2018, Vol. 34
2. 长安大学地球科学与资源学院, 西安 710054;
3. 国土资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室, 西安 710054;
4. 青海省第三地质矿产勘察院, 西宁 810029
, PEI XianZhi1,2,3
, LI ZuoChen1,2, PEI Lei1,3, CHEN GuoChao1, CHEN YouXin1, LIU ChengJun1, WANG ShengMing4
2. School of Earth Science and Resources, Chang'an University, Xi'an 710054, China;
3. MLR Key Laboratory for the Study of Focused Magmatism and Giant Ore Deposits, Xi'an 71005;
4. No.3 Exploration Institute of Geology and Mineral Resources of Qinghai Province, Xining 810029, China
东昆仑造山带位于中央造山系西段，为一个具有早古生代晚期和三叠纪等主要造山期的大陆复合造山带(Yang et al., 1996; 王国灿等, 1999; 朱云海等, 2000; 罗照华等, 2002; 殷鸿福等, 2003; 杨经绥等, 2003; Bian et al., 2004; 刘成东等, 2004; 许志琴等, 2006; 莫宣学等, 2007; 闫臻等, 2008; 任军虎等, 2010; 王秉璋等, 2014; 陈有炘等, 2015; 孟繁聪等, 2015; Dong et al., 2017)，尤其以晚二叠世-早中三叠世与古特提斯洋北向俯冲相关的巨型弧岩浆岩的出露为主要特色。东昆仑东段都兰香日德-布青山地区即为探讨古特提斯洋域北缘分支洋盆扩张、俯冲消减及关闭等动力学过程的不可多得的研究基地。
已有研究认为，东昆仑地区于前泥盆纪与原特提斯洋洋陆旋回密切相关，并以泥盆纪牦牛山组磨拉石沉积及后碰撞属性的岩浆岩(陆露等, 2010, 2013; Li et al., 2013; 祁生胜等, 2013; 刘彬等, 2012, 2013; 郝娜娜等, 2014; 王冠等, 2013; 田广阔等, 2016)标志原特提斯洋构造旋回的结束和新一轮晚古生代-早中生代古特提斯洋洋陆构造演化的开启(潘裕生等, 1996; 陈能松等, 2007; Li et al., 2013; 李瑞保等, 2018)。近年来大量工作已经表明布青山-阿尼玛卿古特提斯洋向北俯冲于东昆仑地块之下，形成了巨量的近东西向展布的花岗质侵入岩(李瑞保, 2012; 熊富浩等, 2011a, b; 李碧乐等, 2012; 马昌前等, 2015)，并通过地幔物质的注入及其与地壳物质的混合完成了东昆仑地区中生代地壳生长(刘成东等, 2004; 莫宣学等, 2007; 陈国超等, 2016)，同时壳幔岩浆混合作用也是东昆仑造山带三叠纪弧岩浆岩形成的主要机制。例如，谌宏伟等(2005)对东昆仑东段加鲁河花岗岩体研究后认为，东昆仑地区于三叠纪发生了大规模的幔源岩浆底侵作用和岩浆混合作用，并构建了加厚陆壳背景下的断离-底侵-混合-拆沉作用模型。刘成东等(2004)和刘成东(2008)报道东昆北构造带加鲁河岩体的锆石U-Pb年龄为242±6Ma，认为其代表古特提斯洋基本关闭、两侧大陆开始碰撞造山的构造阶段。近些年，学者们针对这一巨型花岗岩又进行了大量研究，孙雨等(2009)获得东昆南构造带哈拉尕吐弧花岗闪长岩寄主岩锆石U-Pb年龄为255±4Ma，暗色闪长质包体锆石U-Pb年龄为253±3Ma，为晚二叠世早期，亦强调了壳幔岩浆混合作用的重要性。熊富浩等(2011a, b)获得东昆仑东段巴隆-白日其利-金水口地区弧岩浆岩锆石U-Pb年龄为263~251Ma，为晚二叠世。史连昌等(2016)报道东昆仑大灶火地区陆缘弧火山岩锆石U-Pb年龄为255±1Ma。以上岩浆岩的形成年龄主要集中于晚二叠世-早三叠世，藉此大致限定古洋壳向北俯冲时限为晚二叠世-早三叠世。然而，最近部分研究者认为东昆仑东段都兰地区260~240Ma花岗岩形成于碰撞构造环境(谌宏伟等, 2005; Huang et al., 2014)，岩石成因研究表明其熔融源区主要为早期俯冲洋壳及少量陆壳物质，岩浆混合作用不是其形成的主导方式(Huang et al., 2014; Shao et al., 2017; Chen et al., 2017)。综上，前人对东昆仑东段三叠纪大型花岗岩体岩石源区、岩石成因及构造环境等问题仍存有较大的争议。
鉴于此，本文对出露于东昆北构造带乌妥复式岩体的花岗闪长岩、二长花岗岩和正长花岗岩单元开展了岩石学、LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学和地球化学研究，探讨了花岗质岩浆的形成过程，并在此基础上研究其形成构造背景及与古特提斯洋俯冲作用关系。
1 区域地质背景及岩体地质特征中央造山系是中国南、北两大陆块群拼合形成的一条十分醒目而又极其重要的巨型(长达4000km)构造带(王国灿等, 1999; 罗照华等, 2002; 殷鸿福等, 2003; 许志琴等, 2006)。东昆仑地处中央造山系西段，西隔阿尔金断裂与西昆仑造山带为邻，东隔秦祁昆岔口(共和盆地)与西秦岭造山带相接，北侧为柴达木地块，南侧以布青山-阿尼玛卿构造混杂岩带分界与南侧巴颜喀拉造山带相邻(图 1a, b)。研究区位于东昆仑造山带东段，大面积出露晚二叠世-三叠纪侵入岩和古、中元古代-早古生代变质岩系，变质岩系主要由高角闪岩相变质的古元古代白沙河岩组(Pt1b)、以石英质岩石为主的中元古代小庙岩组(Pt2x)和早古生代绿片岩相变质的纳赤台岩群(Pz1N)所组成。东昆仑地区在晚古生代-早中生代沉积地层主要有泥盆纪牦牛山组、早石炭世哈拉郭勒组、晚石炭世浩特洛洼组、晚二叠世格曲组、早三叠世洪水川组、中三叠世闹仓坚沟组及希里可特组、晚三叠世八宝山组和早侏罗世羊曲组(李瑞保, 2012; 李瑞保等, 2012)。
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图 1 中央造山系构造格架图(a)、东昆仑造山带大地构造背景(b, 据Enkelmann et al., 2007)和东昆仑造山带东段地质简图(c) 年龄数据来源：1-Zhang et al., 2012; 2-熊富浩等, 2011b; 3-孙雨等, 2009; 4-李瑞保, 2012; 5-刘成东等, 2004; 6-Li et al., 2013; 7-陈有炘等, 2013; 8-张亚峰等, 2010; 9-Zhou et al., 2016; 10-陈国超等, 2013; 11-Li et al., 2017b; 12-李佐臣等, 2013; 刘金龙等, 2015; 13-Li et al., 2015a; 14-丁烁等, 2011 Fig. 1 Tectonic framework of the Central China Orogen (a), simplified geological map showing the distribution of arc magmatic rocks for East Kunlun Orogen (b, modified after Enkelmann et al., 2007) and simplified geological map of eastern East Kunlun orogen (c) |
东昆仑造山带(东段)还出露有大面积花岗岩体。按构造带位置不同，以东昆中断裂带为界可划分为两大构造岩浆带，分别是东昆南构造岩浆带和东昆北构造岩浆带。东昆南构造岩浆带以哈拉尕吐花岗岩体为代表(孙雨等, 2009; 李瑞保, 2012)，而东昆北构造带的花岗岩体近些年研究者较多，主要有位于香日德南部的加鲁河花岗岩体(刘成东等, 2004)、巴隆哈图地区的巴隆花岗岩体、以及本文位于乌妥地区的乌妥花岗岩体。已有资料表明，从东向西，加鲁河花岗岩体、乌妥花岗岩体和哈图花岗岩体锆石U-Pb年龄差别较大，加鲁河花岗岩体年龄介于239~242Ma，乌妥花岗岩体年龄介于245~248Ma，巴隆花岗岩体年龄主体为263Ma(Zhang et al., 2012)，而且这些岩体的岩石组合具有差异性。为了叙述方便，本文将乌妥地区的245~248Ma的岩体，称之为乌妥岩体。
乌妥花岗质岩体位于东昆仑东段的科日-乌妥-德福胜地区，平面上呈东西向线状展布，且与区域构造线方向协调一致(图 1c)。岩体南北宽约7~10km，东西长约70~80km，出露面积约820km2，呈大型岩基状。该岩体主要侵入于古元古代白沙河岩组(Pt1b)和中元古代小庙岩组(Pt2x)(图 1c、图 2)，北侧部分地区被晚三叠世鄂拉山组(T3e)中酸性火山岩及第四系不整合覆盖。岩体内部还见有少量的中元古代小庙岩组(Pt2x)大型残留顶蚀体(图 2)。乌妥花岗岩体主体呈块状，但是在南侧靠近东昆中断裂带的德福胜-乌妥地区，岩体发育一组透入性向南陡倾的面理构造，系受东昆中断裂早中生代活动影响所致。在岩石组合特征上，乌妥花岗岩体主要由中细粒花岗闪长岩、中粒斑状二长花岗岩和中粗粒正长花岗岩组成(图 3)，各岩性之间多呈渐变接触关系。花岗闪长岩出露面积约占岩体总面积的2/5~3/5，斑状二长花岗岩和正长花岗岩出露面积相对较小。此外，花岗闪长岩中发育有少量的暗色闪长质包体(图 3a-c)，而正长花岗岩中暗色微粒包体数量明显偏少。包体呈灰-灰黑色，多为椭球状及浑圆状(图 3a, c)，呈现出塑性流动特征。
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图 2 乌妥地区地质简图(据殷鸿福等, 2003修改) 1-第四系；2-晚三叠世鄂拉山组；3-早古生代纳赤台岩群；4-中元古代小庙岩组；5-花岗闪长岩；6-斑状二长花岗岩；7-正长花岗岩；8-镁铁-超镁铁质岩；9-角度不整合；10-糜棱岩化带/脆性断层 Fig. 2 Simplified geological map of Wutuo Pluton (modified after Yin et al., 2003) 1-Quaternary; 2-Late Triassic Elashan Formation; 3-Early Paleozoic Nacitai Group; 4-Mesoproterozoic Xiaomiao Formation; 5-granodiorite; 6-porphyritic-like monzogranites; 7-syenogranite; 8-ultramafic-mafic rocks; 9-angular unconformity; 10-mylonitize/fault |
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图 3 乌妥花岗岩体野外地质特征(a-c)及正交偏光镜下特征(d-f) (a)花岗闪长岩与闪长质微粒包体；(b、e)正长花岗岩；(c)斑状二长花岗岩及暗色包体和正长石斑晶；(d)花岗闪长岩；(f)斑状二长花岗岩(基质). Kf-钾长石；Pl-斜长石；Qz-石英；Bi-黑云母；Amp-角闪石；ME-暗色微粒包体 Fig. 3 Field photos (a-c) and microphotographs under CPL (d-f) for the Wutuo pluton in East Kunlun orogen belt (a) granodiorite and dioritic microgranular enclave; (b, e) syenogranite; (c) dark microgranular dioritic enclave in porphyritic monzogranite; (d) granodiorite; (f) porphyritic monzogranite. Kf-K-feldspar; Pl-plagioclase; Qz-quartz; Bi-biotite; Amp-amphibole; ME-microgranular enclave |
花岗闪长岩 岩石新鲜面呈浅灰-灰白色，中细粒花岗结构，块状构造，主要组成矿物为石英(20%~25%)，斜长石(50%~55%)，钾长石(20%~25%), 角闪石(5%)和少量黑云母(< 5%)。其中，斜长石呈灰白色，自形程度较高，一般为板条状或半自形粒状，大小为1~4mm；钾长石为浅肉红色，半自形粒状，大小为1~3mm；石英呈他形粒状镶嵌其间；角闪石呈自形-半自形六边形状(图 3d)。斜长石表面多见绢云母化和高岭土化，多见韵律环带(图 3d)。钾长石常见格子双晶。角闪石和黑云母常发生绿泥石化。副矿物为极少量的锆石、磷灰石和磁铁矿等。
斑状二长花岗岩 岩石新鲜面呈浅肉红色，中粒斑状花岗结构，块状构造，主要组成矿物为斜长石(40%~45%)，钾长石(30%~35%)，石英(20%~25%)和少量黑云母及角闪石(< 5%)等。斑晶成分主要为斜长石及钾长石(图 3c, f)，斑晶大小为0.5~1cm，含量约为5%~10%。斜长石聚片双晶可见，偶见韵律环带。基质矿物颗粒大小一般为2~4mm，基质中斜长石自形程度较高，钾长石呈半自形粒状，石英呈他形粒状。副矿物为极少量的锆石、磷灰石、磁铁矿等。
正长花岗岩 岩石新鲜面呈浅肉红色，中粗粒花岗结构(图 3b)，块状构造，主要组成矿物为钾长石(70%~75%)，石英(25%~30%)，斜长石(5%)及黑云母(< 5%)。其中，钾长石呈半自形-他形粒状，常发育格子双晶(图 3e)，大小一般5~8mm；斜长石呈自形-半自形的板条状，常见聚片双晶，双晶纹稀疏，偶见模糊的环带构造；石英呈他形粒状，充填于斜长石与钾长石间隙之中。副矿物为极少量的锆石、褐帘石与磁铁矿等。
3 分析测试方法锆石U-Pb同位素年龄测试和Hf同位素组成分析均在西北大学大陆动力学国家重点实验室的LA-ICP-MS仪器上进行。分析仪器为Elan6100DRC型四级杆质谱仪和Geolas200M型激光剥蚀系统，激光器为193nm ARF准分子激光器。激光剥蚀斑束直径为30μm，激光剥蚀深度为20~40μm。锆石年龄计算采用国际校准锆石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NIST610作为外标，29Si作为内标元素进行校正。样品的同位素比值和元素含量采用GLITTER(4.0版本，Macquarie University)程序处理，并采用Anderson (2002)软件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)(Ludwig, 2003)软件完成。详细的实验原理和测试流程及仪器参见相关文献(Yuan et al., 2004)。
主量元素和微量元素分析在中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室进行。主量元素使用X-射线荧光光谱仪(XRF-1500)法测试，精度优于2%~3%。微量元素及稀土元素利用酸溶法制备样品，使用ICP-MS(Element Ⅱ)测试，分析精度优于10%。化学分析测试流程参考Chen et al.(2000, 2002)介绍的方法。
4 LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学为了精确限定乌妥花岗岩体不同岩性的形成时限，对其中的花岗闪长岩(WT54)、斑状二长花岗岩(WT49)及正长花岗岩(WT48)分别进行锆石U-Pb同位素年代学研究。测试结果见表 1。
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表 1 乌妥花岗岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素测年结果 Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic data for Wutuo pluton |
花岗闪长岩(WT54)的锆石晶体呈浅黄色-无色透明，自形程度较高，多呈长柱状，锆石粒径多为100~240μm，长宽比为1：2~1：3。锆石阴极发光(CL)照片显示(图 4a)，锆石具明显的岩浆生长震荡环带结构，表明为岩浆锆石结晶的产物(吴元保和郑永飞, 2004)。在24个测点中(表 1)，锆石Th含量为156×10-6~470×10-6，U含量为383×10-6~868×10-6，Th/U为0.35~0.59，主体大于0.4，显示了岩浆成因锆石特征(吴元保和郑永飞, 2004)。在获得的24个数据中，剔除2个极度不谐和的数据外，剩余22个数据206Pb/238U和207Pb/235U谐和性较好，所有测点均集中于一致线及其附近很小的区域内，206Pb/238U表面年龄介于247~250Ma，206Pb/238U加权平均年龄为249±1Ma(MSWD=0.069)(图 4b, c)，代表了花岗闪长岩的结晶年龄。
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图 4 花岗闪长岩锆石CL图像(a)、U-Pb年龄谐和图(b)及206Pb/238U加权平均年龄图(c) Fig. 4 Cathodoluminescence images of representative zircon grains indicating the sites of U-Pb (red circles) and Hf (yellow circles) analysis (a), U-Pb concordia diagrams (b) and U-Pb diagrams of weighted mean ages (c) for zircons from granodiorite |
斑状二长花岗岩(WT49)的锆石晶体亦呈浅黄色-无色透明，自形程度较高，总体为自形、半自形长柱状，长宽比多为2：1~3：1，粒度多为100~300μm。21颗岩浆锆石的U-Pb分析结果表明(图 5b, c)，测试数据主体均位于谐和线上或其附近，206Pb/238U表面年龄介于247~248Ma之间，206Pb/238U加权平均年龄为247±1Ma(MSWD=0.01)，代表了斑状二长花岗岩的结晶年龄，表明其形成时代为中三叠世。
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图 5 斑状二长花岗岩锆石CL图像(a)、U-Pb年龄谐和图(b)及206Pb/238U加权平均年龄图(c) Fig. 5 Cathodoluminescence images of representative zircon grains indicating the sites of U-Pb (red circles) and Hf (yellow circles) analysis (a), U-Pb concordia diagrams (b) and U-Pb diagrams of weighted mean ages (c) for zircons from porphyritic monzogranite |
正长花岗岩(WT48)的锆石晶体呈浅黄色-无色透明，自形程度相对较高，总体为自形、半自形短柱状，长宽比多为1：1~2：1，粒度多为100~150μm。共获得了21颗岩浆锆石微区数据，去除5个明显不协调的数据外，其余锆石年龄诣和性较好，主体均位于谐和线或其附近，206Pb/238U表面年龄介于245~246Ma之间，206Pb/238U加权平均年龄亦为245±1Ma(MSWD=0.013)(图 6b, c)，代表了正长花岗岩的结晶年龄，表明其形成时代为中三叠世。
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图 6 正长花岗岩锆石CL图像(a)、U-Pb年龄谐和图(b)及206Pb/238U加权平均年龄图(c) Fig. 6 Cathodoluminescence images of representative zircon grains indicating the sites of U-Pb (red circles) and Hf (yellow circles) analysis (a), U-Pb concordia diagrams (b) and U-Pb diagrams of weighted mean ages (c) for zircons from syenogranite |
乌妥花岗岩体主量元素地球化学数据列于表 2。花岗闪长岩SiO2表现出较窄的变化范围，含量为66.55%~68.59%，全碱(Na2O+K2O)含量为6.68%~7.00%，Na2O/K2O比值为1.04~1.24。
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表 2 乌妥花岗岩体主量元素(wt%)及微量元素(×10-6)分析结果 Table 2 Major (wt%) and trace element (×10-6) concentrations for Wutuo pluton |
在SiO2-(Na2O+K2O)图解中，样品落入亚碱性区域(图 7a)，在SiO2-K2O图解中样品落入高钾钙碱性系列范围(图 7b)；TiO2含量为0.40%~0.46%，Al2O3含量为15.01%~15.84%，平均为15.37%；A/CNK为0.97~1.01，平均值0.98，为准铝质，具Ⅰ型花岗岩特征。在A/NK-A/CNK图解和SiO2-A/CNK图解上(图 8a, b)，样品主体落入东昆仑陆缘弧花岗岩区域(李瑞保, 2012)，具有与其相同的准铝质、Ⅰ型花岗岩特征。
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图 7 乌妥花岗岩体硅碱图(a, 据Middlemost, 1994)及岩石系列分类图(b, 据Rickwood, 1989) Fig. 7 Na2O+K2O vs. SiO2 diagram (a, after Middlemost, 1994) and K2O vs. SiO2 diagram (b, after Rickwood, 1989) of Wutuo pluton |
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图 8 乌妥花岗岩体ANK-ACNK图解(a, 据Maniar and Piccoli, 1989)和ACNK-SiO2图解(b, 据Clarke, 1992) 东昆仑陆缘弧花岗岩李瑞保等, 2012; 图 10同 Fig. 8 ANK vs. ACNK diagram (a, after Maniar and Piccoli, 1989) and ACNK vs. SiO2 diagram (b, after Clarke, 1992) of Wutuo pluton |
斑状二长花岗岩SiO2含量为69.42%~72.58%，全碱(Na2O+K2O)含量为7.25%~7.68%，Na2O/K2O比值为0.99~1.13，平均值为1.06，属于高钾钙碱性花岗岩系列(图 7b)。TiO2含量为0.26%~0.35%，Al2O3含量为13.56%~14.79%，平均为14.15%；A/CNK为0.99~1.02，平均值为1.00，具准铝质花岗岩特征。在A/NK-A/CNK图解和SiO2-A/CNK图解上(图 8)，样品落入准铝质、Ⅰ型花岗岩区域。
正长花岗岩SiO2含量相对较高，为75.38%~76.27%，全碱(Na2O+K2O)含量为8.38%~8.44%，Na2O/K2O比值为0.78~0.85，平均值为0.81。在SiO2-(Na2O+K2O)图解中，样品落入亚碱性区域(图 7a)，在SiO2-K2O图解中样品落入高钾钙碱性系列范围(图 7b)。Al2O3含量为12.68%~12.79%，A/CNK为1.01~1.08，平均值为1.04，具弱过铝质花岗岩特征。在A/NK-A/CNK图解和SiO2-A/CNK图解上(图 8)，样品落入S型花岗岩或Ⅰ型向S型花岗岩过渡的区域。
在SiO2与主量元素的Harker图解中(图 9)，乌妥花岗岩体中的花岗闪长岩、斑状二长花岗岩和正长花岗岩的Na2O、K2O与SiO2呈正相关关系，Al2O3、Fe2O3T、TiO2、MgO、CaO、P2O5与SiO2呈明显的负相关关系。
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图 9 乌妥花岗岩体哈克图解 Fig. 9 Harker diagrams illustrating major elements and trace elements variations of Wutuo pluton |
乌妥花岗岩体稀土元素及微量元素地球化学数据见表 2。乌妥花岗岩体不同岩石类型稀土元素变化具有一定的规律性。花岗闪长岩稀土元素总量为98×10-6~154×10-6，平均值为130×10-6，LREE/HREE为6.70~11.7，(La/Sm)N为3.67~6.37，(La/Yb)N为5.86~13.7，δEu为0.73~0.84。斑状二长花岗岩稀土元素总量为157×10-6~191×10-6，平均值为168×10-6，LREE/HREE为8.28~8.80，(La/Sm)N为4.35~4.87，(La/Yb)N为7.49~7.97，δEu为0.48~0.65。正长花岗岩稀土元素总量为126×10-6~165×10-6，平均值为145×10-6，LREE/HREE为6.11~6.58，(La/Sm)N为2.86~3.38，(La/Yb)N为5.62~6.83，δEu为0.14~0.23。在稀土元素球粒陨石标准化配分图解上(图 10a)，所有样品均表现为轻稀土富集、中重稀土分异不明显、Eu负异常的特征。
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图 10 东昆仑东段乌妥花岗岩体球粒陨石标准化稀土元素配分图(a, 标准化值据Boynton, 1984)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b, 标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 10 Chondrite-normalized REE patterns (a, normalization values after Boynton, 1984) and primitive-mantle normalized trace element spider diagrams (b, normalization values after Sun and McDonough, 1989) of Wutuo pluton |
在不相容元素原始地幔标准化蛛网图上(图 10b)，乌妥花岗岩体各岩石类型表现出相似的变化趋势，只是其元素亏损和富集的程度各不相同。总体呈现出富集Cs、Rb、Th、Ba、U等大离子亲石元素(LILE)、亏损Nb、Ti、Ta、P等高场强元素(HFSE)、而Zr和Hf无明显异常的特点，与东昆仑弧花岗岩具有相同微量元素配分型式，表明与俯冲带相关的弧岩浆岩特征。
6 锆石Lu-Hf同位素特征本文分别对花岗闪长岩(WT54)、斑状二长花岗岩(WT49)和正长花岗岩(WT48)样品进行了Hf同位素组成分析，绝大多数测点位于原年龄靶位或其附近(图 4-图 6)。详细的锆石Hf同位素测试结果见表 3。测试结果表明乌妥岩体花岗闪长岩、斑状二长花岗岩和正长花岗岩主体均具有负的Hf同位素组成。其中，花岗闪长岩εHf(t)为-1.5~+3.4(平均值，-2.0)，相应的二阶段模式年龄为901~1299Ma。斑状二长花岗岩εHf(t)为-4.1~-0.6(平均值，-2.1)，相应的二阶段模式年龄为1041~1284Ma。正长花岗岩εHf(t)为-6.9~-0.9(平均值，-4.1)，相应的二阶段模式年龄为1118~1385Ma。与花岗闪长岩相比，正长花岗岩具有明显低的εHf(t)值。
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表 3 乌妥花岗岩体锆石Hf同位素分析结果 Table 3 Zircon Hf isotopic composition of the Wutuo pluton |
近些年，关于东昆仑东段三叠纪花岗质岩体的高精度年代学资料积累较多(图 1c)。东昆北构造带加鲁河地区花岗岩体锆石年龄为241~239Ma(刘成东等, 2004)。东昆南构造带哈拉尕吐地区花岗闪长岩寄主岩锆石U-Pb年龄为255±4Ma，暗色闪长质包体锆石U-Pb年龄为253±3Ma(孙雨等, 2009)。东昆仑巴隆地区花岗闪长岩和石英闪长岩年龄为263~241Ma(熊富浩等, 2011a, b; Zhang et al., 2012)。东昆仑五龙沟-白日其利-金水口地区弧岩浆岩锆石U-Pb年龄介于260~251Ma(熊富浩等, 2011a; Xiong et al., 2013; 罗明非等, 2015)。东昆仑大灶火地区陆缘弧火山岩锆石U-Pb年龄为255±1Ma(史连昌等, 2016)。东昆仑黑石沟地区英安岩锆石U-Pb年龄为245Ma(Li et al., 2015b)。本次工作新获得乌妥花岗岩体三种岩石类型的锆石U-Pb年龄在误差范围内非常接近，介于248~245Ma。综上，东昆仑造山带东段弧岩浆岩年龄主体介于晚二叠世-中三叠世(263~239Ma)，本文乌妥花岗岩体代表了弧岩浆作用的晚期岩浆事件(248~245Ma)。
7.2 岩石成因乌妥花岗岩体主要包括花岗闪长岩、斑状二长花岗岩和正长花岗岩三种岩石类型，其锆石U-Pb年龄表明花岗闪长岩形成相对较早，正长花岗岩形成相对较晚，它们很可能是同源岩浆演化的产物，也可能是不同岩石源区及部分熔融程度不同造成的。在乌妥花岗岩体哈克图解上(图 9)，SiO2与主要氧化物具有很好的线性演化趋势，表明岩体中存在充分的岩浆混合作用。在反映岩浆演化的MgO-FeOT相关图解上(图 11a)，所有样品偏离岩浆演化分离曲线，而落在岩浆混合曲线上，表明分离结晶作用不是乌妥花岗岩体的主导形成方式。Zr-Zr/Nb图解进一步揭示分离结晶作用不是乌妥花岗岩体形成的主导方式(图 11b)。
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图 11 乌妥花岗岩体MgO-FeOT图解(a)和Zr-Zr/Nb图解(b)(据Zorpi et al., 1991) Fig. 11 Plot of MgO vs. FeOT (a) and Zr vs. Zr/Nb (b) of Wutuo pluton (after Zorpi et al., 1991) |
乌妥花岗岩体εHf(t)值几乎全部靠近下地壳)，表明其岩浆起源于富集岩石圈地幔或下地壳(图 12a)，较大的Hf二阶段模式年龄进一步表明起源于中新元古代下地壳。区域上，东昆仑东段巴隆地区中三叠世中酸性侵入岩87Sr/86Sr比值和εNd(t=248Ma)值分别为0.708500~0.708630和-6.1~-4.6(熊富浩等, 2011b)，中三叠世闹仓坚沟组英安岩和流纹岩87Sr/86Sr比值介于0.710866~0.734356，εNd(t=248Ma)值介于-5.9~-4.3(Li et al., 2015b)。在(87Sr/86Sr)t-εNd(t)图解(图 12b)，所有数据主体落入东昆仑富集岩石圈地幔区域(图 12b)，进一步研究表明酸性岩石主要源自于下地壳，基性侵入岩及暗色闪长质微粒包体起源于俯冲带上方的岩石圈富集地幔(EMⅡ)(熊富浩等, 2011a; Chen et al., 2015)，并与地壳起源的酸性岩浆发生一定程度的岩浆混合作用(刘成东, 2008; 陈国超等, 2016)。乌妥岩体花岗闪长岩样品(WT54)两颗正的εHf(t)值(+3.4)锆石，可能记录了岩浆混合之前的残留的幔源岩浆源区的信息。事实上，东昆仑造山带于晚二叠世-中三叠世发生了强烈的壳幔岩浆混合作用(刘成东, 2008; Xiong et al., 2013; 陈国超等, 2016)。陈国超等(2016)报道该地区中生代花岗岩中暗色闪长质包体中发育有石英及长石俘虏晶，表明幔源基性岩浆与壳源长英质岩浆流动性较好，允许寄主岩中的晶体运移到包体中。此外，乌妥花岗岩体各岩性单元具负Eu异常特征，可能是熔融源区残留有斜长石或者斜长石发生一定程度分离结晶作用的缘故。样品具明显的Nb、Ta、Ti负异常，常常认为是源区残留有金红石及榍石的结果(Tiepolo et al., 2000)。
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图 12 乌妥花岗岩体锆石t-εHf(t)图解(a)和东昆仑东段中生代弧岩浆岩εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图解(b) (a)地壳参考线演化资料据Griffin et al., 2002; (b)弧岩浆岩同位素数据引自Xiong et al., 2012; 刘成东, 2008; 谌宏伟等, 2005; Chen et al., 2015; Li et al., 2015b; 亏损地幔数据引自Li et al., 2017a; 富集岩石圈地幔和S型花岗岩数据陈宣华等, 2011 Fig. 12 Plot of t vs. εHf(t) for Wutuo pluton (a) and plot of εNd(t) vs. (87Sr/86Sr)i for arc magmatic rocks of eastern East Kunlun orogen belt (b) |
前人对东昆仑东段晚二叠世-中三叠世的花岗岩体进行了大量研究，基本认为该期花岗岩岩浆源区主要为大陆下地壳和富集岩石圈地幔(Zhang et al., 2012; Xiong et al., 2013)。最近，有关东昆仑东段沟里岩体研究结果表明(Chen et al., 2017)，沟里花岗闪长岩(242Ma)具有埃达克质地球化学属性，认为其岩浆源区主要是俯冲洋壳。乌妥花岗岩体La/Nb比值(1.28~3.87，平均2.36)大于1.0，接近于下地壳平均值(=1.6)而明显区别于幔源岩浆(Depaolo and Daley, 2000)。Rb/Sr比值介于0.41~1.09之间，主体小于0.9，接近大陆地壳平均值(0.24)(Taylor and McLennan, 1985)，表明乌妥花岗岩体来自于陆壳物质。乌妥岩体低的εHf(t)值表明其主要起源于下地壳(图 12a)。此外，乌妥花岗岩体低的Sr/Y比值(< 20)表明其为弧花岗岩而非埃达克质岩石，且在Y-Sr/Y图解上所有样品靠近正常弧岩浆岩区域的下地壳部分熔融曲线(图 13a)。实验岩石学对大陆下地壳不同源岩的熔融实验研究表明，大陆下地壳基性岩部分熔融形成相对偏基性的花岗闪长质岩浆，而泥砂质沉积岩类部分熔融形成富钾质的花岗岩(Patiño Douce and McCarthy, 1998)。在(Al2O3+FeOT+MgO+TiO2)-Al2O3/(FeOT+MgO+TiO2)源区判别图解中(图 13b)，相对早期的花岗闪长岩落入下地壳基性岩的部分熔融区域，而较晚期的高硅花岗岩(正长花岗岩)落入杂砂岩部分熔融区域，二长花岗岩落入二者过渡区域，显示了下地壳熔融源区的差异。此外，正长花岗岩相对于花岗闪长岩低的εHf(t)值(图 12a)，进一步指明其源区组成的差异。正长花岗岩相对高的Rb/Sr比值和Rb/Ba比值，显示其熔融源区可能为大陆下地壳泥砂质成份(Sylvester, 1998)。位于研究区东侧的同时代的香日德复式岩基由花岗闪长岩、二长花岗岩和石英闪长岩组成，成因研究表明其源自于不同的大陆下地壳熔融源区，而非由同一母岩浆分离结晶作用形成，而且东昆仑印支早期弧花岗岩的形成过程涉及到下地壳不同源区熔融、壳幔混合、岩浆混染和均一化等过程(马昌前等, 2015)。
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图 13 乌妥花岗岩体Y-Sr/Y图解(a, 据Martin, 1999)和(Al2O3+FeOT+MgO+TiO2)-Al2O3/(FeOT+MgO+TiO2)图解(b, 据Sylvester, 1998) Fig. 13 Plots of Y vs. Sr/Y (a, after Martin, 1999) and (Al2O3+FeOT+MgO+TiO2) vs. Al2O3/(FeOT+MgO+TiO2) (b, after Sylvester, 1998) of Wutuo pluton |
一般地，岛弧型花岗质岩浆岩的形成经历部分熔融、壳幔岩浆混合、同化混染及均一化过程(MASH)。花岗质岩浆能否进行大规模的分离结晶作用(AFC)一直是一个值得商榷的问题(张旗, 2008, 2012; 马昌前和李艳青, 2017)。大型复式岩基的成份差异，很可能是从源区继承而来，并经历了复杂的MASH过程(Reichardt et al., 2010; Clemens and Stevens, 2016)，而非由单一的岩浆房经过缓慢的冷却和结晶分异作用形成的。郭丽爽等(2011)报道冈底斯古近纪莫朗侵入杂岩体主体岩性为花岗闪长岩和正长花岗岩及少量的闪长岩，其形成时代介于57~54Ma，研究认为正长花岗岩不是花岗质岩浆高度分离结晶的产物，而应为不同侵入批次、不同源区部分熔融的结果。
本文认为乌妥花岗岩体的形成过程可能为：在洋壳俯冲带，由于俯冲板片脱水加入到上覆地幔楔使其发生部分熔融形成基性岩浆，基性岩浆向上运移由于密度差异而驻留于厚而轻的陆壳底部。这些炽热的基性岩浆为地壳范围内基性源岩及泥砂质岩石的部分熔融提供热量，导致下地壳发生熔融形成花岗质岩浆，并与岩石圈地幔起源的基性岩浆发生混合、同化混染及均一化过程(MASH)，形成了乌妥花岗岩体。乌妥花岗岩体不同侵入单元可能反映了各期次岩浆熔融源区的不同，从早到晚显示了熔融源区或岩浆房由陆壳底部变基性岩向泥砂质源区的转变。综上，洋壳俯冲带上部壳幔接触过渡部位多次岩浆MASH过程及弱的分离结晶作用可能是形成乌妥花岗岩体的重要方式。
7.3 构造环境及地质意义东昆北构造带出露有大面积、近东西向线状产出的花岗岩体，且这些岩体长轴基本平行于南缘的布青山-阿尼玛卿蛇绿构造混杂岩带(图 1b)。岩体的产出状态与西藏冈底斯花岗岩体及南美安第斯型陆缘弧花岗岩体产出特征相类似，可能形成于与洋壳俯冲相关的陆缘弧构造环境。地球化学特征方面，主量元素显示乌妥花岗岩具高钾钙碱性特征(图 7b)，微量元素蛛网图富集大离子亲石元素(Cs、Rb、Ba、K)而亏损高场强元素(Nb、Ta、Ti)，具有与俯冲带相关的弧岩浆岩特征(图 10b)(Floyd and Winchester, 1975; Rogers and Hawkesworth, 1990; Sajona, 1996)。乌妥花岗岩体La/Nb平均比值为2.36，与活动大陆边缘地区火成岩La/Nb比值相似(> 2, Salters and Hart, 1991)。在Rb-(Y+Nb)图解中(图 14a)(Pearce et al., 1984)，样品均落入火山弧花岗岩区域。Brown et al. (1984)研究发现微量元素Rb/Zr比值和Nb含量的增加可以指示弧成熟度的提高，在Rb/Zr-Nb图解中(Brown et al., 1984)(图 14b)，样品全部落入正常火山弧范围，介于初始弧与成熟弧之间。最近，有学者通过对沟里岩体研究后认为(Chen et al., 2017)，沟里花岗闪长岩(243Ma)亦形成于洋壳俯冲构造环境。综上，乌妥花岗岩体应形成于活动大陆边缘的正常陆缘弧环境。
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图 14 乌妥花岗岩体构造环境判别图解 Fig. 14 Discrimination diagrams of tectonic setting of Wutuo pluton |
已有研究表明，冈瓦纳大陆北缘于晚古生代发育有由多个小洋盆与多个陆块间列并存的多岛洋格局(Metcalfe, 2006, 2013; 李才等, 2007; 许志琴等, 2013)。东昆仑南缘布青山-阿尼玛卿有限小洋盆可能是古特提斯洋域最北缘的一条分支洋盆，且该洋盆向东延伸过阿尼玛卿与南秦岭南缘勉略洋相接(张国伟等, 2001; 裴先治, 2001; 赖绍聪和秦江峰, 2010; Dong et al., 2011, 2017; Dong and Santosh, 2016)。东昆仑南缘布青山地区出露的石炭纪蛇绿岩、二叠纪洋岛/海山玄武岩组合(王永标, 2005; 郭安林等, 2006; 刘战庆等, 2011a, b; 李瑞保等, 2014)和阿尼玛卿地区发育的石炭纪蛇绿岩(裴先治, 2001; 陈亮等, 2001)等均为古特提斯洋盆于晚古生代发育的直接物质证据。
晚二叠世以来，布青山-阿尼玛卿古洋盆向北俯冲消减于东昆仑地块之下(杨经绥等, 2005)，因洋壳俯冲诱发形成了东昆仑地区大面积近东西向线型展布的中、高钾钙碱性陆缘弧酸性岩浆岩及幔源基性侵入岩体(图 15)(杨经绥等, 2005; 李瑞保, 2012; 马昌前等, 2015)，例如，晚二叠世-早三叠世巴隆花岗岩体(熊富浩等, 2011a; Zhang et al., 2012)和哈拉尕吐花岗岩体(李瑞保, 2012)。东昆仑西段大灶火-万宝沟地区晚二叠世高钾钙碱性中酸性火山岩亦为该次弧岩浆作用的产物(史连昌等, 2016)。马昌前等(2015)对东昆仑东段晚二叠世-晚三叠世岩浆作用强度进行研究，认为晚二叠世-早三叠世弧岩浆体积添加速率最低，晚三叠世碰撞型岩浆体积添加速率最高，而中三叠世岩浆通量介于其间，也就是说东昆仑地区在中三叠世仍有相对较为强烈的岩浆活动。本文研究的乌妥花岗岩体形成时代为中三叠世，具陆缘弧构造属性，为东昆仑地区中三叠世弧花岗岩的实例。区域上，东昆仑东段约格鲁岩体(刘成东等, 2004)和黑石沟陆缘弧英安岩(Li et al., 2015b)亦为洋壳俯冲晚期的产物。沉积方面，早三叠世洪水川组(T1h)和中三叠世闹仓坚沟组(T2n)沉积盆地原型为与布青山古洋盆向北俯冲相关的奠基于北侧巨型岩浆弧与南侧布青山构造混杂岩(刘战庆等, 2011a, b; 裴先治等, 2016; 邵东等, 2017)之间的弧前盆地(图 15)(闫臻等, 2008, 2013; 李瑞保, 2012; 李瑞保等, 2012)，其沉积物源主要来自北侧的变质基底岩石和弧岩浆岩。综合以上岩浆及沉积资料，认为洋壳向北俯冲作用始于晚二叠世，一直持续到中三叠世晚期，并且中三叠世岩浆活动较为强烈。
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图 15 东昆仑东段晚二叠世-中三叠世弧岩浆岩及弧前盆地形成模式 Fig. 15 Cartoons depicting the formation of Late Permian-Middle Triassic magmatic rocks and forearc basin in eastern part of East Kunlun |
晚三叠世，布青山-阿尼玛卿古特提斯洋盆关闭，南侧巴颜喀拉地块与北侧的东昆仑地块碰撞产生了具碰撞构造属性的花岗岩体及幔源岩浆侵入岩(陈国超等, 2018)，如东昆南构造带东段南缘科科鄂阿龙岩体(陈国超等, 2013)、和勒岗希里可特埃达克质花岗岩体(陈国超等, 2013)、哥日卓托闪长岩体(李佐臣等, 2013; 刘金龙等, 2015)、鄂拉山组高Nb-Ta流纹岩(丁烁等, 2011)和石灰沟辉长岩(罗照华等, 2002)等。也就是说，晚三叠世以来，东昆仑地区已经转入碰撞造山及后碰撞构造演化阶段。
8 结论(1) 乌妥花岗岩体主要包括花岗闪长岩、斑状二长花岗岩和正长花岗岩，其中花岗闪长岩占岩体总量的3/5。花岗闪长岩和二长花岗岩中发育有少量的暗色闪长质包体。
(2) 花岗闪长岩、斑状二长花岗岩和正长花岗岩的锆石U-Pb年龄分别为248Ma、247M和245Ma，形成时代为中三叠世，代表了东昆仑弧岩浆作用的晚期阶段。
(3) 地质、地球化学特征表明洋壳俯冲带上部壳幔接触过渡部位多次岩浆MASH过程及弱的分离结晶作用可能是形成乌妥花岗岩体的重要方式。乌妥花岗岩具典型的Ⅰ型弧花岗岩特征，构造环境判别表明其形成于与古特提斯洋向北俯冲相关的陆缘弧构造环境。
(4) 综合区域资料认为布青山古洋盆于晚二叠世开始向北俯冲，并持续到中三叠世晚期。晚三叠世，东昆仑南缘古特提斯洋盆关闭，东昆仑地区由俯冲造山作用转换为碰撞及后碰撞造山。
致谢 一起参加野外工作的还有丁仨平教授级高级工程师、郭俊锋副教授、张亚峰硕士、孙雨硕士、冯建赟博士、张晓飞硕士、刘智刚硕士和张刚硕士等，在此表示诚挚的谢意。
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