Petrogenesis of Strongly Peraluminous Granites in Markan Area, Songpan Fold Belt and Its Tectonic Implication
-
摘要: 松潘造山带广泛出露印支期后碰撞型花岗岩类, 其中包括埃达克质花岗岩类、A型花岗岩和I型花岗岩, 但目前人们对该区印支期强过铝质花岗岩尚未有深入的研究.松潘造山带马尔康花岗岩属于强过铝质花岗岩(A/CNK=1.10~1.20), 其岩石类型主要为中粒二云母花岗岩和中细粒二云母花岗岩.利用LA-ICP-MS锆石U-Pb定年方法, 获得中粒二云母花岗岩的岩浆结晶年龄为208±2Ma, 中细粒二云母花岗岩的岩浆结晶年龄为200±2Ma.马尔康强过铝质花岗岩K2O/Na2O=1.13~1.75, 富Rb、Th和U, 贫Sr、Ba、Co和Ni等元素; 稀土元素组成上显示存在强到中等的负Eu异常(Eu/Eu*=0.15~0.65);全岩初始87Sr/86Sr比值(ISr) 为0.70712~0.71137, εNd (t) =-10.36~-8.43, 锆石εHf (t) =-11.8~-1.1.地球化学和Sr-Nd-Hf同位素组成一致表明, 它们的岩浆来自于地壳物质的部分熔融, 其中中粒二云母花岗岩的源岩类型主要为地壳中的泥质岩类, 而中细粒二云母花岗岩的源岩主要为地壳中的杂砂岩类.结合松潘带的地质背景、区域构造-岩浆事件及其岩浆岩的组合分析, 印支期岩石圈拆沉作用可以用来解释马尔康强过铝质花岗岩的形成机制.在松潘带, 印支期岩石圈拆沉作用导致软流圈物质上涌, 这不仅促使了加厚下地壳物质发生部分熔融, 如松潘带印支期埃达克质和I型花岗岩浆的形成, 而且还诱发了中地壳物质的部分熔融, 如马尔康强过铝质花岗岩的形成.这表明松潘带印支期岩石圈拆沉作用已使地壳不同层次发生部分熔融作用.Abstract: In the Songpan fold belt, Indosinian post-collision granitoids, including adakitic, A-type and I-type granitoids, are widespread.However, studies on Indosinian strongly peraluminous granite in this area are rare.The Markan granites, including medium-grained two-mica granite and medium-fine grained two-mica granite, are strongly peraluminous granites with Al index (A/CNK) =1.10-1.20.By using LA-ICP-MS zircon dating method, magma crystallization ages 208±2 Ma for the medium-grained two-mica granite and 200±2 Ma for the medium-fine grained two-mica granite are obtained.Both the two-mica granites show K2O/Na2O=1.13-1.75, and are enriched in Rb, Th and U etc while depleted in Sr, Ba, Co and Ni etc.REE compositions display strongly fractionated patterns, with (La/Yb)N =6.08-51.84 and Eu/Eu*=0.15-0.65.In Sr-Nd-Hf isotopic compositions, they have initial 87Sr/86Sr ratios (ISr) of 0.707 12-0.711 37, εNd(t) values of-10.36 to-8.43 and zircon εHf(t) values of-11.8 to-1.1.Geochemical and Sr-Nd-Hf isotopic compositions suggest that the magmas for the medium-grained and medium-fine grained two-mica granites were derived from patial melting of argillaceous and greywacke sediments, respectively.According to the combined analysis of geological background, regional tectono-magmatic events and magmatism composition, Indosinian lithospheric delamination can account for the magma generation of the Markan strongly peraluminous granites.The Indosinian lithospheric delamination resulted in mantle asthenospheric upwelling, which promoted not only partial melting of the thickened lower crust (e.g.the adakitic and I-type granitoid magma gerneration), but also partial melting of the middle-lower crust (e.g.the Markan granite gerneration).This indicates that the Indosinian lithospheric delamination in the Songpan fold belt had resulted in partial melting at different levels of crust.
-
强过铝质花岗岩是指铝饱和指数[Al2O3/ (CaO+Na2O+K2O) 分子比值]A/CNK≥1.1, 含有白云母、堇青石、电气石或石榴子石等高铝矿物的花岗岩类(Sylvester, 1998).20世纪80年代, 与碰撞有关的强过铝质花岗岩往往被归为同碰撞花岗岩(Pitcher, 1983; Pearce et al., 1984; Harris et al., 1986).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(Pitcher, 1983; Bellieni et al., 1996; Pamic et al., 1996; Finger et al., 1997; Searle et al., 1997).后碰撞环境可分为高温型和高压型两种类型, 其对应的强过铝质花岗岩也可分为高温型和高压型(Barbarin, 1996; Sylvester, 1998).高压型强过铝质花岗岩是指在碰撞过程中已经形成加厚的地壳(> 50 km), 在后碰撞阶段由地壳减压熔融形成; 高温型强过铝质花岗岩是指在碰撞造山过程中, 地壳加厚不明显, 形成不了高压环境, 但在后碰撞阶段, 岩石圈可发生拆沉作用导致软流圈的上涌, 加热地壳, 由地壳发生深熔作用形成(Barbarin, 1996; Sylvester, 1998).因此, 对于不同成因类型的后碰撞强过铝质花岗岩的研究, 可以揭示碰撞造山的构造演化及地壳发生熔融作用的深部动力学过程(Harris et al., 1995; Barbarin, 1996; Harrison et al., 1997; Searle et al., 1997; Sylvester, 1998).
松潘构造带(简称松潘带) 位于青藏高原的东北部, 其表层系统主要被厚度巨大的三叠系复理石沉积所覆盖, 形成于古特提斯洋的闭合阶段(Mattauer et al., 1992; 许志琴等, 1992;Sengör and Natalin, 1996;Brugier et al.,1997).该区呈巨大的三角状, 面积约200 000 km2, 为华北板块、扬子板块和青藏高原板块的构造汇聚区.由于其特殊的构造位置, 该区已受到地质界的广泛关注(Enkin et al., 1992; Roger et al., 2004;Harrowfield and Wilson, 2005; 胡健民等, 2005; Reid et al., 2005;Zhang et al, 2006,2007; Xiao et al., 2007; Weislogel, 2008; Zhou et al., 2008).在松潘带内广泛出露花岗岩类侵入体, 它们侵入于三叠系地层中.由于花岗质岩浆主要来自于深部地壳物质的部分熔融, 是构造运动的直接产物.因此, 这些花岗岩类可提供深部地球动力学过程的重要信息.近年来, 人们对该区印支期花岗岩类已有较好的研究, 确定了多种花岗岩类的成因类型, 如埃达克质花岗岩(Zhang et al., 2006; Xiao et al., 2007; 赵永久等, 2007)、A型花岗岩(Zhang et al., 2007) 和Ⅰ型花岗岩(胡建民等, 2005); Xiao et al., 2007).但关于该区印支期强过铝质花岗岩尚缺乏深入的研究.为了更全面地了解松潘带印支期花岗岩类成因类型的多样性, 本文对马尔康强过铝质花岗岩进行了锆石U-Pb年代学、主量元素、微量元素和Sr-Nd-Hf同位素组成的研究, 通过微量元素和同位素地球化学的示踪, 讨论了马尔康强过铝质花岗岩的成因以及岩浆产生的地球动力学过程.
1. 地质背景
位于青藏高原东北缘的松潘造山带, 是中国大陆最大的构造结(张国伟等, 2004).该区为一个东西向延伸、东宽西窄的三角形块体, 其东南缘以龙门山断裂带为界与扬子板块毗邻; 西南缘以金沙江缝合带为界与羌塘-昌都地块相接, 金沙江缝合带被认为是晚古生代俯冲带(Sengör, 1987 Wang et al., 2000; Reid et al., 2005); 北侧以阿尼玛卿缝合带为界与东昆仑-西秦岭造山带相接(图 1).松潘块体内巨厚的三叠系复理石沉积覆盖于震旦纪-古生界序列之上, 东部龙门山断裂带附近出露有前震旦纪(太古代-中元古代) 结晶基底(许志琴等, 1992).印支期(三叠纪末) 扬子、华北和羌塘三个块体之间的聚敛使沉积盆地缩短、古特提斯闭合, 形成松潘造山带(Sengör, 1987; Mattauer et al., 1992; 许志琴等, 1992; Nie et al., 1994).在造山期, 三叠纪的沉积地层向南推覆于扬子块体之上, 同时震旦纪-古生代序列强烈变形, 形成大规模滑脱构造, 从而使地壳明显增厚(Mattauer et al., 1992).三叠系地层经历了极低到低级的绿片岩相变质, 但震旦纪-古生界序列(丹巴地区) 经历了Barrovian型变质作用(Mattauer et al., 1992;Huang et al., 2003).
图 1 松潘构造带马尔康地区地质简图(据四川省地质矿产局, 1991,简化)Fig. 1. Simplified geological map of Markan area in Songpan fold belt松潘块体内广泛出露花岗岩类侵入体.这些花岗岩类岩体呈面状分布, 其形成时代主要在三叠纪末到侏罗纪时期(Calassou, 1994; Roger et al., 2004; 胡健民等, 2005; Zhang et al, 2006,2007; Xiao et al., 2007; 赵永久等, 2007).野外观察表明, 大多数岩体(如马尔康岩体等) 侵入到强烈变形的三叠系地层中, 而岩体本身并没有发生变形, 表明岩浆侵位是在三叠系地层褶皱变形之后发生, 属于后碰撞型侵入体.本文研究的马尔康岩体的主要岩石类型为二云母花岗岩, 按岩石结构不同, 可划分为中粒二云母花岗岩和中细粒二云母花岗岩.由于植被覆盖, 野外未观察到中粒二云母花岗岩和中细粒二云母花岗岩的接触关系.中粒二云母花岗岩呈浅灰-灰白色, 块状构造, 主要矿物组成为石英(24%~28%)、钾长石(30%~35%)、斜长石(30%~35%)、白云母(3%~4%) 和黑云母(2%~3%), 副矿物包括锆石、磷灰石、独居石、榍石和Fe-Ti氧化物等; 中细粒二云母花岗岩呈灰白色, 块状构造, 部分含钾长石斑晶, 主要矿物组成为石英(20%~25%)、钾长石(30%~35%)、斜长石(30%~35%)、黑云母(3%~4%) 和白云母(1%~2%), 副矿物包括锆石、磷灰石、独居石、榍石和Fe-Ti氧化物等.以上两种岩石类型, 除了结构上不同以外, 白云母含量也不相同, 中粒二云母花岗岩含有较高比例的白云母.
2. 分析方法
用于主量元素和微量元素测定的样品, 无污染粉碎至200目以下.样品主量元素在西北大学大陆动力学国家重点实验室用XRF方法测定获得, 其分析的准确度优于5%.样品微量元素在中国地质大学(武汉) 地质过程与矿产资源国家重点实验室用ICP-MS方法测定获得, 其分析的准确度优于10%, 其中稀土元素分析准确度优于5%.
全岩Sr-Nd同位素测定在中国地质大学(武汉) 地质过程与矿产资源国家重点实验室完成, 测定仪器为Treton质谱仪.Sr和Nd同位素的分馏校正分别采用86Sr/88Sr=0.119 4和146Nd/144Nd=0.721 9.在分析期间, NBS987标准给出87Sr/86Sr=0.710 244±14 (2σ), J & M标准给出143Nd/144Nd=0.511 825±6 (2σ).全程Sr空白 < 4 ng, Nd空白 < 1 ng.
用于锆石U-Pb年代学测定的样品, 在廊坊地质服务有限公司利用标准技术对锆石进行了分选.锆石制靶后, 进行了锆石阴极发光照像, 以观察锆石的内部结构.锆石U-Pb年龄在中国地质大学(武汉) 地质过程与矿产资源国家重点实验室利用LA-ICP-MS方法测定, 激光束斑直径为32 μm, 分析方法及仪器参数见Yuan et al. (2004).锆石测定点的同位素比值、U-Pb表面年龄和U-Th-Pb含量计算采用GLITTER程序.采用Andersen (2002)方法对普通Pb进行校正, 并采用ISOPLOT程序(Ludwig, 2001) 进行锆石加权平均年龄计算及谐和图的绘制.锆石原位Lu-Hf同位素测定在西北大学大陆动力学国家重点实验室装有193 nm ArF激光器的Neptune MC-ICP-MS仪器上完成, 其分析方法见Wu et al. (2006).激光束斑直径为44 μm, 剥蚀频率为10 Hz.用176Lu/175Lu=0.026 69 (DeBievre and Taylor, 1993) 和176Yb/172Yb=0.588 6 (Chu et al., 2006) 进行同量异位干扰校正计算测定样品的176Lu/177Hf和176Hf/177Hf比值.在样品测定期间, 获得锆石91500的176Hf/177Hf=0.282 295±0.000 009 (n=58, 2σ).
3. 结果
3.1 锆石U-Pb年代学
中粒二云母花岗岩样品03SGZ-22 (N31°52′10.6″, E101°59′5.9″) 和中细粒二云母花岗岩样品0701 (N31°48′26.6″, E101°13′27.7″) 用来进行锆石U-Pb年代学测定.样品03SGZ-22所分选的锆石绝大部分为无色透明, 自形程度较好, 在阴极发光图像上呈现密集的岩浆型锆石的振荡环带, 但含有较多的继承型锆石(图 2a).样品0701的锆石也主要为无色透明, 自形程度较好, 同样含有较多的继承型锆石(图 2b).
图 2 样品03SGZ-22和0701代表性锆石阴极发光(CL) 图像Fig. 2. CL images of representative zircons of samples 03SGZ-22 and 0701样品03SGZ-22和样品0701 LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素测定结果列于表 1.
表 1 样品03SCZ-22和样品0701 LA-ICP-M锆石U-Pb同位素分析数据Table Supplementary Table U-Pb zircon LA-ICP-MS chronological data of samples 03SGZ-22 and 0701
样品03SGZ-22成功地测定了21颗锆石, 其中岩浆型锆石14颗, 继承型锆石7颗.岩浆型锆石的Th/U比值变化于0.03~0.45之间, 继承型锆石的Th/U比值变化于0.04~1.23之间.在U-Pb谐和图上(图 3a), 岩浆型锆石的测定点位于或接近于谐和线, 它们的206Pb/238U年龄变化于204~214 Ma之间, 206Pb/238U年龄的加权平均年龄为208±2 Ma (MSWD=2.8), 该年龄解释为中粒二云母花岗岩的岩浆结晶年龄.4颗继承锆石的206Pb/238U年龄变化于261~533 Ma之间, 3颗继承锆石的207Pb/206Pb年龄变化于1 340~1 847 Ma之间.
图 3 锆石U-Pb谐和图Fig. 3. U-Pb zircon Concordia diagram of sample 03SGZ-22 and sample 0701样品0701成功地测定了25颗锆石, 其中岩浆型锆石15颗, 继承型锆石10颗.岩浆型锆石的Th/U比值变化于0.04~0.53之间, 继承型锆石的Th/U比值变化于0.17~0.64之间.在U-Pb谐和图上(图 3b), 岩浆型锆石的测定点位于谐和线上, 它们的206Pb/238U年龄变化于197~210 Ma之间, 206Pb/238U年龄的加权平均年龄为200±2 Ma (MSWD=1.6), 该年龄解释为中细粒二云母花岗岩的岩浆结晶年龄.7颗继承锆石的206Pb/238U年龄变化于239~428 Ma之间, 3颗继承锆石的207Pb/206Pb年龄变化于900~2 580 Ma.
上述年代学资料显示, 中粒二云母花岗岩的形成时代略早于中细粒二云母花岗岩.综合两个样品的年龄结果, 马尔康强过铝质花岗岩的岩浆结晶年龄为208~200 Ma, 这一结果明显不同于Roger et al. (2004)用TIMS方法获得的锆石和独居石U-Pb年龄(188~153 Ma).
3.2 主量元素和微量元素
马尔康中粒二云母花岗岩和中细粒二云母花岗岩的主量元素和微量元素测定结果列于表 2.
表 2 马尔康强过铝质花岗岩主量元素(%)和微量元素数据(10―6)Table Supplementary Table Major element (%) and trace element (l0-6) data of Markan strongly peraluminous granites
由表 2可见, 中粒二云母花岗岩SiO2=73.46%~74.74%, Al2O3=14.12%~14.58%, MgO=0.20%~0.32%, CaO=0.78%~1.11%, K2O=4.32%~5.53%, K2O/Na2O=1.13~1.75, CaO/Na2O=0.23~0.32, CIPW标准矿物计算结果含有刚玉(C), 含量为0.91%~3.01%, 并且除1个样品的A/CNK=1.04外, 其余样品的A/CNK=1.10~1.20 (图 4a), 表明它们主要为强过铝质岩石.在SiO2-K2O图上(图 4b), 中粒二云母花岗岩样品落入高钾钙碱性系列.中细粒二云母花岗岩SiO2=69.57%~73.70%, Al2O3=14.37%~15.42%, MgO=0.38%~0.91%, CaO=1.27%~3.23%, K2O=3.58%~5.15%, K2O/Na2O=1.35~1.71, CaO/Na2O=0.42~1.21, CIPW标准矿物计算结果也含有刚玉(C), 含量为1.46%~1.85%, 并且样品的A/CNK=1.08~1.12 (图 4a), 表明它们也应为强过铝质岩石.在SiO2-K2O图上(图 4b), 中细粒二云母花岗岩样品落入高钾钙碱性系列.中粒二云母花岗岩和中细粒二云母花岗岩比较, 前者具有相对较高的SiO2、K2O含量和相对较低的CaO、MgO含量.
图 4 马尔康强过铝质花岗岩SiO2-K2O图(a)和A/NK-A/CNK图(b)(据Maniar and Piccoli，1989)Fig. 4. K2O vs.SiO2(a) and A/NK vs.A/CNK (b) diagrams of Markan strongly peraluminous granites在微量元素组成上, 中粒二云母花岗岩和中细粒二云母花岗岩均以富Rb、Th、U, 贫Sr、Ba、Co和Ni等元素为特征.其中中粒二云母花岗岩Rb= (306~413) ×10-6, U= (2.94~8.53) ×10-6, Th= (5.34~23.33) ×10-6, Sr= (34~100) ×10-6, Ba= (57~343) ×10-6; 中细粒二云母花岗岩Rb= (207~337) ×10-6, U= (3.57~7.74) ×10-6, Th= (18.78 ~25.22) ×10-6, Sr= (158~285) ×10-6, Ba= (484~883) ×10-6; 中粒二云母花岗岩与中细粒二云母花岗岩相比, 前者Rb相对偏高, 而Th、Sr和Ba相对偏低; 在微量元素组成模式图上(图 5a), 中粒二云母花岗岩和中细粒二云母花岗岩都具有Ba、Nb、Sr、P和Ti的亏损, 这些特征明显不同于Ⅰ型、A型和M型花岗岩的微量元素组成特征, 而与S型花岗岩相似.在稀土元素组成上, 中粒二云母花岗岩和中细粒二云母花岗岩均为轻稀土富集型的稀土元素组成模式(图 5b).轻、重稀土分异程度比较明显, (La/Yb) N=6.08~51.84, 平均为18.20;中粒二云母花岗岩的Eu/Eu*=0.15~0.44, 中细粒二云母花岗岩的Eu/Eu*=0.50~0.65.
图 5 马尔康花岗岩原始地幔标准化的微量元素(a)和稀土元素(b)组成模式a原始地幔数值据Sun and McDonough(1989); b.球粒陨石标准化值据Taylor and Mclennan(1985)Fig. 5. Primative mantle normalized trace element spider diagram (a) and chondrite-normalized REE patterns (b) of Markan granites3.3 Sr-Nd同位素
马尔康中粒二云母花岗岩和中细粒二云母花岗岩的Sr-Nd同位素数据见表 3.
表 3 马尔康强过铝质花岗岩Sr-Nd同位素组成Table Supplementary Table Sr and Nd isotopic compositions of Markan strongly peraluminous granites
以中粒二云母花岗岩岩浆结晶年龄t=208 Ma计算获得中粒二云母花岗岩的ISr值变化于0.701 1~0.714 2之间.由于该类岩石具有较高的87Rb/86Sr比值(11~34), 因此, 经时间校正获得的ISr值仅作参考.中粒二云母花岗岩εNd (t) 值变化于-10.4~-8.4之间, Nd同位素一阶段亏损地幔模式年龄(TDM1) 为1.70~6.77 Ga, 变化范围较大, 因此, 我们计算了Nd同位素二阶段模式年龄TDM2, 其值变化于1.69~1.81 Ga.以中细粒二云母花岗岩岩浆结晶年龄t=200 Ma计算, 获得中细粒二云母花岗岩的ISr值变化于0.709 6~0.711 6之间, εNd(t) 值变化于-9.4~-8.5之间, TDM1为1.64~1.69 Ga, TDM2为1.69~1.76 Ga.上述结果表明, 马尔康强过铝质花岗岩应来自于地壳物质的部分熔融, 这与它们含有较为丰富的古老继承型锆石的观察是一致的.在εNd (t) -ISr图(图 6) 上, 它们的ISr和εNd(t) 相关关系不明显.
图 6 马尔康强过铝质花岗岩εNd(t)-ISr.松潘带东北部埃达克质岩石数据来自Zhang et al. (2006); 松潘带东南部埃达克质花岗岩和Ⅰ型花岗岩数据来自Xiao et al. (2007); 松潘带中部A型花岗岩数据来自Zhang et al. (2007); LFBS型花岗岩数据来自Healy et al. (2004)Fig. 6. εNd(t) vs. ISr. diagram of Markan strongly peraluminous granites3.4 锆石Hf同位素
样品03SGZ-22和0701岩浆型锆石的Lu-Hf同位素组成列于表 4.
表 4 样品03SGZ22和样品0701错石LuHf同位素资料Table Supplementary Table Zircon Lu-Hf isotopic data of samples 03SGz-22 and 0701
在样品03SGZ-22 U-Pb定年的锆石中, 挑选了12颗岩浆型锆石进行锆石Lu-Hf同位素测定.它们的176 Hf/177 Hf变化于0.282314~0.282618, 176Lu/177Hf变化于0.000 146~0.001 464;根据样品03SGZ-22岩浆锆石平均年龄(208 Ma) 统一计算的εHf (t) 值变化于-11.8~-1.1, 加权平均值为-9.1±1.4 (图 7a), Hf同位素亏损地幔模式年龄TDM2变化于1.3~2.0 Ga, 平均为1.8 Ga.
图 7 马尔康强过铝质花岗岩锆石的εHf (t) 频率Fig. 7. Cumulative probability plots of εHf (t) for zircons from Markan strongly peraluminous granites在样品0701 U-Pb定年的锆石中, 挑选了15颗岩浆型锆石进行锆石Lu-Hf同位素测定.它们的176Hf/177Hf变化于0.282 445~0.282 584, 176Lu/177Hf变化于0.000 709~0.001 788;根据样品0701岩浆锆石平均年龄(200 Ma) 统一计算的εHf (t) 值变化于-7.4~-2.4, 加权平均值为-4.1±0.8 (图 7b), TDM2变化于1.4~1.7 Ga, 平均值为1.5 Ga.
上述结果表明, 中粒二云母花岗岩和中细粒二云母花岗岩的岩浆均来自地壳物质的部分熔融, 无明显幔源物质的加入.
4. 讨论
4.1 岩石成因
对于强过铝质花岗岩, 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(White and Chappell, 1977;Patiño Douce and Harris, 1998; Sylvester, 1998).马尔康后碰撞强过铝质花岗岩CIPW标准矿物计算结果也含有刚玉, 绝大部分A/CNK值大于1.10, 属于强过铝质花岗岩; 富Rb、U和Th等元素, 稀土元素组成模式存在强到中等的Eu异常(Eu/Eu*=0.15~0.65, 平均值为0.41), ISr=0.701 1~0.714 2, εNd (t) =-10.4~-8.4, 中粒二云母花岗岩锆石εHf (t) =-11.8~-1.1, 平均值为-8.7, 中细粒二云母花岗岩锆石εHf (t) =-7.4~-2.4, 平均值为-4.0, 这些数据显示两者的岩浆都应来自地壳中富铝质沉积物的部分熔融, 而中细粒二云母花岗岩的εHf (t) 值比中粒二云母花岗岩的εHf (t) 值更接近于0, 说明中细粒二云母花岗岩岩浆形成的过程中很有可能有幔源物质的加入(Bolhar et al., 2008).通过对比松潘带内埃达克质花岗岩(Zhang et al., 2006; Xiao et al., 2007)、Ⅰ型花岗岩(Xiao et al., 2007) 和A型花岗岩(Zhang et al., 2007) 的Sr-Nd同位素数据, 不难看出(图 6), 马尔康强过铝质花岗岩与它们有着不同的岩浆源区, 而与澳大利亚Lachlan造山带的S型花岗岩有着相似的Sr-Nd同位素组成特征.另外, 从锆石的CL图像(图 2) 可以清楚地看出, 马尔康强过铝质花岗岩的锆石普遍含有继承锆石的核, 并且这些继承锆石的年龄跨度很大, 反映了沉积岩类作为它们源岩的特征.
强过铝质花岗岩低CaO、Na2O含量特征是从它们的沉积源区继承下来的(Chappell and White, 1992), 其原因是长石在形成粘土的过程中会丢失这些组分.因此, CaO/Na2O比值可以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.根据实验研究(Patiño Douce and Johnston, 1991;Patiño Douce and Beard, 1995; Skjerlie and Johnston, 1996), 由泥质岩石熔融生成的强过铝花岗岩, 其CaO/Na2O值一般小于0.3, 而由杂砂岩熔融形成的花岗岩, 其CaO/Na2O值一般大于0.3.马尔康中粒二云母花岗岩CaO/Na2O=0.23~0.32, 绝大部分比值小于0.3, 以此判断岩浆源区物质主要应为泥质岩; 而中细粒二云母花岗岩的CaO/Na2O=0.42~1.41, 比值均大于0.3, 由此反映岩浆源区物质主要应为杂砂岩.
后碰撞强过铝质花岗岩Rb-Sr-Ba含量变化与它们的源岩组成有关(Sylvester, 1998).杂砂岩在熔融后会留下大量的长石, 而泥质岩却留下很少的斜长石(Patiño Douce and Beard, 1995;Skjerlie and Johnston, 1996).Sr、Ba是斜长石的相容元素, Rb则为不相容元素, 杂砂岩熔融产生的强过铝质花岗岩Rb/Sr和Rb/Ba比值偏低, 而由泥质岩熔融产生的强过铝质花岗岩两者比值偏高, 由此可以通过这三种元素的比值变化来判断岩浆源区组成.中粒二云母花岗岩Rb/Sr和Rb/Ba两种比值均较高(Rb/Sr=3.90~11.73, Rb/Ba=1.14~6.97), 在Rb/Sr-Rb/Ba图中(图 8), 中粒二云母花岗岩样品落入富粘土源区, 指示其源岩物质为地壳中的泥质岩类(Sylvester, 1998); 中细粒二云母花岗岩Rb/Sr和Rb/Ba两种比值均较低(Rb/Sr=0.75~2.14, Rb/Ba=0.27~0.70), 在Rb/Sr-Rb/Ba图中(图 8), 样品落入贫粘土源区, 指示其源岩物质为地壳中的杂砂岩类(Sylvester, 1998).
图 8 马尔康强过铝质花岗岩Rb/Sr-Rb/Ba (Sylvester, 1998)Fig. 8. Rb/Sr vs. Rb/Ba diagram of Markan strongly peraluminous granites利用Zr饱和度计算岩浆温度的方法(Watson and Harrison, 1983; Miller et al., 2003), 估算的中粒二云母花岗岩岩浆温度变化于703~756 ℃, 中细粒二云母花岗岩岩浆温度变化770~786 ℃, 后者的温度高于前者.这明显高于利用同样方法计算的高喜马拉雅强过铝质花岗岩的岩浆温度(645~704 ℃) (Zhang et al., 2004) 和西藏强过铝质花岗岩的岩浆温度(< 700 ℃) (廖忠礼等, 2006), 暗示着形成马尔康岩体所需要的热量并非由单纯的地壳增厚作用所致, 可能有深部地幔热源的贡献.马尔康强过铝质花岗岩可能是源岩受到来自地幔热源影响, 从而诱发中地壳附近的泥质岩和杂砂岩部分熔融作用而形成.
4.2 构造意义
据Sylvester (1998)研究, 世界上强过铝质花岗岩主要形成于后碰撞(post-collision) 构造环境, 并可划分为两种强过铝质花岗岩的成因类型: 高压型和高温型.前者归因于先前的地壳增厚作用(> 50 km), 这使得K、U和Th等放射性蜕变产生热的聚集, 在后碰撞阶段由地壳物质的减压熔融作用形成.通常该类花岗岩的形成温度较低, 形成的岩体一般为小到中等规模; 后者形成于后碰撞阶段地幔软流圈物质的上涌, 地壳受地幔热的输入而诱发部分熔融, 由此形成规模较大的高温型强过铝质花岗岩, 并常伴随有高温(低压) 变质作用.
三叠纪末的构造运动导致松潘块体及其周边地区的地壳侧向挤压增厚(许志琴等, 1992; Burchfiel et al., 1995;Hsü et al., 1995; Yin and Harrison, 2002).虽然, 碰撞之后增厚的地壳也可因伸展松弛而发生减压熔融, 但如果没有深部地幔热源的提供, 一般只形成小规模的岩体(Roberts and Clements, 1993;Sylverster, 1998; Thompson, 1999;Patiño Douce, 1999).因此, 松潘造山带广泛分布的印支期中酸性侵入体可能反映有深部地幔热源的贡献.
在后碰撞背景, 促使地壳熔融的热源主要有以下几种方式: (1) 地壳加厚所引起的大量放射性同位素衰变产生的热量; (2) 构造剪切带的剪切生热; (3) 幔源岩浆底侵提供热量; (4) 岩石圈拆沉引起的地幔软流圈物质上涌提供的热量.然而(1) 和(2) 两种方式难以形成广泛的地壳熔融.据Turner et al. (1993)研究, 地壳加厚所引起的放射性同位素衰变需要稳定~120 Ma才足以产生使地壳广泛熔融的热量; 剪切热所诱发部分熔融产生的岩浆多呈线性分布, 而松潘带内花岗岩类多呈“面状”分布, 故(1) 和(2) 提供热源的方式可以排除.由于在松潘块体内缺乏印支期幔源岩浆活动, 因此, 岩浆底侵作用难以解释松潘带印支期花岗岩类的形成, 况且, 岩浆底侵作用一般只诱发下地壳的熔融, 而强过铝质花岗岩的岩浆一般产于中地壳左右, 故第(3) 种提供热源的方式也可以排除.由此看来, 第(4) 种方式, 即岩石圈拆沉作用可能是马尔康强过铝质花岗岩产生的机制.
岩石圈拆沉作用是后碰撞构造演化阶段一个重要的地球动力学过程, 并常用来解释后碰撞花岗岩的形成机制(Jung et al. 1998;Wu et al. 2002,2005;Ilbeyli et al. 2004).岩石圈拆沉作用起因于地壳的加厚作用, 由此导致下地壳密度的增大, 从而产生岩石圈重力的不稳定性, 使岩石圈拆沉到软流圈中.岩石拆沉作用伴随有地幔软流圈物质的上涌, 并使未拆沉掉的岩石圈部分发生构造上的伸展.松潘造山带东部印支期后碰撞埃达克质花岗岩(221~216 Ma) 的出现反映了先前的下地壳的增厚作用(Zhang et al. 2006); 松潘带中部印支期后碰撞A型花岗岩(211 Ma) 的出现指示岩石圈的构造伸展作用(Zhang et al. 2007); 松潘带东南部印支期后碰撞I型花岗岩指示了下地壳镁铁质物质的部分熔融作用(Xiao et al. 2007). Zhang et al. (2007)提出松潘带上述这些印支期岩浆作用组合发生于岩石圈拆沉作用.马尔康强过铝质花岗岩的形成时代(208~200 Ma) 与上述岩浆组合的形成时代相近, 这反映了马尔康强过铝质花岗岩浆应同样产生于松潘带印支期岩石圈拆沉作用这一深部地球动力学过程.中粒二云母花岗岩的形成时代略早于中细粒二云母花岗岩、后者的岩浆形成温度高于前者和后者形成的岩浆有幔源物质的加入等证据说明岩石圈拆沉作用提供的热量首先促使了中粒二云母花岗岩岩浆的形成, 继而上涌的软流圈物质加入到中细粒二云母花岗岩的岩浆中, 并导致其形成的温度高于中粒二云母花岗岩.马尔康强过铝质岩浆派生于地壳中泥质岩类和杂砂岩类的部分熔融, 这类岩浆源区在地壳中的产生位置一般在中地壳20 km左右(Harris et al. 1995;Harission et al. 1997).这表明松潘带印支期岩石圈拆沉作用导致的地幔软流圈上涌热不仅诱发了下地壳物质的部分熔融(如松潘带埃达克质岩浆和I型花岗岩岩浆的形成), 而且还诱发了中地壳物质的部分熔融作用.因此, 马尔康强过铝质花岗岩浆的形成是松潘带印支期所发生的岩石圈拆沉作用在中地壳的响应.
5. 结论
松潘带马尔康中粒二云母花岗岩和中细粒二云母花岗岩均属于后碰撞强过铝质花岗岩.中粒二云母花岗岩岩浆结晶年龄为208±2 Ma, 岩浆来自于地壳中富粘土源区泥质岩类的部分熔融; 中细粒二云母花岗岩岩浆结晶年龄为200±2 Ma, 岩浆来自于地壳中贫粘土源区杂砂岩类的部分熔融.马尔康强过铝质花岗岩形成于松潘带印支期岩石圈拆沉作用这一地球动力学背景.松潘带岩石圈拆沉作用所导致的软流圈物质上涌热不仅使下地壳物质发生部分熔融, 而且还促使中地壳物质发生部分熔融.这表明松潘带印支期岩石圈拆沉作用导致了地壳不同层次的部分熔融作用, 同时说明在后碰撞构造阶段, 高温型强过铝质花岗岩的形成可能是岩石圈发生拆沉作用的一个重要标志.
-
图 1 松潘构造带马尔康地区地质简图(据四川省地质矿产局, 1991,简化)
Fig. 1. Simplified geological map of Markan area in Songpan fold belt
图 2 样品03SGZ-22和0701代表性锆石阴极发光(CL) 图像
Fig. 2. CL images of representative zircons of samples 03SGZ-22 and 0701
图 3 锆石U-Pb谐和图
Fig. 3. U-Pb zircon Concordia diagram of sample 03SGZ-22 and sample 0701
图 4 马尔康强过铝质花岗岩SiO2-K2O图(a)和A/NK-A/CNK图(b)(据Maniar and Piccoli，1989)
Fig. 4. K2O vs.SiO2(a) and A/NK vs.A/CNK (b) diagrams of Markan strongly peraluminous granites
图 5 马尔康花岗岩原始地幔标准化的微量元素(a)和稀土元素(b)组成模式
a原始地幔数值据Sun and McDonough(1989); b.球粒陨石标准化值据Taylor and Mclennan(1985)
Fig. 5. Primative mantle normalized trace element spider diagram (a) and chondrite-normalized REE patterns (b) of Markan granites
图 6 马尔康强过铝质花岗岩εNd(t)-ISr.
松潘带东北部埃达克质岩石数据来自Zhang et al. (2006); 松潘带东南部埃达克质花岗岩和Ⅰ型花岗岩数据来自Xiao et al. (2007); 松潘带中部A型花岗岩数据来自Zhang et al. (2007); LFBS型花岗岩数据来自Healy et al. (2004)
Fig. 6. εNd(t) vs. ISr. diagram of Markan strongly peraluminous granites
图 7 马尔康强过铝质花岗岩锆石的εHf (t) 频率
Fig. 7. Cumulative probability plots of εHf (t) for zircons from Markan strongly peraluminous granites
图 8 马尔康强过铝质花岗岩Rb/Sr-Rb/Ba (Sylvester, 1998)
Fig. 8. Rb/Sr vs. Rb/Ba diagram of Markan strongly peraluminous granites
表 1 样品03SCZ-22和样品0701 LA-ICP-M锆石U-Pb同位素分析数据
Table 1. U-Pb zircon LA-ICP-MS chronological data of samples 03SGZ-22 and 0701
表 2 马尔康强过铝质花岗岩主量元素(%)和微量元素数据(10―6)
Table 2. Major element (%) and trace element (l0-6) data of Markan strongly peraluminous granites
表 3 马尔康强过铝质花岗岩Sr-Nd同位素组成
Table 3. Sr and Nd isotopic compositions of Markan strongly peraluminous granites
表 4 样品03SGZ22和样品0701错石LuHf同位素资料
Table 4. Zircon Lu-Hf isotopic data of samples 03SGz-22 and 0701
-
[1] Amelin, Y., Lee, D. C., Halliday, A. N., 2000. Early-Mid-dle Archaean crustal evolution deduced from Lu-Hf and U-Pb isotopic studies of single zircon grains. Geochim. Cosmochim. Acta, 64 (24): 4205-4225. doi: 10.1016/S0016-7037(00)00493-2 [2] Andersen, T., 2002. Correction of commonleadin U-Pb analyses that do not report204Pb. Chemical Geology, 192 (1-2): 59-79. doi: 10.1016/S0009-2541(02)00195-X [3] Barbarin, B., 1996. Genesis of the two main types of peraluminous granitoids. Geology, 24: 295-298. [4] Bellieni, G., Cavazzini, G., Fioretti, A. M., et al., 1996. The Cima di Vila (Zinsnock) intrusion, eastern Alps: Evidence for crustal melting, acid-mafic magma mingling and wall-rock fluid effects. Mineralogy and Petrology, 56 (1-2): 125-146. doi: 10.1007/BF01162660 [5] Blichert-Toft, J., Albarede, F., 1997. The Lu-Hf isotope geochemistry of chondrites and the evolution of the mantle-crust system. Earth Planet. Sci. Let., 148 (1-2): 243-258. doi: 10.1016/S0012-821X(97)00040-X [6] Bolhar, R., Weaver, S. D., Whitehouse, M. J., et al., 2008. Sources and evolution of arc magmas inferred from coupled O and Hf isotope systematics of plutonic zircons from the Cretaceous separation point suite (New Zealand). Earth Planet. Sci. Lett., 268 (3-4): 312-324. doi: 10.1016/j.epsl.2008.01.022 [7] Bruguier, O., Lancelot, J. R., Malavieille, J., 1997. U-Pb dating on single detrital zircon grains from the Triassic Songpan-Garze flysch (Central China): Provenance and tectonic correlations. Earth Planet. Sci. Lett., 152 (1-4): 217-231. doi: 10.1016/S0012-821X(97)00138-6 [8] Burchfiel, B. C., Chen, Z. L., Liu, Y. P., et al., 1995. Teconics of the Longmen Shan and adjacent regions, Central China. Inter. Geol. Review, 37 (8): 661-735. doi: 10.1080/00206819509465424 [9] Calassou, S., 1994. Étude tectonique d'une chaine de décollement: A) Tectonique Triasique et Tertiaire de la Chaine de Songpan-GarzêB). Géométrie et Cinématiquedes Déformations Dans les Prismes D accrétionSédi mentaire: Modélisation Analogique. PhD Thesis, Univ, MontpellierⅡ, 1-400. [10] Chappell, B. W., White, A. J. R., 1992. I-and S-type granitesin the Lachlan fold belt. Trans. R. Soc. Edinburgh: Earth Sci., 83: 1-26. doi: 10.1017/S0263593300007720 [11] Chu, M. F., Chung, S. L., Song, B., et al., 2006. Zircon U-Pb and Hf isotope constraints on the Mesozoic tectonics and crustal evolution of southern Tibet. Geology, 34: 745-748. [12] DeBievre, P., Taylor, P. D. P., 1993. Table of the isotopic composition of the elements. Int J. Mass. Spectrom. IonProcess, 123: 149. doi: 10.1016/0168-1176(93)87009-H [13] Enkin, R. J., Yang, Z. Y., Chen, Y., et al., 1992. Paleomagnetic constraints on the geodynamic history of the major blocks of China from the Permian to the present. J. Geophysical Research, 97 (B10): 13953-13989. doi: 10.1029/92JB00648 [14] Finger, F., Roberts, M. P., Haunschmid, B., et al., 1997. Variscan granitoids of central Europe: Their typology, potential sources and tectonothermal relations. Mineralogy and Petrology, 61 (1-4): 67-96. doi: 10.1007/BF01172478 [15] Griffin, W. L., Wang, X., Jackson, S. E., et al., 2002. Zircon chemistry and magma mixing, SE China: In-situ analysis of Hf isotopes, Tonglu and Pingtan igneous complexes. Lithos, 61 (3-4): 237-269. doi: 10.1016/S0024-4937(02)00082-8 [16] Harris, N., Ayres, M., Massey, J., 1995. Geochemistry of granitic melts produced during the incongruent melting of muscovite: Implications for the extraction of Himalayan leucogranite magmas. J. Geophysical Research, 100 (B8): 15767-15777. doi: 10.1029/94JB02623 [17] Harris, N. B. W., Pearce, J. A., Tindle, A. G., 1986. Geo-chemical characteristics of collision-zone magmatism. In: Coward, M. P., Rise, A. C., eds., Collision tecton-ics. Blackell Scientific Publications (Geological Society Special Publications), 19: 67-81. [18] Harrison, T. M., Lovera, O. M., Grove, M., 1997. New insights into the origin of two contrasting Himalayan granite belts. Geology, 25: 899-902. [19] Harrowfield, M. J., Wilson, C. J. L., 2005. Indosinian deformation of the Songpan Garzê fold belt, Northeast Tibetan plateau. J. Structural Geology, 27 (1): 101-117. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DIZI201601001.htm [20] Healy, B., Collins, W. J., Richards, S. W., 2004. A hybrid origin for Lachlan S-type granites: The Murrumbridgee batholith example. Lithos, 79: 197-216. [21] Hsü, K. J., Guitang, P., Seng r, A. M. C., et al., 1995. Tectonic evolution of the Tibetan plateau: A working hypothesis based on the archipelago model of orogenesis. Inter. Geol. Review, 37 (6): 473-508. doi: 10.1080/00206819509465414 [22] Hu, J. M., Meng, Q. R., Shi, Y. R., et al., 2005. SHRIM PU-Pb dating of zircons from granitoid bodies in the Songpan-Ganzi terrane and its implications. Acta Petrol. Sin., 21 (3): 867-880 (in Chinese with English ab-stract). [23] Huang, M., Maas, R., Buick, I. S., et al., 2003. Crustal response to continental collisions between the Tibet, Indian, South China and North China blocks: Geochronological constraints fromthe Songpan-Garzêorogenic belt, western China. J. Metamorphic Geology, 21 (3): 223-240. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-SYSD201406004.htm [24] Ilbeyli, N., Pearce, J. A., Thirl wall, M. F., et al., 2004. Petrogenesis of collision-related plutonics in Central Anatolia, Turkey. Lithos, 72 (3-4): 163-182. doi: 10.1016/j.lithos.2003.10.001 [25] Jung, S., Mezger, K., Hoernes, S., 1998. Petrology and geochemistry of syn-to post-collisional metaluminous A-type granites: A major and trace element and Nd-Sr-Pb-O-isotope study fromthe Proterozoic Damara belt, Namibia. Lithos, 45 (1-4): 147-175. doi: 10.1016/S0024-4937(98)00030-9 [26] Liao, Z. L., Mo, X. X., Pan, G. T., et al., 2006. Petrochemistry characteristic and petrogenesis of peraluminous granite in the Tibet. Acta Geologica Sinica, 80 (9): 1329-1341 (in Chinese with English abstract). [27] Ludwig, K. R., 2001. Isoplot/Ex Version2.49: Ageochrono-logical Toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochro-nology Center Special Publ, 1a: 53. [28] Maniar, P. D., Piccoli, P. M., 1989. Tectonic discrimination of granitoids. Geol. Soc. America Bull., 101: 635-643. doi: 10.1130/0016-7606(1989)101<0635:TDOG>2.3.CO;2 [29] Mattauer, M., Malavieile, J., Calassou, S., et al., 1992. La châne triasique de Songpan-Garze (Quest Sechuan et Est Tibet): une châne de plissement-décollement sur marge passive. Comptes Rendus de1Académie des Sci-ences Paris, 314: 619-626. [30] Miller, C. F., McDowell, S. M., Mapes, R. W., 2003. Hot and cold granites?Implications of zircon saturation temperatures and preservation of inheritance. Geology, 31: 529-532. [31] Nie, S. Y., Yin, A., Rowley, D. B., et al., 1994. Exhumation of the Dabie Shan ultra-high-pressure rocks and accumulation of the Songpan-Ganzi flysch sequence, Central China. Geology, 22: 999-1002. [32] Pamic, J., Lanphere, M. A., Belak, M., 1996. Hercynian I-type and S-type granitoids from the Slavonian mountains (southern Pannonian basin, northern Croatia). Neues Jahrbuch fuer Mineralogie. Abhandlungen, 171: 155-186. doi: 10.1127/njma/171/1996/155 [33] Patiño Douce, A. E., 1999. What do experiments tell us about relative contributions of crust and mantle to the origin of granitic magmas?In: Carstro, A., Fernandez, C., Vigneresse, J. L., eds., Understanding granites: Interg-rating new and classic techniques. Geologieal Society, Special Publications, 168: 55-75. [34] Patiño Douce, A. E., Beard, J. S., 1995. Dehydration-melting of biotite gneiss and quartz amphibolite from 3 to 15 kbar. J. Petrology, 36 (3): 707-738. doi: 10.1093/petrology/36.3.707 [35] Patiño Douce, A. E., Harris, N., 1998. Experimental constraints on Himalayan anatexis. J. Petrology, 39 (4): 689-710. doi: 10.1093/petroj/39.4.689 [36] Patiño Douce, A. E., Johnston, A. D., 1991. Phase equilibria and melt productivity in the pelitic system: Implications for the origin of peraluminous granitoids and aluminous granulites. Contrib. Mineral. Petrol., 107 (2): 202-218. doi: 10.1007/BF00310707 [37] Pearce, J. A., Harris, N. B. W., Tindle, A. G., 1984. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. J. Petrology, 25 (4): 956-983. doi: 10.1093/petrology/25.4.956 [38] Pitcher, W. S., 1983. Granite type and tectonic environment. In: Hsü, K., ed., Mountain building processes. Academic Press, London, 19-40. [39] Reid, A. J., Wilson, C. J. L., Liu, S., 2005. Structural evidence for the Permo-Triassic tectonic evolution of the Yidun arc, eastern Tibetan plateau. J. Structural Geology, 27 (1): 119-137. doi: 10.1016/j.jsg.2004.06.011 [40] Roberts, M. P., Clemens, J. D., 1993. Origin of high-potassium, talc-alkaline, I-type granitoids. Geology, 21: 825-828. [41] Roger, F., Malavieille, J., Leloup, P. H., et al., 2004. Timing of granite emplacement and cooling in the Songpan-Garze fold belt (eastern Tibetan plateau) with tectonic implications. J. Asian Earth Sci., 22 (5): 465-481. doi: 10.1016/S1367-9120(03)00089-0 [42] Searle, M. P., Parrish, R. R., Hodges, K. A., et al., 1997. Shisha Pangma leucogranite, South Tibetan Himalaya: Field relations, geochemistry age, origin, and emplacement. J. Geology, 105 (3): 295-317. doi: 10.1086/515924 [43] Sengör, A. M. C., 1987. Tectonic subdivisions and evolution of Asia. Bull. Tech. Univ. Istanbul, 40: 355-435. [44] Sengör, A. M. C., Natalin, B. A., 1996. Paleotectonics of Asia: Fragments of a synthesis. In: Yin, A., Harrison, T. M., eds., The Tectonics of Asia. Cambridge UniversityPress, New York, 486-640. [45] Sichuan Bureau of Geology and Mineral Resoures. 1991. Regional geology of Sichuan Province. Geological. Publishing House, Beijing (in Chinese). [46] Skjerlie, K. P., Johnston, A. D., 1996. 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. Petrology, 37 (3): 661-691. doi: 10.1093/petrology/37.3.661 [47] Sun, S. S., McDonough, W. F., 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes. In: Saunders, A. D., Norry, M. J., eds., Magmatismin the ocean basin. Blackwell Sientific Publications (Geological Society Special Pub-lications), 42: 313-346. [48] Sylvester, P. J., 1998. Post-collisional strongly peraluminous granites. Lithos, 45 (1-4): 29-44. doi: 10.1016/S0024-4937(98)00024-3 [49] Taylor, S. R., McLennan, S. M., 1985. The continentalcrust: Its composition and evolution. Blackwell Scientific Publication, Oxford, 1-132. [50] Thompson, A. B., 1999. Some time-space relationships for crustal melting and granitic intrusion at various depths. In: Castro, A., Fernóndez, C., Vigneresse, J. L., eds., Understanding granites: Integrating new and classical techniques. Geol. Soci. Spec. Pub., 168: 7-25. [51] Turner, S., Hawkesworth, C., Liu, J. Q., et al., 1993. Timing of Tibetan uplift constrained by analysis of volcanic rocks. Nature, 364 (6432): 50-54. doi: 10.1038/364050a0 [52] Wang, X. F., Metcalfe, I., Jian, P., et al., 2000. The Jinshajiang-Ailaoshan suture zone, China: Tectonostratigaphy, age and evolution. J. Asian Earth Sci., 18 (6): 675-690. doi: 10.1016/S1367-9120(00)00039-0 [53] Watson, E. B., Harrison, T. M., 1983. Zircon saturation revisited: Temperature and composition effects in avariety of crustal magma types. Earth Planet. Sci. Lett., 64 (2): 295-304. doi: 10.1016/0012-821X(83)90211-X [54] Weislogel, A. L., 2008. Tectonostratigraphic and geochronologic constraints on evolution of the Northeast Paleotethys from the Songpan-Ganzi complex, Central China. Tectonophysics, 451 (1-4): 331-345. doi: 10.1016/j.tecto.2007.11.053 [55] White, A. J. R., Chappell, B. W., 1977. Ultrametamorphism and granitoid genesis. Tectonophysics, 43 (1-2): 7-22. doi: 10.1016/0040-1951(77)90003-8 [56] Wu, F. Y., Lin, J. Q., Wilde, S. A., et al., 2005. Nature and significance of the Early Cretaceous giantigneous event in eastern China. Earth Planet. Sci. Lett., 233 (1-2): 103-119. doi: 10.1016/j.epsl.2005.02.019 [57] Wu, F. Y., Sun, D. Y., Li, H. M., et al., 2002. A-type granites in northeastern China: Age and geochemical constraints on their petrogenesis. Chemical Geology, 187 (1-2): 143-173. doi: 10.1016/S0009-2541(02)00018-9 [58] Wu, F. Y., Yang, Y. H., Xie, L. W., et al., 2006. Hf isotopic compositions of the standard zircons and baddeleyites used in U-Pb geochronology. Chemical Geology, 234 (1-2): 105-126. doi: 10.1016/j.chemgeo.2006.05.003 [59] Xiao, L., Zhang, H. F., Clemens, J. D., et al., 2007. Late Triassic granitoids of the eastern margin of the Tibetan Plateau: Geochronology, petrogenesis and implicationsfor tectonic evolution. Lithos, 96 (3-4): 436-452. doi: 10.1016/j.lithos.2006.11.011 [60] Xu, Z. Q., Hou, L. W., Wang, Z. X., et al., 1992. Orogenic processes of the Songpan-Garze orogenic belt of China.Geological Publ. House,Beijing, 8-12, 65-66 (inChinese) [61] Yin, A., Harrison, T. M., 2002. Geologic evolution of the Himalayan-Tibetan orogen. Annual Review of EarthPlanet. Sci., 28: 211-280. [62] Yuan, H. L., Gao, S., Liu, X. M., et al., 2004. Accurate U-Pb age and trace element determinations of zircon by laser ablation-inductively coupled plasma-mass spectrometry. Geostandards and Geoanalytical Research, 28 (3): 353-370. doi: 10.1111/j.1751-908X.2004.tb00755.x [63] Zhang, G. W., Guo, A. L., Yao, A. P., 2004. Western Qinling-Songpan continental tectonic nodein China's continental tectonics. Earth Science Frontiers (China Uni-versity of Geosciences, Beijing), 11 (3): 23-32 (inChinese with English abstract). [64] Zhang, H. F., Harris, N., Parrish, R. R., et al., 2004. Causes and consequences of protracted melting of the mid-crust exposed in the North Himalayan antiform. Earth Planet. Sci. Let., 228 (1-2): 195-212. doi: 10.1016/j.epsl.2004.09.031 [65] Zhang, H. F., Parrish, R., Zhang, L., 2007. A-type granite and adakitic magmatism association in Songpan-Garze fold belt, eastern Tibetan plateau: Implicationfor lithospheric delamination. Lithos, 97 (3-4): 323-335. doi: 10.1016/j.lithos.2007.01.002 [66] Zhang, H. F., Zhang, L., Harris, N., et al., 2006. U-Pb zircon ages, geochemical and isotopic compositions of granitoids in Songpan-Garze fold belt, eastern Tibetan plateau: Constraints on petrogenesis and tectonic evolution of the basement. Contrib. Mineral. Petrol., 152 (1): 75-88. doi: 10.1007/s00410-006-0095-2 [67] Zhao, Y. J., Yuan, C., Zhou, M. F., et al., 2007. Geochemistry and petrogenesis of Laojungou and Mengtonggou granites in western Sichuan, China: Constraints on the nature of Songpan-Ganzi basement. Acta Petrol. Sin., 23 (5): 995-1006 (in Chinese with English abstract). [68] Zhou, M. F., Yan, D. P., Vasconcelos, P. M., et al., 2008. Structural and geochronological constraints on the tectono-thermal evolution of the Danba domal terrane, eastern margin of the Tibetan plateau. J. Asian EarthSci., 33 (5-6): 414-427. doi: 10.1016/j.jseaes.2008.03.003 [69] 胡健民, 孟庆任, 石玉若, 等, 2005. 松潘-甘孜地体内花岗岩锆石SHRIMP U-Pb定年及其构造意义. 岩石学报, 21 (3): 867-880. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-YSXB200503027.htm [70] 廖忠礼, 莫宣学, 潘桂棠, 等, 2006. 西藏过铝花岗岩的岩石化学特征及成因探讨. 地质学报, 80 (9): 1329-1341. doi: 10.3321/j.issn:0001-5717.2006.09.009 [71] 四川省地质矿产局, 1991. 四川省区域地质志. 北京: 地质出版社, 8-12, 65-66. [72] 许志琴, 侯立炜, 王宗秀, 等, 1992. 中国松潘-甘孜造山带的造山过程. 北京: 地质出版社. [73] 张国伟, 郭安林, 姚安平, 2004. 中国大陆构造中的西秦岭-松潘大陆构造结. 地学前缘, 11 (3): 23-32. doi: 10.3321/j.issn:1005-2321.2004.03.004 [74] 赵永久, 袁超, 周美夫, 等, 2007. 川西老君沟和孟通沟花岗岩的地球化学特征、成因机制及对松潘-甘孜地体基底性质的制约. 岩石学报, 23 (5): 995-1006. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-YSXB200705014.htm -
下载:
下载:
点击查看大图
计量
- 文章访问数: 3850
- HTML全文浏览量: 99
- PDF下载量: 95
- 被引次数: 0
