新疆博格达中段木垒地区基性侵入岩岩石地球化学、锆石U-Pb年代学及其构造意义

龙登红

(甘肃省地质矿产勘查开发局第一地质矿产勘查院，甘肃 天水 741020)

对基性岩脉的研究具有重要的地质意义(孙林华，2007；周晶，2008；曾孝文，2019)。基性脉岩的岩浆来源、形成条件、在岩石圈深部的动力学特征为地学界研究的热点。基性脉岩成因主要有富集型地幔部分熔融(孙丰月等，1995；顾连兴，2001；张航，2018)、基性岩浆陆壳混染(赵霞，2008；刘彬，2013)、岩浆混合(齐有强，2008；卢成忠，2009)等。基性岩脉形成于伸展构造背景下，岩浆起源于岩石圈地幔和软流圈。在基性岩浆上侵入途中，虽然可能熔融岩浆房通道的地壳物质导致岩浆的化学成分发生部分改变，但最终形成的脉岩仍会保留部分软流圈和地幔的重要信息(徐学义，2005；崔方磊，2015；高秦，2019)。因此，开展基性岩脉的研究能够获得源区岩浆的物理化学特征，进而研究岩浆形成的构造环境等重要地质意义。

博格达造山带是天山东部地区晚古生代构造演化的产物，为天山构造演化研究中争论的焦点，其构造归属及成因至今仍存在不同的认识。有裂谷(顾连兴等，2001；夏林圻等，2002；王金荣等，2010；汪晓伟等，2015；孙吉明等，2018)、岩浆弧(左国朝等，2006)、弧后盆地环境(李锦轶等，2004；罗婷，2016)等不同认识。博格达地区石炭纪—二叠纪早期经历了强烈的大规模碰撞后伸展作用，形成大量的基性-超基性岩体、岩脉(夏林圻等，2006；李江涛，2018)。前人研究认为这些中基性岩是博格达造山带岩石圈拉张减薄时的产物，反映晚石炭世早期博格达造山带处于岩石圈拉张的构造环境与动力学背景(靳刘圆，2014；高景刚，2013；雷万杉，2016；夏冬，2018)。以往工作对博格达基性岩的研究主要集中在博格达东段(高景刚，2013；屈翠霞，2015；刘亮等，2020)和博格达西段(李江涛，2018)，两侧的演化时间和构造环境具有一定的差异性。本次研究区位于博格达造山带中部木垒地区，通过对区内的辉绿岩进行岩石学、岩石地球化学和年代学研究，深入探讨其岩石成因及构造意义。

1 区域地质背景

博格达造山带位于准噶尔盆地与吐哈盆地之间(图1)，区域上延伸长约为600 km，南北宽约为40～80 km。研究区位于博格达造山带中部木垒地区，出露地层主要为早石炭世七角井组(C1q)、晚石炭世柳树沟组(C2l)和祁家沟组(C2q)。早石炭世七角井组(C1q)为中基性火山碎屑岩夹火山熔岩，在其顶部见陆源碎屑岩；晚石炭世柳树沟组(C2l)为海相基、中、酸性火山岩夹少量陆源细碎屑岩及灰岩透镜体；晚石炭世祁家沟组(C2q)主要为滨海相陆源碎屑岩及灰岩夹少量安山岩及凝灰质砂岩。侵入岩主要以基性岩为主，岩性为辉绿岩、辉长岩等，酸性岩不发育，仅在局部地段出露脉岩和小岩体。

1.第四系土壤;2.第四系风积;3.第四系冲积风积;4.第四系冲洪积;5.第四系残积-风积;6.祁家沟组二段;7.祁家沟组一段;8.柳树沟组三段;9.柳树沟组二段;10.柳树沟组一段;11.七角井组二段;12.七角井组一段;13.花岗岩脉;14.花岗闪长岩脉;15.闪长岩脉;16.辉绿岩脉;17.逆断层及性质不明断层;18.地层产状;19.破火山口;20.锆石U-Pb测年样采样点；a.构造位置图;b.地质简图

2 岩相学和矿物学特征

研究区内的中基性侵入岩侵入至早石炭世七角井组(C1q)和晚石炭世柳树沟组(C2l)，岩性主要以辉绿岩、辉长岩等为主。辉绿岩主要呈脉状、长条状、带状等，宽约为2～500 m，延伸长度为100～2 000 m不等。在岩体与火山岩和碎屑岩的接触带上仅发育细粒化边(宽约数厘米)、角岩化等，而与灰岩的的接触带上发育宽度约为1～3 m的绿泥石、绿帘石化带。区内无酸性岩体，局部仅见少量花岗岩脉，脉宽为1～5 m，延伸长度为100～500 m。

辉绿岩岩石呈斑状结构、辉绿结构、嵌晶含长结构，块状构造。主要由斜长石(50%～70%)、辉石(20%～40%)、角闪石(2%～5%)、少量金属矿物(1%～4%)等组成，副矿物主要为榍石、锆石及其他透明矿物(约为1%～3%)。其中，斜长石粒度在1～6 mm，具绢云母化、黏土化，表面混浊，部分具强烈的绿泥石化，有的颗粒已完全被绿泥石所取代，部分双晶清晰可见，个别可见环带结构；角闪石为柱状，多色性明显，具强烈的绿泥石化，大多颗粒可见一组解理，少量颗粒可见两组角闪石式解理；辉石主要分布在较自形的斜长石板状晶体搭成的近三角形孔隙中，部分辉石具较强烈的绿泥石化。金属矿物为集合体状、粉粒状，不均匀分布(图2)。

a.显微照片；b.野外照片

3 样品采集及分析测试方法

本次在区内多个辉绿岩的不同部位采集研究样品。同一样点处采集了一套分析样品，包括标本、薄片、常量元素、稀土元素、微量元素等样品；在研究区中部的平顶山辉绿岩的样品中，增加采集锆石U-Pb年龄样品。采集样品时，选择蚀变较弱或无蚀变的岩体，在岩体的中部采集，取样时去除表面风化部分，采集新鲜基岩样品，以确保样品的代表性。共采集测试样品6套(包括薄片、常量、微量、稀土)，其中一套包括锆石U-Pb测年样。

常量元素、稀土元素和微量元素由甘肃省地矿局一勘院实验测试中心测试分析。将样品表面风化部分去除后，颚式破碎机破碎岩石后，用玛瑙球磨机粉碎到200目以上进行分析。主量元素均采用日本理学ZSX PrimusⅡ型萤光光谱仪测定，微量元素和稀土元素采用美国热电ICAP-Q型电感耦合等离子质谱仪ICP-MS测定。

锆石分选在南京宏创地质勘查技术服务公司完成。将岩石样经粉碎淘洗后，将得到的重砂矿物进行电磁选，初步筛选出锆石样品后，在双目镜下挑选出较好晶形的锆石。锆石粘贴在环氧树脂表面，制成锆石样品靶。对阴极发光图像分析，根据锆石的形态、环带特征等，选择可能与岩浆同期形成的锆石颗粒，在增生环带上选点进行U-Pb测年。

湖北省地质实验室测试中心负责完成锆石U-Pb测年工作，本次采用激光剥蚀电感耦合等离子体质谱分析系统(LA-ICP-MS)完成；最终检测误差低于5×10-9，符合技术要求。采用ICP-MS-Data Cal 9.0对样品的同位素比值和元素含量进行处理，采用 Isoplot 3.0软件进行年龄加权平均值的计算及锆石年龄谐和图的绘制。

4 岩石地球化学及年代学特征

4.1 常量元素

表1 研究区基性岩常量元素分析结果表(%)Tab.1 Diabase test result of constant element(%)

4.2 稀土元素

由表2可知，研究区的稀土元素总量相对较富集，ΣREE=55.21×10-6～196.57×10-6(均值为100.86×10-6)，LREE=45.88×10-6～163.76×10-6(均值为83.02×10-6)，HREE=9.33×10-6～32.81×10-6(均值为17.84)。稀土元素球粒陨石标准化配分图(图3)显示，各样品的稀土分配模式变化规律较为一致，为中等右倾斜的平行曲线，LREE/HREE值为4.21～4.99，轻稀土元素(LREE)相对重稀土元素(HREE)富集明显，显示可能为同源演化的产物；根据稀土元素标准化比值，LaN/YbN值为3.93～4.98，LaN/SmN值为1.62～1.90，GdN/YbN值为1.52～1.89，表明轻重稀土之间存在一定的分馏作用，且轻稀土较重稀土分馏作用强烈。各样品的Eu异常均不明显(δEu为0.85～0.90)，指示岩浆没有发生明显的斜长石分离结晶。与研究区内的柳树沟组、七角井组的玄武岩稀土元素配分曲线基本一致，具有相似的轻稀土元素富集配分曲线特征。

表2 基性岩稀土元素分析结果表(10-6)Tab.2 Diabase test result of trace rare earth element(10-6)

图3 稀土元素原始地幔标准化分布型式图Fig.3 Primitive mantle-normalized REE patterns

4.3 微量元素

从微量元素原始地幔标准化蛛网图上可以看出(图4)，各样品分配模式基本相似，显示其具有同源性。曲线整体为右倾型，相对富集Rb、Ba、K、Th等大离子亲石元素，Rb和Ba的质量分数为9.6×10-6～39.8×10-6、213.3×10-6～453.5×10-6(表3)；样品中均相对亏损Nb、Ti、Hf、Zr等高场强元素(HFSE)，Nb、Ti的质量分数为3.9×10-6～19.1×10-6、4 766×10-6～11 344×10-6。样品中的Rb、K、Ba等活泼元素的含量变化范围大，样品中的烧失量整体偏大，常量元素K2O与Na2O的迁移变化造成岩石定名存在偏差等，可能由于活动元素在地温蚀变过程流失造成。Nb/Ta值为33.26～43.08(均值为36.69)，Zr/Hf 值为27.05～33.42(均值为30.77)，与原始地幔Nb/Ta值(17.8)、Zr/Hf 值差距较大，可能反映岩浆形成中经历了较为明显的分离结晶作用。

表3 研究区基性岩微量元素分析结果表(10-6)Tab.3 Diabase test result of trace elements(10-6)

图4 微量元素原始地幔标准化蛛网图Fig.4 Primitive mantle-normalized spider diagram of trace elements

4.4 年代学研究

辉绿岩样品(PM12-25)的锆石U-Pb年龄谐和图、加权平均年龄图、阴极发光图像(CL)以及LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测试结果见图5和表4。

a.加权年龄图；b.阴极发光照片；c.谐和图

阴极发光图像(CL)显示，锆石呈长柱状、半截锥状，颗粒大小不一，长宽比为2∶1～3∶1；锆石环带不清晰，其主要原因为锆石中U、Th含量过高造成。锆石Th/U值为0.42～1.75，均大于0.40，且正相关性，表现出岩浆成因锆石特点。锆石206Pb/238U-207Pb/235U年龄谐和图显示，数据的投影点均集中在和谐曲线上，具有一致的206Pb/238U年龄值，加权平均年龄为(305.9±3.1)Ma(MSWD=0.87，n=21)。该年龄可准确反映辉绿岩的形成年龄，为晚石炭世。

续表2

4.5 锆石矿化研究

对锆石中U含量的研究对评价岩体产铀远景有着重要意义(郑憋公，1984；李耀菘，1995；陈振宇，2014)。锆石中U含量随着岩石中U含量的增加而增加，具有良好的正相关性，锆石中U含量相对较高的地区一般都是具有一定产铀远景的地区；锆石U含量指示作为成矿物质来源的母岩体富集铀的程度，锆石含U高说明岩体富铀程度高，形成铀矿床所能提供的铀源充分(郑憋公，1984)。前人对南岭地区岩体的锆石U含量进行了大量统计，认为产铀岩体锆石的U含量多在1 000×10-6以上，不产铀岩体锆石的U含量一般低于1 000×10-6；产铀岩体锆石的U、Th含量均变化较大，单个样品中不同颗粒的点分析结果可以相差1～2个数量级，这一点可与产铀岩体U的分布不均匀特点相对应(陈振宇，2014)。本次样品的21颗锆石中，U含量最高可达到24 579×10-6，最低为3 551×10-6，均值为12 267×10-6，其中在10 000×10-6有11个值；Th含量最高可达到14 151×10-6，最低为3 109×10-6，均值为8 068×10-6(实验室对该值进行重复检查测定，分析精度和质量达到相关要求)。锆石中U、Th异常明显高于正常背景，为背景场的10～20倍以上，与南岭地区的产铀岩体特征相似。分析认为，博格达中段地区石炭纪部分岩体可能为产铀或者为铀矿提供物源的岩体，显示研究区具有铀矿的找矿前景，在以往研究中尚未开展铀矿调查，需要下一步工作中加强调查研究，补充相关工作，有望使得该地区的铀矿找矿取得新进展。

5 讨论

5.1 岩石成因

研究表明来源于不同矿物相源区、不同部分熔融程度形成的玄武质岩浆具有不同的Zr/Nb和 Ce/Y 值(Deniel,1998)。研究区辉绿岩的 Zr/Nb值为9.79～16.08，Ce/Y值为1.05～1.43，在Zr/Nb-Ce/Y判别图解中，显示岩浆源于半亏损尖晶石橄榄岩，且部分熔融程度中等偏低(图6)。研究认为，可使用Dy/Yb值对部分熔融作用源区研究，在含石榴子石地幔源区中显示Dy/Yb>2.5，而在尖晶石地幔源区显示Dy/Yb<1.5(Miller，1999)，研究区内辉绿岩的Dy/Yb为1.84～2.10，说明为含石榴子石地幔源区与尖晶石地幔源区的过渡相。从Dy/Yb-La/Yb图解中可以看出，显示区内辉绿岩形成于石榴子石二辉橄榄岩与尖晶石二辉橄榄岩之间过渡型岩浆源区(图7)，部分熔融程度偏低。

图6 辉绿岩Zr/Nb-Ce/Y图解(据Deniel，1998)Fig.6 Zr/Nb-Ce/Y diagram of diabase

图7 辉绿岩La/Yb-Dy/Yb图解(据Miller，1999)Fig.7 La/Yb-Dy/Yb diagram of diabase

对岩浆岩形成时的温度和压力进行研究判别，可为岩浆的源区、演化、构造环境判别等分析提供重要信息。根据tpl=1 144.7-136.26×MnO-19.23×TiO2+7.41×Al2O3-1.04×FeO(Kytaлин，1966)，得出斜长石的结晶温度为1 143～1 234 ℃，均值为1 194 ℃。根据温度T(℃)=2 000×MgO/(MgO+SiO2)+969(Albarede，1992)，得出辉绿岩形成温度为1 066～1 154 ℃，平均温度为1 116 ℃。辉绿岩形成温度略低于岩石圈地幔底部的界面温度(约为1 200 ℃)，向深部软流圈温度更高，说明岩浆可能来源于岩石圈地幔中下部。辉绿岩样品的Cr平均含量为49.6×10-6，Ni平均含量为19.5×10-6，远低于原始玄武岩浆含量(Cr=300×10-6，Ni=250×10-6)，这主要可能由于岩浆演化中发生橄榄石和辉石的结晶分异造成。

对岩浆岩形成过程的识别可利用Mg#变化进行分析(Frey，1978)。研究区辉绿岩Mg#值在29.8～47.9，均值为41.5(玄武质原始岩浆的Mg#为68～73)，显示岩浆分异演化作用较强；辉绿岩的Rb/Sr平均值为0.13(原始地幔Rb/S值为0.029)，Rb/Ba平均值为0.08(原始地幔Rb/Ba值为0.088)(Sun，1989)，显示岩浆分异演化作用较强。研究岩浆演化的La/Yb-La/Sm图解中(图8)，显示岩浆发生了部分熔融作用和结晶分异作用。综合分析认为，辉绿岩可能为地幔中等程度部分熔融形成的原始岩浆后，后期发生了岩浆分异作用的综合产物。

图8 La/Yb-La/Sm图解Fig.8 La/Yb-La/Sm diagram of diabase

5.2 构造环境分析

博格达造山带的构造属性有裂谷环境(顾连兴等，2001；汪晓伟等，2015；孙吉明等，2018)、岛弧环境(马瑞士，1997；左国朝等，2006)、弧后裂陷盆地(李锦轶等，2004；罗婷，2016)等观点。高场强元素活动性小，对其特征分析研究，可进行探讨辉绿岩的大地构造成因背景。在Ti-Zr-Y构造环境判别图中，样品主要落在岛弧拉斑玄武岩和岛弧钙碱性玄武岩区域(图9)，具有岛弧玄武岩和弧后盆地玄武的共性特征；在Zr/4-Y-Nb×2图中(图10)，样点主要落在火山弧环境；在Cr-Y图中(图11)，研究区样点主要落在洋中脊环境和板内玄武岩相交的区域；结合形成时间所处的构造环境，认为博格达晚石炭纪处于弧后裂陷盆地。该构造环境下形成的岩石在盆地的不同位置，其岩石化学特具有岛弧或者裂谷的不同特征。

A.岛孤拉斑玄武岩；B.岛孤拉斑玄武岩和钙碱性玄武岩；C.岛孤钙碱性玄武岩；D.板内玄武岩

A1+A2.板内玄武岩;A2+C.板内拉斑玄武岩;B.富集型洋中脊玄武岩;C+D.火山弧玄武岩;D.亏损型洋中脊玄武岩

图11 辉绿岩Cr-Y图解(据Pearce，1982)Fig.11 Tectonic environment diabase of Cr-Y diagram

基性侵入岩属高钾钙碱性岩石系列，具有相对亏损Ta、Nb、Y等高场强元素(HFSE)元素、相对富集Rb、Ba等大离子亲石元素(LILE)特征，结合稀土元素特征图分析，认为其具有大陆裂谷属性；微量元素Nb/La值为0.42～0.64，平均为0.49，与上地壳接近(Nb/La≈0.39)(Pearce，1982)，La/Sm值为 2.51～2.95，与中下地壳相似(La/Sm≈2.86～5.22)；Zr、Y等微量元素能够较准确地恢复玄武岩的构造环境(夏林圻，2007)，且w(Zr)为38.20×10-6～293. 10 ×10-6(均值为107. 63×10-6)，Zr/Y值为2. 66～6. 33(均值为3. 61，>3. 50)，与板内玄武岩值相当。结合区域地质背景，表明博格达造山带木垒地区在晚石炭世时期不属于岛弧环境，而代表着一个以陆壳为基底的裂谷，则可能为弧后裂陷盆地。

对基性侵入岩的研究和分析后，认为在晚古生代期间博格达造山带存在大面积的与弧后裂陷演化有关的岩浆活动，符合弧后盆地的原有认识，与博格达造山带相接的哈尔里克造山带构造演化过程具有一定的相似性，可进行区域对比和分析探讨。

样品均为钙碱性火山岩系列，较高的稀土总量、轻稀土强烈富集的右倾模式，Nb、Ta的强烈亏损，总体表明辉绿岩形成于多重构造背景交接部位。前人研究认为，弧后裂陷盆地玄武岩具有从洋中脊玄武岩向岛弧玄武岩过渡的性质，其地幔源区由于受到俯冲流体的影响而不同程度的富集大离子亲石元素和轻稀土元素，亏损高场强元素(张进江等，2019)，其特征与区内辉绿岩一致。综合分析，认为研究区石炭纪构造环境可能为弧后裂陷盆地。

基性岩体的出现可以作为裂谷由完全伸展期转为局限伸展期的标志。从区域上看，博格达西段甘河子地区的辉绿岩锆石U-Pb年龄为(305.0±1.6) Ma(李江涛等，2018)；博格达中段木垒地区辉绿岩锆石U-Pb年龄为(305.9±3.1) Ma，色皮口地区辉绿岩锆石U-Pb年龄为(300.5±1.7)Ma(高景刚等，2013)；博格达东段巴里坤地区辉绿岩锆石U-Pb年龄为(314.7±1.5) Ma(崔方磊等，2015)，苏吉山辉长岩锆石U-Pb年龄为(308.1±3.3) Ma(雷万杉等，2016)，总体显示博格达伸展作用由东向西发展，这也进一步说明木垒地区大量的辉绿岩应为晚石炭纪大规模火山活动转向局限性伸展作用的产物。

6 结论

(1)岩石地球化学特征显示，基性侵入岩属准铝质中-高钾钙碱性岩石系列；稀土元素特征显示较高稀土总量、轻稀土强烈富集的右倾模式，大离子亲石元素Rb、Ba、K、Th等相对富集，高场强元素Nb、Ti、Hf、Zr等相对亏损。

(2)研究区辉绿岩岩浆可能源于亏损尖晶石橄榄岩相至原始尖晶石橄榄岩相之间，为较低程度部分熔融形成、分异演化综合作用形成的产物。

(3)木垒地区辉绿岩的锆石U-Pb年龄为(305.9±3.1) Ma，属晚石炭世，为晚石炭纪大规模局限性伸展作用的产物。分析认为博格达局限性伸展作用为自东向西发展。

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