2013, Vol. 29
花岗片麻岩(正片麻岩) 是造山带中常出现的高级变质岩之一，常与副片麻岩(变沉积岩) 共生，野外有时很难区分，易误归为变质沉积岩。通常在造山带早期形成的花岗岩经历后期的构造热事件而形成花岗片麻岩，因此，花岗片麻岩可以记录造山带的形成和演化历史。
柴达木盆地南缘出露的前寒武纪变质岩-金水口群是柴达木盆地南缘最老的变质基底，根据东昆仑东段金水口群的研究结果认为该岩群形成于太古代-古元古代(王云山和陈基娘，1987；王国灿等, 2004, 2007) 或中元古代(陈能松等，2006a；陆松年等，2009), 并在其中识别出新元古代(904Ma，880~800Ma) 的花岗岩(陆松年等，2006; 陈能松等，2006b)，进一步约束了东昆仑造山带早期的演化历史。但是这次岩浆活动的影响范围、持续时间和地质意义仍不十分清楚。东昆仑西段青海祁漫塔格滩北山花岗片麻岩曾获得831±51Ma的锆石年龄(TIMS法，谈生祥等，2004)，喀雅克登塔格的花岗片麻岩获得824±3Ma的锆石年龄(LA-ICP-MS法，张金明等，2012)，认为与Rodinia超大陆的形成有关(谈生祥等，2004；张金明等，2012)。本文报道在青海祁漫塔格尕林格地区的金水口群中新厘定出新元古代早期(940Ma) 的花岗岩，该花岗岩还经历了早古生代末期的构造热事件，进一步表明祁漫塔格存在早古生代的造山事件，为认识该地区的地质演化提供了重要线索。
2 地质背景东昆仑以昆北、昆中和昆南三条大断裂为界，分为昆北区、昆中区、昆南区和巴颜喀拉区(图 1)。昆北断裂为穿越格尔木的东西走向的山前逆冲断裂，昆中断裂由西向东穿越阿其克库勒湖、纳赤台和清水泉，昆南断裂由西向东穿越木孜塔格、布喀达坂峰、昆仑山口，直到阿尼玛卿带。昆北断裂以北为昆北区，主要为柴达木盆地。昆北断裂和昆中断裂之间为昆中区，昆中断裂和昆南断裂之间为昆南区，昆南断裂以南为巴颜喀拉区(姜春发等，1992；潘裕生等，1996；许志琴等，2007)。
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图 1 东昆仑构造单元划分(据姜春发等，2000) 新元古代年龄数据(Ma)：东昆仑东段(陈能松等，2006a；陆松年等，2006); 柴北缘东段(Mattinson et al., 2006; 许娅玲等，2011) Fig. 1 Tectonic unit division and position of study area in East Kunlun (after Jiang et al., 2000) Neoproterozoic age (Ma): eastern segment of East Kunlun (Chen et al., 2006a; Lu et al., 2006); eastern segment of northern margin of Qaidam basin (Mattinson et al., 2006; Xu et al., 2006) |
前寒武纪变质岩主要出露在昆中区，近年来的研究成果将金水口岩群解体为元古代的白沙河岩组和小庙岩组(王云山和陈基娘，1987；王国灿等, 2004, 2007; 陈有炘等，2011)。如东昆仑跃进山金水口岩群中的石榴红柱黑云斜长片麻岩中碎屑锆石年龄众值在1486Ma和1270Ma之间，其沉积时代应晚于1270Ma，变质时代可能在早古生代(454±78Ma, 陆松年等，2009)。巴隆地区白沙河岩组在1900~2000Ma最后固结，变质时代在1900Ma (王国灿等，2007)，香日德南白沙河岩组沉积时代为1600~1000Ma (陈能松等，2006a)。巴隆和可可沙地区小庙岩组在中元古代沉积(王国灿等，2007；陈有炘等，2011)。该区还出露早古生代浅变质的纳赤台群火山-沉积岩(姜春发等，1992) 和少量的蛇绿岩残片(肖序常等，1986；高延林等，1988；Yang et al., 1996；朱云海等，1999；Bian et al., 2004；冯建赟等，2010)，大面积志留纪-泥盆纪以及印支`期的花岗闪长岩和花岗岩侵入体(莫宣学等，2007；许志琴等，2007)，泥盆纪的陆相火山岩(陆露等，2010) 和晚三叠世的鄂拉山组活动大陆边缘火山岩(刘红涛，2001)。
祁漫塔格山位于东昆仑西段(图 1)，是东昆仑的重要组成部分，也是联系东、西昆仑构造带的枢纽，总体呈北西-南东向延伸，东西长450~500km，南北宽30~60km，西北被阿尔金断裂斜截，东北与柴达木盆地相邻，南界至阿牙克库木湖-那陵格勒河一线(姜春发等, 2000; 边千韬等, 2002; 李荣社等, 2007)。研究区位于祁漫塔格山东段的尕林格地区(图 2)，出露的地层主要为元古界金水口群和狼牙山群、下古生界上奥陶统祁漫塔格群、上古生界上泥盆统和石炭系-二叠系地层和新生代地层(青海省地质矿产局，1985①；于文杰和薛连明, 1986；姜春发等，1992)。侵入体主要为大面积出露的志留纪-泥盆纪花岗岩(谌宏伟等，2006) 和少量印支期花岗岩(常有英等，2009；吴祥珂等，2011)。
①青海省地质矿产局. 1985.伯喀里克幅(J-46-26)、那陵郭勒幅(J-46-27)、乌图美仁幅(J-46-28) 区域地质调查报告(1/20万). 1-240
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图 2 青海祁漫塔格尕林格地区地质简图(据青海地质矿产局，1985改编) 1-第四系；2-石炭-二叠系；3-泥盆系；4-奥陶系；5-元古代狼牙山群灰岩；6-元古代金水口群; 7-花岗岩；8-采样点 Fig. 2 Geological sketch map of Galinge area in the Qimantag, Qinghai province 1-Quaternary; 2-Carboniferous-Permian; 3-Devonian; 4-Ordovician; 5-Proterozoic limestone; 6-Proterozoic Jinshuikou Group; 7-granite; 8-sample location |
研究样品采自尕林格地区的金水口群，相当于白沙河岩组。牛苦头沟和球路奥窝头两条剖面的斑状二云母钾长片麻岩被泥盆纪火山岩和石炭纪灰岩不整合覆盖(图 2)，片麻岩呈灰色-灰绿色，片麻理产状65°∠30°。钾长石斑晶灰白色，大小约1.5×2cm (图 3a, b)，部分地段粒度较细，斑晶为0.5×1cm (图 3c，d)。斑晶约占20%~30%，含量高者达40%~50%。岩石主要由白云母(5%~10%)、黑云母(5%~15%)、石英(40%~45%)、钾长石(40%~45%)、斜长石(5%) 和少量石榴石和锆石组成(图 4a-c)。白云母较大，黑云母细小，常发生绿泥石化，云母、石英等均定向分布(图 4a)，构成片状粒状变晶结构。钾长石斑晶发生细粒化，由多个较小钾长石颗粒构成，含少量石英和白云母。根据出现的少量石榴石(图 4d)，推测原岩为斑状钾长花岗岩，经历了角闪岩相变质变形作用。
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图 3 青海祁漫塔格尕林格地区花岗片麻岩野外特征 (a、b)-牛苦头沟眼球状花岗片麻岩；(c、d)-球路奥窝头眼球状花岗片麻岩 Fig. 3 Outcrop of orthogneiss from Galinge area in the Qimantag, Qinghai Province (a, b)-the granitic gneiss with augen structure in Niukutougou profile; (c, d)-the granitic gneiss with augen structure in Qiuluaowotou profile |
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图 4 青海祁漫塔格尕林格地区花岗片麻岩的显微照片 (a)-片麻岩主要由黑云母+白云母+斜长石+钾长石+石英组成(Q08-12-3.1)；(b)-钾长石中或石英与长石粒间的锆石(Q08-12-1.3)；(c)-片麻岩主要由黑云母+白云母+斜长石+钾长石+石英组成(QM09-9-2.1)；(d)-片麻岩中的石榴子石与黑云母+钾长石+石英共生(QM08-12-1.1).均为正交偏光 Fig. 4 Photomicrograph of granitic gneiss from Galinge area in the Qimantag, Qinghai Province (a)-the granitic gneiss consists of biotite, muscovite, plagioclase, K-feldspar, quartz (Q08-12-3.1); (b)-zircon occurred in K-feldspar or intergranular of quartz, feldspar and biotite; (c)-the granitic gneiss consists of biotite, muscovite, plagioclase, K-feldspar, quartz (QM09-9-2.1); (d)-the assemblage consists of garnet, biotite, K-feldspar, quartz in granitic gneiss (QM08-12-1.1).Abbreviations: Q-quartz; Pl-plagioclase; Bi-biotite; Mu-muscovite; Kf-K-feldspar; Zr-zircon; Grt-garnet. All are cross polarizers |
全岩分析由国家地质实验测试中心完成，主元素采用X-荧光光谱法(XRF), 测试仪器为3080E型X-荧光光谱仪，其中FeO采用容量滴定法；稀土元素和微量元素采用等离子质谱法(ICP-MS)。同位素测试由中国地质科学院地质研究所同位素实验室完成。Sm-Nd同位素含量测定采用同位素稀释法，测试仪器为MAT262固体同位素质谱计，详细测试流程见何学贤等(2007)。
锆石的分选由河北廊坊区调院完成，岩石样品经破碎、淘洗并用重液分选出锆石，在双目镜下对其仔细的挑选，与标样Temora锆石(参考年龄417Ma，Black et al., 2003) 一起粘贴在双面胶上，加注环氧树脂制成样品靶。待固化后，将靶内锆石磨光至核部，并在光学显微镜下对样品进行反射及透射光照相，然后进行阴极发光照相，用于观察锆石内部生长结构。SHRIMP远程测试在中国地质科学院地质研究所北京离子探针中心的网络虚拟实验室完成，通过SHRIMP远程共享控制系统(SHRIMP Remote Operation System, SROS) 远程控制位于澳大利亚Curtin理工大学(Curtin University of Technology) 的SHRIMP Ⅱ仪器进行微区原位锆石U-Pb同位素测定。SHRIMP远程共享控制系统(SROS) 由北京离子探针中心，中国计量科学研究院和吉林大学共同研发，可以实现通过Internet公共网络，远程控制SHRIMP Ⅱ仪器，远程选取样品待测点和实时远程实验数据输出打印等功能。锆石的LA-MC-ICP-MS测试由天津地质矿产研究所同位素实验室完成：利用193nm激光器对锆石进行剥蚀，通常采用的激光剥蚀的斑束直径为35或50μm，激光能量密度为13~14J/cm2，频率为8~10Hz，激光剥蚀物质以He为载气送入Neptune，利用动态变焦扩大色散可以同时接收质量数相差很大的U-Pb同位素从而进行锆石U-Pb同位素原位测定。采用TEMORA作为外部锆石年龄标准。采用中国地质大学刘勇胜博士研发的ICPMSDataCal程序和Kenneth R. Ludwig的Isoplot程序进行数据处理，采用208Pb校正法对普通铅进行校正。利用NIST612玻璃标样作为外标计算锆石样品的Pb、U、Th含量(李怀坤等，2009)。实验条件和关键参数：接收器设置--L4，206Pb；L3，207Pb；L2，208Pb；C，219.26；H2，232Th；H4，238U。冷却气体16L/min，辅助气体0.75L/min，Ar载气0.968L/min，He载气0.86L/min。RF功率1251W，积分时间0.131s，样品信号采集时间60s (其中20s为空白的测定)。
白云母的40Ar/39Ar同位素测试由北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成：用纯铝铂纸将0.18~0.28mm粒径的样品包装成直径约6mm的球形，封闭于石英玻璃瓶中，置于中国原子能科学研究院49-2反应堆B4孔道进行中子照射，照射时间为24h，中子通量为2.24952×1018。用于中子通量监测的样品是我国周口店K-Ar标准黑云母(ZBH-25，年龄为132.7Ma)。同时对纯物质CaF2和K2SO4进行同步照射，得出的校正因子为：(36Ar/37Ar)Ca=0.000271, (39Ar/37Ar)Ca=0.000652, (40Ar/39Ar)K=0.00703。照射后的样品冷置后，装入圣诞树状的样品架中，密封去气之后，装入系统。采用钽(Ta) 熔样炉对样品进行阶步升温熔样，每个样品分为10~15步加热释气，温阶范围为800~1500℃，每个加热点在恒温状态下保持20min。系统分别采用海绵钛炉、活性炭冷井及锆钒铁吸气剂炉对气体进行纯化，海绵钛炉的纯化时间为20min，活性炭冷井的纯化时间为10min，锆钒铁吸气剂炉的纯化时间为15min。使用RGA10型质谱仪记录五组Ar同位素信号，信号强度以毫伏(mV) 为单位记录。质谱峰循环测定9次，用峰顶值减去前后基线的平均值来获得Ar同位素的数据。数据处理时，采用该实验室编写的40Ar/39Ar Dating 1.2数据处理程序对各组Ar同位素测试数据进行校正计算，再采用Isoplot 3.0计算坪年龄及等时线年龄(Ludwig，2003)。
5 分析结果 5.1 地球化学6件样品的地球化学分析(表 1) 表明，花岗片麻岩的SiO2含量较高, 变化范围不大，介于70.47%~74.94%，Al2O3含量为12.64%~13.99%，低钠高钾，Na2O含量为1.61%~2.47%，K2O含量为5.52%~6.57%，全碱(ALK) 含量为7.56%~8.38%，K2O/Na2O (重量比) 比值为2.4~4.1，属于钾质花岗岩。里特曼指数为1.8~2.8，碱度率指数(AR) 为2.04~2.36，属于钙碱性系列花岗岩。A/CNK为0.96~1.12，A/NK为1.28~1.35，属于弱过铝-过铝质花岗岩(图 5)。上述特征显示为S-型花岗岩。
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表 1 青海祁漫塔格花岗片麻岩主量元素(wt%)、微量元素(×10-6) 组成 Table 1 Major (wt%) and trace element (×10-6) concentration of granitic gneiss in the Qimantag, Qinghai Province |
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图 5 青海祁漫塔格花岗片麻岩的A/CNK-A/NK图解(图中分界线据Chappell, 1999) Fig. 5 Diagram of A/CNK-A/NK for granitic gneiss from Galinge area in the Qimantag, Qinghai Province (boundary line after Chappell, 1999) |
花岗岩稀土元素含量较高，稀土总量为136×10-6~230×10-6，轻稀土富集，(La/Sm)N比值为2.8~6.5，(La/Yb)N比值为5.5~14.6，球粒陨石标准化的稀土配分曲线为右倾型，δEu为0.39~0.65，明显的负Eu异常(图 6a)。微量元素中，Rb、Ba、K明显富集，Nb、Ta、Ti、P、Sr显示亏损，在原始地幔标准化的微量元素蛛网图上，后者与相邻元素相比显示“V”型(图 6b)。
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图 6 青海祁漫塔格花岗片麻岩稀土配分模式(a, 球粒陨石值据Boynton et al., 1984) 和微量元素蛛网图(b, 原始地幔值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 6 Chondrite-normalized rare earth element pattern (a, value of chondrite after Boynton et al., 1984) and primitive mantle-normalized trace elements patterns (b, value of primitive mantle after Sun and McDonough, 1989) for granitic gneiss from Galinge area in Qimantag |
5件花岗片麻岩的Nd同位素分析显示(表 2)，147Sm/144Nd比值为0.1159~0.1383，143Nd/144Nd比值为0.512036~0.512157，εNd(0) 为-9.4~-11.7，εNd(t=938Ma) 为-0.6~-3.2，显示低的负值，亏损地幔的Nd模式年龄tDM为1.6~2.1Ga (图 7)。
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表 2 青海祁漫塔格花岗片麻岩的Sm-Nd同位素组成 Table 2 Sm-Nd isotopic compositions of granitic gneiss in the Qimantag, Qinghai Province |
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图 7 青海祁漫塔格花岗片麻岩的Sm-Nd同位素组成 地壳模式年龄参考线(江博明，1989) Fig. 7 Sm-Nd isotopic compositions of granitic gneiss from Galinge area in the Qimantag Reference lines of model age (tDM) after Jahn (1989); DM-Depleted Mantle |
牛苦头沟一带的金水口群眼球状花岗质片麻岩(Q08-12-3.1) 的锆石呈长柱状，长度约250~400μm，长宽比为2~3，部分锆石裂纹发育，含有大量矿物包裹体。阴极发光图像(CL) 显示锆石环带发育，柱状晶形保存较好，锆石边部都有窄的生长边，厚约5~10μm (图 8)，推测为变质或流体改造成因。SHRIMP法测试了13点(表 3)，其中10个点的加权平均年龄为938±5Ma (图 9)，反映了存在新元古代的花岗质岩浆活动。变质增生或流体改造成因锆石的年龄为416±11Ma (测点10.1)，可能代表了花岗岩发生变质作用的时间。
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图 8 青海祁漫塔格牛苦头沟花岗片麻岩(Q08-12-3.1) 代表性锆石阴极发光图像 Fig. 8 Representative CL images of the analysed zircon for Niukutougou granitic gneiss (Q08-12-3.1) from Galinge area in the Qimantag |
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表 3 青海祁漫塔格牛苦头沟花岗片麻岩(Q08-12-3.1) 锆石SHRIMP分析结果 Table 3 SHRIMP zircon U-Th-Pb data for granitic gneiss (Q08-12-3.1) in the Qimantag, Qinghai Province |
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图 9 青海祁漫塔格牛苦头沟花岗片麻岩(Q08-12-3.1) 锆石U-Pb年龄谐和图 Fig. 9 U-Pb concordia diagram of zircon for Niukutougou granitic gneiss (Q08-12-3.1) from Galinge area in Qimantag |
球路奥窝头一带眼球状花岗质片麻岩(QM09-9-3.1) 的锆石呈长柱状，长度约200~300μm，长宽比为2~3，部分锆石裂纹发育，含有大量矿物包裹体。阴极发光图像(CL) 显示锆石环带发育，柱状晶形保存较好(图 10)，锆石边部都有窄的生长边，厚约5~10μm，可能与变质或流体改造有关。采用LA-MC-ICP-MS法测试了58个有效点(表 4)，其中57个点的加权平均年龄为938±2Ma (图 11)，反映了存在新元古代的花岗质岩浆活动。检测出1粒408±6Ma的岩浆锆石(表 4，测点37)，其含义需进一步查明。
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图 10 青海祁漫塔格球路奥窝头花岗片麻岩(QM09-9-3.1) 代表性锆石阴极发光图像 Fig. 10 Representative CL images of the analysed zircon for Qiuluaowotou granitic gneiss (Q08-12-3.1) from Galinge area in the Qimantag |
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表 4 青海祁漫塔格球路奥窝头花岗片麻岩(QM09-9-3.1) 锆石U-Pb同位素测试结果(LA-MC-ICP-MS) Table 4 LA-MC-ICP-MS U-Pb isotopic data of zircons from granitic gneiss (QM09-9-3.1) in the Qimantag, Qinghai Province |
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图 11 青海祁漫塔格球路奥窝头花岗片麻岩(QM09-9-3.1) 锆石U-Pb年龄谐和图 Fig. 11 U-Pb concordia diagram of zircon for Qiuluaowotou granitic gneiss (QM09-9-3.1) from Galinge area in the Qimantag |
我们从样品Q08-12-3.1中选出白云母进行了40Ar/39Ar热年代学分析(表 5)，在高温阶段900~1100℃，5个增温阶段40Ar/39Ar趋于稳定，年龄谱线平坦，39Ar的析出量占总量的90.3%, 计算得到坪年龄406±2Ma (2σ，MSWD=0.26) 和等时线年龄406±3Ma (MSWD=0.20)(图 12)，该年龄值与变质锆石年龄在误差范围内一致，代表了花岗岩遭受变质作用的时代。
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表 5 青海祁漫塔花岗片麻岩(Q08-12-3.1) 白云母40Ar/39A测试结果 Table 5 Muscovite 40Ar/39Ar analytical data by incremental-heating experiments |
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图 12 青海祁漫塔格花岗片麻岩(Q08-12-3.1) 白云母Ar-Ar坪年龄(a) 和等时线年龄(b) Fig. 12 40Ar/39Ar age spectra of muscovite for granitic gneiss (Q08-12-3.1) from Galinge area in the Qimantag |
同一地区不同地点的两件花岗片麻岩锆石的形态和结构显示其为岩浆成因(图 8、图 10)，采用SHIRMP和LA-MC-ICP-MS方法获得的锆石的206Pb/238U年龄也基本一致(图 9、图 11)，可以确定这些花岗片麻岩原岩为940Ma左右形成的花岗岩。虽然祁漫塔格滩北山花岗片麻岩特征类似于本文研究的花岗片麻岩(谈生祥等，2004)，但由于方法的局限性(TIMS法)，考虑到这类锆石通常都有很窄的变质边(图 8)，获得的831±51Ma的年龄可能为混合年龄，不能代表花岗岩的形成年龄。花岗片麻岩主要氧化物特征显示为S型花岗岩，具有弱过铝-过铝质特征(图 5)。因此，花岗岩主要由沉积岩部分熔融而成。柴达木盆地南缘最老的变质岩为中元古代(Pt2) 的金水口群白沙河岩组(陆松年等，2009)，主要由条痕状-条带状混合岩、眼球状混合岩、斜长片麻岩夹白云大理岩组成，其原岩为形成于大陆边缘环境的泥砂岩和灰岩等，这些新元古代花岗岩的主要源岩可能与其类似。也就是白沙河岩组中的长英质岩石部分熔融可以形成本文研究的花岗岩。花岗岩亏损地幔Nd模式年龄为1.6~2.1Ga，表明源岩碎屑物质来自古元古代或者中新元古代地壳物质与太古代-古元古代地质物质部分熔融形成花岗岩时发生了混合。巴隆地区片麻岩存在2400~2500Ma的碎屑锆石(王国灿等，2004)，金水口地区跃进山副片麻岩的碎屑锆石年龄集中在1486~1270Ma (陆松年等，2009)，香日德南部白沙河岩组的碎屑锆石年龄为2.1~1.9Ga (陈能松等，2006a)，可可沙地区小庙岩组片麻岩碎屑锆石年龄1600~2729Ma (陈有炘等，2011)，这些碎屑锆石年龄也支持源岩碎屑物质主要来自古元古代的认识。花岗岩的εNd(t) 值为-0.6~-3.2(表 2)，显示为低的负值，一种可能反映了这些碎屑物质来自古岛弧，柴达木陆块北缘和欧龙布鲁克古陆块存在古元古代的岩浆事件和变质事件(陈能松等, 2007a, b)，可能为蚀源区之一。另一种可能是新元古代早期形成花岗岩时有地幔物质的加入。
金水口群在中元古代(Pt2) 末期沉积(陆松年等，2009；陈有炘等，2011)，而花岗岩在新元古代早期形成。目前，还未发现金水口群在新元古代发生变质的可靠证据。因此，推测花岗岩的源岩只是在成分上与金水口群类似，但不是金水口群。金水口群原岩形成于大陆边缘环境(王云山和陈基娘，1987)，一种可能是金水口之下存在更古老的变质基底，即柴达木可能存在比金水口群更古老的变质基底(古陆核)。另一种可能是这些碎屑沉积来自邻区的古陆核，如欧龙布鲁克(陈能松等，2007b)、阿拉善(耿元生等，2007；宫江华等，2011)、塔里木北缘(Lu et al., 2008) 和扬子(凌文黎等，2000) 等，新元古代早期很有可能是这些古陆核边缘的碰撞产生了广泛的花岗岩浆活动。
6.2 构造意义新元古代之前中国西部存在几个较古老的陆块，如塔里木陆块和欧龙布鲁克陆块等(陈能松等，2007b)，这些陆块在新元古代早期发生汇聚碰撞，导致大陆边缘沉积物发生部分熔融形成花岗岩，最后固结成西域克拉通或板块(王云山和陈基娘，1987；葛肖虹和刘俊来，2000；陆松年等，2002；陈能松等，2007b)，响应全球罗迪尼亚(Rodinia) 超大陆的形成，新元古代花岗岩就是这次碰撞事件的记录。因此，该期花岗岩是在陆-陆碰撞环境下形成的。区域上无论是中阿尔金地块还是南阿尔金碰撞杂岩带的正片麻岩(变质花岗岩)，其岩浆锆石的年龄集中在940~900Ma (Gehrels et al., 2003a；陆松年等, 2006, 王超等, 2006, 张建新等，2011)。在相邻的祁连造山带、柴北缘、东昆仑以及塔里木东缘的北山地区，同样有新元古代早期(1000~880Ma) 的岩浆事件的报道(梅华林等，1999；郭进京等，1999；陆松年等, 2002; Gehrels et al., 2003a, b; Wan et al., 2006；Zhang et al., 2006, 2008; 林慈銮等，2006；陈能松等, 2006b, 2007a；董国安等，2007；Mattinson et al., 2006；许娅玲等, 2011, Song et al., 2012)，已有的一些研究显示这些岩浆活动同样具有同碰撞的性质(Wan et al., 2006；王超等，2006)。另外，柴北缘还有新元古代早期变质事件的报道(Zhang et al., 2008; Zhang et al., 2012)。虽然目前在祁漫塔格或东昆仑还没有确切的存在新元古代变质事件的证据，但邻区这些中元古代末期-新元古代早期的岩浆变质事件仍然被认为是与罗迪尼亚超大陆形成有关的造山事件的记录，说明塔里木、柴达木和祁连等地块在这一时期存在陆-陆汇聚碰撞，也正是这次构造事件(塔里木运动或晋宁运动) 造成了塔里木和柴达木变质基底最终固结(Lu et al., 2008; Song et al., 2012)。
目前资料显示东昆仑新元古代花岗岩浆活动时间跨度较大(1076~824Ma)(陆松年等，2006；陈能松等，2006b; 张金明等，2012)，这些花岗岩是否都在碰撞环境下形成还需要讨论。我们认为新元古代早期的花岗岩形成于碰撞挤压环境，而新元古代晚期的花岗岩可能形成于拉张环境，类似于秦岭造山带中的两条新元古代花岗岩浆带(陆松年等，2005；Chen et al., 2006)。柴北缘榴辉岩的原岩形成于早期的大陆裂谷环境(孟繁聪等，2003；Zhang et al., 2005; Song et al., 2010), 形成时代为850~750Ma (Zhang et al., 2005, 2006, 2010, 2011; Song et al., 2010)。柴北缘全集群中的火山岩形成于800Ma，该群被认为是超大陆裂解的产物(李怀坤等，2003)，以上证据支持新元古代晚期( < 850Ma) 中国西北地区为拉张环境的认识。
6.3 变质时代在1件样品中检测出416±11Ma的锆石(表 3、图 8), 其Th/U比值为0.003，结构显示其可能为变质或流体改造成因(Corfu et al., 2003)。该样品中的白云母40Ar/39Ar年龄为406±2Ma (表 5、图 12)，虽然代表的是白云母的冷却年龄，但在误差范围内与变质锆石的形成年龄一致。其中并未发现更早期的变质记录。推测这些新元古代早期形成的花岗岩遭受了早古生代末期(430~405Ma) 变质作用的改造，进而表明祁漫塔格地区存在早古生代的造山事件。东昆仑东段诺木洪的金水口群记录了早古生代的构造热事件，麻粒岩相变质作用时代为460±5Ma (张建新等，2003)，小庙地区石榴云母片岩白云母的40Ar/39Ar年龄为439±7Ma, 代表角闪岩相变质作用后的冷却年龄(Liu et al., 2005)，清水泉地区基性麻粒岩锆石获得的麻粒岩相变质作用的时代为506Ma (李怀坤等，2006)，而云母片岩中的独居石记录了455~420Ma的变质事件(陈能松等，2007c)，这些事件稍早于祁漫塔格地区变质作用时代。在邻区柴北缘和阿尔金新元古代形成的花岗岩也同样卷入了早古生代的高压-超高压变质事件(张安达等，2004；Zhang et al., 2006, 2008；林慈銮等，2006；张建新等，2011)。另外，祁漫塔格地区志留纪的花岗岩浆活动十分强烈(图 2)，这些花岗岩侵入到花岗片麻岩中，即变质岩形成在前，花岗岩形成在后。但锆石的年代学结果表明二者基本同时形成，变质作用与岩浆作用基本同时发生的现象在柴北缘(孟繁聪和张建新，2008) 和大别山(Xie et al., 2006) 也广泛存在。
7 结论根据以上讨论，我们得出以下认识：
(1) 青海祁漫塔格地区的金水口群中存在新元古代早期(940Ma) 形成的花岗岩，该花岗岩是我国西部陆块汇聚碰撞的反映；
(2) 这些新元古代花岗岩卷入了早古生代末期(志留-泥盆纪) 的构造热事件形成片麻岩，进一步表明祁漫塔格地区存在早古生代的造山事件。
致谢 北京离子探针中心和天津地质矿产研究所同位素实验室在锆石U-Pb年代学测试方面给予了大力支持；北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成了40Ar/39Ar年代学测试；国家地质实验测试中心完成了岩石化学分析；中国地质科学院地质研究所同位素实验室完成Sm-Nd同位素分析；李怀坤和张建新两位研究员对论文初稿提出了中肯的修改意见；在此一并表示感谢。| [] | Bai QT, Zhao DS, Ye ZR, Chang CF, Luo XQ, Gao SL. 2002. A preliminary study of the Kunlun-Qilian-Qinling suture system. Acta Geosicientia Sinica, 3(6): 501–508. |
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