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涕匡
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论文 2013 年第 58 卷第 17 期 :1651 ~ 1660 www.scichina.

1 论文 2013 年第 58 卷第 17 期 :1651 ~ csb.scichina.com 中国科学杂志社 SCIENCE CHINA PRESS 扬子克拉通内存在太古代成熟陆壳 : 来自岩石学同位素年代学和地球化学证据汪正江 1, 王剑 1*, 杜秋定 1, 邓奇 12, 杨菲 13 12, 伍皓 1 国土资源部成都地质矿产研究所, 成都 ; 2 中国地质科学院研究生部, 北京 ; 3 山东科技大学研究生院, 青岛 * 联系人, w1962jian@163.com 收稿, 接受, 网络版发表国家自然科学基金 ( , ) 和中国地质调查局基础研究项目 ( , ) 资助摘要前人研究表明, 扬子陆块存在广泛的太古代结晶基底, 但是目前除在宜昌黄陵穹窿一带有确切证据显示有太古代高级变质地体 ( 崆岭群下部 ) 以外, 还未见其他地区有出露的报道. 为进一步了解扬子克拉通的基底组成及其形成演化过程, 本文对钟祥胡集地区杨坡群及侵入其中的钾质花岗岩进行了岩石学同位素年代学和岩石地球化学研究. 研究显示, 胡集钾质花岗岩的 SHRIMP 锆石 U-Pb 年龄为 2655±9 Ma, 属于新太古代中期. 同时该套花岗岩主量元素富硅和碱, 贫 Ca, Mg, P 和 Ti; 微量元素富 Rb, Th, Ga, Y 和 Zr, 亏损 Sr, Ba, Nb 和 Ta, 强烈亏损 Eu, 高 FeO*/MgO(=32.0~58.7) 和 10 4 Ga/Al (=3.19~3.41) 比值, 表现出明显的具有陆壳源区的铝质 A 型花岗岩特征. 因此, 杨坡群沉积岩石组合和侵入其中的高分异 A 型花岗岩均证明, 在新太古代中期以前, 扬子克拉通已经发育有较为成熟的陆壳了. 这一突破性发现为深入研究扬子克拉通陆块基底的形成演化过程开辟了新的窗口. 关键词扬子克拉通新太古代成熟陆壳 A 型花岗岩杨坡群扬子克拉通基底的形成与演化, 基于黄陵穹窿崆岭岩群, 自 2000 年以来取得了一系列重要进展 [1~9]. 但毕竟古老地层或地质体出露十分有限, 为克服这 [10] 一困难, Zhang 等人根据新元古代沉积岩 ( 莲沱组 ) [11] 碎屑锆石的 U-Pb 定年和 Hf 同位素研究, 白晓等人根据元古代 - 古生代沉积地层的 Nd 同位素示踪研究, [12] Zheng 等人根据含金刚石煌斑岩筒捕获锆石的 U-Pb 定年研究等, 基本证实扬子克拉通广泛存在太古代结晶基底. 然而, 目前除在黄陵穹窿一带有确切 [2,7,8] 证据显示有太古宙高级变质地体以外, 在扬子陆块内还未见其他地区出露有太古宙地体的报道. 对于侵入到胡集杨坡群中的钾质花岗岩, 1:25 万荆门幅区域调查报告认为其时代为新元古代, 并对比于钟祥磷矿的华山观钾质花岗岩和黄陵背斜北部的圈椅埫钾质花岗岩 [13]. 然而目前研究已表明, 圈椅埫岩体时代为 1854 Ma [3,8,14], 华山观岩体时代为 1851 Ma [15], 均属于早元古代中晚期, 其形成构造背景相似, 可能与古元古代 Columbia 超大陆裂解有关. 由此, 自然会想到胡集杨坡群中的钾质花岗岩是否与华山观岩体和圈椅埫岩体具有相似的时代和构造背景呢? 为进一步了解扬子克拉通的基底组成及其形成演化过程, 作者对钟祥胡集地区侵入于杨坡群 ( 原认为属古元古代 ) 的碱性花岗岩进行了同位素年代学岩石学和岩石地球化学研究, 希望为扬子克拉通形成演化研究提供新的线索. 引用格式 : 汪正江, 王剑, 杜秋定, 等. 扬子克拉通内存在太古代成熟陆壳 : 来自岩石学同位素年代学和地球化学证据. 科学通报, 2013, 58: 英文版见 : Wang Z J, Wang J, Du Q D, et al. Mature Archean continental crust in the Yangtze Craton: Evidence from petrology, geochronology and geochemistry. Chin Sci Bull, 2013, 58, doi: /s

2 2013 年 6 月第 58 卷第 17 期 1 区域地质新太古代杨坡群出露于扬子克拉通中部的钟祥市汉水西的胡集放马山 - 杨家坡一线, 呈北北西向窄带状展布, 分布面积约 8 km 2, 西侧为南华系南沱组含冰碛砾石砂质泥岩超覆, 东侧为第四系覆盖, 南北两侧均有碱性花岗岩侵入, 是钟祥断隆之杨坡地垒的基底岩系 ( 图 1(b)). 但杨坡群出露不全, 下部为花岗岩所侵蚀. 该群主要由多种片岩类变粒岩类石英岩或石英杂砂岩组成, 夹少量斜长角闪岩类 [16], 原岩主要为一套相对稳定构造环境下的浅水陆棚沉积组合. 调查表明, 侵入于杨坡群的钾质花岗岩体多为岩株状出露, 其中较大的岩体是位于胡集镇西北的金山村 - 王集村西部 ( 图 1), 出露面积约 3 km 2. 宏观上岩体由于黑云母等定向排列, 显示出一些纹层或条带, 表现为深红色与浅红色不等厚互层. 岩石中可见少量钾长石斑晶. 2 样品和分析方法本次样品采自胡集金山村西和王集村南, 其具体的经纬度分别是 N, E, N, E. DHS16-1, 3 和 5 号取自王集村南, DHS16-2, 4, 6 和 7 号样及年代学测试样品采自金山村西. 采样岩石主要为肉红色中粗粒状碱性花岗岩, 矿物成分主要有钾长石 (30%~45%) 斜长石 (20%~35%) 石英(20%~25%) 黑云母(<1%) 和少量付矿物 ( 磁铁矿和锆石等 ), 其中钾长石主要为正长石, 少量微斜长石和条纹长石, 较规则柱粒状, 与斜长石不规则相间分布, 部分粗大晶体常包裹有石英和斜长石微晶 ; 斜长石主要为更 - 钠长石, 较规则板柱状, 聚片双晶发育, 双晶纹宽窄不一, 有时包裹石英微粒 ; 石英以细粒为主, 不规则充填于长石间隙, 图 1 钟祥胡集地区的大地构造位置 (a) 及其地质简图 (b) 1652

3 论文分布不均匀, 部分晶粒可能受构造应力影响, 有波状消光现象. 全岩主量元素由国土资源部西南矿产资源监督检测中心用 X 荧光光谱法测试, 测试仪器为 PANalytical 生产的 AXIOS 荧光光谱仪, 误差小于 5%. 微量元素分析由中国地质大学 ( 武汉 ) 地质过程与矿产资源国家重点实验室在电感耦合等离子体质谱仪 ICP-MS (Agilent7500a) 上完成的. 实验过程中, 对国际标准参考物质 AGV-2, BHVO-2, BCR-2, RGM-1 和 GSR-1 的分析结果表明, 微量元素的分析精度优于 5%. 岩石地球化学测试数据列于表 1. 锆石挑选由国土资源部西南矿产资源监督检测中心采用破碎淘洗和重液分离, 然后进行电磁分离, 最后对锆石进行手工挑纯等程序完成分离. 锆石阴极发光显微照相是在中国地质科学院地质研究所电子探针室完成的, 工作电压为 15 kv, 电流为 4 na. 阴极发光照片被用来检查锆石的内部结构和选择分析区域. 锆石 U-Pb 同位素定年在中国地质科学院地质研究所 SHRIMP-Ⅱ 离子探针仪上进行, 束斑大小为 30 μm, 具体测试条件及流程见文献 [17]. 用 204 Pb 进行普通铅校正. 单个测试数据误差为 1σ, 207 Pb/ 206 Pb 加权平均年龄误差为 2σ. 锆石 U-Pb 同位素数据列于表 2. 3 分析结果 3.1 全岩地球化学表 1 中列出胡集金山花岗岩的岩石化学成分. 从表中可见, 主量元素具有高硅 (SiO 2 >75%) 低钙(CaO =0.10%~0.24%), 贫镁富碱 (Na 2 O+K 2 O=7.58%~ 8.21%) 和高 FeO T /MgO(=32~58) 为特征, 类似于 A 2 型花岗岩 [18~20]. 岩石的 A/KNC 为 1.05~1.08, 为弱过铝质 ; 分异度 (DI) 在 94.7~96.0 之间, 属于高分异花岗岩 ; 岩石的碱度率 (AR) 在 5.43~6.31 之间变化, 在 SiO 2 -AR 图解中金山花岗岩显示为碱性花岗岩 ( 图略 ). 而岩石的铁镁钛磷含量均很低 ( 表 1) 也同样指示岩石经历了高程度的分异演化过程. [21] 在不相容微量元素蛛网图上, 胡集金山花岗岩富集高场强元素 (Zr, Hf 和 Y) 和大离子亲石元素 (Rb, U, Th 和 La), 亏损 Ba, Sr, Ti 和 P 等元素 ( 图 2(a)); 同时全岩样品的 10 4 Ga/Al 在 3.19~3.41 之间变化, 也为典型的铝质 A 型花岗岩所具有的地球化学特征 [22]. 样品的稀土总量较高, 为 ~ µg/g, 但 HREE 含量也较高, 平均值达 µg/g, 所以 LREE/HREE 比值较低, 平均 6.76, 轻重稀土分馏较明显, (La/Yb) N 为 4.20~9.42; 配分模式呈海鸥状, 具有很强的 Eu 异常, δeu=0.21~0.24, 部分样品有弱的 Ce 正 / 负异常 ( 图 2(b)). 另外 DHS16-2, 4, 6, 7 号样品的轻稀土富集较为明显, 尤其是 DHS16-7 号样品, 轻重稀土都很富集, 稀土总量达 µg/g. 但各样品在微量元素蛛网图和稀土元素配分曲线上形态基本一致 ( 图 2), 表明它们具有相同或相似的岩浆源区. 3.2 锆石 U-Pb 定年本文对钟祥胡集金山钾质花岗岩样品进行了锆石 SHRIMP U-Pb 定年, 分析结果见于表 2. 锆石为浅红褐色柱状短柱状粒状, 金刚光泽, 透明, 多显淡的紫红色调, 晶体溶蚀现象明显 ( 如锆石 6.1, 7.1, 图 2 胡集金山花岗岩微量元素蛛网图 (a) 和稀土元素配分图 (b) 1653

4 2013 年 6 月第 58 卷第 17 期表 1 钟祥胡集金山花岗岩岩石地球化学分析数据表 ( 主量元素 10 2, 微量稀土元素 10 6 ) 样品编号 SiO2 TiO 2 Al 2O3 Fe2O3 FeO CaO MgO K2O Na2O P2O5 MnO 烧失总量 K/Na ALK FeO*/MgO DI A/NKC AR DHS DHS DHS DHS DHS DHS DHS 样品编号 Ga Rb Sr Ba Pb Zr Nb Ta Hf Th U Y Cr Co Ni Cu Zn Y/Nb Yb/Ta Y/La Sm/Nd 10 4 Ga/Al DHS DHS DHS DHS DHS DHS DHS 样品编号 Y DHS16-1 LREE/ La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu REE LREE HREE HREE δce δeu TZr( ) DHS DHS DHS DHS DHS DHS

5 论文表2 DHS16 测点 206 Pbc U Th 钟祥胡集金山花岗岩 SHRIMP 锆石 U-Pb 年龄测定结果 206 Pb* (10 6 ) (%) 同位素比值(±%) 232 Th /238U a) 206 Pb/238U 207 Pb/206Pb 表面年龄(Ma) 207 Pb/235U 206 Pb*/238U 207 Pb*/206Pb* 不谐和度(%) ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ±7 2127± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ± ±9 0 a) 误差为 1σ; Pbc 和 Pb*分别表示普通铅和放射成因铅; 利用实测的 Age( Pb/238U))/ Age(207Pb/206Pb) Pb 进行普通铅校正; 不谐和度=100 (Age(207 Pb/206 Pb) 206 图3 胡集金山花岗岩代表性锆石阴极发光图像与测点位置 12.1, 13.1 等), 可见明显的溶蚀孔洞, 这可能与后期含量很高, Th 含量又较低, 致使其 Th/U 比值过低, 构造热事件的影响有关, 而 9.1 的 Th/U 仅为 0.09, 仅为 0.09, 因此, 其年龄不能代表岩浆侵位年龄. 除进一步表明有后期构造热事件的叠加改造. 锆石晶 9.1 外, 其余 13 个测点的 U 和 Th 含量分别为 82~150 体结晶较好, 环带较清楚, 粒度中等, 一般为 50~80 µg/g 和 31~84 µg/g, 对应的 Th/U 比值为 0.39~0.66, 80~150 μm (图 3). 表明这些锆石为典型的岩浆成因. 其中测点 1.1 和本文对具有较清晰岩浆成因环带的 14 颗锆石进 13.1 可能是由于铅丢失, 且不谐和度也较高, 获得的行了 SHRIMP U-Pb 同位素测试, 其中 9.1 测点的 U U-Pb 年龄偏离了谐和线, 余下的 11 个测点均位于 1655

6 2013 年 6 月第 58 卷第 17 期 U-Pb 谐和线上或其附近. 值得注意的是, 所有数据都在统一的不一致线上或附近, 且其 206 Pb/ 238 U 下交年龄为 731±26 Ma, 上交年龄为 2650±10 Ma (MSWD=1.3, n=14)( 图 4(a)). 而 207 Pb/ 206 Pb 加权平均年龄为 2655±9 Ma (MSWD=1.03, n=12) ( 图 4(b)), 与不一致线上交年龄在误差范围内也完全一致, 表明胡集金山钾质花岗岩侵位于 2655 Ma 左右, 属于新太古代中期, 而非前人推测的早元古代. 4 讨论 4.1 花岗岩类型及岩浆源区分析初步分析表明, 胡集金山钾质花岗岩为 A 型花岗岩. 实际上, A 型花岗岩是一种地球化学分类, 虽然部分 A 型花岗岩含有标型矿物 ( 如他形碱性暗色矿物, 萤石, 富钍锆石等 ), 但有部分准铝质, 甚至过铝质花岗岩不含碱性暗色矿物也可以是 A 型花岗岩. 统计发现, A 型花岗岩的岩石类型范围很大 [19,23,24]. 因此, 关于 A 型花岗岩的进一步判别, 目前主要依赖于岩石地球化学图解. 本文选择了 SiO 2 -Nb, 10 4 Ga/Al-(K 2 O + Na 2 O), (K 2 O + Na 2 O)/CaO-(Zr + Nb + Ce + Y), 10 4 Ga/Al-Zr 等判别图解 [22,25], 胡集金山钾质花岗岩均落在 A 型花岗岩范围内 ( 图 5). 同时, 该花岗岩稀土元素配分型式呈现较典型的海鸥型 (Eu 亏损强烈 ), 微量元素标准化蛛网图上呈现的 Ba, Sr, P, Ti 的强烈亏损 ( 图 2). [26] 锆石饱和温度计算显示, 金山钾质花岗岩具有很高的结晶温度 (899~933 ), 因此, 胡集金山钾质花岗岩为 A 型花岗岩是可以肯定的. 关于 A 型花岗岩类的成因, 一般认为与热点, 大陆裂谷或造山后的地壳伸展有关, 这一观点已经在世界各地得到验证 [18~20,22~24,27~30]. 众所周知, 地壳的伸展在时空上往往与深部热活动 ( 如地幔上涌或基性 [29] 岩浆的底辟 ) 有密切联系. 吴福元等人则进一步指出, 地幔尽管在物质上对花岗岩的贡献相对较小, 但它所提供的热量可能是大部分花岗岩形成的重要因素. 实际上, 金山铝质 A 型花岗岩强烈亏损 Eu, Sr 和富集 Nb, Zr 等元素的特点, 表明其源区存在斜长石的残留或结晶分异作用 ( 即形成的压力较低 ). 同时, 结合其很高的锆石饱和温度 ( 表 1), 显示这种高温低压构造环境的形成应与热的地幔上涌导致地壳伸展有关, 因为上涌的岩石圈地幔不仅为 A 型花岗质岩浆的形成提供了热源和物源, 而且会引起地壳物质较大范围的熔融和再造, 这也可能就是在板块构造机制形成之前太古宙地壳生长的主要方式 [31]. 根据 Eby [18] 研究, A 型花岗岩可以划分为两大类 : A 1 型和 A 2 型, 其中 A 1 型主要来源于似洋岛玄武岩源区岩浆的结晶分异, 但侵位与板内裂谷或板内岩浆机制有关 ; A 2 型岩浆源区则来自大陆地壳或经历过陆 - 陆碰撞或岛弧岩浆机制的折沉板块. [27] 由此, 薛怀明等人认为陆内环境下的 A 型花岗岩在一定程度上可指示岩石圈减薄和软流圈上涌 [32] 的时间过程. Yang 等人则进一步指出, 具有低 Sr 和 Ba, 高 HREE 和 Y 含量的钾长花岗岩是来自地壳浅部年轻地壳物质的部分熔融. 图 6(a) Y-Nb, 图 [33] 6(b) Yb+Ta-Rb 判别图解也表明, 金山钾质花岗岩的构造背景为板内环境. 因此, 胡集金山 A 型花岗岩图 4 胡集花岗岩 SHRIMP 锆石 U-Pb 谐和图 1656

7 论文 [22,25] 图 5 胡集金山 A 型花岗岩判别图解 A, A 型花岗岩 ; I, I 型花岗岩 ; I&S, I 型和 S 型花岗岩 ; FG, 高分异花岗岩 ; OGT, 未分异花岗岩类 [33] 图 6 胡集金山 A 型花岗岩构造背景判别图解 WPG, 板内花岗岩 ; ORG, 洋中脊花岗岩 ; VAG, 火山弧花岗岩 ; syn-colg, 同碰撞花岗岩应是由热的地幔上涌导致板内伸展, 陆壳物质减压熔融的产物. 同时, 我们注意到, 金山花岗岩具有较明显的 [34] Ce 正负异常 ( 图 2(b)). Schreiber 等人研究表明, 只有在地表氧化条件下形成的强烈风化剖面上, 才会同时出现 Ce 正负异常, 而且 Ce 异常在变质过程中 ( 即使榴辉岩相变质条件下 ) 也能保持不变 [35], 因此, Ce 正负异常指示着存在氧化条件下形成的沉积物参与了金山花岗岩母岩浆的熔融过程, 这也从另一角度证实了金山 A 型花岗岩来源于板内伸展的陆壳 1657

8 2013 年 6 月第 58 卷第 17 期物质减压熔融过程. 4.2 扬子克拉通太古宙陆壳基底前人研究证实扬子克拉通广泛存在有太古宙结晶基底 [2,3,6,7,12]. 那么扬子克拉通太古宙成熟陆壳基底在哪儿呢? 特征如何? 然而就宜昌崆岭地区来说, 很难回答上述问题. [2] [7] 根据高山等人和 Zhang 等人数据, 我们可以肯定扬子克拉通存在有太古宙地壳物质, 如果说有宏观的太古代地质体, 则仅有崆岭岩群中的 TTG 片麻岩, 而这也只能说明有初始陆壳的形成 [36]. 而对于该地 [2] 区变沉积岩系, 依据其中锆石最小谐和年龄和侵入 [4,8] 其中的古元古代中晚期圈椅埫岩体的限定, 只能将其归入古元古代中期, 与扬子北缘米仓山地区的 [37] 后河岩群时代相似, 均非太古代地体. 由于花岗岩是大陆地壳的重要组成部分, 也是地壳成分成熟度的重要标志 [29], 因此, 古大陆演化的研究主要是从花岗岩着手的. 与地壳演化阶段相联系的花岗岩类主要包括英云闪长岩 (T 1 ) 奥长花岗岩 (T 2 ) 花岗闪长岩(G 1 ) 和花岗岩 (G 2 ). 一般认为太古宙花岗岩类主要由 TTG 构成, 代表初始陆壳组成, 而代表成熟陆壳的钾质花岗岩类 ( 主要为 G 2, 少量 G 1 ), 至早元古代才开始大量出现 [36]. 虽然前人在大别造山带中发现有新太古代早期的超高压变质岩 - 麻粒岩和片麻岩 [38], 但对于扬子克拉通而言, 目前发现最早的钾质花岗岩就是圈椅埫 [4,8] 岩体和华山观岩体 [15], 其时代均为早元古代中期 ( 约 1850 Ma), 这是否意味着扬子克拉通成熟陆块的 [39] 形成晚于华北克拉通呢? 无疑, 侵入胡集杨坡群的铝质 A 型花岗岩的发现应该是一个很大的突破. 就时代来说金山钾质花岗岩 (2655 Ma) 明显早于华北克拉通目前已发现钾质花岗岩 [39], 这又是否就标志扬子克拉通有新太古代结晶基底, 或标志着新太古代已发育有成熟微陆块呢? 实际上, 形成铝质 A 型花岗岩的构造环境及其伴随的热的地幔上涌, 板内伸展, 陆壳物质减压熔融等这些构造活动的发生和发展是必须有一个相对稳定的, 具有一定规模的陆块作为舞台和前提的. 而这一推论与杨坡群沉积序列所反演的较稳定浅水陆棚沉积环境也是一致的. 而实验岩石学研究也表明, 铝质 A 型花岗岩的母岩浆最可能是源自长英质地壳脱水熔融 [40,41]. 同时, 金山 A 型花岗岩微量元素 Sm/Nd, Y/La, Y/Nb 均值分别为 0.18, 1.02 和 1.46( 表 1), 与原始地幔均值 0.32, 6.42 和 6.38 [42] 相差较大, 而与上地壳均值 0.17, 0.73 和 0.88 [43] 接近. 在微量元素蛛网图上, 金山 A 型花岗岩显著富集大离子亲石元素, 且存在 Nb, Ta 相对亏损 ( 图 2(a)), 也显示其岩浆源区已具有明显的大陆地壳特征 [44]. 因此, 金山钾质 A 型花岗岩标志着扬子克拉通在新太古代中期已发育有成熟的陆壳基底了, 这一成果进一步佐证了 Zhang 和 Zheng [45] 认为扬子陆块地壳和地幔岩石圈主要形成于太古代的观点. 5 结论本文的研究进一步明确表明, 扬子克拉通确实具有太古宙结晶基底, 且在新太古代中期以前已经发育有成熟的陆壳基底了, 其证据如下 : (1) 胡集金山钾质花岗岩为高分异碱性弱过铝质 A 型花岗岩, 具有低 Sr 和 Ba, 高 HREE 和 Y, 富集大离子亲石元素, 相对亏损 Nb 和 Ta 以及具有较明显的 Ce 正负异常等特征, 显示其母岩浆应来自热的地幔上涌导致板内伸展, 陆壳减压熔融过程 ; (2) 侵位于杨坡群的胡集金山 A 型花岗岩的 SHRIMP 锆石 U-Pb 年龄为 2655±9 Ma, 属于新太古代中期, 而非前人推测的早元古代 ; (3) 金山 A 型花岗岩的微量元素特征表明其岩浆源区已具有明显大陆地壳特征了. 因此, 钟祥胡集杨坡群及侵入其中的钾质花岗岩虽然只是扬子克拉通太古宙结晶基底的一小部分, 但它为深入研究扬子克拉通的形成演化开辟了一个新的窗口. 致谢样品测试得到了成都地质矿产研究所朱青女士的大力支持, 岩石薄片鉴定得到了成都地质矿产研究所闵际坤研究员的帮助, SHRIMP 锆石 U-Pb 定年得到了北京离子探针中心刘建辉博士的协助, 文中岩石地球化学数据处理是在路远发教授开发的 Geokit 软件上完成的, 在此一并致以衷心感谢. 1658

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, 3.1 PM303, 10(2)( 5, 5 ), 1 w (SiO 2 ) 68% ~89%, 2( 1, 1) (Al 2O 3,Fe 2O 3,MnO) (MgO,K 2O, Na 2O),w(TiO 2 ) w (SiO 2 ) ;,w (TiO 2 ) 0.31%

, 3.1 PM303, 10(2)( 5, 5 ), 1 w (SiO 2 ) 68% ~89%, 2( 1, 1) (Al 2O 3,Fe 2O 3,MnO) (MgO,K 2O, Na 2O),w(TiO 2 ) w (SiO 2 ) ;,w (TiO 2 ) 0.31% 36 3 2017 5 GeologicalScienceandTechnologyInformation Vol.36 No.3 May 2017 doi:10.19509/j.cnki.dzkq.2017.0302,,,. [J].,2017,36(3): 7-17. 1, 1, 1, 2, 1 3 (1., 264004;2. ( ), 430074; 3., 710000) :, (Al 2O