巴顏喀拉中部三疊紀(jì)花崗巖類的巖石成因及其地質(zhì)意義

李成祥, 曾小慧, 周 虎, 白興衛(wèi), 熊富浩, 2*

巴顏喀拉中部三疊紀(jì)花崗巖類的巖石成因及其地質(zhì)意義

李成祥1, 曾小慧1, 周 虎1, 白興衛(wèi)1, 熊富浩1, 2*

(1. 成都理工大學(xué) 地球科學(xué)學(xué)院, 四川 成都 610059; 2. 成都理工大學(xué) 油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國家重點 實驗室, 四川 成都 610059)

巴顏喀拉?松潘甘孜造山帶三疊紀(jì)花崗巖是研究青藏高原中部古特提斯造山作用過程與地殼生長演化機制的重要探針。本次研究對巴顏喀拉中部的花崗質(zhì)巖體進行了詳細(xì)的巖石學(xué)、鋯石U-Pb年代學(xué)和全巖地球化學(xué)研究, 探討其巖石成因和動力學(xué)背景。鋯石U-Pb年代學(xué)研究表明, 本次研究的花崗質(zhì)巖體形成于209～217 Ma, 是晚三疊世巖漿活動的產(chǎn)物。巖石地球化學(xué)分析揭示, 巖體由高Sr/Y值和低Sr/Y值花崗巖類組成。其中, 高Sr/Y值巖體具有中等K2O(2.13%～3.75%)、較高的Sr(373×10–6～521×10–6)含量和Sr/Y值(47.5～69.4), 較低的Yb(0.42×10–6～0.62×10–6)、Y(6.79×10–6～7.99×10–6)、Cr(5.86×10–6～13.0×10–6)和Ni(1.91×10–6～6.63×10–6)含量, La/Yb值為48.5～64.1, 與起源于加厚地殼部分熔融的埃達克質(zhì)花崗巖類似。低Sr/Y值巖體具有較高的K2O(3.84%～4.27%)和SiO2(63.94%～70.44%)、較低的Na2O/K2O值(0.78～0.95)和Sr/Y值(10.2～14.5), 巖石起源于正常厚度地殼的部分熔融。綜合分析表明, 晚三疊世巴顏喀拉?松潘甘孜造山帶并未發(fā)生明顯地殼減薄, 區(qū)域三疊紀(jì)花崗巖質(zhì)巖石起源于碰撞環(huán)境下不同深度地殼的部分熔融, 即加厚地殼熔融形成高Sr/Y值埃達克質(zhì)巖, 而正常厚度的地殼則熔融形成低Sr/Y值普通花崗巖類。不同深度地殼的重熔是巴顏喀拉?松潘甘孜造山帶三疊紀(jì)時期地殼演化的重要方式。

巴顏喀拉; 三疊紀(jì); 埃達克質(zhì)巖; 低Sr/Y值花崗巖; 巖石成因

0 引 言

巴顏喀拉?松潘甘孜造山帶位于青藏高原東北部, 是古特提斯構(gòu)造域的重要組成部分, 具有復(fù)雜的造山過程與演化歷史, 享有中國“地質(zhì)百慕大”的稱號(許志琴等, 1991)。造山帶內(nèi)覆蓋巨厚的三疊系濁積巖(許志琴等, 1991), 鮮有古老基底巖石出露, 制約了對其基底性質(zhì)、深部巖漿活動及構(gòu)造演化過程的認(rèn)識?；◢弾r是陸殼的重要巖石類型, 記錄了深部地殼熔融、殼幔相互作用和地殼生長演化過程, 是探究造山帶深部動力學(xué)過程與區(qū)域構(gòu)造演化的重要巖石探針。巴顏喀拉?松潘甘孜造山帶內(nèi)出露的三疊紀(jì)花崗巖已成為研究其基底屬性和區(qū)域構(gòu)造演化的關(guān)鍵探針(胡建民等, 2005; Zhang et al., 2007; Yuan et al., 2010; Zhan et al., 2018, 2020; Gong et al., 2021; Tang et al., 2023)。前人對巴顏喀拉?松潘甘孜造山帶東部三疊紀(jì)花崗巖開展了大量研究, 系統(tǒng)揭示了該區(qū)花崗巖的時空分布、巖石學(xué)和地球化學(xué)特征, 并劃分出A型(Zhang et al., 2007)、S型(胡建民等, 2005; 蔣修未等, 2020)、I型(袁靜等, 2011; Zhang et al., 2014b; 陳敏等, 2022)和埃達克質(zhì)花崗巖(Zhang et al., 2007; Yuan et al., 2010; 龔大興等, 2019; Zhan et al., 2020)等多種巖石類型。然而, 關(guān)于其巖石成因與動力學(xué)機制等關(guān)鍵科學(xué)問題仍存在較大爭議。部分學(xué)者認(rèn)為巴顏喀拉?松潘甘孜造山帶三疊紀(jì)花崗巖形成于后碰撞伸展環(huán)境, 主要起源于中?上地殼濁積巖的部分熔融(周家云等, 2014; Liu et al., 2019; 劉大明等, 2022); 部分學(xué)者則認(rèn)為區(qū)內(nèi)三疊紀(jì)花崗巖起源于巖石圈拆沉背景下的幔源巖漿底侵和下地殼熔融(Wang et al., 2007; 陳敏等, 2022; 盧雨瀟等, 2022)。同時, 相對于巴顏喀拉?松潘甘孜東部地區(qū)花崗巖的深入研究, 有關(guān)中部地區(qū)三疊紀(jì)花崗巖的結(jié)晶時代、成因類型和成因機制的研究較少, 制約了對整個巴顏喀拉?松潘甘孜造山帶三疊紀(jì)巖漿?構(gòu)造作用過程和地殼生長方式的認(rèn)識。

因此, 本次研究選擇巴顏喀拉?松潘甘孜造山帶中部的肯定那、青珍公麻、恰格那弄、江日嘎瑪和下倉界5個花崗質(zhì)巖體為研究對象, 對其開展巖石學(xué)、LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學(xué)、巖石地球化學(xué)等研究, 厘定其侵位時代, 探究其巖石成因。并綜合分析前人已發(fā)表的相關(guān)成果, 探索巴顏喀拉?松潘甘孜造山帶三疊紀(jì)巖漿作用的動力學(xué)背景和地殼演化方式, 為認(rèn)識巴顏喀拉?松潘甘孜古特提斯造山作用過程提供新的證據(jù)。

1 地質(zhì)背景和巖石學(xué)特征

巴顏喀拉?松潘甘孜造山帶東部以龍門山斷裂帶為界, 與揚子地臺相鄰; 西南部以金沙江縫合帶為界, 與羌塘地塊相鄰; 北部以阿尼瑪卿?勉略縫合帶為界, 與秦嶺和昆侖造山帶相鄰。呈EW向展布的巴顏喀拉?松潘甘孜造山帶具有東寬西窄的倒三角形態(tài), 是中國大陸內(nèi)部最大的構(gòu)造結(jié)(圖1a)。造山帶內(nèi)地層系統(tǒng)單一, 主要出露一套中?上三疊統(tǒng)細(xì)砂巖?粉砂巖?泥巖夾灰?guī)r的復(fù)理石沉積和一套碳酸鹽巖夾火山巖建造(盧雨瀟等, 2022), 屬于典型的濁流沉積。受造山作用影響, 巖石均具有淺變質(zhì)特征, 形成砂質(zhì)板巖等巖石。除了巨厚層復(fù)理石沉積外, 造山帶內(nèi)還廣泛出露三疊紀(jì)花崗巖。前人對巴顏喀拉?松潘甘孜造山帶東部三疊紀(jì)花崗巖開展了大量巖石學(xué)和年代學(xué)研究, 厘定了其巖石成因類型, 并建立了其年代學(xué)格架(Zhang et al., 2014a)(圖1a)。根據(jù)已發(fā)表資料表明, 巴顏喀拉?松潘甘孜造山帶東部花崗巖年齡主要為228～195 Ma, 屬于印支晚期?燕山早期巖漿活動的產(chǎn)物(胡建民等, 2005; Roger et al., 2010)。

本次研究的5個花崗質(zhì)巖體位于巴顏喀拉?松潘甘孜造山帶中部。區(qū)域內(nèi)發(fā)育多條EW向展布的斷層, 控制了花崗巖體的走向。本次研究的巖體均屬于小巖株, 其中, 肯定那、青珍公麻和恰格那弄巖體主要侵入二疊系(圖1b), 而江日嘎瑪和下倉界巖體則被第四系沉積物覆蓋(圖1c、d)。

肯定那巖體樣品(11MQ04-1)為斑狀花崗閃長巖, 巖石具有似斑狀結(jié)構(gòu)、塊狀構(gòu)造(圖2a、b)。斑晶主要有斜長石(～45%)、石英(～30%)、云母(～25%), 基質(zhì)具有中細(xì)?；◢徑Y(jié)構(gòu), 主要由細(xì)粒斜長石(～35%)、石英(～30%)、云母(～30%)和其他礦物(～5%)組成。青珍公麻巖體樣品(11MQ07-4)為花崗閃長斑巖, 斑狀結(jié)構(gòu), 塊狀構(gòu)造(圖2c、d)。斑晶主要為斜長石(～35%)、石英(～35%)和黑云母(～20%), 可見少量堿性長石(～10%),基質(zhì)主要由微晶斜長石(～40%)、石英(～40%)、云母(～10%)和其他礦物(～10%)組成。恰格那弄巖體樣品(11MQ10-1)為花崗閃長斑巖, 斑狀結(jié)構(gòu), 塊狀構(gòu)造(圖2e、f)。斑晶主要由斜長石(～45%)和黑云母(～40%)和少量石英(～15%)組成, 基質(zhì)為細(xì)粒或微晶斜長石(～35%)、石英(～30%)、云母(～30%)和其他礦物(～5%)。江日嘎瑪巖體樣品(11MD08-2)為斑狀花崗巖, 半自形粒狀結(jié)構(gòu)、塊狀構(gòu)造(圖2g、h)。巖石主要由石英(～50%)、黑云母(～30%)、角閃石(～20%)和其他暗色礦物(～10%)組成, 云母局部可見綠泥石化。下倉界巖體(11MD14-1)為斑狀石英二長巖, 中粗?；◢徑Y(jié)構(gòu)、塊狀構(gòu)造(圖2i、j)。巖石主要由堿性長石(～30%)、斜長石(～30%)、石英(～20%)、云母(～10%)和其他礦物(～10%)組成, 部分黑云母可見綠泥石化。

2 測試分析方法

挑選新鮮、未風(fēng)化的露頭樣品進行測試。首先將巖石樣品粉碎到100目左右, 并采用粗碎、洗滌、磁選等多重分選方法分選出鋯石。借助雙目鏡挑選不同晶形、顆粒較大且較為典型的鋯石顆粒, 然后制靶。對鋯石進行剖光使其內(nèi)部結(jié)構(gòu)暴露, 然后進行陰極發(fā)光(CL)照相。通過鋯石的顯微圖像特征, 進行內(nèi)部結(jié)構(gòu)分析, 最后進行鋯石U-Pb年代學(xué)分析。LA-ICP-MS 鋯石U-Pb定年在中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室(GPMR)完成, 所用儀器為的激光剝蝕電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(LA-ICP-MS), 型號為Agilent 7500a。利用鋯石標(biāo)準(zhǔn)91500作外標(biāo)對同位素進行校正, 微量元素的校正則使用NIST610為外標(biāo)進行處理。鋯石數(shù)據(jù)的離線處理使用軟件ICPMSDataCal 11.8, 計算加權(quán)平均年齡和繪制諧和圖使用Isoplot 4.15。

全巖的地球化學(xué)分析采用200目以下的粉末。全巖主量元素的測試在湖北地質(zhì)礦產(chǎn)開發(fā)局完成, 分析儀器為X射線熒光光譜儀(XRF), 型號為 Regaku 3080E1, 分析不確定度＜5%。全巖微量元素測試在中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)GPMR實驗室分析完成, 所用儀器為電感耦合等離子質(zhì)譜儀(ICP-MS), 型號為Agilent 7500a。儀器的準(zhǔn)確度使用G-2h和AGV-1國際巖石標(biāo)樣及GSR-3國內(nèi)巖石標(biāo)樣進行校正, 稀土元素不確定度優(yōu)于5%, 微量元素不確定度在10%左右。

3 分析結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb年代學(xué)

巴顏喀拉地區(qū)肯定那(11MQ04-1)、青珍公麻(11MQ07-4)、恰格那弄(11MQ10-1)、江日嘎瑪(11MD08-2)和下倉界(11MD14-1)5個花崗質(zhì)巖體樣品的LA-ICP- MS鋯石U-Pb定年結(jié)果見表1。

表1 巴顏喀拉地區(qū)花崗質(zhì)巖體樣品的LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年結(jié)果

肯定那(11MQ04-1)、青珍公麻(11MQ07-4)、恰格那弄(11MQ10-1)巖體樣品中鋯石顆粒相對較大, 多呈透明的自形?半自形晶, 長寬比約1∶1～3∶1。多數(shù)鋯石可見振蕩環(huán)帶, 少數(shù)鋯石環(huán)帶不明顯(圖3a),且樣品具有較大的Th/U值(0.09～0.41), 指示其為巖漿成因(吳元保和鄭永飛, 2004)?？隙菐r體樣品中共分析了18顆鋯石, 所有測點都具有較好的諧和度, 其206Pb/238U表面年齡為209～212 Ma, 加權(quán)平均年齡為210±1 Ma(MSWD=0.13,=18)(圖3b), 代表巖石的結(jié)晶年齡。青珍公麻巖體樣品中共分析了15顆鋯石, 所有測點都落在諧和線上或其附近,206Pb/238U表面年齡為208～214 Ma, 加權(quán)平均年齡為210±1 Ma (MSWD=0.23,=15)(圖3c), 代表巖石的結(jié)晶年齡。恰格那弄巖體樣品中共分析了19顆鋯石, 其206Pb/238U表面年齡為213～221 Ma, 加權(quán)平均年齡為217±1 Ma (MSWD=0.56,=19)(圖3d)。

圖3 巴顏喀拉地區(qū)花崗質(zhì)巖的鋯石陰極發(fā)光圖像(a)及U-Pb年齡諧和圖(b～f)

江日嘎瑪(11MD08-2)和下倉界(11MD14-1)巖體樣品中鋯石顆粒相對較小, 自形程度較高, 長寬比可達1∶1～2∶1, 具有典型振蕩環(huán)帶的特征, 部分鋯石內(nèi)部呈侵蝕狀或港灣狀(圖3a), 鋯石的Th/U值為0.16～0.66, 屬于巖漿成因鋯石。其中江日嘎瑪巖體樣品分析了12顆鋯石,206Pb/238U表面年齡為203～ 214 Ma, 加權(quán)平均年齡為209±2 Ma(MSWD=1.8,=12) (圖3f)。下倉界巖體樣品分析了18顆鋯石, 剔除諧和度較差的1個測點, 其余17個測點的206Pb/238U表面年齡為208～215 Ma, 其加權(quán)平均年齡為211±2 Ma (MSWD=0.24,=17)(圖3f)。

綜上所述, 研究區(qū)花崗巖類巖石均屬于晚三疊世巖漿活動的產(chǎn)物。

3.2 全巖地球化學(xué)特征

肯定那等5個花崗質(zhì)巖體的全巖地球化學(xué)分析結(jié)果見表2。樣品SiO2含量為63.94%～70.44%, 屬于中酸性巖漿巖, 在TAS圖解上, 落入石英二長巖、花崗閃長巖和花崗巖區(qū)域(圖4a)。巖石具有較高的Al2O3(14.75%～17.25%)和FeOT(2.40%～3.69%)含量、Na2O+K2O(5.51%～7.62%)和Na2O/K2O(0.78～1.59)值, 較低的MgO含量(0.85%～1.62%), Mg#(38～43)中等, 鋁飽和指數(shù)(A/CNK)為1.00～1.07, 屬高鉀鈣堿性弱過鋁質(zhì)花崗巖類(圖4b～d)。

表2 巴顏喀拉中部三疊紀(jì)花崗質(zhì)巖主量(%)和微量元素(×10–6)分析結(jié)果

圖4 巴顏喀拉地區(qū)巖體的TAS分類及巖石類型判別圖

肯定那、青珍公麻和恰格那弄巖體的樣品具有較低的稀土元素總量(ΣREE=119×10–6～143×10–6), 輕重稀土元素分異明顯, (La/Yb)N值為32.8～43.3, 無明顯的Eu異常(δEu=0.87～0.91)(表2, 圖5a)。樣品具有較高的Sr(373×10–6～521×10–6)、較低的Yb(0.42×10–6～0.62×10–6)和Y(6.79×10–6～7.99×10–6)含量, La/Yb(48.5～64.1)和Sr/Y(47.5～69.4)值較高。

球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Taylor and McLennan, 1985; 原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989。

江日嘎瑪和下倉界巖體樣品的稀土元素總量較高(ΣREE=163×10–6～250×10–6), 輕、重稀土元素分異明顯((La/Yb)N=10.4～12.9), 具有明顯的Eu負(fù)異常(δEu=0.52～0.59)(圖5a)。微量元素蛛網(wǎng)圖顯示樣品富集輕稀土和Rb、Th、U等元素, 相對虧損重稀土和Ba、Ta、Nb、P、Ti等元素(圖5b)。且樣品的Sr含量相對較低為293×10–6～316×10–6, Yb(2.01×10–6～ 2.36×10–6)和Y(21.8×10–6～28.7×10–6)含量相對較高(圖5b), Sr/Y值(10.2～14.5)和La/Yb值(15.4～19.1)相對較小, 明顯不同于肯定那、青珍公麻和恰格那弄巖體。

4 討 論

4.1 巖石成因類型

根據(jù)花崗巖類的Sr、Y等微量元素組成, 可劃分為高Sr/Y值的埃達克質(zhì)巖和低Sr/Y值的非埃達克質(zhì)巖。而埃達克質(zhì)巖石往往形成于特定的構(gòu)造背景, 具有特殊的成因意義(王強等, 2001, 2008; 朱弟成等, 2002; Xu et al., 2002), 是探究區(qū)域構(gòu)造演化的重要巖石探針。埃達克質(zhì)巖具有較高的SiO2(＞56%)、Al2O3(＞15%)含量, 高Sr/Y(＞20.0)、La/Yb(＞15.0)值,低MgO(＜3%)含量, 富集輕稀土元素和Sr(＞400×10–6),虧損重稀土元素(如Yb＜1.9×10–6)與Y(＜18×10–6), 無Eu異?；蛴休p微的負(fù)Eu異常(Martin, 1999; Clemens,2003; 王強等, 2008; Castillo, 2012; 許繼峰等, 2014)?？隙恰⑶嗾涔楹颓「衲桥獛r體的樣品富集輕稀土元素、虧損重稀土元素, 輕、重稀土元素分異明顯,無明顯的Eu異常; Yb含量為0.42×10–6～0.62×10–6, 均＜1.9×10–6; Y含量為6.79×10–6～7.99×10–6, 均 ＜18×10–6; Sr含量為373×10–6～521×10–6, 接近或 ＞400×10–6; La/Yb為48.5～64.1, ＞15.0; Sr/Y值為47.5～69.4, 均＞20, 具有類似于埃達克質(zhì)巖的地球化學(xué)特征。在Sr/Y-Y和(La/Yb)N-YbN圖中(圖6),肯定那、青珍公麻、恰格那弄巖體樣品均落入埃達克巖區(qū)域。因此, 肯定那、青珍公麻和恰格那弄巖體屬于高鉀鈣堿性?鉀質(zhì)埃達克質(zhì)巖。

區(qū)域巖體地球化學(xué)數(shù)據(jù)來源: Zhang et al., 2006, 2007; Xiao et al., 2007; Cai et al., 2010; 萬傳輝等, 2011; 袁靜等, 2011; 鄢圣武等, 2015; 崔加偉等, 2016; 馬志遠(yuǎn)等, 2016; 劉江, 2018; 趙呈祥等, 2018; 馬驥等, 2020; 陳敏等, 2022; 劉大明等, 2022; 盧雨瀟等, 2022。

江日嘎瑪和下倉界巖體樣品具有較高的SiO2和Al2O3、全堿(Na2O+K2O)、FeOT含量及Na2O/K2O值(0.78～1.59)、中等含量的TiO2及較低的MgO、Co、Th含量以及Mg#值、鋁飽和指數(shù), 富集輕稀土元素、虧損重稀土元素, 具有明顯的Eu負(fù)異常(圖5)。巖石具有較高的Yb和Y含量, 較低的Sr含量以及La/Yb和Sr/Y值, 屬于低Sr/Y值非埃達克質(zhì)巖(圖6)。

4.2 巖石成因機制

埃達克質(zhì)巖的成因機制有多種觀點: 如原始玄武質(zhì)巖漿的分離結(jié)晶(Castillo et al., 1999)、殼?幔巖漿的混合作用(Guo et al., 2007)、加厚地殼的部分熔融(Kay and Kay, 1993)、拆沉下地殼的部分熔融(Xu et al., 2002, 2006)和俯沖洋殼的部分熔融(Defant and Drummond, 1990)等。

起源于原始幔源玄武質(zhì)巖漿分離結(jié)晶的埃達克質(zhì)巖通常富集高場強元素(如Nb、Ta、Ti等)(Saunders et al., 1988; 劉彬等, 2013), 且具有成分跨度較大的巖石組合特征(Fan et al., 2016; Wu and Xie, 2016)。肯定那、青珍公麻和恰格那弄巖體的埃達克質(zhì)巖不具有基性?中性?酸性巖漿巖組合特征, 且?guī)r石顯著虧損高場強元素, Nb/Ta平均值為14.7, 明顯不同于原始地幔的值(平均17.5; Rudnick and Gao, 2003), 且研究區(qū)內(nèi)也缺乏幔源巖漿記錄(袁靜等, 2011), 明顯不符合玄武質(zhì)巖漿分離結(jié)晶模型。殼?幔巖漿混合成因的埃達克質(zhì)花崗巖具有較高的Mg#值, 常富含暗色微粒巖漿包體(姜子琦等, 2011; 陳兵等, 2021; 楊昕等, 2021), 且礦物常具有環(huán)帶特征, 但是本次研究的埃達克質(zhì)巖無鎂鐵質(zhì)包體, 區(qū)域巖體也缺少同期幔源巖漿巖記錄, 礦物也無環(huán)帶特征, 且?guī)r石的Rb/Sr平均值為0.28, 與大陸地殼平均值(～0.24; Taylor and McLeannan, 1985)相近, 不符合殼?幔巖漿混合模型。拆沉下地殼部分熔融形成的熔體, 常發(fā)生熔體與地幔的相互作用, 形成巖石具有較高Ni和Cr含量, 且具有明顯的Eu異常, 其礦物則常具有成分反環(huán)帶特征(Rapp et al., 1999; 張旗等, 2003; Gao et al., 2004)?？隙?、青珍公麻和恰格那弄巖體的樣品具有較低的Ni、Cr含量, 且無明顯的Eu異常(δEu=0.87～0.91)(圖5), 也未見明顯的礦物反環(huán)帶特征, 不符合拆沉下地殼部分熔融模型。俯沖洋殼熔融及其與地幔楔相互作用可產(chǎn)生埃達克質(zhì)巖和高鎂埃達克巖(Stern and Hanson, 1989;張旗等, 2005; 王巍等, 2021), 其具高Mg(MgO＞5%; Mg#＞60)、Cr (＞100×10–6)、Ni(＞100×10–6)和富鈉貧鉀(Na2O/K2O＞2)的特征(王強等, 2001; 張旗等, 2001; 張旗, 2008)。研究區(qū)埃達克質(zhì)巖具有較低的MgO(平均1.10%)、Cr(平均10.2×10–6)、Ni(平均4.17×10–6)和Na2O/K2O值(平均1.26), 與俯沖洋殼部分熔融產(chǎn)生的埃達克巖特征不符。

本次研究的埃達克質(zhì)巖體具有富鉀貧鈉的特征(K2O=2.13%～3.75%, Na2O/K2O=0.91～1.59), 且具有較高的Th(平均10.7×10–6)、Th/U值(4.00～8.80)和Rb/Sr值(0.15～0.42), 較低含量的Cr(平均10.2×10–6)和Ni(平均4.17×10–6), 相對虧損Ba、U, 相對富集Rb、Th, 地球化學(xué)特征上跟加厚地殼部分熔融的埃達克巖相似(Chung et al., 2003; 張旗等, 2003; 朱明田等, 2011; 魏紅艷等, 2012; 劉建峰等, 2013)。在埃達克巖成因機制判別圖中, 本次研究的埃達克質(zhì)巖體和前人已發(fā)表的巴顏喀拉?松潘甘孜三疊紀(jì)埃達克質(zhì)巖體樣品均落入加厚地殼部分熔融的區(qū)域(圖7),綜合分析推測研究區(qū)內(nèi)埃達克質(zhì)巖由加厚地殼部分熔融形成。

肯定那、青珍公麻和恰格那弄巖體的埃達克質(zhì)巖顯著虧損重稀土元素和Y, 富集Sr, 表明源區(qū)有石榴石殘留(Rapp and Watson, 1995)。實驗表明, 石榴石在高于1.5 GPa的壓力下趨于穩(wěn)定, 等同于地殼厚度50 km以上(Xiong et al., 2005)。因此本次研究的埃達克質(zhì)巖石形成于加厚地殼(＞50 km)、以金紅石和石榴石為殘留礦物的源區(qū)。

而江日嘎瑪和下倉界巖體的樣品具有低Sr/Y (10.2～14.5)值、較高的K2O(3.84%～4.27%)和SiO2(63.94%～70.44%)含量, Na2O/K2O值(0.78～0.95)和MgO(0.99%～1.62%)含量低, 主量元素組成與正常地殼類似。巖石的Nb/Ta值為10.4～12.3, Nd/Th值為1.91～2.05, 與大陸地殼平均值(Nb/Ta≈11, Nd/Th≈2; Rudnick and Gao, 2003)相近。巖石富集輕稀土元素, 且含有較高的Th/U值(平均4.34)和Rb/Sr值(平均0.58), 較低含量的Cr(平均19.4×10–6)和Ni(平均11.8×10–6), 符合地殼起源的巖漿特征(Rudnick and Gao, 2003; 吳元保, 2022)。巖石具有明顯的Eu負(fù)異常(圖5), 表明源區(qū)有少量斜長石殘留; 具有較低的Sr含量和Sr/Y值, 表明其形成于低壓環(huán)境; 巖石的Nb-Ta虧損, 較埃達克質(zhì)巖弱, 表明源區(qū)不殘留金紅石或者少量殘留金紅石, 說明巖體形成時的壓力比埃達克質(zhì)巖小。綜上分析, 江日嘎瑪和下倉界巖體低Sr/Y值花崗質(zhì)巖石形成于低壓環(huán)境, 即正常地殼的部分熔融, 并非加厚地殼熔融。

4.3 地質(zhì)意義

研究表明, 殼源巖漿巖的Sr/Y值和La/Yb值與巖漿起源深度存在相關(guān)性, 并建立了地殼厚度與Sr/Y和(La/Yb)N值的相關(guān)性方程, 用于定量計算古造山帶的地殼厚度(Chapman et al., 2015; Hu et al., 2017)。本文系統(tǒng)收集了巴顏喀拉?松潘甘孜造山帶三疊紀(jì)花崗質(zhì)巖的鋯石U-Pb年代學(xué)和地球化學(xué)資料, 并依據(jù)Rb/Sr值和MgO等參數(shù)剔除高分異樣品和殼幔混合成因的樣品(Chiaradia, 2015), 利用經(jīng)驗回歸方程計算巴顏喀拉?松潘甘孜造山帶三疊紀(jì)時期的地殼厚度。基于Sr/Y均值計算的地殼厚度結(jié)果的不確定度總是小于(La/Yb)N均值計算的結(jié)果, 且典型案例分析揭示Sr/Y值與地殼厚度具有較高的相關(guān)性, 可以較好地反映大陸弧地殼的厚度(Chapman et al., 2015)。因此, 本文采用Sr/Y均值計算的地殼厚度結(jié)果來討論巴顏喀拉?松潘甘孜造山帶三疊紀(jì)地殼厚度變化情況。

基于Sr/Y均值計算獲得的巴顏喀拉?松潘甘孜造山帶三疊紀(jì)花崗質(zhì)巖起源于厚度約30～75 km的大陸地殼, 符合大陸碰撞造山帶地殼厚度的特征(≥30 km)。根據(jù)地殼厚度和巖體年齡的演變趨勢圖(圖8a), 巴顏喀拉?松潘甘孜造山帶三疊紀(jì)低Sr/Y值花崗質(zhì)巖石起源于淺部地殼熔融, 而高Sr/Y值埃達克質(zhì)巖則起源于41～70 km深度的地殼, 而研究區(qū)的地殼厚度自230 Ma到200 Ma并未發(fā)生顯著減薄, 表明并未發(fā)生顯著的加厚地殼拆沉作用, 這與前人的研究結(jié)果一致(Zhan et al., 2018)。全巖Nd同位素與年齡關(guān)系圖(圖8b)顯示, 區(qū)域埃達克質(zhì)巖和非埃達克質(zhì)巖主體均具有較低的全巖Nd(), 均起源于1.25～1.78 Ga的古老地殼熔融, 并無顯著新生地殼特征。少數(shù)巖體具有較高的全巖Nd()值(Xiao et al., 2007; Zhang et al., 2007)、Mg#、Cr和Ni(Xiao et al., 2007; Cai et al., 2010; 盧雨瀟等, 2022), 且這些巖體中發(fā)育暗色微粒包體(劉江, 2018; 盧雨瀟等, 2022), 推測這部分巖體受到一定程度的殼幔巖漿混合作用影響。因此, 本文認(rèn)為松潘甘孜--?巴顏喀拉造山帶晚三疊世加厚地殼主要形成于水平擠壓作用, 并不存在顯著的幔源巖漿底侵和新生地殼生長, 區(qū)內(nèi)晚三疊世高Sr/Y值埃達克質(zhì)巖和低Sr/Y值花崗巖類主要起源于不同深度古老地殼的部分熔融。

同位素數(shù)據(jù)來源: Zhang et al., 2006, 2007; 趙永久, 2007; 趙永久等, 2007; Xiao et al., 2007; 時章亮等, 2009; 蔡洪明, 2010; 袁靜等, 2011。

花崗巖構(gòu)造環(huán)境判別圖(圖9)揭示, 包括肯定那、青珍公麻、恰格那弄、江日嘎瑪和下倉界巖體在內(nèi)的巴顏喀拉?松潘甘孜三疊紀(jì)花崗巖類均具有火山弧或后碰撞花崗巖特征。綜合對比區(qū)域資料發(fā)現(xiàn), 不同于東昆侖造山帶發(fā)育巨量二疊紀(jì)?晚三疊世巖漿巖(莫宣學(xué)等, 2007; Xiong et al., 2014)(圖10b),巴顏喀拉?松潘甘孜造山帶巖漿活動僅爆發(fā)于晚三疊世(圖10a), 且與東昆侖同步發(fā)育晚三疊世A2型花崗巖(Zhang et al., 2007; Yan et al., 2020)和鉀質(zhì)埃達克質(zhì)巖(Zhang et al., 2006; Xiao et al., 2007)。因此, 本文認(rèn)為巴顏喀拉?松潘甘孜與東昆侖之間的古特提斯洋盆已于晚三疊世之前閉合, 巴顏喀拉?松潘甘孜造山帶在晚三疊世處于后碰撞環(huán)境, 其古老大陸地殼已通過早期碰撞作用發(fā)生側(cè)向擠壓增厚。受碰撞擠壓作用影響, 巖石圈發(fā)生脆性破裂, 為幔源巖漿上涌提供了通道(Yuan et al., 2010)。在此背景下, 幔源巖漿底侵地殼, 促使加厚的古老陸殼發(fā)生部分熔融(Defant and Drummond, 1990; Atherton and Petford, 1993), 從而形成高Sr/Y值的埃達克質(zhì)巖漿, 而淺部古老地殼則部分熔融形成低Sr/Y值的花崗質(zhì)熔體(圖10)。因此, 不同深度古老陸殼的重熔是巴顏喀拉?松潘甘孜造山帶三疊紀(jì)大陸地殼的重要演化方式。

圖9 巴顏喀拉–松潘甘孜地區(qū)花崗質(zhì)巖的構(gòu)造環(huán)境判別圖(底圖據(jù)Pearce et al., 1984)(區(qū)域數(shù)據(jù)來源同6)

巴顏喀拉?松潘甘孜三疊紀(jì)埃達克質(zhì)巖: ①. 肯定那巖體; ②. 青珍公麻巖體; ③. 恰格那弄巖體; ④. 毛爾蓋巖體(Zhang et al., 2006); ⑤. 老君溝巖體(趙永久等, 2007)。東昆侖三疊紀(jì)埃達克質(zhì)巖: ⑥. 和勒岡希里克特巖體(陳國超等, 2013b); ⑦. 科科鄂阿龍巖體(陳國超等, 2013a)。巴顏喀拉?松潘甘孜三疊紀(jì)低Sr/Y值花崗巖類: ⑧. 江日嘎瑪巖體; ⑨. 下倉界巖體; ⑩. 年保玉則巖體(Zhang et al., 2007); . 道孚?爐霍巖體(盧雨瀟等, 2022)。東昆侖三疊紀(jì)低Sr/Y值花崗巖類: . 香日德地區(qū)花崗巖體(羅明非等, 2014); . 肯德可克巖體(張明玉等, 2018)。

5 結(jié) 論

(1) 巴顏喀拉中部花崗質(zhì)巖體由花崗巖、花崗閃長巖、石英二長巖等巖石組成, 其LA-ICP-MS 鋯石U-Pb年齡在210±1 Ma～217±1 Ma之間, 屬于晚三疊世巖漿活動的產(chǎn)物。

(2) 肯定那、青珍公麻和恰格那弄巖體樣品含有較高的SiO2、Al2O3和全堿, LREE和Sr富集, HREE和Y虧損, Sr/Y、La/Yb值較高, 為高Sr/Y值的埃達克質(zhì)巖。江日嘎瑪和下倉界巖體樣品也含有較高的SiO2、Al2O3和全堿含量, 但Sr相對較低, Y和Yb相對較高, Sr/Y、La/Yb值較低, 為低Sr/Y值的非埃達克質(zhì)巖。

(3) 巴顏喀拉地區(qū)晚三疊世高Sr/Y值花崗巖類主要起源于加厚下地殼部分熔融, 而低Sr/Y值花崗巖類則主要起源于淺部地殼的部分熔融。

(4) 巴顏喀拉?松潘甘孜造山帶于晚三疊世處于后碰撞環(huán)境, 但并未發(fā)生顯著的加厚地殼拆沉作用。不同深度古老陸殼的重熔是巴顏喀拉?松潘甘孜造山帶三疊紀(jì)大陸地殼的重要演化方式。

致謝:感謝長安大學(xué)李瑞保副教授和另一位匿名審稿專家提出的寶貴修改意見!

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Petrogenesis and Geological Significance of Triassic Granites in the Central Bayanhar

LI Chengxiang1, ZENG Xiaohui1, ZHOU Hu1, BAI Xingwei1, XIONG Fuhao1, 2*

(1. College of Earth Sciences, Chengdu University of Technology, Chengdu 610059, Sichuan, China; 2. State Key Laboratory of Oil and Gas Reservoir Geology and Exploitation, Chengdu University of Technology, Chengdu 610059, Sichuan, China)

The Triassic granites in the Bayanhar-Songpanganzi orogen are key probes to understand the Paleo-Tethyan orogeny and mechanisms of crustal growth in the central Qinghai-Tibetan Plateau. To constrain the petrogenesis and geodynamic setting of the granites in the Central Bayanhar area, an integrated petrologic, geochronologic, and whole-rock geochemical study was conducted. Zircon U-Pb dating results show that the granites were formed at 209 – 217 Ma, belonging to the Late Triassic magmatism. The geochemical study reveals that the plutons can be divided into high Sr/Y granites and low Sr/Y granites. The high Sr/Y granites exhibit intermediate K2O (2.13% – 3.75%), high Sr (373×10–6– 521×10–6) and Sr/Y ratios (47.5 – 69.4), low Yb (0.42×10–6– 0.62×10–6), Y (6.79×10–6– 7.99×10–6), Cr (5.86×10–6– 13.0×10–6), and Ni (1.91×10–6– 6.63×10–6), enriched light rare earth, and depleted heavy rare earth elements, resembling those of adakitic rocks derived from melting of thickened crust. In contrast, the low Sr/Y granites have high contents of K2O (3.84% – 4.27%) and SiO2(63.94% – 70.44%) with low ratios of Na2O/K2O (0.78 – 0.95) and Sr/Y (10.2 – 14.5), which were originated from partial melting of the crust with normal thickness. The comprehensive study shows that there is no obvious crustal thinning in the Bayanhar-Songpanganzi area during the Late Triassic, therefore, the Triassic granites were derived from partial melting of the crust at different depths in the collisional setting, i.e., the high Sr/Y adakitic rocks derived from melting of the thickened crust, but the low Sr/Y granites were formed by melting of the crust with normal thickness. It can be concluded that crustal remelting at different depths is an important mode of the Triassic crustal evolution in the Bayanhar-Songpanganzi orogen.

Bayanhar; Triassic; adakitic rock; low Sr/Y granite; petrogenesis

2023-06-05;

2023-06-30;

2023-08-25

國家自然科學(xué)基金項目(41602049)和成都理工大學(xué)珠峰科學(xué)研究計劃項目(2021ZF11412)聯(lián)合資助。

李成祥(1999–), 男, 碩士研究生, 地質(zhì)學(xué)專業(yè)。E-mail: 1027868215@qq.com

熊富浩(1986–), 男, 博士生導(dǎo)師, 主要從事巖漿動力學(xué)與大地構(gòu)造學(xué)研究。E-mail: fhxiong@cdut.edu.cn

P595; P597

A

1001-1552(2023)06-1413-017

10.16539/j.ddgzyckx.2023.01.303