东昆仑德龙花岗岩成因及对古特提斯洋演化的制约

Genesis of Delong Granite in East Kunlun Orogen and Its Implication on the Evolution of Paleo-Tethys Ocean

摘要

东昆仑造山带为古特提斯域重要组成部分，该区古特提斯洋的闭合时间和古特提斯演化相关岩浆岩广泛存在的Nd-Hf解耦原因仍然不清.选取该造山带德龙花岗岩开展锆石年代学和全岩元素-同位素地球化学研究.结果表明德龙花岗岩侵位于中三叠世；岩体属准铝质-弱过铝质高硅I型花岗岩，岩石总体Sr/Y和La/Yb比值较低， 与正常岛弧岩浆岩类似；岩体具有富集的Sr-Nd和富集至亏损的锆石Hf同位素特征.综合岩相学、同位素-元素特征表明德龙花岗岩来源于新老地壳混合熔融或者富集地幔和板片（玄武质洋壳和沉积物的混合物）等混合源区来源岩石的重熔作用，这些混合过程导致德龙及同时代中酸性岩浆岩出现Nd-Hf解耦.综合区域地质地球化学特征表明古特提斯洋在240 Ma左右闭合.

关键词

花岗岩 / 地壳重熔 / Nd-Hf解耦 / 古特提斯洋 / 洋陆转换 / 东昆仑造山带 / 地球化学

Key words

granite / crust remelting / Nd-Hf decoupling / Paleo-Tethys Ocean / ocean-continental conversion / East Kunlun Orogen / geochemistry

东昆仑造山带是中央造山带的重要组成部分， 该造山带经历了复杂的构造演化历史， 其中以前寒武纪-泥盆纪原特提斯洋相关构造-岩浆演化和石炭纪-三叠纪古特提斯洋相关构造-岩浆演化最为显著（Xiong et al.， 2014； Shao et al.， 2017； Dong et al.， 2018； Chen et al.， 2020； 王秉璋等， 2022）. 目前一般认为东昆仑造山带原特提斯洋在前寒武纪时期已经开始了扩张（e.g.， Yang et al.， 1996）， 洋壳俯冲应该不晚于奥陶纪（e.g.， Xiong et al.， 2015）， 在志留纪中晚期大洋逐渐闭合， 并在泥盆纪发生后碰撞相关的伸展垮塌事件（e.g.， Chen et al.， 2020）. 东昆仑中部的昆中缝合带（蛇绿岩带）， 以及造山内分布较广的奥陶纪-泥盆纪花岗岩便是这一构造演化旋回的产物. 前人针对东昆仑造山带古特提斯洋的扩张、俯冲、大洋闭合和碰撞-后碰撞也开展了一系列研究. 分布于昆南缝合带中的蛇绿岩表明古特提斯洋在石炭纪发生了扩张（e.g.， Chen et al.， 2001）， 此后二叠纪-三叠纪弧岩浆岩在东昆仑地区大量出现， 标志着大洋俯冲的持续进行（Xiong et al.， 2014； Xia et al.， 2015）， 三叠纪晚期（220~204 Ma）A型花岗岩带的出现（Zhu et al.， 2022）， 表明古特提斯洋俯冲在220 Ma之前已经结束， 然而关于古特提斯洋的闭合时间一直存在争议， 目前主要存在如下观点： （1）二叠纪晚期（e.g.， Huang et al.， 2014）；（2）三叠纪中期（Xiong et al.， 2014； Xia et al.， 2015）；（3）三叠纪晚期（Ding et al.， 2014； 封铿等， 2022）. 这些争议限制了对东昆仑地区构造演化时间格架的认识， 也限制了对该造山带大量相关热液矿床成因的认识. 此外， 需要注意的是， 东昆仑地区二叠纪-三叠纪岩浆岩普遍存在Nd-Hf解耦现象（e.g.， Huang et al.， 2014； Chen et al.， 2017）， 而关于这一现象的原因仍然不清. 基于上述问题， 本研究选取东昆仑造山带东部德龙铜金矿床中的花岗岩开展年代学和地球化学研究， 在成因讨论的基础上， 综合区域岩浆岩的同位素随时间演化特征和区域地质-岩相古地理资料探讨古特提斯洋的闭合时限和区域二叠纪-三叠纪岩浆岩普遍Nd-Hf解耦的原因.

1 地质背景和样品特征

德龙铜金矿床位于东昆仑造山带东端的沟里金矿田内. 大地构造位置上， 东昆仑造山带位于青藏高原北部， 其东部与秦岭造山带相接， 西部以阿尔金断裂为界， 与西昆仑相邻， 北部为柴达木盆地， 南部为巴彦哈拉-松潘-甘孜地体（图1a）. 从北到南， 东昆仑造山带存在昆北、昆中（缝合带）和昆南（缝合带）3条区域性断裂， 以这些断裂为界， 东昆仑造山带可以划分为祁漫塔格、昆北和昆南地体（图1b）.

东昆仑地区基底岩石为古元古代金水口群（Pt₁ J）角闪岩相片麻岩、片岩和斜长角闪岩和少量大理岩和变粒岩， 基底之上为中新元古代万宝沟群（Pt_2-3 W）绿片岩相变质火山岩和碳酸盐岩. 元古代地层之上为奥陶纪-志留纪纳赤台群（O-SN）变质火山岩和沉积岩， 该群岩石主要分布于昆中缝合带附近. 泥盆纪东昆仑造山带发育以牦牛山组为代表的（Dm）砂砾岩和中酸性火山岩. 此后东昆仑转入古特提斯洋相关演化阶段， 石炭纪至二叠纪， 昆中缝合带及其南部沉积有灰岩、碎屑沉积岩和火山岩； 至二叠纪末期出现砂砾岩等磨拉石建造（格曲组P₃ g）， 该组岩石与下伏地层为角度不整合接触； 早-中三叠世东昆仑地区以碎屑沉积岩、灰岩和少量火山岩等海相沉积为主， 晚三叠世开始转为包括碎屑岩、煤层和火山岩等的陆相沉积， 陆相沉积与早期的海相沉积为角度不整合接触； 此外， 前人在中三叠世沉积地层中还识别出微角度不整合面（李瑞保等， 2012）.

东昆仑造山带内岩浆岩极其发育（图1b）， 其中以中酸性侵入岩分布最为广泛， 这些岩石的侵位时间主要集中在奥陶纪-泥盆纪和二叠纪-三叠纪（Dong et al.， 2018）， 分别对应于原特提斯和古特提斯两期构造演化事件. 两期侵入岩均显示由早阶段的花岗闪长岩和花岗岩等I型花岗岩为主， 过渡至晚阶段二长花岗岩和钾长花岗岩等为主的特征， 两期侵入岩中的I型花岗岩中镁铁质包体均较常见（Dong et al.， 2018； Chen et al.， 2020）.

本次研究的花岗岩位于德龙矿区的北东部， 该矿区北部为元古代变质岩， 中部出露三叠纪含镁铁质包体的石英闪长岩和寒武纪含少量石榴子石的变质辉长岩， 其中石英闪长岩与沟里金矿田内的阿斯哈石英闪长岩岩性特征基本一致（Chen et al.， 2017）， 南部主要为三叠纪蚀变较强的钾长花岗岩和石炭纪火山岩和碎屑沉积岩（图1c）； 矿区铜金矿体主要赋存在北西向断裂中. 花岗岩为灰白色（图2a）， 主要矿物为石英（30%~35%）、斜长石（30%~45%）、碱性长石（15%~30%）和黑云母（3%~6%）， 此外还存在锆石、磷灰石等副矿物（图2）. 碱性长石主要为微斜长石和条纹长石（图2b~2d）， 部分斜长石可见环带（图2e和2f）. 本次工作共采集了8件花岗岩样品， 采样位置见图1c.

2 分析方法

锆石的分选工作在河北省区域地质调查研究所完成， 在重-磁分选后， 利用双目镜进一步挑选. 随机选取200颗锆石制靶， 磨蚀1/3~1/2以暴露锆石核部， 并开展透反射光和阴极发光（CL）观察照相， 并选取无裂隙无包体区域以待分析. 锆石的U-Th-Pb同位素和微量元素分析利用武汉上谱分析科技有限责任公司激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪（LA-ICP-MS）完成， 激光剥蚀系统为GeolasPro ArF 193 nm准分子激光器， ICP-MS型号为Agilent7700e， 激光束斑为32 μm， 具体的仪器参数和分析流程同Chen et al. （2020）及其参考文献. 锆石U-Th-Pb同位素采用91500进行分馏校正， Ple和GJ-1作为未知监控样品. 锆石微量元素含量采用NIST610进行校正. 锆石U-Th-Pb和微量数据处理采用ICPMSDataCal完成（Liu et al.， 2008）， U-Pb协和图解和加权平均年龄采用IsoplotR完成（Vermeesch， 2018）. 锆石Hf同位素在地质过程与矿产资源国家重点实验室（GPMR）利用LA-MC（多接收）-ICP-MS完成， 激光系统为GeoLas 2005， MC-ICP-MS型号为Neptune Plus， 激光束斑为44 μm， 91500作为外标， GJ-1和TEM作为监控样品， 详细仪器参数和流程同Chen et al. （2020）及其参考文献.

全岩地球化学分析之前首先选取无蚀变风化的样品进行破碎， 并研磨至200目以下， 以待分析. 主量元素分析在澳实分析检测（广州）有限公司利用ME-XRF26方法完成， 主要熔样和XRF分析流程同Chen et al. （2020）及其参考文献， 分析的误差小于5%. 全岩微量元素分析在GPMR利用Agilent 7500 ICP-MS完成， 详细的样品溶解和分析流程见Liu et al.（2008）， 分析的精度优于10%. 全岩Sr-Nd同位素在GPMR利用Finigan MAT-261热电离质谱仪完成， 样品分析过程中同时分析标样NBS987和BCR-2以监视仪器工作环境， 详细的分析流程同Chen et al. （2017）及其参考文献.

3 分析结果

3.1　锆石U-Th-Pb定年结果

德龙花岗岩中（DB057）锆石多为无色， 少量局部呈黄色. 锆石形态以长柱状为主， 少量短柱状， 长轴长度介于100~350 μm， 针状磷灰石包体较为常见， 未见明显溶蚀磨圆等现象， CL图像显示多数锆石具有较明显的震荡环带， 部分锆石核部环带较宽， 边部较窄， 整体上显示典型岩浆锆石特征（图3a）.

本次分析选取了18颗锆石开展U-Th-Pb和微量元素分析， 其中U-Th-Pb锆石数据列于表1. 锆石Th/U比值介于0.34~0.70， 总体显示岩浆锆石的特征（吴元保和郑永飞， 2004）. 协和图解中， 除了3个点协和度较低外， 大部分锆石分析点均位于协和曲线上（图3b）. ²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄变化于237 ~243 Ma， 加权平均年龄为（240±1） Ma （N=18， MSWD=0.37； 图3b）， 代表了岩体的侵位时间为中三叠世.

锆石微量元素数据列于表2. 对锆石稀土元素数据分析显示锆石相对亏损轻稀土， 富集重稀土， 整体上轻稀土元素含量变化较大， 而重稀土元素含量变化较小， 可能与锆石中存在富轻稀土的磷灰石干扰相关. 大部分数据点存在Ce的正异常， 所有数据点均显示明显的Eu负异常（δEu=0.07~0.30）， 基于锆石Ti温度计计算的结晶温度较低（Watson et al.， 2006）， 介于524~769 ℃.

3.2　全岩主微量元素特征

本次分析共选取了8件花岗岩样品开展全岩主微量元素分析， 分析结果列于表3. 相较于东昆仑地区大面积分布的同时代花岗岩类， 本次研究的花岗岩SiO₂含量总体较高， 变化范围介于70.0%~78.9%； 相对富Na₂O， 含量变化于3.70%~4.47%； K₂O（均值2.82%）和Al₂O₃（均值12.6%）含量中等， MgO、CaO、TiO₂和P₂O₅含量均较低， K₂O/Na₂O小于1（均值0.72； 图4b）， 在TAS图解中， 样品基本落入花岗岩区域（图4a）. 全岩铝饱和指数介于0.93~1.08， 显示准铝质至弱过铝质特征（图4c）. 全岩主量元素变化趋势总体显示随着SiO₂含量的增加， Al₂O₃、MgO、Fe₂O₃、CaO、TiO₂和P₂O₅含量降低（图4d）， Na₂O、K₂O含量升高. 需要注意的是样品中DB062具有最高的SiO₂， 但很低的K₂O以及Li、Be、Rb、Cs， 可能指示该样品存在一定的后期流体改造.

花岗岩微量和稀土元素图解见图5. 岩石稀土总量较高， 显示轻稀土富集， 并且分异较强， 重稀土相对亏损， 分异较弱； 除个别样品（δEu=1.02）外， 岩石总体显示中-弱的Eu负异常（图5a； δEu=0.48~0.80）， 总体上花岗岩稀土元素配分模式与上地壳的基本一致（Rudnick and Gao， 2003）. 微量元素方面， 花岗岩显示大离子亲石元素（LILE）富集， 高场强元素（HFSE）亏损， 总体上显示Nb、Ti、P的负异常， Pb的正异常（图5b）.

3.3　全岩Sr-Nd同位素和锆石Hf同位素特征

全岩Sr-Nd同位素数据列于表4. 样品的⁸⁷Rb/⁸⁶Sr变化于0.778 727~3.751 083， ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr变化于0.714 525~0.724 557， 基于成岩年龄（240 Ma）计算的初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr变化于0.711 559~0.713 461. 样品的¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd变化于0.091 860~0.121 986， ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd变化于0.512 193~0.512 232， 基于成岩年龄计算的ε_Nd（t）为-5.7~-5.2， 二阶段模式年龄T _2DM ^（Nd）为1 434~1 475 Ma.

锆石Hf同位素数据列于表5. 锆石的¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf变化于0.000 922~0.002 600， ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf变化于0.282 485~0.282 675， 依据对应单颗粒锆石的²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄计算的ε_Hf（t） 变化范围较大（-5.5~1.1）， 对应的Hf同位素二阶段模式年龄（T _2DM ^Hf）变化于1 059~1 422 Ma.

4 讨论

4.1　岩石成因类型

花岗岩一般分为A型、I型和S型3种成因类型， 不同类型具有独特的矿物组合、地球化学成分和岩石学过程（Whalen et al.，1987； Chappell and White， 1992）. A型花岗岩通常具有高的碱质（K₂O+Na₂O>8.5%）、高FeO_t/MgO（>10）和10 000Ga/Al（>2.6）比值， 以及较高的HFSEs（Zr+Nb+Ce+Y>350 μg/g， Zn>100 μg/g）含量（Whalen et al.， 1987）， 而德龙花岗岩具有较低碱质含量（K₂O+Na₂O=5.33%~7.52%）， 较低FeO_t/MgO（均值8.35）和10 000Ga/Al（1.8~2.1）比值， 以及低的Zr+Nb+Ce+Y（均值214.81 μg/g）和Zn（均值20.75 μg/g）， 明显区别于A型花岗岩的特征. 此外， 德龙花岗岩的稀土和微量元素图解（图5）明显区别于典型的A型花岗岩， 也与东昆仑地区同时代A型花岗岩存在明显差别（e.g.， Ding et al.， 2014）. 在花岗岩成因类型判别图解中， 德龙花岗岩落在I&S型花岗岩和分异花岗岩区域（图8）， 因此德龙花岗岩不太可能是A型花岗岩， 而更可能是I或者S型花岗岩. 结合德龙花岗岩较高含量的SiO₂（均值75.3%）， 其应该为高硅I或者S型花岗岩.

岩石矿物组成上， 德龙花岗岩缺少S型花岗岩中特征的富铝矿物， 如堇青石、石榴子石和白云母等（图2）. 化学组成上， 岩石的A/CNK<1（图2c）， 不同于S型花岗岩， 而与I型花岗岩相似； 此外， 岩石中， P₂O₅含量与SiO₂含量呈负相关（图2d）， Na₂O含量高于K₂O， 也与S型花岗岩不同（Chappell and White， 1992）， 而与I型花岗岩相同； 再者， 同位素组成上， 德龙花岗岩具有相对高的ε_Nd（t）和ε_Hf（t）， 也明显区别于东昆仑地区S型花岗岩高度富集的Nd-Hf同位素特征（e.g.， He et al.， 2016）， 而与区域上I型花岗岩特征一致（e.g.， Xiong et al.， 2014）. 综上认为德龙花岗岩不太可能是S型花岗岩， 而更可能是经历一定分异的高硅I型花岗岩.

4.2　岩浆源区

岩浆岩的源区通常可以用同位素很好的指示. 同位素的组成一般不受岩浆分离结晶的影响， 而只受岩浆源区物质以及岩浆上升过程中混染的地壳物质或者混合的其它熔体控制. 德龙花岗岩具有较为均一的Sr-Nd同位素组成（表4）， 且（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i和ε_Nd（t）与SiO₂没有明显的正相关关系（表3，表4）， 表明地壳的同化混染作用对德龙花岗岩成分的影响有限. 此外， 德龙花岗岩中未见岩浆混合的明显证据（图2）， 比如指示岩浆混合的包体和捕掳晶（Chen et al.， 2017）和矿物不平衡结构等； 同时样品高度一致的Sr-Nd同位素组成也不支持混合模型， 因此笔者倾向岩浆混合作用对德龙花岗岩的影响不大. 基于此， 德龙花岗岩的同位素组成应该代表了源区的特征， 可以较好的限定源区.

德龙花岗岩全岩初始（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i介于0.711 559~0.713 461， ε_Nd（t）集中于-5.2~-5.7（表4）， 显示富集的特征， 既区别于东昆仑地区亏损或略富集软流圈地幔来源的洋中脊玄武岩、洋岛玄武岩（郭安林等， 2007）和辉长岩（Zhao et al.， 2019）， 也明显不同于该区老的麻粒岩地壳包体（龙晓平， 2004）和浅部壳源S型花岗岩（余能等， 2005； 图6）， 表明单一的亏损地幔、老地壳或者表壳岩石不太可能是德龙花岗岩的源区. 整体上德龙花岗岩的Sr-Nd同位素特征与东昆仑造山带二叠纪-三叠纪中酸性岩浆岩以及同时代富集地幔来源的镁铁质岩相似（图6）. 需要注意的是， 东昆仑地区富集地幔来源岩石与下地壳来源岩石具有相似的Sr-Nd同位素组成（图6）， 正是因为这一相似性， 导致不同研究者将东昆仑地区Sr-Nd同位素特征基本一致的二叠纪-三叠纪岩浆岩解释为不同的源区来源， 目前主要存在下地壳（e.g.， Xiong et al.， 2014）、俯冲玄武质洋壳和沉积物（e.g.， Huang et al.， 2014）以及富集地幔来源（e.g.， Ding et al.， 2014）3种观点或者不同观点的综合， 如下地壳来源岩浆和富集地幔来源岩浆混合（Xiong et al.， 2014）. 显然， 基于Sr-Nd同位素难以区分上述可能的源区.

锆石的Hf同位素组成可以对岩浆源区提供进一步限定. 德龙花岗岩的ε_Hf（t）最高值大于零［ε_Hf（t）=1.1］， 与原始地幔或球粒陨石接近， 但其ε_Hf（t）整体范围变化较大（-5.5~1.1； 表5）， 与整个东昆仑造山带近同时代富集地幔来源镁铁质岩， 以及下地壳来源岩石和板片（玄武质洋壳和沉积物）熔融岩石具有不可区分的ε_Hf（t）（图7a，7b）， 由此可见锆石Hf同位素同全岩Sr-Nd一样， 仅能排除亏损地幔或者古老地壳作为单一源区的可能（图7a，7b）， 但难以区分前述的3个可能源区. 其实， 从同位素地球化学的角度看， 无论是富集地幔源区还是板片源区， 两者均可以看作亏损端元（亏损地幔或玄武质洋壳）和富集端元（板片熔流体或俯冲沉积物）的混合. 下地壳源区类似， 经历了多期造山旋回的东昆仑陆壳深部不可避免会有较多幔源物质（新生地壳）的加入（e.g.， Zhao et al.， 2019）， 这些幔源物质既可以来源于富集的岩石圈地幔， 如按纳格角闪辉长岩（242 Ma）， 白日其利镁铁质岩（251~241 Ma）， 也可以来源于亏损地幔， 如坑得弄舍辉长岩（266 Ma）和希望沟橄榄辉长岩（265 Ma； 图6和图7a，7b）， 考虑地壳中存在大量具有富集同位素特征的老地壳， 下地壳也可以看成是亏损端元和富集端元的混合. 以亏损端元（玄武质MORB）和富集端元（老地壳岩石）的Sr-Nd组成作为两端元的混合模拟也指示德龙花岗岩以及东昆仑近同时代中酸性岩和绝大多数基性岩均为两端元的混合而来（图6a带圆点曲线）. 虽然东昆仑地区未有亏损端元（如阿尼玛卿洋MORB）Hf同位素组成的报道， 但是根据阿尼玛卿洋MORB的ε_Nd（t）和地幔中ε_Nd（t）和ε_Hf（t）的演化关系［ε_Hf（t）=1.33，ε_Nd（t）+3.19； Vervoort et al.， 1999］， 计算获得的阿尼玛卿MORB的ε_Hf（t）也指示洋壳极高的ε_Hf（t）（19.7~20.7）. 德龙花岗岩及同时代中酸性岩浆岩的ε_Hf（t）介于亏损端元MORB和富集端元老地壳岩石ε_Hf（t）之间（图7a）， 也支持这些岩石的源区为两端元混合. 综上Sr-Nd-Hf同位素可以明确单一亏损地幔或古老地壳不可能作为源区， 但是难以区分前述的3个由亏损和富集两端元混合的不同源区.

虽然Sr-Nd-Hf同位素无法精细划分3个混合的不同源区， 但是初始岩浆的主微量元素可以提供源区的一些线索. 岩浆演化过程中通常不可避免的会发生分离结晶作用， 为了限定分离结晶作用对岩石成分的可能影响， 以样品的La和La/Sm为横纵坐标作图（图9a）， 发现两者大体上呈现正相关关系（除了异常样品DB062）；另外以Th和Th/Nd为横纵坐标作图（图9b）， 也显示相同的正相关关系， 综合表明部分熔融作用在德龙花岗岩岩浆演化过程中起主导作用（Schiano et al.，2010）， 分离结晶作用对岩浆成分的影响可能有限. 因此， 德龙花岗岩的成分可以大致代表原始岩浆的成分. 前人研究表明， 东昆仑地区富集地幔来源岩石多为中基性岩或者花岗闪长岩（Ding et al.， 2014； Xia et al.， 2015）， 而德龙花岗岩具有很高的SiO₂含量（≥70%）， 不太可能由富集地幔来源岩浆直接分异形成， 前述分析也表明， 德龙花岗岩应该仅发生有限的分离结晶. 此外地幔来源岩浆直接分异形成的花岗岩一般为A型花岗岩（Shannon et al.， 1997）， 并且全岩锆饱和温度计（674~767 ℃； Boehnke et al.， 2013）和锆石Ti温度计（524~769 ℃； 表2）显示岩浆较低的温度， 也不太支持高温富集地幔玄武质岩浆来源模式（Shannon et al.， 1997）. 俯冲玄武质洋壳和沉积物熔融也不太可能是德龙花岗岩的源区. 因为， 东昆仑地区在246~238 Ma已经出现了埃达克质岩， 这些岩石被认为来源于加厚的下地壳或者俯冲的玄武质洋壳和沉积物（Chen et al.， 2017； Kong et al.， 2020）， 如果德龙花岗岩来源于岩石圈以下的俯冲玄武质洋壳和沉积物， 其应该具有明显埃达克质特征， 这与德龙花岗极低的Sr/Y比值（均值6.8）明显不一致（表3）， 表明俯冲洋壳和沉积物熔融模型不太可能形成德龙花岗岩. 综上， 虽然不能完全排除前述两种源区， 但笔者更倾向于德龙花岗岩的地壳来源模型， 地壳中新生亏损地壳和老的富集地壳的混合熔融或者来源于富集地幔或者板片（玄武质洋壳和沉积物）等混合源区的岩石重熔作用， 既可以很好的解释德龙花岗岩的Sr-Nd-Hf同位素组成， 也可以解释德龙花岗岩很高的SiO₂和很低的MgO含量， 以及较低的Sr/Y和La/Yb比值. 同时， 德龙花岗岩极低的Nb/Ta （5~7）和Zr/Y（均值为6）比值也与邻近地区同时代板片来源或富集地幔来源岩石明显不同（Chen et al.， 2017； Kong et al.， 2020）， 也支持德龙花岗岩应该来源于地壳， 而非大洋板片或富集地幔.

4.3　Nd-Hf解耦

德龙花岗岩存在Nd-Hf同位素解耦现象， 且数据点落在陆地线（terrestrial array）之上（图7c）. 导致Nd-Hf同位素解耦的因素很多， 如岩浆演化晚阶段或岩浆期后水岩作用（Luais et al.， 2009）、特殊矿物（锆石和石榴子石等）的影响（Vervoort et al.， 1999； Huang et al.， 2017）和俯冲流体/熔体交代作用等（Hoffmann et al.， 2011）.

德龙花岗岩比较新鲜， 未见明显的蚀变或者变质现象（图2）， 所以水岩作用应该不是岩浆岩Nd-Hf解耦的主导因素. 特殊矿物石榴子石一般出现在压力较高的条件下， 如果德龙花岗岩的源区存在这些高压矿物残留， 必然会导致岩浆具有埃达克质特征， 而这与研究获得的数据不符； 再者源区如果有石榴子石残留， 强烈富集重稀土（如Lu）的石榴子石必然会导致其富集放射性¹⁷⁶Hf， 从而导致平衡出熔岩浆的Nd-Hf数据点落在陆地线之下（Huang et al.， 2017）， 这也与本研究获得的数据相反（图7c）， 因此不太可能是源区残留石榴子石等高压矿物的影响. 此外， 部分研究者认为， 含石榴子石的原岩发生不均一熔融， 富放射性¹⁷⁶Hf的石榴子石熔融进入熔体， 会导致熔体ε_Hf（t）相对于ε_Nd（t）明显升高（Huang et al.， 2017）， 这似乎也能解释德龙花岗岩中Nd-Hf解耦现象， 但是需要注意的是， 这种情况下， 通常会出现锆石¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf和重稀土（HRRE）含量的正相关关系， 但是这种现象在德龙花岗岩中并未观察到（图10）， 因此也基本排除了这种可能性. 锆石效应通常会导致数据点落在陆地演化线之下， 因为富Hf的锆石的加入会导致熔体的ε_Hf（t）降低（Vervoort et al.， 1999）， 但是德龙花岗岩的数据点落在陆地演化线之上， 显示锆石的影响有限.

东昆仑造山带至少经历了原特提斯（前寒武-泥盆纪）和古特提斯（石炭-三叠纪）洋俯冲相关两期造山旋回， 俯冲过程熔/流体交代作用在东昆仑地区地幔中广泛发生. 因为Nd相对于Hf更容易在熔/流体中发生迁移， 导致经交代的富集地幔发生Nd-Hf解耦， 数据点位于陆地线之上（Vervoort et al.， 1999）. 前述已经论及德龙花岗岩可以来自富集地幔来源岩石的重熔作用， 重熔产生的熔体会继承源区同位素特征， 即数据点落于陆地线之上区域， 这与德龙花岗岩特征相符， 因此俯冲熔/流体交代作用可以是德龙花岗岩Nd-Hf解耦的原因之一. 需要注意的是德龙花岗岩还可能来自俯冲板片来源岩石的重熔或者新老地壳的混合熔融. 俯冲板片的两端元之一MORB， 一般具有耦合的Nd-Hf同位素， 而另一端元大洋沉积物Nd-Hf数据一般位于陆地演化线之上（Vervoort et al.， 1999）， 两者混合熔融产生的岩石也应该位于陆地演化线之上（Shao et al.， 2017）， 由这种机制产生的岩石的重熔作用形成的熔体， 也符合德龙花岗岩Nd-Hf同位素特征. 新生的亏损地壳与富集的老地壳混合熔融与俯冲玄武质洋壳和沉积物来源岩石重熔类似， 应该也会导致熔体数据点位于陆地演化线之上. 综上， 德龙花岗岩Nd-Hf解耦既可以是继承源区（富集地幔或者板片等混合源区来源的新生地壳）的特征， 也可能是新老地壳的混合熔融导致. 需要注意的是东昆仑造山带二叠纪-三叠纪绝大部分花岗岩类以及镁铁质岩均显示Nd-Hf解耦， 而且绝大部分数据点均位于陆地演化线之上（图7c）， 指示了这些岩石可能均间接来源于富集地幔和俯冲板片（产物的重熔）或者直接来源于新老地壳混合融合， 如此大范围的Nd-Hf解耦表明， 东昆仑地区下地壳和岩石地幔已经被多阶段俯冲造山所普遍改造.

4.4　构造意义

昆南缝合带中石炭纪蛇绿岩是东昆仑造山带古特提斯洋扩张裂解的最早证据. 目前记录古特提斯洋俯冲的最早岩浆岩记录为位于昆南缝合带北部埃坑德勒斯特的中酸性侵入岩（269 Ma； 杨延乾等， 2013）， 表明古特提斯洋的俯冲不晚于中二叠世， 其实昆中缝合带在中二叠世（266 Ma±2 Ma）出现的弧后盆地也支持俯冲不晚于中二叠世（Zhao et al.， 2019）. 如前所述， 古特提斯洋的闭合时限存在晚二叠世、中三叠世和晚三叠世三种主要观点（Ding et al.， 2014； Huang et al.， 2014； Xiong et al.， 2014）. 从本次获得的德龙花岗岩看， 其在构造判别图解中总体落在同碰撞至后造山区域（图11）， 指示东昆仑造山带此时可能处于同碰撞或者后造山阶段， 表明古特提斯洋在此时已经闭合了， 不太可能延续至晚三叠世. 其实， 区域上中晚三叠世鄂拉山组陆相火山岩和晚三叠世八宝山群陆相底砾岩的大面积出现， 也并不支持古特提斯洋延续至晚三叠世（李瑞保等， 2012； Dong et al.， 2018）. 古特提斯洋也不太可能在晚二叠世就闭合， 因为区域上与古特提斯洋俯冲相关的岩浆岩在260 Ma之后才开始大量出现， 在早中三叠世才达到峰值（Chen et al.， 2017； Dong et al.， 2018）. 此外， 昆南地体中大量出现的早中三叠世洪水川组和闹仓坚沟组海相灰岩、碎屑沉积岩等（李瑞保等， 2012）， 暗示此时古特提斯洋仍未闭合. 昆南缝合带附近二叠纪-早三叠世马尔争组沉积岩结构成分分析显示其沉积于活动大陆边缘环境（胡楠等， 2013）， 也并不支持古特提斯洋早在晚二叠世闭合的观点. 东昆仑造山带中-晚三叠世之间， 海相沉积物向河湖相沉积物的转变和角度不整合面的出现表明240 Ma左右古特提斯洋应该经历了洋陆转换进入到同碰撞阶段（李瑞保等， 2012）. 东昆仑地区在240 Ma左右出现较多埃达克质岩（Chen et al.， 2017； Kong et al.， 2020）， 应该也是这一事件的反应. 这些特殊岩浆岩和沉积岩岩相古地理证据都支持古特提斯洋在240 Ma左右闭合.

为了进一步限定上述事件， 本次工作收集了整个东昆仑造山带发表的二叠纪-三叠纪岩浆岩的Nd-Hf同位素数据（附件1）， 有趣的是， 区域上中酸性岩浆岩Nd-Hf的演化趋势似乎也记录了这一洋陆转换事件. 综合德龙花岗岩以及区域上中酸性岩浆岩Nd-Hf同位素的整体演化趋势可以看到东昆仑造山带岩浆岩在240 Ma左右， 其ε_Nd（t）和ε_Hf（t）均处在一个峰值（图6c和7b）， 在此之前ε_Nd（t）和ε_Hf（t）均经历一个逐步亏损的过程， 而在此之后ε_Nd（t）和ε_Hf（t）经历先富集， 直至~230 Ma又开始了重新快速亏损的过程. ε_Nd和ε_Hf这种变化表明在~240 Ma和~230 Ma， 中酸性岩浆岩的源区经历较大转变， 而导致这种区域性源区转变的因素通常是构造体制的转折（e.g.， Cope， 2017）. 考虑到东昆仑造山带在266 Ma仍在俯冲（Zhao et al.， 2019）， 此后240 Ma最可能出现的事件可能为板片回撤、断离或者俯冲结束. 板片回撤或者断离通常会导致亏损的地幔物质进入地壳， 导致ε_Nd（t）和ε_Hf（t）急剧上升， 而东昆仑地区岩浆岩的ε_Nd（t）和ε_Hf（t）为逐渐变化， 并一值延续到240 Ma左右， 这可能是这些岩石的源区在俯冲早期被富集的板片流体或板片沉积物直接或间接改造变得富集， 而后亏损的玄武质洋壳熔体不断加入并使源区逐步亏损所致（在大洋闭合进入同碰撞时（240 Ma）达到最高值）， 而不太可能是板片断离或回撤的影响， 因此240 Ma区域岩浆岩源区的转变更可能是俯冲结束进入同碰撞造山阶段. 其实， 东昆仑地区240 Ma左右并未有板片断离或回撤的地质记录报道， 也不太支持此时存在板片断离或回撤. 综上认为， 古特提斯洋在240 Ma左右闭合. 值得注意的是， ε_Nd（t）和ε_Hf（t）的演化趋势在230 Ma左右又发生了转折， 两者均表现为快速亏损（图6c和7b）， 可能指示了拆沉相关的后碰撞伸展事件， 拆沉作用会导致亏损的软流圈物质开始加入中酸性岩浆岩的源区， 并导致中酸性岩浆岩的ε_Nd和ε_Hf快速亏损， 当然， 确认这一事件还需要更多证据， 也超出了本文的研究范围.

5 结论

基于德龙花岗岩年代学和元素-同位素地球化学研究， 综合区域地质资料， 本文得出如下结论：

（1）德龙花岗岩侵位于~240 Ma， 属于高硅I型花岗岩.

（2）德龙花岗岩为新老下地壳物质混合熔融或者富集地幔和板片来源岩石的重熔作用形成.

（3）东昆仑造山带中酸性岩浆岩普遍存在的Nd-Hf解耦现象是新老地壳混合熔融或者继承壳幔混合产物的结果.

（4）东昆仑造山带在240 Ma左右发生洋陆转换， 古特提斯洋闭合.

参考文献

[1] Batchelor, R. A., Bowden, P., 1985. Petrogenetic Interpretation of Granitoid Rock Series Using Multicationic Parameters. Chemical Geology, 48(1/2/3/4): 43-55. https://doi.org/10.1016/0009-2541(85)90034-8

[2] Boehnke, P., Watson, E. B., Trail, D., et al., 2013. Zircon Saturation Re-Revisited. Chemical Geology, 351(7): 324-334. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2013.05.028

[3] Chappell, B.W., White, A.J.R., 1992. I- and S-Type Granites in the Lachlan Fold Belt. Earth and Environmental Science Transactions of the Royal Society of Edinburgh, 83: 1-26. https://doi.org/10.1017/S0263593 300007720

[4] Chen, J. J., Wei, J. H., Fu, L. B., et al., 2017. Multiple Sources of the Early Mesozoic Gouli Batholith, Eastern Kunlun Orogenic Belt, Northern Tibetan Plateau: Linking Continental Crustal Growth with Oceanic Subduction. Lithos, 292-293: 161-178. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2017.09.006

[5] Chen, J. J., Fu, L. B., Wei, J. H., et al., 2020. Proto-Tethys Magmatic Evolution along Northern Gondwana: Insights from Late Silurian-Middle Devonian A-Type Magmatism, East Kunlun Orogen, Northern Tibetan Plateau, China. Lithos, 356-357(6529): 105304. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2019.105304

[6] Chen, L., Sun, Y., Pei, X. Z., et al., 2001. Northernmost Paleo-Tethyan Oceanic Basin in Tibet: Geochronological Evidence from ⁴⁰Ar/³⁹Ar Age Dating of Dur’ngoi Ophiolite. Chinese Science Bulletin, 46(14): 1203-1205. https://doi.org/10.1007/bf02900603

[7] Cope, T., 2017. Phanerozoic Magmatic Tempos of North China. Earth and Planetary Science Letters, 468(B11): 1-10. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2017.03.022

[8] Ding, Q. F., Jiang, S. Y., Sun, F. Y., 2014. Zircon U-Pb Geochronology, Geochemical and Sr-Nd-Hf Isotopic Compositions of the Triassic Granite and Diorite Dikes from the Wulonggou Mining Area in the Eastern Kunlun Orogen, NW China: Petrogenesis and Tectonic Implications. Lithos, 205: 266-283. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2014.07.015

[9] Dong, Y. P., He, D. F., Sun, S. S., et al., 2018. Subduction and Accretionary Tectonics of the East Kunlun Orogen, Western Segment of the Central China Orogenic System. Earth-Science Reviews, 186(B1): 231-261. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2017.12.006

[10] Feng, K., Li, R.B., Pei, X.Z., et al., 2022. Zircon U-Pb Chronology, Geochemistry and Geological Significance of Late Triassic Intermediate-Acid Volcanic Rocks in Boluositai Area, East Kunlun Orogenic Belt. Earth Science, 47 (4): 1194-1216 (in Chinese with English abstract).

[11] Guo, A.L., Zhang, G.W., Sun, Y.G., et al., 2007. Sr-Nd-Pb Isotopic Geochemistry of Late-Paleozoic Mafic Volcanic Rocks in the Surrounding Areas of Gonghe Basin, Qinghai Province and Geological Implications. Acta Petrologica Sinica, 23 (4): 747-754 (in Chinese with English abstract).

[12] He, D. F., Dong, Y. P., Zhang, F. F., et al., 2016. The 1.0Ga S-Type Granite in the East Kunlun Orogen, Northern Tibetan Plateau: Implications for the Meso- to Neoproterozoic Tectonic Evolution. Journal of Asian Earth Sciences, 130(5): 46-59. https://doi.org/10.1016/j.jseaes. 2016.07.019

[13] Hoffmann, J. E., Münker, C., Polat, A., et al., 2011. The Origin of Decoupled Hf-Nd Isotope Compositions in Eoarchean Rocks from Southern West Greenland. Geochimica et Cosmochimica Acta, 75(21): 6610-6628. https://doi.org/10.1016/j.gca.2011.08.018

[14] Hu, N., Pei, X., Li, R., et al., 2013. Provenance and Tectonic Setting Study of the Maerzheng Formation at the Delistan of Buqingshan Area in the Southern Margin of East Kunlun. Acta Geologica Sinica, 87: 1731-1747 (in Chinese with English abstract).

[15] Hu, Z. C., Liu, Y. S., Gao, S., et al., 2012. Improved in Situ Hf Isotope Ratio Analysis of Zircon Using Newly Designed X Skimmer Cone and Jet Sample Cone in Combination with the Addition of Nitrogen by Laser Ablation Multiple Collector ICP-MS. Journal of Analytical Atomic Spectrometry, 27(9): 1391. https://doi.org/10.1039/c2ja30078h

[16] Huang, H., Niu, Y. L., Mo, X. X., 2017. Garnet Effect on Nd-Hf Isotope Decoupling: Evidence from the Jinfosi Batholith, Northern Tibetan Plateau. Lithos, 274-275(1): 31-38. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2016.12.025

[17] Huang, H., Niu, Y. L., Nowell, G., et al., 2014. Geochemical Constraints on the Petrogenesis of Granitoids in the East Kunlun Orogenic Belt, Northern Tibetan Plateau: Implications for Continental Crust Growth through Syn-Collisional Felsic Magmatism. Chemical Geology, 370(1594): 1-18. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2014.01.010

[18] Kong, J. J., Niu, Y. L., Hu, Y., et al., 2020. Petrogenesis of the Triassic Granitoids from the East Kunlun Orogenic Belt, NW China: Implications for Continental Crust Growth from Syn-Collisional to Post-Collisional Setting. Lithos, 364-365(6): 105513. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2020.105513

[19] Li, R.B., Pei, X.X., Li, Z.C., et al., 2012. Geological Characteristics of Late Paleozoic-Mesozoic Unconformities and their Response to some Significant Tectonic Events in Eastern Part of Eastern Kunlun. Earth Science Frontier, 19 (5): 244-254 (in Chinese with English abstract).

[20] Liu, Y. S., Zong, K. Q., Kelemen, P. B., et al., 2008. Geochemistry and Magmatic History of Eclogites and Ultramafic Rocks from the Chinese Continental Scientific Drill Hole: Subduction and Ultrahigh-Pressure Metamorphism of Lower Crustal Cumulates. Chemical Geology, 247(1/2): 133-153. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2007.10.016

[21] Long, X.P., 2004. The Research of Zircon Chronology in Orogenic Belts: a Case Study in Jinshuikou Zone(Dissertation). Jilin University,Changchun, 129 (in Chinese with English abstract).

[22] Luais, B., Le Carlier de Veslud, C., Géraud, Y., et al., 2009. Comparative Behavior of Sr, Nd and Hf Isotopic Systems during Fluid-Related Deformation at Middle Crust Levels. Geochimica et Cosmochimica Acta, 73(10): 2961-2977. https://doi.org/10.1016/j.gca.2008.12.026

[23] Middlemost, E. A. K., 1994. Naming Materials in the Magma/igneous Rock System. Earth-Science Reviews, 37(3/4): 215-224. https://doi.org/10.1016/0012-8252(94)90029-9

[24] Rudnick, R.L., Gao, S., 2003. Composition of the Continental Crust. Elsevier-Pergamon, Oxford, 3: 1-64.

[25] Schiano, P., Monzier, M., Eissen, J. P., et al., 2010. Simple Mixing as the Major Control of the Evolution of Volcanic Suites in the Ecuadorian Andes. Contributions to Mineralogy and Petrology, 160(2): 297-312. https://doi.org/10.1007/s00410-009-0478-2

[26] Shannon, W. M., Barens, C. G., Bickford, M. E., 1997. Grenville Magmatism in West Texas: Petrology and Geochemistry of the Red Bluff Granitic Suite. Journal of Petrology, 38(10): 1279-1305. https://doi.org/10.1093/petroj/38.10.1279

[27] Shao, F. L., Niu, Y. L., Liu, Y., et al., 2017. Petrogenesis of Triassic Granitoids in the East Kunlun Orogenic Belt, Northern Tibetan Plateau and their Tectonic Implications. Lithos, 282-283(251): 33-44. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2017.03.002

[28] Sun, S. S.,McDonough, W. F., 1989. Chemical and Isotopic Systematics of Oceanic Basalts: Implications for Mantle Composition and Processes. Geological Society, London, Special Publications, 42(1): 313-345. https://doi.org/10.1144/gsl.sp.1989.042.01.19

[29] Vermeesch, P., 2018. Isoplot R: A Free and Open Toolbox for Geochronology. Geoscience Frontiers, 9: 1479-1493. https://doi. org/10.1016/j.gsf.2018.04.001

[30] Vervoort, J. D., Patchett, P. J., Blichert-Toft, J., et al., 1999. Relationships between Lu-Hf and Sm-Nd Isotopic Systems in the Global Sedimentary System. Earth and Planetary Science Letters, 168(1/2): 79-99. https://doi.org/10.1016/s0012-821x(99)00047-3

[31] Wang, B.Z., Li, J.Q., Fu, C.L., et al., 2022. Research on Formation and Evolution of Early Paleozoic Bulhanbuda Arc in East Kunlun Orogen. Earth Science, 47 (4): 1253-1270 (in Chinese with English abstract).

[32] Watson, E. B., Wark, D. A., Thomas, J. B., 2006. Crystallization Thermometers for Zircon and Rutile. Contributions to Mineralogy and Petrology, 151(4): 413-433. https://doi.org/10.1007/s00410-006-0068-5

[33] Whalen, J. B., Currie, K. L., Chappell, B. W., 1987. A-Type Granites: Geochemical Characteristics, Discrimination and Petrogenesis. Contributions to Mineralogy and Petrology, 95(4): 407-419. https://doi.org/10.1007/bf00402202

[34] Wu, Y.B., Zheng, Y.F., 2004. Genesis of Zircon and Uts Constraints on Interpretation of U-Pb Age. Chinese Science Bulletin, 49 (16): 1589-1604 (in Chinese with English abstract).

[35] Xia, R., Wang, C. M., Qing, M., et al., 2015. Zircon U-Pb Dating, Geochemistry and Sr-Nd-Pb-Hf-O Isotopes for the Nan'getan Granodiorites and Mafic Microgranular Enclaves in the East Kunlun Orogen: Record of Closure of the Paleo-Tethys. Lithos, 234-235: 47-60. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2015.07.018

[36] Xiong, F. H., Ma, C. Q., Wu, L., et al., 2015. Geochemistry, Zircon U-Pb Ages and Sr-Nd-Hf Isotopes of an Ordovician Appinitic Pluton in the East Kunlun Orogen: New Evidence for Proto-Tethyan Subduction. Journal of Asian Earth Sciences, 111: 681-697. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2015.05.025

[37] Xiong, F., Ma, C., Zhang, J., et al., 2014. Reworking of Old Continental Lithosphere: An Important Crustal Evolution Mechanism in Orogenic Belts, as Evidenced by Triassic I-Type Granitoids in the East Kunlun Orogen, Northern Tibetan Plateau. Journal of the Geological Society, 171(6): 847-863. https://doi.org/10.1144/jgs2013-038

[38] Yang, J. S., Robinson, P. T., Jiang, C. F., et al., 1996. Ophiolites of the Kunlun Mountains, China and their Tectonic Implications. Tectonophysics, 258(1/2/3/4): 215-231. https://doi.org/10.1016/0040-1951(95)00199-9

[39] Yang, Y.Q., Li, B.Y., Xu, Q.L., et al., 2013. Zircon U-Pb Ages and its Geological Significance of the Monzonitic Granite in the Aikengdelesite, Eastern Kunlun. Northwestern Geology, 46: 56-62 (in Chinese with English abstract).

[40] Yu, N., Jin, W., Ge, W.C., et al., 2005. Geochemical Study On Peraluminous Granite From Jinshuikou in East Kunlun. Global Geology, 24: 123-128 (in Chinese with English abstract).

[41] Zhao, X., Fu, L. B., Wei, J. H., et al., 2019. Late Permian Back-Arc Extension of the Eastern Paleo-Tethys Ocean: Evidence from the East Kunlun Orogen, Northern Tibetan Plateau. Lithos, 340-341(4): 34-48. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2019.05.006

[42] Zhu， Y. X.， Wang， L. X.， Ma， C. Q.， et al.， 2022. Petrogenesis and Tectonic Implication of the Late Triassic A1-Type Alkaline Volcanics from the Xiangride Area， Eastern Segment of the East Kunlun Orogen （China）. Lithos， 412-413： 106595. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2022.106595

[43] 封铿, 李瑞保, 裴先治,等, 2022. 东昆仑造山带波洛斯太地区晚三叠世中酸性火山岩锆石U-Pb年代学、地球化学及地质意义. 地球科学, 47(4): 1194-1216.

[44] 郭安林, 张国伟, 孙延贵, 等, 2007. 青海省共和盆地周缘晚古生代镁铁质火山岩Sr-Nd-Pb同位素地球化学及其地质意义. 岩石学报, 23: 747-754.

[45] 胡楠, 裴先治, 李瑞保, 等, 2013. 东昆仑南缘布青山得力斯坦地区马尔争组物源分析及其构造背景研究. 地质学报, 87: 1731-1747.

[46] 李瑞保, 裴先治, 李佐臣, 等, 2012. 东昆仑东段晚古生代—中生代若干不整合面特征及其对重大构造事件的响应. 地学前缘, 19: 244-254.

[47] 龙晓平, 2004. 造山带锆石年代学研究——以金水口地区为例(硕士毕业论文). 长春: 吉林大学, 129.

[48] 王秉璋, 李积清, 付长垒, 等, 2022. 东昆仑布尔汗布达早古生代岩浆弧的形成与演化初探. 地球科学, 47(4): 1253-1270.

[49] 吴元保, 郑永飞, 2004. 锆石成因矿物学研究及其对U-Pb年龄解释的制约. 科学通报, 49: 1589-1604.

[50] 杨延乾, 李碧乐, 许庆林, 等, 2013. 东昆仑埃坑德勒斯特二长花岗岩锆石U-Pb定年及地质意义. 西北地质, 46: 56-62.

[51] 余能, 金巍, 葛文春, 等, 2005. 东昆仑金水口过铝花岗岩的地球化学研究. 世界地质, 24: 123-128.

基金资助

东华理工大学博士科研启动基金项目(DHBK2018009)