2016, Vol. 32
2. 天津地质矿产研究所, 天津 300170;
3. 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室, 武汉 430074
, LIAO QunAn1
, FAN GuangMing1, NIE XiaoMei3, HU ChaoBin1, WANG FuMing1, CHEN Shuai1, WU WeiWei1
2. Tianjin institute of Geology and Mineral Resources, Tianjin 300170, China;
3. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources,China University of Geosciences,Wuhan 430074,China
卡拉麦里造山带位于东准噶尔东北缘，北西西向的蛇绿混杂岩带断续分布其中(图 1a)。区内出露广泛的晚古生代后碰撞岩浆岩，大面积分布的花岗岩体成为研究花岗岩成因及后碰撞岩浆演化的理想载体(韩宝福等，2006; 苏玉平等，2006，2008; Su et al.，2007; 李月臣等，2007; 唐红峰等，2007; 林锦富等，2007; 闫存兴等，2008; 杨高学等，2008，2009; 李永军等，2009; 郭芳放等，2010; Yang et al.，2011; 韩宇捷等，2012)。但是，对于这些花岗岩体的成因却存在较大的争议。Han et al.(1997)及韩宝福等(1998)认为花岗岩可能来自底侵的幔源岩浆高度分异；一些学者则认为花岗岩形成同期底侵体的部分熔融也可能形成这些花岗岩类(Wu et al.，2002; 吴福元等，2007)；还有一些学者认为幔源底侵岩浆之上的年轻地壳最可能为这些花岗岩的源区(Coleman，1989; 洪大卫，2000; Chen and Jahn，2004; 苏玉平等，2008; 郭芳放等，2010)。所以，卡拉麦里地区花岗岩的成因还需要更多可靠的证据。
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图 1 北疆地区构造纲要图(a，据Chen and Jahn，2004; Yang et al.，2011，略修改)和滴水泉-畜牧办地质图(据樊光明等，2014①) Q:第四系；J-K:侏罗系-白垩系；P1-2s:二叠系胜利沟组；C2b:上石炭统巴塔玛依内山组；C1j:下石炭统姜巴斯套组；C1t:下石炭统塔木岗组；C1s1:下石炭统松喀尔苏组第一段；D2b:中泥盆统北塔山组；D1-2k:泥盆系卡拉麦里组；S:志留系 Fig. 1 Tectonic outline of the North Xinjiang(a，modifiedafter Chen and Jahn，2004; Yang et al.，2011)and geological map of Dishuiquan region，showing the location of intrusions(b) |
①樊光明等. 2014. 卡拉麦里1：5万区域地质调查报告
对于后造山巨量花岗岩的出现，一般认为与岩石圈拆沉之后的岩浆底侵作用有关(杨坤光和杨巍然，1997)，一些学者在研究东昆仑造山带岩浆岩时，发现了与后碰撞花岗岩同时代的幔源底侵体，论证了岩浆底侵作用的重要性(郭正府等，1998; 罗照华等，2002; 刘成东等，2004; 莫宣学等，2007)。在卡拉麦里地区，许多学者也认为大面积的花岗岩与幔源岩浆的底侵有关(吴福元等，1999; 洪大卫，2000; Chen and Jahn，2004)，但是区域内报道的幔源岩浆活动主要为岩浆混合成因的包体，年龄集中在300~286Ma(杨高学等，2008，2009，2010)，与后碰撞花岗岩类同时代的幔源底侵体尚未见报道，缺少直接的地质证据证明底侵作用的存在。
本文通过对卡拉麦里断裂以南的碱长花岗岩体、角闪辉长岩体的岩石类型、锆石年代学、地球化学及同位素的详细研究，阐述了各岩体之间的相互关系，“钉合花岗岩体”的岩相学及地球化学特征表明卡拉麦里洋盆在晚石炭世早期(321Ma)之前已经闭合，底侵体角闪辉长岩的发现则为卡拉麦里地区底侵作用的认识提供了可靠的地质证据。通过对滴水泉-畜牧办花岗岩类成因机制的研究，结合断裂以北后碰撞花岗岩成因的认识，较肯定地表明卡拉麦里地区后碰撞花岗岩类为幔源底侵体之上的年轻地壳的部分熔融，并非来源于底侵的幔源岩浆。
2 岩体地质及岩相学特征2.1 岩体地质概况侵入体出露于卡拉麦里断裂以南的五彩城景区的北侧，地理中心坐标为东经88°57′，北纬45°15′，呈北西西向带状分布于滴水泉-畜牧办，穿插了卡拉麦里蛇绿混杂岩带(图 1b)。侵入体主要由碱长花岗岩体组成，也可见规模较小的角闪辉长岩体，碱长花岗岩体出露面积达30km2，角闪辉长岩体出露面积约5km2，实测剖面PM021(图 2)、PM024、PM055及锆石采样点如图 1b。
 | 图 2 滴水泉一带晚石炭世侵入岩实测剖面(PM021) Fig. 2 A geological section (PM021) for the Late Carboniferous intrusions of Dishuiquan |
碱长花岗岩体为该侵入体的主要组成部分，岩体东北缘侵位于下石炭统姜巴斯套组，接触带附近的细-粉砂岩围岩发育角岩化，粗粒的长石砂岩、含砾砂岩则主要表现为绿帘石化蚀变，岩体的内接触带可见下石炭统姜巴斯套组砂岩的顶垂体，显示出典型的侵入接触关系；西南边界侵位于下石炭统的松喀尔苏组或中泥盆统北塔山组；东南缘与中泥盆统北塔山组呈明显的侵入关系，在花岗岩中出现安山质捕掳体(图 3d)，局部接触关系被卡拉麦里断裂或滴水泉断裂破坏。岩体主要由碱长花岗岩-碱长花岗斑岩组成，内部相带变化明显，边缘相由细粒碱长花岗岩和花岗斑岩组成，中心相为中-粗粒碱长花岗岩、文象花岗岩；碱长花岗斑岩可出现在碱长花岗岩的边缘相，也可呈独立的岩脉产出。
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图 3 滴水泉-畜牧办侵入岩野外露头照片 (a)碱长花岗岩；(b)角闪辉长岩；(c)碱长花岗岩与角闪辉长岩的混合及浆混岩；(d)碱长花岗岩中安山质捕掳体 Fig. 3 Outcrop photos of Dishuiquan intrusive rocks |
角闪辉长岩体在畜牧办及野马站地区呈岩滴分布(图 1b)，侵位于下石炭统的姜巴斯套组，为长轴北西向展布的椭圆形态，岩性单一。
角闪辉长岩(图 3b)与碱长花岗岩(图 3a)呈涌动侵入接触，接触带钾化蚀变明显，见大量的钾长石交代斑晶，岩浆混合现象明显，两者接触界线呈弯曲状，接触带岩性为石英闪长岩(图 3c)，宽度在20~300cm之间。
2.2 岩相学特征据实测矿物含量的Q-A-P分类(图 4)，滴水泉-畜牧办岩体的主体岩石单元为碱长花岗岩和角闪辉长岩，可见少量的碱长花岗斑岩、石英闪长岩及其他类型的浅成岩脉(图 1b)。
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图 4 滴水泉-畜牧办侵入岩Q-A-P分类图解(底图据Streckeisen and Le Maitre，1979) 碱长花岗斑岩样品未参与投点 Fig. 4 Q-A-P classification diagram for the Dishuiquan intrusive rocks(after Streckeisen and Le Maitre，1979) |
碱长花岗斑岩：为碱长花岗岩体的边缘相或呈独立的岩脉产出，斑状结构(图 5a)，斑晶由碱性长石、石英、斜长石及黑云母组成，含量约10%；基质主要由长英质颗粒组成，显微晶质结构或隐晶质结构，局部可见石英与碱性长石组成的文象结构，约占90%。斑晶碱性长石为半自形-他形，粒径为0.2~1.5mm，以条纹长石为主，可见少量具格子双晶的微斜长石或简单双晶的正长石，弱高岭土化，约占5%~7%；斑晶石英为他形，熔蚀呈港湾状，粒径为0.2~1mm，大部分颗粒被长英质基质围绕，形成似球粒结构，约占2%~3%；斑晶斜长石呈自形柱状，粒径在0.2×0.5~0.3×0.7mm之间，聚片双晶发育，含量1%左右；斑晶黑云母为半自形片状，粒径约为0.2×1或0.1×0.5mm，部分已蚀变为绿泥石，约占0.5%。此外，还含少量锆石、磷灰石、磁铁矿等副矿物。
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图 5 滴水泉-畜牧办侵入体不同岩石单元的岩相学特征 (a)碱长花岗斑岩；(b)碱长花岗岩；(c)文象花岗岩；(d)角闪辉长岩；(e)石英闪长岩的斑杂构造；(f)石英闪长岩中斜长石溶蚀环带.Am-角闪石；Bi-黑云母；Cpx-单斜辉石；Kf-碱性长石；Pl-斜长石；Qz-石英 Fig. 5 Photomicrographs of Dishuiquan intrusive rocks, showing the typical textures |
碱长花岗岩：为碱长花岗岩体的主体岩性，代表了岩浆混合作用的酸性端元，半自形粒状结构(图 5b)，主要由石英(20%~35%)、碱性长石(50%~65%)、斜长石(5%~20%)和少量的黑云母(5%)组成。石英呈他形，熔蚀呈港湾状，粒径为0.2~2.5mm；碱性长石呈他形，粒径为0.2~4mm，以条纹长石为主，条纹呈纺锤状，弱高岭土化；斜长石为半自形-自形柱状，粒径在0.2×0.5~0.4×1mm之间，聚片双晶发育，弱绢云母化；黑云母：浅黄色-深褐色的多色性，半自形板状，粒度在0.2×0.5~0.3×1mm 之间，部分已蚀变为磁铁矿。显微文象结构十分发育，部分样品为文象花岗岩(图 5c)，岩体靠近断层附近可见碎裂化细粒碱长花岗岩。副矿物为锆石、磷灰石、磁铁矿等。
角闪辉长岩：为角闪辉长岩体的主体岩性，代表了岩浆混合作用的基性端元，辉长辉绿结构，(图 5d)，主要由斜长石(50%~60%)、角闪石(30%~40%)和辉石(5%)组成，含有少量钾长石和石英(< 5%)，斜长石为自形长柱状，粒径普遍在0.2×0.5~0.4×1mm之间，聚片双晶及卡纳复合双晶发育，弱绢云母化；角闪石为浅黄色-暗绿色的多色性，半自形，多数颗粒呈长柱状，粒径在0.2×0.5~0.5×1.2mm之间，少数呈菱形，粒径在0.3×0.4~0.4×0.5mm之间，在角闪石周围可见磁铁矿等细小晶体，形成反应边结构，发育简单双晶，部分已蚀变为绿泥石及绿帘石；辉石为半自形短柱状，正高突起，粒径为0.2~0.5mm；石英呈他形充填在其他矿物之间，粒径为0.2~0.3mm；副矿物为锆石、磷灰石等。虽然岩石中辉石含量较少，但其色率(暗色矿物含量较高)和化学成分(SiO2< 53%)已经达到基性岩的标准，因此本文把它归到辉长岩类。
石英闪长岩：分布于花岗岩与角闪辉长岩接触带附近，不等粒结构，斑杂构造(图 5e)，其矿物组成为斜长石(60%)、角闪石(25%)、辉石(5%)、石英(5%)、碱性长石(4%)及副矿物磁铁矿、锆石等(1%)。斜长石呈自形长柱状，粒径普遍在0.2×0.5~0.4×1mm之间，聚片双晶及卡纳复合双晶发育，可见斜长石具有溶蚀核心的环带结构(图 5f)，环带核部与边缘之间存在明显的界线，表面多见弱绢云母化；角闪石呈浅黄色-暗绿色的多色性，半自形，多数呈长柱状，粒径为0.2×0.5~0.3×0.8mm，少数呈菱形，粒径在0.3×0.3~0.5×0.5mm之间，部分已蚀变为绿泥石及绿帘石；辉石为半自形，短柱状，正高突起，粒径为0.2~0.5mm；碱性长石呈半自形，粒径在0.2×0.5mm左右，发育简单双晶；石英呈他形，熔蚀呈港湾状，粒径为0.2~0.5mm，局部石英、碱性长石集中分布(图 5e)。
3 分析方法3.1 锆石测年样品无污染碎样和锆石的挑选工作是在河北省廊坊区域地质矿产调查研究所实验室完成的。将挑选出的锆石粘贴制成环氧树脂样品靶，经过打磨抛光使锆石露出中心后进行透射光、反射光和阴极发光(CL)显微照相。锆石U-Pb同位素定年在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室利用LA-ICP-MS分析完成的。实验过程采用Nist610、GJ-1外标和91500内标控制的方法，每隔5~6个数据点分别用两个91500标样校正。采用软件 ICPMSDataCal 对分析数据进行离线处理，以29Si作为内标校正锆石微量元素，详细的仪器操作过程和定年数据处理方法见Liu et al.(2008，2010a，b)，测试结果见表 1。锆石U-Pb年龄谐和图的绘制和MSWD的计算均采用Isoplot/Ex_ver3(Ludwig，2003)。
 | 表 1 滴水泉碱长花岗岩与角闪辉长岩锆石U-Pb定年数据 Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating data of Dishuiquan granite and hornblende-gabbro |
样品去除风化面，将新鲜的样品分别装好、标号，主量元素、微量元素、稀土元素测试由湖北省地质实验研究所完成，其中主量元素中的氧化物测定采用X荧光光谱a系数测定法，H2O+的测定采用重量法，CO2的测定采用非水滴定法，分析精度小于1%(H2O+和CO2除外)；微量元素、稀土元素测试则通过电感耦合等离子质谱仪完成，测试结果见表 2。
| 表 2 滴水全一带侵入岩的全岩主量元素(wt%)、微量元素和稀土元素(×10-6)数据 Table 2 Whole-rock major element (wt%) and trace element (×10-6) compositions of Dishuiquan intrusive rocks |
样品经风干后细碎过20目筛，再用玛瑙研钵磨至200目以下，供同位素分析测试。全岩Sr-Nd同位素分析在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室采用MAT-261热电离同位素质谱仪进行测量，仪器的准确度通过标样NBS987和La Jolla国际标样进行监测，Sr同位素的质量分馏用88Sr/86Sr=8.375209校正，Nd同位素质量分馏用146Nd/144Nd=0.721900校正，详细流程见Gao et al.(2004)，测试结果见表 3。
| 表 3 滴水泉-畜牧办侵入体Sr、Nd同位素数据 Table 3 Sr-Nd isotopic composition of Dishuiquan granites |
本文对两个主要的岩石单元(碱长花岗岩(21-2-1)、角闪辉长岩(21-17-1))进行了锆石测年分析，2个样品的锆石均呈柱状的自形晶，长50~200μm，长宽比为1：1~3：1。阴极发光图像可见清晰生长环带，Th/U>0.1，显示岩浆成因锆石的特征(图 6a、表 1)(Hoskin and Black，2000; 吴元保和郑永飞，2004)。由于岩体的锆石年龄小于1000Ma，故采用206Pb/238U年龄。
 | 图 6 五彩城碱长花岗岩及角闪辉长岩的锆石CL图像(a)、锆石U-Pb年龄谐和图(b, 花岗岩样品21-2-1; c, 角闪辉长岩样品21-17-1) Fig. 6 Cathodoluminescence images of zircons from Dishuiquan granite and hornblende-gabbro (a), zircon U-Pb concordia and weighted mean plots for granite (Sample 21-2-1) (b) and hornblende-gabbro (Sample 21-17-1) (c) |
碱长花岗岩共16个测点的谐合度较高(>85%)，其中5号与13号测点打在锆石的继承核位置，年龄较大，代表了早期的岩浆活动，未参与花岗岩锆石的206Pb/238U加权平均年龄计算。其余14个测点均打在锆石生长环带上，Th和U含量分别为74.4×10-6~576×10-6和160×10-6~580×10-6，Th/U比值范围为0.47~1.06(表 1)，位于谐和线上及谐和线附近，锆石206Pb/238U加权平均年龄值为321±2Ma(MSWD=1.2)(图 6b)，代表了花岗质岩浆的结晶年龄。
角闪辉长岩共16个测点谐合度较高(>90%)，Th和U含量分别为39.4×10-6~1598×10-6和92.2×10-6~926×10-6，Th/U比值为0.43~1.77(表 1)，16个测点全部位于谐和线上及其附近，数据质量较高，锆石206Pb/238U加权平均年龄值为319±3Ma(MSWD=3.0)(图 6c)，代表了辉长质岩浆的结晶年龄。
综上所述，碱长花岗岩的锆石206Pb/238U加权平均年龄为321±2Ma，角闪辉长岩的锆石206Pb/238U加权平均年龄319±3Ma，两者的锆石年龄在误差范围内基本一致，与野外观察到的涌动接触关系吻合。按照最新的国际地质年表关于早石炭世与晚石炭世的界线划分(Gradstein et al.，2012)，该侵入体形成于晚石炭世早期。
4.2 岩石地球化学碱长花岗岩体SiO2含量为71.07%~76.71%，全碱含量(Na2O+K2O)为7.41%~9.07%，K2O/Na2O从0.95变化到1.30，平均为1.10。在SiO2-K2O图中(图 7a)，所有样品的投点均落在高钾钙碱性系列区，铝饱和指数小于1.1(A/CNK=0.95~1.04)，为准铝质-弱过铝质(图 7b)，低镁(MgO含量为0.11%~1.10%)、低钛(TiO2含量为0.10%~0.39%)。角闪辉长岩SiO2含量为52.66%~52.81%，MgO为5.34%~5.39%，FeOT为7.53%，铁镁含量较高与岩相学中暗色矿物含量较高吻合，而且岩石中Mg#为60，接近但低于原生玄武质岩浆成分(Mg#=65)，反映了幔源岩浆分异演化的特点。全碱含量为4.32%~4.83%，Na2O>K2O(Na2O/K2O为3.06~3.32)，SiO2-K2O图中(图 7a)，岩石总体为中钾钙碱性系列。岩浆混合的石英闪长岩的SiO2含量为56.09%，较角闪辉长岩的MgO含量偏低(3.19%)、全碱含量偏高(5.80%)，化学成分介于角闪辉长岩与碱长花岗岩之间，岩石系列与角闪辉长岩一致，为中钾钙碱性。
 | 图 7 K2O-SiO2图解(a，据Peccerillo and Taylor，1976)和A/NK-A/CNK图解(b，据Shand，1927) Fig. 7 K2O vs. SiO2 diagram(a, Peccerillo and Taylor, 1976)and A/NK vs. A/CNK diagram(b, after Shand, 1927) |
微量元素原始地幔标准化蛛网图上(图 8a)，碱长花岗岩体的所有样品均具相似的分布型式，富集Rb、K、Pb，不的亏损Ba、P、Ti，与黄羊山后碰撞花岗岩的特点类似。Ti的负异常主要为钛铁矿或者金红石的分离结晶，P的负异常主要受磷灰石分离的影响，Ba的负异常则反映了斜长石的分离结晶。角闪辉长岩表现出与花岗岩类不同的分配型式，大离子亲石元素(LILE)K、Sr、Ba明显富集，高场强元素(HFSE)Nb、Ta、Th、Zr、Ti相对亏损。石英闪长岩的微量元素配分曲线与角闪辉长岩的基本一致，但其Rb的富集又显示出与花岗岩类似的特征。
 | 图 8 滴水泉-畜牧办侵入岩原始地幔标准化微量元素蛛网图(a)和球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(b)(标准化值据Sun and McDonough，1989) Fig. 8 Primitive mantle-normalized trace element spidergrams (a) and chondrite-normalized REE patterns (b) of Dishuiquan intrusive rocks (normalization values after Sun and McDonough，1989) |
稀土元素球粒陨石标准化图上，碱长花岗岩体的所有样品配分型式一致(图 8b)，具LREE略富集的右倾配分型式。ΣREE=116.4×10-6~184.6×10-6，(La/Yb)N=2.16~9.35，(La/Sm)N=1.97~5.57，(Gd/Yb)N=0.78~1.45，表明轻、重稀土分馏程度弱-中等，轻稀土内部元素之间分馏相对较弱、重稀土内部几乎无分馏。弱-中等的负Eu异常(δEu=0.23~0.73)，可能反映了斜长石的分离结晶作用。角闪辉长岩ΣREE含量较高(143×10-6~152×10-6)，(La/Yb)N=4..82~5.15，(La/Sm)N=2.14~2.26，(Gd/Yb)N=1.61~1.69，表明轻、重稀土分馏程度相对较强，轻稀土、重稀土内部元素之间的分馏程度较弱，无铕异常(δEu=0.96~0.99)，呈轻稀土元素(LREE)略富集、重稀土元素(HREE)比较平坦的右倾型配分模式。角闪辉长岩较高的ΣREE(143×10-6~152×10-6)及较大的(La/Yb)N值(4.82~5.15)反映了源区可能有俯冲板片的参与(徐夕生和邱检生，2010)。石英闪长岩的稀土元素配分型式与角闪辉长岩的基本一致。
4.3 Sr-Nd同位素同位素数据表明(表 3)，角闪辉长岩(87Sr/86Sr)i为0.7036，εNd(t)=+5.4，显示出亏损地幔的特征。碱长花岗岩Rb/Sr偏大，导致ISr< 0.7000，因此其实际应用意义不大(Han et al.，1997; Wu et al.，2002)，而正的εNd(t)值及年轻的Nd模式年龄(表 3)，则反映了年轻地壳部分熔融的特征。
5 讨论5.1 滴水泉-畜牧办花岗岩体的成因类型滴水泉-畜牧办花岗岩体铝饱和指数(A/CNK)< 1.1，且没有出现富铝的硅酸盐矿物，因此并不具有S型花岗岩的特点。岩石高硅(71.07%~76.71%)、富碱(7.41%~9.07%，平均值为8.61%)、K2O/Na2O平均值为1.10且Na2O含量较高(平均值为4.10%)，富集Rb、K、Pb等大离子亲石元素，强烈亏损Ba、Ti、P等元素，显示出A型花岗岩的特点。(Na2O+K2O-CaO)-SiO2(图 9a)及FeOT/(FeOT+MgO)-SiO2(图 9b)图解中样品点也落在A型花岗岩的区域内。但其P2O5与SiO2较好的负相关性，CIPW标准矿物计算中C分子 < 1，又显示出I型花岗岩的特点(Chappell and White，1974; Chappell，1999)。在岩石成因划分FeOT/MgO-10000Ga/Al(图 9c)和(Na2O+K2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)(图 9d)图解中，大多数样品落在I型与A型花岗岩的界线附近，所以，滴水泉-畜牧办碱长花岗岩具有I型-A型过渡的特点。
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图 9 滴水泉-畜牧办花岗岩类的岩石成因判别 (a)(Na2O+K2O-CaO)-SiO2；(b)FeOT/(FeOT+MgO)-SiO2(Frost et al.，2001; Frost and Frost，2011)；(c)FeOT/MgO-10000Ga/Al(Whalen et al.，1987)；(d)(Na2O+K2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)(Whalen et al.，1987) Fig. 9 Discrimination diagrams for the Dishuiquan intrusive rocks |
角闪辉长岩正的εNd值(+5.4)、低的ISr值(87Sr/86Sr)i=0.70359)，表明岩浆源自亏损的软流圈地幔源区(图 10a)，尽管εNd-(87Sr/86Sr)i图解中样品点落在OIB范围内，但是辉长岩明显的Nb和Ta的负异常及岩体规模较小排除了地幔柱成因的可能(Wilson，1989; 徐夕生和邱检生，2010)。在大多数情况下，由于俯冲板片的脱水和部分熔融产生的对上覆地幔的交代作用会导致岩石圈地幔在同位素方面具有富集型特征，而且来自消减板片流体/熔体交代改造地幔楔的过程也会导致岩浆体系具有俯冲相关的部分地球化学特征(Pearce et al.，1990; Turner et al.，1992)。由于La、Ba、Nb具有相近的分配系数，分离结晶作用不会影响岩浆中La/Nb、La/Ba比值，而且岩浆演化过程中未见同化混染现象(锆石年龄集中，未见捕获锆石，且野外也未见围岩捕掳体)，因此，这些元素对比值的显著不同可以指示源区特征(Saunders et al.，1992; Woodhead et al.，2001)。La/Ba-La/Nb的关系(图 10b)显示岩浆源区存在俯冲板片的交代改造，大离子亲石元素(LILE)K、Sr、Ba 明显富集，高场强元素(HFSE)Nb、Ta、Th、Zr、Ti相对亏损的特点也与板片熔融的特征一致。所以，角闪辉长岩体源于亏损的软流圈地幔的部分熔融，同时受到交代的地幔楔物质的影响。
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图 10 滴水泉-畜牧办角闪辉长岩的源区特征 (a) εNd-(87Sr/86Sr)i图解;(b) La/Ba-La/Nb图解 Fig. 10 Source characters of the Dishuiquan hornblende-gabbro sample |
碱长花岗岩正的εNd(t)值(表 3)反映了岩浆源区具有幔源属性。对于具有正的εNd(t)值的花岗岩类的岩石成因，主要有以下三种观点：(1)底侵的幔源岩浆高度分异(Han et al.，1997; 韩宝福等，1998)；(2)花岗岩形成同期的底侵体(Wu et al.，2002; 吴福元等，2007)；(3)幔源底侵岩浆之上的年轻地壳的部分熔融(Coleman，1989; 洪大卫，2000; Wu et al.，2002; Chen and Jahn，2004; 吴福元等，2007; 苏玉平等，2008; 郭芳放等，2010)。
虽然不同学者对这些具有幔源属性的花岗岩类的源区来源存在异议，但大多数地质学家认为巨量花岗岩的产出与岩浆底侵作用有着密切的关系(Chen and Jahn，2004; 吴福元等，1999; 洪大卫，2000; 杨高学等，2008，2009，2010)。地球物理资料也表明了卡拉麦里地区幔源底侵体的存在(Chen and Jahn，2004)，但是到目前为止并未发现真正的幔源底侵体，更多的研究为岩浆混合成因的包体(杨高学等，2008，2009，2010)。
莫宣学等(2007)指出底侵作用产生的镁铁质火成岩，应在区域上具有普遍性和近同时性，并与区域岩浆混合作用有密切关系；金振民和高山(1996)、刘和甫等(2000)认为底侵作用常发生在大陆裂谷环境中，可能伴随着双峰式火山岩的产出。滴水泉-畜牧办侵入体形成于主碰撞之后的陆内环境，碱长花岗岩与辉长岩时代一致，岩浆混合作用明显，与辉长岩+花岗岩相对应的晚石炭世早期双峰式火山岩(朱志新等，2005; 汪帮耀等，2011)极为发育，同时代的岩浆混合包体也十分常见(杨高学等，2008，2009，2010)，这些特征均显示卡拉麦里地区在晚石炭世存在一次明显的玄武质岩浆底侵过程。最为重要的是，角闪辉长岩源于亏损的软流圈地幔，微量元素具有交代的地幔楔物质的特点表明了辉长质岩浆起源于岩石圈根部。所以，角闪辉长岩代表了底侵的幔源岩浆。晚石炭世早期底侵体的发现，为卡拉麦里地区后碰撞花岗岩类的幔源底侵作用提供了可靠的地质依据。
那么，滴水泉-畜牧办花岗岩类是来自底侵的幔源岩浆还是底侵体之上的年轻地壳呢？首先，我们试想，如果花岗岩类源于底侵的幔源岩浆或幔源底侵体，那么花岗岩与辉长岩应具有同源岩浆分异演化的特点。但是20~300cm宽的岩浆混合带以及出露的具有浆混性质的石英闪长岩，体现了岩浆混合的特点；FeOT-MgO图解(图 11a)显示出碱长花岗岩体与角闪辉长岩体为岩浆混合趋势，而不是岩浆结晶分异趋势；同分母图解MgO/K2O-CaO/K2O及Co/Nb-V/Nb的线性关系(图 11b，c)表明两者之间并非同源岩浆分异(周珣若，1994)，因为同源岩浆演化这些地球化学图解多为折线(Kwon et al.，1989; 周珣若，1994; 中国科学院地球化学研究所，1998)；同位素方面，花岗岩与辉长岩具有相近的εNd(t)值，也反映了两种不同岩浆混合的特点。所以，滴水泉-畜牧办花岗岩类并不是源于底侵的幔源岩浆或者同期的底侵体。因此，花岗岩最可能的来源为底侵体之上的年轻地壳，这一认识与花岗岩具有年轻的Nd模式年龄的特点相符。
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图 11 滴水泉-畜牧办花岗岩与辉长岩的岩浆混合作用的判别图解 (a) FeOT-MgO(Zorpi et al., 1989)；(b) MgO/K2O-CaO/K2O；(c) Co/Nb-V/Nb Fig. 11 Discrimination diagrams of selected element for magma mixing of the Dishuiquan granite and hornblende-gabbro |
在卡拉麦里地区，笔者之前对五彩城岩体的研究也得到了同样的认识，即五彩城花岗岩来源于幔源岩浆之上的年轻地壳，壳幔混合形成了石英二长闪长岩等浆混岩(田健等，2015)。与卡拉麦里断裂以南相比，断裂以北后碰撞花岗岩的研究更为广泛。Su et al.(2007)、苏玉平等(2008)及郭芳放等(2010)对卡拉麦里断裂以北的黄羊山岩体的研究表明其花岗岩来自于年轻洋壳的部分熔融；杨高学等(2008，2010)对库布苏南岩体的研究同样表明其花岗岩来源于底垫的幔源岩浆之上的地壳熔融，壳幔混合形成了闪长质包体。所以，卡拉麦里地区大面积的年轻地壳(可能为洋壳)的部分熔融产生了广泛的花岗岩类。
5.3 构造岩浆演化在花岗岩类形成环境的Rb-(Y+Nb)判别图(图 12)中，五彩城花岗岩投点在火山弧与板内的分界线附近的火山弧一侧Pearce(1996)补充圈定的后碰撞花岗岩叠加区域内，显示了其形成于主碰撞之后，表明卡拉麦里地区晚石炭世已经进入了陆内伸展环境。这一认识得到卡拉麦里断裂以北大规模A型花岗岩的呼应，即包括库布苏、黄羊山、老鸦泉、苏吉泉、萨北、贝勒库都克等岩体的花岗岩锆石年龄集中在287~314Ma(韩宝福等，2006; 苏玉平等，2006，2008; Su et al.，2007; 李月臣等，2007; 唐红峰等，2007; 林锦富等，2007; 闫存兴等，2008; 杨高学等，2008，2009; 李永军等，2009; Yang et al.，2011; 韩宇捷等，2012)。与前人的研究相比，滴水泉-畜牧办花岗岩体是目前在卡拉麦里地区报道的年龄较老的花岗岩年龄，其后碰撞的构造属性为卡拉麦里造山带后碰撞阶段的时间演化提供了有力的证据。
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图 12 滴水泉-畜牧办花岗岩类构造判别图(据Pearce et al.，1984) ORG-大洋脊花岗岩；WPG-板内花岗岩；VAG-火山弧花岗岩；Syn-COLG-同碰撞花岗岩；post-COLG-后碰撞花岗岩 Fig. 12 Tectonic setting determinant diagram of the Dishuiquan granitic rocks(after Pearce et al.，1984) |
有意义的是，滴水泉-畜牧办花岗岩体穿插了卡拉麦里蛇绿岩，在花岗岩的两侧(图 1b)均有蛇绿岩套中的超基性岩、基性岩出露。因此，滴水泉-畜牧办花岗岩体具有“钉合岩体”的作用，限定了卡拉麦里有限洋盆闭合时间的上限，表明卡拉麦里有限洋盆闭合的时间早于321Ma。这一结论与最近一些学者的研究成果一致(吴润江等，2009; 韩宝福等，2010; 黄岗等，2012; 吴琪等，2012; Zhang et al.，2013; 田健等，2015)。
综上所述，卡拉麦里地区广泛分布的晚古生代侵入岩的形成过程可归纳为：洋盆闭合、陆陆碰撞之后，岩石圈发生减薄(可能发生拆沉作用)，软流圈物质上涌，幔源岩浆底侵至年轻地壳之下，年轻地壳发生部分熔融形成了规模巨大的花岗岩类，同时，亏损的软流圈地幔(源区可能受到俯冲板片交代)的部分熔融形成辉长岩，幔源岩浆与壳源岩浆的混合形成了浆混岩(石英闪长岩等)或闪长质包体。
6 结论(1)岩相学、地球化学特征显示滴水泉-畜牧办碱长花岗岩为I-A型过渡的钙碱性花岗岩类。
(2)滴水泉-畜牧办花岗岩类源自幔源岩浆底侵体之上的年轻地壳的部分熔融，角闪辉长岩则为亏损的软流圈地幔的部分熔融，同时受到俯冲板片的交代。滴水泉-畜牧办晚石炭世早期幔源底侵体(角闪辉长岩)的发现为卡拉麦里地区岩浆底侵作用提供了可靠的地质依据。
(3)滴水泉-畜牧办花岗岩体具有“钉合岩体”的作用，卡拉麦里有限洋盆在晚石炭世早期(321Ma)之前已经闭合。
致谢 文章撰写得到了张雄华教授的指导及帮助；锆石U-Pb年龄及Rb、Sr同位素分析得到了中国地质大学(武汉)刘勇胜和周炼等老师的帮助；在此一并表示诚挚的感谢。| [1] | Chappell BW and White AJR. 1974. Two constrasting granite types. Pacific Geology, 8: 173-174 |
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