西昆仑精尼克盖曼南岩体年代学、地球化学特征及其地质意义

汤鸿伟，康孔跃，杨伟，张杰

(四川省核工业地质局二八二大队，四川 德阳 618000)

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(任纪舜，1999；姜春发等，2000)，从元古宙到新生代经历了多期复杂的构造演化过程，一直以来为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，显生宙以来经历了强烈挤压，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(李荣社等，2008；刘敏等，2009)。西昆仑西段发育与构造活动关系密切的大规模古生代—中生代花岗质侵入岩，为揭示该地区复杂的地质演化和造山过程提供了重要地质信息。对西昆仑造山带花岗岩研究认为该造山带存在6个大侵入旋回和9个侵入期(姜耀辉等，2000)；西昆仑造山带的构造-岩浆演化可划分为5个阶段 ：新太古代—早元古代中期构造-岩浆活动阶段、中元古代晚期构造-岩浆演化稳定阶段、新元古代晚期—晚二叠世构造-岩浆活动阶段、早三叠世—中三叠世构造-岩浆演化稳定阶段和晚三叠世—中更新世构造-岩浆活动阶段(毕毕等，1999)。

利用1∶5万区域地质调查资料结合前人研究成果，以出露于甜水海地块的精尼克盖曼南岩体为研究对象，对其岩石学、岩石地球化学和高精度同位素年龄进行了研究，进一步对寒武纪二长花岗岩形成的地球动力学背景进行了讨论，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，北临塔里木盆地，西接帕米尔，东连东昆仑、秦岭造山带，是中央造山带的重要组成部分(姜春发等，2000)，处在印度板块与欧亚板块的结合部位，是探测和揭示青藏高原北部造山过程的理想地带(丁道桂等，1996)。从北到南主要可以划分为北昆仑地体和南昆仑地体，以库地-其曼于特蛇绿构造混杂带为界(李荣社等，2008；潘裕生等，1990；MATTERN F，2000；袁超等，2003；方爱民等，2003；许志琴等，2011)。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2个演化阶段(MATTERN F，2000；袁超等，2003)，与之伴随发育有大量与俯冲消减、拼合碰撞和伸展拉张相关的火山岩和侵入岩(丁道桂等，1996)，其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。

研究区位于麻扎构造混杂岩带以南的甜水海地块中，平面上呈椭圆状，岩体出露长约6.2km，宽约3.4km，面积约16km2，长轴方向与构造线一致。岩体被志留系温泉沟群B组和C组下段不整合覆盖；南部被苏里库哇提断裂切割，与石炭系恰提尔群B组呈断层接触。岩体岩性为中细粒二长花岗岩(图1)。

1.区域断裂;2.研究区；S1Wc1.温泉沟群C组下段;S1Wd.温泉沟群D组;C2Qb.恰提尔群B组;ηγ∈.二长花岗岩图1 研究区地质简图Fig.1 The simplified geological map of the study area

中细粒二长花岗岩：岩石呈灰白色，中细粒花岗结构(图2)，块状构造。斜长石(35%～40%)：呈半自形板状，杂乱分布，粒度一般为2～4.3mm，少数为0.2～2mm，高岭土化、绢云母化明显，局部被钾长石交代。钾长石(35%～40%)：呈他形粒状-近半自形板状，杂乱分布，粒度一般为2～5mm，少数为0.2～2mm，个别为5～6mm，轻高岭土化，部分钠质补片发育，局部交代斜长石。石英(20%～25%)：呈他形粒状，填隙状分布，粒度一般为2～4mm，少数为0.2～2mm，粒内波状消光明显，少数可见变形纹。白云母呈片状，零星分布，粒度为0.1～0.5mm，可能为黑云母的蚀变产物。岩内见少量裂隙，被硅质、碳酸盐及少量绢云母等充填。岩石中局部减绢云母化、高岭土化、碳酸盐化；副矿物主要为榍石、磷灰石、锆石。

2 样品及分析方法

主量元素、微量元素和稀土元素分析在西南冶金地质测试中心完成。主量元素利用Axios荧光仪采取X荧光法完成，分析精度优于1%～5%。微量元素和稀土元素利用ICP-MS测定，详细的测试方法和分析流程参见LIU Y S(2008)。

Q.石英;Kf.钾长石;Pl.斜长石图2 二长花岗岩显微镜照片Fig.2 Photomicrographs of the typical textures of monzonitic granite

锆石分选在河北廊坊区调所实验室完成。岩样首先经过机械破碎，后经淘洗，经过常规浮选和电磁选方法进行分选，然后在在双目镜下进行精心挑选，挑选出晶型和透明度较好、无包体、无裂痕的锆石颗粒，每个样品分选出的锆石颗粒为500至数千颗粒不等。接着将这些具有典型代表的锆石颗粒在无色透明的环氧树脂浇灌固定。在固定于样品靶上的锆石颗粒中选取测试点时，分别进行了透射光、反射光和阴极发光(CL)照相。通过对阴极发光图像分析，对比显微镜下锆石照片选定锆石测试点位，同时避开锆石内部裂隙和包裹体等的干扰，以便获得准确的年龄值。

锆石测年在中国地质科学院矿产资源研究所LA-MC-ICP-MS实验室完成，锆石定年分析所采用的仪器为Finnigan Neptune 型MC-ICP-MS及与之相配套的Newwave UP 213激光剥蚀系统。激光剥蚀所用的斑束直径为25μm，频率为10Hz，能量密度约为2.5J/cm2，其中以He为载气。信号较小的206Pb、207Pb、204Pb(+204Hg)、202Hg用离子计数器接收，208Pb、232Th、238U信号用法拉第杯接收，实现了全部目标同位素信号的同时接收，并且不同质量数的峰基本都是平坦的，进而可以获得高精度的数据，锆石颗粒的207Pb/206Pb、206/238U、207Pb/235U的测试精度均为2%左右，LA-MC-ICP-MS激光剥蚀采样采用单点剥蚀的方法，数据在分析前用GJ-1进行调试仪器，以便达到最佳状态。锆石U-Pb定年锆石以GJ-1为外标，U、Th含量以锆石M12为外标进行校正。测试过程中在每测定10个样品前后重复测定2个锆石GJ-1对样品进行校正，并同时测量一个锆石样品Plesovice，观察仪器的状态以便保证测试的精度。样品的同位素比值及元素含量数据处理采用ICPMSDataCal 4.3程序完成，年龄计算及谐和图的绘制采用Isoplot(ver.3.0)完成(LUDWIG，2003)。对206Pb/204Pb≥1 000Ma的样品，由于含有大量放射成因Pb，在计算时剔除。但对<1 000Ma的样品，采用更为可靠的206Pb/238U表面年龄。详细实验测试过程见候可军等(2009)。

3 分析结果

3.1 LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb测试结果

锆石晶形呈自形、半自形长柱状、短柱状，晶体长为0.05～0.15mm，宽为0.01～0.1mm，从阴极发光(CL)图像(图3)上可以看出，多数锆石具有清晰的内部结构和典型岩浆成因的震荡环带(吴元保等，2004)。从各锆石微区同位素数据(表1)可见，锆石的Th和U含量变化均较大(Th含量为170.96×10-6～1 614.71×10-6，U含量为274.74×10-6～1 203.38×10-6)，Th/U值为0.58～1.34。锆石中的Th/U值可以指示锆石的成因，岩浆锆石的Th/U一般大于0.5，而变质老锆石的Th/U值一般小于0.1(HOSKIN，2000)，测试点Th/U值均大于0.5。结合其均发育振荡环带构造，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。

样品中共测试20个点，获得的206Pb/238U年龄值为510.79～518.55Ma，且均落在谐和线上(图4)，说明510.793～518.55Ma代表岩浆结晶时间，20个点的206Pb/238U加权平均年龄为(516.5±0.8)Ma。表明二长花岗岩年龄约为(516.5±0.8)Ma。

图3 二长花岗岩锆石U-Pb年龄阴极发光图像Fig.3 U-Pb age cathodoluminescence (CL)images of zircon grains from monzonitic granite

图4 黑云母花岗岩锆石U-Pb年龄谐和图Fig.4 U-Pb age concordia diagram of zircon grains from monzonitic granite

3.2 主量元素特征

岩石主量元素含量及各参数值见表2，SiO2含量为75.5%～77.5%，TiO2为0.1%～0.18%，Al2O3为12.03%～12.78%，Fe2O3为0.17%～0.42%，FeO为0.23%～0.59%，MgO为0.22%～1.0.56%，MnO为0.01%～0.03%，CaO为0.45%～1.20%，Na2O为3.77%～5.77%，K2O为1.13%～4.03%，P2O5为0.02%～0.04%。岩石全碱含量K2O+Na2O=6.15%～7.91%，K2O/Na2O=0.96%～4.25%，除样品YM17-5外，其余样品K2O/Na2O>1；里曼特指数σ=1.15～1.9，均小于3.3，属于典型的钙碱性特征；在SiO2-K2O图解中(图5)，7件样品为钙碱性系列，2件样品为低钾系列，1件样品为高钾钙碱性系列。样品的A/CNK变化于0.96～1.17，仅1件样品值为1.17>1.1，在A/NK-A/CNK图解中落在准铝-过铝质区域内(图6)。CIPW标准矿物成分计算表明：7件样品均出现刚玉分子(C)，含量在0.08～0.99，1件样品含量为1.96>1；样品的FeO/(FeO+MgO)值为0.43～0.73<0.80，与过铝质花岗岩的特征值<0.80一致(肖庆辉等，2002)。

表1 二长花岗岩锆石 LA-ICP-MS U-Pb 分析结果Tab.1 LA-ICPMS U-Pb analyzed data of the zircons for the monzonitic granites

图5 二长花岗岩K2O-SiO2图解Fig.5 K2O -SiO2 diagrams for monzonitic granite

图6 二长花岗岩A/NK-A/CNK判别图Fig.6 A/CNK-A/NK diagrams for monzonitic granite

3.3 微量、稀土元素特征

岩石微量元素含量见表2。Rb元素含量为29.23×10-6～136.55×10-6，Sr为30.58×10-6～52.38×10-6，Ba为26.17×10-6～122.27×10-6，Nb为6.43×10-6～8.15×10-6，Ta为0.35×10-6～0.69×10-6，Zr为90.02×10-6～116.81×10-6，Hf为2.90×10-6～3.65×10-6。微量元素原始地幔标准化蛛网图显示(图7)，相对于原始地幔大离子亲石元素Rb、K等富集，Ba、Sr元素亏损；高场强元素Nb、Ta、P、Ti、HREE等强烈亏损。Ba、Sr亏损可能与斜长石的分离结晶有关，P强烈亏损则可能存在磷灰石分离结晶，Ti亏损可能与富Ti矿物(如钛铁矿、金红石等)分异结晶有关，也暗示岩浆物质来源于地壳；Nb、Ta等高场强元素亏损。

岩石稀土元素显示(表2)，稀土总量(ΣREE)为84.63×10-6～122.01×10-6，轻稀土(LREE)为69.57×10-6～122.01×10-6，重稀土(HREE)为12.61×10-6～19.80×10-6，轻重稀土比(LREE/HREE)为4.48～8.52，轻稀土较为富集；(La/Yb)N介于4.57～9.87，轻、重稀土元素分馏较明显。δCe=0.88～1.01，无明显异常特征；δEu介于0.24～0.43，Eu具负异常，为Eu亏损型。分配曲线在Eu处呈明显“V”字形谷状(图8)，表明经历了斜长石的分离结晶作用。

图7 微量元素比值蛛网图(原始地幔准化值据 SUN et al.，1989)Fig.7 Primitive mantle normalized multi-element spider diagrams

4 讨论

4.1 年代学意义

本次采用锆石U-Pb定年获得较好的结果，其中20个测点给出的206Pb/238U年龄值在510.793～518.55Ma，平均年龄为(516.5±0.8)Ma。这些测点大都选择在具有岩浆结晶环带锆石的幔部或边部，可代表锆石的形成年龄，因而亦可代表岩石的成岩年龄。因此可以认为(516.5±0.8)Ma应为花岗岩的成岩年龄。岩体的形成时代应为早寒武世。

4.2 成因类型与源区物质

铝饱和指数(A/CNK)和CIPW计算的标准矿物刚玉的含量是区分I型和S型花岗岩的重要参数。研究区花岗岩A/CNK介于0.96～1.17，既有I型花岗岩又有S型花岗岩，亦有具I-S过渡特征的花岗岩；其中YM17-1和YM17-2等2件样品A/CNK=0.98～0.99<1，无标准矿物刚玉分子，透辉石含量为0.25～0.98，为I型花岗岩；YM07-03样品A/CNK=1.17>1.1，标准矿物分子含量为1.96>1，为S花岗岩；其余7件样品A/CNK=1～1.08，标准矿物分子含量为0.08～0.99>1，具I-S过渡特征的花岗岩。综上所述，花岗岩岩石成因类型为I型，具S型花岗岩特征可能是岩浆形成过程中有沉积岩的加入。

表2 二长花岗岩主量元素(%)、稀土和微量元素(10-6)分析结果Tab.2 Whole-rock major elements(%)，trace element(10-6)of the monzonitic granites

续表2

样品编号YM17⁃1YM17⁃2YM17⁃3YM17⁃4YM17⁃5YM17⁃6YM17⁃7YM17⁃8YM17⁃9YM17⁃10Tm033033026029031042035032033038Yb279279217248286356289269275320Lu035036028031033045037034035040Y2396232320402263243128472528235822832337ΣREE8463104681200311325117671418194239392103389083LREE6957898010742991010179122017880796487907426HREE1506148812611415158819801543142815481657LREE/HREE462603852701641616511558568448LaN/YbN460618987799681680528582631457δEu034033043036036037034028024026δCe098092093091101088092091089088

图8 稀土配分模式(球粒陨石标准化值据SUN et al.,1989)Fig.8 Chondrite-normalized rare earth element patterns

研究区内花岗岩具有明显的Nb、Ta、Sr、P和Ti负异常，表明其来源于壳源物质。Rb/Sr值是表征源岩的一个重要参数，幔源岩浆Rb/Sr小于0.05，壳幔混合源介于0.05～0.5，大于0.5者则以壳源为主；样品Rb/Sr=0.61～3.07>0.5，反映出岩浆来源地壳。岩石的Nd/Th值为10.92～29.98，平均值为16，该值更接近幔源岩石Nd/Th值(>15)，明显远离壳源岩石平均值(≈3)(BEA，2001)。7件样品Nb/Ta值为16.55～21.32，平均值为18.56，接近地幔Nb/Ta值17.8(Mcdonough，1995)，其余3件样品Nb/Ta值均在10.07～14.39，平均值为13.07，与地壳Nb/Ta值11接近(TAYLOR，1984)，反映出有幔物质的加入；样品Zr/Hf=31.04～32.35，平均值为31.63，更接近地壳的相应值33(TAYLOR，1984)，远离原始地幔Zr/Hf值37(Mcdonough，1995)，具壳源花岗岩特征；样品的La/Yb值在6.4～13.8，平均值为8.95，接近于下地壳平均值8.3(Mcdonough，1995)。综合分析认为，岩浆来源于下地壳；且岩石成因类型为I型，为火成岩熔融形成；具幔源特征可能为储存于下地壳的基性岩引起，表明岩石来源于下地壳火成岩(基性岩)物质熔融形成，可能有少量沉积岩的参与。

4.3 构造环境及地质意义

前人研究显示，古生代以前西昆仑地区发生了大陆裂解作用(崔建堂等，2007)，新元古代为大陆裂解、洋壳形成阶段，早古生代—中三叠世为板块机制演化阶段(韩芳林等，2001)；新元古晚期大约在800Ma前后，中国古陆块上出现了裂解(陆松年，1998)。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，形成了奥依塔克-库地北蛇绿岩带，并使西昆仑地块快速隆升(姜耀辉等，1999)。早寒武世末起，昆仑洋洋壳可能发生由北向南的俯冲消减，库地-其曼于特小洋盆开始向南俯冲消减，直到中奥陶世(王元龙等，1995；王建平，2008；韩芳林；2002)。库地布孜完沟内蛇绿混杂岩中镁铁-超镁铁岩共生的具堆晶结构的辉长岩类进行的SHRIMP锆石U-Pb测年结果为(510±4)Ma和(502±13)Ma，表明库地洋盆在古生代早期已消减聚合(肖序常等，2003，2004)。康西瓦北部冬巴克片麻状英云闪长岩的地球化学及构造环境特征表明，西昆仑中寒武世可能存在伸展-裂解岩浆事件，说明震旦—寒武纪裂谷-小洋盆形成的时限已延伸到中寒武世(崔建堂等，2007)。康西瓦西北部库尔良裂解期细粒黑云角闪闪长岩中获得了锆石SHRIMP U-Pb同位素年龄为(506.8士9.8)Ma，中粒似斑状花岗闪长岩中的单颗粒锆石U-Fb年龄为(500.2 ±11.2)Ma，表明其形成时代均为中寒武世(张占武等，2007)。

西昆仑早古生代花岗岩在库地蛇绿混杂岩两侧对称分布，且发育多个形成阶段：507～500Ma、471～468Ma、447～430Ma和408～404Ma，推测西昆仑早古生代花岗岩为古特提斯洋在该地区长期俯冲的背景下形成的产物(王超等，2013)。原特提斯洋开始从北向南俯冲消减，引发了原特提斯洋南部活动大陆边缘一系列花岗岩类活动，形成了西昆仑中带加里东早期岛弧花岗岩(毕华等，1999)。在库科亚鲁格康西瓦-柳什塔格弧盆岩浆带中酸性型侵入岩附近发育同时代的塔阿西双峰式火山岩，说明西昆仑地区在寒武纪均处于伸展拉张构造环境。晚寒武—晚奥陶世俯冲型花岗岩记录了古昆仑洋盆俯冲、消减、汇聚的演化过程，古昆仑洋在晚志留世己经闭合(郑玉壮等，2013)。

综上所述，早寒武纪时期，研究区处于伸展拉张环境，本次分析的样品化学成分在Rb-(Y+Nb)判别图中(图9)，所有样品均投影于后碰撞花岗岩区域内，岩石具后碰撞花岗岩的特征，进一步判断岩体可能是在后碰撞伸展作用下形成。

WPG.板内花岗岩；VAG.火山弧花岗岩；ORG.大洋脊花岗岩；syn-COLG.同碰撞花岗岩；Post-COLG.后碰撞花岗岩图9 Rb-(Y+Nb)判别图(据PEARCE等，1984)Fig.9 Rb-(Y+Nb)diagram of the intrusive rock

综上所述，结合区域地质资料、前人研究成果、岩体时代及岩石地球化学特征，综合分析认为精尼克盖曼南岩体是在后碰撞伸展拉张环境下的产物；进一步说明在早寒武世西昆仑造山带处于后碰撞伸展拉张环境。

5 结论

(1)锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果表明，研究区二长花岗岩成岩年龄为(516.5±0.8)Ma，时代为早寒武世。

(2)岩石地球化学特征方面，二长花岗岩属于钙碱性系列和准铝-过铝质花岗岩；岩石轻稀土元素较为富集，轻、重稀土元素分馏明显，具有明显的负Eu异常；岩石相对富集Rb、K等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、P、Ti和HREE等高场强元素，主要为下地壳物质熔融形成。

(3)结合锆石定年结果及岩体产出的区域地质背景，综合分析认为精尼克盖曼南岩体是在后碰撞伸展拉张型环境下的产物；早寒武世处于后碰撞伸展拉张环境。

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