中天山库米什一带早古生代花岗岩的锆石U-Pb年代学、岩石地球化学及其地质意义

2023-01-17马晓花郭福生冷成彪司国辉张静静陈涛亮

东华理工大学学报(自然科学版) 2022年6期

马晓花，郭福生，冷成彪，司国辉，张静静，陈涛亮

(1.东华理工大学核资源与环境国家重点实验室，江西南昌 330013；2.东华理工大学地球科学学院，江西南昌 330013；3.西安地质矿产勘查开发院有限公司，陕西西安 710100)

天山造山带夹于准格尔盆地和塔里木盆地之间，是中亚造山带的重要组成部分(Xiao et al., 2004,2010)。它东起我国甘肃西部，西至哈萨克斯坦和吉尔吉斯斯坦境内，延伸超过2 500 km(Sengör et al., 1993；贺振宇等, 2012；He et al., 2014)。天山造山带因其复杂的构造演化以及大规模成矿作用引起了国内外学者的广泛关注(Jahn et al., 2000；Gao et al., 2009,2018)。前人依据天山造山带中蛇绿混杂岩的空间分布特征，将其划分为北天山地块、中天山地块和南天山地块(Gao et al., 1998；Xiao et al., 2004)。其中，以干沟-米什沟蛇绿混杂岩为代表的早古生代缝合带被认为是北天山与中天山的分界线(Charvet et al., 2011；Wang et al., 2011; Lin et al., 2009; Qian et al., 2009)，而中天山与南天山的分界线可能处于榆树沟-铜花山-硫磺山蛇绿混杂岩带附近(肖序常等，1992；杨天南等，2006)，如图1所示。

图1 库米什一带区域地质简图(杨天南等，2006)

中天山地块广泛出露各类花岗岩体，其中绝大部分是没有变形的似斑状花岗岩、二云母花岗岩及少量闪长岩类，它们形成于晚古生代(姜常义等，1999；陈超等，2013a)。这类花岗岩体通常呈岩基状侵入至泥盆系-石炭系之中，偶尔还伴有一定规模的钨矿化，如忠宝和桑树园子钨矿床(陈超等，2013b；陈超民等，2020)。另一类花岗岩由于遭受后期变质变形作用的影响而广泛发育片理化，甚至糜棱岩化，这类花岗岩体通常呈岩株状延NNW向侵入至前寒武系变质岩中，且片麻理走向与区域构造线一致(图2)。早期研究中，由于受测试方法和测试精度的限制，这些片麻状花岗岩常被误认为是新元古界或前寒武系的变质基底(顾连兴等，1990；张遵忠等，2004)。最近大量高精度锆石U-Pb定年研究，证实这些片麻状花岗岩的侵位年龄为480～420 Ma，属早古生代。

然而，目前学术界关于中天山地块早古生代花岗岩的地球化学特征及其产出的大地构造背景仍有分歧(韩宝福等，2004；杨天南等，2006；黄岗等，2012)。为此，笔者结合前人研究资料，在区域找矿勘查工作的基础上，针对该地区片麻状花岗岩类，系统开展了锆石U-Pb年代学、主微量元素地球化学以及Sr-Nd同位素研究，以期查清这类侵入体的岩石地球化学特征及其大地构造背景。此外，通过与晚古生代含钨花岗岩类的对比，希望能为区域找矿勘查提供参考。

1 区域地质与岩相学特征

研究区位于新疆托克逊县库米什镇北25 km处(图1)，区内出露地层包括长城系星星峡群和第四系冲洪积层(图2)。其中，星星峡群岩性组合主要为黑云母斜长片麻岩、角闪斜长片麻岩、绢云母千糜岩、钾长花岗岩质碎粒岩、含黑云母长英质糜棱岩。第四系河流冲(洪)积物分布于冲沟内，分选性、磨圆度均较差，粒径为0.5～5.0 mm，砾石成分主要为花岗岩、石英、长石和暗色矿物，整体反映近物源特征。

图2 新疆库米什地区喀拉塔格预查区地质简图(1)新疆西勘矿业有限责任公司，2015.托克逊县喀拉塔格-其格布项目野外工作小结[R].

区内岩浆活动集中在加里东中期，岩性主要为肉红色钾长花岗岩、灰白色黑云二长花岗岩、灰白色黑云斜长花岗岩、灰白色黑云母花岗质糜棱岩、变质斜长角闪岩。它们侵入于长城系星星峡群之中，在区内呈北西向展布(图2)。依据其产出位置，自北向南，将其命名为I号花岗岩脉和II号花岗岩脉，前者主要由浅灰色片麻状花岗岩和浅肉红色片麻状钾长花岗岩组成(图3)，后者主要为片麻状钾长花岗岩。此外，这两条花岗岩脉的局部伴有一定程度的白钨矿化(陈超民等，2020)。本次研究的样品主要采自I号花岗岩脉的钻孔(ZK2)之中(图2)。

钾长花岗岩：浅肉红色，中-粗粒花岗结构，具片麻状构造，主要由长石、石英和黑云母组成(图3c)。其中，长石占55%～65%，几乎全为微斜长石，自形-半自形板状，颗粒较粗，粒径一般为0.5～5.0 mm，个别达5～25 mm，具格子双晶，有的长石颗粒因泥化而变得混浊，多有裂纹。石英占20%～25%，呈他形粒状，充填于长石颗粒间，有的被压扁、拉长，形成变晶结构，具波状消光。黑云母占10%～15%，黄褐色，鳞片状、片状，多色性显著，有的被绿泥石交代呈浅绿色。副矿物主要有榍石、磷灰石、褐帘石、磁铁矿等，偶见白钨矿。

花岗岩：浅灰色，中粒花岗结构，岩石具轻微片麻理化，局部仍保留原岩结构，主要由长石、石英和黑云母组成(图3d)，副矿物主要有磷灰石、榍石、磁铁矿和少量黄铁矿等。长石占50%～65%，包括微斜长石、条纹长石和斜长石，不规则板状，颗粒较粗，粒径为2～5 mm，微斜长石具格子双晶，斜长石呈聚片双晶并多已发生泥化、方解石化或绿帘石化。石英占20%～25%，他形粒状，具波状消光，充填于长石颗粒间。黑云母占10%～15%，黄褐色，片状-鳞片状，多集中分布在粗粒长石的周围，有的褪色呈无色，有的被绿泥石交代呈浅绿色。

2 分析方法

2.1 主微量元素分析方法

基于详细的手标本及显微镜下观察(图3)，挑选出蚀变最弱且具有代表性的7件样品进行岩石地球化学分析。其中全岩主量元素分析在澳实分析检测(广州)有限公司完成，测试仪器为X射线荧光光谱仪，主要氧化物的分析测试精度优于3%。分析测试参考标准物质包括GBW07105、NCSDC47009、SARM-4和SARM-5。全岩微量元素分析在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室完成，测试仪器为美国Perkin-Elmer公司生产的ELAN DRC-e型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)。对微量元素和稀土元素的检测下限达0.1～9.0 ng/g，绝大多数元素分析精度和准确度均优于5%，详细的分析流程参见Qi 等(2000)。

图3 新疆库米什地区早古生代花岗岩野外露头与镜下显微照片

2.2 锆石U-Pb定年方法

锆石分选在廊坊市宏信地质勘查技术服务有限公司完成，样品拍照工作(透射光、反射光和CL图像)在东华理工大学核资源与环境国家重点实验室完成，CL图像的拍照仪器为CL8200 MK5型阴极发光谱仪(英国CITL)和 Sigma 300扫描电镜(德国蔡司)。LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析在东华理工大学核资源与环境国家重点实验室完成。分析采用PerkinElmer NexION 1 000四极杆ICP-MS(美国珀金埃尔默)，激光剥蚀装置为ESI NWR 193 He准分子激光器(美国New Wave)。激光剥蚀能量密度为5.0 J/cm2，脉冲为6 Hz，剥蚀直径为30 μm。激光剥蚀过程中采用氦气作为剥蚀物质的载气。测试过程中，分别利用NIST 610玻璃和91 500锆石(206Pb/238U年龄为1 063 Ma)作为元素和年龄外标，每间隔5个待测点插入两组91 500锆石标样，间隔10个待测点插入两组NIST 610标样，并以29Si为元素内标。锆石U-Pb和微量元素数据利用Iolite软件处理(Paton et al., 2011)。锆石年龄数据处理和计算采用Isoplot 4.15软件完成。

2.3 全岩Sr-Nd同位素分析方法

全岩Sr-Nd同位素分析由贵州同微测试科技有限公司完成，其中，Nd同位素测试仪器为装备DSN-100溶解雾化系统的Nu Plasma HR MC-ICP-MS，采用了三重循环动态过程。仪器漂移和质量分馏通过归一化原始比值校正为“146Nd/144Nd=0.721 9”。11次JNdi-1测量结果143Nd/144Nd平均值为0.512 113±0.000 009，与推荐值(0.512 115±0.000 007；Tanaka, 2000)一致。实验室标准采用Ames Nd Metal作为常规仪器漂移监测仪，与JNdi-1相对应，17次分析结果143Nd/144Nd平均值为0.511 966±0.000 016。这个值被用作仪器漂移的校准参考。Sr同位素在热电离质谱仪(TIMS)上分析测试。采用86Sr/88Sr(0.119 4)进行质谱校正。标样NBS-987被用作仪器状态监测器，对其进行45次分析的87Sr/86Sr平均值为0.710 222±0.000 020，该值与推荐值(0.710 249±0.000 028)一致。

3 分析结果

3.1 岩石地球化学特征

研究区7件代表性花岗岩样品的主微量元素分析结果见表1和表2。总体上，它们的主量元素组成差别不大，均表现为相对富硅(SiO2含量为68.58%～70.98%)、富铝(Al2O3含量为13.76%～14.82%)、富碱(Na2O+K2O含量为7.85%～8.71%)、低镁(MgO含量为0.59%～1.12%)、低磷(P2O5含量为0.09%～0.15%)、贫钛(TiO2含量为0.26%～0.44%)的特征。岩石的里特曼指数为2.3～2.9，属钙碱性系列，K2O/Na2O值为1.54～2.34，在SiO2-K2O图中(图4a)均落入钾玄岩的范围，表现出富钾的特征。铝饱和指数(A/CNK值)为1.03～1.09，在图4b中均落入过铝质范围，表现为S型花岗岩或高分异I型花岗岩的特征。

图4 库米什地区早古生代花岗岩的K2O-SiO2(a)和A/NK-A/CNK(b)图解

表1 库米什地区早古生代花岗岩的常量元素组成

表2 库米什地区早古生代花岗岩微量元素组成

研究区两类花岗岩的稀土微量元素组成也较为一致(表2，图5)。其中，轻稀土元素相对富集(ΣLREE为354.8 ×10-6～467.5×10-6)，重稀土元素显著亏损(ΣHREE为10.7 ×10-6～15.1×10-6)，LREE/HREE为27.9～34.5，(La/Yb)N为46.6～65.0，指示轻重稀土元素分馏强烈。在稀土元素球粒陨石标准化配分图中(图5a)，它们均表现为相对陡峭的右倾模式，并显示中等程度的负铕异常(δEu为0.39～0.60，平均为0.50)。重稀土元素的强烈亏损可能指示岩浆源区残留石榴子石，而负的铕异常可能暗示岩浆源区残留斜长石，或者岩浆在演化过程中发生了斜长石的分离结晶作用(吴昆明等, 2021)。

图5 库米什地区早古生代花岗岩的稀土元素配分模式图(a)和微量元素蛛网图(b)

在微量元素原始地幔标准化图解中(图5b)，研究区花岗岩均显示大离子亲石元素(Rb、K、Ba等)富集，高场强元素(Nb、Ta、Ti、P等)强烈亏损的特点，其中，后者的亏损通常被认为是弧岩浆岩的特征(Tatsumi et al., 1986)。然而，与典型弧岩浆岩相比，研究区花岗岩相对贫Sr(含量为141×10-6～205×10-6)，这表明岩浆源区可能残留斜长石。

3.2 锆石U-Pb年代学

本次研究共对2件花岗岩样品(ZK2-6b1、ZK2-15b1)和1件钾长花岗岩样品(ZK2-9b1)进行了锆石LA-ICP-MS U-Pb定年研究，分析结果见表3和图6。

图6 库米什地区早古生代花岗岩的锆石阴极发光图像

花岗岩中的锆石均呈短柱状自形晶，晶棱晶面清晰，长轴约80～150 μm，长宽比一般为1∶1至3∶1，阴极发光(CL)图像显示很好的韵律环带(图6a, b)，个别锆石存在继承核。样品ZK2-6b1中16颗锆石的测试结果表明，其U含量为128×10-6～551×10-6(平均为432×10-6)，Th含量为127×10-6～438×10-6(平均为301×10-6)，Th/U值为0.46～0.99(平均为0.71)，均大于0.1，显示典型岩浆锆石的特征(吴元保等, 2004；杨世文等，2022)。16组数据均分布在谐和曲线附近，其206Pb/238U年龄的加权平均值为(460.3±4.8)Ma(2σ，MSWD=1.3；图7a)。基于另外一件花岗岩样品(ZK2-15b1)中18颗锆石的测试结果(表3)，获得其206Pb/238U加权平均年龄为(454.8±3.1)Ma(2σ，MSWD=0.74；图7b)，表明研究区花岗岩的侵位年龄可能介于460～455 Ma。

表3 库米什地区早古生代花岗岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄分析结果

钾长花岗岩(ZK2-9b1)中的锆石长轴通常大于100 μm，短轴约为50～100 μm，长宽比约为1∶1至2∶1，阴极发光图像也显示较好的岩浆振荡环带(图6c)。本次研究对样品ZK2-9b1中的18颗锆石进行了U-Pb同位素分析，测得其U含量为214×10-6～1 153×10-6(平均为557×10-6)，Th含量为141×10-6～1 093×10-6(平均为456×10-6)，Th/U值为0.37～1.17(平均为0.77)，亦显示典型岩浆锆石的特征。18组数据均分布在谐和曲线附近(图7c)，获得206Pb/238U加权平均年龄为(455.5±4.5)Ma(2σ，MSWD=1.7)，代表了钾长花岗岩的侵位年龄。此外，该年龄与上述2件花岗岩的年龄在误差范围内完全一致，表明研究区两类花岗岩应为同期岩浆活动的产物。

图7 库米什地区早古生代花岗岩体锆石U-Pb年龄谐和曲线图

3.3 Sr-Nd同位素组成

为了探讨库米什地区早古生代花岗岩的源区性质，对上述7件花岗岩样品开展了全岩Sr、Nd同位素分析，结果见表4。以花岗岩的形成年龄(460 Ma)计算它们的初始同位素比值。总体上，这些花岗岩Sr-Nd同位素组成变化范围很小，其中，(87Sr/86Sr)i=0.718 4～0.722 7，平均为0.720 4，εNd(t)=-10.3～-10.1，平均为-10.3，均显示富集端元的特征。此外，这些岩石的亏损地幔模式年龄(TDM)为1.57～1.64 Ga(平均为1.60 Ga)，暗示岩浆源区可能为中元古代的古老地壳物质。

表4 库米什地区早古生代花岗岩的Sr-Nd同位素组成

4 讨论

4.1 成因类型与源区性质探讨

众所周知，花岗岩类按成因不同，大致可以分为M型、I型、S型和A型(即MISA分类法，吴福元等，2007)，其中M型花岗岩通常指的是蛇绿岩套中的大洋斜长花岗岩，它可能由幔源玄武质岩浆分异形成。研究区花岗岩类主要呈岩基或岩株状大面积分布，且远离缝合带产出，显然不属于M型花岗岩。此外，这些花岗岩类的10 000Ga/Al比值介于2.1～2.4，均低于A型花岗岩的下限值(2.6)，且显著亏损Nb、Ta、Ti、P等高场强元素，因而也明显不同于典型A型花岗岩的地球化学特征(贾小辉等,2009；朱经经等，2011)。

I型和S型花岗岩分类的岩石化学基础是Na、Ca、Sr在长石风化形成黏土的过程中丢失，从而使沉积岩成为过铝质(李献华等，2007)，因此S型花岗岩的A/CNK值通常大于1.1，实际上，早期研究常以该值作为两类花岗岩的分界(Chappell et al., 1974, 2001；吴福元等，2007)。这一指标虽然适用于未经强烈分异的花岗岩类，但是无法判别高分异花岗岩的属性(吴福元等，2007)。磷灰石在I型和S型花岗岩浆中的不同行为，常被用于区分两类花岗岩(李献华等，2007)。实验岩石学研究表明，在I型花岗岩中，磷灰石的溶解度很低，并在岩浆分异过程中随SiO2的增加而降低；而在S型花岗岩中，磷灰石溶解度变化趋势与此相反(李献华等，2007；朱经经等，2011)。研究区花岗岩虽然整体显示弱过铝质的特征(A/CNK为1.03～1.09)，但是全岩的P2O5含量较低(0.09%～0.15%)，且与SiO2呈现明显的负相关关系，这与I型花岗岩演化趋势一致。此外，这些花岗岩均含有磁铁矿、榍石等副矿物，而不含S型花岗岩的标志性矿物(如堇青石、白云母等)。这些特征均表明研究区花岗岩应属于I型花岗岩，而不是S型花岗岩。

另外，在张旗等(2021)花岗岩Sr-Yb分类图中(图8a)，研究区花岗岩样品均落在喜马拉雅型花岗岩的区域，指示它们可能形成于低温、中等压力条件下。采用Boehnke等(2013)方法获得这些花岗岩的形成温度为799～839 ℃，平均为817 ℃。结合花岗岩相图(图8b)，估算其形成压力为0.8～1.3 Ga，平均为1.1 Ga，表明源区应为麻粒岩相变质岩，残留有斜长石。

图8 花岗岩Sr-Yb分类图(a)与相图(b)(张旗等，2021)

4.2 构造背景与成矿潜力浅析

花岗岩作为特定地质背景下的产物，其岩石学、矿物学、地球化学特征可能记录了其形成时的构造背景信息(吴福元等，2007)。大量研究证实，不同构造环境形成的花岗岩具有显著不同的微量元素组成(Pearce et al., 1984; Förster et al., 1997)，因此可以根据花岗岩中微量元素的组成来限定岩浆源区的大地构造背景。研究区花岗岩具有典型弧岩浆的地球化学特征，如亏损Nb、Ta、Ti、P等高场强元素，富集Rb、K、Ba等大离子亲石元素。

在花岗岩构造环境判别图解中(图9，Pearce et al.,1984)，研究区花岗岩均落在火山弧花岗岩的区域，这表明库米什早古生代花岗岩可能主要形成于俯冲环境。结合前人研究资料(韩宝福等，2004，杨天南等，2006)，推测这些花岗岩可能是以干沟蛇绿岩为代表的中天山北缘古大洋向南俯冲的弧岩浆记录(黄岗等，2012)。值得注意的是，研究区与矽卡岩有关的白钨矿矿床在成因上主要与二叠纪S型花岗岩密切相关(陈超等，2013a)，这些晚古生代花岗岩在构造环境判别图解中，主要落入同碰撞花岗岩的区域(图9)，表明它们形成的环境明显不同于早古生代花岗岩。此外，与钨矿有关的花岗岩通常以岩基或岩株的形式产出，如桑树园子岩体和忠宝岩体，二者分布面积均大于10 km2(图1)，这也明显不同于早古生代花岗岩的产状(图2)。

图9 库米什花岗岩构造环境判别图解(Pearce et al., 1984)

通过对比认为，库米什地区的早古生代花岗岩在成因上属于I型花岗岩，它们形成于火山弧环境，在野外主要呈岩脉状产出，且发生了不同程度的片理化，这些特征均显著区别于研究区典型的产钨花岗岩体，亦不同于我国华南地区与钨锡矿化有关的花岗岩(华仁民等，2010)。因此，库米什地区早古生代花岗岩体形成大型钨矿床的潜力不大，而目前在这些岩体中发现的零星白钨矿可能为后期变质变形作用的产物，不具经济价值。