Características geoquímicas del granito y de las rocas intrusivas básicas en el cinturón orogénico de Altai

1. Granito Synlinorium y roca intrusiva básica

(1) gneis de granito 462 Ma Chemurchek

Figura 3-8 Granito orogénico del cinturón Synlinorium de Altai Diagrama esquemático del macroelemento tipos de rocas

Entre las muestras medidas en este macizo rocoso, a excepción de una pequeña cantidad de gneis de granito de biotita con bandas de grano fino (169/1), la comparación de composición de otras muestras de roca principales es uniforme (Figura 3- 14a). 3-14a). Alto contenido de SiO2 (69,9% ~ 71%) y Al2O3 (14% ~ 15,8%), FeO (1,8% ~ 3%), MgO (0,9% ~ 1,8%) y CaO (2,2% ~ 3,4). %) es bajo, especialmente el contenido de K2O es muy bajo (1,7%~3,5%), K2O/Na2O= 0,4~1,03 (Figura 3-8a), que pertenece al granito de soda. Esto es significativamente diferente de otros granitos estudiados (ver más abajo). El índice de saturación de aluminio [ACNK = Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) relación molar] varía entre 1,06 y 1,2, que es peraluminio débil (Figura 3-8b A/NK (Al2O3/(Na2O+K2O) = 1,5-); 2,1 es mayor (o el índice de álcali circundante AKL (Na2O+K2O)/Al2O3 es menor, de 0,33 a 0,57); el índice de Rittman (σ) es menor (de 1,23 a 1,71), que puede verse como mucho menor que 3,0. , las rocas pertenecen a la serie calco-alcalina, aunque en algunas ilustraciones estas muestras se acercan a granitos alcalinos o granitos tipo A. La mayoría de las ilustraciones relacionadas con macronutrientes se encuentran en las zonas de basalto de Labán y granito calco-alcalino (Fig. 3). -8c). Este es el único granito estudiado en esta área que tiene las características del basalto de Laban.

Figura 3-9 Mapa de distribución normalizada de condritas de elementos de tierras raras (SunandMcDonough, 1989) (izquierda). normalización (Sun y McDonough, 1989) Telaraña (derecha)

Esta roca tiene un contenido total relativamente alto de elementos de tierras raras (∑REE163×10-6 a 211×10-6) en el REE estándar de En el diagrama elemental (Figura 3-9a), las muestras muestran el mismo patrón de coordinación, con curvas aproximadamente planas, LREE ligeramente enriquecido, HREE más plano y valores más bajos de (La/Yb)N δEu de 0,57 a 0,57. a 0,83, con anomalías de europio ligeramente negativas en la mayoría de las muestras, que generalmente se consideran características de los granitos de arco (pero no exclusivamente, White y Pachett, 1984). manto (Figura 3-9b), Ba, Sr, P, Nb y Ti son anomalías negativas, y Rb, Th, K y La son anomalías positivas, lo que indica que estos granitos se caracterizan por el derretimiento de la corteza y las fases relictas en el El área de origen incluye feldespato de plagioclasa, apatita y posiblemente diorita (deficiencia de Ba). Las anomalías negativas en P, Nb y Ti también son características de muchos granitos de arco de islas (por ejemplo, Sajonal et al., 1996). Las anomalías en Th, las anomalías ligeramente negativas en Ta y las anomalías altas en Th/Ta nuevamente muestran las características del magmatismo de la zona de subducción (p. ej., Roger y Hawkeswrth, 1989 /p>

(2) Rocas intrusivas alrededor de 400). -375 Ma

Avitan Gneis

Las características geoquímicas de este cuerpo rocoso son consistentes con el gneis de granito Chemolche mencionado anteriormente y es similar: SiO2 (70%-72%), Al2O3 ( 14%-16%), FeO (1,6%-1,8), MgO (0,88%-0,92%) y CaO (1,35%-3,6%). El índice de saturación de aluminio [ACNK = Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) molar). relación] varía de 1,3 a 1,4, que es exceso de aluminio o exceso de aluminio fuerte (Figura 3-8a). A/NK(Al2O3/(Na2O+K2O)=1,4 a 1,8.

El índice de peraluminio AKL (Na2O+K2O)/Al2O3) es bajo, oscilando entre 0,33 y 0,52. El índice de Rittmann (σ) es inferior a 3,0 y pertenece a la serie calco-alcalina. En los mapas de macroelementos relevantes, se ubican principalmente en la zona calco-alcalina o en la zona de interfaz con granito calco-alcalino con alto contenido de potasio (Figura 3-8b, c). Entre ellos, el gneis fuerte de grano grueso es relativamente similar al gneis granítico mencionado anteriormente (que tiene las características del granito sódico), mientras que el gneis débil de grano fino y el granito de biotita de grano fino no deformado tienen un mayor contenido de K, K2O/Na2O = 1,1. ~1.2, que tiene las características del granito potásico y puede ser la fase intrusiva posterior del macizo rocoso.

En el gráfico REE normalizado de la condrita, se muestra un patrón de zonificación similar al del gneis granítico descrito anteriormente (Fig. 3-16a), que generalmente es suave. En particular, el gneis de grano medio-grueso (anfidiorita, 138/1) no tiene ninguna anomalía negativa de europio e incluso una ligera anomalía positiva de europio. El granito de gneis débil de grano fino (138/2) y el granito de biotita de grano fino no deformado (141) tienen contenidos de LREE ligeramente más altos y anomalías de europio ligeramente más negativas, que pueden reflejar la diferenciación del magma. En el diagrama de araña estándar del manto original (Figura 3-9b), las anomalías positivas de Rb, Th, K y La son más obvias, lo que puede indicar características de fuente más cortical.

Grupo de Granitos Keketuohai-Turhong

A lo largo de la costa del Keketuohai en la parte oriental del cinturón orogénico de Altai se distribuyen un gran número de granitos, entre los que destacan el cuerpo rocoso de Keketuohai y el Yacimiento suroeste de Keketuohai El cuerpo de granito, el plutón de Turhong y el cuerpo de sienita de Qinggri se desarrollaron en la misma área y están conectados entre sí. Tienen tipos de roca similares y las mismas características estructurales (características de deformación), especialmente los circones más precisos. La edad obtenida es exactamente la misma y las principales características geoquímicas y las características geoquímicas isotópicas también son similares. Por lo tanto, pueden ser el mismo conjunto de rocas y se estudian aquí como producto del magmatismo.

Las 16 muestras de prueba reflejaron concentradamente las características geoquímicas de este complejo macizo rocoso. Las características geoquímicas de este macizo rocoso son similares a las del granito orogénico mencionado anteriormente. El SiO2 tiene un amplio rango de variación (64%-73%), Al2O3 se concentra en 14%-16%, FeO (1,2%-3,5%), MgO (0,6%-2,5%) y CaO (2,35%-5%) son todo más alto que las rocas antes mencionadas. El valor general de K2O

En el diagrama REE estándar de meteoritos condritas (Figura 3-9c), los patrones de zonificación de las principales muestras de rocas son muy consistentes y muestran orígenes similares. El patrón general de zonificación es suave, pero en comparación con las rocas anteriores, LREE está ligeramente enriquecido y (La/Yb)N es ligeramente mayor (3,8-9,4). Los valores de δEu son ligeramente superiores (0,4-0,7), lo que muestra una débil anomalía negativa del europio. La ligera pérdida de Ce puede ser una característica de los granitos de arco de isla. En el diagrama de araña estandarizado del manto original (Figura 3-9d), también muestra características de enriquecimiento y agotamiento de elementos similares a las rocas anteriores: anomalías negativas de Ba, Sr, P, Nd, Ti, Rb, Th, K, La. La anomalía Nd positiva parece mostrar algunas características de origen cortical.

En cuanto a la madurez de la corteza cuando se formó el granito durante este período, el mapa AFM y el mapa SiO2-Log(CaO/(K2O+Na2O)) muestran que se originó a partir de una corteza menos madura (Figura 3- 10).

Figura 3-10 Mapa de madurez de la corteza terrestre del granito en el cinturón orogénico sinclinal de Altai

Roca intrusiva básica basada en el mar de Keketuo

El plutón de Turhong es de mediana edad. fino El patrón de distribución de tierras raras de las inclusiones de anfíboles de grano es básicamente el mismo que el de la roca madre. Por el contrario, las rocas neutras (diorita de piroxeno) y los basaltos (gabro) tienen composiciones químicas significativamente diferentes: óxido de magnesio (7,4%-9,3%), óxido de calcio (11,4%-11,6%) y dióxido de titanio (0,15%-1,7%). aumenta al disminuir la sílice.

La mayoría de los basaltos son característicos de la composición basáltica y aparecen como basalto alargado (Figura 3-11).

Figura 3-11 Diagrama esquemático de los tipos de rocas del gabro Keketuohai en el mismo cinturón orogénico y los diques de basalto en el cinturón post-orogénico

Como un pequeño cuerpo rocoso en el Granito Keketuohai ¿O un cuerpo envolvente, que da como resultado sienita de piroxeno oscura (120/5), un contenido total de tierras raras de ΣREE34×10-6, una curva de coordinación de tierras raras muy suave, sin anomalía de europio y una relación complementaria con el granito? El gabro (122/2) muestra inclinación hacia la derecha, fraccionamiento de tierras raras ligeras y pesadas, y la anomalía del europio es significativa. Además, la característica más significativa es el enriquecimiento de grandes elementos iónicos rock-philic (LILE) como Sr, Rb, K y LREE (Figura 3-9e). En comparación con LILE y LREE, es pobre en elementos de bario. en elementos Th, y pobres en elementos Y y elementos de alta intensidad de campo Nb, TaTi, Zr y Th muestran anomalías negativas significativas.

Además, las características básicas del granito Urichbücke son las mismas que las de los granitos mencionados anteriormente. Dos muestras son anormales, una es una muestra de gneis granítico (149/2). Probablemente sea representativo del granito primitivo.

2. Características geoquímicas del granito post-orogénico (cuerpo de Lamazhao) y de las rocas intrusivas básicas

(1) Granito post-orogénico (cuerpo de Lamazhao)

El El orógeno de Altai desarrolla muchos cuerpos de granito redondos y ovalados. Las características geológicas, relaciones de corte y características geoquímicas de los cuerpos rocosos indican consistentemente que son granitos postectónicos o postorogénicos. En este sentido, se han realizado estudios previos, especialmente en algunos granitos típicos de tipo A (es decir, granitos no orogénicos) (p. ej., Zou Tianren et al., 1988). En general, la datación de estos granitos de tipo A es difícil, por lo que faltan datos precisos de datación con isótopos de circón y no se comprende bien el momento exacto de formación de muchos de los plutones. Windely et al. (2002) intentaron investigar este tema y determinaron la edad del circón del plutón Lama Zhao. Windely et al. (2002) intentaron estudiar esta cuestión y determinaron la edad del circón del plutón Lama Zhao. Aunque no se proporcionó la edad exacta, su edad de formación se limitó a 260-290 Ma. Por lo tanto, cabe señalar que el foco de este estudio es un macizo rocoso con una edad relativamente clara, además, el macizo rocoso es biotita y monzogranito, no un típico granito tipo A, por lo que su composición, origen y fondo estructural; Es comparable al granito biotita del mismo origen en esta zona.

El macizo rocoso es redondo y no deformado, intruye y corta el plutón de Urich en el norte, e intruye roca metamórfica (gneis de biotita plagioclasa) en el sur, mostrando características post-tectónicas típicas. La litología principal es biotita o diorita porfirítica de grano medio y medio-grueso. La roca tiene una forma de color blanco grisáceo.

Figura 3-12 Diagrama esquemático de los tipos de rocas y macroelementos del granito de Lamazhao en el cinturón orogénico de Altai (basado en Peccerillo y Taylor, 1976)

Resultados de las pruebas geoquímicas de cuatro muestras representativas se muestran en la figura 3-12. Se puede observar que la roca tiene alto contenido de silicio (SiO2=72,4% a 74,4%), alto contenido de álcali (K2O=4,2% a 4,9%, Na2O=3,9% a 4,3%) y bajo P2O5 (0,04% a 0,12%). FeO (0,35 % a 1,1 %), MgO (0,15 % a 0,46 %), TiO (0,14 % a 0,28 %) y CaO (0,67 % a 1,44 %), con relaciones K2O/Na2O entre 1,08 y 1,24, lo que indica potasio. de las series de granito y basalto potásico (Všis?nen et al., 2000), el Al2O3 (13,8% a 14,5%) es mayor que el del granito alcalino general (el Al2O3 del granito alcalino es generalmente inferior al 12%). El índice de saturación de aluminio se concentra en 1,03~1,05, que es la transición de cuasi-aluminio a peraluminio; A/NK es 1,13~1,29, lo que muestra la transición. Características de los alcalinos y calcoalcalinos. En otras ilustraciones, también presenta las características de los granitos con alto contenido de K-calco-alcalino o de alto contenido de calcio-alcalino.

En los mapas de SiO2-(K2O+Na2O), SiO2-FeOT/MgO y 10000*Ga/Al-Nd, ubicados en los cinturones de granito alcalino y tipo A o cerca de sus límites, parecen similares a algunos de aluminio A- granitos tipo (Qiu Qingsheng et al., 2000; Kings, 1997). Sin embargo, las siguientes características de los oligoelementos indican que no es un granito típico de tipo A.

La cantidad total de tierras raras en esta roca es relativamente alta, ∑REE=(139-185)×10-6, el fraccionamiento de tierras raras ligeras y pesadas no es obvio ((La/ Yb)N=3,4-9,4), y el HREE es ligeramente Hay enriquecimiento, y la anomalía negativa del europio es evidente (Eu/Eu*=0,23-0,44). En el mapa REE estandarizado de condritas (Figura 3-13a), hay un cierto grado de tipo "gaviota", que es obviamente diferente del granito calco-alcalino orogénico homólogo en esta área. En el diagrama de araña estandarizado del manto original (Figura 3-13b), Rb, Th, K y La muestran anomalías positivas, Ba, Sr, P, Nb y Ti muestran anomalías negativas, Rb/Sr (2-11) y Rb /Ba (1-6) La proporción es mayor que la del granito tipo I típico y menor o cercana al granito tipo A. Además, Zr, Ce e Y son bajos. En el diagrama de discriminación del granito tipo A, la muestra se ubica cerca del límite de las zonas de granito tipo I, S y A (Figura 3-14); En este diagrama, el punto de muestra Ubicado en el cinturón de granito tipo A. Estas características parecen indicar características de transición entre los granitos de tipo I, S y A. En muchas leyendas como SiO2-(K2O+Na2O), SiO2-FeOT/MgO, etc., localizadas en su mayoría en el resto del límite entre zonas de granito alcalino y tipo A o granito calco-alcalino (no mostrado), esto parece estar relacionado con algún tipo A aluminoso similar al granito (Qiu Qingsheng et al., 2000; Kings, 1997). Sin embargo, esta roca no es granito tipo A en el diagrama de discriminación de otros tipos de granito tipo A, excepto por el alto contenido de neodimio, lo que hace que 10000*Ga/Al-Nd se ubique cerca del área y límite de A. -tipo granito, esta roca no se encuentra en la región de granito tipo A (Wang, Tao et al.)

Figura 3-13 Mapa de distribución normalizado de condrita de elementos de tierras raras (Sunand McDonough, 1989). Cuerpo de granito Lama Zhao en el orógeno de Altai (izquierda) Normalización del manto original Yihua (Sunand McDonough, 1989) Diagrama de araña (derecha)

Figura 3-14 Ilustración de los tipos de rocas del cuerpo de granito de Lamazhao en el orogénico de Altai cinturón

(2) Dique de basalto posgenético

Los tipos de rocas del dique de basalto de Altai son fels gabro, fels gabro de grano fino, fels gabro de grano medio, medio-medio-grueso -Fels gabro de grano y olivino fels gabro roca larga. Tiene una estructura de gabro distinta, una estructura de gabro-gabro y, a veces, una estructura de reacción de degradación de hornblenda de "plagioclasa" de olivino. La composición mineral es: plagioclasa 40% a 55%, clinopiroxeno 5% a 10%, clinopiroxeno 10% a 15%, olivino 5% a 10%, anfíbol 5% a 40%, Biotita 5% a 8%. El olivino redondeado se encuentra dentro de los granos de hornblenda verdes o distribuido entre plagioclasa y clinopiroxeno. Algunas rocas están compuestas casi en su totalidad por anfíboles (65% a 70%) y plagioclasa (20% a 25%). La mayor parte de la hornblenda es marrón y parte es verde. La plagioclasa sufre zoisitización y serpentinización.

La composición química de estos lechos de roca es consistente con los lechos de roca de Wuqiagou, Tangbahu y Arahak (Fang Tonghui et al., 2002). En las ilustraciones R1-R2, hay dos muestras de lecho de roca ubicadas en la zona de gabro de olivino, que es aproximadamente la misma que el área de distribución de lecho de roca de Wuqiagou, Arahak y el lago Tangba. Las muestras de lecho rocoso de los tres lugares están distribuidas cerca de la línea de tendencia de evolución del magma del manto superior Fa-Di. El índice de diferenciación Di y el índice de consolidación Si indican que estos lechos de roca tienen mayor alcalinidad y menor diferenciación. Los óxidos de basalto de Altai muestran una relación lineal con el lgSi, lo que indica que el magma evolucionó puramente a través de diferenciación sin mezcla de materiales de la corteza. Las muestras de Altay, Arahak y el lago Tangba caen todas exactamente en la misma línea de tendencia en el diagrama de óxido-lgSi, lo que muestra que las propiedades de diferenciación y evolución del magma basáltico en los dos lugares son similares, y el origen del magma puede estar estrechamente relacionado. relacionado.

La línea de tendencia de oxidación-lgSi de las muestras de Wuqiagou es significativamente diferente de la línea de tendencia de oxidación-lgSi de los lagos Altai, Arahake y Tangba, lo que indica que la evolución diferencial del magma básico de Wuqiagou es diferente de la de los lagos Alahak y Tangba. relación entre las rocas y pueden pertenecer a diferentes actividades magmáticas contemporáneas de diferentes orígenes.

La cantidad total de elementos de tierras raras en las rocas del basamento de Altai es relativamente alta (247~274)×10-6, y la curva de distribución de elementos de tierras raras muestra un tipo inclinado hacia la izquierda con una disminución relativa en tierras raras ligeras y un enriquecimiento relativamente ligero de tierras raras pesadas (Figura 3-15). Esto es diferente del tipo obvio de fraccionamiento de tierras raras ligeras y pesadas en el basalto de Wuchagou. Es aproximadamente suave con las curvas de fraccionamiento de elementos de tierras raras del basalto Arahak y el basalto Tangbahu, y es más similar al gabro Darabute. Curva suave de fraccionamiento de elementos de tierras raras. Los basaltos de Altai tienen valores de δEu entre 0,9 y 1,02, con pocas anomalías de europio. Los valores de δEu del gabro Wuqiagou son 0,82, 1,14 y 1,8, respectivamente, y los valores de δEu del lago Arahak y el lago Tangba oscilan entre 0,9 y 1,01. Se puede observar que existen ciertas diferencias entre el gabro de Altai y el primero.

Figura 3-15 Mapa de distribución normalizado de condritas (SunandMcDonough, 1989) de elementos de tierras raras en las vetas de basalto post-orogénicas del cinturón orogénico de Altai (izquierda) Diagrama de araña del manto original normalizado (SunandMcDonough, 1989) ( Derecha)

En el diagrama de araña normalizado del manto original (Figura 3-15). Sr y K están fuertemente enriquecidos, el gabro de grano fino (148/5) está más enriquecido en Rb y Ba, pero carece de Th, y el gabro de piroxeno (148/1) es aún menos Rb y Ba. Además, en comparación con los valores de abundancia de basalto de las dorsales oceánicas, Nb, Y, Yb y Sc son todos deficitarios.

3. Características de los isótopos de Sr, Nd y Pb de rocas intrusivas sincrónicas y metagenéticas

(1) Características de los isótopos de Sr y Nd

Para 34 muestras analizadas. Los valores iniciales de Sr (87Sr/86Sr)i de varias muestras varían mucho, siendo anormalmente bajos o altos. Esto puede deberse al bajo contenido de Sr de la muestra, junto con el error de medición, lo que da como resultado que la relación 87Rb/86Sr sea demasiado grande. Cuando generalmente es mayor que 3, el rango de error (87Sr/86Sr)i es así. tan grande que pierde importancia geológica (Jahn et al. People, 2000). Este resultado no se utilizará como base para la discusión. Además, los valores iniciales de Sr de la mayoría de las muestras están relativamente concentrados, oscilando entre 0,703 y 0,708, y algunos valores de ISr son más altos (0,708 a 0,71). La mayoría de los datos y parámetros están dentro del rango normal y no hay ISr anormalmente bajo. Los resultados de la medición se pueden utilizar para discutir temas relacionados. Estas características de los isótopos de rubidio y estroncio parecen reflejar la complejidad de las áreas de fuente de roca medidas, es decir, existen tanto características de fuente de la corteza como información de fuente del manto.

Figura 3-16 Relación granito f(Sm/Nd)-TDM

En términos generales, los isótopos de Sm y Nd son relativamente estables y los resultados son relativamente confiables. analizar y discutir el origen y la formación de las rocas La base de las características del área de origen, por lo que la siguiente discusión se basa principalmente en esta información. En términos generales, la relación 43Nd/144Nd de la mayoría de las muestras varía dentro de un pequeño rango de 0,51410~0,512660, y el rango de variación de f (Sm/Nd) también está limitado a -0,2~-0,48 (Figura 3-16). La edad TDM producida es básicamente válida y puede participar en discusiones relevantes (Jahn et al., 2000a). Sólo tres muestras tienen f(Sm/Nd)<0,2 y las edades del modelo no son geológicamente significativas.

Figura 3-17 Diagrama de relación ISr-εNd(t)

Estos datos de prueba muestran que el valor de εNd(t) de la mayoría de las muestras es muy alto (>0), mucho mayor Para granito en cinturones orogénicos generales (el valor εNd(t) es <0, como el Rankland Orogen en Australia). En el diagrama ISr-εNd(t) (Figura 3-17), la mayoría de las muestras están ubicadas en el primer y segundo cuadrante, lo que refleja las características comunes de los granitos con valores positivos de εNd(t) en el Cinturón Orogénico de Asia Central. manto joven La fuente es una fuente de material importante para la formación de granito (Jahn et al., 2000a,b; David Hong et al., 2000).

En términos de tipos de roca, εNd(t) es positivo. El basalto y las vetas de ácido neutro posdiagenético tardío tienen los valores más altos de εNd(t). La diorita Arrow y la granodiorita tienen valores de εNd (t). ​son más altos (en su mayoría mayores que 0), y el granito monzonítico tiene valores de εNd(t) más bajos (cercanos a 0 y menores que 0). A partir del análisis comparativo del granito sintético y el granito metasintético, el valor εNd(t) del granito sintético es bajo, oscilando principalmente entre -3 y +4, con un promedio de aproximadamente +0,5 en el modelo de TDM; (etapa única) La edad del estado es mayor (0,8 ~ 1,4 Ga). El valor de εNd(t) del granito orogénico tardío es relativamente alto. Por ejemplo, el valor de εNd(t) del monzogranito Lamazhao está entre +1,3 y +2,8, con un promedio de 2,05. El valor de granodiorita es tan alto como 5,5, el valor de εNd(t) de las vetas de ácido neutro en etapa tardía es mayor (+8,6) y el TDM de edad promedio del molde varía mucho (0,6~1,7Ga) (Figura 3-18a). , b).

Figura 3-18 La relación entre la edad de intrusión y εNd(t)

El análisis específico muestra que el valor de εNd(t) del gneis granítico a 460 Ma es relativamente estable y relativamente estable. el más bajo, que oscila entre -1,2 y +0,5, y la edad del molde TDM (período único) oscila entre los más antiguos (1,23 y 1,9 Ga). En comparación con otros granitos, los granitos de 400 Ma y 360 Ma tienen un rango mayor, de -2,5 a +. 4. La mayoría de ellos son mayores que 0 y algunos llegan a +4, lo que indica que hay más componentes de fuentes del manto joven. Por el contrario, los valores de εNd(t) de los granitos posorogénicos (como Lama Zhao) son más altos, todos mayores que 0 (+1,3 a +2,8), y la edad del modelo TDM es de 0,85 a 1,78 Ga. Vale la pena señalar que las sienitas graníticas alrededor de 220 Ma muestran valores de εNd(t) más altos. En particular, algunos basaltos posorogénicos y vetas de ácido neutro tienen valores altos de εNd(t) (hasta +8,6). Esto parece significar que la interacción corteza-manto fue más fuerte en la etapa post-orogenia, y más material del manto participó en la formación de vetas ácidas en la mezcla de granito.

Esta característica es más evidente en los basaltos simbióticos y postorogénicos. El valor de 400MaεNd(t) del gabro de Keketuohai (diorita basáltica en el granito de Keketuohai) está entre +0,2 y +2,0, y el TDM es de 1,14 a 1,23 Ga, lo que indica que el basalto era relativamente rico en magma durante este período. , o en otras palabras, estaba fuertemente mezclado con materiales de la corteza terrestre antiguos. Sin embargo, a juzgar por el valor εNd(t) (-0,7) del granito Cocotuohai en el mismo momento y ubicación, la mezcla de materiales de la corteza continental existe, pero parece ser limitada. Por el contrario, los diques de gabro tienen valores de εNd(t) tan altos como +7,4 a +8,1 a 280 Ma, lo que indica una falta considerable de manto. Esto muestra intuitivamente que durante el mismo proceso orogénico en el cinturón orogénico de Altai, el grado de agotamiento del magma basáltico derivado del manto no fue fuerte, y también puede ser mezclado con la corteza antigua, lo que indica que la interacción entre la corteza y el manto es débil; mientras que el agotamiento del magma basáltico post-orogénico es mayor y el grado de mezcla de la corteza antigua es más ligero, lo que indica que la interacción entre la corteza y el manto es más fuerte.

(2) Características del isótopo de plomo

El isótopo de plomo también es un medio importante de trazabilidad (Doe & Zartarm, 1979). Tiene tres isótopos estables: 206Pb, 207Pb, y 208Pb. Existe un isótopo radiactivo: el 204Pb. El ciclo de desintegración del 204Pb es más largo que la edad de la Tierra, por lo que básicamente puede considerarse estable. Los isótopos de plomo apenas se fraccionan en la naturaleza y su composición no se ve afectada por las condiciones físicas y químicas. Sólo se ve afectada por el contenido y la desintegración del uranio y el torio en su área de origen. Por lo tanto, se utiliza ampliamente como trazador para explorar el origen. de materia (Zartarm y Doe, 1981; Norman et al., 2001; Li Long et al., 2001; Philippe y Stephan, 2002; Wu Kaixing et al., 2002).

Dado que el contenido de U y Th del feldespato, especialmente el feldespato potásico, es muy bajo y básicamente no contiene plomo radiactivo, su composición de isótopos de plomo representa básicamente las características iniciales de los isótopos de plomo del magma, y ​​el feldespato es el principal mineral formador de rocas del granito. , por lo que los isótopos de plomo feldespato pueden usarse para rastrear el origen material del granito (Zartman y Doe, 1981; Gariepy et al. 1985; Zhang Ligang, 1988; 1993; Li Xianhua et al., 1987; Zhu Bingquan et al., 1998 ). Algunos académicos han realizado estudios parciales de isótopos de plomo en granito de Altai (como Wang, C.G., 1990; He, G.Q., 1990; Qu, G.S., 1991; Kang, X., 1992; Liu, J.Y., 1995; Zhao, Z.H., 1996 ; Li, H.Q., 1998; Yuan, F. et al., 2001a), discutieron la evolución tectónica del granito de Altai desde la perspectiva de la edad del modelo y analizaron las fuentes materiales de algunas masas rocosas y depósitos. En este estudio, realizamos mediciones de isótopos de plomo en cuerpos rocosos representativos de diferentes tipos de granitos singenéticos y epigénicos en este cinturón orogénico y, combinados con datos anteriores, intentamos estudiar más sistemáticamente el granito de Altai desde la perspectiva de todo el cinturón orogénico. Las características de los isótopos de plomo proporcionan nueva evidencia para estudiar el origen del granito de Altai y explorar el crecimiento de la corteza continental (Tong Ying et al.).

El rango de 206Pb/204Pb del granito sinclinal de Altai es 18,082 -18,921, el el valor promedio es 18,282; el rango de 207Pb/204Pb es 15,496-15,599, el valor promedio es 15,530; el rango de valor μ es 8,10-8,24, el valor promedio es 15,496-15,599; 8.15.

El rango 206Pb/204Pb del granito orogénico Post-Altai es 17.997~18.422, con un valor promedio de 18.238; el rango 207Pb/204Pb es 15.460~15.599, con un valor promedio de 15.522; El rango de /204Pb es 37,661~38,262, con un valor promedio de 37,938; el rango de valores μ es de 8,05~8,26 y el valor promedio es 8,14. Se puede observar que el valor medio de 204Pb en el granito metaorogénico es ligeramente superior al del granito sinorogénico, mientras que los valores medios de 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb, 208Pb/204Pb y el valor μ son ligeramente superiores. más bajos que los del granito sinorogénico.

A partir del histograma de frecuencia de las muestras, la distribución de la muestra de granito singenético y granito metagenético es muy concentrada. Los valores de 206Pb/204Pb se concentran principalmente entre 18-18,6; se concentran principalmente entre 15.45-15.60; los valores de 208Pb/204Pb se concentran principalmente entre 37.60-38.20 (Figura 3-19). -19 Combinado con datos anteriores (Wang Zhonggang et al., 1990; He Guoqi et al., 1990; Qu Guosheng et al., 1991; Kang Xu et al., 1992; Liu Jiayuan et al., 1995; Zhao). Zhenhua et al., 1996; Li Huachen et al., 1998; Yuan Feng et al., 2001a, un total de 64), la distribución de isótopos de Pb también está relativamente concentrada, la proporción de muestras con valores de 206Pb/204Pb en el rango de valores de 17.206Pb/204Pb en el rango de 17.8 a 18.8 es 92.2%; la proporción de muestras con valores de 207Pb/204Pb en el rango de 15.45 a 15.70 es 95.3%; Los valores de 204Pb en el rango de 37,60 a 38,60 son 93,8%.

****, las características isotópicas del plomo del basalto intercalado con granito son similares a las del granito: 206Pb/204Pb oscila entre 17.984 y 18.513, con un valor medio de 18.255; 207Pb/204Pb oscila entre 15.488; a 15.547, con un valor promedio de 15.519; 208Pb/204Pb oscila entre 37.732 y 38.065, con un valor promedio de 37.895; el valor μ oscila entre 9.19 y 9.71, con un valor promedio de 9.45;

Figura 3-19 Diagrama de frecuencia de isótopos de Pb del granito en el orógeno de Altai en China

A partir de los resultados de las pruebas anteriores, se puede ver que, sin importar la época (Paleozoico temprano o tardío), ) al que pertenece el granito de Altai, Independientemente del tipo (tipo I, tipo S o tipo A), independientemente del fondo tectónico (origen sincrónico, origen epigenético), la composición isotópica de Pb muestra características isotópicas similares, es decir, 206Pb/ 204Pb, 207Pb/204Pb, 208Pb/204Pb Los valores son bajos, los valores de 207Pb/204Pb cambian muy poco y no hay zonificación espacial. Sus valores de μ oscilan entre 9,19 y 9,71, concentrándose principalmente entre 9,30 y 9,60. En términos generales, los isótopos de Pb son relativamente uniformes, y el Pb normal con un valor μ inferior a 9,74 proviene de la corteza profunda o del manto superior, básicamente sin mezcla de materiales de origen de la corteza (Stacey et al., 1975), lo que indica que la fuente Los materiales de granito de Altai pueden provenir de la corteza superior del manto o de la corteza profunda.

Granito típico de fuente de la corteza terrestre, en el diagrama de evolución estructural del isótopo de plomo (Figura 3-20), sus puntos de proyección están ubicados principalmente en la zona de la corteza superior o en la zona de la corteza inferior (Zhang Ligang et al., 1993) (como: "Altai Granite"), 1993) (como las montañas Darong en el sur de China (Yu Jinsheng et al., 1997), el macizo de Lhasa en el Himalaya (Garipy et al., 1985; Li Xianhua et al. , 1987) y Tengchong, Yunnan (Chen Jichen, 1991)). Como se puede ver en la Figura 3-20, los puntos de proyección del granito en esta área se concentran principalmente entre la línea de evolución del manto y la línea de evolución del orógeno, y están más cerca de la línea de evolución del manto, lo que muestra diferencias obvias con el granito de la corteza típica. Para eliminar la influencia de los factores de tiempo, Zhu B. C. et al. C. et al. (1998) propusieron utilizar las desviaciones relativas del manto Δα, Δβ y Δγ en el mismo período para representar 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb. 208Pb/204Pb. La fórmula de cálculo es la siguiente:

Investigación sobre el crecimiento del granito y la corteza continental en cinturones orogénicos típicos de China

donde α, β y γ son valores medidos αM(t; ), βM(t), γM (t) es el valor del manto en el momento t. El valor del manto es μ=7,8 (que representa la línea de crecimiento del manto original, 232Th/238U=4,04, T=4,57 Ga, (206Pb/204Pb)0=9,307, (207Pb/204Pb)0=10,294, (208Pb/204Pb)0 = 29,476) calculado a partir de esta línea de crecimiento aparentemente de una sola etapa. La edad se puede determinar mediante otros métodos de datación (principalmente edades U-Pb de circón recién obtenidas). Se puede ver en el diagrama del modelo estructural de Pb que los cambios en el área de origen que mejor reflejan los cambios en el área de origen son los cambios en 207Pb/204Pb y 208Pb/204Pb, por lo que el diagrama Δγ-Δβ tiene una buena importancia de seguimiento. Todos los granitos en esta área caen principalmente en la zona de subducción de plomo (magma) donde se mezclan la corteza superior y el manto. Algunos granitos caen en las áreas de fuente de plomo y manto orogénico adyacentes a esta área (Figura 3-21). están relativamente más cerca del área de origen del manto, lo que indica que la formación de estos granitos está estrechamente relacionada con la subducción de la corteza oceánica temprana y la mezcla corteza-manto. Esto es fácil de entender en el caso de los granitos sincronizados, pero en el caso de los granitos postsincronizados, la orogenia ha terminado y su formación sólo puede deberse a la fuente de calor aportada por la intrusión del basamento del manto, lo que lleva a una subducción temprana y a la intrusión ascendente de un océano profundamente enterrado. El material del caparazón se vuelve a fundir en su lugar. Pero no importa cuán diferentes sean sus métodos de formación, todos están relacionados con materiales tempranos derivados del manto subducido.

Figura 3-20 Diagrama esquemático de la evolución estructural de los isótopos de plomo en el granito del cinturón orogénico de Altai en China (basado en Zartman y Haines, 1988)

Figura 3-21 Isótopo de plomo Δγ-Δβ en el granito del cinturón orogénico de Altai en China Diagrama esquemático de clasificación genética (según Zhu, Bingquan et al,

Al mismo tiempo, la composición de isótopos de plomo del cinturón orogénico de Altai El granito es similar al de todo el granito del cinturón orogénico. Es similar a la composición de isótopos de plomo de las rocas sedimentarias, rocas volcánicas, básicas de todo el cinturón orogénico. Las composiciones de isótopos de Pb de rocas intrusivas, minerales, casquetes de hierro, etc. son consistentes con. No hay diferencias obvias. Los cambios en los valores de 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb y 208Pb/204Pb son relativamente pequeños (Figura 3-22), lo que muestra la singularidad del granito de Altai. Puede haber dos razones para esto: el efecto de acoplamiento. de isótopos de Pb, es decir, los cambios de los isótopos de Pb son sincrónicos y es posible que no haya una diferenciación obvia de U y Pb durante el proceso de diferenciación de la corteza y el manto (como el sur de China, Zhu Bingquan et al., 1998); de estas rocas y los isótopos de Pb son sincrónicos, y puede que no haya una diferenciación obvia de U y Pb durante el proceso de diferenciación de la corteza y el manto (como el sur de China, Zhu Bingquan et al., 1998), ②Estas rocas, minerales y hierro); La capa se formó no hace mucho y tiene un área fuente similar: la corteza recién formada o un área fuente con componentes fuente del manto agregados. El fraccionamiento de isótopos de Pb no es obvio, lo que permite algunos efectos de acoplamiento falsos. Sin embargo, independientemente de la causa, se sugiere que la formación de estos granitos está estrechamente relacionada con composiciones derivadas del manto. Esto es más obvio en el diagrama de discriminación del área de origen del material isotópico de plomo (Figura 3-23). Los puntos de proyección de granito en esta área están relativamente concentrados, básicamente pertenecen a la gama de basalto de arco de islas oceánicas y basalto de arco de islas, lejos de la corteza superior, la corteza inferior y los sedimentos de aguas profundas. Esto muestra que su roca fuente es similar a. material del arco de islas, y su área de origen es similar a la corteza superior. Está relacionada lejanamente con la corteza inferior y puede estar relacionada con el material del arco de islas subducido o la corteza oceánica, lo que indica que su área de origen puede estar dominada por material derivado del manto. Se puede ver que las características del isótopo Pb son consistentes con las características del isótopo Nd, y ambos revelan las características de los componentes fuente del manto.

Figura 3-22 Diagrama esquemático de las composiciones de isótopos de Pb de granitos, rocas sedimentarias, rocas volcánicas, minerales y casquetes de hierro en el cinturón orogénico de Altai en China

Figura 3-23 Isótopo de Pb fuentes materiales de granitos en el cinturón orogénico de Altai en China Diagrama esquemático de identificación de zonas (según Zartman et al. La leyenda es la misma que la Figura 3-21)

Además, la composición de isótopos de plomo del El basalto primario de granito de Altai coincide con el del granito. En el diagrama de identificación del área de origen (Figura 3-23), también se muestra claramente que los puntos de caída de los dos se cruzan, y los basaltos también caen en las áreas de basalto de isla oceánica y de basalto de arco de isla, lo que indica que los dos pueden tener Características de origen similares. El basalto sólo puede originarse a partir de derretimientos del manto o de rocas del manto parcialmente fundidas en el manto de la Tierra. Por lo tanto, las características del isótopo del plomo apoyan aún más que el origen del granito de Altai debería estar relacionado con la fuente de material del manto, lo que al menos indica que la formación de su magma tiene la participación de componentes de la fuente del manto. Las características de los isótopos de plomo de los granitos en el área de Sunizuo Banner-Xilinhot en el centro de Mongolia Interior, que también se encuentra en el borde sur del Cinturón Orogénico de Asia Central, también muestran características similares. Esto indica que este tipo de granito derivado del manto puede ser un fenómeno común en el cinturón orogénico de Asia Central.