丁磊磊，李伟，袁鑫，姜玉龙

（1.北京矿产地质研究院有限责任公司，北京 100012；2.中国地质大学（北京）地球科学与资源学院，北京 100083）

0 引言

位于西伯利亚克拉通与塔里木克拉通、华北克拉通之间的中亚造山带记录了古亚洲洋从消减到闭合的完整过程，是全球显生宙地壳生长最显著的造山带之一（Şengör et al.,1993;肖文交等,2008;李三忠等,2016）。东天山造山带是中亚造山带南缘的重要组成部分，在古生代至中生代期间，东天山造山带经历了微陆块、岛弧和增生杂岩的汇聚拼贴和碰撞作用，以及碰撞后期的伸展过程，该区是研究增生作用过程的天然实验室。过去的研究主要集中在对古生代—早中生代的汇聚和碰撞过程的研究，而对碰撞汇聚后的演化过程关注较少（Xiao et al.,2004;Zhang et al.,2018;Du et al.,2019;马瑞士等,1997;秦克章等,2002;李锦轶等,2002;王国灿等,2019）。

三叠纪期间，东天山岩浆活动仍然活跃。如雅满苏地区223～250 Ma的花岗岩体（Zhang et al.,2017;雷如雄等,2013）、尾亚地区246 Ma的石英闪长岩岩体（张遵忠等,2006）、土墩246 Ma的花岗岩体（周涛发等,2010）的报道，揭示了三叠纪壳幔相互作用。部分学者认为三叠纪岩浆作用与古特提斯洋闭合碰撞的远程效应相关（Wu et al.,2010;Zhang et al.,2017）。但是这个模型难以解释东天山250 Ma左右的岩浆作用，因为246 Ma的金沙江蛇绿岩表明古特提斯洋此时尚未闭合（李勇等,2003）。为了更全面地还原东天山三叠纪的构造背景，本文主要对东天山三叠纪不同构造单元的岩浆记录，即博格达-大南湖岛弧带的双岔沟花岗岩体及雅满苏-中天山构造带中的流纹岩，进行了年代学、地球化学及同位素分析，并对其岩石成因和构造演化过程进行了探讨。

1 区域地质背景与研究区概况

1.1 区域地质背景

东天山位于天山山脉东88°经线以东地区，经历了古生代—中生代的增生造山演化和新生代的隆升和剥蚀事件（舒良树等,2004;高洪雷等,2014;Xiao et al.,2004）。增生造山阶段的大地构造单元主要包括博格达-大南湖岛弧带、康古尔塔构造带、雅满苏-中天山岛弧、南天山构造带（图1）。

图1 东天山地区大地构造位置图（a）（修改自Sengör et al.,1993）及构造纲要图（b）（修改自Chen et al.,2019）

博格达-大南湖岛弧带以卡拉麦里断裂带为界与东准噶尔造山带相连，广泛发育奥陶纪—泥盆纪的火山沉积岩系。石炭纪地层除火山岩及火山碎屑岩外，亦存在厚层的钙质砂岩及灰岩记录。上二叠世砂岩不整合于下二叠世火山碎屑岩地层之上。三叠纪粗粒砂岩及砾岩不整合于前三叠纪地层之上（新疆维吾尔自治区地质矿产局,1993①;李锦轶等,2006）。奥陶纪—二叠纪岩浆发育，其富集大离子亲石元素、亏损高场强元素，具有弧岩浆的特征（陈富文等,2005;李文铅等,2006;周涛发等,2010;肖兵等,2015;张照伟等,2016）。康古尔塔格构造带连接了南北两侧的岛弧，保存有494 Ma的蛇绿岩记录，蛇绿岩中的玄武岩、硅质岩、泥质砂岩呈岩块状分布于砂岩、泥质岩基质中（Chen et al.,2019;李文铅等,2008）。

雅满苏-中天山岛弧带是以低级—高级变质的前寒武纪岩系为基底的陆缘弧（马瑞士等,1997;李秋根等,2009）。古生代地层露头少，志留纪—泥盆纪地层不整合于前寒武纪地层之上。二叠纪砾岩、砂质砾岩、砂岩与前二叠纪地层之间为不整合或断裂接触。早古生代岩浆记录主要发育在南部，如481 Ma的库米什花岗闪长岩（李秋根等,2009），445 Ma的天湖东花岗岩（雷如雄等,2014）及干沟地区428 Ma 和368 Ma 的花岗岩（石玉若等,2006）。晚古生代岩浆记录多见于北部的雅满苏地区，如347 Ma的卡拉塔格安山岩（毛启贵等,2014），324 Ma的雅满苏南花岗岩（Zhang et al.,2015），310 Ma尾亚闪长岩（Zhang et al.,2016a）。南天山构造带介于雅满苏-中天山岛弧与塔里木克拉通之间，广泛发育志留纪—泥盆纪火山沉积岩，以及志留纪—石炭纪的蛇绿岩带（Jiang et al.,2014;董云鹏等2005;龙灵利等,2006;王国灿等,2019）。

1.2 研究区样品特征

本文研究的花岗岩和流纹岩分别来自于东天山造山带的博格达-大南湖岛弧带的双岔沟地区和雅满苏-中天山岛弧带的雅满苏地区。

双岔沟花岗岩体侵入于上石炭世地层中（图2a）。岩体自中心到边部存在岩性变化，本次研究在采样点17HS04（42°10′48.11″ N，94°57′55.89″ E）和17HS05（42°10′20.75″ N，94°56′44.39″ E）分 别采集了3块样品，共6块样品。采样点17HS04的花岗岩手标本都呈浅肉红色，中粒花岗结构。矿物组成：石英（26%）+钾长石（56%）+斜长石（15%）+黑云母（3%），为浅肉红色花岗岩（图3a,b）。在更靠近岩体边部位置（采样点17HS05）的花岗岩，手标本都呈灰褐色，中粒花岗结构。矿物组成：石英（20%）+斜长石（56%）+钾长石（11%）+黑云母（10%）+角闪石（3%），为灰褐色黑云母花岗闪长岩。

雅满苏流纹岩呈次火山岩状侵入上二叠世碎屑岩中（图2b）。雅满苏地区主要发育石炭纪—二叠纪地层。下石炭世地层为火山岩夹碳酸盐岩、碎屑岩组合。上石炭世地层与下石炭世地层之间为整合接触关系，下部为安山岩、玄武安山岩及凝灰岩，含角砾凝灰岩，上部以玄武岩为主，夹凝灰岩、次火山角砾岩及灰岩薄层。二叠纪地层与前二叠纪地层之间为不整合接触关系。下二叠世地层主要以凝灰质火山岩、砾岩为主，含基性火山岩。上二叠世地层主要岩性为灰色灰紫色中粗粒岩屑砂岩、含砾粗砂岩夹粉砂岩、泥晶灰岩。上二叠世地层不整合覆盖于下二叠世地层之上。本次研究中，采样点为17YMS13（41°46′36.45″ N，93°26′56.51″ E）。样品野外露头呈灰白色（图3c），聚斑状结构，斑晶的矿物组成为石英（55%）和斜长石（45%），基质为隐晶质霏细结构（图3d），为灰白色流纹岩。

图2 （a）双岔沟岩体地质图（根据资料②修改）；（b）雅满苏地区地质图雅满苏地区地质图（根据资料③修改）

图3 大南湖及雅满苏地区研究区采样点野外及镜下照片

2 样品分析方法

2.1 主微量元素分析

全岩主量、微量元素分析测试在广州澳实矿物实验室完成。主量元素使用仪器为PANalytical PW2424型X荧光光谱仪。将试样煅烧后加入Li助熔物，充分混合后，在1000 ℃以上高温熔融，熔融物倒入铂金器具形成扁平玻璃片后，在X荧光光谱仪上测试，测试精度优于5%。微量元素测量所用仪器为Perkin Elmer Elan 9000型电感耦合等离子体发射质谱。将试样倒入偏硼酸锂/四硼酸锂熔剂中混合均匀，并在1025 ℃以上的熔炉中熔化。冷却后，用硝酸、氢氟酸、盐酸定容，而后在等离子体质谱仪上分析微量和稀土元素，分析精度优于10%。

2.2 锆石U-Pb定年和Hf同位素

（1）样品靶制备。①分离：锆石颗粒经过重液和磁选后从岩石粉末中分离；②粘靶：利用双面胶将锆石颗粒放置在载玻片上。放上PVC环，注入充分混合的环氧树脂和固化剂，待充分固化后从载玻片上取下PVC环。③抛光：打磨粘锆石的一面至一半的晶面暴露，抛光待用。（2）锆石图像拍摄。为了更好地选择合适样品进行U-Pb定年和Hf同位素的分析。我们选择用高分辨率阴极发光（CL）图像了解锆石内部结构图像。所使用仪器为中国科学院地质与地球物理研究所的CAMECA SX-50微探针。（3）实验测量。锆石U-Pb定年在中国科学院地质与地球物理研究所进行。实验仪器为Agilent 7500a型四级杆电感耦合等离子体质谱仪和193 nm准分子激光剥蚀系统。实验操作中，束斑大小为50 μm，频率为8 Hz，背景值测定时间为前20秒，后60秒为信号采集时间。标样测量采用每5个样品点测定一组的方式。所用标样为91500、GJ-1、NIST SRM610。（4）数据处理。同位素比值的校正采用国际标准锆石91500的206Pb/238U、207Pb/206Pb、208Pb/232Th的比值；元素含量的校准则使用锆石中含量稳定的29Si作为内标。测试结果处理时，我们采用GLITTER 4.0 程序（Jackson et al.,2004）。加权平均年龄计算和谐和图绘制在isoplot 程序内进行（Ludwig,2003）。单个分析点的同位素比值和年龄的标准偏差为1σ，206Pb/238U 加权平均年龄的置信度为95%。原位锆石Lu-Hf同位素分析采用Neptune型离子体多接收器与193 nm COMPexPro激光剥蚀系统进行测试。测试位置为已经进行U-Pb分析的斑点上或附近。分析使用的束斑为50 μm，频率为8 Hz。详细的测试流程和数据校正方法见Wu et al.（2006）。实验分析流程和仪器参数见（谢烈文等,2008）。计算初始176Hf/177Hf比值和εHf(t)值所使用的参数如下：176Lu衰变常数为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同位素化学分析

全岩Sr、Nd素分析测试在北京科荟测试技术有限公司完成。Sr、Nd同位素均在Neptune plus型多接收等离子质谱仪上进行测试。溶样，称取150 mg样品，加入15 mL Savillex消解罐中，密闭加热48小时，取溶好的样品加几滴浓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 同位素分离采用Sr 特效树脂，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；将提纯的Sr蒸干后，加几滴浓硝酸再次蒸干，之后加入1mL 3% HNO3，待测。

Nd同位素分离分两步，首先通过阳离子交换树脂（AG502X12，200～400目），用3 mol/L HCl将基体元素洗脱，再用6 mol/L HCl得到稀土组分；稀土组分通过Ln树脂（Triskem公司生产，100～150 μm），用0.25 mol/L HCl洗脱Nd；将提纯的Nd蒸干后，加几滴浓硝酸再次蒸干，之后加入1mL 3% HNO3待上机测试。

3 实验结果

3.1 年代学分析

本次研究对双岔沟花岗岩类岩石（17HS04和17HS05）和雅满苏流纹岩（17YMS13）的锆石进行了U-Pb年龄测定（数据见表1）。锆石CL图像显示大部分锆石呈自形—半自形结构，内部结构均匀（图4），花岗岩类样品17HS04及17HS05的锆石具有比较清晰的岩浆振荡环带结构，所有样品的Th/U比值均大于0.1，为岩浆成因锆石（Belousova et al.,2002；Corfu et al.,2003;吴元宝和郑永飞,2004）。双岔沟花岗岩获得了15个点的谐和数据，206Pb/238U加权平均年龄为247.3±1.0 Ma（图5a）；双岔沟花岗闪长岩获得了13个点的谐和数据，206Pb/238U的加权平均年龄为248.3±1.2 Ma（图5b）；雅满苏流纹岩获得了13个点的谐和数据，206Pb/238U加权平均年龄为249.5±1.4 Ma（图5c）。

图4 样品锆石的阴极发光图像及分析点位

图5 双岔沟花岗岩类岩石和雅满苏流纹岩锆石U-Pb年龄协和图

表1 双岔沟花岗岩类岩石和雅满苏流纹岩锆石U-Pb年龄测试结果

3.2 全岩主微量元素

本次测定了双岔沟花岗岩类6 件样品和雅满苏流纹岩3 件样品的主微量元素，结果见表2。双岔沟花岗岩类样品（17HS04 和17HS05）具有富硅（SiO2=68.81%～69.72%）、富铝（Al2O3=15.04%～16.94%）、富碱（（Na2O+K2O）=6.09%～7.25%）而贫镁（MgO=1.03%～1.96%，Mg#=41～48）的地球化学特点。在TAS图解（图6a）、SiO2-K2O（图6c）以及A/NK-A/CNK图解（图6d）中，显示双岔沟浅肉红色花岗岩和灰褐色黑云母花岗闪长岩分别是准铝质—过铝质高钾钙碱性花岗岩和花岗闪长岩。

表2 双岔沟花岗岩类岩石和雅满苏流纹岩主量元素（%）与微量元素（×10-6）分析结果表

续表

续表

双岔沟地区的花岗岩类样品（17HS04 和17HS05）在原始地幔标准化的蛛网图上（图7a）显示出富集大离子亲石元素Rb，亏损高场强元素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。在稀土元素球粒陨石标准化图解上，显示向右倾斜的特征，轻重稀土发生明显分馏（（La/Yb）N=11.17～18.48），但重稀土内部分馏和Eu的负异常不明显（图7b）。

雅满苏灰白色流纹岩样品（17YMS13）具有富硅（SiO2=76.04%～77.69%）、富 铝（Al2O3=12.60%～13.02%）、富碱（（Na2O+K2O）=7.65%～ 8.15%）、富钠（Na2O=3.77%～6.02%）而贫镁（Mg#=42～43）的特点。在TAS图解（图6b）上，样品投影点在亚碱性系列流纹岩区域；在 K2O-SiO2（图6c）以及A/CNK-A/CNK（图6d）图解中，样品投影点位落入高钾钙碱性和过铝质区域；可见，雅满苏灰白色流纹岩属于过铝质高钾钙碱性流纹岩。

图6 （a）双岔沟花岗岩类硅碱图（Middlemost,1994）；（b）雅满苏流纹岩硅碱图（Le Bas et al.,1987）；（c）研究区样品硅钾图（Peccerillo and Taylor,1976）；（d）A/CNK-A/NK图解（Shand,1943）

雅满苏流纹岩样品（17YMS13）在原始地幔标准化的蛛网图（图7a），显示富集大离子亲石元素Rb、Ba，亏损高场强元素Nb、Ta、Zr、Hf的特征。在稀土元素球粒陨石标准化图解上（图7b），显示向右倾斜的特征，轻重稀土没有明显分馏（（La/Yb）N=1.52～1.79），Eu的负异常明显（δEu=0.32～0.39）。

图7 样品的（a）微量元素蛛网图（Sun and McDonough,1989）和（b）稀土微量标准化图解（Boynton,1984）

3.3 全岩Sr-Nd同位素

全岩Sr、Nd同位素数据见表3。双岔沟花岗岩和花岗闪长岩具有相似的Sr、Nd同位素组成。利用本研究测试的年龄数据，我们获得87Sr/86Sr初始值分别为0.704203和0.703984，εNd(t)值分别为+1.4和+2.8。雅满苏灰白色流纹岩的87Sr/86Sr初始值为0.706096值和εNd(t)值为+4.5。

表3 全岩Sr、Nd同位素分析结果

3.4 锆石Hf同位素

锆石Hf同位素分析见表4。本研究对雅满苏灰白色流纹岩（17YMS13）的锆石进行了10个点位的Hf同位素分析，测点的176Hf/177Hf介于0.282818～0.283059，εHf(t)介于+5.7～+13.5。

表4 雅满苏灰白色流纹岩锆石Hf同位素分析结果

4 岩石成因及构造背景

4.1 双岔沟花岗岩类成因分析

来自双岔沟区的浅肉红色花岗岩和灰褐色黑云母花岗闪长岩，具有富硅（SiO2>68.81%），富铝（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）的地球化学特征，这和典型的埃达克岩特征一致（Defant and Drummond,1990；图8）。这种特殊地球化学特征最早发现于阿拉斯加阿留申地区的Adak岛的新生代的弧岩浆中。Defant和Drummond（1990）认为这些岩浆形成于俯冲洋壳在榴辉岩相条件下的部分熔融过程。但在近年来的研究发现，相似地球化学特征的岩石也可能形成于（1）幔源玄武质岩浆结晶分异（Macpherson et al.,2006;Richards and Kerrich,2007），（2）加厚下地壳部分熔融（Atherton and Petford,1993;Wareham et al.,1997），（3）拆沉下地壳部分熔融过程（Xu et al.,2002;Gao et al.,2004）。

图8 双岔沟埃达克岩判别图解（Defant and Drummond,1990）

在俯冲洋壳的成因模式中，俯冲洋壳受热发生熔融形成岩浆（Defant and Drummond,1990;Macpherson et al.,2006）。本文所研究样品具有低 的Sri（0.703965～0.704167）和正的εNd(t)值（+1.4～+2.8），与康古尔塔格蛇绿岩（εNd(t)=+5.7～+10.5）及东天山地区俯冲阶段岛弧相关由俯冲板片熔融形成埃达克岩相比，研究区的εNd(t)值更低（李文铅等,2008;Zhang et al.,2018;王强等,2005;Mao et al.,2019）。典型埃达克岩的原岩是大洋中脊玄武岩，其K2O含量低（0.18%），其熔融形成的岩浆中K的含量也低（张旗等,2001;Martin et al.,2005），本次研究样品具有较高的K2O，这和典型俯冲带埃达克岩有所不同。尽管对于东天山地区大洋闭合时限还存在石炭纪闭合（马瑞士等,1997;Zhang et al.,2016b）或二叠纪闭合的争论（Xiao et al.,2013），但前人研究均表明三叠纪东天山地区大洋已经闭合。因此，双岔沟埃达克岩可能非俯冲洋壳熔融成因。玄武质岩浆的分离结晶模型中，由于地幔岩浆不可能直接形成酸性岩浆岩，需先产生玄武质岩浆，再持续分离结晶与同化混染，才能形成花岗质岩石。这个过程必定会在区域上形成大量的基性岩浆岩（Castillo et al.,1999）。但是，东天山地区没有发现大量三叠纪的超铁镁质或玄武质岩浆（周涛发等,2010）。

由此来看，研究区的埃达克岩最有可能形成于加厚下地壳或拆沉下地壳的部分熔融，这两种模式都能形成埃达克质的岩浆。值得注意的是，在拆沉下地壳部分熔融模式中，下地壳下部的含角闪石榴辉岩拆沉到地幔中，发生脱水熔融产生初始埃达克质熔体，熔体通过地幔楔时和橄榄岩反应导致了MgO的升高。成岩熔体具有高Mg#（>50）、高Cr（>100×10-6）（Martin et al.,2005;余红霞等,2011）的特征，而加厚下地壳熔融成因的岩浆Mg#一般小于50，具有较低的Cr含量（Rapp et al.,1999;Wang et al.,2006）。结合本文低的Mg#（平均45）、低Cr（16×10-6）的特征，推断研究区的埃达克质花岗岩类最可能形成于加厚下地壳的部分熔融。

4.2 流纹岩成因分析

雅满苏灰白色流纹岩（17YMS13）在显微镜下，未观察到S型火成岩中常见的富铝矿物如堇青石、石榴子石等。地球化学特征表现为高钠（Na2O>3.77%），低Rb/Ba（0.14～0.17）和Rb/Sr（0.83～1.19）比值，这与典型S型花岗岩的地球化学特征不相符（White and Chappell,1983;Chappell and White,1992）。另 外，样品低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）的特征也与A型花岗岩不同（Collins et al.,1982;Frost et al.,2001）。结合Zr-SiO2和Rb/Zr-SiO2图解，可推断雅满苏灰白色流纹岩属于I型火成岩（图9）。

图9 雅满苏地区灰白色流纹岩的（a）Zr-SiO2（Collins et al.,1982）图解；（b）Rb/Zr-SiO2（Harris et al.,1986）图解

该样品具有低Mg#值（42～45）、Cr（10×10-6）含量远低于幔源基性岩浆来源的熔体（Wilson,2007）。对于幔源基性岩浆的分离结晶模型，酸性岩浆的形成要求有大量伴生的基性岩浆。实验表明基性岩浆通过岩浆分异作用可以产生12%～25%的酸性岩浆（Peccerillo et al.,2003;Sisson et al.,2005）。即基性岩浆的规模大概是酸性岩浆的4～8倍。但东天山地区没有发现大量三叠纪的超铁镁质或玄武质岩浆（周涛发等,2010）。因此，研究区的流纹岩并非幔源基性岩浆分离结晶的产物。

在同位素特征上，样品具有相对低的初始Sr比值（0.70609）和正的εNd(t)（+4.5）同位素特征，可能形成于壳幔混合或新生下地壳熔融的过程（吴福元等,2007）。区分这两类成因的关键证据来自于锆石的Hf同位素。壳幔混合过程是壳源长英质和幔源铁镁质岩浆的混合。当两种岩浆未充分混合时，因为锆石具有高的Hf同位素封闭温度，所以早期结晶的锆石能记录初始的Hf同位素组成（吴福元等,2007;Yang et al.,2007）。在本次研究的样品中，锆石Hf同位素特征都是亏损的，εHf(t)值为+5.7～+13.4。这与中天山地壳具有古老的前寒武纪地壳，壳源长英质岩石富集Hf同位素的特征不相符（龙晓平和黄宗莹,2017）。因此，我们推断样品的形成过程没有壳源长英质岩浆参与，并非形成于壳幔混合过程，更可能是新生下地壳熔融的产物。

5 构造背景讨论

东天山是中亚造山体系的一部分，形成于古亚洲洋的长期演化过程中。自古生代以来，随着古亚洲洋分支洋盆的俯冲消减，一系列地块、岛弧、增生楔汇聚拼贴（舒良树等,2001;Xiao et al.,2004;李锦轶等,2006）。对于拼贴增生事件的结束时间和大洋闭合的时限，目前还存在石炭纪闭合（马瑞士等,1997;Zhang et al.,2016b;Zhang et al.,2018）或二叠纪闭合的争论（Xiao et al.,2013;Chen et al.,2019），但观点一致的是三叠纪东天山地区已经处于板内环境。

结合前人资料，本文发现早中三叠世的岩浆活动分布不受增生造山带的大地构造边界划分所限制，分布在大南湖带和雅满苏-中天山带，以及它们之间的康古尔塔格带（张遵忠等,2006;周涛发等,2010;Zhang et al.,2017;Lei et al.,2020）。区域上246 Ma的尾亚石英正长岩成岩压力为15～20 kbar，相当于地壳厚度55～70 km处，地幔物质上涌带来的热量使得上地壳底部长英质麻粒岩发生熔融。结合本研究，在东天山自北部的双岔沟到南部的尾亚多个地区，都发现了下地壳熔融成因的岩石记录。三叠纪岩浆事件被解释成古特提斯洋闭合碰撞远程效应的结果（Wu et al.,2010;Zhang et al.,2017）。这个模型难以解释东天山250 Ma左右的岩浆作用，因为246 Ma的金沙的金沙江蛇绿岩表明古特提斯洋此时尚未闭合（李勇等,2003）。综上，在东天山增生造山作用结束后，构造单元之间的汇聚作用持续进行，导致了地壳增厚。在三叠纪，加厚地壳部分拆沉引发了区域性的岩浆作用。

6 结论

（1）双岔沟浅肉红色花岗岩和灰褐色黑云母花岗闪长岩分别形成于247.3±1.0 Ma和248.3±1.2 Ma，雅满苏灰白色流纹岩形成于249.5±1.4 Ma，均形成于三叠纪。

（2）双岔沟浅肉红色花岗岩和灰褐色黑云母花岗闪长岩具有埃达克质岩石的地球化学特征，富硅（SiO2>68.81%）、富 铝（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）；雅满苏灰白色流纹岩为I型特征，低镁（Mg#=42～45）、低Cr（16×10-6）。花岗岩类和流纹岩的源区均为新生的下地壳物质。

（3）早三叠世东天山地区的火成岩是加厚下地壳拆沉作用的产物，与增生造山作用结束后构造单元之间的汇聚作用相关。

致谢中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室和澳实分析检测（广州）有限公司在年代学和元素成分分析中给予了大量的帮助。感谢两位匿名审稿人的详尽建议，使得本文质量得到很大的提高。同时感谢李咏晨硕士在野外考察中的帮助，感谢梁鹏博士在成文过程中的探讨。

注 释

①新疆维吾尔自治区地质矿产局.1993.中华人民共和国地质矿产部地质专报-新疆维吾尔自治区区域地质志.

②新疆维吾尔族自治区地质局第一区域地质测量大队.1966.1∶20万烟墩幅.

③新疆维吾尔族自治区地质局区域地质测量大队编图分队.1976.1∶20万图兹雷克幅.