西天山阿吾拉勒西段群吉薩依花崗斑巖成因鋯石shrimpu-pb年代學證據(jù)

西天山阿吾拉勒西段群吉薩依花崗斑巖成因鋯石shrimpu-pb年代學證據(jù)

西天山脈的南部地區(qū)（columbia，1989；senretal.，1993；jaretal.，2000a；khabaretal.，2003；yakubchuk，2004）。中亞造山帶是塔里木、哈薩克斯坦-伊犁、西伯利亞等陸塊之間古亞洲洋俯沖、陸塊碰撞、地殼增生的結(jié)果(Coleman,1989;Windleyetal.,1990;Allenetal.,1993;Seng?retal.,1993;Shietal.,1994;Gaoetal.,1998;Xiaoetal.,2004a;LiuandFei,2006;Qianetal.,2008)。阿吾拉勒構(gòu)造帶石炭—二疊紀巖漿巖廣泛出露,西段小型銅礦多有分布(連小平,2004;尹意求等,2005;劉鳳鳴,2008;肖曉林等,2008;韓剛,2010),中東段鐵礦潛力巨大,是重要Cu-Au-Fe成礦帶(Zhaietal.,2009;Tangetal.,2010;Zhangetal.,2010)。目前對阿吾拉勒構(gòu)造帶石炭—二疊紀巖漿活動及Fe-Cu成礦背景的研究,存在北天山洋陸俯沖成因島弧帶(Zhuetal.,2005;Zhangetal.,2006a;王強等,2006;Wangetal.,2007b)、陸陸碰撞造山后伸展帶(Wangetal.,2004a;韓寶福等,2004;王京彬和徐新,2006)、陸內(nèi)裂谷帶(車自成和劉良,1996;顧連興等,2000;Xiaetal.,2004b,2008)、地幔柱產(chǎn)物(夏林圻等,2004;Pirajnoetal.,2008)等不同認識。阿吾拉勒西段地表銅礦化顯著,重大找礦突破令人期待,是否具備形成大型-超大型(如斑巖型或火山塊狀硫化物型)銅礦的構(gòu)造-巖漿條件等科學問題備受關注。本文針對西天山阿吾拉勒西段群吉薩依地區(qū)花崗斑巖開展巖石學、地球化學和成巖時代研究,旨在為揭示石炭-二疊紀巖漿活動及Fe-Cu成礦背景提供新的參考。1北麻黃山改造后的前寒武系西天山通常從北向南劃分為北天山、中天山、南天山3個構(gòu)造單元(Windleyetal.,1990;Allenetal.,1993:Gaoetal.,1998;Chenetal.,1999;Gaoetal.,2007;BiskeandSeltmann,2010)。阿吾拉勒構(gòu)造-成礦帶處在北天山的中部,群吉薩依花崗斑巖產(chǎn)在阿吾拉勒構(gòu)造-成礦帶的西段(圖1)。北天山主體由哈薩克斯坦-伊犁陸塊及其南北活動陸緣構(gòu)成,北界為阿拉爾斷裂帶,南界是尼古拉耶夫-那拉提山北坡斷裂帶(Charvetetal.,2004,2007;WangB,2006;WangBetal.,2007,2008;JacqueCharvetetal.,2011)。北天山區(qū)域前寒武系包括古元古界溫泉群、中元古界哈爾達坂群和特克斯群、新元古界開爾塔斯群、庫松木切克群和科克蘇群,主要分布在北天山北部和南部,哈薩克斯坦東南部Anrakhai山Uzunbulak花崗片麻巖的鋯石U-Pb年齡為2791Ma,Serektas河花崗片麻巖的鋯石U-Pb年齡為1789Ma(Kr?neretal.,2007),阿吾拉勒西段片麻巖鋯石U-Pb年齡為1609Ma(李繼磊等,2009),反映北天山有確切前寒武紀基底。在前寒武系基底之上,北天山下古生界主要分布在阿吾拉勒成礦帶北側(cè)的科古琴-博羅霍洛一帶,表現(xiàn)為哈薩克斯坦-伊犁陸塊北部被動邊緣類復理石細碎屑巖-碳酸鹽巖沉積建造夾少量玄武巖;上古生界為火山巖-火山碎屑巖-碎屑巖-碳酸鹽巖建造,泥盆-石炭紀火山-沉積主體為海相和海-陸過渡相,二疊系是陸相火山-沉積建造。區(qū)域海西期中酸性巖漿侵入作用顯著,不同階段巖體均有出露(圖1)。阿吾拉勒西段侵入巖主要為海西晚期形成的淺成相花崗斑巖、流紋斑巖、石英鈉長斑巖、閃長玢巖和輝綠巖等,同位素年齡為239～285Ma(K-Ar法,莫江平等,1996)、248～284Ma(40Ar/39Ar法,趙振華等,2003)。在阿吾拉勒構(gòu)造帶中東段,發(fā)現(xiàn)查崗諾爾、備戰(zhàn)、松湖等重要火山巖型鐵礦床,表現(xiàn)出巨大的鐵礦找礦潛力;在西段,發(fā)現(xiàn)有群吉薩依、努拉塞等小型銅礦和多處銅礦點。在阿吾拉勒構(gòu)造帶北側(cè)的吐拉蘇地區(qū),泥盆-石炭紀火山-沉積盆地內(nèi)產(chǎn)有阿希等新疆西天山重要淺成低溫熱液型金礦床(圖1)。2巖石學和礦物學特征群吉薩依花崗斑巖位于尼勒克縣城南約11km處,巖體中心地理坐標N43°41′,E82°27′,標高1420m(圖2)。除小面積第四系覆蓋外,群吉薩依地區(qū)地層出露較好,時代主要為二疊紀。下二疊統(tǒng)為烏朗組,厚度3115m,分下、中、上3個巖性段:下段主要由灰綠色安山巖夾砂礫巖組成;中段下部為紫灰色凝灰質(zhì)砂巖、粗粒砂巖、粉砂巖、玄武巖及安山巖,中部是灰紫、灰綠色凝灰質(zhì)砂巖,流紋巖及流紋質(zhì)角礫巖,上部由灰紫、暗灰色凝灰質(zhì)砂巖、玄武巖及安山巖組成;上段主要由流紋斑巖、鈉質(zhì)流紋巖夾礫巖組成(圖2)。上二疊統(tǒng)為曉山薩依組,厚度700m,劃分為下、中、上3個巖性段:下段由灰紫、紫灰色中-厚層復成分礫巖、含礫砂巖、長石巖屑砂巖、粉砂巖組成,中段由紫灰色巨厚層-塊狀復成分礫巖、粗粒長石巖屑砂巖、細粒長石巖屑砂巖組成,上段由淺灰、灰色薄-中層狀細粒巖屑雜砂巖、薄層狀粉砂巖、深灰色微薄層泥巖、細粒鈣質(zhì)巖屑砂巖、鈣質(zhì)粉砂巖夾深灰色薄層泥灰?guī)r、泥晶粉屑灰?guī)r組成(圖2)。上、下二疊統(tǒng)為角度不整合接觸。烏郎組火山巖全巖Rb-Sr等時線年齡為298±7Ma(李華芹等,1997)。二疊紀地層在群吉薩依地區(qū)呈現(xiàn)走向NW、向NW側(cè)伏的背斜構(gòu)造(圖2)。背斜核部主要由烏朗組構(gòu)成,向南北兩翼地層時代變新,出現(xiàn)曉山薩依組陸相碎屑巖。與褶皺構(gòu)造一致,群吉薩依地區(qū)斷裂構(gòu)造NW走向,壓扭和平移性質(zhì)明顯,有錯動地層展布特點(圖2),反映古生代造山過程先后發(fā)生近南北向擠壓和近東西走向的走滑。大致沿群吉薩依背斜核部NW向出露多個淺成侵入巖體(圖2),巖性包括輝綠巖、鈉長斑巖和花崗斑巖。在這些侵入體及其附近程度不等均有銅礦化顯示,其中群吉薩依輝綠巖中已發(fā)現(xiàn)和評價出小型銅礦床。群吉薩依花崗斑巖處在群吉薩依背斜向NW的側(cè)伏端,與群吉薩依銅礦化輝綠巖相鄰,侵入于下二疊統(tǒng)烏郎組,出露形態(tài)呈鞍形(圖2),西半部分巖體走向45°,長約480m,寬100～120m,東半部分巖體走向310°,長約400m,寬80～110m。與巖體接觸的圍巖見陽起石化、絹云母、綠泥石、綠簾石、碳酸鹽化等蝕變?；◢彴邘r呈肉紅色,塊狀構(gòu)造,似斑狀結(jié)構(gòu),斑晶含量約17%,主要為斜長石(6%～8%,An=6～8)、鉀長石(3%～5%)、角閃石(1%～2%)和黑云母(1%左右);斜長石斑晶呈半自形柱狀、板狀,一般粒度0.2mm×0.25mm,大者為1.0mm×2.0mm(圖3a);鉀長石可見簡單雙晶;角閃石斑晶橫截面呈六邊形,淺綠色,多色性明顯,見簡單雙晶(圖3a);黑云母斑晶呈自形片狀,一組完全解理,大小0.4mm×1.5mm(圖3b)?；|(zhì)為半自形微晶粒狀結(jié)構(gòu),約占83%,由斜長石(20%～30%)、鉀長石(10%～20%)、石英(20%)等組成,副礦物見榍石、磁鐵礦、磷灰石、鋯石等。3樣品分析和結(jié)果3.1方法和標樣測定樣品采自群吉薩依花崗斑巖體內(nèi),具體采集地點見圖2。所用樣品新鮮、未風化,無蝕變礦化。樣品粉碎至200目粉末,在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測試研究中心完成主量和微量元素組成分析。主量元素組成用X射線熒光光譜法分析,所用儀器為菲利普PW2404X射線熒光光譜儀;微量元素組成用電感耦合等離子質(zhì)譜儀(ICP-MS)分析,儀器為HR-ICP-MS(ElementI)型質(zhì)譜儀。鋯石的分選由河北廊坊區(qū)調(diào)院通過常規(guī)方法完成。樣品破碎至80～120目,用水淘洗粉塵后,先用磁鐵除去磁鐵礦等磁性礦物,再用重液選出鋯石,最后在雙目鏡下挑選完成。鋯石和標樣一起粘在玻璃板上,用環(huán)氧樹膠澆鑄,制靶并拋光,拋光后在中國地質(zhì)科學院礦產(chǎn)資源研究所電子探針實驗室進行鋯石透射光、反射光和陰極發(fā)光顯微鏡下觀察和照相,鋯石定年在中國地質(zhì)科學院地質(zhì)研究所北京離子探針中心SHRIMP上按照標準分析流程(宋彪等,2002;簡平等,2003)完成。所使用的標準鋯石為SL13(鈾含量為238×10-6,年齡為572Ma)和TEM(年齡為417Ma),前者用于標定U、Th和Pb的含量,后者用于校正年齡。TEM和未知樣品的分析按照1∶5進行。數(shù)據(jù)處理及U-Pb諧和圖繪制采用ISOPLOT3.0(Ludwig,2003)。Rb-Sr和Sm-Nd同位素分析由核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測試研究中心的FinniganMAT261可調(diào)多接收器固體質(zhì)譜儀上進行,詳細的分析流程類似黃萱和吳利仁(1990)。標樣結(jié)果如下:Sr標樣NBS987為0.710250±7;Nd標樣JMC143Nd/144Nd=0.512109±3;用86Sr/88Sr=0.1194和146Nd/144Nd=0.7219進行Sr和Nd同位素質(zhì)量分餾校正,標樣和樣品的分析按照1∶10進行。Sm和Nd的實驗室全流程本底大約是10-11g。Rb和Sr的實驗室全流程本底約(3～5)×10-10g。3.2分析的結(jié)果3.2.1群吉薩依花崗斑巖巖漿成因鋯石特征鋯石SHRIMPU-Pb定年分析結(jié)果見表1和圖4。鋯石多為無色長柱狀晶形,鋯石顆粒長約100～200μm,寬約50～150μm,長寬比為2∶1～4∶1,從CL圖像(圖4)看,大多數(shù)鋯石晶形也較完整,無裂紋,并呈現(xiàn)出明顯的振蕩環(huán)帶結(jié)構(gòu),巖漿成因鋯石特征明顯。群吉薩依花崗斑巖中鋯石Th含量為(46～304)×10-6,U含量為(70～409)×10-6(表1),Th/U=0.22～1.16,平均值0.65,也顯示出巖漿成因鋯石特點。24粒鋯石測年結(jié)果(表1、圖4、圖5),除測點17、22因U含量偏高、年齡(分別為272±4Ma和253±4Ma)偏離較大外,其余22個測點的206Pb/238U年齡集中在285±8～318±5Ma之間,206Pb/238U加權(quán)平均年齡為302±4Ma(95%conf.,MSWD=3.5),可信度較高,代表了花崗斑巖成巖年齡。群吉薩依地區(qū)下二疊統(tǒng)烏郎組火山巖全巖Rb-Sr等時線年齡為298±7Ma(李華芹等,1997),與本次測得侵入其中的花崗斑巖年齡在誤差內(nèi)一致。3.2.2巖石學和微量元素表2列出了群吉薩依巖體代表性巖石樣品的化學成分、CIPW標準礦物及主要的巖石化學參數(shù)。群吉薩依花崗斑巖樣品中SiO2含量變化在71.17%～72.59%之間,TiO2的變化范圍不大,為0.19%～0.23%,Al2O3在14.76%～15.36%之間,平均為15.10%;Na2O和K2O含量分別為8.86%～9.39%和0.07%～0.28%,Na2O+K2O含量為9.13%～9.56%;Na2O/K2O值高,均大于1,為33～132,可能與其鈉長石含量較高有關,說明本區(qū)花崗巖主要富堿、富鈉、低鉀。里特曼指數(shù)σ變化范圍為2.94～3.23,指示其為鈣堿性巖石。鋁飽和指數(shù)A/CNK的值為0.87～0.92,平均0.90,A/NK值為0.97～1.01,平均0.99,表明花崗巖為過堿質(zhì)-弱準鋁質(zhì)系列。分異指數(shù)DI=92.7～94.6,反映巖體經(jīng)歷了高程度分異演化作用。在原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖上(圖6a),群吉薩依花崗斑巖巖體富集大離子親石元素(如Th、U)和Pb,明顯虧損高場強元素(如Sr、P、Ti),相對于Th和U虧損Rb、Ba和K(圖6a)。Nb、Ta具有弱的負異常,可能指示巖漿來源于地殼重熔(李錦軼等,2007),或源區(qū)有金紅石、鈦鐵礦等殘留,或與富Nb、Ta礦物結(jié)晶分異有關(GreenandPearson,1986);Sr虧損常與巖漿中斜長石結(jié)晶分異有關,或反映巖漿源區(qū)殘留有斜長石;P、Ti虧損指示磷灰石、鈦鐵礦的結(jié)晶分異(張旗等,2008;李永軍等,2012)。群吉薩依花崗斑巖稀土元素總量ΣREE=(50.16～100.23)×10-6,平均71.58×10-6,較低的稀土元素總量與地殼重熔型花崗巖(S型)的較高稀土元素含量(邱家驤,1991)明顯不同。由稀土元素配分曲線(圖6b)和(La/Yb)N的變化范圍8.61～15.56、平均12.72可知,該巖體輕稀土元素富集,呈明顯的右傾型,其中輕稀土元素分異明顯,而重稀土元素分異不明顯,在稀土元素配分圖上顯示左陡[(La/Sm)N=3.34～5.54]而右緩[(Tb/Lu)N=1.35～2.13]的特征,具弱的負Eu異常特征(圖6b),δCe為0.98～1.08,平均1.02,總體反映了造山帶中鈣堿性花崗巖的普遍特征。3.2.3花崗斑巖的tdm花崗斑巖體的Sr-Nd同位素分析結(jié)果見表3。其鍶同位素初始值ISr總體較低,且變化范圍相對較小(0.70512～0.70536),Nd同位素初始值INd變化范圍為0.512360～0.512390,其中以300Ma計算的花崗斑巖εNd(t)值為+2.11～+2.70;樣品的fSm/Nd值為-0.43～-0.56,單階段模式年齡tDM具有意義,其tDM為713～863Ma。正的εNd(t)、低的ISr值和年輕的Nd模式年齡一致指示了虧損地幔組分的貢獻,同時,均一的同位素組成也在某種程度上反映了巖漿在上升過程中沒有遭受明顯的地殼混染。4討論4.1型火山巖巖體微量元素地球化學特征巖體造巖礦物中角閃石和黑云母的存在顯示了Ⅰ型花崗巖的特點(高秉璋等,1991)。巖石高SiO2,富Na2O+K2O,富鈉,鋁飽和指數(shù)A/CNK的值為0.87～0.92,A/NK值為0.97～1.01,平均0.99,屬Ⅰ型花崗巖(高秉璋等,1991)。巖體中鐵、鎂、鈣、鈦含量低,貧磷,P2O5含量均在0.11%以下。在QAP三角圖解中樣品點均投影在Ⅰ型花崗巖區(qū)(圖略)。微量元素組成上,該巖體富集Th、U和Pb,明顯虧損高場強元素(如Sr、P、Ti)及相對虧損Nb、Ta,相對于Th和U虧損Rb、Ba和K(圖6),巖體的Nb、Ta、Zr、Hf等高場強元素含量及Ga/Al比值均較典型A型花崗巖(Whalenetal.,1987)偏低,在圖7中均投影在高分異的I或S型區(qū)域。稀土元素配分圖上呈明顯的左陡右緩的右傾斜形,明顯不同于典型的S型花崗巖常表現(xiàn)出的“海鷗型”稀土元素配分型式。結(jié)合巖石分異演化程度高的特點(DI=92.7～94.6),表明群吉薩依花崗斑巖應屬分異的I型花崗巖。4.2北私家車或期代物家的巖石發(fā)育多數(shù)研究認為西天山區(qū)域石炭紀末(約300Ma)或之前古亞洲洋閉合,發(fā)生碰撞造山(Coleman,1989;Allenetal.,1993;Carrolletal.,1995;Gaoetal.,1998;Xiaetal.,2004;高俊等,2006;WangQetal.,2007;Lietal.,2011)。韓寶福等(2010)及Han等(2010)獲得侵位于北天山蛇綠雜巖中的四棵樹“釘合巖體”的鋯石SHRIMPU-Pb年齡為316±3Ma。該巖體切穿了北天山蛇綠混雜巖帶,其測年結(jié)果表明了準噶爾洋的關閉時間或者準噶爾板塊和伊犁板塊間的碰撞時間可能發(fā)生在早石炭世末。本文所測得的花崗斑巖巖體形成年齡為302±4Ma,明顯晚于北天山洋(或準噶爾洋)的關閉時間,說明該巖體形成于后碰撞階段。而群吉薩依花崗斑巖侵入的下二疊統(tǒng)烏朗組陸相火山巖發(fā)育,雙峰式火山噴發(fā)性質(zhì)明顯,指示了伸展構(gòu)造環(huán)境(姜常義等,1992;李鴻等,2011)。在Rb/30-Hf-3Ta判別圖解(圖8a)上落入板內(nèi)區(qū)域,在R1-R2構(gòu)造判別圖(圖8b)中落在造山晚期和非造山之間,大部分落入造山晚期。所以認為該巖體形成的構(gòu)造背景為后碰撞伸展構(gòu)造環(huán)境。前面所述的巖體具有的富集大離子親石元素、虧損高場強元素(Nb、Ta、Ti)應是從源區(qū)繼承而來,不應該被視為產(chǎn)于俯沖環(huán)境的標志,因為典型地殼熔體高場強元素含量很低(RyersonandWatson,1987)。4.3角崗斑巖巖漿源區(qū)和成因花崗斑巖的Sr、Nd同位素特征表明,該巖體具有虧損地幔的巖漿特點,即低的ISr(0.70512～0.70536)和正的εNd(t)值(+2.1～+2.7);樣品的fSm/Nd值為-0.43～-0.56,單階段模式年齡tDM有意義,其tDM為713～863Ma,這一點與中亞造山帶北部出露的大量花崗巖具有明顯的相似性(Jahnetal.,2000b,2000c;洪大衛(wèi)等,2000)。而圖9表明群吉薩依地區(qū)花崗斑巖的Sr和Nd同位素組成特征與阿吾拉勒石炭紀的玄武質(zhì)巖石(朱永峰等,2006)非常接近。因此群吉薩依地區(qū)出露的花崗斑巖不可能由與它們有重要Sr和Nd同位素組成差別的西天山元古宙基底巖石(圖9)熔融形成。直接來源于地幔也是不可能的,地幔橄欖巖的直接熔融不可能產(chǎn)生酸性程度達英安巖的巖漿(Greenetal.,1980;DefantandDrummond,1990)。盡管阿吾拉勒存在與花崗斑巖同時代的玄武巖,但我們認為這些花崗巖不可能是玄武巖漿結(jié)晶分異的產(chǎn)物。首先,因為花崗斑巖具有比玄武巖更低的HREE和Y,而角閃石是富集Y和HREE的,但是在玄武巖中并未見到角閃石;另外,在原始地幔標準化微量元素圖解和球粒隕石標準化稀土配分圖解(圖6a、6b)中,兩者具有不同的配分圖,表明花崗斑巖不可能由與其同時代的玄武巖經(jīng)分離結(jié)晶作用形成。樣品正的εNd(t)、低的ISr值及其很小的變化范圍證實了巖漿在上升過程中沒有遭受明顯的地殼混染。地殼混染往往造成εNd(t)和SiO2的負相關,ISr和SiO2的正相關以及Rb、Ba等元素富集;而樣品的εNd(t)變化范圍很小且沒有與SiO2呈明顯的負相關性,ISr同樣變化范圍很小且與SiO2沒有明顯的相關性,樣品Rb/Nb=0.21～1.21,遠低于大陸地殼的相應值,甚至低于下地殼的比值。此外,如果存在明顯的地殼混染,樣品應該出現(xiàn)明顯的Nb、Ta的負異常,而樣品并未出現(xiàn)這種特征。因此,樣品的元素和同位素地球化學特征并沒有遭受明顯地殼物質(zhì)的混染,相反,更有可能是其源區(qū)特征的反映。樣品中存在微弱的負Eu異常,表明花崗斑巖似乎沒有發(fā)生斜長石的分離結(jié)晶作用;然而個別樣品具有正Eu異常,暗示花崗巖體的原始巖漿熔出后,源區(qū)沒有斜長石的殘留,斜長石全部熔融進入了熔體,導致原始巖漿的Eu含量很高。但是,樣品具有輕微虧損Sr,且CaO、δEu、Sr、Ba與SiO2具有明顯的負相關性,表明盡管斜長石的分離結(jié)晶作用較弱但依然是存在的?；◢彴邘r與本區(qū)下石炭統(tǒng)玄武巖有一定的成因聯(lián)系,推斷可能是由石炭紀底侵的玄武巖發(fā)生部分熔融而形成的。群吉薩依花崗斑巖的低Sr、Y和HREE表明其源區(qū)殘留相富含HREE的石榴石±角閃石,是玄武質(zhì)巖石在角閃巖相或石榴石相條件下部分熔融的產(chǎn)物,而根據(jù)拉斑玄武巖-H2O(5%)體系壓力-溫度相圖(Green,1982),來闡明角閃石-石榴石為殘留相存在需要的最小壓力和溫度應大約為1GPa和650℃(Green,1982)。在正常的地溫梯度條件下,地溫梯度線不與含H2O的玄武巖固相線相