西準噶爾拉巴巖體的成因
——來自巖石學、年代學和地球化學的證據(jù)

徐盛林, 陳宣華, 馬飛宙, 邵兆剛, 丁偉翠, 韓樂樂 , 王 葉

1)中國地質科學院, 北京 100037; 2)中國地質調查局, 北京 100037;3)中國地質大學(北京)地球科學與資源學院, 北京 100083

中亞造山帶處于俄羅斯的烏拉爾山脈和我國的東北地區(qū)之間, 東西延伸 5000多 km, 是連接華北克拉通、塔里木克拉通和西伯利亞克拉通的巨型縫合帶(圖 1a), 亦是全球最大的增生造山帶(Seng?r et al., 1993; Chen and Jahn, 2004; Jahn, 2004; 陳宣華等, 2009, 2011, 2017)。中亞造山帶西南部的西準噶爾地區(qū)(圖 1b)是我國重要的構造-礦產(chǎn)-巖漿帶之一(韓寶福等, 1998; Chen et al., 2014, 2015), 長久以來屬于熱點研究區(qū)(鄧震等, 2019; 宋博等, 2021)。

圖1 西準噶爾地區(qū)地質簡圖Fig. 1 Simplified geological sketch of West Junggar

西準噶爾地區(qū)晚古生代巖漿活動劇烈, 發(fā)生由大洋演化向陸內演化的構造轉換(Xu et al., 2019;徐盛林等, 2019, 2022), 殼幔相互作用強烈, 地殼的垂向和側向增生顯著, 地殼生長和演化存在多階段性。前人做過大量巖石學、年代學、地球化學和同位素方面的研究, 有學者認為區(qū)域晚古生代巖漿活動集中在早石炭世(340～320 Ma)和晚石炭世—早二疊世(310～290 Ma; 童英等, 2010): 早石炭世巖漿巖以一系列中小型中酸性巖株為特征, 多形成于島弧和洋脊環(huán)境, 主要分布在巴爾魯克山、克拉瑪依和包古圖一帶, 可能是西準噶爾洋向哈薩克斯坦微陸塊俯沖的產(chǎn)物; 晚石炭世—早二疊世時期, 西準噶爾地區(qū)處于后造山伸展的演化階段, 在達拉布特斷裂兩側發(fā)育大量的 A型花崗巖巖基(韓寶福等,2006)。早二疊世之后, 西準噶爾地區(qū)進入陸內演化階段, 巖漿侵入活動明顯減弱, 僅在西南部的接特布調地區(qū)發(fā)育高分異和殼?；煸吹腎型花崗巖(楊高學等, 2013; 徐盛林等, 2020)。除此之外, 也有學者持有不同的觀點, 唐功建等(2009)認為區(qū)域在晚石炭世仍然存在洋脊俯沖, 劉希軍等(2009)認為該地區(qū)在302 Ma還保留有洋盆。

西準噶爾地區(qū)西南部的拉巴地區(qū)是連接準噶爾盆地、西準噶爾地區(qū)和天山造山帶的關鍵部位(圖1c), 研究程度相對較低, 有學者(魏榮珠, 2010)認為其形成于早二疊世后造山伸展的構造環(huán)境。本文通過對拉巴巖體的巖相學、地球化學、鋯石U-Pb年代學、鋯石Lu-Hf同位素和Sr-Nd-Pb同位素的系統(tǒng)性深入研究, 著重與區(qū)域同時期同類型巖漿巖(尤其是相近的都倫河東巖體與西準噶爾晚古生代島弧花崗巖)作綜合對比分析, 重新厘定了拉巴巖體的形成時代和巖石類型, 分析了巖漿源區(qū)屬性, 探討了巖體形成時的構造環(huán)境, 對完善西準噶爾地區(qū)晚古生代年代學格架和大地構造演化等具有重要意義。

1 區(qū)域地質背景

西準噶爾地區(qū)位于哈薩克斯坦微陸塊和準噶爾盆地之間, 是巴爾喀什馬蹄形造山帶的東延部分,區(qū)內發(fā)育大型左行走滑和右行走滑斷裂(陳宣華等,2011)。地層以古生界為主, 其中石炭系是出露最廣泛的地層, 為一套半深海-大陸坡相火山-碎屑沉積建造(陳宣華等, 2015), 二疊系為陸相火山磨拉石建造, 僅在達拉布特等局部地區(qū)零星出露。巖漿巖極其發(fā)育, 從酸性巖至超基性巖均有出露: 晚古生代花崗巖類分布最為廣泛, 包括海西中晚期的中小型巖株(包古圖、哈圖、克拉瑪依等地區(qū))和海西晚期的大型花崗巖巖基(廟爾溝、阿克巴斯陶、紅山等巖體), 其空間分布明顯受區(qū)域斷裂系統(tǒng)的控制作用;超基性巖作為蛇綠混雜巖的一部分, 主要沿達拉布特斷裂、瑪雅圖斷裂和扎婁勒山—拉巴山斷裂等分布; 局部可見酸性火山巖、基性巖墻群和中酸性巖脈(圖 1c)。

拉巴巖體作為西準噶爾巖漿巖的重要組成部分, 處在扎婁勒山—拉巴山斷裂、塔爾根斷裂、瑪依勒斷裂、達拉布特斷裂之間。巖體周邊發(fā)育志留系瑪依勒山群、中泥盆統(tǒng)庫魯木迪組、下石炭統(tǒng)希貝庫拉斯組、下石炭統(tǒng)包古圖組、上石炭統(tǒng)莫老壩組和下三疊統(tǒng)尖山溝組(圖 2): 瑪依勒山群主要為一套淺變質-未變質的深海-次深海相火山巖-火山碎屑巖組合, 以凝灰質泥巖、粉砂巖、砂巖、枕狀熔巖等為主, 夾硅質巖、灰?guī)r, 巖石發(fā)生不同變質程度的千枚巖化、絹云母化; 庫魯木迪組為淺海相火山碎屑巖建造, 主要為中酸性火山灰層凝灰?guī)r、凝灰質碎屑巖, 玄武凝灰熔巖、安山玢巖等; 希貝庫拉斯組為淺海-濱海環(huán)境的火山碎屑巖, 主要為粗碎屑凝灰質砂巖、粗砂巖、砂礫巖, 夾粉砂質泥巖, 具沉積韻律特征; 包古圖組為區(qū)內分布最廣泛的地層, 屬海相火山-陸源碎屑沉積建造, 主要巖性為粉砂質泥巖, 夾硅質巖、細砂巖、砂礫巖和少量枕狀玄武安山玢巖等; 莫老壩組為火山巖建造, 以英安玢巖、霏細斑巖、流紋巖、安山玢巖為主, 夾凝灰?guī)r等; 尖山溝組為一套紫紅色陸緣碎屑沉積-磨拉石建造, 以發(fā)育礫巖為特征, 整體超覆在晚石炭世前地層之上(新疆維吾爾自治區(qū)地質礦產(chǎn)局,1993; 魏榮珠, 2010)。

2 巖體地質與巖相學特征

2.1 巖體地質

拉巴巖體主要由花崗閃長巖、黑云母二長花崗巖、似斑狀二長花崗巖巖基和一系列北北西向為主的閃長巖、花崗巖、花崗閃長斑巖等巖脈構成, 侵入下石炭統(tǒng)包古圖組。拉巴花崗巖巖基整體呈北北東向, 南部為中細?；◢忛W長巖(圖 3b, 樣品號為XH20171004-2), 中部為中粒似斑狀二長花崗巖(圖3d, 樣品號為 XH20171011-4), 北部為中粗粒黑云母二長花崗巖(圖3c, 樣品號為XH20171011-3), 三者主體呈涌動式接觸關系, 局部可見規(guī)模不等的巖脈。巖基西南部發(fā)育以花崗閃長斑巖(圖 3a)等為代表的巖脈。本文有代表性地選取了3個大型巖基和1個巖脈樣品(圖2)進行相關測試分析, 與前人對拉巴巖體、都倫河東巖體和西準噶爾島弧花崗巖的研究成果(數(shù)據(jù)分別引自魏榮珠, 2010; 段豐浩等,2015; 陳宣華等, 2017; 詳細數(shù)據(jù)不再重復列出)作綜合探討。

圖2 拉巴巖體區(qū)域地質構造圖(據(jù)魏榮珠, 2010; 新疆維吾爾自治區(qū)地質礦產(chǎn)局, 1993修改)Fig. 2 Geological structure sketch of the Laba(modified fromWEI, 2010; Xinjiang Bureau of Geology and Mineral Resources Exploration, 1993)

圖3 拉巴巖體花崗巖類樣品野外照片F(xiàn)ig. 3 Photographs of granitoid samples in the Laba

2.2 巖相學特征

花崗閃長斑巖: 斑狀結構, 球粒結構, 斑晶由斜長石(32%)、石英(10%)及少量鉀長石(4%)、角閃石(7%)組成, 基質由長石(20%)、石英(15%)及黑云母(4%)組成, 另見少量綠簾石。斑晶: 斜長石呈半自形-它形, 局部見聚片雙晶和卡鈉復合雙晶, 發(fā)育強烈絹云母化及黏土化, 粒徑約0.2～1.5 mm; 石英多呈球粒狀展布, 粒徑 0.22～0.78 mm, 波狀消光;鉀長石呈它形板狀, 鉀長石粒徑0.2～0.8 mm; 角閃石呈它形柱狀, 具淺褐-褐綠色極強多色性, 常見閃石式解理發(fā)育, 個別呈細長柱狀、針狀展布, 具二級干涉色。基質: 具微粒結構, 粒徑均＜0.10 mm, 石英它形粒狀, 少數(shù)呈球粒狀展布; 斜長石聚片雙晶發(fā)育, 粒徑0.1～0.4 mm; 黑云母多呈細鱗片狀展布,均已蝕變?yōu)榫G泥石; 基質鉀長石多發(fā)育黏土化(圖4a)。

花崗閃長巖: 花崗結構, 主要由斜長石(38%)、鉀長石(10%)、石英(35%)及角閃石(15%)、黑云母(2%)組成, 副礦物可見磷灰石、鋯石及不透明礦物。斜長石呈自形-半自形板狀, 表面褐灰色, 發(fā)育聚片雙晶, 可見絹云母化、鈉黝簾石化, 見鈉長石凈邊,粒徑約1.2～0.2 mm。鉀長石呈半自形-它形, 部分表面呈紅褐色, 主要為條紋長石, 主晶為鉀長石, 客晶為細條狀鈉長石, 鉀鈉交代明顯, 粒徑約 2.0～0.5 mm。石英為它形粒狀, 裂紋發(fā)育, 可見石英交代長石, 粒徑約1.2～0.2 mm。角閃石呈半自形粒狀,橫截面具角閃石式解理, 見簡單雙晶, 粒徑約 2.2～0.2 mm。黑云母呈半自形片狀, 多色性明顯, 發(fā)生綠泥石化, 沿解理析出鐵質, 部分轉變?yōu)榫G簾石,受力具壓扭性, 粒徑約1.8～0.2 mm(圖4b)。

黑云母二長花崗巖: 花崗結構, 中-細粒不等粒結構, 主要由斜長石(30%)、鉀長石(42%)、石英(23%)及少量黑云母(5%)組成, 副礦物為一些不透明金屬礦物、磷灰石, 偶見鋯石等。巖石發(fā)育強烈黏土化、絹云母化、綠簾石化及綠泥石化。斜長石呈半自形板狀, 隱約可見聚片雙晶及環(huán)帶結構, 發(fā)育強烈黏土化、絹云母化, 斜長石粒徑0.32～0.84 mm。鉀長石呈他形板狀, 粒徑 0.31～0.76 mm, 表面黏土化強烈, 個別卡氏雙晶發(fā)育, 且晶內包裹有石英, 構成包含結構。石英呈它形粒狀, 粒徑 0.35～0.79 mm,晶內裂紋發(fā)育普遍。黑云母呈片狀, 受外力晶體彎曲變形, 淺黃-淺綠多色性, 整體已綠泥石化、綠簾石化完全(圖4c)。

圖4 花崗巖類樣品顯微結構特征(正交偏光)Fig. 4 Microstructures of granitoid samples with perpendicular polarized light

似斑狀二長花崗巖: 似斑狀結構, 斑晶由鉀長石(18%)、斜長石(14%)、石英(10%)及少量黑云母(3%)組成, 基質具細粒結構, 成分與斑晶一致, 副礦物見不透明金屬礦物、榍石、磷灰石等。斑晶: 鉀長石多為條紋長石, 呈它形薄板狀, 粒徑 0.50～1.50 mm, 條紋結構發(fā)育, 黏土化強烈; 斜長石呈半自形-它形板狀, 粒徑 0.55～1.90 mm, 常見聚片雙晶及卡鈉復合雙晶, 環(huán)帶結構不明顯, 黏土化及絹云母化強烈; 石英呈它形粒狀, 粒徑 1.50～3.00 mm, 晶內裂紋發(fā)育, 少見波狀消光; 黑云母呈鱗片狀, 粒徑約1.50～2.15 mm, 具淺黃-深褐色極強多色性。基質: 鉀長石及斜長石均黏土化強烈, 條紋結構及聚片雙晶發(fā)育, 粒徑約0.50～1.00 mm; 石英呈它形粒狀, 粒徑集中于 0.30～1.20 mm; 黑云母呈半自形-它形片狀, 粒徑0.23～1.12 mm, 少量見綠泥石化, 部分已轉變?yōu)榫叩逅{色異常干涉色的葉綠泥石(圖 4d)。

3 樣品制備與分析方法

3.1 樣品制備

將新鮮巖樣碎成200目以下的粉末, 以備進行主微量、稀土元素和同位素的測試分析工作。通過對巖樣的破碎、浮選、電磁選等方法挑選出純度較高的單顆粒鋯石, 在雙目鏡下挑選晶形、透明度和色澤較好的鋯石顆粒制靶, 將鋯石表面拋光, 露出核部, 使用JSM6510型掃描電子顯微鏡完成鋯石樣品的陰極發(fā)光成像, 圈出透明、晶型較好、具生長環(huán)帶、無裂隙和無包體的鋯石點位, 為鋯石 U-Pb和Lu-Hf同位素測試準備。

3.2 分析方法

(1)巖石地球化學分析

分析測試工作在中國地質科學院國家地質實驗測試中心完成。其中, 主量元素(除 FeO外)檢測采用標準是GB/T14506.28-1993; FeO的檢測采用標準是 GB/T14506.14-1993; H2O+檢測采用標準是GB/T14506.2-1993; CO2檢測采用標準是GB9835-1988; 燒失量 LOI檢測采用標準是LY/T1253-1999。FeO采用容量滴定法, 其他主量元素采用X-熒光光譜法(XRF), 測試儀器是X-熒光光譜儀。微量元素和稀土元素含量的檢測標準為DZ/T0223-2001, 采用酸熔法, 檢測儀器為 ExCell型等離子質譜(ICP-MS)。主微量元素和稀土元素分析結果見表1和表2。

表2 拉巴巖體花崗巖類微量元素組成Table 2 Trace element (10-6) composition of the Laba granitoids

(2)鋯石U-Pb測試

LA-MC-ICP-MS鋯石U-Pb定年在中國地質調查局天津地質調查中心完成。實驗使用LA-MC-ICPMS系統(tǒng), 193 nm激光器剝蝕, 束斑直徑為32 μm, 激光能量密度為11 J/cm2, 頻率為10 Hz, He作載氣, 積分時間為0.131 s, 信號采集時間為50 s。樣品測試前后需測定一個 NIST610和兩個 GJ-1標樣, 每 8個鋯石測點中加入1組(2個測點)GJ-1國際標樣。詳細實驗步驟參考李懷坤等(2009)。利用ICPMSDataCal程序數(shù)據(jù)處理, 剔除樣品中差異較大的點, 使用 Isoplot 3.10完成鋯石年齡計算(表3)及U-Pb協(xié)和圖。

(3)鋯石Lu-Hf同位素

鋯石微區(qū)原位Lu-Hf同位素測試分析在中國地質調查局天津地質調查中心完成。實驗激光器波長為193 nm, 頻率10 Hz, 束斑直徑35 μm, 能量密度10 J/cm3, 以高純He作為載氣。實驗中每8個鋯石測點中加入 1組(2～3個測點)GJ-1國際標樣對實驗數(shù)據(jù)進行監(jiān)控校驗。具體詳細儀器參數(shù)、實驗步驟和標樣參數(shù)見耿建珍等(2011)。詳細測試結果見表4。

(4)全巖Sr-Nd-Pb同位素

Sr、Nd、Pb同位素分析在中國科學技術大學放射性成因同位素地球化學實驗室完成。將 100～150 mg粉末樣品于悶罐中, 加酸溶解, 完成Sr、Nd、Pb同位素分離純化。同位素比值的測試在MAT-262熱電離質譜計完成, Sr同位素比值測定采用Ta金屬帶和Ta發(fā)射劑; Nd同位素比值測定采用Re金屬帶,Pb同位素比值測試采用單Re金屬帶并以硅膠為發(fā)射劑。重復測量、計算, 確保數(shù)據(jù)滿足要求后, 進行質量分餾校正。詳細實驗步驟與方法見Chen et al.(2000, 2002, 2007), 測試結果分別見表5、表6、表7。

表5 拉巴巖體花崗巖類Sr同位素組成數(shù)據(jù)Table 5 Sr isotope analysis results of the Laba granitoids

表6 拉巴巖體花崗巖類Nd同位素組成數(shù)據(jù)Table 6 Nd isotope analysis results of the Laba granitoids

表7 拉巴巖體花崗巖類Pb同位素組成數(shù)據(jù)Table 7 Pb isotope analysis results of the Laba granitoids

4 分析結果

4.1 巖石地球化學

拉巴巖體花崗巖類的主微量元素分析測試數(shù)據(jù)(表 1, 2)結果顯示, 樣品 SiO2含量均大于66%(SiO2=66.23%～69.84%), Al2O3含量為 15.32%～16.97%, K2O含量為 1.43%～3.04%, Na2O含量為4.18%～4.45%, CaO 含量為 2.70%～4.00%,TiO2(0.28%～0.45%)、FeOT(2.04%～3.13%)和MgO(1.04%～1.50%)含量較低。

表1 拉巴巖體花崗巖類主量元素組成Table 1 Major element compositions (%) of the Laba granitoids

在化學成分上, 拉巴巖體花崗巖類主要落在花崗閃長巖和花崗巖的區(qū)域內, 均為花崗巖類, 與根據(jù)樣品實際礦物定名的結果相吻合, 屬于亞堿性系列(圖 5a)。A/CNK=1.01～1.06, 為準鋁質-弱過鋁質(圖 5b)。全堿(K2O+Na2O)為 5.61%～7.26%,K2O/Na2O 為 0.33～0.72, Na2O+K2O-CaO 為 1.61%～4.56%, 為鈣堿性-高鉀鈣堿性系列(圖5c, d)。樣品的FeOT/MgO值為1.85～2.98。

圖5 主量元素分類圖解Fig. 5 Major element discrimination

樣 品 稀 土 總 量 (ΣREE) 為 45.41×10-6～100.65×10-6, 平均值為 61.03×10-6; 輕稀土總量(ΣLREE) 為 40.16×10-6～85.95×10-6, 平 均 值 為53.61×10-6; 重 稀 土 總 量 (ΣHREE)為 4.60×10-6～14.70×10-6, 平均值為 7.42×10-6, 輕重稀土分餾明顯, (La/Yb)N為5.26～12.88, 平均值為9.23, 具有明顯的右傾特征。巖石δEu值為0.64～0.97, 呈較弱的負異常(圖 6a)。樣品整體具有高 Sr(318×10-6～694×10-6, 整 體 ＞400×10-6)、 低 Yb(0.56×10-6～2.45×10-6, ＜2×10-6)、 低 Y(5.73×10-6～20.90×10-6,＜21×10-6)的特點, 富集大離子親石元素(LILEs; Rb、Th、K)和高場強元素(HFSEs; Zr、Hf、Sm), Nb、Ta、P和Ti負異常, Sr正異常(圖6b)。

圖6 稀土元素球粒隕石標準化配分模式圖(a)和微量元素原始地幔標準化多元素蛛網(wǎng)圖(b)(球粒隕石和原始地幔標準化數(shù)據(jù)引自Sun and McDonough, 1989)Fig. 6 Chondrite-normalized REE distribution patterns diagram (a) and primitive mantle-normalized multi-element spider diagram (b)(chondrite and primitive mantle data from Sun and McDonough, 1989)

4.2 鋯石U-Pb年代學

4.2.1 鋯石形態(tài)及內部結構

拉巴巖體的4個樣品整體具有一致的鋯石陰極發(fā)光特征(圖 7), 鋯石晶形較好, 邊界清晰, 粒徑在100～200 μm 之間, 大小較均勻, 大部分呈短柱狀,少數(shù)呈長柱狀和粒狀, 長寬比為1:1～3:1, 環(huán)帶具明暗相間的韻律結構, 為典型的巖漿鋯石(吳元保和鄭永飛, 2004)。部分鋯石均可見殘留核, 核部為亮度不均的弱環(huán)帶, 熔蝕邊界清晰, 殘留核外邊生長環(huán)帶明顯。

圖7 拉巴巖體花崗巖類鋯石CL圖像Fig. 7 Zircon CL images of the Laba granitoids

4.2.2 鋯石U-Pb定年

花崗閃長斑巖共獲得25個鋯石U-Pb測點數(shù)據(jù),U 和 Th的含量變化范圍分別為 149.99×10-6～477.07×10-6和 42.08×10-6～220.61×10-6, Th/U 值為0.18～0.61(表3)。所有測點比較協(xié)和且聚集成簇, 加權平均年齡為(288.0±1.5) Ma(n=25, MSWD=0.44;圖 8a)。

花崗閃長巖共獲得23個鋯石U-Pb測點數(shù)據(jù), U和 Th的含量變化范圍分別集中在106.15×10-6～446.92×10-6和43.92×10-6～227.00×10-6,整體的Th/U值為0.25～0.71(表3)。所有測點比較協(xié)和且聚集成簇, 加權平均年齡為(287.6±1.4) Ma(n=23, MSWD=1.07; 圖 8b)。

黑云母二長花崗巖共獲得24個鋯石U-Pb測點數(shù)據(jù), U 和 Th的含量變化范圍分別為142.49×10-6～575.12×10-6和55.31×10-6～374.52×10-6,Th/U值為0.32～0.68(表3)。所有測點比較協(xié)和且聚集成簇, 加權平均年齡為(290.8±1.8) Ma(n=24,MSWD=0.32; 圖 8c)。

似斑狀二長花崗巖共獲得18個鋯石U-Pb測點數(shù)據(jù), U 和 Th的含量變化范圍分別為130.44×10-6～674.12×10-6和57.43×10-6～596.93×10-6,整體的Th/U值為0.41～0.94(表3)。所有測點比較協(xié)和且聚集成簇, 加權平均年齡為(285.7±1.6) Ma(n=18, MSWD=0.69; 圖 8d)。

表3 拉巴巖體花崗巖類鋯石U-Pb測年數(shù)據(jù)Table 3 U-Pb isotope dating results for zircons of the Laba granitoids

續(xù)表3

圖8 鋯石U-Pb協(xié)和圖Fig. 8 Zircon U-Pb isotopic data

4.3 鋯石Lu-Hf同位素

完成鋯石 U-Pb測年基礎之上, 選取了部分鋯石進行了Lu-Hf同位素分析測試, 測點位置與U-Pb測試點位是同一鋯石顆粒內的同一巖漿生長環(huán)帶上(圖7), 詳細測試結果見表4。結果顯示除了少數(shù)幾顆鋯石之外, 大部分鋯石的176Lu/177Hf值小于0.002,說明樣品中的鋯石在形成后具有極低的放射性成因Hf積累, 實驗結果的176Hf/177Hf比值可以代表鋯石結晶形成時巖漿中的176Hf/177Hf比值(吳福元等,2007)。分別計算出鋯石的 εHf(t)、單階模式年齡(TDM1)、二階模式年齡(TDM2)(表4)。

圖 9 143Nd/144Nd-206Pb/204Pb (a)和 207Pb/204Pb-206Pb/204Pb (b)圖解Fig. 9 143Nd/144Nd versus 206Pb/204Pb (a) and 207Pb/204Pb versus 206Pb/204Pb (b) diagrams

圖 10 εNd(t)-(87Sr/86Sr)i圖解Fig. 10 εNd(t) versus (87Sr/86Sr)i diagram

表4 拉巴巖體花崗巖類Lu-Hf同位素分析結果Table 4 Lu-Hf isotope analysis results of the Laba granitoids

續(xù)表4

4.4 全巖Sr-Nd-Pb同位素

對拉巴巖體花崗巖類 Sr-Nd-Pb同位素數(shù)據(jù)經(jīng)過時間校正之后得到各初始同位素比值的前提下,綜合分析同位素特征, 測試和計算結果(表5, 6, 7)顯示, (87Sr/86Sr)i=0.704 495～0.707 051, (143Nd/144Nd)i=0.512 473～0.512 579, (206Pb/204Pb)i=18.020 842～18.530 424, (207Pb/204Pb)i=15.579 046～15.614 896,(208Pb/204Pb)i=37.929 017～38.036 434, Sr-Nd-Pb同位素組成較為均一, 具有相對較高的(206Pb/204204Pb)i、(207Pb/204Pb)i、(208Pb/204Pb)i比值和較低的(87Sr/86Sr)i、(143Nd/144Nd)i比值, 巖體的εNd(t)=4.01～6.15, 二階段模式年齡為 553～725 Ma。

5 討論

5.1 巖體形成時代

魏榮珠(2010)曾對拉巴巖體花崗巖和花崗閃長巖進行過 U-Pb年代學研究, 分別測得巖體年齡為287.0 Ma和295.1 Ma, 本文測得巖體花崗巖類U-Pb年齡為 285.7～290.8 Ma, 與前人結果較為一致。西準噶爾地區(qū)晚古生代巖漿活動集中在早石炭世(340～320 Ma)和晚石炭世—早二疊世(310～290 Ma)兩個重要時期, 分別以區(qū)內中北部廣泛發(fā)育的中小型巖株和大型花崗巖巖基為特征, 巔峰期在300 Ma左右, 之后巖漿活動明顯減弱。拉巴巖體處在西準噶爾的西南部地區(qū), 年齡為 285.7～295.1 Ma, 活動時間相對較晚, 說明已經(jīng)處在區(qū)域巖漿演化的后期,可有效完善整個西準噶爾地區(qū)年代學格架。

5.2 源區(qū)屬性

由143Nd/144Nd-206Pb/204Pb同位素圖解(圖 9a)可以看出, 拉巴巖體整體落在全硅酸鹽地球(BSE)內及其附近, 與西準噶爾其他地區(qū)島弧花崗巖類范圍一致。由207Pb/204Pb-206Pb/204Pb同位素圖解(圖 9b)可以看出, 巖石整體落在全硅酸鹽地球(BSE)附近,與西準噶爾其他地區(qū)島弧花崗巖類范圍較為相近。在 εNd(t)-(87Sr/86Sr)i圖解(圖 10)中, 樣品靠近虧損地幔組分(DMC)端元, 處在中亞造山帶范圍內, 與西準噶爾其他地區(qū)島弧花崗巖特征較為一致, 但是εNd(t)值整體相對更低。

圖 11 εNd(t)-t圖解Fig. 11 εNd(t) versus t diagram

在 εNd(t)-t圖解(圖 11)中, 拉巴巖體 Nd同位素組成與西準噶爾地區(qū)一致, 具有較高的正 εNd(t)值,指示源區(qū)可能以幔源物質為主。Lu-Hf同位素特征顯示, 拉巴巖體具有很高的176Hf/177Hf值和正εHf(t)值(圖12), 與Nd同位素特征耦合, Hf模式年齡整體等于或略大于其結晶年齡, 指示巖石源區(qū)可能以古生代新生地殼發(fā)生部分熔融為主。

圖12 Lu-Hf同位素特征Fig. 12 Zircon Lu-Hf isotopic compositions

巖石源區(qū)屬性的判別是巖石成因分析和構造環(huán)境判別的基礎, 拉巴巖體花崗巖類全巖 Sr-Nd-Pb和鋯石 Lu-Hf同位素特征表明, 拉巴巖體整體表現(xiàn)為較高的 εHf(t)、εNd(t)值和較低的(87Sr/86Sr)i值, 具有虧損地幔的源區(qū)屬性, 幾乎不存在古老地殼。西準噶爾地區(qū)在早石炭世已經(jīng)存在洋盆并發(fā)生洋內俯沖, 與拉巴巖體花崗巖類屬于高鉀鈣堿性巖石系列、富集大離子親石元素、相對虧損高場強元素等地球化學特征相吻合, 說明拉巴巖體的源區(qū)可能為新元古代—古生代形成的新生洋殼發(fā)生部分熔融為主, 不排除少量幔源物質的直接參與。

5.3 巖石類型

拉巴巖體由花崗巖、花崗閃長巖、二長花崗巖巖基和一系列花崗閃長斑巖、閃長巖脈、花崗巖脈等巖脈組成, 礦物主要包括石英、斜長石、堿性長石、角閃石和黑云母等, A/CNK整體小于1.1, 為準鋁質-弱過鋁質, CaO、Na2O含量較高, Eu弱負異常,高 εNd、低(87Sr/86Sr)i, 屬鈣堿性系列, 處在準噶爾 I型花崗巖的范圍內(圖 5b), 明顯區(qū)別于區(qū)內后造山伸展階段廣泛發(fā)育的A型花崗巖(圖13), 屬于典型的I型花崗巖。

圖13 花崗巖類判別圖(據(jù)Whalen et al., 1987)Fig. 13 Granite classification diagrams(after Whalen et al., 1987)

5.4 構造環(huán)境與演化

巖石形成時的溫度和壓力條件, 對于探討巖石形成時構造環(huán)境問題具有重要的意義。本文通過計算拉巴巖體花崗巖類全巖鋯飽和溫度來揭示巖漿的結晶溫度, 計算(Watson and Harrison, 1983; Tang et al., 2021)結果顯示(圖14), 除了個別樣品, 巖石的鋯飽和溫度整體低于 800℃, 說明巖漿具有相對較低的結晶溫度。關于巖體形成時的壓力條件, 張旗等(2005, 2006, 2010)認為花崗巖類Sr、Yb含量可能與源區(qū)殘留相、源區(qū)深度具有密切的關系, 本文以此來區(qū)分巖石形成時的壓力, 拉巴巖體黑云母二長花崗巖屬于低Sr高Yb的華南型(低壓)花崗巖, 其他巖石整體屬于高Sr低Yb的華北型(高壓)花崗巖(圖15)。

圖14 T(℃)-Zr關系圖解Fig. 14 T(℃) versus Zr diagram

圖15 Sr-Yb關系圖解(據(jù)張旗等, 2005, 2006)Fig. 15 Sr versus Yb diagram (after ZHANG et al., 2005, 2006)

對拉巴巖體及區(qū)域典型巖石作構造環(huán)境判別(圖 16)分析, 這些巖石都處在火山島弧花崗巖的范圍內, 與上述分析一致, 指示拉巴巖體可能形成于島弧環(huán)境。其中花崗閃長斑巖、花崗閃長巖和似斑狀二長花崗巖滿足埃達克巖的地球化學條件(張旗等, 2002), SiO2含量 66.23%～69.84%(＞56%), 高Al2O3(16.19%～16.97%, ＞15%), 低 MgO(1.04%～1.50%, ＜3%), 貧 Y(5.73～6.91 μg/g, ＜18 μg/g), 貧Yb(0.56～0.72 μg/g, ＜1.9 μg/g), 高 Sr(589～694 μg/g, ＞400 μg/g), 富集 LREE, 較弱的 Eu負異常,(87Sr/86Sr)i略大于 0.704(＜0.704), 較高的正 εNd值(＞0); 黑云母二長花崗巖的Y、Yb含量明顯相對較高和Sr含量明顯相對較低, 在某些特征方面不滿足埃達克巖的上述特征, 屬于一般的島弧花崗巖。在LaN/YbN-YbN(圖 17a)和 Sr/Y-Y(圖 17b)圖解中, 亦可以看出以前者為代表的巖石落在埃達克巖的范圍內,以后者為代表的巖石落在典型弧后的范圍內, 且與都倫河東巖體、西準其他地區(qū)島弧花崗巖可作對比。

圖16 微量元素構造環(huán)境判別圖(據(jù)Pearce et al., 1984; Pearce, 1996)Fig. 16 Trace element discrimination for tectonic interpretation (after Pearce et al., 1984; Pearce, 1996)

圖 17 LaN/YbN-YbN(a)和 Sr/Y-Y(b)圖解(據(jù) Defant and Drummond, 1990)Fig. 17 LaN/YbN versus YbN (a) and Sr/Y versus Y (b) diagrams (from Defant and Drummond, 1990)

西準噶爾晚古生代主要存在兩個時期(早石炭世和晚石炭世—早二疊世)的動力學演化階段(韓寶福等, 2006; 童英等, 2010)。早石炭世階段, 發(fā)生洋內俯沖, 地殼側向增生, 形成一系列類似于西太平洋構造域的多洋島弧, 以中小型花崗巖巖株為代表,主要分布在包古圖、老風口和都倫河東等地區(qū)。晚石炭世—早二疊世階段, 洋俯沖作用逐漸減弱, 大洋消減關閉, 轉為后造山的構造環(huán)境, 地殼伸展減薄, 巖漿活動極其強烈, 形成以 A型花崗巖為主的大型花崗巖巖基, 隨后巖漿活動明顯減弱。本文通過對拉巴巖體綜合研究發(fā)現(xiàn), 與相同構造單元的都倫河東巖體以及西準其他地區(qū)的島弧花崗巖相比,都處于相似的俯沖環(huán)境, 但是拉巴巖體形成于早二疊世, 明顯晚于西準噶爾島弧花崗巖形成于早石炭世的主期, 說明早二疊世區(qū)內可能仍存在未完全關閉的有限洋盆。此外, 年齡相對較老的島弧花崗巖形成于低溫低壓環(huán)境, 較年輕的埃達克巖形成于高壓低溫的環(huán)境, 表明拉巴地區(qū)在早二疊世可能處于由經(jīng)典島弧向埃達克巖過渡的階段。

6 結論

(1)拉巴巖體由花崗巖、花崗閃長巖、二長花崗巖巖基和一系列花崗閃長斑巖、閃長巖、花崗巖等巖脈組成, CaO、Na2O含量較高, Eu弱負異常, 高εNd、低(87Sr/86Sr)i, 具有中高硅、鈣堿性、貧鎂鐵、準鋁質-弱過鋁質的特點, 為典型的I型花崗巖。

(2)拉巴巖體可分為埃達克巖和一般島弧花崗巖, 前者屬高Sr低Yb的高壓花崗巖, 后者為低Sr高 Yb的低壓花崗巖, 均形成于洋殼板片俯沖的島弧構造環(huán)境。

(3)拉巴巖體的高精度鋯石 U-Pb年齡為285.7～295.1 Ma, 形成于早二疊世。綜合西準噶爾地區(qū)晚古生代巖漿巖發(fā)育特征、區(qū)域大地構造演化等,說明在早二疊世仍可能存在未完全關閉的有限洋盆。

Acknowledgements:

This study was supported by China Geological Survey (Nos. DD20160083, DD20190011, and DD20221643), National Key Research and Development Program of China (No. 2018YFC0603700), and Central Public-interest Scientific Institution Basal Research Fund (No. JKY202011).