楊高學(xué) , 李永軍 , 張 兵, 汪雅兵 ,劉振偉 , 嚴(yán) 鏡 , 田陟賢

1)長安大學(xué)地球科學(xué)與資源學(xué)院, 陜西西安 710054;

2)西部礦產(chǎn)資源與地質(zhì)工程教育部重點實驗室, 陜西西安 710054;

3)新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局第七地質(zhì)大隊, 新疆烏蘇 833000

新疆西準(zhǔn)噶爾是巨型中亞造山帶的一部分, 也是中亞—興蒙巨型構(gòu)造成礦域的重要組成部分, 構(gòu)造上位于哈薩克斯坦—準(zhǔn)噶爾板塊唐巴勒—卡拉麥里古生代溝弧帶內(nèi)(肖序常等, 1992), 是一個構(gòu)造背景極為復(fù)雜、巖漿活動極其強烈的地區(qū)(Chen et al.,2004; 韓寶福等, 2006; 蘇玉平等, 2006; Windley et al., 2007; Zhou et al., 2008; Geng et al., 2009; 陳家富等, 2010; 劉國仁等, 2010)。王京彬等(2006)將西準(zhǔn)噶爾及新疆北部后碰撞階段的主要時限厘定為石炭紀(jì)—二疊紀(jì), 同時認(rèn)為后碰撞階段的伸展期和擠壓伸展轉(zhuǎn)變期是新疆北部地區(qū)大規(guī)模成礦的高峰期。在晚石炭世—中二疊世期間, 西準(zhǔn)噶爾發(fā)育的后碰撞花崗巖類以 A型花崗巖為主(圖 1a)(韓寶福等,2006; 蘇玉平等, 2006; Zhou et al., 2008; Chen et al.,2010)。另外, 也有 I型花崗巖類的報道, 如克拉瑪依西巖體(高山林等, 2006)及薩吾爾山一帶侵入體(Zhou et al., 2008)。前人研究認(rèn)為這些I型花崗巖類可能形成于由擠壓到伸展過渡的后碰撞環(huán)境(袁峰等, 2006; 范裕等, 2007; Zhou et al., 2008)。

西準(zhǔn)噶爾出露的大量 A型花崗巖, 被認(rèn)為是后碰撞地殼垂向生長記錄者(Jahn, 2004; Chen et al.,2005; 韓寶福等, 2006), 這些研究主要集中于沿達爾布特斷裂分布的廟爾溝巖體、阿克巴斯套巖體、克拉瑪依巖體、紅山巖體、哈圖巖體和包古圖埃達克巖(圖1a)(張連昌等, 2006; 劉玉琳等, 2009; Yin et al., 2010)等代表巖體, 而對西準(zhǔn)噶爾西南部唐巴勒瑪依勒一帶的花崗巖體的研究相對較薄弱(魏榮珠,2010)。本文對瑪依勒一帶具有代表性的酸性侵入體接特布調(diào)花崗巖體進行了詳細調(diào)查研究, 將前人認(rèn)為具有 I型花崗巖特征的接特布調(diào)花崗巖體厘定為A型花崗巖, 并進一步細分A1型和A2型, 與此同時,本文對該巖體進行了精確的鋯石 LA-ICP-MS U-Pb定年, 獲得了可靠年齡資料, 并結(jié)合系統(tǒng)的巖石地球化學(xué)分析, 探討區(qū)域擠壓到伸展構(gòu)造環(huán)境轉(zhuǎn)換過程的巖漿活動, 為研究西準(zhǔn)噶爾瑪依勒地區(qū)以及新疆北部的后碰撞構(gòu)造演化、古生代地殼增生作用和動力學(xué)背景等提供重要證據(jù)。

圖1 研究區(qū)地質(zhì)簡圖及接特布調(diào)花崗巖體分布圖Fig.1 Simplified geological sketch map of the study area showing the distribution of the Jietebutiao granite pluton a-西準(zhǔn)噶爾區(qū)域地質(zhì)簡圖(據(jù)新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局, 1993); b-接特布調(diào)花崗巖體分布圖

西準(zhǔn)噶爾主要由一系列的增生雜巖帶、古生代巖漿弧構(gòu)成(Windley et al., 2007; Xiao et al., 2009),其主要構(gòu)造特征為 NE—SW 向斷裂非常發(fā)育,由北向南依次為巴爾雷克和達爾布特斷裂, 它們控制著蛇綠巖和花崗巖的分布(圖1a)。西準(zhǔn)噶爾地區(qū)主要有達爾布特、克拉瑪依、唐巴勒、瑪依勒及巴爾雷克五條蛇綠混雜巖或蛇綠巖帶(Feng et al., 1989;Zhang et al., 1993; 徐新等, 2006, 2010; 辜平陽等,2009)。這些蛇綠巖形態(tài)復(fù)雜, 變形強烈, 多沿走滑斷裂分布, 時代跨度大, 從晚寒武紀(jì)到石炭紀(jì)均有出現(xiàn), 其中唐巴勒蛇綠巖是該地區(qū)最老的蛇綠巖(Coleman, 1989; Feng et al., 1989), 形成時代為晚寒武紀(jì)—奧陶紀(jì)(Kwon et al., 1989)。另外, 該地區(qū)出露大量晚古生代中酸性侵入體, 根據(jù)產(chǎn)狀可以分為兩類: 一類呈大巖基狀產(chǎn)出的晚石炭世—中二疊世后碰撞花崗巖類(韓寶福等, 2006; Zhou et al.,2008; Geng et al., 2009); 另一類是以小巖株或巖脈形式出露的石英閃長斑巖、閃長玢巖和花崗閃長斑巖等, 主要分布在包古圖地區(qū)(沈遠超等, 1993)。這些巖基及巖株主要侵位于泥盆紀(jì)與石炭世地層之中, 在薩吾爾山北坡, 個別花崗巖體侵位在早二疊世火山巖之中(韓寶福等, 2006)。研究區(qū)出露的地層主體為奧陶系至石炭系火山-沉積地層, 各地層單位多為斷層接觸。

1 巖體地質(zhì)及巖石學(xué)特征

1.1 巖體地質(zhì)

接特布調(diào)花崗巖體就位于瑪依勒山南坡沿NW—SE向右行準(zhǔn)噶爾斷裂分布, 不規(guī)則狀出露,NW向最長約25 km, NE向最寬約10 km。侵位于下奧陶統(tǒng)拉巴組、中上志留統(tǒng)瑪依拉山組和中泥盆統(tǒng)庫魯木迪組中(圖 1b)。巖體與圍巖的接觸界線在地表多呈不規(guī)則彎曲狀, 接觸面向呈外傾, 在侵入接觸帶上, 圍巖廣泛發(fā)育角巖化、千枚巖化和矽卡巖化接觸變質(zhì)帶, 寬約 200～1200 m, 局部有混染交代現(xiàn)象。局部呈斷層接觸, 在 SW 側(cè)巖體被第三系磚紅色-灰色鈣質(zhì)粉砂質(zhì)泥巖不整合覆蓋。前人通過1:20萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查, 將接特布調(diào)花崗巖體的侵位時代厘定為華力西晚期, 最新的研究顯示該巖體時代為早石炭世晚期(Tang et al., 2010), 但沒有給出準(zhǔn)確的同位素年齡。經(jīng)過筆者等詳細的野外地質(zhì)調(diào)查,將巖體劃分為兩個巖性帶, 自外向內(nèi), 巖體巖性逐漸由二長花崗巖向正長花崗巖演變, 且兩者之間均為涌動接觸關(guān)系, 一般有0.5～1.5 m的過渡帶。

1.2 巖石學(xué)特征

二長花崗巖巖石新鮮面為淺肉紅-淺灰色, 中-粗粒不等?；◢徑Y(jié)構(gòu), 局部有似斑狀結(jié)構(gòu), 斑晶為斜長石(1%～5%), 塊狀構(gòu)造。造巖礦物有斜長石(30%～40%), 石英(20%～30%)及鉀長石(20%～30%),暗色礦物普通角閃石(1%～5%)及黑云母(1%～5%)組成, 副礦物有鋯石, 磷灰石及含鐵氧化物等。主要礦物特征: 斜長石灰白色, 以鈉長石為主, 少量更長石, 半自形板柱狀, 粒徑約為 0.3～4 mm, 聚片雙晶較為發(fā)育; 石英為油脂光澤, 它形粒狀, 粒徑約為0.5～3.5 mm; 鉀長石淺肉紅色, 半自形-自形板柱狀,粒徑約為0.3～4 mm, 卡氏雙晶較為發(fā)育; 普通角閃石為墨綠色, 自形程度較差, 分布于長石和石英之間, 粒徑約為1～3 mm。

正長花崗巖新鮮面多為淺肉紅色, 粗粒花崗結(jié)構(gòu)或似斑狀結(jié)構(gòu), 塊狀構(gòu)造。斑晶組成為鉀長石(1%～10%)和石英(1%～5%), 分布不均勻, 粒徑約為5～8 mm。造巖礦物有鉀長石(60%～70%)、石英(20%～25%)及斜長石(1%～10%), 暗色礦物黑云母(1%～5%), 副礦物有鋯石、磷灰石、磁鐵礦、榍石等。主要礦物特征: 鉀長石淺肉紅色, 半自形-自形板柱狀, 粒徑約為2～5 mm, 卡氏雙晶較為發(fā)育, 鈉長石出溶條紋發(fā)育, 為條紋長石, 部分鉀長石明顯高嶺土化; 石英表面干凈, 為油脂光澤, 它形粒狀, 粒徑約為1～3 mm; 斜長石灰白色, 以鈉長石為主, 少量更長石, 呈半自形板柱狀, 粒徑約為1～4 mm, 聚片雙晶較為發(fā)育; 少量黑云母, 自形程度差, 粒徑約為1～3 mm, 分布于長石粒間, 表明巖漿可能相對貧水, 抑制了含水礦物的結(jié)晶作用。

2 樣品特征及分析方法

2.1 樣品特征

野外采集樣品共50余件, 經(jīng)過仔細的鏡下鑒定最終挑選出用于巖石全分析的 12件樣品, 包括 10件二長花崗巖和2件正長花崗巖。這些樣品均采自基巖露頭, 樣品新鮮, 采集位置避開了研究區(qū)內(nèi)的接觸帶、蝕變帶和斷裂破碎帶等。用于鋯石LA-ICP-MS U-Pb定年的兩件樣品采自二長花崗巖(編號: 08RZ-XIII-5)和正長花崗巖(編號:08RZ-XIII-15)的內(nèi)部, 采樣位置坐標(biāo)分別為X=5012802, Y=14638557; X=5016502, Y=14638726。

2.2 分析方法

主量元素在宜昌地質(zhì)礦產(chǎn)研究所用X射線熒光光譜(XRF)方法分析完成, XRF溶片法按照國家標(biāo)準(zhǔn)GB/T 14506.28—1993執(zhí)行。元素分析誤差小于2.5%,氧化物總量介于99.75%～100.25%。FeO用濕化學(xué)分析法單獨測定完成, 燒失量(LOI)在烘箱中經(jīng)1000℃高溫烘烤90 min后稱重獲得。微量元素在長安大學(xué)西部礦產(chǎn)資源與地質(zhì)工程教育部重點實驗室采用 Thermo—X7電感耦合等離子體質(zhì)譜儀進行樣品測定, 儀器工作參數(shù): Power: 1200 w, Nebulizer gas: 0.64 L/min, Auxiliary gas: 0.80 L/min, Plasma gas: 13 L/min。

鋯石 U-Pb同位素測定在西北大學(xué)大陸動力學(xué)國家重點實驗室用德國 MicroLas公司生產(chǎn)的GeoLas200 M激光剝蝕系統(tǒng)與 Elan 6100DRC ICP-MS聯(lián)機上進行測定, 分析采用的激光斑束直徑為30 μm, 激光脈沖為10 Hz, 能量為32～36 mJ,激光剝蝕樣品的深度為20～40 μm。鋯石年齡測定采用國際標(biāo)準(zhǔn)鋯石 91500作為外部標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)。詳細分析步驟和數(shù)據(jù)處理方法參見相關(guān)文獻袁洪林等(2003)。采用Glitter(ver4 0, Macquarie University)序?qū)︿喪耐凰乇戎导霸睾窟M行計算。并按照 Andersen Tom (2002)的方法。用 LAM-ICPMS Common Lead Correction (ver3.15)對其進行了普通鉛校正。年齡計算及諧和圖采用Isoplot (ver3.0)完成(Ludwig, 1991)。

3 分析結(jié)果

3.1 鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡

從二長花崗巖(編號: 08RZ-XIII-5)中選取的鋯石為淺黃色-無色透明呈長柱狀自形晶體, 晶體長0.15～0.45 mm, 寬 0.05～0.15 mm, 柱狀長寬比為1:1～3:1, 其中鋯石5.6長寬比達6:1。陰極發(fā)光圖像上,鋯石韻律環(huán)帶結(jié)構(gòu)清晰(圖2), 具有巖漿成因鋯石的特征。另外, 個別的鋯石(5.11)具有繼承核。從正長花崗巖(編號: 08RZ-XIII-15)中選取的鋯石為無色透明相對于前者短柱狀自形晶體, 晶體長 0.15～0.30 mm, 寬0.10～0.20 mm, 柱狀長寬比為1:1～2:1。陰極發(fā)光圖像表現(xiàn)出典型的巖漿韻律環(huán)帶和明暗相間的條帶結(jié)構(gòu)等(圖2), 具有巖漿成因鋯石的特征。

二長花崗巖(編號: 08RZ-XIII-5)11顆鋯石Th含量變化范圍為 53.4×10-6～385.9×10-6, U 含量變化為99.4×10-6～661.6×10-6, 正 長 花 崗 巖 ( 編 號 :08RZ-XIII-15)14顆鋯石的 Th、U含量分別為69.4×10-6～232.5×10-6, 154.1×10-6～489.3×10-6, 且 Th、U含量均呈現(xiàn)出較好的正相關(guān)關(guān)系(圖略), 兩個樣品鋯石均具有較高的 Th/U 比值(分別為 0.34～1.18,0.42～0.63), 屬于典型巖漿成因鋯石的范圍(Hoskin et al., 2000)。二長花崗巖及正長花崗巖所有樣點207Pb/206Pb 比 值 非 常 接 近(分 別 為 0.05～0.08,0.05～0.06), 表明這些鋯石為同期巖漿結(jié)晶成因。前者樣品中除了一個具有繼承核的鋯石(5.11)年齡(325±4) Ma之外的其余10顆鋯石的年齡均落在諧和線上及附近, 加權(quán)平均206Pb/238U年齡為(287±9) Ma,MSWD=0.92(95%置信度)(圖 3a), 后者樣品中的 14顆鋯石的年齡全部落在諧和線上, 加權(quán)平均206Pb/238U年齡為(278±3) Ma, MSWD=0.43(95%置信度)(圖3b)。按照最新國際地質(zhì)年表中石炭紀(jì)和二疊紀(jì)劃分方案, 時代屬于早二疊世。

3.2 主量元素

接特布調(diào)花崗巖體的正長花崗巖相對于二長花崗巖具有明顯高硅(SiO2含量分別為76.11%～76.82%,68.35%～71.80%), 富 堿 (Na2O+K2O 分 別 為8.47%～8.49%, 6.80%～7.86%), 低鈦(TiO2分別為0.04%～0.05%, 0.29%～0.82%), 貧鈣(CaO 分別為0.36%～0.42%, 1.76%～2.87%), 相對低鋁(Al2O3分別為 11.96%～12.22%, 14.11%～15.32%)的特征, 而MgO、P2O5和FeOt的含量在兩者中相當(dāng)。成分上, 大部分屬于花崗巖, 個別落在花崗閃長巖區(qū)(圖 4a),屬于高鉀鈣堿性系列(圖 4b)。前者的 A/CNK 值(0.98～1.01)大于 0.95, 屬準(zhǔn)鋁質(zhì)或弱過鋁質(zhì)花崗巖(圖 4c), 這與部分樣品 CIPW 標(biāo)準(zhǔn)礦物計算中出現(xiàn)少量的剛玉分子相吻合, 過堿指數(shù)(NK/A=0.95～0.96)接近于堿性花崗巖(1.0左右), 兩者的 FeOt/MgO值較高(分別為 3.5～6.12, 1.56～4.88), 與澳大利亞Lachlan褶皺帶中的鋁質(zhì)A型花崗巖的FeOt/MgO變化范圍(4.16～35.2)(King et al., 1997)相近, 明顯不同于一般I型(991個樣品平均值2.27)、S型(578個樣品平均值2.38)和M型(17個樣品平均值2.37)花崗巖(Whalen et al., 1987)。后者的 R2值(R2=6Ca+2Mg+Al,＜300)明顯低于前者(531～676)?？傮w上接特布調(diào)花崗巖體具有 A 型花崗巖的特征, 這與樣品在(NaO2+K2O-CaO)-SiO2的投圖結(jié)果一致(圖4d)。

3.3 微量元素

微量元素分析結(jié)果表明, 正長花崗巖相對于二長花崗巖具有相對較低的稀土元素總量(ΣREE)(分別 為 23.8×10-6～49.3×10-6, 95.23×10-6～222.2×10-6),并且后者相對富集輕稀土元素(前者的(La/Yb)N為0.52～0.83, 后者的為 2.11～7.55)。在 REE球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化曲線(圖 5a)上, 所有樣品均表現(xiàn)為右傾海鷗型, 總體具有較明顯的負Eu異常, 但正長花崗巖相對于二長花崗巖具有更明顯負 Eu異常(Eu/Eu*分別為 0.01～0.02, 0.57～0.72)。

圖2 西準(zhǔn)噶爾接特布調(diào)花崗巖體中鋯石陰極發(fā)光圖像及測點年齡Fig.2 CL images and ages of zircons from the Jietebutiao granite pluton in West Junggar

圖3 西準(zhǔn)噶爾接特布調(diào)花崗巖體中二長花崗巖(a)和正長花崗巖(b)的鋯石U-Pb諧和圖Fig.3 U-Pb concordia plots of zircons from monzogranite (a) and syenogranite (b) for the Jietebutiao granite pluton

圖4 西準(zhǔn)噶爾接特布調(diào)花崗巖巖石類型和系列劃分圖解Fig.4 Classification and series diagrams of the Jietebutiao granite pluton in West Junggar

在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖(圖 5b)上, 所有樣品表現(xiàn)為相對富集大離子親石元素Rb, Th和K及高場強元素 Zr和 Hf, 強烈虧損 Ba、Sr、Ta和 Ti, 而在正長花崗巖中表現(xiàn)地更為明顯, 表明它是一種高演化成分的A型花崗巖。正長花崗巖和二長花崗巖中均具有較高的 10000×Ga/Al值(分別為 2.44～3.39,11.36～13.6), 大多數(shù)大于 A 型花崗巖的下限值(2.6)(Whalen et al., 1987), 明顯高于I型和S型花崗巖的平均值(分別為2.1和2.28)(Whalen et al., 1987);前者的元素組合 Zr+Nb+Ce+Y含量明顯低于后 者 (分 別 為 167.13×10-6～175.29×10-6, 192×10-6～427.19×10-6), 后者的平均值(328.14×10-6)接近于A型花崗巖下限值(350×10-6)(Whalen et al., 1987)。在(Na2O+K2O)-10000Ga/A1和Nb-10000Ga/A1圖解(圖6)中, 接特布調(diào)巖體不僅與一般的 I、S和M型花崗巖有明顯差別, 而且與分異作用完全的I、S型長英質(zhì)花崗巖也能很好地區(qū)別開來。

4 討論

4.1 巖石類型

前人研究認(rèn)為唐巴勒一帶分布的石英二長巖,黑云母花崗巖和花崗閃長巖包括接特布調(diào)二長花崗巖均屬于I型花崗巖(新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局, 1993)。通過詳細的巖石地球化學(xué)研究發(fā)現(xiàn), 該巖體具有高硅(SiO2含量＞68.35%), 富堿((Na2O+K2O)含量＞6.80%), 貧鈣(CaO 含量＜2.87%)及高 FeOt/MgO比值(大多數(shù)＞3.5)的特征。同時, 巖石相對富集REE(除Eu)和大離子親石元素(Rb、Th、K), 而強烈虧損Zr、Nb、Ti等高場強元素, 具有較高的10000Ga/Al比值(＞2.44, A型花崗巖的下限值為2.6), 這些特征均顯示接特布調(diào)花崗巖屬于 A型花崗巖(圖 4d, 圖 5及圖 6)。Eby(1992)通過對大量 A型花崗巖進行綜合研究, 根據(jù)其地球化學(xué)特征把 A型花崗巖分為兩類: 即 A1型和 A2型, 其中 A1型(Y/Nb＜1.2)與大陸裂谷或板內(nèi)環(huán)境有關(guān), A2型(Y/Nb＞1.2)形成于造山后或后碰撞環(huán)境。接特布調(diào)花崗巖的 Y/Nb值明顯分為兩部分, 正長花崗巖的Y/Nb值小于 1.2(0.3～0.8), 屬于 A1型, 而二長花崗巖的Y/Nb值大于1.2(1.8～2.5), 屬于A2型。這與在Rb/Nb-Nb及Nb-Y-Ce投圖結(jié)果相吻合(圖7)。同時,這一結(jié)論在 REE球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化曲線(圖 5a)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖(圖 5b)及(Na2O+K2O)-10000Ga/A1和 Nb-10000Ga/A1圖(圖6)中得到佐證。

4.2 構(gòu)造環(huán)境

圖5 球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化的稀土元素配分模式(a)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化的多元素蛛網(wǎng)圖(b)(球粒隕石和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)值據(jù)Sun et al., 1989)Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized multi-elements spider diagram (b)(chondrite data and primitive mantle data after Sun et al., 1989)

圖6 西準(zhǔn)噶爾接特布調(diào)花崗巖Na2O+K2O和Nb-10000Ga/A1圖解(據(jù)Whalen et a1., 1987)Fig.6 Na2O+K2O and Nb versus 10000Ga/A1 diagrams for the Jietebutiao granite pluton in West Junggar(after Whalen et a1., 1987)

西準(zhǔn)噶爾乃至整個新疆北部A型花崗巖大多形成于320～260 Ma(韓寶福等, 2006; 唐紅峰等, 2007;毛啟貴等, 2008; Han et al., 2010; 靳松等, 2010; 楊高學(xué)等, 2010; 李國臣等, 2012)。本次對接特布調(diào)巖體進行鋯石LA-ICP-MS U-Pb定年獲得二長花崗巖和正長花崗巖的加權(quán)平均 Pb/ U年齡分別(287±9) Ma和(278±3) Ma, 基本落在前人獲得的西準(zhǔn)噶爾其它巖體年齡范圍之內(nèi)。通過大量的研究認(rèn)為, 這類花崗巖產(chǎn)出于非造山或后碰撞伸展環(huán)境(Whalen et al., 1987; Eby, 1990; Bonin, 2007)及裂谷環(huán)境(Collins et al., 1982; 周宇章等, 2006)。

花崗巖的微量元素組成明顯受其成巖的構(gòu)造環(huán)境制約, 在 Pearce等(1984)總結(jié)的有關(guān)微量元素構(gòu)造環(huán)境判別圖中, 接特布調(diào)花崗巖體的二長花崗巖樣品都落在火山弧花崗巖區(qū), 而正長花崗巖樣品落在板內(nèi)花崗巖區(qū)(圖 8a), 總體上兩者均落在了西準(zhǔn)噶爾 A 型花崗巖區(qū), 同時都屬于后碰撞花崗巖(圖8b), 這與樣品在 Nb-Y-Ce圖(圖 7b)分別投入 A2和A1區(qū)的結(jié)果完全一致。結(jié)合年代學(xué)、地球化學(xué)特征及前人研究成果, 我們認(rèn)為具有島弧印跡的二長花崗巖形成于后碰撞環(huán)境, 而具有板內(nèi)特征的正長花崗巖可能形成于后碰撞向板內(nèi)裂谷轉(zhuǎn)換階段或者板內(nèi)裂谷環(huán)境。

4.3 成因模式

A型花崗巖的巖漿源區(qū)一直備受爭議, 關(guān)于其成因曾有多種成因模式, 如地幔玄武質(zhì)巖漿高度結(jié)晶分異(Han et al., 1997); 幔源物質(zhì)和殼源物質(zhì)混合(Konopelko et al., 2007); 各種源巖的部分熔融, 如麻粒巖相巖石(King et al., 1997), 英云閃長巖-花崗閃長巖(Creaser et al., 1991)及新生玄武質(zhì)地殼等?？梢? A型花崗巖形成過程較復(fù)雜, 源巖具有多樣性。

圖7 西準(zhǔn)噶爾接特布調(diào)A型花崗巖分類圖(據(jù)Eby, 1992)Fig.7 Classification of the Jietebutiao granite pluton in West Junggar A-type granites(after Eby, 1992)

圖8 西準(zhǔn)噶爾接特布調(diào)A型花崗巖構(gòu)造環(huán)境判別圖(據(jù)Pearce et al., 1984; Han et al., 2010)Fig.8 Tectonic discrimination diagrams for the Jietebutiao granite pluton in West Junggar A-type granites(after Pearce et al., 1984; Han et al., 2010)

圖9 西準(zhǔn)噶爾接特布調(diào)A型花崗巖巖石源區(qū)Ce/Nb-Y/Nb及Yb/Ta-Y/Nb判別圖(據(jù)Eby, 1992)Fig.9 Ce/Nb versus Y/Nb and Yb/Ta versus Y/Nb discrimination diagrams for the Jietebutiao granite pluton in West Junggar A-type granites(after Eby, 1992)

如果接特布調(diào)巖體是幔源基性巖漿直接的分異產(chǎn)物, 花崗巖的周圍應(yīng)有大量基性巖出露, 而事實上, 該巖體及整個西準(zhǔn)噶爾地區(qū)很少發(fā)現(xiàn)與正(堿)長花崗巖時空關(guān)系密切的基性超基性巖, 當(dāng)然也不排除有基性巖漿底侵的可能性(蘇玉平等, 2006)。另外, 在蛛網(wǎng)圖(圖5b)中Nb虧損較明顯, 因此可以基本排除其由地幔玄武質(zhì)巖漿高度結(jié)晶分異形成的可能。此外, 二長花崗巖中存在的早石炭世(325±4) Ma的熔蝕殘留鋯石核, 暗示其源區(qū)很可能與早石炭世巖漿事件有關(guān)。由于西準(zhǔn)噶爾地區(qū)在早石炭世發(fā)生俯沖碰撞(Han et al., 2010), 因此巖體中存在的早石炭世的年齡可能暗示了其源巖中包含石炭紀(jì)的島弧巖漿巖。而這恰恰與巖體屬于高鉀鈣堿性系列(圖4b)和具有富集大離子親石元素 Th、K, 相對虧損高場強元素 Nb、Ta和 Ti的地球化學(xué)特征相吻合, 特別是在二長花崗巖中體現(xiàn)地更為明顯(圖5b)。

從A型花崗巖源區(qū)判別圖解(圖9)可以看出, 二長花崗巖樣品落在島弧玄武巖(IAB)和洋島玄武巖(OIB)的過渡區(qū), 而正長花崗巖樣品落在洋島玄武巖附近, 表明其源區(qū)物質(zhì)既不同于典型的洋島玄武巖也不屬于典型島弧玄武巖的特征, 但總體上顯示有地幔組分參與成巖的印跡。由于還缺乏該巖體詳細的 Sr-Nd同位素資料, 我們還不能對其源巖或成因模式進行準(zhǔn)確的限制。但是, 結(jié)合西準(zhǔn)噶爾地區(qū)及整個中亞造山帶內(nèi)的巖漿巖普遍具有高正的εNd(t)值(5.4～9.2)和較年輕的 Nd模式年齡(T2DM年齡為300～600 Ma)的事實(Han et al., 1997; Chen et al.,2004), 我們認(rèn)為接特布調(diào)花崗巖主要來源于由年輕的地幔來源的物質(zhì)組成的下地殼。

西準(zhǔn)噶爾地區(qū)在晚石炭晚期就已經(jīng)完成了碰撞和拼貼(Chen et al., 2010; Han et al., 2010), 在早石炭早期—中二疊世處于后碰撞階段(韓寶福等, 2006;Zhou et al., 2008)。如前文提及, 本次獲得的接特布調(diào)花崗巖體鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡(287±9) Ma和(278±3) Ma屬于早二疊世, 因此, 該巖體就位于后碰撞巖石圈伸展的構(gòu)造背景: 巖石圈伸展促使軟流圈上涌并加熱年輕的中下地殼物質(zhì), 導(dǎo)致在早石炭紀(jì)發(fā)生俯沖的洋殼和底侵的島弧巖漿巖發(fā)生熔融形成A型花崗巖。在后碰撞巖漿活動的初期, 形成具有島弧印跡的A2型二長花崗巖(Eby, 1992), 隨著巖石圈進一步伸展, 可能在局部出現(xiàn)類似裂谷的環(huán)境, 即形成顯示裂谷特征的A1型正長花崗巖(Eby,1992)。

5 結(jié)論

1)對接特布調(diào)巖體進行了精確的鋯石LA-ICP-MS U-Pb定年, 獲得二長花崗巖和正長花崗巖的加權(quán)平均206Pb/238U年齡分別(287±9) Ma和(278±3) Ma。

2)經(jīng)過詳細的巖石學(xué)、年代學(xué)及巖石地球化學(xué)研究, 將前人認(rèn)為的接特布調(diào) I型花崗巖厘定為 A型花崗巖。其中的正長花崗巖具有明顯的高硅、富堿、貧鈦和鈣及高FeOt/MgO比值, 低稀土總量及明顯的負Eu異常的特征, 屬于準(zhǔn)鋁質(zhì)或弱過鋁質(zhì)高鉀鈣堿性系列, 二長花崗巖與其類似, 但稀土總量明顯高于正長花崗巖, 而負Eu異常也相對較不明顯。另外, 正長花崗巖相對二長花崗巖明顯的富集大離子親石元素(Rb、Th、K)及高場強元素(Zr、Hf、Nb),而強烈虧損 Ba、Sr、Eu、Ti等, 和較高的 10000Ga/Al比值(＞2.44)。本文將接特布調(diào)花崗巖體進一步細分為 A1和 A2型, 分別對應(yīng)于正長花崗巖和二長花崗巖。

3)接特布調(diào)巖體就位于后碰撞環(huán)境, 來源于由年輕的地幔來源的物質(zhì)組成的下地殼。在后碰撞巖漿活動的初期, 年輕的下地殼部分熔融形成具有島弧印跡的A2型二長花崗巖巖漿, 隨著巖石圈進一步伸展, 可能在局部出現(xiàn)類似裂谷的環(huán)境, 即形成顯示裂谷特征的A1型正長花崗巖巖漿。

致謝:評審專家及責(zé)任編輯對本文進行了認(rèn)真審閱,并提出了具體的修改意見, 在此表示誠摯的感謝。

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