西准噶尔拉巴岩体的成因——来自岩石学、年代学和地球化学的证据

徐盛林, 陈宣华, 马飞宙, 邵兆刚, 丁伟翠, 韩乐乐 , 王 叶

1)中国地质科学院, 北京 100037; 2)中国地质调查局, 北京 100037;3)中国地质大学(北京)地球科学与资源学院, 北京 100083

中亚造山带处于俄罗斯的乌拉尔山脉和我国的东北地区之间, 东西延伸 5000多 km, 是连接华北克拉通、塔里木克拉通和西伯利亚克拉通的巨型缝合带(图 1a), 亦是全球最大的增生造山带(Sengör et al., 1993; Chen and Jahn, 2004; Jahn, 2004; 陈宣华等, 2009, 2011, 2017)。中亚造山带西南部的西准噶尔地区(图 1b)是我国重要的构造-矿产-岩浆带之一(韩宝福等, 1998; Chen et al., 2014, 2015), 长久以来属于热点研究区(邓震等, 2019; 宋博等, 2021)。

图1 西准噶尔地区地质简图Fig. 1 Simplified geological sketch of West Junggar

西准噶尔地区晚古生代岩浆活动剧烈, 发生由大洋演化向陆内演化的构造转换(Xu et al., 2019;徐盛林等, 2019, 2022), 壳幔相互作用强烈, 地壳的垂向和侧向增生显著, 地壳生长和演化存在多阶段性。前人做过大量岩石学、年代学、地球化学和同位素方面的研究, 有学者认为区域晚古生代岩浆活动集中在早石炭世(340～320 Ma)和晚石炭世—早二叠世(310～290 Ma; 童英等, 2010): 早石炭世岩浆岩以一系列中小型中酸性岩株为特征, 多形成于岛弧和洋脊环境, 主要分布在巴尔鲁克山、克拉玛依和包古图一带, 可能是西准噶尔洋向哈萨克斯坦微陆块俯冲的产物; 晚石炭世—早二叠世时期, 西准噶尔地区处于后造山伸展的演化阶段, 在达拉布特断裂两侧发育大量的 A型花岗岩岩基(韩宝福等,2006)。早二叠世之后, 西准噶尔地区进入陆内演化阶段, 岩浆侵入活动明显减弱, 仅在西南部的接特布调地区发育高分异和壳幔混源的I型花岗岩(杨高学等, 2013; 徐盛林等, 2020)。除此之外, 也有学者持有不同的观点, 唐功建等(2009)认为区域在晚石炭世仍然存在洋脊俯冲, 刘希军等(2009)认为该地区在302 Ma还保留有洋盆。

西准噶尔地区西南部的拉巴地区是连接准噶尔盆地、西准噶尔地区和天山造山带的关键部位(图1c), 研究程度相对较低, 有学者(魏荣珠, 2010)认为其形成于早二叠世后造山伸展的构造环境。本文通过对拉巴岩体的岩相学、地球化学、锆石U-Pb年代学、锆石Lu-Hf同位素和Sr-Nd-Pb同位素的系统性深入研究, 着重与区域同时期同类型岩浆岩(尤其是相近的都伦河东岩体与西准噶尔晚古生代岛弧花岗岩)作综合对比分析, 重新厘定了拉巴岩体的形成时代和岩石类型, 分析了岩浆源区属性, 探讨了岩体形成时的构造环境, 对完善西准噶尔地区晚古生代年代学格架和大地构造演化等具有重要意义。

1 区域地质背景

西准噶尔地区位于哈萨克斯坦微陆块和准噶尔盆地之间, 是巴尔喀什马蹄形造山带的东延部分,区内发育大型左行走滑和右行走滑断裂(陈宣华等,2011)。地层以古生界为主, 其中石炭系是出露最广泛的地层, 为一套半深海-大陆坡相火山-碎屑沉积建造(陈宣华等, 2015), 二叠系为陆相火山磨拉石建造, 仅在达拉布特等局部地区零星出露。岩浆岩极其发育, 从酸性岩至超基性岩均有出露: 晚古生代花岗岩类分布最为广泛, 包括海西中晚期的中小型岩株(包古图、哈图、克拉玛依等地区)和海西晚期的大型花岗岩岩基(庙尔沟、阿克巴斯陶、红山等岩体), 其空间分布明显受区域断裂系统的控制作用;超基性岩作为蛇绿混杂岩的一部分, 主要沿达拉布特断裂、玛雅图断裂和扎娄勒山—拉巴山断裂等分布; 局部可见酸性火山岩、基性岩墙群和中酸性岩脉(图 1c)。

拉巴岩体作为西准噶尔岩浆岩的重要组成部分, 处在扎娄勒山—拉巴山断裂、塔尔根断裂、玛依勒断裂、达拉布特断裂之间。岩体周边发育志留系玛依勒山群、中泥盆统库鲁木迪组、下石炭统希贝库拉斯组、下石炭统包古图组、上石炭统莫老坝组和下三叠统尖山沟组(图 2): 玛依勒山群主要为一套浅变质-未变质的深海-次深海相火山岩-火山碎屑岩组合, 以凝灰质泥岩、粉砂岩、砂岩、枕状熔岩等为主, 夹硅质岩、灰岩, 岩石发生不同变质程度的千枚岩化、绢云母化; 库鲁木迪组为浅海相火山碎屑岩建造, 主要为中酸性火山灰层凝灰岩、凝灰质碎屑岩, 玄武凝灰熔岩、安山玢岩等; 希贝库拉斯组为浅海-滨海环境的火山碎屑岩, 主要为粗碎屑凝灰质砂岩、粗砂岩、砂砾岩, 夹粉砂质泥岩, 具沉积韵律特征; 包古图组为区内分布最广泛的地层, 属海相火山-陆源碎屑沉积建造, 主要岩性为粉砂质泥岩, 夹硅质岩、细砂岩、砂砾岩和少量枕状玄武安山玢岩等; 莫老坝组为火山岩建造, 以英安玢岩、霏细斑岩、流纹岩、安山玢岩为主, 夹凝灰岩等; 尖山沟组为一套紫红色陆缘碎屑沉积-磨拉石建造, 以发育砾岩为特征, 整体超覆在晚石炭世前地层之上(新疆维吾尔自治区地质矿产局,1993; 魏荣珠, 2010)。

2 岩体地质与岩相学特征

2.1 岩体地质

拉巴岩体主要由花岗闪长岩、黑云母二长花岗岩、似斑状二长花岗岩岩基和一系列北北西向为主的闪长岩、花岗岩、花岗闪长斑岩等岩脉构成, 侵入下石炭统包古图组。拉巴花岗岩岩基整体呈北北东向, 南部为中细粒花岗闪长岩(图 3b, 样品号为XH20171004-2), 中部为中粒似斑状二长花岗岩(图3d, 样品号为 XH20171011-4), 北部为中粗粒黑云母二长花岗岩(图3c, 样品号为XH20171011-3), 三者主体呈涌动式接触关系, 局部可见规模不等的岩脉。岩基西南部发育以花岗闪长斑岩(图 3a)等为代表的岩脉。本文有代表性地选取了3个大型岩基和1个岩脉样品(图2)进行相关测试分析, 与前人对拉巴岩体、都伦河东岩体和西准噶尔岛弧花岗岩的研究成果(数据分别引自魏荣珠, 2010; 段丰浩等,2015; 陈宣华等, 2017; 详细数据不再重复列出)作综合探讨。

图2 拉巴岩体区域地质构造图(据魏荣珠, 2010; 新疆维吾尔自治区地质矿产局, 1993修改)Fig. 2 Geological structure sketch of the Laba(modified fromWEI, 2010; Xinjiang Bureau of Geology and Mineral Resources Exploration, 1993)

图3 拉巴岩体花岗岩类样品野外照片Fig. 3 Photographs of granitoid samples in the Laba

2.2 岩相学特征

花岗闪长斑岩: 斑状结构, 球粒结构, 斑晶由斜长石(32%)、石英(10%)及少量钾长石(4%)、角闪石(7%)组成, 基质由长石(20%)、石英(15%)及黑云母(4%)组成, 另见少量绿帘石。斑晶: 斜长石呈半自形-它形, 局部见聚片双晶和卡钠复合双晶, 发育强烈绢云母化及黏土化, 粒径约0.2～1.5 mm; 石英多呈球粒状展布, 粒径 0.22～0.78 mm, 波状消光;钾长石呈它形板状, 钾长石粒径0.2～0.8 mm; 角闪石呈它形柱状, 具浅褐-褐绿色极强多色性, 常见闪石式解理发育, 个别呈细长柱状、针状展布, 具二级干涉色。基质: 具微粒结构, 粒径均＜0.10 mm, 石英它形粒状, 少数呈球粒状展布; 斜长石聚片双晶发育, 粒径0.1～0.4 mm; 黑云母多呈细鳞片状展布,均已蚀变为绿泥石; 基质钾长石多发育黏土化(图4a)。

花岗闪长岩: 花岗结构, 主要由斜长石(38%)、钾长石(10%)、石英(35%)及角闪石(15%)、黑云母(2%)组成, 副矿物可见磷灰石、锆石及不透明矿物。斜长石呈自形-半自形板状, 表面褐灰色, 发育聚片双晶, 可见绢云母化、钠黝帘石化, 见钠长石净边,粒径约1.2～0.2 mm。钾长石呈半自形-它形, 部分表面呈红褐色, 主要为条纹长石, 主晶为钾长石, 客晶为细条状钠长石, 钾钠交代明显, 粒径约 2.0～0.5 mm。石英为它形粒状, 裂纹发育, 可见石英交代长石, 粒径约1.2～0.2 mm。角闪石呈半自形粒状,横截面具角闪石式解理, 见简单双晶, 粒径约 2.2～0.2 mm。黑云母呈半自形片状, 多色性明显, 发生绿泥石化, 沿解理析出铁质, 部分转变为绿帘石,受力具压扭性, 粒径约1.8～0.2 mm(图4b)。

黑云母二长花岗岩: 花岗结构, 中-细粒不等粒结构, 主要由斜长石(30%)、钾长石(42%)、石英(23%)及少量黑云母(5%)组成, 副矿物为一些不透明金属矿物、磷灰石, 偶见锆石等。岩石发育强烈黏土化、绢云母化、绿帘石化及绿泥石化。斜长石呈半自形板状, 隐约可见聚片双晶及环带结构, 发育强烈黏土化、绢云母化, 斜长石粒径0.32～0.84 mm。钾长石呈他形板状, 粒径 0.31～0.76 mm, 表面黏土化强烈, 个别卡氏双晶发育, 且晶内包裹有石英, 构成包含结构。石英呈它形粒状, 粒径 0.35～0.79 mm,晶内裂纹发育普遍。黑云母呈片状, 受外力晶体弯曲变形, 浅黄-浅绿多色性, 整体已绿泥石化、绿帘石化完全(图4c)。

图4 花岗岩类样品显微结构特征(正交偏光)Fig. 4 Microstructures of granitoid samples with perpendicular polarized light

似斑状二长花岗岩: 似斑状结构, 斑晶由钾长石(18%)、斜长石(14%)、石英(10%)及少量黑云母(3%)组成, 基质具细粒结构, 成分与斑晶一致, 副矿物见不透明金属矿物、榍石、磷灰石等。斑晶: 钾长石多为条纹长石, 呈它形薄板状, 粒径 0.50～1.50 mm, 条纹结构发育, 黏土化强烈; 斜长石呈半自形-它形板状, 粒径 0.55～1.90 mm, 常见聚片双晶及卡钠复合双晶, 环带结构不明显, 黏土化及绢云母化强烈; 石英呈它形粒状, 粒径 1.50～3.00 mm, 晶内裂纹发育, 少见波状消光; 黑云母呈鳞片状, 粒径约1.50～2.15 mm, 具浅黄-深褐色极强多色性。基质: 钾长石及斜长石均黏土化强烈, 条纹结构及聚片双晶发育, 粒径约0.50～1.00 mm; 石英呈它形粒状, 粒径集中于 0.30～1.20 mm; 黑云母呈半自形-它形片状, 粒径0.23～1.12 mm, 少量见绿泥石化, 部分已转变为具靛蓝色异常干涉色的叶绿泥石(图 4d)。

3 样品制备与分析方法

3.1 样品制备

将新鲜岩样碎成200目以下的粉末, 以备进行主微量、稀土元素和同位素的测试分析工作。通过对岩样的破碎、浮选、电磁选等方法挑选出纯度较高的单颗粒锆石, 在双目镜下挑选晶形、透明度和色泽较好的锆石颗粒制靶, 将锆石表面抛光, 露出核部, 使用JSM6510型扫描电子显微镜完成锆石样品的阴极发光成像, 圈出透明、晶型较好、具生长环带、无裂隙和无包体的锆石点位, 为锆石 U-Pb和Lu-Hf同位素测试准备。

3.2 分析方法

(1)岩石地球化学分析

分析测试工作在中国地质科学院国家地质实验测试中心完成。其中, 主量元素(除 FeO外)检测采用标准是GB/T14506.28-1993; FeO的检测采用标准是 GB/T14506.14-1993; H2O+检测采用标准是GB/T14506.2-1993; CO2检测采用标准是GB9835-1988; 烧失量 LOI检测采用标准是LY/T1253-1999。FeO采用容量滴定法, 其他主量元素采用X-荧光光谱法(XRF), 测试仪器是X-荧光光谱仪。微量元素和稀土元素含量的检测标准为DZ/T0223-2001, 采用酸熔法, 检测仪器为 ExCell型等离子质谱(ICP-MS)。主微量元素和稀土元素分析结果见表1和表2。

表2 拉巴岩体花岗岩类微量元素组成Table 2 Trace element (10-6) composition of the Laba granitoids

(2)锆石U-Pb测试

LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb定年在中国地质调查局天津地质调查中心完成。实验使用LA-MC-ICPMS系统, 193 nm激光器剥蚀, 束斑直径为32 μm, 激光能量密度为11 J/cm2, 频率为10 Hz, He作载气, 积分时间为0.131 s, 信号采集时间为50 s。样品测试前后需测定一个 NIST610和两个 GJ-1标样, 每 8个锆石测点中加入1组(2个测点)GJ-1国际标样。详细实验步骤参考李怀坤等(2009)。利用ICPMSDataCal程序数据处理, 剔除样品中差异较大的点, 使用 Isoplot 3.10完成锆石年龄计算(表3)及U-Pb协和图。

(3)锆石Lu-Hf同位素

锆石微区原位Lu-Hf同位素测试分析在中国地质调查局天津地质调查中心完成。实验激光器波长为193 nm, 频率10 Hz, 束斑直径35 μm, 能量密度10 J/cm3, 以高纯He作为载气。实验中每8个锆石测点中加入 1组(2～3个测点)GJ-1国际标样对实验数据进行监控校验。具体详细仪器参数、实验步骤和标样参数见耿建珍等(2011)。详细测试结果见表4。

(4)全岩Sr-Nd-Pb同位素

Sr、Nd、Pb同位素分析在中国科学技术大学放射性成因同位素地球化学实验室完成。将 100～150 mg粉末样品于闷罐中, 加酸溶解, 完成Sr、Nd、Pb同位素分离纯化。同位素比值的测试在MAT-262热电离质谱计完成, Sr同位素比值测定采用Ta金属带和Ta发射剂; Nd同位素比值测定采用Re金属带,Pb同位素比值测试采用单Re金属带并以硅胶为发射剂。重复测量、计算, 确保数据满足要求后, 进行质量分馏校正。详细实验步骤与方法见Chen et al.(2000, 2002, 2007), 测试结果分别见表5、表6、表7。

表5 拉巴岩体花岗岩类Sr同位素组成数据Table 5 Sr isotope analysis results of the Laba granitoids

表6 拉巴岩体花岗岩类Nd同位素组成数据Table 6 Nd isotope analysis results of the Laba granitoids

表7 拉巴岩体花岗岩类Pb同位素组成数据Table 7 Pb isotope analysis results of the Laba granitoids

4 分析结果

4.1 岩石地球化学

拉巴岩体花岗岩类的主微量元素分析测试数据(表 1, 2)结果显示, 样品 SiO2含量均大于66%(SiO2=66.23%～69.84%), Al2O3含量为 15.32%～16.97%, K2O含量为 1.43%～3.04%, Na2O含量为4.18%～4.45%, CaO 含量为 2.70%～4.00%,TiO2(0.28%～0.45%)、FeOT(2.04%～3.13%)和MgO(1.04%～1.50%)含量较低。

表1 拉巴岩体花岗岩类主量元素组成Table 1 Major element compositions (%) of the Laba granitoids

在化学成分上, 拉巴岩体花岗岩类主要落在花岗闪长岩和花岗岩的区域内, 均为花岗岩类, 与根据样品实际矿物定名的结果相吻合, 属于亚碱性系列(图 5a)。A/CNK=1.01～1.06, 为准铝质-弱过铝质(图 5b)。全碱(K2O+Na2O)为 5.61%～7.26%,K2O/Na2O 为 0.33～0.72, Na2O+K2O-CaO 为 1.61%～4.56%, 为钙碱性-高钾钙碱性系列(图5c, d)。样品的FeOT/MgO值为1.85～2.98。

图5 主量元素分类图解Fig. 5 Major element discrimination

样 品 稀 土 总 量 (ΣREE) 为 45.41×10-6～100.65×10-6, 平均值为 61.03×10-6; 轻稀土总量(ΣLREE) 为 40.16×10-6～85.95×10-6, 平 均 值 为53.61×10-6; 重 稀 土 总 量 (ΣHREE)为 4.60×10-6～14.70×10-6, 平均值为 7.42×10-6, 轻重稀土分馏明显, (La/Yb)N为5.26～12.88, 平均值为9.23, 具有明显的右倾特征。岩石δEu值为0.64～0.97, 呈较弱的负异常(图 6a)。样品整体具有高 Sr(318×10-6～694×10-6, 整 体 ＞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)的特点, 富集大离子亲石元素(LILEs; Rb、Th、K)和高场强元素(HFSEs; Zr、Hf、Sm), Nb、Ta、P和Ti负异常, Sr正异常(图6b)。

图6 稀土元素球粒陨石标准化配分模式图(a)和微量元素原始地幔标准化多元素蛛网图(b)(球粒陨石和原始地幔标准化数据引自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 锆石U-Pb年代学

4.2.1 锆石形态及内部结构

拉巴岩体的4个样品整体具有一致的锆石阴极发光特征(图 7), 锆石晶形较好, 边界清晰, 粒径在100～200 μm 之间, 大小较均匀, 大部分呈短柱状,少数呈长柱状和粒状, 长宽比为1:1～3:1, 环带具明暗相间的韵律结构, 为典型的岩浆锆石(吴元保和郑永飞, 2004)。部分锆石均可见残留核, 核部为亮度不均的弱环带, 熔蚀边界清晰, 残留核外边生长环带明显。

图7 拉巴岩体花岗岩类锆石CL图像Fig. 7 Zircon CL images of the Laba granitoids

4.2.2 锆石U-Pb定年

花岗闪长斑岩共获得25个锆石U-Pb测点数据,U 和 Th的含量变化范围分别为 149.99×10-6～477.07×10-6和 42.08×10-6～220.61×10-6, Th/U 值为0.18～0.61(表3)。所有测点比较协和且聚集成簇, 加权平均年龄为(288.0±1.5) Ma(n=25, MSWD=0.44;图 8a)。

花岗闪长岩共获得23个锆石U-Pb测点数据, U和 Th的含量变化范围分别集中在106.15×10-6～446.92×10-6和43.92×10-6～227.00×10-6,整体的Th/U值为0.25～0.71(表3)。所有测点比较协和且聚集成簇, 加权平均年龄为(287.6±1.4) Ma(n=23, MSWD=1.07; 图 8b)。

黑云母二长花岗岩共获得24个锆石U-Pb测点数据, U 和 Th的含量变化范围分别为142.49×10-6～575.12×10-6和55.31×10-6～374.52×10-6,Th/U值为0.32～0.68(表3)。所有测点比较协和且聚集成簇, 加权平均年龄为(290.8±1.8) Ma(n=24,MSWD=0.32; 图 8c)。

似斑状二长花岗岩共获得18个锆石U-Pb测点数据, U 和 Th的含量变化范围分别为130.44×10-6～674.12×10-6和57.43×10-6～596.93×10-6,整体的Th/U值为0.41～0.94(表3)。所有测点比较协和且聚集成簇, 加权平均年龄为(285.7±1.6) Ma(n=18, MSWD=0.69; 图 8d)。

表3 拉巴岩体花岗岩类锆石U-Pb测年数据Table 3 U-Pb isotope dating results for zircons of the Laba granitoids

续表3

图8 锆石U-Pb协和图Fig. 8 Zircon U-Pb isotopic data

4.3 锆石Lu-Hf同位素

完成锆石 U-Pb测年基础之上, 选取了部分锆石进行了Lu-Hf同位素分析测试, 测点位置与U-Pb测试点位是同一锆石颗粒内的同一岩浆生长环带上(图7), 详细测试结果见表4。结果显示除了少数几颗锆石之外, 大部分锆石的176Lu/177Hf值小于0.002,说明样品中的锆石在形成后具有极低的放射性成因Hf积累, 实验结果的176Hf/177Hf比值可以代表锆石结晶形成时岩浆中的176Hf/177Hf比值(吴福元等,2007)。分别计算出锆石的 εHf(t)、单阶模式年龄(TDM1)、二阶模式年龄(TDM2)(表4)。

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

图 10 εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图解Fig. 10 εNd(t) versus (87Sr/86Sr)i diagram

表4 拉巴岩体花岗岩类Lu-Hf同位素分析结果Table 4 Lu-Hf isotope analysis results of the Laba granitoids

续表4

4.4 全岩Sr-Nd-Pb同位素

对拉巴岩体花岗岩类 Sr-Nd-Pb同位素数据经过时间校正之后得到各初始同位素比值的前提下,综合分析同位素特征, 测试和计算结果(表5, 6, 7)显示, (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同位素组成较为均一, 具有相对较高的(206Pb/204204Pb)i、(207Pb/204Pb)i、(208Pb/204Pb)i比值和较低的(87Sr/86Sr)i、(143Nd/144Nd)i比值, 岩体的εNd(t)=4.01～6.15, 二阶段模式年龄为 553～725 Ma。

5 讨论

5.1 岩体形成时代

魏荣珠(2010)曾对拉巴岩体花岗岩和花岗闪长岩进行过 U-Pb年代学研究, 分别测得岩体年龄为287.0 Ma和295.1 Ma, 本文测得岩体花岗岩类U-Pb年龄为 285.7～290.8 Ma, 与前人结果较为一致。西准噶尔地区晚古生代岩浆活动集中在早石炭世(340～320 Ma)和晚石炭世—早二叠世(310～290 Ma)两个重要时期, 分别以区内中北部广泛发育的中小型岩株和大型花岗岩岩基为特征, 巅峰期在300 Ma左右, 之后岩浆活动明显减弱。拉巴岩体处在西准噶尔的西南部地区, 年龄为 285.7～295.1 Ma, 活动时间相对较晚, 说明已经处在区域岩浆演化的后期,可有效完善整个西准噶尔地区年代学格架。

5.2 源区属性

由143Nd/144Nd-206Pb/204Pb同位素图解(图 9a)可以看出, 拉巴岩体整体落在全硅酸盐地球(BSE)内及其附近, 与西准噶尔其他地区岛弧花岗岩类范围一致。由207Pb/204Pb-206Pb/204Pb同位素图解(图 9b)可以看出, 岩石整体落在全硅酸盐地球(BSE)附近,与西准噶尔其他地区岛弧花岗岩类范围较为相近。在 εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图解(图 10)中, 样品靠近亏损地幔组分(DMC)端元, 处在中亚造山带范围内, 与西准噶尔其他地区岛弧花岗岩特征较为一致, 但是εNd(t)值整体相对更低。

图 11 εNd(t)-t图解Fig. 11 εNd(t) versus t diagram

在 εNd(t)-t图解(图 11)中, 拉巴岩体 Nd同位素组成与西准噶尔地区一致, 具有较高的正 εNd(t)值,指示源区可能以幔源物质为主。Lu-Hf同位素特征显示, 拉巴岩体具有很高的176Hf/177Hf值和正εHf(t)值(图12), 与Nd同位素特征耦合, Hf模式年龄整体等于或略大于其结晶年龄, 指示岩石源区可能以古生代新生地壳发生部分熔融为主。

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

岩石源区属性的判别是岩石成因分析和构造环境判别的基础, 拉巴岩体花岗岩类全岩 Sr-Nd-Pb和锆石 Lu-Hf同位素特征表明, 拉巴岩体整体表现为较高的 εHf(t)、εNd(t)值和较低的(87Sr/86Sr)i值, 具有亏损地幔的源区属性, 几乎不存在古老地壳。西准噶尔地区在早石炭世已经存在洋盆并发生洋内俯冲, 与拉巴岩体花岗岩类属于高钾钙碱性岩石系列、富集大离子亲石元素、相对亏损高场强元素等地球化学特征相吻合, 说明拉巴岩体的源区可能为新元古代—古生代形成的新生洋壳发生部分熔融为主, 不排除少量幔源物质的直接参与。

5.3 岩石类型

拉巴岩体由花岗岩、花岗闪长岩、二长花岗岩岩基和一系列花岗闪长斑岩、闪长岩脉、花岗岩脉等岩脉组成, 矿物主要包括石英、斜长石、碱性长石、角闪石和黑云母等, A/CNK整体小于1.1, 为准铝质-弱过铝质, CaO、Na2O含量较高, Eu弱负异常,高 εNd、低(87Sr/86Sr)i, 属钙碱性系列, 处在准噶尔 I型花岗岩的范围内(图 5b), 明显区别于区内后造山伸展阶段广泛发育的A型花岗岩(图13), 属于典型的I型花岗岩。

图13 花岗岩类判别图(据Whalen et al., 1987)Fig. 13 Granite classification diagrams(after Whalen et al., 1987)

5.4 构造环境与演化

岩石形成时的温度和压力条件, 对于探讨岩石形成时构造环境问题具有重要的意义。本文通过计算拉巴岩体花岗岩类全岩锆饱和温度来揭示岩浆的结晶温度, 计算(Watson and Harrison, 1983; Tang et al., 2021)结果显示(图14), 除了个别样品, 岩石的锆饱和温度整体低于 800℃, 说明岩浆具有相对较低的结晶温度。关于岩体形成时的压力条件, 张旗等(2005, 2006, 2010)认为花岗岩类Sr、Yb含量可能与源区残留相、源区深度具有密切的关系, 本文以此来区分岩石形成时的压力, 拉巴岩体黑云母二长花岗岩属于低Sr高Yb的华南型(低压)花岗岩, 其他岩石整体属于高Sr低Yb的华北型(高压)花岗岩(图15)。

图14 T(℃)-Zr关系图解Fig. 14 T(℃) versus Zr diagram

图15 Sr-Yb关系图解(据张旗等, 2005, 2006)Fig. 15 Sr versus Yb diagram (after ZHANG et al., 2005, 2006)

对拉巴岩体及区域典型岩石作构造环境判别(图 16)分析, 这些岩石都处在火山岛弧花岗岩的范围内, 与上述分析一致, 指示拉巴岩体可能形成于岛弧环境。其中花岗闪长斑岩、花岗闪长岩和似斑状二长花岗岩满足埃达克岩的地球化学条件(张旗等, 2002), SiO2含量 66.23%～69.84%(＞56%), 高Al2O3(16.19%～16.97%, ＞15%), 低 MgO(1.04%～1.50%, ＜3%), 贫 Y(5.73～6.91 μg/g, ＜18 μg/g), 贫Yb(0.56～0.72 μg/g, ＜1.9 μg/g), 高 Sr(589～694 μg/g, ＞400 μg/g), 富集 LREE, 较弱的 Eu负异常,(87Sr/86Sr)i略大于 0.704(＜0.704), 较高的正 εNd值(＞0); 黑云母二长花岗岩的Y、Yb含量明显相对较高和Sr含量明显相对较低, 在某些特征方面不满足埃达克岩的上述特征, 属于一般的岛弧花岗岩。在LaN/YbN-YbN(图 17a)和 Sr/Y-Y(图 17b)图解中, 亦可以看出以前者为代表的岩石落在埃达克岩的范围内,以后者为代表的岩石落在典型弧后的范围内, 且与都伦河东岩体、西准其他地区岛弧花岗岩可作对比。

图16 微量元素构造环境判别图(据Pearce et al., 1984; Pearce, 1996)Fig. 16 Trace element discrimination for tectonic interpretation (after Pearce et al., 1984; Pearce, 1996)

图 17 LaN/YbN-YbN(a)和 Sr/Y-Y(b)图解(据 Defant and Drummond, 1990)Fig. 17 LaN/YbN versus YbN (a) and Sr/Y versus Y (b) diagrams (from Defant and Drummond, 1990)

西准噶尔晚古生代主要存在两个时期(早石炭世和晚石炭世—早二叠世)的动力学演化阶段(韩宝福等, 2006; 童英等, 2010)。早石炭世阶段, 发生洋内俯冲, 地壳侧向增生, 形成一系列类似于西太平洋构造域的多洋岛弧, 以中小型花岗岩岩株为代表,主要分布在包古图、老风口和都伦河东等地区。晚石炭世—早二叠世阶段, 洋俯冲作用逐渐减弱, 大洋消减关闭, 转为后造山的构造环境, 地壳伸展减薄, 岩浆活动极其强烈, 形成以 A型花岗岩为主的大型花岗岩岩基, 随后岩浆活动明显减弱。本文通过对拉巴岩体综合研究发现, 与相同构造单元的都伦河东岩体以及西准其他地区的岛弧花岗岩相比,都处于相似的俯冲环境, 但是拉巴岩体形成于早二叠世, 明显晚于西准噶尔岛弧花岗岩形成于早石炭世的主期, 说明早二叠世区内可能仍存在未完全关闭的有限洋盆。此外, 年龄相对较老的岛弧花岗岩形成于低温低压环境, 较年轻的埃达克岩形成于高压低温的环境, 表明拉巴地区在早二叠世可能处于由经典岛弧向埃达克岩过渡的阶段。

6 结论

(1)拉巴岩体由花岗岩、花岗闪长岩、二长花岗岩岩基和一系列花岗闪长斑岩、闪长岩、花岗岩等岩脉组成, CaO、Na2O含量较高, Eu弱负异常, 高εNd、低(87Sr/86Sr)i, 具有中高硅、钙碱性、贫镁铁、准铝质-弱过铝质的特点, 为典型的I型花岗岩。

(2)拉巴岩体可分为埃达克岩和一般岛弧花岗岩, 前者属高Sr低Yb的高压花岗岩, 后者为低Sr高 Yb的低压花岗岩, 均形成于洋壳板片俯冲的岛弧构造环境。

(3)拉巴岩体的高精度锆石 U-Pb年龄为285.7～295.1 Ma, 形成于早二叠世。综合西准噶尔地区晚古生代岩浆岩发育特征、区域大地构造演化等,说明在早二叠世仍可能存在未完全关闭的有限洋盆。

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).