东天山新元古代强过铝质花岗岩的发现对中天山构造带北缘的约束.pdf

Jun.2 0 2 32023年6 月质ACTACA SINICA（报地学Vol.97 No.6第6 期第9 7 卷东天山新元古代强过铝质花岗岩的发现对中天山构造带北缘的约束李平1），高晓峰1)，孟勇1，2），孙少珍3)1）中国地质调查局西安地质调查中心，陕西西安，7 10 0 54；2）中国地质调查局西宁自然资源综合调查中心，青海西宁，8 10 0 12；3）西安西北有色物化探总队有限公司，陕西西安，7 10 0 6 8内容提要：东天山小黄山花岗岩位于阿齐克库都克断裂和康古尔塔格断裂之间的构造带，为一类具有白云母、石榴子石等矿物的S型花岗岩，属于强过铝质花岗岩类。其LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素测年结果为8 35.4土9.0 Ma，地球化学特征说明此花岗岩为后碰撞岩浆作用而成，属于新元古代Rodinia超大陆拼贴-裂解事件的产物。此外，该前寒武纪岩体的发现结合康古尔塔格一镜儿泉沿线出露的蛇绿岩、含蓝晶石和石榴子石的变质岩系，以及康古尔塔格断裂带南北两侧区域地层的差异，可以将康古尔塔格断裂带作为分隔中天山和北天山构造带的重要依据。关键词：强过铝质花岗岩；新元古代岩浆作用；康古尔断裂带；中天山构造带东天山阿齐克库都克断裂以北至卡拉麦里断裂以南的地区不仅记录有天山地区广泛的石炭纪一二叠纪岩浆活动和成矿作用（张连昌等，2 0 0 6；顾连兴等，2 0 0 7；夏林圻等，2 0 0 7；HuangHe et al.，2020；Q i n Ji n g y i e t a l.，2 0 2 2），同时也出露有一定数量的前寒武纪地质体，可以作为研究天山地区早期地壳活动和厘定构造单元的关键部位。近年来，东天山地区地质体的厘定及岩浆演化作用研究已取得一定的进展（李锦轶等，2 0 0 6；李永军等，2 0 0 8；车自成等，2 0 11；徐学义等，2 0 16），但天山东段构造单元划分和洋盆残迹位置等地质问题尚存有多种观点：部分学者以阿齐克库都克断裂南侧广泛出露的前寒武纪变质基底为特征，以阿齐克库都克断裂为界将天山东段划分为北天山构造单元和中天山构造单元（图1a）（肖序常等，1992；王洪亮等，2 0 0 7；车自成等，2 0 11)。阿齐克库都克断裂以北的雅满苏一康古尔塔格(合称觉罗塔格)地区广泛发育有石炭纪一二叠纪火山沉积地层和侵人岩类，以南的阿拉塔格一星星峡地区为前寒武纪变质基底上形成的复合岩浆弧（冯益民等，2 0 2 2）。也有部分工作认为在阿齐克库都克断裂北侧的康古尔塔格-土屋-黄山构造带为一条具有30 0 2 90 Ma韧性变形特征的大型剪切带（胡军等，2 0 2 0），而早古生代康古尔蛇绿混杂岩的发现（李文铅等，2 0 0 8)表明其可能是准噶尔-吐哈陆块与中天山卡瓦布拉克地块早古生代洋盆闭合时的地质记录（徐学义等，2014）。计文化等（2 0 2 0)结合古生物分区、花岗岩锆石Hf同位素研究后，也提出北天山-康古尔塔格-红石山构造带是古亚洲主洋盆的残迹，而将其南侧作为主洋盆与塔里木-阿拉善陆块相互作用的一个弧盆系。因此，东天山地区不同构造单元的物质组成和形成时代对于恢复其古生代构造格局具有十分重要的意义，尤其是前寒武纪地体的出露情况可以作为探讨构造单元划分的重要依据。此外，侵入岩浆作用研究也是探讨造山带构造演化的主要方法之一，具有白云母、石榴子石、堇青石等指征性矿物特征的强过铝质花岗岩也可以用来约束造山过程中的碰撞造山事件的时限（郭召杰等，注：本文为中国地质调查项目（编号12 12 0 1140 152 0 1，DD20190065，D D 2 0 2 2 16 36）、国家自然科学基金项目（编号42 0 0 2 2 2 9）和陕西省自然科学基础研究计划项目（编号2 0 2 3-JC-YB-268，2 0 2 3-JC-ZD-15）联合资助的成果。收稿日期：2 0 2 2-0 3-0 7；改回日期：2 0 2 2-0 4-2 7；网络发表日期：2 0 2 3-0 2-0 9；责任编委：张招崇；责任编辑：蔡志慧。作者简介：李平，男，198 3年。高级工程师，岩浆岩石学研究方向。E-mail：g o g o g is q q.c o m。引用本文：李平，高晓峰，孟勇，孙少珍2 0 2 3.东天山新元古代强过铝质花岗岩的发现对中天山构造带北缘的约束.地质学报，97(6):18151827,doi:10.19762/ki.dizhixuebao.2023118.Li Ping,Gao Xiaofeng,Meng Yong,Sun Shaozhen.2023.Discovery of Neoproterozoic peraluminous granites in the easternTianshan orogen and its constraints on the northern margin of the Middle Tianshan tectonic belt.Acta Geologica Sinica,97(6)：18 15 18 2 7.http:/www.ch/index.aspx181620233年质地报学82309100(a)1克拉玛依准噶尔盆地60120km伊600巴音淘红柳峡驾鲁木齐地质界线那拉提II哈密。4300I巴伦台米什海Geologicalboundary克盆地吐哈盆地IV图五区域性断裂Regionalfault和静库米什F1雅满苏星星峡VI库车库尔新盆地IVF2IVIIIV辛格尔VII40塔里木盆地VI0040柯坪00V敦煌740010000I准噶尔造山带I中天山构造带V柯坪构造带VI马繁山构造带F1康古尔-红石山断裂Junggarorogenic beltMiddleTianshanKepingtectonicbeltMazongshantectonicbeltKangol-HongshishanfaulttectonicbeltII北天山构造带IV南天山构造带VI库鲁克塔格构造带V笔架山-双鹰山构造带F2阿齐克库都克断裂NorthTianshanSouth TianshanKuruktagtectonicbeltBijiashan-ShuangyingshanAqikekudukefaulttectonicbelttectonicbeltShuangyingmountain9500DCig(b)mPC8PF1mYP.Jx42OoPdoP上VPD,ts4220SoPCig20D,tsmYPF1C.g8oPCigCignDmYC2十myP,mC2CgYoPmyP275.0MaCg（王伟等，2 0 19)d3CynC2Y8OPyoP1 km+28PCmyPCig8oPCymcCy十TX8PLXN02.55kmP922.7Ma(孟勇等,2 0 18)F28095%00Cz新生代地层J.x西山密组Pa阿其克布拉克组Cig干敦组Cy雅满苏组QuaternaryXishanyaoFormationAqikebulakeFormationGandunFormationYamansuFormation头苏泉组卡瓦布拉克岩群中三叠世二长花岗岩中三叠世石英闪长岩DtSxK二叠纪花岗闪岩TousuFormationKawabulakeGroupMiddleTriassicMiddleTriassicPermiangranodioritemonzogranitequartzdiorite二叠纪石英闪长岩NN二叠纪英云闪长岩二叠纪正长花岗岩早二叠世闪长岩早二叠世辉长岩PermianquartzdioritePermiantonalitePermiansyenograniteEarlyPermiandioriteEarlyPermiangabbro+十晚泥盆世二长花岗岩晚石炭世二长花岗岩晚奥陶世闪长岩晚奥陶世二长花岗岩NLN晚奥陶世英云闪长岩LateDevonianLateOrdoviciandioriteNLateCarboniferousLateOrdovicianLateOrdoviciantonalitemonzogranitemonzogranitemonzogranite新元古代花岗闪长岩不整合界线/断裂康古尔塔格断裂阿齐克库都克断裂辉绿（琦）岩脉采样位置F1Diabase/diabaseNeoproterozoicUncomformity/faultKangol-Hongshishan faultJAqikekudukefaultSamplelocationgranodioriteporphyrite图1天山及邻区构造区划图（a），东天山小黄山地区花岗岩分布图（b)及小黄山花岗岩岩体地质简图（c)（据王洪亮等，2 0 0 7；中国地质调查局西安地质调查中心，2 0 15修改）Fig.1 Geological map of the Tianshan orogen and its adjacent region(a),geological map of theXiaohuangshan region in eastern Tianshan orogen,showing the distribution of granites(b)andgeological map showing the Xiaohuangshan granite(c)(after Wang Hongliang et al.,2007;Xian Centre of Geological Survey,CGS,2015)李平等：东天山亲古代强过铝质花岗岩的发现对中天山构造带北缘的约束第6 期18172007）。本次研究的岩体位于东天山哈密小黄山地区，在沁城幅1：2 5万区域地质调查（中国地质调查局西安地质调查中心，2 0 15）测区之内（图1b），为含石榴子石白云母花岗岩（图2 a）。此类具有富铝矿物的S型花岗岩多形成于碰撞-后碰撞造山事件之中，可以用来约束东天山地区的造山过程，而且前寒武纪地体的出露情况可以用来对中天山北界的构造位置进行厘定。本文通过对小黄山地区侵人岩的野外地质调查、锆石U-Pb同位素测年及岩石地球化学分析工作，为东天山地区区域构造划分及前寒武纪地质演化提供新的依据。1地质背景东天山地区构造复杂，前人工作以阿齐克库都克断裂为界将其划分为北天山构造带和中天山构造带（王洪亮等，2 0 0 7；徐学义等，2 0 16）。阿齐克库都克韧性剪切带总体呈北东一东走向并向北西突出的弧形（图1a），南侧控制卡瓦布拉克岩群的出露，北侧限制石炭纪和二叠纪地层的南界（王凯等，2019)。小黄山岩体位于阿齐克库都克断裂以北的构造带，区内出露的最老的地层为前寒武纪变质基底长城系星星峡岩群（新疆维吾尔自治区地质矿产勘查开发局，2 0 0 9）和蓟县系卡瓦布拉克岩群（图1b）。区域上最早出露的古生界为下泥盆统头苏泉组，岩石组合为中基性熔岩夹火山碎屑岩、正常碎屑岩，且以发育大量灰岩夹层为特征。康古尔-红石山断裂以南地区主要由下石炭统干敦组（Cig）和雅满苏组（b）QtzMsKfsGrtBtPIQtzPIGrt0.5mm(d)QtzQtzPI:747576807781788279GrtGrtKfs0.2mm100umJEOL12/2/2016X6515.0kVCOMPONORWD111mm17:30:31图2小黄山花岗岩的手标本（a）、正交偏光下半自形粒状结构及矿物组合（b）、单偏光下裂理发育的石榴子石（c)及背散射图像(d)Fig.2 Photograph(a),photomicrographs showing subhedral granular texture and mineral assemblages,orthogonal polarized light view(b),garnets with cracks,plane polarized light view(c)and backscatteredelectronic images(d)of the Xiaohuangshan granite图2 d背散射BSE图像中的点位代表矿物测试分析位置；Qtz一石英；Kfs一钾长石；PI一斜长石；Bt一黑云母；Ms一白云母；Grt一石榴子石The small circles in Fig.2d show the analysis spots of backscattered electronic（BSE)i m a g e s;Q t z-q u a r t z;K f s K-f e l d s p a r;Pl plagioclase;Btbiotite;Msmuscovite;Grt-garnethttp:/WWWch/index.aspx181820233年质报地学（Cy）构成，局部有少量二叠纪及侏罗纪地层出露。其中，干敦组（Cig)分布在黄山一图拉尔根南部一带，呈带状北东向展布，出露面积约430 km；南、北两侧分别与下石炭统雅满苏组、中泥盆统头苏泉组呈断层接触，东、西两侧分别被三叠纪和早二叠世花岗岩侵人。雅满苏组与下伏小热泉子组呈整合或不整合接触，与上覆底坎儿组呈不整合或平行不整合接触，岩石组合为浅海相陆缘碎屑岩、碳酸盐岩、火山碎屑岩，并夹少量火山熔岩，含大量具有地层意义的化石：Diphyphyllum sp.，Cy a t h a.r o n i asp.，Br a c h y t h y r i n a?s p.，D i c t y o c l o s t u ssp.，Eostaffellasp.等（新疆维吾尔自治区地质矿产局，1999）。区内侵人岩的时空展布明显受构造制约，岩浆活动较为强烈且主要集中在晚古生代。最古老的侵入岩紧邻阿齐克库都克断裂南缘，形成时代在922.7Ma左右（孟勇等，2 0 18），研究区出露规模最大的侵人岩为一中酸性环状复式岩体（图1），属二长花岗岩-花岗闪长岩-英云闪长岩序列，其中英云闪长岩的形成时代为2 7 5.0 9Ma（王伟等，2 0 19）。基性侵人岩呈带状出露，多为辉长岩、辉绿扮岩，形成时代多属晚石炭世一早二叠世（图1b）。小黄山侵人岩出露于康古尔-红石山韧性剪切带内且被第四系覆盖（图1b、c），其为中一细粒半自形粒状结构、局部有交代残余和蚕蚀结构，主要由石英、斜长石、钾长石、白云母和少量石榴子石等构成（图2）。其中，石英（35%40%)多呈他形粒状，局部有波状消光，粒径多为0.2 4mm。斜长石(30%33%)呈自形一半自形板柱状且聚片双晶较为发育，部分表面有轻微的绢云母化和高岭石化。钾长石（2 0%2 5%)多为他形板状的微斜长石，具格子双晶，部分交代斜长石呈现出残蚀、交代残余结构。白云母(5%10%)呈片状，星散分布。石榴子石（2%3%）为淡黄色、自形粒状的铁铝榴石，正交偏光下全消光，单偏光具有明显的正高突起、裂理较为发育。2样品分析测试方法所采集的花岗岩样品（采样位置N421805.35,E951219.08)中，用于LA-ICP-MSU-Pb测年的单矿物锆石经透射光显微镜分析后，在中国地质调查局西安地质调查中心自然资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室完成锆石阴极发光（CL)照相、U-Pb同位素定年工作。激光剥蚀系统为GeoLas Pro,ICP-MS为 Agilent 7700 x。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、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算）采用软件Glitter4.4完成，详细仪器参数和测试过程可参考李艳广等（2 0 15）。锆石样品的U-Pb谐和图绘制和年龄权重平均计算均采用Isoplot（Lu d w i g，2 0 0 3)完成。利用电子探针二次电子图像、背散射图像对岩体内主要造岩矿物的共生关系、赋存状态进行了研究，分析仪器为中国地质调查局西安地质调查中心引进的日本电子公司JXA-8230型电子探针。岩石的主量元素分析采用Panalytical公司产PW4400型X荧光光谱仪（XRF）测定，分析误差低于5%。微量元素和稀土元素分析在中国地质调查局西安地质调查中心自然资源部岩浆作用成矿与找矿实验室完成，采用 Themrmo Fisher公司产X-series II型电感耦合等离子体质谱仪（ICP-MS)测定，相对标准偏差优于5%。3分析结果3.1锆石U-Pb同位素测年结果东天山小黄山花岗岩中的锆石均发育有典型岩浆锆石特有的振荡环带结构。除一颗锆石(No11.XI05)具有较低的Th/U比值外，所选锆石的Th/U比值均大于0.4（表1），显示出岩浆成因锆石的地球化学特征。这些岩浆锆石的测定点的同位素比值在2 0 6 Pb/238U-207Pb/235U图中均位于谐和线上或其附近，且原位的2 0 6 Pb/238U表面年龄介于8 6 5816Ma之间（表1），加权平均年龄为8 35.4士9.0 Ma（M SW D=2.0）（表1及图3）。说明小黄山含石榴子石白云母花岗岩的岩浆结晶年龄约为8 35.9Ma，属东天山地区新元古代岩浆活动的产物。3.2矿物地球化学斜长石是小黄山岩体中最主要的造岩矿物之一，其晶形多呈半自形，少数为他形，发育有聚片双晶。电子探针分析结果显示斜长石SiO2含量为66.57%67.11%,K,0含量为0.0 6%0.2 2%,Al,O：含量为19.95%2 0.32%，Na2O含量为10.61%11.38%（表2）。斜长石成分变化不明显，An牌号在36 之间，属于钠长石（图4a）。石榴子石的内部成分变化范围相对较小，XMg=0.03 0.0 4（XM g =M g 摩尔数（MgO摩尔数+TFeO摩尔数），其中铁铝榴石（Alm）摩尔含量为1819李平等：东天山新古代强过铝质花岗岩的发现对中天山构造带北缘的约束第6 期23822621080280986229998二22288918T98088S986288886286680986582888681干5532一ne/d.oal928208098SS8068vS8三82266626&805826810818888&8180000900089000060100002000080100:086000008000091005800020200682600889800662600968700208800SS66026920687900161S0026100￥910 00020092100821001810062100S260016200098881:106810v09100S76100+2610061960V11900990Dee/d208181202881000280000601000681000811000S8100066100SIIO0SISO022800085800tS1000602900607900980200890200812900802900682900t89900S6890099900285900228900112900002.9002129002028822i2230282909T56 8865388030086186287889986299765691“918891S&818*86“c99282828862.22961280189829222Sc120HX88THXSTHX91HX8THXOHX92HXSOIXOLIXTUIX8X号一2 34LO67825a100um920/0.152880(b)8600.1488408200.1441903800N.se/d.o0.1400.136800%0.132Mean=835.49.0Ma,MSWD=2.0,n=150.1280.951.051.151.251.351.451.55207Pb/2U图3东天山小黄山花岗岩锆石阴极发光图像（a)及U-Pb年龄谐和图(b)Fig.3CL images（a)a n d z i r c o n U-Pb a g e c o n c o r d i adiagram(b)for granites from Xiaohuangshan ineastern Tianshan orogen61.78%6 6.2 6%，锰铝榴石（Sps）摩尔含量为30.51%35.0 9%，镁铝榴石（Pyr）摩尔含量为1.54%2.41%，钙铝榴石（Grs）摩尔含量为0.88%1.30%（表2）。研究显示S型花岗岩中石榴子石可以通过一定物理化学条下矿物成分溶解、沉淀和再平衡形成（Villarosetal.，2 0 0 9），且其中的石榴子石多以较高的锰铝榴石组分，富集HREE及明显Eu负异常为特征（曾令森等，2 0 19；SongYangetal.，2 0 2 1）。如雅拉香波（4316 Ma)到定结（2 1.0 15.8 Ma)地区的喜马拉雅淡色花岗岩和华南晚侏罗世末期W-Sn成矿有关的燕山期花岗岩中，石榴子石多具有较高的MnO含量和锰铝榴石组分（高利娥等，2 0 12；YangJiehuaetal.，2 0 13；吴福元等，2 0 15；郭春丽等，2 0 17）。纳米比亚达马拉地区泛非期的S型花岗岩（Jungetal.，2 0 0 1）和http/WWWindex.aspx2023年1820质报地学表2东天山小黄山花岗岩矿物元素成分含量（%）Table2Mineral compositions(%)of granitesfrom Xiaohuangshan长石XHS-74XHS-75XHS-76 XHS-77XHS-78XHS-79SiO266.8766.9166.5766.6366.7067.11TiO20.010.020.0.00.000.000.01Al,O;20.2019.9720.1419.9520.3219.97FeO0.000.080.000.000.070.02MgO0.020.000.000.01.0.000.00Mno0.000.000.000.00.0.000.00CaO0.840.961.281.050.820.73Na2 010.8711.1110.8310.6111.0611.38K20.0.140.090.220.180.130.06总量98.9899.1499.0498.4499.1199.27基于88个氧原子计算Si2.9552.9562.9462.9602.9472.960Ti0.0000.0010.0000.0000.0000.000A11.0521.0401.0501.0451.0581.038Fe2+0.0000.0030.0000.0000.0030.001Mg0.0010.0000.0000.0000.0000.000Mn0.0000.0000.0000.0000.0000.000Ca0.0400.0460.0610.0500.0390.034Na0.9310.9520.9290.9140.9480.973K0.0080.0050.0120.0100.0070.003An4.14.56.15.13.93.4Ab95.195.092.793.895.396.3Or0.80.51.21.10.70.3石榴子石XHS-80XHS-81XHS-82 XHS-83XHS-84XHS-85SiO236.3836.3036.2936.0136.4236.19TiO20.000.070.050.020.050.04A12O;20.9221.3621.2320.9421.0021.27Cr2 O30.020.030.020.030.010.01FeO27.6227.9426.2327.3228.0328.53MgO0.500.580.490.460.490.4.9Mno13.5613.3314.7114.3713.8013.16CaO0.300.440.350.390.350.34Na2 O0.050.050.030.110.100.09K200.010.010.010.020.020.01P2O;0.000.000.000.000.000.00总量99.75100.3999.58100.20100.65100.32基于12个0 原子计算Si3.002.972.992.972.992.97Ti0.000.000.000.000.000.00A12.032.062.062.042.032.06Cr0.000.000.000.000.000.00Fe2+1.911.911.811.891.921.96Mg0.060.070.060.060.060.06Mn0.950.921.031.000.960.91Ca0.030.040.030.030.030.03Na0.010.010.000.020.020.01K0.000.000.000.000.000.00P0.000.000.000.000.000.00XMk0.030.040.030.030.030.03Alm64.8164.9261.7863.2564.6966.10Sps32.2331.3735.0933.6932.2530.87Pyr2.082.412.071.912.022.00Grs0.891.301.071.161.031.02注：XMe=Mg除尔数（MgO啄尔数+TFeO豫尔数）；Alm一铁铝榴石；Sps一锰铝榴石；Pyr一镁铝榴石；Grs一钙铝榴石。An(a)钙长石倍长石拉长石中长石斜长石更长石碱性长石歪长石钠长石正长石XVAbOrAlm+Sps(b)VPyrGrs图4东天山小黄山花岗岩长石和石榴子石矿物成分三角图Fig.4Triangle diagram of plagioclase and garnet ingranites from Xiaohuangshan in eastern Tianshan orogenAlm一铁铝榴石；Sps一锰铝榴石；Pyr一镁铝榴石；Grs一钙铝榴石Almalmandite;Spsspessartine;Pyrpyrope;Grsgrossular和日本饭丰山地的石榴子石二云母花岗岩（Yutakaetal.，1997)也同时具有对较多的铁铝榴石和锰铝榴石。小黄山花岗岩的石榴子石同样具有相对较高的铁铝榴石和锰铝榴石组分，显示出这些S型花岗岩类似的矿物学特征。3.3岩石地球化学特征根据样品的野外产出、结构构造、矿物组合特征及SiO2含量（7 5.6 9%7 6.2 3%）（表3），可将其命名为含石榴子石白云母花岗岩。岩石矿物组合中存在一定数量的白云母和石榴子石，相对缺乏角闪石和富碱性的镁铁质暗色矿物，表明其属于典型的S型花岗岩（Chappell and White，1992）。A l O 含量为12.58%13.93%，A/CNK比值均大于1.1（A/C NK=1.111.16），属强过铝质S型花岗岩（图5）。样品的K,O+NaO含量为8.42%8.69%且K，0 含量介于3.6 6%和4.53%之间，AR值为4.0 4.1，属碱性岩类。结合岩石矿物学特李平等：东天大强付铝质化区的发现对中天山构造带北缘的约束1821第6 期征，小黄山含石榴子石白云母花岗岩为碱性的强过铝质S型花岗岩。表3东天山小黄山花岗岩主量元素（%）和微量元素（10-）成分Table3Major elements(%)and trace elements(X10-)compositions of granites from Xiaohuangshanin eastern Tianshan orogenXHS-1XHS-2XHS-3XHS-6SiO276.1275.6975.7276.23TiO20.010.010.010.01Al,O313.6813.9313.8213.59FeO0.450.370.400.37Fe2O30.080.170.080.06TFeO0.520.520.470.42MgO0.030.030.030.02Mno0.150.160.170.19CaO0.440.330.390.42Na204.814.344.164.39K,03.664.254.534.03P,Os0.020.020.020.02LOI0.520.670.620.62总量99.9699.9599.9499.94La5.529.217.5310.4Ce13.223.11825.6Pr2.013.462.683.82Nd10.216.913.618.6Sm4.686.665.797.09Eu0.040.040.040.05Gd5.377.666.946.9Tb0.881.261.21.16Dy5.088.287.927.26Ho0.881.661.61.52Er2.034.654.624.19Tm0.280.710.740.66Yb1.914.825.124.71Lu0.240.710.710.65Y30.227.649.443Pb28.424.932.727.6Zn18.617.317.96.73Cr0.871.290.564.41Co61.156.240.440.4Rb194251289247Cs6.488.318.246.58Sr8.9810.29.6226.2Ba22.324.623.218.5V6.014.844.993.72Sc9.84.11.512.313.1Nb11.627.210.27.88Ta3.116.592.541.77Zr24.115.533.835.2Hf3.22.33.393.53Ga23.827.42423.4U2.191.42.6.92.56Th8.255.4310.89.14所测样品的稀土元素总含量中等略低，ZREE为8 2.5135g/g。在稀土元素球粒陨石标准化图上（图6）总体显示出强烈分馏的稀土元素分配型式，呈右倾近平坦型分布（La/Yb）=1.0 52.07）。LREE中等略微亏损（(La/Sm)=0.760.95)，H REE轻微亏损（Gd/Yb)=1.122.33），具有强烈的负铕异常（Eu均为0.0 2）。微量元素原始地慢标准化图解（图6）显示出Th、U、K、Pb 富集,Nb、T i 亏损的地球化学特征。4讨论4.1岩石成因由于锆石的溶解度主要依赖于环境温度，因而可以作为一种可靠的地质温度计（Watson andHarrison，198 3；W a t s o n e t a l.，2 0 0 6；赵振华等，2010）。对于长英质岩浆，锆饱和温度Tzr近于熔体分离的温度，可以看作侵位岩浆的最低温度。通常，将Tzr小于8 0 0 的花岗岩划定为低温型花岗岩，而此类相对较冷的花岗质岩浆往往需要含水物质参与的熔融反应（Milleretal.，2 0 0 3）。经锆饱和温度计算（Watsonetal.，2 0 0 6），小黄山花岗岩的Tzr为6 2 36 7 6，属于低温型花岗岩。那么，其形成过程中则需要水的存在以促进熔融作用的发生。通常，强过铝质花岗岩的源区组成相对较为有限，砂泥质沉积岩部分熔融是淡色花岗岩的主要成因。而且，岩浆演化过程主要受白云母、黑云母的脱水熔融反应或不同含水条件下熔融作用的约束，从而使花岗质熔体具有不同的地球化学特征（Singhand Johannes,1996;Patino Douce and Harris,1998；曾令森等，2 0 17）。黑云母脱水熔融反应温度（7 50 8 50)要略高于白云母熔融反应温度（6 507 50），小黄山花岗岩Tz更接近于熔融温度接近于白云母脱水熔融条件（WeinbergandHasalova，2 0 15）。与水致白云母熔融相比，白云母脱水熔融由于相对较少斜长石的加入，使熔体具有较低的 Sr、Ba、Ca 和 Eu 值（Inger and Harris，1993；Ze n g Li n g s e n e t a l.，2 0 0 5）。小黄山花岗岩同时具备较低的Sr、Ba 和极强Eu负异常（Eu=0.02），那么白云母脱水熔融反应则可以为此类低温型花岗岩提供熔融所需要的水环境。小黄山强过铝质S型花岗岩，从花岗岩成因类型上反映其物质源区主体应为地壳沉积物质(Barbarin，1999；Fr o s t，2 0 0 1；邓晋福等，2 0 0 4;1822http:/WWWdzxb/ch/index.aspx2023年质地报学7161准铝质1过铝质1151111411XN/V131111211111过碱性100.60.81.01.21.41.61.82.0A/CNK图5东天山小黄山花岗岩ANK-ACNK图(据Maniar and Piccoli,1989)Fig.5Plots of ANK-ACNK(after Maniar and Piccoli,1989)for granites from Xiaohuangshan in eastern Tianshan orogen周刚等，2 0 0 7）。实验岩石学研究表明，CaO/Na2比值小于0.3的强过铝质花岗岩源区通常为贫长石、富泥质的变泥质岩，而CaO/Na2O比值大于0.3的则通常源于富长石类的砂岩或变火成岩(Sylvester，1998;Ch e n g Zh i g u o e t a l.，2 0 17;Q i nQieetal.，2 0 2 1）。小黄山花岗岩的CaO/NazO比值为0.0 90.10，说明其可能源自于变泥质源区物质的部分熔融，图7 a也显示出其可能由泥质岩类熔融而成。在Rb/Sr-Rb/Ba图解中，样品源自于富黏土矿物区的泥岩类物质的部分熔融作用（图7 b）。小黄山花岗岩具有低Mg0O(0.02%0.0 3%）、TiOz（均为0.0 1%）、TFeO(0.42%0.52%)含量和较高的K,0(3.66%4.53%)含量，这与白云母脱水熔融条件下形成的花岗质熔体的化学特征相一致。此外，与流体参与的下地壳组分熔融有所不同，白云母脱水熔融作用形成的熔体往往具有较高的Rb/Sr比值（Harris etal.，1995）。白云母脱水部分熔融过程中，由于黑云母和石榴子石是非熔融相，熔融反应导致岩浆与副矿物元素的不平衡，会致使岩浆具有LREE亏损的稀土元素特征（曾令森等，2017）。小黄山花岗岩具有较高的Rb/Sr比值（9.430.0）和明显亏损的LREE（La/Sm）=0.7 6 0.95），这些均暗示其形成过程与地壳泥砂质源区中白云母脱水熔融作用有密切关联。在Rb-（Y十Nb）构造环境判别图中（图8 a），小黄山S型花岗岩均落入碰撞相关成因花岗岩区域内；在R1-R2图中，样品落人后造山至同碰撞造山过渡区域内（图8 b），可以推断此岩体应属于后碰撞成因花岗岩类。综上可以看出，属低温型的小黄山强过铝质S型花岗岩应当在后碰撞造山环境中，经减压熔融作用和白云母脱水熔融反应，由富黏土矿物源区的部分熔融而形成。4.2大地构造意义Rodinia超大陆汇聚-裂解事件在全球的构造格局演化历史中有重要作用，是新元古代全球范围内的重大地质演化阶段（Li Zhengxianget al.，2008）。青白口纪的晋宁运动完成了天山及邻区大陆块体的拼合，从而使其成为新元古代Rodinia超1000(b)a1000100100101010.10.1La CePrNd PmSmEuGdTbDyHoErTmYbLuCsRbBaThUNbKLaCePbPrSrPNdZrSmEuTiDyYYbLu图6东天山小黄山花岗岩（a)稀土元素球粒陨石标准化图，标准化数据自Boynton（198 4)和（b）微量元素原始地慢标准化图，标准化数据引自SunandMcdonough（198 9）Fig.6 Chondrite-normalized REE distribution patterns for the granites from Xiaohuangshan in eastern Tianshan orogen(a)(normalization values from Boynton,1984),and primitive mantle-normalized trace elements sp