东昆仑夏日哈木矿区新元古代早期二长花岗岩锆石U-Pb年代学、地球化学及其构造意义

2016-02-12孙丰月李碧乐李世金赵俊伟杨启安

大地构造与成矿学 2016年6期

王冠, 孙丰月, 李碧乐奥琮, 李世金, 赵俊伟, 杨启安

(1.吉林大学地球科学学院, 吉林长春 130061; 2.四川鑫顺矿业股份有限公司, 四川成都 610041; 3.天津地质矿产研究所, 天津 300170; 4.青海省地质调查局, 青海西宁 810001; 5.青海省第五地质矿产勘查院, 青海西宁 810008)

王冠1,2, 孙丰月1*, 李碧乐1, 奥琮3, 李世金4, 赵俊伟5, 杨启安5

本文报道了东昆仑造山带中部夏日哈木矿区二长花岗岩体的锆石U-Pb年代学和全岩地球化学资料, 以确定岩体的形成时代、岩石成因及其构造属性。夏日哈木矿区的二长花岗岩呈岩株状和脉状捕虏体出露于矿区中部。2件二长花岗岩样品中岩浆锆石LA-MC-ICP-MS U-Pb加权平均年龄分别为923.7±2.5 Ma (MSWD=0.27)和920.1±2.8 Ma (MSWD=0.18), 属新元古代早期。岩石高硅(SiO2=73.24%～73.83%)、富碱(Na2O+K2O=7.96%～9.79%)、贫钙(CaO=0.31%～1.13%)、贫镁(MgO=0.11%～0.21%), 属于高钾钙碱性、过铝质系列花岗岩; 稀土配分曲线呈现轻稀土元素相对富集的右倾分布特征, 具明显的 Eu负异常(δEu=0.30～0.45); 原始地幔标准化微量元素蛛网图显示Sr、Ba、Nb、P、Eu和Ti的负异常。岩石学及地球化学特征表明其属于S型花岗岩。岩石具有较低的CaO/Na2O比值(介于0.13～0.26之间, 平均0.19), 较高的Rb/Sr比值(介于1.27～12.45之间, 平均7.61), 显示出上部地壳源区的成分特征, 可能由泥质岩石部分熔融形成。结合区域构造演化及构造判别, 本文认为该区二长花岗岩形成于同碰撞的构造环境, 岩石成因可能与加厚陆壳上部泥质岩石减压熔融并经历了斜长石等矿物的分离结晶作用有关, 热源主要来自于陆壳加厚过程中K、Th、U等元素放射性蜕变产生的热量。综合分析认为, 东昆中隆起带中部地区存在新元古代早期的岩浆活动, 时间上对应于全球Rodinia超大陆的汇聚时间。

S型花岗岩; 地球化学特征; 新元古代早期; Rodinia超大陆; 东昆仑; 夏日哈木

0 引言

自20世纪90年代初Rodinia超大陆概念提出以来(McMenamin and McMenamin, 1990), 超大陆的轮廓及其拼合–裂解机制逐渐成为国内外学者关注的焦点。根据古地磁、古地层及年代学等方面的研究成果, 认为在 1300～900 Ma期间, 以北美劳伦古陆为“核心”, 汇集澳大利亚、南极、西伯利亚、印度、波罗的、亚马逊、刚果、西非等陆块及众多微陆块,组成了一个全球性的超级大陆-Rodinia超大陆(Moores, 1991; Hoffman, 1991; Condie, 2001; Li et al., 2008)。随着研究程度的不断深入, Rodinia超大陆聚合事件在我国西部的塔里木、阿尔金山、柴达木北缘、中祁连等地区的响应被逐渐揭示(郭进京等, 1999; Gehrels et al., 2003; 万渝生等, 2003; 林慈銮等, 2006; Tung et al., 2007; Shu et al., 2011; 许娅玲等, 2011; Song et al., 2012; Wang et al., 2013)。相比而言对东昆仑地区新元古代早期岩浆活动的研究略显薄弱, 其研究范围主要集中在东昆仑东部的香日德–清水泉一带(朱云海等, 2000; 王国灿等, 2004, 2007; 陈能松等, 2006), 而中西部鲜有报道(孟繁聪等, 2013)。由于缺乏精确的年代学和地球化学证据,导致对整个东昆仑地区新元古代早期岩浆活动的时限和构造环境认识不完善。本文报道了东昆中隆起带中部地区出露的新元古代早期同碰撞 S型二长花岗岩, 对其年代学及地球化学进行了详细研究, 探讨了岩石成因及成岩构造环境, 旨在为东昆仑地区新元古代早期的岩浆演化和构造环境提供新的资料。

1 地质背景

东昆仑造山带位于青藏高原北部, 柴达木盆地南缘, 区内构造线总体呈近东西向展布, 由北向南发育昆北、昆中和昆南 3条近东西向的区域性深大断裂带(黄汲清等, 1977; 姜春发等, 1992)。前人以昆中断裂带为界, 将东昆仑造山带划分为昆北和昆南两个构造带(潘裕生等, 1996)或两个地体(许志琴等, 2006)。孙丰月等(2003)结合东昆仑造山带的构造演化对本区构造单元进行了进一步划分, 以该区 3条区域性断裂为界, 分为昆北加里东弧后裂陷带、昆中基底隆起花岗岩带和昆南复合拼贴带, 再向南为阿尼玛卿蛇绿混杂岩带和巴颜喀拉造山带(图1a)。

东昆仑造山带早前寒武纪基底岩系大致以东昆中断裂为界, 主体分为北部的“金水口岩群白沙河组”和南部苦海、纳赤台一带的“苦海岩群”。金水口岩群白沙河组为一套麻粒岩相–高角闪岩相的变质火山–沉积岩系, 基底固结时间为古元古代(1900～ 2000 Ma, 王国灿等, 2007)。苦海岩群由多成因的变质岩系组成, 具有明显的杂岩特征, 形成时代为古元古代–中元古代, 其最终固结的时间应为中元古代末期(王国灿等, 2007)。此外, 位于昆中断裂和昆南断裂之间的昆南复合拼贴带中主要由万宝沟群组成。万宝沟群形成于大洋环境, 主体为一套海相中基性火山岩、碳酸盐岩和浅变质碎屑岩组成的地层序列, 玄武岩具有大洋高原玄武岩的地球化学特征(孙丰月等, 2003), 已获得变玄武岩年龄数据显示其形成于中元古代中晚期(孙丰月等, 2003; 阿成业等, 2003; 王国灿等, 2007)。

图1 夏日哈木矿区地质简图(据李世金等, 2012修编)Fig.1 Sketch geological map of the Xiarihamu ore district

研究区位于东昆仑中隆起带中部, 昆北断裂带南侧(图1a)。2011年青海省第五地质矿产勘查院在该区发现了夏日哈木铜镍硫化物矿床, 为东昆仑成矿带首次发现的超大型铜镍硫化物矿床。区内出露地层主要为古元古代金水口岩群白沙河组, 岩性为黑云斜长片麻岩、云母二长片麻岩、斜长角闪岩、大理岩等。断裂构造以近EW、NW向和NE向的逆断层和左行平移断层为主。侵入岩主要为镁铁质–超镁铁质杂岩、辉长岩、闪长岩、正长花岗岩和二长花岗岩(图1b)。其中, 铜镍硫化物矿床产于研究区北西的镁铁质–超镁铁质杂岩体内, 岩石类型主要为方辉橄榄岩、橄榄斜方辉石岩、辉石岩和辉长苏长岩, 辉石岩锆石U-Pb年龄为393.5±3.4 Ma(李世金等, 2012), 辉长苏长岩锆石U-Pb年龄为423±1 Ma (王冠等, 2014b), 杂岩体出露面积约 0.6 km2, 围岩为古元古代金水口岩群变质岩和新元古代含石榴石花岗质片麻岩。辉长岩体呈小岩株状侵位于研究区中部和南部的白沙河组变质岩系之中, 并显示有较好的铜镍矿化, 中部出露的辉长岩锆石U-Pb年龄为424±1 Ma(王冠等, 2014b)。闪长质岩体分布于研究区南东, 岩石类型主要为石英闪长岩和闪长岩, 石英闪长岩中锆石U-Pb年龄为242.7±2.2 Ma(王冠等, 2014a)。正长花岗岩呈岩株状分布于研究区北部, 锆石U-Pb年龄为391.1±1.4 Ma(王冠等, 2013)。本次研究的二长花岗岩体分布于研究区中部, 主要呈岩株状侵位于金水口岩群白沙河组黑云斜长片麻岩中,岩体出露面积约为0.25 km2, 由于暗色矿物含量少片麻理不发育。野外露头可见二长花岗岩体中包裹石榴石斜长角闪岩(图2a)。另外可见二长花岗岩以捕虏体的形式残存于后期侵位的辉长岩体内(图2b)。

图2 夏日哈木二长花岗岩的野外及镜下照片Fig.2 Field and microscope photos of the Xiarihamu monzogranite

2 岩相学特征及样品描述

本次采集二长花岗岩样品10件, 2件用于同位素测年, 地球化学测试样品8件。其中, 样品(HS27-P2-N5)取自岩株状出露的二长花岗岩体, 取样坐标为 93°23′36″E, 36°27′30″N, 岩石呈浅灰白色, 半自形中粒结构, 块状构造, 主要矿物成分为石英、斜长石、微斜长石、条纹长石、电气石, 副矿物为锆石、磷灰石、榍石等。其中, 石英呈它形粒状分布于长石等矿物颗粒之间, 大小2～3 mm, 含量30%～35%,表面干净, 正交偏光下呈波状消光; 斜长石呈半自形板状, 大小1.5～2 mm, 含量20%～25%, 表面浑浊呈轻微的绢云母化, 聚片双晶发育; 微斜长石呈半自形–它形板状, 大小2～3 mm, 含量15%～20%, 格子状双晶发育; 条纹长石呈半自形–它形板状, 大小1.5～2.5 mm, 含量 10%～15%, 条纹双晶发育; 电气石呈柱状, 大小一般为 1.25～1.5 mm, 个别可达 3 mm,含量约 5%, 单偏光下具正中突起, 浅黄–深黄褐色多色性明显, 正交偏光下呈一级紫红–二级蓝干涉色, 平行消光(图2c)。样品(HS27-N2)取自辉长岩体中呈脉状捕虏体产出的二长花岗岩, 取样坐标为93°23′50″E, 36°27′36″N。岩石呈浅灰白色, 半自形中细粒结构, 块状构造; 主要矿物成分为石英、斜长石、微斜长石、条纹长石、电气石及少量石榴石和黑云母, 副矿物为锆石、磷灰石等。其中, 石英呈它形粒状, 大小0.75～2.5 mm, 含量25%～30%, 波状消光明显; 斜长石大小1.25～2 mm, 含量25%～30%; 微斜长石和条纹长石大小1～2 mm, 含量30%～35%(图2d);电气石呈柱状, 大小0.5～1 mm, 含量约3%; 石榴石和黑云母含量约2%。根据镜下统计石英、碱性长石和斜长石含量并投影到QAP图解(图5a)中, 样品全部落在二长花岗岩区域。

3 分析方法

3.1 锆石LA-MC-ICP-MS U-Pb年代学

锆石的挑选在河北省廊坊区域地质调查研究所实验室利用标准重矿物分离技术完成。全岩样品经破碎、淘洗和磁选后, 分离出锆石精样, 然后在双目镜下仔细挑选表面平整光洁且具不同长宽比例、不同柱锥面特征、不同颜色的锆石颗粒, 将这些锆石粘在双面胶上, 用无色透明环氧树脂固定, 待环氧树脂固化之后对其表面抛光至锆石中心暴露。在原位分析之前, 通过反射光和 CL图像详细研究锆石的晶体形貌和内部结构特征, 以选择同位素分析的最佳点。

锆石 U-Pb同位素年龄测试在中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室完成, 使用仪器为 Finnigan Neptune多接收电感耦合等离子质谱仪(LA-MC-ICP-MS), 激光剥蚀系统为New Wave UP213激光剥蚀系统。采样方式为单点剥蚀, 数据采集采用所有信号同时静态方式接收。测试采用的激光剥蚀束斑直径为30 μm,使用锆石 GJ-1作为外标, 元素含量采用锆石 M127 (Liu et al., 2008)作为外标样, 歧视和漂移进行校正。测试流程参见侯可军等(2009)。普通铅校正采用Andersen (2002)推荐的方法; 样品的同位素比值及元素含量计算采用 ICP-MS-DATECAL程序(Liu et al., 2008, 2010), 年龄计算及谐和图的绘制采用Ludwig(2003)编写的Isoplot程序完成。

3.2 岩石地球化学测试

样品的主量、微量和稀土元素测试均由广州澳实矿物实验室中心完成。首先将待测样品在 65 ℃左右低温干燥 24 h, 之后破碎, 经多次手工缩分出300 g均匀样品在振动研磨机上研磨至200目以备分析测试。主量元素由荷兰PANalytical生产的Axios仪器利用熔片 X-射线荧光光谱法(XRF)测定, 并采用等离子光谱和化学法测定进行互相检测。微量元素和稀土元素采用美国 PerkinElmer公司生产的Elan9000型电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)测定。主量元素分析精度和准确度优于 5%, 微量和稀土元素分析精度和准确度优于10%。

4 测试结果

4.1 锆石LA-MC-ICP-MS U-Pb年代学

图3 夏日哈木二长花岗岩中代表性锆石阴极发光(CL)图像(圆圈数字代表U-Pb分析点位, 编号同表1)Fig.3 CL images of zircons from the Xiarihamu monzogranite

图4 夏日哈木二长花岗岩中锆石的U-Pb年龄谐和图Fig.4 U-Pb concordia diagrams of zircons from the Xiarihamu monzogranite

样品HS27-P2-N5(中粒二长花岗岩)中挑选的锆石多呈无色, 金刚光泽, 晶体多为短柱状, 少数为长柱状, 个别为粒状。多数锆石自形程度较好, 个别锆石形态不完整。经统计锆石长 80～120 μm, 宽30～60 μm, 长宽比多数为2∶1。24个分析点结果(表1)及谐和图(图 4a)显示, 该样品中年龄主要分为 3组。第一组19、20号测试点的207Pb/206Pb表面年龄分别为1765±7 Ma和2029±11 Ma, CL图像(图3)显示19号锆石形态不规则边界呈磨圆状, 20号锆石核部较亮具有薄的暗色增生边, 二者具有明显的岩浆环带, 其Th/U比值分别为0.41和0.53均大于0.1,显示其为岩浆成因锆石(Belousova et al., 2002; Hoskin and Schaltegger, 2003)。该组年龄与前人报道的金水口岩群白沙河组基底片麻岩的年龄范围1900～2000 Ma(王国灿等, 2007)接近, 推断其为捕获围岩中的锆石。第二组 20颗锆石分析点的 Th、U含量分别变化于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, 锆石具有明显的岩浆环带, 显示其为岩浆成因锆石。20颗锆石分析点比较集中, 均落于谐和线上及其附近,锆石的206Pb/238U年龄加权平均值为 923.7±2.5 Ma, MSWD=0.27(图 4b), 该年龄代表了岩体侵位年龄为新元古代, 属晋宁期。第三组 7、9号测试点的206Pb/238U年龄分别为 421±4 Ma和 423±2 Ma, 其Th/U比值分别为0.29和0.48, 显示其为岩浆成因。该组锆石U含量较高, 介于672×10–6～1036×10–6, 与本区镁铁质–超镁铁质岩体的侵位年龄(423～424 Ma)十分接近, 推测锆石成分受到后期岩浆热事件改造,其年龄应反映本区晚志留世幔源岩浆活动的时间。

样品 HS27-N2(中细粒二长花岗岩)中挑选出的锆石与样品HS27-P2-N5中锆石特征相似。19个分析点结果(表1)及谐和图(图4c)显示, 该样品中年龄可分为两组。第一组中 15颗锆石的Th、U含量分别变化于 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图像中锆石具有明显的岩浆环带, 显示其为岩浆成因锆石。15颗锆石均落于谐和线上及其附近, 锆石206Pb/238U加权平均年龄为 920.1±2.8 Ma, MSWD=0.18(图4d),该年龄代表了岩体侵位年龄, 属晋宁期。第二组中5、6、11、14号测点的Th/U比值介于0.38～0.69, 显示其为岩浆成因,206Pb/238U加权平均年龄为 422.3± 2.8 Ma, MSWD=0.40。该组年龄同样应反映本区晚志留世幔源岩浆活动的时间。

表1 夏日哈木二长花岗岩中锆石U-Pb定年结果Table 1 LA-MC-ICP-MS zircon U-Pb isotope analytical results for the Xiarihamu monzogranite

4.2 地球化学特征

4.2.1 主量元素

夏日哈木矿区二长花岗岩主量元素含量及特征值列于表 2。样品主量元素最明显特征为高硅、富钾、贫镁、低磷和钛。样品的SiO2含量介于73.24%～ 73.83%, 属酸性岩, 全碱含量高(Na2O+K2O=7.96%～ 9.79%), K2O/Na2O=0.44～2.98(样品HS27-Y9的K2O含量较低, 可能由于后期蚀变导致), MgO含量低(0.11%～0.21%)。在TAS图(图5b)中, 样品全部落入亚碱性花岗岩区域, 在 SiO2-K2O图解(图 5c)上, 主要落入髙钾钙碱性区域。Al2O3含量介于 13.51%～ 14.18%, 在A/CNK-A/NK图解(图 5d)上, 全部落入过铝质区域。CIPW 标准矿物计算其刚玉分子除样品HS27-Y9外其他样品均大于1.19, 与岩石中出现电气石等富铝矿物的岩相学特征相吻合。主量元素显示其属高钾钙碱性、过铝质系列岩石并具有S型花岗岩的特征。

表2 夏日哈木二长花岗岩的主量元素(%)、稀土元素和微量元素含量(×10–6)及有关参数Table 2 Major (%) and trace element concentrations (×10–6) of the Xiarihamu monzogranite

图5 火成岩QAP分类三角图(a, 据Streckeisen, 1976), 二长花岗岩的TAS图解(b, 据Middlemost, 1994) SiO2-K2O关系图(c, 据Rickwood, 1989)和A/CNK-A/NK图解(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

二长花岗岩稀土元素含量较低, ΣREE=86.4×10–6～ 131.7×10–6(平均 108.8×10–6)。(La/Yb)N=5.66～7.53,轻重稀土元素分馏明显, 呈现出轻稀土元素富集、重稀土元素相对亏损的右倾配分模式(图 6a), 具有明显的负Eu异常(δEu=0.26～0.33), 暗示岩石经历了斜长石的分离结晶作用或源区有斜长石的残留。

原始地幔标准化微量元素蛛网图(图 6b)显示,二长花岗岩富集大离子亲石元素(Rb、K)和不相容元素(Th、U), 与相邻元素相比, Ba、Nb、P、Sr、Eu、Ti明显亏损。Ba、Sr和Eu的同步亏损可能由于斜长石的分离结晶作用或岩浆起源于斜长石稳定区导致, P和Ti的亏损可能由于磷灰石和钛铁矿的分离结晶作用或岩浆起源于磷灰石和钛铁矿的稳定区导致。Nb的亏损和Rb、K、Th、U的富集显示出上部陆壳的成分特征。

5 讨论

5.1 岩石成因类型

Sylvester (1998)指出, 典型的 S型花岗岩石为含白云母、堇青石、电气石、石榴子石等矿物的过铝质花岗质岩石, A/CNK>1.1, 刚玉标准分子大于1%。夏日哈木二长花岗岩含石榴石和电气石, 具有S型花岗岩的岩相学特征; A/CNK为1.03～1.13(平均1.09), CIPW 标准矿物中刚玉分子含量除样品HS27-Y9外均大于1.19, 显示其具有典型S型花岗岩的主量元素特征。分异程度较高的的A、I、S型花岗岩常常不易区分(吴福元等, 2007)。本区8件二长花岗岩样品的10000Ga/Al=2.68～3.68, 高于I型和S型花岗岩平均值(分别为2.1和2.28), 低于A型花岗岩平均值(3.75)(Whalen et al., 1987), 但样品Zr+ Nb+Y+Ce=110.0×10–6～220.5×10–6, 明显低于A型花岗岩的下限(350×10–6)(Whalen et al., 1987), 暗示其不属于 A型花岗岩。Chappell (1999)系统研究了澳大利亚Lachlan褶皱带中I型和S型花岗岩的微量元素特征, 认为Th和Y在准铝质岩浆和过铝质岩浆中具有不同的结晶分异演化趋势。其中, Th和Y在过铝质岩浆演化早期优先进入Th和Y富集的矿物(如独居石), 导致分异 S型花岗岩(Rb>200×10–6)的 Th和Y含量低, 并与Rb含量呈现负相关关系; 而Th和Y富集的矿物不在准铝质岩浆演化早期优先结晶,所以分异I型花岗岩的Th和Y含量高, 并随着Rb含量增加而升高。图7显示本区二长花岗岩Rb含量高的样品Th和Y的含量低, 并随着Rb含量的增高Th和Y含量基本不变, 具有与Lachlan褶皱带中S型花岗岩相似的演化趋势。综合以上研究, 本文认为夏日哈木二长花岗岩属典型的过铝质S型花岗岩。

5.2 岩浆源区及温压条件

图6 二长花岗岩的稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图(a, 标准化值据Boynton, 1984)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b, 标准化值据Sun and McDonough, 1989)Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (b) of the monzogranite

图7 二长花岗岩Th-Rb图(a)和Y-Rb图(b)(Lachlan褶皱带中I型和S型花岗岩趋势引自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够有效的反映源区物质的性质。夏日哈木二长花岗岩 Rb/Sr比值介于1.27～12.45(平均7.16), 远大于地壳平均值(0.35, Taylor and McLennan, 1995); Nb/Ta比值介于5.13～6.73(平均5.98), 小于地壳平均值(8.3, Rudnick and Cao, 2003)并远小于地幔平均值(17.7, Sun and McDonough, 1989), 反映其源区可能为成熟的上部地壳, 并经历了较高程度的结晶分异。实验表明, 不同源区部分熔融形成的过铝质花岗岩 CaO/Na2O比值明显不同。其中, 杂砂岩部分熔融形成的过铝质花岗岩一般CaO/Na2O>0.3, 而泥质岩石部分熔融形成的过铝质花岗岩一般 CaO/Na2O<0.3(Sylvester, 1998)。本区花岗岩的CaO/Na2O比值介于0.13～0.26,均小于 0.3, 表明其源区可能以泥质岩为主, 在反映过铝质花岗岩源区特征的 Rb/Sr-Rb/Ba图解(图 8a)中, 本区花岗岩样品主要落入富黏土源区, 同样显示其源区成分为泥质岩石。

本文主要利用地球化学数据, 结合目前实验岩石学已有资料间接推断本区花岗岩形成时的温度和压力。Sylvester (1998)研究认为, Al2O3和TiO2的比值是判断过铝质花岗岩形成温度的重要指标, 当岩石的Al2O3/TiO2>100时, 部分熔融温度<875 ℃; 当岩石的Al2O3/TiO2<100时, 部分熔融温度>875 ℃。本区花岗岩的Al2O3/TiO2=122.8～171.5, 均大于100,暗示其形成温度应小于 875℃。Patiño Douce and Johnston (1991)进行了贫斜长石的天然泥质岩石在不同温压条件下的熔融实验, 在 Al2O3/TiO2-CaO/ Na2O图解(图 8b)中, 本区花岗岩主要位于0.7 GPa压力下, 温度为 825～875 ℃的泥质岩石部分熔融形成的过铝质花岗岩范围内。据此推测, 本区二长花岗岩形成时温度为 825～875 ℃, 压力约为 0.7 GPa (相当于深度约为23 km), 进一步显示夏日哈木二长花岗岩源岩可能来自加厚的上地壳。

5.3 构造环境及动力学过程

图8 二长花岗岩Rb/Ba-Rb/Sr(a)和CaO/Na2O-Al2O3/TiO2(b)图解(据Sylvester, 1998)Fig.8 Rb/Ba vs. Rb/Sr (a), and CaO/Na2O vs. Al2O3/TiO2(b) diagrams of the monzogranite

图9 二长花岗岩的Rb-(Y+Nb)(a, 据Pearce, 1996)和R2-R1图解(b, 据Batchelor and Bowden, 1985)Fig.9 Rb vs. (Y+Nb) (a) and R2vs. R1(b) diagrams of the monzogranite

夏日哈木二长花岗岩在 Pearce (1996)的构造判别图解(图 9a)中, 主要落入同碰撞花岗岩区域; 在 R2-R1图解(图9b)中, 同样落入同碰撞S型花岗岩区域。以上特征反映本区花岗岩形成于大陆碰撞造山过程中的挤压构造环境。

Sylvester (1998)根据造山带中花岗岩形成时的地壳厚度和温压条件, 将过铝质花岗岩分为高压型和高温型。其中, 高压型过铝质花岗岩是在高压碰撞过程中(如阿尔卑斯山脉和喜马拉雅山脉), 由于地壳变厚(>50 km), 其中K、Th、U等元素发生放射性蜕变产生热的聚集, 在后期折返过程中减压部分熔融形成, 该类型花岗岩形成的温度较低(<875℃),形成的岩体一般为小–中等规模。高温型过铝质花岗岩形成于诸如海西褶皱带和拉克伦褶皱带的高温碰撞中。该类碰撞造山过程中, 地壳增厚不明显(<50 km),但在碰撞后, 由于发生岩石圈拆沉作用, 随后软流圈上涌或玄武岩浆底侵, 部分地壳发生深熔作用,形成了大规模的高温(>875℃)过铝质花岗岩, 伴随有高温(低压)变质作用。由前文所述可以看出, 本区二长花岗岩岩体规模较小, 形成温度较低(<875℃),源区为成熟度较高的上部陆壳, 形成于碰撞挤压的构造环境。因此, 其形成过程可能为, 在碰撞早期由于强烈的挤压作用陆壳加厚, 同时聚集大量由 K、Th、U等元素放射性蜕变产生的热量, 碰撞晚期折返过程中, 加厚陆壳上部的泥质岩石减压部分熔融,最终形成本区二长花岗岩。

5.4 构造意义

已有研究表明, 东昆仑地区前寒武纪主要经历了3次重要的区域性构造热事件, 时间分别为古元古代早期(2400～2500 Ma)、古元古代末期(1800～2000 Ma)和中元古代末期(约1000 Ma)(王国灿等, 2007)。其中,大约1000 Ma左右的构造热事件是东昆仑地区前寒武纪最强烈的一次构造聚合事件, 时间上与全球尺度的Rodinia超大陆形成时间相吻合(Hoffman, 1991; Condie, 2001)。朱云海等(2000)报道了东昆仑东部瓦了尕–杀雄一带奥长花岗岩锆石 Pb-Pb年龄为 913～ 1011 Ma, 认为其与板块俯冲或碰撞有关; 王国灿等(2004)报道了香日德南西部出露的小庙岩群构造片麻岩锆石SHRIMP U-Pb年龄为1035～1074 Ma, 认为该年龄代表大陆聚合体制下的变质作用和深熔作用时间; 陈能松等(2006)报道了香日德南部出露的二云母斜长花岗岩锆石SHRIMP U-Pb年龄为904 Ma;孟繁聪等(2013)报道了东昆仑西部祁漫塔格地区 S型花岗岩锆石 U-Pb年龄为 938±5 Ma(SHRIMP)和938±2 Ma(LA-ICP-MS), 认为其形成于陆块碰撞挤压环境。本文对东昆中隆起带中部夏日哈木矿区出露的二长花岗岩进行了年代学和地球化学研究, 2件样品的锆石 LA-MC-ICP-MS U-Pb年龄分别为923.7±2.5 Ma和920.1±2.8 Ma, 属新元古代早期, 样品的地球化学特征与同碰撞 S型花岗岩相似, 表明其形成于碰撞挤压的构造环境。结合区域资料认为,东昆仑地区新元古代早期可能存在一次重要的大陆拼合事件, 时间上对应于全球Rodinia超大陆的形成相吻合。

近年来, 在我国西部地区不断发现新元古代大陆聚合事件的年代学证据: Lu et al. (2008)认为塔里木盆地周缘存在1050～900 Ma的造山运动; Shu et al. (2011)报道了塔里木盆地北缘库鲁特塔格地区出露的花岗岩存在920 Ma左右的峰值年龄; 阿尔金造山带新元古代花岗岩年龄集中在 920～940 Ma(Gehrels et al., 2003; 张建新等, 2011)。陆松年(2001)在柴达木盆地北缘识别出一条规模宏大的岩浆杂岩带, 已获得的年代学和地球化学资料显示它们是新元古代早期汇聚过程的产物(林慈銮等, 2006; 许娅玲等,2011; Song et al., 2012)。祁连造山带已获得的碰撞型花岗岩年龄集中在 910～942 Ma(郭进京等, 1999; Gehrels et al., 2003; 万渝生等, 2003; Tung et al., 2007)。结合本次在东昆仑造山带中部获得的二长花岗岩年龄为923.7±2.5 Ma和920.1±2.8 Ma, 以上数据反映新元古代早期(约1000～900 Ma), 我国西部地区可能存在一次划时代的大陆汇聚事件, 使得塔里木、阿尔金、柴达木、中祁连等地块拼合为统一的整体。

6 结论

(1) 夏日哈木两件二长花岗岩样品岩浆锆石LA-MC-ICP-MS U-Pb加权平均年龄分别为 923.7± 2.5 Ma(MSWD＝0.27)和920.1±2.8 Ma(MSWD＝0.18),属新元古代早期。

(2) 夏日哈木二长花岗岩属过铝质高钾钙碱性系列, 具有 S型花岗岩的岩相学及地球化学特征,其源岩为泥质岩石, 岩浆形成时的温度约为 825℃～ 875℃, 压力约0.7 GPa。

(3) 夏日哈木二长花岗岩形成于同碰撞的构造环境, 成因可能与加厚陆壳上部泥质岩石减压熔融并经历斜长石等矿物的分离结晶作用有关, 热源应主要来自于陆壳加厚过程中K、Th、U等元素放射性蜕变产生的热量。

(4) 东昆仑造山带中部地区存在新元古代早期的岩浆活动, 夏日哈木二长花岗即为新元古代早期大陆汇聚碰撞环境下的产物。

致谢: 野外工作得到了青海省第五地质矿产勘查院马吉雄、王彬、王治安等同仁的大力支持, 锆石LA-MC-ICP-MS U-Pb同位素年龄测试得到中国地质科学院矿产资源研究所侯可军博士的大力帮助,承蒙中国地质大学(武汉)王国灿教授对本文进行了悉心的审阅并提出了建设性修改意见, 使本文得以完善, 在此一并向他们表示特别诚挚的感谢。

阿成业, 王毅智, 任晋祁, 保光谱. 2003. 东昆仑地区万宝沟群的解体及早寒武世地层的新发现. 中国地质, 30(2): 199–206.

陈能松, 李晓彦, 王新宇, 陈强, 王勤燕, 万渝生. 2006.柴达木地块南缘昆北单元变质新元古代花岗岩锆石SHRIMP U-Pb年龄. 地质通报, 25(11): 1311–1314.

郭进京, 赵凤清, 李怀坤. 1999. 中祁连东段晋宁期碰撞型花岗岩及其地质意义. 地球学报, 20(1): 10–15.

侯可军, 李延河, 田有荣. 2009. LA-MC-ICP-MS锆石微区原位U-Pb定年技术. 矿床地质, 28(4): 481–492.

黄汲清, 任纪舜, 姜春发, 张之孟, 许志琴. 1977. 中国大地构造基本轮廓. 地质学报, 51(2): 1–135.

姜春发, 杨经绥, 冯秉贵, 朱志直, 赵民, 柴耀楚. 1992.昆仑开合构造. 北京: 地质出版社: 183–217.

李世金, 孙丰月, 高永旺, 赵俊伟, 李连松, 杨启安. 2012.小岩体成大矿理论指导与实践——青海东昆仑夏日哈木铜镍矿找矿突破的启示及意义. 西北地质, 45(4): 185–191.

林慈銮, 孙勇, 陈丹玲, 第五春荣. 2006. 柴北缘鱼卡河花岗质片麻岩的地球化学特征和锆石LA-ICPMS定年. 地球化学, 35(5): 489–505.

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.

孟繁聪, 崔美慧, 吴祥珂, 吴久芳, 王建华. 2013. 东昆仑祁漫塔格花岗片麻岩记录的岩浆和变质事件. 岩石学报, 29(6): 2107–2122.

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.

孙丰月, 陈国华, 迟效国, 李碧乐, 赵俊伟. 2003. 新疆–青海东昆仑成矿带成矿规律和找矿方向综合研究.中国地质调查局地质调查项目科研报告.

万渝生, 许志琴, 杨经绥, 张建新. 2003. 祁连造山带及邻区前寒武纪深变质基底的时代和组成. 地球学报, 24(4): 319–324.

王冠, 孙丰月, 李碧乐, 李世金, 赵俊伟, 奥琮, 杨启安. 2014b. 东昆仑夏日哈木铜镍矿镁铁质–超镁铁质岩体岩相学、锆石U-Pb年代学、地球化学及其构造意义. 地学前缘, 21(6): 381–401.

王冠, 孙丰月, 李碧乐, 李世金, 赵俊伟, 杨启安, 奥琮. 2013. 东昆仑夏日哈木矿区早泥盆世正长花岗岩锆石U-Pb年代学、地球化学及其动力学意义. 大地构造与成矿学, 37(4): 685–697.

王冠, 孙丰月, 李碧乐, 李世金, 赵俊伟, 杨启安. 2014a.东昆仑夏日哈木矿区闪长岩锆石U-Pb年代学、地球化学及其地质意义. 吉林大学学报(地球科学版), 44(3): 876–891.

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.

王国灿, 魏启荣, 贾春兴, 张克信, 李德威, 朱云海, 向树元. 2007. 关于东昆仑地区前寒武纪地质的几点认识. 地质通报, 26(8): 929–937.

吴福元, 李献华, 杨进辉, 郑永飞. 2007. 花岗岩成因研究的若干问题. 岩石学报, 23(6): 1217–1238.

许娅玲, 巴金, 王勤燕, 张璐, 王新宇, 陈能松. 2011. 青海都兰东北部哈莉哈德山花岗片麻岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄及构造意义. 地质通报, 30(7): 1037–1042.

许志琴, 杨经绥, 李海兵, 姚建新. 2006. 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. 地质学报, 80(2): 1793–1806.

张建新, 李怀坤, 孟繁聪, 相振群, 于胜尧, 李金平. 2011.塔里木盆地东南缘(阿尔金山) “变质基底”记录的多期构造热事件: 锆石U-Pb年代学的制约. 岩石学报, 27(1): 23–46.

朱云海, Pan Yuanming, 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, 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.

Patiño 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

1001-1552(2016)06-1247-014

2014-01-10; 改回日期: 2014-07-07

项目资助: 中国地质调查局地质大调查项目(12120111086020)资助。

王冠(1984–), 男, 博士, 工程师, 主要从事矿床学研究。Email: red_moon2002@163.com

孙丰月(1963–), 男, 教授, 博士生导师, 主要从事热液矿床成矿理论与预测、区域成矿作用研究。Email: sfy@jlu.edu.cn