0 引言

黑石北湖—三道河子岩浆岩带位于松潘—甘孜陆块西北部，宽 30～40 km，长约 180 km，走向约 60°（图1），与阿尔金断裂系苦牙克—康西瓦断裂的次级断裂郭扎错—苦牙克断裂带相伴生且大致平行，断裂带具有左行走滑性质（姜春发，1992；杨万志等，2005；李博秦，2007）。岩浆岩带内发育大量的酸性侵入岩岩株和岩脉，在岩浆岩与围岩的接触带发现10多处锑矿床（点），显示岩浆活动与成矿关系十分密切（杨屹等，2006；舍建忠等，2009）。

前人针对卧龙岗二长花岗斑岩的成岩年龄还存在一定的争议，笔者在对卧龙岗地区出露的二长花岗斑岩进行详细观察研究的基础上，通过 U-Pb 定年，确定了研究区内典型岩体的侵入年龄；同时对岩石主量、微量、稀土元素进行综合分析测试，探讨岩体的岩石成因、成岩物质来源，对岩浆源区特征、表成环境和构造背景进行研究，为区域基础地质研究提供参考。

1 地质背景

1.1 地层

区域出露地层较复杂（唐名鹰等，2020，图2），卧龙岗岩体围岩为二叠系黄羊岭组（P₂h）。黄羊岭组出露广泛，总体呈近北东向展布，岩性主要为灰褐色长石岩屑砂岩、钙质岩屑砂岩，泥质粉砂岩、页岩，夹砾岩、砂砾岩、岩屑石英砂岩、放射虫硅质岩、透镜状生物屑灰岩等。

1.2 构造

研究区构造以断裂为主，主要有三道河子断裂、苦牙克断裂、碎石山断裂等，呈北东—东西向近等间距展布，逆断层为主，亦可见左行走滑断裂。

1.3 岩浆岩

研究区岩浆岩主要分布于黑石北湖—盼水河断裂带以北、苦牙克断裂带以南，呈孤立状的岩株、岩枝或岩脉侵位于西长沟组、黄羊岭组和卧龙岗组构成黑石北湖—三道河子岩浆岩带。卧龙岗二长花岗斑岩位于岩浆岩带的中段，侵入于黄羊岭组陆源碎屑岩中，岩体由中心相的中—粗粒的二长花岗斑岩和边缘相的中—细粒的二长花岗斑岩组成，岩相界线不清，呈渐变过渡，岩体与围岩接触界线明显，可见明显的冷凝边，偶见砂岩捕虏体，局部可见明显的向上顶托侵位、穿刺上覆围岩的现象，推测该区域地下深处存在巨大的隐伏岩体。

1—上新统黑石北湖组二段；2—上新统黑石北湖组一段；3—上新统阿图什组；4—中新统拉水河组；5—中新统唢纳湖组；6—中侏罗统杨叶组； 7—上三叠统卧龙岗组；8—三叠系巴颜喀拉山群；9—下三叠统西长沟组；10—中二叠世黄羊岭组；11—上石炭统哈拉米兰河群；12—硅泥质岩；13—基性—超基性岩；14—晚三叠世二云二长花岗岩；15—晚三叠世花岗闪长斑岩；16—晚三叠世二长花岗斑岩；17—晚三叠世闪长玢岩； 18—实测断层界线；19—平移断层；20—逆断层；21—地质界线；22—前人研究采样点；23—本次研究采样点

1.4 变质岩

研究区周边变质岩不发育，仅偶见动力变质岩和接触交代变质岩类，动力变质岩发育于断裂带附近；接触交代变质岩主要发育于岩浆岩与围岩的内外接触带上，规模均较小，出露不连续。

2 样品及分析测试方法

2.1 岩体特征及样品

研究对象为卧龙岗二长花岗斑岩。岩体侵位于中二叠统黄羊岭组岩屑砂岩与泥质粉砂岩地层中（图2）。岩体出露面积约 16 km²，呈北东东向带状展布，主要为中心相的中—粗粒的二长花岗斑岩和岩体边缘的中—细粒的二长花岗斑岩，岩体边部见的捕虏体。样品采自卧龙岗岩体的中东部，样品重量为 4.3～10. 0 kg，岩体风化面主要呈灰褐色— 灰绿色，新鲜面主要呈灰黄白色，斑状结构，块状构造（图3a、b）。斑晶含量为 25%～31%，基质含量为 70%～75%。斑晶大小为 2～10 mm，石英占 6%～8%，呈半自形熔圆粒状，波状消光；钠长石 8%～10%、钾长石 6%～8%，均为半自形粒状，部分已高岭土化（图3c），偶见溶蚀边结构；黑云母 5%，少量绿泥石化。基质微—细粒结构，主要矿物成分为斜长石、钾长石及石英，次要矿物为黑云母和角闪石，局部可见蚀变及矿化（辉锑矿化），副矿物可见磁铁矿、磷灰石、锆石。锆石自形程度较好，呈柱状、粒状，无色透明，有时带淡黄、淡褐色。黑云母明显受到后期热液的影响发生蚀变作用（图3d～i）。

2.2 分析方法

选择卧龙岗锑矿区西侧较为新鲜的二长花岗斑岩体的样品进行了主量元素和微量元素分析，分析工作主要在天津地质矿产所中心实验室完成。锆石的挑选在河北省区调院按重力和磁选方法进行。锆石的制靶工作是在双目镜下黏在双面胶上，用无色透明的环氧树脂固定，等待充分固化，磨至锆石内部充分暴露。锆石的反射光、透射光、锆石阴极发光（CL）图像的拍摄工作、U-Pb 年龄测试工作均在天津地质矿产研究所中心同位素实验室完成。采用LA-MC-ICP-MS进行锆石U-Pb同位素定年分析，分析中采用的光斑直径为 30 μm，利用 He 作为剥蚀物质的载气，Ar 作为补偿气体（Yong et al.，2008）。标样采用国际标准锆石 GJ-1（600 Ma） 进行 U-Pb同位素分馏校正。为了保证标准锆石和样品分析点的仪器条件完全一致，采取每打 8 个样品分点测试一次标样进行外表校正。锆石 U-Pb同位素数据处理采用软件ICPMSDATACal进行分析处理（Liu et al.，2008，2009），利用 Isoplot 进行年龄计算及和谐图的绘制。

a—岩体野外特征；b—斑状结构；c—岩体高岭土化；d~i—斑岩镜下特征

Bt—黑云母；Pl—斜长石；Qtz—石英

笔者选取 8 件岩石做全岩分析，矿石及石英脉做微量分析。首先把新鲜样品的风化壳去掉，进而进行粉碎（约200目）。测试分析工作在天津地质矿产研究所进行，主量采取“X ray fluorescence spectrometry”（XRF）测试，FeO 应用氢氟酸-硫酸溶液、重铬酸钾滴定的容量法，分析精度优于 2%（李献华等，2005）。微量元素分析采用电感耦合等离子质谱仪测定，使用 USGS 标准W-2、G-2及国内标准 GSR-1、GSR-2、GSR-3 来校正测试样品的含量 （邵洁连，1990）。

3 样品分析结果

3.1 全岩主量元素

由卧龙岗二长花岗斑岩的主量元素分析结果见表1，其主量元素组成变化范围较大，SiO₂ 为 64.29%~72.11%，平均值 68.88%；Al₂O₃ 为 13.25%~15.84%，平均值 14.64%；CaO 为 1.43%~3.17%，平均值 2.28%；MgO 为 0.16%~1.63%，平均值 0.83%；TiO₂ 为 0.20%~0.65%，平均值 0.37%。铝饱和指数A/CNK为0.90~1.19变化范围较小属于准铝质-过铝质系列（图4a）。 Na₂O 为 2.97%~4.52%，平均为 3.60%，K₂O 为 1.76%~4.58%，平均为 3.57%。全碱含量较高，Na₂O+K₂O 为 6.14%~7.71%，里特曼指数 σ 为 2.22%~3.51%，属于钙碱性系列岩石（韩吟文，2003）。在 SiO₂-K₂O 图解上，卧龙岗岩体的样品主要落在高钾钙碱性系列区域 （图4b）。

3.2 全岩稀土和微量元素

卧龙岗岩体的微量元素分析结果见表2。二长花岗斑岩总体较为均衡，分布区间较小，ΣREE 为 136. 05×10^-6~168. 05×10^-6， （LREE）/（HREE） 为 8.24~11.54，（Gd）N/（Yb）N 值中等，为 9.40～16.80，δEu 分布于 0.54～0.67，δCe 分布于 0.97～0.98，展示出轻稀土富集、分馏程度高、Eu中—轻度亏损、Ce 无异常的特征，呈向右倾斜的稀土配分模式（图5a）。

在卧龙岗二长花岗斑岩的原始地幔标准化微量元素蜘蛛图上（图5b），所有的样品相对富集 Rb、 Th等大离子亲石元素（LILE），亏损Nb、Ta等高场强元素（HFSE），具有弱的Eu异常，且相对亏损Ba、Sr。

3.3 锆石U-Pb年龄

卧龙岗二长花岗斑岩WLG-02锆石的CL CL图像可知（图6），发育岩浆锆石所特有的韵律环带，指示其属于岩浆锆石，多数为自形晶，长轴粒径100～240 μm。测定的卧龙岗二长花岗斑岩锆石颗粒的 U-Pb 同位素分析数据及表观年龄分别见表3 与图7，由于本文测定的二长花岗斑岩侵位于中生代二叠纪地层中，而在锆石LA-MC-ICP-MS定年中锆石结晶年龄新，其中²⁰⁷Pb/²³⁵U 及²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb 比值精确度比较差，因此本文采用²⁰⁶Pb/²³⁸U 表观年龄加权计算获得平均值（陈好寿，1994；郑永飞，2000）。

WLG-02样品共进行了 32个点进行分析，激光烧蚀的光斑直径为 30 μm，锆石颗粒长度在 130～240 μm，自形程度较好。通过锆石 CL 图像可以看出，大部分锆石颗粒具有明显的核-边结构，并且年龄相差不大。11和 35号锆石年龄明显偏老（约 280 Ma），可能是岩体在侵位过程中捕获二叠系黄羊岭组沉积碎屑岩的锆石。测试结果显示，除了 11、35 号捕获锆石和10个锆石测点的数据偏离谐和线外，剩余的 21 个点均落在谐和线上及其附近（图7）， ²⁰⁶Pb/²³⁸U 明显具有两组加权平均年龄（222.36± 0.64）Ma 和（239.47±0.78）Ma（明显为锆石核部年龄）。因此，可以判定卧龙岗二长花岗斑岩的侵位年龄为（239.47±0.78）～（222.36±0.64）Ma，为晚印支期黑石北湖—三道河子岩浆岩带的岩浆活动产物。

4 讨论

4.1 岩体成岩时代

卧龙岗二长花岗斑岩位于岩浆岩带的中段，侵位于黄羊岭组陆源碎屑岩中，与围岩接触边界上有砂岩的捕虏体和冷凝边。前人对该岩体的成岩年龄存在争议，1∶25万黑石北湖幅认为成岩年龄值为 162 Ma，时代定为侏罗纪；前人对卧龙岗岩体进行年龄测定，获得年龄为（212. 0±3.6）～（200.9±1.2） Ma，时代均为晚三叠世（吕金刚等，2006；周玉等， 2018；闫磊，2019）。本研究采用LA-MC-ICP-MS锆石²⁰⁶Pb/²³⁸U 测年方法，获得（239.47±0.78）～（222.36±0.64）Ma 的成岩年龄，认为形成于中—晚三叠世，早于前人研究认为的侏罗纪或晚三叠世。

4.2 岩石成因类型与构造环境判别

大陆主造山期，板块之间发生强烈的碰撞作用，地壳因受到强烈的构造挤压而缩短、增厚，同时地壳内部发生强烈的构造剪切作用。此时，增厚下地壳岩石因地壳温度梯度及构造剪切作用产生的热而发生部分熔融形成相应的同碰撞型花岗岩（图8，朱赖民等，2009）。在主量元素R₁-R₂图解（图9）上，投点落于同碰撞期花岗岩区内；在微量元素方面，花岗岩微量元素蛛网图显示（图5b），Ba、Sr亏损，显示同碰撞花岗岩的图谱特征（唐名鹰等，2020）。在Y-Nb图解（图10a）上投点位于火山弧和同碰撞花岗岩区（VAG+syn-COLG）；在（Y+Nb）-Rb图解（图10b）、 Yb-Ta 图解（图10c）和（Yb+Ta）-Rb 图解（图10d） 上，投点位于同碰撞期花岗岩区（syn-COLG））并靠近火山弧花岗岩（VAG）区。综合分析认为，卧龙岗地区二长花岗斑岩产出于同碰撞的构造环境中。

a—Y-Nb图解；b—（Y+Nb）-Rb图解；c—Yb-Ta图解；d—（Yb+Ta）-Rb图解

VAG—火山弧花岗岩；ORG—洋中脊花岗岩；WPG—板内花岗岩；syn-COLG—同碰撞花岗岩

根据本次研究，结合前人研究资料，认为卧龙岗岩体形成于古特提斯洋（南支）闭合后羌塘陆块与松潘—甘孜陆块的同碰撞构造环境中。松潘— 甘孜陆块与羌塘陆块之间的古特提斯洋（南支）洋壳于二叠纪晚期开始向北部的松潘—甘孜陆块俯冲消减（周玉等，2018），在中三叠世该构造运动已进入晚期，同时形成印支期的岛弧成因的中性侵入岩；在中三叠世关刀期末，古特提斯洋（南支）完全闭合，随后松潘—甘孜陆块与羌塘陆块发生碰撞，形成印支期的同碰撞成因的酸性侵入岩（姚华舟等，2004；朱迎堂等，2004；王国灿等，2004；张振福等，2004；崔建堂等，2006）。

5 结论

（1）采用LA-MC-ICP-MS方法对卧龙岗二长花岗斑岩进行锆石 U-Pb 同位素定年为（239.47± 0.78）～（222.36±0.64）Ma，形成于中—晚三叠世。

（2）卧龙岗二长花岗斑岩位于可可西里中生代陆缘活动带内，岩石地球化学特征属于准铝质—过铝质系列，属高钾钙碱性—钾玄岩系列。岩石全碱含量较高，里特曼指数变化范围较小，属于钙碱性系列岩石。相对富集 Rb、Th等大离子亲石元素，亏损 Nb、Ta 等高场强元素，具有弱的 Eu 异常，且相对亏损Ba、Sr。

（3）松潘—甘孜陆块与羌塘陆块之间的古特提斯洋（南支）残留洋壳于二叠纪晚期开始向北部的松潘—甘孜陆块俯冲消减，并且在中三叠世关刀期末古特提斯洋（南支）完全闭合，随后松潘—甘孜陆块与羌塘陆块发生碰撞，形成印支期的同碰撞成因的卧龙岗二长花岗斑岩。

参考文献