Confirmation of gneissic granite of Qingbaikou period and its constraint on the timing of the Rodinia supercontinent on the Altun orogenic belt
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摘要:
阿尔金造山带新元古代花岗岩的研究对探讨该地区Rodinia超大陆汇聚阶段构造演化过程具有重要意义。本文对在亚干布阳一带新厘定的青白口纪片麻状花岗岩开展了详细的岩石学、年代学和岩石地球化学研究。锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学证据显示片麻状花岗岩结晶年龄分别为（883.0±3.3）Ma和（883.1±3.3）Ma，说明其侵位于青白口纪。地球化学结果显示，常量元素具有富硅、铝、钾和低钠、镁、钙和钛的特点，具钙碱性-高钾钙碱性、过铝质花岗岩特征。岩石轻稀土分馏较强而重稀土分馏较弱，具有明显的负Eu异常，总体呈右倾的“V”型稀土分配模式。岩石富集Rb、Th、LREE等大离子亲石元素，中等亏损Ba，强烈亏损Nb、Sr、P、Hf、Ti等高场强元素，总体特征显示了典型的壳源花岗岩的特征，其源于地壳变质砂岩部分熔融，形成于同碰撞晚期构造环境，属Rodinia超大陆汇聚阶段的产物。综合研究表明，阿尔金地区新元古代早期同碰撞型岩体的形成时代集中在871~945 Ma，限定了Rodinia超大陆汇聚时限，且在空间上构成了一条重要的岩浆岩带，是对Rodinia超大陆碰撞汇聚作用的响应。
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关键词:
- 片麻状花岗岩 /
- LA-ICP-MS锆石U-Pb定年 /
- 地球化学 /
- 构造环境 /
- Rodinia超大陆 /
- 地质调查工程 /
- 阿尔金
Abstract:The study of the Neoproterozoic granites in the Altun orogenic belt is significant for revealing the area of the Rodinia supercontinent convergent stage tectonic evolution. In this paper, a detailed study of petrology, chronology and geochemistry was carried out for a new division of Qingbaikou gneissic granite in Yaganbuyang area. The U-Pb dating of zircons from the gneissic granite using LA-ICP-MS yielded (883.0±3.3)Ma and (883.1±3.3)Ma, indicating that the gneissic granite was generated in Qingbaikou period. The geochemical analysis shows that major elements are characterized by high SiO2, Al2O3 and K2O values and low Na2O, MgO, CaO and TiO2 values, thus belonging to the calc-alkaline-high-K calc-alkaline series, and peraluminous.REE distribution patterns show negative anomaly of Eu, obvious fractionation of LREE and weak fractionation of HREE, with a clear V trough, which shows the features of crustal derived granite. The gneissic granite is rich in large ion lithophile elements of Rb, Th, LREE, slightly depleted in Ba and mightily depleted in high field strength elements of Nb, Sr, P, Hf, Ti. These characteristics are similar to features of the continental collision type granite. The source rock of the gneissic granite was formed by the partial melting metasandstone from the crust in the subduction-collisional environment about Rodinia supercontinent. Comprehensive study shows that these syn-collisional granites were generated between 871 Ma and 940 Ma, which constrained the timing of the Rodinia supercontinent in Early Neoproterozoic along the Altun orogenic belt. These rock bodies have the characteristics of zonal distribution in space and confirm the existence of syn-collisional granites belt about Rodinia supercontinent on the Altun orogenic belt.
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1. 引言
阿尔金造山带地处青藏高原北缘, 位于塔里木地块和柴达木地块之间, 是一个早期经历古板块或地块相互俯冲-碰撞作用, 在中、新生代又被走滑断裂所切断, 由不同构造层次、不同时期和形成于不同构造环境地质体所组成的复合造山带(车自成等, 1995; 刘良等, 1996; 崔军文等, 1999; 许志琴等, 1999; Zhang et al., 1999)。阿尔金造山带也一直是地质学家研究的热点, 大量研究围绕早古生代高压-超高压变质岩、古生代花岗岩和前寒武纪构造演化方面开展。
在高压-超高压变质岩方面, 研究表明沿阿尔金构造带南缘断续存在一条早古生代的高压-超高压变质岩带, 并确定这些高压-超高压岩石的原岩的形成时代多为719~1000 Ma, 变质时代介于486~509 Ma, 退变质时代为~450 Ma(Zhang et al., 2001; 刘良等, 2007; 张建新等, 2007; 曹玉亭等, 2009; Wang et al., 2011)。
在古生代花岗岩研究方面, 不同研究者对鱼目泉花岗质岩体、塔特勒克布拉克复式花岗岩体、茫崖镇北石英闪长岩和阿卡龙山花岗岩、玉苏普阿勒克塔格岩体、茫崖镇东柴水沟花岗岩、常春沟花岗岩和帕夏拉依档岩体等早古生代花岗岩的形成时代、岩石成因和构造环境进行了详细研究(曹玉亭等, 2010; 康磊等, 2013, 2016; Wang et al., 2014; 董洪凯等, 2014; 吴才来等, 2014; 张若愚等, 2016, 2018), 这些后碰撞型花岗岩形成时代介于(446±3)~ (469.3±5.7)Ma, 形成于俯冲碰撞造山后抬升阶段。可能是~450 Ma的陆壳深俯冲/折返事件的岩浆响应。
阿尔金及邻区前寒武纪构造格架研究也受到众多学者的关注。在阿尔金地区, 刘永顺等(2009)识别出多期前寒武重要地质事件:2.5~3.6 Ga敦煌地块内存在太古宙古老地壳和多期的岩浆活动, 1.8~2.5 Ga敦煌地块遭受强烈改造和中基性侵入岩形成的时代, 0.8~1.0 Ga存在新元古代碰撞造山和大规模的岩浆活动, 500~530 Ma是阿尔金北缘蛇绿混杂岩带、高压变质泥质岩和榴辉岩的变质时代; 张建新等(2011)认为新元古代早期(920~940 Ma)的构造热事件与Rodinia超大陆汇聚相关, 新元古代晚期(760 Ma左右)与Rodinia超大陆裂解作用有关, 它们普遍遭受了早古生代变质作用的改造。在阿尔金北部敦煌地区, 前寒武纪研究的重大进展是提出了敦煌造山带的概念, 其前寒武纪结晶基底最初拼合事件可能发生在新太古代末期(~2.5 Ga), 之后经历了古元古代晚期(1.8~2.0 Ga Ma)汇聚、碰撞造山过程, 该过程与Columbia超大陆汇聚有关, 直到中元古代早期(1.6~1.8 Ga)造山活动结束, 前寒武纪结晶基底最终固结, 进入稳定发展阶段, 直至古生代志留纪开始活化(~440 Ma)(Zhao et al., 2015, 2016; 王永等, 2017)。在阿尔金邻区塔里盆地周缘, 古元古代中期(2.13~2.15 Ga)为造山作用的早期俯冲阶段, 古元古代晚期(1.93~2.05 Ga)为同碰撞造山阶段的响应; 古元古代末期(1.85~1.87 Ga)进入后造山阶段(辛后田等, 2011), 古元古代(~ 1.8 Ga)之后塔里木接受了中元古代被动大陆边缘沉积建造, 直到~1.0 Ga开始转化为活动大陆边缘, 且0.76~1.0 Ga期间一直处于活动大陆边缘, 经历了中-新元古代与Rodinia超大陆聚合相关的造山事件, 并最终形成了塔里木前寒武纪基底(Lu et al., 2008; 张建新等, 2011)。由此可见, 阿尔金及邻区前寒武纪存在Columbia和Rodinia超大陆汇聚-裂解事件, 并与全球和中国大陆演化历史基本同步, 这一认识已被多数学者认可, 但是Columbia和Rodinia超大陆汇聚-裂解具体时限还存在很大争议, 对阿尔金及邻区各地块的构造属性及其与华北克拉通和扬子克拉通的亲缘性也存在较大的分歧。
近年来, 阿尔金及其邻区与Rodinia超大陆汇聚有关的岩浆响应被相继报道。在阿尔金江尕勒萨依、清水泉、肖鲁克布拉克、亚干布阳、盖里克、科克萨依等地区发育大量同碰撞型花岗质片麻岩, 年龄集中在871~945 Ma(Gehrels et al., 2003; 王超等, 2006; 校培喜等, 2014; 王立社等, 2015; 李琦等, 2015, 2018; 陈红杰等, 2018)。在柴达木北缘鱼卡河、沙柳河、锡铁山和落凤坡等地区发育与新元古代早期汇聚有关的花岗质片麻岩带, 年龄集中在917~952 Ma(陆松年等, 2002; 张建新等, 2003; 王惠初等, 2004; 林慈銮等, 2006)。在祁连造山带结晶基底中发育新元古代早期具有同碰撞性质的花岗质岩浆岩, 年龄集中在917~943 Ma(郭进京等, 1999; 万渝生等, 2003; 董国安等, 2007)。在秦岭造山带也发育广泛与新元古代早期洋壳俯冲、陆块汇聚地质事件相关的同构造花岗岩, 东起西峡寨根, 西至武山李家沟, 年龄集中在911~978 Ma(陆松年等, 2004; 王涛等, 2005; 裴先治等, 2007)。这些构造热事件与塔里木(或晋宁)造山作用有关, 它普遍存在于阿尔金及其周缘的变质基底岩石中, 与Rodinia超级大陆汇聚相关, 也正是这次构造事件造成了塔里木变质基底最终固结(Lu et al., 2008)。这些新元古代同碰撞性质花岗岩的报道和研究, 对于探讨区内新元古代早期造山作用和西部古大陆构造演化和各地块属性具有十分重要的意义。
笔者在主持新疆阿尔金地区1:5万J45E010020等6幅区调过程中, 将前人1:25万苏吾什杰幅区调所划分的新太古-古元古代亚干布阳片麻岩和盖里克片麻岩时代重新厘定为新元古代青白口纪, 认为其为Rodinia超大陆汇聚阶段的产物, 同时还在其围岩古元古代阿尔金岩群中新解体出一套青白口纪片麻状花岗岩, 并在亚干布阳片麻岩和盖里克片麻岩中分别获得了(900.2±2.9)Ma和(886.5±5)Ma同位素测年数据(李琦等, 2015, 2018), 而对新发现的青白口纪片麻状花岗岩构造属性缺乏系统的研究。因此, 本文在详实的野外地质调查的基础上, 从岩石学、年代学、地球化学等方面对该花岗岩进行研究, 探讨了其岩石成因和构造背景, 为阿尔金造山带新元古代Rodinia超大陆汇聚阶段构造演化提供了新证据。
2. 区域地质背景及岩石学特征
2.1 区域地质背景
根据阿尔金造山带地质背景研究最新成果, 阿尔金造山带自北向南可划分为红柳沟-拉配泉(蛇绿)构造混杂岩带、阿中地块、阿南(蛇绿)构造混杂岩带等3个构造单元(校培喜等, 2014)(图 1a)。本文研究区位于阿尔金造山带南缘, 以阿尔金南缘主断裂为界, 北部属阿中地块, 南部属阿南(蛇绿)构造混杂岩带(图 1b)。
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图 1 阿尔金造山带大地构造位置图（a）及研究区地质简图（b）TRB—塔里木盆地；QL—祁连山；QDB—柴达木盆地；WKL—西昆仑；EKL—东昆仑；HMLY—喜马拉雅山；INP—印度板块；Q—第四系；N2y—新近系油砂山组；J1-2dm—侏罗系大煤沟组；ЄOMm—奥陶纪茫崖蛇绿混杂岩；QbS—青白口系索尔库里群；Pt1A—古元古代阿尔金岩群；O—S玉苏普阿勒塔格岩体；O2-3—帕夏拉依档岩体；νQb—斜长角闪岩；γQb—片麻状花岗岩；γδQb—盖里克片麻岩；γδοQb—亚干布阳片麻岩；OΣH—超基性岩块体；β—玄武岩块体；v—辉长岩脉Figure 1. Tectonic position map of Altun (a) and geological sketch map of the study area (b)TRB-Traim Basin; QL-Qilian Mountains; QDB-Qaidam Basin; WKL-Western Kunlun Mountains; EKL-Eastern Kunlun Mountains; HMLYHimalaya Mountains; INP- Indian Plate; Q- Quaternary; N2y- Neogene Youshashan Formation; J1-2dm- Jurassic Dameigou Formation; ЄOMm - Ordovician Mengya ophiolite melange; QbS- Qingbaikou System Suorkuli Group; Pt1A- Palaeoproterozoic Altun rock group; O- S- Yusupualeke Tagh plutons; O2-3-Paxialayidang plutons; νQb-Amphibolite; γQb-gneissic granite; γδQb-Gailike plutons; γδοQb -Yaganbuyang syenogranite; OΣH-Ultrabasic rock block; β-Bsaltic Block; v-Gabbro dyke阿中地块出露地层主要有古元古代阿尔金岩群、长城系巴什库尔干岩群红柳泉组、青白口系索尔库里群冰沟南组和平洼沟组, 岩浆活动主要集中在青白口纪和中-晚奥陶世, 青白口纪亚干布阳片麻岩、盖里克片麻岩和本文重点研究的片麻状花岗岩, 均显示同碰撞构造环境特征, 形成于Rodinia超大陆的汇聚阶段。青白口纪斜长角闪岩((857.4± 7.1)Ma), 具有板内初始裂谷环境的地球化学特征, 形成于Rodinia初始裂解阶段(毕政家等, 2016)。中-晚奥陶世帕夏拉依档岩体, 从早到晚可进一步划分二长花岗岩((460.1±3.9)Ma) (张若愚等, 2016)、偶含斑黑云二长花岗岩和正长花岗岩((455.1±3.6) Ma) (张若愚等, 2018)等三个侵入体, 形成于同碰撞挤压体制向后碰撞拉张转换的构造环境。
阿南(蛇绿)构造混杂岩带主要由蛇绿岩块体、蛇绿岩上覆岩系块体、外来块体和基质组成, 下-中侏罗统陆相大煤沟组和中新统滨浅湖相-扇三角洲相油砂山组均上覆于蛇绿构造混杂岩带之上, 岩浆活动可划分为青白口纪、寒武纪-早奥陶世和晚奥陶-早志留世3期, 其中以晚奥陶-早志留世玉苏普阿勒克塔格岩体最为发育。关于其中蛇绿岩的形成时代, 刘良等(1998)测得茫崖地区玄武岩全岩Sm-Nd等时线年龄为(481.3±53)Ma; 李向民等(2009)获得约马克其辉长岩的锆石U-Pb年龄为(500.7±1.9)Ma; 郭金城等(2014)测得长沙沟地区辉石橄榄岩的锆石U-Pb年龄为(510.6±1.4)Ma。这些蛇绿岩均具有E-MORB或N-MORB的地球化学特征, 形成于洋中脊构造环境, 这些证据表明寒武纪中期-早奥陶世研究区存在大洋中脊扩张。
2.2 岩石学特征
青白口纪片麻状花岗岩是从阿尔金岩群中解体出来的, 位于研究区西北部亚干布阳一带, 长约7 km, 宽约3 km, 出露面积约20 km2, 呈椭圆形, 近东西向展布, 展布方向与区域构造线方向基本一致。该侵入体与阿尔金岩群为侵入接触关系, 内部可见阿尔金岩群捕掳体, 与亚干布阳片麻岩呈脉动接触关系, 二者片麻理产状方向基本一致。结合亚干布阳片麻岩、盖里克片麻岩变质特征, 该期变质侵入体出现的典型变质矿物为黑云母、角闪石、石榴子石、绿帘石等, 矿物结晶粒度较为粗大(0.2~0.5 mm), 变质矿物中包裹体也较少, 显示矿物结晶程度比较高, 此外其黑云母多呈红褐-浅褐色, 角闪石多褐绿色, 这些变质特征表明变质侵入体变质岩系为低角闪岩相, 中温中压变质条件, 属石榴子石带、电气石带, 变质作用类型为区域动力热流变质作用。根据野外观察和薄片鉴定结果, 其岩性以片麻状黑云母花岗岩为主, 还可见少量片麻状黑云母正长花岗岩和片麻状二云正长花岗岩(图 2a, b)。
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图 2 片麻状花岗岩野外宏观特征及显微镜下照片a、b—片麻状黑云花岗岩宏观露头照片；c、d—片麻状黑云母花岗岩显微照片（c—PM004/6-1Bb，正交偏光；d—PM003/4-1Bb，正交偏光）；Pl—斜长石；Mi—微斜长石；Q—石英；Bit—黑云母；Mu—白云母；Hb—角闪石Figure 2. The outcrop and microstructure photos of gneissic graniteA, b-The outcrop photos of gneissoid-biotitic granite; c-Micro-photos of gneissoid-biotitic granite (PM004/6-1Bb, crossed nicols-PM003/4-1Bb, crossed nicols); Pl-Plagioclase; Mi-Microline; Q-Quartz; Bit-Biotite; Mu-Muscovite; Hb-Hornblende片麻状黑云母花岗岩:具花岗结构、文象结构, 弱片麻状构造、块状构造。主要由微斜长石(40%)、条纹长石(5%)、斜长石(20%)、石英(25%)、黑云母(7%)和白云母(3%)组成。微斜长石呈他形粒状, 具格子双晶, 晶体表面比较干净, 包裹有石英细小晶体, 边部有文象交生结构, 杂乱分布。条纹长石呈他形粒状, 具细脉状条纹, 为正条纹长石。斜长石呈半自形板状, 具细密的聚片双晶、机械双晶, 为更长石, 杂乱分布。石英呈他形粒状、不规则状, 晶体表面较干净, 显微裂纹比较发育, 集晶形成团块或透镜体。黑云母呈半自形片状, 一组解理发育, 断续定向排列。白云母呈片状, 断续定向排列(图 2c)。
片麻状黑云正长花岗岩:具花岗结构, 弱片麻状构造、块状构造。主要由钾长石(40%~45%)、斜长石(5%~7%)、石英(25%~30%)、黑云母(12%~ 15%)、白云母(4%~6%)和少量铁质组成。钾长石主要是微斜长石, 多呈他形粒状, 粒径0.1~2.3 mm, 表面较干净或弱黏土化, 格子双晶发育, 部分内部可见有石英、云母等矿物的包体或嵌晶; 斜长石呈半自形柱状至他形粒状, 粒径0.1~0.8 mm, 表面浑浊发生黏土化和绢云母化, 多发育聚片双晶或卡钠复合双晶; 石英呈不规则粒状, 粒径0.05~2.5 mm, 表面干净, 波状消光, 多包含或边缘嵌入长石或云母等矿物呈包含嵌晶结构; 黑云母多呈半自形板片状或长条片状, 半定向分布, 大小0.1~1.6 mm; 白云母多呈半自形板片状或长条片状, 半定向分布, 大小0.1~1.5 mm; 铁质呈半自形至他形粒状, 黑色不透明, 零星分布(图 2d)。
片麻状二云正长花岗岩:具花岗结构, 弱片麻状构造、块状构造。主要由钾长石(40%~45%)、斜长石(8%~10%)、石英(25%~30%)、黑云母(8%~ 10%)、白云母(5%~8%)和少量铁质(1%±)组成。钾长石主要是微斜长石, 多呈他形粒状, 粒径0.1~1.2 mm, 多发育格子双晶, 部分内部可见有石英、云母等矿物的包体或嵌晶; 斜长石呈半自形柱状至他形粒状, 粒径0.1~0.7 mm, 多发育聚片双晶或卡钠复合双晶; 石英呈不规则粒状, 粒径0.05~1.1 mm, 部分包含或边缘嵌入长石或云母等矿物呈包含嵌晶结构; 黑云母多呈半自形板片状或长条片状, 不连续定向分布, 大小0.05~0.7 mm; 白云母多呈半自形板片状或长条片状, 不连续定向分布, 大小0.05~0.5 mm; 铁质呈自形、半自形至他形粒状, 零星分布。
3. 分析方法
3.1 锆石U-Pb同位素定年
在片麻状黑云母花岗岩中采集锆石U-Pb定年样品2件, 样品编号分别为PM003-4和PM004-6, 采样点坐标分别为:38° 19' 02″ N, 89° 45' 23″ E, H 3880 m; 38°27'43″N, 89°21'40″E, H 3460 m。采集样品约15 kg, 在核工业二〇三研究所采用常规方法进行粉碎, 并用浮选和电磁选方法进行分选, 然后在双目镜下挑选出晶形和透明度较好的锆石颗粒, 将它们黏贴在环氧树脂表面, 待环氧树脂充分固化后, 再对其进行抛光至锆石内部暴露。在西北大学大陆动力学国家重点实验室进行反射光、透射光和阴极发光显微照相, 锆石的CL图像分析在装有英国Gatan公司生产的Mono CL3+阴极发光装置系统的电子显微扫描电镜上完成。通过对反射光、透射光和阴极发光图像分析, 选择吸收程度均匀和形态明显不同的区域进行分析。
锆石微量元素含量和U-Pb同位素定年在西北大学大陆动力学国家重点实验室的LA-ICP-MS仪器上用标准测定程序进行。分析仪器为美国Agilent公司生产的Agilent7500a型四极杆质谱仪和德国Microlas公司生产的Geolas200M型激光剥蚀系统, 激光器为193 nm深紫外ArF准分子激光器, 激光束斑直径为30 μm, 激光剥蚀深度为20~40 μm。测试He为剥蚀物质的载气, 用NIST SRM 610人工合成硅酸盐玻璃标准作为参考物质调试仪器; 进行单点剥蚀采样; 每5个测试样品前后, 测试91500标样一次, 每12个测试点前后测试1次NIST610和GJ-1。锆石年龄计算采用标准锆石91500作为外标, 元素含量采用美国国家标准物质局人工合成硅酸盐玻璃NISTSRM610作为外标, 29Si作为内标元素进行校正。数据采集处理采用GLITTER(Version4.0, Mcquaire University), 并采用Andersen软件对测试数据进行普通铅校正, 年龄计算及谐和图绘制采用ISOPLOT(3.0版)软件完成。详细的实验原理和流程及仪器参见柳小明等(2002)和Yuan et al.(2003)。
3.2 元素分析方法
采集6件新鲜未蚀变样品进行常量、稀土和微量元素分析, 其中片麻状黑云母花岗岩样品2件(编号PM003/3-1、PM003/4-1)、片麻状黑云正长花岗岩样品2件(编号D3135/1、D3136/1)和片麻状二云正长花岗岩样品3件(编号D4240/1、D4240/2、D4240/3)。常量、稀土、微量元素分析在核工业二〇三研究所分析测试中心完成。FeO采用容量法分析, 依据标准GB/T14506.14-2010;其余常量元素、TFe2O3和微量元素中P、Ba、V、Cr、Rb、Sr、Zr、Sc均采用XRF法分析, 使用仪器为荷兰帕纳科公司制造的Axios X射线光谱仪, 依据标准GB/T14506.28- 2010;所有稀土元素及微量元素中Co、Ni、Nb、Hf、Ta、Th、U采用ICP-MS法分析, 使用仪器为Thermo Fisher Scientific公司制造的XSERIES2型ICP-MS, 依据标准GB/T14506.30-2010; TFe2O3值通过计算公式TFe2O3=Fe2O3+FeO×1.1113得出。常量元素分析数据中烧失量值介于0.40%~0.66%, 总量在99.05%~ 99.93%, 满足精度标准要求; 常量元素分析误差小于1%, 微量元素和稀土元素分析精度优于5%。
4. 年代学特征
4.1 样品PM003/4锆石U-Pb定年
样品PM003/4中的锆石颜色为棕褐色, 晶体较完整, 晶体晶面粗糙不光亮, 有麻点状、小丘状熔(溶)蚀, 少数晶体有蚀坑, 浑圆度为次棱角状-次浑圆状。锆石长度介于135~370 μm, 宽度介于60~ 200 μm, 长宽比为2:1~4:1。阴极发光(CL)显示(图 3), 这些锆石具有明显的震荡环带, 指示它们为岩浆成因锆石(吴元保等, 2004), 部分锆石具有继承的核部, 个别锆石的边部在CL图像上显示为白色的变质增生边, 但由于其边缘太窄而无法进行同位素测年。锆石Th/U=0.21~0.59, 全部介于0.2~ 1.0, 也显示了典型的壳源岩浆锆石的特征(Rutatto, 2002)。
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图 3 片麻状花岗岩（PM003-4）中锆石的CL图像和U-Pb年龄值Figure 3. Zircon CL image and U-Pb ages of gneissic granite (PM003/4)对样品PM003/4的28粒锆石进行了30个分析点测试(表 1), 其中有25个测点的数据组成一个年龄密集区(图 4), 206Pb/238U年龄介于881~886 Ma, 加权平均年龄为(883.1±3.3)Ma(MSWD=0.028), 这25个测点位于锆石震荡环带上, Th/U均大于0.1, 为岩浆锆石的特征, 因此(883.1±3.3)Ma的年龄值代表了片麻状花岗岩的形成时代, 属青白口纪。另外, 测点9位于锆石核部, 年龄值((950±8)Ma)应代表了继承锆石年龄, 与笔者在冰沟南组火山岩中获得的最新年龄((944.7±6.4)Ma)基本一致(曾忠诚等, 2019); 测点1、3、7、12((715±9)Ma、(716±6)Ma、(717±6)Ma、(718±8) Ma)的位置均靠近锆石白色蚀变边缘, 年龄值可能代表混合了后期变质或其它地质事件影响的混合年龄。
表 1 片麻状花岗岩（样品PM003/4）锆石LA−ICP−MS U−Pb同位素分析结果表Table 1. LA−ICP−MS zircon U−Pb isotopic analysis results of gneissic granite(sample PM003-4)
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图 4 片麻状花岗岩（PM003-4）锆石U-Pb谐和图Figure 4. LA-ICP-MS zircon U-Pb concordia diagram for gneissic granite (PM003/4)4.2 样品PM004-6锆石U-Pb定年
样品PM004-6中的锆石自形程度较好, 多呈长柱状, 透明度较好, 锆石长度介于135~247 μm, 宽度介于59~129 μm, 长宽比为1.5:1~2.5:1。阴极发光(CL)显示(图 5), 所有锆石具有清晰的岩浆振荡环带特征, 指示它们为岩浆成因锆石(吴元保等, 2004), 部分锆石具有继承的核部, 个别锆石的边部在CL图像上显示为白色的变质增生边, 但由于其边缘太窄而无法进行同位素测年。锆石Th/U= 0.19~0.67, 全部介于0.2~1.0, 也显示了典型的壳源岩浆锆石的特征(Rutatto, 2002)。
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图 5 片麻状花岗岩（PM004-6）中锆石的CL图像和U-Pb年龄值Figure 5. Zircon CL image and U-Pb ages of gneissic granite (PM004-6)对样品PM004-6的23粒锆石进行了24个分析点测试(表 2), 其中20个测点的数据组成一个年龄密集区(图 6), 206Pb/238U年龄介于881~887 Ma, 加权平均年龄为(883.0±3.3) Ma (MSWD=0.062), 这20个测点位于锆石震荡环带的微区, Th/U均大于0.1, 为岩浆锆石特征, 因此(883.0±3.3)Ma的年龄代表了片麻状花岗岩的形成时代, 属青白口纪。另外, 测点15、19于锆石的核部, 年龄值(1122±9)Ma、(956±8)Ma应该代表了继承锆石年龄, 其中(956±8)Ma的年龄值与笔者最新在冰沟南组火山岩中获得的年龄(944.7± 6.4)Ma基本一致。测点1、4的位置均靠近锆石白色蚀变边缘, 年龄值(798±7)Ma、(804±7)Ma可能代表混合了后期变质或其他地质事件影响的混合年龄。
表 2 片麻状花岗岩(样品PM004−6)锆石LA−ICP−MS U−Pb同位素分析结果Table 2. LA−ICP−MS Zircon U−Pb isotopic analyses of gneissic granite(sample PM004−6)
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图 6 片麻状花岗岩（PM004−6）锆石U−Pb谐和图Figure 6. LA−ICP−MS zircon U−Pb concordia diagram for gneissic granite(PM004−6)5. 岩石地球化学特征
片麻状花岗岩的主量、稀土及微量元素分析结果见表 3。
表 3 阿尔金造山带片麻状花岗岩主量元素（%）、微量元素（10-6）分析结果Table 3. Major elements(%) and trace elements(10-6) from gneissic granite in the Altun orogenic belt
5.1 主量元素特征
在TAS分类图解中, 绝大部分样品分布在花岗岩区(图 7), 与岩相学观察结果基本一致。片麻状花岗岩所有样品具有高SiO2(69.33%~74.88%, 平均值72.75%)、Al2O3(13.48%~14.22%, 平均值13.89%)、K2O(2.96%~4.30%, 平均值3.45%)和全碱(5.59%~6.97%, 平均值6.37%)含量, 低Na2O (2.58% ~3.24%, 平均值2.92%)、MgO(0.37%~1.12%, 平均值0.64%)、CaO(1.69%~2.97%, 平均值2.15%)和TiO2(0.21%~0.44%, 平均值0.30%)含量的特征。岩石样品铝饱和指数A/CNK值(0.98~1.24, 平均值1.12), A/NK值>1(1.55~1.79), 显示岩石主要为过铝质花岗岩(图 8)。岩石的碱度率指数AR为1.93~ 2.42, 具有富铝的特点; 里特曼指数σ为1.03~1.85, 平均值1.38, 显示钙碱系列岩石特征, 在K2O-SiO2图解中岩石全部落入钙碱性系列与高钾钙碱性系列范围(图 9), 在SiO2-Zr图解中样品全部S型花岗岩区域(图 10)。以上地球化学分析显示片麻状花岗岩具有高硅、铝、钙碱性-高钾钙碱性过铝质花岗岩特征, 均与S型花岗岩主量元素特征相同。
5.2 稀土元素特征
片麻状花岗岩7件样品稀土总量ΣREE= 148.99×10-6~254.78×10-6(平均值为194.80×10-6), ΣLREE/ΣHREE值为3.18~5.07, 平均值3.95;轻重稀土分馏明显(La/Yb)N=8.47~15.65(平均为11.09), 其中轻稀土分馏较强(La/Sm)N=3.22~6.42(平均为5.18), 重稀土分馏相对较弱, (Gd/Yb)N=1.23~2.18 (平均为1.67)。具Eu负异常(δEu=0.48~0.82), 暗示岩浆在形成过程中可能存在斜长石的分离结晶作用或源区有斜长石的残留。在球粒陨石标准化稀土元素配分图中(图 11a), 各样品总体具有一致的变化趋势, 显示LREE富集、HREE平坦的右倾型分布特征, 存在Eu元素的"V"型谷, 表现为非常一致的"右倾海鸥型", 显示了典型的S型花岗岩稀土分配特征。
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图 11 片麻状花岗岩球粒陨石标准化稀土元素配分图（a）和原始地幔标准化微量元素蛛网图（b）Figure 11. Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element patterns (b) of gneissic graniteafter Sun and McDonough, 19895.3 微量元素特征
在原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图 11b), 显示岩石富集Rb、Th、LREE等大离子亲石元素, 中等亏损Ba, 强烈亏损Nb、Sr、P、Hf、Ti等高场强元素, 元素的丰度特征与典型陆-陆碰撞S型花岗岩(Pearce et al., 1984)相似, 也与附近同碰撞型盖里克片麻岩、亚干布阳片麻岩和科克萨依花岗质片麻岩蛛网曲线特征(李琦等, 2015, 2018; 陈红杰等, 2018)基本一致。
6. 讨论
6.1 岩体成因
本文片麻状花岗岩属于S型花岗岩, 是与地壳物质熔融有关的产物。岩石的TFeO/MgO比值为2.68~6.28;Al2O3/TiO2=32.32~66.38, 均小于100; CaO/Na2O=0.60~1.02, 均大于0.3; K2O/Na2O=0.95~ 1.67, 比值多大于1, 与地壳沉积岩部分熔融而成的S型花岗岩地球化学特征(SiO2 < 74%、Al2O3/TiO2 < 100、CaO/Na2O>0.3、K2O/Na2O>1)(路凤香和桑隆康, 2002)一致。Mg#指数为22.10~39.91, 明显小于玄武岩熔融实验熔体成分的Mg#值(40)(Rapp et al., 1995), 也指示片麻状花岗岩与地壳物质部分熔融有关, 无地幔物质加入。
前人对中国花岗岩研究发现(王中刚, 1989; 赵振华等, 1991), 典型的地壳重熔型花岗岩以二长花岗岩、钾质花岗岩、碱长花岗岩多见, ΣREE总量平均为193×10-6, (La/Yb)N为平均小于10, δEu < 0. 5, 花岗岩稀土元素归一化图解为右倾的"V"型分布模式; 而壳幔型花岗岩类多以闪长岩、花岗闪长岩、英云闪长岩及石英闪长岩为主, 其ΣREE总量平均为158.7×10-6, (La/Yb)N平均大于10, δEu平均为0. 84, 且归一化稀土元素为右倾的较平滑型分布模式。本文研究7件样品稀土总量平均值为194.08×10-6, (La/Yb)N大多小于10, 稀土元素分布模式为右倾的"V"型分布, 显示为地壳重熔型花岗岩特征。
岩石的微量元素中Nb和Ta含量分别为10.7× 10-6~30×10-6和1.12×10-6~3.40×10-6, 与地壳岩石中Nb、Ta(Nb=8×10-6~(11. 5±2. 6)×10-6, Ta=0. 7×10-6~ (0. 92±0. 12)×10-6)(Barth et al., 2000)含量接近; 而且Nb/Ta(5.1~12. 22, 平均为9.26)、K/Rb(121.59~ 213.09, 平均为155.71)和La/Nb(1.11~4.93, 平均为2.26)分别与地壳岩石中的相应值(12~13)、(150~ 350)和2.2也非常接近(Barth et al., 2000; Dostal and Chatterjee, 2000); 样品的Rb/Nb比值(6.15~15.81, 平均值为10.31)和K/Nb比值(832.55~3334.66, 平均值为1675.87)与地壳相应比值(5. 36~6. 55和1498~ 2976)近似, 而明显区别于地幔相应比值(0. 24~0. 89和249~349)(Rudnick and Fountain, 1995); Ti/Zr值(8.59~18.36, 平均值为13.36)与地壳Ti/Zr平均值(< 20)一致。在微量元素蛛网图中, 富集大离子亲石元素(Rb、Th、LREE等), 亏损Ba、Sr、Ti、P、Nb等元素, 与典型的陆壳重熔型花岗岩相似。以上微量元素特征均显示壳源演化岩石的特征。
实验岩石学研究表明, 地壳中碎屑沉积岩类部分熔融形成偏酸性的过铝质花岗岩类, 泥砂质沉积岩类部分熔融可能形成强富铝和富钾质的花岗岩(Sylvester, 1998; Barbarin, 1999), 而本文片麻状花岗岩具有准铝质-弱过铝质岩石的特点, 在Rb/BaRb/Sr图解(图 12)中, 样品点构成了一定的线性关系, 而且所有样品都分布在砂页岩和杂砂岩源区, 表明其源区主要为砂页岩和杂砂岩。另外, CaO/ Na2O比值是判断源区成分的一个极其重要的指标, 当CaO/Na2O比值< 0.5时暗示源区为泥质岩, 当CaO/Na2O比值介于0.3~1.5时则源区为变杂砂岩或火成岩, 而且角闪岩部分熔融而成的偏中性熔体会具有略高的CaO/Na2O比值(Jung, 2007), 而本文片麻状花岗岩的CaO/Na2O比值介于0.60~1.02(均大于0.3), 暗示源区为变杂砂岩。结合C/MF-A/MF源岩判别图中(图 13), 样品点也主要落入变质砂岩部分熔融区。Harris and Inger(1992)的研究显示, 由泥质类源岩水饱和熔融产生的铝长英质岩浆具有高Sr/Ba比值(0.5~1.6)及正Eu异常, 而本文样品的Sr/Ba比值(0.17~0.30)很低, 具有负Eu异常, 显示非泥质类源岩特征。综上所述, 认为片麻状花岗岩是地壳变质砂岩部分熔融的产物。
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图 12 片麻状花岗岩Rb/Ba−Rb/Sr图解（底图据Sylvester, 1998）Figure 12. Rb/Ba−Rb/Sr diagrams of gneissic granite (after Sylvester, 1998)![]()
图 13 片麻状花岗岩A/MF−C/MF成因图解（底图据Alther et al., 2000）Figure 13. AFM−CFM diagrams of gneissic granite (after Alther et al., 2000)6.2 构造背景分析
青白口纪片麻状花岗岩常量元素具有高硅、铝、钙碱性过铝质花岗岩特征, 根据Barbarin(1999)的花岗岩类分类, 与大陆碰撞环境型花岗岩特征一致。微量元素蛛网图与典型陆-陆碰撞S型花岗岩(Pearce et al., 1984)特征相似, 也与附近同时期同碰撞型花岗质片麻岩特征一致。在Pearce et al. (1984)定义的花岗岩类形成构造环境判别图上, 大多数样品投点于同碰撞花岗岩区及其附近(图 14)。在Hf-Rb/30-Ta×3三角判别图解上, 大部分样品投到同碰撞和碰撞晚期-碰撞后花岗岩区域(图 15)。综上所述, 片状状花岗岩所形成的构造环境为同碰撞晚期。
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图 14 片麻状花岗岩微量元素构造环境判别图解Figure 14. Diagrams of the tectonic setting of major elements for gneissic granite![]()
图 15 片麻状花岗岩Hf−Rb/30−Ta×3三角判别图解（底图据Harris et al., 1986Figure 15. Hf-Rb/30-Ta×3 diagrams of gneissic granite (after Harris et al., 1986)区域上, 阿尔金地区大量新元古代花岗岩物质记录为限定该地区Rodinia超大陆汇聚时限提供了证据。Gehrels et al.(2003)在索尔库里斑状花岗岩中获得锆石U-Pb同位素年龄为(922±6)Ma; 王超等(2006)在南阿尔金江尕勒萨依片麻状花岗岩中获得(923±13)Ma的锆石U-Pb同位素年龄, 地球化学特征显示其具有地壳重熔型、同碰撞花岗岩的特点, 认为塔里木、柴达木以及祁连等陆块作为Rodinia超大陆的一部分在新元古代早期曾发生过汇聚碰撞作用; 张建新等(2011)认为新元古代早期(920~940 Ma)的构造热事件与塔里木(或晋宁)造山作用有关, 它普遍存在于塔里木盆地周缘的和南中国地块(扬子克拉通)的变质基底岩石中, 与Rodinia超级大陆汇聚相关; 校培喜等(2014)的最新研究成果表明, 阿尔金地区其他反映Rodinia超大陆汇聚的代表性的岩体还有库如克萨依片麻岩套((871±5.7)Ma)、清水泉南片麻状花岗岩((918±6.9) Ma和(922±8)Ma)和肖鲁克布拉克片麻状花岗岩((918±12)Ma及(924±11)Ma)。王立社等(2015)在阿尔金中段环形山二长花岗片麻岩中获得(928±9) Ma锆石U-Pb同位素年龄, 显示S型花岗岩地球化学特征, 为同碰撞汇聚构造地质背景下地壳杂砂岩部分熔融上侵形成。陈红杰等(2018)在科克萨依新元古代花岗岩中获得锆石U-Pb同位素年龄为(945±13)Ma, 是古老地壳富长石贫黏土的变杂砂岩部分熔融形成的S型花岗岩, 是Rodinia超级大陆汇聚阶段碰撞造山环境下的产物。在研究区同碰撞花岗岩还有亚干布阳片麻岩和盖里克片麻岩, 均与Rodinia超大陆汇聚有关, 其中亚干布阳片麻岩的形成年龄为(900.2±2.9)Ma, 是地壳中沉积岩类部分熔融的产物, 形成于俯冲-同碰撞构造转折环境(李琦等, 2018), 盖里克片麻岩的形成年龄为(886.5±5) Ma, 是地壳中角闪岩相基性岩类(变玄武岩)部分熔融的产物, 形成于同碰撞构造环境(李琦等, 2015)。可见阿尔金地区新元古代早期碰撞型岩浆岩形成时代集中在871~945 Ma, 限定了Rodinia超大陆汇聚碰撞时限。而本文片麻状花岗岩形成的构造环境为同碰撞晚期, 锆石U-Pb同位素年龄为883 Ma, 该年龄位于区域上Rodinia超大陆形成有关的构造岩浆时限范围内, 比附近亚干布阳片麻岩和盖里克片麻岩形成时代稍晚。青白口纪亚干布阳片麻岩、盖里克片麻岩和片麻状花岗岩, 年代学特征显示具有先后侵入就位的特点, 构造环境也依次为俯冲-同碰撞构造转折、同碰撞、同碰撞晚期, 完整记录了Rodinia超大陆汇聚同碰撞阶段的全过程。
前人研究表明, 同碰撞阶段造山带地壳强烈的缩短增厚过程中, 导致深部地壳加压升温, 地壳岩石发生部分熔融形成过铝质花岗岩(Harris et al., 1986; Englang et al., 1992)。本文青白口纪片麻状花岗岩与在阿中地块和柴达木地块陆陆同碰撞阶段地壳增厚加压引起卷入地壳变质砂岩部分熔融有关, 是罗迪尼亚超大陆汇聚碰撞过程的响应(图 16)。
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图 16 阿尔金青白口纪早期构造演化模式图Figure 16. Model for the tectonic evolution during the early Qingbaikou period of the Altun6.3 对Rodinia超大陆汇聚时限的制约
罗迪尼亚(Rodinia)一词最早于1990年被引入地学领域, 是指一个10亿年前由大陆碰撞形成的全球性的超大陆(Mcmenamin et al., 1990), 随后以Hoffman为代表的前寒武纪地质学家建立了新元古代Rodinia超大陆复原图(Hoffman et al., 1991), 在此基础上李正祥等讨论了中国华北与华南在超大陆中的位置, 分别将华北和华南置于西伯利亚的两侧, 并认为宽坪和四堡运动在时代上与格林威尔运动大致相当(Li et al., 1996)。我国新元古代早期汇聚地质记录反映汇聚地质事件的年代多集中在0.8~ 1.0 Ga, 在年轻造山带中识别前寒武纪时期的活动带, 特别是新元古代造山带对研究古陆块之间的汇聚历史显得非常重要(陆松年, 2001)。
在新元古代早期, 中国各主要克拉通地块(包括华夏地块、扬子地块、华北地块、阿拉善-祁连-柴达木地块、塔里木地块)曾经通过晋宁期碰撞拼合带发生过一次全面的多块体复杂拼贴(郭进京等, 1999)。在阿尔金、祁连、柴北缘和秦岭造山带均存在新元古代早期的强烈构造-岩浆热事件, 岩浆岩具有同碰撞性质, 与Rodinia超大陆形成有关, 年龄分别集中在871~945 Ma、917~952 Ma、917~ 943 Ma和911~978 Ma, 时限集中于800~1000 Ma (校培喜等, 2014), 可见Rodinia超大陆汇聚事件在中国西部基本同步, 但各古陆块中岩浆响应的时间存在差异, 显示汇聚拼贴不是一蹴而就, 而是逐步完成的, 且阿尔金地区新元古代早期洋壳俯冲、陆块汇聚时限明显晚于柴北缘、祁连、秦岭地区。在阿尔金邻区, 柴达木地块与华北地块西部的阿拉善地块首先汇聚碰撞, 形成了柴北缘含柯石英榴辉岩-花岗岩带(850~950 Ma), 随后塔里木向东运移并与柴达木斜接, 斜接带为具有同剪切伟晶岩脉和岩体(913 Ma)的韧性剪切带, 即新元古代阿尔金断裂, 最后塔里木向东运移到华北边缘, 与华北地块-柴达木地块拼合, 在柳园一带形成榴辉岩-花岗岩带(860~880 Ma)(于海峰等, 1999)。前人推测在塔里木地块东南缘阿尔金断裂附近可能存在一条晋宁期碰撞会聚带(郭进京等, 1999)。在空间分布上, 阿尔金地区与Rodinia超大陆汇聚相关的江尕勒萨依片麻状花岗岩、库如克萨依片麻岩套、清水泉南片麻状花岗岩、肖鲁克布拉克片麻状花岗岩、亚干布阳片麻岩、盖里克片麻岩和索尔库里斑状花岗岩等岩体自西向东呈带状分布, 构成了一条与Rodinia超大陆汇聚相关的花岗岩带, 也正是这次构造事件使阿中地块和柴达木地块固结。
关于阿尔金造山带前寒武纪基底的属性, 最新资料表明其早前寒武纪地质演化与敦煌造山带、祁连山、塔里木克和华北克拉通具有趋同性(王超, 2011; 辛后田等, 2011; Zhao et al., 2015; 刘懿馨等, 2018), 共同经历了古元古代哥伦比亚超大陆汇聚和中元古代裂解的过程, 表明这些地块在中元古代之前与华北克拉通具有亲缘性。在新元古代时期, 阿尔金的地质演化历史与柴达木、祁连、塔里木、秦岭和扬子克拉通非常相似(王超, 2011; 张建新等, 2011; 王立社, 2015), 而与敦煌造山带和华北克拉通则有很大的不同, 但它们均卷入了早古生代的造山事件中, 成为早古生代碰撞造山带的组成部分(张建新等, 2011), 共同经历了新元古代Rodinia超大陆汇聚和裂解的过程, 表明这些地块在新元古代与扬子克拉通具有亲缘性。
7. 结论
(1) 在阿尔造山带亚干布阳一带发育一套片麻状花岗岩, 其岩性以片麻状黑云母花岗岩为主, 还可见少量片麻状黑云母正长花岗岩和片麻状二云正长花岗岩, 获得LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素年龄分别为(883.0±3.3)Ma和(883.1±3.3)Ma, 属青白口纪。
(2) 岩石地球化学研究表明, 片麻状花岗岩为阿中地块和柴达木地块陆陆同碰撞阶段地壳增厚加压引起卷入地壳变质砂岩部分熔融的产物, 形成于同碰撞晚期构造背景, 是罗迪尼亚超大陆汇聚碰撞过程的响应。
(3) 结合区域地质背景, 认为阿尔金地区新元古代早期同碰撞型岩体的形成时代集中在871~945 Ma, 限定了Rodinia超大陆汇聚时限, 且在空间上具有带状分布的特点, 构成了一条重要的岩浆岩带, 为Rodinia超大陆汇聚碰撞的结果。
致谢: 中国地质调查局西安地质调查中心校培喜教授级高级工程师和西北大学刘良、柳小明教授在论文写作过程中提供了建设性意见, 谨此表示感谢。 -
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图 1 阿尔金造山带大地构造位置图（a）及研究区地质简图（b）
TRB—塔里木盆地；QL—祁连山；QDB—柴达木盆地；WKL—西昆仑；EKL—东昆仑；HMLY—喜马拉雅山；INP—印度板块；Q—第四系；N2y—新近系油砂山组；J1-2dm—侏罗系大煤沟组；ЄOMm—奥陶纪茫崖蛇绿混杂岩；QbS—青白口系索尔库里群；Pt1A—古元古代阿尔金岩群；O—S玉苏普阿勒塔格岩体；O2-3—帕夏拉依档岩体；νQb—斜长角闪岩；γQb—片麻状花岗岩；γδQb—盖里克片麻岩；γδοQb—亚干布阳片麻岩；OΣH—超基性岩块体；β—玄武岩块体；v—辉长岩脉
Figure 1. Tectonic position map of Altun (a) and geological sketch map of the study area (b)
TRB-Traim Basin; QL-Qilian Mountains; QDB-Qaidam Basin; WKL-Western Kunlun Mountains; EKL-Eastern Kunlun Mountains; HMLYHimalaya Mountains; INP- Indian Plate; Q- Quaternary; N2y- Neogene Youshashan Formation; J1-2dm- Jurassic Dameigou Formation; ЄOMm - Ordovician Mengya ophiolite melange; QbS- Qingbaikou System Suorkuli Group; Pt1A- Palaeoproterozoic Altun rock group; O- S- Yusupualeke Tagh plutons; O2-3-Paxialayidang plutons; νQb-Amphibolite; γQb-gneissic granite; γδQb-Gailike plutons; γδοQb -Yaganbuyang syenogranite; OΣH-Ultrabasic rock block; β-Bsaltic Block; v-Gabbro dyke
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图 2 片麻状花岗岩野外宏观特征及显微镜下照片
a、b—片麻状黑云花岗岩宏观露头照片；c、d—片麻状黑云母花岗岩显微照片（c—PM004/6-1Bb，正交偏光；d—PM003/4-1Bb，正交偏光）；Pl—斜长石；Mi—微斜长石；Q—石英；Bit—黑云母；Mu—白云母；Hb—角闪石
Figure 2. The outcrop and microstructure photos of gneissic granite
A, b-The outcrop photos of gneissoid-biotitic granite; c-Micro-photos of gneissoid-biotitic granite (PM004/6-1Bb, crossed nicols-PM003/4-1Bb, crossed nicols); Pl-Plagioclase; Mi-Microline; Q-Quartz; Bit-Biotite; Mu-Muscovite; Hb-Hornblende
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图 3 片麻状花岗岩（PM003-4）中锆石的CL图像和U-Pb年龄值
Figure 3. Zircon CL image and U-Pb ages of gneissic granite (PM003/4)
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图 4 片麻状花岗岩（PM003-4）锆石U-Pb谐和图
Figure 4. LA-ICP-MS zircon U-Pb concordia diagram for gneissic granite (PM003/4)
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图 5 片麻状花岗岩（PM004-6）中锆石的CL图像和U-Pb年龄值
Figure 5. Zircon CL image and U-Pb ages of gneissic granite (PM004-6)
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图 6 片麻状花岗岩（PM004−6）锆石U−Pb谐和图
Figure 6. LA−ICP−MS zircon U−Pb concordia diagram for gneissic granite(PM004−6)
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图 11 片麻状花岗岩球粒陨石标准化稀土元素配分图（a）和原始地幔标准化微量元素蛛网图（b）
Figure 11. Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element patterns (b) of gneissic granite
after Sun and McDonough, 1989
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图 12 片麻状花岗岩Rb/Ba−Rb/Sr图解（底图据Sylvester, 1998）
Figure 12. Rb/Ba−Rb/Sr diagrams of gneissic granite (after Sylvester, 1998)
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图 13 片麻状花岗岩A/MF−C/MF成因图解（底图据Alther et al., 2000）
Figure 13. AFM−CFM diagrams of gneissic granite (after Alther et al., 2000)
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图 14 片麻状花岗岩微量元素构造环境判别图解
Figure 14. Diagrams of the tectonic setting of major elements for gneissic granite
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图 15 片麻状花岗岩Hf−Rb/30−Ta×3三角判别图解（底图据Harris et al., 1986
Figure 15. Hf-Rb/30-Ta×3 diagrams of gneissic granite (after Harris et al., 1986)
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图 16 阿尔金青白口纪早期构造演化模式图
Figure 16. Model for the tectonic evolution during the early Qingbaikou period of the Altun
表 1 片麻状花岗岩（样品PM003/4）锆石LA−ICP−MS U−Pb同位素分析结果表
Table 1 LA−ICP−MS zircon U−Pb isotopic analysis results of gneissic granite(sample PM003-4)
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表 2 片麻状花岗岩(样品PM004−6)锆石LA−ICP−MS U−Pb同位素分析结果
Table 2 LA−ICP−MS Zircon U−Pb isotopic analyses of gneissic granite(sample PM004−6)
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表 3 阿尔金造山带片麻状花岗岩主量元素（%）、微量元素（10-6）分析结果
Table 3 Major elements(%) and trace elements(10-6) from gneissic granite in the Altun orogenic belt
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