塔里木盆地西北缘乌什地区石炭系沉积与碎屑锆石年代学记录及其反映的构造演化*

郭春涛 李忠 高剑 董顺利

GUO ChunTao，LI Zhong＊＊，GAO Jian and DONG ShunLi

中国科学院地质与地球物理研究所，北京 100029

Institute of Geology and Geophysics，Chinese Academy of Sciences，China

2014-07-19 收稿，2015-01-10 改回.

1 引言

探索南天山古洋盆的形成演化，是认识天山和塔里木盆地的重要研究领域。但迄今为止对南天山洋的属性、俯冲极性和演化模式等仍然存在诸多争议(Li et al.，2001;夏林圻等，2002;高俊等，2006，2009;Charvet et al.，2007;Lin et al.，2009;Qian et al.，2009;Wang et al.，2011;Ge et al.，2012a)，其中对可能的晚古生代洋-陆转换构造演变关键时期的证据大多来自造山带结晶岩石学、地球化学以及造山带地层-构造综合的工作(Gao et al.，1998，2011;郭召杰等，2006;Zhang et al.，2007;Wang et al.，2011)，而对洋-陆转换更为敏感的沉积地质记录分析则不多见，或仅涉及沉积地层古生物的探索(刘羽等，1994;Li et al.，2005;Liu and Hao，2006;舒良树等，2007)。

碎屑组分与年代记录是研究盆山演化的重要“桥梁”(Fedo et al.，2003;Andersen，2005)。其在区域岩石-构造单元对比、古地理格局恢复等方面已成为国际研究热点之一(Berry et al.，2001;李任伟等，2004;Kalsbeek et al.，2008;李忠等，2009;Li and Peng，2010;Ma et al.，2011，2012)。目前对晚古生代碎屑锆石及物源的研究主要集中于塔里木克拉通内部，而对洋-陆边缘的约束较少(邬光辉等，2007，2009，2010;Li and Peng，2010;Shu et al.，2011;张英利等，2011;Liu et al.，2012;刘景彦等，2012)。为此本次工作对塔里木盆地西北缘乌什县城南出露较好的石炭系剖面进行了详细观测，并采集了丰富的砂岩样品，基于沉积相、碎屑骨架组分与重矿物组合分析，进一步应用LA-ICP-MS 方法进行碎屑锆石U-Pb 和Lu-Hf 同位素分析，重点探讨碎屑物源体系及其对晚古生代塔里木盆地陆缘构造演化的效应关系，为认识该期沉积古地理提供有力证据。

2 地质背景和样品

2.1 构造和地层

乌什县城南剖面位于塔里木盆地西北缘的柯坪地区，是塔里木盆地北缘的一部分，构造上属于柯坪断隆的阿合奇小区。柯坪断隆北以喀拉铁克断裂与南天山晚古生代造山带为界，南以柯坪塔格南缘断裂与塔里木盆地内的巴楚断隆、阿瓦提凹陷为界，西界位于八盘水磨一带，与麦盖提斜坡相接，东段位于阿克苏附近，与库车凹陷、塔北隆起逐渐过渡(图1a)，0.7Ga 前成为塔里木北缘一部分(舒良树等，2013)。阿合奇小区位于柯坪分区的西部边缘，呈南西-北东方向狭长条带状，大致沿吐谷买提-阿合奇-乌什一线分布，西北以南天山深大断裂为界，石炭系地层发育较全。

石炭纪时期柯坪地区沉积相带的时空展布规律有序，由西北向东南依次可划分为斜坡或盆地相浊积岩、深水碳酸盐岩相、碳酸盐岩台地边缘礁滩相和碳酸盐岩台地相。而乌什剖面位于塔里木陆缘，沉积特征与柯坪地层小区规律一致，是认识柯坪地区构造演化、解析塔里木与南天山洋关系的敏感地区。

本文重点研究乌什县城南剖面(图1b)位于索格当他乌山的东北部，北距乌什县城10km，该剖面出露连续厚达2000余米的石炭系露头(图2)。剖面岩性主要为细碎屑岩夹碳酸盐岩，自下而上可进一步细分为蒙达勒克组、乌什组、库鲁组、索格当他乌组(图2)。

Keidel(1906)即对南天山地区乌什一带的石炭系地层腕足类的进行了记述，Norin(1928 ～1941)也对柯坪、喀拉铁克山等地的石炭-二叠系的划分。近二十余年，由于油气勘探的需求开展了较多系统性的研究，在生物、地层、沉积等方面已获得初步对比成果(张师本和高琴琴，1992;Carroll et al.，1995，2001;周志毅等，2001;Brenckle，2004)。虽然有孔虫、蜓等古生物大致限定了研究剖面的时代，但蒙达勒克组、乌什组底部的时代亦然存在争议(张师本和高琴琴，1992;李汉敏，1996;Brenckle，2004)。本文参考周志毅等(2001)的地层时代划分，乌什组(孔台艾肯沟组下部)为维宪阶早中期沉积，库鲁组(孔台艾肯沟组上部)为维宪阶晚期至谢尔普霍夫阶沉积，而将极少化石的蒙达勒克组置于维宪阶最早期(图2)。进一步根据该剖面大量的腕足分子(张师本和高琴琴，1992;Chen and Shi，2003)，详细细分和限定了乌什组、库鲁组顶的时代(图2)。

2.2 样品采集

针对该剖面进行了系统的样品采集与测试(图2)。符合统计条件的砂岩碎屑骨架样品共20 个，详见下文。碎屑重矿物样品共有9 件，均为细砂岩，自下而上依次为蒙达勒克组中部MD-7、蒙达勒克组顶部MD-2、乌什组底部WS-3、乌什组中部WS-20 和WS-37、乌什组顶部WS-54、库鲁组底部G6、库鲁组顶部KL-12、索格当他乌组下部G7(图2)。

图1 柯坪及乌什地区大地构造单元地质简图Fig.1 Skeleton tectonic map of the Keping uplift and Wushi area

碎屑锆石样品自下而上依次为G4、G5、G6、G7(图2)。G4 取自蒙达勒克组组底部，GPS 坐标为E79°14＇45″，N41°09＇15″，为早石炭世早维宪阶紫红色细砂岩。G5 取自乌什组下部，GPS 坐标为E79°14＇31″，N41°09＇41″，为早维宪阶黄灰色细砂岩。G6 取自库鲁组底部，GPS 坐标为E79°16＇02″，N41°07＇31″，为晚维宪阶灰白色细砂岩。G7 取自索格当他乌组下部，GPS 坐标为E79°17＇28″，N41°07＇11″，为晚石炭世浅灰色细砂岩。

3 沉积环境与岩矿组成特征

3.1 沉积环境

志留系柯坪塔格组沉积后，研究区经历长时间的剥蚀。蒙达勒克组下与志留系柯坪塔格组角度不整合接触，上与乌什组连续沉积，主要分布于索格当他乌山的东端(图1b)，岩性为灰色块状砾岩与紫红色粉砂岩泥岩(图3a)。该组下部发育河流相沉积，野外可见砾岩冲刷下切进泥岩层(图3a)，砂岩层发育大型板状交错层理，厚层泥岩与砾岩互层(图3b)，薄层砂岩呈透镜状。砾岩成分主要为灰质，硅质，火山质含量低，分选较差，最大粒径30cm 以上，但磨圆度很高(图3b)。上部泥晶灰岩含量明显增多(图3c)，反映海平面逐渐上升。

乌什组分布于索格当他乌山的南北两坡(图1b)，与上伏的库鲁组为整合接触。岩性为深灰色、灰黑色灰岩、浅灰色砂岩和灰绿色页岩。乌什组沉积时，海平面缓慢上升，下部以灰岩为主，砂岩层中灰质含量也较高，可见遗迹化石Chondrites ichnosp. (张师本和高琴琴，1992)，是典型的浅水底栖生物遗迹化石。大化石、生屑、陆屑、生物扰动丰富(图3d，e)，发育平行、冲洗交错层理(图3f)，可能反映了当时的滨岸环境(Brenckle，2004)。乌什组上部主要为砂岩层，可见滑塌的灰质砾岩(图3g)，发育向上变深粒序层理(图3h)，顶部为页岩与石英砂岩互层，反映水体进一步加深。

库鲁组分布范围大致同乌什组，与上伏索格当他乌组为整合接触。下部岩性主要为浅灰色、棕灰色中层状细砂岩和砾岩，中上部夹灰绿色页岩、深灰色灰岩。库鲁组沉积时，水体明显加深，底部发育有直径大于50cm 的滑塌砾石，砾岩分选磨圆都比较差(图3i)，砾石成分以灰质为主，可能是先期沉积的灰岩滑塌再改造形成。化石含量较乌什组少，保存完好，上部页岩含量增多(图3j)，反映水体能量整体较低。发育重力流(图3k)，整体反映陆棚较深水沉积环境。

索格当他乌组由索格当他乌岩系演变而来，主要由页岩、粉砂岩和砂岩组成(图3l)，顶部出露不全。砂岩均为正旋回，底具冲刷面和沟槽模，自下而上表现为多种组合的鲍马序列(何治亮等，1992)，表现了扇中水道、朵叶体、末梢浊积岩的特点。还见有较丰富的相当于Zoophycus 相和Nereites 相的遗迹化石组合(何治亮等，1992;张师本和高琴琴，1992)，为典型的半深海-深海沉积环境代表。

3.2 碎屑岩矿特征

图2 乌什县石炭系沉积剖面(据张师本和高琴琴，1992 修改)与样品采集位置Fig.2 The Carboniferous depositional column (modified after Zhang and Gao，1992)and sampling location in Wushi

针对乌什石炭系剖面的蒙达勒克组、乌什组、库鲁组及索格当他乌组开展了砂岩薄片鉴定统计。本文碎屑骨架组成分析方法参考文章Dickinson and Suczek(1979)和李忠等(1999)提出的5 条建议:(1)列入统计和作图的砂岩样品，平均粒径限定在中-粗粒(0.2 ～2mm);(2)排除杂基含量大于25%的杂砂岩样品;(3)灰岩岩屑是否统计需要依据区域物源特征;(4)被自生矿物交代的骨架颗粒，按残留颗粒恢复的原碎屑组分统计;(5)采用镜下正方格网交点法统计组分含量，网格间距视砂岩平均粒度而定，统计颗粒个数不少于300个。蒙达勒克组和乌什组下部沉积时，处于陆相或浅海相沉积环境，含有较多的灰岩岩屑，而乌什组中上部、库鲁组、索格当他乌组为陆棚-半深海相沉积环境，颗粒主要为石英，灰岩岩屑较少(图4)。由于难以辨别灰岩岩屑的来源，在统计岩屑时不考虑灰岩岩屑(Dickinson and Suczek，1979)。

图3 乌什剖面主要岩性和沉积构造(a)砾岩与泥岩互层;(b)滚圆状砾石;(c)瘤状灰岩;(d)大化石;(e)生物扰动;(f)交错层理;(g)滑塌构造;(h)粒序层理;(i)直径大于50cm 的砾岩;(j)页岩;(k)重力流;(l)页岩、粉砂岩互层Fig.3 Lithologic and sedimentary structure photographs of the Wushi profile

砂岩碎屑统计显示，蒙达勒克组、乌什组下部砂岩颗粒主要为石英(表1、图4)，其中多晶石英Qp 含量26% ～59%，单晶石英Qm 含量38% ～59%。乌什组中上部、库鲁组、索格当他乌组以含有较多的单晶石英Qm 为特征(图4)，多晶石英Qp 和Lv 含量低。自下而上，颗粒结构成熟度和成分成熟度都逐渐增加。总体来看，自蒙达拉克组至索格当他乌组，研究区物源主要来自再旋回造山带(图5)，同时有向克拉通内部迁移的特征。

同时，对石炭系剖面9 件细砂岩进行碎屑重矿物组合分析。样品处理程序按以下步骤进行:(1)称重;(2)经无污染粉碎至10 目，利用标准干筛筛选40 ～80 目粒级(略大于砂岩分析样品的最小平均粒度);(3)通过粗淘、强磁、电磁、重液分离，将其分为无磁、电磁、强磁和轻部分四包;(4)在光学显微镜下定性定量鉴定出不同重矿物，并进行重矿物物理特征描述;(5)采用高精度天平完成计量，最终通过重矿物密度值将质量百分比换算为体积百分比。鉴定的体积百分比列于表2 和图2。自下而上各种重矿物的表形特征具有很大的相似性。锆石多呈透明或者金刚-弱毛玻璃光泽，半自形-次圆状为主，少数为自形、圆粒状，表面常见凹坑，少数可见裂纹，推测大多数锆石颗粒经历了长距离的搬运。含TiO2矿物多为次棱角状-次圆状。电气石多为黑褐色，柱状、次圆粒状，透明-玻璃光泽。赤褐铁矿形态多为立方体或次棱角状，多为黄铁矿氧化而成，反映出该类重矿物可能大多是自生矿物，在对比稳定重矿物含量时将其剔除。

图4 乌什石炭系剖面样品镜下特征Qm-单晶石英;Qp-多晶石英;K-钾长石;P-斜长石;Lv-火山岩岩屑或变质火山岩岩屑;Ls-沉积岩岩屑或变质沉积岩岩屑Fig.4 Microscopic feature of Wushi Carboniferous profile

图5 乌什县石炭纪砂岩碎屑组分与物源类型三角图(底图据Dickinson and Suczek，1979)Qm-单晶石英;Qp-多晶石英;K-钾长石;P-斜长石;Lv-火山岩岩屑或变质火山岩岩屑;Ls-沉积岩岩屑或变质沉积岩岩屑;Q-总石英颗粒;Lt-岩屑总含量;L-不稳定复晶岩屑Fig.5 Triangular plots showing sandstone modal components in the Wushi Carboniferous profile (after Dickinson and Suczek，1979)

表1 乌什剖面石炭系砂岩薄片组分统计数据(点数)Table 1 Sandstone skeleton component analysis of Wushi Carboniferous profile (points)

表3 乌什剖面样品碎屑锆石U-Pb 年龄测定结果Table 3 U-Pb isotopic compositions of detrital zircons from Wushi Carboniferous sandstone

重矿物分析结果显示，重矿物类型以锆石、白钛石、金红石、锐钛矿、电气石、重晶石、黄铁矿、赤褐铁矿为主，部分样品中还含有钛铁矿、铬尖晶石、磷灰石(图2)。虽然不同层位单种重矿物差异较大，但重矿物组合基本一致，以锆石+电气石+ TiO2矿物+ 重晶石为主，其含量占94.1% ～100.0%，不含中等稳定和不稳定重矿物。从研究区自下而上单种重矿物及重矿物组合来看，源区母岩类型始终以沉积岩+低级变质岩为主。稳定重矿物占优势，不含不稳定重矿物，说明该研究区早石炭世早期-晚石炭世早期盆山分异作用弱，构造活动比较平静。

砂岩碎屑骨架差异明显，而重矿物组合特征则变化不大，可能真实的反映了研究区物源结构的变迁，详见下文。

4 碎屑锆石年代学分析

4.1 测试方法与结果

CL 图、U-Pb、Lu-Hf 测试均在中国科学院地质与地球物理研究所电子探针与电镜实验室、多接收等离子体质谱仪实验室完成。样品分析时激光斑束直径为32μm，激光剥蚀样品的深度为20 ～40μm。标准锆石91500 和NIST610 被用来进行数据校正。对于碎屑锆石年龄大于1000Ma 的样品，采用207Pb/206Pb 表面年龄，而对于小于1000Ma 的样品，采用更为可靠的206Pb/238U 表面年龄(Black et al.，2003)。本文取不谐和度小于10%的为有效数据点。详细的实验步骤和处理方法参见(Yuan et al.，2004)。

锆石Lu-Hf 同位素测定用176Lu/175Lu = 0.0266 和176Yb/172Yb =0.5886 进行同量异位干扰校正计算测试样品的176Lu/177Hf 和176Hf/177Hf 比值。εHf的计算采用176Lu 衰变常数为1.865 × 10-11a。球粒陨石现今的176Hf/177Hf =0.282772，176Lu/177Hf=0.0332，Hf 亏损地幔单阶段模式年龄(tDM)的计算采用现今的亏损地幔176Hf/177Hf =0.2832 和176Lu/177Hf=0.0384，两阶段模式年龄tDMC依据大陆上地壳平均组成(fLu/Hf= -0.72)计算。详细的实验步骤、处理方法和参数选取参见(吴福元等，2007)和其参考文献。

碎屑锆石U-Pb 和Lu-Hf 分析的代表性数据见表3 和表4，详细数据表可向作者索取。4 个样品U-Pb 谐和图和年龄谱图如图6，εHf(t)如图7，对应的Th/U 如图8，典型的CL 如图9。

4.2 测试结果

4 个样品共531 个测试点中共获得484 个有效年龄(图6)。U-Pb 有效年龄主要集中分布在392 ～496Ma、708 ～868Ma、893 ～1044Ma、1713 ～1917Ma 和2376 ～2606Ma(图6)，主要的差别是G4 和G5 样品893 ～1044Ma 更为明显。在各组年龄中，708 ～868Ma、893 ～1044Ma 组年龄所在比例最高，其次是392 ～496Ma。

表4 乌什剖面样品碎屑锆石Lu-Hf 测定结果Table 4 Lu-Hf isotopic compositions of detrital zircons from Wushi Carboniferous sandstone

结合CL 图特征(图9)、Th/U 比值(图8)，392 ～496Ma锆石颗粒均有明显的环带结构，Th/U 比值为0.28 ～1.44 之间，显示出明显的岩浆起源的特征。而大部分708 ～868Ma锆石颗粒CL 图特征与392 ～496Ma 锆石相似，Th/U 比值为0.28 ～1.44，平均为0.73，因此大部分为岩浆成因。而893 ～1044Ma 锆石颗粒CL 图显示出均质、溶蚀的特点，Th/U 比值较低0.05 ～1.2，可能大部分为变质成因。而1713 ～1917Ma和2376 ～2606Ma 锆石CL 图均显示出均质、溶蚀、冷杉叶状特点，绝大部分应为变质成因。

参照CL 图，Lu-Hf 测试点部分或者完全与U-Pb 测试点重合。484 个有效年龄数据中，共得到437 个有效的Hf 同位素分析结果(图7)。392 ～496Ma 锆石176Hf/177Hf 值介于0.281985 ～0.282912 之间，εHf(t)介于-18.6 ～13.8 之间，介于522 ～2593Ma 之间。708 ～868Ma 锆石176Hf/177Hf 值介于0.281436 ～0.282688 之间，εHf(t)介于-29.4 ～14.4之间，tDMC介于822 ～3582Ma 之间。893 ～1044Ma 锆石176Hf/177Hf 值介于0.281207 ～0.282491 之间，εHf(t)介于-35.5 ～11.7 之间，tDMC介于1135 ～4005Ma 之间。1713 ～1917Ma 锆石176Hf/177Hf 值介于0.281125 ～0.281947 之间，εHf(t)介于-18.2 ～7.5 之间，tDMC介于1960 ～3652Ma 之间。2376 ～2606Ma 锆石176Hf/177Hf 值介于0.280846 ～0.281398 之间，εHf(t)介于-12.3 ～6.9 之间，tDMC介于2621～3848Ma 之间。在5 组锆石峰中，大部分锆石εHf(t)小于0，可能反映其来源于古老地壳重熔。尤其是708 ～868Ma、1713 ～1917Ma，86%以上εHf(t)为都负值。

5 讨论

5.1 潜在物源区锆石年代学特征及构造热事件

本文获得的碎屑锆石主要涉及早古生代、新元古代、中元古代、古元古代以及太古代，以下逐一分析、总结其区域构造和物源区含义。

所有样品中均存在2376 ～2606Ma 的年龄峰，代表该期构造热事件在源区有广泛的分布。其与全球大陆增生事件时间一致，且εHf(t)中有较多的正值(图7)，均暗示该期增生事件也在塔里木广泛存在。在塔里木盆地及周缘已经获得部分该时期的年龄，主要出露在库鲁克塔格地区(胡霭琴和韦刚健，2006;Long et al.，2010;Shu et al.，2011;Zhang et al.，2012)。

而1713 ～1917Ma 年龄峰常与Columbia 超大陆汇聚相关。该期构造事件在塔里木盆地内有着广泛的记录，是塔里木重要的地壳增生和岩浆事件(张传林等，2012)，目前主要出露在库鲁克塔格和塔西南铁克里克(王超，2011;Zhang et al.，2012)。而Columbia 超大陆的裂解很少被以前的碎屑锆石工作(彭守涛，2007;邬光辉等，2007，2009，2010;Li and Peng，2010;张英利等，2011;Liu et al.，2012;刘景彦等，2012)、结晶岩工作(参见下文图11)所记录到，预示着该时期塔里木构造活动处于相对稳定状态。

图6 碎屑锆石样品U-Pb 谐和图和年龄频谱图Fig.6 Concordia plots，Histograms and relative probability plots of detrital zircon U-Pb ages

图7 样品锆石Hf 同位素特征Fig.7 Hf isotope data of detrital zircons from the four studied samples

893 ～1044Ma 年龄峰比Greenville 造山事件略晚，常与Rodinia 超大陆汇聚事件相关。该期构造事件在库鲁克塔格、阿克苏、铁克里克、盆地腹部都有分布(李曰俊等，2003;张传林等，2003;Shu et al.，2011)，但目前已发表的该阶段年龄相对概率很低(见下文图11)。而在昆仑造山带、阿尔金造山带则存在大量的该期构造事件(王超，2011;张建新等，2011;张传林等，2007;毕华等，1999)，是Rodinia 超大陆汇聚的直接证据。

图8 四个碎屑样品谐和锆石Th/U 图Fig.8 Th-U plots of detrital zircons from the four studied samples

708 ～868Ma 岩浆事件常与Rodinia 超大陆裂解相连。该期构造事件在盆地内库鲁克塔格、阿克苏、腹部、铁克里克等有广泛的分布，并伴随着雪球事件和冰碛岩(李曰俊等，2003;高林志等，2010;Shu et al.，2011;王超，2011)。

古生代是年龄相对集中区域，特别是早古生代，说明该时期源区构造活动强烈。而早古生代岩浆活动广泛发育于塔里木周缘造山带中(陈宣华等，2009;高俊等，2009)，如西昆仑乌依塔格-库地-阿其克库勒湖-香日德缝合带，阿尔金地区巴什考供盆地南北缘、红柳沟等区域，中天山巴音布鲁克、巴伦台地区，主要与昆仑洋、阿尔金洋、Terskey 洋、南天山洋的俯冲闭合造山有关(Xiao et al.，2005;吴才来等，2005;高俊等，2006，2009;Qian et al.，2009;张建新等，2010，2011)。

图9 典型锆石CL 图(图中圆圈代表激光剥蚀点，其直径为32μm)Fig.9 Typical CL images of detrital zircons (the circle diameter is 32 microns)

图10 塔里木周缘造山带古生代结晶岩U-Pb 同位素年龄统计直方图(a)南天山造山带;(b)中天山造山带;(c)昆仑造山带;(d)阿尔金造山带. (a、b)主要引自李忠和彭守涛(2013)及其参考文献，其他补充数据引自Wang et al. (2011)、Ge et al. (2012a)及其参考文献;(c)引自Xiao et al. (2005)、于晓飞(2010)、王超(2011)及其参考文献;(d)引自吴才来等(2005)、陈宣华等(2009)、张建新等(2010，2011)、王超(2011)及其参考文献Fig.10 The U-Pb isotopic age histogram of the Paleozoic crystalline rocks in the orogenic belts adjacent to Tarim basin

本文在前人工作基础上统计了石炭纪之前各造山带已发表U-Pb 年龄数据(图10)，西昆仑造山带结晶岩年龄主要集中于380 ～530Ma，峰值于450Ma;阿尔金造山带结晶岩年龄主要集中于430 ～520Ma，峰值于500Ma;南天山造山带结晶岩年龄主要集中于360 ～460Ma，峰值于403Ma、424Ma;中天山造山带结晶岩年龄主要集中于350 ～490Ma，峰值不明显。

5.2 物源体系

用碎屑锆石U-Pb 年龄峰与潜在物源区进行对比进而判断物源，已经是一种比较成熟的方法(Amelin et al.，1999;Berry et al.，2001;李任伟等，2004;李忠等，2009;Li and Peng，2010)。G4-G7 样品均记录到明显的～840Ma、～1800Ma、～2500Ma 的峰，这与塔东、塔北、塔中地区志留系、泥盆系、侏罗系等层位的碎屑锆石特征相似(彭守涛，2007;邬光辉等，2007，2009，2010;Li and Peng，2010;Shu et al.，2011;Liu et al.，2012;刘景彦等，2012)。而前人发表的塔里木盆地露头、井下结晶岩U-Pb 年龄显示(图11)，塔里木盆地也具有明显这三期的年龄峰，说明物源区可能为盆内古隆起。同时，在石炭系沉积时，研究区周缘存在多个古隆起，如温宿隆起(Liu et al.，2012)、塔北隆起、四石场剥蚀区。而古流向显示物源主要来自偏南方(Carroll et al.，1995，2001)。

Ge et al. (2012b)认为塔里木地块新元古代存在四期岩浆事件，900 ～1050Ma、790 ～830Ma、760 ～730Ma、670 ～620Ma，样品中不仅记录到了前三期，最后一期同样也有记录，虽然该期峰很弱。源区和塔里木块体都经历完整了Rodinia 超大陆汇聚、裂解事件及泛非运动。而从Hf 同位素组成特征来看，～840Ma、～1800Ma、～2500Ma 的Hf 同位素特征与Ge et al. (2013)总结的塔里木盆地结晶岩Hf 同位素特征也大致相似。所有信息均表明，塔里木内古隆起可能为一个主要的物源区。

图11 砂岩样品、塔里木块体结晶岩U-Pb 年龄相对概率分布图(a)为乌什剖面柯坪塔格组(数据引自郭春涛，2014)，(b-e)为本文分析样品G4-G7;(f)为塔里木地块已发表结晶岩U-Pb 年龄(数据引自李忠和彭守涛，2013;Shu et al. ，2011;王超，2011;Zhang et al. ，2012 及其参考文献)Fig.11 Relative probability distribution of U-Pb ages of the studied four sandstone samples and crystalline rocks in the Tarim Block

塔里木盆地内发育很少的早古生代结晶岩(图11)。石炭纪时期，阿尔金造山带与研究区相隔宽阔的塔里木盆地滨浅海沉积区和大面积的剥蚀区，且阿尔金造山带U-Pb 年龄分布偏老(图10)，结晶岩年龄均大于430Ma，因此阿尔金地区古生代岩浆弧作为另一个物源区的可能性较小。而放射虫资料显示早石炭世早期南天山洋依然存在(刘羽等，1994;舒良树等，2007)，可能会阻隔来自天山的物质供给。前人(邬光辉等，2009，2010;Liu et al.，2012;刘景彦等，2012)研究显示，志留系、泥盆系地层锆石U-Pb 年龄中存在显著的～450Ma 的年龄峰(图11)，因此来自盆地内受剥蚀的泥盆-志留系地层可能为研究区提供～450Ma 的碎屑锆石。Carroll et al.(1995)从岩性对比角度也认为石炭地层来自研究区东南方早古生代地层的剥蚀。对于这些锆石的最终来源，由于一方面因为南天山洋的存在，可能阻隔来自中天山的物源供给，另一方面样品古生代年龄分布明显比天山造山带老，因此推测可能还有来自昆仑造山带的物源供给。

4 个碎屑锆石样品中最显著的变化是，893 ～1044Ma 峰在G4 和G5 样品中均非常明显，而在G6 和G7 中则显著减小。前人(Liu et al.，2012;刘景彦等，2012;Shu et al.，2011;郭春涛，2014)在研究塔东、库鲁克塔格、柯坪等地区志留-泥盆系地层碎屑锆石时，同样存在该期年龄，而在塔中、塔北则不发育。该期构造事件在塔里木盆内不明显(图11)，研究区附近的阿克苏蓝片岩最近也被认为是新元古代中期的产物(Zhu et al.，2011)。而在昆仑造山带、阿尔金造山带则存在大量的该期构造事件(王超，2011;张建新等，2011;张传林等，2007;毕华等，1999)，是Rodinia 超大陆汇聚的直接证据。而研究区与昆仑造山带、阿尔金造山带距离非常远，且隔有大面积的沉积区和隆起区，该两造山带直接为研究区提供物源的可能性较小，因此推测893 ～1044Ma 碎屑锆石主要来自于与昆仑造山带、阿尔金造山带剥蚀物源区相关的前石炭纪沉积地层的再旋回物质。维宪阶晚期之后，碎屑成分成熟度的增大、893 ～1044Ma 年龄碎屑锆石丰度的锐减、重矿物组合特征一致，可能反映了物源继续向稳定的塔里木克拉通内部迁移。

5.3 塔里木盆地西北缘陆缘构造属性与构造格局

塔里木北缘陆缘构造属性与南天山洋的俯冲极性和闭合时间紧密相关。基于弧火山岩、高压变质岩、构造变形、放射虫、地层组合等特征分析，前人对南天山洋的俯冲极性、闭合时间提出了许多不同的认识(高俊等，2006，2009;Charvet et al.，2007;Lin et al.，2009;Wang et al.，2011;Ge et al.，2012a;郝杰和刘小汉，1993)。

虽然关于南天山洋洋盆闭合时间的争议最大(郝杰和刘小汉，1993;高长林等，1995;高俊等，1997;Li et al.，2001，2005;夏林圻等，2002;高俊等，2006，2009;Charvet et al.，2007;Zhang et al.，2007)，但越来越多的证据表明南天山洋闭合于早石炭世早期。如吴浩若和李忠(2013)详细讨论了南天山内已发表的众多放射虫资料，认为其时代全部集中于中泥盆世晚期至早石炭世维宪阶早期，还没有发现可靠的维宪期之后的放射虫分子;高俊等(2006)于南天山高压-超高压变质带中获得榴辉岩峰期变质年龄345Ma 和白云母折返年龄313 ～302Ma，代表洋盆闭合和增生造山结束时间;Wang et al.(2010)在高压-超高压变质带获得蓝片岩、绿片岩折返年龄331 ～316Ma，认为碰撞作用发生在泥盆纪最晚期至石炭纪最早期;Charvet et al. (2007)从构造变形角度认为南天山洋闭合于晚泥盆世-早石炭世最早期。

而关于塔里木北缘的构造属性，依据早古生代-晚古生代早期塔里木北缘的海相-海陆交互相层序组合，Carroll et al.(1995)认为该时期塔里木北缘是被动大陆边缘。前人根据砂岩主量元素、砂岩碎屑特征认为塔里木西北部柯坪、巴楚地区的志留纪、泥盆纪物源区为成熟大陆(李曰俊等，1999;周新源等，2002;郭战峰等，2004)。李忠等(2010①李忠等. 2010. 塔里木区块构造-岩相古地理研究与编图(内部资料).)在柯坪地区对下志留统柯坪塔格组、下志留-上泥盆统(?)克兹尔塔格组的细砂岩进行了主量元素测试，其中3 件样品来自乌什剖面柯坪塔格组，3 件样品来自大湾沟柯坪塔格组，5件样品来自四石场克兹尔塔格组。测试结果显示(图12)，几乎所有样品都落入被动大陆边缘。同时，迄今为止塔里木北缘发现的古生代岛弧主要集中于东部的野云沟(姜常义等，2001)、库鲁克塔格(张艳和孙晓猛，2010;贾晓亮等，2013;郭瑞清等，2013)、黑英山-色日牙克依拉克(朱志新等，2008)、库尔勒附近(Ge et al.，2012a;Lin et al.，2013)，而塔里木陆缘西部古生界还没有发现与俯冲相关的岛弧。这些都反映自早古生代早期直到晚石炭世维宪早期塔里木盆地西北部具有被动大陆边缘特征。

本文碎屑锆石、重矿物、砂岩碎屑组分工作也支持塔里木盆地西北缘早石炭世早期具有被动大陆边缘的构造属性。早石炭世维宪早期，南天山依然存在放射虫(刘羽等，1994;舒良树等，2007)，表明南天山洋盆依然存在，而样品G4 和G5 碎屑锆石最小年龄404 ±7Ma，没有明显的直接来自中天山或塔里木北缘岛弧的锆石，重矿物组合锆石+电气石+TiO2矿物为主，物源区以沉积岩+低级变质岩为特征，构造活动弱，碎屑组分特征显示物源区以再旋回造山带为主。而从碎屑锆石的特征来看，自早志留世至晚石炭世早期，研究区碎屑锆石年龄结构相似(图11a-e)，显示出可能一致的大地构造背景。

图12 柯坪地区K2O/Na2O-SiO2 判别图解(数据引自李忠等，2010)PM-被动大陆边缘;ACM-活动大陆边缘;ARC-岛弧Fig. 12 K2O/Na2O-SiO2 discrimination diagram of the Keping uplift

维宪晚期之后，虽然放射虫资料显示洋盆已经闭合，但研究剖面的碎屑锆石结构、重矿物组合、砂岩碎屑组分均没有发生大的变化。说明虽然洋盆已经闭合，但直到晚石炭世巴什基尔期研究区依然没有记录到南天山造山事件的沉积学响应，其也没有迅速隆升造山，洋盆闭合事件对塔里木北缘构造格局和物源体系影响较小，塔里木西北缘物源结构稳定，且延续了从早志留世以来的物源结构和大地构造格局。从沉积格架上看，由于洋盆闭合，乌什地区海平面持续加深，塔里木北缘剥蚀区(前隆区)向盆内移，沉积中心也向盆内迁移，在乌什地区发育完整的早石炭世-二叠纪剖面，向南皮羌乌尊布拉克剖面仅发育晚石炭世木兹杜克群，再向南柯坪塔格山四石场一带仅有晚石炭-早二叠世康克林组沉积，造成柯坪地区石炭系沉积自西向东层位抬升和厚度逐渐减小(周志毅等，2001)。

6 结论

(1)早石炭世维宪阶到晚石炭世巴什基尔阶四个碎屑锆石U-Pb 定年主要反映三期年龄:392 ～496Ma、708 ～868Ma和893 ～1044Ma;此外也少量存在1713 ～1917Ma、2376 ～2606Ma 年龄。主要反映了五期构造热事件。

(2)塔里木西北缘石炭纪物源非常复杂，主物源为塔里木盆地内古隆起，可能为研究区南、东南方的温宿隆起、四石场剥蚀区等。维宪期后碎屑成分成熟度的增大和893 ～1044Ma 年龄碎屑锆石丰度的锐减可能说明与昆仑-阿尔金造山带相关物源的减少，塔里木大陆内部(隆起)成熟物源的增加。

(3)尽管放射虫、结晶岩等资料说明早石炭世早期南天山洋已经关闭，但直到晚石炭世巴什基尔期塔里木西北仍然延续了前石炭纪的沉积物源格局，并未记录到南天山造山事件的沉积学效应。

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