东昆仑地区赛什腾组碎屑锆石U-Pb年代学:对其物质来源及地层时代的约束

靳立杰 ,周汉文 ,朱云海林启祥

(1.中国地质大学(武汉) 地球科学学院,湖北 武汉 430074;2.山东省第一地质矿产勘查院,山东 济南250014;3.地质过程与矿产资源国家重点实验室,湖北 武汉 430074;4.教育部长江三峡库区地质灾害研究中心,湖北 武汉 430074)

昆仑造山带位于青藏高原北缘,是中国中央造山带的重要组成部分,以阿尔金断裂为界,可将其分为东昆仑造山带和西昆仑造山带。东昆仑造山带为一经历了多次板块拼合裂解及洋陆相互转化等多旋回造山活动的复合造山带,是东特提斯构造域的重要组成部分,近年来受到地学界的广泛关注(潘裕生等,1996;殷鸿福和张克信,1997,1998;朱云海等,1999;李荣社等,2008)。东昆仑造山带南部出露的赛什腾组为一套边缘前陆盆地碎屑沉积,是该区原特提斯洋发生俯冲消减到碰撞闭合的填满沉积记录。赛什腾组作为原特提斯洋陆相互转化过程中形成的盆地碎屑沉积物,能够记录海陆变迁、盆–山构造格局形成及与周围环境相互作用的演化历史(Dickinson and Suczek,1979;Bhatia,1983)。尤其是其中的碎屑锆石,以其分布广泛、U-Th-Pb同位素体系封闭温度高(吴元保和郑永飞,2004)、在后期风化溶蚀和低级变质作用中能够保持稳定(Cawood and Nemchin,2005;Wu et al.,2007)等特点,被广泛用于限定地层沉积年龄下限、示踪物源区、反演盆地演化、恢复区域古地理格局等方面(Anderson,2005;陆松年等,2006;杨宗永和何斌,2012)。但前人对赛什腾组的研究较少,目前公开发表的资料显示前人仅对赛什腾组沉积岩的形成时代做过探究,但未给出定年数据,且由于其中缺乏化石记录,就其地层时代目前仍存在较大争议(青海省地质矿产局,1981;徐强,1996;王国灿等,2004);关于其物质来源,前人研究中并未涉及。鉴于赛什腾组在区域演化和构造恢复上的重要地质意义,因此本文选择其上段进行了碎屑锆石年代学研究,对其物源区经历的构造热事件进行了讨论;结合沉积建造中出现的斜层理指示的古水流方向,对其物源进行了恢复;根据碎屑锆石中出现的最年轻锆石,结合侵入地层中的岩体年龄,限制了赛什腾组的沉积时代,结束了前人对其时代归属的争论;并进一步依据赛什腾组是东昆仑地区原特提斯洋发生消减到闭合的填满沉积记录,提出可以利用其地层时代对延伸至研究区的部分原特提斯洋的闭合时间进行约束。

1 地质背景及样品特征

东昆仑造山带是昆仑造山带阿尔金断裂以东的一段,北部为柴达木地块和塔里木地块,南部为可可西里盆地与巴颜喀拉地块(图1),其内部可以分为东昆北地块、东昆中构造混杂岩带和东昆南增生楔混杂带。其中东昆北带主要出露古元古界白沙河岩群、中元古界小庙岩群和新元古代片麻状花岗岩;东昆中带主要出露万宝沟群、沙松乌拉组和纳赤台群,为前寒武纪–早古生代构造岩片的拼合体;东昆南增生楔混杂带主要为晚古生代的沉积岩构造岩片,未见基底地层出露(王国灿等,2004;陈能松等,2006a,2008)。

图1 研究区地质图(据1∶5万深沟幅区域地质调查报告(中国地质大学(武汉)，2014)修改)Fig.1 Geological map of the study area

赛什腾组为东昆南增生楔的一部分,岩性主要为一套中–厚层浅变质碎屑岩,与上覆中–下三叠统洪水川组呈角度不整合接触(图1),可见加里东期二长花岗岩岩脉侵入其中(图2a)。鉴于其变质程度较低,基本保留了原岩的结构和构造,结合野外实地勘察和室内岩相学研究,可将研究区内出露的赛什腾组划为三段:下段主要为粗粒变砂岩、中粗粒含堇青石变砂岩与堇青石片岩互层,内部发育鲍马序列的 A、B、C、D段的不同层序组合,并且发育变余粒序层理等;中段主要为中细粒变砂岩与中细粒含堇青石变砂岩互层,多见变余平行层理、楔状交错层理等;上段主要为中粗粒变质砂岩、中细粒含堇青石变质砂岩和粉砂质板岩,局部夹粗粒的变砂岩,甚至含砾粗粒变质砂岩,多见变余板状交错层理、槽状交错层理等,野外测得一组斜层理层面产状 0°∠39°,前积纹层产状 295°∠19°(图2b)。对赛什腾组的沉积环境进行恢复,认为其下段为一套深海浊流沉积,中段为浅海沉积,上段为滨浅海沉积,总体表现为由深海向滨浅海过渡,结合前人在研究区北部的赛什腾组中发现的代表潮上环境的碳酸盐岩(中国地质大学(武汉),2002),可认为赛什腾组为一套海退沉积建造。

本次研究样品采自赛什腾组上段,大灶火沟4985高地附近,岩性为变长石石英砂岩,新鲜面为灰绿色,主要由石英、长石组成,可见少量的绿泥石、白云母、黑云母等矿物(图2c)。

图2 赛什腾组变碎屑岩与岩体的接触关系(a)、交错层理(b)和镜下特征(c)Fig.2 Photos showing the contact relationship between the Serteng Formation metaclastic rock and monzogranite (a),the cross-bedding (b) and micrograph (c) of the metaclastic rock

2 分析方法及结果

样品锆石分选工作由河北省诚信地质服务公司完成,分选量约10 mg。在双目镜下挑选出无明显裂隙、干净透明的锆石颗粒,然后将其制靶,并进行反射光、透射光和CL图像分析,选定最佳的待测锆石点位。

锆石激光剥蚀等离子体质谱 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,实验采用的激光剥蚀系统为德国MicroLas公司生产的GeoLas2005,ICP-MS为美国Agilent公司生产的Agilent7500a。分析所用激光斑束直径为32 μm,采用国际标样91500为外标进行同位素分馏校正,锆石微量元素含量利用多个USGS参考玻璃(BCR-2G,BIR-1G)为多外标、29Si作为单内标元素进行校正,标样91500与锆石样品以 2∶6的比例交替完成测试。数据处理采用 ICPMSDataCal软件( Liu et al.,2008,2010) 完成,普通Pb校正采用ComPbCorr# 3_151完成(Anderson ,2002) ,年龄计算及谐和图的绘制采用Isoplot3.0完成(Ludwig ,2003)。

3 锆石特征及定年结果

样品中锆石主要呈近椭圆状–圆状,少量长柱状、破碎状,粒径在40~100 μm之间。根据锆石CL图像(图3)特征,将锆石分为3种类型:一种锆石具有明显的振荡环带,显示为岩浆成因,占样品中锆石的大多数;一种锆石颗粒具有典型的核边结构,表明其曾经历变质增生过程,但由于研究区内地层变质程度仅为绿片岩相,未达到锆石的生长条件,因此推测此类锆石的变质增生边形成于源区;另一种锆石显示无环带或弱分带现象,为变质锆石,数量较少。选取样品中的85颗锆石进行了LA-ICP-MS分析,共85个测点,分析结果见表1。

选取其中谐和度大于90%的82个数据点进行分析,得到锆石Th,U含量及Th/U比值(图4a,表1)分别为 0.1~1925 μg/g,37~2551 μg/g,0.004~1.97,测点锆石Th/U比值普遍大于0.1,仅3颗低于0.1。由碎屑锆石U-Pb年龄谐和图(图5a)可以看到数据点普遍沿着或靠近谐和线分布,只有少量存在铅丢失现象。测点55给出了最年轻的锆石年龄421±7 Ma,谐和度为94%,锆石Th/U=0.67,结合其CL图像特征,判断其为岩浆锆石;测点36给出了最古老的锆石年龄3167±35 Ma,谐和度为99%。

图3 碎屑锆石CL图像(比例尺为50 μm)Fig.3 Cathodoluminescence images of the detrital zircon grains (the scale bar is 50 μm long)

图4 碎屑锆石 Th-U 图解(a)和Th/U比值-年龄图解(b)Fig.4 Th vs.U diagram (a) and Th/U ratio vs.U-Pb age plot (b) for the detrital zircon grains

图5 碎屑锆石U-Pb同位素年龄谐和图(a)和频率直方图(b)Fig.5 Concordia U-Pb diagram (a) and age frequency diagram (b) of the detrital zircon grains

?

?

?

4 讨论

4.1 源区构造热事件

昆仑造山带构造–岩浆活动频繁,元古代、早古生代均有不同规模的岩浆活动,发育侵入岩和火山;太古代记录较少,有确切证据的太古代地质体出露于阿尔金带。李惠民等(2001)利用同位素稀释法进行颗粒锆石U-Pb同位素年龄测定,获得阿尔金山东段花岗质片麻岩3605±43 Ma的上交点年龄,Sm-Nd同位素测定也获得略大于3500 Ma的Nd模式年龄,首次发现中国西部前寒武纪存在始太古代基底。王国灿等(2004)对东昆仑地区小庙岩群变质碎屑岩系进行 SHRIMP锆石 U-Pb定年,得到 3206±14 Ma的207Pb/206Pb颗粒锆石年龄信息。此外，如图6所示，依据赛什腾组的碎屑锆石年龄谱特征反演了昆仑造山带及其邻区所经历的构造–岩浆事件，依次为：早元古代早期构造–岩浆事件、早元古代晚期构造–岩浆事件、中元古代晚期构造–岩浆事件、新元古代早期构造–岩浆事件和早古生代构造–岩浆事件：

(1) 早元古代早期构造–岩浆事件(2500 Ma±):早元古代构造–岩浆事件在昆仑造山带及其邻区的地质记录主要分布在塔里木陆块的阿尔金地块、铁克里克地块和秦祁昆地块群,表现为TTG岩系及中酸性的侵入岩体(何世平等,2012)。陆松年和袁桂(2003)报道了阿尔金地块阿克塔什塔格一带大量年龄为 2600~2700 Ma的 TTG岩系;张传林等(2003)报道位于铁克里克地块侵入赫罗斯坦中的阿卡孜二长花岗岩体锆石SHRIMP同位素年龄为2426±46 Ma;郝国杰等(2004)报道全吉地块中侵入大坂群的莫河片麻岩锆石U-Pb年龄为2348 Ma;另外,王国灿等(2004)在东昆仑地区小庙群也发现较多 2400~2500 Ma的碎屑锆石,认为是太古宙末期一次强烈的构造岩浆事件的地质记录。

图6 昆仑造山带及其邻区前泥盆纪构造演化序列(据何世平等,2012修改)Fig.6 Pre-Devonian tectonic evolution of the Kunlun orogenic belt and its adjacent area

(2) 早元古代晚期构造–岩浆事件(1800 Ma±):早元古代晚期构造–岩浆事件在昆仑造山带及其邻区的地质记录主要分布在塔里木陆块南部、华北陆块西南部以及秦祁昆地块群,表现为中酸性岩体的侵入,并伴随少量基性岩侵入和火山作用(何世平等,2012)。郝国杰等(2004)报道阿尔金地块喀腊大湾沟侵入米兰岩群片麻状石英正长岩锆石SHRIMP年龄为 1873±10 Ma。

(3) 中元古代晚期构造–岩浆事件(1300~1000 Ma):中元古代晚期发生的构造-岩浆活动属全球性构造事件，地质学家称之为“格林威尔运动”，这期事件使全球不同前寒武纪陆块发生碰撞聚合形成Rodinia超大陆(Condie,2001),然而这期运动在东昆仑及其邻区的存在与否一直争议不断:陆松年(2001)指出中国新元古代重大构造热事件所发生的时间(1000~800 Ma)滞后于格林威尔造山运动(1300~1000 Ma),二者不是同一时代;但王国灿等(2004)通过对东昆仑造山带小庙岩群变碎屑岩中的锆石进行SHRIMP分析,鉴别出与格林威尔造山运动时间相当的1035 Ma和1074 Ma的年龄记录,据此认为格林威尔造山运动在东昆仑地区表现强烈,并提出东昆仑地区南北不同块体之间在中、新元古代之交碰撞愈合的观点。

(4) 新元古代早期构造–岩浆事件(1000~800 Ma):东昆仑及其邻区在新元古代早期发生了强烈的构造–岩浆活动(何世平等，2012)，表现为大量碰撞型中酸性岩体侵入(于海峰等,2000;张传林等,2003;张建新等,2003;陈能松等,2006b;王超等,2006)以及频繁的火山活动(朱云海等,2000)，主要证据有:于海峰等(2000)在甘肃北山获得柴达木地块与塔里木地块在新元古代早期(913 Ma)以深层次韧性剪切形式进行焊和的构造年代学证据;张传林等(2003)报道库地一带侵入赛图拉岩群中片麻岩状花岗岩的锆石SHRIMP年龄为815±57 Ma;张建新等(2003)获得锡铁山达肯大坂岩群内夹有榴辉岩透镜体的花岗质片麻岩952±13 Ma 的TIMS锆石U-Pb上交点年龄;陈能松等(2006b)报道香日德东南侵入白沙河岩组中的片麻状花岗岩锆石SHRIMP年龄约为904 Ma;王超等(2006)得到阿尔金南缘侵入阿尔金岩群的黑云母花岗片麻岩年龄为923±13 Ma。此外,郭进京等(2000)、董国安等(2007)、徐旺春等(2007)也就晋宁运动在东昆仑及其邻区的地质记录做了大量研究。

(5) 早古生代构造–岩浆事件:新元古代早期构造–岩浆事件之后,伴随着Rodina超大陆的裂解,包括东昆仑在内的青藏高原东北部地区进入原特提斯洋演化阶段。原特提斯洋演化后期分布于昆南地块的局部原特提斯洋壳向北俯冲与昆北地块发生碰撞闭合,形成了以昆北带和昆中带岛弧型和碰撞型花岗岩为标志的岩浆活动。如中国地质大学(武汉)(2003)在 1∶25万冬给措纳湖幅区调中报道位于冬给措纳湖以北的昆仑山区侵入到白沙河岩群中的台支龙岩体群中闪长岩的颗粒锆石U-Pb年龄为472.4±2.4 Ma和443.4±3.0 Ma;中国地质大学(武汉)(2002)在1∶25万阿拉克湖幅区调中报道位于阿拉克湖北昆中断裂带附近侵入到纳赤台群众的白石岭岩体群中石英闪长岩的单颗粒锆石U-Pb年龄为445~446 Ma。

赛什腾组中的碎屑锆石保留了关于其物源区所经历的构造–岩浆事件的信息,对赛什腾组碎屑锆石年龄进行统计,发现其变化范围较大,整体上主要存在>2500 Ma 、2300~2600 Ma、1600~1800 Ma、800~1200 Ma以及421~600 Ma五个年龄区间(图5b):>2500 Ma碎屑锆石共 6颗,最古老的锆石年龄为3167±35 Ma(谐和度为 99%),尽管这些古老的碎屑锆石可能是多次搬运沉积的结果,但仍可表明东昆仑及其邻区可能存在太古代基底,前人研究中也报道过类似的年龄,为东昆仑及其邻区古老结晶基底的存在进一步提供了证据;2300~2600 Ma年龄段的碎屑锆石有16颗,可见~2470 Ma峰值,这一年龄段与青藏高原经历的早元古代早期构造–岩浆事件(2500 Ma±)的时间相当，指示赛什腾组的物源区曾经历了这期事件；1600~1800 Ma年龄区间的碎屑锆石5颗，可见~1700 Ma锆石峰值，这些碎屑锆石的年龄与青藏高原早元古代晚期构造–岩浆事件发生的时间可比，是赛什腾组物源区曾遭受这期构造–岩浆活动改造的地质证据；800~1200 Ma年龄段的碎屑锆石32颗，可见~1100 Ma、~950 Ma和~810 Ma三个峰值，对比格林威尔造山运动(1300~1000 Ma)和新元古代早期构造–岩浆活动(1000~800 Ma)的发生时限，认为这两期构造–岩浆事件在东昆仑地区表现强烈。此外还得到年龄峰值为~460 Ma的碎屑锆石 21颗，这一峰值年龄极好地对应了早古生代原特提斯演化过程中在东昆仑地区发生的构造–岩浆事件。

4.2 物质来源

野外观察赛什腾组中可见大型交错层理,但保存完好的前积纹层较少。交错层理是定向水流作用的产物,通过原始的交错层理产状可以指示古水流方向,从而判断物源方向。野外在赛什腾组发育鲍马序列的标志层测得一组交错层理产状,由于赛什腾组内各层间整合关系良好,指示其物源方向稳定,故测得的层理构造具代表性。由于层理构造受后期地质事件影响发生旋转,因此首先需通过极射赤平投影软件对其原始沉积层理产状进行恢复,复原原理为首先将野外测得的层面产状和前积纹层产状进行极射赤平投影,投影后将二者进行旋转直至层面倾向达水平,此时得到的前积纹层产状即为原始沉积时的产状。经极射赤平投影恢复后的前积纹层产状为 206.42°∠45.92°,产状南倾指示其物源主要来自北部。而且由于赛什腾组地层岩石结构成熟度和成分成熟度均不高,显示为近源堆积,故主要将其碎屑锆石年龄与东昆仑及其北部邻区的前泥盆纪地层及岩浆岩进行比对。邻区出露地层主要有白沙河岩组、小庙岩群、万宝沟群,出露的岩浆岩主要形成于新元古代早期构造–岩浆事件和早古生代原特提斯洋演化过程中:

白沙河岩组(Ar3-Pt1b):岩性以大套的变粒岩和片麻岩为主,可见较多的混合岩、大理岩等,锆石U-Pb不一致线上交点年龄为 1900 Ma(中国地质大学(武汉),2003);另外,陈能松等(2006a)报道东昆仑山香日德南部白沙河岩组石英岩中存在大量2100~1900 Ma的碎屑锆石;张建新等(2003)在金水口地区深熔花岗岩中发现年龄介于 1600~1800 Ma的继承锆石,并提出该年龄可能代表了其主要源区的物质年龄;上述年龄与研究得到的1600~1800 Ma年龄区间具有可比性,指示白沙河岩组为赛什腾组的直接物源之一。

小庙群(Pt2X):与下伏白沙河岩组(Ar3-Pt1b)呈断层接触,主要由石英岩、云母石英片岩、变粒岩等组成,王国灿等(2004)对小庙群变碎屑岩进行SHRIMP锆石U-Pb年龄分析,鉴别出了1035 Ma和1074 Ma的年龄记录以及较多的2400~2500 Ma的年龄信息;以上年龄与研究得到的~1100 Ma峰值年龄及2300~2600 Ma的年龄区间非常接近,表明小庙群亦是赛什腾组的直接物源之一。

万宝沟群(Pt2-3W):整体为一套中、浅变质的基性火山岩–碎屑岩和碳酸盐岩组合,其中基性火山岩的时代较为复杂:魏启荣等(2007)报道万宝沟群变基性玄武岩锆石 SHRIMP U-Pb年龄为 1348±30 Ma;阿成业等(2003)报道小南川万宝沟岩群温泉沟组变玄武岩Sm-Nd全岩等时线年龄为1441±230 Ma;海德郭勒地区万宝沟岩群温泉沟组变玄武岩为884.1±37.6 Ma和 670±15 Ma(何世平等,2012);碳酸盐岩组合中藻类化石可与新元古代的化石对比。研究得到了6颗年龄介于1334~1490 Ma的碎屑锆石,与上述年龄在误差范围内一致,表示万宝沟群也是赛什腾组变碎屑岩的可能物源。

此外,在上节中提到新元古代早期构造–岩浆事件及相继发生的早古生代原特提斯洋演化后期,均伴随有剧烈的岩浆活动。新元古代早期构造–岩浆事件在东昆仑及其邻区形成了大量的中酸性岩浆岩,原特提斯洋演化后期则形成了大量岛弧型花岗岩。峰值年龄为~950 Ma、~810 Ma及~460 Ma的碎屑锆石分别对应上述两期岩浆活动的发生时间,故推测这两期运动形成岩体的风化剥蚀物质也是赛什腾组的可能物源。

因此,根据恢复的赛什腾组地层内存在的交错层理产状指示的物源方向,结合其近源堆积的特征,将得到的碎屑锆石年龄与邻区出露的地层及岩体年龄相比对,推测得到白沙河岩组、小庙群、万宝沟群以及新元古代早期形成的中酸性岩体、原特提斯演化过程中形成的岛弧型花岗岩为其可能的主要物源。

4.3 赛什腾组的地层时代

尽管对东昆仑地区进行过多次区域地质调查,但由于缺少高精度定年数据的限制,且赛什腾组地层缺乏有效的化石记录,因此关于赛什腾组的形成时代一直存在争议,主要观点有:赛什腾组变碎屑岩系作为“绿色岩系”的一部分被划归为早古生代“纳赤台群”,时代上相当于原纳赤台群上部的哈拉巴依沟组(徐强,1996);青海省地质矿产局(1981)在1∶20万格尔木市幅、纳赤台幅区调中根据赛什腾组碳酸盐岩中采获的大量早二叠世化石，将其划为早二叠世;青海省地质矿产局(1997)将其归为纳赤台群，但就其时代认为不排除志留纪的可能;中国地质大学(武汉)(2006)在1∶25万不冻泉幅地质调查中认为本研究区大套具有明显沉积韵律特征的变质碎屑岩系与志留纪赛什腾组可比。

对比赛什腾组与纳赤台群碎屑岩段的碎屑锆石年龄谱(课题组未发表数据),二者在421~800 Ma年龄结构存在较大差异:纳赤台群最年轻碎屑锆石为532 Ma,可见~650 Ma的峰值;而赛什腾组最年轻年龄为421 Ma,且存在明显的~460 Ma的年龄峰值,这就说明了二者的物源及形成时代存在明显差异,表明二者确实分属不同单元,将赛什腾组从纳赤台群中解体出来具有科学意义。此外,本次研究得到赛什腾组中最年轻的碎屑锆石年龄为421±7 Ma,结合侵入其中的二长花岗岩的锆石 U-Pb 年龄413.8±0.8 Ma (王国灿等,2004),可以精确地将赛什腾组的沉积时代限定于413~421 Ma,即赛什腾组为志留纪地层。

4.4 原特提斯洋在东昆仑地区的闭合时间

东昆仑为东特提斯构造域的重要组成部分,该区原特提斯洋的打开发生在早寒武世之前(Yang et al.,1996;陆松年,2002),主要证据为研究区出露的下寒武统沙松乌拉组。沙松乌拉组是一套浅变质的浅海陆棚相细碎屑岩系,是东昆仑地区早古生代最早的海相沉积,表明东昆仑在早寒武世就已经开始裂解出现洋盆,但裂解幅度不大;随着东昆仑地区洋盆裂解达到最大限度,开始出现蛇绿岩套,代表地层是纳赤台群蛇绿混杂岩系;中、晚奥陶世–志留纪,分布于研究区的原特提斯洋发生萎缩,于晚志留世闭合。对原特提斯洋的具体闭合时间前人也做了大量的研究,主要有Wang et al.(2003) 通过对清水泉一带进行构造年代学研究,将位于东昆南的洋盆最后闭合时间限定在 426.5±3.8 Ma~408±1.6 Ma;朱云海等(2005)在诺木洪郭勒发现锆石 SHRIMP U-Pb 年龄为419 Ma的枕状玄武岩,这一发现表明直到晚志留世东昆仑地区仍存在弧后洋盆,也间接表明原特提斯洋在东昆仑地区的闭合发生在419 Ma以后。

赛什腾组下段为具鲍马序列的深海浊流沉积,中段到上段粒度呈下细上粗的变化趋势,沉积环境由浅海过渡为滨浅海,总体沉积环境由深变浅,构成一个海退序列,是延伸至东昆仑地区局部原特提斯洋发生俯冲消减到碰撞闭合的填满沉积记录,因此可利用赛什腾组地层的形成时代对该区原特提斯洋的闭合时间进行约束。研究得到赛什腾组中最年轻且可靠碎屑锆石年龄为421±7 Ma(谐和度为94%),代表了赛什腾组的最大沉积年龄,据此推测原特提斯洋在东昆仑地区的闭合时间应不早于421 Ma。

5 结论

(1) 研究得到赛什腾组碎屑锆石存在>2500 Ma、2300~2600 Ma、1600~1800 Ma、800~1200 Ma、421~600 Ma五个年龄区间，表明其物源区存在古老结晶基底，并先后经历了早元古代早期构造–岩浆事件、早元古代晚期构造–岩浆事件、中元古晚期代构造–岩浆事件(格林威尔运动)、新元古代早期构造–岩浆事件和早古生代构造–岩浆事件(原特提斯洋演化阶段)等多期构造–岩浆事件。结合古水流方向及碎屑锆石年龄特征，得到白沙河岩组、小庙群、万宝沟群以及新元古代早期构造–岩浆事件、原特提斯洋演化后期在东昆仑地区形成的岩浆岩为其可能的直接物质来源。

(2) 得到赛什腾组最年轻且可靠的碎屑锆石年龄为421±7 Ma,结合侵入其中的岩体413.8±0.8 Ma年龄,将其地层沉积时代精确地限定在413~421 Ma。进一步根据赛什腾组显示为海退沉积序列,判断其为东昆仑地区原特提斯洋盆发生俯冲消减到碰撞闭合的填满沉积记录,利用赛什腾组的沉积时代对该区原特提斯洋的最大闭合时间进行了限制,认为其闭合时间应不早于421 Ma。

致谢:本次实验工作得到了中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室激光剥蚀电感耦合等离子体实验室实验人员的大力协助,此外,两位审稿专家对本文的修改和完善提出了许多宝贵的意见和建议,在此一并表示感谢！

阿成业,王毅智,任晋祁,保光谱.2003.东昆仑地区万保沟群的解体及早寒武世地层的新发现.中国地质,30(2):119–206.

陈能松,李晓彦,王新宇,陈强,王勤燕,万渝生.2006b.柴南缘昆北单元变质新元古代花岗岩的锆石SHRIMP U-Pb年龄.地质通报,25(11):1131–1134.

陈能松,李晓彦,张克信,王国灿,朱云海,侯光久,拜永山.2006a.东昆仑山香日德南部白沙河岩组的岩石组合特征和形成年代的锆石Pb-Pb定年启示.地质科技情报,25(6):1–7.

陈能松,孙敏,王勤燕,张克信,万渝生,陈海红.2008.东昆仑造山带中带的锆石 U-Pb 定年与构造演化启示.中国科学(D辑),38(6):657–666.

董国安,杨怀仁,杨宏仪,刘敦一,张建新,万渝生,曾建元.2007.祁连地块前寒武纪基底锆石SHRIMP U-Pb年代学及其地质意义.科学通报,52(13):1572–1585.

郭进京,赵风清,李怀坤,李惠民,左义成.2000.中祁连东段湟源群的年代学新证据及其地质意义.中国区域地质,19(1):26–31.

郝国杰,陆松年,辛后田,王惠初.2004.青海都兰地区前泥盆纪古陆块的物质组成和重大地质事件.吉林大学学报:地球科学版,34(4):495–501.

何世平,李荣社,王超,于浦生,刘良,杨永成,张维吉,辜平阳,时超.2012.青藏高原基础地质调查成果集成和综合研究项目系列成果.北京:地质出版社.

李惠民,陆松年,郑健康,于海峰,赵风清,李怀坤,左义成.2001.阿尔金山东端花岗片麻岩中3.6 Ga锆石的地质意义.矿物岩石地球化学通报,20(4):259~262.

李荣社,计文化,杨永成,于浦生,赵振明,陈守建,孟勇,潘小平,史秉德,张维吉,李行,洛长义.2008.昆仑山及邻区地质.北京:地质出版社.

陆松年,陈志宏,相振群,李怀坤,李惠民,宋彪.2006.秦岭岩群副变质岩碎屑锆石年龄谱及其地质意义探讨.地学前缘,13(6):303–310.

陆松年,袁桂.2003.阿尔金山阿克塔什塔格早前寒武纪岩浆活动的年代学证据.地质学报,77(1):61–68.

陆松年.2001.从罗迪尼亚到冈瓦纳超大陆——对新元古代超大陆研究几个问题的思考.地学前缘,8(4):441–448.

陆松年.2002.青藏高原北部前寒武纪地质初探.北京:地质出版社:1–125.

潘裕生,周伟明,许荣华,王东安.1996.昆仑山早古生代地质特征与演化.中国科学(D辑),26(4):302–307.

青海省地质矿产局.1997.青海省岩石地层.武汉:中国地质大学出版社.

青海省地质矿产局.1981.1∶20万格尔木市幅、纳赤台幅区域地质调查报告.

王超,刘良,车自成,陈丹玲,张安达,罗金海.2006.阿尔金南缘榴辉岩带中花岗片麻岩的时代及构造环境探讨.高校地质学报,12(1):74–82.

王国灿,王青海,简平,朱云海.2004.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.地学前缘,11(4):481–490.

魏启荣,李德威,王国灿.2007.东昆仑万保沟群火山岩(Pt2w)岩石地球化学特征及其构造背景.矿物岩石,27(1):97–106.

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

徐强.1996.东昆仑造山带早古生代沉积环境和盆地演化.特提斯地质,20:85–101.

徐旺春,张宏飞,柳小明.2007.锆石U-Pb定年限制祁连山高级变质岩系的形成时代及其构造意义.科学通报,52(5):531–538.

杨宗永,何斌.2012.南盘江盆地中三叠统碎屑锆石地质年代学:物源及其地质意义.大地构造与成矿学,36(4):581–596.

殷鸿福,张克信.1997.东昆仑造山带的一些特点.地球科学——中国地质大学学报,22(4):339–346.

殷鸿福,张克信.1998.中央造山带的演化及其特点.地球科学——中国地质大学学报,23(5):437–441.

于海峰,陆松年,修群业,李铨.2000.甘肃北山西部新元古代陆块汇聚与裂解事件的岩石记录.前寒武纪研究进展,23(2):98–102.

张传林,杨淳,沈加林.2003.西昆仑北缘新元古代片麻状花岗岩锆石SHRIMP年龄及其意义.地质论评,49(3):239–244.

张建新,孟繁聪,万渝生,杨经绥,董国安.2003.柴达木盆地南缘金水口群的早古生代构造热事件:锆石U-Pb SHRIMP 年龄证据.地质通报,22(6):397–404.

中国地质大学(武汉).2002.1∶25万阿拉克湖幅区域地质调查报告.

中国地质大学(武汉).2003.1∶25万冬给措纳湖幅区域地质调查报告.武汉:中国地质大学出版社:1–457.

中国地质大学(武汉).2006.1∶25万不冻泉幅区域地质调查报告.

朱云海,Pan Y M,张克信,2000.东昆仑造山带东段晋宁期岩浆活动及其演化.地球科学——中国地质大学学报,25(3):231–266.

朱云海,林启祥,贾春兴,王国灿.2005.东昆仑造山带早古生代火山岩锆石SHRIMP年龄及其地质意义.中国科学(D辑),35 (12):1112–1119.

朱云海,张克信,陈能松,王国灿,侯光久.1999.东昆仑造山带不同蛇绿岩带的厘定及其构造意义.地球科学——中国地质大学学报,24(2):134–138.

Anderson T.2002.Correction of common Pb in U-Pb analyses that do not report204Pb.Chemical Geology,192(1-2):59–79.

Anderson T.2005.Detrital zircons as tracers of sedimentary provenance:Limiting conditions from statistics and numerical simulation.Chemical Geology,216:249–270.

Bhatia M R.1983.Plate tectonics and geochemical composition of sandstones.Journal of Geology,91:611–627.

Cawood P A and Nemchin A A.2005.Provenance record of a rift basin:U/Pb ages of detrital zircons from the Perth Basin Western Australia.Sedimentary Geology,134:209–234.

Condie K C.2001.Continent grouping during formation of Rodinia at 1.35-0.9 Ga.Gondwana Research,1:5–16.

Dickinson W R and Suczek C.1979.Plate tectonics and sandstone compositions.AAPG Bull,63:2164–2182.

Liu Y S,Gao S,Hu Z C,Gao C G,Zong K Q and Wang D B.2010.Continental and oceanic crust recycling-induced melt-peridotite interactions in the Trans-North China Orogen:U-Pb dating,Hf isotopes and trace elements in zircons from mantle xenoliths.Journal of Petrology,51(1–2):537–571.

Liu Y S,Hu Z C,Gao S,Günther D,Xu J,Gao C G and Chen H H.2008.In situ analysis of major and trace elements of anhydrous minerals by LA-ICP-MS without applying an internal standard.Chemical Geology,257(1–2):34–43.

Ludwig K R.2003.ISOPLOT 3.00:A Geochronological Tool kit for Microsoft Excel.Berkeley:Berkeley Geochronology Center,California.

Wang G C,Chen N S,Zhu Y H and Zhang K X.2003.Late Caledonian ductile thrusting deformation in the Central East Kunlun Belt,Qinghai,China and its significance:Evidence from geochronology.Acta Geologica Sinica,77(3):311–319.

Wu F Y,Yang J H,Simon A W,Liu X M,Guo J H and Zhai M G.2007.Detrital zircon U-Pb and Hf isotopic constraints on the crustal evolution of North Korea.Precambrian Research,159:155–177.

Yang J S,Robinson P T,Jiang C F and Xu Z Q.1996.Ophiolites of the Kunlun Mountains,China and their tectonic implications.Tectonophysics,258(1):215–231.