西天山温泉青科克一带晚石炭世花岗岩锆石U-Pb年龄、地球化学特征及其构造意义

孟令华, 吴树明, 王 磊, 侯新星, 杨树杰, 刘 乾, 王 聪, 苏崇发

(1. 中化地质矿山总局山东地质勘查院, 泰安 271000； 2. 泰安市自然资源和规划局, 泰安 271000)

研究区所处的西天山地区位于北亚造山带的南部，广泛发育古生代不同期次花岗岩类，前人已对它们的成因、构造环境及其成矿作用开展了大量研究。左国朝等[1]认为西天山地区经历了古-中元古代“Pangea-Ⅰ”泛大陆增生与裂解、新元古代Rodinia超大陆聚合与裂解，并于早古生代奥陶纪进入多陆块及多岛弧的古亚洲洋演化阶段。肖序常等[2]认为新疆北部的古生代洋盆在石炭纪中期相继关闭，此后新疆北部统一的大陆地壳基本形成。然而，有关西天山晚古生代，特别是晚石炭世-早二叠世岩浆作用的构造背景仍存在不同意见。有学者认为晚泥盆世西天山地区处于洋壳俯冲的大陆弧环境[3-4]；有学者认为晚古生代晚期西天山处于碰撞-后碰撞环境[5-6]；杨蓉等[7]认为晚石炭-早二叠世西天山已进入后碰撞晚期向伸展转化的构造演化阶段；郝增元等[8]认为伊犁微板块在(307±2.0) Ma前已与准噶尔微板块碰合，西天山在晚石炭世处于造山后或晚造山阶段；丁振信等[9]、陈邦学等[10]认为西天山在早二叠世进入后碰撞演化阶段，处于伸展拉张背景。鉴于构造环境认识的不统一及缺乏足够精确的年代学证据，因此西天山晚古生代构造演化还需进一步研究。

图1 区域大地构造略图及研究区晚石炭世花岗岩分布地质简图Fig.1 Regional tectonic map and geological map of Late Carboniferous granite distribution in the study area

西天山地区阿拉套山南缘岩浆活动强烈，花岗岩十分发育，前人将其划为华力西中期，并划分为三个侵入次(γδ42a、ηγ42b、ηγ42c)(温泉幅1∶20万区域地质调查报告)，但同位素测年资料较少。对该区花岗岩进行了重新定位与解体，根据岩石特征、接触关系、测年数据等划分出6个侵入次，进行了较详尽的岩石地球化学、同位素年代学研究，限定了花岗岩的形成时代，并对其成因类型、构造环境进行了探讨，为该区构造岩浆演化提供了新的资料和依据。

1 区域地质背景

研究区位于阿拉套山南缘的温泉县青科克一带，大地构造位置处于天山兴蒙造山系(Ⅰ级)、伊宁-中天山地块(Ⅱ级)、赛里木陆缘盆地(Ⅲ级)之阿拉套晚古生代陆缘盆地(Ⅳ级)[图1(a)]。区内断裂构造较发育，北西向、北东向、弧形断裂皆有，均为盖层断裂，形成时代为华力西期、喜马拉雅期。出露的地层主要为早石炭世阿克沙克组，以第二段最为发育，受后期晚石炭世花岗岩侵吞，呈残留状出露，以碎屑岩角岩化和含板岩为特征，沿外接触带常发育宽度不等的角岩化带。在阿克沙克组第一段中发现贵州珊瑚未定种(Kueichouphyllumsp.)、薄角贝未定种(Leptagoniasp.)等化石，鉴定时代为早石炭世(昆得仑幅1∶5万区域地质调查报告)。

2 样品采集和测试方法

2.1 样品采集

在第二、三、五侵入次花岗岩中采集了4件样品进行LA-ICP-MS锆石U-Pb定年研究，采样位置如图1(b)所示。岩石类型分别为灰白色中粗粒斑状含黑云二长花岗岩(编号TW0134/1，位置N45°06′07.51″，E81°00′40.89″)、灰白色中细粒斑状二长花岗岩(编号TW0191/1，位置N45°11′23.50″，E81°13′56.76″)、灰白色中细粒斑状含黑云二长花岗岩(编号TW0151/1，位置N45°04′39.62″，E81°05′36.72″)、浅肉红色中细粒斑状二长花岗岩(编号TW0142/1，位置N45°09′38.63″，E81°12′24.58″)。另外，采集11件新鲜且无脉体交代的样品进行主量、微量及稀土元素分析测试，第一侵入次花岗岩中选取1件(编号0131/1)，第二侵入次花岗岩中选取2件(编号0133/1、0134/1)，第三侵入次花岗岩中选取3件(编号0145/1、0151/1、0191/1)，第四侵入次花岗岩中选取1件(编号0154/1)，第五侵入次花岗岩中选取2件(编号0141/1、0142/1)，第六侵入次花岗岩中选取2件(编号0143/1、0201/1)。

2.2 测试方法

锆石LA-ICP-MS微区原位U-Pb同位素年龄测定由中国冶金地质总局山东局测试中心完成。首先将送检岩石样品磨碎，至80～120目，再通过淘洗、重选、磁选等方法挑选出透明度较好、较完整的锆石颗粒。阴极发光图像采用日本的电子探针显微分析仪(型号JXA-8230)拍摄，同位素年龄检测设备采用美国Thermo公司生产的Thermo X2电感耦合等离子体质谱仪，激光剥蚀系统为Coherent GeoLas Pro，测试分析流程见参考文献[12]。锆石CL图像及测点位置如图2所示，LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析结果如表1～表4所示。

图2 锆石CL图像及测点位置Fig.2 Zircon CL images andthe location of measuring point

表1 TW0134/1样品LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析结果

表2 TW0191/1样品LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析结果

表3 TW0151/1样品LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析结果

表4 TW0142/1样品LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析结果

主量、稀土微量元素测试在中国冶金地质总局山东局测试中心完成。主量元素分析称取0.200 0 g样品，与7.000 0 g混合熔剂搅拌均匀，浇铸制备玻璃片，测试仪器为ARL 9900XP型X射线荧光光谱仪。稀土微量元素称取0.100 0 g样品，依次加入2 mL的HNO3和3 mL的HF，高温密闭下溶样，后加入1.5 mL的HNO3提取，静置后在电感耦合等离子体质谱仪上测试。岩石主量元素、微量和稀土元素分析结果分别如表5～表7所示。

3 LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄

从样品的锆石CL图像可见：锆石呈浅玫瑰色、无色，具金刚光泽，透光度均较好，晶体形状呈棱角-次棱角柱状、长柱状，颗粒粒径以0.05～0.25 mm为主，次为0.26～0.50 mm，长宽比1∶1～1∶4，延长系数主要为1.5～4，少量含气液、暗色包体。所有样品锆石均发育较清晰的内部结构和较典型的岩浆震荡环带(图2)，为岩浆成因锆石[13]。

表5 主量元素分析结果

表6 微量元素分析结果

表7 稀土元素分析结果

TW01341/1样品有25个测点，Th的变化范围为(33.3～174.4)×10-6，U的变化范围为(93.0～754.7)×10-6，除测点21外，Th/U为0.12～0.83。TW0191/1样品有25个测点，Th的变化范围为(35.8～309.7)×10-6，U的变化范围为(80.7～504.4)×10-6，Th/U为0.15～0.73。TW0151/1样品有25个测点，Th的变化范围为(31.2～106.5)×10-6，U的变化范围为(54.9～427.4)×10-6，Th/U为0.13～0.90。TW0142/1样品有25个测点，Th的变化范围为(22.2～111.1)×10-6，U的变化范围为(60.8～365.8)×10-6，Th/U为0.19～0.79。因此，所有锆石样品的Th/U多在0.12～0.90，大于0.1，且Th与U具有较好的相关性，符合岩浆成因锆石的特征[14]。另外，各锆石微区数据点的207Pb/206Pb较接近，多为0.047～0.059 6，表明该类岩石可能为同期岩浆结晶成因[15]。

TW0134/1样品25个测点中仅测点11的年龄值明显偏离谐和线，不参与计算，其余24个测点均位于谐和线附近[图3(a)]，206Pb/238U加权平均年龄为(302±2) Ma(平均标准权重偏差MSWD为0.54)。TW0191/1样品25个测点中有仅测点13的年龄值明显偏离谐和线，不参与计算，其余24个测点均位于谐和线附近[图3(b)]，206Pb/238U加权平均年龄为(300±2) Ma(平均标准权重偏差MSWD为1.3)。TW0151/1样品的25个测点均位于谐和线附近[图3(c)]，206Pb/238U加权平均年龄为(299±2.3) Ma(平均标准权重偏差MSWD为0.16)。TW0142/1样品25个测点中仅测点8的年龄值明显偏离谐和线，不参与计算，其余24个测点均位于谐和线附近[图3(d)]，206Pb/238U加权平均年龄为(295±2) Ma(平均标准权重偏差MSWD为0.73)。这些年龄值均定位为晚石炭世晚期，这与前人在邻区所测同位素年龄相近[16-17]，因此可以代表区内花岗岩体的成岩年龄。

4 岩石地球化学特征

4.1 主量元素特征

SiO2含量(质量分数)69.51%～78.34%，属酸性岩类。岩石铝饱和度指数(A/NKC)为1.011～1.215，大于1，属过铝型岩石系列，且随着岩浆分异演化，过铝性增强。里特曼指数(σ)为1.11～2.63；碱度率(alkalinity ratio，AR)为2.31～3.37；K2O/Na2O值为0.22～1.59，除样品0141/1外均大于1；在SiO2-K2O图解中(图4)，多数样点落入高钾钙碱性系列区域中，综合来看，晚石炭世花岗岩属钙碱性钾质岩石类型。另外，在主量元素与SiO2的Harker图解中(图5)，w(Al2O3)、w(K2O)、w(FeO)、w(MgO)、w(TiO2)、w(CaO)与w(SiO2)(w表示质量分数)与w(SiO2)呈较明显的线性相关关系，反映出晚石炭世花岗岩的原始岩浆可能属同一岩浆。

图3 锆石U-Pb年龄谐和图Fig.3 Zicon U-Pb age concordia diagram

图4 SiO2-K2O图解Fig.4 SiO2-K2O diagram

图5 花岗岩的Harker图解Fig.5 Harker diagrams of granite

图6 微量元素原始地幔标准化曲线图和稀土元素配分曲线图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

岩浆演化过程中，大离子亲石元素Ba有降低趋势；放射性生热元素有增高趋势；活动性元素Rb有增高趋势；非活动性元素Nb、Ta有增高趋势，Zr有降低趋势；过渡族元素整体有降低趋势。微量元素原始地幔标准化曲线上[图6(a)]，各曲线形态具相似或基本一致的特点。(Rb/Yb)N为1.40～263.82，均大于1，属于强不相容元素富集分配形式，微量元素标准化曲线向右倾斜。Sr、P、Ti、Ba元素为亏损型；其中Sr、Ba的亏损与花岗质岩浆在部分熔融或结晶分异过程中，斜长石发生结晶分离有关[18]；P、Ti的亏损与Ti-Fe氧化物、磷灰石的分离结晶作用有关[19]。Th、Zr元素具有从富集到亏损的变化趋势。

4.3 稀土元素特征

稀土总量∑REE为 (14.14～479.56)×10-6，轻重稀土比值为2.66～6.50；总体上，第一、二侵入次样品稀土总量略高于地壳中的平均丰度(183.48×10-6)，为高含量型；第三、四、五、六侵入次样品稀土总量低于地壳平均值。(Ce/Yb)N为0.92～3.89，除样品0141/1外均大于1，属轻稀土富集型；(La/Yb)N为0.77～5.41，除样品0141/1、0201/1外均大于1，基本符合轻稀土富集型特征；曲线总体上向右倾斜；从稀土元素的分馏程度看，总体上属轻稀土分馏明显、重稀土分馏不明显型。δEu为0.04～0.41，均远小于1，铕负异常十分明显，斜长石在岩浆演化过程中发生分离结晶作用；同时，根据王中刚等[20]将花岗岩中δEu值的差别分类，δEu<0.7，反映为上地壳经熔融形成的岩浆。综合来看，各侵入次稀土元素配分曲线在Eu处呈深-中等V形谷，曲线模式较相似[图6(b)]，反映晚石炭世岩体内各侵入次稀土元素具同源岩浆演化的特征。

5 岩石成因及构造环境探讨

5.1 岩石成因

该区花岗岩属钙碱性钾质岩石类型，Rb/Sr为1.1～53.8，花岗质岩浆属结晶程度强的残余熔体，大于0.9，为S型花岗岩[21]。δEu为0.04～0.41，小于0.7，属于上地壳经熔融形成的花岗岩[21]。在Q-Ab-Or花岗质岩浆成因分析图解中[图7(a)]，样点基本落入低温槽内，说明该期花岗岩为深熔岩浆成因的花岗岩。在稀土元素δEu-(La/Yb)N相关图上[图7(b)]，所有样品均落入壳源型花岗岩区。另外，Zr/Hf为3.73～32.37，平均值17.17，Nb/Ta为0.44～12.50，平均值2.45，与地壳相应值更接近；Nd/Th为0.50～1.98，平均值1.19，与壳源岩石更接近(Nd/Th平均值为3)，而区别于幔源岩石(Nd/Th大于15)。因此，晚石炭世花岗岩可能为深熔岩浆成因的S型花岗岩，经历了较高程度的分离结晶作用而形成。

图7 Q-Ab-Or花岗质岩浆成因分析图解和 δEu-(La/Yb)N相关图Fig.7 The Q-Ab-Or granitic magmatic origin diagram and δEu-(La/Yb)N correlation diagram

5.2 构造环境分析

在区域上，研究区历经了前震旦纪基底形成、早古生代-晚古生代早中期板块裂解与再拼合、晚古生代晚期陆陆叠覆造山、中-新生代陆内演化等四个主要构造演化阶段(昆得仑幅1∶5万区域地质调查报告)。阿拉套晚古生代陆缘盆地于晚石炭世开始封闭固结，在早二叠世早期海侵趋于结束，西天山地区发生大规模的陆陆叠覆造山作用，使软碰撞以来长期“联而不合”的哈萨克斯坦-准噶尔板块与塔里木-华北板块最终成为统一的整体[22]。在不同类型花岗岩的Nb-Y构造判别图解中[图8(a)]，研究区多数样点落入板内花岗岩区，少数样点落入火山弧+同碰撞火花岗岩区；在Rb-(Y+Nb)图解中[图8(b)]，样点落入板内及后碰撞花岗岩区；表明该期侵入岩同时具有板内和后碰撞花岗岩的特点。另外，在Maniar的五组构造环境判别图解中[23](图9)，晚石炭世花岗岩具有后造山花岗岩的特点。从微量元素分析，(Rb/Yb)N远大于1，说明处于大陆边缘初始裂谷构造环境；Sr元素在本期花岗岩中具亏损特征，表明为抗交代蚀变能力弱的岩石、斜长石结晶分异作用后残余的熔体，与消减作用无关，反映一种较稳定构造环境。因此，结合区域地质条件分析，早石炭世早期，伊宁-中天山地块内部开始扩张形成裂谷，早石炭世末期，裂谷开始闭合，晚石炭世晚期，伴随着裂谷闭合强烈的挤压作用，岩浆作用活跃，形成了本区大规模的花岗质岩浆，属造山晚期(后造山)-板内阶段形成的亚碱性系列钙碱性钾质型花岗岩，反映的是一种相对稳定的构造环境。

6 结论

(1)对原1∶20万温泉幅区调划分的华力西中期花岗岩进行了重新定位与解体，获得LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(302±2)、(300±2)、(299±2.3)、(295±2) Ma，时代定位为晚石炭世晚期。

(2)SiO2含量69.51%～78.34%，铝饱和度指数为1.011～1.215，属过铝质花岗岩；里特曼指数(σ)为1.11～2.63；碱度率(AR)为2.31～3.37，K2O/Na2O值为0.22～1.59，总体上属钙碱性钾质岩石类型。

(3)(Rb/Yb)N为1.40～263.82，大于1，属于强不相容元素富集分配形式；Sr、Ba、P、Ti元素亏损，Th、Zr元素从富集到亏损。稀土总量为 (14.14～479.56)×10-6，轻重稀土比为2.66～6.50；(Ce/Yb)N为0.92～3.89，(La/Yb)N为0.77～5.41，平均值大于1，属于轻稀土富集型，且轻稀土分馏明显；δEu为0.04～0.41，远小于1，铕亏损明显；稀土元素配分曲线模式较相似，具同源岩浆演化的特征。

(4)西天山温泉青科克一带晚石炭世花岗岩可能为深熔岩浆成因的S型花岗岩，经历了较高程度的分离结晶作用，属造山晚期(后造山)-板内阶段形成的壳源型岩浆，反映了一种相对稳定的构造环境。