印度尼西亚苏门答腊岛Sarudik地区A型花岗岩锆石U-Pb年龄及其构造意义

张海坤，胡 鹏，曹 亮， ，刘阿睢，程 湘

(1.中国地质调查局武汉地质调查中心，湖北 武汉 430205；2.印度尼西亚地质局，万隆 40254)

印度尼西亚苏门答腊岛Sarudik地区A型花岗岩锆石U-Pb年龄及其构造意义

张海坤1，胡 鹏1，曹 亮1，ArminTampubolon2，刘阿睢1，程 湘1

(1.中国地质调查局武汉地质调查中心，湖北 武汉430205；2.印度尼西亚地质局，万隆40254)

苏门答腊岛位于印度尼西亚西缘，大地构造位置处于印度-澳大利亚板块向欧亚板块俯冲的前缘地区，实武牙复式花岗岩体是该岛规模较大的花岗岩体，至今仍缺少高精度年代学研究，制约了对其岩石成因和区域构造演化的深入认识。本文对Sarudik地区实武牙岩体黑云母二长花岗岩进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测定，获得其年龄值为225.3±0.8Ma，表明成岩时代为晚三叠世。前人岩石地球化学研究指示其为A1型花岗岩，结合苏门答腊岛区域地质研究结果，晚三叠世实武牙地区总体处于陆内伸展环境，实武牙复式岩体Sarudik地区黑云母二长花岗岩是中-晚三叠世苏门答腊岛局部地壳伸展减薄、岩浆上侵的产物。

LA-ICP-MS；锆石U-Pb年龄；A型花岗岩；实武牙；苏门答腊岛

花岗岩是大陆地壳形成、演化、增生、改造和壳-幔相互作用等地球动力学过程的重要产物，具有重要的年代学意义，并记录有丰富的深部作用信息，被认为是揭示区域构造演化历史的“有效探针”[1]。苏门答腊岛位于印度尼西亚西缘，自二叠纪至今微陆块间的碰撞、拼合及板块边缘的俯冲作用引起多期构造-岩浆事件[2-4]，在该岛留下了丰富的岩石学记录。实武牙复式花岗岩体位于苏门答腊岛西部，地表出露约45 km×23 km，由二叠纪-三叠纪不同构造背景下形成的多相侵入体组成[2-3]。Cobbing等与Ishihara(1998)在岩石学和区域地质研究的基础上，分别在实武牙复式岩体识别出产于火山弧环境的I型花岗岩，并认为其形成与二叠纪时期古特提洋的俯冲有关[5-6]，这一认识已获得普遍认同。最近，Iwan Setiawan等根据岩石地球化学研究，在Sarudik地区实武牙复式岩体识别出产于板内构造环境的A型花岗岩[7]，而未对其形成时间进行准确限定。花岗岩形成时代是探讨构造背景的重要约束因素[8]，本文通过对苏门答腊岛Sarudik地区实武牙复式岩体黑云母二长花岗岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测年，结合区域地质演化，探讨其构造指示意义，为进一步揭示西苏门答腊地体的构造演化提供新的证据。

1 区域地质概况及岩相学特征

1.1区域地质概况

苏门答腊岛位于印度尼西亚群岛西缘，大地构造位置处于印度-澳大利亚板块向欧亚板块俯冲的前缘地区，由亲冈瓦纳大陆的东苏门答腊地体、亲华夏古陆的西苏门答腊地体和卧依拉(Woyla)推覆体组成。受晚白垩纪以来俯冲作用影响，苏门答腊岛发育典型的沟-弧-盆体系，并形成纵向贯穿全岛的苏门答腊大断裂。岛上较老地层主要出露于西苏门答腊岛地体，并沿苏门答腊大断裂分布，主要包括石炭纪-白垩纪砂岩、粉砂岩、灰岩、板岩等；古近纪以来大量发育安山岩、英安岩、火山角砾岩和凝灰岩，少量海陆交互含煤建造、灰岩。东苏门答腊地体位于弧后地区，主要为第四系覆盖。卧依拉推覆体主要由侏罗纪-白垩纪大洋岛弧残留和叠瓦状大洋沉积物组成。研究区岩石地层单元呈NW向展布，实武牙岩体位于西苏门答腊地体北部，为研究区内的主体单元，侵入至晚二叠纪Kuantan组(图1)。Kuantan组是研究区内出露的最老地层，断续分布在北部、中部和南部，由板岩、变质石英岩、碎屑岩和石英岩组成。西南部为中中新世Barusu组，主要由砂岩和炭质页岩组成。北部广泛分布有晚中新世Toru火山岩组，由安山质集块岩组成；东部多被第四纪Toba组流纹英安质凝灰岩覆盖。研究区内的构造以NW向断层为主，是纵贯全岛的苏门答腊大断裂的一部分，穿切区内所有岩石单元。

图1 苏门答腊岛Sarudik地区地质图(资料来源：文献[7])

1.2岩相学特征

本次采样点位于Sarudik镇东北5 km处，采样编号为B02-11，坐标为(98°51′43″，1°47′58″)。岩石呈灰白色，中粗粒花岗结构，块状构造(图2(a))，主要矿物组成有钾长石、斜长石、石英、黑云母，其中钾长石40%～45%、斜长石25%～30%、石英20%～25%、黑云母3%～5%。镜下观察鉴定为中粗粒黑云母二长花岗岩，镜下特征如下所示。

1) 钾长石主要是条纹长石和正长石，多呈他形粒状(图2(b))，矿物粒径大小一般为2～7 mm(中粒)，少数为0.5～2 mm，表面上多发生土化，个别发育卡式双晶，条纹长石条纹不规则，宽窄变化较大，主要为交代成因的，钾长石中常包含或边缘镶嵌着斜长石(图3(d))、黑云母或石英形成包含嵌晶结构。

2) 斜长石主要是中长石和更长石，呈半自形-自形板柱状(图2(b))，矿物粒径大小一般为0.2～2 mm，部分为2～3 mm，聚片双晶、卡纳复合双晶或环带结构发育，表面多发生较强烈的土化和绢云母化，个别环带发育者具净边结构。

3) 石英多呈他形粒状(图2(b))或填隙状(图2(d))，矿物粒径大小0.2～4 mm不等，表面干净，石英中常包含或边缘镶嵌着黑云母或斜长石形成包含嵌晶结构(图2(d))，个别石英中包含着较多颗粒较小自形程度较高略显定向性的斜长石。

4) 黑云母可见两个世代黑云母，呈半自形-自形片状(图2(c))，片径大小一般为0.2～2.5 mm，早期结晶的黑云母褪色强烈，多色性较弱，晚期结晶黑云母多色性显著，单偏光下呈浅黄褐-暗褐多色性(图2(d))，正交光下呈三级橙干涉色，受本身颜色掩盖，发育一组完全解理，平行消光，常见锆石和磷灰石包体。

Qtz-石英；Kfc-钾长石；Pl-斜长石；Bt-黑云母(a) 标本;(b)、(c)、(d) 镜下照片图2 黑云母二长花岗岩标本及镜下照片

2 分析方法

锆石单矿物挑选由河北省廊坊市区域地质调查研究所实验室完成，经传统重、磁法分选后，在双目镜下挑选出晶形较好且无明显裂隙的锆石单矿物颗粒，固定在环氧树脂表面，打磨抛光后制成样靶。锆石透射光、反射光、阴极发光(CL)图像分析及激光剥蚀等离子体质谱(LA-ICP-MS)U-Pb同位素分析均在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。锆石U-Pb年龄激光束斑直径为32 μm，实验中采用He作为剥蚀物质的载气。锆石微量元素含量利用NIST610作为外标、Si作内标的方法进行定量计算。锆石年龄采用标准锆石91500作为外标进行分馏校正，每分析5个样品点，分析2次91500，29Si作为内标进行计算，分析方法及仪器参数见文献[14-15]。激光剥蚀样品的深度为20～40 μm。大多数剥蚀点分析的相对标准偏差为5%～15%。锆石测试点的同位素比值、U-Pb表面年龄和U-Th-Pb含量计算采用ICPMSDateCal软件，采用Anderson编制的软件对测试数据进行普通铅校正，并采用ISOPLOT3.0程序[16]进行锆石加权平均年龄的计算及谐和曲线的绘制。

3 锆石U-Pb年龄

根据阴极发光图像(图3)和锆石镜下特征，选取晶形完成(部分锆石破碎时由于碎样所致)，自形程度高，颗粒较大的30颗锆石进行剥蚀测试，样品17B02-11的锆石颗粒自形至半自形， 多为长柱状或短柱状，长宽比多介于2∶1～4∶1之间，少数为不规则形状。在进行普通铅校正后，剔除铅丢失严重的点，最终选择29颗锆石的29个数据参与年龄计算。锆石U-Pb年龄测试分析结果列于表1。

图3 Sarudik地区实武牙复式岩体黑云母二长花岗岩锆石阴极发光图像

样品大多数锆石的阴极发光图像表现为具有较好的震荡环带，锆石颗粒表面少见溶蚀现象(图3)。样品测点的Th/U比值都比较高(0.37～0.89)，这些特征表明这些锆石为典型岩浆成因锆石[17-18]，变质作用对锆石年龄的影响不大，应是同一岩浆结晶而成[19]。样品232Th含量变化较大，介于34.9×10-6～444×10-6之间，238U含量变化也较大，介于67.3×10-6～1 031×10-6，且232Th和235U含量呈现出较好的正相关关系(图4)。31个测点中测点26和测点33出现两个异常高值年龄，分别为332±18.3 Ma和1 142±11 Ma。阴极发光图像显示，测点26锆石颗粒不发育典型的岩浆震荡环带，测点33锆石颗粒具有较为复杂的内部结构，Th/U比值(0.15)接近变质成因锆石，推测这两个锆石为继承锆石。其余29个测点锆石多具清晰的震荡环带，Th/U比值为0.3～0.92，可能代表岩浆房内演化的年龄。根据29个测点的数据，计算其加权平均值为225.27±0.83 Ma(加权偏差方差MSWD=0.91，误差为1σ)(图5)。样品的分析点都分布于谐和线上或附近，表明这些锆石几乎没有U或Pb的丢失和加入，年龄数据能够代表花岗岩的结晶年龄。所以苏门答腊Sarudik地区实武牙岩体黑云母二长花岗岩的形成时代为225.3±0.8 Ma，属于晚三叠世。

图4 苏门答腊岛Sarudik地区实武牙复式岩体黑云母二长花岗岩锆石Th-U图解

4 讨 论

4.1岩体形成时代

实武牙复式花岗岩体年代学研究较滞后，研究主要集中在20世纪七八十年代(表2)，年龄范围为264～206 Ma[9-12]。总体看，其年龄分布对应两期岩浆活动，时代分别为中-晚二叠世和晚三叠世。其中，对晚三叠世岩浆岩前人采用的定年方法主要包括黑云母K-Ar法和角闪石K-Ar法。由于K-Ar同位素系统易受后期岩浆活动、变质作用等热扰动事件影响，用于定年的矿物常会发生氩丢失或氩过剩，因此很难准确限定经历过多期岩浆-构造活动的地质体[20]。本文采用LA-ICP-MS对Sarudik地区实武牙黑云母二长花岗岩进行高精度定年，获得年龄值为225.3±0.8 Ma，为晚三叠世。这一年龄明显老于前人获得的晚三叠世花岗岩年龄，据此可认为实武牙地区晚三叠世岩浆活动最晚始于225 Ma。

表1 苏门答腊岛Sarudik地区实武牙复式岩体黑云母二长花岗岩锆石LA-ICP-MS U-Th-Pb分析结果

图5 苏门答腊岛Sarudik地区实武牙岩体黑云母二长花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄谐和图和加权平均年龄图

表2 实武牙复式花岗岩体年龄数据

4.2构造意义

A型花岗岩是由Leoselle等提出的一种特殊的花岗岩类型，具有富碱、贫水、富氟等特征，形成于伸展环境。Eby在前人研究的基础上，将A型花岗岩分为A1型和A2型两类花岗岩。其中A1型花岗岩总体上代表一种非造山的大陆裂谷或者板内环境；A2型花岗岩形成的环境主要为碰撞后拉张环境，如陆陆碰撞后期构造应力松弛阶段或者岛弧岩浆作用[21-24]。地球化学特征研究表明，Sarudik地区实武牙花岗岩体具有高硅、高钾、高FeOtot/(FeOtot+MgO)、高Ga/Al，富集高场强元素(Zr、Y、Nb)的典型A型花岗岩的地球化学特征[7,25-26]。在TAS图解中落入亚碱性范围，为花岗岩区域(图6)。在Y/Nb-Rb/Nb图解(图7(a))和Nb-Y-Ce图解(图7(b))，表明其属于A1型花岗岩，应该代表一种非造山的大陆裂谷或者板内环境。

Rb、Y和Nb等不相容元素受部分熔融或分离结晶作用的影响较小[28-31]，因此，利用这些元素能有效地讨论其形成的构造环境。在Rb-(Y+Nb)和Nb-Y图解中，岩体样品都落入板内花岗岩(图8)，表明研究区的黑云母二长花岗岩形成于板内环境，这也与前面的分析结果一致。综上所述，Sarudik地区实武岩黑云母二长花岗岩体应该形成板内伸展的构造环境。

苏门答腊岛区域地质研究表明，冈瓦纳大陆来源的东苏门答腊地体和华夏古陆来源的西苏门答腊地体分别于早二叠纪和晚二叠纪从两个大陆分离，随着古特提斯洋的闭合和中特提斯洋的发展，二者于早三叠世沿中央构造带发生拼合[33-34]。中-晚三叠世时期，苏门答腊岛发育南北向和北西-南东向的地堑构造，并沉积有碳酸盐岩、硅质岩和页岩[13]，表明这一时期苏门答腊岛总体处于东西向拉张应力环境并伴有地壳沉降，可能与中特提斯洋的发展有关。根据本文获得的年龄数据(225.3±0.8 Ma)，Sarudik地区实武岩复式岩体黑云母二长花岗岩形成于晚三叠世，岩石地球化学研究指示其为形成于非造山环境的A型花岗岩，说明晚三叠世实武牙地区总体处于陆内伸展环境(图9)，而Sarudik地区实武牙复式岩体A型花岗岩是中-晚三叠世苏门答腊岛局部地壳伸展减薄、岩浆上侵的产物。

图6 Sarudik地区实武牙岩体黑云母二长花岗岩TAS图解(数据来源：文献[7]；底图：文献[27])

图7 A型花岗岩判别图解(数据来源：文献[7]；底图：文献[22])

图8 Sarudik地区实武牙岩体黑云母二长花岗岩构造环境判别图(数据来源：文献[7]；底图：文献[32])

图9 晚三叠世苏门答腊岛及附近地区大地构造背景示意图(注：据文献[7]修改)

5 结 论

1) 苏门答腊岛Sarudik地区实武牙岩体黑云母二长花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为225±0.8 Ma，表明其形成时代为晚三叠世。

2) 根据本文获得的年龄数据(225 Ma)，说明Sarudik地区实武牙岩体黑云母二长花岗岩形成于晚三叠世，岩石地球化学研究指示其为A1型花岗岩，结合苏门答腊岛区域地质研究结果，说明晚三叠世实武牙地区总体处于陆内伸展环境，实武牙复式岩体是中-晚三叠世苏门答腊岛局部地壳伸展减薄、岩浆上侵的产物。

致谢印尼地质局矿产、煤炭与地热资源中心地质师Edya等人在野外考察中给予了很大帮助，审稿人提出的宝贵修改意见使本文更为完善，在此一并表示感谢。

[1] 肖庆辉,邓晋福,马大铨.花岗岩研究思维与方法[M].北京:地质出版社,2002.

[2] Barber A J,Crow M J.An Evalution of Plate Tectonic Models for the Development of Sumatra[J].Gondwana Research,2003,6(1):1-28.

[3] Barber A J,Crow M J.Structure of Sumatra and its implications for the tectonic assembly of Southeast Asia and the destruction of Paleotethys[J].Island Arc,2009,18:3-20.

[4] Ian Metcalfe.Tectonic framework and Phanerozoic evolution of Sundaland[J].Gondwana Research,2011,19:3-21.

[5] Cobbing E J,Mallick D I J,et al.The granites of the Southeast Asian Tin Belt[J].Journal of the Geological Society of London,1986,143:537-550.

[6] Ishihara S.Granitoid series and mineralization in the Circum Pacific Phanerozoic granitic belts[J].Resource Geology,1998,48：219-224.

[7] Iwan Setiawan,Ryohei Takahashi,et al.Petrochemistry of Granitoids in Sibolga and its Surrounding Areas,North Sumatra,Indonesia[J].Resource geology,2017,67(3):254-278.

[8] 葛文春,吴福元,周长勇.大兴安岭中部乌兰浩特地区中生代花岗岩的锆石U-Pb年龄及地质意义[J].岩石学报,2002,21(3):749-762.

[9] Hehuwat F.Isotopic age determinations in Indonesia:the state of the art.In:2nd Regional Conference on the Geology of South East Asia,Jakarta[R].United Nations ESCAP CCOP Technical Publication,1975,3:135-157.

[10] Aspen J A,Kartawa W.The Geology of the Padangsidempuan and Sibolga Quadrangles (0617 and 0717),Sumatra.Scale 1:250 000[D].Bandung:Geological Survey of Indonesia,Directorate of Mineral Resources,Geological Research and Development Centre,1982,1:35.

[11] Pulunggono A,Cameron N R.Sumatran microplates,their characteristics and their role in the evolution of the Central and South Sumatra basins.In:Indonesian Petroleum Association,Proceedings of the 13th Annual Convention[R],1984,13:1221-1443.

[12] Fontaine H.The Pre-Tertiary Fossils of Sumatra and their Environments.CCOP Technical Papers[D].Bangkok:United Nations,1989.

[13] A J Barber,M J Crow.Sumatra-Geology,Resources and Tectonics[M].London:the Geological Society,2005.

[14] Liu Y S,Hu Z C,Gao S,et al.In situ analysis of major and trace elements of anhydrous minerals by LA-ICP-MS without applying an internal standard[J].Chemical Geology,2008,257:34-4

[15] LIU Y S,GAO S,HU Z C,et al.Continental and oceanic crust recycling-induced melt-peridotite interactions in the Trans-North China Orogen:U-Pb dating,Hf isotopes and trace elements in zircons of mantle xenoliths[J].Journal of Petrology,2010,51:537-571.

[16] Ludwig K R.ISOPLOT 3.00:a Geochronological Toolkit for Microsoft Excel[R].Berkeley Geochronology Center,California,Berkeley,2 003:39.

[17] E Belousova,W Griffin,SY O’Reilly,et al.Igneous zircon:trace element composition as an indicator of source rock type[J].Contributions to Mineralogy and Petrology,2002,143(5):602-622.

[18] Hoskin P W O,Schaltegger U.The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis[J].Reviews in Mineralogy and Geochemistry,2003,53(1):27-62.

[19] 吴元保,郑永飞.锆石成因矿物学研究及其对U-Pb年龄解释的制约[J].科学通报,2004,49(16):1589-1604.

[20] 赵玉灵,杨金中,沈远超.同位素地质学定年方法评述[J].地质与勘探,2002,38(2):63-67.

[21] Eby G N.The A-type granitoids:A review of their occurrence and chemical characteristics and speculations on their petrogenesis[J].Lithos,1990,26(1-2):115-134.

[22] Eby G N.Chemical subdivision of the A-type granitoids:Petrogenetic and tectonic implications[J].Geology,1992,20(7):641-644.

[23] 石玉若,刘敦一,张旗.内蒙古中部苏尼特左旗地区三叠纪A型花岗岩锆石SHRIMP U-Pb年龄及其区域构造意义[J].地质通报,2017,26(2):183-189.

[24] 解龙,顿都,朱利东.西藏北冈底斯扎独顶A型花岗岩锆石U-Pb年代学、地球化学及其地质意义[J].中国地质,2015,42(5):1214-1227.

[25] 苏玉平,唐红峰.A型花岗岩的微量元素地球化学[J].矿物岩石地球化学通报,2005,24(3):245-251.

[26] 张旗,冉皞,李承东.A型花岗岩的实质是什么？[J].岩石矿物学杂志,2012,31(4):621-626.

[27] Cox K G,Bell J D,Pankhurst R J.The Interpretation of Igneous Rocks[M].Boston:Chapman amp; Hall,1979.

[28] Pearce J A,Cann J R.Tectonic Setting of Basic Volcanic Rocks Determined Using Trace Element Analyses[J].Earth and Planetary Science Letters,1973,19(2):290-300.

[29] Pearce J A,Norry M J.Petrogenetic Implications of Ti,Zr,Y and Nb Variations in Volcanic Rocks[J].Contributions to Mineralogy and Petrology,1979,69(1):33-47.

[30] Mullen E D.MnO/TiO2/P2O5:A Minor Element Discriminant for Basaltic Rocks of Oceanic Environments and its Implications for Petrogenesis[J].Earth and Planetary Science Letters,1983,62(1):53-62.

[31] Meschede M.A Method of Discriminating between Different Types of Mid-Ocean Ridge Basalts and Continental Tholeiites with the Nb-Zr-Y Diagram[J].Chemical Geology,1986,56(3-4):207-218.

[32] Pearce J A,Harris N B W,Tindle A G.Trace elements discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks[J].Petrology,1984,25:956-983.

[33] I Metcalfe.Gondwana dispersion and Asian accretion:Tectonic and palaeogeographic evolution of eastern Tethys[J].Journal of Asian Earth Sciences,2013,66:1-33.

[34] R Hall.Late Jurassic-Cenozoic reconstructions of the Indonesian region and the Indian Ocean[J].Tectonophysics,2012,570-571(11):1-41.

A-typegraniteofgranitecomplexinSarudikarea,Sumatra:ZirconU-Pbagesanditstectonicimplication

ZHANG Haikun1,HU Peng1,CAO Liang1,ARMIN Tampubolon2,LIU Asui1,CHENG Xiang1

(1.Wuhan Center，China Geological Survey，Wuhan430205,China;2.Geological Agency of Indonesia,Bandung40254,Indonesia)

Sumatra is located in the most west of Indonesia and is subject to the subduction of the India-Australia Plate beneath the Eurasian Plate.Sibolga,one of the largest granites in Sumatra,still lacks high-precision geochronological research,which prevents the advance of knowledge in its petrogenesis and tectonic evolution.Biotite monzogranite from Sarudik area,Sumatra was assigned to granite of A1type by previous geochemical research.The present study conducted LA-ICP-MS Zircon U-Pb age analysis on the identical granite,yielding an age of225.3±0.8Ma and indicating its formation in late Triassic.Combined with the results from previous study,it is proposed that Sibolga and adjacent areas were dominated by within-plate tectonic environment during late Triassic period,which coincides with the results from regionally geological studies.It is further concluded that late Triassic A1-type granite in study area is associated with locally crust extending and thinning throughout Sumatra during mid-late Triassic.

LA-ICP-MS;Zircon U-Pb ages;A-type granite;Sibogal;Sumatra

P597+.3

A

1004-4051(2017)11-0171-08

2017-09-21责任编辑赵奎涛

中国地质调查局二级项目“印度尼西亚苏门答腊岛铜多金属资源潜力评价”资助(编号：DD20160114)；“湘西-鄂西成矿带神农架-花垣地区地质矿产调查”资助(编号：DD20160029)

张海坤(1987-)，男，助理研究员，主要从事境外地质调查研究工作，E-mail:328543434@qq.com。

胡鹏(1984-)，男，高级工程师，长期从事境外地质矿产研究和资源潜力评价，E-mail:157521303@99.com。