地质通报  2019, Vol. 38 Issue (5): 742-756  
0

引用本文 [复制中英文]

张永明, 裴先治, 李佐臣, 李瑞保, 刘成军, 裴磊, 陈有炘, 王盟. 青海南山地区加里东期强过铝质花岗岩锆石U-Pb年龄、地球化学特征及其地质意义[J]. 地质通报, 2019, 38(5): 742-756.
[复制中文]
Zhang Y M, Pei X Z, Li Z C, Li R B, Liu C J, Pei L, Chen Y X, Wang M. Zircon U-Pb age, geochemical characteristics and geological significance of the Caledonian strongly peraluminous granites in the Nanshan area, Qinghai Province[J]. Geological Bulletin of China, 2019, 38(5): 742-756.
[复制英文]

基金项目

国家自然科学基金项目《扬子地块西北缘碧口群构造属性及与Rodinia超大陆聚合-裂解关系》(批准号:41872233)、《秦岭-祁连结合部位早古生代晚期岩浆事件及其对构造演化的启示》(批准号:41872235)、《东昆仑东段晚古生代—早中生代构造演化与造山过程研究》(批准号:41472191)、国家自然科学基金青年项目《东昆仑东段东昆中蛇绿岩年代学及构造属性研究》(批准号:41502191)及中国地质调查局项目《青海省共和县曲什那地区1:5万三幅区域地质矿产调查》(编号:12120114041201)

作者简介

张永明(1971-), 男, 讲师, 博士, 构造地质学专业。E-mail:yongmzh@163.com

通讯作者

裴先治(1963-), 男, 教授, 博士生导师, 从事构造地质学和区域地质学研究。E-mail:peixzh@sina.com

文章历史

收稿日期: 2017-09-29
修订日期: 2017-10-19
青海南山地区加里东期强过铝质花岗岩锆石U-Pb年龄、地球化学特征及其地质意义
张永明1,2 , 裴先治2 , 李佐臣2 , 李瑞保2 , 刘成军2 , 裴磊2 , 陈有炘2 , 王盟2     
1. 山东理工大学资源与环境工程学院, 山东 淄博 255049;
2. 长安大学地球科学与资源学院/西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室/自然资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室, 陕西 西安 710054
摘要: 青海南山地区位于南祁连构造带和西秦岭造山带的交接部位,在该地区元古宇变质地层中新厘定出一套含石榴子石白云母二长花岗岩,并对其进行了详细的岩石学、岩石地球化学和LA-ICP-MS锆石U-Pb定年研究。结果表明,浪日娘含石榴子石白云母二长花岗岩结晶年龄为438.7±4.2Ma,形成于早志留世早期。岩石含石榴子石、白云母、电气石等高铝矿物,同时具高SiO2、富Al2O3特征,高铝饱和指数A/CNK=1.09~1.28,属高钾钙碱性强过铝质S型花岗岩;微量元素富集大离子亲石元素Cs、Rb、U、K和Pb,亏损高场强元素Nb、Ti、Zr、P和Ba、Sr;稀土元素总量低,配分曲线为轻稀土元素富集的右倾模式,具有弱-中等负Eu异常。高Rb/Sr值(1.83~3.95)、低CaO/Na2O值(0.11~0.19),伴随有Pb正异常和Ba负异常,暗示源区物质成分为泥质岩并经历了缺水熔融条件下的白云母脱水熔融。结合岩体年龄及区域地质资料,推断其可能形成于原特提斯洋闭合碰撞造山过程。
关键词: 过铝质    S型花岗岩    加里东期    青海南山    LA-ICP-MS锆石U-P测年    
Zircon U-Pb age, geochemical characteristics and geological significance of the Caledonian strongly peraluminous granites in the Nanshan area, Qinghai Province
ZHANG Yongming1,2, PEI Xianzhi2, LI Zuochen2, LI Ruibao2, LIU Chengjun2, PEI Lei2, CHEN Youxin2, WANG Meng2     
1. Faculty of Resources and Environmental Engineering, Shandong University of Technology, Zibo 255049, Shandong, China;
2. Faculty of Earth Science and Resources, Chang'an University/Key Laboratory of Western China's Mineral Resources and Geological Engineering, Ministry of Education/Key Laboratory for the Study of Focused Magmatism and Giant Ore Deposits, MNR, Xi'an 710054, Shaanxi, China
Abstract: The Nanshan area of Qinghai is located in the junction of the South Qilian belt and the West Qinling orogenic belt. A garnet-bearing muscovite monzogranite intruding into the Proterozoic metamorphic strata was newly recognized in Langriniang, Nanshan area of Qinghai. This paper reports the LA-ICP-MS zircon U-Pb dating result as well as petrology and geochemistry of this monzogranite. The crystallization age of the Langriniang garnet-bearing muscovite monzogranite was dated at 438.7±4.2Ma. The Langriniang garnet-bearing muscovite monzogranites are characterized by high SiO2, Al2O3 and ASI (A/CNK=1.09~1.28) values. In addition, they have aluminous mineral assemblages of muscovite, tourmaline and garnet, showing typical features of strongly peraluminous S-type granites. Geochemically, the garnet-bearing muscovite monzogranites display enrichment of LREE and LILEs (e.g., Cs, Rb, K, U and Pb) and depletion of HREE and Nb, Ta, P, Zr, Ti, Ba and Sr, with weak to moderate negative Eu anomaly. Besides, the Langriniang monzogranites have high Rb/Sr ratios (1.83~3.95) and low CaO/Na2O ratios (0.11~0.19). These features indicate that the Langriniang monzogranites were derived from muscovite dehydration melting of metapelites under the water-absent condition. Combined with regional geology and age of the Langriniang monzogranites, the authors hold that the Langriniang monzogranites were formed during the closure of the Tethys Ocean and collision orogeny.
Key words: peraluminous granites    S-type granites    Caledonian    Nanshan in Qinghai    LA-ICP-MS zircon U-Pb dating    

过铝质花岗岩在全球主要造山带中都有分布[1-5]。其岩石成因一般被认为是地壳中富铝质沉积物部分熔融的产物[3, 6]。过铝质花岗岩可形成于不同的地球动力学环境,包括俯冲[7]、碰撞和后碰撞阶段[3, 8]。其形成机制及热源供给可能为陆块碰撞导致地壳增厚叠置、陆块间俯冲作用、构造减压、幔源物质的底侵或内侵等[9-12]。另外,有学者提出,板片断离也是后碰撞阶段过铝质花岗岩的产生机制[5]。通过对过铝质花岗岩的研究,可以揭示陆壳物质发生部分熔融时岩浆源区的物质组成、部分熔融的温压条件等重要的深部信息,有助于深入了解大陆地壳的物质循环与增生,从而对造山时限加以约束。

祁连造山带是中央造山系的重要组成部分,是一条典型的加里东期造山带。从北向南可划分为3个构造单元,北祁连造山带、中祁连地块和南祁连构造带。其中,南祁连构造带主要由前寒武纪变质基底(化隆岩群)、寒武纪—晚志留世地层及早古生代花岗岩类组成,分布于南祁连南缘的花岗质岩石的年龄被限定为473~446Ma[13]。南祁连早古生代构造岩浆事件都与洋盆闭合和陆-陆碰撞有密切关系[13-14]。大量与俯冲相关的基性-中酸性岩浆岩年龄的限定,暗示中奥陶世之后洋盆进入俯冲阶段[15-18],但洋盆的闭合时限及与陆-陆碰撞相关的强过铝质S型花岗岩鲜见报道。

青海南山地区大地构造位置处于南祁连构造带和西秦岭造山带的重要衔接部位。本文依托区域地质调查项目,在该区古元古代化隆岩群深变质岩系中新识别出一套含石榴子石白云母二长花岗岩,岩体中贯穿花岗伟晶岩脉。郭现轻等[19]在该区域获得花岗伟晶岩脉的年龄为439±2Ma,为早古生代侵入体。本文对该套花岗岩进行详细的岩相学、岩石地球化学研究及测年分析,结合区域地质资料分析其成因及构造背景,为南祁连构造带早古生代构造演化过程提供新的约束。

1 区域地质背景及岩体地质特征 1.1 区域地质背景

青海南山位于共和盆地北缘,呈北西西—南东东向展布,其北侧以青海湖南山断裂为界与南祁连构造带相接,处于西秦岭造山带和南祁连构造带的重要交接部位(图 1-a)。青海南山东北部为一套古元古代化隆岩群中深变质岩系,该变质岩系主体为黑云石英片岩、二云石英片岩夹二云母斜长片麻岩和黑云斜长片麻岩,面理多倾向北西西—南东东,与南侧的印支期中酸性侵入岩体呈断层接触,被广泛分布的早古生代基性-中酸性岩体侵位。含石榴子石白云母二长花岗岩体侵位于该套变质地层西北部的浪日娘地区,岩体呈近东西向展布,长约2km,面积约0.6km2。岩体北部被第四系覆盖,出露不全,南部侵入化隆岩群变质岩中(图 1-bc)。岩体主要岩性为含石榴子石白云母二长花岗岩,局部见少量角闪石二长花岗岩,其中穿插含电气石白云母花岗伟晶岩脉。岩体未见明显的变质变形。

图 1 南山地区浪日娘含石榴子石白云母二长花岗岩体大地构造位置(a、b,据参考文献[20]修改)及岩体地质图(c) Fig.1 The tectonic setting(a, b)and geological sketch map(c)of Langriniang garnet-bearing muscovite monzogranites in the Nanshan area
1.2 岩相学特征

岩石主体呈灰白色-浅肉红色,中细粒花岗结构,块状构造,岩性为二长花岗岩(图 2-a)。主要矿物组成为斜长石(30%~35%)、钾长石(35%~40%)、石英(20%~25%)、白云母(约5%)、电气石(约3%)和少量石榴子石(1%~3%)(图 2-b~d)。副矿物主要有磁铁矿、磷灰石和锆石。斜长石为半自形板状,大小一般为1~2mm,杂乱分布,部分发生绢云母化。钾长石呈半自形板状,粒径一般为1~2mm,部分为2~ 4mm,表面轻高岭土化。石英呈他形粒状,杂乱分布,波状消光明显。白云母为片状,多为原生白云母,宽1~2mm,呈星散状分布;电气石呈半自形柱状,大小一般为0.2~1mm,星散状分布;石榴子石呈半自形粒状,星散状分布,部分表面有弱蚀变现象。

图 2 浪日娘含石榴子石白云母二长花岗岩野外(a)及镜下照片(b~d) Fig.2 Field(a)and microphotographs (b, c, d)of the Langriniang garnet-bearing muscovite monzogranites samples Kf—钾长石;Pl—斜长石;Qz—石英;Ms—白云母;Grt—石榴子石;Tur—电气石
2 样品采集及分析方法 2.1 样品采集

本次样品采集依托野外实测剖面,共采集9件含石榴子石白云母二长花岗岩地球化学样品,并采集锆石U-Pb定年样品1件(PM202/25-2)。定年样品的地理坐标为北纬36°34′32.9″、东经100°24′ 20.7″( 图 1-c)。

2.2 分析方法 2.2.1 锆石U-Pb定年

锆石单矿物分选由河北省廊坊市峰泽源岩矿检测技术有限公司完成。锆石制靶及阴极发光(CL)照相工作由北京锆年领航科技有限公司完成。锆石U-Pb测年在天津地质矿产研究所通过Neptune质谱仪利用LA-ICP-MS方法完成测定,首先根据锆石阴极发光图像、反射光和透射光照片选择合适的测年晶域,再利用193nm激光器对锆石进行剥蚀,通常采用的激光剥蚀斑束直径为35μm,以TEMORA为外部锆石年龄标准。采用中国地质大学刘勇胜博士研发的ICPMS Data Cal程序[21]和Ludwig的Isoplot程序[22]进行数据处理,利用208Pb校正法对普通铅进行校正。以NIST612玻璃标样为外标计算锆石样品的Pb、U、Th含量。详细分析方法及仪器参数见参考文献[23]。

2.2.2 全岩元素分析

全岩主量、稀土和微量元素测试在长安大学西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室完成。主量元素测试采用XRF法,测定流程包括:①烧失量计算:将坩锅在烘箱内150℃干燥3h后,称其重量W1,加入约1g样品,称样品重量W2;然后放入900℃的马弗炉中8h,降温后放入干燥器静置20min,随后称重得W3。通过公式LOI=(W1+W2-W3)/W2计算出样品的烧失量(LOI)。②玻璃融熔法制样:主量元素测定时首先称取样品0.50g,以无水四硼酸锂和硝酸铵为氧化剂,倒入铂金坩锅中,再加入适量溴化锂,在1200℃左右振荡熔融制成玻璃薄片。③使用X射线荧光光谱仪测定。稀土和微量元素分析采用Thermo-X7电感耦合等离子体质谱仪,分析精度和准确度优于10%。将200目以下样品(500mg)置于PTFE坩锅,加入添加剂(1.0mL高纯HF和1.5mL高纯HNO3),按照标准测试程序,反复添加、加热、冷却后,最后在离心管中稀释到50mL;将所得溶液在电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)上完成测定。

3 分析结果 3.1 锆石U-Pb同位素

用于测定的锆石呈黄色、无色,半透明,自形长柱状或短柱状,长60~180μm,宽50~70μm。本次测试的24颗锆石的阴极发光图像显示,锆石多数具有典型的岩浆韵律环带(图 3),应为岩浆结晶的产物。部分锆石具核边结构和明显的增生环带,暗示为捕获锆石在后期岩浆作用中经历了增生过程。锆石U含量为170×10-6~2140×10-6,Th含量为61× 10-6~341×10-6表 1),除少数测点(6、9、16和21)因高U含量造成Th/U值小于0.1外,其他均大于0.1,具有岩浆成因锆石特征[24]。在24个测点中2个测点(8和16)位于锆石核部,其207Pb/206Pb年龄为2532Ma和2539Ma,但由于存在铅丢失使其偏离谐和线而位于谐和线下方(图 4-a);3和12号测点的207Pb/206Pb核部年龄为1824Ma和1844Ma,较谐和,反映其可能来源于元古宙地壳物质的再循环;10个测点(1、2、4、5、7、10、11、13、19、24)的206Pb/238U年龄介于754~ 842Ma之间,代表早期岩浆结晶锆石,与柴北缘—南祁连地区经历的新元古代Rodinia超大陆裂解事件[25-28]和新元古代早中期的2次岩浆作用对应[29];3个测点因存在严重铅丢失而远离谐和线,其中2个测点给出437Ma和440Ma的年龄(本次计算予以剔除)。另外7个测点(9、14、15、17、21、22、23)的206Pb/238U年龄为434~447Ma,其年龄加权平均值为438.7±4.2Ma(MSWD=3.2),代表岩浆结晶的年龄(图 4-b);该年龄值与郭现轻等[19]在该区域获得的花岗伟晶岩脉的年龄(439±2Ma)一致,代表了浪日娘含石榴子石白云母二长花岗岩的结晶年龄。

图 3 浪日娘含石榴子石白云母二长花岗岩(PM202/25-2)典型锆石阴极发光(CL)图像 Fig.3 CL images of selected zircons for Langriniang garnet-bearing muscovite monzogranites(PM202/25-2) (图中圆圈代表分析点位、圈中数字为测试点号,图中标注为相应的测试年龄值)
表 1 浪日娘含石榴子石白云母花岗岩(PM202/25-2)LA-ICP-MS锆石U-Th-Pb同位素分析结果 Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Th-Pb analytic data for Langriniang garnet-bearing muscovite granites
图 4 浪日娘含石榴子石白云母二长花岗岩(PM202/25-2)锆石U-Pb谐和图 Fig.4 U-Pb concordia diagrams of zircon for Langriniang garnet-bearing muscovite monzogranites(PM202/25-2) (图a中圆圈内数字为远离谐和线的测点号)
3.2 主量元素

浪日娘含石榴子石白云母二长花岗岩具有较高的SiO2( 72.24%~74.35%)、Al2O3(14.54%~15.45%)和K2O(3.20%~5.86%),较低的CaO(0.44%~0.86%)、MgO(0.10%~0.23%)、TiO2(0.02%~0.05%)和TFe2O3(0.70%~0.98%)含量(表 2),表明花岗岩熔体未与地幔相互作用。在TAS图解(图 5-a)上,花岗岩样品点主体落入花岗岩区域,与野外及镜下特征一致。岩石全碱(Alk)含量高(7.39%~9.73%),K2O/Na2O值较高(0.73~1.71),在SiO2-K2O图解(图 5-c)中,样品点主体落入高钾钙碱性区域。A/CNK值为1.09~ 1.28,除个别样品低于1.1外,其余均大于1.1,绝大多数样品点位于强过铝质区域(图 5-b)。总体看,浪日娘含石榴子石白云母二长花岗岩属于高钾钙碱性强过铝质花岗岩。DI值为92.31~95.51,表明花岗岩经历了较高程度的演化。

表 2 浪日娘含石榴子石白云母花岗岩主量、微量和稀土元素分析结果 Table 2 Analyses of major, trace elements and REE for Langriniang garnet-bearing muscovite granites
图 5 浪日娘含石榴子石白云母二长花岗岩TAS(a)、A/CNK-A/NK(b)、SiO2-K2O(c)和Zr-TiO2图解(d) Fig.5 TAS(a), A/CNK-A/NK(b), SiO2-K2O(c)and Zr-TiO2 diagrams (d)for the Langriniang garnet-bearing muscovite monzogranites (喜马拉雅淡色花岗岩数据据参考文献[12, 30])
3.3 稀土及微量元素

在球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(图 6- a)上,浪日娘含石榴子石白云母二长花岗岩体总体具有中等负Eu异常,δEu值为0.52~0.63,可能反映源区有斜长石残留或存在斜长石的分离结晶过程。另外有3个样品(PM202/25-3、PM202/25-7和PM202/29-1)具弱负-正Eu异常,同时CaO和Na2O含量也较高,可能与少量富钠斜长石的堆积有关。岩体的稀土元素总量较低(∑REE=11.31× 10-6~28.22×10-6),明显低于世界上酸性岩的平均丰度,可能与岩浆演化过程中存在富含稀土元素矿物(褐帘石和独居石)的分离结晶有关。LREE轻度至中度富集,重稀土元素亏损,轻、重稀土元素分馏较明显且变化较大,(La/Yb)N=2.00~22.62,轻稀土元素分异较明显,重稀土元素平坦(除个别样品外),分异不明显,可能与岩石中含石榴子石有关。在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图 6-b)中,富集Cs、Rb、U、K和Pb,亏损高场强元素Nb、Ti和Zr,以及Ba、Th、P、Sr,Rb/Sr值高(1.83~3.95),与上地壳岩石类似。

图 6 浪日娘含石榴子石白云母二长花岗岩球粒陨石标准化稀土元素配分图解(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b) Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns(a)and primitive-mantle normalized trace element spider diagrams(b)for the Langriniang garnet-bearing muscovite monzogranites (a, b标准化值分别据参考文献[31][32],喜马拉雅淡色花岗岩数据据参考文献[12, 30])
4 讨论 4.1 岩石类型

浪日娘含石榴子石白云母二长花岗岩体富硅(SiO2>72%),低镁铁(MgO+TFe2O3 < 2%),铝饱和指数高,绝大多数样品的A/CNK值大于1.1。矿物学特征显示,其富含高铝原生矿物(白云母、石榴子石、电气石等)(图 2),CIPW标准矿物计算结果显示其含刚玉分子(1.54%~3.61%),与强过铝质花岗岩特征类似[3]。同时,不含角闪石、碱性暗色矿物等Ⅰ型和A型花岗岩的特征矿物,而含有S型花岗岩的一般特征矿物(白云母和石榴子石),表明其为S型花岗岩。岩体具有高K2O/Na2O值(平均为1.08),低Ca、Mg含量,较高的Rb、Cs、K、Pb等大离子亲石元素含量及较低的Sr、Ba、Eu等元素含量,以及高Rb/ Sr值(1.83~3.95),低Nb/Ta值(平均值9.16),也符合S型花岗岩的特征[33-34]。在图 5-bd中,样品点均位于S型花岗岩区域。浪日娘含石榴子石白云母二长花岗岩体的分异指数较高(DI=92.31~95.51),指示其经历了较高程度的演化。有观点认为,经历高程度演化后的Ⅰ、S和A型花岗岩矿物组合和化学成分都趋于最低共熔点组分,往往具有相似的地球化学特征[35-36]。但本文花岗岩的稀土元素总量很低,与A型花岗岩除Eu以外其余稀土元素含量均较高的特征不符[37]。其贫铁、低过碱指数(AKI=(Na2O+K2O)/ Al2O3)也与A型花岗岩多显著富铁[38]AKI值一般大于0.85的特征有明显区别[37]。研究表明,Y、Th与Rb之间的线性关系可以作为区分Ⅰ型和S型花岗岩的重要指标[35-36, 39]。本文花岗岩样品的Th、Y值分散,随着Rb含量的增高呈基本不变或降低的趋势,明显不同于Ⅰ型花岗岩,而与S型花岗岩特征吻合(图 7-c)。在SiO2-TFe2O3/MgO(图 7-a)和(Zr+ Nb+Ce+Y)-(Na2O+K2O)/CaO图解(图 7-b)上,样品点全部落入Ⅰ和S型花岗岩和分异型M+Ⅰ+S型花岗岩区域,也印证了上述判断。但其明显偏高的P2O5含量(0.12%~0.22%)与高分异Ⅰ型花岗岩不同。另外,其P2O5含量随SiO2的增加而基本保持稳定(图 7-d),体现出磷灰石在强过铝质岩浆中的特征[42],也支持其为S型花岗岩的判断[35, 39]。综上推断,浪日娘含石榴子石白云母二长花岗岩体为经历较高程度分异的S型花岗岩。

图 7 浪日娘含石榴子石白云母二长花岗岩SiO2-TFe2O3/MgO(a,底图据参考文献[40]),(Zr+Nb+Ce+Y)-(Na2O+K2O)/CaO(b,底图据参考文献[37]),Rb-Th(c,底图据参考文献[41])和SiO2-P2O5图解(d) Fig.7 SiO2-TFe2O3/MgO(a), (Zr+Nb+Ce+Y)-(Na2O+K2O)/CaO(b), Rb-Th(c)and SiO2-P2O5(d)diagrams for the Langriniang garnet-bearing muscovite monzogranites A—A型花岗岩;FG—分异型M+Ⅰ+S型花岗岩;OGT—非分异M+Ⅰ+S型花岗岩
4.2 岩石成因

花岗岩成因类型的准确识别对于研究其动力学背景具有重要意义。过铝质花岗岩可形成于碰撞造山有关的隆升与垮塌环境中的变沉积岩深熔作用,如喜马拉雅淡色花岗岩;也可以是上地壳物质的熔融与地幔物质共同作用的结果,产生于与俯冲作用有关的岛弧环境,如澳大利亚Lachlan褶皱带的S型花岗岩[2, 43-44]和科迪勒拉造山带过铝型花岗岩[45]

一般认为,过铝质花岗岩主要由地壳物质的部分熔融形成[46],与地壳物质的深熔作用有关[47],而地壳物质(主要为变碎屑岩)深熔作用的诱发机制主要为缺乏流体条件下含水矿物的脱水熔融反应。另外,壳幔岩浆混合也被认为是过铝质花岗岩可能的形成机制[7, 48-49]。考虑到浪日娘含石榴子石白云母二长花岗岩体的Sm/Nd平均值为0.29,接近地壳沉积岩(Sm/Nd=0.3),推测其源区很可能是沉积岩或变质沉积岩。Taylor[50]认为,地球演化过程中K和Rb不断向上迁移进入硅铝层,而上地幔越来越亏损K和Rb,Rb富集于成熟度高的地壳中,而Sr和Ca在成熟度低、演化不充分的地壳中富集,因此,Rb/Sr值能较好地记录源区物质的性质。一般幔源岩浆Rb/Sr<0.05,壳幔混源岩浆Rb/Sr值为0.05~0.5,而壳源岩浆Rb/Sr>0.5。浪日娘含石榴子石白云母二长花岗岩的Rb/Sr值高(1.83~3.95),说明源岩可能主要来自地壳,也暗示岩浆的演化程度较高。在微量元素蛛网图中,所有样品具明显的负Nb异常,Ta表现为正异常,也表明岩浆可能为地壳来源。样品普遍低的MgO、Cr、Ni含量暗示幔源岩浆贡献不明显。

强过铝质岩石一般被认为是地壳中富铝质沉积物部分熔融的产物[3, 6]。部分熔融过程中源区的CaO、Na2O含量特征可以被继承下来[2]。CaO/ Na2O值在一定程度上反映源区长石与粘土的比率,可作为判断其源区成分的重要指标之一。实验岩石学证明,贫斜长石富泥质的源岩形成的过铝质熔体比富斜长石贫泥质的砂质源岩形成的熔体趋向于具有更低的CaO/Na2O值[51],因此泥质源岩形成的过铝质花岗岩的CaO/Na2O值低(一般小于0.3)[3]。而由杂砂岩熔融形成的花岗岩,其CaO/ Na2O值一般大于0.3。浪日娘含石榴子石白云母二长花岗岩的CaO/Na2O值(0.11~0.19)均小于0.3,以此判断岩浆源区物质主要为泥质岩。(CaO+TFe2O3+ MgO+TiO2)-CaO/(TFe2O3+MgO+TiO2)(图 8-a)和Rb/Ba-Rb/Sr(图 8-b)协变关系图显示,本文花岗岩样品均属于泥质岩来源;在Al2O3/TiO2-CaO/ Na2O图解(图 8-c)中,样品点全部落入喜马拉雅淡色花岗岩泥质岩源区,与前述推测结果一致。

图 8 浪日娘含石榴子石白云母二长花岗岩源区判别图解 Fig.8 Discrimination diagrams of magma source for the Langriniang garnet-bearing muscovite monzogranites (a, c底图据参考文献[4];b底图据参考文献[3];d底图据参考文献[52])
Mu(Va)—缺乏蒸汽相的白云母熔融反应;Bi(Vp)—缺乏蒸汽相的黑云母熔融反应;Mu(Vp)—饱和蒸汽相的白云母熔融反应

浪日娘含石榴子石白云母二长花岗岩具低的∑REE(11.31×10-6~28.22×10-6),稀土元素配分模式与喜马拉雅淡色花岗岩相似[12, 30]。高喜马拉雅淡色花岗岩被认为是在缺乏外加流体条件下,源岩中白云母或黑云母的脱水反应导致的脱水熔融作用形成的[6, 53]。本文花岗岩高的K2O含量和K2O/Na2O值,暗示存在缺水熔融条件下黑云母和白云母的分解[54]。通常,黑云母脱水熔融反应温度(750~850℃)高于白云母脱水熔融温度(650~750℃) [54]。依据锆饱和温度计[55]计算的浪日娘含石榴子石白云母二长花岗岩的锆饱和温度为725~805℃,与白云母脱水熔融温度接近。一般若存在较多的白云母参与脱水熔融则可造成熔体高Rb/Sr值;而在有自由流体参与的地壳部分熔融过程中,由于长石熔融量远大于云母,将造成Rb/Sr值偏低[53]。同时,在干熔融条件下白云母熔融,大量的Pb将进入熔体,而大量的Ba则保留在残留体内的黑云母和钾长石中。因而,白云母脱水熔融产生的熔体通常Pb比Ba更富集[56]。浪日娘含石榴子石白云母二长花岗岩具明显的负Eu异常,同时具有低Sr/Ba(0.41~0.95)、高Rb/ Sr值(1.83~3.95)的特征,与源区水不饱和条件下富云母类沉积变质岩的分解熔融,并在源区残留斜长石的成因一致[57]。其正Pb异常和负Ba异常的特征(图 6-b)及Sr-Rb/Sr图解(图 8-d)上其与缺乏蒸汽相的白云母熔融反应趋势一致,也佐证了浪日娘含石榴子石白云母二长花岗岩的形成主要与缺水熔融条件下的变泥质源岩中的白云母脱水熔融有关。

Pearce等[58]认为,过铝质花岗岩是陆-陆碰撞早期挤压环境下大陆壳部分熔融的产物,并将与碰撞有关的强过铝质花岗岩归为同碰撞花岗岩[59]。但同碰撞是一个广义的概念,包括洋盆闭合期的主碰撞和闭合以后相当长的一段时间仍然与碰撞作用有关的汇聚作用[60],因此Liegeois等[61]提出后碰撞构造环境的概念。后碰撞期大陆块体沿巨大剪切带发生大规模水平运动,同时产生大量的岩浆作用,主要形成高钾钙碱性系列、强过铝质花岗岩类、碱性系列花岗岩。后来的研究发现,大量的强过铝质花岗岩主要形成于后碰撞构造环境[8, 62]。Sylvester[3]认为,强过铝质花岗岩是在碰撞后的岩石圈拉伸环境下形成的。后碰撞环境下的构造减压能引发地壳熔融产生过铝质花岗岩,如喜马拉雅淡色花岗岩[30, 63-64]。在微量元素(Yb+Ta)-Rb图解(图 9-b)中,本文花岗岩样品点主体落入同碰撞花岗岩区附近,在R1-R2构造环境判别图解(图 9-a)中,样品点分布于后碰撞和同碰撞之间的区域,暗示其可能形成于同碰撞或后碰撞早期阶段。

图 9 浪日娘含石榴子石白云母二长花岗岩构造环境判别图(a底图据参考文献[65];b底图据参考文献[58]) Fig.9 Discrimination diagrams of tectonic settings for the Langriniang garnet-bearing muscovite monzogranites WPG—板内花岗岩;syn—COLG同碰撞花岗岩;VAG—火山弧花岗岩;ORG—洋脊花岗岩
4.3 地质意义

祁连造山带为典型的加里东期造山带,虽然其不同的构造单元在早古生代的演化特征具有一定的差异性,但总体经历了震旦纪—中奥陶世的扩张阶段。目前,对北祁连造山带的地质构造演化历史己经形成了较一致的认识,认为其是具有典型沟-弧-盆体系的早古生代增生造山带[66-72]。近年来,在柴达木北缘和西秦岭北部边缘及南祁连地区分别识别出相关的早古生代蛇绿岩[73-78]。同时,南祁连构造带也保留有类似于北祁连洋的地质演化记录,代表了早古生代洋壳的俯冲、消减直至陆块碰撞的过程[17-18, 79-82]。南祁连构造带拉水峡—青海湖一带,出露大量晚奥陶世具含矿特征的基性-超基性岩,被认为可能形成于洋盆俯冲碰撞阶段的活动陆缘伸展环境[15]或后碰撞伸展环境[83-84]。项目组在青海南山地区分别识别出了与俯冲相关的恰洛合基性杂岩体(443Ma,未刊资料)、花岗闪长岩(445Ma,未刊资料)和石英闪长岩体。这些早古生代的岩浆活动记录,可与上述南祁连地区报道的早古生代构造-热事件年龄数据对比。

祁连造山带可能于早志留世转为构造过渡阶段,中—晚志留世进入构造挤压阶段。卢欣祥等[85]获得祁连陆块南缘塔塔楞环斑花岗岩体的SHRIMP锆石U-Pb年龄值为440±14Ma,暗示南祁连洋在奥陶纪末已经闭合。夏林圻等[86]也认为,北祁连洋和南祁连洋的最终闭合分别发生于445Ma和441Ma。此时南祁连地区岛弧构造环境可能已经消失,原特提斯洋盆开始进入碰撞阶段,从而形成一系列碰撞型和后碰撞型花岗质岩浆的侵位,如西秦岭造山带与祁连造山带交接部位的党川花岗岩体(438±3Ma)[87]和草川铺花岗岩体(434±10Ma)[88],柴北缘的铁石观花岗岩体(422.0±6.4Ma)[89]等。本文中的浪日娘含石榴子石白云母二长花岗岩体分布于晚奥陶世恰洛合基性杂岩体和花岗闪长岩岩体的北侧,其成岩年龄为438.7±4.2Ma,形成于早志留世。结合年代学及岩石地球化学特征认为,青海南山地区早古生代岩浆作用可能归因于柴达木-西秦岭和中祁连地块之间的早古生代大洋板片的向北俯冲及大洋闭合后碰撞过程。奥陶纪由于原特提斯洋向中南祁连下俯冲,在南祁连形成了岛弧岩浆岩;晚奥陶世—早志留世由于大洋消减作用的持续进行,可能导致陆-陆碰撞使地壳加厚或局部构造减压,引发上地壳重熔,形成包括浪日娘含石榴子石白云母二长花岗岩体在内的过铝质S型花岗岩。

5 结论

(1)浪日娘含石榴子石白云母二长花岗岩LAICP-MS锆石U-Pb年龄为438.7±4.2Ma,表明岩体形成于早志留世早期。

(2)浪日娘含石榴子石白云母二长花岗岩体富硅,低镁铁,铝饱和指数A/CNK值多大于1.1,富含高铝原生矿物,显示强过铝质特征。岩石高Rb/Sr、K2O/Na2O值和高分异指数(DI),贫铁、低过碱指数(AKI);较高的Rb、Cs、K、Pb等大离子亲石元素含量及较低的Sr、Ba、Eu等元素含量;Th、Y和P2O5值分散,并随着演化程度的增强呈基本不变或降低的趋势,暗示其为高分异的S型花岗岩。

(3)岩体负Nb异常明显,Ta表现为正异常,表明岩浆可能为地壳来源。岩石具明显的Eu和Ba负异常,并伴随正Pb异常,同时具有低Sr/Ba、CaO/ Na2O值和高Rb/Sr值的特征,与源区水不饱和条件下富云母类变泥质岩的分解熔融并在源区残留斜长石的成因一致;较低的锆饱和温度与白云母脱水熔融温度接近,暗示岩石的形成与缺水条件下的白云母脱水熔融有关。

(4)浪日娘含石榴子石白云母二长花岗岩体可能形成于原特提斯洋的闭合碰撞过程。

致谢: LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb测年得到中国地质调查局天津地质矿产研究所周红英研究员和耿建珍高级工程师的指导和帮助,审稿专家对本文进行了细致审阅并提出宝贵的修改意见,在此一并感谢。

参考文献
[1]
Zen E A. Phase relations of peraluminous granitic rocks and their petrogenetic implications[J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 1988, 16: 21-51. DOI:10.1146/annurev.ea.16.050188.000321
[2]
Chappell B W, White A J R. Ⅰ-and S-type granites in the Lachlan Fold Belt[J]. Transactions of the Royal Society of Edinburgh:Earth Sciences, 1992, 83(1/2): 1-26.
[3]
Sylvester P J. Post-collisional strongly peraluminous granites[J]. Lithos, 1998, 45(1/4): 29-44.
[4]
Gou L L, Zhang L F, Lü Z, et al. Geochemistry and geochronology of S-type granites and their coeval MP/HT metasedimentary rocks in Chinese Southwest Tianshan and their tectonic implications[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2015, 107: 151-171. DOI:10.1016/j.jseaes.2015.04.020
[5]
Yang H, Zhang H F, Luo B J, et al. Generation of peraluminous granitic magma in a post-collisional setting:A case study from the eastern Qilian orogen, NE Tibetan Plateau[J]. Gondwana Research, 2016, 36: 28-45. DOI:10.1016/j.gr.2016.04.006
[6]
Patiño Douce A E, Harris N. Experimental constraints on Himalayan anatexis[J]. Journal of Petrology, 1998, 39(4): 689-710. DOI:10.1093/petroj/39.4.689
[7]
Chen Y X, Song S G, Niu Y L, et al. Melting of continental crust during subduction initiation:A case study from the Chaidanuo peraluminous granite in the North Qilian suture zone[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2014, 132: 311-336. DOI:10.1016/j.gca.2014.02.011
[8]
Finger F, Roberts M P, Haunschmid B, et al. Variscan granitoids of central Europe:their typology, potential sources and tectonothermal relations[J]. Mineralogy and Petrology, 1997, 61(1/4): 67-96.
[9]
邓晋福, 赵海玲, 赖绍聪, 等. 白云母/二云母花岗岩形成与陆内俯冲作用[J]. 地球科学, 1994, 19(2): 139-147. DOI:10.3321/j.issn:1000-2383.1994.02.006
[10]
Barbarin B. Genesis of the two main types of peraluminous granitoids[J]. Geology, 1996, 24(4): 295-298. DOI:10.1130/0091-7613(1996)024<0295:GOTTMT>2.3.CO;2
[11]
Gerdes A, Montero P, Bea F, et al. Peraluminous granites frequently with mantle-like isotope compositions:the continentaltype Murzinka and Dzhabyk batholiths of the Eastern Urals[J]. International Journal of Earth Sciences, 2002, 91(1): 3-19. DOI:10.1007/s005310100195
[12]
张宏飞, Harris N, Parrish R, 等. 北喜马拉雅淡色花岗岩地球化学:区域对比、岩石成因及其构造意义[J]. 地球科学, 2005, 30(3): 275-288.
[13]
Wu C L, Wooden J L, Yang J S, et al. Granitic magmatism in the North Qaidam early Paleozoic ultrahigh-pressure metamorphic belt, northwest China[J]. International Geology Review, 2006, 48(3): 223-240. DOI:10.2747/0020-6814.48.3.223
[14]
Xu Z Q, Yang J S, Wu C L, et al. Timing and mechanism of formation and exhumation of the Northern Qaidam ultrahigh-pressure metamorphic belt[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2006, 28(2/3): 160-173.
[15]
余吉远, 李向民, 马中平, 等. 南祁连乙什春基性-超基性岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄及其地质意义[J]. 高校地质学报, 2012, 18(1): 158-163. DOI:10.3969/j.issn.1006-7493.2012.01.014
[16]
张照伟, 李文渊, 王亚磊, 等. 南祁连化隆地区下什堂含铜镍矿基性-超基性岩体成因研究:锆石年代学、地球化学和Sr-Nd同位素约束[J]. 岩石学报, 2015, 31(9): 2539-2548.
[17]
郭周平, 李文渊, 张照伟, 等. 南祁连化隆地区鲁满山花岗岩的岩石成因:地球化学、锆石U-Pb年代学及Hf同位素约束[J]. 中国地质, 2015, 42(4): 864-880. DOI:10.3969/j.issn.1000-3657.2015.04.006
[18]
钟林汐.青海拉脊山中酸性侵入岩的地球化学特征、成岩时代及构造意义[D].中国地质大学(北京)硕士学位论文, 2015: 1-77. http://cdmd.cnki.com.cn/Article/CDMD-11415-1015385502.htm
[19]
郭现轻, 闫臻, 付长垒, 等. 青海南山"金水口岩群"的时代与构造属性研究[J]. 地质学报, 2016, 90(3): 589-606. DOI:10.3969/j.issn.0001-5717.2016.03.015
[20]
常宏, 金章东, 安芷生. 青海南山隆起的沉积证据及其对青海湖-共和盆地构造分异演化的指示[J]. 地质论评, 2009, 55(1): 49-57. DOI:10.3321/j.issn:0371-5736.2009.01.006
[21]
Liu Y S, Gao S, Hu Z C, et al. Continental and oceanic crust recycling-induced melt-peridotite interactions in the TransNorth China Orogen:U-Pb dating, Hf isotopes and trace elements in zircons from mantle xenoliths[J]. Journal of Petrology, 2009, 51: 537-571.
[22]
Ludwig K R. User's manual for Isoplot/Ex, version3.00//A geochronological toolkit for Microsoft Excel[J]. Berkeley Geochronology Center Special Publication, 2003, 4: 1-70.
[23]
李怀坤, 耿建珍, 郝爽, 等. 用激光烧蚀多接收器等离子体质谱仪(LA-MC-ICP-MS)测定锆石U-Pb同位素年龄的研究[J]. 矿物学报, 2009, 增刊: 600-601. DOI:10.3321/j.issn:1000-4734.2009.z1.311
[24]
Corfu F, Hanchar J M, Hoskin P W O, et al. Atlas of zircon textures[J]. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 2003, 53(1): 469-500. DOI:10.2113/0530469
[25]
Xu B. Recent study of the Rodinia Supercontinent evolution and its main goal[J]. Geological Science and Technology Information, 2001, 20(1): 15-19.
[26]
董国安, 杨怀仁, 杨宏仪, 等. 祁连地块前寒武纪基底锆石SHRIMP U-Pb年代学及其地质意义[J]. 科学通报, 2007, 52(13): 1572-1585. DOI:10.3321/j.issn:0023-074X.2007.13.015
[27]
何世平, 李荣社, 王超, 等. 南祁连东段化隆岩群形成时代的进一步限定[J]. 岩石矿物学杂志, 2011, 30(1): 34-44. DOI:10.3969/j.issn.1000-6524.2011.01.004
[28]
余吉远, 李向民, 马中平, 等. 南祁连化隆岩群LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄及其地质意义[J]. 西北地质, 2012, 45(1): 79-85. DOI:10.3969/j.issn.1009-6248.2012.01.011
[29]
雍拥, 肖文交, 袁超, 等. 中祁连东段花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄及地质意义[J]. 新疆地质, 2008, 26(1): 62-70. DOI:10.3969/j.issn.1000-8845.2008.01.013
[30]
Guo Z F, Wilson M. The Himalayan leucogranites:constraints on the nature of their crustal source region and geodynamic setting[J]. Gondwana Research, 2012, 22(2): 360-376. DOI:10.1016/j.gr.2011.07.027
[31]
Boynton W V. Geochemistry of the rare earth elements: Meteorite studies[C]//Henderson P. Rare Earth Element Geochemistry. Elsevier, 1984: 63-114.
[32]
Sun S S, McDonough W F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts:Implications for mantle composition and processes[J]. Geological Society London Special Publications, 1989, 42(1): 313-345. DOI:10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19
[33]
Frost B R, Barnes C G, Collins W J, et al. A geochemical classification for granitic rocks[J]. Journal of Petrology, 2001, 42(11): 2033-2048. DOI:10.1093/petrology/42.11.2033
[34]
廖忠礼, 莫宣学, 潘桂棠, 等. 西藏过铝花岗岩的岩石化学特征及成因探讨[J]. 地质学报, 2006, 80(9): 1329-1341. DOI:10.3321/j.issn:0001-5717.2006.09.009
[35]
Chappell B W. Aluminium saturation in Ⅰ-and S-type granites and the characterization of fractionated hapogranites[J]. Lithos, 1999, 46(3): 535-551. DOI:10.1016/S0024-4937(98)00086-3
[36]
吴福元, 李献华, 杨进辉, 等. 花岗岩成因研究的若干问题[J]. 岩石学报, 2007, 23(6): 1217-1238. DOI:10.3969/j.issn.1000-0569.2007.06.001
[37]
Whalen J B, Currie K L, Chappell B W. A-type granites:geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1987, 95: 407-419. DOI:10.1007/BF00402202
[38]
Frost C D, Frost B R. On ferroan (A-type)granitoid:their compositional variability and modes of origin[J]. Journal of Petrology, 2011, 52(1): 39-53. DOI:10.1093/petrology/egq070
[39]
Wu F Y, Jahn B M, Wilde S A, et al. Highly fractionated Ⅰ-type granites in NE China(Ⅰ):geochronology and petrogenesis[J]. Lithos, 2003, 66(3/4): 241-273.
[40]
Eby G N. The A-type granitoids:A review of their occurrence and chemical characteristics and speculations on their petrogenesis[J]. Lithos, 1990, 26: 115-134. DOI:10.1016/0024-4937(90)90043-Z
[41]
Li X H, Li Z X, Li W X, et al. U-Pb zircon, geochemical and Sr-Nd-Hf isotopic constraints on age and origin of Jurassic Ⅰ-and A-type granites from central Guangdong, SE China:A major igneous event in response to foundering of a subducted flat-slab?[J]. Lithos, 2007, 96: 186-204. DOI:10.1016/j.lithos.2006.09.018
[42]
Wolf M B, Wyllie P J. Dehydration-melting of amphibolite at 10kbar:The effects of temperature and time[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1994, 115(4): 369-383. DOI:10.1007/BF00320972
[43]
Healy B, Collins W J, Richards S W. A hybrid origin for Lachlan S-type granites:the Murrumbidgee Batholith example[J]. Lithos, 2004, 78(1/2): 197-216.
[44]
Chappell B W, Wyborn D. Origin of enclaves in S-type granites of the Lachlan Fold Belt[J]. Lithos, 2012, 154: 235-247. DOI:10.1016/j.lithos.2012.07.012
[45]
Patiño Douce A E. What do experiments tell us about the relative contributions of crust and mantle to the origin of granitic magmas?[C]//Castro A, Fernandez C, Vigneresse J L. Understanding granites: integrating new and classical techniques. Geological Society, London, Special Publication, 1999, 168: 55-75.
[46]
Kapp J D A, Miller C F, Miller J S. Ireteba Pluton, Eldorado Mountains, Nevada:Late, Deep-Source, Peraluminous Magmatism in the Cordilleran interior[J]. The Journal of Geology, 2002, 110(6): 649-669. DOI:10.1086/342864
[47]
Le Fort P, Cuney M, Deniel C, et al. Crustal Generation of the Himalayan Leucogranites[J]. Tectonophysics, 1987, 134(1/3): 39-57.
[48]
Castro A, Patiño Douce A E, Corretge L G, et al. Origin of peraluminous granites and granodiorites, Iberian massif, Spain:an experimental test of granite petrogenesis[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1999, 135(2/3): 255-276.
[49]
Korhonen F, Brown M, Clark C, et al. Are granites and granulites consanguineous?[J]. Geology, 2015, 43(11): 991-994. DOI:10.1130/G37164.1
[50]
Taylor S R, Mclennan S M. The chemical composition of the Archaean crust (in the nature of the lower continental crust)[J]. Geological Societu Special Publications, 1986, 24: 173-178. DOI:10.1144/GSL.SP.1986.024.01.16
[51]
Patiño Douce A E, Beard J S. Dehydration-melting of biotite gneiss and quartz amphibolite from 3 to 15 kbar[J]. Journal of Petrology, 1995, 36: 707-738. DOI:10.1093/petrology/36.3.707
[52]
Inger S, Harris N. Geochemical constraints on leucogranite magmatism in the Langtang valley, Nepal Himalaya[J]. Journal of Petrology, 1993, 34(2): 345-368. DOI:10.1093/petrology/34.2.345
[53]
Harris, N B W, Ayres M, Massey J. Geochemistry of granitic melts produced during the incongruent melting of muscoviteimplications for the extraction of Himalayan leucogranite magmas[J]. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 1995, 100(B8): 15767-15777. DOI:10.1029/94JB02623
[54]
Weinberg R F, Hasalova P. Water-fluxed melting of the continental crust:a review[J]. Lithos, 2015, 212: 158-188.
[55]
Miller C F, McDowell S M, Mapes R W. Hot and cold granites? Implications of zircon saturation temperatures and preservation of inheritance[J]. Geology, 2003, 31: 529-532. DOI:10.1130/0091-7613(2003)031<0529:HACGIO>2.0.CO;2
[56]
Finger F, Schiller D. Lead contents of S-type granites and their petrogenetic significance[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 2012, 164(5): 747-755. DOI:10.1007/s00410-012-0771-3
[57]
Clemens J D, Vielzeuf D. Constraints on melting and magma production in the crust[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1987, 86(2/4): 287-306.
[58]
Pearce J A, Harris N B W, Tindle A G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks[J]. Journal of Petrology, 1984, 25(4): 956-983. DOI:10.1093/petrology/25.4.956
[59]
Harris N B W, Pearce J A, Tindle A G. Geochemical characteristics of collision-zone magmatism[J]. Geological Society London Special Publications, 1986, 19(5): 67-81.
[60]
肖庆辉, 邓晋福, 马大铨, 等. 花岗岩研究思维与方法[M]. 北京: 地质出版社, 2002: 1-294.
[61]
Liegeois J P, Navez J, Hertogen J, et al. Contrasting origin of post collisional high-K calc-alkaline and Shoshonitic versus alkaline and peralkaline grauitoids. The use of sliding normalization[J]. Lithos, 1998, 45: 1-28. DOI:10.1016/S0024-4937(98)00023-1
[62]
Searle M P, Parrish R R, Hodges K V, et al. Shisha Pangma leucogranite, South Tibetan Himalaya:field relations, geochemistry, age, origin and emplacement[J]. The Journal of Geology, 1997, 105(3): 295-317. DOI:10.1086/515924
[63]
Harris N, Massey J. Decompression and anatexis of Himalayan metapelites[J]. Tectonics, 1994, 13(6): 1537-1546. DOI:10.1029/94TC01611
[64]
王晓先, 张进江, 闫淑玉, 等. 藏南错那淡色花岗岩LA-MCICP-MS锆石U-Pb年龄、岩石地球化学及其地质意义[J]. 地质通报, 2016, 35(1): 91-103. DOI:10.3969/j.issn.1671-2552.2016.01.008
[65]
Batchelor R A, Bowden P. Petrogenetic interpretation of granitoid rock series using multicationic parameters[J]. Chemical Geology, 1985, 48(1/4): 43-55.
[66]
夏林圻, 夏祖春, 徐学义. 北祁连山早古生代洋脊-洋岛和弧后盆地火山作用[J]. 地质学报, 1998, 72(4): 301-312. DOI:10.3321/j.issn:0001-5717.1998.04.002
[67]
夏林圻, 夏祖春, 徐学义. 北祁连山奥陶纪弧后盆地火山岩浆成因[J]. 中国地质, 2003, 30(1): 48-60.
[68]
吴才来, 姚尚志, 杨经绥, 等. 北祁连洋早古生代双向俯冲的花岗岩证据[J]. 中国地质, 2006, 33(6): 1197-1208. DOI:10.3969/j.issn.1000-3657.2006.06.002
[69]
何世平, 王洪亮, 徐学义, 等. 北祁连东段红土堡基性火山岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学及其地质意义[J]. 地球科学进展, 2007, 22(2): 143-151. DOI:10.3321/j.issn:1001-8166.2007.02.004
[70]
Xiao W J, Windley B F, Yong Y, et al. Early Paleozoic to Devonian multiple accretionary model for the Qilian Shan, NW China[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2009, 35(3/4): 323-333.
[71]
Song S G, Niu Y L, Zhang L F, et al. Tectonic evolution of early Paleozoic HP metamorphic rocks in the North Qilian Mountains, NW China:New Perspectives[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2009, 35(3/4): 334-353.
[72]
Song S G, Niu Y L, Su L, et al. Tectonics of the North Qilian orogen, NW China[J]. Gondwana Research, 2013, 23(4): 1378-1401. DOI:10.1016/j.gr.2012.02.004
[73]
裴先治, 丁仨平, 胡波, 等. 西秦岭天水地区关子镇蛇绿岩的厘定及其地质意义[J]. 地质通报, 2004, 23(12): 1202-1208. DOI:10.3969/j.issn.1671-2552.2004.12.006
[74]
裴先治, 丁仨平, 李佐臣, 等. 西秦岭北缘关子镇蛇绿岩的形成时代:来自辉长岩中LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄的证据[J]. 地质学报, 2007, 81(11): 1550-1561. DOI:10.3321/j.issn:0001-5717.2007.11.010
[75]
Zhang G B, Song S G, Zhang L F, et al. The subducted oceanic crust within continental-type UHP metamorphic belt in the North Qaidam, NW China:Evidence from petrology, geochemistry and geochronology[J]. Lithos, 2008, 104(1/4): 99-118.
[76]
董云鹏, 杨钊, 张国伟, 等. 西秦岭关子镇蛇绿岩地球化学及其大地构造意义[J]. 地质学报, 2008, 82(9): 1186-1194. DOI:10.3321/j.issn:0001-5717.2008.09.004
[77]
朱小辉, 陈丹玲, 刘良, 等. 柴北缘绿梁山地区早古生代弧后盆地型蛇绿岩的年代学、地球化学及大地构造意义[J]. 岩石学报, 2014, 30(3): 822-834.
[78]
黄增保, 郑建平, 李葆华, 等. 南祁连大道尔吉早古生代弧后盆地型蛇绿岩的年代学、地球化学特征及意义[J]. 大地构造与成矿学, 2016, 40(4): 826-838.
[79]
侯青叶, 张宏飞, 张本仁, 等. 祁连造山带中部拉脊山古地幔特征及其归属:来自基性火山岩的地球化学证据[J]. 地球科学, 2005, 30(1): 61-70. DOI:10.3321/j.issn:1000-2383.2005.01.008
[80]
闫臻, 王宗起, 李继亮, 等. 西秦岭楔的构造属性及其增生造山过程[J]. 岩石学报, 2012, 28(6): 1808-1828.
[81]
付长垒, 闫臻, 郭现轻, 等. 拉脊山口蛇绿混杂岩中辉绿岩的地球化学特征及SHRIMP锆石U-Pb年龄[J]. 岩石学报, 2014, 30(6): 1695-1706.
[82]
张翔, 张莉莉, 汪禄波, 等. 党河南山乌里沟中酸性岩体锆石UPb年龄、地球化学特征及与金矿成矿关系[J]. 成都理工大学学报:自然科学版, 2015, 42(5): 596-607.
[83]
张照伟, 李文渊, 高永宝, 等. 南祁连裕龙沟岩体ID-TIMS锆石U-Pb年龄及其地质意义[J]. 地质通报, 2012, 31(2/3): 455-462.
[84]
张照伟, 李文渊, 高永宝, 等. 南祁连亚曲含镍铜矿基性杂岩体形成年龄及机制探讨[J]. 地球学报, 2012, 33(6): 925-935.
[85]
卢欣祥, 孙延贵, 张雪亭, 等. 柴达木盆地北缘塔塔楞环斑花岗岩的SHRIMP年龄[J]. 地质学报, 2007, 81(5): 626-634. DOI:10.3321/j.issn:0001-5717.2007.05.006
[86]
夏林圻, 李向民, 余吉远, 等. 祁连山新元古代中-晚期至早古生代火山作用与构造演化[J]. 中国地质, 2016, 43(4): 1087-1138.
[87]
王婧, 张宏飞, 徐旺春, 等. 西秦岭党川地区花岗岩的成因及其构造意义[J]. 地球科学, 2008, 33(4): 474-486. DOI:10.3321/j.issn:1000-2383.2008.04.005
[88]
Zhang H F, Zhang B R, Nigel Harris, et al. U-Pb zircon SHRIMP ages, geochemical and Sr-Nd-Pb isotopic compositions of intrusive rocks from the Longshan-Tianshui area in the southeast corner of the Qilian orogenic belt, China:Constraints on petrogenesis and tectonic affinity[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2006, 27: 751-764. DOI:10.1016/j.jseaes.2005.07.008
[89]
周宾, 郑有业, 童海奎, 等. 柴北缘早古生代埃达克质花岗岩锆石定年及其地质意义[J]. 现代地质, 2014, 28(5): 875-883. DOI:10.3969/j.issn.1000-8527.2014.05.001