天山造山帶是歐亞大陸內部造山帶的一部分, 由不同性質的大陸邊緣形成的復雜構造帶, 屬于板塊邊緣褶皺山系的拼合體[1,2] (張良臣等, 1985) ; (隗合明等, 1999) , 晚古生代是天山運動的關鍵時期, 天山地區完成了由大洋向大陸的轉化[3]。在晚石炭世, 天山山脈最重大的地質事件是北天山古洋盆的閉合[4,5,6] (姜常義等, 1993;姜常義等, 1995;王作勛等, 1986) 。前人認為堵蘭薩依巖體侵入于二疊紀[7]。而據同位素年齡形成于早石炭世的華力西早期的伊犁運動第一幕, 李文明等總結了此期間的火成巖巖性以二長花崗巖、花崗閃長巖為主, 巖體侵位的同位素地質年齡主要介于359.8Ma～381Ma之間, 侵位時代為中晚泥盆世[8]。丁天府將新疆火成巖分為六個火山巖區30個火山巖帶, 堵蘭薩依巖體為天山巖區的博羅科努火成巖帶, 博羅科努巖帶位于尼勒克斷裂以北的博羅科努山一帶[9]。前人對博羅科努一帶的巖體多為大區域的總結而系統性研究較為薄弱, 歸納起來主要純在著兩個方面的不足: (1) 缺乏系統的巖石地球化學研究; (2) 前人較重視博羅科努一帶花崗巖的成礦專屬性性研究, 缺乏對這一帶巖體的形成過程和來源的分析。本文選取堵蘭薩依巖體作為研究對象, 介紹其地球化學特征的同時, 試著探討形成過程和來源。
1 堵蘭薩依巖體的地質概況
堵蘭薩依巖體的大地構造位置處于哈薩克斯坦-準噶爾板塊 (Ⅰ級) 伊犁-伊賽克湖微板塊 (Ⅱ級) 博羅科努古生代復合島弧帶 (Ⅲ級) 和阿吾拉勒晚古生代裂谷系 (Ⅲ級) 的接合部位。主要發育兩條斷裂喀什河斷裂和喀臘巴戈斷層, 斷裂主要以NWW-SEE向和NW-SE向為主, NE-SW向次之。區內的地層多以泥盆系的陸源碎屑巖為主?；鸪蓭r巖性主要為二長花崗巖、花崗閃長巖, 堵蘭薩依序列主體位于東部阿克布早, 出露面積總計約40km2。東巖體侵入于中志留統基夫克組灰色條帶狀硅質粉砂巖和凝灰質細砂巖中, 西巖體侵入于上志留統庫茹爾組灰綠色細砂巖、粉砂巖中, 圍巖節理發育, 較破碎。堵蘭薩依巖體單顆粒鋯石U—Pb年齡為351.94Ma±2.78Ma (同位素年齡由西北大學大陸動力學國家重點實驗室分析測得) 確切時代為早石炭世。
2 微量元素化學特征
2.1 堵蘭薩依序列巖體的微量元素地球化學特征
從表1中可以看出堵蘭薩依序列中低場強元素Rb、Ba含遠低于其在地殼的克拉克值, 強不相容元素Nb、Ta含量低于地殼平均水平, Ni、Cr等地幔富集的親鐵元素 (相容元素) 與其平均值地殼中的克拉克值相差不大, 而親鐵元素Sr含量則與克拉克值相差較大。說明巖漿上侵過程中, 可能有流體的加入, 受到了地殼上部硅鋁層的熱交換作用, 導致地幔富集的一些親鐵元素, 一部分流失到了地殼。林克湘等認為Sr、Ba、Rb是活動元素, 易溶于含水流體相, 常被攜帶和遷移[10]。相容元素易在礦物晶體中富集, 并隨著礦物的晶出而逐步在殘漿中貧化, 而在堵蘭薩依序列中相容元素Sc、Al含量遠高于克拉克值, 說明巖體的分異作用不是很好。
而圖1為利用洋脊花崗巖標準化的稀土及大離子親石元素蛛網圖, 與洋脊花崗巖對比, 明顯富集K、Rb、Ba、Th等大離子親石元素, 特別是Rb和Th兩元素, 其富集程度是洋脊花崗巖的2～70倍不等, 在蛛網圖上可以明顯看到二者的峰值。高場強元素Nb、Ta相對貧化, Hf、Zr等則均貧化, 而Zr的貧化說明了巖體起源于地幔。弱不相容元素S m、Y、Y b等則明顯虧損, 姜常義等, 1999) 富集Rb、Th、Ce和Sm, 而不同程度地貧于Ba、Ta、Nb和Zr, 顯示了同碰撞花崗巖的配分曲線特征 (Pearceet al., 1984) [11]。尤其是Ta和Nb的貧化, 是板塊匯聚邊緣巖漿巖固有的特征。
由于大洋板塊的俯沖, 活動性元素的離子被攜帶進入島弧下的地幔, 使得島弧環境下形成的巖體較之其他環境下形成的巖體更加富集這類元素?？傮w來看, 在蛛網圖上, 曲線呈現右傾, 表現為Rb、Ba、Th等選擇性富集, Nb、Ce含量與洋脊花崗巖中含量相當, 從Hf-Yb均為貧化, 具有島弧花崗巖的微量元素配分特點 (如表1) 。
表中:HREE (重稀土總量) 及ΣREE (稀土總量) 包括元素Y;表中數值由分析值經標準化值得來, 標準化值采用Boynton (1984) 值, δEu= (Eu/0.0735) / ( (Sm/0.195+Gd/0.259) ×0.5) ;δCe= (Ce/0.808) / ( (La/0.31+Pr/0.122) ×0.5) ; (La/Yb) N= (La/0.31) / (Yb/0.209) ;;La/Sm) N= (La/0.31) / (Sm/0.195) ; (Gd/Yb) N= (Gd/0.259) / (Yb/0.209)
2.2堵蘭薩依序列稀土元素地球化學特征
LREE在1 9.8 8 p p m～1 3 7.2 1 p p m, HREE量在3.64ppm～20.05ppm, ΣREE在23.52ppm～148.86ppm, 在各類巖石間變化較大, 較花崗巖中稀土總量平均值290ppm低, ω (LREE) /ω (HREE) 比較小, 在3.45～8.18之間變化, 平均值為5.87, 輕稀土富集, 重稀土弱虧損, 各類巖石的輕稀土含量有差異, 但重稀土含量近似, 由曲線配分圖可看出巖漿分異度δEu值大多小于1, 值的變化范圍在0.45～1.38之間, 總體接近1, 稀土配分曲線無明顯“V”型谷, 銪異常不明顯, 反映其分異演化程度不高 (姜常義等, 1999) [11], 這與微量元素所反映的特征一致。樣品δCe值約為1, (陳漢林等, 1998) 經歷了弱的巖漿分異作用, 說明地殼巖石氧逸度不高[12]。
(La/Yb) N值均小于11, 并以4～7居多, 平均5.84, (La/Sm) N值為1.79～4.21, 平均2.8, 指示其輕稀土元素之間的分餾程度較好, 均體現出輕稀土元素較富集。而 (Gd/Yb) N值為1.31～2.60, 平均1.8, 其值較大, 說明重稀土之間分餾不明顯, 重稀土元素略為虧損。輕稀土元素分餾強烈, 而重稀土元素分餾較弱。這些總體特征反映了造山帶中花崗巖的普遍特征 (Herderson, 1984) [13] (圖1、圖2) 。
3 堵蘭薩依巖體構造環境分析
根據Maniar和Piccoli (1989) 提出的分類方法[16], 將花崗巖的分類方法劃分為造山類與非造山類的, 造山類包括四種:島弧花崗巖類 (IAG) ;大陸弧花崗巖類 (CAG) , 大陸碰撞花崗巖類 (C C G) , 后造山花崗巖類 (POG) ;非造山花崗巖類又可分為:裂谷有關花崗巖類 (RRG) , 大陸的造陸抬升花崗巖類 (CEUG) , 大洋斜長花崗巖類 (OP) 三種。在判別圖解圖4中, 樣品落入I A G+C A G+CCG區域, 反應了該巖體構造環境應為造山帶中。圖3堵蘭薩依巖系logσ-logτ圖解中顯示造山帶的構造特征, 其中里特曼指數:。而在構造判別圖中, 巖體多具有島弧, 大陸邊緣弧, 并顯示出碰撞帶的特征。
在堵蘭薩依序列主量元素構造判別圖和堵蘭薩依序列Rb-Y+N b圖解中, 它們基本上投人弧火山巖區 (圖5) 。這些圖解都無一例外的證實該帶火成巖形成的構造背景應屬活動大陸邊緣的島弧環境。
4 結語
(1) 微量元素地球化學特征中, 相容元素易在礦物晶體中富集, 并隨著礦物的晶出而逐步在殘漿中貧化, 而在堵蘭薩依序列中相容元素Sc、Al含量遠高于維氏值;在稀土元素配分模式圖中, 輕稀土富集, 重稀土弱虧損, 各類巖石的輕稀土含量有差異, 但重稀土含量近似, 由曲線配分圖可看出巖漿分異度δEu值大多小于1, 值的變化范圍在0.45～1.38之間, 總體接近1, 稀土配分曲線無明顯“V”型谷, 銪異常不明顯, 均反映其分異演化程度不高。
(2) 根據Maniar和Piccoli (1989) 提出的分類方法, 堵蘭薩依巖體處在造山帶中, 可能來源于由洋殼和島弧建造組成的年輕地殼, 形成于島弧環境之中
摘要：新疆尼勒克縣胡吉爾臺堵蘭薩依巖體主要有二長花崗巖和花崗閃長巖組成, 形成的相對地質年齡為早石炭世, 根據堵蘭薩依巖體的單顆粒鋯石年齡為351.94±2.78Ma。與洋脊花崗巖對比, 明顯富集K、Rb、Ba、Th等大離子親石元素, 在蛛網圖上可以明顯看到二者的峰值。稀土元素具有輕稀土較富集, 重稀土略微虧損的特征, 且配分曲線具有輕微的負銪異常。運用稀土判據探討巖體的形成機制為結晶分異但結晶分異的程度不高, 其微量元素的含量特征顯示出其形成于島弧的構造環境。
關鍵詞：堵蘭薩依,花崗巖,造山帶,島弧,西天山
參考文獻
[1] 隗合明, 王全慶, 寧晰春.西天山北部大地構造背景與成礦關系及找礦預測[J].西北工程學院學報, 21 (4) .
[2] 張良臣, 吳乃元.天山地質構造及演化史[J].新疆地質, 1985, 3 (3) ∶1～14.
[3] 劉肇昌.板塊構造學[M].成都:四川科學技術出版社, 1985:141～158.
[4] 姜常義, 吳文奎, 謝廣成, 等.西天山北部石炭紀火山巖特征與溝弧盆體系[J].巖石礦物學雜志, 1993, 12 (3) :2～31.
[5] 姜常義, 吳文全, 金學仁, 等.從島弧向裂谷的變遷——來自阿吾拉勒地區火山巖的證據[J].巖石礦物學雜志, 1995, 14 (4) :289～300.
[6] 王作勛, 鄔繼易, 呂喜朝, 等.1986.中國天山大地構造演化概述[J].中國地質科學院地質所所刊, 第15號.
[7] 丁天府.新疆火山巖分區及其地質意義[J].新疆地質, 1998, 3:39～48
[8] 李文明, 任秉琛, 楊興科, 等, 東天山中酸性侵入巖漿作用及其地球動力學意義[J].西北地質, 2002, 35 (4) :41～64.
[9] 國際國科聯 (IUGS) 火成巖分類委員會, 王碧香, 沈昆, 畢立君[譯].火成巖分類及術語詞典[M].北京:地質出版社, 1991.
[10] 林克湘, 李藝斌, 龔文平, 等.新疆三塘湖盆地晚古生代火山巖地球化學特征及構造環境[J].高校地質學報, 1997, 3 (2) :202～211.
[11] 姜常義, 穆艷梅, 白開寅, 等.南天山花崗巖類的年代學、巖石學、地球化學及其構造環境[J].巖石學報, 1999, 15 (2) :298～307.
[12] 陳漢林, 楊樹鋒, 賈承造, 等.塔里木盆地北部二疊紀中酸性火成巖帶的厘定及其對塔北構造演化的新認識[N].礦物學報, 1998, 18 (3) :370～376.
[13] Henderson P.Rare earth element geochemisty[M].Amsterdam:Elsevier Seience Pabliers B.V.1984, 75～307.
[14] Pearce J A, Harris N B W and Tindli A G.Trace element dis-criminationdiagrams for the tectonic interpretation of graniticrocks[M].Journal of Petrology, 1987, 25:956～983.
[15] 李昌年.火成巖徽量元素巖石學[M].北京:中國地質大學出版社, 1992:74～184.
[16] Maniar P D, Piccoli P M.Tectonic dis-crimination of granitoids[J].Geol.Soc.Am.Bull., 1989, 101:635～643.
[17] 肖序常、湯耀慶、馮益民, 等.新疆北部及鄰區大地構造[M].北京:地質出版社, 1992:1～47, 104～124.
[18] 肖慶輝, 鄧晉福, 馬大銓, 等.花崗巖研究思維與方法[M].北京:地質出版社, 2002:53～63.
[19] 韓吟文, 馬振東.地球化學[M].北京:地質出版社, 2003:181～212.
[20] 路鳳香, 桑隆康.巖石學[M].地質出版社, 2002:41～58.