西昆仑慕士塔格--公格尔印支期侵入岩岩石与锆石地球化学特征及研究意义

宋 樾，王 建，刘金霖，包真艳

吉林大学地球科学学院，长春 100061



西昆仑慕士塔格
--公格尔印支期侵入岩岩石与锆石地球化学特征及研究意义

宋 樾，王 建，刘金霖，包真艳

吉林大学地球科学学院，长春 100061

西昆仑造山带南侧的麻扎--康西瓦缝合带，是古特提斯洋闭合的位置。慕士塔格--公格尔作为昆仑山的主峰，紧邻该缝合带的东北侧分布，主要岩性为花岗闪长岩和黑云母二长花岗岩。作者系统研究了两种岩性的地球化学及年代学特征，探讨了岩石成因，反演了古特提斯洋的构造演化历史。岩体岩浆锆石LA-ICP-MS U-Pb测年结果显示，花岗闪长岩和黑云母二长花岗岩的成岩年龄分别为(213.0±0.5)～(215.4±0.9)Ma和(220.6±0.5)～(222.1±0.4)Ma，是晚三叠世岩浆活动的产物。两种岩性均为高硅(w(SiO2)>65%)、富碱(w(K2O+Na2O) >6%)、钙碱性-高钾钙碱性、准铝质(A/CNK<1)，富集大离子亲石元素(LILE)和轻稀土元素(LREE)，亏损高场强元素(HFSE)和重稀土(HREE)。微量元素组成特征、低锆石饱和温度及高分异指数显示慕士塔格--公格尔花岗岩体为高分异I型花岗岩。岩体锆石的εHf(t)值变化范围较小，为-4.46～-0.17，指示岩浆以壳源为主。综合研究表明，慕士塔格--公格尔花岗岩体可能是同碰撞造山环境下，老的下地壳受地幔热源影响部分熔融，形成的长英质壳源岩浆侵入地壳内部而冷却结晶形成。

花岗岩；地球化学；锆石LA-ICP-MS年龄；Hf同位素；古特提斯洋；慕士塔格--公格尔

0 引言

麻扎--康西瓦缝合带位于西昆仑地区中部，在南东--北西方向上呈弧形延伸，贯穿整个造山带，是昆仑造山带和昆南--羌塘缝合系的界线，也是青藏高原北缘基础构造单元划分的重要依据[1-4]。西昆仑地区在显生宙以来经历了原特提斯和古特提斯两大构造域的复合演化，其中尤为重要的是在早、中三叠世受印支运动影响而最终导致的古特提斯洋盆闭合和继而发生的碰撞造山，此过程完成了西昆仑地区洋--陆转化，并发育一系列印支期花岗岩，成为学者们研究的重点[5-7]。对于古特提斯洋闭合碰撞的时限以及造山作用阶段的划分，前人从岩石地球化学角度和锆石U-Pb年龄等方面进行了较为详细的研究，但大多是基于样品年龄和岩相对比等方面的分析，结合同位素研究手段对岩浆源区示踪的方法应用并不多[7-10]，以至于在岩石成因类型的判别和幔源物质对成岩过程影响等研究方面的认识相对薄弱。不同的研究成果使人们对古特提斯洋闭合碰撞造山具体时间限定的认识存在较大分歧，制约了对昆仑山地区具体构造演化过程的深入理解。鉴于上述问题的存在，笔者以塔什库尔干地区麻扎--康西瓦缝合带东北部的慕士塔格--公格尔花岗岩岩体为研究对象，进行了主、微量元素分析和锆石U-Pb年龄及Hf同位素测试，在此基础上划分成因类型，探讨岩浆成因和演化历史，以约束西昆仑地区古特提斯洋的闭合时限；并与前人的研究成果进行对比，得出对构造演化历史更清晰的认识，为区域构造背景的确定提供依据。

1 区域地质背景

西昆仑造山带地处青藏高原北缘，是中央造山带的最西端，向北与塔里木盆地相邻，向南以麻扎--康西瓦缝合带为界，向西以塔什库尔干断陷为界与帕米尔高原相接，向东至苦牙克走滑断裂带。其整体宽近300 km，延伸近1 000 km，呈北西--南东走向并向南突出的弧形构造(图1)。

①柯岗断裂带；②麻扎--康西瓦缝合带；③乔尔天山--岔路口断裂带；④班公--怒江缝合带。据文献[11]修编。图1 昆仑地区构造单元划分地质简图Fig.1 Simplified geological map showing the tectonic units in the Kunlun area

西昆仑地区自北向南可分为西昆仑地体、甜水海地体和喀喇昆仑地体三大构造单元[12]，之间分别以康西瓦--慕士塔格缝合带和乔尔天山--岔路口断裂带为界线。其中，康西瓦--慕士塔格缝合带即为古特提斯洋俯冲消减及后期碰撞拼合的产物。本次工作地点为康西瓦--慕士塔格缝合带西段、康西瓦--慕士塔格断裂东北侧。出露的慕士塔格--公格尔花岗岩呈带状延伸，走向受断裂控制，大地构造位置具有代表意义，是古特提斯洋俯冲碰撞的直接产物。

2 样品描述

慕士塔格--公格尔侵入岩体主要由花岗闪长岩及黑云母二长花岗岩组成，其地球化学特征对构造历史的反演具有重要意义。本次工作采集了7件样品，编号分别为QLIII-1、DT117-1、DT118-1、0089-1、0090-1、0093-1和0094-1，依据矿相学和矿物化学成分，将样品分为二组，以下皆以此分组讨论岩石性质。

花岗闪长岩：以QLIII-1和0089-1为代表的角闪黑云母花岗闪长岩，主要由斜长石(45%～50%)、碱性长石(7%～15%)、石英(15%～20%)、黑云母(10%～15%)、角闪石(5%)及少量石榴石(0%～3%)和辉石(0%～2%)组成。矿物自形程度较高，粒度自中细粒至中粗粒，斜长石轻微蚀变。暗色矿物呈定向排列。

花岗岩：以DT117-1、DT118-1、0090-1、0093-1和0094-1为代表的黑云母二长花岗岩，主要造岩矿物包括斜长石(35%～40%)、碱性长石(35%～45%)、石英(15%～20%)、黑云母(5%～10%)、角闪石(3%～4%)及白云母(5%)和石榴石(2%)。细粒至中粗粒，似斑状结构，碱性长石组成斑晶，块状构造。部分斜长石绢云母化严重，也可见石英生长构成的蠕虫结构。暗色矿物定向排列。

3 分析方法

本文所采样品的主、微量元素、稀土元素在广州澳实分析检测有限公司完成测定。主量元素的测定使用X射线荧光光谱分析法(ME-XRF06)，误差小于1%。微量元素、稀土元素使用等离子质谱分析法(ICP-MS)，误差小于5%。

样品锆石在中国地质科学院矿产资源研究所MC-ICP-MS实验室完成U-Pb年龄测试，分析所用的激光剥蚀系统为Finnigan Neptune型多接收等离子质谱及相配的Newwave UP 213紫外激光剥蚀系统。具体测试激光斑束直径为25 μm，频率10 Hz，以He为剥蚀物质的载气。均匀锆石颗粒的测年精度和准确度在1%(2σ)左右。分析所得数据使用ICPMS DataCal程序进行处理并使用Isoplot程序得到年龄谐和图。详细测试过程参见文献[13]。

锆石Hf同位素测试在中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室完成，使用测试仪器为Neptune和Newwave UP 213剥蚀系统(LA-MC-ICP-MS)。具体测试激光剥蚀斑束直径为40 μm，分析点与U-Pb测年激光剥蚀点位相同。详细测试过程参考文献[14]。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb测年结果

选取花岗闪长岩中具有代表性的QLIII-1、0089-1和花岗岩DT117-1、0093-1样品进行锆石U-Pb年龄测试，测试结果如下(表1)。

黑云母花岗闪长岩(QLIII-1)：CL图像显示锆石呈自形长柱状，个别破碎，粒度大小不一，为50 μm×120 μm～80 μm×300 μm，韵律环带结构清晰可见，Th/U值(0.142 8～0.634 4)跨度较大，平均0.350 0。锆石环带206Pb/238U年龄除一个测点为(434±2) Ma，可能为岩浆上升过程中捕获的锆石外,其余29个年龄为211～215 Ma，加权平均年龄为(213.0±0.5)Ma(MSWD=0.93)(表1,图2)。

花岗闪长岩(0089-1)：CL图像中锆石颗粒呈半自形短柱状，粒度相对均一，为60 μm×150 μm～90 μm×250 μm，韵律环带结构微弱至不可见(图3)，Th/U值为0.247 2～0.803 8，平均0.580 0，显示出岩浆锆石的特点。锆石206Pb/238U年龄为210～218 Ma，加权平均年龄为(215.4±0.9)Ma(MSWD=2.6)(表1,图2b)。

表1 研究区侵入岩LA-ICP-MS锆石U-Pb测试数据

表1(续)

表1(续)

a.QLIII-1;b.0089-1;c.DT117-1;d.0093-1。图2 研究区侵入岩锆石年龄谐和图Fig.2 U-Pb Concordia diagrams of zircons of granites

图3 0089-1样品阴极发光图像Fig.3 CL image of sample 0089-1

黑云母二长花岗岩(DT117-1)：CL图像中锆石颗粒为自形柱状，粒度变化不大，为80 μm×200 μm～100 μm×280 μm，环带结构明显，颜色稍暗，与较高的Th、U含量有关，Th/U值(0.338 1～0.606 2，平均0.470 0)指示其为岩浆成因。206Pb/238U年龄为219～223 Ma，加权平均年龄为(220.6±0.5)Ma(MSWD=0.29)(表1,图2c)。

黑云母二长花岗岩(0093-1)：CL图像可见锆石为半自形--他形，部分锆石断裂，粒度变化于65 μm×150 μm～90 μm×200 μm，环带结构清晰，颜色较暗(图4)，Th/U值为0.333 3～0.846 0(平均0.560 0)，为岩浆成因锆石。206Pb/238U年龄为220～223 Ma，加权平均年龄为(222.1±0.4)Ma(MSWD=0.98)(表1,图2d)。

4.2 锆石Hf同位素测试结果

对花岗闪长岩(0089-1)的22颗锆石和花岗岩(0093-1)的20颗锆石进行Hf同位素测试，测点与锆石U-Pb年龄测试位置相对应。Hf同位素测试结果以及结合锆石U-Pb年龄代表的岩浆结晶年龄计算结果见表2，Hf同位素组成特征见图5。

花岗闪长岩(0089-1)样品的176Hf/177Hf值为0.282 543～0.282 638，加权平均值为0.282 585±0.000 014，较为均一；εHf(t)值为-3.51～-0.17，加权平均值为-2.04±0.50；单阶段Hf模式年龄(TDM1)为871～1 015 Ma，平均950 Ma；二阶段Hf模式年龄(TDM2)1 258～1 468 Ma，平均1 378 Ma。

花岗岩(0093-1)样品176Hf/177Hf值为0.282 514～0.282 621，加权平均值为0.282 568±0.000 011；εHf(t)值为-4.46～-0.73，加权平均值为-2.56±0.39；单阶段Hf模式年龄(TDM1)为913～1 055 Ma，平均981 Ma；二阶段Hf模式年龄(TDM2)为1 299～1 536 Ma，平均1 411 Ma。

图4 0093-1样品阴极发光图像Fig.4 CL image of sample 0093-1

4.3 主量元素

主量元素测试结果见表3。花岗闪长岩样品元素含量与黑云二长花岗岩样品显示出明显的差异性。

表3 研究区侵入岩主量元素分析结果

图5 研究区侵入岩岩锆石Hf同位素特征和组成Fig.5 Zircon Hf isotopic features and compositions of Indosinian granites

花岗闪长岩低硅(w(SiO2)=68.2%～66.9%)、富铝(w(Al2O3) =14.7%～17.1%)、高钛(w(TiO2)=0.31%～0.46%)、低碱(w(Na2O+K2O)=6.06%～7.20%)，A/CNK=0.90～1.05；黑云二长花岗岩w(SiO2)=70.1%～75.7%、全碱(w(Na2O+K2O)=7.73%～8.70%)及A/CNK值(0.97～0.99，平均0.98)稍高，而w(Al2O3)=12.3%～14.8%和w(TiO2)=0.15%～0.28%则稍低。

花岗岩类TAS分类图解(图6)上，花岗闪长岩(QLIII-1、0089-1)贫硅，划入花岗闪长岩类区域，花岗岩(DT117-1、DT118-1、0090-1、0093-1和0094-1)落入花岗岩类区域。A/NK-A/CNK判别图解(图7)上样品大部分落入准铝质区域并接近过铝质，QLIII-1由于相对高w(TiO2)和低w(K2O)落入过铝质区域。w(K2O)-w(SiO2)图(图8)中，花岗闪长岩样品落入钙碱性系列和高钾钙碱性系列过渡区域，花岗岩样品落入高钾钙碱性系列和钾玄岩系列过渡区域。由于w(SiO2)过高(>70%)导致碱含量偏低，在确定碱性或亚碱性时里特曼指数不适用，因此使用花岗岩w(SiO2)-AR图解(图9)判断花岗闪长岩落入钙碱性区域，花岗岩则为碱性。

底图据文献[15]。图6 研究区侵入岩TAS图解Fig.6 TAS diagram for granites

底图据文献[16]。图7 研究区侵入岩含铝指数图Fig.7 Aluminous index diagram for granite

底图根据文献[16]。图8 研究区侵入岩w(K2O)-w(SiO2)图解Fig.8 w(K2O) versus w(SiO2) diagram for granites

底图根据文献[17]。图9 研究区侵入岩w(SiO2)-AR图解Fig.9 w(SiO2) versus AR diagram for granites

4.4 微量元素

微量元素测试结果见表4。

在微量元素原始地幔标准化蛛网图(图10a)中，两类样品配分曲线类似，均具有富集Rb、Ba、K等大离子亲石元素(LILE)，亏损Ta、Nb、Ti、Sr等高场强元素(HFSE)及低Sr/Y(平均5.61)的特点；不同之处在于，花岗闪长岩样品整体微量元素质量分数相对较低，不相容元素Th、U质量分数相对较低，暗示其熔融程度相对较低。Nb、Ta、Ti的亏损和反映岩浆的壳源印迹，暗示岩石形成于岛弧环境或源岩具有岛弧岩类成分特征[14]。

稀土元素(REE)球粒陨石标准化配分曲线见图10b，可以看得两类样品同样具有类似的曲线，轻稀土元素(LREE)质量分数相对富集(141.83×10-6～200.00×10-6)，重稀土元素(HREE)质量分数相对亏损(13.30×10-6～32.66×10-6)，轻重稀土元素具有明显分馏(LREE/HREE=3.84～16.40，(La/ Lu)N=2.89～17.46)，且轻稀土分馏程度((La/ Sm)N=2.88～7.56)高于重稀土分馏程度((Gd/ Lu)N=0.70～1.55)，负铕异常明显(δEu=0.14～0.76)，曲线整体呈右倾趋势。花岗闪长岩样品与花岗岩样品比较，标准化配分曲线相对较平坦，轻微负铕异常，可能代表了其具有较低的熔融程度。

表4 研究区侵入岩微量元素分析结果

标准化数值据文献[18]。 图10 研究区侵入岩原始地幔标准化微量元素蛛网图(a)和球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(b) Fig.10 Primitive mantle-normalized trace elements pattern(a) and Chondrite-normalized rare earth elements pattern(b) for granites

5 讨论

5.1 花岗岩样品的成因类型

目前，为大家普遍接受并认可的花岗岩成因类型包括I型、S型、M型和A型。综合花岗岩主量元素图解可得知花岗闪长岩为准铝质钙碱性，花岗岩为准铝质高钾(钙)碱性。高钾钙碱性花岗岩可能形成于活动大陆边缘或同碰撞作用过程中，同时也在后碰撞作用阶段广泛出现[19]，暗示本文所采样品产出构造背景为碰撞造山时期；二类花岗岩落入准铝质与过铝质过渡的区域并更靠近准铝质区域，这可能是因为在部分熔融过程中有变质沉积物和变质火山岩成分的加入[20]。在花岗岩Sr/Y-w(Y)图解(图11)中，二类样品均落入正常岛弧安山岩-英安岩-流纹岩成分区域，说明花岗岩源岩具有岛弧环境的印迹。两类岩石全岩微量元素蛛网图和稀土元素配分曲线总体相似：富集大离子亲石元素(LILE)，亏损高场强元素(HFSE)，Nb、Ta负异常，低Sr(<400×10-6)高Y(>2×10-6)，这种花岗岩微量元素特征是陆壳特有并用于区分洋壳的主要判别标志[22]，暗示花岗岩源岩主要为陆壳成分；轻、重稀土元素明显分馏(LREE/HREE=3.84～16.40，平均8.47)，具铕负异常及右倾型配分曲线与我国东北地区的高分异I型花岗岩类似[23]。样品的负铕异常与长石的分离结晶有关，这与Sr的负异常相呼应，而HREE相对LREE较亏损则是由于源岩存在普通角闪石或石榴石[24]。两类样品配分曲线相似却又略有差异，表明其具有相同的源区性质但经历了不甚相同的演化历史。通过全岩CIPW标准矿物计算，花岗闪长岩样品的分异指数为70.72～77.90(平均74.31)，花岗岩样品的分异指数为81.98～92.79(平均89.13)，由此可知花岗岩样品经历了较高的岩浆分异作用；两类岩石的A/CNK值(0.90～1.05，平均0.98)和刚玉分子质量分数(为0)低于Chappell 和White[25]建议的S型花岗岩数值(A/CNK>1.1，刚玉分子>1%)，因此排除S型花岗岩的可能性。

底图据文献[21]。图11 研究区侵入岩Sr/Y-w(Y)图解Fig.11 Sr/Y versus w(Y) diagram for granites

锆石在花岗质岩石中呈副矿物出现并且是主要的富Zr矿物，因此通过全岩的Zr含量可以近似代表锆石中的Zr含量；同时锆石又是花岗岩中结晶温度较高的副矿物，所以其饱和温度可以近似代表花岗岩的液相线温度。结合Zr含量和主量元素含量，使用Watson等[26]的锆石饱和温度计算方法得到花岗闪长岩Tzr=786.16 ℃，花岗岩Tzr=750.22～783.51 ℃(平均765.40 ℃)，两类样品的液相线温度相差不大，与高分异I型花岗岩的形成温度较为接近(均值764 ℃)，低于A型花岗岩的形成温度(>900 ℃)[27-28]。此外，两类样品的Ga质量分数均相对较低(20.50×10-6～22.70×10-6和15.9×10-6～20.5×10-6)，w(Zr+Nb+Ce+Y)值分别为298.40×10-6～347.76×10-6(平均323.08×10-6)和233.75×10-6～325.81×10-6(平均275.67×10-6)，低于A型花岗岩的下限值350×10-6[29]；因此也排除A型花岗岩的可能性。最后，依据主、微量测试及计算结果并综合以上分析，本文研究的花岗岩应为具有岛弧环境岩石成分特点的高分异I型花岗岩。

5.2 岩浆源区性质

岩石样品中的锆石作为副矿物以稳定的化学状态存在，其化学成分，尤其是同位素组成，能够很好地指示岩浆源区性质。锆石Lu/Hf值很低，在矿物形成后基本没有明显的放射性Hf产生；因此实验所测得锆石的176Hf/177Hf值受年代不确定性的影响较小[30]，基本代表了其形成时的Hf同位素组成，进而可以分析岩石的成因以及不同组分岩浆的性质。岩浆锆石中负εHf(t)值表明地壳的Hf同位素储库为主导，正εHf(t)值表明岩浆源区主要由亏损地幔的Hf同位素储库主导；对于陆壳花岗岩情况较复杂，εHf(t)值为正也有可能是因为新生地壳物质的混入[30]。幔源组分参与花岗岩成岩作用过程有两种方式：①在特定地质作用阶段，幔源岩浆与其提供的热量导致深部地壳部分熔融并形成混合长英质岩浆[31]，此类花岗岩中应具有TDM1与结晶年龄相近的锆石结晶；②具有幔源印迹岩浆侵入地壳底部形成了初生地壳，在后期的热事件影响下与古老基底地壳共同发生部分熔融，形成具有壳幔混合特征的长英质岩浆[32]，此类花岗岩中的锆石TDM1与结晶年龄具有一定距离。本文研究样品的锆石Hf同位素特征如下：两类样品εHf(t)值均在接近于0的负值范围波动(平均-2.04±0.50和-2.56±0.39)，没有出现正值，反映二岩浆源区以壳源物质为主、但并不排除存在少量幔源物质的混入，这与花岗岩微量元素具有陆壳特征相互佐证；Hf模式年龄集中在新元古代(均值950 Ma和981 Ma)，与晚三叠世的形成年龄(均值(215.37±0.85)Ma和均值(222.07±0.43)Ma)差距很大，未见二者年龄相近的锆石颗粒，表明该区的岩浆源区成分古老，没有或鲜有新生组分；二阶段Hf模式年龄集中于中元古代(均值1 378 Ma和1 411 Ma)，代表地壳物质从幔源岩石中分异出的时间，其初始地壳物质可能为元古宙塔里木西南缘发生裂离，为原特提斯洋形成期间的岩浆作用产物。以上特征更接近于第二种形成机制，即后期热事件导致的古老基底地壳发生部分熔融并侵入地壳固结成岩。

5.3 构造环境

对研究样品的岩石地球化学分析结果表明：两类花岗岩均落入钙碱性--高钾钙碱性系列，富集LILE和LREE，亏损HFSE和HREE，显示典型的岛弧或活动大陆边缘岩浆弧环境，与姜春发等[2]所总结的西昆仑南部发育印支期花岗岩类为岛弧钙碱性系列的I型花岗岩呼应；两套花岗岩空间上分布在康西瓦--苏巴氏蛇绿岩带西北侧，与古特提斯洋的向西北方向俯冲的事实完全吻合。

ORG：洋脊花岗岩；Post-COLG：后碰撞花岗岩；syn-COLG：同碰撞花岗岩；VAG：火山岛弧花岗岩；WPG：板内花岗岩。底图据文献[33-34]。图12 研究区侵入岩w(Rb)-w(Ta+Yb)图解和w(Rb)-w(Y+Nb)图解Fig.12 w(Rb) versus w(Ta+Yb) diagram and w(Rb) versus w(Y+Nb) diagram for Indosinian granites

对样品进行LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb定年测试，结果表明，花岗闪长岩类的年龄为(213.0±0.5)～(215.4±0.9)Ma；w(Rb)-w(Ta+Yb)和w(Rb)-w(Y+Nb)判别图解(图12)上投于VAG或WPG区；而花岗岩类的年龄值为(220.6±0.5)～(222.1±0.4)Ma，图解上落入syn-COLG或与VAG的过渡区。同时，花岗闪长岩锆石中不相容元素含量(Th、U)低于黑云二长花岗岩中锆石的相应含量，指示岩浆熔融程度由低变高，与全岩REE球粒陨石配分曲线分布模式相互佐证，可能指示了构造环境由压性向张性转换。张传林等[10]对布伦口地区具有240 Ma年龄的含石榴子石片麻状花岗岩进行研究，认为其形成于挤压构造环境，且为陆壳重熔的产物；杨文强等[9]测得塔什库尔干县城东的矽线石榴黑云片麻岩和石榴角闪片麻岩具有(220±2)和(220±3)Ma的变质年龄，认为是古特提斯洋俯冲碰撞的时间。这进一步印证本文所采黑云母二长花岗岩形成于同碰撞大陆边缘弧环境，而花岗闪长岩则形成于稍晚期的后碰撞拉伸环境。由于两套花岗岩的形成年龄相近，我们推测它们是同一大的岩浆活动期次中不同幕次的产物，总体上处于一种从碰撞到碰撞后的拉伸的过渡环境，这也是研究区在该时间段能够形成如此大规模花岗岩的地球动力学原因。

西昆仑地区古特提斯洋俯冲消减并闭合于中三叠世末期，晚三叠世已经转入后碰撞的伸展阶段[35]。通过本文的样品测试分析，我们认为研究的两套花岗岩样品所限定的(213.0±0.5)～(222.1±0.4)Ma时间段，是古特提斯洋处于闭合碰撞造山和碰撞后拉伸的转换过渡阶段，这较为详细地揭示了构造运动作用的转换，并且俯冲消减作用期间的地质历史重演有着指导意义。

综合以上论述，始于晚古生代的古特提斯洋持续地向西北方向俯冲，最终沿着康西瓦--苏巴什混杂岩带与昆中陆块对接，继而碰撞造山；在晚三叠世，这种碰撞达到高峰并使得碰撞的压应力逐渐向松弛转换，进入后碰撞造山垮塌阶段，地壳处于伸展状态并相对减薄，区域上压力减小、张力增加，为岩浆大规模侵入提供了良好的机会。此时，老的下地壳受地幔楔热源影响部分熔融，形成长英质壳源成分为主的岩浆房。这种长英质岩浆一开始形成小规模的侵入体，逐渐地随着地壳的应力空间的释放，巨量的岩浆沿着构造薄弱带侵入、上涌、定位于地壳浅层。

6 结论

1)塔什库尔干附近麻扎--康西瓦缝合带东北侧的花岗岩类岩体分为两类：花岗闪长岩和花岗岩，其锆石U-Pb年龄加权平均值分别为(213.0±0.5)～(215.4±0.9)Ma 和(220.6±0.5)～(222.1±0.4)Ma，均为晚三叠世岩浆活动的产物。

2)两套岩体总体高硅、富碱，钙碱性--高钾钙碱性系列，富集LILE和LREE，亏损HFSE和HREE，显示高分异I型花岗岩特征。

3)岩体Hf同位素变化范围不大，εHf(t)值分布于0和负值之间，指示花岗质岩石以壳源为主，可能有少量的幔源物质的贡献。

4)西昆仑麻扎--康西瓦缝合带的晚三叠世岩体形成于晚三叠世古特提斯洋闭合后的同碰撞--碰撞后拉伸的过渡环境。

[1] 任纪舜.从全球看中国大地构造：中国及邻区大地构造图简要说明[M].北京: 地质出版社, 1999：1-15． Ren Jishun.China Tectonic on Global View:The Tectonic Map of China and Adjacent Regions[M]. Beijing: Geological Publishing House, 1999：1-15.

[2] 姜春发, 王宗起, 李锦轶. 中央造山带开合构造[M]. 北京: 地质出版社, 2000：7-13． Jiang Chunfa, Wang Zongqi, Li Jinyi. Tectonics of the Central Orogenic Belt[M]. Beijing：Geology Press, 2000：7-13.

[3] 许志琴, 戚学祥, 刘福来, 等. 西昆仑康西瓦加里东期孔兹岩系及地质意义[J]. 地质学报, 2004, 78: 733-743. Xu Zhiqin, Qi Xuexiang, Liu Fulai, et al. Geological Significance of Kangxiwa Caledonian Khondalites, Western Kunlun[J]. Acta Geologica Sinica, 2004, 78: 733-743.

[4] 计文化. 西昆仑--喀喇昆仑晚古生代--早中生代构造格局[D]. 北京:中国地质大学, 2005: 16-106. Ji Wenhua. The Late Paleozoic-Early Mesozoic Tectonic Frame in the Western Kunlun-Karakorum Area[D]. Beijing: China University of Geosciences, 2005: 16-106.

[5] 姜耀辉,丙行健,郭坤一,等.西昆仑造山带花岗岩形成的构造环境[J].地球学报,2000,21(1): 23-25. Jiang Yaohui, Bing Xingjian, Guo Kunyi, et al. Tectonic Environments of Granitoids in the West Kunlun Orogenic Belt[J]. Acta Geoscientia Sinica, 2000, 21(1): 23-25.

[6] 李荣社, 计文化, 杨永成, 等. 昆仑山及邻区地质[M]. 北京: 地质出版社, 2008：1-5. Li Rongshe, Ji Wenhua, Yang Yongcheng, et al. Tectonic Environments of Granitoids in the West Kunlun Orogenic Belt[M]. Beijing: Geological Publishing House, 2008:1-5.

[7] 张传林, 陆松年, 于海峰, 等. 青藏高原北缘西昆仑造山带构造演化:来自锆石SHRIMP 及LA-ICP-MS测年的证据[J]. 中国科学：D 辑:地球科学, 2007, 37(2): 145-155. Zhang Chuanlin, Lu Songnian, Yu Haifeng, et al. Tectonic Evolution of the Western Kunlun Orogenic Belt in the North Edge of Tibet: Evidences from the SHRIMP and LA-ICP-MS of Zircons[J].Science in China Press: Series D: Geoscience, 2007, 37(2): 145-155.

[8] 毕华, 王中刚, 王元龙, 等. 西昆仑造山带构造-岩浆演化史[J].中国科学：D 辑:地球科学, 1999, 29(5): 398-406. Bi Hua, Wang Zhonggang, Wang Yuanlong, et al. Tectonic-Magmatic Evolution of Western Kunlun Orogenic Belt[J]. Science in China:Series D: Geoscience，1999, 29(5): 398-406.

[9] 杨文强, 刘良, 曹玉亭, 等. 西昆仑塔什库尔干印支期(高压)变质事件的确定及其构造地质意义[J]. 中国科学:地球科学, 2011, 41(8):1047-1060. Yang Wenqiang, Liu Liang, Cao Yuting, et al. Geochronological Evidence of Indosinian (High-Pressure) Metamorphic Event and Its Tectonic Significance in Taxkorgan Area of the Western Kunlun Mountains, NW China[J]. Scientia Sinica Terrae, 2010, 53: 1445-1459.

[10] 张传林, 于海峰, 王爱国, 等. 西昆仑西段三叠纪两类花岗岩年龄测定及其构造意义[J]. 地质学报, 2005, 79(5): 645-652. Zhang Chuanlin, Yu Haifeng, Wang Aiguo, et al. Dating of Triassic Granites in the Western Kunlun Mountains and Its Tectonic Significane[J]. Acta Geologica Sinica, 2005, 79(5): 645-652.

[11] Jiang Y H, Jia R Y, Liu Zheng, et al. Origin of Middle Triassic High-K Calc-Alkaline Granitoids and Their Potassic Microgranular Enclaves from the Western Kunlun Orogen, Northwest China: A Record of the Closure of Paleo-Tethys[J]. Lithos, 2013(156/157/158/159):13-30.

[12] Pan Y S. Geological Evolution of the Karakorum and Kunlun Mountains[M]. Beijing：Seismological Press, 1996.

[13] 侯可军，李延河，田有荣. LA-MC-ICP-MS锆石微区原位U-Pb定年技术[J]. 矿床地质, 2009, 28(4): 481-492. Hou Kejun, Li Yanhe, Tian Yourong. In Situ U-Pb Zircon Dating Using Laser Ablation-Multi Ion Counting-ICP-MS[J]. Mineral Deposits, 2009, 28(4): 481-492.

[14] 侯可军, 李延河, 邹天人, 等. LA-MC-ICP-MS锆石Hf同位素的分析方法及地质应用[J]. 岩石学报, 2007,23(10): 2595-2604. Hou Kejun, Li Yanhe, Zou Tianren, et al. Laser Ablation-MC-ICP-MS Technique for Hf Isotope Microsnalysis of Zircon and Its Geological Application[J]. Acta Petrologica Sinica, 2007,23(10): 2595-2604.

[15] Maitre R W,Streckeisen A,Zanettin B,et al.Igneous Rocks: A Classification and Glossary of Terms[M]. Cambridge :Cambridge University Press, 2002.

[16] Peccerillo A, Taylor S R. Geochemistry of Eocene Calcalkaline Volcanic Rocks from the Kastamonu Area, Northern Turkey[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1976, 58(1): 63-81.

[17] Wright J B. A Simple Alkalinity Ratio and Its Application to Questions of Non-Orogenic Granite Genesis[J]. Geol Mag, 1969, 106: 370-384.

[18] McDonough W F, Sun S S. The Composition of the Earth[J]. Chemical Geology, 1995, 120: 223-253.

[19] 张旗, 潘国强, 李承东, 等. 花岗岩构造环境问题:关于花岗岩研究的思考之三[J]. 岩石学报, 2007, 23(7):1683-1698. Zhang Qi, Pan Guoqiang, Li Chengdong, et al. Are Discrimination Diagrams Always Indicative of Correct Tectonic Settings of Granites? Some Crucial Questions on Granite Study：3[J]. Acta Petrologica Sinica, 2007, 23(7): 1683-1698.

[20] Barbarin, B. Genesis of the Two Main Types of Peraluminous Granitoids[J]. Geology, 1996, 24:295-298.

[21] Defant M J, Drummond M S. Derivation of Some Modern Arc Magmas by Melting of Young Subducted Lithosphere[J]. Nature, 1990, 347: 662-665.

[22] 吴福元, 李献华, 杨进辉, 等. 花岗岩成因研究的若干问题[J]. 岩石学报,2007, 23(6): 1218-1238. Wu Fuyuan, Li Xianhua, Yang Jinhui, et al. Discussions on the Petrogenesis of Granites[J]. Acta Petrologica Sinica, 2007,23(6): 1217-1238.

[23] Wu F Y,Jahn B M,Wilde S A,et al.Highly Fractionated I-Type Granites in NE China：1:Geochronology and Petrogenesis[J]. Lithos, 2003, 66: 241-273.

[24] 张旗, 潘国强, 李承东, 等. 花岗岩结晶分离作用问题:关于花岗岩研究的思考之二[J]. 岩石学报, 2007, 23(6): 1239-1251. Zhang Qi, Pan Guoqiang, Li Chengdong, et al. Does Fractional Crystallization Occur in Granitic Magma? Some Crucial Questions on Granite Study：2[J]. Acta Petrologica Sinica, 2007, 23(6): 1239-1251.

[25] Chappell B W,White A J R.Two Contrasting Granite Types[J]. Pacific Geology, 1974, 8:173-174.

[26] Watson E B，Harrison T M． Zircon Saturation Revisited: Temperature and Composition Effect in Avariety of Crustalmagmas Types[J]. Earth and Planetary Science Letters，1983，64: 295-304．

[27] Eby G N. The A-Type Granitoids: A Review of Their Occurrence and Chemical Characteristics and Speculations on Their Petrogenesis[J]. Lithos, 1990, 26: 115-134.

[28] Eby G N.Chemical Subdivision of the A-Type Granitoids: Petrogenetic and Tectonic Implications[J]. Geology, 1992, 20(7): 641-644.

[29] Whalen J B, Currie K L, Chappell B W. A-Type Granites: Geochemical Characteristics, Discrimination and Petrogenesis[J]. Contrib Miner Petrol,1987, 95:295-304.

[30] 吴福元, 李献华, 郑永飞, 等. Lu-Hf同位素体系及其岩石学应用[J]. 岩石学报, 2007, 23(2):186-220. Wu Fuyuan, Li Xianhua, Zheng Yongfei, et al. Lu-Hf Isotopic Systematics and Their Applications in Petrology[J]. Acta Petrologica Sinica, 2007, 23(2):186-220.

[31] Wu F Y, Jahn B M, Wilde S A, et al. Highly Fractionated I-Type Granites in NE China：Ⅱ: Isotopic Geochemistry and Implications for Crustal Growth in the Phanerozoic[J]. Lithos, 2003, 67: 191-204.

[32] 郑永飞, 陈仁旭，张少兵, 等. 大别山超高压榴辉岩和花岗片麻岩中锆石Lu-Hf同位素研究[J]. 岩石学报, 2007, 23(2):317-330. Zheng Yongfei, Chen Renxu, Zhang Shaobing, et al. Zircon Lu-Hf Isotope Study of Ultrahigh-Pressure Eclogite and Granitic Gneiss in the Dabie Orogeny[J]. Acta Petrologica Sinica, 2007, 23(2):317-330.

[33] Pearce J A, Harris N B W, Tindle A G. Trace Element Discrimination Diagrams for the Tectonic Interpretation of Granitic Rocks[J]. Journal of Petrology, 1984, 25: 956-983.

[34] Förster H J, Tischendorf G, Trumbull R B. An Evaluation of the Rb Vs. (Y+Nb) Discrimination Diagram to Infer Tectonic Setting of Silicic Igneous Rocks[J]. Lithos, 1997, 40: 261-293.

[35] 莫宣学,潘桂棠. 从特提斯到青藏高原形成:构造-岩浆事件的约束[J].地学前缘,2006,13(6): 43-51. Mo Xuanxue, Pan Guitang. From the Tethys to the Formation of the Qinghai-Tibet Plateau:Constrained by Tectonic-Magmatic Events[J]. Earth Science Frontiers, 2006,13(6): 43-51.

Chronology, Geochemistry, Hafnium Isotope Characteristics and Tectonic Implications of Muztag-Kongur Indosinian Intrusive Rocks

Song Yue, Wang Jian, Liu Jinlin, Bao Zhenyan

CollegeofEarthSciences,JinlinUniversity,Changchun130061,China

Mazha-Kangxiwa suture zone (MKSZ), located to the south of the western Kunlun orogenic belt, is the location where Paleo-Tethys ocean finally closed. As the main peaks of Kunlun Mountain ranges, Muztag-Kongur granitoids closely distributed to the northeast of MKSZ and composed mainly of granodiorite and monzonitic granites. Based on the geochemical characteristics and U-Pb dating of Muztag-Kongur granitoids, we discussed the petrogenesis of granitoids and the evolution history of Paleo-Tethys ocean. The zircon LA-ICP-MS U-Pb dating results show that the forming ages of granodiorite and monzonitic granite are at (213.0±0.5)-(215.4±0.9) Ma and (220.6±0.5)-(222.1±0.4) Ma respectively, which is the result of Late Triassic magmatism activities. Muztag-Kongur granitoids contain high silicon (SiO2>65%) and total alkali (K2O+Na2O>6%), and are characterized by high K calc-alkaline and metaluminous (A/CNK<1). They are enriched in LILE and LREE and depleted of HFSE and HREE. The contents of minor elements, low zircon saturation temperature, and high differentiation index suggest that Muztag-Kongur granitoids are highly fractionated I-type granites. The zircon Hf isotopic results show a narrow range ofεHf(t)=-4.46--0.17, suggesting that the magmas originated mainly from lower crust. The comprehensive studies indicate that Muztag-Kongur granitoids formed likely in a syn-collisional orogenic setting where old lower crust melted partially under the heating of uprising mantle magmas. These felsic magmas intruded into crust level and formed Muztag-Kongur granitoids.

granite; geochemistry; zircon LA-ICP-MS age; Hf isotope; Paleo-Tethys ocean；Muztag-Kongur

10.13278/j.cnki.jjuese.201505114.

2014-11-25

中国地质调查局项目(1212011121088)

宋樾(1987--)，男，博士研究生，主要从事岩石地球化学方面的研究，E-mail:yue_song@live.cn

王建(1964--)，男，博士生导师，主要从事地幔岩石地球化学、火成岩岩石地球化学方面的研究，E-mail:wangjian304@jlu.edu.cn。

10.13278/j.cnki.jjuese.201505114

P588.12;P597

A

宋樾，王建，刘金霖，等. 西昆仑慕士塔格--公格尔印支期侵入岩岩石与锆石地球化学特征及研究意义.吉林大学学报:地球科学版,2015,45(5):1418-1435.

Song Yue, Wang Jian, Liu Jinlin,et al. Chronology, Geochemistry, Hafnium Isotope Characteristics and Tectonic Implications of Muztag-Kongur Indosinian Intrusive Rocks.Journal of Jilin University:Earth Science Edition,2015,45(5):1418-1435.doi:10.13278/j.cnki.jjuese.201505114.