伊犁地块南缘古生代花岗岩类的地质特征及构造意义

周 勇，王 博，钟凌林，朱小艳

南京大学 地球科学与工程学院，内生金属矿床机制研究国家重点实验室，南京 210023

1 引言

中亚造山带位于西伯利亚板块、卡拉库姆—塔里木—华北板块和东欧板块之间，是全球最大的增生型造山系统, 也是显生宙大陆地壳生长最显著的地区（Jahn et al., 2000; Hu et al., 2000; Wang et al., 2009）。中国新疆境内的西天山造山带位于中亚造山带的西南缘，对其构造演化的认识是理解整个中亚造山带形成过程及其动力学演化的关键（Coleman, 1989; Sengӧr et al., 1993; Gao et al., 1998; Xiao et al., 2004a, b; Wang et al., 2006; 李锦轶等，2006; 高俊等，2009）。

伊犁地块是夹持于西天山造山带中的一个具有前寒武纪基底的大陆块体，是哈萨克斯坦微大陆向东的延伸（Gao et al., 2009; Wang et al., 2008, 2011）。在哈萨克斯坦—伊犁块体的内部，分布多条早古生代的缝合带，是志留纪之前多块体拼贴形成哈萨克斯坦微大陆的重要物质记录（Lomize et al., 1997; Windley et al., 2007）。有学者认为，中国西天山地区可能也存在早古生代造山作用（王作勋等，1990；肖序常等，1990；汤耀庆和赵民，1991；车自成等，1993，1994；何国琦等，2001; Wang et al., 2011， 2012）。但是，早古生代造山作用形成的构造缝合带的位置在哪儿？它们与境外哈萨克斯坦和吉尔吉斯斯坦地区的缝合带如何连接？由于受到晚古生代增生—碰撞造山过程中构造与岩浆作用的强烈叠加与改造，西天山地区早古生代的地质记录保存相对较少，因而上述问题一直未能得以解答。

在伊犁地块南缘那拉提山北坡的恰西林场一带，集中出露有大面积的元古宙特克斯群变质沉积岩，被后期各种花岗岩体侵入。在新疆地质局区域地质调查队1978绘制的1∶20万地质图中，将这些花岗岩类划入前寒武纪，但目前尚缺乏详细的地球化学和年代学数据对其成因和时代进行准确限定。笔者通过对侵入元古宙变质沉积岩的花岗岩体进行年代学和全岩地球化学分析，发现它们大多形成于古生代，其成因和构造环境也不尽不同。本文将报道这些最新的研究结果，进而探讨伊犁南缘古生代构造与岩浆演化历史。

2 区域地质背景

天山造山带位于中亚增生造山系统的西南缘，是古亚洲洋构造域和卡拉库姆—塔里木板块在古生代经长期俯冲—增生，至晚古生代碰撞造山的产 物（Windley et a1., 1990; Gao et al., 1998, 2009; Xiao et al., 2004a; Charvet et al., 2011; Han et al., 2011; Wang et al., 2010, 2011）。中国境内的天山造山带，以乌鲁木齐—库尔勒一带为界分为东天山和西天山两部分。其中西天山自北向南可划分为以下几个构造单元：北天山增生构造带、伊犁地块、中天山复合岩浆弧、南天山增生构造带和塔里木北部陆缘（Gao et a1., 2009; Qian et al., 2009; 高俊等，2009; Wang et al., 2008, 2011）（图1a）。其中伊犁地块的南北两缘分别以那拉提断裂和北天山断裂与南天山和北天山相隔，呈楔形向东尖灭（图1a）。伊犁地块具有前寒武纪变质结晶基底（胡霭琴等，2006），之上覆盖有巨厚的晚泥盆世—石炭纪火山沉积岩系，而寒武纪—志留纪沉积岩层则主要分布在伊犁地块北缘，在伊犁地块南缘仅分布有强烈变质变形的志留系地层（新疆地矿局，1993），其时代和成因环境尚不清楚。

图1 伊犁南缘恰西北部地区地质构造简图① 新疆维吾尔自治区地质矿产局. 1979. 1: 20万地质图，莫合尔幅 (K-44-11).Fig. 1 Simplified geological and structural map of northern Qiaxi region, southern Yili Block

伊犁地块古生代构造活动频繁，岩浆作用强烈，尤其以晚古生代侵入岩和火山岩最为发育（朱永峰等，2005，2006；朱志新等，2006；李华芹等，2006；Wang et al., 2006; 王博等，2007；张作衡等，2006；徐学义等，2006；赵振华等，2006）。其中晚泥盆世—石炭纪火山岩与海相沉积地层相伴生，通常认为是古天山洋向北俯冲（朱永峰等，2005，2006；Gao et al., 1998, 2009）或者准噶尔洋向南俯冲（Wang et al., 2006, 2009; Cao et al., 2017）形成的大陆弧岩浆岩。伊犁地块中早二叠世主要发育陆相中酸性火山岩及河流相碎屑岩，是后造山阶段岩浆和沉积作用的产物（Wang et al., 2006, 2009; Zhao et al., 2009）。

相比而言，早古生代岩浆岩在伊犁地块发育较少。近年来伊犁北部温泉地区逐渐发现奥陶纪—早志留世大陆弧型中基性侵入岩（胡霭琴等，2008；Wang et al., 2012; Huang et al., 2013）， 可能与准噶尔洋早古生代的俯冲作用有关（Wang et al., 2012）。在伊犁南缘，奥陶纪—志留纪侵入岩也先后在那拉提山北麓一带发现，可能形成于古天山洋在早古生代向北的俯冲作用（Yang and Zhou, 2009; Gao et al., 2009; Zhong et al., 2017）。然而，沿那拉提断裂向西至吉尔吉斯中天山，晚奥陶世—志留纪的大陆弧型侵入岩可能与早古生代哈萨克斯坦微大陆的拼贴造山作用有关，而与古天山洋西延Turkstan洋的俯冲作用无关（Biske et al., 2018）。

本文研究区位于伊犁地块南缘恰西林场的北部（图1b）。出露的地层主要为元古界特克斯群泊仑干布拉克组，为一套变质沉积岩系，由黑云石英片岩、铁铝榴石石英片岩、千枚岩夹灰岩和大理岩等组成（新疆地矿局，1977）。根据野外观察，该套变质沉积岩发育强烈的韧性剪切变形，以定向矿物构成的面理和拉伸线理为特征，可见长石等矿物旋斑、云母和重结晶石英形成的压力影、不对称褶皱、同构造布丁状石英脉等不对称组构；面理后期发生褶皱，表明其经历过多期构造变形。变质沉积岩中侵入有大量规模不等的花岗质岩体。剖面最北端出露的眼球状片麻岩化花岗岩形成于934～962 Ma，发生了强烈的韧性剪切变形（Zhu et al., 2019）。更多的花岗质岩体为块状构造、面理不明显或不发育面理构造，岩性主要包括弱面理化黑云母花岗岩、强面理化二云母花岗岩和未变形黑云母花岗岩等。

3 样品特征及分析方法

为了约束上述花岗岩类的形成时代和构造背景，笔者从恰西林场北部吉尔格朗河沿岸侵入于特克斯群变质沉积岩（图2a）的花岗岩体露头中采集了10件花岗岩样品，包括1件弱面理化黑云母花岗岩15T21C（图2b），1件强面理化二云母花岗岩15T47A（图2c），6件未变形黑云母花岗岩（分别为15T27A、27B、27C、15T32A、32B和15T35A）进行测试分析。另外，未变形黑云母花岗岩（15T35A）中多见暗色包体（图2d），采集了2件暗色包体（15T35B、15T35C）进行对比分析。

图2 伊犁地块南缘古生代花岗岩类野外及镜下岩相学特征Fig. 2 Field and microscopic photographs of the granitoids from the southern Yili Block

弱面理化黑云母花岗岩在野外可观察到暗色矿物的微弱定向（图2b），面理发育程度较低；强面理化二云母花岗岩发育明显的面理构造，表现为强烈的矿物拉伸和定向排列（图2c）。二者面理的产状与围岩变质沉积岩中的面理基本一致，产状总体向南东或南南东方向缓倾。显微镜下弱面理化黑云母花岗岩和强面理化二云母花岗岩均可见石英和长石颗粒的波状消光、不同程度的动态重结晶，部分亚颗粒扁平边界具有定向排列，拉长的石英条带也定向排列（图2e，f）。强面理化二云母花岗岩镜下黑云母和白云母的定向排列最明显，构成主面理（图2e，g）。未变形黑云母花岗岩则均为块状构造，不发育面理和矿物定向；显微镜下石英和长石中也未见明显的波状消光或动态重结晶（图2h）。未变形黑云母花岗岩中暗色包体主要由长石、石英、大量黑云母和少量角闪石组成（图2i）。

对其中6件样品进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb测年，包括1件弱面理化黑云母花岗岩样品（15T21C）和1件强面理化二云母花岗岩（15T47A）样品，3件未变形黑云母花岗岩样品（15T27A、15T32A和15T35A），以及1件暗色包体样品（15T35B）。对所有10件样品均进行了全岩主量、微量及稀土元素含量的分析测定。

用于LA-ICP-MS定年的锆石矿物先后使用重液和磁选分离方法提取，然后在双目显微镜下手工挑选单颗粒矿物。尽量选择无色透明、没有裂隙的锆石颗粒，然后封入环氧树脂中。阴极发光（CL）成像在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室使用配备有Gatan mini-CL检测器的Quanta 400 FEG扫描电子显微镜进行。U-Pb同位素分析使用波长193 μm的激光剥蚀系统和Agilent 7500s质谱仪完成，激光束的直径为24 μm，重复频率为5 Hz。为了跟踪仪器稳定性和控制分析的不确定性，在对每10个未知样品进行分析之前和之后，分别对内标锆石样品GJ（608±1.5 Ma; Jackson et al., 2004）进行两次分析，对外标锆石样品MudTank（732±5 Ma; Black and Gulson, 1978）进行一次分析。使用ComPbCorr#3 15G（Andersen, 2002）进行普通Pb校正，并使用ISOPLOT 3.1（Ludwig, 2003）计算年龄并绘制谐和图。分析结果列于附表1。

全岩样品的主量、微量和稀土元素地球化学分析在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成。主量元素利用碱熔法将样品熔制成玻璃片, 使用X 射线荧光光谱仪（XRF）进行测定 。稀土和微量元素的测定在高分辨等离子质谱仪HR-ICP-MS（Finnigan Element II）上完成。主量元素的分析误差为0.5%～3%，微量元素的分析误差为0.7%～5%。全岩主、微量元素和稀土元素的地球化学数据列于表1。

4 分析结果

4.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学

弱面理化黑云母花岗岩样品15T21C与强面理化二云母花岗岩样品15T47A中锆石颗粒的大小差别均较大。其中弱面理化黑云母花岗岩中的锆石以长柱状为主，自形—半自形，最小者直径约40 μm，最大者长轴直径约110 μm；其CL图像整体偏灰，震荡环带不清晰但仍可辨认（图3a），个别锆石中发育继承核，具有较浅的CL图像和相对清晰的震荡环带。对其中20颗锆石进行了分析，它们的U含量为219×10-6～4484×10-6，Th含量137×10-6～2460×10-6，Th/U比 值 在0.21～1.03之间。其中3个继承锆石核的分析点给出了较老的年龄（910～1452 Ma），另外3个分析点给出了不谐和年龄；其余14个锆石分析点给出了谐和一致的206Pb/238U表观年龄，其加权平均值为（438±4）Ma（图3b），代表弱面理化黑云母花岗岩的结晶时代。

图3 伊犁南缘恰西河谷弱面理化黑云母花岗岩、强面理化二云母花岗岩中锆石阴极发光图像（a、c）和U-Pb 年龄谐和图（b、d）Fig. 3 Cathodoluminescence (CL) images (a, c) and U-Pb Concordia diagrams (b, d) for zircons of weakly foliated biotite granite and strongly foliated two-mica granite from the Qiaxi Valley, southern Yili Block

表1 伊犁南缘恰西地区花岗岩全岩主微量（%）及稀土元素含量（×10-6）Table 1 Whole-rock major, trace (%) and rare earth element (×10-6) contents of the granitoids from Qiaxi valley, southern Yili Block

强面理化二云母花岗岩中的锆石以长柱状为主，半自形，除个别锆石颗粒粒径较大外，绝大部分锆石直径均小于100 μm。大部分锆石在CL图上可见清晰的震荡环带（图3c），且具有保存完好的继承核，其CL图像亮白，震荡环带结构清晰可见。该样品中锆石的U、Th含量变化范围更大，分别为40×10-6～2410×10-6和29×10-6～759×10-6，Th/U比介于0.04～1.43（附表1）。总计38颗锆石分析结果显示，大多数为继承锆石，其年龄分布范围大，主要分布在892～920 Ma和1725～1847 Ma之间，少数锆石的年龄为512～520 Ma、709～716 Ma和1006～1016 Ma，代表二云母花岗质岩浆源区物质组成的年龄。剩余4个锆石给出了非常一致的206Pb/238U表观年龄，可计算获得加权平均年龄为426±9 Ma（图3d），可能代表强面理化二云母花岗岩的形成时代。

另外3个未变形黑云母花岗岩中，样品15T27A和15T32A的锆石颗粒大小约100 μm，多呈长短不一的柱状，长宽比介于1:1.2与1:3之间，自形—半自形。样品15T35A的锆石颗粒较大，粒径多在100 μm以上，自形—半自形，长柱状为主。在CL图像上，3个样品的锆石颗粒均可见清晰的震荡环带，部分锆石还发育继承核（图4a-e）。对每个样品中的15颗锆石进行了分析，其锆石的U、Th含量较为一致，分别为102×10-6～688×10-6和62×10-6～ 606×10-6之间，Th/U比在0.40～1.77之间（附表1）。样品15T27A中除第2、8、15个分析点给出偏老的年龄（437 Ma、1249 Ma、1655 Ma）以外，其余锆石的206Pb/238U表观年龄均在389～393 Ma之间，加权平均年龄为392±3 Ma（图4b）。样品15T32A的15个锆石均给出非常谐和且一致的206Pb/238U表观年龄（377～386 Ma之间），其加权平均年龄为380±2 Ma（图4d）。类似地，样品15T35A中15个锆石的206Pb/238U表观年龄也非常一致（397～403 Ma之间），其加权平均年龄为400±4 Ma（图4f）。上述三个未变形黑云母花岗岩的锆石年龄总体上比较接近，表明未变形黑云母花岗岩的形成时代范围为400～380 Ma之间。

样品15T35B是未变形黑云母花岗岩15T35A中的暗色包体，其锆石颗粒大小约100 μm左右，自形程度差，多为短柱状（部分可能是碎样过程中被破坏了的晶形）。大部分锆石颗粒在CL图像中显示较宽的岩浆生长环带，与偏基性的岩浆锆石成因类似（图4g）。对选自暗色包体中的15颗锆石进行了U-Pb分析，其U含量在215×10-6～2584×10-6之间，Th含量在219×10-6～3899×10-6之间，U、Th含量明显高于其寄主未变形黑云母花岗岩（样品15T35A）。除3个锆石的Th/U比低于0.4外，其余分析点Th/U比均大于0.40（附表1）。所有分析的锆石均给出谐和一致的年龄，对应的206Pb/238U加权平均年龄为399±4 Ma （图4h），该年龄在误差范围内与未变形黑云母花岗岩15T35A的年龄（400±4 Ma）完全一致。

图4 伊犁南部恰西地区未变形黑云母花岗岩及其暗色包体中锆石CL图像（a、c、e与g）和U-Pb 年龄谐和图（b、d、f与h）Fig. 4 Cathodoluminescence (CL) images (a, c, e and g) and U-Pb Concordia diagrams (b, d, f and h) of zircons from undeformed biotite granites and its dark enclave, Qiaxi valley, southern Yili Block

4.2 全岩元素地球化学

形成于早古生代的弱面理化黑云母花岗岩和强面理化二云母花岗岩具有较高的SiO2含量，分别为79.0 wt%和75.6 wt%；其全碱（Na2O + K2O）含量分别为6.6 wt%、7.9 wt%。它们在TAS图解（图5a）中均落入亚碱性区域，在SiO2-K2O图解中靠近高钾钙碱性区域（图5b）。弱面理化黑云母花岗岩和强面理化二云母花岗岩的Al2O3含量较高，分别为10.9 wt%、13.7 wt%，其铝饱和指数（A/CNK值）为 1.06、1.09（表1），属于过铝质。此外，弱面理化黑云母花岗岩和强面理化二云母花岗岩具有很低的Mg#值（Mg#=100Mg2+/（Mg2++Fe2+）=27.11～28.95）。它们的里特曼指数δ（δ=（Na2O+K2O）2/（SiO2-43））为1.23、1.91，表明其属于钙碱性系列。

稀土元素组成方面，强面理化二云母花岗岩样品15T47A的稀土元素总量（ΣREE）明显偏低（29.4×10-6）。在球粒陨石标准化稀土元素配分模式图中（图6a），弱面理化黑云母花岗岩具有相对平坦的稀土分配曲线，轻重稀土分馏不明显，其（La/Yb）N值为2.51；强面理化二云母花岗岩相对其它样品而言具有相对明显的轻重稀土分馏，其（La/Yb）N值为4.61。弱面理化黑云母花岗岩具有较明显的Eu负异常（δEu=0.15），而强面理化二云母花岗岩的Eu负异常不明显（图6a，表1）。

晚古生代未变形黑云母花岗岩SiO2含量较低，介于63.1 wt%和70.2 wt%之间；而其暗色包体的SiO2含量更低（60.4～60.9 wt%）。所有未变形黑云母花岗岩样品的全碱（Na2O+K2O）含量为5.5～6.9 wt%，它们在TAS图解（图5a）中投入亚碱性区域。在SiO2-K2O图解中，大部分样品落入钙碱性系列，同时靠近高钾钙碱性区域（图5b）。这些未变形黑云母花岗岩的Al2O3含量较高，变化范围较大，介于14.2～17.2 wt%之间，其铝饱和指数（A/CNK值）为 0.99～1.18（表1），属于准铝质和过铝质。

相对于弱面理化黑云母花岗岩和强面理化二云母花岗岩而言，未变形黑云母花岗岩及其暗色包体的Mg#值较高，为39.88～48.62。所有样品的里特曼指数δ为1.23～2.15，与其钙碱性系列特征相一致。

图5 伊犁南缘恰西河谷花岗岩类地球化学图解Fig. 5 Geochemical plots for granitoids from the Qiaxi valley, southern Yili Block

未变形黑云母花岗岩样品的ΣREE变化相对较小，介于102.4×10-6～135.4×10-6之间。在球粒陨石标准化稀土元素配分模式图中（图6a），所有未变形黑云母花岗岩样品具有高度一致的REE配分模式，呈轻稀土富集而重稀土平缓的右倾型，轻重稀土分馏明显，（La/Yb）N值为4.61～6.82。此外，未变形黑云母花岗岩中的2个暗色包体则具有完全不同的REE配分模式，其中样品15T35B与其它未变形黑云母花岗岩比较相似，轻重稀土分馏明显，（La/Yb）N值为8.35；而另一样品15T35C的轻重稀土分馏不明显，（La/Yb）N值为1.41，呈平坦型配分曲线。其中一个暗色包体样品15T35C具有较为明显的Eu负异常（δEu = 0.43）（图6a），而所有未变形黑云母花岗岩及另一个暗色包体样品15T35B的Eu负异常均不明显（δEu=0.55～0.80）（图6a）。在MORB标准化微量元素蛛网图中，所有未变形黑云母花岗岩样品均不同程度地富集大离子亲石元素（LILE），如Rb、Ba和Sr等，同时轻度亏损高场强元素（HFSE），如Nb、Ta、Zr、Hf和Ti等（图6b）。

图6 伊犁南缘恰西河谷花岗岩类稀土元素配分模式（a）和微量元素蛛网图（b）（球粒陨石标准化值据Sun and Mc Donoug, 1989；MORB标准化值据Pearce, 1983）Fig. 6 Chondrite-normalized REE distribution patterns (a) and MORB-normalized trace element spider diagrams (b) for the granitoids from Qiaxi valley, southern Yili Block (Chondrite normalization values are from Sun and Mc Donough, 1989; MORB values are from Pearce, 1983)

5 讨论

5.1 伊犁南缘恰西花岗岩类的成因和构造环境

在本文研究的花岗岩类样品中，弱面理化黑云母花岗岩和强面理化二云母花岗岩具有较低的里特曼指数（1.23～1.91），较高的铝饱和指数（1.06～1.09），表明它们属于弱过铝质钙碱性系列花岗岩。较高的白云母含量指示这些花岗岩的源区可能存在表壳沉积物。强面理化二云母花岗岩相对于其它花岗岩样品具有明显偏低的稀土元素总量（图6a），且表现为中等分异的轻稀土弱富集配分模式，没有明显的Eu负异常，这些特征均指示强面理化二云母花岗岩可能形成于地壳物质的不均衡部分熔融。在A/NK-A/CNK图解中，弱面理化黑云母花岗岩和强面理化二云母花岗岩均投到大陆碰撞型花岗岩（CCG）范围内（图5c）。此外，弱面理化黑云母花岗岩和强面理化二云母花岗岩均富Rb，相对亏损Th、Ba和Sr，在花岗岩类Y+Nb-Yb构造环境判别图（Pearce et al., 1984）中（图5d），弱面理化黑云母花岗岩落于同碰撞、岩浆弧、板内重叠区域，而强面理化二云母花岗岩则落于同碰撞和岩浆弧区域的边界处。以上岩相学和全岩元素地球化学特征表明，弱面理化黑云母花岗岩和强面理化二云母花岗岩可能与碰撞造山环境的大陆地壳（包括表壳岩石）部分熔融有关（Maniar and Piccoli, 1989）。

另外，采自于不同岩体的6个未变形黑云母花岗岩样品具有高度一致的地球化学特征，即里特曼指数较低（1.73～2.15），铝饱和指数变化范围较大（0.99～1.18），表明它们属于准铝质—弱过铝质钙碱性系列。所有的未变形黑云母花岗岩均富集大离子亲石元素Rb、Ba和Sr等，相对亏损Nb-Ta、Zr-Hf和Ti等高场强元素，表现出非常平坦的重稀土配分模式，属于典型的钙碱性系列岩浆岩（Rogers and Hawkesworth, 1989; Stern et al., 1990; Sajona et al., 1996）。在A/NK-A/CNK图解中，所有的未变形黑云母花岗岩样品均落于大陆弧花岗岩（CAG）范围内或其边缘上（图5c）。在花岗岩类Y+Nb-Yb构造环境判别图（Pearce et al., 1984）中（图5d），它们均落在火山弧型花岗岩范围。因此，这些未变形黑云母花岗岩的形成环境很可能是大陆岩浆弧（Maniar and Piccoli, 1989）。

未变形黑云母花岗岩中的暗色包体具有明显低于其寄主岩石的SiO2含量，投在TAS图中的闪长岩区域，其较高的角闪石和黑云母含量，表明其可能源于偏基性的岩浆。暗色包体的LA-ICPMS锆石U-Pb年龄（399 Ma）与其寄主未变形黑云母花岗岩的年龄（400 Ma）基本一致，指示它们很可能形成于偏基性和酸性岩浆的混合作用。两个暗色包体的稀土元素配分模式（图6a）等地球化学特征差异性较为明显，可能是不同程度的岩浆混合作用所致。

5.2 区域构造意义

如前文所述，由于伊犁南缘早古生代岩层出露较少，仅有的早古生代地层也发生了强烈变形变质，有关其成因和时代的研究很少，因而关于伊犁南缘早古生代构造演化的认识至今尚不够明确。但在境外吉尔吉斯北天山和中天山之间发育有一条由Terskey洋闭合形成的早古生代蛇绿岩带，沿尼古拉耶夫构造线分布，同时还广泛发育有早古生代岛弧型岩浆岩（Lomize et al., 1997; Alexeiev et al., 2015）。根据蛇绿岩、岛弧岩浆岩的时代和岩石地球化学特征，吉尔吉斯北、中天山之间的Terskey洋可能于新元古代就已打开，寒武纪—早奥陶世继续扩张并伴随俯冲，于早—中奥陶世进入消减阶段，在晚奥陶世早期闭合并发生了碰撞造山作用（Lomize et al., 1997; 何国琦和李茂松，2000；何国琦等，2001）。钱青等（2007）在中国西南天山的夏特地区发现寒武纪MORB型玄武岩，通过对该玄武岩开展岩石学和元素地球化学研究，提出其可能为Terskey洋壳的残片。

本文中伊犁南缘恰西河谷一带的弱面理化黑云母花岗岩和强面理化二云母花岗岩形成于438 Ma和426 Ma，为早中志留世。另外，前人曾在研究区西侧的阿克雅孜河一带报道过奥陶纪—早志留世的岛弧型侵入岩（Yang et al., 2009; Gao et al., 2009），代表该地区在早古生代发生过一期重要的岩浆作用，总体上与境外吉尔吉斯天山同期的岩浆作用可以对比。根据本文研究，早中志留世弱面理化黑云母花岗岩和强面理化二云母花岗岩具有明显的同构造变形特征，岩相学和全岩地球化学特征指示其构造背景可能为大洋关闭之后的碰撞造山环境。因此，笔者认为，研究区早中志留世的弱面理化黑云母花岗岩和强面理化二云母花岗岩岩体可能是早古生代Terskey洋于晚奥陶世关闭后碰撞造山作用的产物。

值得指出的是，近年的研究发现，伊犁南缘那拉提山一带岩浆作用从早古生代一直持续到晚古生代，但在～410～380 Ma期间出现过明显的减弱，并以高温岩浆作用为特征，可能与南侧向北俯冲的古天山洋板片发生断离以及导致的板片窗软流圈地幔岩浆作用有关（Zhong et al., 2017）。发育在伊犁南缘的大量晚古生代大陆弧岩浆岩，其构造背景存在不同的解释，部分学者认为是古天山洋持续向北俯冲于伊犁地块之下的产物（朱永峰等，2005，2006；Gao et al., 2009），但也可能由准噶尔洋向南的俯冲作用形成（Wang et al., 2008; Cao et al., 2017）。本文研究的未变形黑云母花岗岩形成于400～380 Ma之间，具有明显的大陆弧型岩浆岩地球化学特征，且没有发生任何变形变质作用，说明伊犁南缘至少在中泥盆世早期（～400 Ma）已进入第二阶段的活动大陆边缘演化阶段。另外，这些未变形黑云母花岗岩中同时代暗色包体的普遍发育，表明伊犁南缘晚古生代岩浆作用具有显著的地幔物质加入。这一认识也与前人研究结果一致，即伊犁南缘晚古生代岩浆岩具有显著亏损的锆石εHf(t)值（Zhong et al., 2017）。另外，伊犁南缘晚古生代还发育岛弧背景的伸展环境，可能与弧后拉张作用有关（钱青等，2007；Cao et al., 2017），因此，伊犁南缘晚古生代岩浆作用中地幔物质的显著加入可能是弧后区域壳幔相互作用的结果。对比伊犁晚古生代岩浆弧—弧后伸展区与南侧古天山洋缝合带以及北部准噶尔—北天山洋缝合带的相对位置，笔者认为，伊犁南缘晚古生代的岩浆作用更可能形成于准噶尔洋向伊犁地块俯冲的活动大陆边缘环境。

6 结论

（1）伊犁南缘恰西河谷侵入元古宙特克斯群变质沉积岩中的未变形黑云母花岗岩形成于400～380 Ma（中泥盆世）；弱面理化黑云母花岗岩和强面理化二云母花岗岩分别形成于438 Ma和426 Ma（早中志留世）。

（2）早中志留世弱面理化黑云母花岗岩和强面理化二云母花岗岩的源区具有表壳沉积岩，发育同构造变形组构，具有大陆碰撞型花岗岩的地球化学特征，可能形成于碰撞造山背景；中泥盆世未变形黑云母花岗岩中发育同期暗色基性包体，可能是岩浆混合作用的产物，具有典型大陆弧岩浆岩的地化特征，应形成于活动大陆边缘。

（3）研究区经历了早、晚古生代两期具有不同构造背景的岩浆作用。早古生代岩浆作用可能与哈萨克斯坦微大陆的汇聚拼贴作用有关，晚古生代岩浆作用可能是准噶尔洋俯冲作用的产物。

致谢：南京大学武兵老师和李军勇、杜德宏、宋振韬等同学在锆石U-Pb定年实验中的帮助与支持。本研究受国家自然科学基金（41772225；41390445）资助。两位匿名评稿人提出了具体的建设性修改意见和建议，在此一并表示感谢！

附表1 伊犁南缘恰西地区花岗岩类锆石U-Pb同位素数据Appendix table 1 U-Pb isotopic data of zircons in granitoids from Qiaxi valley, southern Yili Block

（续表）

（续表）