关俊雷等 : 北冈底斯带日土县 拉梅拉山口花岗岩体的岩石地球化学特征 锆石 U Pb 测年及 Hf 同位素组成 1667 量发育暗色微粒包体等直接岩石学证据相佐证 结合区域构造演化及岩体所处的大地构造位置, 该套花岗岩体应该形成于洋壳闭合时的碰撞造山过程, 其形成与侵位与北侧班公湖 怒江结合带的构造

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1 /2014/030(06) ActaPetrologicaSinica 岩石学报 北冈底斯带日土县 拉梅拉山口花岗岩体的岩石地球 化学特征 锆石 U Pb 测年及 Hf 同位素组成 1,2 关俊雷 1 耿全如 2 王国芝 1 彭智敏 1 张璋 3 寇福德 1 丛峰 2 李娜 GUANJunLei 1,2,GENGQuanRu 1,WANGGuoZhi 2,PENGZhiMin 1,ZHANGZhang 1,KOUFuDe 3,CONGFeng 1 andlina 2 1 中国地质调查局成都地质调查中心, 成都 成都理工大学地球科学学院, 成都 青海油田勘探开发研究院, 敦煌 ChengduCenterofChinaGeologicalSurvey,Chengdu610081,China 2 ColegeofEarthSciences,ChengduUniversityofTechnology,Chengdu610059,China 3 InstituteofExploration&Development,PetroChinaQinghaiOilfieldCompany,Dunhuang736020,China 收稿, 改回 GuanJL,GengQR,WangGZ,PengZM,ZhangZ,KouFD,CongFandLiN 2014 Geochemical,zirconU Pbdating andhfisotopecompositionsstudiesofthegraniteinritucounty LameilaPasarea,NorthGangdse,Tibet ActaPetrologica Sinica,30(6): Abstract GranitesamplesfromRituCounty LameilapasareaofwesternTibetwereselectedforadetailedgeochronologicaland geochemicalanalysistostudyitspetrogenesis Alsamplesweremetaluminous(0 76<A/CNK<1 0),andhadQ+Or+Ab+An+ Di(orC)+HyinCIPW composition Theyalsoshowedinrightsteeply deviationfrom LREEtoHREEwithobviouslynegativeEu anomaly(δeu=0 56~0 99),enrichedinRb,Pb,ThanddepletedinK,Ba,especialyHFSE(Nb,Ta,Ti) LA ICP MSU Pb zirconagesformoyite,monzograniteandgranodioriteare79 4±0 4Ma,81 0±0 5Maand81 3±0 5Marespectively,indicating thattheywerealformedinlatecretaceous ZirconHfisotopiccompositionsoftwosamplesshowedpositiveHfisotopicinitialratioand had547 5~658 0Ma,523 4~710 2Maoftwostagemodelagesrespectively Petrochemistryindicatedthatprimitivematerialofthe granitecamefromhornblende enrichedlowercrust,whichwereformedbyoldcrustandneo crustmixingandpartialmeltinginthe conditionof700~800, <8kbarandfluid enriched Suchconclusionagreedwiththepetrologyevidencethatmaficmicrogranular enclaves(mme)werefoundinitsoutcroup Thegranitewereformedbygraniticmagmatismsduringtheoceaniccrustorogenic subducting,asthemagmaticresponsetothebangong NujiangTethysevolution Keywords Granite;ZirconU PbdatingandHfisotope;LateCretaceous;Subductionandcolision;RituCounty,Tibet 摘要对西藏西部日土县城以南 拉梅拉山口一带的花岗岩体开展了详细的岩相学 岩石地球化学和锆石 U Pb 年代学及 Hf 同位素研究 所有样品铝饱和指数 A/CNK 集中在 0 76~1 0 之间, 为准铝质类型 CIPW 标准矿物组合为 Q+Or+Ab+ An+Di( 或 C)+Hy 在稀土元素配分图中呈现出右倾缓倾斜型的特征, 轻稀土元素富集并出现较强的分馏作用, 重稀土元素无分馏 轻微分馏 δeu 在 0 56~0 99 范围之间, 属于铕亏损型 大离子亲石元素出现分化, 富集 Rb Pb Th 而亏损 K Ba, 高场强元素 Nb Ta Ti 等明显亏损 获得钾长花岗岩 二长花岗岩及花岗闪长岩中岩浆结晶锆石的 LA ICP MSU Pb 年龄分别为 :79 4±0 4Ma 81 0±0 5Ma 和 81 3±0 5Ma, 结合锆石稀土元素和岩浆振荡环带特征及 Th/U 比值, 上述年龄结果可代表岩石的结晶年龄, 表明该套岩体为晚白垩世侵位的大型岩基 两件样品的锆石均具有正的 Hf 同位素初始比值 ε Hf (t), 两阶段 Hf 模式年龄 (t DM2 ) 分别介于 547 5~658 0Ma 523 4~710 2Ma 之间 分析认为该套岩体的物质来源应该为富角闪石的下地壳, 可能为幔源岩浆首先侵入到地壳基底岩石中形成新生地壳, 然后在温度约为 700~800 之间 压力 <8kbar 且富含流体的影响下, 这种既有新生地壳又有古老基底地壳构成的混合地壳发生部分熔融而形成 这一结论与野外宏观露头上岩体中大 本文受国家自然科学基金项目 ( ) 中国地调局青藏专项 ( ) 联合资助. 第一作者简介 : 关俊雷, 男,1984 年生, 工程师, 构造地质学专业,E mail:jlguan2007@163.com

2 关俊雷等 : 北冈底斯带日土县 拉梅拉山口花岗岩体的岩石地球化学特征 锆石 U Pb 测年及 Hf 同位素组成 1667 量发育暗色微粒包体等直接岩石学证据相佐证 结合区域构造演化及岩体所处的大地构造位置, 该套花岗岩体应该形成于洋壳闭合时的碰撞造山过程, 其形成与侵位与北侧班公湖 怒江结合带的构造演化有成因上的联系, 是班公湖 怒江特提斯洋向南的俯冲碰撞的产物 关键词花岗岩体 ; 锆石 U Pb 测年 ;Hf 同位素 ; 晚白垩世 ; 俯冲碰撞 ; 西藏日土县中图法分类号 P ;P 引言 青藏高原西部日土县与狮泉河之间广泛发育的中酸性花岗岩类, 位于班公湖 怒江蛇绿混杂岩带与南侧的狮泉河 纳木错蛇绿混杂岩带之间, 属北冈底斯带昂龙岗日 班戈岩浆弧的西段 ( 耿全如等,2012a) 昂龙岗日花岗岩带主体出露于日土县城以南, 西起克什米尔, 经斯潘古尔 日土县日松乡至盐湖乡一带, 在我国境内东西长达 190km, 南北宽一般约为 25~30km, 总面积达 3315km 2 由于构造位置特殊, 该花岗岩带是研究班公湖 怒江洋盆与狮泉河 纳木错洋盆构造演化和成矿地质背景的理想区域 日土县 拉梅拉山口一带出露的花岗岩体, 属于昂龙岗日花岗岩带的西段 ( 图 1), 是冈底斯带中最大的侵入体之一 ( 郭铁鹰等,1991) 从整体上看, 日土县 拉梅拉山口一带花岗岩体的分布明显受到区域构造的控制, 岩体走向延长及岩浆岩带的展布方向主要为北西西 南东东向 花岗岩体多为规模巨大的岩基, 少数为岩株状 ; 岩体时代跨越燕山早期至喜马拉雅中期 ( 郭铁鹰等,1991; 西藏自治区地质矿产勘查开发局,1993) 花岗岩的岩石类型包括: 花岗闪长岩 英云闪长岩 二长花岗岩 石英闪长岩及钾长花岗岩等 ( 西藏自治区地质矿产勘查开发局,1993) 在岩体西部热角附近, 见到花岗闪长岩岩枝穿插于石英闪长岩中, 并且在花岗闪长岩的内接触带见有石英闪长岩的捕虏体 ( 郭铁鹰等,1991) 前人研究中根据岩石类型相互穿插关系及同位素年龄, 将岩体划分出 3 个阶段 : 第一期次为花岗闪长岩体和英云闪长岩体侵位 ; 第二期次主要为二长花岗岩体, 具有斑状 似斑状结构 ; 第三期次为钾长花岗岩 ( 西藏自治区地质矿产勘查开发局, 1993) 由于研究程度较低, 本区花岗岩体的时代 构造背景等尚需进一步深入研究 根据岩性差异及侵入关系, 岩体中不同岩性岩体的形成时代可能有所不同, 但一般认为岩体的形成及侵位时代应晚于早白垩世 ( 西藏区域地质调查大队, ; 江西省地质调查院,2004a 2,b 3 ; 西藏自治区地质矿产勘查开发局,1993) 根据岩体中不同岩性样品的同位素年代学测试, 先后获得石英闪长岩 ( 全岩 K Ar 法, 119 1Ma; 黑云母 K Ar 法,75Ma) 花岗闪长岩 (K Ar 法, 81 89Ma; 锆石 U Pb 法,56 8Ma) 闪长岩 ( 黑云母 K Ar 法, 81 2±2 3Ma) 及斑状黑云母闪长岩 ( 黑云母 K Ar 法,90 5± 2 3Ma) 等年龄 ( 西藏区域地质调查大队,1987; 江西省地质调查院,2004b; 郭铁鹰等,1991) 根据岩体中不同岩石类型 的全岩 K Ar 法 黑云母 K Ar 法等测试结果, 将其时代划为燕山晚期, 时代在 83 94~124Ma 之间 ( 西藏自治区地质矿产勘查开发局,1993) 到目前为止, 本区花岗岩体仍然缺乏高精度的锆石 U Pb 同位素测年, 同时也缺乏系统的岩石地球化学和构造成因环境的研究 本文在野外地质调查工作的基础上, 对日土县 拉梅拉山口一带的花岗岩体开展详细的岩相学 岩石地球化学 锆石 U Pb 测年及 Hf 同位素等不同的测试研究工作, 以确定其形成时代 构造背景及岩浆源区特征等, 为研究班公湖 怒江结合带特提斯弧盆系演化提供约束 2 区域地质背景 研究区位于西藏西部阿里地区的日土县城以南 拉梅拉山口一带, 大地构造位置上处于北侧的班公湖 怒江蛇绿混杂岩带与南侧的狮泉河 纳木错蛇绿混杂岩带之间, 属昂龙岗日岩浆弧带的西延部分 ( 图 1) 研究区中酸性侵入体岩性主要有二长花岗岩 钾长花岗岩 花岗闪长岩及石英闪长岩等 岩体围岩地层主要为上侏罗统的多仁组 (J 3 d) 日松组 (J 3 r), 并在围岩接触带中形成角岩化 ( 图 2a) 接触变质带宽度从数百米至数千米不等, 一部分岩体保留有围岩顶盖, 显示岩体剥蚀不深 ( 西藏自治区地质矿产勘查开发局, 1993) 花岗岩体露头发育良好, 岩体新鲜蚀变弱, 发育一组走向近东西向近直立的节理 ( 图 2b) 岩石呈浅灰白色, 中粗粒花岗结构 似斑状结构, 块状构造 矿物粒径在 1~10mm 不等, 主要矿物组成为钾长石 35% ~50% 斜长石 20% ~ 35% 石英 25% ~30% 角闪石 2% ~8% 黑云母 2% ~5%, 岩性主要为黑云二长花岗岩 黑云母钾长花岗岩等 ( 图 2c) 在二长花岗岩岩体中发育较多的浑圆状 次棱角状暗色细粒闪长质包体 ( 图 2c,d), 直径一般在 15~50cm 之间, 最大者可达 70cm 以上 包体与岩体界限清晰, 无混染或烘烤变质现象, 显示二者为同源岩浆分异而成 花岗闪长岩体位于二长花岗岩体以南, 由于风化剥蚀严重, 两种岩体的界限 接触 1 西藏区域地质调查大队 中华人民共和国区域地质调查报告 万日土幅 2 江西省地质调查院.2004a. 中华人民共和国区域地质调查报告 1 25 万日土县幅 3 江西省地质调查院.2004b. 中华人民共和国区域地质调查报告 1 25 万喀纳幅

3 1668 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2014,30(6) 图 1 青藏高原西部日土县以南区域地质略图 (a, 据耿全如等,2012b;b, 据曲晓明等,2010;c, 据邱瑞照等,2004) 1 Q 第四系松散沉积物 ;2 E 1 2 n 牛堡组砂砾岩夹泥岩 ;3 K 2 j 竟柱山组砂砾岩 ;4 K 1 o 欧利组砂砾岩 ;5 K 1 l 郎山组生物碎屑灰岩 ;6 K 1 d 多尼组砂岩 灰岩夹火山岩 ;7 J 3 K 1 s 沙木罗组砂岩 钙质斑岩 ;8 JM 1 2 木嘎岗日群碎屑岩 灰岩及火山岩夹外来岩块 ;9 J 2 3 J 接奴群板岩 砂岩夹砾岩 ;10 J 2 3 l 拉贡塘组浊积岩 ;11 T 3 R 1 2 日干配错群灰岩夹砂岩 ;12 P 2 t 吞龙共巴组碎屑岩 灰岩 ;13 Σ ορm 蛇绿混杂岩块 ;14 δο 石英闪长岩 ;15 γδ 花岗闪长岩 ;16 ηγ( 黑云母 ) 二长花岗岩 ;17 γ 中酸性花岗岩 ;18 重要断裂 ;19 本文采样点 Fig.1 RegionalgeologicalmapofsouthernareaofRituCounty,Tibet(a,afterGengetal.,2012b;b,afterQuetal.,2010;c, afterqiuetal.,2004) 关系不详 岩石呈浅灰 灰白色, 中细粒花岗结构 似斑状结构, 块状构造 矿物粒度约 1~2mm, 成分以斜长石 + 石英 + 角闪石 + 黑云母为主, 暗色矿物含量明显增多, 与二长花岗岩体或钾长花岗岩差异明显 岩体中发育一组近东西走向的节理, 产状近于直立 ; 岩体与围岩接触关系不清 ( 未见直接围岩 ) 岩体的围岩地层主要为上侏罗统多仁组 (J 3 d) 和日松组 (J 3 r) 1 25 万日土县幅区调工作将日土地区斯潘古尔 龙门卡断裂带以南的原侏罗纪木嘎岗日岩群解体, 新建上侏罗统多仁组 日松组 ( 江西省地质调查院,2004a; 欧阳克贵等, 2005; 谢国刚等,2009) 多仁组整合于中下侏罗统拉贡塘组 (J 1 2 l) 之上, 为一套条纹条带微细粒石英砂岩组合, 水平层 理 平行层理发育 日松组整合于多仁组之上, 总体为一套细碎屑岩夹透镜状灰岩组合, 岩性以灰黑色细砂岩 ( 泥质 ) 粉砂岩及黑灰色板岩等为主, 被岩体侵入接触并发生角岩化 在沉积环境上, 多仁组 日松组整体应该为一套陆棚边缘盆地 浅海陆棚相沉积, 区域上被下白垩统多尼组 (K 1 d) 不整合覆盖 ( 欧阳克贵等,2005; 谢国刚等,2009) 由于接触变质作用的影响, 围岩普遍发生重结晶形成绢云母和黑云母 靠近岩体出现宽约 10~15cm 的辉石角岩带 岩体与围岩接触界限明显, 接触面不规则, 与围岩接触部位有各种形态的岩脉或岩枝穿插于围岩中 ( 图 2a), 由于受到岩体侵入的挤压作用, 围岩比较破碎 在接触破碎带附近还可见到岩体中包含有围岩的捕虏体 ( 角岩化的砂岩等 )

4 关俊雷等 : 北冈底斯带日土县 拉梅拉山口花岗岩体的岩石地球化学特征 锆石 U Pb 测年及 Hf 同位素组成 1669 图 2 日土县以南 拉梅拉山口一带花岗岩体的野外宏观露头照片 (a) 二长花岗岩体侵入于上侏罗统砂板岩地层中, 围岩有角岩化 ;(b) 岩体中发育一组近直立的节理 ;(c) 二长花岗岩中发育的暗色微细粒闪长质包体 ;(d) 暗色细粒闪长质包体 Fig.2 OutcropofthegraniteinRituCounty LameilaPasarea 3 样品描述及分析方法 本文采样点位于日土县以南 拉梅拉山口之间的公路沿线, 采样点编号及经纬度坐标分别为 :D1042(N E ) D1042 3(N E ) 及 D1044(N E ) 岩石薄片磨制在国土资源部西南矿产资源监督检测中心完成, 在蔡司 Axioskop40 偏光显微镜下进行薄片鉴定 照相等 D1042 样品薄片下定名为中粗粒角闪黑云钾长花岗岩 岩石呈肉红色, 中粗粒花岗结构, 块状构造 主要矿物成分 : 钾长石 40% ±, 石英 35% ±, 斜长石 20% ~25%, 黑云母约 5%, 角闪石约 2% 钾长石的含量明显大于斜长石, 成分主要为条纹长石, 其次有微斜长石, 主要呈他形粒状, 分布杂乱 矿物晶粒粗大, 一般在 5~8mm 之间, 主要发育较细密的平行细条纹和较粗的沿裂隙分布的不规则条纹, 为出溶条纹和交代条纹 ( 图 3a), 轻微发生绿泥石化 石英颗粒多为他形粒状, 斜长石主要为更长石 钠更长石 (An=10~25), 呈半自形晶体 他形粒状, 粒径约在 2~5mm 之间, 发育蠕虫结构 黑云母多数呈鳞片状, 大小在 1~3mm 之间, 多色性明显 :Ng = 棕黄色,Np = 淡黄色 角闪石呈板柱状, 单偏镜为浅绿色, 含量较少 D 样品薄片下定名为似斑状中粗粒黑云二长花岗岩, 侵位于多仁组 日松组地层中并形成角岩化 岩石呈浅肉红色 灰白色, 中粗粒花岗结构 似斑状结构, 块状构造 主要矿物成分 : 钾长石 35% ~40%, 斜长石 30% ~35%, 石 英 25% ~30% 暗色矿物含量以黑云母为主, 含量小于 3% 此外还有少量磁铁矿 磷灰石 榍石等副矿物 ( 图 3b) 斑晶主要以钾长石为主, 基质由细粒的钾长石 斜长石 石英等矿物组成 钾长石成分主要为条纹长石和正长石, 呈他形粒状, 粒径一般在 2~7mm 之间, 最大可达 12mm 以上, 晶体中可见包裹有斜长石 黑云母矿物等, 在矿物颗粒边部多发生轻微的绿泥石化 斜长石多为 An 牌号在 20~30 之间的更长石, 呈半自形板状 长柱状, 粒径一般在 1~3mm 之间, 基本未发生次生蚀变 石英多呈他形粒状, 粒径一般在 1~ 3mm 之间 暗色矿物含量不足 5%, 以片状的黑云母为主, 具多色性 D1044 样品薄片下定名为似斑状中细粒角闪黑云花岗闪长岩 岩石呈浅灰白色, 中细粒花岗结构 似斑状结构, 块状构造 主要矿物成分为 : 斜长石 45% ~50%, 钾长石 15% ~20%, 石英 20% ~25%, 黑云母 10% ±, 角闪石 5% ~8%, 副矿物有榍石 磷灰石等 ( 图 3c) 斑晶为粗粒斜长石, 基质由细粒斜长石 石英 钾长石及暗色矿物组成 斜长石主要是 An 在 20~30 的更长石, 少数为 An 大于 30 的中更长石, 呈半自形板状 他形粒状, 粒径最大的可到 5~7mm, 一般约在 1~5mm, 基本未发生次生蚀变, 少见黝帘石化及绢云母化 ; 斑晶长石的环带明显, 镜下可见具环带结构的斜长石交代具聚片双晶的斜长石 ( 图 3d) 钾长石成分基本为正长石, 呈他形粒状, 大小约在 1~3mm, 斜长石与钾长石颗粒接触附近可见蠕虫结构 石英多呈他形粒状, 大小约在 0 5~ 1mm 暗色矿物含量约占岩石的 15% ~20%, 成分主要是黑云母, 其次有角闪石 黑云母呈板状 鳞片状, 大小在 0 5~ 2mm 多色性明显:Ng = 暗褐色,Np = 淡黄色 角闪石呈

5 1670 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2014,30(6) 图 3 花岗岩体样品镜下显微照片 (a) 钾长花岗岩, 中粗粒花岗结构 ;(b) 二长花岗岩, 中细粒花岗结构 似斑状花岗结构 ;(c) 花岗闪长岩, 似斑状花岗结构 ;(d) 具环带结构的斜长石交代具有聚片双晶结构的斜长石 矿物缩写 :Qtz 石英 ;Kf 钾长石 ;Pl 斜长石 ;Bt 黑云母 ;Ms 白云母 ;Hbl 角闪石 ;Ap 磷灰石 ; Chl 绿泥石 Fig.3 MicroscopeimageofgranitesamplesinRituCounty LameilaPas 半自形粒状 长柱状, 一般都小于 2mm, 少量蚀变成黑云母, 呈绿色 褐绿色等 主量元素分析在国土资源部西南矿产资源监督检测中心完成, 使用 X 射线荧光 (XRF) 光谱分析技术, 测试仪器为 AXIOS X 荧光光谱仪 微量元素含量分析在中国地质大学 ( 武汉 ) 地质过程与矿产资源国家重点实验室 (GPMR) 利用 Agilent7500aICP MS 分析完成, 详细的样品处理过程 分析精密度和准确度同 Liuetal.(2008) 锆石分选在河北省廊坊市区调所实验室完成,U Pb 年代学制靶 透射光 反射光及阴极发光 (CL) 显微结构照相均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成 锆石 U Pb 年龄测定及微量元素分析 锆石原位 Lu Hf 同位素分析均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成, 前者使用仪器型号为 Agilient7500aLA ICP MS, 激光束斑直径为 32μm; 后者为多接收电感耦合等离子体质谱仪 MC ICPMS, 激光束斑直径为 44μm, 详见流程及测试手段详见 Yuanetal.(2004,2008) 实验室中每分析 5 ~6 个样品点之后, 分析 2 次 标样 对分析数据的离线处理 ( 包括对样品和空白信号的选择 仪器灵敏度漂移校正 样品 Pb 同位素比值 U Pb 表面年龄及微量元素含量数据处理等 ) 采用软件 ICPMSDataCal(ver7 2) 完成, 详细步骤和数据处理方法见 Liuetal.(2008,2010a,b) 在数据处理 过程中, 标样的调试选择误差范围为 :91500(1064Ma± 10Ma, 谐和度 99%) GJ 1(599Ma±10Ma, 谐和度 99%) 锆石加权平均年龄的计算及谐和图的绘制采用 Isoplot 软件 (ver3 71,Ludwig,2003), 其中 U 放射性衰变常数 (Decay const ers) 不参与输出的结果数据计算 (Wtdbydata pters only) 其他的仪器参数 测试条件以及仪器检出限等参见文献 ( 柳小明等,2002; 袁洪林等,2007; 刘晔等,2007) 数据结果采用 206 Pb/ 238 U 年龄, 其加权平均值的误差为 1σ 锆石 Hf 同位素特征值计算所用的参数为 : 176 Lu 衰变常数 λ= a -1 (S derlundetal.,2004; 吴福元等,2007) 球粒陨石 (CHUR) 的 176 Lu/ 177 Hf=0 0332, 176 Hf/ 177 Hf= (Blichert ToftandAlbarède,1997); 亏损地幔 (DM) 的 176 Lu/ 177 Hf=0 0384, 176 Hf/ 177 Hf= ,f Lu/Hf 值为 0 16(Grifin etal.,2000); 大陆平均地壳 (CC) 的 176 Lu/ 177 Hf=0 015,f Lu/Hf 值为 -0 55(Grifinetal.,2002) 4 岩石地球化学特征 本文共完成 8 件岩石地球化学样品的分析, 岩石主量元素 微量元素及主要岩石化学参数见表 1 所示 此外还引用前人 ( 江西省地质调查院,2004a) 研究分析数据 11 件 ( 限于

6 关俊雷等 : 北冈底斯带日土县 拉梅拉山口花岗岩体的岩石地球化学特征 锆石 U Pb 测年及 Hf 同位素组成 1671 表 1 日土县 拉梅拉山口花岗岩体的主量 (wt%) 和微量元素 ( 10-6 ) 分析结果 Table1 Major(wt%)andtrace( 10-6 )elementsanalysisdataofthegranitesamplesinritucounty LameilaPasarea 样品号 D1042H D1042 2H D1042 3H D1043 D1043H 2H D1044H D1045H D1045 2H 样品号 D1042H D1042 2H D1042 3H D1043 D1043H 2H D1045 D1044H D1045H 2H 岩性 钾长花岗岩 二长花岗岩 花岗闪长岩 石英闪长岩 二长花岗岩 岩性 钾长花岗岩 二长花岗岩 花岗闪长岩 SiO Ga TiO Rb Al 2 O Sr Fe 2 O Y FeO Zr MnO Nb MgO Mo CaO Sn Na 2 O Cs K 2 O Ba P 2 O La 烧失量 Ce Total Pr FeO T Nd Mg # Sm σ Eu NK/A Gd A/CNK Tb R Dy R Ho Q Er C Tm Or Yb Ab Lu An Hf Di Ta Hy Tl Mt Pb Il Th Ap U Li REE Be LREE Sc HREE V LREE/ Cr HREE Co δeu Ni δce Cu (La/Sm) N Zn (Gd/Yb) N 注 :Mg # =Mg 2+ /(Mg 2+ + T Fe 2+ );σ 43 =(K 2 O+Na 2 O) 2 /(SiO 2-43); 碱饱和指数 NK/A=(Na 2 O+K 2 O)/Al 2 O 3 ; 铝饱和指数 A/CNK=Al 2 O 3 /(CaO+Na 2 O+ K 2 O);R1=4Si-11(Na+K)-2(Ti+Fe),R2=Al+2Mg+6Ca;CIPW 标准矿物计算采用 KurtHolocher 编写的 excel 程序 1; 稀土元素球粒陨石标准值据 Sunand McDonough(1989) 数据 ;δeu=eu N /(Sm N Gd N ) 1/2 ;δce=ce N /(La N Pr N ) 1/2 石英闪长岩 二长花岗岩 篇幅, 不在文中列举, 但用于后续的分析与讨论 ) 不同岩性岩体的 SiO 2 含量存在一定的差异性 : 花岗闪长岩的 SiO 2 含量主要在 63 90% ~72 44% 之间, 石英闪长岩整体 SiO 2 含量较低, 在 59 33% ~65 17% 之间, 钾长花岗岩 二长花岗岩的 SiO 2 含量主体在 63 86% ~75 27% 之间 所有样品的全碱含量在 4 68% ~8 48% 之间, 全碱 硅分类图解中所有数 据全部落于 Irvine 分界线下方的花岗岩 花岗闪长岩两个区域中 所有样品的碱饱和指数 NK/A 集中在 0 43~0 88 之间, 铝饱和指数 A/CNK 集中在 0 76~1 0 之间, 为准铝质类型 ; 这一特征, 在 A/CNK A/NK 图解中表现的非常明显 根据计算的里特曼组合指数 σ 43, 可以判断岩石的碱性程度 从表 1 中可以看出, 所有样品的 σ 43 指数在 1 34~2 39 之间, 1 WritenbyKurtHolocher,GeologyDepartment,UnionColege,Schenectady,NY,12308,holochk@union.edu, 网址 :htp:// kbartels/bartels.htm

7 1672 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2014,30(6) 表 2 日土县 拉梅拉山口花岗岩体样品的锆石 LA ICP MSU Pb 测年结果 Table2 LA ICP MSU PbanalysisdataofzirconsfromthegranitesamplesinRituCounty LameilaPas 测点号 同位素含量 ( 10-6 ) Pb T 232 Th 238 U Th U 207 Pb 206 Pb 1σ 207 Pb 235 U 同位素比值 1σ 206 Pb 238 U 1σ 同位素年龄 (Ma) 207 Pb 206 Pb 1σ 207 Pb 235 U 1σ 206 Pb 238 U 1σ 谐和度 样品 D1042N: 中粗粒角闪黑云钾长花岗岩 D % D % D % D % D % D % D % D % D % D % D % D % D % D % D % D % D % D % D % D % D % D % D % D % D % 样品 D1042 3N: 似斑状中粗粒黑云二长花岗岩 D % D % D % D % D % D % D % D % D % D % D % D % D % D % D % D % D % D % 样品 D1044N: 似斑状中细粒角闪黑云花岗闪长岩 D % D % D % D %

8 关俊雷等 : 北冈底斯带日土县 拉梅拉山口花岗岩体的岩石地球化学特征 锆石 U Pb 测年及 Hf 同位素组成 1673 续表 2 ContinuedTable2 测点号 同位素含量 ( 10-6 ) Pb T 232 Th 238 U Th U 207 Pb 206 Pb 1σ 207 Pb 235 U 同位素比值 1σ 206 Pb 238 U 1σ 同位素年龄 (Ma) 207 Pb 206 Pb 1σ 207 Pb 235 U 1σ 206 Pb 238 U 1σ 谐和度 D % D % D % D % D % D % D % D % D eror % D % D % D % D % D % D % D % D % D % D % D % D % D eror % D eror eror % D % D % D % 注 :(1) 表中数据为校正过背景 普通铅及分馏后的比值 ;(2) 采用 1σ 标准偏差 ;(3) 数据处理采用中国地质大学 ( 武汉 ) 地质过程与矿产资源 国家重点实验室数据处理软件 ( 版本 :ICPMSDataCal7 2) 属里特曼划分的钙性 钙碱性岩类型 ( 邱家骧,1985) 其中, σ 43 指数 <3 3 且 >1 8 的样品有 15 件, 为狭义的钙碱性岩 ; <1 8 的有 4 件, 为钙性岩 岩石 CIPW 标准矿物组合为 :Q +Or+Ab+An+Di( 或 C)+Hy, 其中绝大多数样品含透辉石标准分子 (Di,14 件样品 ), 仅 5 件样品含刚玉标准分子 (C), 属 SiO 2 过饱和型, 含透辉石标准分子的范围为 0 23~ 9 47 之间 整体来看, 岩体显示为 I 型花岗岩的特征, 具有壳幔混熔或壳源的特点 (Barbarin,1999) 微量元素含量上, 所有样品的大离子亲石元素含量出现分化, 富集 Rb Pb Th 等而亏损 K Ba 等 ; 高场强元素 Nb Ta Ti 等明显亏损 ( 图 4) 所有样品的稀土元素总量中等, 主要在 ~ 之间, 平均值为 , 低于上地壳平均值 ( ) 及华南同熔型花岗岩的平均稀土总量 ( ; 徐克勤等,1982) 轻重稀土比值 LREE/HREE 在 7 0~16 69 之间, 整体表现出轻稀土富集而重稀土亏损的特征, 表明岩体演化中曾出现中等至强烈的分异 通过稀土元素的球粒陨石标准化后计算相关稀土元素 分馏参数,δEu 整体在 0 56~0 99 范围之间, 均小于 1, 属于铕亏损型 ;δce 整体在 0 87~1 08 范围之间, 呈现出轻微亏损 轻微富集的特征, 与 δeu 明显不同 反映 LREE 分馏程度的 (La/Sm) N 参数整体在 3 36~7 72 范围之间, 反映 HREE 分馏程度的 (Gd/Yb) N 参数整体在 1 35~3 30 范围之间, 显示岩浆岩体的轻重稀土均发生一定程度的轻度分馏, 而轻稀土元素的分馏程度明显大于重稀土元素 在稀土元素配分图中 ( 图 4), 所有数据呈现出右倾缓倾斜型的特征, 并出现轻微的负 Eu 异常特征 轻稀土元素富集并向右缓倾, 显示出较强的分馏程度 ; 而重稀土元素基本平缓, 显示无分馏 轻微分馏 5 锆石 U Pb 测年结果及 Hf 同位素特征 通过详细对比分析锆石的透反射 阴极发光照片, 选择锆石晶形相似 晶体形态完整 内部结构清晰且震荡环带发育的长柱状自形锆石颗粒, 在无裂隙 无包裹体或杂质的干

9 Ａｃ Ｐ ｃ Ｓ ｃ 岩石学报 ２ ０ １ ４ ３ ０ ６ １６７４ 图 ４ 日土县 拉梅拉山口花岗岩体的球粒陨石标准化稀土元素配分图和原始地幔标准化微量元素蛛网图 标准化值据 Ｓ ｄｍｃ Ｄ ｈ １ ９ ８ ９ 样品号 Ｄ１ ０ ４２至 Ｄ１０ ４ ５ ２为本文测试样品 ８２９至 ２０６７ ３引自江西省地质调查院 ２ ０ ０４ Ｆ ４ ＲＥＥｄ ｂ ｐ ｄ ｃ ｍ ｐ ｄ ｍ ｆ ｈ Ｒ Ｃ ｙ Ｌ ｍ Ｐ ｍ ｚ ｖ ｆ Ｓ ｄｍｃ Ｄ ｈ １ ９ ８ ９ ２ ０ ６ ２ ３ ８ 图 ５ 日土县南花岗岩体样品部分锆石的 ＣＬ图像 Ｕ Ｐｂ和 Ｈｆ同位素测点编号 Ｐｂ Ｕ年龄 Ｍ 和两阶段模式年龄 Ｍ ＤＭ２ 红色圆圈为 Ｕ Ｐｂ年龄测点 直径为 ３２μｍ 蓝色圆圈为 Ｈｆ同位素测点 直径为 ４ ４μｍ ２ ３ ８ Ｆ ５ Ｔｙ ｐ ｃ ｚ ｃ Ｕ Ｐｂ ｄｈｆ ｐ ｙ ｐ ｍｂ ＣＬ ｍ ２０６Ｐｂ Ｕ Ｍ ｄ ｗ ｃ ｍ ｄ Ｍ ＤＭ２ 净部位打点测试 锆石 ＬＡ Ｉ ＣＰＭＳＵ Ｐｂ主要测点的阴极发 下颜色近于无色 几乎全部是自形程度较好的长柱状锆石颗 光图像见图 ５ 同位素分析结果见表 ２ 锆石 Ｕ Ｐｂ年龄谐和 粒 形状相似 粒径多在 １ ０ ０ １ ５ ０μｍ之间 最长可达 ２ ０ ０μｍ 图及锆石中稀土元素的球粒陨石标准化图见图 ６ 限于篇 以上 长短轴比一般在 ３ １ ４ １之间 少量的锆石颗粒长 幅 锆石中微量元素含量未在文中列出 锆石 Ｈｆ同位素主 短轴比在 ２ １左右或达 ５ １以上 反射光下显示大多数 要测点的阴极发光图像见图 ５ Ｈｆ同位素分析结果见表 ３ 锆石颗粒表面较为干净 部分锆石颗粒含有矿物包裹体 杂 质或裂隙 裂纹 此外 少数锆石颗粒内部结构复杂 含有 ５ １ 锆石晶体形貌及阴极发光照片特征 钾长花岗岩样品的锆石颗粒 Ｄ１ ０ ４ ２Ｎ 图 ５ 在显微镜 残留核 核部残留锆石可见有岩浆锆石 变质锆石等不同成 因 成因复杂 二长花岗岩样品的锆石颗粒 Ｄ１ ０ ４ ２ ３Ｎ 图 ５ｂ

10 关俊雷等 : 北冈底斯带日土县 拉梅拉山口花岗岩体的岩石地球化学特征 锆石 U Pb 测年及 Hf 同位素组成 1675 表 3 日土县 拉梅拉山口花岗岩体的的 LA ICP MS 锆石 Lu Hf 同位素数据 (D1042N 年龄 79 37±0 41Ma,D1042 3N 年龄 81 0±0 52Ma) Table3 LA ICP MSLu Hfisotopedataofzirconsfrom thegranitesamplesinritucounty LameilaPas(D1042N,D1042 3N, using79 37±0 41Ma,81 0±0 52Ma,respectively) 测点号 176 Hf 177 Hf 2σ 176 Yb 177 Hf 2σ 176 Lu 177 Hf 2σ ε Hf (0) 2σ ε Hf (t) 2σ t DM1 (Ma) t DM2 (Ma) 1σ f Lu/Hf D D D D D D D D D D D D D D D D D D D D D D D D D D D 在显微镜下颜色近于无色, 几乎全部是长柱状自形晶体的锆石 ( 断面呈八边形 ), 形状相似, 粒径多在 80~140μm 之间 ; 长短轴比一般在 3 1~2 1 之间, 有极少量的长短轴比为 1 1 或 4 1 左右 反射光下显示大多数锆石颗粒表面干净, 仅少量含有矿物包裹体 杂质或裂隙 ; 透射光下鉴定矿物包裹体大多为针状或细长柱状的榍石 磷灰石矿物及不规则近等粒的磁铁矿颗粒 花岗闪长岩样品的锆石颗粒 (D1044N, 图 5c) 从显微镜下来看, 颜色近于无色 ( 或带极淡的暗红色调 ), 几乎全部是自形程度较好的长柱状锆石颗粒 ( 部分已破碎 ), 形状相似, 粒径多在 100~150μm 之间 ; 长短轴比一般在 3 1~4 1 之间, 少量的锆石颗粒长短轴比在 2 1 左右或达 5 1 以上 反射光下显示大多数锆石颗粒表面干净, 仅很少量含有矿物包裹体 杂质或裂隙 ( 裂纹 ) 5 2 锆石 U Pb 年代学阴极发光照片显示, 测点锆石全部为较为清晰且均一的岩浆震荡环带 ( 图 5), 为典型的岩浆成因锆石 ( 简平等, 2001; 吴元保和郑永飞,2004;SimonandNigel,2007) 在去除由于不同程度 Pb 丢失造成明显不谐和的年龄数据 ( 207 Pb/ 235 U 和 206 Pb/ 238 U 年龄的谐和度较差 ) 成因难以解释或混合年龄 ( 测试过程中聚焦问题或者误操作造成测点位于锆石核部与边部交界, 形成混合年龄 ) 的测点数据后, 对剩余数据处理计算并求其加权平均年龄并作出谐和图 对 D1042N 样品中的锆石进行了了 25 个测点的同位素测试 ( 加权平均时排除 3 个点 ), 其 U 含量在 ~ 之间,Th 含量在 ~ 之间, Th/U 比值均大于 0 41, 多集中于 0 5~0 8 之间 ; 校正后获得的 206 Pb/ 238 U 年龄介于 77 0~82 6Ma 之间, 年龄数据比较集中 ( 图 6a), 在 U Pb 一致曲线上均接近于谐和线, 给出的加权平均年龄为 79 4±0 4Ma(MSWD=1 07,n=22) 结合锆石稀土元素和岩浆振荡环带特征, 上述年龄结果, 应该代表岩石的结晶年龄 对 D1042 3N 样品中的锆石进行了 18 个测点的同位素测试 ( 加权平均时排除 4 个点 ), 其 U 含量在 ~

11 １６７６ Ａｃ Ｐ ｃ Ｓ ｃ 岩石学报 ２ ０ １ ４ ３ ０ ６ 图 ６ 日土县 拉 梅 拉 山 口 花 岗 岩 体 的 锆 石 Ｕ Ｐｂ年 龄 谐 和 图 及 稀 土 元 素 球 粒 陨 石 标 准 化 图 标 准 化 值 据 Ｓ ｄ Ｍｃ Ｄ ｈ １ ９ ８ ９ Ｆ ６ Ｚ ｃ Ｕ Ｐｂｃ ｃ ｄ ｄ ｍ ｄｃ ｈ ｄ ｍ ｚ ｄｒｅｅ ｐ ｆ ｈ Ｒ Ｃ ｙ Ｌ ｍ Ｐ ｍ ｚ ｖ ｆ Ｓ ｄｍｃ Ｄ ｈ １ ９ ８ ９ ３ ５ ３ ２ １ ０ ６之间 Ｔｈ含量在 １ ９ ８ １ ０ ６ ２ ４ ４ ７ １ ０ ６之间 集中 图 ６ｂ 在 Ｕ Ｐｂ一致曲线上均接近于谐和线 给出的 Ｔｈ Ｕ比值均大于 ０ ４ ４ 多集中于 ０ ５ ０ ８之间 校正后获 加权平均年龄为 ８ １ ０±０ ５Ｍ ＭＳ ＷＤ ２ ５ １ ４ 结合 ２ ３ ８ 得的２０６Ｐｂ Ｕ年龄介于 ７ ９ ９ ８ ２ ８Ｍ之间 年龄数据比较 锆石稀土元素和岩浆振荡环带特征 上述年龄结果 应该代

12 关俊雷等 : 北冈底斯带日土县 拉梅拉山口花岗岩体的岩石地球化学特征 锆石 U Pb 测年及 Hf 同位素组成 1677 表岩石的结晶年龄 对 D1044N 样品中的锆石进行了 30 个测点的同位素测试 ( 加权平均时排除 11 个点 ), 其 U 含量在 ~ 之间,Th 含量在 ~ 之间, Th/U 比值均大于 0 37, 多集中于 0 5~0 8 之间 ; 校正后获得的 206 Pb/ 238 U 年龄介于 79 2~83 1Ma 之间, 年龄数据比较集中 ( 图 6c), 在 U Pb 一致曲线上均接近于谐和线, 给出的加权平均年龄为 81 3±0 5Ma(MSWD=0 82,n=19) 结合锆石稀土元素和岩浆振荡环带特征, 上述年龄结果, 应该代表岩石的结晶年龄 前人研究认为, 日土县 拉梅拉山口一带的中酸性花岗岩体是一个多阶段侵入的复式岩基 ( 郭铁鹰等,1991; 西藏自治区地质矿产勘查开发局,1993), 侵位时代主要为燕山晚期 始新世 而本文通过高精度的 LA ICPMS 锆石 U Pb 测年发现, 岩体中不同岩性的侵位结晶时代较为接近, 其中花岗闪长岩与二长花岗岩侵位结晶年龄在误差范围内一致, 分别为 81 0±0 5Ma 和 81 3±0 5Ma, 而钾长花岗岩体的侵位结晶时代稍晚, 为 79 4±0 4Ma 因此, 该岩体的侵位结晶时代, 主体应该在晚白垩世 ( 是否存在后期岩体的穿插, 如始新世, 仍有待更深入研究 ) 5 3 锆石的稀土元素特征 测试过程中, 仪器在对锆石进行 U Th Pb 含量分析测试的同时, 也给出锆石颗粒的稀土元素 ( 微量元素 ) 含量 其中 D1042N 样品所有测点的稀土含量在 ~ 之间, 重稀土含量总体较高, 轻重稀土比值在 0 05~ 0 63 之间, 轻稀土出现明显的正 Ce 异常及轻微 中等的负 Eu 异常 D1042 3N 样品所有测点的稀土含量在 ~ 之间, 稀土总量明显高于其它两件样品, 重稀土含量总体较高, 轻重稀土比值在 0 04~0 20 之间 ; 轻稀土出现明显的正 Ce 异常及轻微 中等的负 Eu 异常 个别测点的轻稀土含量较高, 可能是由于测点含有磷灰石矿物包体所致 (WhitehouseandKamber,2002; 吴元保等,2004) D1044N 样品所有测点的稀土含量在 ~ 之间 ( 除一颗锆石的稀土元素含量较高, 为 外 ), 重稀土含量总体较高, 轻重稀土比值在 0 02~0 34 之间, 轻稀土出现明显的正 Ce 异常及轻微的负 Eu 异常 从整体来看, 所有样品中锆石的稀土元素总量较高 D1042 3N D1044N 两件样品中大多数测点的稀土元素总量大于 , 而 D1042N 样品的中大多数测点稀土总量在 ~ 之间, 平均值为 在稀土元素中重稀土元素明显富集, 而轻稀土元素出现亏损 ; 在用球粒陨石标准化的图解上显示出较陡左倾型图谱特征 ( 图 6), 重稀土元素从 Gd 到 Yb 呈现出递增式的特征 所有分析的数据均显示出明显的正 Ce 异常和轻微 中等的负 Eu 异常, 这种特点与典型的岩浆锆石中的稀土元素组成特征是一致的 (Corfuetal.,2003; 丛峰等,2010; 耿元生和周喜文, 2011) 通常认为, 稀土元素中 Ce 的正异常与其氧化后较其它轻稀土元素更易于进入锆石晶格, 而 Eu 的负异常则与长石的结晶作用有关 (HoskinandSchaltegger,2003; 耿元生和周喜文,2011) 5 4 锆石的 Hf 同位素特征锆石 Hf 同位素主要测点的阴极发光图像见图 5, 所有测点的锆石 Hf 同位素测试结果见表 3,ε Hf (t) 值和两阶段模式年龄用岩体的谐和年龄计算 D1042Hf 样品 12 个测点的 176 Lu/ 177 Hf 比值在 ~ 之间, 平均值为 ;D1042 3Hf 样品 15 个测点的 176 Lu/ 177 Hf 比值在 ~ 之间, 平均值为 件样品所有锆石的 176 Lu/ 177 Hf 比值均小于 0 002, 表明锆石在形成后具有极低的放射性成因 Hf 积累, 因此所测定的 176 Hf/ 177 Hf 比值基本可以代表锆石结晶时体系的 Hf 同位素组成 ( 吴福元等,2007) D1042Hf 样品的 176 Hf/ 177 Hf 在 ~ 之间, 加权平均值为 ± , 锆石 Hf 同位素初始比值 ε Hf (t=79 4Ma) 均为正值, 介于 5 47~7 61 之间 ( 平均值为 6 41), 显示了较为均一的 Hf 同位素组成 ; 单阶段 亏损地幔 Hf 模式年龄 (t DM1 ) 介于 440 0~535 9Ma 之间, 两阶段 地壳 Hf 模式年龄 (t DM2 ) 介于 547 5~ 658 0Ma 之间 ( 平均年龄为 609 5Ma) D1042 3Hf 样品的 176 Hf/ 177 Hf 在 ~ 之间, 加权平均值为 ± , 锆石 Hf 同位素初始比值 ε Hf (t= 81 0Ma) 均为正值, 介于 4 45~8 08 之间 ( 平均值为 5 98); 单阶段 亏损地幔 Hf 模式年龄 (t DM1 ) 介于 418 8~575 0Ma 之间, 两阶段 地壳 Hf 模式年龄 (t DM2 ) 介于 523 4~ 710 2Ma 之间 ( 平均年龄为 631 5Ma) 6 讨论 6 1 构造背景分析前人研究认为, 岛弧岩浆作用过程会造成 Nb Ta Ti 等元素强烈亏损, 而 Rb K Sr Pb 等元素明显富集 (Tuneret al.,1996;mileretal.,1999; 莫宣学等,2003), 但仍有一些研究认为碰撞 后碰撞火山岩 非俯冲带地壳环境亦具有上述特征 本文研究样品却呈现出明显的 K Ba Ti Nb 等元素强烈亏损而 Sr Pb 等元素略微富集的特征 ( 图 4), 与岛弧岩浆作用的特征存在较大的差异 在 Pearceetal.(1984) Pearce(1996) 的花岗岩微量元素 Y Nb 图解中, 所有数据全部落于火山弧花岗岩 + 同碰撞花岗岩区 ( 图 7); 在 Rb (Y+ Nb) 图解中, 所有样品落于后碰撞花岗岩与火山弧花岗岩相叠加的圆环区域, 但位于火山弧花岗岩与同碰撞花岗岩的分界线附近 ( 图 7) 由于构造判别图解存在一定的多解性, 而花岗岩类研究的许多理论和判别图解思路来源于玄武岩的研究成果, 亦存在较多的问题, 能否用来判别花岗岩形成的构造环境也一直

13 1678 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2014,30(6) 图 7 日土县 拉梅拉山口花岗岩体的的 Y Nb 和 Rb (Y+Nb) 图解 ( 据 Pearceetal.,1984;Pearce,1996) 本文数据 ; 据江西省地质调查院,2004a Fig.7 Yvs NbandRbvs Y+NBdiagramofthegraniteinRituCounty LameilaPas(afterPearceetal.,1984;Pearce,1996) 存在疑问 ( 吴福元等,2007; 张旗等,2007b,c) 对岩体形成构造背景的研究, 还应将其纳入整个区域构造演化历程中来研究, 才能得出正确 可信的结论 根据研究区的区域地质背景及岩体所处的大地构造位置, 岩体北侧为班公湖 怒江蛇绿混杂岩带, 南侧为狮泉河 纳木错蛇绿混杂岩带, 向东与昂龙岗日 班戈岩浆弧带相接, 日土县 拉梅拉山口一带这套晚白垩世花岗岩体的形成, 是与其北侧班公湖 怒江洋盆的俯冲碰撞有关, 还是与其南侧狮泉河 纳木错弧后洋盆的演化有关, 或者与再向南的雅鲁藏布新特提斯洋壳向北的俯冲消减作用有关, 还需要进一步分析 如前所述, 本文研究花岗岩样品比较一致的形成于晚白垩世时期, 其微量元素组成与岛弧岩浆作用的特征存在较大的差异, 这一特征与雅鲁藏布新特提斯洋壳在晚白垩世时期仍处于俯冲消减阶段的特征不符 ( 潘桂棠等,2006) 同时, 考虑到现今冈底斯中北部火山岩浆作用与南部雅鲁藏布结合带的空间距离至少在 380km 或更远 ( 朱弟成等,2006, 2008), 这就要求雅鲁藏布新特提斯洋壳向北的俯冲消减必须以非常平缓的角度进行, 而目前已有的数据显示, 冈底斯中北部大面积火山岩浆作用并不支持平板俯冲这一构造 ( 朱弟成等,2006) 因此, 本文研究的日土 拉梅拉山口一带的花岗岩体, 应该不大可能与最南侧的雅鲁藏布新特提斯洋壳俯冲消减作用有关 狮泉河 纳木错结合带位于南部的雅鲁藏布结合带与北侧班公湖 怒江结合带之间, 大致呈 NWW SEE 向展布, 自狮泉河向东经拉果错 永珠 纳木错, 延伸至嘉黎一带 ( 西藏自治区地质矿产勘查开发局,1993; 杨日红等,2003) 早期研究认为本带属班公湖 怒江结合带的一部分 ( 邓万明,1998; 张旗等,2000) 自北向南逆推而来的飞来峰 ( 吴珍汉等, 2003), 或班公湖 怒江结合带与雅鲁藏布结合带之间的一条独立的弧 弧碰撞缝合带 ( 潘桂棠等,1997,2006) 近年来最 新的研究表明, 狮泉河 纳木错结合带是一条与南北两侧班公湖 怒江洋盆与雅鲁藏布洋盆共同演化有关的弧后洋盆 ( 叶培盛等,2004,2005; 朱弟成等,2008) 早中侏罗世时期, 南侧雅鲁藏布江洋盆的快速扩张, 班公湖 怒江洋盆向南俯冲消减并逐渐闭合 ( 西藏自治区地质矿产勘查开发局, 1993; 潘桂棠等,1997), 受两个洋盆共同演化的影响在狮泉河 纳木错一带产生弧后扩张并形成了一个近东西向展布的弧后盆地, 发育典型的洋壳系列并形成狮泉河 永珠 纳木错蛇绿岩套 晚侏罗世 早白垩世末期, 雅鲁藏布江洋盆发生大规模扩张并向北俯冲消减 ( 潘桂棠等,1997), 狮泉河 纳木错弧后洋盆逐渐萎缩 消失直至闭合 碰撞造山 ( 叶培盛等, 2004,2005) 蛇绿岩构造侵位最晚的地层为下白垩统多尼组, 且被下白垩统则弄群不整合覆盖, 标志着该带碰撞闭合发生在早白垩世 ( 叶培盛等,2005), 至晚白垩世时该带已进入陆内造山阶段 同时, 由于受到正在进行的碰撞作用影响, 狮泉河 纳木错弧后洋盆的发育时限较短, 在中生代总体以挤压背景为特征的冈底斯带中北部地区不可能形成规模较大的弧后洋盆 ( 朱弟成等,2008) 因此, 冈底斯带中北部中生代的岩浆活动也不可能由其代表的洋壳俯冲产生 班公湖 怒江洋盆的打开时间 洋盆的属性 俯冲机制 ( 俯冲时间 俯冲方向及俯冲带等 ) 及碰撞闭合的时限等问题, 一直青藏高原地质研究中争议的焦点 近年来的研究成果及越来越多岛弧型花岗岩的发现, 较为一致的认为班公湖 怒江结合带存在双向俯冲 ( 潘桂棠等,2004a,b; 刘庆宏等,2004; 廖六根等,2005; 莫宣学等,2006; 许荣科等,2007; 曲晓明等,2010), 洋盆的俯冲时间主体开始于侏罗纪 ( 早中侏罗世 :Metcalfe,1998; 中晚侏罗世 : 曲晓明等,2010; 晚侏罗世 : Kappetal.,2003; 邱瑞照等,2004; 莫宣学等,2006) 对于班公湖 怒江洋盆的闭合时间, 晚侏罗世末 早白垩世碰撞闭合的认识得到众多学者的认可 (Metcalfe,1998;Kappetal.,

14 关俊雷等 : 北冈底斯带日土县 拉梅拉山口花岗岩体的岩石地球化学特征 锆石 U Pb 测年及 Hf 同位素组成 ; 潘桂棠等,1997,2004a; 陈国荣等,2004a,b; 邱瑞照等,2004; 莫宣学等,2006; 曲晓明等,2010) 近年来通过冈底斯带中生代岩浆活动的研究深入, 很多学者认为冈底斯带中北部地区的岩浆活动与班公湖 怒江洋壳向南的俯冲有关 ( 潘桂棠等,2006; 朱弟成等,2006; 莫宣学等,2005) 朱弟成等 (2006,2009) 通过对北冈底斯带火山岩的分布与地球化学 地壳厚度等的对比分析和横贯冈底斯中部南北向中生代岩浆岩大剖面的锆石 Hf 同位素极性变化研究, 同样得出上述相似的结论 因此, 日土 拉梅拉山口一带晚白垩世的花岗岩体, 应该与其北侧班公湖 怒江洋盆碰撞闭合的构造演化有关 6 2 岩体成因 1 25 万日土县幅区调将日土县以南的侵入岩体划分为日土 沙尔达湖两个超单元, 时代分别为晚白垩世和始新世 ( 江西省地质调查院,2004a) 而本文工作发现, 日土县 拉梅拉山口一带花岗岩体的锆石 LA ICPMSU Pb 同位素年龄, 集中于 80Ma 左右, 时代为晚白垩世 前人研究中亦曾获得二长花岗岩的 87 Sr/ 86 Sr 初始比值为 , 石英闪长岩的 87 Sr/ 86 Sr 初始比值为 ( 江西省地质调查院,2004a) 从上述数据来看, 从石英闪长岩到二长花岗岩的 Sr 同位素初始比值都比较低, 显示出 I 型花岗岩的特点 ; 结合其铝饱和指数 A/CNK<1 0, 及稀土曲线右倾斜的下凹型或浅 V 字型, 绝大多数单元样品中的 CIPW 标准矿物含有透辉石 Di 分子, 明显的 K Ba Nb Ti 等元素强烈亏损而 Sr Pb 等元素略微富集特征等, 可以认定其成因类型为壳幔混熔或下地壳物质部分熔融所形成的 I 型花岗岩 日土县 拉梅拉山口一带花岗岩体均具有相对较低的 87 Sr/ 86 Sr 初始比值 (0 7046~0 7047) 正的 ε Hf (t) 以及相对年轻的地壳模式年龄 (<1 0Ga), 指示岩浆来自于新生下地壳的部分熔融 ( 杨志明等,2011) 岩石地球化学数据反映出岩体的物质来源于下地壳, 并且受到更基性物质的混染作用 目前来看, 研究区内这种新生下地壳应该是以班公湖 怒江结合带为代表的特提斯洋晚侏罗世末 早白垩世向南俯冲, 诱发楔形地幔部分熔融产生玄武质岩浆, 再底侵至拉萨地体地壳底部形成的新生地壳 ( 杨志明等,2011; 朱弟成等, 2009) 而这一特征, 可以得到 Zhuetal.(2011) 对拉萨地体最新研究成果的佐证 Zhuetal.(2011) 研究将拉萨地体按其基底性质细分为南部拉萨地体 中部拉萨地体和北部拉萨地体, 具有前寒武系 ( 甚至太古代 ) 结晶基底的中部拉萨地体才是真正的拉萨微陆块, 其南北两侧均为新生地壳 因此, 日土 拉梅拉山口一带花岗岩体的成因, 应该是班公湖 怒江结合带向南俯冲形成的新生下部地壳的部分熔融 6 3 岩浆源区性质实验岩石学研究表明, 玄武岩部分熔融产生的熔浆 Mg # 值要 <45,Mg # 值大于 50 则说明熔浆受到了比玄武岩更基性 物质的混染 本文研究样品的 Mg # 值在 0 41~0 65 之间 ( 平均为 0 51), 大于玄武岩下地壳部分熔融形成岩石的 Mg # 值, 因此可以推断熔浆受到了更基性物质的混染, 这一特征与野外工作中所见岩体中普遍包含暗色闪长质包体的现象一致 而张旗等 (2007a) 研究认为, 花岗岩中出露的闪长质暗色包体, 代表着幔源岩浆与壳源岩浆混合的产物 从稀土元素组成来看, 本文所有样品的轻 重稀土元素之间分异明显, 而重稀土元素分异并不明显的特征, 要求其物质来源应该为富角闪石的下地壳 ( 杨志明等,2011) 岩石微量元素比值显示, Th/U 比值在 5 07~6 31 之间 ( 平均值为 5 59), 接近于下地壳的 Th/U 比值 6 0(RudnickandGao,2003);Nb/Ta 比值在 9 04~11 36 之间 ( 平均值为 11 53), 稍高于下地壳的比值 8 30(RudnickandGao,2003) Zr/Hf 比值在 35 75~40 36 之间, 平均值为 38 07, 略高于中国东部大陆地壳的 37(Gao etal.,1998; 高山等,1999) 锆石 Hf 同位素组成可以记录壳幔混合岩浆二端元的初始信息, 其中具有低 ε Hf (t) 值的锆石代表了早期未受幔源组分影响时基底地壳熔融形成的岩浆成分, 而 ε Hf (t) 值偏高的锆石则指示其经历过比较显著的壳幔岩浆混合过程 (Grifin etal.,2002;belousovaetal.,2006;yangetal.,2007; Andersenetal.,2007; 邱检生等,2008) 随着混合作用的进一步进行, 壳幔岩浆相互混合逐渐达到均一化, 因而 ε Hf (t) 值的变化范围也会逐渐变小 ( 邱检生等,2008) 地幔组分参与花岗岩成岩过程的方式可能有两种情形, 其一为幔源岩浆与其诱发的地壳物质部分熔融形成的长英质岩浆在地壳深部混合形成壳幔混源岩浆 ; 另一种方式是幔源岩浆首先侵入到地壳基底岩石中形成新生地壳, 然后在后期热事件的影响下, 这种既有新生地壳又有古老基底地壳构成的混合地壳原岩发生部分熔融 本文两件样品中锆石的 Hf 同位素组成均具有正的 ε Hf (t) 值, 且范围变化较小, 与邱检生等 (2008) 研究样品 ε Hf (t) 值散布于正值与负值之间的大范围变化特征明显不同, 因此本文样品的岩浆物质来源, 应该与后一种壳幔混染模式相似 (Pitcheretal.,1985;Wuetal.,2003), 而这一特征也得到野外宏观露头上岩体中大量发育暗色微粒包体等直接岩石学证据的佐证 Ti 元素的亏损, 常被认为是可以指示岩浆源区富含流体的特征, 负 Eu Sr 异常则说明岩浆源区物质在发生部分熔融时斜长石等富 Eu 矿物有残留 ( 曲晓明等,2001) 而前人研究表明,Nb Ta 等元素出现亏损而 Y 元素含量正常, 显示岩浆源区存在较多的石榴石或角闪石残留 (Pearceetal., 1979; 侯增谦等,2003) Sison(1994) 研究表明, 根据不同 HREE 元素在石榴石和角闪石中分配系数的不同, 可对岩浆源区特征进行限定 : 当石榴石为源区主要残留相时, 形成的熔体具有倾斜的 HREE 配分模式,Y/Yb 比值一般明显大于 10; 而当角闪石为源区主要残留相时, 形成的熔体具有较为平坦的 HREE 配分模式,Y/Yb 比值也接近于 10( 高永丰等, 2003) 本文研究样品的 Y/Yb 比值在 9 81~11 36 之间,

15 1680 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2014,30(6) HREE 具有基本无分馏或轻微分馏的特征, 且具有平坦的 HREE 配分模式, 表明岩浆源区残留相以角闪石相为主, 基本不含石榴石 (DefantandDrummond,1990;Drummondand Defant,1990) 由此可以推断, 日土县 拉梅拉山口一带的花岗岩体应该是由新生下地壳角闪岩相镁铁质岩石的部分熔融形成, 源区富含流体的特征造成高场强元素 Ti 等的亏损, 残留相矿物以角闪石为主, 其次是斜长石 6 4 部分熔融条件如前所述, 日土县 拉梅拉山口一带花岗岩体的侵位结晶时代, 主体在晚白垩世 岩体中不同岩性的 Al 2 O 3 /TiO 2 比值整体较低, 在 17 18~44 30 之间, 平均值为 27 65, 表明岩浆的形成温度相对较高 ( 曹玉亭等,2010) 锆石中的 Ti 元素含量可用于 Ti 含量温度计, 前人研究曾考虑 SiO 2 活度 TiO 2 活度及压力等因素对温度变化的影响 (Watsonand Harison,2005;FeryandWatson,2007; 高晓英和郑永飞, 2011) 本文采用 WatsonandHarison(2005) 和 Feryand Watson(2007) 两个不同温度计获得样品的锆石形成温度, 其中后者计算中采用的 α SiO2 α TiO2 分别为 1 0 和 0 7( 高晓英和郑永飞,2011) 其中 D1042N 样品中锆石形成温度在 ~849 0 之间 ( 平均值为 ),D1042 3N 样品中锆石形成温度在 689 8~826 8 之间 ( 平均值为 ), D1044N 样品中锆石形成温度在 673 7~849 3 之间 ( 平均值为 ) 上述温度略低于前人根据不同岩石类型的岩体中石英矿物中的熔融包裹体测温结果 ( 均一化温度在 800~900 之间 ; 西藏自治区地质矿产勘查开发局,1993) 日土县 拉梅拉山口一带花岗岩体的岩浆源区残留相以角闪石相为主, 其次为斜长石, 基本不含石榴石, 岩体的形成压力条件较低 (Defantand Drummond,1990; Drummond and Defant,1990); 而 Rappetal.(1991) 的脱水熔融实验表明, 当压力小于 8kbar 时, 石榴子石相通常不会存在 因此, 日土县 拉梅拉山口一带花岗岩体可能是在 <8kbar 的压力条件下产生的 综上, 可推断日土县 拉梅拉山口一带的花岗岩体是在温度约为 700~800 之间, 压力 <8kbar 的条件下, 由下地壳角闪岩相镁铁质岩石在富含流体的环境下经部分熔融而形成 综上认识, 日土县 拉梅拉山口一带具有后碰撞花岗岩属性的中酸性侵入岩体, 应该与其北侧班公湖 怒江结合带的构造演化有成因上的联系, 推测岩体的形成与侵位与班公湖 怒江特提斯洋向南的俯冲碰撞作用有关 从区域构造演化上看, 晚侏罗世 早白垩世班公湖 怒江残余洋盆的持续向南向北双向俯冲, 羌塘地体与拉萨地体碰撞, 造成班公湖 怒江结合带闭合, 海水完全退出本区并进入陆内造山阶段, 地层记录上表现为竟柱山组下部陆相磨拉石建造广泛整合于早期地层或岩体之上 班公湖 怒江结合带晚侏罗世末 白垩纪持续的向南俯冲消减 碰撞闭合, 诱发幔源岩浆底侵至拉 萨地体地壳底部形成新生地壳, 然后研究区既有新生地壳又有古老基底地壳构成的混合地壳原岩发生部分熔融, 同时期研究区应力机制的转换 逆冲断层的发育等条件, 客观上也为岩体的形成和侵位提供了一定的约束条件 一方面, 岩体中含有一定的暗色包体, 岩石学 地球化学特征亦显示出壳幔混熔或壳源岩浆特征, 显示岩体的形成可能与幔源岩浆的底侵作用有一定的关系 另一方面,Ti 元素的强烈亏损表明岩浆源区富含流体的特征, 流体的加入导致深部物理化学条件的改变, 使得下地壳角闪岩相的岩石迅速发生部分熔融, 然后沿北西西向区域断裂构造上涌并侵位 7 结论 (1) 日土县 拉梅拉山口一带的花岗岩体, 不同岩性岩体之间 SiO 2 含量存在一定的差异性 所有样品铝饱和指数 A/ CNK 集中在 0 76~1 0 之间, 为准铝质类型 ; 里特曼 σ 43 指数在 1 34~2 39 之间, 属钙性 钙碱性岩类型 CIPW 标准矿物组合为 :Q+Or+Ab+An+Di( 或 C)+Hy, 绝大多数样品含透辉石标准分子 (Di) (2) 所有样品的稀土元素总量较高, 在稀土元素配分图中呈现出右倾缓倾斜型的特征 : 轻稀土元素富集并出现较强的分馏作用, 重稀土元素无分馏 轻微分馏 δeu 在 0 56~ 0 99 范围之间, 属于铕亏损型 大离子亲石元素含量出现分化, 富集 Rb Pb Th 等而亏损 K Ba 等, 高场强元素 Nb Ta Ti 等明显亏损 (3) 获得钾长花岗岩 二长花岗岩及花岗闪长岩中岩浆结晶锆石的 LA ICP MSU Pb 加权平均年龄分别为 :79 4± 0 4Ma 81 0±0 5Ma 和 81 3±0 5Ma, 时代为晚白垩世 结合岩浆振荡环带及锆石稀土元素特征, 上述年龄结果, 应该代表岩石的结晶年龄, 表明日土县 拉梅拉山口一带的花岗岩体主体为晚白垩世侵位的大型岩基 2 件锆石样品 ( 钾长花岗岩 二长花岗岩 ) 均具有正的 Hf 同位素初始比值 ε Hf (t), 两阶段 Hf 模式年龄 (t DM2 ) 分别介于 547 5~658 0Ma 523 4~710 2Ma 之间 (4) 岩石学 微量元素地球化学特征均显示岩体的物质来源应该为富角闪石的下地壳物质部分熔融, 源区富含流体的特征造成高场强元素 Ti 等的亏损, 残留相矿物以角闪石为主, 其次是斜长石, 基本不含石榴石 锆石的 Hf 同位素组成指示其成因可能为幔源岩浆首先侵入到地壳基底岩石中形成新生地壳, 然后在温度约为 700~800 之间 压力 <8kbar 且富含流体的影响下, 这种既有新生地壳又有古老基底地壳构成的混合地壳原岩发生部分熔融 这一结论与野外宏观露头上岩体中大量发育暗色微粒包体等直接岩石学证据相一致 (5) 结合班公湖 怒江结合带的构造演化及岩体所处的大地构造位置, 该套花岗岩体具有后碰撞花岗岩性质, 应该形成于洋壳闭合后的碰撞造山过程, 其形成与侵位与北侧班

16 关俊雷等 : 北冈底斯带日土县 拉梅拉山口花岗岩体的岩石地球化学特征 锆石 U Pb 测年及 Hf 同位素组成 1681 公湖 怒江结合带的构造演化有成因上的联系, 是班公湖 怒江特提斯洋向南的俯冲碰撞的产物 致谢论文在成稿和修改过程中, 得到了成都地质调查中心青藏高原地质研究室尹福光研究员 王保弟副研究员 王东兵工程师等多人的指点 帮助和支持 ; 匿名审稿专家提出了宝贵的修改意见 ; 在此一并致以诚挚的谢意 References AndersenT,GrifinWLandSylvesterAG.2007.Sveconorwegiancrustal underplatinginsouthwesternfennoscandia:lam ICPMSU Pband Lu Hfisotopeevidencefrom granitesandgneisesintelemark, southernnorway.lithos,93(3-4): BarbarinB.1999.Areviewoftherelationshipsbetweengranitoidtypes, theiroriginsandtheirgeodynamicenvironments.lithos,46(3): BelousovaEA,GrifinWL ando ReilySY Zirconcrystal morphology,traceelementsignaturesandhfisotopecompositionasa toolforpetrogeneticmodeling:examplesfrom EasternAustralian granitoids.journalofpetrology,47(2): Blichert ToftJandAlbarèdeF.1997.TheLu Hfisotopegeochemistryof chondritesandtheevolutionofthemantle crustsystem.earthand PlanetaryScienceLeters,148(1-2): BureauofGeologyandMineralResourcesofTibetAutonomousRegion RegionalGeologyofXizang(Tibet) AutonomousRegion. Beijing:GeologicalPublishingHouse, (inChinese) CaoYT,LiuL,WangC,YangWQandZhuXH.2010.Geochemical, zircon U Pb dating and Hf isotope compositions studies for TatelekebulakegraniteinSouthAltynTagh.ActaPetrologicaSinica, 26(11): (inChinesewithEnglishabstract) ChenGR,LiuHF,JiangGW,ZengQG,ZhaoSR andzhangxg. 2004a.DiscoveryoftheShamuluoFormationinthecentralsegment ofthebangongco NujiangRiversuturezone,Tibet.Geological BuletinofChina,23(2): (inChinesewithEnglish abstract) ChenGR,ChenYL,ZhangKZ,ZhaoSR andliubm.2004b.new resultsand majorprogresin regionalgeologicalsurveyofthe BaingoinCountysheet.GeologicalBuletinofChina,23(5-6): (inChinesewithEnglishabstract) CongF,LinSL,XieT,LiZH,ZouGFandLiangT.2010.Rareearth elementgeochemistryand U Pb ageofzirconsfrom granitesin Tengchong Lianghe area, western Yunnan. Journal of Jilin University(EarthSciencesEdition),40(3): (in ChinesewithEnglishabstract) CorfuF,HancharJM,HoskinPWOandKinnyP.2003.Atlasofzircon textures.reviewsinmineralogyandgeochemistry,53(1): DefantMJandDrummondMS.1990.Derivationofsomemodernarc magmasbymeltingofyoungsubductedlithosphere.nature,347 (6294): DengWM.1998.CenozoicIntraplateVolcanicRocksintheNorthern Qinghai XizangPlateau.Beijing:GeologicalPublishingHouse,1-180(inChinese) DrummondMSandDefantMJ.1990.Amodelfortrondhjemite tonalite dacitegenesisand crustalgrowth viaslab melting: Archean to moderncomparisons.journalofgeophysicalresearch,95(b13): FeryJMandWatsonEB.2007.Newthermodynamicmodelsandrevised calibrationsforthe Ti in zircon and Zr in rutile thermometers. ContributionstoMineralogyandPetrology,154(4): GaoS,LuoTC,ZhangBR,ZhangHF,HanYW,ZhaoZDandHuYK Chemicalcompositionofthecontinentalcrustasrevealedby studiesineastchina.geochimicaetcosmochimicaacta,62(11): GaoS,LuoTC,ZhangBR,ZhangHF,HanYW,ZhaoZDandKernH StructureandcompositionofthecontinentalcrustinEast China.ScienceinChina(SeriesD),42(2): GaoXY andzhengyf.2011.onthezr in rutileandti in zircon geothermometers.actapetrologicasinica,27(2): (in ChinesewithEnglishabstract) Gao YF, Hou ZQ and WeiRH Neogene porphyriesfrom Gangdese:Petrological,geochemicalcharacteristicsandgeodynamic significances.actapetrologicasinica,19(3): (in ChinesewithEnglishabstract) GengQR,PengZM,ZhangZ,PanGT,WangLQ,GuanJL,JiaBJand DiaoZZ. 2012a. Tethyan Tectonic Evolution and Metalogenic Background ofthe Bangong Nujiang Metalogenic Beltand Its AdjacentRegions.Beijing:GeologicalPublishingHouse,1-230 (inchinese) GengQR,PengZM,ZhangZ,PanGT,WangLQ,GuanJL,JiaBJand DiaoZZ.2012b.TheGeologicalMap( )oftheBangong NujiangMetalogenic Beltand Its AdjacentRegions (Include Specification).Beijing:GeologicalPublishingHouse,1-46(in Chinese) GengYSandZhouXW.2011.Characterasticsofgeochemistryandzircon HfisotopeoftheEarlyNeoproterozoicgraniteinAlaxarea,Inner Mongolia.ActaPetrologicaSinica,27(4): (inChinese withenglishabstract) GrifinWL,PearsonNJ,BelousovaE,JacksonSE,VanAchterberghE, O ReilySY andsheesr.2000.thehfisotopecompositionof cratonicmantle:lam MC ICPMSanalysisofzirconmegacrystsin kimberlites.geochimicaetcosmochimicaacta,64(1): GrifinWL,WangX,JacksonSE,PearsonNJ,O ReilySY,XuXS andzhouxm.2002.zirconchemistryandmagmamixing,se China:In situanalysisofhfisotopes,tongluandpingtanigneous complexes.lithos,61(3-4): GuoTY,LiangDY,ZhangYZ,ZhaoCH,LuFX,XueJZ,LeCS, ChenSSandZhaoYM.1991.GeologyofNgari,Tibet.Wuhan: ChinaUniversityofGeosciencesPublishingHouses,1-464(in ChinesewithEnglishabstract) HoskinPWOandSchalteggerU.2003.Thecompositionofzirconand igneousandmetamorphicpetrogenesis.reviewsinmineralogyand Geochemistry,53(1):27-62 HouZQ,MoXX,GaoYF,QuXM andmengxj.2003.adakite,a posiblehostrockforporphyrycopperdeposits:casestudiesof porphyrycopperbeltsintibetanplateauandinnorthernchile. MineralDeposits,22(1): 1-12 (in Chinesewith English abstract) Jian P, Cheng YQ and Liu DY Petrographicalstudy of metamorphiczircon:basicrolesininterpretationofu Pbageofhigh grademetamorphicrocks.earthsciencefrontiers,8(3): (inchinesewithenglishabstract) KappP,MurphyMA,YinA,HarisonTM,DingLandGuoJH MesozoicandCenozoictectonicevolutionoftheShiquanheareaof westerntibet.tectonics,22(4):doi: /2001tc LiaoLG,CaoSH,XiaoYB,OuyangKG,HuZRandFengGS Thedelineationandsignificanceofthecontinental marginvolcanic magmaticarczoneinthenorthernpartofthebangong Nujiangsuture zone.sedimentarygeologyandtethyangeology,25(1): (inchinesewithenglishabstract) LiuQH,XiaoZJ,CaoSH,LiaoLGandXiaoYB.2004.Apreliminary studyofthespatio temporalframeworkofthearchipelagicarc basin systemsinthewesternpartofthebangong Nujiangsuturezone, Xizang.SedimentaryGeologyandTethyanGeology,24(3):15-21 (inchinesewithenglishabstract) LiuXM,GaoS,YuanHL,HatendorfB,GüntherD,ChenLandHu SH.2002.Analysisof42majorandtraceelementsinglasstandard referencematerialsby193nm LA ICPMS.ActaPetrologicaSinica, 18(3): (inChinesewithEnglishabstract) LiuY,LiuXM,HuZC,DiwuCR,YuanHL andgaos.2007.

17 1682 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2014,30(6) Evaluationofaccuracyandlong termstabilityofdeterminationof37 traceelementsingeologicalsamplesbyicp MS.ActaPetrologica Sinica,23(5): (inChinesewithEnglishabstract) LiuYS,HuZC,GaoS,GüntherD,XuJ,GaoCG andchenhh Insituanalysisofmajorandtraceelementsofanhydrous mineralsbyla ICP MS withoutapplying an internalstandard. ChemicalGeology,257(1-2):34-43 LiuYS,GaoS,HuZC,GaoCG,ZongKQ andwangdb.2010a. Continentaland oceanic crustrecycling induced melt peridotite interactionsinthetrans NorthChinaOrogen:U Pbdating,Hf isotopesandtraceelementsinzirconsfrommantlexenoliths.journal ofpetrology,51(1-2): LiuYS,HuZC,ZongKQ,GaoCG,GaoS,XuJandChenHH. 2010b.ReappraisementandrefinementofzirconU Pbisotopeand traceelementanalysesbyla ICP MS.ChineseScienceBuletin,55 (15): LudwigKR.2003.User smanualforisoplot3.00:ageochronological ToolkitforMicrosoftExcel. Berkeley: Berkeley Geochronology CentreSpecialPublicationNo.4:1-76 MetcalfeI.1998.PalaeozoicandMesozoicgeologicaltectonicevolutionof theseasianregion:multidisciplinaryconstraintsandimplications forbiogeography. In: Robert H and Holoway D (eds.). Biogeographyand Evolution ofse Asia. Amsterdam: Backhuys Publisher,1998:4356 MilerC,SchusterP,Ki tzliu,frankw andpurtschelerf Post colisionalpotasicandultrapotasicmagmatism insw Tibet: GeochemicalandSr Nd Pb O isotopicconstraintsformantlesource characteristicsandpetrogenesis.journalofpetrology,40(9): MoXX,ZhaoZD,DengJF,DongGC,ZhouS,GuoTY,ZhangSQand WangLL.2003.ResponseofvolcanismtotheIndia Asiacolision. EarthScienceFrontiers,10(3): (inchinesewith Englishabstract) MoXX,DongGC,ZhaoZD,ZhouS,WangLL,QiuRZandZhangFQ Spatialand temporaldistribution and characteristics of granitoidsinthegangdese,tibetandimplicationforcrustalgrowth andevolution.geologicaljournalofchinauniverisities,11(3): (inChinesewithEnglishabstract) MoXX andpangt.2006.from thetethystotheformationofthe Qinghai TibetPlateau: Constrained by tectono magmatic events. EarthScienceFrontiers,13(6):43-51(inChinesewithEnglish abstract) OuyangKG,XieGG,XiaoZJ,DengSQ,XuPandFengY EstablishmentoftheDuorenandRisum formationsintherisum area, western Tibet, China and its geological significance. GeologicalBuletinofChina,24(7): (inChinesewith Englishabstract) PanGT,ChenZL,LiXZ,YanYJ,XuXS,XuQ,JiangXS,WuYL, LuoJN,ZhuTXandPengYM.1997.Geological tectonicevolution intheeasterntethys.beijing:geologicalpublishinghouse,1-218(inchinesewithenglishabstract) PanGT,ZhuDC,WangLQ,LiaoZL,GengQRandJiangXS.2004a. BangongLake Nu Riversuturezone, thenorthern boundary of Gondwanaland: Evidence from geology and geophysics. Earth ScienceFrontiers,11(4): (inChinesewithEnglish abstract) PanGT,DingJ,YaoDSandWangLQ.2004b Map DescriptionofTibetandAdjacentZone.Chengdu:ChengduMaps PublicationPres,1-31(inChinese) PanGT,MoXX,HouZQ,ZhuDC,WangLQ,LiGM,ZhaoZD,Geng QRandLiaoZL.2006.Spatial temporalframeworkofthegangdese orogenicbeltanditsevolution.actapetrologicasinica,22(3): (inchinesewithenglishabstract) PearceJAandNoryMJ.1979.PetrogeneticimplicationsofTi,Zr,Y, andnbvariationsinvolcanicrocks.contributionstomineralogyand Petrology,69(1):33-47 Pearce JA, Haris NBW and Tindle AG Trace element discriminationdiagramsforthetectonicinterpretation ofgranitic rocks.journalofpetrology,25(4): PearceJA.1996.Sourcesandsetingsofgraniticrocks.Episodes,19 (4): PitcherWS,AthertonMD,CobbingEJandBeckinsaleRD Magmatism ata Plate Edge: The Peruvian Andes. Glasgow: Blackie HalstedPres,1-328 QiuJS,XiaoE,HuJ,XiuXS,JiangSYandLiZ.2008.Petrogenesis of highly fractionated I type granites in the coastal area of northeastern Fujian Province: Constraints from zircon U Pb geochronology,geochemistryandnd Hfisotopes.ActaPetrologica Sinica,24(11): (inChinesewithEnglishabstract) QiuJX Magmatic Petrology. Beijing: GeologicalPublishing House,34-50(1-314)(inChinese) QiuRZ,ZhouS,DengJF,LiJF,XiaoQHandCaiZY.2004.Datingof gabbrointheshemalagouophioliteinthewesternsegmentofthe BangongCo Nujiangophiolitebelt,Tibet:Withadiscusionofthe ageofthebangongco Nujiangophiolitebelt.GeologyinChina,31 (3): (inChinesewithEnglishabstract) QuXM,HouZQandHuangW.2001.IsGangdeseporphyrycopperbelt thesecond Yulong copperbelt?mineraldeposits,20(4): (inchinesewithenglishabstract) QuXM,XinHB,ZhaoYY,WangRJandFanXT.2010.Openingtime ofbangonglakemiddletethysoceanicbasinofthetibetplateau: Constraintsfrom petro geochemistryandzirconu Pb LA ICP MS datingofmaficophiolites.earthsciencefrontiers,17(3):53-63 (inchinesewithenglishabstract) Rapp RP, Watson EB and MilerCF Partialmelting of amphibolite/eclogiteandtheoriginofarcheantrondhjemitesand tonalities.precambrianres.,51(1-4):1-25 RudnickRLandGaoS.2003.Compositionofthecontinentalcrust.In: RudnickRL(ed.).TheCrustTreatiesonGeochemistry.Oxford: ElsevierPergamon,3:1-64 SimonLH andnigelmk.2007.zircontinybuttimely.elements,3 (1):13-18 SisonTW.1994.Hornblende melttrace elementpartitioningmeasured byionmicroprobe.chemicalgeology,117(1-4): S derlundu,patchetpj,vervoortjd andisachsence.2004.the 176 Lu decay constantdetermined by Lu Hfand U Pb isotope systematicsofprecambrianmaficintrusions.earthandplanetary ScienceLeters,219(3-4): SunSSandMcDonoughWF.1989.Chemicalandisotopicsystematicsof oceanicbasalts:implicationsformantlecompositionandproceses. In:SaundersADandNoryMJ(eds.).Magmatism intheocean Basins.London:GeologicalSocietyPublication,42: TunerS,ArnaudN,LiuJ,RogersN,HawkesworthC,HarisN,Keley S,VanCalsterenPandDengW.1996.Post colision,shoshonitic volcanism on the Tibetan Plateau: Implications forconvective thinningofthelithosphereandthesourceofoceanislandbasalts. JournalofPetrology,37(1):45-71 WatsonEBandHarisonTM.2005.Zirconthermometerrevealsminimum meltingconditionsonearliestearth.science,308(5723): WhitehouseMJandKamberBS.2002.Ontheoverabundanceoflight rareearth elementsin terestrialzirconsand itsimplication for Earth searliestmagmatic diferentiation. Earth and Planetary ScienceLeters,204(3-4): WuFY,JahnBM,WildeSA,LoCH,YuiTF,LinQ,GeWCandSun DY.2003.HighlyfractionatedI typegranitesinnechina(Ⅱ): Isotopicgeochemistryand implicationsforcrustalgrowth in the Phanerozoic.Lithos,67(3-4): WuFY,LiXH,ZhengYFandGaoS.2007.Lu Hfisotopicsystematics andtheirapplicationsinpetrology.actapetrologicasinica,23(2): (inChinesewithEnglishabstract) WuYBandZhengYF.2004.Genesisofzirconanditsconstraintson interpretationofu Pbage.ChineseScienceBuletin,49(15): WuZH,YePS,HuDGandLiuQS.2003.ThrustsystemoftheNorth Lhasablock.GeologicalReview,49(1):74-80(inChinesewith