劉洪 張暉 李光明 黃瀚霄,? 肖萬峰 游欽 馬東方 張海 張紅

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藏北羌塘南緣早白堊世青草山強過鋁質S型花崗巖的成因: 來自地球化學和鋯石U-Pb年代學的約束

劉洪1張暉1李光明1黃瀚霄1,?肖萬峰2游欽3馬東方1張海1張紅1

1. 中國地質調查局成都地質調查中心, 成都 610081; 2. 河南省地質調查院, 鄭州450007; 3. 四川省煤田地質工程勘察設計研究院, 成都 610072; ? 通信作者, E-mail: hanxiaohuang@126.com

藏北羌塘南緣扎普-多不雜巖漿弧內的青草山花崗巖體由花崗斑巖和石英二長斑巖組成, 目前缺乏地球化學和年代學數據來約束其成因和形成時代。用 LA-ICP-MS 方法測得石英二長斑巖鋯石206Pb/238U 年齡加權平均值為122±1 Ma (MSWD=3.9), 花崗斑巖的鋯石SHRIMP U-Pb年齡為114.6±1.2 Ma (MSWD=1.1), 表明巖體形成于早白堊世。巖體含白云母、堇青石, 無角閃石, 具有富鋁(A12O3含量: 14.81%~15.86%)、貧鈣(CaO 含量: 1.10%~2.44%)、總堿含量高(K2O+Na2O 含量: 6.86%~8.80%)的特征, 鋁飽和指數 A/CNK 為 1.06~1.20, 在 CIPW 標準礦物計算中出現(xiàn)剛玉分子(1.20%~2.86%), 未出現(xiàn)透輝石, 表明該巖體為一套強過鋁質亞堿性 S 型花崗巖。(La/Yb)N=3.24~16.20, LREE/HREE=4.37~12.4, 在配分曲線上顯示左高右低的特征, 富集Rb, Th, U, K, La, Ce等大離子親石元素, 虧損Ta, Nb, P, Ti, Y等高場強元素, 具有較典型的島弧巖漿巖地球化學特征。研究結果揭示, 青草山花崗巖為班公湖-怒江洋殼北向俯沖背景下, 上地殼雜砂巖質成分發(fā)生部分熔融作用的產物。

西藏; 班公湖-怒江; 羌塘; 青草山; S型花崗巖; 過鋁質花崗巖

班公湖?怒江縫合帶近東西向橫跨于羌塘地塊與岡底斯地塊之間, 在其兩側廣泛發(fā)育的中生代巖漿活動記錄了班公湖?怒江洋殼巖石圈俯沖以及羌塘地塊與岡底斯地塊碰撞的豐富信息, 是當前青藏高原地質研究的熱點[1-7]。班公湖?怒江縫合帶西段的北側為羌塘地塊南緣的扎普?多不雜巖漿弧(據文獻[8]的大地構造分區(qū)方案)。近年來的地質調查發(fā)現(xiàn)該巖漿弧內巖石類型主要為中酸性巖系列[2]。已有的年代學數據[9-18]表明, 這些巖體的形成時代大致在晚侏羅世至早白堊世(168~106 Ma)。目前, 對羌塘南緣早白堊世巖漿活動地球動力學背景的認識存在分歧: 一種觀點認為該巖漿活動是中特提斯洋巖石圈的北向俯沖導致[1-2,11-13,18]; 另一種觀點認為該巖漿活動與中特提斯洋南向俯沖過程中殘余洋殼板片的淺部斷離(或者拆沉)作用有關[6,15]; 此外, 部分學者認為該研究活動發(fā)生在碰撞后地殼隆升階段[16-17]。過去對該地區(qū)花崗巖類的報道以 I 型花崗巖為主, 強過鋁質的 S 型花崗巖則鮮有報道。本文基于巖相學、巖石地球化學和鋯石 U-Pb 年代學研究, 在扎普?多不雜巖漿弧內的青草山地區(qū)厘定出早白堊世的強過鋁質 S 型花崗巖, 并探討該花崗巖的成因。研究結果有助于進一步了解青藏高原中部的中生代造山事件, 為班公湖?怒江縫合帶構造巖漿作用研究提供線索和證據。

1 地質概況

西藏自治區(qū)阿里地區(qū)改則縣先遣鄉(xiāng)境內的青草山花崗巖體位于班公湖?怒江縫合帶北側, 羌塘地塊南緣扎普?多不雜巖漿弧(J-K1)內。該地區(qū)及外圍出露的地層主要有中?下二疊統(tǒng)雀英錯組(P1-2q)石英砂巖、中二疊統(tǒng)龍格組(P2l)灰?guī)r、上三疊統(tǒng)日干配錯群(T3R)板巖、中侏羅統(tǒng)雀莫組(J2q)變質粉砂巖、中侏羅統(tǒng)布曲組(J2b)灰?guī)r、下白堊統(tǒng)美日切錯組(K1m)火山巖、上白堊統(tǒng)阿布山組(K21)泥巖以及古近系康托組(Ek)礫巖等(圖 1)。中侏羅統(tǒng)雀莫錯組為研究區(qū)主要地層, 巖性以淺灰至灰黃色中厚層變質砂巖、灰綠色薄層變質粉砂巖為主, 夾少量灰綠色薄層粉砂質板巖。巖漿巖主要有花崗斑巖及石英二長斑巖。在青草山地區(qū)西南約30 km的普讓地區(qū), 還分布具有島弧型巖石地球化學特征的普讓 I型花崗巖[9]。青草山巖體位于中?下二疊統(tǒng)雀英錯組石英砂巖中(圖 1), 與圍巖有明顯的侵入接觸關系, 呈球形小巖株特征, 出露規(guī)模為 300 m×600 m, 周金勝等[10]利用鋯石SHRIMP U-Pb 年代學方法測得的花崗斑巖年齡為114.6±1.2 Ma (MSWD=1.1)。

2 采樣及分析方法

實驗樣品有花崗斑巖 3 件和石英二長斑巖體 4件。對 7 件樣品均進行野外和手標本觀察、薄片鑒定及全巖主量、稀土、微量元素分析, 對其中 1 件石英二長斑巖樣品進行鋯石 U-Pb 年代學分析。花崗斑巖(圖 2(a)和(c))呈灰白色, 斑狀結構, 塊狀構造, 斑晶主要由石英(約 10%)組成, 同時含少量長石。石英二長斑巖(圖 2(b)和(d))呈深灰色至灰黑色, 斑狀結構, 塊狀構造, 斑晶體積約占 55%, 主要為石英(5%~10%)、斜長石(20%~25%)和堿性長石(15%~20%), 少量白云母(約 3%)、黑云母(約 3%)和堇青石(<1%), 長石類礦物大多已發(fā)生絹云母化蝕變。

主量、稀土、微量元素分析在國土資源部西南礦產資源監(jiān)督檢測中心(中國地質調查局成都地質調查中心)實驗室完成。主量元素用 AXIOS-X 熒光光譜儀測定, 分析精度優(yōu)于 5%。微量元素用 ICP-MS 法, 采用等離子質譜儀(X-series)測定, 分析精度優(yōu)于 5%。鋯石分選在廊坊誠信地質服務有限公司完成。背散射電子相、鋯石陰極發(fā)光圖像分析和鋯石 U-Pb 測年在中國地質大學(武漢)地質過程與礦產資源國家重點實驗室完成。鋯石 U-Pb 同位素原位分析在 Agilent 公司生產的 Agilent 7500a 電感耦合等離子體質譜與 MicroLas 公司 GeoLas 2005 準分子激光剝蝕系統(tǒng)聯(lián)機上進行。使用氦氣作為剝蝕物質的載氣, 分析所用的激光束斑直徑為 32 μm,采用標準鋯石Harvard 91500 為外標進行同位素的分餾校正, GJ-1 為內標進行精度檢測, 標準玻璃NIST610 為外標進行微量元素含量校正。詳細的分析流程和儀器參數見文獻[21?22]。實驗獲得的數據處理采用ICPMSDataCal軟件[22]進行處理, 經過普通 Pb 校正后, 鋯石加權平均年齡的計算和諧和圖的繪制采用Isoplot 4.15 程序(方法和流程見文獻[23]), 得出的同位素比值和年齡誤差均在 1水平。

3 分析結果

3.1 主量元素

主量元素分析結果(表 1)顯示, 花崗斑巖 SiO2含量為69.75%~70.12%, 石英二長斑巖SiO2含量為66.77%~68.54%, 均為酸性巖漿巖的特征。花崗斑巖 K2O 含量為 2.87%~3.26%, 小于石英二長斑巖K2O 含量(5.93%~6.92%)。青草山花崗巖具有總堿含量高(花崗斑巖 K2O+Na2O 含量為 6.86%~7.64%, 石英二長斑巖 K2O+Na2O 含量為 8.45%~8.80%)、富鋁(花崗斑巖 A12O3含量為 15.03%~15.44%, 石英二長斑巖 A12O3含量為 14.81%~15.86%)、低鈣(花崗斑巖 CaO 含量為 1.71%~2.44%, 石英二長斑巖CaO 含量為 1.10%~2.02%)的特征?；◢彴邘r里特曼指數(43)為 1.74~2.18, 小于石英二長斑巖的里特曼指數(2.96~3.26), 均為鈣堿性巖。在硅堿圖解(圖 3(a))中, 青草山花崗斑巖和石英二長斑巖均落入為亞堿性系列中, 青草山花崗斑巖和石英二長斑巖 A/CNK 值為 1.06~1.20, 除一個樣品為 1.06 外, 其他樣品均大于1.1, 在 CIPW 標準礦物計算中出現(xiàn)剛玉分子而未出現(xiàn)透輝石, 說明青草山花崗巖屬于強過鋁質花崗巖類(圖3(b))。

3.2 稀土元素與微量元素

稀土元素與微量元素分析結果見表 2 和 3。本文稀土元素配分曲線(圖 4(a))采用 C1 球粒隕石[29]標準化, 微量元素配分曲線(圖 4(b))采用原始地幔[30]標準化。從圖 4(a)可以看出, 青草山花崗斑巖和石英二長斑巖稀土元素位于羌塘南緣島弧花崗巖范圍(據文獻[9?14]數據投圖), 稀土元素球粒隕石配分曲線均具有向右傾斜的“海鷗”形特征, 輕稀土曲線較陡, 重稀土曲線較平緩, 具明顯的Eu異常, Ce異常不明顯。青草山花崗斑巖稀土總量(ΣREE: 50.3~71.6 μg/g)、輕重稀土比值(LREE/HREE: 4.37~6.00)以及(La/Yb)N值(3.24~4.93)均小于青草山石英二長斑巖(ΣREE: 128~163 μg/g; LREE/HREE: 10.2~12.4; (La/Yb)N: 12.6~16.2)。在稀土元素球粒隕石標準化分布形式圖(圖 4(a))上, 2 組數據均表現(xiàn)為右傾的平滑曲線, 而重稀土曲線平緩, 青草山花崗斑巖輕稀土曲線略低于石英二長斑巖。以上特征表明, 青草山花崗斑巖和石英二長斑巖均發(fā)生了輕、重稀土分餾, 并富集輕稀土。相對于石英二長斑巖, 花崗斑巖稀土分餾程度略低。

表2 青草山巖體稀土元素含量

表3 青草山巖體微量元素含量

在原始地幔標準化蛛網圖(圖 4(b))上, 青草山花崗斑巖與石英二長斑巖非常相似, 均落入羌塘南緣島弧花崗巖微量元素范圍(據文獻[9?14]數據投圖), 呈向右傾斜的起伏曲線。高場強元素(HFSE)和大離子親石元素(LILE)有較明顯的分異(圖 4(b), 表3), 富集Rb, Th, U, K, La, Ce等大離子親石元素(花崗斑巖La和 Ce 富集程度不明顯), 虧損Ta, Nb, P, Ti, Y等高場強元素, 其中Ti嚴重虧損。相對于Rb, Th和U, 虧損Ba和Sr。

3.3 鋯石U-Pb年齡

對青草山地區(qū)石英二長斑巖樣品中挑取的鋯石進行鋯石 U-Pb 年齡測試, 測點選擇韻律環(huán)帶結構清晰的部位, 代表性有效分析點位置及分析結果見圖 5 和表 4。所測鋯石都透明、無色, 晶形較好, 具有典型的巖漿鋯石密集振蕩型環(huán)帶, 鋯石 Th/U值(0.16~0.29)在巖漿鋯石范圍內(一般變質和熱液成因鋯石的 Th/U<0.1, 巖漿成因鋯石的 Th/U>0.1[31]), 鋯石的Th與U之間呈現(xiàn)較好的正相關性(表 4), 與典型的巖漿鋯石特征[32]相符合。

表4 青草山巖體鋯石LA-ICP-MS U-Pb分析結果

說明: 石英二長斑巖, 12個測點加權平均年齡為122±1 Ma, MSWD=3.9。

本文所研究的鋯石為與青草山石英二長斑巖同期結晶的巖漿鋯石。對于年輕鋯石, 使用206Pb/238U年齡能獲得較為可靠的測試結果[33]。本次測試的12個分析點的206Pb/238U表面年齡在119~126 Ma之間, 其加權平均值為122±1 Ma (MSWD=3.9) (圖5), 代表石英二長斑巖體的結晶年齡, 略早于周金勝等[10]獲得的青草山花崗斑巖鋯石 SHRIMP U-Pb年齡(114.6±1.2 Ma, MSWD=1.1)。由以上分析可知, 青草山地區(qū)巖漿活動集中在早白堊世, 其中石英二長斑巖形成時代略早于花崗斑巖。

4 討論

4.1 形成溫度計算

Watson 等[24-25]從高溫(700~1300oC)實驗得出鋯石溶解度模擬公式, 其原理是基于花崗巖副礦物鋯石中 Zr 在巖漿開始結晶狀態(tài)下固液兩相中的分配系數是溫度的函數, 用巖漿早期結晶溫度近似地代表巖漿的形成溫度。計算公式如下:

Zr(oC) = 12900 / [(2.95+0.95+

ln(Zr鋯石/Zr熔體)] ? 273.15,

為全巖的(K+Na+2Ca)/(A1×Si)(摩爾濃度, 計算時令 Si+Al+Fe+Mg+Ca+Na+K+P=1); Zr鋯石為鋯石的Zr含量, 不做Zr, Hf 校正時, 純鋯石中Zr 的含量為4.96×105μg/g; Zr熔體為熔體的Zr含量, 一般用全巖的Zr含量近似地代表熔體的Zr含量。

通過計算, 得到青草山花崗斑巖全巖鋯石飽和溫度為751~764oC(平均759oC), 石英二長斑巖全巖鋯石飽和溫度為764~776oC (平均770oC)(表1)。也就是說, 青草山巖體形成的溫度近似值約為751~776oC (平均765oC), 接近S型花崗巖形成的平均溫度(764oC[34])。

表1 青草山巖體主量元素含量

說明: 里特曼系數43= (Na2O + K2O)2/(SiO2? 43); 全巖鋯石飽和溫度Zr的計算方法見文獻[24?25]; 分異指數DI的計算方法見文獻[26]。

4.2 巖石類型厘定

主流的花崗巖成因分類方案將花崗巖劃分為 A型(非造山型)、S 型(殼源改造型)、I 型(殼幔同熔型)和M型(幔源型)四類[26,35-36]。高分異I型、S 型花崗巖與 A 型花崗巖在地球化學特征及礦物學特征方面十分相似[34], 因此, 用于花崗巖成因分類的標志性礦物和一系列地球化學圖解不適用于高分異花崗巖。也就是說, 若要準確識別花崗巖的成因類型, 需要判別花崗巖是否經歷了高程度結晶分異作 用[37]。在圖 6(a)中, 青草山花崗斑巖和石英二長斑巖樣品遠離 A 型花崗巖范圍, 落在未分異的I, S, M花崗巖范圍內, 為一套分異程度比較低的花崗巖 (分異指數 DI=79.91~83.45)。青草山巖體的礦物成分中有白云母、堇青石等含鋁礦物, 暗色礦物很少, SiO2含量較高, MgO和TiO2含量低, 標準礦物中剛玉分子含量大于1%, 為1.20%~2.86%, 未出現(xiàn)透輝石, 富鋁, A/CNK>1.1(S 型花崗巖 A/CNK>1.1[39]), 為典型強過鋁質花崗巖, 暗示是沉積巖同熔的結果。李獻華等[40]指出: I型和S型花崗巖成因分類的巖石化學基礎, 是S型花崗巖的Na, Ca, Sr在長石風化形成黏土的過程中發(fā)生丟失, 使沉積巖成為過鋁質(并非Al增加), 因此S型花崗巖繼承了源巖的過鋁質巖石化學特征, 其Na, Ca, Sr含量明顯低于 I 型花崗巖。青草山巖體 Na2O 含量(1.77%~ 4.14%, 平均 2.95%)、CaO 含量(1.10%~2.44%, 平均 1.76%)和 Sr 含量(11.6~26.2 μg/g, 平均 19.46 μg/g)均低于典型的普讓 I 型花崗巖(Na2O 含量為3.07%~4.82%, 平均 4.13%; CaO 含量為 3.74%~ 8.98%, 平均5.66%; Sr含量為22.3~28.0 μg/g, 平均25.1 μg/g)[9]。研究表明, 由于 Th 和 Y 在過鋁質巖漿演化早期優(yōu)先進入富集 Th 和 Y 的礦物(如獨居石), 因此S型花崗巖(Rb含量大于200 μg/g)的Th和 Y 含量較低, 并隨著含量增加而降低; 相反, 富集 Th 和 Y 的礦物不在準鋁質巖漿演化早期優(yōu)先結晶, 所以分異 I 型花崗巖的 Th 和 Y 含量高, 并與Rb 含量呈正相關關系[35,39-42]。因此, 可用 Y?Rb 及 Th?Rb 散點圖來判別 I 型和 S 型花崗巖。在圖 6(c)和(d)中, 青草山花崗斑巖和石英二長斑巖樣品明顯擬合在 S 型花崗巖演化曲線上, 而有別于I 型花崗巖, 同時在 Jung 等[38]的 TiO2?Zr 圖解(圖6(b))中, 青草山巖體樣品也均位于 S 型花崗巖范圍, 與前面證據吻合。前面計算得到青草山巖體全巖鋯飽和溫度為 751~776oC (平均 765oC), 在 S 型花崗巖形成溫度范圍(600~850oC[43]), 接近 S 型花崗巖形成的平均溫度(764oC[35]), 低于I型花崗巖形成溫度(>900oC[43])。以上證據均表明, 青草山花崗巖為S型花崗巖。

4.3 巖石成因討論

青草山花崗巖富集輕稀土, 高場強元素虧損, 稀土元素和微量元素均顯示較典型的島弧花崗巖的特征(圖4, 圖7(b))。在圖7(a)中, 青草山花崗巖及附近的普讓花崗巖樣品均落入火山弧花崗巖范圍。由此可見, 青草山花崗巖極有可能形成于碰撞前的島弧環(huán)境。已有年代學研究表明, 改則地區(qū)大約在110 Ma, 班公湖?怒江洋俯沖消減可能結束, 進入陸內環(huán)境[9,11,15,46]。羌塘地塊南緣青草山地區(qū)(122±1 Ma)的巖體與普讓(116±2 Ma[9])、多不雜(121.6±2.0 Ma[11])、波龍(119~120 Ma[47])等巖體侵位時間基本上一致, 可能都形成于班公湖?怒江洋閉合前的島弧環(huán)境。

目前研究認為, 幔源巖漿加熱導致的地殼物質脫水重熔和基性巖漿結晶分異以及地殼混染作用均可形成長英質巖石[48-50]。青草山地區(qū)大面積出露中性、酸性巖漿巖, 無基性巖漿巖出露, 顯示青草山花崗巖不太可能是由中基性巖漿高度演化形成。相對富集LREE和LILE, 相對虧損HFSE, 不相容元素Nb, Ta, Ti具有明顯的負異常, 表明巖體源區(qū)有陸殼物質參與。根據 Nb/Ta 值為 11.4~12.1, 接近平均地殼值(11~13[51]), Zr/Hf 值為 37.0~38.8, 接近并略高于殼源巖石(約 33[52-53]), 以及 Eu 負異常(Eu=0.54~0.67)等特征, 可以推斷這些巖石的源巖為地殼物質[54]。一般認為, 源巖為泥質巖和砂質巖的副片麻巖是S型花崗巖的母巖[55], 而酸性巖的成分與其源區(qū)密切相關, 過鋁質花崗巖可以利用 Al-Fe-Mg-Ti 系統(tǒng)(圖 8(a)和(c))和 Rb-Sr-Ba 系統(tǒng)(圖 8 (b))確定其源區(qū)成分。在圖 8(a)中, 青草山花崗斑巖和石英二長斑巖主要落入雜砂巖源巖范圍?；◢弾r熔體中 CaO/Na2O 值與溫度和壓力無關, 主要受源巖成分的控制[38], 因此 CaO/Na2O 值對源區(qū)的成分具有很好的指示意義。因斜長石在殘余相中較穩(wěn)定[60], 因此雜砂巖熔融形成的熔體(花崗巖)具有較高的 CaO/Na2O 值。Sylvester[58]的研究表明, 貧斜長石、富黏土的泥質巖部分熔融產生的過鋁質花崗巖 CaO/Na2O 值一般小于 0.3, 富斜長石、貧黏土的砂屑巖熔融生成的過鋁質花崗巖 CaO/Na2O 值一般大于 0.3。青草山花崗斑巖的 CaO/Na2O 為 0.43~ 0.60, 石英二長斑巖的 CaO/Na2O 為 0.59~0.88, 符合雜砂巖源巖的特征(圖 8(d)), 因此青草山花崗斑巖和石英二長斑巖源巖主要為雜砂巖。

5 結論

1) 青草山石英二長斑巖結晶年齡應為 122.3± 1.5 Ma (MSWD=3.9), 略早于青草山花崗斑巖(115 ±1 Ma, MSWD=1.1), 表明青草山花崗巖類的巖漿活動集中在早白堊世, 巖體形成的溫度近似值為765oC, 接近S型花崗巖形成的平均溫度。

2) 青草山花崗斑巖和石英二長斑巖應為在班公湖?怒江洋殼北向俯沖背景下的島弧環(huán)境中, 地殼雜砂巖質成分發(fā)生部分熔融作用形成的、分異程度較低的、強過鋁質亞堿性S型花崗巖。

致謝 研究工作得到中國地質調查局成都地質調查中心黃勇高級工程師、梁維高級工程師、董隨亮高級工程師、張麗工程師,中國地質大學(武漢)劉文浩講師、柳瀟博士、阮班曉博士,內蒙古科技大學胡慶成講師,以及中國地質調查局西安地質調查中心劉月高工程師的幫助,在此表示衷心感謝。

參考文獻

[1]李光明, 段志明, 劉波, 等. 西藏班公湖?怒江結合帶北緣多龍地區(qū)侏羅紀增生雜巖的特征及意義. 地質通報, 2011, 30(8): 1256?1260

[2]耿全如, 潘桂棠, 王立全, 等. 班公湖?怒江帶、羌塘地塊特提斯演化與成礦地質背景. 地質通報, 2011, 30(8): 1261?1274

[3]史仁燈. 班公湖 SSZ 型蛇綠巖年齡對班?怒洋時限的制約. 科學通報, 2007, 52(2): 223?227

[4]潘桂棠, 莫宣學, 侯增謙, 等. 岡底斯造山帶的時空結構及演化. 巖石學報, 2007, 22(3): 521?533

[5]曲曉明, 王瑞江, 辛洪波, 等. 西藏西部與班公湖特提斯洋盆俯沖相關的火成巖年代學和地球化學. 地球化學, 38(6): 523?535

[6]Zhu Dicheng, Zhao Zhidan, Niu Yaoling, et al. The Lhasa terrane: record of a microcontinent and its histories of drift and growth. Earth and Planetary Science Letters, 2011, 301(1): 241?255

[7]Ding Lin, Kapp P, Zhong Dalai, et al. Cenozoic volcanism in Tibet: evidence for a transition from oceanic to continental subduction. Journal of Petrology, 2003, 44(10): 1833?1865

[8]潘桂棠, 肖慶輝, 陸松年, 等. 中國大地構造單元劃分. 中國地質, 2009, 36(1): 1?28

[9]黃瀚霄, 龔福志, 李光明, 等. 西藏羌塘南緣早白堊世普讓巖體的鋯石 U-Pb 年齡和地球化學特征及其地質意義. 地質論評, 2016, 62(3): 569-584

[10]周金勝, 孟祥金, 臧文栓, 等. 西藏青草山斑巖銅金礦含礦斑巖鋯石 U-Pb 年代學、微量元素地球化學及地質意義. 巖石學報, 2013, 29(11): 3755?3766

[11]李金祥, 李光明, 秦克章, 等. 班公湖帶多不雜富金斑巖銅礦床斑巖火山巖的地球化學特征與時代: 對成礦構造背景的制約. 巖石學報, 2008, 24(3): 531?543

[12]張璋, 耿全如, 彭智敏, 等. 班公湖?怒江成礦帶西段材瑪花崗巖體巖石地球化學及年代學. 沉積與特提斯地質, 2011, 31(4): 86?96

[13]廖六根, 曹圣華, 肖業(yè)斌, 等. 班公湖?怒江結合帶北側陸緣火山?巖漿弧帶的厘定及其意義. 沉積與特提斯地質, 2005, 25(1): 163?170

[14]馮曄, 廖六根, 黃俊平, 等. 西藏日土縣拉熱拉新花崗巖體特征及構造環(huán)境. 東華理工學院學報: 自然科學版, 2005, 28(4): 317?324

[15]常青松, 朱弟成, 趙志丹, 等. 西藏羌塘南緣熱那錯早白堊世流紋巖鋯石 U-Pb 年代學和 Hf 同位素及其意義. 巖石學報, 2011, 27(7): 2034?2044

[16]曲曉明, 辛洪波, 杜德道, 等. 西藏班公湖?怒江縫合帶中段碰撞后 A 型花崗巖的時代及其對洋盆閉合時間的約束. 地球化學, 2012, 41(1): 1?14

[17]曲曉明, 辛洪波, 杜德道, 等. 西藏班公湖?怒江縫合帶中段A型花崗巖的巖漿源區(qū)與板片斷離. 地質學報, 2013, 87(6): 759?772

[18]Li Shiming, Zhu Dicheng, Wang Qing, et al. Northward subduction of Bangong-Nujiang Tethys: insight from Late Jurassic intrusive rocks from Bangong Tso in western Tibet. Lithos, 2014, 205(9): 284–297

[19]黃瀚霄, 李光明, 劉波, 等. 藏北商旭造山型金礦床的發(fā)現(xiàn)及意義. 礦床地質, 2014, 33(3): 486?496

[20]劉洪, 黃瀚霄, 李光明, 等. 因子分析在藏北商旭金礦床地球化學勘查中的應用, 中國地質, 2015, 42(4): 1126?1136

[21]吳元保, 鄭永飛. 鋯石成因礦物學研究及其對U-Pb年齡解釋的制約. 科學通報, 2004, 49(16): 1589? 1604

[22]Liu Yongsheng, Gao Shan, Hu Zhaochu, et al. 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 Petro-logy, 2009, 51: 537?571

[23]Ludwig K R. User’s manual for Isoplot 3.00: a geochronological toolkit for Microsoft Excel. Ber-keley: Berkeley Geochronology Center: Special Pub-lication, 2003: 1?70

[24]Watson E B, Harrison T M. Zircon thermometer reveals minimum melting conditions on earliest. Earth Sci, 1983, 308: 841?844

[25]Watson E B, Harrison T M. Zircon saturation revisited: temperature and composition effects in a variety of crustal magma types. Earth and Planetary Science Letters, 1983, 64: 295?304

[26]路鳳香, 桑隆康. 巖石學. 北京: 地質出版社, 2002: 92?95

[27]Middlemost E A K. Naming materials in the magma/ igneous rock system. Earth-Science Reviews, 1994, 37: 215?224

[28]Maniar P D , Piccoli P M. Tectonic discrinination of granitoids. Geol Soc Am Bull, 1989, 101: 635?643

[29]Boynton W V. Geochemistry of the rare earth elements: meteorite studies // Henderson P. Rare earth element geochemistry. Elsevier, 1984: 63?114

[30]Sun S S, MchDonough W F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implication for mantle composition and processes // Saunders A D, Norry M J. Magmatism in the ocean basins. Geological Society Special Pulication, 1989, 42: 303?345

[31]趙振華. 副礦物微量元素地球化學特征在成巖成礦作用研究中的應用. 地學前緣, 2010, 17(1): 267? 286

[32]Hoskin P, Black L P. Metamorphic zircon formation by solid-state recrystallization of protolith igneous zircon. Journal of Metamorphic Geology, 2000, 18(4): 423?439

[33]Compston W, Williams I S, Kirschvink J L, et al. Zircon U-Pb AGES for the early cambrian time-scale. Journal of the Geological Society, 1992, 149(2): 171? 184

[34]King P L, White A J R, Chappell B W, et al. Characterization and origin of aluminous A-type granites from the Lachlan Fold Belt, Southeastern Australia. J Petrol, 1997, 36: 371?391

[35]Chappell B W. Aluminium saturation in I and S-type granites and the characterization of fractionated haplogranites. Lithos, 1999, 46: 535?551

[36]鄧晉福, 羅照華, 蘇尚國, 等. 巖石成因、構造環(huán)境與成礦作用. 北京: 地質出版社, 2004: 33?49

[37]Whalen J B, Currie K L, Chappell B W. A-type granites: geochemical characteristics, discriminatuon and petrogenesis. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1987, 95: 407?419

[38]Jung S , Pfander J A. Source composition and melting temperatures of orogenic granitoids: constraints from CaO/Na2O, Al2O3/TiO2and accessory mineral satura-tion thermometry. European Journal of Mineralogy, 2007, 9: 859?870

[39]Chappell B W, White A J R. I-and S-type granites in the Lachlan Fold Belt. Trans Royal Soc Edinburgh: Earth Sci, 1992, 83: 1?26

[40]李獻華, 李武顯, 李正祥. 再論南嶺燕山早期花崗巖的成因類型與構造意義. 科學通報, 2007, 52(9): 981?991

[41]Li Xianhua, Chen Zhigang, Liu Dunyi, et al. Jurassic gabbro-granite-syenite suites from southern Jiangxi Province, SE China: age, origin and tectonic signi-ficance. Int Geol Rev, 2003, 45: 898?921

[42]Li Xianhua, Li Zhengxiang, Ge Wenchun, et al. Neoproterozoic granitoids in South China: crustal melting above a mantle plume at ca. 825 Ma. Pre-cambrian Res, 2003, 122: 45?83

[43]張旗, 潘國強, 李承東, 等. 花崗巖混合問題: 與玄武巖對比的啟示: 關于花崗巖研究的思考之一. 巖石學報, 2007, 23(5):1141?1152

[44]Pearce J A, Harris N B W, Tindle A G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology, 1984, 25: 956?983

[45]Defant M J, Drummond M S. Derivation of some morden arc magmas by of young subducted lithos-phere. Nature, 1990, 347: 662?665

[46]Kapp P, Decelles P G, Gehrels G E, et al. Geological records of the Lhasa-Qiangtang and Indo-Asian collisions in the Nima area of central Tibet. Geological Society of America Bulletin, 2007, 119: 917?933

[47]陳華安, 祝向平, 馬東方, 等. 西藏波龍斑巖銅金礦床成礦斑巖年代學、巖石化學特征及其成礦意義. 地質學報, 2013, 87(10): 1593?1611

[48]Ingle S, Weis D, Frey F A. Indian continental crust recovered from Elan Bank, Kerguelen plateau (ODP Leg 183, site 1137). Journal of Petrology, 2002, 43(7): 1241?1257

[49]Guffanti M, Clynne M A, Muffler L J. Thermal and mass implications of magmatic evolution in the Lassen volcanic region, California, and minimum constraints on basalt influx to the lower crust. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 1996, 101(B2): 3003?3013

[50]Mcculloch M T, Kyser T K, Woodhead J D, et al. Pb- Sr-Nd-O isotopic constraints on the origin of rhyolites from the Taupo Volcanic Zone of New Zealand: evidence for assimilation followed by fractionation from basalt. Contributions to Minera-logy and Petro-logy, 1994, 115(3): 303?312

[51]Barth M G, McDonough W F, Rudnick R L. Tracking the budget of Nb and Ta in the continental crust. Chemical Geology, 2000, 165: 197?213

[52]Taylor S R, Mclennan S M. The Continental crust: its composition and evolution. Oxford: Blackwell Scien-tific Publications, 1985: 91?92

[53]Green T H. Significance of Nb/Ta as an indicator of geochemical processes in the crust-mantle system. Chemical Geology, 1995, 120: 347?359

[54]Rudnick R L, Fountain D M. Nature and composition of the continental crust: a lower crustal perspective. Reviews of Geophysics, 1995, 33: 267?309

[55]Brown M, Pressley R A. Crustal melting in nature: procecuting source processes. Physics and Chemisty of the Earth, Part A: Solid Earth and Geodesy, 1999, 24(3): 305?316

[56]Gerdes A, Worner G, Henk A. Post-collisional granite generation and HT-LP metamorphism by radiogenic heating: the Variscan South Bohemian Batholith. Journal of the Geological Society London, 2000, 157: 577?587

[57]Pati?o Douce A E. What do experiments tell us about the relative contributions of crust and mantle to the origin of granitic magmas?. Geological Society, 1999, 168(1): 55?75

[58]Sylvester P J. Post-collisional strongly peraluminous granites. Lithos, 1998, 45: 29?44

[59]Zhang Shizhen, Li Fengqi, Li Yong, et al. Early Ordovician strongly peraluminous granite in the middle section of the Yarlung Zangbo junction zone and its geological significance. Science in China: Earth Sciences, 2014, 57: 630–643

[60]Skjerlie K P, Johnston A D. Vapour-absent melting from 10 to 20 kbar of crustal rocks that contain multiple hydrous phases: implications for anatexis in the deep to very deep continental crust and active continental margins. J Petrol, 1996, 37: 661–691

Petrogenesis of the Early Cretaceous Qingcaoshan Strongly Peraluminous S-Type Granitic Pluton, Southern Qiangtang, Northern Tibet: Constraints from Whole-Rock Geochemistry and Zircon U-Pb Geochronology

LIU Hong1, ZHANG Hui1, LI Guangming1, HUANG Hanxiao1,?, XIAO Wanfeng2, YOU Qin3, MA Dongfang1, ZHANG Hai1, ZHANG Hong1

1. Chengdu Center, China Geological Survey, Chengdu 610081; 2. Henan Institute of Geology Survey, Zhengzhou 450007; 3. Sichuan Institute of Coal Geological Exploration and Desiging, Chengdu 610072; ? Corresponding author, E-mail: hanxiaohuang@126.com

The Qingcaoshan granitic pluton, located in the Zhapu-Duobuza magmatic arc in southern Qiangtang, consists of granite porphyry and quartz monzonitic porphyry. However, the age and genesis are not studied due to absence of geochemical and geochronological data. The weighted average206Pb/238U age of 122±1 Ma (MSWD=3.9) for quartz monzonitic porphyry and 114.6±1.2 Ma (MSWD=1.1) for granite porphyry is present by LA-ICP-MS and SHRIMP zircon U-Pb dating. The intrusion have minor muscovite and cordierite, no hornblende. The granitic pluton is characterized by enriched Al (A12O3: 14.81%-15.86%), depleted Ca (CaO: 1.10%-2.44%), and high content of alkali (K2O+Na2O: 6.86%-8.80%). Father more, it is also characterized by ASI of 1.1 (A/CNK: 1.06-1.20), corundum (1.20%-2.86%) and absence of diopside showed throughCIPW calculation, which are indicative of peraluminous sub-alkaline S-type graniten. The intrusive rock is relatively enriched in large ion lithophile elements (Rb, Th, U, K, La, Ce) and depleted in high field strength elements (Ta, Nb, P, Ti, Y), and exhibits LREE-enriched ((La/Yb)N: 3.24-16.20) with right-inclined REE distribution patterns. A synthesis of all these characteristics indicates that the Qingcaoshan granitic pluton was probably derived from partial melting of greywacke components in the upper crust as a result of norward subduction of the Bangong Co-Nujiang oceanic crust towards the Qiangtang block.

Tibet; Bangong Co-Nujiang; Qiangtang; Qingcaoshan; S-type granite; peraluminous granite

10.13209/j.0479-8023.2016.045

P581

2015-03-31;

2015-11-02; 網絡出版日期: 2016-09-01

國家重點研發(fā)計劃(2016YFC0600300)、中國地質調查項目(DD20160015, DD20160026)和中國地質調查局成都地質調查中心青年基金([所控基]2014-03)資助