Water resources utilization and eco-environment problem of Fenhe River, branch of Yellow river
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摘要:研究目的
汾河是黄河第二大支流, 也是山西省的第一大河, 流域内水资源供需矛盾突出, 分析水资源开发利用现状及其生态环境问题是进行流域生态修复的前提。
研究方法本文在分析汾河流域水资源特征及其开发利用现状的基础上, 系统总结了汾河径流量衰减、岩溶大泉断流和水质恶化等生态环境问题, 并对其成因进行了分析。
研究结果研究表明: 汾河流域多年平均水资源量为33.59亿m3, 其中地下水资源是水资源的主要组成部分, 约占72%;2005年以后由于跨流域调水、地下水压采等汾河流域综合治理措施的实施, 水资源的供水结构发生了较大的变化, 地表水的供水比例由最初的30%提高到55%, 地下水供水比例由原来的62%降低到目前的37%。整体上, 汾河流域的水资源开发利用程度高达80%以上, 水资源的过度开发已导致汾河干流断流、入黄径流量大幅衰减、岩溶大泉断流等严重的生态环境问题。其中, 汾河流入黄河径流量从1955至2018年衰减程度达63.5%, 衰减的原因主要是降水量的减少和岩溶大泉的流量衰减; 汾河流域内8个岩溶大泉的总流量从1956至2018年的衰减程度达69%, 50%的岩溶大泉已在不同时期断流, 岩溶大泉的水质恶化问题也非常严重, 如晋祠泉和龙子祠泉的TDS和SO42-呈逐年升高的趋势, 煤矿开采是造成岩溶泉水SO42-含量快速升高的主要原因。
结论汾河流域的水资源供需矛盾十分突出, 虽然通过跨流域调水等生态修复措施实现了汾河干流全年不断流、地下水位止降回升和地表水环境质量初步改善, 但生态环境恶化的趋势依然严峻。
创新点：分析了山西省汾河流域近15年的水资源特征及其供水结构的变化规律；系统总结了汾河流域的生态环境问题，并对其成因进行了探讨。
Abstract:This paper is the result of the hydrogeological survey engineering.
ObjectiveAs the second largest tributary of the Yellow River, Fenhe River is the largest river in Shanxi Province.However, there is contradiction between the supply and demand of water resources in the basin.The analysis of water resources utilization and eco-environment problem is precondition of ecological remediation.
MethodsBased on the analysis of water resources characteristics of the Fenhe River Basin and its utilization, this paper systematically summarizes the ecological and environmental problems of the Fenhe River watershed, such as attenuation of runoff, drying up of karst spring and deterioration in water quality.
ResultsOur result shows that the average amount of water resources in the Fenhe River Basin for multi-year average is 3.359 billion m3, groundwater resources are the main component of the total water resources, which is accounting for 72%.The structure of water supply of water resources has changed greatly due to the impact of comprehensive treatment measures in the Fen River Basin since 2005, such as cross-basin water transfer and groundwater pressure extraction.The water supply ratio of surface water has increased from 30% to 55%, and the water supply ratio of groundwater has been reduced from 62% to 37%.Overall, the utilization of water resources in the Fenhe River Basin is as high as 80%.Excessive exploitation of water resources has caused serious eco-environmental problems such as the cut-off of Fen River, the significant decline in the runoff of the Fen River into the Yellow River and the decline of karst spring flow.The percentage of runoff for Fenhe River enter the Yellow River has attenuated by 63.5% from 1955 to 2018.The main reasons for the attenuation are the decrease in precipitation and the flow attenuation of the karst spring.The total flow of the 8 large karst springs in the Fenhe River Basin has decreased by 69% from 1956 to 2018, and 50% of the large karst springs had dried up in different periods; The water quality of karst springs has been deteriorating seriously, for example, the TSD and SO42-of Jinci Spring and Longzici Spring have been increasing year by year.Coal mining is the main reason for the rapid increase of SO42- in karst springs.
ConclusionsAlthough the inter-basin water transfer project construction has improve some of the eco-environment in the Fenhe River, such as the recovery of Fenhe River to perennial river, and the stopped falling of groundwater level in the basin, and the improvement of the quality of surface water environment, there is serious unbalance between supply and demand for water resources in Fenhe River Basin, finally the trend of deterioration of the ecological environment is still severe.
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1. 引言
阿尔金造山带位于青藏高原北部边缘，在南阿尔金造山带花岗岩出露十分广泛，前人已做了大量的研究工作（吴锁平等，2007；王超等，2008；曹玉亭等，2010；孙吉明等，2012；杨文强等，2012；康磊等, 2013, 2016；康磊，2014；Wang et al., 2014；吴才来等, 2014, 2016a, 2016b；刘良等，2015；Liu et al., 2016；王立社等，2016；Wu et al., 2018；陈红杰等，2018；潘雪峰等，2019；过磊等，2019；曾忠诚等，2020）。玉苏普阿勒克塔格岩体位于南阿尔金蛇绿混杂岩带内，前人对该岩体进行了岩石学、岩石地球化学及锆石U-Pb年代学等方面的研究（王超等，2008；Wang et al., 2014；高栋等，2019）。然而，关于玉苏普阿勒克勒克塔格岩体的形成时代、成因类型及形成的构造背景认识仍存分歧。部分学者获得玉苏普阿勒克塔格花岗岩体中粗粒似斑状二长花岗岩的形成年龄为432 Ma，认为该岩体属于A型花岗岩，形成于造山后伸展环境（王超等，2008；Wang et al., 2014）。笔者通过前期工作获得该岩体中粗粒似斑状黑云二长花岗岩的形成年龄为448~442 Ma，属于Ⅰ型花岗岩，形成于与洋壳俯冲有关的活动大陆边缘环境（高栋等，2019）。此外，前人对南阿尔金造山带早古生代构造演化过程也存在不同认识：康磊（2014）认为南阿尔金早古生代花岗岩体主要形成于南阿尔金陆块的北向俯冲、碰撞及碰撞后伸展过程；Liu et al.（2016）认为南阿尔金古生代花岗岩体主要形成于南阿尔金洋的双向俯冲、碰撞及碰撞后伸展过程。
本文在前人工作基础上对玉苏普阿勒克塔格岩体进行了详细的岩石学、锆石U-Pb年代学研究，确定了该岩体的主要岩石类型及形成时代；对玉苏普阿勒克塔格岩体花岗岩中的黑云母进行了系统的电子探针分析，利用黑云母矿物化学组成估算了岩浆结晶时的物理化学条件；结合该岩体的岩石学、全岩地球化学及Hf同位素组成特征，查明了玉苏普阿勒克塔格岩体花岗岩成因类型及岩浆物质来源；最后综合区域地质背景，探讨了玉苏普阿勒克塔格岩体形成的构造背景及其对南阿尔金早古生代构造演化的启示意义。
2. 地质概况及岩石学特征
阿尔金造山带位于青藏高原北部边缘，东部与阿拉善地块和祁连造山带相接，西南端插入昆仑造山带，南北方向分割塔里木地块及柴达木地块（车自成等，1995；郭召杰等，1998；Liu et al., 1998；许志琴等，1999；王永等，2020）。根据前人研究，阿尔金造山带自北向南依次可分为5个次级构造单元：阿北地块、北阿尔金蛇绿混杂岩带、中阿尔金地块、南阿尔金超高压变质带及南阿尔金蛇绿混杂岩带（茫崖蛇绿混杂岩带）（图 1）（许志琴等，1999；刘良等，2009；刘永顺等，2009；吴才来等, 2014, 2016a, 2016b；Liu et al., 2016；彭银彪等，2018；菅坤坤等，2018）。
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图 1 阿尔金造山带构造划分（据吴才来等，2016a）Ⅰ—阿尔金北地块；Ⅱ—北阿尔金蛇绿混杂岩带；Ⅲ—中阿尔金地块；Ⅳ—南阿尔金超高压变质带；Ⅴ—南阿尔金蛇绿混杂岩带（茫崖蛇绿混杂岩带）；1—中—新生界；2—古生界；3—中—新元古界；4—达肯达坂群；5—阿尔金群；6—太古宇；7—花岗岩；8—超镁铁质岩；9—走滑断裂Figure 1. Tectonic subdivision of the Altun orogenic belt (after Wu et al., 2016a)Ⅰ-North Altun block; Ⅱ-North Altun ophiolitic mélange zone; Ⅲ-Central Altun block; Ⅳ-South Altun ultrahigh pressure belt; Ⅴ-South Altun ophiolitic mélange zone (Mangya ophiolitic mélange zone); 1-Meso-Cenozoic Eonothem; 2-Paleozoic Eonothem; 3-Middle-late Proterozoic Eonothem; 4-Dakendaban Group; 5-Altun Group; 6-Archean Eonothem; 7-Granites; 8-Ultramafic rocks; 9-Strike-slip fault玉苏普阿勒克塔格岩体位于南阿尔金蛇绿混杂岩带内，呈北东向产出，与围岩之间呈侵入接触关系。岩体北侧主要为角闪岩相-麻粒岩相变质岩组成的古元古代阿尔金群及砂岩、砾岩组成的侏罗纪大煤沟组地层。岩体南侧主要为洪积扇、冲积扇及沙丘等组成的第四纪沉积。根据已有地质资料（苏吾什杰幅地质图❶）及野外地质调查，玉苏普阿勒克塔格岩体主要包括两种岩石类型：在岩体中部以中粗粒似斑状黑云二长花岗岩为主，在岩体边部及岩体与围岩的接触带上可见部分中细粒含斑黑云二长花岗岩。在野外并未观察到两者之间明显的接触界线，仅通过矿物组成、结构构造及野外产出特征不同对两者进行了划分（图 2）。
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图 2 玉苏普阿勒克塔格岩体地质简图1—第四系；2—侏罗系；3—阿尔金群；4—眼球状花岗质片麻岩；5—中细粒含斑黑云二长花岗岩；6—中粗粒似斑状黑云二长花岗岩；7—细粒辉长岩；8—南阿尔金蛇绿混杂岩带；9—基性—超基性岩脉；10—断层；11—采样位置Figure 2. Simplified geological map of the Yusupualeke Tagh pluton1-Quaternary Eonothem; 2-Jurassic Eonothem; 3-Altun Group; 4-Granitic augen gneiss; 5-Medium-fine grained phenocryst-bearing biotite monzonitic granite; 6-Medium-coarse grained porphyritic biotite monzonitic granite; 7-Fine grained gabbro; 8-South Altun ophiolitic mélange zone; 9-Mafic-ultramafic dike; 10-Fault; 11-Sample location本文对玉苏普阿勒克塔格岩体两种花岗岩分别进行采样分析，采样位置如图 2所示。
中粗粒似斑状黑云二长花岗岩（15CL149及15CL156-6）：主要分布于岩体中部，呈浅红色或浅肉红色，中粗粒似斑状结构，块状构造。根据镜下观察，中粗粒似斑状黑云二长花岗岩的主要矿物组成为钾长石（35%~45%），以微斜长石为主，含有少量条纹长石；斜长石（25%~30%），具环带结构；石英（15%~20%）（图 3a）。暗色矿物以黑云母为主（5%），副矿物主要为磁铁矿（图 3d）。
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图 3 玉苏普阿勒克塔格岩体花岗岩野外及镜下照片a、d—中粗粒似斑状黑云二长花岗岩显微照片（正交偏光）；b、e—中细粒含斑黑云二长花岗岩显微照片（正交偏光）；c、f—暗色包体野外照片及其寄主花岗岩显微照片（单偏光）；Pl—斜长石；Kfs—钾长石；Bt—黑云母；Mag—磁铁矿；Ap—磷灰石Figure 3. Field picture and microphotograph of granitoids in the Yusupualeke Tagh plutona, d-Microphotograph of medium-coarse grained porphyritic biotite monzonitic granite (under crossed polarizer); b, e-Microphotograph of medium-fine grained phenocryst-bearing biotite monzonitic granite (under crossed polarizer); c, f-Field picture of enclaves and microphotograph of its host granite (under plane polarizer); Pl-Plagioclase; Kfs-K-feldspar; Bt-Biotite; Mag-Magnetite; Ap-Apatite中细粒含斑黑云二长花岗岩（15CL152）：主要分布于岩体南北两侧，呈灰白色或浅红色，中细粒结构，块状构造。含有钾长石斑晶，斑晶可见卡式双晶。主要矿物组成为钾长石（30%~35%），以微斜长石为主，含有条纹长石；斜长石（30%~35%），蚀变程度较高；石英（20%~25%）（图 3b）。暗色矿物（5%）以黑云母为主，偶见角闪石，副矿物主要为磁铁矿及磷灰石（图 3e）。
包体：属闪长质包体，呈灰黑色、中细粒结构。主要分布于岩体边部，寄主岩石主要为中细粒含斑黑云二长花岗岩。包体与寄主花岗岩之间接触界线清晰，在包体内部及包体与寄主花岗岩的接触部位可见钾长石斑晶（图 3c），在包体周围寄主花岗岩中可见针状磷灰石（图 3f）。
3. 样品采集及分析方法
本文对玉苏普阿勒克塔格花岗岩体中形成年龄仍存分歧的中粗粒似斑状黑云二长花岗岩进行了锆石U-Pb年代学研究。在此基础上对中粗粒似斑状黑云二长花岗岩（15CL149，15CL156-6）及中细粒含斑黑云二长花岗岩（15CL152）进行了系统的黑云母电子探针分析及锆石Hf同位素组成分析，相关分析方法简述如下：
锆石U-Pb年龄分析：在野外分别采集新鲜花岗岩样品约2 kg，在室内将样品破碎至40~80目后用清水淘洗干净，用磁铁除去磁铁矿等磁性矿物，用重液选出锆石。在双目镜下挑出结晶较好的锆石黏在玻璃板上，用环氧树胶浇铸，制成薄片、抛光。最后拍摄正交偏光和阴极发光照片。上述锆石分选工作在河北省区域地质调查院完成。锆石阴极发光照片拍摄及U-Pb同位素组成分析工作在中国地质科学院地质研究所大陆构造与动力学实验室完成。所用仪器为GeoLasPro 193 nm激光剥蚀系统及Neptune Plus型等离子质谱仪（LA-ICPMS）。测试条件为：激光剥蚀束斑直径32 μm，频率8 Hz，He为剥蚀物质载气。采用国际通用标准锆石91500为外部标样、GJ-1为辅助标样对锆石U-Pb年龄数据准确性进行验证。数据处理使用ICPMSDataCal程序获得（Liu et al., 2010），锆石年龄谐和图用Isoplot 3.0程序获得（Ludwig, 2003）。
锆石Hf同位素组成分析：在完成锆石U-Pb定年测试的基础上，选择测试结果中谐和度较高的锆石颗粒在其U-Pb同位素测点附近位置进行Hf同位素组成分析。锆石Hf同位素组成测试在中国地质科学院地质研究所大陆构造与动力学实验室完成，所用仪器为Compex Pro 193 nm激光剥蚀系统及Neptune Plus型等离子体质谱仪（LA-ICPMS）。测试条件为：激光剥蚀束斑直径44 μm，He为剥蚀物质载气，使用国际通用锆石标样GJ-1作为参考物质。锆石标准GJ-1的176Hf/177Hf测试加权平均值为0.282007±0.000025（2α）。初始176Hf/177Hf计算采用的Lu衰变常数为1.865×10-11a-1（Scherer et al., 2001）。计算εHf(t)时采用的球粒陨石Hf同位素176Lu/177Hf值为0.0336，176Hf/177Hf值为0.282785（Bouvier et al., 2008）。计算Hf一阶段模式年龄（TDM）时采用的亏损地幔176Hf/177Hf值为0.28325 (Scherer et al., 2001)，计算Hf二阶段模式年龄（TDM2）时采用的亏损地幔176Lu/177Hf值为0.015(Griffin et al., 2000)。
电子探针分析：首先使用偏光显微镜对样品电子探针薄片进行详细的镜下观察，确定主要矿物组成及结构构造，然后圈定相对新鲜的黑云母进行电子探针背散射观察与元素定量分析。电子探针光薄片在河北省区域地质调查院制作完成，探针片喷碳及测试工作在中国地质科学院地质研究所电子探针实验室完成。所用仪器型号为JXA-8100（JEOL），测试条件为：加速电压15 kV，束流为20 nA，束斑大小为5 μm。
4. 分析结果
4.1 锆石U-Pb定年
样品15CL149：中粗粒似斑状黑云二长花岗岩（采样位置：38°17.541′N，89°48.419′E）。阴极发光照片显示，锆石呈自形至半自形结构，岩浆振荡环带明显（图 4a）。共选取30颗锆石进行U-Pb同位素组成测试，剔除铅丢失严重的数据点后，其余23个测点的测试数据见表 1。Th含量为87 ×10-6~635×10-6（平均含量为292×10-6），U含量为137×10-6~1597×10-6（平均含量为631×10-6），232Th/238U值为0.35~0.66（平均值为0.48）。23个有效点的206Pb/238U表面年龄加权平均值为（450.9±4.2）Ma（MSWD=0.42），可以代表中粗粒似斑状黑云二长花岗岩的形成年龄（图 4a）。
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图 4 中粗粒似斑状黑云二长花岗岩锆石阴极发光图像和锆石U-Pb年龄谐和图Figure 4. Cathodoluminescence images of representative zircon grains and zircon U-Pb concordance diagrams of medium-coarse grained porphyritic biotite monzonitic granite表 1 玉苏普阿勒克塔格岩体中粗粒似斑状黑云二长花岗岩锆石LA-ICP-MS U-Pb定年分析结果Table 1. LA-ICP-MS zircon U-Pb analysisof the medium-coarse grained porphyritic biotite monzonitic granites in the Yusupualeke Tagh pluton
样品15CL156-6：中粗粒似斑状黑云二长花岗岩（采样位置：38°19.803′N，89°57.071′E）。阴极发光照片显示，锆石呈半自形结构，可见岩浆振荡环带（图 4b）。共选取30颗锆石进行U-Pb同位素组成测试，剔除铅丢失严重的数据点后其余25个有效点的测试数据见表 1。Th含量为181×10-6~1213×10-6（平均含量为483×10-6），U含量为293×10-6~2292×10-6（平均含量为1109×10-6），232Th/238U值为0.25~0.8（平均值为0.44）。25个有效点的206Pb/238U表面年龄加权平均值为（446.8±3.9）Ma（MSWD= 0.91），可以代表中粗粒似斑状黑云二长花岗岩的形成年龄（图 4b）。
4.2 Hf同位素组成
本文在前期工作的基础上对玉苏普阿勒克塔格岩体早期花岗岩（15CL149、15CL156-6）及晚期花岗岩（15CL152）进行了锆石Hf同位素组成分析，结果见表 2。
表 2 玉苏普阿勒克塔格岩体花岗岩锆石LA-ICP-MS Hf同位素组成Table 2. LA-ICP-MS zircon Hf isotopic composition of granitoids in the Yusupualeke Tagh pluton
样品15CL149：早期花岗岩，共选择21个测点进行Hf同位素组成测试。除一个测点176Lu/177Hf值略大于0.002外，其余测点176Lu/177Hf值均小于0.002，说明由176Lu衰变形成的放射成因177Hf含量很低，测得Hf同位素组成可代表锆石形成时的Hf同位素组成（吴福元等，2007a）。结果显示，εHf(t)为-0.67~3.40，平均值为1.04，二阶段模式年龄（TDM2）范围为1.22~1.47 Ga。
样品15CL156-6：早期花岗岩，共选择21个测点进行Hf同位素组成测试。所有测点176Lu/177Hf值均小于0.002。结果显示，εHf(t)值为-0.79~2.86，平均值为0.7。二阶段模式年龄（TDM2）范围为1.24~1.48 Ga。
样品15CL152：晚期花岗岩，共选择13个测点进行Hf同位素组成测试。所有测点176Lu/177Hf值均小于0.002。结果显示，εHf(t)为-0.32~3.18，平均值为1.38，二阶段模式年龄（TDM2）范围为1.21~1.43 Ga。
4.3 全岩地球化学
本文根据已有地球化学数据（王超等，2008；高栋等，2019），对玉苏普阿勒克塔格岩体两期花岗岩的地球化学组成进行了对比，具体数据见表 3。
表 3 玉苏普阿勒克塔格岩体花岗岩主量元素（%）和微量元素（10-6）组成Table 3. Compositions of majorelements (%) and trace elements (10-6) of granitoids in the Yusupualeke Tagh pluton
玉苏普阿勒克塔格岩体两期花岗岩均具有较高的SiO2含量，全碱含量（ALK，Na2O+K2O）以及较低的Fe2O3T含量和MgO含量。早期花岗岩的SiO2含量为67.78%~73.98%，全碱含量为7.94%~9.21%。早期花岗岩Fe2O3T含量为1.21%~3.82%，MgO含量为0.21%~1.39%。与早期花岗岩相比，玉苏普阿勒克塔格岩体晚期花岗岩具有更高的SiO2含量以及较低的Fe2O3T含量与MgO含量。晚期花岗岩的SiO2含量为70.18%~77.91%，全碱含量为6.19%~8.03%。晚期花岗岩Fe2O3T含量为1.81%~2.59%，MgO含量为0.22%~0.91%。在K2O-SiO2岩浆系列判别图解上，两期花岗岩投点主要集中在高钾钙碱性区域（Rickwood, 1989）（图 5a）。根据铝饱和指数（A/CNK），早期花岗岩属准铝质—弱过铝质花岗岩类（A/CNK值为0.92~1.01，平均值为0.96），晚期花岗岩属弱过铝质花岗岩类（A/CNK值为1.02~1.08，平均值为1.06）（Maniar and Piccoli, 1989）（图 5b）。
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Figure 5. K2O-SiO2 classification diagram and A/NK-A/CNK classification diagram (a, after Rickwood, 1989; b, after Maniar and Piccoli, 1989) of granites in the Yusupualeke Tagh pluton玉苏普阿勒克塔格岩体两期花岗岩的稀土元素总量（ΣREE）相对较高，其中早期花岗岩的稀土元素总量平均值为265×10-6，晚期花岗岩稀土元素总量平均值为222×10-6。早期花岗岩的轻重稀土元素比值（LREE/HREE）平均值为8.09，晚期花岗岩的轻重稀土元素比值平均值为6.93。在稀土元素球粒陨石标准化配分模式图上，两期花岗岩均显示轻稀土富集重稀土亏损的右倾式分布特征，两期花岗岩均具有Eu的负异常，其中早期花岗岩的δEu平均值为0.39，晚期花岗岩的δEu平均值为0.33（图 6a）。早期花岗岩的Rb/Sr平均值为2.35，晚期花岗岩的Rb/Sr平均值为4.56。早期花岗岩的Rb/Ba平均值为0.58，晚期花岗岩的Rb/Ba平均值为1.3。早期花岗岩的(La/Yb)N平均值为8.83，晚期花岗岩的(La/ Yb)N平均值为7.23。在微量元素原始地幔标准化蛛网图上，两期花岗岩均富集Rb、Th、U、K等元素，亏损Nb、Ta、Sr、Ti、P等元素（图 6b）。
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图 6 玉苏普阿勒克塔格岩体花岗岩稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图（a）及微量元素原始地幔标准化蛛网图（b）（球粒陨石标准化值及原始地幔标准化值据Sun and McDonough, 1989）Figure 6. Chondrite-normalized rare earth elements distribution patterns (a) and primitive mantle normalized trace elements spider diagrams (b) of granite in the Yusupualeke Tagh pluton (chondrite-normalization values and primitive mantle normalization values after Sun and McDonough, 1989)4.4 黑云母矿物化学
本文对玉苏普阿勒克塔格岩体两期花岗岩中的黑云母进行了电子探针分析。分析结果及以22个氧原子为基准计算的阳离子数如表 4所示。由于云母类矿物中Fe元素有两种不同价态，电子探针分析只能给出全铁的百分含量，因此使用林文蔚和彭丽君（1994）提出的方法计算黑云母中的Fe2+及Fe3+含量。
表 4 玉苏普阿勒克塔格岩体花岗岩中黑云母的化学成分（%）Table 4. Chemical compositions of biotite from granitoidsin the Yusupualeke Tagh pluton (%)
分析结果表明，玉苏普阿勒克塔格岩体两期花岗岩中的黑云母具矿物化学组成有如下特征：
（1）玉苏普阿勒克塔格岩体早期花岗岩中的黑云母比晚期花岗岩中的黑云母相对贫硅、富铁镁。其中早期花岗岩中的黑云母SiO2含量为25.7%~27.32%，晚期花岗岩中的黑云母SiO2含量为33.91%~36.71%。早期花岗岩中的黑云母FeOT含量为31.50% ~34.88%，晚期花岗岩中的黑云母FeOT含量为24.33% ~27.35%。早期花岗岩中的黑云母MF值为0.3~0.34，晚期花岗岩中的黑云母MF值为0.19~0.20。
（2）早期花岗岩中的黑云母CaO含量相对较高，范围为0.38%~2.93%，晚期花岗岩中黑云母CaO含量大多低于检出限，个别含量极低（0.03%及0.05%），表明玉苏普阿勒克塔格岩体早期花岗岩中部分黑云母可能受后期岩浆活动的影响发生了一定程度的改造，晚期花岗岩中的黑云母则基本不受影响（Kumar and Pathak, 2010）。
（3）根据马昌前等（1994）的研究，退变质及交代成因的黑云母中Ti离子含量小于0.02，进变质成因的黑云母中Ti离子含量变化较大且大多数Mg/(Mg+ Fe)值大于0.55，岩浆成因的黑云母中Ti离子含量为0.2~0.55且Mg/(Mg+Fe)值范围为0.30~0.55。玉苏普阿勒克塔格岩体早期花岗岩中黑云母的Ti离子含量为0.07~0.39，平均含量为0.22，Mg/(Mg + Fe)值为0.31~0.34。晚期花岗岩中黑云母的Ti离子含量为0.3~0.41，Mg/(Mg+Fe)值为0.19~0.2，表明两期花岗岩中的黑云母主要为岩浆成因黑云母。在Beane（1974）提出的黑云母Fe3+-Fe2+-Mg2+判别图解上，玉苏普阿勒克塔格岩体两期花岗岩中的黑云母投点均集中在原生黑云母区域内，同样说明两期花岗岩中的黑云母以原生岩浆成因黑云母为主（图 7）。
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图 7 玉苏普阿勒克塔格岩体花岗岩中黑云母Fe3+-Fe2+-Mg2+图解（据Beane, 1974）Figure 7. Fe3+-Fe2+-Mg2+ diagram of biotite from granitoids in the Yusupualeke Tagh pluton(after Beane, 1974)5. 讨论
5.1 成岩物理化学条件
黑云母是花岗岩中常见的暗色矿物之一，它的化学组成对岩浆结晶时物理化学条件的变化十分敏感。通过研究花岗岩中黑云母的化学组成，可以推测成岩过程中温度、压力及氧逸度等物理化学条件的变化，为进一步探讨岩石成因、岩浆物质来源等提供帮助（Wones and Hans, 1965；Albuquerque, 1973；Beane, 1974；周作侠等，1988；Burkhard, 1991；Abdel-Rahman, 1994；Selby and Nesbitt, 2000；Henry et al., 2005；Uchida et al., 2007；Sarjoughian et al., 2015；赛胜勋等，2016；杨阳等，2017）。
Wones and Hans（1965）提出通过研究与钾长石-磁铁矿共生的黑云母中Fe3+、Fe2+及Mg2+的含量估算黑云母结晶时氧逸度的方法。根据镜下观察，玉苏普阿勒克塔格岩体两期花岗岩中的黑云母大多具有与钾长石-磁铁矿共生的特点，因此可以使用该方法估算黑云母结晶时的氧逸度。根据Fe3+-Fe2+-Mg判别图解，早期花岗岩中的黑云母投点主要集中在Fe2SiO4-SiO2-Fe3O4缓冲线与Ni-NiO缓冲线之间以及Ni-NiO缓冲线附近。晚期花岗岩中的黑云母主要集中在Fe2O3-Fe3O4与Ni-NiO缓冲线之间靠近Ni-NiO缓冲线附近，说明两期花岗岩中的黑云母结晶时的氧逸度均较低，并且晚期花岗岩中的黑云母结晶时的氧逸度明显高于早期花岗岩中的黑云母（图 8）。
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图 8 玉苏普阿勒克塔格花岗岩体花岗岩中黑云母Fe3+-Fe2+-Mg图解（据Wones and Hans, 1965）HM—Fe2O3-Fe3O4；NNO—Ni-NiO；QFM—Fe2SiO4-SiO2-Fe3O4Figure 8. Fe3+-Fe2+-Mg diagram of biotite from granitoids in the Yusupualeke Tagh pluton (after Wones and Hans, 1965)Henry et al.（2005）根据过铝质变泥质岩熔融产物中黑云母中Ti含量与温度的关系提出了Ti饱和温度计：T={[Ln(Ti)+2.3594+1.7283(XMg)]/b}0.333。T代表黑云母的结晶温度（℃），Ti是按照22个氧原子计算的Ti离子的含量，XMg=Mg/(Mg+Fe)，b=4.6482×10-9。该温度计在XMg值介于0.275到1，以22个氧原子计算的Ti阳离子含量介于0.04~0.6，计算得出结晶温度在480~800 ℃范围内误差较小。玉苏普阿勒克塔格岩体早期花岗岩中黑云母的Ti阳离子含量为0.07~0.39，XMg值为0.31~0.35，可以使用该公式计算黑云母的结晶温度。计算结果显示早期花岗岩中黑云母的Ti饱和温度为387~742 ℃。由于早期花岗岩中的黑云母可能遭受了一定程度的次生改造，Ti发生了再平衡，所以笔者认为按照该公式计算出来的两个较低温度（389 ℃、544 ℃）不能代表早期花岗岩中黑云母的结晶温度。去掉上述两个较低温度后，其余黑云母的结晶温度范围为656~742 ℃。晚期花岗岩中黑云母的XMg值为0.19~0.2，不满足该温度计使用条件，未进行计算。林景阡（1987）通过实验得出黑云母中Al2O3含量与黑云母的结晶温度呈负相关的结论。由于晚期花岗岩中黑云母的Al2O3含量（平均含量为16.08%）略高于早期花岗岩中黑云母的Al2O3含量（平均含量为15.06%），因此推测玉苏普阿勒克塔格岩体晚期花岗岩中黑云母的结晶温度应略低于早期花岗岩中黑云母的结晶温度。
Uchida et al.（2007）根据花岗岩中黑云母的全铝含量（AlT），结合地质压力计总结出利用花岗岩中黑云母的全铝含量估算花岗岩成岩压力的经验公式：P（105 Pa）=3.03×AlT-6.53（±0.33）。其中AlT是以22个氧原子为基准计算的Al离子总数。根据上述压力值结合公式（P=ρgh，ρ=2700 kg/m3，g=9.8 m/s2）可以估算两期花岗岩的侵位深度。结果表明玉苏普阿勒克塔格岩体早期花岗岩的形成压力平均值为2.05×105 Pa，侵位深度平均值为7.45 km，晚期花岗岩的形成压力平均值为2.71×105 Pa，侵位深度平均值为9.85 km。因此，笔者认为玉苏普阿勒克塔格岩体早期花岗岩侵位时间较早，深度较浅，形成压力较低，晚期花岗岩开始沿着早期花岗岩边部及早期花岗岩与围岩的接触带侵位。由于侵位空间较小，晚期花岗岩侵位深度较深，形成压力较高。
5.2 形成时代及成因类型
本次研究获得玉苏普阿勒克塔格岩体中粗粒似斑状黑云二长花岗岩的形成年龄为451~447 Ma，与前期工作获得中粗粒似斑状黑云二长花岗岩的形成年龄基本一致（448~442 Ma，高栋等，2019）。结合前期工作获得玉苏普阿勒克塔格岩体中细粒含斑黑云二长花岗岩的锆石U-Pb年龄（428~423 Ma），笔者认为玉苏普阿勒克塔格岩体属于早古生代岩浆活动的产物。
目前关于玉苏普阿勒克塔格岩体的花岗岩成因类型认识仍不一致。部分学者认为该岩体花岗岩属于A型花岗岩，也有学者认为该岩体花岗岩属于Ⅰ型花岗岩（王超等，2008；Wang et al., 2014；高栋等，2019）。一般认为A型花岗岩形成于高温低压环境，以出现碱性暗色矿物为主要特征（Clemens et al., 1986；Douce, 1997；吴福元等，2007b；张晓飞等，2019；郭喜运等，2019）。玉苏普阿勒克塔格岩体花岗岩形成于温度较低、压力较高环境。两期花岗岩均属准铝质到弱过铝质花岗岩类（A/CNK < 1.1），主要矿物组成为钾长石、斜长石、石英及黑云母，偶见角闪石，不含碱性暗色矿物及堇青石、石榴石、白云母等矿物。在P2O5-SiO2判别图解上，两期花岗岩的P2O5与SiO2含量之间呈明显的负相关关系（图 9a）（Wolf and London, 1994）。上述研究结果表明，玉苏普阿勒克塔格岩体两期花岗岩具有典型Ⅰ型花岗岩特征。
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图 9 玉苏普阿勒克塔格岩体花岗岩P2O5-SiO2图解（a）及花岗岩中的黑云母AlT-Fe/(Fe+Mg) 图解（b, 据Shabani et al., 2003）Figure 9. P2O5-SiO2 diagram (a) of granitoids and AlT-Fe/(Fe+Mg) diagram (b, after Shabani et al., 2003) of biotite from granitoids in the Yusupualeke Tagh pluton花岗岩中黑云母的化学成分也可用来判别花岗岩的成因类型。一般认为Ⅰ型花岗岩中黑云母的AlⅥ离子含量相对较低（0.144~0.224）而S型花岗岩中黑云母的AlⅥ离子含量相对较高（0.352~0.561）（Whalen and Chappell, 1988）。玉苏普阿勒克塔格岩体早期花岗岩中的黑云母不含AlⅥ离子，具有典型Ⅰ型花岗岩的特点，晚期花岗岩中黑云母的AlⅥ离子含量较高（0.607~1.128），表现出了S型花岗岩的特点。在Shabani et al.（2003）提出的黑云母AlT-Fe/ (Fe+Mg)判别图解上，早期花岗岩中的黑云母投点主要集中在大陆弧花岗岩区域（以Ⅰ型花岗岩为主），晚期花岗岩中的黑云母投点主要集中在Ⅰ型花岗岩与S型花岗岩之间的过渡区域（图 9b）。由于晚期花岗岩在侵位过程中可能经历了部分古老地壳物质的混染，导致晚期花岗岩中黑云母的AlⅥ离子含量较高从而表现出了从Ⅰ型花岗岩向S型花岗岩过渡的特征。综合上述岩石学、全岩地球化学及黑云母矿物化学研究结果，笔者认为玉苏普阿勒克塔格岩体两期花岗岩均属Ⅰ型花岗岩。
5.3 物质来源及构造背景
花岗岩中锆石的Hf同位素封闭温度很高并且不会随着岩浆结晶分异或部分熔融发生变化，因此花岗岩中锆石的Hf同位素组成可以记录原始岩浆的性质，为判断花岗岩的岩浆物质来源提供帮助（吴福元等，2007a；Bolhar et al., 2008）。一般认为εHf(t)正值代表形成花岗岩的岩浆物质来源于新生地壳的部分熔融或者是有幔源物质的加入，εHf(t)负值则代表形成花岗岩的岩浆物质来源于古老地壳（吴福元等，2007a）。
在玉苏普阿勒克塔格岩体两期花岗岩的锆石Hf同位素εHf(t)-t图解（图 10a）及εHf(t)频数分布直方图中（图 10b），两期花岗岩的εHf(t)值及二阶段模式年龄（TDM2）范围大致相同，暗示玉苏普阿勒克塔格岩体两期花岗岩具有相同的岩浆物质来源。根据玉苏普阿勒克塔格岩体两期花岗岩的锆石Hf同位素组成，笔者认为早期花岗岩主要来源于1.22~1.42 Ga的新生地壳的部分熔融（εHf(t)＞0），同时在侵位过程中可能混入了1.42~1.48 Ga的古老地壳物质（εHf(t)＜0）。晚期花岗岩主要来源于1.21~1.39 Ga的新生地壳的部分熔融（εHf(t)＞0），同时在侵位过程中混入了1.41~1.43 Ga的古老地壳物质（εHf(t)＜0）。玉苏普阿勒克塔格岩体两期花岗岩的岩石地球化学组成表明，随着SiO2含量的增加，两期花岗岩的岩石大多数主量、微量元素含量与SiO2含量之间都呈现出明显的线性变化关系（图略）。此外与早期花岗岩相比，玉苏普阿勒克塔格岩体晚期花岗岩具有更高的SiO2含量、Rb/Sr值、Rb/Ba值以及更低的Fe2O3T含量、MgO含量。在微量元素原始地幔标准化蛛网图上（图 6b），晚期花岗岩Ba、P、Sr、Ti、Eu等元素的亏损程度增加，上述地球化学特征说明玉苏普阿勒克塔格岩体两期花岗岩可能属于同源岩浆不同演化阶段的产物。在地壳深部深源岩浆房形成以后，在随后的演化过程中又经历了进一步的分离结晶作用（赵娇龙等，2012）。其中P的亏损指示成岩过程中发生了磷灰石的分离结晶，Eu、Sr、Ba的亏损指示斜长石和钾长石的分离结晶，Ti的亏损指示含Ti矿物例如钛铁矿、榍石的分离结晶（Raith, 1995；Wu et al., 2003）。
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图 10 玉苏普阿勒克塔格岩体花岗岩锆石Hf同位素εHf(t)-t图解（a）和εHf(t)频率分布直方图（b）Figure 10. Zircon Hf isotopic εHf(t) vs. t diagram (a) and histogram of εHf(t) of granite in Yusupualeke Tagh pluton根据本次研究，玉苏普阿勒克塔格岩体两期花岗岩均属高钾钙碱性Ⅰ型花岗岩，富集轻稀土元素，亏损Nb、Ta、Ti、P等元素，表现出典型岛弧型岩浆岩的特征，暗示玉苏普阿勒克塔格岩体的形成可能与俯冲碰撞有关（Briqueu et al., 1984；Crawford et al., 1987）。两期花岗岩的Zr/Y比值（平均值为4.2）介于活动大陆边缘安山岩的范围内（4~12，Condie, 1989），Th/Ta值（平均值为18.88）与Gorton and Schandl（2000）确定的活动大陆边缘花岗岩Th/Ta值（6~20）一致，说明玉苏普阿勒克塔格岩体可能形成于活动大陆边缘环境。
前人对南阿尔金造山带内蛇绿岩、高压变质岩、花岗岩及基性—超基性岩等开展了大量的研究工作，为进一步探讨南阿尔金造山带古生代构造演化提供了重要帮助。李向民等（2009）获得约马克其蛇绿岩型镁铁-超镁铁质岩的年龄为500 Ma，郭金城等（2014）获得长沙沟地区具蛇绿岩属性的辉石橄榄岩年龄为511 Ma，说明南阿尔金地区洋盆存在的时限早于500 Ma。此外，南阿尔金洋壳俯冲型埃达克岩的形成年龄约为517 Ma，地壳加厚型埃达克岩的形成年龄约为500 Ma（孙吉明等，2012；康磊，2014），南阿尔金地区高压—超高压变质岩的变质峰期年龄为500~485 Ma（马拓等，2019），说明南阿尔金地区发生洋壳深俯冲的时代应早于500 Ma。然而在南阿尔金地区还出露大量形成时代晚于500 Ma的形成于活动大陆边缘环境的Ⅰ型花岗岩以及不具蛇绿岩属性的镁铁-超镁铁质岩（马中平等，2011；刘良等，2015；吴才来等，2016a；高栋等，2019）。因此，笔者认为500 Ma之后，在南阿尔金地区除了中阿尔金洋（位于南阿尔金陆块与中阿尔金陆块之间）的北向俯冲作用以外，还存在南阿尔金洋（位于柴达木地块与南阿尔金陆块之间）的俯冲- 碰撞作用。据Wu et al.（2018）的研究，南阿尔金洋从520 Ma开始发生向南阿尔金陆块的北向俯冲碰撞。从450 Ma开始南阿尔金洋闭合，南阿尔金造山带处于碰撞后环境。从424 Ma开始俯冲板片断离，南阿尔金地区进入碰撞后伸展环境。在区域上，朱小辉等（2015）认为在535~460 Ma期间主要以柴达木板块向欧龙布鲁克地块的洋壳俯冲作用为主，在460~450 Ma洋壳俯冲停止，进入陆-陆碰撞环境，这也与Wu et al.（2018）的认识基本一致。
综合玉苏普阿勒克塔格岩体的形成时代、成因类型、物质来源及构造背景，结合南阿尔金地区区域地质背景，笔者认为玉苏普阿勒克塔格岩体形成于与南阿尔金洋北向俯冲有关的活动大陆边缘环境。在南阿尔金洋闭合后，构造体制从挤压向伸展转换，随着幔源岩浆上涌，新生地壳发生部分熔融，最终形成玉苏普阿勒克塔格花岗岩体。
6. 结论
（1）LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果表明，玉苏普阿勒克塔格岩体中粗粒似斑状黑云二长花岗岩的形成年龄为451~447 Ma，属于早古生代岩浆活动的产物。
（2）全岩地球化学及花岗岩中黑云母矿物化学研究结果表明，玉苏普阿勒克塔格岩体两期花岗岩属高钾钙碱性Ⅰ型花岗岩，形成于温度相对较低，压力相对较高环境。
（3）锆石Hf同位素组成研究结果表明，玉苏普阿勒克塔格岩体两期花岗岩具有相似的物质来源，源岩以新生地壳的部分熔融为主，在侵位过程中经历了部分古老地壳物质的混染。
（4）根据玉苏普阿勒克塔格岩体的形成时代、成因类型及物质来源，结合区域地质背景，认为玉苏普阿勒克塔格花岗岩体形成于与南阿尔金洋北向俯冲有关的活动大陆边缘环境。
注释
❶西安地质矿产研究所. 2002. 1∶25万苏吾什杰幅地质图.
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图 1 汾河流域水系及岩溶大泉分布图
Figure 1. Map of water system and karst springs in Fenhe River Basin
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图 2 汾河干流方向纵剖面图
Figure 2. Altitude distribution along the main stream of the Fenhe River
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图 3 汾河流域水资源总量和降水量多年动态变化曲线
Figure 3. Multi-year dynamic curve of total water resources and precipitation in Fenhe River Basin
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图 5 汾河流域历年供水总量及供水结构变化图
Figure 5. Changes of total water supply and water supply structure in Fenhe River Basin over the years
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图 6 汾河流域断流岩溶大泉泉口水位埋深动态曲线
Figure 6. Dynamic curve of water level buried depth at the cut-off karst spring in Fenhe River Basin
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图 7 汾河入黄口河津水文站径流量年际变化曲线
Figure 7. Interannual variation curve of runoff at Hejin hydrological station
表 2 汾河流域不同行业用水量统计
Table 2 Water consumption statistics of different industries in Fenhe River Basin
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表 4 汾河流域断流岩溶大泉泉口岩溶地下水水位埋深（据杨士荣等，2020）
Table 4 Karst groundwater depth of dry karst spring in Fenhe River Basin(after Shirong et al., 2020)
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