段豐浩 支倩 李永軍, 3 肖鴻 王盼龍 高吉鵬

1.長安大學地質(zhì)工程與測繪學院, 西安 7100542.長安大學地球科學與資源學院, 西安 7100543.西部礦產(chǎn)資源與地質(zhì)工程教育部重點實驗室, 西安 7100544.新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局第一地質(zhì)大隊, 昌吉 8330001.

作為中亞造山帶西南緣的重要組成部分, 西準噶爾地區(qū)因其復雜的構(gòu)造背景和強烈的巖漿活動備受國內(nèi)外學者關(guān)注(Fengetal., 1989; Xiaoetal., 2008; Gengetal., 2009, 2011; Chouletetal., 2012; Chenetal., 2019; Zhietal., 2020a, b)。晚石炭世-早二疊世是西準噶爾南部地區(qū)巖漿活動高峰期, 產(chǎn)生了大量面狀展布的中-酸性花崗巖類(圖1), 對其研究可為理解和深化認識該地區(qū)巖漿活動和構(gòu)造演化的耦合關(guān)系以及揭示地殼生長提供非常重要的信息(Chen and Arakawa, 2005; 韓寶福等, 2006; Zhouetal., 2008; Gengetal., 2009; Gaoetal., 2014; Duanetal., 2019)。

廟爾溝巖體是西準噶爾南部地區(qū)規(guī)模最大的花崗巖體, 巖性主要為堿長花崗巖, 局部出露火成紫蘇花崗巖(Xianetal., 2003; 張立飛等, 2004)。前人針對廟爾溝巖體堿長花崗巖和紫蘇花崗巖開展了大量的年代學和地球化學方面的研究工作(詳見表1)。不同測試手段獲得的年代學數(shù)據(jù)表明, 堿長花崗巖和紫蘇花崗巖時代集中于309～296Ma, 均形成于晚石炭世晚期-早二疊世早期。Xianetal. (2003)認為紫蘇花崗巖是在區(qū)域伸展背景下幔源玄武質(zhì)巖漿底墊下地殼、誘使其部分熔融而成, 隨后由底墊的玄武質(zhì)巖漿衍生的年輕下地殼發(fā)生部分熔融形成了堿長花崗巖(Xianetal., 2003; 伍建機和陳斌, 2004; Chen and Arakawa, 2005)。蘇玉平等(2006)通過Sr-Nd同位素研究, 認為廟爾溝A型堿長花崗巖是由形成于早-中古生代的年輕玄武質(zhì)下地殼物質(zhì)部分熔融而成的花崗閃長質(zhì)巖漿經(jīng)進一步分離結(jié)晶而成, 是后碰撞巖漿活動的產(chǎn)物; 張立飛等(2004)通過對紫蘇花崗巖研究, 認為其母巖漿源于下地殼的熔融, 且混入了來自虧損地幔的熔體, 并認為紫蘇花崗巖先于堿長花崗巖形成, 但二者具有相同的巖漿源, 只是后者結(jié)晶深度較淺; 而胡洋等(2015)通過測年研究, 認為堿長花崗巖早于紫蘇花崗巖, 且均屬A型花崗巖類, 形成于后碰撞環(huán)境; Gengetal. (2009)則認為堿長花崗巖和紫蘇花崗巖形成于洋脊俯沖背景, 是熱的年輕下地殼部分熔融產(chǎn)生的熔體再經(jīng)分離結(jié)晶作用而成; 吳楚(2017)新近提出廟爾溝巖體堿長花崗巖和紫蘇花崗巖是在板片斷離體制下, 軟流圈地幔通過拆離窗口上涌, 加熱下地殼使其部分熔融的結(jié)果。

筆者等在野外調(diào)查過程中, 于廟爾溝巖體東南邊緣新發(fā)現(xiàn)了出露面積約0.1km2的灰白色花崗閃長斑巖。其侵位時代及巖石成因類型如何？與堿長花崗巖、紫蘇花崗巖有無成因聯(lián)系？這些問題的解決, 離不開年代學和地球化學工作。因此, 本文在野外調(diào)查基礎上, 對新發(fā)現(xiàn)的花崗閃長斑巖進行巖石學、年代學、全巖地球化學和鋯石Hf同位素分析, 確定其形成時代, 剖析巖石成因類型及源區(qū)屬性, 同時收集前人已發(fā)表的廟爾溝巖體堿長花崗巖、紫蘇花崗巖數(shù)據(jù)進行綜合對比分析, 揭示三者之間的異同, 探討巖漿演化成因聯(lián)系以及深部動力學過程, 為區(qū)域晚古生代構(gòu)造演化研究提供新的證據(jù)和資料。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

西準噶爾位于中亞造山帶西南緣, 區(qū)域NE-NNE向斷裂非常發(fā)育, 沿達爾布特、哈圖等左行走滑斷裂及其次級斷裂出露多條SSZ型蛇綠混雜巖(圖1), 其時代跨度大, 從新元古代-晚古生代均有報道(Yangetal., 2015及其相關(guān)引文), 反映了古亞洲洋漫長的俯沖-增生演化歷史。研究區(qū)出露的地層以石炭系最為廣泛, 分布于達爾布特斷裂兩側(cè)(圖1)。下石炭統(tǒng)包古圖組整體變形強烈, 地層多褶皺, 以細碎屑巖占主導, 夾大量灰?guī)r條帶/透鏡體以及基-酸性火山巖, 其中火山巖多顯示島弧(Gengetal., 2011; Shenetal., 2013)、弧后盆地玄武巖(Shenetal., 2013; Zhietal., 2020a)以及洋島玄武巖(Yangetal., 2016)特征。下石炭統(tǒng)希貝庫拉斯組多以含礫粗砂巖、礫巖等高能環(huán)境快速沉積的粗碎屑巖為主, 無火山熔巖, 整合于包古圖組之上(孫羽等, 2014)。上石炭統(tǒng)成吉思汗山組巖性多為中-基性火山巖、硅質(zhì)巖、長石巖屑砂巖及凝灰?guī)r。Zhietal. (2020b)新近在阿勒吞扎瓦提一帶識別出了形成于313～310Ma的弧后盆地型玄武巖, 表明成吉思汗山組可能為弧后盆地環(huán)境沉積的產(chǎn)物。

表1 廟爾溝巖體花崗巖類年齡測試結(jié)果匯總表

圖1 西準噶爾南部地區(qū)地質(zhì)簡圖(據(jù)Duan et al., 2019)Fig.1 Geological map of the southern West Junggar, Xinjiang (after Duan et al., 2019)

圖2 廟爾溝巖體中花崗閃長斑巖野外露頭(a-c)、手標本(d-f)及鏡下顯微照片(g-i)Qtz-石英; Pl-斜長石; Kfs-鉀長石; Am-角閃石; 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-早二疊世是西準南部地區(qū)巖漿活動高峰期, 區(qū)內(nèi)廣布中-酸性I-A型花崗巖類和閃長質(zhì)脈巖。花崗巖體數(shù)量眾規(guī)模大, 侵位時限相對集中, 主要侵入于泥盆系-石炭系火山-沉積建造中(圖1)。以鐵廠溝巖體為代表的堿性A型堿長花崗巖類巖基多形成于295～308Ma, 但也有316～332Ma年齡的報道(韓寶福等, 2006; Gaoetal., 2014; 姜蕓等, 2015), 即不排除多期侵入的可能; 而鈣堿性的I型花崗閃長質(zhì)小巖體/株多侵位于晚石炭世早-中期(310～320Ma), 個別巖體顯示埃達克巖地球化學特征(Tangetal., 2010; 段豐浩等, 2015; Duanetal., 2018)。閃長質(zhì)脈巖主要分布于克拉瑪依、廟爾溝、紅山以及別魯阿嘎希地區(qū), 多侵入于早石炭世火山-沉積地層以及晚石炭世-早二疊世花崗巖中, 時代集中于292～321Ma, 部分具有贊岐巖(Yinetal., 2013, 2015; 段豐浩等, 2018a; Duanetal., 2019; 馬飛宙等, 2020)地球化學特征。

圖3 廟爾溝巖體中花崗閃長斑巖QAP圖解(底圖據(jù)Streckeisen, 1976)Fig.3 QAP modal classification for granodiorite porphyry in Miaoergou pluton (base map after Streckeisen, 1976)

2 巖體地質(zhì)及樣品巖石學特征

廟爾溝巖體位于托里縣廟爾溝鎮(zhèn)一帶, 巖體侵位于早石炭世包古圖組火山碎屑巖系中, 呈巖基狀產(chǎn)出, 出露面積約720km2, 是西準噶爾南部地區(qū)出露規(guī)模最大的花崗巖體(圖1)。巖體主巖性為肉紅色粗-中粒堿長花崗巖, 其東南緣及北緣有少量火成紫蘇花崗巖產(chǎn)出(Xianetal., 2003; 張立飛等, 2004; Gengetal., 2009; 胡洋等, 2015)。鋯石U-Pb年代學數(shù)據(jù)表明, 廟爾溝巖體堿長花崗巖和紫蘇花崗巖形成時代分別變化于298～309 Ma和296～305 Ma(詳見表1), 屬晚石炭世晚期-早二疊世早期。巖體東緣密集出露的近SN向展布的石英閃長(玢)巖脈形成于298～305Ma, 顯示贊岐巖地球化學特征(Yinetal., 2013; 段豐浩等, 2018a), 巖脈內(nèi)部發(fā)育橢圓狀、次圓狀暗色閃長質(zhì)包體(段豐浩等, 2018a)。

圖4 廟爾溝巖體中花崗閃長斑巖鋯石U-Pb年齡諧和圖(a)及直方圖(b)Fig.4 Zircon U-Pb concordia diagram (a) and age histogram (b) for granodiorite porphyry in Miaoergou pluton

本次野外調(diào)查過程中, 于巖體東南邊緣新發(fā)現(xiàn)了長約350m、寬約300m的灰白色花崗閃長斑巖(圖1), 其風化色與新鮮色均為灰白色, 與肉紅色堿長花崗巖差異明顯(圖2a-c), 野外易于區(qū)分, 且其斑狀結(jié)構(gòu)(圖2d-f)同樣與堿長花崗巖不同。巖石破碎嚴重, 僅在局部可觀察到肉紅色堿長花崗巖呈細小枝狀插入灰白色花崗閃長斑巖中(圖2b), 野外初步判斷花崗閃長斑巖形成時代可能早于堿長花崗巖。

花崗閃長斑巖具斑狀結(jié)構(gòu), 其中斜長石斑晶為自形-半自形板狀, 聚片雙晶和環(huán)帶較發(fā)育, 粒徑約0.4～1.8mm, 個別大者可達3.5mm, 含量約8%～20%不等; 鉀長石斑晶多為半自形板狀, 少數(shù)具條紋結(jié)構(gòu), 大小約0.3～3.6mm, 個別大者可達4.5mm, 含量約5%～10%; 石英斑晶呈半自形-他形粒狀, 部分被熔蝕, 邊界不規(guī)則, 斑晶粒徑約0.4～3.5mm, 含量約4%～7%, 內(nèi)部可見斜長石捕擄晶; 黑云母斑晶多呈他形片狀, 含量約2%～3%, 粒徑約0.3～1.0mm; 角閃石斑晶較少, 約1%～2%, 粒徑0.2～0.5mm?；|(zhì)主要由斜長石(25%～40%)、鉀長石(15%～20%)、石英(～15%)和少量黑云母(3%～5%)、角閃石(2%～3%)組成, 礦物粒徑大小不等, 為0.01～0.20mm, 集中于0.03～0.10mm(圖2g-i)。在花崗巖類QAP圖解中(圖3), 所采集的5件樣品均位于花崗閃長巖區(qū)域, 與野外及鏡下結(jié)果相吻合。

3 分析方法及分析結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb年齡

本次于花崗閃長斑巖中采集1件新鮮樣品用于鋯石U-Pb測年和原位Hf同位素分析, 樣品編號為MHSTW-1, 采樣點坐標: 45°28′21.8″N、83°57′33.1″E。LA-ICP-MS原位U-Pb定年在自然資源部巖漿作用成礦與找礦重點實驗室完成, 詳細的實驗原理和儀器參數(shù)及流程參見李艷廣等(2015)。

從花崗閃長斑巖中挑選的鋯石多數(shù)為較自形的柱狀或雙錐狀, 少數(shù)鋯石因溶蝕形態(tài)不規(guī)則, 長約75～140μm, 寬55～85μm。陰極發(fā)光圖像中大多數(shù)鋯石發(fā)育生長環(huán)帶(圖4a中小插圖), 為巖漿結(jié)晶鋯石。鋯石U-Pb測試分析結(jié)果列于表2。從表2中可以看出, 所有鋯石的Th和U含量分別為36.2×10-6～328×10-6和84.4×10-6～678×10-6, Th/U比值較高, 變化于0.31～0.58, 并具有良好正相關(guān)(圖4a), 同樣指示巖漿成因, 可以代表巖石的結(jié)晶年齡。

表2 廟爾溝巖體花崗閃長斑巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb分析結(jié)果

花崗閃長斑巖23個鋯石測點均落在諧和曲線上(圖4a), 其206Pb/238U表觀年齡值較集中, 變化于311～324Ma(表2), 獲得加權(quán)平均年齡為317.4±1.9Ma (n=23, MSWD=0.12; 圖4b)。所有測點的207Pb/206Pb值非常接近, 為0.05207～0.05442, 為同期巖漿鋯石。因此, 我們認為317.4±1.9Ma為花崗閃長斑巖的結(jié)晶年齡, 屬晚石炭世早期。

前人采用不同的測試方法對廟爾溝巖體堿長花崗巖及紫蘇花崗巖開展了大量的鋯石U-Pb年代學研究(見表1), 積累了豐富的數(shù)據(jù)。本文系統(tǒng)收集已發(fā)表的7件堿長花崗巖及5件紫蘇花崗巖樣品共計187個測試點的206Pb/238U年齡值重新進行相應的年齡計算, 剔除了遠離諧和曲線及表觀年齡值明顯偏大或偏小的數(shù)據(jù)后用于分析的有效點共計171點。其中堿長花崗巖95個鋯石測點的Th/U比值變化于0.31～0.73(僅1點為0.23),206Pb/238U表觀年齡變化于290～315Ma, 獲得加權(quán)平均年齡為302.8±1.2Ma (MSWD=0.66), 其峰值年齡約為303Ma (圖5a, b), 時代為晚石炭世末期; 紫蘇花崗巖76個鋯石測點的Th/U比值變化于0.38～0.68,206Pb/238U表觀年齡變化于294～318Ma, 其加權(quán)平均年齡為306.7±1.5Ma (MSWD=0.43), 峰值年齡約307Ma (圖5c, d), 時代為晚石炭世晚期, 二者年齡均明顯晚于花崗閃長斑巖, 但紫蘇花崗巖成巖年齡略早于堿長花崗巖, 這也與野外觀察到的紫蘇花崗巖被堿長花崗巖所侵入以及堿長花崗巖中含紫蘇花崗巖包體的地質(zhì)事實相一致(張立飛等, 2004)。

圖5 廟爾溝巖體中堿長花崗巖(a、b)及紫蘇花崗巖(c、d)年齡直方圖年齡數(shù)據(jù)引自蘇玉平等, 2006; Geng et al., 2009; 胡洋等, 2015; 史建杰, 2017; 吳楚, 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 鋯石Hf同位素

本次在鋯石U-Pb定年同時, 挑選花崗閃長斑巖15顆鋯石進行了原位Hf同位素分析, 所有Hf同位素測試位置與U-Pb定年點位相同, 測試點序號與U-Pb測年點序號對應, 分析結(jié)果列于表3。計算εHf(t)值以及模式年齡時采用花崗閃長斑巖結(jié)晶年齡t=317Ma進行校正。結(jié)果表明, 15顆鋯石的176Hf/177Hf比值為0.282922～0.283014,fLu/Hf值為-0.95～-0.97, Hf同位素初始比值εHf(t)=+12.0～+15.3, 其加權(quán)平均值為+14.1±0.58。一階段和二階段Hf模式年齡均較年輕, 分別為337～474Ma (平均392Ma)和350～564Ma (平均435Ma), 與其結(jié)晶年齡相差不大。在εHf(t)-t圖解上, 所有測點均接近虧損地幔線(圖6), 表明巖漿源區(qū)具有虧損地幔特征。

圖6 廟爾溝巖體花崗巖類Hf同位素圖解文獻數(shù)據(jù)引自Geng et al., 2009; 吳楚, 2017Fig.6 εHf(t) vs. zircon age diagrams for granitoids in Miaoergou plutonLiterature data from Geng et al., 2009; Wu, 2017

收集前人已發(fā)表的堿長花崗巖及紫蘇花崗巖樣品132點鋯石Hf同位素數(shù)據(jù)(Gengetal., 2009; 吳楚, 2017)用于對比分析。數(shù)據(jù)表明, 堿長花崗巖初始εHf(t)值為較高的正值, 變化于+11.3～+15.5, 加權(quán)平均值為+13.6±0.27 (n=58), Hf模式年齡tDM2較小, 為314～600Ma (平均405Ma); 紫蘇花崗巖εHf(t)值略高, 為+11.6～+15.8, 加權(quán)平均值為+13.8±0.24 (n=74),tDM2為325～584Ma (平均397Ma)。在εHf(t)-t圖解中, 所有樣品投影點均靠近虧損地幔演化線, 顯示源區(qū)同樣具有虧損地幔特征(圖6)。

3.3 全巖主微量元素

本次于新發(fā)現(xiàn)的花崗閃長斑巖不同露頭處共采集5件新鮮樣品, 同時收集廟爾溝巖體前人已發(fā)表的24件紫蘇花崗巖(張立飛等, 2004; Gengetal., 2009; 胡洋等, 2015)和59件堿長花崗巖(伍建機和陳斌, 2004; Chen and Arakawa, 2005; 蘇玉平等, 2006; Gengetal., 2009; 胡洋等, 2015)樣品數(shù)據(jù)用于巖石地球化學對比分析。全巖主微量元素分析在長安大學西部礦產(chǎn)資源與地質(zhì)工程教育部重點實驗室完成, 詳細的儀器參數(shù)及流程參見段豐浩等(2018b)。所有樣品數(shù)據(jù)及相關(guān)參數(shù)列于表4。

3.3.1 主量元素

從表4中可以看出, 花崗閃長斑巖樣品具有較高硅(SiO2=70.87%～72.82%)，中等鋁(Al2O3=14.08%～14.56%)，較低鎂(MgO=0.48%～0.51%; Mg#=28.0～32.0)、鈣(CaO=1.53%～1.74%)和全鐵(Fe2O3T=2.10%～2.65%)，富全堿(Na2O+K2O=7.56%～8.05%)的特征(表4)。在TAS分類圖(圖7a)中, 樣品因高的SiO2和全堿含量, 位于亞堿性花崗巖范圍; 樣品堿度率AR值均<4, 變化于2.00～2.31 (平均2.10), 屬鈣堿性巖石。K2O含量為3.61%～4.23%, 屬高鉀鈣堿性系列(圖7b); A/CNK=1.02～1.06(平均1.05), A/NK=1.30～1.36(平均1.34), 屬弱過鋁質(zhì)巖石(圖7c)?；◢忛W長斑巖樣品的FeOT/(FeOT+MgO)值變化于0.79～0.82, 為鎂質(zhì)花崗巖(圖7d)。

表3 廟爾溝巖體中花崗閃長斑巖Hf同位素組成

本次收集的紫蘇花崗巖樣品具有較低的SiO2(60.00%～65.30%, 平均62.09%)、K2O(1.87%～3.44%, 平均2.52%)和全堿(Na2O+K2O=6.34%～9.25%, 平均7.37%)含量, 較高的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%)含量且明顯富鈉貧鉀(Na2O/K2O=1.23～2.57)(表4)。在TAS圖解中(圖7a), 紫蘇花崗巖多數(shù)位于二長巖及石英二長巖區(qū)域, 個別落入閃長巖區(qū)域; 樣品里特曼指數(shù)σ值為1.93～3.26(平均2.27), 屬鈣堿性-高鉀鈣堿性巖類(圖7b)。樣品的A/CNK值為0.82～0.93(僅1件樣品為1.10, 平均0.90), 為準鋁質(zhì)巖石(圖7c)。其FeOT/(FeOT+MgO)值為0.78～0.89(平均0.81), 在SiO2-FeOT/(FeOT+MgO)圖解中(圖7d), 絕大多數(shù)紫蘇花崗巖樣品位于前人統(tǒng)計的鎂質(zhì)紫蘇花崗巖所圈定的區(qū)域, 僅極個別樣品落入鐵質(zhì)紫蘇花崗巖區(qū)域或向鐵質(zhì)紫蘇花崗巖區(qū)域過渡(Rajesh, 2012)。

與花崗閃長斑巖和紫蘇花崗巖相比,堿長花崗巖具有高硅(SiO2=71.39%～78.40%, 平均74.57%), 富堿(Na2O+K2O=7.10%～10.2%, 平均8.76%), 貧鎂(MgO=0.01%～0.38%, 平均0.18%; Mg#=1.87～32.0, 平均16.6)、鋁(Al2O3=10.27%～14.80%, 平均12.93%)和鈣(CaO=0.22%～1.71%, 平均0.79%)的特征(表4)。絕大多數(shù)堿長花崗巖的AR值>4, 為4.12～5.93, 平均4.61(僅6件樣品<4), 屬堿性系列。在TAS圖解中(圖7a), 部分樣品位于鈣堿性花崗巖范圍, 可能是K、Na元素活動性強易發(fā)生遷移所致; A/CNK值為0.91～1.11(平均0.99, 僅2件樣品>1.10), 屬準鋁-弱過鋁質(zhì)(圖7c)。樣品FeOT/(FeOT+MgO)值為0.79～0.99(平均0.90), 為鐵質(zhì)花崗巖類(圖7d)。氧化物-SiO2關(guān)系圖解(圖8)表明, 從(高鉀)鈣堿性花崗閃長巖、紫蘇花崗巖到堿性堿長花崗巖, 其TiO2、Al2O3、Fe2O3T、MgO、CaO、Na2O、P2O5含量與SiO2含量表現(xiàn)出明顯的負相關(guān)性, 而K2O呈現(xiàn)出相反的變化趨勢, 且堿長花崗巖樣品的變化趨勢最為明顯。

表4 廟爾溝巖體花崗巖類主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析結(jié)果

圖7 廟爾溝巖體花崗巖類TAS (a, 據(jù)Middlemost, 1994)、K2O-SiO2(b, 據(jù)Gill, 1981)、ACNK-SiO2(c, 據(jù)Clarke, 1992)和FeOT/(FeOT+MgO)-SiO2(d, 據(jù)Frost and Frost, 2010)圖解堿長花崗巖和紫蘇花崗巖數(shù)據(jù)引自伍建機和陳斌, 2004; 張立飛等, 2004; Chen and Arakawa, 2005; 蘇玉平等, 2006; Geng et al., 2009; 胡洋等, 2015. 陰影區(qū)數(shù)據(jù)來源據(jù)Duan et al., 2019. 鐵質(zhì)、鎂質(zhì)紫蘇花崗巖范圍據(jù)Rajesh, 2012. I-S-A型紫蘇花崗巖范圍轉(zhuǎn)引自趙凱, 2018. 印度豆蔻丘陵鎂質(zhì)I型紫蘇花崗巖數(shù)據(jù)引自Rajesh, 2004. 圖8、圖9、圖11數(shù)據(jù)來源同此圖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

圖8 廟爾溝巖體花崗巖類氧化物-SiO2關(guān)系圖解Fig.8 Variation plots of major oxides vs. SiO2 for granites in Miaoergou pluton

3.3.2 稀土和微量元素

廟爾溝巖體花崗閃長斑巖稀土元素總量偏低, ∑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, 顯示輕稀土富集的右傾特征(圖9a), 且輕稀土分餾較好, 但重稀土分餾不明顯; 所有樣品δEu值變化于0.52～0.64, 平均0.58, 顯示弱負Eu異常(圖9a)。在原始地幔標準化微量元素圖解中, 所有樣品均富集Rb、K、Th、U, 強烈虧損Nb、Ta、Ti(圖9b)。

圖9 廟爾溝巖體花崗巖類球粒隕石標準化稀土元素配分圖(a、c)和原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖(b、d) (標準化值據(jù)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)

從表4中可知, 紫蘇花崗巖稀土元素總和為69.0×10-6～187×10-6, 平均155×10-6, 除1件樣品稀土總量較低外, 其余樣品均表現(xiàn)出一致的右傾型(圖9a)。(La/Yb)N值為3.49～5.78, (La/Sm)N=1.73～2.24, (Gd/Yb)N=1.36～2.22, 表明富集輕稀土元素, 且輕稀土元素分餾程度略高于重稀土元素。所有樣品的δEu值較高, 為0.45～0.88, 平均0.74, 同樣顯示弱負Eu異常(圖9a)。紫蘇花崗巖樣品中除個別元素如Ba、Zr、Hf含量差異較大以外, 其余微量元素配分模式基本一致, 表現(xiàn)為富集Rb、Ba、K、U等元素, 虧損Nb、Ta、Ti和重稀土元素(圖9b)。

堿長花崗巖稀土總量變化范圍較大, 為55.1×10-6～254×10-6(平均158×10-6), (La/Yb)N=2.12～7.20, 表明輕稀土元素較富集, (La/Sm)N=1.76～4.03, (Gd/Yb)N=0.67～1.84, 顯示輕稀土分餾程度高于重稀土元素。與花崗閃長斑巖和紫蘇花崗巖不同, 所有堿長花崗巖樣品的δEu值較低, 為0.08～0.38(僅6件樣品>0.30), 平均0.24, 顯示強烈的Eu負異常(圖9c)。微量元素蛛網(wǎng)圖顯示堿長花崗巖樣品均富集Th、U、K和Pb, 顯著虧損Ba、Nb、Ta、Sr、P、Eu、Ti等元素(圖9d)。

綜合分析以上數(shù)據(jù)可知, 本次研究于廟爾溝巖體中新發(fā)現(xiàn)的花崗閃長斑巖(～317Ma)與紫蘇花崗巖(～307Ma)具有相似的稀土及微量元素模式圖, 但與巖體主巖性堿長花崗巖(～303Ma)差異顯著(圖9), 表明它們可能具有不同的巖石成因。

4 討論

4.1 侵位時代及巖漿期次

西準噶爾南部地區(qū)目前已查明巖性及成因的中-酸性侵入體共計約30余個(圖1)。近些年隨著測試手段不斷提高, 越來越多的學者采用不同的測試方法對研究區(qū)出露的晚古生代花崗巖類進行了大量的鋯石U-Pb定年研究, 積累了一大批高精度年代學數(shù)據(jù)。本文作者系統(tǒng)匯總研究區(qū)前人已發(fā)表的中-酸性花崗巖體114件鋯石U-Pb數(shù)據(jù)進行分析。結(jié)果顯示, A型堿長花崗巖類巖基所有鋯石206Pb/238U加權(quán)平均年齡值變化范圍為287～332Ma, 主要集中于295～306Ma, 其平均年齡和峰值年齡分別為304Ma和302Ma; 而I型花崗閃長質(zhì)小巖體所有鋯石的206Pb/238U加權(quán)平均年齡值較前者明顯偏大, 多數(shù)集中于310～320Ma, 平均年齡和峰值年齡均為315Ma(圖10; Duanetal., 2019及部分未發(fā)表數(shù)據(jù))。以上年代學數(shù)據(jù)表明, 這些形成于石炭紀-二疊紀的花崗閃長質(zhì)小巖體和堿長花崗巖類巖基應為兩階段巖漿活動的產(chǎn)物, 分別對應晚石炭世早-中期和晚石炭世晚期-早二疊世早期兩期巖漿事件。

圖10 西準噶爾南部地區(qū)晚古生代花崗巖類206Pb/238U加權(quán)平均年齡直方圖數(shù)據(jù)來源見Duan et al., 2019; 本文及部分未發(fā)表數(shù)據(jù)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

本文對廟爾溝巖體中的花崗閃長斑巖進行鋯石U-Pb測年, 獲得了317.4±1.9Ma的206Pb/238U加權(quán)平均年齡(圖4), 同時對收集到的堿長花崗巖和紫蘇花崗巖測年數(shù)據(jù)重新進行年齡計算, 分別獲得了～303Ma和～307Ma的206Pb/238U加權(quán)平均年齡(圖5), 這也與其野外接觸關(guān)系相吻合。從巖體侵位時間來看, 本文研究的花崗閃長斑巖與區(qū)域內(nèi)出露的其他花崗閃長質(zhì)小巖體/株(如包古圖、塔斯闊臘巖體等)成巖時代(310～320Ma)基本一致, 均為早期階段巖漿活動的產(chǎn)物, 而堿長花崗巖及紫蘇花崗巖與區(qū)域內(nèi)出露的其他堿長花崗巖類巖基(如鐵廠溝、阿克巴斯陶巖體等)成巖時代(295～308Ma)吻合, 為晚期巖漿事件的產(chǎn)物。

圖11 廟爾溝巖體花崗巖類巖石類型分類圖(底圖據(jù)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 巖石成因類型

自然界中的花崗巖類最常見的有I型、S型和A型, M型極為少見, 對其成因類型的準確判定需要結(jié)合礦物組合及巖石地球化學特征綜合分析。廟爾溝花崗閃長斑巖含有約5%的角閃石(圖2g-i), 從巖相學上初步判斷其可能為I型花崗巖。主、微量元素顯示花崗閃長斑巖具有較低的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)值和全巖鋯飽和溫度(TZr=769～782℃, 僅1件樣品為818℃, 平均783℃)以及富集輕稀土、弱負Eu異常和顯著虧損Nb、Ta、Ti等特征, 與堿性、高溫的A型花崗巖明顯不同(張旗等, 2012)。在花崗巖巖石類型分類圖中, 花崗閃長斑巖樣品全部落在了非A型花崗巖區(qū)域(圖11; Whalenetal., 1987)。此外, 花崗閃長斑巖較低的A/CNK值(1.02～1.06<1.10)以及P2O5含量(0.07%～0.12%<0.20%), 且鏡下未見原生堇青石、白云母等富鋁礦物, 顯然不符合強過鋁S型花崗巖的特征(Sylvester, 1998; Chappell, 1999), 更可能為I型花崗巖。因此, 巖相學與巖石地球化學特征均表明廟爾溝花崗閃長斑巖應為鈣堿性弱過鋁質(zhì)I型花崗巖。

相比較而言, 紫蘇花崗巖同樣含有約10%～15%的角閃石(張立飛等, 2004; Gengetal., 2009; 胡洋等, 2015), 加之較低的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, 僅3件樣品>350×10-6)值, 弱負Eu異常和較低的全巖鋯飽和溫度(TZr=632～842℃, 僅4件樣品>800℃, 平均740℃)等特征, 與印度豆蔻丘陵(Cardamom Hill)源于新生下地殼部分熔融而成的高鉀鈣堿性鎂質(zhì)I型紫蘇花崗巖(Rajesh, 2004)及研究區(qū)形成于310～320Ma的鈣堿性I型花崗閃長質(zhì)小巖體有諸多相似之處(圖7、圖9a, b), 暗示可能具有相同或相似的成因。但與巖體主巖性堿長花崗巖差異顯著, 后者以高的SiO2含量(平均74.57%)、AR(僅6件樣品<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)值和鋯飽和溫度(平均824℃)(表4)以及強烈虧損Ba、Sr、P、Eu、Ti(圖9c, d)為特征, 屬A型花崗巖類。在圖11中, 除極個別樣品含量偏差較大外, 絕大多數(shù)紫蘇花崗巖落入了印度豆蔻丘陵鎂質(zhì)I型紫蘇花崗巖(Rajesh, 2004)及研究區(qū)鈣堿性I型花崗巖類樣品所圈定的區(qū)域, 而堿長花崗巖全部位于研究區(qū)295～308Ma堿性A型花崗巖范圍內(nèi)。

綜合分析認為, 本次研究的廟爾溝巖體花崗閃長斑巖為鈣堿性弱過鋁質(zhì)I型花崗巖, 堿長花崗巖屬堿性準鋁質(zhì)-弱過鋁質(zhì)A型花崗巖, 紫蘇花崗巖則更多的表現(xiàn)出鈣堿性-高鉀鈣堿性鎂質(zhì)I型紫蘇花崗巖特征(Rajesh, 2004, 2012; 趙凱, 2018), 這與部分學者認為的廟爾溝紫蘇花崗巖屬A型花崗巖類的認識不同(胡洋等, 2015; 吳楚, 2017)。

4.3 源區(qū)特征

本文利用此次獲得的以及收集到的巖石地球化學和同位素數(shù)據(jù), 主要探討廟爾溝巖體中新發(fā)現(xiàn)的花崗閃長斑巖以及成因類型與前人認識不同的紫蘇花崗巖的巖漿源區(qū)特征, A型堿長花崗巖前人已有大量研究成果, 且對其源區(qū)的認識較一致, 此處不再贅述。

廟爾溝巖體花崗閃長斑巖和紫蘇花崗巖分別表現(xiàn)出鈣堿性I型花崗巖和鈣堿性-高鉀鈣堿性鎂質(zhì)I型紫蘇花崗巖特征, Mg#值均小于45(分別為28.0～32.0和17.7～33.7), 富集大離子親石元素(Rb、K)，虧損高場強元素(Nb、Ta、Ti), 結(jié)合其弱的Eu負異常, 很可能是下地殼巖石部分熔融而成(Rudnick and Gao, 2003; Rajesh, 2004; 張本仁和傅家謨, 2005)。其Nd/Th值分別為1.72～2.09和2.24～11.5, 均落入殼源巖石范圍(<15; Beaetal., 2001); Zr/Hf值分別為37.2～40.6(平均38.0)和25.5～60.1(平均40.2), 明顯高于地殼巖石(～33; Taylor and McLennan, 1995)而與幔源巖石比值接近(～36; Hofmann, 1988); Nb/Ta比值變化范圍較廣(8.88～19.5), 橫跨下地殼(～8)到虧損地幔(>17)(Sun and McDonough, 1989)的比值范圍。這些特征均不同程度的表明其母巖漿并非全部起源于下地殼巖石的部分熔融, 幔源物質(zhì)也有貢獻?；◢忛W長斑巖和紫蘇花崗巖較高的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, 表明幔源物質(zhì)的貢獻量相對有限, 源區(qū)仍以殼源物質(zhì)為主。

鋯石Hf同位素數(shù)據(jù)顯示, 花崗閃長斑巖和紫蘇花崗巖均具有高的正εHf(t)值, 分別為+12.0～+15.3和+11.6～+15.8。研究認為, 花崗巖類具有正的εHf(t)值則表明其來源于虧損地?；蚴怯商潛p地幔新派生的年輕殼源物質(zhì)部分熔融而成(Vervoortetal., 1999; 吳福元等, 2007)。然而, 多幅1/5萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查證實, 西準噶爾地區(qū)出露的晚古生代基性巖類野外多呈厚度不大的夾層狀或巖脈形式產(chǎn)出, 分布范圍和露頭規(guī)模極為局限, 而花崗巖類出露面積較大且分布范圍很廣, 幾乎遍布整個南部地區(qū)(圖1)。另外, 區(qū)域內(nèi)花崗質(zhì)巖石的εNd(t)值變化范圍為+2.69～+9.20(平均+6.68), 而地幔來源的晚古生代基性玄武巖類εNd(t)值變化范圍較大, 為+2.20～+11.0(平均+5.95)(Gengetal., 2011; Shenetal., 2013; 李永軍等, 2014; Zhietal., 2020a, b), 表明花崗閃長斑巖和紫蘇花崗巖由源于虧損地幔的基性巖漿直接通過結(jié)晶分異而來的可能性極小。結(jié)合花崗閃長斑巖和紫蘇花崗巖年輕的二階段Hf(325～584Ma; Gengetal., 2009; 吳楚, 2017及本文)和Nd(414～644Ma; Gengetal., 2009; 胡洋等, 2015)模式年齡, 表明原始巖漿主要來源于新元古代-早石炭世從虧損地幔中新增生年輕下地殼的部分熔融。

研究表明, 年輕的地幔組分參與花崗巖類成巖過程的方式主要包括2種形式: 一種為幔源巖漿與其誘發(fā)的地殼物質(zhì)部分熔融形成的巖漿在地殼深部混合形成殼?；煸磶r漿(Belousovaetal., 2006; Kempetal., 2007); 另一種是幔源巖漿首先侵入到地殼基底巖石中形成初生地殼, 然后在后期熱事件影響下, 這種既有初生地殼又有古老基底的混合地殼發(fā)生部分熔融(Wuetal., 2006)。然而, 西準噶爾地區(qū)目前尚未有確鑿古老結(jié)晶基底存在的報道, 且已有的同位素資料顯示區(qū)域花崗巖類多具有高的正εNd和εHf值以及年輕的Nd、Hf模式年齡(Chen and Arakawa, 2005; 蘇玉平等, 2006; Gengetal., 2009; Gaoetal., 2014), 表明其不太可能由初生地殼與古老基底組成的混合地殼部分熔融而成, 更可能是熔漿在運移過程中幔源組分與殼源巖漿發(fā)生了混合。鏡下可觀察到部分石英斑晶邊界被熔蝕為不規(guī)則的港灣狀, 且在石英斑晶中可觀察到斜長石捕擄晶(圖2g-i), 暗示可能有高溫巖漿的注入。雖然野外并未在花崗閃長斑巖中發(fā)現(xiàn)明顯的指示殼幔巖漿混合的暗色鎂鐵質(zhì)微細粒包體, 我們認為這可能是由于巖漿混合作用程度較低且極不均勻所致。更重要的是, 在廟爾溝巖體以南直線距離不足10km、形成于～315Ma的塔斯闊臘和布爾克斯臺巖體中均發(fā)現(xiàn)了數(shù)量和規(guī)模不等的鎂鐵質(zhì)包體(晁文迪等, 2016; 段豐浩等, 2018b), 表明西準噶爾南部地區(qū)在晚石炭世早-中期發(fā)生過強烈且程度不一的殼幔巖漿混合作用。

4.4 地球動力學背景

西準噶爾南部地區(qū)晚古生代巖漿活動強烈, 廣布中-酸性I-A型花崗巖類。雖然眾多學者對南部地區(qū)出露的花崗巖類做過大量細致的研究工作, 但對區(qū)域晚石炭世-早二疊世的構(gòu)造背景目前仍然存在很大的分歧。大多數(shù)學者認為西準噶爾南部地區(qū)出露的晚古生代I-A型花崗巖類是后碰撞階段巖漿活動的產(chǎn)物, 并認為準噶爾洋在320Ma時已經(jīng)關(guān)閉(Chen and Arakawa, 2005;韓寶福等, 2006; 蘇玉平等, 2006; Gaoetal., 2014; Liuetal., 2020); 近年來有學者嘗試用晚石炭世洋脊俯沖模式來解釋區(qū)域出露的A型花崗巖、埃達克巖、贊岐巖等高溫巖石組合, 并認為洋脊俯沖作用一直延續(xù)到了早二疊世初期(Gengetal., 2009; Tangetal., 2010; Yinetal., 2013, 2015); 也有部分學者認為西準噶爾南部地區(qū)晚石炭世仍處于正常洋殼俯沖背景, 區(qū)域出露的I型花崗巖、埃達克巖及贊岐巖等是弧巖漿作用的產(chǎn)物(高山林等, 2006; 段豐浩等, 2015, 2018a, b; Lietal., 2017; Duanetal., 2018, 2019; Zhietal., 2020b; 馬飛宙等, 2020)。本文研究更傾向于支持最后一種觀點。

Duanetal. (2019)對西準噶爾南部地區(qū)晚古生代花崗巖類前人已發(fā)表的540余件巖石地球化學數(shù)據(jù)進行匯總分析, 結(jié)果顯示形成于310～320Ma的I型花崗閃長質(zhì)小巖體所有樣品在Pearceetal. (1984)提出的花崗巖類構(gòu)造環(huán)境判別圖中全部落入了火山弧花崗巖區(qū), 而侵位于295～308Ma的A型堿長花崗巖巖基大部分落入火山弧花崗巖區(qū), 部分落入板內(nèi)花崗巖區(qū)(Duanetal., 2019), 表現(xiàn)出明顯的過渡趨勢, 這可能代表區(qū)域島弧俯沖擠壓體制向伸展體制的轉(zhuǎn)換。張旗等(2006)認為花崗質(zhì)巖石的Sr、Yb含量可以反映母巖漿形成的壓力和深度, 并提出高壓條件下形成的花崗巖具有高Sr低Yb特征, 中等壓力形成的花崗巖具有低Sr低Yb的特征, 而形成于低壓條件下的花崗巖具有低Sr高Yb的特征。本次研究表明, 區(qū)域內(nèi)形成于310～320Ma的I型花崗閃長質(zhì)小巖體大多為高Sr低Yb型和低Sr低Yb型花崗巖, 而形成于295～308Ma的A型堿長花崗巖類巖基幾乎全部為低Sr高Yb型花崗巖, 呈現(xiàn)出從早到晚由高Sr低Yb向低Sr低Yb再到低Sr高Yb轉(zhuǎn)變的演化趨勢(圖12)。這些特征表明, 從晚石炭世到早二疊世, 西準噶爾南部地區(qū)花崗質(zhì)巖石的巖漿源區(qū)從高壓-中等壓力逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)榈蛪涵h(huán)境, 對應巖漿源區(qū)的深度變淺, 同樣暗示晚石炭世早期到晚期, 研究區(qū)發(fā)生了構(gòu)造應力的轉(zhuǎn)變。

圖12 西準噶爾南部地區(qū)晚古生代花崗巖類Sr-Yb圖解(底圖據(jù)張旗等, 2006)數(shù)據(jù)來源見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, 廟爾溝花崗閃長斑巖形成于晚石炭世早期(～317Ma), 為鈣堿性I型花崗巖, 所有樣品均富集大離子親石元素和輕稀土, 虧損Nb、Ta和Ti但不虧損Zr、Hf(圖9a, b), 排除了源區(qū)因殘留金紅石等礦物使Nb、Ta、Ti虧損的可能(McKenzie, 1989), 總體表現(xiàn)出與俯沖相關(guān)的弧巖漿特征(Holeetal., 1984)。更重要的是, 晚石炭世中-晚期的濁積巖和遺跡、顯體化石(如珊瑚、腕足和雙殼類)等表明西準噶爾南部地區(qū)該時期仍存在一定規(guī)模和深度的海水, 指示其形成于淺海-濱海環(huán)境, 準噶爾洋最終關(guān)閉的時間很可能是石炭紀末或二疊紀(晉慧娟和李育慈, 1998; 縱瑞文等, 2014; 卜建軍等, 2020)。此外, 區(qū)域大地構(gòu)造研究也顯示新疆北部直到二疊紀早期仍然顯示活動陸緣特征(Xiaoetal., 2008)。以上證據(jù)均表明西準噶爾南部地區(qū)晚石炭世可能不是后碰撞環(huán)境。而洋脊俯沖模式則強調(diào)俯沖洋中脊的持續(xù)擴張會使該洋中脊兩側(cè)的洋殼板片之間形成一個加寬的板片窗, 熱的軟流圈透過板片窗上涌, 產(chǎn)生埃達克巖、贊岐質(zhì)脈巖、紫蘇花崗巖以及A型花崗巖(Gengetal., 2009; Tangetal., 2010; Yinetal., 2013, 2015)。根據(jù)洋脊俯沖模式預測, 靠近俯沖洋脊兩側(cè)的洋殼板片分別熔融, 應產(chǎn)生兩條并列平行的“埃達克質(zhì)巖漿鏈”, 而處于板片窗上部的地幔楔和之上的巖石圈熔融, 則應形成一條富Nb玄武巖和A型花崗巖帶(孫衛(wèi)東等, 2008; 侯增謙等, 2020)。然而, 西準噶爾南部地區(qū)并未見晚石炭世-早二疊世富Nb玄武巖的報道, A型花崗巖也非帶狀展布(圖1), 更未出現(xiàn)兩條并列的“埃達克質(zhì)巖漿鏈”。因此, 區(qū)域晚石炭世時期是否發(fā)生洋脊俯沖值得商榷。

晚石炭世初期, 準噶爾洋殼板片繼續(xù)自南東向北西深俯沖, 隨著俯沖深度增加, 壓力及溫度急劇上升, 俯沖洋殼將脫水產(chǎn)生俯沖帶流體, 促使上覆地幔楔發(fā)生部分熔融形成基性巖漿, 基性巖漿的底侵作用帶來巨大的熱量, 誘發(fā)下地殼物質(zhì)部分熔融形成中酸性巖漿, 二者在深部發(fā)生不同程度的混合, 形成了包括廟爾溝花崗閃長斑巖在內(nèi)的鈣堿性準鋁質(zhì)-弱過鋁質(zhì)I型花崗閃長質(zhì)小巖體/株(310～320Ma)。阿勒吞扎瓦提地區(qū)～310Ma弧后盆地型玄武巖的發(fā)現(xiàn)(Zhietal., 2020b), 表明研究區(qū)晚石炭世中期仍然存在弧-盆演化體系, 構(gòu)造應力由俯沖擠壓開始逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)榛『缶植可煺埂Ｉ煺钩跗? 繼續(xù)底侵于下地殼的幔源玄武質(zhì)巖漿在降溫過程中會釋放大量的水和熱, 有助于早期侵位于下地殼的鎂鐵質(zhì)巖石再次發(fā)生部分熔融(Zhengetal., 2007; Zhouetal., 2018), 形成了廟爾溝鈣堿性-高鉀鈣堿性鎂質(zhì)I型紫蘇花崗巖, 而這一過程中水的加入會顯著降低鎂鐵質(zhì)巖石的固相線, 進而導致其部分熔融所產(chǎn)生的熔體具有相對較低的溫度(<800℃; Collinsetal., 2016), 這也與紫蘇花崗巖較低的鋯飽和溫度相吻合(TZr=632～842℃, 僅4件樣品>800℃, 平均740℃)?！?06Ma之后, 弧后盆地性質(zhì)漸趨成熟, 大規(guī)模軟流圈地幔上涌底墊加熱年輕中下地殼使其部分熔融, 于泥盆紀-石炭紀增生雜巖中形成了大量面狀展布的高溫堿性A型堿長花崗巖類。

5 結(jié)論

(1)廟爾溝巖體花崗閃長斑巖鋯石U-Pb年齡為317.4±1.9Ma, 為晚石炭世早期巖漿活動的產(chǎn)物, 明顯早于紫蘇花崗巖(～307Ma)和堿長花崗巖(～303Ma)。

(2)花崗閃長斑巖具有較高硅、中等鋁, 貧鈣、鐵、鎂, 富集Rb、K、Th、U, 強烈虧損Nb、Ta、Ti等特征, 為鈣堿性弱過鋁質(zhì)I型花崗巖; 紫蘇花崗巖更多的表現(xiàn)出鈣堿性-高鉀鈣堿性鎂質(zhì)I型紫蘇花崗巖特征。

(3)花崗閃長斑巖形成于晚石炭世早期洋殼俯沖背景, 由底侵的受流體交代的幔源基性巖漿與其誘發(fā)的新生下地殼酸性巖漿在深部低程度混合而成; 紫蘇花崗巖和A型堿長花崗巖形成于弧后伸展背景, 前者是伸展初期侵位于下地殼的鎂鐵質(zhì)巖石再次部分熔融的產(chǎn)物, 后者是大規(guī)模軟流圈地幔上涌底墊年輕中下地殼使其部分熔融而成。

致謝野外工作期間得到新疆地礦局第一地質(zhì)大隊給予的支持和幫助; 兩位匿名審稿專家提出了寶貴的修改意見和建議;在此一并致以衷心的感謝！