天山中西段古生代花岗岩的锆石ims法u-pb年代学研究

天山中西段古生代花岗岩的锆石ims法u-pb年代学研究

1中、晚古生代岩石构造环境研究在不同的时代、不同的起源和不同的类型的山地造山带中，明代花岗岩种类繁多，尤其是晚古生代花岗岩种类。它们是空天古生代地质勘探的大记录（夏林彦等，2002a，王立山等，2005）。前人曾对天山地区广泛分布的古生代花岗岩与大陆地壳的生长进行了深入的探讨(洪大卫等,2000,2003;韩宝福等,1998;夏祖春等,2005),但对天山广泛分布的花岗岩的精确同位素定年工作研究较少,已有的精确同位素测年数据主要集中于东西天山石炭—二叠纪裂谷构造带中(赵振华等,2003;李华芹等,1998;徐学义等,2005),对中天山微地块内部的古生代花岗岩、伊犁石炭—二叠纪裂谷带中分布的花岗岩类及南天山内部古生代花岗岩的精确同位素定年目前还很少,限制了花岗岩与区域构造演化时空构造格架的研究。笔者将就本次研究工作新进行的中天山托克逊南—库米什北314国道侵入于奥陶纪可可乃克群中的斜长花岗岩体、石英闪长岩体、花岗闪长岩体及碱长花岗岩体,中天山哈希勒根大坂的黑云母花岗岩体,伊犁地块中的昭苏煤矿花岗闪长岩体,霍城县果子沟角闪花岗岩体、新源则克台角闪辉长岩体,南天山巴音布鲁克地区侵入于早古生代巴音布鲁克群中的石英辉长岩体及南天山库尔干南斜长花岗岩体及黑云花岗岩体的TIMS锆石U-Pb同位素定年及地球化学特征研究进行报道,并进一步探讨上述花岗岩的源区。2花岗岩岩的地质和岩相学特征2.1中天微块中古生代花岗岩2.1.1岩枝状岩石学特征碱长花岗岩体(03T-127):平面上呈一长条状岩体,北西向展布,与区域构造线一致,岩体侵入于奥陶纪可可乃克群之中。两者之间为突变接触。呈灰白色,具花岗结构,主要组成矿物为碱性长石(64%)、石英(23%)、黑云母(12%)和少量副矿物榍石、磷灰石和锆石。花岗闪长岩体(03T-129):平面呈一长轴状北西西向的椭圆状,出露面积约为1.2km2。该岩体围岩为奥陶纪可可乃克群,两者之间可见残留的侵入接触关系,如岩体可呈岩枝状穿入围岩中,岩体边部可见围岩包体以及局部可见冷凝边等。岩石呈灰白色,具花岗结构,主要由斜长石(中—更长石,有环带,含量约为50%)、碱性长石(15%)、角闪石(15%)、黑云母(10%)、石英(8%)及少量辉石组成。副矿物主要有磷灰石、锆石。岩体新鲜,几乎未受后期地质事件的扰动,仅发育弱的绿帘石化。黑云母花岗岩体(03T-137):平面上呈近椭圆形,分布面积约为0.5km2,侵入于奥陶纪可可乃克群之中,两者之间为突变接触。岩石较新鲜,呈灰白色,具半自形粒状镶嵌结构。主要组成矿物为斜长石(40%)、钾长石(20%)、石英(30%)、黑云母(8%)及少量角闪石(1%)。斜长石绢云母化强烈,角闪石部分已蚀变为阳起石。斜长花岗岩体(02TB-24):分布于托克逊南314国道南31.5km处,呈小规模岩枝状侵入于中天山奥陶纪可可乃克群凝灰质砂岩、粉砂岩之中,岩体边部可见围岩的包体。岩石呈灰白色,蚀变较强,有弱的片理化,具半自形粒状镶嵌结构。主要组成矿物为石英(25%)、斜长石(65%)、钾长石(约5%)及角闪石(5%),副矿物主要为磷灰石、锆石等。2.2.2宝宝岩石中金属酶学岩石黑云母花岗岩体(03T-58):分布于中天山哈希勒根大坂地区,平面上呈一椭圆状,分布面积约为1km2,侵入于中新元古代片理化绢云石英片岩之中。岩石呈灰白色,具半自形粒状镶嵌结构,主要组成矿物为石英(35%)、钾长石—钠长石(25%)、斜长石(主要为更长石,35%)、黑云母(5%),副矿物主要为榍石、锆石、磷灰石等。在该岩体以南约2km,发现电气石白云母花岗岩体(03T-57),规模较小,主要组成矿物为石英、钾钠长石、斜长石(更长石)以及白云母、黑电气石,岩石中含有少量石榴石,为比较典型的壳源花岗岩。2.2花岗闪长岩体33t-97霍城县果子沟角闪花岗岩体(03T-106):分布于霍城县果子沟,平面上呈一北西向椭圆形,分布面积约为2.4km2,侵入于早古生代(可能为志留纪)火山-沉积岩系之中。岩石非常新鲜,具半自形粒状镶嵌结构。主要组成矿物为斜长石(更长石类,40%)、石英(25%),其次为微斜长石(15%)、角闪石(10%)和黑云母(8%)。副矿物主要为榍石、磷灰石和锆石,含量不超过2%。昭苏煤矿花岗闪长岩体(03T-96):呈小规模岩枝状侵入于早石炭世大哈拉军山组中,两者之间可见残留的侵入接触关系,分布面积约为0.7km2左右。岩石新鲜,呈浅肉红色,具粗粒花岗结构,主要矿物为石英(40%)、钾长石(20%)、斜长石(30%)和角闪石(10%),含有少量后期碳酸盐脉,副矿物主要为锆石和磷灰石。新源则克台角闪辉长岩体(03T-95):分布于新则克台地区,平面上呈一小规模椭圆形,分布面积约为0.4km2,侵入于中上泥盆统坎苏组之中。岩石蚀变较弱,呈灰黑色,具嵌晶含长结构,主要矿物为斜长石(拉长石、绢云母化较强,70%)、角闪石(20%)、辉石(8%)组成,有少量后期绿帘石。2.3半自形实行岩石学特征巴音布鲁克含石英闪长岩体(03T-64):出露于巴音布鲁克镇以北,侵入于早古生代巴音布鲁克群基性玄武岩、粒玄岩和基性凝灰岩之中,其均一的岩相学特征和与围岩的突变接触均显示出典型的岩浆侵入特点。该岩体发育弱的片理化构造,呈灰黑色—灰色,呈半自形粒状结构,主要矿物为斜长石(75%,中长石类,有环带,常有帘石化),角闪石(15%,常见绿泥石化、绿帘石化、透闪石化)、石英(10%),石英常与长石形成蠕虫结构。副矿物有榍石、磷灰石和锆石。角闪斜长花岗岩(02TB-18):分布于库尔干道班南14.6km处,侵入于前寒武纪绿泥石英片岩之中,呈小岩枝状。岩体发育片理化构造,呈灰白色,具半自形粒状镶嵌结构,主要由斜长石(60%)、石英(35%)、角闪石(5%)等组成。副矿物为磷灰石、榍石等。黑云母斜长花岗岩体(02T-19):分布于库尔干道班南15.2km处,呈细小脉状产出,围岩为志留纪火山碎屑-沉积岩系,岩体发育片理构造,蚀变较强。呈灰白色,具粒状镶嵌结构,主要组成矿物为斜长石、石英、钾长石、黑云母等。副矿物主要为榍石、磷灰石、锆石等。3年龄测定结果为了阐明本次研究的花岗侵入岩类的形成时代及演化规律,我们对前述花岗侵入岩体进行了详细的TIMS锆石U-Pb同位素精确测年研究工作,以下就各岩石样品的年龄测定结果进行详细介绍,采样地理坐标及测定结果见表1。3.1u-pb定年对所采样品进行清洗后,根据显微镜下观察估算的锆石颗粒大小将岩石样品粉碎至100～120目,在双目实体镜下人工挑选出无包体、无裂纹、透明度高、自形程度好、适合进行U-Pb同位素测年的锆石,采用同位素稀释法进行U-Pb定年。锆石的溶解及U、Pb的分离在Krogh程序基础上做相应的改进。先将锆石在0.25mL容积的氟塑料容器内用高纯氢氟酸和硝酸混合溶剂溶解,并用208Pb-235U混合稀释剂稀释。锆石溶解后的样品溶液蒸干后,用硅胶-磷酸溶液将U和Pb加在同一单铼带灯丝上,在VG345型质谱仪上用高敏度Daly检测器进行同位素测定。在灯丝温度为1300～1400oC时采集Pb同位素数据,然后在灯丝温度升至1450～1500oC时采集U同位素数据。所有U-Pb同位素数据均对质量歧视效应做了校正。实验室全流程Pb空白为0.030～0.050ng,U空白为0.002～0.004ng。3.2来自人体的印度锆u-pb芳基年龄分析的结果3.2.1谐和线下点的年龄碱长花岗岩体(03T-127):锆石的U-Pb同位素测定及表面年龄计算结果列于表2和图1,所测定的锆石均呈浅黄色透明长柱状或细长柱状自形晶。共对4个锆石颗粒进行了U-Pb同位素测定,各锆石均具有较低的普通铅含量,表现为经实验空白校正后的206Pb/204Pb值较高,说明测试精度较高。4个点可明显分为两组。其中,1～3点均位于或靠近谐和线分布(其中2号点有轻微的Pb丢失),且3个点均具有一致的206Pb/238U表面年龄。因此,该3个点的206Pb/238U表面年龄的加权平均值395.1±0.9Ma代表了该岩体的形成时代。4号点亦位于谐和线上,具有较一致的206Pb/238U、207Pb/235U和207Pb/206Pb的表面年龄,显示出很好的U-Pb同位素系统封闭性,但4号点具有明显偏高的206Pb/238U表面年龄(527.9±0.7Ma),相当于寒武纪,较前人研究认为的围岩可可乃克群的时代还老,它应为捕获古老岩浆锆石的形成年龄。花岗闪长岩体(03T-129):锆石的U-Pb同位素测定及表面年龄分析结果列于表3和图2,测定锆石呈浅黄色—近无色,呈长柱状透明自形晶,所测定的4个点明显地可分为两组。第一组为1～3号分析点,它们具有较高的206Pb/238U表面年龄,而第二组4号点具有明显偏低的206Pb/238U表面年龄。第一组中的3号点整体位于谐和线上方且偏离较大,计算年龄时可以不考虑。2号点基本位于谐和线略偏下位置,说明有轻微的Pb丢失,表现为206Pb/238U、207Pb/235U和207Pb/206Pb的表面年龄的不一致。1号点位于谐和线上,206Pb/238U、207Pb/235U和207Pb/206Pb的表面年龄在误差范围内一致。因此,1号点的206Pb/238U表面年龄可能代表1～3号点锆石的形成时代。第二组4号点位于谐和线上,206Pb/238U、207Pb/235U和207Pb/206Pb的表面年龄一致,显示了很好的U-Pb同位素系统的封闭性,表明该锆石的年龄分析结果可靠。究竟是1～3号点分析的年龄还是4号点的年龄测定结果代表花岗闪长岩的形成时代,从几率上讲,第一组206Pb/238U表面年龄393.5±2.7Ma可能代表了该花岗闪长岩的形成时代,而第二组206Pb/238U表面年龄349.7±0.73Ma可能为新生锆石(后期热事件的产物)的形成年龄。同样,我们亦不能排除1～3号点的206Pb/238U表面年龄代表了前期岩浆锆石的形成时代,而4号点的年龄结果代表了花岗闪长岩的形成年龄。因此,该花岗闪长岩体的形成年龄尚需进行进一步研究分析及选用更先进的测试方法(如SHRIMP法)。本次研究,我们暂且以1～3号点的206Pb/238U表面年龄(393.5±2.7Ma)作为花岗闪长岩的形成年龄。石英闪长岩体(03T-137):测年对象锆石为浅黄色透明长柱状—短柱状自形晶体。共测定了4个锆石U-Pb同位素数据点,测试结果见表4和图3。其中,1号点位于谐和线上,在误差范围内具有一致的206Pb/238U、207Pb/235U和207Pb/206Pb的表面年龄,2～4号点位于谐和线右下方,但靠近谐和线,显示了微弱的Pb丢失,它们与1号点具有一致的206Pb/238U的表面年龄。1～44个测点的206Pb/238U表面年龄的加权平均值为327.3±0.9Ma,在误差范围内与1号点的206Pb/238U表面年龄328.3±2.3Ma一致。我们选取1～4号点206Pb/238U表面年龄的加权平均值327.3±0.9Ma代表石英闪长岩体的形成年龄。斜长花岗岩体(02TB-24):运用TIMS法测定锆石U-Pb同位素年龄,测定结果见表5和图4。所测定的锆石均呈浅黄色透明长柱状—细长柱状自形晶,共测定的5个锆石U-Pb同位素数据点,基本均位于谐和线上。其中,位于谐和线最上部的3号点上具有一致的206Pb/238U、207Pb/235U和207Pb/206Pb表面年龄,它的206Pb/238U表面年龄为494.6±4.1Ma;依次位于谐和线上的4号点206Pb/238U表面年龄为438.9±1.3Ma。1～2号点在谐和线上的位置基本重合,且具有一致的3组表面年龄,显示了锆石具有较好的U-Pb同位素封闭系统,它们的206Pb/238U表面年龄加权平均值为424.1±1.1Ma。位于谐和线最下部的5号点具有完全一致的206Pb/238U、207Pb/235U和207Pb/206Pb表面年龄,206Pb/238U表面年龄为403.3±2.1Ma。对于3号点的206Pb/238U表面年龄494.6±4.1Ma有两种解释,一是代表了花岗岩的形成年龄;二是代表了花岗岩中较老的继承锆石年龄,因该年龄为早奥陶世,我们倾向于第二种解释。对于4号点的206Pb/238U表面年龄,同样存在:①花岗岩形成年龄;②继承锆石受后期热事件影响或另一种继承锆石,我们倾向于第2种解释。对于1～2号点的206Pb/238U表面年龄加权平均值424.1±1.1Ma,我们倾向认为其代表了花岗岩的形成年龄。至于5号数据点的年龄可能代表了花岗岩遭受了一次十分强烈的403.3±2.1Ma左右的热—构造事件的叠加改造。尽管所获得的年龄数据比较复杂,但有一点可以肯定,那就是该花岗岩的形成年龄不会老于494.6±4.1Ma,不会比403.3±2.1Ma更年轻,它至少代表了天山早古生代晚期一次岩浆热事件的产物。3.1.2哈希勒根黑云母砂岩形成年龄黑云母花岗岩(03T-58):哈希勒根大坂黑云母花岗岩的锆石U-Pb同位素(TIMS)年龄测试,分析结果列于表6和图5。所分析的锆石可分为两种,一种为颜色较浅的浅黄色透明长柱状自形晶,在误差范围内具有一致的206Pb/238U表面年龄,在图6中均位于或邻近谐和线,206Pb/238U表面年龄加权平均值为286.8±0.8Ma。我们认为该年龄代表了哈希勒根黑云母花岗岩的形成年龄。另一组锆石颜色较深,呈浅紫色长柱状晶体,206Pb/238U表面年龄明显偏大,应为岩浆锆石中含有老的捕获锆石内核的一个混合年龄。3.2测试结果和年龄霍城果子沟角闪花岗岩体(03T-106):对果子沟出露的角闪花岗岩进行了锆石U-Pb同位素年龄测试,共进行了3个锆石U-Pb同位素年龄测试点,其中1粒为浅黄色透明长柱状自形晶,2粒为浅黄色透明短柱状自形晶,测试结果列于表7和图6。所测试的3个点基本位于谐和线或靠近谐和线,其中1号和3号点位于谐和线上,2号点位于谐和线左上方但靠近谐和线,1,2号点具有一致的206Pb/238U表面年龄,加权平均值为369.3±1.3Ma。3号点位于谐和线上且具有完全一致的206Pb/238U、207Pb/235U和207Pb/206Pb表面年龄,显示锆石具有良好的U-Pb同位素封闭系统,其206Pb/238U表面年龄为351.9±1.6Ma。对于上述369.3±1.3Ma和351.9±1.6Ma年龄值的解释有以下可能:①前者代表了花岗岩的形成年龄,后者为新生锆石,即受后期热扰动形成的锆石;②前者为捕获岩浆锆石,后者代表了花岗岩的形成年龄。由于该花岗岩侵入于早石炭世大哈拉军山组之中,所以369.3±1.3Ma代表了捕获早期岩浆锆石年龄,而351.9±1.6Ma则为花岗岩的形成年龄。昭苏煤矿花岗闪长岩体(03T-96):对昭苏煤矿附近侵入于早石炭世大哈拉军山组的花岗闪长岩中的锆石进行了U-Pb同位素年龄测试,测试结果列于表8和图7。所测试的锆石均呈浅黄色透明细长柱状—长柱状自形晶。其测试4个锆石U-Pb同位素数据点,从表7中可知,锆石中普通铅含量中等,表现为扣除实验空白后206Pb/204Pb值较高,表明测试结果可信。所测定的4个点除第2点位于谐和线上方,且偏离较远,测试结果无法利用外,1,3,4号点均位于谐和线上,其中1,3点具有较一致的206Pb/238U表面年龄和在误差范围内较一致的206Pb/238U、207Pb/235U和207Pb/206Pb表面年龄,表明锆石U-Pb同位素系统封闭较好,该两点206Pb/238U表面年龄加权平均值为348.4±0.8Ma。4号点同样具有一致的206Pb/238U、207Pb/235U和207Pb/206Pb表面年龄,206Pb/238U表面年龄为373.5±1.2Ma。由于该花岗闪长岩体侵入于早石炭世大哈拉军山组之中,所以373.5±1.2Ma应为捕获前期岩浆锆石的年龄,而348.4±0.8Ma应该为花岗闪长岩体的形成时代。新源则克台角闪辉长岩(03T-95):锆石U-Pb同位素测年(TIMS)结果列于表9和图8,所测定的锆石可分为两组。一组为近无色的双锥透明短柱状或长柱状自形晶,另一组为浅黄色透明长柱状自形晶。第一组共测试两个点,其具有一致的206Pb/238U表面年龄,加权平均值为308.5±1.0Ma。第二组共测试1个3号点,206Pb/238U表面年龄为303.8±1.0Ma。在谐和线图中,1,3号点均偏离谐和线,分布于谐和线的左上方,显示出有轻微的后期U丢失,2号点位于谐和线上。因此,我们采用2号点的206Pb/238U表面年龄308.2±1.2Ma代表该角闪辉石岩的形成年龄。3.3岩体形成年龄巴音布鲁克含石英闪长岩体(03T-64):利用TIMS法对侵入于巴音布鲁克组的含石英辉长岩侵入体中的锆石进行了U-Pb同位素年龄测试,测试结果列于表10和图9。测年对象锆石均呈浅黄色透明不规则晶形。共完成4个锆石点测年,除1号点外(位于谐和线上方,且偏离较远,无法利用),其他3点均位于谐和线上或邻近谐和线(位于谐和线下方,显示了轻微的铅丢失)。上述3个测点可以分为两组,第一组由2,3号点组成,在误差范围内具有比较一致的206Pb/238U、207Pb/235U和207Pb/206Pb表面年龄,显示出锆石U-Pb同位素系统具有良好的封闭性以及锆石成因的一致性,较高的Th/U值亦反映出岩浆成因的特征。因此,2,3号点的206Pb/238U表面年龄加权平均值446.8±1.2Ma代表了岩体的形成年龄。4号点的206Pb/238U表面年龄明显偏低,作者倾向于该锆石为岩体形成时结晶锆石中有后期新生锆石的混入的结果。库尔干南角闪斜长花岗岩体(02TB-18):对出露于独—库公路南段库尔干道班南14.6km处的角闪斜长花岗岩进行U-Pb同位素年龄测试,所测定的对象锆石呈浅黄色透明粗长柱状自形晶或浅黄色透明短柱状自形晶。一共测定了3个锆石U-Pb同位素年龄数据点,测定结果列于表11和图10。其中,1,2号点靠近谐和线分布,在误差范围内具有一致的206Pb/238U表面年龄,加权平均值为426.3±1.9Ma,3号点位于谐和线上方,且偏离稍远。因此,426.3±1.9Ma代表了该角闪斜长花岗岩的形成年龄。库尔干南黑云斜长花岗岩(02T-19):对出露于独—库公路南段库尔干南15.2km处的黑云斜长花岗岩进行了U-Pb同位素年龄测试(TIMS),所测定的对象锆石呈浅黄色透明粗长柱状—长柱状—短柱状自形晶,共测定了4个锆石U-Pb同位素年龄点,分析结果列于表12和图11。所测定的4个锆石点中,1,2,4号点均位于谐和线或非常靠近谐和线,3号点位于谐和线左上方且偏离较大,测年结果难以利用。位于谐和线上的1,2,3号点中,1,2号具有一致的206Pb/238U表面年龄,加权平均值为425.1±1.7Ma。其中,2号点在误差范围内具有一致的206Pb/238U、207Pb/235U和207Pb/206Pb表面年龄,显示出锆石具有良好的U-Pb同位素系统封闭性,为典型的岩浆锆石。2号点206Pb/238U表面年龄为425.2±1.1Ma,在误差范围内与1,2号点206Pb/238U表面年龄加权平均值完全一致。4号点位于谐和线上,206Pb/238U表面年龄为445.4±1.2Ma,大于1,2号点的206Pb/238U表面年龄,且其206Pb/238U、207Pb/235U和207Pb/206Pb表面年龄相差较大,尤其是2076Pb/206Pb表面年龄大于206Pb/238U表面年龄,暗示可能应有更大的206Pb/238U表面年龄出现才对。作者认为该445.4±1.2Ma代表了岩体形成中结晶锆石中含有古老的“核”,是一个混合年龄。而1,2号点206Pb/238U表面年龄的加权平均值425.2±1.8Ma代表了黑云母花岗岩的形成年龄。4古生代花岗岩的地球化学特征的研究4.1岩石成分本次研究所采集的花岗岩及侵入岩样品主量及微量、稀土元素分析结果列于表13。样品02TB-18,19,24主量元素在西北大学大陆动力学实验室采用XRF法测定,其余在中国科学院贵阳地球化学研究所用XRF法测定;微量元素在西北大学地质系“教育部大陆动力学重点实验室”用ICP-MS测定,并用BHVO-1、AVG-1、G-2等国际标准物质进行质量监控。为了对比上的方便,将本次研究的花岗岩或侵入岩按其形成时代和分布地区划分为:①中天山托克逊南—库米什北地区志留—早泥盆世花岗岩类;②中天山托克逊南—库米什北地区及哈希勒根大坂石炭—二叠纪花岗岩类;③伊犁石炭二叠纪裂谷带石炭纪花岗岩类;④南天山库尔干花岗岩类;⑤辉长侵入岩类等分别进行阐述。4.1.1岩石学和稀土元素球粒岩石地球化学特征对托克逊南库米什以北侵入于奥陶纪可可乃克群中的碱长花岗岩(03T-127)和黑云母花岗岩(02TB-24)的主量、微量元素研究表明,其SiO2=68.91%～64.93%,Al2O3=15.08%～17.19%,CaO和MgO含量分别介于2.76%～4.97%和0.75%～1.74%。A/CNK[(molarAl2O3/(CaO+Na2O+K2O))=1.01～1.44,为铝过饱和型,ω(K2O)/ω(Na2O)=0.17～0.84,为富钠类型。花岗岩σ值1.13～2.04,小于3.3,在AlK-SiO2岩浆系列判别图中为亚碱性系列(图12A),在AFM图解中为钙碱性系列(图12B)。在K2O-SiO2图解中,位于钙碱系或高钾钙碱系列(图12C),在A/NK-A/CNK相关图中为过铝花岗岩(图12D)。在CIPW标准矿物An-Ab-Or图解中位于花岗闪长岩和奥长花岗岩区(图14A),在R1-R2岩石类型分类图中(图13B)位于花岗闪长岩区。样品ΣREE=112.49×10-6～395.05×10-6,LREE/HREE=6.05～9.77,(Ce/Yb)N=2.38～4.25,δEu=0.65～0.72,在稀土元素球粒陨石标准化分配型式上呈现轻重稀土强烈分馏的轻稀土元素强烈富集的特点,具有一定的铕负异常(图14)。在大洋中脊花岗岩微量元素标准化蛛网图中,具有Rb、Th、Ba富集,Nb、Ta亏损的特点,整体分配型式与Pearce(1984)阐述的火山弧型花岗岩类似(图14)。在ω(Rb)-ω(Y+Nb)和ω(Nb)-ω(Y)图解中(图15),投点位于板内区,在R1-R2构造环境判别图中(图16)落入碰撞期花岗岩区。由于花岗岩构造环境判别主要受其源岩制约,其构造环境的判别要结合区域构造演化过程进行确认。根据最新研究成果,天山古生代洋盆在晚泥盆—早石炭世闭合,志留纪—早泥盆世洋盆处于俯冲消减期(XiaLinqietal.,2003;2004;何国琦等,1994)。因此,产于托克逊南—库米什一带的花岗岩的形成可能与俯冲作用有关,推断其形成于类似现今活动大陆边缘的火山弧环境。4.1.2稀土元素球粒沉积相其SiO2=55.23%～69.68%,除03T-57电气石花岗岩外,Al2O3=15.41%～17.69%,含量较高。A/CNK=0.68～1.29,为准铝—铝过饱和型,ω(K2O)/ω(Na2O)=0.43～0.84,为富钠类型(肖庆辉等,2002)。花岗岩σ值1.85～2.55,小于3.3,在AlK-SiO2岩浆系列判别图中为亚碱性系列(图12A),在AFM图解为钙碱性系列或拉斑系列(图12B)。在K2O-SiO2图解中,位于钙碱系或拉斑系列(图12C),在A/NK-A/CNK相关图中为准铝—过铝花岗岩(图123D)。在CIPW标准矿物An-Ab-Or图解中(图13A)位于花岗岩和英云闪长岩区,在R1-R2岩石类型分类图中(图13B)位于花岗闪长岩和英云闪长岩区。样品ΣREE=75.7～138(×10-6),LREE/HREE=2.29～10.7(Ce/Yb)N=0.54～5.75,δEu=0.31～0.89。样品03T-57由于富含白云母和电气石,明显为壳源“S”型花岗岩,由于副矿物含量高以及副矿物对稀土元素的选择性吸收,造成该样品具有强烈的铕负异常和轻重稀土分异不明显的近似平坦型分布型式,同时具有最低的稀土总量和LREE/HREE值。其余3个样品均具有一致的稀土元素球粒陨石标准化分配型式,铕负异常不明显,总体呈现轻重稀土强烈分馏的轻稀土元素富集的特点(图14)。在微量元素方面,具有较高的Rb含量(112×10-6～257×10-6)。在微量元素大洋中脊花岗岩标准化蛛网图中,具有明显的Rb、Th峰和Ba低谷,Nb、Ta、Zr、Hf等高场强元素亏损的特点,整体分配型式与Pearce(1984)阐述的同碰撞或后碰撞花岗岩类似(图14)。在ω(Rb)-ω(Y+Nb)和ω(Nb)-ω(Y)图解中(图156),投点位于VAG或(VAG+Syn)-COLG区域,在R1-R2构造环境判别图中(图16)落入碰撞期或碰撞后隆起花岗岩区。根据最新研究成果,天山古生代洋盆在晚泥盆—早石炭世闭合(肖庆辉等,2002;XiaLinqietal.,2003)。因此,该类花岗岩应产于后碰撞(post-collision)构造环境。4.1.3稀土元素球粒沉积相共测定花岗岩样品两个,其SiO2=68.68%～64.79%,Al2O3=14.65%～15.41%,CaO和MgO含量较高,分别介于2.68%～2.78%和0.79%～0.98%。A/CNK=1.02～1.15,为铝过饱和型,ω(K2O)/ω(Na2O)=0.05～0.46,为富钠类型。花岗岩σ值1.00～1.65,小于3.3,在AlK-SiO2岩浆系列判别图中为亚碱性系列(图12A),在AFM图解为钙碱性系列(图12B)。在K2O-SiO2图解中,位于钙碱系或拉斑系列(图12C),在A/NK-A/CNK相关图中为过铝花岗岩(图12D)。在CIPW标准矿物An-Ab-Or图解中(图13A)位于奥长花岗岩区,在R1-R2岩石类型分类图中(图13B)位于花岗闪长岩区。样品ΣREE=126×10-6～216×10-6,LREE/HREE=6.49～9.77,(Ce/Yb)N=2.21～3.02,δEu=0.60～0.68,在稀土元素球粒陨石标准化分配型式上呈现轻重稀土强烈分馏的轻稀土元素富集的特点,具有一定的铕负异常(图14)。在大洋中脊花岗岩微量元素标准化蛛网图中,具有Rb、Th富集,Nb、Ta、Zr亏损的特点,Ba低峰不明显,整体分配型式与Pearce(1984)阐述的火山弧型花岗岩类似(图14)。在ω(Rb)-ω(Y+Nb)和ω(Nb)-ω(Y)图解中,投点位于VAG或VAG+Syn-COLG与WPG交汇区(图15),在R1-R2构造环境判别图中落入同碰撞花岗岩区(图16)。同样,按最新天山造山带的研究成果(肖庆辉等,2002;XiaLinqietal.,2003),上述花岗岩类形成于后碰撞(post-collision)构造环境。4.1.4岩石学和微量元素地球化学特征采于南天山独库公路库尔干南14.6km和15.2km处的黑云斜长花岗岩和角闪斜长花岗岩SiO2介于55.70%～60.30%,Al2O3含量较高,为15.84%～16.66%。依据主元素分析结果,其A/CNK=0.91～1.02,为准铝质或铝微过饱和型。CaO和MgO含量较高,分别变化于4.46%～6.91%和2.75%～4.29%。Rb含量较低为80.8×10-6～29.20×10-6,Sr含量较高为276×10-6～324×10-6。样品的ω(K2O)/ω(Na2O)=0.68～0.31,说明岩石贫钾。花岗岩σ值1.13～2.04,在AlK-SiO2岩浆系列判别图中为亚碱性系列(图12A),在AFM图解为钙碱性系列(图12B),岩石里特曼指数明显小于3.3。在K2O-SiO2图解中,位于钙碱系列(图12C),在A/NK-A/CNK相关图中为准铝质花岗岩(图12D)。在CIPW标准矿物An-Ab-Or图解中(图13A)位于花岗闪长岩和英云闪长岩区,在R1-R2岩石分类图中位于花岗闪长岩和英云闪长岩区(图13B)。样品ΣREE=158×10-6～81.8×10-6,LREE/HREE=5.03～5.14,(Ce/Yb)N=1.55～1.66,δEu=0.61～0.89,呈现出明显的轻重稀土分馏的LREE富集的球粒陨石标准化分配型式,具有一定的铕异常(图14)。在大洋中脊花岗岩微量元素标准化蛛网图中,样品呈现明显的K、Rb、Th、Ba富集和较明显的Nb、Ta、Zr、Hf等高场强元素的亏损,整体分配型式与Pearce(1984)阐述的火山弧型花岗岩类似(图14)。在ω(Rb)-ω(Y+Nb)和ω(Nb)-ω(Y)图解中(图15),投点位于VAG或(VAG+Syn)-COLG区,在R1-R2构造环境判别图中落入碰撞期前构造环境(图16)。根据天山造山带目前的研究现状,一般认为中天山南缘蛇绿混杂岩带所代表的南天山古生代洋盆消减闭合的时限为中志留世,碰撞时限为早泥盆世,时限约为420～350Ma(董云鹏等,2005)。因此,形成于426Ma的上述花岗岩与南天山古生代洋盆俯冲时限相近,应形成于岛弧构造环境。4.1.5稀土元素球粒事物量学特征巴音布鲁克含石英辉长岩体(03T-64)在AlK-SiO2岩浆系列判别图中为亚碱性系列(图12A),在AFM图解为钙碱性系列(图12B)。在R1-R2岩石分类图中位辉长岩区(图13B)。样品稀土元素球粒陨石标准化分配型式上呈现轻重稀土略微富集的特点(图14),微量元素原始地幔标准化蛛网图中具有大离子亲石元素富集和明显的Nb、Ta槽(图14),应形成于岛弧构造环境。伊犁则克台角闪辉长岩(03T-95)亦为钙碱系列,在在R1-R2岩石分类图中位辉长岩区(图13B)。样品稀土元素球粒陨石标准化分配型式上呈现轻重稀土略微富集的特点,微量元素MORB标准化蛛网图中具有大离子亲石元素富集的“大隆起”型式(图14),形成于板内构造环境。依据岩石中的Nb、Ta亏损的特征,推断岩浆形成过程中受到了地壳的混染。4.2-nd-pb的定位特征和源区域特征的探讨4.2.1分析过程中国际标样的分析本次研究采取的花岗岩及辉长岩样品Sr、Nd、Pb同位素测试结果分别列于表14,15,16。Sr-Nd-Pb同位素均在中国科学院地质与地球物理研究所完成,Sr-Nd同位素化学分析实验流程及质谱测定见Wuetal.,(2002),并分别采用86Sr/88Sr=0.1194、146Nd/144Nd=0.7219进行标准化,分析过程中国际标样的分析结果分别为:NBS-60787Sr/86Sr=1.20035±1(2σn,n=6);LaJolla143Nd/144Nd=0.511854±7(2σn,n=8)。Pb同位素分析流程为:称取约150mg样品,用HF酸分解样品,采用HBr体系,在AG1×8阴离子交换柱上分离、提纯Pb。用硅胶做发射剂,在英制VG354固体质谱计上测定Pb同位素组成。Pb全流程空白值<1ng。分析过程中国际标样的分析结果为:204Pb/206Pb=0.059003±0.000084(1σn,n=6),207Pb/206Pb=0.91439±0.00017(1σn,n=6),208Pb/206Pb=2.16441±0.00097(1σn,n=6)。同位素的回时计算系采用实测的Rb、Sr、Sm、Nd、U、Th、Pb含量,结合岩体形成年龄,扣除岩石形成以来的放射性成因贡献,计算出同位素初始比值。4.2.2岩石初始硅同位素南天山库尔干南花岗岩初始锶同位素比值变化于0.705694～0.705084,εNd(t)值为-1.54～-2.81,T2DM介于1411Ma～1509Ma,远大于岩体形成年龄,δ18O‰=11.7(02TB-19),揭示地壳物质在花岗岩浆形成过程中起了重要作用。托克逊南—库米什地区志留纪花岗岩(02TB-24)初始锶同位素比值为0.70982,εNd(t)值为-0.60,TDM为1401Ma,δ18O‰=11.2,(206Pb/204Pb)t=18.4181,(207Pb/204Pb)t=15.6062,(208Pb/204Pb)t=38.3163。中天山托克逊—库米什石炭—二叠纪花岗岩初始锶同位素比值变化于0.70435～0.70819,εNd(t)值为-3.56～1.90,T2DM介于963Ma～1245Ma,远大于岩体形成年龄,δ18O‰=6.7～12.6,(206Pb/204Pb)t=18.3175～19.6930,(207Pb/204Pb)t=15.5709～15.6262,(208Pb/204Pb)t=38.0911～38.2129。伊犁石炭—二叠纪裂谷带中花岗岩初始锶同位素比值变化于0.70713～0.709,εNd(t)值为-1.02～-2.12,T2DM或TDM介于1147Ma～1192Ma,远大于岩体形成年龄,δ18O‰=4.3～9.1,(206Pb/204Pb)t=17.5316～18.9214,(207Pb/204Pb)t=15.4173～15.5912,(208Pb/204Pb)t=36.7766～38.3922。巴音布鲁克晚奥陶世石英辉长岩初始锶同位素比值为0.70457,εNd(t)值为4.57,TDM为802Ma,δ18O‰=5.8,(206Pb/204Pb)t=18.3240,(207Pb/204Pb)t=15.4950,(208Pb/204Pb)t=37.622。伊犁新源则克台角闪辉长岩初始锶同位素比值为0.70531,εNd(t)值为-0.17,T2DM为1092Ma,远大于岩体形成年龄,(206Pb/204Pb)t=18.048,(207Pb/204Pb)t=15.508,(208Pb/204Pb)t=37.915。依据Sr-Nd-Pb同位素回时计算结果,本次研究所取的花岗岩初始锶同位素比值高,介于0.70435～0.70982,εNd(t)值多小于零或为很低的正值,T2DM或TDM均远大于岩体形成年龄,δ18O‰多大于10,个别为6.7,显示出古老壳源物质在花岗岩浆的形成过程中起了重要作用。同时,鉴于花岗岩的εNd(t)均在0左右偏离,同样说明,新生地壳在花岗岩浆的形成过程中同样起着重要作用。对于辉长岩来讲,它是地幔源区部分熔融的产物,但受到了古老地壳物质的混染作用,造成其εNd(t)为低的正值或介于零附近。4.2.3南天山和中私家车地区在微量元素比值对上,托克逊南—库米什北及哈希勒根大坂古生代花岗岩(包括早泥盆世和石炭—二叠纪花岗岩)具有高的Zr/Nb值(16.00～24.20)、La/Nb值(2.90～3.97)、Th/Nb值(0.86～1.34)和Zr/Hf值(36.20～42.90),伊犁石炭二叠纪裂谷带中花岗岩具有较低的Zr/Nb值(8.39～11.99)、La/Nb值(1.13～1.83)、Th/Nb值(0.71～0.73)和Zr/Hf值(35.00～39.90);南天山库尔干地区花岗岩上述微量元素比值变化较大,Zr/Nb比值为(10.60～29.60)、La/Nb值(1.79～2.15)、Th/Nb值(0.42～0.68)和Zr/Hf值(34.70～40.20),巴音布鲁克石英辉长岩体和伊犁新源则克台具有最高的Zr/Nb值(24.70～33.60)、La/Nb值(2.04～3.44)、Zr/Hf值(37.70～41.60)和中等Th/Nb值(0.55～0.74),上述微量元素的差异应是岩浆源区不同的反映。在Zr/Hf-La/Nb相关图中,本次研究的花岗侵入岩类明显可区分为两组,一组为伊犁石炭—二叠纪裂谷带中的花岗岩-辉长岩和巴音布鲁克地区石英辉长岩,另一类为南天山和中天山微地块内的花岗岩(图17)。同样,在(207Pb/204Pb)t-(206Pb/204Pb)t及(208Pb/204Pb)t-(206Pb/204Pb)t相关图中(图18A,B),南天山及中天山微地块中的花岗岩相对于伊犁裂谷带及巴音布鲁克地区的花岗侵入岩具有高的(207Pb/204Pb)t和(208Pb/204Pb)t含量,充分显示出上述两组花岗侵入岩源岩浆性质的差异。对于与辉长岩具有相似铅同位素特点的伊犁石炭—二叠纪裂谷带花岗岩,幔源物质应在花岗岩浆起源中起了主要作用。由于花岗岩浆不可能来源于地幔(邓晋福等,2004),所以这种幔源物质应是一种新生地壳,即早期或同期基性岩(包括底侵基性岩浆),花岗岩浆正是通过其部分熔融形成。结合前述花岗岩的初始锶同位素含量高,T2DM远高于花岗岩形成年龄,有理由推断新生地壳通过部分熔融后形成的岩浆经过了古老地壳的混染作用形成了前述花岗岩浆。同样,中天山微地块和南天山古生代花岗岩,相对于伊犁石炭—二叠纪裂谷带花岗岩来讲,具有高的Pb同位素比值,则说明陆壳在花岗岩浆起源过程中起了重要作用。在(207Pb/204Pb)t-(206Pb/204Pb)t相关图中(图19),伊犁石炭纪—二叠纪裂谷带花岗侵入岩与巴音布鲁克辉长岩体大部分投点分布于MORB区,一个点靠近EMⅡ分布,而中天山微地块和南天山花岗岩基本投点位于EMⅡ区或靠近EMⅡ区,亦说明伊犁石炭—二叠纪裂谷区花岗岩主要与新生地壳的部分熔融有关,岩浆形成过程中受到了老地壳的混染作用,个别样品由于混染较强,Pb同位素系统已被陆壳Pb同位素特征取代。同样,中天山南天山花岗岩源区为EMⅡ富集地幔源,说明古老地壳在岩浆形成过程中起了主要作用。为了进一步阐述本次所采集花岗岩岩浆的源区性质,我们利用胡霭琴(1998)年的资料,将花岗岩与其出露地块中的前寒武系不同岩石类型的εNd(t)值进行对比,以确定花岗岩浆的可能源区。回时计算分别采用t=430Ma,400Ma,350Ma,300Ma4个年龄数据。在选用对比对象时,将托克逊南—库米什北不同时代花岗岩与库米什地区中新元古界的花岗片麻岩、片麻岩、片岩和斜长角闪岩分别进行对比,将伊犁石炭—二叠纪花岗岩与伊犁地块北缘温泉中新元古界的花岗片麻岩和斜长角闪岩分别进行对比,将南天山库尔干花岗岩与中新元古界木札尔特群花岗片麻岩、片麻岩和斜长角闪岩分别进行对比。对比结果表明,在t=430Ma时,库米什斜长角闪岩的εNd(t)=1.34～-0.78,花岗片麻岩εNd(t)=-5.88～-7.24,片麻岩=-1.87～-3.28,片岩=-2.11～-3.45。样品02TB-24的εNd(t)=-0.60,与库米什的斜长角闪岩εNd(t)(t=430Ma)时近似,因此样品02TB-24可能为类似于库米什斜长角闪岩部分熔融形成。在t=300Ma时,库米什斜长角闪岩的εNd(t)=0.75～-1.88,花岗片麻岩εNd(t)=-7.92～-10.24,片麻岩=-2.57～-5.18,