东昆仑夏日哈木地区二长花岗岩年代学、地球化学特征及地质意义

2020-12-28王盘喜卞孝东冯乃琦

中国地质调查 2020年6期

郭峰，王盘喜，卞孝东，冯乃琦

(1.中国地质科学院郑州矿产综合利用研究所，郑州 450006；2.国家非金属矿资源综合利用工程技术研究中心，郑州 450006；3.西北地质科技创新中心，西安 710054)

0 引言

东昆仑造山带位于青海省中西部地区，是一条多期次复合构造-岩浆岩带，也是中央造山带的重要组成部分[1]。该造山带主要经历了加里东期造山旋回和晚海西期—印支期造山旋回[2]，分别与原特提斯洋和古特提斯洋俯冲消减密切相关[3]，出露大量早古生代和晚古生代—早中生代侵入岩[3]。原特提斯洋壳打开和扩张发生在早寒武世以前，早寒武世末期—早志留世该区处于俯冲阶段，与后碰撞造山相关的构造-岩浆事件多发生在早泥盆世[4]。夏日哈木地区A型正长花岗岩锆石U-Pb年龄为(391.1±1.4)Ma[5]，东昆仑冰沟A型正长花岗岩锆石U-Pb年龄为(391±3)Ma[6]，说明早泥盆世末期是东昆仑夏日哈木地区后碰撞伸展阶段的最后时限。目前，该地区后碰撞伸展阶段的开始时限尚不清楚。本次在东昆仑造山带昆中隆起带中部夏日哈木地区首次发现了陆陆碰撞—后碰撞伸展转换构造背景下的I 型二长花岗岩，在野外地质调查和室内综合研究的基础上，通过锆石U-Pb年代学和岩石地球化学特征研究，结合区域地质背景，进一步探讨其岩石成因及构造环境，为研究东昆仑早古生代构造演化提供年代学和地球化学证据。

1 区域地质背景

东昆仑造山带位于青藏高原北部柴达木盆地和松潘—甘孜地块之间，呈NWW向展布，南邻巴颜喀拉，北邻柴达木盆地，西被阿尔金大型走滑断裂所截，东以温泉—赛什塘断裂与秦岭造山带相连，东西延伸约1 500 km[7]，是横贯中国大陆的巨型中央造山带的重要组成部分[8]。区域断裂以近EW向为主，由北向南依次为昆北断裂带、黑山—那陵格勒断裂带、昆中断裂带和昆南断裂带，以昆中断裂带为界可分为昆北地块和昆南地块(图1)[9]。昆北地块大面积出露前寒武纪变质基底金水口岩群和加里东期—印支期侵入杂岩[10]。金水口岩群主要为一套古老的深变质岩系，加里东期侵入岩主要为早古生代中酸性岩体，印支期侵入岩主要为晚古生代—中三叠世中酸性岩体[11]。昆南地块基底主要为古元古代苦海群、中元古代万宝沟群和奥陶纪—志留纪纳赤台群以及少量加里东期—印支期侵入岩[6]。本文提及的夏日哈木地区位于东昆仑造山带昆北地块，临近黑山—那陵格勒断裂带，位于乌图美仁乡以南约60 km的夏日哈木河下游。

图1 东昆仑造山带地质简图[9]

2 矿区地质特征

研究区出露的地层主要为古元古代金水口岩群白沙河岩组，岩性为黑云斜长片麻岩、混合片麻岩、大理岩、黑云二长片麻岩和斜长角闪岩等(图2)，原岩为碎屑岩-碳酸盐岩-火山岩建造，经历了角闪岩相区域变质作用。区内断裂发育，以近EW向、NW向和NE 向断裂为主, 其中近EW 向断裂规模最大，贯穿整个研究区，NW向和NE向断裂形成时间晚于近EW向断裂。区内岩浆活动强烈，岩石主要由镁铁-超镁铁质杂岩、辉长岩、闪长岩、二长花岗岩和正长花岗岩组成。镁铁-超镁铁质杂岩在研究区北部呈岩墙状产出，锆石U-Pb年龄为(423±1)Ma[13]；闪长岩呈小岩株状和岩脉状产出，锆石U-Pb 年龄为(243±1)Ma[14]；正长花岗岩呈岩株状产出，锆石U-Pb年龄为(391.1±1.4)Ma[5]，铜镍硫化物矿体主要产于研究区西北部镁铁-超镁铁质杂岩中。

图2 东昆仑夏日哈木地区地质简图[12]

3 样品特征

用于岩石地球化学及年代学测试的9 件样品采自夏日哈木河东侧二长花岗岩岩体中，岩体呈近NS向岩株状侵入于金水口岩群变质岩中，出露面积约2 km2。岩石呈浅肉红色(图3左)，细粒花岗结构，块状构造，主要矿物为钾长石、斜长石、石英和黑云母(图3(右))。钾长石呈半自形板状，粒径为0.2～2 mm，杂乱分布，含量约45%；斜长石呈半自形板状-它形粒状，粒径多为0.2～2 mm，少数为2～3 mm，部分可见聚片双晶，含量30%～35%；石英呈它形粒状，粒径为0.05～1.8 mm，杂乱分布，表面干净，部分可见波状消光，含量约20%；黑云母呈鳞片状，片径为0.1～0.5 mm，零散分布，含量为2%～5%。

Kfs.钾长石；Pl.斜长石；Q.石英

4 分析方法

岩石主量元素、微量元素和稀土元素地球化学分析在核工业北京地质研究院完成，样品粉碎至250目，缩分出适量样品。主量元素采用X荧光光谱法，测试仪器为Axios-aAX波长色散X射线荧光光谱仪，按《GB/T 14506—2010硅酸盐岩石化学分析方法》[15]对样品进行分析测试，分析精度一般优于2%。微量元素和稀土元素采用等离子质谱法(ICP-MS)，测试仪器为ELEMENT XR等离子体质谱仪，测试方法参照《GB/T 14506—2010硅酸盐岩石化学分析方法》[15]，分析精度一般优于10%。

5 分析结果

5.1 锆石U-Pb年龄

样品XR-1TW采自夏日哈木河东侧细粒二长花岗岩岩株，锆石较单一，晶体多数为长柱状，少数为短柱状，多数锆石颗粒自形程度较好，锆石长120～150 μm，宽60～75 μm, 长宽比多数约2∶1。锆石内部结构清晰，均发育明显的震荡环带(图4)，Th含量为(276.3～1 274.8)×10-6，U 含量为(1 106.5～4 597.1)×10-6，Th/U值为0.09～0.52，平均值为0.29，总体为岩浆成因锆石[18]。14个测点的206Pb/238U年龄为(443.1±12.3)～(399.1±13.2)Ma(表1)，所有测点均位于谐和线(图5(a))上，206Pb/238U加权平均年龄为(412.1±5.7)Ma(图5(b))，属早泥盆世早期，代表岩体侵位年龄。

图4 二长花岗岩锆石阴极发光图像

表1 东昆仑夏日哈木地区二长花岗岩(XR-1TW)锆石U-Pb同位素年龄分析结果

图5 二长花岗岩锆石U-Pb年龄谐和图(a)和加权平均年龄(b)

5.2 地球化学特征

5.2.1 主量元素

东昆仑夏日哈木二长花岗岩主量元素分析结果及特征参数见表2。岩石具贫铁(Fe2O3含量为1.86%～2.05 %)、高硅(SiO2含量为71.41%～72.46%)、富碱((Na2O+K2O)含量为8.33%～9.03%)、低P2O5(P2O5含量为0.052%～0.133%)和高K2O/Na2O值(1.72～2.20)的特征。在SiO2-P2O5图解(图6(a))中，P2O5含量随SiO2含量增高而降低。在TAS图解(图6(b))中，所有样品投影点均位于亚碱性系列区。在SiO2-K2O图解(图7(a))中，所有样品投影点均落入钾玄岩系列区。岩石Al2O3含量为13.41%～14.04%，铝饱和指数A/CNK为1.00～1.05，A/NK为1.21～1.26，在A/CNK-A/NK图解(图7(b))中，所有样品投影点均落入弱过铝质区。CIPW标准矿物中出现刚玉(C)，平均含量为0.52%，属于铝质花岗岩。标准矿物中未见霞石(Ne)、白榴石(Lc)、霓石(Ac)等碱性暗色矿物，反映该岩石碱不过剩，显示亚碱性弱过铝质特征。

表2 二长花岗岩主量、稀土、微量元素分析结果及特征参数

图6 二长花岗岩SiO2-P2O5图解(a)和TAS图解(b)[19]

图7 二长花岗岩SiO2-K2O图解(a)和A/CNK-A/NK图解(b)[20-21]

5.2.2 稀土及微量元素

二长花岗岩稀土元素总量∑REE值为(334.18～395.44)×10-6，轻、重稀土元素分异明显(LREE/HREE为14.80～18.03，(La/Yb)N为 27.08～48.17)，轻稀土元素相对富集，重稀土元素相对亏损。在球粒陨石标准化稀土元素配分曲线图(图8(a))上表现为明显的右倾，具有显著的负Eu异常(δEu为0.25～0.28)，暗示岩石源区残留大量斜长石。原始地幔标准化微量元素蛛网图(图8(b))显示大离子亲石元素 Rb、Th、Zr、Hf相对富集，高场强元素 Nb、Ti、Sr、P相对亏损。

图8 二长花岗岩球粒陨石标准化稀土元素配分曲线图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)[22]

6 讨论

6.1 岩石成因

研究表明，花岗岩成因类型可以反映岩浆源区的性质，按照花岗岩源岩性质可将花岗岩分为I型、S 型和A型花岗岩[23]。A型花岗岩通常含有霞石(Ne)、白榴石(Lc)、霓石(Ac)等碱性暗色矿物，富硅,富碱,富Ga、Zr、Nb、Ta 等高场强元素[24]。夏日哈木二长花岗岩在薄片及CIPW计算时均未发现碱性暗色矿物，主量元素地球化学特征显示其为亚碱性弱过铝质花岗岩，亏损Nb，与A型花岗岩特征不符[25]。由此可以判断，夏日哈木二长花岗岩不属于A型花岗岩，可能属于I型花岗岩或S型花岗岩。

研究区二长花岗岩样品中无角闪石，具有相对较高的SiO2含量(最高含量达72.46%)、全碱含量((K2O+Na2O)含量为8.33%～9.03%)和FeO/MgO值(3.44～4.02),表明岩石经历了较高程度的结晶分异作用[26]。研究显示：在准铝质-弱过铝质岩浆中，磷灰石溶解度很低，在岩浆分异过程中随SiO2含量增加而降低；在强过铝质岩浆中，磷灰石溶解度变化趋势相反；磷灰石这种特性可用于区分I型花岗岩和S型花岗岩[27]。研究区二长花岗岩为弱过铝质岩石(A/CNK<1.1)，P2O5含量很低(<0.13%)，随着SiO2含量的增加，P2O5含量降低(图6(a))，与I型花岗岩演化趋势相似。综上所述，该区二长花岗岩应为I型花岗岩。

地球演化过程中K、Rb不断向上迁移进入硅铝层，上地幔越来越亏损K、Rb，而Sr主要富集在斜长石中代替Ca，所以花岗岩的Rb/Sr值越高，说明源岩主要来自上部陆壳，且幔源岩浆的Rb/Sr值<0.05，幔壳混合岩浆的Rb/Sr值为0.05～0.5，壳源岩浆的Rb/Sr值>0.5[28]。夏日哈木二长花岗岩的Rb/Sr值为1.77～2.09，反映岩浆主要来源于地壳。夏日哈木二长花岗岩的Sr、Eu、P和Ti同步亏损，暗示岩浆物质源于浅部地壳低压环境[29]。因此，该区二长花岗岩为浅部地壳发生高温熔融后形成的。该区存在晚志留世(423 Ma)镁铁-超镁铁质岩体，其源区为亏损地幔[30]，因此，浅部地壳发生高温熔融可能是深部幔源岩浆底侵导致的。综上所述，该区早泥盆世(412.1 Ma)二长花岗岩可能来自地幔岩浆底侵加热后的下地壳部分熔融。

6.2 构造环境

东昆仑造山带是一个经历了多旋回造山运动和岩浆活动的造山带[31]。新元古代晚期—早古生代，夏日哈木地区为原特提斯洋壳[7]，洋盆打开和扩张发生在早寒武世之前[32]。早寒武世末期，原特提斯洋壳开始俯冲消减，清水泉麻粒岩(约507.7 Ma)暗示了该俯冲作用的存在[33]。早古生代其构造背景可能是以多岛弧和小洋盆沟-弧构造为特征，东昆仑中部鸭子泉闪长岩(约480 Ma)[34]和大格勒蛇绿岩、辉长岩(445 Ma)[35]具有上述特征。东昆仑祁漫塔格哈拉达乌花岗岩体(428.5 Ma)形成于同碰撞汇聚环境[36]，指示早志留世东昆仑原特提斯洋盆闭合后开始进入同碰撞造山阶段。研究表明，东昆仑高压变质带榴辉岩和榴闪岩产出构造背景与原特提斯洋构造演化密切相关，榴辉岩/榴闪岩(432 Ma)的峰期变质年龄与早古生代洋盆关闭-同碰撞作用有关，而峰期变质年龄(412 Ma)与碰撞后伸展作用有关[37]。本文I型二长花岗岩(412.1 Ma)与夏日哈木地区退变质榴辉岩(408.8 Ma)的退变质年龄相近[7]，反映了该时期强烈的陆陆碰撞阶段已结束，开始进入后碰撞伸展阶段。在(Y+Nb)-Rb和(Yb+Ta)-Rb 构造环境判别图(图9)上[38]，样品投影点均落在同碰撞花岗岩及后碰撞花岗岩区域，指示夏日哈木二长花岗岩形成于同碰撞环境向后碰撞环境转换的构造背景。