东昆仑东段各玛龙闪长岩年代学、地球化学特征及成因分析*

2024-03-08夏楚林韩芝弘孙方余魏密密

地质科学 2024年1期

许智夏楚林，2 韩芝弘孙方余魏密密

（1.青海大学地质工程系西宁 810016；2.青藏高原北缘新生代资源环境重点实验室西宁 810016）

昆仑造山带被阿尔金断裂错开为东昆仑和西昆仑两个造山带，是构成中央造山带的重要区域（许庆林等，2014）。东昆仑造山带位于青藏高原东北部，大地构造位于古亚洲与特提斯构造域交汇处，东临秦岭造山带，西接阿尔金山断裂，北与柴达木盆地相邻，南接昆南断裂，是我国著名的成矿带之一，不仅成矿作用类型具有复杂性，而且矿种呈现多样性（姜春发等，2000；杜瑜等，2023；刘永乐等，2023）。东昆仑造山带经历了多次的板块俯冲与碰撞，形成了多个区域性的深大断裂（胥晓春，2015）。该造山带的三级构造带有4 个：昆北、昆中、昆南和阿尼玛卿（陆松年，2002）。东昆仑造山带岩浆侵入活动强烈，遍布全区。花岗岩主要集中在前寒武纪、加里东期、海西—印支期、燕山期这几个时间段内，尤以海西—印支期最为发育，构成东昆仑造山带花岗岩的主体。该时期花岗岩主要类型有：石英闪长岩、花岗闪长岩、英云闪长岩、斜长花岗岩、二长花岗岩和钾长花岗岩等（潘彤，2005；杜玉良等，2012）。东昆仑历经的构造演化概括为4 个阶段：第一阶段为前寒武纪，第二阶段为早古生代，第三阶段为晚古生代至早中生代，第四阶段从晚中生代开始，直至新生代。其中，第三阶段（海西—印支旋回）岩浆活动强烈（莫宣学等，2007；郑振华等，2022），在此期间东昆仑地区历经了俯冲造山、碰撞、后碰撞伸展3 个演化过程（刘成东等，2003；范兴竹，2022）。东昆仑造山带岩石组合、构造及其演化、侵入岩时空分布及其地质意义，长期以来一直是众多学者研究的焦点。花岗岩类成因类型以及形成时代是探讨地球动力学演化、地壳发展的重要标志。各玛龙地区位于青海省都兰县热水乡东南约70 km 处，此前已经开展过中小比例尺物探、化探等勘查工作，圈定出5 条含银构造蚀变带、20 条矿体，基本明确了该地区的地质特征，找矿潜力较大（薛长军等，2019；裴有生等，2022）。但是对矿区的成岩时代、岩石地球化学特征及相对应的构造演化背景等研究不足，缺乏系统性的探讨。鉴于此，本文通过野外实地勘查以及室内实验，对各玛龙地区分布的闪长岩通过岩石学、锆石U-Pb 年代学、全岩地球化学3 种方法，分析岩石成因及其对应的构造演化背景，以期对该地区构造格局、演化历史提供约束。

1 研究区地质概况

研究区隶属东昆仑造山带，位于其南部，处于东昆中陆块（I1）之东昆中岩浆弧带（Pt3—J）（I11-1）内（图1），界于东昆中新元古代—早古生代缝合带（KZS）之东昆仑南坡俯冲碰撞杂岩带（KSPZ）与柴达木陆块（I9）祁漫塔格山北坡—夏日哈新元古代—早古生代岩浆弧带（Pt3—S）（I9-2）之间（杨生德等，2013）。

该地区构造活动较为频繁，地质结构复杂，发育断裂构造并且岩浆现象发生强烈。由于断裂切割和岩体熔蚀，部分地层并没有完全出露于地表，该地区属于典型的有层状结构混交地带（谢录军，2020）。主要出露地层为上三叠统鄂拉山组（T3e），第四纪冲、洪积残坡积出露较少（图2）。

图2 各玛龙地区地质简图（据张志颖，2019 修改）1.第四系；2.鄂拉山组凝灰岩；3.黑云母花岗岩；4.英云闪长岩；5.花岗斑岩；6.花岗闪长岩；7.花岗闪长岩脉；8.闪长岩脉；9.蚀变带及编号；10.断层及编号；11.实测地质界线；12.取样位置Fig.2 Geologic sketch map of Gemalong area（modified from Zhang，2019）

该地区有两组主要断裂：那更山前断裂（F1）和各玛龙断裂（F2）。那更山前断裂（F1）延展于该区的北部，呈东西向发育，南侧山体沿断裂（带）形成断裂三角面，是一条区域性大型断裂带（王婧等，2020）。各玛龙断裂（F2）位于研究区中部，走向为北东向，延展大于1 km，其旁侧岩层由于受到挤压而较为破碎，断裂形成Fs1矿化蚀变带（图2）。

该地区发现5 条构造蚀变带，其中Fs1为一条主要构造蚀变带，其位于研究区中东部，呈东西向展布，长约1 km，产于鄂拉山组火山岩内。

2 样品采集与测试方法

本次样品均为在各玛龙地区开展矿床地质调查期间获得，其中两件有代表性的测年样品GML-1、GML-7 均选自银矿（化）体外围的闪长岩（位置见图2）。样品测试委托南京宏创地质勘查技术服务有限公司完成。其中主量元素分析仪器为帕纳科Axios MAX XRF 仪器，微量元素分析仪器为Elan DRC-ICP-MS。锆石挑选制靶后进行透反射和阴极发光检查，在此基础上选定样品锆石U-Pb同位素的最佳分析点位。采用等离子质谱仪（LA-ICP-MS）进行锆石U-Pb 测年，使用Iolite 程序对所测得的数据进行分析。校正标样采用的是锆石91500，监测标样采用的是GJ-1，每次对10～12 个采样点分析后，依次分析两个91500 校正标样和一个GJ-1 监测标样。一般情况下，收集气体空白，收集时间为20 s，挑选35～40 s 的信号区间，并对此区间的数据进行处理，并根据指数方程的标准进行深度分馏校正。将NIST 610 作为计算微量元素含量的外标，91Zr 作为内标。本实验测量的91500（1 067.5±3.2 Ma，2σ）和GJ-1（604±6 Ma，2σ）与不确定范围内的推荐值是一致的。

3 岩相学特征

本次工作针对该地区出露的闪长岩，样品均采自各玛龙地区未蚀变的新鲜岩石，分别为GML-1、GML-2、GML-3-1、GML-7。

（1）似斑状花岗闪长岩：样品编号GML-1，灰色，似斑状结构，块状构造（图3a），主要成分为50%左右的斜长石，次要成分为15%左右的钾长石，20%左右的石英，15%左右的黑云母；斜长石呈近半自形板状，它形粒状，边角圆化，杂乱分布，粒内发育聚片双晶，少数隐约可见环带结构；钾长石呈它形粒状，为条纹长石，星散分布，具轻微高岭土化；石英呈它形粒状、集合体状，受轻微糜棱岩化作用，边缘呈缝合线状接触，亚颗粒发育；黑云母呈片状、叶片状，星散分布，具绿泥石化、白云母化，局部绿帘石化析出铁质呈假象（图3e）。

（2）英云闪长岩：样品编号GML-2，灰色，变余细中粒半自形粒状结构，块状构造（图3b），主要成分为60%左右的斜长石，次要成分为15%左右的钾长石，10%左右的石英和10%左右的黑云母；斜长石呈板状和粒状，粒内可观察到聚片双晶；钾长石为条纹长石，为它形粒状，含量较低的微斜长石具有轻高岭土化；石英在颗粒内部可以观察到强波状消光现象和带状消光现象；黑云母为片—叶片状（图3f）。

（3）花岗闪长岩：样品编号GML-3-1，浅灰色，不等粒花岗结构，块状构造（图3c），主要成分为45%～50%的斜长石，次要成分为15%左右的钾长石、20%左右的石英和15%～20%的黑云母；斜长石呈板状，颗粒内部可以观察到聚片双晶现象；钾长石呈颗粒状，为它形，格子双晶可以在颗粒内部观察到，局部可见绿帘石化，局部有黑云母残留，多色性显著（图3g）。

（4）中细粒英云闪长岩：样品编号GML-7，浅灰色，中细粒花岗结构，块状构造（图3d）。主要成分为55%左右的斜长石，次要成分为5%～10%的钾长石、20%左右的石英和15%～20%的黑云母，并含有较少的角闪石；斜长石为板状，粒内可观察到聚片双晶；钾长石是微斜长石，为它形粒状，粒内可观察到格子双晶，斜长石对局部的钾长石有交代作用，具有轻微高岭土化；石英分布于长石颗粒之间，接触边缘颗粒内部可观察到消光现象，带状消光现象比较明显；黑云母呈片状，多色性显著；角闪石部分具有假象特征，局部有残留（图3h）。

4 测试结果

4.1 锆石U-Pb 年代学

本次进行锆石U-Pb 测年的样品为GML-1 和GML-7。GML-1 为似斑状花岗闪长岩，GML-7 为中细粒英云闪长岩，样品GML-1 选取了30 个点进行定年，样品GML-7 选取了31 个点进行定年；在锆石阴极发光（CL）图像下（图4），两个样品的锆石颗粒形状比较规则，大多是长柱状，其他的则是短柱状或不规则形状，大部分锆石为核—边结构，发育弱的振荡环带。在进行定点测年时，GML-7的第二个点和第七个点发育不完整，故在处理数据时进行剔除，本次锆石U-Pb定年测试结果见表1。

表1 各玛龙地区闪长岩LA-ICP-MS U-Pb 锆石测年结果（样品GML-1 与GML-7）Table 1 LA-ICP-MS U-Pb zircon dating results of diorite in Gemalong area（sample GML-1 and GML-7）

图4 各玛龙地区花岗闪长岩和英云闪长岩锆石阴极发光图像（圈内数字为分析点位）和206Pb/238U 年龄Fig.4 Zircon cathode luminescence images of granodiorite and tonalite and ages of 206Pb/238U in Gemalong area

锆石的形成环境、形成条件不一样，其Th/U值也不同：岩浆锆石具有较高的Th/U 比值，通常情况下高于0.4；变质锆石具有较低的Th/U 比值，通常情况下低于0.1（吴元保等，2004）。

样品GML-1（似斑状花岗闪长岩）：Pb 的变化范围为8.7×10-6～52.9×10-6，平均值为24.2×10-6；232Th 的变化范围为46.7×10-6～596.0×10-6，平均值为162.4×10-6；238U 的变化范围为104.5×10-6～683.7×10-6，平均值为308.9×10-6； Th/U 的值在0.21～1.46 之间，较为集中，具有较高的Th/U 值，表明为典型的岩浆锆石（Hoskin et al.，2003），Th/U值都大于0.1，显示其为岩浆成因特征，在岩浆结晶的条件下，可形成花岗闪长岩（国显正等，2019）；30 个锆石测点的206Pb/238U 年龄411.4～400.0 Ma，所有测量点都落在谐和曲线上或者附近（图5a），206Pb/238U 加权平均年龄为405.3±1.1 Ma（n= 30，MSWD = 0.58）（图5b），代表该样品的形成年龄。

图5 各玛龙地区闪长岩锆石U-Pb 年龄谐和图及加权平均年龄图Fig.5 Zircon U-Pb concordia diagram and weighted mean ages diagram of diorite in Gemalong area

样品GML-7（中细粒英云闪长岩）：Pb 的变化范围为9.4×10-6～45.4×10-6，平均值为20.95×10-6；232Th 的变化范围为28.7×10-6～432×10-6，平均值为183.76×10-6；238U 的变化范围为116.2×10-6～604.0×10-6，平均值为268.75×10-6；Th/U 的值在0.11～1.11 之间，数据相对集中，呈现出线性相关的特点，比值主要集中于0.50～1.10 的范围内，属于岩浆锆石（Le Bas et al.， 1986； Hoskin et al.，2000）； 29 个锆石测点的206Pb/238U 年龄值为413.4～402.1 Ma，数据起伏变化幅度较小，锆石U-Pb 测年曲线与谐和线很接近（图5c），206Pb/238U加权平均年龄为405.8±1.2 Ma（n= 29，MSWD =0.66）（图5d），代表该样品的形成年龄。

锆石对后期地质热事件抗干扰能力强，岩浆锆石U-Pb 年龄可反映岩浆侵位结晶年龄，该年龄反映了岩体的结晶年龄（俞军真等，2020），综合分析两件样品的锆石U-Pb 数据，Th/U 都较高，与Th/U 值＜0.1 的变质锆石相比较，有明显差异，为典型的岩浆锆石，锆石206Pb/238U 年龄都在405 Ma左右，说明两件样品的形成时代为早泥盆世，属于海西早期。

4.2 主量元素

对4 件样品进行了主微量元素的测试，测试结果见表2，样品编号分别为GML-1、GML-2、GML-3-1 和GML-7。GML-1 为似斑状花岗闪长岩，GML-2 为英云闪长岩，GML-3-1 为花岗闪长岩，GML-7 为中细粒英云闪长岩。

表2 各玛龙地区闪长岩主量/%、微量/×10-6和稀土元素/×10-6数据Table 2 Major/%，trace elements /×10-6 and REE composition /×10-6 of diorite in Gemalong area

4 件样品SiO2含量67.14%～69.37%，SiO2含量均在67% 以上，含量较高，TiO2含量很低，为0.30%～0.66%， Al2O3含量为12.53%～15.31%，K2O 含量为2.84%～3.58%，除了样品GML-3-1 和GML-7 外，其余样品的K2O 含量都大于3.5，全碱含量（Na2O+K2O）为6.19%～6.80%， K2O/Na2O 为0.85～1.12。在SiO2-K2O 图解中，样品均为高钾钙碱性系列（图6a），总体表现出高钾钙碱性的特点；铝饱和指数A/CNK 为0.98～1.09，A/NK 为1.41～1.74，均值分别为1.05、1.48，并且在A/CNK-A/NK图解中，大部分样品投点位于过铝质区域内，整体表现出弱过铝质的特点（图6b）。

图6 各玛龙地区闪长岩主量元素特征a.SiO2-K2O 图解（底图据Rickwood，1989）；b.A/CNK-A/NK 图解（底图据Maniar and Piccoli，1989）Fig.6 Characteristics of major elements of diorite in Gemalong area

4.3 稀土元素

各玛龙地区岩石稀土元素组成成分见表2，岩石的稀土元素总量为∑REE = 181.80×10-6～339.38×10-6，平均含量为250.60×10-6。LREE/HREE介于9.91～31.40，LaN/YbN介于13.53～61.90，除GML-1 轻、重稀土分馏程度较高外，其余样品的LaN/YbN值比较低，表明轻、重稀土元素分馏程度中等，以轻稀土元素富集为特征，δEu 亏损程度不同，为0.51～0.74，与岛弧火山岩相似，平均值为0.62。δEu 值都小于1，表明Eu 有明显负异常，δCe 为0.95～1.00，在1 的下方小幅度波动，说明Ce 无明显异常或略亏损，表明岩浆由地壳重熔形成，局部岩石受到下地壳或者上地幔物质的混染（郭通珍等，2011），根据各玛龙地区岩石稀土元素球粒陨石标准化图解（图7a），分配曲线整体为“右倾型”，且各曲线分布具有一致性，表明轻稀土元素相对富集，重稀土元素相对平坦，分布曲线较好的一致性说明岩浆在分异过程中具有一致性（邢浩等，2021）。

图7 各玛龙地区闪长岩稀土元素球粒陨石标准化图解（a）（标准化数据据Boynton，1984）及微量元素原始地幔标准化图（b）（标准化数据据Sun and McDonough，1989）Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns（a）（normalization values after Boynton，1984）and primitive mantle-normalized trace element patterns（b）（normalization values after Sun and McDonough，1989）of diorite in Gemalong area

4.4 微量元素

在各玛龙岩石微量元素原始地幔标准化蛛网图中（图7b），曲线分布具有相似性，富集Rb、Ba、Th 等大离子亲石元素，La 和Ce 元素也比较富集，有明显的波峰；亏损Nb、Sr、Hf、Ti、Y、Yb、Lu 等高场强元素，Nb 和Hf 有明显的波谷，亏损程度较高；Rb 含量为119.23×10-6～165.72×10-6，Sr 含量为346.60×10-6～381.90×10-6，Rb/Sr 值介于0.32～0.43 之间；Y 含量为9.42×10-6～33.53×10-6，Sr/Y 值为10.34～39.99，平均值为26.28。岩石的Nb 含量为7.15×10-6～11.26×10-6，Ta 含量为0.37×10-6～1.23×10-6，Nb/Ta 值为9.15～26.62，平均为15.40。Cr 含量为7.22×10-6～18.10×10-6，Ni含量为3.16×10-6～5.72×10-6，Cr 和Ni 含量都较低。

5 讨论

5.1 形成时代

关于东昆仑造山带泥盆纪闪长岩的年代学资料积累较多：东昆仑东段大水沟英云闪长岩的锆石U-Pb 年龄为402.4±2.5 Ma（祁生胜，2015）；阿尔格山北部英云闪长岩的锆石测年为403±3 Ma，塔鹤托坂日花岗闪长岩的40Ar-39Ar 同位素测年为406.2±2.6 Ma（赵振明等，2008）；东昆仑造山带东段大水沟英云闪长岩的锆石U-Pb定年为402±2.0 Ma（邓红宾等，2018）。以上闪长岩侵位时代均为早泥盆世。

本文所采集的两件各玛龙地区的岩石样品，样品GML-1（似斑状花岗闪长岩）所对应的U-Pb 年龄为411.4～400.0 Ma，样品GML-7（英云闪长岩）的U-Pb 年龄为413.4～402.1 Ma。将年龄数据投于谐和图中，样品GML-1 的206Pb/238U 加权平均年龄是405.3±1.1 Ma（n= 30），样品GML-7 的206Pb/238U加权平均年龄是405.8±1.2 Ma（n= 29），可以说明各玛龙地区闪长岩成岩年龄在405 Ma 左右，属于早泥盆世，两个样品都有较高的Th/U 值，显示其为岩浆成因特征，均是岩浆活动的产物。据岩浆岩年龄统计，东昆仑造山带在405 Ma 有明显峰值，表明该区早泥盆世曾发生过大规模岩浆活动（刘彬等，2012）。

5.2 岩石成因类型

花岗岩的成因类型一直是广大地质学者的研究热点，目前主要将花岗岩分为A 型、M 型、I 型、S 型4 种。A 型花岗岩的特征为：具有高TFeO/MgO 值（＞10），全碱含量（＞8.72%），富集Ga、Nb、Zr、Ta 等高场强元素（Whalen et al.，1987），本文中4 件样品的TFeO/MgO 值为2.37～5.16，全碱含量为6.19%～6.80%，并且富集Rb、Ba、Th 等大离子亲石元素，亏损Nb、Zr 等高场强元素，这些特征明显区别于A 型花岗岩。M 型花岗岩具有较低的K2O（＜1.9%）和Rb（＜48×10-6）含量（Coleman and Peterman， 1975； Amri et al.，1996），4 件样品的K2O 含量为2.84%～3.58%，均大于1.9%，Rb 含量119.23×10-6～165.72×10-6，均大于48×10-6，因此不属于M 型花岗岩。I 型和S 型花岗岩由于化学成分较为相似，不能单单以一种判别方法进行简单地判断，要多种判别方法相结合。学者Chappell and White（1974）采用A/CNK=1.1作为I 型和S 型花岗岩的划分依据，A/CNK＜1.1 是I 型花岗岩，A/CNK＞1.1 是S 型花岗岩，此方法针对于未结晶分异的花岗岩，对分异的花岗岩无效，文中4 件样品的A/CNK 值为0.98～1.09，均小于1.1，并且从图8a 可以看出4 件样品均落在未分异型花岗岩区域中，因此该判别方法有效，均为I 型花岗岩。为了提高结论的准确性，运用其他方法来判别花岗岩成因类型。 Chappell and White（2001）提出S 型花岗岩是一种过铝质岩石，代表性矿物：白云母、石榴石、堇青石、红柱石等。文中4 件样品整体上属于弱过铝质—高钾钙碱性系列（图6），而且样品中未发育S 型花岗岩的代表性矿物，因此它们不同于S 型花岗岩。学者Allègre and Minster（1978）研究提出若Rb/Sr 值为1.40～4.17 时，属于S 型花岗岩；若Rb/Sr 值小于0.9，属于I 型花岗岩，文中4 件样品的Rb/Sr 值为0.32～0.43，均小于0.9，因此4 件样品属于I 型花岗岩。此外，从图8b～图8d 均可看出4 件样品均属于I 型花岗岩。综上所述，4 件样品均符合I 型花岗岩的特征，属于I 型花岗岩。

图8 各玛龙地区闪长岩成因类型判别图解（a、c 据Whalen et al.，1987；b、d 据Collins et al.，1982）Fig.8 Discrimination diagram of genetic types of diorite in Gemalong area（a，c.after Whalen et al.，1987；b，d.after Collins et al.，1982）

5.3 岩浆源区特征

前人研究认为，I 型花岗岩有以下两种成因模式：1）中性或基性岩浆结晶分异作用形成I 型花岗岩（Castro，2013）；2）地壳内中性变质岩或镁铁质部分熔融形成I 型花岗岩，并可能伴有地幔物质的参与（Chappell and White，1974；Roberts et al.，1993）。从Nb-Nb/Ta 图解（图9b）可以看出，4 件闪长岩样品均落入地壳区域，并且在La-La/Sm 图解（图9a）中显示出均具有部分熔融的特点。此外，从（Zr+Nb+Ce+Y）-（Na2O+K2O）/CaO 图解（图8a）中可以看出4 件闪长岩样品不具有分离结晶作用特点。综上可知，本文4 件样品主要受岩浆源区控制以及具有部分熔融的特点，不具有分离结晶作用。Nb/Ta、Zr/Hf、Nb/U、Rb/Sr 是示踪岩浆源区的判别条件，本文4 件闪长岩样品的Nb/Ta 值为9.15～26.62，均值为15.40，处于大陆下地壳Nb/Ta均值（Nb/Ta = 12）（Taylor and McLennan，1986）和地幔Nb/Ta 均值（Nb/Ta = 17）（Sun and McDonough，1989）之间；4 件样品的Zr/Hf 值为27.20～35.19，均值为31.01，Nb/U 值为5.38～8.87，均值为6.53，Rb/Sr 值为0.33～0.43，均值为0.38。可以看出，上述数据不同于地幔岩石化学成分平均值（Zr/Hf =37、Nb/U = 47、Rb/Sr = 0.034）（McDonough and Sun，1995），更加接近大陆地壳岩石化学成分平均值（Zr/Hf = 33、 Nb/U = 10、 Rb/Sr = 0.35）（Taylor and McLennan，1986）。而且，4 件样品的Ti/Y 值为120.76～218.79，均值为170.72，Ti/Zr 值为8.46～18.96，均值为13.29，属于壳源岩浆范围（Ti/Y＜200， Ti/Zr＜30）（Taylor and McLennan，1985）。综上所述，各玛龙地区闪长岩是由地壳岩石部分熔融形成的，并且可能伴有幔源物质的参与。

图9 各玛龙地区闪长岩La-La/Sm 和Nb-Nb/Ta 图解（a，据Whalen et al.，1987；b，据Pearce et al.，1984）Fig.9 La-La/Sm and Nb-Nb/Ta diagrams of diorite in Gemalong area（a.after Whalen et al.，1987；b.after Pearce et al.，1984）

5.4 构造演化环境

本文已经通过U-Pb 锆石测年实验得知研究区闪长岩形成于早泥盆世（～405 Ma），与龙漠卡岩体花岗闪长岩409±2 Ma（王鑫等，2018）、跃进山花岗闪长岩407±3 Ma（刘彬等，2012）、大水沟英云闪长岩402.4±2.5 Ma（邓红宾等，2018）、鸭子沟二长闪长岩415.5±2.6 Ma（王盘喜等，2020）的形成年龄接近，并且上述成果均认为东昆仑造山带在此期间（即中志留世—晚泥盆世）存在大规模的岩浆事件。

东昆仑造山带历经原特提斯至古特提斯的重要演化，主要过程如下：在早寒武世之前，原特提斯打开并发生扩张，早寒武世到晚奥陶世，原特提斯有持续俯冲现象，志留纪发生陆壳俯冲碰撞（刘彬等，2012），早泥盆世处于后碰撞伸展构造环境（王鑫等，2018）。田广阔等（2016）推测早、中泥盆世（400～390 Ma）原特提斯发生由消亡到造山后伸展阶段的转变；郝梦楠等（2021）研究表明原特提斯的后碰撞伸展至少持续至中泥盆世末期（～383 Ma）。

前人研究表明，东昆仑造山带泥盆世早期和中期发育的岩浆岩类型组合，与典型后碰撞伸展环境下的岩石组合非常接近，岩石主要为花岗闪长岩、英云闪长岩、二长花岗岩和碱性长石花岗岩（Chen et al.，2019；Zhang et al.，2021），表明东昆仑造山带东、西段闪长岩至少在泥盆世早期进入后碰撞伸展阶段。早泥盆世的花岗闪长岩、英云闪长岩、富镁闪长岩和辉长岩组合有很强的岩浆印记，与牦牛山组伸展型建造的时间（423～400 Ma）是一致的（陆露等，2010），表明自泥盆纪以来，东昆仑地区经历了从碰撞挤压到后碰撞伸展的变化。本文测定的各玛龙地区的花岗闪长岩年龄为405.3±1.1 Ma，英云闪长岩年龄为405.8±1.2 Ma，属于早泥盆世，形成于后碰撞伸展环境，与该区域的研究结果一致。

各玛龙4件闪长岩样品在（Y+Nb）-Rb图解（图10a）和Hf-Rb/30-Ta*3 图解（图10b）投点后均落于后碰撞区域内，说明岩体形成于后碰撞环境。

图10 各玛龙地区闪长岩成岩构造环境图解a.（Y+Nb）-Rb 图解（据Pearce et al.，1984）；b.Rb/30-Hf-Ta*3 图解（据Harris et al.，1986）Fig.10 Diagenetic tectonic environment diagram of diorite in Gemalong area

综上所述，各玛龙地区闪长岩是东昆仑造山带东段早泥盆世岩浆活动的产物，形成于后碰撞伸展阶段。