Petrogenesis and Geological Implications of Granitoids from Halasen, East Kunlun
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摘要: 哈拉森地区位于东昆仑东段，分布着大量花岗岩，对其研究不仅有助于认识东昆仑造山带在晚古生代-早中生代的构造-岩浆演化历史，而且可以为东昆仑古特提斯洋俯冲时限及洋盆闭合时限提供约束.对区内花岗岩进行了岩石学、年代学以及岩石地球化学分析，结果表明哈拉森地区的钾长花岗岩和细粒二长花岗岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄分别为239.2±1.7 Ma（MSWD=0.19）和232.4±1.2 Ma（MSWD=0.76），属中三叠世花岗质岩浆作用的产物.岩石主微量元素分析显示该地区花岗岩具有高硅铝、富碱和低钛特征，属于高钾钙碱性到钾玄岩系列的过铝质花岗岩，富集轻稀土元素（LREE）及K、Th、Rb等大离子亲石元素（LILE），明显亏损Nb、Ti、P、Ta等高场强元素（HFSE），具有非常明显的Eu负异常（δEu为0.27~0.65）.哈拉森地区花岗岩具有高分异Ⅰ型花岗岩的特征，是同碰撞背景下幔源岩浆与其诱发地壳物质熔融产生的长英质岩浆在地壳深部混合，随后这一混合岩浆又经过高程度的分异演化形成的，进一步证明东昆仑古特提斯洋的俯冲作用一直持续到早三叠世，至中三叠世才逐渐转入陆内碰撞造山阶段.Abstract: A large amount of granites widely distributes in Halasen area in the East Kunlun Mountains. The study of the granites not only help us to understand the tectono-magmatic evolution history of East Kunlun orogenic belt in the Late Paleozoic and Early Mesozoic, but also provides constraints for the subduction and closed time limit of the Paleo-Tethys Ocean. In this paper, we constrain geochronology and petrogenesis of the Halasen granites by zircon U-Pb dating and geochemical analyses. The LA-ICP-MS U-Pb analyses show that the formation ages of K-feldspar granite and fine-grained monzogranite are 239.2±1.7 Ma (MSWD=0.19) and 232.4±1.2 Ma (MSWD=0.76), respectively, which are the products of the Middle Triassic granitic magmatism. The geochemistry data show that granites are high-potassium calcalkaline-shoshonite, peraluminous rock which is characterized by high silicon and aluminum, enriched alkali, low titanium, as well as enriched light rare earth elements (LREE) and large ion lithophile elements (LILE, e.g., K, Th and Rb), and depleted in high field-strength elements (HFSE, e.g., Nb, Ti, P, and Ta) with obvious Eu negative anomaly (the value of δEu is between 0.27 and 0.65). Halasen granites belong to highly fractionated Ⅰ-type granite. It is suggested that the Halasen granites were most likely derived from parental magma by mixing of depleted mantle-derived magma and induced crustal-melted felsic magma in the deep crust, and then suffered further differentiation during magma ascent. The subduction of the East Kunlun Paleo-Tethys Ocean lasted to the Early Triassic, and the Middle Triassic witnessed the intracontinental collision.
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Key words:
- granite /
- geochronology /
- geochemistry /
- Halasen /
- East Kunlun
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东昆仑造山带位于青藏高原东北缘，属于中央造山带之秦祁昆褶皱系的一部分，岩浆活动强烈，是青藏高原内可与冈底斯媲美的又一条巨型构造岩浆岩带，统计显示其显生宙花岗岩出露面积约47500km2.该岩浆岩带在空间上呈东西向带状分布；在时间上，莫宣学等(2007)将该带内的花岗岩划分为前寒武纪、早古生代、晚古生代-早中生代和晚中生代-新生代4个时段，其中尤以晚古生代-早中生代这一阶段内的中-晚三叠世花岗岩最为发育，广泛分布于东昆仑北部，前人认为该阶段花岗岩可能是东昆仑地区在晚古生代-早中生代(270~210Ma)洋盆闭合事件的地质响应，受控于东昆仑地区古特提斯洋的构造演化，记录着东昆仑地区古特提斯洋的洋壳俯冲、陆陆(弧)碰撞和后碰撞构造事件(莫宣学等，2007；陈国超，2014；熊富浩，2014).但是有关该期花岗岩形成的构造背景及其深部演化过程一直存在争议，对洋盆闭合时间有不同观点.目前的研究表明与古特提斯洋相关的花岗岩以洋盆闭合前的洋壳俯冲阶段和洋盆闭合后的后碰撞阶段为主，积累了大量年代学及地球化学资料，如哈拉杂吐花岗岩体(256Ma、254.9Ma)、巴隆花岗闪长岩(252Ma)、五龙沟花岗闪长岩(247~249Ma)、香日德闪长岩(243~248Ma)和花岗闪长岩(241Ma)代表了晚二叠世-早三叠世大洋俯冲环境形成的花岗岩(孙雨等，2009；熊富浩，2014；陈国超，2014；严威等，2016)；而香日德斑状花岗闪长岩、花岗岩(220~225Ma；罗明非等，2014)、热水二长花岗岩(231Ma；国显正等，2016a)、莫格通花岗闪长斑岩(209~212Ma)、勒冈希里克特岩体(230.2Ma、225Ma)与科鄂阿龙岩体(221Ma)则代表了后碰撞环境形成的花岗岩(李瑞保，2012).对于古特提斯洋最终闭合时限的研究，主要以沉积地层和后碰撞岩浆岩的约束为主，相对缺乏俯冲晚期特别是同碰撞阶段的花岗岩证据，这在一定程度上使得东昆仑地区在晚古生代-早中生代构造演化过程中的岩浆活动序列不够完善.本文以位于东昆仑东段昆中断裂北侧哈拉森地区花岗岩体为研究对象，在野外地质调查的基础上，对钾长花岗岩和细粒二长花岗岩进行岩相学、岩石地球化学及锆石U-Pb年代学研究，探讨其岩石成因、形成环境以及岩浆作用的动力学背景，结合前人研究成果，为东昆仑地区晚古生代-早中生代古特提斯洋闭合时限的研究提供科学依据.
1. 地质背景
东昆仑地处秦、祁、昆三大构造带的接合部位，具有十分复杂的地质构造特征，造山带内发育有3条近EW向的断裂(昆北断裂、昆中断裂和昆南断裂).前人以昆中断裂为界将其进一步分为东昆北构造带和东昆南构造带.本次工作区位于青海省都兰县香日德镇东侧，区域大地构造位置为东昆仑东段，北邻柴达木南缘，南邻东昆中缝合带，隶属东昆北构造带(图 1a).研究区内出露大量的前寒武纪变质岩系，形成了以古-中元古界金水口群和中元古代小庙岩组地层为结晶基底，同时广泛分布晚古生代-早中生代侵入岩.其中金水口群为一套高角闪岩相-麻粒岩相变质岩系，形成时代为1.8~2.5Ga，小庙岩组为一套角闪岩相的变质岩，形成时代为1.6~1.0Ga(王国灿等，2004；陈有炘等，2011).晚古生代-早中生代侵入岩出露于香日德镇东南地区，出露面积近100km2，部分花岗岩侵入到早期的结晶基底中，形成广泛的接触带构造.区内构造受昆中断裂的影响，主要以近EW向压扭性断裂为主(图 1b).
图 1 东昆仑东段大地构造位置(a)和香日德地区地质简图(b)1.第四系；2.上三叠统鄂拉山组；3.下三叠统洪水川组；4.奥陶系-志留系纳赤台群；5.中元古界小庙岩组；6.古元古界金水口群；7.晚海西-印支期钾长花岗岩；8.晚海西-印支期细粒二长花岗岩；9.晚海西期花岗闪长岩；10.加里东期石英闪长岩；11.脆性断层/韧性断层；12.角度不整合；13.河流；14.研究区；15.采样位置；16.样品数据熊富浩(2014).据王学良(2011)修改Fig. 1. Tectonic location of eastern part of the East Kunlun orogen (a) and simplified geological map of the Xiangride intrusive rocks (b)2. 样品特征与分析方法
研究区主要出露的花岗岩岩性为钾长花岗岩和细粒二长花岗岩.钾长花岗岩为肉红色，中粗粒花岗结构，块状构造，主要矿物有钾长石(50%~60%)、斜长石(5%~10%)、石英(＞35%)、黑云母(~2%)(图 2a, 2b)；细粒二长花岗岩为灰色微带浅红色，细粒花岗结构，块状构造，主要矿物有钾长石(35%~45%)、斜长石(20%~30%)、石英(20%~25%)和黑云母(~5%).其中钾长石为半自形-自形长板状，发育格子双晶；斜长石多为板状自形晶，发育聚片双晶，偶见卡钠复合双晶；石英呈他形粒状充填于斜长石和钾长石的间隙中，黑云母为深褐色-黄褐色，不规则状(图 2c, 2d).
图 2 哈拉森地区花岗岩手标本及镜下照片a, b.钾长花岗岩；c, d.细粒二长花岗岩.Kfs.钾长石；Pl.斜长石；Bi.黑云母；Qtz.石英Fig. 2. Specimen photographs and microscopic images of granites in the Halasen area锆石分选在河北廊坊区域地质矿产研究所实验室完成，锆石制靶和阴极发光照相均在武汉上谱分析科技有限责任公司完成.锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素分析在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成，分析仪器为LA-ICP-MS，仪器操作条件和数据选取及处理方法参见Liu et al.(2009)相关文献，实验中采用He作为剥蚀物质的载气，以NISTSRM610作为内标，以标准锆石91500作为外标(每分析6个样品点，分析2次91500)，实验采用的激光束斑直径为32μm.数据处理采用软件ICPMSDataCal，使用GLITTER程序计算样品的同位素比值，加权平均计算使用Ludwig(2001)编写的Isoplot软件，采用Andersen(2002)方法扣除普通Pb，因样品较年轻，故采用206Pb/238U年龄，加权平均值的误差为1σ.
本文主、微量元素含量分析由武汉综合岩矿测试中心完成.主量元素使用GB/T14506.28-2010硅酸盐岩石化学分析方法X射线荧光光谱法(XRF)，微量元素含量分析依据DZG20-06电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)方法通则.
3. 分析结果
3.1 锆石U-Pb年龄
钾长花岗岩(HLS07)：锆石均呈自形柱状，其大小为100~200μm、长宽比介于1~3，锆石CL图像上见明显的岩浆振荡环带(图 3a).该样品共测试18个点，分析结果见附表 1，其中Th和U含量分别为67×10-6~574×10-6和117×10-6~787×10-6，对应的Th/U比值为0.46~0.76，显示了岩浆成因锆石的特征.206Pb/238U年龄介于224~259Ma，样品点均落在谐和曲线上或附近(10号测点有铅的丢失)，其中一号测点年龄偏大，为259Ma，颗粒存在微小的继承核，分析点来自于锆石核部和边部的过渡位置，少量跨上了较老的继承核位置，混合了部分较老的年龄，可能受前残留的继承岩浆锆石的影响，代表该岩浆系统的早期岩浆活动.对其中年龄较为集中的16个测点进行年龄加权平均计算得到其结晶年龄为239.2±1.7Ma(MSWD=0.19)(图 4a).
图 3 哈拉森地区钾长花岗岩(a)与细粒二长花岗岩(b)锆石阴极发光(CL)图像(单位：Ma)Fig. 3. Zircon cathodoluminescence (CL) images of moyite (a) and fine-grained monzogranite (b) in the Halasen area
图 4 哈拉森地区钾长花岗岩(a)与细粒二长花岗岩U-Pb谐和图(b)Fig. 4. Zircon U-Pb concordia diagrams of moyite (a) and fine-grained monzogranite (b) in Halasen area细粒二长花岗岩(HLS09)：锆石均呈自形柱状，其大小为50~150μm、长宽比介于1~3，锆石CL图像上见岩浆振荡环带(图 3b)，部分锆石因Th、U含量过高导致CL图像表面呈黑色，使振荡环带不明显.该样品共测试22个点，分析结果见附表 1，其中Th和U含量分别为170×10-6~877×10-6和463×10-6~1281×10-6，对应的Th/U比值为0.37~1.06，显示了岩浆成因锆石的特征.206Pb/238U年龄介于208~244Ma，样品点均落在谐和曲线上或附近(7号测点有铅的丢失)，其中2号测点锆石发生蜕晶化，锆石颗粒的边缘出现不规则黑色斑带，局部振荡环带受到破坏，可能是受到后期地质事件扰动或流体蚀变的影响而导致少量放射性成因Pb的丢失，给出了较年轻的年龄209Ma.对其中年龄较为集中的19个测点进行年龄加权平均计算，得到细粒二长花岗岩的结晶年龄为232.4±1.2Ma(MSWD=0.76)(图 4b).
3.2 岩石地球化学特征
本次研究工作共采集全岩分析样品共9件(3件钾长花岗岩和6件细粒二长花岗岩)，分析结果见附表 2.为了便于对比研究，使研究的结果更加可靠，本文还引用了熊富浩(2014)的3个钾长花岗岩数据见附表 2，其中nm73-1测得206Pb/238U加权平均年龄为238.5±1.5Ma(熊福浩，2014)，误差范围内与本次测得的钾长花岗岩(HLS07)年龄一致，采样位置相邻(图 1)，应属于同一期岩浆活动的产物.引用数据原则为：(1)数据要和本文研究的时间和空间上紧密相关；(2)引用数据所代表的岩石样品岩性接近；(3)数据要具有可靠性和配套性.
3.2.1 主量元素
从附表 2可以看出，研究区花岗岩整体具有高SiO2(69.88%~75.83%)，相对低FeOT(1.21%~2.31%)、MgO(0.20%~0.57%)、CaO(0.84%~1.79%)、TiO2(0.10%~0.35%)和P2O5(0.01%~0.09%)的特征.K2O+Na2O含量为8.26%~8.90%，样品均富钾，K2O/Na2O值为1.07~1.73，在SiO2-K2O图中落入高钾钙碱性至钾玄岩系列(图 5a).岩石中Al2O3含量为12.79%~16.94%，A/CNK为0.97~1.24，在A/CNK-A/NK图中多数落入过铝质系列范围(图 5b).
图 5 哈拉森地区花岗岩分类图解Fig. 5. Genetic discrimination diagrams for the Halasen granitoids3.2.2 稀土微量元素
岩石的稀土总量(∑REE)为113.61×10-6~267.92×10-6(平均230.86×10-6).LREE/HREE=8.12~16.22，[La/Yb]N=7.95~31.75，显示强烈富集轻稀土特征，且具有较高的负铕异常δEu=0.27~0.65(平均0.42)，基本不显示铈异常(δCe=0.99~1.10).在稀土元素配分模式图中(图 6a)显示为平滑右倾的V型曲线，斜率中等偏大，可能暗示源区岩浆分离结晶过程中斜长石发生了结晶分异作用或者部分熔融过程中源区残留了斜长石.
图 6 哈拉森地区花岗岩稀土元素球粒陨石标准化配分图(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)标准化值据Sun and McDonough(1989)；图例同图 5Fig. 6. Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element diagram (b) for the Halasen granitoids原始地幔标准化微量元素蛛网图(图 6b)显示岩石富集大离子亲石元素(LILE：K、Th、Rb)，明显亏损高场强元素(HFSE：Nb、Ti、P、Ta)，表现出“Nb-Ta槽”和“Ti、Sr、Ba、P谷”的特点.其中Nb、Ta、Ti的亏损可能与富钛矿物相(钛铁矿和/或金红石)结晶分离有关，暗示岩浆来源于地壳且可能遭受了地壳物质的部分混染，而P的亏损可能是磷灰石和榍石等副矿物的分离结晶作用所致.
4. 讨论
4.1 成岩时代
如前所述，研究区处于东昆仑造山带的东段，广泛分布大量晚古生代-早中生代花岗岩，形成了一条规模宏大的花岗岩带，除哈拉森花岗岩体外，还有邻区的香日德岩基(部分文献称之为约鲁格岩体)(263~226Ma；Chen et al., 2012；熊富浩，2014)、香加南山岩体(251Ma；王学良，2011)、沟里地区阿斯哈岩体(238.4Ma；李金超等，2014)等.锆石U-Pb年龄数据的统计表明，这些岩体大多形成于255~235Ma之间，熊富浩(2014)将香日德地区岩浆活动划分为3个阶段：晚二叠世-早三叠世(270~238Ma)、中三叠世(238~230Ma)和晚三叠世(230~185Ma)，同时，存在多期次岩浆活动的特征(如香日德岩基).前人在该岩体不同的地区连续测得锆石U-Pb年龄介于263~226Ma，这说明东昆仑东段在海西期到印支期的岩浆活动序列是连续的.
用于本次U-Pb测年的锆石多为自形、半自形柱状，具有清晰的内部结构和典型岩浆成因的振荡环带(图 3).锆石年龄数据较为集中，谐和度较高，MSWD小于1，说明数据的可信度较高.本文获得了东昆仑东段哈拉森地区细粒二长花岗岩和钾长花岗岩的年龄分别为232.4±1.2Ma和239.2±1.7Ma，属于中三叠世，与熊福浩(2014)测得相邻地区钾长花岗岩(nm73-1)年龄238.5±1.5Ma在误差范围内一致，结合区域内已测得的中三叠世花岗岩年龄(邓文兵等，2016；国显正等，2016b；李金超等；2017)，认为哈拉森地区存在中三叠世的构造岩浆活动.
4.2 岩石成因类型及源区性质
研究区花岗岩主要矿物中未见碱性暗色矿物，且相对亏损高场强元素(HFSE)，具有较低Zr(＜250×10-6)、Nb、Y(＜60×10-6)、Ce(＜140×10-6)含量，与典型的A型花岗岩的矿物学和微量元素特征不同(Whalen et al., 1987).此外，前人的研究表明，研究区在海西-印支期整体处于一个俯冲-碰撞造山加厚构造环境，这也与A型花岗岩一般产于伸展减薄的环境不符，因此基本可以排除A型花岗岩的可能(Collins et al., 1982).对于Ⅰ型、S型花岗岩的判定，Chappell and White(1974)最初以A/CNK=1.1作为两者的界线，但这一指标在高分异的花岗岩判别中失效(吴福元等，2007).哈拉森花岗岩类具有较高Rb/Sr值(平均1.41)以及极高的分异指数(DI)和极低的固结系数(SI)，暗示了岩石经过了高度分异(Whalen et al., 1987).SiO2与P2O5呈现负相关，且P2O5的含量较低(＜0.1%)，是Ⅰ型花岗岩的特征(图 7a)，岩石样品落在分异的Ⅰ、S型花岗岩区域中(图 7b)；SiO2-La分异特征也显示其具有Ⅰ型花岗岩的特征(图 7c).主量元素和微量元素地球化学特征上则表现出随着Zr含量的降低，MgO、MnO、CaO、P2O5、Sr和Ba的含量降低，K2O和Rb的含量增加.这些特征都表明该区花岗岩在岩浆演化过程中经历了强烈的结晶分异作用，导致了镁铁质矿物、长石、磷灰石和锆石的分离结晶(Li et al., 2007)，从而表现出高分异的Ⅰ型花岗岩的特点.此外该区花岗岩也没有出现S型花岗岩的特征矿物堇青石和白云母.因此，笔者认为研究区中三叠世花岗岩属于高分异Ⅰ型花岗岩，且长石的分离结晶是主要的结晶分异过程(图 8).
图 7 哈拉森地区花岗岩岩石成因类型图b底图据Whalen et al.(1987)；图例同图 5Fig. 7. Genetic discrimination diagrams for the Halasen granitoids大量高精度的同位素数据研究表明高分异的Ⅰ型花岗岩成因主要有两种：(1)由于幔源分异的岩浆底侵，导致地壳物质发生部分熔融形成高分异Ⅰ型花岗岩(Zheng et al., 2007; Richards, 2011)；(2)由幔源岩浆底侵下地壳并与其诱发地壳物质熔融产生的长英质岩浆在地壳深部混合形成(邱检生等，2008; Zhao et al., 2012).哈拉森花岗岩Nb/Ta=10.48~14.80(平均值12.73)，Th/U=5.54~17.43(平均值12.07)，接近壳源成分(Gao et al., 2004)，且整体表现出铝过饱和的趋势，同时具有中等偏低的Mg#值(18.80~30.55，平均25.46)暗示了该花岗岩可能与地壳物质有关，在花岗岩源区性质判别图解中，绝大部分样品落入变质砂岩部分熔融的区域(图 9a)，部分样品分布在变质砂岩和基性岩熔融的过渡区域(图 9b, 9c)，在图解9d中部分样品落入基性岩部分熔融位置，可能指示花岗岩主要由壳源物质形成，并有幔源玄武质岩浆的叠加和混合作用.
图 9 哈拉森地区花岗岩源区性质判别图解Fig. 9. Source characteristics discrimination diagrams for the Halasen granitoids本文倾向于将哈拉森花岗岩成因解释为壳幔岩浆混合的方式参与并发生后期分离结晶的共同作用，另得到以下证据的支持：(1)熊富浩(2014)发现东昆仑东段香日德地区中三叠世花岗岩具有较高的初始87Sr/86Sr值(0.70865~0.71355)和较低的εNd(t)值(-4.8~7.8)，εHf(t)介于-3.90~-6.89，εHf主要为负值，εNd散布于正值与负值之间，可能是幔源组分通过与其诱发地壳物质熔融产生的长英质岩浆混合的方式参与成岩.Nd-Hf同位素组成特征均指示其最可能为壳幔岩浆混合成因；(2)邻近的哈日扎岩体石英闪长岩年龄为239Ma，其中富含镁铁质暗色包体(国显正等，2016b)，镁铁质包体的岩相学和年代学特征直接指示壳幔岩浆混合作用，这些野外证据均反映哈拉森地区在239Ma左右曾发生过岩浆混合作用.
哈拉森花岗岩富Si，贫Ca、Mg、Fe，亏损Ba、Sr、P、Ti和Eu，反映了地壳深部形成的壳幔混源岩浆在随后的演化过程中又经历了进一步的分离结晶作用.其中微量元素Sr、Ba、Eu的亏损反映了岩浆冷却结晶的成岩过程中斜长石的分离结晶(图 8)，而P和Ti的亏损则分别与磷灰石及含钛矿物(如钛铁矿、榍石等)的分离结晶有关.因此该区的花岗岩由幔源岩浆与其诱发地壳物质熔融形成的长英质岩浆混合形成壳幔混源岩浆，经历了高程度的分异形成的.
图 8 哈拉森地区花岗岩结晶分异特征图例同图 5Fig. 8. Characteristics of Halasen granitoids resulting from crystallization differentiation4.3 构造动力学背景
东昆仑造山带有着复杂而独特的构造演化史，经历了多次大洋俯冲到陆内碰撞的转换过程(陈加杰等，2016)，但其演化模式存在着很大的分歧，主要有开-合构造、多次裂解模式(殷鸿福和张克信，1998；姜春发等，2000)和边缘造山、地体增生模式(李廷栋和肖序常，1996).前者认为东昆仑存在多次洋盆闭合-裂开以此来实现多次俯冲-碰撞的转换，而后者认为东昆仑在古生代到中生代这段地质时期内只存在一个大洋，而俯冲-碰撞的转换则是由于大洋中间的昆南带是洋壳上发育的大洋玄武岩高原，且由南向北不断拼贴，并最终闭合.到晚古生代-早中生代，前人研究认为在该构造旋回内东昆仑经历了一次大洋(古特提斯洋)俯冲到陆内碰撞的转换过程(殷鸿福和张克信，1998).但对于洋盆闭合的准确时限有分歧，主要有中二叠世(任纪舜，2004)、晚二叠世(Huang et al., 2014)、中三叠世(Liu，2005)和晚三叠世(李瑞保，2012)之说，东昆仑晚泥盆世牦牛山组陆相磨拉石构造、区域性不整合的存在，标志着本区加里东旋回的结束和华力西－印支造山旋回的开始，但是由于目前对东昆仑演化模式的分歧，导致无法判断晚古生代早期东昆仑地区是裂解成洋，还是俯冲带南移、持续俯冲.越来越多的研究表明，在晚古生代晚期(二叠纪)开始，东昆仑古特提斯洋不断地向北俯冲，熊富浩(2014)认为俯冲作用至少始于277Ma，结束于238Ma；陈国超(2014)认为古特提斯洋俯冲阶段介于260~237Ma，这一时期内形成规模巨大的安第斯型弧岩浆岩带，具有活动大陆边缘安第斯型弧岩浆岩特征.
研究区花岗岩岩石微量元素特征(富集LILE，亏损HFSE)具有弧岩浆岩的特点(Richards, 2003)，但是亏损高场强元素Nb、Ta、Ti的微量元素分布特征在碰撞-后碰撞花岗岩中也时常出现(Zhang et al, 2012; Xu et al., 2016)，岩石类型属于高分异的Ⅰ型花岗岩，其岩浆源区可能来自于幔源岩浆与其诱发地壳物质熔融形成的长英质岩浆混合形成的壳幔混源岩浆.亏损高场强元素Nb、Ta、Ti的原因可能是新生的壳源物质继承了原岩的亏损特征.在Pearce et al.(1984)的Nb-Y(图 10a)判别图解中，所有样品均落入火山弧-同碰撞花岗岩区域；在R1-R2构造环境判别图中(图 10b)样品基本上落入同碰撞的区域.
图 10 哈拉森地区花岗岩构造环境判别图解(a)和R1-R2判别图解(b)图a据Pearce et al.(1984)；图b据Batchelor and Bowden(1985)；图例同图 5.VAG.火山弧花岗岩；syn-COLG.同碰撞花岗岩；WPG.板内花岗岩；ORG.洋脊花岗岩；①地幔分异产物；②板块碰撞前；③板块碰撞后隆起；④造山晚期；⑤非造山；⑥同碰撞；⑦造山期后Fig. 10. Tectonic setting discrimination diagrams (a) and R1-R2 (b) for the Halasen granitoids东昆仑古特提斯域岩浆活动出现于270~200Ma之间，存在着多个峰期(马昌前等，2015)，早三叠世岩浆活动与晚二叠世阿尼玛卿板片向北俯冲、源区受到板片沉积物与流体富集改造有关(Xiong et al., 2013; Liu et al., 2014)；中三叠世时期，Hf同位素组成较为均一，岩浆活动主要起源于加厚的陆壳熔融，可能与同碰撞环境有关(Zhang et al., 2012)；晚三叠世时期，Hf同位素组成范围很宽，常见铁镁质暗色包体，表明幔源物质的贡献明显增多，岩石形成于碰撞后伸展环境，深部地幔岩浆上涌，并促使原先加厚的地壳发生熔融形成了花岗质岩浆(罗明非等，2014).
东昆仑香日德地区岩浆活动可分为3个阶段(熊富浩，2014)，主体属于早三叠世岩浆活动产物(258Ma)，其次为中三叠世岩浆活动产物(231~244Ma)，最后为晚三叠世岩浆活动产物(224Ma).马昌前等(2015)依据锆石Th和U的比值以及含量的变化，发现岩石成因过程中流体贡献逐渐减弱，锆石Hf同位素组成逐渐升高，也表明板片沉积物的贡献较弱，而玄武质熔体的贡献较强.中三叠世中期古特提斯洋盆已经闭合，羌塘和昆仑-柴达木碰撞作用开始(莫宣学等，2007)，在碰撞过程中羌地块与昆仑-柴达木造山带之间形成大型松潘前陆盆地.Zhang et al.(2012)获得香日德巴隆地区的正长花岗岩年龄为231Ma，属于同碰撞环境，东昆仑地区中三叠统希里可特组和中三叠统闹仓坚沟组，均为一套海陆交互相沉积，是洋陆转换阶段的关键产物，代表了大洋最终闭合和陆内碰撞的开始.因此，哈拉森地区中三叠世花岗岩形成于同碰撞环境，东昆仑古特提斯洋的俯冲作用一直持续到早三叠世，至中三叠世才逐渐转入陆内碰撞造山阶段.
洋盆闭合后的碰撞造山作用分为同碰撞和后碰撞造山，中三叠世形成的花岗岩是由于洋盆闭合、陆内同碰撞作用产生的，主体受挤压应力作用.而后碰撞阶段主体受拉张应力作用，这一阶段经历了挤压环境向陆内伸展-拉张环境的转换过程，大洋地壳发生拆沉(离)作用，产生了幔源岩浆底侵作用，导致中下地壳的熔融，发生了广泛的壳-幔相互作用.这期间形成的花岗岩一般K含量较高，含有大量的暗色微粒包体，有时与基性侵入岩共同产出，显示双峰式特征.在晚三叠世东昆仑地区存在着大量这种类型的岩浆岩：熊富浩(2014)获得香日德斑状花岗闪长岩和莫格通花岗闪长斑岩U-Pb年龄分别为223~225Ma和209~212Ma，认为岩浆作用具有加厚地壳熔融和壳幔作用；陈国超(2014)获得和勒冈希里克特岩体U-Pb年龄为230.2±4.6Ma，认为东昆仑南缘地区在中晚三叠世进入了全面造山阶段；李瑞保(2012)认为和勒岗希里克特岩体和科科鄂阿龙岩体(225~221Ma)代表后碰撞环境形成的花岗岩；张炜等(2016)认为东昆仑莫拉下河花岗斑岩(221.4±1.1Ma)属于后碰撞花岗岩；罗明非等(2014)认为香日德地区晚三叠世花岗岩(223~220Ma)的成因与起源与碰撞后的背景下岩石圈的拆沉诱发的古老地壳物质的部分熔融作用有关，这说明在中三叠世晚期(230Ma)东昆仑地区已经进入到后碰撞环境，而洋盆的闭合可能是在这之前的中三叠世(240Ma).
5. 结论
(1) 东昆仑东段哈拉森地区的钾长花岗岩和细粒二长花岗岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄分别为239.2±1.7Ma和232.4±1.2Ma，形成于中三叠世，属于东昆仑海西-印支期岩浆演化连续序列的一部分.
(2) 该地区花岗岩属于高钾钙碱性到钾玄岩系列的过铝质花岗岩，具有高分异Ⅰ型花岗岩的特征，是同碰撞背景下，幔源岩浆与其诱发地壳物质熔融产生的长英质岩浆在地壳深部混合，并在侵位与成岩后期经历高程度的分异演化形成的.
(3) 东昆仑造山带在晚古生代-早中生代期间经历了大洋俯冲到陆内碰撞的转换过程，诱发了大规模的岩浆活动，而在哈拉森地区广泛分布的中酸性侵入岩可能就是这一地质事件的响应，根据本文对该地区花岗质岩石的研究，结合前人的资料，笔者认为洋盆的闭合时限可能是在中三叠世(240Ma).
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图 1 东昆仑东段大地构造位置(a)和香日德地区地质简图(b)
1.第四系；2.上三叠统鄂拉山组；3.下三叠统洪水川组；4.奥陶系-志留系纳赤台群；5.中元古界小庙岩组；6.古元古界金水口群；7.晚海西-印支期钾长花岗岩；8.晚海西-印支期细粒二长花岗岩；9.晚海西期花岗闪长岩；10.加里东期石英闪长岩；11.脆性断层/韧性断层；12.角度不整合；13.河流；14.研究区；15.采样位置；16.样品数据熊富浩(2014).据王学良(2011)修改
Fig. 1. Tectonic location of eastern part of the East Kunlun orogen (a) and simplified geological map of the Xiangride intrusive rocks (b)
图 2 哈拉森地区花岗岩手标本及镜下照片
a, b.钾长花岗岩；c, d.细粒二长花岗岩.Kfs.钾长石；Pl.斜长石；Bi.黑云母；Qtz.石英
Fig. 2. Specimen photographs and microscopic images of granites in the Halasen area
图 3 哈拉森地区钾长花岗岩(a)与细粒二长花岗岩(b)锆石阴极发光(CL)图像(单位：Ma)
Fig. 3. Zircon cathodoluminescence (CL) images of moyite (a) and fine-grained monzogranite (b) in the Halasen area
图 4 哈拉森地区钾长花岗岩(a)与细粒二长花岗岩U-Pb谐和图(b)
Fig. 4. Zircon U-Pb concordia diagrams of moyite (a) and fine-grained monzogranite (b) in Halasen area
图 5 哈拉森地区花岗岩分类图解
图a底图据Peccerillo and Taylor(1976)；图b底图据Maniar and Piccoli(1989)
Fig. 5. Genetic discrimination diagrams for the Halasen granitoids
图 6 哈拉森地区花岗岩稀土元素球粒陨石标准化配分图(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)
标准化值据Sun and McDonough(1989)；图例同图 5
Fig. 6. Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element diagram (b) for the Halasen granitoids
图 7 哈拉森地区花岗岩岩石成因类型
图b底图据Whalen et al.(1987)；图例同图 5
Fig. 7. Genetic discrimination diagrams for the Halasen granitoids
图 9 哈拉森地区花岗岩源区性质判别图解
图a底图据Altherra et al.(2000)；图b~d底图据Douce(1999)；图例同图 5.A.变质泥岩部分熔融；B.变质砂岩部分熔融；C.基性岩(角闪岩)的部分熔融
Fig. 9. Source characteristics discrimination diagrams for the Halasen granitoids
图 8 哈拉森地区花岗岩结晶分异特征
图例同图 5
Fig. 8. Characteristics of Halasen granitoids resulting from crystallization differentiation
图 10 哈拉森地区花岗岩构造环境判别图解(a)和R1-R2判别图解(b)
图a据Pearce et al.(1984)；图b据Batchelor and Bowden(1985)；图例同图 5.VAG.火山弧花岗岩；syn-COLG.同碰撞花岗岩；WPG.板内花岗岩；ORG.洋脊花岗岩；①地幔分异产物；②板块碰撞前；③板块碰撞后隆起；④造山晚期；⑤非造山；⑥同碰撞；⑦造山期后
Fig. 10. Tectonic setting discrimination diagrams (a) and R1-R2 (b) for the Halasen granitoids
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