新疆东昆仑土窑洞地区新元古代早期侵入岩年代学、地球化学及其构造意义

2024-01-19马德成高光明向夏楠

现代地质 2023年6期

席振，马德成，李欢，高光明，向夏楠

(1.湖南城市学院市政与测绘工程学院，湖南益阳 413000；2.中南大学有色金属成矿预测与地质环境监测教育部重点实验室，湖南长沙 410083；3.新疆有色地质勘查局701队，新疆昌吉 831100)

0 引言

Rodinia超大陆概念被提出后，其拼接裂解演化过程物质记录在我国很多地区都有报道[1-3]。近年来在我国西北部如柴达木北缘、阿尔金山、中祁连以及东昆仑等地区发现一些新元古代岩浆和变质事件，都能与Rodinia超大陆汇聚和裂解联系起来[4-12]。东昆仑造山带处于青藏高原北端柴达木地块和羌塘地块之间，连接冈瓦纳大陆和劳亚大陆，是经历了复杂的构造岩浆作用形成的俯冲增生复合造山带[13-15]。从寒武纪到晚古生代，东昆仑南部洋盆从形成、扩张到闭合，继而发生陆陆碰撞造山和后碰撞伸展，并一直持续到晚泥盆世。随后二叠纪到晚三叠世南昆仑洋西南侧的阿尼玛卿洋盆开始扩张，被动大陆边缘转为活动大陆边缘，俯冲-同碰撞-板内伸展旋回再次发生。这两阶段的造山活动形成了东昆仑广泛分布的古生代和中生代构造岩浆岩带[10，15-16]。

当前东昆仑新元古代岩浆活动研究主要分布集中在东昆仑东段青海省范围，中西部元古代火成岩研究报道较少[14-17]。如东昆仑西部尕林格的变质侵入岩锆石U-Pb年龄为(938± 2)Ma及(938± 5)Ma，其地球化学特征表明其形成于大陆微板块碰撞背景[17]。东昆仑西部喀雅克登塔格和那陵格勒河新元古代变质侵入体锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄为840～824 Ma，均属于大陆同碰撞造山过程岩浆活动的产物[12，18]。东昆仑东段巴隆南花岗片麻岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄为(870± 7.7)Ma和(875.3± 6.3)Ma，形成于同碰撞环境[19]。而前人统计东昆仑元古代构造热事件，提出新元古代末为Rodinia超大陆裂解阶段，构造环境开始由挤压演变为伸展机制，在900 Ma后东昆仑地区转为造山后伸展环境[3，14]，这与尕林格、喀雅克登塔格等地区的研究结论不同。因此，东昆仑中西部精确地质年代学和地球化学证据的不足导致了东昆仑新元古代构造-岩浆活动背景研究存在争议。本文选择位于东昆仑西部祁漫塔格地区阿达滩断层带以北出露的新元古代早期花岗岩为研究对象，进行岩石学、LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学和全岩元素组成研究，讨论岩浆来源及成岩构造背景，为东昆仑地区的早期地质构造演化过程提供新的制约。

1 地质背景

东昆仑地区分为昆北构造带、中昆仑微陆块和昆中构造混杂岩带以及昆南构造带等单元(图1(a))[14，20-21]。昆北构造带北侧为柴达木盆地，南侧为昆中断裂带，近东西向展布。中昆仑微陆块和昆中构造混杂岩带又叫作昆中蛇绿混杂岩带，发育乌妥、清水泉和塔妥蛇绿岩带。昆南构造带近东西楔状分布，为早古生代增生楔残留弧，大面积分布不同期次的花岗岩类。各个构造单元之间以断裂带分隔。区域构造以北西向为主，阿达滩深大断裂位于研究区西南，该断裂长期活动，是区域上不同年代不同性质岩浆岩分布的重要界限。其他区域性断层规模较小，以北西西向、近东西向等断裂为主。东昆仑西段元古宙岩浆岩出露规模较小，研究报道较少(表1)；古生代奥陶纪—泥盆纪岩浆岩出露规模较大。中昆仑微陆块则主要发育晚古生代—中生代岩浆岩，以三叠纪为主。区域地层包括早元古代变质岩、中晚元古代碳酸盐岩和碎屑岩以及早古生代祁漫塔格群碎屑岩。

表1 东昆仑西段中-新元古代岩石年代学统计

图1 东昆仑西段构造单元(a)(据文献[3]和[20]修改)及土窑洞地区地质简图(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)

图2 土窑洞地区实测地质剖面A-A′Fig.2 Measured geological profile A-A′ at Tuyaodong

土窑洞一带出露下元古界白沙河岩组和土窑洞侵入岩，表现为多个岩体分布形式，岩体的面积均不大，为 0.2～ 4 km2，呈小的岩株和岩枝状产出。研究区北西西向及近东西向断层发育，致使岩体呈叠瓦断片状产出，岩体的展布方向亦为北西西向及近东西向(图 1(b))。土窑洞侵入岩的岩性主要为红灰色巨晶斑状正长花岗岩，见少量灰白色中粗粒二长花岗岩和灰色中细粒花岗闪长岩。侵入岩与下元古界白沙河岩组中深变质基底地层之间多为侵入接触关系或断层接触关系，岩体间基本为断层接触关系(图 2)。土窑洞序列侵入岩内基本均未见深源包体。在红灰色巨晶斑状正长花岗岩中见有少量辉长岩脉，呈灰黑色、细粒结构和近东西向展布，脉宽一般为 2～ 10 m，长一般为数十米到数百米不等。

2 样品信息与测试分析

2.1 样品岩石岩相学特征

本次研究主要采集土窑洞二长花岗岩和正长花岗岩样品，位置如图1(b)所示。正长花岗岩与二长花岗岩野外特征较为相似。岩石新鲜面呈浅灰，表面风化呈灰褐色，节理裂隙较为发育。各岩性岩石矿物普遍具有定向性，大都具有片麻状构造(糜棱岩化)(图3)。灰白色片麻状中粗粒二长花岗岩为变余细粒半自形粒状结构，定向构造，稍具片麻状构造。由钾长石(Kf)、斜长石(Pl)、石英(Q)和黑云母(Bi)等组成，粒度一般0.2～ 2.0 mm，个别达3.5 mm(图3(a)-(d))。后期受力导致矿物沿长轴略具定向分布，岩石部分组分破碎成棱角状、透镜状碎斑。碎斑无明显位移，其间分布细碎的原岩组分和微粒状石英、显微鳞片状绢云母等基质，基质绕过碎斑分布，含量约占6%。斜长石为半自形，双晶弯曲，波状消光明显，具轻微程度绢云母化，不均匀分布。含量20%～ 25%。钾长石呈半自形-它形厚片状，为微斜长石，波状消光明显，微裂纹发育，微裂隙内充填微粒状石英、黑云母等，含量30%～ 35%。石英为粒状，波状消光明显，聚集不均匀分布，含量25%～ 30%。黑云母为鳞片状，粒径小于0.7 mm，挤压在粒状矿物间或破碎成基质定向分布。白云母为鳞片状，零星散布，含量约5%，还见有零星分布的榍石。片麻状正长花岗岩具有似斑状结构，斑晶含量20%～ 40%不等，由钾长石和斜长石构成，呈短柱状，粒径一般为1×3 cm，局部斑晶可大至(2～ 3)×(5～ 10)cm；基质为粗粒结构，主要由石英(20%～30%)、钾长石(40%左右)和斜长石(20%左右)以及少量黑云母和白云母(两者累积小于5%)组成。岩石中矿物普遍具有定向构造和片麻状(糜棱岩化)构造，局部地段发育眼球状构造(图3(b))。

图3 土窑洞地区侵入岩野外与显微照片Fig.3 Field photos and photomicrographs of the Tuyaodong intrusive rocks(a)二长花岗岩；(b)正长花岗岩；(c)(d)二长花岗岩显微照片；Bi.黑云母；hf.钾长岩；Pl.斜长石；Q.石英

2.2 分析方法

锆石U-Pb同位素定年样品的分选、制靶，反射光、透射光和阴极发光(CL)显微照相以及U-Pb定年测试均在中科院新疆生态与地理研究所实验测试中心完成。选取无包裹体无裂纹的锆石微区进行定年分析，以高纯He作为剥蚀物质载气，采用硅酸盐玻璃标准参考物质NIST SRM610进行仪器最佳化，锆石年龄以国际标样91500作为外标确保标准和样品的仪器条件一致。数据处理采用ICPMSDataCal程序[32]，各分析点获取的同位素比值和年龄误差均为1σ。主微量元素组成测试在核工业北京地质研究院分析测试中心完成。主量元素测试分别使用X射线荧光光谱方法(XRF)和化学分析法(CA)。在AxiosmAX X射线荧光光谱仪上进行。XRF X射线管电压为50 kV，电流为50 mA，元素含量分析相对误差小于5%。岩石中氧化亚铁测试采用化学分析法，检测方法和依据参照GB/T14506.14—2010《硅酸盐岩石化学分析方法第14部分：氧化亚铁量测定》。微量元素含量分析使用电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS)，等离子体质谱仪型号为NexION 300D。当微量元素含量大于10×10-6时，测试相对误差小于5%；而含量小于10×10-6时，相对误差小于10%。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年龄

二长花岗岩样品TW618挑选的锆石一般呈浅灰色或浅黄褐色，晶体一般呈正方双锥短柱状，少量呈针状，晶体长一般0.17～ 0.09 mm，宽一般0.04～ 0.012 mm。均有熔蚀圆化现象，偶见内部包含暗色矿物包体，符合岩浆-变质锆石的特征。锆石的阴极发光照片显示较典型的岩浆锆石振荡环带(图4)。共完成了20个U-Pb年龄测试点，结果见表2，年龄谐和度超过95%的测试点有15个(图5)。锆石原位U含量为486×10-6～3944×10-6，Th/U比值介于0.13～ 0.38，均大于0.1，指示锆石为岩浆成因。除了4个测试点在谐和线下方外，11个测点的分布较为集中，均位于谐和线上及其附近，锆石206Pb/238U加权平均年龄为(932.7± 2.4)Ma，表明岩体侵位时间为新元古代早期。

表2 土窑洞地区二长花岗岩(样号TW618)锆石U - Pb定年结果

图4 土窑洞地区二长花岗岩典型锆石阴极发光图像(标示年龄为锆石206Pb/238U年龄)Fig.4 Typical zircon CL images of the Tuyaodong monzogranite(the zircon 206Pb/238U ages are indicated)

图5 土窑洞地区二长花岗岩锆石U-Pb年龄谐和图(a)(b)与206Pb/238U加权平均年龄直方图(c)Fig.5 Zircon U-Pb concordia(a)(b)and weighted mean ages(c)diagrams of monzogranite in Tuyaodong area

3.2 全岩元素组成

主量元素和微量元素分析结果见表3。主量元素中，样品SiO2含量为67.37%～ 76.35%，全碱Na2O+K2O含量为4.76%～ 8.28%，碱度率AR为4.42～ 7.33，在TAS图解中落入花岗闪长岩-花岗岩范围(图6(a))。Al2O3含量为12%～ 14.25%，铝过饱和指数(A/CNK)介于0.90～ 1.10之间，属于弱过铝质岩石(图6(b))。K2O含量为1.59%～ 6.1%，K2O/Na2O比值为0.41～ 2.8，多数比值大于1，属于高钾钙碱性系列(图6(c))。

表3 土窑洞地区侵入岩主量元素(%)、微量元素和稀土元素(10-6)分析结果

图6 土窑洞地区侵入岩(K2O+Na2O)-SiO2(a)，A/NK-A/CNK(b)和K2O-SiO2(c)图解(底图据文献[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.土窑洞正长花岗岩；2.土窑洞二长花岗岩；3.喀雅克登塔格黑云母二长片麻岩(824 ± 3 Ma)[12]；4.那陵郭勒河花岗闪长岩(840 ± 2 Ma)[18]；5.夏日哈木二长花岗岩(920 ± 3 Ma和924 ± 5 Ma)[22]；6.博卡里克片麻花岗岩(1006 ± 20 Ma)[25]；投点图例下同

稀土和微量元素中，片麻状正长花岗岩和二长花岗岩球粒陨石标准化配分曲线和原始地幔标准化蛛网图较为一致。正长花岗岩和二长花岗岩稀土总量ΣREE集中在66.61×10-6～ 271.77×10-6，其中轻稀土总量LREE 为55.90×10-6～ 251.25×10-6，重稀土总量HREE为9.94×10-6～ 21.68×10-6，轻、重稀土比值LREE/HREE为5.09～ 12.24，表明具轻稀土富集、重稀土亏损的特征。LaN/YbN介于5.04～ 16.76之间，平均11.01。在稀土元素球粒陨石标准化配分模式图中(图7(a))，轻、重稀土分馏较明显，轻稀土富集且分馏明显，重稀土亏损且分馏不明显，呈中等倾斜的右倾平滑型型式。δEu为0.31～ 0.94，平均值0.47，具有明显Eu负异常。δCe值为0.85～ 0.98，小于1，具不明显的负异常，为铈亏损型。微量元素原始地幔标准化蛛网图(图7(b))呈右倾斜的不规则曲线，Rb、Th和K等大离子亲石元素富集，显示Rb、Th 等不相容元素呈明显的波峰状，而Ba、Nb和Sr等元素呈波谷状的特点。由于二长花岗岩样品D90烧失量过大(2.6%)，在下文讨论岩浆起源时，不考虑这个样品的主量元素和活动性微量元素特征。

图7 土窑洞地区侵入岩稀土元素球粒陨石标准化配分图(a)(标准化值据文献[36])及微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)(标准化值据文献[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 讨论

4.1 岩石成因类型

近年来，花岗岩成因研究将花岗岩分为I型、S型、M型和A型，M型花岗岩是地幔岩浆直接结晶分异的产物，一般只分布在大洋中脊[38]。10000×Ga/Al和Zr+Nb+Ce+Y被认为能够有效地将A型和I型、S型和M型进行区分[39-40]。土窑洞花岗岩在Zr+Nb+Ce+Y对FeOT/MgO和(Na2O+K2O)/CaO图解(图8(a)和(b))中，样品投点集中在未分异I型或S型花岗岩范围，反映其不属于A型花岗岩。该区域内夏日哈木(920 Ma 和 924 Ma)[22]和博卡里克(1006 Ma)[25]基本位于分异I或S型花岗岩范围，而那陵郭勒河(840 Ma)[18]和喀雅克登塔格(824 Ma)[12]花岗岩基本位于A型花岗岩范围。S型花岗岩一般为过铝质花岗岩，以发育白云母、堇青石等富铝矿物为特征[41]。S型花岗岩中钠的含量与I型花岗岩相比是比较低的，通常当K2O含量近5%时，Na2O含量低于3.2%；K2O含量近2%时，Na2O含量低于2.2%[42-43]。土窑洞花岗岩具有高SiO2，K2O平均为4.06%，而Na2O平均为2.78%，A/CNK平均为1.02，属弱过铝质，发育白云母等过铝质矿物，具有S型花岗岩特征。同时，在准铝质-弱过铝质岩浆中，随着岩浆持续演化，磷灰石的溶解度会降低，易结晶分离，从而随SiO2含量增加，P2O5、Th和Ta等会降低[44]。Y在过铝质的岩浆演化初期会优先进入Th、Y元素富集矿物(如独居石)，导致S型花岗岩的Y与 Rb呈现负相关关系。而在准铝质岩浆演化初期，Y富集的矿物则不会优先分离结晶，所以I型花岗岩的Rb与Y呈现正相关关系[45]。土窑洞花岗岩SiO2与P2O5及Rb与Y图解中(图8(c)和(d))，随SiO2含量的增加，P2O5分布较为离散，趋势不明显，而随着Rb含量的增高，Y含量降低，呈现负相关的S型花岗岩的演化趋势，与夏日哈木和博卡里克相似，因此土窑洞花岗质岩石属于弱过铝质的S型花岗岩。

图8 土窑洞地区侵入岩(Zr+Nb+Ce+Y)-(Na2O+K2O)/CaO(a)、(Zr+Nb+Ce+Y)-FeOT/MgO(b)、SiO2- P2O5(c)和Rb-Y(d)图解((a)(b)底图据文献[39])；投点图例同图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 岩浆源区属性与熔融条件

微量元素Rb/Sr、Th/Nb特征可以有效反映岩浆源区的性质。土窑洞花岗岩的Rb、Th等强不相容元素富集显示花岗岩具有陆壳的特点，属于岛弧或活动大陆边缘钙碱性岩浆岩的特征[22]。土窑洞花岗岩Rb/Sr比值为0.30～ 9.09，平均2.44，远大于地壳Rb/Sr标准值0.35；Ba/Nb与La/Nb比值分别为10.65～ 101.57(平均35.87)和0.62～ 5.27(平均2.58)，与地壳标准值(54.0和2.2)相近，远高于地幔标准值(9.0和0.94)[36-37]。Th/La比值为0.29～ 0.81(平均0.52)，Th/Nb 比值为0.2～ 1.77(平均1.14)，高于地幔平均值0.125和0.12[37]，反映源区可能为成熟的上部地壳[22]。在实验中以杂砂岩为源岩部分熔融形成的过铝质花岗岩通常CaO与Na2O比值大于0.3，泥质岩部分熔融形成的过铝质花岗岩则CaO与Na2O比值小于0.3[46]。土窑洞二长花岗岩和正长花岗岩的CaO/Na2O为0.35～ 1.41，源区可能是以含大量长石和石英的杂砂岩为主。在(Al2O3+MgO+FeOT+TiO2)-Al2O3/(MgO+FeOT+TiO2)图解(图9(a))[47]和Rb/Sr-Rb/Ba图解(图9(b))[46]中，土窑洞花岗岩主要投点于贫黏土的杂砂岩部分熔融区，同样显示源区成分为杂砂岩。上述分析表明土窑洞花岗岩源区岩石主要为含少量泥质成分的砂质碎屑沉积岩，是成熟度较高的陆壳部分熔融的产物[19]。

图9 土窑洞地区侵入岩Al2O3/(MgO+FeOT+TiO2)-(Al2O3+MgO+FeOT+TiO2)(a)(据文献[47])和Rb/Ba-Rb/Sr(b)(据文献[46])图解(投点图例同图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

在锆石饱和和充分估计熔体成分条件下，可以根据花岗岩岩浆中Zr的含量和温度表现出的相关性来计算锆石饱和温度[50]。Chappell等[51-52]把花岗岩分为高温和低温两类，其中高温花岗岩早期表现出随温度增高，Zr含量增加。随着结晶反应的持续发生，Zr含量因达到饱和而发生总成分中含量降低。而低温花岗岩有相对丰富的残留锆石，岩浆初始结晶Zr就达到饱和，因此在结晶过程中Zr含量会降低。因此，高温花岗岩计算的锆石饱和温度代表岩浆的最低温度，而低温花岗岩则反映最高温度。Sylverster研究认为，Al2O3/TiO2值可以用来判断过铝质花岗岩形成的温度，当岩石Al2O3/TiO2>100时，部分熔融温度< 875 ℃；当岩石Al2O3/TiO2<100时，部分熔融温度>875 ℃[46]。土窑洞花岗岩Al2O3/TiO2为25.13～ 82.50，小于100，表明其形成温度大于875 ℃，属高温型花岗岩。根据修正后的锆石饱和温度模拟公式TZr=12900/(2.95+0.85M+ln(496000/Zrmelt))(使原子数分数和为1，M=(Na+K+2Ca)/(Al×Si)，Zrmelt为全岩的Zr含量)[50]。通过计算得到土窑洞花岗岩锆石饱和温度为725～ 861 ℃，代表岩浆结晶的最低温度，实际成岩温度比计算值更高，说明新元古代早期地壳中砂质碎屑物质发生高温部分熔融，反映其深部可能存在高的热异常[40]。

在造山演化过程中，地壳厚度能够影响岩浆岩地球化学特征，因此利用微量元素地球化学来估算地壳厚度成为可能[53]。中酸性弧岩浆岩的Sr/Y值和(La/Yb)N值与地壳厚度存在线性相关关系，并经过了多个岩体与地球物理结果研究一致的结果验证。对于碰撞造山背景下，Hu等[53-54]总结大量数据提出了改进的地壳厚度计算经验公式：

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为地壳厚度，e为自然常数。式(1)和(2)适用条件为SiO2含量=55%～ 72%且MgO含量=0.5%～ 6.0%，数据需要剔除改进的Thompson tau统计检验法得到标准差大于10的离群样本或Rb/Sr>0.35的样本。

根据式(1)和(2)，土窑洞花岗岩类样品中仅TW516符合适用条件。正长花岗岩TW516的Sr/Y和(La/Yb)N值分别为21.19和8.35，利用式(1)计算的地壳厚度为42.43 km，不确定性为15.40 km。式(2)计算的地壳厚度为29.01 km，不确定性为9.34 km。两式计算的地壳厚度与邓晋福等[55]提出的钙碱性系列火成岩弧的地壳厚度较为吻合(图6(c))，表明有一定程度的地壳增厚，但不明显。另外，Sylverster[46]把造山带中过铝质花岗岩分为高压型和高温型，其中高温型过铝质花岗岩形成于高温碰撞带中，碰撞阶段地壳增厚不明显，厚度一般在50 km以下，与上式计算的地壳厚度相符。随碰撞造山过程演化，岩石圈发生拆沉作用，随之软流圈上涌或基性岩浆发生底侵，部分地壳发生熔融作用形成大面积的高温(>875 ℃)过铝质花岗岩，伴随高温低压变质作用[22]。由上文所述，土窑洞花岗岩类形成环境温度较高，压力较低，具有片麻状构造。因此，其形成机制可能是，在碰撞挤压造山作用下，陆壳发生一定程度的增厚，之后岩石圈拆沉引起基性岩浆底侵或者软流圈上涌，提供热源，部分熔融陆壳上部砂质碎屑沉积岩石，最终形成研究区新元古代花岗岩。

4.3 对区域构造演化的启示

典型S型花岗岩的成因机制一般归因于碰撞造山环境[56]或弧后伸展环境[4，57]。如果是弧后伸展环境，地幔源物质可能混入岩浆源，大量同期I型花岗岩会与S型花岗岩一起侵位，这与东昆仑西段新元古代岩浆岩的类型不符[3-4]。同时，土窑洞花岗岩较低的Cr(4.9～ 23.2× 10-6)和Nb(6.63～ 20.6× 10-6)含量表明其岩浆源未受到幔源物质的影响[37]。土窑洞花岗岩富碱、富钾，铝过饱和指数为0.90～ 1.10，具有弧花岗岩地球化学特征，属于富钾钙碱性花岗岩。在R1-R2图解(图10(a))中，主要落在同碰撞花岗岩范围及其边缘；在Pearce等[58]的Y+Nb对Rb构造判别图解(图10(b))中，主要落入同碰撞花岗岩区域。拉张环境和挤压环境形成的花岗岩稀土元素配分型式中，前者一般Eu为正异常或无大的异常，曲线均匀下降，后者一般明显的Eu负异常，曲线在Gd有明显的拐点[59]。土窑洞花岗岩呈现Eu负异常，稀土元素从Gd开始重稀土分布型式较为平坦，且岩石普遍具有高Rb特征。这些特征表明土窑洞花岗岩形成的构造背景为大陆同碰撞造山的挤压环境。

图10 土窑洞地区侵入岩R2-R1(a)(底图据文献[66])和Rb-(Y+Nb)(b)(底图据文献[56])图解(投点图例同图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

已发表的东昆仑前寒武纪研究数据表明，东昆仑地区元古宙存在三次强烈的区域性构造热事件，分别发生在2400～ 2500 Ma、1800～ 1900 Ma和约1000 Ma[10-11，60]。其中约1000 Ma即新元古代早期的构造热事件最为强烈，导致洋盆闭合和陆块碰撞，形成大面积分布的变质花岗岩[10-11，60]。花岗岩原岩几乎都是S型，主要为过铝质，显示出相似矿物组合，并含有白云母、石榴石和电气石等。分析认为，新元古代早期的花岗岩是在相同的构造动力背景和岩浆源区下部分熔融形成，此期花岗岩是Rodinia超大陆运动在东昆仑活动的物质记录。如孟繁聪等[61]报道东昆仑东端温泉地区花岗片麻岩原岩时代为900 Ma，是古老地壳熔融的产物，与Rodinia超大陆的演化有关。同时，在东昆仑位置Rodinia超大陆在新元古代演化形成不同的岩浆活动地球动力背景。早在中元古代蓟县纪东昆仑就开始出现大洋盆地并向北俯冲增生，到新元古代青白口纪进入碰撞阶段，形成碰撞性花岗岩[62]。如东昆仑东部的香日德地区片麻花岗岩(944～ 936 Ma)形成于同碰撞环境[13，63]。本次在东昆仑西部土窑洞获得二长花岗岩年龄为(932.7±2.4)Ma，属新元古代早期，也形成于碰撞挤压的构造背景。到新元古代中期，Rodinia超大陆处于拼接后开始分裂阶段，此时为造山后大陆裂谷早期发育的伸展环境[3]。如诺木洪地区的白沙河岩组原岩为陆源碎屑岩夹基性火山岩，形成于中元古代由伸展向挤压转换的大陆裂谷晚期构造条件[64]。东昆仑温泉地区榴辉岩原岩锆石测年年龄为934 Ma，原岩为大陆边缘环境，而东昆仑中部的清水泉蛇绿岩形成于中元古代，则属俯冲带性蛇绿岩[65]。修群业等[28]指出在土窑洞北西狼牙山组发育叠层石，同位素年龄(815± 26)Ma，是Rodinia超大陆解体形成微陆块的被动大陆边缘的产物。综合分析认为，东昆仑新元古代长英质岩石的形成年龄与全球尺度的 Rodinia超大陆的聚合与开始分裂时间吻合，可能是对Rodinia超大陆演化过程的响应。

除东昆仑之外，我国西部地区不断报道新元古代超大陆聚合事件造成的岩浆活动证据[67-70]。柴达木南缘发育一条新元古代花岗质侵入岩带，年龄约904 Ma，是响应全球Rodinia超大陆汇聚事件的产物[8]。夏林圻等[71]对已获得的碰撞型花岗质侵入岩年龄进行统计，阿尔金地区大量新元古代早期花岗岩形成年龄为954～ 910 Ma，属陆陆碰撞形成的大规模同碰撞S型花岗岩；祁连陆块年龄分布在于942～ 880 Ma，裂谷型火山岩为824～ 604 Ma。在新元古代晚期到早寒武世裂谷作用阶段形成板内拉张环境，发育A型花岗岩(857～ 758 Ma)，如红柳沟、库木大坂等[9]。结合东昆仑东西向新元古代片麻状长英质岩石构造背景从同碰撞造山挤压环境到大陆裂谷拉伸环境转变的事实[3，22，72]，本文认为在新元古代早期(1000～ 900 Ma)，我国青藏高原北部存在一次Rodinia超大陆汇聚事件，其后超大陆开始裂解。