造山帶巖漿作用的強(qiáng)度和旋回性:以東昆侖古特提斯花崗巖類巖基為例*

馬昌前 熊富浩 尹爍 王連訓(xùn) 高珂

MA ChangQian1，XIONG FuHao2，YIN Shuo1，WANG LiangXun1 and GAO Ke1

1. 中國地質(zhì)大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院，地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室，武漢 430074

2. 成都理工大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院，成都 610059

1. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources，School of Earth Science，China University of Geosciences，Wuhan 430074，China

2. College of Earth Sciences，Chengdu University of Technology，Chengdu 610059，China

2015-09-09 收稿，2015-11-09 改回.

1 引言

造山帶巖漿作用是大陸地殼生長和分異的重要機(jī)制，常常形成大型花崗質(zhì)巖基，記錄了大陸動力學(xué)過程中物質(zhì)的運動與能量的轉(zhuǎn)化，表征了造山帶大陸動力學(xué)的過程(曾令森等，2006;Castro et al.，2013;Li et al.，2013;Wang et al.，2014)。因此，大的花崗巖基是揭示造山帶的物質(zhì)組成、形成演化和動力學(xué)過程的窗口。最近40 多年來的研究表明，造山帶巖漿作用并不是均衡發(fā)展的，而是有強(qiáng)有弱。造山帶的大型侵入體都可能是由數(shù)次甚至數(shù)十次的巖漿脈動漸進(jìn)添加生長而成的(Pitcher and Berger，1972;Hutton，1982，1992;Lagarde et al.，1990;Paterson and Vernon，1995;McNulty et al.，1996;Vigneresse and Bouchez，1997;Paterson and Miller，1998;Wiebe and Collins，1998;Johnson et al.，1999;Miller and Paterson，2001)。隨著造山帶地質(zhì)填圖的展開，尤其是鋯石U-Pb 年代學(xué)方法的廣泛應(yīng)用，越來越認(rèn)識到侵入巖體內(nèi)部組成和結(jié)構(gòu)的復(fù)雜性，不僅形成時代表現(xiàn)出階段性和旋回性，而且不同階段殼幔物質(zhì)的貢獻(xiàn)也不相同(Gehrels et al.，2009;Holland et al.，2013;Qin et al.，2013;Clausen et al.，2014;Xiong et al.，2014)。在以往的研究中，往往根據(jù)一個地區(qū)的同位素測年結(jié)果來反映不同階段巖漿作用的強(qiáng)弱，也就是用年齡直方圖來體現(xiàn)。然而，年代學(xué)資料可以反映巖漿作用的時限，但并不能真正反映巖漿活動的強(qiáng)度。近年來，國外學(xué)者引入了巖漿通量(Magmatic flux)或巖漿添加速率(magma addition rate)的概念(Paterson and Ducea，2015)，試圖用這樣的巖漿動力學(xué)參數(shù)來描述古巖漿作用的強(qiáng)度。對剝露的造山帶，可以在估算巖漿添加速率的基礎(chǔ)上，解剖大巖基的形成過程，深入分析大陸地殼生長和再循環(huán)的機(jī)制(Ducea，2001;Paterson and Ducea，2015)。對火山系統(tǒng)，則是通過計算巖漿噴發(fā)速率(magma eruption rate)(de Silva et al.，2015)，作為火山系統(tǒng)周期性的預(yù)測工具(Gamble et al.，2003;Hora et al.，2007)，以推斷火山下面的巖漿房的行為(Bacon and Lanphere，2006;Scandone et al.，2007)。

東昆侖造山帶是青藏高原北部的巨型巖漿巖帶，尤以晚古生代-早中生代古特提斯造山階段花崗巖最為發(fā)育。巨型花崗巖帶的出露為研究造山帶花崗巖基的形成和陸殼生長演化機(jī)制提供了理想的天然實驗室。研究表明，東昆侖造山帶晚古生代-早中生代花崗巖漿活動起始于晚二疊世(～262Ma)，一直持續(xù)至晚三疊世-早侏羅世(ca.200 ～185Ma)。然而，有關(guān)該期花崗巖形成的構(gòu)造背景及其深部過程一直存在爭議。有關(guān)構(gòu)造環(huán)境的主要觀點包括:①東昆侖古特提斯洋盆于晚二疊世閉合(袁萬明等，2000;劉成東等，2002;羅照華等，2002;李榮社等，2008;陳守建等，2010)，三疊紀(jì)花崗巖為碰撞-碰撞后環(huán)境產(chǎn)物;②早三疊世時期東昆侖處于活動大陸邊緣環(huán)境，但到中晚三疊世時阿尼瑪卿洋盆就已經(jīng)閉合(楊經(jīng)綏等，2005;朱迎堂等，2009;李瑞保等，2012;馬昌前等，2013)，晚二疊世-早三疊世花崗巖形成于洋殼俯沖環(huán)境，晚三疊世花崗巖形成于碰撞-碰撞后環(huán)境;③洋盆于晚三疊世仍未閉合，古特提斯洋殼持續(xù)俯沖，三疊紀(jì)巖漿作用均與洋殼俯沖有關(guān)(Liu，2005;Yuan et al.，2009)。厘定巖漿作用的峰期和強(qiáng)度，對闡明巖漿作用的旋回性和殼幔相互作用機(jī)理，進(jìn)而深入認(rèn)識巖漿作用的構(gòu)造背景，具有重要意義。本文以東昆侖香日德三疊紀(jì)花崗巖巖基為例，通過巖漿通量的估算，厘定造山帶出現(xiàn)巖漿潮(magmatic surges)或巖漿大爆發(fā)(magmatic flare-ups)的時間，進(jìn)而討論與古特提斯構(gòu)造演化相關(guān)的巖漿活動過程。

2 區(qū)域地質(zhì)背景

東昆侖造山帶位于青藏高原北部，是青藏高原的重要組成單元(圖1)，該造山帶向東與秦嶺造山帶相連，向西則以阿爾金斷裂與西昆侖相隔，北面與柴達(dá)木盆地相鄰，南面則以昆南斷裂與巴顏喀拉-松潘甘孜地體隔開(許志琴等，2007，2013;Xu et al.，2015)。東昆侖造山帶與秦嶺和大別造山帶構(gòu)成了中國中央造山帶，是劃分中國南北地體的重要界限(殷鴻福和張克信，1998)。東昆侖造山帶是典型的復(fù)合增生造山帶(楊經(jīng)綏等，2010)，主要經(jīng)歷了早古生代原特提斯和晚古生代-早中生代古特提斯兩期造山作用(Yang et al.，1996;Bian et al.，2004;楊經(jīng)綏等，2004)，其中，古特提斯造山事件基本奠定了東昆侖現(xiàn)今的地質(zhì)構(gòu)造格局。以昆中原特提斯蛇綠混雜巖帶(Meng et al.，2012)和昆南-阿尼瑪卿古特提斯蛇綠混雜巖帶(楊經(jīng)綏等，2004)為界，可將東昆侖劃分為昆北地體和昆南地體。

圖1 東昆侖造山帶大地構(gòu)造簡圖及巖漿巖時空分布簡圖Fig.1 Tectonic and magmatic sketches in Eastern Kunlun Orogen

研究表明，沿東昆侖南緣分布的布青山-阿尼瑪卿古特提斯縫合帶代表了消亡的古特提斯洋盆，其MORB 型玄武巖和輝長巖的年代學(xué)資料一致表明該洋盆于早石炭世開啟擴(kuò)張(陳亮等，2001;Yang et al.，2009)。而該古特提斯縫合帶內(nèi)及北部東昆侖地區(qū)二疊紀(jì)島弧型玄武巖的發(fā)現(xiàn)(姜春發(fā)等，1992;Liu et al.，2014)，則表明古特提斯洋殼于二疊紀(jì)開始向北俯沖。洋殼的俯沖及弧-陸碰撞導(dǎo)致東昆侖地區(qū)發(fā)育巨量巖漿活動，形成以三疊紀(jì)花崗巖類為主體的巨型巖漿巖帶(圖1b)(莫宣學(xué)等，2007;Chen et al.，2014;Xiong et al.，2014)。

東昆侖東段古特提斯域花崗巖體主要分布于昆北地體，昆南地體相對較少，昆南縫合帶內(nèi)的巖體更少。巖體規(guī)模不一，但大多為呈東西向帶狀展布的大型復(fù)式巖基，其空間展布與區(qū)域構(gòu)造線一致。特別重要的是，大型復(fù)式巖基常常由數(shù)個巖性單元構(gòu)成，各個單元之間或呈明顯的侵入接觸，或呈漸變接觸。以香日德復(fù)式巖基為例，該巖基主要由石英閃長巖、二長花崗巖和花崗閃長巖等多個巖性單元構(gòu)成，不同巖性單元具有不同的巖石學(xué)、年代學(xué)和地球化學(xué)組成。從東昆侖西部的祁漫塔格地區(qū)至東段鄰近香日德的巴隆地區(qū)，晚三疊世的鎂鐵質(zhì)巖墻群廣泛出露，是研究造山后幔源巖漿活動的窗口。

3 巖體地質(zhì)特征

出露于香日德鎮(zhèn)東南約2km 的香日德復(fù)式巖基，是東昆侖造山帶東端的一個代表性侵入體(圖1b)，研究程度較高(如，羅明非等，2014)。該巖體處于昆中斷裂帶以北，構(gòu)造位置屬于昆北地體，出露面積超過1000km2。該巖基巖石類型復(fù)雜，具有多次侵入的特征，巖體侵入元古代小廟群及古生代地層。巖石類型包括石英閃長巖、二長花崗巖和(斑狀)花崗閃長巖等(圖2)。野外地質(zhì)研究發(fā)現(xiàn)，二長花崗巖呈脈狀侵入石英閃長巖(圖3a)，石英閃長巖具有強(qiáng)烈的巖漿混雜和混合現(xiàn)象(圖3b)，局部可見花崗閃長巖呈網(wǎng)狀分割石英閃長巖或捕獲石英閃長巖團(tuán)塊(圖3d，e)?；◢忛W長巖與二長花崗巖截然接觸(圖3c)，可見花崗閃長巖具有冷凝邊，接觸邊界的礦物定向明顯，礦物沿接觸邊界走向分布，以此可推知花崗閃長巖晚于二長花崗巖。綜上分析，香日德復(fù)式巖基的巖漿侵位次序依次為石英閃長巖-二長花崗巖-(斑狀)花崗閃長巖。此外，石英閃長巖和(斑狀)花崗閃長巖內(nèi)部可見大量閃長質(zhì)暗色微粒包體，但在二長花崗巖中則少見或不見暗色微粒包體(圖3d-f)。

圖2 東昆侖東段香日德花崗巖基地質(zhì)簡圖Fig.2 Geological sketch of Xiangride granitoid batholith in Eastern Kunlun Orogen

石英閃長巖位于香日德復(fù)式巖基中部(圖2)，巖石為中細(xì)粒結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造，主要礦物為斜長石(45% ～50%)、角閃石(25% ～30%)、石英(5% ～10%)和黑云母(5% ～10%)。巖體中發(fā)育暗色微粒包體。二長花崗巖零星分布，多為中粒結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造，局部可見似斑狀結(jié)構(gòu)，斑晶為鉀長石，巖石中可見極少量的暗色微粒包體。二長花崗巖的主要礦物為斜長石(30% ～35%)、條紋長石(35% ～40%)和石英(25%～30%)，暗色礦物主要為黑云母(5%)，極少出現(xiàn)角閃石?；◢忛W長巖為巖基的主體(圖2)，為中細(xì)?；◢徑Y(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造，礦物主要為石英(20% ～25%)、斜長石(40% ～45%)、鉀長石(15% ～20%)、角閃石(5% ～10%)和黑云母(5%)。暗色微粒包體大量分布于花崗閃長巖之中，最大者可達(dá)1m×1m，包體中可見角閃石和長石斑晶。

鋯石U-Pb 年代學(xué)分析表明(熊富浩，2014)，石英閃長巖的鋯石206Pb/238U 年齡值變化范圍較寬(239 ～258Ma)，其加權(quán)平均年齡分約為247.8 ±3.7Ma。二長花崗巖共分析了三件樣品，其鋯石206Pb/238U 變化于231 ～244Ma 之間，加權(quán)平均年齡約為236.0 ±3.7Ma。(斑狀)花崗閃長巖的鋯石206Pb/238U 表面年齡變化于218 ～227Ma 之間，加權(quán)平均年齡為223.6 ±1.1Ma。

綜上可見，香日德巖基各單元之間是不同時間先后侵位結(jié)晶的，石英閃長巖侵位相對較早，主體屬于早三疊世巖漿活動產(chǎn)物(258Ma)，而二長花崗巖的侵位結(jié)晶作用緊隨其后，侵位時間約231 ～244Ma 左右，屬中三疊世巖漿活動產(chǎn)物，(斑狀)花崗閃長巖侵位結(jié)晶時間約為224Ma 左右，為晚三疊世巖漿活動產(chǎn)物。

4 巖漿活動強(qiáng)度的估算

巖漿活動強(qiáng)度，用巖漿通量或稱為巖漿的體積添加速率來表示，指的是每百萬年(m.y. )的時間內(nèi)從深部添加到地殼淺部的巖漿物質(zhì)的體積。有的定義為每千米長的巖漿帶內(nèi)每百萬年的時間內(nèi)從深部添加到地殼淺部的巖漿物質(zhì)的體積(DeCelles et al.，2009;Gehrels et al.，2009;Paterson et al.，2011;Caricchi et al.，2014)。如果只計算每百萬年(m.y. )的時間內(nèi)從深部添加到地殼淺部的巖漿物質(zhì)的面積，則稱為視巖漿通量或面積添加速率(Paterson et al.，2011)。

圖3 香日德巖基的野外地質(zhì)關(guān)系(a)二長花崗巖侵入切割石英閃長巖;(b)石英閃長巖內(nèi)部分異現(xiàn)象;(c)二長花崗巖與花崗閃長巖截然接觸;(d)石英閃長巖與花崗閃長巖發(fā)生局部混合;(e)花崗閃長巖內(nèi)部不均一的閃長質(zhì)包體和團(tuán)塊;(f)花崗閃長巖侵入二長花崗巖，且花崗閃長巖內(nèi)部出現(xiàn)大量包體，而二長花崗巖中包體含量極少Fig.3 Geological relations of Xiangride granitoid batholith

巖漿體積添加速率的估算方法，目前還在探索之中。Gehrels et al.(2009)在對北美西部海岸巖基的研究中，提出的巖漿通量的估算方法是:先將巖基大致劃分為若干個性質(zhì)相對均勻而互相平行的片區(qū)，分別估算每個片區(qū)中每一階段的巖漿通量(MF，km3/m.y. 沿走向每km 的長度，其中m.y. 是百萬年的縮寫)。MF 的計算公式是:

MF=片區(qū)面積×某個階段巖體所占面積% ×古侵位深度/該階段巖體沿走向的長度/侵位階段的年齡間隔

如果某一階段巖體分布在多個片區(qū)中，則先分別計算每個片區(qū)的巖漿通量(km3/m.y.)。然后將所有區(qū)片同時代巖漿巖的計算結(jié)果加和，就得到這一階段該區(qū)域總的巖漿通量或稱為總通量。

Paterson et al.(2011)和Paterson and Ducea(2015)對比了巖漿添加速率的多種定義(表1)。本文中，我們主要計算巖漿的體積添加速率(km3/m.y. )。即先估算巖基中每個單元的面積，結(jié)合鋯石U-Pb 年齡數(shù)據(jù)的范圍，得到面積添加速率。然后再依據(jù)對巖體厚度的假定或估算，初步得到巖漿的體積添加速率。計算中，因采用不同的假定所帶來的誤差情況，Paterson et al.(2011)的文章有詳盡的分析討論。計算體積添加速率時，分別統(tǒng)計了每個單元的出露面積，并假定各單元巖石具有相同的巖體厚度。由于對巖體的真實形態(tài)和巖體厚度缺乏有效約束，這種計算不一定能反映巖漿侵位時的真實狀況。此外，由于沒有考慮同時期的火山巖，計算得到的巖漿添加的量是一個偏低的數(shù)值。

近年來，有關(guān)上地殼花崗巖的侵位機(jī)制和動力學(xué)的研究表明，大的花崗巖基一般都是平板狀侵入體，單個巖體的最大厚度為2.5km。一般，巖體的長度(L)和厚度(T)具有相關(guān)關(guān)系(McCaffary and Petford，1997)?？梢员硎緸?

表1 有關(guān)巖漿添加速率的術(shù)語比較(據(jù)Paterson et al.，2011;Paterson and Ducea，2015)Table 1 Commonly used quantities about magma additions rates (after Paterson et al.，2011;Paterson and Ducea，2015)

圖4 香日德巖基的巖漿體積添加速率隨巖漿活動時間的變化圖Fig.4 Variation of magmatic volume addition rate vs. Time of Xiangride granitoid batholith

其中，對于巖蓋，c =0.12，而a =0.88;而對巖基，c =0.29，a=0.6(Petford et al.，2000)。

根據(jù)Paterson et al.(2011)的計算方法(表1)，采用香日德巖基各巖性單元的出露面積、U-Pb 鋯石年齡和假定的巖體厚度(按2.5km 計算)進(jìn)行了體積添加速率(巖漿通量)計算，結(jié)果表示于圖4 中。可見，巖漿的體積添加速率的變化存在著旋回性特征。其中，早三疊世石英閃長巖的巖漿體積添加速率最低，而晚三疊世花崗閃長巖的巖漿體積添加速率則最高，中三疊世介于其間。計算表明，香日德巖基經(jīng)歷了三個階段的體積添加過程，第一階段持續(xù)時間約19Myr，其峰期的添加速率約33km3/m.y.，第二階段持續(xù)時間約13Myr，其峰期添加速率約50km3/m.y.，第三階段持續(xù)時間約9Myr，其峰期添加速率達(dá)到了99km3/m.y.。

Tibaldi et al.(2013)對阿根廷奧陶紀(jì)Famatinian 巖漿弧的地殼剖面的研究表明，在地殼剖面內(nèi)，對不同深度內(nèi)的巖石進(jìn)行年代學(xué)測定，都得到了相近的年齡分布。因此，我們可以以現(xiàn)在地表的侵入體露頭定年來反映巖基整體的年齡分布狀況。還需要指出的是，要提高計算結(jié)果的可靠性，就需要結(jié)合地球物理資料進(jìn)一步約束地下主要地質(zhì)體的幾何形狀，同時，也需要在野外更加精細(xì)的劃分巖石單元，并提供更詳細(xì)的年代學(xué)和地球化學(xué)資料。此外，還可以采用熱模擬的方法來計算巖漿通量(Paterson et al.，2011)。

巖漿大爆發(fā)(magmatic flare-up)指的是巖漿添加到地殼的體積顯著大于平均值的時期，而巖漿寧靜期(magmatic lull)是加入到地殼中的巖漿體積遠(yuǎn)低于平均值的時期。所有的北美大陸弧都記錄了高巖漿通量被巖漿寧靜期所分隔的情況(Armstrong，1998;Paterson et al.，2011)。在巖漿大爆發(fā)時期，巖漿添加到中上地殼的速率為75 ～100km3/km m.y. ，而巖漿寧靜期的添加速率只有10 ～20km3/km m.y.(Coleman et al.，1992;Ducea and Barton，2007)。根據(jù)Paterson et al. (2011)的資料，當(dāng)體積添加速率達(dá)到100 ～106km3/m.y. 時，就屬于巖漿潮或巖漿大爆發(fā)階段。由于缺乏花崗巖類巖石在深部分布情況的細(xì)節(jié)，目前還難以準(zhǔn)確估算東昆侖造山帶單位弧長的體積添加速率，但香日德地區(qū)晚三疊世時期加入到中上地殼的巖漿體積是巨大的，接近巖漿大爆發(fā)狀態(tài)，這也與巖基內(nèi)晚三疊世花崗閃長巖大量出露的事實一致。

5 巖漿旋回與源區(qū)特征

鋯石Th/U 比值反映了巖漿源區(qū)的性質(zhì)，也是鑒定巖漿源區(qū)是否存在變質(zhì)流體貢獻(xiàn)的有力工具(Belousova et al.，2002;Hoskin and Schaltegger，2003)。樣品的Th/U 比值呈現(xiàn)出三個階段性演化趨勢，且總體具有降低的趨勢(圖5)。所有鋯石分析點具有的Th/U 比值，第一階段的Th/U 比值為0.83 ～2.20，第二階段的Th/U 比值為0.28 ～1.27，第三階段的Th/U 比值為0.44 ～0.67。同時，不同階段的鋯石具有不同的Th 和U 含量，其中具有最高Th/U 比值的第一階段樣品具有較高的Th 和U 含量，其Th 含量主要變化于431×10-6～2702 ×10-6，U 含量變化于522 ×10-6～1726 ×10-6，而具有最低Th/U 比值的第三階段樣品則具有較低的Th 和U 含量，其Th 含量主要變化于112 × 10-6～585 ×10-6，U 含量變化于252 ×10-6～1149 ×10-6。Th 和U 與流體性質(zhì)密切相關(guān)(Tatsumi et al.，1986;Saunders et al.，1991)，板片沉積物攜帶的流體常常富集Th 和U 等大離子親石元素(LILE)，而板片熔體常常虧損LILE。香日德巖基不同樣品的Th 和U 含量的逐漸降低，反映了源區(qū)富集LILE 的流體貢獻(xiàn)逐漸減弱，表明第一階段石英閃長巖巖漿源區(qū)存在大量的板片流體的貢獻(xiàn)。

圖5 香日德巖基中鋯石Th/U 比值與巖漿體積添加速率對比圖Fig.5 Zircon Th/U ratios and volume addition rate of of Xiangride granitoid batholith

鋯石Lu-Hf 同位素的研究表明，香日德巖基的Lu-Hf 同位素存在著系統(tǒng)的變化規(guī)律(圖6):第一階段的石英閃長巖具有較寬和偏低的Hf 同位素組成，而第三階段花崗閃長巖具有較高的Hf 同位素組成，這反映了源區(qū)組成的差異性變化。結(jié)合Th 和U 元素組成所提供的信息，第一階段巖漿存在大量板片流體貢獻(xiàn)，而板片流體主要來自板片沉積物。因此，可以推測，第一階段石英閃長巖巖漿源區(qū)存在大量的板片沉積物同位素貢獻(xiàn)，而玄武質(zhì)板片熔體的貢獻(xiàn)較弱，這與石英閃長巖的Hf 同位素組成特征一致，與此不同，第三階段的花崗閃長巖具有較高的Hf 同位素組成、較低的Th 和U 組成，表明板片沉積物的貢獻(xiàn)較弱，而玄武質(zhì)熔體的貢獻(xiàn)較強(qiáng)。

圖6 香日德巖基中鋯石Hf 同位素組成變化圖Fig.6 Diagram showing Zircon Hf isotopic composition of Xiangride granitoid batholith

香日德巖基樣品的Sr 和Y 等元素組成也具有規(guī)律性變化特征(圖7)。第一階段和第二階段樣品具有較低的Sr 和較高的Y 組成，具有較低的Sr/Y 和La/Yb 比值，而第三階段樣品則明顯具有較高的Sr 和較低的Y 組成，其Sr/Y 和La/Yb 比值較高(圖7)。這種規(guī)律性變化特征表明第一階段和第二階段巖漿主要發(fā)生了斜長石等分離結(jié)晶或源區(qū)殘留，而第三階段巖漿則發(fā)生了石榴石或角閃石分離結(jié)晶或源區(qū)殘留。源區(qū)不同類型礦物的穩(wěn)定存在反映了不同的地殼深度(肖龍等，2004;Castillo，2012)。以分離結(jié)晶或源區(qū)殘留的主要礦物相為依據(jù)，可以推測第一和第二階段巖漿起源于正常地殼厚度，而第三階段巖漿則是在加厚地殼產(chǎn)生的巖石基礎(chǔ)上形成的。這種差異性特征反映了香日德巖基的構(gòu)建過程中經(jīng)歷了碰撞前和碰撞加厚的構(gòu)造過程。

圖7 香日德巖基內(nèi)部各單元的Sr/Y-Y 和La/Yb-Yb 圖Fig.7 Sr/Y vs. Y and La/Yb vs. Yb diagrams of Xiangride granitoid batholith

圖8 香日德巖基內(nèi)部各單元的巖漿源區(qū)分析圖解Fig.8 Geochemistry and magma sources of Xiangride granitoid batholith

巖漿體積添加速率的初步估算表明，香日德巖基存在著三個旋回性發(fā)展的階段。這種階段性不僅與構(gòu)造背景的轉(zhuǎn)變密切相關(guān)，也與源區(qū)性質(zhì)的變化緊密聯(lián)系。實驗巖石學(xué)對大陸下地殼不同源巖的大量熔融實驗研究表明，來自變基性巖熔融的巖漿比來自變沉積巖熔融的巖漿具有更低的(Na2O+K2O)/(FeOT+ MgO + TiO2)、CaO/(FeOT+ MgO +TiO2)和Al2O3/(FeOT+ MgO)比值，更高的CaO/(MgO +FeOT)和CaO + FeOT+ MgO + TiO2比值(Pati?o Douce and Johnston，1991;Rapp et al.，1991;Rapp and Watson，1995)。香日德巖基第一階段巖漿巖具有與變基性巖部分熔融產(chǎn)生的巖漿相似的特征(圖8)，指示巖漿可能來源于基性下地殼的部分熔融。然而，巖體內(nèi)還發(fā)育鎂鐵質(zhì)暗色微粒包體，可以認(rèn)為，第一階段石英閃長巖既與基性下地殼熔融有關(guān)，也存在幔源玄武質(zhì)巖漿的疊加和混合作用。

與第一階段巖石相比，第二階段高硅花崗巖類具有相似的CaO/(MgO+FeOT)比值，但Al2O3/(MgO +FeOT)、K2O/Na2O 和(Na2O+K2O)/(FeOT+MgO +TiO2)等的比值卻顯著升高，反映了源區(qū)具有類似變質(zhì)硬砂巖的特征(圖8)。第三階段巖漿巖具有較低的(Na2O + K2O)/(FeOT+ MgO +TiO2)和K2O/Na2O 比值，其特征與1.6GPa 條件下變玄武巖熔融產(chǎn)生的熔體成分相似，也與1 ～4.0GPa 條件下變玄武巖和榴輝巖熔融產(chǎn)生的熔體成分相似(Rapp et al.，1991)。如圖7 所示，香日德第三階段巖石具有類似于加厚地殼熔融的地球化學(xué)特征。實驗巖石學(xué)研究表明，在高壓條件下(＞1GPa)，變玄武巖、榴輝巖和角閃巖等巖石將發(fā)生熔融，形成以石榴石為主要殘余礦物相的熔體，熔體具有高Sr 低Y等埃達(dá)克巖特征。以上資料表明，香日德第三階段巖漿巖主要起源于加厚下地殼熔融，其較低的(Na2O +K2O)/(FeOT+MgO+TiO2)比值和較高的CaO/(MgO +FeOT)比值則表明其源區(qū)為下地殼角閃巖。

圖9 東昆侖古特提斯域花崗巖類的鋯石U-Pb 年齡統(tǒng)計圖Fig.9 Zircon U-Pb age charts of Paleo-Tethyan granitoid rocks in Eastern Kunlun

6 地質(zhì)和成礦意義

鋯石年代學(xué)統(tǒng)計資料表明，東昆侖古特提斯域巖漿活動出現(xiàn)于270 ～200Ma 之間，存在著多個峰期(圖9)，其中最高峰的年齡為早三疊世(約240Ma)，而晚三疊世巖漿活動年齡的峰最低。然而，根據(jù)巖漿體積添加速率的估算結(jié)果，東昆侖花崗巖漿的大規(guī)模侵位結(jié)晶發(fā)生在晚三疊世，而早三疊世巖漿添加速率較低，這表明東昆侖造山帶巨量花崗巖漿大爆發(fā)發(fā)生在碰撞后環(huán)境，而俯沖階段產(chǎn)生的巖漿通量較低，可能與岡底斯巨型花崗巖基的成因機(jī)制相近(Mo et al.，2009;Niu et al.，2013)。

表2 昆北地體中代表性的成巖成礦年齡對比Table 2 Timing of magmatic crystallization and mineralization in representative granitoids and their ore deposits，Northern Kunlun Terrain

香日德巖基巖漿通量的研究表明，自早三疊世到晚三疊世，發(fā)生了三次強(qiáng)烈的巖漿活動，但從早到晚，巖漿體積添加速率增加，這與區(qū)域構(gòu)造演化和深部動力學(xué)背景密切相關(guān)。早三疊世巖漿體積添加速率較低，其鋯石Th/U 比值偏高，且Hf 同位素組成較低(圖6)，這與源區(qū)發(fā)生富集改造和初始熔融有關(guān)。即晚二疊世阿尼瑪卿板片向北俯沖，導(dǎo)致源區(qū)發(fā)生富集改造作用，板片沉積物或流體使源區(qū)強(qiáng)烈富Th，并觸發(fā)了地幔楔的熔融作用，形成具有弧巖漿化學(xué)屬性的玄武質(zhì)巖漿作用(熊富浩等，2011;Xiong et al.，2013;Liu et al.，2014)。玄武質(zhì)巖漿的底侵作用，導(dǎo)致地殼熔融和早三疊世花崗質(zhì)巖漿作用。因此，早三疊世深部過程涉及到下地殼熔融-殼幔混合-巖漿分異與均一化等過程。與早三疊世相比，中三疊世時期，巖漿體積添加速率略微升高，其Hf 同位素組成較為均一，且?guī)r體中不發(fā)育鎂鐵質(zhì)暗色微粒包體，這表明這一階段的巖漿活動起源于陸殼熔融。晚三疊世時期，花崗巖漿體積添加速率最大，其Hf 同位素組成范圍很寬，但部分巖石中軟流圈地幔物質(zhì)的貢獻(xiàn)明顯增多，同時也具有加厚地殼的微量元素特征(高Sr 低Y)，普遍發(fā)育暗色微粒包體。這表明，這一時期的巖漿活動是在前期加厚的背景下，陸殼巖石發(fā)生熔融的產(chǎn)物，熔融過程中受到了地幔物質(zhì)的添加和貢獻(xiàn)。

以往提出過多種巖漿大爆發(fā)的機(jī)制，可大致歸為兩類。一是巖石圈伸展和(或)拆沉導(dǎo)致軟流圈地幔熔體的加入(Kay and Mahlburg-Kay，1991;Lee et al.，2006);二是地殼和(或)巖石圈的縮短引起大規(guī)模的熔融作用(Ducea，2001;Ducea and Barton，2007)。例如，根據(jù)地質(zhì)記錄和同位素地球化學(xué)資料，北美西部大巖基的形成都發(fā)生于擠壓時期，因而認(rèn)為加州弧巖漿大爆發(fā)是由地殼(巖石圈)加厚引起的(Ducea and Barton，2007)。與北美西部不同，東昆侖地區(qū)侵入巖鋯石Hf 同位素的統(tǒng)計表明(圖10)，全區(qū)的同位素特征不僅具有與香日德復(fù)式巖基相似的特點，即從早到晚Hf 同位素組成升高，而且從230Ma 開始，鋯石的Hf 同位素組成范圍變寬，部分巖體尤其是含礦巖體具有相當(dāng)高的Hf 同位素組成(εHf高達(dá)+7.7)(圖10)。這表明，青藏高原北部的晚三疊世大規(guī)模巖漿活動，與軟流圈地幔的活動和相關(guān)熔體的加入有關(guān)。

圖10 東昆侖古特提斯含礦與不含礦巖漿巖鋯石Hf 同位素組成Fig. 10 Zircon Hf isotope of ore-bearing and barren granitoid rocks，Eastern Kunlun

在東昆侖地區(qū)尤其是在昆北地體與柴達(dá)木盆地鄰接區(qū)，產(chǎn)出了一系列大-中型矽卡巖-斑巖型鐵銅(鉬鉛鋅)多金屬礦床，與成礦有關(guān)的巖體如肯得可克、野馬泉、尕林格、五龍溝、雙慶和白石崖等閃長巖-花崗閃長巖體等，大都形成于晚三疊世時期(熊富浩，2014;Yuan et al.，2013)。部分成礦年代學(xué)資料也表明，成礦作用大多發(fā)生在晚三疊世(表2)。例如，祁漫塔格的野馬泉、都蘭縣的白石崖矽卡巖型鐵多金屬礦床的形成年齡分別為225 ±2Ma 和230 ±2Ma(均為礦石金云母的40Ar-39Ar 年齡，本項目組未刊資料)?？梢哉J(rèn)為，由于晚三疊世時期東昆侖處于碰撞后伸展環(huán)境，深部地幔巖漿上涌，就促使原先加厚的地殼發(fā)生熔融，在減壓環(huán)境下形成大體積的花崗質(zhì)巖漿，導(dǎo)致陸殼生長，也有利于礦床的形成。尤其是在盆山結(jié)合部，地幔物質(zhì)對巖漿活動的貢獻(xiàn)更大(圖10)，導(dǎo)致巖漿大爆發(fā)，也為成礦提供了巨量的熱和物質(zhì)，有利于礦床形成，而且由于剝露較淺，礦體容易保留下來。

7 結(jié)論

(1)巖漿從深部添加到中上地殼的速率是當(dāng)前巖漿動力學(xué)研究的一個新主題。深入研究其變化規(guī)律，對于認(rèn)識大陸地殼生長和演化機(jī)理，探索大型花崗巖基的產(chǎn)生機(jī)制，認(rèn)識巖漿活動與成礦的關(guān)系，具有重要意義。

(2)東昆侖造山帶研究活動強(qiáng)烈，尤以與古特提斯構(gòu)造演化相關(guān)的晚二疊世-晚三疊世巖漿活動最為集中，其形成年齡跨度大(多介于270 ～200Ma 之間)、巖石類型多，分別代表了從洋殼俯沖、大陸碰撞到碰撞后階段的巖漿記錄，其中，晚三疊世還廣泛發(fā)育了鎂鐵質(zhì)巖墻群。

(3)位于東昆侖東段的香日德巖基是東昆侖古特提斯巖漿活動的縮影。鋯石U-Pb 定年表明，巖體結(jié)晶年齡介于258～218Ma 之間。早三疊世的石英閃長巖是在俯沖板片流體的作用下主要由基性下地殼部分熔融的巖漿結(jié)晶產(chǎn)物，中三疊世的二長花崗巖具有地殼變沉積巖熔融形成的巖石的化學(xué)特征，而晚三疊世的花崗閃長巖是在軟流圈地幔的影響下，下地殼角閃巖熔融和與幔源巖漿相互作用的產(chǎn)物。

(4)對巖漿的體積添加速率的估算表明，從早到晚，該巖基的巖漿體積添加速率存在著旋回性的變化特征。其中，早三疊世石英閃長巖的巖漿體積添加速率最低，而晚三疊世花崗閃長巖的巖漿體積添加速率最高，中三疊世介于其間。添加速率的變化，主要與殼幔相互作用和構(gòu)造體制的轉(zhuǎn)換有關(guān)。

(5)東昆侖造山帶昆北地體內(nèi)，產(chǎn)出了一系列晚三疊世大-中型斑巖型-矽卡巖型鐵多金屬礦床。在伸展背景下，軟流圈地幔及其熔體的參與、以及地殼巖石大規(guī)模熔融作用，有利于成礦的發(fā)生。

致謝 中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所大陸構(gòu)造與動力學(xué)國家重點實驗室許志琴院士對研究工作給予了指導(dǎo)，并邀請第一作者為《巖石學(xué)報》專輯撰文;研究生姚杰參與了討論。特此感謝。

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