北阿尔金西段正长花岗岩和闪长岩地球化学、锆石U-Pb定年及Hf同位素特征

引用本文

郑坤, 吴才来, 魏春景, 郜源红, 郭文峰, 陈红杰, 吴迪, 高栋. 2019. 北阿尔金西段正长花岗岩和闪长岩地球化学、锆石U-Pb定年及Hf同位素特征. 岩石学报, 35(2): 541-557, doi: 10.18654/1000-0569/2019.02.17

Zheng K, Wu CL, Wei CJ, Gao YH, Guo WF, Chen HJ, Wu D and Gao D. 2019. Geochemistry, zircon U-Pb geochronology and Hf isotopic characteristics for syenogranite and diorite from the western segment of North Altyn. Acta Petrologica Sinica, 35(2): 541-557(in Chinese with English abstract)

北阿尔金西段正长花岗岩和闪长岩地球化学、锆石U-Pb定年及Hf同位素特征

郑坤^1,2 , 吴才来¹ , 魏春景² , 郜源红¹ , 郭文峰¹ , 陈红杰¹ , 吴迪³ , 高栋¹

1. 中国地质科学院地质研究所, 北京 100037;
2. 北京大学地球与空间科学学院, 北京 100871;
3. 中国地质科学院地质力学研究所, 北京 100081

2018-06-01 收稿; 2018-10-17 改回.

基金项目: 本文受国家自然科学基金项目（41872071、40672049）和中国地质调查局项目（121201102000150005）联合资助

第一作者简介: 郑坤, 男, 1989年生, 博士, 矿物学、岩石学、矿床学专业, E-mail:zhengkun163mail@163.com

通讯作者: 吴才来, 男, 1960年生, 研究员, 博士生导师, 主要从事火成岩岩石学科研工作, E-mail:wucailai@126.com

摘要：北阿尔金西段出露大量中酸性侵入岩，为探讨西段地区花岗质岩石的成因、形成环境以及北阿尔金地区岩浆活动特点，本文选取北阿尔金西段的正长花岗岩体和闪长岩体作为研究对象，进行了岩石学、地球化学、锆石U-Pb年代学及Hf同位素等方面的研究。研究结果表明，正长花岗岩体形成时代为495.7~502.0Ma，铝饱和指数A/CNK为0.86~1.09小于1.1，P₂O₅与SiO₂含量呈负相关，具Ⅰ型花岗岩特征。轻稀土富集而重稀土亏损，具有明显的负Eu异常，微量元素特征显示富集Rb、Ba、Th、U、K等元素，相对亏损Nb、Ta、P、Ti等元素。岩石地球化学及锆石Hf同位素特征暗示其源区物质成分不均一，源岩主要为0.95~1.4Ga的新生地壳（变中基性岩），并有1.42~1.83Ga的古老地壳物质的参与。闪长岩体的侵位时代为497.1±3Ma，轻稀土富集而重稀土亏损，较弱的负Eu异常，相对富集Rb、Ba、Th、U、K等元素，而亏损Nb、Ta、P、Ti。锆石ε_Hf（t）值为-1.61~+2.16，二阶段模式年龄t_DM2为1.34~1.56Ga，暗示其源岩可能主要为新生地壳，并有古老地壳物质参与成岩。北阿尔金西段正长花岗岩、闪长岩均形成于早古生代，具弧型花岗岩特点，结合区域构造背景，认为其形成可能与北阿尔金洋壳俯冲有关，产于陆弧环境。

关键词: 正长花岗岩地球化学锆石U-Pb定年 Hf同位素北阿尔金

Geochemistry, zircon U-Pb geochronology and Hf isotopic characteristics for syenogranite and diorite from the western segment of North Altyn

ZHENG Kun^1,2, WU CaiLai¹, WEI ChunJing², GAO YuanHong¹, GUO WenFeng¹, CHEN HongJie¹, WU Di³, GAO Dong¹

1. Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
2. School of Earth and Space Sciences, Peking University, Beijing 100871, China;
3. Institute of Geomechanics, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100081, China

Abstract: Abundant intermediate-acid intrusions were widely outcropped in the western segment of North Altyn. In order to investigate the petrogenesis and formation environment of the granitoids in the western segment, and the features of magmatic activity, the syenogranite and diorite from the western segment of North Altyn were chosen to study by means of petrology, geochemistry, zircon U-Pb chronology and Hf isotope. The results show that the zircon U-Pb ages for the syenogranite are 495.7~502.0Ma. These rocks show signatures of Ⅰ-type granite, with aluminum saturation index (A/CNK=0.86~1.09) less than 1.1 and a negative correlation between P₂O₅ and SiO₂. The syenogranite samples show steep REE patterns, with LREE enrichment relative to HREE, and pronounced negative Eu. They also show characteristic distribution, with pronounced enrichments in Rb, Ba, Th, U, K and depletions of Nb, Ta, P, Ti. Geochemistry and zircon Hf isotopic characteristics suggest that the composition of the source is heterogeneous. The source rocks of the syenogranite were mainly intermediate-basic metaigneous rocks of the juvenile crust (0.95~1.4Ga), and minor ancient crust (1.42~1.83Ga). The diorite was emplaced in 497.1±3Ma, with LREE enrichment relative to HREE, slightly negative Eu, enrichments in Rb, Ba, Th, U, K and depletions of Nb, Ta, P, Ti. The zircon ε_Hf(t) values of the diorite rang from -1.61~+2.16. The two-stage model age (t_DM2) are varied in 1.34~1.56Ga. These characteristics indicate that the source rocks probablely derived from the juvenile crust and a small amount of ancient crust. The syenogranite and diorite were formed in the Early Paleozoic. They have the characteristics of the arc granites. In combination with the regional tectonic setting, these rocks were probablely formed in continental arc setting related to the subduction of oceanic crust.

Key words: Syenogranite Geochemistry U-Pb chronology Hf isotopic characteristics North Altyn

阿尔金造山带地处青藏高原东北部，是青藏高原的北部边界，同时也是柴达木盆地与塔里木盆地的地理分界。造山带经历了复杂的地质构造演化，是一条近北东向展布的复合造山带。近年来，北阿尔金地区蛇绿岩、高压变质岩、花岗岩的研究引起了许多学者的关注。北阿尔金红柳沟蛇绿岩中变玄武岩及枕状玄武岩的Sm-Nd等时线年龄分别为508~512Ma和524±44Ma(刘良, 1999)，蛇绿岩中的变玄武岩具过型渡型洋中脊玄武岩特征(吴峻等, 2002)。杨经绥等(2008)获得了红柳沟蛇绿岩中辉长岩年龄为479±8Ma。巴什考供盆地东侧出露有斜长花岗岩(518.5±4.1Ma)，被认为是产于蛇绿岩中的斜长花岗岩(盖永升等, 2015)。以上研究表明，红柳沟蛇绿岩形成于早古生代，北阿尔金地区在早古生代存在过洋盆。区内红柳泉一带发现了榴辉岩(513±5Ma)、蓝片岩(497±10Ma)等高压变质岩(张建新等, 2007)，暗示本区在早古生代发生过洋壳俯冲。东段喀腊大湾地区发育许多与俯冲有关具活动大陆边缘属性的火山岩(517~482Ma，郝瑞祥等, 2013; 李松彬, 2013)。同时，整个北阿尔金地区也广泛出露早古生代与俯冲有关的弧型花岗岩，这些花岗岩的年代学研究将俯冲时间大致限定在514~470Ma或460Ma(戚学祥等, 2005a; 吴才来等, 2007; 康磊等, 2011; 韩凤彬等, 2012; Meng et al., 2017)。Meng et al. (2017)根据喀腊大湾地区花岗质岩石的研究，认为520~460Ma间北阿尔金洋壳俯冲经历了从陡角俯冲(520~500Ma)，到平板俯冲(500~490Ma)，再到陡角俯冲(490~460Ma)的转变。据吴才来等(2005, 2007)对巴什考供盆地南北两侧S型花岗岩的研究，北阿尔金地区在450~430Ma可能为同碰撞-后碰撞环境。新近，Yu et al. (2018)在北阿尔金红柳沟一带，发现了低Mg和高Mg两种类型的埃达克质花岗岩，两者形成时代分别为445~439Ma和425~422Ma，暗示北阿尔金地区陆-陆碰撞和加厚可能发生在450~440Ma，挤压环境向伸展环境的转变可能发生在425~422Ma。

可见，前人对北阿尔金蛇绿岩、高压变质岩、花岗岩以及火山岩的研究，已取得了许多成果，也积累了大量的岩石学、地球化学和地质年代学方面的资料，为揭示北阿尔金地区大地构造演化、岩浆活动特点提供了重要依据。但尽管如此，仍还有一些重要问题尚未完全解决，主要包括：(1)北阿尔金洋壳俯冲极性一直存在较大争议，多数学者认为北阿尔金有限洋盆由北向南俯冲(Gehrels et al., 2003; 郝杰等, 2006; 吴才来等, 2007; 张占武等, 2012; 韩凤彬等, 2012; Meng et al., 2017)；(2)俯冲持续时间存在争论，多数研究成果表明俯冲可能持续至470Ma或460Ma(戚学祥等, 2005a; 吴才来等, 2007; 康磊等, 2011; Meng et al., 2017)，但也有不同观点，陈宣华等(2003)认为区内的阔什布拉克岩体(443±5Ma)形成于岛弧环境。韩凤彬等(2012)通过喀腊大湾地区多个岩体的年代学研究，认为514~506Ma属碰撞前岩浆活动，而490~470Ma为碰撞期岩浆活动；(3)北阿尔金西段花岗质岩石研究程度较低，这些岩体是何成因，是否符合前人提出的成因模式，是否与北阿尔金洋壳俯冲有关？这些都还未可知。因此，笔者选取了西段地区正长花岗岩体和闪长岩体作为研究对象，对其进行岩石学、地球化学、锆石U-Pb年代学及Hf同位素等研究，以探讨其成因，明确其构造意义。

1 岩体地质及岩相学特征

阿尔金造山带位于中国西北部，是青藏高原的北部边界。该造山带从北向南依次可分为五个次级构造单元，分别为：阿北地块、北阿尔金蛇绿混杂岩带、中阿尔金地块、南阿尔金超高压变质带以及南阿尔金蛇绿混杂岩带(许志琴等, 1999; 刘良等, 2009; 杨文强等, 2012)，北阿尔金蛇绿混杂岩带位于阿北地块和中阿尔金地块之间，呈东西向带状分布(图 1a)。混杂岩带内主要出露有蛇绿岩块、具复理石特征的深海半深海碎屑岩、碳酸盐岩、高压变质岩以及中酸性侵入岩和火山岩。

图 1 阿尔金造山带构造单元划分图(a, 据吴才来等, 2016修改)及北阿尔金红柳沟以南研究区地质简图(b, 据新疆维吾尔自治区地质局, 1982^①修编) Fig. 1 Geological map showing the tectonic units of Altyn Tagh tectonic belt (a, modified after Wu et al., 2016) and geological sketch map of the study area at the south of Hongliugou, North Altyn (b)

① 新疆维吾尔自治区地质局. 1982. 1：20万巴什考供幅地质图

本文研究的正长花岗岩体和闪长岩体出露在北阿尔金蛇绿混杂岩带的西段，位于红柳沟以南，巴什考供以西约15km。岩体总体呈北东东向带状分布，明显受区内断裂控制，展布方向与岩体周围的断层走向基本一致。岩体出露面积较小，正长花岗岩体出露面积仅十几平方公里，闪长岩体位于正长花岗岩体的东北部。岩体围岩主要是震旦纪基性熔岩以及古生代地层(新疆维吾尔自治区地质局, 1982;图 1b)，岩体与围岩之间有着清楚的接触关系(图 2a)。正长花岗岩体西侧出露有辉长岩，岩石呈灰黑色，中-粗粒等粒结构，主要由斜长石和辉石等矿物组成，岩石风化蚀变明显。正长花岗岩体中有时可见暗色微粒包体，包体形态、大小不一，主要由细粒的角闪石和斜长石组成(图 2b)。

图 2 正长花岗岩、闪长岩的野外露头照片和正交偏光下显微照片 (a)正长花岗岩野外露头；(b)似斑状正长花岗岩和暗色包体的野外照片；中细粒的正长花岗岩野外照片(c)和显微照片(d)；中细粒的闪长岩野外照片(e)和显微照片(f). Q-石英；Pl-斜长石；Kfs-钾长石；Bi-黑云母；Amp-角闪石 Fig. 2 Field photographs and micrographs under CPL of syenogranite and diorite (a) outcrop of syenogranite; (b) field photograph of porphyritic syenogranite and enclave; field photograph (c) and micrograph of medium to fine-grained syenogranite; field photograph (e) and micrograph (f) of medium to fine-grained diorite. Q-quartz; Pl-plagioclase; Kfs-K-feldspar; Bi-biotite; Amp-amphibole

正长花岗岩：岩石呈肉红色，具似斑状结构(图 2b)或中细粒结构(图 2c)。岩石主要由石英、钾长石、斜长石、角闪石和黑云母等矿物组成(图 2d)。石英他形粒状，有时可见有蠕英结构，石英含量25%~30%；钾长石，可见双晶，黏土化蚀变明显，钾长石含量45%~50%；斜长石，绢云母化明显，含量15%~20%；角闪石含量较少2%~3%；黑云母含量1%~2%，有绿泥石化现象；副矿物有锆石、磷灰石、磁铁矿等。

闪长岩：岩体出露面积较小，岩石呈灰黑色，具中细粒结构(图 2e)。岩石主要由角闪石、斜长石、钾长石、石英等矿物组成(图 2f)。石英，他形粒状，粒径0.4~0.7mm，含量较少约2%~5%；角闪石，自形-半自形，含量35%~40%，长轴0.6~1.1mm；斜长石，半自形-他形，蚀变明显，粒度0.25mm×4mm~0.5mm×0.8mm，含量40%~45%左右；钾长石，半自形-他形，含量约10%~15%左右；副矿物为锆石、磁铁矿。

2 分析测试方法

岩石粉末碎样、化学全分析工作分别在河北廊坊区调院和河北廊坊物化探研究所实验室完成，主量元素分析使用X荧光光谱仪3080E进行分析测试，分析的相对标准偏差小于2%~8%。稀土元素La、Ce、Pr、Nd、Sm、Eu、Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Tm、Yb、Lu、Y和微量元素Cu、Pb、Th、U、Hf、Ta、Sc、Cs、V、Co、Ni使用等离子质谱(ICP-MS)Excel进行测试。而微量元素Sr、Ba、Zn、Rb、Nb、Zr、Ga等用X荧光光谱仪2100进行分析测试，分析的相对标准偏差小于10%。

锆石的分选在河北廊坊区调院完成，样品碎至40~80目，在双目镜下人工挑选，并在中国地质科学院地质研究所大陆动力学重点实验室完成阴极发光照片拍摄工作。锆石的U-Pb定年在中国地质科学院地质研究所大陆动力学重点实验室完成，采用美国Thermo Fisher公司最新一代Neptune Plus型多接收等离子体质谱仪和美国Coherent公司生产的GeoLasPro 193nm激光剥蚀系统(LA-MC-ICP-MS)。激光剥蚀以He作为载气，剥蚀束斑直径为32μm，频率为8Hz。在开始测试分析之前，先用国际上通用的锆石标样91500作为参考物质进行仪器的最佳化，并选用GJ-1作为辅助标样对数据的准确性进行验证。测试数据的处理，采用中国地质大学刘勇胜教授研发的ICPMSDataCal程序(Liu et al., 2010)和Ludwig (2003)的Isoplot程序。

锆石Hf同位素分析测试在中国地质科学院地质研究所大陆动力学重点实验室完成，所用仪器为Neptune Plus多接收等离子质谱和Compex Pro 193nm激光剥蚀系统(LA-MC-ICP-MS)，实验过程中采用He作为剥蚀物质载气，剥蚀直径为44μm，测定时使用国际上通用的锆石标样GJ-1作为参考物质，测试过程中锆石标准GJ-1的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf测试加权平均值为0.282007±0.000025(2σ)。初始¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf计算，Lu的衰变常数采用1.865×10^-11y^-1(Scherer et al., 2001)。计算ε_Hf(t)时采用的球粒陨石Hf同位素值¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf=0.0336，¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf=0.282785(Bouvier et al., 2008)。

3 分析结果 3.1 主量元素特征

正长花岗岩中，SiO₂含量变化较大64.10%~75.66%，平均值为70.15%，CaO含量较低为0.82% ~2.73% (表 1)。岩石富碱而贫铁镁，Na₂O含量为3.15%~4.79%，K₂O为2.52%~5.42%，全碱含量7.31%~8.78%，K₂O/Na₂O值变化范围较大为0.53~1.65，全铁含量FeO^T为0.99%~4.32%，MgO为0.25%~1.52%。Al₂O₃含量12.46%~14.93%，铝饱和指数A/CNK在0.86~1.09之间，为准铝质-弱过铝质岩石(表 1、图 3a)。样品在SiO₂-K₂O图解中大部分落在了高钾钙碱性-钾玄岩区域，反映了岩石的高钾特征(图 3b)。

表 1 正长花岗岩和闪长岩主量(wt%)、微量(×10^-6)元素数据 Table 1 Major (wt%) and trace (×10^-6) element compositions of syenogranite and diorite

样品号	16CL188	16CL189	16CL190	16CL191	16CL200	16CL201	16Cl204	16CL192	16CL193
岩体	正长花岗岩							闪长岩
SiO₂	71.69	64.10	67.55	75.66	69.86	72.71	69.45	55.61	52.11
TiO₂	0.31	0.65	0.51	0.14	0.27	0.14	0.38	0.97	0.98
Al₂O₃	13.25	14.93	14.01	12.46	13.58	13.16	14.64	16.99	13.44
Fe₂O₃	1.48	2.24	1.48	0.87	2.12	1.54	1.56	3.30	4.01
FeO	0.94	2.31	2.06	0.21	0.17	0.23	1.98	4.19	5.93
MnO	0.02	0.07	0.05	0.02	0.07	0.03	0.09	0.08	0.14
MgO	0.63	1.52	1.06	0.25	1.10	0.60	1.07	3.15	7.39
CaO	0.99	2.73	1.89	0.82	2.46	1.31	1.58	4.14	7.73
Na₂O	3.36	3.20	3.15	3.30	4.55	3.99	4.79	4.20	2.63
K₂O	5.42	4.69	5.21	5.12	3.59	4.72	2.52	2.73	1.95
P₂O₅	0.07	0.15	0.11	0.02	0.05	0.02	0.10	0.39	0.18
LOI	1.71	3.19	2.71	1.07	1.99	1.36	1.67	4.06	3.33
Total	99.87	99.78	99.81	99.93	99.81	99.81	99.84	99.79	99.81
A/CNK	1.00	0.98	0.98	1.00	0.86	0.94	1.09	0.98	0.66
La	75.7	88.3	67.4	45.3	63.0	61.2	43.6	51.5	42.1
Ce	141	158	127	83.8	123	107	79.9	105	86.1
Pr	15.3	17.3	14.3	8.53	13.9	10.6	8.60	12.3	10.2
Nd	50.3	60.3	50.2	26.4	49.6	33.6	29.6	45.8	38.0
Sm	8.03	10.2	8.43	4.35	8.71	5.26	5.03	8.50	7.33
Eu	1.44	2.37	1.83	0.69	1.75	1.11	1.27	2.35	1.77
Gd	7.85	9.56	8.40	4.72	8.35	5.74	5.06	7.38	6.54
Tb	1.13	1.44	1.20	0.69	1.34	0.82	0.77	1.20	1.06
Dy	6.47	7.83	6.69	4.23	8.36	4.72	4.52	6.76	5.95
Ho	1.21	1.45	1.28	0.89	1.65	0.92	0.88	1.25	1.12
Er	3.70	4.24	3.79	2.87	4.77	2.91	2.70	3.58	3.18
Tm	0.61	0.66	0.60	0.52	0.80	0.49	0.46	0.56	0.50
Yb	4.05	4.14	4.03	3.56	5.17	3.32	3.11	3.51	3.29
Lu	0.58	0.60	0.60	0.53	0.76	0.49	0.47	0.51	0.47
∑REE	317.6	366.6	296.1	187.0	290.7	237.9	186.0	249.9	207.6
LR/HR	11.40	11.25	10.13	9.39	8.31	11.26	9.34	9.10	8.39
δEu	0.55	0.72	0.66	0.46	0.62	0.62	0.76	0.89	0.76
Cs	1.83	3.39	2.78	1.77	0.95	0.83	2.07	1.10	1.29
Rb	162	151	163	126	88.5	133	55.2	76.5	54.2
Ba	821	1408	1238	375	1369	1235	1103	1167	607
Th	30.6	29.6	29.1	41.3	25.6	31.2	17.5	10.8	10.4
U	3.53	3.36	2.99	7.08	4.31	4.59	2.30	2.28	3.24
Ta	2.00	1.61	1.71	2.21	2.32	2.49	1.19	1.26	1.33
Nb	20.7	22.1	21.8	29.2	35.7	30.7	18.2	19.4	16.8
Sr	95.6	232	164	74.3	87.0	92.4	191	312	250
Hf	7.46	9.38	8.91	5.34	10.4	7.78	6.63	7.42	4.11
Zr	255	377	338	149	402	281	261	326	131
Y	29.5	35.2	30.8	28.8	36.1	26.4	25.5	29.6	31.5
Li	7.74	13.17	10.15	2.42	0.72	1.05	1.72	10.91	6.36
Be	2.74	3.01	2.83	2.31	2.20	2.37	1.56	2.21	2.45
Sc	4.71	10.6	8.49	1.93	4.30	1.51	7.60	12.1	39.5
V	29.0	65.3	50.6	9.36	13.8	12.7	43.2	148	275
Cr	3.36	8.27	6.15	2.26	23.5	1.10	2.03	7.51	482
Co	4.34	7.66	5.45	0.91	4.19	0.99	7.12	17.8	33.8
Ni	2.08	4.43	3.01	0.86	8.34	0.86	1.51	6.42	69.9
Pb	4.76	11.2	15.5	7.61	8.12	10.3	11.5	5.62	4.48

表 1 正长花岗岩和闪长岩主量(wt%)、微量(×10^-6)元素数据 Table 1 Major (wt%) and trace (×10^-6) element compositions of syenogranite and diorite

图 3 正长花岗岩和闪长岩的A/CNK-A/NK图解(a, 据Maniar and Piccoli, 1989)和SiO₂-K₂O图解(b, 据Rickwood, 1989) Fig. 3 A/CNK vs. A/NK plot (a, after Maniar and Piccoli, 1989) and SiO₂ vs. K₂O plot (b, after Rickwood, 1989) of syenogranite and diorite

闪长岩中，SiO₂含量较低为52.11%~55.61%，CaO含量为4.14%~7.73%。岩石的铁、镁、钛含量较高(全铁含量FeO^T为7.15%~9.53%，MgO为3.15%~7.39%，TiO₂为0.97%~0.98%)。而碱含量较低(Na₂O为2.63%~4.20%，K₂O为1.95%~2.73%)，全碱含量为4.6%~6.9%(表 1)。Al₂O₃含量13.44%~16.99%，铝饱和指数A/CNK为0.66~0.98，属于准铝质岩石(图 3a)，样品在SiO₂-K₂O图解中均落入高钾钙碱性区域，显示为准铝质高钾钙碱性岩石。

3.2 稀土微量元素特征

正长花岗岩的REE总量变化范围较大186.0×10^-6~ 366.6×10^-6，轻稀土富集而重稀土亏损，轻重稀土比值8.31~11.4，具有明显的负Eu异常，δEu为0.46~0.76(表 1、图 4a)。岩石中的中稀土和重稀土的亏损可能与角闪石、石榴子石、辉石等矿物有关(Patiño Douce and Johnston, 1991; Bea et al., 1994)。岩石的微量元素特征显示，富集Rb、Ba、Th、U、K等元素，而相对亏损Nb、Ta、P、Ti等元素，具弧型花岗岩常见的微量元素特征(Niu et al., 2013)。Sr亏损及Eu的负异常可能与岩浆演化过程中斜长石的分离或者熔融源区残留斜长石有关(表 1、图 4b)。

图 4 正长花岗岩和闪长岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式图和原始地幔标准化微量元素蛛网图(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 4 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized trace element spider diagram for syenogranite and diorite (after Sun and McDonough, 1989)

闪长岩样品的REE总量为207.6×10^-6~249.9×10^-6，轻稀土富集而重稀土亏损，稀土配分模式呈右倾型，轻重稀土比值8.39~9.10，具较弱的负Eu异常，δEu为0.76~0.89(表 1、图 4a)。微量元素特征显示富集Rb、Ba、Th、U、K等元素，而相对亏损Nb、Ta、P、Ti。稀土微量元素特征与正长花岗岩较为相似(图 4a, b)。但较弱的负Eu异常及Sr亏损，暗示其熔融源区可能基本没有斜长石残留或残留很少。

3.3 锆石U-Pb年龄及Hf同位素特征

正长花岗岩样品16CL188(采样位置N39°3.845′、E90°9.292′)：锆石呈长柱状，具有明显的岩浆振荡环带，所有测点的Th/U均大于0.4，为典型的岩浆锆石(Koschek, 1993; Corfu et al., 2003; Wu and Zheng, 2004)。样品投点主体落在谐和线上及其附近，除去偏离谐和线较远的测点，其余20个测点的加权平均年龄为502.0±3.8Ma，代表岩体的侵位年龄(表 2、图 5a)。样品Hf同位素分析，选择了以上用于加权平均年龄计算的20个测点进行原位测试，分析结果显示ε_Hf(t)为-5.77~+0.67，平均值为-3.32，仅有一个测点显示为正值，二阶段模式年龄t_DM2为1423~1834Ma(表 3)。

表 2 正长花岗岩和闪长岩锆石LA-ICP-MS U-Pb定年测试结果 Table 2 LA-ICM-MS zircon U-Pb isotopic data of syenogranite and diorite

测点号	含量(×10^-6)			同位素比值						年龄(Ma)
测点号	Th	U	Th/U	²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb	1σ	²⁰⁷Pb/²³⁵U	1σ	²⁰⁶Pb/²³⁸U	1σ	²⁰⁶Pb/²³⁸U	1σ
16CL188-02	644	478	1.35	0.0561	0.0003	0.6437	0.0147	0.0831	0.0019	514.8	11.1
16CL188-04	599	670	0.89	0.0571	0.0004	0.6526	0.0118	0.0828	0.0012	512.8	7.5
16CL188-05	524	648	0.81	0.0565	0.0003	0.6398	0.0104	0.0821	0.0013	508.7	7.9
16CL188-06	853	871	0.98	0.0582	0.0006	0.6567	0.0115	0.0817	0.0011	506.5	6.9
16CL188-07	568	626	0.91	0.0564	0.0003	0.6482	0.0099	0.0834	0.0013	516.3	7.6
16CL188-10	744	834	0.89	0.0566	0.0004	0.6310	0.0143	0.0809	0.0018	501.4	11.0
16CL188-11	517	630	0.82	0.0566	0.0004	0.6301	0.0115	0.0808	0.0015	500.8	8.9
16CL188-12	1071	1011	1.06	0.0570	0.0003	0.6307	0.0113	0.0803	0.0014	497.8	8.7
16CL188-14	424	340	1.25	0.0572	0.0004	0.6330	0.0110	0.0802	0.0013	497.3	8.1
16CL188-17	140	222	0.63	0.0576	0.0007	0.6550	0.0183	0.0824	0.0017	510.6	10.4
16CL188-18	464	542	0.86	0.0564	0.0004	0.6232	0.0114	0.0802	0.0015	497.1	9.1
16CL188-19	706	714	0.99	0.0568	0.0004	0.6341	0.0133	0.0810	0.0016	502.0	9.9
16CL188-20	754	570	1.32	0.0564	0.0004	0.6208	0.0122	0.0798	0.0016	494.6	9.5
16CL188-23	231	337	0.68	0.0565	0.0004	0.6318	0.0122	0.0810	0.0015	502.2	9.1
16CL188-24	824	526	1.57	0.0564	0.0004	0.6199	0.0131	0.0796	0.0017	493.9	10.0
16CL188-25	271	347	0.78	0.0561	0.0004	0.6284	0.0126	0.0812	0.0016	503.0	9.5
16CL188-27	815	885	0.92	0.0563	0.0003	0.6156	0.0111	0.0792	0.0014	491.5	8.7
16CL188-28	821	800	1.03	0.0572	0.0004	0.6275	0.0122	0.0795	0.0014	492.9	8.3
16CL188-29	725	719	1.01	0.0563	0.0003	0.6165	0.0085	0.0793	0.0011	492.1	6.6
16CL188-30	282	424	0.67	0.0564	0.0003	0.6330	0.0112	0.0814	0.0015	504.2	9.0
16CL200-02	444	359	1.24	0.0566	0.0004	0.6271	0.0094	0.0803	0.0011	497.8	6.7
16CL200-03	773	436	1.77	0.0564	0.0004	0.6294	0.0092	0.0809	0.0011	501.4	6.7
16CL200-04	317	365	0.87	0.0568	0.0004	0.6356	0.0092	0.0812	0.0012	503.3	7.0
16CL200-05	1683	616	2.73	0.0567	0.0003	0.6285	0.0077	0.0803	0.0009	498.2	5.7
16CL200-06	518	517	1.00	0.0567	0.0004	0.6324	0.0084	0.0809	0.0010	501.6	6.1
16CL200-07	390	490	0.80	0.0566	0.0004	0.6303	0.0081	0.0807	0.0010	500.2	5.9
16CL200-08	548	687	0.80	0.0567	0.0004	0.6347	0.0113	0.0811	0.0014	502.6	8.6
16CL200-11	1080	969	1.11	0.0569	0.0004	0.6341	0.0138	0.0808	0.0018	500.9	10.5
16CL200-12	1211	1032	1.17	0.0568	0.0004	0.6384	0.0110	0.0815	0.0014	505.2	8.1
16CL200-13	607	540	1.13	0.0567	0.0004	0.6378	0.0116	0.0816	0.0015	505.7	8.9
16CL200-14	1025	857	1.20	0.0568	0.0004	0.6317	0.0117	0.0806	0.0015	499.5	8.9
16CL200-15	815	812	1.00	0.0567	0.0004	0.6351	0.0138	0.0812	0.0018	503.2	11.0
16CL200-16	525	474	1.11	0.0568	0.0004	0.6410	0.0132	0.0818	0.0016	506.7	9.8
16CL200-17	761	885	0.86	0.0567	0.0004	0.6382	0.0182	0.0816	0.0024	505.7	14.3
16CL200-19	1084	921	1.18	0.0567	0.0004	0.6227	0.0176	0.0796	0.0023	493.7	14.0
16CL200-20	546	480	1.14	0.0570	0.0005	0.6272	0.0127	0.0797	0.0016	494.4	9.3
16CL200-21	479	507	0.94	0.0572	0.0004	0.6343	0.0138	0.0805	0.0018	498.8	10.6
16CL200-22	218	300	0.73	0.0570	0.0005	0.6405	0.0151	0.0815	0.0022	505.2	13.1
16CL200-23	859	438	1.96	0.0569	0.0004	0.6314	0.0131	0.0804	0.0017	498.6	10.3
16CL200-24	867	932	0.93	0.0570	0.0003	0.6345	0.0131	0.0808	0.0018	500.7	10.6
16CL200-25	1012	1079	0.94	0.0570	0.0003	0.6310	0.0148	0.0803	0.0018	497.9	11.1
16CL200-26	820	490	1.67	0.0570	0.0004	0.6342	0.0130	0.0807	0.0017	500.6	10.4
16CL200-27	793	429	1.85	0.0568	0.0004	0.6303	0.0082	0.0805	0.0011	499.0	6.4
16CL200-28	1176	826	1.42	0.0569	0.0003	0.6274	0.0074	0.0799	0.0009	495.8	5.5
16CL200-29	861	1068	0.81	0.0568	0.0003	0.6347	0.0085	0.0810	0.0011	501.8	6.4
16CL204-01	451	612	0.74	0.0563	0.0004	0.6264	0.0072	0.0807	0.0008	500.3	4.9
16CL204-02	459	564	0.81	0.0561	0.0004	0.6303	0.0116	0.0815	0.0015	505.0	8.9
16CL204-03	470	637	0.74	0.0583	0.0004	0.6580	0.0163	0.0819	0.0021	507.2	12.4
16CL204-04	904	793	1.14	0.0586	0.0006	0.6542	0.0164	0.0809	0.0017	501.2	10.0
16CL204-05	427	553	0.77	0.0561	0.0004	0.6203	0.0109	0.0802	0.0014	497.5	8.1
16CL204-07	952	982	0.97	0.0563	0.0004	0.6188	0.0125	0.0796	0.0015	493.9	9.2
16CL204-08	613	780	0.79	0.0581	0.0006	0.6318	0.0108	0.0788	0.0012	489.2	7.2
16CL204-09	472	698	0.68	0.0568	0.0005	0.6282	0.0132	0.0802	0.0016	497.4	9.9
16CL204-10	505	721	0.70	0.0581	0.0006	0.6307	0.0089	0.0787	0.0011	488.2	6.4
16CL204-11	593	854	0.69	0.0599	0.0009	0.6626	0.0146	0.0802	0.0012	497.2	7.1
16CL204-12	753	971	0.77	0.0564	0.0005	0.6390	0.0108	0.0821	0.0013	508.7	7.8
16CL204-13	1067	1193	0.89	0.0565	0.0004	0.6348	0.0105	0.0815	0.0013	504.9	7.5
16CL204-16	697	755	0.92	0.0562	0.0004	0.6318	0.0105	0.0815	0.0013	505.3	7.8
16CL204-18	494	678	0.73	0.0562	0.0004	0.6358	0.0110	0.0820	0.0013	508.0	7.7
16CL204-19	1226	1065	1.15	0.0570	0.0005	0.6272	0.0095	0.0798	0.0011	495.1	6.8
16CL204-23	585	676	0.87	0.0566	0.0004	0.6120	0.0058	0.0784	0.0006	486.4	3.8
16CL204-24	914	739	1.24	0.0564	0.0004	0.6263	0.0070	0.0805	0.0008	498.9	4.7
16CL204-26	685	936	0.73	0.0569	0.0003	0.6322	0.0096	0.0806	0.0012	499.5	7.0
16CL204-27	1101	1177	0.94	0.0567	0.0003	0.6144	0.0075	0.0785	0.0009	487.4	5.3
16CL204-29	633	783	0.81	0.0596	0.0006	0.6523	0.0140	0.0793	0.0011	492.0	6.5
16CL204-30	1036	1247	0.83	0.0573	0.0003	0.6259	0.0102	0.0792	0.0012	491.1	7.4
16CL192-01	423	462	0.92	0.0569	0.0004	0.6409	0.0135	0.0816	0.0017	505.9	10.0
16CL192-02	2528	1189	2.13	0.0566	0.0003	0.6229	0.0109	0.0797	0.0014	494.6	8.4
16CL192-03	666	447	1.49	0.0566	0.0004	0.6290	0.0176	0.0806	0.0022	499.9	13.4
16CL192-04	573	461	1.24	0.0622	0.0011	0.6955	0.0176	0.0810	0.0012	502.1	7.1
16CL192-05	1080	653	1.65	0.0564	0.0003	0.6319	0.0090	0.0812	0.0011	503.5	6.7
16CL192-06	704	416	1.69	0.0579	0.0006	0.6465	0.0217	0.0809	0.0024	501.7	14.3
16CL192-07	1059	723	1.47	0.0573	0.0004	0.6438	0.0103	0.0815	0.0013	504.9	8.0
16CL192-08	1643	779	2.11	0.0566	0.0003	0.6274	0.0106	0.0803	0.0013	498.1	8.0
16CL192-09	789	491	1.61	0.0593	0.0028	0.6627	0.0517	0.0805	0.0032	499.0	18.9
16CL192-10	1867	830	2.25	0.0568	0.0004	0.6249	0.0144	0.0798	0.0018	494.9	10.7
16CL192-11	1204	734	1.64	0.0566	0.0004	0.6183	0.0123	0.0792	0.0016	491.4	9.5
16CL192-12	1368	750	1.82	0.0569	0.0003	0.6148	0.0109	0.0784	0.0014	486.6	8.2
16CL192-13	573	454	1.26	0.0578	0.0004	0.6521	0.0127	0.0817	0.0014	506.5	8.7
16CL192-14	524	721	0.73	0.0582	0.0010	0.6313	0.0204	0.0786	0.0016	487.8	9.5
16CL192-15	549	647	0.85	0.0565	0.0003	0.6092	0.0104	0.0781	0.0012	485.0	7.5
16CL192-16	508	892	0.57	0.0566	0.0003	0.6325	0.0125	0.0810	0.0015	502.3	9.2
16CL192-17	1842	922	2.00	0.0604	0.0005	0.6487	0.0118	0.0779	0.0011	483.5	6.6
16CL192-18	1052	671	1.57	0.0564	0.0004	0.6271	0.0128	0.0806	0.0016	499.5	9.6
16CL192-19	2913	1334	2.18	0.0569	0.0004	0.6214	0.0205	0.0792	0.0025	491.2	15.2
16CL192-20	1307	681	1.92	0.0585	0.0005	0.6502	0.0193	0.0806	0.0023	499.6	13.6
16CL192-21	489	507	0.97	0.0567	0.0004	0.6354	0.0145	0.0813	0.0018	503.9	10.6
16CL192-22	987	621	1.59	0.0565	0.0004	0.6327	0.0129	0.0813	0.0016	503.7	9.8
16CL192-23	359	370	0.97	0.0565	0.0004	0.6354	0.0170	0.0816	0.0022	505.5	13.1
16CL192-24	2799	1108	2.53	0.0570	0.0003	0.6234	0.0111	0.0793	0.0015	491.9	8.9
16CL192-25	360	299	1.20	0.0592	0.0013	0.6629	0.0195	0.0811	0.0010	503.0	5.8
16CL192-26	502	645	0.78	0.0566	0.0003	0.6333	0.0084	0.0812	0.0011	503.1	6.3
16CL192-27	1356	737	1.84	0.0566	0.0003	0.6104	0.0072	0.0782	0.0009	485.3	5.4
16CL192-28	1609	880	1.83	0.0566	0.0003	0.6345	0.0088	0.0813	0.0011	504.1	6.7
16CL192-29	1224	767	1.60	0.0565	0.0003	0.6203	0.0077	0.0797	0.0010	494.1	5.9
16CL192-30	1045	655	1.60	0.0565	0.0003	0.6307	0.0093	0.0809	0.0012	501.7	7.2

表 2 正长花岗岩和闪长岩锆石LA-ICP-MS U-Pb定年测试结果 Table 2 LA-ICM-MS zircon U-Pb isotopic data of syenogranite and diorite

图 5 正长花岗岩和闪长岩的锆石阴极发光图像和锆石U-Pb年龄协和图 Fig. 5 Cathodoluminescence (CL) images of representative zircon grains and zircon U-Pb concordia diagrams of syenogranite and diorite

表 3 正长花岗岩和闪长岩锆石LA-ICP-MS Hf同位素分析结果 Table 3 LA-ICM-MS zircon Hf isotopic analyses for the samples from syenogranite and diorite

测点号	Age (Ma)		2σ		2σ		2σ	ε_Hf(t)	t_DM1 (Ma)	t_DM2 (Ma)	f_Lu/Hf
16CL188-02	514.8	0.079428	0.001998	0.002039	0.000041	0.282365	0.000021	-3.75	1243	1689	-0.97
16CL188-04	512.8	0.052412	0.000147	0.001394	0.000007	0.282353	0.000016	-3.99	1222	1654	-0.97
16CL188-05	508.7	0.041693	0.000868	0.001094	0.000025	0.282378	0.000014	-3.09	1129	1423	-0.88
16CL188-06	506.5	0.049069	0.000686	0.001345	0.000013	0.282376	0.000015	-3.32	1258	1713	-0.97
16CL188-07	516.3	0.035491	0.000313	0.000927	0.000004	0.282375	0.000015	-2.99	1170	1565	-0.97
16CL188-10	501.4	0.036244	0.000320	0.000923	0.000006	0.282370	0.000014	-3.48	1276	1741	-0.97
16CL188-11	500.8	0.036506	0.000155	0.000980	0.000002	0.282387	0.000015	-2.93	1264	1674	-0.93
16CL188-12	497.8	0.176630	0.006533	0.004098	0.000130	0.282519	0.000020	0.67	1201	1585	-0.93
16CL188-14	497.3	0.038298	0.000156	0.000990	0.000006	0.282361	0.000017	-3.91	1343	1834	-0.96
16CL188-17	510.6	0.038414	0.000705	0.001022	0.000020	0.282424	0.000016	-1.40	1259	1712	-0.96
16CL188-18	497.1	0.036666	0.000030	0.000993	0.000002	0.282349	0.000014	-4.36	1255	1706	-0.97
16CL188-19	502.0	0.095140	0.001282	0.002428	0.000029	0.282391	0.000017	-3.24	1241	1685	-0.97
16CL188-20	494.6	0.089524	0.001225	0.002265	0.000028	0.282431	0.000019	-1.92	1225	1656	-0.96
16CL188-23	502.2	0.049545	0.000489	0.001328	0.000014	0.282309	0.000016	-5.77	1282	1750	-0.97
16CL188-24	493.9	0.044582	0.000434	0.001166	0.000008	0.282364	0.000015	-3.93	1276	1733	-0.97
16CL188-25	503.0	0.033779	0.000098	0.000942	0.000003	0.282362	0.000015	-3.73	1243	1689	-0.97
16CL188-27	491.5	0.040569	0.000234	0.001154	0.000006	0.282377	0.000014	-3.54	1222	1654	-0.97
16CL188-28	492.9	0.044569	0.000408	0.001202	0.000007	0.282390	0.000015	-3.06	1129	1423	-0.88
16CL188-29	492.1	0.0392	0.00018	0.00113	0.00001	0.282347	0.000017	-4.55	1258	1713	-0.97
16CL188-30	504.2	0.046901	0.000817	0.001154	0.000018	0.282352	0.000018	-4.14	1170	1565	-0.97
16CL200-02	497.8	0.062698	0.000587	0.001609	0.000020	0.282530	0.000019	1.88	1038	1347	-0.95
16CL200-03	501.4	0.118536	0.001906	0.002895	0.000035	0.282577	0.000025	3.17	1006	1268	-0.91
16CL200-04	503.3	0.082463	0.000505	0.002116	0.000013	0.282592	0.000024	4.03	962	1214	-0.94
16CL200-05	498.2	0.066294	0.000373	0.001674	0.000007	0.282582	0.000022	3.71	965	1231	-0.95
16CL200-06	501.6	0.115218	0.001165	0.002860	0.000026	0.282658	0.000028	6.08	884	1083	-0.91
16CL200-07	500.2	0.082687	0.000280	0.002130	0.000012	0.282531	0.000024	1.80	1051	1354	-0.94
16CL200-08	502.6	0.059920	0.000561	0.001530	0.000009	0.282601	0.000019	4.52	935	1183	-0.95
16CL200-11	500.9	0.067656	0.000422	0.001724	0.000007	0.282570	0.000021	3.31	984	1259	-0.95
16CL200-12	505.2	0.068687	0.001007	0.001730	0.000020	0.282534	0.000022	2.12	1036	1337	-0.95
16CL200-13	505.7	0.063115	0.000354	0.001615	0.000004	0.282566	0.000020	3.32	987	1262	-0.95
16CL200-14	499.5	0.064598	0.000969	0.001678	0.000017	0.282526	0.000020	1.74	1046	1357	-0.95
16CL200-15	503.2	0.064396	0.000813	0.001611	0.000026	0.282541	0.000020	2.39	1022	1319	-0.95
16CL200-16	506.7	0.066918	0.000264	0.001723	0.000006	0.282587	0.000021	4.03	960	1217	-0.95
16CL200-17	505.7	0.073609	0.000137	0.001883	0.000008	0.282583	0.000020	3.84	969	1228	-0.94
16CL200-19	493.7	0.074073	0.001223	0.001921	0.000024	0.282581	0.000019	3.50	973	1241	-0.94
16CL200-20	494.4	0.056197	0.000252	0.001481	0.000006	0.282549	0.000020	2.51	1008	1304	-0.96
16CL200-21	498.8	0.048863	0.000431	0.001295	0.000013	0.282702	0.000019	8.09	785	953	-0.96
16CL200-22	505.2	0.035486	0.000138	0.000951	0.000007	0.282675	0.000017	7.37	817	1004	-0.97
16CL200-23	498.6	0.15125	0.00337	0.0042	0.00004	0.282677	0.000028	6.24	890	1070	-0.87
16CL200-24	500.7	0.055446	0.000976	0.001442	0.000018	0.282520	0.000018	1.64	1048	1365	-0.96
16CL200-25	497.9	0.082371	0.000930	0.002086	0.000012	0.282556	0.000019	2.63	1014	1299	-0.94
16CL200-26	500.6	0.084527	0.000678	0.002217	0.000021	0.282509	0.000019	0.98	1086	1406	-0.93
16CL200-27	499.0	0.061254	0.002330	0.001585	0.000051	0.282544	0.000019	2.40	1018	1315	-0.95
16CL200-28	495.8	0.086482	0.000395	0.002300	0.000007	0.282613	0.000020	4.54	937	1177	-0.93
16CL200-29	501.8	0.070284	0.000298	0.001846	0.000012	0.282544	0.000018	2.36	1025	1319	-0.94
16CL204-01	500.3	0.045372	0.000139	0.001247	0.000003	0.282666	0.000018	6.87	835	1032	-0.96
16CL204-02	505.0	0.031936	0.000166	0.000923	0.000007	0.282670	0.000017	7.20	823	1014	-0.97
16CL204-03	507.2	0.045528	0.000845	0.001270	0.000016	0.282659	0.000017	6.74	846	1045	-0.96
16CL204-04	501.2	0.067341	0.000171	0.001819	0.000004	0.282678	0.000019	7.13	830	1016	-0.95
16CL204-05	497.5	0.029270	0.001101	0.000870	0.000034	0.282626	0.000015	5.52	883	1116	-0.97
16CL204-07	493.9	0.060897	0.001585	0.001643	0.000044	0.282685	0.000020	7.29	816	1000	-0.95
16CL204-08	489.2	0.062062	0.000432	0.001654	0.000012	0.282673	0.000018	6.73	835	1032	-0.95
16CL204-09	497.4	0.036982	0.000522	0.001073	0.000013	0.282649	0.000017	6.26	855	1069	-0.97
16CL204-10	488.2	0.038545	0.000828	0.001081	0.000024	0.282635	0.000015	5.56	875	1106	-0.97
16CL204-11	497.2	0.033084	0.000442	0.000984	0.000015	0.282634	0.000017	5.76	874	1100	-0.97
16CL204-12	508.7	0.055140	0.000210	0.001499	0.000007	0.282646	0.000018	6.25	870	1078	-0.95
16CL204-13	504.9	0.067527	0.000606	0.001777	0.000018	0.282662	0.000017	6.65	853	1049	-0.95
16CL204-16	505.3	0.057911	0.000838	0.001653	0.000027	0.282689	0.000017	7.63	812	987	-0.95
16CL204-18	508.0	0.067777	0.002921	0.001798	0.000070	0.282664	0.000017	6.78	850	1043	-0.95
16CL204-19	495.1	0.032285	0.000263	0.000953	0.000007	0.282640	0.000015	5.93	865	1088	-0.97
16CL204-23	486.4	0.059902	0.001153	0.001678	0.000031	0.282665	0.000017	6.40	846	1051	-0.95
16CL204-24	498.9	0.095542	0.000845	0.002513	0.000026	0.282676	0.000020	6.76	850	1038	-0.92
16CL204-26	499.5	0.063909	0.000431	0.001630	0.000006	0.282655	0.000017	6.34	859	1065	-0.95
16CL204-27	487.4	0.07822	0.00067	0.00201	0.00001	0.282646	0.000019	5.62	882	1101	-0.94
16CL204-29	492.0	0.052259	0.001252	0.001653	0.000061	0.282617	0.000019	4.80	915	1157	-0.95
16CL204-30	491.1	0.055252	0.000703	0.001609	0.000024	0.282646	0.000019	5.83	873	1091	-0.95
16CL192-01	505.9	0.070264	0.000792	0.001849	0.000026	0.282535	0.000019	2.16	1037	1336	-0.94
16CL192-02	494.6	0.119873	0.000296	0.003226	0.000015	0.282486	0.000023	-0.28	1151	1481	-0.90
16CL192-03	499.9	0.121117	0.001278	0.003333	0.000044	0.282538	0.000023	1.64	1076	1364	-0.90
16CL192-04	502.1	0.031332	0.001354	0.000912	0.000037	0.282467	0.000014	-0.05	1108	1473	-0.97
16CL192-05	503.5	0.112405	0.000436	0.002964	0.000011	0.282542	0.000019	1.97	1060	1346	-0.91
16CL192-06	501.7	0.092222	0.004127	0.002463	0.000103	0.282454	0.000019	-1.01	1173	1533	-0.93
16CL192-07	504.9	0.119818	0.001182	0.003209	0.000025	0.282468	0.000026	-0.69	1177	1515	-0.90
16CL192-08	498.1	0.132538	0.003088	0.003436	0.000066	0.282475	0.000023	-0.67	1174	1508	-0.90
16CL192-09	499.0	0.151403	0.002949	0.003969	0.000052	0.282521	0.000023	0.80	1122	1416	-0.88
16CL192-10	494.9	0.079534	0.001106	0.002228	0.000023	0.282476	0.000021	-0.29	1134	1482	-0.93
16CL192-11	491.4	0.092533	0.002123	0.002516	0.000043	0.282508	0.000023	0.68	1096	1418	-0.92
16CL192-12	486.6	0.124981	0.001791	0.003228	0.000035	0.282497	0.000023	-0.04	1134	1460	-0.90
16CL192-13	506.5	0.109263	0.003980	0.002884	0.000112	0.282536	0.000023	1.83	1067	1357	-0.91
16CL192-14	487.8	0.101712	0.001805	0.002610	0.000051	0.282522	0.000022	1.04	1079	1392	-0.92
16CL192-15	485.0	0.065615	0.000226	0.001701	0.000005	0.282511	0.000016	0.91	1068	1399	-0.95
16CL192-16	502.3	0.093334	0.001462	0.002512	0.000030	0.282463	0.000022	-0.70	1162	1513	-0.92
16CL192-17	483.5	0.127295	0.001882	0.003302	0.000036	0.282492	0.000024	-0.32	1145	1475	-0.90
16CL192-18	499.5	0.071385	0.001394	0.001991	0.000031	0.282488	0.000019	0.31	1109	1448	-0.94
16CL192-19	491.2	0.10273	0.00123	0.00273	0.00002	0.282502	0.000025	0.37	1112	1437	-0.92
16CL192-20	499.6	0.076145	0.000593	0.002068	0.000020	0.282491	0.000019	0.40	1107	1442	-0.94
16CL192-21	503.9	0.050513	0.000129	0.001331	0.000005	0.282483	0.000016	0.43	1097	1444	-0.96
16CL192-22	503.7	0.062676	0.000649	0.001712	0.000021	0.282469	0.000022	-0.19	1128	1483	-0.95
16CL192-23	505.5	0.087454	0.002596	0.002285	0.000056	0.282490	0.000023	0.39	1116	1447	-0.93
16CL192-24	491.9	0.099272	0.000544	0.002627	0.000009	0.282460	0.000021	-1.04	1169	1527	-0.92
16CL192-25	503.0	0.117088	0.005952	0.003114	0.000166	0.282474	0.000024	-0.50	1165	1501	-0.91
16CL192-26	503.1	0.043052	0.000157	0.001155	0.000003	0.282457	0.000016	-0.44	1128	1498	-0.97
16CL192-27	485.3	0.115438	0.000544	0.003175	0.000024	0.282453	0.000022	-1.61	1198	1558	-0.90
16CL192-28	504.1	0.100080	0.001157	0.002691	0.000026	0.282471	0.000023	-0.43	1155	1498	-0.92
16CL192-29	494.1	0.076387	0.001701	0.002073	0.000036	0.282475	0.000019	-0.29	1130	1481	-0.94
16CL192-30	501.7	0.101419	0.000181	0.002751	0.000006	0.282481	0.000022	-0.16	1143	1479	-0.92

表 3 正长花岗岩和闪长岩锆石LA-ICP-MS Hf同位素分析结果 Table 3 LA-ICM-MS zircon Hf isotopic analyses for the samples from syenogranite and diorite

正长花岗岩样品16CL200(采样位置N39°2.737′、E90°6.354′)：锆石呈长柱状，具有明显的岩浆振荡环带，为典型的岩浆锆石。样品投点主体落在谐和线上及其附近，除去偏离谐和线较远的测点，其余25个测点的加权平均年龄为500.4±3.2Ma，代表岩体的侵位年龄(表 2、图 5b)。Hf同位素分析，选择了以上用于加权平均年龄计算的25个测点进行原位Hf同位素测试，分析结果显示ε_Hf(t)为+0.98~+8.09，平均值为3.53，二阶段模式年龄t_DM2为953~1406Ma(表 3)。

正长花岗岩样品16CL204(采样位置N39°3.008′、E90°5.966′)：锆石呈长柱状，具有明显的岩浆振荡环带，为典型的岩浆锆石。样品投点主体落在谐和线上及其附近，除去偏离谐和线较远的测点，其余21个测点的加权平均年龄为495.7±3.3Ma，代表岩体的侵位年龄(表 2、图 5c)。选择以上用于加权平均年龄计算的21个测点进行原位Hf同位素测试，分析结果显示ε_Hf(t)为+4.80~+7.63，平均值为6.39，二阶段模式年龄t_DM2为987~1157Ma(表 3)。

闪长岩样品16CL192(采样位置N39°4.251′、E90°8.90′)：锆石呈长柱状，具有明显的岩浆振荡环带，所有测点的Th/U均大于0.4，为典型的岩浆锆石。样品投点主体落在谐和线上及其附近，30个测点的加权平均年龄为497.1±3.0Ma，代表岩体的侵位年龄(表 2、图 5d)。样品Hf同位素分析，选择了以上用于加权平均计算的30个测点进行原位测试，分析结果显示ε_Hf(t)为-1.61~+2.16，平均值为0.14，二阶段模式年龄t_DM2为1336~1558Ma(表 3)。

4 讨论 4.1 岩体侵位时代及北阿尔金岩浆活动期次

北阿尔金地区花岗质岩石主要形成于早古生代，岩浆活动呈现多期次特点。Wu et al. (2009)对比北阿尔金与北祁连地区的花岗质岩石，认为两个地区的花岗质岩石年龄主要可分三组：(1) > 470Ma，(2) > 445Ma，(3) > 430Ma。本文根据目前北阿尔金地区花岗质岩的岩石学及锆石U-Pb定年研究成果(表 4)，我们认为区内岩浆活动大致可分为三期(图 6)：第一期(518~474Ma)，这期岩浆活动主要形成具弧型花岗岩特征的Ⅰ型花岗质岩石(戚学祥等, 2005a; 吴才来等, 2007; 康磊等, 2011; 韩凤彬等, 2012; Meng et al., 2017)，这期岩浆活动被认为可能与北阿尔金洋壳俯冲有关；第二期(459~425Ma)，以出现S型花岗岩和埃达克质花岗岩为特点，他们被认为可能产于碰撞环境(吴才来等, 2005, 2007; Wu et al., 2009; Yu et al., 2018)，这期岩浆活动中也有Ⅰ型花岗岩的产出(陈宣华等, 2003; 韩凤彬等, 2012; 孟令通等, 2016; Meng et al., 2017)；第三期(417~405Ma)，主要形成Ⅰ型花岗岩(戚学祥等, 2005b; 韩凤彬等, 2012)。

表 4 北阿尔金地区花岗质岩石的岩石学及锆石U-Pb年龄统计 Table 4 Summary of petrography, and zircon U-Pb ages of granitoids in North Altyn

样品号	岩性	采样位置	类型	年龄(Ma)	测试方法	文献
--	斜长花岗岩	巴什考供盆地东恰什坎萨依		518.5±4.1	LA-ICP-MS	盖永升等, 2015
09HlG07	斜长花岗岩	红柳沟		512.1±1.5	LA-ICP-MS	高晓峰等, 2012
H03-1	钾长花岗斑岩	喀腊大湾地区阿北铅银矿	Ⅰ型	514±6	SHRIMP	韩凤彬等, 2012
07A001-3	二长花岗岩	喀腊大湾地区阿北岩体	Ⅰ型	514.3±5.6	SHRIMP	Meng et al., 2017
H272-1	花岗闪长岩	喀腊大湾地区4337高地北	Ⅰ型	506.2±2.3	SHRIMP	韩凤彬等, 2012
09A-59	钾长花岗岩	红柳沟	Ⅰ型	500.3±1.2	LA-ICP-MS	康磊等, 2011
16CL188	正长花岗岩	巴什考供西约15km	Ⅰ型	502.0±3.8	LA-ICP-MS	本文
16CL200	正长花岗岩	巴什考供西约15km	Ⅰ型	500.4±3.2	LA-ICP-MS	本文
16CL204	正长花岗岩	巴什考供西约15km	Ⅰ型	495.7±3.3	LA-ICP-MS	本文
16CL192	闪长岩	巴什考供西约15km		497.1±3.0	LA-ICP-MS	本文
10H262-2	花岗闪长岩	喀腊大湾地区4337高地岩体	Ⅰ型	494.4±5.5	SHRIMP	Meng et al., 2017
H352-2	花岗岩	喀腊大湾地区7914铁矿南	Ⅰ型	488±5	SHRIMP	韩凤彬等, 2012
HLG17	花岗闪长岩	巴什考供盆地北恰什坎萨依	Ⅰ型	481.5±5.3	SHRIMP	戚学祥等, 2005a
K29-31	石英闪长岩	巴什考供盆地北		481.6±5.6	SHRIMP	吴才来等, 2007
H139-1	花岗岩	喀腊大湾地区7910铁矿南	Ⅰ型	479±4	SHRIMP	韩凤彬等, 2012
H70-3	石英闪长岩	喀腊大湾地区八八铁矿南		477±4	SHRIMP	韩凤彬等, 2012
H247-1	花岗岩	喀腊大湾地区大平沟	Ⅰ型	477.1±4.1	SHRIMP	韩凤彬等, 2012
14K908-3	石英闪长岩	喀腊大湾岩体		477.0±3.7	SHRIMP	Meng et al., 2017
CL03-125A	巨斑花岗岩	巴什考供盆地南花岗杂岩体	S型	474.3±6.8	SHRIMP	吴才来等, 2005
12K429-3	二长花岗岩	喀腊大湾地区喀腊大湾岩体	Ⅰ型	459.5±6.4	SHRIMP	Meng et al., 2017
CL03-141A	红色花岗岩	巴什考供盆地南花岗杂岩体	S型	446.6±5.2	SHRIMP	吴才来等, 2005
YY095	埃达克质花岗岩	红柳沟		445±2	LA-ICP-MS	Yu et al., 2018
D52-1	似斑状黑云母花岗岩	阔什布拉克岩体	Ⅰ型	443±5	TIMS	陈宣华等, 2003
CL03-107A	灰白色似斑状花岗岩	巴什考供盆地南花岗杂岩体	S型	434.5±3.8	SHRIMP	吴才来等, 2005
CL03-121A	粉红色似斑状花岗岩	巴什考供盆地南花岗杂岩体	S型	431.1±1.8	SHRIMP	吴才来等, 2005
K30-1	粉红色花岗岩	斯米尔布拉克杂岩体	S型	443±11	SHRIMP	吴才来等, 2007
CL03-171	粉红色花岗岩	斯米尔布拉克杂岩体	S型	434.6±1.6	SHRIMP	吴才来等, 2007
CL03-132	灰白色花岗岩	斯米尔布拉克杂岩体	S型	437.0±3.0	SHRIMP	吴才来等, 2007
CL03-108	灰白色花岗岩	斯米尔布拉克杂岩体	S型	433.1±3.4	SHRIMP	吴才来等, 2007
H31-1	似斑状二长花岗岩	喀腊大湾地区，白尖山	Ⅰ型	431±4	SHRIMP	韩凤彬等, 2012
B-2	黑云母二长花岗岩	喀腊大湾地区	Ⅰ型	427.3±5.7	SHRIMP	孟令通等, 2016
YY122	埃达克质花岗岩	红柳沟		425±2	LA-ICP-MS	Yu et al., 2018
H25-1	花岗岩	阿尔金北缘	Ⅰ型	417±5	SHRIMP	韩凤彬等, 2012
HLG14	花岗岩	喀孜萨依岩体	Ⅰ型	404.7±9.8	SHRIMP	戚学祥等, 2005b

表 4 北阿尔金地区花岗质岩石的岩石学及锆石U-Pb年龄统计 Table 4 Summary of petrography, and zircon U-Pb ages of granitoids in North Altyn

图 6 北阿尔金地区中酸性侵入岩锆石U-Pb年龄统计直方图年龄数据见表 4 Fig. 6 Histogram of zircon U-Pb ages of intermediate-acid intrusive rocks in North Altyn The age data are shown in Table 4

本文对北阿尔金西段正长花岗岩的3个样品进行了锆石U-Pb年龄测试，定年结果表明，正长花岗岩侵位年龄为495.7~502.0Ma。闪长岩样品的锆石U-Pb年龄显示其形成时代为497.1±3Ma。正长花岗岩和闪长岩的形成年龄非常接近，应为同一期岩浆活动的产物，均形成于早古生代，属北阿尔金第一期岩浆活动的产物，其形成可能与北阿尔金洋壳俯冲有关。

4.2 岩石成因类型及源区特征

Ⅰ型花岗岩铝饱和指数A/CNK通常小于1.1，Na₂O > ₂O，而典型的S型花岗岩常含有白云母、堇青石、石榴子石等矿物，呈过铝质A/CNK > 1.1，且K₂O > Na₂O(Sylvester, 1998)。研究表明在准铝质-弱过铝质Ⅰ型花岗岩中P₂O₅与SiO₂含量呈负相关关系，而在过铝质S型花岗岩中P₂O₅含量随SiO₂的增加而增加或基本不变(Chappell, 1999; Wu et al., 2003)。北阿尔金西段的正长花岗岩主要由石英、钾长石、斜长石、角闪石和黑云母等矿物组成，副矿物为锆石、磷灰石、磁铁矿等，铝饱和指数A/CNK为0.86~1.09 < 1.1，为准铝质-弱过铝质岩石，岩中的P₂O₅与SiO₂含量呈明显的负相关(图 7)，显示Ⅰ型花岗岩岩石学及地球化学特点。另外，从岩石中锆石的形态特征来看，为典型的长柱状，具振荡环带，基本没有继承锆石，也比较符合Ⅰ型花岗岩特点。

图 7 正长花岗岩的SiO₂-P₂O₅图解 Fig. 7 SiO₂ vs. P₂O₅ plot of syenogranite

花岗岩一般认为主要是地壳物质部分熔融形成，而地壳成分通常是不均一的，熔融源区可能并非纯粹的火成岩或者纯粹的沉积岩，这种源区物质的不均一性可能会被继承到熔融岩浆中，并可能在最终结晶的岩石中被保留下来(王孝磊, 2017)。锆石Hf同位素分析被广泛用于花岗岩源岩性质和源区特征研究，通常正的ε_Hf(t)值被解释为新生地壳熔融或者地幔物质的加入，而ε_Hf(t)为负值的花岗岩被认为源于古老地壳物质(Taylor and McClenna, 1985; 吴福元等, 2007)。北阿尔金西段正长花岗岩及闪长岩的锆石Hf同位素分析结果暗示其熔融源区物质成分复杂。正长花岗岩测试样品的ε_Hf(t)为-5.77~+8.09，二阶段模式年龄t_DM2为0.95~1.83Ga(图 8a)，ε_Hf(t)值变化较大，在ε_Hf(t)频率统计直方图中呈现为2组，反映源区物质成分的不均一，根据其Hf同位素特征，推测源岩可能为0.95~1.4Ga新生地壳(ε_Hf(t)值> 0)，并有1.42~1.83Ga古老地壳物质(ε_Hf(t)值< 0)参与(图 8)。闪长岩样品(16CL192)锆石ε_Hf(t)值为-1.61~+2.16，平均为0.14，二阶段模式年龄t_DM2为1.34~1.56Ga，暗示其源岩以新生地壳为主，并有少量古老地壳物质参与(图 8)。尽管正长花岗岩和闪长岩的稀土微量元素特征及Hf同位素特征有相似之处，但也存在明显的差别。与闪长岩相比，正长花岗岩REE总量变化较大，闪长岩变化较小，正长花岗岩更富集Rb、Ba、Th、U、K等元素，而Sr、P、Ti等元素亏损更强烈。另外，正长花岗岩锆石ε_Hf(t)值变化较大，而闪长岩的ε_Hf(t)值则比较集中且峰值明显不同于正长花岗岩(图 8b)，因此我们认为正长花岗岩体和闪长岩体分别来自两个不同的源区。

图 8 正长花岗岩和闪长岩的锆石Hf同位素ε_Hf(t)-t图(a)和ε_Hf(t)频率直方图(b) Fig. 8 Zircon Hf isotopic ε_Hf(t) vs. t plot (a) and histogram of ε_Hf(t) from syenogranite and diorite

正长花岗岩地球化学成分与实验熔体成分对比表明，其源区物质成分复杂，源岩可能既有以变中基性岩为主的新生地壳，也有古老地壳物质(变碎屑岩)的参与(图 9a, b)，与锆石Hf同位素分析结果基本一致，反映源区物质成分的不均一。研究表明，源区以石榴子石为主要残留相时，具倾斜的HREE配分模式，Y/Yb明显大于10，而当源区以角闪石为主要残留相时，具较平坦的HREE配分模式，Y/Yb接近10(Sisson, 1994)。正长花岗岩样品具较平坦的HREE配分模式，Y/Yb值为7.0~8.5，暗示源区可能没有石榴子石残留，以角闪石为主。另外，岩石中Sr、Ba、Eu的亏损可能与斜长石的残留或分离结晶有关，源区残留相可能主要为角闪石、斜长石。闪长岩的C/MF-A/MF图解中显示为基性岩部分熔融，结合其锆石Hf同位素特征，认为其源岩可能主要为变基性岩(图 9a)，并有少量古老地壳物质参与成岩。

图 9 正长花岗岩和闪长岩的C/MF-A/MF图解(a, 据Altherr et al., 2000)和(K₂O+Na₂O+MgO+FeO^T+TiO₂)-(K₂O+Na₂O)/(MgO+FeO^T+TiO₂)图解(b, 据Kaygusuz et al., 2008) Fig. 9 Geochemical diagrams of C/MF vs. A/MF (a, after Altherr et al., 2000) and K₂O+Na₂O+MgO+FeO^T+TiO₂ vs. (K₂O+Na₂O)/(MgO+FeO^T+TiO₂) for the syenogranite and diorite (b, after Kaygusuz et al., 2008)

4.3 构造环境分析

近年来，许多学者对北阿尔金地区的蛇绿岩、高压变质岩、花岗岩以及火山岩等开展了研究工作，积累了大量研究资料，为揭示北阿尔金地区大地构造演化提供了重要依据。北阿尔金红柳沟蛇绿岩主要由超基性岩、辉长岩、辉绿岩、变玄武岩、枕状玄武、硅质岩等组成。其中变玄武岩及枕状玄武岩的Sm-Nd等时线年龄分别为508~512Ma和524±44Ma(刘良, 1999)，变玄武岩的地球化学研究结果显示具过渡型洋中脊玄武岩特征(吴峻等, 2002)，而蛇绿岩中辉长岩年龄为479±8Ma(杨经绥等, 2008)。盖永升等(2015)在巴什考供盆地东侧发现斜长花岗岩(518.5±4.1Ma)，并认为是产于蛇绿中的斜长花岗岩。以上研究表明，北阿尔金蛇绿岩形成于早生代，暗示本区在早古生代存在过洋盆。杨子江(2012)对区内中晚奥陶世-早志留世火山-沉积地层进行研究，认为是陆内裂谷进一步发展形成的洋盆，具有弧后洋盆性质。

北阿尔金中段有高压变质岩出露，车自成等(1995)在贝壳滩东侧发现了高压泥质变质岩，并认为其形成与洋壳俯冲有关。张建新等(2007)获得红柳泉一带低温榴辉岩多硅白云母³⁹Ar-⁴⁰Ar等时线年龄为513±5Ma，蓝片岩钠白云母³⁹Ar-⁴⁰Ar年龄为497±10Ma，暗示本区在早古生代发生过洋壳俯冲作用。东段地区发现了许多俯冲有关具活动大陆边缘属性的火山岩(郝瑞祥等, 2013)，李松彬(2013)获得喀腊大湾地区俯冲有关的火山岩锆石U-Pb年龄为482~517Ma，也反映了北阿尔金在早古生代发生过洋壳俯冲。此外，区内也广泛出露早古生代俯冲有关的弧型花岗岩，这些花岗岩的锆石U-Pb年代学研究暗示北阿尔金洋壳俯冲作用可能发生在514~470Ma或460Ma(戚学祥等, 2005a; 吴才来等, 2007; 康磊等, 2011; 韩凤彬等, 2012; Meng et al., 2017)。而巴什考供盆地南北两侧的S型花岗岩以及红柳沟一带的埃达克质花岗岩的研究表明，北阿尔金地区在450Ma之后可能为同碰撞-后碰撞环境(吴才来等, 2005, 2007; Wu et al., 2009; Yu et al., 2018)。

北阿尔金西段正长花岗岩和闪长岩形成于早古生代(495~502Ma)，属北阿尔金第一期岩浆活动的产物，具Ⅰ型花岗岩特征，岩石富Rb、Ba、Th、U、K等元素，相对亏损Nb、Ta、P、Ti等元素，显示弧型花岗岩常见的微量元素特点(Niu et al., 2013)。另外，据Gorton and Schandl (2000)对世界上26个不同地方的花岗岩和中性火山岩地球化学研究成果，提出用不相容元素Th、Ta比值，来区分大洋岛弧、活动大陆边缘和板内火山岩带三种不同构造环境，Th/Ta比值1~6是板内火山岩带，6~20为活动大陆边缘环境，Th/Ta比值20~90的是大洋岛弧。正长花岗岩的Th/Ta比值为11.1~18.7，闪长岩为7.8~8.6，显示可能产于活动大陆边缘。因此，根据岩体的形成时代、成因类型、地球化学特征，并结合其产出的大地构造背景，我们认为北阿尔金蛇绿混杂岩带西段的正长花岗岩及闪长岩的形成与北阿尔金洋壳俯冲有关，产于陆弧环境。

5 结论

(1) 北阿尔金蛇绿混杂岩带西段的正长花岗岩体侵位时代为495.7~502.0Ma，闪长岩体的形成时代为497.1±3Ma，均形成于早古生代，属北阿尔金早期岩浆活动的产物。

(2) 正长花岗岩地球化学特征显示，其A/CNK值为小于1.1，P₂O₅和SiO₂含量呈明显的负相关，具有Ⅰ型花岗岩特征。稀土配分呈右倾型，轻稀土富集而重稀土亏损，岩石富集Rb、Ba、Th、U、K等元素，亏损Nb、Ta、P、Ti等元素。闪长岩显示与正长花岗岩较相似的稀土微量元素特征。

(3) 正长花岗岩样品的ε_Hf(t)值为-5.77~+8.09，暗示其源区物质成分复杂，二阶段模式年龄t_DM2为0.95~1.83Ga。结合岩石的地球化学特征，正长花岗岩的源岩既有0.95~1.4Ga新生地壳(变中基性岩)，也有1.42~1.83Ga的古老地壳物质(变碎屑岩)的参与成岩。闪长岩样品的ε_Hf(t)值为-1.61~+2.16，反应其源区物质的不均一性，二阶段模式年龄t_DM2为1.34~1.56Ga，源岩可能主要为变基性岩，也有少量古老地壳物质参与成岩。

(4) 北阿尔金西段的正长花岗岩、闪长岩形成于北阿尔金岩浆活动早期，具Ⅰ型花岗岩特征，显示活动大陆边缘弧型花岗岩地球化学特点，其形成可能与北阿尔金洋壳俯冲有关，产于陆弧环境。

参考文献

Altherr R, Holl A, Hegner E, Langer C and Kreuzer H. 2000. High-potassium, calc-alkaline Ⅰ-type plutonism in the European Variscides: Northern Vosges (France) and northern Schwarzwald (Germany). Lithos, 50(1-3): 51-73.

Bea F, Pereira MD and Stroh A. 1994. Mineral/leucosome trace-element partitioning in a peraluminous migmatite (a laser ablation-ICP-MS study). Chemical Geology, 117(1-4): 291-312. DOI:10.1016/0009-2541(94)90133-3

Bouvier A, Vervoort JD and Patchett PJ. 2008. The Lu-Hf and Sm-Nd isotopic composition of CHUR: Constraints from unequilibrated chondrites and implications for the bulk composition of terrestrial planets. Earth and Planetary Science Letters, 273(1-2): 48-57. DOI:10.1016/j.epsl.2008.06.010

Chappell BW. 1999. Aluminium saturation in Ⅰ- and S-type granites and the characterization of fractionated haplogranites. Lithos, 46(3): 535-551.

Che ZC, Liu L, Liu HF and Luo JH. 1995. Discovery and occurrence of high-pressure metapelitic rocks from Altun Mountain areas, Xinjiang Autonomous Region. Chinese Science Bulletin, 40(23): 1988-1991.

Chen XH, Gehrels G, Wang XF, Yang F and Chen ZL. 2003. Granite from North Altyn Tagh, NW China: U-Pb geochronology and tectonic setting. Bulletin of Mineralogy, Petrology and Geochemistry, 22(4): 294-298.

Corfu F, Hanchar JM, Hoskin PWO and Kinny P. 2003. Atlas of zircon textures. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 53(1): 469-500.

Gai YS, Liu L, Kang L, Yang WQ, Liao XY and Wang YW. 2015. The origin and geologic significance of plagiogranite in ophiolite belt at North Altyn Tagh. Acta Petrologica Sinica, 31(9): 2549-2565.

Gao XF, Xiao PX, Guo L, Dong ZC and Xi RG. 2011. Opening of an Early Paleozoic limited oceanic basin in the northern Altyn area: Constraints from plagiogranites in the Hongliugou-Lapeiquan ophiolitic mélange. Science China (Earth Science), 54(12): 1871-1879. DOI:10.1007/s11430-011-4332-9

Gehrels GE, Yin A and Wang XF. 2003. Magmatic history of the northeastern Tibetan Plateau. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 108(B9): 2423.

Gorton MP and Schandl ES. 2000. From continents to island arcs: A geochemical index of tectonic setting for arc-related and within-plate felsic to intermediate volcanic rocks. The Canadian Mineralogist, 38(5): 1065-1073. DOI:10.2113/gscanmin.38.5.1065

Han FB, Chen BL, Cui LL, Wang SX, Chen ZL, Jiang RB, Li L and Qi WX. 2012. Zircon SHRIMP U-Pb age of intermediate-acid intrusive rocks in Kaladawan area, eastern Altun Mountains, NW China, and its implications. Acta Petrologica Sinica, 28(7): 2277-2291.

Hao J, Wang EQ, Liu XH and Sang HQ. 2006. Jinyanshan collisional oroginic belt of the Early Paleozoic in the Altun mountains: Evidence from single zircon U-Pb and ⁴⁰Ar/³⁹Ar isotopic dating for the arc magmatite and ophiolitic mélange. Acta Petrologica Sinica, 22(11): 2743-2752.

Hao RX, Chen BL, Chen ZL, Wang Y, Li SB, Han FB and Zhou YG. 2013. Geochemical characteristics of basalts from Kaladawan in East Altun Mountains of Xinjiang and their implications. Acta Geoscientica Sinica, 34(3): 307-317.

Kang L, Liu L, Cao YT, Wang C, Yang WQ and Zhu XH. 2011. Geochemistry, zircon LA-ICP-MS U-Pb ages and Hf isotopes of Hongliugou moyite from north Altyn Tagh tectonic belt. Geological Bulletin of China, 30(7): 1066-1076.

Kaygusuz A, Siebel W, Şen C and Satir M. 2008. Petrochemistry and petrology of Ⅰ-type granitoids in an arc setting: The composite Torul pluton, Eastern Pontides, NE Turkey. International Journal of Earth Sciences, 97(4): 739-764. DOI:10.1007/s00531-007-0188-9

Koschek G. 1993. Origin and significance of the SEM cathodoluminescence from zircon. Journal of Microscopy, 171(3): 223-232. DOI:10.1111/jmi.1993.171.issue-3

Li SB. 2013. The Early Paleozoic tectonic evolution of Kaladawan area, northern Altyn Taugh. Master Degree Thesis. Beijing: Chinese Academy of Geological Sciences (in Chinese with English summary)

Liu L. 1999. High pressure metamorphic rocks and ophiolite in Altun, and its tectonic significance. Ph. D. Dissertation. Beijing: Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Geological Sciences (in Chinese)

Liu L, Chen DL, Wang C and Zhang CL. 2009. New progress on geochronology of high-pressure/ultrahigh-pressure metamorphic rocks from the South Altyn Tagh, the North Qaidam and the North Qinling orogenic, NW China and their geological significance. Journal of Northwest University (Natural Science Edition), 39(3): 472-479.

Liu YS, Gao S, Hu ZC, Gao CG, Zong KQ and Wang DB. 2010. Continental and oceanic crust recycling-induced melt-peridotite interactions in the Trans-North China Orogen: U-Pb dating, Hf Isotopes and trace elements in zircons from mantle xenoliths. Journal of Petrology, 51(1-2): 537-571. DOI:10.1093/petrology/egp082

Ludwig KR. 2003. User's Manual for Isoplot 3.0: A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel. Berkeley CA: Berkeley Geochronology Center

Maniar PD and Piccoli PM. 1989. Tectonic discrimination of granitoids. Geological Society of America Bulletin, 101(5): 635-643. DOI:10.1130/0016-7606(1989)101<0635:TDOG>2.3.CO;2

Meng LT, Chen BL, Wang Y, Sun Y, Wu Y, Zhang WG and He JT. 2016. Timing of Early Paleozoic tectonic regime transition in North Altun: Evidence from granite. Geotectonica et Metallogenia, 40(2): 295-307.

Meng LT, Chen BL, Zhao NN, Wu Y, Zhang WG, He JT, Wang B and Han MM. 2017. The distribution, geochronology and geochemistry of Early Paleozoic granitoid plutons in the North Altun orogenic belt, NW China: Implications for the petrogenesis and tectonic evolution. Lithos, 268-271: 399-417. DOI:10.1016/j.lithos.2016.10.022

Niu YL, Zhao ZD, Zhu DC and Mo XX. 2013. Continental collision zones are primary sites for net continental crust growth: A testable hypothesis. Earth-Science Reviews, 127: 96-110. DOI:10.1016/j.earscirev.2013.09.004

Patiño Douce AE and Johnston AD. 1991. Phase equilibria and melt productivity in the pelitic system: Implications for the origin of peraluminous granitoids and aluminous granulites. Contributions to Mineralogy and Petrology, 107(2): 202-218. DOI:10.1007/BF00310707

Qi XX, Li HB, Wu CL, Yang JS, Zhang JX, Meng FC, Shi RD and Chen SY. 2005a. SHRIMP U-Pb zircon dating for Qiashikansayi granodiorite, the northern Altyn Tagh Mountains and its geological implications. Chinese Science Bulletin, 50(5): 440-445. DOI:10.1007/BF02897460

Qi XX, Wu CL and Li HB. 2005b. SHRIMP U-Pb age of zircons from Kazisayi granite in the northern Alty Tagh Mountains and its significations. Acta Petrologica Sinica, 21(3): 859-866.

Rickwood PC. 1989. Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and minor elements. Lithos, 22(4): 247-263. DOI:10.1016/0024-4937(89)90028-5

Scherer E, Münker C and Mezger K. 2001. Calibration of the lutetium-hafnium clock. Science, 293(5530): 683-687. DOI:10.1126/science.1061372

Sisson TW. 1994. Hornblende-melt trace-element partitioning measured by ion microprobe. Chemical Geology, 117(1-4): 331-344. DOI:10.1016/0009-2541(94)90135-X

Sun SS and McDonough WF. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes. In: Saunders AD and Norry MJ (eds.). Magmatism in the Ocean Basins. Geological Society, London, Special Publication, 42(1): 313-345 http://petrology.oxfordjournals.org/cgi/ijlink?linkType=ABST&journalCode=specpubgsl&resid=42/1/313

Sylvester PJ. 1998. Post-collisional strongly peraluminous granites. Lithos, 45(1-4): 29-44.

Taylor SR and McClennan SM. 1985. The Continental Crust: Its Composition and Evolution. Oxford: Blackwell Scientific Publication: 1-132.

Wang XL. 2017. Some new research progresses and main scientific problems of granitic rocks. Acta Petrologica Sinica, 33(5): 1445-1458.

Wu CL, Yang JS, Yao SZ, Zeng LS, Chen SY, Li HB, Qi XX, Wooden JL and Mazdab FK. 2005. Characteristics of the granitoid complex and its zircon SHRIMP dating at the south margin of the Bashikaogong Basin, North Altun, NW China. Acta Petrologica Sinica, 21(3): 846-858.

Wu CL, Yao SZ, Zeng LS, Yang JS, Wooden JL, Chen SY and Mazdab FK. 2006. Bashikaogong-Shimierbulake granitic complex, North Altun, NW China: Geochemistry and zircon SHRIMP ages. Science in China (Series D), 49(12): 1233-1251. DOI:10.1007/s11430-006-2041-6

Wu CL, Yang JS, Robinson PT, Wooden JL, Mazdab FK, Gao YH, Wu SP and Chen QL. 2009. Geochemistry, age and tectonic significance of granitic rocks in north Altun, northwest China. Lithos, 113(3-4): 423-436.

Wu CL, Lei M, Wu D, Zhang X, Chen HJ and Li TX. 2016. Zircon U-Pb dating of Paleozoic granites from south Altun and response of the magmatic activity to the tectonic evolution of the Altun Orogenic Belt. Acta Geologica Sinica, 90(9): 2276-2315.

Wu FY, Jahn BM, Wilde SA, Lo CH, Yui TF, Lin Q, Ge WC and Sun DY. 2003. Highly fractionated Ⅰ-type granites in NE China (Ⅰ): Geochronology and petrogenesis. Lithos, 66(3-4): 241-273.

Wu FY, Li XH, Yang JH and Zheng YF. 2007. Discussions on the petrogenesis of granites. Acta Petrologica Sinica, 23(6): 1217-1238.

Wu J, Lan CL, Li JL and Yu LJ. 2002. Geochemical evidence of MORB and OIB combination in Hongliugou ophiolite melanges, Altun fault belt. Acta Petrologica et Mineralogica, 21(1): 24-30.

Wu YB and Zheng YF. 2004. Genesis of zircon and its constraints on interpretation of U-Pb age. Chinese Science Bulletin, 49(15): 1554-1569. DOI:10.1007/BF03184122

Xu ZQ, Yang JS, Zhang JX, Jiang M, Li HB and Cui JW. 1999. A comparison between the tectonic units on the two sides of the Altun sinistral strike-slip fault and the mechanism of lithospheric shearing. Acta Geologica Sinica, 73(3): 193-205.

Yang JS, Shi RD, Wu CL, Su DC, Chen SY, Wang XB and Wooden J. 2008. Petrology and SHRIMP age of the Hongliugou ophiolite at Milan, North Altun, at the northern margin of the Tibetan Plateau. Acta Petrologica Sinica, 24(7): 1567-1584.

Yang WQ, Liu L, Ding HB, Xiao PX, Cao YT and Kang L. 2012. Geochemistry, geochronology and zircon Hf isotopes of the Dimunalike granite in South Altyn Tagn and its geological significance. Acta Petrologica Sinica, 28(12): 4139-4150.

Yang ZJ. Early palaeozoic tectonic evolution in Hongliugou, Altyn, Xinjiang. Ph. D. Dissertation. Beijing: Chinese Academy of Geological Sciences (in Chinese with English summary)

Yu SY, Zhang JX, Li SZ, Sun DY, Peng YB and Zhao XL. 2018. Continuity of the North Qilian and North Altun orogenic belts of NW China: Evidence from newly discovered Palaeozoic low-Mg and high-Mg adakitic rocks. Geological Magazine, 155(8): 1684-1704. DOI:10.1017/S0016756817000565

Zhang JX, Meng FC, Yu SY, Chen W and Chen SY. 2007. ³⁹Ar-⁴⁰Ar geochronology of high-pressure/low-temperature blueschist and eclogite in the North Altyn Tagh and their tectonic implications. Geology in China, 34(4): 558-564.

Zhang ZW, Huang G, Li HM and Zhang WF. 2012. LA-ICP-MS zircon U-Pb geochronology and geochemistry of gabbro and diorite from Qilesayi pluton in Lapeiquan area of northern Altun Mountains and their tectonic implications. Acta Petrologica et Mineralogica, 31(1): 13-27.

车自成, 刘良, 刘洪福, 罗金海. 1995. 阿尔金山地区高压变质泥质岩石的发现及其产出环境. 科学通报, 40(14): 1298-1300. DOI:10.3321/j.issn:0023-074X.1995.14.015

陈宣华, Gehrels G, 王小凤, 杨风, 陈正乐. 2003. 阿尔金山北缘花岗岩的形成时代及其构造环境探讨. 矿物岩石地球化学通报, 22(4): 294-298. DOI:10.3969/j.issn.1007-2802.2003.04.002

盖永升, 刘良, 康磊, 杨文强, 廖小莹, 王亚伟. 2015. 北阿尔金蛇绿混杂岩带中斜长花岗岩的成因及其地质意义. 岩石学报, 31(9): 2549-2565.

高晓峰, 校培喜, 过磊, 董增产, 奚仁刚. 2012. 北阿尔金地区早古生代有限洋盆开启时限:来自斜长花岗岩的证据. 中国科学(地球科学), 42(3): 359-368.

韩凤彬, 陈柏林, 崔玲玲, 王世新, 陈正乐, 蒋荣宝, 李丽, 祁万修. 2012. 阿尔金山喀腊大湾地区中酸性侵入岩SHRIMP年龄及其意义. 岩石学报, 28(7): 2277-2291.

郝杰, 王二七, 刘小汉, 桑海清. 2006. 阿尔金山脉中金雁山早古生代碰撞造山带:弧岩浆岩的确定与岩体锆石U-Pb和蛇绿混杂岩⁴⁰Ar/³⁹Ar年代学研究的证据. 岩石学报, 22(11): 2743-2752.

郝瑞祥, 陈柏林, 陈正乐, 王永, 李松彬, 韩凤彬, 周永贵. 2013. 新疆阿尔金山喀腊大湾地区玄武岩的地球化学特征及地质意义. 地球学报, 34(3): 307-317.

康磊, 刘良, 曹玉亭, 王超, 杨文强, 朱小辉. 2011. 北阿尔金构造带红柳沟钾长花岗岩地球化学特征、LA-ICP-MS锆石U-Pb定年和Hf同位素组成. 地质通报, 30(7): 1066-1076. DOI:10.3969/j.issn.1671-2552.2011.07.009

李松彬. 2013.阿尔金北缘喀腊大湾地区早古生代构造演化.硕士学位论文.北京: 中国地质科学院 http://cdmd.cnki.com.cn/Article/CDMD-82501-1013233508.htm

刘良. 1999.阿尔金高压变质岩与蛇绿岩及其大地构造意义.博士学位论文.北京: 中国科学院地质与地球物理研究所 http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=degree&id=Y323646

刘良, 陈丹玲, 王超, 张成立. 2009. 阿尔金、柴北缘与北秦岭高压-超高压岩石年代学研究进展及其构造地质意义. 西北大学学报(自然科学版), 39(3): 472-479.

孟令通, 陈柏林, 王永, 孙岳, 吴玉, 张文高, 何江涛. 2016. 北阿尔金早古生代构造体制转换的时限:来自花岗岩的证据. 大地构造与成矿学, 40(2): 295-307.

戚学祥, 李海兵, 吴才来, 杨经绥, 张建新, 孟繁聪, 史仁灯, 陈松永. 2005a. 北阿尔金恰什坎萨依花岗闪长岩的锆石SHRIMP U-Pb定年及其地质意义. 科学通报, 50(6): 571-576.

戚学祥, 吴才来, 李海兵. 2005b. 北阿尔金喀孜萨依花岗岩锆石SHRIMP U-Pb定年及其构造意义. 岩石学报, 21(3): 859-866.

王孝磊. 2017. 花岗岩研究的若干新进展与主要科学问题. 岩石学报, 33(5): 1445-1458.

吴才来, 杨经绥, 姚尚志, 曾令森, 陈松永, 李海兵, 戚学祥, Wooden JL, Mazdab FK. 2005. 北阿尔金巴什考供盆地南缘花岗杂岩体特征及锆石SHRIMP定年. 岩石学报, 21(3): 846-858.

吴才来, 姚尚志, 曾令森, 杨经绥, Wooden JL, 陈松永, Mazdab FK. 2007. 北阿尔金巴什考供-斯米尔布拉克花岗杂岩特征及锆石SHRIMP U-Pb定年. 中国科学(D辑), 37(1): 10-26.

吴才来, 雷敏, 吴迪, 张昕, 陈红杰, 李天啸. 2016. 南阿尔金古生代花岗岩U-Pb定年及岩浆活动对造山带构造演化的响应. 地质学报, 90(9): 2276-2315. DOI:10.3969/j.issn.0001-5717.2016.09.013

吴福元, 李献华, 杨进辉, 郑永飞. 2007. 花岗岩成因研究的若干问题. 岩石学报, 23(6): 1217-1238. DOI:10.3969/j.issn.1000-0569.2007.06.001

吴峻, 兰朝利, 李继亮, 俞良军. 2002. 阿尔金红柳沟蛇绿混杂岩中MORB与OIB组合的地球化学证据. 岩石矿物学杂志, 21(1): 24-30. DOI:10.3969/j.issn.1000-6524.2002.01.003

许志琴, 杨经绥, 张建新, 姜枚, 李海兵, 崔军文. 1999. 阿尔金断裂两侧构造单元的对比及岩石圈剪切机制. 地质学报, 73(3): 193-205. DOI:10.3321/j.issn:0001-5717.1999.03.001

杨经绥, 史仁灯, 吴才来, 苏德辰, 陈松永, 王希斌, Wooden J. 2008. 北阿尔金地区米兰红柳沟蛇绿岩的岩石学特征和SHRIMP定年. 岩石学报, 24(7): 1567-1584.

杨文强, 刘良, 丁海波, 校培喜, 曹玉亭, 康磊. 2012. 南阿尔金迪木那里克花岗岩地球化学、锆石U-Pb年代学与Hf同位素特征及其构造地质意义. 岩石学报, 28(12): 4139-4150.

杨子江. 2012.新疆阿尔金红柳沟一带早古生代地质构造演化研究.博士学位论文.北京: 中国地质科学院 http://cdmd.cnki.com.cn/Article/CDMD-82501-1012371276.htm

张建新, 孟繁聪, 于胜尧, 陈文, 陈松永. 2007. 北阿尔金HP/LT蓝片岩和榴辉岩的Ar-Ar年代学及其区域构造意义. 中国地质, 34(4): 558-564. DOI:10.3969/j.issn.1000-3657.2007.04.002

张占武, 黄岗, 李怀敏, 张文峰. 2012. 北阿尔金拉配泉地区齐勒萨依岩体的年代学、地球化学特征及其构造意义. 岩石矿物学杂志, 31(1): 13-27. DOI:10.3969/j.issn.1000-6524.2012.01.002


岩石学报 2019, Vol. 35 Issue (2): 541-557, doi: 10.18654/1000-0569/2019.02.17	PDF