新疆波孜果尔超大型稀有-稀土金属矿床的成矿时代和成矿动力学背景:来自独居石U-Th-Pb定年和石墨激光拉曼光谱的指示*

谢明材 韩春明 范宏瑞 杨奎锋 李兴辉 佘海东 梁改忠

在大火成岩省的形成过程中,大规模的岩浆活动往往伴随有多种具有重要经济价值的矿床形成(例如:Cr矿床、Cu-Ni-PGE矿床、Fe-Ti矿床、Nb-REE矿床),是许多重要战略资源的巨大储库(Schissel and Smail, 2001;胡瑞忠等, 2005; Pirajnoetal., 2008, 2009; Zhouetal., 2008; Beggetal., 2010; 宋谢炎等, 2010;Ernst and Jowitt, 2013; Jowittetal., 2014)。塔里木大火成岩省是近十几年来继峨眉山大火成岩省之后在中国境内发现的又一个二叠纪大火成岩省(厉子龙等, 2017),形成了一些具有经济价值的矿床(姜常义等, 2004; Jiangetal., 2006; Maoetal., 2008; Pirajnoetal., 2008, 2009;Zhangetal., 2008, 2010b, 2014; Zhouetal., 2008, 2009; 厉子龙等, 2008; Qinetal., 2011; Caoetal., 2014; Chengetal., 2018)。另外,在塔里木克拉通北缘及邻区(南天山造山带)分布着一条长约1100km的碱性岩带,西起阿图什的托云,东至尉犁县以东,发育了多个时代的碱性火山岩、侵入岩与碳酸岩,以早二叠世为主(邹天人等, 2002; 刘楚雄等, 2004)。同时,早二叠世也是南天山和塔里木区域碱性岩型稀有-稀土矿床最重要的成矿期,形成大量的稀土-稀有金属矿床(点)(邹天人和李庆昌, 2006; 袁忠信等, 2012; 厉子龙等, 2017; 谢明材等, 2020)。碱性岩通常形成于大陆裂谷、板内(地幔柱/热点)、造山后伸展或者俯冲-岛弧背景(Thompson and Gibson, 1994; Wilsonetal., 1995; Xuetal., 2008; Yangetal., 2012)。由于其成因上的特殊性,其研究涉及到岩石圈演化、壳幔相互作用、地幔交代、物质循环以及关键金属成矿等众多固体地球科学问题而被广泛关注(Markletal., 2010; Schillingetal., 2011; Dostal, 2016, 2017; Zhuetal., 2017; Beardetal., 2023)。

近年来,在塔里木碱性岩带中发现的波孜果尔碱性岩是以Nb-Ta-Rb矿化为主伴生Zr和REE矿的超大型稀有-稀土综合矿床,具有很重要的经济价值(徐海明等, 2011(1)徐海明, 方景玲, 张致英, 王军, 樊莉, 邹天人, 刘林生, 刘捷, 张磊, 周圆心. 2011. 新疆维吾尔自治区拜城县波孜果尔铌、钽矿勘探报告. 北京: 中国地质科学院矿产资源研究所, 1-192)。波孜果尔碱性岩侵入体在构造上位于与塔里木克拉通紧邻的南天山造山带上(图1b),岩体形成时代约290Ma(Huangetal., 2014; 刘春花等, 2014)。目前大多数学者认为波孜果尔碱性岩的形成与塔里木大火成岩省成因上有联系(刘春花等, 2014; 杨树锋等, 2014; Hanetal., 2019; 孙政浩等, 2021),其中塔里木溢流玄武岩的喷发峰期约为290Ma,与波孜果尔岩体形成时代一致(厉子龙等, 2017)。不同学者基于时空相关性、较高的锆饱和温度(>800℃;刘春花等, 2012)和碱性岩的成因分析来讨论波孜果尔与塔里木大火成岩省和地幔柱的联系,但缺少更为直接的证据来对其加以限定。值得一提的是,波孜果尔碱性岩体形成年代早于塔里木大火成岩省侵入岩类的形成年龄,后者形成时间主要集中在284～274Ma,峰期为ca.280Ma (厉子龙等, 2017)。另外,有关于南天山洋闭合的时间也存在很大争议,有的学者认为南天山洋在西南天山闭合不早于晚二叠世,即波孜果尔碱性岩可能形成于俯冲增生构造背景(Xiaoetal., 2013);也有学者认为南天山洋盆闭合发生在晚石炭世(Gaoetal.,2011; Wangetal., 2018; Hanetal., 2019),因此,有学者认为波孜果尔岩体与塔里木大火成岩省成因上没有联系,而是在碰撞造山后伸展背景下形成的(黄河等, 2010; Huangetal., 2014)。综上所述,目前波孜果尔碱性岩的成矿动力学背景争议很大。另一方面,波孜果尔碱性岩同时伴生中型规模的稀土矿产,特别是含有一定规模的重稀土(HREE)资源(邹天人和李庆昌, 2006),但是缺少对该稀土矿床成矿时代的研究,成矿时代不清楚,导致其成矿动力学背景不明。

本文在野外地质观察、岩相学研究的基础上,通过该岩体的全岩化学分析、晶质石墨激光拉曼光谱分析和原位LA-ICP-MS独居石 U-Th-Pb定年分析,旨在探讨晶质石墨形成条件对碱性岩成因指示、碱性岩稀土矿床形成时限和成矿动力学背景。

1 区域地质背景

中亚造山带位于西伯利亚克拉通、卡拉库姆-塔里木克拉通、华北克拉通和东欧克拉通之间(图1a),是全球显生宙陆壳增生与改造最显著的增生型造山带(engöretal., 1993; Huetal., 2000; Xiaoetal., 2004; Windleyetal., 2007)。中亚造山带包含了许多构造单元,包括微大陆、岛弧、海洋高原、海山、蛇绿岩和增生杂岩体等(Windleyetal., 1990, 2007;Jahnetal., 2004; Kröneretal., 2013; Xiaoetal., 2013; Huangetal., 2014; Safonova, 2014; Safonova and Santosh, 2014)。南天山造山带位于中亚造山带的西南缘,是中亚造山带的重要组成部分,在古生代由多个微大陆、岛弧和海洋盆地的增生和碰撞形成。南天山造山带记录了南天山洋的闭合过程,南天山洋是古亚洲海洋的一个分支,位于南面的塔里木克拉通和北面的中天山地块之间。南天山造山带特点是存在各种类型的蛇绿岩、高压(HP)-超高压(UHP)变质岩以及增生杂岩体,这为俯冲-增生系统的性质和演变提供了重要线索(Xiaoetal., 2013)。

南天山造山带以中天山板块南缘的阿特巴什-伊内里切克-南那拉提缝合带为北界,以塔北断裂为南界(图1b, Gaoetal., 2009; Qianetal., 2009)。缝合带由不连续的新元古代晚期至石炭纪蛇绿混杂岩、高压/超高压变质地体和大洋板片地层单元组成(Gaoetal., 2009; Hegneretal., 2010; Xiaoetal., 2013; Jiangetal., 2014; Alexeievetal., 2015; Mühlbergetal., 2016; Safonovaetal., 2016; Dolgopolovaetal., 2017; Sangetal., 2018; Wangetal., 2018)。塔北断裂以南的塔里木克拉通主要由前寒武系结晶基底和上覆厚层的沉积序列所构成,前者主要由太古代和元古代结晶岩组成,后者主要包括寒武系到二叠系、白垩系和新生界等地层,塔里木内部大部分被沙漠覆盖(新疆地质矿产局, 1993; 贾承造, 1997; 贾承造等, 2004:Luetal., 2008)。南天山带被认为是弧前增生杂岩体,是南天山洋向北俯冲过程中广泛向南和向洋方向增生而形成(Xiaoetal., 2013)。也就是说,它与南天山洋的俯冲闭合以及随后中天山地块与塔里木克拉通的陆-陆碰撞造山运动密切相关(engöretal., 1993; Xiaoetal., 2004; Gaoetal., 2009; Zhangetal., 2010b; Hanetal., 2011)。构造单元主要为晚奥陶世-石炭纪碎屑碳酸盐岩系列,变形强烈,中-低变质程度叠加,并伴有互层火山岩(Wangetal., 2018)。前寒武纪基底岩系很少出露,只有部分区域出露,主要分布在南木扎尔特河和库车以北的黑英山一带(陈义兵等, 2000;Alexeievetal., 2015),基底岩系的年代和组成与塔里木和中天山地块相似(如:古元古界兴地塔格组,中元古界阿克苏组; Huangetal., 2014)。局部,下二叠统陆相火山碎屑系列与下伏地层不整合接触(Liuetal., 2014; Huangetal., 2015)。南天山造山带主要经历了两次岩浆活动,分别发生在440～338Ma和310～270Ma (Konopelkoetal., 2007;Seltmannetal., 2011; Huangetal., 2013; Linetal., 2013; Zhaoetal., 2015)。沿着哈尔克山南坡-霍拉山的古生代地层及在塔里木克拉通北缘分布一条岩浆岩带,为南天山花岗岩-碱性岩带(图1b; Coleman, 1989),以二叠纪岩体为主(刘楚雄等, 2004; 王超等, 2007),部分为早古生代(韩宝福等, 2004)。

2 矿床地质特征

波孜果尔矿床位于新疆拜城县北部的哈尔克山系南坡(81°54′30″E、42°13′30″N;图1b)。该矿床处于塔里木克拉通北缘与南天山造山带接合处的东阿莱-哈尔克山早古生代弧前增生带,位于塔北深大断裂带的北侧(图1b)。矿区内主要出露古生界地层,从老到新依次为上志留统穷库什太组、下石炭统干草湖组、下二叠统小提坎里克组。矿区内岩浆活动不强烈,仅中部有海西晚期碱性花岗岩小岩株出露。区内最重要的断裂为阿克牙依利亚克塔格断裂,近东西向贯穿全区,其余断裂大多为其次级派生断裂,走向NE-SW,以逆断层为主(图2a)。该区褶皱构造强烈,总体呈NE-SW向的短轴背斜,内部断裂和裂隙发育。受区域变质作用的影响,岩石普遍具有浅变质现象,变质岩分布广泛,总体属于低压相系,可分为低压低绿片岩相、低压高绿片岩相、低压低角闪岩三个相带。

图2 波孜果尔地区区域地质图(a,据刘春花等, 2012修改)、波孜果尔碱性岩侵入体地质简图(b,据徐海明等, 2011修改)及波孜果尔Nb-Ta-Rb-Zr-REE矿床Ⅱ-Ⅱ′线矿体剖面图(c,据徐海明等, 2011修改)Fig.2 Regional geological map of the Boziguoer area (a, modified after Liu et al.,2012), geological sketch map of the Boziguoer alkaline intrusion (b, modified after Xu et al., 2011) and orebody section along Ⅱ-Ⅱ′ line of the Boziguoer Nb-Ta-Rb-Zr-REE deposit (c, , modified after Xu et al., 2011)

波孜果尔碱性岩体为一近东西向展布的鱼状岩株,顺层侵位于上志留统穷库什太组大理岩中(图2a),南北宽约0.4～1.2km,东西长约4.5km,出露面积约3.6km2。岩体总体走向为295°,倾向NNE,倾角70°左右,可以分为东、西两个岩性单元,东段为黑云母钾长花岗岩,西段为霓石-钠铁闪石碱性岩,两个单元之间被一断裂分开(图2b)。前人对波孜果尔碱性岩体进行了较为详细的岩石学研究工作,特别是西段岩体单元(刘春花等,2012,2013,2014;尹京武等,2013,2014)。已出露的岩体全岩矿化,以铌、钽矿化为主,并伴随有锆、钍、铀、铷和稀土矿化,其中矿化特富带是岩株顶部的似伟晶岩和霓石钠长花岗岩,以及呈岩枝或岩脉穿入外接触带大理岩中的霓石钠长花岗岩。岩体东、西两侧与大理岩呈断层接触,南北两侧则与大理岩小角度相交,侵入关系清晰(图2b、图3a)。野外常见碱性暗色条带状岩石,条带粗细大小不一(图3b)。

图3 波孜果尔碱性岩野外和镜下显微照片(a)碱性岩体与大理岩呈断层接触; (b)暗色条带状碱性岩;(c)单偏光下显示霓石、钠铁闪石和星叶石在长英质矿物颗粒间共生分布; (d)正交偏光下自形-半自形锆石成群出现于长英质矿物内; (e)钠铁闪石与烧绿石共生; (f)长板状星叶石和锆石颗粒共生; (g)锆石与烧绿石紧密共生;(h)半自形短板状独居石BSE照片; (i)半自形短板状氟铈矿BSE照片,与富钇萤石紧密共生.Ab-钠长石;Aeg-霓石;Arf-钠铁闪石;Ast-星叶石;Fcrt-氟铈矿;Flr-萤石;Kfs-钾长石;Mnz-独居石;Pcl-烧绿石;Qz-石英;Zrn-锆石Fig.3 Field photos and petrographic images of Boziguoer alkaline rocks(a) the fault contact between alkaline rock intrusion and marble; (b) dark-banded alkaline rocks; (c) pegmatitic aegirine, arfvedsonite and astrophyllite are co-occurring and distributed between grains of pegmatitic felsic minerals under polarized light; (d) euhedral-subhedral zircon occur in groups within the felsic minerals under crossed-polarized light; (e) arfvedsonite and pyrochlore are co-occurring; (f) long tabular astrophyllite and zircon grains are co-occurring; (g) zircon is closely associated with pyrochlore; (h, i) BSE images of rare earth minerals: (h) subhedral short board-like monazite BSE image, (i) subhedral short board-like fluocerite BSE image. Ab-albite; Aeg-aegirine; Arf-arfvedsonite; Ast-astrophyllite; Fcrt-fluocerite; Flr-fluorite; Kfs-K-feldspar; Mnz-monazite; Pcl-pyrochlore; Qz-quartz; Zrn-zircon

波孜果尔碱性岩体全岩矿化,品位均匀,已圈定矿体东西长2800m,南北宽400～1000m,平均厚度173m。矿体分为东、西两个矿段,西矿段地表分布较多大理岩捕虏体,矿体内亦见较多大理岩捕虏体,自东向西逐渐尖灭(图2c)。东矿段地形较西部为缓,地表及深部均未见捕虏体和夹石,但是东矿段被冰川覆盖。主要的矿石矿物有烧绿石(Nb、Ta、U)、星叶石(Rb)、其次为锆石(Zr)、独居石(LREE)、氟碳铈矿(LREE)、氟铈矿(LREE)、磷钇矿(HREE)以及钍石(Th)(图3c-i)。脉石矿物有钠长石、钾长石、黑云母、石英、钠铁闪石、霓石、萤石、榍石、石墨等(图3c-f)。矿石矿物多呈粒状集合体或单体充填于脉石矿物颗粒间,形成明显的稀疏浸染状构造,偶见有细脉浸染状构造(图3d-i)。经过2010年的勘探评价工作,目前估算的Nb2O5氧化物量322363.7t,平均品位0.0418%;Ta2O5氧化物量22102.3t,平均品位0.0028%;Rb2O氧化物量641295.6t,平均品位0.0831%;Zr资源量71万t,伴生稀土资源量约21万t,平均品位0.0765%,其中重稀土5.64万t(邹天人和李庆昌, 2006;徐海明等, 2011)。总之,波孜果尔属于以铌、钽和铷为主,伴生稀土和锆的综合性超大型稀有金属矿床。

矿区以岩浆作用为主,热液作用较弱,形成的蚀变类型较为简单。岩体与大理岩接触部位发生矽卡岩化,其他围岩蚀变包括绿帘石化、绿泥石化以及萤石化。

3 样品及分析方法

本次研究共采集碱性岩样品20件,这些样品大部分采自矿区西矿段,包括不同类型的岩性样品:块状钠铁闪石-霓石正长岩、细粒霓石-钠铁闪石正长岩、条带状霓石-钠铁闪石正长岩、黑云母-霓石-钠铁闪石碱性花岗岩以及霓石-钠铁闪石伟晶岩。选取有代表性的岩石样品制成薄片,岩石碎样在廊坊市区域地质与资源调查研究所完成,利用玛瑙粉碎机粉碎成200目的粉末。

每个样品的薄片首先通过显微镜进行岩相学研究,随后在中国科学院地质与地球物理研究所矿产资源重点实验室,利用TM4000台式扫描电子显微镜在背散射电子成像(BSE)下观察独居石颗粒,最后进行元素和同位素分析。

3.1 全岩地球化学

在廊坊市区域地质资源调查研究所进行了全岩主量元素和微量元素分析测试工作。主量元素采用无水四硼酸锂熔融,以硝酸铵作为氧化剂,加氟化锂和少量溴化锂作助熔剂和脱模剂。样品粉末与助熔剂的质量比为1/8。在熔样机上于1150～1250℃熔融,制成玻璃样品,然后用X射线荧光光谱仪(Axios-mAX)分析。样品粉末用氢氟酸和硫酸分解,溶液中剩余的氟加入硼酸使其络合。以二苯胺磺酸钠为指示剂,用基准重铬酸钾溶液滴定,计算出氧化亚铁的含量。熔化后测定烧失量(LOI),样品(1g)置于已烧过、定重的空坩埚中,由低温逐渐加热至1000±25℃,持续加热2h,冷却后称量。再次燃烧30min,再次称量至恒重,用P124S电子分析天平根据加热前后重量差计算损失百分比。

微量元素样品粉末用氢氟酸和硝酸溶解在封闭的溶样器中,在电热板上蒸发赶尽氢氟酸,然后用硝酸密封溶解。稀释后直接用ICP-MS (ICAPQ)外标法测定。用氢氟酸、硝酸和高氯酸对试验材料进行分解,去除多余的高氯酸。在王水中溶解后,它们被转移到聚乙烯试管中,并制成一定容量。取一部分澄清后的溶液,用硝酸稀释至总稀释系数达到1000倍。采用ICP-MS(ICAPQ)法测定Sc、Cr、Mo和Cd元素含量。

3.2 激光拉曼光谱分析

不同岩性的碱性岩薄片的激光拉曼光谱分析在中国科学院地质与地球物理研究所流体包裹体实验室采用HORIBA JOBIN YVON LabRam HR型激光拉曼光谱仪完成,激光波长为532nm,扫描区间为100～3000cm-1或100～4000cm-1,发射功率为50mw,曝光时间为30s,激光斑束大小为1μm,光谱分辨率全波段不超过0.65cm-1,空间分辨率优于1μm。

3.3 独居石微量元素和U-Th-Pb年龄分析

在中国科学院地质与地球物理研究所对波孜果尔碱性岩中的独居石进行了原位LA-ICP-MS定年测试工作。独居石定年使用Agilent 7500a Q-ICP-MS与193nm ArF准分子激光剥蚀系统(Geolas HD, Lambda Physik, Göttingen, Germany)来测定微量元素组成和U-Th-Pb年龄,分析的激光束斑和频率分别为16μm和3Hz。独居石标准物质RW-1被用作外部标准,以校正207Pb/206Pb、206Pb/238U、207Pb/235U和208Pb/232Th的比值。每测量10个样品点,测量2个RW-1和多组标样(标样Ban和Dia)的分析结果。在样品分析过程中,RW-1标样的所有测量的207Pb/206Pb、206Pb/238U、207Pb/235U和208Pb/232Th同位素比值都按照Liuetal.(2012)的方法进行回归和校正。微量元素含量以140Ce为内标(Ce2O3含量先前由EPMA测量),以ARM-1(Wuetal., 2019, 2021)为外标材料进行校准。使用Glitter 4.0软件(Griffin, 2008)对同位素和元素分馏加上仪器的质量偏差进行了校准。对于多组标样,选择线性拟合比率的内插选项来进行漂移校正。每个分析的信号部分都是独立选择的,以获得标样和样品之间非常相似的区间。U-Pb和Th-Pb年龄以及加权平均年龄是使用IsoplotR程序计算而来(Vermeesch, 2018)。

4 分析结果

4.1 全岩地球化学特征

表1 波孜果尔碱性岩主量(wt%)和微量(×10-6)元素分析结果

图4 波孜果尔碱性岩的地球化学分类图解(a)总碱质(Na2O+K2O)与SiO2图(Wilson, 1989),粉色虚线将碱性与亚碱性岩石系列进行了细分;(b) A/NK-A/CNK图(Maniar and Piccoli, 1989), A/NK为Al2O3/(Na2O+K2O)的摩尔比,A/CNK为Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)的摩尔比Fig.4 Discremination diagrams of geochemical compositions of the Boziguoer alkaline rocks(a) total alkaline (Na2O+K2O) vs. SiO2 (Wilson, 1989), the pink dotted line subdivides the alkalic from the sub-alkalic rock series; (b) A/NK vs. A/CNK (Maniar and Piccoli, 1989), A/NK is the molar ratio of Al2O3/(Na2O+K2O), A/CNK is the molar ratio of Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)

波孜果尔碱性岩全岩稀土总含量较高(227.2×10-6～1266×10-6),呈现富集轻稀土的球粒陨石标准化配分模式,(La/Yb)N为4.05～21.23,(La/Sm)N为5.51～20.63 (图5a)。稀土含量的变化可能与稀土矿物(如独居石、磷钇矿和氟碳铈矿)的含量有关。细粒霓石-钠铁闪石正长岩样品总稀土含量最高,条带状霓石-钠铁闪石正长岩样品总稀土含量最低(表1)。此外,块状钠铁闪石-霓石正长岩样品和霓石-钠铁闪石伟晶岩样品表现出不同于其他样品的重稀土元素配分模式(相对平坦的HREE模式),HREE含量较低(图5a)。所有样品均表现出强烈的Eu负异常(δEu=0.05～0.23)(图5a)。从原始地幔标准化微量元素蛛网图中可以看出(图5b),虽然主要元素组成不同,但这些样品的微量元素分布相似,表明这些不同岩相的岩石是同源岩浆演化的产物。这些样品均以富集大离子亲石元素(LILEs)(如Rb)、高场强元素(HFSEs)(如Zr、Hf、Nb、Ta)、REEs (Eu除外)和Th为特征。HFSEs的高含量是由于烧绿石和锆石的存在,Rb的高含量是由于星叶石的存在。此外,岩石表现出明显的负Ba和负Sr异常(图5b)。

图5 波孜果尔碱性岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(a)和原始地幔标准化微量元素蜘蛛图(b)(标准化值据Sun and McDonough,1989)Fig.5 Chondrite-normalized REE distribution patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagram (b) of Boziguoer alkaline rocks (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

4.2 石墨激光拉曼光谱特征

将含晶质石墨的波孜果尔碱性岩样品分为两组进行拉曼测试,一组样品Group1(22BZ05、22BZ16)以细粒和条带状霓石-钠铁闪石正长岩为主,另外一组样品Group2(22BZ15、22BZ18)以霓石-钠铁闪石碱性伟晶岩为主。晶质石墨一般呈自形的球粒状或者不规则粒状包裹体产出于不同矿物内部或者边缘(图6)。这两组样品在显微镜下没有明显的构造特征区别,唯一的区别在于在伟晶岩中出现晶质石墨颗粒呈串出现,但是颗粒结晶度较差,呈带状产于钾长石内部(图6d)。晶质石墨在单偏光、正交偏光镜下和背散射照片中均表现为黑色,在反射光下呈金黄色,粒度大小不一,从10μm到100μm不等(图6)。晶质石墨包裹体普遍存在于矿石矿物(如烧绿石、星叶石和锆石;图6a, b, e, f)和碱性矿物(如霓石和钠铁闪石;图6b)中,因此,推测晶质石墨形成早于这些岩浆矿物,甚至早于造岩矿物。

图6 波孜果尔碱性岩中晶质石墨的反射光下照片和BSE照片(a)自形烧绿石内的晶质石墨包体; (b)霓石、钠铁闪石和星叶石内含有大量晶质石墨包体; (c)半自形-不规则晶质石墨与钠铁闪石共生; (d)晶质石墨球粒呈串珠状分布于钾长石晶体内; (e)晶质石墨穿切烧绿石颗粒或与烧绿石共生; (f)晶质石墨BSE照片显示石墨与烧绿石和锆石复杂的共生组合关系.Gr-石墨;Thr-钍石Fig.6 Petrographic under reflected light and BSE images of crystalline graphite in Boziguoer alkaline rocks(a) crystalline graphite inclusions in euhedral pyrochlore; (b) aegirine, arfvedsonite and astrophyllite contain a large number of crystalline graphite inclusions; (c) subhedral and irregular crystalline graphite symbiosis with arfvedsonite; (d) the crystalline graphite spherules are beaded in the K-feldspar crystals; (e) the crystalline graphite cuts through the pyrochlore grains or is symbiotic with pyrochlore; (f) the crystalline graphite BSE image show complex symbiotic associations of graphite with pyrochlore and zircon. Gr-graphite; Thr-Thorite

石墨能够引起约1580cm-1拉曼频谱位移处出现拉曼振动峰(Graphite峰,称为G带)以及因晶格缺陷、边缘无序排列和碳结构的非对称性而诱发起碳原子集体呼吸振动而引起约1350cm-1(Disorder峰,称为D1带)和约1620cm-1(D2带)处的拉曼峰,以上为一级序区的三个主要谱峰;石墨片层间的结构缺陷与杂原子则会在约2400cm-1(S1带)、2700cm-1(S2带)、2900cm-1(S3带)和3200cm-1(S4带)处出现因泛音与共振引起的频谱振动,该区域称之为二级序区 (Sfornaetal., 2014; 吴娟霞等, 2014; 姜高珍等, 2017; Zhang and Sntosh, 2019)。Group1和Group2的晶质石墨拉曼光谱谱峰分布特征基本上一致(图7、表2),大部分具有结晶程度较高的特点(图6),以G带、D1带、D2带、S1带、S2带、S3带和S4带谱峰为主,无D3、D4等反映低级结晶的谱峰存在(Nemanich and Solin, 1979)。

图7 波孜果尔碱性岩中含晶质石墨样品代表性特征拉曼光谱(a、b)细粒和条带状霓石-钠铁闪石正长岩Group1组样品;(c、d)霓石-钠铁闪石碱性伟晶岩Group2组样品Fig.7 Representative of characteristics of Raman spectra of crystalline graphite samples from Boziguoer alkaline rocks(a, b) fine grained and banded aegirine-arfvedsonite syenite Group1 samples; (c, d) aegirine-arfvedsonite alkali pegmatite Group2 samples

在Group1组中(图7a, b),所有样品的G带位置在1581.27～1584.63cm-1之间,大部分在1581cm-1左右(平均为1581.87cm-1),谱峰强度相对较高,介于259.20～1216.57之间(平均为611.53),G带峰的半高宽(FWHM)在16.32～23.61(平均为19.81)。D1带位置在1333.92～139.01cm-1之间(平均为1335.62cm-1),谱峰强度在164.81～557.19之间(平均为364.80),D1带峰的FWHM相对稳定,范围在41.79～50.39,均值为44.51,表明晶质石墨的无序度较高。D1带峰与G带峰强度比值R1在0.22～1.23之间,平均为0.67。紧靠G带右侧的D2带谱峰位置位于1618.93cm-1附近。总体而言,D1带谱峰强度相对G带低,且G带谱峰FWHM小,具有“高而窄”的特点。二级序区内主要存在S1带、S2带、S3带和S4带谱峰,其中S2带谱峰强度最高,位置在2670.99～2689.79cm-1之间(平均为2680.77cm-1),峰高介于41.25～293.26之间(平均为121.13),变化范围相对较大,FWHM在29.75～81.85之间(平均为54.99)。其余三个谱峰强度较低,S1带、S3带和S4带分别位于2465.66cm-1、2928.32cm-1和3241.36cm-1附近。

在Group2组的样品中(图7c, d),所有样品的G带峰位置在1581.07～1583.02cm-1(平均1581.90cm-1,谱峰强度变化较大,介于91.08～853.99(平均为503.97),FWHM在17.33～27.13之间(平均为20.55)。D1带位置在1334.64cm-1～1337.24cm-1之间(平均为1335.62cm-1),峰高介于173.18～663.24之间(平均为397.42),FWHM在42.60～50.30之间(平均为45.60),D2带紧靠G带右侧,位置在1618.65cm-1左右。在大约865cm-1的位置会偶尔出现峰高较强的谱峰,为(CH2)n键团,而该特征峰在Group1组中几乎不出现。另外,在伟晶岩中呈串出现的晶质石墨(图6d),其拉曼光谱特征也明显区别于其他的晶质石墨(图7d),具有明显的左倾特征,推测可能是石墨晶体被破坏,而受到矿物基质的影响。D1带峰与G带峰强度比值R1在0.30～1.85之间(平均为0.93),相对于Group1组石墨具有更高的无序度,特别是在样品22BZ18中,部分晶质石墨的R1值大于1。在二级序区同样存在S1带、S2带、S3带和S4带谱峰,其中S2带谱峰强度最高,位置介于2668.21～2689.31cm-1之间(平均为2677.88cm-1),峰高在24.20～176.28之间(平均为101.75),变化范围比较大,FWHM在35.49～84.53之间(平均为63.41),具有“矮而宽”的特点。其余三个谱峰强度较低,S1带位置分布于2459.75～2469.74cm-1之间;S3带和S4带位置分别位于2926.57cm-1和3243.73cm-1附近。

4.3 独居石U-Th-Pb年龄

波孜果尔碱性岩中的独居石颗粒进行了U-Th-Pb原位年代学研究,该独居石的LA-ICP-MS U-Th-Pb数据见电子版附表1。相对于Th,独居石颗粒中的U浓度过低(Th/U比值为114.10-493.69;附表1)而不能获得可靠的U-Pb年龄,但是232Th始终远高于检出限。分析点的232Th-208Pb年龄分布均匀,与实测Th含量无关,表明岩浆侵位后不存在变形或变质叠加影响Pb迁移(Songetal., 2017)。

条带状霓石-钠铁闪石正长岩(样品22BZ16: 81°53′55.8″E、42°13′8.47″N)中的独居石颗粒Th浓度在19472×10-6～64078×10-6之间,U在67×10-6到270×10-6之间,Th/U比值在114～494之间(附表1)。29个独居石分析点在Tera-Wasserburg图上限定了一条约束良好的线(图8a),并获得下交点年龄为280.0±7.0Ma (MSWD=1.1)。由于独居石232Th-208Pb年龄分布均匀,本文获得208Pb/232Th的加权平均值为279.5±2.4Ma (n=29, MWSD=2.4)(图8b)。独居石颗粒的微量元素分析结果表明,它们具有相同的稀土元素配分模式,并且强烈富集LREE,(La/Yb)N比值大于10000,并且表现出强烈的负Eu异常(δEu=0.11～0.14,图8c)。

图8 LA-ICP-MS分析波孜果尔碱性岩独居石Tera-Wasserburg U-Pb年龄 (a)、加权平均Th-Pb年龄(b)和球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(c,标准化值据Sun and McDonough, 1989)Fig.8 Monazite Tera-Wasserburg U-Pb ages (a), weighted mean Th-Pb ages (b) and chondrite-normalized REE distribution patterns diagram (c, normalization values after Sun and McDonough, 1989) by LA-ICP-MS from Boziguoer alkaline rock

5 讨论

5.1 晶质石墨形成条件对碱性岩的成因指示

因为含晶质石墨包体的各种矿物直接从岩浆结晶而来,这些晶质石墨颗粒不与普遍存在的裂缝或者退火断裂面有任何关联(图6),因此可以被认为是原生石墨(Roedder, 1984)。通常而言,不同成因类型的石墨具有不同的结晶程度和形态特征(王克勤,1990;Wildeetal., 1999;孙新浩等, 2021)。变质成因的石墨结晶程度与变质程度成正比,具定向性,结晶程度较高,常呈现粗大的鳞片状,亦或是微晶或隐晶质,后者多见于接触变质成因的石墨中;岩浆成因的石墨具有较高的结晶程度,自形程度较好,常以块状、球状或囊状集合体出现(Rawat and Sharma, 2011; 姜高珍等, 2017)。正如本文前面提到的,波孜果尔碱性岩中的晶质石墨无明显定向性,自形程度较好,因此认为石墨的形成与岩浆作用有关,且石墨的形成可能早于碱性岩的造岩矿物。

理想的石墨单晶的拉曼光谱在一级序区只存在G带峰,即石墨的有序度越高,有序度可以反映石墨的结晶程度,并以此推测石墨的形成条件(Beyssacetal., 2002)。石墨拉曼光谱中“无序”的D带(D1、D2)谱峰会随着进变质作用而减弱,当岩石达到深熔作用时,会形成只有G带的纯石墨,其峰宽也随着石墨成熟度而变窄(Henryetal., 2019)。相对结晶程度较低且无序的石墨的拉曼光谱在一级序区会出现D1和D2带峰,并且在二级序区无S2带峰,因为S2带峰越明显,石墨结晶程度越高(Wopenka and Pasterris, 1993; 李凯月等, 2018; 孙新浩等, 2021)。波孜果尔碱性岩中的晶质石墨拉曼谱峰特征基本上一致,除了Group2组中串珠状石墨颗粒受矿物基质影响而显示不同的光谱特征外,大部分具有极其尖窄的G带峰以及伴随着较为明显的D1和D2带峰特征,并且有较为明显的S2带峰,表明石墨化程度较高,但是石墨的无序程度普遍偏高(图6;Zhang and Santosh, 2019)。值得注意的是,在Group2组样品中,D1带与G带强度比值R1比Group1组样品的高,特别是在样品22BZ18中,R1的比值大部分大于1(表2)。石墨结构状态发生变化可能是由于通过Th和U衰变链发射的高能粒子对石墨的辐射造成的结果(Smithetal., 2011)。相对于细粒霓石-钠铁闪石正长岩,霓石-钠铁闪石伟晶岩中含有更多的烧绿石、钍石和锆石(图6a, e, f),它们都富含放射性元素(Th和U),这就导致Group2组样品具有更高的无序度,但是Group1组和Group2组样品中的晶质石墨都属于石墨化程度较高的原生石墨。石墨化碳物质硬度较低,在薄片制作时,抛光的过程会产生结构损伤,而影响拉曼测试结果,对D1峰的信号会有一定程度的增强(Pasteris, 1989; Beyssacetal., 2002; Beyssac and Lazzeri, 2012; 田野和田云涛, 2020)。但是,对矿物内晶体结构基本不受抛光影响的晶质石墨包体的测试结果也显示较强的D1带谱峰信号,因此可以排除抛光对测试结果的影响。尽管有研究表明碱性岩中锆石的结晶温度大于800℃(刘春花等, 2012),晶质石墨有可能是早于岩浆矿物结晶,并且被岩浆携带并侵位至大理岩中随着矿物结晶而包裹在矿物内,高温可能会导致石墨的结构状态变得无序还有待商榷(孙新浩等, 2021),但富含放射性元素的矿物的原位辐射随着时间的推移改变了原本高度有序的石墨,这可能是最好的解释。

Busemannetal. (2007)和Codyetal. (2008)通过对比研究了不同变质级别的碳质物质和原始陨石的拉曼光谱特征,利用D1带的半高宽值(FWHM)计算石墨的形成温度,分别获得了两个经验公式(1)和(2),该方法适用于结晶温度较高的石墨:

T(℃)=931-5.10×FWHMD1+0.0091×(FWHMD1)2

(1)

T(℃)=899.9-3.0×FWHMD1+0.0014×(FWHMD1)2

(2)

由公式(1)计算的温度,Group1组样品在697～734℃之间,Group2组样品在697～730℃之间;由公式(2)计算的温度,Group1组样品在752～777℃之间,Group2组样品在752～75℃之间,两组温度基本上一致。由于大部分样品的D1带峰信号可能受到过放射性元素衰变辐射的影响而变得更强,因此实际结晶温度应该比目前计算结果要高,可能大于800℃,基本上跟锆石的结晶温度一致(刘春花等, 2012)。

波孜果尔碱性岩中晶质石墨的产出状态基本排除了碳酸盐矿物还原反应形成石墨的可能(胡晗和张立飞, 2021)。首先,石墨的形成需要非常还原的条件,而波孜果尔碱性岩体演化的早期阶段氧逸度较高,并有磁铁矿形成(孙政浩等, 2021)。其次,基于对锆石中4价元素Ce4+、U4+和Ti4+的锆石氧逸度计计算波孜果尔岩体的氧逸度(Loucksetal., 2020),获得中等氧化的氧逸度fO2(ΔFMQ的中位数和平均值分别为+2.0和+1.6;数据引用自Huangetal., 2018)。因此,相对氧化的碱性岩浆侵位于大理岩中与之接触反应不能形成石墨。一种可能的机制是沉积物中生物有机物质随着俯冲过程中温压的升高而通过一系列无序石墨质碳的中间阶段逐步转化为晶质石墨,并随碱性母岩浆由深部携带至浅层地壳中(Buseck and Beyssac, 2014)。在石墨质碳化过程中是一种高温且相对还原的体系,而随着石墨的形成,体系趋于氧化。

5.2 成矿时代

波孜果尔碱性岩中的独居石多以自形板状或柱状为主,少数呈半自形粒状,常分布于钾长石、钠长石中,与霓石、钠铁闪石以及星叶石等共生。在BSE图像中其亮度分布均匀,表现为均质结构,具有明显的岩浆独居石的内部结构特征(图3h; Itanoetal.,2018)。通常岩浆独居石Eu负异常程度较高(δEu=0.01～0.20),波孜果尔碱性岩中的独居石的Eu异常值介于0.11～0.14之间,而区别于高级变质独居石(δEu=0.1～0.6)(Zhuetal., 2019)。另外,独居石具有较高的Th含量(19000×10-6～65000×10-6)以及Th/U比值(>110),可以说明独居石是岩浆成因独居石(梁晓等, 2022)。因此,样品22BZ16中的独居石作为岩浆期结晶的矿物之一,其结晶年龄可以代表碱性岩形成时稀土矿化年龄,即波孜果尔碱性岩稀土矿化年龄为ca.280Ma。

刘春花等(2014)和Huangetal. (2014)获得波孜果尔碱性岩中锆石U-Pb年龄为ca.290Ma,被解释为碱性岩的成岩年龄,即波孜果尔碱性岩为早二叠世岩浆活动的产物。本次研究获得的独居石LA-ICP-MS U-Th-Pb年龄(～280Ma)结果表明这次岩浆活动可能持续到280Ma左右,即至少持续了10Myr。区域上同期的碱性岩型稀有-稀土矿床还有依兰里克、巴什索贡等(谢明材等, 2020)。依兰里克含矿碱性伟晶岩年龄为273Ma,主要的矿石矿物包括独居石、锆石和宝石级透辉石以及方钠石,其中稀土富集在金云母透辉石方解石伟晶岩中(碳酸岩脉),而铌、锆则与碱性伟晶岩有关,两者属于同一期岩浆的产物,即依兰里克稀土成矿时代与碱性伟晶岩一致,都在273Ma左右(邹天人等, 2002; 徐海明等, 2012)。巴什索贡是一个铌、钽为主伴生稀土的碱性岩型稀有-稀土矿床,含矿岩系为粗粒霓石正长岩和碱性花岗岩。Maetal. (2016)获得碱性花岗岩和石英正长岩的锆石U-Pb年龄分别为278.6±1.9Ma和277.2±0.9Ma,与邹思远 (2016)获得的碱长花岗岩锆石U-Pb年龄(277.0±2.1Ma)一致,表明巴什索贡含矿碱性岩形成于同一时期但不同的演化阶段。巴什索贡碱性岩中的矿石矿物基本上是在岩浆期形成,均呈现出遭受后期流体改造的特征,因此可以推测其稀土形成时代与锆石年龄应该一致,同属于岩浆阶段的产物。瓦吉里塔格碳酸岩型稀土-铌矿床虽然位于塔里木大火成岩省西北部,其形成时代介于284～272Ma之间 (Chengetal., 2018), 与上述南天山造山带上的含矿碱性岩形成于同一时代。因此,塔里木克拉通北缘及其邻区(南天山)主要的稀土成矿时代集中在280～270Ma之间,即形成于早二叠世,它们可能有成因上的联系。

5.3 成矿动力学背景

碱性岩一般与裂谷和/或伸展环境有关,可以形成于俯冲、碰撞后伸展和板内等多种构造环境(Collinsetal., 1982; Eby, 1992; Turneretal., 1992; Jungetal., 2000; Shellnutt and Zhou, 2007; Quetal., 2012; Chenetal., 2015)。当前对波孜果尔碱性岩的成矿动力学背景研究也存在争议,对应着碱性岩的三大形成构造背景:(1)俯冲增生背景(Xiaoetal., 2013);(2)碰撞造山后伸展(Huangetal., 2014);(3)地幔柱作用(刘春花等, 2014;杨树锋等, 2014; Hanetal., 2019; 孙政浩等, 2021)。

有关于南天山洋闭合的时间虽然存在较大争议,但是普遍的共识是洋盆闭合发生在晚石炭世前后(Gaoetal.,2011; Wangetal., 2018)。当然也有观点认为南天山是一个大的增生杂岩体,由南天山洋向北俯冲并向南增生而成,整个南天山洋闭合是东边早、西边晚,西边大约在晚二叠世闭合(Xiaoetal., 2013)。就上述情况而言,波孜果尔碱性岩形成于俯冲增生背景下,但是俯冲背景下形成的碱性岩一般伴随铜、金(钼)矿化,而非铌、钽、稀土、锆、铷、铀等稀有稀土金属矿化(Richards, 1995; 张伟波和王丰翔, 2014; 王丰翔等, 2017)。另外,考虑到南天山洋向中天山地块俯冲,有持续的岩浆活动记录,而南天山和塔里木克拉通北缘则存在两期明显的岩浆活动期(450～380Ma和310～260Ma),并且缺乏390～310Ma的碎屑锆石(Hanetal., 2015, 2016)。因此,这表明南天山不是俯冲增生杂岩体,并且南天山洋闭合发生在晚石炭世(Wangetal., 2018)。

随着南天山洋在晚石炭世的闭合(ca.320～310Ma),碰撞造山运动开始,即塔里木克拉通与伊犁-中天山地块在晚石炭世晚期-早二叠世早期已经进入碰撞造山阶段(Wangetal., 2018)。一系列早二叠世的碱性岩发育在塔里木克拉通与南天山造山带接合处(如哈拉俊、波孜果尔和依兰里克;邹天人和李庆昌, 2006; Zhangetal., 2010b; Huangetal., 2018),这些碱性岩的出现被认为是由于应力释放出现伸展环境和软流圈上涌引起的岩石圈熔融而形成,表明南天山地区已经进入碰撞后阶段(Huangetal., 2014)。但是,在晚石炭末期塔里木克拉通与伊犁-中天山地块的碰撞由于缺乏大陆型(超)高压岩系和缺乏明显的同碰撞引起的表面侵蚀和隆起等特征而有别于陆-陆碰撞的一般特征(Hanetal., 2019; Zhangetal., 2019)。另一方面,南天山造山带碱性岩相关矿化组合与典型的造山后伸展背景下的成矿组合存在差异(孙政浩等, 2021)。综上所述,波孜果尔碱性岩不太可能形成于碰撞造山后伸展的构造背景中。

塔里木大火成岩省主体位于塔里木盆地西部和西南部,是继峨眉山大火成岩省之后中国境内发现的又一个二叠纪大火成岩省,主要由火山岩系列(以大陆溢流玄武岩为主)和伴生的侵入岩(镁铁-超镁铁和中酸性侵入岩体、碳酸岩岩体、A型花岗岩、双峰式岩墙和金伯利质隐爆角砾岩筒等)组成(杨树锋等, 2014; 厉子龙等, 2017)。晚石炭世末期(约300Ma)塔里木克拉通发生了明显的地壳抬升(Lietal., 2014),并且在塔北地区和巴楚地区分别发现了苦橄岩、金伯利质隐爆角砾岩筒的存在(李昌年等, 2001; Lietal., 2010; Tianetal., 2010),此时地幔柱开始就位(Lietal., 2014)。随着地幔柱的就位,诱发了大规模岩浆喷发事件,喷发峰期为ca.290Ma,而侵入岩类的形成时间主要集中在284～274Ma,峰期为ca.280Ma,明显晚于塔里木溢流玄武岩的喷发时间(Yangetal.,2007; Zhangetal.,2008; Zhouetal., 2009; Lietal., 2011; 徐义刚等, 2013; Xieetal., 2022)。本文获得的波孜果尔碱性岩独居石Th-Pb年龄和前人获得的锆石U-Pb年龄结果一致,显示波孜果尔岩体形成于291～280Ma(Huangetal., 2014; 刘春花等, 2014),岩浆活动至少持续了10Myr,表明波孜果尔岩体形成时代与塔里木大火成岩省的岩浆活动时限近乎一致。另外,目前获得塔里木克拉通北缘南天山造山带其他碱性岩(哈拉俊碱性岩群和黑英山碱性岩群)的年龄集中在279～273Ma之间(刘楚雄等, 2004; Zhangetal., 2010a; 周黎霞等, 2010; 徐海明等, 2012; 曹俊等, 2013; Huangetal., 2015; Maetal., 2016; 邹思远, 2016),说明在时空上南天山造山带中发育的碱性岩与塔里木大火成岩省可能有成因联系。Hanetal. (2019)通过总结南天山和塔里木大火成岩省早二叠世岩浆岩的元素和同位素数据,结果显示地幔柱对南天山造山带岩浆岩石形成有显著的影响,例如波孜果尔碱性岩具有相对较高的锆饱和温度(～900℃,据Huangetal., 2018数据计算)。另外,在Nb-Y-Ce和Nb-Y-3Ga三角图上,大部分波孜果尔碱性岩样品落在A1区域(图9),A1型花岗岩形成于非造山的大陆裂谷或地幔柱环境,而A2型多形成于造山后、活动大陆边缘、弧后盆地等构造环境(Eby, 1992)。综上所述,波孜果尔碱性岩所在的南天山早二叠世碱性岩带形成于地幔柱作用的非造山板内拉张的构造背景,正是由于地幔柱的影响,没有碰撞造山后板片应力释放的伸展构造背景(Hanetal., 2019)。因此,波孜果尔碱性岩中的晶质石墨包体可能是地幔柱与俯冲板片作用而携带上来的石墨化碳,塔里木地幔柱作用包括南天山造山带,其既为碱性岩的形成提供了热源又提供了物质。

图9 波孜果尔碱性岩Nb-Y-Ce和Nb-Y-3Ga三角图解(据Eby, 1992)Fig.9 Triangular diagrams of Nb-Y-Ce and Nb-Y-3Ga of Boziguoer alkaline rocks (after Eby, 1992)

5.4 成矿指示

地幔柱活动形成的大火成岩省不仅是研究地球深部地质过程和生物圈灭绝的重要窗口,而且往往伴随着大量具有重要经济价值的矿床类型的形成,导致重要战略资源的极度富集(Beggetal., 2010; Jowittetal., 2014;Pirajno, 2022)。大火成岩省在形成过程中,大量玄武质岩浆在短时间内生成,为大型铬铁矿床、铜镍硫化物矿床、钒钛磁铁矿和铌-稀土矿床等岩浆矿床创造了有利的成矿条件(胡瑞忠等, 2005; 宋谢炎等, 2010)。许多超大型岩浆矿床形成在大火成岩省内,典型代表包括:西伯利亚大火成岩省Noril’sk-Talnakh超大型镍-铜-铂族元素硫化物矿床(Naldrett, 1992; Arndtetal., 2003)、北大西洋大火成岩省Skaergaard铂-金矿床(Andersenetal., 1998; Holwell and Keays, 2014)、峨眉山大火成岩省攀西铁-钛-钒矿床(张洪安等, 2009; Songetal., 2013)、巴拉那-伊滕德卡大火成岩省Brandberg稀土矿床(Ernst and Buchan, 2001)、Alto Paranaiba大火成岩省Araxá和Catalão铌矿床(Hutchisonetal., 2019)以及SW Slave大火成岩省Nechalacho铌-锆-稀土矿床(Möller and Williams-Jones, 2016)。

塔里木大火成岩省的形成同样伴随着一定数量的碱性岩型稀有-稀土矿床(点)的形成(Xieetal., 2022),波孜果尔碱性岩型Nb-Ta-Rb-Zr-REE矿床就是其中之一。这些矿床(点)形成于伸展背景,与塔里木地幔柱上升引起的岩石圈破坏改造时期发育的岩浆和热液体系密切相关(厉子龙等, 2017; 朱圣柱等, 2023)。通常而言,要形成具有经济意义的稀有-稀土矿床,交代富集的克拉通边缘,特别是汇聚边缘,是稀土-稀有金属矿化的理想条件(Houetal., 2015; Liu and Hou, 2017)。岩浆源区被先前俯冲物质交代富集稀有-稀土元素和挥发性成分,或俯冲沉积物交代大陆下岩石圈地幔,岩石圈破坏或软流圈上涌诱发交代地幔或大陆下岩石圈地幔低程度部分熔融形成富成矿元素的碱性岩母岩浆,使成矿元素初步富集(Bell and Simonetti, 2010)。随后,经过一系列岩浆演化和热液流体作用,成矿元素在构造薄弱带进一步活化、迁移、富集、沉淀,形成稀有-稀土矿床(Klemme and Dalpé, 2003; Houetal., 2009; Veksleretal., 2012; Martinetal., 2013; Guzmicsetal., 2015; Migdisovetal., 2016; Chebotarevetal., 2019; Yangetal., 2019; Fengetal., 2020)。塔里木克拉通北缘及其邻区一系列与碱性岩有关的稀有-稀土矿床的形成可能是由于中-新元古代和古生代俯冲相关沉积物和大洋地壳成分的循环作用对塔里木克拉通下地幔进行了长期的交代和改造(Zhangetal., 2008; Zhuetal., 2021)。在早二叠世早期,受塔里木地幔柱侵位的影响,大规模岩浆活动形成塔里木大火成岩省,并伴随富稀有-稀土元素碱性岩浆的形成,碱性岩岩浆沿深断裂或板内裂陷迁移沉淀形成矿床。

6 结论

(1)波孜果尔碱性岩以正长岩为主,主要的矿石矿物为烧绿石、星叶石、锆石、独居石、氟碳铈矿和磷钇矿;碱性岩总体具有稀土元素总量较高,富集轻稀土和高场强元素(Nb、Ta、Zr、Hf等),亏损重稀土和Ba、Sr等大离子亲石元素,具有强烈负Eu异常等特征。

(2)晶质石墨经历较高温度的石墨化过程,估算的形成温度介于700～800℃之间;碱性岩中含有大量石墨包体指示碱性岩浆演化早期是偏还原环境,随着石墨的形成,体系趋于氧化。

(3)波孜果尔碱性岩独居石LA-ICP-MS U-Th-Pb定年结果表明成矿时代～280Ma,波孜果尔矿床成矿时代为早二叠世。

(4)波孜果尔矿床成矿时代与塔里木大火成岩省岩浆活跃期的时限一致(290～270Ma),其所在的塔里木北缘碱性岩带与塔里木地幔柱有密切的成因联系,即波孜果尔矿床形成与塔里木地幔柱有关。

致谢在野外地质工作中拜城县休相村牧民提供了大量的野外帮助及后勤保障;中国科学院地质与地球物理研究所多接收-电感耦合等离子质谱实验室吴石头老师和许蕾老师在独居石U-Th-Pb定年、流体包裹体实验室黄亮亮工程师在石墨激光拉曼光谱分析测试过程中提供了指导和帮助;承蒙两位匿名审稿专家提出建设性的修改意见,使文章质量得以大幅度提升;副主编俞良军对于本文的文字、图件进行了细致审校并提出了很多修改意见;在此一并致以衷心的感谢!