2018, Vol. 34
谢米斯台地区位于新疆西准噶尔北部，发育大量火山岩、火山碎屑岩和中酸性侵入体。前人将区内出露的火山岩、火山碎屑岩及中酸性侵入体的形成时代主体定为晚古生代(新疆地矿局区域地质调查大队，1980①，1983②)。近年来相继有研究者对谢米斯台地区的火山岩和花岗岩类进行了较系统的地质、地球化学和年代学研究，取得了较多的新资料和新认识(Chen et al., 2010, 2015；孟磊等，2010；Shen et al., 2012；尹继元等，2013；王章棋等，2014；孙勇等，2015；杨钢等，2015；杨维等，2015)。新的年代学资料表明，谢米斯台地区火山岩、中酸性侵入岩形成时代主体为晚志留世-早泥盆世早期；但是，对于这些岩石的形成构造环境尚存在不同的认识。有学者认为谢米斯台地区是洪古勒楞蛇绿岩或者额尔齐斯-斋桑蛇绿岩所代表的大洋向南俯冲而形成的岛弧(Shen et al., 2012；王金荣等，2013；杨钢等，2015；杨维等，2015)；也有学者认为是准噶尔洋壳向北俯冲形成的岛弧(孟磊等，2010)；而Chen et al.(2010, 2015)依据谢米斯台地区厘定的A型花岗岩以及与之相关的镁铁质-长英质岩石特征，认为志留世末期-早泥盆世谢米斯台地区已处于后碰撞阶段。新近分别在谢米斯台地区玄武岩和晚志留世酸性次火山岩中发现具有一定规模的自然铜矿化和斑岩型铜矿化(王居里等, 2013, 2014)，因此，查明谢米斯台地区早古生代末所处的构造环境不仅能为探讨谢米斯台地区古生代构造演化提供基础资料，也可为指导区内铜矿床进一步找矿勘查提供理论依据。
① 新疆地矿局区域地质调查大队. 1980. 1:20万乌尔禾幅区域地质图和调查报告
② 新疆地矿局区域地质调查大队. 1983. 1:20万白杨河幅区域地质图和调查报告
乌兰萨拉岩体位于谢米斯台山中东段，本文对乌兰萨拉岩体进行较详细的地质、地球化学和锆石U-Pb年代学、Hf同位素以及全岩Sr、Nd同位素研究，查明乌兰萨拉岩体的形成时代、岩石成因和形成构造背景，为探讨谢米斯台地区乃至西准噶尔北部古生代构造演化提供新的证据，为区内进一步找矿勘查提供参考。
1 区域地质背景及岩体地质概况 1.1 区域地质背景西准噶尔位于西伯利亚、哈萨克斯坦和塔里木板块的交接处，是古生代时期古亚洲洋演化形成的增生造山带(Jahn，2004；Xiao et al., 2008；韩宝福等，2010)。西准噶尔北部由北向南依次划分为扎尔玛-萨吾尔火山弧和博什库尔-成吉斯火山弧，两者以库吉拜、和布克赛尔、洪古勒楞蛇绿岩带为界(图 1a)(Xiao et al., 2008；陈家富等，2010；韩宝福等，2010；张元元和郭召杰，2010)。扎尔玛-萨吾尔火山弧以晚古生代火山-沉积岩为主(韩宝福等，2006；袁峰等，2006；Zhou et al., 2008；Chen et al., 2010)，少量早古生代火山岩(张达玉等，2015)。博什库尔-成吉斯火山弧主要发育寒武纪-泥盆纪的地层，为凝灰岩、火山碎屑岩、火山岩和弧前盆地的复理石、海相磨拉石建造以及陆相火山岩、火山碎屑岩和海相碎屑岩组合(朱永峰和徐新，2006；Chen et al., 2010)，局部发育少量早石炭世-早二叠世侵入岩和火山岩(尹继元等，2013)(图 1b)。
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图 1 西准噶尔及邻区哈萨克斯坦的构造分区(a，据Chen et al., 2010修改)和西准噶尔北部地质简图(b，据Shen et al., 2012修改) 年龄数据来自：(1) Chen et al., 2010; (2) Shen et al., 2012; (3) 张元元和郭召杰，2010; (4) 杨维等，2015; (5) 尹继元等，2013 Fig. 1 Simplified tectonic frame work of West Junggar and adjacent Kazakhstan(a, modified after Chen et al., 2010) and regional simplified geological map of the northern West Junggar region (b, modified after Shen et al., 2012) |
谢米斯台山是博什库尔-成吉斯火山弧在中国境内的东延部分，呈近东西向展布(Shen et al., 2012)。区内出露的地层主要为前人所划的中泥盆统呼吉尔斯特组(新疆地矿局区域地质调查大队, 1980, 1983)，为一套基性-中基性-中性-中酸性-酸性火山岩、火山碎屑岩组合，总体为一套岛弧火山岩组合。王居里等在承担“十二五”国家科技支撑计划项目期间，于2011年获得该套岩石组合中酸性次火山岩的形成时代主要为晚志留世，而非中泥盆世。新近龚一鸣和纵瑞文(2015)将其改称为谢米斯台组。这些岩石组合被晚志留世-早泥盆世中酸性侵入体侵入，区内断裂构造发育，主要呈近东西向、北东向和北西向展布。
1.2 岩体地质简况乌兰萨拉岩体位于谢米斯台山中东段，呈岩株、岩枝状侵入于区内火山岩、火山碎屑岩中，分布范围约5km2，是一个由碱长花岗岩和花岗闪长岩组成的复式岩体。碱长花岗岩位于岩体的东南部，花岗闪长岩位于岩体的北西部，两者以断层接触(图 2)。
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图 2 乌兰萨拉地区地质略图(据甘肃省地矿局第三地质矿产勘察院，2010①修改) Fig. 2 Geological sketch map of the Wulansala region |
① 甘肃省地矿局第三地质矿产勘察院.2010.巴音布拉克1:50000地质图
1.3 岩石学特征碱长花岗岩呈肉红色，块状构造，细-中粒半自形-他形粒状结构；主要由石英(25%~30%)、条纹长石(55%~60%)组成，含少量斜长石(5%~10%，An=10~18)、黑云母(2%~5%)，副矿物为磁铁矿、锆石、磷灰石(约1%)。条纹长石高岭石化较强烈，黑云母绿泥石化较强烈(图 3a, b)。
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图 3 乌兰萨拉岩体显微镜下和野外照片 (a、b)碱长花岗岩(XM2-38、XM3-136，正交偏光)；(c、d)花岗闪长岩(XM2-45、XM2-49，正交偏光)；(e)花岗闪长岩及其中的暗色包体；(f)花岗闪长岩中的闪长质包体，可见针状磷灰石(XM6-55，单偏光).Q-石英；Bi-黑云母；Kfs钾长石；Pl-斜长石；Hb-角闪石；Ap-磷灰石 Fig. 3 Microscopic and field photos of the Wulansala granite pluton |
花岗闪长岩呈灰白色，块状构造，细-中粒半自形-他形粒状结构；主要由斜长石(55%~60%，An=15~30)、角闪石(10%~12%)、钾长石(5%~7%)和石英(20%~25%)组成，含少量黑云母(3%~5%)，副矿物(约2%)为榍石、磁铁矿、磷灰石、锆石。钾长石弱高岭石化，斜长石、角闪石绿帘石化较强烈，黑云母绿泥石化较强烈(图 3c, d)。岩石中可见暗色微细粒包体，大多呈近似浑圆状，直径以3~10cm居多(图 3e)。暗色包体以闪长质为主，具块状构造，微细粒-细粒半自形结构；主要由斜长石(60%~70%)和角闪石(20%~25%)组成，含少量不透明矿物(3%~7%)和磷灰石(1%)。包体中磷灰石呈细长针状，长宽比一般大于10:1(图 3f)。
2 分析方法分析所用的样品采自岩体内部基本无蚀变或弱蚀变部分。主量元素、微量元素、全岩Sr、Nd和锆石Hf同位素分析、锆石阴极发光(CL)照相、锆石U-Pb同位素分析等均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。
主量元素用样品的碱熔玻璃片在日本理学RIX2100型XRF仪上测定，将样品岩石粉末与亚硼酸锂混合并熔融制成玻璃片分析，GBW07105标样监控，分析精度优于5%。微量元素测定在Agilent 7500a(Agilent公司)等离子体质谱仪(ICP-MS)上完成，样品经BHVO-2、AGV-1、BCR-2、G-2国际标样监控，分析精度优于5%。
岩石样品Sr、Nd同位素采用英国Nu Instrument公司生产的Nu Plasma多接收等离子体质谱仪测定，仪器工作参数为Power 1300W、Nebulizer gas 0.1mL/min、Auxilliary gas 0.8mL/min、Plasma gas 13L/min。分析所用试剂HNO3、HF、HCl均为由优级纯酸经亚沸蒸馏装置制得的高纯试剂，水为18.2MΩ·cm-1的高纯水(Millipore Element，Millipore Corporation，USA)。分析全程采用USGS标准物质BHVO-2、BCR-2、AGV-2进行质量监控。仪器测试利用86Sr/88Sr=0.1194、146Nd/144Nd=0.7219按照指数法则进行内部校正，质量监控样品分别选用NBS 987 (87Sr/86Sr=0.710248)及La Jolla (143Nd/144Nd=0.511859)。
在岩相学观察的基础上，定年所选用的锆石样品按照常规重力、磁选方法分选，并将分选出的锆石在双目镜下选择晶形较好、透明、无裂隙、没有包体的具有代表性的锆石颗粒用环氧树脂固定，待其充分固化后抛光至锆石露出核部，然后进行锆石的CL显微图像及LA-ICP-MS分析，锆石的U-Pb同位素组成用德国的Microlas公司的Geolas200M激光剥蚀系统与Elan6100DRC ICP-MS联机进行测定，分析采用的激光束直径为30μm，激光脉冲为10Hz，能量在32~36mJ，激光剥蚀样品的深度为20~40μm。锆石年龄测定采用国际标准锆石91500作外标，元素含量采用NIST610为外标，29Si为内标。数据处理采用Glitter (Ver4.0)程序，并用Andersen(2002)方法进行普通铅校正。年龄计算及协和图用Isoplot(ver.3)程序(Ludwig，2003)完成。详细分析步骤和数据处理方法见袁洪林等(2003)。
锆石Lu-Hf同位素分析在配备有Geolas2500激光剥蚀系统的Nu Plasma HR多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)上完成，激光剥蚀脉冲频率为10Hz，激光束斑直径为44μm，剥蚀时间约50s。用176Lu/175Lu=0.02669和176Yb/172Yb=0.5886进行176Hf同质异位素的干扰校正。εHf(t)计算采用176Lu衰变常数为1.867×10-11a，球粒陨石的176Hf/177Hf比值为0.282785，176Lu/177Hf的比值为0.0336。Hf同位素一阶段模式年龄(tDM1)的计算以现今的亏损地幔值为参考，其176Hf/177Hf=0.28325，176Lu/177Hf=0.0384，两阶段模式年龄(tDM2)计算时，平均地壳值采用176Lu/177Hf=0.015。详细分析步骤和处理方法见参考文献(Yuan et al., 2008)。
3 分析结果 3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄碱长花岗岩(样品XM3-129)中锆石的阴极发光(CL)图像显示(图 4a)，锆石自形程度较差，呈短柱状、粒状，长50~80μm，宽40~55μm，边界清晰、平直。多数锆石具有明显的震荡环带结构，显示岩浆锆石的特征(吴元保和郑永飞，2004)。
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图 4 乌兰萨拉岩体锆石CL图像 Fig. 4 Zircon CL images of Wulansala granite pluton |
花岗闪长岩(样品XM2-49)中锆石的阴极发光(CL)图像显示(图 4b)，锆石可以分为两类，一类以自形柱状晶体为主，长110~200μm，宽60~90μm，另一类自形程度较差，呈短柱状，长50~90μm，宽50~80μm。两类锆石边界都清晰、平直，具金刚光泽，发育有较为清晰的韵律环带结构，震荡环带较窄，具有典型岩浆锆石的特征。
锆石样品的U-Pb分析结果见表 1。
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表 1 乌兰萨拉岩体锆石LA-ICP-MS U-Pb分析结果 Table 1 LA-ICP-MS U-Pb isotopic data of the Wulansala granite pluton |
由表 1可见，碱长花岗岩锆石Th/U比值为0.43~0.84(仅1个点号为0.03)，均大于0.4，显示岩浆锆石的特征，U-Pb定年结果可代表岩浆的结晶年龄。剔除不谐和年龄数据后，206Pb/238U年龄数据点集中分布在谐和曲线附近，表观年龄介于416~426Ma，加权平均年龄为422.7±2.0Ma(n=22，MSWD=0.32)(图 5a)，表明碱长花岗岩的形成时代为晚志留世。花岗闪长岩锆石Th/U比值较高(0.53~1.12)，显示岩浆锆石的特征，U-Pb定年结果可代表岩浆的结晶年龄。剔除不谐和年龄数据后，206Pb/238U年龄数据点集中分布在谐和线及其附近，表观年龄介于409~416Ma，加权平均年龄为411.7±1.7Ma(n=26，MSWD=0.50)(图 5b)，表明花岗闪长岩的形成时代为早泥盆世。
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图 5 乌兰萨拉岩体U-Pb定年结果 Fig. 5 Zircon U-Pb dating concordia ages of Wulansala granite pluton |
乌兰萨拉岩体的主量及微量元素分析结果见表 2。
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表 2 乌兰萨拉岩体的主量(wt%)及微量元素(×10-6)分析结果 Table 2 Major elements (wt%) and trace elements (×10-6) of the Wulansala pluton |
碱长花岗岩主量元素特征：高硅(SiO2=76.3%~79.7%)，富碱(Na2O+K2O=7.31%~8.27%)，相对富钾Na2O/K2O(0.81~0.98)，低TiO2、MgO、P2O5；在SiO2-K2O图上投点落在高钾钙碱性系列区域(图 6a)；在A/CNK-A/NK图上投点位于准铝质-弱过铝质系列(图 6b)。微量元素特征：稀土含量较高，∑REE=136×10-6~319×10-6，轻重稀土分馏程度较低，LREE/HREE=2.59~5.69，(La/Yb)N=1.57~4.26，轻稀土分异比重稀土明显，(La/Sm)N=3.51~5.67，(Gd/Yb)N=0.49~1.10，球粒陨石标准化稀土元素配分模式图显示“V”字型配分样式(图 7a)，Eu负异常强烈，δEu=0.04~0.10。原始地幔标准化微量元素蛛网图(图 7b)显示富集K、Rb、Th、U，相对富集Zr、Hf，强烈亏损Ba、Sr、P、Ti。
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图 6 乌兰萨拉岩体SiO2-K2O图(a，实线据Peccerillo and Taylor, 1976；虚线据Middlemost，1985)及A/CNK-A/NK图(b，据Maniar and Piccoli, 1989) Fig. 6 SiO2 vs. K2O diagram (a, real line is after Peccerillo and Taylor, 1976; broken line after Middlemost, 1985) and A/CNK vs. A/NK diagram (b, after Maniar and Piccoli, 1989) of the Wulansala granite pluton |
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图 7 乌兰萨拉岩体球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(a)及原始地幔标准化微量元素蛛网图(b) (标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 7 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized spider diagrams (b) of the Wulansala granite pluton (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
花岗闪长岩主量元素特征：SiO2含量63.0%~66.7%，富碱(Na2O+K2O=7.08%~8.32%)，Na2O/K2O(0.82~1.31)，中等含量MgO (1.35%~1.66%)，低TiO2、P2O5；在SiO2-K2O图上投点主要分布于高钾钙碱性系列区域，个别样品显示向钾玄岩系列过渡的特征(图 6a)；A/CNK-A/NK图显示其属于准铝质(图 6b)。微量元素特征：稀土含量较低，∑REE=82.6×10-6~99.9×10-6，轻重稀土分馏明显，(La/Yb)N=7.96~9.76，相对富集轻稀土，亏损重稀土，LREE/HREE=7.69~9.26，轻稀土分异比重稀土明显，(La/Sm)N=6.17~8.52，(Gd/Yb)N=1.56~1.77，球粒陨石标准化稀土元素配分模式图显示轻稀土富集的右倾型配分样式(图 7a)，Eu主体具有较弱的负异常，个别样品显示极轻微正异常，δEu=0.85~1.07。原始地幔标准化微量元素蛛网图(图 7b)显示富集K、Rb、Th、Sr、Zr、Hf，亏损Nb、Ta、P、Ti。
3.3 Sr、Nd、Hf同位素乌兰萨拉岩体的Sr、Nd同位素组成分析结果见表 3，锆石Hf同位素组成分析结果见表 4。
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表 3 乌兰萨拉岩体Sr、Nd同位素组成 Table 3 Sr and Nd isotopic compositions of the Wulansala granite pluton |
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表 4 乌兰萨拉岩体锆石Hf同位素组成 Table 4 Zircon Hf isotopic compositions of the Wulansala granite pluton |
表 3数据表明，乌兰萨拉岩体碱长花岗岩多数样品的(87Sr/86Sr)i=0.7017~0.7038，个别样品ISr < 0.699，(143Nd/144Nd)i=0.5123~0.5124，εNd(t)=+4.49~+6.58，fSm/Nd值为-0.31~-0.22，介于-0.6~-0.2之间，表明单阶段模式年龄有意义(高睿等，2013)，tDM1=0.70~1.02Ga，tDM2=0.60~0.74Ga。花岗闪长岩的(87Sr/86Sr)i=0.7041~0.7046，(143Nd/144Nd)i=0.5122~0.5123，εNd(t)=+1.66~+3.87，fSm/Nd值为-0.41~-0.40，tDM1=0.83~1.02Ga，tDM2 =0.77~0.93Ga。
表 4数据表明，乌兰萨拉岩体碱长花岗岩中锆石的176Lu/177Hf为(0.001743~0.003236)，花岗闪长岩中锆石的176Lu/177Hf为(0.001060~0.001692)，两者的176Lu/177Hf值基本小于或略大于0.002，可以忽略锆石形成后由176Lu衰变形成的放射成因176Hf，所测176Hf/177Hf值代表锆石形成时岩浆体系的Hf同位素组成(吴福元等，2007)。
乌兰萨拉岩体锆石Hf同位素组成显示：碱长花岗岩176Hf/177Hf=0.282825~0.282963，对应的εHf(t)=+10.0~+14.2，tDM1=474~647Ma，tDM2=500~771Ma。花岗闪长岩的176Hf/177Hf=0.282657~0.282930，对应的εHf(t)=+4.4~+13.9，tDM1=478~857Ma，tDM2=516~1120Ma。
4 讨论 4.1 岩石类型碱长花岗岩主要矿物相为碱性长石和石英，准铝质-弱过铝质，SiO2、K2O含量较高，TiO2、MgO和P2O5含量较低，Eu负异常显著，富Ga及Rb、Cs、Th、U、Zr、Hf，贫Ba、Sr、P、Ti、Cr、Ni，具A型花岗岩特征(Collins et al., 1982；Whalen et al., 1987；苏玉平等，2006)，Nb/Ta值(11.19~17.75)，大于高分异I、S型花岗岩Nb/Ta值(≤10)(赵振华等，2008)。在Y-10000Ga/Al、Nb-10000Ga/Al和Y+Ce+Nb+Zr-(Na2O+K2O)/CaO图中(图 8a-c)基本落入A型花岗岩区域。Y/Nb比值为1.48~2.39>1.2，在Nb-Y-Ce图中(图 8d)落入A2型花岗岩区，属于A2型花岗岩(Eby，1992)。
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图 8 乌兰萨拉岩体Y-10000Ga/Al(a)、Nb-10000Ga/Al(b)、Y+Ce+Nb+Zr-(Na2O+K2O)/CaO(c)图解(a-c, 据Whalen et al., 1987)及Nb-Y-Ce(d, 据Eby，1992)图解 Fig. 8 Y vs. 10000Ga/Al (a), Nb vs. 10000Ga/Al (b), Y+Ce+Nb+Zr vs. (Na2O+K2O)/CaO (c) (a-c, after Whalen et al., 1987) and Nb-Y-Ce (d, after Eby, 1992) diagrams for the Wulansala granite pluton |
花岗闪长岩普遍含角闪石，A/CNK < 1.0，较高的LILE，中等含量Rb、Th、U，低的HFSE、ΣREE、Zr，不同于S型花岗岩(A/CNK>1.1)以及A型花岗岩(低的LILE，高的ΣREE、Zr)和M型花岗岩(低的Rb、Th、U和LILE)特征(Chappell and White, 1992；Clarke et al., 1992；Whalen et al., 1987)。在Y-10000Ga/Al，Nb-10000Ga/Al和Y+Ce+Nb+Zr-(Na2O+K2O)/CaO图中(图 8a-c)落入I、S型花岗岩区域，结合岩相学特征，表明花岗闪长岩为I型花岗岩。
4.2 源区性质 4.2.1 碱长花岗岩碱长花岗岩具有正的εHf(t)值(+10.0~+14.2)、εNd(t)值(+4.49~+6.58)和低的(87Sr/86Sr)i值(0.7017~0.7038)，说明岩浆可能来自亏损地幔(Han et al., 1997；Shellnutt and Jahn, 2010)或者新生下地壳(郑永飞等，2015)。岩石Ce/Pb和Nb/Ta的平均比值分别为4.87和14.14，均与地壳值接近(Ce/Pb=3.9，Rudnick and Gao, 2003；Nb/Ta=12~13，Barth et al., 2000)，远离幔源岩浆值(Ce/Pb=27，Hofmann et al., 1986；Nb/Ta=17.5±2.0，Green，1995)，表明碱长花岗岩的源区应该为新生地壳物质。实验岩石学证明，只有大量的玄武质岩浆才可以直接分异产生少量花岗质岩浆(Wyllie，1984)，但谢米斯台地区出露的岩石主要为中酸性侵入岩、次火山岩和火山岩，没有与之相匹配的大量玄武质岩石(不排除基性岩浆底侵)，因此，幔源岩浆直接结晶分异形成碱长花岗岩的可能性较小。郑永飞等(2015)认为具有低(87Sr/86Sr)i，正εNd(t)值的花岗质岩石，多数来自新生下地壳，这种新生下地壳带有一部分地幔的性质。锆石Hf同位素的tDM2=500~771Ma，与锆石结晶年龄较为接近，也表明岩浆源区为新生下地壳(吴福元等，2007)。在年龄-εNd(t)图解和年龄-εHf(t)图解中(图 9a, b)，主要落在亏损地幔和球粒陨石演化线之间，更接近亏损地幔一侧，与西准噶尔北部侵入岩具有相似的岩浆源区。
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图 9 乌兰萨拉岩体εNd(t)-年龄图(a)及εHf(t)-年龄图(b) (据Chen et al., 2015) Fig. 9 εNd(t) vs. age diagram (a) and εHf(t) vs. age diagram (b) for Wulansala gianite plutons (modified after Chen et al., 2015) |
碱长花岗岩相对富集轻稀土(LREE)、大离子亲石元素(LILE)Rb、K和高场强元素(HFSE)Th、Zr、Hf，亏损Ba、Sr、P、Ti、Eu；球粒陨石标准化稀土元素配分模式图和原始地幔标准化微量元素比值蛛网图(图 7)表明，岩浆源区发生了较低比例的部分熔融，其残留相中含较多斜长石；岩浆结晶过程中可能经历了一定程度的结晶分异。在La-La/Yb图解中(图 10a)，碱长花岗岩显示分离结晶的趋势；在Sr-Ba图解中(图 10b)，碱长花岗岩落在斜长石分离曲线和钾长石分离曲线之间，且更靠近钾长石一侧，表明钾长石在分离结晶过程中占主要地位。钾长石的结晶分异导致Rb、K富集，Sr、Eu、Ba亏损，磷灰石和钛铁矿的分异导致P和Ti的亏损，Nb、Ta未出现明显负异常，可能与岩石未出现大量角闪石有关(陈家富等，2010；Chen et al., 2015)。综上所述，碱长花岗岩是新生下地壳发生部分熔融并经历了一定的分离结晶作用而形成。
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图 10 乌兰萨拉岩体La/Yb-La变化图(a)及Sr-Ba变化图(b)(据Liu et al., 2013) Fig. 10 Diagrams for La/Yb vs. La variations (a) and Sr vs. Ba variations (b) in the Wulansala gianite pluton (modified after Liu et al., 2013) |
前述花岗闪长岩属于I型花岗岩。已有研究认为，I型花岗岩是由中基性火成岩、变质岩部分熔融而形成(Chappell and Stephens, 1988；吴福元等，2007；张旗等，2008)，或者地壳重熔过程中，幔源物质增加较多而形成(Kemp et al., 2007；Collins and Richards, 2008)。本文数据显示，花岗闪长岩具有正的锆石εHf(t)值(+4.4~+13.9)，正的εNd(t)值(+1.66~+3.87)和低的(87Sr/86Sr)i值(0.7041~0.7046)，表明其源区可能为新生下地壳或者有幔源物质参与的新生下地壳。中等含量的SiO2和相对低的Mg#值表明其不可能是单独的幔源物质熔融而成。岩石的Ce/Pb和Nb/Ta的平均比值分别为3.81和14.11，均与地壳Ce/Pb和Nb/Ta的比值接近，远离幔源岩浆值，表明岩浆源区应以新生地壳物质为主。岩石中可见闪长质暗色包体，包体中发育针状磷灰石(图 3e)，另外，花岗闪长岩中锆石εHf(t)值和tDM2值变化范围较大，这些特征暗示可能有两种或两种以上不同性质的岩浆发生了混合(Kemp et al., 2007；吴福元等，2007)。锆石Hf同位素tDM2=516~1120Ma，指示壳幔分异可以追溯到中元古代，暗示岩浆源区为新生下地壳而非古老地壳。在年龄-εNd(t)中(图 9a)，花岗闪长岩εNd(t)值落在亏损地幔演化线和球粒陨石之间，与中国阿尔泰地区侵入岩εNd(t)值接近。在年龄-εHf(t)中(图 9b)，花岗闪长岩εHf(t)值落在亏损地幔演化线和球粒陨石之间，主要与西准噶尔北部侵入岩的源区特征接近，少量εHf(t)值与中国阿尔泰地区侵入岩源区特征接近。因此，花岗闪长岩源区可能也应该是新生下地壳，但是其源区新生地壳物质比碱长花岗岩的源区物质相对较老一些。
同位素特征显示，花岗闪长岩锆石εHf(t)值(+4.4~+13.9)变化范围较大，且明显高于εNd(t)值(+1.66~+3.87)。根据地壳Nd-Hf同位素的相关性阵列(εHf(t)=1.34×εNd(t)+2.82，Vervoort and Blichert-Toft, 1999)计算，全岩样品的εNd(t)值为+1.66，对应耦合的εHf(t)值应为+5.04，而样品中实测的锆石εHf(t)(平均+10.5)较之明显偏高，显示Nd、Hf同位素之间存在一定程度的解耦。本文认为造成Nd、Hf同位素解耦的原因可能是：在板块俯冲带，Nd在俯冲过程产生的流体和熔体中其溶解性较Hf强，因此俯冲产生的流体/熔体具有高的Nd/Hf比值，其Nd/Sm、Nd/Hf值都高于球粒陨石，被这样的流体/熔体交代过的地幔，其Nd-Hf会发生解耦，即相对Nd具有更高的放射成因Hf(Pearce et al., 1999)。因而与被俯冲流体/熔体交代过的岛弧区岩石有密切关系的物源花岗质岩浆，极可能继承其物源的特点而出现Nd-Hf同位素的解耦。在上述情况下，锆石的Hf同位素组成更能代表花岗岩的物源组成。亏损的Hf同位素特征显示其源区应该为年轻的物质，且比较亏损。样品并没有出现强的Eu负异常，这可能是因为岩浆富含水，导致斜长石的分离结晶作用受到抑制(Yuan et al., 2009)。
岩体周围出露安山岩、英安岩和流纹岩，岩石属高钾钙碱性系列岩石，个别显示向钾玄岩过渡的性质，表明岩石形成可能与大陆地壳相关。在La-La/Yb图解中(图 10a)，花岗闪长岩分离结晶趋势不明显，更多的可能是发生部分熔融，在Sr-Ba图解中(图 10b)也无明显的长石或者黑云母的分离。综上所述，花岗闪长岩可能是受俯冲板片脱水交代的地幔楔部分熔融产生的玄武质岩浆上涌，导致新生下地壳部分熔融、并有部分玄武质岩浆加入形成的产物。
4.3 构造环境前人对西准噶尔北部早古生代末期-晚古生代早期构造环境尚存在较大争议，如后碰撞(Zhou et al., 2008；Chen et al., 2010, 2015；杨钢等，2015)、岛弧环境(孟磊等，2010；Shen et al., 2012；杨维等，2015)、洋内弧(Zhang et al., 2011；Shen et al., 2014；Yang et al., 2014；Tang et al., 2017)和洋脊俯冲(Yin et al., 2017)等。
本文对谢米斯台地区乌兰萨拉岩体晚志留世-早泥盆世碱长花岗岩和花岗闪长岩研究显示，花岗闪长岩相对富集轻稀土和大离子亲石元素(Rb、Ba、K)，亏损高场强元素(Nb、Ta、P、Ti)，显示弧花岗岩特征。在Pearce的构造环境判别图解Y+Nb-Rb中(图 11a)，碱长花岗岩多数落入火山弧花岗岩区域(个别落入板内花岗岩区域)，花岗闪长岩落在火山弧花岗岩区，均表明其具有弧花岗岩特征。此外，前人研究认为谢米斯台地区在晚志留世-早泥盆世出露的大量火山岩和部分侵入岩具有俯冲带火成岩特征(Shen et al., 2012；Yin et al., 2017)。综合上述，谢米斯台地区在晚志留世-早泥盆世处于俯冲背景较合理。然而，对于其处于洋内弧(孟磊等，2010；Zhang et al., 2011；Shen et al., 2012, 2014；Yang et al., 2014；杨维等，2015；Tang et al., 2017)、陆缘弧(董连慧等，2009；徐学义等，2014；吴楚等；2016)或是洋脊俯冲(Yin et al., 2017)等环境，目前仍存在争议。
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图 11 乌兰萨拉岩体(Yb+Nb)-Rb (a，据Pearce，1996)和Sc/Ni-La/Yb (b，据Condie et al., 1986)构造环境判别图解 VAG-火山弧花岗岩；syn-COLG-同碰撞花岗岩；WPG-板内花岗岩；ORG-洋中脊花岗岩；谢米斯台火成岩数据来源：孟磊等，2010；孙勇等，2015；杨钢等，2015 Fig. 11 Tectonic discrimination diagrams of Yb+Nb vs. Rb diagram (a, after Pearce, 1996) and Sc/Ni vs. La/Yb diagram (b, after Condie et al., 1986) for the Wulansala gianite pluton |
笔者结合前人的资料以及对乌兰萨拉岩体的研究认为陆缘弧环境较为合理。主要有以下依据：(1)从岩石组合上来说，谢米斯台地区出露大量晚志留世-早泥盆世岩浆岩，火山岩类型有玄武岩、玄武安山岩、安山岩、英安岩和流纹岩，主体为英安岩和流纹岩，其出露面积和厚度均占火山岩地层的70%以上，明显不同于以玄武岩为主、含少量安山岩的洋内弧火山岩组合；侵入岩以闪长岩、石英闪长岩、花岗闪长岩和碱长花岗岩为主，少量为辉长岩；表明其形成于陆缘弧环境，而非大洋岛弧(Winter，2001；邓晋福等，2007；郑永飞等，2015)。(2)地球化学特征上，岩石总体属高钾钙碱性系列岩石，主量元素具有低TiO2，高K2O的特征，在Sc/Ni-La/Yb图解(图 11b)中，乌兰萨拉岩体投点基本落入活动大陆边缘弧(陆缘弧)或其附近，对前人发表的谢米斯台地区岩石地球化学数据投点，也基本落入活动大陆边缘弧(陆缘弧)或其附近；(3)年代学方面，前人在西准噶尔火山岩、沉积岩中均发现前寒武纪古老锆石年龄信息，推测准噶尔盆地存在前寒武纪基底(李锦轶等，2006；朱永峰等，2007；杨维等，2015)，本项目组在乌兰萨拉岩体周围火山岩中也获得多个大于18亿年的古老锆石年龄信息(未发表资料)；(4)地球物理资料，前人通过对准噶尔盆地及其周缘的地球物理、航空磁测资料分析和地质研究(沉积建造、地层接触关系、盆地内碎屑锆石定年分析等)，推测准噶尔盆地存在古老陆壳基底(李锦轶等，2000；陈新等，2002；张季生等，2004；李亚萍等，2007；宋继叶等，2015)，此外地震剖面显示，准噶尔地壳厚度约为40~46km，周边造山带地壳厚度约为50~56km，远大于洋壳平均厚度6.5~9km或岛弧杂岩体的最大厚度20~30km，具陆壳性质(Wang et al., 2004；Liu et al., 2007；曲国胜等，2008)；(5)古老岩石证据，Xu et al.(2015)在邻区东准噶尔塔黑尔巴斯套地区闪长岩中发现闪长质片麻岩和磁铁石英岩包体，在准噶尔地块达子沟发现含有片麻岩砾石的变形奥陶纪砾岩，在觉罗塔格构造带双岔沟花岗岩中发现有一些片麻岩残余，年代学研究表明闪长质片麻岩和磁铁石英岩包体分别形成于2.52~1.88Ga和1.92Ga，证明了东准噶尔古老基底的存在。
谢米斯台地区与东准噶尔北部同属于谢米斯台-野马泉古生代岩浆弧(Xu et al., 2015)，尽管区内目前尚未发现确切的古老陆壳基底岩石存在的直接证据(前寒武纪古老岩石残块)，但是结合区内岩石的地球化学特征、岩石组合特征及区域地质特征，笔者认为，谢米斯台地区晚志留世-早泥盆世时期处于陆缘弧环境的可能性较大。
4.4 岩石形成过程前人研究认为谢米斯台-赛尔山地区晚志留-早泥盆世是岩浆喷发高峰期，I型花岗闪长岩、A2型碱长花岗岩、正长花岗岩、辉长岩以及火山岩等几乎是同期岩浆产物(Chen et al., 2010, 2015；Shen et al., 2012；Yin et al., 2017)。A2型花岗岩一般形成于高热、低压的拉张环境，源区部分熔融程度较低、熔融深度较浅。Eby(1992)认为，A2型花岗岩来源于大陆地壳或板下地壳，且与陆-陆碰撞或岛弧岩浆作用有关。前文已述，谢米斯台地区乌兰萨拉岩体A2型碱长花岗岩形成于俯冲背景下。关于俯冲背景下A2型花岗岩的成因模式有三种：板片窗(Geng et al., 2009；Tang et al., 2010, 2012；Zhang et al., 2011；Xiao and Santosh, 2014)、板片后撤(Yin et al., 2017)和板片断离(Chung et al., 2005；Yuan et al., 2010；张亮亮等，2011)。板片窗一般与洋脊俯冲有关，板片后撤与古老的洋壳有关(Yin et al., 2017)，而陆缘俯冲通常能够触发板片断离(slab break-off)(Chung et al., 2005；Yuan et al., 2010)。因此，笔者认为板片断离模式能够较为合理地解释区内同期形成的碱长花岗岩和花岗闪长岩。
晚志留世-早泥盆世，古亚洲洋(斋桑洋)在博什库尔-成吉思火山弧一带发生俯冲(Yin et al., 2017)。古亚洲洋壳板片可能由于发生了低角度俯冲，在重力原因下，俯冲的板片发生断离(Chung et al., 2005；Ma et al., 2013)，引起软流圈地幔物质上涌，提供了高热、低压背景，诱发了新生下地壳发生部分熔融，产生岩浆、侵位并经历了一定的分离结晶作用，在~422Ma形成碱长花岗岩，其熔融深度较浅、熔融程度较低，新生地壳物质较新、较多；随着俯冲的继续，俯冲板片脱水产生的流体交代地幔橄榄岩，形成蛇纹石化橄榄岩，进而发生部分熔融形成玄武质岩浆(郑永飞等，2015)，形成的熔体向上迁移并与新生下地壳部分熔融形成的岩浆发生混合、侵位，最终在~411Ma冷凝结晶形成花岗闪长岩，相较于碱长花岗岩，其源区新生地壳物质相对较老，岩浆来源深度较大(深)，熔融程度较高。
5 结论(1) 乌兰萨拉岩体为一个由碱长花岗岩和花岗闪长岩组成的复式岩体，碱长花岗岩形成时代为晚志留世(422.7±2.0Ma)，花岗闪长岩形成时代为早泥盆世(411.7±1.7Ma)。
(2) 乌兰萨拉岩体碱长花岗岩属于A2型花岗岩，花岗闪长岩属于I型花岗岩，两者都形成于陆缘弧环境；谢米斯台地区晚志留世-早泥盆世期间仍处于俯冲背景下的陆缘弧环境。
(3) 乌兰萨拉岩体碱长花岗岩是新生下地壳发生部分熔融，并经历了一定程度的分离结晶作用而形成；花岗闪长岩是俯冲板片脱水交代地幔楔产生的玄武质岩浆上涌，导致新生下地壳部分熔融，形成的岩浆发生混合、侵位和冷凝结晶的产物。
致谢 一起参加野外工作的还有涂一安、董少峰；作者就有关问题与张成立教授、第五春荣副教授进行了有益的讨论；两位审稿专家提出了建设性的修改意见；在此一并表示衷心的感谢！
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