江文剑，王 超，李 勇，晁 晖，石 鑫

(1. 东华理工大学 地球科学学院，江西 南昌 330013；2. 成都理工大学 沉积地质研究院，四川 成都 610059；3. 中石化华北石油工程有限公司，河南 郑州 450000；4. 核工业280研究所，四川 广汉 618300)

碎屑岩物源分析作为连接沉积盆地与造山带之间纽带，其对沉积区岩相古地理重建、原型盆地恢复、古气候与古环境研究、沉积矿产预测、大地构造背景分析及盆山耦合研究等均有重要科学意义(Dickinson, 1985; Mclennan et al., 1991; 徐亚军等，2007；杨仁超等，2013)。砂岩碎屑组分与受大地构造背景控制的物源区关系密切，它不仅能反映物源区母岩的性质，也能反映物源区大地构造背景(王成善等，2003)。因此，建立在微观的岩石薄片鉴定及统计学基础上的砂岩组分分析在宏观的物源区及大地构造研究方面具有非常广泛的应用，不少学者将其比喻为大地构造“指纹”分析法则(解习农等，2013)。

伊犁盆地南缘是我国重要的可地浸砂岩型铀矿生产基地，侏罗系沉积巨厚碎屑岩沉积物，是其主要的赋矿层位。目前研究主要集中在在构造、层序地层、沉积、铀矿成矿等方面，对该时期物源研究相对较少(田景春等，2002；刘家铎等，2002；韩效忠等，2004；曾爱花等；2014；逄玮等，2016；陈奋雄等，2016；侯明才等，2016；魏周政等，2017)。本文在前人研究基础上，通过对研究区砂岩的碎屑组分特征进行详细分析，揭示出伊犁盆地南缘中下侏罗统碎屑岩物源区及其大地构造特征。该项研究对查明研究区赋铀砂体来源，为下一步寻找和评价有利砂岩型铀矿聚集区提供依据。

1 地质背景

伊犁盆地是一个跨越中国和哈萨克斯坦的大型陆相盆地，面积约为17 万km2。其中主体部分位于哈萨克斯坦境内，属于我国的部分则位于新疆西北部的伊犁哈萨克族自治州境内，面积约为2.85万km2(张国伟等，1999；韩效忠等，2004；侯明才等，2016)。本文研究伊犁盆地主要指位于我国境内，其盆地北边界为科琴古山和博罗克努山，南边为哈尔克山和那拉提山，恰普恰勒山(察布查尔山)、乌孙山(伊什基里克山)和阿吾拉勒山等位于盆地中央(图1)。在大地构造上，伊犁盆地位于西天山造山带内，是中亚造山带重要组成部分，属于伊犁-中天山微地块，其南边与塔里木板块相邻，北边与准噶尔微地块相邻，呈狭长的三角形向西撒开并通向中亚(张国伟等，1999)。本文研究剖面位于伊犁盆地南缘的苏阿苏沟，该剖面中下侏罗统地层出露较完整，自下而上可划分为八道湾组、三工河组和西山窑组，主要发育扇三角洲-湖泊-辫状河三角洲沉积体系(刘家铎等，2003；李胜祥等2006；侯明才等，2016)。

图1 伊犁盆地构造区划图(据张国伟等，1999)Fig.1 Location and geological maps of Yili basinⅠ.伊利盆地；Ⅱ.科古琴-博罗霍洛早中古生代陆内造山带；Ⅲ.哈尔克-那拉提早中古生代活动陆缘碰撞造山带；Ⅰ1.伊宁-巩乃斯叠合断坳陷；Ⅰ11.北缘断坡带；Ⅰ12.北缘同生断陷带；Ⅰ13.霍城断凸区；Ⅰ14.中央洼陷带；Ⅰ15.南部斜坡带和南缘逆冲断阶带；Ⅰ16.雅玛渡-白石墩凸起；Ⅰ17.巩乃斯凹陷；Ⅰ2.尼勒克断陷；Ⅰ3.阿吾勒拉断块隆起；Ⅰ4.昭苏断陷；Ⅰ5.恰普恰勒山逆冲推覆山地

2 砂岩碎屑组分特征

2.1 砂岩组分构成特征分析

砂岩组分特征能够直接反映物源区母岩性质(徐亚军等，2007；杨仁超等，2013)。本文通过对研究区砂岩岩石薄片中的碎屑颗粒组分进行统计，其中基质含量为6%～18%，颗粒含量为72%～94%。颗粒组分构成中，岩屑含量为15%～65%，石英为32%～78%，长石为2%～10%。上面统计结果表明，研究区砂岩成分成熟度较低，主要发育岩屑砂岩，岩屑杂砂岩次之(图2)，少量的岩屑石英砂岩。岩屑类型主要为硅质岩屑、细粉砂岩屑和泥岩岩屑等沉积岩屑(图3A)，流纹岩、花岗岩等中酸性火山岩岩屑次之，少量的变质石英岩屑。表明其物源区母岩为一套含有硅质岩的碎屑沉积岩，同时混合少量中酸性火山岩和变质石英岩的物源。

图2 伊犁盆地南缘中下侏罗统砂岩类型Fig.2 Middle and Lower Jurassic sandstone types in the southern margin of Yili basinⅠ.石英砂岩；Ⅱ.长石石英砂岩；Ⅲ.岩屑石英砂岩；Ⅳ.长石砂岩；Ⅴ.岩屑长石砂岩；Ⅵ.长石岩屑砂岩；Ⅶ.岩屑砂岩

2.2 单碎屑分析

(1)石英类型分析。石英是砂岩中最稳定碎屑颗粒，具有稳定的地球化学性质，在风化作用和后期成岩蚀变作用过程中很难发生改变，其颗粒类型和形状特征可以直接有效地反映石英来源，从而判断物源区母岩性质(Tortosa et al., 1991；王成善等，2003；马收先等，2014)。研究区砂岩颗粒中石英含量约为30%～80%，既有单晶石英，又有多晶石英，但以单晶石英颗粒为主，显示其物源区可能来源于花岗岩、片岩、片麻岩等(Tortosa et al., 1991)。Basu等(1975)研究认为，来自火山岩的石英颗粒多呈非波状消光，而来自变质岩中石英颗粒常显示波状消光特征。研究区单晶石英以非波状消光为主，波状消光少见，表明来自变质岩的物源供应较少，主要来源于火山岩，且部分单晶石英颗粒具有平直边界或者呈“港湾”状，具有六边形特征(图3B)，表明其可能主要来源于中酸性火山岩。多晶石英颗粒中单个石英晶体相互之间接触形态也可以反映其来源，前人研究表明，多晶石英颗粒中包含单个晶体超过5个，单个晶体呈拉长状且晶体之间以细齿状接触，常表明其来自于变质岩；如果其晶体之间呈直线状或微弯曲状，常表明其多来自于火山岩(Basu et al.，1975; Asiedu et al., 2000；张妮，2012)。研究区多晶石英颗粒晶体之间接触多呈线状或为弯曲状，少见镶嵌式接触，且晶体少见波状消光(图3C)，这些特征表明其石英颗粒多数来源于火山岩源区。

(2)长石类型分析。长石虽然在风化、搬运、成岩等作用过程中发生蚀变，但是长石类型可以用来区分母岩性质，如来自于中酸性火山岩的长石主要以透长石、正长石和微斜长石等钾长石为主，而来自中基性火山岩则以中基性斜长石为主，且常具有环带结构(王成善等，2003)。研究区长石主要以微斜长石为主，具有明显格子状双晶(图3D)，表明其物源区多来自于中酸性火山岩区。

(3)粘土矿物组合和云母类型分析。前人研究表明一些粘土矿物组合也能反映物源区母岩性质，如不规则的、它形的片状的绿泥石可能来自于铁镁质碎屑的蚀变(Asiedu et al.,2000)。研究区粘土矿物和云母类型主要为伊利石和白云母，其次为高岭石和黑云母。在岩石薄片中，常可见到伊利石向白云母蚀变，白云母常呈弯曲状存在于碎屑颗粒之间。研究区粘土矿物组合表明物源区不存在含铁镁质矿物的岩石，即不可能来自于基性火山岩源区。

图3 伊犁盆地南缘苏阿苏沟剖面中下侏罗统砂岩碎屑组分特征Fig.3 Characteristics of sandstone clastic components of the Middle and Lower Jurassic in the southern margin of Yili basinA.粗粒岩屑砂岩，硅质岩屑，八道湾组；B.中细粒岩屑石英砂岩，单晶石英颗粒具有平直边界，西山窑组；C.粗粒岩屑砂岩，多晶石英颗粒接触边界多呈线状平直接触，八道湾组；D.细粒岩屑砂岩，微斜长石具有格子状双晶，西山窑组

2.3 多碎屑分析—Dickinson图解

在多碎屑组分分析中，Dickinson通过对现代已知构造背景下砂岩样品统计分析，制定出了较为系统的碎屑组分-物源区-板块构造背景三位一体的分类方案，其建立起来Dickinson图解法是目前研究最详细，应用最广泛的一种分析方法，是研究物源区大地构造背景最有效的方法之一。在这个图解模板中，Dickinson等(1979，1980)将物源区构造背景划分为三个一级类型，七个次级类型，即大陆板块(克拉通内部、过渡大陆和基底隆起)、岩浆岛弧(含切割岛弧、过渡弧、未切割岛弧)与再旋回造山带。Dickinson等(1983)又将图版进行修改，在岩浆弧中增加了混合区，同时将再旋回造山带划分为石英再旋回、过渡再旋回和岩屑再旋回等三个分区。Dickinson(1985)进一步将再旋回造山带划分为削减杂岩带、弧后褶皱-逆冲带和碰撞缝合带，同时总结不同构造单元下砂岩组合特征，总体来说，砂体主要来源于5个不同的岩相：①石英质岩相，其主要特征是单晶石英(Qm)含量高，主要来源于稳定克拉通陆块或次生沉积产物；②火山碎屑岩相，火山碎屑岩屑(Lv)含量较高,其主要来源于活动火山岛弧(及未切割岛弧)；③长石砂岩质岩相，以长石(F)和单晶石英(Qm)颗粒为主，长石含量高，主要来源于盆地隆升基底或者深成侵入岩体(即切割岛弧)；④火山-深成岩屑岩相，石英、长石和岩屑均有，表明其来源于多种物源混合或受不同程度的切割岛弧；⑤石英岩屑岩相，主要为石英(Q)和沉积岩屑+变质沉积岩(Ls)，石英颗粒包括多晶石英(Qp)、单晶石英(Qm)，长石含量低，其主要来源于再旋回造山带。

本文通过19个砂岩样品的组分进行分析，并采用Gazzi-Dickinson的记点法则进行组分统计，即只统计大于0.03 mm以上的碎屑颗粒，每张薄片统计计数点大于300个，杂基和胶结物均不计数，岩屑当中颗粒粒径大于0.062 5 mm的单矿物或砂级颗粒应按正常颗粒计点(表1)，进行Dickinson图解投点(图4)。通过Qt-F-L图解(图4A)可以看出，研究区样品基本落在再旋回造山带区域内，并且重心偏向大陆物源区，同时，长石含量低，燧石含量高，也表明物源区主要来自于再旋回造山带；Qm-F-Lt(图4B)图解中，大部分落在再旋回石英和过渡再旋回区域中；Qt-F-L图解(图4C)和Qm-F-Lt图解(图4D)中，数据点基本位于再旋回造山带区域内；Qp-Lv-Ls(图4E)图解中，主体落在碰撞缝合线及褶皱-逆冲带物源区。综合上述三角形图解，伊犁盆地南缘侏罗系物源区基本属于再旋回造山带，判断其可能来源于碰撞缝合带或褶皱-逆冲带。

图4 伊犁盆地南缘中下侏罗统砂岩组分Dickinson图解投点图Fig.4 Dickinson diagram of sandstone components of Middle and Lower Jurassic in the Southern margin of Yili basin Qt. 石英颗粒总数(Qm+Qp)；Qm. 单晶石英；Qp. 多晶石英质碎屑(包括燧石)；F. 长石总量；Lt. 岩屑总量(L+Qp)；L. 不稳定岩屑总量(Lv+Ls+Lm(变质岩屑))；Lv. 火成岩岩屑；Ls. 沉积岩(燧石和硅化灰岩除外)

表1 伊犁盆地南缘中下侏罗统砂岩中碎屑颗粒类型统计表

2.4 碎屑组分阴极发光特征分析

图5 伊犁盆地南缘中下侏罗统砂岩中石英颗粒阴极发光特征Fig.5 Cathodoluminescence characteristics of quartz particles in Middle and Lower Jurassic sandstone in the southern margin of Yili basinA和B：八道湾组，石英颗粒发蓝色光、暗蓝紫光，钙质胶结发橘黄色光；C和D：西山窑组，石英颗粒发蓝色光、暗蓝色光，沉积岩屑和基质不发光

砂岩矿物颗粒的阴极发光的强度和颜色可作为判断母岩性质有效工具之一，其中作为物理和化学性质稳定的石英颗粒阴极发光特征经常被用来做物源研究(Walderhaug et al., 2000；马收先等，2014)。不同来源石英其阴极发光特征不同主要是因为石英颗粒形成时岩浆化学组成、地质流体性质，温度、压力、结晶速度等不同所造成的(Boggs et al.,2002)。前人研究成果表明，来源于火山岩的石英颗粒阴极发光显示蓝光、蓝紫光；来源于变质岩(变质火山岩、变质沉积岩、接触变质岩、区域变质岩)的石英颗粒发棕色、综红色光；来源于沉积岩中自生石英颗粒不发光(Matter et al., 1985; Walderhaug et al., 2000)。

通过对研究区24块阴极发光薄片鉴定，研究区中主要的石英颗粒主要发蓝光、暗蓝紫光，少量发棕色或不发光，硅质岩屑基本不发光(图5)，表明研究区石英颗粒主要来源于火山岩源区，来源于变质岩物源区含量较少。

3 讨论

伊犁盆地是作为天山造山带中的山间盆地，盆地沉积充填特征及沉积格局多受控于周缘造山作用，盆地沉积物来源也主要受到周缘造山带隆升-剥蚀作用的影响。盆地南缘察布查尔山脉是盆地内具有挤压性质逆冲推覆隆起的构造山地，在二叠纪末期，受南边古特提斯洋关闭的影响，盆地构造应力场由拉张性质转变为挤压逆冲性质，察布查尔山体则发生褶皱变形，其北侧逆冲抬升，形成山地雏形，开始控制着盆地中新生代沉积(韩效忠等，2008；左国朝等，2008；张国伟等，1999)。进入侏罗纪后，受古特提斯洋关闭，新特提斯洋打开的影响，中国西部地区和中亚均处于盆地扩展断陷时期， 伊犁盆地此时也发生强烈断陷扩展作用，南缘察布查尔山因南侧昭苏盆地断陷而发生一次强烈快速隆升，其隆升时间大约在早侏罗世(180～200 Ma)，在盆地南缘形成以粗的砂砾岩为主的扇三角洲沉积，随后南缘造山带察布查尔山处于相对较稳定陆内剥蚀状态，高耸山体逐步被剥蚀，盆地低地则逐渐被沉积物填平，两者高程差逐步减小，湖平面逐步缩小，直至消失，其沉积环境逐渐由高落差的扇三角洲沉积逐渐转变为低落差的辫状河三角洲沉积，直至最后，在中晚侏罗世在局部地发育粗粒河流相披覆沉积(舒良树等，2004；陈正乐等，2008；韩效忠等，2008；潘澄雨等，2015)。

本文通过对研究区中下侏罗统砂岩碎屑组分特征研究表明，其碎屑组分主要形成于中酸性火山岩区。而侯明才等(2016)对研究区碎屑岩地球化学特征研究，也证明其碎屑组分形成于大陆岛弧环境下中酸性火山岩区，碎屑锆石微量元素特征也表明其锆石来源于岛弧环境下形成的岩浆锆石，与本文研究成果相一致。而碎屑锆石年代学数据表明，其锆石形成年龄主要分布于297～360 Ma，与研究区石炭纪岛弧环境下火山活动发生时间相一致(朱永峰等，2005；姜常义等，1993；李大鹏等，2013)。但是研究区中下侏罗统碎屑岩并非直接来源于石炭系岛弧环境下的火山岩(本文研究成果表明其来源于再旋回造山带环境)，而可能来源于石炭系火山岩经过搬运形成的碎屑沉积岩，其形成过程可能如下：石炭纪早期由于古南天山洋向伊犁-中天山微地块俯冲，伊犁盆地及南缘造山带察布查尔山脉处于活动大陆边缘的大陆岛弧环境(姜常义等，1993；朱永峰等，2005；钱青等，2006；刘静等，2006；高山林等，2015)，大规模火山活动形成大量了火山碎屑岩和火山岩，部分火山岩在形成后被风化-剥蚀，形成石炭纪以后的碎屑沉积岩，而古南天山洋在石炭纪末期(大约300 Ma)关闭，伊犁-中天山地块和塔里木板块完全拼接在一起时，伊犁盆地及周缘也由大陆岛弧环境逐渐转变为碰撞后造山环境(朱永峰等，2006；高山林等，2015)。到了侏罗纪时期，受区域构造活动影响，石炭系火山岩风化-剥蚀后形成的碎屑沉积岩再次被抬升地表，遭受风化剥蚀，形成了侏罗系再旋回碎屑岩。因此，研究区中下侏罗统碎屑岩组分仍保留有其形成时岛弧火山岩信息，也再次表明陆源碎屑组分其形成环境与其沉积时构造环境可能存在不一致(李双应等，2008)。

4 结论

伊犁盆地南缘中下侏罗统碎屑岩岩石类型主要为岩屑砂岩，岩屑石英砂岩及杂砂岩，岩屑类型主要硅质岩、泥岩岩屑和细粉砂岩屑，少量中酸性火山岩和变质石英岩。石英颗粒主要以非波状消光的单晶石英为主，且具有平直边界或者呈“港湾”状，少量多晶石英颗粒之间边界呈平直线状接触，少镶嵌式接触，阴极发光显示呈蓝光或蓝紫光；长石类型主要以微斜长石等钾长石为主，这些特征表明其形成于中酸性火山岩源区。而通过对砂岩碎屑组分Dickinson图解分析表明，研究区碎屑岩形成再旋回造山带环境中。根据本文研究成果，结合前人研究资料，表明伊犁盆地南缘中下侏罗统碎屑岩主要来源于石炭纪岛弧环境下火山岩经过搬运形成的碎屑沉积岩。