東昆侖群力地區晚泥盆世A型花崗巖的年代學、地球化學和構造意義

2019-04-09 02:38:20劉雷錢燁孫豐月李予晉顧焱張建平

世界地質 2019年1期

劉雷，錢燁,2，孫豐月,2，李予晉,2，顧焱，張建平

1.吉林大學地球科學學院，長春130061；2.國土資源部東北亞礦產資源評價重點實驗室，長春130061；3.青海省第三地質礦產勘查院，西寧810029

0 引言

A型花崗巖最早被定義為貧水(anhydrous)、堿性 (alkaline)以及非造山(anorogenic)的花崗巖[1]，它是形成于伸展環境下的一種特殊的巖石。一直以來，國內外學者對A型花崗巖關注密切，并從其巖石地球化學特征、巖石成因及地球動力學等方面進行了深入研究。從A型花崗巖形成的構造背景來講，它既有可能形成于板內的伸展環境，也有可能形成于碰撞后板塊邊緣的伸展環境[2,3]。因此，A型花崗巖可以作為判斷造山事件起始的重要巖石學標志[4]。

東昆侖造山帶地處青藏高原的北部柴達木盆地南緣，位于南北中國板塊群之間，是中央造山帶的重要組成部分[5,6]，同時也是一條巨型的巖漿巖帶[7](圖1)。該造山帶主要出露大量的早古生代和晚古--早中生代兩個時期的侵入巖，早古生代對應了始特提斯洋的構造演化，晚古生代--早中生代的侵入巖對應了古特提斯洋的構造演化?，F已有研究表明,在早寒武世之前,東昆侖應該已經發生了始特提斯洋的打開和擴張[8,9]。從寒武世末期開始，東昆侖地區陸續出現一系列與俯沖作用有關的巖漿事件與變質事件。例如，在東昆侖都蘭可可沙地區發現了515 Ma左右的具有俯沖性質的石英閃長巖[10]；在東昆侖祁漫塔格山鴨子泉地區發現了480 Ma島弧閃長巖[11]；在東昆侖清水泉地區發現了438 Ma的鎂鐵質輝綠巖脈，可能代表了東昆侖始特體斯洋殼俯沖最晚的巖漿記錄[12]；許榮華等在東昆侖萬寶溝溝頭地區發現了412.6 Ma的碰撞型二云母花崗巖，表明晚志留世—早泥盆世時期始特提斯洋盆已經閉合[13]；在東昆侖冰溝地區發現了代表伸展背景的A2型正長花崗巖，是目前東昆侖地區報道的時代最晚的古生代A型花崗巖，年齡為391±3 Ma，它的出現標志著中泥盆世時期東昆侖始特提斯洋構造演化的徹底終結和和古特提斯洋構造演化的嶄新開始[14]。本研究在東昆侖造山帶昆北裂陷帶群力地區發現了代表始特提斯洋閉合后伸展的A型花崗巖，在野外地質調查的基礎上，對該套巖石進行了LA--ICP--MS鋯石U--Pb年代學和巖石地球化學特征研究，結合區域地質背景分析，探討其巖石成因及形成的構造環境，從而對始特提斯洋的構造演化進行了新的限定與制約。

圖1 東昆侖造山帶大地構造位置圖Fig.1 Tectonic location map of eastern Kunlun orogenic belt

1 地質概況及樣品特征

群力正長花崗巖體位于昆北地體中(圖1)。該區構造運動復雜且強烈，先后經歷了海西期、印支期和燕山期構造運動，發育有不同規模和力學性質的構造，區域上的主體構造線為NWW向斷裂構造，其控制著各個時代地層的分布和各期次巖漿巖的侵入[15]。

研究區內主要出露地層為元古界金水口群白沙河巖組，其巖石類型主要為混合片麻巖、大理巖、變質石英巖、角巖和矽卡巖。第四紀主體分布于研究區中東部，為風成沙堆積而成。區內巖漿侵入活動較強烈，以華力西期為主，主要巖石類型包括花崗巖、細粒閃長巖、花崗閃長巖和閃長巖等，巖體在區內呈條帶狀、不規則巖珠狀分布，巖體長軸方向與區域構造線基本一致；印支期侵入巖受NEE向構造控制，以酸性巖為主；燕山期侵入巖呈不規則長條狀巖株零星產出(圖2)。

本次研究的花崗巖采樣位置如圖2所示，巖性為正長花崗巖。巖石手標本為淺肉紅色，花斑結構，塊狀構造(圖3a)。主要礦物組合為石英(30%)+鉀長石(45%～50%)+斜長石(15%)+黑云母(5%～10%)。鏡下表現為石英呈自形--半自形粒狀，粒徑約0.2～1.0 mm；鉀長石呈半自形板狀，粒徑約0.5～0.8 mm；斜長石呈半自形板狀，粒徑約0.3～0.8 mm；黑云母呈片狀，粒徑約在0.2～0.5 mm(圖3b)。

2 分析方法

選擇新鮮無蝕變的正長花崗巖體露頭,采集10 kg重的原巖樣品用于鋯石分選。鋯石分選與制靶工作在廊坊市宏信地質勘查技術服務有限公司完成。將新鮮無蝕變的樣品用機械粉碎研磨至約100目，隨后利用礦物介電分選儀進行電選和磁選，分選出鋯石礦物。

鋯石U--Pb同位素定年在國土資源部東北亞礦產資源評價重點實驗室利用LA--ICP--MS完成。工作時激光束斑直徑為32 μm，以He作為剝蝕物質的載氣，剝蝕樣品深度為20～40 μm。鋯石年齡以國際標準鋯石91500作為外標，以NIST SRM610作為元素含量的外標，29Si作為元素含量的內標。利用Glitter軟件計算同位素比值及元素的含量。利用Isoplot程序計算年齡及諧和圖的繪制，普通鉛校正使用Andersen[16]程序完成。群力正長花崗巖LA--ICP--MS U--Pb年齡分析結果見表1。

全巖的主量元素、稀土元素和微量元素均由國土資源部東北亞礦產資源評價重點實驗室測定。全巖的主量元素采用X--射線熒光光譜儀測定，相對標準差為2%～5%。微量和稀土元素采用電感耦合等離子質譜分析法測定，微量與稀土元素的分析精度控制在元素含量>1×10-6，誤差<5%；元素含量<1×10-6者，誤差<10%。主量和微量元素分析結果見表2。

3 分析結果

3.1 鋯石U--Pb年齡

群力正長花崗巖樣品的鋯石在陰極發光圖像中呈自形--半自形短柱狀，長寬比1∶1～3∶1,粒徑約60～150 μm。所測鋯石內部結構清晰，具有明顯的巖漿振蕩環帶結構(圖4)，鋯石U/Th比變化范圍為0.43～0.78(表1)，表明巖漿成因。對其中18顆鋯石進行 LA--ICP--MS U--Pb年齡分析，數據列于表1。結果顯示18個鋯石分析點集中分布在諧和線上(圖5a)，206Pb /238U年齡集中在373～383 Ma之間，加權平均年齡為376.2±2 Ma(n=18，MSWD = 0.25；圖5b) ，表明群力正長花崗巖的結晶年齡，暗示其為晚泥盆世巖漿活動的產物。

3.2 主量、微量元素

群力花崗巖主量元素組成具有如下特點：①富硅，SiO2=74.61%～77.85%；②高鉀，K2O=3.64%～4.52%，K2O/Na2O平均值為1.09，在SiO2-K2O中樣品落入高鉀鈣堿性巖石系列(圖6a)；③富堿，K2O+Na2O=7.03%～7.94%；④鋁含量適中，Al2O3=10.89%～12.18%；⑤貧鈣，CaO=0.50%～1.01%；適中的鋁飽和指數(A/CNK=0.84～1.09<1.1),在A/CNK-A/NK圖解中整體顯示準鋁質--弱過鋁質性質(圖6b)；低鐵(FeOT=1.61%～2.37%)、低鈦(TiO2=0.13%～0.15%)、低鎂(MgO=0.06%～0.20%)。

1.第四系；2.元古界金水口群混合片麻巖；3.金水口群元古界大理巖；4.元古界矽卡巖；5.華力西期花崗巖；6.華力西期花崗閃長巖；7.華力西期閃長巖;8.閃長玢巖脈;9.角閃巖脈；10.采樣位置圖2 研究區地質簡圖Fig.2 Geological sketch map of study area

圖3 群力正長花崗巖巖體野外露頭(a)及顯微鏡下照片(b)Fig.3 Outcrop photos(a)and photomicrographs(b)of Qunli syenogranite

群力正長花崗巖的微量元素特征：①稀土元素總量ΣREE較高(ΣREE=291.20×10-6～408.35×10-6)，且輕重稀土分餾明顯(ΣLREE/ΣHREE=5.27～7.94，(La/Yb)N=4.68～8.17)。在球粒隕石標準化稀土元素配分圖中表現為明顯的右傾特征(圖7a)；②強烈的負Eu異常(Eu/Eu*=0.08～0.09；圖7a)；③相對富集Rb、Th、U、K、Zr等大離子親石元素，其中Rb含量為139.8×10-6～179.2×10-6，Zr含量為524.6×10-6～648.2×10-6(圖7b)；④明顯虧損Ba、Nb、Ta、Sr、P、Ti(圖7b)；⑤高鎵含量(Ga=22.86×10-6～27.06×10-6)。富集高場強元素組合(Zr+Ce+Nb+Y=720×10-6～891×10-6)。

表2 群力正長花崗巖主量(%)，微量元素(10-6)分析結果Table 2 Major elements(%)and trace elements(10-6) data for Qunli syenogranite

圓圈數字代表U--Pb分析點，編號同表 1.圖4 群力正長花崗巖中鋯石陰極發光圖像Fig.4 CL images of zircons from Qunli syenogranite

圖5 群力正長花崗巖中鋯石的U--Pb年齡諧和圖 (a) 和加權平均年齡 (b)Fig.5 Diagrams of U--Pb concordia (a) and weighted average ages (b) of zircons from Qunli syenogranite

圖6 群力正長花崗巖的K2O-SiO2圖解 (a);群力正長花崗巖的A/NK-A/CNK圖解 (b)Fig.6 Diagram of K2O-SiO2 (a) and A/NK-A/CNK (b) for Qunli syenogranite

圖7 群力正長花崗巖稀土元素球粒隕石標準化配分曲線圖 (a)及微量元素原始地幔標準化蛛網圖(b)Fig.7 Chondrite normalized REE distribution patterns (a) and primitive mantle normalized trace element spider diagrams (b) of Qunli syenogranite

4 討論

4.1 巖石成因

花崗巖按照源巖的性質不同可分為I型、S型和M型。群力正長花崗巖較高的K2O含量(3.64%～4.52%>1%)，這與M型花崗巖特征明顯不一；較低的Al2O3(10.89%～12.18%)和P2O5(=0.01%)含量，且鏡下觀察未見白云母、石榴石等過鋁質礦物，使得其和S型花崗巖一般特征相背離[17]。

除此之外還有一類堿性(alkaline)、貧水(anhydrou)和非造山(anorogenic)的花崗巖被稱為A型花崗巖[1]。與A型花崗巖相比較，群力正長花崗巖在如下幾點與之有相似之處：①較高的全堿及K2O含量；②較高的稀土總量；③較高的高場強元素組合(Zr+Ce+Nb+Y)；④相對富集大離子親石元素(Rb、Th、U、K、Zr)；⑤較低的TiO2、MgO、P2O5和CaO含量，且相對虧損Ba、Sr、P、Ti；⑥較高的Ga含量與較低的Al2O3含量導致的高Ga/Al比值。在104×Ga/Al-(Na2O+K2O) (圖8a)、104×Ga/Al-(FeOT/MgO)(圖8b)、104×Ga/Al-Zr (圖8c)、以及在高場強元素組合(Zr+Nb+Ce+Y)/(FeOT/MgO) (圖8d) 圖解中，均落入A型花崗巖區域。除此之外，群力正長花崗巖還具有高的鋯石飽和溫度(991℃～1 201℃)的特征，這使得其和I型花崗巖的低鋯石飽和溫度(< 800℃)[18]相去甚遠，與典型的A型花崗巖相一致。另外，群力正長花崗巖鋯石的CL圖像中也未識別出繼承鋯石，其鋯石飽和溫度可以代表初始巖漿的最低溫度[19]，即其源自高溫巖漿(>1 201℃) 。綜上所述，筆者認為群力花崗巖屬A型花崗巖。

關于A型花崗巖的巖石成因，至今未達成共識，目前國內外學者提出的成因模式至少有9種[20]，主要歸納為3種：①A型花崗巖的成因與地幔作用有關[21]；②A型花崗巖的成因與地殼作用有關[22,23]；③A型花崗巖由幔源巖漿與殼源巖漿相互作用形成[24,25]。

群力正長花崗巖樣品的Rb/Nb比值為6.70～8.13，K/Nb比值為1 622～2 197，它們與地殼相應比值(5.36～6.55和1 498～2 976)較為接近，明顯高于地幔相應比值(0.24～0.89和249～349)[26]；樣品中Nb含量20.55×10-6～23.18×10-6，平均值為21.47×10-6，Ta含量1.34×10-6～1.55×10-6，平均值為1.45×10-6，與地殼巖石中Nb、Ta(Nb=8×10-6～11.5×10-6±2.6×10-6，Ta=0.7×10-6～0.92×10-6±0.12×10-6)[27]相比含量略高，巖石的Nb/Ta比值為13.29～15.66，平均為14.82，與陸殼巖石Nb/Ta值[28]較為接近，而低于原始地幔的Nb/Ta比值(17.5±2.0)[29]。14組正長花崗巖樣品在原始地幔標準化蛛網圖中都顯示出強烈的Ba虧損，與高成熟度陸殼巖石的特征一致[30]。綜上所述，筆者推測本區的A型花崗巖并非由幔源巖漿的分離結晶作用形成，很有可能是早期地殼物質部分熔融的產物。

圖8 群力正長花崗巖樣品 104×Ga/Al-(Na2O+K2O) (a);104×Ga/Al-(FeOT/MgO)(b);104×Ga/Al-Zr (c);(Zr+Nb+Ce+Y)/(FeOT/MgO) (d) 圖解[2]Fig.8 104×Ga/Al-(Na2O+K2O) (a),104×Ga/Al-(FeOT/MgO)(b),104×Ga/Al-Zr (c) and(Zr+Nb+Ce+Y)/(FeOT/MgO)(d) diagrams of Qunli syenogranite

圖9 群力正長花崗巖的(Y+Nb)-Rb (a)和Y-Nb (b) 圖解[31]Fig.9 (Y+Nb)-Rb (a) and Y-Nb (b) diagram of Qunli syenogranite

4.2 構造背景

群力正長花崗巖樣品在(Y+Nb)-Rb和Y-Nb構造環境判別圖解中(圖9)，所有樣品均投入板內環境區域；在Nb-Y-3×Ga圖解和Nb-Y-Ce圖解中(圖10)，群力花崗巖樣品全部投入A2型花崗巖區域內，暗示其形成于造山后的構造環境，巖石為地殼部分熔融的產物[32]，這與成因類型分析結果一致。

圖10 群力正長花崗巖的Nb-Y-3×Ga圖解 (a) 和Nb-Y-Ce圖解 (b)Fig.10 Nb-Y-3×Ga (a) and Nb-Y-Ce (b) diagram of Qunli syenogranite

東昆侖造山帶記錄了始特提斯洋從打開、擴張、消減到最后閉合的整個過程[33]。隨著人們對東昆侖地區早古生代侵入巖研究不斷的深入，許多學者針對始特提斯洋的打開、擴張、消減以及閉合時間[34,35]，給出了一些較為明確的巖石學和年代學等方面的證據。已有的研究顯示，在早泥盆時期，東昆侖出現了大量的由擠壓向伸展轉換的巖漿事件，這些巖漿事件發生的時間集中在413～394 Ma[14,36]。近幾年來，東昆侖地區陸續發現出露的A2型花崗巖，夏日哈木地區正長花崗巖和冰溝地區正長花崗巖的形成年代均為391 Ma，是目前東昆侖地區報道的時代較晚的古生代A型花崗巖，表明在早泥盆世時期，東昆侖地區已經由碰撞擠壓環境轉向造山后伸展環境[14,37]。本次研究結果表明，群力A型花崗巖形成時間為晚泥盆世(376.2±2 Ma)，結合巖石地球化學特征和構造背景，顯示出A2型花崗巖的特征，表明群力花崗巖形成于造山后的伸展構造背景，這一結果將始特提斯洋閉合后的伸展作用時間從從前人研究[14]的中泥盆世延長到晚泥盆世。