1.熔融方式

从La—La/Sm 图解[图5-1-6（a）]可以看出，中元古代喀特列克岩体（δoPt）和阿孜巴勒迪尔岩体（ηγPt）的岩石成因均以部分熔融为主。Masberg 等人（2005）通过比较变质杂砂岩、中性岩浆岩和角闪岩脱水熔融实验表明，高的Al2O3 含量主要是由于变泥质岩石中白云母、黑云母和夕线石的分解脱水熔融造成，对于变质杂砂岩或中性岩浆岩，产生长英质熔浆的最主要因素是黑云母的脱水熔融，而长英质熔浆中的高CaO 含量主要由含角闪石和斜长石的角闪岩脱水熔融造成。

图5-1-6　中元古代岩体的La—La/Sm 图解（a）和Al2O3—CaO 图解（b）

（a）据Allegre，et al，1978；（b）据Masberg，et al，2005

喀特列克岩体（δoPt）岩石具有较高的Al2O3（16.2%～18.9%，平均17.3%）和很高的CaO（4.07%～7.19%，平均5.85%）[图5-1-6（b）]含量，具有很高的FeOT＋MgO＋TiO（29.43%～11.5%，平均10.5%）含量，且具有较低的Rb/Sr（0.40～0.49，平均0.43），表明该岩石是由其源岩经角闪岩脱水熔融形成的（Shearer，et al，1987；Kokonyangi，et al，2004）。另外，较高的K2O/Na2O（0.58～1.53，平均1.07）和低的Sr/Ba（0.25～0.28，平均0.26）比值也指示了该岩石是变质杂砂岩或中性岩浆岩在无水条件下部分熔融的产物（Harris and Inger，1992），这与喀特列克岩体的C/MF—A/MF 图解（a）和Rb/Sr—Rb/Ba 图解（b）（图5-1-3）投影结果完全一致。

阿孜巴勒迪尔岩体（ηγPt）岩石具有较低的Al2O3（11.5%～12.4%，平均12.1%）含量和变化较大的CaO（0.86%～3.91%，平均2.14%）[图5-1-6（b）]含量，表明该岩石是由其源岩经黑云母脱水熔融形成的（Shearer，et al，1987；Kokonyangi，et al，2004）。

2.温　度

1）锆石饱和温度

花岗岩大多数是绝热式上升就位的，岩浆早期的结晶温度近似代表了岩浆形成时的温度，由于锆石在中酸性岩浆中一般结晶较早，故锆石的饱和温度就可以认为是岩浆的液相线温度（汪欢，等，2011）。Watson and Harrison（1983）首先提出了锆石饱和温度计算方法，Miller等人（2003）研究后又对该计算方法进行了完善：如果岩浆中Zr 不饱和时，用上述方法计算得出的温度应为初始岩浆温度的下限；如果岩浆中Zr 饱和时，计算得出的温度就为初始岩浆温度的上限。并将锆石饱和温度模拟公式修正为：tzr＝12 900/［2.95＋0.85M＋lnDzr 锆石/熔体］，其中t 为绝对温度，M＝［（Na＋K＋2Ca）/（Al×Si）］，Dzr 锆石/熔体等于由化学计算的锆石中的Zr 浓度与熔体中Zr 的浓度的比值。在未进行全岩锆石矿物的Zr、Hf 校正时，用纯锆石中的Zr 含量（496 000×10－6）及全岩的Zr 含量分别代表锆石中Zr 的含量和熔体中Zr 的含量。本书花岗岩锆石样品中含有残留老锆石，这暗示着岩浆中Zr 含量已达到饱和，由此计算得出的tzr（˚C）应该代表的是花岗岩初始岩浆温度的上限（杨振，等，2013）。利用上述方法，计算获得的喀特列克岩体（δoPt）岩石的锆石饱和温度tzr（˚C）介于843～1 003 ˚C，平均949 ˚C，此温度值高于I 型花岗岩的锆石饱和温度平均值781 ˚C（King，et al，1997）。而阿孜巴勒迪尔岩体（ηγPt）岩石的锆石饱和温度tzr（˚C）介于766～837 ˚C，平均799 ˚C，此温度值略低于A 型花岗岩的锆石饱和温度平均值839 ˚C（King，et al，1997）。

2）锆石Ti 含量温度计

锆石 Ti 含量温度计是近些年刚刚提出的一个单矿物微量元素温度计（Watson and Harrison，2005；Watson，et al，2006；Ferry and Watson，2007）。此温度计所表现出的简单实用性，引起了广泛的关注并被许多研究者所应用，他们已经尝试着将该温度计应用于不同成因的锆石中（Harrison，et al，2007；Harrison andSchmitt，2007；Page，et al，2007；Baldwin，et al，2007；Harrison，et al，2008；Hiess，et al，2008；Fu，et al，2008；Lawford，et al，2008；Liu，et al，2010；Zheng，et al，2011）。但是对于锆石Ti 含量温度计所得温度代表的地质意义，不同研究者有不同的解释。此温度计须借助诸如锆石U-Pb 定年，阴极发光图像（CL）、微量元素成分等方面资料，才能对其计算的温度进行正确解释（高晓英和郑永飞，2011）。

Harrison and Watson （2005）首次发现锆石中Ti 含量与温度有一定的相关性。在压力为1～1.12 GPa，温度为1 025～1 450 ˚C 条件下，他们在含金红石和石英的硅质熔体和热流溶液体系中进行了合成锆石的生长实验研究，并结合5 个实际地质样品（温压范围为0.17～3.0 GPa，580～1 070 ˚C），从而得出Ti 含量温度计公式：

从上面的公式（1）可见，此公式没有考虑压力和活度的影响。

Watson 等人（2006）结合人工合成锆石实验和温压条件已知的天然样品，拟合得到锆石Ti 含量温度计公式：

公式（2）并未给出压力对温度的影响，Watsont 等人（2006）认为压力对温度有影响，但影响程度很小。

Ferry and Watson（2007）认为锆石中Ti 的含量除受温度影响外，还受SiO2 和TiO2 的活度（αSiO2和αTiO2）的影响，因此他们将Watson 等人（2006）的锆石Ti 温度计公式（2）修正为

对锆石和金红石共存的体系，通常认为αTiO2＝1。这时如果假定αSiO2＝1，该公式的计算的温度与Waston 等人（2006）公式（2）计算的温度几乎完全一致。地壳岩石的αSiO2一般为0.5～1.0，如果以αSiO2＝1 计算（不确定是否与石英共存或αSiO2未知）锆石Ti 含量温度时，结果可能比实际温度偏高。

本书暂时未考虑SiO2 和TiO2 的活度的影响，利用Waston 等人的（2006）公式（2）对研究区三期（中元古代、寒武纪和三叠纪）岩体岩石进行锆石Ti 含量温度计算，锆石中Ti含量、温度计算结果及206Pb/238U 年龄详见表5-1-1。(www.daowen.com)

表5-1-1　三期岩体（中元古代、寒武纪和三叠纪）锆石Ti 含量及温度计算表

续表

从表5-1-1 可以看出，中元古代阿孜巴勒迪尔岩体岩石的锆石Ti 含量温度为678～910 ˚C，平均为819 ˚C，这一温度与锆石饱和温度799 ˚C 较为接近，为了使温度数据比较地具有完整性，本书取锆石饱和温度799 ˚C 作为阿孜巴勒迪尔岩浆部分熔融的温度值。

3.压力（或深度）

1）矿物压力计

这是研究花岗岩体形成深度及隆升剥蚀史的有效手段之一，目前常用的矿物压力计有角闪石全铝压力计、黑云母全铝压力计及岩浆绿帘石压力计等，其中应用较广泛的是角闪石全铝压力计和黑云母全铝压力计（龚松林，等，2004；王建平，等，2009；康志强，等，2010），但矿物的压力计选择具有严格的标准。例如在应用角闪石全铝压力计时需要注意下面的一些前提条件：① 矿物组合石英、斜长石、钾长石、角闪石、黑云母、榍石和磁铁矿/钛铁矿必须和熔融物同时存在；② 压力计仅仅能被用于（2～13）×105 kPa 压力范围内结晶的岩体；③ 和角闪石共存的斜长石应该排列在An25 和An35 之间；④ 最好选用0.4<FeT/（FeT＋Mg）<0.65且0.25≤Fe3+/（Fe3+＋Fe2+）的角闪石来估算压力；⑤ 角闪石在花岗岩类的固相线附近（≈700 ˚C）结晶；⑥ 角闪石应该和钾长石共存，因为后者的活度也影响角闪石的Al 含量。

2）流体包裹体拉曼光谱压力计

通过流体包裹体的热力学方程，亦可以获得温压条件等强度变量（刘斌，1986），但至少需要两个同时被捕获的不同类型包裹体，同时所测得流体包裹体压力与静岩压力并不能等同（Roedder and Bodnar，1980；卢焕章，1986）。近年来，一些国内学者开创性地提出了流体包裹体拉曼光谱压力计（陈勇，等，2006；乔二伟，等，2008；郑海飞，等，2009），该方法已经在火山岩包裹体内压研究中获得良好效果，但对花岗岩的研究报道较少（陈勇，等，2006）。

3）花岗岩中Sr、Yb 含量的压力判别

Defant and Drummond（1990）发表adakite 论文时指出：形成adakite（以SiO2>56%、Al2O3>15%、MgO<3%、Sr>400×10－6、Yb<1.9×10－6、Y<18×10－6、LREE 富集、HREE 亏损、无明显的负Eu 异常为标志）的岩浆与石榴石残留相处于平衡，形成于高压条件，而岛弧ADR[安山岩—英安岩—流纹岩，具有较低的Sr 和较高的Y（和Yb），Sr/Y 比值低]与斜长石残留相处于平衡，形成于低压条件。Patiño Douce（1999）也指出，花岗岩之所以存在不同，可能与熔融的源区物质组成及压力有关，花岗岩熔融后残留的镁铁质堆晶岩，在低压下为斜方辉石＋斜长石组合，在高压下为单斜辉石＋石榴石组合。Xiong 等人（2005）阐述了残留相与熔体微量元素之间的关系，指出与残留的角闪石平衡共存的熔体具微弱的LILE 富集和微弱的HREE 亏损，与石榴石平衡共存的熔体强烈亏损HREE 和Yb，与金红石平衡共存的熔体具有明显的Nb-Ta 负异常。

张旗等（2006、2010a、2010b）归纳总结了上述人员的研究成果，认为花岗岩与残留相的关系集中体现在Sr 和Yb 的含量变化上，并按照Sr 和Yb 的含量对花岗岩进行了分类，主要划分出高压的埃达克岩、较高压的喜马拉雅型花岗岩、低压的浙闽型花岗岩和很低压的南岭型花岗岩（详见表5-1-2，图5-1-7）。

喀特列克岩体（δoPt）岩石中偏低的Sr 含量（287×10－6～332×10－6，平均305×10－6，<400×10－6）和Eu 的负异常（δEu＝0.53～0.82），表明源岩熔融的残留相中含有斜长石（张旗，等，2006；曹玉亭，等，2010），中偏高Yb（2.06×10－6～2.53×10－6，>1.5×10－6）含量说明源区无石榴石残留（张旗，等，2006、2010a；曹玉亭，等，2010），因此其熔融残留相的矿物组合可能为角闪石＋斜长石，可推断该岩石的形成压力中等（≈8×105 kPa，Defant and Drummond，1990）。脱水熔融实验表明，在压力>8×105 kPa 时，石榴石可能会出现（Rapp，et al，1991），因此该岩石可能是在≈8×105 kPa 的压力条件下产生的，这与浙闽型花岗岩的压力（深度一般为30～40 km，表5-1-2，图5-1-7）形成条件相一致（张旗，等，2010a）。

表5-1-2　不同类型岩石压力参数表（据张旗等，2006、2010a、2010b）

图5-1-7　不同类型花岗岩形成的温度压力条件（据张旗，2014）

阿孜巴勒迪尔岩体（ηγPt）岩石具有很低的Sr 含量（38.2×10－6～49.0×10－6，<100×10－6）和强烈的负Eu 异常（δEu＝0.25～0.31），表明源岩熔融的残留相中含有富钙斜长石（表5-1-2，张旗，等，2006、2010a；曹玉亭，等，2010），很高的Yb（6.11×10－6～7.18×10－6，>2×10－6）含量说明源区无石榴石残留（张旗，等，2006、2010a；曹玉亭，等，2010），因此其熔融残留相的矿物组合可能为富钙斜长石＋角闪石，推断该岩石的形成压力较低（<8×105 kPa，Defant and Drummond，1990）。另外，根据Patiño Douce（1997）的研究，A 型花岗岩熔融的残留相在相对较低压力下应该包括单斜辉石和斜长石，在相对较高压力（中地壳？）至少包括斜方辉石和斜长石。他认为，钙碱性岩浆岩在上地壳4×105 kPa 的深度范围内经黑云母的脱水熔融可以形成富硅的A 型花岗岩（Douce，1997）。他还强调，A 型花岗岩形成在正常或较小的地壳厚度，是低压的花岗岩（<15 km，Patiño Douce，1999），这也与南岭型花岗岩的形成深度约<30 km（张旗，等，2010a）一致。

综上所述，可推断喀特列克岩体（δoPt）岩石是在温度为949 ˚C、压力≈8×105 kPa（或30～40 km）的条件下，由下地壳的杂砂岩经角闪石脱水熔融而形成；而阿孜巴勒迪尔岩体（ηγPt）岩石是在温度为799 ˚C、压力<4×105 kPa（或15 km）的条件下，由中下地壳的泥质岩或砂质岩经黑云母的脱水熔融而形成。