南祁连敖果吞乌兰侵入岩锆石U-Pb年龄及其地质意义

张新远，王春涛，欧阳光文，李瑞保

(1.青海省地质调查院 青海省青藏高原北部地质过程与矿产资源重点实验室，青海 西宁 810012；2.长安大学 地球科学与资源学院，陕西 西安 710054)

0 引 言

祁连造山带位于青藏高原东北部，它作为中央造山带的重要组成部分记录了古生代的板块构造演化史，包括从地幔柱上涌导致大陆岩石圈拉伸、减薄，形成扩张的洋盆，到洋壳俯冲、消减直至大洋闭合、板块碰撞造山[1]。南祁连位于祁连造山带和柴达木盆地北缘构造带的结合部位，近年研究表明它同样保存类似于北祁连洋的地质记录，在早古生代经历了洋壳俯冲、消减直至陆块碰撞的过程。大道尔吉—党河南山蛇绿岩、木里蛇绿岩和拉脊山蛇绿混杂岩被认为是南祁连洋存在的证据[2-5]，以党河南山奥陶纪火山岩为代表的岛弧火山岩是南祁连洋俯冲作用过程中的产物[6-8]，而党河南山北断裂处的3个洼塘地区花岗岩和肃北东山湾岩体的形成时代为晚奥陶世—晚志留世，是造山晚期俯冲-碰撞过程的产物[9-11]。

南祁连野牛脊山、柴达木山一带均分布着规模较大的加里东晚期花岗岩体，其中柴达木山花岗岩的研究程度较高。吴才来等通过SHRIMP锆石 U-Pb定年获得柴达木山岩体形成时代为446 Ma，认为岩体属典型的S型花岗岩，形成于陆-陆碰撞环境[12]；周宾等通过LA-ICP-MS锆石U-Pb定年及Hf同位素研究，认为柴达木山岩体形成时代为(436～437)Ma，是陆-陆碰撞环境下岩浆多期侵位的产物，其原岩来自柴达木板块基底下地壳[13]；卢欣祥等通过SHRIMP锆石U-Pb定年获得柴达木山塔塔楞环斑花岗岩的成岩年龄为(440±14)Ma，形成于造山向后碰撞过渡环境[14]；胡能高等通过岩相学、地球化学特征研究，进一步将塔塔楞环斑花岗岩划分为一个由3期同源侵入体构成的复式岩体，并认为晚期环斑花岗岩形成于后碰撞或后造山环境[15-16]。相比之下，野牛脊山花岗岩体的研究程度相对较低。本文选取南祁连哈拉湖西侧野牛脊山花岗岩体中的敖果吞乌兰侵入岩为研究对象，通过岩石学、岩石地球化学、同位素年代学等方法对其进行详细研究，探讨敖果吞乌兰侵入岩时代归属、成因类型及形成构造环境，为进一步制约南祁连的构造演化提供依据。

1 区域地质背景和岩体地质特征

野牛脊山构造位置处于秦祁昆造山系、中—南祁连弧盆系，三级构造单元属南祁连岩浆弧[17]，其北侧为疏勒南山—拉脊山蛇绿混杂岩带，南侧与宗务隆裂谷相邻(图1)。区域内出露地层有青白口系(龚岔群其他大阪组)变质碎屑岩建造、奥陶系(吾力沟组、盐池湾组)火山碎屑岩建造、志留系(巴龙贡嘎尔组)陆源碎屑岩建造、石炭系(臭牛沟组)滨浅海相碳酸盐岩夹碎屑岩建造、二叠系—三叠系陆表海沉积建造、古近系—新近系山麓河湖相沉积建造以及第四系。断裂构造以NW向或近EW向为主。岩浆活动以加里东期中酸性侵入岩为代表，在野牛脊山一带形成规模较大的花岗岩基，与区域上志留系呈侵入或断层接触。

图1 南祁连西段地质简图Fig.1 Geological Sketch Map of the Western Segment of South Qilian

本文研究的敖果吞乌兰侵入岩属于野牛脊山花岗岩体的一部分，位于南祁连哈拉湖西侧约50 km处(图1)。前人曾开展了1∶200 000哈拉湖幅区域地质调查，确定其为黑云母花岗岩体，但未开展年代学研究工作[18]。本次调查发现该岩体在敖果吞乌兰一带呈规模较大的岩基产出，平面形态呈不规则状，出露面积约51.4 km2。岩体分布与区域构造线方向基本一致，总体呈NW—SE向带状展布。岩体东北侧被第四系覆盖，东南侧被石炭系或二叠系角度不整合覆盖(图2)，向西延伸至野牛脊山一带。

图2 敖果吞乌兰侵入岩地质简图Fig.2 Geological Sketch Map of Aoguotunwulan Pluton

2 岩相学特征

敖果吞乌兰侵入岩主要由角闪黑云母花岗闪长岩、似斑状黑云母花岗闪长岩[图3(a)]和似斑状黑云母二长花岗岩[图3(b)]等3种岩性组成，出露面积分别约为27.6、13.5、10.3 km2。角闪黑云母花岗闪长岩与似斑状黑云母花岗闪长岩呈涌动接触，似斑状黑云母二长花岗岩与似斑状黑云母花岗闪长岩呈脉动接触，二者接触界线外倾[图3(c)]，总体显示角闪黑云母花岗闪长岩→似斑状黑云母花岗闪长岩→似斑状黑云母二长花岗岩的岩浆演化趋势。

角闪黑云母花岗闪长岩呈灰白色，具中细粒花岗结构和块状构造。主要矿物特征为：斜长石(体积分数为45%～48%)呈半自形板状，发育聚片双晶；石英(25%～30%)呈他形粒状或不规则状，具波状消光[图3(d)]；钾长石(10%～16%)呈半自形—他形板状，具条纹构造；黑云母(10%～14%)呈片状，多数被绿泥石、方解石交代。

似斑状黑云母花岗闪长岩呈灰白色，具似斑状结构、中细粒花岗结构及块状构造。斑晶为钾长石(体积分数为10%～12%)，粒度为3.6 mm×8.5 mm～23.0 mm×47.0 mm，呈半自形板状，具条纹构造。基质(体积分数为88%～90%)主要矿物特征为：斜长石(40%～49%)呈半自形板状，镜下可见细密平直的聚片双晶[图3(e)]，An牌号为27，为更长石；石英(20%～35%)呈他形粒状或不规则状；钾长石(5%)呈半自形—他形粒状，少数呈半自形板状；黑云母(5%～15%)呈鳞片状；普通角闪石(7%)呈粒状或片状，具强多色性。

似斑状黑云母二长花岗岩的风化面为肉红色，新鲜面为浅肉红色、灰白色，具似斑状结构、中细粒花岗结构及块状构造。斑晶(体积分数为15%～20%)有钾长石和斜长石两种，粒度为6.7 mm×8.7 mm～18.0 mm×20.0 mm，钾长石斑晶呈半自形板状，为微斜条纹长石，具条纹构造和格子双晶[图3(f)]，斜长石斑晶呈半自形板状。基质(体积分数为85%)主要矿物特征为：斜长石(25%～36%)呈半自形板状，发育聚片双晶；钾长石(17%～20%)呈半自形—他形粒状，特征同斑晶；石英(18%～20%)呈他形粒状；黑云母(10%～12%)呈鳞片状，部分被绿泥石交代。

3 分析方法

3.1 锆石U-Pb定年

用于测定锆石年龄的样品采自敖果吞乌兰侵入岩的似斑状黑云母花岗闪长岩，采样编号为IPm401U-Pb2-3，采样点地理坐标为(38°12′15″N，97°01′55″E)，采样位置见图2。定年样品的采集选取弱变形、弱蚀变且无后期岩脉穿插的新鲜岩石，采样质量大于5 kg。

锆石分选工作由河北省区域地质矿产调查研究所矿物分离实验室完成。挑选裂隙相对较少且透明度和晶形相对较好的锆石约100粒制作样品靶并进行加工。锆石反射光、透射光及阴极发光(CL)图像在北京离子探针中心完成，锆石U-Pb定年在中国地质调查局天津地质调查中心应用激光烧蚀多接收器等离子体质谱(LA-MC-ICP-MS)仪进行微区原位U-Pb同位素测定。采用GJ-1作为外部锆石年龄标准进行 U-Pb 同位素分馏校正，采用ICPMSDataCal程序和Isoplot 2.49程序[19]进行数据处理，应用208Pb校正法对普通Pb进行校正，利用NIST612玻璃标样作为外标计算锆石样品的Pb、U、Th含量[20]。详细的实验原理、流程及仪器参考文献[20]～[24]。

3.2 主、微量元素分析

本次在敖果吞乌兰侵入岩中采集岩石地球化学样品共计10件，样品均采自基岩露头，样品新鲜、无(弱)蚀变、无后期岩脉穿插，样品岩性均一，具有代表性。样品主、微量元素分析由国土资源部武汉矿产资源监督检测中心完成。其中，主量元素利用四硼酸锂熔片-XRF法和硫酸-氢氟酸溶矿-重铬酸钾滴定法在X荧光光谱仪(MagixPro2440)上分析，稀土元素利用王水提取ICP-MS法在质谱仪(ThermoelementalX7)上分析，微量元素利用四酸溶矿-ICP-MS法、四酸溶矿-ICP-OES法和过氧化钠熔融-ICP-MS法等，分别在质谱仪(ThermoelementalX7)、等离子体发射光谱仪(ICAP6300)、X荧光光谱仪(XRF-1800)、光栅光谱仪(WG-100))和双道原子荧光光度计(820)等仪器上分析，方法检出限和分析精度完全符合国家标准[23]。

图3 野外和显微镜下照片Fig.3 Field Photographs and Microphotographs

4 锆石U-Pb年代学特征

4.1 锆石特征

似斑状黑云母花岗闪长岩样品(IPm401U-Pb2-3)中的锆石多为无色透明至浅黄色，呈自形程度较好的短柱状、中长柱状、双锥状，少部分呈半截锥状(图4)。晶体长80～200 μm，宽50～150 μm，长宽比大都介于3∶2～2∶1之间，个别可达4∶1。阴极发光图像显示大多数锆石具有典型的岩浆韵律环带和明暗相间的条带结构，属于岩浆结晶产物[25-29]。锆石内部结构比较简单，部分锆石颗粒具有窄的浅色边和港湾状的溶蚀边，但大多数锆石显示出清晰的岩浆环带特征，浅色边可能为后期的变质增生边[28]。

4.2 结果分析

24个有效分析点的同位素比值和表面年龄数据见表1，年龄谐和曲线见图5(a)、(b)。由表1和图5(a)可见，除18号分析点明显偏离一致线外，其余23个分析点都落在一致线上，显示较好的谐和性。这23个分析点中有16个分析点(6～13、15、16、19～24号)的206Pb/238U年龄相当集中，表明这些锆石在形成后其U-Pb体系一直保持在封闭状态，基本上没有Pb丢失[图5(b)]，其206Pb/238U加权平均年龄为(443.9±2.1)Ma(平均标准权重偏差(MSWD)为0.19)[图5(c)]，可以代表似斑状黑云母花岗闪长岩的岩浆结晶年龄。另外7个谐和的206Pb/238U年龄都大于470 Ma，被认为是捕虏晶锆石年龄[30]。因此，敖果吞乌兰侵入岩的侵位年龄可确定为约440 Ma，形成时代属早志留世初期。

图4 似斑状黑云母花岗闪长岩锆石阴极发光图像Fig.4 CL Images of Zircons of Porphyritic Biotite Granodiorite

分析点w(206Pb)/10-6w(238U)/10-6N(207Pb)/N(206Pb)n(207Pb)/n(235U)n(206Pb)/n(238U)207Pb/206Pb年龄/Ma207Pb/235U年龄/Ma206Pb/238U年龄/Ma1202210.068 4±0.001 40.875 5±0.017 70.092 8±0.000 9882±42639±13572±62131630.058 1±0.001 50.608 1±0.016 10.075 9±0.000 7533±56482±13472±53262970.058 8±0.001 00.611 9±0.010 90.075 5±0.000 7559±36485±9469±54172200.056 7±0.001 00.589 1±0.010 80.075 4±0.000 7478±38470±9469±55401240.099 3±0.001 23.878 1±0.052 70.283 4±0.002 71 610±231 609±221 608±156141780.056 7±0.001 80.557 2±0.018 30.071 2±0.000 7481±71450±15444±47192470.057 1±0.001 00.565 4±0.010 80.071 8±0.000 7495±40455±9447±48101320.057 1±0.001 50.566 1±0.015 30.071 9±0.000 7496±57455±12448±49172290.055 9±0.001 60.545 5±0.016 50.070 8±0.000 7448±65442±13441±41091290.056 1±0.002 80.550 0±0.028 20.071 1±0.000 8455±110445±23443±511233370.055 9±0.001 30.546 2±0.013 40.070 9±0.000 7448±51443±11441±412607990.056 0±0.000 70.549 9±0.007 40.071 3±0.000 7451±27445±6444±413263530.056 1±0.000 90.549 6±0.009 10.071 1±0.000 7456±34445±7443±4144517770.167 7±0.001 911.104 4±0.145 30.480 2±0.004 62 535±192 532±332 528±2415507290.056 0±0.000 70.550 6±0.008 00.071 4±0.000 7451±29445±7444±416283470.055 8±0.001 00.545 4±0.010 90.070 9±0.000 7444±41442±9442±4172639950.095 2±0.001 13.448 2±0.048 40.262 6±0.002 81 533±221 515±211 503±1618523030.117 4±0.001 42.675 1±0.048 20.165 2±0.002 21 917±221 322±24986±1319182380.056 5±0.001 20.554 7±0.012 90.071 3±0.000 7470±48448±10444±420233100.056 0±0.001 00.552 3±0.010 90.071 5±0.000 7454±41447±9445±421121500.056 8±0.001 90.558 3±0.019 20.071 3±0.000 7483±75450±15444±422152120.056 4±0.001 90.556 5±0.019 50.071 5±0.000 7470±76449±16445±423222990.056 7±0.001 20.558 4±0.012 90.071 5±0.000 7478±48450±10445±424364480.056 4±0.000 80.554 3±0.008 50.071 2±0.000 7469±31448±7444±4

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。

图5 似斑状黑云母花岗闪长岩LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb年龄谐和曲线和年龄分布Fig.5 Concordia Diagrams and Distribution of LA-MC-ICP-MS Zircon U-Pb Ages for Porphyritic Biotite Granodiorite

5 岩石地球化学特征

敖果吞乌兰侵入岩3种岩性的主、微量元素分析结果见表2。

5.1 主量元素

敖果吞乌兰侵入岩的SiO2含量(质量分数，下同)为65.72%～69.87%，平均为67.12%，在R1-R2岩石类型分类图解[图6(a)]中样品点落在花岗闪长岩区域和二长花岗岩区域附近，与野外(室内)定名结果吻合；全碱含量(w(Na2O)+w(K2O))为5.13%～6.70%，其中w(K2O)/w(Na2O)值为1.28～1.88，显示富钾特征；里特曼指数为1.12～1.89，均低于3.3，在AFM图解[图6(b)]中样品均落在钙碱性系列区域，在SiO2-K2O图解[图7(a)]中样品均落在高钾钙碱性系列区域；Al2O3含量较高且变化范围较小，介于12.69%～13.82%之间，铝饱和指数(A/CNK)大多(8件样品)介于0.96～1.11之间，另2件样品为1.16和1.20，因此，绝大多数样品显示为弱过铝质Ⅰ型花岗岩；在A/CNK-A/NK图解[图7(b)]中，大多数样品点落入弱过铝质区域，个别样品点落在准铝质(1件样品)和强过铝质区域(2件样品)。综上所述，敖果吞乌兰侵入岩属于弱过铝质—强过铝质、高钾钙碱性系列。

5.2 稀土元素

敖果吞乌兰侵入岩的稀土元素总含量较高((190.43～284.35)×10-6)，其中轻稀土元素总含量为(166.68～257.23)×10-6，重稀土元素总含量为(22.99～27.82)×10-6，轻、重稀土元素总含量之比为7.02～9.49，轻稀土元素相对富集而重稀土元素相对亏损(w(La)N/w(Yb)N值为6.84～11.36)，中等负Eu异常(δEu,0.47～0.62)。岩石轻稀土元素内部分馏(w(La)N/w(Sm)N值为3.60～4.05)略强于重稀土元素内部分馏(w(Gd)N/w(Yb)N值为1.30～1.98)。

从球粒陨石标准化稀土元素配分模式[图8(a)]上可以看出，敖果吞乌兰侵入岩3种岩性具有相似的稀土元素分布特征，总体显示出轻稀土元素富集、重稀土元素相对亏损的右倾特征，其中轻稀土元素内部分馏较为明显，重稀土元素内部分馏弱，与上地壳物质的稀土元素配分模式[31]相似，但稀土元素总含量较上地壳物质稍高，暗示敖果吞乌兰侵入岩物源区为上地壳。

5.3 微量元素

敖果吞乌兰侵入岩大离子亲石元素Ba含量为(520～1 101)×10-6，Rb含量较高((113～190)×10-6)，Sr含量相对较高((157～234)×10-6)，Th含量较高((15.3～23.1)×10-6)。高场强元素中，Nb、Ta、Hf含量普遍较低，分别为(11.7～17.9)×10-6、(1.43～2.17)×10-6和(5.84～11.00)×10-6,Zr含量较高((179～301)×10-6)。

在原始地幔标准化微量元素蛛网图[图8(b)]上，敖果吞乌兰侵入岩明显富集大离子亲石元素K、Rb、Ba、Th，亏损高场强元素Nb、Ta，并具有明显的Sr、P、Ti负异常，这与中地壳、上地壳物质的微量元素蛛网图[31]相似，微量元素蛛网图具有碰撞型花岗岩的特征，总体表明其形成过程与大陆碰撞、地壳增厚密切相关。

6 讨 论

6.1 岩石成因类型

目前较多研究人员将花岗岩成因类型划分为I型、S型、M型和A型[36]。I型和S型花岗岩分别指源岩为火成岩和成熟沉积岩部分熔融产生的花岗质岩浆形成的花岗岩。高度分异的I型、S型和A型花岗岩因其矿物组成和化学组成都接近于低共熔花岗岩而在化学组成上部分重叠，所以不易区分其成因类型，需要结合各方面特征予以综合判定[37]。在矿物学特征上，角闪石、堇青石和碱性暗色矿物分别是判断I型、S型、A型花岗岩的重要矿物学标志[38]。敖果吞乌兰侵入岩缺乏这些标志性矿物，无法从矿物学角度划分其成因类型。在地球化学特征上，铝饱和指数是区分I型与S型花岗岩的重要参数，S型花岗岩的铝饱和指数大于1.1，而I型花岗岩小于1.1[39]。敖果吞乌兰侵入岩10件样品的A/CNK值除2件样品为1.16～1.20(高于1.10)外，其余8件样品为0.96～1.11，多数落入I型花岗岩范围[图7(b)]，为弱过铝质岩石，显示I型花岗岩成因类型特征。该侵入岩的SiO2含量为65.72%～69.87%，全碱含量为5.13%～6.70%，计算的分异指数为67.51～78.71，表明岩石仅发生了低程度的结晶分异。敖果吞乌兰侵入岩的w(FeO*)/w(MgO)值在2.21～3.00之间，不显示A型花岗岩的富铁特征(w(FeO*)/w(MgO)>10)[40]。实验研究表明：在准铝质—弱过铝质岩浆中，磷灰石的溶解度很低，并在岩浆分异过程中随SiO2含量的增高而降低；而在强过铝质岩浆中，磷灰石溶解度变化趋势与此相反，随SiO2含量的增加而增高或基本保持不变[41]。磷灰石在I型和S型花岗岩浆中的这种行为已被成功地用于区分I型和S型花岗岩[42-45]。敖果吞乌兰侵入岩的P2O5含量较低(0.12%～0.21%，平均0.18%)，明显不同于S型花岗岩常具有较高P2O5含量(>0.20%)[48]的特征。另外，在Th-Rb图解[图9(a)]上，敖果吞乌兰侵入岩样品Rb、Th之间成正消长演化趋势，与I型花岗岩演化趋势一致[41,49]。综上所述，敖果吞乌兰侵入岩应属低程度结晶分异的I型花岗岩。

表2 主、微量元素分析结果Tab.2 Analysis Results of Major and Trace Elements

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;上地壳、中地壳、下地壳数据引自文献[31]。

图(a)底图引自文献[32]；图(b)底图引自文献[33]图6 R1-R2岩石类型分类图解和AFM图解Fig.6 Diagrams of R1-R2 Rock Classification and AFM

图(a)底图引自文献[34]；图(b)底图引自文献[35]图7 SiO2-K2O图解和A/CNK-A/NK图解Fig.7 Diagrams of SiO2-K2O and A/CNK-A/NK

ws为样品含量；wc为球粒陨石含量；wp为原始地幔含量；球粒陨石标准化数据引自文献[46]；原始地幔标准化数据引自文献[47]；同一图中相同线条对应岩体的不同岩性样品图8 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.8 Chondrite-normalized REE Pattern and Primitive Mantle-normalized Trace Element Spider Diagram

图(a)底图引自文献[49]，箭头分别代表I型、S型花岗岩演化趋势；图(b)底图引自文献[60]图9 Th-Rb图解及(La/Yb)N-δEu图解Fig.9 Diagrams of Th-Rb and (La/Yb)N-δEu

6.2 源区特征

研究表明，源区的岩石性质控制着花岗岩基本特征[50]。早期研究认为，I型花岗岩的源岩是地壳深部中基性变火成岩[51-52]。近年研究发现，受幔源岩浆改造的沉积物重融同样可以形成I型花岗岩[53]，此外，在地壳重融过程中沉积物贡献的减少和火成岩等成分的增多同样可以使岩浆成分由S型向I型转变，形成I型或者I、S过渡类型岩浆[54]。敖果吞乌兰侵入岩主量元素总体显示富硅、富碱、贫铁和贫镁的特征，微量元素表现为富集大离子亲石元素(U、Th、Pb)和轻稀土元素，亏损高场强元素(Nb、Ta)，表明它们具有壳源的地球化学属性。w(Nb)/w(U)值(4.88～9.24，平均7.45)、w(Nb)/w(Ta)值(7.75～10.38，平均9.53)、w(Zr)/w(Hf)值(27.34～30.65，平均28.65)与壳源岩石较为接近(分别约为10[55-56]、11[57-58]、33[57,59])，w(Rb)/w(Sr)值(0.60～1.11，平均0.80)、w(Rb)/w(Nb)值(6.69～14.69，平均9.92)则明显高于全球上地壳的平均值(分别为0.32和4.50)[57]，同样暗示了岩石的壳源属性。岩石富集轻稀土元素，亏损重稀土元素，具明显的Eu负异常，球粒陨石标准化稀土元素配分模式与上地壳物质类似[图8(a)]；在原始地幔标准化微量元素蛛网图上，岩石富集K、Rb、Ba、Th、U等元素，与中地壳、上地壳物质的微量元素特征相似，与具有相对低Rb、Th和U含量的下地壳物质特征不同[图8(b)][31]。在(La/Yb)N-δEu图解[图9(b)]中，所有样品均落入壳源范围内，表明侵入岩在岩浆源区或者侵位过程中很少受到幔源组分的影响。在La/Sm-La图解[图10(a)]中，样品的w(La)与w(La)/w(Sm)值成正相关关系，表明岩浆从源区岩石局部熔融后并没有发生明显的结晶分异[61]，这与小的分异指数(67.51～78.71)是相对应的。在A/MF-C/MF图解[图10(b)]中，样品点大多落在变质杂砂岩部分熔融区域，说明岩体源区原岩以变质杂砂岩为主。

图(a)底图引自文献[62]；图(b)底图引自文献[63]图10 La/Sm-La图解及A/MF-C/MF图解Fig.10 Diagrams of La/Sm-La and A/MF-C/MF

图(a)底图引自文献[66]；图(b)底图引自文献[67]图11 R1-R2图解及Rb/10-Hf-3Ta图解Fig.11 Diagrams of R1-R2 and Rb/10-Hf-3Ta

6.3 构造环境及地质意义

花岗岩的微量元素组合类型同其形成的构造环境有明显的联系[64]。在R1-R2图解[图11(a)]中，敖果吞乌兰侵入岩3种岩性样品投点在板块碰撞前区域和同碰撞期区域，在Rb/10-Hf-3Ta图解[图11(b)]中大多数落在碰撞花岗岩区域，2件样品落在碰撞花岗岩与板内花岗岩交界区域。此外，Pearce等通过对不同构造环境下花岗岩的微量元素研究，提出一系列的构造环境判别方案[65]。敖果吞乌兰侵入岩3种岩性样品在Rb-Y+Nb图解[图12(a)]中落入后碰撞花岗岩(Post-COLG)区域；在Nb-Y图解[图12(b)]中，样品点大多落在火山弧花岗岩和同碰撞花岗岩区域。综上所述，敖果吞乌兰侵入岩总体显示后碰撞或同碰撞构造环境特征。

底图引自文献[80]图12 Rb-Y+Nb图解及Nb-Y图解Fig.12 Diagrams of Rb-Y+Nb and Nb-Y

南祁连造山带位于秦祁昆造山系的中部，夹持于北祁连造山带与柴达木板块之间[68]。近年对南祁连造山带的研究包括南祁连党河南山—拉脊山蛇绿混杂岩带、奥陶纪岛弧火山岩及其间分布的俯冲-碰撞型花岗岩等，揭示南祁连确有洋盆存在，并经历了类似于北祁连洋的生成、扩张发展和俯冲消减过程[5-11,69-70]。从寒武纪至早奥陶世，整个祁连造山带处于大陆裂解、洋底扩张至大洋盆地形成发展阶段。在该时期，中—南祁连元古代基底伸展裂解，逐渐从大陆向洋盆发生转化[1,71]，现今的大道尔吉—党河南山蛇绿岩中的镁铁质—超镁铁质杂岩(形成于早奥陶世)[3,72]、拉脊山蛇绿混杂岩中的辉绿岩块(年龄为(462.9±5.1)Ma)[5,73]均为南祁连洋壳的残块，证明了大洋盆地的形成[74]。中奥陶世洋盆开始出现俯冲消减，在拉脊山分布的中奥陶世钙碱性基性—中性—酸性火山岩系列和党河南山吾力沟组中基性—中酸性火山岩、晚奥陶世多索曲组中基性火山岩，以及党河南山东段乌里沟中酸性侵入岩(年龄为(457.0±6.3)Ma)[75]皆为该时期俯冲作用的产物。早志留世南祁连洋逐渐闭合，两侧陆块进入碰撞造山阶段，在党河南山贾公台、振兴梁地区形成增厚地壳型埃达克质奥长花岗岩(年龄分别为(442.7±6.8)、(437.6±8.1)Ma)[76-77]。敖果吞乌兰侵入岩的形成时代为早志留世(约440 Ma)，是该阶段岩浆作用的产物。早志留世晚期至中志留世，南祁连发生碰撞造山后伸展，形成党河南山和当金山巴龙贡噶尔组块状玄武岩(年龄为(424.5±6.6)Ma)[1]和杏仁状玄武岩，并在党河南山西段形成具有A型花岗岩特征的石块地似斑状二长花岗岩((420±12)Ma)[77-78]。最终在志留纪晚期—泥盆纪晚期，中祁连和南祁连完成拼贴和碰撞[10,79]。

7 结 语

(1)南祁连敖果吞乌兰侵入岩由角闪黑云母花岗闪长岩、似斑状黑云母花岗闪长岩和似斑状黑云母二长花岗岩组成，其中在似斑状黑云母花岗闪长岩中获得LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(443.9±2.1)Ma(MSWD值为0.19)，指示该岩体的侵位发生在早志留世初期。

(2)南祁连敖果吞乌兰侵入岩属弱过铝质—强过铝质、高钾钙碱性系列I型花岗岩；稀土元素总含量较高，轻稀土元素富集，重稀土元素亏损，球粒陨石标准化稀土元素配分模式呈轻稀土元素内部分馏较强、重稀土元素内部分馏弱、明显Eu负异常的右倾特征；岩石中大离子亲石元素K、Rb、Ba、Th富集，高场强元素Nb、Ta亏损，并具有明显的Sr、P、Ti负异常，总体具碰撞型花岗岩的特征，反映其与大陆碰撞、地壳增厚密切相关。

(3)南祁连敖果吞乌兰侵入岩具同碰撞构造环境特征。结合区域资料认为，岩体属于早志留世初期南祁连洋闭合，两侧陆块发生碰撞，进入碰撞造山阶段的产物。