祁连山蛇绿岩带和原特提斯洋演化*

宋述光 吴珍珠 杨立明 苏犁 夏小洪 王潮 董金龙 周辰傲 毕衡哲

1. 教育部造山带与地壳演化重点实验室，北京大学地球与空间科学学院，北京 1008712. 中国地质大学科学研究院，北京 1000831.

作为古洋壳碎片，蛇绿岩在古大洋的识别和重建，例如，大洋的形成、扩张和闭合，俯冲带的发展，以及大陆造山带的形成过程等方面，起着不可替代的关键作用，也是碰撞和增生造山带中作为识别汇聚板块边界的最主要标志(Dilek, 2003; Dileketal., 2007; Lister and Forster, 2009; Dilek and Furnes, 2011; Songetal., 2015)。Dilek and Furnes (2011)将蛇绿岩划分为最基本的两种类型：与俯冲带无关的蛇绿岩和与俯冲带相关的蛇绿岩。与俯冲带无关的蛇绿岩产生的环境包括两个亚类：大陆边缘残余洋壳和大洋中脊，它们具有正常和富集特征的洋中脊玄武岩特征，另一个亚类是地幔柱型，包括地幔柱叠加的洋中脊(如冰岛)和洋底高原，它们具有微量元素更加富集的板内玄武岩(WPB)或洋岛玄武岩(OIB)和苦橄岩。与俯冲带相关的蛇绿岩也被称为SSZ型蛇绿岩，主要产生于俯冲带的后侧，包括弧前和弧后两种扩张环境。

图1 祁连山地质图及构造单元分区(据Song et al., 2013修改)Fig.1 Geological map and tectonic units of the Qilian Orogen (modified after Song et al., 2013)

秦祁昆洋是原特提斯洋(Proto-Tethys Ocean)的重要组成，祁连山在我国蛇绿岩和板块构造研究中有着十分重要的地位。肖序常先生及其合作者(肖序常等，1974, 1978)首次报道了北祁连山地区所发现的蓝闪片岩带、蛇绿岩套和混杂堆积, 确定北祁连山是中国境内最典型的古板块俯冲带之一，为推动我国板块构造理论的研究做出了重要贡献。与此同时及之后，王荃和刘雪亚(1976)、董必谦和邱凤岐(1984)、冯益民和何世平(1995a, b，1996)、张旗等(1997)、Zhangetal. (1998)、张旗和周国庆(2001) 先后讨论了本区蛇绿岩套的岩石学、地球化学、形成时代和构造意义；李春昱等(1978)、左国朝(1986)、左国朝和刘寄栋(1987)、冯益民和何世平(1996)、许志琴等(1994) 探讨了本区造山带的发展演化过程。夏林圻等(1991a, b，1995, 1996, 1998; Xiaetal., 2003, 2016) 对北祁连山海相火山岩的岩石学、地球化学、同位素年代学、构造环境等方面进行了较全面的研究，提出从早古生代早期裂谷、中期有限洋盆到晚期俯冲碰撞的演化模式，并划分出沟-弧-盆体系。高压变质岩石的研究再次确证了祁连山属于大洋闭合的缝合带，经历了大洋冷俯冲、岛弧和弧后盆地发展和扩张的过程，为典型的增生型造山带(Songetal., 2006, 2013; Zhang and Meng, 2006; Zhangetal., 2007; Xiaoetal., 2009)。

1 祁连山蛇绿岩的区域地质背景和分带

如图1所示，祁连造山带的北侧为河西走廊沉降带，其基底的性质不明，向北以龙首山断裂与阿拉善地块分隔。位于阿拉善地块与柴达木地块之间的祁连造山带可以划分为：(1)北祁连增生杂岩带；(2)中祁连地块；(3)南祁连增生杂岩带；(4)全吉(欧龙布鲁克)地块；(5)柴北缘超高压变质带(图1)。

图2 秦-祁-昆造山带地质简图及祁秦增生杂岩带展布(据Song et al., 2017)Fig.2 Simplified geological map of the Qin-Qi-Kun Orogenic Belt and extension of the Qi-Qin Accretionary Belt (after Song et al., 2017)

北祁连增生杂岩带由550～450Ma的蛇绿岩，520～440Ma岛弧岩浆岩和高压变质带组成。根据产出位置和岩石组合，北祁连山高压变质岩石被划分为九个泉低级蓝片岩带和野牛沟-百经寺高级蓝片岩-榴辉岩带(Wuetal., 1993; 宋述光, 1997; Songetal., 2009a)。九个泉低级蓝片岩带由甚低温带硬柱石-绿纤石蓝片岩组成，形成温压条件：T<350℃，P=0.6～1.2GPa (吴汉泉等，1990; Wuetal., 1993; Songetal., 2009a; Zhangetal., 2009)，蓝闪石Ar-Ar年龄为417Ma (Linetal., 2010)。在清水沟-百经寺一带榴辉岩和蓝片岩形成年龄为490～440Ma (Liouetal., 1989; 张建新等，1997;宋述光等, 2004; Liuetal., 2006; Songetal., 2006; Zhangetal., 2007; Linetal., 2010)，榴辉岩硬柱石及泥质片岩中镁纤柱石的发现证明北祁连山是全球最老的大洋冷俯冲带之一(Zhang and Meng, 2006; Songetal., 2007, 2009a; Zhangetal., 2007)。

祁连造山带从北向南分布有3条平行排列的蛇绿岩亚带：(1)南部南祁连洋底高原-洋中脊-弧后蛇绿岩混杂带；(2)中部托勒山洋中脊型蛇绿岩带；(3)北部走廊南山SSZ型蛇绿岩带。3个蛇绿岩带分别代表了新元古代-早古生代祁连洋演化历史不同环境的产物，对了解秦祁昆构造域原特提斯洋的形成和演化过程有重要意义。

2 南部南祁连洋底高原-洋中脊-弧后蛇绿岩混杂带

南部蛇绿岩带(也可以称之为南祁连蛇绿岩带)从东部的甘肃永靖，经青海的拉脊山，青海湖北侧的刚察和海晏，向西延伸至盐池湾的大道尔吉一带。事实上，南部蛇绿岩带展布于任纪舜等(1980)划分的中祁连地块与南祁连冒地槽褶皱带之间的分界线上，而南祁连冒地槽沉积岩地层是被动陆缘和俯冲带之间的沉积盆地。早期的研究主要局限于拉脊山一带(邱家骧等，1995；杨巍然等，2002)，近年来研究表明，南祁连是一条与北祁连平行的俯冲增生杂岩带(付长垒等, 2014; Wangetal., 2017; Songetal., 2017; Zhangetal., 2017; Fuetal., 2018; Yanetal., 2019; Yangetal., 2019)。该杂岩带带向东与西秦岭的早古生代蛇绿杂岩带(董云鹏等, 2007; Dongetal., 2011; Yangetal., 2018)相连，由蛇绿岩和奥陶纪(470～440Ma)洋内弧火山岩组成(Songetal., 2017; Yangetal., 2018, 2019; Yanetal., 2019), Songetal. (2017)将其定义为“祁秦增生杂岩带”(图2)。该蛇绿岩带由西向东断续分布，分别为大道尔吉蛇绿岩地体、木里蛇绿岩地体、刚察蛇绿岩地体、拉脊山蛇绿岩地体和永靖蛇绿岩地体。达道尔吉蛇绿岩的资料较少，刚察地体只是一些蛇绿岩碎片，部分位置上的岩石经历了强烈的变形而难以识别。在东部拉脊山和永靖地区出露好，规模较大，岩石新鲜，可以作为南部蛇绿岩带的代表。该蛇绿岩混杂带的形成年龄可以分为两个阶段，早期蛇绿岩形成于535～490Ma, 为俯冲带无关的蛇绿岩组合，形成于洋底高原和洋中脊。晚期蛇绿岩460～440Ma，形成于俯冲带环境，为弧后伸展的SSZ型蛇绿岩。

2.1 拉脊山蛇绿岩

拉脊山蛇绿岩位于青海西宁市南部，西起日月山, 东至民和官亭，全长超过200km，宽10～30km，两侧被断裂所限，中间发育有早古生代火山岩和蛇绿岩套。拉脊山通常被认为是一个独立的、与祁连山平行的加里东期造山带(邱家骧等，1995; 邓清禄和杨巍然，1998; 杨巍然等，2002)。其北侧为前寒武纪湟源群和湟中群, 前者为一套中级变质片麻岩、片岩、变粒岩、大理岩，后者为一套低级变质石英岩、千枚岩、绢云石英片岩系。湟源群变质火山岩中测得单颗粒锆石U-Pb同位素年龄为910±6.7Ma，侵位于煌源群中的响河尔花岗岩的锆石U-Pb同位素年龄为917±12Ma (郭进京等，1999)。拉脊山蛇绿岩的南部为化隆群，是一套经过强烈韧性改造的中深变质岩，主要由TTG质片麻岩、云母片岩、斜长角闪岩、变粒岩、石英岩和石墨大理岩组成。

拉脊山地区的岩石组合可以划分为两部分：寒武纪蛇绿岩组合和奥陶纪岛弧火山岩-深成岩组合。二者在野外呈构造断层接触。拉脊山蛇绿岩在剖面上岩石组成并不完整，大部分地区只有枕状熔岩+放射虫硅质岩组成的蛇绿岩上部岩系，而下部堆晶辉长岩产出较少，超基性岩呈岩块产出于不同部位，并零星分布于全区，典型代表为元石山超基性岩体。

超基性岩 位于拉脊山蛇绿岩带北侧的元石山一带，岩体的出露面积约2km2，透镜状产出。岩体的北侧是拉脊山蛇绿岩的边界断层，并发育有红土型氧化镍矿。岩石类型主要有两部分：(1)蛇纹石化辉石橄榄岩；(2)橄榄辉石岩-辉石岩堆晶岩组合。

蛇纹石化橄榄岩 主要为方辉橄榄岩，由橄榄石(60%～70%), 斜方辉石(10%～35%)及少量单斜辉石(<5%)和尖晶石(<3%)组成。橄榄石大部分被蛇纹石化，部分岩石具有橄榄石残晶。橄榄石的Fo值为88～89，比大洋深海地幔橄榄岩的Fo值(89～91)略低，而且NiO的含量也低于深海橄榄岩的橄榄石。

橄榄辉石岩 主要为橄榄单斜辉石岩，由橄榄石(15%～30%)、单斜辉石(50%～70%)、斜方辉石(10%～15%)和少量尖晶石(1%～3%)组成。电子探针成分分析显示橄榄石的镁端元组分Fo值为84左右，远远低于大洋地幔橄榄岩的Fo值(88～90)，说明这些橄榄辉石岩是超基性堆晶岩，是岩浆房堆晶的产物。尖晶石的Cr指数为0.55～0.70，高于大洋地幔橄榄岩和玄武岩，形成于比洋中脊橄榄岩更亏损的地幔源区。辉石以单斜辉石为主，主要投入透辉石区域。

辉长岩 拉脊山地区与蛇绿岩有关的堆晶辉长岩较少，在元石山超基性杂岩体少量出现。在玄武岩中有少量辉长岩夹层或岩席。

块状和枕状熔岩 该类型岩石是拉脊山蛇绿岩的主要组成，厚度较大，最大可达3～5km，下部为块状熔岩，厚度较大，类似席状岩墙，但单向冷凝边不明显，上部为厚层的枕状熔岩和硅质岩，浅成细粒辉长辉绿岩呈岩席状产出。玄武岩显示粒玄结构、间粒结构。单斜辉石充填于斜长石的格架之中，与元石山超基性岩中的单斜辉石相比，其化学成分明显富FeO，在图解中主要投影于普通辉石(Augite)区。

硅质岩 红色硅质岩为主，呈夹层分布于枕状熔岩之中，厚度变化较大，其中的放射虫难以识别。

2.2 永靖蛇绿岩地体

永靖蛇绿岩位于甘肃永靖-兰州之间，甘肃地质志将其命名为奥陶纪雾宿山群。我们近年来工作将其确定为洋底高原型蛇绿岩地体(Songetal., 2017; Zhangetal., 2017)。该蛇绿岩地体呈向东尖灭的牛角状，周边被白垩纪地层覆盖。蛇绿岩主要由块状和枕状玄武岩组成，并出露有两块蛇纹石化的超基性岩体，但未见堆晶岩系列岩石。块状构造的玄武岩表面受到风化作用的影响而变成绿色，呈厚层状分布，不具备柱状节理，这是一种大量岩浆在短时间内喷发所产生的现象(Aitken and Echeverría, 1984)。一些露头具有席状岩墙的特征，并具有冷凝边结构。枕状熔岩呈深绿色，并覆盖到块状构造玄武岩上部。

永靖蛇绿岩中发现的苦橄岩同样具有枕状构造。他们经历了洋底低级蚀变作用，发育出低绿片岩相的矿物组合：蛇纹石+绿泥石+透闪石。所有的橄榄石均已蚀变为绿泥石或者蛇纹石，辉石蚀变为透闪石。亚碱性玄武岩具有显著的辉绿结构，即长条状斜长石搭架，单斜辉石充填在空隙中。部分高Cr的碱性玄武岩中具有特征的铬尖晶石副矿物。

2.3 拉脊山-永靖蛇绿岩地球化学特征

2.3.1 尖晶石矿物成分

铬尖晶石(Mg, Fe2+)(Cr, Al, Fe3+)2O4是一种在玄武岩以及橄榄岩中普遍存在的副矿物，可以通过分析尖晶石的成分来推断岩石形成时的构造环境以及部分熔融程度(Dick and Bullen, 1984)。我们在拉脊山-永靖蛇绿岩带中的堆晶辉石岩、碱性玄武岩以及苦橄岩中均发现了特征的铬尖晶石矿物。尖晶石成分如图3，堆晶辉石岩中的尖晶石具有较宽的TiO2含量范围0.11%～1.08%，Al2O3含量稳定，Cr#[=Cr/(Cr+Al)]值范围为0.55～0.70，高于N-MORB以及深海橄榄岩中尖晶石的Cr#。碱性玄武岩中尖晶石具有高的TiO2以及Al2O3含量，但是Cr#值较低。苦橄岩中的尖晶石具有较高的TiO2(1.60%～2.88%)，较低的Al2O3含量，大部分落入OIB的区域内，Cr#值较高(0.52～0.64)，高于汤加海沟玄武岩的尖晶石(0.46～0.52，Sano, 2015)。

图3 拉脊山-永靖蛇绿岩中尖晶石成分图解(据Zhang et al., 2017) (a) Al2O3-TiO2图解(Kamenetsky et al., 2001)；(b) Cr#-Mg#[=Mg/(Mg + Fe2+)]图解(Dick and Bullen, 1984). 汤加以及夏威夷玄武岩数据分别来自Sano (2015)和Norman and Garcia (1999)Fig.3 Spinel compositions of the Lajishan-Yongjing ophiolite (after Zhang et al., 2017)

图4 拉脊山蛇绿岩辉长岩、苦橄岩和玄武岩分类图解 (a) TAS图解；(b) Nb/Y-Zr/TiO2玄武岩分类图解(Winchester and Floyd, 1976)Fig.4 Rock classification diagrams for gabbro, picrite and basalt from the Lajishan-Yongjing ophiolite

尖晶石成分与岩浆成分、源区橄榄岩特征和构造背景等方面相关(Kamenetskyetal., 2001)。与Mg2+和Fe2+等二价离子不同，尖晶石中的三价离子(Al, Cr)与四价离子(Ti)具有较低的扩散性，其含量受到后期作用的影响较小，因此可以用来推测岩浆源区的特征(Barnes, 1998; Kamenetskyetal., 2001)。尖晶石与周围熔体中Al2O3与TiO2含量之间的正相关关系可以反映岩石形成时候的构造环境(Dick and Bullen, 1984; Kamenetsky, 1996)，可以通过Al2O3-TiO2图解来推断岩石的构造成因(Kamenetskyetal., 2001)。如图3a所示，碱性玄武岩以及苦橄岩均具有较高的TiO2含量, 与夏威夷等地幔柱相关的玄武岩相同。图3b显示苦橄岩与辉石岩相对于普通MORB以及深海橄榄岩具有较高的Cr#值，反映地幔源区有较高的部分熔融程度。

2.3.2 全岩主量及微量元素地球化学特征

拉脊山-永靖蛇绿岩的玄武岩MgO含量分布范围较大，为5.47%～22.58%，全碱(Na2O+K2O)含量为0.04%～8.35%, 在全岩硅碱图(图4a)中主要分布于玄武岩和碱玄岩区。根据Nb/Y-Zr/TiO2玄武岩分类图解(Winchester and Floyd, 1976)，部分玄武岩属于碱性玄武岩，另一部分玄武岩可以归类为亚碱性玄武岩(图4b)。在所有测试的样品中，来自永靖蛇绿岩地体的6块具有枕状熔岩样品以及1块块状熔岩样品具有非常高的MgO含量(>18%)，属于典型苦橄岩。根据样品的主微量元素特征，我们将玄武岩质岩石样品划分为三组：(1)板内碱性玄武岩；(2)板内亚碱性拉斑玄武岩；(3)苦橄岩。具体特征如下：

(1)亚碱性拉斑玄武岩：样品具有相对较低的高场强元素(TiO2、Nb-Ta、Zr-Hf)及相容元素(Cr、Ni和Co)含量，具有较低的Nb/Y、Ti/Y比值，大部分小于500, 但明显高于典型的正常洋中脊玄武岩(N-MORB)；稀土模式为平坦型，(La/Yb)N比值范围为1.24～4.45，(Sm/Yb)N比值范围为1.19～2.58。微量元素蛛网图表明这些岩石与现代富集型洋中脊玄武岩(E-MORB)具有类似的特征(图5a, b)，为典型的板内拉斑玄武岩(WPT)。

图5 拉脊山-永靖蛇绿岩中基性熔岩的稀土元素和微量元素模式图解(据 Zhang et al., 2017)Fig.5 REE and multi-element spider diagrams for mafic lavas from the Lajishan-Yongjing ophiolite (after Zhang et al., 2017)

(2)碱性玄武岩：与亚碱性玄武岩相比，碱性玄武岩具有较高的TiO2含量、Nb/Y (0.76～2.32)、Ti/Y(大部分>500)和Ti/V(～50)比值，所有样品均富集大离子亲石元素、高场强元素，并显示轻稀土富集、重稀土亏损的右倾的稀土元素分馏模式, 微量元素蛛网图与当代洋岛玄武岩(OIB)特征相似(图5c, d)，为板内碱性玄武岩(WPA)。

(3)苦橄岩：样品具有很高的MgO含量(18%～22%)，SiO2含量为48%～52%。除了块状熔岩样品13QLS-137之外，其余枕状熔岩样品具有较高的TiO2含量(>1%)。根据主量元素的特征可以将这类岩石归类为科马提岩(TiO2<1%)和麦美奇岩 (TiO2>1%)两类(Le Bas, 2000)。但是他们不具备科马提岩特征性的鬣刺结构，因此我们将其定义为苦橄岩。在Nb/Y-Zr/Ti图中，具有枕状构造的苦橄岩落在碱性区域，块状构造的玄武岩落在亚碱性区域，具有明显的Sr、Rb、Ba负异常。稀土元素(图5c)以及微量元素模式(图5d)介于E-MORB和OIB之间，部分样品强烈亏损Rb、Ba以及Sr。这些地球化学特征与大部分大火成岩省中的苦橄岩相似。

2.3.3 全岩Sr-Nd同位素特征

洋岛玄武岩相比于洋中脊玄武岩(MORB)具有独特的同位素特征，表明它们来自不同的地幔源区(Hofmann and Hart, 1978)。我们挑选了6块亚碱性玄武岩、3块碱性玄武岩以及2块苦橄岩样品来进行全岩Sr-Nd同位素成分分析，初始Sr-Nd同位素值计算使用的辉长岩夹层525Ma锆石U-Pb年龄。结果表明，所分析样品均具有正的εNd(t)值(0.9～8.9), 与现代地幔柱相关的洋岛玄武岩(OIB)具有相似性(Zindler and Hart, 1986; White and Duncan, 1996)。亚碱性拉斑玄武岩相对于碱性玄武岩和苦橄岩具有较高的143Nd/144Nd值，说明来源于相对亏损的地幔源区，而碱性玄武岩和苦橄岩来源于更富集的地幔源区。相对较高的Sr同位素初始值可能是由于后期洋底蚀变或后期绿片岩相变质造成的。

2.3.4 形成时代

付长垒等(2014)报道了拉脊山口辉绿岩墙的锆石年龄为491±5Ma。我们在细粒辉长岩中选取的锆石为无色透明的自形晶体，CL图像显示具有典型的基性岩浆成因特征，利用LA-ICP-MS方法获得锆石206Pb/238U加权平均年龄在525±3Ma，因此拉脊山大洋高原型蛇绿岩的时代为晚寒武纪。

2.4 岩石成因和构造环境分析

2.4.1 地幔潜能温度

地幔潜能温度为地幔物质不经历熔融作用绝热上升至地表具有的温度(McKenzie and Bickle, 1988)。由于具有高Mg含量的玄武岩与初始地幔产生的熔体具有相近的成分，因此常被用来推测地幔熔融条件以及地幔组成(Larsen and Pedersen, 2000)。

图6 拉脊山-永靖蛇绿岩中熔岩的构造判别图解Fig.6 Discrimination diagrams for mafic lavas from the Lajishan-Yongjing ophiolite

一般认为，苦橄岩的成分可以近似代表初始岩浆的成分。通过使用PRIMELT3 (Herzberg and Asimow, 2015)，我们选择与初始岩浆成分最接近的苦橄岩成分来进行计算，获得地幔潜能温度为1489～1600℃(地幔潜能温度的计算公式为：Tp(℃)=1025+28.6MgO-0.084×MgO2, Herzbergetal., 2007), 明显高于洋中脊上地幔的潜能温度(～1350℃, Korenaga, 2008; Davies, 2009)，并与夏威夷地区的地幔潜能温度相近(1500～1600℃，Herzbergetal., 2007; Leeetal., 2009)，表明岩石形成时期的地幔具有热异常的特征。

2.4.2 拉脊山-永靖蛇绿岩形成于洋底高原的判定

通过上述详细的岩石学和地球化学等方面综合分析，我们认为，拉脊山-永靖蛇绿岩地体是寒武纪与地幔柱活动相关的洋底高原，或者洋底大火成岩省。证据如下：

(1)岩石组合：拉脊山-永靖蛇绿岩地体由大量熔岩 (包括厚层块状和枕状玄武岩) 组成，代表巨量岩浆快速喷发; 地幔橄榄岩和堆晶岩系出露较少，高镁苦橄岩的发现确证了是与地幔柱有关的洋底高原。

(2)地球化学和同位素特征：微量元素地球化学特征表明，拉脊山蛇绿岩地体的亚碱性玄武岩、碱性玄武岩以及苦橄岩这三类岩石均具有与富集洋中脊玄武岩(E-MORB)和洋岛玄武岩(OIB)相似的地球化学特征，富集大离子亲石元素和高场强元素，在Nb-Zr-Y图解中，大部分样品分布于板内碱性岩(AI)和板内拉斑玄武岩(AII)区，少量在E-MORM区，从Th/Yb-Ta/Yb图解中(图6a)明显可以看出，亚碱性玄武岩与E-MORB具有相似的地化特征；碱性玄武岩同OIB具有相似的地化特征；苦橄岩成分投点在OIB与E-MORB成分之间(Sun and McDonough, 1989)。如图6b所示，洋岛玄武岩(OIB)中的Nb/Ta比值不受Zr/Hf比值变化的影响而具有一个相对固定的值(Pfänderetal., 2007)。此外，在Nb/La-Nb/Th图解(图6b)中，将研究样品与全球其他地区的洋底高原玄武岩做比较，大部分样品落入全球洋底高原地化区域内，苦橄岩同典型的科马提岩具有相似的地化特征。在图6c和6d两个构造判别图解中，亚碱性拉斑玄武岩主要分布于E-MORB区域，碱性玄武岩分布于洋岛玄武岩(OIB)或板内碱性玄武岩(OIA)区，苦橄岩分布于二者之间的过渡区。这些地球化学特征与现代洋底高原玄武岩的地球化学特征一致，但与当代普通大洋中脊玄武岩(N-MORB)的地化特征具有明显的区别，代表地幔柱活动的产物(Hofmann,1997)。

图7 熬油沟地区蛇绿岩剖面图Fig.7 Cross-section of the Aoyougou ophiolite

(3)地幔潜能温度：利用与初始岩浆成分最接近的苦橄岩成分，计算获得地幔潜能温度为1489～1600℃, 明显高于洋中脊上地幔的潜能温度，并与夏威夷地区的地幔潜能温度相近(1500～1600℃)，表明岩石形成于高热的地幔柱或热点环境。

综上所述，我们认为拉脊山-永靖蛇绿岩地体形成于寒武纪大洋板内环境，是地幔柱活动的产物。

2.5 大道尔吉蛇绿岩

大道尔吉蛇绿岩位于甘肃肃北县南东向约90km，主要由蛇纹石化地幔橄榄岩、含铬镁铁-超镁铁堆晶杂岩和中基性火山岩，其中主体为大道尔吉镁铁-超镁铁质岩体，并发育有中等规模的铬铁矿矿床。近期，黄增保等(2016)对蛇绿岩的岩石组合、地球化学特征和形成时代进行了系统的分析。地幔橄榄岩显示出原岩性质为强烈亏损的方辉橄榄岩；火山岩为拉斑质玄武-玄武安山岩。大道尔吉蛇绿岩中的镁铁-超镁铁质堆晶岩中Sm-Nd等时线的年龄为441±58Ma。据此，黄增保等(2016)认为大道尔吉蛇绿岩属于SSZ型蛇绿岩，形成于弧后盆地环境。

2.6 木里蛇绿岩

木里蛇绿岩位于南祁连俯冲增生杂岩带的中部地区，木里镇西侧，出露面积约为20km2。由于该地区地处高海拔区域，且交通状况较差，使得该地区研究工作也相对开展较少。Yanetal. (2019)对该地区的蛇绿岩和岛弧火山岩进行了综合的研究。木里蛇绿岩的岩石组合包括蛇纹岩、纯橄岩、堆晶辉长岩、玄武岩、斜长花岗岩和硅质岩。蛇纹岩中的铬尖晶石的成分显示其介于弧前地幔橄榄岩和深海地幔橄榄岩之间。木里蛇绿岩中辉长岩和斜长花岗岩的给出的年龄集中在为539～522Ma，代表了洋壳的形成时代(Yanetal. 2019)。

3 中部托勒山洋中脊型蛇绿岩带

中部蛇绿岩带沿托勒山脊展布，从北西的熬油沟经玉石沟，祁连(东草河)延伸到东南的永登地区(图1), 贯穿整个祁连造山带。岩相学和地球化学研究表明中部蛇绿岩带的玄武质岩石类似现今的正常型大洋中脊玄武岩(N-MORB)和富集型大洋中脊玄武岩(E-MORB)，因此代表洋中脊产生的洋壳。堆晶辉长岩的岩浆锆石年龄在496～550Ma。该蛇绿岩带的3个典型代表分别为熬油沟蛇绿岩、玉石沟蛇绿岩和东草河蛇绿岩。

3.1 熬油沟-二只哈拉大坂蛇绿岩

熬油沟蛇绿岩组合位于中部蛇绿岩带的西侧。它由强烈破碎的蛇纹岩及辉长岩-粒玄岩组成，与朱龙关群火山-沉积岩为断层接触(图7)。肖序常等(1978)首次将该蛇绿岩确定为前寒武纪。张招崇等(2001)报道了蛇纹岩中的角闪岩块体的锆石SHRIMP年龄为1470～1780Ma，认为该蛇绿岩为元古代蛇绿岩。最新的研究相振群等(2007)发表了更为年轻的辉长岩样品的锆石SHRIMP年龄为504±6Ma，同时，Songetal. (2013)也报道了相似的年龄，说明这套蛇绿岩形成于早古生代而不是元古代。野外调查和玄武岩主量和微量元素地球化学研究表明，朱龙官群碳酸盐岩互层的基性火山岩并不是熬油沟蛇绿岩的组成部分，而是新元古代大陆裂谷环境形成的溢流玄武岩-沉积岩系列，锆石年龄为600～583Ma, 可能反映秦祁昆洋 (或原特提斯洋)打开时间约为580Ma (Xuetal., 2015)。

3.1.1 岩石组合

超基性岩 熬油沟地区与蛇绿岩有关的地幔橄榄岩位于剖面的南侧，它们完全蛇纹石化并沿着逆冲断层有强烈变形, 单独或与辉长岩混杂于一起呈构造岩片广泛产出于造山带西段地层中。除尖晶石外，其他矿物均已蚀变。尖晶石成分具有偏低的Cr#和较高的Mg#，与现代深海橄榄岩的范围一致(Dick and Bullen, 1984)，说明蛇纹岩的原岩来自于亏损程度相对较低的大洋岩石圈地幔。

辉长岩和粗玄岩 在熬油沟剖面中辉长岩和粗玄岩以400m厚的岩层出现，其南部边界是强烈变形的蛇纹质片岩。从南向北，这些岩石在岩性上表现出从粗粒堆晶辉长岩到细粒均质辉长岩，再到具有辉绿结构的辉绿岩。本区蛇绿岩组合中未发现超基性的堆晶岩。

图8 祁连山中部洋中脊型蛇绿岩带玄武质熔岩/辉绿岩的TAS和AFM分类图解 数据来源：史仁灯等, 2004; 侯青叶等, 2005，曾建元等, 2007；Song et al., 2013，李冰等, 2016；图9同Fig.8 TAS and AFM diagrams for classification of diabase and basaltic lava in ophiolite in the middle ophiolite belt

图9 中部托勒山蛇绿岩带玄武岩多元素蛛网图Fig.9 Multi-element spider diagrams for diabase and basaltic lava in ophiolite in the middle Tuoleshan ophiolite belt

图10 中部托勒山蛇绿岩带玄武岩微量元素构造判别图解Fig.10 Discrimination diagrams of basaltic rock of ophiolite in the middle Tuoleshan ophiolite belt

3.1.2 地球化学特征

熬油沟蛇绿岩的细粒辉长岩和粗玄岩具有一致的成分特点：SiO2<50%，TiO2为0.79%～1.13%，Al2O3为14.15%～14.37%，MgO为6.66%～7.72%，Na2O为2.1%～2.53%，K2O<0.5%，Mg#[=Mg/(Mg+Fe2+)]为0.58～0.65, 为典型的低钾拉斑玄武岩(图8)。它们的稀土元素REE和高场强元素HFSE含量略低于正常的洋中脊玄武岩，具有较平坦的球粒陨石标准化的稀土模式((La/Yb)N=1.05～1.24)，没有Eu的异常(Eu*=0.93～0.96)，也没有高场强元素的亏损(图9a)。但Sr的变化(图9a)可能与后期蚀变有关。在传统的分类图解中，所有的粒玄岩和细粒辉长岩样品都投点在N-MORB区, 在Ta/Yb-Th/Yb和Hf-Th-Ta图解中，样品的投点分布于N-MORB区域(图10a, b)，表明岩石没有受到俯冲带活动元素Th的影响。

3.1.3 形成时代

我们分别在熬油沟和二只哈拉大坂的细粒辉长岩进行了锆石年代学研究，锆石多为短柱状自形晶，干净无色或淡黄棕色，宽度100μm左右，长宽比为1.5:1～2:1，锆石的阴极发光图像具基性侵入体所特有的模糊和宽的生长环带特征。利用锆石SHRIMP U-Pb定年方法，两个细粒辉长岩定年分别获得了206Pb/238U加权平均年龄为501±4Ma (MSWD=1.09)和495±4Ma (MSWD=0.98)，与相振群等(2007)所获得的503.7±6Ma年龄一致。在两个样品中均没有发现更老的或更新的年龄信息，结构类型单一的锆石阴极发光图像特征，我们可以确证熬油沟蛇绿岩的形成年龄为504～495Ma。

3.2 玉石沟蛇绿岩

玉石沟蛇绿岩套以逆冲到中祁连地块前寒武结晶基底之上的推覆体产出。肖序常等(1978)基于同一序列中的沉积岩石中的化石，首先将它确定为形成于寒武纪的蛇绿岩套，随后还有许多学者对其进行了深入研究(冯益民和何世平, 1995a, b, 1996; Song and Su, 1998; Suetal., 1999；史仁灯等, 2004; 侯青叶等, 2005; Songetal., 2009b)。玉石沟蛇绿岩的岩石组合为：地幔橄榄岩，超基性-基性(辉长质)堆晶岩，枕状熔岩，并有一层红色含放射虫硅质岩，组成一个完整的大洋岩石圈剖面(图11)。史仁灯等(2004)首次报道了辉长岩锆石的SHRIMP年龄为550±17Ma。

3.2.1 岩石学和矿物学特征

地幔橄榄岩 玉石沟蛇绿岩套橄榄岩的的出露面积约25km2，呈透镜状，其南北两侧均以断层为界，是北祁连缝合带最大的地幔橄榄岩块体。该地幔橄榄岩在空间上位于玉石沟蛇绿岩套底部，被解释为玉石沟蛇绿岩套的地幔端员(冯益民和何世平，1995a; 张旗等, 1997; Song and Su, 1998; Suetal., 1999)。方辉橄榄岩是主要的岩石类型，少量的纯橄岩和辉石岩以岩墙或岩脉形式在方辉橄榄岩中产出。方辉橄榄岩块体为块状不等粒粗粒结构，矿物主要包括，橄榄石(约70%～85%)、斜方辉石(约10%～25%)、少量单斜辉石(1%～2%)和富铬的尖晶石(1%)。橄榄石发育很好的扭折带，与地幔流变关系密切(Song and Su, 1998; Caoetal., 2015)。橄榄石中发育大量的甲烷流体包裹体(Suetal., 1999; Songetal., 2009b), 与俯冲带氧化还原反应形成的流体循环有关。

图11 玉石沟蛇绿岩平面图(据Song et al., 2013)Fig.11 Geological map of the Yushigou ophiolite suite (after Song et al., 2013)

电子探针分析表明，与东太平洋洋中脊的深海橄榄岩(Niu and Hékinian, 1997)相比，玉石沟的方辉橄榄岩的矿物成分比东太平洋快速扩张脊深海橄榄岩中最亏损样品更亏损，橄榄石具有非常高的Fo值(91～93)，明显高于正常大洋地幔橄榄岩的Fo值(89～91)，尖晶石具有同样具有比大洋地幔橄榄岩高的Cr#值(0.58～0.67)，与强烈亏损的弧前方辉橄榄岩类似(Songetal., 2009b), 反映大洋地幔具有很高的部分熔融程度，有可能与地幔柱地幔的部分熔融有关。

堆晶序列 辉长岩是堆晶序列中的主要岩石类型，可见清晰的堆晶岩层(斜长石和辉石的成分变化)。两层蛇纹石化纯橄岩产出于堆积序列底部，其中发育有大型块状铬铁岩矿床。二辉石岩和苏长岩也产出在该序列的下部。

枕状玄武岩 枕状玄武岩产出在剖面的南部，代表蛇绿岩的上部。在剖面中最厚可达4km。大部分样品都保留有很好的枕状构造，枕的直径在0.2～1.5m。在枕状熔岩中有一些辉绿岩墙侵入。

3.2.2 岩石地球化学特征

地幔橄榄岩 玉石沟地幔橄榄岩的全岩地球化学数据显示了高亏损的地球化学特征，即，高MgO (～46%)、低FeO (7.13%～8.%)和非常低的TiO2(<0.01%), Al2O3(0.40%～0.65%), CaO (0.30%～0.54%) 和Na2O (<0.05%)含量。球粒陨石标准化的稀土模式和原始地幔标准化的多元素蛛网图都显示U型特征，表明大离子亲石元素和轻稀土的再富集(Songetal., 2009b)。

辉长岩 地球化学分析表明辉长岩富Ba、Sr、Eu，但是由于较高的斜长石/辉石比值，REE和HFSE元素的含量相对较低。

枕状熔岩和岩墙 如图8所示，玉石沟蛇绿岩的枕状和岩墙熔岩为拉斑玄武岩成分，稀土模式图较平坦，轻微富集轻稀土((La/Yb)N=1.01～2.56)，Eu有微弱的负异常(Eu/Eu*=0.77～1.0)。在原始地幔标准化的微量元素蛛网图中(图9b)，所有的枕状熔岩都有与现今的E-MROB类似的模式。辉绿岩样品具有相对较高的SiO2和MgO (10.15%)，低TiO2和稀土总量，Sr比较富集，说明可能有斜长石的堆晶。

3.2.3 形成时代

我们进行了2个辉长岩样品的锆石定年，所获得的锆石晶体均无色自形，长轴长100～200μm，长宽比1:1～2:1。CL图像显示2个样品中所有的锆石晶体都有直而且宽的振荡生长环带，是辉长岩锆石的典型特点。样品Q5-56的锆石中U含量为1290×10-6～2294×10-6，Th为759×10-6～1641×10-6，Th/U为0.58～0.84。10颗锆石颗粒的SHRIMP数据分析得出206Pb/238U表面年龄为530～566Ma，加权平均年龄为548±9Ma (MSWD=1.9)，与史仁灯等(2004)报道的年龄一致。样品Q5-57的锆石中U含量为241×10-6～3880×10-6，Th为193×10-6～5660×10-6，Th/U为0.76～2.09。11颗锆石颗粒的206Pb/238U表面年龄为516～555Ma，加权平均年龄为529±9Ma (MSWD=1.2)。

3.3 冰沟(东草河)蛇绿岩

冰沟蛇绿岩位于南蛇绿岩带的中部，在祁连县的南部约2km处的冰沟，曾建元等(2007)称之为东草河蛇绿岩。该蛇绿岩可以分为三部分：(1)下部蛇纹石化地幔橄榄岩块体; (2)中部纯橄岩-橄长岩-辉长岩堆晶系列; (3)上部的岩墙和枕状熔岩。堆晶岩系列包括韵律的堆晶纯橄岩、橄长岩、斜长辉石岩、辉长岩层，向上到均质辉长岩和辉长苏长岩，再之上被席状岩墙和枕状玄武质熔岩覆盖。这些岩石学特点表明东草河蛇绿岩形成于洋中脊环境。

图12 祁连山大岔大阪蛇绿岩-玻安岩地体(据Xia et al., 2012 修改)Fig.12 Geological map of the Dachadaban ophiolite and boninite terrane (modified after Xia et al., 2012)

全岩的地球化学特征(数据来自曾建元等, 2007)表明橄长岩、斜长岩和辉长岩均具堆晶的成分特点，稀土和高场强元素含量较低，Ba、Sr、Eu正异常。剖面顶部的玄武质样品包括席状岩墙和枕状熔岩在分类图解为典型的低钾拉斑玄武岩，其标准化的稀土模式图和微量元素蛛网图中都有典型的N-MORB特征(图9d)。辉长苏长岩中的锆石206Pb/238U加权平均年龄在497±7Ma(曾建元等, 2007)。与熬油沟-二只哈拉大坂蛇绿岩的时代一致。

3.4 托勒山蛇绿岩带的形成环境分析

橄长岩代表干体系下形成的岩浆房堆晶的产物，是大洋地壳的典型代表，在快速扩张的太平洋、慢速扩张的大西洋和印度洋中广泛出现(Arai and Matsukage, 1996; Drouinetal., 2010)。东草河蛇绿岩中橄长岩的出现说明中部蛇绿岩带是典型的大洋型蛇绿岩，与俯冲带或弧后没有关系。

在传统的构造判别图解中，如Nb-Zr-Y、Ti-V、Zr-Zr/Y，大部分玄武岩投点分布于N-MORB区域, 少数样品分布于E-MORB区域(图10)；在Ti-V图解中，熬油沟粒玄岩和细粒辉长岩的Ti含量较低，反映受到拉斑质玄武岩岩浆结晶分异的影响，与典型的蛇绿岩上部岩系枕状熔岩有一定的差别。在Th相关的图解中，玉石沟部分样品具有向CAB偏移的趋势，表明可能有弱的大陆地壳成分的混染，但与俯冲带流体无关。结合冰沟蛇绿岩中橄长岩的出现，说明该蛇绿岩带形成于大洋环境，形成时代为550～495Ma。

4 北部走廊南山SSZ型蛇绿岩：从弧前扩张到弧后盆地形成

北部蛇绿岩带位于祁连-白银弧岩浆杂岩带的北部，沿走廊南山的北坡，自东向西从景泰，经肃南一直延伸到玉门之西，并被阿尔金左行走滑断裂所穿切，与中部蛇绿岩带平行伸展。该蛇绿岩带中的蛇绿岩类型包括弧前型蛇绿岩和弧后盆地型蛇绿岩。弧前型蛇绿岩以大岔大阪玄武岩-玻安岩地体为典型代表，形成时间为517～487Ma，记录了大洋初始俯冲和弧前/弧后扩张的过程。弧后蛇绿岩的三个代表性蛇绿岩包括：西部的九个泉蛇绿岩，中部的扁都口蛇绿岩，东部的老虎山蛇绿岩。其岩相学和地球化学研究表明北带的玄武质岩石地球化学上与现今的N-MORB类似(钱青等，2001a,b；Xia and Song, 2010；Songetal., 2013)，但岩石组合表明这些蛇绿岩组合形成于弧后拉张中心，属于与俯冲有关的SSZ蛇绿岩(钱青等, 2001a, b; Xiaetal., 2003; Xia and Song, 2010)。北部蛇绿岩带辉长岩锆石SHRIMP U-Pb年龄为490～448Ma (宋忠宝等, 2006; Xia and Song, 2010；Xiaetal., 2012; Songetal., 2013)，比中部洋中脊型蛇绿岩的形成时代年轻很多。

4.1 大岔大阪弧前蛇绿岩-玻安岩地体(517～487Ma)

大岔大阪玻安岩系厚约4.5km，向北被石炭-二叠纪的沉积岩系同九个泉弧后盆地蛇绿岩带隔开，向南逆冲到北祁连火山-俯冲杂岩带之上(图12)。冯益民和何世平(1995a，1996)最早根据大岔大阪细粒辉长岩+席状岩墙(？)+枕状熔岩的岩石组合将其确定为蛇绿岩组合，认为代表了弧间拉张洋脊扩张的产物。随后的地球化学研究证实，上部的枕状熔岩不具有正常洋中脊玄武岩的成分特点，而具有玻安岩的地球化学特征(陈雨等，1995)。考虑到上下两个岩石单元在岩石组合和地球化学性质存在较大的差异，以及大多数的玻安岩均报道产出于弧前有关的构造环境，大多学者将大岔大阪玻安岩系解释为产于弧前环境的上部玻安质枕状熔岩构造叠加到形成于弧后盆地环境的下部辉长-辉绿岩单元之上(张旗等，1997; Zhangetal., 1998)。因此，大岔大阪玻安岩系内部各单元以及同其它岩系之间的野外相互关系对于理解其成因和地球动力学意义至关重要。与大岔大阪玻安岩系相关的岩石地层单元主要包括：以石英钠长斑岩为主的中-酸性弧火山岩单元、下部弧前蛇绿岩(拉斑玄武岩-辉长岩)单元、上部的玻安质枕状熔岩和不整合覆盖在整个玻安岩系最上部的泥盆纪磨拉石建造。中-酸性弧火山岩单元中的石英钠长斑岩以富Na贫K，高Si为特征，但缺乏同位素年代学数据，目前还无法确定它同大岔大阪玻安岩系之间是否为同一套岩石组合，是否具有成因上的联系。

根据产状、岩石组合和地球化学特征的差异，大岔大阪玻安岩系可大致分为下部蛇绿岩组合 (蛇纹岩+拉斑系列辉长岩-玄武岩)和上部玻安质枕状熔岩两个主要的岩石单元。二者接触关系被覆盖，可能有断层发育。在玻安质枕状熔岩单元的底部，岩枕变形强烈，被强烈压扁，但是仍能观察到岩枕中发育的气孔构造；从整合面向上20～30m，岩枕变形程度逐渐变弱，变得容易识别。在两个岩石单元之间未发现有沉积岩系的发育，指示前后火山活动的连续性或者处于沉积间断。

4.1.1 岩石组合特征和矿物成分

下部弧前蛇绿岩单元 下部蛇绿岩单元厚约1km，主要由块状熔岩流、粒玄岩岩墙和少量细粒辉长岩侵入体(最宽处约100m)组成，局部可见柱状节理。其中见有两个蛇纹岩块体，但未见有层状辉长岩和镁铁质堆晶杂岩体出露。熔岩和岩墙整体以无斑隐晶质结构为主，在个别较粗粒的样品中可见自形的斜长石或辉石斑晶 (或假象) 分布在亚辉绿结构-间粒结构的基质中，岩石中硫化物矿化现象明显。

上部玻安岩单元 上部玻安岩单元厚约3.5km，整合覆盖在下部拉斑玄武岩-辉长岩单元之上，以发育很好的枕状熔岩为主，同时含少量的单个辉绿岩岩墙和辉长闪长岩侵入体。岩枕直径0.5～1.0m，普遍发育气孔或杏仁体构造。岩枕最外部为淬火和快速冷凝的玻璃质边，气孔/杏仁体形成同心环状构造。气孔带的厚度为6～10cm，比普通的洋中脊玄武岩气孔带厚度(0.5～1cm)要宽，反应了岩浆中高的挥发分含量和相对较浅水下喷发环境。岩枕间未见远洋或火山碎屑沉积，反映岩浆快速的喷发和流动(Xiaetal., 2012)。侵入体岩石占上部玻安质单元相当比例(约为10%)，以辉绿岩墙 (0.5～1m宽)或石英辉长闪长岩席(50～100m)的形式产出。

玻安质枕状熔岩以贫斑晶的玻璃质结构为主(部分样品为少量微晶和玻璃质共存)。一共采集的30个熔岩样品中有6个样品中含少量的斑晶(1%～2%)。斜长石和石英斑晶只在高度演化的样品(比如SiO2>58%%)中出现。在蚀变较弱的样品中，针状辉石骸晶和羽状橄榄石微晶无定向分布在蚀变的玻璃质基质中形成类似于科马提岩中的鬁刺结构。鬁刺结构反映了岩浆的快速冷凝和橄榄石/辉石的快速成核。玻安质岩墙样品以无斑的亚辉绿结构-间粒结构为主，玄武玻璃和小的他形的辉石颗粒充填在板片状的斜长石微晶组成的格架中。偶尔在岩墙的边部发现有气孔分布。石英辉长闪长岩岩席侵入体具中-粗粒的辉长结构，以普通辉石和斜长石为主，石英含量最高至10%。

尖晶石矿物化学特征 在幔源岩浆演化的过程中，尖晶石通常作为岩浆最早阶段结晶的矿物相，记录了丰富的原始岩浆信息。同时由于具有抗风化和不易蚀变特点，因此尖晶石通常作为岩石成因和形成环境的非常有效的指示矿物之一(Dick and Bullen，1984；Kamenetskyetal., 2001)。在大岔大阪玻安岩系列中，尖晶石仅局限于成分相对原始的样品中，比如MgO含量超过12%。尖晶石主要以红棕色的单个自形晶产出。上部玻安质枕状熔岩中的尖晶石具有非常高的Cr2O3(56%～61%)，低的Al2O3(9%～11%)和TiO2(0.1%～0.34%)含量，因此具有非常高的Cr#[=100×Cr/(Cr+Al)=78～82]和Mg#[=100×Mg/(Mg+Fe2+)=41～88]。尖晶石的这些成分特征反映了玻安质枕状熔岩的相对原始的特征。在尖晶石Cr#-Mg#图解中，大岔大阪玻安岩的中的尖晶体石成分特征与形成于弧后盆地的高Ca玻安岩尖晶石成分类似(Xiaetal., 2012)(图13)。

4.1.2 地球化学

(1)下部蛇绿岩单元的拉斑玄武岩

相对于上部枕状熔岩单元，下部的拉斑玄武岩具有低的SiO2和MgO，但同时具有高的FeOT含量，在TAS图解中主要分布于玄武岩区(图14a)，在SiO2-FeOT/MgO的投影图解中主要投在拉斑玄武岩范围内(图14b)。最原始的熔岩或岩墙样品具有相对较高的MgO (8.0%～8.7%)，Cr (350×10-6～400×10-6)和Ni (110×10-6～120×10-6)含量，可能代表了近原始的地幔母岩浆成分。

图13 大岔大阪蛇绿岩这拉斑系列与玻安岩系列岩石中尖晶石成分图解(数据引自Xia et al., 2012) (a) Cr#-Mg#图解(弧前和弧后玻安岩的界限据 Xia et al. 2012)；(b)尖晶石Al2O3-TiO2图解Fig.13 Spinel compositions of the Dachadaban ophiolite-boninite (data from Xia et al., 2012)

图14 大岔大阪拉斑玄武岩-玻安岩成分图解(数据引自Xia et al., 2012) (a)全岩硅碱(TAS)分类图解；(b) FeOT/MgO-SiO2图解(据Miyashiro, 1973); (c) Ti-V图解；(d) Zr-Zr/Y图解Fig.14 Compositional diagrams for the two rock units of the Dachadaban ophiolite and boninite (data from Xia et al., 2012)

在球粒陨石标准化稀土元素图解中，下部拉斑玄武岩单元样品表现出轻稀土亏损，中-重稀土平坦的稀土元素配分模式(图15a)。球粒陨石标准化的(Ce/Sm)N比值介于0.7～1.0，平均值为0.87，比正常的洋中脊玄武岩(N-MORB)平均值0.78 (Arevalo and McDonough，2010) 略高。同时，下部拉斑玄武岩单元样品比正常的洋中脊玄武岩(N-MORB) (17倍球粒陨石)表现出更高的稀土元素绝对含量(22～26倍球粒陨石)。没有明显的Eu元素异常。在原始地幔标准化的多元素蛛网图上，下部拉斑玄武岩单元样品整体上表现出类似于N-MORB的形态：高场强元素(Nb、Ta、Zr、Hf和Ti)，相对于临近的元素表现出一致性；此外表现出不同程度的Pb和Sr的亏损(图15b)。

图15 大岔大阪弧前蛇绿岩-玻安岩地体两个主要岩石单元球粒陨石标准化REE模式图(a)和原始地幔标准化多元素蛛网图(b)(标准化值据 Sun and McDonough, 1989) 数据引自 Xia et al., 2012Fig.15 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized multi-element diagrams (b) for the Dachadaban ophiolite-boninite terrane (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

(2)上部玻安岩单元

相对于下部拉斑熔岩单元，上部玻安质枕状单元样品具有明显高的SiO2和MgO，但同时具有低的FeOT含量, 在TAS图解中分布于玄武岩到安山岩的范围，在SiO2-FeOT/MgO的投影图解中，样品均落入在钙-碱系列中(图14b)。在主量元素对MgO的变异图解中，样品之间均表现出较好的线性相关性，这表明他们是在同一岩浆房中有限程度结晶分异或者不同批次的，不同演化程度的岩浆批次混合的产物。相比下部拉斑玄武岩，上部的玻安质枕状熔岩(岩墙)样品具有高MgO (5.1%～22.6%)、Cr (最高1241×10-6)、Ni (最高417×10-6) 和SiO2(49%～61%)含量。高的MgO含量和高的Mg#(0.82～0.57)反映了样品整体上相对原始的特征。此外，相比下部拉斑玄武岩，上部的玻安质枕状熔岩和岩墙样品具有非常低的TiO2(0.2%～ 0.5%)、FeOT(6%～10%)、CaO和Al2O3含量，这些主量元素特征同时反映了其地幔源区极端亏损的特征, 与稀土、微量特征和矿物成分得出的结果是一致的。

4.1.3 大岔大坂蛇绿岩-玻安岩地体的年龄和形成过程：初始俯冲、弧前扩张到弧后盆地形成

从下部弧前蛇绿岩单元最下部的辉长岩样品获得了锆石U-Pb年龄为517±4Ma (MSWD=1.6), 在玻安岩系列辉长岩中获得锆石U-Pb年龄为487±9Ma (MSWD=0.4) (Xiaetal., 2012)(图12)。结合孟繁聪等(2010)报道辉长岩锆石年龄505±8Ma(图12)，大岔大阪蛇绿岩从早期的拉斑质玄武岩系列到晚期玻安岩系列经历了约30Myr的演化历史。锆石的U、Th含量和Th/U比值随着年龄从517Ma、到505Ma、再到487Ma，体现出系统的降低的特征，反应了从拉斑质玄武岩-辉长岩到玻安岩熔体中的Th和U含量降低，也反映了熔融地幔源区逐渐亏损(Xiaetal., 2012)。

大岔大阪玻安岩则具有轻稀土亏损的稀土元素形态(图15a)，说明了板片来源的流体/熔体对地幔楔源区的贡献相对较弱，与IBM岛弧轻稀土再富集的U-型玻安岩有明显差别。大岔大阪玻安岩具有高的Ti/Zr比值，介于96～136范围内(平均112.5)，类似于原始地幔(116)和N-MORB (99)的比值(Arevalo and McDonough，2010)，同时也类似于阿曼、特罗多斯、北汤加弧-弧后盆地环境有关的玻安岩。因此，大岔大阪玻安岩的微量元素特征类似于原始地幔和N-MORB的Ti/Zr比值，最有可能继承自先前亏损的地幔源区，而缺少板片来源的变质流体对轻稀土、Ti和Zr的改造。

大岔大阪蛇绿岩-玻安岩地体的年代学和地球化学特征为原特提斯洋(秦祁昆洋)的初始俯冲，弧前到弧后扩张过程及其地幔楔成分演化提供了最为直接的约束，我们可以将其划分为: (1)初始俯冲-弧前扩张阶段; 和(2)弧后盆地形成阶段。

(1)初始俯冲和弧前扩张(517～505Ma)：下部蛇绿岩电源的拉斑质玄武岩-辉长岩地球化学特征显示，相比于正常的岛弧火山岩，俯冲早期的地幔楔是相对干的。俯冲早期地幔楔部分熔融产生的玄武质岩浆缺乏高场强元素(HFSE)的亏损和缺少大离子亲石元素(LILE)的富集，不具有典型弧火山岩的地球化学特征，而整体地球化学特征类似于洋中脊玄武岩(MORB)。岩浆的产生方式以软流圈地幔物质减压熔融(decompression melting)为主，而不是像正常弧火山岩是以“湿”熔融(flux-melting) 方式为主。这一阶段的岩浆作用产物以大岔大阪斑玻岩岩系下部的N-MORB至E-MORB拉斑玄武岩为代表，形成弧前蛇绿岩，反映大洋初始俯冲阶段的弧前扩张。

(2)弧前扩张到弧后盆地形成(505～487Ma)：随着俯冲作用的逐渐进行，俯冲板片的前沿迁移到弧下和弧后地幔楔时，板片脱水作用变得开始广泛，地幔楔的水化和交代作用逐渐增强，但此时的地幔楔交代仍然不充分，不均匀，从而形成类似于中-Ti玻安岩的过渡性岩浆，它们无论是亏损程度，还是水化程度均介于下部拉斑玄武岩和上部低-Ti玻安岩之间。这一阶段，“湿”熔融 (flux-melting) 对于岩浆的产生开始起着明显的贡献。

图16 祁连山北部蛇绿岩带玄武质熔岩的分类和构造判别图解 (a) TAS分类图解; (b) AFM图解; (c) Ta/Yb-Th/Yb图解；(d) Hf-Th-Ta图解.数据引自Xia and Song (2010), Song et al. (2013)Fig.16 Discrimination diagrams for basaltic lava from the northern ophiolite belt, Qilian Orogen

随着俯冲作用的继续进行及俯冲带的后撤，地幔楔的交代和水化变得广泛和相对均一，形成的岩浆已经具有明显弧火山岩的地球化学特征，以大岔大阪玻安岩系上部低-Ti玻安岩。而熔融方式方面，减压熔融和“湿”熔融起着同样的贡献。与此过程相伴随的是，大量的俯冲带流体/熔体在弧后拉张的早期，在俯冲板片更大的深度范围内大量释放，并借助上涌底辟的软流圈底辟体向上迁移。上部玻安岩单元大的成分变化反映了长期而复杂的熔体萃取，形成高度不均一化的地幔源区，并发生板片来源的含水流体/熔体对地幔楔的不同程度的交代作用。在上涌软流圈绝热底辟带来的额外的热量和板片来源的含水的流体/熔体，以及上覆板块的强烈拉伸的多重有利因素下，亏损的、蛇纹石化的地幔橄榄岩经历第二阶段的部分熔融导致了上部玻安岩在505～487Ma期间的巨量喷发。在此基础上, 形成了北部SSZ型弧后盆地蛇绿岩带。

4.2 九个泉蛇绿岩

九个泉蛇绿岩位于北祁连造山带的中西段，距离甘肃省肃南县城西约40km。九个泉蛇绿岩保存相对完整，长20km，宽2～3km，其主体沿摆浪河分布，在红沟、白水泉沟、塔墩沟、石居里沟等多个剖面均有出露。向北，九个泉蛇绿岩被2～3km厚的志留纪复理石建造不整合覆盖；向南，与蓝片岩相变质的俯冲杂岩带断层接触。俯冲杂岩带从下到上，依次为硬柱石蓝片岩带、变硅质岩和轻微变形的火山沉积序列(Wuetal.，1993)，反映了逐渐减弱的变形和变质特征。同时，其岩石组合特征类似于九个泉蛇绿岩剖面的上部(Songetal.，2009b；Zhangetal.，2009)。地球化学研究证实九个泉蛇绿岩石中枕状熔岩与俯冲杂岩带硬柱石的蓝片岩具有类似的主量元素、微量元素地球化学特征 (Songetal.，2009b)。对硬柱石蓝片岩和绿帘石蓝片岩中蓝闪石和多硅白云母进行的Ar-Ar同位素定年结果显示其高压变质年龄为413～415Ma (Linetal.，2010)。综合这些特征认为，俯冲杂岩带可能代表了弧陆碰撞或者洋盆闭合晚期，经历过高压变质折返回来的洋壳碎片。

图17 北部SSZ型蛇绿岩中基性熔岩的球粒REE模式图和多元素蛛网图(标准化值据Sun and McDonough, 1989) 数据引自钱青等(2001a, b), Xia and Song (2010), Song et al. (2013)Fig.17 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized multi-element diagrams for the basaltic lava from the northern ophiolite belt (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

九个泉蛇绿岩由地幔橄榄岩、堆晶辉长岩、均质辉长岩、枕状熔岩、火山角砾岩和少量的紫红色硅质岩组成, 其上为厚层的杂砂岩，与典型大洋蛇绿岩岩石组合有明显差别。地幔橄榄岩大多呈零星块体分布，无固定层位，在辉长岩体的下部和喷出岩系列中均有出露，同时表现出强烈片理化和蛇纹石化。堆晶辉长岩、堆晶斜长石岩和堆晶辉石岩在剖面内只有零星出露，未见有席状岩墙群的出露。中部和上部的均质辉长岩、辉绿岩和枕状熔岩构成了九个泉蛇绿岩的主体。分布在上部喷出岩系列无数的中-小型塞浦路斯型块状硫化物铜矿床和广泛存在的蚀变岩指示了先前的洋脊裂谷体系和热液循环系统的普遍发育(杨合群等，2000；宋忠宝等，2006)。九个泉蛇绿岩之上整合覆盖一套由玄武质-玄武安山质熔岩和沉积岩组成的互层岩系，被称为蛇绿岩上覆岩系(张旗等，1997；钱青等，2001b)。该岩系因含相当比例的沉积岩而与蛇绿岩的喷出系列相区别。

4.2.1 地球化学特征和形成年龄

本文用于地球化学分析的玄武岩-辉绿岩采自红沟和塔墩沟剖面，样品整体保存新鲜，具斑状结构或无斑隐晶质结构。斑晶以斜长石和普通辉石为主(斑晶含量比例最高至20%，最大到1cm)，原生的Fe-Ti 氧化物普遍发育。橄榄石或者斜方辉石斑晶(或者蚀变产物)的普遍缺失，反映了这些样品相对演化的性质。

在TAS分类图解中(图16a), 九个泉蛇绿岩玄武岩的SiO2含量介于45%～53%之间，全部落入玄武岩范围，并主要分布于拉斑玄武岩区(图16b)； MgO含量介于4%～8%之间(Mg#=0.25～0.58)；Al2O3含量在13%～18%之间；Fe2O3的变化范围为 8.7%～15.26%；除1个样品Na2O含量偏低(0.9%)，其余均分布在一个相对集中的范围内(2.2%～4.6%)；K2O含量大部分小于0.5%，为低钾拉斑玄武岩，在主量元素特征上与洋中脊玄武岩很相似。其偏低的Mg#(MgO含量)和全碱(K2O+Na2O)、较高且变化较大的TiO2含量表明九个泉蛇绿岩中的喷出岩系列经历了相当程度的结晶分异作用。

九个泉蛇绿岩中的玄武岩-辉绿岩球粒陨石标准化稀土分配模式为轻稀土亏损到平坦，类似于N-MORB的稀土元素分布形态(图17a)，表明九个泉蛇绿岩主要来源于亏损的地幔源区，这同时得到了蛇绿岩中的玄武岩亏损的Sr和Nd同位素特征的支持(εNd(t=490Ma)=7.9～8.0) (侯青叶等, 2005)。但所有样品均具有Th、U富集，而Nb-Ta-Ti亏损的特征(图17b), 说明受到俯冲带流体的影响较强。

宋忠宝等(2007)首先报道了石居里沟辉长岩的锆石U-Pb年龄为458±1Ma，Xia and Song (2010)报道了塔墩沟剖面的均质辉长岩样品锆石的SHRIMP定年结果，18个数据点的加权平均年龄为 490±5.1Ma (MSWD=1.06)，因此，九个泉蛇绿岩的形成年龄的跨度为32Myr。

4.2.2 九个泉蛇绿岩类型及其形成环境

长期以来，九个泉蛇绿岩的类型(SSZ/MORB型)及其形成环境(大洋扩张/弧后盆地) 是学者们关心的基本问题之一(冯益民和何世平，1995b；张旗等，1997; Xiaetal., 2003)。根据前人研究和我们的现有资料，我们认为九个泉蛇绿岩是典型的弧后盆地蛇绿岩，其证据和鉴别标志如下：

(1)九个泉蛇绿岩的岩石组合由蛇纹岩、堆晶辉长岩、细粒辉长岩、枕状熔岩和块状熔岩、火山角砾岩、红色和绿色硅质岩组成，并被厚层的杂砂岩覆盖，与典型大洋蛇绿岩岩石组合明显不同。火山角砾岩的发育说明有水上火山的爆发，大量的杂砂岩是近陆源火山碎屑岩在弧后盆地沉积的产物。

(2)稀土元素特征显示与N-MORB和E-MORN类似的特征，轻稀土亏损到平坦，在N-MORB标准化蛛网图中(图17)，九个泉蛇绿岩中的喷出系列表现出不同程度的Rb、Ba、Th和U元素的富集(2～20倍于N-MORB)，高场强元素Nb和Ta明显亏损，Zr和Hf表现出弱的负异常。

(3)由于Th元素是俯冲带活动元素，是鉴别与俯冲带相关蛇绿岩的最有效的元素之一(Dilek and Furnes, 2011)。在图16c和16d中，九个泉蛇绿岩的玄武岩与洋中脊玄武岩的最大区别是具有高的Th含量和Th/Yb比值，使这些玄武岩的投点偏离了洋中脊-洋岛玄武岩的趋势，向岛弧玄武岩转化，说明受到俯冲带位置的叠加混染。

这些岩石学和地球化学特征表明，九个泉蛇绿岩中的喷出岩系列主要来源于类似于洋中脊亏损的地幔源区，并具有俯冲带成分的加入，说明弧后盆地中洋壳的发育趋向成熟。

4.3 扁都口蛇绿岩

扁都口蛇绿岩位于北部蛇绿岩带的中部地区，主要包含枕状和块状熔岩、辉长岩墙和凝灰岩。这些火山岩内部夹有层状的砂岩、板岩和泥硅质岩组成的沉积岩序列。

块状和枕状玄武岩成分为玄武质到安山质，SiO244.89%～57.45%，TiO20.36%～1.99%，Fe2O38.4%～12.95%，MgO 5.61%～10.05%，Mg#(0.57～0.76)较高。这些地球化学特征与九个泉蛇绿岩一致(图17a, b)。除了1个辉长岩和2个玄武岩样品，大部分样品相对于重稀土都比较富集轻稀土((La/Yb)N=2.88～26.44)。在原始地幔标准化的微量元素蛛网图中，相对于高场强元素所以样品都富集Rb、Ba、Th、U和轻稀土。几乎所有的样品都有显著地Nb-Ta负异常和微弱的Zr-Hf负异常，与典型的岛弧玄武岩类似(图17)。

在传统的分类图解如Cr-Y图解和Nb-Zr-Y图解中，大部分玄武岩投点分布于MORB、VAB和WPB区域，而在Ta/Yb-Th/Yb和Hf-Th-Ta图解中，样品投点主要分布于VAB区域，说明俯冲带对Th元素的增加 (图16c, d)。两个枕状熔岩样品化学成分具有高硅(54%～55%)、低TiO2(<0.5%), 低稀土含量，高Cr、Ni含量等特征，是较为典型的玻安岩，代表扁都口蛇绿岩形成于弧后盆地环境。

在扁都口蛇绿岩西北部的辉长岩样品中获得的锆石具有清晰简单的振荡环带。一些锆石含有从围岩中捕获的残核。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果表明，2个残核的一致年龄2554±59Ma，2个残核的年龄为917Ma和1256Ma，为格林威尔期岩浆作用的产物。这些元古代和太古代锆石继承残核表明岛弧基底和弧后盆地都是由大陆边缘发展而来。25个锆石颗粒得到的206Pb/238U年龄为470～488Ma，加权平均年龄为479±2Ma (MSWD=0.87)，代表该区的蛇绿岩套的形成年龄(Songetal., 2013)。

4.4 老虎山蛇绿岩

老虎山蛇绿岩位于北祁连缝合带的东部，在甘肃省景泰县的西南部约20km处。钱青等(2001a) 对该蛇绿岩的岩石组合、地球化学已经进行过系统研究，夏林圻等(Xiaetal., 2003)报道了该蛇绿岩套的全岩的Sm-Nd等时线年龄为453.6±4.4Ma。

老虎山蛇绿岩套的岩石组合包括蛇纹石化的橄榄岩，约1.5km厚的辉长岩，块状辉绿岩、枕状熔岩和沉积岩。蛇绿岩上部的沉积岩是红色的富含放射虫的泥硅质岩和不同厚度的板岩(<1m到数十米不等)，它们整合的产出在枕状熔岩内部。蛇绿岩的上部是具有细粒砂岩、砂泥岩、板岩韵律层的浊积岩，表明一个相对浅水的环境。志留纪的含砾浊积岩序列(砾岩、砂岩、泥岩)覆盖在蛇绿岩之上。

化学分析表明老虎山蛇绿岩中的枕状熔岩和块状辉绿岩主要是亚碱性拉斑玄武岩系列，SiO246.61%～53.30%，TiO20.93%～4.18%，MgO 4.09%～11.64%，Mg#的变化范围为0.45～0.76。大部分玄武岩样品为微弱的轻稀土富集模式，一个样品为轻稀土富集模式，球粒陨石标准化的LaN/YbN比值为1.07～3.98。原始地幔标准化的微量元素蛛网图模式与现今的N-MORB、E-MORB类似，部分样品具有明细的Nb-Ta负异常(图17a, b)。与枕状玄武岩相比，粗粒的辉长岩具有相对较低的稀土浓度和清晰地Eu正异常，表明有斜长石的堆晶。

在传统的分类图解比如Nb-Zr-Y、Ti-V、Zr-Zr/Y中，大部分玄武岩投点分布于MORB、VAB和WPB区域，在Hf-Th-Ta图解中，样品投点分布于N-MORB和VAB区域(图16c, d)，表明俯冲带流体可能和玄武岩相互作用。老虎山蛇绿岩中硅质岩的稀土模式图表明它的形成环境可能既不是大陆边缘附近，也不是一个典型的张开的洋盆，而是弧后盆地(钱青等，2001a)。

从细粒辉长岩中锆石的SHRIM定年结果表明，老虎山蛇绿岩的现成年龄为448.5±5Ma (MSWD=1.4)，明显晚于肃南九个泉蛇绿岩的现成年龄，同时表明北部蛇绿岩带的形成时限，即，祁连山弧后盆地的扩张时限至少为40Myr (Songetal., 2013)。

4.5 北部SSZ型蛇绿岩的意义：从弧前扩张到弧后盆地形成和演化

综合上述资料，北部SSZ型蛇绿岩的形成和演化经历了弧前扩张阶段和弧后盆地形成和演化两个阶段。

(1)弧前扩张阶段：大洋板片大约在520Ma 开始俯冲，在弧前形成类似N-MORB的拉斑系列玄武岩-粒玄岩-辉长岩组合，随俯冲带的发展和后撤，地幔楔亏损程度的加强，在～490Ma出现弧后盆地性质的玻安岩。

(2)弧后盆地形成和扩张阶段：九个泉SSZ型蛇绿岩的不同剖面内，火山碎屑岩的大量出现及其与蛇绿岩组合的共存展示了从火山弧到弧后盆地的形成过程，蛇绿岩组合中粗粒辉长岩逐渐过渡到细粒辉长岩最后到玄武岩，这些特征说明了扩张脊下的岩浆房已经发育完全。分布在上部喷出岩系列中同时代的无数的中-小型塞浦路斯型块状硫化物铜矿体和同生的断裂体系说明了一个完全的弧后洋脊扩张体系在早奥陶纪(490Ma)左右可能已经建立。同时九个泉蛇绿岩喷出岩(εNd(t)=+7.9～+8.0)与同一蛇绿岩带中的石鸡河蛇绿岩中玄武岩(εNd(t)=+7.4-+7.5)(刘晓煌等，2010)亏损的同位素特征同时也印证了上述的判断。区域位置上，九个泉蛇绿岩向东延伸同造山带中段的大红沟蛇绿岩碎片和东端的老虎山蛇绿岩，向西延伸和石鸡河蛇绿岩碎片一起组成了北祁连造山带中俯冲-增生杂岩和岛弧火山岩带北面的一条巨型SSZ型蛇绿岩带(冯益民和何世平，1996；夏林圻等，1996；Songetal., 2013)。夏林圻等(1995，1998)、Xiaetal. (2003)对苏优河和老虎山蛇绿岩中的玄武岩中的进行的Sm-Nd同位素定年结果为分别为465Ma和454Ma。这些数据表明，北祁连弧后洋脊扩张活动从早奥陶世一直持续到晚奥陶世。至奥陶纪末(～440Ma)到志留纪，北祁连进入到大洋闭合和盆地收缩阶段，强烈的弧-陆或陆-陆碰撞使得弧后盆地快速抬升，规模急剧收缩，形成了从东向西绵延长达1000多千米，厚度为2～3km的中-晚志留纪的复理石建造和九个泉-老虎山弧后盆地蛇绿岩带的共同保存于北祁连岛弧岩浆杂岩带的北边。

5 结论

(1)祁连造山带是典型的古大洋俯冲带和陆缘增生型造山带，带内发育三条不同类型的蛇绿岩带，即：南部南祁连洋底高原型蛇绿岩带，中部托勒山洋中脊型蛇绿岩带，北部走廊南山SSZ型蛇绿岩带。这些蛇绿岩带记录了原特提斯洋形成、发展和消亡的历史进程。

(2)到目前为止，祁连山最老蛇绿岩为玉石沟蛇绿岩，形成年龄550Ma (史仁灯等，2004; Songetal., 2013), 也是目前西秦岭、东西昆仑和祁连山所发现的最老蛇绿岩。结合祁连山一带朱龙关群600～583Ma的裂谷型火山-沉积建造(Xuetal., 2015)，我们认为原特提斯洋的形成和扩张从580Ma开始。地球化学特征和堆晶岩系中橄长岩的产出证明中部蛇绿岩带形成于大洋环境。

(3)南祁连洋底寒武纪(525～500Ma)高原型蛇绿岩的确定，证明了寒武纪原特提斯洋板内地幔柱活动和大火成岩省的形成。洋底高原在俯冲过程中可以造成俯冲带的阻塞，使俯冲带反转或后撤，形成新的洋内岛弧(Niuetal., 2003; Songetal., 2017)。横贯于南祁连-西秦岭的奥陶纪(470～440Ma)洋内弧的形成是一很好的例证(Songetal., 2017; Yangetal., 2018, 2019)。

(4)祁连造山带最早的俯冲可以限定为～520Ma (吴才来等, 2010; Xiaetal., 2012; Songetal., 2013; Chenetal., 2014)。北部蛇绿岩带发育时间从517～448Ma，大岔大阪弧前蛇绿岩的形成(517～505Ma)代表了俯冲带的初始俯冲和弧前扩张，而弧后特征玻安岩的发育以及九个泉-老虎山蛇绿岩的形成揭示弧后盆地从490Ma开始扩张到448Ma结束的历史。

(5)蛇绿岩及弧火山岩的时空分布特征反映原特提斯洋的俯冲极性为向北为主的消减俯冲。

致谢感谢两位匿名评审人和期刊编辑对本文的建设性意见。

谨以此文恭祝本文第一作者的导师肖序常先生90华诞暨从事地质事业70周年。先生教诲，受益终生。