西天山溫泉青科克一帶晚石炭世花崗巖鋯石U-Pb年齡、地球化學特征及其構造意義

孟令華, 吳樹明, 王 磊, 侯新星, 楊樹杰, 劉 乾, 王 聰, 蘇崇發(fā)

(1. 中化地質礦山總局山東地質勘查院, 泰安 271000； 2. 泰安市自然資源和規(guī)劃局, 泰安 271000)

研究區(qū)所處的西天山地區(qū)位于北亞造山帶的南部，廣泛發(fā)育古生代不同期次花崗巖類，前人已對它們的成因、構造環(huán)境及其成礦作用開展了大量研究。左國朝等[1]認為西天山地區(qū)經歷了古-中元古代“Pangea-Ⅰ”泛大陸增生與裂解、新元古代Rodinia超大陸聚合與裂解，并于早古生代奧陶紀進入多陸塊及多島弧的古亞洲洋演化階段。肖序常等[2]認為新疆北部的古生代洋盆在石炭紀中期相繼關閉，此后新疆北部統(tǒng)一的大陸地殼基本形成。然而，有關西天山晚古生代，特別是晚石炭世-早二疊世巖漿作用的構造背景仍存在不同意見。有學者認為晚泥盆世西天山地區(qū)處于洋殼俯沖的大陸弧環(huán)境[3-4]；有學者認為晚古生代晚期西天山處于碰撞-后碰撞環(huán)境[5-6]；楊蓉等[7]認為晚石炭-早二疊世西天山已進入后碰撞晚期向伸展轉化的構造演化階段；郝增元等[8]認為伊犁微板塊在(307±2.0) Ma前已與準噶爾微板塊碰合，西天山在晚石炭世處于造山后或晚造山階段；丁振信等[9]、陳邦學等[10]認為西天山在早二疊世進入后碰撞演化階段，處于伸展拉張背景。鑒于構造環(huán)境認識的不統(tǒng)一及缺乏足夠精確的年代學證據(jù)，因此西天山晚古生代構造演化還需進一步研究。

圖1 區(qū)域大地構造略圖及研究區(qū)晚石炭世花崗巖分布地質簡圖Fig.1 Regional tectonic map and geological map of Late Carboniferous granite distribution in the study area

西天山地區(qū)阿拉套山南緣巖漿活動強烈，花崗巖十分發(fā)育，前人將其劃為華力西中期，并劃分為三個侵入次(γδ42a、ηγ42b、ηγ42c)(溫泉幅1∶20萬區(qū)域地質調查報告)，但同位素測年資料較少。對該區(qū)花崗巖進行了重新定位與解體，根據(jù)巖石特征、接觸關系、測年數(shù)據(jù)等劃分出6個侵入次，進行了較詳盡的巖石地球化學、同位素年代學研究，限定了花崗巖的形成時代，并對其成因類型、構造環(huán)境進行了探討，為該區(qū)構造巖漿演化提供了新的資料和依據(jù)。

1 區(qū)域地質背景

研究區(qū)位于阿拉套山南緣的溫泉縣青科克一帶，大地構造位置處于天山興蒙造山系(Ⅰ級)、伊寧-中天山地塊(Ⅱ級)、賽里木陸緣盆地(Ⅲ級)之阿拉套晚古生代陸緣盆地(Ⅳ級)[圖1(a)]。區(qū)內斷裂構造較發(fā)育，北西向、北東向、弧形斷裂皆有，均為蓋層斷裂，形成時代為華力西期、喜馬拉雅期。出露的地層主要為早石炭世阿克沙克組，以第二段最為發(fā)育，受后期晚石炭世花崗巖侵吞，呈殘留狀出露，以碎屑巖角巖化和含板巖為特征，沿外接觸帶常發(fā)育寬度不等的角巖化帶。在阿克沙克組第一段中發(fā)現(xiàn)貴州珊瑚未定種(Kueichouphyllumsp.)、薄角貝未定種(Leptagoniasp.)等化石，鑒定時代為早石炭世(昆得侖幅1∶5萬區(qū)域地質調查報告)。

2 樣品采集和測試方法

2.1 樣品采集

在第二、三、五侵入次花崗巖中采集了4件樣品進行LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年研究，采樣位置如圖1(b)所示。巖石類型分別為灰白色中粗粒斑狀含黑云二長花崗巖(編號TW0134/1，位置N45°06′07.51″，E81°00′40.89″)、灰白色中細粒斑狀二長花崗巖(編號TW0191/1，位置N45°11′23.50″，E81°13′56.76″)、灰白色中細粒斑狀含黑云二長花崗巖(編號TW0151/1，位置N45°04′39.62″，E81°05′36.72″)、淺肉紅色中細粒斑狀二長花崗巖(編號TW0142/1，位置N45°09′38.63″，E81°12′24.58″)。另外，采集11件新鮮且無脈體交代的樣品進行主量、微量及稀土元素分析測試，第一侵入次花崗巖中選取1件(編號0131/1)，第二侵入次花崗巖中選取2件(編號0133/1、0134/1)，第三侵入次花崗巖中選取3件(編號0145/1、0151/1、0191/1)，第四侵入次花崗巖中選取1件(編號0154/1)，第五侵入次花崗巖中選取2件(編號0141/1、0142/1)，第六侵入次花崗巖中選取2件(編號0143/1、0201/1)。

2.2 測試方法

鋯石LA-ICP-MS微區(qū)原位U-Pb同位素年齡測定由中國冶金地質總局山東局測試中心完成。首先將送檢巖石樣品磨碎，至80～120目，再通過淘洗、重選、磁選等方法挑選出透明度較好、較完整的鋯石顆粒。陰極發(fā)光圖像采用日本的電子探針顯微分析儀(型號JXA-8230)拍攝，同位素年齡檢測設備采用美國Thermo公司生產的Thermo X2電感耦合等離子體質譜儀，激光剝蝕系統(tǒng)為Coherent GeoLas Pro，測試分析流程見參考文獻[12]。鋯石CL圖像及測點位置如圖2所示，LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素分析結果如表1～表4所示。

圖2 鋯石CL圖像及測點位置Fig.2 Zircon CL images andthe location of measuring point

表1 TW0134/1樣品LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素分析結果

表2 TW0191/1樣品LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素分析結果

表3 TW0151/1樣品LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素分析結果

表4 TW0142/1樣品LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素分析結果

主量、稀土微量元素測試在中國冶金地質總局山東局測試中心完成。主量元素分析稱取0.200 0 g樣品，與7.000 0 g混合熔劑攪拌均勻，澆鑄制備玻璃片，測試儀器為ARL 9900XP型X射線熒光光譜儀。稀土微量元素稱取0.100 0 g樣品，依次加入2 mL的HNO3和3 mL的HF，高溫密閉下溶樣，后加入1.5 mL的HNO3提取，靜置后在電感耦合等離子體質譜儀上測試。巖石主量元素、微量和稀土元素分析結果分別如表5～表7所示。

3 LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡

從樣品的鋯石CL圖像可見：鋯石呈淺玫瑰色、無色，具金剛光澤，透光度均較好，晶體形狀呈棱角-次棱角柱狀、長柱狀，顆粒粒徑以0.05～0.25 mm為主，次為0.26～0.50 mm，長寬比1∶1～1∶4，延長系數(shù)主要為1.5～4，少量含氣液、暗色包體。所有樣品鋯石均發(fā)育較清晰的內部結構和較典型的巖漿震蕩環(huán)帶(圖2)，為巖漿成因鋯石[13]。

表5 主量元素分析結果

表6 微量元素分析結果

表7 稀土元素分析結果

TW01341/1樣品有25個測點，Th的變化范圍為(33.3～174.4)×10-6，U的變化范圍為(93.0～754.7)×10-6，除測點21外，Th/U為0.12～0.83。TW0191/1樣品有25個測點，Th的變化范圍為(35.8～309.7)×10-6，U的變化范圍為(80.7～504.4)×10-6，Th/U為0.15～0.73。TW0151/1樣品有25個測點，Th的變化范圍為(31.2～106.5)×10-6，U的變化范圍為(54.9～427.4)×10-6，Th/U為0.13～0.90。TW0142/1樣品有25個測點，Th的變化范圍為(22.2～111.1)×10-6，U的變化范圍為(60.8～365.8)×10-6，Th/U為0.19～0.79。因此，所有鋯石樣品的Th/U多在0.12～0.90，大于0.1，且Th與U具有較好的相關性，符合巖漿成因鋯石的特征[14]。另外，各鋯石微區(qū)數(shù)據(jù)點的207Pb/206Pb較接近，多為0.047～0.059 6，表明該類巖石可能為同期巖漿結晶成因[15]。

TW0134/1樣品25個測點中僅測點11的年齡值明顯偏離諧和線，不參與計算，其余24個測點均位于諧和線附近[圖3(a)]，206Pb/238U加權平均年齡為(302±2) Ma(平均標準權重偏差MSWD為0.54)。TW0191/1樣品25個測點中有僅測點13的年齡值明顯偏離諧和線，不參與計算，其余24個測點均位于諧和線附近[圖3(b)]，206Pb/238U加權平均年齡為(300±2) Ma(平均標準權重偏差MSWD為1.3)。TW0151/1樣品的25個測點均位于諧和線附近[圖3(c)]，206Pb/238U加權平均年齡為(299±2.3) Ma(平均標準權重偏差MSWD為0.16)。TW0142/1樣品25個測點中僅測點8的年齡值明顯偏離諧和線，不參與計算，其余24個測點均位于諧和線附近[圖3(d)]，206Pb/238U加權平均年齡為(295±2) Ma(平均標準權重偏差MSWD為0.73)。這些年齡值均定位為晚石炭世晚期，這與前人在鄰區(qū)所測同位素年齡相近[16-17]，因此可以代表區(qū)內花崗巖體的成巖年齡。

4 巖石地球化學特征

4.1 主量元素特征

SiO2含量(質量分數(shù))69.51%～78.34%，屬酸性巖類。巖石鋁飽和度指數(shù)(A/NKC)為1.011～1.215，大于1，屬過鋁型巖石系列，且隨著巖漿分異演化，過鋁性增強。里特曼指數(shù)(σ)為1.11～2.63；堿度率(alkalinity ratio，AR)為2.31～3.37；K2O/Na2O值為0.22～1.59，除樣品0141/1外均大于1；在SiO2-K2O圖解中(圖4)，多數(shù)樣點落入高鉀鈣堿性系列區(qū)域中，綜合來看，晚石炭世花崗巖屬鈣堿性鉀質巖石類型。另外，在主量元素與SiO2的Harker圖解中(圖5)，w(Al2O3)、w(K2O)、w(FeO)、w(MgO)、w(TiO2)、w(CaO)與w(SiO2)(w表示質量分數(shù))與w(SiO2)呈較明顯的線性相關關系，反映出晚石炭世花崗巖的原始巖漿可能屬同一巖漿。

圖3 鋯石U-Pb年齡諧和圖Fig.3 Zicon U-Pb age concordia diagram

圖4 SiO2-K2O圖解Fig.4 SiO2-K2O diagram

圖5 花崗巖的Harker圖解Fig.5 Harker diagrams of granite

圖6 微量元素原始地幔標準化曲線圖和稀土元素配分曲線圖Fig.6 Standard curve diagram of trace elements original mantle and distribution curve of rare earth elements

4.2 微量元素特征

巖漿演化過程中，大離子親石元素Ba有降低趨勢；放射性生熱元素有增高趨勢；活動性元素Rb有增高趨勢；非活動性元素Nb、Ta有增高趨勢，Zr有降低趨勢；過渡族元素整體有降低趨勢。微量元素原始地幔標準化曲線上[圖6(a)]，各曲線形態(tài)具相似或基本一致的特點。(Rb/Yb)N為1.40～263.82，均大于1，屬于強不相容元素富集分配形式，微量元素標準化曲線向右傾斜。Sr、P、Ti、Ba元素為虧損型；其中Sr、Ba的虧損與花崗質巖漿在部分熔融或結晶分異過程中，斜長石發(fā)生結晶分離有關[18]；P、Ti的虧損與Ti-Fe氧化物、磷灰石的分離結晶作用有關[19]。Th、Zr元素具有從富集到虧損的變化趨勢。

4.3 稀土元素特征

稀土總量∑REE為 (14.14～479.56)×10-6，輕重稀土比值為2.66～6.50；總體上，第一、二侵入次樣品稀土總量略高于地殼中的平均豐度(183.48×10-6)，為高含量型；第三、四、五、六侵入次樣品稀土總量低于地殼平均值。(Ce/Yb)N為0.92～3.89，除樣品0141/1外均大于1，屬輕稀土富集型；(La/Yb)N為0.77～5.41，除樣品0141/1、0201/1外均大于1，基本符合輕稀土富集型特征；曲線總體上向右傾斜；從稀土元素的分餾程度看，總體上屬輕稀土分餾明顯、重稀土分餾不明顯型。δEu為0.04～0.41，均遠小于1，銪負異常十分明顯，斜長石在巖漿演化過程中發(fā)生分離結晶作用；同時，根據(jù)王中剛等[20]將花崗巖中δEu值的差別分類，δEu<0.7，反映為上地殼經熔融形成的巖漿。綜合來看，各侵入次稀土元素配分曲線在Eu處呈深-中等V形谷，曲線模式較相似[圖6(b)]，反映晚石炭世巖體內各侵入次稀土元素具同源巖漿演化的特征。

5 巖石成因及構造環(huán)境探討

5.1 巖石成因

該區(qū)花崗巖屬鈣堿性鉀質巖石類型，Rb/Sr為1.1～53.8，花崗質巖漿屬結晶程度強的殘余熔體，大于0.9，為S型花崗巖[21]。δEu為0.04～0.41，小于0.7，屬于上地殼經熔融形成的花崗巖[21]。在Q-Ab-Or花崗質巖漿成因分析圖解中[圖7(a)]，樣點基本落入低溫槽內，說明該期花崗巖為深熔巖漿成因的花崗巖。在稀土元素δEu-(La/Yb)N相關圖上[圖7(b)]，所有樣品均落入殼源型花崗巖區(qū)。另外，Zr/Hf為3.73～32.37，平均值17.17，Nb/Ta為0.44～12.50，平均值2.45，與地殼相應值更接近；Nd/Th為0.50～1.98，平均值1.19，與殼源巖石更接近(Nd/Th平均值為3)，而區(qū)別于幔源巖石(Nd/Th大于15)。因此，晚石炭世花崗巖可能為深熔巖漿成因的S型花崗巖，經歷了較高程度的分離結晶作用而形成。

圖7 Q-Ab-Or花崗質巖漿成因分析圖解和 δEu-(La/Yb)N相關圖Fig.7 The Q-Ab-Or granitic magmatic origin diagram and δEu-(La/Yb)N correlation diagram

5.2 構造環(huán)境分析

在區(qū)域上，研究區(qū)歷經了前震旦紀基底形成、早古生代-晚古生代早中期板塊裂解與再拼合、晚古生代晚期陸陸疊覆造山、中-新生代陸內演化等四個主要構造演化階段(昆得侖幅1∶5萬區(qū)域地質調查報告)。阿拉套晚古生代陸緣盆地于晚石炭世開始封閉固結，在早二疊世早期海侵趨于結束，西天山地區(qū)發(fā)生大規(guī)模的陸陸疊覆造山作用，使軟碰撞以來長期“聯(lián)而不合”的哈薩克斯坦-準噶爾板塊與塔里木-華北板塊最終成為統(tǒng)一的整體[22]。在不同類型花崗巖的Nb-Y構造判別圖解中[圖8(a)]，研究區(qū)多數(shù)樣點落入板內花崗巖區(qū)，少數(shù)樣點落入火山弧+同碰撞火花崗巖區(qū)；在Rb-(Y+Nb)圖解中[圖8(b)]，樣點落入板內及后碰撞花崗巖區(qū)；表明該期侵入巖同時具有板內和后碰撞花崗巖的特點。另外，在Maniar的五組構造環(huán)境判別圖解中[23](圖9)，晚石炭世花崗巖具有后造山花崗巖的特點。從微量元素分析，(Rb/Yb)N遠大于1，說明處于大陸邊緣初始裂谷構造環(huán)境；Sr元素在本期花崗巖中具虧損特征，表明為抗交代蝕變能力弱的巖石、斜長石結晶分異作用后殘余的熔體，與消減作用無關，反映一種較穩(wěn)定構造環(huán)境。因此，結合區(qū)域地質條件分析，早石炭世早期，伊寧-中天山地塊內部開始擴張形成裂谷，早石炭世末期，裂谷開始閉合，晚石炭世晚期，伴隨著裂谷閉合強烈的擠壓作用，巖漿作用活躍，形成了本區(qū)大規(guī)模的花崗質巖漿，屬造山晚期(后造山)-板內階段形成的亞堿性系列鈣堿性鉀質型花崗巖，反映的是一種相對穩(wěn)定的構造環(huán)境。

6 結論

(1)對原1∶20萬溫泉幅區(qū)調劃分的華力西中期花崗巖進行了重新定位與解體，獲得LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為(302±2)、(300±2)、(299±2.3)、(295±2) Ma，時代定位為晚石炭世晚期。

(2)SiO2含量69.51%～78.34%，鋁飽和度指數(shù)為1.011～1.215，屬過鋁質花崗巖；里特曼指數(shù)(σ)為1.11～2.63；堿度率(AR)為2.31～3.37，K2O/Na2O值為0.22～1.59，總體上屬鈣堿性鉀質巖石類型。

(3)(Rb/Yb)N為1.40～263.82，大于1，屬于強不相容元素富集分配形式；Sr、Ba、P、Ti元素虧損，Th、Zr元素從富集到虧損。稀土總量為 (14.14～479.56)×10-6，輕重稀土比為2.66～6.50；(Ce/Yb)N為0.92～3.89，(La/Yb)N為0.77～5.41，平均值大于1，屬于輕稀土富集型，且輕稀土分餾明顯；δEu為0.04～0.41，遠小于1，銪虧損明顯；稀土元素配分曲線模式較相似，具同源巖漿演化的特征。

(4)西天山溫泉青科克一帶晚石炭世花崗巖可能為深熔巖漿成因的S型花崗巖，經歷了較高程度的分離結晶作用，屬造山晚期(后造山)-板內階段形成的殼源型巖漿，反映了一種相對穩(wěn)定的構造環(huán)境。