新疆西准噶尔哈图岩体地球化学特征及其地质意义

李永军，李宇航，王祚鹏

(1. 长安大学 地球科学与资源学院，陕西 西安 710054；2. 国土资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室，陕西 西安 710054)

0 引 言

西准噶尔位于西伯利亚、哈萨克斯坦和塔里木三大板块的交汇处，是由古生代一系列微板块经过多阶段俯冲、汇聚、增生作用而成[1-4]。由于其地质演化复杂、构造改造强烈，对于解析中亚造山带的构造演化过程具有重要作用。

沿谢米斯台断裂，可将西准噶尔划分为南、北两部分[5]。其中，西准噶尔南部发育大量晚古生代中酸性侵入岩，根据出露规模和地球化学特征可以将其划分为两类：一类是以阿克巴斯陶、红山、庙尔沟等岩体为代表的酸性岩基，出露面积大，形成年龄主要集中在308～296 Ma，地球化学特征揭示其多为A型花岗岩[6-8]；另一类是以别鲁阿嘎希、包古图、库尔尕克希等岩体为代表的中酸性小岩株，出露面积较小，侵位时代集中在322～308 Ma，地球化学特征显示其主要为I型花岗岩[9-11]，个别具有埃达克质岩石的地球化学特征[12]。虽然前人对这两类花岗岩及其有关的火山岩做了大量研究工作，但是仍存在诸多争议，特别是对区内晚古生代构造环境的认识仍有两种分歧：①造山后伸展环境[7,13-20]，韩宝福等根据众多区内花岗岩年代学资料，将区域内造山后深成岩浆活动时限划定为340～275 Ma，高峰期为310～295 Ma[13]；②俯冲消减环境[21-25]，在西准噶尔陆续发现的晚石炭世—早二叠世早期赞岐质高镁安山(闪长)岩[26-27]及埃达克质岩石[12]均指示俯冲消减环境。这些争议很大程度上制约了进一步对该区域构造演化的探索。

位于新疆托里地区哈图山一带的哈图岩体，是区内代表性的酸性岩基之一，前人对其研究多集中于成岩时代上。韩宝福等获得哈图岩体年龄为(302±4)Ma[13]；Gao等测得其年龄为(299.4±2.1)Ma[28]；史建杰测得其年龄为(299.4±2.1)Ma[29]。综上可知，哈图岩体成岩年龄为(304.8±3.5)～(299.4±2.1)Ma[13,28-29]，属于晚石炭世晚期。由于前人对哈图岩体的岩石成因类型及构造背景研究较少，所以本文对基于野外地质研究获得的详实资料进行岩石学和地球化学研究，讨论其成因和构造背景，以期为区域构造演化提供新的证据。

①为巴尔鲁克断裂；②为玛依勒断裂；③为达尔布特断裂；④为谢米斯台断裂;底图引自文献[35]和[36]，有所修改图1 新疆西准噶尔哈图岩体地质图Fig.1 Geological Map of Hatu Pluton in West Junggar of Xinjiang

1 区域地质背景

西准噶尔南部位于中亚造山带西南缘，主要由与准噶尔洋俯冲活动相关的岩浆弧、增生杂岩带与残余洋盆组成，发育巴尔鲁克、玛依勒和达拉布特3条呈NE向平行展布的大型左行走滑断裂[30](图1)，规模稍小的安齐断裂、哈图断裂是区域内次级走滑断裂[31]，并且伴随断裂有多条蛇绿混杂岩带展布[32-34]。区域内出露地层以石炭纪—泥盆纪海相火山-沉积地层为主，整体呈NE—SW向展布。泥盆系主要分布于玛依勒断裂西侧，安齐断裂以北，是一套深海—海陆过渡相细碎屑沉积；石炭系分布于达拉布特断裂的两侧，为一套浅海—半深海细碎屑岩沉积[37-39]。新疆托里地区哈图山一带有大量中酸性侵入体出露，以庙尔沟、阿克巴斯陶和别鲁阿嘎希等岩体为代表，年龄集中在319～296 Ma，岩石类型主要为正长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩[6,9,11,22,40]。

2 岩体地质及岩石学特征

2.1 岩体地质特征

哈图岩体位于玛依勒断裂和达尔布特断裂之间，出露形态总体呈等轴状，主体由正长花岗岩组成，二长花岗岩主要在岩体中北部出露，碱长花岗岩少量出露，三者之间为渐变接触关系；以同源岩浆演化序列的观点为依据，推测哈图岩体由早到晚的演化序列为二长花岗岩→正长花岗岩→碱长花岗岩。石英脉偶有出露[图2(a)]，在岩体东北部边缘可见少量火山碎屑岩顶垂体[图2(b)]。岩体侵入于泥盆系马拉苏组、库鲁木迪组和巴尔雷克组(图1)，呈港湾状接触关系[图2(c)、(d)]，接触带附近的围岩可见宽10～50 cm角岩化现象。马拉苏组是一套深海—浅海过渡相火山-沉积地层，含有大量腕足类、腹足类化石，属于早泥盆世[38]；库鲁木迪组整体为一套火山-陆源碎屑岩建造，含珊瑚、苔藓虫以及丰富的腕足等动物化石，也可见少量亚鳞木植物化石，显示其为浅海—海陆过渡相环境，沉积时代为中—晚泥盆世[39]；巴尔雷克组是最年轻围岩，是中—晚泥盆世半深海环境浊流沉积形成的一套火山碎屑岩复理石沉积建造。此外，与岩体接触的围岩部分常发生强烈的褶皱变形。

2.2 岩石学特征

二长花岗岩呈浅肉红色，具中细粒花岗岩结构和块状构造。岩石主要由斜长石、钾长石、石英和黑云母组成。斜长石粒径为0.28～2.96 mm，呈自形—半自形柱状，具黏土化、绢云母化，体积分数约为35%；钾长石粒径为0.12～0.76 mm，呈半自形—他形粒状，具泥化，体积分数为15%～25%；石英粒径为0.16～2.48 mm，呈半自形—他形粒状，体积分数为40%～45%；黑云母呈半自形—他形片状，粒径为0.08～0.88 mm，具绿泥石化、白云母化，部分仅残留外形，体积分数约为4%；副矿物为锆石[图3(a)、(d)]。

正长花岗岩呈肉红色，具中粗粒花岗结构和块状构造。主要造岩矿物为钾长石和石英，斜长石和黑云母次之。钾长石呈半自形—他形板柱状，粒径主要为1.10～6.40 mm，具有泥化现象，体积分数约为50%～55%；石英呈半自形—他形粒状，粒径为0.32～4.50 mm，体积分数约为30%，石英中可见钾长石包体；斜长石粒径为0.32～2.32 mm，具黏土化、方解石化，可见环带结构，体积分数为15%～20%；黑云母粒径为0.20～1.12 mm，呈半自形—他形片状，具绿泥石化、白云母化，部分仅残留外形，体积分数约为4%；副矿物为锆石和方解石[图3(b)、(e)]。

碱长花岗岩呈肉红色，具中细粒花岗结构和块状构造。岩石中碱性长石(以钾长石为主，含少量条纹长石)体积分数为60%～65%，石英为20%～25%，斜长石为5%～10%，黑云母最低，为2%。钾长石粒径为0.4～7.2 mm，呈半自形—他形板柱状，具泥化、高岭土化；条纹长石呈中粒半自形板条状，粒径为3～5 mm；石英呈半自形—他形板柱状，粒径为0.36～4.40 mm，含钾长石包体；斜长石呈自形—半自形柱状，粒径为0.32～1.60 mm，具绢云母化、环带结构；黑云母呈半自形—他形片状，粒径为0.11～0.54 mm，具绿泥石化，部分仅残留外形；副矿物主要为锆石[图3(c)、(f)]。

3 样品采集与分析方法

在哈图岩体内不同位置共采集8件蚀变较弱、有代表性的新鲜样品进行岩石地球化学分析(图1)。由于本次采样位置较为局限，所以与第鹏飞获得的主量、微量元素数据[36]进行对比分析，并开展综合研究。

图2 岩体地质特征Fig.2 Geological Characteristics of Pluton

Ms为白云母；Bt为黑云母；Kfs为钾长石；Pth为条纹长石；Qtz为石英；Pl为斜长石；Cc为方解石图3 代表性岩石手标本及镜下特征Fig.3 Hand Specimens and Microscopic Characteristics of Representative Rocks

主量、微量元素分析在长安大学国土资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室完成。主量元素分析采用X射线荧光光谱法(XRF)完成，所用主要仪器为日本岛津顺序扫描LAB CENTER XRF-1800型波长色散X射线荧光光谱仪，分析误差优于1%。烧失量(LOI)在烘箱中经1 000 ℃高温烘烤90 min后称重获得。微量元素和稀土元素分析采用电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)完成。相关仪器工作条件和方法参见文献[41]～[43]。微量元素中，含量大于10×10-6的样品分析误差优于5%(2σ)，小于10×10-6的样品分析误差优于10%(2σ)，所有稀土元素分析误差优于5%(2σ)。

4 结果分析

4.1 主量元素特征

哈图岩体岩石主量元素分析结果及有关参数列于表1，样品具有一致的主量元素特征。SiO2含量(质量分数，下同)为72.06%～76.53%，平均值为73.90%，属于SiO2过饱和系列；K2O含量为3.94%～4.73%，Na2O为3.52%～3.88%， 全碱(Na2O+K2O)为7.80%～8.57%，Na2O/K2O值为0.77～0.98，在SiO2-K2O图解中投点均落入高钾钙碱性系列区域[图4(a)]；CaO含量为0.20%～1.58%，平均值为0.85%；MgO含量为0.07%～0.42%，平均值为0.25%；Al2O3含量为12.55%～14.06%，平均值为13.53%，整体相对富Al，A/CNK值为1.06～1.15，均大于1，A/NK值为1.15～1.36；在A/NK-A/CNK图解中，样品全部落入过铝质区域，为弱过铝质—强过铝质花岗岩[图4(b)]。

4.2 微量元素特征

样品微量及稀土元素分析结果见表1。在球粒陨石标准化稀土元素配分模式中，8个样品分布形态相似，呈轻稀土元素(LREE)富集的右倾“V”字型[图5(a)]，可见明显的负Eu异常(主要为0.24～0.39,平均值为0.29)。轻稀土元素分异作用较显著，重稀土元素(HREE)相对平坦，分异较弱，表明源区无石榴子石残留。稀土元素总含量相对较低，为(88.14～139.53)×10-6，LREE/HREE值主要为3.68～6.49，平均值为4.68，(La/Yb)N值为3.04～6.50，显示相对富集轻稀土元素，而亏损重稀土元素。在原始地幔标准化微量元素蛛网图[图5(b)]中，岩体微量元素总体较为富集，呈左高右低的趋势，显著富集Rb、Th、U、K、Pb等大离子亲石元素，并且相对富集Zr、Hf、La和Ce等，亏损Nb、Ta等高场强元素，Sr、Ba、Ti、P元素则表现出明显的负异常。

5 讨 论

5.1 岩石类型

综合样品的主量元素特征，可知岩体样品明显高Si、富K、贫Ca、低Mg，符合吴锁平等定义的A型花岗岩特征[44]。样品过碱指数(AKI)为0.74～0.87(均小于1)，多阳离子参数R2值为276.84～468.70，P2O5含量均小于0.06%，TiO2含量为0.07%～0.21%(整体含量较低)，样品相对富Al，A/CNK值为1.06～1.15，均大于1，A/NK值为1.15～1.36，为过铝质，这些特征与邱检生等厘定的福建沿海铝质A型花岗岩[47]类似。

w(·)为元素或化合物含量；第鹏飞数据引自文献[36]；图(a)引自文献[45]；图(b)引自文献[46]图4 K2O-SiO2图解和A/NK-A/CNK图解Fig.4 Diagrams of K2O-SiO2 and A/NK-A/CNK

表1 主量、微量及稀土元素分析结果

续表1

注：wtotal为主量元素总含量；wREE为稀土元素总含量；福建沿海A型花岗岩数据引自文献[47]。

ws为样品含量;wc为球粒陨石含量;wp为原始地幔含量;第鹏飞数据引自文献[36]；球粒陨石标准化数据和原始地幔标准化数据引自文献[48]；同一图中相同线条对应不同样品图5 球粒陨石标准化稀土元素配分模式和原始地幔标准化微量元素蛛网图Fig.5 Chondrite-normalized REE Pattern and Primitive Mantle-normalized Trace Element Spider Diagram

研究表明，已有的A型花岗岩普遍显示强烈亏损Sr、P、Ti，中等亏损Ba、Nb、Ta和明显的负Eu异常，这些特征应该是A型花岗岩重要的地球化学特征[6-7,18,46,49]。此外，张旗等认为原始地幔标准化微量元素蛛网图和球粒陨石标准化稀土元素配分模式的联用，在判别是否为A型花岗岩时基本不会失误[50]。本文研究的哈图岩体具有明显的Sr、P、Ti亏损和负Eu异常特征，并且在以上两类图(图5)中与典型的A型花岗岩一致。由此可知，哈图岩体具有A型花岗岩的特征。

样品的分异指数(DI)为90.1～97.2，表明岩浆演化分异程度高，故而在地球化学特征上容易与高分异I型、S型花岗岩混淆，因此，需要对其进一步加以区分。一般认为，相对于A型花岗岩，高分异S型花岗岩具有更高的P2O5含量(0.08%～0.20%)和更低的Na2O含量(2.51%～3.70%)[51-52]，而样品的P2O5含量均小于0.06%，Na2O含量为3.52%～3.88%，可以得出哈图岩体不是高分异S型花岗岩。样品具有较高的全铁含量(0.41%～1.91%，仅一个样品小于1.00%)及较低的Rb含量((83.85～120.91)×10-6)，从而明显有别于高分异I型花岗岩较低的全铁含量(小于1.00%)和较高的Rb含量(大于270×10-6)[53]。

因此，以上主量、微量元素特征及图解均显示哈图岩体为弱过铝质—强过铝质A型花岗岩。

5.2 岩石成因

苏玉平等对西准噶尔庙儿沟、阿克巴斯套等岩体进行Sr-Nd同位素研究，发现总体具有低87Sr/86Sr值、高143Nd/144Nd值，εNd(t)值为6.42～7.46，表明其源区为亏损地幔或由亏损地幔而来的新生地壳[18]。哈图岩体SiO2含量为72.06%～76.53%，明显富Si，亏损地幔岩浆一般不可能直接分异出高Si的花岗质岩浆，并且在野外勘查中发现区内中基性岩出露面积远远不及花岗岩，这暗示哈图岩体不是由基性岩浆分异而来的，也不是直接来自亏损地幔。通常SiO2含量大于71%的岩石中，Al2O3含量不高于12%，但是哈图岩体SiO2含量却明显高于71%，Al2O3含量为12.55%～14.06%，属于过铝质，这些特征与李锦轶等定义的壳源物质熔融侵入机制[54]一致，说明其源区应该是由亏损地幔而来的新生地壳。

花岗岩的微量元素组成与岩浆源区及其构造环境有关[18,29,55]，在图5(b)中总体呈现左段Rb、K明显富集，中段La、Ce相对富集，右段Ti、Y、Yb下垂的三段式分布，这种元素分布特征反映岩浆的地壳源区特性[56]。Nb、Ta等高场强元素亏损表明岩石熔融源于陆壳物质或俯冲流体参与的岩浆过程[57-58]。岩体的Nb/Ta值为4.36～11.13(平均值为8.64)，明显低于幔源岩浆(17.5±2.0)，比较接近陆壳岩石(约11)。Rb/Sr值为0.84～3.54(平均值为1.70)，Rb/Nb值为12.72～25.02(平均值为17.21)，远高于全球上地壳平均值(分别为0.32和4.50)，以上特征均显示其为壳源岩浆。此外，岩体整体低Sr含量(平均值为78.38×10-6)和明显负Eu异常(平均值为0.29)，表明源区可能有斜长石残留或发生了斜长石的分离结晶作用。多数研究已表明，低Sr含量和明显负Eu异常一般情况显示岩浆形成于浅部低压地区[59-60]，是低压条件下地壳重熔形成的。浅部地壳发生高温部分熔融，暗示其深部存在热异常，而这种情况大多出现于造山后伸展环境，这与哈图岩体具有A2型花岗岩的地球化学特征(图6)相一致。

哈图岩体的分异指数为90.1～97.2，显示岩石经历了较高程度的分异演化。并且在哈克图解(图7)中，哈图岩体样品SiO2与其他氧化物及微量元素之间呈现良好的线性关系，进一步反映了分离结晶在岩浆演化中所起的重要作用。

姜芸等对红山及周边岩体开展Sr-Nd同位素研究，推断西准噶尔下地壳有年轻洋壳和岛弧特征[7]，可以推测哈图岩体的源岩应该是早古生代准噶尔洋发育阶段形成的大洋岛弧和洋壳。这与A2型花岗岩的成因模式一致，即由经历了陆-陆碰撞旋回或岛弧岩浆作用的陆壳派生岩浆所形成[61]。

5.3 岩石构造环境

样品的主量元素特征显示其为高钾钙碱性系列，通常认为高钾钙碱性岩石与造山后伸展阶段强烈的壳-幔相互作用紧密相关[63-64]。将哈图岩体与同期相邻的庙尔沟和阿克巴斯陶岩体(年龄为308～296 Ma)[22,40]进行对比，所得Rb-Y+Nb、Ta-Yb构造环境判别图解(图8)均显示这些岩体大多落入火山弧花岗岩和板内花岗岩交界处，这与Pearce等圈定的造山后花岗岩区域[65]重叠。在图5(b)中，Ba、Nb、P、Ti等强烈亏损，而Rb、La、Nd等相对富集，也显示出造山后花岗岩特征[62,66-67]。并且，哈图岩体具有A2型花岗岩特征，这与前人认为的A2型花岗岩来源于大陆地壳或板下地壳，与陆-陆碰撞或岛弧岩浆作用有关，代表弧后拉张、碰撞后或造山后构造环境结果[1,18,62,68]相一致。在野外调研中，发现哈图岩体与相邻的大岩基都呈近等轴状分布，没有发生明显的挤压变形，说明该地区应该是在晚石炭世晚期之前发生碰撞，哈图岩体侵位时已经处于造山后环境，并没有受到区域构造挤压作用的影响。

第鹏飞数据引自文献[36]；阿克巴斯陶岩体数据引自文献[6]；庙尔沟岩体数据引自文献[8]；底图引自文献[61]图8 Ta-Yb和Rb-Y+Nb构造环境判别图解Fig.8 Tectonic Environment Discrimination Diagrams of Ta-Yb and Rb-Y+Nb

前人对哈图岩体相邻的库尔尕克希和别鲁阿嘎希I型花岗岩(年龄为(318.7±3.3)～(312.9±2.9)Ma)的研究结果显示，哈图山一带在晚石炭世早期是与俯冲作用有关的岛弧环境[9,11]。晚石炭世晚期哈图、庙尔沟和阿克巴斯陶等造山后A型花岗岩的出现，说明在晚石炭世晚期之前，哈图山一带已经发生碰撞，随后转为造山后环境。但西准噶尔南部仍存在晚石炭世晚期俯冲活动的证据[24,69-70]，由此说明，在晚石炭世晚期，西准噶尔构造环境比较复杂，其并非整体经碰撞统一转为造山后环境，而是经过多次俯冲拼贴形成，并且区内多条蛇绿构造混杂岩带与沉积岩、火山岩并列，也符合多期次拼贴增生模式[1-2,71]。

综上所述，结合地质、地球化学特征和区域地质背景，推测西准噶尔南部哈图岩体很可能是受造山后伸展体制作用导致的大量幔源物质上涌，加热由洋壳和岛弧组成的新生地壳，而发生部分熔融形成花岗质岩浆，再经过高度分离结晶作用而形成。

6 结 语

(1)新疆西准噶尔哈图岩体岩石类型包括正长花岗岩、二长花岗岩和少量碱长花岗岩，具有高Si、富K、贫Ca、低Mg、弱过铝质特征，明显富集Rb、Th、U、K、Pb等大离子亲石元素，相对富集Zr、Hf等高场强元素和La、Ce等轻稀土元素，亏损Nb、Ta、Sr、Ba、Ti、P等元素，明显负Eu异常，为典型的弱过铝质—强过铝质A2型花岗岩。

(2)通过地球化学研究，并结合前人研究资料可知，哈图岩体形成于造山后伸展环境，受幔源物质上涌影响，在低压高温条件下，由洋壳和新生地壳发生部分熔融后，再经过分离结晶作用的产物，进一步佐证了西准噶尔地壳由残留洋壳和新生地壳组成的认识。