新疆東準噶爾瓊河壩地區綠石溝早石炭世巖體中基性巖墻群成因及其構造動力學背景

張建軍，童 英，王 濤, 2，黃 偉，趙建新，侯繼堯

(1. 自然資源部深地動力學重點實驗室， 中國地質科學院 地質研究所， 北京 100037； 2. 北京離子探針中心， 北京 100037)

作為一種特殊產狀的巖漿巖，基性巖墻對探討巖石圈伸展過程、時空演化及深部動力學等具有重要意義，它的巖石類型、巖石組合、產狀和規模、時空分布特征、巖漿來源、侵位方式等蘊含著豐富的有關其產出構造背景、深部源區及成巖過程等方面的信息(Parketal., 1995； Ernstetal., 1995； Hou, 2012)。基性巖墻群是同一巖漿事件中侵位的一系列巖墻的組合，是地殼伸展體制下深源(地幔或下地殼)巖漿淺部就位的產物。鎂鐵質巖墻群常被認為是巖石圈(或地殼)伸展的標志(Ernstetal., 1995； Hanskietal., 2006； Goldberg, 2010； Hou, 2012； Chenetal., 2014)，也是探討深部地幔性質、殼幔相互作用及深部動力學的紐帶(Halls, 1982； Yinetal., 2015)。

形成于造山帶中的鎂鐵質巖墻群通常被認為處于造山后伸展環境和與弧后拉張有關的俯沖環境等(李宏博等， 2012； Torkian, 2019)。對鎂鐵質巖墻群的研究，不僅可以提高對地幔屬性的認識，而且能夠限定造山帶構造體制轉換時間，對恢復古構造環境有著至關重要的作用，因而對造山帶中發育的鎂鐵質巖墻群成因深入研究十分重要。

中亞造山帶常被認為是顯生宙全球最大的增生型造山帶和陸殼生長區，其形成和演化過程中隨古亞洲洋(約1.0 Ga～250 Ma)洋盆閉合、板塊匯聚、陸內造山和/或伴有地幔柱驅動等，均有大量地幔物質注入大陸地殼中，導致了顯著的陸殼生長(Jahnetal.， 2000； Jahn， 2004； Hongetal., 2004； Kovalenkoetal., 2004； Windleyetal., 2007； Xiaoetal., 2015； Yangetal., 2017； Tangetal., 2017)。但也有觀點認為，由于中亞造山帶中的很多塊體均具有古老的前寒武紀基底(Demouxetal., 2009； Zhouetal., 2018)，故顯生宙時期的巖漿作用多表現為古老物質的再循環，顯生宙地殼生長量是被高估了，形成的新生陸殼可能占很少的一部分(Kr?neretal., 2014， 2017)。可見，有關中亞造山帶地殼生長問題仍未得到圓滿解決，其中一個重要原因是由于中亞造山帶復雜的構造演化和強烈的巖漿活動疊加，一定程度上限制了人們對中亞造山帶引起地殼生長的地幔物質貢獻量和其加入到地殼中的方式及地球動力學背景認識。值得注意的是，石炭紀—二疊紀是中亞造山帶演化和成礦作用的一個關鍵時期，發育了大量的巖漿巖(以花崗質巖石大量產出，較少分布的基性、超基性巖為特征)和大量的與巖漿有關的金屬礦產，但對這一關鍵時期的地球動力學背景仍然存在爭議(Xuetal., 2013； Lietal., 2015； Liangetal., 2016； Liuetal., 2017； Luoetal., 2017a， 2017b； Maoetal., 2017； Huangetal., 2018； Walietal., 2018)。

新疆東準噶爾地區位于阿爾泰、準噶爾和東天山等構造單元的結合部位，是研究中亞造山帶石炭-二疊紀期間構造演化的關鍵地區。侵入到東準噶爾地區古生代花崗質巖石中的中基性巖墻為研究深部源區物質組成(特別是幔源物質貢獻)和構造背景等提供了難得的機會。值得注意的是，東準噶爾東段的瓊河壩地區也發育大量的中基性巖墻(馮乾文等， 2015)。瓊河壩地區近年來因發現了豐富的金屬礦床(嚴加永等， 2017； Wanetal., 2017)，如斑巖型銅礦(蒙西銅礦、瓊河壩銅礦、桑南銅礦、銅華嶺銅礦、爾賽銅礦)和矽卡巖型鐵、銅礦(寶山鐵礦、灰西溝鐵礦、瓊河壩鐵礦、綠石溝銅礦、拉伊克勒克銅鐵礦)，得到人們的廣泛關注。前人對瓊河壩地區的花崗巖、火山巖及含礦巖石做了大量研究(杜世俊等， 2010； 汪傳勝等， 2010； 張永等， 2010； Juetal., 2012； Suetal., 2012； 李瑋等， 2012； 毛翔等， 2012； Liuetal., 2013)。然而，瓊河壩發現的中基性巖墻群的研究還很薄弱，其形成時限、成因機制及形成構造動力學背景仍不很清楚。

本文對東準噶爾瓊河壩地區侵入綠石溝巖體花崗巖中的暗色巖墻群進行了遙感衛星影像解譯、巖石學、礦物學、地球化學、年代學和鋯石Hf-O同位素等方面的詳細研究，以期厘定瓊河壩地區巖墻群的形成時代、物質源區、成因，為探討東準噶爾乃至中亞地區古生代的巖石圈地幔性質及其深部動力學環境提供依據。

1 地質背景

瓊河壩地區位于準噶爾盆地以東中蒙邊界處，構造上屬于古生代野馬泉-瓊河壩島弧帶，其南北兩側分別為卡拉麥里和阿爾曼太蛇綠巖帶(圖1a)。區內巖漿活動較為強烈，古生代中酸性侵入巖廣泛分布，巖石類型主要有花崗巖、花崗閃長巖、閃長巖等，呈巖株、巖基狀產出。除此之外，侵入體中還密集分布一些中基性巖墻，如閃長玢巖、輝綠(玢)巖脈和輝長巖脈，多數沿北西向和北東向分布，與兩組斷層方向大體一致。

綠石溝巖體在瓊河壩大溝以西(圖1b)，位于哈密市伊吾縣淖毛湖鎮以北35 km處，呈巖基狀產出，出露面積為35 km2。巖體周圍出露的地層主要有中上奧陶統荒草坡群(O2-3H)含化石的火山碎屑巖；下泥盆統托讓格庫都克組(D2t)濱海、淺海相-海陸交互相火山巖建造，卓木巴斯套組(D1zh)海相碎屑巖、灰巖、大理巖；下石炭統黑山頭組(C1h)濱海、淺海相碎屑巖和中性火山巖，巴塔瑪依內山組(C1b)火山-沉積巖；第三系葡萄溝組(N2p)橙黃色粉砂巖及第四系(Q)。綠石溝巖體侵入圍巖為中泥盆統北塔山組和下石炭統黑山頭組和泥盆紀花崗巖(圖1b)。綠石溝巖體由黑云母石英二長巖、黑云母花崗閃長巖、黑云母二長花崗巖等多種巖石類型組成，其中石英二長巖是主體，其形成時代為石炭紀354～346 Ma(趙建新等， 2017)。綠石溝巖體內部發育多條NW向斷裂(圖1b)。

2 巖墻的空間分布及巖石學特征

瓊河壩地區石炭紀綠石溝巖體花崗巖中發育大量中基性巖墻，高分辨率遙感影像精細目視解譯出了約110條巖墻片段(圖1b)，它們的走向主要為N、NE走向，其中N走向的數量最多，主要分布在綠石溝銅礦以西。在綠石溝巖體開展1∶10 000野外地質填圖過程中，發現大量密集分布的暗色巖墻，它們走向不同，局部部分與其他走向的巖墻呈“X”形交叉(圖2)，巖墻寬窄不一，寬度變化約為2 m到15 m，長數百米到數千米不等。各個走向上的巖墻巖性多樣，在礦物組合上很大不同。筆者識別出有閃長玢巖和輝綠玢巖兩種不同巖石類型侵入在綠石溝巖體中(圖2)。

第1種是閃長玢巖，呈淺灰綠色，斑狀結構，塊狀構造，走向85°，脈寬一般為0.5～3 m，長度多為20～200 m，最長的約為1.5 km。斑晶主要礦物為斜長石、角閃石，有少量黑云母(圖3a、3b)，副礦物見磁鐵礦和鋯石。長石斑晶粒徑0.2～1 mm，自形-半自形板狀，有的包裹磁鐵礦。角閃石主要存在基質中，呈菱形或短柱狀，單偏光下多呈綠色-淺綠色。

第2種為輝綠玢巖，主要為南北向展布(走向為9°、10°、15°等)，在綠石溝巖體中出露很多，規模較大，其寬度多為半米，長約數十米到數百米不等。輝綠玢巖呈深灰色，具有典型的斑狀結構，基質為變余輝綠結構，塊狀構造。斑晶約20%，成分主要是斜長石、輝石、少量角閃石。斜長石斑晶呈自形-半自形板狀，基質粒徑一般為0.1～0.8 mm，斜長石約占55%，呈短片狀，板狀，輝石占20%左右，大小為1～2 mm。可見大量暗色礦物，副礦物為磁鐵礦、黃鐵礦、鋯石等。基質成分同斑晶基本相同，為微晶結構，基質主要由他形的長石和輝石組成。輝石或磁鐵礦等充填在斜長石搭成的格架中，構成輝綠結構或間粒結構(圖3c、3d)。

圖 1 新疆東準噶爾地區大地構造位置、地質簡圖(a， 據Zhang et al., 2017)及瓊河壩地區綠石溝巖體地質圖(b， 據新疆地礦局第二區域地質調查大隊， 2009(1)新疆地礦局第二區域地質調查大隊. 2009. 新疆伊吾縣綠石溝銅礦區一帶區域地質礦產圖L46E024021(1∶50 000).和趙建新等， 2017)

圖 2 瓊河壩地區綠石溝巖體中基性巖墻的野外地質特征及樣品手標本照片

圖 3 閃長玢巖(a、b)和輝綠玢巖(c～f)巖墻的巖相學特征

3 樣品概況及測試方法

本文對侵入到綠石溝巖體中的7條代表性新鮮暗色巖墻進行了樣品采集，采樣位置見圖1。對選取的閃長玢巖樣品H7-6-26-1.1進行了LA-ICP MS鋯石U-Pb 定年和全巖地球化學分析，對輝綠玢巖樣品H7-6-26-1.2進行了鋯石SHRIMP定年、O同位素和Hf同位素分析、礦物電子探針分析和全巖地球化學分析，同時對另外5個輝綠玢巖樣品進行了全巖地球化學分析。

3.1 LA-ICP MS鋯石U-Pb定年

使用常規的重液浮選和電磁分離方法挑選出鋯石顆粒，隨后在雙目鏡下根據顏色、自形程度、形態學和透明度等特征進行初步分類，并挑選出具有代表性的鋯石，將其粘貼在環氧樹脂表面。固結后拋磨，使鋯石內部充分暴露，然后進行反射光、透射光和陰極發光顯微照相，觀察分析后，排除多裂紋、多包裹體和拋光不清晰的鋯石，選擇具有代表性的鋯石進行測試。

閃長玢巖樣品H7-6-26-1.1的鋯石U-Pb年代學分析在天津地質礦產研究所同位素實驗室完成。所用質譜儀型號為Agilent7700x及配套的GeolasPro激光剝蝕系統，采用激光束斑直徑為35 μm，激光能量密度為13～14 J/cm2，激光頻率為9 Hz。激光取樣過程采用20 s的背景采集時間、40 s的剝蝕取樣時間和10 s的樣品池沖洗時間，剝落的樣品由高純氦氣(1.100 L/min)帶入ICP-MS；同位素204Pb、206Pb、208Pb和232Th采用20 ms，238U采用10 ms，207Pb采用30 ms的積分時間；采用鋯石標樣91500作為外標進行U-Pb同位素分餾效應和質量歧視的校正計算，采用Plesovice鋯石標樣作為監控盲樣來監視測試過程的穩定性，保證每5個樣品點至少插一組標樣。數據處理應用Glitter計算程序計算鋯石的同位素比值和元素含量；應用Isoplot 4.15計算程序對鋯石樣品的206Pb/238U、207Pb/235U年齡在諧和圖上進行投圖，并計算206Pb/238U年齡的加權平均值。

3.2 鋯石SHRIMP測年及鋯石O同位素

輝綠玢巖樣品H7-6-26-1.2鋯石的反射光、透射光和陰極發光顯微照相在北京離子探針中心實驗室完成，SHRIMP 鋯石U-Th-Pb分析在北京離子探針中心SHRIMP-Ⅱ上完成，詳細分析流程及原理見宋彪等(2002)。鋯石O同位素分析在北京離子探針中心多接收二次離子質譜(SHRIMPⅡe-MC)上完成。在對鋯石進行氧同位素測試之前，對已進行過年齡測試的靶進行拋光和鍍金等處理。鋯石氧同位素原位測試分析點與SHRIMP U-Pb年齡測試點位置相同，以保證測得的氧同位素值與年齡值對應。詳細的分析流程介紹見Ickert等(2008)和董春艷等(2016)。

3.3 Lu-Hf同位素測定

鋯石Lu-Hf同位素測試工作在中國地質科學院礦產資源研究所國土資源部成礦作用與資源評價重點實驗室完成。關于實驗儀器和實驗過程的詳細介紹見侯可軍等(2007)和Wu 等(2006)。實驗過程中的激光束斑直徑為55 μm。為消除176Lu 和176Yb 對176Hf測定的干擾，實驗預設176Lu/175Lu=0.026 58以及176Yb/173Yb =0.796 218。此外，為了校正儀器導致的測試偏差，根據實驗規程，Yb同位素比值依照172Yb/173Yb=1.352 74進行校準。標準鋯石GJ-1(Moreletal., 2008)被選用為實驗的標樣，得到GJ-1的176Hf/177Hf 值為0.282 013±0.000 08(2σ,n=18)。該結果與Elhlou等(2006)實驗所測得的176Hf/177Hf值(0.282 013±0.000 019， 2σ)在誤差范圍內基本一致。

在進行鋯石Lu-Hf同位素成分計算時，176Lu的衰變常數采用1.865×10-11/a(Schereretal.， 2001)，εHf(t)值的計算采用Bouvier等(2008)推薦的球粒隕石Hf同位素值：176Lu/177Hf =0.033 2，176Hf/177Hf=0.282 772。Hf模式年齡采用現代虧損地幔的(176Hf /177Hf)DM值0.283 25和(176Lu/177Hf)DM值0.038 4(Griffinetal.， 2000)、平均地殼的(176Lu/177Hf)C值0.012 5(Chauveletal., 2014)進行計算。

3.4 全巖主量元素和微量元素含量分析

樣品的全巖主量、微量元素地球化學分析測試在加拿大ACME實驗室完成。詳細的樣品處理和分析方法為： 準確稱取0.20 g粉末樣品，將其與1.50 g LiBO2助熔劑放置于石墨坩堝內進行充分混合。將樣品、助熔劑的混合物于馬弗爐上在1 050℃的溫度下加熱15 min。提取熔融后的混合物，倒入100 mL由去離子水和ACS級純度硝酸配置的5%濃度的HNO3中。搖晃溶液2 h使其充分溶解，取其一部分置入聚丙烯分析管內。將標定標樣、檢驗標樣和本底空白樣加入樣品序列。通過電感耦合等離子光譜分析(ICP-AES)進行主要氧化物和Ba、Sc、Cu、Zn和Ni含量的分析。在ICP-MS上進行其它微量元素以及稀土元素含量的分析。對于貴金屬的分析，另外單獨選取0.50 g樣品，置于3 mL高溫的(95℃)王水中進行溶解，通過ICP-MS進行貴金屬分析。主要氧化物、微量元素和稀土元素的檢測限分別為0.01%～0.1%、0.1×10-6～10×10-6和0.01×10-6～0.5×10-6。詳細的分析方法與ACME中LF202組的流程相同，所有分析偏差均優于±3%。

3.5 礦物電子探針實驗室分析

礦物電子探針分析在中國地質科學院礦產資源研究所完成。儀器型號為JXA-8230，加速電壓為15 kV，工作電流為20 nA，束斑直徑統一為5 μm，用天然礦物樣品和PAP校正處理程序進行儀器標定和數據校正。

4 實驗結果

4.1 鋯石U-Pb測年結果

綠石溝巖體中閃長玢巖樣品H7-6-26-1.1的鋯石晶型完好，多呈短柱狀或長柱狀，鋯石顆粒的長軸多在90～290 μm之間，長寬比變化范圍為1∶1～4∶1。CL圖像上顯示所有的鋯石邊部都發育巖漿震蕩環帶(圖4)，表明它們都是巖漿成因鋯石。在分析結果中(表1)，基本上鋯石的Th/U值均大于0.4，也說明了鋯石的巖漿成因。樣品H7-6-26-1.1中的28顆鋯石的測試數據點都落在鋯石U-Pb年齡諧和曲線上，它們的206Pb/238U年齡位于350～340 Ma之間(圖5a)，28個點年齡的加權平均值為346±1 Ma(MSWD=1.4)，代表了閃長玢巖侵位年齡。

表 1 綠石溝巖體閃長玢巖巖墻的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡結果

表 2 綠石溝巖體輝綠玢巖巖墻的鋯石SHRIMP U-Pb年齡和鋯石O同位素結果

注： Pbc代表普通鉛， *代表放射性Pb。

圖 4 綠石溝巖體中基性巖墻樣品鋯石CL圖及各測試點的相關數據

樣品H7-6-26-1.2的鋯石SHRIMP年齡和氧同位素結果見表2。輝綠玢巖樣品H7-6-26-1.2的鋯石晶型基本都很完整，鋯石顆粒較小，多為約80～160 μm。CL圖像上，大部分鋯石發育發光強弱不同的晶域，其中發光弱的晶域顯示出較明顯的環狀或帶狀韻律環帶結構，而發光較強的晶域則無明顯環帶，并以不規則“補丁”狀出現(圖4)，與基性巖漿巖鋯石特征相符(吳元保等， 2004)。對輝綠玢巖樣品H7-6-26-1.2中測試的17顆鋯石進行了SHRIMP定年，除了1顆鋯石(測試點14.1，不諧和度遠大于10%，有強烈鉛丟失)之外，所有測試點數據基本都得到了諧和的年齡投點(圖5b)。Th/U值為0.41～1.08，具有巖漿鋯石的Th/U值特征。有4顆年齡稍老，206Pb/238U年齡分別為474、405、387和379 Ma(圖4、圖5b)，可能為捕獲鋯石；有1顆鋯石相對年輕，206Pb/238U年齡為332 Ma(圖5b)。其他11顆粒鋯石的206Pb/238U年齡的加權平均值為355±5 Ma(MSWD = 1.3)。

圖 5 綠石溝巖體中閃長玢巖鋯石的LA-ICP-MS (a)和輝綠玢巖鋯石的SHRIMP (b)年齡諧和圖

4.2 鋯石O同位素

輝綠玢巖樣品(H7-6-26-1.2)鋯石氧同位素分析結果和相關信息總結見表2和圖4、圖6。

該樣品絕大多數鋯石獲得的O同位素結果都可代表其原有本身的氧同位素組成(測試點10除外，有明顯鉛丟失)。輝綠玢巖樣品的鋯石δ18O值變化范圍為4.41‰～10.21‰。其中，年齡為474、405和355 Ma的3顆鋯石具有較明顯的殼源鋯石δ18O值，分別為10.21‰、6.04‰和6.41‰。其它鋯石的氧同位素組成與地幔結晶出來的巖漿鋯石類似或δ18O值稍高一些(圖6a)，表明它們是從熔融母巖受外生作用影響不大的巖漿中結晶出來的。

4.3 鋯石Lu-Hf同位素

輝綠巖樣品H7-6-26-1.2中這些鋯石顆粒的176Lu/177Hf值分別分布在0.000 602到0.003 834之間(表3)，說明放射性成因的Hf含量很低。它們的鋯石176Hf/177Hf值分布范圍為0.282 853至0.283 021，相應的εHf(t)值為+10.2至+15.4(按t=各測試點年齡計算)，相應的一階段Hf同位素模式年齡為0.35～0.58 Ga，二階段Hf模式年齡為0.35～0.67 Ga(圖6c)，fLu/Hf平均值為-0.95。

4.4 全巖地球化學特征

閃長玢巖和輝綠玢巖巖墻樣品的主量、微量及稀土元素分析測試結果見表4。綠石溝巖體閃長玢巖巖墻的SiO2元素含量較高(58.06%),全堿(Na2O+K2O)含量為5.95%,MgO含量為5.04%,為高鉀鈣堿性,準鋁質系列巖石，在TAS圖解上落在閃長巖區域(圖7)。總體而言，閃長玢巖脈在原始地幔標準化蛛網圖解中相對富集大離子親石元素包括K、Rb、Ba、Sr等，虧損高場強元素如Nb、Ti等的特征。Sr、Ba含量高，分別為579.5 × 10-6和791 × 10-6。稀土元素球粒隕石標準化圖解(圖8)中，該樣品輕重稀土元素分餾較明顯，為右傾型，并具有較明顯的Eu的負異常。結合Sr的正異常特征，指示閃長玢巖在形成過程中有斜長石的結晶作用。

圖 6 綠石溝巖體輝綠玢巖巖墻樣品(H7-6-26-1.2)的鋯石δ18O-年齡(a)、δ18O-εHf(t)(b)和εHf(t)-年齡(c)變化圖解

H7-6-26-1.2t/Ma176Yb/177Hf176Lu/177Hf176Hf/177Hf2σ(176Hf/177Hf)iεHf(0)εHf(t)tDM1/MatDM2/MafLu/Hf13450.0283020.0006560.2829330.0000230.282929095.7113.15448494-0.9823540.0321570.0007490.2829030.0000210.282897944.6312.25492554-0.9834050.0253090.0006020.2829100.0000230.282904994.8613.63480515-0.9843600.0317460.0007620.2829650.0000230.282960086.8314.58404424-0.9853530.0351310.0008470.2829910.0000250.282985797.7615.34368374-0.9773530.0377050.0009110.2829180.0000230.282911805.1612.72473526-0.9783670.0360610.0009830.2829000.0000200.282892964.5212.36499558-0.9793320.1020350.0032120.2830210.0000260.283001108.8115.41347353-0.90113870.0573990.0014470.2829550.0000230.282944666.4814.63426442-0.96123640.1151180.0038340.2829210.0000260.282895275.2812.37507555-0.88133790.0751790.0024950.2828680.0000300.282849853.3811.10568640-0.92143430.0424760.0010740.2829720.0000240.282965237.0814.39397421-0.97153470.0644730.0020000.2829630.0000210.28295006.7513.94421451-0.94163550.0838810.0020130.2828530.0000270.282839222.8510.19582674-0.94173540.1346150.0035050.2829630.0000250.282939956.7613.73438468-0.89

表 4 綠石溝巖體巖墻樣品主量元素(wB/%)與微量元素(wB/10-6)含量

注：tZr為計算的全巖鋯飽和溫度結果。

輝綠玢巖的SiO2元素含量為46.34%～50.35%，全堿(Na2O+K2O)含量為3.41%～4.82%，在K2O-SiO2上大多數樣品為鈣堿性系列(圖7)，僅其中一個輝綠玢巖樣品(H7-6-19-13.1)落在鉀玄系列范圍。在原始地幔標準化蛛網圖解中相對富集大離子親石元素包括K、Rb、Ba、Sr等，虧損高場強元素如Nb、Ti等的特征。Sr/Y值為35.1～47.3，Sr的含量高528.3×10-6～803.9 × 10-6，Ni含量8.9× 10-6～21.3 × 10-6，Cu 含量高為92.9× 10-6～167.9 × 10-6。樣品的稀土元素總量較高，在稀土元素標準化圖解上為右傾型曲線，輕重稀土元素分餾不明顯，無明顯的Eu異常(圖7)。

4.5 輝綠玢巖巖墻的礦物化學特征

4.5.1 斜長石

對輝綠玢巖巖墻中斑晶的斜長石進行了電子探針測試，斜長石的電子探針測試結果見表5。斜長石的SiO2含量為57.98%～67.06%，A2O3含量為22.14%～23.72%，CaO含量2.10%～5.84%。An值變化范圍為11.01～32.42，主要為更長石和中長石(圖9a)。

4.5.2 角閃石

輝綠玢巖巖墻的角閃石電子探針數據結果列于表6。所測角閃石的成分含量比較穩定，SiO2含量為49.04%～54.45%，A2O3含量為2.84%～27.54%。在角閃石成分分類圖解中，所有的角閃石都屬于鈣族角閃石亞族，(Ca+Na)B變化于1.32～3.31之間，CaB>1.5, NaB介于0.06～1.51之間，表明角閃石均屬于鈣質角閃石(Leakeetal., 1997)，落在鐵淺閃石和淺閃石區域(圖9b)。

4.5.3 輝石

輝石電子探針數據被列于表7。輝綠玢巖巖墻中的輝石的SiO2含量為 47.07%～48.52%, 其端員組成Wo=44.9～45.6, En=41.5～43.1, Fs=12.0～12.9。在輝石分類圖解上，都在透輝石區域(圖9c)。

圖 8 綠石溝巖體巖墻樣品的微量元素原始地幔標準化蛛網圖(a)和稀土元素球粒隕石標準化配分模式圖(b)

表 5 綠石溝巖體輝綠玢巖巖墻斜長石電子探針結果 wB/%

5 討論

5.1 巖墻形成時代

瓊河壩地區的中酸性侵入巖前人已做了年代學工作，但其中發育的中基性巖墻仍缺乏高精度的定年數據約束。馮乾文等(2015)對東準噶爾瓊河壩地區和爾賽巖體中的暗色巖墻群進行了詳細研究，通過巖墻侵入地層的時代和巖墻間的切割關系，限定了和爾賽巖體中巖墻群的形成時代為晚泥盆世—早石炭世。而在和爾賽巖體西北方的綠石溝巖體中的暗色巖墻，也仍未有發表的高精度測年數據。綠石溝巖體花崗巖的鋯石LA-ICP-MS定年顯示其形成于石炭紀的354±1 Ma～346±2 Ma(圖1b， 趙建新等， 2017)，因而，從與地層和巖漿巖的接觸關系看(它們侵入到石炭系和石炭紀綠石溝巖體花崗巖中)，侵入到綠石溝巖體中的這些巖墻可能的形成時代應晚于354～346 Ma。

在詳細的野外地質調查基礎上，本文對侵入的綠石溝花崗巖中的兩種類型巖墻進行了鋯石年代學研究，對閃長玢巖樣品鋯石進行了LA-ICP MS測年，對顆粒較小、挑出粒數少的輝綠玢巖樣品鋯石開展了SHRIMP定年。鋯石成因研究是判斷鋯石年齡意義的基礎，侯貴廷等(2005)提出基性巖墻群的鋯石地質定年會存在一些問題，如基性巖原生鋯石少，并且由于花崗巖體中暗色巖墻時代測定可能受到“圍巖捕獲鋯石”問題的困擾，不能簡單地以一組數據的加權平均年齡為準，樣品中最年輕鋯石也可能代表侵位年齡(宋彪等， 2008， 2015)。從鋯石的特征看，可以基本確定閃長玢巖巖墻(H7-6-26-1.1)中所分析的鋯石都是巖漿成因鋯石，其LA-ICP-MS 鋯石U-Pb加權平均年齡346±1 Ma，可以代表閃長玢巖巖墻的結晶時代。

圖 9 綠石溝巖體中輝綠玢巖巖墻的斜長石(a, 據Parsons，2010)、角閃石(b, 據Leak et al., 1997)和輝石(c, 據Morimoto， 1988)礦物成分分類

表 6 綠石溝巖體輝綠玢巖巖墻中角閃石電子探針結果 wB/%

注： 角閃石溫度、壓力、氧逸度等計算結果依據Ridolfi等(2010)、利用Geo-fO2軟件(Lietal., 2019)計算得出；其中，*標識的角閃石電子探針數據(H7-6-26-1.2-1-2)計算出的溫壓等數據存在異常，可能與角閃石發生部分蝕變有關，該數據在討論中舍棄。

表 7 綠石溝巖體輝綠玢巖巖墻中輝石主要氧化物含量
(wB/%)及晶體化學系數和端員組分

Table 7 Major oxide composition of pyroxene (wB/%) and crystal chemical coefficients and end-member components in diabase porphyrite of Lüshigou pluton

注： 輝石溫壓計算結果根據Neave and Putirka (2017)。

輝綠玢巖巖墻樣品中的鋯石也顯示出巖漿結晶鋯石的特征(圖4)，其中11顆鋯石的SHRIMP加權平均年齡為355±5 Ma(MSWD=1.3)，與綠石溝巖體花崗巖年齡在誤差范圍內基本一致或稍老，如果該年齡代表輝綠玢巖巖墻的侵位時代，顯然與野外關系不符。而輝綠玢巖樣品(H7-6-26-1.2)測試點9的鋯石(圖4)，與其他鋯石顆粒相比，鋯石顆粒小，晶形狹長，SHRIMP測年結果顯示它具有最年輕鋯石年齡332±6 Ma (和典型的地幔值特征的Hf-O同位素組成，見下文，為巖漿自身結晶鋯石)，代表輝綠玢巖巖墻的結晶時代更合理。這與野外關系(輝綠玢巖巖墻切穿閃長玢巖)間接地限定輝綠玢巖晚于閃長玢巖巖墻(346±1 Ma)的形成時代相符合。因而，筆者認為綠石溝巖體中輝綠玢巖巖墻的結晶時代在約332 Ma，屬早石炭世。

而輝綠玢巖樣品(H7-6-26-1.2)中那些年齡在355±4.7 Ma左右的鋯石(圖4)，如鋯石16.1，具有較明顯的巖漿震蕩環帶，具有與綠石溝巖體花崗質巖石中的鋯石(趙建新等，2017)相同的結構特征，應為輝綠巖墻在侵位過程中捕獲的綠石溝巖體中的鋯石。此外，在輝綠玢巖樣品識別出的年齡更古老的鋯石年齡(474 Ma、405 Ma，圖4、圖5b)，可能為捕獲深部早期巖漿事件的鋯石，這間接支持了前人有關瓊河壩島弧被認為是早古生代島弧(在442 Ma之前就已出現，張永等，2010)的觀點。

5.2 巖石源區特征

巖墻群通常也被認為是巖漿上升運移的通道系統，巖墻中基性巖漿在上升侵位過程中可能會與地殼圍巖發生不同程度的混染，因而在探討其巖漿源區特征之前，評估巖墻圍巖混染的程度是必要的。綠石溝輝綠玢巖巖墻樣品有的Nb/Ta值(7、4.5、10.5、19)和Zr/Hf值(28.7～37.3)與大陸地殼值(大陸地殼Nb/Ta=11， Zr/Hf=33， 據Taylor and McLennan， 1985)接近，表明巖漿在上升過程中可能受到了一定程度的地殼物質混染(Green, 1995； Kalfounetal., 2002)，然而，閃長玢巖和輝綠玢巖巖墻樣品的La/Nb值為5.3和2.7～8.1，遠低于典型陸殼巖石(>12)，這表明地殼混染程度對巖石成因影響較小(Lassiter and DePaolo， 1997)。此外, 幔源巖漿常具有較低的Th/Ce(0.02～0.05)和Th/La值(～0.12，Sun and McDonough, 1989), 大陸地殼具有較高的Th/Ce值(約0.15， Taylor and McLennan, 1985)和Th/La值(～0.30，Plank，2005)；而綠石溝巖體輝綠巖巖墻的Th/Ce值(0.03～0.07)和Th/La值(0.07～0.15)與幔源巖漿較接近，同樣說明輝綠玢巖基本未遭受地殼混染，其巖石成因主要受到巖漿源區組成和部分熔融溫壓條件的控制。

綠石溝巖體閃長玢巖微量元素組成上具有親石元素富集、高場強元素虧損的特征，稀土元素配分曲線為右傾型，具有Eu負異常和Sr的正異常特征，與綠石溝巖體花崗巖相似(圖8)，指示閃長玢巖在形成過程中有斜長石的結晶作用。綠石溝巖體花崗巖的源區被認為是以虧損地幔或新生地殼物質為主，其中還可見鎂鐵質暗色包體，被認為花崗巖形成過程中有幔源物質參與(趙建新等， 2017)。閃長玢巖的源區可能主要為新生玄武質下地殼的部分熔融。

綠石溝巖體輝綠玢巖巖墻SiO2含量較低(46.34%～50.35%)，巖石稀土元素配分曲線呈平緩的右傾形式，輕重稀土元素分異不明顯，無明顯的負Eu異常，表明巖漿分離結晶的程度并不強，可以近似認為輝綠玢巖是巖漿源區平衡部分熔融的產物。所以，可以根據輝綠玢巖的巖石地球化學特征和鋯石Hf-O同位素來示蹤巖漿源區。

輝綠玢巖中的鋯石εHf(t)-t圖解上，所有數據點都落在球粒隕石和虧損地幔之間，它們沿著虧損地幔和0.6 Ga地殼演化線之間分布(圖6c)，它們都具有年輕地殼模式年齡，與前人在東準噶爾地區同一個構造單元及鄰區的基性巖鋯石Hf同位素組成相近。輝綠玢巖中的鋯石氧同位素δ18O=4.41‰～6.00‰，與幔源鋯石值(5.3‰ ± 0.6‰)相一致或稍高一點(圖6a、6b)，表明它們是從熔融母巖漿受外界影響不大的巖漿中結晶出來的。被認為是代表綠石溝輝綠玢巖侵位年齡的巖漿自結晶鋯石9.1[332±6 Ma，δ18O=5.31‰，εHf(t)值= +15.4]具有該樣品(H7-6-26-1.2)中最高的εHf(t)值(接近虧損地幔線，圖6c)和典型的幔源鋯石δ18O特征，其鋯石結晶年齡與鋯石單階段虧損地幔Hf模式年齡tDM1基本相同，表明它的母巖漿可能直接來源于未受任何影響的虧損地幔。

而輝綠玢巖樣品捕獲的古老鋯石的δ18O>10.21‰(474 Ma)和6.04‰(405 Ma)則表明，輝綠玢巖巖墻在侵位過程中可能還捕獲了早期高δ18O值殼源鋯石，或表明其物源區有沉積巖或者巖漿作用過程中有沉積巖或殼源流體/熔體物質的加入(Taylor, 1968； 董春艷等， 2016)。前文已經分析，輝綠玢巖脈在成巖過程中遭受地殼物質的混染不明顯，所以最有可能是源區加入了富集的巖石圈地幔，即源區經歷了俯沖過程中的流體交代作用。因而，綠石溝巖體中輝綠玢巖巖墻的巖漿源區為幔源物質組成為主(巖石圈地幔)，并受到俯沖組分的改造。

5.3 侵位過程中物理化學條件

火成巖中造巖礦物的組合、結構和成分對探討巖漿演化及其相關過程的物理化學條件具有重要意義(張招崇等， 2005； Zhangetal., 2016)。溫度、壓力及氧逸度等物理化學條件可通過特定的礦物溫壓公式來計算，如常見的角閃石溫壓計(Schmidt， 1992； Anderson and Smith， 1995； Ridolfi and Renzulli， 2012)和輝石溫壓計(Lindsley and Andersen， 1983； Nimis and Taylor， 2000； Putirkaetal., 2003； Yavuz， 2013)等。本文也初步分析了東準噶爾瓊河壩地區綠石溝巖體中的早石炭世輝綠玢巖巖墻的形成物理化學條件。

在鈣堿性巖漿中，可以根據角閃石的成分估算與其平衡的巖漿的溫壓條件(Blundy and Holland， 1990； Ridolfietal., 2010； Putirka， 2016)。前文提到輝綠玢巖為鈣堿性系列(圖7b)，因而通過Ridolfi等(2010)的經驗公式，計算出角閃石的結晶的物理條件為：t=896～984℃，p=41～88 MPa(表6、圖10)，推斷角閃石結晶時的巖漿溫度為896～984℃，結晶深度約1.54～3.31 km。結合角閃石結晶指示的富水的巖漿環境以及較小平衡壓力值指示的較淺的結晶深度，認為角閃石是在上地殼層次結晶。

單斜輝石與熔體的Fe-Mg平衡常數被廣泛應用于巖漿的分離結晶過程和地質溫度-壓力計。依據Neave和Putirka(2017)改進的單斜輝石-熔體平衡公式選擇巖石全巖成分作為與單斜輝石平衡的熔體，計算了輝綠玢巖中輝石結晶時的溫度壓力條件，得出輝綠玢巖巖墻的單斜輝石-熔體平衡時的巖漿物理化學條件分別是：t=1 092～1 099℃，p=500～630 MPa (表7、 圖10)。 由于輝綠玢巖中輝石斑晶為主要造巖礦物，并且為巖漿早期結晶的礦物，所以普通輝石的溫壓條件可以用于反演輝綠玢巖侵位結晶時的溫壓條件及巖漿房儲存深度。根據輝石結晶時的平衡壓力及深度與壓力的關系，推測形成輝綠玢巖巖漿房的存儲深度為16.5～20.8 km，屬于Annen等(2006)提出的深部地殼熱帶(deep crustal hot zones)上部的深度范圍。

圖 10 綠石溝巖體中輝綠玢巖中礦物斑晶平衡時結晶的溫度和壓力估算

上述溫壓計算結果顯示，利用角閃石得出的結晶壓力和深度明顯比輝石所計算的結果要低得多，這可能是輝石斑晶在輝綠玢巖巖漿中較角閃石先結晶的緣故。角閃石結晶溫壓條件對應輝綠巖墻就位時的深度，輝石可能代表巖漿上升過程中開始結晶的深度或者巖漿房頂部的深度。

氧逸度也是巖漿源區性質的直接反映。在Dada(2013)的AlⅣ(apfu)- Fe2+/(Fe2++Mg)圖解上(圖略)，綠石溝輝綠玢巖巖墻中的角閃石Fe2+/(Fe2++Mg)值為0.18、0.44、0.50和0.84(表6)，表明它們既有在高氧逸度條件(>0.8)下結晶形成的，也有在低氧逸度條件(<0.6)下結晶形成的。綠石溝輝綠玢巖巖墻角閃石的最高和最低logfO2分別為-10.79和約 -7.71(△FMQ=0.67～1.84)(表6)。此外，鐵鈦氧化物在輝綠玢巖樣品中呈自形或他形(圖3)，它們在較短的時間內會達到平衡，因此鐵鈦氧化物的平衡溫度和logfO2反映了巖墻侵位時前的巖漿最后狀態(Venezky and Rutherford, 1999)。

5.4 成因、構造環境及地質意義

中基性巖墻一般是深源巖漿(地幔或地殼)在裂隙中侵位到地殼不同層次形成的侵入體，在東準噶爾瓊河壩地區廣泛分布的中基性巖墻的成因對深入探討巖石圈伸展和深部動力學過程具有重要意義。在Wood(1979)基性巖構造環境判別圖解Th-Ta-Hf/3三元圖解上(圖7d)，侵入到綠石溝巖體中的巖墻都落在“D”火山弧玄武巖區域，顯示出具有典型的弧巖漿巖特征。而早石炭世綠石溝巖體(本文所研究巖墻群的圍巖)花崗質巖石被認為可能形成于俯沖環境向造山后環境的構造轉換階段(趙建新等， 2017)。早石炭世，東準噶爾地區巖漿作用強烈，巖性多樣，伴隨著大量I型花崗巖的侵位[具有正的εNd(t)和εHf(t)值特征的花崗巖]，還有A型和堿性花崗巖以及幔源巖漿的產出(李宗懷等， 2004； 童英等， 2010)，可能暗示了伸展構造背景。

綠石溝巖體中大量密集分布中基性巖墻構成規模巨大的巖墻群，與東準噶爾瓊河壩地區密集分布著大量的巖墻(馮乾文等， 2015)一樣，它們大多數同區域構造線或主斷裂延伸方向近垂直或基本平行，因而可將其作為區域伸展構造的重要標志。而這種區域性的伸展拉張作用，可能與造山后伸展或俯沖環境伸展有關，如弧后擴張等(羅照華等， 2008； Pengetal., 2008； 李宏博等， 2012； Torkian, 2019)。由于剝蝕程度的不同，巖墻出露的數量、厚度、長度等幾何特征都會有所差異。東準噶爾瓊河壩地區的中基性巖墻出露較完整，可能形成于多期巖漿活動，其幾何形態也反映了多期構造活動疊加的特征，這得到了閃長玢巖和輝綠玢巖兩種巖墻組合野外相互穿插關系及其年代學數據的支持。

最近，Han Yigui 等(2018)系統地綜述了中亞造山帶西南段的構造演化，勾勒出了古生代準噶爾構造域島弧和地體之間的增生、碰撞和拼合演化過程框架，提出在早石炭世，東準噶爾島弧位于北天山洋和額爾齊斯洋之間(圖11)，東準噶爾島弧發育了一系列與俯沖有關的巖漿巖和弧后裂谷。同時，東準噶爾地區存在的泥盆紀前打開的卡拉麥里古洋盆，在早石炭世早期(～340 Ma左右)已經關閉(黃崗等， 2012； Zhangetal., 2013， 2015； 徐學義等， 2014；田健等，2015， 2016； 白建科等， 2018)(圖11)，洋盆結束后碰撞作用發生。如果是這樣，那么早石炭世東準噶爾瓊河壩地區可能處于后碰撞伸展背景。

這一認識也得到了東準噶爾地區內廣泛發育的早石炭世火山巖及花崗巖均具有后碰撞巖漿活動的特征的支持，如卡拉麥里地區后碰撞花崗巖(五彩城巖體，田健等， 2016)和東準噶爾卡拉麥里地區巴塔瑪依內山組發育的早石炭世火山巖(Zhangetal., 2015)和博格達山北側大石頭地區原繆林托凱陶山組古火山安山巖(譚佳奕等， 2010)等。

后碰撞是一個非常復雜的巖漿作用過程，它包括了微陸塊俯沖、大規模的剪切運動和連續或幕式的巖石圈擴張導致的巖石圈的拆沉與裂解。此時，在卡拉麥里縫合帶以北的東準噶爾瓊河壩地區，由之前與卡拉麥里洋有關的俯沖環境進入了碰撞造山環境的轉換期，這期間受區域擠壓/伸展作用，產生裂隙，新生玄武質下地殼發生部分熔融，在伸展環境下的薄弱地帶巖漿上侵就位形成了閃長玢巖巖墻。隨著轉換期構造背景的演化，在經歷了主碰撞后的由擠壓向伸展構造演化的后碰撞階段，由于殘留洋殼的拆沉引發巖石圈地幔上涌形成的或由深部地殼熱帶中產生的幔源巖漿就位形成系列基性巖墻(圖11)。

圖 11 早石炭世中亞造山帶西段東準噶爾及鄰區古大陸重建模型卡通圖(改自Han and Zhao, 2018)

東準噶爾瓊河壩地區綠石溝巖墻群的發育，特別是以輝綠玢巖為代表的幔源巖漿的活動，表明東準噶爾存在明顯的地幔物質加入地殼(地殼生長)，并產生了獨立的基性端員。韓寶福等(2006)認為準噶爾地區大量發育后碰撞巖漿巖，這表明后碰撞階段是重要的陸殼生長期，有大量幔源巖漿底墊作用導致(韓寶福等， 1998， 2006； Zhangetal., 2009； 李滌等， 2013)。同時，這也進一步佐證了一些學者最近通過區域中酸性巖漿巖的同位素填圖和捕獲/繼承鋯石信息集成研究所得出的結論，即新疆東準噶爾地區以新生地殼物質為主(Kr?neretal., 2017；Zhangetal., 2017；Songetal., 2019)，是中亞造山帶關鍵的陸殼生長區。垂向生長為東準瓊河壩地區古生代后碰撞時期發生大陸地殼生長的一種重要方式。

6 結論

(1) 東準噶爾瓊河壩地區綠石溝巖體巖墻存在閃長玢巖和輝綠玢巖巖墻的組合，它們的鋯石LA-ICP-MS和SHRIMP U-Pb定年結果表明，閃長玢巖和灰綠玢巖巖墻形成時代分別為346±1 Ma和～332 Ma。

(2) 綠石溝巖體中輝綠玢巖巖墻的鋯石εHf(t)值為+10.2至+15.4，對應的二階段Hf模式年齡為0.35～0.67 Ga，其鋯石δ18O值主要變化范圍為5.01‰～6.41‰。這些巖漿自結晶鋯石的同位素特征表明其具有幔源物質組成。結合個別古老年齡的捕獲鋯石具有高δ18O值(δ18O>10‰)特征，認為輝綠玢巖巖墻的源區主要為虧損性質地幔(巖石圈地幔)物質的部分熔融，并有少量早古生代地殼物質或俯沖組分的加入。

(3) 礦物學研究表明，輝綠玢巖中的角閃石為淺閃石、鐵淺閃石，角閃石的結晶溫度為896～984℃，壓力為41～88 MPa，結晶深度約1.54～3.31 km。輝石為普通輝石，輝石-熔體平衡時的巖漿物理化學條件分別是： 溫度1 092～1 099℃，壓力500～630 MPa，推測形成輝綠玢巖輝石巖漿房的存儲深度為16.5～20.8 km。

(4) 東準噶爾瓊河壩地區大量中基性巖墻構成的巖墻群，可作為區域伸展構造的重要標志，結合前人對該區構造背景認識，認為瓊河壩地區在早石炭世時可能處于后碰撞伸展拉張環境。

致謝感謝張華鋒、孟貴祥、史興俊在野外的大力協助和有益探討，本文測試分析工作得到地科院礦產資源所實驗室陳小丹、陳振宇的幫助，匿名審稿專家及編輯對文章提出了寶貴的修改意見，在此一并表示誠摯的感謝！