曾閏靈, 魏俊浩, 李 歡, 黃嘯坤, 閆茂強, 張新銘

東昆侖鑫拓斑狀二長花崗巖成因及其地質(zhì)意義

曾閏靈, 魏俊浩, 李 歡, 黃嘯坤, 閆茂強, 張新銘

(中國地質(zhì)大學 資源學院, 湖北 武漢 430074)

對于東昆侖地區(qū)晚古生代?早中生代古特提斯演化中洋盆閉合的時限目前還存在較大爭議。本文對位于東昆侖造山帶中段五龍溝地區(qū)鑫拓斑狀二長花崗巖開展詳細的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學、元素和同位素地球化學研究, 確定其形成時代, 探討其巖石成因及成巖構(gòu)造背景, 限定古特提斯洋的形成演化過程。結(jié)果表明, 斑狀二長花崗巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為240.5±1.2 Ma, 指示其侵位于中三疊世中晚期。巖石K2O/Na2O值為0.79～1.02, Mg#為34～39, σ為1.71～1.96, A/CNK為1.00～1.05, 屬弱過鋁質(zhì)高鉀鈣堿性系列。巖石的輕重稀土元素分異明顯((La/Yb)N= 20.93～32.89), 具有微弱的Eu負異常(Eu/Eu*=0.88～0.93), 富集大離子親石元素Rb、K、Pb、Sr等, 虧損高場強元素Nb、Ta、P、Ti等, 以及具有較高的Sr含量(384～460 μg/g)和Sr/Y值(46.11～61.53), 較低的Y(7.20～9.30 μg/g)和Yb(0.63～0.89 μg/g)含量, 顯示埃達克質(zhì)巖石的地球化學特征。鋯石Hf()值介于?7.7～?0.3, 對應二階段模式年齡(DM2)為1157～1565 Ma。綜合分析表明, 鑫拓斑狀二長花崗巖形成于由俯沖向同碰撞轉(zhuǎn)換的構(gòu)造背景, 源于增厚的古老下地殼含石榴子石角閃巖的部分熔融, 且在巖漿形成演化過程中, 經(jīng)歷了一定程度的分離結(jié)晶作用, 但未發(fā)生明顯的殼?；旌?。綜合區(qū)域構(gòu)造演化以及同時代巖漿巖證據(jù), 本文認為鑫拓斑狀二長花崗巖侵位于古特提斯洋北向俯沖的末期、陸(弧)陸局部初始碰撞造山階段, 古特提斯洋最終完全閉合時間應為中三疊世晚期?晚三疊世早期。

東昆侖造山帶; 古特提斯洋; 埃達克質(zhì)巖; 中三疊世; 俯沖?碰撞轉(zhuǎn)換

0 引 言

東昆侖造山帶位于青藏高原東北端, 為一條巨型的構(gòu)造巖漿巖帶, 帶內(nèi)巖漿活動頻繁, 主要可分為4個活動時段, 即前寒武紀(元古宙)、早古生代、晚古生代?早中生代、晚中生代?新生代(莫宣學等, 2007)。其中, 晚古生代?早中生代的古特提斯造山旋回活動最強烈, 形成了大量與之相關(guān)的巖漿巖。研究表明, 晚古生代?早中生代的古特提斯造山旋回活動始于晚二疊世, 終于晚三疊世?早侏羅世。然而, 對于古特提斯造山旋回的具體過程, 目前還存在一定的爭議, 焦點在于古特提斯洋盆何時關(guān)閉、何時開始碰撞造山, 主要有以下觀點: ①古特提斯洋于晚二疊世閉合, 之后進入碰撞造山階段(袁萬明等, 2000; 羅照華等, 2002; 莫宣學等, 2007); ②古特提斯洋于晚二疊世時開始俯沖, 中晚三疊世洋盆閉合, 之后進入碰撞造山階段(郭正府等, 1998; 朱迎堂等, 2009; 熊富浩, 2014; 陳加杰, 2018); ③洋盆于晚三疊世仍未閉合, 古特提斯洋殼持續(xù)俯沖(Liu, 2005; Yuan et al., 2009; 徐博等, 2019)。伴隨著洋殼的俯沖、碰撞造山, 產(chǎn)生大量巖漿巖, 而這些巖漿巖都記錄了有關(guān)造山旋回作用的重要信息, 研究其成因機制和構(gòu)造環(huán)境對于反演造山作用深部動力學過程具有重要的意義。

對于東昆侖造山帶晚古生代?早中生代埃達克質(zhì)巖的研究, 主要集中于晚三疊世, 例如晚三疊世加厚下地殼拆沉作用形成的和勒岡希里克特埃達克質(zhì)花崗巖(225 Ma, 陳國超等, 2013a)與洪水川地區(qū)科科鄂阿龍埃達克質(zhì)石英閃長巖(218.3 Ma, 陳國超等, 2013b); 加厚下地殼部分熔融形成的香日德埃達克質(zhì)斑狀花崗閃長巖(223.6 Ma, 熊富浩, 2014)等, 均為碰撞到后碰撞轉(zhuǎn)換或后碰撞構(gòu)造環(huán)境下的產(chǎn)物。而中三疊世埃達克質(zhì)巖鮮有報道, 僅陳加杰(2018)報道了東昆侖造山帶東段溝里巖基中埃達克質(zhì)花崗閃長巖形成于242 Ma, 屬中三疊世, 并認為其來自古特提斯洋北向俯沖環(huán)境下俯沖板片及其上陸源沉積物的部分熔融。本文選擇東昆侖中段五龍溝地區(qū)鑫拓中三疊世埃達克質(zhì)斑狀二長花崗巖為研究對象, 開展系統(tǒng)的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學、元素和同位素地球化學研究, 探討其巖石成因及成巖構(gòu)造背景, 限定古特提斯洋的俯沖碰撞造山過程。

1 地質(zhì)背景及巖石學特征

東昆侖造山帶位于青藏高原北部, 是青藏高原的重要組成單元(圖1a)。該造山帶東與秦嶺造山帶相連, 西以阿爾金斷裂為界, 北與柴達木地塊相鄰, 南以昆南斷裂與松潘?甘孜地塊相隔(許志琴等, 2006, 2013), 是一個典型的復合型造山帶, 經(jīng)歷了多期次構(gòu)造運動, 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兩期大的造山運動(馬昌前等, 2015), 形成了東昆中和東昆南兩大斷裂帶, 以其為界, 劃分為東昆北地體和東昆南地體2個主要構(gòu)造單元(圖1b)。

研究區(qū)位于東昆北地體, 區(qū)內(nèi)主要出露地層為前寒武紀變質(zhì)巖系, 主要為古元古代金水口巖群、中元古代長城紀小廟組和新元古代青白口紀丘吉東溝組。金水口巖群為東昆侖地區(qū)最古老的變質(zhì)巖系, 巖性較為復雜, 主體由黑云斜長片麻巖、斜長角閃巖、云母石英片巖和少量大理巖組成; 小廟組為一套低角閃巖相變質(zhì)巖, 主要巖性為云母石英片巖和斜長角閃片巖; 丘吉東溝組主體為一套砂板巖建造, 主要由灰黑色砂板巖、含碳質(zhì)板巖夾少量灰?guī)r和大理巖組成。研究區(qū)中部出露大面積的中酸性侵入巖, 按巖性大致可分為灰白色中粗?；◢忛W長巖、淺肉紅色中粗粒二長花崗巖、淺肉紅色斑狀二長花崗巖、肉紅色中粗粒鉀長花崗巖等, 共同構(gòu)成一個大的復合巖體(圖1c), 該復合巖體主體形成于中三疊世(240.5～245.5 Ma, 課題組未發(fā)表數(shù)據(jù)), 推測為古特提斯洋演化階段的產(chǎn)物。

鑫拓斑狀二長花崗巖體出露于五龍溝地區(qū)東南百噸溝?鑫拓?哈西哇一帶, 多侵入于同期早階段形成的花崗閃長巖和二長花崗巖中, 出露面積約10 km2, 呈不規(guī)則狀, 長軸近NW向。巖體巖性以淺肉紅色斑狀二長花崗巖為主, 局部發(fā)育少量暗色包體。巖石手標本多呈淺肉紅色, 發(fā)育似斑狀結(jié)構(gòu), 塊狀構(gòu)造, 主要礦物成分為斜長石(35%～40%)、堿性長石(30%～35%)、石英(25%～30%)以及少量黑云母和角閃石(5%～10%)(圖2)。斑晶成分主要為斜長石和堿性長石, 大小0.5～2 cm, 含量約5%～10%。其中, 斜長石多見聚片雙晶, 部分發(fā)育環(huán)帶結(jié)構(gòu), 局部可見輕度泥狀綠簾石、絹云母化; 堿性長石具條紋結(jié)構(gòu), 部分發(fā)育卡式雙晶, 輕度泥狀高嶺石化?；|(zhì)中礦物顆粒大小一般為0.5～2.5 mm, 其成分主要有細粒斜長石、堿性長石、石英及暗色礦物黑云母、角閃石等, 局部可見少量榍石、鋯石、磷灰石、磁鐵礦等副礦物。

2 測試方法

2.1 鋯石U-Pb定年和Hf同位素分析

用于鋯石LA-ICP-MS定年的樣品(πηγ-4)采自東昆侖中段五龍溝鑫拓地區(qū)大復合巖體中(圖1c), 采樣點地理坐標為96°03′44″E, 36°06′57″N。樣品的分選工作由河北省廊坊市區(qū)域地質(zhì)調(diào)查研究所完成, 按照標準程序, 經(jīng)破碎、重磁分選后, 在雙目鏡下挑選表面平整且具有良好晶形的鋯石顆粒制靶; 將制好的靶拋光, 在武漢上譜分析科技有限責任公司實驗室進行透射光、反射光和陰極發(fā)光(CL)顯微照相、鋯石U-Pb同位素年齡和Hf同位素分析。

LA-ICP-MS鋯石微區(qū)原位分析用激光剝蝕系統(tǒng)為GeoLasPro, 等離子質(zhì)譜儀為Agilent 7700, 束斑直徑32 μm, 實驗過程中采用氦氣作為載氣。測試過程中選用91500作為內(nèi)標對U-Th-Pb同位素進行校正, 并以GJ-1作為監(jiān)測樣, NIST610作為外標,29Si作為內(nèi)標進行微量元素校正, 具體分析條件及流程詳見Liu et al. (2008)。鋯石同位素年齡及微量元素數(shù)據(jù)處理采用ICPMSDataCal 10.7軟件完成, 加權(quán)平均年齡計算及U-Pb年齡諧和圖繪制采用ISOPLOT 4.15軟件。

對完成了U-Pb年齡測試的鋯石進行原位Lu-Hf同位素分析, 利用GeoLasPro HD激光剝蝕系統(tǒng)和Neptune Plus多接收等離子質(zhì)譜儀進行聯(lián)機測試。測試點位置與U-Pb測試點一致或在同顆鋯石的相同環(huán)帶內(nèi), 激光束斑直徑采用44 μm, 詳細測試流程見Hu et al. (2012)。

同位素年齡來源: ①菅坤坤等, 2017; ②國顯正等, 2018; ③栗亞芝等, 2015; ④張宇婷, 2018; ⑤陳功等, 2016; ⑥何成等, 2018; ⑦趙旭等, 2018; ⑧熊富浩, 2014; ⑨國顯正等, 2019。

2.2 全巖地球化學分析

全巖地球化學測試在澳實分析檢測(廣州)有限公司完成。其中, 全巖主量元素采用X射線熒光光譜法(ME-XRF26d)進行測定, 分析精度優(yōu)于5%; 微量元素及稀土元素采用電感耦合等離子質(zhì)譜(ME-MS61)測定, 對于元素含量大于10 μg/g的誤差范圍小于5%, 元素含量小于10 μg/g的精度優(yōu)于10%。

3 分析結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb定年

鋯石多為自形?半自形柱狀, 無色?淺黃色, 粒徑多集中在100～250 μm之間, 長寬比介于1∶1～ 3∶1之間, CL圖像顯示其具有典型的韻律環(huán)帶結(jié)構(gòu)(圖3)。16個有效測點的年齡數(shù)據(jù)見表1。鋯石的Th、U含量分別為182～607 μg/g、430～956 μg/g, Th/U值為0.22～0.63(表1), 具有巖漿鋯石(Th/U>0.1)特征(吳元保和鄭永飛, 2004), 指示其為巖漿成因。在鋯石U-Pb諧和圖中, 16個數(shù)據(jù)點均落在諧和線上或附近, 加權(quán)平均年齡為240.5±1.2 Ma, MSWD=0.69(圖4), 指示斑狀二長花崗巖體為中三疊世中晚期巖漿活動的產(chǎn)物。

3.2 主、微量元素地球化學特征

全巖主微量元素分析結(jié)果見表2。鑫拓斑狀二長花崗巖整體具有較高的SiO2(68.23%～70.99%)、Al2O3(14.66%～15.67%)和全堿(K2O+Na2O=6.78%～ 7.14%)含量, 較低的MgO(0.64%～0.97%)、Fe2O3T(2.36%～ 3.18%)含量和Mg#值(34～39)。巖石里特曼指數(shù)(σ)值介于1.71～1.96之間, 均小于3.3, 屬鈣堿性。在TAS圖解中(圖5a), 顯示為亞堿性系列; 在K2O-SiO2和(Na2O+K2O?CaO)-SiO2圖解中(圖5b、c), 都落在高鉀鈣堿性系列區(qū)域。樣品的鋁飽和指數(shù)(A/CNK)值為1.00～1.05, 均小于1.1, 為弱過鋁質(zhì)花崗巖(圖5d)。

(a)、(b) 斑狀二長花崗巖野外露頭照片; (c) 斑狀二長花崗巖與花崗閃長巖界線; (d)、(e) 斜長石環(huán)帶結(jié)構(gòu)及聚片雙晶結(jié)構(gòu); (f) 堿性長石條紋結(jié)構(gòu)及角閃石典型的兩組節(jié)理。礦物代號: Pl. 斜長石; Kfs. 堿性長石; Qtz. 石英; Bi. 黑云母; Hbl. 角閃石; Sp. 榍石。

圖3 鑫拓斑狀二長花崗巖體樣品(πηγ-4)典型鋯石陰極發(fā)光圖像

表1 鑫拓斑狀二長花崗巖LA-ICP-MS 鋯石U-Pb年齡分析結(jié)果

續(xù)表1:

圖4 鑫拓斑狀二長花崗巖鋯石U-Pb年齡諧和圖

表2 鑫拓斑狀二長花崗巖主量(%)、微量和稀土元素(μg/g)分析結(jié)果

續(xù)表2:

在哈克圖解中(圖6), 所有樣品都表現(xiàn)出良好的線性關(guān)系, 暗示五龍溝地區(qū)這幾類花崗質(zhì)巖石可能來源于相同的源區(qū)。樣品的Al2O3、TiO2、FeOT、CaO、MgO、P2O5和MnO含量與SiO2含量呈明顯的負相關(guān), 即隨著SiO2含量的增加而呈線性降低趨勢, 暗示演化過程中可能存在長石、黑云母、磁鐵礦、榍石、磷灰石等礦物的分離結(jié)晶。

斑狀二長花崗巖中稀土元素總量(∑REE)為105.56～131.05 μg/g。在球粒隕石標準化稀土元素配分圖中(圖7b), 所有樣品表現(xiàn)為一致的右傾特征, 輕稀土元素顯著富集, 輕重稀土元素分餾較強, (La/Yb)N值為20.93～32.89, 以及具有弱的Eu負異常(Eu/Eu*=0.88～0.93)。在原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖上(圖7a), 巖石富集大離子親石元素Rb、K、Pb、Sr等, 強烈虧損高場強元素Nb、Ta、P、Ti等, 表現(xiàn)出類似弧巖漿巖的特征。此外, 樣品中Sr含量較高, 為384～460 μg/g, 而Yb、Y含量較低, 分別為0.63～0.89 μg/g, 7.20～9.30 μg/g, Sr/Y值介于46.11～ 61.53之間, 表現(xiàn)出類似埃達克質(zhì)巖的地球化學特征。

3.3 鋯石原位Lu-Hf同位素特征

16顆鋯石的原位Lu-Hf同位素分析結(jié)果見表3。所有測點的176Lu/177Hf值均<0.002, 表明鋯石中衰變成因形成的Hf較少,176Hf/177Hf值能代表源區(qū)的Hf同位素組成(吳福元等, 2007)。樣品的176Hf/177Hf值為0.282410～0.282616,Hf()值為?7.7～?0.3, 對應的二階段模式年齡(DM2)為1157～1565 Ma(表3, 圖8), 與區(qū)域上中三疊世花崗巖特征相似, 指示其為下地殼來源。

4 討 論

4.1 巖石類型

鑫拓斑狀二長花崗巖的稀土元素總量中等, 富集大離子親石元素(Rb、Ba、K、La、Sr等)、虧損高場強元素(Nb、Ta、P、Ti等)以及具有弱的負Eu異常, 明顯不同于A型花崗巖(蘇玉平和唐紅峰, 2005; 李小偉等, 2010; 張旗等, 2012)。在元素判別圖解中(圖9a、b), 落在未分異的M、I、S型花崗巖區(qū)域(OGT)。巖石的鋁飽和指數(shù)(A/CNK)值介于1.00～1.05之間, 均小于1.1, 為弱過鋁質(zhì), 與典型的S型花崗巖為強過鋁質(zhì)的特征不符(Chappell, 1999)。巖石中富含黑云母和角閃石等礦物(圖2), 符合I型花崗巖的特征。在ACF和Na2O-K2O圖解中(圖9c、d), 所有樣品點均落在I型花崗巖區(qū)域。綜上分析, 鑫拓斑狀二長花崗巖屬于高鉀鈣堿性I型花崗巖。

數(shù)據(jù)來源: 1. 鑫拓斑狀二長花崗巖241 Ma(本文); 2. 五龍溝花崗閃長巖244 Ma(據(jù)國顯正等, 2018); 3. 五龍溝英云閃長巖242 Ma(據(jù)國顯正等, 2018); 4. 月亮灣斜長花崗巖244 Ma(據(jù)栗亞芝等, 2015); 5. 百噸溝石英閃長巖241 Ma(據(jù)張宇婷, 2018)。

圖6 鑫拓斑狀二長花崗巖哈克圖解(圖例及數(shù)據(jù)來源同圖5)

標準化值據(jù)Sun and McDonough, 1989。數(shù)據(jù)來源: 區(qū)域下地殼重熔花崗巖據(jù)國顯正等, 2018; 下地殼值據(jù)Rudnick and Gao, 2003。

表3 鑫拓斑狀二長花崗巖鋯石Hf同位素組成

數(shù)據(jù)來源: XTBZEC. 鑫拓斑狀二長花崗巖(本文); XRDJCHG. 香日德鉀長花崗巖(據(jù)熊富浩, 2014); XRDSYSC. 香日德石英閃長巖(據(jù)熊富浩, 2014); BDGSYSC. 百噸溝石英閃長巖(據(jù)張宇婷, 2018)。

鑫拓斑狀二長花崗巖整體具有高含量的SiO2(68.23%～70.99%)、Al2O3(14.66%～15.67%)、Sr(384～ 460 μg/g), 較高的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), 以及強烈的輕重稀土元素分異和Eu異常不明顯的稀土元素特征, 與典型埃達克巖相似。在Sr/Y-Y和(La/Yb)N-YbN圖解中(圖10), 所有樣品點都落入埃達克巖區(qū)域, 表明其屬于埃達克質(zhì)巖。

(a)、(b) 據(jù)Whalen et al., 1987; (c) 據(jù)Chappell and White, 1992; (d) 據(jù)Collins et al., 1982。FG. 高分異花崗巖; OGT. 未分異的M、I、S型花崗巖; A. A型花崗巖。

圖10 鑫拓斑狀二長花崗巖Sr/Y-Y (a)和(La/Yb)N-YbN (b)圖解(據(jù)Defant and Drummond, 1990)

4.2 巖石成因

埃達克質(zhì)巖漿的成因機制, 主要有4種解釋: ①俯沖板片部分熔融(Rapp et al., 1999; Martin et al., 2005; Tang et al., 2010); ②拆沉下地殼部分熔融(Kay and Kay, 1993; Xu et al., 2002; Gao et al., 2004); ③增厚基性下地殼部分熔融(Atherton and Petford, 1993; Chung et al., 2003; Wang et al., 2007); ④高壓下原始玄武質(zhì)巖漿分離結(jié)晶與同化混染作用(Castillo et al., 1999; Li et al., 2009)。

鑫拓斑狀二長花崗巖具有高的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)以及較低的Mg#值(34～39)、無明顯的Eu異常, 表明其不是原始玄武質(zhì)巖漿高壓下持續(xù)分離結(jié)晶與同化混染的產(chǎn)物。俯沖板片部分熔融的埃達克質(zhì)巖石通常相對低Si高Cr、Ni, 多為鈣堿性或低鉀拉斑巖石系列, 表現(xiàn)為明顯的貧鉀富鈉(K2O/Na2O<0.4)特征, 而樣品具有較高的SiO2、K2O含量、中等偏高的K2O/Na2O值(0.79～1.02)以及較低的Cr、Ni含量(張旗等, 2001; Martin et al., 2005; 張旗, 2008), 故可排除其為俯沖板片部分熔融而來的可能。拆沉地殼部分熔融產(chǎn)生的熔體在下降穿過地幔的過程中通常會與地幔楔發(fā)生反應導致MgO、Cr、Co和Ni含量顯著提高, 而鑫拓埃達克巖具有較低的MgO、Cr、Co和Ni含量, 可排除其拆沉地殼部分熔融而來的可能。

綜上, 鑫拓斑狀二長花崗巖可能是增厚基性下地殼部分熔融的產(chǎn)物: ①巖石具有較高的K2O含量(3.04%～3.61%)和較低的K2O/Na2O值(0.79～1.02), 與地殼源區(qū)埃達克巖(C型埃達克巖)富鉀但仍屬Na質(zhì)特征較為符合(張旗等, 2001); ②巖石的Nb/Ta值在11.74～12.90之間, 與地幔值(17.39～17.78)相差較大, 更接近地殼值(10.91; Rudnick, 1995), 表明其主要起源于地殼物質(zhì)的熔融, 沒有明顯的幔源物質(zhì)加入; ③巖石具有較低的Hf()值(?7.7～?0.3), 與區(qū)域上中三疊世侵入巖的特征一致, 均落在下地殼區(qū)域內(nèi); 二階段模式年齡在1200～1600 Ma之間(圖8), 與東昆侖地區(qū)中元古代變質(zhì)基底年齡吻合(王國燦等, 2004), 指示其可能來源于下地殼中元古代變質(zhì)基底巖石的部分熔融; ④Sm/Yb、Dy/Yb值可以作為反映造山帶地殼厚度的指標, 高Sm/Yb、Dy/Yb值(Sm/Yb>4、Dy/Yb>2)通常指示源區(qū)殘留相中存在相當數(shù)量的石榴石(Mamain et al., 2010), 反映巖漿起源較深, 存在加厚地殼(石榴石為穩(wěn)定殘留相)。鑫拓斑狀二長花崗巖中具有較高的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殼的部分熔融。此外, 在Mg#SiO2圖解中(圖11a), 鑫拓斑狀二長花崗巖均落在增厚下地殼熔融埃達克巖區(qū)域內(nèi)。

鑫拓斑狀二長花崗巖具有較低的HREE、Y和Yb, 較高的Sr, 暗示在基性下地殼部分熔融過程中有角閃石和石榴子石的殘留。而重稀土元素分餾程度較低、顯示為相對平坦的HREE配分特征說明在埃達克質(zhì)巖漿形成過程中角閃石較石榴子石占據(jù)主導作用(Moyen, 2009)。在巖石成因判別圖解中(圖11b、c), 樣品點均落在角閃巖熔融區(qū)域; (La/Yb)N-YbN圖解中(圖10b), 樣品點均落在10%石榴角閃巖與25%石榴角閃巖區(qū)域內(nèi), 表明鑫拓斑狀二長花崗巖主要源于含石榴子石角閃巖的部分熔融。而實驗研究表明殘留的石榴子石只有在1 GPa條件以上才會出現(xiàn)在熔體中, 大于1.2 GPa(相當于地殼40～50 km深度)條件下才可以和熔體處于平衡狀態(tài)(Rapp and Waston, 1995); 同時已有的研究成果表明, La/Yb比值也可以作為地殼加厚的一個指示劑, 可以用來大致估算地殼的厚度(Chung et al., 2009), 根據(jù)東昆侖地區(qū)中三疊世侵入巖較高的La/Yb比值(20～50)可以大致估算該時期地殼厚度在40～50 km之間(圖11d), 存在有一定的地殼加厚。此外, Mg#值常作為判斷地幔相互作用是否存在的一個有用指標, 不管熔融程度如何, 基性下地殼熔融具有低Mg#(<40)特征, 而當Mg#>40時, 則表明有地幔成分的參與(Rapp and Watson, 1995); 鑫拓斑狀二長花崗巖中較低的Mg#(34～39)表明其主要來源于純地殼物質(zhì)的部分熔融。

同時, 在主量元素哈克圖解中顯示出明顯的Al2O3、TiO2、FeOT、CaO、MgO、P2O5與SiO2的線性負相關(guān)特征, 暗示在演化過程中可能存在長石、黑云母、磁鐵礦、榍石、磷灰石等礦物的分離結(jié)晶。在Ba-Sr、Rb/Sr-Sr、TiO2-Zr和 (La/Yb)N-La圖解中(圖12), 樣品總體表現(xiàn)長石、黑云母、磁鐵礦、榍石、褐簾石、獨居石等礦物分異的特征, 判別結(jié)果與哈克圖解顯示結(jié)論基本一致。

綜合分析認為具有埃達克巖特征的鑫拓斑狀二長花崗巖起源于增厚的古老下地殼含石榴子石角閃巖的部分熔融, 且在巖漿形成演化過程中, 經(jīng)歷了一定程度的分離結(jié)晶作用, 如黑云母、榍石、磁鐵礦、磷灰石、堿性長石等, 但未發(fā)生明顯的殼?；旌?。

(a) Mg#-SiO2 (據(jù)Hou et al., 2004); (b) Nb/Ta-Zr/Sm (據(jù)Foley et al., 2002); (c) (Na2O+K2O)/(MgO+FeOT+TiO2)-(Na2O+K2O+MgO+FeOT+TiO2)(據(jù)Kaygusuz et al., 2008); (d) La/Yb-年齡(據(jù)Chung et al., 2009)。圖例及數(shù)據(jù)來源同圖5。

4.3 成巖構(gòu)造背景及其地質(zhì)意義

晚古生代?早中生代古特提斯洋構(gòu)造演化是東昆侖地區(qū)最強烈、最完整的一次造山旋回活動(莫宣學等, 2007; 馬昌前等, 2015)。區(qū)域上二疊統(tǒng)格曲組與下伏石炭系浩特洛哇組之間的不整合面以及格曲組底部發(fā)育的同構(gòu)造海相磨拉石組合都標志著古特提斯洋從晚二疊世開始發(fā)生北向俯沖(李瑞保等, 2012)。然而, 關(guān)于古特提斯洋的閉合時限, 目前仍存在爭議(郭正府等, 1998; 袁萬明等, 2000; Liu, 2005; 莫宣學等, 2007; Yuan et al., 2009; 熊富浩, 2014)。

學者們認為與俯沖相關(guān)的巖漿巖形成于270～ 240 Ma之間(陳國超, 2014; 熊富浩, 2014; 李瑞保等, 2018; 陳國超等, 2020)。例如, Xiong et al. (2012)獲得東昆侖中段諾木洪巖體及其中鎂鐵質(zhì)包體形成年齡為263～261 Ma, 認為其為古特提斯洋北向俯沖環(huán)境下殼?；旌献饔玫漠a(chǎn)物; 李瑞保等(2018)獲得東昆侖東段烏妥花崗巖體形成時代為248～245 Ma, 認為其形成于與古特提斯洋向北俯沖相關(guān)的陸緣弧構(gòu)造環(huán)境。隨后在240 Ma左右進入俯沖末期并開始局部的碰撞造山, 即240 Ma左右為洋殼北向俯沖向同碰撞發(fā)生轉(zhuǎn)換的時限。故在東昆侖地區(qū)此階段形成的巖漿巖的構(gòu)造背景較為復雜, 既有產(chǎn)出于俯沖環(huán)境, 如東昆侖西段的灶火地區(qū)花崗巖(約243 Ma, 菅坤坤等, 2017)、中東段的朝火鹿陶勒蓋花崗閃長巖(242 Ma,陳功等, 2016)、東段的按納格角閃輝長巖(242 Ma, 趙旭等, 2018)等; 也有產(chǎn)出于同碰撞環(huán)境下, 如東段的哈森鉀長花崗巖(239 Ma)、香日德鉀長花崗巖(236 Ma)等, 來源于地殼物質(zhì)的部分熔融, 沒有明顯幔源物質(zhì)的加入(熊富浩, 2014; 何成等, 2018); 同時亦還有產(chǎn)出于俯沖向同碰撞轉(zhuǎn)換過渡環(huán)境的花崗巖, 如中東段的五龍溝英云閃長巖(242 Ma)和東段的扎瑪休瑪正長花崗巖(240.3 Ma)(國顯正等, 2018, 2019)。隨著構(gòu)造巖漿活動的繼續(xù)演化, 于晚三疊世早期(230 Ma左右), 東昆侖地區(qū)開始進入后碰撞伸展階段, 形成了大量后碰撞環(huán)境巖漿巖, 包括一些后碰撞環(huán)境普通花崗巖、埃達克質(zhì)巖漿巖及A型花崗巖等。例如, 許慶林等(2014)獲得東昆侖西段莫河下拉地區(qū)花崗斑巖成巖年齡為222 Ma, 并認為其為后碰撞伸展環(huán)境下上地殼變質(zhì)雜砂巖部分熔融的產(chǎn)物; 陳國超等(2017)對東昆侖東段香加南山花崗巖基中加魯河中基性巖體展開研究, 測得其形成年齡為220 Ma, 認為其形成于古特提斯演化的后碰撞階段, 幔源巖漿底侵作用使下地殼發(fā)生部分熔融并經(jīng)歷殼幔巖漿混合而成; 陳國超等(2013a)獲得東昆侖東段和勒岡希里克特埃達克質(zhì)花崗巖成巖年齡為225 Ma, 熊富浩(2014)測得香日德埃達克質(zhì)斑狀花崗閃長巖形成時代為223 Ma, 這兩者均為后碰撞伸展環(huán)境下, 由增厚的鎂鐵質(zhì)下地殼部分熔融并發(fā)生一定程度的殼?；旌隙? 高永寶等(2014)獲得東昆侖祁漫塔格野馬泉礦區(qū)斑狀石英二長閃長巖和正長花崗巖成巖年齡分別為219 Ma和213 Ma, 均顯示弱過鋁質(zhì)A型花崗巖的特征, 推斷為古特提斯洋演化的后碰撞階段, 由地幔底侵古老陸殼, 幔源基性巖漿與殼源花崗質(zhì)巖漿發(fā)生不同程度混合作用而成。綜合區(qū)域內(nèi)巖漿巖特征表明, 于晚二疊世開始,古特提斯洋開始北向俯沖; 于中三疊世中晚期 (240 Ma左右), 開始局部的陸(弧)陸碰撞; 自晚三疊世早期(230 Ma左右)開始, 東昆侖地區(qū)進入陸陸后碰撞及板內(nèi)伸展階段; 暗示古特提斯洋完全閉合時限應該為中三疊世晚期?晚三疊世早期(240～230 Ma之間)。

鑫拓斑狀二長花崗巖形成于中三疊世中晚期, 鋯石U-Pb年齡為240.5 Ma, 處于古特提斯洋向北部陸塊俯沖轉(zhuǎn)換為同碰撞構(gòu)造背景。巖石相對富集大離子親石元素、虧損高場強元素, 具有俯沖環(huán)境下弧巖漿巖的特征, 而鋯石Hf同位素指示巖漿源區(qū)主要源于地殼物質(zhì)部分熔融、沒有明顯幔源物質(zhì)的加入, 與同碰撞花崗巖來源特征較為相似。故鑫拓斑狀二長花崗巖總體出一定的表現(xiàn)出俯沖與同碰撞雙重特性, 與其俯沖向同碰撞轉(zhuǎn)換的構(gòu)造背景較為吻合。在Nb-Y圖解中(圖13a), 鑫拓斑狀二長花崗巖等鑫拓?五龍溝地區(qū)中三疊世侵入巖均投在火山弧與同碰撞花崗巖區(qū)域內(nèi); 在2-1圖解中(圖13b), 所有樣品點落入碰撞前消減地區(qū)花崗巖與同碰撞花崗巖區(qū)域內(nèi), 且呈現(xiàn)出明顯的由碰撞前向同碰撞花崗巖過渡的趨勢, 表明中三疊世五龍溝?鑫拓地區(qū)處于由俯沖向同碰撞轉(zhuǎn)換的構(gòu)造環(huán)境。綜合分析認為, 中三疊世中晚期(～240 Ma), 古特提斯洋正處于北向俯沖的末期、陸(弧)陸局部初始碰撞造山階段, 洋盆也僅處于局部閉合狀態(tài), 同時也暗示古特提斯洋完全閉合的時間應晚于240 Ma。

礦物代號: P1. 斜長石; Bt. 黑云母; Kfs. 堿性長石; Hb. 普通角閃石; Cpx. 單斜輝石; Opx. 斜方輝石; Mgt. 磁鐵礦; Tit. 榍石; Allan. 褐簾石; Ap. 磷灰石; Zr. 鋯石; Mon. 獨居石。

在沉積特征上, 東昆侖地區(qū)出露較廣的中三疊統(tǒng)安尼階鬧倉堅溝組主體為一套淺海相沉積地層, 僅在局部地區(qū)出露的拉丁階希里可特組為海陸過渡相沉積, 二者間存在微角度不整合, 說明中三疊世中晚期東昆侖處于洋殼俯沖末期、陸(弧)陸開始局部差異性抬升階段(李瑞保等, 2012), 一些區(qū)域升高, 缺失沉積地層或接受少量陸相沉積, 一些地區(qū)相對下降, 保留有一定的海相沉積。此外, 在三疊紀期間, 東昆侖地區(qū)還存在另一個規(guī)模較大且十分重要的不整合面, 即上三疊統(tǒng)八寶山組與下伏地層間的角度不整合面, 上覆的八寶山組主體為一套陸相河湖沉積地層。這種由海相→海陸過渡相→陸相沉積的轉(zhuǎn)變以及大規(guī)模不整合面的存在, 反映在中?晚三疊世期間區(qū)域構(gòu)造背景發(fā)生了根本性轉(zhuǎn)變, 即洋殼已經(jīng)俯沖消減完畢, 洋盆完全閉合, 構(gòu)造背景由陸(弧)陸局部初始碰撞轉(zhuǎn)變?yōu)槿娲笠?guī)模碰撞。

在構(gòu)造變形方面, 以八寶山組和鬧倉堅溝組之間角度不整合面為界, 界面之上的八寶山組地層變形相對較弱, 以寬緩?平緩褶皺為主, 界面之下鬧倉堅溝組地層構(gòu)造變形強烈, 以緊閉?同斜褶皺為主, 發(fā)育逆沖斷裂構(gòu)造和軟弱巖層的透入性軸面劈理構(gòu)造(劉智剛, 2011)。不整合面之下強烈變形應為中三疊世晚期?晚三疊世早期存在強烈碰撞造山構(gòu)造的表現(xiàn), 也暗示古特提斯洋于中三疊世晚期?晚三疊世早期期間閉合完全, 開始大規(guī)模碰撞造山。

此外, 本文以時間線為基準, 綜合東昆侖地區(qū)地層沉積特征及區(qū)內(nèi)晚古生代?早中生代巖漿巖特征, 編制了簡要的地層沉積?構(gòu)造?巖漿活動關(guān)系圖(圖14), 顯示晚古生代?早中生代東昆侖地區(qū)演化主要經(jīng)歷了3個階段: 270～240 Ma古特提斯洋北向俯沖; 240～230 Ma古特提斯洋俯沖?碰撞轉(zhuǎn)換及同碰撞造山階段; 230～200 Ma陸陸后碰撞及構(gòu)造伸展階段。指示古特提斯閉合時間應介于240～230 Ma之間, 即中三疊世晚期?晚三疊世早期。

綜上所述, 本文認為古特提斯洋完全閉合的時間為中三疊世晚期?晚三疊世早期, 而在中三疊世中晚期(～240 Ma), 東昆侖正處于洋殼北向俯沖的末期、陸(弧)陸局部初始碰撞造山階段。在該構(gòu)造背景下, 由增厚的古老下地殼含石榴子石角閃巖部分熔融形成的初始巖漿經(jīng)歷一定的分離結(jié)晶演化作用, 并最終侵位形成鑫拓斑狀二長花崗巖體。

(a) Nb-Y (據(jù)Pearce et al., 1984) 圖中: WPG. 板內(nèi)花崗巖; ORG. 洋脊花崗巖; VAG. 火山弧花崗巖類; syn-COLG. 同碰撞花崗巖。(b) R2-R1 (據(jù)Batchelor and Bowden, 1985)。圖中: ①幔源花崗巖; ②板塊碰撞前消減地區(qū)花崗巖; ③板塊碰撞后隆起花崗巖; ④造山晚期花崗巖; ⑤非造山A型花崗巖; ⑥同碰撞花崗巖; ⑦造山期后A型花崗巖。圖例及數(shù)據(jù)來源同圖5。

地層沉積特征引自李瑞保等, 2012。區(qū)域巖漿巖年齡及特征據(jù)Xiong et al., 2012; 熊富浩, 2014; 陳國超, 2014; 陳功等, 2016; 國顯正等, 2018; 何成等, 2018; 李瑞保等, 2018; 張宇婷, 2018; 陳國超等, 2019, 2020。

5 結(jié) 論

(1) 鑫拓斑狀二長花崗巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為240.5±1.2 Ma, 形成時代為中三疊世中晚期。

(2) 鑫拓斑狀二長花崗巖具有高SiO2、Al2O3含量以及較低K2O/Na2O值和Mg#, 在微量元素上富集大離子親石元素Rb、K、Pb、Sr, 強烈虧損高場強元素Nb、Ta、P、Ti, 以及明顯的輕重稀土元素分異、微弱的負Eu異常; 成因類型上屬于高鉀鈣堿性I型花崗巖; 同時, 巖石高Sr、低Y和Yb, 具有較高的Sr/Y與La/Yb值, 屬于埃達克質(zhì)巖范疇。

(3) 全巖地球化學及鋯石Hf同位素特征表明鑫拓斑狀二長花崗巖形成于由俯沖向同碰撞轉(zhuǎn)換的構(gòu)造背景, 源于增厚的古老下地殼含石榴子石角閃巖的部分熔融, 且在巖漿形成演化過程中, 經(jīng)歷了一定程度的分離結(jié)晶作用, 但未發(fā)生明顯的殼幔混合。

(4)鑫拓斑狀二長花崗巖巖石成因表明中三疊世中晚期(～240 Ma), 東昆侖地區(qū)正處于洋殼北向俯沖的末期、陸(弧)陸局部初始碰撞造山階段, 指示古特提斯洋完全閉合的時間應晚于240 Ma, 為中三疊世晚期?晚三疊世早期。

感謝周紅智博士、詹小飛博士、劉顏博士等人在野外工作及論文撰寫過程中提供的幫助與指導, 同時, 特別感謝中國地質(zhì)大學(武漢)馬昌前教授和長安大學裴先治教授提出的寶貴修改意見, 使本文內(nèi)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

國家自然科學基金項目(41772071)資助。

曾閏靈(1995–), 男, 碩士研究生, 礦產(chǎn)普查與勘探專業(yè)。Email: zengrl_jx@163.com