杨志浩 刘晓强 张传林 木热地里·马合木提
（1.新疆中亚造山带大陆动力学与成矿预测自治区重点实验室 乌鲁木齐 830017；
2.新疆大学地质与矿业工程学院 乌鲁木齐 830017；
3.河海大学海洋学院 南京 210098）
西昆仑造山带位于青藏高原西北缘，在大地构造位置上属于中国中央造山带（西昆仑—东昆仑—祁连—秦岭—大别—苏鲁造山带）的最西端（姜春发等，2000），其东与东昆仑连接，西与帕米尔高原相邻（图1a）。作为特提斯构造域的重要组成部分，西昆仑造山带自新元古代晚期以来经历了原特提斯、古特提斯及新特提斯等阶段长期的构造演化过程，记录了最完整特提斯构造演化的关键地质信息（潘裕生，1994；
Jiang et al.，2002；
Xiao et al.，2002，2003；
Robinson et al.，2004；
张传林等，2019；
任文林等，2023）。其中，西昆仑造山带早古生代构造演化与原特提斯洋的打开、俯冲、消减及闭合密切相关（潘裕生等，1996；
Mattern et al.，2000；
Jiang et al.，2002；
Xiao et al.，2002，2005；
Zhang et al.，2007，2018a；
Liu et al.，2019，2023；
Yin et al.，2020）。尽管前人对西昆仑早古生代岩浆活动进行了大量研究，然而受限于恶劣的自然环境、不利的交通条件及有限的地质基础资料，学者们对区内原特提斯洋构造演化观点不一，尤其是关于原特提斯洋俯冲极性存在着较大争议。一部分学者认为在中-晚奥陶世西昆仑造山带为原特提斯洋南向俯冲岛弧环境（Liao et al.，2010；
Zhang et al.，2018a，2018b，2019；
张传林等，2019；
Wu et al.，2021），或北向俯冲活动大陆边缘环境（Xiao et al.，2003；
袁超等，2003；
陶再礼等，2022）。还有学者认为早古生代原特提斯洋发生了南北双向俯冲（Xu et al.，2004；
张辉善等，2016，2020；
胡军等，2017；
Zhu et al.，2018；
Xu et al.，2021）。此外，也有学者持有不同观点认为在晚寒武世—早奥陶世原特斯洋发生了由南向俯冲转换为北向俯冲的俯冲极性转变（Xiao et al.，2002，2003）。
具有特殊岩石组合的岩浆岩能够为构造环境的判别提供重要约束，如埃达克岩—高镁安山岩—弧火山岩或与之对应的侵入岩、富Nb 玄武质岩石的共生组合通常与俯冲相关环境有关，被认为是岛弧环境下俯冲板片熔融的产物（Kepezhinskas et al.，1996；
Sajona et al.，1996；
Aguillón-Robles et al.，2001；
Defant and Kepezhinskas，2001）。其中，富Nb 玄武质岩石通常发育于弧前环境中，最近也有高镁安山岩—弧火山岩—富Nb 玄武质岩石组合发育在弧后环境中的报道（Liu et al.，2017；
Gao et al.，2018）。关于富Nb 玄武质岩石的岩石成因目前主要有3 种观点：1）俯冲板片熔融成因埃达克质熔体交代的地幔楔部分熔融（Kepezhinskas et al.， 1996；
Sajona et al.， 1996；
Wang et al.，2007，2008；
Thorkelson et al.，2011；
路增龙等，2020；
Zhang et al.，2022）；
2）亏损地幔与非均质幔源组分（如OIB 和MORB 混合）部分熔融（Paterno，2002）；
3）俯冲沉积物改造的软流圈地幔部分熔融（Zhang et al.，2023）。
近期，笔者所在课题组在西昆仑南部南屏雪山地区新发现一套弧型特征的奥陶纪（476～471 Ma）辉长岩，其中部分样品具典型的富Nb 特征。该套辉长岩能够为我们更好理解西昆仑造山带原特提斯洋构造演化提供重要信息。本文报道了这一新发现的早古生代辉长岩的岩石学、岩石地球化学、全岩Sr-Nd 同位素和锆石U-Pb 年代学，在探讨其岩石成因、源区组成的基础上，为约束西昆仑地区原特提斯洋构造演化提供新的线索。
西昆仑造山带自北向南被昆仑北缘断裂、康西瓦断裂和红山湖—乔尔天山断裂依次划分为北昆仑地体（NKT）、南昆仑地体（SKT）、麻扎尔—甜水海地体（MZT-TSH）及喀喇昆仑地体（KAT）4 个构造单元（图1b；
Jiang et al.，2002；
Zhang et al.，2007；
张传林等，2019）。北昆仑地体又被称为铁克里克地体，位于昆仑北缘断裂以北，被认为是隆起的塔里木基底（Zhang et al.，2007，2016；
Wang et al.，2014），该地体主要由前南华纪结晶基底、南华—寒武纪沉积盖层及古生代沉积岩组成（Zhang et al.，2007，2016；
Wang et al.，2014）。南昆仑地体位于昆仑北缘断裂与康西瓦断裂之间，主要岩石单元为赛图拉群，该群主要由一套变质程度不一的火山—碎屑岩组成（高绿片岩相至角闪岩相），岩石组合包括黑云石英（长石）片（麻）岩、绢云绿泥石英片岩、长石石英变粒岩、斜长角闪（片麻）岩及透辉石大理岩等（张传林等，2019）。由于赛图拉群经历了绿片岩相到角闪岩相为主的变质作用，且在缺少可靠同位素年代学和古生物学证据的前提下，该群长期被认为是前寒武纪基底（新疆维吾尔自治区地质矿产局，1999；
韩芳林等，2004；
崔建堂等，2007；
张占武等，2007）。近期有学者通过对该群中变火山岩及花岗质侵入岩的年代学测定，将该群的主体沉积时代限定为早古生代（Zhang et al.，2019）。由于赛图拉群在岩石组合、沉积年龄、变质程度和变形特征上与西昆仑西段塔什库尔干地体布伦阔勒群较为相似，因此两者被认为共同构成了原特提斯洋南向俯冲过程中形成的巨型早古生代俯冲增生杂岩（Zhang et al.，2018b，2019；
张传林等，2019，2022；
Liu et al.，2023）。
麻扎尔—甜水海地体位于康西瓦断裂和红山湖—乔尔天山断裂之间，主要由太古宇麻扎尔杂岩（Ji et al.，2011；
张传林等，2019）、新元古界甜水海群（Zhang et al.， 2018b；
张传林等，2019）、显生宇沉积岩及侵入其中的各类岩浆岩组成（图1b）。太古宇麻扎尔杂岩以二云母石英长石片（麻）岩、变粒岩及斜长角闪岩互层以及少量黑云石英片岩组成，被840～830 Ma 新元古代花岗（闪长）岩侵入，是目前为止西昆仑唯一确定的早前寒武纪岩石组合（Zhang et al.，2018a；
张传林等，2019）。新元古界甜水海群主要为一套滨海—浅海相变质碎屑岩夹灰岩、大理岩夹硅质岩、灰岩等。甜水海群南侧与志留系温泉沟群呈断层接触，西侧奥陶系冬瓜山组不整合覆盖于甜水海群之上，地层整体呈南倾单斜地层。侵入甜水海群的早古生代辉长岩与花岗岩（～530 Ma；
Hu et al.，2016；
胡军等，2017）及碎屑锆石高精度U-Pb 定年结果（最年轻年龄约为740 Ma；
Zhang et al.，2018b），表明甜水海群的沉积时代在740～530 Ma之间（南华纪）。甜水海群与麻扎尔杂岩共同组成的麻扎尔—甜水海地体被认为是目前为止西昆仑造山带中识别出来的唯一可靠的前寒武纪地体（张传林等，2019，2022），近年来该地体内不同类型早古生代岩浆岩也被逐渐识别出来（Hu et al.，2016；
张辉善等，2016，2020；
胡军等，2017；
和志鹏等，2018；
Liu et al.，2019；
Yang et al.，2022）。
本次研究的辉长岩样品采集于南屏雪山复式岩体（图2）。区内辉长岩呈岩株状、岩脉状侵入至寒武纪花岗质岩中（图3a、图3b）。辉长岩呈灰黑色，细粒至粗粒结构，块状构造，部分含长石或辉石斑晶。主要造岩矿物包括单斜辉石、斜长石、角闪石、黑云母（图3c、图3d），其中单斜辉石含量约15%～25%，粒径0.2～0.6 mm，多呈半自形—自形短柱状，完全解理较为发育；
斜长石含量约35%～45%，粒径0.1～0.5 mm，多为半自形—自形板状或长条状，可见聚片双晶；
角闪石含量约15%～20%，以半自形—它形粒状为主；
黑云母含量约3%～6%，呈片状。
图2 西昆仑南屏雪山地区地质简图（据1∶50 000 区域地质图改绘）Fig.2 Simplified geological map of the Nanpingxueshan area，West Kunlun orogenic belt（modified from the 1∶50 000 regional geological map）
图3 西昆仑南屏雪山辉长岩野外（a、b）和显微（c、d）照片Hb.角闪石；
Cpx.单斜辉石；
Pl.斜长石Fig.3 Field（a，b）and thin section photos（c，d）of the Ordovician gabbro from the Nanpingxueshan area，West Kunlun orogenic belt
2.1 全岩主、微量元素分析
全岩主量、微量元素分析分别在广州澳实矿物实验室和西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。主量元素分析使用X 荧光光谱分析法（XRF），分析前将样品放入偏硼酸锂溶液中熔融，分析结果精度约为±1%，详细分析方法参考Yuan et al.（2010）。微量元素分析使用ELAN DRC-e ICP-MS 测定，分析精度约为±5%，详细分析方法参考Gao et al.（2002）。相关分析结果及参数见表1。
表1 西昆仑南屏雪山地区奥陶纪辉长岩主量元素/%与微量元素/×10-6分析结果Table 1 Major/% and trace elements /×10-6 analysis results of the Ordovician gabbros from the Nanpingxueshan area，West Kunlun orogenic belt
2.2 锆石U-Pb 测年
锆石U-Pb 同位素年龄测试在中国地质调查局天津地质矿产研究所完成，采用激光烧蚀多接收器等离子质谱（LA-MC-ICPMS）完成锆石U-Pb 定年分析。锆石颗粒经过人工重砂、电磁初选后在双目显微镜下手工挑选，在分析前使用环氧树脂将样品固定在玻璃板上并进行抛光处理，使用透射光、反射光及阴极发光（CL）观察锆石内部结构以确定测试点。详细分析方法参考耿建珍等（2011），使用测试的204Pb 含量对所得年龄结果进行普通铅校正（Andersen，2002），U-Pb 谐和图及加权平均年龄计算使用Isoplot 3.0 绘制（Ludwig，2003），数据误差为1σ，置信区间为95%。数据分析结果见表2 及表3。
表2 西昆仑南屏雪山奥陶纪辉长岩（2019KL060.1）LA-MC-ICP-MS 锆石U-Pb 定年结果Table 2 LA-MC-ICP-MS analysis results of zircon U-Pb dating data of the Ordovician gabbros（2019KL060.1）from the Nanpingxueshan area，West Kunlun orogenic belt
表3 西昆仑南屏雪山奥陶纪辉长岩（2019KL060.2）LA-MC-ICP-MS 锆石U-Pb 定年结果Table 3 LA-MC-ICP-MS analysis results of zircon U-Pb dating data of the Ordovician gabbros（2019KL060.2）from the Nanpingxueshan area，West Kunlun orogenic belt
2.3 全岩Sr-Nd 同位素分析
全岩Sr-Nd 同位素分析在中国地质调查局天津地质矿产研究所使用多接收电感耦合等离子体质谱仪（MC-ICPMS）完成，详细分析方法参考Li et al.（2004）。
使用86Sr/88Sr = 0.119 4 和146Nd/144Nd =0.721 9 对Sr 和Nd 同位素比值进行校正。分别采用国际标样NBS-987 标准87Sr/86Sr = 0.710 25 和JNdi-1标准143Nd/144Nd = 0.512 115 对87Sr/86Sr 和146Nd/144Nd进行校正。同位素分析结果见表4。
表4 西昆仑南屏雪山奥陶纪辉长岩全岩Sr-Nd 同位素分析结果Table 4 Whole-rock Sr-Nd isotopic compositions of the Ordovician gabbros from the Nanpingxueshan area，West Kunlun orogenic belt
3.1 主、微量元素特征
8 件辉长岩样品的主量、微量元素分析结果见表1。野外和镜下观察表明辉长岩样品受后期蚀变作用较为强烈，可能会对活动性元素含量产生影响，因此本文使用不活动性元素对南屏雪山辉长岩岩石类型及成因进行讨论和判别。在扣除烧失量重新100%标准化后，南屏雪山辉长岩样品SiO2含量在51.27%～56.65%之间，平均含量为53.65%；
Al2O3含量在14.32%～16.91% 之间，平均含量为15.56%；
MgO 含量在2.98%～7.59%，平均含量为5.05%；
TiO2含量在1.2%～2.53%，平均含量为1.77%；
K2O 含量在0.94%～1.72%之间，平均含量为1.37%；
Na2O 含量在3.07%～4.23%，平均含量为3.68%（表1）。在TAS 图解中（图4a），由于辉长岩样品SiO2含量较高，8 件辉长岩样品大多落在辉长岩/辉长闪长岩区域；
在AFM 图解中（图4b）所有辉长岩样品表现出拉斑系列趋势。
图4 西昆仑南屏雪山地区奥陶纪辉长岩TAS（a.据Middlemost，1994）和AFM 图解（b.据Irvine and Baragar，1971）Fig.4 TAS（a.after Middlemost，1994）and AFM（b.after Irvine and Baragar，1971）diagrams of the Ordovician gabbros from the Nanpingxueshan area，West Kunlun orogenic belt
南屏雪山辉长岩样品稀土元素含量（ΣREE）较高，为80.3×10-6～82.75×10-6，在球粒陨石标准化稀土元素配分图上（图5a），样品呈现明显的轻稀土富集（（La/Yb）N= 2.85～4.11）、重稀土相对亏损（（Ho/Yb）N= 1.07～1.15）及轻微负Eu 异常（Eu/Eu*= 0.72～0.97）的右倾型配分型式。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中（图5b），辉长岩样品显示出富集大离子亲石元素（Rb、Th、U、K）和轻稀土元素，明显亏损Nb、Ta、Sr 等元素，具明显的Nb-Ta 槽（Nb/La = 0.39～0.53），P、Ti 表现出轻微亏损，表现出典型弧型岩浆岩特征。
图5 西昆仑南屏雪山辉长岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式图（a）和原始地幔标准化微量元素蛛网图（b）（标准化数值据Sun and McDonough，1989）N-MORB、E-MORB 和OIB 值据Sun and McDonough，1989；
冲绳海槽玄武岩数据据Shinjo et al.，1999，代表初始伸展阶段弧后盆地玄武岩；
马里亚纳海槽玄武岩数据据Straub et al.（2015），代表成熟扩张阶段弧后盆地玄武岩Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns（a）and primitive mantle-normalized trace element spidergram（b）of the Ordovician gabbros from Nanpingxueshan area，West Kunlun orogenic belt（normalization values after Sun and McDonough，1989）
相较于典型岛弧玄武岩，辉长岩中有5 个样品具有较高的Nb 含量（7.64～14.08），Nb/Ta 比值（14.67～18.14），Nb/U 比值（4.7～12.82）与Nb/La比值（0.48～0.53）较高，（Nb/La）N比值在0.46～0.51 之间，基本符合富Nb 玄武岩特征（Sajona et al.，1993，1996）。虽然富Nb 辉长岩的稀土元素及微量元素总量较高，但南屏雪山辉长岩的稀土元素配分曲线与微量元素蛛网图整体上较为一致（图5a、图5b），均类似于冲绳海槽弧后盆地玄武岩配分模式（Shinjo et al.，1999）。
3.2 锆石U-Pb 年龄
对南屏雪山奥陶纪辉长岩进行了锆石U-Pb 定年分析（2019KL060.1 和2019KL060.2），详细分析结果见表2 及表3。2019KL060.1 样品中锆石粒径约70～150 μm，长宽比约为1.5∶1～2∶1，透明无色，以自形—半自形柱状晶型为主。阴极发光图像显示这些锆石发育有清晰的岩浆振荡环带，结合较高的Th/U 比值（0.27～1.08），表明其为典型的岩浆成因锆石。
对该样品进行了锆石LA-MC-ICPMS U-Pb 同位素测试，其Th（225×10-6～2 603×10-6）、U（832×10-6～3 103×10-6）与232Th/238U值（0.27～1.09）变化较大。在33 个测试点中有3 个点的锆石年龄谐和度较差（2019KL060.1.10、2019KL060.1.14、2019KL060.1.19），可能是这些锆石的207Pb 含量较低导致的。其余30 个分析点得到的206Pb/238U 年龄范围介于482～465 Ma 之间，绝大部分分析点均位于206Pb/238U 和207Pb/238U 谐和线上，其加权206Pb/238U 年龄为471.5±2.3 Ma（MSWD =0.33；
图6a）。
图6 南屏雪山辉长岩锆石U-Pb 年龄谐和图与加权年龄直方图Fig.6 Concordia diagrams of zircon U-Pb ages and histograms of 206Pb/238U age for the Nanpingxueshan gabbros
图7 西昆仑南屏雪山奥陶纪辉长岩Harker 图解Fig.7 Harker diagrams of the Ordovician Nanpingxueshan gabbros，West Kunlun orogenic belt
2019KL060.2 样品中锆石粒径约50～130 μm，长宽比约为1∶1～2∶1，透明无色，以柱状晶型为主，自形程度较好。在阴极发光图像下表现出明显的岩浆振荡环带，Th/U 比值较高（0.38～2.43），具典型岩浆成因锆石特征。LA-MC-ICPMS分析结果显示，其具有变化范围较大的Th（140×10-6～15 417×10-6）、U（325×10-6～6 354×10-6）与232Th/238U值（0.38～2.42）。在32个测试点中有3个点206Pb/238U年龄较老或年轻（2019KL060.2.6、2019KL060.2.11、2019KL060.2.26），3 个点206Pb/238U 和207Pb/235U 年龄不 谐 和 （2019KL060.2.9、 2019KL060.2.27、2019KL060.2.29）。其余26 个分析点206Pb/238U 年龄范围介于482～462 Ma 之间，所有分析点表现出较好的谐和性，其加权206Pb/238U 年龄为476.1±2.2 Ma（MSWD = 0.68；
图6b）。该年龄与2019KL060.1 年龄在误差范围内一致，代表了南屏雪山辉长岩结晶年龄。
3.3 全岩Sr-Nd 同位素特征
对南屏雪山辉长岩进行了全岩Sr-Nd 同位素分析，分析结果见表4。辉长岩样品显示出较高的初始87Sr/86Sr 值（0.706 4～0.709 9）和亏损的εNd（t）值（2.84～4.04）（图9d， 表4）。
样品中147Sm/144Nd（0.147～0.155 9）、143Nd/144Nd（0.152 6～0.152 7）和εNd（t）值（2.84～4.04）变化范围较小，87Sr/86Sr（t）值（0.703 6～0.709 4）变化范围较大，二阶段Nd 模式年龄（TDM2）为0.97～0.87 Ga。
4.1 蚀变影响及AFC 过程
南屏雪山辉长岩LOI 值（0.66%～1.88%）变化较为明显，且在薄片中能够观察到明显蚀变现象，因此，需要讨论蚀变对其地球化学组成尤其是对活动性元素的影响。在低级变质作用和蚀变等岩浆后期作用过程中，Zr 是最不易移动的元素，因此常用Zr 元素与其他元素之间的相关性来判断元素迁移性（Pearce， 1982；
Pearce et al.， 1992；
Pearce and Stern，2006）。如图8 所示，Zr 与高场强元素（如Nb）、稀土元素（如Nd）、Hf 等表现出明显的正相关关系，而与一些大离子亲石元素（如Rb、Ba、Sr）及K2O、Na2O 没有显著相关性，表明南屏雪山辉长岩在后期岩浆活动过程中高场强元素、稀土元素及Hf 等元素相对稳定，可用于岩石成因的讨论。
图8 西昆仑南屏雪山辉长岩Zr-K2O、Zr-Na2O、Zr-Rb、Zr-Nb、Zr-Th、Zr-Ba、Zr-Hf、Zr-Nd、Zr-Sr 图解Fig.8 Zr-K2O，Zr-Na2O，Zr-Rb，Zr-Nb，Zr-Th，Zr-Ba，Zr-Hf，Zr-Nd，Zr-Sr diagrams of the gabbros from Nanpingxueshan，West Kunlun orogenic belt
本次研究的镁铁质岩石样品显示出较高的SiO2含量（50.43%～56.34%），变化较大的MgO（2.95%～7.47%）、Cr（5.33×10-6～255.48×10-6）、Ni（2.32×10-6～60.8×10-6）及REE 总量（82.70×10-6～180.34×10-6），暗示其原岩岩浆可能经历了同化混染和分离结晶（AFC）过程。南屏雪山辉长岩具有较高的SiO2值，且具有明显的Nb、Ta 等高场强元素负异常及低的Nb/La 比值（0.39～0.53），暗示其源区或在其侵位过程中可能存在大陆地壳物质或俯冲板片物质的参与。在AFC 过程中，εNd（t）值与Mg#一般表现为正相关关系（DePaolo，1981），然而在εNd（t）-Mg#图解中，南屏雪山辉长岩正相关关系并不明显（图11a），εNd（t）为正值且变化范围较小，表明辉长岩岩浆在上升过程中并未发生明显的同化混染。大陆地壳有着较低的εNd（t）、Nb/La与Nb/Th 比值，较高的87Sr/86Sr（t）值（Rudnick and Gao，2003），因此大陆地壳的同化混染作用会明显导致εNd（t）、 Nb/La 与Nb/Th 比值的降低与87Sr/86Sr（t）值的升高。然而，南屏雪山辉长岩的εNd（t）、Nb/La 及Nb/Th 比值均并未发生明显变化（图9a、9d，图11b），进一步表明在其形成过程同化混染作用并不明显。在Nb/U-Nb 图解中（图9b），南屏雪山弧型辉长岩Nb/U 值（4.7～12.82）与甜水海弧型辉长岩比值较为接近，且两者均具有较低的Nb/La 值（＜0.6），暗示其地幔源被俯冲板片相关物质交代，而非是受地壳物质同化混染影响。
图9 南屏雪山辉长岩Nb/La-MgO（a）、Nb/U-Nb（b）、Th/Yb-Nb/Yb（c.据Pearce，1982）和全岩εN（dt）-87Sr/86S（rt）（d）图解图a，b 中岛弧玄武岩据Kepezhinskas et al.，1996；
甜水海地体弧型辉长岩与辉长岩脉数据据Zhang et al.，2018a 和Liu et al.，2019；
N-MORB、E-MORB、OIB 数据据Sun and McDonough，1989；
大洋沉积物数据据Hofmann，2007Fig.9 Nb/La-MgO（a），Nb/U-Nb（b），Th/Yb-Nb/Yb（c.after Pearce，1982）and whole-rock εN（dt）-87Sr/86S（rt）（d）diagrams of gabbros from Nanpingxueshan
图10 南屏雪山辉长岩2Nb-Zr/4-Y 三端元图解（a.据Meschede，1986）与V（-Ti/1000）图解（b.据Shervais，1982）图a 中，A1.板内碱性玄武岩；
A2.板内碱性玄武岩与拉斑玄武岩；
B.地幔柱洋中脊玄武岩；
C.板内拉斑玄武岩与火山弧玄武岩；
D.火山弧玄武岩与正常洋中脊玄武岩；
图b 中，IAT.岛弧拉斑玄武岩；
MORB.洋中脊玄武岩；
OIB.洋岛玄武岩；
BBAB.弧后盆地玄武岩冲绳海槽玄武岩及马里亚纳海槽玄武岩数据来源同图5；
弧后盆地玄武岩数据据Shervais，1982Fig.10 2Nb-Zr/4-Y triangular diagram（a.after Meschede，1986）and V（-Ti/1000）diagram（b.after Shervais，1982）of the gabbros from Nanpingxueshan
图11 南屏雪山奥陶纪辉长岩εNd（t）-Mg#（a）、MgO-Nb/Th（b）、La-La/Sm（c）与La/Sm-Nb（d）判别图解Fig.11 εNd（t）-Mg#（a），MgO-Nb/Th（b），La-La/Sm（c）and La/Sm-Nb（d）diagrams for the Ordovician gabbros from Nanpingxueshan area
在Harker 图解（图7）中，南屏雪山辉长岩MgO与Cr、Ni 含量显示为正相关关系，表明可能存在橄榄石和/或斜方辉石的分离结晶，此外MgO 与Fe2O3、TiO2含量呈负相关关系，暗示存在Fe-Ti 氧化物分离结晶作用。值得注意的是，样品中富Nb特征的辉长岩的SiO2、CaO、Al2O3、Cr、Ni 和MgO与其他正常弧型辉长岩相同元素之间线性关系较为明显，并且富Nb 辉长岩SiO2含量更高，MgO 含量更低，表明富Nb 辉长岩可能是由正常弧型辉长岩演化形成的。同时分离结晶模式也不能解释富Nb 辉长岩REE、Nb 含量较高的情况。此外，在La-La/Sm 及La/Sm-Nb 图解中（图11c、图11d）辉长岩表现出部分熔融趋势而非分离结晶也证明了这一点。综上所述，我们认为南屏雪山辉长岩在形成过程中并未受到明显的地壳混染与分离结晶影响。
4.2 岩浆源区及成因
南屏雪山辉长岩具有相对亏损的全岩Nd 同位素（εNd（t）= 2.84～4.04），在微量元素蛛网图上表现出明显的Nb-Ta 亏损，富集轻稀土元素与大离子亲石元素，亏损高场强元素，呈典型弧型特征（图5b；
Rudnick and Gao，2003）。这些特征可归因于：1）地壳物质的同化混染作用（Rudnick and Gao，2003）；
2） 再循环沉积物或俯冲带流体/熔体交代作用对岩浆源区的影响（Hawkesworth et al.，1997）；
3）含Ti 氧化物（如金红石）的分离结晶作用。如前文所述，可以排除地壳混染和分离结晶的影响。南屏雪山辉长岩表现出的微量元素与稀土元素配分模式（图5）及全岩Nd 同位素（图9d）与甜水海弧型辉长岩地球化学及同位素特征较为相似（图9a、 图9b、 图9d；
Zhang et al.， 2018a，2018b；
Liu et al.，2019），表明两者可能有着相同的地幔源区，即均来自于被俯冲带流体/熔体交代的亏损地幔端元。
上文提及南屏雪山辉长岩并未受到明显的大陆地壳同化混染影响，Ishizuka et al.（2003）认为俯冲板片物质有可能直接参与到弧后盆地地幔源区的部分熔融从而改变地幔源区物质组成。南屏雪山辉长岩的Ce/Pb、Nb/U 与Nb/La 比值偏低也说明岩浆源区存在俯冲板片物质的加入。在Th/Yb-Nb/Yb图解中所有样品均位于MORB-OIB 趋势线之上，显示出较高的Th/Yb（0.57～1.42）和Nb/Yb（1.84～2.78）比值，进一步表明俯冲板片物质对地幔源区的贡献（图9c；
Pearce，1982）。一般认为，俯冲板片成因流体更加富集流体活动性元素（如Rb、Sr、Ba、U 等），而俯冲板片成因富水熔体更加富集Th及LREE（Elliott et al.，1997；
Hawkesworth et al.，1997；
Singer et al.，2007；
Zheng，2019）。如图12所示，南屏雪山辉长岩具有变化较大的Ba/Th（36.27～103.84）、相对稳定的Th/Nb（0.22～0.6）及（La/Yb）N（2.86～4.11），两者表现出熔体相关富集趋势，表明俯冲板片交代介质应为板片熔体而非板片流体。结合较为亏损的Nd 同位素（εNd（t） =2.84～3.18）与微量元素特征，我们认为南屏雪山辉长岩岩浆源区可能为受俯冲板片熔体不同程度交代的亏损地幔。
图12 南屏雪山辉长岩Ba/Th-（La/Yb）N（a）与Ba/Th-Th/Nb（b）判别图解Fig.12 Ba/Th-（La/Yb）N（a）and Ba/Th-Th/Nb（b）diagrams for gabbros from Nanpingxueshan
值得注意的是，尽管南屏雪山弧型辉长岩Nb含量差异较为明显，但其具有相似的Nb/La 比值（图9a），可能是由于分离结晶或部分熔融程度不一所致。由于弧型辉长岩MgO 与Nb 之间并未显示出明显的相关性，不大可能是分离结晶导致。两种类型（富Nb 与正常弧型）辉长岩的La/Sm 与Nb 之间的正相关关系（图11d）表明Nb 含量随着部分熔融程度的增加而增加，因此它们的成因可能与交代地幔部分熔融程度有关。
对于富Nb 辉长岩，在原始地幔均一标准化图中具明显Nb-Ta 负异常（图5b），低Nb/La（0.48～0.53）与高的Na2O/K2O 比值表明其地幔源区不存在类似于OIB 的组分，不大可能是由亏损地幔与非均质幔源组分（如OIB 和MORB 混合）部分熔融所形成。俯冲沉积物在高场强元素壳幔循环过程中起着重要作用（Zhang et al.，2023），沉积物熔体具高Th/Ce 值（＞0.1）、极低的Nb/La（＜0.1）和负的εNd（t）值（Plank and Langmuir，1998），这些地球化学与同位素特征与富Nb 辉长岩不一致，因此也不大可能是由俯冲沉积物改造软流圈地幔形成。相较于板片流体，板片熔体中富集更多的Nb 和Ti，富Nb-Ti 板片熔体交代上覆地幔楔能够产生富Nb、Ti 和Na2O 的角闪石和钛铁矿，含Nb-Ti 的角闪石在进一步的地幔熔融过程中分解形成富铌玄武质熔体（Sajona et al.，1994，1996；
Polat and Kerrich，2001）。因此，我们认为南屏雪山富Nb 辉长岩成因更偏向于含铌的俯冲板片熔体交代上覆地幔橄榄岩后发生部分熔融形成，这也与南菲律宾地区发现的富铌玄武质熔岩成因有一定相似之处（Paterno，2002）。
4.3 构造属性
南屏雪山辉长岩在2Nb-Zr/4-Y 三端元图解中均落入板内拉斑玄武岩和火山弧玄武岩区域（图10a），同时在AFM 图解中具典型拉斑趋势（图4b）。弧后盆地玄武岩（BABB）形成于汇聚型板块边界，在早期演化过程中由于受俯冲板块影响较大，其微量元素地球化学特征通常表现为典型岛弧玄武岩特征（俞恂等，2020）。全岩地球化学特征显示辉长岩具有高的Ti/V 比值（35.87～63.29），在Ti/V 图解中样品基本落入弧后盆地玄武岩区域，具有弧后或弧前盆地玄武岩特征（图10b；
Shervais，1982），表明其形成于伸展构造环境。通常认为，弧前与弧后盆地玄武岩在以下两个方面存在差异（Tamura et al.，2005；
Ishizuka et al.，2009；
Reagan et al.，2010）：1）弧前盆地玄武岩多以低钾拉斑系列为主，弧后盆地玄武岩则以中钾拉斑至钙碱性系列为主，且有着更高的K2O、Na2O、Zr/Ti、Ti/V 值；
2）弧前玄武岩相较于弧后盆地玄武岩更加亏损大离子亲石元素，Nb、Th、U 含量较高，这与南屏雪山辉长岩地球化学特征明显不符（图5b）。在空间分布上，弧前盆地更加接近缝合带的位置。年代方面，弧前盆地的形成时代与大洋俯冲起始时间较为接近。然而，南屏雪山辉长岩所在位置远离缝合带，且其年龄（476～471 Ma）相较于原特提斯洋南向俯冲起始时间（约530 Ma；
Zhang et al.，2018a，2018b，2019；
Liu et al.，2019）较为年轻。在稀土元素配分模式和微量元素蛛网图中（图5a、图5b），不同于以马里亚纳海槽玄武岩为代表的成熟扩张阶段弧后盆地玄武岩，南屏雪山辉长岩稀土与微量元素配分模式更接近以冲绳海槽弧后盆地玄武岩为代表的初始伸展环境下弧后盆地玄武岩。因此，从地球化学特征和区域地质背景来看，我们认为南屏雪山奥陶纪辉长岩更可能形成于初始弧后伸展环境中，代表着弧后盆地的打开。
西昆仑造山带在早古生代经历了俯冲、增生、碰撞、闭合过程，形成了复杂的海沟—弧—弧后盆地体系，这一过程与原特提斯洋构造演化密不可分（潘裕生等，1996；
Xiao et al.，2003；
Liao et al.，2010；
Liu et al.，2019），然而长期以来前人对原特提斯洋洋盆所在位置观点不一。部分学者认为库地—其曼于特蛇绿岩带代表了原特提斯洋盆，是原特提斯早期演化的产物（Yuan et al.，2002；
杨军等，2015），而康西瓦—苏巴什蛇绿岩带则代表了弧后盆地。也有学者持有不同观点，认为库地—其曼于特蛇绿岩是弧后盆地闭合后的产物，相反麻扎—康西瓦—苏巴什蛇绿岩代表了原特提斯洋盆（Wang et al.，2001；
Yang et al.，2020；
Zha et al.，2022；
Sui et al.，2023）。在笔者的模式中，康西瓦断裂一线可能为原特提斯的初始俯冲带位置，随着早期原特提斯增生造山作用，以南昆仑为代表的增生杂岩的形成使得俯冲带迅速北移，而库地蛇绿岩是原特提斯洋盆的残留，被增生至增生杂岩内。至于苏巴什蛇绿岩，可能与库地蛇绿岩一样，作为原特提斯洋在西昆仑造山带最东端的残余洋组分增生在临近地体内。
侵入甜水海群北侧的530～520 Ma 大陆弧型辉长岩表明原特提斯洋南向俯冲开始于530 Ma 前，代表着初始俯冲的开始，这一过程导致了麻扎尔—甜水海地体北缘初始岩浆弧的形成（图13a；
Hu et al.， 2016；
Zhang et al.， 2018a， 2018b， 2019；
Liu et al.，2019，2023；
任文林等，2023）。约476 Ma 时随着原特提斯洋持续南向俯冲，俯冲板片后撤，板片俯冲角度增加，在甜水海地体内诱发了初始弧后伸展，导致了弧后盆地的打开，从而形成奥陶纪南屏雪山富Nb 辉长岩与正常弧型辉长岩。位于甜水海群西南侧的465 Ma 冬瓜山群OIB 型枕状玄武岩（Yang et al.，2022）则代表着弧后盆地的形成，南屏雪山弧型辉长岩形成时间早于OIB 型枕状玄武岩约15～10 Ma，则暗示了弧后岩石圈的初始伸展。奥陶纪辉长岩侵入至新元古界甜水海群中。空间上冬瓜山群主要位于新元古界甜水海群西南侧，而辉长岩所在的南屏雪山侵入杂岩主要位于甜水海群内（图1）；
时间上辉长岩（476～471 Ma；
本文）相较于OIB（465 Ma；
Yang et al.，2022）早了约15～10 Ma。冬瓜山群枕状构造OIB 表明了这一地区奥陶纪洋盆的发育。结合辉长岩与冬瓜山群对新元古界甜水海群的相对位置和冬瓜山群内OIB 形成时间，以476～471 Ma 辉长岩为标志甜水海群（前寒武沉积地层）内产生了初始弧后伸展作用，洋盆（OIB）的出现则说明了这一伸展作用的加强。因此冬瓜山群OIB 型枕状玄武岩与南屏雪山弧型辉长岩均形成于弧后伸展环境。原特提斯洋长期南向俯冲在麻扎尔—甜水海地体北侧则表现为早古生代巨型增生楔（南昆仑地体）的形成，485～440 Ma 时随着俯冲板片后撤，弧岩浆活动逐渐向北从甜水海地体向南昆仑地体迁移，形成南昆仑地体内岛弧花岗岩、辉长岩体系和甜水海地体弧后盆地体系，库地蛇绿岩则作为增生杂岩的一部分就位于该增生楔中（图13b）。440 Ma 时以南昆仑地体内广泛发育的角闪岩相—麻砾岩相变质作用为代表，北昆仑地体与甜水海地体最终碰撞（Zhang et al.，2019；
张传林等，2019）。
图13 西昆仑造山带早古生代原特提斯洋构造演化图Fig.13 Tectonic evolution map of the Early Paleozoic Proto-Tethys Ocean in the West Kunlun orogenic belt
综上所述，我们认为甜水海地体内弧型辉长岩（530 Ma）—富Nb 辉长岩（476～471 Ma）—OIB 型枕状玄武岩（465 Ma）的岩石组合可能记录了原特提斯洋南向俯冲作用下从大陆弧裂解到弧后盆地扩张的演化过程。
（1）南屏雪山辉长岩锆石U-Pb 年龄为476.1±2.2 Ma～471.5±2.3 Ma，形成于早奥陶世。
（2）南屏雪山辉长岩具典型弧型特征，岩浆源区为受俯冲板片熔体不同程度交代的亏损地幔，交代地幔发生减压熔融后形成弧型辉长岩，其中富Nb 特征辉长岩部分熔融程度更高。
（3）早奥陶世弧型辉长岩是早古生代原特提斯洋南向俯冲过程中于甜水海地体内引发的弧后初始伸展环境下的产物。约476 Ma 时俯冲大洋板片开始回撤，引起甜水海弧岩浆活动的北向迁移、软流圈物质上涌和弧后盆地的打开。
（4）西昆仑造山带甜水海地体内早古生代弧型辉长岩（约530 Ma）—富Nb 弧型辉长岩（476～471 Ma）—OIB 型枕状玄武岩（约465 Ma）的岩石组合可能记录了原特提斯洋南向俯冲作用下从大陆弧裂解到弧后盆地扩张的演化过程。
致 谢微量和稀土元素测试得到西北大学大陆动力学国家重点实验室董云鹏教授的大力支持；
全岩Sr-Nd 同位素分析受到天津地质矿产研究所刘文刚博士的帮助；
匿名审稿人百忙之中对本文审阅并提出的宝贵意见，使本文内容和结果更加合理、充实。在此向他们致以衷心的感谢。
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