新疆東天山紅云灘地區(qū)構(gòu)造-熱演化探討:來(lái)自Ar-Ar和(U-Th)/He 熱年代學(xué)的約束*

孫敬博 孫騰飛 陳文＊＊ 喻順 尹繼元 李超 張彥 劉新宇

SUN JingBo1，SUN TengFei2，CHEN Wen1＊＊，YU Shun1，YIN JiYuan1，LI Chao3，ZHANG Yan1 and LIU XinYu1

1. 中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所同位素?zé)崮甏鷮W(xué)實(shí)驗(yàn)室，大陸構(gòu)造與動(dòng)力學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100037

2. 長(zhǎng)安大學(xué)地球科學(xué)與資源學(xué)院，西安 710054

3. 國(guó)家地質(zhì)實(shí)驗(yàn)測(cè)試中心，北京 100037

1. State Key Laboratory for Continental Tectonics and Dynamics，Laboratory of Isotope Thermochronology，Institute of Geology，Chinese Academy of Geological Sciences，Beijing 100037，China

2. School of Earth Science and Resources，Chang’an University，Xi’an 710054，China

3. National Research Center for Geoanalysis，Beijing 100037，China

2015-05-21 收稿，2015-09-08 改回.

天山山脈位于中國(guó)西部和中亞地區(qū)，總體上近東西向延伸，綿延2500 多千米。與昆侖山-阿爾泰山和準(zhǔn)噶爾盆地、塔里木盆地構(gòu)成了“三山夾兩盆”的構(gòu)造地貌格局。天山造山帶初始形成是由古生代的俯沖和碰撞作用導(dǎo)致(Allen et al.，1993;Charvet et al.，2007，2011;Xiao et al.，2009;馬瑞士等，1997)，并在此之后經(jīng)歷了多次構(gòu)造活動(dòng)最終形成現(xiàn)今天山的構(gòu)造形態(tài)(Bullen et al.，2001;Hendrix et al.，1994;Li et al.，2014;舒良樹(shù)等，2004)。

前人對(duì)天山山脈天山造山帶基本格架形成后的隆升剝蝕歷史研究，已做過(guò)大量工作，積累了豐富的研究成果。舒良樹(shù)等(2004)通過(guò)盆山演化特點(diǎn)認(rèn)為天山二疊紀(jì)發(fā)生過(guò)強(qiáng)烈隆升作用，在三疊紀(jì)遭受夷平作用，受印亞陸陸碰撞的影響，于新近紀(jì)以來(lái)發(fā)生逆沖推覆。根據(jù)不整合面的發(fā)育情況，有研究者認(rèn)為天山在中生代經(jīng)歷了晚侏羅世-早白堊世的隆升作用和三疊紀(jì)-晚侏羅世、晚白堊世的夷平作用階段(馬瑞士等，1993;張良臣和吳乃元，1985)。近年來(lái)，隨著熱年代學(xué)理論和技術(shù)的發(fā)展，有關(guān)天山地區(qū)隆升剝蝕歷史的研究越來(lái)越多，主要涉及到的技術(shù)手段包括Ar-Ar 測(cè)年、裂變徑跡和(U-Th)/He 測(cè)年等。熱年代學(xué)的研究主要取得以下幾方面的認(rèn)識(shí):中生代天山隆升作用發(fā)生于晚三疊世(De Grave et al.，2012;Li et al.，2014;陳正樂(lè)等，2006，2008;李錦軼等，2000;李向東等，1998)和晚侏羅世-白堊紀(jì)(De Grave et al.，2012;Dumitru et al.，2001;Glorie et al.，2010;Li et al.，2014;陳正樂(lè)等，2008;郭召杰等，2006;朱文斌等，2004，2007);新生代天山隆升剝蝕歷史受關(guān)注程度更高，但仍然存在爭(zhēng)議，其初始隆升時(shí)間存在以下幾種觀點(diǎn):始新世(Yu et al.，2014;杜治利等，2007)，漸新世(Dumitru et al.，2001;Hendrix et al.，1994;Sobel and Dumitru，1997;Yin et al.，1998;陳正樂(lè)等，2006;郭召杰等，2006)和中新世(Bullen et al.，2001;沈傳波等，2006;王彥斌等，2001;朱文斌等，2006，2007)。以上研究主要集中在天山中、西段和天山北段，爭(zhēng)議的存在與研究區(qū)范圍之廣不無(wú)關(guān)系，但具體到東天山地區(qū)，相對(duì)較小的范圍內(nèi)也依然存在不一致的認(rèn)識(shí)，高洪雷等(2014)、郭召杰等(2002)和劉紅旭等(2014)認(rèn)為東天山新生代以來(lái)處于穩(wěn)定狀態(tài)，其構(gòu)造面貌基本繼承了中生代的特征;袁萬(wàn)明等(2007)則認(rèn)為東天山于20Ma 以來(lái)發(fā)生了快速冷卻作用。另外，前人所采用的熱年代學(xué)手段以裂變徑跡為主，用中高溫至低溫系統(tǒng)的熱演化歷史研究相對(duì)較少，同時(shí)也缺乏更低溫度的限定。本文采用包括鋯石和磷灰石(U-Th)/He、黑云母Ar-Ar 等多種同位素測(cè)年體系對(duì)東天山覺(jué)羅塔格地區(qū)開(kāi)展系統(tǒng)的隆升剝蝕歷史研究，對(duì)于天山局部地區(qū)和整個(gè)天山完整熱演化歷史及動(dòng)力學(xué)機(jī)制探討具有一定的指示意義。

1 地質(zhì)背景

研究區(qū)阿奇山-雅滿蘇地區(qū)位于東天山覺(jué)羅塔格南緣，是東天山構(gòu)造演化的重要單元，主要出露石炭系中酸性火山巖和侵入巖(圖1)。該地區(qū)構(gòu)造背景目前還存在不同的認(rèn)識(shí)，主要觀點(diǎn)包括古生代時(shí)期形成的島弧(Xiao et al.，2004;羅桂昌等，1999;蘇春乾等，2009;吳昌志等，2006)、早石炭世裂谷(秦克章等，2002;王京彬等，2006;肖序常等，1992)等觀點(diǎn)。其北部為康古爾塔格韌性剪切帶，南部通過(guò)阿齊克庫(kù)都克大斷裂與中天山地塊相隔。

阿奇山-雅滿蘇火山巖帶內(nèi)出露地層主要為下石炭統(tǒng)阿奇山組火山巖、雅滿蘇組火山碎屑巖、陸源碎屑和碳酸鹽巖，上石炭統(tǒng)土古土布拉克組鈣質(zhì)礫巖、凝灰砂巖、安山質(zhì)凝灰角礫巖和安山質(zhì)沉凝灰?guī)r(蘇春乾等，2009)。帶內(nèi)侵入巖極為發(fā)育，主要為華力西中-晚期花崗巖，自西向東依次出露有紅云灘巖體、阿奇山巖體、百靈山巖體、雅滿蘇巖體等。本文所研究的紅云灘巖體位于阿奇山-雅滿蘇地區(qū)西側(cè)，吳昌志等(2006)已進(jìn)行過(guò)構(gòu)造背景的限定，認(rèn)為其成因?yàn)檠髿じ_所導(dǎo)致的下地殼物質(zhì)部分熔融、巖漿分離結(jié)晶和上地殼同化混染作用的產(chǎn)物。

2 樣品采集與測(cè)試分析

2.1 樣品采集和巖石學(xué)特征

本研究樣品采自東天山覺(jué)羅塔格地區(qū)紅云灘巖體，采樣位置位于紅云灘鐵礦東北方向約3km，該地區(qū)地形呈舒緩波狀，表面巖石發(fā)生破碎，所采集樣品(樣品號(hào)TS1074)巖性為花崗閃長(zhǎng)巖。紅云灘巖體侵入于下石炭統(tǒng)雅滿蘇組海相火山-沉積巖系中，巖體近地表被風(fēng)化部分為淡紅褐色，較深部未被風(fēng)化部分呈灰白色。

花崗閃長(zhǎng)巖為灰色塊狀，花崗結(jié)構(gòu)(圖2a，b)。主要成分為斜長(zhǎng)石(20% ～50%)、鉀長(zhǎng)石(15% ～30%)、石英(30%左右)和黑云母(3%)。斜長(zhǎng)石主呈半自形板狀，0.4～1.2mm，不均勻絹云母化、黝簾石化，局部可見(jiàn)環(huán)帶構(gòu)造，少量與鉀長(zhǎng)石接觸處見(jiàn)交代蠕蟲(chóng)結(jié)構(gòu)，可見(jiàn)聚片雙晶;鉀長(zhǎng)石呈半自形板狀-他形粒狀，0.5 ～2mm，具高嶺土化，局部粒內(nèi)嵌布少量半自形板狀斜長(zhǎng)石和他形粒狀石英;石英他形粒狀，0.2 ～1.5mm，單晶或集合體填隙狀分布于長(zhǎng)石粒間，局部粒內(nèi)波狀消光;黑云母呈鱗片狀、葉片狀，片徑0.2 ～1.2mm，似堆狀分布，多綠泥石化，呈假象，局部殘留處多色性較明顯:Ng' =棕褐色，Np' =淺黃色;見(jiàn)不透明礦物呈半自形粒狀，大小0.05 ～0.2mm，零星分布。副礦物為磷灰石、褐簾石和不透明礦物。

圖1 東天山構(gòu)造格架地質(zhì)簡(jiǎn)圖(據(jù)王京彬等，2006 修改)1-中新生代沉積蓋層;2-二疊紀(jì)陸相火山-沉積巖系;3-石炭紀(jì)火山-沉積巖系;4-奧陶-泥盆紀(jì)火山-沉積巖系;5-變質(zhì)巖;6-花崗巖類;7-金礦床;8-銅礦床;9-鐵礦床;10-剪切帶;11-采樣位置Fig.1 Tectonic framework and geological sketch map of eastern Tianshan (modified after Wang et al.，2006)1-Meso-Cenozoic sedimentary cover;2-Permian continental volcanic-sedimentary rocks;3-Carboniferous volcanic-sedimentary rocks;4-Ordovician-Devonian volcanic-sedimentary rocks;5-metamorphic rocks;6-granitoids;7-Au deposit;8-Cu deposit;9-Fe deposit;10-shear zone;11-sampling location

圖2 紅云灘巖體花崗閃長(zhǎng)巖顯微照片Pl-斜長(zhǎng)石;Kf-鉀長(zhǎng)石;Qtz-石英Fig.2 Microphotographs of the Hongyuntan granodioritePl-plagioclase;Kf-K-feldspar;Qtz-quartz

2.2 樣品分析

用于測(cè)試的黑云母、鋯石和磷灰石均來(lái)自花崗閃長(zhǎng)巖，單礦物由巖石直接粉碎并進(jìn)行過(guò)篩、磁選和重液分選得到。

黑云母Ar-Ar 同位素定年分析在中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所同位素?zé)崮甏鷮W(xué)實(shí)驗(yàn)室完成。進(jìn)行Ar-Ar 分析的黑云母單礦物(純度＞99%)用超聲波清洗。清洗后的樣品被封進(jìn)石英瓶中送核反應(yīng)堆中接受中子照射。照射工作是在中國(guó)原子能科學(xué)研究院的“游泳池堆”中進(jìn)行的，使用H4 孔道，中子流密度約為2.60 ×1013n·cm-2S-1。照射總時(shí)間為1440min，積分中子通量為2.25 ×1018n·cm-2;同期接受中子照射的還有用做監(jiān)控樣的標(biāo)準(zhǔn)樣:ZBH-25 黑云母標(biāo)樣，其標(biāo)準(zhǔn)年齡為132.7 ±1.2Ma，K 含量為7.6%。樣品的階段升溫加熱使用石墨爐，每階段加熱10min，凈化30min。質(zhì)譜分析是在多接收稀有氣體質(zhì)譜儀Helix MC 上進(jìn)行的，每個(gè)峰值均采集20 組數(shù)據(jù)。所有的數(shù)據(jù)在回歸到時(shí)間零點(diǎn)值后再進(jìn)行質(zhì)量歧視校正、大氣氬校正、空白校正和干擾元素同位素校正。中子照射過(guò)程中所產(chǎn)生的干擾同位素校正系數(shù)通過(guò)分析照射過(guò)的K2SO4和CaF2來(lái)獲得，其值為:(36Ar/37Aro)Ca=0.0002389，(40Ar/39Ar)K= 0.004782，(39Ar/37Aro)Ca=0.000806。37Ar 經(jīng)過(guò)放射性衰變校正;40K 衰變常數(shù)λ=5.543×10-10y-1;用ISOPLOT 程序計(jì)算坪年齡及正、反等時(shí)線(Ludwig，2001)。坪年齡誤差以2σ 給出。詳細(xì)實(shí)驗(yàn)流程見(jiàn)有關(guān)文章(陳文等，2011，2006;張彥等，2006)。

表1 紅云灘花崗閃長(zhǎng)巖黑云母40Ar/39Ar 階段升溫加熱分析數(shù)據(jù)Table 1 The results of 40Ar/39Ar stepwise heating dating of biotite for Hongyuntan granodiorite

磷灰石(U-Th)/He 測(cè)年在中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所同位素?zé)崮甏鷮W(xué)實(shí)驗(yàn)室完成，鋯石(U-Th)/He 測(cè)年在科廷大學(xué)JDLCMS 實(shí)驗(yàn)室(John De Laeter Center for Isotope Research)完成。從巖石樣品中分選出的鋯石和磷灰石單礦物放在雙目體式鏡下進(jìn)行進(jìn)一步挑選，選擇晶形較好的晶體，并盡量排除含包裹體的顆粒;晶體尺寸在鏡下通過(guò)刻度尺測(cè)量，并根據(jù)測(cè)量結(jié)果計(jì)算α 校正系數(shù)(FT;Farley et al.，1996)。晶體測(cè)量后拍攝鏡下照片并裝入鈮囊(鋯石)和鉑囊(磷灰石)中。樣品的氦氣通過(guò)二極管激光器加熱提取，用四極桿質(zhì)譜測(cè)定4He/3He 值，樣品中的4He 含量最終通過(guò)同位素稀釋法測(cè)定而來(lái)。樣品4He 的測(cè)量不確定度小于1%。樣品4He 含量分析之后，將其進(jìn)行化學(xué)溶解并通過(guò)電感耦合等離子質(zhì)譜儀(ICP-MS)分析U、Th 含量。鉑囊中的磷灰石樣品加入25μL 含50% HNO3的稀釋劑，稀釋劑中235U 為15 ×10-9，230Th 為5 ×10-9;標(biāo)準(zhǔn)溶液中加入等體積同種稀釋劑并加入25μL 含25 ×10-9的U 和25 ×10-9的Th 標(biāo)準(zhǔn)試劑。磷灰石樣品加入試劑后靜置12h 左右使磷灰石充分溶解。鋯石的化學(xué)溶解需要在高壓密封溶樣器(Parr)中經(jīng)歷多次消解。第一次消解時(shí)樣品中加入25μL 含15 ×10-9的235U 和15 ×10-9的230Th 的稀釋劑和350μL HF;標(biāo)準(zhǔn)溶液中加入等體積同種稀釋劑并加入25μL 含77 ×10-9U 和77 ×10-9Th的標(biāo)準(zhǔn)試劑;消解在240℃條件下持續(xù)40h。消解過(guò)的溶液蒸干后加入300μL HCI 進(jìn)行第二次消解處理，在200℃的條件下持續(xù)24h。磷灰石和鋯石樣品的U、Th 元素質(zhì)譜分析所用儀器均為電感耦合等離子質(zhì)譜(ICP-MS)，U 和Th 同位素比值分析不確定度小于2%(Evans et al.，2005)。

3 分析結(jié)果與模擬

3.1 Ar-Ar 年齡

樣品的40Ar-39Ar 同位素測(cè)年分析結(jié)果列于表1，相應(yīng)的坪年齡和反等時(shí)線年齡分別見(jiàn)圖3 和圖4。

計(jì)算得到樣品總氣體年齡為307.9Ma。從圖3 中可以看出，820 ～1400℃總共12 個(gè)溫度階段組成了一個(gè)很好的年齡譜，坪年齡(tP)=316.9 ±1.8Ma，對(duì)應(yīng)了92.7%的39Ar 釋放量。相應(yīng)的39Ar/40Ar-36Ar/40Ar 反等時(shí)線年齡(ti)=317.1±3.9Ma，40Ar/36Ar 初始比值=238 ±79(MSWD =39)(圖4)。坪年齡和反等時(shí)線年齡在誤差范圍內(nèi)完全一致。316.9±1.8Ma 的Ar-Ar 坪年齡代表了黑云母冷卻降溫至Ar-Ar 同位素體系封閉溫度時(shí)的年齡。

3.2 (U-Th)/He 年齡

鋯石和磷灰石單顆粒的(U-Th)/He 同位素測(cè)年分析結(jié)果列于表2。鋯石顯微照片見(jiàn)圖5a，晶體自形-半自形結(jié)構(gòu)，粒度均在60μm 以上，未見(jiàn)包裹體和裂縫，局部有蠕蟲(chóng)狀蝕痕。4 顆鋯石的(U-Th)/He 年齡在204.8 ±8.7Ma 到220.1±10.3Ma 之間，并在誤差范圍內(nèi)完全一致，平均年齡為213.7 ±9.6Ma。4 個(gè)鋯石顆粒并未出現(xiàn)由于輻射損傷或存在包裹體、裂隙等因素導(dǎo)致的年齡分散現(xiàn)象，說(shuō)明樣品質(zhì)量較好，所記錄的熱演化信息準(zhǔn)確性較高。磷灰石顯微照片見(jiàn)圖5b，晶體自形-半自形結(jié)構(gòu)，但整體粒度較小，TS1074-1 和TS1074-2 透明度較好，TS1074-3 透明度稍差。3 顆磷灰石(U-Th)/He 年齡分別為70.6 ±1.4Ma、60.3 ±1.2Ma、564.9±10.5Ma。數(shù)據(jù)顯示，TS1074-3 顆粒的(U-Th)/He 年齡明顯偏老，顆粒尺寸與另外2 顆基本一致，但He 含量高出兩個(gè)數(shù)量級(jí)。該顆粒晶體為六方柱形態(tài)，并呈現(xiàn)一定程度的磨蝕，說(shuō)明該顆粒是磷灰石，可排除疑似鋯石造成的混淆。He含量異常高的原因可能是單礦物顆粒內(nèi)部存在富含U、Th 元素的包裹體，這些包裹體通常為鋯石或獨(dú)居石等晶體，在地質(zhì)演化過(guò)程中釋放了大量的He，并在加熱取氣過(guò)程中釋放出來(lái)，但在磷灰石樣品溶解過(guò)程中這些晶體無(wú)法溶于硝酸，U、Th 元素不能進(jìn)入到溶液中，從而導(dǎo)致子體元素偏高，使磷灰石(U-Th)/He 年齡偏老。磷灰石樣品TS1074-1 和TS1074-2 二者年齡較為接近，取其平均年齡65.5 ±1.3Ma 進(jìn)行計(jì)算和模擬。

表2 紅云灘花崗閃長(zhǎng)巖鋯石和磷灰石(U-Th)/He 同位素年齡Table 2 Zircon and apatite (U-Th)/He ages for Hongyuntan granodiorite

圖3 紅云灘花崗閃長(zhǎng)巖黑云母40Ar/39Ar 階段升溫年齡譜圖Fig.3 40 Ar-39 Ar age spectrum of biotite from Hongyuntan granodiorite

圖4 紅云灘花崗閃長(zhǎng)巖黑云母39Ar/40Ar-36Ar/40Ar 反等時(shí)線圖Fig.4 39Ar/40Ar-36Ar/40Ar inverse isochron of biotite from Hongyuntan granodiorite

3.3 模擬

圖5 紅云灘花崗閃長(zhǎng)巖鋯石(a)和磷灰石(b)顯微照片F(xiàn)ig.5 Microscopy images of zircon (a)and apatite (b)from Hongyuntan granodiorite

圖6 紅云灘巖體熱歷史正演(a)與反演(b)模擬結(jié)果Fig.6 Forward modeling results (a)and inverse modeling results (b)for thermal history of Hongyuntan intrusive rocks

(U-Th)/He 同位素定年體系中，當(dāng)體系達(dá)到封閉溫度以后，4He 由U 和Th 經(jīng)過(guò)α 衰變而不斷積累，產(chǎn)生的4He 保存在礦物中，部分由于擴(kuò)散而少量丟失，有研究表明4He 的擴(kuò)散受輻射損傷影響較大(Flowers，2009;Shuster et al.，2006);當(dāng)巖石在He 半保留區(qū)間內(nèi)(30 ～70℃)停留較長(zhǎng)時(shí)間(＞107y)時(shí)，晶體尺寸對(duì)He 年齡將會(huì)產(chǎn)生最顯著的影響(Reiners and Farley，2001);由于4He 在形成時(shí)所具有的初始動(dòng)能導(dǎo)致其在礦物內(nèi)部需要運(yùn)移約20μm 才能停止，從而導(dǎo)致在晶體邊緣生成的4He 部分發(fā)生出射而丟失;另外，U、Th分帶不均勻的情況下，若核部的U、Th 元素濃度較邊部偏高，進(jìn)行正常α 射出校正(Ft 校正)會(huì)得到偏老的年齡(Fitzgerald et al.，2006;Tagami et al.，2003)。正因?yàn)?UTh)/He 測(cè)年體系受以上因素的影響，樣品在同樣初始的條件下如果經(jīng)歷不同的熱演化過(guò)程，將得到不同的(U-Th)/He年齡結(jié)果。因此，樣品的(U-Th)/He 年齡代表的不僅僅是年齡值，還包含了樣品所經(jīng)歷的時(shí)間-溫度歷史信息。揭示樣品所經(jīng)歷的時(shí)間-溫度歷史，需要借助熱年代學(xué)的反演技術(shù)，即根據(jù)已測(cè)定樣品的年齡、顆粒有效半徑等信息，假定樣品初始的條件，結(jié)合蒙特卡羅等方法進(jìn)行模擬。

本文采用HeFTy 軟件(Ketcham，2005)對(duì)樣品經(jīng)歷的時(shí)間-溫度歷史進(jìn)行反演模擬。磷灰石采用Flowers et al.(2009)的輻射損傷積累和退火模型(RDAAM)，鋯石選擇Reiners et al.(2004)的熱擴(kuò)散模型。反演條件以鋯石U-Pb年齡(吳昌志等，2006)和黑云母Ar-Ar 年齡進(jìn)行高-中溫階段演化時(shí)間限定，以鋯石和磷灰石(U-Th)/He 年齡進(jìn)行低溫階段演化時(shí)間限定。溫度區(qū)間以各自體系的封閉溫度區(qū)間為基礎(chǔ):鋯石U-Pb 選擇750 ±50℃，黑云母Ar-Ar 選擇350 ±50℃(Grove and Harrison，1996;Harrison et al.，1985;McDougall and Harrison，1999)，鋯石(U-Th)/He 選擇170 ～196℃(Reiners et al.，2002，2004，2005)，磷灰石(U-Th)/He選擇70℃(Farley，2000;Wolf et al.，1996)。為盡量減少限定區(qū)間對(duì)模擬造成人為干擾，所選取的限定區(qū)間均較寬，其中高溫區(qū)間選擇800 ～650℃、345 ～320Ma;中溫階段選擇400 ～260℃、320 ～280Ma;低溫階段220 ～110℃、250 ～180Ma 和100 ～30℃、100 ～50Ma。隨機(jī)模擬100 條較好的路徑，選擇其中“最優(yōu)”的一條路徑作為巖體熱演化的時(shí)間-溫度曲線。模擬結(jié)果見(jiàn)圖6，圖中綠色區(qū)域?yàn)榭山邮艿臒崾非€集(擬合度＞5%)，紅色的為較好的熱史曲線集(擬合度＞50%)，黑色粗線為最佳擬合曲線，淺藍(lán)色矩形框從左下至右上分別為鋯石U-Pb、黑云母Ar-Ar、鋯石(U-Th)/He 和磷灰石(U-Th)/He 的年齡及其封閉溫度范圍。樣品的年齡擬合度(GOF)大于0.95。

模擬結(jié)果顯示紅云灘巖體自巖漿固結(jié)以來(lái)經(jīng)歷了三期快速冷卻階段(圖中羅馬數(shù)字所示):I)巖體固結(jié)之后經(jīng)歷快速冷卻，穿越黑云母Ar-Ar 同位素體系所代表的年齡和封閉溫度區(qū)間，該階段從大約330Ma 開(kāi)始持續(xù)到296Ma，溫度從700℃降至340℃。冷卻速率約為10℃/Myr;II)晚三疊世快速冷卻階段，時(shí)間從222Ma 持續(xù)到220Ma，溫度從230℃降至155℃。冷卻速率約為37℃/Myr，反映了一次極快速冷卻事件;III)晚白堊世冷卻階段時(shí)間從91Ma 到77Ma，溫度從87℃降至54℃，冷卻速率約為2.3℃/Myr。

4 討論

本文得到的熱年代學(xué)數(shù)據(jù)及其模擬結(jié)果顯示東天山阿奇山-雅滿蘇地區(qū)存在晚石炭世-早二疊世、晚三疊世、晚白堊世三期快速冷卻事件。該結(jié)果與前人的測(cè)試結(jié)果及地質(zhì)事實(shí)均具有很好的一致性。

紅云灘巖體位于東天山覺(jué)羅塔格南緣，形成于晚古生代覺(jué)羅塔格俯沖洋殼之上的火山弧環(huán)境，由鋯石U-Pb 限定其侵位時(shí)間為328.5 ±9.3Ma(吳昌志等，2006)。巖體侵位時(shí)溫度通常會(huì)高于圍巖的溫度，通過(guò)與圍巖的熱平衡作用而迅速冷卻，此過(guò)程持續(xù)時(shí)間因巖體巖性、規(guī)模、侵入深度等條件不同而有差異，并尤以花崗巖體積規(guī)模影響較大(章邦桐等，2013)。巖石學(xué)研究表明呈中粗粒全晶質(zhì)結(jié)構(gòu)、具均勻塊狀構(gòu)造等地質(zhì)特征的花崗巖，其形成(侵位)時(shí)的埋深約為6.5～13km(Hyndman，1985)，花崗巖在該深度位置處于傳熱效應(yīng)明顯的熱傳導(dǎo)層范圍內(nèi)，巖漿熱量將主要通過(guò)與圍巖的熱傳導(dǎo)散失(章邦桐等，2013)。假設(shè)紅云灘巖體所在地區(qū)地溫梯度為造山帶正常水平30℃/km(朱文斌等，2007)，地表溫度選擇10℃(Hendrix et al.，1994;Sobel and Dumitru，1997)，黑云母Ar-Ar 體系封閉溫度350℃所代表的地下深度約為11km，處于傳導(dǎo)冷卻的深度范圍內(nèi)，并且有研究表明，侵入體冷卻至與圍巖溫度一致所需時(shí)間短可至0.3Myr 以內(nèi)(Fu et al.，2010;Garwin，2002;McInnes et al.，2005)長(zhǎng)可達(dá)十幾個(gè)百萬(wàn)年(Dalrymple et al.，1999;Hattori and Keith，2001)，推測(cè)黑云母Ar-Ar 年齡代表了紅云灘巖體自侵位后通過(guò)熱傳導(dǎo)冷卻降溫至350 ±50℃時(shí)的時(shí)間。已有研究表明，天山造山帶的形成發(fā)生在晚石炭世-早二疊世(Allen et al.，1993;Charvet et al.，2007，2011;Dumitru et al.，2001;Gao et al.，1998，2011;Wang et al.，2011;Xiao et al.，2009)，紅云灘巖體形成于洋殼俯沖階段(吳昌志等，2006)，侵位之后伴隨晚石炭世-早二疊世天山的造山作用持續(xù)發(fā)生隆升。本文反演模擬結(jié)果(階段Ⅰ)顯示，紅云灘巖體自侵位之后的冷卻作用持續(xù)到296Ma，同樣說(shuō)明巖體在通過(guò)傳導(dǎo)冷卻至黑云母封閉溫度之后，繼續(xù)伴隨天山的造山作用發(fā)生了隆升冷卻。

根據(jù)鋯石(U-Th)/He 年齡和反演模擬結(jié)果顯示，紅云灘巖體晚三疊世期間經(jīng)歷過(guò)一次極快速冷卻階段(階段Ⅱ)。有研究表明，天山中新生代變形作用與不同陸塊碰撞增生到亞洲板塊南部邊緣有關(guān)，其中包括晚三疊世(230 ～220Ma)羌塘地塊的增生作用(Hendrix et al.，1992)。近幾年已發(fā)表的熱演化數(shù)據(jù)揭示出在天山多個(gè)地區(qū)存在該期快速隆升剝蝕作用，包括西天山和準(zhǔn)噶爾等地區(qū)(De Grave et al.，2012;Dumitru et al.，2001;Li et al.，2014;陳正樂(lè)等，2006，2008)，另外在天山東部地區(qū)發(fā)現(xiàn)存在三疊紀(jì)-侏羅紀(jì)的巖漿活動(dòng)(Zhang et al.，2005;顧連興等，2006;李華芹等，2005)和斷裂活動(dòng)以及構(gòu)造熱事件等(李錦軼等，2000;李向東等，1998)，顯示天山山脈在后碰撞地殼演化階段經(jīng)歷了晚三疊世的一期重要構(gòu)造熱事件。本文鋯石(U-Th)/He 實(shí)測(cè)年齡和模擬結(jié)果表明研究區(qū)所在的東天山阿奇山-雅滿蘇地區(qū)也存在晚三疊世快速隆升冷卻事件，證明由羌塘-歐亞板塊碰撞遠(yuǎn)程效應(yīng)造成的該期快速隆升事件在天山地區(qū)廣泛存在。

第Ⅲ階段的快速隆升作用發(fā)生于晚白堊世。劉紅旭等(2014)和高洪雷等(2014)在阿奇山-雅滿蘇島弧帶內(nèi)的阿奇山地區(qū)和東部雅滿蘇地區(qū)獲得的不同巖性樣品的磷灰石裂變徑跡年齡在82 ～51Ma 之間，與本文的數(shù)據(jù)結(jié)果完全一致，均表明該時(shí)期內(nèi)存在一期快速隆升作用。朱文斌等(2004，2007)通過(guò)裂變徑跡測(cè)年證實(shí)東天山吐哈盆地和塔里木北緣前寒武基底在晚白堊世發(fā)生過(guò)構(gòu)造抬升。邵磊等(1999)根據(jù)吐魯番-哈密盆地白堊紀(jì)砂巖成熟度指數(shù)較低的特點(diǎn)證明吐-哈盆地及周邊地區(qū)在中生代晚期受燕山及喜山運(yùn)動(dòng)的影響構(gòu)造活動(dòng)性加強(qiáng)。除了天山東部地區(qū)之外，在西天山和準(zhǔn)噶爾等地區(qū)，前人通過(guò)(U-Th)/He、裂變徑跡等熱年代學(xué)手段和沉積學(xué)特征研究發(fā)現(xiàn)白堊世的快速隆升冷卻事件的存在(De Grave et al.，2012;Dumitru et al.，2001;Glorie et al.，2010;Li et al.，2014;陳正樂(lè)等，2006;郭召杰等，2005;王彥斌等，2001)。除了熱年代學(xué)研究之外，此次隆升剝露事件對(duì)應(yīng)的構(gòu)造變形和角度不整合發(fā)現(xiàn)于天山及其周邊不同地區(qū)，如塔里木盆地東部的車爾臣斷裂在白堊紀(jì)再次活動(dòng)(盧華復(fù)等，2006)，伊犁盆地南緣達(dá)拉低等地的鉆孔資料顯示上白堊統(tǒng)與下伏的中、下侏羅統(tǒng)之間為角度不整合接觸(陳正樂(lè)等，2008)，張國(guó)偉等(1999)發(fā)現(xiàn)伊犁盆地白堊系沉積存在缺失，認(rèn)為可能是由整個(gè)天山山脈在燕山運(yùn)動(dòng)末期強(qiáng)烈隆升所造成的。綜合來(lái)看，晚白堊世的快速冷卻事件在塔里木北緣、西天山、準(zhǔn)噶爾盆地、東天山等地區(qū)均有記錄。通過(guò)本文的磷灰石(U-Th)/He 年齡及其模擬結(jié)果說(shuō)明，晚白堊世的快速冷卻階段在東天山阿奇山-雅滿蘇地區(qū)也有很明顯的體現(xiàn)，表明該地區(qū)在此時(shí)期發(fā)生過(guò)快速隆升作用。吐哈盆地上白堊統(tǒng)與上覆地層為角度不整合，塔里木盆地白堊紀(jì)晚期發(fā)生整體抬升，Hendrix et al.(1992)認(rèn)為該期構(gòu)造抬升-剝露可能是由于科希斯坦-德拉斯(Kohistan-Dras)島弧與拉薩地塊碰撞的遠(yuǎn)程效應(yīng)所致，我們推測(cè)本次碰撞的遠(yuǎn)程效應(yīng)對(duì)吐哈盆地和塔里木盆地之間的阿奇山-雅滿蘇地區(qū)晚白堊世的隆升作用也產(chǎn)生了顯著的影響。

關(guān)于天山山脈新生代的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)已有豐富的研究成果，Hendrix et al.(1994)在塔里木盆地-準(zhǔn)噶爾盆地地區(qū)采用磷灰石裂變徑跡研究發(fā)現(xiàn)天山新生代的隆升作用發(fā)生在24Ma左右;Dumitru et al.(2001)對(duì)準(zhǔn)噶爾-庫(kù)車剖面的研究發(fā)現(xiàn)天山在25Ma 左右發(fā)生擠壓-隆升作用;近年來(lái)，對(duì)此次隆升作用有了較為集中的報(bào)道(陳正樂(lè)等，2006，2008;郭召杰等，2006)，Yu et al. (2014)在庫(kù)車盆地采用磷灰石(U-Th)/He測(cè)年研究還發(fā)現(xiàn)了10Ma 和6Ma 的隆升作用。以上研究主要集中在天山的西段，所反映的新生代構(gòu)造運(yùn)動(dòng)并不能代表整個(gè)天山山脈的新生代構(gòu)造運(yùn)動(dòng)特點(diǎn)。本文所研究的紅云灘地區(qū)位于天山東段，巖體的熱年代學(xué)數(shù)據(jù)和反演模擬結(jié)果并未顯示24Ma 左右隆升事件的存在。研究區(qū)在新生代以前已經(jīng)位于地下2km 以淺的深度位置，自晚白堊世以后在此深度基礎(chǔ)上以0.7℃/Myr 速度緩慢冷卻，同時(shí)伴隨平均速率為0.026mm/y 的緩慢剝蝕作用。高洪雷等(2014)、郭召杰等(2002)和劉紅旭等(2014)在紅云灘巖體所在的阿奇山-雅滿蘇地區(qū)開(kāi)展的裂變徑跡熱年代學(xué)研究認(rèn)為東天山新生代以來(lái)處于穩(wěn)定狀態(tài)，其構(gòu)造面貌基本繼承了中生代的特征，本文以更低封閉溫度的測(cè)年方法在該地區(qū)同樣未發(fā)現(xiàn)更晚期的快速冷卻作用，表明阿奇山-雅滿蘇地區(qū)在新生代期間總體保持穩(wěn)定，未受到明顯的構(gòu)造擠壓-抬升作用影響。同時(shí)也說(shuō)明天山東段和西段在新生代期間的構(gòu)造活動(dòng)有著明顯差異。

5 結(jié)論

(1)東天山紅云灘地區(qū)自晚古生代以來(lái)經(jīng)歷了3 期快速冷卻，分別發(fā)生于:晚石炭世至早二疊世(ca.330 ～296Ma)、晚三疊世(222 ～220Ma)、晚白堊世(91 ～77Ma)。其中第一期快速冷卻除了巖體侵位后與圍巖發(fā)生熱傳導(dǎo)冷卻之外，還伴隨天山的造山作用發(fā)生了隆升冷卻。

(2)新生代以來(lái)，紅云灘巖體所在的阿奇山-雅滿蘇地區(qū)構(gòu)造活動(dòng)相對(duì)較弱，未發(fā)生較為明顯的隆升作用，與天山西段新生代的構(gòu)造活動(dòng)有著明顯的差異。

致謝 感謝澳大利亞Curtin 大學(xué)JdLCMS 中心Noreen Evans，Brent I.A. McInnes，Brad McDonald 和Celia Mayers 在(U-Th)/He 測(cè)年技術(shù)上的指導(dǎo)幫助;誠(chéng)摯感謝中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所王非研究員及吳林、單競(jìng)男、張煒斌等人在U、Th 元素質(zhì)譜分析測(cè)試方面提供的幫助。

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