东昆仑东段早泥盆世花岗岩成因：来自龙漠卡岩体的证据

2018-08-01董国臣董亮琼

地球科学与环境学报 2018年4期

王鑫，董国臣，董亮琼

(中国地质大学(北京) 地球科学与资源学院，北京 100083)

0 引言

花岗岩是大陆地壳的重要组成部分，记录着地壳生长以及构造演化等多种信息，可反映其岩浆演化过程和大地构造环境。花岗岩的岩石类型、成因及深部动力学背景之间存在密切联系，是研究地球深部过程和造山带演化的重要探针[1-5]。

东昆仑造山带(EKOB)是中央造山带的重要组成部分[6]，也是青藏高原内巨型岩浆岩带之一。花岗岩作为东昆仑造山带的重要组成部分，具有明显的多旋回、多成因及成带分布的特点，且集中分布在晚寒武世—早泥盆世和晚泥盆世—三叠纪两个时期，分别对应原特提斯洋与古特提斯洋构造演化阶段[7]。晚泥盆世—三叠纪强烈的构造岩浆活动叠加于晚寒武世—早泥盆世岩浆岩之上，使得后者造山记录保存极不完整[8]，影响了对原特提斯构造演化的深入研究。这些花岗岩研究限定了原特提斯洋的闭合时限，认为在晚志留世—早泥盆世已完成俯冲过程并进入后碰撞阶段[8-22]。然而，目前晚志留世—早泥盆世花岗岩研究主要集中在东昆仑东段西部及以西地区，包括格尔木[9]、五龙沟[10-11]、大水沟[12]、金水口[13-18]等，以及东昆仑西段的夏日哈木[19]、祁漫塔格地区[8,20-21]，在东昆仑东段中东部地区只报道有分布于昆南构造带的智玉花岗岩[22]，而在该区其他构造带未见相关报道。此外，同期岩浆岩与热液多金属矿床矿化存在成因上的联系，如白干湖钨锡矿[23]、夏日哈木镍矿[19]。因此，开展晚寒武世—早泥盆世花岗岩研究能够为东昆仑东段地区的找矿工作提供方向。本文通过野外调研，在东昆仑东段中东部的昆北构造带厘定出早泥盆世龙漠卡花岗岩体，拟利用岩石学、锆石U-Pb定年、全岩地球化学以及锆石Hf同位素特征等，研究龙漠卡岩体形成年代，探讨其岩石成因及构造背景，为东昆仑造山带原特提斯构造演化提供新的信息。

1 区域地质背景

东昆仑造山带位于青藏高原北缘和柴达木盆地南缘，大致以乌图美仁一带为界，可划分为东、西两段[7]。将东昆仑造山带内纳赤台群、万宝沟群及沿昆中断裂广泛产出的镁铁—超镁铁质蛇绿岩组合[24-25]共称为昆中缝合带，被认为是原特提斯洋的闭合边界[26]，并依此将东昆仑造山带划分为昆北构造带和昆南构造带[6]。昆北构造带为柴达木盆地南缘断裂与昆中断裂所挟持的区域[图1(a)]，地层以前寒武纪金水口群为主，被划分为下部的白沙河岩组和上部的小庙岩组两部分[27]，除此之外还出露有下古生界纳赤台群火山-沉积岩、泥盆系牦牛山组火山岩和上三叠统鄂拉山组火山岩、大面积晚二叠世—三叠纪和志留纪—泥盆纪花岗岩侵入体[图1(c)]。

图(a)引自文献[22]，有所修改；图(c)引自文献[28]，有所修改；NEK为昆北构造带；SEK为昆南构造带；CEKS为昆中断裂；SEKS为昆南断裂图1 东昆仑东段花岗岩分布和龙漠卡岩体地质简图Fig.1 Distribution of Granitoids in East Segment of East Kunlun and Simplified Geological Map of Longmoka Pluton

据现有研究资料，昆北构造带东段志留纪—泥盆纪花岗岩主要出露在巴隆南部及以西地区，包括跃进山岩体、金水口岩体、五龙沟岩体和格尔木南花岗斑岩脉等。其中，跃进山岩体由二长花岗岩和花岗闪长岩(年龄为(407±3)Ma)组成，含少量的辉长岩((406±3)Ma)[17]；金水口岩体岩性主要为花岗岩、花岗闪长岩及二长花岗岩等，张建新等对其进行SHRIMP锆石U-Pb定年，获得花岗岩的年龄为(402±6)Ma[18]，龙晓平等对金水口二级电站周围金水口岩体进行锆石U-Pb定年，分别获得(411±17)Ma与(396±18)Ma的年龄[14]；金水口岩体南部大干沟正长花岗岩锆石U-Pb年龄为(392±2)Ma[16]；五龙沟岩体以二长花岗岩为主，其锆石U-Pb年龄为418～420 Ma[10-11]；大水沟英云闪长岩锆石U-Pb年龄为402 Ma[12]；格尔木南花岗斑岩脉的锆石U-Pb年龄为(408.5±2.3)Ma和(391.2±3.4)Ma[9]。

龙漠卡岩体位于东昆仑造山带东段都兰—沟里一带，距青海省都兰县香日德镇东南约75 km处，构造位置处于东昆仑造山带的昆北构造带内，临近昆中断裂[图1(c)]。区内出露地层为古元古界白沙河岩组和中元古界小庙岩组的角闪岩相变质岩系[图1(b)]；岩浆岩除本文研究的龙漠卡岩体外，还有晚古生代—中生代侵入岩在研究区北部大面积分布，其主要岩性为花岗闪长岩、二长花岗岩等。龙漠卡岩体与周围地层呈侵入接触关系，西南侧侵入到中元古界小庙岩组，东北侧侵入到古元古界白沙河岩组。岩体形状不规则，呈NE—SW向展布。

图2 花岗闪长岩野外露头、手标本及镜下照片Fig.2 Field Outcrop, Hand Specimen and Microscopic Photos of Granodiorite

2 岩石学特征

龙漠卡岩体呈不规则圆形出露[图1(c)]，面积约24 km2。岩体具有典型花岗岩露头特征[图2(a)]，以花岗闪长岩为主[图2(b)]，从边部到中心变化不大，呈中粒—中粗粒花岗结构、块状构造。主要矿物为石英(体积分数为20%～25%)、斜长石(45%～50%)、钾长石(10%～15%)、黑云母(1%～5%)，副矿物为磷灰石、锆石等。石英分布于斜长石、钾长石和黑云母之间。斜长石局部具绢云母化，韵律环带结构发育[图2(c)、(d)]，其中多含有锆石、磷灰石包裹体。钾长石具轻微蚀变。磷灰石呈短柱状或长柱状，多呈包裹体分布于斜长石、黑云母中。

3 分析方法及结果分析

3.1 分析方法

全岩主、微量元素分析均在中国科学院广州地球化学研究所完成。主量元素分析采用XRF方法分析完成，对标准物质GSR-1、GSR-2、GSR-3的测定表明分析误差优于5%。微量元素分析运用等离子体质谱分析(ICP-MS)方法在Agilent 7500a等离子体质谱仪上完成，详细分析流程参见文献[29]。

锆石单矿物分选在河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成。每个样品所获得的锆石颗粒均多于300粒。阴极发光(CL)图像由北京锆年领航科技有限公司采用钨灯丝扫描电镜(JEOLIT-500配备阴极发光探头)完成。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年与锆石Hf同位素分析在中国地质调查局天津地质调查中心同位素实验室完成，锆石定年分析所用仪器为Neptune型多接收器等离子体质谱(MC-ICP-MS)仪及与之配套的New Wave 193 nm FX ArF激光剥蚀系统。激光束斑直径为35 μm。采用单点剥蚀的方式，利用NIST610玻璃标样作为外标计算锆石样品的Pb、U、Th含量(质量分数，下同)，每测定8个分析点交替测定2次外标GJ-1进行校正。锆石原位Hf同位素分析利用Neptune型多接收电感耦合等离子体质谱(LA-MC-ICP-MS)仪和193 nm激光剥蚀系统完成。激光束斑直径为50 μm，每测定8个分析点，加测国际标准锆石91500、GJ-1各一次。在样品测定期间，获得国际标准锆石91500的N(176Hf)/N(177Hf)值为(0.282 295±0.000 006)，误差类型为2σ，分析点共111个。详细分析方法见文献[30]。

3.2 结果分析

3.2.1 锆石U-Pb年龄

实线圆圈为LA-ICP-MS锆石U-Pb定年位置；虚线圆圈为锆石Hf同位素分析位置图3 花岗闪长岩样品15DL53锆石阴极发光图像Fig.3 CL Images of Zircons from Granodiorite Sample 15DL53

花岗闪长岩样品15DL53(35°47′24.84″N,98°35′0.08″E)中锆石晶形清晰、完整，为浅黄—无色透明状，多呈棱柱状，部分呈四方双锥状，粒径多在100～200 μm之间，长宽比为2∶1～3∶1。锆石阴极发光图像(图3)显示，锆石内部结构清晰，可见明显的振荡环带，表现出典型的岩浆锆石特征，属岩浆结晶产物。测定的24个分析点中，3个分析点分别得到460、647、815 Ma的年龄，为继承锆石(图3)；其余21个分析点集中分布且206Pb/238U和207Pb/235U谐和度较高(图4)，表明锆石在形成后其U-Pb体系一直保持封闭状态，基本上没有Pb丢失，锆石206Pb/238U年龄变化范围为401～415 Ma(表1)，其w(Th)/w(U)值为0.25～0.62，206Pb/238U加权平均年龄为(409±2)Ma(平均标准权重偏差(MSWD)为1.3)，代表花岗闪长岩的结晶年龄。

3.2.2 主、微量元素特征

全岩主、微量元素分析结果(表2)表明，龙漠卡岩体样品SiO2含量为66.25%～69.61%，具有较高的Al2O3含量(16.48%～18.28%)和Na2O含量(5.10%～5.66%)，及较低的K2O含量(0.90%～1.73%)、MgO含量(0.87%～1.24%)和CaO含量(1.82%～3.78%)，在TAS图解中样品全部落入花岗闪长岩区域[图5(a)]。花岗闪长岩相对富Na，w(Na2O)/w(K2O)值为3.03～6.03，在SiO2-K2O图解上落入钙碱性至低钾(拉斑)系列范围内[图5(b)]。样品铝饱和指数(A/CNK)为1.04～1.19，在A/CNK-A/NK图解[图5(c)]中落在过铝质区域，大部分样品落入弱过铝质区域。因此，龙漠卡花岗闪长岩为低钾-钙碱性过铝质系列花岗岩。

花岗闪长岩稀土元素总含量较低，为(19.5～30.1)×10-6，具有较低的Y含量((7.23～10.91)×10-6)、Yb含量((0.63～1.08)×10-6)，以及较高的Sr含量((555～639)×10-6)，w(Sr)/w(Y)值为56.9～80.8。岩体样品具有较为一致的球粒陨石标准化稀土元素配分模式，整体为轻稀土元素(LREE)相对富集、重稀土元素(HREE)相对平坦的右倾型，轻、重稀土元素分异不明显[图6(a)]，w(La)N/w(Yb)N值为2.56～4.87，具Eu正异常(1.08～1.88)。原始地幔标准化微量元素蛛网图[图6(b)]中，样品相对富集大离子亲石元素(LILE)，如Rb、Ba、Pb、Sr等，亏损高场强元素(HFSE)，如Th、Ta、Nb、Ti等。此外，样品相容元素含量较低，如Cr含量为(8.36～17.87)×10-6，Ni含量为(4.22～9.07)×10-6。

表1 花岗闪长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分析结果Tab.1 Analysis Results of LA-ICP-MS Zircon U-Pb Ages of Granodiorite

注：w(·)为元素或化合物含量;N(·)/N(·)为同一元素同位素比值，N(·)为该元素的原子丰度；n(·)/n(·)为不同元素同位素比值，n(·)为元素的物质的量。

表2 花岗闪长岩主、微量元素分析结果Tab.2 Analysis Results of Major and Trace Elements of Granodiorite

注：wtotal为主量元素总含量；wREE为稀土元素总含量；w(·)N为元素含量球粒陨石标准化后的值。

3.2.3 锆石Hf同位素特征

锆石Hf同位素分析包含18个分析点(表3)，主要测定已获得U-Pb谐和年龄的锆石，分析点与定年点位置临近(图3)。结果表明，样品n(176Yb)/n(177Hf)值为0.019 4～0.051 2，n(176Lu)/n(177Hf)值为0.000 6～0.001 4，均小于0.002，表明锆石形成后放射性成因Hf积累很少，可以很好地反映锆石形成时岩浆的Hf同位素组成[31]。εHf(t)均大于0，为5.6～11.7，地壳二阶段Hf模式年龄为659～867 Ma。

4 讨论

4.1 岩浆侵位时代

龙漠卡岩体曾被厘定为中奥陶世侵入岩[32]。利用LA-ICP-MS锆石U-Pb定年方法获得其206Pb/238U加权平均年龄为(409±2)Ma，表明其侵位时间为早泥盆世早期。

区域上，昆北构造带东段中西部还出露有其他侵入体[图1(c)]。例如，诺木洪地区金水口岩体形成于(402±6)Ma[18]，金水口二级电站周围金水口岩体形成于396～417 Ma[14]，岩体南部大干沟花岗岩体为(392±2)Ma[16]；跃进山岩体花岗质岩石形成于(407±3)Ma，其同期辉长岩则为(406±3)Ma[17]；五龙沟岩体形成于417～419 Ma之间[10-11]；大水沟英云闪长岩形成于402 Ma[12]；格尔木南花岗岩斑岩脉形成于391～408 Ma[9]。这些岩体与龙漠卡岩体形成时代基本一致，表明晚志留世—早泥盆世岩浆活动广泛分布于昆北构造带。

此外，刘彬等统计了东昆仑造山带早古生代岩浆岩的锆石U-Pb年龄数据，在405 Ma年龄上出现了明显的峰值，也表明整个东昆仑造山带在早泥盆世存在大规模的岩浆事件[17]。

4.2 岩石成因

龙漠卡岩体花岗闪长岩SiO2含量为66.25%～69.61%，Al2O3含量为16.48%～18.28%，CaO含量为1.82%～3.78%；A/CNK值介于1.04～1.19，除个别样品外，均小于1.1，显示出I型花岗岩特点[33]。样品明显富Na，Na2O含量为5.10%～5.66%(大于3.2%)[33]，w(Na2O)/w(K2O)值为3.03～6.03，大于1；在K2O-Na2O图解(图7)中，所有样品均落入Ⅰ型花岗岩区。

图4 花岗闪长岩锆石U-Pb年龄谐和曲线及年龄分布Fig.4 Concordia Diagram of Zircon U-Pb Ages and Distribution of Ages of Granodiorite

分析点t/Man(176Yb)/n(177Hf)n(176Lu)/n(177Hf)N(176Hf)/N(177Hf)初始N(176Hf)/N(177Hf)εHf(0)εHf(t)TDM/MaTDMC/MafLu/Hf14080.051 20.001 30.282 688±0.000 0250.282 678-3.05.68071040-0.960 224130.040 50.001 10.282 813±0.000 0150.282 8051.510.2624750-0.967 334110.043 00.001 20.282 770±0.000 0180.282 761-0.18.7687850-0.963 944050.037 00.001 00.282 776±0.000 0160.282 7680.18.8676838-0.970 054120.033 20.000 90.282 832±0.000 0170.282 8252.110.9594704-0.972 964110.036 10.001 10.282 809±0.000 0130.282 8001.310.0631761-0.965 674090.031 70.001 00.282 809±0.000 0240.282 8011.310.0629761-0.969 684020.037 10.001 10.282 853±0.000 0150.282 8442.911.4569667-0.965 694150.034 90.001 20.282 834±0.000 0150.282 8252.211.0596703-0.964 8104050.032 90.001 00.282 819±0.000 0150.282 8121.710.3614739-0.969 1114110.019 40.000 60.282 769±0.000 0150.282 765-0.18.8678842-0.980 9124060.029 80.000 90.282 813±0.000 0150.282 8061.410.1622751-0.972 6134070.035 00.001 00.282 781±0.000 0170.282 7730.39.0668824-0.969 2144040.039 20.001 00.282 790±0.000 0190.282 7820.69.3656806-0.969 7154140.040 70.001 00.282 852±0.000 0180.282 8442.811.7568660-0.968 5164050.039 60.001 00.282 836±0.000 0210.282 8292.310.9590700-0.969 6174040.050 60.001 40.282 766±0.000 0190.282 755-0.28.3697867-0.958 6184010.040 90.001 20.282 827±0.000 0210.282 8192.010.5605726-0.965 2

注：εHf(t)为年龄t的εHf值；εHf(0)为现今的εHf值；TDM为一阶段Hf模式年龄；TDMC为二阶段Hf模式年龄；fLu/Hf为Hf富集系数。

图(a)引自文献[38]；图(b)引自文献[39]；图(c)引自文献[40]图5 花岗闪长岩主量元素图解Fig.5 Diagrams of Major Elements of Granodiorite

ws为样品含量；wc为球粒陨石含量；wp为原始地幔含量；图(a)引自文献[42]；图(b)引自文献[43];下地壳数据引自文献[44]；同一图中相同线条对应不同样品图6 花岗闪长岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式和原始地幔标准化微量元素蛛网图Fig.6 Chondrite-normalized REE Pattern and Primitive Mantle-normalized Trace Element Spider Diagram of Granodiorite

图件引自文献[47]图7 花岗闪长岩K2O-Na2O图解Fig.7 Diagram of K2O-Na2O of Granodiorite

花岗闪长岩具有富集大离子亲石元素、Pb和轻稀土元素，高Sr、低Y，亏损Nb、Ta、Ti和重稀土元素等特征，代表源区可能与石榴石相达到平衡。Nb、Ta和Ti的亏损可能与源区残留一定量富钛矿物相(如钛铁矿和金红石等)有关[34]，而金红石稳定存在的压力可能超过1.5 GPa[35-36]。Eu正异常可能是部分熔融过程中斜长石熔融导致的。因此，龙漠卡岩体明显Eu正异常及较高w(Sr)/w(Y)值所对应的源区深度可能超过50 km[37]。

在原始地幔标准化微量元素蛛网图[图6(b)]中，花岗闪长岩分布形式与下地壳微量元素类似，暗示其源区很可能与下地壳有关。全岩稀土元素配分模式整体低于下地壳，呈右倾平缓型，轻、重稀土元素分异不显著，表明成岩过程的分异作用不明显。花岗闪长岩具有明显亏损Nb、Ta等高场强元素和富集Pb的特征，与大陆地壳相似[41]。w(Rb)/w(Sr)值介于0.05～0.13，明显高于洋壳来源熔体w(Rb)/w(Sr)值(0.01～0.05)。花岗闪长岩具有较低的MgO含量(0.87%～1.24%)、Cr含量((8.36～17.87)×10-6)和Ni含量((4.22～9.01)×10-6)，反映岩浆演化过程中可能未与地幔发生大规模交代作用。实验证明，在水饱和情况下，约1.5 GPa压力范围(相当于地壳底部的压力范围)，由于底部幔源玄武质岩浆的贯入，充分加热下地壳(温度为600 ℃～700 ℃)，会导致玄武质下地壳发生大规模熔融，这也可满足斜长石大量熔融所需要热量(850 ℃～900 ℃)[45]。

锆石Hf同位素常用来判定岩浆源区，具有进一步约束岩浆的源区特征[46]。花岗闪长岩具有正εHf(t)值(5.6～11.7)，相对年轻的二阶段Hf模式年龄(659～867 Ma)与两粒继承锆石的206Pb/238U年龄(647、815 Ma)相近，暗示继承锆石来自岩浆源区物质，这与该花岗闪长岩来源于新生的玄武质下地壳说法一致(图8)。东昆仑造山带基底金水口岩群(太古宙—中元古代)在约1 000 Ma发生了强烈的区域性构造热事件[18]，小庙地区辉绿岩脉的形成年龄为733.6 Ma，表明可能与Rodinia超大陆裂解相对应，东昆仑造山带于新元古代发生裂解作用[48-49]，形成有新生玄武质下地壳。

图件引自文献[22]图8 花岗闪长岩εHf(t)-t图解Fig.8 Diagram of εHf(t)-t of Granodiorite

花岗闪长岩明显富Sr(含量为(555～631)×10-6)，亏损重稀土元素Yb((0.63～1.08)×10-6)和Y((7.39～10.91)×10-6)，高w(Sr)/w(Y)值，具Eu正异常(1.08～1.83)，显示出与典型埃达克岩类似的岩石地球化学特征(表4)。在Sr/Y-Y图解[图9(a)]中，花岗闪长岩也落入埃达克岩的区域；但其轻、重稀土元素分异不明显及w(La)N/w(Yb)N值较低的特征又与典型埃达克岩相区别(表4)。

表4 典型埃达克岩岩石地球化学特征Tab.4 Geochemical Characteristics of Typical Adakites

埃达克质岩浆可能有多种岩石成因模式，主要有含水玄武质岩浆地壳同化作用及之后的结晶分异作用(AFC)[52-53]、俯冲洋壳的部分熔融及俯冲板片交代上覆地幔楔[50，54]、拆沉的下地壳熔融[55-57]以及加厚下地壳的部分熔融[58-60]。在(La/Yb)N-YbN图解[图9(b)]中，龙漠卡岩体除了具有埃达克岩属性外，还显示出与岛弧有关的石榴石角闪岩相部分熔融，表明龙漠卡岩体属于下地壳部分熔融成因。

4.3 形成的构造背景

已有研究证实，东昆仑造山带加里东期构造旋回经历了寒武纪张裂→昆中洋盆形成→志留纪末闭合的过程[61]。龙漠卡岩体花岗闪长岩在Rb-(Y+Nb)图解(图10)中绝大部分落在了后碰撞花岗岩区，表明岩体具有后碰撞环境属性。研究区西部的同期金水口岩体(年龄为(411±17)Ma)[14]呈现过铝质特征，跃进山一带同期花岗闪长岩((407±3)Ma)及辉长岩组合((406±3)Ma)[17]显示典型双峰式特征，这些都进一步证实后碰撞伸展环境特征[62]。

图(a)引自文献[58]；图(b)引自文献[50]图9 花岗闪长岩Sr/Y-Y图解和(La/Yb)N-YbN图解Fig.9 Diagrams of Sr/Y-Y and (La/Yb)N-YbN of Granodiorite

图件引自文献[67]图10 花岗闪长岩Rb-(Y+Nb)图解Fig.10 Diagram of Rb-(Y+Nb) of Granodiorite

龙漠卡岩体的岩相学、地球化学以及同位素研究指示花岗闪长岩的源区深度已经达到50 km，暗示至早泥盆世东昆仑造山带地壳已经加厚。而金水口地区460 Ma的麻粒岩相变质作用也被认为与加里东期造山作用的地壳增厚有关[18]。

另外，根据昆中断裂高角度韧性逆冲推覆变形的时代区间认为，昆中洋盆关闭后碰撞造山阶段的时限为408～446 Ma[63-65]。晚志留世到早泥盆世牦牛山组磨拉石建造形成于洋盆闭合阶段，其流纹岩夹层锆石U-Pb年龄为400～423 Ma[66]，均表明在晚志留世到早泥盆世东昆仑造山带逐渐转为后碰撞伸展阶段。

综上所述，随着昆中洋盆的闭合以及地壳碰撞增厚，岩石圈拆沉，地幔软流圈上涌，加热新生玄武质下地壳形成埃达克质岩浆，之后上侵形成龙漠卡岩体，该岩体与金水口岩体、跃进山岩体均形成于后碰撞伸展环境。