新疆北山清白山花岗岩体成因及构造环境分析

孙乾龙 夏冬 弓小平

摘 要：清白山花岗岩体出露于新疆北山地区，为厘清该岩体的成因、形成时代以及构造环境，以探讨新疆北山地区大地构造演化的制约因素，对其开展了LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素定年和地球化学特征分析。结果显示，岩体锆石206Pb/238 U 同位素加权平均年龄为（408.4±2.0） Ma（n=15，MSWD=0.47），为早中泥盆世。花岗岩属高钾钙碱性过铝质高分异的“S”型花岗岩：SiO2含量75.27%～75.78%，TiO2含量0.005%～0.01%，Al2O3含量13.97%～14.41%，MgO含量0.07%～0.09%，K2O+Na2O含量8.00%～8.42%，K2O/Na2O比值为1.08～1.45，铝饱和指数A/CNK为1.11～1.21;輕、重稀土元素分馏作用不明显（La/Yb）N=3.42～4.57，具明显四分组效应，铕负异常（δEu为0.11～0.16）强烈，富集Rb，U，K，P等元素，亏损 Th，Sr，Zr，Ti 等元素，总体表现出高硅、富铝、富钾、低钛、低Sr、Yb的特征。结合区域地质资料及前人研究成果，本文认为清白山花岗岩体形成于俯冲消减的末期板块碰撞环境，暗示北山地区洋盆在早泥盆世已处于俯冲消减的末期，至中泥盆世洋盆闭合，此时洋盆已开始进入主体碰撞阶段。

关键词：清白山花岗岩体;LA-ICP-MS锆石U-Pb 定年;地球化学;北山地区

清白山花岗岩体出露于新疆北山地区，处于中亚造山带东段，是西伯利亚、哈萨克斯坦和塔里木板块古生代期间洋陆构造转换的交汇地带。清白山地区大地构造位置可进一步划分为中天山地块、北山裂谷系及红柳河蛇绿混杂岩带（图1），构造演化过程极为复杂，自20世纪80年代以来，槽台学说、板块学说先后在北山地区得到运用，学者们对北山构造演化过程提出诸多学术观点，基本划分了北山大地构造单元及构造属性[1-8]。但在北山洋盆闭合时限上依然存在争议，焦点主要集中在北山古洋盆的闭合时限上。刘雪亚等提出[2]，北山地区洋陆转换开始于中奥陶世，洋盆则在石炭纪闭合，直到早二叠世各地块拼贴成为一个整体;左国朝等认为[3]，北山地区自早古生代以来，经历过多次手风琴式的开合运动，北山洋盆形成于奥陶纪，在泥盆纪闭合，晚古生代开始进入陆内演化阶段，在早二叠世板内发生开裂，再次形成洋盆并于晚二叠世闭合;何世平等认为[5]，北山板块于前寒武纪开始裂解，在早奥陶世拉张为洋盆，志留纪时期洋盆收缩并在志留纪—早泥盆世洋盆闭合;余吉远等通过北山地区地层特征的研究[8]，也支持北山洋盆闭合于早泥盆世这一观点;但毛启贵等和Xiao et al通过研究野外地质剖面、构造、岩浆岩、地球化学和古地磁得出的证据[6-7]，认为北山地区古生代地理格局是多洋盆并存，并经历了多期次的块体拼合运动，北山地区在晚古生代存在3个活动大陆边缘或岛弧，之间被蛇绿混杂岩带分开，红柳河洋盆和红石山洋盆分别于泥盆纪、石炭纪关闭，在二叠纪这些岛弧、地块和克拉通地体最终碰撞拼贴。

北山洋盆的闭合与古亚洲洋的演化密切相关，而上述不同的观点又对了解北山地区大地构造单元的划分、岩浆演化过程以及北山构造带属性产生较大制约。因此，是亟待解决的问题。清白山地区广泛发育闪长岩、花岗岩，这些地质体据《新疆哈密雅满苏镇幅1∶25万区调修测研究报告》显示，属塔里木板块北缘活动带北山裂谷构造岩浆带的一部分，是北山构造带形成与演化的产物，记录了古北山洋盆开合的重要信息，因此是了解洋盆闭合时限的关键之一。2017～2018年，笔者跟随新疆地质调查院参与新疆哈密市盐池南三架山一带1∶5万区域地质矿产调查时，有机会对清白山地区出露的侵入岩展开调查与研究，并借此契机，采集了花岗岩样品，借助岩相学、岩石地球化学及同位素地质年代学等手段对清白山花岗岩体的形成时代、岩石成因和形成构造背景进行分析，以期为该区域北山洋盆的构造演化提供新的素材。

1  清白山花岗岩体地质特征

研究区内出露地层为一套长城系古硐井岩群碳酸盐岩建造和蓟县系平头山组碎屑岩-碳酸盐岩建造的变质沉积盖层。侵入岩广泛发育，以泥盆纪侵入岩居多，岩性包括英云闪长岩、花岗岩、二长花岗岩等岩石单元，属北山侵入岩带的一部分。本文研究的清白山地区内则主要发育花岗岩。这些岩石单元呈NE向、近EW向带状展布，由一系列大小不同的岩基组成，多侵入到长城系古硐井岩群和蓟县系平头山组中，接触带常发育绿泥石化、绿帘石化、硅化等热液蚀变现象。据1∶25万雅满苏镇幅区域地质调查资料显示，清白山地区泥盆纪侵入岩属洋陆俯冲-同碰撞-后碰撞造山过程中形成的壳源“S”型花岗岩系列，该调查资料获得两组本地区花岗岩锆石年龄为（396±18） Ma和（384±10） Ma，显示为晚古生代岩浆弧的侵入岩岩石记录。本次研究采集的样品位于清白山地区北侧的花岗岩体内，位置介于E 93°48′50.32″、N41°10′44.78″至E 93°48′37.65″、N41°10′54.05″之间（图1）。共计6组样品，样品编号分别为：18YQ-46、18YQ-47、18YQ-48、18YQ-49、18YQ-50、18TW-46。

2  岩相学特征

采集的5组清白山花岗岩体岩石样品在镜下鉴定其岩性均为花岗岩（图2-c，d），粒度为中到细粒不等，颜色为灰白至浅灰红色，花岗结构，块状构造。岩石主矿物主要有斜长石、钾长石、石英、白云母等，副矿物包括磷灰石、锆石等。斜长石呈半自形板状，粒径0.4～2.0 mm，聚片双晶发育，普遍轻度绢云母化、高岭土化，少数细粒化，杂乱分布，含量约55%～63%;钾长石呈他形粒状，粒径0.5～2.2 mm，具条纹结构，为条纹长石，轻度泥化，含量约为10%;石英呈他形粒状，粒径0.5～3.6 mm，波状消光，分布不均匀，含量25%～30%;白云母呈片状，片径0.2～2.4 mm，无色，杂乱分布，含量约占2%;磷灰石呈柱状、粒状，粒径0.03～0.1 mm。此外，岩石样品局部可见褐铁矿化和磁铁矿化，岩石中有少量不规则网脉状微裂纹，内充填铁质，宽小于0.05 mm，以及少量石榴石，粒径在0.03～0.8 mm之间，显均质性。后期岩石中部分长石、石英、细粒化重结晶呈微粒状集合体，约占岩石25%。

3  测试方法

本次选用灰白色中细粒花岗岩作为锆石U-Pb定年样品（18TW46），而岩石地球化学分析样品则尽量采集清白山地区内较新鲜或蚀变较轻的岩石，以保证测试数据的准确性，采样位置见图1。

锆石制靶、阴极发光图像分析和微量元素含量及U-Pb同位素定年均在西安兆年矿物测试技术有限公司LA-ICP-MS实验室完成。详细的仪器名称、参数和测试条件等参见表1，具体分析流程和数据处理等参见侯可军等的文章[9]。对分析数据的离线处理（包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算）采用软件Glitter 4.4完成，测试误差为1σ。岩石地球化学全分析和测试在河北省廊坊区域地质矿产调查研究所实验室完成。全岩主量元素采用X射线荧光光谱法测定，所用仪器为Axiosmax微X射线荧光光谱仪，分析精度优于2%;微量及稀土元素采用 ICP-MS 方法测定，所用仪器为X Series2型等离子体质谱仪，测试误差小于5%。

4  测试结果

4.1  LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄

清白山花岗岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果见表2。U-Pb谐和曲线图以及采用的206Pb/238U年龄进行加权年龄平均值计算的柱状图见图3-a，b。本次测试共选用了15颗锆石，分析了15个点。从锆石阴极发光图像来看（图4），锆石形态主要呈长柱状，震荡环带与韵律结构清晰，具岩浆锆石成因的特点。此外，Th/U比值均大于0.4（表2），表明本次定年所用锆石为岩浆成因[10-11]。如图3所示，206Pb/238U年龄值为401～412 Ma，所有點分布密集，均在谐和曲线上或附近，说明年龄值真实可靠，加权平均年龄为（408.4±2.0） Ma（MSWD=0.47），为早泥盆世晚期—中泥盆世，代表了岩浆侵位时间。

4.2  地球化学特征

清白山地区花岗岩岩石地球化学测试数据列于表3。花岗岩SiO2含量较高，为75.27%～75.78%，均值75.53%;TiO2含量0.005%～0.01%，均值0.007 5%;Al2O3含量13.97%～14.41%，均值14.21%;MgO含量较低，介于0.07%～0.09%，均值0.082%。;岩石碱性较强，K2O+Na2O含量8.00%～8.42%，均值为8.20%;K2O/Na2O比值为1.08～1.45，均值1.19，铝饱和指数A/CNK为1.11～1.21，均值为1.17，总体表现出高硅、富钠，低镁、低钛的特征。在花岗岩TAS分类图解中（图5-a），样品点全部落入到花岗岩区域内，在A/NK-A/CNK图解上均落在过铝质范围内（图5-b），在SiO2-K2O图解中，所有样品全部落入高钾钙碱性区域内。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上（图6-a），清白山花岗岩体显示出富集Rb，U，K，P等元素，亏损Th，Sr，Zr，Ti 等元素的特征。在稀土元素球粒陨石标准化分布模式图中（图6-b），显示出轻稀土富集（LREE/HREE=2.57～3.36），较强的 Eu负异常（δEu=0.11～0.16）以及轻重稀土元素分馏不明显（（La/Yb）N =3.42～4.57）的特点。此外，分布曲线外形类似 “海鸥型”，具较强的四分组效应，花岗岩的稀土总量较低（ΣREE为 19.42×10-6 ～26.39×10-6），Zr/Hf比值小于25，这些特征显示出清白山花岗岩体经历了较大程度的分异演化。综合上述特征可知，清白山地区花岗岩应属高钾钙碱性、强过铝质、高分异特征的花岗岩。

5  讨论

5.1  岩石成因

前文已提及清白山花岗岩经历了较高程度的分异演化，而高分异的“I”型与“S”型花岗岩常会出现部分相似的特征[16-21]，导致它们难以区分，但与“A”型花岗岩对比依然有很大的不同。Whalen et al研究指出[17]，“A”型花岗岩通常具较高的元素组合Zr+Nb+Ce+Y值（大于350×10-6）及10 000Ga/Al值（典型的“A”型花岗岩下限值为2.6），而本文样品元素组合Zr+Nb+Ce+Y均值为50.64×10-6，远低于“A”型花岗岩，其次，10 000Ga/Al值（平均值2.25）也低于典型的“A”型花岗岩下限值。因此，本次研究的清白山花岗岩体必然不属于“A”型花岗岩。

对于高分异的“I”型与“S”型花岗岩来说，一般用于区分两者的判别方式常常具有较强的不确定性。例如通常认为角闪石、堇青石为“I”、“S”型花岗岩的标志性矿物，但在高分异的花岗岩中两者在矿物组成和地球化学特征方面会表现出较大的相似性，造成用于区分二者成因的矿物组成类型特征及相关判别图解难以再适用 [18-21]。但前人研究表明，“S”型花岗岩通常富铝、富钾，其A/CNK值远大于1.1，K2O /Na2O也大于1，为典型的富钾强过铝质花岗岩[22]。本文K2O/Na2O比值为1.08～1.45，铝饱和指数A/CNK在1.11～1.21之间，属“S”型花岗岩的范畴;其次，Chappell和李献华等的研究表明[18，20，23]，Th 和 Y两元素在早期过铝质岩浆演化过程中，优先在如独居石等矿物中富集，因此，“S”型花岗岩通常Th和Y含量较低;与“S”型花岗岩相反，“I”型花岗岩中的Th和Y不会在岩浆演化早期就结晶，所以Th 和 Y 含量在“I”型花岗岩中会很高;Chappell和李献华等还指出[18，20，23]，“S”型花岗岩与“I”型花岗岩中Rb的含量变化与Th，Y存在关联，通常“I”型花岗岩中Y和Th含量与Rb含量呈正相关，而在“S”型花岗岩中Y和Th含量随Rb含量的变化而呈负相关。因此，可用Rb，Th和 Y的散点图来鉴别“I”型与“S”型花岗岩。本文花岗岩样品的Y和Th含量随Rb含量的增加而减少，具“S”型花岗岩特征（图7-a，b）。综合上述可知，清白山花岗岩体应为高分异的“S”型花岗岩。

5.2  年代学及构造意义

前已述及清白山花岗岩体具有较强的四分组效应，即属于强演化花岗岩，该类花岗岩往往受到较强的热液流体交代作用[24]，使其地球化学性质和行为发生改变，其用于判别构造环境的地球化学图解很难有效限定其构造环境，加之花岗岩地球化学方法判别构造环境本身就存在的争议，因此，本文只能通过北山地区其他地质证据推断其形成的时代构造背景。

近些年来，学者们已对北山地区有深刻的认识：北山及邻区古生代构造演化经历了3个阶段已达成共识[5，25]，即第一阶段新元古代至寒武纪时期的裂谷拉伸;第二阶段奥陶纪至泥盆纪的弧盆演化和洋-陆转化以及第三阶段石炭—二叠纪的碰撞造山后陆内伸展。其中第二阶段奥陶纪至泥盆纪时期形成以红柳河-牛圈子-洗肠井蛇绿岩为代表的北山早古生代有限洋盆，此外在其两侧另有3条蛇绿混杂岩带呈近EW向展布，自北向南依次为红石山-百合山-蓬勃山蛇绿岩带、芨芨台子-小黄山蛇绿岩带、辉铜山-帐房山蛇绿岩带。前人对4条蛇绿岩带的形成时限进行了定年工作，张元元等获取红柳园地区蛇绿岩中辉长岩锆石年龄为（516.2±7.1） Ma[26]，认为其代表了红柳河蛇绿岩的形成年龄，此时洋盆正在形成;侯青叶等获取洗肠井一带月牙山蛇绿岩中斜长花岗岩锆石U-Pb年龄为（536 ±7） Ma[27]，表明该蛇绿岩形成于早寒武世晚期的板内深大断裂至初始裂谷演化至陆间有限小洋盆构造环境;王国强等对上述4条蛇绿岩带中辉长岩均进行了定年工作[28]，获取辉铜山蛇绿岩年龄（446.1±3.0） Ma，牛圈子蛇绿岩年龄为（446.5±4.0） Ma、帐房山蛇绿岩年龄（362.6±4.0） Ma、红石山蛇绿岩年龄（346.6±2.8） Ma、芨芨台子蛇绿岩（321.2±5.7） Ma，构造环境则认为晚志留世北山洋盆开始俯冲，并于中泥盆世开始闭合，晚泥盆世至石炭纪以后进入碰撞造山及板内演化阶段。从上述研究结果不难发现，北山洋盆形成于志留纪，闭合则更可能发生在泥盆纪，但究竟在泥盆纪哪一阶段洋盆最终闭合并未形成定论。

本文认为北山洋盆有可能在中泥盆世闭合，证据如下：专少鹏等在北山造山带中部石板井地区，获取高镁闪长岩锆石U-Pb年龄为（456 ±2） Ma[29]，其岩石特征类似于日本西南新生代Setouchi火山岩带赞岐岩，暗示其形成于岛弧环境，亦表明北山洋盆此时应处于俯冲环境;毛启贵等和王育习获取的北山柳园地区中志留世埃达克型花岗岩进一步延伸了这一观点[30，31];李小菲等获取北山牛圈子北侧马鬃山地区白圪塔北山岩体石英闪长岩、二长花岗岩及花岗闪长岩年龄分别为（435.8±5） Ma、（435.0±2.8） Ma、（430.5±2.9） Ma[32]，岩石特征总体与俯冲消减带活动陆缘花岗岩地球化学特征一致，说明马鬃山地区早古生代处于大洋俯冲消减环境。从上述研究可以看出，至少在晚志留世—早泥盆世之初的这一时期，北山洋盆总体是处于俯冲消减环境的。李舢等测得辉铜山泥盆纪钾长花岗岩锆石U-Pb年龄为（397±3） Ma [33]，花岗岩显示高钾钙碱性的高分异“I”型花岗岩到“A”型花岗岩过渡的特征，表明在进入中泥盆世后，北山地区构造环境已转化为后造山或同造山晚期的伸展环境;另外，李小菲等还获取马鬃山岩体石英闪长岩形成于（363.7±7） Ma [32]，花岗闪长岩形成于（365.6±6） Ma，岩石总体特征具有陆内后碰撞花岗岩的特点，这也暗示晚泥盆世北山地区已进入后碰撞环境;在红柳河-牛圈子-洗肠井蛇绿岩带南侧的墩墩山地区，下—中泥盆统三个井组和上泥盆统墩墩山群呈现角度不整合接触关系，而左国朝等发现墩墩山群具磨拉石沉积特点[34]（磨拉石建造通常被认为是洋盆闭合后与碰撞造山响应的产物[35]），说明中泥盆世北山地区已进入碰撞造山阶段;加之本文测得的早—中泥盆世（（408.4±2.0） Ma）之交的清白山花岗岩体锆石年龄以及 “S”型花岗岩的属性（王德滋研究认为[36]，“S”型花岗岩通常形成于碰撞造山环境）也表明，古生代期间，北山洋盆在志留纪至早泥盆世开始俯冲消减，至中泥盆世洋盆闭合，晚泥盆世至石炭纪以后开始进入碰撞造山和板内演化阶段。

6  结论

（1） 新疆北山地区清白山铅锌矿区花岗岩属于高硅、富铝、富钾、低钛、低Sr，Yb，Eu强烈负异常的高分异“S”型花岗岩。

（2） 花岗岩形成时代为早—中泥盆世（（408.4±2.0） Ma，MSWD=0.47），形成于北山洋盆俯冲消减的末期板块碰撞环境，暗示北山地区洋盆在早泥盆世已处于俯冲消减末期，至中泥盆世洋盆闭合，此时洋盆已开始进入主体碰撞阶段。

致谢：在野外地质调查及取样时得到新疆维吾尔自治区地质调查院技术人员的帮助和指导，在成文的过程中得到匿名审稿人给予本文宝贵的修改意见与建议，在此一并致谢！

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Abstract： Qingbaishan granite body exposed in Beishan area，Xinjiang.In order to clarify the genesis，formation age and tectonic setting of the granite body and explore constraints on tectonic evolution in the region.In this paper，LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic dating and geochemical characteristics were analyzed.The results show that the zircon 206 Pb/ 238 U isotope-weighted mean age is 408.4±2.0 Ma（n =15，MSWD = 0.47），which is at the turn of the Devonian.Granite is a high-potassium，calcium-alkali-aluminum，highly differentiated S-type granite：SiO2 content is between 75.27% and 75.78%，TiO2 content is 0.005% to 0.01%，Al2O3 content is between 13.97% and 14.41%，and MgO content is 0.07%～0.09%，K2O+Na2O content is 8.00%～8.42%，K2O/Na2O ratio is 1.08～1.45，aluminum saturation index A/CNK is 1.11～1.21;light and heavy rare earth element fractionation is not obvious （La/Yb）N=3.42～4.57，with obvious four-group effect，negative anomaly （δEu is 0.11～0.16） strong，enriching Rb，U，K，P and other elements，loss of Th，Sr，Zr，Ti and other elements，the overall performance High silicon，aluminum rich，potassium rich，low titanium，low Sr，Yb.Combined with regional geological data and previous research results，this paper believes that the Qingbaishan lead-zinc mining area is formed in the late plate collision environment of subduction and subsidence，suggesting that the Beishan ocean basin was closed after the Early Devonian and began to enter the main collision stage at this time.

Key words：Qingbaishan granite;LA-ICP-MS Zircon U-Pb dating;Geochemistry;Beishan area