东昆仑及邻区岩浆-构造演化与成矿作用

（一）前寒武纪基底的性质

1。问题的提出

对于东昆仑造山带前寒武纪基底的性质主要有4种不同认识。①占主导地位的传统观点，认为昆中断裂带以北属于华北型，为结晶基底（或硬基底），其南属扬子型，为变质基底（或软基底）（例如：青海省地质志，1991；姜春发等，1992）。②基于前长城系基底Rb同位素年龄，昆中断裂带以北约1800～1900 Ma和其南约2200～2400 Ma，提出昆北为扬子型，昆南则为华北型。③基于同位素年龄3个峰值（1800 Ma、1400 Ma年和1100 Ma）提出属于西域地台型，它不同于华北型（前长城系1800 Ma地台固结），也不同于扬子型（70～80 Ma地台固结）（陈炳蔚等，1995）。④东昆仑广泛出露的前寒武纪变质岩是抬升达地表的柴达木块体的深部陆壳（邓晋福等，1995）。

图6-9 昆仑山—西秦岭—三江地区岩石构造组合与成矿简图

（据曹永清，1999）

前寒武纪基底性质的厘定，不但对于显生宙的构造演化，而且对于成矿作用和矿产资源的区域远景预测有重要意义，有必要进行某些讨论。

2。克拉通的形成与地台的基底

全球大陆的地震层析成像（CT）结果，把古大陆分出两个年龄省：①大于1700～1800 Ma（太古宙—古元古代）的古大陆，与②1700～1800 Ma（中元古代—新元古代）古大陆。前者高速异常达250 km，后者则无。这样太古宙—古元古代克拉通均有一个平均深达250 km的岩石圈根，被称为大陆根（Polet和Anderson，1995）。

我国3个大的克拉通，中朝、扬子与塔里木均有大陆根（中朝克拉通的东半部-华北克拉通是一个例外，燕山期时大陆根丢失了约100 km厚度）（邓晋福等，1996 a），以及鞍山地区奥长花岗质片麻岩年龄3800 Ma和冀东地区石英岩3800～3600 Ma，角闪岩3500 Ma（Wu等，1993）和下扬子地幔橄榄岩捕虏体2800～3400 Ma（孙卫东等，1997）均表明，中朝、扬子与塔里木克拉通的前寒武纪花岗质基底形成的主要时代是太古宙。

3。造山带的基底

大多数造山带内显生宙花岗岩类的Nd模式年龄（T^NdDM）占优势的为元古宙，其中大致有3个高峰值，～1800 Ma，～1400 Ma 和～1000 Ma（Jahn 等，1990；李献华等，1991；吴福元等，1997）。这表明，造山带内岩石圈的形成以及陆壳从地慢中分离出来的时间主要是元古宙，这与上面所讨论的克拉通是不同的。地质学研究表明，大多数造山带，虽然可能包含少量小块的太古宙地块，但主体出露的基底均为元古宙变质岩和花岗岩类。它们与其中广泛分布的显生宙花岩类的T_DM所示踪的其源区从地幔中分离出来的时间主要为元古宙是一致的。它们均暗示，大多数造山带岩石圈和陆壳是在元古宙新生的。

这样，造山带的基底占优势的不是太古宙形成的，而是元古宙形成的，而克拉通的基底占优势的是太古宙形成的。它将成为我们讨论东昆仑前寒武纪基底性质的一个主要依据。

4。东昆仑前寒武纪基底的性质

上述讨论告诉我们，前寒武纪基底可分出两大类，即克拉通基底与造山带基底，鉴别它们的依据主要有：①TT（G）形成的年龄；②显生宙花岗岩类的T^NdDM；③地幔橄榄岩的Re 亏损年龄。东昆仑金水口群被认为是最老的变质岩系，形成于古元古代，最老的同位素年龄为2448 Ma，但它是将苦海群与白沙河组斜长角闪岩放在一起获得的，因此，还需要进一步验证。根据金水口群主体为角闪岩相片麻岩与英云闪长岩-奥长花岗岩组合（TT）（邓晋福等，1995）或TTG组合（青海区综队，1995），以及侵入于金水口群的片麻状花岗岩类的Rb-Sr 等时年龄为1846 Ma（青海地质志，1991）来看，可以初步认为，东昆仑基底可能主要形成于古元古代晚期，它属于造山带的基底，而不是克拉通的基底。这与东昆仑的地质演化史——多次或多旋回（元古宙、加里东、晚海西—中生代、新生代）被卷入造山作用的地质事实符合，虽然其间存在短暂的相对稳定期，进而可以认为它不是扬子型、华北型基底，也不是塔里木的基底。东昆仑造山带的基底显然属于克拉通边缘或从克拉通边缘分离出来的“优地槽”的基底，到底它与那个克拉通更亲密，还有待进一步论证。另外，东昆仑前寒武纪变质岩类及花岗岩类的研究程度较低，同位素，特别是Sm-Nd和Re-Os同位素研究几乎是个空白，这是需要今后加强研究的重要方面。

昆中断裂是新生代以来形成的地貌景观的表现，与地质历史中的某些边界带并不完全符合，例如古元古变质结晶岩类在该断裂的两例均有分布。

（二）加里东造山旋回及其性质

1。火成岩构造组合与大地构造演化

（1）早古生代玄武岩类的岩石学-地球化学性质

岩石学与岩石化学的结果（表6-4）表明，它们主要是拉斑玄武岩类，它们与洋中脊、洋岛、俯冲弧、大陆裂谷拉斑玄武岩的比较见表6-4。由表6-4可以看出，东昆仑早古生代拉斑玄武岩类的TiO₂ 含量基本上排除它不属于俯冲弧的环境，而比较接近洋中脊环境，但K₂ O含量显然类似大陆裂谷环境；所以，总体来看，它处于洋中脊、洋岛与大陆裂谷拉斑玄武岩的过渡位置。

从轻稀土的低度富集来看，可以排除它不属于N-MORB型，Nb-Zr-Y关系和Zr/r-Zr关系，则可以排除它不属于俯冲弧环境，主要特征类似板内拉斑玄武岩类，少数有 P-MORB特征。

矿物学特征中，斑晶岩组合中只见富钙单斜辉石、未见贫钙斜方辉石，但化学组成是拉斑玄武岩特征，这种特征类似洋中脊玄武岩，而不同于洋岛与大陆裂谷的拉斑玄武岩。

综上所述，岩石学及地球化学特征的共同约束表明，它不属于俯冲弧环境，总体上类似大陆裂谷环境、但具有向洋岛和洋中脊环境过渡的某些特征，其最佳模型是类似边缘海性质的小洋盆。

表6-4 不同构造环境下拉斑玄武岩类平均化学组成（w _B /%）

注：Condie数据中Fe₂ O₃ 与FeO合并为ΣFeO；俯冲弧指岛弧＋活动大陆边缘。

（2）早古生代玄武岩类的某些地质特征

玄武岩喷发时常夹有硅质岩沉积，表明是一种较深水的环境，它似乎排除了洋岛的可能性，因为后者一般不是深水环境。从空间分布来看，清水泉蛇绿岩旁侧无弧火成岩分布，而西半部大量玄武岩出露在无蛇绿岩岩石组合发育的地区，即不见蛇绿岩-弧火成岩空间上成对性分布（莫宣学等，1993），支持的最佳模型，为类似边缘海性质的小洋盆环境。

（3）地质事件序列与大地构造演化

清水泉蛇绿岩已获得5 l8 Ma和579 Ma年龄数据，为寒武纪。拉斑玄武岩类按地层划分归入晚奥陶世（青海地质志，1991）。弧花岗岩类有两个较为可靠的年龄，德拉托郭勒岩体全岩Rb-Sr等时年龄476 Ma，万宝沟岩体角闪石（⁴⁰ Ar/ ³⁹ Ar）年龄450 Ma，石灰沟花岗岩锆石一致线年龄为471和485 Ma，为奥陶纪。如果上述数据是可靠的话，从区域尺度上，我们可作出以下推测：①洋盆已于寒武纪就在清水泉一带形成，早奥陶世开始进入俯冲阶段；②东昆仑西部在晚奥陶世才开始形成洋盆。显然，还需进一步的研究论证。

东昆仑还未发现蓝片岩或榴辉岩类，但已发现有碰撞型二云母花岗岩类，在万宝沟沟头，锆石一致线年龄为412.6 Ma，属晚志留世，说明洋盆已完全闭合，进入碰撞造山阶段。需要说明的是，二云母花岗岩体至今只在万宝沟见到，其他地方有否？还有待于进一步调查。因此。它的空间展布仍不清楚。但从区域对比来看，祁连加里东造山带的二云母花岗岩出现的时限为417～404 Ma（邓晋福等，1996b），东昆仑此时已进入碰撞造山阶段是可信的。

造山后A型花岗岩还未发现，但早、中泥盆世地层的缺失，晚泥盆世陆相磨拉石的发育，可能是造山带在晚泥盆世已进入造山后崩塌阶段的间接标志。

加里东造山旋回的地质事件序列可概括于表6-5。

表6-5 东昆仑与北祁连加里东造山带事件序列对比

2。祁连-东昆仑加里东造山系统

从火成岩构造组合，地层发育，大地质事件及其序列等方面，东昆仑造山带与北祁连造山带、南祁连造山带、柴北缘造山带有类似的大地构造性质与演化历史。其中东昆仑与北祁连的对比可见表 6-5。北祁连、南祁连、柴北缘造山带的类似可参见邓晋福等（1996b），赖绍聪等（1996）。这样，我们可以建立一个比较完整的祁连-东昆仑加里东造山系统，它至少可包括4个造山带，北祁连造山带，南祁连造山带，柴北缘造山带，东昆仑造山带。每一个造山带在这个造山系统中的大地构造性质与演化历史仍表现出某些重要的差异，这是值得我们今后进一步研究的。因为，这种重要差异对于矿产资源的区域性预测提供重要约束。

现有资料表明，在这个造山系统中东昆仑造山带与其他造山带相比较，其洋壳发育程度可能最低，继而其俯冲造山和碰撞造山的发育程度也可能最低，它为东昆仑在加里东时期成矿预测提供了重要背景。

3。昆中缝合带的性质及其意义

昆中缝合带的蛇绿岩，只在清水泉有局部发育，其典型程度远不如北祁连蛇绿岩。其西半部的拉斑玄武岩类指示只存在类似边缘海的小洋盆，未见蛇绿岩岩石组合的分布。弧火成岩与碰撞火成岩均不发育。这些事实暗示昆中缝合带可能不代表曾经分离的两个独立大陆的陆-陆碰撞缝合带，而是一个大陆内部两个相对独立的分离陆块间的碰撞缝合带。从这个意义上看，柴达木地块与东昆仑曾是一个完整的大陆块，在早古生代曾拉开形成小洋盆，在其末期又碰撞拼合在一起。如是这样，我们把昆中断裂带附近出露的前寒武纪变质岩系看作出露的柴达木地块的基底（邓晋福等，1995）是合理的。同时也说明，我们在前面讨论的东昆仑前寒武纪基底的认识亦是合理的。

（三）晚海西—早中生代造山旋回及其性质

1。火成岩构造组合与大地构造演化

总体来看，晚海西期—早中生代东昆仑造山带的事件记录比较完整（表6-6）。蛇绿岩套中放射虫硅质岩的化石清楚地记录了在晚二叠世—早三叠世时洋盆已经形成，与弧火成岩形成的时间（260～220 Ma）是一致的。这种成对性的时空结构支持了洋壳在早二叠世—中三叠世时是存在的。但是，一般来说，洋盆打开的最早时间应早于俯冲作用，这个时限则是不清楚的，有待进一步的研究。研究表明（罗照华等，1999），早二叠世—中三叠世的弧火山岩类和弧花岗岩类与安第斯活动大陆边缘弧火成岩十分类似，而中三叠世—早侏罗世的火成岩类则与青藏大陆碰撞造山带的火成岩类十分相似，它们分别清楚记录了俯冲造山与碰撞造山的时限。东昆仑山南坡的兰道弯乌苏组（J₁）分布于西段红山包、中段八宝山及东段塔妥等地，是达千米以上（还未见顶）的陆相类磨拉石沉积（青海地质志，1991）。从地质构造演化来看（表6-6），侏罗纪的高钾花岗岩类，可能属于造山后花岗岩类（？），但还未发现真正的碱性花岗岩类，这有待进一步研究。

从火成岩构造组合的记录（表6-6）来看，海西与早中生代不能分割开来成为两个造山旋回，东昆仑地区晚海西期—早中生代是一个完整的造山旋回。

表6-6 东昆仑晚海西期—早中生代造山带事件序列

2。昆仑-秦岭-巴颜喀喇-松潘甘孜“古”特提斯构造系统与昆南缝合带的性质

为区别于侏罗纪开始的青藏特提斯构造系统，这里暂称为“古”特提斯，纯属“简化”之意，它主要时限指晚海西期—早中生代。东昆仑造山带属于“古”特提斯造山系统的北缘中段，叠加在原来的祁连-东昆仑加里东造山系统之上。东昆仑造山带的火成岩构造组合及构造演化与西昆仑、西秦岭造山带有着许多相似之处。看来，巴颜喀喇可能是东、西昆仑造山带的前陆盆地，松潘-甘孜可能是西秦岭造山带的前陆盆地。这样，昆南缝合带应该看做是中国南、北大陆的主要构造分界线。

中国南、北部大陆的构造分界线，在东昆仑地区到底是昆中缝合带，还是昆南缝合带，长期以来一直存在争议。我们的研究表明，昆中缝合带形成于加里东，它不具有分割两个大陆的性质，而是一个大陆内曾经分离的陆块之间的构造分界线；昆南缝合带形成于晚海西期—早中生代，它才是中国南、北大陆的构造分界线。

（四）新生代造山性质

众所周知，新生代时期东昆仑造山带又卷入青藏大陆碰撞造山系统的一部分。与西昆仑-可可西里带和三江构造带的一个极大不同是，东昆仑造山带内无新生代岩浆活动，但逆冲构造十分发育，陆壳的水平缩短导致增厚作用是新生代以来东昆仑山剧烈隆升的主要根源。

（五）东昆仑中段金、铜等矿产的成矿潜力与找矿方向

1。金矿的成矿潜力与找矿方向

已有工作表明，金在东昆仑地区已经逐渐成为优势矿种。目前在东昆仑中段已经发现大型金矿床1处，中、小型金矿床与矿点近10处。大型化探异常十几处。已发现的金矿床主要成因类型为构造蚀变岩型和石英脉型，其次为金-汞-锑共生的微细浸染型，还有矽卡岩型和热液型铁、铜、多金属矿床中的伴生金矿。

我们认为东昆仑金矿的区域成矿地质条件优越，找矿潜力很大。其主要依据是：

（1）具有很好基底条件

前已证明，东昆仑的前寒武系基底属造山带基底性质，是在元古宙由幔壳分离形成的。基底岩石中金的平均丰度超过地壳和地幔中金的平均丰度的数倍，为金富集成矿提供了足够的物质基础。对于金这种亲幔来源的，而其富集作用主要与循环于地壳中的岩浆流体及其他地质流体有关，在基底形成时大规模的壳幔分离作用对金的富集程度是至关重要的，这是评价在某一地区金能否成为优势矿种、是否具有找矿潜力的重要指标。

（2）具有很好的岩浆-流体条件

从区域构造-岩浆演化分析可见，东昆仑地区最后一次强烈的构造-岩浆活动属于晚海西期—早中生代造山旋回。而加里东造山旋回的造山强度和岩浆活动大大弱于晚海西期—早中生代；新生代基本上没有岩浆活动。前面已经指出，一个地区最后一次和最强的一次构造-岩浆活动与区域成作用关系最密切，因为它可对前存的陆壳与矿源层、甚至矿床进行强烈改造。所以，从东昆仑构造-岩浆演化角度，晚海西期—早中生代应是成矿的最佳时期和最主要的时期。成矿年龄的研究支持了这一认识，东昆仑最大的金矿床五龙沟矿床的脉石矿物石英中气液包裹体的Rb-Sr等时线年龄为（273±5）Ma；蚀变矿物绢云母的K-Ar年龄为252.9 Ma；石灰沟含萤石的黑云母花岗岩两组单颗粒锆石的U-Pb一致线年龄的上交点分别为471.1 Ma和485 Ma，对应的下交点分别为211 Ma 和175 Ma，表明该花岗岩形成于加里东期，早、中生代受到热事件干扰，后者可能与金成矿热事件有关。这些数据表明，五龙沟金矿床的主要成矿期属晚海西期—早中生代造山旋回。此外，硫同位素（S）、氧同位素（O）、氢同位素研究表明，东昆仑金的成矿流体主要与岩浆热流体有关。Pb同位素研究表明，东昆仑金矿的铅同位素具有非单阶段Pb演化特征，暗示矿质是多阶段、多来源的，东昆仑多次造山旋回都对此有所贡献。研究还表明，东昆仑各时期中酸性侵入岩金的丰度均大于世界同类岩石的平均丰度值和地壳的平均丰度值，其中尤以早中生代花岗岩金的丰度最高。说明各时期中酸性侵入岩（尤其是早中生代花岗岩）岩浆均可能提供了部分矿质来源。

以上事实表明，东昆仑金的成矿作用与中酸性岩浆侵入作用关系十分密切，它们为成矿提供了主要的热源、流体来源以及部分矿质来源。其中，晚海西期—印支期（早中生代）岩浆构造旋回起了主要作用。这个岩浆-构造旋回在东昆仑表现十分强烈，形成规模宏大的俯冲型与碰撞型花岗岩带，其特点可以与安第斯带对比。因此，金矿成矿的岩浆-流体条件是十分有利的。

（3）具有很好的导矿构造和容矿构造

昆中断裂与昆南断裂是横贯东昆仑全区的巨大区域性导矿构造或岩石圈尺度不连续。如前所述，昆中断裂带在加里东晚期是中国北大陆内两个分离陆块（柴达木与东昆仑）的碰撞缝合带，在晚海西期—早中生代金主要成矿时期及其以后是一条大断裂带。昆南断裂带是早中生代形成的中国南、北大陆之间的缝合带，同时也是一条大断裂带。这两条巨大的构造薄弱带，成为东昆仑地区内生金属矿床成矿流体的良好通过，控制着本区金矿和其他内生金属矿床的区域分布。这两条大断裂带的次级和更次级构造，控制着矿田、矿床和矿体的形成与分布。在研究矿田构造和矿床构造时，需要具体地查明构造的时空格架、力学体系及构造性质与方向的转换，掌握其控矿规律。

上述优越的成矿地质条件，加上已有的大量矿床、矿化、异常的显示，表明东昆仑金的找矿潜力是很大的，值得加大投入，进一步加强地质勘查工作。

东昆仑金矿的主攻类型应为构造蚀变岩型、含金石英脉型、（二者经常复合在一起）及金-锡-汞共生的低温微细浸染型。

区域找矿方向建议，应注意以下有利地区：昆中断裂与昆南断裂附近地区及两大断裂带之间的地区；晚海西期—早中生代花岗岩发育地区；东昆仑的前陆盆地的巴颜喀喇群中的小侵入体与断裂发育地区。

2。铜矿的找矿潜力与找矿方向

东昆仑地区尽管已发现许多铜矿化点和化探异常，但尚未发现形成规模的工业铜矿床。原因是工作程度不够。因此，还不能对东昆仑铜矿的找矿潜力提出确切的意见，还需进一步进行科学研究和对前期工作的检查。

由于加里东造山旋回的岩浆-构造作用在东昆仑地区比铜矿成矿条件很好的祁连造山带弱得多，洋壳发育程度较低，俯冲碰撞形成的火成岩也不发育。所以，东昆仑在加里东造山旋回产物中寻找大型铜矿床的希望可能不大。但是，在加里东早期形成的边缘海盆地环境仍有形成一定规模铜矿床的可能性。因此在早古生代玄武岩系分部的地区应注意寻找与海相火成山有关的铜矿床。

在晚海西—印支期（早中生代）造山旋回，东昆仑地区发育了典型的洋壳和洋盆，具有与海相火山岩有关的块状硫化物型铜矿床的成矿条件。事实上，在昆南缝合带东段蛇绿岩中已经发现了德尔尼大型铜-钴矿床。在大洋岩石圈向大陆俯冲的过程中，产生的巨大俯冲岩浆弧，为斑岩型铜矿床的形成创造了很好的成矿地质条件。

因此，在东昆仑地区，首先应在剥蚀不深的晚海西—早中生代弧花岗岩分布区，运用物探、遥感与地质相结合的方法，寻找斑岩体和斑岩型铜矿床。其次，应当注意在昆南蛇绿岩带内继续寻找大型块状硫化物铜矿床。

3。晚海西期—早中生代岩浆-构造作用

晚海西期—早中生代岩浆-构造作用对东昆仑内生金属矿产的成矿起着关键性作用。

不同的火成岩构造组合伴生不同的成矿系列：①布青山蛇绿岩伴生德尔尼大型铜-钴矿床；②弧火成岩与碰撞型火成岩组合伴生金-铜矿床，如五龙沟大型金矿床：③弧辉长岩-闪长岩类伴生铁矿床，如肯德可克铁-锌-铅矿床；④巴颜喀喇前陆盆地伴生低温锑-汞-金矿床，以及可能的油气聚集。

为了进一步弄清东昆仑的区域成矿潜力，应当对晚海西期—早中生代造山旋回进行更详细的研究。

4。新生代构造旋回的意义

新生代构造旋回虽然不是金属成矿时期，但东昆仑山脉的隆升与构造变形对矿床的剥露有重要的控制作用，对分散晕化探成果的解释有重要意义，这也是今后应加强研究的关键之一。

一、引言

图5-1 西昆仑造山带构造单元划分、构造要素特征及测年样品的分布

构造要素均下半球投影；（a）黑方块为含石榴子石片麻状花岗岩围岩面理法线，空心圆圈为含石榴子石片麻状花岗岩的面理法线，空心方块为围岩中的矿物拉伸线理；（b）空心圆圈为推覆面以北的变质火山-沉积岩系面理法线，黑方块为推覆面南部（推覆体）面理法线；（c）康西瓦一带孔兹岩面理法线

西昆仑造山带位于青藏高原的北缘，从西端的帕米尔到东端的阿尔金断裂，呈北西—南东向延伸1000多公里（图5-1）。中外地质学家多年的研究表明，西昆仑造山带是塔里木地块和羌塘地块在中生代碰撞造山的产物（Dewey et al。，1998；Sengor et al。，1991；Sun et al。，1991；Matte et al。，1996；Li et al。，2002；Xiao et al。，2002a，2002b；姜春发等，1992；肖文交等，2000），并且受到新生代印度板块和亚洲板块碰撞引起的远距离构造效应的影响（Monlar et al。，1975；Li et al。，2002）。对于该区的早古生代构造演化的认识，地质学家争论的焦点在于对库地蛇绿岩形成的构造背景和时代的认识上（见第二章：库地缝合带）。然而，由于缺乏精细的年代学资料，在很多问题上导致了完全不同的解释。为了解决这一问题，我们分别对分布在塔里木陆台南缘铁克里克隆起和西昆仑变质地体中变质岩锆石采用SHRIMP及LA-ICP-MS方法进行了系统的定年，并结合我们的野外观察，试图对西昆仑前寒武纪变质岩的沉积时代、变质时代以及它们揭示的构造演化信息进行探讨。

二、区域地质及野外观察

1。区域地质背景

西昆仑造山带包含以下几个构造单元：塔里木陆台南缘铁克里克隆起、西昆仑变质地体、甜水海-喀喇昆仑地体，以及塔什库尔干地体。其中，库地蛇绿岩代表了塔里木陆台和西昆仑变质地体在早古生代的缝合带（Mattern et al。，1996，2000；潘裕生等，2000）。西昆仑变质地体和甜水海-喀喇昆仑地体之间的界线为康西瓦断裂，该断裂经麻扎后，转向北北西向，经班迪、布伦口，然后逐渐转向近东西向，该断裂一直被认为是横贯昆仑造山带中部的最重要的断裂。

2。塔什库尔干县逆冲推覆构造

沿塔什库尔干县水库至班迪一带，变质岩组合可分两个部分（图5-2），一是南部的角闪岩相副变质岩系（图5-2；图5-5A，B），主要由矽线石榴黑云片岩、矽线石榴黑云片麻岩、含石榴子石斜长片麻岩、含石墨大理岩组成，与康西瓦一带的高级副变质岩岩性完全一致，因此它们是同一套高级变质岩。这套变质岩在塔什库尔干县以北没有发育；另一套岩石组合是角闪岩相变质的火山沉积岩系（图5-5；图5-5C），主要岩石组合有石榴角闪岩、石榴斜长角闪岩（变质的玄武岩）、含白云母石英长石片岩（变质的流纹岩）及石英岩（硅质岩），在塔县的北部，还见有橄榄石大理岩、辉石岩等，另有部分石榴子石黑云片岩。野外调查表明，南部的高级副变质岩以逆冲推覆的形式叠加于变质火山-沉积岩之上，在南部的副变质岩中，岩层的面理均以低角度南倾（图5-2；图5-5B；图5-1中的b），在局部露头上，可见到北北西向分布的矿物拉伸线理。北部的变质火山沉积岩中，保留了较好的层理构造，面理几乎与层理平行，且面理产状向南陡倾（图5-2；图5-5C；图5-1中的b），与南部的变质岩形成明显的差异。尽管在塔县水库—班迪一带，逆冲推覆面发育在河谷深处而没有观察到，但新疆第二区域地质调查大队在班迪以东的1：5万填图证实了这一逆冲推覆构造。如果依据前人的划分，大致沿这一逆冲推覆带为康西瓦断裂的西延部分，但这与野外观察明显矛盾。因为南部的推覆体与麻扎—康西瓦以北的孔兹岩在岩石组合、变质特征、年龄特征（详见后述）完全可以对应。推覆体应是西昆仑变质地体的一部分，是康西瓦一带孔兹岩系的西延（许志琴等，2004），它是由南向北逆冲到变质的火山-沉积岩之上的。

图5-2 塔什库尔干县东班迪一带逆冲推覆构造

1—石榴矽线片麻岩、石榴黑云片岩类；2—含石墨大理岩；3—变质碎屑岩；4—变质火山岩；5—强变形伟晶岩脉；6—逆冲推覆断层

3。康西瓦构造带的结构特征

康西瓦断裂在现今的西昆仑造山带内是最显著的大断裂，无论在地貌还是在遥感影像上均有明显的反映。这一断裂具有左行滑动特征，显然是阿尔金断裂在西段的构造效应。在康西瓦断裂的北缘，上泥盆统具有磨拉石特征的“奇自纳夫群”不整合在一套孔兹岩系之上（图5-3；图5-5F），这套孔兹岩变形极为复杂（图5-1中的c），除了受多期造山作用的构造变形叠加外，还受到康西瓦左行断裂的影响。已有的资料表明，阿尔金断裂形成的时间在220～240Ma之间（Chen et al。，2004），这一时代与塔里木陆台内的呈东西向分布的煌斑岩形成时代一致（郭坤一等，2003），进一步表明康西瓦断裂是阿尔金断裂的西延部分。由于沿班迪—塔县水库一线逆冲推覆构造的发现，与康西瓦一带在岩性上完全一致的孔兹岩分布逆冲带的南部，因此，作为西昆仑变质地体与喀喇昆仑甜水海地体分界，康西瓦断裂西延部分应是这套孔兹岩系的南界。由于交通限制，我们在图5-1中大致标出了该断裂的延伸情况。

图5-3 康西瓦一带地质剖面

1—石榴矽线片麻岩、石榴黑云片岩类；2—砾岩；3—强变形伟晶岩；4—片麻状花岗岩；5—三叠纪块状花岗岩；6—不整合面；7—断层

4。塔里木陆台南缘铁克里克隆起

图5-4 和田—布雅公路示意剖面

1—变砂岩、变粉砂岩类；2—绢云绿泥千枚岩、板岩类；3—绢云绿泥黑云石英片岩、绢云绿泥黑云长石石英片岩类；4—石英脉；5—强变形长英质岩脉；6—穿切岩石面理未变形的长英质岩脉；7—布雅花岗岩（A型）；8—断层；Pt₂Al—中元古界艾连卡特群；Pt₂Kl—中元古界喀拉喀什群

塔里木陆台前寒武纪地层主要出露在许许沟—阿卡孜以及和田南部的铁克里克隆起带。目前在这一地区获得最老的年龄是阿卡孜—许许沟一带的赫罗斯坦侵入杂岩，形成时代为2.34～2.42Ga，并在1.9Ga发生重熔（Zhang et al。，2005）。在铁克里克隆起带，分布了古元古界喀拉喀什群及艾连卡特群（图5-4）。我们在以前的工作中已证实艾连卡特群是中元古代晚期的火山-沉积岩系，并在1.0Ga左右发生变质（Zhang et al。，2003）。艾连卡特群从和田南部可以一直向西延伸，在盖孜检查站还有出露（图5-5D），盖孜以北的下石炭统火山岩就发育在艾连卡特群之上，前人所谓的早古生代的大洋斜长花岗岩—奥依塔克岩体也侵入其中。喀拉喀什群主要分布在和田南部，位于艾连卡特群之下，其中发育至少两期长英质岩脉（图5-4；图5-5E）。早期长英质岩脉已强烈变形，而第二期未变形的长英质岩脉穿切了早期的长英质岩脉。另外，在塔里木陆台内，保留了比较完整的浅变质及微弱变形的新元古代沉积记录（马世鹏等，1991；方锡廉，1983），并发育了新元古代基性岩墙群。研究表明，新元古代沉积岩及基性岩墙群形成于大陆裂解背景（王爱国等，2004；张传林等，2004）。

图5-5 野外地质照片

A，B—塔县水库—班迪南部矽线石榴黑云片岩及矽线石榴黑云片麻岩（推覆体），岩石面理向南缓倾；C—塔县水库—班迪北部变质火山岩，其中b为玄武岩，已经变质成石榴角闪岩及石榴斜长角闪岩，r为流纹岩，已经变质成白云石英钠长片岩，岩层向南陡倾；D—盖孜南艾连卡特群中的平卧褶皱（标杆在西面），获得其中的变质矿物角闪石和黑云母的Ar-Ar年龄分别为1050Ma和1020Ma；E—和田南部喀拉喀什群绿片岩相变质碎屑岩，其中发育有两期长英质岩脉，早期的长英质脉发生了强烈变形，而晚期的长英质脉穿切了岩石的面理及早期长英质脉；F—康西瓦一带上泥盆统奇自纳夫群角度不整合在孔兹岩之上

三、采样位置及分析方法

样品分布见图5-1。一件绿片岩相变质的碎屑岩、两件角闪岩相变质的碎屑岩样品分别取自和田南部的喀拉喀什群（KL019）、西昆仑西段的布伦阔勒群（KL017、2023TW-1）；一件角闪岩相变质的流纹岩取自西昆仑西段北缘（KL021）、一件眼球状英云闪长岩样品取自西昆仑东段三十里营房北（样品编号：3036TW-1）。样品破碎后手工淘洗分离出重砂，经磁选和电磁选后，在双目镜下挑出锆石（均大于1000粒）。选取代表性锆石200余粒，制靶后通过透射光和反射光照相，并在中国科学院地质与地球物理研究所及北京大学采用阴极发光对锆石结构进行研究。锆石SHRIMP测年分别在中国地质科学院北京离子探针中心及澳大利亚Curtin大学完成，采用TEMORA标样［约417Ma，n（²⁰⁶Pb）/n（²³⁸U）=0.06683］进行校正，扫描数=5，详细的测试流程见文献宋彪等（2002）；LA-ICP-MS年龄测试是在西北大学大陆动力学重点实验室完成的，采用Com？Pex102ArF准分子激光器（波长196nm）和带有动态反应池的四极杆Elan6100DRC型ICP-MS进行锆石U-Pb测定。实验中采用He作为剥蚀物质的载气，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，采用哈佛大学国际标准锆石91500作为外部校准，样品的同位素比值计算采用GLITTER（ver4.0MacQuarie University）程序。上述测试结果见表5-1、表5-2、表5-3、表5-4。另外，在表5-5中还列出了我们近两年已经发表的部分年龄测试结果（张传林等，2003a、b、c，2004a、b，2005，2006；Zhang et al。，2003，2005，2006）。

表5-1 喀拉喀什群碎屑岩LA-ICP-MS测年结果（KL019）

续表

表5-2 布伦阔勒群碎屑岩锆石LA-ICP-MS测年结果（KL017）

续表

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表5-3 布伦阔勒群变质火山-沉积岩锆石SHRIMP测年结果（2032TW-1）

注：误差为1σ；Pb_c和Pb^*分别指示普通铅和放射成因铅；所有同位素比率已对测得的²⁰⁴Pb进行了校正。

表5-4 康西瓦一带桑株塔格群及其中的眼球状英云闪长岩锆石SHRIMP测年结果（3036TW-1）

注：误差为1σ；Pb_c和Pb^*分别指示普通铅和放射成因铅；所有同位素比率已对测得的²⁰⁴Pb进行了校正。

四、测试结果

1。喀拉喀什群碎屑岩LA-ICP-MS测年结果（KL019）

依据锆石的颗粒大小，明显分两种：一种是颗粒较大者（占锆石总量的1/4），粒状或短柱状晶体，透明，无色或浅粉色，长轴在120～150μm之间，阴极发光显示它们具有显著的震荡生长环带，与花岗岩中的锆石类似（图5-6中1，4，6）。此类锆石边部往往发育溶蚀结构，即边部不平整；另一类锆石颗粒大小不一（占锆石总量的3/4），一般在100μm，在显微镜下透明、无色、短柱状或等轴状，边缘不平整。阴极发光显示，此类锆石有不清晰的生长环带或无生长环带（图5-6中2，3，5，7，8）。LA-ICP-MS测试结果表明，具有显著生长环带的部分为继承性锆石，这部分锆石的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄分布在1.3Ga、1.64Ga、1.8～2.0Ga、2.3～2.45Ga（表5-1，图5-7a）。我们对阿卡孜片麻状二长花岗岩及许许沟片麻状二长花岗岩-钾长花岗岩的锆石SHRIMP U-Pb测年表明，阿卡孜岩体形成时代为约2.42Ga，许许沟岩体形成时代为2.34Ga，它们在约1.9Ga发生过重熔（Zhang et al。，2005）。上述信息表明喀拉喀什群的源区与塔里木古元古代早期的片麻状花岗岩有关。没有明显生长环带的锆石测试结果表明，它们的年龄出现两个峰值，一个是在0.8Ga左右，另一个是0.9～1.0Ga左右（图5-7a）。但这部分锆石的w（Th）/w（U）比值均大于0.1，具有岩浆锆石的特点。我们对喀拉喀什群之上的艾连卡特群中的变质矿物角闪石和黑云母的³⁹Ar-⁴⁰Ar定年表明（表5-5），艾连卡特群主变质期发生在1.0Ga（表5-5）（Zhang et al。，2003），且本区的新元古界以角度不整合覆盖于艾连卡特群、喀拉喀什群之上（方锡廉，1983；马世鹏等，1991；王爱国等，2004），这表明喀拉喀什群的沉积时代不可能晚于1.0Ga，那么0.9～1.0Ga、0.8Ga的峰值只可能是变质年龄，而不代表剥蚀源区的年龄。这里要补充说明的是，变质锆石的w（Th）/w（U）比值受到多种因素的控制，如生长速度、流体等，因此并不是所有变质锆石都有低的w（Th）/w（U）比，快速生长的锆石w（Th）/w（U）比值甚至可以大于0.7（Vavra et al。，1999；Whitehouse et al。，2002）。综合上述分析，前人认为的古元古界喀拉喀什群，其沉积的时间在中元古代中晚期，在0.8Ga、0.9～1.0Ga发生了两期重要的变质作用。

图5-6 KL019及KL017号样品部分锆石阴极发光照片及年龄值

其中KL019样品所标注的年龄为²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb表面年龄，KL017标注的为²⁰⁶Pb/²³⁸U表面年龄，其他说明见文中

2。布伦阔勒群锆石U-Pb年龄（KL017，2032 TW-1）

大致从塔县水库到班迪一线，前人命名的布伦阔勒群被分为两个部分（图5-1），一部分是南部的一套角闪岩相副变质岩，主要岩石组合包括石榴矽线片麻岩、石榴黑云片（麻）岩、含石墨大理岩等，与康西瓦一带的角闪岩相副变质岩岩性一致，类似华北地台上的早前寒武纪孔兹岩。而北部为一套角闪岩相变质的火山-沉积岩系。通过路线地质调查及1：5万填图，南部的副变质岩以逆冲推覆的方式置于北部的变质火山-沉积岩之上。在南部的副变质岩中采集了两个样品，其中一个（KL017）取自含矽线黑云斜长片麻岩、一个样品（2023TW-1）取自矽线石榴黑云片岩。KL017（该样品采用LA-ICP-MS分析，表5-2）的锆石为自形、半自形或不规则状（图5-6），无色透明，粒径在100～150μm之间，大部分锆石呈短柱状，长短轴之比为～2/1，另有少量锆石为等轴状。阴极发光照片显示，少量锆石具有显著的生长环带（图5-6中12，16），而大多数的锆石具有不明显的生长环带（图5-6中11，14，18）或没有生长环带（图5-6中9，10，13，17）。2032TW-1样品（该样品采用SHRIMP分析，表5-3）的锆石在显微镜下为透明无色，短柱状或不规则状，在阴极发光照片中部分锆石有明显的继承性的核。由于两个样品取自同一套变质岩且地理位置一致，测试结果也一致，因此将这两个样品的测试结果放在一起进行统计。测年结果显示，具有显著生长环带的锆石为继承的碎屑锆石，年龄大于600Ma；而其他类型的锆石，年龄分布在460～200Ma之间。由于测年结果显示²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄与²⁰⁷Pb/²³⁵U年龄基本谐和，因此采用²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄进行统计（图5-7b）。比较明显的峰值位于约200Ma，270～240Ma，340Ma，460～400Ma。

图5-7 塔里木陆台碎屑岩年龄分布图谱

a—喀拉喀什群变质碎屑岩锆石U-Pb年龄统计（KL019）；b—塔县水库南部布伦阔乐群角闪岩相副变质岩锆石U-Pb年龄统计（KL017，2032TW-1）；c—康西瓦一带角闪岩相副变质岩锆石U-Pb年龄统计（原始数据据许志琴等，2004）

从塔县水库北面的变质火山-沉积岩中取自变质流纹岩的锆石呈长柱状或等轴状，透明无色。在阴极发光照片中均有显著的生长环带，没有见到继承性的核。对14粒锆石的14次分析表明，13个测点有谐和的²⁰⁶Pb/²³⁸U和²⁰⁷Pb/²³⁵U表面年龄，采用²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄平均，获得的年龄为（228.4±2.1）Ma（n=13，MSWD=0.96），这一年龄应代表了火山岩的形成年龄（表5-3，图5-8）。

3。康西瓦一带桑株塔格群及其中的眼球状英云闪长岩锆石U-Pb年龄（3036TW-1）

康西瓦一带出露了一套角闪岩相的副变质岩（许志琴等，2004），侵入于副变质岩的英云闪长岩。锆石分两个部分（3036TW-1）：一部分（90%）为长柱状透明无色晶体，150～200μm，长短轴之比在3：1～4：1之间，阴极发光显示显著的震荡生长环带，在两粒锆石中见到有浑圆状继承性的核；另一部分（10%）为粒度细小（50～100μm），采用SHRIMP测年（这个样品在澳大利亚的科庭大学SHRIMP实验室测试），获得岩浆结晶的年龄为（505±10）Ma。对4颗小粒径的锆石测试，获得的²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄分布在233～250Ma之间，平均值为（239.7±5）Ma。获得一粒浑圆状锆石的年龄为（1736±46）Ma，显然为继承性锆石（表5-4，图5-9）。上述分析表明康西瓦一带桑株塔格群副变质岩发生沉积的时间不晚于505Ma。许志琴等（2004）对这一带的副变质岩锆石做了SHRIMP测年，我们将其结果统计在图5-7c中，从统计结果分析，与我们获得的西昆仑西段的孔兹岩定年结果完全一致。

图5-8 塔县水库北变质流纹岩锆石U-Pb年龄图

图5-9 康西瓦一带侵入于孔兹岩的眼球状英云闪长岩锆石U-Pb年龄图

五、讨论

1。塔里木陆台：中元古代晚期—新元古代早期的大陆边缘造山带

表5-5 西昆仑部分地质体年龄表

依据我们对喀拉喀什群变质碎屑岩锆石的测年结果以及对其上的艾连卡特群变质火山岩中黑云母和角闪石的Ar-Ar定年（表5-5），表明铁克里克曾是中元古代晚期—新元古代早期塔里木南部大陆边缘造山带，造山的时间大约发生在0.9～1.0Ga，这与阿尔金地区（陆松年等，2002）、秦岭南部（扬子地块北缘）（Ling et al。，2003）以及扬子与华夏地块发生拼合的时间是完全一致的（Li，Z。X。et al。，2001，2003），充分说明塔里木地块南缘在格林威尔期发生过板块汇聚，使塔里木成为Rodinia超大陆的一部分。对于塔里木地块在Rodinia超大陆裂解过程中的岩浆效应、沉积作用，已有大量的资料积累，从这些资料分析（Chen et al。，2004；Zhang et al。，2006；李曰俊等，1999），裂解开始的时间大约在820～830Ma，在780～800Ma的岩浆活动达到高峰期，这与华南、澳大利亚等地区新元古代岩浆活动完全可以对应，进一步说明新元古代地幔柱是导致Rodinia超大陆裂解的内在因素（Li，Z。X。et al。，2001，2003）。上述分析表明，在塔里木陆台内，保留了完整的中元古代晚期—新元古代早期的大陆汇聚及新元古代大陆裂解的年代学证据，是塔里木陆台在Rodinia超大陆汇聚和裂解过程中的岩浆-构造效应。

在塔里木陆台内，分布在奥依塔克一带的早石炭世火山岩，被330Ma的奥依塔克岩体侵入（张传林等，2006），而我们对奥依塔克岩体及该区的早石炭世基性火山岩地球化学研究表明（赵宇等，2001），它们形成于大陆裂谷环境，在该区不存在早古生代的蛇绿岩（丁道桂等，1996），晚古生代的岛弧也缺乏可靠的岩石学及年代学证据（Xiao et al。，2002a、b）。我们推测这一带晚古生代的裂谷活动可能是天山石炭纪裂谷作用在塔里木板块内部的岩浆效应（张传林等，2006），这一岩浆带可与巴楚一带石炭纪层状超镁铁—镁铁质岩相联系，因为从喀什到巴楚分布了一条大型的航磁及重力异常带（芮行健等，2002）。

2。西昆仑变质地体：早古生代的增生造山带

由于康西瓦一带的孔兹岩被晚泥盆世奇自纳夫群不整合覆盖，且被505Ma的英云闪长岩侵入，因此在SHRIMP测年中出现的200～430Ma的年龄值均是变质作用的记录。很显然，塔县南部的孔兹岩无论在岩石组成还是锆石的测年结果，均可以与康西瓦一带的孔兹岩对比，这表明在西昆仑变质地体内，可能不存在古老的前寒武纪基底。角闪岩相副变质岩实质上是新元古代晚期—早古生代的具有被动大陆边缘沉积特征的一套岩石组合，这套岩石组合在早古生代和海西期—印支期发生了两期或两期以上的变质。我们注意到，无论是SHRIMP还是LA-ICP-MS的测年结果中，大约在340～200Ma之间，均有年龄分布（图5-7b，c），在240Ma和200Ma左右出现统计峰值，这表明西昆仑变质地体和喀喇昆仑-甜水海地体可能在240Ma发生碰撞并在200Ma左右最终拼合。从获得的碎屑岩锆石U-Pb年龄以及前人大量的花岗岩年龄及地球化学资料分析（汪玉珍等，1987；张玉泉等，1998；潘裕生等，2000），西昆仑变质地体和塔里木陆台在早古生代发生拼合后，在晚古生代形成新的大陆边缘岩浆弧（叠加在早古生代造山带之上的岩浆弧），这一大陆边缘岩浆弧从石炭纪一直持续到三叠纪，并在印支期与喀喇昆仑—甜水海地体发生拼合（约200Ma）。由于岩浆弧的高地热梯度，导致孔兹岩系在这一时间段内一直有新生锆石结晶。

张建新等（1999a，1999b）对阿尔金地区的孔兹岩系及榴辉岩研究表明，这一地区的孔兹岩变质的时间为约460Ma，榴辉岩变质的时间是约500Ma，这表明阿尔金地区的孔兹岩与西昆仑东段的孔兹岩在变质时代上近于一致（许志琴等，2004）。然而，西昆仑东段的孔兹岩是否从阿尔金西段通过阿尔金断裂的大规模平移到达目前的位置呢？由于阿尔金断裂形成时代为220～240Ma（Chen et al。，2000），从本区大规模的晚古生代—早中生代花岗岩及未变质、变形的早古生代花岗岩分析，并不支持西昆仑变质地体内的孔兹岩是在240Ma之后通过大规模的左行平移从东部推覆过来的岩片。变质时间及变质作用的一致只说明它们在当时可能属于一个构造带的不同地段。

3。西昆仑西段北缘：没有发现早古生代的构造-热事件

我们的测年资料表明，塔县水库以北的变质双峰式火山岩时代为228Ma，布伦口一带的含石榴子石片麻状花岗岩时代为240Ma（张传林等，2005），前人认为的属于早古生代的奥依塔克斜长花岗岩形成时代为330Ma（张传林等，2006），另外，许荣华等（2000）对中巴公路沿线的大量深成岩测年资料中（潘裕生等，2000），没有大于300Ma的年龄数据。因此有理由推测，西昆仑西段北缘属于印支期造山带，与喀喇昆仑地体相对应。

六、结论

根据我们的测年资料及野外地质观察，得出以下初步结论：①铁克里克隆起曾是塔里木南缘的0.9～1.0Ga的造山带，在这一构造带保留了完整中元古代晚期—新元古代早期的造山事件以及新元古代中晚期大陆裂解的岩石学、地层学及年代学证据，是Rodinia超大陆汇聚和裂解在塔里木的岩浆-构造效应；②在西昆仑变质地体内不存在可靠的早前寒武纪地质体，它是塔里木西南早古生代增生造山带，并在此基础上，叠加了晚古生代—早中生代的大陆边缘岩浆弧，这一岩浆弧持续到200Ma左右；③前人厘定的库地蛇绿岩中超镁铁单元和依莎克群基性火山岩单元形成时代不一致，因此不宜放在一起组成一个蛇绿岩套。库地超镁铁岩属于洋中脊的产物，而依莎克群代表弧火山-沉积岩组合，它们均为缝合带中的组成部分。库地缝合带的存在表明，在西昆仑变质地体和塔里木陆台南缘之间曾经存在过一个洋盆，当西昆仑变质地体和塔里木陆台拼合以后，即该洋盆闭合后，保留了洋盆闭合过程中残存的蛇绿岩、弧火山-沉积岩及被卷入的前寒武系构造残片；④西昆仑西段北缘不存在可靠的早古生代构造-热事件，它可能属于喀喇昆仑地体的一部分。

1。稀土元素地球化学

东昆仑东段花岗岩的分布见图5-49，全岩化学成分和稀土元素含量列于表5-5，表5-6，不同岩石中稀土元素总量变化范围较大。轻重稀土元素之比为1.08～38.31，为轻稀土富集型，但不同岩石其富集度有显著差异。δEu值介于0～1.06之间，除两个样品的δEu值大于1，其它都小于1，因此总体具有不明显的负铕异常。在经球粒陨石标准化后的稀土元素配分型式图上(图5-50)具有右倾斜的具V形谷的稀土元素分配模式。但各个构造带稀土元素配分模式有所不同，其中昆北晚古生代稀土元素总量相对偏高，变化范围较宽；昆北早中生代稀土元素总量相对偏低，变化范围相对较小一些；昆南晚古生代稀土元素总量略低于昆北带，昆南早中生代稀土元素总量总体最低。

图5-50 不同时代和构造单元稀土元素配分曲线

图5-51 昆北晚古生代花岗岩稀土元素配分曲线

昆北晚古生代花岗岩稀土元素配分曲线见图5-51。其中石英闪长岩类岩石的稀土元素总量较高，但轻重稀土元素的分馏不显著，配分曲线较平缓；花岗闪长岩次之；二长花岗岩的稀土元素总量最低，但轻重稀土分馏最强，分配曲线为向右陡倾模式。只有石英闪长岩一个样品具有近于水平的分配模式，但铕亏损极强，显示了幔源岩浆分异的特点。

昆北早中生代花岗岩的稀土分配特征与晚古生代的类似。正长花岗岩和花岗斑岩表现出极强的负铕异常(图5-52)。花岗闪长岩中暗色微粒包体的稀土元素配分模式为具轻稀土元素富集和弱负铕异常的特征。

昆南花岗岩类稀土元素总量较低，尤其是昆南晚古生代花岗岩更是如此(图5-53，图5-54)。昆南晚古生代也具有轻稀土元素富集型的稀土元素分配模式，其中花岗闪长岩和包体的稀土分馏程度较低，而正长花岗岩和花岗斑岩的轻重稀土元素分馏比较显著。除个别花岗闪长岩样品具强烈的负铕异常外，其余都为弱的负铕异常。图5-54为昆南早中生代花岗岩类的稀土元素配分模式。除一个样品配分型式呈锯齿状，其它多数样品都具有轻稀土元素富集型和弱负铕异常特征。

总之，从不同构造带各时代花岗岩类稀土元素配分模式可以看出，东昆仑东段花岗岩类岩石既有岩浆分异演化特征，也有岩浆混合特征。

表5-5 东昆仑东段花岗岩类岩石的全岩化学成分

续表

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注：数据引自1∶25万都兰幅(天津地质矿产研究所，2003)、1∶25万冬给措纳湖幅(中国地质大学，武汉，2003)和1∶25万阿拉克湖幅(中国地质大学，武汉，2001)和俞建(1996，未刊)等资料。

图5-52 昆北早中生代花岗岩稀土元素配分曲线

图5-53 晚古生代昆南构造带花岗岩的稀土元素配分形式

图5-54 早中生代昆南构造带花岗岩的稀土元素配分形式

图5-55 东昆仑东段花岗岩类岩石的微量元素蛛网图

2。微量元素地球化学

东昆仑东段花岗岩类岩石微量元素分析结果列于表5-7，经球粒陨石标准化后的蛛网图如图5-55所示。由表和图可见，本区花岗岩类岩石具有富集Rb、Th、La、Ce、Zr、Y等元素而相对亏损Ba、Nb、Sr、P、Ti等元素的特征。但各构造带和各个世代花岗岩类岩石的微量元素丰度有明显差别。昆北构造代晚古生代花岗岩类岩石中微量元素Y、Tm、Yb等明显较其它岩石要高(图5-56)；昆北早中生代正长花岗岩中Ba、Sr、Ti强烈亏损(图5-57)；昆南带晚古生代微量元素丰度较低，其中花岗闪长岩强烈亏损Nb、Sr、P和Ti(图5-58)；昆南带早中生代二长花岗岩也具有强烈亏损Nb、P、Ti的特征(图5-59)。

3。Nd、Sr、Pb、O同位素地球化学

(1)Nd、Sr同位素

本次工作对东昆仑东段具代表性的花岗岩样品进行了Nd、Sr同位素分析测试。由ε_Nd-I_Sr相关图(图5-60)可见，花岗岩类岩石的I_Sr值变化于0.70131和0.71413之间，多数样品的I_Sr<0.71，落在下地壳I_Sr值的范围(0.702～0.705，杨学明等，2000)，显示本区花岗岩具有下地壳源。ε_Nd(t)值变化于－9.2和3.6之间，显示本区花岗岩类既有壳源，也有幔源的Nd同位素特征。从统计学角度，本区只有两个花岗岩样品的ε_Nd值大于0，其它绝大多花岗岩的ε_Nd均为负值，因此可以认为，本区花岗质岩石主要起源于地壳。少数样品具有正的ε_Nd值，推测是由较多幔源物质的混合作用引起的。本区花岗岩类岩石的Nd模式年龄为0.92～1.96Ga，与该区大面积分布的老变质岩系的时代相当，这进一步证明，大部分花岗岩类岩石是由壳源岩石的深熔作用形成的。

图5-56 晚古生代昆北构造单元微量元素蛛网图

图5-57 早中生代昆北构造单元微量元素蛛网图

图5-58 晚古生代昆南构造单元微量元素蛛网图

图5-59 早中生代昆南构造单元微量元素蛛网图

(2)Pb和O同位素

钾长石单矿物比值比全岩的Pb同位素略小，说明岩石中只有少部分放射成因铅的存在。全岩的Pb同位素可以近似地代表岩石的初始Pb同位素组成。由¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd对²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb同位素相关图解(图5-61)可看出，多数样品的投影点落入EMⅡ区，表明多数岩石的成因与Ⅱ型富集地幔源区有关，与花岗岩具有高的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr、²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb和²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb比值，以及较低的¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd比值一致。在Pb同位素模式图中(图5-62)，绝大部分投影点落入造山带Pb演化线附近，仅少量点落在地幔增长线和造山带之间，总体显示了造山带Pb同位素组成特征。

表5-6 东昆仑东段花岗岩类岩石的稀土元素丰度(w_B/10^－6)和特征值

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注：数据引自1∶25万都兰幅(天津地质矿产研究所，2003)、1∶25万冬给措纳湖幅(中国地质大学，武汉，2003)和1∶25万阿拉克湖幅(中国地质大学，武汉，2001)等资料。

表5-7 东昆仑东段花岗岩类岩石的微量元素丰度(w_B/10^-6)

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注：数据引自1∶25万都兰幅(天津地质矿产研究所，2003)、1∶25万冬给措纳湖幅(中国地质大学，武汉，2003)和1∶25万阿拉克湖幅(中国地质大学，武汉，2001)等资料。

图5-60 花岗岩类岩石的ε_Nd-I_Sr相关图

大量研究表明，EMⅡ型富集地幔的成因与俯冲及再循环的大陆地壳有关。本区花岗岩类岩石的Pb、Sr、Nd同位素一致显示源区具有EMⅡ富集地幔的特征，进一步证明花岗岩主要起源于地壳，但是有幔源物质的混合。

O同位素也是花岗岩成因的重要示踪剂，经常与Sr同位素结合用于探讨壳幔混合作用。火成岩中O同位素的组成随岩石中SiO₂含量的改变而变化。一般来说基性岩的O同位素值较低，酸性岩的O同位素较大。本区花岗岩类岩石的δ¹⁸O值变化于7.1‰～12.1‰之间，显示了壳幔混合的O同位素特征，与Pb、Nd同位素获得的结果一致。

图5-61 东昆仑造山带¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd-²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb关系图(引自Zindler和Hart，1986)

图5-62 东昆仑造山带花岗岩Pb构造模式图(引自B。R。Doe和E。Zartman，1979)

综上所述，东昆仑造山带花岗质岩石全岩和长石Pb同位素较高，具明显的造山带Pb同位素特征；多数花岗岩初始(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)比值大于0.704，显示了地壳来源。但ε_Nd(t)值变化于－9.2～3.6之间，又表现出壳幔混合来源。基性角闪辉长岩和暗色微粒包体的初始(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)比值高于同类岩石，也显示了壳幔混合源较高的Sr初始值的特征，与氧同位素测试结果一致。因此，可以认为，东昆仑东段花岗岩类岩石主要来源于经幔源物质混染了的地壳。