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新疆祁漫塔格花土沟地区中酸性侵入岩的年代学、地球化学特征及其地质意义
马德成1, 席振2,3, 高光明3, 李欢3
（1.新疆维吾尔自治区有色地质勘查局七○一队, 新疆 昌吉 831100；2.湖南城市学院市政与测绘工程学院, 湖南 益阳 413000；3.中南大学地球科学与信息物理学院, 湖南 长沙 410083）
作者简介：马德成,高级工程师,矿产普查与勘探专业,从事区域地质与矿产勘查研究。Email:hjnh-2004@qq.com。
通信作者：席 振,博士,讲师,地球探测与信息技术专业,从事构造地质与遥感地质研究。Email:xizhen@hncu.edu.cn。
引用格式:马德成, 席振, 高光明, 李欢. 新疆祁漫塔格花土沟地区中酸性侵入岩的年代学、地球化学特征及其地质意义[J]. 现代地质, 2023, 37(03): 599-612
摘 要
东昆仑祁漫塔格志留纪到泥盆纪岩浆活动强烈,其形成与大洋岩石圈俯冲造山、碰撞-后碰撞造山活动有关。本文对东昆仑祁漫塔格花土沟地区花岗闪长岩开展锆石U-Pb年代学、全岩地球化学研究,探讨岩石成岩过程及构造背景。花岗闪长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果为(396.5±4.6) Ma,为早—中泥盆世岩浆活动产物。全岩SiO2含量为63.01%~74.70%,显示高K2O(1.53%~4.01%)、Na2O(2.16%~3.80%)和Al2O3(12.95%~14.48%)特征,Mg#为17.01~61.23,属钙碱性-高钾钙碱性系列岩石。稀土元素球粒陨石标准化配分曲线呈中等倾斜的右倾平滑型曲线,具有负铕异常(δEu=0.48~0.72),微量元素蛛网图显示富集Rb、Th、La、Ce等大离子亲石元素和轻稀土元素,亏损Nb、Ta、Ba等高场强元素,属I型花岗岩。结合岩体成岩年龄、地球化学特征与区域构造演化,认为花岗闪长岩为造山带地壳物质特别是增生地壳物质的部分熔融,有幔源物质的混入,演化过程中经历了长石等矿物的结晶分离作用,形成于大陆碰撞造山末期向后碰撞转化阶段下的挤压向伸展过渡的构造环境。
关键词
I型花岗岩; 高钾钙碱性系列; 泥盆纪; 东昆仑造山带; 祁漫塔格
0 引 言
东昆仑造山带位于青藏高原北端柴达木和羌塘地块之间,是多岛洋多期次碰撞、旋回形成的俯冲增生复合造山带[1],一直是大陆碰撞机制研究的热点区域。当前,东昆仑有许多大型金属矿床处于勘查和开采过程中,特别是东昆仑东部,如于沟子铁-稀有多金属矿床、鸭子沟多金属矿床、卡尔却卡铜多金属矿床等[2-5]。对矿集区、矿床、矿点的成矿机制及其与深部岩浆、地表岩浆岩的关系,很多地质学家进行了广泛深入的研究。一般认为从寒武纪开始,南昆仑洋盆形成并开始扩张,导致大洋岩石圈俯冲。随后晚古生代早期洋盆闭合,发生陆陆碰撞造山和后碰撞伸展活动,持续到晚泥盆世,形成东昆仑广泛发育的古生代中期岩浆岩群。之后东昆仑进入平静期,转为被动大陆边缘。随后南昆仑洋西南侧的阿尼玛卿洋盆开始扩张,被动大陆边缘转为活动大陆边缘,俯冲-同碰撞-板内伸展旋回再次开启,形成东昆仑分布广泛的晚二叠世—三叠纪构造岩浆岩带[1,6-7]。
祁漫塔格地区是东昆仑造山带的一个分支,东部毗邻柴达木盆地,西侧为阿尔金古生代造山带,南部为中昆仑微陆块和库木库里盆地,其地质特征是东特提斯的构造-岩浆演化的一个缩影。从寒武纪开始,南昆仑洋岩石圈开始俯冲到昆仑地体中,随后碰撞造山运动持续到泥盆纪末期,这期间形成了大量不同构造环境下的岩浆岩[7-9]。祁漫塔格较为完整地保留了早古生代期间南昆仑洋岩石圈俯冲-碰撞造山岩浆活动的产物。虽然许多研究者对祁漫塔格早古生代构造演化的一些细节进行了研究,但对于早古生代东昆仑碰撞造山、地壳增厚和后碰撞伸展、地壳减薄的发生时间存在不同的认识[9-16]。为进一步探究祁漫塔格碰撞造山运动的变化,本文选择位于阿达滩断层带北部,以南昆仑洋俯冲-碰撞造山形成的中昆仑微陆块中的花土沟岩体为研究对象,对该地区的花岗闪长岩等进行岩相学、锆石U-Pb年代学和地球化学研究,讨论岩石成因、岩浆源区特征、构造背景,为祁漫塔格区域的构造演化过程提供新的证据。
1 区域地质背景
东昆仑造山带北、西、南分别以阿帕—茫崖早古生代结合带(阿尔金南缘断裂带)和鲸鱼湖—木孜塔格晚古生代蛇绿构造混杂岩带与阿尔金造山带、西昆仑造山带和巴颜喀拉—羌塘地块相邻。东昆仑地区分为祁漫塔格早古生代构造混杂岩带(北祁漫塔格地体)、中昆仑微陆块(南祁漫塔格地体)、昆中构造混杂岩带以及昆南早古生代增生楔等单元(图1)[6,8,15]。祁漫塔格地体与中昆仑微陆块根据地层、构造的发育不同,以北西西走向的阿达滩逆冲断层为界。祁漫塔格地体内的岩浆岩以古生代奥陶纪—泥盆纪为主,中昆仑微陆块中则主要发育晚古生代—中生代岩浆岩,以三叠纪为主。区域还出露早元古代变质岩及中晚元古代碳酸盐岩和碎屑岩,早古生代祁漫塔格群碎屑岩地层。区域构造以北西向为主,阿达滩深大断裂位于研究区西南,该断层长期活动,是区域上不同年代不同性质岩浆岩分布的重要界线。其他区域断层规模一般较小,有北西西向、近东西向等断层发育。
图1 花土沟地区大地构造位置图(a)和研究区地质简图(b)((a)底图据文献[6])
1.第四系沉积物; 2.奥陶系祁漫塔格群碎屑岩; 3.花岗闪长岩; 4.英云闪长岩; 5.伟晶岩脉; 6.断层; 7.采样点
花土沟岩体呈一处巨大的岩基状岩体产出,由多种岩性组成复式花岗岩岩体。该岩体的主体位于研究区的东西两侧和北侧,向南部分被第四系沉积物覆盖。岩性主体为浅灰色中粗粒花岗闪长岩,位于复式花岗岩岩基的北部,另有少量灰绿色中粒英云闪长岩,位于复式岩体南部,复式岩体的南部边缘外围有零星出露的红灰色粗粒似斑状二长花岗岩、红色中粒钾长花岗岩。各岩石间为断层接触或侵入接触关系,侵入界线截然、清晰,为脉动接触关系。
岩体南部见有少量围岩,为奥陶系祁漫塔格群碎屑岩组(OQ1)地层,地层大都被北侧巨大的花岗岩岩基侵入吞蚀,呈出露面积不大的捕虏体、残留体状产出。在岩体南部还发育一组NWW—SEE向断层,其与区域大断裂阿达滩断裂的性质、产状基本一致,为阿达滩断裂的次级断层。
岩体内各岩性中偶见少量深源包体。发育少量的后期岩脉,其中在北部的花岗闪长岩中见有较多的伟晶岩脉(图1(b)),伟晶岩脉一般呈NWW—SEE向展布,宽一般1~3 m,长一般十几米到数十米不等,伟晶岩呈灰白色,主要由石英、长石构成,含少量白云母,此外基本不含其它矿物,晶体大小一般为1~5 cm。见有少量闪长岩岩脉,闪长岩呈灰、深灰绿色,细粒结构,一般也呈NWW—SEE向展布,宽一般2~5 m,长一般数十米到数百米不等。
图
2 岩石学特征及样品分析方法
2.1 岩石学特征
本次研究针对花土沟的花岗闪长岩,采样位置见图1(b)。研究区泥盆纪岩体主要为花岗闪长岩和英云闪长岩,二者的野外特征较为相似。
岩石新鲜面呈浅灰、灰色,表面风化呈灰褐色,节理裂隙较为发育,节理产状不规则,致使岩体较为破碎。
花岗闪长岩(图2(a)(b)):灰色中粗粒,岩石由斜长石、钾长石、石英和黑云母等组成,大小一般0.2~6.5 mm,具中粗粒半自形粒状结构,岩石后期受力,矿物略具定向。斜长石(Pl):半自形粒状,0.4~4.1 mm,斜长石具中等程度的绢云母化,部分具黝帘石化,个别斜长石具波状消光,含量44%。钾长石:它形-半自形粒状,0.2~1.1 mm,钾长石具轻微泥化,含量6%。石英(Q):它形粒状充填于长石粒间,0.3~6.5 mm,部分石英包含斜长石小晶体,部分石英具波状消光,含量38%。黑云母(Bt):半自形片状,0.3~3.1 mm,具绿泥石化,部分析出针状金红石,含量12%。
图2 花土沟地区中酸性侵入岩宏观及显微特征
(a)(b)花岗闪长岩及镜下照片;(c)(d)英云闪长岩及镜下照片。Q.石英;Pl.斜长石;Bt.黑云母
英云闪长岩(图2(c)和(d)):深灰色,岩石由斜长石、石英、黑云母、白云母和榍石等组成,具半自形细粒结构,块状构造。岩石具轻微绢云母化和绿泥石化。斜长石(Pl):半自形板状,0.2~4.5 mm,以细粒者居多,具轻微程度绢云母化和泥化现象,含量61%。石英(Q):它形粒状,0.1~2.6 mm,以细粒者居多,多具波状消光现象,含量33%。黑云母(Bi):半自形片状,0.1~1.7 mm,具强烈程度绿泥石化,不均匀分布,含量4%。白云母:半自形片状,0.3~2.3 mm,以细粒者居多,具波状消光现象,含量2%。榍石:它形粒状,0.04~0.12 mm,零星散布。
2.2 样品信息及分析方法
在研究区花土沟北部花岗闪长岩体内不同位置采集5件新鲜的岩石样品进行岩石地球化学分析。选取其中1件进行LA-ICP-MS锆石U-Pb测年研究。测年样品的分选、制靶及反射光、透射光和阴极发光(CL)显微照相在中国科学院新疆生态与地理研究所实验测试中心完成。实验中选取无包裹体无裂纹的锆石,以高纯He作为剥蚀物质载气,采用美国国家标准技术研究院研制的人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST SRM610进行仪器最佳化,锆石年龄以国际标样91500作为外标确保标准和样品的仪器条件一致。数据处理采用ICPMSDataCal程序[17],各点分析得出的同位素比值及年龄误差为1σ,分析结果见表1。
表1 花土沟地区花岗闪长岩(H2-1)锆石U-Pb定年分析数据
所有5件岩石样品主要元素、微量元素的测试在核工业北京地质研究院分析测试中心完成。主量元素分析测试采用化学分析法(CA)和X射线荧光光谱法(XRF)。化学分析法主要分析氧化亚铁含量,XRF在AxiosmAX X射线荧光光谱仪上完成。X射线管电压为50 kV,电流为50 mA,元素分析相对误差小于5%。微量元素测试采用电感耦合等离子质谱法(ICP-MS),分析测试采用NexION 300D等离子体质谱仪上完成,工作温度控制在20 ℃,相对湿度保持在27%。当微量元素含量大于10×10-6时,测试相对误差小于5%,当微量元素含量小于10×10-6时,测试相对误差小于10%,分析结果见表2。
表2 花土沟地区花岗闪长岩主量元素(%)、微量和稀土元素(10-6)分析结果
3 分析结果
3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年
花岗闪长岩(H2-1)中的锆石一般呈浅黄色、浅黄褐色,透明,金刚光泽,晶面光滑,晶棱平直,晶体一般呈正方双锥短柱状,少量针状;晶体长一般0.06~0.29 mm,宽一般0.09~0.024 mm,长宽比值:2：1、3：1、3：2、4：2、5：2。部分锆石有熔蚀圆化现象,部分内含暗色矿物包裹体和小锆石,符合岩浆锆石的特征。锆石的阴极发光图像显示都具有典型的岩浆振荡环带(图3)。
图3 花土沟地区花岗闪长岩锆石阴极发光图像
根据锆石特征挑选21个测试点,测点206Pb/238U年龄值介于364~418 Ma之间,较为集中。所有测点的 207Pb/206Pb值较为接近,为0.0531~0.0584,为同期岩浆锆石。加权平均年龄为(396.5±4.62) Ma(图4),U-Pb一致曲线谐和年龄为(397.4 ±4.62) Ma。因此,花土沟花岗闪长岩的结晶年龄为泥盆纪早—中期。
图4 花土沟地区花岗闪长岩锆石U-Pb年龄谐和图及加权平均年龄图
3.2 全岩地球化学
主量元素、稀土元素和微量元素分析结果见表2。主量元素中,样品的SiO2含量为63.01%~74.7%。Al2O3含量为12.95%~14.48%,铝过饱和指数(A/CNK)在0.91~1.11之间,属于准铝质岩石(图5(a))。碱质量Na2O+K2O为5.15%~7.47%,碱度率AR在3.67~5.92,表明碱质不高;K2O含量1.53%~4.01%,K2O/Na2O比值为0.42~1.86,大都小于1,只有一个样品大于1,属于低钾型岩石。在硅钾图中总体属于钙碱性-高钾钙碱性系列(图5(b))。在TAS图解中落入花岗闪长岩-花岗岩范围(图6)。
图5 花土沟地区中酸性侵入岩A/CNK-A/NK(a)、 SiO2-K2O (b)图解(底图分别据文献[18]和[19];拉陵灶火数据据文献[20],夏日哈木据文献[21],乌兰乌珠尔据文献[22],野马泉据文献[23];图例下同)
图6 花土沟地区中酸性侵入岩SiO2-(K2O+Na2O)图解(底图据文献[24])
稀土元素中,样品稀土总量REE集中于50.25×10-6~194.80×10-6,其中轻稀土总量LREE为42.09×10-6~170.31×10-6,重稀土总量HREE为8.23×10-6~26.26×10-6,轻、重稀土比值LREE/HREE为3.01~10.82,表明具轻稀土富集特征。(La/Yb)N为2.39~13.57,平均6.81。在稀土元素球粒陨石标准化配分模式图(图7(a))中,轻、重稀土分馏较明显,轻稀土富集,分馏明显,重稀土分馏不明显,呈中等倾斜的右倾型曲线。δEu为0.48~0.72,小于1,具有明显Eu负异常。δCe为值0.85~0.89,小于1,具不明显的负异常,为铈亏损型。
图7 花土沟地区中酸性侵入岩稀土元素球粒陨石标准化配分图(a)及微量元素地幔标准化蛛网图(b)(标准化值据文献[31], 上、下地壳值据文献[32], 古老地壳和新生地壳值据文献[33])
4 讨论
4.1 岩石成因及源区特征
近年来,花岗岩成因研究将花岗岩分为I型、S型、M型和A型,不同类型花岗岩可以揭示不同的岩浆源区和岩石成因,更可以为地球动力背景提供重要依据。花土沟地区花岗闪长岩富集Hf同位素,SiO2含量比较高,不是幔源形成的M型花岗岩[25]。钙碱质到高钾钙碱质岩石(图5(c))常区分为S型和I型。S型花岗岩一般为过铝质花岗岩(A/CNK>1.1),矿物成分上,S型花岗岩以含白云母、堇青石等富铝矿物为特征。成岩温度较低,通常小于750 ℃。I型花岗岩为准铝质-弱过铝质花岗岩(A/CNK<1.1),暗色矿物以角闪石和黑云母为典型矿物,成岩温度较高,通常大于750 ℃[26-27]。花土沟花岗闪长岩是准铝质-过铝质,未发现堇青石矿物,镜下鉴定可见到角闪石、黑云母等矿物发育。一般来说,S型花岗岩中钠的含量低于I型花岗岩。通常S型花岗岩中K2O含量近5%时,Na2O含量低于3.2%;K2O含量近2%时,Na2O含量低于2.2% [28-29]。I型花岗岩则钠含量相对较高,在长英质岩石中,Na2O的含量大于3.2%,在较富镁铁的类型中,Na2O含量高于2.2%,K/(K+Na)比值较低,CaO的含量较高。在主量与微量元素Zr+Nb+Ce+Y对FeOT/MgO和(Na2O+K2O)/CaO图解(图8(a)和(b))中,花土沟地区花岗闪长岩属于未分异I型或S型花岗岩。在I型花岗岩浆(过铝质)演化过程中,磷灰石溶解度较低,易结晶分离,随SiO2含量增加,P2O5是降低趋势[30]。花土沟地区花岗闪长岩SiO2与P2O5和SiO2与Th哈克图解中(图8(c)和(d)),随SiO2含量的增加,P2O5呈降低趋势,Th是增高趋势,这符合I型花岗岩的演化趋势。五件花岗闪长岩样品中,有部分样品具有A型花岗岩的地球化学特征,如高硅、富碱、具有较高的(Na2O+K2O)/Al2O3, FeOT/MgO比值,富集Rb、Th、Nb、Ta、Zr、Hf、Y,贫Ba、Sr、Ti、P、Cr、Co、Ni、V等元素。区域上同期早中泥盆世花岗质岩石主要为准铝质-弱过铝质,高钾钙碱性系列。岩石类型判别中主要为I型,部分为A型。综合以上特征,花土沟地区中酸性侵入岩为未分异I型花岗岩,并有向A型过渡的地球化学特征。
图8 花土沟地区中酸性侵入岩成因判别图解((a)、 (b)底图据文献[36])
(a) (Zr+Nb+Ce+Y)-(Na2O+K2O)/CaO图; (b) (Zr+Nb+Ce+Y)-FeOT/MgO图; (c) Rb-Th图; (d) SiO2-P2O5图
I型花岗岩最初被认为是地壳深部中基性变火成岩部分熔融形成[34]。近几年基于锆石Lu-Hf和O同位素研究表明,幔源岩浆分异促使下地壳岩石熔融,与上涌的幔源岩浆混合发生结晶分异是I型花岗岩的常见形成机制[35-36]。在志留纪,东昆仑发生陆陆碰撞,地壳增厚,下地壳存在古老基底和增生地壳。花土沟地区花岗闪长岩为高钾钙碱性系列,并向钾玄岩系列靠拢(图5(b))。在对弧火成岩与地壳厚度之间的关系研究中,中钾钙碱性系列的火成岩地壳厚度为17~40 km,而高钾钙碱性火成岩地壳厚度在40~67 km,钾玄岩系列地壳厚度大于67 km,这也表明花土沟地区有新生增厚地壳作用的存在[37]。古老基底和增生地壳物质都是花土沟地区岩浆的潜在来源。其中古老基底主要指变质结晶基底,如元古宇金水口群变质沉积地层。增生地壳则是大陆碰撞造山环境下,俯冲的古特提斯洋壳和陆源沉积物在古特提斯洋关闭形成的高压变质环境下部分熔融形成。地壳增厚过程中吸收上部地壳的火成岩和变质沉积岩石,如碎屑岩、变杂砂岩、角闪岩等,是准铝质-过铝质花岗质岩浆的可能来源[33]。花土沟地区中酸性侵入岩在CaO/(MgO+FeOT)-Al2O3/(MgO+FeOT)关系图(图9(b))中主要位于变玄武岩-变英云闪长岩部分熔融源区,而区域同阶段花岗质岩石以变杂砂岩部分熔融为主要来源。在(Al2O3+MgO+FeOT+TiO2)-Al2O3/(MgO+FeOT+TiO2)图解(图9(c))中,位于角闪岩部分熔融区,区域同阶段花岗质岩石位于角闪岩和变杂砂岩部分熔融过渡区,表明花土沟地区中酸性侵入岩源岩包括变沉积物质和变火成岩成分。在稀土元素球粒陨石标准化图和微量元素地幔标准化蛛网图(图7)中,其分布型式与增生地壳物质趋势较为一致,蛛网图总体分布趋势与上、下地壳都有交叉,差别较大的是Rb、Th、Pr等元素,这可能是由于花土沟地区岩浆岩演化中角闪石等结晶分异出来导致。这表明花土沟地区中酸性侵入岩可能是由下地壳物质特别是增生地壳部分熔融形成,增生地壳的形成过程决定其具有上地壳和下地壳的地球化学特征。同时,花土沟及区域同期花岗岩具有轻稀土相对富集、重稀土相对平坦的“右倾型”,且Eu中等强度亏损指示壳幔混源的特征[16]。Rb/Sr比值为0.07~1.48,与地壳Rb/Sr标准值0.35相近;Ba/Nb与La/Nb比值分别为23.34~83.38和1.39~2.03,与地壳标准值(54.0和2.2)相近,大幅度高于地幔标准值(9.0和0.94)[38]。Th/La比值为0.15~0.56,Th/Nb比值为0.31~1.32,高于地幔平均值0.125和0.12[31],说明以壳源为主。Mg#可指示岩石源区是否经历熔融或壳幔混合作用[30]。SiO2-Mg#图(图9(a))中,随SiO2升高,Mg#降低,具有地幔结晶分异的趋势。样品Mg#值在17.01~61.23,位于纯地壳部分熔融之外,指示源区有幔源物质的混入。
图9 花土沟地区中酸性侵入岩SiO2-Mg#(a)、CaO/(MgO+FeOT)-Al2O3/( FeOT+MgO)(b)、(Al2O3+MgO+FeOT+TiO2)-Al2O3/(MgO+FeOT+TiO2)(c)和Rb/Sr-Y/Sr(d)图解((a)底图据文献[40]; (b)(c)底图据文献[41])
Rb、Th等强不相容元素富集说明花岗质岩浆发生较充分分异,Ta、Nb等元素的亏损表明磷灰石和钛铁矿已发生明显的分离结晶,Nb的亏损则显示花岗岩具有陆壳的特点,属于岛弧或活动大陆边缘钙碱性岩浆岩的特征。微量元素Sr常取代斜长石中的Ca,富集于磷灰石、斜长石中。研究区花岗闪长岩明显贫Sr,说明形成过程中富钙斜长石、磷灰石等,经历了含Sr矿物的结晶分离[39]。Sr与Rb以及Rb/Sr与Y/Sr的关系也指示岩体经历了斜长石和钾长石的结晶分离作用(图9(d))。因此本文认为,花土沟地区中酸性侵入岩源区可能主要是大陆碰撞造山形成的增生地壳物质部分熔融,并有幔源物质的参与,岩浆在演化过程中经历了长石等矿物的分离结晶作用。
4.2 构造背景
东昆仑造山带是东特提斯域主要的构造岩浆带之一。近年来,地质学家对东昆仑造山带花岗岩进行了大量的研究工作,其中志留纪—泥盆纪的花岗岩既有I型和S型,又有A型,大多为高钾钙碱性和钙碱性,一般为准铝质和弱过铝质I型花岗岩和过铝质S型花岗岩[15-16,20-23],其形成于新元古代到早古生代原特提斯洋俯冲消减造山运动过程[8,12]中。
古生代东昆仑地区经历了俯冲、碰撞造山和地壳增厚、造山后伸展和地壳减薄等多个不同的地球动力阶段,各阶段衔接的精确时间没有形成统一的认识或者说区域内不同位置不同的演化阶段的时间本身就不同(数十公里尺度)。祁漫塔格区域随着古生代造山活动的发生,形成大量的岩浆岩,伴随岩浆活动形成很多与岩体有关的大中型斑岩型、矽卡岩型金属矿床,如野马泉铁多金属矿床、鸭子沟多金属矿床、卡尔却卡铜多金属矿床等(图1(a))[42-44]。经过对大量早古生代岩浆岩的地球化学的研究,形成较为统一的认识,东昆仑地区自寒武纪南昆仑洋板块就开始向北部南昆仑地体俯冲,形成弧后盆地和北昆仑古老基底。在晚奥陶世—志留世,俯冲作用停止,开始发生南昆仑和北昆仑地体的陆陆碰撞,大陆地壳增厚[7-9]。陆陆碰撞造山延续到泥盆纪(420~380 Ma),随着密度增加,重力不稳定性导致增厚岩石圈拆沉减薄,软流圈地幔源岩浆上涌,而后进入到后碰撞伸展阶段。地幔源岩浆引起高温变质作用和上部地壳的部分熔融,形成后碰撞花岗岩。不同位置陆陆碰撞挤压到后碰撞伸展转变的时间不同[44-49]。不同地球动力背景形成不同的岩浆岩源区,会形成不同类型、不同地球化学特征的岩浆岩。在碰撞挤压到伸展背景转变过程中,发生了不同的地质事件,如挤压环境下高压-超高压变质作用形成的早古生代陆相榴辉岩[50-52]、胡晓钦镁铁质岩体[53]。碰撞后伸展环境下具有低压和高温条件同位素特征的I-A过渡型、A型花岗质岩。如郝娜娜等取得那棱郭勒河I-A型黑云母二长花岗岩和钾长花岗岩的年龄为(420.6±2.6) Ma和(421.2±1.9) Ma,形成于同碰撞挤压造山向后碰撞区域拉伸构造体制的转换时期[16]。高永宝等确定野马泉I型二长花岗岩和花岗闪长岩年龄为(393±2) Ma和(386±1) Ma,形成于碰撞-后碰撞阶段[23]。同时还有伸展镁铁质-超镁铁质杂岩体出现,如喀雅克登塔格杂岩体[54],指示伸展作用和软流圈上升导致的拆离作用。
花土沟花岗闪长岩富碱、富钾、铝过饱和指数为0.91~1.11,具有弧花岗岩地球化学特征,属于富钾钙碱性花岗岩,代表挤压环境向拉张环境转变或挤压峰期后的张弛阶段[57]。同时,拉张环境和挤压环境形成的花岗岩稀土元素配分型式中,前者一般表现为Eu正异常或无大的异常,曲线均匀下降,后者一般有明显的Eu负异常,曲线在Gd有明显的拐点[57]。本研究的样品呈现Eu负异常,稀土元素从Gd开始重稀土分布型式较为平坦;Gd/Lu值也可以指示岩浆岩形成的构造背景,挤压环境中花岗岩比值一般在8~12,拉张环境中的花岗岩比值一般大于15,花土沟侵入岩Gd/Lu为6.12~13.07,接近于挤压的构造背景[58]。在Y-Nb构造环境判别图解(图10(a))中,花土沟地区中酸性侵入岩落入同碰撞-火山弧花岗岩到板内花岗岩的过渡区域,与区域同期花岗岩一致。火山弧特征可能是花岗岩形成的源岩继承于具有岛弧特征的俯冲和碰撞期间增生地壳部分熔融物质[16]。在Rb/30-Hf-3Ta图解(图10(b))中,花土沟地区中酸性侵入岩位于火山弧环境和碰撞后环境,区域同期花岗岩主要位于同碰撞-碰撞后的过渡区域范围。花土沟地区中酸性侵入岩为I型花岗岩,同时具有部分A型花岗岩的地球化学特征,结合区域同期I-A型花岗岩的特征与形成背景,综合前人研究成果和本次研究,本文认为位于东昆仑西部祁漫塔格的花土沟地区中酸性侵入岩可能形成于碰撞挤压造山环境到后碰撞区域伸展构造环境转换阶段。
图10 花土沟地区中酸性侵入岩Y-Nb (a)和Rb/30-Hf-3Ta(b)图解(底图分别据文献[55]和[56])
5 结 论
(1)花土沟地区中酸性侵入岩LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果显示,岩石加权平均年龄为(396.5±4.6) Ma,为早—中泥盆世产物。岩石为钙碱性-高钾钙碱性准铝质-弱过铝质系列,具有I型花岗岩的地球化学特征,并有部分A型花岗岩特征。
(2)花岗闪长岩的微量和稀土地球化学特征显示花岗质岩浆源岩来自于地壳物质特别是增生地壳物质的部分熔融,有幔源物质的混入,演化过程中经历了长石等矿物的结晶分离作用。
(3)东昆仑祁漫塔格地区在晚志留世到泥盆纪处于加厚岩石圈的碰撞后拆沉和造山带的伸展垮塌阶段,花土沟地区中酸性侵入岩形成于碰撞挤压造山环境到后碰撞区域伸展构造环境转换阶段。
致 谢
野外工作得到了新疆有色地质勘查局七○一队祁漫塔格区域地质矿产调查组杨子江等同志的大力支持,论文修改过程中审稿专家和编辑部老师对文章提出宝贵的意见,在此一并表示感谢!
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