西昆仑上其木干花岗岩锆石饱和温度和Ti温度的地质意义

陈海云，孙晓东，张 志

(1.中国电建集团西北勘测设计研究院有限公司，陕西 西安 710065；2.内蒙古自治区第九地质矿产勘查开发院，内蒙古 锡林浩特 026000；3.中国地质大学(武汉)地球物理与空间信息学院，湖北 武汉 430074)

0 引 言

西昆仑造山带原系塔里木古陆的一部分，呈巨型反“S”型褶皱山系，屹立于塔里木盆地西南缘，是古亚洲构造域和特提斯构造域的结合部位，经历了从古生代到中生代多期次张开、闭合的长期构造演化，导致前寒武纪结晶基底与不同时代、不同构造环境下形成的地质单元并列、叠加。西昆仑造山带被奥依塔格—柯岗断裂、乔拉克克—苏盖特—阿加尔东断裂划分成塔里木陆块、北昆仑地体以及南昆仑地体3个主要构造单元(图1)。由于大地构造位置特殊，自然环境恶劣，野外工作极为艰难，西昆仑造山带是目前中国造山带研究程度最低的地区之一。

图1 研究区大地构造位置及侵入岩分布图(改自汪玉珍等[4])Fig.1 Geotectonic map of the study area showing the intrusive rock distributions[4]TLM.塔里木地体；NKL.北昆仑地体；SKL.南昆仑地体；TSH.甜水海地体；KL.喀喇昆仑地体；①奥依塔格—柯岗断裂；②库地断裂；③乔拉克克—苏盖特—阿加尔东断裂；④康西瓦断裂；⑤喀喇昆仑断裂

西昆仑造山带花岗岩类十分发育，主要有前寒武纪、加里东期、华力西期和喜马拉雅期花岗岩，但以华力西期花岗岩为主，其岩浆很多是下地壳部分熔融或壳、幔岩浆混合的产物。因为缺乏对温度足够敏感的矿物温度计，并且岩浆在冷却过程中矿物会和熔浆重新达到热平衡，所以岩浆的初始温度计算一般比较困难。花岗岩岩浆大多是以绝热式机制上升侵位的，岩浆早期的温度近似代表岩浆形成时的温度[1]。因此可以计算岩浆的早期结晶温度，进而来近似获得其初始温度。因为岩浆锆石结晶温度较高，是花岗质岩浆体系中较早结晶的副矿物，并且通常被镁铁质矿物、长英质矿物等所包裹，其晶体能够在很长时间上保持稳定和具有较强的抗干扰性，最重要的是锆石中Zr的分配系数对温度非常敏感，而其他因素对其没有明显的影响[2]，因此可以认为锆石饱和温度近似代表花岗质岩石的近液相温度。利用锆石Ti含量温度计所得到的温度，结合锆石阴极发光图像(CL)、锆石U-Pb定年、Hf同位素和微量元素组分等方面指标，可以对其形成时所记录的温度进行正确解释。所以锆石饱和温度和Ti温度可以用来估算岩浆结晶时的初始温度，进而用来反演锆石形成的地质环境信息、重建岩浆历史、反演岩浆源区的性质。

岩石的岩浆初始温度的估算传统上采用实验岩石学方法，即通过在An-Ab-Or-Q-H2O图上投影，结合岩浆岩共生矿物对计算获得[3]。近年来，随着测试精度的提高以及微区分析技术的广泛应用，使得利用岩石地球化学数据计算方法所得的结果更加精确和接近地质事实。本文拟通过对西昆仑上其木干岩体的花岗岩样品中挑选出的锆石颗粒进行全岩和单颗粒锆石主量和微量元素含量测试，在此基础上计算锆石饱和温度和Ti地质温度；同时结合样品岩石学特征和锆石U-Pb年龄，分析所获得的锆石饱和温度和Ti温度的地质意义。

1 地质概况及样品采集

西昆仑上其木干岩体位于新疆阿克陶县克孜勒陶乡上其木干村，地理坐标为东经75°20′—75°40′，北纬38°25′—38°35′。岩体沿苏克阿格孜—托尔色子—上其木干—苏盖特呈北西—南东向条带状连续分布(图1)，出露面积超过200 km2。研究区内出露地层主要为古元古界库浪那古岩群(Pt1K)、长城系赛图拉岩群(ChST)、中泥盆统克孜勒陶组(D2kz)、下石炭统他龙群(C1T)和上石炭统—下二叠统特给乃奇克达坂组(C2P1tg)。区内岩浆岩发育，主要为中三叠世慕士塔格岩体以及上其木干岩体。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年研究表明，上其木干花岗岩的侵位年龄为(225.4±1.9)Ma(MSWD=6.0)，属于晚三叠世早期的岩浆产物；为板内A型花岗岩，形成于后碰撞伸展阶段的张性环境，标志着西昆仑造山带在晚三叠世早期造山作用的结束和板内构造演化的开始，为后碰撞环境向板内伸展环境的过渡；同时也标志着古特提斯洋在该区晚三叠世早期刚好完全闭合[5]。

本次研究共采集7件地球化学样品和2件同位素测年样品，其中同位素测年样品编号分别为D141-2Zr、D145-2Zr，采集点的地理坐标分别为N38°31′57.12″、E75°29′17.72″和N38°31′53.07″、E75°29′27.96″，采样位置见图1。经野外观察和镜下鉴定，样品岩性均为浅灰色中粗粒二长花岗岩，部分含有长石斑晶。

2 分析方法

7件地球化学样品的主量、微量和稀土元素的测试是在自然资源部武汉矿产资源监督检测中心完成。主量元素含量用X射线荧光光谱仪(XRF-1800)测试完成，先称取0.7 g样品，加入适量硼酸，高温熔融成玻璃片，最后在XRF(仪器编号为27-HY-2009-001)上用外标法测定氧化物含量，氧化物总量分析误差为1%～4%。微量和稀土元素含量采用电感耦合等离子体质谱仪ICP-MS(X7)完成，首先称取50 mg样品，用酸溶样制成溶液，然后在ICP-MS(仪器编号为12-HY-2003-037)上用内标法进行测定，分析精度和准确度优于5%。

用于LA-ICP-MS U-Pb测年的锆石是在河北省廊坊市诚信地质服务公司进行单矿物分选的，锆石样品在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源实验室完成制靶和进行反射光、透射光和阴极发光显微照相。锆石U-Pb同位素定年在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室(GPMR)利用LA-ICP-MS分析完成。在测试样品时，将制好的靶置于剥蚀池中，高能量的激光使样品被轰击部分剥蚀并高温蒸发，激光剥蚀系统为GeoLas2005，ICP-MS为Agilent7500a。激光剥蚀过程中采用氦气作载气，氨气为补偿气以调节灵敏度，二者在进入ICP之前通过一个T型接头混和。由于样品是放在密封的样品室中的，样品室有一个进气孔，一个出气孔，这样蒸发的样品将被不断流通的气体(He、Ar气等)运送，通过管道带至等离子炬管中电离，再通过透镜系统由四极杆质谱进行同位素的测量。测试时，在等离子体中心气流(He+Ar)中加入了少量氮气，以提高仪器灵敏度，降低检出限和改善分析精密度[6]。每个时间分辨分析数据包括20～30 s的空白信号和50 s的样品信号。采用标准锆石GJ1(600 Ma)和91500(1 064 Ma)作为锆石年龄的外部标准物质，采用NIST SRNI610作为元素含量的外标，29Si作为内标元素进行校正。对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算)采用软件ICPMSDataCal完成。详细的仪器操作条件同Liu等[7-9]，数据处理软件采用GLITTER4.4。锆石U-Pb谐和图和计算的加权平均图采用ISOPLOT程序(Ver3.23)绘制[10]。

3 锆石的微量元素组成特征及其形成温度

锆石的微量元素和稀土元素以及同位素地球化学特征可以为岩石的形成提供丰富的地质信息。锆石中的大离子半径、高价态元素Y、Th、U、Nb、Ta等，容易在残余熔体中富集，而在许多硅酸盐造岩矿物中显示为亏损。在花岗岩锆石中，Hf、U、Pb、Y和P呈类质同象形式赋存，其中离子半径最小的Hf以无序固溶体形式与Zr完全相容，而Y和P元素在较低温度条件下呈磷钇矿形态存在，其与矿石不完全相容[11-13]。稀土元素可以广泛存在于锆石晶体中，所以锆石经常是岩石中U、Th、Hf、REE的主要寄存矿物。花岗岩中出现锆石和含Ti副矿物，表明锆石饱和温度和Ti温度既反映锆石结晶温度，也代表花岗岩岩浆的上限温度；因此，锆石的微量元素地球化学特征可以用来研究锆石形成时所处的地质环境信息、重建岩浆历史，进而反演岩浆源区的地质性质[14]。

3.1 锆石的微量元素组成特征

样品(D141-2Zr、D145-2Zr)中锆石呈较自形的短-长柱状，阴极发光图像中锆石均表现出典型的岩浆振荡环带，明显属于岩浆结晶产物。对两个U-Pb定年锆石样品进行同时原位锆石微量元素分析，分析结果见表1，锆石的球粒陨石标准化稀土元素配分曲线如图2所示。锆石具有典型岩浆成因锆石的稀土元素配分模式，即轻稀土元素(LREE)明显亏损、重稀土元素(HREE)明显富集，具有显著的Ce正异常和Eu负异常[15-16]。锆石中的Th/U比值常被作为判断岩浆、变质和热液锆石的主要标志之一[17]，一般变质和热液成因中锆石的Th/U<0.1，而岩浆成因中锆石的Th/U>0.1[18]。

表1 上其木干花岗岩(D141-2Zr、D145-2Zr)锆石中稀土元素分析结果(10-6)Table 1 Zircon REE compositions of the Shangqimugan granites (10-6)

(续)表1 上其木干花岗岩(D141-2Zr、D145-2Zr)锆石中稀土元素分析结果(10-6)(Continued)Table 1 Zircon REE compositions of the Shangqimugan granites (10-6)

(续)表1 上其木干花岗岩(D141-2Zr、D145-2Zr)锆石中稀土元素分析结果(10-6)(Continued)Table 1 Zircon REE compositions of the Shangqimugan granites (10-6)

对样品D141-2Zr的16颗锆石进行了16个点的微量元素组成测定。在锆石的稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图(图2(a))上，16个点的锆石稀土元素配分模式大致相同，轻稀土元素含量相对较低，重稀土元素含量相对较高，轻、重稀土元素分馏明显，表现为整体向左倾斜模式的轻稀土元素亏损型。

图2 上其木干岩体中锆石稀土元素球粒陨石标准化配分图(球粒陨石数据引自Sun and McDonough[19] )Fig.2 Chondrite-normalized REE patterns for the Shangqimugan granites

样品D141-2Zr中，稀土元素总量变化范围较大，介于611×10-6～1 868×10-6之间，轻稀土元素总量在9.0×10-6～261.4×10-6之间，重稀土元素总量在428×10-6～1 805×10-6之间。Eu的含量相对较低，在0.027×10-6～0.110×10-6之间；δEu值也较小，小于0.025 7，最小为0.003 8，平均为0.013 8，表明锆石具有较为明显的Eu负异常。锆石中232Th的含量为115×10-6～883×10-6，238U含量为445×10-6～2 022×10-6，两者之间具有较为明显的正相关关系(图3(a))。Hf含量为9 632×10-6～12 157×10-6，Nb的含量为7.2×10-6～26.1×10-6，Ta含量为2.78×10-6～8.60×10-6；(Lu/Gd)N为9.86～40.21，Ce/Ce*为1.22～158.19，表明锆石具有明显的Ce正异常，Th/U的比值(0.26～0.65)都大于0.1，反映锆石为典型的岩浆成因。从锆石的Th/U比值、形态特征以及微量元素和稀土元素含量来看，锆石应为典型的岩浆成因。

图3 上其木干岩体中锆石Th/U图解Fig.3 Th vs.U plots for the Shangqimugan granites

对样品D145-2Zr的16颗锆石进行了16个点微量元素组成测定。在锆石的稀土元素配分曲线图球粒陨石标准化(图2(b))上，16个点的锆石稀土元素配分模式基本一致，稀土元素总含量REE为746×10-6～2 850×10-6。(Yb/La)N=23～908 009，(Sm/La)N=0.69～16 207.00，表现为重稀土元素明显富集；具有明显的Ce正异常(Ce/Ce*=1.31～111.37)和Eu负异常(Eu/Eu*=0.000 7～0.131 5)。锆石中232Th的含量为288×10-6～1 469×10-6，238U含量为523×10-6～2 703×10-6，两者之间具有较为明显的正相关关系(图3(b))。Hf的含量为7 179×10-6～11 145×10-6，Nb的含量为2.7×10-6～43×10-6，Ta的含量为1.07×10-6～8.2×10-6；(Lu/Gd)N为12.86～27.34。Th的含量为288×10-6～1 469×10-6，U的含量为523×10-6～2 743×10-6，Th/U的比值(0.35～0.75)均大于0.1，反映锆石为典型的岩浆成因。从锆石的Th/U比值、形态特征以及微量元素和稀土元素含量等来看，锆石应为典型的岩浆成因。

3.2 锆石饱和温度计算

岩浆从起源到结晶是一个不断上升的过程，在此过程中压力的变化相比温度的变化要快，岩浆结晶时的压力和岩浆起源时的压力完全不同，所以主要研究岩浆的温度，可以对压力暂不考虑。Watson等[20]从高温实验(700～1 300 ℃)得出锆石溶解度的模拟公式，其原理是基于花岗岩副矿物锆石中Zr在岩浆开始结晶状态下固液两相中的分配系数是温度的函数，假设其活度系数为1，由Zr溶解度公式推导出锆石饱和温度：

In(496000/DZr)=[-3.8-0.85×(M-1)]+12900/T

(1)

式中：T为绝对温度；DZr为锆石的分配系数；M为全岩岩石化学参数。计算时，令Si+Al+Fe+Mg+Ca+Na+K+P=1(原子分数)，则全岩岩石化学参数M=(2Ca+K+Na)/(Si×Al)，其中Ca、K、Na、Si、Al为锆石寄主岩石主量元素Si、Al、Fe、Mg、Ca、Na、K、P原子数归一化计算后的原子分数值。

将(1)式进行整理并换算成摄氏温度(℃)后可得到锆石的饱和温度TZr：

TZr={12900/[2.95+0.85×M+In(496000/Zr熔体)]}-273.15

(2)

式中：Zr熔体为熔体中Zr的含量。未进行Zr、Hf校正时，纯锆石中Zr的含量为496 000×10-6，锆石在花岗质岩石中是副矿物，因此可以用全岩中的Zr含量近似代表熔体中Zr的含量。

由(2)式、全岩岩石化学参数M和Zr含量值计算得到熔体中锆石饱和温度如表2所示。上其木干二长花岗岩的锆石饱和温度介于772～829 ℃之间，平均值为800 ℃，属于高温花岗岩。由于花岗岩岩浆大多为绝热方式上升侵位，岩浆早期的结晶温度近似代表岩浆形成时的温度[21]。本文锆石饱和温度和锆石特征表明花岗岩中锆石含量是饱和的。因此，锆石温度反映的是岩浆形成的上限温度。岩浆岩岩石学实验研究表明，熔融需要一定的流体，这些流体一方面可由锆石寄主岩石所含白云母脱水反应获得；另一方面，研究区幔源岩浆上侵带来的含水矿物脱水也可能为岩浆熔融提供必要的流体。

表2 上其木干花岗岩锆石饱和温度计算结果Table 2 Zircon saturation temperatures for the Shangqimugan granites

3.3 锆石Ti地质温度计算

高温、高压实验研究表明，温度与锆石中的Ti含量关系密切，其关系呈对数线性变化，可作为锆石Ti地质温度计。由于锆石Ti温度计所表现出的简单实用性，且误差一般低于10 ℃，被许多研究者所运用[22]。现在锆石的Ti地质温度常用Watson等[23-25]修订的锆石Ti温度(℃)计算公式：

T=(5080±30)/[(6.01±0.03)-lg(Ti)]-273

(3)

对2个样品(D141-2Zr、D145-2Zr)的32个测点(分别为16个)进行了锆石Ti地质温度计算。样品的Ti含量变化相对稳定，只有一个测点的Ti含量过高，予以剔除，故有31个测点可以用来计算岩浆结晶时的温度。将样品的Ti含量值代入公式(3)中，得到岩浆结晶的最低温度在556～759 ℃之间，平均最低温度为614 ℃；最高温度在574～784 ℃之间，平均最高温度为634 ℃。因此，初步估计样品中锆石形成的温度在614～634 ℃之间(表1)。

上其木干二长花岗岩的锆石饱和温度为772～829 ℃，高于锆石Ti温度，这可能是因为锆石中的Ti含量对测定结果的影响。Ti含量是锆石LA-ICP-MS的测定值，受锆石的结构、大小、激光剥蚀半径等各方面的影响。上其木干二长花岗岩中锆石颗粒相对较小，可能导致Ti的分馏，使得LA-ICP-MS测量值的Ti含量偏低，导致锆石Ti温度偏低[26-27]。

4 Zr和Ti温度推测花岗岩形成的构造环境

上其木干花岗岩的锆石饱和温度为772～829 ℃(表2)，根据吴福元等的研究[1]，属于高温花岗岩，俯冲和碰撞造山带地壳很难达到这个温度；因此，从花岗岩的形成温度角度看，上其木干二长花岗岩不太可能形成于俯冲或者同碰撞造山阶段。上其木干花岗岩形成时的高热可能产自羌塘地块沿着康西瓦大断裂和塔里木地块碰撞拼贴结束后，于后碰撞板内伸展体制下产生岩石圈拆沉作用，进而导致的软流圈上涌、幔源岩浆底侵[28]。因此，上其木干岩体的形成温度与其形成于后碰撞伸展构造背景[29]相吻合。

Claiborne等[30]应用锆石中的Zr/Hf值表示岩浆结晶分异过程。Zr比Hf更容易进入锆石中，这将导致残留熔体中富集Hf而亏损Zr，因此在Zr/Hf-T图中显示出更好的线性关系。本次因为没测锆石的Zr含量，因此用10000/Hf代替，韩军等[31]也利用10000/Hf代替Zr含量来推导其与Ti饱和温度的关系，进而反演锆石的结晶环境。

由于Th、U在锆石-岩浆之间的分配系数之比(DTh/DU)锆石/熔体约为0.2[13]，小于1，因此随着岩浆温度持续降低，Th/U将逐渐增高。封闭体系下，岩浆锆石的Th/U将随Ti温度的降低而显示逐渐增大的线性关系；Hf则在锆石结晶时逐渐进入固相中，且随着温度持续降低，熔体中Hf的含量从过饱和到不饱和，后期结晶的锆石中Hf含量逐渐降低。

样品D141-2Zr的Hf含量值随Ti温度的降低而逐渐增加(少数点除外)(图4(a))；Th/U值则随Ti温度降低基本保持不变(图4(b))，这很可能与岩浆结晶-分异或锆石的重结晶作用有关。晶出锆石中Hf含量连续增加，反映的是一种开放体系下锆石的重结晶作用。

图4 D141-2Zr花岗岩锆石Ti饱和温度与10000/Hf、Th/U关系图Fig.4 Diagrams of 10000/Hf,Th/U versus Ti temperature for zircon extracted from D141-2Zr granite

样品D145-2Zr的10000/Hf和Th/U与Ti温度关系的规律性较差(图5)，说明锆石在结晶过程中有后期流体-熔体进入，带入一些Hf。10000/Hf、Th/U-T之间的关系更多地反映岩浆结晶时存在多期岩浆(熔体-流体)注入事件。

图5 D145-2Zr花岗岩锆石Ti饱和温度与10000/Hf、Th/U关系图Fig.5 Diagrams of 10000/Hf,Th/U versus Ti temperature for zircon extracted from D145-2Zr granite

由于长英质岩浆的熔点温度较低，较易于被再次加热而使Th、U浓度较高的变化特征，尤其对可能存在后期大规模岩浆侵入而被再次熔融的岩体。上其木干花岗岩热源可能来自高温岩浆侵入或者地幔底侵，表现为10000/Hf、Th/U对Ti温度关系的较差规律性或无规律性。上其木干花岗岩锆石Ti温度与Th/U和10000/Hf之间的规律性较差，其分布特征(图4和图5)指示随着主要矿物和副矿物的饱和、增长和晶出，Hf、Th、U的浓度变化范围较大，表现为一种开放系统下锆石结晶的特征，其微量元素含量与熔体相关性降低[32]。结合个别锆石阴极发光(CL)图像(图6)，其边部受到一定程度的溶蚀，呈港湾状，显示锆石的结晶过程是在幕式构造的热流体或热源的注入中发生的，不排除重结晶的可能。因此计算所得的Ti温度可以代表这种开放环境下锆石的结晶温度。

图6 上其木干花岗岩锆石阴极发光图像Fig.6 Zircon CL images for the Shangqimugan granites

锆石的Hf含量较高，这可能是在高温熔浆条件下，后期超临界流体熔解了更多难熔的Hf。根据研究区西昆仑地区具有地幔底侵的特点[33]，地幔源超临界流体熔解副矿物如金红石、褐帘石等会造成Hf含量升高；因此锆石中较高Hf含量指示着幔源岩浆的底侵。这与研究区慕士塔格岩体形成的大地构造环境是一致的[34]。

区内花岗岩富含生热元素Th(平均为36.72×10-6)和K(K2O平均为4.74%)，与地壳克拉克值(Th=13×10-6)[35]和世界A型花岗岩中的Th含量(Th=23×10-6)[36]相比均明显富集。因此，推测在岩石圈之下存在一个富含Th、U、K等生热元素的富集圈，结合西昆仑造山带地区中生代的大地构造演化特征[37-38]，晚三叠世早期随着古特提斯洋向北消减并最终闭合[39-40]，岩石圈发生拆沉作用[41-43]，地幔上升，地壳减薄，导致等温线上移，热软流圈上涌；大量地幔物质注入到下地壳区，与下地壳物质在广阔的空间范围内相互作用，迫使下地壳发生部分熔融，并于下地壳岩浆房产生完全混合作用，这种混合岩浆顺着经过上其木干地区的乔拉克克—苏盖特—阿加尔东断裂、其木干断裂带被动侵入，形成沿断裂带分布的具高放热元素的花岗岩。

5 结 论

本文对西昆仑造山带上其木干花岗岩中锆石微量元素、锆石饱和温度及Ti温度进行计算分析，得到以下认识：

(1)从锆石的Th/U比值、形态特征、微量元素和稀土元素含量等来看，上其木干花岗岩中的锆石应为典型的岩浆成因。

(2)上其木干花岗岩的锆石饱和温度介于772～829 ℃之间，平均值为800 ℃，代表岩浆的形成温度，属于高温花岗岩；锆石Ti地质温度介于614～634 ℃之间，代表了锆石的形成温度，反映一种开放体系下锆石的结晶作用。

(3)上其木干花岗岩形成于晚三叠世早期，随着古特提斯洋向北消减并最终闭合，羌塘地块与塔里木地块碰撞拼贴结束后，在后碰撞板内伸展体制下导致软流圈上涌，岩浆形成的热源使得西昆仑造山带增厚的岩石圈下部发生拆沉作用进而导致幔源岩浆底侵。底侵的岩浆沿着区内断裂带被动侵入形成具高放热元素的花岗岩。

致谢:中国地质大学(武汉)廖群安教授在论文撰写过程中给予指导和帮助，刘嵘教授在论文修改过程中提出针对性问题，审稿专家及责任编辑为完善本文提出了宝贵的意见和建议，在此一并致以诚挚的谢意!