新疆西准噶尔接特布调A型花岗岩年代学、地球化学及岩石成因

杨高学 , 李永军 , 张 兵, 汪雅兵 ,刘振伟 , 严 镜 , 田陟贤

1)长安大学地球科学与资源学院, 陕西西安 710054;

2)西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室, 陕西西安 710054;

3)新疆维吾尔自治区地质矿产勘查开发局第七地质大队, 新疆乌苏 833000

新疆西准噶尔是巨型中亚造山带的一部分, 也是中亚—兴蒙巨型构造成矿域的重要组成部分, 构造上位于哈萨克斯坦—准噶尔板块唐巴勒—卡拉麦里古生代沟弧带内(肖序常等, 1992), 是一个构造背景极为复杂、岩浆活动极其强烈的地区(Chen et al.,2004; 韩宝福等, 2006; 苏玉平等, 2006; Windley et al., 2007; Zhou et al., 2008; Geng et al., 2009; 陈家富等, 2010; 刘国仁等, 2010)。王京彬等(2006)将西准噶尔及新疆北部后碰撞阶段的主要时限厘定为石炭纪—二叠纪, 同时认为后碰撞阶段的伸展期和挤压伸展转变期是新疆北部地区大规模成矿的高峰期。在晚石炭世—中二叠世期间, 西准噶尔发育的后碰撞花岗岩类以 A型花岗岩为主(图 1a)(韩宝福等,2006; 苏玉平等, 2006; Zhou et al., 2008; Chen et al.,2010)。另外, 也有 I型花岗岩类的报道, 如克拉玛依西岩体(高山林等, 2006)及萨吾尔山一带侵入体(Zhou et al., 2008)。前人研究认为这些I型花岗岩类可能形成于由挤压到伸展过渡的后碰撞环境(袁峰等, 2006; 范裕等, 2007; Zhou et al., 2008)。

西准噶尔出露的大量 A型花岗岩, 被认为是后碰撞地壳垂向生长记录者(Jahn, 2004; Chen et al.,2005; 韩宝福等, 2006), 这些研究主要集中于沿达尔布特断裂分布的庙尔沟岩体、阿克巴斯套岩体、克拉玛依岩体、红山岩体、哈图岩体和包古图埃达克岩(图1a)(张连昌等, 2006; 刘玉琳等, 2009; Yin et al., 2010)等代表岩体, 而对西准噶尔西南部唐巴勒玛依勒一带的花岗岩体的研究相对较薄弱(魏荣珠,2010)。本文对玛依勒一带具有代表性的酸性侵入体接特布调花岗岩体进行了详细调查研究, 将前人认为具有 I型花岗岩特征的接特布调花岗岩体厘定为A型花岗岩, 并进一步细分A1型和A2型, 与此同时,本文对该岩体进行了精确的锆石 LA-ICP-MS U-Pb定年, 获得了可靠年龄资料, 并结合系统的岩石地球化学分析, 探讨区域挤压到伸展构造环境转换过程的岩浆活动, 为研究西准噶尔玛依勒地区以及新疆北部的后碰撞构造演化、古生代地壳增生作用和动力学背景等提供重要证据。

图1 研究区地质简图及接特布调花岗岩体分布图Fig.1 Simplified geological sketch map of the study area showing the distribution of the Jietebutiao granite pluton a-西准噶尔区域地质简图(据新疆维吾尔自治区地质矿产勘查开发局, 1993); b-接特布调花岗岩体分布图

西准噶尔主要由一系列的增生杂岩带、古生代岩浆弧构成(Windley et al., 2007; Xiao et al., 2009),其主要构造特征为 NE—SW 向断裂非常发育,由北向南依次为巴尔雷克和达尔布特断裂, 它们控制着蛇绿岩和花岗岩的分布(图1a)。西准噶尔地区主要有达尔布特、克拉玛依、唐巴勒、玛依勒及巴尔雷克五条蛇绿混杂岩或蛇绿岩带(Feng et al., 1989;Zhang et al., 1993; 徐新等, 2006, 2010; 辜平阳等,2009)。这些蛇绿岩形态复杂, 变形强烈, 多沿走滑断裂分布, 时代跨度大, 从晚寒武纪到石炭纪均有出现, 其中唐巴勒蛇绿岩是该地区最老的蛇绿岩(Coleman, 1989; Feng et al., 1989), 形成时代为晚寒武纪—奥陶纪(Kwon et al., 1989)。另外, 该地区出露大量晚古生代中酸性侵入体, 根据产状可以分为两类: 一类呈大岩基状产出的晚石炭世—中二叠世后碰撞花岗岩类(韩宝福等, 2006; Zhou et al.,2008; Geng et al., 2009); 另一类是以小岩株或岩脉形式出露的石英闪长斑岩、闪长玢岩和花岗闪长斑岩等, 主要分布在包古图地区(沈远超等, 1993)。这些岩基及岩株主要侵位于泥盆纪与石炭世地层之中, 在萨吾尔山北坡, 个别花岗岩体侵位在早二叠世火山岩之中(韩宝福等, 2006)。研究区出露的地层主体为奥陶系至石炭系火山-沉积地层, 各地层单位多为断层接触。

1 岩体地质及岩石学特征

1.1 岩体地质

接特布调花岗岩体就位于玛依勒山南坡沿NW—SE向右行准噶尔断裂分布, 不规则状出露,NW向最长约25 km, NE向最宽约10 km。侵位于下奥陶统拉巴组、中上志留统玛依拉山组和中泥盆统库鲁木迪组中(图 1b)。岩体与围岩的接触界线在地表多呈不规则弯曲状, 接触面向呈外倾, 在侵入接触带上, 围岩广泛发育角岩化、千枚岩化和矽卡岩化接触变质带, 宽约 200～1200 m, 局部有混染交代现象。局部呈断层接触, 在 SW 侧岩体被第三系砖红色-灰色钙质粉砂质泥岩不整合覆盖。前人通过1:20万区域地质调查, 将接特布调花岗岩体的侵位时代厘定为华力西晚期, 最新的研究显示该岩体时代为早石炭世晚期(Tang et al., 2010), 但没有给出准确的同位素年龄。经过笔者等详细的野外地质调查,将岩体划分为两个岩性带, 自外向内, 岩体岩性逐渐由二长花岗岩向正长花岗岩演变, 且两者之间均为涌动接触关系, 一般有0.5～1.5 m的过渡带。

1.2 岩石学特征

二长花岗岩岩石新鲜面为浅肉红-浅灰色, 中-粗粒不等粒花岗结构, 局部有似斑状结构, 斑晶为斜长石(1%～5%), 块状构造。造岩矿物有斜长石(30%～40%), 石英(20%～30%)及钾长石(20%～30%),暗色矿物普通角闪石(1%～5%)及黑云母(1%～5%)组成, 副矿物有锆石, 磷灰石及含铁氧化物等。主要矿物特征: 斜长石灰白色, 以钠长石为主, 少量更长石, 半自形板柱状, 粒径约为 0.3～4 mm, 聚片双晶较为发育; 石英为油脂光泽, 它形粒状, 粒径约为0.5～3.5 mm; 钾长石浅肉红色, 半自形-自形板柱状,粒径约为0.3～4 mm, 卡氏双晶较为发育; 普通角闪石为墨绿色, 自形程度较差, 分布于长石和石英之间, 粒径约为1～3 mm。

正长花岗岩新鲜面多为浅肉红色, 粗粒花岗结构或似斑状结构, 块状构造。斑晶组成为钾长石(1%～10%)和石英(1%～5%), 分布不均匀, 粒径约为5～8 mm。造岩矿物有钾长石(60%～70%)、石英(20%～25%)及斜长石(1%～10%), 暗色矿物黑云母(1%～5%), 副矿物有锆石、磷灰石、磁铁矿、榍石等。主要矿物特征: 钾长石浅肉红色, 半自形-自形板柱状, 粒径约为2～5 mm, 卡氏双晶较为发育, 钠长石出溶条纹发育, 为条纹长石, 部分钾长石明显高岭土化; 石英表面干净, 为油脂光泽, 它形粒状, 粒径约为1～3 mm; 斜长石灰白色, 以钠长石为主, 少量更长石, 呈半自形板柱状, 粒径约为1～4 mm, 聚片双晶较为发育; 少量黑云母, 自形程度差, 粒径约为1～3 mm, 分布于长石粒间, 表明岩浆可能相对贫水, 抑制了含水矿物的结晶作用。

2 样品特征及分析方法

2.1 样品特征

野外采集样品共50余件, 经过仔细的镜下鉴定最终挑选出用于岩石全分析的 12件样品, 包括 10件二长花岗岩和2件正长花岗岩。这些样品均采自基岩露头, 样品新鲜, 采集位置避开了研究区内的接触带、蚀变带和断裂破碎带等。用于锆石LA-ICP-MS U-Pb定年的两件样品采自二长花岗岩(编号: 08RZ-XIII-5)和正长花岗岩(编号:08RZ-XIII-15)的内部, 采样位置坐标分别为X=5012802, Y=14638557; X=5016502, Y=14638726。

2.2 分析方法

主量元素在宜昌地质矿产研究所用X射线荧光光谱(XRF)方法分析完成, XRF溶片法按照国家标准GB/T 14506.28—1993执行。元素分析误差小于2.5%,氧化物总量介于99.75%～100.25%。FeO用湿化学分析法单独测定完成, 烧失量(LOI)在烘箱中经1000℃高温烘烤90 min后称重获得。微量元素在长安大学西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室采用 Thermo—X7电感耦合等离子体质谱仪进行样品测定, 仪器工作参数: Power: 1200 w, Nebulizer gas: 0.64 L/min, Auxiliary gas: 0.80 L/min, Plasma gas: 13 L/min。

锆石 U-Pb同位素测定在西北大学大陆动力学国家重点实验室用德国 MicroLas公司生产的GeoLas200 M激光剥蚀系统与 Elan 6100DRC ICP-MS联机上进行测定, 分析采用的激光斑束直径为30 μm, 激光脉冲为10 Hz, 能量为32～36 mJ,激光剥蚀样品的深度为20～40 μm。锆石年龄测定采用国际标准锆石 91500作为外部标准物质。详细分析步骤和数据处理方法参见相关文献袁洪林等(2003)。采用Glitter(ver4 0, Macquarie University)序对锆石的同位素比值及元素含量进行计算。并按照 Andersen Tom (2002)的方法。用 LAM-ICPMS Common Lead Correction (ver3.15)对其进行了普通铅校正。年龄计算及谐和图采用Isoplot (ver3.0)完成(Ludwig, 1991)。

3 分析结果

3.1 锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄

从二长花岗岩(编号: 08RZ-XIII-5)中选取的锆石为浅黄色-无色透明呈长柱状自形晶体, 晶体长0.15～0.45 mm, 宽 0.05～0.15 mm, 柱状长宽比为1:1～3:1, 其中锆石5.6长宽比达6:1。阴极发光图像上,锆石韵律环带结构清晰(图2), 具有岩浆成因锆石的特征。另外, 个别的锆石(5.11)具有继承核。从正长花岗岩(编号: 08RZ-XIII-15)中选取的锆石为无色透明相对于前者短柱状自形晶体, 晶体长 0.15～0.30 mm, 宽0.10～0.20 mm, 柱状长宽比为1:1～2:1。阴极发光图像表现出典型的岩浆韵律环带和明暗相间的条带结构等(图2), 具有岩浆成因锆石的特征。

二长花岗岩(编号: 08RZ-XIII-5)11颗锆石Th含量变化范围为 53.4×10-6～385.9×10-6, U 含量变化为99.4×10-6～661.6×10-6, 正 长 花 岗 岩 ( 编 号 :08RZ-XIII-15)14颗锆石的 Th、U含量分别为69.4×10-6～232.5×10-6, 154.1×10-6～489.3×10-6, 且 Th、U含量均呈现出较好的正相关关系(图略), 两个样品锆石均具有较高的 Th/U 比值(分别为 0.34～1.18,0.42～0.63), 属于典型岩浆成因锆石的范围(Hoskin et al., 2000)。二长花岗岩及正长花岗岩所有样点207Pb/206Pb 比 值 非 常 接 近(分 别 为 0.05～0.08,0.05～0.06), 表明这些锆石为同期岩浆结晶成因。前者样品中除了一个具有继承核的锆石(5.11)年龄(325±4) Ma之外的其余10颗锆石的年龄均落在谐和线上及附近, 加权平均206Pb/238U年龄为(287±9) Ma,MSWD=0.92(95%置信度)(图 3a), 后者样品中的 14颗锆石的年龄全部落在谐和线上, 加权平均206Pb/238U年龄为(278±3) Ma, MSWD=0.43(95%置信度)(图3b)。按照最新国际地质年表中石炭纪和二叠纪划分方案, 时代属于早二叠世。

3.2 主量元素

接特布调花岗岩体的正长花岗岩相对于二长花岗岩具有明显高硅(SiO2含量分别为76.11%～76.82%,68.35%～71.80%), 富 碱 (Na2O+K2O 分 别 为8.47%～8.49%, 6.80%～7.86%), 低钛(TiO2分别为0.04%～0.05%, 0.29%～0.82%), 贫钙(CaO 分别为0.36%～0.42%, 1.76%～2.87%), 相对低铝(Al2O3分别为 11.96%～12.22%, 14.11%～15.32%)的特征, 而MgO、P2O5和FeOt的含量在两者中相当。成分上, 大部分属于花岗岩, 个别落在花岗闪长岩区(图 4a),属于高钾钙碱性系列(图 4b)。前者的 A/CNK 值(0.98～1.01)大于 0.95, 属准铝质或弱过铝质花岗岩(图 4c), 这与部分样品 CIPW 标准矿物计算中出现少量的刚玉分子相吻合, 过碱指数(NK/A=0.95～0.96)接近于碱性花岗岩(1.0左右), 两者的 FeOt/MgO值较高(分别为 3.5～6.12, 1.56～4.88), 与澳大利亚Lachlan褶皱带中的铝质A型花岗岩的FeOt/MgO变化范围(4.16～35.2)(King et al., 1997)相近, 明显不同于一般I型(991个样品平均值2.27)、S型(578个样品平均值2.38)和M型(17个样品平均值2.37)花岗岩(Whalen et al., 1987)。后者的 R2值(R2=6Ca+2Mg+Al,＜300)明显低于前者(531～676)。总体上接特布调花岗岩体具有 A 型花岗岩的特征, 这与样品在(NaO2+K2O-CaO)-SiO2的投图结果一致(图4d)。

3.3 微量元素

微量元素分析结果表明, 正长花岗岩相对于二长花岗岩具有相对较低的稀土元素总量(ΣREE)(分别 为 23.8×10-6～49.3×10-6, 95.23×10-6～222.2×10-6),并且后者相对富集轻稀土元素(前者的(La/Yb)N为0.52～0.83, 后者的为 2.11～7.55)。在 REE球粒陨石标准化曲线(图 5a)上, 所有样品均表现为右倾海鸥型, 总体具有较明显的负Eu异常, 但正长花岗岩相对于二长花岗岩具有更明显负 Eu异常(Eu/Eu*分别为 0.01～0.02, 0.57～0.72)。

图2 西准噶尔接特布调花岗岩体中锆石阴极发光图像及测点年龄Fig.2 CL images and ages of zircons from the Jietebutiao granite pluton in West Junggar

图3 西准噶尔接特布调花岗岩体中二长花岗岩(a)和正长花岗岩(b)的锆石U-Pb谐和图Fig.3 U-Pb concordia plots of zircons from monzogranite (a) and syenogranite (b) for the Jietebutiao granite pluton

图4 西准噶尔接特布调花岗岩岩石类型和系列划分图解Fig.4 Classification and series diagrams of the Jietebutiao granite pluton in West Junggar

在原始地幔标准化蛛网图(图 5b)上, 所有样品表现为相对富集大离子亲石元素Rb, Th和K及高场强元素 Zr和 Hf, 强烈亏损 Ba、Sr、Ta和 Ti, 而在正长花岗岩中表现地更为明显, 表明它是一种高演化成分的A型花岗岩。正长花岗岩和二长花岗岩中均具有较高的 10000×Ga/Al值(分别为 2.44～3.39,11.36～13.6), 大多数大于 A 型花岗岩的下限值(2.6)(Whalen et al., 1987), 明显高于I型和S型花岗岩的平均值(分别为2.1和2.28)(Whalen et al., 1987);前者的元素组合 Zr+Nb+Ce+Y含量明显低于后 者 (分 别 为 167.13×10-6～175.29×10-6, 192×10-6～427.19×10-6), 后者的平均值(328.14×10-6)接近于A型花岗岩下限值(350×10-6)(Whalen et al., 1987)。在(Na2O+K2O)-10000Ga/A1和Nb-10000Ga/A1图解(图6)中, 接特布调岩体不仅与一般的 I、S和M型花岗岩有明显差别, 而且与分异作用完全的I、S型长英质花岗岩也能很好地区别开来。

4 讨论

4.1 岩石类型

前人研究认为唐巴勒一带分布的石英二长岩,黑云母花岗岩和花岗闪长岩包括接特布调二长花岗岩均属于I型花岗岩(新疆维吾尔自治区地质矿产勘查开发局, 1993)。通过详细的岩石地球化学研究发现, 该岩体具有高硅(SiO2含量＞68.35%), 富碱((Na2O+K2O)含量＞6.80%), 贫钙(CaO 含量＜2.87%)及高 FeOt/MgO比值(大多数＞3.5)的特征。同时, 岩石相对富集REE(除Eu)和大离子亲石元素(Rb、Th、K), 而强烈亏损Zr、Nb、Ti等高场强元素, 具有较高的10000Ga/Al比值(＞2.44, A型花岗岩的下限值为2.6), 这些特征均显示接特布调花岗岩属于 A型花岗岩(图 4d, 图 5及图 6)。Eby(1992)通过对大量 A型花岗岩进行综合研究, 根据其地球化学特征把 A型花岗岩分为两类: 即 A1型和 A2型, 其中 A1型(Y/Nb＜1.2)与大陆裂谷或板内环境有关, A2型(Y/Nb＞1.2)形成于造山后或后碰撞环境。接特布调花岗岩的 Y/Nb值明显分为两部分, 正长花岗岩的Y/Nb值小于 1.2(0.3～0.8), 属于 A1型, 而二长花岗岩的Y/Nb值大于1.2(1.8～2.5), 属于A2型。这与在Rb/Nb-Nb及Nb-Y-Ce投图结果相吻合(图7)。同时,这一结论在 REE球粒陨石标准化曲线(图 5a)和原始地幔标准化蛛网图(图 5b)及(Na2O+K2O)-10000Ga/A1和 Nb-10000Ga/A1图(图6)中得到佐证。

4.2 构造环境

图5 球粒陨石标准化的稀土元素配分模式(a)和原始地幔标准化的多元素蛛网图(b)(球粒陨石和原始地幔标准值据Sun et al., 1989)Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized multi-elements spider diagram (b)(chondrite data and primitive mantle data after Sun et al., 1989)

图6 西准噶尔接特布调花岗岩Na2O+K2O和Nb-10000Ga/A1图解(据Whalen et a1., 1987)Fig.6 Na2O+K2O and Nb versus 10000Ga/A1 diagrams for the Jietebutiao granite pluton in West Junggar(after Whalen et a1., 1987)

西准噶尔乃至整个新疆北部A型花岗岩大多形成于320～260 Ma(韩宝福等, 2006; 唐红峰等, 2007;毛启贵等, 2008; Han et al., 2010; 靳松等, 2010; 杨高学等, 2010; 李国臣等, 2012)。本次对接特布调岩体进行锆石LA-ICP-MS U-Pb定年获得二长花岗岩和正长花岗岩的加权平均 Pb/ U年龄分别(287±9) Ma和(278±3) Ma, 基本落在前人获得的西准噶尔其它岩体年龄范围之内。通过大量的研究认为, 这类花岗岩产出于非造山或后碰撞伸展环境(Whalen et al., 1987; Eby, 1990; Bonin, 2007)及裂谷环境(Collins et al., 1982; 周宇章等, 2006)。

花岗岩的微量元素组成明显受其成岩的构造环境制约, 在 Pearce等(1984)总结的有关微量元素构造环境判别图中, 接特布调花岗岩体的二长花岗岩样品都落在火山弧花岗岩区, 而正长花岗岩样品落在板内花岗岩区(图 8a), 总体上两者均落在了西准噶尔 A 型花岗岩区, 同时都属于后碰撞花岗岩(图8b), 这与样品在 Nb-Y-Ce图(图 7b)分别投入 A2和A1区的结果完全一致。结合年代学、地球化学特征及前人研究成果, 我们认为具有岛弧印迹的二长花岗岩形成于后碰撞环境, 而具有板内特征的正长花岗岩可能形成于后碰撞向板内裂谷转换阶段或者板内裂谷环境。

4.3 成因模式

A型花岗岩的岩浆源区一直备受争议, 关于其成因曾有多种成因模式, 如地幔玄武质岩浆高度结晶分异(Han et al., 1997); 幔源物质和壳源物质混合(Konopelko et al., 2007); 各种源岩的部分熔融, 如麻粒岩相岩石(King et al., 1997), 英云闪长岩-花岗闪长岩(Creaser et al., 1991)及新生玄武质地壳等。可见, A型花岗岩形成过程较复杂, 源岩具有多样性。

图7 西准噶尔接特布调A型花岗岩分类图(据Eby, 1992)Fig.7 Classification of the Jietebutiao granite pluton in West Junggar A-type granites(after Eby, 1992)

图8 西准噶尔接特布调A型花岗岩构造环境判别图(据Pearce et al., 1984; Han et al., 2010)Fig.8 Tectonic discrimination diagrams for the Jietebutiao granite pluton in West Junggar A-type granites(after Pearce et al., 1984; Han et al., 2010)

图9 西准噶尔接特布调A型花岗岩岩石源区Ce/Nb-Y/Nb及Yb/Ta-Y/Nb判别图(据Eby, 1992)Fig.9 Ce/Nb versus Y/Nb and Yb/Ta versus Y/Nb discrimination diagrams for the Jietebutiao granite pluton in West Junggar A-type granites(after Eby, 1992)

如果接特布调岩体是幔源基性岩浆直接的分异产物, 花岗岩的周围应有大量基性岩出露, 而事实上, 该岩体及整个西准噶尔地区很少发现与正(碱)长花岗岩时空关系密切的基性超基性岩, 当然也不排除有基性岩浆底侵的可能性(苏玉平等, 2006)。另外, 在蛛网图(图5b)中Nb亏损较明显, 因此可以基本排除其由地幔玄武质岩浆高度结晶分异形成的可能。此外, 二长花岗岩中存在的早石炭世(325±4) Ma的熔蚀残留锆石核, 暗示其源区很可能与早石炭世岩浆事件有关。由于西准噶尔地区在早石炭世发生俯冲碰撞(Han et al., 2010), 因此岩体中存在的早石炭世的年龄可能暗示了其源岩中包含石炭纪的岛弧岩浆岩。而这恰恰与岩体属于高钾钙碱性系列(图4b)和具有富集大离子亲石元素 Th、K, 相对亏损高场强元素 Nb、Ta和 Ti的地球化学特征相吻合, 特别是在二长花岗岩中体现地更为明显(图5b)。

从A型花岗岩源区判别图解(图9)可以看出, 二长花岗岩样品落在岛弧玄武岩(IAB)和洋岛玄武岩(OIB)的过渡区, 而正长花岗岩样品落在洋岛玄武岩附近, 表明其源区物质既不同于典型的洋岛玄武岩也不属于典型岛弧玄武岩的特征, 但总体上显示有地幔组分参与成岩的印迹。由于还缺乏该岩体详细的 Sr-Nd同位素资料, 我们还不能对其源岩或成因模式进行准确的限制。但是, 结合西准噶尔地区及整个中亚造山带内的岩浆岩普遍具有高正的εNd(t)值(5.4～9.2)和较年轻的 Nd模式年龄(T2DM年龄为300～600 Ma)的事实(Han et al., 1997; Chen et al.,2004), 我们认为接特布调花岗岩主要来源于由年轻的地幔来源的物质组成的下地壳。

西准噶尔地区在晚石炭晚期就已经完成了碰撞和拼贴(Chen et al., 2010; Han et al., 2010), 在早石炭早期—中二叠世处于后碰撞阶段(韩宝福等, 2006;Zhou et al., 2008)。如前文提及, 本次获得的接特布调花岗岩体锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄(287±9) Ma和(278±3) Ma属于早二叠世, 因此, 该岩体就位于后碰撞岩石圈伸展的构造背景: 岩石圈伸展促使软流圈上涌并加热年轻的中下地壳物质, 导致在早石炭纪发生俯冲的洋壳和底侵的岛弧岩浆岩发生熔融形成A型花岗岩。在后碰撞岩浆活动的初期, 形成具有岛弧印迹的A2型二长花岗岩(Eby, 1992), 随着岩石圈进一步伸展, 可能在局部出现类似裂谷的环境, 即形成显示裂谷特征的A1型正长花岗岩(Eby,1992)。

5 结论

1)对接特布调岩体进行了精确的锆石LA-ICP-MS U-Pb定年, 获得二长花岗岩和正长花岗岩的加权平均206Pb/238U年龄分别(287±9) Ma和(278±3) Ma。

2)经过详细的岩石学、年代学及岩石地球化学研究, 将前人认为的接特布调 I型花岗岩厘定为 A型花岗岩。其中的正长花岗岩具有明显的高硅、富碱、贫钛和钙及高FeOt/MgO比值, 低稀土总量及明显的负Eu异常的特征, 属于准铝质或弱过铝质高钾钙碱性系列, 二长花岗岩与其类似, 但稀土总量明显高于正长花岗岩, 而负Eu异常也相对较不明显。另外, 正长花岗岩相对二长花岗岩明显的富集大离子亲石元素(Rb、Th、K)及高场强元素(Zr、Hf、Nb),而强烈亏损 Ba、Sr、Eu、Ti等, 和较高的 10000Ga/Al比值(＞2.44)。本文将接特布调花岗岩体进一步细分为 A1和 A2型, 分别对应于正长花岗岩和二长花岗岩。

3)接特布调岩体就位于后碰撞环境, 来源于由年轻的地幔来源的物质组成的下地壳。在后碰撞岩浆活动的初期, 年轻的下地壳部分熔融形成具有岛弧印迹的A2型二长花岗岩岩浆, 随着岩石圈进一步伸展, 可能在局部出现类似裂谷的环境, 即形成显示裂谷特征的A1型正长花岗岩岩浆。

致谢:评审专家及责任编辑对本文进行了认真审阅,并提出了具体的修改意见, 在此表示诚挚的感谢。

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