塔里木盆地西北缘二叠纪壳源型碳酸岩的发现及其地质意义*

程小鑫 吴鸿翔 黄伟康 陈汉林 林秀斌 朱孔阳 李磐 章凤奇**

1.浙江大学地球科学学院,浙江省地学大数据与地球深部资源重点实验室,杭州 310027

2.教育部含油气盆地构造研究中心,杭州 310027

碳酸岩是自然界较为特殊的一类岩浆岩，其碳酸盐矿物含量大于50%，二氧化硅含量小于20%，该岩类也是地球内部碳元素含量最高的岩石类型(Streckeisen，1980；Woolley，1989; Woolley and Kempe, 1989；Le Maitreetal.，2002；刘焰，2012；宋文磊等，2012)。其规模一般不大，常与碱性岩形成杂岩体，呈岩颈、岩墙、岩锥等形式广泛发育于大陆裂谷环境中(Woolley，1989; Woolley and Kempe，1989；田世洪等，2006；王林均等，2011)。碳酸岩在全球各个大陆均有产出，已发现527处(Woolley and Kjarsgard，2008)，其形成与分布常受深大断裂控制，主要与板内构造伸展和造山后构造伸展等大地构造过程密切相关(Rayetal.，1999；D’Orazioetal.，2007；苟瑞涛等，2019)。由于碳酸岩在上侵过程中不易受到地壳物质的混染而得以很好地保留源区的原始特征，因而在揭示岩浆源区性质和地球深部碳循环等方面具有十分重要的研究价值(Simonettietal.，1995；杨学明等，1998；Mitchell，2005；Woolleyand Kjarsgard，2008；Bell and Simonetti，2010；Woolley and Bailey，2012；Slezak and Spandler，2019)。

碳酸岩既有幔源成因的，即由地幔岩部分熔融形成碱性岩浆、再经历演化分异形成(田世洪等，2006；任建德等，2007；陈华等，2010；Weidendorferetal.，2017)，也有壳源成因。Lentz(1999)首先从理论上论证了沉积型碳酸盐岩可以部分熔融形成碳酸岩浆，并将其称为壳源碳酸岩。随后，各地陆续报道这类岩石(Le Basetal.，2004；Dostaletal.，2004；赵斌等，2004；Liuetal.，2006；任建德等，2007；Wanetal.，2008；董春艳等，2009；杨俊泉等，2012；辛后田等，2012；毛立全和马原，2017)。大量研究表明壳源型与幔源型碳酸岩不仅在岩石学、地球化学等特征上存在显著差异，而且两者在岩石成因机制上也明显不同(Liuetal.，2006；任建德等，2007；Wanetal.，2008；杨俊泉等，2012；辛后田等，2012)。例如Liuetal.(2006)在东喜马拉雅的高压麻粒岩杂岩体中发现的碳酸岩，其地化特征与幔源碳酸岩明显不同，而和沉积型碳酸盐岩相似，认为是含碳酸盐矿物的表壳岩石在强烈的区域变质作用产生的高温条件下部分熔融所形成；杨俊泉等(2012)报道了阿尔金北缘古元古代壳源碳酸岩，其稀土总量低、轻重稀土分离弱，并且锆石具有变质深熔特征，认为它们是高级变质作用下的大理岩深熔作用的产物；毛立全和马原(2017)在甘肃北山西三羊井东一带发现的碳酸盐质岩体，它们与围岩呈侵入接触关系，内部发育围岩捕虏体并与橄榄岩伴生，研究认为它们是沉积碳酸盐岩在幔源基性岩浆上侵形成的高温条件下发生部分熔融形成。

塔里木盆地是一个在前寒武纪变质基底上发育起来的大型海-陆相叠合型沉积盆地(何登发和李德生，1996；贾承造，1997)。前人研究表明，塔里木盆地发育多期元古宙以来的火成碳酸岩岩浆事件。辛后田等(2012)在塔里木东南部阿克塔什地区发现了约19亿年前的壳源型碳酸岩侵入体，是新太古代基底变质岩在古元古代末期发生深熔作用的产物，指示了塔里木参与了哥伦比亚超大陆的汇聚事件；孙宝生和黄建华(2007)研究了塔里木东北缘库鲁克塔格地区且干布拉克超基性岩-碳酸岩杂岩体，获得了ca.802Ma的Sm-Nd等时线年龄，结合地球化学特征，他们认为该杂岩体形成于大陆裂谷环境，是新元古代Rodinia超大陆裂解的产物；近年来有学者则在塔里木西北缘巴楚地区发现二叠纪侵入的幔源型碳酸岩岩墙和岩脉，并认为他们是二叠纪大火成岩省的一部分(Chengetal.，2017；Songetal.，2017)。本次研究在塔里木西北缘乌什南部地区发现了多条侵入到新元古代沉积地层中的碳酸岩岩墙和岩脉，通过野外地质调查、锆石U-Pb年代学、岩石学、元素地球化学以及锶、钕、碳和氧同位素研究，明确了碳酸岩发育特征、侵位时代、岩浆特征及来源，进而探讨了其与塔里木二叠纪大火成岩省之间的成因联系。

1 研究区地质概况

塔里木盆地所在的塔里木板块是我国三个主要的克拉通板块之一(胡霭琴和罗杰斯，1992；Luetal.，2008；Longetal.，2010；Zhao and Cawood，2012；Zhangetal.，2012, 2013；翟明国，2013；Xu，2015)。本次研究区位于塔里木盆地西北缘的阿克苏-乌什南部(图1a)，该区出露最老的地层单元为阿克苏群，该群主要由绿片岩-蓝片岩和石英片岩组成，并被一组北西走向未变质的前寒武纪基性岩墙群所切割(图1b；杨树锋等，1998；贾承造等，2004；Zhangetal.，2009；Heetal.，2014；Lietal., 2020)；上覆南华系包括巧恩布拉克群及其上部的尤尔美那克组，其中巧恩布拉克群自下而上分为西方山组、东巧恩布拉克组、牧羊滩组和冬屋组。西方山组以灰绿色中厚层状中粗砂岩、含砾粗砂岩为主；东巧恩布拉克组主要为杂色块状复成分砾岩；牧羊滩组以绿灰色中厚层状中砂岩为主，并夹绿灰色薄层状粉砂质泥岩；冬屋组下段以红紫色中厚层块状冰碛砾岩为主，上段以紫红色厚层块状细砾岩、砂砾岩为主。震旦系主要呈平行不整合覆盖在南华系或者阿克苏群之上，自下而上可分为苏盖特布拉克组和奇格布拉克组。

2 火成碳酸岩野外产出和岩石学特征

本次研究的碳酸岩主要以岩墙或岩脉的形式侵入到新元古界南华系。岩墙或岩脉整体走向呈北东方向，其发育分布大致与一条北东向正断层密切相关(图1c)。在其中一个露头发现碳酸岩侵入到断层的破碎带中，该断层破碎带宽度2～4m，内部可见断层活动形成的大小不一的棱角状断层角砾(角砾主要为南华系砂岩)，砾径一般20～40cm，最大砾径可达3m左右，这些角砾被浅紫红色碳酸岩所胶结(图2a, b, d, e)。断层破碎带附近可见大量碳酸岩岩脉，岩脉内部局部还包裹了来自东巧恩布拉克组砾岩中的片岩和花岗岩砾石，砾石直径径宽5～20cm不等，最大的可达50cm(图2c)。

图1 塔里木盆地西北缘区域地质简图与采样剖面位置(a)塔里木盆地及其邻区遥感影像图及研究区位置(据谷歌地球遥感影像修改)；(b)塔里木盆地西北缘乌什南部地质简图(据Lu et al.，2017修改)；(c)尤尔美那克剖面火成碳酸岩出露位置及样品分布图Fig.1 Regional geological sketch map of the northwestern Tarim Basin and location of the sampling section(a) Remote sensing image map of Tarim Basin and its adjacent areas and the location of the study area (modified after Google Earth remote sensing image); (b) geological map of the southern Wushi region in the northwestern margin of Tarim Basin (modified after Lu et al., 2017); (c) the location and distribution of carbonatite samples in the Yuermeinake section

图2 塔里木盆地西北缘乌什南部尤尔美那克剖面火成碳酸岩典型野外露头照片(a)切穿牧羊滩组砂岩的正断层、断层角砾岩及沿着断层侵入的碳酸岩，断层角砾呈棱角状大小不一，被浅褐色的碳酸岩所胶结；(b)为图(a)的野外信手剖面图；(c)碳酸岩岩墙中局部包裹的变质岩砾石；(d、e)牧羊滩组的砂岩断层角砾被碳酸岩所胶结；(f)碳酸岩岩浆侵入南华系砂岩及二者接触面Fig.2 Typical outcrop photos of carbonatites from the Yuermeinake section in the southern Wushi, northwestern margin of Tarim Basin(a) a normal fault truncated the sandstone of the Muyangtan Formation, fault breccia and carbonatites intruded along fault, the fault breccia is angular in shape and varies in size and it was cemented by light brown carbonatite；(b) field profile sketch corresponding to Fig.2a；(c) locally wrapped metamorphic gravel in carbonatite dykes；(d, e) the sandstone fault breccia of Muyangtan Formation was cemented by carbonatite；(f) carbonatite magma intrudes into the sandstone of Nanhua System and their contact surface

岩石薄片观察表明，浅紫红色碳酸岩结晶较细小，多为显微隐晶质结构(图3a-c)。组成岩石的主要矿物是方解石(90%以上)，呈自形-半自形，大多数粒径为0.2～0.8mm，极少数斑晶可达4mm(图3d)，为典型的细粒火成碳酸岩结构；次要矿物为白云山、重晶石、天青石和赤铁矿。重晶石呈现典型的柱状及片状结构，单偏光下可见一至两组解理、正中突起，正交偏光下可见一级干涉色、平行消光、正延性。重晶石可与天青石形成完全类质同象系列，但镜下难以发现二者区别，通过电子探针对单矿物进行测定时发现大多数柱状矿物为重晶石，少部分不含或含少量钡元素的为天青石。重晶石粒径为0.1～0.3mm，最大可达0.5mm(图3a, b)，与方解石呈镶嵌接触关系。赤铁矿多呈半自形结构，粒径为0.1～0.2mm，最大可达0.3mm(图3c)，反射光下具有金属光泽，浅黑至棕红色，加大光源，透射光下发现矿物边缘薄的地方为红色。值得注意的是，镜下还观察到多条由较粗的晶粒状方解石构成的脉体、脉宽3～5mm(图3a，b)，脉体两侧为细粒的显微隐晶质方解石，并且重晶石和天青石这类低温热液矿物大多生长在脉体内部，自形且晶粒粗大，与粗粒方解石镶嵌状生长在一起(图3a，b)。

图3 塔里木盆地西北缘乌什南部尤尔美那克剖面火成碳酸岩典型薄片照片(a、b)中部为晶粒状方解石脉体，两侧为细粒的显微隐晶质方解石，脉体内部可见柱状重晶石晶体，自形且晶粒粗大，与粗粒方解石镶嵌状生长在一起；(c)长柱状的重晶石矿物粒径约0.4mm、赤铁矿呈半自形结构、基质主要为细粒的方解石微晶；(d)方解石晶体为高级白干涉色、他形，发育两组极完全解理，粗粒的径长约3mm，具有似斑状结构. (a)为单偏光下照片；(b-d)为正交偏光下的照片.Cal-方解石；Cal Vein-方解石脉；Brt-重晶石；Hem-赤铁矿；Cls-天青石Fig.3 Typical micrographs of carbonatites from the Yuermeinake section in the southern Wushi, northwestern margin of Tarim Basin(a, b) the crystalline calcite vein, with microaphanitic calcite on both sides of the photo, columnar barite crystals can be seen inside the veins which are self-formed and coarse-grained and grow together with coarse-grained calcite；(c) carbonatite shows long columnar barite mineral about 0.4mm in size, hematite mineral with semi-idiomorphic structure, and the matrix is mainly fine-grained calcite microcrystal；(d) carbonatite showing the calcite crystal is high-grade white interference color, it is shaped and has two groups of extremely complete cleavage, the diameter of coarse grain is about 3mm, and it has porphyroid texture. (a) is single polarized photo; (b-d) are orthogonal polarized photo. Cal-calcite; Cal-Vein-calcite vein; Brt-barite; Hem-hematite; Cls-celestite

本次研究在扫描电镜中发现方解石与白云石矿物之间存在明显的出溶结构，两种矿物呈条带状彼此之间交叉生长、相互嵌生(图4a，b)，这种结构通常是由某一均匀的矿物固溶体在温度及压力改变时分离成两种或两种以上不同矿物相所产生的。此外，还观察到方解石基质包裹围岩捕虏体，捕虏体中可以看到他形粒状的金红石晶体和短柱状的石英晶体，金红石具有一定的磨圆度、粒径约10μm，石英晶体粒径约20～30μm(图4c, d)。上述野外宏观产出和岩石显微结构特征指示了该火成碳酸岩的侵位与正断层的活动关系密切，并且可能经历了早期沿着断裂快速侵位冷却和晚期沿着裂缝缓慢冷却结晶两个阶段的岩浆结晶期次。

3 测试方法

3.1 锆石U-Pb测年方法

本次研究对阿克苏地区2件碳酸岩样品(样品号31-AKS-19、33-AKS-19；采样点位置见图1c)进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学测试。锆石挑选、提纯由廊坊市诚信地质服务有限公司完成，分离锆石采用标准密度法和磁学等方法。锆石制靶、透、反射和阴极发光(CL)拍照由北京锆年领航科技有限公司完成，这些锆石照片用于综合分析锆石的形态及内部结构，从而选定最佳的测点位置。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年实验在浙江大学地球科学学院的激光剥蚀电感耦合等离子体质谱实验室完成，使用仪器为Thermofisheri CAP RQ型ICP-MS及与之配套的Cetea Analyte HE激光剥蚀系统，实验中激光束斑直径为35μm，采用单点剥蚀法。锆石分析外标为标样91500，元素含量分析外标为NIST SRM610和NIST SRM612玻璃，内标为29Si，并且每两组样品测试完成会加测一次标样Plesovice用于监测年龄数据的准确性和稳定性(Slámaetal.，2008)。锆石数据处理运用ICP-MS DATACal软件获得U-Pb同位素比值(Liuetal.，2008；Linetal.，2016)。U-Pb年龄谐和图根据同位素比值通过Isoplot4.15程序获得(Ludwig，2001，2012)，单个测点误差使用1σ，年龄计算采用206Pb/238U加权平均值，误差为2σ(95%的置信度)。所有样品分析结果见表1。

表1 塔里木西北缘乌什南部碳酸岩样品LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb data of carbonatite samples in the southern Wushi, northwestern margin of Tarim Basin

续表1Continued Table 1测点号元素含量(×10-6)232Th238UTh/U元素比值年龄(Ma)207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ谐和度5053523780.220.06030.00171.47440.20870.17630.02266135692086104712487%样品33-AKS-1919410800.090.06940.00190.92050.04130.09360.001790956663225771086%29811690.080.06730.0010.96430.01570.10380.001848316868636692%3686600.100.06980.00680.8580.03440.08220.0019924206629195091178%4878650.100.07020.00081.30240.02050.1340.00151000298479810995%58110600.080.06890.00171.22460.02820.12830.003189452812137781795%62624830.540.0960.00132.69950.04170.2030.001815472613281111911089%73353970.840.08020.00141.48220.02670.13390.001412673492311810886%8824390.190.07620.00171.77830.04070.16880.00211024610381510051196%9781320.590.12470.00164.64710.10160.2680.004520252217581815312386%101418810.160.07070.00091.26460.01830.12930.0012950288308784794%111115220.210.07340.00081.41920.02160.13910.00141025188979840893%122316680.350.08460.00391.91940.09580.15230.00331306911088339141882%13943730.250.07730.0011.47390.02460.13750.001411292692010830889%141235180.240.0750.0031.28030.03430.12370.0018113380837157521089%152902891.000.0580.00110.57910.01070.07240.0007532344647451497%161021630.620.08280.00112.61080.04550.22710.002612662613041313191498%174113330.030.0830.00321.89620.12210.16330.0061269771080439753389%182057570.270.08850.0012.22760.03220.18150.00171394211190101075989%191869930.190.07620.00131.35210.02550.12910.001611004086811783989%203975980.660.07190.00091.41240.01960.14220.0012983218948857795%211118300.130.07060.00091.39910.0190.14340.0013946268898864797%222085040.410.09370.0012.28950.03420.17590.00171503201209111044985%231226850.180.08190.01611.2980.20950.12490.0061243194845937593489%24535000.110.10590.01428.19571.56010.47190.062517312482253172249227489%251037150.140.0650.00161.08790.02880.12110.001877256747147371098%263186380.50.0840.00132.01760.03150.17390.001912923011211110341091%271262050.620.0710.00121.72410.0370.1760.00289673610181410451697%28708310.080.06980.00111.54120.02580.15980.00169222794710956999%292739930.280.08780.00112.150.03060.17720.001713892911651010521089%3060780.770.06920.00231.23610.0410.12950.001790668817197851096%31997890.130.07510.00141.47920.04290.14140.0021107236922188531292%32955400.180.07650.00121.90240.0290.17760.001911093310821010541097%331312310.570.07160.00161.24660.02660.12650.00119744582212768693%3428117070.160.07890.00091.52910.01670.14120.00121169239427851789%352053690.550.0540.0020.31770.0110.04310.0009369832808272597%361895380.350.06930.0011.26550.01930.13210.0013906628309800796%37433940.110.20380.018316.16690.36880.49770.0116285714728872226045089%381546350.240.06970.00071.49280.01940.15490.0014920219278928899%394258890.480.07850.00091.88430.03010.17280.001911612210761110271095%401725770.30.06780.00141.21430.02990.12920.00286542807147831196%4111912660.090.06710.00131.1370.02420.12230.0018843160771117441096%42654730.140.06980.00091.53390.02160.15860.0014924269449949899%43655920.110.07020.00081.5080.01870.15530.0012933299348931699%4411611860.10.06930.00081.18640.02250.12320.001890958794107491094%451074880.220.06960.00091.38110.02130.14350.0016917218819865998%468311610.070.07260.00221.13320.0220.11230.002100361769106861288%473789120.410.09690.00112.8650.04910.21230.002615662213731312411489%481107310.150.07990.00111.77810.02830.16080.0016119526103710961992%491293980.320.07490.00121.61310.0280.15580.001410653197511933895%502268850.260.08510.0011.92810.02780.1640.0016131824109110979989%517613640.060.06990.00071.37010.01560.14190.0012924208767855797%

续表1Continued Table 1测点号元素含量(×10-6)232Th238UTh/U元素比值年龄(Ma)207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ谐和度522663010.880.06970.00141.24790.02310.12980.00119204182210787695%531829080.200.07690.00111.74810.02780.1650.00231120231026109851395%541512830.530.08020.00111.82070.02780.1640.0014120328105310979892%551165300.220.07410.0011.63550.02690.15960.0019105628984109551096%563504350.800.06750.00081.31920.01630.14140.001854248547853699%573173930.810.06640.00081.30690.01680.14240.001820318497858698%5898712600.780.09740.0013.61140.04070.26840.00191576141552915331098%591469060.160.07550.00091.58180.0230.15140.00131081249639909794%601699260.180.06950.00091.41690.02090.14740.0013922268969886798%6136313600.270.07280.00091.51290.02080.15060.00141009249368905896%621054160.250.07780.00091.86710.02470.17340.0014114324107091031896%632784010.690.16140.001710.50990.13470.47010.004524701024811224842099%642223750.590.09210.00153.17150.06530.24820.003614693014501614291898%651139370.120.06770.00090.85550.0120.09130.0009857266287563589%661256080.210.07040.00071.61220.02130.1650.0015939209758984899%674317230.020.05870.00090.64970.01060.07980.0008567315087495597%

3.2 全岩主量、微量元素和方解石微量元素测试方法

研究样品均采自塔里木西北缘乌什南部尤尔美那克剖面出露的碳酸岩岩墙。同时为了与沉积碳酸盐岩进行地球化学对比，采集了1件震旦系奇格布拉克组灰岩样品(样品号89-AKS-19)。

全岩主量和微量元素的分析测试工作由广州澳实分析检测有限公司的矿物实验室完成，均使用荷兰PANalytical公司生产的型号为PW2424的X射线荧光光谱仪进行测试，仪器采用熔片X射线荧光光谱仪熔融法(XRF)测定，分析精密度和准确度均大于95%(郭宇飞等，2016；张伟等，2018)。称取三份试样分别进行处理，一份试样用高氯酸、硝酸、氢氟酸和盐酸进行消解，蒸干后用稀盐酸溶解定容，使用XRF测定微量元素；一份试样用加入四硼酸锂-偏硼酸锂-硝酸锂混合熔剂混合均匀后使用高精密熔样机1050℃熔融，熔浆冷却形成熔片后再用X射线荧光光谱仪测定主量元素；另一份试样干燥后使用马弗炉1000℃有氧灼烧冷却后测定烧失量。所有样品分析结果见表2。

表2 塔里木盆地西北缘乌什南部碳酸岩和震旦系灰岩的主量(wt%)与微量(×10-6)元素含量Table 2 Major element (wt%) and trace element (×10-6) compositions of Aksu carbonatite and Sinian limestone in the southern Wushi, northwestern margin of Tarim Basin

此外，我们还对其中一件碳酸岩样品(样品号30-AKS-19)进行了方解石的原位激光烧蚀分析以获取单矿物的微量元素成分。测试使用的探针片由廊坊市诚信地质服务有限公司制作，厚度为80μm，测试过程在浙江大学地球科学学院的激光剥蚀电感耦合等离子体质谱实验室完成，使用仪器为Thermofisheri CAP RQ型ICP-MS及与之配套的Cetea Analyte HE激光剥蚀系统，烧蚀斑直径35μm，元素含量分析以NIST SRM610和NIST SRM612玻璃为校准标准，分析精度和准确度均优于5%。测试时均选取大于100μm的方解石斑晶进行测试，并在分析过程中监测指示性微量元素的运行信号强度，以确保烧蚀点被限制在一定区域内而不会接触其他矿物相或包裹体。探针片上方解石的分析测试区域见图4e，测试结果见表3。

图4 塔里木盆地西北缘乌什南部尤尔美那克剖面火成碳酸岩(样品号30-AKS-19)扫描电镜照片(a-d)和探针薄片扫描照片(e)(a)黑色白云石矿物晶体嵌生于灰色方解石矿物晶体中; (b)灰色方解石矿物晶体嵌生于黑色白云石矿物晶体中; (a)和(b)均展示了碳酸岩中方解石和白云石矿物的出溶结构，两种矿物呈条带状彼此之间交叉生长；(c)方解石基质包裹围岩捕虏体，捕虏体中可见白云石晶体为粒状、具有一定的磨圆度、粒径约10μm，石英晶体呈短柱状、粒径约20～30μm；(d)长柱状重晶石晶体自形程度高且晶粒粗大、粒径约0.1～0.2mm; (e)碳酸岩电子探针片的扫描照片及方解石原位激光测试区域(矩形黑框内).Dol-白云石; Rt-白云石; Qz-石英Fig.4 Stereo-scan (a-d) and electron probe slice scanning (e) photographs of carbonatite (Sample 30-AKS-19) from the Yuermeinake section in the southern Wushi, northwestern margin of Tarim Basin(a) the black dolomite mineral crystals are embedded in the gray calcite mineral crystals; (b) the gray calcite mineral crystals are embedded in the black dolomite mineral crystals; both (a) and (b) show the exsolution structure of calcite and dolomite minerals in carbonatite, and these two minerals grow intersecting with each other in the form of strips; (c) the wall rocks xenoliths are wrapped by calcite groundmass in carbonatite, the rutile crystals in xenoliths are granular, with a certain degree of roundness and about 10μm in size, and the quartz crystals in xenoliths are short columnar and about 20～30μm in size; (d) barite showing that long columnar barite crystals have high idiomorphic degree and large grain size of about 0.1～0.2mm; (e) scanning photo of carbonatite electron probe slice and in situ laser test area of calcite (inside the rectangular black box). Dol-dolomite; Rt-rutile; Qz-quartz

表3 塔里木盆地西北缘乌什南部碳酸岩(样品号30-AKS-19)中方解石的微量元素(×10-6)分析结果Table 3 Results of trace element (×10-6) compositions of calcites in carbonatite sample (Sample 30-AKS-19) in the southern Wushi, northwestern margin of Tarim Basin

3.3 全岩锶、钕、碳和氧同位素测试方法

全岩锶和钕同位素前处理和测试由武汉上谱分析科技有限责任公司完成。前处理在配备100级操作台的千级超净室完成。样品消解过程如下：首先将200目样品置于105℃烘箱中烘干12h；然后准确称取粉末样品50～200mg置于Teflon溶样弹中，依次缓慢加入1～3mL高纯HNO3和1～3mL高纯HF；接着将Teflon溶样弹放入钢套，拧紧后置于190℃烘箱中加热24h以上；待溶样弹冷却，开盖后置于140℃电热板上蒸干，然后加入1Ml HNO3并再次蒸干；最后用1.5mL的HCl(2.5M)溶解蒸干样品；再用离心机将样品离心后，取上清液上柱。柱子填充AG50W树脂，用2.5M HCl淋洗去除基体元素。最后用2.5M HCl将Sr从柱上洗脱并收集Sr溶液蒸干后等待上机测试。树脂残留物质通过4.0M HCl淋洗可获得REE溶液，接收的REE溶液蒸干后以0.18M HCl淋洗去除基体元素，用0.3M HCl将Nd从柱上洗脱并收集，Nd溶液蒸干后等待上机测试。

锶(Sr)同位素分析采用德国Thermo Fisher Scientific 公司的MC-ICP-MS(Neptune Plus)。仪器配备9个法拉第杯接收器。83Kr+、167Er++、84Sr+、85Rb+、86Sr+、173Yb++、87Sr+、88Sr+同时被L4、L3、L2、L1、C、H1、H2、H3等8个接收器接收。其中83Kr+、85Rb+、167Er++、173Yb++被用于监控并校正Kr、Rb、Er和Yb对Sr同位素的同质异位素干扰。MC-ICP-MS采用了H+S锥组合和干泵以提高仪器灵敏度。根据样品中的Sr含量，50μl/min和100μL/min两种微量雾化器被选择使用。Alfa公司的Sr单元素溶液被用于优化仪器操作参数。Sr国际标准溶液(NIST 987，200 μg/L)的88Sr信号一般高于7V。数据采集由8个blocks组成，每个block含10个cycles，每个cycle为4.194s。Sr同位素的仪器质量分馏采用内标指数法则校正(Russelletal.1978)。88Sr/86Sr被用于计算锶的质量分馏因子(8.375209，Linetal.2016)。由于前期有效的样品分离富集处理，干扰元素Ca、Rb、Er、Yb被分离干净。残余的83Kr+、85Rb+、167Er++、173Yb++等干扰校正采用Linetal.(2016)校正方法实验流程采用两个Sr同位素标样(NBS 987和AlfaSr)之间插入7个样品进行分析。全部分析数据采用专业同位素数据处理软件“Iso-Compass”进行数据处理(Zhangetal., 2020)。NBS 987的87Sr/86Sr分析测试值为0.710241±12(2SD, n=5)，与推荐值0.710248±12(Zhang and Hu, 2020)在误差范围内一致，表明本仪器的稳定性和校正策略的可靠性满足高精度的Sr同位素分析。BCR-2(玄武岩)和RGM-2(流纹岩)(USGS)被选择作为流程监控标样，分别代表了基性岩和酸性岩，显示出显著的物理化学差异性。RGM-2具有较高的Rb含量(149×10-6)和适中的Sr含量(108×10-6)，能有效监控Rb的分离过程和测试结果。BCR-2的87Sr/86Sr分析测试值为0.705019±8，与推荐值0.705012±20(Zhang and Hu, 2020)在误差范围内一致。RGM-2的87Sr/86Sr分析测试值为0.704153±10，与推荐值0.704184±10(Lietal.2012)在误差范围内一致。数据表明，本实验流程可以对实验样品进行有效分离，分析准确度和精密度满足高精度的Sr同位素分析。

钕(Nd)同位素分析采用德国Thermo Fisher Scientific 公司的MC-ICP-MS(Neptune Plus)。仪器配备9个法拉第杯接收器。142Nd+、143Nd+、144Nd+、145Nd+、146Nd+、147Sm+、148Nd+、149Sm+、150Nd+同时被L4、L3、L2、L1、C、H1、H2、H3、H4等9个接收器接收。其中147Sm+被用于监控并校正Sm对Nd同位素的同质异位素干扰。MC-ICP-MS采用了H+S锥组合和干泵以提高仪器灵敏度。根据样品中的Nd含量，50μL/min和100μL/min两种微量雾化器被选择使用。Alfa公司的Nd单元素溶液被用于优化仪器操作参数。Nd标准物质(GSB 04-3258-2015，200μg/L)的142Nd信号一般高于2.5V。数据采集由10个blocks组成，每个block含8个cycles，每个cycle为4.194s。Nd同位素的仪器质量分馏采用内标指数法则校正(Russelletal.1978)。146Nd /144Nd被用于计算Nd的质量分馏因子(0.7219，Linetal.2016)。由于前期有效的样品分离富集处理，干扰元素Sm被分离干净。残留的144Sm+干扰校正采用Linetal.(2016)校正方法。实验流程采用两个Nd同位素标样(GSB 04-3258-2015 和AlfaNd)之间插入7个样品进行分析。全部分析数据采用专业同位素数据处理软件“Iso-Compass”进行数据处理(Zhangetal., 2020)。GSB 04-3258-2015的143Nd /144Nd分析测试值为0.512439±10(2SD, n=8)与推荐值0.512438±6(2SD)(Lietal., 2017)在误差范围内一致，表明本仪器的稳定性和校正策略的可靠性满足高精度的Nd同位素分析。BCR-2(玄武岩)和RGM-2(流纹岩)(USGS)同样被选择作为流程监控标样，分别代表基性岩和酸性岩，具有显著的物理化学差异性。BCR-2和RGM-2具有适中的Nd含量(28.7×10-6和19×10-6)。BCR-2的143Nd /144Nd分析测试值为0.512638±6，与推荐值0.512638±15(Weietal.2006)在误差范围内一致。RGM-2的143Nd /144Nd分析测试值为0.512808±5，与推荐值0.512803±10(Lietal.2012)在误差范围内一致。数据表明，本实验流程可以对实验样品进行有效分离，分析准确度和精密度满足高精度的Nd同位素分析。

全岩碳和氧同位素分析测试工作由广州澳实分析检测有限公司完成。碳和氧同位素分析采用Thermo-Finnigan Deltaplus XP连续气流同位素质谱仪，利用CaCO3国际标样NBS18及NBS19进行校正，将200目样品烘干后用浓磷酸充分混合，而后置于72℃的恒温水浴中4h使其析出CO2从而测定δ13C和δ18O，其中C同位素测试数据(精度0.01%)基于V-PDB标准化得δ13C，O同位素测试数据(测试精度0.05%)基于V-SMOW标准化得δ18O，均以‰表示。

4 碳酸岩锆石U-Pb测年结果

目前对于碳酸岩形成时代，常见的是利用其岩浆中结晶出的氟碳铈矿、独居石等稀土矿物进行Th-Pb等同位素测年(Songetal.，2016，2017；Yangetal.，2019；Zhangetal.，2019；谢玉玲等，2020)；而对壳源型碳酸岩也有通过锆石U-Pb或全岩Sm-Nd等时线方法等进行年龄测定(孙宝生和黄建华，2007；Wanetal.，2008；董春艳等，2009；辛后田等，2012；杨俊泉等，2012；张利国等，2019)。在本次研究中使用锆石U-Pb法对碳酸岩开展同位素年代学研究。

样品31-AKS-19和33-AKS-19的部分锆石阴极发光(CL)图像见图5b，两个样品的锆石特征基本一致，大多呈无色透明短柱状，粒径约为40～100μm，长宽比约1:1～2:1。大部分锆石自形程度高，具有明显的岩浆振荡环带结构，显示其为岩浆成因特征。锆石的Th/U比值分别为0.05～1.28和0.03～1.00，绝大部分谐和锆石的Th/U比都大于0.1指示锆石的岩浆成因，Th/U比小于0.1的锆石可能经历了变质事件(Belousovaetal.，2002；吴元保和郑永飞，2004)。

图5 塔里木盆地西北缘乌什南部碳酸岩代表性锆石阴极发光(CL)图像圆圈位置为测点位置和激光束斑大小，数字为测点年龄；年龄小于1000 Ma为206Pb/238U年龄，大于1000 Ma为207Pb/206U年龄；实线圆圈为锆石207Pb/235U与206Pb/238U年龄谐和测点，虚线圆圈体为年龄不谐和测点Fig.5 Representative zircon CL images of carbonatites in the southern Wushi, northwestern margin of Tarim BasinThe circles positions represent dating spots and laser beam diameter, the numbers represent ages of dating spots; the ages less than 1000Ma are 206Pb/238U ages, while more than 1000Ma are 207Pb/235U ages; the solid circles represent dating spots with concordant 206Pb/238U and 207Pb/235U ages, the dotted circles represent dating spots with discordant ages

本次对这两个样品中的锆石完成了50个和67个测点的U-Pb年代学分析，它们分别有29组和48组锆石的206Pb/238U年龄和207Pb/235U年龄谐和度在90%以上(详细测试结果见表1)，两个样品中不谐和的21颗和19颗锆石可能存在Pb丢失或被后期地质事件改造。由于这两个碳酸岩样品采自同一个剖面露头点、处在同一个断裂带附近并且锆石年龄结果相似，所以将两个样品的测试结果合并进行讨论。这两个碳酸岩样品共77个锆石年龄谐和测点的207Pb/235U与206Pb/238U谐和图见图6a、U-Pb年龄频谱见图7。观察发现碳酸岩U-Pb年龄主要集中在634～1030Ma的年龄峰值区间以及270Ma、390Ma、460Ma、1270Ma、1580Ma、1930Ma和2466Ma的弱年龄峰(图6)。其中共有3颗最年轻的谐和锆石年龄为270Ma左右，它们的206Pb/238U加权平均年龄为272.2±4.2Ma(图6b)。

图6 塔里木盆地西北缘乌什南部碳酸岩锆石U-Pb年龄谐和图(a) 77个年龄谐和测点的207Pb/235U与206Pb/238U谐和图；(b) 3颗最年轻谐和锆石的207Pb/235U和206Pb/238U谐和图及加权平均年龄图Fig.6 Zircon U-Pb age concordia plots of carbonatite in the southern Wushi, northwestern margin of Tarim Basin(a) 207Pb/235U and 206Pb/238U concordia plot of 77 dating spots with concordant ages; (b) 207Pb/235U and 206Pb/238U concordia plot and weighted average age plot of three youngest concordant zircons

图7 塔里木盆地西北缘乌什南部碳酸岩锆石与南华系砂岩碎屑锆石U-Pb年龄谱对比(a)碳酸岩样品中77颗谐和锆石的U-Pb年龄频谱图；(b)阿克苏新元古代沉积地层中碎屑锆石U-Pb年龄谱图，数据引自Wu et al.(2018)；(c)阿克苏新元古代沉积地层中碎屑锆石U-Pb年龄谱图，数据引自He et al.(2014)；(d)阿克苏群变质岩中碎屑锆石U-Pb年龄谱图，数据引自Zhu et al.(2011)Fig.7 The comparison of U-Pb age spectrums of carbonatite zircons in the southern Wushi, northwestern margin of Tarim Basin and detrital zircons from sandstones in the Nanhua System(a) U-Pb age spectrum of 77 concordantzircon in carbonatites samples；(b) U-Pb age spectrums of detrital zircon from Neoproterozoic sedimentary strata in Aksu, data from Wu et al.(2018)；(c) U-Pb age spectrums of detrital zircon from Neoproterozoic sedimentary strata in Aksu, data from He et al.(2014)；(d) U-Pb age spectrums of detrital zircon from meta-sedimentary samples in the Aksu Group, data from Wu et al.(2018)

5 岩石地球化学特征

5.1 全岩主量元素

本次5件碳酸岩样品的全岩主量分析结果(表2)显示，碳酸岩烧失量较高，LOI介于38.10%～42.39%之间，主要成分为CaO，含量为44.40%～50.40%，其他主量元素SiO2含量为1.83%～7.97%，Al2O3含量为0.62%～2.01%， Fe2O3T含量为0.40%～1.14%，MgO含量为1.25%～5.58%，Na2O和K2O含量均低于1.0%。样品的CaO/(CaO+MgO+ FeO+Fe2O3+MnO)为0.82～0.98(>0.8)，在CaO-MgO-(FeO+Fe2O3+MnO)三端元组分分类图中(Woolley，1989，Woolley and Kempe, 1989)，所有样品均落在钙质碳酸岩区域内(图8)。用于对比分析的震旦系灰岩样品，其主要成分与碳酸岩基本一致，CaO=53.00%，LOI=41.61%，但其Al2O3、MgO和MnO含量明显低于碳酸岩样品。

图8 塔里木盆地西北缘乌什南部碳酸岩主量元素分类图(据Le Maitre et al.，2002)Fig.8 Major elements classification diagram of carbonatite in the southern Wushi, northwestern margin of Tarim Basin (after Le Maitre et al.，2002)

5.2 全岩稀土与微量元素

碳酸岩样品全岩稀土元素分析结果见表2，稀土元素总量ΣREE(不含Y)低，介于21.67×10-6～91.32×10-6之间，平均为57.16×10-6。轻重稀土总量比值LREE/HREE=3.90～8.40，显示了轻稀土(LREE)相对富集、重稀土(HREE)相对亏损的特征。在球粒陨石标准化稀土元素配分图(图9a)上，所有碳酸岩样品的曲线都呈平缓右倾的轻稀土富集型，具有弱负铕异常(δEu=0.61～0.68)和弱负铈异常(δCe=0.59～0.98)，(La/Yb)N=5.0～13.8，反映轻重稀土存在一定的分异作用。此外，Sm/Nd比值也可以反映稀土分异程度，当Sm/Nd>0.333时表现为轻稀土亏损；Sm/Nd<0.333时则为轻稀土富集(李昌年，1992；毛立全和马原，2017)。本次研究中样品的Sm/Nd比值介于0.20～0.25之间，显示出轻稀土富集特点。

图9 塔里木盆地西北缘乌什南部碳酸岩全岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)及方解石单矿物(样品30-AKS-19)球粒陨石标准化稀土元素配分图(c)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(d)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)其他地区碳酸岩数据来源于Wan et al.(2008)、杨俊泉等(2012)和Song et al.(2017)Fig.9 Chondrite-normalized REE pattern (a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagram (b) for whole rock carbonatite and chondrite-normalized REE pattern (c) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (d) for calcite in carbonatite (Sample 30-AKS-19) in the southern Wushi, northwestern margin of Tarim Basin (normalization values after Sun and McDonough, 1989)Carbonatite data from other areas from Wan et al. (2008), Yang et al. (2012) and Song et al. (2017)

震旦系灰岩的球粒陨石标准化稀土元素配分图也具有平缓右倾、轻稀土富集型特点(图9a)，但其稀土元素总量更低一些(ΣREE=25.68×10-6)。并且灰岩的(La/Yb)N=22.3，表明其轻重稀土分异程度相较碳酸岩略高。

碳酸岩全岩微量元素测试结果见表2，微量元素蛛网图见图9b。碳酸岩样品之间的分布曲线特点基本一致，即富集大离子亲石元素Rb、Sr和Ba，显著亏损高场强元素Nb、Ta、Ti、Zr和Hf等。震旦系灰岩曲线特点与碳酸岩曲线大体相似。

5.3 方解石单矿物稀土与微量元素

碳酸岩样品(30-AKS-19)中方解石的稀土与微量元素分析结果见表3，稀土元素总量ΣREE(不含Y)低，介于9.93×10-6～154.8×10-6之间，平均为49.95×10-6。轻重稀土总量比值LREE/HREE=3.70～19.93，Sm/Nd比值介于0.14～0.25之间，表明轻稀土(LREE)相对富集、重稀土(HREE)相对亏损。在球粒陨石标准化稀土元素配分图(图9c)上，所有方解石的曲线都呈平缓右倾的轻稀土富集型，具有中等-弱负铕异常(δEu=0.58～0.80)和中等负铈异常(δCe=0.51～0.67)，(La/Yb)N=10.48～78.96，反映轻重稀土分异明显。

在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图9d)上，所有方解石的分布曲线特点基本一致，即富集大离子亲石元素Rb、U，强烈亏损高场强元素Nb、Ta、Ti、Zr和Hf等。

6 锶、钕和碳、氧同位素特征

6.1 Sr和Nd同位素结果

全岩Sr和Nd同位素分析数据见表4，87Rb/86Sr比值为0.0330和0.0403，远小于7.5，所以两个样品完全适合用于(87Sr/86Sr)i的讨论分析(Wuetal.，2002)。初始Sr同位素比值87Sr/86Sr分别为0.710685和0.710261，利用年龄(272Ma)计算的(87Sr/86Sr)i比值结果分别为0.710558和0.710106；143Nd/144Nd比值结果分别为0.511853和0.512090，用年龄(272Ma)计算的εNd(t)值为-12.80和-8.46，tDM等于2.18Ga和1.97Ga。将样品点投入εNd(t)-(87Sr/86Sr)i关系图中可见，本次研究的碳酸岩在锶和钕同位素组成上具有富集性岩石圈地幔特点，与塔里木二叠纪玄武岩、超基性-基性岩、正长岩差异明显，而是更加接近于塔里木北缘下地壳的特点(图10a)。

图10 塔里木西北缘乌什南部碳酸岩εNd(t)-(87Sr/86Sr)i关系图 (a, 底图据Zhang et al.，2017b; Yang et al., 2018修改)和δ18OV-SMOW和δ13CV-PDB关系图 (b, 底图据Wan et al., 2008; Song et al., 2017修改)巴楚幔源碳酸岩数据引自Song et al. (2017)Fig.10 The (87Sr/86Sr)i vs. εNd(t) diagram (a, base map modified after Zhang et al., 2017b; Yang et al., 2018) and δ18OV-SMOW vs. δ13CV-PDB diagram (b, base map modified after Wan et al., 2008; Song et al., 2017) of carbonatite in the southern Wushi, northwestern margin of Tarim BasinThe data of Bachu mantle carbonatite from Song et al. (2017)

表4 塔里木盆地西北缘乌什南部碳酸岩Sr、Nd和C、O同位素测试结果Table 4 Isotope results of Sr, Nd and C, O of the carbonatite in the southern Wushi, northwestern margin of Tarim Basin

6.2 C和O同位素结果

本次研究测试的C和O同位素分析结果见表4，分析显示碳酸岩δ13CV-PDB值介于-2.69‰～-2.93‰之间，δ18OV-SMOW值为17.33‰～17.86‰。前人研究表明，δ13CV-PDB和δ18OV-SMOW可用于判别碳酸盐岩和碳酸岩(潘美慧等，2014)：原始的火成碳酸岩δ13CV-PDB值为-4‰～-8‰，δ18OV-SMOW值为6‰～10‰，比地幔值略宽(δ13CV-PDB=-5‰～7‰，δ18OV-SMOW=5‰～8‰)；而沉积形成的碳酸盐岩具有更高的δ18OV-SMOW，通常>+20‰，甚至达到+30‰。δ13CV-PDB值分布范围主要反映灰岩的沉积时代与环境，显生宙正常海相碳酸盐岩的δ13CV-PDB值在0±2‰之间(Deines，1989；冯伟民等，2003；潘美慧等，2014)。从δ18OV-SMOW-δ13CV-PDB图解(图10b)可以看出，本次研究的碳酸岩在碳和氧同位素组成上与大青山地区的壳源型碳酸岩(Wanetal.，2008)较为相似，而与塔里木巴楚地区的二叠纪幔源型碳酸岩显著不同(Songetal.，2017)。

7 讨论

7.1 碳酸岩的形成时代

本文发现的碳酸岩岩墙主要沿着断层侵入南华系。由于碳酸岩属于硅不饱和岩浆岩，一般难以结晶出锆石，虽然少数会在先存锆石或捕获锆石外围重新结晶(Wanetal.，2008；董春艳等，2009；杨俊泉等，2012；Fanetal.，2014)，但Zr元素大多以斜锆石(ZrO2)的形式存在(Heaman and Le Cheminant，1993；Zhangetal.，2017a；王生伟等，2020)。本次研究对两件碳酸岩样品进行了斜锆石挑选均未能成功，但从中分离获得了大量的锆石，因此推测这些锆石基本上是碳酸岩岩浆侵位过程中捕获所得。根据本文测年结果，识别出272Ma、390Ma、460Ma、630Ma、760Ma、858Ma、930Ma和1030Ma等主要的年龄峰，同时还有1270Ma、1580Ma、1930Ma和2466Ma等古老的锆石年峰(图6)。将获得的碳酸岩年龄谱与阿克苏新元古代沉积地层碎屑锆石年龄结果(Heetal.，2014；Wuetal.，2018)以及阿克苏群变质岩碎屑锆石年龄结果(Zhuetal.，2011)进行对比(图6)，发现碳酸岩中丰富的前寒武纪锆石很可能是侵入这些地层时捕获所得；而显生宙两个年龄峰(390Ma和460Ma)大体上与塔里木北缘早古生代的岩浆热事件对应(Geetal.，2014)。

考虑到显生宙期间三个显著的锆石年龄峰，因此推测该碳酸岩侵位时代应在显生宙，而最年轻的锆石年龄峰为272Ma，也暗示该碳酸岩可能是同期或者更晚侵入的，272Ma年龄峰正好对应于塔里木早二叠世大火成岩省晚期岩浆事件(Yangetal.，2017)的年龄。目前已研究的碳酸岩大多与碱性岩或超基性岩类共生，由于碳酸岩矿物组合简单难以提供充足的测年矿物，部分学者会测定共生岩石的同位素年龄从而对碳酸岩年龄进行间接限制(田世洪等，2006；Liuetal.，2015；王生伟等，2020)。最近有学者在本次研究的碳酸岩剖面附近的震旦系中识别出大量顺层侵入的辉绿岩岩床，其时代为ca.290Ma(吴鸿翔等，2020)，并且我们在碳酸岩出露点附近发现了大量二叠纪辉绿岩岩墙，其侵位时代为287±2Ma(课题组未发表资料)。因此，考虑到碳酸岩中捕获锆石的最晚年龄峰值与塔里木早二叠世大火成岩省晚期岩浆事件的年龄基本一致，并和研究区发育的辉绿岩岩床及露头点附近发育的辉绿岩岩墙的侵位时代接近。因此我们认为该碳酸岩很可能形成于早二叠世，大致与塔里木早二叠世大火成岩省事件同期。

7.2 碳酸岩岩浆的成因与来源

目前对碳酸岩的成因存在两种认识：一是幔源成因，即由地幔岩石部分熔融形成的岩浆再经分异演化而成；二是壳源成因，即成岩物质来源于地壳，由沉积型碳酸盐岩发生部分熔融形成碳酸岩浆(Lentz, 1999; Le Basetal., 2004; 赵斌等, 2004; Liuetal., 2006; 刘焰等, 2012; Wanetal., 2008; 董春艳等, 2009)。但两者在岩石共生组合、结晶矿物组合、主微量元素特征、同位素组成特征上都有显著差异。幔源碳酸岩常与霓霞岩、金伯利岩等碱性岩共生，岩石内部含有丰富的矿物类型，并且稀土元素总量很高、富集高场强元素、轻重稀土强烈分离；在同位素组成上又可以细分成来源于亏损地幔者和富集地幔者，前者87Sr/86Sr比值小，大多介于0.7025～0.7036之间，初始εNd(t)值介于0～+4，δ13CV-PDB值一般为-4‰～-8‰，δ18OV-SMOW值常在6‰～10‰之间；后者的87Sr/86Sr比值较大，常介于0.706～0.708之间且初始εNd(t)值常小于0，并且由于地壳混染等作用使得碳氧同位素数值范围更加宽泛，一般δ13CV-PDB值在-10‰～0‰、δ18OV-SMOW值常在10‰～20‰之间(杨晓勇等，2000；Woolley and Kjarsgard，2008；郑硌等，2017；王凯怡等，2018；Simandl and Paradis，2018；李胜虎等，2021；谢玉玲等，2020)。壳源碳酸岩常产出于矽卡岩周边或独立产出，并且矿物组合相对简单、一般不含稀土矿物；元素组成上稀土元素总量较低、大离子亲石元素Sr、Rb、Ba等相对富集，Nb、Ta、Ti等高场强元素相对亏损，并且轻重稀土分异较弱；在锶(Sr)和钕(Nd)同位素组成上，其87Sr/86Sr比值变化较大，常大于0.706且初始εNd(t)值常小于0；碳(C)和氧(O)同位素组成上与沉积型碳酸盐岩相似，一般δ13CV-PDB值小于0‰，δ18OV-SMOW值的变化范围较大，常大于10‰，甚至大于20‰(喻学惠等，2003，2004；Liuetal.，2006；任建德等，2007；Wanetal.，2008；董春艳等，2009；辛后田等，2012；杨俊泉等，2012；毛立全和马原，2017)。

本次研究的碳酸岩独立产出，并未见与碱性岩类共生，同时矿物组合简单，未见稀土矿物，稀土总量低(平均为57.16×10-6)，轻重稀土存在一定分异(LREE/HREE=3.90～8.40；(La/Yb)N=5.0～13.8)(图9a)，具有中等的负铕异常(δEu=0.61～0.68)和中等-弱的负铈异常(δCe=0.59～0.98)。在微量元素蛛网图上，大离子亲石元素Rb、Sr和Ba相对富集；高场强元素Nb、Ta和Ti强烈亏损，Zr和Hf元素相对亏损(图9b)。上述特点与大青山地区及阿尔金北缘等典型壳源碳酸岩(Wanetal.，2008；杨俊泉等，2012)十分相似，而与典型的幔源型碳酸岩在矿物组合及地球化学组成上都具有明显差异。此外，碳酸岩中方解石的稀土、微量元素特征与碳酸岩全岩特征基本一致，而与巴楚二叠纪幔源型碳酸岩中方解石的特征(稀土元素曲线为重稀土富集型、铕正异常)存在差异(图9a, b)，同样显示本文碳酸岩应为壳源型。同位素结果也表明其为壳源成因，样品(87Sr/86Sr)i比值为0.710558和0.710106，εNd(t)值为-12.80和-8.46，特点接近下地壳(图10a)，δ13CV-PDB小于0 (-2.69‰～-2.93‰)和δ18OV-SMOW值高(17.33‰～17.86‰)的特征也与壳源型碳酸岩相似，而与幔源型碳酸岩及海相沉积灰岩差异较大(图10b)。综上，本文研究的碳酸岩很可能是沉积型碳酸盐岩熔融后形成的壳源型碳酸岩。

7.3 碳酸岩形成的构造背景

大量研究表明碳酸岩在时空上多与大火成岩省密切相关(Woolley，1989; Woolley and Kempe，1989；Rayetal.，1999；D’Orazioetal.，2007；苟瑞涛等，2019；王生伟等，2020)，并且地幔柱对于碳酸岩的形成至关重要(Nelsonetal.，1988；Bell，2001，2005；Pirajno，2015；Simandl and Paradis，2018)。前人在巴楚地区发现了二叠纪塔里木大火成岩省晚期形成的幔源型碳酸岩，并认为是地幔柱在上升过程中捕获榴辉岩等再循环物质然后发生部分熔融产生碳酸岩岩浆(程志国，2016)；也有学者认为它们是再循环沉积岩与地幔橄榄岩混合后减压熔融的产物(Songetal.，2017)。

虽然本次研究的乌什南部壳源型碳酸岩与典型的幔源型碳酸岩有显著差异，但它们的形成演化过程可能也与二叠纪大火成岩省及地幔柱活动有关。前人研究显示，碳酸盐矿物在含水条件下，600～700℃及1～2kbar就可以发生部分熔融(Wyllieand Tuttle，1960)。近些年对壳源型碳酸岩的研究进一步证实含碳酸盐矿物的表壳岩石在含水和高温条件下就可以发生部分熔融形成碳酸岩岩浆(Thomsen and Schmidt，2008)，这使得壳源碳酸岩的形成背景更加多元化。例如有学者依据实验证明沉积型灰岩在600～675℃和1kbar的条件下就能部分熔融生成碳酸岩浆，并且他认为当碱性岩浆侵入碳酸盐岩时，会在近端形成矽卡岩，而在远端形成壳源型碳酸岩(Lentz，1999)；也有学者认为壳源碳酸岩有两种形成机制，第一种是当水岩比较大的情况下，中酸性岩浆侵入灰岩，在840～750℃和1kbar条件下就会形成矽卡岩和硅酸盐熔融体，而低温的碳酸岩岩浆在低于750℃时形成。第二种形成机制为大理岩的重熔作用，即岩浆侵入作用带来的热量先使灰岩变成大理岩，随着温度升高再部分熔融形成碳酸岩岩浆(赵斌等，2004)。还有学者认为，当幔源基性岩浆上倾时，由于其自身温度高(1100～1300℃)，基性岩浆内侵体的热量会使沉积的碳酸盐岩部分熔融从而形成碳酸岩岩浆(任建德等，2007；毛立全和马原，2017)。值得注意的是，前两种形成机制中的壳源碳酸岩大多与矽卡岩或中酸性岩浆岩相伴生，而第三种形成机制中的壳源碳酸岩露点头附近都能发现大量镁铁质-超镁铁质岩。

基于年代学分析结果，本文的碳酸岩很可能形成于早二叠世，可能大致对应于塔里木大火成岩省岩浆作用的晚期。前人研究提出塔里木大火成岩省存在三阶段熔融模式，即第一阶段岩浆作用(～300Ma)是地幔柱引起已被交代的岩石圈地幔部分熔融从而形成金伯利岩，第二阶段岩浆作用(～290Ma)是岩石圈地幔部分熔融形成的岩浆与地幔柱部分熔融形成的岩浆混合后产生大规模的大陆溢流玄武岩，第三阶段岩浆作用(～280Ma)主要为地幔柱部分熔融形成基性-超基性侵入岩以及中酸性侵入岩(Yangetal., 2017; Liuetal.，2019)。最近有学者在本研究区附近的震旦系中识别了大量的早二叠世辉绿岩岩床(吴鸿翔等，2020)，并且我们在碳酸岩出露点附近发现了大量二叠纪辉绿岩岩墙(课题组未发表资料)，证实了塔里木西北缘也受到了二叠纪大火成岩省和地幔柱活动的影响。综合上述分析，我们推测这些壳源型碳酸岩很可能是塔里木早二叠世大火成岩省晚期岩浆事件的产物，系地幔柱减压熔融后形成基性岩浆向上侵位时加热下地壳的碳酸盐储库，使其部分熔融形成碳酸岩岩浆，并沿着伸展断裂快速向上侵位形成(图11)。

图11 塔里木盆地西北缘乌什南部碳酸岩成因演化模式图(据Liu et al., 2019修改)Fig.11 Genesis and evolution model of carbonatite in the southern Wushi, northwestern margin of Tarim Basin (modified after Liu et al., 2019)

8 结论

(1)塔里木盆地西北缘阿克苏-乌什南部地区发现火成碳酸岩岩墙和岩脉，碳酸岩的锆石U-Pb测年结果显示出多个峰值年龄，表明这些锆石均为碳酸岩岩浆捕获成因，其中最年轻一组(3颗)岩浆锆石的谐和加权年龄为272±4Ma，另外还有400Ma、450Ma、790Ma、850Ma等年龄峰，它们与塔里木北部新元古代和古生代多期岩浆热事件时代一致，结合与塔里木早二叠世大火成岩省形成年龄对比和研究区存在早二叠世辉绿岩岩床的证据，认为这些碳酸岩很可能形成于早二叠世(～270Ma)。

(2)阿克苏碳酸岩矿物组成以方解石为主，可见方解石与白云石之间明显的出溶结构以及方解石基质包裹围岩等现象。地球化学结果显示，CaO含量高，SiO2含量低，稀土元素总量很低，轻重稀土分异明显，具有中等负铕异常和中等-弱负铈异常，大离子亲石元素Sr、Rb、Ba等相对富集，Nb、Ta、Ti等高场强元素相对亏损，高的稳定同位素δ13CV-PDB值和δ18OV-SMOW值，上述特征与壳源碳酸岩特征相似，而与幔源碳酸岩差别较大。碳酸岩 Sr-Nd同位素结果显示高的(87Sr/86Sr)i值，低的εNd(t)值，也进一步证实碳酸岩为地壳来源。

(3)综合分析后我们推测这些壳源型碳酸岩是塔里木早二叠世大火成岩省晚期岩浆事件的产物，系地幔柱减压熔融后形成基性岩浆向上侵位时加热下地壳的碳酸盐储库，使其部分熔融形成碳酸岩岩浆，并沿着伸展断裂快速向上侵位形成的。本文的研究不仅丰富了塔里木二叠纪大火成岩省的岩石成因类型，而且有助于增进对早二叠世深部复杂的壳幔作用过程的理解。

致谢感谢浙江大学地球科学学院郝艳涛副教授、邱素文老师和刘艳老师在锆石U-Pb测年、扫描电镜实验以及单矿物元素分析以及武汉上谱分析科技有限责任公司和广州澳实分析检测有限公司分别在锶、钕和碳、氧同位素分析等方面提供的帮助。感谢浙江大学地球科学学院研究生李春阳、李荣艳、苏玉萌、辛文、余宏甸等人在论文修改期间提供的帮助。两位匿名审稿专家提出了宝贵且富有建设性的修改意见和建议，显著提升了本文的质量，在此对他们表示衷心的感谢！

谨以此文深切缅怀我们敬爱的李继亮老师！李老师淡泊名利、毕生追求学术、提携后学的崇高品格将永远激励我们学生前行，我们也会代代相传、薪火不断。