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摘 要：新疆卡拉麦里蛇绿混杂岩带中广泛存在斜长花岗岩，对其形成时代及成因尚存较大争议。岩石地球化学显示该花岗岩具高硅、富铝和钠，低镁和钾特征;轻稀土富集，具 Eu 的负异常（δEu为0.55～0.78） 。岩石富Ba，Th，亏损 Nb，Ti 等。对该苏吉泉东斜长花岗岩的成因研究进行探索，认为该斜长花岗岩是在低压低温条件下镁铁质洋壳发生部分熔融的产物，残留相为斜长石+角闪石±斜方辉石±钛铁矿（无石榴子石）。结合区域地质资料，苏吉泉东斜长花岗岩可能是处于早石炭世后碰撞背景下的一次构造-热事件产物，而非是蛇绿岩中的浅色岩。
关键词：卡拉麦里;斜长花岗岩;岩石地球化学;岩石成因;构造环境
卡拉麦里蛇绿混杂岩带中分布了多处斜长花岗岩岩体，其中出露规模较大的为清水东、苏吉东岩体，前人对这些岩体进行研究，主要有2种观点。一是认为斜长花岗岩是蛇绿岩套中浅色岩[1-2]，另一种观点认为这些斜长花岗岩属石炭纪晚期构造-热事件的产物，不属于蛇绿岩套[3-4]。通过分析卡拉麦里地区苏吉泉东南喀拉夏特一带的地球化学、岩石学特征，为进一步明确卡拉麦里带中斜长花岗岩的成因特征提供了重要依据。
1 地质概况
卡拉麦里蛇绿混杂岩分布于新疆准噶尔盆地东北缘，是西伯利亚板块与哈萨克斯坦-准噶尔板块的交汇部位——卡拉麦里缝合带的标志性产物 （图1-a）。该缝合带宽10～20 km，南侧以卡拉麦里大断裂为界，北侧以清水苏吉泉断裂为界。蛇绿混杂岩由超镁铁质岩（多蛇纹石化）、超镁铁质-镁铁质堆晶杂岩及镁铁质岩等组成，基质主体为泥盆—石炭纪细碎屑岩，由具低绿片岩相变质特征的凝灰质粉砂岩、硅质粉砂岩、凝灰质砂岩、细粒砂岩及砂砾岩等组成。
区内出露地层由老到新为早寒武世老君庙岩群，主要岩性为石英片岩、绿片岩;志留纪地层白山包组主要岩性为一套细碎屑岩沉积夹少量砂砾岩;红柳沟组主要岩性为一套细碎屑岩沉积夹少量火山碎屑岩及熔岩;泥盆纪地层主要为卡拉麦里组，主要岩性为一套细碎屑岩沉积夹少量砂砾岩;江孜尔库都克组主要岩性为碎屑岩沉积夹少量火山碎屑岩及熔岩;石炭纪地层主要为巴塔玛依内山组，主要岩性为火山熔岩夹火山碎屑岩组合;六棵树组主要岩性为细碎屑岩组合夹火山碎屑岩;石钱滩组主要岩性为细碎岩岩夹灰岩及泥岩（图1-b）1 。
苏吉泉东南斜长花岗岩平行分布于卡拉麦里大断裂北东侧，岩体规模较小，为两个呈NW向展布的小型岩株，出露面积约10 km2，混杂于卡拉麦里增生混杂岩带之中，并被早石炭世晚期石英闪长岩体侵入（图1-c）。
苏吉泉东南斜长花岗岩与区域构造线及岩体长轴基本一致，与周围地层呈断层接触关系。岩石破碎较强，碎裂岩化、节理、劈理发育，个别地方沿节理缝发育弱绿帘石化、弱钾化等蚀变。岩石呈浅灰白色，具中粒花岗结构，块状构造。岩石由斜长石、石英、黑云母组成。斜长石55%～70%：呈半自形板状，大小2.8 mm×2.8 mm～1.2 mm×0.6 mm，聚片雙晶不发育，轻微泥化。石英25%～40%：呈他形粒状，粒径7.2～1.6 mm，具波状消光，表面较新鲜干净，发育微裂纹。黑云母0～3%：呈他形-半自形片状，片径0.6～0.2 mm，均已绿泥石化、绿帘石化。钾长石2%～5%：他形板状，粒径1.2～0.4 mm，为微斜长石。副矿物多为磁铁矿、磷灰石。磁铁矿少量，呈粒状，粒径0.2～0.1 mm。磷灰石微量，呈针粒状，粒径0.2～0.02 mm。
2 岩石地球化学组成
2.1 主量元素特征
主量和稀土微量元素分析在广州澳实测试中心完成，测试仪器分别采用X荧光光谱仪、等离子体质谱仪，测试结果见表11。
苏吉泉东斜长花岗岩SiO2值变化于73.46%～79.8%，Al2O3含量10.16%～12.97%，K2O含量0.05%～0.21%，Na2O含量4.98%～6.24%，CaO含量1.14%～4.02%，岩石全碱（K2O+Na2O）含量4.72%～6.29%。里特曼指数σ为0.88～1.19，小于3.3，铝饱和指数 A/CNK为0.84～1.01，以准铝质为主。岩石主量元素的特征比值TFeO/MgO为1.87～5.54，Al2O3/TiO2为49.04～67.82，均小于100，CaO/Na2O为 0.20～0.86，平均0.38，大于0.3，K2O/Na2O=0.01～0.04，均小于 1。这些地球化学特征及标准矿物组成与岩浆成因的斜长花岗岩特征一致[5]。在硅碱图中，岩石样品均投在亚碱性系列区域内（图2-a），位于花岗岩区; A/CNK-A/NK图解中（图2-b），位于准铝质区域。
2.2 稀土及微量元素特征
斜长花岗岩所有样品均具有相似的分布特征，在球粒陨石标准化图解中（图3-a），弱亏损轻稀土元素，具中等负Eu异常，与N-MORB特征类似，显示LREE亏损的左倾近平坦的稀土模式特征。稀土总量较低，∑REE为32.76×10-6～56.04×10-6，轻稀土元素略亏损，为16.60×10-6～33.56×10-6，重稀土元素为13.14×10-6～22.48×10-6，∑（LREE）/∑（HREE）=1.03～1.71，（La/Yb）N比值为0.49～1.16 ，表明轻重稀土之间分异不明显。δEu 为0.55～0.78，具中等铕负异常。
在原始地幔标准化蛛网图上（图3-b），所有样品均具相似的分布特征，略富集大离子亲石元素Ba，Th，U，K，略亏损Nb，Zr，Ti等高场强元素，微量元素总体含量较低，低于洋中脊花岗岩的含量，显示其幔源花岗岩特征;Nb相对亏损指示其岩浆可能来源于地壳重熔，或经历了富Nb矿物的结晶分异。P，Ti偏低可能与磷灰石、钛铁氧化物的结晶分异有关。岩石样品的Rb/Sr和Rb/Ba分别为0.005～0.030和0.016～0.098，与原始地幔的相应比值相近（原始地幔Rb/Sr和Rb/Ba分别为0.029和0.088），表明其为未经分异演化的岩浆。Th/U 比值（1.4～7.3） 低于上地壳平均值 4.2，Zr/Hf 比值为24.7～33.5，低于上地壳比值（～37），可见该花岗岩与上地壳关系不大[8]。 3 讨论
3.1 岩石成因类型
喀拉夏特南侵入岩体具低的K2O（0.04%～0.21%）和Rb（0.5×10-6～3.84×10-6）含量及非常低的K2O/Na2O（0.007～0.042）、Rb/Sr（0.005～0.030）比值，高的K/Rb比值（264～1 037），这与大洋斜长花岗岩主要岩石地球化学指标一致[11]。在SiO2-K2O图解中，样品基本落入大洋斜长花岗岩范围（图4-a）[12]， 在SiO2/Al2O3-A/CNK图解中（圖4-b），位于典型大洋斜长花岗岩区域附近[13]。因此，卡拉麦里地区发育的斜长花岗岩与典型的大洋斜长花岗岩具亲缘性。
Brophy通过对大洋酸性岩石的地球化学成因模式的总结[14]，发现由结晶分异形成的酸性岩浆SiO2含量均与La或Yb含量呈正相关性，而镁铁质岩石含水部分熔融时SiO2含量与之无相关性或呈负相关性，在 La与SiO2关系图中（图5-a），斜长花岗岩SiO2与 La之间无相关性，且在Rb/La-Rb图解中，样品呈左倾分布（图5-b），均与结晶分异演化趋势不同，说明这些斜长花岗岩不可能是玄武岩岩浆直接结晶分异的产物，但均明显与部分熔融的演化趋势一致，因此可能与镁铁质岩石部分熔融成因有关。
此外，不同成因的大洋斜长花岗岩中 TiO2含量与其形成过程中的氧逸度和温度有密切联系，TiO2含量可作为鉴别大洋斜长花岗岩不同成因过程的因子，苏吉泉东斜长花岗岩体的TiO2含量较低（0.16%～0.21%），并在实验熔体SiO2-TiO2关系图中 （图6-a），样品均落入含水条件下辉长岩部分熔融范围[16]，TiO2含量明显低于玄武质岩浆结晶分异和岩浆不混熔的底线，这种特征通常被认为是镁铁质洋壳部分熔融的指示。
卡拉麦里增生混杂岩带洋中脊型玄武岩以拉斑玄武系列为主，其稀土元素的球粒陨石分布曲线与拉斑玄武岩源岩一致，与苏吉泉东斜长花岗岩的分布曲线模式十分吻合（图6-b）[17]。因此，苏吉泉东斜长花岗岩带可能是与之紧密共生的卡拉麦里增生混杂岩带拉斑质玄武岩部分熔融所形成的产物。
根据熔融实验，当压力小于等于1.6 GPa时，熔体的Al2O3含量低于15%;当压力大于1.6 GPa时，熔体的Al2O3大于15%。该斜长花岗岩体的Al2O3含量明显较低（10.16%～12.97%），说明岩浆形成时的压力较低[17，18]。如上所述，苏吉泉东斜长花岗岩带具低Sr高Yb的地球化学特征，是拉斑玄武岩在低压低温条件下的部分熔融，部分熔融的残留相应为斜长石+角闪石±斜方辉石±钛铁矿（无石榴石）。
3.2 构造背景
不同的不相容元素在与洋壳/大洋沉积物俯冲有关的流体和在洋盆沉积物部分熔融过程中的元素迁移特性是不同的，如在俯冲流体中Ba元素活动性较高，Th元素活动性较弱，同时会导致高的Ba/Th比值，而在洋盆沉积物部分熔融过程中Th和Ba元素的活动性则相反，据此可判断俯冲消减作用对岩浆形成的影响程度。在Th-Ba/Th图解中（图7-a）[19]，斜长花岗岩演化位于洋盆沉积物部分熔融的演化趋势线上，明显与俯冲流体作用趋势不同。
苏吉泉东斜长花岗岩带与大洋中脊斜长花岗岩的地球化学特征相似，在Nb-Y构造判别图解中 （图7-b）[20]，该斜长花岗岩样品也基本位于大洋中脊环境附近，主体位于火山弧花岗岩区。苏吉泉东斜长花岗岩相较于洋中脊花岗岩具Nb、Ta负异常，以及低的Zr含量99.0×10-6～135.5×10-6，洋中脊斜长花岗岩一般大于500×10-6，显示弧后盆地岩浆岩的地球化学特征[21]。苏吉泉东斜长花岗岩明显受大洋沉积物影响，这与该地区斜长花岗岩的岩浆形成过程中存在洋盆沉积物部分熔融的环境吻合，也与其源岩卡拉麦里增生混杂岩带中发育砂岩、泥质粉砂岩的地质事实一致，同时解释了该斜长花岗带岩相对洋中脊花岗岩具高的K、Rb含量的原因。
综合区域资料，初步认为该斜长花岗岩带是在弧后盆地的伸展裂解环境下新生镁铁质洋壳夹杂着盆地沉积物发生部分熔融的产物。
4 地质意义
卡拉麦里蛇绿混杂岩带玄武岩锆石U-Pb年龄为399.4 Ma，获得辉长岩年龄398.5 Ma（项目待发数据），均说明卡拉麦里增生混杂岩带的形成时代不晚于早泥盆世，从硅质岩中获得的放射虫化石表明，蛇绿岩形成的晚期年龄是晚泥盆世法门期—早石炭世杜内期[22]，对应的同位素年龄约367～350 Ma。新疆第一区调队在1∶5万阚尔甫托浪格六幅区调中获得该岩体锆石U-Pb年龄为（348.7±7.4） Ma，与聂晓勇等研究卡拉麦里地区清水东斜长花岗岩岩体具相同的时代及成因特征[4]，说明苏吉泉东斜长花岗岩是处于早石炭世后碰撞背景下的一次构造-热事件产物，而非蛇绿岩中的浅色岩。
参考文献
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关键词：卡拉麦里;斜长花岗岩;岩石地球化学;岩石成因;构造环境
卡拉麦里蛇绿混杂岩带中分布了多处斜长花岗岩岩体，其中出露规模较大的为清水东、苏吉东岩体，前人对这些岩体进行研究，主要有2种观点。一是认为斜长花岗岩是蛇绿岩套中浅色岩[1-2]，另一种观点认为这些斜长花岗岩属石炭纪晚期构造-热事件的产物，不属于蛇绿岩套[3-4]。通过分析卡拉麦里地区苏吉泉东南喀拉夏特一带的地球化学、岩石学特征，为进一步明确卡拉麦里带中斜长花岗岩的成因特征提供了重要依据。
1 地质概况
卡拉麦里蛇绿混杂岩分布于新疆准噶尔盆地东北缘，是西伯利亚板块与哈萨克斯坦-准噶尔板块的交汇部位——卡拉麦里缝合带的标志性产物 （图1-a）。该缝合带宽10～20 km，南侧以卡拉麦里大断裂为界，北侧以清水苏吉泉断裂为界。蛇绿混杂岩由超镁铁质岩（多蛇纹石化）、超镁铁质-镁铁质堆晶杂岩及镁铁质岩等组成，基质主体为泥盆—石炭纪细碎屑岩，由具低绿片岩相变质特征的凝灰质粉砂岩、硅质粉砂岩、凝灰质砂岩、细粒砂岩及砂砾岩等组成。
区内出露地层由老到新为早寒武世老君庙岩群，主要岩性为石英片岩、绿片岩;志留纪地层白山包组主要岩性为一套细碎屑岩沉积夹少量砂砾岩;红柳沟组主要岩性为一套细碎屑岩沉积夹少量火山碎屑岩及熔岩;泥盆纪地层主要为卡拉麦里组，主要岩性为一套细碎屑岩沉积夹少量砂砾岩;江孜尔库都克组主要岩性为碎屑岩沉积夹少量火山碎屑岩及熔岩;石炭纪地层主要为巴塔玛依内山组，主要岩性为火山熔岩夹火山碎屑岩组合;六棵树组主要岩性为细碎屑岩组合夹火山碎屑岩;石钱滩组主要岩性为细碎岩岩夹灰岩及泥岩（图1-b）1 。
苏吉泉东南斜长花岗岩平行分布于卡拉麦里大断裂北东侧，岩体规模较小，为两个呈NW向展布的小型岩株，出露面积约10 km2，混杂于卡拉麦里增生混杂岩带之中，并被早石炭世晚期石英闪长岩体侵入（图1-c）。
苏吉泉东南斜长花岗岩与区域构造线及岩体长轴基本一致，与周围地层呈断层接触关系。岩石破碎较强，碎裂岩化、节理、劈理发育，个别地方沿节理缝发育弱绿帘石化、弱钾化等蚀变。岩石呈浅灰白色，具中粒花岗结构，块状构造。岩石由斜长石、石英、黑云母组成。斜长石55%～70%：呈半自形板状，大小2.8 mm×2.8 mm～1.2 mm×0.6 mm，聚片雙晶不发育，轻微泥化。石英25%～40%：呈他形粒状，粒径7.2～1.6 mm，具波状消光，表面较新鲜干净，发育微裂纹。黑云母0～3%：呈他形-半自形片状，片径0.6～0.2 mm，均已绿泥石化、绿帘石化。钾长石2%～5%：他形板状，粒径1.2～0.4 mm，为微斜长石。副矿物多为磁铁矿、磷灰石。磁铁矿少量，呈粒状，粒径0.2～0.1 mm。磷灰石微量，呈针粒状，粒径0.2～0.02 mm。
2 岩石地球化学组成
2.1 主量元素特征
主量和稀土微量元素分析在广州澳实测试中心完成，测试仪器分别采用X荧光光谱仪、等离子体质谱仪，测试结果见表11。
苏吉泉东斜长花岗岩SiO2值变化于73.46%～79.8%，Al2O3含量10.16%～12.97%，K2O含量0.05%～0.21%，Na2O含量4.98%～6.24%，CaO含量1.14%～4.02%，岩石全碱（K2O+Na2O）含量4.72%～6.29%。里特曼指数σ为0.88～1.19，小于3.3，铝饱和指数 A/CNK为0.84～1.01，以准铝质为主。岩石主量元素的特征比值TFeO/MgO为1.87～5.54，Al2O3/TiO2为49.04～67.82，均小于100，CaO/Na2O为 0.20～0.86，平均0.38，大于0.3，K2O/Na2O=0.01～0.04，均小于 1。这些地球化学特征及标准矿物组成与岩浆成因的斜长花岗岩特征一致[5]。在硅碱图中，岩石样品均投在亚碱性系列区域内（图2-a），位于花岗岩区; A/CNK-A/NK图解中（图2-b），位于准铝质区域。
2.2 稀土及微量元素特征
斜长花岗岩所有样品均具有相似的分布特征，在球粒陨石标准化图解中（图3-a），弱亏损轻稀土元素，具中等负Eu异常，与N-MORB特征类似，显示LREE亏损的左倾近平坦的稀土模式特征。稀土总量较低，∑REE为32.76×10-6～56.04×10-6，轻稀土元素略亏损，为16.60×10-6～33.56×10-6，重稀土元素为13.14×10-6～22.48×10-6，∑（LREE）/∑（HREE）=1.03～1.71，（La/Yb）N比值为0.49～1.16 ，表明轻重稀土之间分异不明显。δEu 为0.55～0.78，具中等铕负异常。
在原始地幔标准化蛛网图上（图3-b），所有样品均具相似的分布特征，略富集大离子亲石元素Ba，Th，U，K，略亏损Nb，Zr，Ti等高场强元素，微量元素总体含量较低，低于洋中脊花岗岩的含量，显示其幔源花岗岩特征;Nb相对亏损指示其岩浆可能来源于地壳重熔，或经历了富Nb矿物的结晶分异。P，Ti偏低可能与磷灰石、钛铁氧化物的结晶分异有关。岩石样品的Rb/Sr和Rb/Ba分别为0.005～0.030和0.016～0.098，与原始地幔的相应比值相近（原始地幔Rb/Sr和Rb/Ba分别为0.029和0.088），表明其为未经分异演化的岩浆。Th/U 比值（1.4～7.3） 低于上地壳平均值 4.2，Zr/Hf 比值为24.7～33.5，低于上地壳比值（～37），可见该花岗岩与上地壳关系不大[8]。 3 讨论
3.1 岩石成因类型
喀拉夏特南侵入岩体具低的K2O（0.04%～0.21%）和Rb（0.5×10-6～3.84×10-6）含量及非常低的K2O/Na2O（0.007～0.042）、Rb/Sr（0.005～0.030）比值，高的K/Rb比值（264～1 037），这与大洋斜长花岗岩主要岩石地球化学指标一致[11]。在SiO2-K2O图解中，样品基本落入大洋斜长花岗岩范围（图4-a）[12]， 在SiO2/Al2O3-A/CNK图解中（圖4-b），位于典型大洋斜长花岗岩区域附近[13]。因此，卡拉麦里地区发育的斜长花岗岩与典型的大洋斜长花岗岩具亲缘性。
Brophy通过对大洋酸性岩石的地球化学成因模式的总结[14]，发现由结晶分异形成的酸性岩浆SiO2含量均与La或Yb含量呈正相关性，而镁铁质岩石含水部分熔融时SiO2含量与之无相关性或呈负相关性，在 La与SiO2关系图中（图5-a），斜长花岗岩SiO2与 La之间无相关性，且在Rb/La-Rb图解中，样品呈左倾分布（图5-b），均与结晶分异演化趋势不同，说明这些斜长花岗岩不可能是玄武岩岩浆直接结晶分异的产物，但均明显与部分熔融的演化趋势一致，因此可能与镁铁质岩石部分熔融成因有关。
此外，不同成因的大洋斜长花岗岩中 TiO2含量与其形成过程中的氧逸度和温度有密切联系，TiO2含量可作为鉴别大洋斜长花岗岩不同成因过程的因子，苏吉泉东斜长花岗岩体的TiO2含量较低（0.16%～0.21%），并在实验熔体SiO2-TiO2关系图中 （图6-a），样品均落入含水条件下辉长岩部分熔融范围[16]，TiO2含量明显低于玄武质岩浆结晶分异和岩浆不混熔的底线，这种特征通常被认为是镁铁质洋壳部分熔融的指示。
卡拉麦里增生混杂岩带洋中脊型玄武岩以拉斑玄武系列为主，其稀土元素的球粒陨石分布曲线与拉斑玄武岩源岩一致，与苏吉泉东斜长花岗岩的分布曲线模式十分吻合（图6-b）[17]。因此，苏吉泉东斜长花岗岩带可能是与之紧密共生的卡拉麦里增生混杂岩带拉斑质玄武岩部分熔融所形成的产物。
根据熔融实验，当压力小于等于1.6 GPa时，熔体的Al2O3含量低于15%;当压力大于1.6 GPa时，熔体的Al2O3大于15%。该斜长花岗岩体的Al2O3含量明显较低（10.16%～12.97%），说明岩浆形成时的压力较低[17，18]。如上所述，苏吉泉东斜长花岗岩带具低Sr高Yb的地球化学特征，是拉斑玄武岩在低压低温条件下的部分熔融，部分熔融的残留相应为斜长石+角闪石±斜方辉石±钛铁矿（无石榴石）。
3.2 构造背景
不同的不相容元素在与洋壳/大洋沉积物俯冲有关的流体和在洋盆沉积物部分熔融过程中的元素迁移特性是不同的，如在俯冲流体中Ba元素活动性较高，Th元素活动性较弱，同时会导致高的Ba/Th比值，而在洋盆沉积物部分熔融过程中Th和Ba元素的活动性则相反，据此可判断俯冲消减作用对岩浆形成的影响程度。在Th-Ba/Th图解中（图7-a）[19]，斜长花岗岩演化位于洋盆沉积物部分熔融的演化趋势线上，明显与俯冲流体作用趋势不同。
苏吉泉东斜长花岗岩带与大洋中脊斜长花岗岩的地球化学特征相似，在Nb-Y构造判别图解中 （图7-b）[20]，该斜长花岗岩样品也基本位于大洋中脊环境附近，主体位于火山弧花岗岩区。苏吉泉东斜长花岗岩相较于洋中脊花岗岩具Nb、Ta负异常，以及低的Zr含量99.0×10-6～135.5×10-6，洋中脊斜长花岗岩一般大于500×10-6，显示弧后盆地岩浆岩的地球化学特征[21]。苏吉泉东斜长花岗岩明显受大洋沉积物影响，这与该地区斜长花岗岩的岩浆形成过程中存在洋盆沉积物部分熔融的环境吻合，也与其源岩卡拉麦里增生混杂岩带中发育砂岩、泥质粉砂岩的地质事实一致，同时解释了该斜长花岗带岩相对洋中脊花岗岩具高的K、Rb含量的原因。
综合区域资料，初步认为该斜长花岗岩带是在弧后盆地的伸展裂解环境下新生镁铁质洋壳夹杂着盆地沉积物发生部分熔融的产物。
4 地质意义
卡拉麦里蛇绿混杂岩带玄武岩锆石U-Pb年龄为399.4 Ma，获得辉长岩年龄398.5 Ma（项目待发数据），均说明卡拉麦里增生混杂岩带的形成时代不晚于早泥盆世，从硅质岩中获得的放射虫化石表明，蛇绿岩形成的晚期年龄是晚泥盆世法门期—早石炭世杜内期[22]，对应的同位素年龄约367～350 Ma。新疆第一区调队在1∶5万阚尔甫托浪格六幅区调中获得该岩体锆石U-Pb年龄为（348.7±7.4） Ma，与聂晓勇等研究卡拉麦里地区清水东斜长花岗岩岩体具相同的时代及成因特征[4]，说明苏吉泉东斜长花岗岩是处于早石炭世后碰撞背景下的一次构造-热事件产物，而非蛇绿岩中的浅色岩。
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