李季霖 陳正樂 周濤發(fā) 韓鳳彬 張文高 霍海龍 劉博 趙同陽 韓瓊 李平 陳貴民

摘? ? 要：新疆中天山地塊位于中亞造山帶東南部，區(qū)內(nèi)礦產(chǎn)資源豐富，是我國西北部重要的多金屬礦產(chǎn)分布區(qū)，成礦作用與巖漿活動密切相關(guān)。在野外地質(zhì)調(diào)查基礎(chǔ)上，對區(qū)內(nèi)7個花崗巖體進行磷灰石裂變徑跡分析。結(jié)果表明，磷灰石裂變徑跡年齡變化范圍為124～54 Ma，徑跡長度介于（12.3±2.3）～（13.2±1.8） μm，顯示該區(qū)磷灰石徑跡形成后以較慢速度通過部分退火帶，后期未發(fā)生明顯升溫。結(jié)合前人數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)，花崗巖裂變徑跡年齡可分為124～114 Ma、94～92 Ma、79～54 Ma 3組，分別對應(yīng)3期區(qū)域性構(gòu)造事件。溫度-時間熱史模擬結(jié)果表明，樣品大多經(jīng)歷兩個階段的快速隆升期，分別為160～120 Ma和70～30 Ma。通過定量計算得出中天山地塊內(nèi)花崗巖體中—新生代剝蝕量為1.4～2.4 km，剝蝕速率0.011～0.036 mm/a。剝蝕深度與區(qū)內(nèi)彩霞山鉛鋅礦、沙東和小白石頭鎢礦等中低溫礦床成礦深度相似，對礦床保存不利。區(qū)內(nèi)阿拉塔格鐵礦、天宇-白石泉銅鎳礦及尾亞鐵礦等高溫礦床成礦深度遠大于花崗巖體剝蝕深度，推測中天山地塊深部仍具較好的矽卡巖型鐵礦床、銅鎳硫化物礦床及釩鈦磁鐵礦床找礦潛力。

關(guān)鍵詞：中天山地塊;磷灰石; 裂變徑跡; 熱年代學(xué);找礦潛力

中天山地塊位于東天山覺羅塔格構(gòu)造帶南部，具強烈構(gòu)造-巖漿活動和顯著陸殼增生，為我國西北地區(qū)重要成礦帶之一[1-6]。中天山地塊由西向東分布有彩霞山巖漿熱液型Pb-Zn礦床、阿拉塔格矽卡巖型Fe礦、沙東層控與巖漿熱液復(fù)合型W礦床、黑焰山矽卡巖型W礦床、天宇、白石泉Cu-Ni硫化物礦床、小白石頭矽卡巖型W礦床、尾亞V-Ti磁鐵礦床及天湖東沉積型鐵礦床等[7-14]。國內(nèi)外學(xué)者對該區(qū)礦床研究主要集中于成礦物質(zhì)來源、礦床成因及成礦作用過程研究，對礦床形成后變化與保存尚缺乏系統(tǒng)認識和探究[15]。成礦后礦區(qū)地層、巖體隆升-剝露程度與礦體保存關(guān)系是礦床學(xué)研究難題之一[16]。一定程度上，隆升作用和剝蝕過程，可評價礦區(qū)成礦潛力，為后期找礦工作提供指示性意義[17-18]。裂變徑跡為一種新興低溫?zé)崮甏鷮W(xué)測試方法，廣泛用于礦床學(xué)、構(gòu)造地質(zhì)學(xué)、地層沉積學(xué)、石油地質(zhì)學(xué)等領(lǐng)域。磷灰石具較低封閉溫度，通過溫度-時間演化關(guān)系，能靈敏地反映地殼淺部變化過程，揭示地質(zhì)體剝露和冷卻歷史[19-22]。

本文通過對中天山地塊典型花崗巖體中磷灰石進行裂變徑跡數(shù)據(jù)分析，利用軟件模擬花崗巖中—新生代演化過程，定量計算巖體通過裂變徑跡年齡的剝蝕量和剝蝕速率，與巖體附近及區(qū)內(nèi)典型礦床的成礦深度進行對比研究，為找礦勘探工作提供關(guān)鍵性指示作用。

1? 區(qū)域地質(zhì)背景

東天山地處天山造山帶成礦域腹地，位于西伯利亞克拉通、哈薩克斯坦和塔里木克拉通的交匯地區(qū)（圖1-a）[23-24]，由北向南依次為吐哈盆地、博格達裂谷、哈爾里克島弧帶、覺羅塔格構(gòu)造帶和中天山地塊（圖1-b）[3，23-27]。中天山地塊北部與覺羅塔格構(gòu)造帶以阿奇克庫都克-沙泉子斷裂相隔，南部與南天山地塊、北山分別以卡瓦布拉克斷裂和星星峽斷裂為界，西至托克遜庫米什一帶，東至甘肅-新疆交界處，構(gòu)造帶長600 km，寬30～50 km，是新疆重要的成礦域之一。

中天山地塊主要出露一套前寒武紀變質(zhì)基底，包括中元古界長城系星星峽群、薊縣系卡瓦布拉克群和新元古界青白口系天湖群。星星峽群主要由一套變質(zhì)程度較高的條帶狀和眼球狀花崗片麻巖、片巖、混合巖及石英巖組成。卡瓦布拉克群以淺變質(zhì)的含硅質(zhì)條帶碳酸巖、碳質(zhì)大理巖、云英片巖、角閃片巖為主。天湖群分布于地塊內(nèi)東部天湖巖體至星星峽地區(qū)，為灰綠-淺肉紅色黑云斜長片麻巖、黑云母石英片巖、角閃石英片巖和大理巖的巖性組合[14，28-31]。地塊內(nèi)斷裂十分發(fā)育，主干斷裂為不同構(gòu)造單元分界線，分別為EW向阿其克庫都克-沙泉子斷裂、NW向卡瓦布拉克斷裂和NE向星星峽斷裂。阿其克庫都克-沙泉子斷裂北側(cè)為覺羅塔格構(gòu)造帶，南側(cè)為中天山地塊，斷裂帶分隔出截然不同的兩套巖性（北部為火山-沉積地層，南部為前寒武紀變質(zhì)巖基底）。斷裂帶附近不僅有基性、中酸性巖漿侵入，沿斷裂帶兩側(cè)還分布有百靈山鐵礦、黑尖山銅礦、彩霞山鉛鋅礦、維權(quán)銅銀礦、白石泉銅鎳硫化物礦床、沙泉子鐵銅礦、尾亞鈦鐵礦等[32-35]。南部卡瓦布拉克斷裂及星星峽斷裂兩側(cè)礦點相對較少，但有晚古生代花崗巖侵入，說明斷裂約束著該區(qū)成巖成礦作用。

中天山地塊內(nèi)巖漿活動強烈，廣泛分布有各類侵入巖，占該區(qū)總面積的53%，為天山造山帶中侵入巖出露比例最高地區(qū)。受區(qū)域構(gòu)造作用控制，侵入巖多呈EW向和NE向展布，區(qū)內(nèi)巖漿活動發(fā)生于元古—中生代。中元古代侵入巖分布于那拉提段和星星峽段，為早期碰撞前花崗片麻巖序列;早古生代巖漿活動于區(qū)內(nèi)很多地方，主要為碰撞前鈣堿性花崗巖序列;晚古生—中生代侵入巖分布較散，主要為石炭紀大陸弧花崗巖序列和三疊紀造山帶鈣堿性巖序列[36-38]。

2? 樣品測試方法與結(jié)果

本次測試樣品選自中天山地塊內(nèi)花崗巖體（圖1-b），巖性分別為白頂山東北花崗閃長巖（E91°25′4.4″、N41°42′22.2″），白灘南花崗片麻巖（E91°25′11.92″、N41°35′42.53″），白灘石英閃長巖（E91°50′28.4″、N41°38′7.8″），阿拉塔格花崗閃長巖（E92°07′14.47″、N41°38′41.86″）、二長花崗巖（E92°39′57.37″、N41°40′21.41″）和鉀長花崗巖（E92°43′43.89″、N41°38′34.92″），白山粱花崗閃長巖（E93°51′38.6″、N41°33′12.6″），沙泉子石英閃長巖（E94°54′10.2″、N41°51′2″）、星星峽花崗閃長巖（E95°7′54″、N41°48′1.5″）。樣品均采自地表新鮮花崗巖露頭，避免蝕變風(fēng)化巖石，保證測試結(jié)果的準確性和可靠性。單件樣品質(zhì)量大于2 kg，選出足量磷灰石顆粒，采樣過程中使用GPS記錄采樣點高程。本次磷灰石裂變徑跡測年實驗采用外探測器法。實驗操作步驟如下：將采集樣品破碎至1～2 cm，置于盤式粉碎機粉碎到60目或以下，經(jīng)重液分選、介電選等方法，對礦物顆粒進行單礦物提純，挑選出磷灰石單礦物顆粒。分別用環(huán)氧樹脂和聚四氟乙烯透明塑料片將磷灰石顆粒固定，制作厚3 mm左右光薄片，固定后研磨拋光達到表面高度透明。將磷灰石樣片放入恒溫21℃環(huán)境下，用5.5%的HNO3溶液中蝕刻20 s揭示自發(fā)徑跡。結(jié)合IUGS推薦的Zeta常數(shù)標定法計算裂變徑跡中心年齡，加權(quán)平均得出Zeta常數(shù)值。本次試驗獲得的磷灰石Zeta常數(shù)為391[39-40]。磷灰石裂變徑跡測試分析由北京市澤康恩科技有限公司完成。

本次研究共測試7個巖體中10件磷灰石樣品，10件樣品均獲得裂變徑跡（AFT）年齡及平均徑跡長度測試結(jié)果和分布特征（表1，圖2）。Galbaith等運用[x2]檢測法評價所測磷灰石裂變徑跡年齡是否符合泊松分布[41]，據(jù)P（[x2]）的不同區(qū)分池年齡和混合年齡。通常以5%為界線，當(dāng)P（[x2]）>5%時，樣品年齡服從單一泊松分布，徑跡年齡屬同一年齡組分，表明裂變徑跡年齡受相同熱事件影響，經(jīng)較單一冷卻歷史，年齡選用池年齡。當(dāng)P（[x2]）<5%時，樣品年齡不服從單一泊松分布，徑跡年齡為非單一組分，說明樣品可能經(jīng)多次部分退火帶溫度區(qū)間，年齡選用中值年齡[42]。

通過測試結(jié)果可知，中天山地塊巖體中磷灰石裂變徑跡池年齡介于（54±4）Ma～（124±8）Ma，整體變化幅度較大，3個樣品（D1832-5、D1901-1和D18137-1）P（[x2]）<5%，單顆粒年齡較分散，說明磷灰石裂變徑跡年齡為多組分年齡。受多次熱事件影響，使用RadialPlotter軟件對樣品裂變徑跡年齡進行分解[43]。樣品D1832-5分解的兩個年齡分別為（92.4±8.7） Ma和（124.3±7.4） Ma。D1901-1分解年齡為（30.3±4.9） Ma和（66±3.8） Ma，D18137-1分解年齡為（64.9±3.6） Ma和（94±5.5） Ma。所測試巖體裂變徑跡年齡明顯小于巖體鋯石U-Pb年齡，且磷灰石封閉溫度低于花崗巖體結(jié)晶溫度及礦床成礦溫度，所以，裂變徑跡年齡值紀錄了花崗巖體及礦床形成以來的構(gòu)造-巖漿活動事件。10個樣品徑跡長度為（12.3±2.3）～（13.2±1.8） mm，平均徑跡長度值較小，卻有著較大的標準差值，反映了磷灰石裂變徑跡以較慢的速度通過部分退火帶。

3? 磷灰石熱史模擬

磷灰石裂變徑跡年齡、長度及分布特征記錄了樣品經(jīng)歷的熱歷史，并獲得冷卻隆升-剝露時間。樣品熱史模擬對揭示區(qū)域經(jīng)歷的構(gòu)造熱事件具重要意義。熱史模擬采用Ketcham編制的正-反演模擬軟件“HeFTy”，建立熱史模擬時，以東天山地區(qū)地質(zhì)背景為基礎(chǔ)，在充分了解研究區(qū)構(gòu)造演化史、沉積埋藏史和冷卻事件年齡基礎(chǔ)上，限定模擬邊界條件。時間-溫度反演史中最大溫度定為200 ℃，現(xiàn)今地表溫度定為東天山地表溫度20 ℃，磷灰石部分退火帶范圍為60 ℃～120 ℃。與徑跡年齡譜模式（TASC）相結(jié)合，據(jù)獲得的裂變徑跡參數(shù)和樣品所處的地質(zhì)背景，確定反演模擬初始條件，模擬結(jié)果見圖3。通過HeFTy軟件反演熱史模擬結(jié)果圖中參數(shù)有：Measured Age（Ma）-由外探測器法測試獲得的年齡（Pooled age）;Model Age（Ma）-軟件預(yù)測通過封閉溫度的年齡;Measured Length（μm）-實測裂變徑跡長度及標準差;Model Length（μm）-軟件預(yù)測裂變徑跡長度分布的平均值及標準差;每個樣品模擬結(jié)果可獲得“可以接受的”熱史擬合曲線（綠色區(qū)）;“高質(zhì)量”熱史曲線（紅色區(qū)），“最佳”熱史擬合曲線（黑色實線）。函數(shù)GOF（Goodness of Fitting）用于評價模擬結(jié)果和實測結(jié)果之間的擬合程度，“Age-GOF”和“Length-GOF”分別代表徑跡年齡與長度的模擬值與實測值的吻合度，當(dāng)“Age-GOF”和“Length-GOF”大于5%時，表明模擬結(jié)果可以接受;當(dāng)超過50%時，模擬結(jié)果是高質(zhì)量的。

據(jù)東天山樣品模擬溫度-時間曲線圖可知（圖3），樣品D1858-1、D18144-1、D1832-5、D18137-1的熱歷史擬合結(jié)果為“可接受的”（綠色區(qū)域），其余樣品結(jié)果為“高質(zhì)量的”（紫色區(qū)域）。結(jié)合10個樣品熱演化史模擬圖將整個隆升-剝露過程分為3個階段：①約180 Ma到100～80 Ma。溫度較高，樣品位于磷灰石裂變徑跡部分退火帶底部，溫度高于120 ℃;②從100～80 Ma到35 Ma。樣品經(jīng)歷不同程度冷卻，溫度由120℃降至70 ℃～60 ℃;③從約35 Ma到現(xiàn)今。溫度由70 ℃～60 ℃降為當(dāng)前東天山地表溫度20℃。第二階段分為兩部分，60 Ma之前降溫速率較慢，60～35 Ma冷卻速率較快。從進入磷灰石部分退火帶至今，所有樣品均為持續(xù)冷卻過程，未發(fā)生后期增溫。

4? 討論

4.1? 中天山中-新生代隆升剝露過程分析

據(jù)10件樣品溫度-時間模擬最佳曲線圖可知（圖4），所有樣品具相似的熱演化歷史，除D1901-1和D19134-1外，其余8個樣品都記錄了中—新生代的兩次快速隆升事件。其中樣品D18137-1在180 Ma開始快速隆升，樣品D19133-1在130 Ma才開始快速隆升，這可能與D18137-1更靠近阿其克庫都克-沙泉子斷裂有關(guān)，其余樣品第一次快速隆升事件主要集中于160～120 Ma。120～70 Ma為緩慢冷卻階段，D1901-1為最早進入第二快速隆升階段巖體，約70 Ma，其余樣品隆升時間為50～30 Ma。第二快速隆升階段持續(xù)時間為40 Ma，從30 Ma至今，進入較穩(wěn)定的緩慢冷卻階段。

結(jié)合前人對中天山地塊尾亞、天湖巖體和沙泉子斷裂附近磷灰石裂變徑跡的測試[44-46]，對獲得的年齡結(jié)果進行統(tǒng)計分析，中天山地塊磷灰石裂變徑跡年齡大致分為3組：早白堊世124～114 Ma、晚白堊世94～92 Ma、晚白堊—古新世79～54 Ma。磷灰石年齡124～114 Ma為晚侏羅世（140～125 Ma）拉薩地塊增生作用的響應(yīng)，記錄了中天山北緣剪切帶在燕山晚期經(jīng)抬升-冷卻事件[47-49]。磷灰石年齡94～92 Ma記錄了科希斯坦島弧早期向歐亞板塊的增生作用，天山東部地區(qū)的構(gòu)造體制開始變換，由區(qū)域性伸展構(gòu)造階段變?yōu)閿D壓構(gòu)造階段[45]。磷灰石年齡大多分布于79～54 Ma，該時間段為科希斯坦島弧增生作用末期與印度板塊對歐亞板塊碰撞、擠壓作用早期[46，50-51]。新生代以來印度板塊和歐亞板塊發(fā)生了強烈的碰撞擠壓作用，致使天山地區(qū)發(fā)生陸內(nèi)造山，形成現(xiàn)今特殊盆-山相間的特殊地貌格局。由圖4可知，中天山地塊中—新生代的兩次隆升-剝露事件分別與拉薩地塊增生及印度板塊和歐亞板塊碰撞相呼應(yīng)。經(jīng)歷兩次快速構(gòu)造隆升使中天山地塊內(nèi)的花崗巖體抬升至近地表，從西部白頂山東北巖體，中部阿拉塔格巖體，及東部星星峽巖體進入準平原化階段。這與該區(qū)缺少侏羅紀和白堊紀地層，且在山間盆地含大量中新—上新統(tǒng)沉積物地質(zhì)事件相符。

4.2? 花崗巖中—新生代剝蝕量及對區(qū)域找礦潛力啟示

上文涉及的花崗巖體與區(qū)內(nèi)巖漿熱液型鉛鋅礦床，矽卡巖型鐵、鎢礦床，巖漿熱液復(fù)合型鎢礦床，銅鎳硫化物礦床，釩鈦磁鐵礦床等的形成密切相關(guān)，可通過巖體剝蝕程度判斷礦床形成后的變化保存情況。據(jù)年齡-封閉溫度法，剝蝕量=（封閉溫度-地表溫度）/地溫梯度[52]，計算得到巖體剝蝕量及剝蝕速率。封閉溫度（TC）為記錄裂變徑跡測年結(jié)果時體系的溫度，因?qū)嶒灥贸隽炎儚桔E的年齡范圍在中—新生代（124～54 Ma），通過熱演化模擬，在“最佳”熱史擬合曲線中Model Age年齡值對應(yīng)的溫度視為該樣品的封閉溫度。所以，通過封閉溫度的剝蝕量可視為樣品中—新古代的剝蝕程度。東天山地區(qū)地表溫度約為20℃，地溫梯度取35℃/km。由表2可知，中天山地塊花崗巖中—新生代剝蝕量為1.4～2.4 km，剝蝕速率范圍為0.011～0.036 mm/a。中天山地塊晚白堊世以來的剝蝕量較小，剝蝕速率較低。區(qū)內(nèi)剝蝕量和剝蝕速率最大的地方位于尾亞-天湖一帶，這可能因巖體在侵位及后期隆升-剝露過程受到南部星星峽斷裂控制，剝蝕作用持續(xù)時間較短所致。

通過國內(nèi)學(xué)者近年來對中天山地塊金屬礦床成礦深度研究，西部彩霞山鉛鋅礦流體包裹體計算的成礦深度為0.8～2.0 km，具中-淺成礦床特征[53];中部沙東鎢礦流體包裹體計算成礦深度范圍1.8～2.4 km，為典型低溫礦床[54];東部小白石頭鎢（鉬）礦流體包裹體換算成礦深度為1.0～3.3 km[55];天宇、白石泉銅鎳硫化物礦床中角閃石溫壓計指示的含礦巖體形成于6.2～15 km[12，56];尾亞釩鈦磁鐵礦浸染狀礦石中角閃石成分計算礦體侵位深度為10.1～16.9 km[57]。前人雖未對中部地區(qū)阿拉塔格矽卡巖型鐵礦床進行成礦深度相關(guān)工作，但項目組（未發(fā)表數(shù)據(jù)）用黑云母溫壓計對阿拉塔格巖體進行了侵位深度計算，得到2.5～5.2 km的結(jié)果。結(jié)合本次實驗結(jié)果，發(fā)現(xiàn)位于彩霞山鉛鋅礦附近的3個巖體（白頂山東北、白灘南、白灘）中—新生代以來剝蝕范圍為1.4～1.8 km，沙東礦區(qū)巖體（白山梁）剝蝕量為1.8 km，小白石頭鎢礦區(qū)巖體（星星峽）剝蝕量為2 km。該區(qū)礦床成礦年齡主要集中于晚古生代[12，32]，晚古生代東天山高山山脈已被逐漸夷平，地形平坦，高程差較小。因此，對已被剝露到地表的花崗巖體，其侵位深度可代表巖體成巖后至今的剝蝕深度。通過礦區(qū)巖體剝蝕深度、成礦深度對比磷灰石裂變徑跡定量計算出中—新生代的剝蝕程度，可直觀反映礦體變化保存情況。巖體中—新生代記錄的剝蝕程度與上述低溫礦床（彩霞山、沙東和小白石頭）成礦深度相似，表明礦體在古生代形成后的深度小于巖體形成至今的剝蝕深度，這使礦體剝露地表，受到一定程度破壞和改造。阿拉塔格、沙泉子、尾亞、天湖巖體中—新生代剝蝕量遠小于巖體形成時侵位深度及尾亞釩鈦磁鐵礦床和天宇、白石泉銅鎳硫化物等高溫礦床的成礦深度[58]，說明該類礦床受該區(qū)構(gòu)造隆升事件影響較小，對礦床形成后的保存較有利。這與中天山地塊目前發(fā)現(xiàn)的礦床（點）以高溫為主的地質(zhì)事實相符，推測深部具較好的找礦前景。

5? 結(jié)論

（1） 中天山地塊內(nèi)花崗巖磷灰石裂變徑跡年齡為124～54 Ma，徑跡長度（12.3±2.3）～（13.2±1.8） mm。平均徑跡長度較小，樣品在部分退火帶內(nèi)滯留時間較長。結(jié)合前人成果，大致可將區(qū)內(nèi)所獲結(jié)果分為3個年齡組，即124～114 Ma、94～92 Ma、79～54 Ma。該年齡組較好地反映了研究區(qū)經(jīng)歷的構(gòu)造熱事件。區(qū)內(nèi)第一次隆升-剝露事件受拉薩地塊增生控制，第二次為印度板塊和歐亞板塊碰撞事件的響應(yīng)。

（2） 通過年齡-封閉溫度法計算得出該區(qū)花崗巖中—新生代以來的剝蝕量為1.4～2.4 km，剝蝕速率范圍0.011～0.036 mm/a。中天山地塊構(gòu)造隆升活動對區(qū)內(nèi)中低溫礦床（巖漿熱液型鉛鋅礦、巖漿熱液復(fù)合型鎢礦和矽卡巖型鎢礦）造成一定程度剝蝕。矽卡巖型鐵礦床、釩鈦磁鐵礦床及銅鎳硫化物礦床成礦深度遠大于巖體剝蝕深度，礦體保存較完整。表明區(qū)內(nèi)剝蝕量小的地方，地表和深部仍具較大的中-高溫礦床找礦前景。

參考文獻

[1]? ? 李錦軼.新疆東部新元古代晚期和古生代構(gòu)造格局及其演變[J].地質(zhì)論評，2004，50（3）：304-322.

[2]? ? 顧連興，張遵忠，吳昌志，等.關(guān)于東天山花崗巖與陸殼垂向增生的若干認識[J].巖石學(xué)報，2006， 22（5）：1103-1120.

[3]? ? 王京彬， 王玉往， 何志軍. 東天山大地構(gòu)造演化的成礦示蹤[J].中國地質(zhì)，2006，33（3）：461-469.

[4]? ? 王克卓，朱志新，趙同陽.天山造山帶古生代侵入巖地質(zhì)特征及構(gòu)造意義[J].新疆地質(zhì)，2017，35（4）：355-363.

[5]? ? 舍建忠，馮長麗，賈健，等.東天山中段造山帶構(gòu)造單元劃分及演化特征[J]. 新疆地質(zhì)，2018，36（2）：135-141.

[6]? ? 梁培，陳華勇，趙聯(lián)黨，等.新疆北部弧-盆轉(zhuǎn)化體系下鐵氧化物-銅-金礦床的流體演化特征：來自鹵族元素和稀有氣體同位素的證據(jù)[J].地學(xué)前緣， 2020，27（3）：239-253.

[7]? ? Zhang Z Z， Gu L X， Wu C Z et al. Zircon SHRIMP Dating for the Weiya Pluton， Eastern Tianshan： its geological implications[J]. Acta Geologica Sinica（English Edition）， 2005（4）： 481-490.

[8]? ? 姜曉，郭勇明，楊良哲，等.哈密沙東大型鎢礦床地質(zhì)特征及成因探討[J].新疆地質(zhì)，2012，30（1）：31-35.

[9]? ?肖兵，陳華勇，王云峰，等.東天山土屋延?xùn)|銅礦礦區(qū)晚志留世巖體的發(fā)現(xiàn)及構(gòu)造意義[J].地學(xué)前緣，2015，22（6）：251-266.

[10]? 孫月園，李平，朱志新，等.東天山維權(quán)-土屋一帶成礦條件與成礦規(guī)律淺析[J].新疆地質(zhì)，2016，34（1）：134-138.

[11]? 石煜，王玉往，王京彬.東天山似斑狀角閃輝長巖類與鐵鈦氧化物礦床的關(guān)系[J].地學(xué)前緣，2017，24（6）：80-97.

[12]? 方林茹，唐冬梅，秦克章，等.角閃石成分對東天山銅鎳礦床巖漿過程的指示意義[J].巖石學(xué)報，2019，35（7）：2061-2085.

[13]? Li N， Yang F Q， Zhang Z X， et al. Geochemistry and chronology of the biotite granite in the Xiaobaishitou W-（Mo） deposit， eastern Tianshan， China： petrogenesis and tectonic implications[J]. Ore Geology Reviews，2019，107（C）：999-1019.

[14]? Liu F，Chai F M，Li Q， et al. Constraints on the timing of Fe-（Cu） metallogenesis in the eastern Aqishan-Yamansu-Shaquanzi metallogenic belt， Eastern Tianshan， NW China[J]. Ore Geology Reviews， 2019，113，Doi：10.1016/j.oregeorev.2019.103089.

[15]? 袁萬明.礦床保存變化研究的熱年代學(xué)技術(shù)方法[J].巖石學(xué)報，2016，32（8）：2571-2578.

[16]? 劉學(xué)龍， 李文昌， 張娜. 西南三江義敦島弧南端地殼抬升歷史及資源評價意義[J].地質(zhì)學(xué)報，2015，89（2）：289-304.

[17]? 翟裕生，鄧軍，彭潤民.礦床變化與保存的研究內(nèi)容和研究方法[J].地球科學(xué)，2000（4）：340-345.

[18]? 鄧軍，楊立強，葛良勝，等. 滇西富堿斑巖型金成礦系統(tǒng)特征與變化保存[J].巖石學(xué)報，2010，26（6）：1633-1645.

[19]? Fleischer R.L.，Price P.B.，Walker R.M. Nucleartracksin solids[M].University of California Press： Berkeley， 1975，605.

[20]? 康鐵笙，王世成.地質(zhì)熱歷史研究的裂變徑跡法[M].北京：科學(xué)出版社，1991，35-47.

[21]? Carlson W D.， Donelick R A.， Ketcham R A. Variability of Apatite Fission-track Annealing Kinetics： I. Experimental results [J]. American Mineralogist， 1999， 84：1213-1223.

[22]? Ketcham R.A.， Carter A.， Donelick R.A.， et al. Improved measurement of fission-track annealing in apatite using c-axis projection[J]. American Mineralogist， 2007，92 （5-6）： 789-798.

[23]? Saktura W M， Buckman S， Nutman A P， et al. Continental origin? of the Gubaoquan eclogite and implications for evolution of the Beishan Orogen， Central Asian Orogenic Belt， NW China[J]. Lithos， 2017，294：20-38.

[24]? Chen H Y， Chen Y J， Baker M. Isotopic geochemistry of the Sawayaerdun orogenic-type gold deposit， Tianshan， northwest China： implications for ore genesis and mineral exploration[J]. Chemical Geology， 2012， 310： 1-11.

[25]? Xiao W J， Zhang L C， Qin K Z， et al. Palezoic accretionary and collisional tectonics of the Eastern Tianshan （China）： Implications for the continental growth of central Asia[J].American Journal of Science， 2004，304： 370-395.

[26]? Wang Y H， Zhang F F. Petrogenesis of early Silurian intrusions in the Sanchakou area of Eastern Tianshan， Northwest China，and tectonic implications： geochronological， geochemical， and Hf isotopic evidence[J].International Geology Review，2016，58（10）：1294-1310.

[27]? Wang Y H， Zhang F F， Liu J J， et al. Genesis of the Fuxing porphyry Cu deposit in Eastern Tianshan， China： Evidence from fluid inclusions and C-H-O-S-Pb isotope systematics[J]. Ore Geology Reviews， 2016，79： 46-61.

[28]? Zhang Z Z， Gu L X， Wu C Z， et al. Early Indosinian Weiya Gabbro in Eastern Tianshan， China： elemental and Sr-Nd-O isotopic geochemistry，and its tectonic implications[J].Acta Geologica Sinica，2007，81（3）：424-432.

[29]? Huang X W， Gao J F， QI L， et al. In-situ LA-ICP-MS trace elemental analyses of magnetite and Re-Os dating of pyrite： the Tianhu hydrothermally remobilized sedimentary Fe deposit， NW China[J]. Ore Geology Reviews， 2015，65：900-916.

[30]? Wu C Z ， Lei R X ， Santosh M， et al. Ordovician volcano-sedimentary iron deposits of the Eastern Tianshan area， Northwest China： the Tianhu example[J]. International Geology Review， 2016，58（11）：1398-1416.

[31]? 趙宏剛， 蘇銳， 梁積偉， 等. 中天山東段天湖花崗巖巖石學(xué)、地球化學(xué)及其成因[J].地質(zhì)學(xué)報， 2017，91（6）：1208-1226.

[32]? 張達玉.新疆東天山覺羅塔格地區(qū)成巖成礦作用及地球動力學(xué)過程[D].合肥工業(yè)大學(xué)，2012.

[33]? 劉彬，王學(xué)求.東天山白山斑巖鉬礦床深部斑巖體鋯石SIMS U-Pb定年、Hf同位素組成及其地質(zhì)意義[J].地學(xué)前緣，2016，23（5）：291-300.

[34]? Chen S E， Fan S H， Yang L C， et al. The characteristics， origin， and significance of mafic microgranular enclaves in the granitoids from the Bailingshan complex， Eastern Tianshan， NW China[J]. Geological Journal，2017，53：1-10.

[35]? Jiang H J， Han J S， Chen H Y， et al. Intra-continental back-arc basin inversion and Late Carboniferous magmatism in Eastern Tianshan， NW China： constraints from the Shaquanzi magmatic suite[J]. Geoscience Frontiers， 2017，8（6）：1447-1467.

[36]? 張遵忠，顧連興，吳昌志，等.東天山印支早期尾亞石英正長巖：成巖作用及成巖意義[J].巖石學(xué)報， 2006（5）：1135-1149.

[37]? 周濤發(fā)，袁峰，張達玉，等.新疆東天山覺羅塔格地區(qū)花崗巖類年代學(xué)、構(gòu)造背景及其成礦作用研究[J].巖石學(xué)報，2010，26（2）：478-502.

[38]? 董連慧，周汝洪， 趙同陽，等.新疆侵入巖[M]. 北京： 地質(zhì)出版社， 2018.

[39]? Hurford A J，Green P F.The Zeta age calibration of fission-track dating[J].Chemical Geology （Isotope Geo-science Section），1983，41（4）：285-317.

[40]? Hurford A J.Standardization of fission track dating calibration： Recommendation by the Fission Track Working Group of the IUGS Subcommission on Geochronology [J].Chemical Geology： Isotope Geoscience Section， 1990，80（2）：171-178.

[41]? Galbraith R.F. Laslett G.M.Satistical models for mixed fission track ages[J].Nuclear Tracks and Radiation Measurements，1993，21（4）：459-470.

[42]? Donelick R.A.，O’Sullivan P.B.，Ketcham R.A. Apatite Fission-Track Analysis[J].Reviews in Mineralogy & Geochemistry， 2005，58（58）： 49-94.

[43]? Vermeesch P . RadialPlotter： A Java application for fission track， luminescence and other radial plots[J]. Radiation Measurements，2009，44（4）：409-410.

[44]? 郭召杰，劉樹文，張志誠.庫魯克塔格—星星峽是古生代末天山最高地區(qū)[J].新疆地質(zhì)，1998（4）： 381-387.

[45]? 高洪雷，劉紅旭，何建國，等.東天山地區(qū)中—新生代隆升-剝露過程：來自磷灰石裂變徑跡的證據(jù)[J]. 地學(xué)前緣，2014， 21（1）： 249-260.

[46]? 劉紅旭， 顏丹平， 何建國， 等. 阿齊山—雅滿蘇地區(qū)中-新生代構(gòu)造隆升裂變徑跡證據(jù)：兼論構(gòu)造活動對核廢選址場的意義[J]. 高校地質(zhì)學(xué)報， 2014， 20（1）：81-92.

[47]? 舒良樹， 夏飛雅克， 郭令智， 等. 新疆中天山北緣阿齊克庫都格—尾亞古生代大型韌性剪切帶研究[J]. 地質(zhì)學(xué)報， 1999（2）：189.

[48]? Bullen M E， Burbank D W， Garver J I. Late Cenozoic tectonic evolution of the northwestern Tien Shan： new age estimates for the initiation of mountain building [J].Geological Society of America Bulletin， 2001（113）：1544-1559.

[49]? 唐哲民， 蔡志慧， 王宗秀， 等.中天山東部南北兩緣韌性剪切帶變形特征[J].中國地質(zhì)，2011，38（4）： 970-979.

[50]? Hendrix M S， Dumitru T A， Graham S A. Late Oligocene-early Miocene unroofing in the Chinese Tianshan： An early effect of? ? ? ?the India-Asia collision[J]. Geology， 1994， 22： 487-490.

[51]? 馬前， 舒良樹， 朱文斌. 天山烏—庫公路剖面中、新生代埋藏、隆升及剝露史研究[J]. 新疆地質(zhì)， 2006（2）： 99-104.

[52]? 周祖翼 低溫年代學(xué)：原理與應(yīng)用[M]. 北京： 科學(xué)出版社， 2014.

[53]? 王康. 新疆東天山彩霞山鉛鋅礦床地質(zhì)地球化學(xué)特征及礦床成因[D]. 中國地質(zhì)大學(xué)（北京）， 2020.

[54]? 唐俊林， 董連慧， 涂其軍， 等. 新疆哈密市沙東鎢礦成礦流體包裹體特征研究[J]. 新疆地質(zhì)， 2017， 35（2）： 151-156.

[55]? 李寧. 新疆東天山小白石頭鎢（鉬）礦床成礦作用研究[D]. 中國地質(zhì)科學(xué)院， 2020.

[56]? 宋林山， 趙文婷， 汪立今.新疆東天山天宇銅鎳硫化物礦床主要造巖礦物特征研究[J]. 礦物巖石地球化學(xué)通報， 2014， 33（1）： 108-115.

[57]? 石煜， 王玉往， 王京彬， 等. 東天山尾亞釩鈦磁鐵礦礦床角閃石礦物學(xué)特征及成因意義[J]. 礦產(chǎn)勘查， 2016， 7（1）： 45-52.

[58]? 李季霖， 陳正樂， 周濤發(fā)， 等. 新疆尾亞——天湖地區(qū)花崗巖類剝蝕程度估算及對區(qū)域找礦的啟示[J].地學(xué)前緣， 2021， 28（3）： 1-25.

Abstract： The Central Tianshan Terrane is located at southeast of the Central Asian Orogenic Belt （CAOB）. It is rich in mineral resources and is an important polymetallic mineral distribution area in Northwest China.Mineralization is closely related to magmatism. Based on the detailed field geological survey.Apatite fission track analysis was carried out on 7 granite bodies in the area. The results show that the apatite fission track pooled age ranges from 124～54Ma， with the mean track lengths varying from 12.3±2.3 to 13.2±1.8 μm， indicating that these samples have passed through the partial annealing zone at a slower speed， and there is no obvious reheating event in the later stage. Combined with the previous achievements， the fission track ages of apatite from the granites in the Central Tianshan Terrane can be divided into three groups， 124～114 Ma， 94～92 Ma and 79～54 Ma， in accordance with three times of regional tectonic activities in western China. The further temperature-time modeling of fission track indicates that there are two exhumation events during the Mesozoic-Cenozoic time （160～120Ma and 70～30Ma， respectively）. According to the quantitative calculation， the Mesozoic-Cenozoic denudation depth of granites in the Central Tianshan Terrane ranges from 1.4 to 2.4km， and the denudation rate changes from 0.011 to 0.036 mm/a. This denudation depth is similar to the mineralization depth of the Caixiashan Pb-Zn deposit， Shadong W deposit， Xiaobaishitou W-（Mo） deposit and other meso-hypabyssal deposits， suggesting that the denudation degree is unfavorable for the preservation of this type deposit. However， the mineralization depth of Alatage Fe deposit， Tianyu， Baishiquan Cu-Ni sulfide deposit and Weiya Fe deposit in the area is far greater than the denudation depth of granites. Therefore， it is suggested that the depth area of the Central Tianshan Terrane should be a favorable place for ore-prospecting of skarn iron deposits， Cu-Ni sulfide deposit and V-Ti magnetite deposits.

Key words： Fission track dating of apatite; Thermochronology; Prospecting potential; The Central Tianshan Terrane