2016, Vol. 51
新疆西昆仑地区位于青藏高原西北缘和中央造山带的最西段, 地处塔里木陆块西南缘(图 1a), 是古亚洲构造域和特提斯构造域的结合部位(姜耀辉等, 1999; 任纪舜, 1999; 姜春发等, 2000), 陆内消减、 走滑作用强烈, 大地构造位置特殊(姜耀辉等, 2000; 张传林等, 2005), 是研究喀喇昆仑-西昆仑地质演化的重要地区。该区域是早古生代-中生代由特提斯洋盆发生俯冲、 闭合而形成的一个巨型增生造山带(潘裕生等, 1994; 丁道桂等, 1996; Matte et al., 1996), 伴随着该时期的造山过程, 在西昆仑发育了大量的花岗质岩浆岩体, 它们多数沿造山带走向平行分布。西昆仑地区的花岗岩类的形成时期包括前寒武纪、 加里东期、 华力西期、 印支期和喜马拉雅期, 但以华力西期花岗岩为主。许多学者对该区的花岗岩做过研究(方锡廉等, 1990; 潘裕生等, 1996; 张玉泉等, 1998; 张传林等, 2003; 崔春龙等, 2009; 高晓峰等, 2013; 吴玉峰等, 2013), 主要集中在西昆仑的塔什库尔干地区和库地一带, 如I型花岗岩发现有红其拉普岩体(康磊等, 2012)和库地西岩体(姜耀辉等, 2000)等; A型花岗岩诸如阿克阿孜山岩体、 安大力塔克岩体、 卡克雷姆岩体(姜耀辉等, 2000)和上其汗岩体(陈海云等, 2014)等。
|
图1 新疆西昆仑地区大地构造位置(a)及研究区侵入岩分布图①(b) TRMB. 塔里木板块; WKLS. 西昆仑造山带; TSHT. 甜水海地块; BYF. 巴颜喀拉褶断带; SQT. 南羌塘地块; F1. 公格尔-柯岗大断裂; F2. 麻扎-康西瓦大断裂; F3. 大红柳滩断裂; F4. 喀喇昆仑大断裂 Fig.1 Geotectonic position and distribution of intrusive rocks in the western Kunlun area of Xinjiang |
① 陕西省地质调查院. 2005. 1∶250 000麻扎幅(I44C001001)区域地质调查成果报告. 西安:西北地质资料馆.
布孜完达坂岩体位于新疆叶城县的库地兵站(新藏公路160 km)附近, 呈舌状小岩体产出(图 1b)。由于自然环境恶劣, 交通条件差, 对于该岩体的研究非常有限, 至今尚未有精确的年代学数据, 对该岩体的成因研究也较为欠缺。该岩体位于西昆仑造山带中, 对追溯西昆仑地区区域构造演化发展具有重要的指示意义, 因此有必要进一步研究。本文以布孜完达坂岩体为研究对象, 通过岩石学、 地球化学和高精度同位素年代学等手段, 来限定岩体的地球化学特征和形成时代, 进而探讨岩石成因、 构造环境等问题, 从而为西昆仑区域构造演化发展提供新信息。
1 区域地质背景新疆西昆仑地区被公格尔-柯岗断裂带(F1)、 麻扎-康西瓦断裂带(F2)、 大红柳滩断裂带(F3)和喀喇昆仑断裂带(F4)划分成塔里木陆块(TRMB)、 西昆仑造山带(WKLS)、 巴颜喀拉褶断带(BYF)、 甜水海地块(TSHT)和南羌塘地块(SQT)5个主要构造单元(丁道桂, 1996; 潘裕生, 1996; Xiao et al., 2001; Jiang et al., 2002; 方爱民等, 2003; 袁超等, 2003; 张传林等, 2006; Ye et al., 2008; 于晓飞等, 2011)。布孜完达坂岩体构造位置上位于西昆仑造山带内(图 1a)。
研究区内分布的地层主要为中元古代(Pt2未分)变粒岩、 石英片岩夹大理岩、 中元古代长城纪赛图拉岩群(ChSt)黑云母石英片岩和早古生代寒武-奥陶纪西合休岩组(∈-Ox)云母石英片岩类, 总体上为一套中浅变质岩组合。该区岩浆活动较强烈, 出露的岩体主要包括早古生代库地蛇绿混杂岩带(Pz1οφm)、 寒武纪辉绿岩(∈βμ)、 志留纪库地北黑云二长花岗岩(Sηγβ)和花岗闪长岩(Sγδβ)、 早中生代三叠纪色日克达坂斑状黑云二长花岗岩(Tηγ)和家吉哇西斑状黑云母花岗闪长岩(Tγδβ)(据脚注①)。其中库地蛇绿混杂岩带是一套超镁铁质岩和基性火山岩以及复理石建造(汪玉珍, 1983), 代表了原特提斯洋的残留(潘裕生等, 1994; 丁道桂, 1996; 杨树锋等, 1999; 邓万明, 2000)。
布孜完达坂岩体(Tηδο)整体侵入长城纪赛图拉岩群(ChSt), 在北侧与库地蛇绿混杂岩带断层接触, 断层附近的内外接触带有明显的糜棱岩化和片理化(见脚注①); 在南侧与三叠纪中酸性岩体侵入接触。该区域分布的早中生代岩浆岩与其南侧呈北西-南东向分布的麻扎-康西瓦断裂带(F2)的形成演化关系密切。
2 岩石地质及矿物学特征岩体主要分布于库地西南侧的布孜完达坂一带, 多呈不规则的舌状分布, 长轴方向为北西-南东向, 与区域构造线相一致。岩体展布平行于麻扎-康西瓦断裂带(F2), 并沿该断裂带北侧侵位(图 1a)。岩性主要为不等粒石英闪长岩(图 2a)、 花岗闪长岩和二长花岗岩, 面积约为20 km2。该岩体主体侵入于长城系赛图拉岩群(Ch1St)的片岩和片麻岩之中, 北侧与库地蛇绿混杂岩带呈断层接触。岩体中发育大量具有岩浆结构的暗色微细粒镁铁质包体(图 2b), 为辉长质或闪长质, 呈塑性变形特征的浑圆状、 椭圆状或长条状, 这些岩石学特征指示岩体在形成过程中存在强烈的壳幔岩浆混合作用。由于岩浆热液的改造, 在该岩体的外侧形成大量的块状铜铁辉石岩、 浸染状含铜角砾岩矿体, 该矿体宽约为6 m, 断续延伸500 m左右(见脚注①)。
|
图2 布孜完达坂岩体的野外露头(a、 b)和显微镜下偏光(c～f)照片 a. 不等粒石英闪长岩露头; b. 石英闪长岩发育大量具有岩浆结构的暗色微细粒镁铁质包体; c. 石英闪长岩中斜长石矿物晶体形态多呈半自形板状, 晶粒内常见聚片双晶和卡钠复合双晶; 角闪石晶体形态多呈自形粒状, 有较强的多色性; 黑云母片状, 解理极完全; d. 石英闪长岩中半自形板状具环带结构的中长石; e. 黑云母二长花岗岩中因斜长石自形程度高于条纹长石而呈二长结构; f. 不等粒黑云母二长花岗岩中出现他形粒状具显微条纹结构的条纹长石, 暗褐色 他形粒状角闪石常被绿泥石交代。Pl. 斜长石; Pth. 条纹长石; And. 中长石; Qtz. 石英; Am. 角闪石; Bt. 黑云母 Fig.2 Field photographs(a, b)and microphotographs(c～f)of Buziwandaban pluton |
岩体样品经野外观察和实验室镜下鉴定, 主要为不等粒石英闪长岩和黑云母二长花岗岩。野外调查发现, 岩体的主体岩性为石英闪长岩(>95％), 黑云母二长花岗岩仅在岩体的西侧少量分布(约5％), 两种岩性间呈渐变过渡关系, 显示在形成过程中具相似的亲缘演化特征。石英闪长岩为块状构造, 不等粒结构; 矿物成分主要由斜长石(50％), 碱性长石(＜10％), 石英(＜16％)、 角闪石(12％)和黑云母(10％)等组成, 副矿物为磷灰石(1％)和少量榍石等。斜长石矿物晶体形态多呈半自形板状(图 2c), 粒径大小不等, 从0.5～5.0 mm, 晶粒内常见聚片双晶和卡钠复合双晶(图 2c、 图 2d), 用⊥(010)晶带最大消光角法测定斜长石牌号为44～46, 同时在晶体中常见环带结构, 可以确定斜长石种属为中长石(图 2d)。碱性长石种属为具显微条纹结构的条纹长石和具格子双晶的微斜长石, 矿物晶体多呈他形粒状, 粒径大小在0.5～4.0 mm; 石英晶体呈粒状, 粒径大小在0.5～3.0 mm, 常呈填隙状产出(图 2d), 波状消光明显; 角闪石晶体形态多呈自形粒状, 解理完全, 有较强的多色性(暗红褐色和浅褐色); 黑云母呈片状, 粒径一般小于2.0 mm; 副矿物磷灰石多呈细小粒状, 粒径小于0.3 mm; 榍石呈柱状或粒状, 粒径小于0.2 mm。
黑云母二长花岗岩为块状构造, 不等粒二长结构。岩石的矿物成分主要由斜长石(39％)、 碱性长石(26％)、 石英(25％)、 黑云母(10％)和少量角闪石等组成, 副矿物为少量磷灰石和榍石等。斜长石矿物晶体形态多呈半自形板状, 粒径大小不等, 从0.8～8.0 mm, 晶粒内常见聚片双晶, 晶体中普遍出现轻度绢云母化与帘石化; 碱性长石呈他形粒状, 具显微条纹结构, 种属为条纹长石(图 2e), 矿物晶体呈不规则粒状, 粒径大小在0.3～5.0 mm; 由于斜长石自形程度高于钾长石, 故呈二长结构; 石英呈粒状或不规则粒状, 粒径大小在0.2～2.2 mm(图 2e、 图 2f); 黑云母呈片状, 常呈聚晶体出现, 多被绿泥石交代; 角闪石多呈暗褐色, 他形粒状(图 2f), 粒径大小在0.5～3.0 mm, 常被绿泥石交代。
3 分析方法用于主量元素、 稀土元素和微量元素测定的样品野外共采集了7件, 采样点位置见 图 1b。样品均避开破碎、 蚀变部位, 确保所采样品新鲜、 未经风化和后期改造。岩石的元素组成分析在国土资源部西安矿产资源监督检测中心完成。样品主量元素含量用X射线荧光光谱仪(XRF-1800)测试完成, 称取0.7 g样品, 加入适量硼酸, 高温熔融成玻璃片, 最后在XRF(仪器为荷兰帕纳科公司Axios 4.0 kw顺序式)上用外标法测定氧化物含量, 分析误差优于1％, 其中FeO含量通过湿化学方法测定。微量和稀土元素分析采用电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)完成, 先将样品粉碎并在玛瑙罐中磨细至200目, 取50 mg置于Teflon烧瓶, 分别用HNO3和HF溶解2 d, 然后加入HClO4进一步溶解, 水浴蒸干后用5％ HNO3溶液将样品稀释到50 ml, 最后在等离子体质谱仪(仪器为美国热电公司Series Ⅱ型)上采用内标法进行测定, 分析精度优于5％。元素分析结果见 表 1。
|
表 1 布孜完达坂岩体主量元素/％、 微量元素/×10-6 和稀土元素/×10-6 分析结果表 Table 1 Compositions of major element/％， trace element/×10-6 and REE/×10-6 of the Buziwandaban pluton |
本次研究采取了1个样品开展岩体的年代学研究, 采样位置: 北纬36°49′27.30″, 东经76°56′12.67″, 海拔3 615 m, 岩性为石英闪长岩(图 2a)。样品重量为2 kg, 除切片外, 其余全部用于挑选锆石, 碎样和锆石挑选由廊坊区域地质调查队完成。首先将样品破碎至约100 μm, 用磁法和重液分选, 然后再在双目镜下手工挑选。锆石粒径一般在0.2 mm×0.05 mm～0.3 mm×0.1 mm左右, 晶体长宽比值一般在 4 ︰ 1～2 ︰ 1 之间, 主要为淡黄色, 少量黄褐色, 浅烟灰色, 晶形以柱状为主, 少量为锥状, 透明度好, 玻璃光泽, 少量见细小暗色矿物包体, 晶面光滑、 平整, 晶体轮廓清晰, 个别见横向裂纹。锆石年龄测定在国土资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室进行, 测定对象为晶形好且无明显包裹体及裂隙的锆石, 用DECON环氧树脂将锆石固定, 仔细抛光至锆石核部露出, 然后对其进行锆石显微(反射光和透射光)照相、 CL显微成像研究。锆石的CL照相采用FEI公司产XL30型SFEG电子束进行分析。为了获得较准确的U-Pb年龄, 锆石测点位置根据反射光和透射光照片选取, 尽量避开裂隙和包裹体; 再结合CL图像, 避免测点落于不同世代锆石的混合区域。
LA-ICP-MS锆石微区U-Pb同位素分析采用Agilent 7500型ICP-MS和德国Lambda Physik公司的ComPex 102 ArF准分子激光器(工作物质ArF, 波长为193 nm), 以及MicroLa公司的GeoLas 200M光学系统的联机进行。激光束斑直径为30 μm, 激光剥蚀深度为20～40 μm。测试He为剥蚀物质的载气, 用NIST SRM 610人工合成硅酸盐玻璃标准作为参考物质调试仪器; 进行单点剥蚀采样; 每6个测试样品前后, 测试GJ-1标样一次, 每12个测试点前后测试1次NIST 610和91500。锆石年龄采用91500和GJ-1作为外部标准物质, 元素含量采用NIST 610作为外部标准物质。数据处理采用ICPMSDataCal(verson 10.2)程序, 年龄谐和图和加权平均年龄计算及绘制均采用Isoplot 3, 详细分析步骤和数据处理方法以及仪器工作参数等参见柳小明等(2002)和Yuan et al.(2008)的文章。
4 分析结果 4.1 地球化学特征根据主量元素分析结果, 布孜完达坂岩体样品的SiO2含量为61.41％～73.01％, 较为富硅; Al2O3含量为13.72％～17.96％, 铝饱和指数A/CNK介于0.98～1.04, 在A/CNK-A/NK 图解中处在准铝质-弱过铝质范围内(图 3a); Na2O含量为3.38％～4.59％, K2O含量为2.59％～4.82％, K2O/Na2O=0.64～1.42, 全碱变化于6.64％～8.25％, 里特曼指数σ变化于1.95～3.07, SiO2-K2O图解反映岩石主体属于高钾钙碱性系列(图 3b); TiO2含量低, 为0.21％～0.62％, CaO含量为1.55％～4.06％; MgO含量为0.38％～1.45％, 全铁TFeO含量为2.08％～5.53％, TFeO/MgO比值介于3.61～5.50, 平均4.67, 显示富铁贫镁。根据主量元素分析结果绘制的TAS图解中, 样品均落于闪长岩和花岗岩区域(图 4)。Al2O3、 Fe2O3、 P2O5等含量随着SiO2含量的增加而减少(图 5a～ 图 5c), 而且DI值从石英闪长岩→二长花岗岩具有增高的演化趋势(图 5d), 表明不同岩石类型存在强烈的结晶分异作用。总体上, 布孜完达坂岩体具有硅质含量较高、 富碱的特征, 而MgO、 TiO2、 MnO和P2O5含量较低, 表明其属高钾钙碱性岩石系列。
|
图3 布孜完达坂岩体A/NK-A/CNK(a; 据Rickwood, 1989)及K2O-SiO2(b; 据Maniar et al., 1989)图解 Fig.3 Diagrams of A/NK-A/CNK(a; after Rickwood, 1989)and K2O-SiO2(b; after Maniar et al., 1989)of the Buziwandaban pluton |
|
图4 布孜完达坂岩体TAS图解(据Middlemost, 1994) Fig.4 TAS diagram of the Buziwandaban pluton(after Middlemost, 1994) |
|
图5 布孜完达坂岩体Harker图解 Fig.5 The Harker diagram of the Buziwandaban pluton |
布孜完达坂岩体样品的稀土元素总量ΣREE为135.29×10-6～237.81×10-6, 平均为189.19×10-6, 含量较高。从球粒陨石标准化配分图(图 6a)来看, 稀土元素为右倾型配分模式, 相对富集轻稀土且分馏明显, LREE/HREE为5.85～20.42, (La/Yb)N为6.38～43.73, 负Eu异常(δEu为0.53～0.85), 且从石英闪长岩→二长花岗岩Eu异常值明显降低, 表明岩石可能经历了斜长石分离结晶作用。
|
图6 布孜完达坂岩体稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)(a、 b底图据Sun et al., 1989) Fig.6 Chondrite-normalized REE distribution patterns(a)and primitive-mantle-nomalized trace element distribution patterns(b)of the Buziwandaban pluton(after Sun et al., 1989) |
从微量元素原始地幔标准化分布曲线(图 6b)来看, 样品配分曲线特征相似, 说明两种岩石类型的原始岩浆具有同源特征。岩石均相对富集Rb、 Th、 K和LREE等大离子亲石元素(表 1), 而贫Ba、 Sr、 Ti、 Nb、 Zr等元素。Ti不相容元素的强烈亏损指示岩体经历了较高程度的分异演化, 分离结晶矿物相主要为斜长石和钛铁矿等。
4.2 锆石U-Pb同位素年龄石英闪长岩中挑选出来的用于测试的锆石大多自形程度较高, 呈浅黄色-无色透明的长柱状, 个别短柱状, 锆石粒度多在100～150 μm(图 7a)。锆石阴极发光图像显示, 锆石形态完整, 晶形完好, 晶棱锋锐、 清晰, 整体发光性较好; 锆石多具有明显的无核结构特征, 显示比较清晰的振荡环带, 具岩浆成因结构特点(图 7a)。从各锆石微区同位素数据可见(表 2), 锆石的Th含量为98×10-6～464×10-6, U含量为208×10-6～728×10-6, 变化波动范围较大; Th/U比值主要集中于0 . 363～0 . 851, 平均0 . 525(大于0 . 4), 比值较高, 这些也与典型的岩浆锆石特征一致。锆石微区中的稀土元素含量(表 3)很高且变化范围大, 轻稀土具有不同程度的亏损, 而重稀土一致的强烈富集。稀土元素总量ΣREE为412.916×10-6～1 220.675×10-6, 从球粒陨石标准化配分图(图 7b)来看, 稀土元素为左倾型配分模式, 相对富集重稀土且分馏明显, HREE/LREE为6.181～63.281, (Lu/Gd)N为21.88～64.70; 所有样品均具有强烈的负Eu异常(δEu为0.13～0.36)和正Ce异常(δCe为1.33～239.95)。负Eu异常与长石的结晶作用有关(Hoskin and Schaltegger, 2003), 而正Ce异常则与锆石结晶时的氧化还原条件或含有磷灰石包体有关(Hanchar et al., 2007)。
|
图7 布孜完达坂石英闪长岩锆石阴极发光图像(a)及锆石稀土元素配分曲线(b; 标准化值据Sun et al., 1989) Fig.7 Zircon CL images for microbeam analyzed spots(a) and chondrite-normalized REE diagram(b; after Sun et al., 1989)of the Buziwandaban pluton |
|
|
表 2 布孜完达坂岩体单颗粒锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素分析结果 Table 2 LA-ICP-MS U-Pb isotopic analyses for zircons from the Buziwandaban pluton |
|
|
表 3 布孜完达坂岩体单颗粒锆石LA-ICP-MS稀土元素分析结果 Table 3 LA-ICP-MS trace element analyses for zircons from the Buziwandaban pluton |
对岩体样品中挑出的锆石进行了18个点的年龄分析, 测试结果见 图 7a和表 2。样品数据都落在了谐和曲线上(图 8a), 说明没有发生明显的Pb丢失或增加, 样品的206 Pb/238 U年龄数据介于218.7±4.0 Ma～233.9±3.2 Ma, 最大的年龄误差为4.4 Ma; 其加权平均年龄值为225.5±2.3 Ma, 对应的MSWD=1.6(95％置信度)(图 8b), 代表了布孜完达坂岩体的结晶年龄(即形成年龄), 时代属于晚三叠世(T3)。该岩体前人将其标注于奥陶纪, 但并未有明确的测年资料, 因而很不可靠, 本文通过对布孜完达坂岩体进行高精度的锆石LA-ICP-MS测年为其形成提供了重要的年代学资料。
|
图8 布孜完达坂石英闪长岩锆石锆石U-Pb谐和图(a)及加权平均年龄图(b) Fig.8 Zircon U-Pb concordia diagram of the Buziwandaban pluton |
目前花岗岩成因类型最为常用的分类包括I型、 S型、 M型和A型4种基本类型(吴福元等, 2007; 邱检生等, 2008)。I型被认为是由未经地表风化作用的火成岩部分熔融的产物, 而S型则是由经历过地表风化作用的沉积物质部分熔融形成的(Chappell and White, 1974), A型花岗岩往往被认为具有碱性、 贫水和非造山的特征(Loiselle and Wones, 1979), M型是由地幔岩浆经长期分异演化的产物。对花岗岩成因类型的判别往往需要结合矿物学和地球化学特征等予以综合考虑。
布孜完达坂岩体两种岩石类型样品中均含有角闪石, 副矿物中出现少量榍石, 因而在矿物组成方面判断其具有I型花岗岩特征。在地球化学方面, 岩体为准铝质, 铝饱和指数A/CNK介于0.98～1.04, CIPW标准矿物中刚玉分子的含量很低(0.01～0.63), 而S型花岗岩的A/CNK一般大于1.1, 为过铝质, 刚玉分子含量均大于1％, 因此与S型花岗岩的特点明显不同。另外, 实验研究也表明, 在准铝质到弱过铝质岩浆中, 磷灰石的溶解度很低, 并在岩浆分异过程中随SiO2的增加而降低, 而在强过铝质岩浆中, 磷灰石的溶解度变化趋势与此相反(Wolf and London, 1994), 磷灰石的这种不同变化已被用来区分I型和S型花岗岩(Chappell, 1999)。在SiO2-P2O5的Harker图解中(图 5c), P2O5的含量随着SiO2含量的增加而降低, 与I型花岗岩的演化趋势一致。在SiO2-Y和SiO2-Zr 的图解中(图 9a、 图 9b), 样品投点也落于I型花岗岩区域。因此可以排除该岩体为S型花岗岩。
|
图9 布孜完达坂岩体成因类型判别图解 a. SiO2-Y图解(据Chappell and White, 1992); b. SiO2-Zr图解(据Chappell and White, 1992); c. 10000Ga/Al-TFeO/MgO图解(据Whalen et al., 1987); d. Zr+Nb+Ce+Y-(K2O+Na2O)/CaO图解(据Whalen et al., 1987); FG. 高分异的M、 I、 S型花岗岩; OGT.未分异的M、 I、 S型花岗岩 Fig.9 Discrimination diagrams of granite genetic types for the Buziwandaban pluton |
A型花岗岩一般明显富铁, 其TFeO/MgO比值多大于10(Whalen et al., 1987), 而本文样品TFeO/MgO比值为3 . 61～5 . 50, 平均为4 . 67, 二者差异很大。布孜完达坂岩体的10000 Ga/Al比值变化于2 . 10～2 . 32, 平均为2 . 12, 均低于2 . 60, 按Whalen et al.(1987)基于10000 Ga/Al比值提出的花岗岩成因类型判别标准, 它们并不属于A型花岗岩, 而且在10000 Ga/Al-TFeO/MgO图解(图 9c)中也可以看出, 岩体样品均落入I和S型花岗岩区域。 本文样品的稀土和微量元素中Zr、 Ce、 Y等特征值的含量均较低, Zr+Nb+Ce+Y 的含量为118.00×10-6～162.50×10-6, 平均为146.06×10-6, 远低于A型花岗岩的下限值350×10-6(Whalen et al., 1987), 通过Zr+Nb+Ce+Y-(K2O+Na2O)/CaO图解(图 9d)均显示样品位于非A型花岗岩区域。
综合以上判断, 布孜完达坂岩体应属I型花岗岩。
5.2 岩浆起源根据王中刚等(1989)和赵振华等(1991)研究发现中国典型的壳型花岗岩多为钾质花岗岩和二长花岗岩, 其稀土总量平均为193×10-6, (La/Yb)N值平均小于10, δEu＜0.5; 而壳幔型花岗岩类多为闪长岩类, 其稀土总量平均为158.7×10-6, (La/Yb)N平均大于10, δEu平均为0.84。对比本文中研究的二长花岗岩其稀土总量平均值为206.86×10-6, (La/Yb)N平均为28.56, δEu平均为0.63, 可以看出二长花岗岩虽然稀土总量较高(倾向于壳型花岗岩), 但(La/Yb)N值和δEu值均高于壳型花岗岩显示了壳幔源型花岗岩特征; 样品中石英闪长岩的稀土总量平均值(165.63×10-6)、(La/Yb)N平均值(10.91)和δEu平均值(0.81)则均与典型的壳幔型花岗岩一致。
Lassiter and DePaolo(1997)研究表明起源于岩石圈地幔或受其混染的岩浆具有较高的La/Ta比值, 一般大于25, 本文岩体的La/Ta为17.09～44.86, 平均为32.09(＞25), 指示其岩浆受到幔源物质的混染。而且岩体样品中的Ti/Zr值(50.27～194.47)均大于其地壳的比值(20), 显示幔源物质的特征, 说明在成岩过程中可能存在少量幔源物质的参与。在δEu-(La/Yb)N图解(图 10)中, 样品投点基本都落在壳幔来源的分界线附近。以上特征表明布孜完达坂岩体的岩浆形成于地壳较深处且受到一定程度幔源物质的混染。这与岩体中普遍发育指示壳幔岩浆混合作用存在的辉长质或闪长质包体一致。
|
图10 布孜完达坂岩体δEu-(La/Yb)N图解(据张士贞等, 2014) Fig.10 Plot of δEu-(La/Yb)N(after Zhang et al., 2014) |
吴福元等(2007)研究认为花岗岩大多是绝热上升的, 在此过程中岩浆的压力变化较快但温度变化慢, 因此岩浆早期结晶温度可近似代表其起源时的温度。研究区内的I型花岗岩富含生热元素Th、 K, 其中Th(Th平均含量为18.59×10-6)含量比世界上I型花岗岩中的(Th=18×10-6)相比略高; K(K2O平均含量为3.85％)含量也高于I型的平均值(K2O=3.40％)(Whalen et al., 1987; 徐夕生等, 2010),因此通过大量过剩的放射性生热元素提供热量引起陆壳发生重熔。目前可以通过锆石饱和温度计和Ti温度计估算岩浆岩的形成温度。由Watson and Harrison(1983)提出的依据岩体微量元素中Zr的含量估算锆石饱和温度计的公式, 计算出的锆石结晶温度为677 ℃～746 ℃(平均为718 ℃)(表 4); 通过Ferry and Watson(2007)提出的根据锆石微区中Ti元素的含量估算的钛温度计显示其结晶温度为602 ℃～972 ℃(平均为707 ℃)(表 5)。两组数据显示估算的温度值相差不大, 平均值较为接近, 而且锆石阴极发光图像中19号样品为继承锆石(图 7a), 表明岩体源区母岩浆全过程已达饱和, 707 ℃～718 ℃的平均值可大体代表原始岩浆的初始温度(赵振华, 2010)。
|
|
表 4 布孜完达坂岩体锆石饱和温度计算结果表 Table 4 Values for sample by zircon saturation thermometer |
|
|
表 5 布孜完达坂岩体锆石Ti温度计计算结果表 Table 5 Values of Ti thermometer for zircon in sample |
根据上述特征表明, 布孜完达坂岩体是在温度707 ℃～718 ℃的条件下发生的部分熔融作用。
5.4 构造背景花岗岩形成的构造环境主要反映的是源区的构造环境和形成背景。前人研究钙碱性I型花岗岩发现(Pitcher, 1987; 韩宝福, 2007), 其主要出现在两种构造背景下, 既可以形成于与板块俯冲过程有关的陆缘弧中, 也可以出现在后碰撞阶段。在Rb-(Y+Nb)构造环境判别图解中(图 11), 布孜完达坂岩体样品投点落于岛弧花岗岩范围, 但同时圈限于后碰撞花岗岩区域内。由于简单运用微量元素判别图解不能有效区分构造环境, 就需要结合研究区的大地构造演化和地质年代加以综合考虑。
|
图11 布孜完达坂岩体的构造背景判别图解(据Pearce et al., 1984)WPG. 板内花岗岩; ORG. 洋中脊花岗岩; VAG. 岛弧花岗岩; syn-COLG. 同碰撞花岗岩; post-COLG. 后碰撞花岗岩 Fig.11 Diagrams of tectonic environment for the Buziwandaban pluton(after Pearce et al., 1984) |
在早中生代, 古特提斯洋盆持续向北俯冲造成西昆仑造山带向南增生, 最终沿麻扎-康西瓦大断裂带发生洋盆闭合(潘裕生等, 1994; Matte et al., 1996; 肖文交等, 2000), 同时在该断裂带两侧形成了许多规模巨大的同碰撞或后碰撞中酸性岩体(姜耀辉等, 2000; 袁超等, 2003; 张传林等, 2005), 如慕士塔格岩体(出露面积为3 300 km2)、 家吉哇西岩体(出露面积为590 km2)和色日克达坂岩体(出露面积为460 km2)等。前人对断裂带附近岩体的同位素年代学研究发现, 岩体多形成于231.4～201.4 Ma, 成因类型以A型花岗岩为主(汪玉珍等, 1987; 姜春发等, 1992; Yuan et al., 2002; 袁超等, 2003; 康磊等, 2012), 这表明西昆仑造山带在中三叠世晚期由挤压为主的碰撞期向伸展拉张的后碰撞期转换(张传林等, 2005; 李荣社等, 2008)。很显然, 晚三叠世研究区已经进入后碰撞演化阶段, 在225.5 Ma正处于构造应力转换的早期, 压力虽高但已开始降低, 这促使岩石熔融和岩浆活动, 从而形成了布孜完达坂岩体。
6 结论(1)通过LA-ICP-MS锆石U-Pb定年, 结合锆石阴极发光图像(CL)和U、 Th元素特征, 获得布孜完达坂岩体的年龄为225.5±2.3 Ma(n=18, MSWD=1.6), 时代属晚三叠世(T3)。
(2)岩石地球化学特征显示布孜完达坂岩体SiO2含量为61.41％～73.01％, 全碱变化于6.64％～8.25％; 铝饱和指数A/CNK介于0.98～1.04, 闪长岩为准铝质(A/CNK＜1), 而二长花岗岩为弱过铝质(A/CNK>1); 岩石轻重稀土元素分馏明显, (La/Yb)N为6.38～43.73, 负Eu异常(δEu为0.53～0.85); 富集Rb、 Th、 K和LREE等大离子亲石元素, 而贫Ba、 Sr、 Ti、 Nb、 Zr等元素, 属高钾钙碱性I型花岗岩系列。
(3)通过对布孜完达坂岩体成岩温度的计算表明, 岩体是在温度707 ℃～718 ℃的条件下于地壳较深处且受到一定程度幔源物质混染的情况下发生的部分熔融作用而形成的。
(4)根据对布孜完达坂岩体成因类型的判别并结合区域构造环境演化的分析, 随着古特提斯洋在中三叠世晚期向北消减直至最终闭合, 岩体形成于晚三叠世的后碰撞演化阶段。
致谢 野外地质工作得到新疆地质矿产勘查开发局第六地质大队刘洋旭工程师的大力帮助; 研究过程中得到西安地质调查中心叶芳研究员的有益指导; 西安地质调查中心测试中心李艳广工程师和靳梦琪助理工程师在样品测试过程中保障了LA-ICP-MS仪器的正常运行; 审稿过程中得到了匿名审稿专家提出的宝贵意见和建议; 在此一并表示衷心的感谢!
| [1] |
陈海云, 孙妍, 包平, 等. 2014. 西昆仑上其木干岩体岩石成因及地质意义--地球化学及U-Pb年代学证据. 岩石矿物学杂志, 33(4) : 657–670.
( 0)
|
| [2] |
Chen Haiyun, Sun Yan, Bao Ping, et al. 2014. Petrogenesis and geological significance of Shangqimugan plutons in western Kunlun: Evidence from geochemistry and U-Pb chronology. Acta Petrologica et Mineralogica, 33(4) : 657–670.
(0)
|
| [3] |
崔春龙, 范飞鹏, 李源, 等. 2009. 西昆仑北坡恰尔隆一带花岗岩类地球化学特征及构造背景初论. 西南科技大学学报, 24(1) : 48–55.
(0)
|
| [4] |
Cui Chunlong, Fan Feipeng, Li Yuan, et al. 2009. Simple research for characteristics of geochemical and structural environment in the Qia Erlong region of West Kunlun. Journal of University of Science and Technology, 24(1) : 48–55.
(0)
|
| [5] |
邓万明. 2000. 库地-苏巴什蛇绿岩带见: 喀喇昆仑-昆仑山地质演化. 北京: 科学出版社 : 23 -67.
(0)
|
| [6] |
Deng Wanming. 2000. From Kuda to Subashi Ophiolite: Geological Evolution of Kunlun Mountain and Har Goolun Range. Beijing: Science Press : 53-67.
(0)
|
| [7] |
丁道桂, 王道轩, 刘伟新. 1996. 西昆仑造山带与盆地. 北京: 地质出版社 : 205 -208.
(0)
|
| [8] |
Ding Daogui, Wang Daoxuan and Liu Weixin. 1996. Orogenic Belt and Basin in West Kunlun. Beijing: Geological Publishing House : 205-208.
(0)
|
| [9] |
方爱民, 李继亮, 刘小汉, 等. 2003. 新疆西昆仑库地混杂带中基性火山岩构造环境分析. 岩石学报, 19(3) : 409–417.
(0)
|
| [10] |
Fang Aimin, Li Jiliang, Liu Xiaohan, et al. 2003. Tectonic settings of the basic igneous rocks in the Kudi ophiolite zone of West Kunlun Mountains, Xinjiang Province. Acta Petrologica Sinica, 19(3) : 409–417.
(0)
|
| [11] |
方锡廉, 汪玉珍. 1990. 西昆仑加里东期花岗岩类浅识. 新疆地质, 8(2) : 153–158.
(0)
|
| [12] |
Fang Xilian and Wang Yuzhen. 1990. Simple cognition tetonic type of Caledonian granitoids in the West Kunlun Mts. Xinjiang Geology, 8(2) : 153–158.
(0)
|
| [13] |
高晓峰, 校培喜, 康磊, 等. 2013. 西昆仑大同西岩体成因: 矿物学、 地球化学和锆石U-Pb年代学制约. 岩石学报, 29(9) : 3065–3079.
(0)
|
| [14] |
Gao Xiaofeng, Xiao Peixi, Kang Lei, et al. 2013. Origin of Datongxi pluton in the West Kunlun orogen: Constraints from mineralogy, elemental geochemistry and zircon U-Pb age. Acta Petrologica Sinica, 29(9) : 3065–3079.
(0)
|
| [15] |
韩宝福. 2007. 后碰撞花岗岩类的多样性及其构造环境判别的复杂性. 地学前缘, 14(3) : 64–72.
(0)
|
| [16] |
Han Baofu. 2007. Diverse post-collisional granitoids and their tectonic setting discrimination. Earth Science Frontiers, 14(3) : 64–72.
(0)
|
| [17] |
姜春发, 杨经绥, 冯秉贵. 1992. 昆仑开合构造. 北京: 地质出版社 : 12 -78.
(0)
|
| [18] |
Jiang Chunfa, Yang Jingsui and Feng Binggui. 1992. Opening-Closing Tectonic of Kunlun Mountains. Beijing: Geological Publishing House : 12-78.
(0)
|
| [19] |
姜春发, 王宗起, 李锦轶. 2000. 中央造山带开合构造. 北京: 地质出版社 : 7 -13.
(0)
|
| [20] |
Jiang Chunfa, Wang Zongqi and Li Jinyi. 2000. The Opening-Closing Tectonics of Central Orogenic Belt. Beijing: Geological Publishing House : 7-13.
(0)
|
| [21] |
姜耀辉, 周珣若. 1999. 西昆仑造山带花岗岩岩石学及构造岩浆动力学. 现代地质, 13(4) : 378.
(0)
|
| [22] |
Jiang Yaohui and Zhou Xunruo. 1999. Petrology and tectonic magma dynamics of granitoids in the West Kunlun orogenic belt. Geoscience, 13(4) : 378.
(0)
|
| [23] |
姜耀辉, 芮行健, 郭坤一, 等. 2000. 西昆仑造山带花岗岩形成的构造环境. 地球学报, 21(1) : 23–25.
(0)
|
| [24] |
Jiang Yaohui, Rui Xingjian, Guo Kunyi, et al. 2000. Tectonic environments of granitoids in the West Kunlun orogenic belt. Acta Geoscientia Sinica, 21(1) : 23–25.
(0)
|
| [25] |
康磊, 校培喜, 高晓峰, 等. 2012. 青藏高原西北缘红其拉甫岩体的岩石成因、 时代及其构造意义. 地质学报, 86(7) : 1063–1076.
(0)
|
| [26] |
Kang Lei, Xiao Peixi, Gao Xiaofeng, et al. 2012. The age and origin of the Konjrap pluton in northwestern Tibetan Plateau and its tectonic significances. Acta Geologica Sinica, 86(7) : 1063–1076.
(0)
|
| [27] |
李荣社, 计文化, 杨永成, 等. 2008. 昆仑山及邻区地质. 北京: 地质出版社 : 1 -206.
(0)
|
| [28] |
Li Rongshe, Ji Wenhua, Yang Yongcheng, et al. 2008. Kunlun Mountain and Its Adjacent Area Geology. Beijing: Geological Publishing House : 1-206.
(0)
|
| [29] |
柳小明, 高山, 袁洪林, 等. 2002. 193 nm LA-ICP-MS对国际地质标准参考物质中42种主量和微量元素的分析. 岩石学报, 18(3) : 408–418.
(0)
|
| [30] |
Liu Xiaoming, Gao Shan, Yuan Honglin, et al. 2002. Analysis of 42 major and trace elements in glass standard reference materials by 193 nm LA-ICP-MS. Acta Petrologica Sinica, 18(3) : 408–418.
(0)
|
| [31] |
潘裕生, 王毅, MatteP H, 等. 1994. 青藏高原叶城-狮泉河路线地质特征及区域构造演化. 地质学报, 68(4) : 295–307.
(0)
|
| [32] |
Pan Yusheng, Wang Yi, Matte P H, et al. 1994. Tectonic evolution along the geotraverse from Yecheng to Shiquanhe. Acta Geologica Sinica, 68(4) : 295–307.
(0)
|
| [33] |
潘裕生, 周伟明, 许荣华, 等. 1996. 昆仑山早古生代地质特征与演化. 中国科学(D辑): 地球科学, 26(4) : 302–307.
(0)
|
| [34] |
Pan Yusheng, Zhou Weiming, Xu Ronghua, et al. 1996. Geological characteristics and evolution of the Kunlun Mountains region during the Early Paleozoic. Science in China(Series D), 39(4) : 337–347.
(0)
|
| [35] |
邱检生, 肖娥, 胡建, 等. 2008. 福建北东沿海高分异I型花岗岩的成因: 锆石U-Pb年代学、 地球化学和NdHf 同位素制约. 岩石学报, 24(11) : 2468–2684.
(0)
|
| [36] |
Qiu Jianshen, Xiao E, Hu Jian, et al. 2008. Petrogenesis of highly fractionated I-type granites in the coastal area of northeastern Fujian Province: Constraints from zircon U-Pb geochronology, geoehemistry and Nd-Hf isotopes. Acta Petrologica Sinica, 24(11) : 2468–2484.
(0)
|
| [37] |
任纪舜. 1999. 从全球看中国大地构造: 中国及邻区大地构造图. 北京: 地质出版社 : 1 -15.
(0)
|
| [38] |
Ren Jishun. 1999. Chinese Geotectonics from a Global Angle: Geotectonic Map of China and Adjacent Areas. Beijing: Geological Publishing House : 1-15.
(0)
|
| [39] |
汪玉珍. 1983. 西昆仑依沙克群的时代及其构造意义. 新疆地质, 1(1) : 1–8.
(0)
|
| [40] |
Wang Yuzhen. 1983. The age of the Yisak Group of West Kunlun, and tectonic significance. Xinjiang Geology, 1(1) : 1–8.
(0)
|
| [41] |
汪玉珍, 方锡廉. 1987. 西昆仑山、 喀喇昆仑山花岗岩类时空分布规律的初步探讨. 新疆地质, 5(1) : 9–24.
(0)
|
| [42] |
Wang Yuzhen and Fang Xilian. 1987. Priliminary study on granite distribution of time and space in West Kunlun-Karakorun Mountains of Xinjiang. Xinjiang Geology, 5(1) : 9–24.
(0)
|
| [43] |
王中刚, 于学元, 赵振华. 1989. 稀土元素地球化学. 北京: 科学出版社 : 223 -224.
(0)
|
| [44] |
Wang Zhonggang, Yu Xueyuan and Zhao Zhenhua. 1989. Rare Element Geochemistry. Beijing: Science Press : 223-224.
(0)
|
| [45] |
吴福元, 李献华, 杨进辉, 等. 2007. 花岗岩成因研究的若干问题. 岩石学报, 23(6) : 1217–1238.
(0)
|
| [46] |
Wu Fuyuan, Li Xianhua, Yang Jinhui, et al. 2007. Diseussions on the petrogenesis of granites. Acta Petrologica Sinica, 23(6) : 1217–1238.
(0)
|
| [47] |
吴玉峰, 王核, 黄朝阳, 等. 2013. 新疆喀喇昆仑喀拉果如木铜矿成矿岩体地球化学和锆石年代学. 岩石学报, 29(1) : 205–216.
(0)
|
| [48] |
Wu Yufeng, Wang He, Huang Chaoyang, et al. 2013. Geochemistry and geochronology of the Kalaguorumu porphyry Cu-mineralized intrusions, Karakorum Mountains, Xinjiang. Acta Petrologica Sinica, 29(1) : 205–216.
(0)
|
| [49] |
肖文交, 侯泉林, 李继亮, 等. 2000. 西昆仑大地构造相解剖及其多岛增生过程. 中国科学(D辑), 30(增刊) : 21–28.
(0)
|
| [50] |
Xiao Wenjiao, Hou Quanlin, Li Jiliang, et al. 2000. Tectonic facies and the archipelago-accretion process of the West Kunlun, China. China Science in China(Series D), 43(suppl.) : 134–143.
(0)
|
| [51] |
徐夕生, 邱检生. 2010. 火成岩岩石学. 北京: 科学出版社 : 210 -311.
(0)
|
| [52] |
Xu Xisheng and Qiu Jiansheng. 2010. Igneous Petrology. Beijing: Science Press : 210-311.
(0)
|
| [53] |
杨树锋, 陈汉林, 董传万, 等. 1999. 西昆仑山库地蛇绿岩的特征及其构造意义. 地质科学, 34(3) : 281–288.
(0)
|
| [54] |
Yang Shufeng, Chen Hanlin, Dong Chuanwan, et al. 1999. The characteristics of Kudi ophiolite suite and its tectonic setting. Chinese Journal of Geology, 34(3) : 281–288.
(0)
|
| [55] |
袁超, 孙敏, 周辉, 等. 2003. 西昆仑阿卡阿孜山岩体的年代、 源区和构造意义. 新疆地质, 21(1) : 37–45.
(0)
|
| [56] |
Yuan Chao, Sun Min, Zhou Hui, et al. 2003. Arkarz shan intrusive complex, western Kunlun: Age, source and tectonic implications. Xinjiang Geology, 21(1) : 37–45.
(0)
|
| [57] |
于晓飞, 孙丰月, 李碧乐, 等. 2011. 西昆仑大同地区加里东期成岩、 成矿事件: 来自LA-ICP-MS锆石U-Pb定年和辉钼矿Re-Os定年的证据. 岩石学报, 27(6) : 1770–1778.
(0)
|
| [58] |
Yu Xiaofei, Sun Fengyue, Li Bile, et al. 2011. Caledonian diagenetic and metallogenic events in Datong district in the western Kunlun: Evidences from LA-ICP-MS zircon U-Pb dating and molybdenite Re-Os dating. Acta Petrologica Sinica, 27(6) : 1770–1778.
(0)
|
| [59] |
张传林, 王中刚, 沈加林, 等. 2003. 西昆仑山阿卡孜岩体锆石SHRIMP定年及其地球化学特征. 岩石学报, 19(3) : 523–529.
(0)
|
| [60] |
Zhang Chuanlin, Wang Zhonggang, Shen Jialin, et al. 2003. Zircon SHRIMP dating and geochemistry characteristics of Akazi rock mass of western Kunlun. Acta Petrologica Sinica, 19(3) : 523–529.
(0)
|
| [61] |
张传林, 于海锋, 王爱国, 等. 2005. 西昆仑西段三叠纪两类花岗岩年龄测定及其构造意义. 地质学报, 79(5) : 645–652.
(0)
|
| [62] |
Zhang Chuanlin, Yu Haifeng, Wang Aiguo, et al. 2005. Dating of Triassie granites in the western Kunlun Mountains and its tectonic significane. Acta Geologica Sinica, 79(5) : 645–652.
(0)
|
| [63] |
张传林, 于海峰, 叶海敏, 等. 2006. 塔里木西部奥依塔克斜长花岗岩: 年龄、 地球化学特征、 成岩作用及其构造意义. 中国科学(D辑), 36(10) : 881–893.
(0)
|
| [64] |
Zhang Chuanlin, Yu Haifeng, Ye Haimin, et al. 2006. Aoyitake plagiogranite in western Tarim block, NW China: Age, geochemistry, petrogenesis and its tectonic implications. Science in China(Series D), 49(11) : 1121–1134.
DOI:10.1007/s11430-006-1121-y (0)
|
| [65] |
张士贞, 李奋其, 李勇, 等. 2014. 雅鲁藏布江结合带中段早奥陶世强过铝质花岗岩的厘定及其地质意义. 中国科学: 地球科学, 44(7) : 1388–1402.
(0)
|
| [66] |
Zhang Shizhen, Li Fenqi, Li Yong, et al. 2014. Early Ordovician strongly peraluminous granite in the middle section of the Yarlung Zangbo junction zone and its geological significance. Science China Earth Sciences, 57(4) : 630–643.
DOI:10.1007/s11430-013-4721-3 (0)
|
| [67] |
张玉泉, 朱炳泉, 谢应雯, 等. 1998. 青藏高原西部的抬升速率: 叶城狮泉河花岗岩 40 Ar-39 Ar 年龄的地质解释. 岩石学报, 14(1) : 11–21.
(0)
|
| [68] |
Zhang Yuquan, Zhu Bingquan, Xie Yingwen, et al. 1998. The uplifting rates for the western Qinghai-Xizang Plateau: Interpretation of 40 Ar-39 Ar dating data for the granites in the area from Yecheng to Shiquanhe. Acta Petrologica Sinica, 14(1) : 11–21.
(0)
|
| [69] |
赵振华, 王中刚, 雏天人, 等. 1991. 阿尔泰花岗岩类型与成岩模型的REE及O、 Pb、 Sr、 Nd同位素组成依据. 矿物岩石地球化学通讯, 24(3) : 176–178.
(0)
|
| [70] |
Zhao Zhenhua, Wang Zhonggang, Chu Tianren, et al. 1991. The REE, isotopic composition of O, Pb, Sr, Nd and diagenetic model of granitoids in Altai region. Bulletin of Mineralogy, Petrology and Geochemistry, 24(3) : 176–178.
(0)
|
| [71] |
赵振华. 2010. 副矿物微量元素地球化学特征在成岩成矿作用研究中的应用. 地学前缘, 17(1) : 267–286.
(0)
|
| [72] |
Zhao Zhenhua. 2010. Trace element geochemistry of accessory minerals and its applications in petrogenesis and metallogenesis. Earth Science Frontiers, 17(1) : 267–286.
(0)
|
| [73] |
Chappell B W. 1999. Aluminium saturation in I- and S-type granites and the characterization of fractionated haplogranites. Lithos, 46(3) : 535–551.
DOI:10.1016/S0024-4937(98)00086-3 (0)
|
| [74] |
Chappell B W and White A J R. 1974. Two contrasting granite types. Pacific Geology, 8 : 173–174.
(0)
|
| [75] |
Chappell B W and White A J R. 1992. I- and S-type granites in the Lachan fold belt. Geological Society of America Special Papers, 272 : 1–26.
DOI:10.1130/SPE272 (0)
|
| [76] |
Ferry J M and Watson E B. 2007. New thermodynamic models and revised calibrations for the Ti-in-zircon and Zr-in-rutile thermometers. Contributions to Mineralogy and Petrology, 154(4) : 429–437.
DOI:10.1007/s00410-007-0201-0 (0)
|
| [77] |
Hanchar J M and Westrenen W V. 2007. Rare earth element behavior in zircon-melt systems. Elements, 3(1) : 37.
DOI:10.2113/gselements.3.1.37 (0)
|
| [78] |
Hoskin P W O and Schaltegger U. 2003. The composition of zircon and igneous and metamorphicpetrogenesis. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 53(1) : 27–62.
DOI:10.2113/0530027 (0)
|
| [79] |
Jiang Y H, Jiang S Y, Ling H F, et al. 2002. Petrology and geochemistry of shoshonitic plutons from the western Kunlun orogenic belt, Xinjiang, northwestern China: Implications for granitoid geneses. Lithos, 63(3-4) : 165–187.
DOI:10.1016/S0024-4937(02)00140-8 (0)
|
| [80] |
Lassiter J C and DePaolo D J. 1997. Plume/lithosphere interaction in the generation of continental and oceanic flood basalts: Chemical and isotopic constraints. In: Mahoney J(Ed.). Large Igneous Provinces: Continental, Oceanic, and Planetary Flood Volcanism. Washington D C: American Geophysical Union Press. 335-355.
(0)
|
| [81] |
Loiselle M C and Wones D R. 1979. Characteristics and origin of anorogenic granites. Geological Society of America Abstracts, 11 : 468.
(0)
|
| [82] |
Maniar P D and Piccoli P M. 1989. Tectonic discrimination of granitoids. Geological Society of America Bulletin, 101(5) : 635–643.
DOI:10.1130/0016-7606(1989)101<0635:TDOG>2.3.CO;2 (0)
|
| [83] |
Matte P, Tapponnier P and Amaud N. 1996. Tectonics of western Tibet, between the Tarim and the Indus. Earth and Planetary Science Letters, 142(3-4) : 311–330.
DOI:10.1016/0012-821X(96)00086-6 (0)
|
| [84] |
Middlemost E A K. 1994. Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth-Science Reviews, 37(3-4) : 215–224.
DOI:10.1016/0012-8252(94)90029-9 (0)
|
| [85] |
Pearce J A, Harris N B W and Tindle A G. 1984. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology, 25(4) : 956–983.
DOI:10.1093/petrology/25.4.956 (0)
|
| [86] |
Pitcher W S. 1987. Granites and yet more granites forty years on. Geologische Rundschau, 76(1) : 51–79.
DOI:10.1007/BF01820573 (0)
|
| [87] |
Rickwood P C. 1989. Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and minor elements. Lithos, 22(4) : 247–263.
DOI:10.1016/0024-4937(89)90028-5 (0)
|
| [88] |
Sun S S and McDonough W F. 1989. Chemical and isotope systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes. Geological Society, London, Special Publications, 42 : 313–345.
DOI:10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19 (0)
|
| [89] |
Watson E B and Harrison T M. 1983. Zircon saturation revisited: Temperature and composition effects in a variety of crustal magma types. Earth and Planetary Science Letters, 64(2) : 295–304.
DOI:10.1016/0012-821X(83)90211-X (0)
|
| [90] |
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(4) : 407–419.
DOI:10.1007/BF00402202 (0)
|
| [91] |
Wolf M B and London D. 1994. Apatite dissolution into peraluminous haplogranitic melts: An experimental study of solubilities and mechanism. Geochimica et Cosmochimica Acta, 58(19) : 4127–4145.
DOI:10.1016/0016-7037(94)90269-0 (0)
|
| [92] |
Xiao W J, Windley B F, Fang Aimin, et al. 2001. Palaeozoic Early Mesozoic accretionary tectonics of the western Kunlun range, NW China. Gondwana Research, 4(4) : 826–827.
DOI:10.1016/S1342-937X(05)70611-0 (0)
|
| [93] |
Ye H M, Li X H, Li Z X, et al. 2008. Age and origin of high Ba-Sr appinite-granites at the northwestern margin of the Tibet Plateau: Implications for Early Paleozoic tectonic evolution of the western Kunlun orogenic belt. Gondwana Research, 13(1) : 126–138.
DOI:10.1016/j.gr.2007.08.005 (0)
|
| [94] |
Yuan C, Sun M, Zhou M F, et al. 2002. Tectonic evolution of the West Kunlun: Geochronologic and geochemical constrains from Kudi granitoids. International Geology Review, 44(7) : 653–669.
DOI:10.2747/0020-6814.44.7.653 (0)
|
| [95] |
Yuan H L, Gao S, Dai M N, et al. 2008. Simultaneous determinations of U-Pb age, Hf isotopes and trace element compositions of zircon by excimer laser-ablation quadrupole and multiple-collector ICP-MS. Chemical Geology, 247(1-2) : 100–118.
DOI:10.1016/j.chemgeo.2007.10.003 (0)
|