东昆仑鑫拓斑状二长花岗岩成因及其地质意义

曾闰灵, 魏俊浩, 李 欢, 黄啸坤, 闫茂强, 张新铭

东昆仑鑫拓斑状二长花岗岩成因及其地质意义

曾闰灵, 魏俊浩, 李 欢, 黄啸坤, 闫茂强, 张新铭

(中国地质大学 资源学院, 湖北 武汉 430074)

对于东昆仑地区晚古生代‒早中生代古特提斯演化中洋盆闭合的时限目前还存在较大争议。本文对位于东昆仑造山带中段五龙沟地区鑫拓斑状二长花岗岩开展详细的LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学、元素和同位素地球化学研究, 确定其形成时代, 探讨其岩石成因及成岩构造背景, 限定古特提斯洋的形成演化过程。结果表明, 斑状二长花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为240.5±1.2 Ma, 指示其侵位于中三叠世中晚期。岩石K2O/Na2O值为0.79～1.02, Mg#为34～39, σ为1.71～1.96, A/CNK为1.00～1.05, 属弱过铝质高钾钙碱性系列。岩石的轻重稀土元素分异明显((La/Yb)N= 20.93～32.89), 具有微弱的Eu负异常(Eu/Eu*=0.88～0.93), 富集大离子亲石元素Rb、K、Pb、Sr等, 亏损高场强元素Nb、Ta、P、Ti等, 以及具有较高的Sr含量(384～460 μg/g)和Sr/Y值(46.11～61.53), 较低的Y(7.20～9.30 μg/g)和Yb(0.63～0.89 μg/g)含量, 显示埃达克质岩石的地球化学特征。锆石Hf()值介于−7.7～−0.3, 对应二阶段模式年龄(DM2)为1157～1565 Ma。综合分析表明, 鑫拓斑状二长花岗岩形成于由俯冲向同碰撞转换的构造背景, 源于增厚的古老下地壳含石榴子石角闪岩的部分熔融, 且在岩浆形成演化过程中, 经历了一定程度的分离结晶作用, 但未发生明显的壳幔混合。综合区域构造演化以及同时代岩浆岩证据, 本文认为鑫拓斑状二长花岗岩侵位于古特提斯洋北向俯冲的末期、陆(弧)陆局部初始碰撞造山阶段, 古特提斯洋最终完全闭合时间应为中三叠世晚期‒晚三叠世早期。

东昆仑造山带; 古特提斯洋; 埃达克质岩; 中三叠世; 俯冲‒碰撞转换

0 引 言

东昆仑造山带位于青藏高原东北端, 为一条巨型的构造岩浆岩带, 带内岩浆活动频繁, 主要可分为4个活动时段, 即前寒武纪(元古宙)、早古生代、晚古生代‒早中生代、晚中生代‒新生代(莫宣学等, 2007)。其中, 晚古生代‒早中生代的古特提斯造山旋回活动最强烈, 形成了大量与之相关的岩浆岩。研究表明, 晚古生代‒早中生代的古特提斯造山旋回活动始于晚二叠世, 终于晚三叠世‒早侏罗世。然而, 对于古特提斯造山旋回的具体过程, 目前还存在一定的争议, 焦点在于古特提斯洋盆何时关闭、何时开始碰撞造山, 主要有以下观点: ①古特提斯洋于晚二叠世闭合, 之后进入碰撞造山阶段(袁万明等, 2000; 罗照华等, 2002; 莫宣学等, 2007); ②古特提斯洋于晚二叠世时开始俯冲, 中晚三叠世洋盆闭合, 之后进入碰撞造山阶段(郭正府等, 1998; 朱迎堂等, 2009; 熊富浩, 2014; 陈加杰, 2018); ③洋盆于晚三叠世仍未闭合, 古特提斯洋壳持续俯冲(Liu, 2005; Yuan et al., 2009; 徐博等, 2019)。伴随着洋壳的俯冲、碰撞造山, 产生大量岩浆岩, 而这些岩浆岩都记录了有关造山旋回作用的重要信息, 研究其成因机制和构造环境对于反演造山作用深部动力学过程具有重要的意义。

对于东昆仑造山带晚古生代‒早中生代埃达克质岩的研究, 主要集中于晚三叠世, 例如晚三叠世加厚下地壳拆沉作用形成的和勒冈希里克特埃达克质花岗岩(225 Ma, 陈国超等, 2013a)与洪水川地区科科鄂阿龙埃达克质石英闪长岩(218.3 Ma, 陈国超等, 2013b); 加厚下地壳部分熔融形成的香日德埃达克质斑状花岗闪长岩(223.6 Ma, 熊富浩, 2014)等, 均为碰撞到后碰撞转换或后碰撞构造环境下的产物。而中三叠世埃达克质岩鲜有报道, 仅陈加杰(2018)报道了东昆仑造山带东段沟里岩基中埃达克质花岗闪长岩形成于242 Ma, 属中三叠世, 并认为其来自古特提斯洋北向俯冲环境下俯冲板片及其上陆源沉积物的部分熔融。本文选择东昆仑中段五龙沟地区鑫拓中三叠世埃达克质斑状二长花岗岩为研究对象, 开展系统的LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学、元素和同位素地球化学研究, 探讨其岩石成因及成岩构造背景, 限定古特提斯洋的俯冲碰撞造山过程。

1 地质背景及岩石学特征

东昆仑造山带位于青藏高原北部, 是青藏高原的重要组成单元(图1a)。该造山带东与秦岭造山带相连, 西以阿尔金断裂为界, 北与柴达木地块相邻, 南以昆南断裂与松潘‒甘孜地块相隔(许志琴等, 2006, 2013), 是一个典型的复合型造山带, 经历了多期次构造运动, 主要包括早古生代的原特提斯演化和晚古生代‒早中生代的古特提斯演化两期大的造山运动(马昌前等, 2015), 形成了东昆中和东昆南两大断裂带, 以其为界, 划分为东昆北地体和东昆南地体2个主要构造单元(图1b)。

研究区位于东昆北地体, 区内主要出露地层为前寒武纪变质岩系, 主要为古元古代金水口岩群、中元古代长城纪小庙组和新元古代青白口纪丘吉东沟组。金水口岩群为东昆仑地区最古老的变质岩系, 岩性较为复杂, 主体由黑云斜长片麻岩、斜长角闪岩、云母石英片岩和少量大理岩组成; 小庙组为一套低角闪岩相变质岩, 主要岩性为云母石英片岩和斜长角闪片岩; 丘吉东沟组主体为一套砂板岩建造, 主要由灰黑色砂板岩、含碳质板岩夹少量灰岩和大理岩组成。研究区中部出露大面积的中酸性侵入岩, 按岩性大致可分为灰白色中粗粒花岗闪长岩、浅肉红色中粗粒二长花岗岩、浅肉红色斑状二长花岗岩、肉红色中粗粒钾长花岗岩等, 共同构成一个大的复合岩体(图1c), 该复合岩体主体形成于中三叠世(240.5～245.5 Ma, 课题组未发表数据), 推测为古特提斯洋演化阶段的产物。

鑫拓斑状二长花岗岩体出露于五龙沟地区东南百吨沟‒鑫拓‒哈西哇一带, 多侵入于同期早阶段形成的花岗闪长岩和二长花岗岩中, 出露面积约10 km2, 呈不规则状, 长轴近NW向。岩体岩性以浅肉红色斑状二长花岗岩为主, 局部发育少量暗色包体。岩石手标本多呈浅肉红色, 发育似斑状结构, 块状构造, 主要矿物成分为斜长石(35%～40%)、碱性长石(30%～35%)、石英(25%～30%)以及少量黑云母和角闪石(5%～10%)(图2)。斑晶成分主要为斜长石和碱性长石, 大小0.5～2 cm, 含量约5%～10%。其中, 斜长石多见聚片双晶, 部分发育环带结构, 局部可见轻度泥状绿帘石、绢云母化; 碱性长石具条纹结构, 部分发育卡式双晶, 轻度泥状高岭石化。基质中矿物颗粒大小一般为0.5～2.5 mm, 其成分主要有细粒斜长石、碱性长石、石英及暗色矿物黑云母、角闪石等, 局部可见少量榍石、锆石、磷灰石、磁铁矿等副矿物。

2 测试方法

2.1 锆石U-Pb定年和Hf同位素分析

用于锆石LA-ICP-MS定年的样品(πηγ-4)采自东昆仑中段五龙沟鑫拓地区大复合岩体中(图1c), 采样点地理坐标为96°03′44″E, 36°06′57″N。样品的分选工作由河北省廊坊市区域地质调查研究所完成, 按照标准程序, 经破碎、重磁分选后, 在双目镜下挑选表面平整且具有良好晶形的锆石颗粒制靶; 将制好的靶抛光, 在武汉上谱分析科技有限责任公司实验室进行透射光、反射光和阴极发光(CL)显微照相、锆石U-Pb同位素年龄和Hf同位素分析。

LA-ICP-MS锆石微区原位分析用激光剥蚀系统为GeoLasPro, 等离子质谱仪为Agilent 7700, 束斑直径32 μm, 实验过程中采用氦气作为载气。测试过程中选用91500作为内标对U-Th-Pb同位素进行校正, 并以GJ-1作为监测样, NIST610作为外标,29Si作为内标进行微量元素校正, 具体分析条件及流程详见Liu et al. (2008)。锆石同位素年龄及微量元素数据处理采用ICPMSDataCal 10.7软件完成, 加权平均年龄计算及U-Pb年龄谐和图绘制采用ISOPLOT 4.15软件。

对完成了U-Pb年龄测试的锆石进行原位Lu-Hf同位素分析, 利用GeoLasPro HD激光剥蚀系统和Neptune Plus多接收等离子质谱仪进行联机测试。测试点位置与U-Pb测试点一致或在同颗锆石的相同环带内, 激光束斑直径采用44 μm, 详细测试流程见Hu et al. (2012)。

同位素年龄来源: ①菅坤坤等, 2017; ②国显正等, 2018; ③栗亚芝等, 2015; ④张宇婷, 2018; ⑤陈功等, 2016; ⑥何成等, 2018; ⑦赵旭等, 2018; ⑧熊富浩, 2014; ⑨国显正等, 2019。

2.2 全岩地球化学分析

全岩地球化学测试在澳实分析检测(广州)有限公司完成。其中, 全岩主量元素采用X射线荧光光谱法(ME-XRF26d)进行测定, 分析精度优于5%; 微量元素及稀土元素采用电感耦合等离子质谱(ME-MS61)测定, 对于元素含量大于10 μg/g的误差范围小于5%, 元素含量小于10 μg/g的精度优于10%。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb定年

锆石多为自形‒半自形柱状, 无色‒浅黄色, 粒径多集中在100～250 μm之间, 长宽比介于1∶1～ 3∶1之间, CL图像显示其具有典型的韵律环带结构(图3)。16个有效测点的年龄数据见表1。锆石的Th、U含量分别为182～607 μg/g、430～956 μg/g, Th/U值为0.22～0.63(表1), 具有岩浆锆石(Th/U>0.1)特征(吴元保和郑永飞, 2004), 指示其为岩浆成因。在锆石U-Pb谐和图中, 16个数据点均落在谐和线上或附近, 加权平均年龄为240.5±1.2 Ma, MSWD=0.69(图4), 指示斑状二长花岗岩体为中三叠世中晚期岩浆活动的产物。

3.2 主、微量元素地球化学特征

全岩主微量元素分析结果见表2。鑫拓斑状二长花岗岩整体具有较高的SiO2(68.23%～70.99%)、Al2O3(14.66%～15.67%)和全碱(K2O+Na2O=6.78%～ 7.14%)含量, 较低的MgO(0.64%～0.97%)、Fe2O3T(2.36%～ 3.18%)含量和Mg#值(34～39)。岩石里特曼指数(σ)值介于1.71～1.96之间, 均小于3.3, 属钙碱性。在TAS图解中(图5a), 显示为亚碱性系列; 在K2O-SiO2和(Na2O+K2O−CaO)-SiO2图解中(图5b、c), 都落在高钾钙碱性系列区域。样品的铝饱和指数(A/CNK)值为1.00～1.05, 均小于1.1, 为弱过铝质花岗岩(图5d)。

(a)、(b) 斑状二长花岗岩野外露头照片; (c) 斑状二长花岗岩与花岗闪长岩界线; (d)、(e) 斜长石环带结构及聚片双晶结构; (f) 碱性长石条纹结构及角闪石典型的两组节理。矿物代号: Pl. 斜长石; Kfs. 碱性长石; Qtz. 石英; Bi. 黑云母; Hbl. 角闪石; Sp. 榍石。

图3 鑫拓斑状二长花岗岩体样品(πηγ-4)典型锆石阴极发光图像

表1 鑫拓斑状二长花岗岩LA-ICP-MS 锆石U-Pb年龄分析结果

续表1:

图4 鑫拓斑状二长花岗岩锆石U-Pb年龄谐和图

表2 鑫拓斑状二长花岗岩主量(%)、微量和稀土元素(μg/g)分析结果

续表2:

在哈克图解中(图6), 所有样品都表现出良好的线性关系, 暗示五龙沟地区这几类花岗质岩石可能来源于相同的源区。样品的Al2O3、TiO2、FeOT、CaO、MgO、P2O5和MnO含量与SiO2含量呈明显的负相关, 即随着SiO2含量的增加而呈线性降低趋势, 暗示演化过程中可能存在长石、黑云母、磁铁矿、榍石、磷灰石等矿物的分离结晶。

斑状二长花岗岩中稀土元素总量(∑REE)为105.56～131.05 μg/g。在球粒陨石标准化稀土元素配分图中(图7b), 所有样品表现为一致的右倾特征, 轻稀土元素显著富集, 轻重稀土元素分馏较强, (La/Yb)N值为20.93～32.89, 以及具有弱的Eu负异常(Eu/Eu*=0.88～0.93)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上(图7a), 岩石富集大离子亲石元素Rb、K、Pb、Sr等, 强烈亏损高场强元素Nb、Ta、P、Ti等, 表现出类似弧岩浆岩的特征。此外, 样品中Sr含量较高, 为384～460 μg/g, 而Yb、Y含量较低, 分别为0.63～0.89 μg/g, 7.20～9.30 μg/g, Sr/Y值介于46.11～ 61.53之间, 表现出类似埃达克质岩的地球化学特征。

3.3 锆石原位Lu-Hf同位素特征

16颗锆石的原位Lu-Hf同位素分析结果见表3。所有测点的176Lu/177Hf值均<0.002, 表明锆石中衰变成因形成的Hf较少,176Hf/177Hf值能代表源区的Hf同位素组成(吴福元等, 2007)。样品的176Hf/177Hf值为0.282410～0.282616,Hf()值为−7.7～−0.3, 对应的二阶段模式年龄(DM2)为1157～1565 Ma(表3, 图8), 与区域上中三叠世花岗岩特征相似, 指示其为下地壳来源。

4 讨 论

4.1 岩石类型

鑫拓斑状二长花岗岩的稀土元素总量中等, 富集大离子亲石元素(Rb、Ba、K、La、Sr等)、亏损高场强元素(Nb、Ta、P、Ti等)以及具有弱的负Eu异常, 明显不同于A型花岗岩(苏玉平和唐红峰, 2005; 李小伟等, 2010; 张旗等, 2012)。在元素判别图解中(图9a、b), 落在未分异的M、I、S型花岗岩区域(OGT)。岩石的铝饱和指数(A/CNK)值介于1.00～1.05之间, 均小于1.1, 为弱过铝质, 与典型的S型花岗岩为强过铝质的特征不符(Chappell, 1999)。岩石中富含黑云母和角闪石等矿物(图2), 符合I型花岗岩的特征。在ACF和Na2O-K2O图解中(图9c、d), 所有样品点均落在I型花岗岩区域。综上分析, 鑫拓斑状二长花岗岩属于高钾钙碱性I型花岗岩。

数据来源: 1. 鑫拓斑状二长花岗岩241 Ma(本文); 2. 五龙沟花岗闪长岩244 Ma(据国显正等, 2018); 3. 五龙沟英云闪长岩242 Ma(据国显正等, 2018); 4. 月亮湾斜长花岗岩244 Ma(据栗亚芝等, 2015); 5. 百吨沟石英闪长岩241 Ma(据张宇婷, 2018)。

图6 鑫拓斑状二长花岗岩哈克图解(图例及数据来源同图5)

标准化值据Sun and McDonough, 1989。数据来源: 区域下地壳重熔花岗岩据国显正等, 2018; 下地壳值据Rudnick and Gao, 2003。

表3 鑫拓斑状二长花岗岩锆石Hf同位素组成

数据来源: XTBZEC. 鑫拓斑状二长花岗岩(本文); XRDJCHG. 香日德钾长花岗岩(据熊富浩, 2014); XRDSYSC. 香日德石英闪长岩(据熊富浩, 2014); BDGSYSC. 百吨沟石英闪长岩(据张宇婷, 2018)。

鑫拓斑状二长花岗岩整体具有高含量的SiO2(68.23%～70.99%)、Al2O3(14.66%～15.67%)、Sr(384～ 460 μg/g), 较高的Sr/Y值(46.11～61.53)和La/Yb值(29.18～45.86), 低含量的MgO(0.64%～0.97%)、Y(7.20～ 9.30μg/g)和Yb(0.63～0.89 μg/g), 以及强烈的轻重稀土元素分异和Eu异常不明显的稀土元素特征, 与典型埃达克岩相似。在Sr/Y-Y和(La/Yb)N-YbN图解中(图10), 所有样品点都落入埃达克岩区域, 表明其属于埃达克质岩。

(a)、(b) 据Whalen et al., 1987; (c) 据Chappell and White, 1992; (d) 据Collins et al., 1982。FG. 高分异花岗岩; OGT. 未分异的M、I、S型花岗岩; A. A型花岗岩。

图10 鑫拓斑状二长花岗岩Sr/Y-Y (a)和(La/Yb)N-YbN (b)图解(据Defant and Drummond, 1990)

4.2 岩石成因

埃达克质岩浆的成因机制, 主要有4种解释: ①俯冲板片部分熔融(Rapp et al., 1999; Martin et al., 2005; Tang et al., 2010); ②拆沉下地壳部分熔融(Kay and Kay, 1993; Xu et al., 2002; Gao et al., 2004); ③增厚基性下地壳部分熔融(Atherton and Petford, 1993; Chung et al., 2003; Wang et al., 2007); ④高压下原始玄武质岩浆分离结晶与同化混染作用(Castillo et al., 1999; Li et al., 2009)。

鑫拓斑状二长花岗岩具有高的SiO2含量(68.23%～70.99%), 低的MgO含量(0.64%～0.97%)、Cr含量(14.0～24.0μg/g)和Ni含量(1.00～1.70 μg/g)以及较低的Mg#值(34～39)、无明显的Eu异常, 表明其不是原始玄武质岩浆高压下持续分离结晶与同化混染的产物。俯冲板片部分熔融的埃达克质岩石通常相对低Si高Cr、Ni, 多为钙碱性或低钾拉斑岩石系列, 表现为明显的贫钾富钠(K2O/Na2O<0.4)特征, 而样品具有较高的SiO2、K2O含量、中等偏高的K2O/Na2O值(0.79～1.02)以及较低的Cr、Ni含量(张旗等, 2001; Martin et al., 2005; 张旗, 2008), 故可排除其为俯冲板片部分熔融而来的可能。拆沉地壳部分熔融产生的熔体在下降穿过地幔的过程中通常会与地幔楔发生反应导致MgO、Cr、Co和Ni含量显著提高, 而鑫拓埃达克岩具有较低的MgO、Cr、Co和Ni含量, 可排除其拆沉地壳部分熔融而来的可能。

综上, 鑫拓斑状二长花岗岩可能是增厚基性下地壳部分熔融的产物: ①岩石具有较高的K2O含量(3.04%～3.61%)和较低的K2O/Na2O值(0.79～1.02), 与地壳源区埃达克岩(C型埃达克岩)富钾但仍属Na质特征较为符合(张旗等, 2001); ②岩石的Nb/Ta值在11.74～12.90之间, 与地幔值(17.39～17.78)相差较大, 更接近地壳值(10.91; Rudnick, 1995), 表明其主要起源于地壳物质的熔融, 没有明显的幔源物质加入; ③岩石具有较低的Hf()值(−7.7～−0.3), 与区域上中三叠世侵入岩的特征一致, 均落在下地壳区域内; 二阶段模式年龄在1200～1600 Ma之间(图8), 与东昆仑地区中元古代变质基底年龄吻合(王国灿等, 2004), 指示其可能来源于下地壳中元古代变质基底岩石的部分熔融; ④Sm/Yb、Dy/Yb值可以作为反映造山带地壳厚度的指标, 高Sm/Yb、Dy/Yb值(Sm/Yb>4、Dy/Yb>2)通常指示源区残留相中存在相当数量的石榴石(Mamain et al., 2010), 反映岩浆起源较深, 存在加厚地壳(石榴石为稳定残留相)。鑫拓斑状二长花岗岩中具有较高的Sm/Yb和Dy/Yb值(Sm/Yb=3.89～5.01, 平均4.43; Dy/Yb=2.04～2.30, 平均2.15), 表明其起源于加厚地壳的部分熔融。此外, 在Mg#SiO2图解中(图11a), 鑫拓斑状二长花岗岩均落在增厚下地壳熔融埃达克岩区域内。

鑫拓斑状二长花岗岩具有较低的HREE、Y和Yb, 较高的Sr, 暗示在基性下地壳部分熔融过程中有角闪石和石榴子石的残留。而重稀土元素分馏程度较低、显示为相对平坦的HREE配分特征说明在埃达克质岩浆形成过程中角闪石较石榴子石占据主导作用(Moyen, 2009)。在岩石成因判别图解中(图11b、c), 样品点均落在角闪岩熔融区域; (La/Yb)N-YbN图解中(图10b), 样品点均落在10%石榴角闪岩与25%石榴角闪岩区域内, 表明鑫拓斑状二长花岗岩主要源于含石榴子石角闪岩的部分熔融。而实验研究表明残留的石榴子石只有在1 GPa条件以上才会出现在熔体中, 大于1.2 GPa(相当于地壳40～50 km深度)条件下才可以和熔体处于平衡状态(Rapp and Waston, 1995); 同时已有的研究成果表明, La/Yb比值也可以作为地壳加厚的一个指示剂, 可以用来大致估算地壳的厚度(Chung et al., 2009), 根据东昆仑地区中三叠世侵入岩较高的La/Yb比值(20～50)可以大致估算该时期地壳厚度在40～50 km之间(图11d), 存在有一定的地壳加厚。此外, Mg#值常作为判断地幔相互作用是否存在的一个有用指标, 不管熔融程度如何, 基性下地壳熔融具有低Mg#(<40)特征, 而当Mg#>40时, 则表明有地幔成分的参与(Rapp and Watson, 1995); 鑫拓斑状二长花岗岩中较低的Mg#(34～39)表明其主要来源于纯地壳物质的部分熔融。

同时, 在主量元素哈克图解中显示出明显的Al2O3、TiO2、FeOT、CaO、MgO、P2O5与SiO2的线性负相关特征, 暗示在演化过程中可能存在长石、黑云母、磁铁矿、榍石、磷灰石等矿物的分离结晶。在Ba-Sr、Rb/Sr-Sr、TiO2-Zr和 (La/Yb)N-La图解中(图12), 样品总体表现长石、黑云母、磁铁矿、榍石、褐帘石、独居石等矿物分异的特征, 判别结果与哈克图解显示结论基本一致。

综合分析认为具有埃达克岩特征的鑫拓斑状二长花岗岩起源于增厚的古老下地壳含石榴子石角闪岩的部分熔融, 且在岩浆形成演化过程中, 经历了一定程度的分离结晶作用, 如黑云母、榍石、磁铁矿、磷灰石、碱性长石等, 但未发生明显的壳幔混合。

(a) Mg#-SiO2 (据Hou et al., 2004); (b) Nb/Ta-Zr/Sm (据Foley et al., 2002); (c) (Na2O+K2O)/(MgO+FeOT+TiO2)-(Na2O+K2O+MgO+FeOT+TiO2)(据Kaygusuz et al., 2008); (d) La/Yb-年龄(据Chung et al., 2009)。图例及数据来源同图5。

4.3 成岩构造背景及其地质意义

晚古生代‒早中生代古特提斯洋构造演化是东昆仑地区最强烈、最完整的一次造山旋回活动(莫宣学等, 2007; 马昌前等, 2015)。区域上二叠统格曲组与下伏石炭系浩特洛哇组之间的不整合面以及格曲组底部发育的同构造海相磨拉石组合都标志着古特提斯洋从晚二叠世开始发生北向俯冲(李瑞保等, 2012)。然而, 关于古特提斯洋的闭合时限, 目前仍存在争议(郭正府等, 1998; 袁万明等, 2000; Liu, 2005; 莫宣学等, 2007; Yuan et al., 2009; 熊富浩, 2014)。

学者们认为与俯冲相关的岩浆岩形成于270～ 240 Ma之间(陈国超, 2014; 熊富浩, 2014; 李瑞保等, 2018; 陈国超等, 2020)。例如, Xiong et al. (2012)获得东昆仑中段诺木洪岩体及其中镁铁质包体形成年龄为263～261 Ma, 认为其为古特提斯洋北向俯冲环境下壳幔混合作用的产物; 李瑞保等(2018)获得东昆仑东段乌妥花岗岩体形成时代为248～245 Ma, 认为其形成于与古特提斯洋向北俯冲相关的陆缘弧构造环境。随后在240 Ma左右进入俯冲末期并开始局部的碰撞造山, 即240 Ma左右为洋壳北向俯冲向同碰撞发生转换的时限。故在东昆仑地区此阶段形成的岩浆岩的构造背景较为复杂, 既有产出于俯冲环境, 如东昆仑西段的灶火地区花岗岩(约243 Ma, 菅坤坤等, 2017)、中东段的朝火鹿陶勒盖花岗闪长岩(242 Ma,陈功等, 2016)、东段的按纳格角闪辉长岩(242 Ma, 赵旭等, 2018)等; 也有产出于同碰撞环境下, 如东段的哈森钾长花岗岩(239 Ma)、香日德钾长花岗岩(236 Ma)等, 来源于地壳物质的部分熔融, 没有明显幔源物质的加入(熊富浩, 2014; 何成等, 2018); 同时亦还有产出于俯冲向同碰撞转换过渡环境的花岗岩, 如中东段的五龙沟英云闪长岩(242 Ma)和东段的扎玛休玛正长花岗岩(240.3 Ma)(国显正等, 2018, 2019)。随着构造岩浆活动的继续演化, 于晚三叠世早期(230 Ma左右), 东昆仑地区开始进入后碰撞伸展阶段, 形成了大量后碰撞环境岩浆岩, 包括一些后碰撞环境普通花岗岩、埃达克质岩浆岩及A型花岗岩等。例如, 许庆林等(2014)获得东昆仑西段莫河下拉地区花岗斑岩成岩年龄为222 Ma, 并认为其为后碰撞伸展环境下上地壳变质杂砂岩部分熔融的产物; 陈国超等(2017)对东昆仑东段香加南山花岗岩基中加鲁河中基性岩体展开研究, 测得其形成年龄为220 Ma, 认为其形成于古特提斯演化的后碰撞阶段, 幔源岩浆底侵作用使下地壳发生部分熔融并经历壳幔岩浆混合而成; 陈国超等(2013a)获得东昆仑东段和勒冈希里克特埃达克质花岗岩成岩年龄为225 Ma, 熊富浩(2014)测得香日德埃达克质斑状花岗闪长岩形成时代为223 Ma, 这两者均为后碰撞伸展环境下, 由增厚的镁铁质下地壳部分熔融并发生一定程度的壳幔混合而成; 高永宝等(2014)获得东昆仑祁漫塔格野马泉矿区斑状石英二长闪长岩和正长花岗岩成岩年龄分别为219 Ma和213 Ma, 均显示弱过铝质A型花岗岩的特征, 推断为古特提斯洋演化的后碰撞阶段, 由地幔底侵古老陆壳, 幔源基性岩浆与壳源花岗质岩浆发生不同程度混合作用而成。综合区域内岩浆岩特征表明, 于晚二叠世开始,古特提斯洋开始北向俯冲; 于中三叠世中晚期 (240 Ma左右), 开始局部的陆(弧)陆碰撞; 自晚三叠世早期(230 Ma左右)开始, 东昆仑地区进入陆陆后碰撞及板内伸展阶段; 暗示古特提斯洋完全闭合时限应该为中三叠世晚期‒晚三叠世早期(240～230 Ma之间)。

鑫拓斑状二长花岗岩形成于中三叠世中晚期, 锆石U-Pb年龄为240.5 Ma, 处于古特提斯洋向北部陆块俯冲转换为同碰撞构造背景。岩石相对富集大离子亲石元素、亏损高场强元素, 具有俯冲环境下弧岩浆岩的特征, 而锆石Hf同位素指示岩浆源区主要源于地壳物质部分熔融、没有明显幔源物质的加入, 与同碰撞花岗岩来源特征较为相似。故鑫拓斑状二长花岗岩总体出一定的表现出俯冲与同碰撞双重特性, 与其俯冲向同碰撞转换的构造背景较为吻合。在Nb-Y图解中(图13a), 鑫拓斑状二长花岗岩等鑫拓‒五龙沟地区中三叠世侵入岩均投在火山弧与同碰撞花岗岩区域内; 在2-1图解中(图13b), 所有样品点落入碰撞前消减地区花岗岩与同碰撞花岗岩区域内, 且呈现出明显的由碰撞前向同碰撞花岗岩过渡的趋势, 表明中三叠世五龙沟‒鑫拓地区处于由俯冲向同碰撞转换的构造环境。综合分析认为, 中三叠世中晚期(～240 Ma), 古特提斯洋正处于北向俯冲的末期、陆(弧)陆局部初始碰撞造山阶段, 洋盆也仅处于局部闭合状态, 同时也暗示古特提斯洋完全闭合的时间应晚于240 Ma。

矿物代号: P1. 斜长石; Bt. 黑云母; Kfs. 碱性长石; Hb. 普通角闪石; Cpx. 单斜辉石; Opx. 斜方辉石; Mgt. 磁铁矿; Tit. 榍石; Allan. 褐帘石; Ap. 磷灰石; Zr. 锆石; Mon. 独居石。

在沉积特征上, 东昆仑地区出露较广的中三叠统安尼阶闹仓坚沟组主体为一套浅海相沉积地层, 仅在局部地区出露的拉丁阶希里可特组为海陆过渡相沉积, 二者间存在微角度不整合, 说明中三叠世中晚期东昆仑处于洋壳俯冲末期、陆(弧)陆开始局部差异性抬升阶段(李瑞保等, 2012), 一些区域升高, 缺失沉积地层或接受少量陆相沉积, 一些地区相对下降, 保留有一定的海相沉积。此外, 在三叠纪期间, 东昆仑地区还存在另一个规模较大且十分重要的不整合面, 即上三叠统八宝山组与下伏地层间的角度不整合面, 上覆的八宝山组主体为一套陆相河湖沉积地层。这种由海相→海陆过渡相→陆相沉积的转变以及大规模不整合面的存在, 反映在中‒晚三叠世期间区域构造背景发生了根本性转变, 即洋壳已经俯冲消减完毕, 洋盆完全闭合, 构造背景由陆(弧)陆局部初始碰撞转变为全面大规模碰撞。

在构造变形方面, 以八宝山组和闹仓坚沟组之间角度不整合面为界, 界面之上的八宝山组地层变形相对较弱, 以宽缓‒平缓褶皱为主, 界面之下闹仓坚沟组地层构造变形强烈, 以紧闭‒同斜褶皱为主, 发育逆冲断裂构造和软弱岩层的透入性轴面劈理构造(刘智刚, 2011)。不整合面之下强烈变形应为中三叠世晚期‒晚三叠世早期存在强烈碰撞造山构造的表现, 也暗示古特提斯洋于中三叠世晚期‒晚三叠世早期期间闭合完全, 开始大规模碰撞造山。

此外, 本文以时间线为基准, 综合东昆仑地区地层沉积特征及区内晚古生代‒早中生代岩浆岩特征, 编制了简要的地层沉积‒构造‒岩浆活动关系图(图14), 显示晚古生代‒早中生代东昆仑地区演化主要经历了3个阶段: 270～240 Ma古特提斯洋北向俯冲; 240～230 Ma古特提斯洋俯冲‒碰撞转换及同碰撞造山阶段; 230～200 Ma陆陆后碰撞及构造伸展阶段。指示古特提斯闭合时间应介于240～230 Ma之间, 即中三叠世晚期‒晚三叠世早期。

综上所述, 本文认为古特提斯洋完全闭合的时间为中三叠世晚期‒晚三叠世早期, 而在中三叠世中晚期(～240 Ma), 东昆仑正处于洋壳北向俯冲的末期、陆(弧)陆局部初始碰撞造山阶段。在该构造背景下, 由增厚的古老下地壳含石榴子石角闪岩部分熔融形成的初始岩浆经历一定的分离结晶演化作用, 并最终侵位形成鑫拓斑状二长花岗岩体。

(a) Nb-Y (据Pearce et al., 1984) 图中: WPG. 板内花岗岩; ORG. 洋脊花岗岩; VAG. 火山弧花岗岩类; syn-COLG. 同碰撞花岗岩。(b) R2-R1 (据Batchelor and Bowden, 1985)。图中: ①幔源花岗岩; ②板块碰撞前消减地区花岗岩; ③板块碰撞后隆起花岗岩; ④造山晚期花岗岩; ⑤非造山A型花岗岩; ⑥同碰撞花岗岩; ⑦造山期后A型花岗岩。图例及数据来源同图5。

地层沉积特征引自李瑞保等, 2012。区域岩浆岩年龄及特征据Xiong et al., 2012; 熊富浩, 2014; 陈国超, 2014; 陈功等, 2016; 国显正等, 2018; 何成等, 2018; 李瑞保等, 2018; 张宇婷, 2018; 陈国超等, 2019, 2020。

5 结 论

(1) 鑫拓斑状二长花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为240.5±1.2 Ma, 形成时代为中三叠世中晚期。

(2) 鑫拓斑状二长花岗岩具有高SiO2、Al2O3含量以及较低K2O/Na2O值和Mg#, 在微量元素上富集大离子亲石元素Rb、K、Pb、Sr, 强烈亏损高场强元素Nb、Ta、P、Ti, 以及明显的轻重稀土元素分异、微弱的负Eu异常; 成因类型上属于高钾钙碱性I型花岗岩; 同时, 岩石高Sr、低Y和Yb, 具有较高的Sr/Y与La/Yb值, 属于埃达克质岩范畴。

(3) 全岩地球化学及锆石Hf同位素特征表明鑫拓斑状二长花岗岩形成于由俯冲向同碰撞转换的构造背景, 源于增厚的古老下地壳含石榴子石角闪岩的部分熔融, 且在岩浆形成演化过程中, 经历了一定程度的分离结晶作用, 但未发生明显的壳幔混合。

(4)鑫拓斑状二长花岗岩岩石成因表明中三叠世中晚期(～240 Ma), 东昆仑地区正处于洋壳北向俯冲的末期、陆(弧)陆局部初始碰撞造山阶段, 指示古特提斯洋完全闭合的时间应晚于240 Ma, 为中三叠世晚期‒晚三叠世早期。

感谢周红智博士、詹小飞博士、刘颜博士等人在野外工作及论文撰写过程中提供的帮助与指导, 同时, 特别感谢中国地质大学(武汉)马昌前教授和长安大学裴先治教授提出的宝贵修改意见, 使本文内容得以更加合理完善。

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Petrogenesis of the Xintuo Porphyritic Monzogranite from East Kunlun and its Geological Implications

ZENG Runling, WEI Junhao, LI Huan, HUANG Xiaokun, YAN Maoqiang and ZHANG Xinming

(430074,)

Even though many dating researches have been carried out, however, the closure time of the Paleo-Tethys Ocean remains elusive. The Xintuo porphyritic monzogranite in the East Kunlun orogenic belt may yield constraints on the evolution of Paleo-Tethys Ocean. The results including zircon LA-ICP-MS U-Pb ages, major and trace element concentrations and Lu-Hf isotope compositions are utilized to constrain the petrogenesis and tectonic setting of the Xintuo porphyritic monzogranite, as well as the evolution of the Proto-Tethys Ocean. LA-ICP-MS zircon U-Pb dating yielded a weighted mean age of 240.5±1.2 Ma, indicating that it was emplaced in the Middle Triassic. It is characterized by low K2O/Na2O, σ and A/CNK, indicating that it belongs to the high-K calc-alkaline and weakly peraluminous series. The rocks exhibit right-dipping REE patterns with weakly negative Eu anomalies and high (La/Yb)Nratios (between 20.9 and 32.9). The rocks are enriched in LILE (large ion lithophile elements, such as Rb, K, Pb, Sr), and depleted in HFSE (high field strength elements, such as Nb, Ta, P, Ti). Besides, all the samples have high Sr (vary from 384 to 460 μg/g) and low Y (vary from 7.20 to 9.30 μg/g), Yb (vary from 0.63 to 0.89 μg/g) contents with relatively high Sr/Y ratios (between 46.11 and 61.53), displaying geochemical characteristics similar to those of adakitic rocks. TheHf() values of the Xintuo porphyritic monzogranite vary from −7.7 to −0.3, with two-stage Hf model ages vary from 1157 to 1565 Ma. According to the lithological and geochemical characteristics and isotopic compositions of the rocks, we propose that the Xintuo porphyritic monzogranite was derived from partial melting of garnet amphibolite of thickened ancient lower crust, formed in a subduction-collision transition tectonic environment. Finally, in combination with the tectonic evolution of the East Kunlun orogenic belt and the geochronological results and geochemical characteristics of the contemporary intrusive rocks, it is concluded that the Xintuo porphyritic monzogranite was formed at the initial stage of land-land (arc-land) collision at the end of Paleo-Tethys Ocean subduction, and the final closure of the Paleo-Tethys Ocean occurred in the late Middle Triassic to the early Late Triassic.

East Kunlun orogenic belt; Proto-Tethys Ocean; adakitic rocks; Middle Triassic; subduction-collision transition

P595; P597

A

1001-1552(2021)06-1233-019

10.16539/j.ddgzyckx.2021.06.008

2020-05-22;

2020-07-04

国家自然科学基金项目(41772071)资助。

曾闰灵(1995–), 男, 硕士研究生, 矿产普查与勘探专业。Email: zengrl_jx@163.com