阿尔金二长花岗岩LAICPMS锆石定年Hf同位素特征本科.doc

《阿尔金二长花岗岩LAICPMS锆石定年Hf同位素特征本科.doc》由会员分享，可在线阅读，更多相关《阿尔金二长花岗岩LAICPMS锆石定年Hf同位素特征本科.doc（50页珍藏版）》请在淘文阁 - 分享文档赚钱的网站上搜索。

1、【精品文档】如有侵权，请联系网站删除，仅供学习与交流阿尔金二长花岗岩LAICPMS锆石定年Hf同位素特征本科.精品文档.摘要地球化学显示，阿尔金南缘江尕勒萨依二长花岗岩， SiO2含量高(73.37 % 74.02%, 平均为73.69%), TiO2含量低(0.11 % 0.16%, 平均为0.13%), CaO含量低(0.85 % 0.94%, 平均为0.91%), Na2O含量为3.04 % 3.65%, 平均为3.32%, K2O含量为5.22 % 5.69%, 平均为5.43%, 全碱含量高(K2O+Na2O=8.42 9.01, 平均为8.76), K2O含量相对Na2O高, K2

2、O/Na2O=1.46 1.77, 平均为1.63, 在SiO2-K2O+Na2O图解上所有样品落入花岗岩区域, 在SiO2-K2O图解上落入高钾钙碱性-钾玄岩系列, 在K2O-Na2O图上落入高钾质区域具有富铝的特点, Al2O3含量为13.78 % 13.98%, 平均为13.9%, 铝包和指数A/CNK=1.03 1.11, 平均为1.06, 为过铝质系列岩石。反映该花岗岩的源岩主要来自于壳源物质的重熔，其来源也相对单一。江尕勒萨依二长花岗岩稀土总量为中等(REE = 180.89 ppm 260.17 ppm),具有高度富集轻稀土而亏损重稀土的特征, 轻重稀土比值高(LR/HR=9.0

3、1 22.14, 平均为20.59), (La/Yb)N = 14.18 89.35, 平均为74.68, 样品均出现明显的负Eu异常(Eu =0.16 0.36, 平均为0.25)从微量元素对原始地幔标准化蛛网图上可以看出, 所有花岗岩样品富集KRbTh和U等大离子亲石元素(LILEs)与轻稀土元素(LaCeNd等), 亏损NbTaP和Ti等高场强元素(HFSEs), 具有明显的Sr与Ba负异常, ZrHf无明显分异, SrBa亏损与负的Eu异常, 共同表明部分熔融源区残留体中存在斜长石或在岩浆演化过程中斜长石发生分离结晶该地区花岗岩样品中的锆石自形程度为自形晶, 呈长柱状从CL图像可以看出

4、, 锆石显示清晰的岩浆振荡环带。锆石CL图像特征表明所有样品中的锆石主体为岩浆成因, 可以代表花岗岩的形成时代。利用LA-ICP-MS方法对该区花岗质岩石进行了锆石U-Pb定年分析。大部分测点位于谐和线上及附近,江尕勒萨依二长花岗岩的206Pb/238U年龄介于449Ma 458Ma, 加权平均值为453.12.1Ma,锆石U-Pb定年结果表明江尕勒萨依地区花岗岩的形成年龄与超高压岩石的退变质年龄一致，都是折返背景下由地壳物质重熔形成的。关键字:阿尔金；二长花岗岩；LA-ICP-MS锆石定年；Hf同位素特征；碰撞后抬升AbstractAltun mountain is located in t

5、he northern margin of the Qinghai Tibet Plateau, the east Qilian Mountains, Kunlun Mountains in the west, is located between the Tarim plate and the Qaidam microplate, occupies a prominent important tectonic position, the orogenic process time limit to explore contrast of the adjacent geological uni

6、t of the connection and the Western tectonic evolution has important geological significance. In this paper, the research on the southern Altyn janggalsay River granite field geology, petrology, geochemistry and geochronology to determine the spatial distribution characteristics of the study area th

7、e early Paleozoic granitoids, magmatism and petrogenesis, combined with regional high-pressure and ultrahigh pressure metamorphism and research results, to explore the South Altun south margin of janggalsay River granite rocks of diagenetic dynamic background. Discovered by the Altyn janggalsay Rive

8、r granite rock is studied, the main mineral composition of potassium feldspar, plagioclase, quartz and biotite.Which potassium feldspar are euhedral to subhedral crystal, mainly of perthite and microcline content is 30% 40%, the content of plagioclase between 20% 30%, quartz content is about 30%, bi

9、otite content of about 15%, accessory minerals mainly zircon, titanite, apatite and magnetite, High content of SiO2 (7.337% 74.02%, with an average of 73.69%), TiO2 content (0.11% 0.16%, with an average of 0.13%) low, the CaO content (0.85% 0.94%, with an average of 0.91%) low, Na2O content was 3.04

10、% 3.65%, with an average of 3.32%, K2O content was 5.22% 5.69%, with an average of 5.43%, high total alkali content (K2O+Na2O=8.42 9.01, average 8.76), a relatively high Na2O K2O content, K2O/Na2O=1.46 177, with an average of 1.63. In SiO2-K2O+Na2O diagram all samples fall into the granite area. In

11、SiO2-K2O diagram into high-k calc alkaline potassium shoshonite series, in K2O-Na2O map into high potassic zone has characteristics of rich aluminum, Al2O3 content for 13.78% 13.98%, with an average of 13.9%, aluminum clad and index A/CNK=1.03 1.11 in the, with an average of 1.06, aluminous rocks.Ja

12、nggalsay river is the second longest zircon 176Hf / 177Hf varies in the range of 0.282412 0.282456, with a mean value of 0.282440, epsilon Hf (T) varied from 3.1 1.5, and the mean value is 2.1, the two stage model ages for 1391Ma 1478Ma, average for 1425Ma. Reflect thesource rocks of thegraniteis ma

13、inly fromcrust sourcematerialremelting,its sourceis relativelysingle.Medium (REE = 180.89 ppm janggalsay River monzonitic granite REE 260.17 parts per million (PPM) of is highly enriched in light rare earth and loss characteristics of heavy rare earth, high ratio between LREE and hree (LR/HR=9.01 22

14、.14, with an average of 20.59), (LA / Yb) n = 14.18 89.35 average for 74.68, samples were found significant negative Eu anomalies (8eu =0.16 0.36, average for 0.25). uhedral plagioclase residual loss from trace elements of primitive mantle normalized spider diagram can be seen, all granite samples a

15、re enriched in K, Rb, Th and U and other large ion lithophile elements (LILEs) and light rare earth elements (La, Ce, Nd) and depleted in Nb, Ta, P and Ti and high field strength elements (HFSEs), with obvious Sr and Ba negative anomalies, Zr, Hf without obvious differentiation, Sr, Ba and negative

16、Eu anomalies show that the partial melting of the source region of the body in the presence of plagioclase or in the magma evolution in the process of fractional crystallization. The area of granite samples of zircon degree as euhedral crystal, a long column shape, length of 100 150 mum, length and

17、width ratio is 2: 1 3: 1. As can be seenfrom the CLimages,showingclearzirconmagmatic oscillatory zoning.A large number of studies show that (Hoskin and Ireland, 2000), different genesis of zircon with different Th / U ratios: magmatic zircon of the Th / U ratio is large (typically 0.4), metamorphic

18、zircon of the Th /Uratio is small ( 0.1). Jiang Ga samples of Lesayi zircon Th/U=0.23 0.87, flat were to 0.47 and zircon CL images and Th / U values indicate that all the samples in the main zircon can granitoids represent the formation age of magmatic origin.In the areaof granitic rocksweredetermin

19、edby LA-ICP-MSzircon U-Pbanalysismethod. Most of the measuring point is located in the harmonic line and near, the janggalsay River monzogranite 206Pb / 238U ages 449Ma 458Ma, weighted average value 45.31 + 2.1Ma, zircon U-Pb fixed annual results indicates that the janggalsay river area granite form

20、ation age and super high-pressure rocks back metamorphic age, are formed by crustal remelting reentrant background.Key words: Arkin;twogranite;zircon LA-ICP-MSdating;Hf isotope;post collisionuplift目 录1绪论11.1造山带花岗岩形成的构造环境11.2花岗岩成因分类研究进展31.3花岗岩锆石学研究进展71.4南阿尔金高压-超高压变质带中花岗岩的研究现状91.5 问题提出121.6 研究内容及研究意义1

21、32 区域地质背景152.1 阿尔金高压-超高压变质带变质概况152.2阿尔金高压-超高压变质带岩浆岩概况172.3 早古生代沉积地层243 分析方法253.1主量元素253.2 微量元素253.3锆石内部结构分析263.4锆石UPb 年代学264 岩相学特征284.1岩相学特征285地球化学特征295.1主量元素特征295.2 稀土及微量元素特征326 定年结果356.1锆石CL图像特征356.2 LA-ICP-MS U-Pb定年结果367 讨论与结论387.1 源岩性质387.2年代学及地球动力学背景407.3 结论41致 谢42参考文献431绪论1.1造山带花岗岩形成的构造环境花岗岩是造

22、山带重要的组成部分之一, 其与造山带形成及演化有密切的成因关系(Brown, 1994), 也与多种矿产资源形成有密切联系(肖庆辉等, 2001)。花岗岩样品容易获得, 主、微量元素测试方法成熟且精度很高; 花岗岩的放射性同位素(如Sr-Nd-Pb-Hf等)的组成特征, 能反映出其源区的性质地质时代和物质组成(Depaolo et al., 1991); 此外, 花岗岩精确定年在确定造山带构造演化过程的时限学方面有突出优势。因此, 花岗岩研究对于探讨造山带深部物质循环、造山带构造动力学过程以及地壳形成和增生机制等科学问题具有十分重要的意义(Gao et al., 2004, 2008; Wil

23、lbold and Stracke, 2010; 吴福元等, 2007a; 张旗等, 2006a, 2006b)。在近三十多年里, 花岗岩的研究经历了三个主要的里程碑(杨经绥等, 2009)：第一个是Chappell和White在1974年以岩浆物质的来源为依据, 将花岗岩划分为S型和I型(Chappell and White, 1974), 在花岗岩研究领域掀起了一股研究热潮; 第二个花岗岩研究的里程碑是Pitcher于1979年将花岗岩形成与其构造环境相联系, 提出花岗岩的构造环境分类(Pitcher, 1979), 而后又作了进一步的补充(Pitcher, 1983); 第三个是Phin

24、ney等一些美国固体地球科学家在1989年提出了一个跨世纪的大陆动力学计划, 将壳幔作用引入花岗岩的形成机制, 这是花岗岩研究第三个里程碑开始的标志(王德滋, 2004; 王德滋与沈渭洲, 2003; 王德滋与舒良树, 2007; 杨经绥等, 2006, 2009)。现代花岗岩的成因研究已不是简单的大陆边缘板块俯冲模式, 也不再停留在地壳重熔的水平上, 而是向更高级区域变质的下地壳拆沉重熔的方向发展(董申保与田伟, 2007), 因此, 形成了幔源岩浆作用系列和壳源岩浆作用系列与大地构造中底垫、俯冲和拆沉作用的理论(Kay et al., 1992; Kay and Mahlburg, 199

25、1, 1993), 加强了壳幔循环作用与岩浆作用的联系(Kelemen, 1995; Mysen, 1982)。因此, 花岗岩的物质来源(源岩性质)、构造环境(背景)、成因机制和构造过程的关系, 组成了现代花岗岩研究的三个基本问题(杨经绥等, 2009)，以往简单根据花岗岩的地球化学特征来判别花岗岩起源和形成环境是不可靠的(张旗等, 2007), 必须把地球化学特征、岩石成因与具体的地质背景、构造环境及成岩机制相结合起来, 才能获得比较可靠的岩浆来源、形成环境等信息(徐夕生等, 1999; 徐夕生, 2008; 杨经绥等, 2006; 张旗等, 2007)。在威尔逊造山旋回过程中, 形成花岗岩

26、的构造环境可能有三种, 一是大陆地壳裂解及大洋形成过程中所产生的非造山花岗岩类, 二是大洋在开始闭合时沿大陆边缘形成岩浆弧内的钙碱性花岗岩类, 三是碰撞加厚和(或)造山带伸展滑塌过程中陆壳间产生的花岗岩类(Kinny et al., 2003; 马昌前等, 2003, 2006; 杨经绥等, 2009)。研究者把花岗岩成因类型和不同的构造环境结合起来, 发表了很多重要成果(Barbarin, 1990; Eby, 1992; Pearce et al., 1984; Pitcher, 1997; Sylvester, 1998; Warren and Ellis, 1996; 韩宝福, 200

27、7; 洪大卫等, 1995; 王德滋与沈渭洲, 2003; 王德滋与舒良树, 2007; 王德滋与周金城, 1999)。王德滋等(王德滋与舒良树, 2007; 王德滋与周金城, 1999)将岩浆作用、构造作用与构造环境相结合, 提出全面、系统的构造岩浆组合类型, 将其分为五种：一是洋壳俯冲消减型, 其中包括与蛇绿岩套有成因联系的幔源型花岗岩, 及与岛弧和活动大陆边缘有关的I型花岗岩类, 如安第斯型活动陆缘、日本岛弧等; 二是陆陆碰撞型, 主要是过铝质S型花岗岩, 如喜马拉雅冈底斯碰撞造山带等; 三是陆缘伸展型, 包括双峰式火山岩、双峰式侵入岩、A型花岗岩, 如中国东南部和北美西部盆岭省等; 四

28、是陆内断裂拗陷型, 火成岩组合类似于岩浆弧的特征, 主要发育I型和A型花岗岩, 火山岩发育橄榄安粗岩系列岩石, 如钱塘江信江断裂拗陷、中国长江中下游断裂拗陷等; 五是裂谷型, 主要为大陆裂谷型双峰式侵入杂岩, 发育板内A型花岗岩, 如东非裂谷、攀西裂谷等。特别是造山作用的晚期, 造山带的垮塌或拆沉作用, 是花岗岩形成最重要的构造背景之一(Kay et al., 1992; Kay and Mahlburg, 1993; Rudnick and Fountain, 1995; 马昌前等, 2006; 吴福元等, 2007a)。尽管, 花岗岩及其构造环境的关系比较复杂, 但其形成过程与造山带构造演

29、化仍具有密切的成因联系(韩宝福, 2007)。因此, 研究花岗岩对于确定造山带构造演化、建立造山带的时-空格架等方面具有重要作用。近年来随着不断开展大陆动力学的研究, 花岗岩问题又成为地球科学研究的最新热点之一。1.2花岗岩成因分类研究进展1974年, 澳大利亚学者Chappell和White根据部分熔融源区的性质, 提出了S型和I型的花岗岩分类方案(Chappell and White, 1974)。S型花岗岩是由经历过地表风化作用的地壳变质沉积物质发生部分熔融的产物, 而I型花岗岩是由未经地表风化作用的火成岩物质部分熔融形成的。S型花岗岩的特点是富含铝质的矿物, 如白云母、红柱石和堇青石等

30、, 而I型花岗岩则是准铝质的, 以含有角闪石和黑云母为特征。1988年, Chappell和Stephens又识别出了长英质含量更高、在岩浆化学组分上演化程度更高的I型花岗岩和花岗闪长岩, 它们主要是由侵位于地壳下部的古老的基性火成岩(I型英云岩)发生重熔作用而形成的(Chappell and Stephens, 1988)。然而, 越来越多的研究表明I型和S型花岗岩在地球化学成分、同位素组成上会发生重迭, 并且, 这两种类型的花岗岩中都可能存在岩浆型包体(Chappell, 1999; Chappell and Wyborn, 2012; Clemens, 2003; Soesoo, 200

31、0), 表明有镁铁质岩浆和/或其他类型火成源的岩浆参与了这两类花岗岩浆的形成(肖庆辉等, 2007; 杨经绥等, 2009)。因此, Castro等(Castro et al., 1991)提出了H型(混染)花岗岩的概念, 并建议代替I型花岗岩(肖庆辉等, 2007)。日本学者石原舜三(Ishihara, 1977)根据花岗岩岩浆系统的氧化-还原状态提出了钛铁矿系列(ilmenite series)和磁铁矿系列(magnetite series)的分类方案(李晓峰等, 2013), 钛铁矿系列花岗岩以不含磁铁矿为特征, 而磁铁矿系列花岗岩则以含有磁铁矿为特征; 钛铁矿系列花岗岩全岩Fe2O3/

32、FeO比值小于0.5, 磁性异常小于110-3SI单位, 具有负的34S值和高的18O值, 而磁铁矿系列花岗岩则相反(ern and Ercit, 2005)。随后, Frost等(Frost et al., 2001; Frost and Frost, 2008)根据花岗岩的铁指数(Fe)将其划分为铁质类型和镁质类型, 再根据修正的酸碱指数(MALI)和铝指数(ASI)划分为碱性、碱钙性、钙碱性和钙性4个岩石系列。为了使该分类方案适用于中性、基性侵入岩和碱性岩, Frost又引进了碱指数(AI)和似长石硅饱和指数(FSSI)(Frost and Frost, 2008)。随着花岗岩岩石学和岩

33、石地球化学研究的不断深入, 研究者识别出更多新类型的花岗岩。例如, 为了将I型花岗岩中弱碱性岩石与典型钙碱性岩石相区别, Loiselle和Wones(Loiselle and Wones, 1979)把这类碱性花岗岩定义为“A型花岗岩”, 它具有无水、非造山和富碱的特征(Collins et al., 1982; Eby, 1992; Whalen et al., 1987)。又如, Whalen(Whalen, 1985)把主要由地幔(或地幔楔)熔融或者分离结晶作用形成的、与辉长岩或铁镁质岩体相的斜长花岗岩和英云闪长岩(tonalites)定义为M型花岗岩(李晓峰等, 2013)。而Def

34、ant和Drummond(Defant and Drummond, 1990)根据出露在Adakite岛年轻岛弧上与洋壳岩石圈俯冲有关的花岗岩的特点又厘定出一种新的火成岩埃达克岩(adakite), 并在国内外引起了极大的反响, 最开始由张旗等(张旗等, 2000)和王焰等(王焰等, 2000)将埃达克岩的研究引入国内, 在最初定义的基础上提出O型和C型埃达克岩的分类方案, 两种类型的埃达克岩具有不同的地球化学特征及岩石成因(罗照华等, 2002; 杨经绥等, 2009; 张旗等, 2004; 张旗, 2011; 朱弟成等, 2002)。在国内, 徐克勤等(徐克勤等, 1983)在从事华南花岗

35、岩研究的过程中, 提出了“同熔型”和“改造型”的分类方案, “同熔型”花岗岩类岩浆主要来自于上地幔衍生岩浆或下部地壳的部分熔融, 并在上升过程中由于同化混染而混合了硅铝质或硅铝物质熔融的岩浆, 而“改造型”花岗岩类是中上地壳物质重熔结晶的产物(李晓峰等, 2013)。以上各种分类方案都有合理的一面, 尤其在各方案提出的典型地区, 其适用性更加明显。但由于各种划分方案的依据标准侧重点各有不同, 大多数依据地球化学特征指标, 也有的侧重于岩石学、矿物学和/或包体特征, 进而造成花岗岩类的成因分类结果很不统一。并且, 即便都是使用地球化学参数或图解, 但因不同参数或图解仅包括少数几个不同的变量, 所

36、以也经常会产生不一致、甚至相互间矛盾的结论。越来越多的研究表明, 这种花岗岩的字母成因分类存在较多问题。众所周知, 花岗岩类成分的组成和变化主要是受源岩成分、熔融条件、基性和酸性组分之间的化学和物理反应及地壳混染等因素影响(Petford et al., 1993; Petford, 1996; Poli et al., 1996; 吴福元等, 2007a)。实验岩石学研究表明, 英云闪长质到花岗质钙碱性岩浆是大陆壳成分在780时脱水熔融产生的(Patio and Beard, 1996; Patio and Mccarthy, 1998; Rapp and Watson, 1995; Wol

37、f and Wyllie, 1994), 而镁铁质地壳源岩在水不饱和条件下发生部分熔融需要超过1100的温度(Patio, 1999; Patio and Harris, 1998; Rapp and Watson, 1995)。大陆碰撞造山带压力-温度-时间(P-T-t)轨迹的研究表明, 大陆地壳内温度超过780需要特殊的构造环境才能达到, 例如缓慢的剥蚀和长时间的加热等(Patio and Harris, 1998; Patio and Mccarthy, 1998)。这就导致许多研究者提出, 来自地幔的热加入到地壳(Bergantz, 1989; Clemens and Mawer, 1

38、992; Morgan and Chen, 1993)。如底垫于花岗质地壳之下的玄武质岩浆, 不仅向地壳提供了幔源物质, 还提供了热能(肖庆辉等, 2007; 杨经绥等, 2009), 这对埃达克质高钾钙碱性中酸性火成岩的形成具有重要的贡献(赖绍聪等, 2007; 张旗等, 2008a)。目前，岩石探针、同位素示踪和地震探测可以证明这种底侵作用的存在(金振民与H, 1996; 王海燕等, 2010; 王岳军, 2002)。Wiebe等(Wiebe et al., 2004)通过实验和计算得出, 1克1200C的玄武质岩浆冷却到775C时, 所产生的热量足以使周围的岩石熔融, 并形成3.5克含8

39、0%熔体的花岗质岩浆。因此, 基性岩浆的底侵作用能够使其上部的地壳物质发生大规模部分熔融从而形成花岗质岩浆(杨经绥等, 2009), 同时, 基性岩浆可以注入到上面部分熔融产生的花岗质岩浆中, 并形成暗色微粒包体, 这是地壳中幔源物质加入的直接证据(李献华等, 2009; 徐夕生等, 1999; 徐夕生, 2008)。可见, 造山带花岗岩在热源和在物质组成上, 都存在着地幔的贡献(杨经绥等, 2009)。高温高压实验表明：地幔橄榄岩部分熔融只能产生玄武质岩浆, 而不能直接形成花岗质岩浆; 玄武质岩石的部分熔融可以形成英云闪长质奥长花岗质花岗闪长质的岩浆组合; 英云闪长质奥长花岗质岩石部分熔融可

40、以形成花岗质岩浆(Rapp and Watson, 1995; Singh and Johannes, 1996a, 1996b)。同时, 不同压力条件下玄武质岩石部分熔融产生花岗质岩浆后, 源区的残留物也不同(肖庆辉等, 2007; 杨经绥等, 2009)。实验岩石学表明, 在较低压力下(1.0GPa), 残留的矿物组合为麻粒岩相; 在较高压力下(1.5GPa), 残留的矿物组合为榴辉岩相(Rapp et al., 1991; Winther, 1996; Wolf and Wyllie, 1994)。1.3花岗岩锆石学研究进展锆石是花岗岩中最常见、最稳定的副矿物。其矿物学稳定性极高, 并且

41、许多微量元素在锆石中的扩散速率极其缓慢(Cherniak and Watson, 2003), 因此, 锆石是目前开展同位素地质年代学最为理想的研究对象, 也是开展微量元素和同位素地球化学示踪研究的理想对象。随着锆石LA(MC)-ICPMS、SHRIMP和SIMS等原位微区U-Pb定年、微量元素以及原位微区Hf、O同位素等分析方法的完善, 结合锆石的阴极发光(CL)、背散射电子(BSE)图像, 地质学家能够获得清楚的、容易解释的地质年龄和成因信息, 并反演其所记录的构造演化信息。在不同的温度压力条件下, 锆石可能具有岩浆溶解、高压溶解和高压增生的边缘(Liermann et al., 2002

42、; Watson et al., 2006; 杨经绥等, 2009)。因此, 锆石在经历过多期高温地质事件后, 边缘会留下不同印迹, 如核边结构等, 记录了不同地质事件发生、发展、演化的历史(Corfu et al., 2003; Hoskin and Black, 2000; Hoskin and Schaltegger, 2003)。花岗岩中锆石的柱面(100)、(110)和锥面(101)、(211)不同的发育程度, 反映了锆石生长过程中不同的物理化学条件(杨经绥等, 2009)。对不同晶面进行统计得出的锆石群特征, 可以反映了其生长条件的变化。例如：锆石柱面(100)的发育, 反映锆石结

43、晶在较高温度下, 而柱面(110)发育则指示锆石结晶在较低的温度下; 锥面(211)发育, 反映了岩浆中Al的含量超过(K+Na)含量, 而锥面(101)的发育, 则反映岩浆含高(K+Na)(Benisek and Finger, 1993; Corfu et al., 2003; Pupin, 1980)。Meller等(Miller et al., 2003)等研究了54个不同成因类型花岗岩侵入体中的锆石, 发现富含继承核的锆石来自较低熔融温度(800)的岩体, 且花岗岩锆石中矿物包裹体类型和组合特征可以反映母岩浆的性质(杨经绥等, 2009)。由于基性和碱性岩浆有较高的Zr溶解度和熔融温

44、度, 因此这些岩浆岩中几乎不含继承锆石(赵子福等, 2013)。与此相反, 非碱性花岗质岩浆中由于Zr的溶解度较低(Watson and Harrison, 1983), 同时锆石在水不饱和花岗质岩浆中溶解速率缓慢(Harrison and Watson, 1983), 因此, 较大粒度的锆石晶体(50 100m)在地壳物质部分熔融过程中, 可以被保存并带入到花岗质岩浆岩中(Watson, 1996)。因此, 花岗岩中继承锆石较为常见, 特别是在S型花岗岩中(赵子福等, 2013), 相对而言I型花岗岩中则含有较少的继承性锆石核, 而且两类花岗岩中继承性锆石核的形态结构特征也不相同(杨经绥等,

45、 2009)。I型花岗岩中继承性锆石核具有明显的结晶振荡环带, 而S型花岗岩中的锆石则不具有这种特征(Miller et al., 2003)。因此, 通过研究锆石的内部结构, 可以判别寄主岩石岩浆的起源、产生的物理化学条件及花岗岩成因类型等。此外, 由于花岗岩中锆石的稀土微量元素含量对源岩类型和岩浆结晶条件十分敏感(Belousova et al., 2002), 因此可以用来示踪岩浆结晶过程中微量元素的地球化学行为, 并确定岩浆演化过程中温度的变化(Watson et al., 2006; Watson and Harrison, 1983)。锆石的Th/U比值可以在一定程度上反映锆石自身

46、的成因。岩浆型锆石的Th/U值0.2(变化于0.2 1.5之间), 而变质成因锆石的Th/U值800)后, 其Th/U值也可能0.2, 与岩浆型锆石的Th/U值没有明显区别, 与此相反, 有些岩浆岩锆石的Th/U值非常低, 可以0.1(吴元保等, 2002)。因此, 仅靠锆石的Th/U值有时并不能有效地鉴别变质锆石和岩浆锆石(Zheng et al., 2005; 吴元保与郑永飞, 2004)。研究表明, 锆石阴极发光图像亮度的变化除了与U的含量高低有关外, 还和其它的微量元素及稀土元素的丰度有关(Cherniak et al., 1997), 同时, 还与U、Th衰变诱导晶格缺陷的数量有关(

47、Poller et al., 1997)。因此, 通过对造山带不同期次花岗岩中锆石的阴极发光图像研究, 并结合锆石的U-Pb定年结果, 可以追溯造山带构造演化的历史(Hanchar and Miller, 1993; Rubatto and Gebauer, 2000)。1.4南阿尔金高压-超高压变质带中花岗岩的研究现状阿尔金山位于青藏高原的北缘, 东邻祁连山, 西接昆仑山, 处于塔里木板块与柴达木微板块之间, 占有突出重要的构造部位, 其造山过程及时限对探讨各相邻地质单元的对比连接和我国西部构造演化具有重要地质意义。依据区域地质特征, 岩石学、地球化学和同位素年代学研究, 可以将阿尔金造山带

48、自北向南划分为阿北变质地块北阿尔金俯冲碰撞杂岩带米兰河金雁山地块阿尔金南缘俯冲碰撞杂岩带(Liu et al., 2009)(Error! Reference source not found.)南阿尔金高压超高压变质带出露于阿尔金南缘俯冲碰撞杂岩带，是一条早古生代的陆壳深俯冲作用的产物, 主要位于南阿尔金左行走滑断裂带以北, 高压超高压变质岩石主要以透镜体状出露在西段江尕勒萨依、中段淡水泉、英格萨利萨依和木纳布拉克四个地区的阿尔金岩群中(曹玉亭, 2013a)。目前, 已确定的超高压变质岩石类型主要包括：榴辉岩、含钾长石的石榴子石辉石岩、含菱镁矿的石榴二辉橄榄岩、含石榴子石花岗质片麻岩和含蓝晶石石榴子石泥质片麻岩等(Liu et al., 2002, 2004a, 2005, 2007a, 2011, 刘良等, 2009)。高压岩石主要为不同成分的高压麻粒岩相岩石(曹玉亭等, 2009)。由此可见, 区内高压-超高压岩石由西向东断续出露在阿尔金岩群之中, 共同构成同一条变质杂岩