东昆仑造山带东段大格勒花岗岩锆石U-Pb年代学、地球化学特征及其构造意义

2020-08-01李瑞保裴先治李佐臣刘成军陈国超李小兵赵少伟陈有炘

地球科学与环境学报 2020年4期

封铿,李瑞保,2*,裴先治,2,李佐臣,2,裴磊,2,刘成军,2,陈国超,李小兵,王盟,2,赵少伟,2,陈有炘,2,周海,2

(1. 长安大学地球科学与资源学院,陕西西安 710054;2. 长安大学西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室,陕西西安 710054)

0 引言

花岗岩作为大陆地壳的重要组成部分,与岩浆源区特征及构造环境密切相关[1],对研究大陆地壳的生长过程具有重要意义。东昆仑造山带位于中央造山系西部,由于其特殊的构造位置及多期次构造岩浆活动,形成了巨型安第斯型弧岩浆带,具有复杂的构造演化历史[1-3]。这些花岗岩对于揭示东昆仑造山带晚古生代—早中生代洋陆构造演化过程有着重要意义。

前人已对东昆仑造山带晚二叠世—中三叠世花岗岩进行了大量的研究,认为东昆仑造山带在该阶段由于早期的洋壳板块俯冲和晚期的板片断离作用形成了一系列具壳幔岩浆混合特征的花岗岩,并发育了大量暗色闪长质微粒包体[4-6]。但关于该期花岗岩的具体岩石成因和构造环境仍存在争议,尤其是与古特提洋相关的洋陆演化过程争议较大。部分学者认为东昆仑南缘古特提斯洋在晚二叠世已处于向北强烈俯冲阶段[7-11]；然而也有学者认为古特提斯洋在晚二叠世已经闭合,在三叠纪转入碰撞—后碰撞阶段[12-13],并进一步认为该阶段花岗岩是俯冲板片和俯冲沉积物部分熔融的产物[14]。大格勒花岗岩位于东昆仑造山带东段,是东昆仑岩浆岩带的重要组成部分。《青海省1∶250 000格尔木市幅地质图》[15]将大格勒岩体归为二叠纪岩浆岩,但缺乏准确的年龄依据,而《昆仑山及邻区地质》[12]和《1∶1 000 000昆仑山及邻区地质图》[16]将大格勒岩体的时代归属于寒武纪。由此可见，大格勒岩体的具体成岩时代和岩石成因尚存争议,需要进一步深入研究。本文对大格勒岩体开展详细的岩石学、锆石U-Pb年代学及岩石地球化学研究,确定其形成时代、岩石源区和大地构造环境,为东昆仑造山带晚古生代—早中生代古特提斯洋的俯冲时限及构造演化过程提供资料。

1 区域地质背景及地质特征

中央造山系是位于中国中部近EW向分布的巨型造山带(图1),由西向东主要包括西昆仑、东昆仑、祁连、秦岭以及大别—苏鲁造山带[17-19]。东昆仑造山带地处中央造山系西段,是中央造山系的重要组成部分[20-23]。东昆仑造山带出露了东昆中和布青山—阿尼玛卿洋两条蛇绿混杂岩带。学者据此将东昆仑造山带自北向南划分为东昆北构造带、东昆中蛇绿混杂岩带、东昆南构造带、布青山—阿尼玛卿洋蛇绿混杂岩带以及巴颜喀拉地体(图1)[18-21]。东昆仑造山带出露的地层主要为以古元古界白沙河岩组(Pt1b)、中元古界小庙岩组(Pt2x)、早古生界纳赤台岩群(Pz1n)为主的前寒武系变质基底以及少量的泥盆系牦牛山组(Dm)和上三叠统鄂拉山组(T3e)。其中，白沙河岩组和小庙岩组为一套高角闪岩相黑云石英片岩、黑云斜长片麻岩和变粒岩组合[2]；纳赤台岩群主要岩石类型为绿片岩相变质的火山-沉积岩系[22]；牦牛山组为一套裂谷体系的磨拉石沉积;鄂拉山组为以火山碎屑岩为主的沉积碎屑岩。造山带内岩浆活动丰富,广泛出露大量岩浆岩,从元古宙到晚古生代皆有分布,其中以晚二叠世—中三叠世的中酸性侵入岩为主,岩石类型多样,以花岗岩为主体,另外有少量的中基性岩出露。

图件引自文献[24],有所修改图2 大格勒花岗岩岩体地质简图Fig.2 Simplified Geological Map of Dagele Granitic Pluton

大格勒花岗岩位于东昆仑造山带东段,岩体近不规则状,出露面积约400 km2。岩体北部主要侵位于古元古界白沙河岩组,南部被晚三叠世二长花岗岩侵入(图2)。岩体主要岩石类型为中细粒花岗岩,其中发育大量的暗色闪长质包体(图2)。包体呈灰黑色,大小各异,小的直径几厘米,大的可达几米、几十米。包体形状多样,有纺锤状[图3(a)]、浑圆状[图3(b)]、椭球状[图3(c)]等,主体呈椭圆状；包体与寄主岩接触关系截然[图3(b)、(c)],部分呈渐变接触[图3(e)]。另外，部分包体中可见反向脉[图3(d)]。

2 岩相学特征

Pl为斜长石;Q为石英;Am为角闪石;Bi为黑云母图3 花岗岩及闪长质包体野外和岩相学特征Fig.3 Field and Petrographic Characteristics of Granites and Diorite Enclaves

花岗岩风化面呈灰色,新鲜面呈灰白色,具中细粒花岗结构、块状构造[图3(a)]。岩石主要组成矿物为斜长石(体积分数为45%～50%)、石英(30%～35%)、钾长石(5%～10%)、黑云母(5%～10%)及少量角闪石，副矿物有磁铁矿、锆石、磷灰石等。其中，斜长石呈无色自形—半自形长条状或板片状,粒径大小一般为2～5 mm,聚片双晶发育[图3(f)],表面具有绢云母化;钾长石呈半自形板状,粒径大小一般为2～5 mm;石英呈他形粒状,粒径大小一般为2～5 mm,多充填于斜长石与钾长石空隙之间;黑云母呈褐色长条状或板状,粒径大小一般为1～2 mm,少量被绿泥石交代[图3(g)]。

闪长质包体呈灰黑色,具细粒结构、块状构造。岩石主要组成矿物为角闪石(体积分数为45%～50%)和斜长石(40%～50%),次要矿物为黑云母(5%～10%)。其中斜长石呈自形—近半自形板状结构,粒径大小一般为0.5～1.0 mm;角闪石呈浅绿色—深绿色半自形柱状,粒径大小一般为1～2 mm,部分集合体与黑云母一起似假象产出[图3(h)];黑云母呈棕褐色不规则片状,分布于其他矿物之间[图3(i)];副矿物为极少量的磁铁矿、锆石、磷灰石等。

3 分析方法

样品破碎和锆石挑选在西安瑞石地质科技有限公司完成,然后在双目镜下选取无色且晶型完好的锆石制靶。锆石U-Pb同位素分析测试在西北大学大陆动力学国家重点实验室的激光剥蚀电感耦合等离子体质谱(LA-ICP-MS)仪上完成,分析仪器为Elan6100DRC型四级杆质谱仪和Geolas200M型剥蚀系统,激光的剥蚀孔径为30 μm,深度为20～40 μm。锆石年龄计算采用国际标准锆石91500外部矫正法作为同位素分馏矫正,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作为内标进行同位素分馏校正。样品的数据处理采用ICPMSDataCal软件完成,年龄计算及谐和曲线绘制利用Isoplot 3.00软件[42]完成,样品的同位素比值和元素数据处理使用Gliter软件,并采用Andersen软件进行普通铅校正,使其加权年龄具有95%的可信度。具体操作过程及原理详见文献[43]。

主量和微量元素分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室进行。主量元素采用波长色散X射线荧光光谱(XRF)仪测试,精度优于2%～3%。微量元素测试利用酸溶法制备样品,用电感耦合等离子体质谱仪(Agilent 7700e ICP-MS)分析完成。具体分析过程与原理详见文献[44]。

4 结果分析

为了精确限定大格勒花岗岩的形成时代,本次研究采集了新鲜的花岗岩(样品GR006-3)和闪长质包体(样品GR006-4)分别进行LA-ICP-MS锆石U-Pb定年。样品地理坐标为(36°14.367′N，95°42.419′E)。花岗岩和闪长质包体LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析结果分别见表1、2。

花岗岩(样品GR006-3)的锆石晶体呈浅黄色半自形—自形长柱状,总体自形程度高。锆石长轴为100～200 μm,短轴为50～100 μm,长宽比为2∶1～4∶1。锆石阴极发光(CL)图像[图4(a)]显示锆石有明显的岩浆生长环带,表明其为岩浆锆石成因[45]。锆石Th含量(质量分数，下同)为(1 106～4 257)×10-6,U含量为(2 022～9 497)×10-6,Th/U值为0.37～0.64,主体大于0.4,具有岩浆成因锆石特征[46]。本次测试共获得了25个数据(表1),其中14个分析点谐和度(<95%)较低。根据锆石阴极发光图像特征和年龄数据资料,认为这些锆石为岩浆上升过程中捕获围岩的锆石,可能与后期的多期岩浆-构造事件引起锆石同位素体系产生变化导致Pb丢失相关,因此，不参与年龄计算。剩余11个分析点的206Pb/238U值和207Pb/235U值谐和性较好,数据均集中于年龄谐和曲线附近很小的区域。206Pb/238U年龄为265～257 Ma,206Pb/238U加权平均年龄为(261.0±2.8)Ma(平均标准权重偏差(MSWD)为0.21)[图5(a)、(b)],代表了大格勒花岗岩的结晶年龄。

图4 花岗岩及闪长质包体锆石阴极发光图像及对应年龄Fig.4 CL Images of Zircons and Corresponding Ages of Granites and Diorite Enclaves

闪长质包体(样品GR006-4)锆石晶体呈浅黄色、半透明,多为自形程度较高的短柱状。锆石长轴为180～400 μm,短轴为80～200 μm,长宽比为2∶1～4∶1。锆石阴极发光图像显示锆石有明显的岩浆生长环带[图4(b)],表明其为岩浆锆石成因[45]。锆石Th含量为(335～6 998)×10-6,U含量为(957～16 786)×10-6,Th/U值为0.31～2.21,主体大于0.4,具有岩浆成因锆石特征[46]。本次测试获得了25个数据(表2),剔除3个谐和度较低(<95%)的分析点,剩余分析点206Pb/238U值和207Pb/235U值谐和性较好,所有点均集中于谐和曲线附近。206Pb/238U年龄为263～260 Ma,206Pb/238U加权平均年龄为(261.6±1.6)Ma(MSWD值为0.044)[图5(c)、(d)],代表了闪长质包体的结晶年龄。

图5 花岗岩及闪长质包体锆石U-Pb年龄谐和曲线及年龄分布Fig.5 Concordia Diagrams and Distributions of Zircon U-Pb Ages of Granites and Diorite Enclaves

表2 闪长质包体LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析结果Tab.2 Analysis Results of LA-ICP-MS Zircon U-Pb Isotope of Diorite Enclaves

5 岩石地球化学特征

本次研究选取了大格勒花岗岩体的7件花岗岩样品和3件闪长质包体样品作为测试对象,进行了主量、微量和稀土元素地球化学测试分析,采样位置如图2所示。主量、微量及稀土元素分析结果见表3。

表3 主量、微量和稀土元素分析结果Tab.3 Analysis Results of Major, Trace and Rare Earth Elements

续表3

5.1 主量元素

大格勒花岗岩SiO2含量较高,为67.60%～74.43%;全碱(Na2O+K2O)含量为6.20%～8.09%,Na2O/K2O值为0.55～3.24,平均为1.66,相对富Na;里特曼指数为1.37～2.08,属于钙碱性系列;在TAS图解[图6(a)]中，样品落入花岗闪长岩和花岗岩区域;在SiO2-K2O图解[图6(b)]中,样品主要落入中—高钙钾碱性系列;Mg#值为26.99～50.15,平均值为41.77;Al2O3含量为13.47%～15.58%,平均值为14.74%;A/CNK值为0.96～1.10,平均值为1.01,在A/CNK-A/NK图解[图6(c)]中，样品落入准铝质—弱过铝质范围;在Na2O-K2O图解[图6(d)]中，样品落入Ⅰ型花岗岩区域。此外,SiO2与TiO2、Al2O3、MgO、TFe2O3、CaO、Na2O、P2O5含量呈现出明显的负相关性,而与K2O含量呈现出正相关性(图7),这表明钛铁氧化物、角闪石、黑云母、磷灰石、酸性斜长石等矿物较大程度参与了分离结晶作用,但钾长石的分离结晶作用不明显。

图(a)底图引自文献[47];图(b)底图引自文献[45];图(c)底图引自文献[48];图(d)底图引自文献[49];图中数据引自文献[20]、[24]、[28]～[29]、[50]～[52]图6 TAS、SiO-K2O、A/CNK-A/NK和Na2O-K2O图解Fig.6 Diagrams of TAS, SiO-K2O, A/CNK-A/NK and Na2O-K2O

图7 哈克图解Fig.7 Harker Diagrams

ws为样品含量；wc为球粒陨石含量；wp为原始地幔含量；球粒陨石标准化数据引自文献[56]; 原始地幔标准化数据引自文献[57]；同一图中相同线条对应不同样品图8 球粒陨石标准化稀土元素配分模式和原始地幔标准化微量元素蛛网图Fig.8 Chondrite-normalized REE Pattern and Primitive Mantle-normalized Trace Element Spider Diagram

闪长质包体SiO2含量较低,为50.77%～54.30%,全碱含量为3.41%～3.97%,Na2O含量(1.85%～2.56%)和K2O含量(1.17%～2.08%)较寄主岩低,富Fe、Mg、Ca、Ti等(TFe2O3含量为7.21%～9.59%,Mg#值为64.21～65.88,CaO含量为8.60%～9.72%,TiO2含量为0.43%～0.80%);在TAS图解[图6(a)]中，样品落入辉长闪长岩区域;在SiO2-K2O图解[图6(b)]中,样品主要落入中钾钙碱性系列区域。

5.2 稀土和微量元素

大格勒花岗岩的稀土元素总含量为(98.86～215.71)×10-6,平均值为146.91×10-6;LREE/HREE值为7.38～11.64,平均值为9.12。(La/Sm)N值为3.10～5.75，(La/Yb)N值为9.12～13.61,表明轻、重稀土元素分馏明显;Eu异常为0.27～0.78,平均为0.55,具有Eu负异常特征。Nb含量为(4.52～15.94)×10-6,Ta含量为(0.37～1.46)×10-6,Nb/Ta值为10.13～19.00,平均值为13.60;Zr/Hf值为32.30～39.34,平均值为35.83;Th/Nb值为0.97～2.10,平均值为1.52。在球粒陨石标准化稀土元素配分模式[图8(a)]中,花岗岩呈现出轻稀土元素富集、重稀土元素亏损的配分模式。在原始地幔标准化微量元素蛛网图[图8(b)]中,花岗岩总体呈现出富集Rb、Th、U等大离子亲石元素(LILE)以及亏损Nb、Ta等高场强元素(HFSE)的特征。

暗色闪长质包体的稀土元素总含量(平均值为87.57×10-6)较寄主岩低,LREE/HREE值为4.08～6.16,平均值为5.23;(La/Sm)N值为2.58～3.27,(La/Yb)N值为3.67～5.70,Eu异常为0.58～0.96。Nb/Ta值为13.11～15.64,平均值为13.90;Zr/Hf值为30.48～35.29,平均值为34.13;Th/Nb值为0.48～1.58,平均值为0.97。在球粒陨石标准化稀土元素配分模式[图8(a)]中,与寄主岩相比,闪长质包体的轻、重稀土元素分馏较小,且Eu负异常较寄主岩小。在原始地幔标准化微量元素蛛网图[图8(b)]中,闪长质包体富集Rb、Th、U等，亏损Nb、Ta,但其不相容元素富集程度小于寄主岩,高场强元素的亏损程度低于寄主岩。

6 讨论

6.1 岩石源区和成因

大格勒花岗岩呈大型岩基产出,且包含有大量形态各异的暗色闪长质包体。包体与寄主岩之间多为截然关系,少部分为渐变关系,接触部位上包体的粒度明显小于寄主岩,且有部分寄主岩矿物进入包体中,说明这是基性岩浆混入酸性岩浆快速冷凝的结果。闪长质包体形态各异,有纺锤状[图3(a)]、浑圆状[图3(b)]、椭球状,且具有冷凝边构造[图3(c)]。包体通常是由高温基性岩浆混入较低温中酸性岩浆形成的,因此，在二者接触部位通常快速冷却形成冷凝边[53]。包体中反向脉[图3(d)]为包体冷凝形成的不规则裂隙导致寄主岩岩浆反向注入包体所形成[54]。包体内部发育有长英质捕虏晶[图3(b)],说明包体可能为多次岩浆混合作用形成[55]。锆石U-Pb年代学数据表明包体与寄主岩年龄在误差范围内相同(均为261 Ma),而且包体内部未见继承锆石,因此，包体不可能为寄主岩岩浆源区的难熔体或岩浆上涌过程的捕虏体。这是因为无论是二者当中的哪一种,其年龄均大于寄主岩年龄,这也为岩浆混合作用提供了年代学依据。综上所述,详细的岩浆混合岩石学特征及相同结晶年龄表明,岩浆混合作用是其重要的形成机制。

图(a)、(b)底图引自文献[68]图9 CaO/(TFe2O3+MgO+TiO2)-CaO+TFe2O3+MgO+TiO2和(Na2O+K2O)/ (TFe+MgO+TiO2)-Na2O+K2O+TFe+MgO+TiO2图解Fig.9 Diagrams of CaO/(TFe2O3+MgO+TiO2)-CaO+TFe2O3+MgO+TiO2 and (Na2O+K2O)/ (TFe+MgO+TiO2)-Na2O+K2O+TFe+MgO+TiO2

花岗岩在大陆地壳演化方面有着重要的意义,然而有关花岗岩源区的问题一直是地质研究的焦点[58]。大格勒花岗岩在成分上富Si(SiO2含量为53%)、Na(Na2O/K2O值大于1),A/CNK值小于1,矿物组成中含角闪石,具有典型的Ⅰ型花岗岩特征[59]。在Na2O-K2O图解[图6(c)]中，样品落入Ⅰ型花岗岩区域。大格勒花岗岩为弱过铝质，富集Rb、Th、U等大离子亲石元素,亏损Nb、Ta等高场强元素,具有Eu负异常,指示其具有壳源岩浆特征[60]。Rapp等认为地壳部分熔融产生的岩浆岩Mg#值小于45[61],而具有较高Mg#值的岩浆岩往往是受到了地幔混染。大格勒花岗岩的Mg#值为26.99～50.15(主体小于45),与地壳起源熔融形成的熔体接近,表明大格勒花岗岩的形成与大陆地壳相关。实验岩石学证明,地壳中砂泥质岩的部分熔融通常产生化学成分偏酸性的过铝质花岗岩[62],而下地壳玄武质岩的部分熔融可以产生准铝质Ⅰ型花岗岩[63-64]。因此,大格勒花岗岩应该为下地壳熔融的产物。在岩浆作用过程中,Nb和Ta以及Zr和Hf由于性质相近,很难发生分馏[65],因此，Zr/Hf、Nb/Ta值可以用来指示源区特征。大格勒花岗岩Zr/Hf值为32.30～39.34,平均值为35.83,Nb/Ta值为10.13～19.00,平均值为13.60,与大陆地壳的Zr/Hf平均值(36.70[66])和Nb/Ta值(11.00[67])相近。在源区判别图解(图9)中,花岗岩主体均落于角闪岩熔融的范围,进一步指示其为下地壳基性岩部分熔融的产物。

在哈克图解(图7)中,寄主岩和包体具有较好的线性关系,这可能与岩浆的混合作用和分离结晶相关。但是寄主岩和包体在SiO2含量上具有明显的间隔,说明二者并非分离结晶的结果。这是因为分离结晶过程中SiO2具有连续变化的特征。在反映岩浆演化的MgO-TFe2O3图解(图10)中,寄主岩和包体均沿着岩浆混合作用趋势线分布,表明其具有岩浆混合成因。

底图引自文献[69]图10 MgO-TFeO图解Fig.10 Diagram of MgO-TFeO

闪长质包体的SiO2含量比较低(50.77%～54.30%),Mg#值较高(64.21～65.88),其Sr平均含量为196.4×10-6,远远大于地幔Sr含量(17.8×10-6[66])，Nb/Ta平均值为13.90,低于原始地幔Nb/Ta值(17.4),而高于大陆地壳Nb/Ta值(11[67])。这表明闪长质包体与寄主岩并非为同一源区,而应该为幔源岩浆在上升过程中受到了壳源同化混染。在微量元素方面,包体与寄主岩在原始地幔标准化微量元素蛛网图和球粒陨石标准化稀土元素配分模式上有着相似的趋势(图8),都表现出大离子亲石元素的富集和高场强元素的亏损；但二者在总含量方面具有差别,闪长质包体的稀土元素总含量低于寄主岩,且寄主岩的轻、重稀土元素分馏较为明显。相似的趋势可能是因为岩浆混合作用导致两种岩浆的元素发生了物质成分的交换，使得元素含量趋于均一化。此外,前人对晚二叠世—中三叠世花岗岩进行Sr-Nd同位素分析,结果显示其具有高的初始87Sr/86Sr值(0.708 50～0.708 63)和相对低的εNd(t)(-4.499 39～-9.192 58)(εNd(t)为年龄t对应的εNd值),表明花岗质岩浆主要起源于地壳,闪长质包体源自于俯冲带之上的富集地幔,并且寄主岩和包体在演化趋势上具有趋同性,代表了两种岩浆发生过岩浆混合作用[70]。

综上所述,晚二叠世早期布青山—阿尼玛卿洋开始向北俯冲,随着俯冲深度的逐步加深,洋壳发生板片脱水、俯冲带流体析出并加入到上覆地幔楔，致使其发生部分熔融形成镁铁质岩浆,随后这些镁铁质岩浆向上运移到地壳底部。由于幔源岩浆温度高于下地壳花岗质岩石的熔融温度[71],所以幔源岩浆不断向下地壳提供热量导致下地壳发生部分熔融形成花岗质岩浆。由于俯冲作用持续时间较长,下地壳有充足的热源供给,持续发生部分熔融作用,并与幔源岩浆发生强烈的岩浆混合作用形成大格勒花岗岩(图11)。

图11 大格勒花岗岩成因模式Fig.11 Formation Model of Dagele Granite

6.2 构造环境及地质意义

花岗岩的构造环境判别历来是一个复杂的问题。吴福元等认为花岗质岩石的物质组成受到岩浆源区、源区熔融条件、岩浆演化等多种因素的影响[1]。因此,本文对于大格勒花岗岩构造环境的判别,综合了岩石成因、地球化学及区域地质资料等来确定其构造环境。

图(a)、(b)底图引自文献[72];图(c)底图引自文献[73];图(d)底图引自文献[74];图(d)中,①为幔源花岗岩,②为板块碰撞前花岗岩, ③为板块碰撞后隆起区花岗岩,④为晚造山区花岗岩,⑤为非造山区花岗岩,⑥为同碰撞花岗岩,⑦为后碰撞花岗岩图12 花岗岩岩石成因及构造判别图解Fig.12 Diagrams of Petrogenesis and Tectonic Distinguish of Granites

野外调研表明，东昆北构造带以大格勒花岗岩为代表的岩体基本呈近EW向线状产出,具有类似于南美安第斯型陆缘弧及中国西藏冈底斯花岗岩体的产出特征。大格勒花岗岩具有中—高钾钙碱性且富集大离子亲石元素(Rb、Th、U),亏损Nb、Ta等高场强元素的特征,类似于俯冲带弧岩浆岩。在Yb+Ta-Rb图解[图12(a)]和Y-Nb图解[图12(b)]中,寄主岩主体落在火山弧花岗岩或火山弧与同碰撞花岗岩区域。Brown等认为Rb/Zr值与Nb含量可用来判别弧的成熟度[73]。在Nb-Rb/Zr图解[图12(c)]中,样品均落入正常火山弧区域。在花岗岩R1-R2图解[图12(d)]中,寄主岩主体落入板块碰撞前花岗岩区域。此外,东昆仑造山带广泛发育以上二叠统格曲组、下三叠统洪水川组和中三叠统闹仓坚沟组为主的弧前盆地沉积体系,并且格曲组与下伏地层之间的角度不整合接触被认为是东昆仑造山带布青山—阿尼玛卿洋于晚二叠世向北俯冲的沉积-构造响应[21,75]。本次研究表明大格勒花岗岩的形成时代为261 Ma,与上述不整合面形成时限基本相同,对应于区域上的洋壳初始俯冲阶段。因此,大格勒花岗岩应该形成于与大洋俯冲相关的陆缘弧构造环境。

东昆仑造山带长期的构造演化使其形成了复杂的大陆复合造山带,并产生了多阶段的岩浆岩[72,76],其主要形成于前寒武纪、早古生代、晚古生代—早中生代、晚中生代—新生代4个构造旋回。其中，以晚古生代—早中生代旋回为主[2],该阶段古特提斯洋向北俯冲于东昆仑地块之下,俯冲型岩浆岩主要呈EW向带状分布于东昆北地块,晚三叠世碰撞型花岗岩在整个东昆仑造山带主要呈面状分布。通过对东昆北和东昆南地块内出露的岩浆岩年龄进行统计(图13)并讨论研究区的大地构造演化史，可知该期花岗岩可以划分3个阶段，依次为263～238 Ma、238～230 Ma和230～214 Ma。

年龄数据引自文献[2]、[8]、[11]、[14]、[20]、[26]～[29]、 [32]～[34]、[36]、[51]、[52]、[77]～[89]；图中曲线表示与古特提斯洋演化相关的年龄谱图13 东昆仑晚二叠世—中三叠世岩浆岩年龄统计直方图Fig.13 Statistical Histogram of Late Permian-Middle Triassic Magmatic Rocks in East Kunlun

在263～238 Ma期间,古特提斯洋处于向北的洋壳俯冲阶段。在洋壳俯冲初期岩浆活动相对较弱,随着俯冲作用的进行,岩浆活动逐渐加强。其中255～245 Ma期间岩浆活动最为强烈,此过程中形成了东昆仑造山带大规模具壳幔岩浆混合特征的弧岩浆岩[20-21,23,51,90-91]。区域上,熊富浩等在东昆仑造山带发现的白日其利岩墙群(年龄为251 Ma)表明其为布青山—阿尼玛卿洋在俯冲作用下的流体交代地幔楔部分熔融的产物[6];孙雨等对东昆仑哈拉尕吐花岗岩(年龄为252 Ma)的研究表明,布青山—阿尼玛卿洋向北俯冲导致洋壳脱水释放流体促使地幔楔部分熔融,而幔源岩浆的底侵作用又诱发了下地壳的熔融,从而形成了哈拉尕吐陆缘弧花岗岩[77]。以上这些岩体的形成均与布青山—阿尼玛卿洋的向北俯冲作用有着密切关系。在沉积地层方面,沉积于弧前盆地的上二叠统格曲组与下三叠统洪水川组亦间接记录了晚二叠世以来布青山—阿尼玛卿洋的向北俯冲过程[75,92]。

在238～230 Ma期间,东昆仑南缘的布青山—阿尼玛卿洋关闭,东昆仑地体与巴颜喀拉地体碰撞拼贴,并形成了布青山复合增生型蛇绿混杂岩带[21]以及具有碰撞构造属性的岩浆岩[26,78,93-94]，处于同碰撞阶段。该阶段岩浆规模和强度相对于洋壳俯冲阶段陆缘弧花岗岩较弱,可能与该阶段处于造山挤压环境而不利于岩浆的产生有关[79，93]。在沉积方面,东昆仑零星分布的海陆过渡相中三叠统希里可科特组(T2x)与下伏地层的角度不整合接触,代表了东昆仑地区碰撞造山作用的开始[75]。

从230 Ma开始,东昆仑造山带由强烈同碰撞阶段转入后碰撞阶段[95-96],该阶段从之前的挤压环境转变为伸展拉张环境,由于洋壳俯冲阶段和同碰撞阶段长时间的改造,使陆壳的成熟度逐渐增高,发育了典型的以后碰撞拉伸环境为标志的A型花岗岩[97-98]和埃达克质岩石[27,80-81,99]。此外,区域上沉积了以陆源碎屑岩为主的上三叠统八宝山组,与下伏地层之间的角度不整合也证明了东昆仑造山带进入了后碰撞阶段[75，92]。