柴北缘构造带东段乌兰地区晚二叠世—中三叠世花岗岩成因及其地质意义*

2022-11-02张金鹏牛漫兰李秀财苑潇宇

地质科学 2022年4期

张金鹏牛漫兰李晨李秀财孙毅苑潇宇王磊

（合肥工业大学资源与环境工程学院合肥 230009）

花岗岩作为大陆上地壳的基本组成部分，记录了岩浆源区的部分熔融、岩浆上升和侵位等过程的热化学作用，保留了其形成环境、地壳分异以及壳幔相互作用的重要信息（Yakymchuk et al.，2019）。花岗岩的成分变化不仅取决于岩浆源区的物质组成、熔融温度、压力和挥发分，同时也受控于岩浆上升过程中的结晶分异、围岩混染以及岩浆混合等作用。因此，剖析花岗岩的岩浆来源、熔融机制和构造环境对揭示大陆地壳的形成与演化机制具有重要的作用（Pitcher，1979）。

柴北缘构造带位于柴达木地块和南祁连造山带之间，从北向南主要由宗务隆构造带、欧龙布鲁克微陆块和柴北缘高压/超高压变质杂岩带组成（图1a）。该地区保留了多期次的构造演化记录，以广泛的前寒武纪和早古生代岩浆—变质事件为特征，并伴有强烈的构造变形作用（Wan et al.，2006；Gong et al.，2012，2019；宋述光等，2013；He et al.， 2018；Li et al.，2018； Lu et al.， 2018；Niu et al.， 2021；Li et al.，2022）。此外，大量的中生代岩浆岩广泛出露于该构造带的东缘（程婷婷等，2015；吴才来等，2016；牛漫兰等，2018；Wu et al.，2019），主要由晚二叠世—早-中三叠世辉长岩、辉长闪长岩、角闪辉长岩、钙碱性闪长岩以及Ⅰ型花岗岩组成，它们向东与同期出露在西秦岭北缘的岩浆岩相连，共同构成了与古特提斯洋演化密切相关的青海南山岩浆岩带（郭安林等，2009；闫臻等，2012；王苏里等，2016；张永明等，2017；牛漫兰等，2018）。尽管，部分学者通过对花岗岩内矿物不平衡结晶结构和不规则镁铁质包体的研究，结合全岩地球化学和同位素研究结果，认为壳幔相互作用和岩浆混合作用在青海南山岩浆岩带形成过程中具有重要影响（牛漫兰等，2018；王盟等，2019；张永明等，2019）。然而，关于青海南山岩浆岩带形成的构造背景仍存在不同的认识。一些学者认为其形成于阿尼玛卿—勉略洋向北俯冲碰撞过程（Guo et al.，2012；Yan et al.，2014），另一些学者认为形成于古特提斯洋演化的后碰撞早期的板片断离过程中（骆必继等，2012；Luo et al.，2012），也有学者认为柴北缘地区与西秦岭地区相连，形成于西秦岭地块与祁连地块俯冲碰撞背景下（孙延贵等，2001；陶志华等，2014）。因此，本文以柴北缘乌兰地区察汗诺和察汗河花岗岩体为研究对象，开展了岩相学、矿物学、全岩地球化学、锆石年代学和Hf 同位素的研究，厘定了该地区中酸性岩石的形成时代，分析其地球化学特征和岩浆源区物质来源，结合区域地质背景，探讨了柴北缘构造带东段印支期岩浆岩带的成因及构造背景。

1 区域地质背景

柴北缘构造带位于青藏高原东北缘，夹持于祁连地块与柴达木地块之间（图1a）。其北侧以青海南山断裂为界与南祁连造山带相邻，南侧以柴达木盆地北缘断裂为界与柴达木地块毗邻，东西分别被瓦洪山—温泉断裂和阿尔金断裂所分割（图1a）。近年随着柴北缘构造带内榴辉岩和副片麻岩中柯石英以及石榴橄榄岩中金刚石的发现（杨经绥等，2001；张建新等，2002），柴北缘被认为经历了大陆深俯冲，其俯冲深度可能大于200 km（Song et al.，2005）。柴北缘构造带自南向北进一步被分为柴北缘俯冲—变质杂岩带、欧龙布鲁克微陆块和宗务隆构造带3 个构造单元（陆松年等，2002；Song et al.，2004，2005；郭安林等，2009）。该构造带中复杂的岩石组合类型指示其经历了多期构造事件的叠加改造（Song et al.，2014；李秀财等，2015；王玉松等，2017；Zhang et al.，2017；Wang et al.，2019，2021a；Teng et al.，2020；Li et al.，2022）。柴北缘超高压俯冲—碰撞杂岩主要由高压—超高压变质岩、前寒武纪中-高级变质岩、火山—岩浆弧、蛇绿混杂岩等组成（郝国杰等，2004；辛后田等，2004；Song et al.，2014；曹泊等，2019）。欧龙布鲁克微陆块具有较完整的基底和沉积盖层，基底由大于2.4 Ga 的德令哈杂岩、古元古界达肯大坂岩群和万洞沟群组成，上覆中元古界至新元古界火山—沉积岩系（陆松年等，2002；郝国杰等，2004；Sun et al.，2019，2020）。欧龙布鲁克微陆块东北部地区普遍经历了早古生代高角闪岩相至麻粒岩相变质和深熔作用的改造（李秀财等，2015；Li et al.，2018，2019；Wang et al.，2019；Li et al.，2022），其中发育大量由辉长岩、辉长闪长岩、花岗岩组成的早古生代侵入岩，以及晚古生代—中生代侵入岩，主要为花岗闪长岩、花岗岩、辉长岩（强娟等，2008；程婷婷等，2015；牛漫兰等，2018；岳悦等，2021）。宗务隆构造带主要出露晚古生代宗务隆群以及早-中三叠世隆务河组、古浪堤组，两者呈断层接触（郭安林等，2009）。

图1 柴达木盆地北缘地区地质简图（a，据Chen et al.，2009 修改）和研究区地质简图（b，据Li et al.，2022 修改）Fig.1 Geological map of the northern margin of Qaidam Basin（a.modified after Chen et al.，2009）and geological sketch map of the study area（b.modified after Li et al.， 2022）

本文研究区距青海省乌兰县东北约30 km，位于欧龙布鲁克微陆块东部，与宗务隆构造带毗邻。该地区晚二叠世—中三叠世岩浆岩侵位于欧龙布鲁克微陆块前寒武纪变质结晶基底和早古生代岩浆—变质杂岩中，主要由花岗闪长岩、石英闪长岩、花岗岩和辉长岩组成（图1b），大致呈NW-SE 向展布。

2 野外及岩相学特征

本文在详细的野外地质调查的基础上，对柴北缘构造带东段乌兰地区的花岗岩和花岗闪长岩进行了岩相学研究。

花岗岩采自乌兰东北部察汗诺地区，岩体出露面积90 km2（图1b），侵位于新元古代—早古生代片麻岩中，由花岗岩和花岗闪长岩及少量辉长岩组成。野外观察发现，花岗岩内不均匀分布有暗色镁铁质包体（图2a）。暗色镁铁质包体呈棱角状或透镜状，直径在2～10 cm 之间，与寄主花岗岩之间界线或呈现出弥散性边界。花岗岩呈浅肉红色，发育块状构造和中粗粒半自形粒状结构，主要由斜长石（35%～45%）、碱性长石（30%～35%）、石英（20%～25%）、黑云母（3%～5%）组成，副矿物有锆石、磷灰石和榍石，部分斜长石发育溶蚀结构。石英呈它形粒状，大小在0.5～2 mm 之间，充填于长石之间（图2b、图2c）。

图2 柴北缘乌兰地区花岗岩和花岗闪长岩野外照片及显微镜下照片Fig.2 Field characteristics and microscopic characteristics of the granite and granodiorite from Wulan area，North Qaidam

花岗闪长岩采自乌兰北部察汗河地区，岩体出露面积约50 km²（图1b），侵位于新元古代—早古生代花岗片麻岩中，主要由花岗闪长岩组成，也含有少量暗色镁铁质包体（图2d）。包体多呈椭圆状或不规则状，直径介于3～15 cm 之间，与寄主岩间接触界线清晰，少数呈现有弥散性边界。花岗闪长岩呈浅灰白色，中粗粒半自形粒状结构，块状构造，主要矿物为斜长石（45%～55%）、碱性长石（15%～20%）、石英（15%～20%）少量的黑云母（5%）和角闪石（5%）。斜长石呈自形板状、无序分布，大小在0.5～4 mm 之间，部分被碱性长石包裹。石英呈它形粒状，大小0.3～2 mm（图2e、图2f）。

3 分析方法

3.1 LA-ICP-MS 锆石 U-Pb 年龄

本文对花岗岩（20CHN13）和花岗闪长岩（11CHH58）进行LA-ICP-MS 锆石U-Pb 定年分析。野外采集的样品被送到河北省廊坊市辰昌岩矿检测技术服务有限公司对进行粉碎和锆石单矿物的分选。锆石的制靶、阴极发光（CL）图像在重庆宇劲科技有限公司完成，将随机挑选的锆石颗粒粘贴在环氧树脂靶上待固化后经过打磨、抛光，然后对锆石靶进行透、反射光、阴极发光图像照射。锆石的U-Pb 同位素组成和微量元素含量的测定在合肥工业大学LA-ICP-MS 实验室完成，质谱仪为Agilent 7500a ICP-MS，激光剥蚀系统为Geolas 193，激光束斑直径为32 μm，激光剥蚀频率为6 Hz，剥蚀时间为50 s，背景信号时间为25 s，脉冲能量密度为10 J/cm2，此过程中以He 作为载气。锆石微量元素分析使用NIST SRM 610 玻璃作为外标，29Si 作为内标进行计算，U-Th-Pb 同位素值采用锆石标样 91500（206Pb/238U = 1 062±0.6 Ma；Wiedenbeck et al.，1995）作为内标进行校正，使用标样 Plešovice（206Pb/238U = 337 Ma；Sláma et al.，2008）用于监控测试的准确度和精度。数据的分析处理使用ICPMSDataCal 软件完成（Liu et al.，2010），锆石年龄谐和图使用 Isoplot 3 程序绘制（Ludwig，2003）。

3.2 全岩地球化学分析

全岩地球化学样品预处理和主、微量元素含量测定在澳实分析检测（广州）有限公司完成，首先将粉末样品在105 ℃环境下干燥1～2 h，然后将干燥后的样品称取0.9 g进行煅烧，煅烧后的样品中加入Li2B4O7-LiBO2助熔物后加热至1 000 ℃，使其完全熔融，最后制作成四硼酸锂玻璃熔片。主量元素分析采用ME-XRF26S 型X 荧光光谱仪进行测定，检测限为0.01，相对误差小于5%；稀土和微量元素测试分别在ME-MS61 和ME-MS81 型等离子质谱仪上完成，检测限为0.05，精度优于10%。

3.3 MC-ICP MS 锆石 Hf 同位素分析

锆石原位Hf 同位素测试在合肥工业大学资源与环境工程学院矿物微区分析实验室使用LA-MC-ICP-MS 分析完成。该仪器由Cetac Analyte HE 激光剥蚀系统与ThermoFisher Neptune Plus MC-ICP-MS 构成，激光剥蚀过程中以等体积的氦气和氩气为载体，将气溶胶传输至MC-ICP-MS 中，剥蚀束斑直径50 μm，激光剥蚀频率8 Hz，能量密度3.0 J/cm2。分析过程中每次分析完5 个样品后分析一组标准样品作为监控样品，包括 Penglai（176Hf/177Hf = 0.282 915±0.000 019）、 Qinghu（176Hf/177Hf = 0.282 997±0.000 009）、Plešovice（176Hf/177Hf = 0.282 484±0.000 007）（Sláma et al.，2008；Li et al.，2010，2013），同质异位素干扰扣除采用Gu et al.（2019）提供的方法完成。数据的离线处理（包括对样品和空白信号的选择、同位素值计算）采用LAZrnHf-Calculator@HFUT（Gu et al.，2019）完成。该实验室质量监控样结果显示实验室长期准确度误差（相对于参考值）小于1σ，精确度误差小于2σ。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb 年龄

为准确限定岩浆侵位时代，本文对花岗岩（20CHN13）和花岗闪长岩（11CHH58）进行LA-ICP-MS 锆石U-Pb 定年，分析结果见表1。花岗岩锆石呈长柱状，长宽比约为2∶1，发育清晰的岩浆振荡环带，未见有核—边结构（图3a）。它们具有高的Th/U 值（0.62～2.94），属岩浆成因锆石，21 组谐和年龄数据的206Pb/238U 年龄变化于261～242 Ma 之间，加权平均年龄为256±3 Ma（MSWD = 0.36），指示花岗岩形成于晚二叠世（图3b），略早于已报道的察汗诺花岗闪长岩SHRIMP 锆石U-Pb 年龄（243 Ma；彭渊等，2016）和察汗诺辉长岩LA-ICP-MS 锆石U-Pb 年龄（246±1 Ma；程婷婷等，2015）。花岗闪长岩锆石多呈自形、长柱状，长宽比为1.5∶1～3∶1，普遍发育明显的振荡环带（图3c），部分锆石内部具有继承核。对样品11CHH58 中的22 颗锆石进行了测定，17 组谐和年龄数据的206Pb/238U 年龄范围在 247～238 Ma 之间，加权平均年龄为 243±1 Ma（MSWD = 3.1）（图3d），为中三叠世岩浆活动的产物。此外，5 颗捕获或继承锆石的206Pb/238U 年龄为1 017 Ma、911 Ma、450 Ma、444 Ma 和 433 Ma。

图3 柴北缘乌兰地区花岗岩和花岗闪长岩锆石阴极发光图像与LA-ICP-MS 锆石U-Pb 年龄谐和图Fig.3 Representative cathodoluminenscence images of zircon grains and LA-ICP-MS zircon U-Pb Concordia diagrams of the granite and granodiorite from Wulan area，North Qaidam

4.2 全岩地球化学特征

花岗岩和花岗闪长岩全岩主量和微量元素地球化学分析结果见表2。花岗岩具有高的 SiO2（71.05%～73.03%）和相对高的全碱（ALK = 6.95%～7.80%）、Al2O3（13.78%～14.51%）含量，属于亚碱性弱过铝质花岗岩（图4a）。花岗岩表现出较高的K2O（3.15%～3.76%）含量和K2O/Na2O（0.82～1.07）比值，属于高钾钙碱性系列（图5b），含有较低的MgO（0.74%～0.85%）、CaO（2.20%～2.51%）、TiO2（0.28%～0.32%）和 P2O5（0.07%～0.08%）。同时，花岗岩样品的里特曼指数σ= 1.61～1.88，A/CNK = 1.00～1.03（图4b）；稀土元素总量在（130×10-6～199×10-6）之间，富集轻稀土元素，（La/Yb）N值为 11.31～15.26，具有微弱的Eu 负异常（图6a）。在微量元素原始地幔标准化蛛网图中（图6b），花岗岩样品相对富集大离子亲石元素（Rb、Cs、Ba、K），亏损（Nb、Ta、Ti）等高场强元素。

表2 柴北缘乌兰地区花岗岩和花岗闪长岩主量元素和微量元素组成Table 2 Major/% and trace element/×10-6 compositions of the granite and granodiorite from Wulan area，North Qaidam

花岗闪长岩具有相对较低的SiO2（67.20%～68.23%），具有较高的Al2O3（15.59%～15.61%），K2O（2.57%～2.70%），MgO（1.55%～1.68%）、CaO（4.02%），TiO2（0.45%～0.47%），P2O5（0.10%～0.11%），Mg#含量为（46.40～46.65），属于弱过铝质钙碱性系列岩石（图4，图5b）。花岗闪长岩样品里特曼指数σ= 1.42～1.46，A/CNK = 0.99（图4b）；稀土元素总量为（110×10-6），富集轻稀土元素，（La/Yb）N值为8.22～9.27，稀土元素配分曲线中（图6a）以右倾配分模式为特征，具有微弱的Eu 负异常。在微量元素原始地幔标准化蛛网图中（图6b）花岗闪长岩样品相对富集大离子亲石元素（Rb、Cs、Ba、K），亏损（Nb、Ta、Ti）等高场强元素。两个岩体中，据Watson and Harrison（1983）得到的锆石饱和温度（TZr）为775 ℃～799 ℃和775 ℃～794 ℃。

图4 柴北缘乌兰地区花岗岩和花岗闪长岩主量元素特征Fig.4 Characteristics of major elements of the granite and granodiorite from Wulan area，North Qaidam

图5 柴北缘乌兰地区花岗岩和花岗闪长岩二元图解（图5b 据Peccerillo and Taylor，1976）Fig.5 Representative binary variation plots of the granite and granodiorite from Wulan area，North Qaidam（base map of Fig.5b after Peccerillo and Taylor，1976）

图6 柴北缘乌兰地区花岗岩和花岗闪长岩球粒陨石标准稀土元素配分图（a，标准化数值据Boynton，1984）和原始地幔标准化微量元素蛛网图（b，标准化数值据Sun and McDonough，1989）Fig.6 Chondrite-normalized rare earth element distribution patterns（a.normalization values after Boynton，1984）and primitive mantle-normalized trace element spidergrams（b.normalization values after Sun and McDonough，1989）of the granite and granodiorite from Wulan area，North Qaidam

果结aidam年b 定North Q-PS U-M-ICP u lan area，L A石锆品样岩长闪岗花和岩ata of th e gran ite an d gran od iorite from W岗花区地b zircon d兰-P乌缘P-MS U北柴A-IC 1表Table 1 L度/%和谐899998979510 0989810 0989699989891989999979897 767776777777777777777 0 1σ 3 b/238U 26124125426252 244625255 259725257 255725253 243025253 250125255 25龄206P a 88899799988988111099789 1σ/M 5U年b/23 323 245 243825261 240126254 254725240 269225255 269224251 252724243 26 616365656637647369576363546382866474506364 7P201σbb/206P 025 824 220 419 940 123 1 731 619 14 24160 160430306 220549233 259821168 228 2 07P 33 1σ 1110 0.0011 0.0011 0.0011 0.0010 0.0011 0.0011 0.0011 0.0011 0.0011 0.0011 0.0011 0.0011 0.0011 0.0011 0.0011 0.0011 0.0011 0.0011 0.0011 0.00岩83 b/2 38U 岗02 3：0.0498 0.03 0.04花1105 0.03020410 0.04 0.03 148306 0.0406030785 0.040096 0.0400969604 6P 0.04 N1 20 0.04 0.04 0.04 0.04 0.03 0.04 0.03 0.04 0.03 0.03 0.04 0.01 CH 1σ04 04 20 0.01 0.0109 02 0.0119 0.018112 0.00 0.0116 0.011304 0.01 0.0105 0.011202 0.01 0.0107 0.013627 0.01 0.0109 0.011691 0.01 0.0004 0.0114值0.01素比位5Ub/23同74 0.00 8427281582170147385913041979802003885351 7P200.25 0.26 0.27 0.28 0.30 0.26 0.29 0.28 0.28 0.28 0.27 0.29 0.29 0.28 0.29 0.27 0.28 0.28 0.26 0.27 0.29 1σ19 0.0020 0.0020 0.0020 0.0023 0.0016 0.0021 0.0022 0.0021 0.0020 0.0020 0.0021 0.0019 0.0020 0.0027 0.0024 0.0021 0.0022 0.0016 0.0020 0.0022 0.00 b6Pb/20 591202004908270010939323240770091305940732 7P2 0 0.04 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.04 0.04 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.04 0.05 0.05/UTh 0.97 1.06 0.80 0.96 0.74 0.51 0.97 1.04 1.04 0.71 0.78 1.15 1.13 1.41 1.47 0.68 0.73 0.79 0.78 0.98 0.79 0789914830139105779983 323736462520353045322935554322283827623534 31 20 405 292 451 1924109 345 318 467 227 225 415 624 602 334 192 280 222 490 351 27 10-6 U/×量含T h号点123456789101112131415161718192021测

1 1242111822110220500102表和度/%10101010101010101010101010101010101010101010续谐1131111611121132221115 1σb/238U 324 74 24044224241 244 24171024 3 24 331 24242 243 240 457824323443240 243 241 91 2232212521133242332214 206P/M a龄1σ5U 622453697632788955248年b/23 43 2425 7P 4624242424102424242424244524244324242492 2 01σ 7 b/2 06P b 09 282955432827632699 261081 30328278525924289249126324544425264025 2 07P 97 1σ 0.00 02 0.00 0.00 0.00 02040202 0.000202 0.00 0.0010 0.000202 0.00 0.0002 0.000302 0.00 0.0002 0.000503 0.00 0.0003 0.000402 0.00 0.0002 0.000208 0.00 0.00岩b/238U 91长闪岗84 121312231210169189934262119162716141495 1379838186098584858183852391769585808418 8：6P 花0.03 0.03 2 0 0.07 0.03 0.03 0.03 0.03 0.17 0.03 0.03 0.03 0.03 0.03 0.03 0.07 0.03 0.03 0.06 0.03 0.03 0.03 0.15 H 5CH 0.00 1σ30 2 20.00 201917 0.00 0.00243428 0.00 0.00181744 0.00 0.01332961 0.00 0.00253848 0.00 0.00232116 0.00 0.0086 110.00值0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00素比位5U同b/23 47 48175620280940388449419997599871794625951648 7P200.27 0.28 0.57 0.27 0.27 0.27 0.27 1.79 0.27 0.27 0.27 0.26 0.26 0.27 0.56 0.27 0.27 0.53 0.27 0.26 0.27 1.49 1σ03 0.0003 0.0003 0.0005 0.0003 0.0002 0.0004 0.0004 0.0005 0.0002 0.0003 0.0008 0.0006 0.0005 0.0005 0.0004 0.0005 0.0004 0.0003 0.0003 0.0002 0.0002 0.00 b6Pb/20 19238520171615612519171411217215285813151314 7P2 0 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.07 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.07/UTh 0.93 0.80 0.23 1.01 0.80 1.74 0.69 0.42 0.65 0.85 0.64 0.83 0.74 1.35 1.64 1.00 0.58 1.12 0.81 0.73 0.85 1.93 787949 15 2518 0 131125 10 3004799375 245098826933 32474330 4 1 204140 923 15 13212 03 2053 73206431 1076417211 2002 110608327 3300 150 355 77 10-6 U/×量含T h号点12345678910111213141516171819202122测

续表2

4.3 MC-ICP MS 锆石 Hf 同位素分析

本文分别对两件样品进行了锆石原位Lu-Hf 同位素分析，数据结果见表3。其中，花岗岩样品20CHN13 的16 颗锆石获得176Lu/177Hf 比值为0.001 051～0.002 122，176Hf/177Hf比值为0.282 447～0.282 548。根据成岩年龄，计算获得176Hf/177Hf 初始值为0.282 437～0.282 541，εH（ft）为-6.2～-2.7，TDM1和TDM2的Hf 模式年龄分别为1 167～1 011 Ma 和1 676～1 452 Ma；花岗闪长岩样品11CHH58的12颗锆石获得176Lu/177Hf比值为0.001 058～0.001 707，176Hf/177Hf 比值为0.282 490～0.282 623。根据成岩年龄，计算获得176Hf/177Hf初始值为0.282 485～0.282 618，εHf（t）为-4.8～-0.2，TDM1和TDM2的Hf 模式年龄分别为1 081～895 Ma 和 1 577～1 280 Ma，4 颗捕获锆石获得176Hf/177Hf 初始值为 0.282 164～0.282 322，εHf（t）为-11.7～0.7，TDM1和TDM2的Hf 模式年龄分别为1 517～1 299 Ma 和2 165～1 739 Ma（图7）。

图7 柴北缘乌兰地区花岗岩和花岗闪长岩εHf（t）-锆石U-Pb 年龄相关图解（乌兰地区岩浆岩数据引自Wang et al.，2016，2019；马建军等，2018；Yu et al.，2019；Xiao et al.，2020；Niu et al.，2021；Wang et al.，2021b；Li et al.，2022）Fig.7 εHf（t）-U-Pb age diagram for zircon of the granite and granodiorite from Wulan area，North Qaidam（data of the magmatic rocks from the Wulan region are from Wang et al.，2016，2019；Ma et al.，2018；Yu et al.，2019；Xiao et al.，2020；Niu et al.，2021；Wang et al.，2021b；Li et al.，2022）

aid amNorth Q果结析分u lan area，素位Hf 同石锆岩长闪岗花和岩岗s of th e gran ite an d gran od iorite from W花区地p osition兰乌缘北f isotop ic com柴3表Table 3 In situ zircon H f 7575747664765666 fLu/H .9-0.9-0.9-0.9-0.9-0.9-0.9-0.9-0.9-0.9-0.9-0.9-0.9-0.9-0.9-0.9-0 a/MTDM 2 4615521479145614971458150615321515157616821484146814351593142615 a/MTDM 1 6610111021102210341091103910611054106711261033102610601030105410 0） εHf（t）.1-4.8-2.2-3.7-2.4-3.5-4.5-3.9-3.6-3.2-6.1-3.2-3.9-2.0-4.5-3.9-3 εH f（.6-9.9-7.5-8.1-8.8-8.5-9.9-8.3-9.1-91.5-1.6-8.6-8.3-8.4-9.6-8.2-9 f（t1）7H 94412734189414020937242330012306 f/1 7 24252525252425252524252525252525 6H1 7 0.28 0.28 0.28 0.28 0.28 0.28 0.28 0.28 0.28 0.28 0.28 0.28 0.28 0.28 0.28 0.28岩岗3 花2σN147559654834131131702264168090721 CH 07150305050702031204030506070313 200.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 f7Hf/17 99483242230419081547292938072912 176H 24 0.2825 0.2825 0.2825 0.2825 0.2825 0.2825 0.2825 0.2825 0.2824 0.2825 0.2825 0.2825 0.2825 0.2825 0.2825 0.28 f7Hu/17 51589360252270061844399757578071 6L 10151016112110131419111315121212 1 7 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 f7H 2591972178827998291145173694685950013766070425908420165527522669 6Y b/1 717 0.03 0.05 0.03 0.05 0.04 0.07 0.03 0.04 0.05 0.05 0.04 0.04 0.05 0.04 0.04 0.04 a/M 6龄25年品-1-2-3-4-5-6-7-8-9-1 0123456样-1-1-1-1-1-1

3 f 6.96.9/H 5.96.97.97.95.96.96.97.9.9 65.97.97.99.96.9表fLu-0-0-0-0-0-0-0-0-0-0-0-0-0-0-0-0续a/MTDM 2 8614481557148012971477150215811339132515321307146521091867183917 a/M 5 1290 TDM 1 261067101310893210811046109693501092981715991212133214 εH f（0） εHf（t）.3-3.3-4.0-3.2-0.5-3.8-4.6-3.7-1.1-1.9-3.9-0.2-21.7-1.9-5.1-70.7.5-8.5-9.9-7.3-5.8-80.0-1.7-8.9-6.1-6.2-9.1-6.2-71.2-25.7-16.6-18.7-1 f（t1）7H 26974018198519729306946264220122 f/1 7 25242526252425252525252521232322 6H1 7 0.28 0.28 0.28 0.28 0.28 0.28 0.28 0.28 0.28 0.28 0.28 0.28 0.28 0.28 0.28 0.28岩长闪岗2σ8 花92191037977152383967736259710639 H501020901010406031301011407000105 CH 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 11 f7Hf/17 31034723249026789911006971290343 176H 25 0.2825 0.2825 0.2826 0.2825 0.2824 0.2825 0.2825 0.2825 0.2825 0.2826 0.2825 0.2821 0.2823 0.2823 0.2822 0.28 f7Hu/17 21028719581007598283241849892325 6L 12131512101117121210121508080212 1 7 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 f7Hb/17 56131573789987117192451181233635464207314229868934044031079658816Y17 0.03 0.03 0.03 0.03 0.02 0.03 0.04 0.03 0.03 0.03 0.03 0.04 0.03 0.03 0.00 0.04 a/M 3龄244031年44454391品0123456样-1-2-3-4-5-6-7-8-9-1-1-1-1-1-1-1

5 讨论

5.1 岩石成因类型

花岗岩可以分为Ⅰ、S、A、和M 等4 种类型。M 型花岗岩具有较低的K2O（＜1.9%）和Rb（＜48×10-6）含量，富集LREE 元素并具有明显的Eu 负异常，钾长石含量极低（Coleman and Peterman，1975；Amri et al.，1996；Satoshi et al.，2004），本文中两个花岗岩体具有较高的的K2O 含量（3.29%）和Rb 含量（114×10-6），显示微弱的Eu 负异常，并且在显微镜下可见钾长石发育，这些特征均明显区别于M 型花岗岩。在化学成分上，A 型花岗岩通常含有碱性暗色矿物（角闪石、萤石、霓石等），富硅、铁，贫钙、镁，（K2O+Na2O）/Al2O3和 FeOT/MgO 值高，富 Ga、 Zr、 Nb 和 Ta 贫 Sr、 Ba、 Cr、 Co 等元素（Collins et al.，1982；Whalen et al.，1987），并且 10 000×Ga/Al＞2.6 和 Zr+Nb+Ce+Y＞350×10-6（Whalen et al.，1987）。本文中两个岩体的 10 000×Ga/Al = 1.97～2.35 和 Zr+Nb+Ce+Y = 225×10-6～318×10-6，具有低的全岩 Zr 饱和温度 775 ℃～799 ℃和 FeOT/MgO 比值（0.59～4.77），因此排除 A 型花岗岩的可能性（FeOT/MgO = 13.4，Whalen et al.，1987）。花岗岩和花岗闪长岩具有较高的Na2O 含量（平均值分别为3.7%和3.4%），A/CNK 值为0.99～1.08（图4b），整体上属于弱过铝质—高钾钙碱性系列。此外，花岗岩中未发现过铝质矿物（白云母、石榴石、堇青石等），花岗闪长岩中也并未发育典型的过铝质矿物（如堇青石、红柱石、石榴石）和碱性镁铁质矿物（如亚铁钠闪石、钠闪石、霓辉石），所以它们不同于变沉积岩部分熔融形成的S 型花岗岩（Chappell and White，2001）。在SiO2-P2O5图中（图5f）花岗岩具有明显的负相关性，SiO2含量随着P2O5含量的减少而逐渐增加，花岗闪长岩也具有较低的P2O5含量，具Ⅰ型花岗岩的特征。花岗岩和花岗闪长岩中锆石饱和温度（775 ℃～799 ℃和775 ℃～794 ℃）与典型的Ⅰ型花岗岩相符合（＜800 ℃；King et al.，1997）。此外，前人研究发现Rb/Sr 比值对于岩浆源区物质的性质具有重要的指示意义，当Rb/Sr=1.40～4.17时，符合S型花岗岩的特征；当Rb/Sr＜0.9，符合Ⅰ型花岗岩的特征（Allègre and Minster，1978），结合本文获得花岗岩（0.63）和花岗闪长岩（0.32）的Rb/Sr 平均值，表明它们具有Ⅰ型花岗岩的特征。综上所述，花岗岩和花岗闪长岩均具有Ⅰ型花岗岩的特征。

5.2 岩浆源区特征

对于Ⅰ型花岗岩的形成，主要有两种成因模式：1）地壳内含水镁铁质或中性变质岩部分熔融形成的，并可能伴有幔源物质的贡献（Chappell and White，1974；Roberts et al.，1993；Sisson et al.，1996）；2）中基性岩浆结晶分异形成（Castro，2013）。本文研究的花岗岩和花岗闪长岩具有较小的SiO2含量变化范围（图5），结合在La-La/Sm 图解（图8a）和Zr+Nb+Ce+Y-（Na2O+K2O）/CaO 图解发现（图8b），两个岩体都具有部分熔融的特点而分离结晶作用不明显，较低的分异指数和较高的K/Rb 比值（240）也进一步表明岩浆形成过程中结晶分异作用不明显（Dostal and Chatterjee，2000），所以本文花岗岩和花岗闪长岩的地球化学性质主要受控于岩浆源区的特征和部分熔融过程，而分离结晶作用不明显。同时高的SiO2含量和低的Cr、Ni 含量表明岩浆主要起源于地壳源区，可以排除中基性的岩浆分异形成的成因模式，因此，本文认为Ⅰ型花岗岩是地壳岩石部分熔融形成可能伴有幔源物质的贡献。Nb/Ta、Zr/Hf 通常可以作为示踪岩浆源区的指标，本文花岗闪长岩和花岗岩的Nb/Ta 平均值为10.30 和16，介于大陆下地壳的Nb/Ta 值（Nb/Ta=12，Taylor and McLennan，1986）和地幔平均值（Nb/Ta=17，Sun and McDonough，1989）之间；同时花岗闪长岩的Zr/Hf 平均值为32.20，Nb/U 比值为4.3，Rb/Sr 比值为0.32，这些值明显不同于地幔平均值（Zr/Hf = 37，McDonough and Sun，1995，Nb/U =47、Rb/Sr = 0.034），而接近于大陆地壳平均值（Zr/Hf = 33，Taylor and McLennan，1986；Nb/U = 10、Rb/Sr = 0.35）。此外，花岗岩较低的 V（21×10-6～40×10-6）、Cr（9×10-6～11×10-6）、Ni（1.3×10-6～1.6×10-6）含量以及低的 Mg#（27.22～34.66）和 MgO（0.73%）含量也接近于大陆地壳平均含量。

图8 柴北缘乌兰地区花岗岩和花岗闪长岩 La/Sm-La（a）和（Na2O+K2O）/CaO-（Zr+Nb+Ce+Y）（b）图解（引自 Whalen et al.，1987）Fig.8 La/Sm-La diagram（a）and（Na2O+K2O）/CaO-（Zr+Nb+Ce+Y）diagram（b.after Whalen et al.，1987）of the granite and granodiorite from Wulan area，North Qaidam

在稀土元素配分图（图6a）和微量元素蛛网图（图6b）中，花岗岩和花岗闪长岩表现出富集轻稀土元素（LREEs）和大离子亲石元素（LILEs）Rb、K 等，亏损高场强元素（HFSEs）Nb、Ta、Ti 等特征，具有相对平坦的重稀土元素配分模式，与大陆地壳的稀土元素配分图和微量元素蛛网图相似。在Nb/Y-Th/Y 图解中（图9）花岗岩和花岗闪长岩均落入中下地壳的平均组分区域内，结合微量元素地球化学特征，暗示两个岩体的初始岩浆主要来源于中下地壳的部分熔融。对于岩浆熔体中较高的Rb/Sr 比值可能是岩浆分异演化的结果，或受控于地壳源区的特征（Taylor and McLennan，1986；曲晖等，2011）。本文花岗闪长岩的Rb/Sr 介于0.32～0.33 之间，但是上述讨论指示岩浆分异对此岩浆的成分影响不明显，暗示了其母岩浆主要来源于地壳的部分熔融。此外，花岗闪长岩相对于花岗岩具有较高的 Mg#（46.50）、Cr（12.40×10-6～18.10×10-6）、Ni（4.17×10-6～6.96×10-6）含量，暗示了花岗闪长岩形成的过程中可能有幔源物质的贡献（Rapp and Watson，1995）。花岗岩中发育大量不规则的幔源包体（未发表数据），表明其在形成过程中可能也伴有少量的幔源物质贡献。Eu 和Sr 通常强烈富集于斜长石中，其在源区残留或发生分离结晶时，岩浆岩的地球化学特征将表现为Eu 和Sr 的负异常（Beard and Lofgren，1991；Tepper et al.，1993）。本文花岗岩和花岗闪长岩中Al2O3含量较高，Y 和Yb 含量较低，不具有明显的Eu 和Sr 负异常，并且花岗闪长岩和花岗岩中普遍存在Ⅰ型花岗岩所具有的特征矿物角闪石，相对富Na2O 贫K2O（K2O/Na2O = 0.74～1.07），为弱过铝质—高钾钙碱性系列，表明岩浆源区中并无斜长石残留，可能存在角闪石或石榴子石的残留（Defant and Drummond，1990）。花岗岩和花岗闪长岩均具有低的Yb/Lu 值（6.22～6.56）和Dy/Yb（1.38～1.74）值，在岩浆源区判别图解中均落在角闪岩部分熔融区域中（图10a、图10b），暗示岩浆源区有角闪石残留，进一步说明岩浆源区的深度应该小于40 km，可能位于中下地壳。

图9 柴北缘乌兰地区花岗岩和花岗闪长岩Th/Y-Nb/Y 图解（据 Boztuğ et al.，2007）Fig.9 Nb/Y-Th/Y diagram of the granite and granodiorite from Wulan area，North Qaidam（after Boztuğ et al.，2007）

图10 柴北缘乌兰地区花岗岩和花岗闪长岩（Na2O+K2O）/（MgO+FeOT+TiO2）-（K2O+Na2O+MgO+FeOT+TiO2）（a，据Kaygusuz et al.，2010）；CaO/（FeOT+MgO+TiO2）-（CaO+FeOT+MgO+TiO2）（b，据Douce，1999）图解Fig.10 （Na2O+K2O）/（MgO+FeOT+TiO2）-（K2O+Na2O+MgO+FeOT+TiO2）diagram（a.after Kaygusuz et al.，2010）CaO/（FeOT+MgO+TiO2）-（CaO+FeOT+MgO+TiO2）diagram（b.after Douce，1999）of the granite and granodiorite from Wulan area，North Qaidam

前人研究发现柴北缘地区主要存在3 期地壳生长：中元古代晚期—新元古代早期（1.23～0.85 Ga）、古元古代晚期（1.7 Ga）和中太古代—新太古代晚期（2.9～2.5 Ga）（陈能松等，2007；Chen et al.，2009；Zhang et al.，2014）。在εHf（t）-年龄图解中（图7）乌兰花岗岩体的锆石Hf 同位素组成居于柴北缘中元古代变基性岩的地壳演化范围内，其中花岗岩锆石εHf（t）值介于-6.2～-2.7，平均值为-3.70，对应的TDM2= 1 676～1 452 Ma，说明其原始熔体可能起源于中元古代地壳的部分熔融。对于花岗闪长岩来说，尽管存在古老锆石的残留，但它们的初始176Hf/177Hf 与岩浆锆石存在明显的差别，表明这些古老锆石都是花岗闪长质岩浆上升过程中从围岩中捕获。此外，花岗闪长岩具有相对较高的Mg#和Cr 以及Ni 的含量，表明其初始岩浆可能混入了不同的比例的幔源镁铁质岩浆。结合区域上广泛的壳幔相互作用（彭渊等，2016；牛漫兰等，2018，2021；Wu et al.，2019；Niu et al.，2021）和锆石Hf 二阶段模式年龄，本文认为花岗闪长岩主要起源于古老地壳（图7），高温幔源基性熔体底侵使地壳重熔，岩浆上升或侵位过程中可能有一定比例的幔源岩浆的加入。

5.3 构造环境及形成机制

青海南山岩浆岩带出露大量印支期岩浆岩，主要形成于印支早期（260～240 Ma）和印支晚期（230～210 Ma）两个阶段，呈东西向带状分布的特征，以花岗岩为主，并伴有基性岩和中性岩，成岩年龄自西向东具有逐渐变年轻的趋势（张宏飞等，2006；王盟等，2019）。对于印支早期岩浆活动的构造背景目前还存在分歧：1）形成于阿尼玛卿—勉略洋向北俯冲碰撞过程（Guo et al.，2012；Yan et al.，2014）；2）形成于古特提斯洋演化的后碰撞早期的板片断离（骆必继等，2012；Luo et al.，2012）；3）柴北缘地区与西秦岭地区相连，形成于西秦岭地块与祁连地块俯冲碰撞背景下（孙延贵等，2001；陶志华等，2014）。前人通过对西秦岭地区同时期沉积物分析，认为该地区下三叠统为一套浊流沉积物组合，中-上三叠统转变为一套浅海—陆相沉积组合，表明秦祁昆地区大洋俯冲消减过程持续到晚三叠世（闫臻等，2012）；其次，柴北缘东段与造山伸展相关的A 型花岗岩（215 Ma；强娟，2008）和形成于晚于印支早期的Ⅰ型花岗岩，说明印支早期花岗岩的形成可能与碰撞环境无关。付长垒等（2016）基于对阿尼玛卿俯冲带北侧赛什塘铜矿区中-晚三叠世石英闪长岩玢岩和石英斑岩的年代学和地球化学研究，认为它们形成于大陆边缘弧环境。同时，区域上柴北缘与西秦岭地区均发育256～240 Ma 基性岩和中酸性岩，微量元素以富集LREE 和Rb、K、Cs 等大离子亲石元素，亏损HREE和Nb、Ta、Ti 等高场强元素为特征，具有相似的Hf 同位素组成，显示出弧火山岩的地球化学特征，表明它们可能形成于洋陆俯冲过程中的大陆边缘弧环境。此外，本文花岗岩（256 Ma）和花岗闪长岩（243 Ma）的La/Nb 比值（＞2.0）也具有与弧相关的地球化学特征（Salters and Hart，1991）；在 Yb-Ta、Y-Nb、Y+Nb-Rb 和 Rb/30-Hf-Ta×3 构造环境判别图解（图11）中均落在火山弧区域，表明乌兰地区花岗岩和花岗闪长岩形成于古特提斯洋向北俯冲过程中的大陆边缘弧环境。

图11 柴北缘乌兰地区花岗岩和花岗闪长岩构造环境判别图解Fig.11 Tectonic discrimination diagrams of the granite and granodiorite from Wulan area，North Qaidam

研究表明，乌兰地区花岗岩和花岗闪长岩均为印支早期古老地壳部分熔融的产物。花岗岩具有低的Mg#和Cr、Ni 含量，其岩浆源区以壳源物质为主，暗色镁铁质包体的发育表明岩体形成过程中可能有少量幔源物质的贡献，可能是大洋俯冲背景下幔源岩浆底侵下地壳致使其发生部分熔融形成。花岗闪长岩具有相对较高的Mg#和Cr、Ni 含量，表明在岩浆形成过程中具有一定程度的幔源物质贡献。结合区域上晚二叠世—中三叠世岩浆岩的时空分布特征，本文认为在长期的古特提斯洋俯冲过程中，幔源镁铁质岩浆持续底侵中下地壳，不仅导致下地壳地温梯度升高，而且也带入了大量的挥发分物质，导致中下地壳发生部分熔融，形成区域上广泛分布的含暗色镁铁质包体的花岗质岩体。