东昆仑群力地区晚泥盆世A型花岗岩的年代学、地球化学和构造意义

刘雷，钱烨,2，孙丰月,2，李予晋,2，顾焱，张建平

1.吉林大学地球科学学院，长春130061；2.国土资源部东北亚矿产资源评价重点实验室，长春130061；3.青海省第三地质矿产勘查院，西宁810029

0 引言

A型花岗岩最早被定义为贫水(anhydrous)、碱性 (alkaline)以及非造山(anorogenic)的花岗岩[1]，它是形成于伸展环境下的一种特殊的岩石。一直以来，国内外学者对A型花岗岩关注密切，并从其岩石地球化学特征、岩石成因及地球动力学等方面进行了深入研究。从A型花岗岩形成的构造背景来讲，它既有可能形成于板内的伸展环境，也有可能形成于碰撞后板块边缘的伸展环境[2,3]。因此，A型花岗岩可以作为判断造山事件起始的重要岩石学标志[4]。

东昆仑造山带地处青藏高原的北部柴达木盆地南缘，位于南北中国板块群之间，是中央造山带的重要组成部分[5,6]，同时也是一条巨型的岩浆岩带[7](图1)。该造山带主要出露大量的早古生代和晚古--早中生代两个时期的侵入岩 ，早古生代对应了始特提斯洋的构造演化，晚古生代--早中生代的侵入岩对应了古特提斯洋的构造演化。现已有研究表明,在早寒武世之前,东昆仑应该已经发生了始特提斯洋的打开和扩张[8,9]。从寒武世末期开始，东昆仑地区陆续出现一系列与俯冲作用有关的岩浆事件与变质事件。例如，在东昆仑都兰可可沙地区发现了515 Ma左右的具有俯冲性质的石英闪长岩[10]；在东昆仑祁漫塔格山鸭子泉地区发现了480 Ma岛弧闪长岩[11]；在东昆仑清水泉地区发现了438 Ma的镁铁质辉绿岩脉，可能代表了东昆仑始特体斯洋壳俯冲最晚的岩浆记录[12]；许荣华等在东昆仑万宝沟沟头地区发现了412.6 Ma的碰撞型二云母花岗岩，表明晚志留世—早泥盆世时期始特提斯洋盆已经闭合[13]；在东昆仑冰沟地区发现了代表伸展背景的A2型正长花岗岩，是目前东昆仑地区报道的时代最晚的古生代A型花岗岩，年龄为391±3 Ma，它的出现标志着中泥盆世时期东昆仑始特提斯洋构造演化的彻底终结和和古特提斯洋构造演化的崭新开始[14]。本研究在东昆仑造山带昆北裂陷带群力地区发现了代表始特提斯洋闭合后伸展的A型花岗岩，在野外地质调查的基础上，对该套岩石进行了LA--ICP--MS锆石U--Pb年代学和岩石地球化学特征研究，结合区域地质背景分析，探讨其岩石成因及形成的构造环境，从而对始特提斯洋的构造演化进行了新的限定与制约。

图1 东昆仑造山带大地构造位置图Fig.1 Tectonic location map of eastern Kunlun orogenic belt

1 地质概况及样品特征

群力正长花岗岩体位于昆北地体中(图1)。该区构造运动复杂且强烈，先后经历了海西期、印支期和燕山期构造运动，发育有不同规模和力学性质的构造，区域上的主体构造线为NWW向断裂构造，其控制着各个时代地层的分布和各期次岩浆岩的侵入[15]。

研究区内主要出露地层为元古界金水口群白沙河岩组，其岩石类型主要为混合片麻岩、大理岩、变质石英岩、角岩和矽卡岩。第四纪主体分布于研究区中东部，为风成沙堆积而成。区内岩浆侵入活动较强烈，以华力西期为主，主要岩石类型包括花岗岩、细粒闪长岩、花岗闪长岩和闪长岩等，岩体在区内呈条带状、不规则岩珠状分布，岩体长轴方向与区域构造线基本一致；印支期侵入岩受NEE向构造控制，以酸性岩为主；燕山期侵入岩呈不规则长条状岩株零星产出(图2)。

本次研究的花岗岩采样位置如图2所示，岩性为正长花岗岩。岩石手标本为浅肉红色，花斑结构，块状构造(图3a)。主要矿物组合为石英(30%)+钾长石(45%～50%)+斜长石(15%)+黑云母(5%～10%)。镜下表现为石英呈自形--半自形粒状，粒径约0.2～1.0 mm；钾长石呈半自形板状，粒径约0.5～0.8 mm；斜长石呈半自形板状，粒径约0.3～0.8 mm；黑云母呈片状，粒径约在0.2～0.5 mm(图3b)。

2 分析方法

选择新鲜无蚀变的正长花岗岩体露头,采集10 kg重的原岩样品用于锆石分选。锆石分选与制靶工作在廊坊市宏信地质勘查技术服务有限公司完成。将新鲜无蚀变的样品用机械粉碎研磨至约100目，随后利用矿物介电分选仪进行电选和磁选，分选出锆石矿物。

锆石U--Pb同位素定年在国土资源部东北亚矿产资源评价重点实验室利用LA--ICP--MS完成。工作时激光束斑直径为32 μm，以He作为剥蚀物质的载气，剥蚀样品深度为20～40 μm。锆石年龄以国际标准锆石91500作为外标，以NIST SRM610作为元素含量的外标，29Si作为元素含量的内标。利用Glitter软件计算同位素比值及元素的含量。利用Isoplot程序计算年龄及谐和图的绘制，普通铅校正使用Andersen[16]程序完成。群力正长花岗岩LA--ICP--MS U--Pb年龄分析结果见表1。

全岩的主量元素、稀土元素和微量元素均由国土资源部东北亚矿产资源评价重点实验室测定。全岩的主量元素采用X--射线荧光光谱仪测定，相对标准差为2%～5%。微量和稀土元素采用电感耦合等离子质谱分析法测定，微量与稀土元素的分析精度控制在元素含量>1×10-6，误差<5%；元素含量<1×10-6者，误差<10%。主量和微量元素分析结果见表2。

3 分析结果

3.1 锆石U--Pb年龄

群力正长花岗岩样品的锆石在阴极发光图像中呈自形--半自形短柱状，长宽比1∶1～3∶1,粒径约60～150 μm。所测锆石内部结构清晰，具有明显的岩浆振荡环带结构(图4)，锆石U/Th比变化范围为0.43～0.78(表1)，表明岩浆成因。对其中18颗锆石进行 LA--ICP--MS U--Pb年龄分析，数据列于表1。结果显示18个锆石分析点集中分布在谐和线上(图5a)，206Pb /238U年龄集中在373～383 Ma之间，加权平均年龄为376.2±2 Ma(n=18，MSWD = 0.25；图5b) ，表明群力正长花岗岩的结晶年龄，暗示其为晚泥盆世岩浆活动的产物。

3.2 主量、微量元素

群力花岗岩主量元素组成具有如下特点：①富硅，SiO2=74.61%～77.85%；②高钾，K2O=3.64%～4.52%，K2O/Na2O平均值为1.09，在SiO2-K2O中样品落入高钾钙碱性岩石系列(图6a)；③富碱，K2O+Na2O=7.03%～7.94%；④铝含量适中，Al2O3=10.89%～12.18%；⑤贫钙，CaO=0.50%～1.01%；适中的铝饱和指数(A/CNK=0.84～1.09<1.1),在A/CNK-A/NK图解中整体显示准铝质--弱过铝质性质(图6b)；低铁(FeOT=1.61%～2.37%)、低钛(TiO2=0.13%～0.15%)、低镁(MgO=0.06%～0.20%)。

1.第四系；2.元古界金水口群混合片麻岩；3.金水口群元古界大理岩；4.元古界矽卡岩；5.华力西期花岗岩；6.华力西期花岗闪长岩；7.华力西期闪长岩;8.闪长玢岩脉;9.角闪岩脉；10.采样位置图2 研究区地质简图Fig.2 Geological sketch map of study area

图3 群力正长花岗岩岩体野外露头(a)及显微镜下照片(b)Fig.3 Outcrop photos(a)and photomicrographs(b)of Qunli syenogranite

群力正长花岗岩的微量元素特征：①稀土元素总量ΣREE较高(ΣREE=291.20×10-6～408.35×10-6)，且轻重稀土分馏明显(ΣLREE/ΣHREE=5.27～7.94，(La/Yb)N=4.68～8.17)。在球粒陨石标准化稀土元素配分图中表现为明显的右倾特征(图7a)；②强烈的负Eu异常(Eu/Eu*=0.08～0.09；图7a)；③相对富集Rb、Th、U、K、Zr等大离子亲石元素，其中Rb含量为139.8×10-6～179.2×10-6，Zr含量为524.6×10-6～648.2×10-6(图7b)；④明显亏损Ba、Nb、Ta、Sr、P、Ti(图7b)；⑤高镓含量(Ga=22.86×10-6～27.06×10-6)。富集高场强元素组合(Zr+Ce+Nb+Y=720×10-6～891×10-6)。

表2 群力正长花岗岩主量(%)，微量元素(10-6)分析结果Table 2 Major elements(%)and trace elements(10-6) data for Qunli syenogranite

圆圈数字代表U--Pb分析点，编号同表 1.图4 群力正长花岗岩中锆石阴极发光图像Fig.4 CL images of zircons from Qunli syenogranite

图5 群力正长花岗岩中锆石的U--Pb年龄谐和图 (a) 和加权平均年龄 (b)Fig.5 Diagrams of U--Pb concordia (a) and weighted average ages (b) of zircons from Qunli syenogranite

图6 群力正长花岗岩的K2O-SiO2图解 (a);群力正长花岗岩的A/NK-A/CNK图解 (b)Fig.6 Diagram of K2O-SiO2 (a) and A/NK-A/CNK (b) for Qunli syenogranite

图7 群力正长花岗岩稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图 (a)及微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)Fig.7 Chondrite normalized REE distribution patterns (a) and primitive mantle normalized trace element spider diagrams (b) of Qunli syenogranite

4 讨论

4.1 岩石成因

花岗岩按照源岩的性质不同可分为I型、S型和M型。群力正长花岗岩较高的K2O含量(3.64%～4.52%>1%)，这与M型花岗岩特征明显不一；较低的Al2O3(10.89%～12.18%)和P2O5(=0.01%)含量，且镜下观察未见白云母、石榴石等过铝质矿物，使得其和S型花岗岩一般特征相背离[17]。

除此之外还有一类碱性(alkaline)、贫水(anhydrou)和非造山(anorogenic)的花岗岩被称为A型花岗岩[1]。与A型花岗岩相比较，群力正长花岗岩在如下几点与之有相似之处：①较高的全碱及K2O含量；②较高的稀土总量；③较高的高场强元素组合(Zr+Ce+Nb+Y)；④相对富集大离子亲石元素(Rb、Th、U、K、Zr)；⑤较低的TiO2、MgO、P2O5和CaO含量，且相对亏损Ba、Sr、P、Ti；⑥较高的Ga含量与较低的Al2O3含量导致的高Ga/Al比值。在104×Ga/Al-(Na2O+K2O) (图8a)、104×Ga/Al-(FeOT/MgO)(图8b)、104×Ga/Al-Zr (图8c)、以及在高场强元素组合(Zr+Nb+Ce+Y)/(FeOT/MgO) (图8d) 图解中，均落入A型花岗岩区域。除此之外，群力正长花岗岩还具有高的锆石饱和温度(991℃～1 201℃)的特征，这使得其和I型花岗岩的低锆石饱和温度(< 800℃)[18]相去甚远，与典型的A型花岗岩相一致。另外，群力正长花岗岩锆石的CL图像中也未识别出继承锆石，其锆石饱和温度可以代表初始岩浆的最低温度[19]，即其源自高温岩浆(>1 201℃) 。综上所述，笔者认为群力花岗岩属A型花岗岩。

关于A型花岗岩的岩石成因，至今未达成共识，目前国内外学者提出的成因模式至少有9种[20]，主要归纳为3种：①A型花岗岩的成因与地幔作用有关[21]；②A型花岗岩的成因与地壳作用有关[22,23]；③A型花岗岩由幔源岩浆与壳源岩浆相互作用形成[24,25]。

群力正长花岗岩样品的Rb/Nb比值为6.70～8.13，K/Nb比值为1 622～2 197，它们与地壳相应比值(5.36～6.55和1 498～2 976)较为接近，明显高于地幔相应比值(0.24～0.89和249～349)[26]；样品中Nb含量20.55×10-6～23.18×10-6，平均值为21.47×10-6，Ta含量1.34×10-6～1.55×10-6，平均值为1.45×10-6，与地壳岩石中Nb、Ta(Nb=8×10-6～11.5×10-6±2.6×10-6，Ta=0.7×10-6～0.92×10-6±0.12×10-6)[27]相比含量略高，岩石的Nb/Ta比值为13.29～15.66，平均为14.82，与陆壳岩石Nb/Ta值[28]较为接近，而低于原始地幔的Nb/Ta比值(17.5±2.0)[29]。14组正长花岗岩样品在原始地幔标准化蛛网图中都显示出强烈的Ba亏损，与高成熟度陆壳岩石的特征一致[30]。综上所述，笔者推测本区的A型花岗岩并非由幔源岩浆的分离结晶作用形成，很有可能是早期地壳物质部分熔融的产物。

图8 群力正长花岗岩样品 104×Ga/Al-(Na2O+K2O) (a);104×Ga/Al-(FeOT/MgO)(b);104×Ga/Al-Zr (c);(Zr+Nb+Ce+Y)/(FeOT/MgO) (d) 图解[2]Fig.8 104×Ga/Al-(Na2O+K2O) (a),104×Ga/Al-(FeOT/MgO)(b),104×Ga/Al-Zr (c) and(Zr+Nb+Ce+Y)/(FeOT/MgO)(d) diagrams of Qunli syenogranite

图9 群力正长花岗岩的(Y+Nb)-Rb (a)和Y-Nb (b) 图解[31]Fig.9 (Y+Nb)-Rb (a) and Y-Nb (b) diagram of Qunli syenogranite

4.2 构造背景

群力正长花岗岩样品在(Y+Nb)-Rb和Y-Nb构造环境判别图解中(图9)，所有样品均投入板内环境区域；在Nb-Y-3×Ga图解和Nb-Y-Ce图解中(图10)，群力花岗岩样品全部投入A2型花岗岩区域内，暗示其形成于造山后的构造环境，岩石为地壳部分熔融的产物[32]，这与成因类型分析结果一致。

图10 群力正长花岗岩的Nb-Y-3×Ga图解 (a) 和Nb-Y-Ce图解 (b)Fig.10 Nb-Y-3×Ga (a) and Nb-Y-Ce (b) diagram of Qunli syenogranite

东昆仑造山带记录了始特提斯洋从打开、扩张、消减到最后闭合的整个过程[33]。随着人们对东昆仑地区早古生代侵入岩研究不断的深入，许多学者针对始特提斯洋的打开、扩张、消减以及闭合时间[34,35]，给出了一些较为明确的岩石学和年代学等方面的证据。已有的研究显示，在早泥盆时期，东昆仑出现了大量的由挤压向伸展转换的岩浆事件，这些岩浆事件发生的时间集中在413～394 Ma[14,36]。近几年来，东昆仑地区陆续发现出露的A2型花岗岩，夏日哈木地区正长花岗岩和冰沟地区正长花岗岩的形成年代均为391 Ma，是目前东昆仑地区报道的时代较晚的古生代A型花岗岩，表明在早泥盆世时期，东昆仑地区已经由碰撞挤压环境转向造山后伸展环境[14,37]。本次研究结果表明，群力A型花岗岩形成时间为晚泥盆世(376.2±2 Ma)，结合岩石地球化学特征和构造背景，显示出A2型花岗岩的特征，表明群力花岗岩形成于造山后的伸展构造背景，这一结果将始特提斯洋闭合后的伸展作用时间从从前人研究[14]的中泥盆世延长到晚泥盆世。

5 结论

(1)群力正长花岗岩的锆石LA--ICP--MS U--Pb加权平均年龄为376.2 Ma (MSWD=0.25)，代表岩体的结晶年龄，属晚泥盆世。

(2)群力正长花岗岩的岩石地球化学特征与A型花岗岩特征相一致，归属于A2型花岗岩类。

(3)群力正长花岗岩形成于始特提斯洋闭合后的伸展构造背景；这一结果将始特提斯洋闭合后的伸展作用从中泥盆世延长到晚泥盆世。