陈有炘 裴先治＊＊ 李佐臣 李瑞保 刘成军 陈国超 裴磊 魏博

1.长安大学地球科学与资源学院，西安 710054

2.国土资源部岩浆作用与找矿重点实验室，西安 710054

3.中国地质大学地球科学与资源学院，北京 100083

1 引言

通常认为片麻岩是中-高级变质作用的产物，根据其原岩类型可划分为正片麻岩和副片麻岩，其中正片麻岩是火成岩变质后形成的，而副片麻岩则是由沉积岩变化而来。正片麻岩(花岗质片麻岩)往往形成于造山带，早期形成的花岗岩经历后期的构造热事件而形成花岗质片麻岩，因此，花岗质片麻岩往往记录了与造山带形成和演化历史相关的地质信息。

东昆仑地区出露一系列变质岩系，包括古元古界白沙河岩组、中元古界小庙岩组和狼牙山组、新元古界万宝沟岩群和下古生界纳赤台岩群。白沙河岩组和小庙岩组作为东昆仑地区出露最老的变质基底，其形成时代和构造属性是解决东昆仑造山带早期地质演化史的关键，因此变质地层划分、形成时代、构造属性是近些年来研究东昆仑造山带的热门议题之一。一系列研究成果表明，白沙河岩组形成于新太古代-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)，并在其中识别出一套变形-变质花岗岩，形成时代为新元古代(谈生祥等，2004;陆松年等，2006;陈能松等，2006b;张金明等，2012;孟繁聪等，2013)，为东昆仑造山带新元古代演化提供了重要依据。谈生祥等(2004)在祁漫塔格滩北山用TIMS 法获得花岗质片麻岩锆石U-Pb 年龄为831 ±51Ma，认为是同碰撞构造环境的物质记录;陆松年等(2006)在金水口地区用LA-ICP-MS 法获得二长花岗质片麻岩锆石U-Pb 年龄为817 ±10Ma，用SHRIMP 法在香日德-清水泉一带获得沟里花岗闪长质片麻岩锆石U-Pb 年龄为859 ±42Ma，用TIMS 法在分布于哈拉郭勒-冰沟-拉陵灶火一带获得眼球状-条带状花岗质片麻岩锆石U-Pb 年龄为875 ±25Ma，在清水泉三岔口获得花岗闪长质片麻岩锆石U-Pb 年龄为878 ±12Ma;陈能松等(2006b)在香日德南部白沙河岩组中获得的变质花岗岩的锆石SHRIMP U-Pb 年龄约为904Ma，认为是东昆仑响应Rodinia 超大陆汇聚事件的岩浆记录;张金明等(2012)在祁漫塔格喀雅克登塔格地区用LA-ICP-MS 法获得花岗质片麻岩锆石U-Pb 年龄为824 ±3Ma，认为是同碰撞岩浆活动的产物;孟繁聪等(2013)在祁漫塔格尕林格地区眼球状花岗质片麻岩中分别用SHRIMP 和LA-MC-ICP-MS 两种手段获得锆石U-Pb 年龄分别为938 ±5Ma 和938 ±2Ma，代表了花岗岩的形成时代，并认为该地质信息反映了西部陆块碰撞事件。东昆仑东段巴隆南侧出露大面积古元古界白沙河岩组，从中识别出一套花岗质片麻岩，形成于新元古代，为一套S 型花岗岩。本文从岩石学、锆石U-Pb 同位素年代学和岩石地球化学等多个角度展开研究，明确形成时代，分析地球化学属性，为东昆仑造山带早期地质演化提供可靠依据。

2 区域地质概况

昆仑造山带地处青藏高原东北缘，是中央造山系的重要组成部分，被左行走滑的阿尔金断裂截切成东、西两段。东昆仑造山带以东昆中断裂带为界，可划分为东昆北构造带(昆北地体)、东昆南构造带(昆南地体)，北侧以东昆北断裂(柴达木南缘断裂)为界与柴达木盆地相接，南侧以东昆南断裂为界与布青山-阿尼玛卿蛇绿混杂岩带、巴颜喀拉造山带相邻(图1a)。

东昆仑造山带前寒武纪变质基底包括古元古界白沙河岩组、中元古界小庙岩组和狼牙山组，主要出露于东昆北构造带，在东昆南构造带东段哈图-哈拉尕吐地区也出露一系列该套变质基底(王国灿等，2004;陈有炘等，2011，2014a)。研究区位于巴隆地区(图1b)，区域构造线呈北西西-南东东向展布，该地区出露一系列白沙河岩组和小庙岩组，白沙河岩组在1900～2000Ma 最后固结，变质时代在1900Ma(王国灿等，2007)。该区还出露下古生界浅变质的纳赤台岩群火山-沉积岩(陈有炘等，2013，2014b)、泥盆系牦牛山组、志留纪碱性花岗岩(Li et al.，2013)、大面积晚海西-早印支期闪长岩-花岗闪长岩-花岗岩和晚三叠世鄂拉山组活动大陆边缘火山岩(刘红涛，2001)。在巴隆南侧、哈拉尕吐花岗岩体北侧，白沙河岩组变质地层中发育一套强烈变形的条带状和眼球状花岗质片麻岩组合，岩石发育片麻状构造、条带状构造和眼球状构造，与白沙河岩组片麻岩类呈构造整合接触。

3 岩石学特征

野外地质特征显示(图2)，花岗质片麻岩呈浅灰白色-浅肉红色，岩石类型主要有花岗闪长质片麻岩、二长花岗质片麻岩，具有片麻状构造、眼球状构造、条带状构造，片麻理整体北倾(350°～20°)，倾角中等(40°～60°)。花岗质片麻岩变形不均匀，露头上强、弱变形带渐变过渡，没有明显的界限，强变形带变形均匀化后呈条纹条带状，而弱变形带保留眼球状斑晶，其中，眼球状斑晶大小不一(1～5cm)，斑晶约占25%～30%，最高可达50%，在花岗闪长质片麻岩中眼球状斑晶主体为斜长石，在二长花岗质片麻岩中眼球状斑晶主体为钾长石(表1)。

图1 东昆仑造山带构造单元划分(据姜春发等，2000)及巴隆地区地质简图(据殷鸿福等，2003 修编)Fig.1 Tectonic unit division and position of study area in East Kunlun (after Jiang et al.，2000)and geological sketch map of Balong area (modified after Yin et al.，2003)

镜下显微特征显示(图3)，岩石矿物组成比较单一，主要由斜长石、钾长石、石英、黑云母、白云母等矿物组成，后期经历退变质作用，岩石发生绿泥石化、绿帘石化，局部出现绿泥石和绿帘石特征变质矿物。副矿物有锆石、金属矿物等。部分样品中见到少量的石榴子石(＜1%)零星分布于岩石中。斜长石分布于各类岩石中，由于发生高岭土化和绢云母化，斜长石表面显得比较“浑浊”，在变形较弱的部位呈眼球状斑晶，多为旋转碎斑，指示该套花岗质片麻岩经历了韧性剪切作用，而在变形较强的部位或基质中，斜长石呈“丝状”或不规则的粒状均匀分布，部分矿物发育细密的聚片双晶。钾长石主要呈眼球状旋转碎斑分布于变形较弱的部位，在基质中或变形较强的岩石中也有少量分布，发育格子双晶，部分钾长石发生高岭土化。石英含量仅次于斜长石和钾长石，均匀分布于岩石中，发育波状消光、亚颗粒、旋转碎斑、动态重结晶等显微变形构造，指示岩石经历了韧性剪切变形作用。黑云母分布于各类岩石中，单偏光下呈深褐色，集中定向排列构成岩石的片麻理构造，发育云母鱼构造。白云母分布于部分岩石中，从形态上可以分为两类，一类为定向排列的针柱状白云母，矿物粒径较小，与黑云母共生构成岩石片麻理构造，可能为变质成因的白云母;另一类为片状，矿物粒径稍大于前者，比较少见，边部已发生交代蚀变呈“残片”状，明显不同于定向排列的针柱状白云母，可能为岩浆成因白云母。

表1 东昆仑东段巴隆地区花岗质片麻岩岩石学特征Table 1 Petrology of granitic gneiss from Balong area in East Section of East Kunlun

图2 巴隆地区花岗质片麻岩野外地质特征(a)二长花岗质片麻岩强弱变形带;(b)花岗闪长质片麻岩强弱变形带Fig.2 Outcrop of granitic gneiss from Balong area(a)monzonitic granitic gneiss;(b)granite diorite gneiss

4 锆石U-Pb 年龄

4.1 测试方法

图3 巴隆地区花岗质片麻岩显微照片(a)钾长石斑晶;(b)斜长石斑晶;(c)石榴子石.左图为正交偏光;右图为单偏光Bt-黑云母;Grt-石榴子石;Kfs-钾长石;Ms-白云母;Pl-斜长石;Qtz-石英Fig.3 Photomicrograph of granitic gneiss from Balong area(a)orthoclase phenocryst;(b)plagioclase phenocryst;(c)garnet.Bt-biotite;Grt-garnet;Kfs-K-feldspar;Ms-muscovite;Pl-plagioclase;Qtzquartz

本次研究在巴隆南侧采集2 件花岗质片麻岩样品进行锆石U-Pb 定年，样品采集位置地理坐标分别为148-2(N35°50＇16″，E97°24＇47″)、150-1(N35°50＇30″，E97°24＇32″)。样品在河北廊坊区域地质矿产调查研究所采用常规方法进行粉碎，并用常规浮选方法进行分选出锆石后，再用双目镜挑选出晶形和透明度较好的锆石颗粒作为测定对象。将锆石颗粒粘在双面胶上，经环氧树脂固定-环氧树脂固化-表面抛光工序后，进行锆石显微照相和阴极发光照相。锆石的反射光和透射光显微照相及阴极发光(CL)显微照相在北京领航锆年科技有限公司完成。

锆石U-Pb 同位素测试在天津地质矿产研究所同位素实验室完成，用激光烧蚀多接收器等离子体质谱仪(LA-MCICP-MS)进行微区原位分析，仪器为Thermo Fisher 公司制造的Neptune，具体实验过程及试验方法见李怀坤等(2010)。实验中用GJ-1 作为外部锆石年龄标准进行同位素分馏校正(Black et al.，2003;Jackson et al.，2004)，数据处理用中国地质大学(武汉)刘勇胜博士所研发的ICPMS Data Cal 程序(Liu et al.，2010)和Kenneth R.Ludiwig 的Isoplot 程序进行(Ludwig，2003)，采用208Pb 校正法对普通铅进行校正(Andersen，2002)。利用NIST612 玻璃标样作为外标计算锆石样品的Pb、U、Th 含量。

4.2 锆石特征及测试结果

选自样品148-2 的锆石呈透明-半透明的自形-半自形长柱状或双锥状，长度约80～150μm，长宽比多为2～3，少数锆石裂纹发育，含有少量矿物包裹体。锆石阴极发光图像(CL)显示(图4a)，锆石发育较好的生长韵律环带或明暗相间的条带，大多数锆石较完整的柱状或锥状晶形，少量锆石边部发育暗色增生边(＜10μm)，可能为后期变质作用使锆石再次结晶。该样品获得21 个有效数据测点(表2)，大部分在206Pb/238U-207Pb/235U 谐和图上表现为较好的谐和性(图4c)，测试结果显示锆石年龄具有329～894Ma(206Pb/238U 表面年龄)的年龄谱，15 个点集中在800～900Ma 之间，其中12个数据谐和性很好，锆石内部结构和Th、U 含量表明为岩浆成因锆石，获得加权平均年龄为870.6 ±7.7Ma(MSWD =2.6)，而其余3 个点介于808～816Ma 之间，锆石结晶环带和Th/U 值表明为岩浆成因锆石，获得加权平均年龄为811 ±8Ma(MSWD=0.38)。小于800Ma 的测试点共6 个，数据分散且谐和性较差，锆石裂隙发育、内部结构复杂，可能反映后期岩浆-构造事件对锆石同位素体系有改造，其中测点12 表面年龄为389 ±4Ma，具有变质锆石特征，可能为后期变质热事件的年代学记录。

表2 东昆仑巴隆花岗质片麻岩（148-2和150-1）锆石U-Pb 同位素测试结果（LA-MC-ICP-MS）Table2 LA-MC-ICP-MS U-Pb isotopic data of zircon fromgranitic gneiss（148-2 and 150-1） in the Balong， EastKunlun

图4 东昆仑巴隆花岗质片麻岩代表性锆石阴极发光图像及锆石U-Pb 年龄图Fig.4 Representative CL images and U-Pb age diagram of the analyzed zircon for granitic gneiss from Balong area in East Kunlun

选自样品150-1 的锆石呈透明-半透明的长柱状或等轴状，长度约70～100μm，长宽比多为2～3，锆石内含有少量矿物包裹体。锆石阴极发光图像(CL)显示(图4b)，部分锆石发育较好的生长韵律环带或明暗相间的条带，部分锆石边部发育不规则的溶蚀构造，反映后期热事件的改造，大多数锆石较完整的柱状晶形，少量锆石边部发育暗色增生边(＜10μm)，可能为后期变质作用锆石再次结晶。该样品获得21 个有效数据测点(表2)，在206Pb/238U-207Pb/235U 谐和图上表现出的谐和性较差(图4d)，多数数据偏离谐和线并且分散，测试结果显示锆石年龄具有383～883Ma(206Pb/238U表面年龄)的年龄谱，864～883Ma 年龄谱范围的数据点有6个，数据谐和性较好，锆石内部结构和Th、U 含量表明为岩浆成因锆石，获得加权平均年龄为875.3 ±6.3Ma(MSWD =0.92)，其余测点数据分散、谐和性较差，锆石内部结构复杂且Th/U 值小(小于0.1)，表明锆石受后期构造事件改造，其中449～486Ma 年龄谱范围的测点有4 个，具有变质锆石特征，可能记录了该套花岗质片麻岩后期经历的变质事件。

5 岩石地球化学特征

5.1 测试方法

在详细宏观及微观岩石学研究的基础上，挑选14 件花岗质片麻岩样品进行包括常量元素、微量元素、稀土元素在内的岩石地球化学分析(其中有2 件同时进行锆石U-Pb 同位素年代学研究)，测试结果见表3。碎样工作在河北廊坊区域地质矿产调查研究所完成，测试工作在长安大学西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室完成。主量元素测试采用XRF 法，先对粉末样品进行烧失量计算，然后熔融制成玻璃薄片，使用X 射线荧光光谱仪测定;微量元素分析采用Thermo-X7 电感耦合等离子体质谱仪，先将粉末样品(500mg)置于PTFE 坩锅，加入添加剂(1.0mL 高纯HF 和1.5mL 高纯HNO3)，按照标准测试程序，反复添加、加热、冷却后，最后在离心管中稀释到50mL;将所得溶液在电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)上完成测定，分析精度和准确度优于10%。

表3 东昆仑巴隆花岗质片麻岩主量元素(wt%)、微量元素(×10 -6)组成Table 3 Major (wt%)and trace element (×10 -6)concentration of granitic gneiss in the Balong，East Kunlun

图5 东昆仑巴隆花岗质片麻岩(Na2O+K2O)-SiO2(TAS)图解(a)和A/NK-A/CNK 图解(b)Fig.5 Total alkalis (Na2O+K2O)versus SiO2(TAS)diagram (a)and A/NK-A/CNK diagram (b)The dashed line represents the division between alkaline and cal-alkaline fields (after Irvine and Baragar，1971)

图6 东昆仑巴隆花岗质片麻岩稀土配分模式图(a，球粒陨石标准化值据Boynton，1984)和微量元素蛛网图(b，原始地幔标准化值据Sun and McDonough，1989)Fig.6 Chondrite-normalized REE pattern (a，value of chondrite after Boynton，1984)and primitive mantle-normalized trace elements patterns (b，value of primitive mantle after Sun and McDonough，1989)for granitic gneiss from Balong area

5.2 分析结果

岩石地球化学分析结果显示，花岗质片麻岩SiO2含量较高，变化范围较大，介于65.02%～78.46% (平均为72.22%)，在TAS 图解中(图5a)，样品主体落入钙碱性花岗岩范围，个别点落在花岗闪长岩或正长岩范围。Al2O3含量为9.99%～16.65% (平均为13.22)，A/CNK 介于1.04～1.47(平均为1.14)，A/NK 介于1.20～2.03(平均为1.47)，属于弱过铝-过铝质花岗岩(图5b)。全碱含量高，介于4.08%～10.74%(平均为7.32%)，具有高钾低钠的特征，K2O 含量为2.04%～7.71% (平均为4.92)，Na2O 含量为1.56%～3.22%(平均为2.39%)，K2O/Na2O 为0.63～3.21(平均为2.12)，属于高钾钙碱性花岗岩。

花岗质片麻岩稀土元素特征显示，岩石稀土元素变化大、总量高(介于128.9 ×10-6～429.9 ×10-6，平均为201.3×10-6)，轻、重稀土元素分馏明显(LREE/HREE 为5.79～15.27，平均为9.90)。轻稀土富集并且分馏不明显，(La/Yb)N=6.22～25.37(平均为13.01)、(La/Sm)N=2.78～3.90(平均为3.22)，重稀土相对亏损、分馏不明显，(Ga/Yb)N=1.34～3.76(平均为2.19)。球粒陨石标准化稀土配分曲线呈右倾型(图6a)，Eu 具有明显的负异常，δEu 介于0.16～0.44(平均为0.29)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图6b)，Rb、Th 明显富集，而Ba、Ta、Nb、Sr、P、Ti 明显亏损，在蛛网图呈明显的“V”形谷。

6 讨论

6.1 形成时代及变质事件

图7 东昆仑巴隆花岗质片麻岩Na2O-K2O 图解(a，据Collins et al.，1982)和Nb/Ta-Nb 图解(b，据Barth et al.，2000)Fig.7 Na2O versus K2O diagram (a，after Collins et al.，1982)and Nb/Ta-Nb diagram (b，after Barth et al.，2000)for granitic gneiss from Balong area in East Kunlun

LA-MC-ICP-MS 锆石U-Pb 年代学同位素测试结果表明，2 件样品(148-2 和150-1)分别获得一组谐和性较好的年龄，加权平均年龄为870.6 ±7.7Ma(MSWD = 2.6，n = 12)和875.3±6.3Ma(MSWD=0.92，n=6)，锆石Th/U 值及结构显示为岩浆成因，两个年龄在误差范围内一致，代表了花岗质片麻岩原岩结晶时间，这与东昆仑及邻区新元古代早期大陆汇聚事件形成的岩浆岩时代比较接近，这进一步表明东昆仑地区新元古代早期存在陆块汇聚事件，并保留有大量的物质记录。同时，2 件样品均获得820～810Ma 岩浆活动信息，前人在东昆仑及邻区也报道相近的年龄信息，代表了稍晚期与裂解相关的岩浆事件。此外，两件样品均存在500～800Ma年龄信息，年龄数据谐和性差，锆石发育裂隙或内部结构复杂，可能岩体经历后期构造热事件叠加改造过程中同位素体系受到扰动。

在样品150-1 中获得4 点486～449Ma 年龄信息，锆石Th/U 小于0.1，内部结构显示为变质年龄，同样在148-2 中获得1 点389Ma 变质年龄信息，表明花岗质片麻岩经历了早古生代和晚古生代构造热事件。越来越多的研究成果表明，东昆仑地区存在早古生代构造热事件，诺木洪地区麻粒岩相变质作用时间为460Ma(张建新等，2003)、小庙地区石榴云母片岩角闪岩相变质作用后的冷却年龄为439Ma(Liu et al.，2005)、清水泉地区云母片岩中的独居石记录了455～420Ma 变质年龄(陈能松等，2007a)，这些变质事件的年龄信息与巴隆花岗质片麻岩记录的变质年龄信息一致，均表明东昆仑地区存在早古生代变质事件。另外，张建新等(2003)获得378～353Ma 的年龄信息，与本次研究获得的年龄信息一致，这与东昆仑地区明显遭受晚古生代构造热事件的地质事实相符合(姜春发等，1992)。

6.2 岩石成因及源区特征

巴隆花岗质片麻岩具有高SiO2、Al2O3、K2O，低TiO2、Na2O、MnO、CaO 的特征，矿物组合中出现石榴子石和白云母等富铝矿物，显示该花岗岩具有S 型花岗岩的特征，这与Na2O-K2O 判别图解(图7a)结果一致。CIPW 标准矿物中出现石英(Q)、钙长石(An)、钠长石(Ab)、正长石(Or)和刚玉(C)组合，其中C 平均为1.78，表明岩石铝和硅过饱和，具有弱过铝-过铝质特征。岩石稀土元素表现出强烈的轻、重稀土分馏和明显的Eu 负异常特征，反映物源区部分熔融过程中有石榴子石和斜长石分离结晶作用，属于过铝质花岗岩的稀土元素特征。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中可以看出，岩石富集Rb、Th，明显亏损Ba、Ta、Nb、Sr、P 和Ti。大多数样品Rb(105.8 ×10-6～393.9 ×10-6，平均为234.3 ×10-6)高于花岗岩的平均值(200 ×10-6)，而Sr(41.99 ×10-6～201.57 ×10-6，平均为117.1 ×10-6)、Ba(243.5 ×10-6～912.1 ×10-6，平均为524.0 ×10-6)明显低于花岗岩的平均值(Sr=300 ×10-6，Ba =830 ×10-6)。Ba、Sr 元素亏损反映岩浆经历了分离结晶作用，而富集Rb、Th 亏损Nb、Ta、Ti 反映岩浆的源岩为陆壳物质。在Nb/Ta-Nb 图解中(图7b)，样品主体落入上地壳平均值及附近，少数靠近地幔平均值，表明花岗岩地壳物质部分熔融而成，岩浆源区主要为上地壳物质，可能有少量地幔物质加入，或源岩中含有少量来源于地幔的物质。

实验岩石学研究表明，大量过铝质花岗岩不可能由基性源岩部分熔融产生，只有泥砂质沉积岩类部分熔融可能形成强过铝质花岗岩(Chappell and White，1974;Vielzeuf and Montel，1994)。过铝质S 型花岗岩CaO/Na2O 主要依赖于斜长石/粘土比值，CaO/Na2O 小于0.3 为泥质岩石的局部熔融，大于0.3 为杂砂岩的局部熔融(Patiño-Douce and Johnston，1991;Skjerlie and Johnston，1996)。同时，有研究认为Rb/Sr 大于0.1、Rb/Ba 大于0.3，源岩为泥质岩(Sylvester，1998)。巴隆花岗质片麻岩CaO/Na2O 介于0.3～1.35(平均为0.57)，Rb/Sr 介于0.65～9.38(平均为2.60)，Rb/Ba 介于0.18～1.62(平均为0.51)，显示该岩体为杂砂岩的局部熔融，并含有少量泥质成分。在Rb/Ba-Rb/Sr 判别图解中样品落入贫粘土源岩区，并靠近杂砂岩(图8a);在A/MF-C/MF 图解中，样品主体落入变杂砂岩部分熔融区(图8b)，表明该套花岗质片麻岩岩浆源区岩石主要为含少量泥质成分的砂屑沉积岩，是成熟度较高的陆壳部分熔融作用的结果。

图8 东昆仑巴隆花岗质片麻岩Rb/Ba-Rb/Sr 图解(a，据Sylvester，1998)和A/MF-C/MF 图解(b，据Altherr et al.，2000)Fig.8 Rb/Ba-Rb/Sr diagram (a，after Sylvester，1998)and A/MF-C/MF diagram (b，after Altherr et al.，2000)for granitic gneiss from Balong area in East Kunlun

图9 东昆仑巴隆花岗质片麻岩TiO2-SiO2 图解(a，据Harrison and Watson，1984)和P2O5-SiO2 图解(b，据Green and Pearson，1986)Fig.9 TiO2-SiO2 diagram (a，after Harrison and Watson，1984)and P2O5-SiO2 diagram (b，after Green and Pearson，1986)for granitic gneiss from Balong area in East Kunlun

东昆仑地区出露最老的变质岩系为古元古界白沙河岩组(Pt1b)，主要岩石类型有条带状混合岩、眼球状混合岩、黑云变粒岩、黑云角闪片麻岩、斜长角闪岩、含堇青石矽线石斜长片麻岩夹大理岩、二辉麻粒岩，是一套变质程度达麻粒岩相的高级变质岩，原岩为泥砂质、泥钙质夹中基性火山岩，类似于海相活动环境下形成的类复理石组合，这与巴隆花岗质片麻岩源岩类型比较接近。孟繁聪等(2013)在祁漫塔格地区获得新元古代花岗质片麻岩亏损地幔Nd 模式年龄为1.6～2.1Ga，表明花岗岩源岩碎屑物质来自古元古代，或中新元古代地壳物质与新太古代-古元古代地壳物质部分熔融形成花岗岩。东昆仑地区的碎屑锆石年龄信息显示，东昆仑前寒武纪变质岩碎屑锆石存在2.5～1.2Ga 年龄信息，也支持源岩碎屑物质主要来源于古元古代(王国灿等，2004;陆松年等，2009;陈能松等，2006a;陈有炘等，2011)。Sylvester(1998)研究认为过铝质花岗岩Al2O3/TiO2比值能反映岩浆岩的形成温度，Al2O3/TiO2＞100 为低温(＜875℃)，Al2O3/TiO2＜100 为高温(＞875℃)。巴隆花岗质片麻岩Al2O3/TiO2平均为39.04，均小于100，反映其部分熔融温度为高温。运用TiO2-SiO2(图9a)和P2O5-SiO2(图9b)地质温度计能初步判断花岗岩形成温度，结果显示该套花岗岩形成温度为800～900℃，这与白沙河岩组麻粒岩相变质作用的地质事实比较吻合，推测巴隆花岗质片麻岩应该是古元古界白沙河岩组长英质岩石发生脱水熔融的产物。

图10 东昆仑巴隆花岗质片麻岩构造环境判别图解(a，b，据Pearce et al.，1984;c，据Pearce，1996;d，据Harris et al.，1986)Fig.10 Diagrams of the tectonic setting for granitic gneiss from Balong area in East Kunlun (a，b，after Pearce et al.，1984;c，after Pearce，1996;d，after Harris et al.，1986)

6.3 形成环境

根据矿物组合特征不同，可以将A/CNK≥1 的过铝质花岗岩分为含白云母过铝花岗岩类和含堇青石过铝花岗岩类(Barbarin，1999)。含白云母过铝花岗岩主要来源于地壳，形成于大型地壳剪切或逆掩构造所影响的造山带，主要由“湿”的地壳岩石深熔作用和岩浆结晶作用形成，具有接近花岗质最低熔体成分的特点。研究区花岗质片麻岩属于过铝质S 型花岗岩，含有石榴石和白云母等富铝矿物，A/CNK 平均值为1.14，表明源区主要来自地壳。微量元素特征显示，岩石具有较低的Y、Nb、Yb，明显有别于板内花岗岩和洋脊花岗岩，而与火山弧花岗岩和同碰撞花岗岩比较相似，这与Nb-Y 判别图解得到的结论比较一致(图10a)，这里的同碰撞作用包括洋盆消失后的陆-陆碰撞及其后的继续汇聚等与碰撞有关的地质过程。在Rb-Yb + Nb、Rb-Yb + Ta 判别图解中(图10b，c)，数据点落入同碰撞花岗岩(Syn-COLG)、火山弧花岗岩(VAG)两个区域，后者主体在同碰撞区域;在Rb-Hf-Ta 判别图解中(图10d)，数据点主体落入与碰撞作用相关的火山弧花岗岩区域，以上结果显示巴隆花岗质片麻岩形成于同碰撞构造环境，岩石具有高Rb 特征也印证了这一结论。同时，岩石经历强烈变形作用，发育片麻理，片麻理整体北倾，但研究区及邻区早古生代岩体并未发生明显的变形，表明岩体形成于碰撞造山或稍早阶段，岩体变形主要形成于碰撞造山过程，后期又经历构造作用的叠加改造。

6.4 构造意义

近些年来，越来越多的研究资料支持中国西部陆块响应Rodinia 超大陆的形成，在新元古代早期发生汇聚碰撞，形成由大陆边缘沉积物部分熔融形成的花岗岩(王云山和陈基娘，1987;陆松年等，2002;陈能松等，2007b;葛肖虹和刘俊来，2000)。现有研究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研究和讨论。

在东昆仑及相邻的祁连造山带、柴北缘以及塔里木东缘均有新元古代早期的岩浆事件的报道(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，2006a，2007b;Mattinson et al.，2006;许娅玲等，2011;Song et al.，2012;孟繁聪等，2013)。Wan et al.(2006)报道了柴北缘出露的一系列新元古代花岗岩形成于陆-陆碰撞环境，是响应Rodinia 超大陆汇聚事件的产物;王超等(2006)在阿尔金地区获得江尕勒萨依花岗质片麻岩形成年为923Ma，为典型的同碰撞花岗岩;在都兰地区出露眼球状花岗闪长质片麻岩和英云闪长质片麻岩，锆石U-Pb年龄分别为917 ±21Ma、987 ±93Ma，是一套与俯冲碰撞造山相关的岩浆事件(陆松年等，2002;郝国杰等，2004)。

同时，有学者研究认为新元古代晚期中国西部地区为拉张环境(李怀坤等，2003;Chen et al.，2006)。有研究认为，柴北缘榴辉岩的原岩形成于大陆裂谷环境，形成时代为850～750Ma(孟繁聪等，2003;Zhang et al.，2005，2006，2010，2011;Song et al.，2010);柴北缘全吉群中的火山岩形成于800Ma，是超大陆裂解的产物;都兰地区出露的肉红色钾长花岗质片麻岩锆石U-Pb 年龄为744 ±28Ma，具有A 型花岗岩的特征，代表了东昆仑地区构造环境由挤压机制演变为伸展机制(陆松年等，2002;郝国杰等，2004);万宝沟地区万宝沟岩群玄武岩形成时代为667Ma(Rb-Sr)，地球化学显示为板内拉斑玄武岩，为拉张作用产生的产物，印证了东昆仑地区新元古代裂解事件(潘裕生等，1996);东昆仑诺木洪南侧金水口地区，任军虎等(2011)在万宝沟岩群中获得变余辉长岩LA-ICP-MS 锆石U-Pb 年龄为796 ± 41Ma(MSWD =0.47)，认为其形成于大陆裂谷环境，可能为东昆仑地区响应Rodinia 超大陆裂解事件的产物。

王国灿等(2004)研究认为，东昆仑地区前寒武纪变质基底可以分为两类:北部以白沙河岩组和小庙岩组为代表，南部以苦海杂岩为代表，并提出格林威尔造山运动在东昆仑地区表现强烈，反映了中、新元古代之交东昆仑地区南北不同块体之间的碰撞愈合。相应地，在东昆仑及邻区均存在新元古代早期的变质事件和岩浆事件，均为新元古代早期汇聚事件的产物。本次研究发现，东昆仑东段巴隆南侧古元古界白沙河岩组中发育的一套花岗质片麻岩形成时代为新元古代，变形强烈但不均匀，强应变带具有条纹条带状构造，而弱应变带具有眼球状片麻理构造。锆石U-Pb 年代学研究表明，该套花岗质片麻岩原岩形成时代为870～875Ma，归属新元古代，后期又经历了加里东期变质作用。地球化学研究结果显示，花岗岩属于弱过铝-过铝质高钾钙碱性花岗岩，具有S型花岗岩特征，形成于碰撞造山环境。综合分析本文与前人研究成果，东昆仑造山带在新元古代早期存在构造岩浆事件，响应Rodinia 超大陆汇聚事件，南北构造带发生碰撞并产生一定规模的岩浆岩，并在加里东期遭受构造作用叠加，岩体经变形-变质作用，较好的记录了东昆仑造山带早期演化的地质信息。

7 结论

通过对东昆仑东段巴隆南侧的花岗质片麻岩进行详细的岩石学、锆石U-Pb 年代学和地球化学特征研究，得出以下结论:

(1)东昆仑东段巴隆南侧白沙河岩组中存在一套花岗质片麻岩，主要岩石类型有黑云二长花岗质片麻岩、花岗闪长质片麻岩，岩石经历变质变形作用，但变形不均匀，强应变带具有条纹条带状构造，而弱应变带具有眼球状片麻理构造。

(2)两件样品分别获得870.6 ±7.7Ma(MSWD =2.6)和875.3 ±6.3Ma(MSWD=0.92)锆石U-Pb 年龄，代表了岩浆结晶年龄，表明花岗岩形成于新元古代早期。另外，年龄信息显示，该花岗岩经历了早古生代构造热事件，记录了相应的变质年龄。

(3)巴隆花岗质片麻岩具有高SiO2、Al2O3、K2O，低TiO2、Na2O、MnO、CaO 的特征，A/CNK 平均为1.14，A/NK 平均为1.47，矿物组合中出现石榴子石和白云母等富铝矿物，有S 型花岗岩的特征;岩石富集Rb、Th，明显亏损Ba、Ta、Nb、Sr、P 和Ti;岩石富集轻稀土，重稀土相对亏损，轻、重稀土强烈分馏，具有明显的Eu 负异常。以上特征表明，岩浆来源于陆壳部分熔融，可能为古元古界白沙河岩组长英质岩石发生脱水熔融的产物。

(4)巴隆花岗质片麻岩具有同碰撞花岗岩的特征，是地壳部分熔融的产物，表明东昆仑造山带响应Rodinia 超大陆汇聚事件，东昆仑南、北陆块碰撞造山并伴生有相应的岩浆记录。

致谢 一起参加野外工作的有李小兵博士、高景民硕士、魏方辉硕士、吴树宽硕士、杨杰硕士等;在锆石U-Pb 年龄测试过程中，天津地质矿产研究所李怀坤研究员和耿建珍博士给予指导和帮助;孟繁聪研究员和钱青副研究员在审稿过程中提出了宝贵的意见!在此一并表示诚挚的感谢!

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