东昆仑西段落雁山花岗闪长斑岩年代学、地球化学特征及地质意义

邢浩　艾萨·伊斯马伊力　摆翔　张鹏伟　蔺如喜

摘  要：东昆仑造山带发育大量花岗质岩浆岩，对其研究不仅能为东昆仑的岩浆、构造提供新的信息，且对探讨古特提斯的构造-演化过程具重要意义。本文报道东昆仑西段落雁山花岗闪长斑岩体的两组锆石U-Pb年龄和地球化学数据，并对其成因及构造意义进行探讨。两组落雁山花岗闪长斑岩体锆石206Pb/238U-年龄分别为（312.4±2.0）  Ma、（312.4±2.2） Ma，形成于晚石炭世。岩石地球化学特征显示，该岩体具高钾钙碱性准铝质花岗岩特征，稀土元素标准分布曲线呈右倾，富集轻稀土，轻、重稀土分异明显，微量元素中大离子亲石元素（LILE：Rb，Ba）相对富集;高场强元素（HFSE：Nb，P，Ti）亏损。锆石Hf同位素特征和岩石成因物源研究表明，落雁山花岗闪长斑岩为少量幔源岩浆参与的壳幔混源I型花岗岩。据区域构造研究，落雁山花岗闪长斑岩形成于晚石炭世古特提斯洋壳俯冲作用背景下的岛弧晚期岩浆活动。

关键词：年代学;地球化学;花岗闪长斑岩;落雁山;东昆仑西段

随着“特提斯”研究的不断深入，其大体位置，活动阶段，闭合时代及演化历史不断丰富，现有证据表明，东昆南构造带是古特提斯洋的重要组成部分 [1-6]。落雁山花岗闪长斑岩体位于新疆且末县甘泉河一带，落雁山东南坡，大地构造位置属东昆南构造带西段，位于古特提斯域北部。东昆仑地区保存了相对完整的古特提斯演化的证据链，为古特提斯造山运动、岩浆演化过程研究提供了物质基础[7-8]，特别是东昆仑造山带出露的许多花岗质岩浆岩，记录了古特提斯洋的陆陆（弧）碰撞、后碰撞及俯冲等构造事件，成为地质学家研究的重点。早期一些学者对东昆仑地区花岗质岩石做了大量研究工作[9-15]，积累了一定的同位素年代学数据，并对花岗质岩浆的源区、成因、构造环境作出了不少论断，但缺乏系统性，特别是东昆仑西段地区的岩浆、构造特征研究较为薄弱，早-晚古生代的构造演化问题不是很明确，与俯冲作用相关的花岗质岩石同位素年龄数据不足，其演化时限和动力学过程不是很明晰。本文在野外工作的基础上，首次对东昆仑西段甘泉河一带落雁山花岗闪长斑岩进行地球化学特征和锆石U-Pb的定年研究，揭示岩石的成因和构造背景，准确厘定花岗闪长斑岩的形成年龄，为东昆仑古特提斯的构造-演化提供地质依据。

1  区域地质背景及岩体地质特征

研究区位于秦-祁-昆造山带（I 级），昆仑陆块（Ⅱ级），东昆南增生楔杂岩带（Ⅲ级），北邻昆中断裂带、南侧为昆南断裂带（图1）。东昆南增生楔杂岩带物质组成沿构造带变化大，空间差异明显，近EW向断续残留，为不同时代和构造环境下的物质经裂解-俯冲-拼贴等复杂过程形成的，其主体就位是南侧特提斯洋在早古生代-晚古生代向北俯冲增生作用结果[16-17]。前人结合区域构造演化资料，对东昆南增生楔构造变形期次进行了初步划分[18]：①俯冲期。“巴颜喀拉洋”向北俯冲，该构造过程的研究结果多集中于450～408 Ma[19-20]，②碰撞期。中晚二叠之交，东昆南增生楔杂岩带增生作用结束， 巴颜喀拉地块向北碰撞。可看出，区域地块的形成是典型的陆缘造山过程，该过程中岩浆活动剧烈。落雁山花岗闪长斑岩体位于东昆南增生楔杂岩带北部边缘的落雁山地区，呈NEE向展布，出露长约7.3 km，宽0.9～2.2 km，出露面积约9.4 km2，岩体侵入到石炭纪地层中，其南部与下二叠统碧云山组为沉积接触，接触面围岩为灰色砾岩。花岗闪长斑岩呈灰绿色，斑状结构，基质为微粒-霏细结构，块状构造。斑晶由石英、斜长石、角闪石组成：石英为粒状，熔蚀结构，粒径0.3～0.8 mm，含量3%;斜长石为自形-半自形板状，粒径0.3～3.2 mm，含量14%;角闪石为半自形板柱状，具绿泥石化，粒径0.2～2.0 mm，8%;基质含量约75%。岩石主要蚀变为高岭土化、绿泥石化、少量绿帘石化（图2）。

2  测试方法

对样品进行主微量元素分析。样品磨碎至200目后，在原武警黄金第八支队实验室进行分析测试。主量元素使用X射线荧光光谱仪（AxiosMAX型-PW4400/SB51）测试。微量元素及稀土元素利用酸溶法制备样品，使用电感耦合等离子体质谱仪（iCAP Q/SB117） 测试。

锆石分选、锆石测试制靶及阴极发光（CL）照相均由河北省廊坊区域地质调查所完成。采用浮选和电磁选方法进行锆石分选，在双目镜下挑选出晶形和透明度较好的锆石颗粒，粘贴在环氧树脂表面，打磨抛光后制成样靶，进行透射光、反射光和阴极发光显微观察及照相。LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素测试在西安地质调查中心同位素实验室完成，实验仪器包括Agilent7700x型LA-ICP-MS及Geolas Pro准分子激光器。实验过程使用193 nm激光器对锆石进行剥蚀及U-Pb同位素原位测定，采用32 μm激光束斑直径、6.0 J/cm2激光能量密度和9 Hz激光频率及标准锆石GJ-1作为外标进行元素分馏校正，数据及图件处理采用ICP-MSDataCal程序和Isoplot3.0程序完成，采用Pb校正法对普通铅进行校正，利用NIST610玻璃标样作为外标计算锆石样品中的U、Pb含量。

3  LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学特征

锆石U-Pb测年结果见表1。本次工作采集了两组样品（PM28-TW41、PM28-TW45）进行LA-ICP-MS 锆石U-Pb 同位素年代学的研究，以互相验证，确定落雁山花岗闪长斑岩的形成时代。采样坐标位置：北纬37°14′08″，东经86°07′09″和北纬37°13′55″，東经86°07′06″。

落雁山花岗闪长斑岩的锆石晶体呈浅黄-无色透明状，晶形多呈长柱状或锥柱状，少量晶形不完整呈棱角状，粒径多为100～500 μm，长宽比为2∶1～4∶1。锆石阴极发光（CL）影像看出，其生长震荡环带特征良好，多数核部震荡环带与边部震荡环带相对较窄且密度高（图3），说明岩浆锆石形成于中低温环境下，见少量锆石含古老锆石残留核（如PM28-TW41-3，CL影像上呈黑色椭圆状）。测点位置均选择在明显岩浆环带上。两组样品各选取25个测点，锆石Th含量166.56×10-6～950.25×10-6，U含量357.14×10-6～1 177.16×10-6，且Th，U具明显的正相关性（图4），Th/U比值为0.46～0.67，显示典型的岩浆锆石成因。两组样品除极少样品点偏离谐和线，存在一定量的Pb丢失现象，绝大部分样品点在206Pb/238U-207Pb/235U谐和图上呈较好的谐和性，年龄相对集中（图5）。两组样品206Pb/238U加权平均年龄结果为（312.4±2.0） Ma（MSWD=0.36），（312.4±2.2） Ma（MSWD=0.69），结果基本一致，表明落雁山花岗闪长斑岩结晶形成时代为晚石炭世。

4  岩石地球化学特征

4.1  主量元素

落雁山花岗闪长斑岩主量元素测试结果见表2。岩石SiO2含量62.24%～62.36%，属中酸性岩浆岩。Al2O3含量15.74%～15.91%，铝含量高。TFeO 含量2.85%～3.04%。FeO/Fe2O3 比值为0.55～0.57。K2O（3.18%～3.50%）， CaO（3.86%～4.18%）、Na2O （3.18%～3.40%）， （K2O +Na2O）值6.43%～6.82%。K2O /Na2O为0.96～1.07，平均1.01，钾质岩石，里特曼指数σ为2.03～2.42，为钙碱性系列。碱度率（AR）值为1.88～ 2.01 ， 分异指数（DI）值为64.26～66.55，岩浆分异程度为中等。铝饱和指数（A/CNK =0.946～0.978）小于1。SiO2-（Na2O+K2O）图解中， 样品均落入亚碱性区域（图6-a）。SiO2-K2O图解中， 样品均落入高钾钙碱性系列区域（图6-b）。ANK-ACNK图解上， 样品均落入准铝质范围。综上，落雁山花岗闪长斑岩体为准铝质高钾钙碱性，野外调查发现较强的硅化、绢英岩化等围岩蚀变现象，其高钾中酸性岩的性质可能由围岩中钾交代所引起。

4.2  稀土元素、微量元素

落雁山花岗闪长斑岩稀土总量（ΣREE=140.71×10-6～152.52×10-6），LREE/HREE为10.00～10.48。 稀土元素标准分布曲线显示：右倾型，轻稀土富集，轻、重稀土分异明显（图7），（La/Yb）N为13.79～14.73，平均14.33，样品稀土分布曲线一致性较好，说明岩浆分异过程的一致性。δEu为0.90～0.94， Eu弱负异常明显，说明落雁山花岗闪长斑岩经历了斜长石分离结晶作用，且源区可能有一定的斜长石残留。从微量元素原始地幔标准化蛛网图看出：大离子亲石元素（Rb，Ba）相对富集。高场强元素（Nb，P，Ti）亏损（图8）。U，Zr，Hf元素相对富集。相对于Rb，Ba，亏损Th，其与俯冲作用相关的岛弧型岩浆地球化学特征一致。K亏损表明岩石与消减作用無关;P亏损强烈代表可能存在磷灰石分离结晶，也说明岩浆物质来源于亏损地幔或者地壳岩石;Ti的亏损可能和分异演化过程中富Ti矿物，如钛铁矿、榍石、金红石等分异结晶有关，指示岩浆物质源于地壳， Ti不易进入熔体而残留在源区[25];Nb亏损可能因为大陆壳物质或者花岗质岩石的混染引起，Nb-Ta亏损指示与陆壳关系密切，因原始地幔于陆壳第一阶段形成，地幔中Nb-Ta优先残留，陆壳第二阶段才出现Nb-Ta高度不相容现象。

4.3  锆石Hf同位素特征

对锆石年龄测试点紧邻位置进行Hf同位素测试：落雁山花岗闪长斑岩的176Lu/177Hf均在0.001以下（表3），说明锆石在形成以后积累了具较低的放射性成因Hf，锆石现今176Hf/177Hf可代表锆石形成时的176Hf/177Hf[26]。176Hf/177Hf为0.282 491～0.28 2613，平均0.282 538;εHf（t）值为-3.18～1.15，平均-1.52;单阶段Hf模式年龄（tDM）为0.895～1.062 Ga，平均1.000 Ga，两阶段Hf模式年龄（t2DM）为1.252～1.526 Ga，平均1.422 Ga。其中εHf（t）值主体小于0，（PM28-41-02）样点εHf（t）值（1.15）大于0，表明岩浆的物源主要来自先存地壳组分的改造和再循环，同时也有少量幔源岩浆混入到了地壳，具壳幔混源特征。

5  讨论

5.1  岩石成因类型与物源区

依据花岗岩的ISMA划分方案，落雁山花岗闪长斑岩具“I”型花岗岩的指示性矿物角闪石，且在 CIPW标准矿物中有透辉石，地球化学特征显示为中酸性（SiO2含量62.24%～62.36%），石英含量不高，K2O含量较高（3.18%～3. 50%），属高钾钙碱性系列花岗岩。FeOT/MgO较低（1.14～1.29），轻稀土富集，A/CNK值（0.946～0.978）小于1 ，与“I”型花岗岩特征相符。据花岗岩类型判别图解[27]，10000Ga/Al图解中样点均落入“I ”型和“S ”型花岗岩范围（图9-a，c）， Zr+Ce+Y+Nb 图解中样点均落入非分异的“I”、“S”型花岗岩范围（图9-b，d），说明落雁山花岗闪长斑岩未经分异或分异作用不强。据吴福元等研究证实，高分异花岗岩判别中Whalen 指标是失效的，对于未分异或分异程度较低的花岗闪长斑岩体则可获得更准确的判断[28]。通过K2O-Na2O和Ga/Al-（Zr+Ce+Y+Nb）图解分析，落雁山花岗闪长斑岩的样点全部落入了“I ”型花岗岩范围。

当前大多数学者相信“I”型花岗岩的形成有地幔的贡献，并不是一个独立的岩浆，而是壳源与幔源两个端元岩浆的混合产物，且这些认识已被越来越多的研究所证实[30-32]。落雁山花岗闪长斑岩为轻稀土相对富集、重稀土元素相对平坦的“右倾型”，较弱的铕亏损暗示岩浆可能为壳幔混源[33]。落雁山花岗闪长斑岩Rb/Sr值（0.113～0.161），介于上地幔Rb/Sr值0.034与地壳Rb/Sr值0.35[34]，Nb/Ta值（11.49～11.64）接近地壳均值（12.5～13.5）[35]，低于地幔均值17.5[36]，显示出壳幔混源的特点。同时，锆石Hf同位素εHf（t）值特征也反映出岩浆物源的壳幔混源特性。

CaO/Na2O值可反映源区性质，源于变杂砂岩或火成岩熔融的酸性花岗质岩石CaO/Na2O值介于0.3～1.5[37]。落雁山花岗闪长斑岩CaO/Na2O值为1.16～1.29，在A/FM-C/FM图解中显示其源区为变质中基性岩部分熔融（图10），这可能与深部壳幔混染有关的中基性变火成岩部分熔融有关。

5.2  构造背景

花岗岩构造环境判别图显示，样品均落入火山岛弧花岗岩或同碰撞型花岗岩区域（图11）。可判别落雁山花岗闪长斑岩大地构造背景为岛弧环境，与前述岛弧岩浆岩特征一致。单凭微量元素构造图解来判断岩体构造环境具有一定局限性，应结合岩石的形成时代、区域地质背景、构造演化等制约条件[39]。

东昆仑地区经历了多期次的陆缘造山过程，其中华力西-印支早期为古特提斯构造演化阶段，具完整的沟-弧-盆体系。据研究表明，古特提斯洋的演化起始可追溯到372～374 Ma[40]，并在345～308 Ma开始快速扩张成洋，即早石炭世早期陆壳开始拉裂，出现洋壳，分别形成了古特提斯洋和弧后盆地;早石炭世晚期洋壳开始向北俯冲形成陆缘弧与前缘岛弧，洋壳逐渐消减消亡，从晚石炭—晚二叠世进入俯冲造山-碰撞造山阶段，三叠纪为巴彦喀拉盆地发展阶段[41]。

落雁山花岗闪长斑岩形成时代为312 Ma，此时正处于洋壳俯冲-碰撞造山阶段，结合东昆仑区域构造演化成果，可说明研究区从晚古生代开始，随古特提斯洋向北俯冲形成与之有关的岩浆侵入活动。

6  结论

（1） 落雁山花岗闪长斑岩两组LA-ICP-MS 锆石样品U-Pb年龄为：（312.4±2.0） Ma和（312.4±2.0）  Ma，表明岩石形成于晚石炭世。岩石属高钾钙碱性准铝质系列。岩石为轻稀土元素相对富集、重稀土元素呈相对平坦且典型的“右倾型”。岩石大离子亲石元素相对富集，高场强元素相对亏损。

（2） 岩石具“I”型花岗岩特征，据Rb/Sr，CaO/Na2O比值及锆石Hf同位素特征等，表明岩浆物源主要为地壳物质部分熔融，且有少量幔源物质混入，为形成于晚石炭世与古特提斯洋壳俯冲作用相关背景下的岛弧晚期岩浆活动。

参考文献

[1]    莫宣学，邓晋福，董方浏，等.西南三江造山带火山岩-构造组合及其意义[J].高校地质学报，2001，（02）：121-138.

[2]    陈亮，孙勇，裴先治，等.德尔尼蛇绿岩40Ar-39Ar 年齡：青藏最北端古特提斯洋盆存在和延展的证据[J].科学通报，2001，（05）：424-426.

[3]    刘本培，冯庆来，等.滇西古特提斯多岛洋的结构及其南北延伸[J].地学前缘，2002，（3）：161-171

[4]    李曙光，侯振辉，杨永成，等.南秦岭勉略构造带三岔子古岩浆弧的地球化学特征及形成时代[J].中国科学（D辑：地球科学），2003，（12）：1163-1173.

[5]    杨经绥，王希斌，史仁灯，等.青藏高原北部东昆仑南缘德尔尼蛇绿岩：一个被肢解了的古特提斯洋壳[J].中国地质，2004，31（3）：          225-239.

[6]    闫全人，王宗起，刘树文，等.青藏高原东缘构造演化的SHRIMP 锆石 U-Pb 年代学框架[J].地质学报，2006，（9）：1285-1294.

[7]    姜春发，朱松年.构造迁移论概述.地球学报[J]，1992，（1）：1-14.

[8]    殷鸿福，张克信.东昆仑造山带的一些特点[J].地球科学，1997，（4）：3-6.

[9]    罗照华，邓晋福，曹永清，等.青海省东昆仑地区晚古生代-早中生代火山活动与区域构造演化[J].现代地质，1999，13（1）：51-56.

[10]  罗照华，柯珊，曹永清，等.东昆仑印支晚期幔源岩浆活动[J].地质通报，2002，21（6）：292-297.

[11]  莫宣学，罗照华，邓晋福，等.东昆仑造山带花岗岩及地壳生长[J].高校地质学报，2007，13（3）：403-414.

[12]  莫宣学.青藏高原岩浆岩成因研究：成果与展望[J].地质通报，      2009，28（12）：1694-1702.

[13]  古凤宝.东昆仑华力西期-印支期花岗岩组合及构造环境[J].青海地质，1994，6（2）：18-26.

[14]  袁万明，莫宣学，喻学惠，等.东昆仑印支期区域构造背景的花岗岩记录[J].地质论评，2000，46（2）：203-211.

[15]  陈国超，裴先治，李瑞保，等.东昆仑造山带晚三叠世岩浆混合作用：以和勒冈希里克特花岗闪长岩体为例[J].中国地质，2013，40（4）：1044-1064.

[16]  许志琴，李海兵，杨经绥，等.东昆仑山南缘大型转换挤压构造带和斜向俯冲作用[J].地质学报，2001，75（2）：156-164.

[17]  范丽琨，蔡岩萍，梁海川，等.东昆仑地质构造及地球动力学演化特征[J].地质调查与研究，2009，33（3）：181-186.

[18]  查显锋，计文化，张海迪，等.青海中部昆南增生杂岩带变形分期及构造过程[J].地质通报，2012，31（12）：2015-2024.

[19]  王国灿，陈能松，朱云海，等.东昆仑东段昆中构造带晚加里东期逆冲型韧性剪切变形的年代学证据及其意义[J].地质通报，2003，77（3）：432.

[20]  陈能松，何蕾，孙敏，等.东昆仑造山带早古生代变质峰期和逆冲构造变形年代的精确限定[J].科学通报，2002，47（8）：628-631.

[21]  Middlemost EAK. Naming materials in the magma/igneous rock system[J]. Earth Science Reviews， 1994， 37（3-4）：215-224.

[22]  Peccerillo R， Taylor S R. Geochemistry of eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area，Northern Turkey[J]. Contrib. Mineral Petrol，1976，58：63-81.

[23]  Maniar PD，Piccoli PM. Tectonic discrimination of granitoids[J]. Geological Society of America Bulletin， 1989， 101（5）： 635-643.

[24]  Sun S S， McDonough W F. Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts： implications for mantle composition and processes[J]. Geological Society， London， Special Publications，1989： 312-345.

[25]  郑佳浩，郭春丽.湘南王仙岭花岗岩体的锆石 U-Pb 年代学、地球化学、锆石 Hf 同位素特征及其地质意义[J].岩石学报，2012，28（1）：75-90.

[26]  Amelin Y，L ee D C，Hallid ay A N，et a1.Nature of the Earths earliest crust from hafnium isotopes in single detrital zircons[J].Nature，l999，（399）：252-255.

[27]  Whalen J B， Chappell B W， White J R. The importance of residual source material in granite petrogenesis[J]. Petrology，1987，28：1111-1138.

[28]  吴福元，李献华，杨进辉， 等.花岗岩成因研究的若干问题[J]. 岩石学报，2007，5（20）：1217-1238.

[29]  Collins W，Beams S，White A， et al. Nature and Origin of A-type Granites with Particular Reference to Southeastern Australia[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology， 1982， 80（2）： 189-200.

[30]  Leak B E.Granite m agm as，their sources，initiaton and consequences of emplacem ent[J].Geol Soc Lond，1990，147：579-589.

[31]  Castro A， Moreno- Ventas I， de la Rosa J D. H- type （hybrid）granitoids： A proposed revision of the granite- type classificationand nomenclature[J]. Earth Science Reviews， 1991， 31： 237-253.

[32]  Keay S ，Collins B.Crustmantle interaction at Bingie point：implications for I-type grante petrogenesis in the Lach lan gold belt in：Brown M and Piceo li PM（eds）（A）. The origin of granites and related rocks-Third Hution Symposium Abstract U.S Geological Survey Circular，1995，1129：79.

[33]  肖慶辉，邓晋福.花岗岩研究思维与方法[M].北京：地质出版社，   2002，31.

[34]  Ross TS，Mclennan S M.The geochemical evolution of thecontinental crust[J].Reviews of Geophysics，1995，33（2）：241-265.

[35]  Barth M G，Nough W F，Rudnick R L.Tracking the budget of Nb and Ta in the continental crust[J].Chemical Geology，2000，165（99）：197-213.

[36]  Sun S S，Mcdonough W F.Chemical and isotopic systematics ofoceanic basalts：implications for mantle composition andprocesses[J].Geological Society of London Special Publications，1989，42（1）：313-345.

[37]  Jung S，Pfnder J A.Source composition and melting temperatures of orogenic granitoids：Constraints from CaO/Na2O，Al2O3/TiO2 and accessory mineral saturation thermometry[J].European Journal of   Mineralogy，2007，19（6）：859-870.

[38]  Altherr R，Holl A，Hegner E，et al.High-potassium，calc-alkalineI-type plutonism in the European Variscides：northernVosges（France）and northern Schwarzwald（Germany）[J].Lithos，2000，50（1）：51-73.

[39]  Pearce J A， Harris N B W， Tindle A G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks[J]. Journal of Petrology， 1984， 25（4）： 956-983.

[40]  吳锁平.柴北缘古生代花岗岩类成因及其造山响应[D].中国地     质科学院博士学位论文，2008：135-136.

[41]  湖南省地质调查院.东昆仑西段耸石山地区古特提斯构造演化[M].1：25万银石山幅区域地质调查专题报告.2003：68-73.

Abstract：A large number of granitic magmatic rocks are developed in the East Kunlun orogenic belt， and its research can not only provide new information for the magma and structure of the East Kunlun， but also has important significance for exploring the tectonic-evolution process of Paleo-Tethys. This article reports two sets of zircon U-Pb age and geochemical data of the Yanshan granodiorite porphyry in the western section of the East Kunlun Mountains， and discusses its genesis and tectonic significance. The two sets of LA-ICP-MS zircon U-Pb dating results of the Luoyanshan granodiorite porphyry body are （312.4±2.0） Ma and （312.4±2.2） Ma respectively， which were formed in the Late Carboniferous. The rock geochemical characteristics show that the rock body has the characteristics of high-potassium calcium-alkaline quasi-aluminum granite. The standard distribution curve of rare earth elements is right-leaning. It is rich in light rare earths and has obvious differentiation between light and heavy rare earths. Among the trace elements， large ion lithophile elements （LILE： Rb， Ba） are relatively enriched; high field strength elements （HFSE： Nb， P， Ti） are depleted. Studies on zircon Hf isotopic characteristics and petrogenesis and provenance indicate that the Luoyanshan granodiorite porphyry is a type I granite with a small amount of mantle-derived magma. According to regional tectonic research， the Luoyanshan granodiorite porphyry was formed in the late Carboniferous Paleo-Tethys oceanic crust subduction-related background during the late island arc magmatic activity.

Key words：Chronology; Geochemistry; Granodiorite porphyry; Luoyan Mountain; West part of eastern Kunlun