东昆仑洪水河地区三叠纪花岗岩类的岩石成因及其对古特提斯造山作用的启示

Petrogenesis of Triassic Hongshuihe Granitoids in East Kunlun: Implications for the Paleo-Tethyan Orogeny

摘要

东昆仑三叠纪岩浆岩的是研究古特提斯造山作用过程的重要探针. 对东昆仑洪水河地区花岗岩类开展了详细的岩石学、年代学、地球化学和Sr-Nd同位素研究，探讨其成因机制及动力学背景. 锆石U-Pb年代学研究表明，洪水河花岗闪长岩和花岗岩的结晶年龄分别为243.0 Ma±3.3 Ma和244.0 Ma±3.1 Ma. 两类岩石均属于准铝质高钾钙碱性I型花岗岩，但花岗闪长岩具有较低的Na₂O/K₂O比值（0.78~0.96）和较高的Mg^#（42~45）. 岩石均富集大离子亲石元素，亏损高场强元素，且具有富集的Sr-Nd同位素组成［ε_Nd（t=243）=-6.53~-4.99，I _sr=0.706 871~0.709 126］. 综合分析表明，洪水河地区三叠纪花岗岩类形成于古特提斯洋壳俯冲的陆缘弧环境，岩浆起源于中元代变质杂砂岩的部分熔融，且经历了不同程度的壳幔混合作用和分离结晶作用.研究揭示，古老大陆地壳的重熔与一定量的壳幔混合作用是东昆仑中三叠世大陆地壳的主要演化方式.

关键词

东昆仑 / 中三叠世 / 古特提斯 / 花岗岩类 / 岩石成因 / 岩石学

Key words

East Kunlun / Middle Triassic / Paleo-Tethyan / granitoid / petrogenesis / petrology

位于中央造山系西段的东昆仑复合型增生造山带发育巨量三叠纪花岗质岩浆岩，记录了古特提斯造山作用过程及其陆壳生长演化方式. 近年来，国内外学者对东昆仑三叠纪花岗质岩浆岩开展了大量的岩石学、年代学和地球化学研究，在岩浆起源机制、岩浆演化过程及成岩成矿动力学背景等方面取得了丰硕成果（莫宣学等， 2007；丰成友等， 2012； Li et al.， 2018； Xiong et al.， 2019）. 然而，有关东昆仑三叠纪花岗质岩浆岩的成岩构造背景还存在较大争议，制约了对古特提斯洋盆闭合、地体碰撞及碰撞后伸展等动力学过程的准确认识. 目前，有关东昆仑三叠纪古特提斯造山作用过程还存在如下争议观点：部分学者认为东昆仑阿尼玛卿古特提斯洋于晚二叠世开始向北俯冲，洋盆于中三叠世闭合（莫宣学等， 2007；Li et al.，2018）；然而，部分学者则认为古特提斯洋于晚二叠世关闭，三叠纪花岗岩类均为碰撞后环境的产物（Huang et al.， 2014）. 同时，部分学者则认为古特提斯洋的俯冲作用一直持续至晚三叠世，三叠纪花岗岩都是俯冲环境下的弧岩浆作用产物. 另一方面，由于有关东昆仑三叠纪花岗质岩浆的起源机制还存在着壳幔岩浆混合作用（Xiong et al.， 2014；Xia et al.，2017；黄啸坤等，2021）和俯冲洋壳及其沉积物的混合熔融（Huang et al.， 2014； Shao et al.，2021）等不同观点，制约了对东昆仑三叠纪陆壳生长演化方式的准确认识.

年代学统计分析表明，东昆仑古特提斯造山旋回的花岗质岩浆活动持续时间较长（270~190 Ma），但峰期岩浆活动发生于早-中三叠世（图1； Huang et al.， 2014； Xiong et al.， 2014， 2019； Xia et al.， 2017； Li et al.， 2018； Guo et al.， 2019）. 显然，开展早-中三叠世花岗质岩浆活动的成因机制和动力学背景研究，有助于探讨东昆仑三叠纪岩浆-构造演化过程及大陆地壳生长演化机制等科学问题. 因此，本文以东昆仑洪水河地区中三叠世花岗闪长岩和花岗岩为研究对象，开展系统的岩石学、锆石U-Pb年代学、岩石地球化学和Sr-Nd同位素研究，分析其岩石成因机制与成岩动力学背景，探讨东昆仑古特提斯造山作用过程及三叠纪大陆地壳演化方式.

1 区域地质背景

东昆仑造山带夹持于柴达木盆地与巴颜喀拉地体之间（图1a），西以阿尔金断裂与西昆仑相隔，东以温泉断裂与秦岭造山带相隔，东西延伸可达1 500 km（莫宣学等，2007； Li et al.， 2018；陈国超等，2019）. 东昆仑造山带记录了冈瓦纳大陆和劳亚大陆之间的汇聚拼合历史（Chen et al.，2008； Xiong et al.， 2014），并保留了原特提斯和古特提斯造山旋回的岩石记录（陈国超等，2020）. Yang et al.（2009）厘定了东昆仑洋中脊玄武岩（308 Ma）和岛弧火山岩（260 Ma），并认为它们分别与古特提斯洋的开启和俯冲作用有关. 伴随着古特提斯造山作用，东昆仑造山带发育巨量岩浆作用（图1b），形成规模宏大的晚二叠世-晚三叠世花岗岩类（图1c；陈国超等， 2018；王巍等，2021）. 受特提斯洋的北向俯冲消减影响，东昆仑造山带发育东西向断裂系统，包括昆中断裂和昆南断裂带（图1a）. 以昆中断裂带为界，东昆仑造山带可划分为昆北地体和昆南地体. 本文研究的洪水河花岗岩体位于昆北地体的中东段图1b）. 洪水河岩体周缘主要出露古元古界金水口群和中元古界狼牙山组地层.

2 岩相学特征

洪水河花岗岩体为一复式杂岩体，出露面积约400 km²（图1d）. 洪水河三叠纪花岗岩体侵入切割早古生代花岗岩，其岩石类型主要以花岗闪长岩和花岗岩为主. 三叠纪花岗闪长岩多以小规模岩株沿洪水河两侧产出，而三叠纪花岗岩则多以岩枝或岩脉侵入花岗闪长岩（图1d）. 洪水河三叠纪花岗闪长岩和花岗岩具有截然的接触关系（图2a），且花岗闪长岩内发育暗色微粒包体，具有岩浆混合的特征（图2b）. 而花岗岩多呈近东西向贯入花岗闪长岩中，其成分相对均匀，未见包体（图2a）.

洪水河三叠纪花岗岩整体呈浅灰白色，多为中-细粒花岗结构，块状构造. 岩石的矿物组合为碱性长石（50%~55%，发育卡氏双晶，粒度小于2 mm）、石英（25%~30%，它形粒状，充填于碱性长石颗粒间隙中，图2c）、斜长石（10%~15%，半自形板状，可见聚片双晶）和黑云母（2%~4%，片状，部分发生绿泥石化）. 花岗闪长岩整体呈浅灰色，中-粗粒花岗结构（图2d），其矿物组成主要为斜长石（35%~40%）、石英（23%~35%）、钾长石（10%~15%）、角闪石（3%~5%）和黑云母（2%~3%），副矿物主要为磁铁矿、锆石、磷灰石和榍石等. 花岗闪长岩的斜长石可见少量环带构造，而碱性长石多为条纹长石和微斜长石.

3 分析测试方法

本文对东昆仑洪水河地区花岗岩和花岗闪长岩开展了系统的年代学和全岩地球化学分析研究. 采用传统的重液和磁选技术分离分选锆石颗粒，并用光学显微镜分析锆石的光性特征，最后利用阴极发光研究其内部结构. LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素定年在中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室（GPMR）上进行. 使用GeolasPro激光烧蚀系统进行激光取样，该系统由COMPexPro 102 ArF准分子激光器（波长193 nm）和MicroLas光学系统组成. 使用Agilent7500a型号的电感耦合等离子质谱仪（ICP-MS）获取离子信号强度. 激光烧蚀系统和ICP-MS仪器的详细操作流程见文献Liu et al.（2010）.

全岩主量元素和微量元素分析在武汉GPMR实验室，使用配备4台WDS光谱仪的JEOL-JXA-8100电子探针分析仪（EMPA）测定矿物的主要元素含量. 全岩主量元素分析采用标准X射线荧光（XRF）方法进行，该方法在武汉GPMR实验室的 Shimadzu Sequential 1800系列光谱仪上进行. 主量元素的精密度优于4%，准确度优于3%. 稀土和微量元素分析在武汉GPMR实验室用Agilent7500a ICP-MS完成. 全岩稀土和微量元素分析的详细流程见Liu et al. （2008）.

全岩Sr-Nd同位素分析在武汉GPMR实验室的Finnigan Triton热电离质谱仪上采用Sr和Nd同位素比值法测定. 仪器的准确度分别用标样NBS987 和 La Jolla 国际标样进行监测，其中，NBS987标样的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值为0.710 236±16（2σ），La Jolla标样的¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd比值为0.511 862±5（2σ）. 详细实验程序和分析精度见 Gao et al.（2004）.

4 分析结果

4.1　锆石U-Pb年代学

LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学分析结果见表1. 花岗岩（NM02-3）的锆石颗粒以短柱状为主，浅黄色至无色，且均为自形-半自形晶体. 粒径长约100~150 μm，宽约50~100 μm，长宽约比为1∶1~3∶1. 锆石阴极发光图像显示，花岗岩（NM02-3）的锆石多具有岩浆振荡环带（图3a）. 所分析的11颗锆石的Th含量为51×10^-6~587×10^-6，U含量194×10^-6~861×10^-6，Th/U比值为0.24~0.68，与岩浆锆石的成分和结构特征类似（表1）. 11颗锆石的谐和度较高，其²⁰⁶Pb/²³⁸U表面年龄介于242~245 Ma，²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄为244.0 Ma±3.1 Ma（MSWD=0.16），与交点年龄244.7 Ma±2.7 Ma在误差范围内一致（图3a）.

花岗闪长岩（NM36-1）的锆石颗粒以长柱状为主，粒径长约为150~200 μm，宽约为25~50 μm，长宽比为3∶1~8∶1（图3b）. 锆石阴极发光图像显示（图3b），锆石核幔结构特征明显，并且发育岩浆韵律环带，所分析的10颗锆石均具有较高含量的Th（57×10^-6~465×10^-6）和U（153×10^-6~511×10^-6）以及较大的Th/U 比值（0.13~1.06），表明所分析的锆石为典型的岩浆成因（图3b，表1）. 10颗锆石分析点的²⁰⁶Pb/²³⁸U表面年龄介于236~247 Ma，且均具有较好的谐和度，其交点年龄为243.2 Ma±2.5 Ma，与加权平均年龄243 Ma±3.3 Ma在误差范围内一致，可代表其结晶年龄（图3b）. 锆石年代学分析揭示，洪水河花岗岩与花岗闪长岩的侵位结晶时代分别为244 Ma 和243 Ma，属于早三叠世岩浆活动的产物.

4.2　全岩元素地球化学

洪水河地区三叠纪花岗岩具有较高的SiO₂（72.19%~76.21%），相对低的FeO_T（0.80%~2.14%）、CaO（1.36%~1.89%）和Mg^#（27~38）. 岩石具有较高的全碱成分（7.64%~8.51%），多数样品相对富钾，K₂O/Na₂O 比为1.54~1.91，属于高钾钙碱性花岗岩（图4a~4c）. 岩石的 Al₂O₃含量为12.23%~13.88%，其铝饱和指数A/CNK值为0.98~1.02，属于典型的准铝质系列岩石（图4d）. 洪水河地区三叠纪花岗闪长岩的SiO₂ 含量为66.28%~67.97%，Mg^#值为42~45，里特曼指数为1.48~1.82，Al₂O₃ 含量为15.12%~15.96%， A/CNK 为0.97~0.99，属于高钾钙碱性准铝质花岗闪长岩（图4a~4d）. 哈克图解分析发现，洪水河花岗岩与花岗闪长岩的化学成分具有良好的线性演化关系，其 SiO₂ 含量与岩石的 TiO₂、Al₂O₃、P₂O₅、CaO、Ni和FeO_T含量呈现显著的负相关趋势（图5）.

花岗闪长岩与花岗岩的稀土总量（ΣREE）分别为111.16×10^-6~172.39×10^-6和60.89×10^-6~172.56×10^-6，轻重稀土元素总量比值（LREE /HREE）分别为9.53~13.79、6.83~26.54. 球粒陨石标准化稀土元素配分模式图显示（图6a），所有岩石均具有富集轻稀土和亏损重稀土元素的特征，具有轻微的铕负异常（δEu值分别为0.72~0.81和0.64~0.97）. 相对于花岗闪长岩，花岗岩具有更显著的轻重稀土分异特征（图6a），其（La/Yb）_N比值分别为10.77~18.30和8.84~42.03. 原始地幔标准化微量元素蛛网图显示（图 6b），花岗岩和花岗闪长岩均富集大离子亲石元素和亏损高场强元素，具有类似于岛弧岩浆岩的地球化学特征. 相较于花岗闪长岩，花岗岩具有更明显的Sr、P 和Ti负异常（图6b），暗示长石、磷灰石等发生强烈的分离结晶作用.

4.3　全岩Sr-Nd 同位素

全岩Sr-Nd同位素分析结果见表2. 全岩Sr-Nd同位素分析显示，花岗闪长岩和花岗岩具有相似的Sr-Nd同位素组成（图7），其中，花岗闪长岩的I _sr值为0.707 879~0.709 126，ε_Nd（t）值为-6.53~-6.06，Nd同位素二阶段模式年龄为1.52~1.56 Ga；花岗岩的I _sr值为0.706 871~0.708 545，ε_Nd（t）值为-5.58~-4.99，Nd同位素二阶段模式年龄为1.44~1.48 Ga. 两类岩石的Nd同位素模式年龄值均与东昆仑造山带中元古代小庙群变质基底年龄相似.

5 讨论

5.1　岩石成因类型

国内外学者依据花岗岩的源岩性质和成岩背景，将其划分为I型、S型、M型和A型花岗岩等4种成因类型. 其中，I型和S型花岗岩主要考虑源区性质，而A型花岗岩则具有特殊的成分特征和构造意义，一般形成于碱性、无水和非造山环境，并且形成于较高的温度条件（Whalen et al.，1987；Gao et al.， 2020）. M型花岗岩则主要与幔源岩浆相关. 洪水河花岗闪长岩与花岗岩两者均不具有A型花岗岩的地球化学特征（图8a~8b），岩石均相对亏损高场强元素（Ba、Sr、Eu、Nb、Ta），具有较低的Rb/Sr（0.25~0.50； 0.66~1.48），且两者的（Zr+Nb+Ce+Y）值较低（<297×10^-6），这明显不同于典型的A型花岗岩（Whalen et al.，1987）.

经典的花岗岩成因分类方案认为，I 型为未经风化的火成岩部分熔融形成的岩浆产物，可能为下地壳和上地幔混合成因； S 型为经过风化作用的沉积岩熔融形成的岩浆产物，一般来源于上地壳物质. 并且典型的 I 型花岗岩矿物组合上出现角闪石，S型花岗岩则常出现富铝矿物（Chappell and White， 1974）. 然而，近年来的锆石 Lu-Hf 同位素和氧同位素研究发现，变沉积岩部分熔融也可以形成 I型花岗岩（Kemp et al.， 2007）. 源岩中沉积物贡献程度的减少同样可以使花岗质岩浆成分由 S型向 I型转变（Collins and Richards， 2008），这表明源区岩石类型并不能成为识别 I型和S型花岗岩的有效标志. 洪水河地区花岗闪长岩与花岗岩在矿物组合上均出现角闪石，并未出现富铝矿物，类似于典型的 I型花岗质岩石. 前人研究认为磷灰石很难溶解于 I型花岗岩浆中（准铝质或弱过铝质），因此，I型花岗岩的P₂O₅与 SiO₂呈现出负相关的趋势，而在 S型花岗岩浆则表现出正相关的趋势（Chappell et al.， 1999）. 洪水河花岗闪长岩与花岗岩的 P₂O₅ 含量均小于0.15%，且与 I 型花岗岩演化趋势一致（图8c）. 在花岗岩的 ACF 图解中（图8d），所有样品均落于 I型花岗岩区域. 此外，花岗岩成因类型分析表明，洪水河花岗岩类均属于典型的 I型花岗岩（图8a~8b）. 综上所述，笔者认为东昆仑早三叠世洪水河地区花岗闪长岩与花岗岩应属于典型I型花岗岩.

5.2　岩浆源区与演化过程

洪水河花岗闪长岩和花岗岩具有与东昆仑三叠纪花岗岩相似的同位素组成（图7），具有较低的ε_Nd（t）（-6.53~-4.99）和相对较高的初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值（0.707 879~0.709 126）. 岩石属于准铝质系列，具有显著的Pb正异常及P、Ti负异常特征，暗示其源区以壳源物质为主. 地球化学性质相近的高场强元素的比值一般不受结晶分异的影响，如Nb/Ta、Zr/Hf、Sr/Y等比值（Dostal and Chatterjee， 2000），因此，高场强元素的比值可以反映源区属性. 洪水

河地区花岗闪长岩与花岗岩的高场强元素含量以及Nb/Ta、Zr/Hf、Sr/Y 等值均接近陆壳平均值（表3），指示其岩浆源区为壳源. 在主量元素源区判别图解中（图9b），两者样品均落在变质杂砂岩区域，暗示其可能以沉积岩源区为主.

相较于花岗闪长岩，洪水河花岗岩具有较低的稀土总量和较小的轻重稀土分异程度（图6a），表明花岗岩并非由通过花岗闪长岩的母岩浆分异演化形成. 虽洪水河花岗闪长岩的Nb/Ta比值为10.05~15.90（均值为11.89），略大于壳源岩石比值（Nb/Ta=10.91）（Green et al.，1995），表明该花岗质岩浆的源区主要为陆壳物质，但伴有少量幔源岩浆的混合. 此外，实验岩石学研究表明，下地壳物质部分熔融形成的岩石具有较低的Mg^# （<45）（Rapp et al.， 1999）. 洪水河花岗闪长岩的 Mg^# 值为42~45，暗示其较高的Mg^#值可能是受到幔源岩浆混合的影响（图9a），这也与花岗闪长岩中富含暗色包体的现象一致（图2b）. 为了进一步分析和论证岩浆混合作用，本文将同时代邻区波洛斯太辉长闪长岩（09NM43-1，未发表资料）作为基性端元，与本文研究的最酸性花岗岩（09NM82-2）进行二端元混合模拟. 结果显示（图10a~10b），洪水河花岗闪长岩可能经历了壳幔混合比例约为7∶3~6∶4的岩浆混合作用. 洪水河花岗闪长岩和花岗岩具有相对较高的I _sr值（0.707 879~0.709 126）和相对较低的ε_Nd（t） 值（-6.53~-4.99）以及T _2DM值（1.44~1.56 Ga），这与东昆仑造山带三叠纪花岗岩类的同位素组成类似，暗示它们可能具有相似的源区，均起源于中元古代下地壳变杂砂岩的熔融，且存在不同程度的壳幔混合印记.

综上所述，洪水河地区花岗闪长岩与花岗岩均属于准铝质高钾钙碱性I型花岗岩，具有典型的俯冲相关化学特征. 岩浆主要起源于前寒武纪杂砂岩基底的熔融，其中，花岗闪长岩的母岩浆还经历了一定程度的壳幔混合作用影响，而花岗岩则起源于纯壳源物质熔融，且花岗岩经历了更显著的分离结晶作用，例如，花岗岩样品表现出较显著的Ba、Sr、P、Ti的负异常特征，暗示岩浆发生了钾长石、斜长石、磷灰石、钛铁矿及榍石等矿物的分离结晶（图10c~10d）.

5.3　构造环境及地质意义

东昆仑造山带晚古生代至中生代早期的构造演化过程一直存在争议，例如，Pan et al.（2012）提出大洋板块于二叠纪到早三叠世持续俯冲至东昆仑，而部分研究人员则认为东昆仑古特提斯洋于二叠纪晚期关闭，三叠纪花岗岩类都是碰撞后环境的产物（陈守建等， 2010；Pan et al.， 2012；Huang et al.， 2014）. 也有部分研究人员提出，东昆仑古特提斯洋的俯冲作用一直持续至晚三叠世，三叠纪花岗岩是俯冲环境下的陆缘弧岩浆作用产物. 由于花岗岩类的成因机制和构造环境之间存在紧密联系，因此，花岗岩类被认为是探究造山带构造演化过程的重要探针（Xiong et al.， 2014；陈国超等，2019）. 东昆仑洪水河花岗岩类的成因分析表明，岩浆起源于洋壳俯冲的陆缘弧环境. 花岗岩的微量元素可以指示构造环境，经典构造环境判别图分析得出洪水河花岗岩与花岗闪长岩均落入典型的大陆边缘弧环境（图11a~11d），表明东昆仑造山带处于洋壳俯冲背景. 再结合本文的地球化学资料对比发现，早三叠世洪水河花岗闪长岩与花岗岩均为准铝质中钾-高钾钙碱性系列I型花岗岩（图4a~4d）；均富集富集大离子亲石元素（Th、K），而亏损高场强元素（Nb、Ta、Ti），具弱负Eu异常，显示了岛弧岩浆活动的特点（图6a~6b）. 与构造环境判别图解上样品均落入火山弧（VAG）区域一致（图11a~11d），表明是布青山一阿尼玛卿洋俯冲阶段的产物. 通过混合模拟分析，洪水河花岗闪长岩在演化过程中经历了少量幔源岩浆的混合（图10a，10b）. 这可能是由于洋壳俯冲过程中，俯冲流体交代岩石圈地幔产生基性岩浆，幔源岩浆底侵下地壳并促使下地壳熔融产生花岗质岩浆（图11b，11c； 图 12）.

东昆仑布青山地区哈尔郭勒东蛇绿岩（332.8 Ma±3.1 Ma）与阿尼玛卿地区德尔尼蛇绿岩（308~345 Ma）的研究表明，东昆仑古特提斯洋盆于石炭纪开始扩张（杨经绥等， 2004）. 而东昆仑地区上二叠统格曲组地层角度不整合于上石炭统浩特洛哇组之上的区域性角度不整合则表明，东昆仑造山带于晚二叠世发生了区域构造扰动（陈守建等， 2010； 李瑞保等， 2012）. 结合晚二叠世岛弧性质岩浆岩的大规模出现（图1b），则表明东昆仑古特提斯洋壳俯冲作用于晚二叠世已开启俯冲作用（Xiong et al.， 2019； 陈国超等， 2020）. 年代学统计发现（图1c），东昆仑造山带早-中三叠世是岩浆活动峰期（242 Ma），这可能代表了东昆仑古特提斯洋壳俯冲进入成熟阶段（王珂等，2020），其典型产物为巴隆地区247 Ma的石英闪长岩（Xiong et al.，2014）和香日德南侧242 Ma的花岗岩闪长岩（刘成东等，2003）. 区域上中三叠世晚期的希里可特组与中三叠世早期闹仓坚沟组呈角度不整合，可能代表了东昆仑造山带已开启了局部的洋陆转换和初始碰撞，而晚三叠世八宝山组与下伏地层的区域性角度不整合则表明东昆仑于晚三叠世进入全面的碰撞造山作用（陈守建等， 2010； 李瑞保等， 2012）. 晚三叠世鄂拉山组陆相火山岩、A型花岗岩和基性岩墙群的大量出现则表明，东昆仑造山带于晚三叠世开启了后碰撞伸展作用（丁烁等， 2011）. 综合区域地质资料，笔者认为东昆仑中三叠世洪水河花岗质岩石形成于火山弧构造环境，表明东昆仑古特提斯洋壳俯冲作用至少持续至早三叠世末期（图12）.

东昆仑造山带三叠纪巨量花岗岩是探讨造山带大陆地壳生长演化方式的重要探针. 近年来，有关东昆仑造山带三叠纪大陆地壳演化机制也存在着不同的认识，例如，Xiong et al.（2014）和陈兵等（2021）认为古老大陆地壳的重熔与少量地幔物质加入是东昆仑造山带大陆地壳演化的一个重要机制；而 Huang et al.（2014）则认为古特提斯洋壳与陆源沉积物的混合物在俯冲带的部分熔融则是东昆仑造山带大陆演化的重要机制. 洪水河花岗岩类及东昆仑三叠纪花岗岩类的Sr–Nd同位素组成分析表明，东昆仑造山带三叠纪花岗岩类具有与古老大陆地壳类似的同位素组成（Xiong et al.， 2014；图7），暗示三叠纪花岗岩类主要起源于古老地壳重熔. 结合洪水河花岗岩类的成因分析结果，本文认为东昆仑三叠纪花岗岩类的岩浆主要起源于古老地壳物质的重熔改造，源区可能存在不同程度的壳幔岩浆混合作用，这可能是东昆仑三叠纪巨量花岗质岩浆起源和大陆地壳演化的普遍方式.

6 结论

（1）LA-ICP-MS 锆石U-Pb年代学分析揭示，东昆仑洪水河花岗闪长岩与花岗岩的结晶年龄分别为243 Ma±3.3 Ma和244.0 Ma±3.1 Ma，均为早三叠世岩浆活动的产物.

（2）岩石成因分析表明，东昆仑洪水河中三叠世花岗闪长岩与花岗岩属于I型花岗岩，两者均起源于中元古代下地壳变杂砂岩部分熔融，并经历了不同程度的分离结晶作用. 同时，花岗闪长岩的母岩浆还存在少量幔源物质贡献.

（3）东昆仑洪水河中三叠世花岗岩类形成于东昆仑古特提斯洋壳俯冲的构造环境，古老大陆地壳的重熔和不同程度的壳幔岩浆混合作用是造山带大陆地壳演化的一个重要机制.

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基金资助

国家自然科学基金项目(41602049;41972066)

成都理工大学珠峰科学研究计划项目(2021ZF11412)