天山造山带是在古生代由古亚洲洋的消减闭合过程中，其间的塔里木、准噶尔、哈萨克斯坦等板块俯冲−碰撞−增生所形成（Gao et al., 1998；Xiao et al., 2004；Liu W et al., 2006；Qian et al., 2008），随着该地区研究程度的加深，使其造山增生作用过程成为国内外研究的热点。作为板块俯冲−碰撞−增生过程中重要的产物，花岗岩的岩石组合、岩石地球化学特征及其成因研究，可有效的反演造山带的构造演化过程（Barbarin B，1999；童英等，2010；Dong et al., 2011；Long et al., 2011；Wang et al., 2014；Ma et al., 2015） 。西天山构造带位于天山造山带的西段，在地质演化过程中发生了多期次与地壳增生和改造作用有关的花岗岩浆活动 （Windley et al., 2007，2015；Kröner et al., 2013；Xiao et al., 2014） ，这些侵入岩的时代主要集中于奥陶纪―二叠纪，以晚古生代岩浆作用最为发育（刘新等，2012）。从北向南，按其所属的大地构造单元，可分为北天山花岗岩带，伊犁地块北缘花岗岩带，伊犁地块南缘花岗岩带和南天山花岗岩带（ Long et al. ,2011；刘新等，2012）。前人对上述几个花岗岩带内晚古生代花岗岩的成因、构造环境进行了详细的研究，认为其主要形成于与洋壳俯冲有关的岛弧（王博等，2007；唐功建等，2008；Long et al., 2011； Seltmann et al., 2011；刘新等，2012； Jiang et al., 2014；Wang et al., 2014） 及碰撞−后碰撞背景（Sun et al., 2008；高俊等，2009；Zhao et al., 2009；Han et al., 2010；Dong et al., 2011；Xia et al., 2012；Zhang et al., 2012）。

乌孙山位于伊犁地块中南部，前人研究资料显示该地区存在大量的晚古生代岩浆岩，以火山岩为主体（朱永峰，等，2006；茹艳娇，2012；孙吉明，等，2014），侵入岩分布少而小，因此，调查区内研究多数以火山岩为主，侵入岩的研究相对匮乏，仅仅在乌孙山南缘昭苏以北的地区有过详细的研究，确认了约360 Ma壳源岛弧花岗岩类型的存在（Bao et al., 2018）。乌孙山北部侵入岩多呈岩枝或岩株形态分布，前人根据岩体与地层的接触关系将其划分为二叠纪岩体，尚缺乏精细的年代学和地球化学研究。鉴于此，笔者选取伊犁地块内乌孙山北部察布查尔林场地区的花岗岩和“包体”细粒闪长岩为研究对象，重点开展岩体的岩石学、地球化学、锆石U-Pb定年及岩石成因研究，分析西天山地区晚古生代花岗岩岩石成因和形成机制，探讨研究区晚古生代壳幔相互作用过程，为该地区晚古生代构造岩浆作用提供基础资料和相关证据。

1.   研究区地质特征及岩相学特征

研究区位于西天山西南段昭苏县以北的乌孙山西北部，构造位置属于伊犁−中天山板块（图1a），区内出露的地层主要是石炭纪火山沉积岩系，其次为二叠世乌郎组双峰式火山−沉积岩系，后有侏罗系等山间河湖相建造覆盖于其上。石炭系自下而上依次为早石炭世大哈拉军山组火山岩、沉积岩系−早石炭世阿克沙克组碎屑岩与碳酸盐岩−晚石炭世伊什基里克组双峰式板内裂谷火山岩，各组之间均以角度不整合接触（李永军等， 2010）。区内发育有较多的以岩株形式出露的二叠纪花岗岩，侵入石炭纪地层中（图1b）。研究对象位于研究区西北部察布查尔林场内（图1b），侵入岩主要为灰白色−浅肉红色二长花岗岩，其中发育大量的暗色闪长质“包体”（图2e、图2f）。岩相学特征如下。

图  1  研究区地质简图（a据Xu et al. ，2012修改）

Figure  1.  Geological map of research area

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图  2  乌孙山地区二长花岗岩及其“包体”闪长岩的岩相学特征（正交偏光）

Qz. 石英；Pl. 斜长石；Am. 角闪石；Kfs. 钾长石；Ap. 磷灰石

Figure  2.  The petrographical feature of granite and its "enclave" diorite in Wusunshan area

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灰白色−浅肉红色角闪石二长花岗岩：样品宏观风化面局部呈肉红色，新鲜面呈浅灰白色，块状构造，粗粒花岗结构（图2c），钾长石含量不均匀。镜下特征显示主要矿物组成为钾长石、斜长石、石英和角闪石。钾长石呈自型−半自形柱状，粒度为0.5 mm×1.0 mm～1.3 mm×2.2 mm，普遍发生了高岭石化和碳酸岩化蚀变，含量约为30%；石英呈他形粒状、填隙状，含量约为30%；斜长石呈自型−半自型板柱状分布，含量约为25%；角闪石呈自型−半自型，粒度大小不等，一组极完全解理特征明显，局部可见有较明显的两组解理，含量为分布不均匀5%～10%；副矿物主要有榍石、锆石、磷灰石等。

灰色黑云母闪长岩（图2a、图2b、图2d）：闪长岩呈椭圆状或水滴状的“包体”的形式分布在二长花岗岩中，块状构造、细粒结构，主要由斜长石、角闪石、黑云母、石英组成。斜长石为自型-半自型板柱状，粒度为0.1 mm×0.4 mm～0.5 mm×1.5 mm，斜长石蚀变程度较花岗岩轻，含量为55%～60%；角闪石呈自形−半自型柱状，粒度小于0.3 mm×0.5 mm，一组极完全解理特征明显，局部可见有较明显的两组解理，含量为25%～30%；黑云母呈半自形鳞片状，含量较少，约5%；石英呈他形粒状、填隙状，粒径较小，含量小于5%。副矿物主要有锆石、磷灰石等（图2d）。

2.   分析方法

主、微量和稀土元素测试单位为中国地质调查局西安地质调查中心实验测试中心。主量元素分析方法为X荧光光谱分析（ XRF），使用的仪器是荷兰帕纳科公司Axios 4.0 kw 波长色散X射线荧光光谱仪，精密度：RSD≤0.134，稳定性：RMS Rel （%） ≤0.050。稀土微量元素分析采用Thermo Fisher公司产X-SeriesII型电感耦合等离子质谱仪（ICP-MS）测定，检测限优于5×10⁻⁹，相对标准偏差优于5%。锆石样品分选及制靶在西安瑞石地质科技公司完成。首先，筛选表面光洁无裂隙的锆石，在透射光下剔除有包体的锆石，然后，将锆石制靶，进行透反射光照相和阴极发光显微照相工作。LA-ICP-MS原位U-Pb分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室进行，锆石定年所用ICP-MS为Agilengt 7500a，激光剥蚀系统为德国MicroLas公司Geolas200M，该系统由德国Lambda Physik 公司的ComPex102 Excime激光器（物质ArF，波长为193 nm）与MicroLas公司的光学系统组成，激光剥蚀直径为32 um，剥蚀深度为20～40 um；实验载气为He，用美国国家标准技术研究所研制的人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST SRM610进行仪器最佳化。采样方式为单点剥蚀，每完成10个待测样品测定，插入标样一次；锆石年龄采用标准锆石GJ-1为外部标准物质，元素含量采用NIST SRM610作为外标，同时选择²⁹Si作为内标消除激光能量在点分析过程中以及分析点之间的漂移。文中年龄计算及谐和图成图采用Isoplot3（2006）完成。

3.   分析结果

3.1   锆石U-Pb定年结果

笔者对乌孙山察布查尔林场岩体中的花岗岩（13XY-34）开展定年工作。花岗岩的锆石呈柱面较发育的长柱状，长宽比约为2∶1，阴极发光图像显示，其内部具很好的岩浆震荡环带结构（图3），Th/U＞0.6，显示了岩浆成因锆石特征。花岗岩30粒锆石开展了定年分析（表1） ，其中2、16～20和25号锆石在测试过程中打穿，数据不能使用，剩下的23个测点分布集中且谐和性较好，其中的21个测点²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄集中分布于谐和线附近（图4），获得它们的加权平均年龄为（361.7±1.8）Ma （MSWD=3.2） （图4），代表了花岗岩的结晶年龄。1号和4号测点²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄分别为（429±6）Ma和（476±8）Ma（表1），可能为捕获的锆石。花岗岩定年结果显示，其形成于晚泥盆世末期。

图  3  花岗岩（13XY-34）锆石CL图像及年龄

Figure  3.  Zircon CL images and ages of granite （13XY-34）

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表  1  乌孙山地区花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果

Table  1.  LA-ICP-MS zircon U-Pb date of the granite in Wusunshan area

样品号	含量（10−6）			同位素比值							同位素比值					年龄（Ma）
13XY-34	Pb	U		206Pb/238U	1σ	207Pb/235U	1σ	207Pb/206Pb	1σ		208Pb/232Th	1σ	232Th/238U	1σ		206Pb/238U	1σ	207Pb/235U	1σ	207Pb/206Pb	1σ
1	17	198		0.0766	0.0006	0.5975	0.0376	0.0565	0.0036		0.0224	0.0012	0.7349	0.0022		476	4	476	30	474	142
3	10	165		0.0582	0.0004	0.4400	0.0279	0.0548	0.0035		0.0125	0.0006	0.6879	0.0022		365	2	370	23	404	142
4	18	241		0.0688	0.0005	0.5290	0.0218	0.0558	0.0024		0.0151	0.0006	0.7741	0.0010		429	3	431	18	445	95
5	14	227		0.0587	0.0004	0.4420	0.0176	0.0546	0.0021		0.0121	0.0005	0.6571	0.0007		368	2	372	15	397	88
6	15	264		0.0570	0.0003	0.4265	0.0160	0.0543	0.0020		0.0108	0.0005	0.6880	0.0010		357	2	361	13	383	83
7	14	228		0.0584	0.0004	0.4401	0.0195	0.0546	0.0024		0.0121	0.0006	0.6391	0.0012		366	2	370	16	397	98
8	21	347		0.0581	0.0004	0.4353	0.0147	0.0543	0.0018		0.0111	0.0006	0.8042	0.0009		364	2	367	12	384	74
9	20	327		0.0579	0.0004	0.4373	0.0160	0.0548	0.0020		0.0104	0.0005	0.7997	0.0095		363	2	368	13	403	81
10	18	289		0.0586	0.0003	0.4391	0.0168	0.0544	0.0020		0.0120	0.0006	0.7757	0.0006		367	2	370	14	386	84
11	14	244		0.0576	0.0004	0.4323	0.0281	0.0545	0.0035		0.0117	0.0005	0.6680	0.0027		361	3	365	24	390	144
12	11	178		0.0586	0.0004	0.4358	0.0288	0.0539	0.0035		0.0116	0.0005	0.7017	0.0013		367	2	367	24	367	147
13	18	292		0.0580	0.0004	0.4323	0.0217	0.0540	0.0027		0.0130	0.0005	0.7243	0.0012		364	2	365	18	372	113
14	19	326		0.0574	0.0003	0.4322	0.0190	0.0546	0.0024		0.0098	0.0004	0.8631	0.0009		360	2	365	16	398	98
15	8	138		0.0569	0.0005	0.4284	0.0480	0.0546	0.0061		0.0165	0.0010	0.5464	0.0010		357	3	362	41	395	250
21	20	338		0.0579	0.0003	0.4364	0.0129	0.0546	0.0016		0.0138	0.0007	0.6215	0.0015		363	2	368	11	397	64
22	22	369		0.0572	0.0003	0.4296	0.0184	0.0544	0.0023		0.0120	0.0007	0.7433	0.0029		359	2	363	16	390	95
23	26	423		0.0579	0.0003	0.4368	0.0136	0.0547	0.0017		0.0131	0.0008	0.6679	0.0024		363	2	368	11	400	69
24	19	322		0.0580	0.0003	0.4351	0.0163	0.0544	0.0020		0.0124	0.0009	0.6336	0.0010		364	2	367	14	388	82
26	22	353		0.0575	0.0003	0.4293	0.0158	0.0542	0.0020		0.0125	0.0007	0.7908	0.0013		360	2	363	13	379	81
27	20	344		0.0563	0.0004	0.4205	0.0354	0.0541	0.0046		0.0125	0.0007	0.7217	0.0038		353	2	356	30	377	189
28	20	339		0.0568	0.0004	0.4230	0.0239	0.0540	0.0029		0.0121	0.0007	0.7839	0.0016		356	2	358	20	370	123
29	21	349		0.0567	0.0003	0.4238	0.0142	0.0542	0.0018		0.0141	0.0009	0.6705	0.0013		356	2	359	12	379	74
30	29	468		0.0578	0.0003	0.4356	0.0141	0.0547	0.0017		0.0130	0.0009	0.7430	0.0009		362	2	367	12	399	71

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图  4  花岗岩（13XY-34）LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄谐和图

Figure  4.  LA-ICP-MS zircon U-Pb concordia diagram for the granite （13XY-34）

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3.2   地球化学特征

主量、微量和稀土元素分析结果见表2。由表2可知，二长花岗岩具较高的SiO₂含量且变化范围较小（70.22%～72.00%），相对低的FeO^T（1.99%～2.91%）、TiO₂（0.25%～0.35%）、MgO（0.67%～1.00%）含量，全碱含量较高，钾钠含量相近，具有轻微的富钾特征（K₂O/Na₂O=1.04～1.19），低Mg^#（37.50～41.22），SiO₂与P₂O₅具有较明显的负相关关系，显示出I型花岗岩特征。样品的A/CNK=0.98～1.04，σ=1.93～2.07。在TAS图解、SiO₂-K₂O图解和A/NK-A/CNK图解中（图5），二长花岗岩属于准铝质-弱过铝质高钾亚碱性系列，处于I型花岗岩一侧（图5c）。相对于花岗岩，“包体”闪长岩SiO₂含量较低且变化范围较小（51.84%～52.61%），具有较高的FeO^T（7.99%～8.39%）、TiO₂（0.79%～0.87%）、MgO（5.36%～6.04%）、Al₂O₃（16.50%～16.83%）和CaO（7.48%～8.30%）含量，全碱含量较花岗岩低，富钠（K₂O/Na₂O=0.50～0.78），Mg^#较高（53.49～56.81）。闪长岩的A/CNK为0.73～0.80，σ=1.89～3.07，在TAS图解和SiO₂-K₂O图解中（图5），闪长岩属于准铝质高钾亚碱性系列（图5）。此外，在SiO₂-FeO^T、P₂O₅、CaO的哈克图解中（图略），二长花岗岩显示出明显的负相关线性关系，主量元素的CIPW标准矿物计算可知（表2），二长花岗岩部分样品中含有少量的刚玉标准矿物（C=0.13～0.68），显示出一定的壳源特征。闪长岩与二长花岗岩具有明显不同的演化趋势，SiO₂与氧化物之间没有明显的相关关系，表明闪长岩没经过明显的分离结晶作用。根据上述二长花岗岩与闪长岩的主量元素地球化学特征认为酸性岩浆和中性岩浆可能形成于不同源区。

表  2  乌孙山地区花岗岩和闪长岩主量元素（%）、稀土元素和微量元素（10⁻⁶）分析结果

Table  2.  Major and trace element analyses of the granites and dioritefrom the Wusunshan area

样品	二长花岗岩：13XY-34										闪长岩：13XY-35
	1h		2h		3h		4h		5h		1h	2h	3h	4h	5h	6h
SiO2	71.18	70.22		70.78		72.00		71.35			52.07	52.61	52.24	52.54	51.84	52.32
Al2O3	14.04	14.40		14.18		14.29		14.22			16.50	16.78	16.70	16.83	16.68	16.86
Fe2O3	0.60	0.88		0.62		0.20		0.88			2.46	2.37	2.30	1.91	1.83	2.27
FeO	1.90	2.12		2.01		1.81		1.65			5.78	6.26	6.40	6.71	6.66	6.36
FeOT	2.44	2.91		2.57		1.99		2.44			7.99	8.39	8.47	8.43	8.31	8.40
CaO	1.84	2.64		2.16		1.86		2.50			8.23	8.30	8.01	8.26	7.48	8.27
MgO	0.96	1.00		0.88		0.67		0.83			5.90	5.79	6.00	6.04	5.36	6.04
K2O	3.90	3.94		3.86		4.33		3.90			1.86	1.96	1.86	1.68	1.72	1.71
Na2O	3.63	3.43		3.72		3.63		3.50			3.42	2.50	2.80	2.57	3.46	2.68
TiO2	0.31	0.35		0.31		0.25		0.29			0.82	0.82	0.82	0.79	0.87	0.80
P2O5	0.07	0.09		0.07		0.05		0.07			0.18	0.15	0.15	0.15	0.16	0.15
MnO	0.04	0.05		0.05		0.04		0.04			0.17	0.15	0.16	0.15	0.15	0.15
LOI	1.51	0.88		1.35		0.87		0.76			2.58	2.28	2.51	2.36	3.75	2.35
Total	99.98	100.00		99.99		100.00		99.99			99.97	99.97	99.95	99.99	99.96	99.96
A/CNK	1.04	0.98		1.00		1.02		0.98			0.73	0.79	0.79	0.80	0.79	0.79
K2O/Na2O	1.07	1.15		1.04		1.19		1.11			0.54	0.78	0.66	0.65	0.50	0.64
Mg#	41.22	37.96		37.91		37.50		37.72			56.81	55.14	55.80	56.08	53.49	56.16
σ	2.01	2.00		2.07		2.18		1.93			3.07	2.07	2.35	1.89	3.04	2.07
C	0.68			0.13		0.37
Cu	6.99	4.57		6.09		4.27		4.20			25.50	76.00	72.00	75.30	88.00	69.40
Pb	4.42	5.72		5.29		6.60		7.15			13.00	6.12	6.52	15.20	44.00	15.30
Zn	18.20	17.70		18.40		13.90		14.60			80.10	64.80	66.00	75.30	92.50	71.60
Cr	5.44	4.27		14.80		4.52		3.47			137.00	103.00	104.00	109.00	94.00	109.00
Ni	1.86	2.15		6.75		1.62		1.21			33.10	24.70	24.40	27.20	20.20	26.00
Co	6.03	6.29		5.52		4.12		4.94			29.00	31.80	33.60	33.10	31.40	32.40
Li	1.99	1.81		0.92		1.00		1.19			6.66	6.38	9.24	9.05	11.70	9.10
Rb	113.00	129.00		102.00		119.00		118.00			65.30	61.10	64.80	56.50	56.40	56.90
Cs	1.30	1.56		1.39		1.14		1.43			0.79	2.04	1.56	1.00	0.92	0.92
Mo	0.46	0.22		0.56		0.21		0.22			0.41	0.28	0.21	0.13	0.36	0.21
Sr	204.00	246.00		241.00		204.00		230.00			492.00	413.00	465.00	417.00	382.00	413.00
Ba	711.00	626.00		708.00		500.00		668.00			275.00	355.00	356.00	327.00	326.00	316.00
V	49.00	57.80		47.30		32.40		45.20			266.00	285.00	290.00	284.00	306.00	286.00
Sc	6.92	8.19		7.01		4.82		6.70			28.10	33.30	30.40	29.20	33.30	33.90
Nb	5.79	6.51		6.04		4.97		6.15			3.35	3.34	1.52	1.51	2.27	1.45
Ta	0.61	0.62		0.59		0.73		0.73			0.40	0.35	0.20	0.18	0.26	0.17
Zr	144.00	165.00		144.00		114.00		159.00			45.90	42.70	41.20	43.00	49.00	35.90
Hf	3.22	3.87		3.19		2.78		3.69			1.30	1.35	0.98	0.93	1.36	0.82
Ga	13.00	14.40		13.40		13.10		13.60			16.00	16.40	15.80	15.80	17.00	15.70
U	1.82	1.64		1.46		1.69		1.69			0.88	0.76	0.51	0.43	0.52	0.38
Th	11.00	9.39		10.10		10.80		10.70			4.10	4.31	1.91	1.56	1.75	1.34
Y	13.90	15.80		14.40		12.20		14.60			12.50	17.00	11.40	11.20	13.90	11.00
Ti	1858.14	2097.90		1858.14		1498.50		1738.26			4915.08	4915.08	4915.08	4735.26	5214.78	4795.20
K	32375.07	32707.12		32043.02		35944.63		32375.07			15440.42	16270.55	15440.42	13946.18	14278.24	14195.22
P	305.20	392.40		305.20		218.00		305.20			784.80	654.00	654.00	654.00	697.60	654.00
La	17.50	16.70		15.20		17.70		18.70			9.77	9.45	5.10	5.17	7.79	4.94
Ce	34.20	32.50		31.50		31.50		36.50			20.50	22.10	11.30	11.90	17.50	11.30
Pr	3.88	3.64		3.52		3.37		3.90			2.34	2.83	1.59	1.60	2.28	1.54
Nd	12.60	12.50		12.10		10.10		12.90			8.83	10.80	6.82	6.97	9.11	6.43
Sm	2.75	2.56		2.40		2.16		2.58			2.15	2.89	1.87	1.91	2.24	1.81
Eu	0.69	0.63		0.67		0.56		0.63			0.84	0.86	0.78	0.76	0.95	0.75
Gd	2.50	2.67		2.48		1.98		2.42			2.28	2.96	2.08	2.07	2.46	2.12
Tb	0.41	0.45		0.41		0.31		0.41			0.40	0.48	0.34	0.35	0.42	0.36
Dy	2.54	2.72		2.46		1.96		2.59			2.31	3.03	2.14	2.09	2.52	2.06
Ho	0.56	0.59		0.53		0.44		0.54			0.47	0.65	0.44	0.44	0.52	0.44
Er	1.62	1.74		1.54		1.31		1.58			1.35	1.88	1.26	1.20	1.51	1.25
Tm	0.26	0.27		0.25		0.21		0.25			0.20	0.29	0.18	0.18	0.23	0.18
Yb	1.67	1.81		1.65		1.45		1.69			1.32	1.82	1.17	1.20	1.42	1.12
Lu	0.26	0.29		0.26		0.23		0.27			0.21	0.28	0.18	0.18	0.22	0.17
∑REE	81.44	79.07		74.97		73.28		84.96			52.97	60.32	35.25	36.02	49.17	34.47
（La/Yb）N	7.52	6.62		6.61		8.76		7.94			5.31	3.72	3.13	3.09	3.94	3.16
（La/Sm）N	4.11	4.21		4.09		5.29		4.68			2.93	2.11	1.76	1.75	2.25	1.76
（Gd/Yb）N	1.24	1.22		1.24		1.13		1.18			1.43	1.35	1.47	1.43	1.43	1.57
Sr/Y	14.68	15.57		16.74		16.72		15.75			39.36	24.29	40.79	37.23	27.48	37.55
δEu	0.80	0.74		0.84		0.83		0.77			1.16	0.90	1.21	1.17	1.24	1.17

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图  5  乌孙山地区花岗岩和闪长岩TAS图解（a），K₂O-SiO₂（b）和A/NK-A/CNK（c）图解（引自Bao et al., 2018）

Figure  5.  (a) The TAS, (b) K₂O-SiO₂ and (c) A/NK-A/CNK diagram of granite and diorite in Wusunshan area

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二长花岗岩的稀土元素总量相对较低（∑REE=73.28×10⁻⁶～84.96×10⁻⁶），较上地壳的值略低，轻重稀土分馏明显（（La/Yb）_N为6.61～8.76）。在REE球粒陨石标准化模式图中呈较强的右倾模式（图6a），具有负铕异常（δEu=0.74～0.84），表明岩浆可能经历了斜长石的分离结晶作用。岩石相对富集Rb、Th、U、K和Pb等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、La、Ce、P、Ti等元素（图6b）。二长花岗岩稀土和微量元素的分布模式与区域上近同时代的中酸性火山岩和二长花岗岩（茹艳娇等，2012；孙吉明等，2014；Bao et al., 2018）的分布模式近一致，同时与上地壳的分布模式一致（图6a、图6b），显示了壳源的特征。相对于二长花岗岩，闪长岩的稀土元素总量较低（∑REE=34.47×10⁻⁶～60.32×10⁻⁶），接近下地壳的含量，轻重稀土分馏较为明显，（La/Yb）_N值为3.09～5.31，具有轻微的正Eu异常（δEu=0.90～1.24），显示了闪长岩的源区相对富集斜长石，总体分布模式与下地壳具有相同的分布模式（图6a）。微量元素蛛网图中（图6b）呈现出较强的Nb、Ta、La、Ce亏损和Zr、Hf轻微亏损特征，较明显的K的富集特征，显示出基性岩浆演化过程中有壳源物质的参与。

图  6  乌孙山地区花岗岩、闪长岩及中酸性火山岩稀土元素球粒陨石标准配分曲线和微量元素原始地幔标准化蛛网图（标准化值、N-MORB数据引自 Sun et al.，1989；上地壳、下地壳数据引自Rudnick et al.，2003）

Figure  6.  Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized spidergrams of granites and diorite from the Wusunshan area

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综上所述，上述两种岩性的稀土和微量元素特征显示了一定差异性与相似性。二长花岗岩亏损P、Ti元素，富集Zr、Hf元素，轻重稀土分馏明显，δEu负异常；而闪长岩的P和Ti没有显示明显的亏损和较弱的Zr、Hf亏损特征，δEu正异常，表明了二者的岩浆源区的差异性。但是，二者均有轻重稀土分馏明显和亏损Nb、Ta、La、Ce特征。

4.   讨论

4.1   岩体的形成时代

笔者选察布查尔林场内的花岗岩株开展了锆石U-Pb法定年，花岗岩的锆石呈柱面较发育的长柱状，其内部具很好的岩浆震荡环带结构，Th/U＞0.6，显示了岩浆成因锆石特征。定年结果显示花岗岩成岩年龄为（361.7±1.8）Ma，属于晚泥盆世末期岩浆活动。研究区内岩体分布较少，大部分侵入岩以小岩株或岩枝形态分布。相对于西天山北部（博罗科努）和南部（那拉提）地区的侵入岩研究较少，详细的年代学研究资料集中在火山岩部分，前人通过早石炭世火山岩中的英安岩、安山岩和凝灰岩的定年显示时代集中在353～363 Ma之间（朱永峰等，2006；茹艳娇等，2012）。因此，研究区的二长花岗岩及其“包体”闪长岩应与区域上的火山岩形成于同一期岩浆作用。

西天山地区的侵入体类型多，成因和时代复杂，Huang等（2020）对构造带内岩浆侵入体形成时代进行了详细的总结研究，为笔者对这些构造带中古生代的各类岩浆侵入体的深入研究提供了可供利用的丰富资料。笔者依托“天山关键地区区域地质调查”项目下设专题“西天山古生代花岗岩浆作用及对洋陆转化的制约”的研究成果，结合前人的研究资料认为，整个西天山地区不同构造带古生代时期花岗岩类岩浆活动的规模、强度及类型明显表现为3个较强的活动期次（515～390 Ma、380～280 Ma和270～210 Ma）。其中，515～390 Ma的花岗岩类岩浆活动在460～420 Ma期间较强（峰期为425 Ma）；380～280 Ma期间出现370～340 Ma（峰期350 Ma）和330～280 Ma（峰期305 Ma）两个活动主峰期；270～210 Ma的岩浆活动主要发生在270～260 Ma期间（峰期265 Ma），250 Ma左右出现一小峰期后，岩浆活动明显减弱并断续持续到210 Ma基本消失。结合前人的资料证明研究区内的大量的侵入岩和火山岩（～360 Ma），代表370～340 Ma高峰期内的岩浆活动事件。

4.2   岩石成因

研究对象的二长花岗岩中发育大量的暗色闪长质“包体”，呈椭圆状和不规则形态分布，大多数具有截然的边界（图2e、图2f），宏观地质特征显示岩浆形成演化过程曾发生不同端元岩浆的混合（李昌年，2002；齐有强等，2008 ）。相比于寄主花岗岩，暗色闪长质包体的矿物粒度明显小于寄主花岗岩（图2a、图2b、图2c）。同时，包体中出现长针状磷灰石矿物（图2d），这种长针状磷灰石的出现代表了较高温的基性岩浆遇到相对低温的酸性岩浆快速冷凝结晶的产物，是两种物理化学性质截然不同的岩浆发生混合作用的重要证据（Wyllie et al. , 1962；马昌前等，1992）。此外，暗色包体中还出现不同成分的斜长石的嵌晶结构、斜长石包裹暗色矿物（角闪石）晶体的结构和长石周边的熔蚀结构，包体中的暗色矿物还出现包裹斜长石的结构特征，这些被晚期暗色矿物包裹的长石晶体是酸性岩浆早期结晶的产物（图2a、图2b），之所以出现这些不平衡的矿物包裹关系，显然是长英质熔体结晶过程中外来基性熔体贯入造成局部长英质熔体剧减，之后二端元岩浆熔体再度平衡围绕早期结晶的晶体生长而形成。这些岩浆混合结构的大量出现，充分证明不同阶段矿物形成过程岩浆成分和结晶条件曾发生明显的改变，代表了两种性质截然不同岩浆混合作用的发生。

研究对象中的二长花岗岩稀土与微量元素蛛网图中与高分异花岗岩或A型花岗岩具有明显的不同，在（Na₂O+K₂O）/CaO-Zr+Nb+Ce+Y图解中（图7a）属于未分异的花岗岩类型，排除了高分异花岗岩的可能性。二长花岗岩具有高硅、准铝-弱过铝﹑富碱的特点，铝饱和指数A/CNK均小于1.1，SiO₂与P₂O₅含量呈负相关，显示了Ⅰ型花岗岩的特征，在A/NK-A/CNK图解上岩石亦多落入Ⅰ型花岗岩一侧。同时，在微量元素图解中（Rb-Ce、Rb-Y）二长花岗岩均具有较明显的I型花岗岩趋势（图7b、图7c）。上述地球化学特征显示出二长花岗岩为未分异的I型花岗岩。但是，二长花岗岩的稀土、微量元素蛛网图分布模式与上地壳的模式具有高度的一致性；Zr、Hf正异常，Zr/Hf=42～44，接近上地壳的值，部分样品中含有少量的刚玉标准矿物，显示出一定的壳源花岗岩的特征。Mg^#较低为37.50～41.22，低的Cr、Ni、Co含量，也与地壳部分熔融形成的岩浆（Mg^#＜47）类似。根据二长花岗岩的地球化学特征，笔者认为其成因可能为地壳部分熔融形成花岗质岩浆，其I型特征应与基性岩浆混合作用的结果。

图  7  （Na₂O+K₂O）/CaO-Zr+Nb+Ce+Y图解（Whalen et al., 1987）及Rb-Ce和Rb-Y图解（Wang et al., 2012）

Figure  7.  (Na₂O+K₂O)/CaO-Zr+Nb+Ce+Y diagrams and Rb-Ce、Rb-Y diagrams

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闪长岩SiO₂含量较低，具高的FeO^T、TiO₂、MgO和CaO含量，Mg^#较高（53.49～56.81），较高的Cr（94×10⁻⁶～137×10⁻⁶）、Ni（20.2×10⁻⁶～33.1×10⁻⁶）明显与基性下地壳部分熔融不同，具有较明显的幔源岩浆特征。实验岩石学研究表明，当CaO/Na₂O＜0.5时暗示源区为泥质岩，当CaO/Na₂O值介于0.3～1.5时中酸性的花岗质岩石则源于变杂砂岩或火成岩，而且角闪岩部分熔融而成的偏中性熔体（花岗闪长岩、闪长岩等）会具有略高的CaO/Na₂O值（Jung et al., 2007），尤其对于角闪石来说，强烈富集MREE，其中的Yb具有比Y更高的分配系数，角闪石的分离结晶就会导致熔体中Y/Yb的升高。研究区闪长岩的Y/Yb基本无变化（9.33～9.82），因此排除了角闪石发生分离结晶的可能；CaO/Na₂O值较高，介于2.16～3.32（平均值为2.84），Ho_N＞Yb_N，表明闪长岩岩浆源区角闪石含量较高并且岩浆源区的角闪石已发生分解无残留（李承东等，2004）。上述的地球化学特征说明部分熔融的压力较大，应大于1.5 Gpa（张旗等，2006），形成深度可能达到60～70 km（吴福元等，2007）。

值得注意的是，暗色细粒闪长岩“包体”，都具有低的Y含量为11.00×10⁻⁶～17.00×10⁻⁶，平均为12.83×10⁻⁶及Yb含量为1.12×10⁻⁶～1.82×10⁻⁶，平均为1.34×10⁻⁶，同时它们具有高Sr含量为382.00×10⁻⁶～492.00×10⁻⁶，平均为430.33×10⁻⁶、高的Sr/Y值和高Al₂O₃（＞16%）含量，具有明显的Nb、Ta、Ti的负异常和Eu负异常特征，显示出“埃达克质”岩浆的特征。目前研究显示“埃达克质” 岩浆的成因类型可划分为4类：①下地壳部分熔融的埃达克质岩。②拆沉下地壳部分熔融形成的埃达克质岩。③基性岩浆高压分异的埃达克质岩。④混合成因的埃达克质岩（许继峰等，2014）。通过前述闪长质“包体”的地球化学特征论述显示其形成深度和压力较高及高MgO含量（5.36%～6.34%，平均5.86%）和Mg^#特征说明岩浆不可能为下地壳基性物质直接部分熔融的产物，可能为基性岩浆与酸性岩浆混合作用的产物或拆沉的下地壳基性物质与地幔物质反映的结果。结合前述二长花岗岩地球化学特征及岩浆混合作用的存在，笔者认为该闪长岩可能为来自幔源的基性岩浆与壳源的酸性岩浆通过混合作用形成，调查区内有大量的大哈拉君山组的玄武岩，其就位年代和位置与研究对象相似，有可能是岩浆混合过程中的混合成分之一。

4.3   构造环境和构造意义

4.3.1   构造环境

研究区内二长花岗岩和“包体”闪长岩二者在稀土和微量元素蛛网图中具有不同的趋势，但也具有相似的特征，均显示出富集大离子亲石元素，明显的Nb、Ta、La、Ce负异常，此外，二长花岗岩具有明显的P、Ti的负异常，闪长岩则具有弱的P、Ti负异常，显示出俯冲背景下岩浆弧侵入岩的特征。两类岩石属于亚碱性系列，稀土配分曲线右倾，轻重稀土分异明显，重稀土总量较低，具备大陆弧岩浆岩的特征。这些特征与多个地球化学构造判别图解显示的结果相一致（图8）。在Nb/Yb-Th/Yb图解中，二长花岗岩落入大陆弧花岗岩上方，“包体”闪长岩落入大洋弧与大陆弧重合区域偏向大陆弧方向（图8a）。在Y+Nb-Rb和Y-Nb判别图解中二者均位于火山弧花岗岩（VAG）范围内（图8b、图8c）。因此研究区二长花岗岩和“包体”应形成于俯冲背景下的大陆弧环境，应该与南天山洋的俯冲作用相关。

图  8  二长花岗岩和闪长岩构造环境判别图解（a底图据Pearce et al., 1995 ）；（b、c底图据Pearce et al., 1984 ）

Figure  8.  Tectonic discrimination diagrams for the monzogranite and diorite

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4.3.2   构造意义

西天山地区由北到南依次分为北天山、中天山−伊犁地块以及南天山构造带3个构造单元，其增生造山演化过程与早古生代帖尔斯克依古洋、早古生代晚期−晚古生代南天山洋和晚古生代北天山洋3个代表性洋盆的演化密切相关（高俊等，2009）。伊犁地块是哈萨克斯坦复合大陆在中央造山带西部的东南延伸，在古生代北天山洋和/或南天山洋的俯冲作用使其主要表现一个汇聚的过程（Wilhem et al., 2012; Xiao et al., 2013; Zhong et al., 2017）。其中伊犁南缘存在一条高压变质带（Gao et al., 2003; Zhang et al., 2013），Gao等（2003）在西南天山榴辉岩中获得343～346 Ma 的Sm-Nd等时线年龄，在含绿辉石多硅白云母蓝片岩的多硅白云母中得到331 Ma的⁴⁰Ar/³⁹Ar坪年龄，认为高压变质岩石是南天山洋344 Ma之前俯冲过程所形成，之后在331 Ma前伊犁−中天山板块和塔里木板块发生碰撞剥蚀抬升到地壳浅部；同时，在南天山各处也相继发现了晚泥盆世早石炭世的放射虫化石（Liu，2001；Li et al., 2005；舒良树等，2007）。Zhang等（2007）和Su等（2010）在西南天山榴辉岩变质锆石边的SIMS锆石U-Pb定年得到318～320 Ma的年龄，认为代表了高压-超高压峰期变质年龄。该高压变质带的空间分布与石炭系北向俯冲体系相吻合。据此，笔者推断，南天山洋的俯冲作用可能是一个重要的构造作用过程，在伊犁地块南缘形成了大量具有弧状特征的岩浆岩（Bao et al., 2018）。因此，南天山洋向北俯冲可能是产生伊犁地块南缘广泛的I型花岗岩和弧状火山岩侵位的主要构造机制（Bao et al., 2018）。乌孙山地区位于伊犁地块南缘以北约为100 km，也具有大量的火成岩，不太可能与伊犁地块南缘构成同一岩浆弧结构。这种两条独立岩浆带的分布模式在环太平洋造山带弧−弧后体系中是普遍存在的，因为弧后是地幔上涌的伸展区，引起地幔的部分熔融形成火山活动，地壳产生强烈的长英质岩浆活动，如北美科迪勒拉弧后地区（Hyndman et al., 2005；Bao et al., 2018）。特别是对于弧后区域，由于俯冲板块上方的含水地幔楔体的浅层对流引起高热流，使得上覆板块岩石圈减弱，并随着压应力的增大而成为缩短的焦点（Hyndman et al., 2005）。因此，具有强烈石炭系岩浆活动和新生代强变形特征的乌孙山可以合理地解释为弧后造山作用，与伊犁地块南部的南天山洋俯冲或汇聚造山作用相对应（Bao et al., 2018）。

由于俯冲过程的开始，被动边缘转变为会聚板块边界（Gerya, 2011）。这种剧烈的构造移动，伴随着洋壳俯冲和温压条件的改变，将导致俯冲洋壳的脱水和上覆大陆板块的伸展，从而引起交代地幔楔部分熔融的弧岩浆活动和地幔减压熔融上涌的弧后岩浆活动，以及由此产生的高地温梯度下的地壳熔融（Gerya et al., 2008）。伊犁地块南缘和乌孙山的晚泥盆世—早石炭世（～360 Ma）爆发的岩浆事件很可能是响应南天山洋向北俯冲的构造岩浆事件。

笔者对乌孙山察布查尔林场地区花岗岩的LA-ICP-MS 锆石U-Pb同位素测年结果表明，其形成年龄为（361.7±1.8）Ma，且该岩体中细粒闪长岩具有高Sr、低Yb及Y、高K₂O/Na₂O值等，类似于“埃达克质”岩浆的地球化学特征，二长花岗岩和闪长岩地球化学特征均显示出明显的岛弧花岗岩特征。因此，对于乌孙山察布查尔林场花岗岩体以及南天山地区构造-岩浆演化序列而言，笔者推测，在～360 Ma，由于南天山洋持续俯冲作用，随着温压条件的改变，在俯冲板片脱水交代上覆地幔作用下，上覆地幔发生部分熔融产生了高Sr、低Yb及Y和MgO含量较高的基性岩浆（大哈拉军山组火山岩），基性岩浆在上涌过程中为地壳提供热源，在温度变化的情况下导致地壳产生部分熔融形成了酸性岩浆。两种同期但不同源的岩浆发生混合作用，并最终在乌孙山构造带中侵位-固结形成（图9）。上述构造作用产生大量的同时期晚泥盆世—早石炭世中基性岩浆上涌，引起地壳减薄，产生一定的伸展作用（弧后伸展）。同时，在伊犁地块内乌孙山地区出现有早石炭世碳酸盐沉积，并见有大量的腕足类化石，显示出浅海相的沉积特征，也暗示了该地区可能存在伸展作用（弧后伸展）。

图  9  伊犁地块南部晚泥盆世—早石炭世构造特征示意图

Figure  9.  Lastst Devonina-early Carboniferous Tectonic in the southern Yili Block

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5.   结论

（1）西天山乌孙山察布查尔林场内的花岗岩形成时代（361.7±1.8）Ma，形成于晚泥盆世末期，该形成年龄揭示了西天山地区晚泥盆世末期一期重要的岩浆活动。

（2）岩石地球化学特征显示乌孙山地区二长花岗岩属于高钾钙碱性偏铝质−过铝质系列，属于I型花岗岩，为地壳部分熔融的产物。闪长岩高Sr、低Yb及Y特征与“埃达克质”岩浆地球化学特征相似，其源岩应为俯冲板片上覆地幔部分熔融产物，二者经历了一定程度的岩浆混合作用。

（3）依据前人的研究资料，结合本次研究成果认为，在～360 Ma由于南天山洋俯冲导致温压条件的改变，俯冲板片脱水交代上覆地幔上涌并产生对流，导致伊犁地块内部出现一定的伸展作用（弧后伸展作用）。