帕米尔东北缘穷阿木太克岩体年代学、地球化学特征及地质意义

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曾忠诚, 吝路军, 朱海平, 等. 帕米尔东北缘穷阿木太克岩体年代学、地球化学特征及地质意义[J]. 吉林大学学报(地球科学版), 2016, 46(1): 119-134 复制到剪切板

Zeng Zhongcheng, Lin Lujun, Zhu Haiping, et al, Peng Jianming. Geochronological and Geochemical Characteristics and Tectonic Implications of Qiong' Amutaike Pluton in Northeastern Pamir[J]. Journal of Jilin University(Earth Science Edition), 2016, 46(1): 119-134. 复制到剪切板

帕米尔东北缘穷阿木太克岩体年代学、地球化学特征及地质意义

曾忠诚¹, 吝路军², 朱海平¹, 刘明², 梁斌², 高倩倩², 彭建明¹

1. 陕西省地质调查中心, 西安 710016;
2. 长安大学地球科学与资源学院, 西安 710054

收稿日期: 2015-04-25

基金项目: 中国地质调查局项目(1212010880305,1212011120533,12120114081901)

作者简介: 曾忠诚(1983),男,工程师,主要从事区域地质调查及构造地质方面的研究工作,E-mail:zhongchengzeng@gmail.com

摘要: 分布于帕米尔东北缘羌塘地块上的穷阿木太克岩体,与班公湖怒江洋的闭合有着密切关系。岩体主要由英云闪长岩、花岗闪长岩和二长花岗岩组成。LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果显示,穷阿木太克岩体的形成年龄为(107.0±1.2) Ma(MSWD=0.55),属于早白垩世晚期。地球化学结果显示,主量元素具有富Ca、富K、富碱等特点,岩石Al含量较高,为弱过铝质花岗岩系列,具典型的钙碱性特征。稀土元素具有轻稀土富集、重稀土亏损的右倾型特征,并显示弱的负铕异常。微量元素表现出大离子亲石元素Rb、Th、U、K高度富集和高场强元素Nb、Ta、Ti、Hf强烈亏损。岩石在成因上可能是地壳下部基性岩石经熔融或部分熔融作用形成的。结合本区所处的构造环境,早白垩世晚期穷阿木太克岩体可能形成于羌塘地块与冈底斯地块之间同碰撞(挤压环境)向碰撞后(伸展环境)的转化阶段,为后造山花岗岩类,岩石系列从早到晚由中钾钙碱性系列向钾玄岩系列演化。

关键词: 帕米尔东北缘穷阿木太克岩体锆石U-Pb年代学地球化学

Geochronological and Geochemical Characteristics and Tectonic Implications of Qiong' Amutaike Pluton in Northeastern Pamir

Zeng Zhongcheng¹, Lin Lujun², Zhu Haiping¹, Liu Ming², Liang Bin², Gao Qianqian², Peng Jianming¹

1. Shaanxi Center of Geological Survey, Xi'an 710016, China;
2. Faculty of Earth Science and Resources, Chang'an University, Xi'an 710054, China

Supported by Geological Survey Projects of China Geological Survey (1212010880305, 1212011120533, 12120114081901)

Abstract: Qiong' amutaike pluton located at Qiangtang block in the northeastern Pamir has a close relationship with Bangong Lake-Nujiang suture zone. The granitic rocks are composed mainly of tonalite, granodiorite, and monzogranite. The zircon U-Pb SHRIMP dating of Qiong' amutaike pluton yields the concordant age of (107.0±1.2) Ma (MSWD=0.55), indicating a Late Early Cretaceous. The geochemical analysis shows that the major elements are characterized by high CaO (2.08%-4.21%), K₂O (2.16%-5.13%), alkali (K₂O+Na₂O=5.19%-8.00%), and slightly high Al₂O₃ (13.79%-16.62%), suggesting that the granites belong to the typical calc-alkaline series. The samples are enriched in LREE (light rare earth elements) and depleted of HREE (heavy rare earth elements) with slight Eu anomalies (δEu=0.51-0.76). The chondrite normalized REE pattern curve shows right-sloping type. The trace element studies demonstrate an enrichment of Rb, Th, U, K and depletion of Nb, Ta, Ti, and Hf. The granites might be the product of basic rocks from melting or partial melting of the lower crust. Based on the tectonic environment of the region, we suggest that Qiong' amutaike pluton and evolved into the rich-potassium series from the mid-potassium calc-alkali rock series, generated in a transitional setting of syn-collisional (compressional) and post-collisional (extensional), indicating the collision between Qiangtang massif and Gangdisi massif. These rocks are post-orogenic granites.

Key words: Northeastern Pamir Qiong' amutaike pluton zircon U-Pb geochronology geochemistry

0 前言

帕米尔东北缘，处于古亚洲构造域和特提斯构造域的重叠部位，因而具有复杂的构造演化史^[1]。从地质历史演化至今，构造活动十分活跃，是研究青藏高原与特提斯演化、岩石圈结构和板块运动的极好场所^[2]。班公湖——怒江缝合带是青藏高原中部一条重要的板块边界^[3]，也是冈瓦纳和欧亚大陆两大板块汇聚的场所^{[4, 5, 6, 7]}，其复杂的构造演化历史使得有关该缝合带的许多重要地质问题一直存在较大的争论。关于俯冲方向的问题：部分学者认为是向北的南羌塘地块之下俯冲^{[8, 9]}；部分学者认为是向南的冈底斯地块之下俯冲^{[3, 10, 11]}；也有学者认为是向南、向北两个方向同时作用的^{[12, 13, 14]}。关于班公湖——怒江中特提斯洋盆闭合及冈底斯——羌塘地块碰撞的时间问题，Kapp等^[8]根据沉积地层的掩盖关系,把班公湖——怒江洋盆的闭合时间限定在侏罗纪末——白垩纪初，即145 Ma前后；曹圣华等^[14]认为早垩世晚期冈底斯地块与南羌塘地块发生陆陆碰撞，晚白垩世在陆陆碰撞后续的陆内俯冲挤压构造环境下，残余海盆地消失，进入陆内造山阶段；陈玉禄等^[15]通过对缝合带中段去申拉组火山岩的研究，获得年龄为早白垩世(126 Ma)，认为其为碰撞造山的产物；朱弟成等^[16]和鲍佩声等^[17]在缝合带中段蛇绿岩的年代学研究的基础上，认为洋盆的闭合时间为早白垩世(132~110 Ma)；曲晓明等^[18]对缝合带中段碰撞后A型花岗岩研究基础上，推测班公湖——怒江中特提斯洋盆的闭合时间至少应该在白垩纪初；王春英等^[19]认为甜水海地区白垩纪花岗岩与班公湖——怒江残余洋盆消减、闭合有关，可能记录了羌塘——冈底斯带之间的同碰撞、碰撞后过程。综合前人研究成果，班公湖——怒江洋闭合于晚侏罗世初到早白垩世末，冈底斯地块与羌塘地块之间发生碰撞，同时这一时期也是班公湖——怒江缝合带的重要成矿期；班公湖——怒江带南北两侧在中侏罗世至早白垩世俯冲、消减形成的岩浆弧是重要的成矿带，形成斑岩铜矿、矽卡岩型磁铁矿和热液型多金属矿床；晚白垩世碰撞作用主要形成热液型矿床，也可能存在晚白垩世碰撞阶段的斑岩铜矿^{[20, 21]}。

最近的研究表明，在班公湖——怒江带北侧的南羌塘地块，发育着一条规模巨大的白垩纪花岗岩带，该带与班公湖——怒江洋闭合有着密切联系^{[19, 22]}。但由于自然条件恶劣，使得该带研究程度总体较低，所以本文选取该带中的的穷阿木太克岩体，通过详细的岩石学、地球化学和年代学研究，综合探讨该岩体的成因及形成构造环境，以期为班公湖——怒江中特提斯洋盆闭合及冈底斯——羌塘地块碰撞的时限提供更多的证据。

1 地质背景及岩相学特征

帕米尔东北缘，处于狭义的中央造山带的最西端^[1]，班公湖——怒江结合带、康西瓦断裂、喀喇昆仑断裂以及龙木错——双湖结合带从该区经过，岩浆活动频繁，区内分布着元古宙——新生代不同时代的侵入岩^[19]。前人认为帕米尔东北缘主要出露的白垩纪岩体有明铁盖岩体和红其拉甫岩体^[23]，之后随着1∶25万和1∶5万区域地质调查项目的开展，这些白垩纪花岗岩体又被进一步解体为穷阿木太克岩体、红其拉甫岩体、铁干里克岩体、乌如克岩体、塔吐鲁沟岩体、克打石沟岩体和乔戈里峰岩体^{[19, 22, 24]}。

本文选取的穷阿木太克岩体，位于新疆喀什市塔什库尔干塔吉克自治县明铁盖沟，大地构造位置处于南羌塘地块，岩体侵入于早——中侏罗世龙山组中^①(图 1)。根据野外接触关系和室内鉴定结果，将该岩体从早到晚依次解体为石英闪长岩、英云闪长岩、花岗闪长岩和二长花岗岩侵入体，该岩体主要岩性由早期的片麻状英云闪长岩和稍晚期的花岗闪长岩、片麻状二长花岗岩组成。

1．第四系；2．下[CD1]中侏罗统龙山组；3．志留系温泉沟组；4．晚白垩世二长花岗岩；5．晚白垩世石英闪长岩；6．晚白垩世花岗闪长岩；7．晚白垩世英云闪长岩；8．花岗岩脉；9．辉长岩脉；10．地质界线；11．脉动接触界线；12．采样位置。据脚注①改编。图 1 穷阿木太克岩体地质简图

Fig. 1 Location and setting of Qiong’amutaike pluton in the northeastern Pamir

图选项

① 陕西省地质调查院.1∶5万达布达等四幅区域地质调查报告.西安:中国地质调查局西安地质调查中心,2012.

片麻状英云闪长岩中细粒花岗结构，片麻状构造，矿物成分由斜长石、石英、钾长石和黑云母组成。斜长石体积分数为60%左右，成分为An≈20~30的更长石，呈半自形板状、他形粒状，粒径为0.5~3.0 mm,长轴定向排列分布；石英体积分数占20%~25%，呈他形粒状，粒径为0.5~2.0 mm,杂乱分布；钾长石极少，约占5%以下，为正长石，呈他形粒状散布。黑云母体积分数占10%~15%，呈细片状，大小为(0.1~0.2) mm×(0.5~1.0) mm，多色性为Ng′=棕褐色，Np′=淡黄色，在岩石中呈条纹状定向排列分布。

花岗闪长岩中细粒花岗结构，块状构造，矿物成分由斜长石、钾长石、石英、黑云母和角闪石组成。斜长石体积分数占45%~50%，成分为An≈20~30的更长石，呈半自形板状，粒径为2~5 mm，杂乱分布；钾长石较少，占10%~15%，成分为微斜长石，呈他形粒状，粒径为1~2 mm，杂乱分布；石英体积分数占20%左右，呈他形粒状，粒径为1~3 mm，少数到4 mm左右，杂乱分布；黑云母体积分数高，占15%~20%，呈板状，粒径为2~5 mm，多色性为Ng′=棕色，Np′=浅黄色，杂乱分布，无方向性；角闪石很少，呈半自形粒状，多退变成黑云母，角闪石呈残面状。

片麻状黑云母二长花岗岩变余细粒花岗结构，片麻状构造，矿物成分由斜长石、钾长石、石英和黑云母组成。斜长石体积分数占40%~45%，成分主要是An≈20~30的更长石，少数为中更长石，呈他形粒状，少数呈板状，粒径为0.5~2.0 mm的细粒级，杂乱分布；钾长石体积分数占25%~30%，成分为微斜长石，呈他形粒状，粒径为0.3~2.0 mm，杂乱分布；石英体积分数占20%~25%，呈他形粒状，粒径为0.3~2.0 mm，杂乱分布；黑云母体积分数为5%~10%，呈细片状，大小在0.3 mm×1 mm以下，多已发生绿泥石化，多色性为Ng′=棕色，Np′=淡黄色，定向排列分布。

2 分析方法

在花岗闪长岩侵入体中采集锆石U-Pb定年样品1件，样品编号为D7555-1，岩性为黑云角闪花岗闪长岩，采样点地理坐标为N75°11′23.5″，E37°7′29.2″。采集样品约15 kg，在核工业二○三研究所采用常规方法进行粉碎，并用浮选和电磁选方法进行分选，然后在西北大学大陆动力学国家重点实验室双目镜下挑选出晶形和透明度较好的锆石颗粒，将它们粘贴在环氧树脂表面，待环氧树脂充分固化后，再对其进行抛光至锆石内部暴露。在西北大学大陆动力学国家重点实验室进行反射光、透射光和阴极发光显微照相。通过对反射光、透射光和阴极发光图像分析，选择吸收程度均匀和形态明显不同的区域进行分析。锆石微量元素分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室的LA-ICP-MS仪器上用标准测定程序进行。分析仪器为美国Agilent公司生产的Agilent7500a型四极杆质谱仪和德国Microlas公司生产的Geolas200M型激光剥蚀系统，激光器为193 nm ArF准分子激光器，激光波长为193 nm，束斑为30 μm，频率为8 Hz，能量为70 MJ，采样方式为单点剥蚀。锆石年龄计算采用标准锆石91500作为外标，元素含量采用美国国家标准物质局人工合成硅酸盐玻璃NISTSRM610作为外标，²⁹Si作为内标元素进行校正。数据采集处理采用GLITTER(Version4.0，Mcquaire University)，并采用Andersen软件^[25]对测试数据进行普通铅校正，年龄计算及谐和图绘制采用ISOPLOT(2.49版)软件^[26]完成。详细的实验原理和流程及仪器参见参考文献^[27]。

采集了岩石地球化学样品4件，其中在英云闪长岩侵入体中采集样品2件(编号为D3086/1GS、D3639/1GS)，在花岗闪长岩侵入体中采集样品1件(编号为D7510/1GS)，在二长花岗岩侵入体中采集样品1件(编号为D5029/1GS)。地球化学分析测试均在核工业二○三研究所完成。常量元素用常规湿法、容量法分析，其中烧失量用重量法分析，微量元素用电感耦合等离子体发射光谱法(ICP-AES)分析，稀土元素用电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS)分析。常量元素的分析精度(相对标准差)一般小于1%，微量元素和稀土元素分析精度优于5%。

3 分析结果

3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果

样品D7555-1锆石自形程度较好，棱角状——次棱角状，长宽比多为1.5~3.0，粒径多为110~240 μm，锆石中可见小锆石包裹体(图 2)。锆石内部结构清楚，生长振荡环带结构发育，且锆石Th、U质量分数(表 1)分别为(54.23~349.82)×10^-6和(98.02~426.02)×10^-6，Th/U值为0.50~0.82(岩浆锆石Th/U值一般大于0.4^[28])，表现出典型的岩浆锆石的特征^{[29, 30]}。从各锆石微区测得的稀土元素数据(表 2)来看，除D7555-1-7和D7555-1-10外，其他均显示出LREE亏损、HREE富集(∑LREE/∑HREE=4.06~47.74)和正Ce异常(δCe=1.13~104.85)或弱异常以及负Eu 异常(δEu=0.15~0.24)的REE配分模式(图 3a)，与岩浆成因的锆石非常相似^[28]。

图 2 穷阿木太克岩体中典型锆石的CL图像和年龄值

Fig. 2 Representative zircon CL image and ages of Qiong’amutaike pluton

图选项

表 1 穷阿木太克岩体锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素分析结果 Table 1 LA-ICP-MS Zircon U-Pb isotopic analysis of Qiong’amutaike pluton

样号	w_B/10^-6		Th/U	同位素比值								t/Ma
	²³²Th	²³⁸U		²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb		²⁰⁷Pb/²³⁵U		²⁰⁶Pb/²³⁸U		²⁰⁸Pb/²³²Th		²⁰⁷Pb/²³⁵U		²⁰⁶Pb/²³⁸U		²⁰⁸Pb/²³²Th
	²³²Th	²³⁸U		比值	1σ	比值	1σ	比值	1σ	比值	1σ	年龄	1σ	年龄	1σ	年龄	1σ
D7555-1-1	106.96	189.62	0.56	0.050 84	0.002 26	0.119 41	0.004 29	0.017 03	0.000 31	0.005 37	0.000 12	109	2	115	4	108	2
D7555-1-2	164.16	214.81	0.76	0.058 34	0.002 42	0.134 71	0.004 36	0.016 74	0.000 30	0.005 55	0.000 10	107	2	128	4	112	2
D7555-1-3	140.28	278.95	0.50	0.050 99	0.001 89	0.118 66	0.00 32	0.016 87	0.000 29	0.005 80	0.000 10	108	2	114	3	117	2
D7555-1-4	114.78	192.17	0.60	0.054 40	0.002 22	0.125 91	0.003 99	0.016 78	0.000 29	0.005 56	0.000 11	107	2	120	4	112	2
D7555-1-5	154.02	239.71	0.64	0.049 01	0.002 03	0.113 33	0.003 67	0.016 77	0.000 29	0.005 13	0.000 10	107	2	109	3	103	2
D7555-1-6	131.49	246.04	0.53	0.047 56	0.001 88	0.110 33	0.003 33	0.016 82	0.000 29	0.005 30	0.000 10	108	2	106	3	107	2
D7555-1-7	227.97	375.37	0.61	0.092 00	0.003 15	0.213 82	0.004 89	0.016 85	0.000 29	0.008 41	0.000 13	108	2	197	4	169	3
D7555-1-8	130.37	229.54	0.57	0.050 46	0.002 44	0.114 28	0.004 64	0.016 42	0.000 30	0.005 10	0.000 12	105	2	110	4	103	2
D7555-1-9	143.31	257.22	0.56	0.047 50	0.002 12	0.110 55	0.004 02	0.016 88	0.000 30	0.005 60	0.000 12	108	2	107	4	113	2
D7555-1-10	349.82	426.02	0.82	0.089 50	0.003 36	0.207 54	0.005 67	0.016 82	0.000 29	0.007 48	0.000 12	108	2	192	5	151	3
D7555-1-11	93.59	169.36	0.55	0.051 18	0.002 07	0.118 63	0.003 72	0.016 80	0.000 29	0.005 79	0.000 11	107	2	114	3	117	2
D7555-1-12	54.23	98.02	0.55	0.048 96	0.004 37	0.108 94	0.009 14	0.016 13	0.000 39	0.005 25	0.000 24	103	2	105	8	106	5
D7555-1-13	109.11	200.74	0.54	0.046 68	0.002 15	0.108 81	0.004 15	0.016 90	0.000 30	0.005 52	0.000 12	108	2	105	4	111	2
D7555-1-14	102.80	203.95	0.50	0.048 18	0.001 91	0.111 92	0.003 40	0.016 84	0.000 29	0.005 50	0.000 10	108	2	108	3	111	2
D7555-1-15	71.88	128.61	0.56	0.062 44	0.002 78	0.144 30	0.005 21	0.016 75	0.000 30	0.006 69	0.000 14	107	2	137	5	135	3

表选项

表 2 穷阿木太克岩体中单颗粒锆石稀土元素分析测试数据表 Table 2 Rare earth elements data of zircon from Qiong’amutaike pluton

序号	w_B/10^-6															∑LREE/∑HREE	δEu	δCe
序号	La	Ce	Pr	Nd	Sm	Eu	Gd	Tb	Dy	Ho	Er	Tm	Yb	Lu	∑REE	∑LREE/∑HREE	δEu	δCe
D7555-1-1	0.00	8.14	0.04	0.77	2.25	0.42	12.98	4.95	60.13	23.59	107.20	24.38	254.25	44.57	543.67	45.79	0.19	69.24
D7555-1-2	15.42	41.15	4.26	21.98	8.55	1.19	26.82	8.45	98.43	36.15	159.47	34.63	349.47	59.58	865.55	8.35	0.22	1.20
D7555-1-3	21.44	54.03	5.98	28.63	7.45	0.55	15.54	4.73	55.51	21.27	96.66	22.05	225.57	37.50	596.91	4.06	0.15	1.13
D7555-1-4	4.09	16.84	1.11	5.99	3.13	0.49	12.73	4.42	53.87	20.81	94.47	21.41	223.78	38.06	501.21	14.83	0.21	1.87
D7555-1-5	0.10	10.08	0.06	0.89	2.23	0.46	12.81	4.58	56.80	21.61	98.40	22.37	232.14	38.22	500.76	35.21	0.21	29.01
D7555-1-6	1.67	12.38	0.51	2.99	2.53	0.39	11.86	4.41	53.31	20.66	94.05	21.42	226.39	37.27	489.84	22.93	0.18	3.20
D7555-1-7	390.76	862.25	109.22	513.42	105.85	5.17	94.64	16.06	124.96	37.58	151.39	32.81	340.28	53.33	2837.72	0.43	0.15	0.99
D7555-1-8	0.00	9.24	0.04	0.73	2.06	0.35	12.43	4.66	56.63	21.73	98.96	22.31	235.55	38.50	503.19	39.52	0.16	69.76
D7555-1-9	1.84	13.36	0.52	3.39	2.72	0.42	13.03	4.71	57.39	22.06	98.67	23.23	247.71	38.24	527.29	22.70	0.18	3.25
D7555-1-10	462.37	1035.59	130.56	616.66	137.57	11.37	145.84	28.73	246.79	76.50	296.11	61.72	610.34	88.98	3949.13	0.65	0.24	1.00
D7555-1-11	0.24	7.81	0.12	1.21	2.13	0.46	10.88	3.98	48.17	18.19	82.51	19.02	205.72	32.69	433.13	35.19	0.22	10.01
D7555-1-12	0.00	8.68	0.03	0.52	1.05	0.32	8.20	2.93	35.51	13.28	60.94	14.30	157.48	24.47	327.71	29.92	0.24	104.85
D7555-1-13	0.19	8.51	0.09	1.11	2.20	0.43	12.40	4.44	52.59	20.22	91.17	21.18	225.75	35.14	475.41	36.96	0.20	15.58
D7555-1-14	0.00	7.69	0.03	0.61	1.81	0.36	11.91	4.36	54.14	21.58	98.13	23.05	248.86	39.44	511.98	47.74	0.18	72.57
D7555-1-15	0.37	7.41	0.13	1.14	1.93	0.41	10.54	3.74	45.33	17.39	78.31	18.04	193.36	30.19	408.29	34.85	0.22	8.18

表选项

标准化值据文献[31]。图 3 穷阿木太克岩体LA-ICP-MS锆石稀土配分曲线(a)和U-Pb年龄谐和图(b)

Fig. 3 REE pattern (a) and LA-ICP-MS U-Pb concordia diagram (b) of zircon from Qiong’amutaike pluton

图选项

样品中锆石的15个测点的同位素比值经校正后获得的²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄为103～109 Ma。从样品的谐和图(图 3b)可以看出，D7555-1-7和D7555-1-10两个测点明显偏离谐和线，其REE配分模式也明显区别于其他测点，因此将其剔除。剩余的13个测点年龄非常集中，年龄数据在U-Pb一致曲线上均位于谐和线之上或附近，其加权平均年龄为(107.0±1.2) Ma(MSWD=0.55)(图 3b)，置信度为 95%，代表了花岗闪长岩的结晶年龄。前人用黑云母K-Ar法测得红其拉甫岩体年龄为110.9 Ma^[5]，U-Pb TIMS法测得的红其拉甫——明铁盖岩体年龄104 Ma^[2]，LA-ICP-MS锆石U-Pb法测得的红其拉甫岩体年龄(107.2±0.9) Ma^[22]。因此，本文用锆石LA-ICP-MS U-Pb法测得的年龄与前人在邻区其他岩体中测得的年龄在误差范围内基本一致，属于早白垩世晚期。

3.2 地球化学特征

3.2.1 主量元素

从穷阿木太克岩体的主量元素数据(表 3)来看，w(SiO₂)=64.34%～70.94%，平均为76.80%，属于中酸性岩浆岩；w(CaO)=2.08%～4.21%，平均为2.98%,显示富Ca的特点;w(K₂O)= 2.16%～5.13%，平均为3.54%，显示富K的特点； K₂O/Na₂O=0.52～1.79；w(K₂O+Na₂O)=5.19%～8.00%，平均为6.70%，显示富碱的特点；低w(P₂O₅)(0.10%～0.23%)，平均为0.16%；w(MgO)=0.59%～1.66%，平均为1.07%；Mg^#=25.13～41.47；岩石Al含量较高，w(Al₂O₃)=13.79%～16.62%，平均为15.33%，铝饱和指数(A/CNK)为0.98～1.14，为弱过铝质花岗岩系列；里特曼指数σ=1.26～2.29，小于3.30，显示典型的钙碱性特征。在w(K₂O)-w(SiO₂)图解(图 4a)和w(Na₂O)-w(K₂O)图解(图 4b)中，中酸性的英云闪长岩样品落入中钾钙碱性系列和I型花岗岩区，酸性的花岗闪长岩落入钾玄岩与高钾系列的过渡区和S型花岗岩区，酸性的二长花岗岩样品则落入钾玄岩系列和S型花岗岩区。反映了俯冲碰撞早期为中酸性的英云闪长岩，之后岩浆向酸性演化，并在岩石系列上具有从早到晚由中钾钙碱性岩向高钾钙碱性岩和钾玄岩演变的趋势(w(K₂O)从2.16%到5.13%不断增加的过程)。在主量元素与SiO₂的Harker图解(图 5)中，w(Al₂O₃)、w(K₂O)、w(FeO)、w(MgO)、w(TiO₂)、w(CaO)与w(SiO₂)呈明显的线性相关关系，反映穷阿木太克岩体的原始岩浆可能为同一岩浆。总体来看，该岩体属高钾钙碱性岩系，结合岩石组合及薄片结果，与后碰撞阶段形成的富钾钙碱性花岗岩类(KCG)相似。

表 3 穷阿木太克岩体主量元素测试数据表 Table 3 Major elements content of Qiong’amutaike pluton

样品	w_B/%														Mg^#	σ	A/CNK	A/MF	C/MF
样品	SiO₂	Al₂O₃	Fe₂O₃	FeO	CaO	MgO	MnO	TiO₂	P₂O₅	K₂O	Na₂O	K₂O+Na₂O	烧失量	总计	Mg^#	σ	A/CNK	A/MF	C/MF
D3086/1GS	67.86	16.62	0.35	2.88	2.99	1.27	0.03	0.40	0.23	2.16	4.12	6.28	0.72	99.63	41.47	1.59	1.14	2.27	0.74
D3639/1GS	64.34	16.02	1.46	4.49	4.21	1.66	0.08	0.78	0.17	2.35	2.84	5.19	0.93	99.33	33.77	1.26	1.08	1.51	0.72
D7510/1GS	68.05	14.88	0.19	3.02	2.63	0.75	0.06	0.45	0.10	4.50	2.82	7.32	1.65	99.10	29.53	2.14	1.04	2.40	0.77
D5029/1GS	70.94	13.79	0.97	2.26	2.08	0.59	0.05	0.20	0.14	5.13	2.87	8.00	0.66	99.68	25.13	2.29	0.98	2.93	0.81
注： Mg^#=100(w(MgO)/40.31)/(w(MgO)/40.31+w(TFeO)/71.85); σ=(w(K₂O+Na₂O))²/(w(SiO₂)－43); A/CNK=n(Al₂O₃)/(n(CaO)+n(Na₂O)+n(K₂O)); A/MF=n(Al₂O₃)/(n(MgO)+n(TFeO)); C/MF=n(CaO)/(n(MgO)+n(TFeO))。

表选项

底图分别据文献[32]和[33]。图 4 穷阿木太克岩体的w(K₂O)-w(SiO₂) (a)和w(Na₂O)-w(K₂O) (b)图解

Fig. 4 w(K₂O)-w(SiO₂) (a) and w(Na₂O)-w(K₂O) (b) diagram of Qiong’amutaike pluton

图选项

图 5 穷阿木太克岩体的Harker图解

Fig. 5 Harker diagram of Qiong’amutaike pluton

图选项

3.2.2 稀土和微量元素

穷阿木太克岩体的稀土总量(表 4)w(∑REE)为(170.19～316.61)×10^-6，平均为227.59×10^-6。其中轻稀土总量w(∑LREE)为(159.33～300.55)×10^-6，重稀土总量w(∑HREE)为(10.86～16.80)×10^-6，∑LREE/∑HREE=12.27～18.71。Eu弱负异常(0.51～0.76)，可能是岩浆演化过程中发生了斜长石的分离结晶。轻重稀土分馏程度强((La/Yb)_N=20.27～31.14)，其中轻稀土分馏较强((La/Sm)_N=4.10～6.03)，重稀土较弱((Gd/Yb)_N=2.45～3.58)。在球粒陨石标准化稀土元素配分图(图 6a)中，岩石具有轻稀土富集、重稀土亏损的右倾型特征，并显示弱的负铕异常。

表 4 穷阿木太克岩体微量元素测试数据表 Table 4 Trace elements content of Qiong’ amutaike pluton

表选项

标准化值分别据文献[31]和[34]。图 6 穷阿木太克岩体稀土元素球粒陨石标准化配分图(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)

Fig. 6 Chondrite-normalized REE distribution patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element patterns ( b) for Qiong’amutaike pluton

图选项

在微量元素原始地幔标准化蛛网图(图 6b)上，岩石以大离子亲石元素Rb、Th、U、K高度富集和高场强元素Nb、Ta、Ti、Hf强烈亏损为特征。与相邻其他元素相比，Sr、Ba也表现出一定的亏损，这与岛弧型花岗岩有较明显的区别。Nb的亏损说明斜长石作为熔融残留相或结晶分离相存在，即在熔融过程中斜长石没有耗尽；Ti的亏损可能同钛铁矿的分离结晶作用有关；Sr、Ba的亏损与结晶晚期碱性长石的分离关系密切。岩石w(Sr)为(283.00～793.00)×10^-6，其中1件样品明显大于400×10^-6，1件样品接近400×10^-6，其余2件均小于400×10^-6，总体质量分数较低；w(Y)为(14.00～20.80)×10^-6，平均值为17.93×10^-6，质量分数较低；w(Yb)为(1.19～1.68)×10^-6，平均值为1.48×10^-6，质量分数较低；Sr/Y=16.63～40.88，平均值为25.40。岩石低Sr(大部分≤400×10^-6)和低Yb(＜2×10^-6)的特征，与张旗等^[35]的喜马拉雅型花岗岩特征基本一致，应为加厚的下地壳部分熔融的产物。

4 讨论 4.1 岩体成因

在地球化学方面:La/Nb(1.19～2.94，平均2.41)大于1.00(原始地幔La/Nb为0.98～1.00^[36]),与地幔来源的岩浆区别较大^[37]; Rb/Sr为0.16～0.57，平均值为0.30，远小于0.90，略大于大地壳的平均值(0.24^[38])。岩石低Sr和低Yb的特征表明穷阿木太克岩体的源岩来自于地壳下部物质。在高场强元素Nb/Th-w(Nb)图解(图 7a)中，所有元素都落入陆壳范围附近，地壳中基性岩类(玄武质成分)的部分熔融形成化学成分偏基性的准铝质花岗岩类^{[41, 42]}。

在A/MF-C/MF图解(图 7b)中，数据点大部分落入基性岩的部分熔融区域及临近区域，显示岩浆源岩石为基性岩。因此，穷阿木太克岩体的源岩来自地壳，可能是地壳下部基性岩石经熔融或部分熔融作用形成的。另外，穷阿木太克岩体轻重稀土分馏强，具有弱的Eu负异常。斜长石对Eu的分配系数大于1，而邓晋福等^[43]研究表明，具Eu负异常的中酸性火成岩则说明其形成于一个正常厚度的地壳，或形成于与双倍地壳的中上部;所以，穷阿木太克岩体的形成深度较大。

底图分别据文献[39]和[40]。图 7 穷阿木太克岩体Nb/Th-w(Nb)图解(a)和A/MF-C/MF图解(b)

Fig. 7 Nb/Th-w(Nb) (a) and A/MF-C/MF (b) diagram of Qiong’amutaike pluton

图选项

已有研究表明后碰撞岩浆作用的影响因素主要有两个方面，有学者认为其形成过程伴随有俯冲板片的断离^[44]，亦有学者认为其形成和拆沉作用相关^[45]。穷阿木太克岩体Ba表现为不同程度的亏损，而来自俯冲板片的交代组分中流体一般富Ba，所以笔者认为俯冲板片的断离对该岩体的形成影响较小，而拆沉作用的影响可能占主导地位。穷阿木太克岩体总体上w(Al₂O₃)＞15%(13.79%～16.62%)，w(Al₂O₃)、w(SiO₂)、Mg^#均与邻区红其拉甫岩体特征一致，表明其也形成于＞1.5 GPa的高压环境^[22]。实验岩石学研究认为，在压力≥1.5 GPa条件下，玄武质岩石部分熔融残留榴辉岩相矿物组合，由于榴辉岩的密度超过下伏地幔岩，因此可以沉入地幔中^[46]。研究区早白垩世进入造山阶段，表现为大规模的南北向水平运动，南北地块相向俯冲挤压作用(弧-陆碰撞)，使地壳明显加厚^[47]，发生拆沉作用，岩石圈地幔和下地壳沉入软流圈，热的软流圈物质相应上涌至上地幔顶部和壳幔过渡带将造成大规模的岩浆作用，使下地壳产生部分熔融形成本文花岗岩体。综上所述，穷阿木太克岩体可能是在拆沉作用发生以后，软流圈物质上涌导致加厚下地壳部分熔融的产物。

4.2 岩体形成的构造环境

根据前面分析的结果，穷阿木太克岩体属高钾钙碱性岩系，与后碰撞阶段形成的富钾钙碱性花岗岩类(KCG)相似，应为加厚的下地壳部分熔融的产物。在微量元素w(Rb)-w(Nb+Y)图解(图 8a)中，样品点全部落入后碰撞花岗岩(Post-COLG)区域；在w(Nb)-w(Y)图解(图 8b)中，样品点全部落入落入火山弧花岗岩(VAG)或同碰撞花岗岩(Syn-COLG)和板内花岗岩(WPB)的界线附近区域，总体暗示岩石可能处于挤压体制向伸展体制转换的背景；在R₁-R₂构造环境判别图(图 9a)上，样品点落入在同碰撞及附近区域；在Rb/Zr-w(SiO₂)图解(图 9b)中，大部分样品点落入火山弧和晚或后碰撞花岗岩区域内。可以看出穷阿木太克岩体是后造山花岗岩，形成的构造环境应为同碰撞和碰撞后转化阶段。王春英等^[19]对处于班公湖——怒江结合带北侧的白垩纪花岗岩带的研究表明，该花岗岩可分为早白垩世(123 Ma)、晚白垩世早期(100~93 Ma)和晚白垩世晚期(79~74 Ma)3 期，与班公湖——怒江残余洋盆消减、闭合有关，可能记录了羌塘——冈底斯带之间的同碰撞(早期)、碰撞后(晚白垩世)等构造岩浆演化过程。本文岩体在形成时代、岩石学和地球化学特征上均与白垩纪花岗岩带中的第2期花岗岩一致，其形成构造环境也应与其一致，为碰撞后构造环境。综上所述，早白垩世晚期穷阿木太克岩体可能形成于同碰撞(挤压环境)向碰撞后(伸展环境)的转化阶段，为后造山花岗岩类，岩石系列从早到晚由中钾钙碱性系列向钾玄岩系列演化。

VAG.火山弧花岗岩；ORG.洋脊花岗岩；WPG.板内花岗岩；Syn-COLG.同碰撞花岗岩；Post-COLG.后碰撞花岗岩。底图据文献[48]。图 8 穷阿木太克岩w(Rb)-w(Y+Nb )图解(a)和w(Nb)-w(Y)图解(b)

Fig. 8 w(Rb)-w(Y+Nb ) (a) and w(Nb)-w(Y ) (b) diagram of Qiong’amutaike pluton

图选项

图 9 穷阿木太克岩体的R₁-R₂(a)和Rb/Zr-w(SiO₂)图解(b)

Fig. 9 R₁-R₂ (a) and Rb/Zr-w(SiO₂) (b) diagrams of Qiong’amutaike pluton

图选项

4.3 对班公湖——怒江洋闭合时间的约束

班公湖——怒江缝合带，由于其复杂的构造演化历史使得有关该缝合带的许多重要地质问题一直存在较大的争论，虽然目前还不能准确地约束羌塘——冈底斯带发生初始碰撞的时间，但通过班公湖——怒江缝合带南、北两侧白垩纪花岗岩的研究，班公湖——怒江洋闭合于晚侏罗世初到早白垩世末，冈底斯地块与羌塘地块之间完成碰撞，已被大多数学者认同。

对班公湖——怒江缝合带南侧的白垩纪花岗岩，高顺宝等^[49]对班戈地区白垩纪侵入岩研究表明，该侵入岩可以分为4期，分别为早白垩世早期石英闪长岩和英云闪长岩、早白垩世中期花岗岩闪长岩、早白垩世中晚期二云二长花岗岩和晚白垩世二长花岗岩；并综合分析认为班公湖——怒江洋盆在早白垩世中期最终闭合(130~125 Ma)，冈底斯地块与羌塘地块发生碰撞，这种碰撞作用持续了20~30 Ma，在晚白垩世早期进入后碰撞阶段(100~80 Ma)；曲晓明等^[18]对班戈地区A型花岗岩的研究表明，其形成时代为早白垩世晚期，从岩石的碰撞后A₂型花岗岩特征推测，班公湖——怒江中特提斯洋盆的闭合时间至少应该在白垩纪初。

对班公湖——怒江缝合带北侧的白垩纪花岗岩，姜耀辉等^[50]通过对燕山晚期花岗岩的研究，认为班公湖——怒江洋盆早白垩世晚期由南向北俯冲，形成火山弧(I型)花岗岩，晚白垩世两地体相碰撞，形成同碰撞(S型)花岗岩；毕华等^[51]提出，早白垩世末(K₁末)藏北地块开始向北俯冲消减，形成了岛弧岩浆带，晚白垩世(K₂)帕米尔——喀喇昆仑带与藏北地块发生了碰撞拼贴，形成了一系列同碰撞同造山花岗岩和碰撞后花岗岩；王春英等^[19]把甜水海地区白垩纪花岗岩分为早白垩世(123 Ma)、晚白垩世早期(100~93 Ma)和晚白垩世晚期(79~74 Ma)3 期，分别记录了羌塘——冈底斯带之间的同碰撞(早期)、碰撞后(晚白垩世)等构造环境；康磊等^[22]在红其拉甫岩体中获得了(107.2±0.9)Ma的LA-ICP-MS锆石U-Pb 年龄，认为该岩体很可能是与班公湖——怒江洋闭合有关的冈底斯地块与羌塘地块之间的碰撞造山的产物。

本文在班公湖——怒江缝合带北侧的穷阿木太克岩体中获得(107.0±1.2) Ma的形成年龄，属早白垩世晚期，可能为同碰撞向碰撞后转化阶段加厚下地壳部分熔融的产物。而前人对班公湖——怒江缝合带南、北两侧白垩纪花岗岩的研究表明，在本文岩体的形成时期(早白垩世晚期)，也刚好属于冈底斯地块与羌塘地块同碰撞与碰撞后阶段的转折时期。因此本文早白垩世晚期穷阿木太克岩体与班公湖——怒江缝合带南、北两侧早白垩世晚期其他岩体一样，形成于冈底斯地块与羌塘地块同碰撞(挤压环境)向碰撞后(伸展环境)转化阶段。结合前人研究成果，推测班公湖——怒江中特提斯洋盆的闭合时间至少应该在早白垩世中期123 Ma之前。

5 结论

1)穷阿木太克岩体，主要由英云闪长岩、花岗闪长岩和二长花岗岩组成。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果显示，其穷阿木太克岩体的形成年龄为(107.0±1. 2) Ma(MSWD=0.55)，属于早白垩世晚期。

2)岩石w(SiO₂)为64.34%～70.94%，主量元素具有富Ca、富K、富碱等特点，岩石Al含量较高，岩石为弱过铝质花岗岩系列，具典型的钙碱性特征。稀土元素具有轻稀土富集、重稀土亏损的右倾型特征，并显示弱的负铕异常。微量元素表现出大离子亲石元素Rb、Th、U、K高度富集和高场强元素Nb、Ta、Ti、Hf强烈亏损。岩石在成因上可能是地壳下部基性岩石经熔融或部分熔融作用形成的。

3)结合本区所处的构造环境，早白垩世晚期穷阿木太克岩体可能形成于羌塘地块与冈底斯地块之间同碰撞(挤压环境)向碰撞后(伸展环境)的转化阶段，为后造山花岗岩类，岩石系列从早到晚由中钾钙碱性系列向钾玄岩系列演化。

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http://dx.doi.org/10.13278/j.cnki.jjuese.201601111
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曾忠诚, 吝路军, 朱海平, 刘明, 梁斌, 高倩倩, 彭建明

Zeng Zhongcheng, Lin Lujun, Zhu Haiping, Liu Ming, Liang Bin, Gao Qianqian, Peng Jianming

帕米尔东北缘穷阿木太克岩体年代学、地球化学特征及地质意义

Geochronological and Geochemical Characteristics and Tectonic Implications of Qiong' Amutaike Pluton in Northeastern Pamir

吉林大学学报(地球科学版), 2016, 46(1): 119-134

Journal of Jilin University(Earth Science Edition), 2016, 46(1): 119-134.

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收稿日期: 2015-04-25

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