程小鑫 吳鴻翔 黃偉康 陳漢林 林秀斌 朱孔陽 李磐 章鳳奇**

1.浙江大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院,浙江省地學(xué)大數(shù)據(jù)與地球深部資源重點實驗室,杭州 310027

2.教育部含油氣盆地構(gòu)造研究中心,杭州 310027

碳酸巖是自然界較為特殊的一類巖漿巖，其碳酸鹽礦物含量大于50%，二氧化硅含量小于20%，該巖類也是地球內(nèi)部碳元素含量最高的巖石類型(Streckeisen，1980；Woolley，1989; Woolley and Kempe, 1989；Le Maitreetal.，2002；劉焰，2012；宋文磊等，2012)。其規(guī)模一般不大，常與堿性巖形成雜巖體，呈巖頸、巖墻、巖錐等形式廣泛發(fā)育于大陸裂谷環(huán)境中(Woolley，1989; Woolley and Kempe，1989；田世洪等，2006；王林均等，2011)。碳酸巖在全球各個大陸均有產(chǎn)出，已發(fā)現(xiàn)527處(Woolley and Kjarsgard，2008)，其形成與分布常受深大斷裂控制，主要與板內(nèi)構(gòu)造伸展和造山后構(gòu)造伸展等大地構(gòu)造過程密切相關(guān)(Rayetal.，1999；D’Orazioetal.，2007；茍瑞濤等，2019)。由于碳酸巖在上侵過程中不易受到地殼物質(zhì)的混染而得以很好地保留源區(qū)的原始特征，因而在揭示巖漿源區(qū)性質(zhì)和地球深部碳循環(huán)等方面具有十分重要的研究價值(Simonettietal.，1995；楊學(xué)明等，1998；Mitchell，2005；Woolleyand Kjarsgard，2008；Bell and Simonetti，2010；Woolley and Bailey，2012；Slezak and Spandler，2019)。

碳酸巖既有幔源成因的，即由地幔巖部分熔融形成堿性巖漿、再經(jīng)歷演化分異形成(田世洪等，2006；任建德等，2007；陳華等，2010；Weidendorferetal.，2017)，也有殼源成因。Lentz(1999)首先從理論上論證了沉積型碳酸鹽巖可以部分熔融形成碳酸巖漿，并將其稱為殼源碳酸巖。隨后，各地陸續(xù)報道這類巖石(Le Basetal.，2004；Dostaletal.，2004；趙斌等，2004；Liuetal.，2006；任建德等，2007；Wanetal.，2008；董春艷等，2009；楊俊泉等，2012；辛后田等，2012；毛立全和馬原，2017)。大量研究表明殼源型與幔源型碳酸巖不僅在巖石學(xué)、地球化學(xué)等特征上存在顯著差異，而且兩者在巖石成因機制上也明顯不同(Liuetal.，2006；任建德等，2007；Wanetal.，2008；楊俊泉等，2012；辛后田等，2012)。例如Liuetal.(2006)在東喜馬拉雅的高壓麻粒巖雜巖體中發(fā)現(xiàn)的碳酸巖，其地化特征與幔源碳酸巖明顯不同，而和沉積型碳酸鹽巖相似，認(rèn)為是含碳酸鹽礦物的表殼巖石在強烈的區(qū)域變質(zhì)作用產(chǎn)生的高溫條件下部分熔融所形成；楊俊泉等(2012)報道了阿爾金北緣古元古代殼源碳酸巖，其稀土總量低、輕重稀土分離弱，并且鋯石具有變質(zhì)深熔特征，認(rèn)為它們是高級變質(zhì)作用下的大理巖深熔作用的產(chǎn)物；毛立全和馬原(2017)在甘肅北山西三羊井東一帶發(fā)現(xiàn)的碳酸鹽質(zhì)巖體，它們與圍巖呈侵入接觸關(guān)系，內(nèi)部發(fā)育圍巖捕虜體并與橄欖巖伴生，研究認(rèn)為它們是沉積碳酸鹽巖在幔源基性巖漿上侵形成的高溫條件下發(fā)生部分熔融形成。

塔里木盆地是一個在前寒武紀(jì)變質(zhì)基底上發(fā)育起來的大型海-陸相疊合型沉積盆地(何登發(fā)和李德生，1996；賈承造，1997)。前人研究表明，塔里木盆地發(fā)育多期元古宙以來的火成碳酸巖巖漿事件。辛后田等(2012)在塔里木東南部阿克塔什地區(qū)發(fā)現(xiàn)了約19億年前的殼源型碳酸巖侵入體，是新太古代基底變質(zhì)巖在古元古代末期發(fā)生深熔作用的產(chǎn)物，指示了塔里木參與了哥倫比亞超大陸的匯聚事件；孫寶生和黃建華(2007)研究了塔里木東北緣庫魯克塔格地區(qū)且干布拉克超基性巖-碳酸巖雜巖體，獲得了ca.802Ma的Sm-Nd等時線年齡，結(jié)合地球化學(xué)特征，他們認(rèn)為該雜巖體形成于大陸裂谷環(huán)境，是新元古代Rodinia超大陸裂解的產(chǎn)物；近年來有學(xué)者則在塔里木西北緣巴楚地區(qū)發(fā)現(xiàn)二疊紀(jì)侵入的幔源型碳酸巖巖墻和巖脈，并認(rèn)為他們是二疊紀(jì)大火成巖省的一部分(Chengetal.，2017；Songetal.，2017)。本次研究在塔里木西北緣烏什南部地區(qū)發(fā)現(xiàn)了多條侵入到新元古代沉積地層中的碳酸巖巖墻和巖脈，通過野外地質(zhì)調(diào)查、鋯石U-Pb年代學(xué)、巖石學(xué)、元素地球化學(xué)以及鍶、釹、碳和氧同位素研究，明確了碳酸巖發(fā)育特征、侵位時代、巖漿特征及來源，進而探討了其與塔里木二疊紀(jì)大火成巖省之間的成因聯(lián)系。

1 研究區(qū)地質(zhì)概況

塔里木盆地所在的塔里木板塊是我國三個主要的克拉通板塊之一(胡靄琴和羅杰斯，1992；Luetal.，2008；Longetal.，2010；Zhao and Cawood，2012；Zhangetal.，2012, 2013；翟明國，2013；Xu，2015)。本次研究區(qū)位于塔里木盆地西北緣的阿克蘇-烏什南部(圖1a)，該區(qū)出露最老的地層單元為阿克蘇群，該群主要由綠片巖-藍片巖和石英片巖組成，并被一組北西走向未變質(zhì)的前寒武紀(jì)基性巖墻群所切割(圖1b；楊樹鋒等，1998；賈承造等，2004；Zhangetal.，2009；Heetal.，2014；Lietal., 2020)；上覆南華系包括巧恩布拉克群及其上部的尤爾美那克組，其中巧恩布拉克群自下而上分為西方山組、東巧恩布拉克組、牧羊灘組和冬屋組。西方山組以灰綠色中厚層狀中粗砂巖、含礫粗砂巖為主；東巧恩布拉克組主要為雜色塊狀復(fù)成分礫巖；牧羊灘組以綠灰色中厚層狀中砂巖為主，并夾綠灰色薄層狀粉砂質(zhì)泥巖；冬屋組下段以紅紫色中厚層塊狀冰磧礫巖為主，上段以紫紅色厚層塊狀細礫巖、砂礫巖為主。震旦系主要呈平行不整合覆蓋在南華系或者阿克蘇群之上，自下而上可分為蘇蓋特布拉克組和奇格布拉克組。

2 火成碳酸巖野外產(chǎn)出和巖石學(xué)特征

本次研究的碳酸巖主要以巖墻或巖脈的形式侵入到新元古界南華系。巖墻或巖脈整體走向呈北東方向，其發(fā)育分布大致與一條北東向正斷層密切相關(guān)(圖1c)。在其中一個露頭發(fā)現(xiàn)碳酸巖侵入到斷層的破碎帶中，該斷層破碎帶寬度2～4m，內(nèi)部可見斷層活動形成的大小不一的棱角狀斷層角礫(角礫主要為南華系砂巖)，礫徑一般20～40cm，最大礫徑可達3m左右，這些角礫被淺紫紅色碳酸巖所膠結(jié)(圖2a, b, d, e)。斷層破碎帶附近可見大量碳酸巖巖脈，巖脈內(nèi)部局部還包裹了來自東巧恩布拉克組礫巖中的片巖和花崗巖礫石，礫石直徑徑寬5～20cm不等，最大的可達50cm(圖2c)。

圖1 塔里木盆地西北緣區(qū)域地質(zhì)簡圖與采樣剖面位置(a)塔里木盆地及其鄰區(qū)遙感影像圖及研究區(qū)位置(據(jù)谷歌地球遙感影像修改)；(b)塔里木盆地西北緣烏什南部地質(zhì)簡圖(據(jù)Lu et al.，2017修改)；(c)尤爾美那克剖面火成碳酸巖出露位置及樣品分布圖Fig.1 Regional geological sketch map of the northwestern Tarim Basin and location of the sampling section(a) Remote sensing image map of Tarim Basin and its adjacent areas and the location of the study area (modified after Google Earth remote sensing image); (b) geological map of the southern Wushi region in the northwestern margin of Tarim Basin (modified after Lu et al., 2017); (c) the location and distribution of carbonatite samples in the Yuermeinake section

圖2 塔里木盆地西北緣烏什南部尤爾美那克剖面火成碳酸巖典型野外露頭照片(a)切穿牧羊灘組砂巖的正斷層、斷層角礫巖及沿著斷層侵入的碳酸巖，斷層角礫呈棱角狀大小不一，被淺褐色的碳酸巖所膠結(jié)；(b)為圖(a)的野外信手剖面圖；(c)碳酸巖巖墻中局部包裹的變質(zhì)巖礫石；(d、e)牧羊灘組的砂巖斷層角礫被碳酸巖所膠結(jié)；(f)碳酸巖巖漿侵入南華系砂巖及二者接觸面Fig.2 Typical outcrop photos of carbonatites from the Yuermeinake section in the southern Wushi, northwestern margin of Tarim Basin(a) a normal fault truncated the sandstone of the Muyangtan Formation, fault breccia and carbonatites intruded along fault, the fault breccia is angular in shape and varies in size and it was cemented by light brown carbonatite；(b) field profile sketch corresponding to Fig.2a；(c) locally wrapped metamorphic gravel in carbonatite dykes；(d, e) the sandstone fault breccia of Muyangtan Formation was cemented by carbonatite；(f) carbonatite magma intrudes into the sandstone of Nanhua System and their contact surface

巖石薄片觀察表明，淺紫紅色碳酸巖結(jié)晶較細小，多為顯微隱晶質(zhì)結(jié)構(gòu)(圖3a-c)。組成巖石的主要礦物是方解石(90%以上)，呈自形-半自形，大多數(shù)粒徑為0.2～0.8mm，極少數(shù)斑晶可達4mm(圖3d)，為典型的細?；鸪商妓釒r結(jié)構(gòu)；次要礦物為白云山、重晶石、天青石和赤鐵礦。重晶石呈現(xiàn)典型的柱狀及片狀結(jié)構(gòu)，單偏光下可見一至兩組解理、正中突起，正交偏光下可見一級干涉色、平行消光、正延性。重晶石可與天青石形成完全類質(zhì)同象系列，但鏡下難以發(fā)現(xiàn)二者區(qū)別，通過電子探針對單礦物進行測定時發(fā)現(xiàn)大多數(shù)柱狀礦物為重晶石，少部分不含或含少量鋇元素的為天青石。重晶石粒徑為0.1～0.3mm，最大可達0.5mm(圖3a, b)，與方解石呈鑲嵌接觸關(guān)系。赤鐵礦多呈半自形結(jié)構(gòu)，粒徑為0.1～0.2mm，最大可達0.3mm(圖3c)，反射光下具有金屬光澤，淺黑至棕紅色，加大光源，透射光下發(fā)現(xiàn)礦物邊緣薄的地方為紅色。值得注意的是，鏡下還觀察到多條由較粗的晶粒狀方解石構(gòu)成的脈體、脈寬3～5mm(圖3a，b)，脈體兩側(cè)為細粒的顯微隱晶質(zhì)方解石，并且重晶石和天青石這類低溫?zé)嵋旱V物大多生長在脈體內(nèi)部，自形且晶粒粗大，與粗粒方解石鑲嵌狀生長在一起(圖3a，b)。

圖3 塔里木盆地西北緣烏什南部尤爾美那克剖面火成碳酸巖典型薄片照片(a、b)中部為晶粒狀方解石脈體，兩側(cè)為細粒的顯微隱晶質(zhì)方解石，脈體內(nèi)部可見柱狀重晶石晶體，自形且晶粒粗大，與粗粒方解石鑲嵌狀生長在一起；(c)長柱狀的重晶石礦物粒徑約0.4mm、赤鐵礦呈半自形結(jié)構(gòu)、基質(zhì)主要為細粒的方解石微晶；(d)方解石晶體為高級白干涉色、他形，發(fā)育兩組極完全解理，粗粒的徑長約3mm，具有似斑狀結(jié)構(gòu). (a)為單偏光下照片；(b-d)為正交偏光下的照片.Cal-方解石；Cal Vein-方解石脈；Brt-重晶石；Hem-赤鐵礦；Cls-天青石Fig.3 Typical micrographs of carbonatites from the Yuermeinake section in the southern Wushi, northwestern margin of Tarim Basin(a, b) the crystalline calcite vein, with microaphanitic calcite on both sides of the photo, columnar barite crystals can be seen inside the veins which are self-formed and coarse-grained and grow together with coarse-grained calcite；(c) carbonatite shows long columnar barite mineral about 0.4mm in size, hematite mineral with semi-idiomorphic structure, and the matrix is mainly fine-grained calcite microcrystal；(d) carbonatite showing the calcite crystal is high-grade white interference color, it is shaped and has two groups of extremely complete cleavage, the diameter of coarse grain is about 3mm, and it has porphyroid texture. (a) is single polarized photo; (b-d) are orthogonal polarized photo. Cal-calcite; Cal-Vein-calcite vein; Brt-barite; Hem-hematite; Cls-celestite

本次研究在掃描電鏡中發(fā)現(xiàn)方解石與白云石礦物之間存在明顯的出溶結(jié)構(gòu)，兩種礦物呈條帶狀彼此之間交叉生長、相互嵌生(圖4a，b)，這種結(jié)構(gòu)通常是由某一均勻的礦物固溶體在溫度及壓力改變時分離成兩種或兩種以上不同礦物相所產(chǎn)生的。此外，還觀察到方解石基質(zhì)包裹圍巖捕虜體，捕虜體中可以看到他形粒狀的金紅石晶體和短柱狀的石英晶體，金紅石具有一定的磨圓度、粒徑約10μm，石英晶體粒徑約20～30μm(圖4c, d)。上述野外宏觀產(chǎn)出和巖石顯微結(jié)構(gòu)特征指示了該火成碳酸巖的侵位與正斷層的活動關(guān)系密切，并且可能經(jīng)歷了早期沿著斷裂快速侵位冷卻和晚期沿著裂縫緩慢冷卻結(jié)晶兩個階段的巖漿結(jié)晶期次。

3 測試方法

3.1 鋯石U-Pb測年方法

本次研究對阿克蘇地區(qū)2件碳酸巖樣品(樣品號31-AKS-19、33-AKS-19；采樣點位置見圖1c)進行了LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學(xué)測試。鋯石挑選、提純由廊坊市誠信地質(zhì)服務(wù)有限公司完成，分離鋯石采用標(biāo)準(zhǔn)密度法和磁學(xué)等方法。鋯石制靶、透、反射和陰極發(fā)光(CL)拍照由北京鋯年領(lǐng)航科技有限公司完成，這些鋯石照片用于綜合分析鋯石的形態(tài)及內(nèi)部結(jié)構(gòu)，從而選定最佳的測點位置。LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年實驗在浙江大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院的激光剝蝕電感耦合等離子體質(zhì)譜實驗室完成，使用儀器為Thermofisheri CAP RQ型ICP-MS及與之配套的Cetea Analyte HE激光剝蝕系統(tǒng)，實驗中激光束斑直徑為35μm，采用單點剝蝕法。鋯石分析外標(biāo)為標(biāo)樣91500，元素含量分析外標(biāo)為NIST SRM610和NIST SRM612玻璃，內(nèi)標(biāo)為29Si，并且每兩組樣品測試完成會加測一次標(biāo)樣Plesovice用于監(jiān)測年齡數(shù)據(jù)的準(zhǔn)確性和穩(wěn)定性(Slámaetal.，2008)。鋯石數(shù)據(jù)處理運用ICP-MS DATACal軟件獲得U-Pb同位素比值(Liuetal.，2008；Linetal.，2016)。U-Pb年齡諧和圖根據(jù)同位素比值通過Isoplot4.15程序獲得(Ludwig，2001，2012)，單個測點誤差使用1σ，年齡計算采用206Pb/238U加權(quán)平均值，誤差為2σ(95%的置信度)。所有樣品分析結(jié)果見表1。

表1 塔里木西北緣烏什南部碳酸巖樣品LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年結(jié)果Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb data of carbonatite samples in the southern Wushi, northwestern margin of Tarim Basin

續(xù)表1Continued Table 1測點號元素含量(×10-6)232Th238UTh/U元素比值年齡(Ma)207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ諧和度5053523780.220.06030.00171.47440.20870.17630.02266135692086104712487%樣品33-AKS-1919410800.090.06940.00190.92050.04130.09360.001790956663225771086%29811690.080.06730.0010.96430.01570.10380.001848316868636692%3686600.100.06980.00680.8580.03440.08220.0019924206629195091178%4878650.100.07020.00081.30240.02050.1340.00151000298479810995%58110600.080.06890.00171.22460.02820.12830.003189452812137781795%62624830.540.0960.00132.69950.04170.2030.001815472613281111911089%73353970.840.08020.00141.48220.02670.13390.001412673492311810886%8824390.190.07620.00171.77830.04070.16880.00211024610381510051196%9781320.590.12470.00164.64710.10160.2680.004520252217581815312386%101418810.160.07070.00091.26460.01830.12930.0012950288308784794%111115220.210.07340.00081.41920.02160.13910.00141025188979840893%122316680.350.08460.00391.91940.09580.15230.00331306911088339141882%13943730.250.07730.0011.47390.02460.13750.001411292692010830889%141235180.240.0750.0031.28030.03430.12370.0018113380837157521089%152902891.000.0580.00110.57910.01070.07240.0007532344647451497%161021630.620.08280.00112.61080.04550.22710.002612662613041313191498%174113330.030.0830.00321.89620.12210.16330.0061269771080439753389%182057570.270.08850.0012.22760.03220.18150.00171394211190101075989%191869930.190.07620.00131.35210.02550.12910.001611004086811783989%203975980.660.07190.00091.41240.01960.14220.0012983218948857795%211118300.130.07060.00091.39910.0190.14340.0013946268898864797%222085040.410.09370.0012.28950.03420.17590.00171503201209111044985%231226850.180.08190.01611.2980.20950.12490.0061243194845937593489%24535000.110.10590.01428.19571.56010.47190.062517312482253172249227489%251037150.140.0650.00161.08790.02880.12110.001877256747147371098%263186380.50.0840.00132.01760.03150.17390.001912923011211110341091%271262050.620.0710.00121.72410.0370.1760.00289673610181410451697%28708310.080.06980.00111.54120.02580.15980.00169222794710956999%292739930.280.08780.00112.150.03060.17720.001713892911651010521089%3060780.770.06920.00231.23610.0410.12950.001790668817197851096%31997890.130.07510.00141.47920.04290.14140.0021107236922188531292%32955400.180.07650.00121.90240.0290.17760.001911093310821010541097%331312310.570.07160.00161.24660.02660.12650.00119744582212768693%3428117070.160.07890.00091.52910.01670.14120.00121169239427851789%352053690.550.0540.0020.31770.0110.04310.0009369832808272597%361895380.350.06930.0011.26550.01930.13210.0013906628309800796%37433940.110.20380.018316.16690.36880.49770.0116285714728872226045089%381546350.240.06970.00071.49280.01940.15490.0014920219278928899%394258890.480.07850.00091.88430.03010.17280.001911612210761110271095%401725770.30.06780.00141.21430.02990.12920.00286542807147831196%4111912660.090.06710.00131.1370.02420.12230.0018843160771117441096%42654730.140.06980.00091.53390.02160.15860.0014924269449949899%43655920.110.07020.00081.5080.01870.15530.0012933299348931699%4411611860.10.06930.00081.18640.02250.12320.001890958794107491094%451074880.220.06960.00091.38110.02130.14350.0016917218819865998%468311610.070.07260.00221.13320.0220.11230.002100361769106861288%473789120.410.09690.00112.8650.04910.21230.002615662213731312411489%481107310.150.07990.00111.77810.02830.16080.0016119526103710961992%491293980.320.07490.00121.61310.0280.15580.001410653197511933895%502268850.260.08510.0011.92810.02780.1640.0016131824109110979989%517613640.060.06990.00071.37010.01560.14190.0012924208767855797%

續(xù)表1Continued Table 1測點號元素含量(×10-6)232Th238UTh/U元素比值年齡(Ma)207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ諧和度522663010.880.06970.00141.24790.02310.12980.00119204182210787695%531829080.200.07690.00111.74810.02780.1650.00231120231026109851395%541512830.530.08020.00111.82070.02780.1640.0014120328105310979892%551165300.220.07410.0011.63550.02690.15960.0019105628984109551096%563504350.800.06750.00081.31920.01630.14140.001854248547853699%573173930.810.06640.00081.30690.01680.14240.001820318497858698%5898712600.780.09740.0013.61140.04070.26840.00191576141552915331098%591469060.160.07550.00091.58180.0230.15140.00131081249639909794%601699260.180.06950.00091.41690.02090.14740.0013922268969886798%6136313600.270.07280.00091.51290.02080.15060.00141009249368905896%621054160.250.07780.00091.86710.02470.17340.0014114324107091031896%632784010.690.16140.001710.50990.13470.47010.004524701024811224842099%642223750.590.09210.00153.17150.06530.24820.003614693014501614291898%651139370.120.06770.00090.85550.0120.09130.0009857266287563589%661256080.210.07040.00071.61220.02130.1650.0015939209758984899%674317230.020.05870.00090.64970.01060.07980.0008567315087495597%

3.2 全巖主量、微量元素和方解石微量元素測試方法

研究樣品均采自塔里木西北緣烏什南部尤爾美那克剖面出露的碳酸巖巖墻。同時為了與沉積碳酸鹽巖進行地球化學(xué)對比，采集了1件震旦系奇格布拉克組灰?guī)r樣品(樣品號89-AKS-19)。

全巖主量和微量元素的分析測試工作由廣州澳實分析檢測有限公司的礦物實驗室完成，均使用荷蘭PANalytical公司生產(chǎn)的型號為PW2424的X射線熒光光譜儀進行測試，儀器采用熔片X射線熒光光譜儀熔融法(XRF)測定，分析精密度和準(zhǔn)確度均大于95%(郭宇飛等，2016；張偉等，2018)。稱取三份試樣分別進行處理，一份試樣用高氯酸、硝酸、氫氟酸和鹽酸進行消解，蒸干后用稀鹽酸溶解定容，使用XRF測定微量元素；一份試樣用加入四硼酸鋰-偏硼酸鋰-硝酸鋰混合熔劑混合均勻后使用高精密熔樣機1050℃熔融，熔漿冷卻形成熔片后再用X射線熒光光譜儀測定主量元素；另一份試樣干燥后使用馬弗爐1000℃有氧灼燒冷卻后測定燒失量。所有樣品分析結(jié)果見表2。

表2 塔里木盆地西北緣烏什南部碳酸巖和震旦系灰?guī)r的主量(wt%)與微量(×10-6)元素含量Table 2 Major element (wt%) and trace element (×10-6) compositions of Aksu carbonatite and Sinian limestone in the southern Wushi, northwestern margin of Tarim Basin

此外，我們還對其中一件碳酸巖樣品(樣品號30-AKS-19)進行了方解石的原位激光燒蝕分析以獲取單礦物的微量元素成分。測試使用的探針片由廊坊市誠信地質(zhì)服務(wù)有限公司制作，厚度為80μm，測試過程在浙江大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院的激光剝蝕電感耦合等離子體質(zhì)譜實驗室完成，使用儀器為Thermofisheri CAP RQ型ICP-MS及與之配套的Cetea Analyte HE激光剝蝕系統(tǒng)，燒蝕斑直徑35μm，元素含量分析以NIST SRM610和NIST SRM612玻璃為校準(zhǔn)標(biāo)準(zhǔn)，分析精度和準(zhǔn)確度均優(yōu)于5%。測試時均選取大于100μm的方解石斑晶進行測試，并在分析過程中監(jiān)測指示性微量元素的運行信號強度，以確保燒蝕點被限制在一定區(qū)域內(nèi)而不會接觸其他礦物相或包裹體。探針片上方解石的分析測試區(qū)域見圖4e，測試結(jié)果見表3。

圖4 塔里木盆地西北緣烏什南部尤爾美那克剖面火成碳酸巖(樣品號30-AKS-19)掃描電鏡照片(a-d)和探針薄片掃描照片(e)(a)黑色白云石礦物晶體嵌生于灰色方解石礦物晶體中; (b)灰色方解石礦物晶體嵌生于黑色白云石礦物晶體中; (a)和(b)均展示了碳酸巖中方解石和白云石礦物的出溶結(jié)構(gòu)，兩種礦物呈條帶狀彼此之間交叉生長；(c)方解石基質(zhì)包裹圍巖捕虜體，捕虜體中可見白云石晶體為粒狀、具有一定的磨圓度、粒徑約10μm，石英晶體呈短柱狀、粒徑約20～30μm；(d)長柱狀重晶石晶體自形程度高且晶粒粗大、粒徑約0.1～0.2mm; (e)碳酸巖電子探針片的掃描照片及方解石原位激光測試區(qū)域(矩形黑框內(nèi)).Dol-白云石; Rt-白云石; Qz-石英Fig.4 Stereo-scan (a-d) and electron probe slice scanning (e) photographs of carbonatite (Sample 30-AKS-19) from the Yuermeinake section in the southern Wushi, northwestern margin of Tarim Basin(a) the black dolomite mineral crystals are embedded in the gray calcite mineral crystals; (b) the gray calcite mineral crystals are embedded in the black dolomite mineral crystals; both (a) and (b) show the exsolution structure of calcite and dolomite minerals in carbonatite, and these two minerals grow intersecting with each other in the form of strips; (c) the wall rocks xenoliths are wrapped by calcite groundmass in carbonatite, the rutile crystals in xenoliths are granular, with a certain degree of roundness and about 10μm in size, and the quartz crystals in xenoliths are short columnar and about 20～30μm in size; (d) barite showing that long columnar barite crystals have high idiomorphic degree and large grain size of about 0.1～0.2mm; (e) scanning photo of carbonatite electron probe slice and in situ laser test area of calcite (inside the rectangular black box). Dol-dolomite; Rt-rutile; Qz-quartz

表3 塔里木盆地西北緣烏什南部碳酸巖(樣品號30-AKS-19)中方解石的微量元素(×10-6)分析結(jié)果Table 3 Results of trace element (×10-6) compositions of calcites in carbonatite sample (Sample 30-AKS-19) in the southern Wushi, northwestern margin of Tarim Basin

3.3 全巖鍶、釹、碳和氧同位素測試方法

全巖鍶和釹同位素前處理和測試由武漢上譜分析科技有限責(zé)任公司完成。前處理在配備100級操作臺的千級超凈室完成。樣品消解過程如下：首先將200目樣品置于105℃烘箱中烘干12h；然后準(zhǔn)確稱取粉末樣品50～200mg置于Teflon溶樣彈中，依次緩慢加入1～3mL高純HNO3和1～3mL高純HF；接著將Teflon溶樣彈放入鋼套，擰緊后置于190℃烘箱中加熱24h以上；待溶樣彈冷卻，開蓋后置于140℃電熱板上蒸干，然后加入1Ml HNO3并再次蒸干；最后用1.5mL的HCl(2.5M)溶解蒸干樣品；再用離心機將樣品離心后，取上清液上柱。柱子填充AG50W樹脂，用2.5M HCl淋洗去除基體元素。最后用2.5M HCl將Sr從柱上洗脫并收集Sr溶液蒸干后等待上機測試。樹脂殘留物質(zhì)通過4.0M HCl淋洗可獲得REE溶液，接收的REE溶液蒸干后以0.18M HCl淋洗去除基體元素，用0.3M HCl將Nd從柱上洗脫并收集，Nd溶液蒸干后等待上機測試。

鍶(Sr)同位素分析采用德國Thermo Fisher Scientific 公司的MC-ICP-MS(Neptune Plus)。儀器配備9個法拉第杯接收器。83Kr+、167Er++、84Sr+、85Rb+、86Sr+、173Yb++、87Sr+、88Sr+同時被L4、L3、L2、L1、C、H1、H2、H3等8個接收器接收。其中83Kr+、85Rb+、167Er++、173Yb++被用于監(jiān)控并校正Kr、Rb、Er和Yb對Sr同位素的同質(zhì)異位素干擾。MC-ICP-MS采用了H+S錐組合和干泵以提高儀器靈敏度。根據(jù)樣品中的Sr含量，50μl/min和100μL/min兩種微量霧化器被選擇使用。Alfa公司的Sr單元素溶液被用于優(yōu)化儀器操作參數(shù)。Sr國際標(biāo)準(zhǔn)溶液(NIST 987，200 μg/L)的88Sr信號一般高于7V。數(shù)據(jù)采集由8個blocks組成，每個block含10個cycles，每個cycle為4.194s。Sr同位素的儀器質(zhì)量分餾采用內(nèi)標(biāo)指數(shù)法則校正(Russelletal.1978)。88Sr/86Sr被用于計算鍶的質(zhì)量分餾因子(8.375209，Linetal.2016)。由于前期有效的樣品分離富集處理，干擾元素Ca、Rb、Er、Yb被分離干凈。殘余的83Kr+、85Rb+、167Er++、173Yb++等干擾校正采用Linetal.(2016)校正方法實驗流程采用兩個Sr同位素標(biāo)樣(NBS 987和AlfaSr)之間插入7個樣品進行分析。全部分析數(shù)據(jù)采用專業(yè)同位素數(shù)據(jù)處理軟件“Iso-Compass”進行數(shù)據(jù)處理(Zhangetal., 2020)。NBS 987的87Sr/86Sr分析測試值為0.710241±12(2SD, n=5)，與推薦值0.710248±12(Zhang and Hu, 2020)在誤差范圍內(nèi)一致，表明本儀器的穩(wěn)定性和校正策略的可靠性滿足高精度的Sr同位素分析。BCR-2(玄武巖)和RGM-2(流紋巖)(USGS)被選擇作為流程監(jiān)控標(biāo)樣，分別代表了基性巖和酸性巖，顯示出顯著的物理化學(xué)差異性。RGM-2具有較高的Rb含量(149×10-6)和適中的Sr含量(108×10-6)，能有效監(jiān)控Rb的分離過程和測試結(jié)果。BCR-2的87Sr/86Sr分析測試值為0.705019±8，與推薦值0.705012±20(Zhang and Hu, 2020)在誤差范圍內(nèi)一致。RGM-2的87Sr/86Sr分析測試值為0.704153±10，與推薦值0.704184±10(Lietal.2012)在誤差范圍內(nèi)一致。數(shù)據(jù)表明，本實驗流程可以對實驗樣品進行有效分離，分析準(zhǔn)確度和精密度滿足高精度的Sr同位素分析。

釹(Nd)同位素分析采用德國Thermo Fisher Scientific 公司的MC-ICP-MS(Neptune Plus)。儀器配備9個法拉第杯接收器。142Nd+、143Nd+、144Nd+、145Nd+、146Nd+、147Sm+、148Nd+、149Sm+、150Nd+同時被L4、L3、L2、L1、C、H1、H2、H3、H4等9個接收器接收。其中147Sm+被用于監(jiān)控并校正Sm對Nd同位素的同質(zhì)異位素干擾。MC-ICP-MS采用了H+S錐組合和干泵以提高儀器靈敏度。根據(jù)樣品中的Nd含量，50μL/min和100μL/min兩種微量霧化器被選擇使用。Alfa公司的Nd單元素溶液被用于優(yōu)化儀器操作參數(shù)。Nd標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)(GSB 04-3258-2015，200μg/L)的142Nd信號一般高于2.5V。數(shù)據(jù)采集由10個blocks組成，每個block含8個cycles，每個cycle為4.194s。Nd同位素的儀器質(zhì)量分餾采用內(nèi)標(biāo)指數(shù)法則校正(Russelletal.1978)。146Nd /144Nd被用于計算Nd的質(zhì)量分餾因子(0.7219，Linetal.2016)。由于前期有效的樣品分離富集處理，干擾元素Sm被分離干凈。殘留的144Sm+干擾校正采用Linetal.(2016)校正方法。實驗流程采用兩個Nd同位素標(biāo)樣(GSB 04-3258-2015 和AlfaNd)之間插入7個樣品進行分析。全部分析數(shù)據(jù)采用專業(yè)同位素數(shù)據(jù)處理軟件“Iso-Compass”進行數(shù)據(jù)處理(Zhangetal., 2020)。GSB 04-3258-2015的143Nd /144Nd分析測試值為0.512439±10(2SD, n=8)與推薦值0.512438±6(2SD)(Lietal., 2017)在誤差范圍內(nèi)一致，表明本儀器的穩(wěn)定性和校正策略的可靠性滿足高精度的Nd同位素分析。BCR-2(玄武巖)和RGM-2(流紋巖)(USGS)同樣被選擇作為流程監(jiān)控標(biāo)樣，分別代表基性巖和酸性巖，具有顯著的物理化學(xué)差異性。BCR-2和RGM-2具有適中的Nd含量(28.7×10-6和19×10-6)。BCR-2的143Nd /144Nd分析測試值為0.512638±6，與推薦值0.512638±15(Weietal.2006)在誤差范圍內(nèi)一致。RGM-2的143Nd /144Nd分析測試值為0.512808±5，與推薦值0.512803±10(Lietal.2012)在誤差范圍內(nèi)一致。數(shù)據(jù)表明，本實驗流程可以對實驗樣品進行有效分離，分析準(zhǔn)確度和精密度滿足高精度的Nd同位素分析。

全巖碳和氧同位素分析測試工作由廣州澳實分析檢測有限公司完成。碳和氧同位素分析采用Thermo-Finnigan Deltaplus XP連續(xù)氣流同位素質(zhì)譜儀，利用CaCO3國際標(biāo)樣NBS18及NBS19進行校正，將200目樣品烘干后用濃磷酸充分混合，而后置于72℃的恒溫水浴中4h使其析出CO2從而測定δ13C和δ18O，其中C同位素測試數(shù)據(jù)(精度0.01%)基于V-PDB標(biāo)準(zhǔn)化得δ13C，O同位素測試數(shù)據(jù)(測試精度0.05%)基于V-SMOW標(biāo)準(zhǔn)化得δ18O，均以‰表示。

4 碳酸巖鋯石U-Pb測年結(jié)果

目前對于碳酸巖形成時代，常見的是利用其巖漿中結(jié)晶出的氟碳鈰礦、獨居石等稀土礦物進行Th-Pb等同位素測年(Songetal.，2016，2017；Yangetal.，2019；Zhangetal.，2019；謝玉玲等，2020)；而對殼源型碳酸巖也有通過鋯石U-Pb或全巖Sm-Nd等時線方法等進行年齡測定(孫寶生和黃建華，2007；Wanetal.，2008；董春艷等，2009；辛后田等，2012；楊俊泉等，2012；張利國等，2019)。在本次研究中使用鋯石U-Pb法對碳酸巖開展同位素年代學(xué)研究。

樣品31-AKS-19和33-AKS-19的部分鋯石陰極發(fā)光(CL)圖像見圖5b，兩個樣品的鋯石特征基本一致，大多呈無色透明短柱狀，粒徑約為40～100μm，長寬比約1:1～2:1。大部分鋯石自形程度高，具有明顯的巖漿振蕩環(huán)帶結(jié)構(gòu)，顯示其為巖漿成因特征。鋯石的Th/U比值分別為0.05～1.28和0.03～1.00，絕大部分諧和鋯石的Th/U比都大于0.1指示鋯石的巖漿成因，Th/U比小于0.1的鋯石可能經(jīng)歷了變質(zhì)事件(Belousovaetal.，2002；吳元保和鄭永飛，2004)。

圖5 塔里木盆地西北緣烏什南部碳酸巖代表性鋯石陰極發(fā)光(CL)圖像圓圈位置為測點位置和激光束斑大小，數(shù)字為測點年齡；年齡小于1000 Ma為206Pb/238U年齡，大于1000 Ma為207Pb/206U年齡；實線圓圈為鋯石207Pb/235U與206Pb/238U年齡諧和測點，虛線圓圈體為年齡不諧和測點Fig.5 Representative zircon CL images of carbonatites in the southern Wushi, northwestern margin of Tarim BasinThe circles positions represent dating spots and laser beam diameter, the numbers represent ages of dating spots; the ages less than 1000Ma are 206Pb/238U ages, while more than 1000Ma are 207Pb/235U ages; the solid circles represent dating spots with concordant 206Pb/238U and 207Pb/235U ages, the dotted circles represent dating spots with discordant ages

本次對這兩個樣品中的鋯石完成了50個和67個測點的U-Pb年代學(xué)分析，它們分別有29組和48組鋯石的206Pb/238U年齡和207Pb/235U年齡諧和度在90%以上(詳細測試結(jié)果見表1)，兩個樣品中不諧和的21顆和19顆鋯石可能存在Pb丟失或被后期地質(zhì)事件改造。由于這兩個碳酸巖樣品采自同一個剖面露頭點、處在同一個斷裂帶附近并且鋯石年齡結(jié)果相似，所以將兩個樣品的測試結(jié)果合并進行討論。這兩個碳酸巖樣品共77個鋯石年齡諧和測點的207Pb/235U與206Pb/238U諧和圖見圖6a、U-Pb年齡頻譜見圖7。觀察發(fā)現(xiàn)碳酸巖U-Pb年齡主要集中在634～1030Ma的年齡峰值區(qū)間以及270Ma、390Ma、460Ma、1270Ma、1580Ma、1930Ma和2466Ma的弱年齡峰(圖6)。其中共有3顆最年輕的諧和鋯石年齡為270Ma左右，它們的206Pb/238U加權(quán)平均年齡為272.2±4.2Ma(圖6b)。

圖6 塔里木盆地西北緣烏什南部碳酸巖鋯石U-Pb年齡諧和圖(a) 77個年齡諧和測點的207Pb/235U與206Pb/238U諧和圖；(b) 3顆最年輕諧和鋯石的207Pb/235U和206Pb/238U諧和圖及加權(quán)平均年齡圖Fig.6 Zircon U-Pb age concordia plots of carbonatite in the southern Wushi, northwestern margin of Tarim Basin(a) 207Pb/235U and 206Pb/238U concordia plot of 77 dating spots with concordant ages; (b) 207Pb/235U and 206Pb/238U concordia plot and weighted average age plot of three youngest concordant zircons

圖7 塔里木盆地西北緣烏什南部碳酸巖鋯石與南華系砂巖碎屑鋯石U-Pb年齡譜對比(a)碳酸巖樣品中77顆諧和鋯石的U-Pb年齡頻譜圖；(b)阿克蘇新元古代沉積地層中碎屑鋯石U-Pb年齡譜圖，數(shù)據(jù)引自Wu et al.(2018)；(c)阿克蘇新元古代沉積地層中碎屑鋯石U-Pb年齡譜圖，數(shù)據(jù)引自He et al.(2014)；(d)阿克蘇群變質(zhì)巖中碎屑鋯石U-Pb年齡譜圖，數(shù)據(jù)引自Zhu et al.(2011)Fig.7 The comparison of U-Pb age spectrums of carbonatite zircons in the southern Wushi, northwestern margin of Tarim Basin and detrital zircons from sandstones in the Nanhua System(a) U-Pb age spectrum of 77 concordantzircon in carbonatites samples；(b) U-Pb age spectrums of detrital zircon from Neoproterozoic sedimentary strata in Aksu, data from Wu et al.(2018)；(c) U-Pb age spectrums of detrital zircon from Neoproterozoic sedimentary strata in Aksu, data from He et al.(2014)；(d) U-Pb age spectrums of detrital zircon from meta-sedimentary samples in the Aksu Group, data from Wu et al.(2018)

5 巖石地球化學(xué)特征

5.1 全巖主量元素

本次5件碳酸巖樣品的全巖主量分析結(jié)果(表2)顯示，碳酸巖燒失量較高，LOI介于38.10%～42.39%之間，主要成分為CaO，含量為44.40%～50.40%，其他主量元素SiO2含量為1.83%～7.97%，Al2O3含量為0.62%～2.01%， Fe2O3T含量為0.40%～1.14%，MgO含量為1.25%～5.58%，Na2O和K2O含量均低于1.0%。樣品的CaO/(CaO+MgO+ FeO+Fe2O3+MnO)為0.82～0.98(>0.8)，在CaO-MgO-(FeO+Fe2O3+MnO)三端元組分分類圖中(Woolley，1989，Woolley and Kempe, 1989)，所有樣品均落在鈣質(zhì)碳酸巖區(qū)域內(nèi)(圖8)。用于對比分析的震旦系灰?guī)r樣品，其主要成分與碳酸巖基本一致，CaO=53.00%，LOI=41.61%，但其Al2O3、MgO和MnO含量明顯低于碳酸巖樣品。

圖8 塔里木盆地西北緣烏什南部碳酸巖主量元素分類圖(據(jù)Le Maitre et al.，2002)Fig.8 Major elements classification diagram of carbonatite in the southern Wushi, northwestern margin of Tarim Basin (after Le Maitre et al.，2002)

5.2 全巖稀土與微量元素

碳酸巖樣品全巖稀土元素分析結(jié)果見表2，稀土元素總量ΣREE(不含Y)低，介于21.67×10-6～91.32×10-6之間，平均為57.16×10-6。輕重稀土總量比值LREE/HREE=3.90～8.40，顯示了輕稀土(LREE)相對富集、重稀土(HREE)相對虧損的特征。在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖(圖9a)上，所有碳酸巖樣品的曲線都呈平緩右傾的輕稀土富集型，具有弱負銪異常(δEu=0.61～0.68)和弱負鈰異常(δCe=0.59～0.98)，(La/Yb)N=5.0～13.8，反映輕重稀土存在一定的分異作用。此外，Sm/Nd比值也可以反映稀土分異程度，當(dāng)Sm/Nd>0.333時表現(xiàn)為輕稀土虧損；Sm/Nd<0.333時則為輕稀土富集(李昌年，1992；毛立全和馬原，2017)。本次研究中樣品的Sm/Nd比值介于0.20～0.25之間，顯示出輕稀土富集特點。

圖9 塔里木盆地西北緣烏什南部碳酸巖全巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖(a)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b)及方解石單礦物(樣品30-AKS-19)球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖(c)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(d)(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)其他地區(qū)碳酸巖數(shù)據(jù)來源于Wan et al.(2008)、楊俊泉等(2012)和Song et al.(2017)Fig.9 Chondrite-normalized REE pattern (a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagram (b) for whole rock carbonatite and chondrite-normalized REE pattern (c) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (d) for calcite in carbonatite (Sample 30-AKS-19) in the southern Wushi, northwestern margin of Tarim Basin (normalization values after Sun and McDonough, 1989)Carbonatite data from other areas from Wan et al. (2008), Yang et al. (2012) and Song et al. (2017)

震旦系灰?guī)r的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖也具有平緩右傾、輕稀土富集型特點(圖9a)，但其稀土元素總量更低一些(ΣREE=25.68×10-6)。并且灰?guī)r的(La/Yb)N=22.3，表明其輕重稀土分異程度相較碳酸巖略高。

碳酸巖全巖微量元素測試結(jié)果見表2，微量元素蛛網(wǎng)圖見圖9b。碳酸巖樣品之間的分布曲線特點基本一致，即富集大離子親石元素Rb、Sr和Ba，顯著虧損高場強元素Nb、Ta、Ti、Zr和Hf等。震旦系灰?guī)r曲線特點與碳酸巖曲線大體相似。

5.3 方解石單礦物稀土與微量元素

碳酸巖樣品(30-AKS-19)中方解石的稀土與微量元素分析結(jié)果見表3，稀土元素總量ΣREE(不含Y)低，介于9.93×10-6～154.8×10-6之間，平均為49.95×10-6。輕重稀土總量比值LREE/HREE=3.70～19.93，Sm/Nd比值介于0.14～0.25之間，表明輕稀土(LREE)相對富集、重稀土(HREE)相對虧損。在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖(圖9c)上，所有方解石的曲線都呈平緩右傾的輕稀土富集型，具有中等-弱負銪異常(δEu=0.58～0.80)和中等負鈰異常(δCe=0.51～0.67)，(La/Yb)N=10.48～78.96，反映輕重稀土分異明顯。

在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(圖9d)上，所有方解石的分布曲線特點基本一致，即富集大離子親石元素Rb、U，強烈虧損高場強元素Nb、Ta、Ti、Zr和Hf等。

6 鍶、釹和碳、氧同位素特征

6.1 Sr和Nd同位素結(jié)果

全巖Sr和Nd同位素分析數(shù)據(jù)見表4，87Rb/86Sr比值為0.0330和0.0403，遠小于7.5，所以兩個樣品完全適合用于(87Sr/86Sr)i的討論分析(Wuetal.，2002)。初始Sr同位素比值87Sr/86Sr分別為0.710685和0.710261，利用年齡(272Ma)計算的(87Sr/86Sr)i比值結(jié)果分別為0.710558和0.710106；143Nd/144Nd比值結(jié)果分別為0.511853和0.512090，用年齡(272Ma)計算的εNd(t)值為-12.80和-8.46，tDM等于2.18Ga和1.97Ga。將樣品點投入εNd(t)-(87Sr/86Sr)i關(guān)系圖中可見，本次研究的碳酸巖在鍶和釹同位素組成上具有富集性巖石圈地幔特點，與塔里木二疊紀(jì)玄武巖、超基性-基性巖、正長巖差異明顯，而是更加接近于塔里木北緣下地殼的特點(圖10a)。

圖10 塔里木西北緣烏什南部碳酸巖εNd(t)-(87Sr/86Sr)i關(guān)系圖 (a, 底圖據(jù)Zhang et al.，2017b; Yang et al., 2018修改)和δ18OV-SMOW和δ13CV-PDB關(guān)系圖 (b, 底圖據(jù)Wan et al., 2008; Song et al., 2017修改)巴楚幔源碳酸巖數(shù)據(jù)引自Song et al. (2017)Fig.10 The (87Sr/86Sr)i vs. εNd(t) diagram (a, base map modified after Zhang et al., 2017b; Yang et al., 2018) and δ18OV-SMOW vs. δ13CV-PDB diagram (b, base map modified after Wan et al., 2008; Song et al., 2017) of carbonatite in the southern Wushi, northwestern margin of Tarim BasinThe data of Bachu mantle carbonatite from Song et al. (2017)

表4 塔里木盆地西北緣烏什南部碳酸巖Sr、Nd和C、O同位素測試結(jié)果Table 4 Isotope results of Sr, Nd and C, O of the carbonatite in the southern Wushi, northwestern margin of Tarim Basin

6.2 C和O同位素結(jié)果

本次研究測試的C和O同位素分析結(jié)果見表4，分析顯示碳酸巖δ13CV-PDB值介于-2.69‰～-2.93‰之間，δ18OV-SMOW值為17.33‰～17.86‰。前人研究表明，δ13CV-PDB和δ18OV-SMOW可用于判別碳酸鹽巖和碳酸巖(潘美慧等，2014)：原始的火成碳酸巖δ13CV-PDB值為-4‰～-8‰，δ18OV-SMOW值為6‰～10‰，比地幔值略寬(δ13CV-PDB=-5‰～7‰，δ18OV-SMOW=5‰～8‰)；而沉積形成的碳酸鹽巖具有更高的δ18OV-SMOW，通常>+20‰，甚至達到+30‰。δ13CV-PDB值分布范圍主要反映灰?guī)r的沉積時代與環(huán)境，顯生宙正常海相碳酸鹽巖的δ13CV-PDB值在0±2‰之間(Deines，1989；馮偉民等，2003；潘美慧等，2014)。從δ18OV-SMOW-δ13CV-PDB圖解(圖10b)可以看出，本次研究的碳酸巖在碳和氧同位素組成上與大青山地區(qū)的殼源型碳酸巖(Wanetal.，2008)較為相似，而與塔里木巴楚地區(qū)的二疊紀(jì)幔源型碳酸巖顯著不同(Songetal.，2017)。

7 討論

7.1 碳酸巖的形成時代

本文發(fā)現(xiàn)的碳酸巖巖墻主要沿著斷層侵入南華系。由于碳酸巖屬于硅不飽和巖漿巖，一般難以結(jié)晶出鋯石，雖然少數(shù)會在先存鋯石或捕獲鋯石外圍重新結(jié)晶(Wanetal.，2008；董春艷等，2009；楊俊泉等，2012；Fanetal.，2014)，但Zr元素大多以斜鋯石(ZrO2)的形式存在(Heaman and Le Cheminant，1993；Zhangetal.，2017a；王生偉等，2020)。本次研究對兩件碳酸巖樣品進行了斜鋯石挑選均未能成功，但從中分離獲得了大量的鋯石，因此推測這些鋯石基本上是碳酸巖巖漿侵位過程中捕獲所得。根據(jù)本文測年結(jié)果，識別出272Ma、390Ma、460Ma、630Ma、760Ma、858Ma、930Ma和1030Ma等主要的年齡峰，同時還有1270Ma、1580Ma、1930Ma和2466Ma等古老的鋯石年峰(圖6)。將獲得的碳酸巖年齡譜與阿克蘇新元古代沉積地層碎屑鋯石年齡結(jié)果(Heetal.，2014；Wuetal.，2018)以及阿克蘇群變質(zhì)巖碎屑鋯石年齡結(jié)果(Zhuetal.，2011)進行對比(圖6)，發(fā)現(xiàn)碳酸巖中豐富的前寒武紀(jì)鋯石很可能是侵入這些地層時捕獲所得；而顯生宙兩個年齡峰(390Ma和460Ma)大體上與塔里木北緣早古生代的巖漿熱事件對應(yīng)(Geetal.，2014)。

考慮到顯生宙期間三個顯著的鋯石年齡峰，因此推測該碳酸巖侵位時代應(yīng)在顯生宙，而最年輕的鋯石年齡峰為272Ma，也暗示該碳酸巖可能是同期或者更晚侵入的，272Ma年齡峰正好對應(yīng)于塔里木早二疊世大火成巖省晚期巖漿事件(Yangetal.，2017)的年齡。目前已研究的碳酸巖大多與堿性巖或超基性巖類共生，由于碳酸巖礦物組合簡單難以提供充足的測年礦物，部分學(xué)者會測定共生巖石的同位素年齡從而對碳酸巖年齡進行間接限制(田世洪等，2006；Liuetal.，2015；王生偉等，2020)。最近有學(xué)者在本次研究的碳酸巖剖面附近的震旦系中識別出大量順層侵入的輝綠巖巖床，其時代為ca.290Ma(吳鴻翔等，2020)，并且我們在碳酸巖出露點附近發(fā)現(xiàn)了大量二疊紀(jì)輝綠巖巖墻，其侵位時代為287±2Ma(課題組未發(fā)表資料)。因此，考慮到碳酸巖中捕獲鋯石的最晚年齡峰值與塔里木早二疊世大火成巖省晚期巖漿事件的年齡基本一致，并和研究區(qū)發(fā)育的輝綠巖巖床及露頭點附近發(fā)育的輝綠巖巖墻的侵位時代接近。因此我們認(rèn)為該碳酸巖很可能形成于早二疊世，大致與塔里木早二疊世大火成巖省事件同期。

7.2 碳酸巖巖漿的成因與來源

目前對碳酸巖的成因存在兩種認(rèn)識：一是幔源成因，即由地幔巖石部分熔融形成的巖漿再經(jīng)分異演化而成；二是殼源成因，即成巖物質(zhì)來源于地殼，由沉積型碳酸鹽巖發(fā)生部分熔融形成碳酸巖漿(Lentz, 1999; Le Basetal., 2004; 趙斌等, 2004; Liuetal., 2006; 劉焰等, 2012; Wanetal., 2008; 董春艷等, 2009)。但兩者在巖石共生組合、結(jié)晶礦物組合、主微量元素特征、同位素組成特征上都有顯著差異。幔源碳酸巖常與霓霞巖、金伯利巖等堿性巖共生，巖石內(nèi)部含有豐富的礦物類型，并且稀土元素總量很高、富集高場強元素、輕重稀土強烈分離；在同位素組成上又可以細分成來源于虧損地幔者和富集地幔者，前者87Sr/86Sr比值小，大多介于0.7025～0.7036之間，初始εNd(t)值介于0～+4，δ13CV-PDB值一般為-4‰～-8‰，δ18OV-SMOW值常在6‰～10‰之間；后者的87Sr/86Sr比值較大，常介于0.706～0.708之間且初始εNd(t)值常小于0，并且由于地殼混染等作用使得碳氧同位素數(shù)值范圍更加寬泛，一般δ13CV-PDB值在-10‰～0‰、δ18OV-SMOW值常在10‰～20‰之間(楊曉勇等，2000；Woolley and Kjarsgard，2008；鄭硌等，2017；王凱怡等，2018；Simandl and Paradis，2018；李勝虎等，2021；謝玉玲等，2020)。殼源碳酸巖常產(chǎn)出于矽卡巖周邊或獨立產(chǎn)出，并且礦物組合相對簡單、一般不含稀土礦物；元素組成上稀土元素總量較低、大離子親石元素Sr、Rb、Ba等相對富集，Nb、Ta、Ti等高場強元素相對虧損，并且輕重稀土分異較弱；在鍶(Sr)和釹(Nd)同位素組成上，其87Sr/86Sr比值變化較大，常大于0.706且初始εNd(t)值常小于0；碳(C)和氧(O)同位素組成上與沉積型碳酸鹽巖相似，一般δ13CV-PDB值小于0‰，δ18OV-SMOW值的變化范圍較大，常大于10‰，甚至大于20‰(喻學(xué)惠等，2003，2004；Liuetal.，2006；任建德等，2007；Wanetal.，2008；董春艷等，2009；辛后田等，2012；楊俊泉等，2012；毛立全和馬原，2017)。

本次研究的碳酸巖獨立產(chǎn)出，并未見與堿性巖類共生，同時礦物組合簡單，未見稀土礦物，稀土總量低(平均為57.16×10-6)，輕重稀土存在一定分異(LREE/HREE=3.90～8.40；(La/Yb)N=5.0～13.8)(圖9a)，具有中等的負銪異常(δEu=0.61～0.68)和中等-弱的負鈰異常(δCe=0.59～0.98)。在微量元素蛛網(wǎng)圖上，大離子親石元素Rb、Sr和Ba相對富集；高場強元素Nb、Ta和Ti強烈虧損，Zr和Hf元素相對虧損(圖9b)。上述特點與大青山地區(qū)及阿爾金北緣等典型殼源碳酸巖(Wanetal.，2008；楊俊泉等，2012)十分相似，而與典型的幔源型碳酸巖在礦物組合及地球化學(xué)組成上都具有明顯差異。此外，碳酸巖中方解石的稀土、微量元素特征與碳酸巖全巖特征基本一致，而與巴楚二疊紀(jì)幔源型碳酸巖中方解石的特征(稀土元素曲線為重稀土富集型、銪正異常)存在差異(圖9a, b)，同樣顯示本文碳酸巖應(yīng)為殼源型。同位素結(jié)果也表明其為殼源成因，樣品(87Sr/86Sr)i比值為0.710558和0.710106，εNd(t)值為-12.80和-8.46，特點接近下地殼(圖10a)，δ13CV-PDB小于0 (-2.69‰～-2.93‰)和δ18OV-SMOW值高(17.33‰～17.86‰)的特征也與殼源型碳酸巖相似，而與幔源型碳酸巖及海相沉積灰?guī)r差異較大(圖10b)。綜上，本文研究的碳酸巖很可能是沉積型碳酸鹽巖熔融后形成的殼源型碳酸巖。

7.3 碳酸巖形成的構(gòu)造背景

大量研究表明碳酸巖在時空上多與大火成巖省密切相關(guān)(Woolley，1989; Woolley and Kempe，1989；Rayetal.，1999；D’Orazioetal.，2007；茍瑞濤等，2019；王生偉等，2020)，并且地幔柱對于碳酸巖的形成至關(guān)重要(Nelsonetal.，1988；Bell，2001，2005；Pirajno，2015；Simandl and Paradis，2018)。前人在巴楚地區(qū)發(fā)現(xiàn)了二疊紀(jì)塔里木大火成巖省晚期形成的幔源型碳酸巖，并認(rèn)為是地幔柱在上升過程中捕獲榴輝巖等再循環(huán)物質(zhì)然后發(fā)生部分熔融產(chǎn)生碳酸巖巖漿(程志國，2016)；也有學(xué)者認(rèn)為它們是再循環(huán)沉積巖與地幔橄欖巖混合后減壓熔融的產(chǎn)物(Songetal.，2017)。

雖然本次研究的烏什南部殼源型碳酸巖與典型的幔源型碳酸巖有顯著差異，但它們的形成演化過程可能也與二疊紀(jì)大火成巖省及地幔柱活動有關(guān)。前人研究顯示，碳酸鹽礦物在含水條件下，600～700℃及1～2kbar就可以發(fā)生部分熔融(Wyllieand Tuttle，1960)。近些年對殼源型碳酸巖的研究進一步證實含碳酸鹽礦物的表殼巖石在含水和高溫條件下就可以發(fā)生部分熔融形成碳酸巖巖漿(Thomsen and Schmidt，2008)，這使得殼源碳酸巖的形成背景更加多元化。例如有學(xué)者依據(jù)實驗證明沉積型灰?guī)r在600～675℃和1kbar的條件下就能部分熔融生成碳酸巖漿，并且他認(rèn)為當(dāng)堿性巖漿侵入碳酸鹽巖時，會在近端形成矽卡巖，而在遠端形成殼源型碳酸巖(Lentz，1999)；也有學(xué)者認(rèn)為殼源碳酸巖有兩種形成機制，第一種是當(dāng)水巖比較大的情況下，中酸性巖漿侵入灰?guī)r，在840～750℃和1kbar條件下就會形成矽卡巖和硅酸鹽熔融體，而低溫的碳酸巖巖漿在低于750℃時形成。第二種形成機制為大理巖的重熔作用，即巖漿侵入作用帶來的熱量先使灰?guī)r變成大理巖，隨著溫度升高再部分熔融形成碳酸巖巖漿(趙斌等，2004)。還有學(xué)者認(rèn)為，當(dāng)幔源基性巖漿上傾時，由于其自身溫度高(1100～1300℃)，基性巖漿內(nèi)侵體的熱量會使沉積的碳酸鹽巖部分熔融從而形成碳酸巖巖漿(任建德等，2007；毛立全和馬原，2017)。值得注意的是，前兩種形成機制中的殼源碳酸巖大多與矽卡巖或中酸性巖漿巖相伴生，而第三種形成機制中的殼源碳酸巖露點頭附近都能發(fā)現(xiàn)大量鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)巖。

基于年代學(xué)分析結(jié)果，本文的碳酸巖很可能形成于早二疊世，可能大致對應(yīng)于塔里木大火成巖省巖漿作用的晚期。前人研究提出塔里木大火成巖省存在三階段熔融模式，即第一階段巖漿作用(～300Ma)是地幔柱引起已被交代的巖石圈地幔部分熔融從而形成金伯利巖，第二階段巖漿作用(～290Ma)是巖石圈地幔部分熔融形成的巖漿與地幔柱部分熔融形成的巖漿混合后產(chǎn)生大規(guī)模的大陸溢流玄武巖，第三階段巖漿作用(～280Ma)主要為地幔柱部分熔融形成基性-超基性侵入巖以及中酸性侵入巖(Yangetal., 2017; Liuetal.，2019)。最近有學(xué)者在本研究區(qū)附近的震旦系中識別了大量的早二疊世輝綠巖巖床(吳鴻翔等，2020)，并且我們在碳酸巖出露點附近發(fā)現(xiàn)了大量二疊紀(jì)輝綠巖巖墻(課題組未發(fā)表資料)，證實了塔里木西北緣也受到了二疊紀(jì)大火成巖省和地幔柱活動的影響。綜合上述分析，我們推測這些殼源型碳酸巖很可能是塔里木早二疊世大火成巖省晚期巖漿事件的產(chǎn)物，系地幔柱減壓熔融后形成基性巖漿向上侵位時加熱下地殼的碳酸鹽儲庫，使其部分熔融形成碳酸巖巖漿，并沿著伸展斷裂快速向上侵位形成(圖11)。

圖11 塔里木盆地西北緣烏什南部碳酸巖成因演化模式圖(據(jù)Liu et al., 2019修改)Fig.11 Genesis and evolution model of carbonatite in the southern Wushi, northwestern margin of Tarim Basin (modified after Liu et al., 2019)

8 結(jié)論

(1)塔里木盆地西北緣阿克蘇-烏什南部地區(qū)發(fā)現(xiàn)火成碳酸巖巖墻和巖脈，碳酸巖的鋯石U-Pb測年結(jié)果顯示出多個峰值年齡，表明這些鋯石均為碳酸巖巖漿捕獲成因，其中最年輕一組(3顆)巖漿鋯石的諧和加權(quán)年齡為272±4Ma，另外還有400Ma、450Ma、790Ma、850Ma等年齡峰，它們與塔里木北部新元古代和古生代多期巖漿熱事件時代一致，結(jié)合與塔里木早二疊世大火成巖省形成年齡對比和研究區(qū)存在早二疊世輝綠巖巖床的證據(jù)，認(rèn)為這些碳酸巖很可能形成于早二疊世(～270Ma)。

(2)阿克蘇碳酸巖礦物組成以方解石為主，可見方解石與白云石之間明顯的出溶結(jié)構(gòu)以及方解石基質(zhì)包裹圍巖等現(xiàn)象。地球化學(xué)結(jié)果顯示，CaO含量高，SiO2含量低，稀土元素總量很低，輕重稀土分異明顯，具有中等負銪異常和中等-弱負鈰異常，大離子親石元素Sr、Rb、Ba等相對富集，Nb、Ta、Ti等高場強元素相對虧損，高的穩(wěn)定同位素δ13CV-PDB值和δ18OV-SMOW值，上述特征與殼源碳酸巖特征相似，而與幔源碳酸巖差別較大。碳酸巖 Sr-Nd同位素結(jié)果顯示高的(87Sr/86Sr)i值，低的εNd(t)值，也進一步證實碳酸巖為地殼來源。

(3)綜合分析后我們推測這些殼源型碳酸巖是塔里木早二疊世大火成巖省晚期巖漿事件的產(chǎn)物，系地幔柱減壓熔融后形成基性巖漿向上侵位時加熱下地殼的碳酸鹽儲庫，使其部分熔融形成碳酸巖巖漿，并沿著伸展斷裂快速向上侵位形成的。本文的研究不僅豐富了塔里木二疊紀(jì)大火成巖省的巖石成因類型，而且有助于增進對早二疊世深部復(fù)雜的殼幔作用過程的理解。

致謝感謝浙江大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院郝艷濤副教授、邱素文老師和劉艷老師在鋯石U-Pb測年、掃描電鏡實驗以及單礦物元素分析以及武漢上譜分析科技有限責(zé)任公司和廣州澳實分析檢測有限公司分別在鍶、釹和碳、氧同位素分析等方面提供的幫助。感謝浙江大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院研究生李春陽、李榮艷、蘇玉萌、辛文、余宏甸等人在論文修改期間提供的幫助。兩位匿名審稿專家提出了寶貴且富有建設(shè)性的修改意見和建議，顯著提升了本文的質(zhì)量，在此對他們表示衷心的感謝！

謹(jǐn)以此文深切緬懷我們敬愛的李繼亮老師！李老師淡泊名利、畢生追求學(xué)術(shù)、提攜后學(xué)的崇高品格將永遠激勵我們學(xué)生前行，我們也會代代相傳、薪火不斷。