东昆仑东段到木提岩体成因及构造意义：来自年代学及地球化学的约束

2023-11-22韩建军李红刚何俊赵明福韩旭张新远柴云

西北地质 2023年6期

韩建军，李红刚，何俊，赵明福，韩旭，张新远，柴云

（1. 青海省地质调查局，青海西宁 810001；2. 青海省青藏高原北部地质过程与矿产资源重点实验室，青海西宁 810012；3. 青海省地质调查院，青海西宁，810012；4. 中国科学技术大学地球和空间科学学院，安徽合肥 230026；5. 合肥工业大学资源与环境工程学院，安徽合肥 230009）

东昆仑造山带是中央造山带的一部分，位于华南板块与西域板块南缘活动带接合带上，昆北、昆中及昆南断裂可将东昆仑地区分为昆北、昆中和昆南3个构造带。早古生代早期进入加里东构造旋回，直至晚泥盆世旋回结束，泥盆纪是地质构造发展的重要转换期，此后又进入了石炭纪—晚三叠世的古特提斯洋演化旋回，三叠纪以后为陆内造山阶段，经受了喜山期构造运动的强烈挤压、增厚抬升作用，形成了总体呈东西向展布的巨型复合造山带（罗照华等，2002；杨经绥等，2003；许志琴等，2006；莫宣学等，2007；许长坤等，2012）。在经历了复杂多期的构造演化阶段后，形成了东昆仑如今与三大断裂带走向一致的构造行迹，昆中断裂带中也相继发现了超高压变质产生的标志岩石——榴辉岩（Meng et al.，2013；祁生胜等，2014；祁晓鹏等，2016a；张照伟等，2017），其包含了大陆造山带俯冲及碰撞过程中的地球动力学记录。在俯冲碰撞过程中伴生了同碰撞或后碰撞的岩浆岩，东昆仑地区广泛出露晚华力西期—印支期的花岗岩就是其最显明的特征之一。前人对于该期花岗岩的研究，认为其归属于东昆仑造山带晚古生代—早中生代碰撞造山旋回中的同碰撞（袁万明等，2000；Zhang et al.，2012；Xiong et al.，2014）。但近些年的研究逐渐偏向另一种观点，该期花岗质岩浆弧的就位与布青山-阿尼玛卿洋的向北俯冲关系密切，而且是东昆仑地区三叠纪岩浆弧的主要形成机制（熊富浩等，2011；李瑞保等，2012，2018；马昌前等，2015；陈国超等，2016；韩建军等，2020；吴树宽等，2023）。

近年来，笔者在东昆仑东段昂日塔地区开展精细的1∶2.5万地质矿产调查工作期间，在前人工作确定的花岗岩区内（祁晓鹏等，2016b）新解体出闪长岩岩体，主要出露在昂日塔地区的到木提一带，分布有限且与花岗质侵入岩呈脉动接触。文中以该闪长岩体及花岗质侵入岩为研究对象，确定闪长岩体的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄，通过岩石学及地球化学等方面分析，探讨岩体的时代关系、岩石成因及构造意义。

1 区域地质概况

东昆仑造山带是中央造山系西段部分，主要分布在青海省境内，是经历了早古生代和晚古生代—早中生代这两大碰撞造山旋回而形成的复合型造山带，其向西可延伸至新疆境内，被阿尔金大型左行断裂带错开（许志琴等，1999），东侧与西秦岭造山带相连，北侧为柴达木盆地，南侧为布青山-阿尼玛卿蛇绿混杂岩带（图1a）。

图1 东昆仑东段到木提地区大地构造位置（a）及地质简图（b）Fig. 1 (a) Geotectonic location and (b) geological map in Daomuti area of east Kunlun orogeny

研究区位于东昆仑造山带东段，构造位置在昆北岩浆弧和昆南俯冲增生杂岩带的接触部位，近EW向展布的昆中断裂带横穿本区，大面积出露的前寒武纪变质基底岩系和两大造山期的中酸性侵入岩，侵入岩主要为加里东期和晚华里西期—印支期区域上碰撞造山的产物；变质基底主要为古元古代金水口岩群，系一套层状无序的中高级变质岩系，昆中断裂南北均有不同程度的发育，被断裂构造破坏呈大小不一、形态各异的NNW向展布的构造块体，其与早泥盆世契盖苏组及早三叠世洪水川组呈不整合或断层接触，与石炭纪浩特洛哇组呈断层接触。契盖苏组为碎屑岩和火山岩组成了一套磨拉石相建造；浩特洛哇组为滨浅海-陆棚相的粉砂岩偶夹火山岩建造；洪水川组是碎屑岩夹火山岩，该套地层中火山岩与区域上前人新发现的晚二叠世大灶火沟组火山（史连昌等，2016）应同属古特提斯洋俯冲环境下的产物。区内构造主要为NW、NE向2组，NW向为昆中断裂系，为区内蛇绿构造混杂岩带的北缘断裂，整体呈向北突出的弧形；NE向的为后期脆性断裂。

2 岩体地质和岩相学特征

到木提岩体位于东昆仑造山带东段的俯冲增生杂岩带中，分布较广泛，岩体分布总体上呈近东西向带状，走向上延伸约20 km，与区域构造基本保持一致，前人的区域地质调查工作中识别出该岩体主要以二长花岗岩、花岗闪长岩为主，并对其二者的年龄做出了限定。根据最新的1∶2.5万区域地质矿产调查项目成果，笔者对该岩体重新进行了精细填图，重绘了二长花岗岩和花岗闪长岩的界线，又识别出了闪长岩体10余处（图1b，图2e），出露面积均小于2.5 km2，多为岩珠、岩墙产出，与二长花岗岩和花岗闪长岩呈脉动接触，北部岩体与东昆中蛇绿构造混杂岩带呈断层接触，围岩既有古元古代金水口岩群，也有石炭系和三叠系，侵位界线呈浑圆状-港湾状。此外，在花岗闪长岩中见暗色的闪长质捕虏体，呈灰黑色浑圆状、椭圆状，或具一定塑性流动特征（图2a）。

图2 到木提岩体的野外和显微照片Fig. 2 Field photos and microphotographs of the Daomuti intrusive rocks

花岗闪长岩：浅灰白色细粒自形-半自形结构（图2a），块状构造。岩石成分为斜长石、石英、钾长石，暗色矿物假象及副矿物（图2b）。斜长石约为50%，呈半自形板状、粒状长短轴比为0.85～3.5 mm，显示有环带构造，具较强黏土化，伴绢云母化、帘石化，发育钠长聚片双晶。石英含量约为30%，呈他形粒状（大小为1～3.5 mm），以集合体形式充填于其他矿物间。钾长石含量为11%，呈他形粒状（大小为0.5～1.3 mm），负突起，轻微红褐色黏土化蚀变，形状明显受空间影响。暗色矿物假象约为9%，呈片状、柱状，大小为0.5～1.25 mm，已被绿泥石交代并伴帘石化，从形态判断有黑云母和角闪石。副矿物锆石含量极少，呈粒状分布在暗色矿物假象中。

二长花岗岩：浅肉红色，细粒花岗结构（图2c），块状构造。矿物成分有斜长石、钾长石、石英，少量角闪石、黑云母及副矿物（图2d）。斜长石约为25%，呈半自形粒状，长短轴比为0.16～1.7 mm，具强黏土化、帘石化蚀变，见环带构造，具正突起，为中长石。钾长石约为44%，多呈他形粒状，具黏土化蚀变，见不明显的格子双晶、显微条纹构造，为微斜条纹长石。石英为28%，呈他形粒状。角闪石约为2%，具绿色-褐黄色的多色性，半自形短柱状。黑云母不足1%，具褐色-浅黄色的多色性，发生一定的绿泥石化蚀变。少量磷灰石等副矿物。

闪长岩：呈灰绿色，中粒半自形粒结构（图2e），块状构造。岩石主要由角闪石、斜长石及少量石英和副矿物磷灰石组成（图2f）。角闪石为普通角闪石，含量约为56%，呈柱状、粒状，具多色性，呈黄褐色-褐绿色，粒径为0.4～1.4 mm，具角闪式解理，沿解理见绿泥石化蚀变。斜长石约为41%，呈半自形板状、粒状，长短轴平均为0.3～1.3 mm，中长石具环带构造，环带中心具帘石化蚀变，钠长石发育聚片双晶。石英为2%，他形粒状，为0.2～0.3 mm，充填于其他矿物间。磷灰石不足1%，零星偶见，呈粒状，大小为0.2～0.3 mm。

3 分析方法

测年样品的锆石挑选、制靶及锆石阴极发光图（CL）拍摄由北京中兴美科科技有限公司完成，先对样品进行粗碎、细碎，用摇床进行淘洗，再依次进行强磁选、电磁选，无磁部分用酒精进行精淘并挑选纯锆石。在双目体视镜下将锆石固定于双面胶上，选取合适模具注入配比好的树脂（环氧树脂是美国标乐20-8140-32组合系列，比例为100∶42）抽取真空加入靶号，放入烘箱凝固后取出靶，用砂纸打磨靶正反面，正面锆石表面裸露出来，用金刚石悬浮液进行抛光处理，超声波清洗靶，完成制靶。阴极发光照相设备型号及参数：电镜是FEI Quanta450，阴极发光为Gatan Mono-CL4。

锆石测年工作由北京燕都中实测试技术有限公司负责完成。测试锆石U-Pb同位素定年利用LA-ICP-MS分析完成。激光剥蚀系统为New Wave UP213，ICP-MS为布鲁克M90。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度，二者在进入ICP之前通过一个匀化混合器混合。每个样品点分辨包括大约20～30 s的空白信号和50 s的样品信号。分析数据的处理采用软件ICP MS DataCal来完成。U-Pb同位素定年中采用锆石标准91500和Plesovice作为外标进行同位素分馏校正。锆石微量元素含量利用SRM610作为多外标、Si作内标的方法进行定量计算（Liu et al.，2010；李艳广等，2023）。测试剥蚀光斑直径根据实际情况选择25 µm。锆石样品的U-Pb年龄谐和图绘制与年龄加权平均图均采用Isoplot 4.15完成。

硅酸盐全分析在北京燕都中实测试技术有限公司完成，测试样品处理流程如下：将岩石粉碎粗碎至厘米级的块体，选取无蚀变及脉体穿插的新鲜样品用纯化水冲洗干净，烘干并粉碎至200目以备测试使用。主量元素测试首先将粉末样品称量后加Li2B4O7（1∶8）助熔剂混合，并使用融样机加热至1 150 ℃使其在金铂坩埚中熔融成均一玻璃片体，后使用XRF（Zetium，PANalytical）测试，测试结果保证数据误差小于1%。微量元素测试将200目粉末样品称量并置放入聚四氟乙烯溶样罐并加入HF、HNO3，在干燥箱中将的高压消解罐保持在190 ℃温度72 h，后取出经过赶酸并将溶液定容为稀溶液上机测试。测试使用ICP-MS（M90，analytikjena）完成，所测数据根据监控标样GSR-2显示误差小于5%，部分挥发性元素及极低含量元素的分析误差小于10%。

4 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年

本次测年的岩石采自都兰县沟里乡到木提地区的闪长岩进行了锆石U-Pb年龄测试，同位素年龄采样点地理坐标为N 35°35′59″，E 98°34′13″。锆石多呈自形-半自形柱状，颗粒长度为150～200 µm，长宽比为2～3。通过锆石阴极发光图像下形态及内部结构的观察，其中环带结构发育不明显，部分环带整体较宽，暗示锆石从岩浆中结晶时的温度较高（Rubatto et al.，2000；吴元保等，2004；雷玮琰等，2013；王梓桐等，2022；牛腾等，2023），锆石中也无残留晶核（图3a），部分锆石结晶时熔体环境变化导致各晶面生长速度不同，从而出现扇形分带的结构（Vavra et al.，1996），不同晶面生长环带明显的有无或宽窄差异。

图3 闪长岩的锆石阴极发光图像（a）和谐和图（b）Fig. 3 (a) CL images and (b) U-Pb concordia diagrams of zircons from diorite

到木提地区闪长岩（PB48-1）LA-ICP-MS U-Pb锆石测年获得22个有效分析结果（表1）。锆石Th含量为9.4×10—6～20.8×10—6，U含量为23.0×10—6～64.1×10—6，Th/U值为0.3～0.54；206Pb/238U年龄大多为241～249 Ma，对应的加权平均年龄为（244.6±1.8）Ma（MSWD=0.26，n=22），其代表闪长岩的结晶年龄（图3b）。

5 岩石地球化学

笔者对沟里乡到木提地区二长花岗岩、花岗闪长岩和闪长岩进行了岩石地球化学测试分析（表2）。测试结果表明，二长花岗岩SiO2含量变化不大，为70.32%～77.09%，Al2O3含量12.29%～14.97%，Na2O含量较高，为3.6%～5.15%，K2O含量为2.73%～4.81%，全碱含量（Na2O+K2O）为7%～8.43%，在TAS图解中多落入亚碱性花岗岩区（图4a）。里特曼指数（σ）平均为1.81，均小于3.3，表现为钙碱性，在K2O-SiO2图解中也落入高钾-中钾钙碱性系列区域中（图4b）；铝饱和指数A/CNK值＞1（1.04～1.1），A/NK值＞1（1.11～1.52）（图4c），均显示出具过铝质岩石的特征。二长花岗岩稀土总量为110.98×10—6～202.91×10—6，LREE值为74.44×10—6～189.86×10—6，LREE/HREE值为2.04～14.55，平均为8.04；在球粒陨石标准化稀土元素配分图解上（图5a），表现为右倾型；元素分馏较强，重稀土亏损、轻稀土富集。δEu值为0.15～0.92，显示Eu负异常。

续表2

图4 到木提岩体的TAS图解（a）（据Irvine et al.，1971；Middlemost，1994）、K2O-SiO2图解（b）（据Rickwood，1989）和A/CNK-A/NK图解（c）（据Maniar et al.，1989）Fig. 4 (a) TAS diagram, (b) K2O-SiO2 diagram and (c) A/CNK-A/NK diagram for Daomuti intrusive rocks

图5 到木提岩体的球粒陨石标准化稀土元素配分图（a）（标准化值据Boynton，1984）和原始地幔标准化微量元素蛛网图（b）（标准化值据Sun et al.，1989）Fig. 5 (a) Chondrite-normalized rare earth element distribution patterns and (b) primitive mantle-normalized trace element spidergrams for Daomuti intrusive rocks

花岗闪长岩的 SiO2含量为69.03%～76.55%，Al2O3含量为12.62%～15.26%，Na2O含量为3.81%～4.46%，K2O含量为1.75%～4.09%，全碱含量（Na2O+K2O）为5.57%～8.03%，样品投在TAS图解的花岗岩-花岗闪长岩区内；σ指数（＜3.3）和K2O-SiO2投图一致显示为钙碱性-高钾钙碱性系列；A/CNK大于1（1.02～1.06），A/NK均大于1（1.18～1.68），显示出弱过铝质岩石的特征。花岗闪长岩的稀土总量为81.0×10—6～265.43×10—6，LREE值为73.16×10—6～247.08×10—6，LREE/HREE值为4.54～13.47，平均为9.21。在球粒陨石标准化稀土元素配分图解上（图5a），整体表现为右倾型，元素分馏较强，重稀土亏损、轻稀土富集。δEu值为0.56～1.82，显示弱Eu负异常。

闪长岩的SiO2含量为50.09%～58.82%，Al2O3含量为15.06%～18.63%，Na2O含量为2.74%～3.29%，K2O含量为0.87%～2.34%，全碱含量（Na2O+K2O）为4.15%～5.18%，TAS图解中落入闪长岩类区；σ指数（＜3.3）和K2O-SiO2投图一致显示为钙碱性系列。闪长岩的∑REE值为121.3×10—6～215.43×10—6，LREE总量为98.17×10—6～190.63×10—6，LREE/HREE值为4.24～7.69。稀土元素配分图解上（图5a）表现为右倾型，元素分馏较强，重稀土元素亏损，轻稀土元素富集。样品δEu值为1.01～1.33，显示Eu正异常。

6 讨论

6.1 东昆仑东段三叠纪岩浆作用

野外地质调查最新结果显示，到木提岩体主要包括二长花岗岩、花岗闪长岩及文中首次发现的闪长岩。前人地质调查中将二长花岗岩（N 35°43′25″，E 98°46′11″）和花岗闪长岩（N 35°36′08″，E 98°33′35″）的侵位年龄限定于早三叠世（祁晓鹏等，2016b），岩体206Pb/238U加权平均年龄分别为（248.1±1.8）Ma（MSWD=0.023，n=21）和（256.4±3.4）Ma（MSWD=0.005 2，n=17）。笔者对闪长岩进行了锆石U-Pb测年，得到206Pb/238U年龄大多为241～249 Ma，加权平均年龄为（244.6±1.8）Ma，表明该闪长岩的结晶于早三叠世。

区域上发育大量同期闪长-花岗质岩体。近年来，在东昆仑东段都兰一带有大量岩浆活动报道，包括卡可特尔河东闪长岩体（243.8 Ma）（李碧乐等，2012）、和勒冈希里克特花岗岩体（225 Ma）（陈国超等，2013）、香日德花岗岩体（218～258 Ma）（罗明非等，2014；马昌前等，2015；陈国超等，2017）、乌妥花岗岩体（245～248 Ma）（李瑞保等，2018）、可日正长花岗岩体（231.6 Ma）（陈国超等，2018a）、香加南山千瓦大桥花岗岩体（251 Ma）（陈国超等，2018b）。此类岩体多属于钙碱性岩石，且其中多发育同期的闪长质暗色包体（252.8 Ma）（陈国超等，2018b），广泛分布在东昆仑造山带东段，在布青山-阿尼玛卿古特提斯洋向东昆仑俯冲环境下沿着昆中断裂南北两侧侵入就位，构成了东昆仑岩浆弧的主要部分。

6.2 岩石成因及源区特征

根据二长花岗岩和花岗闪长岩的年代学，以及两者稀土元素配分图和微量元素蛛网图（图5）中各样品具有相似的分配型式，可以推测二者应是同一岩浆-构造期的产物，是同源演化的产物。从岩石地球化学特征可以看出，二长花岗岩和花岗闪长岩K2O含量均较高，里特曼指数均小于3.3，表现为高钾钙碱性特征，K2O-SiO2的投图也在高钾钙碱性-钙碱性系列区（图4b）；铝饱和指数A/CNK值均小于1.1（1.02～1.1），不同于S型花岗岩的普遍特征（A/CNK＞1.1）；岩石中P2O5含量普遍偏低（0.01%～0.12%），并与SiO2呈负相关变化（表2），也与S型花岗岩的特征不同（Green et al.，1982；Wolf et al.，1994；Chappell et al.，1999）。在Y-SiO2和Na2O-K2O花岗岩分类图解中样品大多数落入I型花岗岩区（图6），个别偏离进入A型区，从区域上的研究表明三叠纪应处于俯冲碰撞环境，显然与A型花岗岩产于地壳减薄的环境不相符。因此，以上证据综合表明到木提二长花岗岩和花岗闪长岩属于I型花岗岩。

图6 到木提岩体的成因判别图解（据Collins et al.，1982）Fig. 6 Origin distinguishing diagram of Daomuti intrusive rocks

目前研究表明，形成花岗岩的源区大概有以下几种：地壳部分熔融、壳幔岩浆混合及幔源基性岩浆的分离结晶等。到木提I型花岗岩体富集K、Rb、La等LILE，亏损Nb、Ta、Ti、P等HFSE，Mg#值为15.77～33.10，远低于原始地幔标准值（Mg#=67～73），Co、Ni含量也明显低于幔源特征的岩浆（Frey et al.，1978），幔源玄武质岩浆分异形成的花岗质岩石在地球化学元素组成上应存在与玄武质岩浆相近的幔源特征，所以到木提花岗岩体应该不会来源于玄武质岩浆的结晶分异，区域上近东西向展布的岩浆岩带也大多是花岗岩类，少有基性岩。岩体具有较高的Th/Ce值（0.1～0.64）和Th/La值（0.21～1.19），处于壳源岩浆的范围（Sun et al.，1989），过铝质I型花岗岩的特征也与壳源相配套，表明到木提花岗岩体应起源于下地壳源区。前人对岩体的Nb/Ta值的大量研究表明壳源岩石Nb/Ta值为11（Taylor et al.，1985；Green，1995；Bar-barin，1999），幔源Nb/Ta值为17.5（McDonough et al.，1995；Weyer et al.，2003）。到木提花岗岩Nb/Ta值为9.6～19.44，多数都接近壳源，部分比值明显大于壳源，可能在下地壳部分熔融形成岩浆源区的过程中有一定比例的幔源物质加入，二长花岗岩和花岗闪长岩的野外露头上发育大量被塑性拉伸呈椭圆体的闪长质包体也似乎印证了这一结论。东昆仑地区的研究也表明区域上存在幔源岩浆底侵作用（罗照华等，2002；熊富浩等，2011），到木提岩体的演化也可能与此次底侵有关，底侵过程中有了幔源物质的加入。闪长岩Mg#值、Th/Ce值及Th/La值与二长花岗岩和花岗闪长岩相似，三者的球粒陨石标准化稀土元素配分曲线和原始地幔标准化微量元素蛛网图也较为接近，具有相同的岩浆源区。

二长花岗岩和花岗闪长岩的球粒陨石标准化稀土元素配分图（图5）中显示较明显Eu负异常，指示其岩浆源区肯残留了一定斜长石或在演化过程中发生了斜长石分离结晶作用，同时在原始地幔标准化微量元素蛛网图中也出现明显的P和Ti元素负异常，可能发生了磷灰石和钛铁矿的分离结晶，表明二长花岗岩和花岗闪长岩在岩浆演化中发生了结晶分异作用，岩体发生分异也是岩石呈过铝质特征的原因之一。而闪长岩Eu、P及Ti元素异常不明显或弱正（负）异常，表明闪长岩从源区开始演化过程中没有或没明显发生结晶分异作用。

6.3 构造环境及演化

东昆仑构造带主要经历了早古生代和晚古生代—早中生代两大造山运动期。东昆仑已有早—中泥盆世碰撞型花岗岩报道（许荣华等，1990；高永宝等，2014），加上广泛发育的晚泥盆世陆相磨拉石建造（莫宣学等，2007），可以认为早古生代构造-岩浆旋回于晚泥盆世结束。印支造山期造成了东昆仑花岗岩广泛出露，一直以来，对东昆仑东段产出的晚二叠世—早三叠世岩浆作用的构造背景及形成机制存在不同意见。一些学者认为东昆仑古特提斯洋在晚二叠世闭合，东昆仑印支期花岗岩属于碰撞造山阶段的产物（袁万明等，2000；李荣社等，2008；Zhang et al.，2012；Xiong et al.，2014）。但从东昆仑地区分布的早三叠世沉积记录以及早中三叠世的岩浆岩记录（杨经绥等，2005；马昌前等，2013）来看，将东昆仑该时期确定为碰撞造山期确有不妥之处：①认为早三叠世洪水川组（图1b）是古特提斯洋俯冲时期留下的沉积记录（李瑞保等，2012，2015）。②已有该时期基性岩墙群的报道，认为是大洋板片向北俯冲脱水导致岩石圈地幔部分熔融形成的（250～248 Ma，马昌前等，2013）。③俯冲过程中岩石圈地幔部分熔融导致了区域上底侵作用也很明显（251 ～220 Ma）（罗照华等，2002；熊富浩等，2011；李积清等，2021），底侵的高温对下地壳影响是幔源熔体的加入及下地壳岩石部分熔融，从而形成东昆仑广泛发育的印支期花岗岩岩石组合。由此看来，阿尼玛卿古特提斯洋的俯冲可以持续到早中三叠世，随后晚三叠世进入碰撞造山阶段。

早三叠世（256～245 Ma）到木提岩体为源于下地壳的I型花岗岩，富集大离子亲石元素而亏损高场强元素的特征具有俯冲形成的弧岩浆岩特征（Rogers et al.，1990；Sajona et al.，1996），样品在Rb-（Y+Nb）和Rb-（Yb+Ta）双变量构造环境判别图解（图7a、图7b）中多数也均落入火山弧花岗岩区。综合来看，到木提岩体是阿尼玛卿古特提斯洋壳俯冲过程中受幔源岩浆底侵作用的影响，下地壳部分熔融形成岩浆源区沿着昆中断裂两侧及次级断裂侵位的弧花岗岩，而闪长岩体及闪长质包体都是底侵幔源物质加入的表现，在岩浆演化过程中明显有别于花岗岩类，未发生明显结晶分异。