青海团宝山花岗岩年代学、地球化学特征及其地质意义

2021-05-25张保涛胡兆国姜晓平王向伟孙璐伟王小玉赵晓博

现代地质 2021年2期

张保涛，胡兆国，姜晓平，王向伟，孙璐伟，张扬，王小玉，赵晓博，郭伟

(1.中国冶金地质总局山东正元地质勘查院, 山东济南 250013;2.中国冶金地质总局矿产资源研究院, 北京 100131;3.山东正元地质资源勘查有限责任公司, 山东济南 250101)

0 引言

在中国西北地区的新疆、青海和甘肃等地，出露一套极其复杂的造山带与盆地相间的地质单元[1]，祁连—昆仑造山带即是其中之一。祁连—昆仑造山带东连秦岭造山带，西接阿尔金—西昆仑造山带，构成了青藏高原北缘的主体[2-11]。其中，祁连造山带位于阿拉善地块与柴达木板块之间，由北向南依次划分为北祁连缝合带、中祁连陆块和南祁连陆块3个次级构造单元[12]，是世界上典型的造山带之一，曾被黄汲清当作多旋回地槽演化与造山作用的范例[13-37]。板块构造理论问世后，该造山带被李春昱[38]和肖序常等选为理想的野外实验室[14]。目前，祁连造山带依然是国内矿产勘查和科学研究的热点区域之一。

中酸性花岗岩类是造山带中普遍存在的侵入体，携带着地质构造演化过程中的大量信息[15]，可以反映源岩、时代和构造环境等信息。但是，目前对祁连造山带中酸性花岗岩类的研究主要集中于北祁连地区[16-21,36]，对南祁连中酸性花岗岩类的研究相对薄弱[15]。除1:20万和1:25万区域地质调查的资料外，关于南祁连团宝山花岗岩岩体的研究文献极少。对于团宝山花岗岩岩体，1:20万区域地质调查仅对其空间分布和岩相学特征进行了简要介绍，将其定为混染花岗岩岩体；1:25万区域地质调查对其岩相学和地球化学特征进行了简要研究，将其定为奥陶纪花岗闪长岩，认为其为火山弧成因，但缺少年代学数据。在野外地质调查工作的基础上，本文对团宝山花岗岩进行岩石矿物学、年代学和地球化学方面的研究，限定了岩体的侵位时代，推断岩体源岩和形成构造环境，以期为南祁连陆块乃至祁连造山带的整体构造演化过程的恢复提供依据和参考。

1 区域地质背景

研究区位于青藏高原东北部青海省海晏县境内，在大地构造上位于中—南祁连弧盆系之南祁连岩浆弧与中祁连陆块的结合部位，以中祁连南缘断裂为界，以东属于中祁连陆块，以西属于南祁连岩浆弧带(图1)。研究区内主构造线方向为北西—南东向，早元古代化隆岩群组成了研究区内的结晶基底，是与团宝山花岗岩岩体接触的唯一地质体。

图1 中南祁连东段团宝山地区地质简图(图(a)据马建军等[22])

化隆岩群岩性组成十分复杂，整体上为一套有层无序的早元古代变质岩，岩性以灰黑色黑云石英片岩和浅灰色二云石英片岩为主，夹少量灰褐色褐铁矿化石英岩、深灰色黑云角闪斜长片麻岩和深灰色角闪黑云片麻岩等，条纹条带状构造普遍发育，局部可见眼球状构造。

团宝山花岗岩岩体侵入化隆岩群，分布于团宝山中部，分为南北两个次岩体，均呈北西—南东向展布。其中，北部岩体长约6 km，宽3～4 km，出露面积约为15 km2；南部岩体规模相对较小，长约3 km，宽约1.5 km，出露面积约为5 km2。团宝山花岗岩岩体与化隆群地层接触带具有混合岩化作用，局部可见烘烤塑化现象。花岗岩岩石颜色为灰白色，中细粒结构，块状构造，主要矿物组成为斜长石(40%)、钾长石(20%)、石英(30%)及黑云母等暗色矿物(10%)。

2 分析方法

本文在系统收集前人资料的基础上，开展了大量的取样与分析化验工作，系统采集了用于锆石U-Pb测年、薄片鉴定以及主量元素、微量元素和稀土元素测试的样品。其中，锆石U-Pb测年样品1件，薄片鉴定样品25件，主量元素样品6件，微量元素样品7件，稀土元素样品6件。具体分析方法如下。

2.1 LA-ICP-MS锆石定年

LA-ICP-MS锆石定年由中国冶金地质总局山东测试中心完成。测试过程分锆石分选、制靶、锆石阴极发光(CL)照相和锆石同位素分析等主要流程，测定过程中使用标准测定程序条件进行。实验中采用He气作为剥蚀物质的载气；U-Th-Pb同位素组成分析用29Si作为内标，采用NIST SRM610作为外标。样品的同位素比值计算采用ICPMSDATACAL软件进行数据处理，年龄计算采用Isoplot 3.0程序进行处理。实验采用的激光束斑直径为32 μm，实验获得的数据采用Andersen的方法进行同位素比值矫正，以扣除普通Pb的影响[23]。

2.2 岩石地球化学分析

主量、微量元素测试在中国冶金地质总局一局测试中心完成。主量元素分析方法为X射线荧光光谱法(XRF)，分析误差小于5%；稀土和微量元素采用电感耦合等离子体发射光谱仪(ICP-AES)进行分析，分析精度在5%～10%。

针对团宝山花岗岩岩体采取的硅酸盐和稀土元素、微量元素等样品测试结果，对原始数据进行处理：对硅酸盐进行水分和烧失量去除后归一化处理，对稀土元素和微量元素分别进行球粒陨石标准化和洋脊花岗岩标准化处理[24]。

3 结果

3.1 年代学特征

团宝山花岗岩岩体样品中的锆石颗粒大小不一，平均粒径约为100 μm，大者150 μm，细碎不完整颗粒小至50 μm左右。锆石大多无色透明，部分略带深褐色，多呈自形-半自形长柱状，部分为短柱状，长短轴之比介于2:1～3:1之间。部分锆石表面可见晶棱和锥体圆化现象，部分表面出现凹蚀坑。在阴极发光图像(CL)中，大多数的锆石都显示典型的韵律振荡环带，在极少数的锆石颗粒中，发现有卵圆形的残留锆石核，这些残留锆石CL亮度低，且无明显环带(图2)。

图2 中南祁连东段团宝山花岗岩锆石阴极发光(CL)图像及年龄

样品锆石的U-Pb定年结果比较复杂(表1)，多个分析点的年龄数据偏离谐和曲线。18个锆石分析点得出的207Pb/206Pb、207Pb/235U和206Pb/238U年龄值相差程度不一，207Pb/206Pb年龄范围为2 665～687 Ma，207Pb/235U年龄范围为1 812～677 Ma，206Pb/238U年龄范围为1 352～451 Ma。造成这种结果的原因之一是，锆石结构复杂，颗粒细小，存在裂缝、包裹体、老锆石残核等，直径约为30 μm的激光束斑无法完全避开这些区域[1]。在分析中将这些无意义的数据去除，选取利用207Pb/235U和206Pb/238U年龄值相似的分析点。

表1 团宝山花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果

通过对206Pb/238U年龄值的统计分析(图2)，发现有13个分析点的206Pb/238U年龄值介于781～742 Ma之间，代表了岩体侵位的年龄区间；3个分析点的206Pb/238U年龄值介于571～566 Ma之间，1个分析点的206Pb/238U年龄值为451 Ma，可能代表了岩体侵位后的若干岩浆事件；1个分析点的206Pb/238U年龄值为1 352 Ma，可能是由于非放射性铅混入导致的无意义年龄。有效分析点的加权平均年龄为(776±8)Ma(图3)。

图3 中南祁连东段团宝山花岗岩锆石U-Pb年龄谐和图

3.2 地球化学特征

3.2.1 主量元素

根据团宝山花岗岩岩体主量元素原始分析结果及相关参数(表2)及绘制SiO2对各主量元素的Harker图解(图4)，岩体的SiO2含量高且变化范围窄，Al2O3和K2O含量较高，而FeOT、MgO和CaO含量较低，且K2O含量普遍高于Na2O的含量。归一化后，SiO2含量为72.38%～73.79%，平均为73.23%；Al2O3含量为13.2%～13.69%，平均13.49%；K2O含量为4.41%～6.04%，平均5.13%。Fe2O3含量为1.44%～2.29%，平均1.83%；MgO含量为0.15%～0.38%，平均0.24%；CaO含量为0.47%～1.40%，平均0.88%；Na2O含量为2.81%～4.66%。里特曼指数(σ)介于2.02～2.68之间，平均为2.42；碱度率AR介于3.36～4.75之间，平均为3.98；铝饱和指数(A/CNK)介于1.30～1.55；岩石固结指数(SI)为1.25～2.85，平均为1.97。团宝山花岗岩岩体主量元素特征与S型花岗岩相似[25-26]。

图4 团宝山花岗岩SiO2对主量元素Harker图解

表2 团宝山花岗岩主量(%)、稀土和微量元素(10-6)分析结果

3.2.2 稀土和微量元素

岩体稀土元素含量显示为富集型模式，轻稀土分馏强烈，重稀土分馏程度相对较低，铕具明显的负异常；球粒陨石标准化配分曲线呈典型的“海鸥型”(图5)。经球粒陨石标准化，稀土元素总量(REE)为41.66×10-6～521.91×10-6，平均为268.38×10-6。其中，轻稀土元素(LREE)为25.52×10-6～427.67×10-6，平均为204.78×10-6；重稀土元素(HREE)为16.14×10-6～94.24×10-6，平均为63.60×10-6。轻重稀土比值(LREE/HREE)为1.58～4.54，平均为2.87；(La/Yb)N为3.38～15.05，平均为8.00；(Sm/Nd)N为0.59～0.93，平均为0.72；δEu为0.29～0.69之间，平均值为0.48；δCe为0.29～0.69，平均值为0.48。

微量元素洋脊花岗岩(ORG)标准化蛛网图是判断岩浆源区与构造环境的有效途径[33]。从微量元素洋脊花岗岩标准化蛛网图上发现，团宝山花岗岩各个样品微量元素均表现出一致的分布型式，富集Rb、Th、Ce、Sr元素，亏损Ba、Zr等元素(图5)。

图5 团宝山花岗岩稀土元素球粒陨石标准化配分图(a)和微量元素洋脊花岗岩标准化蛛网图(b)

4 讨论

4.1 岩体形成时代

青海省地质局1965年在1:20万湟源幅区域地质调查报告中，将团宝山一带侵入基底化隆岩群中的岩体划为加里东期混染花岗岩[39]。青海省地质调查院2007年在1:25万西宁幅区域地质调查报告中将其划为奥陶纪花岗闪长岩[40]。二者均无测年数据支撑。团宝山花岗岩直接侵入早元古代化隆岩群[27]，仅依靠地质体间的接触关系无法准确确定团宝山花岗岩岩体侵位时代，而依靠区域对比又无法给岩体时代提供直接证据。

锆石U-Pb测年结果表明，团宝山花岗岩岩体锆石颗粒结晶较好，除少量锆石具有继承性核外，大多具有岩浆成因锆石特征。根据锆石U-Pb测年结果，结合团宝山花岗岩岩体侵入特征，认为(776±8)Ma代表了该岩体的侵位年龄，表明团宝山花岗岩岩体形成于晚元古代。这与区域上广泛存在的晚元古代中酸性岩体分布相一致。结合锆石U-Pb测年中存在的少量571～566 Ma和451 Ma年龄值，推测在团宝山花岗岩岩体侵位后分别在晋宁晚期和加里东中期各经历过一次岩浆热事件。

4.2 源岩和构造环境

团宝山花岗岩岩体为分异程度较高的过铝质钙碱性岩，具有S型花岗岩特征。据TAS图解[28](图6)，团宝山花岗岩岩体投点落于亚碱性花岗岩区域，表现出强过铝质特性。AFM三角图解投点显示，该岩体为亚碱性岩之钙碱性系列。铝饱和指数(A/CNK)为1.30～1.55，据铝饱和指数图解[29]，该岩体样品均落于过铝质区域(图7)。岩石固结指数SI为1.25～2.85，平均为1.97，表现出较高的分异程度。

图6 团宝山花岗岩岩体TAS图解(底图据Middlemost[28])

图7 团宝山花岗岩AFM(a)和铝饱和指数图解(b)

团宝山花岗岩样品CaO/Na2O值介于0.10～0.44之间，平均为0.27；Al2O3/TiO2值介于71～453之间，平均为199，指示团宝山花岗岩源岩含黏土矿物、富斜长石[30]，为碎屑沉积岩的可能性大。Al2O3/(MgO+FeOT)介于3～5之间，CaO/(MgO+ FeOT)多小于0.3；根据A/FM-C/FM图解[31]，团宝山花岗岩源岩为泥质岩或杂砂岩(图8(a))。

图8 团宝山花岗岩源岩及构造环境判识图(底图分别据文献[30]，[32]和[33])

稀土元素球粒陨石标准化配分图显示为稀土富集型模式：轻稀土分馏强烈，曲线向右倾斜；重稀土分馏程度相对低一些，曲线平缓。铕具明显的负异常，稀土配分曲线整体呈“海鸥型”。这种模式图与典型的碰撞成因花岗岩具有相似性。微量元素分布型式具有“Rb、Th强烈正异常，Ba显著负异常”的特征，同样反映其与大陆碰撞、地壳增厚密切相关。

利用CIPW标准矿物计算结果，R1-R2图解可以指示岩体形成的构造环境[32]。R1-R2图解(图8(b))显示，团宝山花岗岩岩体样品投点落在同碰撞花岗岩范围内，这与岩石微量元素洋脊花岗岩标准化蛛网图显示的结果一致。Ta-Yb和Nd-Y图解可以反映岩体形成的构造环境[33]。根据Ta-Yb和Nd-Y构造环境判别图解，团宝山花岗岩岩体同样为同碰撞成因花岗岩(图8(c)和(d))。

中国西北部在新元古代曾发生大规模陆块汇聚，如阿尔金造山带880～940 Ma的同碰撞花岗岩、东昆仑造山带875～870 Ma的同碰撞花岗岩等，均为响应Rodinia超大陆聚合的花岗岩岩浆作用证据[34-35]。团宝山花岗岩或指示在新元古代中期中国西北地区的局部碰撞阶段尚未结束，局部尚处于陆陆聚合过程中。