东昆仑哈日扎‒那更康切尔银矿区花岗岩年代学、地球化学及岩石成因

Geochronology, Geochemistry and Petrogenesis of the Harizha-Nagengkangqieer Granites in the East Kunlun Orogen

摘要

东昆仑东西部发育多处大型银矿床，但东昆仑古特提斯构造演化和银矿成矿构造背景争议很大，基于此，对东昆仑哈日扎‒那更康切尔银矿区岩心样品花岗岩及花岗斑岩开展年代学与地球化学方面研究.LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果表明，哈日扎花岗岩年龄为255 Ma，哈日扎‒那更康切尔花岗斑岩年龄在220 Ma到224 Ma.哈日扎晚二叠世花岗岩整体上体现高硅、富碱、贫钙及贫镁的特征，轻稀土元素富集，重稀土元素及Nb、Ta等高场强元素亏损，具有强烈的负Eu异常，Ga/Al比值和Zr+Nb+Ce+Y含量明显偏高，符合A型花岗岩的特点.由于岩石K₂O/Na₂O与FeO/MgO比值较高，可能来自地壳钙碱性I型花岗岩的部分熔融，形成于晚二叠世弧后伸展体制.晚三叠世花岗斑岩是银成矿期岩石，主量元素与晚二叠世花岗岩相似，体现钙碱性过铝质的特点，但稀土元素与微量元素含量远低于晚二叠世花岗岩.结合前人研究成果，晚三叠世花岗斑岩及成矿可能形成于后碰撞构造背景，花岗斑岩是岩浆强烈结晶分异的产物.

关键词

东昆仑 / 哈日扎 / 那更康切尔 / 花岗岩 / 年代学 / 地球化学

Key words

East Kunlun / Harizha / Nagengkangqieer / granite / geochronology / geochemistry

岩浆热液矿床成矿构造背景对矿床成因和找矿勘查具有非常重要的指示意义，是矿床成因模型和找矿勘查研究的重要内容.传统观点认为斑岩铜矿床产于俯冲构造背景，形成于陆缘弧或岛弧环境，如环太平洋地区斑岩铜矿带（Richards， 2003； Chiaradia et al.， 2012）.斑岩铜矿也可形成于同碰撞至后碰撞构造背景，与造山带垮塌或岩石圈地幔拆沉有关，主要发育在特提斯带，也可见于中亚造山带，如冈底斯中新世斑岩铜矿带形成于后碰撞背景（Hou et al.， 2009； Yang et al.， 2009），据此中国科学家提出了大陆碰撞成矿理论，极大地丰富了斑岩成矿理论和促进了找矿勘查工作.东昆仑古特提斯带发育较多斑岩矿床（Zhang et al.， 2017a），研究成矿构造背景对于提升成矿理论研究程度及找矿勘查效率具有十分重要的意义.

东昆仑斑岩成矿带发育一系列晚三叠世斑岩矿床，包括赛什塘铜矿床、加当根铜矿床、鸭子沟多金属矿床等（Zhang et al.， 2017a），这些矿床与晚三叠世斑岩具有成因关系.2010年以来，在东昆仑东部又陆续发现了哈日扎大型银铅锌矿床和那更康切尔大型银矿床（Chen et al.， 2020； 徐崇文等，2020； Fan et al.， 2021），在东昆仑西部找到了莫河下拉银多金属矿床，目前在乌兰乌珠尔铜矿北部银矿找矿也获得了重大突破.东昆仑成矿带这些银矿床是中低温岩浆热液矿床还是浅成低温热液矿床争议很大，这些矿床是否与区域斑岩矿床构成成矿系统？成矿地质背景研究是解决这一重大问题的重要环节.

长期以来，东昆仑二叠纪‒三叠纪地质背景争议较大.晚二叠世‒早三叠世发育大量辉长岩、闪长岩、英云闪长岩及花岗闪长岩，表明古特提斯洋处于俯冲阶段（Xiong et al.， 2014； Chen et al.， 2017； Li et al.， 2019， 2022； 王巍等，2021），区域上还出露了少量晚二叠世、形成于弧后伸展背景的花岗斑岩及镁铁质岩脉（Zhao et al.， 2019， 2020）.然而部分学者认为该期英云闪长岩与花岗闪长岩微量元素及同位素表现同碰撞特征，说明此时进入陆陆碰撞阶段（Huang et al.， 2014）.东昆仑中三叠世主要为少量花岗斑岩和正长花岗岩，证实此时处于同碰撞背景（Xiong et al.， 2014），晚三叠世闪长玢岩、花岗闪长斑岩及其对应的深成岩体主要分布于造山带北缘，形成于后碰撞阶段（Xiong et al.， 2014； Zhang et al.， 2017b）.然而，Ding et al.（2014）研究了五龙沟闪长玢岩，认为东昆仑地区在215 Ma时还处于古特提斯洋俯冲阶段.

近年来，东昆仑东部哈日扎‒那更康切尔矿床研究进展很大，矿床与晚三叠世鄂拉山组火山岩具有密切的时间、空间及成因联系，但存在的问题也很突出.首先，对火山碎屑岩、次火山岩、熔岩等不同火山岩相的认识较为混乱，没有按照科学规范的标准识别和命名火山岩，导致同类岩相岩石名称差别很大（李青，2019）；其次，与成矿密切相关的所谓花岗闪长斑岩、流纹岩及流纹斑岩锆石年龄跨度很大，由253.2 Ma变化到 217.4 Ma（宋忠宝等，2013；李青，2019；谷子成等，2021），没有在对锆石成因精确识别的基础上厘定岩石年代；再者，由于锆石年龄和岩石成因认识上的差异，成岩成矿地质背景争议较大，存在俯冲、同碰撞、后碰撞或多期叠加等不同认识（宋忠宝等，2013；李青，2019；谷子成等，2021），对于构造演化体制认知上的差异严重制约了对于东昆仑地区矿床成因的认识和进一步的找矿方向.

本文在野外观察、岩心编录、锆石U-Pb测年、全岩主、微量元素分析的基础上对东昆仑东部哈日扎‒那更康切尔地区晚二叠世A型花岗岩和晚三叠世花岗斑岩成因进行研究，为认识东昆仑地区晚二叠世、晚三叠世构造背景提供了可靠证据，为东昆仑古特提斯构造演化过程提供了有力约束.

1 区域地质背景

昆仑造山带位于我国青藏高原北缘，西临帕米尔高原，东为西秦岭造山带，北接柴达木盆地，南与巴颜喀拉‒羌塘地块相接，整个造山带被阿尔金构造带沿NE-SW向切分为东昆仑与西昆仑两部分，东昆仑造山带位于柴达木盆地以南、昆南缝合带以北的范围内（图1）.

东昆仑地区地层发育较全，从古元古界到第四系地层均有出露.古元古界地层主要为金水口群，以片麻岩、角闪岩、大理岩等中‒高级变质岩为主，是东昆仑地区的基底（Chen et al.， 2017）.中元古界地层主要是以浅变质碳酸盐岩‒碎屑岩建造为主的冰沟群，以浅变质碎屑岩、火山岩和碳酸盐岩为主的万宝沟群.下古生界主要为滩间山群及纳赤台群，含有大量浅变质岩及中基性火山熔岩.上古生界地层主要出露泥盆系海陆交互相地层，石炭系海相火山沉积、碳酸盐岩建造以及大量二叠系碎屑岩、变碎屑岩夹灰岩、火山岩和板岩.下中生界主要为上三叠统鄂拉山组陆相火山碎屑岩及熔岩，侏罗系地层主要为一套浅海相、湖沼相、陆相含煤层及菱铁矿建造碎屑岩，白垩系地层岩性单一，为一套杂色复成分粗碎屑岩夹灰岩、泥岩、页岩，新生界地层多为盆地堆积物.

东昆仑地区断裂构造发育，昆中断裂带和昆南断裂带是区域蛇绿混杂岩带，分隔出昆北地体、昆中地体以及昆南地体，分别代表了原特提斯洋和古特提斯洋的闭合边界.该区侵入岩广泛发育，以奥陶纪‒泥盆纪与二叠纪‒三叠纪岩体居多，基性‒酸性岩体均有出露，且以中酸性岩为主，多呈岩基、岩株状产出，记录了东昆仑地区多期俯冲‒碰撞的构造演化过程.与侵入岩对应，东昆仑地区二叠纪到三叠纪发育大量俯冲玄武岩、安山岩、英安岩（Yang et al.， 2009）、同碰撞流纹岩以及后碰撞安山岩、流纹岩（封铿等，2022）.东昆仑地区发育较多铜金矿床，包括赛什塘、铜峪沟、加当根等斑岩‒矽卡岩型铜矿以及五龙沟、沟里等造山型金矿，这些矿床形成于217~ 237 Ma，属于晚三叠世（Zhang et al.， 2017a）.

2 岩体地质

哈日扎‒那更康切尔地区位于东昆仑东部，昆中断裂以北，出露地层相对简单，主要为古元古界金水口群、上三叠统鄂拉山组以及第四系地层（图2a，2b）.古元古界金水口群多为片麻岩、片岩和少量大理岩，上三叠统鄂拉山组多由火山岩组成，第四系地层以冲积、洪积等松散堆积物为主.区内构造以断裂构造为主，褶皱构造从之.哈日扎‒那更康切尔地区矿产资源丰富，发育铜矿化、铅锌矿化以及银矿化.

矿区和周缘侵入岩多为中酸性岩，包括晚志留世英云闪长岩（（422±1.9） Ma，张斌等，2016）、早泥盆世斑状二长花岗岩（（417.5±1.5） Ma，李青，2019）、中晚三叠世二长花岗岩（（237.3±0.69） Ma，李青，2019）和花岗闪长岩（（239.3±2.2） Ma，国显正等，2016； （235.1±0.85） Ma，李青，2019）和晚三叠世花岗斑岩（223~219 Ma，本文数据），其中晚三叠世花岗斑岩为鄂拉山组火山岩中的次火山岩相，分布广泛.早泥盆世斑状二长花岗岩、中三叠世二长花岗岩与花岗闪长岩分布最为广泛，早泥盆世似斑状二长花岗岩呈浅红色‒肉红色，与中三叠世二长花岗岩呈断层接触，中三叠世二长花岗岩多为肉红色、块状构造，中三叠世花岗闪长岩呈岩株状产出，与金水口群地层呈侵入接触（李青，2019；Fan et al.， 2021）.矿区花岗岩整体蚀变较弱，局部出现绢云母化，沿北西向断裂可见硅化、绿泥石化、绿帘石化、高岭土化等，为成矿围岩.那更康切尔地区侵入岩体多为花岗闪长岩及二长花岗岩，其中花岗闪长岩年龄为 （250±1） Ma（徐崇文等，2020），呈椭圆形出露于矿区西部，出露面积约为1.5 km²（李敏同和李忠权，2017），与金水口群呈侵入接触关系，二长花岗岩年龄为（239±1） Ma（徐崇文等，2020），呈椭圆状出露于花岗闪长岩体之中，出露面积约为0.3 km².

本文研究对象为哈日扎‒那更康切尔地区花岗岩及花岗斑岩，均为深部岩心样品.花岗岩为中细粒结构、块状构造，主要由斜长石、钾长石、石英及少量黑云母组成（图3a~3b），斜长石半自形板状，大小一般为0.2~0.5 mm，星散状分布，部分包体状分布钾长石内，常被绢云母及少量方解石交代，含量为10%~15%，钾长石半自形‒他形粒状，大小一般为2~5 mm，部分为1~2 mm，局部被高岭土、绢云母、方解石交代，含量为55%~60%，石英他形粒状，大小一般为0.3~1 mm，部分为1~ 2 mm，星散状分布，含量约为25%.花岗斑岩地表无出露，仅在部分钻孔控制的厚大矿体底部见强硅化花岗斑岩，呈岩枝状，属成矿期斑岩.花岗斑岩为斑状结构，块状构造，斑晶为斜长石，半自形板状，大小一般为1~2 mm，呈星散状分布，绢云母化强烈，含量约为5%.基质为斜长石、钾长石、石英，大小一般为0.02~0.05 mm，石英含量为20%~25%；斜长石含量约为30%；钾长石土化明显，含量为40%~45%（图3c~3d）.

3 测试方法

LA-ICP-MS锆石U-Pb定年在吉林大学测试实验中心进行，激光剥蚀使用德国相干公司（Coherent）COMPExPro型ArF准分子激光器，质谱仪为美国安捷伦公司7900型四极杆等离子质谱.激光束斑直径为32 μm，激光能量密度为10 J/cm²，剥蚀频率为8 Hz.剥蚀样品前首先采集30 s的空白，随后进行30 s的样品剥蚀，剥蚀完成后进行2 min的样品池冲洗.载气使用高纯度He气，气流量为600 mL/min；辅助气为Ar气，气流量为1.15 L/min.对于不用同位素的采集时间，²⁰⁴Pb、²⁰⁶Pb、²⁰⁷Pb和²⁰⁸Pb为 20 ms，²³²Th、²³⁸U为15 ms，⁴⁹Ti为20 ms，其余元素为6 ms.使用标准锆石91500（1 062 Ma）作为外标进行同位素比值校正，标准锆石PLE/GJ-1/QingHu为监控盲样.元素含量以国际标样NIST610为外标，Si为内标元素进行计算，NIST612和NIST614为监控盲样.普通铅校正采用Anderson推荐的方法（Anderson， 2002）；样品的同位素比值及元素含量计算采用ICPMSDataCal程序，年龄计算及谐和图的绘制采用Isoplot程序.

全岩主量元素和微量元素测试在吉林大学测试实验中心进行，主量元素的测定采用X-射线荧光光谱仪（PW1401/10）测定（GB/T14506.28-93），相对标准偏差为2%~5%.微量元素分析采用美国安捷伦科技有限公司Agilent 7500A型耦合等离子体质谱仪测试（Z/T0223-2001），样品测试经国际标样BHVO-2、BCR-2和国家标样GBW07103、GBW07104监控，微量元素含量大于10×10^-6的分析精度误差小于5%，小于10×10^-6的误差小于10%.

4 锆石U-Pb年龄

锆石LA-ICP-MS U-Pb测试结果见附表1.为获得可靠的成岩年龄，锆石U-Pb年龄数据选取原则如下：（1）剔除继承锆石与循环锆石年龄；（2）剔除测试信号中受包裹体干扰的锆石数据（P或La元素含量过高）；（3）剔除铅丢失影响的锆石年龄.

哈日扎花岗岩17HRZVIZK1510-N1中锆石为无色，常呈自形‒半自形粒状或短柱状，长宽比在1∶1~2∶1.阴极发光图像显示锆石具有明显的振荡环带（图4），且Th、U含量分别为71×10^-6~253×10^-6和153×10^-6~384×10^-6，Th/U比值在0.44~0.83，整体反映了岩浆锆石特征.样品共测试了30个点，其中有4个点打中锆石的核部，年龄结果偏大（点7、点13、点24和点30），1个点打在锆石的裂隙处，可能发生了铅丢失导致年龄结果偏低（点14），剩余25个测试点晶形较好，协和度较高，其²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄为（255.8±1.0） Ma（MSWD=0.15）（图4）.

哈日扎花岗岩17HRZVIZK1908-N1中锆石为无色或浅黄色，呈半自形‒他形粒状或半自形短柱状，长宽比在1∶1到2∶1.阴极发光图像中锆石具备岩浆锆石的振荡环带特征（图5），Th、U含量分别为91×10^-6~382×10^-6和164×10^-6~562×10^-6，Th/U比值在0.48~0.89，属于岩浆锆石特征范围.样品共测试了30个点，其中有8个点在锆石阴极发光图像下可以看到明显的扇形环带，表明锆石结晶时外部环境变化导致各晶面的生长速率不同，锆石年龄结果出现偏大或偏小的情况.剩余22个测试点晶形较好，协和度较高，其²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄为（255.3±1.2） Ma（MSWD=0.08）（图5）.

哈日扎花岗斑岩17HRZVZK3505-N2中锆石为无色，多为半自形‒他形粒状或半自形柱状，长宽比在1∶1到3∶1.阴极发光图像中锆石具备振荡环带（图6），其Th、U含量分别为83×10^-6~611×10^-6和140×10^-6~575×10^-6，Th/U比值在0.35~1.11，反映了岩浆锆石特征.样品共获得30个测试点，其中有一组继承锆石年龄在314~496 Ma（点8、点18和点19），一组捕获锆石年龄共有9个（点1、点2、点3、点4、点7、点13、点14、点16和点20），其²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄为（246.7±2.0） Ma（MSWD=0.4），另有5个点或打中锆石核部，或打在裂隙处导致锆石年龄偏高或者偏低（点5、点11、点12、点17和点21）.剩余13个测试点晶形较好，协和度较高，其²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄为（223.8±1.4） Ma（MSWD=0.45）（图6）.

哈日扎花岗斑岩17HRZVZK7902-N1中锆石为无色或浅黄色，呈自形‒半自形短柱状或长柱状，长宽比在3∶2到3∶1.阴极发光图像中锆石具有明显的振荡环带（图7），其Th、U含量分别为107×10^-6~449×10^-6和201×10^-6~768×10^-6，Th/U比值在0.35~0.80，整体属于岩浆锆石.样品共测试了30个点，其中有1个测试点为继承锆石年龄（点16），另有5个测试点或打中锆石核部，或有裂隙，致使数据协和度不高，年龄偏大或偏小（点2、点3、点7、点11和点13），剩余24个测试点晶形较好，协和度较高，其²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄为（222.5±1.0） Ma（MSWD=0.05）（图7）.

那更康切尔花岗斑岩17NGKQED372N1中锆石为无色，多为半自形‒他形粒状或自形‒半自形柱状，长宽比在1∶1到3∶1.阴极发光图像中的锆石呈现明显振荡环带（图8），其中Th、U含量分别为68×10^-6~352×10^-6和94×10^-6~317×10^-6，Th/U的比值在0.66~1.55，总体反映出岩浆锆石特征.样品共测试了30个点，其中有2个测试点打中锆石核部，导致年龄偏大（点13和30），另有2个测试点打在扇形环带上，年龄测试结果偏低（点16和点17）.剩余26个测试点晶形较好，协和度较高，其²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄为（219.8±1.1） Ma（MSWD=0.18）（图8）.

5 元素地球化学

花岗岩与花岗斑岩样品常量元素分析结果如附表2所示.花岗岩样品的SiO₂含量在74.43%~75.99%，平均值为72.21%，位于酸性岩的范围，Al₂O₃含量介于11.64%~13.02%，平均值为12.53%，体现出高硅高铝的特征.样品的K₂O+Na₂O含量为7.33%~8.85%，平均值为8.17%，将部分烧失量过大样品数据剔除后，K₂O/Na₂O比值位于1.44~4.67，平均值为2.28，且K₂O 含量远高于Na₂O.CaO含量偏低，位于0.55%~1.17%，平均值为0.75%.样品的里特曼指数位于1.64~2.29，属于钙碱性岩类，A/CNK的值处于0.99~1.38，平均值为1.12，在A/CNK-A/NK图解中（图9），样品均位于过铝质区域，为过铝质岩石.总的来说，花岗岩样品为低钙高钾钙碱性花岗岩.

花岗斑岩样品的SiO₂含量较花岗岩样品中的SiO₂含量略高，在73.44%~81.75%，平均值为78.24%，Al₂O₃含量与花岗岩样品相似，平均值为12.72%，与花岗岩样品相比，其K₂O及Na₂O的含量较低，K₂O + Na₂O含量位于3.87%~8.45%，平均值为6.30%，将部分烧失量过大样品数据剔除后，K₂O/Na₂O比值位于1.24~2.71，平均值为1.91，CaO含量偏低，位于0.04%~1.24%，平均值为0.38%.里特曼指数位于0.39~2.20，同样属于钙碱性岩，A/CNK值处于1.00~2.91，平均值为2.09，除部分烧失量过大的样品外，其余样品在A/CNK-A/NK图解中落于过铝质区域（图9），为过铝质岩石.

微量稀土元素分析结果见表2.花岗岩稀土总量ΣREE位于332×10^-6~399×10^-6，平均值为367×10^-6.在稀土元素配分曲线中（图10a），花岗岩样品的轻重稀土元素分馏明显，具有强烈的负Eu异常，这与其LREE/HREE 值（7.71~8.94）、La_N/Yb_N值（8.80~11.8）、以及δEu值（0.03~0.12）相一致.δCe值介于0.97~1.05，变化范围较小，从曲线中也可看出Ce基本无异常.花岗斑岩稀土总量ΣREE相对于花岗岩来说较低，且变化范围较大，位于55.9×10^-6~225×10^-6，平均值为139×10^-6，从数据及元素配分曲线来看，花岗斑岩与花岗岩相似，均具有强烈的负Eu异常及轻稀土富集、重稀土亏损的特征，但其配分曲线的整体富集、亏损程度不同.在微量元素蛛网图中（图10b），花岗岩与花岗斑岩均表现出K、Rb、Th、U等元素富集，Nb、Ta、P、Ti等高场强元素以及Ba、Sr等元素亏损，不同之处在于，晚三叠世花岗斑岩相对于晚二叠世花岗岩Nb、Ta、P、Ti、Ba、Sr等元素的亏损程度更大.

6 讨论

6.1　晚二叠世花岗岩岩石成因

哈日扎晚二叠世花岗岩为钙碱性过铝质岩石，整体上体现出富硅、富碱、贫钙、贫镁的特征，在稀土元素球粒陨石标准化图解中表现出典型的海鸥式的特点，具有较高的 10 000Ga/Al值（2.68~3.36）和Zr+Nb+Ce+Y（718×10^-6~886×10^-6）值，其（Na₂O+K₂O）/CaO及Na₂O+K₂O比值也明显偏高，在Whalen et al.（1987）花岗岩成因类型判别图解中，晚二叠世花岗岩全部投入到A型花岗岩区（图11），且岩石中含有黑云母及大量碱性长石，因此东昆仑哈日扎地区晚二叠世花岗岩为A型花岗岩.

目前A型花岗岩主要有以下3种成因：（1）幔源镁铁质岩浆结晶分异；（2）地壳麻粒岩相岩石部分熔融；（3）含角闪石、黑云母钙碱性I型花岗岩部分熔融（Patiño-Douce，1997）.在区域上，Zhao et al.（2019， 2020）在东昆仑香日德地区发现了（266± 2） Ma的辉长岩以及（257±2） Ma的花岗斑岩，这些岩石体现双峰式特征，形成于软流圈上涌的弧后盆地背景中.这些晚二叠世辉长岩、花岗斑岩以及哈日扎晚二叠世A型花岗岩在化学成分上存在着较大的间断，未能展现出岩浆强烈结晶分异导致的成分连续性特征（图12）.此外晚二叠世A型花岗岩的SiO₂含量（平均值为72.21%）、A/CNK比值（平均值为1.12）、（Ta/U）_PM值（0.08~0.23）及（Nb/Th）_PM值（0.12~0.21）均体现出上陆壳物质成分特征（UCC），Mg^#值为11.57~51.17，平均值为22.8，远低于幔源物质Mg^#特征，因此哈日扎晚二叠世A型花岗岩直接来源于幔源岩浆结晶分异的可能性不大.研究区A型花岗岩TiO₂/MgO含量位于0.85~1.40，平均值为1.05，深部地壳麻粒岩相岩石通常具有较高的MgO含量，其部分熔融产生的A型花岗岩TiO₂/MgO比值低于哈日扎晚二叠世A型花岗岩（Patiño-Douce， 1997），可排除地壳麻粒岩相岩石部分熔融成因.含角闪石、黑云母钙碱性I型花岗岩部分熔融通常能产生较高K₂O/Na₂O、Ga/Al、Fe/Mg比值、较低CaO含量以及Eu、Sr亏损的熔体（Patiño-Douce， 1997），与研究区晚二叠世A型花岗岩类似，因此哈日扎晚二叠世A型花岗岩可能是地壳含角闪石、黑云母钙碱性I型花岗岩部分熔融而成.

在A型花岗岩分类中，A1代表大陆裂谷及板内环境，A2代表陆陆碰撞或俯冲带相关的后碰撞或弧后等构造环境，研究区样品多落入A2区域（图11），表明其可能产于弧后或后碰撞伸展构造背景.晚二叠世古特提斯洋向北俯冲，形成了一系列弧岩浆岩（Yang et al.， 2009； Li et al.， 2019， 2022），这些岩浆岩多以石英闪长岩、花岗闪长岩等中性岩为主，多位于造山带南侧，哈日扎晚二叠世A型花岗岩与香日德地区晚二叠世辉长岩及花岗斑岩一起，位于造山带北侧，体现双峰式特征，可能产于弧后环境（Zhao et al.， 2019， 2020），因此研究区晚二叠世A型花岗岩产于古特提斯洋俯冲有关的弧后伸展环境.

6.2　晚三叠世花岗斑岩成因

哈日扎‒那更康切尔花岗斑岩形成于晚三叠世，东昆仑东部地区在晚三叠世主要发育闪长玢岩、石英闪长斑岩、花岗闪长斑岩、花岗斑岩及对应的中深成相侵入岩，它们组成复式侵入杂岩体，部分岩体导致斑岩型‒矽卡岩型矿化（Ding et al.， 2014； 国显正等，2016； Zhang et al.， 2017a）.这些岩石年龄集中，暗色矿物以角闪石和黑云母为主，可见单斜辉石，副矿物常见锆石、磷灰石及铁钛氧化物.在哈克图解上，这些岩石主量元素连续分布，体现强烈结晶分异特征（图12），从闪长玢岩到石英闪长斑岩，MgO与Ni含量急骤降低，可能与橄榄石结晶分异有关.随着SiO₂含量逐渐升高，Fe₂O₃t、CaO、MgO、TiO₂含量稳定下降，可能存在单斜辉石和角闪石结晶分异.P₂O₅含量首先呈现增多的趋势，随着SiO₂含量进一步升高，P₂O₅含量逐渐下降，可能是磷灰石结晶分异的结果.

在微量元素蛛网图以及稀土元素球粒陨石标准化图解中，样品Ba、Sr、P、Eu等元素强烈亏损，进一步说明岩浆在演化过程中经历了结晶分异作用，其中Ba、Sr及Eu负异常可能与斜长石和钾长石分离结晶有关，P负异常可能与磷灰石分离结晶有关.La与（La/Yb）_N及∑LREE与Nd/Nd*的正相关关系（图13a，13b）共同证明可能存在独居石的分离结晶.

在Pearce（1996）的花岗岩构造环境判别图解中（图14），研究区晚三叠世花岗斑岩样品均落入后碰撞花岗岩区域.多数学者认为东昆仑地区在晚三叠世处于后碰撞构造环境，并在东昆仑地区发现了大量后碰撞晚三叠世火成岩，其中，马昌前等（2015）通过对岩浆活动强度以及岩浆旋回与源区特征的判断，认为东昆仑晚三叠世处于后碰撞阶段，Hu et al.（2016）在东昆仑东段发现了起源于大陆岩石圈地幔的晚三叠世基性岩墙群，认为其指示后碰撞阶段的特征，Yu et al.（2015）对祁漫塔格地区A型花岗岩的研究表明，东昆仑在晚三叠世处于后碰撞阶段.东昆仑地区晚三叠世鄂拉山组发育磨拉石建造且与下伏地层呈角度不整合接触（朱迎堂，2006），进一步证明该区域在晚三叠世处于后碰撞背景.因此哈日扎‒那更康切尔晚三叠世花岗斑岩产于东昆仑晚三叠世后碰撞构造背景，是岩浆强烈结晶分异作用的产物.

在东昆仑哈日扎‒那更康切尔地区附近，存在着一系列银多金属矿床以及斑岩型铜矿床，如什多龙、加当根等，这些矿床成矿年龄与晚三叠世岩浆活动在时间上高度重合（Chen et al.， 2020）.那更康切尔与哈日扎矿床具有均一且相似的硫、铅同位素特征，表明其成矿物质具有相似或相近的成因（徐崇文等，2020），那更康切尔矿区成矿物质的硫、铅同位素具有明显的岩浆来源特征且与晚三叠世岩体相似（李敏同和李忠权，2017），因此晚三叠世后碰撞构造背景下的岩浆活动与该地区成矿作用密切相关.

6.3　东昆仑古特提斯构造演化

前人研究以及上述讨论内容表明，东昆仑古特提斯洋经历了以下构造演化过程：刘战庆（2011）对布青山和阿尼玛卿地区蛇绿岩的研究表明，大约在332.8 Ma古特提斯洋壳形成，晚石炭世古特提斯洋壳不断扩张，在278 Ma古特提斯洋开始俯冲消减（Xiong et al.， 2014）.中二叠世之后，古特提斯洋壳俯冲于东昆仑地块之下（Li et al.， 2019， 2022），形成了对应的大规模钙碱性弧岩浆岩，同时在弧后伸展背景下发生了钙碱性花岗岩部分熔融，在研究区发育了少量A型花岗岩.至中三叠世早期，持续俯冲作用形成了研究区和周缘大规模钙碱性花岗闪长岩与二长花岗岩（国显正等，2016； 李青，2019）.东昆仑地区中三叠世末期花岗斑岩及正长花岗岩与该区俯冲背景岩石组合明显不同，表明中晚三叠世之交时俯冲作用结束进入碰撞阶段（Chen et al.， 2017）.哈日扎‒那更康切尔地区晚三叠世花岗斑岩与区域上同时期侵入杂岩的特征证明，东昆仑在晚三叠世进入后碰撞阶段，在此阶段，已俯冲并逆冲叠置于岩石圈地幔之下的板片及上覆沉积物发生部分熔融，熔体与地幔橄榄岩发生相互作用，在地壳经历了强烈的结晶分异，最终在地壳不同深度形成一系列后碰撞中酸性火成岩（Zhang et al.， 2017a）.

7 结论

（1）LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果表明哈日扎矿区花岗岩形成时代为晚二叠世，哈日扎‒那更康切尔矿区花岗斑岩形成时代为晚三叠世.

（2）晚二叠世花岗岩为A型花岗岩，可能为钙碱性I型花岗岩部分熔融成因，与晚二叠世阿尼玛卿洋俯冲引起的弧后伸展作用有关.

（3）哈日扎‒那更康切尔晚三叠世花岗斑岩产于东昆仑晚三叠世后碰撞构造背景，是岩浆强烈结晶分异的产物，且该阶段岩浆活动与成矿关系密切.

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基金资助

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青海省“高端创新创业人才计划”项目《青藏高原北缘三叠纪斑岩铜多金属矿成矿作用研究》