东昆仑西段巴什康阔勒辉长岩地球化学特征及其构造意义

郑 勇，杨有生，陈邦学，朱彦菲

(1.新疆维吾尔自治区地质矿产勘查开发局 第十一地质大队，新疆 昌吉 831100；2.新疆大学 地质与矿业工程学院，新疆 乌鲁木齐 830046)

东昆仑西段巴什康阔勒辉长岩地球化学特征及其构造意义

郑 勇1，杨有生1，陈邦学1，朱彦菲2

(1.新疆维吾尔自治区地质矿产勘查开发局 第十一地质大队，新疆 昌吉 831100；2.新疆大学 地质与矿业工程学院，新疆 乌鲁木齐 830046)

通过主微量元素特征研究，MgO、FeO含量分别介于 5.78%～12.3%和5.16%～10.4%，Al2O3含量介于14.2%～21.56%，整体含量较高。TiO2含量相对较高，介于0.18%～1.32%，平均为0.77%，与岛弧拉斑玄武岩的0.84%较为接近，K2O含量偏低，介于0.05%～0.53%，平均为0.2%，与洋中脊拉斑玄武岩0.2%一致；轻稀土元素富集，重稀土元素亏损；富集大离子亲石元素(K除外)，高场强元素Ti、P等轻微富集，而Nb、Zr亏损，结合构造环境判别认为形成环境为弧后盆地。利用锆石U-Pb测年，获得两组年龄，其中上交点206Pb/238U表面年龄加权平均值(501±1) Ma(MSWD=0.25)，为寒武世晚期，代表原岩结晶年龄；下交点206Pb/238U表面年龄加权平均值(451±2) Ma(MSWD=0.084)，为晚奥陶世早期，代表变质年龄。结合主量和微量元素特征、构造环境以及同位素年龄，认为洋壳俯冲始于晚寒武世之前，且在晚奥陶世已开始发生碰撞。

辉长岩；U-Pb测年；东昆仑；巴什康阔勒

0 引 言

东昆仑弧盆系作为秦-祁-昆造山系(中央造山带)的重要组成部分，位于塔里木陆块东南缘，青藏高原的北边，它的形成与原特提斯洋和古特提斯洋的演化息息相关，记录了它们的消减、俯冲、增生造山以及印度板块和亚欧板块最终碰撞造山在东昆仑的响应，而备受学者关注[1-14]。中国境内有关原特提斯聚合的地方，主要包括祁连山北侧、河西走廊、龙首山、阿拉善、南柴达木地区以及东昆仑地区[15]。而东昆仑地区发育着大量早古生代岩浆和蛇绿混杂岩，成为研究原特提洋演化最为理想的地方之一。有关原特提斯洋研究主要包括：(1)它消减方向的研究，一部分学者认为向南消减[16-17]，另一部分被学者认为向北消减[18]；(2)原古特提斯洋的俯冲时限[15,19-20]。

图1 东昆仑构造(a)[21]及辉长岩侵入体分布(b)略图*杨有生.新疆维吾尔自治区地质与矿产勘查开发局第十一地质大队. 新疆西昆仑1∶5万J45E019001、J45E020001、J45E020002、J45E021001、J45E021002等5幅区调.2015.Fig.1 Sketch map of tectonic (a) and gabbro intrusion in Eastern Kunlun area (b)①

近些年，随着对东昆仑地区研究的不断深入获得了大量的蛇绿岩、混杂岩及超美铁岩等基础成果[21]，但有关原特提斯洋的研究仍然存在较多争论。本次其木来克1∶5万区调在东昆仑西段发现了晚寒武世的巴什康阔勒辉长岩侵入体①，本文对其岩石学、地球化学及年代学进行研究，探讨其构造环境和动力学背景。

1 区域地质概况与岩相学特征

1.1 区域地质概况

东昆仑弧盆系隶属于秦祁昆造山系，主要由东昆仑之北昆仑早古生代岩浆弧、其漫于特蛇绿混杂岩带、中昆仑微地块、南昆仑古生代楔状杂岩带以及南昆仑结合带组成[21](图1a)。巴什康阔勒岩体位于东仑弧盆系之昆中微地块带的西段，主要分布于阿尔金断裂带南侧，出露面积约7.58 km2。平面上呈条带状断块产出，呈推覆断块覆盖于中泥盆统布拉克巴什组之上，与围岩接触关系为断层接触，该岩体属深成岩相，边缘相带不发育，剥蚀较深。在空间展布上呈近北东向，岩体长轴方向与区域构造线方向一致，呈北东方向展布。区内的地层主要为奥陶系的库拉普河组、中泥盆统的布拉巴什组和上石炭统哈拉米兰河组(图1b)。

1.2 岩相学特征

本次样品采集于巴什康阔勒岩体中部，阿尔金断层南约750 m(图1b)。本文研究的样品为灰色中—细粒辉长岩(1311AY-P004-GS3)(图2a)、灰绿色弱蚀变中细粒辉长岩(1311AY-P15-7)(图2c)、灰黑色细粒辉长岩(1311AY-QM-b4)(图2d)、灰绿色强蚀变细粒辉长岩(1311AY-P9-b1)(图2b)。

灰绿色强蚀变细粒辉长岩(1311AY-P9-b1)：灰绿色，它形-半自形粒状结构，块状构造。由斜长石、辉石、绿泥石、白钛石及少量磷灰石、葡萄石组成。斜长石(45%～50%)粒径0.1～1.3 mm，呈半条状、它形粒状，不同程度被绢云母、黝帘石所代替，它们被压扁拉长。辉石(20%～25%)，纤状，0.01～0.4 mm，杂乱分布于绿泥石之中，它们代替了岩石中的暗色矿物。绿泥石含量为25%～30%，白钛石含量1%～5%(图2b)。

图2 巴什康阔勒岩石野外照片和显微镜下照片Fig.2 Outcrop and microscopic photos of gabbro in Bashikangkuole a.灰色中-细粒辉长岩；b.灰绿色强蚀变细粒辉长岩(单偏光)；c.灰绿色弱蚀变中细粒辉长岩(单偏光)；d.灰黑色弱蚀变细粒辉长岩(正交光)；Aug.普通辉石；Pl.斜长石；Mt.磁铁矿；Act.阳起石；Hb.角闪石

灰绿色弱蚀变中细粒辉长岩(1311AY-P15-b7)：灰绿色，中细粒结构，块状构造。由斜长石、普通辉石和少量磁铁矿、磷灰石、黑云母组成。岩石中矿物粒度d=(0.15～2.5)×3 mm，大于2 mm的中粒矿物，占总和的30%。斜长石(50%～55%)呈宽板状，粒度大小不一，被黝帘石、绢云母代替，杂乱分布。普通角闪石(45%～50%)，柱状、不规则状，不均匀分布。黑云母呈片状，片度细小，已被绿泥石代替。磁铁矿呈它形粒状分布于角闪石之间。磷灰石少量分布(图2c)。

灰黑色弱蚀变细粒辉长岩 (1311AY-QM-b4)：灰黑色，细粒半自形粒状结构，块状构造。由斜长石(黝帘石)、普通辉石、纤闪石和少量磁铁矿组成。岩石中矿物粒度d=0.1～1 mm，主要由细粒矿物组成。斜长石(55%～66%)呈它形粒状，板条状，杂乱分布，部分由黝帘石代替。普通角闪石呈柱状，它形粒状，部分被纤闪石代替。磁铁矿少量分布(图2d)。

2 样品测试、地球化学特征和年代学研究

2.1 样品测试

样品薄片鉴定、硅酸盐样、微量元素和稀土元素样品均由由国土资源部乌鲁木齐矿产资源监督检测中心新疆维吾尔自治区矿产实验研究所完成，主量元素采用X射线荧光光谱(XRF)分析完成，分析测试误差小于 1%，其中 FeO 含量通过湿化学方法测定。微量元素和稀土元素分析仪器为X系列电感耦合等离子质谱仪，原子发射光谱分析精度优于3%微量元素的分析测试误差在 5% 左右，检测环境温度10°～24°，湿度30%～65%[22]。

新鲜辉长岩岩石样品的锆石挑选和制靶委托河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成。首先，样品挑选经严格粉碎、重液分离和磁选，之后在双目镜下挑选出晶形好、无裂隙、干净透明的锆石晶体，再将锆石样品置于环氧树脂中进行抛光使锆石内核完全暴露，然后送往北京离子探针中心进行阴极发光照相(CL)。锆石原位微区测年在中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室激光剥蚀等离子质谱(LA-ICP-MS)仪器上完成，激光束斑直径为32 μm。试验中采用He气作为剥蚀物质的载气，以SRM610作为外标，29Si作为内标。分析原理和流程参考照请参照Compston等(1984)、Williams等(1998)和宋彪等(2002)[23-27]。单次测量结果列于表1，误差均为使用Isoplot 2.0程序[24]处理数据和计算年龄，其加权平均年龄值具有95%的置信度。

2.2 主量元素特征

图3 辉长岩TAS(a,据Middlemost[28],1994 )和AR-SiO2图解(b,据Wright J B[29] ，1969)Fig.3 TAS classification (a,After Middlemost[28],1994) and AR-SiO2 diagram of gabbro(b,After Wright J B[29]，1969)1.橄榄岩-辉长岩；2.辉长岩；3.辉长闪长岩；4.闪长岩；5.花岗闪长岩；6.花岗岩；7.亚碱性系列；8.二长辉长岩；9.二长闪长岩；10.二长岩；11.石英二长岩；12.正长岩；13.副长辉长岩；14.似长石二长闪长岩；15.似长石二长正长岩；16.似长石正长岩；17.似长石深成正长岩；18.碱性系列

样品主量元素分析结果及特征参数见表1。SiO2的含量介于46.44%～49.44%，平均为48.13%，在侵入岩TAS分类图主要落入亚碱性(Ir界线以下)辉长岩区(图3a)。MgO、FeO含量分别介于5.78%～12.3%、5.16%～10.4%，Al2O3含量介于14.2%～21.56%，整体含量较高。TiO2含量相对较高，介于0.18%～1.32%，平均为0.77%，与岛弧拉斑玄武岩的0.84%较为接近[30]，而K2O含量偏低介于0.05%～0.53%，平均为0.2%，与洋中脊拉斑玄武岩0.2%一致[30]。全碱含量相对较低1.04%～2.25%，在AR-SiO2图中均落于钙碱性区域内(图3b)。Na2O /K2O的比值为6.95，具有相对富钠的特征。

2.3 稀土元素特征

样品的稀土元素分析结果和特征参数见表1。样品的稀土总量ΣREE介于11.41×10-6～43.75×10-6之间,平均为27.65×10-6， LREE/HREE=3.98～5.12，(La/Yb)N=3.22～5.23，反映轻稀土富集、重稀土亏损的特点，轻重稀土分馏较明显。(La/Sm)N=1.69～3.25，(Gd/Yb)N=0.89～1.30，明轻稀土内部分馏较为明显，重稀土内部无明显分馏。δEu处于1.01～5.02，具有明显的正异常，表明源区几乎无斜长石的残留。在稀土元素球粒陨石标准化分布图上，表现为变化规律一致、中等右倾近平行的曲线簇(图4a)。

2.4 微量元素特征

样品的微量元素分析结果见表1，明显以Rb、Ba、Th、U、Sr等大离子亲石元素(LILE)富集，而K明显的亏损为特征,高场强元素(HFSE)以Ti、P等轻微富集，而Nb、Zr亏损为特征。其中Nb元素的含量平均为4.42×10-6，非常接近洋中脊拉斑玄武岩(4.6×10-6)，Nb*小于1说明可能受到大陆壳或花岗质岩石的混染。

微量元素标准化蛛网图上，表现为形态一致的锯齿状的配分型式(图4b)。

表1 样品主量元素(%)微量元素及稀土元素(10-6)分析结果

图4 辉长岩稀土元素球粒陨石化配分模式(a)和微量元素原始化地幔蛛网图(b)(底图据Sun and McDnongh[31], 1989)

2.5 年代学研究

本次挑选样品的锆石(1311AY-QM-TW4，具体坐标为：E84°07′58″，N36°47′42″)为灰色、新鲜无蚀变的辉长岩，锆石大多呈无色透明至浅黄色，呈自形-半自形柱状或粒状，少数为不规则状，晶面光洁清晰，多数边部平直且发育明显的韵律环带，且具核幔结构。同位素样品共测定24个锆石，数据分析结果见表2。在LA-ICP-MS分析时，为了不受这些因素的影响，选择内部纯净、没有包裹体和裂隙的部位打点(图5)。232Th/238U比值处于0.179 9～0.764 2之间，平均值为0.47(>0.4)，Th、U之间具有良好的正相关关系，进一步说明它们与岩浆结晶作用有关，属于典型的岩浆锆石[26,32-33]。锆石测试结果均分布在谐和线附近，相对集中，与谐和线具有上、下两个交点(图6a)，其中上交点2、3、6、8、11-15、17、20、22号等点206Pb/238U表面年龄加权平均值为(501±1) Ma(MSWD=0.25)，为寒武纪晚期(图6c)，代表原岩结晶年龄，下交点1、4、16、21、23、24号等点206Pb/238U表面年龄加权平均值(451±2) Ma(MSWD=0.084)，为晚奥陶世早期(图6b)，代表变质年龄。其中5、18、19号点的年龄为2 567 Ma、1 107 Ma、1 107 Ma可能为继承年龄，而9号点的年龄为44 Ma为变质年龄，由于测点时打在了锆石的变质边(图5)，可能是受印度—亚洲大陆最终碰撞有关(莫宣学等认为完成最终碰撞时间为40 Ma之后进入陆內伸展环境)[35]。

表2 锆石U-Pb年龄分析结果

注：测试单位为中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室。

图5 锆石阴极发光照片Fig.5 Zircon cathodeluminescence image

图6 巴什康阔勒辉长岩锆石U-Pb年龄图解Fig.6 Zircon U-Pb ages graphy of gabbro from Bashikangkuole

3 讨 论

3.1 侵入岩的形成构造环境

图7 侵入岩TFeO/MgO-TiO2(a,据Glassily[34]，1974)及Ta/Yb-Th/Yb(b,据Pearce[30]，1982)构造环境判别图Fig.7 TFeO/MgO-TiO2(a,after Glassily[34]，1974) and Ta/Yb-Th/Yb (b,after Pearce[30]，1982) diagrams of tectonic environment discrimination of basic intrusive rocks

利用主微量元素特征可以有效地进行构造环境判别，但是由于源区的复杂性、岩浆就位遭到的围岩的混染等因素，往往造成主微量元素显出多解性，这就要求充分结合岩相特征和大地构造背景等多重因素[36]进行判别。主量元素显示具有钙碱性特征，而K2O含量偏低介于0.05%～0.53%，平均为0.2%，与洋中脊拉斑玄武岩0.2%一致[30]，微量元素显示富集大离子亲石元素(K除外)，高场强元素(HFSE)Ti、P等轻微富集，而Nb、Zr亏损为特征。，其中Nb元素的含量平均为4.42×10-6，非常接近洋中脊拉斑玄武岩(4.6×10-6)。再结合侵入岩TFeO/MgO-TiO2构造环境判别图，投点主要落入洋中脊区域(图7a)，由于样品发生蚀变，进一步通过不活泼的微量元素Ta/Yb-Th/Yb进行构造环境判别，主要落入活动大陆边缘和板内之间(图7b)。无论主微量元素的特征和构造环境判别，都显示出一致的既具俯冲带的特性，又兼洋中脊的特性。然而，这种极具岛弧特性又具洋中脊玄武岩的化学特征，认为其形成于岛弧(弧后盆地)环境[37-38]。综上，认为其形成于弧后盆地。

3.2 原特提斯洋的俯冲时限及俯冲方向

目前关于原特提斯洋的洋的演化，大致认为其受全球超大陆Rodinia超大陆的裂解，在新元古代—震旦纪打开[15,19-21,39-40]，张亚峰等测得可沙地区加里东期石英闪长岩锆石U-Pb为515 Ma，认为洋壳俯冲消减开始于早寒武世[41]，赵振明、刘彬等认为陆壳碰撞发生在早泥盆世[42-43]。而莫宣学以吐木勒克蓝闪石片岩Ar-Ar年龄为445 Ma作为俯冲结束碰撞开始的标志[44]，也有部分学者认为晚奥陶世—早志留世洋盆尚存在[45-46]，王晓霞等对万宝沟环斑花岗岩研究，认为晚奥陶世(441 Ma)已经接近碰撞的晚期[47]。

图8 巴什康阔勒辉长岩主量元素环境判别图(据Chen C[48]，2015)Fig.8 Setting discrimination diagram of major elements of Bashikangkuole gabbro(After Chen C[48]，2015)

本次对东昆仑地区巴什康阔勒地区的辉长岩进行U-Pb测年获得两组年龄，其中上交点(501±1) Ma为寒武纪晚期，代表原岩结晶年龄。结合主微量元素特征和构造环境判别认为其形成弧后盆地，再结合Al2O3-TiO2构造判别图主要落入SSZ区和岛弧区边缘(图8)，这标志在晚寒武世之前原特提斯洋已经开始俯冲，而且弧后盆地已初具规模，通过对辉长岩的微量元素特征进行研究，具轻稀土富集、重稀土亏损、富集大离子亲石元素的特征，认为其可能形成于一种减压环境下的岩石圈地幔的部分熔融[38，42]。这与张亚峰等人结论一致，认为洋壳俯冲消减开始于早寒武世。而下交点的年龄为(451±2) Ma为晚奥陶世代表变质年龄，结合岩相学，辉长岩已经具有低绿片岩相变质特性，在镜下明显可见到阳起石、绿泥石、硬绿泥石化等特征(图2中b、c、d)，依据艾斯柯拉等1939年划出的8个变质相，其中基性岩(辉长岩)低绿片岩相的特征矿物是阳起石+绿泥石+硬绿泥石，本次岩相特征与其极为吻合，表明在晚奥陶世可能已开始碰撞，使得辉长岩发生轻微变质。这与莫宣学等认为晚奥陶世开始碰撞的观点一致。本次测年获得3组较老的锆石年龄可能是俯冲过程捕获老基底，代表结晶基地的继承年龄。而一组44 Ma可能为亚欧大陆最终碰撞在东昆仑的响应[35,49]。

通过对辉长岩的岩相学、岩石地球化学特征研究，认为其形成于弧后盆地，结合野外实地调查，辉长岩出露于苦牙克断裂以南(图1)，该区出露的地层岩性总体具弧后盆地的特性，而苦牙克断裂以北发育着大量弧花岗岩(I型)，岩性从拉斑系列-钙碱系列-高钾系列①，从北向南明显具有沟-弧-盆体系的特点，明显具“穿弧极性”，结合以上初步认为原特提斯洋具有从北向南俯冲的极性①。

4 结 论

本文通过对东昆仑巴什康阔勒的辉长岩进行研究得出以下结论。

(1)通过对辉长岩的主微量元素的特征研究，结合构造环境判别综合其他因素认为该辉长岩形成于弧后盆地。

(2)利用锆石U-Pb测年，获得两组年龄，其中上交点2、3、6、8、11-15、17、20、22号点206Pb/238U表面年龄加权平均值为(501±1) Ma(MSWD=0.25)，为寒武纪晚期，代表原岩结晶年龄；下交点1、4、16、21、23、24号点206Pb/238U表面年龄加权平均值(451±2) Ma(MSWD=0.084)，为晚奥陶世早期，代表变质年龄。

(3)通过对其构造环境讨论认为洋壳俯冲始于晚寒武世之前，且在晚奥陶世开始发生碰撞。

[1] 潘裕生, 张玉泉. 昆仑山早古生代地质特征与演化[J]. 中国科学: D 辑, 1996, 26(4): 302-307.

[2] 殷鸿福, 张克信. 东昆仑造山带的一些特点[J]. 地球科学：中国地质大学学报, 1997, 22(4): 339-342.

[3] 王国灿, 拜永山. 东昆仑造山带东段昆中复合蛇绿混杂岩带及“东昆中断裂带”地质涵义[J]. 地球科学: 中国地质大学学报, 1999, 24(2): 129-133.

[4] 王国灿, 王青海, 简平, 等. 东昆仑前寒武纪基底变质岩系的锆石 SHRIMP 年龄及其构造意义[J]. 地学前缘, 2004, 11(4): 481-490.

[5] 杨经绥, 刘福来, 吴才来, 等. 中央碰撞造山带中两期超高压变质作用: 来自含柯石英锆石的定年证据[J]. 地质学报, 2004, 77(4): 463-477.

[6] 龙晓平, 王立社, 余能. 东昆仑山清水泉镁铁质—超镁铁质岩的地球化学特征[J]. 地质通报, 2004, 23(7): 664-669.

[7] 许志琴, 杨经绥, 李海兵, 等. 中央造山带早古生代地体构架与高压/超高压变质带的形成[J]. 地质学报, 2006, 80(12): 1793-1806.

[8] 陈能松, 孙敏, 王勤燕, 等. 东昆仑造山带昆中带的独居石电子探针化学年龄: 多期构造变质事件记录[J]. 科学通报, 2007, 52(11): 1297-1306.

[9] 陈能松, 孙敏, 王勤燕, 等. 东昆仑造山带中带的锆石 U-Pb 定年与构造演化启示[J]. 中国科学：地球科学, 2008, 38(6): 657-666.

[10] 陈有炘, 裴先治, 陈国超, 等. 东昆仑造山带东段元古界小庙岩组的锆石 U-Pb 年龄[J]. 现代地质, 2011, 25(3): 510-521.

[11] 刘战庆, 裴先治, 李瑞保, 等. 东昆仑南缘布青山构造混杂岩带的地质特征及大地构造意义[J]. 地质通报, 2011, 31(8): 1182-1195.

[12] 李瑞保, 裴先治, 李佐臣, 等. 东昆仑东段晚古生代—中生代若干不整合面特征及其对重大构造事件的响应[J]. 地学前缘, 2012, 19(5): 244-254.

[13] 王秉璋, 陈静, 罗照华, 等. 东昆仑祁漫塔格东段晚二叠世—早侏罗世侵入岩岩石组合时空分布、构造环境的讨论[J]. 岩石学报, 2014, 30(11): 3213-3228.

[14] 张建新. 原特提斯洋的俯冲、增生及闭合——来自阿尔金-祁连早古生代造山作用的启示[M]. 中国地球科学联合会.2014年中国地球科学联合学术年会：专题46:中央造山带构造演化与成矿论文集. 北京：中国地球科学联合学术年会，2014：1-100.

[15] 熊莉娟. 原特提斯北界西段构造演化与拼合方式[D]. 青岛：中国海洋大学, 2014：1-90.

[16] MATTE P, TAPPONNIER P, ARNAUD N, et al. Tectonics of Western Tibet, between the Tarim and the Indus[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1996, 142(3): 311-330.

[17] MATTERN F, SCHNEIDER W. Suturing of the Proto-and Paleo-Tethys oceans in the western Kunlun (Xinjiang, China)[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2000, 18(6): 637-650.

[18] 邓万明. 喀喇昆仑—西昆仑地区蛇绿岩的地质特征及其大地构造意义[J]. 岩石学报, 1995 (S1): 98-111.

[19] 孙文军. 原特提斯微陆块群的深部结构与拼合方式[D]. 青岛：中国海洋大学, 2014：1-100.

[20] 安慧婷. 原特提斯南界的厘定及其洋—陆格局[D]. 青岛：中国海洋大学, 2014：1-100.

[21] 高晓峰, 校培喜, 谢从瑞, 等. 东昆仑阿牙克库木湖北巴什尔希花岗岩锆石 LA-ICP-MS U-Pb定年及其地质意义[J]. 地质通报, 2010, 29(7): 1001-1008.

[22] 陈邦学, 朱志新, 周能武, 等. 新疆博格达东段阿克铁克协山地区辉绿岩岩石地球化学特征及其 SHRIMP U-Pb 测年意义[J]. 西北地质, 2015, 48(3): 1-11.

[23] COMPSTON W，WILLIAMS I S，MEYER C.U-Pb geochrono-logy of zircons from lunar breccia 73217 using a sensitive high mass-resolution ion microprobe[J].Journal of Geophysical Research，1984，89(S02)：B525-B534.

[24] LUDWIG K R.Using isoplot/EX，Version 2. A Geolocronolgical Toolkit for Microsoft Excel[M].Berkeley: Geochronological Center，1999：151-181.

[25] WILLIAMS I S.U-Th-Pb geochronology by ion microprobe[J].Reviews in Economic Geology，1998，7(1)：1-35.

[26] 吴元保，郑永飞.锆石成因矿物学研究及其对U-Pb年龄解释的制约[J].科学通报，2004，49(16)：1589-1604.

[27] 宋彪，张玉海，万渝生，等.锆石SHRIMP样品靶制作，年龄测定及有关现象讨论[J].地质论评，2002，48(1)：26-30.

[28] MIDDLEMOST E A K. Naming materials in the magma/igneous rock system[J]. Earth-Science Reviews, 1994, 37(3): 215-224.

[29] WRIGHT J B. A simple alkalinity ratio and its application to questions of non-orogenic granite genesis[J]. Geological Magazine, 1969, 106(4): 370-384.

[30] PEARCE J A. Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries[J]. Andesites, 1982: 525-548.

[31] SUN S S，MCDONOUGH W F.Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts：implications for mantle composition and processes[J].Special Publications of Geological Society，London，1989，42(1)：313-345.

[32] 李长民.锆石成因矿物学与锆石微区定年综述[J].地质调查与研究，2009，32(3)：161-174.

[33] 钟玉芳，马昌前，佘振兵.锆石地球化学特征及地质应用研究综述[J].地质科技情报，2006，25(1)：27-34.

[34] GLASSLEY W. Geochemistry and tectonics of the crescent volcanic rocks, Olympic Peninsula, Washington[J]. Geological Society of America Bulletin, 1974, 85(5): 785-794.

[35] 莫宣学, 赵志丹, 邓晋福, 等. 印度—亚洲大陆主碰撞过程的火山作用响应[J]. 地学前缘, 2003, 10(3): 135-148.

[36] 邵铁全, 朱彦菲, 靳刘圆, 等. 塔里木西南缘棋盘河乡玄武岩锆石 U-Pb 年代学和地球化学研究[J]. 地质科学, 2015，50(4): 1120-1133.

[37] 刘彬, 马昌前, 蒋红安, 等. 东昆仑早古生代洋壳俯冲与碰撞造山作用的转换: 来自胡晓钦镁铁质岩石的证据[J]. 岩石学报, 2013, 29(6): 2093-2106.

[38] SAUNDERS A D, TARNEY J. Geochemical characteristics of basaltic volcanism within back-arc basins[J]. Special Publications of Geological Society, London, 1984, 16(1): 59-76.

[39] YANG J S, ROBINSON P T, JIANG C F, et al. Ophiolites of the Kunlun Mountains, China and their tectonic implications[J]. Tectonophysics, 1996, 258(1): 215-231.

[40] 陆松年. 青藏高原北部前寒武纪地质初探[M]. 北京：地质出版社, 2002：1-125.

[41] 张亚峰, 裴先治, 丁仨平, 等. 东昆仑都兰县可可沙地区加里东期石英闪长岩锆石 LA-ICP-MS U-Pb 年龄及其意义[J]. 地质通报, 2010, 29(1): 79-85.

[42] 赵振明, 马华东, 王秉璋, 等. 东昆仑早泥盆世碰撞造山的侵入岩证据[J]. 地质论评, 2008, 54(1): 47-56.

[43] 刘彬, 马昌前, 张金阳, 等. 东昆仑造山带东段早泥盆世侵入岩的成因及其对早古生代造山作用的指示[J]. 岩石学报, 2012, 28(6): 1785-1807.

[44] 莫宣学, 罗照华, 邓晋福, 等. 东昆仑造山带花岗岩及地壳生长[J]. 高校地质学报, 2007, 13(3): 403-414.

[45] 任军虎, 柳益群, 冯乔, 等. 东昆仑清水泉辉绿岩脉地球化学及 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年[J]. 岩石学报, 2009(5): 1135-1145.

[46] 薛友辰. 原特提斯北界东—西段交接转换过程: 秦岭—祁连—贺兰构造关系[D]. 青岛：中国海洋大学, 2014：1-89.

[47] 王晓霞，胡能高，王涛，等.柴达木盆地南缘晚奥陶世万宝沟花岗岩：锆石SHRIMP U-Pb年龄，Hf同位素和元素地球化学[J].岩石学报，2012，28(9)：20-50.

[48] CHEN C, SU B X, UYSAL I, et al. Iron isotopic constraints on the origin of peridotite and chromitite in the Kzldaophiolite, southern Turkey[J]. Chemical Geology, 2015, 417: 115-124.

[49] 李荣社, 徐学义, 计文化.对中国西部造山带地质研究若干问题的思考[J]. 地质通报, 2008,27(12): 2020-2025.

Geochemical Characteristics and Tectonic Significance of Gabbro from Bashikangkuole in West Part of Eastern Kunlun,China

ZHENG Yong1,YANG Yousheng1,CHEN Bangxue1,ZHU Yanfei2

(1.No.11 Geological Party,Bureau of Geology and Mineral Exploration and Development of Xinjiang Uygur Autonomous Region,Changji,Xinjiang831100，China；2.SchoolofGeologyandMiningEngineering,XinjiangUniversity,Urumqi,Xinjiang830046,China)

Major and trace element analysis were conducted in this study. The rocks have MgO contents between 5.78% and 12.3%, FeO contents between 5.16% and 10.4%, Al2O3contents between 14.2% and 21.56%, which is relatively high in all. The TiO2contents of the samples range from 0.18% to 1.32% (ave-rage=0.77%), which is relatively high and similar to those of the island arc tholeiitic basalts (TiO2=0.84%). However, the rocks show relatively low contents of K2O (0.05%-0.53% with an average of 0.2%), consistent with those of the ocean ridge tholeiitic basalt (K2O=0.2%). The REE patterns are characterized by an enrichment of LREEs and a depletion of HREEs. The trace element spidergram shows enrichments for LILEs (except K), Ti and P, and depletions for Nb and Zr. It is suggested that the rocks formed in island Back-arc basin. Zircon U-Pb dating was taken and two groups of age were obtained. The upper intercept age of (501±1) Ma (MSWD=0.25) indicates the crystallization age of the original rock during the Late Cambrian. The lower intercept age of (451±2) Ma (MSWD=0.084) suggests the age of the metamorphism during the early stage of Late Ordovician. Combined with the result of major and trace element and zircon U-Pb dating, it is concluded that the subduction of oceanic crust began from the Late Cambrian and the subsequent collision happened no later than the Late Ordovician.

gabbro; U-Pb dating; Eastern Kunlun; Bashikangkuole

2015-12-01；改回日期：2016-07-20；责任编辑：戚开静。

新疆维吾尔自治区地质勘查中央专项资金项目(ZYZXKC2009-5)。

郑 勇，男，高级工程师，1968年出生，地质矿产勘查专业，主要从事地质矿产勘查工作。Email：274396828@qq.com。

陈邦学，男，工程师，1986年出生，矿物学、岩石学、矿床学专业，主要从事区域地质矿产勘查工作，Email：674620069@qq.com。

588.14

A

1000-8527(2016)05-1004-10