新疆東天山三疊紀巖漿記錄的年代學、地球化學及其成因研究

丁磊磊，李偉，袁鑫，姜玉龍

（1.北京礦產地質研究院有限責任公司，北京 100012；2.中國地質大學（北京）地球科學與資源學院，北京 100083）

0 引言

位于西伯利亞克拉通與塔里木克拉通、華北克拉通之間的中亞造山帶記錄了古亞洲洋從消減到閉合的完整過程，是全球顯生宙地殼生長最顯著的造山帶之一（?eng?r et al.,1993;肖文交等,2008;李三忠等,2016）。東天山造山帶是中亞造山帶南緣的重要組成部分，在古生代至中生代期間，東天山造山帶經歷了微陸塊、島弧和增生雜巖的匯聚拼貼和碰撞作用，以及碰撞后期的伸展過程，該區是研究增生作用過程的天然實驗室。過去的研究主要集中在對古生代—早中生代的匯聚和碰撞過程的研究，而對碰撞匯聚后的演化過程關注較少（Xiao et al.,2004;Zhang et al.,2018;Du et al.,2019;馬瑞士等,1997;秦克章等,2002;李錦軼等,2002;王國燦等,2019）。

三疊紀期間，東天山巖漿活動仍然活躍。如雅滿蘇地區223～250 Ma的花崗巖體（Zhang et al.,2017;雷如雄等,2013）、尾亞地區246 Ma的石英閃長巖巖體（張遵忠等,2006）、土墩246 Ma的花崗巖體（周濤發等,2010）的報道，揭示了三疊紀殼幔相互作用。部分學者認為三疊紀巖漿作用與古特提斯洋閉合碰撞的遠程效應相關（Wu et al.,2010;Zhang et al.,2017）。但是這個模型難以解釋東天山250 Ma左右的巖漿作用，因為246 Ma的金沙江蛇綠巖表明古特提斯洋此時尚未閉合（李勇等,2003）。為了更全面地還原東天山三疊紀的構造背景，本文主要對東天山三疊紀不同構造單元的巖漿記錄，即博格達-大南湖島弧帶的雙岔溝花崗巖體及雅滿蘇-中天山構造帶中的流紋巖，進行了年代學、地球化學及同位素分析，并對其巖石成因和構造演化過程進行了探討。

1 區域地質背景與研究區概況

1.1 區域地質背景

東天山位于天山山脈東88°經線以東地區，經歷了古生代—中生代的增生造山演化和新生代的隆升和剝蝕事件（舒良樹等,2004;高洪雷等,2014;Xiao et al.,2004）。增生造山階段的大地構造單元主要包括博格達-大南湖島弧帶、康古爾塔構造帶、雅滿蘇-中天山島弧、南天山構造帶（圖1）。

圖1 東天山地區大地構造位置圖（a）（修改自Seng?r et al.,1993）及構造綱要圖（b）（修改自Chen et al.,2019）

博格達-大南湖島弧帶以卡拉麥里斷裂帶為界與東準噶爾造山帶相連，廣泛發育奧陶紀—泥盆紀的火山沉積巖系。石炭紀地層除火山巖及火山碎屑巖外，亦存在厚層的鈣質砂巖及灰巖記錄。上二疊世砂巖不整合于下二疊世火山碎屑巖地層之上。三疊紀粗粒砂巖及礫巖不整合于前三疊紀地層之上（新疆維吾爾自治區地質礦產局,1993①;李錦軼等,2006）。奧陶紀—二疊紀巖漿發育，其富集大離子親石元素、虧損高場強元素，具有弧巖漿的特征（陳富文等,2005;李文鉛等,2006;周濤發等,2010;肖兵等,2015;張照偉等,2016）。康古爾塔格構造帶連接了南北兩側的島弧，保存有494 Ma的蛇綠巖記錄，蛇綠巖中的玄武巖、硅質巖、泥質砂巖呈巖塊狀分布于砂巖、泥質巖基質中（Chen et al.,2019;李文鉛等,2008）。

雅滿蘇-中天山島弧帶是以低級—高級變質的前寒武紀巖系為基底的陸緣弧（馬瑞士等,1997;李秋根等,2009）。古生代地層露頭少，志留紀—泥盆紀地層不整合于前寒武紀地層之上。二疊紀礫巖、砂質礫巖、砂巖與前二疊紀地層之間為不整合或斷裂接觸。早古生代巖漿記錄主要發育在南部，如481 Ma的庫米什花崗閃長巖（李秋根等,2009），445 Ma的天湖東花崗巖（雷如雄等,2014）及干溝地區428 Ma 和368 Ma 的花崗巖（石玉若等,2006）。晚古生代巖漿記錄多見于北部的雅滿蘇地區，如347 Ma的卡拉塔格安山巖（毛啟貴等,2014），324 Ma的雅滿蘇南花崗巖（Zhang et al.,2015），310 Ma尾亞閃長巖（Zhang et al.,2016a）。南天山構造帶介于雅滿蘇-中天山島弧與塔里木克拉通之間，廣泛發育志留紀—泥盆紀火山沉積巖，以及志留紀—石炭紀的蛇綠巖帶（Jiang et al.,2014;董云鵬等2005;龍靈利等,2006;王國燦等,2019）。

1.2 研究區樣品特征

本文研究的花崗巖和流紋巖分別來自于東天山造山帶的博格達-大南湖島弧帶的雙岔溝地區和雅滿蘇-中天山島弧帶的雅滿蘇地區。

雙岔溝花崗巖體侵入于上石炭世地層中（圖2a）。巖體自中心到邊部存在巖性變化，本次研究在采樣點17HS04（42°10′48.11″ N，94°57′55.89″ E）和17HS05（42°10′20.75″ N，94°56′44.39″ E）分 別采集了3塊樣品，共6塊樣品。采樣點17HS04的花崗巖手標本都呈淺肉紅色，中粒花崗結構。礦物組成：石英（26%）+鉀長石（56%）+斜長石（15%）+黑云母（3%），為淺肉紅色花崗巖（圖3a,b）。在更靠近巖體邊部位置（采樣點17HS05）的花崗巖，手標本都呈灰褐色，中粒花崗結構。礦物組成：石英（20%）+斜長石（56%）+鉀長石（11%）+黑云母（10%）+角閃石（3%），為灰褐色黑云母花崗閃長巖。

雅滿蘇流紋巖呈次火山巖狀侵入上二疊世碎屑巖中（圖2b）。雅滿蘇地區主要發育石炭紀—二疊紀地層。下石炭世地層為火山巖夾碳酸鹽巖、碎屑巖組合。上石炭世地層與下石炭世地層之間為整合接觸關系，下部為安山巖、玄武安山巖及凝灰巖，含角礫凝灰巖，上部以玄武巖為主，夾凝灰巖、次火山角礫巖及灰巖薄層。二疊紀地層與前二疊紀地層之間為不整合接觸關系。下二疊世地層主要以凝灰質火山巖、礫巖為主，含基性火山巖。上二疊世地層主要巖性為灰色灰紫色中粗粒巖屑砂巖、含礫粗砂巖夾粉砂巖、泥晶灰巖。上二疊世地層不整合覆蓋于下二疊世地層之上。本次研究中，采樣點為17YMS13（41°46′36.45″ N，93°26′56.51″ E）。樣品野外露頭呈灰白色（圖3c），聚斑狀結構，斑晶的礦物組成為石英（55%）和斜長石（45%），基質為隱晶質霏細結構（圖3d），為灰白色流紋巖。

圖2 （a）雙岔溝巖體地質圖（根據資料②修改）；（b）雅滿蘇地區地質圖雅滿蘇地區地質圖（根據資料③修改）

圖3 大南湖及雅滿蘇地區研究區采樣點野外及鏡下照片

2 樣品分析方法

2.1 主微量元素分析

全巖主量、微量元素分析測試在廣州澳實礦物實驗室完成。主量元素使用儀器為PANalytical PW2424型X熒光光譜儀。將試樣煅燒后加入Li助熔物，充分混合后，在1000 ℃以上高溫熔融，熔融物倒入鉑金器具形成扁平玻璃片后，在X熒光光譜儀上測試，測試精度優于5%。微量元素測量所用儀器為Perkin Elmer Elan 9000型電感耦合等離子體發射質譜。將試樣倒入偏硼酸鋰/四硼酸鋰熔劑中混合均勻，并在1025 ℃以上的熔爐中熔化。冷卻后，用硝酸、氫氟酸、鹽酸定容，而后在等離子體質譜儀上分析微量和稀土元素，分析精度優于10%。

2.2 鋯石U-Pb定年和Hf同位素

（1）樣品靶制備。①分離：鋯石顆粒經過重液和磁選后從巖石粉末中分離；②粘靶：利用雙面膠將鋯石顆粒放置在載玻片上。放上PVC環，注入充分混合的環氧樹脂和固化劑，待充分固化后從載玻片上取下PVC環。③拋光：打磨粘鋯石的一面至一半的晶面暴露，拋光待用。（2）鋯石圖像拍攝。為了更好地選擇合適樣品進行U-Pb定年和Hf同位素的分析。我們選擇用高分辨率陰極發光（CL）圖像了解鋯石內部結構圖像。所使用儀器為中國科學院地質與地球物理研究所的CAMECA SX-50微探針。（3）實驗測量。鋯石U-Pb定年在中國科學院地質與地球物理研究所進行。實驗儀器為Agilent 7500a型四級桿電感耦合等離子體質譜儀和193 nm準分子激光剝蝕系統。實驗操作中，束斑大小為50 μm，頻率為8 Hz，背景值測定時間為前20秒，后60秒為信號采集時間。標樣測量采用每5個樣品點測定一組的方式。所用標樣為91500、GJ-1、NIST SRM610。（4）數據處理。同位素比值的校正采用國際標準鋯石91500的206Pb/238U、207Pb/206Pb、208Pb/232Th的比值；元素含量的校準則使用鋯石中含量穩定的29Si作為內標。測試結果處理時，我們采用GLITTER 4.0 程序（Jackson et al.,2004）。加權平均年齡計算和諧和圖繪制在isoplot 程序內進行（Ludwig,2003）。單個分析點的同位素比值和年齡的標準偏差為1σ，206Pb/238U 加權平均年齡的置信度為95%。原位鋯石Lu-Hf同位素分析采用Neptune型離子體多接收器與193 nm COMPexPro激光剝蝕系統進行測試。測試位置為已經進行U-Pb分析的斑點上或附近。分析使用的束斑為50 μm，頻率為8 Hz。詳細的測試流程和數據校正方法見Wu et al.（2006）。實驗分析流程和儀器參數見（謝烈文等,2008）。計算初始176Hf/177Hf比值和εHf(t)值所使用的參數如下：176Lu衰變常數為1.865×10-11yr-1（Scherer et al.,2001），176Hf/177Hf=0.282772，176Lu/177Hf=0.0332（Blichert-Toft and Albarède,1997）。

2.3 Sr、Nd同位素化學分析

全巖Sr、Nd素分析測試在北京科薈測試技術有限公司完成。Sr、Nd同位素均在Neptune plus型多接收等離子質譜儀上進行測試。溶樣，稱取150 mg樣品，加入15 mL Savillex消解罐中，密閉加熱48小時，取溶好的樣品加幾滴濃HNO3蒸干后加入1 mL 3.5 mol/L HNO3（Sr同位素）或1 mL 3 mol/L HCl（Nd同位素）。

Sr 同位素分離采用Sr 特效樹脂，用7 mL 3.5 mol/L HNO3淋洗7次，然后用4 mL Milli-Q水分5次加入淋洗Sr；將提純的Sr蒸干后，加幾滴濃硝酸再次蒸干，之后加入1mL 3% HNO3，待測。

Nd同位素分離分兩步，首先通過陽離子交換樹脂（AG502X12，200～400目），用3 mol/L HCl將基體元素洗脫，再用6 mol/L HCl得到稀土組分；稀土組分通過Ln樹脂（Triskem公司生產，100～150 μm），用0.25 mol/L HCl洗脫Nd；將提純的Nd蒸干后，加幾滴濃硝酸再次蒸干，之后加入1mL 3% HNO3待上機測試。

3 實驗結果

3.1 年代學分析

本次研究對雙岔溝花崗巖類巖石（17HS04和17HS05）和雅滿蘇流紋巖（17YMS13）的鋯石進行了U-Pb年齡測定（數據見表1）。鋯石CL圖像顯示大部分鋯石呈自形—半自形結構，內部結構均勻（圖4），花崗巖類樣品17HS04及17HS05的鋯石具有比較清晰的巖漿振蕩環帶結構，所有樣品的Th/U比值均大于0.1，為巖漿成因鋯石（Belousova et al.,2002；Corfu et al.,2003;吳元寶和鄭永飛,2004）。雙岔溝花崗巖獲得了15個點的諧和數據，206Pb/238U加權平均年齡為247.3±1.0 Ma（圖5a）；雙岔溝花崗閃長巖獲得了13個點的諧和數據，206Pb/238U的加權平均年齡為248.3±1.2 Ma（圖5b）；雅滿蘇流紋巖獲得了13個點的諧和數據，206Pb/238U加權平均年齡為249.5±1.4 Ma（圖5c）。

圖4 樣品鋯石的陰極發光圖像及分析點位

圖5 雙岔溝花崗巖類巖石和雅滿蘇流紋巖鋯石U-Pb年齡協和圖

表1 雙岔溝花崗巖類巖石和雅滿蘇流紋巖鋯石U-Pb年齡測試結果

3.2 全巖主微量元素

本次測定了雙岔溝花崗巖類6 件樣品和雅滿蘇流紋巖3 件樣品的主微量元素，結果見表2。雙岔溝花崗巖類樣品（17HS04 和17HS05）具有富硅（SiO2=68.81%～69.72%）、富鋁（Al2O3=15.04%～16.94%）、富堿（（Na2O+K2O）=6.09%～7.25%）而貧鎂（MgO=1.03%～1.96%，Mg#=41～48）的地球化學特點。在TAS圖解（圖6a）、SiO2-K2O（圖6c）以及A/NK-A/CNK圖解（圖6d）中，顯示雙岔溝淺肉紅色花崗巖和灰褐色黑云母花崗閃長巖分別是準鋁質—過鋁質高鉀鈣堿性花崗巖和花崗閃長巖。

表2 雙岔溝花崗巖類巖石和雅滿蘇流紋巖主量元素（%）與微量元素（×10-6）分析結果表

續表

續表

雙岔溝地區的花崗巖類樣品（17HS04 和17HS05）在原始地幔標準化的蛛網圖上（圖7a）顯示出富集大離子親石元素Rb，虧損高場強元素Nb、Ta、Ti的特征。高Sr（398×10-6～416×10-6），低Y（8.9×10-6～14.2×10-6）和Yb（0.81×10-6～1.38×10-6），Sr/Yb（29.3～44.7）比值高。在稀土元素球粒隕石標準化圖解上，顯示向右傾斜的特征，輕重稀土發生明顯分餾（（La/Yb）N=11.17～18.48），但重稀土內部分餾和Eu的負異常不明顯（圖7b）。

雅滿蘇灰白色流紋巖樣品（17YMS13）具有富硅（SiO2=76.04%～77.69%）、富 鋁（Al2O3=12.60%～13.02%）、富堿（（Na2O+K2O）=7.65%～ 8.15%）、富鈉（Na2O=3.77%～6.02%）而貧鎂（Mg#=42～43）的特點。在TAS圖解（圖6b）上，樣品投影點在亞堿性系列流紋巖區域；在 K2O-SiO2（圖6c）以及A/CNK-A/CNK（圖6d）圖解中，樣品投影點位落入高鉀鈣堿性和過鋁質區域；可見，雅滿蘇灰白色流紋巖屬于過鋁質高鉀鈣堿性流紋巖。

圖6 （a）雙岔溝花崗巖類硅堿圖（Middlemost,1994）；（b）雅滿蘇流紋巖硅堿圖（Le Bas et al.,1987）；（c）研究區樣品硅鉀圖（Peccerillo and Taylor,1976）；（d）A/CNK-A/NK圖解（Shand,1943）

雅滿蘇流紋巖樣品（17YMS13）在原始地幔標準化的蛛網圖（圖7a），顯示富集大離子親石元素Rb、Ba，虧損高場強元素Nb、Ta、Zr、Hf的特征。在稀土元素球粒隕石標準化圖解上（圖7b），顯示向右傾斜的特征，輕重稀土沒有明顯分餾（（La/Yb）N=1.52～1.79），Eu的負異常明顯（δEu=0.32～0.39）。

圖7 樣品的（a）微量元素蛛網圖（Sun and McDonough,1989）和（b）稀土微量標準化圖解（Boynton,1984）

3.3 全巖Sr-Nd同位素

全巖Sr、Nd同位素數據見表3。雙岔溝花崗巖和花崗閃長巖具有相似的Sr、Nd同位素組成。利用本研究測試的年齡數據，我們獲得87Sr/86Sr初始值分別為0.704203和0.703984，εNd(t)值分別為+1.4和+2.8。雅滿蘇灰白色流紋巖的87Sr/86Sr初始值為0.706096值和εNd(t)值為+4.5。

表3 全巖Sr、Nd同位素分析結果

3.4 鋯石Hf同位素

鋯石Hf同位素分析見表4。本研究對雅滿蘇灰白色流紋巖（17YMS13）的鋯石進行了10個點位的Hf同位素分析，測點的176Hf/177Hf介于0.282818～0.283059，εHf(t)介于+5.7～+13.5。

表4 雅滿蘇灰白色流紋巖鋯石Hf同位素分析結果

4 巖石成因及構造背景

4.1 雙岔溝花崗巖類成因分析

來自雙岔溝區的淺肉紅色花崗巖和灰褐色黑云母花崗閃長巖，具有富硅（SiO2>68.81%），富鋁（Al2O3=15.04%～15.38%），高Sr（398～416×10-6），低Y（8.9～14.2×10-6）和Yb（0.81～1.38×10-6）的地球化學特征，這和典型的埃達克巖特征一致（Defant and Drummond,1990；圖8）。這種特殊地球化學特征最早發現于阿拉斯加阿留申地區的Adak島的新生代的弧巖漿中。Defant和Drummond（1990）認為這些巖漿形成于俯沖洋殼在榴輝巖相條件下的部分熔融過程。但在近年來的研究發現，相似地球化學特征的巖石也可能形成于（1）幔源玄武質巖漿結晶分異（Macpherson et al.,2006;Richards and Kerrich,2007），（2）加厚下地殼部分熔融（Atherton and Petford,1993;Wareham et al.,1997），（3）拆沉下地殼部分熔融過程（Xu et al.,2002;Gao et al.,2004）。

圖8 雙岔溝埃達克巖判別圖解（Defant and Drummond,1990）

在俯沖洋殼的成因模式中，俯沖洋殼受熱發生熔融形成巖漿（Defant and Drummond,1990;Macpherson et al.,2006）。本文所研究樣品具有低 的Sri（0.703965～0.704167）和正的εNd(t)值（+1.4～+2.8），與康古爾塔格蛇綠巖（εNd(t)=+5.7～+10.5）及東天山地區俯沖階段島弧相關由俯沖板片熔融形成埃達克巖相比，研究區的εNd(t)值更低（李文鉛等,2008;Zhang et al.,2018;王強等,2005;Mao et al.,2019）。典型埃達克巖的原巖是大洋中脊玄武巖，其K2O含量低（0.18%），其熔融形成的巖漿中K的含量也低（張旗等,2001;Martin et al.,2005），本次研究樣品具有較高的K2O，這和典型俯沖帶埃達克巖有所不同。盡管對于東天山地區大洋閉合時限還存在石炭紀閉合（馬瑞士等,1997;Zhang et al.,2016b）或二疊紀閉合的爭論（Xiao et al.,2013），但前人研究均表明三疊紀東天山地區大洋已經閉合。因此，雙岔溝埃達克巖可能非俯沖洋殼熔融成因。玄武質巖漿的分離結晶模型中，由于地幔巖漿不可能直接形成酸性巖漿巖，需先產生玄武質巖漿，再持續分離結晶與同化混染，才能形成花崗質巖石。這個過程必定會在區域上形成大量的基性巖漿巖（Castillo et al.,1999）。但是，東天山地區沒有發現大量三疊紀的超鐵鎂質或玄武質巖漿（周濤發等,2010）。

由此來看，研究區的埃達克巖最有可能形成于加厚下地殼或拆沉下地殼的部分熔融，這兩種模式都能形成埃達克質的巖漿。值得注意的是，在拆沉下地殼部分熔融模式中，下地殼下部的含角閃石榴輝巖拆沉到地幔中，發生脫水熔融產生初始埃達克質熔體，熔體通過地幔楔時和橄欖巖反應導致了MgO的升高。成巖熔體具有高Mg#（>50）、高Cr（>100×10-6）（Martin et al.,2005;余紅霞等,2011）的特征，而加厚下地殼熔融成因的巖漿Mg#一般小于50，具有較低的Cr含量（Rapp et al.,1999;Wang et al.,2006）。結合本文低的Mg#（平均45）、低Cr（16×10-6）的特征，推斷研究區的埃達克質花崗巖類最可能形成于加厚下地殼的部分熔融。

4.2 流紋巖成因分析

雅滿蘇灰白色流紋巖（17YMS13）在顯微鏡下，未觀察到S型火成巖中常見的富鋁礦物如堇青石、石榴子石等。地球化學特征表現為高鈉（Na2O>3.77%），低Rb/Ba（0.14～0.17）和Rb/Sr（0.83～1.19）比值，這與典型S型花崗巖的地球化學特征不相符（White and Chappell,1983;Chappell and White,1992）。另 外，樣品低Zr（39×10-6～44×10-6）、Nb（9.0×10-6～10.5×10-6）、Ce（11.4×10-6～15.6×10-6）、10000Ga/Al（2.06～2.25）的特征也與A型花崗巖不同（Collins et al.,1982;Frost et al.,2001）。結合Zr-SiO2和Rb/Zr-SiO2圖解，可推斷雅滿蘇灰白色流紋巖屬于I型火成巖（圖9）。

圖9 雅滿蘇地區灰白色流紋巖的（a）Zr-SiO2（Collins et al.,1982）圖解；（b）Rb/Zr-SiO2（Harris et al.,1986）圖解

該樣品具有低Mg#值（42～45）、Cr（10×10-6）含量遠低于幔源基性巖漿來源的熔體（Wilson,2007）。對于幔源基性巖漿的分離結晶模型，酸性巖漿的形成要求有大量伴生的基性巖漿。實驗表明基性巖漿通過巖漿分異作用可以產生12%～25%的酸性巖漿（Peccerillo et al.,2003;Sisson et al.,2005）。即基性巖漿的規模大概是酸性巖漿的4～8倍。但東天山地區沒有發現大量三疊紀的超鐵鎂質或玄武質巖漿（周濤發等,2010）。因此，研究區的流紋巖并非幔源基性巖漿分離結晶的產物。

在同位素特征上，樣品具有相對低的初始Sr比值（0.70609）和正的εNd(t)（+4.5）同位素特征，可能形成于殼幔混合或新生下地殼熔融的過程（吳福元等,2007）。區分這兩類成因的關鍵證據來自于鋯石的Hf同位素。殼幔混合過程是殼源長英質和幔源鐵鎂質巖漿的混合。當兩種巖漿未充分混合時，因為鋯石具有高的Hf同位素封閉溫度，所以早期結晶的鋯石能記錄初始的Hf同位素組成（吳福元等,2007;Yang et al.,2007）。在本次研究的樣品中，鋯石Hf同位素特征都是虧損的，εHf(t)值為+5.7～+13.4。這與中天山地殼具有古老的前寒武紀地殼，殼源長英質巖石富集Hf同位素的特征不相符（龍曉平和黃宗瑩,2017）。因此，我們推斷樣品的形成過程沒有殼源長英質巖漿參與，并非形成于殼幔混合過程，更可能是新生下地殼熔融的產物。

5 構造背景討論

東天山是中亞造山體系的一部分，形成于古亞洲洋的長期演化過程中。自古生代以來，隨著古亞洲洋分支洋盆的俯沖消減，一系列地塊、島弧、增生楔匯聚拼貼（舒良樹等,2001;Xiao et al.,2004;李錦軼等,2006）。對于拼貼增生事件的結束時間和大洋閉合的時限，目前還存在石炭紀閉合（馬瑞士等,1997;Zhang et al.,2016b;Zhang et al.,2018）或二疊紀閉合的爭論（Xiao et al.,2013;Chen et al.,2019），但觀點一致的是三疊紀東天山地區已經處于板內環境。

結合前人資料，本文發現早中三疊世的巖漿活動分布不受增生造山帶的大地構造邊界劃分所限制，分布在大南湖帶和雅滿蘇-中天山帶，以及它們之間的康古爾塔格帶（張遵忠等,2006;周濤發等,2010;Zhang et al.,2017;Lei et al.,2020）。區域上246 Ma的尾亞石英正長巖成巖壓力為15～20 kbar，相當于地殼厚度55～70 km處，地幔物質上涌帶來的熱量使得上地殼底部長英質麻粒巖發生熔融。結合本研究，在東天山自北部的雙岔溝到南部的尾亞多個地區，都發現了下地殼熔融成因的巖石記錄。三疊紀巖漿事件被解釋成古特提斯洋閉合碰撞遠程效應的結果（Wu et al.,2010;Zhang et al.,2017）。這個模型難以解釋東天山250 Ma左右的巖漿作用，因為246 Ma的金沙的金沙江蛇綠巖表明古特提斯洋此時尚未閉合（李勇等,2003）。綜上，在東天山增生造山作用結束后，構造單元之間的匯聚作用持續進行，導致了地殼增厚。在三疊紀，加厚地殼部分拆沉引發了區域性的巖漿作用。

6 結論

（1）雙岔溝淺肉紅色花崗巖和灰褐色黑云母花崗閃長巖分別形成于247.3±1.0 Ma和248.3±1.2 Ma，雅滿蘇灰白色流紋巖形成于249.5±1.4 Ma，均形成于三疊紀。

（2）雙岔溝淺肉紅色花崗巖和灰褐色黑云母花崗閃長巖具有埃達克質巖石的地球化學特征，富硅（SiO2>68.81%）、富 鋁（Al2O3=15.04%～15.38%）、高Sr（398×10-6～416×10-6），低Y（8.9×10-6～14.2×10-6）和Yb（0.81×10-6～1.38×10-6）；雅滿蘇灰白色流紋巖為I型特征，低鎂（Mg#=42～45）、低Cr（16×10-6）。花崗巖類和流紋巖的源區均為新生的下地殼物質。

（3）早三疊世東天山地區的火成巖是加厚下地殼拆沉作用的產物，與增生造山作用結束后構造單元之間的匯聚作用相關。

致謝中國科學院地質與地球物理研究所巖石圈演化國家重點實驗室和澳實分析檢測（廣州）有限公司在年代學和元素成分分析中給予了大量的幫助。感謝兩位匿名審稿人的詳盡建議，使得本文質量得到很大的提高。同時感謝李詠晨碩士在野外考察中的幫助，感謝梁鵬博士在成文過程中的探討。

注 釋

①新疆維吾爾自治區地質礦產局.1993.中華人民共和國地質礦產部地質專報-新疆維吾爾自治區區域地質志.

②新疆維吾爾族自治區地質局第一區域地質測量大隊.1966.1∶20萬煙墩幅.

③新疆維吾爾族自治區地質局區域地質測量大隊編圖分隊.1976.1∶20萬圖茲雷克幅.