西昆仑麻扎岩体年代及岩石地球化学特征

汤鸿伟



西昆仑麻扎岩体年代及岩石地球化学特征

汤鸿伟

（四川省核工业地质局二八二大队，四川 德阳 618000 ）

通过对麻扎岩体岩石化学及地球化学特征研究表明，该岩体属过铝高钾钙碱性花岗岩类，成因类型为S型。该岩体属轻稀土富集型，重稀土亏损型；相对富集Rb、K、LREE等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、P、Ti和HREE等高场强元素；源区物质以壳源物质为主。锆石U-Pb年龄为204.23±0.51Ma，形成时代为晚三叠世。结合锆石定年结果及岩体产出的区域地质背景，认为晚三叠世西昆仑地区已进入碰撞造山过程的后碰撞阶段，麻扎岩体是在岩石圈伸展环境下形成的产物。

麻扎岩体；年代学；岩石地球化学；西昆仑

西昆仑造山带位于青藏高原西北缘，是古亚洲构造域和特提斯构造域结合部位[1,2]，从元古宙到新生代经历了多期复杂的构造演化过程，一直以来是研究青藏高原周缘造山带及青藏高原早期演化的重点地区。西昆仑西段位于帕米尔高原的东部，是印度洋向北扩张挤压应力最为集聚的地带之一。显生宙以来，该区经历了强烈挤压，地层缺失严重、构造复杂，对其构造单元划分、归属及构造演化目前尚无统一的观点[3,4]。大约在早奥陶世晚期(485Ma)塔里木地块开始与西昆仑地块发生碰撞，形成了鸟依塔克-库地北蛇绿岩带，并使西昆仑地块快速隆升[5]。在泥盆纪-早二叠世(388~292Ma)阶段，西昆仑西段处于大洋演化的洋壳俯冲阶段[6,7]。在240Ma时甜水海地体与南昆仑地体发生碰撞，228Ma处于造山后的伸展背景[8]；对西昆仑地层研究认为碰撞事件发生在晚二叠世-中三叠世，晚三叠世已进入后碰撞阶段[3]。234~210Ma属于古特提斯碰撞造山作用之后的后碰撞伸展构造环境[9]，对西昆仑造山带同位素年龄数据统计与分析，推测224.7~211.39Ma西昆仑还存在岛弧构造环境[10]。对麻扎-康西瓦断裂西段变质事件的研究，认为碰撞造山作用发生在中-晚三叠世[11]。

通过本文本对麻扎岩体岩石学和岩石地球化学的研究，讨论晚三叠世花岗岩形成的地球动力学背景，为系统研究与西昆仑造山作用有关的构造岩浆事件提供了重要资料。

1 区域地质背景、岩体地质及岩石学特征

西昆仑位于青藏高原西北缘，是探测和揭示青藏高原北部造山过程的理想地带[12]。从北到南主要可以划分为北昆仑地体、南昆仑地体和甜水海地块，相互以库地-其曼于特蛇绿构造混杂带和麻扎-康西瓦蛇绿构造混杂带为界[13,14]。西昆仑造山带显生宙以来总体上经历了原特提斯和古特提斯两个演化阶段[14,15]，与之伴随有大量与俯冲消减、拼合碰撞和伸展拉张相关的火山岩和侵入岩，为揭示西昆仑造山带构造演化历史提供了重要的地质信息。

图1 研究区地质简图

麻扎-康西瓦结合带处于西昆仑和喀喇昆仑中段，秦祁昆造山系与巴颜喀喇北羌塘三江造山系之间，麻扎-康西瓦结合带是西昆仑一条重要的构造，以其为界将青藏高原北部划分为两个Ⅰ级构造单元，即北部的古亚洲构造域和南部的昆南-羌北缝合系。

研究区位于麻扎构造混杂岩带以南，岩体主要分布于麻扎一带，在平面上呈不规则状，北西-南东向展布，与构造线方向一致。该岩体为复式岩体，主要由中粗粒花岗闪长岩、粗粒黑云母二长花岗岩和粗粒斑状黑云母二长花岗岩三个侵入体组成。该岩体与志留系温泉沟群呈侵入接触，侵入界线清楚，围岩发生明显角岩化蚀变，局部与温泉沟群D组下段断层接触（图1），其岩石学特征如下：

1）中粗粒花岗闪长岩：灰-灰白色，中粗粒花岗结构、半自形粒状结构，块状构造；矿物：中性斜长石（约40%~45%），半自形粒状，聚片双晶发育；钾长石（约15%~20%），局部包裹斜长石、角闪石，格子双晶发育；角闪石（约15%~20%），解理明显，具泥石化、碳酸盐化、云母化；石英（约10%~15%），呈它形；黑云母（约10%），有绿泥石化，局部有角闪石蚀变残余。

2）粗粒黑云母二长花岗岩：灰色，具粗粒花岗结构，块状构造；矿物；中酸性斜长石含量约36%，钾长石含量约34%，石英含量约22%，黑云母含量约8%。岩石中含有棕色黑云母和中性斜长石，局部中性斜长石具有卡纳连晶，钾长石有微斜长石和文象长石和微斜条纹长石，含有微斜长石巨晶，钾长石之间含有榍石，黑云母具有绿泥石化、绿帘石化和黝帘石化，中性斜长石具有水云母化，局部可见黑云母包裹磷灰石；副矿物主要为磷灰石、榍石。

3）粗粒斑状黑云母二长花岗岩：灰色，具斑状结构，块状构造，主要由似斑晶和基质组成；矿物：钾长石含量约35%，中酸性斜长石含量约32%，石英含量约25%、黑云母含量约8%，岩石中斑晶成分有中酸性斜长石和钾长石，含有斜长石的卡纳连晶和棕色黑云母，具有碎裂缝，局部斜长石错段被硅质充填，黑云母具有波状消光。

图2 K2O-SiO2图

图3 A/NK-A/CKN判别图

2 岩石化学特征

岩石主量元素含量见表1。花岗闪长岩SiO2含量58.99%~65.81%，黑云母二长花岗岩SiO2含量68.52%~72.42%。花岗闪长岩中Na2O含量2.563%~3.089%；里特曼指数σ﹦0.67~1.04，小于3.3，为钙碱性系列；岩石固结指数SI﹦13.1~23.2，分异指数DI=50.56~70.98，说明其分异程度较差，AR在1.53~1.98之间；标准矿物分子出现刚玉，且刚玉含量均在0.06%~1.48%，A/CNK值在0.948~1.083。黑云母二长花岗岩Na2O含量2.01%~2.12%，小于K2O含量；里特曼指数σ﹦1.2~1.28，小于3.3，为钙碱性岩；岩石固结指数SI﹦3.99~11.06，变化较大，分异指数DI=75.55~85.76，说明其分异程度中等，AR在1.92~2.2之间；标准矿物分子出现刚玉，且刚玉含量在4%~6.56%，A/CNK值在1.117~1.497。在SiO2-K2O图中（图2），各岩体样品均落于高钾钙碱性岩系列；在A/NK-A/CNK判别图中（图3）4个样品投影于过铝质内，2个样品投影于准铝质区，岩石属过铝高钾钙碱性花岗岩类。

表1 主量元素分析结果（wt%）

3 岩石地球化学特征

1）微量元素特征（表2），以原始地幔标准化微量元素比值蛛网图（Sun and McDonough，1989）（图4）曲线锯齿状，左高右低，向右倾斜，可以看出，大离子亲石元素Rb、K元素具有明显的富集特征，Ba元素相对亏损，高场元素Nb、Ta、P、Ti元素明显亏损，Sr元素明显亏损。

2）稀土元素特征（表3），花岗闪长岩岩石稀土总量∑REE=110.50~139.88PPm，轻稀土含量LREE=（97.67~122.66）×10-6，重稀土含量HREE=（11.94~18.67）×10-6，稀土元素中∑LREE/∑HREE=6.40~10.27，属轻稀土富集、重稀土亏损型。（La/Yb）N=7.267~15.35，大于1，岩石稀土分馏明显，δEu=0.77~1.07。

表2 微量元素分析结果（×10-6）

黑云母二长花岗岩岩石的稀土总量∑REE=147.33~164.17PPm，轻稀土含量LREE=（138.59~152.19）×10-6，重稀土含量HREE=（8.74~11.98）×10-6，稀土元素中∑LREE/∑HREE=12.70~15.86，属轻稀土富集、重稀土亏损型。（La/Yb）N=21.81~45.85，大于1，岩石中轻、重稀土分馏明显。

岩体岩石样δEu=0.41-1.07，其中仅1个样品δEu=1.07＞1，其余样品δEu均小于1，铕具负异常，为铕亏损型，在稀土元素配分图中（图5），岩石属轻稀土富集型，曲线呈右倾，Eu处“V”字型谷，轻、重稀土分馏程度差异较为明显，各曲线近相互平行，其特征说明同源岩浆的特征，岩浆演化过程中经历了斜长石的分离结晶作用。

图4 微量元素比值蛛网图

图5 稀土元素配分模式图

4 讨论

表3 稀土元素分析结果（×10-6） 样品号LaCePrNdSmEuGdTbDyHoEr D5130.25252.6024.98927.8115.2331.7714.6460.4523.1030.3881.636 D5126.78751.7564.96729.5066.5821.6196.0130.6785.1970.6882.885 D5223.14341.6263.98322.9664.571.3784.1810.453.4930.4752.033 D5326.20150.474.73728.0195.6461.5965.5530.625.030.6932.99 YM45-234.1263.427.7727.085.520.674.220.522.040.290.89 YM45-339.170.38.3285.530.964.650.613.060.491.47 样品号TmYbLuYΣREELREEHREELREE/LaN/YbNδEuδCe D510.151.410.14814.68134.6122.6611.9410.2715.351.070.95 D510.282.650.28225.28139.88121.2218.676.497.260.771.02 D520.191.820.18817.8110.597.6712.837.619.120.950.97 D530.292.770.29323.3134.91116.6718.246.46.780.861.03 YM45-20.10.530.110.13147.33138.598.7415.8645.850.410.92 YM45-30.211.290.20.21164.17152.1911.9812.721.810.570.91

4.1 年代学特征

花岗闪长岩样品（样品号D7154-AGE1），获得锆石U-Pb测年年龄为204.23±0.51Ma。其同位素分析结果见表4，测试点206Pb/238U表面加权年龄平均值为204.23±0.51Ma（图6）。样品锆石的大小一般在0.05~0.25mm之间，自形程度较好，锆石呈无色至浅灰色，自形短柱为主，部分呈粒状、长条状，CL图像中柱状者多具清晰的震荡环带，部分具边-核内部结构（图7）。锆石中的Th/U比值可以指示锆石的成因，岩浆锆石的Th/U比一般大于0.5，而变质老锆石的Th/U比值一般小于0.1，花岗闪长岩样品锆石中的Th/U=0.23-0.84，除2个测试点外，其余测试点均＞0.5，表明所选锆石为岩浆成因锆石，U-Pb定年结果可代表岩浆结晶年龄。综上所述，麻扎岩体成岩时代为晚三叠世。

图6 花岗闪长岩U-Pb同位素谐和图

图7 花岗闪长岩锆石阴极发光图像

4.2 岩石成因类型

前述岩石学及地球化学特征表明，麻扎岩体属高钾钙碱性系列，过铝质花岗岩类，具S型花岗岩特征；A/CNK=0.948~1.497，具S型、I型花岗岩的双重特点；黑云母二长花岗岩标准矿物中出现刚玉，且含量4%~6.56%，花岗闪长岩标准矿物刚玉含量0.06%~1.48%，且仅一件样品出现透辉石，具S型花岗岩特征；岩石中δEu=0.41~1.07，在A-C-F判别图中样品主要投影于S型花岗岩范围内，综上该岩体花岗岩成因类型为S型；岩浆源区主要为壳源物质。

表4 花岗闪长岩锆石 LA-ICP-MS U-Pb 分析结果

4.3 构造环境及地质意义

前人研究显示麻扎-康西瓦结合带所代表的大洋在震旦纪就已经存在，中奥陶世开始俯冲消减，早志留世两侧陆块碰撞造山，早石炭世沿该带古特提斯洋开始扩张形成，中二叠世进入消减阶段，早三叠世开始碰撞造山[16]。在赛力亚克达坂群中采集到了早三叠世孢粉化石组合，从而将麻扎-康西瓦结合带演化结束的时间均确定在了早三叠世[16]。在240Ma时甜水海地体与南昆仑地体发生碰撞，含石榴子石片麻状花岗岩是甜水海地体与西昆仑南带晚古生代岛弧沿麻扎-康西瓦缝合带碰撞峰期的产物，228Ma块状含角闪石花岗岩可能形成于造山后的伸展背景[8]。对中三叠世安尼西期和晚三叠世卡尼期花岗岩及暗色微粒包体研究表明，西昆仑地体和甜水海地体之间的古特提斯洋盆最终闭合发生在中三叠世安尼西期(~243Ma)，而到了晚三叠世卡尼期(~234~227Ma)已进入碰撞后阶段[17]。对慕士塔格岩体研究认为古特提斯主碰撞作用发生在中三叠世晚期之前，之后开始进入古特提斯后碰撞阶段[18]。地层方面，西昆仑地区整体明显缺失晚二叠世-中三叠世沉积记录，且晚二叠世之前以海相沉积为主，而中三叠世之后全部转变为陆相沉积，可能标志其主碰撞作用的结束，表明主碰撞造山向后碰撞作用转换期应在中三叠世和晚三叠世之间[9]。样品化学分析结果在Rb-(Y+Nb)构造环境判别图中（图8），所有样品均位于后碰撞花岗岩范围。

图8 Rb-（Y+Nb）判别图

综上所述研究区晚三叠纪应为古特提斯后碰撞造山阶段伸展构造环境[8]。在西昆仑造山带岩浆演化史中，海西晚期-燕山期早期是岩浆活动的高峰期，但在230~250Ma之间缺乏岩浆活动的年代学证据[9]，可能与碰撞造山过程中强烈的挤压应力下不利于岩浆上侵有关[18]，而当构造应力转化为后碰撞伸展时形成了有利于岩石熔融和岩浆活动的减压环境[18]，导致了强烈的岩浆活动事件的发生，随着造山带伸展崩塌产生大量热，造成地壳物质部分熔融，形成岩浆上升侵位，随着岩石圈的不断伸展减薄，大规模岩浆上侵从而形成了麻扎岩体。

5 结论

1）锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果表明，研究区花岗闪长岩成岩年龄为204.23±0.51Ma，时代为晚三叠世。

2）麻扎岩体岩石属过铝高钾钙碱性花岗岩类，岩石成因类型为S型；属轻稀土富集型，重稀土亏损型；相对富集Rb、K、LREE等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、P、Ti和HREE等高场强元素；源区物质以壳源物质为主。

3）结合锆石定年结果及岩体产出的区域地质背景，认为晚三叠世西昆仑地区已进入碰撞造山过程的后碰撞阶段，麻扎岩体是在岩石圈伸展环境下形成的产物。

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Geochronology and Petrogeochemistry of the Mazha Pluton in the West Kunlun

TANG Hong-wei

(No. 282 Geological Party, Sichuan Bureau of Uranium Geology, Deyang, Sichuan 618000)

The Mazha pluton belongs to rich-K, peraluminous calc-alkaline S-type granitoid. The pluton is characterized by enrichment in LREE, Rb, K and depletion in Nb, Ta, P, Ti and HREE. The zircon U-Pb ages for biotite from the biotite granite are 204.23±0.51Ma which, in combination with regional geological setting, indicates that the Mazha pluton was the product of extensional environment of lithosphere in post-collision stage in Late Triassic.

western Kunlun; Mazha pluton;geochronology; petrogeochemistry

P588.1； P584

A

1006-0995（2017）02-0187-05

10.3969/j.issn.1006-0995.2017.02.003

2016-11-14

中国地质调查局1∶5万区域地质调查项目(1212011220629)资助

汤鸿伟(1984- )，男，四川安岳人，硕士，工程师，从事地质调查与矿产勘查工作