新疆温泉地区晚石炭世古老地壳重熔: 花岗斑岩脉侵位年龄及其Sr、Nd同位素证据
（1.中国地质调查局 西安矿产资源调查中心,陕西 西安710100；2.中国地质大学(北京)地球科学与资源学院,北京100083；3.长安大学 地球科学与资源学院,陕西 西安710054；4.西北政法大学,陕西 西安710122；5.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；6.长庆油田分公司油田事业开发部,陕西 西安710018）
新疆阿拉套山南缘分布有由众多岩性复杂的脉岩所组成的岩墙群,部分岩墙与成矿作用密切相关,是了解该地区地壳生长过程的重要窗口。其西段出露大量中酸性脉岩,脉岩侵入到上泥盆统托斯库尔他乌组地层,以闪长岩脉为主,含少量花岗斑岩脉和霏细岩脉。为了探讨花岗斑岩的形成时代、岩浆源区和构造背景,对其进行了锆石U-Pb年龄测定和Sr、Nd同位素研究。分析结果显示,花岗斑岩锆石U-Pb(加权平均)年龄为310 Ma,说明花岗斑岩脉形成于晚石炭世早期,该年龄与北天山沙湾流纹岩(形成于陆板内拉张环境)的喷发时代(310 Ma)以及区内察哈乌苏岩基的形成时代(313 Ma)十分接近,是阿拉套山西段最晚一期岩浆活动的产物。Sr、Nd同位素分析结果表明,该岩脉具有中等ISr值(0.709 328~0.710 018)、负的εNd(t)值(-3.92~-2.33)和较大的Nd同位素模式年龄(1 294~1 502 Ma)特征,明显不同于同时期西天山乃至新疆北部众多的花岗岩类,后者普遍拥有低ISr值、正的高εNd(t)值和较年轻的Nd同位素模式年龄,是幔源玄武质岩浆底侵、发生岩浆的同化分离结晶作用或岩浆混合作用的结果,说明该花岗斑岩脉不太可能是幔源岩浆底侵演化的产物,其岩浆源区可能来自成熟度比较高的前寒武纪基底岩石。310 Ma以后,阿拉套山地区逐渐进入后碰撞伸展阶段,处于陆壳垂向生长、区域构造应力场显示拉张的构造环境,花岗斑岩脉可能形成于同碰撞挤压向后碰撞伸展背景转换的过渡阶段。
新疆阿拉套山位于西天山北部,大致呈东西向带状展布,北西向的米尔其克断裂和保尔德苏断裂将其划分为西、中、东三段。沿山脉南缘分布一中酸性岩浆岩带,火山岩和侵入岩广泛发育,岩浆活动发育于325~264 Ma之间[1⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓-10],岩浆作用与钨、锡、铜、铁、金、铅、锌等矿物的成矿关系密切[8,11]。火山岩在中、东两段比较发育,“双峰式”火山岩的喷发时代为320~270 Ma[6⇓-8]。在西部地区的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、凝灰质砂岩和蚀变火山尘凝灰岩。侵入岩发育广泛,以花岗岩类为主,同时发育各种脉岩,岩(脉)体侵位于上泥盆统托斯库尔他乌组碎屑岩、下石炭统阿克沙克组碳酸盐岩、碎屑岩及下二叠统乌郎组火山碎屑岩中,侵位时代为325~264 Ma[1⇓⇓⇓⇓-6],岩浆侵入与火山喷发几乎同步。其中,脉岩数量多、规模小、岩性复杂,成群成带分布组成岩墙群,形成年龄集中于300~275 Ma[8],部分岩墙与成矿作用密切相关[11]。
近年来,罗照华等将与造山带大规模花岗质岩浆活动(岩基)同时或之后产出的一期区域性脉岩定义为一种新的火成岩组合,称之为造山后脉岩组合或宽谱系岩墙群[12⇓-14]。这种岩墙群具有近同时形成、宽成分谱系、小体积的特点[15⇓⇓-18]。构造热体制分析和透岩浆流体成矿理论表明,宽谱系岩墙群的形成要求巨量流体活动的参与,可能伴随着大规模成矿作用,可作为有利的宏观找矿标志和区域成矿预测的指示器[13,19-20],因此,它不仅是区域造山作用(旋回阶段)结束的标志,也是成矿预测和靶区定位的有效标志[8,20-21]。
阿拉套山南缘广泛且密集分布有大量岩墙(岩脉),其成分包括煌斑岩质、玄武质、安山质、英安质和流纹质。岩墙(脉)主要沿北西向及北东向成群成带分布,在火山口附近呈放射状分布[11]。主要岩性有细粒花岗岩、花岗斑岩、花岗闪长斑岩、闪长玢岩、闪长岩、正长斑岩、辉绿岩、辉绿玢岩、辉长岩、煌斑岩等,具有宽成分谱系的特征[19]。大部分岩墙侵位于花岗类及其外接触带围岩中,是区内最晚一期岩浆活动的产物[8⇓⇓-11,19]。其中,中、东两段出露一套二叠纪岩墙群,江秀敏等2011年的研究表明,闪长质小岩体和各类岩墙不仅是阿尔夏提矽卡岩型铁铜矿床含矿流体的通道,也是该矿床线]。相对于中、东两段,前人对阿拉套山西段出露的脉岩研究较少,其形成年龄和岩浆源区也鲜有报道。因此本文对温泉地区察哈乌苏—辉特阿其一带的花岗斑岩进行研究,分析其锆石U-Pb年龄和Sr、Nd同位素组成,探讨其形成时代、岩浆源区及构造背景,了解该地区地壳生长过程,结合近年来最新的年龄数据和研究成果,为该区晚古生代构造演化和北天山洋的闭合时限提供新的佐证。
新疆阿拉套山位于西天山北部,山脉近东西走向,北西向的米尔其克断裂和保尔德苏断裂将其划分为西、中、东三段[22]。本文的研究区地理位置上属于阿拉套山晚古生代活动陆缘带、阿拉套山南缘泥盆—石炭纪弧后盆地[23],南部以博尔塔河断裂为界,与赛里木地块的别珍套山和汗吉尕山为邻(图1)。元古宙变质基底主要出露在赛里木地块的别珍套山一带[25],由中元古界温泉岩群(西伯提岩组、牙马特岩组和托克赛岩组)和中元古界长城系特克斯岩群莫合西萨依岩组构成[25-26]。区内缺失早古生代地层,主要发育上古生界泥盆系、石炭系和二叠系以及新生界沉积物[27-28]。其中,上泥盆统托斯库尔他乌组以碎屑岩为主,夹火山碎屑岩夹层;石炭系零星出露,岩性为下石炭统阿克沙克组滨-浅海相碎屑岩、火山碎屑岩和碳酸盐岩,以及上石炭统东图津河组浅海相碳酸盐岩夹碎屑岩沉积;下二叠统乌郎组分布在阿拉套山的东段,主要为安山岩、安山玄武岩和流纹岩陆相火山岩;新生代地层以第四系沉积物和冰碛物为主[29]。区内褶皱、断裂构造发育,主要有阿拉套山复向斜及其次级褶皱(扎勒木图保日格背斜和达尔加河南向斜)以及一系列断裂构造。断裂展布的方向以北西向、东西向和近南北向为主。艾比湖断裂和博尔塔拉深断裂,是次级单元的分界断裂,深达莫霍面,控制岩体的分布(图1),是本区的控岩构造。米尔其克断裂和保尔德苏断裂等北西向断裂,是阿拉套山整体推覆过程中差异性水平运动的结果,呈现明显的右行剪切性质。南北向断裂与东西向张性断裂分别控制着岩基与岩株产出的位置和火山岩分布的范围,使岩基长轴近南北向,岩株、岩脉呈东西向。除上述断裂之外的断裂构造均属盖层断裂,主要形成于燕山期南北向挤压和喜马拉雅期差异性升降运动过程中,其特点是规模较小,深度较小,且对含矿岩体及矿脉的空间分布起改造作用[22]。
阿拉套山南缘西段为阿拉套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为邻。区内主要出露晚古生代、中生代及新生代地层,晚古生代地层主要为上泥盆统托斯库尔他乌组(D3t),中生代地层主要为侏罗系,新生代地层为新近系上新统昌吉河群独山子组(N2d)和第四系(Q)(图2)。上泥盆统托斯库尔他乌组地层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,沉积环境为半深海-浅海相,靠近活动大陆边缘。上段岩石以粉砂岩、粉砂质泥岩夹岩屑砂岩为主,局部夹少量含放射虫凝灰岩和砂岩透镜体(图3(a)),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3(b)),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 Ma)之后[29]。侏罗系主要出露中侏罗统西山窑组(J2x)和头屯河组(J2t),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形式覆盖。区内构造活动强烈,NEE—SWW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(图2)。区内中酸性岩浆活动强烈,发育泥盆纪火山岩和石炭纪晚期侵入岩,侵入岩有察哈乌苏和辉特阿其岩基,闪长岩脉和花岗斑岩脉等脉岩也有大量出露。泥盆纪火山岩出露较少,察哈乌苏至辉特阿其一带的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。
1.第四系;2.上新统昌吉河群独山子组;3.中侏罗统头屯河组;4.中侏罗统西山窑组;5.上泥盆统托斯库尔他乌组上段;6.上泥盆统托斯库尔他乌组下段;7.二长花岗岩;8.钾长花岗岩;9.典型金矿点;10.地质界线.国界线 温泉地区上泥盆统托斯库尔他乌组上段岩石地层中砂岩透镜体(a)和槽模(b)露头特征
温泉地区察哈乌苏—辉特阿齐一带出露的脉岩类型比较单一,以闪长岩脉为主,含少量花岗斑岩脉和霏细岩脉,通常侵入到上泥盆统托斯库尔他乌组沉积地层中。其中,闪长岩脉数量较多,但规模小,宽多小于5 m,延伸不超过50 m,大多沿层理侵入上泥盆统托斯库尔他乌组沉积地层中,部分截切层理。岩脉无固定展布方向,整体蚀变较强。岩石新鲜面为深灰色,半自形粒状结构,块状构造,个别岩脉中含少量斑晶,斑晶以斜长石和角闪石为主(图4(a))。主要矿物组分为斜长石和暗色矿物,斜长石呈半自形板状,含量为50%~55%,粒径0.5 mm×0.3 mm~2.2 mm×1.3 mm,聚片双晶发育;普遍中强度蚀变,绢云母化、绿泥石化、高岭土化杂乱分布;暗色矿物均完全绿帘石化、绿泥石化蚀变,残留角闪石细柱状假象,粒径0.15 mm×0.35 mm~1.4 mm×0.35 mm,杂乱分布于斜长石粒间。部分岩脉含少量石英,粒径
图4 温泉地区闪长岩(a)、花岗斑岩野外露头(b)和花岗斑岩(正交偏光)显微特征(c)
花岗斑岩脉数量较少,侵入上泥盆统托斯库尔他乌组上段岩石中。岩脉规模较小,宽几十厘米到几米不等,延伸多小于50 m,斜切地层。岩石呈浅灰色,斑状结构,块状构造,由斑晶和基质组成。斑晶为石英和正长石,石英呈它形粒状,粒径0.4~0.8 mm,含量1%~3%;正长石呈半自形板条状,具泥化,粒径0.5~0.8 mm,含量3%~5%。基质为显微粒状花岗结构,主要由长英质矿物组成,含量90%~95%(图4(b)和(c))。
岩石经破碎、重选和磁选后,在双目镜下挑选锆石单矿物颗粒,将挑选出的锆石制靶,选取分析点位,然后用激光剥蚀等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)原位分析技术,对待测锆石进行微区测定。锆石原位U-Pb定年分析在中国地质调查局西安地质调查中心实验室Agilent7700x上完成。详细的测试原理、仪器参数和测试流程见参考文献[30]。激光剥蚀的样品气溶胶由氦气作为载气输送到质谱仪中进行测试,为了调节和提高仪器灵敏度,气路中间引入了氢气和少量氮气。每分析10个样品测点分析一次标准锆石GJ-1作为监控,GJ-1的测试精准度为0.282 030±0.000 020(2σ)。使用29Si作为内标元素进行校正,使用国际标准锆石91500作为外标,元素质量分数使用NIST SRM610作为外标。利用CU LITTER 4.0程序进行U-Pb年龄处理,采用Andersen方法对普通Pb进行校正[41],利用Isoplot(3.0版)软件进行数据处理[32]。
本次工作采集了1件花岗斑岩脉样品PM4-96-TW1开展锆石U-Pb同位素年代学研究。所挑选锆石均为岩浆锆石,CL影像较亮,粒径多大于100 μm,多呈自形棱柱状,振荡环带比较发育,大多较宽(图5)。锆石具有岩浆锆石的典型特征,少量锆石具破损和微弱磨圆。其Th、U含量分别为51.09×10-6~281.47×10-6和296.71×10-6~961.57×10-6,Th/U比值多大于0.2,分布范围为0.12~0.54(表1),算术平均值为0.21,也说明锆石为岩浆成因锆石[35]。总共挑选了35颗锆石进行年龄测试,剔除掉9个谐和度较差的年龄点之后,剩余的26个年龄值集中在两个区间(表1)。前20个测点的206Pb/238U年龄介于283.9~340.7Ma之间,加权平均年龄为(310.1±6.2) Ma,属晚石炭世。后6个测点的年龄中有1个年龄值为490.9 Ma,其余5个年龄值介于384.9~439 Ma之间(图5)。后者6颗锆石具有较弱磨圆、且CL影像稍暗的特征,可能为继承锆石。
由表2可以看出,花岗斑岩样品的初始(87Sr/86Sr)i(ISr)比值偏高,并且集中于0.71左右,介于0.709 328~0.710 018之间,均大于0.706,小于0.712,属于中等锶花岗岩,指示岩浆可能源于壳幔混熔或下地壳混染上地壳物质。样品的εNd(t)值介于-3.92~-2.33之间,均小于-2.33,算术平均值为-3.12。值得注意的是,所有样品的fSm/Nd值均介于-0.6~-0.3之间,表明Nd同位素测试结果可靠,一阶段模式年龄TDM1就具有地质意义。4件样品的一阶段模式年龄TDM1介于1 294~1 502 Ma之间(表2),平均年龄为1 387 Ma,远大于岩脉(310 Ma)的形成年龄,表明花岗斑岩具有1.5~1.3 Ga的地壳存留年龄。
本文对花岗斑岩样品进行锆石U-Pb定年,获得206 Pb/238 U加权平均年龄为(310.1±6.2 Ma)(图6)。由于锆石U-Pb同位素体系的封闭温度高达900 ℃[36],所以310 Ma可以作为花岗斑岩的结晶年龄,代表花岗斑岩的侵位年龄。该年龄与研究区内察哈乌苏岩基的形成年龄(313 Ma)十分接近[29],几乎同时产出。区域上该年龄还可以与北天山同时期形成的沙湾地区晚石炭世“双峰式”火山岩和四棵树“钉合岩体”进行对比,形成于孔吾萨依A2型花岗岩(293 Ma)侵位之前[6]。沙湾地区晚石炭世火山岩由火山碎屑岩和火山熔岩组成,其流纹岩的锆石U-Pb年龄为310 Ma,产出于大陆板内拉张环境[37]。作为北天山古生代造山带科克琴—博罗科努侵入岩带的一员[38],四棵树“钉合岩体”第二期钾长花岗岩的锆石U-Pb年龄为312 Ma[39]。因此,本文所测年龄数据可信,代表了岩浆的侵位年龄,本文研究的花岗斑岩脉的形成时代为晚石炭世早期。
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。从上文可以看出,花岗斑岩4件样品的ISr值比较集中,分布范围为0.709 3~0.710 0,比大陆地壳的ISr值(0.719)略低,远高于幔源火成岩的ISr值(0.702 0~0.706 0),指示花岗斑岩的母岩浆可能来源于大陆地壳。其fSm/Nd值(-0.43~-0.35)与一般地壳岩石的fSm/Nd值(-0.5~-0.3)范围较为一致,进一步佐证岩浆可能来源于地壳的部分熔融。花岗斑岩具有变化范围大的εNd(t)负值(-3.93~-2.33),与阿拉套山南缘深成岩体的高εNd(t)明显不同[3⇓-5,40],而与温泉岩群基底变质岩[3,24-25,41]和阿拉套山泥盆系[37]Nd同位素组成较为一致;温泉岩群基底变质岩[4,25-26,42]和阿拉套山泥盆系[35]均具有εNd(t)负值,εNd(t)值分布范围为-8.8~1.1[3,24-25,41⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓-49],指示花岗斑岩可能来源于温泉地区古老的变质基底。在ISr-εNd(t)关系图(图7(a))中,ISr值与εNd(t)值无明显的相关性,分布较散乱,所有样品均落入第四象限内,位于下部陆壳(LC)与球粒陨石之间,进一步反映了岩浆可能来自大陆地壳的部分熔融。该花岗斑岩具有较低的Sr初始比值和负Nd初始比值,与中天山的部分花岗岩类和西南天山的前寒武纪基底较相似,后两者具有更高的Sr初始比值和更低的负Nd初始比值,显示源区物质有较多的地壳物质。中天山东段的平顶山、选矿场后山和天湖东岩体的ISr值和εNd(t)值分别为0.712 6~0.718 4和-7.8~-3.7,推断它们可能是早、中元古代地壳物质部分熔融的产物[42];而西南天山木扎尔特群花岗片麻岩具有低的εNd(t)值(-4.4~-7.1)、高的初始Sr比值0.707 6~0.709 6,表明花岗片麻岩的岩浆物质来自成熟度很高的基底陆壳物质[43]。区域上北邻的准噶尔盆地基底不是残留洋壳[44],推测准噶尔盆地西部和北部可能为残留有陆壳残块的古生代新生地壳[45]。研究区紧邻中元古界温泉岩群变质岩系,其一阶段模式年龄平均为1 387 Ma,与中元古界温泉岩群片麻岩的模式年龄(1.4 Ga)十分接近[3],进一步佐证花岗斑岩与中元古界温泉岩群具有密切的亲缘关系。
DM.亏损地幔;MORB.现代洋中脊玄武岩;OIB.洋岛玄武岩;PREMA.流行地幔;LC.下地壳;HIMU.高U/Pb比值地幔;BSE.全硅酸盐地球;EMⅠ.富集地幔Ⅰ型;EMⅡ.富集地幔Ⅱ型
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[45⇓-47]。整个阿拉套山的花岗岩类均具有类似的Sr、Nd同位素特征[3⇓-5],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[5,43]。这个结果与整个新疆北部乃至中亚造山带广大地区在310 Ma左右主要通过地幔物质的加入而导致地壳增生的认识[47]相一致。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、发生岩浆的同化分离结晶过程或岩浆混合作用的模式解释[29]。综上所述,阿拉套山南缘西段的花岗斑岩具有中等ISr值,负的εNd(t)值和较大的Nd模式年龄,说明该岩脉的形成与阿拉套山的众多花岗岩体具有完全不同的成因,不太可能是幔源岩浆底侵、演化的产物,更有可能是由成熟度比较高的前寒武纪基底岩石重熔形成的“S”型花岗岩。
区域上,艾比湖—巴音沟一带在早石炭世重新开始拉张,形成北天山洋[50-51];北天山洋洋区南缘的被动陆缘上为别珍套—汗吉尕碳酸盐岩浅海盆地,阿拉套地区则为浅海-半深海陆缘盆地,二者的沉积环境和岩石组合具有一定差异。另外,阿拉套地区上泥盆统托斯库尔他乌组岩屑砂岩碎屑锆石年龄出现多个位于500~2 200 Ma区间的年龄值[29],而别珍套山一带中泥盆统汗吉尕组和下石炭统阿克沙克组岩屑砂岩碎屑锆石并无大于500 Ma的年龄值[29],反映了两地的物源存在差异。这些特征均表明,自晚古生代以来,阿拉套山和别珍套山地区发生了重要的洋陆转换事件,经历了不同的构造演化,分属不同的构造环境[30]。
新疆北部及邻区发育大量的花岗岩类,其中石炭纪—二叠纪花岗岩类较为突出,主要集中在晚石炭世—早二叠世,特别是早二叠世,碱性岩最为发育,形成于伸展构造背景[52]。北天山的花岗岩类主要集中在早石炭世 (355~345 Ma)和早二叠世两个时期,而阿拉套山南缘的花岗岩类形成于早石炭世晚期—早二叠世(325~290 Ma),和西准噶尔晚石炭世—早二叠世(310~290 Ma)铝质A型花岗岩几乎同步[52]。天山北部地区巴音沟蛇绿岩可以代表北天山洋,是新疆北部时代最年轻的蛇绿岩[53],其斜长花岗岩的锆石U-Pb年龄为325 Ma [54],侵位于巴音沟蛇绿岩的四棵树“钉合岩体”形成于312 Ma[49],所以北天山蛇绿混杂岩形成时代可能是在早—晚石炭世之交[55]。同时,埃达克岩-高镁安山岩-富Nb玄武岩火山岩组合的喷发时间为334~320 Ma[52],硅质岩中存在法门阶牙形石以及早石炭世放射虫,碰撞阶段形成的超高压变质岩年龄为315 Ma[56],共同限定了北天山洋的闭合时间应在310 Ma之前[57]。
阿拉套山地区西段出露上泥盆统托斯库尔他乌组,该组砂岩最年轻的碎屑锆石年龄为365 Ma,表明岩石在晚泥盆世晚期以后沉积[29],属于海洋环境;下石炭统阿克沙克组糜棱岩化砂岩碎屑锆石的年龄为428~331 Ma,与其中的古生物化石时代一致,岩石形成于早石炭世晚期,属于海陆交互环境,阿克沙克组形成于早石炭世晚期(331 Ma)[58],而晚石炭世时期该地区已经转换为大陆环境。北天山在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以后阿拉套山地区逐渐进入后碰撞伸展阶段。岩墙群代表后造山伸展构造环境岩浆活动的产物[16⇓-18],本文研究的花岗斑岩脉(脉岩)作为阿拉套山南缘岩墙群的一员,其形成时代为310 Ma,该年龄与沙湾地区晚石炭世(310 Ma)产于大陆板内拉张环境的流纹岩喷发年龄[37]较为一致,也与察哈乌苏岩基的侵位时代(313 Ma)比较吻合,推测它们可能具有相似的构造地质背景。从石炭纪到侏罗纪(332~174 Ma)新疆北部地区处在一个相似的地壳演化阶段,为陆壳垂向生长、区域构造应力场显示拉张的构造环境,并在时间、空间上具有相对统一的特征[59]。因此,本文研究的阿拉套山南缘西段的花岗斑岩脉侵位时代早于阿拉套山南缘中、东段岩墙群的最老年龄(300 Ma),是阿拉套山西段最晚一期岩浆活动的产物,可能形成于同碰撞挤压向后碰撞伸展转换的过渡阶段。
(2)Sr、Nd同位素组成显示,阿拉套山南缘西段花岗斑岩具有中等ISr值、负的εNd(t)值和较大的Nd模式年龄,明显不同于西天山乃至新疆北部广泛发育的花岗岩岩类,后者普遍拥有低ISr值、正的高εNd(t)值和较年轻的Nd同位素模式年龄,说明阿拉套山南缘西段花岗斑岩脉与阿拉套山的众多花岗岩体具有完全不同的成因,可能来自成熟度比较高的前寒武纪基底岩石重熔。
(3)花岗斑岩脉形成时代(310 Ma)与研究区阿拉套山南缘西段察哈乌苏岩基的形成时代(313 Ma)十分接近,也与沙湾地区流纹岩的喷发时代(310 Ma)几乎同步,后者形成于大陆板内拉张环境,所以本文的花岗斑岩脉(脉岩)作为阿拉套山南缘岩墙群的一员,是阿拉套山西段最晚一期岩浆活动的产物,可能形成于同碰撞挤压向后碰撞伸展转换的过渡阶段。
[1]张作衡, 王志良, 左国朝. 新疆西天山地质构造演化及铜金多金属矿床成矿环境[M]. 北京: 地质出版社, 2008.
[4]林涛, 邓宇峰, 陈斌, 等.新疆西天山阿拉套山东部孔吾萨依A型花岗岩成岩年代、地球化学特征及成因[J]. 地质学报, 2019, 93(5):1020-1036.
[5]刘志强, 韩宝福, 季建清, 等.新疆阿拉套山东部后碰撞岩浆活动的时代、地球化学性质及其对陆垂向增长的意义[J]. 岩石学报, 2005, 21(3):623-639.
[8]江秀敏. 新疆阿拉套山东段晚古生代侵入岩活动特征及其成矿意义[D]. 北京: 中国地质大学, 2015:1-47.
[10]王建中, 魏立勇, 段俊, 等.新疆阿拉套山西段察哈乌苏二长花岗岩成因及构造意义[J]. 西北地质, 2021, 54(3):10-26.
[11]江秀敏, 罗照华, 陈必河, 等.致矿侵入体的识别标志——以新疆阿尔夏提矽卡岩型铁铜矿床为例[J]. 岩石学报, 2014, 30(11):3455-3466.
[12]罗照华, 陈必河, 江秀敏, 等.利用宽谱系岩墙群进行勘查靶区预测的初步尝试:以南阿拉套山为例[J]. 岩石学报, 2012, 28(7) :1949-1965.
[27]胡霭琴, 王中刚, 涂光炽, 等. 新疆北部地质演化及成岩成矿规律[M]. 北京: 科学出版社, 1997.
[37]刘飞, 杨经绥, 李天福, 等.新疆北天山沙湾地区晚石炭世火山岩地球化学特征及地质意义[J]. 中国地质, 2011, 38(4): 868-889.
[43]韩宝福, 何国琦, 王式洗.后碰撞慢源岩浆活动、底垫作用及准噶尔盆地基底的性质[J]. 中国科学(D辑), 1999, 29(1):16-21.
[44]樊婷婷, 柳益群艺, 白清华, 等.花岗岩类特征对准噶尔盆地基底性质的示踪[J]. 西安科技大学学报, 2017, 3(5):680-687.
[50]徐学义, 夏林圻, 马中平, 等.北天山巴音沟蛇绿岩斜长花岗岩SHRIMP锆石U-Pb年龄及蛇绿岩成因研究
[54]徐学义, 马中平, 夏林圻, 等.北天山巴音沟蛇绿岩形成时代的精确厘定及意义[J]. 地球科学与环境学报, 2005, 27(2):17-20.
发表评论