祁连马衔山岩群新元古代S型花岗岩地球化学特征及其地质意义

2021-12-27高奕霖龙晓平

西北大学学报（自然科学版） 2021年6期

高奕霖,赵静,龙晓平

(1.西北大学地质学系/大陆动力学国家重点实验室,陕西西安 710069；2.成都理工大学地球科学学院,四川成都 610059)

祁连造山带位于我国西北部,是前寒武纪微陆块之一(见图1A),被华南、华北和塔里木克拉通所包围。从岩性学上看,祁连造山带由大量古生代以及元古代岩石构成，其中,元古代岩石主要以前寒武纪变质基底和侵入其中的岩浆岩组成,出露有低-高级变质岩,可高至角闪岩相,部分新元古代花岗质侵入岩也较好地保留下来。此外，古生代花岗质岩石也广泛地分布在祁连造山带内,它们多以大型岩基形式存在,但部分岩石因石炭纪沉积层较厚,仅在地形较高处有出露[1-6]。

图1 中央造山系地质简图(A)和祁连造山带地质图(B)(改编自文献[4-6])Fig.1 A Geographical location of the Central Orogenic Belt, B Regional geolog ical map of the Qilian Orogenic Belt

花岗质岩石对研究地质体的构造演化历史有着重要的意义，近年来,随着对祁连造山带前寒武纪构造演化的研究加深,学者们对花岗质岩石的讨论也逐渐增多。Wan等获得了湟源岩群花岗岩的全岩Rb-Sr同位素年龄(1 414 Ma和1 250 Ma)[7];郭进京等发现侵入湟源岩群的花岗岩锆石U-Pb年龄为910 Ma和917 Ma[8-9],认为其可能为碰撞造山的产物,并指出湟源岩群可能形成于新元古代早期；Tung等发现了新元古代不同类型的花岗岩[10-12],认为相关的花岗片麻岩和糜棱岩化花岗片麻岩的锆石U-Pb年龄分别为930 Ma和790 Ma,与华南板块新元古代两期热事件具有相似性。此外,在祁连造山带北部出露有I型花岗岩[13-15]，雍拥等发现湟源岩群内出露S型花岗岩[16],并认为它们可能是同碰撞造山环境下形成的；陈隽璐等在祁连造山带中部也发现了S型花岗质岩石[17],并推测它们是在同碰撞至后碰撞造山环境中由泥砂岩在低温条件下部分熔融而形成的；Fu等对祁连造山带南部约1 100 Ma的斜长角闪岩展开研究[18],认为其形成于大陆弧环境下的活动大陆边缘,而880 Ma的斜长角闪岩可能是板内岩浆作用的产物。此外,约900 Ma和800 Ma弧相关花岗岩也零星出露于祁连造山带内[19-24]。

尽管学者们开展了相关研究,但前寒武纪岩浆岩的成因和构造意义还存在争议,例如花岗质岩石的类型及分布、岩浆中地幔物质的贡献,以及地壳生长事件及规律等。为了能够更好地理解祁连造山带前寒武纪构造演化历史,我们采集了祁连造山带东部的新元古代花岗质岩石,开展了岩相学、年代学、地球化学等研究工作,并讨论了花岗质岩石的成因及祁连造山带前寒武纪构造演化过程。

1 地质背景及岩相学特征

祁连造山带呈北西西—南东东走向，位于青藏高原北缘,长约1 200 km,宽约为300 km,是我国“秦-祁-昆”中央造山系的组成部分之一(见图1A)[3,25-26]。其向北连接阿拉善地块,南缘与柴北缘超高压变质带相连,西面以阿尔金走滑断裂带与塔里木克拉通分隔,东北缘与西秦岭和华北克拉通接壤。祁连造山带从北至南以4条断裂带为界(冷龙岭断裂、黑河断裂、南山断裂和天峻断裂),分为北祁连构造带、中祁连构造带和南祁连构造带3个构造单元(见图1B)[27-30]。造山带内主要由前寒武纪变质基底及侵入其中的岩浆岩、显生宙沉积盖层和大量古生代花岗质岩石组成。其中,前寒武纪变质基底岩系可按照岩石层序分为3类，下层大体包括西部的野马南山岩群、中部的湟源岩群和东部的马衔山岩群等,主要由正片麻岩、片岩、斜长角闪岩等组成,并且被少量的元古代花岗质岩石侵入。党和岩群、湟中岩群和兴隆山岩群等位于中部层序,其内含有板岩、千枚岩和变火山岩等。上部主要包括了托来南山岩群和高家湾岩群等,由未变质的、较为广泛的碳酸盐岩和少量铁锰沉积物构成[11]。

除此之外,在造山带内分散出露有前寒武纪花岗质岩石侵入基底岩系中，此次我们的研究对象为侵入马衔山岩群的新元古代花岗岩，位处中祁连构造带东部的马衔山岩群是祁连造山带变质基底岩系的重要组成部分,由于后期覆盖严重并且经历了多期次地质事件叠加改造,整体呈构造岩块零散分布[31],岩群主要以片麻岩、斜长角闪岩、片岩和混合岩等组成。本研究区主要位于甘肃省榆中县,区域内新生代砂砾岩覆盖较厚,但岩体露头较为完整,保存良好，对两个岩体进行了采样工作(见图2),具体描述如下。

图2 祁连造山带马衔山地区地质简图Fig.2 Sketch geological map of the Maxianshan area, Qilian Orogenic Belt

花岗闪长岩岩体出露约有1 km,表面为深褐色,新鲜面呈灰色-灰白色,块状构造,中细粒花岗结构(见图3A)。岩石主要为斜长石(40%～45%)、碱性长石(20%～30%)、石英(15%～20%)以及部分黑云母(5～15%)。副矿物主要包含锆石、磷灰石、榍石等。斜长石为岩石的主要组成矿物,多呈半自形-自形的柱状(见图3B)。碱性长石多为半自形,颗粒大小较斜长石偏小,双晶发育不明显。石英多为他形，分布于斜长石及碱性长石之间,可见波状消光现象，黑云母则为不均匀分布。

A Pl 斜长石; B Kfs 钾长石; C Qtz 石英; D Bi 黑云母图3 马衔山岩群内新元古代花岗闪长岩和花岗岩侵入体野外及镜下照片Fig.3 Field and microscopic photos of the Neoproterozoic granodioritic and granitic intrusionsin the Maxianshan group

花岗岩野外露头为棕褐色,新鲜面为灰白色,块状构造,中粗粒花岗结构(见图3C)。岩石主要矿物组成为碱性长石(40%～50%)、斜长石(20%～25%)、石英(～25%)、黑云母(～10%),以及少量的角闪石(<5%)。副矿物主要为磷灰石、锆石、榍石、磁铁矿等。碱性长石主要以条纹长石(30%～40%)和微斜长石(5%～10%)为主,多为自形状,可见明显的高岭土化,部分可见卡式双晶(见图3D)。斜长石多呈半自形-自形柱状,可见钠黝帘石化蚀变,局部发育聚片双晶。石英多呈他形粒状，黑云母为深褐色。

2 样品分析方法

野外采集花岗闪长岩样品5块,编号为17MXS11-15,其中17MXS11为锆石样,花岗岩样品7块,编号17MXS27-33,其中17MXS27为锆石样。

2.1 锆石U-Pb测年

将双目镜下挑选出的晶型发育良好的锆石颗粒黏在双面胶上,放置于环氧树脂中加固冷凝,抛光至锆石一半处。锆石的CL(cathodoluminescence)图像分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室的电子显微扫描电镜上完成。结合镜下获得的锆石反射光、透射光图像,选出合适的分析点位。在进行年龄测定实验前,用3%的HNO3溶液清除锆石靶表面的杂质。锆石U-Pb同位素分析测试在中国科学院广州地球化学研究所进行，所用仪器为美国Resonetics公司生产的RESOlution M-50激光剥蚀，193 nm的ArF准分子激光器,激光剥蚀直径为31 μm,激光脉冲为8 Hz,激光剥蚀能量为恒定的80 MJ,具体流程参考文献[32]。分析测试之后,利用ICPMSDataCal 11软件处理已被剥蚀的信号数据[33-36]。

2.2 全岩主微量元素分析

用酸清洗样品表面,去除表面杂质后磨制成全岩粉末(200目),用于后续地球化学分析。全岩主量和微量元素测试是在南京聚谱检测有限公司完成的,分别使用的是Agilent 5110电感耦合等离子体发射光谱仪(ICP-OES)和Agilent 7700x四级杆电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)。主量元素用标样BHVO-2、AGC-2进行质量监控,结果的相对误差在2%以内,与推荐值保持基本一致。测定微量元素时,使用美国地质调查局USGS地球化学标准岩石粉末(GSP-2、AGV-2、BHVO-2、W-2)进行质量监控,整体微量元素误差在±5%之间,个别元素误差在±10%之内。

2.3 全岩Sr-Nd同位素分析

本研究所选5个(2个花岗闪长岩和3个花岗岩)样品的全岩Sr-Nd同位素的化学前处理和测定工作均是在南京聚谱检测科技有限公司完成的。将岩石粉末置于聚四氟乙烯溶样器中,将0.5 ml浓硝酸与1.0 ml浓氢氟酸按照1∶1比例进行混合,加入溶洋器中并用钢套密封,放入195℃的烘箱内加热78 h。将消解液在电热板上蒸干转化为1.5 mL，1.5 mol/L HCL介质溶液,而后使用Agilent 7700x四级杆型ICP-MS测定元素准确含量,详细实验流程参考文献[37-39]。

3 锆石U-Pb定年结果

对花岗闪长岩样品和花岗岩样品的锆石U-Pb定年分析结果如表1所示，具体锆石形态及点位如图4所示。花岗闪长岩样品(17MXS11)多数锆石呈透明、自形棱柱状形态, 长80～120 μm, 宽30～60 μm, 长宽比为2∶1 ～ 3∶1(见图4)。所有锆石都具有较高的Th/U比值(>0.2), 此外, 约80%的锆石具有明显的岩浆韵律环带结构,显示岩浆成因。此次共选取了13颗锆石进行年龄分析，由于部分锆石存在Pb丢失现象, 其中11个分析点给出谐和年龄, 少量为继承锆石的年龄,206Pb/238U年龄介于1 508～939 Ma。其中6个点的206Pb/238U加权平均年龄为958±17 Ma(MSWD=2.7),代表花岗闪长岩的结晶年龄(见图5A)。

图4 新元古代花岗闪长岩和花岗岩锆石阴极发光(CL)图Fig.4 Zircon cathodoluminescene (CL) images for the Neoproterozoicgranodiorite and granite

A 花岗闪长岩； B 花岗岩图5 新元古代锆石U-Pb年龄谐和图Fig.5 Zircon U-Pb Concordia diagram for the Neoproterozoic

花岗岩样品(17MXS27)多数锆石颗粒都无色、透明,多呈自形-半自形晶形,颗粒大小为120 ～ 260 μm,长宽比为2∶1 ～ 3∶1。锆石CL图像显示这些颗粒发育明显的岩浆震荡环带结构(见图4),并具有较高的Th/U比值(>0.1),指示岩浆成因。该样品共分析了23个测试点,由此获得了谐和的U-Pb年龄结果,206Pb/238U年龄介于1 544～868 Ma,其中11个年龄接近点的206Pb/238U加权平均年龄为934±5 Ma(MSWD=0.2),代表此花岗岩体的侵位年龄(见图5B)。

4 主量元素地球化学特征

样品的主量元素分析结果及相关参数如表2所示。可以发现,4个花岗闪长岩样品的SiO2含量为66.00 ～ 67.99 wt.%,TiO2含量为0.47～ 0.48 wt.%,CaO含量为2.52～ 3.93 wt.%,在TAS岩石类型划分图解中均位于花岗闪长岩区域内(见图6)，Al2O3含量为14.21 ～ 15.33 wt.%,铝饱和指数A/CNK大于1.0(1.11～1.15),均属于过铝质系列(见图7B)，K2O含量变化较大,为1.09 ～ 2.72 wt.%,Na2O含量为3.02 ～3.16 wt.%,K2O/Na2O 比值为0.34 ～ 0.89,在SiO2-K2O图解中位于钙碱性系列-低钾系列区域内(见图7A)，MgO含量为1.50 ～ 1.67 wt.%,Mg#值在40附近变化,为39.7 ～ 41.96。

图6 新元古代花岗闪长岩和花岗岩岩体的TAS图解Fig.6 TAS plots for the Neoproterozoic granodioritic and granitic intrusions

表2 新元古代花岗闪长岩和花岗岩主量(%)及微量元素分析结果(×10-6)Tab.2 Analytical results of major (%) and trace element (×10-6) of the Neoproterozoic granodioritic and granitic intrusions

6个花岗岩样品的SiO2含量为69.02 ～ 73.57 wt.%,TiO2含量为0.34 ～ 0.55 wt.%,在TAS图解中,除了样品17MXS30位于花岗闪长岩-花岗岩的分界线附近,其余样品均落在花岗岩区域内(见图6)，CaO含量低于花岗闪长岩,为1.73 ～ 2.79 wt.%,Al2O3含量为13.45 ～ 15.29 wt.%,铝饱和指数与花岗闪长岩接近,为 1.07～1.12,同样均属于过铝质系列(见图7B)，K2O含量变化较大,为2.70 ～ 4.90 wt.%,Na2O为2.77 ～ 3.57 wt.%,K2O/Na2O含量为0.79 ～ 1.74,在SiO2-K2O图解中位于钙碱性系列-高钾钙碱性系列(见图7A)，MgO含量较低，为(0.49～ 0.86 wt.%,Mg#值为27.9 ～ 35.44。

图7 新元古代花闪长岩和花岗岩SiO2-K2O(A)与A/NK-A/CNK图解(B)(据文献[41-42])Fig.7 The diagrams of SiO2-K2O(A) and A/NK-A/CNK(B) for the Neoproterozoic granodioritic and granitic intrusions

5 微量元素地球化学特征

样品的微量和稀土元素的分析数据如表2所示，花岗闪长岩样品的稀土元素总量为58.8×10-6～ 67.5×10-6,轻稀土相对重稀土富集,重稀土平坦,(La/Yb)N为4.50 ～ 6.10,(Ce/Yb)N为3.72 ～ 4.91,显示比较明显Eu负异常(δEu=0.71 ～ 0.74)；花岗岩样品稀土元素总量为66.9×10-6～114.3×10-6,轻稀土富集，(La/Yb)N为2.77 ～ 5.89,重稀土平坦，(Gd/Yb)N为0.56 ～ 0.99,可见明显的Eu负异常(δEu=0.47 ～ 0.81)。在球粒陨石标准化稀土元素配分图解(见图8A, C)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(见图8B, D)中,2组岩石样品具有较为一致的配分模式。球粒陨石标准化配分图解显示,花岗闪长岩和花岗岩样品稀土配分曲线均表现为右倾的轻稀土富集、重稀土平坦的配分模式。此外,在原始地幔标准化图解中,2组岩石的Rb、Th、K、Hf等元素相对富集,而Nb、Ta、Sr、P元素表现出明显的负异常,其中,Nb、Ta、P、Ti具有显著的亏损现象。此外,Nb、Ta的亏损和Zr的富集揭示源区岩石可能以陆壳组分构成为主[43-45]。

图8 新元古代花岗闪长岩和花岗岩的稀土元素配分图解(A, C)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(B, D)(据文献[46])Fig.8 Chondrite-normalized REE patterns(A, C) and primitive-mantle-normalized trace element spider diagrams(B, D) of the Neoproterozoic granodioritic and granitic intrusions

6 Sr-Nd同位素特征

选择2个花岗闪长岩样品和3个花岗岩样品进行Sr-Nd同位素分析测试,其同位素结果如表3所示。2个花岗闪长岩样品的87Sr/86Sr比值分别为0.724 926和0.728 250,143Nd/144Nd比值分别为0.511 923 和 0.511 930,对应的初始锶同位素比值(87Sr/86Sr)i分别为0.694 767和0.704 952,具有富集的εNd(t)值(-5.93和-5.06),二阶段模式年龄T2DM为2.02 Ga和2.10 Ga；3个花岗岩样品的87Sr/86Sr比值为0.771 773 ～ 0.781 762,143Nd/144Nd比值为0.511 984 ～ 0.512 018,对应的初始锶同位素比值(87Sr/86Sr)i为0.708 366 ～ 0.716 585,与花岗闪长岩接近的εNd(t)值(-5.42 ～-4.83)和略微年轻的二阶段模式年龄T2DM(2.04～1.99 Ga)。

表3 新元古代花岗闪长岩和花岗岩Sr-Nd同位素分析结果Tab.3 Sr-Nd isotopic analysis results of the Neoproterozoic granodioritic and granitic intrusions

7 讨论

7.1 岩石成因类型

现有研究表明,花岗岩成因类型通常被分为4种:M型、I型、S型以及A型花岗岩。钾长石鲜少出现在M型花岗岩中,并且较低的K2O以及Rb值也是M型花岗岩的典型特征之一[47-48]。然而2组样品中,Rb含量为60.0×10-6～ 223×10-6,K20含量为1.09×10-6～ 4.90×10-6,两者含量较高,并且存在较多的碱性长石,这与M型花岗岩明显有较大出入。此外,根据A型花岗岩的判别标准,10个岩石样品的10 000×Ga/Al值为2.00 ～ 2.59,(Nb+Ce+Zr+Y)值为198.3×10-6～ 326.3×10-6, 这都小于Whalen提出的10 000×Ga/Al和(Nb+Ce+Zr+Y)的临界值2.6与350.0×10-6[49]。此外,显微镜下也未发现明显代表性的碱性暗色矿物,因此它们也不符合A型花岗岩特征。

有效区分S型和I型花岗岩的标准之一就是铝饱和指数，铝饱和指数(A/CNK)大于1.1，并且SiO2含量较高为S型花岗岩的突出特征，Chappell指出P2O5在I型和S型花岗岩内相反的表现形式也是区分2种花岗岩的最显著的特征之一[50]。通常来说,在I型花岗岩内,P2O5的含量随着SiO2含量的增高而降低,呈现出负相关联系,这主要是由于含磷灰石晶体的变沉积岩源熔体和含磷灰石晶体的残余体之间分离比例不同造成的。然而在S型花岗岩中,P2O5的含量变化较大,其随着SiO2含量增加明显升高[51-52]。此外,由于源自变沉积原岩的花岗岩可以表现出类似于所谓过铝质I型花岗岩的成分变化,因此铝饱和指数与SiO2含量也可进行I型以及S型花岗岩的区别。随着SiO2含量增高,I型花岗岩的铝饱和指数也随之增加,呈正相关趋势,并主要处于偏铝质区域内。而S型花岗岩则趋势相反,随着SiO2含量提升,铝饱和指数却降低,但A/CNK大多高于1.0[51]。

本研究的4个花岗闪长岩样品SiO2(66.00 ～ 67.99 wt.%)和TiO2(0.47 wt.% ～ 0.48 wt.%)含量偏低,铝饱和指数A/CNK都大于1.1(A/CNK=1.11 ～ 1.15),均属于过铝质系列,在SiO2-P2O5图解中(见图9B),样品均表现出S型花岗岩的演化趋势。在A/CNK-SiO2图解中(见图9A)，随着SiO2含量提升,样品的铝饱和指数下降,但均超过1.0,显示出S型花岗岩的标志特征；6个花岗岩样品SiO2含量偏高(69.02～71.54 wt.%)，TiO2含量偏低(0.34～0.55 wt.%),多数样品的铝饱和指数大于1.1(A/CNK=1.07 ～ 1.12),在A/NK-A/CNK图解中,属于过铝质系列，随着样品SiO2含量增高,P2O5的值也随之升高(见图9B),而A/CNK值却逐渐降低(见图9A)。由此综合判断,此次研究的花岗闪长岩和花岗岩均属于S型花岗岩。

图9 新元古代花岗岩类成因类型判别图A/CNK-SiO2图解(A)和P2O5-SiO2图解(B)(据文献[50-51,53])Fig.9 Genesis types discrimination diagrams of the Neoproterozoic granodioritic and granitic intrusions:A/CNK-SiO2diagram (A); P2O5-SiO2diagram (B)

现有研究表明，中祁连地块出露有较多的新元古代早期的花岗岩,大多为I型和S型花岗岩,也保留有少部分A型花岗岩[11-12,54-55]。而马衔山岩群内多见I型花岗岩,仅在兰州地区内发现有S型花岗岩。而本研究的S型花岗岩属于强过铝质花岗岩,为造山期花岗岩类,一般存在于大陆碰撞褶皱带内或克拉通内。通常来说,富黏土、贫长石(<5%)的强过铝质花岗岩的源岩是泥质的,并且多形成在成熟的大陆克拉通。相反的是,形成于海沟俯冲带环境中(未成熟的板块边缘,例如岛弧等)的过铝质花岗岩的源岩是贫黏土、富长石(>5%)(见图10A)[56]。2组岩石样品的CaO/Na2O值较高(0.56 ～ 1.25)，Al2O3/TiO2值较低(26.7 ～ 41.9),Al2O3/TiO2比值能够指示岩浆形成时的温度,当比值小于100时,则熔体温度大于875℃。相反的,当比值大于100,熔体温度小于875℃[57]。此外,Rb/Sr比值较高(0.18 ～ 0.30)，Rb/Ba比值较低(0.382 ～ 1.87)。这些数据显示马衔山岩群内花岗闪长岩和花岗岩的源区，都主要为贫黏土的杂砂岩高温熔融而形成(见图10B),这与我们岩石类型的讨论结果相一致。虽然花岗闪长岩中部分样品并未完全落于强过铝质花岗岩区域内,但综合上述元素比值趋势特征,我们仍认为其为强过铝质S型花岗岩。

图10 新元古代花岗闪长岩和花岗岩Al2O3/TiO2-CaO/Na2O(A)和Rb/Sr-Rb/Ba(B)图解(据文献[57])Fig.10 The diagrams of Al2O3/TiO2-CaO/Na2O(A)and Rb/Sr-Rb/Ba(B) for the Neoproterozoic granodioritic and granitic intrusions

Jahn曾提出, 对Rb/Sr比值偏高的岩石来说, (87Sr/86Sr)i值具有很大的不确定因素[58]。所以, 对马衔山岩群内, 经过年龄校正计算出(87Sr/86Sr)i值小于0.700的岩石样品在后续成因讨论中不再使用。在全岩87Sr/86Sr-εNd(t)图解中, 可以发现样品的全岩87Sr/86Sr比值较为集中, 显示富集的地壳物质属性(见图11A)。此外, εNd(t)的值变化较小,为-6.05 ～-4.83,而较低的εNd(t)值对应较高的模式年龄。马衔山岩群内2组花岗质岩石的二阶段模式年龄T2DM为1.99 ～ 2.09 Ga(见表3),可以看出,其同位素模式年龄与岩浆结晶年龄(958 Ma和934 Ma)差异较大,这意味着岩浆很可能来自古元古代地壳物质的再循环。因此,推测马衔山岩群内新元古代花岗闪长岩及花岗岩为古元古代地壳杂砂岩高温熔融而形成。

7.2 岩石形成的构造环境

祁连造山带内广泛出露有新元古代岩浆岩,这对探讨其与周围板块的构造演化关系以及与同时期罗迪尼亚超大陆(Rodinia supercontinent)之间的联系提供了重要依据。而近年来,学者们发现祁连内存在新元古代早期I型花岗岩并对其展开了研究,但相对缺少同时期其他类型花岗岩的对比研究。前人研究表明,祁连造山带在新元古代早期经历了多期次的岩浆热事件,按照已有测年数据可归纳为2个时段：～800 Ma(826 Ma、809 Ma、788 Ma、816 Ma和795 Ma)，～900 Ma(896 Ma、920 Ma和932 Ma)。

利用马衔山岩群内花岗闪长岩和花岗岩的地化数据进行投图,可以发现在Rb vs. (Yb+Ta)和(Rb/30 vs. Hf vs. Ta×3)的图解中(见图12),2组岩石样品处于火山弧花岗岩区域内,表明马衔山岩群内新元古代早期岩浆多源自弧相关环境。并且,Tung对本区域内镁铁质-超镁铁质岩石进行研究[60],得出约910 Ma结晶的岩石形成于岛弧环境，920～930 Ma的花岗质岩石也被认为在新元古代早期岛弧环境中产生。此外,本研究岩石样品的Sr-Nd同位素组成较为一致,都呈现出富集的特征[61],对比祁连造山带内部同时期花岗岩的Nd同位素组成,表明约900 Ma花岗质岩石可能来自相同的源区。较小的εNd(t)值说明古老地壳物质的重熔是该期花岗岩形成的重要机制,这也与图11A的特征结果较为相符。因此,Sr-Nd同位素组成特征与早期岛弧环境形成的花岗质岩石是一致的。尽管,郭进京指出中祁连板块湟源岩群内出露有917 Ma同碰撞形成的花岗质岩石[9]，Wan也认为930 Ma和940 Ma的花岗质岩石是碰撞造山的产物[7，55],但其在Rb vs. (Nb+Y)图解中均处于与弧相关的区域内(见图12A)。

图12 新元古代花岗闪长岩和花岗岩(Y+Ta)-Rb (A)和(Rb/30)-Hf-(Ta×3) (B)构造环境判别图(据文献[7，60，62-63])Fig.12 (Y+Ta)-Rb (A) and (Rb/30)-Hf-(Ta×3) (B) tectonic discrimination diagrams for the Neoproterozoic granodioritic and granitic intrusions

综上所述,祁连造山带新元古代早期位于俯冲相关的活动大陆边缘构造环境。现有研究表明,华南板块也发育大量约900 Ma的花岗质岩浆作用,与晋宁早期岩浆事件相对应[64]。这些分布于扬子板块和华夏板块的岩浆作用一起构成了华南新元古代早期的岛弧岩浆作用[23，65],主要有岩浆弧花岗岩[23，66]和火山岩[19,67-68],表明华南在新元古代早期也处于活动大陆边缘构造环境[6,69-71]。此外,祁连造山带与华南板块的同时期花岗质岩浆作用具有相似的Hf同位素模式年龄。祁连造山带该时期花岗岩类锆石Hf同位素二阶段模式年龄为0.73～2.26 Ga,峰值约处于1.8～2.1 Ga[70,72-74],并且在新元古代发生了显著的地壳生长事件。与此类似,华南板块该期花岗岩类锆石的T2DM值为1.50～2.14 Ga,新元古代也发生了显著的地壳生长[75-79]。

这些相似性说明,祁连造山带与华南板块都经历了新元古代早期相似的构造岩浆事件,具有较为相似的同位素组成特征和构造环境,显示了一定的构造亲缘性,新元古代早期可能经历了相同的构造演化过程。华南板块记录了罗迪尼亚超大陆的聚合与裂解,因此祁连造山带在新元古代早期可能也参与了罗迪尼亚超大陆的聚合过程。