新疆谢米斯台地区晚古生代俯冲作用：来自塞勒肯特岩体的岩石学、年代学及地球化学证据

2021-05-25张望王居里胡洋

岩石学报 2021年4期

张望王居里胡洋

1. 大陆动力学国家重点实验室，西北大学地质学系，西安 7100692. 商洛西北有色七一三总队有限公司，商洛 7260001.

谢米斯台地区位于西准噶尔的北部，是博什库尔-成吉斯火山弧在中国境内的东延部分，呈近东西向展布(Shenetal., 2012)(图1a)。区内出露大量中性-酸性火山岩和火山碎屑岩以及中酸性侵入体(图1)。前人将本区的火山岩划归于泥盆纪-石炭纪，其中以泥盆纪火山岩地层为主，称为中泥盆统呼吉尔斯特组；区内中酸性侵入岩的形成时代定为晚古生代石炭纪(新疆维吾尔自治区地质矿产局, 1993; 成守德和王元龙, 1998; 何国琦等, 2004)。近年来，本区的基础地质研究工作取得了较大的进展。不同学者对岩浆岩特征的研究揭示了早古生代岩浆作用在谢米斯台山广泛存在，区内的酸性火山岩、侵入岩主体的形成时代为中志留世-早泥盆世早期(Chenetal., 2010; 孟磊等, 2010; Shenetal., 2012; 王章棋等, 2014; 孙勇等, 2015; Yinetal., 2017; 王敏等, 2018; 王居里等, 2019; 胡洋, 2019)。目前区内发现形成最早的花岗岩类是形成于晚奥陶世的伊尼萨拉花岗闪长岩(Wangetal., 2017)。有关中-晚泥盆世的岩浆活动也有发现，舍建忠等(2019)在谢米斯台中段吉根泰一带原华里西中期花岗岩中解体出一套晚泥盆世花岗岩；在谢米斯台中东部的布拉特地区，发现了形成于中泥盆-晚泥盆世的流纹岩(Wangetal., 2021)。目前的研究结果显示，绝大部分学者认为谢米斯台地区形成于中志留世-晚泥盆世的岩浆岩/火山岩具I型花岗岩的性质。部分学者对哈勒盖特赛岩体中的碱长花岗岩及碱性花岗岩研究显示其为A型花岗岩(Chenetal., 2010, 2015; 杨钢等, 2015; 杨亚琦等, 2018a, b; 胡洋, 2019)，王敏等(2018)的研究显示乌兰萨拉岩体中的碱长花岗岩为A2型花岗岩。这些成果对西准噶尔北部构造岩浆演化研究具有非常重要的意义。但复杂的构造演化和岩浆活动，使人们对该地区有不同的认识，对于一些重要的科学问题存在一定的争议，主要集中于中志留世-早泥盆世酸性火山岩、侵入岩的形成构造环境，区内同时期形成的A型和I型花岗岩所代表的早泥盆世构造环境成为主要的争论焦点。一些学者认为谢米斯台地区志留世末期-早泥盆世已处于后碰撞阶段(Chenetal., 2010, 2015; 杨钢等, 2015; 杨亚琦等, 2018a, b)；大部分学者认为该时期为俯冲背景比较合理，孟磊等(2010)认为谢米斯台地区是准噶尔洋壳向北俯冲形成的岛弧；也有学者认为谢米斯台地区是额尔齐斯-斋桑蛇绿岩所代表的大洋(古亚洲洋)向南俯冲而形成的岛弧/陆缘弧(董连慧等, 2009; Shenetal., 2012; 王金荣等, 2013; 杨维等, 2015; Wangetal., 2017, 2021; 王敏等, 2018; 王居里等, 2019; 胡洋, 2019; 舍建忠等, 2019)。

本文对谢米斯台中东段的塞勒肯特岩体进行了较详细的地质和锆石U-Pb年代学、岩石地球化学和锆石Hf同位素研究，以查明岩体特征及其形成时代，探讨其形成构造环境和岩石成因，为进一步认识本区的构造-岩浆演化提供新的证据。

1 地质背景

1.1 区域地质背景

图1 西准噶尔及邻区哈萨克斯坦的构造分区(a, 据Chen et al., 2010修改)和西准噶尔北部地质简图(b, 据Shen et al., 2012修改)年龄数据来源：(1) Chen et al., 2010；(2) Shen et al., 2012；(3)张元元和郭召杰, 2010；(4)赵磊等, 2013；(5)孙勇等, 2015；(6)杨钢等, 2015；(7)杨维等, 2015；(8) Yin et al., 2017；(9) Wang et al., 2017；(10)王敏等, 2018；(11)王居里等, 2019；(12)本文Fig.1 Simplified tectonic frame work of West Junggar and adjacent Kazakhstan (a, modified after Chen et al., 2010) and region simplified geological map of the northern West Junggar Region (b, modified after Shen et al., 2012)

研究区位于西准噶尔北部谢米斯台山中东段，区内出露的地层主要为前人所划的中泥盆统呼吉尔斯特组(新疆地矿局区域地质调查大队, 1980(1)新疆地矿局区域地质调查大队. 1980. 1:20万乌尔禾幅(L-45-ⅩⅣ)区域地质调查报告, 1983(2)新疆地矿局区域地质调查大队. 1986. 1:20万和布克赛尔幅(L-45-Ⅷ)区域地质调查报告)，为一套基性-中基性-中性-中酸性-酸性火山岩、火山碎屑岩组合，总体为一套岛弧火山岩组合。孟磊等(2010)获得谢米斯台中段火山岩的形成时代为晚志留世(422.5±1.9Ma)；龚一鸣和纵瑞文(2015)获得区内火山岩的形成年龄为436±13Ma～421.7±5.8Ma，并将其改为谢米斯台组(S1-4x)；王居里等获得区内酸性火山岩、次火山岩的形成时代为早志留世-晚泥盆世(英安斑岩434.9±2.3Ma，流纹斑岩423±1.8Ma，流纹岩383.1±5.0Ma、370.9±4.8Ma)(王居里等, 2015(3)王居里, 胡洋, 王敏, 王建其, 安芳, 董少峰. 2015. 《巴尔鲁克-谢米斯台大型矿床找矿靶区优选与评价》研究报告及附图. 国家三〇五项目办公室; Wangetal., 2021)。中酸性侵入岩在区内(尤其是谢米斯台中部)大范围出露，主要为花岗岩类和闪长岩，前人将其形成时代定为晚古生代石炭纪，近来获得的年代学资料表明其形成时代主要为中志留世-早泥盆世(427～405Ma)。晚期基性岩脉在谢米斯台地区大范围出露，侵入于火山岩、次火山岩和早期侵入岩中。谢米斯台地区地质构造以断裂构造为主，主要呈近东西向、北东向和北西向展布，其中以近东西向和北东向为主，规模最大者为近东西向断裂，以谢米斯台南坡断裂和谢米斯台北坡断裂为代表，控制着区内地层的分布(图1)。

图2 塞勒肯特地质略图(据新疆地矿局第七地质大队, 2010(4)新疆地矿局第七地质大队. 2010. 1:5万和布克赛尔蒙古自治县南半幅(L45E008007)、巴音布拉克北半幅(L45E009007)地质图修改)

图4 赛勒肯特岩体显微镜下照片(a)二长花岗岩XM7-75(-)；(b)二长花岗岩XM7-75(+)；(c)石英闪长岩XM7-72(+)；(d)花岗闪长岩XM7-70(+)；(e)闪长质包体XM7-70(-)，(f)闪长质包体XM7-70(+)可见针状磷灰石. Q-石英；Kfs钾长石；Pl-斜长石；Hb-角闪石；Ap-磷灰石；Bi-黑云母Fig.4 Microscopic photos of the Sailekente pluton

1.2 岩体地质简况

塞勒肯特岩体位于和布克赛尔县城南约16km，地理坐标为46°37′～46°38.5′N、85°38.5′～85°48.5′E。岩体侵位于区内志留系谢米斯台组火山岩、火山碎屑岩中，呈近东西向带状展布 (图2)，分布范围约8km2，主要由二长花岗岩

(图2、图3a)、石英闪长岩(图2、图3b)及花岗闪长岩(图2、图3c)组成。花岗闪长岩与二长花岗岩及石英闪长岩均呈侵入接触关系(图3d, e)。花岗闪长岩中可见暗色微粒包体(闪长质)(图3f)。包体主要呈次棱角状、椭球状，也可见长条状。包体大小不一，多数为3～5cm，小到0.5cm，大到8cm，零星分布于花岗闪长岩中，局部分布较为集中，与寄主岩石主要为截然接触关系，但也有少量的呈渐变过渡关系。

1.3 岩石学特征

二长花岗岩：浅肉红色，块状构造，半自形-他形粒状结构。主要由斜长石(35%～40%)、钾长石(30%～35%)、石英(25%±)、黑云母(3%±)及少量角闪石(<2%)组成，副矿物为磁铁矿、锆石、磷灰石(约2%)。斜长石呈半自形板状，聚片双晶发育，钾长石呈半自形-他形，石英呈他形粒状，云母呈片状，部分长石边部被石英交代(图4a, b)。长石具较强烈的高岭石化，角闪石及黑云母发生较强烈的绿泥石化。

石英闪长岩：浅灰红色，块状构造，半自形柱状、粒状结构，似斑状结构；主要由角闪石(20%±)、斜长石(55%±)、钾长石(10%±)、石英(10%±)、黑云母(3%±)组成，副矿物为磁铁矿、锆石、磷灰石(约2%)。斜长石呈半自形板状，部分颗粒发育环带结构，石英呈他形，黑云母呈片状，角闪石呈长柱状-针状，长达1～1.5cm，长宽比达10:1～15:1，无定向性(图3b、图4c)。长石发生高岭石化，角闪石具较强烈的绿泥石化。

花岗闪长岩：岩石呈浅肉红色，块状构造，细-中粒半自形-他形柱状、粒状结构；主要由斜长石(45%～50%)、钾长石(15%±)、石英(20%～25%)、角闪石(10%±)、黑云母(3%±)组成。副矿物为榍石、磁铁矿、磷灰石、锆石(约2%)。斜长石呈半自形板状，聚片双晶发育，钾长石呈半自形-他形，石英呈他形粒状，云母呈片状，部分石英可见蠕英结构(图4d)。岩石中长石具微弱的高岭石化，角闪石发生较强的绿泥石化。岩石中可见暗色微细粒闪长质包体，块状构造，微细粒-细粒半自形柱状、粒状结构；主要由斜长石(60%～65%)、角闪石(20%～25%)和石英(3%～5%)组成，含少量不透明矿物(3%±)和磷灰石(2%)。磷灰石呈细长针状，长宽比一般大于10:1，并穿过了不同矿物颗粒(图4e, f)，长石具较强烈的高岭石化。

2 分析方法

分析所用的样品均采自岩体新鲜岩石。本次所有的实验测试分析均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。

在岩相学观察的基础上，锆石U-Pb定年所选用的样品按照常规重力、磁选方法分选，并将分选出的锆石在双目镜下选择晶形较好、无裂隙、透明干净的自形锆石颗粒，用环氧树脂固定后抛光，直至锆石颗粒暴露出最大光洁面，然后进行锆石的CL显微图像及LA-ICP-MS分析，锆石U-Pb同位素组成采用德国Microlas公司的Geolas200M激光剥蚀系统与Agilent 7500a ICP-MS联机进行测定，激光束直径为30μm，频率为10Hz，剥蚀深度为20～40μm。锆石年龄测定采用国际标准锆石91500作外标，元素含量采用NIST610作外标，29Si作内标。年龄计算及协和图的绘制用Isoplot(ver.3)程序(Ludwig, 2003)。详细分析步骤和数据处理方法见袁洪林等(2003)。

全岩主量与微量元素成分测定，分别用X荧光光谱仪(XRF)和电感藕合等离子质谱仪(ICP-MS)测试完成，实验误差小于5%。

岩石样品Sr、Nd同位素采用英国Nu Instrument公司生产的Nu Plasma多接收等离子体质谱仪测定，仪器工作参数为Power 1300w、Nebulizer gas 0.1mL/min、Auxilliary gas 0.8mL/min、Plasma gas 13L/min。分析所用试剂 HNO3、HF、HCl均为由优级纯酸经亚沸蒸馏装置制得的高纯试剂，水为18.2MΩ·cm-1的高纯水(Millipore Element, Millipore Corporation, USA)。分析全程采用USGS标准物质BHVO-2、BCR-2、AGV-2进行质量监控。仪器测试利用86Sr/88Sr=0.1194、146Nd/144Nd=0.7219按照指数法则进行内部校正，质量监控样品分别选用NBS987(87Sr/86Sr=0.710248)及JNdi-1(143Nd/144Nd=0.512115)。本此测试的标样数据的结果为：NBS987(87Sr/86Sr)为0.710248±0.000011(2σ)；JNdi-1(143Nd/144Nd)为0.512070±0.000014(2σ)。

锆石Lu-Hf同位素分析利用LA-MC-ICP-MS(激光剥蚀多接收电感藕合等离子体质谱系统)进行。实验过程中用标准锆石91500与锆石样品交叉分析对仪器漂移进行外部监控。在本研究分析过程中，获得标准锆石样品91500的176Hf/177Hf值为0.282279±0.000032～0.282354±0.000033(n=8，2σ)和Mud Tank的176Hf/177Hf值为0.282501±0.000020～0.282575±0.000020(n=5，2σ)。Hf同位素一阶段模式年龄(tDM1)的计算以现今的亏损地幔值为参考，其中，176Hf/177Hf=0.28325，176Lu/177Hf=0.0384，两阶段模式年龄(tDM2)计算时，平均地壳值采用176Lu/177Hf=0.015。详细分析步骤、处理方法及仪器参数见Yuanetal. (2008)和Baoetal. (2017)。

3 分析结果

3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄

用于测年的锆石分别选自样品XM7-75(二长花岗岩)、XM7-72(石英闪长岩)和XM7-70(花岗闪长岩)。

XM7-75中锆石的阴极发光(CL)图像显示(图5a)，锆石可以分为两类，一类以自形柱状晶体为主，长80～100μm，宽40～50μm，长宽比为2:1；另一类呈自形短柱状，长60～80μm，宽50～80μm，长宽比约为1:1。两类锆石边界都清晰、平直，具金刚光泽，发育有较为清晰的韵律环带结构，震荡环带较窄，具有典型岩浆锆石的特征。

XM7-72中锆石的阴极发光(CL)图像显示(图5b)，锆石大部分呈自形长柱状，长120～160μm，宽60～90μm，长宽比约为2:1。锆石边界清晰、平直，部分锆石具韵律环带结构。

XM7-70中锆石的阴极发光(CL)图像显示(图5c)，锆石自形程度较好，呈短柱状、豆状，长50～100μm，宽20～45μm，边界清晰、平直。多数锆石具有明显的震荡环带结构，显示岩浆锆石的特征(吴元保和郑永飞, 2004)。

锆石样品的U-Pb年龄分析结果见表1。

由表1可见，岩石样品中锆石Th/U比值均较高(0.80～2.43)，显示岩浆锆石的特征，U-Pb定年结果可代表岩浆的结晶年龄。剔除不谐和年龄数据后，206Pb/238U年龄数据点均集中分布在谐和线及其附近。XM7-75206Pb/238U表观年龄介于392～405Ma，加权平均年龄为400.9±4.3Ma(n=21，MSWD=1.90)(图6a)。XM7-72206Pb/238U表观年龄可分为两段，第一段介于427～436Ma，加权平均年龄为430.8±2.4Ma(n=18，MSWD=0.16)；第二段介于376～404Ma，加权平均年龄为398.1±4.5Ma(n=16，MSWD=2.90)(图6b)。XM7-70206Pb/238U表观年龄介于358～386Ma，加权平均年龄为381.7±2.9Ma(n=30，MSWD=0.13)(图6c)，还有3颗锆石206Pb/238U表观年龄变化于428～431Ma，为捕获的早期岩浆锆石年龄。

表1 塞勒肯特岩体锆石LA-ICP-MS U-Pb分析结果

续表1Continued Table 1测点号含量(×10-6)206Pb238U232ThTh/U同位素比值同位素年龄(Ma)207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ-1072.32473431.390.05580.00160.53320.01270.06920.00094453143484325-111214358261.900.05660.00200.49930.01550.06390.000947845411113995-121144369302.140.05890.00160.48780.01010.06000.00075632540373764-1353.11922251.170.05490.00190.48290.01420.06380.000940742400103995-1487.83104541.470.05620.00160.50030.01110.06450.00084602841284035-1559.52063311.600.05940.00200.56680.01600.06920.000958139456104316-1612345310992.430.05490.00180.48930.01350.06460.00084083840494035-171083957701.950.05730.00160.50560.01110.06400.00085022741574005-1877.12683701.380.05450.00160.48400.01110.06430.00083933040184025-1957.02043281.610.06020.00220.53430.01740.06430.000961146435124025-2011.843.735.20.810.06100.00430.48690.03270.05790.0012639108403223637-2197.43396932.050.06010.00180.57260.01450.06900.00096093346094305-2280.12764041.460.05490.00170.48890.01210.06460.00084073340484035-2384.42803941.400.05560.00150.53190.01140.06930.00094372743384325-2461.92052381.160.05940.00200.56460.01600.06890.000958038455104306-2572.02353491.480.06230.00220.60140.01790.07000.001068340478114366-2668.12373601.520.06080.00220.58270.01810.06950.001063243466124336-2777.42703901.440.05570.00160.49660.01100.06460.00084402840974045-281043617402.050.05600.00150.49970.01030.06460.00084522541274045-2984.02864071.420.05690.00170.53780.01270.06850.00094863043784275-3072.12463421.390.05600.00160.53390.01250.06910.00094533043484305-311013456381.850.06460.00190.57350.01410.06430.00087613046094025-3277.72544551.790.05540.00170.52790.01330.06900.00094303343094305-331133877091.830.05600.00150.53550.01090.06930.00094522443574325-3490.93315051.520.05610.00180.49210.01320.06350.00084563640693975-3588.42884991.730.05920.00170.56710.01310.06950.00095732945694335-3646.91611580.990.05550.00190.52720.01510.06890.000943140430104296XM7-70花岗闪长岩-0135.01211351.120.05600.00380.46940.02860.06080.00174521453912038110-0242.01431561.090.05660.00340.47600.02570.06100.0016476129395183829-0358.12022491.230.05580.00210.47070.01480.06120.001044282392103836-0436.51301190.920.05430.00290.45570.02150.06080.0014385115381153818-0540.51771841.040.07580.00780.61960.05670.05930.002810901934903637117-0658.32193201.460.05440.00230.46050.01690.06140.001138793385123847-0754.01932601.350.05500.00320.46510.02440.06140.0015410126388173849-0840.01521440.950.05610.00260.47380.01910.06120.0012456100394133837-0935.01321461.110.06090.00360.50830.02680.06050.0016636123417183799-1058.92032541.250.05750.00260.48590.01920.06130.001251098402133847-1138.11331351.020.05690.00430.47460.03230.06050.00194861593942237912-1245.11581701.080.05630.00210.47310.01430.06100.001046179393103826-1369.13147502.390.08410.00290.58780.01580.05070.0009129665469103195-1439.41431521.060.05540.00270.46980.01970.06150.0013429104391143858-1546.91571901.210.06150.00280.51640.02010.06100.001265595423133817-1639.71451751.210.06540.00250.55210.01780.06120.001178880446123837-1753.32022301.140.05760.00280.48210.02050.06070.0013514104400143808-1850.21831941.060.05830.00240.48870.01720.06080.001154089404123817-1947.81651771.070.05890.00280.56120.02280.06920.001456299452154319

续表1Continued Table 1测点号含量(×10-6)206Pb238U232ThTh/U同位素比值同位素年龄(Ma)207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ-2056.51982011.020.05640.00210.53440.01670.06870.001246882435114287-2140.61401841.310.06140.00230.58560.01850.06920.001265379468124317-2244.91802301.280.08860.00460.74770.03310.06120.00161396975671938310-2344.21581570.990.05670.00280.47690.02090.06100.0013479108396143828-2431.81071571.470.05610.00310.47470.02340.06140.0015456120394163849-2543.21431561.090.05610.00280.47440.02060.06130.0013456107394143848-2639.41411881.330.05430.00400.45670.03050.06100.00183821583822138211-2743.81471691.150.05420.00280.45590.02080.06100.0013381112381153818-2833.01191130.950.05430.00350.45380.02640.06060.00163841403801837910-2935.91161181.020.05710.00370.48120.02770.06110.00174971373991938210-3019.563.670.71.110.05520.00380.46980.02940.06170.00184201483912038611-3143.51491681.130.07160.00290.61250.02040.06200.001297680485133887-3231.01101161.050.05810.00270.48670.01930.06080.001253398403133807-3336.61251291.030.05660.00400.47800.02990.06130.00184751483972138311-3430.810995.40.870.05470.00260.45630.01890.06050.0012400103382133797-3548.61631871.150.05710.00210.48320.01500.06140.001049681400103846-3638.91381971.430.05460.00330.45930.02480.06110.001539476384173829

图5 塞勒肯特岩体锆石CL图像(a) XM7-75，二长花岗岩；(b) XM7-72，石英闪长岩；(c) XM7-70，花岗闪长岩Fig.5 Zircon CL graphics of Sailekente pluton

图6 塞勒肯特岩体U-Pb定年结果(a) XM7-75，二长花岗岩；(b) XM7-72，石英闪长岩；(c) XM7-70，花岗闪长岩Fig.6 Zircon U-Pb dating concordia ages of Sailekente pluton

图7 塞勒肯特岩体SiO2-K2O(a, 实线据Peccerillo and Taylor, 1976; 虚线据Middlemost, 1985)及A/CNK-A/NK(b, 据Maniar and Piccoli, 1989)Fig.7 SiO2 vs. K2O diagram (a, real line is after Peccerillo and Taylor, 1976; broken line after Middlemost, 1985) and A/CNK vs. A/NK diagram (b, after Maniar and Piccoli, 1989) of the Sailekente pluton

图8 塞勒肯特岩体球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(a)及原始地幔标准化微量元素比值蛛网图(b)(标准化数据据Sun and McDonough, 1989)Fig.8 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized spider diagrams (b) of the Sailekente pluton (normalized data after Sun and McDonough, 1989)

3.2 主量及微量元素

塞勒肯特岩体的主量及微量元素分析结果见表2。

二长花岗岩SiO2含量为69.58%～71.92%，富碱(Na2O+K2O为8.51%～8.95%)，Na2O/K2O=1.05～1.24，里特曼指数σ为2.54～2.98，在SiO2-K2O图上均投点落在高钾钙碱性系列区域(图7a)；Al2O3含量为14.12%～15.15%，在A/CNK-A/NK图上投点位于准铝质-弱过铝质系列(图7b)。石英闪长岩SiO2含量59.68%～62.64%，中等含量MgO(1.68%～2.35%)，富碱(Na2O+K2O=7.37%～7.59%)，相对富钠Na2O/K2O(1.57～3.06)，里特曼指数σ为2.99～3.33，在SiO2-K2O图上投点大部分落在高钾钙碱性系列(图7a)；Al2O3含量略高(16.47%～16.56%)，在A/CNK-A/NK图上投点位于准铝质系列(图7b)。花岗闪长岩SiO2含量67.50%～69.72%，全碱含量Na2O+K2O为8.68%～9.32%，Na2O/K2O=1.23～1.45，里特曼指数σ为3.06～3.25，在SiO2-K2O图上投点均落在高钾钙碱性系列区域(图7a)；Al2O3含量为15.00%～15.56%，在A/CNK-A/NK图上投点位于准铝质系列(图7b)。

表2 塞勒肯特岩体主量(wt%)及微量元素(×10-6)分析结果

续表2

微量元素分析结果显示该岩体的岩石具有较一致的演化趋势，岩石稀土总量较低(∑REE=80.3×10-6～121×10-6，仅1个样品较高为190×10-6)，轻重稀土分馏明显((La/Yb)N=5.22～9.22)。相对富集轻稀土，亏损重稀土，LREE/HREE=5.76～9.66，轻稀土分异比重稀土明显，(La/Sm)N=2.27～4.90，(Gd/Yb)N=1.13～1.67。球粒陨石标准化配分模式图显示轻稀土富集的右倾型配分样式(图8a)，Eu整体具有较弱的负异常或无异常，个别具正异常，δEu=0.79～1.08。原始地幔标准化蛛网图(图8b)显示富集Rb、Ba、U、K等及LREE元素，亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素。显示了俯冲带岛弧相关的岩浆特征(Wilson, 1989)。

3.3 Sr、Nd同位素

塞勒肯特岩体的Sr、Nd同位素组成分析结果见表3。

表3数据表明，塞勒肯特岩体二长花岗岩岩石样品的(87Sr/86Sr)i=0.7040～0.7043，(143Nd/144Nd)i=0.5124，εNd(t)=+4.85～+5.79，fSm/Nd值为-0.43～-0.42，介于-0.6～-0.2之间；表明这些花岗岩的一阶段模式年龄有意义，不会由于高度分离结晶使得tDM太年轻而不准或没有意义(高睿等, 2013)；tDM1=663～732Ma。石英闪长岩的(87Sr/86Sr)i=0.7041，(143Nd/144Nd)i=0.5124，εNd(t)=+6.18，fSm/Nd=-0.34，tDM1=674Ma。花岗闪长岩的(87Sr/86Sr)i=0.7045～0.7046，(143Nd/144Nd)i=0.5124，εNd(t)=+4.61～+4.80，fSm/Nd值为-0.41～-0.40，tDM1=731～749Ma。

3.4 锆石Hf同位素

对塞勒肯特岩体二长花岗岩(XM7-75)和花岗闪长岩(XM7-70)的锆石进行原位Hf同位素测定，其Hf同位素组成、相关参数及计算结果列于表4。

表4数据表明，二长花岗岩中锆石的176Lu/177Hf为0.001750～0.002327，花岗闪长岩中锆石的176Lu/177Hf为0.002095～0.003029，两者的176Lu/177Hf值基本小于或略大于0.002，可以忽略锆石形成后由176Lu衰变形成的放射成因176Hf，所测176Hf/177Hf值代表锆石形成时岩浆体系的Hf同位素组成(吴福元等, 2007)。

表3 塞勒肯特岩体Sr、Nd同位素组成

表4 塞勒肯特岩体锆石Hf同位素组成

塞勒肯特岩体锆石Hf同位素组成显示：二长花岗岩的176Hf/177Hf=0.282774～0.282895，对应的εHf(t)=+7.94～+12.12，tDM1=542～717Ma，tDM2=620～889Ma。花岗闪长岩176Hf/177Hf=0.282693～0.282896，对应的εHf(t)=+4.26～+11.69，tDM1=543～853Ma，tDM2=631～1103Ma。

4 讨论

4.1 成岩时代

岩体地质、岩相学特征及锆石测年结果表明，谢米斯台地区塞勒肯特岩体是多次岩浆活动的产物。其中二长花岗岩形成年龄为400.9±4.3Ma，形成于早泥盆世。石英闪长岩中获得两组锆石年龄，加权平均年龄分别为430.8±2.4Ma和398.1±4.5Ma。年龄为430.8Ma的锆石Ti含量为7.58×10-6～60.9×10-6(剔除1个异常高值157×10-6)，锆石Ti温度计相当于720.4～949.4℃(Ferry and Watson, 2007)，平均温度为792.7℃。年龄为398.1Ma的锆石Ti含量为6.40×10-6～15.3×10-6，锆石Ti温度计相当于705.5～787.3℃(Ferry and Watson, 2007)，平均温度为738.5℃；两组锆石之间约54℃以及32Ma的差异，表明两组锆石为两期岩浆活动生长的锆石(高晓英和郑永飞, 2011)。两组锆石的稀土总量(表5)分别为1288×10-6～4988×10-6(平均值2387×10-6)和1250×10-6～4451×10-6(平均值为2781×10-6)，其微量元素含量的不同也指示它们为不同阶段生长的锆石(高晓英和郑永飞, 2011)。因此，本文认为第一组为继承锆石的年龄，代表岩浆上侵过程中捕获的早期岩浆锆石的年龄，第二组为岩石的形成年龄，与二长花岗岩的结晶年龄基本一致，形成于早泥盆世。花岗闪长岩的年龄为381.7±2.9Ma，形成于晚泥盆世。其中石英闪长岩和花岗闪长岩中均捕获了430Ma±的早期岩浆锆石，与前人研究本区存在436～420Ma(孟磊等, 2010; Shenetal., 2012; 王章棋等, 2014; 孙勇等, 2015; 杨钢等, 2015; 杨维等, 2015; 龚一鸣和纵瑞文, 2015; Chenetal., 2010, 2015; Yinetal., 2017; 王敏等, 2018; 王居里等, 2019)的岩浆活动一致。目前已报道的区内最早的酸性侵入岩是伊尼萨拉晚奥陶世花岗闪长岩，形成年龄为452.0±1.9Ma(Wangetal., 2017)，最晚的中性侵入岩的形成时代为中泥盆世(392±6Ma)(Chenetal., 2015)。塞勒肯特岩体中二长花岗岩、石英闪长岩的侵位时间较早(400.9～398.1Ma)，花岗闪长岩的侵位时间相对较晚(381.7Ma)，岩体的形成时代为早泥盆世和晚泥盆世。

表5 石英闪长岩(样品XM7-72)锆石稀土元素组成

图9 塞勒肯特岩体10000×Ga/Al-Nb (a)和(Zr+Nb+Ce+Y)-FeOT/MgO (b)图解(据Whalen et al., 1987)Fig.9 Nb vs. 10000×Ga/Al (a) and (Zr+Nb+Ce+Y) vs.(FeOT/MgO (b) diagrams (after Whalen et al., 1987) for the Sailekente pluton

图10 塞勒肯特岩体的构造环境判别图解(a) Yb-Ta图解(Pearce et al., 1984)；(b) (Yb+Nb)-Rb图解(Pearce, 1996)；(c) (Yb+Ta)-Rb图解(Pearce, 1996)；(d) Sc/Ni-La/Yb图解(Condie et al., 1986). VAG-火山弧花岗岩；syn-COLG-同碰撞花岗岩；WPG-板内花岗岩；ORG-洋中脊花岗岩Fig.10 Tectonic discrimination diagrams for the Sailekente pluton

图11 塞勒肯特岩体t-εHf(t)图(a,据吴福元等, 2007)及t-εNd(t)图(b, 据郑永飞等, 2015)Fig.11 εNd(t) vs. age diagram (a, after Wu et al., 2007) and εHf(t) vs. age diagram (b, after Zheng et al., 2015) for Sailekente pluton

4.2 岩石类型

I、S、A和M型是目前常用的花岗岩分类方案，已被大多数人所接受(吴福元等, 2007)。相对于S型花岗岩，I型花岗岩是准铝质到弱过铝质的岩石，A/CNK在0.69～1.1，具有高CaO、Na2O、Sr等特征，初始87Sr/86Sr比值为0.704～0.712(Chappell and White, 1992)。

岩石地球化学特征表明，塞勒肯特岩体二长花岗岩和花岗闪长岩均为高钾钙碱性系列准铝质-弱过铝质岩石，富集大离子亲石元素(LILE)，亏损高场强元素(HFSE)，显示壳源特征，而不具有M型花岗岩的幔源分异特征(吴福元等, 2007)。二长花岗岩、石英闪长岩和花岗闪长岩的矿物组成均包含有石英、斜长石、角闪石及黑云母等，岩石均含有I型花岗岩的典型矿物角闪石，同时岩石地球化学特征显示Na2O/K2O分别为1.05～1.24、1.57～3.06和1.23～1.45，A/CNK均小于1.1，初始87Sr/86Sr比值为0.7040～0.7046，明显不同于S型花岗岩，与谢米斯台地区的A型花岗岩的也具有明显的区别。已有研究表明，在准铝质-弱过铝质Ⅰ型花岗岩中P2O5与SiO2含量呈负相关(Chappell, 1999; Wuetal., 2003)，塞勒肯特岩体岩石P2O5与SiO2呈负相关，表明了其具有I型花岗岩的特征。在10000×Ga/Al-Nb图中岩石均落入I&S型花岗岩系列(图9a)，在(Zr+Nb+Ce+Y)-FeOT/MgO中也都落入未分异I型花岗岩系列区域(图9b)。二长花岗岩、石英闪长岩和花岗闪长岩均显示出I型花岗岩特征。

4.3 构造背景

前人认为谢米斯台地区在晚奥陶-早泥盆世出露的大量火山岩和侵入岩具有俯冲带火成岩特征(孟磊等, 2010; Shenetal., 2012; 孙勇等, 2015; Yinetal., 2017; 王敏等, 2018; 王居里等, 2019; 胡洋, 2019)；本文对塞勒肯特岩体研究显示二长花岗岩和花岗闪长岩均为I型花岗岩，I型花岗岩通常被认为与俯冲作用有关的岩浆弧建造的产物(Zhouetal., 2008; 苏玉平等, 2006; 韩宝福等, 2006, 2010; Chen and Jahn, 2004; Chen and Arakawa, 2005; Chenetal., 2010)；在构造环境判别图解Yb-Ta(图10a)、(Y+Nb)-Rb(图10b)和(Y+Ta)-Rb(图10c)中，岩石样品均落入火山弧花岗岩区域，显示其具弧花岗岩特征；岩体地球化学显示其相对富集LREE和大离子亲石元素(Rb、Ba、K)，亏损高场强元素(Nb、Ta、Ti)，具有俯冲带岛弧相关的岩浆特征；与俯冲相关的岛弧火山岩均具有较高Ba/La、Ba/Nb、Ba/Zr值，这种大离子亲石元素与高场强元素的分离是俯冲消减带火山岩的典型特征(Wilson, 1989; Ajajietal., 1998; 王方正等, 2002)，塞勒肯特岩体的Ba/La(16.0～69.3，平均42.7，岩石中仅有1个样品小于30，为16.0)、Ba/Nb(41.4～111，平均值为66.2)和Ba/Zr(3.78～6.06，平均值为4.56)均显示出俯冲带弧岩浆岩的地球化学特征；岩石具有低TiO2，高K2O的特征，总体属高钾钙碱性系列，显示其形成与大陆地壳密切相关，并非形成于洋内弧环境，而应形成于活动大陆边缘弧靠内陆一侧的火成岩弧的内带(Feininger, 2001; 邓晋福等, 2007; 吴楚等, 2016)；在Sc/Ni-La/Yb图解中，二长花岗岩和花岗闪长岩基本都落入大陆边缘弧区域以及大陆边缘弧向安山岩弧过度的区域(图10d)；前人通过对准噶尔盆地及其周缘的地球物理资料分析和地质研究(沉积建造、地层接触关系、盆地内碎屑锆石定年分析等)认为准噶尔盆地存在前寒武纪陆壳性质的结晶基底(陈新等, 2002; 张季生等, 2004; 李亚萍等, 2007; 董连慧等, 2009; 杨主恩等, 2011; 宋继叶等, 2015)；谢米斯台地区新近发现的晚奥陶世花岗闪长岩形成于活动大陆边缘弧环境(Wangetal., 2017)，王敏等(2018)报道了形成于晚志留-早泥盆世的乌兰萨拉岩体形成于俯冲背景下的陆缘弧环境，王居里等(2019)通过对谢米斯台布拉特地区矿化次火山岩的研究认为晚志留世本区处于俯冲背景下的活动大陆边缘弧(陆缘弧)环境。

综上所述，笔者认为谢米斯台塞勒肯特岩体形成于俯冲背景下的活动大陆边缘弧(陆缘弧)环境，这种环境在谢米斯台地区至少从晚奥陶世一直延续至晚泥盆世。

4.4 岩石成因

4.4.1 岩浆源区

塞勒肯特岩体的Sr-Nd同位素结果显示：二长花岗岩和石英闪长岩都具有低的Sr初始值(0.7040～0.7043)，正的εNd(t)值(+4.85～+6.18)，较年轻的一阶段模式年龄tDM(663～732Ma)。因此，岩浆可能来自亏损地幔(Hanetal., 1997; Shellnutt and Jahn, 2010)或者新生地壳(郑永飞等, 2015)。二长花岗岩正的εHf(t)(+7.94～+12.12)值指示本区中酸性岩石的源区具有亏损地幔的性质，但如果二长花岗岩和石英闪长岩是幔源岩浆直接的分异产物，岩石的周围应有大量基性岩出露，而事实上，区内大面积分布的是中酸性侵入岩和火山岩，玄武质岩石相对较少。因此，幔源岩浆直接结晶分异形成二长花岗岩和石英闪长岩的可能性较小。郑永飞等(2015)认为具有低(87Sr/86Sr)i，正εNd(t)值的花岗质岩石，多数来自新生下地壳，这种新生下地壳带有一部分地幔的性质。二长花岗岩锆石Hf同位素的二阶段模式年龄(tDM2)为620～889Ma，与锆石结晶年龄较为接近，也表明岩浆源区为新生下地壳(吴福元等, 2007)。在t-εHf(t)图(图11a)及t-εNd(t)图(图11b)中样品投点主要落在亏损地幔和球粒陨石演化线之间，具有新生地壳的演化趋势。因此，其岩浆源区应为新生下地壳的部分熔融。

花岗闪长岩具弱的负Eu异常到无Eu异常，这可能是反映了岩浆富含水导致斜长石的分离结晶作用受到抑制。岩石内发育大量的中-基性包体(暗色微粒闪长质包体)，包体中发育针状磷灰石(图4d)。另外，锆石εHf(t)值(+4.26～+11.69)和tDM2值(631～1103Ma)变化范围较大，这些特征暗示可能有两种或两种以上不同性质的岩浆发生了混合(Kempetal., 2007; 吴福元等, 2007)。而中等含量的SiO2和39.72～42.88的Mg#值也表明岩浆源区为下地壳与地幔的混合来源。正的εNd(t)值(+4.61～+4.80)和低的(87Sr/86Sr)i值(0.7045～0.7046)，表明其源区可能为新生下地壳或者亏损地幔。岩石正的锆石εHf(t)值，在t-εHf(t)图(图11a)及t-εNd(t)图(图11b)中样品投点主要落在亏损地幔和球粒陨石演化线之间，显示了新生地壳在花岗岩中起主导作用(Bolharetal., 2008; Gagnevinetal., 2011; 孙立新等, 2012)。Hf单阶段和两阶段模式年龄具有显著差异，反映其可能经历过地壳的重熔。两阶段模式年龄代表了地壳从原始地幔分异的年龄，该年龄远大于成岩年龄，说明原始岩浆从地幔分异后经历了较长时间的地壳滞留。花岗闪长岩岩浆源区也主要为新生下地壳的部分熔融，并受到源自楔形地幔的玄武质岩浆的混合作用。相较于二长花岗岩的锆石Hf同位素二阶段模式年龄(tDM2=620～889Ma)，花岗闪长岩的锆石Hf同位素的二阶段模式年龄tDM2=631～1103Ma相对较大，表明其源区物质在地壳平均停留时间相对较长。

综上分析，塞勒肯特岩体中的二长花岗岩和石英闪长岩是新生下地壳的部分熔融的产物，花岗闪长岩的岩浆主要起源于新生下地壳的部分熔融，并可能受到源自地幔楔部分熔融产生的玄武质岩浆的混合作用。

4.4.2 形成过程

晚奥陶世-晚泥盆世，古亚洲洋(斋桑洋)壳向南俯冲。随着持续的俯冲作用，俯冲板片脱水产生的流体导致地幔楔部分熔融形成玄武质岩浆，随之熔体向上迁移，上升的熔体诱发新生下地壳部分熔融。

区内二长花岗岩、石英闪长岩及花岗闪长岩相似的微量和稀土元素特征显示出这些岩石应具有相同的形成环境及过程，但主量元素的明显差异则显示出不同的岩石应该是由不同的岩浆演化的产物。早阶段形成的二长花岗岩和石英闪长岩可能是玄武质岩浆上侵导致新生下地壳发生部分熔融，由于源区物质熔融比例的不同最终导致形成了具有正的εNd(t)和低的(87Sr/86Sr)i值的的I型二长花岗岩和石英闪长岩；晚阶段形成的花岗闪长岩，其岩浆源区主要为新生下地壳的部分熔融，但有少量幔源物质加入，花岗闪长岩中的闪长质包体可能是由于幔源岩浆与新生下地壳部分熔融形成的岩浆未完全混合，最终冷凝结晶形成暗色微粒包体。