北阿尔金早古生代构造体制转换的时限:来自花岗岩的证据

孟令通, 陈柏林*, 王 永, 孙 岳, 2, 吴 玉, 张文高, 何江涛, 2



北阿尔金早古生代构造体制转换的时限:来自花岗岩的证据

孟令通1, 陈柏林1*, 王 永1, 孙 岳1, 2, 吴 玉1, 张文高1, 何江涛1, 2

(1.中国地质科学院 地质力学研究所, 北京 100081; 2.中国地质大学(北京) 地球科学与资源学院, 北京100083)

北阿尔金造山带中的阿北花岗岩体出露于喀腊大湾与阿尔金北缘断裂交叉部位的东南侧, 主要由黑云母二长花岗岩和似斑状二长花岗岩组成, 二者岩石地球化学特征较为相似。锆石SHRIMP U-Pb定年结果表明黑云母二长花岗岩结晶年龄为 427.3±5.7 Ma。阿北花岗岩体具有以下地球化学特征: ①高 SiO2(68.68%～72.83%)、高碱(Na2O+K2O= 6.52%～7.91%, Na2O>K2O)、准铝质(A/CNK≈1); ②高Sr和LREE, 低Y(<10 μg/g)和Yb(<1 μg/g); ③高Sr/Y值(>40); ④非常弱甚至没有Eu负异常。这些特征表明阿北花岗岩体形成于加厚的镁铁质下地壳部分熔融, 其源区残留了大量的石榴子石而不含斜长石; 同时, 岩浆在上升的过程中经历了分离结晶作用。结合前人研究成果, 在440～420 Ma北阿尔金造山带中残留有加厚的镁铁质下地壳, 而在420 Ma之后发生了广泛的下地壳拆离与减薄。也就是说, 北阿尔金造山带构造体制转换的时限为440～420 Ma, 伴随着阿北花岗岩体的侵位。

北阿尔金造山带; 早古生代; 阿北花岗岩体; 构造体制转换; 下地壳部分熔融

0 引 言

阿尔金山位于青藏高原东北缘, 东接祁连山,西接西昆仑, 是我国塔里木盆地和柴达木盆地的分界线。近年来, 位于阿尔金山北部的北阿尔金造山带的早古生代构造演化, 尤其是红柳沟–拉配泉构造带中的蛇绿岩套、高压变质岩带和岩浆岩组合吸引了国内外众多学者的关注。研究表明, 这套蛇绿混杂岩带形成于SSZ构造环境(杨经绥等, 2008; 杨子江, 2012), 揭示了北阿尔金洋是受原特提斯洋俯冲影响形成的弧后盆地(吴峻等, 2002; 修群业等, 2007; 张志诚等, 2009; 刘函等, 2013), 而红柳沟一带沉积地层的特征也印证了这一点(杨子江, 2012)。张建新等(2007, 2010)对北阿尔金高压变质带的报道表明早古生代发生过洋壳的俯冲。同时, 在红柳沟–拉配泉一带广泛发育500～460 Ma的岩浆活动, 被认为形成于俯冲过程中, 但俯冲极性争议较大(Gehrels et al., 2003; 戚学祥等, 2005a; 吴才来等, 2005, 2007;韩凤彬等, 2012; 杨子江, 2012; 郝瑞祥等, 2013; 李松彬, 2013), 郝杰等(2006)根据蛇绿混杂岩带基质中的绢云母 Ar-Ar测年结果将俯冲结束(碰撞开始)限定在450 Ma左右。而年龄为440～400 Ma的巴什考供盆地南北缘花岗杂岩体(吴才来等, 2005, 2007)、冰沟岩体(陈宣华等, 2003; 杨子江, 2012)和喀孜萨依岩体(戚学祥等, 2005b)被认为形成于后碰撞阶段,这些岩体的报道虽然对构造环境有一定的指示意义,但主要探讨的是岩浆演化和岩石成因方面的问题,也未对北阿尔金构造体制转换时间进行限定。本文就喀腊大湾地区阿北花岗岩体的岩石学特征、地球化学特征、锆石SHRIMP U-Pb 年龄进行报道, 并结合巴什考供盆地南北缘花岗杂岩体和冰沟岩体的研究资料, 讨论其岩石成因和构造环境, 并限定北阿尔金构造体制转换的时间。

1 地质背景

北阿尔金造山带主要由敦煌地块、红柳沟–拉配泉早古生代蛇绿混杂岩带和中阿尔金地块组成(图 1), 这些构造单元可与柴北缘–祁连地区相对比, 指示阿尔金走滑断裂错断了400 km左右(许志琴等, 1999; Ritts and Biffi, 2000; 张建新等, 2001; 陈柏林等, 2009, 2010)。

其中, 阿尔金北缘断裂分隔了敦煌地块和红柳沟–拉配泉早古生代蛇绿混杂岩带。敦煌地块主体为太古宇达格拉格布拉克组, 为一套中、高温角闪岩–麻粒岩相变质岩(Lu et al., 2008), 同时在拉配泉麻扎塔格一带花岗片麻岩中发现了该区古老的继承性锆石, 其年龄为3605±43 Ma(李惠民等, 2001)。以构造岩块产出的蛇绿混杂岩在研究区分布较广, 大多数岩体侵入其中(图 2)。阿北花岗岩体出露于喀腊大湾与阿尔金北缘断裂交叉部位的东南侧, 沿东西向展布, 侵位于蛇绿混杂岩中, 北部以阿北断裂为界与太古宙地层分割。岩体由灰白色黑云母二长花岗岩和浅红色似斑状二长花岗岩组成, 野外可见似斑状二长花岗岩侵入黑云母二长花岗岩之中(图2)。

图1 北阿尔金构造单元划分图Fig.1 Geological map of the tectonic units in North Altun

2 岩石学特征

黑云母二长花岗岩: 灰白色, 中粗粒等粒结构,块状构造。主要由石英(25%～30%)、碱性长石(35%～ 40%)、斜长石(An=10～25, 25%～30%)、黑云母(3%～5%)组成, 副矿物为榍石、磷灰石和锆石, 含量<2%。其中石英呈它形粒状、弱波状消光; 碱性长石多发育卡斯巴双晶和格子双晶, 部分为条纹长石; 斜长石呈自形板状, 粒径主要为 2.5～4 mm, 部分发育聚片双晶,多发生绢云母化; 黑云母为片状, 多数发生绿泥石化,标本照片和显微照片见图3a、c、d。

似斑状二长花岗岩: 中粗粒似斑状结构, 块状构造, 岩体未变形。斑晶含量约 30%～40%, 主要以正长石为主, 粒径为5～20 mm, 有的高达30 mm, 包括条纹长石和微斜长石。基质: 含量约 60%～70%,主要由石英(25%～30%)、碱性长石(10%～15%)、斜长石(15%～20%)、黑云母(<5%)和少量榍石、锆石组成,野外照片和显微照片见图3b、e、f, 其中图3e为巨大的正长石斑晶, 粒径可达10 mm; 图3f为样品基质特征, 主要由石英、斜长石、细粒正长石组成。

图2 喀腊大湾地区阿北花岗岩体周边地质简图Fig.2 Simplified geological map of the Kaladawan area with sampling locations of the Abei pluton

图3 黑云母二长花岗岩手标本照片(a)和显微照片(c、d)及似斑状二长花岗岩野外照片(b)和显微照片(e、f)Fig.3 Photos of hand specimens(a、b) and micro-photographs (c、d、e、f) of the biotite monzonitic granite and porphyritic monzonitic granite

3 锆石SHRIMP U-Pb年龄

本次研究采集了黑云母二长花岗岩样品 B-2进行锆石SHRIMP U-Pb年代学研究。采集的样品用常规方法将其粉碎至300 μm, 用水淘洗粉尘后, 利用磁法和密度法分选出锆石, 并在双目镜下挑选出结晶好、无包裹体、无裂隙的锆石单矿物。然后将选出的锆石和标样(TEM)粘在平坦的玻璃板上, 并上测定锆石的U、Th和Pb同位素含量并测定年龄, 数据处理采用ISOPLOT及SQUID1.02程序。样品的定年结果见表 1, 代表性锆石阴极发光图像见图 4。

本文对B-2样品分析了10颗锆石, 锆石多为自形晶, 为中等柱状, 少为短柱状, 长 65～160 μm, 宽50～80 μm, 长宽比为1∶1～3∶1。CL图像显示锆石环带清晰, 部分锆石内部可见继承核(图 4); 锆石 Th含量为24～561 μg/g, U含量为436～1646 μg/g(表1), Th/U比值为0.02～0.76, 平均值为0.4, 指示其为岩浆成因。

在 CL图像上, 颗粒 4.1内部存在继承锆石核,分析点可能少量跨在了继承锆石之上, 而使结果混入了较老的年龄; 颗粒 2.1可能是混入的早期岩浆活动的继承锆石, 故其年龄较老; 而颗粒5.1边部较黑的特征表明其 U含量较高, 年龄结果误差较大。因此, 这3个颗粒未参加年龄计算, 剩余7颗锆石的分析数据在谐和曲线上集中成密集的一簇(图5), 其206Pb/238U加权平均年龄为427.3±5.7 Ma, 代表黑云母二长花岗岩的结晶年龄, 而韩凤彬等(2012)获得该岩体似斑状二长花岗岩形成年龄为417±5 Ma, 略晚于黑云母二长花岗岩。

表1 黑云母二长花岗岩(B-2)锆石SHRIMP U-Pb分析结果Table 1 Results of SHRIMP U-Pb dating for zircons from the biotite monzonitic granite (B-2)

图4 黑云母二长花岗岩(B-2)阴极发光图像Fig.4 CL images of zircon grains from the biotite monzonitic granite (B-2)

图5 黑云母二长花岗岩中锆石SHRIMP U-Pb年龄谐和图Fig.5 SHRIMP U-Pb concordia diagram and histogram of zircon grains from the biotite monzonitic granite

4 地球化学特征

4.1 测试方法

本文选取了 6件(2件为黑云母二长花岗岩、4件为似斑状二长花岗岩)新鲜的、未见明显风化蚀变的岩石样品进行地球化学分析。岩石主量元素、微量和稀土元素分析在中国地质科学院国家地质实验中心完成。主量元素采用X荧光光谱仪(3080E)分析测定, 检测下限为 0.05%。其中 FeO采用容量滴定法; 微量元素和稀土元素采用等离子质谱(ICP-MS)分析测定, 检测下限为 0.05 μg/g, 部分元素检测下限为0.5 μg/g。

4.2 元素特征

在TAS分类图中样品点落在花岗岩区域内部及附近, 与野外定名相近(图6a)。主量元素、微量和稀土元素的测试数据见表 2, 虽然野外样品岩性有所差异, 但是表中数据所反映出的地球化学特征较相似。由表2可知, 阿北花岗岩体SiO2含量为68.68%～ 72.83%, 平均值为71.01%; 碱含量较高而CaO含量较低, K2O、Na2O含量分别变化于2.42%～3.62%、3.94%～4.35%, Na2O/K2O>1, 为钠质岩石; 其里特曼指数(σ)介于1.52～2.11之间, 平均值为1.83, 属钙性–钙碱性岩石, 与硅碱图(图 6b)上反映的相一致; 同时在SiO2-K2O图(图6c)中, 样品点散落在了中钾钙碱性–高钾钙碱性的边界附近; Al2O3含量变化于14.73%～15.71%之间, 平均值为 15.23%, 铝饱和指数(A/CNK)变化于 0.91～1.05, 大部分在 1.00附近,属准铝质–微过铝质岩石(图6d)。

阿北花岗岩体稀土元素的总含量较低(ΣREE= 95.7～136.35 μg/g), LREE/HREE值变化于5.73～8.20, (La/Yb)N值较高, 为 21.61～28.52, 其中黑云母二长花岗岩稀土总量高于似斑状二长花岗岩。稀土配分曲线(图7a)呈现出明显的左陡右缓式及无明显的Eu异常(δEu=0.77～1.02)的特点, 表明轻重稀土分异较大; 在微量元素蛛网图(图 7b)中, 富集大离子亲石元素(如: Rb、Ba、Sr等), 亏损高场强元素(如: Nb、 Ta、Ti等)。

4.3 岩石类型

虽然岩体具有A型花岗岩高碱(Bonin, 2007)的特征, 但是样品高场强元素含量较低(尤其是 Ga)使其都落在I&S的范围内(图8), 而与A型花岗岩区别开来(Whalen et al., 1987)。同时, 岩体准铝质–微过铝质的特征(Chappell and White, 1992)及其P2O5随SiO2增大而减少(表2)的特点使其与S型花岗岩相区别(Chappell, 1999)。综合其暗色矿物主要为黑云母(Barbarin, 1999)、稀土配分曲线图(图7a)及微量元素蛛网图(图 7b)的特征, 我们认为阿北花岗岩体为 I型花岗岩。

图6 阿北花岗岩体TAS分类(a)、MALI (Na2O+K2O-CaO)-SiO2(b)、SiO2-K2O (c)和A/NK-A/CNK (d)图Fig.6 TAS (a), MALI(Na2O+K2O-CaO) vs. SiO2(b), SiO2vs. K2O (c), and A/NK vs. A/CNK (d) diagrams for classification of meta-igneous rocks from the Abei granitic pluton

5 讨 论

5.1 岩石成因

阿北花岗岩体中的黑云母二长花岗岩和似斑状二长花岗岩具有相似的稀土配分模式和微量元素分布型式(图7), 表明他们具有相似的演化过程。同时,二者的主量元素特征如: 高 SiO2、中钾–高钾钙碱性、Na2O>K2O、A/CNK≈1也佐证了这一点。考虑到岩体的主要矿物为石英、斜长石和钾长石(图 3),在这些矿物中Sr表现为相容元素(DSr≥1), Rb表现为亲岩浆元素(0.2≤DRb≤0.4), 而Nb表现为极不相容元素, 即超岩浆元素(DNb≈0)。因此, 可以用 Rb-Rb/Sr、Nb-Nb/Rb图解(Schiano et al., 2010)来综合判别岩浆形成过程。

表2 阿北花岗岩体主量(%)和微量(μg/g)元素分析结果Table 2 Major (%) and trace element (μg/g) compositions of the Abei granitic pluton

图7 阿北花岗岩体球粒陨石标准化稀土元素配分曲线图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(球粒陨石和原始地幔标准值引自Sun and McDonough, 1989)Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns (a), and primitive mantle-normalized spider diagram (b) for the Abei granitic pluton

在Rb-Rb/Sr图解(图9a)中, 样品数据呈现出曲线趋势, 表明黑云母二长花岗岩和似斑状二长花岗岩形成过程中可能经历了岩浆混合作用或者分离结晶作用, 而在Nb-Nb/Rb图解(图9b)中可以对岩浆混合作用和分离结晶作用做出一个区别。同样地, 在La-La/Sm、Th-Th/Nd图解(图9)中, 样品数据呈现出的水平变化趋势与分离结晶过程相吻合。同时, 结合黑云母二长花岗岩和似斑状二长花岗岩REE、P、Sr的变化(表1), 我们认为阿北花岗岩体中的黑云母二长花岗岩和似斑状二长花岗岩是“原始岩浆(parental magma)”不同程度分离结晶作用形成的,而黑云母二长花岗低Si、高REE的特征表明其更接近“原始岩浆”的组分。

相对于主量元素, 样品稀土元素变化较大, 表明副矿物的分离结晶对岩体地球化学特征(尤其是REE)具有十分重要的控制作用。REE随着SiO2含量的增加而降低, 表明花岗质岩石中常见的副矿物,例如: 磷灰石、榍石、锆石、褐帘石、独居石可能发生了分离结晶作用。对于黑云母二长花岗岩(A1、A2)和似斑状二长花岗岩(B1～B4)而言, 随着REE含量或La的降低(从A1、A2到B1～B4), P2O5、Th的含量有所升高(表2), 表明岩浆结晶过程中褐帘石发生了分离结晶(Wang et al., 2007; He et al., 2011; Wu et al., 2011)。同时, 锆石的分离结晶会导致(La/Yb)N和(Dy/Yb)N急剧升高(Bea et al., 1994); 榍石的分离结晶会导致Nb/Ta比值升高(Prowatke and Klemme, 2005); 而独居石的分离结晶会导致 Y含量降低和Sr/Y值升高(Wang et al., 2007)。在表2中, 随着La的降低, (La/Yb)N(21.61～28.52)、Nb/Ta(8.81～13.87)、Sr/Y(49.13～68.04)并没有发生明显的变化, 说明岩浆结晶过程中独居石、榍石、锆石没有发生分离结晶。而La-(La/Yb)N图解(图10)也说明从黑云母二长花岗岩到似斑状二长花岗岩的演化过程中褐帘石的分离结晶起到十分重要的作用(Wu et al., 2011; Xiao et al., 2014)。

图 8 (Na2O+K2O)-10000×Ga/Al (a); FeOT/MgO-10000×Ga/Al (b); (Na2O+K2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y) (c); FeOT/MgO-(Zr+Nb+Ce+Y)图解(d) (底图据Whalen et al., 1987)Fig.8 Diagrams of (Na2O+K2O) vs. 10000×Ga/Al (a); FeOT/MgO vs. 10000×Ga/Al (b); (Na2O+K2O)/CaO vs. Zr+Nb+Ce+Y (c); FeOT/MgO vs. (Zr+Nb+Ce+Y) (d)

黑云母二长花岗岩更接近“原始岩浆”, 而且在岩浆分离结晶过程中Sr、Y、Yb含量基本未发生变化, 表明“原始岩浆”具有高 Sr(≥400 μg/g)、低Y(≤19 μg/g)、低Yb(≤2 μg/g)、中钾–高钾钙碱性(Na质岩石)、准铝质的埃达克质岩石的地球化学性质。一般认为埃达克质岩石的成因模式有3种: (1) 俯冲板片部分熔融(Defant and Drummond, 1990); (2) 加厚下地壳部分熔融(张旗等, 2001a, 2001b, 2008; Hou et al., 2004; Gao et al., 2004; 张旗, 2011); (3) 玄武质岩浆高压结晶分异(Castillo, 1999)。通过玄武质岩浆结晶分异形成的花岗岩是极少量的, 而研究区广泛分布花岗岩而未见大量的镁铁质岩石, 故而排除玄武质岩浆高压结晶分异成因。同时, 岩体具有大陆下地壳(LCC)的地球化学特征(高 Na2O含量、高Na2O/K2O、低Rb/Ba; Rudnick and Gao, 2003), 排除了俯冲板片部分熔融成因。阿北花岗岩体表现出的轻重稀土强烈分馏(具高(La/Yb)N值)、无Eu异常的特点, 表明部分熔融过程中源区主要残留石榴子石(Klein et al., 2000; Bludy and Wood, 2004)而缺乏斜长石, 导致熔体富Na2O(He et al., 2011)。实验岩石学表明源区残留石榴子石(不含斜长石)是角闪岩或玄武岩(基性下地壳)在高压(>1.5 GPa)下的脱水熔融形成的(Patino Douce et al., 1995; Rapp and Waston, 1995; Skjerlie and Johnston, 1996)。

图9 阿北花岗岩体岩石成因图解(据Schiano et al., 2010)Fig.9 Rb-Rb/Sr (a), Nb/Rb-Nb (b), La/Sm-La (c) and Th/Nd-Th (d) plots for the Abei granitic pluton

图10 阿北花岗岩体(La/Yb)N-La图解Fig.10 (La/Yb)Nvs. La diagram showing the treads of accessory mineral crystallization

有学者认为LCC高Sr/Y(>80, Moyen, 2009)的特征使其尽管在低压下的部分熔融也会产生类似埃达克质的岩浆, 但是其低(Dy/Yb)N(≤1.6, Rudnick and Gao, 2003)特点只能使低压下LCC的部分熔融产生具更低(Dy/Yb)N值的熔体, 而并非是阿北花岗岩显示的高(Dy/Yb)N值(He et al., 2011)。所以, 我们认为阿北花岗岩体形成于加厚的镁铁质下地壳的部分熔融, 其源区以残留石榴子石为特征, 表明当时地壳厚度>50 km(Rapp and Watson, 1995; 张旗等, 2001a, 2001b, 2008, 2011; Zeng et al., 2011; He et al., 2011)。同时, 岩浆在上升过程中经历了分离结晶作用,形成了黑云母二长花岗岩和似斑状二长花岗岩。

5.2 北阿尔金构造体制转换时限

区域上形成于～430 Ma左右的巴什考供盆地南北缘花岗杂岩体、冰沟岩体、白尖山东二长花岗岩体被认为是后碰撞阶段的产物(陈宣华等, 2003; 吴才来等, 2005, 2007; 韩凤彬等, 2012; 杨子江, 2012),而形成于404 Ma具有“滞留型弧火山岩”特征的喀孜萨依花岗岩也被认为形成于这一阶段(戚学祥等, 2005b; Lu et al., 2013)。韩凤彬等(2012)获得阿北岩体似斑状二长花岗岩SHRIMP锆石 U-Pb年龄为417 Ma,本次研究获得黑云母二长花岗岩年龄(427.3±5.7 Ma)稍早于似斑状二长花岗岩, 与岩浆的分离结晶过程相吻合, 且二者均落入前人划分的后碰撞阶段。同时, 阿北花岗岩体的地球化学特征和成因特征与张旗等(2001a, 2001b, 2008)和张旗(2011)提出的C型埃达克岩、赵振华等(2006)在新疆北部发现的底侵型埃达克岩和Zeng et al. (2011)在喜马拉雅造山带内发现的高 Sr/Y岩体有着相似之处, 是同碰撞阶段(挤压)向后碰撞阶段(伸展)转换的特征产物。

结合前人研究成果, 我们将北阿尔金造山带后碰撞岩浆活动(440～400 Ma)划分成两个阶段: (1) 440～420 Ma, 高Sr/Y岩体与低Sr/Y岩体同时发育,以阿北岩体和巴什考供盆地南北缘花岗杂岩体为代表; (2) 420～400 Ma, 低Sr/Y岩体在区域内广泛分布,以冰沟岩体和大平沟金矿岩体为代表(图 11)。这表明, 440～420 Ma北阿尔金造山带处在构造体制转换时期, 区域上的伸展导致地壳减压熔融形成低 Sr/Y岩体, 但局部仍存在加厚(>50 km)的基性下地壳部分熔融的产物(阿北岩体)。当然, 软流圈物质上涌产生的热量是加厚下地壳部分熔融的重要原因; 420～400 Ma北阿尔金造山带去根作用和地壳拆离、减薄以及软流圈物质上涌等作用加强, 促使造山带崩塌并使地壳发生广泛的减压熔融而形成一系列低Sr/Y岩体。虽然Keay et al. (2001)认为可以把加厚地壳熔融作用开始的时间看作是伸展开始的时间, 但我们更倾向于加厚下地壳部分熔融向地壳减薄熔融过渡的时间是构造体制转换的时间(He et al., 2011)。同时, 在北祁连西段和中祁连地块中也有类似的埃达克岩报道: 前者形成于俯冲板片折返过程中的减压熔融, 后者形成于板片拆沉、地幔物质上涌造成下地壳部分熔融; 二者形成年龄均在 440 Ma左右,属后碰撞阶段的产物(陈育晓等, 2012; Yang et al., 2015)。通过与北祁连的对比, 表明北阿尔金造山带和北祁连造山带在 440 Ma左右经历了俯冲板片的拆沉、折返, 地幔物质的上涌, 下地壳部分熔融, 地壳减薄等事件。而阿北花岗岩体的发现和成因解释,表明北阿尔金造山带在 420 Ma仍残留有加厚的下地壳, 为北阿尔金构造体制转换的时限问题提供了有力证据, 与北祁连造山带略有差异, 希望通过进一步的研究解释这种差异存在的原因。综上所述,北阿尔金造山带构造体制转换发生的时间为440～420 Ma左右, 即早志留世, 伴随着阿北花岗岩体的侵入。

图11 北阿尔金后碰撞花岗质岩石Sr/Y-Y (a, Defant and Drummond, 1990)和Sr/Y-年龄图解(b)Fig.11 Sr/Y vs. Y (a), and Sr/Y vs. age (b) diagrams for the post-collisional granitoids in North Altun

6 结 论

形成于 427.3±5.7 Ma的阿北花岗岩体具有高SiO2、Sr含量, 低HREE和Y含量, 明显的轻重稀土元素分馏及高 Sr/Y比值, 且具有 Sr正异常和无Eu异常的特征。岩石地球化学性质显示其形成于加厚的镁铁质下地壳的部分熔融, 源区以残留大量石榴子石而不含斜长石为特征, 岩浆在上升过程中经历分离结晶作用, 形成了黑云母二长花岗岩和似斑状二长花岗岩。结合区域上同期发生的岩浆活动,我们认为北阿尔金造山带构造体制转换发生在440～420 Ma。

致谢： 论文审稿过程中, 中国地质科学院地质研究所张建新研究员和另一位匿名审稿人提出了宝贵的建议和意见, 在此表示感谢。

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Timing of Early Paleozoic Tectonic Regime Transition in North Altun: Evidence from Granite

MENG Lingtong1, CHEN Bailin1*, WANG Yong1, SUN Yue1, 2, WU Yu1,
ZHANG Wengao1and HE Jiangtao1, 2
(1. Institute of Geomechanics, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100081, China; 2. School of Earth Sciences and Resources, China University of Geosciences (Beijing), Beijing 100083, China)

The Abei granite is exposed on the intersection of the Kaladawan and North Altun faults in the North Altun orogenic belt. The pluton consists of biotite monzonitic granite and porphyritic monzonitic granite, both of which have similar geochemical features. Zircon SHRIMP U-Pb dating indicates that the biotite monzonitic granite was formed at 427.3±5.7 Ma. The granitic rocks are metaluminous (A/CNK≈1) and characterized by high SiO2(68.68%～72.83%) and ALK (Na2O+K2O=6.52%～7.91%, Na2O>K2O), relatively high Sr and LREE, and low Y (<10 μg/g) and Yb (<1 μg/g) with high Sr/Y (>40) ratios and very weak or no Eu anomalies. The geochemical features of the pluton are best explained by partial melting of the thickened mafic lower continental crust with garnet-dominant, plagioclase-poor remnant. Moreover, trace element variation of the granites is controlled by separation of accessory minerals such as apatite, allanite. Features similar to those of the Abei granite are not observed in post-collisional granitoids younger than ca.420 Ma, which indicates that the detachment of thickened mafic lower crust occur at 440 420- Ma. Transition of tectonic regimes from compression to extension in this stage led to the formation of the Abei granite in the North Altun orogenic belt.

North Altun orogenic belt; Early Paleozoic; Abei granitic pluton; tectonic transition; partial melting of the thickened mafic lower continental crust

P595; P597

A

1001-1552(2016)02-0295-013

10.16539/j.ddgzyckx.2016.02.008

2015-03-12; 改回日期: 2015-06-10

项目资助: “十一五”、“十二五”国家科技支撑计划项目(2006BAB07B02-04、2011BAB06B08-04)、地质矿产调查专项(1212011085043)和国家自然科学基金(41502086)联合资助。

孟令通(1991–), 男, 硕士研究生, 构造地质学专业。Email: tone18@sina.com

陈柏林(1962–), 男, 研究员, 从事区域构造、矿田构造和成矿预测研究。Email: cblh6299@263.net