新疆阿拉套山西段察哈乌苏二长花岗岩成因及构造意义

王建中，魏立勇，段俊，赵军，杨瀚文

(1.长安大学地球科学与资源学院，陕西 西安 710054；2.西北政法大学，陕西 西安 710122；3. 中国地质调查局西安矿产资源调查中心，陕西 西安 710100；4.中国地质调查局乌鲁木齐自然资源综合调查中心，新疆 乌鲁木齐 830057)

中亚造山带广泛分布有大量显生宙花岗岩类。这些花岗岩类与通过先存大陆地壳循环演化所产生的花岗岩不同，普遍拥有低ISr高εNd(t)值和较年轻的Nd同位素模式年龄(周泰禧等，1996；吴福元等，1997；Chen et al.，2000；Jahn et al.，2000；Wu et al.,2002)。在新疆北部，大量侵位于310Ma前后的后碰撞花岗岩源于地幔或者地幔分异体，对古生代末期新疆地区陆壳垂向增生起着至关重要的作用(Jahn et al.,2000;Wu et al.,2002;Chen et al.,2002,2004；刘志强等，2005)。

新疆阿拉套山位于西天山北部，是中亚造山带的一部分，夹持于准噶尔板块和伊犁中—天山板块之间。阿拉套山大致呈东西向带状展布，米尔其克断裂大致将其分为东西2段。区内发育大量的S型、Ⅰ型及A2型花岗岩类，其侵位时代为324.7～290 Ma，岩浆活动与钨、锡、铜、铁、金、铅、锌等成矿作用关系密切(张作衡等，2008；江秀敏，2015；林涛等，2019)。部分学者认为阿拉套山东部的花岗岩是新生玄武质下地壳岩石部分熔融及结晶分异形成的(周泰禧等，1995；林涛等，2019)，并且应有古老地壳物质的加入(林涛等，2019)。刘志强等(2005)认为这些花岗岩类可能是幔源玄武质岩浆底侵的结果。而西部花岗岩相对东部花岗岩具有更低的εNd(t)值和更高的ISr值(周泰禧等，1996;Chen et al.，2000)，岩浆活动经历结晶分异和地壳混染作用，形成碰撞-后碰撞花岗岩类(周泰禧等，1995)。察哈乌苏复式岩体位于阿拉套山南缘的西段，研究程度较低。巴斯坎山隘幅和霍城幅1∶20万区域地质调查工作，对其中的灰白色中-细粒二云二长花岗岩开展了K-Ar法定年(1)刘保国，江有铭，林刚，等.中华人民共和国区域地质调查报告(1∶200000)-巴斯坎山隘幅、霍城幅，1988.，测得白云母年龄为263.8 Ma。陈江峰等(1994)采用40Ar-39Ar法，获得察哈乌苏二长花岗岩(样品编号P255)黑云母的总气体年龄为267 Ma，认为该年龄是察哈乌苏岩体的侵位年龄，但是样品存在明显的氩丢失，造成年龄偏年轻，其可靠性需要进一步研究。赵军对察哈乌苏二长花岗岩的锆石进行定年(2)赵军，关力伟，朱永胜，等. 中华人民共和国区域地质调查报告新疆温泉县扎冷木特幅(L44E018011)、柯克他乌幅(L44E018012)、牧区医院幅(L44E019011)、牙马特幅(L44E019012)1∶5万地质矿产综合调查(1∶50 000).武警黄金第八支队，2018.，获得其U-Pb加权平均年龄为313 Ma，岩体侵位于上泥盆统托斯库尔他乌组海相碎屑岩(含放射虫化石)夹火山碎屑岩中。前人研究认为，察哈乌苏二长花岗岩为造山后 “S”型花岗岩，具有低ISr高εNd(t)值特征，可能是张性环境下地壳垂向生长(壳幔相互作用)的结果，由幔源岩浆经过同化地壳围岩同时结晶分异形成(周泰禧等，1995，1996；Chen et al.，2000)，其区域构造背景还有待进一步研究。笔者对察哈乌苏岩体二长花岗岩进行岩石地球化学、全岩Sr、Nd元素分析和锆石Hf同位素研究，并对辉特阿其进行比较研究，综合分析其源区特征、岩石成因及区域构造背景，探讨古老地壳物质的同化混染作用，揭示地幔物质在阿拉套山大陆地壳的垂向增生过程中所起的作用①②。

1 地质概况

察哈乌苏岩体是阿拉套山岩浆岩带的重要组成部分，南部以博尔塔拉河断裂为界与赛里木地块的别珍套山、汗吉尕为邻。区内出露地层有上泥盆统托斯库尔他乌组(D3t)、侏罗系、上新统昌吉河群独山子组(N2d)和第四系(Q)(图1)。上泥盆统托斯库尔他乌组整体逆冲推覆于侏罗系之上，以粉砂岩夹长石岩屑砂岩为主，夹少量硅质岩、流纹质沉凝灰岩、紫红-灰绿色粉砂质泥岩。其中，下段岩石为酸性火山凝灰岩与含放射虫泥岩共生(图2a)，部分流纹质沉凝灰岩中同样含放射虫，局部夹少量长石岩屑砂岩，岩石板劈理发育(图2b)，发生浅变质作用，局部形成粉砂质板岩和绢云板岩，分布在阿拉套山复向斜的核部。上段岩性主体为粉砂岩、粉砂质泥岩夹岩屑砂岩，局部夹少量含放射虫凝灰岩和砂岩透镜体(图2c)，粉砂岩大多具有纹层状构造，主要由粉砂、泥质或细砂组成，部分地段槽模发育(图2d)，分布在阿拉套山复向斜的两翼。碎屑锆石测年结果表明，其沉积时代在晚泥盆世晚期(365.4 Ma)之后(赵军等，2018)，沉积环境为半深海-浅海相，靠近活动大陆边缘。侏罗系呈条带状分布于阿拉套山前麓，底部被第三系和第四系覆盖，顶部被上泥盆统托斯库尔他乌组以逆冲推覆构造型式覆盖，仅在库村一带见相对连续的露头。主要出露中侏罗统西山窑组(J2x)和头屯河组(J2t)。其中，西山窑组夹煤线，为含煤地层，沉积环境为沼泽相；头屯河组(J2t)以杂色砾岩、红褐色砂砾岩为主，兼有少量砂岩，夹少量红褐色、杂色粉砂质泥岩(扎冷木特和哈日赛一带)，整体沉积环境为河流相、湖沼相山间盆地沉积环境(赵军等，2018)。

区内构造活动强烈，北东东—南西西向和近东西向褶皱、断裂构造极为发育，主要表现为阿拉套山褶皱和博尔塔拉河断裂等，次级褶皱包括扎勒木图保日格背斜和喀日赛向斜。断裂以一系列北东东向(北倾)叠瓦状逆冲断层为主，部分地段发育南倾逆冲断层，形成对冲断裂，共同构成阿拉套逆冲推覆构造系统。其中，博尔塔拉河断裂是一条区域性的深大断裂，严格控制两侧的构造环境及沉积建造。区内中酸性岩浆活动强烈，发育石炭纪侵入岩和少量火山岩。侵入岩主要有察哈乌苏、辉特阿其岩基以及闪长岩脉、花岗斑岩脉等脉岩。上泥盆统托斯库尔他乌组中，发育少量夹层状流纹质火山尘凝灰岩、凝灰质砂岩、蚀变火山尘凝灰岩等，发育低绿片岩相甚至更低的区域变质作用。

2 样品特征及其测试方法

2.1 样品特征

察哈乌苏复式岩体呈岩基状产出，岩体侵位于上泥盆统托斯库尔他乌组海相碎屑岩中，剥蚀程度较深，未见残留盖层。岩性以灰白色似斑状粗中粒二长花岗岩为主，少量中-细粒二云二长花岗岩，局部地段可见碎裂正长花岗岩。整体岩性较均一，无明显的岩相变化。围岩蚀变以角岩化为主，在岩体的围岩裂隙中见有褐铁矿化的石英脉。

1.上泥盆统托斯库尔他乌组下段;2.上泥盆统托斯库尔他乌组上段;3.中侏罗统头屯河组;4.中侏罗统西山窑组;5. 上新统昌吉河群独山子组;6.第四系;7.二长花岗岩;8.正长花岗岩; 9.逆断层;10.正断层;11.逆冲推覆构造;12.深大断裂;13.接触变质相;14.金矿点;15.采样位置图1 新疆察哈乌苏地区地质简图Fig.1 Geological sketch map of Chahawusu area, Xinjiang

样品采自察哈乌苏岩体的新鲜露头(东经：80°30′48.3″，北纬：45°03′47.9″)，岩性为灰白色似斑状二长花岗岩。岩石新鲜面呈灰白色，似斑状花岗结构，块状构造；斑晶为钾长石，呈粗大板状自形晶，粒径以0.5 cm～2 cm×1 cm～4 cm为主，具明显的卡氏双晶，晶体中含少量细粒石英和黑云母(图3)；基质为细中粒花岗结构，主要矿物组分为石英、正长石、斜长石和黑云母。石英呈他形粒状、集合体状，粒径为0.2～2 mm，含量为20%～30%；正长石以条纹长石为主，呈半自形板状，具条纹结构，粒径为2～45 mm，含量为25%～30%；斜长石呈自形-半自形板状，发育聚片双晶，具环带结构，粒径为1.5～3 mm，含量为25%～35%；黑云母呈片状、集合体状，片径为0.2～3.5 mm，含量为5%～10%。副矿物以榍石、锆石和石榴子石为主。

图2 阿拉套山地区上泥盆统托斯库尔他乌组露头特征图Fig.2 Outcrops of the Upper Devonian Tuskultaw formation in the Alataw mountain area

Bt.黑云母；Or.正长石；Pe.条纹长石；Pl.斜长石图3 (a)察哈乌苏岩体二长花岗岩野外露头和(b)显微照片(正交偏光)Fig.3 (a)Outcrop in the field and(b)micrographs (bcross-polarized light) of the Chahawusu monzonitic granite

2.2 分析方法

全岩(主量元素、微量元素和稀土元素)分析测试在中国地质调查局西安地质调查中心完成。先对样品进行粗碎，然后在碳化钨细碎机上进行细碎。主量元素中，FeO、烧失量使用湿化学法进行标准分析，其他主量元素均采用Xios 4.0kwX型荧光光谱仪(XRF)完成测试。微量元素、稀土元素使用X-SeriesⅡ型电感藕合等离子质谱仪进行分析测试，检测限优于10-9。

Sr-Nd同位素测试工作在中科院地质与地球物理研究所和核工业北京地质研究所完成。详细测试流程参照文献(Li et al.,2012,2015)。将用于Sr、Nd同位素分析的全岩粉末放入Savillex Teflon装样管中，用HF + HNO3+ HClO4溶液进行充分溶解，然后掺入87Rb-84Sr和149Sm-150Nd混合示踪剂进行稀释。使用经典的两步离子交换色谱法分离出Rb，Sr，Sm和Nd，并使用IGGCAS的多收集器热电离质谱仪(Thermo Fisher Scientific Triton Plus)进行测量。整个过程中Rb-Sr和Sm-Nd的空白分别低于250 pg、100 pg。通过分别归一化为88Sr/86Sr=8.375 209和146Nd /144Nd=0.721 9来校正同位素比率的质量分数。测试过程中使用国际标准样品NBS-987和JNdi-1作为监控来评估数据收集期间仪器的稳定性，其测试精度分别为87Sr /86Sr=0.710 251±0.000 022(n=8，2SD)和143Nd /144Nd=0.512 111±0.000 012(n=8，2SD) 。同时，测量USGS参考材料BCR-2以监测分析程序的准确性，结果如下：87Sr/86Sr=0.705 010±0.000 012和143Nd/144Nd=0.512 626±0.000 010。 BCR-2的87Sr/86Sr和143Nd /144Nd数据与以前通过TIMS技术公布的数据显示出很好的一致性(Li et al.,2012,2015)。

3 分析结果

笔者采集了4件察哈乌苏似斑状二长花岗岩样品，对其开展岩石地球化学分析，分析结果见表1。

3.1 岩石地球化学特征

3.1.1 主量元素特征

从分析结果可以看出，察哈乌苏和辉特阿其似斑状二长花岗岩SiO2=73.73%～75.27%，Al2O3=13.25%～14.08%，TFeO=1.05%～1.27%，CaO=0.71%～0.95%，MgO=0.29%～0.34%；K2O>Na2O，K2O=4.08%～4.81%，Na2O=3.29%～3.87%，K2O+Na2O=7.95～8.37，K2O/Na2O值=1.05～1.46。而辉特阿其似斑状二长花岗岩SiO2=72.76%，Al2O3=13.73%，TFeO=2.33%，CaO=1.28%，MgO=0.48%；K2O>Na2O，K2O=4.71%，Na2O=3.16%，K2O+Na2O=7.87%，K2O/Na2O值=1.52。因此，岩石具有高硅(SiO2>71)、高铝、低铁、低钙、贫镁和富碱的特点，化学成分兼具S型花岗岩和A型花岗岩的双重特征(吴锁平等，2007)，相对而言，辉特阿其似斑状二长花岗岩基性程度更高，更富铁和镁。在SiO2-(K2O+Na2O)图解(图4a)中，岩石属于亚碱性岩石系列，4件样品都落在花岗岩区域；在标准矿物(CIPW)的An-Ab-Or图解(图4b)上，所有样品也均落入花岗岩区域，这与野外定名及镜下鉴定结果不一致，考虑到岩石中斜长石和正长石的含量大致相当，故定名为二长花岗岩。岩石的碱度率(AR)为3.31～3.69，表明岩石属于钙碱性系列；在SiO2-K2O图(图4c)中，所有样品也同样落在高钾钙碱性区域，与K2O/Na2O值大于1相一致，进一步说明岩石属于高钾钙碱性系列。二长花岗岩的A/CNK值=1.08～1.14，3件样品大于1.1，2件样品介于1.0和1.1之间；在A/NK-A/CNK判别图(图4d)中，所有样品均落入过铝质岩石区域，岩石属于过铝质系列。岩石的固结指数(SI)较低，SI=2.92～4.21；分异指数(DI)大于90，DI=87.91～92.50；镁铁指数(MF)较高，MF=76.43～83.64。以上3个指数都表明岩浆经历了很大程度的结晶分异作用，察哈乌苏二长花岗岩分离结晶程度更高。

3.1.2 微量元素

察哈乌苏和辉特阿其二长花岗岩Cr、Ni的含量较低，分别为4.22×10-6～5.59×10-6、3.57×10-6～5.35×10-6和8.39×10-6、4.71×10-6。地幔(包括原始地幔、亏损地幔和富集地幔)的Th，Ta含量很低，Th /Ta值大致相等。地幔中Th的含量仅为0.05×10-6(Sun,1980)，岛弧玄武岩Th的平均含量约0.27×10-6(Wilson,1989)，而陆壳(尤其是花岗岩)中的Th含量最高，达16×10-6～21×10-6(Pitcher,1985)。察哈乌苏和辉特阿其二长花岗岩Th和Ta的含量较高，分别为5.81×10-6～6.32×10-6、 0.72×10-6～0.99×10-6和12.37×10-6、1.05×10-6。岩石亏损Ba、Nb、Ta、Sr、P和Ti等高场强元素(HFSE)，相对富集Rb、Th、U、K、Hf等大离子亲石元素(LILE)。在微量元素蛛网图(图5b)中，显示强烈的Nb、Ta、P、Ti亏损。察哈乌苏和辉特阿其二长花岗岩相对富集轻稀土元素，亏损重稀土元素。Sm/Nd值为0.25～0.26，具备典型地幔源岩浆特征(Dilek et al.,2011)。在稀土元素配分曲线图上，配分曲线呈低缓的右倾“V”型曲线(图5a)，表明轻、重稀土分馏程度较低，与LREE/HREE值介于3.62～4.60，LaN/YbN值介于3.09～4.80比较一致；岩石Y含量较高，介于15.3×10-6～46.41×10-6，Eu=0.30～0.41，具有明显的负Eu异常；δCe介于0.99～1.05，具有弱的Ce异常。

a.SiO2-(K2O +Na2O) 图解(底图据Zindler,1986)；b.An-Ab-Or图解 (底图据O’connor,1965)； c.SiO2-K2O图解(底图据Rickwood,1989)；d.A/CNK-A/NK图解图4 察哈乌苏和辉特阿其二长花岗岩系列判别图解Fig.4 The discriminant diagram of Chahawusu and Huiteazite monzonite granite

3.2 Sr-Nd同位素

本次工作选择了3件二长花岗岩样品进行全岩Sr-Nd同位素示踪研究，分析结果见表2。

从分析结果看，察哈乌苏二长花岗岩的初始(87Sr/86Sr)i值(ISr)偏低，并且相对比较集中，介于0.701 460～0.702 566，均小于0.702 6，属于低Sr花岗岩，暗示岩浆源区可能与新生地幔物质有关。辉特阿其二长花岗岩的ISr比值为0.704 3，可能有更多的地幔物质参与岩浆作用。察哈乌苏二长花岗岩的εNd(t)值介于0.37～1.49，均大于0.37。值得注意的是，样品的fSm/Nd值为-0.25～-0.11，明显高于一般地壳岩石的fSm/Nd值(-0.5～-0.3)，显示岩浆源区更富Sm贫Nd，单阶段Nd模式年龄将明显偏老，只能选用二阶段tDM2模式年龄。其二阶段tDM2模式年龄介于978～1 044Ma，平均年龄为1 001 Ma，远远大于岩体的形成年龄(313 Ma)(表2)。

a.球粒陨石数据来自Sun S S and Mcdonough W F.,1989;b.原始地幔数据来自Mcdonough W F.,1992图5 (a)察哈乌苏和辉特阿其二长花岗岩稀土元素配分曲线和(b)微量元素蛛网图 Fig.5 (a)The rare earth element distribution curve and (b) trace element spider diagramof Chahawusu and Huiteazite monzonitic granite

表2 察哈乌苏和辉特阿其似斑状二长花岗岩Sr-Nd同位素测试数据表Tab.2 Sr-Nd isotope data of Chahawusu and Huiteazite porphyritic monzonitic granite

4 讨论

4.1 岩浆源区

Sr、Nd等同位素是地球物质来源的化学指纹，岩石或矿物的Sr、Nd同位素组成常用来判别样品的源区类型及其成因。从上文不难看出，察哈乌苏和辉特阿其二长花岗岩的ISr值分别为0.701 460、0.702 273 、0.702 566和0.704 286，与幔源火成岩的ISr值(0.702 0～0.706 0)相当，远远低于大陆地壳的ISr值(0.719)，暗示形成察哈乌苏和辉特阿其二长花岗岩的母岩浆可能来自地幔物质。察哈乌苏二长花岗岩具有正的εNd(t)值，εd(t)值变化范围大，分别为0.37、1.15和1.18；辉特阿其二长花岗岩的εd(t)值为1.49，与前人对阿拉套山花岗岩带的分析结果相近(Chen et al., 2000；刘志强等，2005；Wang et al.,2007)，而与温泉岩群基底变质岩和阿拉套山泥盆系均具有εd(t)负值(Chen et al., 2000；胡霭琴等，2008；曾祥武等，2020)明显不同。察哈乌苏和辉特阿其二长花岗岩具有较低的Sr初始比值和较高的Rb初始比值，也显示源区物质有较多的地幔成分或新增生的地壳物质。在ISr-εd(t)相关图(图6a)中，ISr值与εd(t)值无明显的相关性，分布较散乱，所有样品均落入第二象限内，辉特阿其二长花岗岩落在洋岛玄武岩(OIB)区域内，而察哈乌苏岩石样品位于洋岛玄武岩区域的左下方，进一步反映了其岩浆来源与亏损地幔物质有关，辉特阿其二长花岗可能与洋壳俯冲有关。在ISr-(143Nd/144Nd)t图中，样品位于地幔排列线的左下方，远离富集地幔，也证明其岩浆源区应为亏损地幔。由于察哈乌苏二长花岗较西天山石炭纪玄武岩和辉特阿其二长花岗具低的εd(t)值和低的ISr值(图6a)，该特征应是玄武质岩浆受到阿拉套山古老地壳物质不同程度同化混染的结果。

图6 (a)察哈乌苏二长花岗岩ISr-εNd(t)和(b)ISr-(143Nd/144Nd)t图Fig.6 (a)The ISr-εNd(t)(Aafter Zindler A,1986) and (b)zircon ISr-(143Nd/144Nd)t diagram (After Hugt R R,1994) for the Chahawusu monzonitic granite

不相容元素具有相近的分配系数而不受分离结晶作用影响，且当幔源物质在部分熔融过程时只产生微小的变化，因此常用来指示源区特征(Taylor et al.,1985)。察哈乌苏和辉特阿其二长花岗岩中Th和Ta的含量较高，Th/Ta值也高，分别为6.12～8.54和11.78，远远高于的地幔的Th/Ta值(1.1)(Plmf et al.,2014)，岩石明显受到了陆壳混染作用的影响。其Zr/Nb值=6.01～9.36，La/Nb值=0.81～1.35，Th/Nb值=0.55～0.93，Th/La值=0.68～0.72，接近于大陆地壳的平均比值(16.2，2.2，0.44和0.204)(杨学明等，2000)，同样显示大陆地壳物质的混染作用。古老地壳物质的加入可能是岩浆上侵，同化混染基底岩石的结果，也可能是以基底岩石为源区与玄武质下地壳一同熔融的方式加入。岩浆上侵同化混染基底岩石时，由于温度降低会形成继承锆石。察哈乌苏和辉特阿其二长花岗岩具岩浆成因的锆石中具有少量老的继承核，进一步佐证岩浆在底侵、上升的过程中遭受到了古老地壳物质(基底岩石)的同化混染。综合以上分析，察哈乌苏二长花岗岩的母岩浆最有可能源于亏损地幔，可能是壳幔(幔源玄武质岩浆与地壳物质)相互作用的产物，幔源岩浆在上侵(底侵、上升)的过程中有少量古老地壳物质混染，西部花岗岩相对东部花岗岩具有更低的-Nd(t)值和更高的ISr值，是否意味着更多的古老地壳物质参与了壳幔相互作用？古老基底在西段花岗岩形成过程中的作用还值得深入研究。

4.2 岩石成因

察哈乌苏二长花岗岩以高硅、高铝、低铁、低钙、贫镁和富碱为特征，富集轻稀土元素和大离子亲石元素，强烈亏损Ba、Nb、Ta、Sr、Eu、P高场强元素，具有“S”型花岗岩的岩石地球化学特征；同时，在高铝、低铁、低钙、贫镁和亏损高场强元素等方面也和A型花岗岩十分相似，可能暗示其整体形成于张性环境。察哈乌苏和辉特阿其二长花岗岩中Zr含量分别为57.7×10-6～57.7×10-6和184.89×10-6，远远低于A型花岗岩的Zr含量(>2 500×10-6)(Whalen et al.,1987)，其不太可能是A型花岗岩，而极有可能为S型花岗岩。S型花岗岩通常为过铝质岩石(A/CNK>1.1)，常出现白云母、堇青石、红柱石、电气石、尖晶石及石榴子石等典型特征矿物，且Na2O含量通常较低(均值为2.81%)，P2O5含量相对较高( Chappell et al.,1999)，SiO2与P2O5呈正相关关系(Chappell et al.,1992；杨多等，2017)。在察哈乌苏和辉特阿其二长花岗岩的标准矿物(CIPW)中虽未发现上述富铝特征矿物，但在其副矿物中发现有石榴子石存在，其中细粒二云二长花岗岩中也出现少量白云母，辉特阿其二长花岗岩局部含少量电气石和石榴子石；其 Na2O含量为3.29%～3.87%，均大于S型花岗岩Na2O含量的均值；并且SiO2与P2O5呈弱的负相关性，但在花岗岩A-C-F图解(图7a)中，所有样品均落入S型花岗岩范围。因此，察哈乌苏二长花岗岩并非正常的“S”型花岗岩。岩石具有低的固结指数和高的分异指数，均说明岩浆经历了较大程度的分离结晶作用；花岗岩的Zr/Hf值和Nb/Ta值分别为26.80～27.68和9.07～12.03，也证明二长花岗岩经历了明显的结晶分异作用(Bau ,1996;Breiter et al.,2014;Ballouard et al.,2016)，少量黑云母和继承锆石的出现也支持其属于高分异S型花岗岩(Wu et al.,2005；Reiter et al.,2014;吴福元等，2017)。在花岗岩判别(图7b)上，察哈乌苏二长花岗岩所有样品全部落在高分异花岗岩区域内，进一步证明了幔源玄武质岩浆在遭受同化混染的同时，发生了显著的分离结晶作用。长石是Sr和Eu2+的载体矿物，这些现象与二长花岗岩的显微结构、斑晶和基质中出现大量长石相一致，岩石具有强烈的负Eu异常，进一步说明长石在岩浆演化过程中经历了显著的结晶分异作用。低压下斜长石、角闪石的分离结晶会使MREE和HREE之间产生向下凹的稀土配分模式，且Dy/Yb随SiO2增高呈降低趋势(图8a)，而察哈乌苏岩体具备此特征，且岩体具有明显的负Eu异常；在SiO2-δEu图上，δEu随SiO2增长而增长(图8b)，也支持斜长石的分离结晶作用。因此，形成察哈乌苏二长花岗岩的母岩浆经历了强烈的斜长石和钾长石的结晶分异作用，极有可能属于高分异“S”型花岗岩。

图 7 (a)察哈乌苏和辉特阿其岩体A-C-F图解和(b)花岗岩判别图解(据Whalen et al.,1987)Fig.7 (a)The A-C-F diagram and (b)the discriminant diagram of granite for the Chahawusu and Huiteaqi intrusion

图8 (a)察哈乌苏岩体SiO2-Dy/Yb和(b)SiO2-δEu图解Fig.8 (a)The SiO2-Dy/Yb diagram and (b)the SiO2-δEu diagram for the Chahawusu intrusion

一般认为由地幔部分熔融直接形成中-酸性岩的可能性极小(Martin, 1999)。大量的熔融实验研究表明，花岗岩质岩浆的主要物质主要起源于(正常或加厚的)地壳的中下部，尤其是壳幔过渡带(Brown ,1994)，不同源岩和温压条件(尤其是压力)对于部分熔体的组成、性质和地球化学特征具有决定性的约束(Patio,1999)。除此之外，花岗岩类还可以通过幔源玄武质岩浆的分离结晶及其混染地壳物质或与壳源岩浆的混合作用而生成(Patio,1999;Petford,1995;Pitcher,1997)。前人针对中亚造山带显生宙花岗岩类普遍具有较高的εd(t)正值的原因提出了一系列模型:诸如由新生的新元古代地壳深熔形成古生代—中生代花岗岩(吴福元等，1997)；高度分异的幔源岩浆与古老地壳物质混合，新生的基性地壳物质与古老地壳物质的混合(Jahn et al., 2000)；幔源基性岩浆同化地壳物质并同时发生结晶分异(周泰禧等；1995)；幔源岩浆底侵作用和直接分异(Han et al.,1999)；大洋岩石圈及其派生物质(与俯冲有关的弧岩浆岩及弧前沉积物)与古陆壳混合物的重熔(李锦轶等，2007)等。察哈乌苏二长花岗岩具有正的εd(t)值，其Rb的二阶段tDM2模式年龄介于978～104 4Ma，但温泉岩群基底变质岩和阿拉套山泥盆系均具有εd(t)负值(Chen et al., 2000；胡霭琴等，2008；曾祥武等，2020)，说明该岩体并非由地壳岩石的部分熔融直接分异形成。然而，变化较大的初始87Sr/86Sr值暗示着该岩体的形成可能与地壳物质同化混染或岩浆混合作用有关。岩石地球化学特征显示该岩体具有明显的负Eu异常，强烈亏损Sr和Ba；εd(t)值，为+0.37～+1.18，说明其母岩浆也不大可能源于岛弧玄武岩(εd(t)=+6～+8)。同时，该岩体并不具有埃达克岩的高铝(>17%)、高Sr低Y的微量元素特征，也就不可能由洋壳熔融形成。整个阿拉套山的花岗岩类均具有类似的Sr-Nd同位素特征(Chen et al., 2000；刘志强等，2005)，反映出地幔物质的加入对于阿拉套山大陆地壳的垂向增生有着巨大贡献(韩宝福等，1999；刘志强等，2005)。这个结果与整个新疆北部乃至中亚造山带广大地区在310Ma左右主要通过地幔物质的加入而导致地壳增生的结论(Jahn et al.，2000)一致。同时，阿拉套山一带的花岗岩类显示出以幔源物质为主受到地壳物质混染的特点，可以用幔源玄武质岩浆底侵、发生ACF过程的模式解释。辉特阿其岩体同样位于阿拉套山南缘西段，出露面积约69 km2，其主体岩性也为灰白色似斑状二长花岗岩，岩石在结构、构造、矿物组分(含量)等微观特征方面及地球化学、Sr、Nd同位素特征同察哈乌苏岩体比较一致，岩体局部含少量、分布极不均匀的电气石、石榴子石和暗色镁铁质包体，表明辉特阿其二长花岗岩为S型花岗岩，起源于亏损地幔，幔源玄武质岩浆在上侵的过程中遭受了ACF作用，同时还发生了岩浆混合作用。综上所述，察哈乌苏二长花岗岩岩石地球化学特征和Sr、Nd同位素组成表明，二长花岗岩为低Sr高分异S型花岗岩；岩石具有较高的正εd(t)比值，显示其母岩浆来源于亏损地幔的部分熔融，幔源玄武质岩浆在上侵的过程中发生ACF混合作用，即岩浆在混染少量古老地壳物质的同时，发生长石的分离结晶作用，在缓慢结晶形成钾长石斑晶后，因陆壳的伸展、快速上升至近地表形成察哈乌苏高分异的高钾钙碱性S型花岗岩。

4.3 构造背景

辉特阿其二长花岗锆石U-Pb加权平均年龄为(320.7±5.3)Ma，代表该岩体的结晶年龄，与张作衡等(2008)的测试结果一致；该年龄与阿拉套山石炭纪埃达克岩-高镁安山岩-富Nb玄武岩组合(～320 Ma) 的喷发年龄也比较一致(Wang et al.，2006)，表明辉特阿其二长花岗岩为同碰撞花岗岩，可能形成于岛弧环境。察哈乌苏岩体侵位于313 Ma，该年龄与同一地区形成于后碰撞拉张条件下的花岗斑岩(310 Ma)的侵位年龄十分吻合(3)赵军，关力伟，朱永胜，等. 中华人民共和国区域地质调查报告新疆温泉县扎冷木特幅(L44E018011)、柯克他乌幅(L44E018012)、牧区医院幅(L44E019011)、牙马特幅(L44E019012)1∶5万地质矿产综合调查(1∶50 000). 武警黄金第八支队，2018.；同时，和北天山晚石炭世(310 Ma)流纹岩的喷发时间与四棵树“钉合岩体”侵位时间基本一致(刘飞等，2011；杨光华等，2014)；沙湾晚石炭世流纹岩产出于大陆板内拉张环境(刘飞等，2011)，早于孔吾萨依A2型花岗岩(293 Ma)侵位(林涛等，2019)时代。

关于西天山及邻区晚古生代的大地构造背景，尤其是石炭纪岩浆岩的产出环境，一直存在较大争议。一些研究者认为石炭纪火成岩形成于岛弧和活动大陆边缘环境(张增杰等，2003；朱志新等，2006；De Jonget et al.,2009)；另一些研究者指出早石炭世火成岩形成于岛弧环境，而晚石炭世的火成岩形成于后碰撞背景(Sun et al.，2008；韩宝福等，2010；Han et al.，2010)；王京彬和徐新(2006)认为，早石炭世—晚二叠世期间新疆北部属于后碰撞环境；还有部分研究者认为亚洲洋在早石炭世已经闭合，早石炭世早期开始，天山及邻区进人陆内裂谷演化阶段(顾连兴等，2000；Xia et al.，2004)或发育地幔柱(夏林圻等，2008)。

近年来获得的锆石U-Pb年龄数据均表明，晚古生代(D—C1)北天山洋盆形成与发展，石炭纪(C1—C2)北天山晚古生代洋盆全面闭合，伊犁微板块与准噶尔微板块碰合，形成天山碰撞造山带；晚石炭世(C2—P)逐渐进入碰撞后板内演化阶段(王宗秀等，2017)。因此，北天山地区在325～310 Ma期间处于同碰撞和同碰撞向后碰撞转换的构造背景，310 Ma以后，该地区逐渐进入后碰撞伸展阶段。在后碰撞伸展阶段，中亚造山带以垂向地壳生长为特征(韩宝福等，1999)。阿拉套山地区在泥盆纪时属于海洋环境，而在晚石炭纪时已经转换为活动大陆边缘环境。310 Ma左右发生了洋盆闭合、碰撞造山，阿拉套山地区开始进入到后碰撞演化阶段(刘志强等，2005；陈必和等，2007；张作衡等，2008)。在Rb/30-Hf-3Ta构造环境判别图中(图9a)，辉特阿其样品投影在火山弧花岗岩区域，辉特阿其二长花岗岩可能为同碰撞花岗岩类，岩体可能形成于岛弧环境，而察哈乌苏二长花岗岩则落在火山弧花岗岩与同碰撞花岗岩区域的交界处，更有可能为碰撞后花岗岩类；在Y+Nb-Rb构造环境判别图(图9b)中，所有样品均集中在火山弧花岗岩和同碰撞花岗岩的交界部位，更靠近同碰撞花岗岩区域，也说明察哈乌苏二长花岗岩可能为后碰撞花岗岩，与岩体具有A型花岗岩(形成于张性构造环境)特征比较一致。从岩体的多元构造环境判别结果来看，察哈乌苏二长花岗岩既有火山弧花岗岩的特点，又有后碰撞花岗岩的特点。所以，察哈乌苏岩体岩体最有可能形成于由同碰撞挤压向后碰撞伸展转换的过渡阶段，构造背景为活动大陆边缘，岩体整体就位于张性构造应力条件之下。在构造位置上，察哈乌苏地区是属于阿拉套山晚古生代活动陆缘带的阿拉套山南缘泥盆—石炭纪弧后盆地(王宗秀等，2017)，还是属于晚古生代陆缘盆地(4)赵军，关力伟，朱永胜，等. 中华人民共和国区域地质调查报告新疆温泉县扎冷木特幅(L44E018011)、柯克他乌幅(L44E018012)、牧区医院幅(L44E019011)、牙马特幅(L44E019012)1∶5万地质矿产综合调查(1∶50 000). 武警黄金第八支队，2018.还需要进行深入研究。

a.Rb/30-Hf-3Ta判别图(据Harris et al.，1986)； b.Y+Nb-Rb判别图(据Pearce et al.,1984)； c.Y+Nb判别图(据Ahrris et al；1986)；d.R1-R2判别图(据Pearce et al；1984)；图9 察哈乌苏似斑状二长花岗岩构造环境判别图Fig.9 The tectonic environment discriminant map for the Chahawusu porphyritic monzonitic granite

5 结论

(1)岩石以高硅、高铝、低铁、低钙、贫镁和富碱为特征，富集轻稀土元素和大离子亲石元素，强烈亏损Ba、Nb、Ta、Sr、 Eu、 P高场强元素，岩石地球化学特征表明察哈乌苏二长花岗岩为高分异的“S”型花岗岩，部分地球化学特征与A型花岗岩相似。

(2)察哈乌苏二长花岗岩具有较低的ISr值和较高的正εd(t)值，Sr、Nd同位素组成一致表明，二长花岗岩属于低Sr花岗岩，其母岩浆来源于亏损地幔的部分熔融，幔源(玄武质)岩浆在底侵、上升的过程中发生ACF作用，即岩浆在混染少量古老地壳物质的同时，发生长石的分离结晶作用，形成察哈乌苏二长花岗岩。

(3)北天山洋盆闭合时限早于晚石炭世末，310 Ma以后，阿拉套山地区逐渐进入后碰撞伸展阶段。多种构造判别图解显示，察哈乌苏二长花岗岩应为后碰撞花岗岩，岩体可能形成于同碰撞挤压-后碰撞伸展转换阶段的张性环境。综合区域地质背景和最新年代学成果，岩体的构造位置属于阿拉套山南缘泥盆纪—石炭纪弧后盆地，其构造背景应为活动大陆边缘。