西准噶尔南部庙尔沟岩体晚石炭世花岗闪长斑岩岩石成因及其动力学背景

段丰浩 支倩 李永军, 3 肖鸿 王盼龙 高吉鹏

1.长安大学地质工程与测绘学院, 西安 7100542.长安大学地球科学与资源学院, 西安 7100543.西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室, 西安 7100544.新疆维吾尔自治区地质矿产勘查开发局第一地质大队, 昌吉 8330001.

作为中亚造山带西南缘的重要组成部分, 西准噶尔地区因其复杂的构造背景和强烈的岩浆活动备受国内外学者关注(Fengetal., 1989; Xiaoetal., 2008; Gengetal., 2009, 2011; Chouletetal., 2012; Chenetal., 2019; Zhietal., 2020a, b)。晚石炭世-早二叠世是西准噶尔南部地区岩浆活动高峰期, 产生了大量面状展布的中-酸性花岗岩类(图1), 对其研究可为理解和深化认识该地区岩浆活动和构造演化的耦合关系以及揭示地壳生长提供非常重要的信息(Chen and Arakawa, 2005; 韩宝福等, 2006; Zhouetal., 2008; Gengetal., 2009; Gaoetal., 2014; Duanetal., 2019)。

庙尔沟岩体是西准噶尔南部地区规模最大的花岗岩体, 岩性主要为碱长花岗岩, 局部出露火成紫苏花岗岩(Xianetal., 2003; 张立飞等, 2004)。前人针对庙尔沟岩体碱长花岗岩和紫苏花岗岩开展了大量的年代学和地球化学方面的研究工作(详见表1)。不同测试手段获得的年代学数据表明, 碱长花岗岩和紫苏花岗岩时代集中于309～296Ma, 均形成于晚石炭世晚期-早二叠世早期。Xianetal. (2003)认为紫苏花岗岩是在区域伸展背景下幔源玄武质岩浆底垫下地壳、诱使其部分熔融而成, 随后由底垫的玄武质岩浆衍生的年轻下地壳发生部分熔融形成了碱长花岗岩(Xianetal., 2003; 伍建机和陈斌, 2004; Chen and Arakawa, 2005)。苏玉平等(2006)通过Sr-Nd同位素研究, 认为庙尔沟A型碱长花岗岩是由形成于早-中古生代的年轻玄武质下地壳物质部分熔融而成的花岗闪长质岩浆经进一步分离结晶而成, 是后碰撞岩浆活动的产物; 张立飞等(2004)通过对紫苏花岗岩研究, 认为其母岩浆源于下地壳的熔融, 且混入了来自亏损地幔的熔体, 并认为紫苏花岗岩先于碱长花岗岩形成, 但二者具有相同的岩浆源, 只是后者结晶深度较浅; 而胡洋等(2015)通过测年研究, 认为碱长花岗岩早于紫苏花岗岩, 且均属A型花岗岩类, 形成于后碰撞环境; Gengetal. (2009)则认为碱长花岗岩和紫苏花岗岩形成于洋脊俯冲背景, 是热的年轻下地壳部分熔融产生的熔体再经分离结晶作用而成; 吴楚(2017)新近提出庙尔沟岩体碱长花岗岩和紫苏花岗岩是在板片断离体制下, 软流圈地幔通过拆离窗口上涌, 加热下地壳使其部分熔融的结果。

笔者等在野外调查过程中, 于庙尔沟岩体东南边缘新发现了出露面积约0.1km2的灰白色花岗闪长斑岩。其侵位时代及岩石成因类型如何？与碱长花岗岩、紫苏花岗岩有无成因联系？这些问题的解决, 离不开年代学和地球化学工作。因此, 本文在野外调查基础上, 对新发现的花岗闪长斑岩进行岩石学、年代学、全岩地球化学和锆石Hf同位素分析, 确定其形成时代, 剖析岩石成因类型及源区属性, 同时收集前人已发表的庙尔沟岩体碱长花岗岩、紫苏花岗岩数据进行综合对比分析, 揭示三者之间的异同, 探讨岩浆演化成因联系以及深部动力学过程, 为区域晚古生代构造演化研究提供新的证据和资料。

1 区域地质背景

西准噶尔位于中亚造山带西南缘, 区域NE-NNE向断裂非常发育, 沿达尔布特、哈图等左行走滑断裂及其次级断裂出露多条SSZ型蛇绿混杂岩(图1), 其时代跨度大, 从新元古代-晚古生代均有报道(Yangetal., 2015及其相关引文), 反映了古亚洲洋漫长的俯冲-增生演化历史。研究区出露的地层以石炭系最为广泛, 分布于达尔布特断裂两侧(图1)。下石炭统包古图组整体变形强烈, 地层多褶皱, 以细碎屑岩占主导, 夹大量灰岩条带/透镜体以及基-酸性火山岩, 其中火山岩多显示岛弧(Gengetal., 2011; Shenetal., 2013)、弧后盆地玄武岩(Shenetal., 2013; Zhietal., 2020a)以及洋岛玄武岩(Yangetal., 2016)特征。下石炭统希贝库拉斯组多以含砾粗砂岩、砾岩等高能环境快速沉积的粗碎屑岩为主, 无火山熔岩, 整合于包古图组之上(孙羽等, 2014)。上石炭统成吉思汗山组岩性多为中-基性火山岩、硅质岩、长石岩屑砂岩及凝灰岩。Zhietal. (2020b)新近在阿勒吞扎瓦提一带识别出了形成于313～310Ma的弧后盆地型玄武岩, 表明成吉思汗山组可能为弧后盆地环境沉积的产物。

表1 庙尔沟岩体花岗岩类年龄测试结果汇总表

图1 西准噶尔南部地区地质简图(据Duan et al., 2019)Fig.1 Geological map of the southern West Junggar, Xinjiang (after Duan et al., 2019)

图2 庙尔沟岩体中花岗闪长斑岩野外露头(a-c)、手标本(d-f)及镜下显微照片(g-i)Qtz-石英; Pl-斜长石; Kfs-钾长石; Am-角闪石; Bt-黑云母Fig.2 Field outcrops (a-c), hand specimens (d-f) and photomicrograph (g-i) of granodiorite porphyry in Miaoergou plutonQtz-quartz; Pl-plagioclase; Kfs-K-feldspar; Am-amphibole; Bt-biotite

晚石炭世-早二叠世是西准南部地区岩浆活动高峰期, 区内广布中-酸性I-A型花岗岩类和闪长质脉岩。花岗岩体数量众规模大, 侵位时限相对集中, 主要侵入于泥盆系-石炭系火山-沉积建造中(图1)。以铁厂沟岩体为代表的碱性A型碱长花岗岩类岩基多形成于295～308Ma, 但也有316～332Ma年龄的报道(韩宝福等, 2006; Gaoetal., 2014; 姜芸等, 2015), 即不排除多期侵入的可能; 而钙碱性的I型花岗闪长质小岩体/株多侵位于晚石炭世早-中期(310～320Ma), 个别岩体显示埃达克岩地球化学特征(Tangetal., 2010; 段丰浩等, 2015; Duanetal., 2018)。闪长质脉岩主要分布于克拉玛依、庙尔沟、红山以及别鲁阿嘎希地区, 多侵入于早石炭世火山-沉积地层以及晚石炭世-早二叠世花岗岩中, 时代集中于292～321Ma, 部分具有赞岐岩(Yinetal., 2013, 2015; 段丰浩等, 2018a; Duanetal., 2019; 马飞宙等, 2020)地球化学特征。

图3 庙尔沟岩体中花岗闪长斑岩QAP图解(底图据Streckeisen, 1976)Fig.3 QAP modal classification for granodiorite porphyry in Miaoergou pluton (base map after Streckeisen, 1976)

2 岩体地质及样品岩石学特征

庙尔沟岩体位于托里县庙尔沟镇一带, 岩体侵位于早石炭世包古图组火山碎屑岩系中, 呈岩基状产出, 出露面积约720km2, 是西准噶尔南部地区出露规模最大的花岗岩体(图1)。岩体主岩性为肉红色粗-中粒碱长花岗岩, 其东南缘及北缘有少量火成紫苏花岗岩产出(Xianetal., 2003; 张立飞等, 2004; Gengetal., 2009; 胡洋等, 2015)。锆石U-Pb年代学数据表明, 庙尔沟岩体碱长花岗岩和紫苏花岗岩形成时代分别变化于298～309 Ma和296～305 Ma(详见表1), 属晚石炭世晚期-早二叠世早期。岩体东缘密集出露的近SN向展布的石英闪长(玢)岩脉形成于298～305Ma, 显示赞岐岩地球化学特征(Yinetal., 2013; 段丰浩等, 2018a), 岩脉内部发育椭圆状、次圆状暗色闪长质包体(段丰浩等, 2018a)。

图4 庙尔沟岩体中花岗闪长斑岩锆石U-Pb年龄谐和图(a)及直方图(b)Fig.4 Zircon U-Pb concordia diagram (a) and age histogram (b) for granodiorite porphyry in Miaoergou pluton

本次野外调查过程中, 于岩体东南边缘新发现了长约350m、宽约300m的灰白色花岗闪长斑岩(图1), 其风化色与新鲜色均为灰白色, 与肉红色碱长花岗岩差异明显(图2a-c), 野外易于区分, 且其斑状结构(图2d-f)同样与碱长花岗岩不同。岩石破碎严重, 仅在局部可观察到肉红色碱长花岗岩呈细小枝状插入灰白色花岗闪长斑岩中(图2b), 野外初步判断花岗闪长斑岩形成时代可能早于碱长花岗岩。

花岗闪长斑岩具斑状结构, 其中斜长石斑晶为自形-半自形板状, 聚片双晶和环带较发育, 粒径约0.4～1.8mm, 个别大者可达3.5mm, 含量约8%～20%不等; 钾长石斑晶多为半自形板状, 少数具条纹结构, 大小约0.3～3.6mm, 个别大者可达4.5mm, 含量约5%～10%; 石英斑晶呈半自形-他形粒状, 部分被熔蚀, 边界不规则, 斑晶粒径约0.4～3.5mm, 含量约4%～7%, 内部可见斜长石捕掳晶; 黑云母斑晶多呈他形片状, 含量约2%～3%, 粒径约0.3～1.0mm; 角闪石斑晶较少, 约1%～2%, 粒径0.2～0.5mm。基质主要由斜长石(25%～40%)、钾长石(15%～20%)、石英(～15%)和少量黑云母(3%～5%)、角闪石(2%～3%)组成, 矿物粒径大小不等, 为0.01～0.20mm, 集中于0.03～0.10mm(图2g-i)。在花岗岩类QAP图解中(图3), 所采集的5件样品均位于花岗闪长岩区域, 与野外及镜下结果相吻合。

3 分析方法及分析结果

3.1 锆石U-Pb年龄

本次于花岗闪长斑岩中采集1件新鲜样品用于锆石U-Pb测年和原位Hf同位素分析, 样品编号为MHSTW-1, 采样点坐标: 45°28′21.8″N、83°57′33.1″E。LA-ICP-MS原位U-Pb定年在自然资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室完成, 详细的实验原理和仪器参数及流程参见李艳广等(2015)。

从花岗闪长斑岩中挑选的锆石多数为较自形的柱状或双锥状, 少数锆石因溶蚀形态不规则, 长约75～140μm, 宽55～85μm。阴极发光图像中大多数锆石发育生长环带(图4a中小插图), 为岩浆结晶锆石。锆石U-Pb测试分析结果列于表2。从表2中可以看出, 所有锆石的Th和U含量分别为36.2×10-6～328×10-6和84.4×10-6～678×10-6, Th/U比值较高, 变化于0.31～0.58, 并具有良好正相关(图4a), 同样指示岩浆成因, 可以代表岩石的结晶年龄。

表2 庙尔沟岩体花岗闪长斑岩LA-ICP-MS锆石U-Pb分析结果

花岗闪长斑岩23个锆石测点均落在谐和曲线上(图4a), 其206Pb/238U表观年龄值较集中, 变化于311～324Ma(表2), 获得加权平均年龄为317.4±1.9Ma (n=23, MSWD=0.12; 图4b)。所有测点的207Pb/206Pb值非常接近, 为0.05207～0.05442, 为同期岩浆锆石。因此, 我们认为317.4±1.9Ma为花岗闪长斑岩的结晶年龄, 属晚石炭世早期。

前人采用不同的测试方法对庙尔沟岩体碱长花岗岩及紫苏花岗岩开展了大量的锆石U-Pb年代学研究(见表1), 积累了丰富的数据。本文系统收集已发表的7件碱长花岗岩及5件紫苏花岗岩样品共计187个测试点的206Pb/238U年龄值重新进行相应的年龄计算, 剔除了远离谐和曲线及表观年龄值明显偏大或偏小的数据后用于分析的有效点共计171点。其中碱长花岗岩95个锆石测点的Th/U比值变化于0.31～0.73(仅1点为0.23),206Pb/238U表观年龄变化于290～315Ma, 获得加权平均年龄为302.8±1.2Ma (MSWD=0.66), 其峰值年龄约为303Ma (图5a, b), 时代为晚石炭世末期; 紫苏花岗岩76个锆石测点的Th/U比值变化于0.38～0.68,206Pb/238U表观年龄变化于294～318Ma, 其加权平均年龄为306.7±1.5Ma (MSWD=0.43), 峰值年龄约307Ma (图5c, d), 时代为晚石炭世晚期, 二者年龄均明显晚于花岗闪长斑岩, 但紫苏花岗岩成岩年龄略早于碱长花岗岩, 这也与野外观察到的紫苏花岗岩被碱长花岗岩所侵入以及碱长花岗岩中含紫苏花岗岩包体的地质事实相一致(张立飞等, 2004)。

图5 庙尔沟岩体中碱长花岗岩(a、b)及紫苏花岗岩(c、d)年龄直方图年龄数据引自苏玉平等, 2006; Geng et al., 2009; 胡洋等, 2015; 史建杰, 2017; 吴楚, 2017Fig.5 Zircon U-Pb age histograms for alkali feldspar granite (a, b) and charnockite (c, d) in Miaoergou plutonAge data from Su et al., 2006; Geng et al., 2009; Hu et al., 2015; Shi, 2017; Wu, 2017

3.2 锆石Hf同位素

本次在锆石U-Pb定年同时, 挑选花岗闪长斑岩15颗锆石进行了原位Hf同位素分析, 所有Hf同位素测试位置与U-Pb定年点位相同, 测试点序号与U-Pb测年点序号对应, 分析结果列于表3。计算εHf(t)值以及模式年龄时采用花岗闪长斑岩结晶年龄t=317Ma进行校正。结果表明, 15颗锆石的176Hf/177Hf比值为0.282922～0.283014,fLu/Hf值为-0.95～-0.97, Hf同位素初始比值εHf(t)=+12.0～+15.3, 其加权平均值为+14.1±0.58。一阶段和二阶段Hf模式年龄均较年轻, 分别为337～474Ma (平均392Ma)和350～564Ma (平均435Ma), 与其结晶年龄相差不大。在εHf(t)-t图解上, 所有测点均接近亏损地幔线(图6), 表明岩浆源区具有亏损地幔特征。

图6 庙尔沟岩体花岗岩类Hf同位素图解文献数据引自Geng et al., 2009; 吴楚, 2017Fig.6 εHf(t) vs. zircon age diagrams for granitoids in Miaoergou plutonLiterature data from Geng et al., 2009; Wu, 2017

收集前人已发表的碱长花岗岩及紫苏花岗岩样品132点锆石Hf同位素数据(Gengetal., 2009; 吴楚, 2017)用于对比分析。数据表明, 碱长花岗岩初始εHf(t)值为较高的正值, 变化于+11.3～+15.5, 加权平均值为+13.6±0.27 (n=58), Hf模式年龄tDM2较小, 为314～600Ma (平均405Ma); 紫苏花岗岩εHf(t)值略高, 为+11.6～+15.8, 加权平均值为+13.8±0.24 (n=74),tDM2为325～584Ma (平均397Ma)。在εHf(t)-t图解中, 所有样品投影点均靠近亏损地幔演化线, 显示源区同样具有亏损地幔特征(图6)。

3.3 全岩主微量元素

本次于新发现的花岗闪长斑岩不同露头处共采集5件新鲜样品, 同时收集庙尔沟岩体前人已发表的24件紫苏花岗岩(张立飞等, 2004; Gengetal., 2009; 胡洋等, 2015)和59件碱长花岗岩(伍建机和陈斌, 2004; Chen and Arakawa, 2005; 苏玉平等, 2006; Gengetal., 2009; 胡洋等, 2015)样品数据用于岩石地球化学对比分析。全岩主微量元素分析在长安大学西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室完成, 详细的仪器参数及流程参见段丰浩等(2018b)。所有样品数据及相关参数列于表4。

3.3.1 主量元素

从表4中可以看出, 花岗闪长斑岩样品具有较高硅(SiO2=70.87%～72.82%)，中等铝(Al2O3=14.08%～14.56%)，较低镁(MgO=0.48%～0.51%; Mg#=28.0～32.0)、钙(CaO=1.53%～1.74%)和全铁(Fe2O3T=2.10%～2.65%)，富全碱(Na2O+K2O=7.56%～8.05%)的特征(表4)。在TAS分类图(图7a)中, 样品因高的SiO2和全碱含量, 位于亚碱性花岗岩范围; 样品碱度率AR值均<4, 变化于2.00～2.31 (平均2.10), 属钙碱性岩石。K2O含量为3.61%～4.23%, 属高钾钙碱性系列(图7b); A/CNK=1.02～1.06(平均1.05), A/NK=1.30～1.36(平均1.34), 属弱过铝质岩石(图7c)。花岗闪长斑岩样品的FeOT/(FeOT+MgO)值变化于0.79～0.82, 为镁质花岗岩(图7d)。

表3 庙尔沟岩体中花岗闪长斑岩Hf同位素组成

本次收集的紫苏花岗岩样品具有较低的SiO2(60.00%～65.30%, 平均62.09%)、K2O(1.87%～3.44%, 平均2.52%)和全碱(Na2O+K2O=6.34%～9.25%, 平均7.37%)含量, 较高的Al2O3(14.82%～16.82%), Fe2O3T(4.49%～8.45%, 平均6.90%)、MgO(0.72%～1.96%)、CaO(2.62%～4.47%)和Na2O(3.91%～5.81%)含量且明显富钠贫钾(Na2O/K2O=1.23～2.57)(表4)。在TAS图解中(图7a), 紫苏花岗岩多数位于二长岩及石英二长岩区域, 个别落入闪长岩区域; 样品里特曼指数σ值为1.93～3.26(平均2.27), 属钙碱性-高钾钙碱性岩类(图7b)。样品的A/CNK值为0.82～0.93(仅1件样品为1.10, 平均0.90), 为准铝质岩石(图7c)。其FeOT/(FeOT+MgO)值为0.78～0.89(平均0.81), 在SiO2-FeOT/(FeOT+MgO)图解中(图7d), 绝大多数紫苏花岗岩样品位于前人统计的镁质紫苏花岗岩所圈定的区域, 仅极个别样品落入铁质紫苏花岗岩区域或向铁质紫苏花岗岩区域过渡(Rajesh, 2012)。

与花岗闪长斑岩和紫苏花岗岩相比,碱长花岗岩具有高硅(SiO2=71.39%～78.40%, 平均74.57%), 富碱(Na2O+K2O=7.10%～10.2%, 平均8.76%), 贫镁(MgO=0.01%～0.38%, 平均0.18%; Mg#=1.87～32.0, 平均16.6)、铝(Al2O3=10.27%～14.80%, 平均12.93%)和钙(CaO=0.22%～1.71%, 平均0.79%)的特征(表4)。绝大多数碱长花岗岩的AR值>4, 为4.12～5.93, 平均4.61(仅6件样品<4), 属碱性系列。在TAS图解中(图7a), 部分样品位于钙碱性花岗岩范围, 可能是K、Na元素活动性强易发生迁移所致; A/CNK值为0.91～1.11(平均0.99, 仅2件样品>1.10), 属准铝-弱过铝质(图7c)。样品FeOT/(FeOT+MgO)值为0.79～0.99(平均0.90), 为铁质花岗岩类(图7d)。氧化物-SiO2关系图解(图8)表明, 从(高钾)钙碱性花岗闪长岩、紫苏花岗岩到碱性碱长花岗岩, 其TiO2、Al2O3、Fe2O3T、MgO、CaO、Na2O、P2O5含量与SiO2含量表现出明显的负相关性, 而K2O呈现出相反的变化趋势, 且碱长花岗岩样品的变化趋势最为明显。

表4 庙尔沟岩体花岗岩类主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析结果

图7 庙尔沟岩体花岗岩类TAS (a, 据Middlemost, 1994)、K2O-SiO2(b, 据Gill, 1981)、ACNK-SiO2(c, 据Clarke, 1992)和FeOT/(FeOT+MgO)-SiO2(d, 据Frost and Frost, 2010)图解碱长花岗岩和紫苏花岗岩数据引自伍建机和陈斌, 2004; 张立飞等, 2004; Chen and Arakawa, 2005; 苏玉平等, 2006; Geng et al., 2009; 胡洋等, 2015. 阴影区数据来源据Duan et al., 2019. 铁质、镁质紫苏花岗岩范围据Rajesh, 2012. I-S-A型紫苏花岗岩范围转引自赵凯, 2018. 印度豆蔻丘陵镁质I型紫苏花岗岩数据引自Rajesh, 2004. 图8、图9、图11数据来源同此图Fig.7 Total alkalis vs. silica (a, after Middlemost, 1994), K2O vs. SiO2 (b, after Gill, 1981), ACNK vs. SiO2 (c, after Clarke, 1992) and FeOT/(FeOT+MgO) vs. SiO2 (d, after Frost and Frost, 2010) diagrams for granitoids in Miaoergou plutonAlkali feldspar granite and charnockite data from Wu and Chen, 2004; Zhang et al., 2004; Chen and Arakawa, 2005; Su et al., 2006; Geng et al., 2009; Hu et al., 2015. Data of shaded areas from Duan et al., 2019. The range of magnesian and ferroan charnockites after Rajesh, 2012; the range of I-S-A-type charnockite are quoted from Zhao, 2018. Data of Cardamom Hill magnesian I-type charnockite in India are from Rajesh, 2004. Data sources in flowing Fig.8, Fig.9 and Fig.11 are the same as in this figure

图8 庙尔沟岩体花岗岩类氧化物-SiO2关系图解Fig.8 Variation plots of major oxides vs. SiO2 for granites in Miaoergou pluton

3.3.2 稀土和微量元素

庙尔沟岩体花岗闪长斑岩稀土元素总量偏低, ∑REE=77.5×10-6～123×10-6, 平均95.4×10-6, (La/Yb)N=5.29～6.60, (La/Sm)N=3.20～3.46, (Gd/Yb)N=1.27～1.50, 显示轻稀土富集的右倾特征(图9a), 且轻稀土分馏较好, 但重稀土分馏不明显; 所有样品δEu值变化于0.52～0.64, 平均0.58, 显示弱负Eu异常(图9a)。在原始地幔标准化微量元素图解中, 所有样品均富集Rb、K、Th、U, 强烈亏损Nb、Ta、Ti(图9b)。

图9 庙尔沟岩体花岗岩类球粒陨石标准化稀土元素配分图(a、c)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b、d) (标准化值据Sun and McDonough, 1989)Fig.9 Chondrite-normalized rare earth element patterns (a, c) and primitive mantle-normalized spider diagrams (b, d) for granitoids in Miaoergou pluton (normalization values from Sun and McDonough, 1989)

从表4中可知, 紫苏花岗岩稀土元素总和为69.0×10-6～187×10-6, 平均155×10-6, 除1件样品稀土总量较低外, 其余样品均表现出一致的右倾型(图9a)。(La/Yb)N值为3.49～5.78, (La/Sm)N=1.73～2.24, (Gd/Yb)N=1.36～2.22, 表明富集轻稀土元素, 且轻稀土元素分馏程度略高于重稀土元素。所有样品的δEu值较高, 为0.45～0.88, 平均0.74, 同样显示弱负Eu异常(图9a)。紫苏花岗岩样品中除个别元素如Ba、Zr、Hf含量差异较大以外, 其余微量元素配分模式基本一致, 表现为富集Rb、Ba、K、U等元素, 亏损Nb、Ta、Ti和重稀土元素(图9b)。

碱长花岗岩稀土总量变化范围较大, 为55.1×10-6～254×10-6(平均158×10-6), (La/Yb)N=2.12～7.20, 表明轻稀土元素较富集, (La/Sm)N=1.76～4.03, (Gd/Yb)N=0.67～1.84, 显示轻稀土分馏程度高于重稀土元素。与花岗闪长斑岩和紫苏花岗岩不同, 所有碱长花岗岩样品的δEu值较低, 为0.08～0.38(仅6件样品>0.30), 平均0.24, 显示强烈的Eu负异常(图9c)。微量元素蛛网图显示碱长花岗岩样品均富集Th、U、K和Pb, 显著亏损Ba、Nb、Ta、Sr、P、Eu、Ti等元素(图9d)。

综合分析以上数据可知, 本次研究于庙尔沟岩体中新发现的花岗闪长斑岩(～317Ma)与紫苏花岗岩(～307Ma)具有相似的稀土及微量元素模式图, 但与岩体主岩性碱长花岗岩(～303Ma)差异显著(图9), 表明它们可能具有不同的岩石成因。

4 讨论

4.1 侵位时代及岩浆期次

西准噶尔南部地区目前已查明岩性及成因的中-酸性侵入体共计约30余个(图1)。近些年随着测试手段不断提高, 越来越多的学者采用不同的测试方法对研究区出露的晚古生代花岗岩类进行了大量的锆石U-Pb定年研究, 积累了一大批高精度年代学数据。本文作者系统汇总研究区前人已发表的中-酸性花岗岩体114件锆石U-Pb数据进行分析。结果显示, A型碱长花岗岩类岩基所有锆石206Pb/238U加权平均年龄值变化范围为287～332Ma, 主要集中于295～306Ma, 其平均年龄和峰值年龄分别为304Ma和302Ma; 而I型花岗闪长质小岩体所有锆石的206Pb/238U加权平均年龄值较前者明显偏大, 多数集中于310～320Ma, 平均年龄和峰值年龄均为315Ma(图10; Duanetal., 2019及部分未发表数据)。以上年代学数据表明, 这些形成于石炭纪-二叠纪的花岗闪长质小岩体和碱长花岗岩类岩基应为两阶段岩浆活动的产物, 分别对应晚石炭世早-中期和晚石炭世晚期-早二叠世早期两期岩浆事件。

图10 西准噶尔南部地区晚古生代花岗岩类206Pb/238U加权平均年龄直方图数据来源见Duan et al., 2019; 本文及部分未发表数据Fig.10 The weighted mean 206Pb/238U age histogram of Late Paleozoic granitoids in southern West JunggarData from Duan et al., 2019, this study and some unpublished data

本文对庙尔沟岩体中的花岗闪长斑岩进行锆石U-Pb测年, 获得了317.4±1.9Ma的206Pb/238U加权平均年龄(图4), 同时对收集到的碱长花岗岩和紫苏花岗岩测年数据重新进行年龄计算, 分别获得了～303Ma和～307Ma的206Pb/238U加权平均年龄(图5), 这也与其野外接触关系相吻合。从岩体侵位时间来看, 本文研究的花岗闪长斑岩与区域内出露的其他花岗闪长质小岩体/株(如包古图、塔斯阔腊岩体等)成岩时代(310～320Ma)基本一致, 均为早期阶段岩浆活动的产物, 而碱长花岗岩及紫苏花岗岩与区域内出露的其他碱长花岗岩类岩基(如铁厂沟、阿克巴斯陶岩体等)成岩时代(295～308Ma)吻合, 为晚期岩浆事件的产物。

图11 庙尔沟岩体花岗岩类岩石类型分类图(底图据Whalen et al., 1987)Fig.11 The rock type discrimination diagrams for granitoids in Miaoergou pluton (base map after Whalen et al., 1987)

4.2 岩石成因类型

自然界中的花岗岩类最常见的有I型、S型和A型, M型极为少见, 对其成因类型的准确判定需要结合矿物组合及岩石地球化学特征综合分析。庙尔沟花岗闪长斑岩含有约5%的角闪石(图2g-i), 从岩相学上初步判断其可能为I型花岗岩。主、微量元素显示花岗闪长斑岩具有较低的σ(2.00～2.31)、FeOT/MgO(3.78～4.59)、104Ga/Al(2.23～2.31)、Zr+Nb+Ce+Y(191×10-6～325×10-6)值和全岩锆饱和温度(TZr=769～782℃, 仅1件样品为818℃, 平均783℃)以及富集轻稀土、弱负Eu异常和显著亏损Nb、Ta、Ti等特征, 与碱性、高温的A型花岗岩明显不同(张旗等, 2012)。在花岗岩岩石类型分类图中, 花岗闪长斑岩样品全部落在了非A型花岗岩区域(图11; Whalenetal., 1987)。此外, 花岗闪长斑岩较低的A/CNK值(1.02～1.06<1.10)以及P2O5含量(0.07%～0.12%<0.20%), 且镜下未见原生堇青石、白云母等富铝矿物, 显然不符合强过铝S型花岗岩的特征(Sylvester, 1998; Chappell, 1999), 更可能为I型花岗岩。因此, 岩相学与岩石地球化学特征均表明庙尔沟花岗闪长斑岩应为钙碱性弱过铝质I型花岗岩。

相比较而言, 紫苏花岗岩同样含有约10%～15%的角闪石(张立飞等, 2004; Gengetal., 2009; 胡洋等, 2015), 加之较低的SiO2(平均62.09%)和K2O(平均2.52%)含量、σ(平均2.27)、FeOT/MgO(平均4.55)、A/CNK(0.82～0.93)以及Zr+Nb+Ce+Y(69.5×10-6～927×10-6, 仅3件样品>350×10-6)值, 弱负Eu异常和较低的全岩锆饱和温度(TZr=632～842℃, 仅4件样品>800℃, 平均740℃)等特征, 与印度豆蔻丘陵(Cardamom Hill)源于新生下地壳部分熔融而成的高钾钙碱性镁质I型紫苏花岗岩(Rajesh, 2004)及研究区形成于310～320Ma的钙碱性I型花岗闪长质小岩体有诸多相似之处(图7、图9a, b), 暗示可能具有相同或相似的成因。但与岩体主岩性碱长花岗岩差异显著, 后者以高的SiO2含量(平均74.57%)、AR(仅6件样品<4, 平均4.61)、FeOT/MgO(平均11.5)、Zr+Nb+Ce+Y(207×10-6～596×10-6, 平均393×10-6)、104Ga/Al(2.46～4.19, 平均2.94)值和锆饱和温度(平均824℃)(表4)以及强烈亏损Ba、Sr、P、Eu、Ti(图9c, d)为特征, 属A型花岗岩类。在图11中, 除极个别样品含量偏差较大外, 绝大多数紫苏花岗岩落入了印度豆蔻丘陵镁质I型紫苏花岗岩(Rajesh, 2004)及研究区钙碱性I型花岗岩类样品所圈定的区域, 而碱长花岗岩全部位于研究区295～308Ma碱性A型花岗岩范围内。

综合分析认为, 本次研究的庙尔沟岩体花岗闪长斑岩为钙碱性弱过铝质I型花岗岩, 碱长花岗岩属碱性准铝质-弱过铝质A型花岗岩, 紫苏花岗岩则更多的表现出钙碱性-高钾钙碱性镁质I型紫苏花岗岩特征(Rajesh, 2004, 2012; 赵凯, 2018), 这与部分学者认为的庙尔沟紫苏花岗岩属A型花岗岩类的认识不同(胡洋等, 2015; 吴楚, 2017)。

4.3 源区特征

本文利用此次获得的以及收集到的岩石地球化学和同位素数据, 主要探讨庙尔沟岩体中新发现的花岗闪长斑岩以及成因类型与前人认识不同的紫苏花岗岩的岩浆源区特征, A型碱长花岗岩前人已有大量研究成果, 且对其源区的认识较一致, 此处不再赘述。

庙尔沟岩体花岗闪长斑岩和紫苏花岗岩分别表现出钙碱性I型花岗岩和钙碱性-高钾钙碱性镁质I型紫苏花岗岩特征, Mg#值均小于45(分别为28.0～32.0和17.7～33.7), 富集大离子亲石元素(Rb、K)，亏损高场强元素(Nb、Ta、Ti), 结合其弱的Eu负异常, 很可能是下地壳岩石部分熔融而成(Rudnick and Gao, 2003; Rajesh, 2004; 张本仁和傅家谟, 2005)。其Nd/Th值分别为1.72～2.09和2.24～11.5, 均落入壳源岩石范围(<15; Beaetal., 2001); Zr/Hf值分别为37.2～40.6(平均38.0)和25.5～60.1(平均40.2), 明显高于地壳岩石(～33; Taylor and McLennan, 1995)而与幔源岩石比值接近(～36; Hofmann, 1988); Nb/Ta比值变化范围较广(8.88～19.5), 横跨下地壳(～8)到亏损地幔(>17)(Sun and McDonough, 1989)的比值范围。这些特征均不同程度的表明其母岩浆并非全部起源于下地壳岩石的部分熔融, 幔源物质也有贡献。花岗闪长斑岩和紫苏花岗岩较高的SiO2(平均63.8%)、Al2O3(平均15.39%)含量以及低的Cr(平均12.3×10-6)和Ni(平均3.86×10-6)含量, 表明幔源物质的贡献量相对有限, 源区仍以壳源物质为主。

锆石Hf同位素数据显示, 花岗闪长斑岩和紫苏花岗岩均具有高的正εHf(t)值, 分别为+12.0～+15.3和+11.6～+15.8。研究认为, 花岗岩类具有正的εHf(t)值则表明其来源于亏损地幔或是由亏损地幔新派生的年轻壳源物质部分熔融而成(Vervoortetal., 1999; 吴福元等, 2007)。然而, 多幅1/5万区域地质调查证实, 西准噶尔地区出露的晚古生代基性岩类野外多呈厚度不大的夹层状或岩脉形式产出, 分布范围和露头规模极为局限, 而花岗岩类出露面积较大且分布范围很广, 几乎遍布整个南部地区(图1)。另外, 区域内花岗质岩石的εNd(t)值变化范围为+2.69～+9.20(平均+6.68), 而地幔来源的晚古生代基性玄武岩类εNd(t)值变化范围较大, 为+2.20～+11.0(平均+5.95)(Gengetal., 2011; Shenetal., 2013; 李永军等, 2014; Zhietal., 2020a, b), 表明花岗闪长斑岩和紫苏花岗岩由源于亏损地幔的基性岩浆直接通过结晶分异而来的可能性极小。结合花岗闪长斑岩和紫苏花岗岩年轻的二阶段Hf(325～584Ma; Gengetal., 2009; 吴楚, 2017及本文)和Nd(414～644Ma; Gengetal., 2009; 胡洋等, 2015)模式年龄, 表明原始岩浆主要来源于新元古代-早石炭世从亏损地幔中新增生年轻下地壳的部分熔融。

研究表明, 年轻的地幔组分参与花岗岩类成岩过程的方式主要包括2种形式: 一种为幔源岩浆与其诱发的地壳物质部分熔融形成的岩浆在地壳深部混合形成壳幔混源岩浆(Belousovaetal., 2006; Kempetal., 2007); 另一种是幔源岩浆首先侵入到地壳基底岩石中形成初生地壳, 然后在后期热事件影响下, 这种既有初生地壳又有古老基底的混合地壳发生部分熔融(Wuetal., 2006)。然而, 西准噶尔地区目前尚未有确凿古老结晶基底存在的报道, 且已有的同位素资料显示区域花岗岩类多具有高的正εNd和εHf值以及年轻的Nd、Hf模式年龄(Chen and Arakawa, 2005; 苏玉平等, 2006; Gengetal., 2009; Gaoetal., 2014), 表明其不太可能由初生地壳与古老基底组成的混合地壳部分熔融而成, 更可能是熔浆在运移过程中幔源组分与壳源岩浆发生了混合。镜下可观察到部分石英斑晶边界被熔蚀为不规则的港湾状, 且在石英斑晶中可观察到斜长石捕掳晶(图2g-i), 暗示可能有高温岩浆的注入。虽然野外并未在花岗闪长斑岩中发现明显的指示壳幔岩浆混合的暗色镁铁质微细粒包体, 我们认为这可能是由于岩浆混合作用程度较低且极不均匀所致。更重要的是, 在庙尔沟岩体以南直线距离不足10km、形成于～315Ma的塔斯阔腊和布尔克斯台岩体中均发现了数量和规模不等的镁铁质包体(晁文迪等, 2016; 段丰浩等, 2018b), 表明西准噶尔南部地区在晚石炭世早-中期发生过强烈且程度不一的壳幔岩浆混合作用。

4.4 地球动力学背景

西准噶尔南部地区晚古生代岩浆活动强烈, 广布中-酸性I-A型花岗岩类。虽然众多学者对南部地区出露的花岗岩类做过大量细致的研究工作, 但对区域晚石炭世-早二叠世的构造背景目前仍然存在很大的分歧。大多数学者认为西准噶尔南部地区出露的晚古生代I-A型花岗岩类是后碰撞阶段岩浆活动的产物, 并认为准噶尔洋在320Ma时已经关闭(Chen and Arakawa, 2005;韩宝福等, 2006; 苏玉平等, 2006; Gaoetal., 2014; Liuetal., 2020); 近年来有学者尝试用晚石炭世洋脊俯冲模式来解释区域出露的A型花岗岩、埃达克岩、赞岐岩等高温岩石组合, 并认为洋脊俯冲作用一直延续到了早二叠世初期(Gengetal., 2009; Tangetal., 2010; Yinetal., 2013, 2015); 也有部分学者认为西准噶尔南部地区晚石炭世仍处于正常洋壳俯冲背景, 区域出露的I型花岗岩、埃达克岩及赞岐岩等是弧岩浆作用的产物(高山林等, 2006; 段丰浩等, 2015, 2018a, b; Lietal., 2017; Duanetal., 2018, 2019; Zhietal., 2020b; 马飞宙等, 2020)。本文研究更倾向于支持最后一种观点。

Duanetal. (2019)对西准噶尔南部地区晚古生代花岗岩类前人已发表的540余件岩石地球化学数据进行汇总分析, 结果显示形成于310～320Ma的I型花岗闪长质小岩体所有样品在Pearceetal. (1984)提出的花岗岩类构造环境判别图中全部落入了火山弧花岗岩区, 而侵位于295～308Ma的A型碱长花岗岩岩基大部分落入火山弧花岗岩区, 部分落入板内花岗岩区(Duanetal., 2019), 表现出明显的过渡趋势, 这可能代表区域岛弧俯冲挤压体制向伸展体制的转换。张旗等(2006)认为花岗质岩石的Sr、Yb含量可以反映母岩浆形成的压力和深度, 并提出高压条件下形成的花岗岩具有高Sr低Yb特征, 中等压力形成的花岗岩具有低Sr低Yb的特征, 而形成于低压条件下的花岗岩具有低Sr高Yb的特征。本次研究表明, 区域内形成于310～320Ma的I型花岗闪长质小岩体大多为高Sr低Yb型和低Sr低Yb型花岗岩, 而形成于295～308Ma的A型碱长花岗岩类岩基几乎全部为低Sr高Yb型花岗岩, 呈现出从早到晚由高Sr低Yb向低Sr低Yb再到低Sr高Yb转变的演化趋势(图12)。这些特征表明, 从晚石炭世到早二叠世, 西准噶尔南部地区花岗质岩石的岩浆源区从高压-中等压力逐渐转变为低压环境, 对应岩浆源区的深度变浅, 同样暗示晚石炭世早期到晚期, 研究区发生了构造应力的转变。

图12 西准噶尔南部地区晚古生代花岗岩类Sr-Yb图解(底图据张旗等, 2006)数据来源见Duan et al., 2019及本文Fig.12 Sr-Yb diagram of Late Paleozoic granitoids in southern West Junggar (base map after Zhang et al., 2006)Data from Duan et al., 2019 and this study

前已述及, 庙尔沟花岗闪长斑岩形成于晚石炭世早期(～317Ma), 为钙碱性I型花岗岩, 所有样品均富集大离子亲石元素和轻稀土, 亏损Nb、Ta和Ti但不亏损Zr、Hf(图9a, b), 排除了源区因残留金红石等矿物使Nb、Ta、Ti亏损的可能(McKenzie, 1989), 总体表现出与俯冲相关的弧岩浆特征(Holeetal., 1984)。更重要的是, 晚石炭世中-晚期的浊积岩和遗迹、显体化石(如珊瑚、腕足和双壳类)等表明西准噶尔南部地区该时期仍存在一定规模和深度的海水, 指示其形成于浅海-滨海环境, 准噶尔洋最终关闭的时间很可能是石炭纪末或二叠纪(晋慧娟和李育慈, 1998; 纵瑞文等, 2014; 卜建军等, 2020)。此外, 区域大地构造研究也显示新疆北部直到二叠纪早期仍然显示活动陆缘特征(Xiaoetal., 2008)。以上证据均表明西准噶尔南部地区晚石炭世可能不是后碰撞环境。而洋脊俯冲模式则强调俯冲洋中脊的持续扩张会使该洋中脊两侧的洋壳板片之间形成一个加宽的板片窗, 热的软流圈透过板片窗上涌, 产生埃达克岩、赞岐质脉岩、紫苏花岗岩以及A型花岗岩(Gengetal., 2009; Tangetal., 2010; Yinetal., 2013, 2015)。根据洋脊俯冲模式预测, 靠近俯冲洋脊两侧的洋壳板片分别熔融, 应产生两条并列平行的“埃达克质岩浆链”, 而处于板片窗上部的地幔楔和之上的岩石圈熔融, 则应形成一条富Nb玄武岩和A型花岗岩带(孙卫东等, 2008; 侯增谦等, 2020)。然而, 西准噶尔南部地区并未见晚石炭世-早二叠世富Nb玄武岩的报道, A型花岗岩也非带状展布(图1), 更未出现两条并列的“埃达克质岩浆链”。因此, 区域晚石炭世时期是否发生洋脊俯冲值得商榷。

晚石炭世初期, 准噶尔洋壳板片继续自南东向北西深俯冲, 随着俯冲深度增加, 压力及温度急剧上升, 俯冲洋壳将脱水产生俯冲带流体, 促使上覆地幔楔发生部分熔融形成基性岩浆, 基性岩浆的底侵作用带来巨大的热量, 诱发下地壳物质部分熔融形成中酸性岩浆, 二者在深部发生不同程度的混合, 形成了包括庙尔沟花岗闪长斑岩在内的钙碱性准铝质-弱过铝质I型花岗闪长质小岩体/株(310～320Ma)。阿勒吞扎瓦提地区～310Ma弧后盆地型玄武岩的发现(Zhietal., 2020b), 表明研究区晚石炭世中期仍然存在弧-盆演化体系, 构造应力由俯冲挤压开始逐渐转变为弧后局部伸展。伸展初期, 继续底侵于下地壳的幔源玄武质岩浆在降温过程中会释放大量的水和热, 有助于早期侵位于下地壳的镁铁质岩石再次发生部分熔融(Zhengetal., 2007; Zhouetal., 2018), 形成了庙尔沟钙碱性-高钾钙碱性镁质I型紫苏花岗岩, 而这一过程中水的加入会显著降低镁铁质岩石的固相线, 进而导致其部分熔融所产生的熔体具有相对较低的温度(<800℃; Collinsetal., 2016), 这也与紫苏花岗岩较低的锆饱和温度相吻合(TZr=632～842℃, 仅4件样品>800℃, 平均740℃)。～306Ma之后, 弧后盆地性质渐趋成熟, 大规模软流圈地幔上涌底垫加热年轻中下地壳使其部分熔融, 于泥盆纪-石炭纪增生杂岩中形成了大量面状展布的高温碱性A型碱长花岗岩类。

5 结论

(1)庙尔沟岩体花岗闪长斑岩锆石U-Pb年龄为317.4±1.9Ma, 为晚石炭世早期岩浆活动的产物, 明显早于紫苏花岗岩(～307Ma)和碱长花岗岩(～303Ma)。

(2)花岗闪长斑岩具有较高硅、中等铝, 贫钙、铁、镁, 富集Rb、K、Th、U, 强烈亏损Nb、Ta、Ti等特征, 为钙碱性弱过铝质I型花岗岩; 紫苏花岗岩更多的表现出钙碱性-高钾钙碱性镁质I型紫苏花岗岩特征。

(3)花岗闪长斑岩形成于晚石炭世早期洋壳俯冲背景, 由底侵的受流体交代的幔源基性岩浆与其诱发的新生下地壳酸性岩浆在深部低程度混合而成; 紫苏花岗岩和A型碱长花岗岩形成于弧后伸展背景, 前者是伸展初期侵位于下地壳的镁铁质岩石再次部分熔融的产物, 后者是大规模软流圈地幔上涌底垫年轻中下地壳使其部分熔融而成。

致谢野外工作期间得到新疆地矿局第一地质大队给予的支持和帮助; 两位匿名审稿专家提出了宝贵的修改意见和建议;在此一并致以衷心的感谢！