新疆東昆侖土窯洞地區新元古代早期侵入巖年代學、地球化學及其構造意義

席 振，馬德成，李 歡，高光明，向夏楠

(1.湖南城市學院市政與測繪工程學院，湖南 益陽 413000；2.中南大學有色金屬成礦預測與地質環境監測教育部重點實驗室，湖南 長沙 410083；3.新疆有色地質勘查局701隊，新疆 昌吉 831100)

0 引 言

Rodinia超大陸概念被提出后，其拼接裂解演化過程物質記錄在我國很多地區都有報道[1-3]。近年來在我國西北部如柴達木北緣、阿爾金山、中祁連以及東昆侖等地區發現一些新元古代巖漿和變質事件，都能與Rodinia超大陸匯聚和裂解聯系起來[4-12]。東昆侖造山帶處于青藏高原北端柴達木地塊和羌塘地塊之間，連接岡瓦納大陸和勞亞大陸，是經歷了復雜的構造巖漿作用形成的俯沖增生復合造山帶[13-15]。從寒武紀到晚古生代，東昆侖南部洋盆從形成、擴張到閉合，繼而發生陸陸碰撞造山和后碰撞伸展，并一直持續到晚泥盆世。隨后二疊紀到晚三疊世南昆侖洋西南側的阿尼瑪卿洋盆開始擴張，被動大陸邊緣轉為活動大陸邊緣，俯沖-同碰撞-板內伸展旋回再次發生。這兩階段的造山活動形成了東昆侖廣泛分布的古生代和中生代構造巖漿巖帶[10，15-16]。

當前東昆侖新元古代巖漿活動研究主要分布集中在東昆侖東段青海省范圍，中西部元古代火成巖研究報道較少[14-17]。如東昆侖西部尕林格的變質侵入巖鋯石U-Pb年齡為(938± 2)Ma及(938± 5)Ma，其地球化學特征表明其形成于大陸微板塊碰撞背景[17]。東昆侖西部喀雅克登塔格和那陵格勒河新元古代變質侵入體鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡為840～824 Ma，均屬于大陸同碰撞造山過程巖漿活動的產物[12，18]。東昆侖東段巴隆南花崗片麻巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡為(870± 7.7)Ma和(875.3± 6.3)Ma，形成于同碰撞環境[19]。而前人統計東昆侖元古代構造熱事件，提出新元古代末為Rodinia超大陸裂解階段，構造環境開始由擠壓演變為伸展機制，在900 Ma后東昆侖地區轉為造山后伸展環境[3，14]，這與尕林格、喀雅克登塔格等地區的研究結論不同。因此，東昆侖中西部精確地質年代學和地球化學證據的不足導致了東昆侖新元古代構造-巖漿活動背景研究存在爭議。本文選擇位于東昆侖西部祁漫塔格地區阿達灘斷層帶以北出露的新元古代早期花崗巖為研究對象，進行巖石學、LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學和全巖元素組成研究，討論巖漿來源及成巖構造背景，為東昆侖地區的早期地質構造演化過程提供新的制約。

1 地質背景

東昆侖地區分為昆北構造帶、中昆侖微陸塊和昆中構造混雜巖帶以及昆南構造帶等單元(圖1(a))[14，20-21]。昆北構造帶北側為柴達木盆地，南側為昆中斷裂帶，近東西向展布。中昆侖微陸塊和昆中構造混雜巖帶又叫作昆中蛇綠混雜巖帶，發育烏妥、清水泉和塔妥蛇綠巖帶。昆南構造帶近東西楔狀分布，為早古生代增生楔殘留弧，大面積分布不同期次的花崗巖類。各個構造單元之間以斷裂帶分隔。區域構造以北西向為主，阿達灘深大斷裂位于研究區西南，該斷裂長期活動，是區域上不同年代不同性質巖漿巖分布的重要界限。其他區域性斷層規模較小，以北西西向、近東西向等斷裂為主。東昆侖西段元古宙巖漿巖出露規模較小，研究報道較少(表1)；古生代奧陶紀—泥盆紀巖漿巖出露規模較大。中昆侖微陸塊則主要發育晚古生代—中生代巖漿巖，以三疊紀為主。區域地層包括早元古代變質巖、中晚元古代碳酸鹽巖和碎屑巖以及早古生代祁漫塔格群碎屑巖。

表1 東昆侖西段中-新元古代巖石年代學統計

圖1 東昆侖西段構造單元(a)(據文獻[3]和[20]修改)及土窯洞地區地質簡圖(b)Fig.1 Map showing the tectonic unit division of the western EKOB(a)(modified after refs.[3]and [20])and geological sketch map of the Tuyaodong area(b)

圖2 土窯洞地區實測地質剖面A-A′Fig.2 Measured geological profile A-A′ at Tuyaodong

土窯洞一帶出露下元古界白沙河巖組和土窯洞侵入巖，表現為多個巖體分布形式，巖體的面積均不大，為 0.2～ 4 km2，呈小的巖株和巖枝狀產出。研究區北西西向及近東西向斷層發育，致使巖體呈疊瓦斷片狀產出，巖體的展布方向亦為北西西向及近東西向(圖 1(b))。土窯洞侵入巖的巖性主要為紅灰色巨晶斑狀正長花崗巖，見少量灰白色中粗粒二長花崗巖和灰色中細?；◢忛W長巖。侵入巖與下元古界白沙河巖組中深變質基底地層之間多為侵入接觸關系或斷層接觸關系，巖體間基本為斷層接觸關系(圖 2)。土窯洞序列侵入巖內基本均未見深源包體。在紅灰色巨晶斑狀正長花崗巖中見有少量輝長巖脈，呈灰黑色、細粒結構和近東西向展布，脈寬一般為 2～ 10 m，長一般為數十米到數百米不等。

2 樣品信息與測試分析

2.1 樣品巖石巖相學特征

本次研究主要采集土窯洞二長花崗巖和正長花崗巖樣品，位置如圖1(b)所示。正長花崗巖與二長花崗巖野外特征較為相似。巖石新鮮面呈淺灰，表面風化呈灰褐色，節理裂隙較為發育。各巖性巖石礦物普遍具有定向性，大都具有片麻狀構造(糜棱巖化)(圖3)?；野咨闋钪写至６L花崗巖為變余細粒半自形粒狀結構，定向構造，稍具片麻狀構造。由鉀長石(Kf)、斜長石(Pl)、石英(Q)和黑云母(Bi)等組成，粒度一般0.2～ 2.0 mm，個別達3.5 mm(圖3(a)-(d))。后期受力導致礦物沿長軸略具定向分布，巖石部分組分破碎成棱角狀、透鏡狀碎斑。碎斑無明顯位移，其間分布細碎的原巖組分和微粒狀石英、顯微鱗片狀絹云母等基質，基質繞過碎斑分布，含量約占6%。斜長石為半自形，雙晶彎曲，波狀消光明顯，具輕微程度絹云母化，不均勻分布。含量20%～ 25%。鉀長石呈半自形-它形厚片狀，為微斜長石，波狀消光明顯，微裂紋發育，微裂隙內充填微粒狀石英、黑云母等，含量30%～ 35%。石英為粒狀，波狀消光明顯，聚集不均勻分布，含量25%～ 30%。黑云母為鱗片狀，粒徑小于0.7 mm，擠壓在粒狀礦物間或破碎成基質定向分布。白云母為鱗片狀，零星散布，含量約5%，還見有零星分布的榍石。片麻狀正長花崗巖具有似斑狀結構，斑晶含量20%～ 40%不等，由鉀長石和斜長石構成，呈短柱狀，粒徑一般為1×3 cm，局部斑晶可大至(2～ 3)×(5～ 10)cm；基質為粗粒結構，主要由石英(20%～30%)、鉀長石(40%左右)和斜長石(20%左右)以及少量黑云母和白云母(兩者累積小于5%)組成。巖石中礦物普遍具有定向構造和片麻狀(糜棱巖化)構造，局部地段發育眼球狀構造(圖3(b))。

圖3 土窯洞地區侵入巖野外與顯微照片Fig.3 Field photos and photomicrographs of the Tuyaodong intrusive rocks(a)二長花崗巖；(b)正長花崗巖；(c)(d)二長花崗巖顯微照片；Bi.黑云母；hf.鉀長巖；Pl.斜長石；Q.石英

2.2 分析方法

鋯石U-Pb同位素定年樣品的分選、制靶，反射光、透射光和陰極發光(CL)顯微照相以及U-Pb定年測試均在中科院新疆生態與地理研究所實驗測試中心完成。選取無包裹體無裂紋的鋯石微區進行定年分析，以高純He作為剝蝕物質載氣，采用硅酸鹽玻璃標準參考物質NIST SRM610進行儀器最佳化，鋯石年齡以國際標樣91500作為外標確保標準和樣品的儀器條件一致。數據處理采用ICPMSDataCal程序[32]，各分析點獲取的同位素比值和年齡誤差均為1σ。 主微量元素組成測試在核工業北京地質研究院分析測試中心完成。主量元素測試分別使用X射線熒光光譜方法(XRF)和化學分析法(CA)。在AxiosmAX X射線熒光光譜儀上進行。XRF X射線管電壓為50 kV，電流為50 mA，元素含量分析相對誤差小于5%。巖石中氧化亞鐵測試采用化學分析法，檢測方法和依據參照GB/T14506.14—2010《硅酸鹽巖石化學分析方法第14部分：氧化亞鐵量測定》。微量元素含量分析使用電感耦合等離子體質譜法(ICP-MS)，等離子體質譜儀型號為NexION 300D。當微量元素含量大于10×10-6時，測試相對誤差小于5%；而含量小于10×10-6時，相對誤差小于10%。

3 分析結果

3.1 鋯石U-Pb年齡

二長花崗巖樣品TW618挑選的鋯石一般呈淺灰色或淺黃褐色，晶體一般呈正方雙錐短柱狀，少量呈針狀，晶體長一般0.17～ 0.09 mm，寬一般0.04～ 0.012 mm。均有熔蝕圓化現象，偶見內部包含暗色礦物包體，符合巖漿-變質鋯石的特征。鋯石的陰極發光照片顯示較典型的巖漿鋯石振蕩環帶(圖4)。共完成了20個U-Pb年齡測試點，結果見表2，年齡諧和度超過95%的測試點有15個(圖5)。鋯石原位U含量為486×10-6～3944×10-6，Th/U比值介于0.13～ 0.38，均大于0.1，指示鋯石為巖漿成因。除了4個測試點在諧和線下方外，11個測點的分布較為集中，均位于諧和線上及其附近，鋯石206Pb/238U加權平均年齡為(932.7± 2.4)Ma，表明巖體侵位時間為新元古代早期。

表2 土窯洞地區二長花崗巖(樣號TW618)鋯石U - Pb定年結果

圖4 土窯洞地區二長花崗巖典型鋯石陰極發光圖像(標示年齡為鋯石206Pb/238U年齡)Fig.4 Typical zircon CL images of the Tuyaodong monzogranite(the zircon 206Pb/238U ages are indicated)

圖5 土窯洞地區二長花崗巖鋯石U-Pb年齡諧和圖(a)(b)與206Pb/238U加權平均年齡直方圖(c)Fig.5 Zircon U-Pb concordia(a)(b)and weighted mean ages(c)diagrams of monzogranite in Tuyaodong area

3.2 全巖元素組成

主量元素和微量元素分析結果見表3。主量元素中，樣品SiO2含量為67.37%～ 76.35%，全堿Na2O+K2O含量為4.76%～ 8.28%，堿度率AR為4.42～ 7.33，在TAS圖解中落入花崗閃長巖-花崗巖范圍(圖6(a))。Al2O3含量為12%～ 14.25%，鋁過飽和指數(A/CNK)介于0.90～ 1.10之間，屬于弱過鋁質巖石(圖6(b))。K2O含量為1.59%～ 6.1%，K2O/Na2O比值為0.41～ 2.8，多數比值大于1，屬于高鉀鈣堿性系列(圖6(c))。

表3 土窯洞地區侵入巖主量元素(%)、微量元素和稀土元素(10-6)分析結果

圖6 土窯洞地區侵入巖(K2O+Na2O)-SiO2(a)，A/NK-A/CNK(b)和K2O-SiO2(c)圖解(底圖據文獻[33-35])Fig.6 (K2O+Na2O)- SiO2(a)，A/NK-A/CNK(b)and K2O-SiO2(c)petrogenetic discrimination plots of the Tuyaodong intrusive rocks(basemap after refs.[33-35]，respectively)1.土窯洞正長花崗巖；2.土窯洞二長花崗巖；3.喀雅克登塔格黑云母二長片麻巖(824 ± 3 Ma)[12]；4.那陵郭勒河花崗閃長巖(840 ± 2 Ma)[18]；5.夏日哈木二長花崗巖(920 ± 3 Ma和924 ± 5 Ma)[22]；6.博卡里克片麻花崗巖(1006 ± 20 Ma)[25]；投點圖例下同

稀土和微量元素中，片麻狀正長花崗巖和二長花崗巖球粒隕石標準化配分曲線和原始地幔標準化蛛網圖較為一致。正長花崗巖和二長花崗巖稀土總量ΣREE集中在66.61×10-6～ 271.77×10-6，其中輕稀土總量LREE 為55.90×10-6～ 251.25×10-6，重稀土總量HREE為9.94×10-6～ 21.68×10-6，輕、重稀土比值LREE/HREE為5.09～ 12.24，表明具輕稀土富集、重稀土虧損的特征。LaN/YbN介于5.04～ 16.76之間，平均11.01。在稀土元素球粒隕石標準化配分模式圖中(圖7(a))，輕、重稀土分餾較明顯，輕稀土富集且分餾明顯，重稀土虧損且分餾不明顯，呈中等傾斜的右傾平滑型型式。δEu為0.31～ 0.94，平均值0.47，具有明顯Eu負異常。δCe值為0.85～ 0.98，小于1，具不明顯的負異常，為鈰虧損型。 微量元素原始地幔標準化蛛網圖(圖7(b))呈右傾斜的不規則曲線，Rb、Th和K等大離子親石元素富集，顯示Rb、Th 等不相容元素呈明顯的波峰狀，而Ba、Nb和Sr等元素呈波谷狀的特點。由于二長花崗巖樣品D90燒失量過大(2.6%)，在下文討論巖漿起源時，不考慮這個樣品的主量元素和活動性微量元素特征。

圖7 土窯洞地區侵入巖稀土元素球粒隕石標準化配分圖(a)(標準化值據文獻[36])及微量元素原始地幔標準化蛛網圖(b)(標準化值據文獻[37])Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns(a)(normalizing data from ref.[36]) and primitive mantle-normalized spider diagram (b)(normalizing data from reference [37]) of the Tuyaodong intrusive rocks

4 討 論

4.1 巖石成因類型

近年來，花崗巖成因研究將花崗巖分為I型、S型、M型和A型，M型花崗巖是地幔巖漿直接結晶分異的產物，一般只分布在大洋中脊[38]。10000×Ga/Al和Zr+Nb+Ce+Y被認為能夠有效地將A型和I型、S型和M型進行區分[39-40]。土窯洞花崗巖在Zr+Nb+Ce+Y對FeOT/MgO和(Na2O+K2O)/CaO圖解(圖8(a)和(b))中，樣品投點集中在未分異I型或S型花崗巖范圍，反映其不屬于A型花崗巖。該區域內夏日哈木(920 Ma 和 924 Ma)[22]和博卡里克(1006 Ma)[25]基本位于分異I或S型花崗巖范圍，而那陵郭勒河(840 Ma)[18]和喀雅克登塔格(824 Ma)[12]花崗巖基本位于A型花崗巖范圍。S型花崗巖一般為過鋁質花崗巖，以發育白云母、堇青石等富鋁礦物為特征[41]。S型花崗巖中鈉的含量與I型花崗巖相比是比較低的，通常當K2O含量近5%時，Na2O含量低于3.2%；K2O含量近2%時，Na2O含量低于2.2%[42-43]。土窯洞花崗巖具有高SiO2，K2O平均為4.06%，而Na2O平均為2.78%，A/CNK平均為1.02，屬弱過鋁質，發育白云母等過鋁質礦物，具有S型花崗巖特征。同時，在準鋁質-弱過鋁質巖漿中，隨著巖漿持續演化，磷灰石的溶解度會降低，易結晶分離，從而隨SiO2含量增加，P2O5、Th和Ta等會降低[44]。Y在過鋁質的巖漿演化初期會優先進入Th、Y元素富集礦物(如獨居石)，導致S型花崗巖的Y與 Rb呈現負相關關系。而在準鋁質巖漿演化初期，Y富集的礦物則不會優先分離結晶，所以I型花崗巖的Rb與Y呈現正相關關系[45]。土窯洞花崗巖SiO2與P2O5及Rb與Y圖解中(圖8(c)和(d))，隨SiO2含量的增加，P2O5分布較為離散，趨勢不明顯，而隨著Rb含量的增高，Y含量降低，呈現負相關的S型花崗巖的演化趨勢，與夏日哈木和博卡里克相似，因此土窯洞花崗質巖石屬于弱過鋁質的S型花崗巖。

圖8 土窯洞地區侵入巖(Zr+Nb+Ce+Y)-(Na2O+K2O)/CaO(a)、(Zr+Nb+Ce+Y)-FeOT/MgO(b)、SiO2- P2O5(c)和Rb-Y(d)圖解((a)(b)底圖據文獻[39])；投點圖例同圖6)Fig.8 (Na2O+K2O)/CaO -(Zr+Nb+Ce+Y)(a)，FeOT/MgO -(Zr+Nb+Ce+Y)(b)，SiO2-P2O5(c)and Rb - Y (d)granite petrogenetic diagrams of the Tuyaodong intrusive rocks(basemap of (a)and (b)after refs.[39])

4.2 巖漿源區屬性與熔融條件

微量元素Rb/Sr、Th/Nb特征可以有效反映巖漿源區的性質。土窯洞花崗巖的Rb、Th等強不相容元素富集顯示花崗巖具有陸殼的特點，屬于島弧或活動大陸邊緣鈣堿性巖漿巖的特征[22]。土窯洞花崗巖Rb/Sr比值為0.30～ 9.09，平均2.44，遠大于地殼Rb/Sr標準值0.35；Ba/Nb與La/Nb比值分別為10.65～ 101.57(平均35.87)和0.62～ 5.27(平均2.58)，與地殼標準值(54.0和2.2)相近，遠高于地幔標準值(9.0和0.94)[36-37]。Th/La比值為0.29～ 0.81(平均0.52)，Th/Nb 比值為0.2～ 1.77(平均1.14)，高于地幔平均值0.125和0.12[37]，反映源區可能為成熟的上部地殼[22]。在實驗中以雜砂巖為源巖部分熔融形成的過鋁質花崗巖通常CaO與Na2O比值大于0.3，泥質巖部分熔融形成的過鋁質花崗巖則CaO與Na2O比值小于0.3[46]。土窯洞二長花崗巖和正長花崗巖的CaO/Na2O為0.35～ 1.41，源區可能是以含大量長石和石英的雜砂巖為主。在(Al2O3+MgO+FeOT+TiO2)-Al2O3/(MgO+FeOT+TiO2)圖解(圖9(a))[47]和Rb/Sr-Rb/Ba圖解(圖9(b))[46]中，土窯洞花崗巖主要投點于貧黏土的雜砂巖部分熔融區，同樣顯示源區成分為雜砂巖。上述分析表明土窯洞花崗巖源區巖石主要為含少量泥質成分的砂質碎屑沉積巖，是成熟度較高的陸殼部分熔融的產物[19]。

圖9 土窯洞地區侵入巖Al2O3/(MgO+FeOT+TiO2)-(Al2O3+MgO+FeOT+TiO2)(a)(據文獻[47])和Rb/Ba-Rb/Sr(b)(據文獻[46])圖解(投點圖例同圖6)Fig.9 Al2O3/(MgO+FeOT+TiO2)-(Al2O3+MgO+FeOT+TiO2)(a)(basemap after ref.[47]) and Rb/Ba-Rb/Sr(b)(basemap after ref.[46]) petrogenetic discrimination diagrams of the Tuyaodong intrusive rocks

在鋯石飽和和充分估計熔體成分條件下，可以根據花崗巖巖漿中Zr的含量和溫度表現出的相關性來計算鋯石飽和溫度[50]。Chappell等[51-52]把花崗巖分為高溫和低溫兩類，其中高溫花崗巖早期表現出隨溫度增高，Zr含量增加。隨著結晶反應的持續發生，Zr含量因達到飽和而發生總成分中含量降低。而低溫花崗巖有相對豐富的殘留鋯石，巖漿初始結晶Zr就達到飽和，因此在結晶過程中Zr含量會降低。因此，高溫花崗巖計算的鋯石飽和溫度代表巖漿的最低溫度，而低溫花崗巖則反映最高溫度。Sylverster研究認為，Al2O3/TiO2值可以用來判斷過鋁質花崗巖形成的溫度，當巖石Al2O3/TiO2>100時，部分熔融溫度< 875 ℃；當巖石Al2O3/TiO2<100時，部分熔融溫度>875 ℃[46]。土窯洞花崗巖Al2O3/TiO2為25.13～ 82.50，小于100，表明其形成溫度大于875 ℃，屬高溫型花崗巖。根據修正后的鋯石飽和溫度模擬公式TZr=12900/(2.95+0.85M+ln(496000/Zrmelt))(使原子數分數和為1，M=(Na+K+2Ca)/(Al×Si)，Zrmelt為全巖的Zr含量)[50]。通過計算得到土窯洞花崗巖鋯石飽和溫度為725～ 861 ℃，代表巖漿結晶的最低溫度，實際成巖溫度比計算值更高，說明新元古代早期地殼中砂質碎屑物質發生高溫部分熔融，反映其深部可能存在高的熱異常[40]。

在造山演化過程中，地殼厚度能夠影響巖漿巖地球化學特征，因此利用微量元素地球化學來估算地殼厚度成為可能[53]。中酸性弧巖漿巖的Sr/Y值和(La/Yb)N值與地殼厚度存在線性相關關系，并經過了多個巖體與地球物理結果研究一致的結果驗證。對于碰撞造山背景下，Hu等[53-54]總結大量數據提出了改進的地殼厚度計算經驗公式 ：

Sr/Y=(1.49± 0.15)H-(42.03± 6.28)

(1)

(La/Yb)N=(2.94± 0.81)e(0.036± 0.005)H

(2)

式中：H為地殼厚度，e為自然常數。式(1)和(2)適用條件為SiO2含量=55%～ 72%且MgO含量=0.5%～ 6.0%，數據需要剔除改進的Thompson tau統計檢驗法得到標準差大于10的離群樣本或Rb/Sr>0.35的樣本。

根據式(1)和(2)，土窯洞花崗巖類樣品中僅TW516符合適用條件。正長花崗巖TW516的Sr/Y和(La/Yb)N值分別為21.19和8.35，利用式(1)計算的地殼厚度為42.43 km，不確定性為15.40 km。式(2)計算的地殼厚度為29.01 km，不確定性為9.34 km。兩式計算的地殼厚度與鄧晉福等[55]提出的鈣堿性系列火成巖弧的地殼厚度較為吻合(圖6(c))，表明有一定程度的地殼增厚，但不明顯。另外，Sylverster[46]把造山帶中過鋁質花崗巖分為高壓型和高溫型，其中高溫型過鋁質花崗巖形成于高溫碰撞帶中，碰撞階段地殼增厚不明顯，厚度一般在50 km以下，與上式計算的地殼厚度相符。隨碰撞造山過程演化，巖石圈發生拆沉作用，隨之軟流圈上涌或基性巖漿發生底侵，部分地殼發生熔融作用形成大面積的高溫(>875 ℃)過鋁質花崗巖，伴隨高溫低壓變質作用[22]。由上文所述，土窯洞花崗巖類形成環境溫度較高，壓力較低，具有片麻狀構造。因此，其形成機制可能是，在碰撞擠壓造山作用下，陸殼發生一定程度的增厚，之后巖石圈拆沉引起基性巖漿底侵或者軟流圈上涌，提供熱源，部分熔融陸殼上部砂質碎屑沉積巖石，最終形成研究區新元古代花崗巖。

4.3 對區域構造演化的啟示

典型S型花崗巖的成因機制一般歸因于碰撞造山環境[56]或弧后伸展環境[4，57]。如果是弧后伸展環境，地幔源物質可能混入巖漿源，大量同期I型花崗巖會與S型花崗巖一起侵位，這與東昆侖西段新元古代巖漿巖的類型不符[3-4]。同時，土窯洞花崗巖較低的Cr(4.9～ 23.2× 10-6)和Nb(6.63～ 20.6× 10-6)含量表明其巖漿源未受到幔源物質的影響[37]。土窯洞花崗巖富堿、富鉀，鋁過飽和指數為0.90～ 1.10，具有弧花崗巖地球化學特征，屬于富鉀鈣堿性花崗巖。在R1-R2圖解(圖10(a))中，主要落在同碰撞花崗巖范圍及其邊緣；在Pearce等[58]的Y+Nb對Rb構造判別圖解(圖10(b))中，主要落入同碰撞花崗巖區域。拉張環境和擠壓環境形成的花崗巖稀土元素配分型式中，前者一般Eu為正異?；驘o大的異常，曲線均勻下降，后者一般明顯的Eu負異常，曲線在Gd有明顯的拐點[59]。土窯洞花崗巖呈現Eu負異常，稀土元素從Gd開始重稀土分布型式較為平坦，且巖石普遍具有高Rb特征。這些特征表明土窯洞花崗巖形成的構造背景為大陸同碰撞造山的擠壓環境。

圖10 土窯洞地區侵入巖R2-R1(a)(底圖據文獻[66])和Rb-(Y+Nb)(b)(底圖據文獻[56])圖解(投點圖例同圖6)Fig.10 R2-R1(a)(basemap after ref.[66]) and Rb vs.(Y+Nb)(b)(basemap after ref.[56]) granite discrimination diagrams of the Tuyaodong intrusive rocks

已發表的東昆侖前寒武紀研究數據表明，東昆侖地區元古宙存在三次強烈的區域性構造熱事件，分別發生在2400～ 2500 Ma、1800～ 1900 Ma和約1000 Ma[10-11，60]。其中約1000 Ma即新元古代早期的構造熱事件最為強烈，導致洋盆閉合和陸塊碰撞，形成大面積分布的變質花崗巖[10-11，60]?；◢弾r原巖幾乎都是S型，主要為過鋁質，顯示出相似礦物組合，并含有白云母、石榴石和電氣石等。分析認為，新元古代早期的花崗巖是在相同的構造動力背景和巖漿源區下部分熔融形成，此期花崗巖是Rodinia超大陸運動在東昆侖活動的物質記錄。如孟繁聰等[61]報道東昆侖東端溫泉地區花崗片麻巖原巖時代為900 Ma，是古老地殼熔融的產物，與Rodinia超大陸的演化有關。同時，在東昆侖位置Rodinia超大陸在新元古代演化形成不同的巖漿活動地球動力背景。早在中元古代薊縣紀東昆侖就開始出現大洋盆地并向北俯沖增生，到新元古代青白口紀進入碰撞階段，形成碰撞性花崗巖[62]。如東昆侖東部的香日德地區片麻花崗巖(944～ 936 Ma)形成于同碰撞環境[13，63]。本次在東昆侖西部土窯洞獲得二長花崗巖年齡為(932.7±2.4)Ma，屬新元古代早期，也形成于碰撞擠壓的構造背景。到新元古代中期，Rodinia超大陸處于拼接后開始分裂階段，此時為造山后大陸裂谷早期發育的伸展環境[3]。如諾木洪地區的白沙河巖組原巖為陸源碎屑巖夾基性火山巖，形成于中元古代由伸展向擠壓轉換的大陸裂谷晚期構造條件[64]。東昆侖溫泉地區榴輝巖原巖鋯石測年年齡為934 Ma，原巖為大陸邊緣環境，而東昆侖中部的清水泉蛇綠巖形成于中元古代，則屬俯沖帶性蛇綠巖[65]。修群業等[28]指出在土窯洞北西狼牙山組發育疊層石，同位素年齡(815± 26)Ma，是Rodinia超大陸解體形成微陸塊的被動大陸邊緣的產物。綜合分析認為，東昆侖新元古代長英質巖石的形成年齡與全球尺度的 Rodinia超大陸的聚合與開始分裂時間吻合，可能是對Rodinia超大陸演化過程的響應。

除東昆侖之外，我國西部地區不斷報道新元古代超大陸聚合事件造成的巖漿活動證據[67-70]。柴達木南緣發育一條新元古代花崗質侵入巖帶，年齡約904 Ma，是響應全球Rodinia超大陸匯聚事件的產物[8]。夏林圻等[71]對已獲得的碰撞型花崗質侵入巖年齡進行統計，阿爾金地區大量新元古代早期花崗巖形成年齡為954～ 910 Ma，屬陸陸碰撞形成的大規模同碰撞S型花崗巖；祁連陸塊年齡分布在于942～ 880 Ma，裂谷型火山巖為824～ 604 Ma。在新元古代晚期到早寒武世裂谷作用階段形成板內拉張環境，發育A型花崗巖(857～ 758 Ma)，如紅柳溝、庫木大坂等[9]。結合東昆侖東西向新元古代片麻狀長英質巖石構造背景從同碰撞造山擠壓環境到大陸裂谷拉伸環境轉變的事實[3，22，72]，本文認為在新元古代早期(1000～ 900 Ma)，我國青藏高原北部存在一次Rodinia超大陸匯聚事件，其后超大陸開始裂解。

5 結 論

(1)東昆侖西段土窯洞發育一套弱片麻狀花崗質巖石，巖性主要為正長花崗巖和二長花崗巖。二長花崗巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb加權平均年齡為(932.7±2.4)Ma (MSWD=2.5)，代表了巖漿結晶年齡，表明花崗巖形成于新元古代早期。

(2)土窯洞花崗質巖石具有高K2O和Al2O3，低Na2O、TiO2和CaO，發育白云母等富鋁礦物；富集Rb、Th和K，明顯虧損Ba、Nb、Sr、P和Ti；富集輕稀土。表明巖漿源于陸殼含少量泥質成分的砂質碎屑沉積巖部分熔融，巖漿源區處于低壓環境，形成溫度較高。

(3)土窯洞花崗質巖石形成于新元古代Rodinia超大陸匯聚造成的東昆侖、柴達木和中祁連等陸塊碰撞造山背景，屬同碰撞擠壓構造環境，是陸殼上部砂質碎屑巖石部分熔融的產物。

致謝：野外工作得到了新疆有色地質勘查局七○一隊祁漫塔格區域地質礦產調查組楊子江等同志的大力支持；審稿過程中審稿專家和編輯部老師對文章提出寶貴的意見，在此一并表示感謝！