王 冠, 孫豐月, 李碧樂 奧 琮, 李世金, 趙俊偉, 楊啟安

(1.吉林大學(xué) 地球科學(xué)學(xué)院, 吉林 長春 130061; 2.四川鑫順礦業(yè)股份有限公司, 四川 成都 610041; 3.天津地質(zhì)礦產(chǎn)研究所, 天津 300170; 4.青海省地質(zhì)調(diào)查局, 青海 西寧 810001; 5.青海省第五地質(zhì)礦產(chǎn)勘查院, 青海 西寧 810008)

東昆侖夏日哈木礦區(qū)新元古代早期二長花崗巖鋯石U-Pb年代學(xué)、地球化學(xué)及其構(gòu)造意義

王 冠1,2, 孫豐月1*, 李碧樂1, 奧 琮3, 李世金4, 趙俊偉5, 楊啟安5

(1.吉林大學(xué) 地球科學(xué)學(xué)院, 吉林 長春 130061; 2.四川鑫順礦業(yè)股份有限公司, 四川 成都 610041; 3.天津地質(zhì)礦產(chǎn)研究所, 天津 300170; 4.青海省地質(zhì)調(diào)查局, 青海 西寧 810001; 5.青海省第五地質(zhì)礦產(chǎn)勘查院, 青海 西寧 810008)

本文報道了東昆侖造山帶中部夏日哈木礦區(qū)二長花崗巖體的鋯石U-Pb年代學(xué)和全巖地球化學(xué)資料, 以確定巖體的形成時代、巖石成因及其構(gòu)造屬性。夏日哈木礦區(qū)的二長花崗巖呈巖株狀和脈狀捕虜體出露于礦區(qū)中部。2件二長花崗巖樣品中巖漿鋯石LA-MC-ICP-MS U-Pb加權(quán)平均年齡分別為923.7±2.5 Ma (MSWD=0.27)和920.1±2.8 Ma (MSWD=0.18), 屬新元古代早期。巖石高硅(SiO2=73.24%～73.83%)、富堿(Na2O+K2O=7.96%～9.79%)、貧鈣(CaO=0.31%～1.13%)、貧鎂(MgO=0.11%～0.21%), 屬于高鉀鈣堿性、過鋁質(zhì)系列花崗巖; 稀土配分曲線呈現(xiàn)輕稀土元素相對富集的右傾分布特征, 具明顯的 Eu負(fù)異常(δEu=0.30～0.45); 原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖顯示Sr、Ba、Nb、P、Eu和Ti的負(fù)異常。巖石學(xué)及地球化學(xué)特征表明其屬于S型花崗巖。巖石具有較低的CaO/Na2O比值(介于0.13～0.26之間, 平均0.19), 較高的Rb/Sr比值(介于1.27～12.45之間, 平均7.61), 顯示出上部地殼源區(qū)的成分特征, 可能由泥質(zhì)巖石部分熔融形成。結(jié)合區(qū)域構(gòu)造演化及構(gòu)造判別, 本文認(rèn)為該區(qū)二長花崗巖形成于同碰撞的構(gòu)造環(huán)境, 巖石成因可能與加厚陸殼上部泥質(zhì)巖石減壓熔融并經(jīng)歷了斜長石等礦物的分離結(jié)晶作用有關(guān), 熱源主要來自于陸殼加厚過程中K、Th、U等元素放射性蛻變產(chǎn)生的熱量。綜合分析認(rèn)為, 東昆中隆起帶中部地區(qū)存在新元古代早期的巖漿活動, 時間上對應(yīng)于全球Rodinia超大陸的匯聚時間。

S型花崗巖; 地球化學(xué)特征; 新元古代早期; Rodinia超大陸; 東昆侖; 夏日哈木

0 引 言

自20世紀(jì)90年代初Rodinia超大陸概念提出以來(McMenamin and McMenamin, 1990), 超大陸的輪廓及其拼合–裂解機制逐漸成為國內(nèi)外學(xué)者關(guān)注的焦點。根據(jù)古地磁、古地層及年代學(xué)等方面的研究成果, 認(rèn)為在 1300～900 Ma期間, 以北美勞倫古陸為“核心”, 匯集澳大利亞、南極、西伯利亞、印度、波羅的、亞馬遜、剛果、西非等陸塊及眾多微陸塊,組成了一個全球性的超級大陸-Rodinia超大陸(Moores, 1991; Hoffman, 1991; Condie, 2001; Li et al., 2008)。隨著研究程度的不斷深入, Rodinia超大陸聚合事件在我國西部的塔里木、阿爾金山、柴達(dá)木北緣、中祁連等地區(qū)的響應(yīng)被逐漸揭示(郭進(jìn)京等, 1999; Gehrels et al., 2003; 萬渝生等, 2003; 林慈鑾等, 2006; Tung et al., 2007; Shu et al., 2011; 許婭玲等, 2011; Song et al., 2012; Wang et al., 2013)。相比而言對東昆侖地區(qū)新元古代早期巖漿活動的研究略顯薄弱, 其研究范圍主要集中在東昆侖東部的香日德–清水泉一帶(朱云海等, 2000; 王國燦等, 2004, 2007; 陳能松等, 2006), 而中西部鮮有報道(孟繁聰?shù)? 2013)。由于缺乏精確的年代學(xué)和地球化學(xué)證據(jù),導(dǎo)致對整個東昆侖地區(qū)新元古代早期巖漿活動的時限和構(gòu)造環(huán)境認(rèn)識不完善。本文報道了東昆中隆起帶中部地區(qū)出露的新元古代早期同碰撞 S型二長花崗巖, 對其年代學(xué)及地球化學(xué)進(jìn)行了詳細(xì)研究, 探討了巖石成因及成巖構(gòu)造環(huán)境, 旨在為東昆侖地區(qū)新元古代早期的巖漿演化和構(gòu)造環(huán)境提供新的資料。

1 地質(zhì)背景

東昆侖造山帶位于青藏高原北部, 柴達(dá)木盆地南緣, 區(qū)內(nèi)構(gòu)造線總體呈近東西向展布, 由北向南發(fā)育昆北、昆中和昆南 3條近東西向的區(qū)域性深大斷裂帶(黃汲清等, 1977; 姜春發(fā)等, 1992)。前人以昆中斷裂帶為界, 將東昆侖造山帶劃分為昆北和昆南兩個構(gòu)造帶(潘裕生等, 1996)或兩個地體(許志琴等, 2006)。孫豐月等(2003)結(jié)合東昆侖造山帶的構(gòu)造演化對本區(qū)構(gòu)造單元進(jìn)行了進(jìn)一步劃分, 以該區(qū) 3條區(qū)域性斷裂為界, 分為昆北加里東弧后裂陷帶、昆中基底隆起花崗巖帶和昆南復(fù)合拼貼帶, 再向南為阿尼瑪卿蛇綠混雜巖帶和巴顏喀拉造山帶(圖1a)。

東昆侖造山帶早前寒武紀(jì)基底巖系大致以東昆中斷裂為界, 主體分為北部的“金水口巖群白沙河組”和南部苦海、納赤臺一帶的“苦海巖群”。金水口巖群白沙河組為一套麻粒巖相–高角閃巖相的變質(zhì)火山–沉積巖系, 基底固結(jié)時間為古元古代(1900～ 2000 Ma, 王國燦等, 2007)?？嗪r群由多成因的變質(zhì)巖系組成, 具有明顯的雜巖特征, 形成時代為古元古代–中元古代, 其最終固結(jié)的時間應(yīng)為中元古代末期(王國燦等, 2007)。此外, 位于昆中斷裂和昆南斷裂之間的昆南復(fù)合拼貼帶中主要由萬寶溝群組成。萬寶溝群形成于大洋環(huán)境, 主體為一套海相中基性火山巖、碳酸鹽巖和淺變質(zhì)碎屑巖組成的地層序列, 玄武巖具有大洋高原玄武巖的地球化學(xué)特征(孫豐月等, 2003), 已獲得變玄武巖年齡數(shù)據(jù)顯示其形成于中元古代中晚期(孫豐月等, 2003; 阿成業(yè)等, 2003; 王國燦等, 2007)。

圖1 夏日哈木礦區(qū)地質(zhì)簡圖(據(jù)李世金等, 2012修編)Fig.1 Sketch geological map of the Xiarihamu ore district

研究區(qū)位于東昆侖中隆起帶中部, 昆北斷裂帶南側(cè)(圖1a)。2011年青海省第五地質(zhì)礦產(chǎn)勘查院在該區(qū)發(fā)現(xiàn)了夏日哈木銅鎳硫化物礦床, 為東昆侖成礦帶首次發(fā)現(xiàn)的超大型銅鎳硫化物礦床。區(qū)內(nèi)出露地層主要為古元古代金水口巖群白沙河組, 巖性為黑云斜長片麻巖、云母二長片麻巖、斜長角閃巖、大理巖等。斷裂構(gòu)造以近EW、NW向和NE向的逆斷層和左行平移斷層為主。侵入巖主要為鎂鐵質(zhì)–超鎂鐵質(zhì)雜巖、輝長巖、閃長巖、正長花崗巖和二長花崗巖(圖1b)。其中, 銅鎳硫化物礦床產(chǎn)于研究區(qū)北西的鎂鐵質(zhì)–超鎂鐵質(zhì)雜巖體內(nèi), 巖石類型主要為方輝橄欖巖、橄欖斜方輝石巖、輝石巖和輝長蘇長巖, 輝石巖鋯石U-Pb年齡為393.5±3.4 Ma(李世金等, 2012), 輝長蘇長巖鋯石U-Pb年齡為423±1 Ma (王冠等, 2014b), 雜巖體出露面積約 0.6 km2, 圍巖為古元古代金水口巖群變質(zhì)巖和新元古代含石榴石花崗質(zhì)片麻巖。輝長巖體呈小巖株狀侵位于研究區(qū)中部和南部的白沙河組變質(zhì)巖系之中, 并顯示有較好的銅鎳礦化, 中部出露的輝長巖鋯石U-Pb年齡為424±1 Ma(王冠等, 2014b)。閃長質(zhì)巖體分布于研究區(qū)南東, 巖石類型主要為石英閃長巖和閃長巖, 石英閃長巖中鋯石U-Pb年齡為242.7±2.2 Ma(王冠等, 2014a)。正長花崗巖呈巖株狀分布于研究區(qū)北部, 鋯石U-Pb年齡為391.1±1.4 Ma(王冠等, 2013)。本次研究的二長花崗巖體分布于研究區(qū)中部, 主要呈巖株狀侵位于金水口巖群白沙河組黑云斜長片麻巖中,巖體出露面積約為0.25 km2, 由于暗色礦物含量少片麻理不發(fā)育。野外露頭可見二長花崗巖體中包裹石榴石斜長角閃巖(圖2a)。另外可見二長花崗巖以捕虜體的形式殘存于后期侵位的輝長巖體內(nèi)(圖2b)。

圖2 夏日哈木二長花崗巖的野外及鏡下照片F(xiàn)ig.2 Field and microscope photos of the Xiarihamu monzogranite

2 巖相學(xué)特征及樣品描述

本次采集二長花崗巖樣品10件, 2件用于同位素測年, 地球化學(xué)測試樣品8件。其中, 樣品(HS27-P2-N5)取自巖株狀出露的二長花崗巖體, 取樣坐標(biāo)為 93°23′36″E, 36°27′30″N, 巖石呈淺灰白色, 半自形中粒結(jié)構(gòu), 塊狀構(gòu)造, 主要礦物成分為石英、斜長石、微斜長石、條紋長石、電氣石, 副礦物為鋯石、磷灰石、榍石等。其中, 石英呈它形粒狀分布于長石等礦物顆粒之間, 大小2～3 mm, 含量30%～35%,表面干凈, 正交偏光下呈波狀消光; 斜長石呈半自形板狀, 大小1.5～2 mm, 含量20%～25%, 表面渾濁呈輕微的絹云母化, 聚片雙晶發(fā)育; 微斜長石呈半自形–它形板狀, 大小2～3 mm, 含量15%～20%, 格子狀雙晶發(fā)育; 條紋長石呈半自形–它形板狀, 大小1.5～2.5 mm, 含量 10%～15%, 條紋雙晶發(fā)育; 電氣石呈柱狀, 大小一般為 1.25～1.5 mm, 個別可達(dá) 3 mm,含量約 5%, 單偏光下具正中突起, 淺黃–深黃褐色多色性明顯, 正交偏光下呈一級紫紅–二級藍(lán)干涉色, 平行消光(圖2c)。樣品(HS27-N2)取自輝長巖體中呈脈狀捕虜體產(chǎn)出的二長花崗巖, 取樣坐標(biāo)為93°23′50″E, 36°27′36″N。巖石呈淺灰白色, 半自形中細(xì)粒結(jié)構(gòu), 塊狀構(gòu)造; 主要礦物成分為石英、斜長石、微斜長石、條紋長石、電氣石及少量石榴石和黑云母, 副礦物為鋯石、磷灰石等。其中, 石英呈它形粒狀, 大小0.75～2.5 mm, 含量25%～30%, 波狀消光明顯; 斜長石大小1.25～2 mm, 含量25%～30%; 微斜長石和條紋長石大小1～2 mm, 含量30%～35%(圖2d);電氣石呈柱狀, 大小0.5～1 mm, 含量約3%; 石榴石和黑云母含量約2%。根據(jù)鏡下統(tǒng)計石英、堿性長石和斜長石含量并投影到QAP圖解(圖5a)中, 樣品全部落在二長花崗巖區(qū)域。

3 分析方法

3.1 鋯石LA-MC-ICP-MS U-Pb年代學(xué)

鋯石的挑選在河北省廊坊區(qū)域地質(zhì)調(diào)查研究所實驗室利用標(biāo)準(zhǔn)重礦物分離技術(shù)完成。全巖樣品經(jīng)破碎、淘洗和磁選后, 分離出鋯石精樣, 然后在雙目鏡下仔細(xì)挑選表面平整光潔且具不同長寬比例、不同柱錐面特征、不同顏色的鋯石顆粒, 將這些鋯石粘在雙面膠上, 用無色透明環(huán)氧樹脂固定, 待環(huán)氧樹脂固化之后對其表面拋光至鋯石中心暴露。在原位分析之前, 通過反射光和 CL圖像詳細(xì)研究鋯石的晶體形貌和內(nèi)部結(jié)構(gòu)特征, 以選擇同位素分析的最佳點。

鋯石 U-Pb同位素年齡測試在中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所國土資源部成礦作用與資源評價重點實驗室完成, 使用儀器為 Finnigan Neptune多接收電感耦合等離子質(zhì)譜儀(LA-MC-ICP-MS), 激光剝蝕系統(tǒng)為New Wave UP213激光剝蝕系統(tǒng)。采樣方式為單點剝蝕, 數(shù)據(jù)采集采用所有信號同時靜態(tài)方式接收。測試采用的激光剝蝕束斑直徑為30 μm,使用鋯石 GJ-1作為外標(biāo), 元素含量采用鋯石 M127 (Liu et al., 2008)作為外標(biāo)樣, 歧視和漂移進(jìn)行校正。測試流程參見侯可軍等(2009)。普通鉛校正采用Andersen (2002)推薦的方法; 樣品的同位素比值及元素含量計算采用 ICP-MS-DATECAL程序(Liu et al., 2008, 2010), 年齡計算及諧和圖的繪制采用Ludwig(2003)編寫的Isoplot程序完成。

3.2 巖石地球化學(xué)測試

樣品的主量、微量和稀土元素測試均由廣州澳實礦物實驗室中心完成。首先將待測樣品在 65 ℃左右低溫干燥 24 h, 之后破碎, 經(jīng)多次手工縮分出300 g均勻樣品在振動研磨機上研磨至200目以備分析測試。主量元素由荷蘭PANalytical生產(chǎn)的Axios儀器利用熔片 X-射線熒光光譜法(XRF)測定, 并采用等離子光譜和化學(xué)法測定進(jìn)行互相檢測。微量元素和稀土元素采用美國 PerkinElmer公司生產(chǎn)的Elan9000型電感耦合等離子質(zhì)譜儀(ICP-MS)測定。主量元素分析精度和準(zhǔn)確度優(yōu)于 5%, 微量和稀土元素分析精度和準(zhǔn)確度優(yōu)于10%。

4 測試結(jié)果

4.1 鋯石LA-MC-ICP-MS U-Pb年代學(xué)

圖3 夏日哈木二長花崗巖中代表性鋯石陰極發(fā)光(CL)圖像(圓圈數(shù)字代表U-Pb分析點位, 編號同表1)Fig.3 CL images of zircons from the Xiarihamu monzogranite

圖4 夏日哈木二長花崗巖中鋯石的U-Pb年齡諧和圖Fig.4 U-Pb concordia diagrams of zircons from the Xiarihamu monzogranite

樣品HS27-P2-N5(中粒二長花崗巖)中挑選的鋯石多呈無色, 金剛光澤, 晶體多為短柱狀, 少數(shù)為長柱狀, 個別為粒狀。多數(shù)鋯石自形程度較好, 個別鋯石形態(tài)不完整。經(jīng)統(tǒng)計鋯石長 80～120 μm, 寬30～60 μm, 長寬比多數(shù)為2∶1。24個分析點結(jié)果(表1)及諧和圖(圖 4a)顯示, 該樣品中年齡主要分為 3組。第一組19、20號測試點的207Pb/206Pb表面年齡分別為1765±7 Ma和2029±11 Ma, CL圖像(圖3)顯示19號鋯石形態(tài)不規(guī)則邊界呈磨圓狀, 20號鋯石核部較亮具有薄的暗色增生邊, 二者具有明顯的巖漿環(huán)帶, 其Th/U比值分別為0.41和0.53均大于0.1,顯示其為巖漿成因鋯石(Belousova et al., 2002; Hoskin and Schaltegger, 2003)。該組年齡與前人報道的金水口巖群白沙河組基底片麻巖的年齡范圍1900～2000 Ma(王國燦等, 2007)接近, 推斷其為捕獲圍巖中的鋯石。第二組 20顆鋯石分析點的 Th、U含量分別變化于39×10–6～451×10–6和118×10–6～527× 10–6, Th/U比值介于0.25～1.39, 均大于0.1, 鋯石具有明顯的巖漿環(huán)帶, 顯示其為巖漿成因鋯石。20顆鋯石分析點比較集中, 均落于諧和線上及其附近,鋯石的206Pb/238U年齡加權(quán)平均值為 923.7±2.5 Ma, MSWD=0.27(圖 4b), 該年齡代表了巖體侵位年齡為新元古代, 屬晉寧期。第三組 7、9號測試點的206Pb/238U年齡分別為 421±4 Ma和 423±2 Ma, 其Th/U比值分別為0.29和0.48, 顯示其為巖漿成因。該組鋯石U含量較高, 介于672×10–6～1036×10–6, 與本區(qū)鎂鐵質(zhì)–超鎂鐵質(zhì)巖體的侵位年齡(423～424 Ma)十分接近, 推測鋯石成分受到后期巖漿熱事件改造,其年齡應(yīng)反映本區(qū)晚志留世幔源巖漿活動的時間。

樣品 HS27-N2(中細(xì)粒二長花崗巖)中挑選出的鋯石與樣品HS27-P2-N5中鋯石特征相似。19個分析點結(jié)果(表1)及諧和圖(圖4c)顯示, 該樣品中年齡可分為兩組。第一組中 15顆鋯石的Th、U含量分別變化于 44×10–6～173×10–6和 161×10–6～551×10–6, Th/U比值介于0.21～0.75, 均大于0.1, CL圖像中鋯石具有明顯的巖漿環(huán)帶, 顯示其為巖漿成因鋯石。15顆鋯石均落于諧和線上及其附近, 鋯石206Pb/238U加權(quán)平均年齡為 920.1±2.8 Ma, MSWD=0.18(圖4d),該年齡代表了巖體侵位年齡, 屬晉寧期。第二組中5、6、11、14號測點的Th/U比值介于0.38～0.69, 顯示其為巖漿成因,206Pb/238U加權(quán)平均年齡為 422.3± 2.8 Ma, MSWD=0.40。該組年齡同樣應(yīng)反映本區(qū)晚志留世幔源巖漿活動的時間。

表1 夏日哈木二長花崗巖中鋯石U-Pb定年結(jié)果Table 1 LA-MC-ICP-MS zircon U-Pb isotope analytical results for the Xiarihamu monzogranite

4.2 地球化學(xué)特征

4.2.1 主量元素

夏日哈木礦區(qū)二長花崗巖主量元素含量及特征值列于表 2。樣品主量元素最明顯特征為高硅、富鉀、貧鎂、低磷和鈦。樣品的SiO2含量介于73.24%～ 73.83%, 屬酸性巖, 全堿含量高(Na2O+K2O=7.96%～ 9.79%), K2O/Na2O=0.44～2.98(樣品HS27-Y9的K2O含量較低, 可能由于后期蝕變導(dǎo)致), MgO含量低(0.11%～0.21%)。在TAS圖(圖5b)中, 樣品全部落入亞堿性花崗巖區(qū)域, 在 SiO2-K2O圖解(圖 5c)上, 主要落入 髙鉀鈣堿性區(qū)域。Al2O3含量介于 13.51%～ 14.18%, 在A/CNK-A/NK圖解(圖 5d)上, 全部落入過鋁質(zhì)區(qū)域。CIPW 標(biāo)準(zhǔn)礦物計算其剛玉分子除樣品HS27-Y9外其他樣品均大于1.19, 與巖石中出現(xiàn)電氣石等富鋁礦物的巖相學(xué)特征相吻合。主量元素顯示其屬高鉀鈣堿性、過鋁質(zhì)系列巖石并具有S型花崗巖的特征。

表2 夏日哈木二長花崗巖的主量元素(%)、稀土元素和微量元素含量(×10–6)及有關(guān)參數(shù)Table 2 Major (%) and trace element concentrations (×10–6) of the Xiarihamu monzogranite

圖5 火成巖QAP分類三角圖(a, 據(jù)Streckeisen, 1976), 二長花崗巖的TAS圖解(b, 據(jù)Middlemost, 1994) SiO2-K2O關(guān)系圖(c, 據(jù)Rickwood, 1989)和A/CNK-A/NK圖解(d)Fig.5 QAP (a), TAS (b), SiO2vs. K2O (c), and A/CNK vs. A/NK (d) plots of the monzogranite

4.2.2 微量元素

二長花崗巖稀土元素含量較低, ΣREE=86.4×10–6～ 131.7×10–6(平均 108.8×10–6)。(La/Yb)N=5.66～7.53,輕重稀土元素分餾明顯, 呈現(xiàn)出輕稀土元素富集、重稀土元素相對虧損的右傾配分模式(圖 6a), 具有明顯的負(fù)Eu異常(δEu=0.26～0.33), 暗示巖石經(jīng)歷了斜長石的分離結(jié)晶作用或源區(qū)有斜長石的殘留。

原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(圖 6b)顯示,二長花崗巖富集大離子親石元素(Rb、K)和不相容元素(Th、U), 與相鄰元素相比, Ba、Nb、P、Sr、Eu、Ti明顯虧損。Ba、Sr和Eu的同步虧損可能由于斜長石的分離結(jié)晶作用或巖漿起源于斜長石穩(wěn)定區(qū)導(dǎo)致, P和Ti的虧損可能由于磷灰石和鈦鐵礦的分離結(jié)晶作用或巖漿起源于磷灰石和鈦鐵礦的穩(wěn)定區(qū)導(dǎo)致。Nb的虧損和Rb、K、Th、U的富集顯示出上部陸殼的成分特征。

5 討 論

5.1 巖石成因類型

Sylvester (1998)指出, 典型的 S型花崗巖石為含白云母、堇青石、電氣石、石榴子石等礦物的過鋁質(zhì)花崗質(zhì)巖石, A/CNK>1.1, 剛玉標(biāo)準(zhǔn)分子大于1%。夏日哈木二長花崗巖含石榴石和電氣石, 具有S型花崗巖的巖相學(xué)特征; A/CNK為1.03～1.13(平均1.09), CIPW 標(biāo)準(zhǔn)礦物中剛玉分子含量除樣品HS27-Y9外均大于1.19, 顯示其具有典型S型花崗巖的主量元素特征。分異程度較高的的A、I、S型花崗巖常常不易區(qū)分(吳福元等, 2007)。本區(qū)8件二長花崗巖樣品的10000Ga/Al=2.68～3.68, 高于I型和S型花崗巖平均值(分別為2.1和2.28), 低于A型花崗巖平均值(3.75)(Whalen et al., 1987), 但樣品Zr+ Nb+Y+Ce=110.0×10–6～220.5×10–6, 明顯低于A型花崗巖的下限(350×10–6)(Whalen et al., 1987), 暗示其不屬于 A型花崗巖。Chappell (1999)系統(tǒng)研究了澳大利亞Lachlan褶皺帶中I型和S型花崗巖的微量元素特征, 認(rèn)為Th和Y在準(zhǔn)鋁質(zhì)巖漿和過鋁質(zhì)巖漿中具有不同的結(jié)晶分異演化趨勢。其中, Th和Y在過鋁質(zhì)巖漿演化早期優(yōu)先進(jìn)入Th和Y富集的礦物(如獨居石), 導(dǎo)致分異 S型花崗巖(Rb>200×10–6)的 Th和Y含量低, 并與Rb含量呈現(xiàn)負(fù)相關(guān)關(guān)系; 而Th和Y富集的礦物不在準(zhǔn)鋁質(zhì)巖漿演化早期優(yōu)先結(jié)晶,所以分異I型花崗巖的Th和Y含量高, 并隨著Rb含量增加而升高。圖7顯示本區(qū)二長花崗巖Rb含量高的樣品Th和Y的含量低, 并隨著Rb含量的增高Th和Y含量基本不變, 具有與Lachlan褶皺帶中S型花崗巖相似的演化趨勢。綜合以上研究, 本文認(rèn)為夏日哈木二長花崗巖屬典型的過鋁質(zhì)S型花崗巖。

5.2 巖漿源區(qū)及溫壓條件

圖6 二長花崗巖的稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分曲線圖(a, 標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Boynton, 1984)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b, 標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (b) of the monzogranite

圖7 二長花崗巖Th-Rb圖(a)和Y-Rb圖(b)(Lachlan褶皺帶中I型和S型花崗巖趨勢引自Chappell, 1999)Fig.7 Th vs. Rb (a) and Y vs. Rb (b) diagrams of the monzogranite

Rb/Sr、Nb/Ta等微量元素特征比值能夠有效的反映源區(qū)物質(zhì)的性質(zhì)。夏日哈木二長花崗巖 Rb/Sr比值介于1.27～12.45(平均7.16), 遠(yuǎn)大于地殼平均值(0.35, Taylor and McLennan, 1995); Nb/Ta比值介于5.13～6.73(平均5.98), 小于地殼平均值(8.3, Rudnick and Cao, 2003)并遠(yuǎn)小于地幔平均值(17.7, Sun and McDonough, 1989), 反映其源區(qū)可能為成熟的上部地殼, 并經(jīng)歷了較高程度的結(jié)晶分異。實驗表明, 不同源區(qū)部分熔融形成的過鋁質(zhì)花崗巖 CaO/Na2O比值明顯不同。其中, 雜砂巖部分熔融形成的過鋁質(zhì)花崗巖一般CaO/Na2O>0.3, 而泥質(zhì)巖石部分熔融形成的過鋁質(zhì)花崗巖一般 CaO/Na2O<0.3(Sylvester, 1998)。本區(qū)花崗巖的CaO/Na2O比值介于0.13～0.26,均小于 0.3, 表明其源區(qū)可能以泥質(zhì)巖為主, 在反映過鋁質(zhì)花崗巖源區(qū)特征的 Rb/Sr-Rb/Ba圖解(圖 8a)中, 本區(qū)花崗巖樣品主要落入富黏土源區(qū), 同樣顯示其源區(qū)成分為泥質(zhì)巖石。

本文主要利用地球化學(xué)數(shù)據(jù), 結(jié)合目前實驗巖石學(xué)已有資料間接推斷本區(qū)花崗巖形成時的溫度和壓力。Sylvester (1998)研究認(rèn)為, Al2O3和TiO2的比值是判斷過鋁質(zhì)花崗巖形成溫度的重要指標(biāo), 當(dāng)巖石的Al2O3/TiO2>100時, 部分熔融溫度<875 ℃; 當(dāng)巖石的Al2O3/TiO2<100時, 部分熔融溫度>875 ℃。本區(qū)花崗巖的Al2O3/TiO2=122.8～171.5, 均大于100,暗示其形成溫度應(yīng)小于 875℃。Pati?o Douce and Johnston (1991)進(jìn)行了貧斜長石的天然泥質(zhì)巖石在不同溫壓條件下的熔融實驗, 在 Al2O3/TiO2-CaO/ Na2O圖解(圖 8b)中, 本區(qū)花崗巖主要位于0.7 GPa壓力下, 溫度為 825～875 ℃的泥質(zhì)巖石部分熔融形成的過鋁質(zhì)花崗巖范圍內(nèi)。據(jù)此推測, 本區(qū)二長花崗巖形成時溫度為 825～875 ℃, 壓力約為 0.7 GPa (相當(dāng)于深度約為23 km), 進(jìn)一步顯示夏日哈木二長花崗巖源巖可能來自加厚的上地殼。

5.3 構(gòu)造環(huán)境及動力學(xué)過程

圖8 二長花崗巖Rb/Ba-Rb/Sr(a)和CaO/Na2O-Al2O3/TiO2(b)圖解(據(jù)Sylvester, 1998)Fig.8 Rb/Ba vs. Rb/Sr (a), and CaO/Na2O vs. Al2O3/TiO2(b) diagrams of the monzogranite

圖9 二長花崗巖的Rb-(Y+Nb)(a, 據(jù)Pearce, 1996)和R2-R1圖解(b, 據(jù)Batchelor and Bowden, 1985)Fig.9 Rb vs. (Y+Nb) (a) and R2vs. R1(b) diagrams of the monzogranite

夏日哈木二長花崗巖在 Pearce (1996)的構(gòu)造判別圖解(圖 9a)中, 主要落入同碰撞花崗巖區(qū)域; 在 R2-R1圖解(圖9b)中, 同樣落入同碰撞S型花崗巖區(qū)域。以上特征反映本區(qū)花崗巖形成于大陸碰撞造山過程中的擠壓構(gòu)造環(huán)境。

Sylvester (1998)根據(jù)造山帶中花崗巖形成時的地殼厚度和溫壓條件, 將過鋁質(zhì)花崗巖分為高壓型和高溫型。其中, 高壓型過鋁質(zhì)花崗巖是在高壓碰撞過程中(如阿爾卑斯山脈和喜馬拉雅山脈), 由于地殼變厚(>50 km), 其中K、Th、U等元素發(fā)生放射性蛻變產(chǎn)生熱的聚集, 在后期折返過程中減壓部分熔融形成, 該類型花崗巖形成的溫度較低(<875℃),形成的巖體一般為小–中等規(guī)模。高溫型過鋁質(zhì)花崗巖形成于諸如海西褶皺帶和拉克倫褶皺帶的高溫碰撞中。該類碰撞造山過程中, 地殼增厚不明顯(<50 km),但在碰撞后, 由于發(fā)生巖石圈拆沉作用, 隨后軟流圈上涌或玄武巖漿底侵, 部分地殼發(fā)生深熔作用,形成了大規(guī)模的高溫(>875℃)過鋁質(zhì)花崗巖, 伴隨有高溫(低壓)變質(zhì)作用。由前文所述可以看出, 本區(qū)二長花崗巖巖體規(guī)模較小, 形成溫度較低(<875℃),源區(qū)為成熟度較高的上部陸殼, 形成于碰撞擠壓的構(gòu)造環(huán)境。因此, 其形成過程可能為, 在碰撞早期由于強烈的擠壓作用陸殼加厚, 同時聚集大量由 K、Th、U等元素放射性蛻變產(chǎn)生的熱量, 碰撞晚期折返過程中, 加厚陸殼上部的泥質(zhì)巖石減壓部分熔融,最終形成本區(qū)二長花崗巖。

5.4 構(gòu)造意義

已有研究表明, 東昆侖地區(qū)前寒武紀(jì)主要經(jīng)歷了3次重要的區(qū)域性構(gòu)造熱事件, 時間分別為古元古代早期(2400～2500 Ma)、古元古代末期(1800～2000 Ma)和中元古代末期(約1000 Ma)(王國燦等, 2007)。其中,大約1000 Ma左右的構(gòu)造熱事件是東昆侖地區(qū)前寒武紀(jì)最強烈的一次構(gòu)造聚合事件, 時間上與全球尺度的Rodinia超大陸形成時間相吻合(Hoffman, 1991; Condie, 2001)。朱云海等(2000)報道了東昆侖東部瓦了尕–殺雄一帶奧長花崗巖鋯石 Pb-Pb年齡為 913～ 1011 Ma, 認(rèn)為其與板塊俯沖或碰撞有關(guān); 王國燦等(2004)報道了香日德南西部出露的小廟巖群構(gòu)造片麻巖鋯石SHRIMP U-Pb年齡為1035～1074 Ma, 認(rèn)為該年齡代表大陸聚合體制下的變質(zhì)作用和深熔作用時間; 陳能松等(2006)報道了香日德南部出露的二云母斜長花崗巖鋯石SHRIMP U-Pb年齡為904 Ma;孟繁聰?shù)?2013)報道了東昆侖西部祁漫塔格地區(qū) S型花崗巖鋯石 U-Pb年齡為 938±5 Ma(SHRIMP)和938±2 Ma(LA-ICP-MS), 認(rèn)為其形成于陸塊碰撞擠壓環(huán)境。本文對東昆中隆起帶中部夏日哈木礦區(qū)出露的二長花崗巖進(jìn)行了年代學(xué)和地球化學(xué)研究, 2件樣品的鋯石 LA-MC-ICP-MS U-Pb年齡分別為923.7±2.5 Ma和920.1±2.8 Ma, 屬新元古代早期, 樣品的地球化學(xué)特征與同碰撞 S型花崗巖相似, 表明其形成于碰撞擠壓的構(gòu)造環(huán)境。結(jié)合區(qū)域資料認(rèn)為,東昆侖地區(qū)新元古代早期可能存在一次重要的大陸拼合事件, 時間上對應(yīng)于全球Rodinia超大陸的形成相吻合。

近年來, 在我國西部地區(qū)不斷發(fā)現(xiàn)新元古代大陸聚合事件的年代學(xué)證據(jù): Lu et al. (2008)認(rèn)為塔里木盆地周緣存在1050～900 Ma的造山運動; Shu et al. (2011)報道了塔里木盆地北緣庫魯特塔格地區(qū)出露的花崗巖存在920 Ma左右的峰值年齡; 阿爾金造山帶新元古代花崗巖年齡集中在 920～940 Ma(Gehrels et al., 2003; 張建新等, 2011)。陸松年(2001)在柴達(dá)木盆地北緣識別出一條規(guī)模宏大的巖漿雜巖帶, 已獲得的年代學(xué)和地球化學(xué)資料顯示它們是新元古代早期匯聚過程的產(chǎn)物(林慈鑾等, 2006; 許婭玲等,2011; Song et al., 2012)。祁連造山帶已獲得的碰撞型花崗巖年齡集中在 910～942 Ma(郭進(jìn)京等, 1999; Gehrels et al., 2003; 萬渝生等, 2003; Tung et al., 2007)。結(jié)合本次在東昆侖造山帶中部獲得的二長花崗巖年齡為923.7±2.5 Ma和920.1±2.8 Ma, 以上數(shù)據(jù)反映新元古代早期(約1000～900 Ma), 我國西部地區(qū)可能存在一次劃時代的大陸匯聚事件, 使得塔里木、阿爾金、柴達(dá)木、中祁連等地塊拼合為統(tǒng)一的整體。

6 結(jié) 論

(1) 夏日哈木兩件二長花崗巖樣品巖漿鋯石LA-MC-ICP-MS U-Pb加權(quán)平均年齡分別為 923.7± 2.5 Ma(MSWD＝0.27)和920.1±2.8 Ma(MSWD＝0.18),屬新元古代早期。

(2) 夏日哈木二長花崗巖屬過鋁質(zhì)高鉀鈣堿性系列, 具有 S型花崗巖的巖相學(xué)及地球化學(xué)特征,其源巖為泥質(zhì)巖石, 巖漿形成時的溫度約為 825℃～ 875℃, 壓力約0.7 GPa。

(3) 夏日哈木二長花崗巖形成于同碰撞的構(gòu)造環(huán)境, 成因可能與加厚陸殼上部泥質(zhì)巖石減壓熔融并經(jīng)歷斜長石等礦物的分離結(jié)晶作用有關(guān), 熱源應(yīng)主要來自于陸殼加厚過程中K、Th、U等元素放射性蛻變產(chǎn)生的熱量。

(4) 東昆侖造山帶中部地區(qū)存在新元古代早期的巖漿活動, 夏日哈木二長花崗即為新元古代早期大陸匯聚碰撞環(huán)境下的產(chǎn)物。

致謝: 野外工作得到了青海省第五地質(zhì)礦產(chǎn)勘查院馬吉雄、王彬、王治安等同仁的大力支持, 鋯石LA-MC-ICP-MS U-Pb同位素年齡測試得到中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所侯可軍博士的大力幫助,承蒙中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)王國燦教授對本文進(jìn)行了悉心的審閱并提出了建設(shè)性修改意見, 使本文得以完善, 在此一并向他們表示特別誠摯的感謝。

阿成業(yè), 王毅智, 任晉祁, 保光譜. 2003. 東昆侖地區(qū)萬寶溝群的解體及早寒武世地層的新發(fā)現(xiàn). 中國地質(zhì), 30(2): 199–206.

陳能松, 李曉彥, 王新宇, 陳強, 王勤燕, 萬渝生. 2006.柴達(dá)木地塊南緣昆北單元變質(zhì)新元古代花崗巖鋯石SHRIMP U-Pb年齡. 地質(zhì)通報, 25(11): 1311–1314.

郭進(jìn)京, 趙鳳清, 李懷坤. 1999. 中祁連東段晉寧期碰撞型花崗巖及其地質(zhì)意義. 地球?qū)W報, 20(1): 10–15.

侯可軍, 李延河, 田有榮. 2009. LA-MC-ICP-MS鋯石微區(qū)原位U-Pb定年技術(shù). 礦床地質(zhì), 28(4): 481–492.

黃汲清, 任紀(jì)舜, 姜春發(fā), 張之孟, 許志琴. 1977. 中國大地構(gòu)造基本輪廓. 地質(zhì)學(xué)報, 51(2): 1–135.

姜春發(fā), 楊經(jīng)綏, 馮秉貴, 朱志直, 趙民, 柴耀楚. 1992.昆侖開合構(gòu)造. 北京: 地質(zhì)出版社: 183–217.

李世金, 孫豐月, 高永旺, 趙俊偉, 李連松, 楊啟安. 2012.小巖體成大礦理論指導(dǎo)與實踐——青海東昆侖夏日哈木銅鎳礦找礦突破的啟示及意義. 西北地質(zhì), 45(4): 185–191.

林慈鑾, 孫勇, 陳丹玲, 第五春榮. 2006. 柴北緣魚卡河花崗質(zhì)片麻巖的地球化學(xué)特征和鋯石LA-ICPMS定年. 地球化學(xué), 35(5): 489–505.

陸松年. 2001. 從羅迪尼亞到岡瓦納超大陸——對新元古代超大陸研究幾個問題的思考. 地學(xué)前緣, 8(4): 441–448.

孟繁聰, 崔美慧, 吳祥珂, 吳久芳, 王建華. 2013. 東昆侖祁漫塔格花崗片麻巖記錄的巖漿和變質(zhì)事件. 巖石學(xué)報, 29(6): 2107–2122.

潘裕生, 周偉明, 許榮華, 王東安. 1996. 昆侖山早古生代地質(zhì)特征與演化. 中國科學(xué)(D輯), 26(4): 302–307.

孫豐月, 陳國華, 遲效國, 李碧樂, 趙俊偉. 2003. 新疆–青海東昆侖成礦帶成礦規(guī)律和找礦方向綜合研究.中國地質(zhì)調(diào)查局地質(zhì)調(diào)查項目科研報告.

萬渝生, 許志琴, 楊經(jīng)綏, 張建新. 2003. 祁連造山帶及鄰區(qū)前寒武紀(jì)深變質(zhì)基底的時代和組成. 地球?qū)W報, 24(4): 319–324.

王冠, 孫豐月, 李碧樂, 李世金, 趙俊偉, 奧琮, 楊啟安. 2014b. 東昆侖夏日哈木銅鎳礦鎂鐵質(zhì)–超鎂鐵質(zhì)巖體巖相學(xué)、鋯石U-Pb年代學(xué)、地球化學(xué)及其構(gòu)造意義. 地學(xué)前緣, 21(6): 381–401.

王冠, 孫豐月, 李碧樂, 李世金, 趙俊偉, 楊啟安, 奧琮. 2013. 東昆侖夏日哈木礦區(qū)早泥盆世正長花崗巖鋯石U-Pb年代學(xué)、地球化學(xué)及其動力學(xué)意義. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 37(4): 685–697.

王冠, 孫豐月, 李碧樂, 李世金, 趙俊偉, 楊啟安. 2014a.東昆侖夏日哈木礦區(qū)閃長巖鋯石U-Pb年代學(xué)、地球化學(xué)及其地質(zhì)意義. 吉林大學(xué)學(xué)報(地球科學(xué)版), 44(3): 876–891.

王國燦, 王青海, 簡平, 朱云海. 2004. 東昆侖前寒武紀(jì)基底變質(zhì)巖系的鋯石SHRIMP年齡及其構(gòu)造意義. 地學(xué)前緣, 11(4): 481–490.

王國燦, 魏啟榮, 賈春興, 張克信, 李德威, 朱云海, 向樹元. 2007. 關(guān)于東昆侖地區(qū)前寒武紀(jì)地質(zhì)的幾點認(rèn)識. 地質(zhì)通報, 26(8): 929–937.

吳福元, 李獻(xiàn)華, 楊進(jìn)輝, 鄭永飛. 2007. 花崗巖成因研究的若干問題. 巖石學(xué)報, 23(6): 1217–1238.

許婭玲, 巴金, 王勤燕, 張璐, 王新宇, 陳能松. 2011. 青海都蘭東北部哈莉哈德山花崗片麻巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡及構(gòu)造意義. 地質(zhì)通報, 30(7): 1037–1042.

許志琴, 楊經(jīng)綏, 李海兵, 姚建新. 2006. 中央造山帶早古生代地體構(gòu)架與高壓超高壓變質(zhì)帶的形成. 地質(zhì)學(xué)報, 80(2): 1793–1806.

張建新, 李懷坤, 孟繁聰, 相振群, 于勝堯, 李金平. 2011.塔里木盆地東南緣(阿爾金山) “變質(zhì)基底”記錄的多期構(gòu)造熱事件: 鋯石U-Pb年代學(xué)的制約. 巖石學(xué)報, 27(1): 23–46.

朱云海, Pan Yuanming, 張克信. 2000. 東昆侖造山帶東段晉寧期巖漿活動及其演化. 地球科學(xué), 25(3): 231.

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

Batchelor R A and Bowden P. 1985. Petrogenetic interpretation of granitoid rock series using multi-cationic parameters. Chemical Geology, 48(1–4): 43–55.

Belousova E A, Griffin W L, O’Reilly S Y and Fisher N I. 2002. Igneous zircon: Trace element composition as an indicator of source rock type. Contributions to Mineralogy and Petrology, 143(5): 602–622.

Boynton W V. 1984. Geochemistry of the Rare Earth Elements: Meteorite studies // Henderson P. Rare Earth Element Geochemistry. Amsterdam: Elsevier Science Publishers: 63–114.

Chappell B W. 1999. Aluminum saturation in I- and S-type granites and the characterization of fractionated haplogranites. Lithos, 46(3): 535–551.

Condie K C. 2001. Continental growth during formation of Rodinia at 1.35–0.9 Ga. Gondwana Research, 4(1): 5–16.

Gehrels G E, Yin A and Wang X F. 2003. Magmatic history of the northeastern Tibetan Plateau. Journal of Geophysical Research, 108: 1–14.

Hoffman P F. 1991. Did the breakout of Laurentia turn Gondwanaland insideout? Science, 252: 1409–1412.

Hoskin P W O and Schaltegger U. 2003. The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 53(1): 27–62.

Li Z X, Bogdanova S V, Collins A S, Davidson A, Waele B D, Ernst R E, Fitzsimons I C W, Fuck R A, Gladkochub D P, Jacobs J, Karlstrom K E, Lu S N, Natapov L M, Pease V, Pisarevsky S A, Thrane K and Vernikovsky V. 2008. Assembly, configuration, and break-up history of Rodinia: A synthesis. Precambrian Research, 160: 179–210.

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, Detlef Günther, 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.

Lu S N, Li H K, Zhang C L and Niu G H. 2008. Geological and geochronological evidence for the Precambrian evolution of the Tarim Craton and surrounding continental fragments. Precambrian Research, 160: 94–107.

Ludwig K R. 2003. User’s Manual for Isoplot 3.00: A geochronological toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center, Special Publication, 4: 1–70.

McMenamin M A S and McMenamin D L S. 1990. The Emergence of Animals: The Cambrian breakthrough. New York: Columbia University Press: 1–12.

Middlemost E A K. 1994. Naming materials in the magma / igneous rock system. Earth Science Reviews, 37(3–4): 215–224.

Moores E M. 1991. Southwest U.S. East Antarctic (SWEAT) connection: A hypothesis. Geology, 19: 425–428.

Pati?o Douce A E and Johnston A D. 1991. Phase equilibria and melt productivity in the pelitic system: Implications for the origin of peraluminous granitoids and aluminous granulites. Contributions to Mineralogy and Petrology, 107: 202–218.

Pearce J A. 1996. Sources and settings of granitic rock. Episodes, 19(4): 120–125.

Rickwood P C. 1989. Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of minor elements. Lithos, 22: 247–263.

Rudnick R L and Cao S. 2003. The composition of the continental crust // Holland H D and Turekinan K K. Treatise on Geochemistry. Elsevier, Oxford: 1–64.

Shu L S, Deng X L, Zhu W B, Ma D S and Xiao W J. 2011. Precambrian tectonic evolution of the Tarim Block, NW China: New geochronological insights from theQuruqtagh domain. Journal of Asian Earth Sciences, 42: 774–790.

Song S G, Su L, Li X H, Niu Y L and Zhang L F. 2012. Grenvill-eage orogenesis in the Qaidam-Qilian block: The link between South China and Tarim. Precambrian Research, 220–221: 9–22.

Streckeisen A L. 1976. To each plutonic rock its proper name. Earth Science Reviews, 12: 1–33.

Sun S S and McDonough W F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes // Saunders A D and Norry M J. Magmatism in Oceanic Basins. Geological Society, London, Special Publications, 42: 313–345.

Sylvester P J. 1998. Post-collisional strongly peraluminous granites. Lithos, 45: 29–44.

Taylor S R and McLennan S M. 1995. The geochemical evolution of the continental crust. Reviews of Geophysics, 33(2): 241–265.

Tung K A, Yang H J, Yang H Y, Liu D Y, Zhang J X, Wan Y S and Tseng C Y. 2007. SHRIMP U-Pb geochronology of the zircons from the Precambrian basement of the Qilian Block and its geological significances. Chinese Science Bulletin, 52(19): 2687–2701.

Wang C, Liu L, Yang W Q, Zhu X H, Cao Y T, Kang L, Chen S F, Li R S and He S P. 2013. Provenance and ages of the Altyn Complex in Altyn Tagh: Implications for the early Neoproterozoic evolution of northwestern China. Precambrian Research, 230: 193–208.

Whalen J B, Currie K L and Chappell B W. 1987. A-type granites: Geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis. Contributions to Mineralogy and Petrology, 95: 407–419.

Geochronology, Geochemistry and Tectonic Implication of Early Neoproterozoic Monzogranite in Xiarihamu Ore District from East Kunlun

WANG Guan1,2, SUN Fengyue1*, LI Bile1, AO Cong3, LI Shijin4, ZHAO Junwei5and YANG Qi’an5
(1. College of Earth Sciences, Jilin University, Changchun 130061, Jilin, China; 2. Sichuan Xinshun Mineral Limited Liability Corporation, Chengdu 610041, Sichuan, China; 3. Tianjin Institute of Geology and Mineral Resources, Tianjin 300170, China; 4. Qinghai Geological Survey, Xining 810001, Qinghai, China; 5. Institute of the Fifth Geologic Exploration and Mineral Resource of Qinghai Province, Xining 810008, Qinghai, China)

In this paper, we present zircon U-Pb dating, major and trace element geochemical data for the monzogranite intrusion in the Xiarihamu ore district which is located in the middle part of the East Kunlun Mountain Belt. Our aim is to elucidate the formation time, petrogenesis and tectonic setting of the intrusion. U-Pb dating of zircons from two monzogranite samples yielded weighted mean206Pb/238U ages of 923.7±2.5 Ma (MSWD=0.27) and 920.1±2.8 Ma (MSWD=0.18), respectively. The monzogranite is peraluminous and belongs to the high-K calc-alkaline series. The monzogranite is characterized by high SiO2(73.24%-73.83%), high alkali (Na2O+K2O=7.96%-9.79%), low CaO (0.31%-1.13%) and MgO (0.11%-0.21%) contents. The monzogranite is enriched in LREE and relatively depleted in HREE with significant negative Eu anomalies (δEu=0.30- 0 .45), sho wing significant Sr, Ba, Nb, P, and Ti depletion on primitive mantle-normalized trace elements diagrams. Petrological and geochemical evidence indicates that the monzogranite belongs to S-type granite. The low CaO/Na2O ratios (ranging from 0.13 to 0.26, and the average value is 0.19) and high Rb/Sr ratios (ranging from 1.27 to 12.45, and the average value is 22.63) of the rock indicate a upper crustal origin, maybe associated with the partial melting of argillaceous rocks. Combined with regional tectonic evolution and discrimination of tectonic setting, we suggest that the monzogranite was formed in a syn-collision compression setting. The genesis of monzogranite maybe relevant with decompression partial melting of argillaceous rocks located in the thicken upper crust and the subsequent fractional crystallization of feldspar, etc. The main heat source may be provided by the in situ decay of K, U and Th. In summary, there exists an Early Neoproterozoic magmatic activity in the central part of Eastern Kunlun middle uplifted basement and granitic belt, which responded to the amalgamation of the Rodinia supercontinent.

S-type granite; geochemistry; Early Neoproterozoic; Rodinia Supercontinent; East Kunlun; Xiarihamu

P597

A

1001-1552(2016)06-1247-014

2014-01-10; 改回日期: 2014-07-07

項目資助: 中國地質(zhì)調(diào)查局地質(zhì)大調(diào)查項目(12120111086020)資助。

王冠(1984–), 男, 博士, 工程師, 主要從事礦床學(xué)研究。Email: red_moon2002@163.com

孫豐月(1963–), 男, 教授, 博士生導(dǎo)師, 主要從事熱液礦床成礦理論與預(yù)測、區(qū)域成礦作用研究。Email: sfy@jlu.edu.cn