李大鵬, 杜楊松*, 龐振山, 涂其軍,張永平, 葛松勝, 沈立軍, 王開虎
1)中國地質(zhì)大學(xué)(北京)科學(xué)研究院, 北京 100083;
2)中國地質(zhì)調(diào)查局發(fā)展研究中心, 北京 100037;
3)新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)調(diào)查院, 新疆烏魯木齊 830000;
4)新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局第三地質(zhì)大隊(duì), 新疆庫爾勒 841000
西天山阿吾拉勒石炭紀(jì)火山巖年代學(xué)和地球化學(xué)研究
李大鵬1), 杜楊松1)*, 龐振山2), 涂其軍1,3),張永平4), 葛松勝1), 沈立軍1), 王開虎1)
1)中國地質(zhì)大學(xué)(北京)科學(xué)研究院, 北京 100083;
2)中國地質(zhì)調(diào)查局發(fā)展研究中心, 北京 100037;
3)新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)調(diào)查院, 新疆烏魯木齊 830000;
4)新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局第三地質(zhì)大隊(duì), 新疆庫爾勒 841000
西天山阿吾拉勒裂谷帶內(nèi)廣泛發(fā)育石炭紀(jì)火山巖, 主要由玄武巖、粗面玄武巖、玄武質(zhì)粗安巖、玄武質(zhì)安山巖、粗面巖和流紋巖組成。以中基性巖為主, 多為鈣堿性系列。LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年結(jié)果顯示, 區(qū)內(nèi)流紋巖形成于(316.1±2.2) Ma, 為早石炭世晚期。微量和稀土元素特征表明, 本區(qū)的火山巖具有俯沖帶大陸邊緣島弧火山巖的典型特征, 應(yīng)形成于早石炭世晚期的準(zhǔn)噶爾洋向伊犁板塊俯沖的大陸邊緣弧環(huán)境??赡苁怯墒芨_流(熔)體交代的地幔楔尖晶石二輝橄欖巖發(fā)生 1%~5%的部分熔融, 并在上升過程中經(jīng)歷了不同程度的結(jié)晶分離和同化混染作用而形成的。
鋯石LA-ICP-MS; 地球化學(xué); 火山島弧; 大哈拉軍山組; 阿吾拉勒
中亞造山帶是全球顯生宙陸殼增生與改造最顯著的大陸造山帶, 在長期的陸殼演化過程中, 其經(jīng)歷了陸緣增生、后碰撞和陸內(nèi)造山等一系列地質(zhì)過程, 并發(fā)生了強(qiáng)烈的殼幔相互作用, 系統(tǒng)保存了亞歐大陸形成和演化的完整信息, 使得中亞造山帶成為探索大陸增生和陸內(nèi)改造等大陸動(dòng)力學(xué)問題的最佳天然實(shí)驗(yàn)室。作為中亞造山帶的重要組成部分,我國新疆的西天山造山帶內(nèi)蘊(yùn)含有豐富的礦產(chǎn)資源,并體現(xiàn)了中亞造山帶古生代巖漿與成礦作用典型特征, 因此一直備受國內(nèi)外地質(zhì)學(xué)家關(guān)注(Windley et al., 1990; Alien et al., 1993; Gao et al., 1998; Bullen et al., 2001; Fu et al., 2003; Xia et al., 2004; Gao et al.,2003; Xiao et al., 2004; 李華芹等, 2004; 朱永峰等,2005, 2006; 王博等, 2006; 陳正樂等, 2006; 馮金星等, 2010; 白建科等, 2011), 尤其是帶內(nèi)成因與俯沖碰撞作用密切相關(guān)的大哈拉軍山組火山巖得到了廣泛研究(Windley et al., 1990; 姜常義等, 1995, 1996;Gao et al., 1998, 2003, 2009; 朱永峰等, 2005; 翟偉等, 2006; 錢青等, 2006; 孫林華等, 2007)。
大哈拉軍山組火山巖為一套以流紋巖、粗面巖、粗面安山巖、中酸性凝灰?guī)r和少量玄武巖為主體的石炭紀(jì)火山巖和火山-沉積巖建造。盡管眾多地質(zhì)學(xué)者針對(duì)不同地區(qū)的大哈拉軍山組火山巖進(jìn)行過地質(zhì)、地球化學(xué)、年代學(xué)和構(gòu)造動(dòng)力學(xué)研究, 但迄今為至, 學(xué)術(shù)界對(duì)大哈拉軍山組的形成時(shí)代以及大地構(gòu)造背景仍存有爭議。成巖時(shí)代方面, 有晚泥盆世(朱永峰等, 2005; 翟偉等, 2006)、早石炭世(劉友梅等, 1994; 李永軍等, 2008, 2009)及三疊紀(jì)—侏羅紀(jì)(楊志華等, 2004)等不同觀點(diǎn)。構(gòu)造背景方面的觀點(diǎn)更是百家爭鳴, 錢青等(2006)歸納為3種: (1)大陸裂谷-地幔柱說(車自成等, 1996; 顧連興等, 2001a, b;夏林圻等, 2002, 2004; Xia et al., 2004), 他們認(rèn)為石炭紀(jì)時(shí), 天山地區(qū)的古洋盆均已閉合, 此時(shí)整個(gè)天山造山帶處于造山后大陸裂谷拉伸階段, 石炭紀(jì)火山巖則屬于碰撞后大陸裂谷火山巖系(車自成等,1996; 顧連興等, 2001a, b), 這些裂谷火山巖系的形成與碰撞后裂谷拉張環(huán)境的古地幔柱活動(dòng)有關(guān), 其母巖漿源于軟流圈地幔和巖石圈地幔的混合巖漿(夏林圻等, 2002, 2004; Xia et al., 2004)。(2)活動(dòng)大陸邊緣和島弧說(Windley et al., 1990; 姜常義等, 1995,1996; Gao et al., 1998, 2003; 朱永峰等, 2005; 錢青等, 2006; 孫林華等, 2007), 朱永峰等(2005)認(rèn)為西天山石炭紀(jì)火山巖具有大陸弧巖漿的地球化學(xué)特征,并提出大哈拉軍山組火山巖形成于古南天山洋洋殼向伊犁—中天山板塊俯沖所形成的火山島弧, 該島弧持續(xù)演化到晚石炭世早期。姜常義等(1995)通過研究發(fā)現(xiàn)阿吾拉勒地區(qū)的早、中石炭紀(jì)火山巖來源于大陸邊緣島弧環(huán)境, 晚石炭紀(jì)開始向裂谷環(huán)境轉(zhuǎn)變。錢青等(2006)認(rèn)為昭蘇北部的大哈拉軍山組火山巖形成于具有元古代基底的活動(dòng)大陸邊緣拉張環(huán)境,巖漿源區(qū)可能為俯沖流體交代富集的巖石圈地幔。(3)大陸減薄拉張說, 陳丹玲等(2001)提出伊犁—中天山板塊內(nèi)部石炭紀(jì)火山巖可能形成于大陸減薄拉張環(huán)境。
作為西天山主要礦床重要的含礦層位, 大哈拉軍山組火山與成礦關(guān)系密切, 查明其形成時(shí)代、構(gòu)造背景和源區(qū)性質(zhì), 對(duì)研究西天山造山帶的形成、演化及探討其成礦規(guī)律具有非常重要的意義。阿吾拉勒裂谷帶位于博羅科努早古生代陸緣、伊犁晚古生代裂谷和那拉提—巴倫臺(tái)地塊組成的楔形區(qū)域內(nèi),其特殊的大地構(gòu)造位置使之成為研究西天山古生代構(gòu)造演化及北天山地區(qū)俯沖作用有關(guān)的殼幔物質(zhì)相互作用的重要對(duì)象。為此, 本文分別選擇了阿吾拉勒裂谷帶內(nèi)備戰(zhàn)礦區(qū)、敦德礦區(qū)和智博礦區(qū)的古生代玄武-安山巖, 進(jìn)行了詳細(xì)的年代學(xué)和巖石地球化學(xué)研究, 并在此基礎(chǔ)上分析了巖漿的形成機(jī)制, 討論了其形成的大地構(gòu)造背景和地球動(dòng)力學(xué)意義, 以期深化對(duì)西天山的構(gòu)造演化規(guī)律的認(rèn)識(shí)。
伊犁—中天山板塊位于準(zhǔn)噶爾板塊和塔里木板塊之間, 阿吾拉勒裂谷帶位于伊犁—中天山板塊北緣, 向北依次為博羅科努早古生代陸緣和依連哈比爾晚古生代溝弧帶, 南為那拉提—巴倫臺(tái)地塊與南天山艾爾賓晚古生代陸緣, 呈楔形向東尖滅(圖1)。
圖1 天山構(gòu)造略圖(據(jù)Windley et al., 1990修改)Fig. 1 Sketch tectonic geological map of the Tianshan Mountains(modified after Windley et al., 1990)
在準(zhǔn)噶爾盆地北緣的尼勒克斷裂和博羅科努—阿其克庫都克斷裂之間的古生代被動(dòng)陸緣之中, 斷續(xù)分布著奧陶紀(jì)蛇綠巖和蛇綠混雜巖(董云鵬等,2006), 相當(dāng)于古生代準(zhǔn)噶爾洋(北天山洋)的殘片。微量元素地球化學(xué)資料表明, 這類蛇綠巖具俯沖帶型蛇綠巖的典型特征(秦克章, 2000)。王志洪等(2000)認(rèn)為這套蛇綠巖形成于俯沖帶之上的弧后盆地, 黃建華等(1995)則認(rèn)為其可能形成于古大洋中脊, 巖漿來源于輕稀土富集的虧損地幔源區(qū)。一般認(rèn)為,準(zhǔn)噶爾洋盆從晚寒武到早石炭世可能一直持續(xù)存在,在晚奧陶世開始伊犁—中天山板塊下俯沖, 閉合于晚石炭世晚期(Coleman, 1989; Windley et al., 1990;車自成等, 1996; Gao et al., 1998, 2003; 夏林圻等,2002)。中奧陶世之前, 伊犁板塊和中天山板塊是兩個(gè)被 Terskey古洋所分開的獨(dú)立板塊, 直至早奧陶世末期 Terskey古洋消減閉合, 才使伊犁板塊和中天山板塊碰撞拼合(Lomize et al., 1997; 龍靈利等,2008)而形成伊犁—中天山板塊。在其南部, 沿塔里木盆地北緣的縫合帶和沖斷層也廣泛發(fā)育著一套志留紀(jì)到早石炭紀(jì)的蛇綠巖(Gao et al., 1998; Liu, 2001;龍靈利等, 2008), 它們代表了南天山洋的存在。前人研究表明, 南天山洋形成于 Rodinia大陸的裂解(錢青等, 2006), 奧陶紀(jì)開始拉張, 到晚志留世發(fā)育成小洋盆(秦克章, 2000), 古生物地層學(xué)、大地構(gòu)造學(xué)和巖石地球化學(xué)資料顯示, 其閉合時(shí)間為早石炭世末期(Chen et al., 1999; Gao, 2003; 錢青等, 2006),殘余洋盆也可能持續(xù)至晚石炭世—早二疊世(Chen et al., 1999)。
阿吾拉勒裂谷帶位于伊犁—中天山板塊北緣,區(qū)內(nèi)的早石炭世大哈拉軍山組(C1d)火山巖地層廣泛發(fā)育, 主要包括一套玄武巖、粗面玄武巖、(玄武質(zhì))粗面安山巖、玄武質(zhì)安山巖、安山巖和流紋巖。本次工作主要對(duì)備戰(zhàn)礦區(qū), 敦德礦區(qū)以及智博礦區(qū)的古生代火山巖展開研究。
研究區(qū)內(nèi)的火山巖以玄武巖、粗面玄武巖、(玄武質(zhì))粗面安山巖和玄武質(zhì)安山巖為主, 還有部分粗面安山巖和流紋巖。玄武巖, 呈灰綠色, 粒狀結(jié)構(gòu),塊狀構(gòu)造(圖 2A), 斑晶主要為斜長石(15%~30%)和單斜輝石(5%~15%)(圖2B), 未見橄欖石。斜長石斑晶為半自形-自形板柱狀結(jié)構(gòu), 解理面上可見聚片雙晶, 斑晶斜長石粒度 0.5~1 mm, 主要為奧長石(An13~An26, Ab72~Ab86), 斑晶單斜輝石多已發(fā)生綠泥石化和透輝石化(圖 2C)。安山巖多呈斑狀結(jié)構(gòu),塊狀構(gòu)造, 偶見氣孔構(gòu)造, 斑晶主要為半自形-自形的斜長石(45%~50%)和少量較為自形的角閃石(約5%)(圖 2D), 基質(zhì)為玻晶(基)交織結(jié)構(gòu), 主要為短柱狀的斜長石微晶。流紋巖具斑狀結(jié)構(gòu), 流紋構(gòu)造, 斑晶主要為石英、堿性長石和少量的斜長石, 基質(zhì)為玻璃質(zhì)結(jié)構(gòu)。
作為火成巖的主要造巖礦物, 多種硅酸鹽礦物的礦物成分和形成條件與母巖漿類型密切相關(guān), 并保存了大量形成時(shí)周圍巖漿介質(zhì)的地球化學(xué)信息。筆者曾對(duì)備戰(zhàn)礦區(qū)內(nèi)(粗面)玄武巖內(nèi)的斜長石和智博礦區(qū)內(nèi)玄武巖內(nèi)的單斜輝石進(jìn)行了系統(tǒng)的礦物學(xué)研究(李大鵬等, 2012), 發(fā)現(xiàn)(粗面)玄武巖中斜長石中 Al含量相對(duì)較高(>21.91%), 表明應(yīng)為低壓環(huán)境下結(jié)晶的產(chǎn)物(Kushiro, 1960; Thompson, 1974); TiO2較低, 指示了斜長石可能是在巖漿分異晚期形成的(Kerr, 1998)。玄武巖中單斜輝石的礦物學(xué)數(shù)據(jù)指示其母巖漿應(yīng)為堿性-亞堿性系列, 根據(jù)單斜輝石的溫壓方程(Thompson, 1974; 周新民等, 1982)得出其結(jié)晶溫壓條件為: P=0.6~1 Gpa, T=1201~1246, ℃對(duì)應(yīng)的結(jié)晶深度約為19~33 km。
主量元素、微量元素的分析測試工作是在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測試研究中心完成的。主量元素分析使用Philips PW2404型X熒光光譜儀(XRF)完成, 分析精度優(yōu)于1%, FeO采用化學(xué)容量法測定;微量元素分析使用Finnigan MAT Element I 型電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS)完成, 分析精度多小于3%。DZ/T0223-2001電感耦合等離子體質(zhì)譜方法通則。溫度20, ℃濕度30%。測試過程中分別使用國際標(biāo)準(zhǔn)進(jìn)行監(jiān)控。區(qū)內(nèi)火山巖的主微量元素地球化學(xué)數(shù)據(jù)列于表1, 其中TFe2O3為熒光光譜儀(XRF)測試所得的全鐵的量, FeO的含量是通過濕化學(xué)分析方法得到的。
火山巖的 TAS分類圖(圖 3)表明, 帶內(nèi)的火山巖主要為玄武巖、粗面玄武巖、玄武質(zhì)粗安巖、玄武質(zhì)安山巖以及粗面巖和流紋巖。
圖2 火山巖巖相學(xué)特征Fig. 2 Petrographical characteristics of volcanic rocks
圖3 火山巖TAS圖解(底圖據(jù)Le Bas et al., 1986)Fig. 3 TAS diagram for the volcanic rocks(after Le Bas et al., 1986)
玄武巖(和粗面玄武巖)的SiO2和TiO2的含量分別在 47.47%~52.00%和 0.85%~2.00%之間,全堿 Alk值為 2.68~5.54, MgO(3.29%~9.13%)和Mg#(32.94~89.77, Mg#=100×Mg2+/(Mg2++Fe2+))的變化范圍較大, 這反映了巖漿可能經(jīng)歷了一定程度的結(jié)晶分離作用(Wilson, 1989)。玄武質(zhì)粗安巖(和粗安巖)的 SiO2含量為 53.38%~58.21%, 其中粗安巖中SiO2含量相對(duì)較高, 為(57.77%~58.21%)。二者的TiO2和 P2O5的含量分別為 0.65%~1.82%和0.17%~0.49%, 全堿Alk值為5.63~7.99, 粗安巖略高,MgO和Mg#分別為2.59%~6.23%和38.09~51.83。玄武質(zhì)安山巖的SiO2含量為 52.77%~53.15%, TiO2和P2O5的含量均較為穩(wěn)定, 分別為 0.78%~1.00%和0.12%~0.13%, 全堿 Alk值為 4.18~4.94, MgO為6.56%~9.71%, Mg#值較高, 為 54.96~57.68, 反應(yīng)巖漿經(jīng)歷了較強(qiáng)的結(jié)晶分異過程。
多種微量(稀土)元素的穩(wěn)定性是非常可靠, 對(duì)于大多數(shù)火成巖而言, 在經(jīng)歷靜力變質(zhì)作用或一定的熱液蝕變作用后, 其稀土配分模式不會(huì)發(fā)生改變
(Hanson, 1980; Ganzeyev et al., 1984), 故可根據(jù)其特點(diǎn)來判別巖石(巖漿)的系列和起源。如表1, 各種火山巖稀土元素總量 ΣREE差異較大, 玄武巖、粗面玄武巖的 ΣREE為120.30×10–6~205.31×10–6, 玄武質(zhì) 粗 安 巖 的 ΣREE 相 對(duì) 較 低, 為 69.98×10–6~147.78×10–6, 粗面安山巖稀土元素總量變化較大,介于 46.54×10–6~183.24×10–6之間, 相比之下, 玄武質(zhì)安山巖(ΣREE=70.54×10–6~75.11×10–6)和流紋巖(ΣREE=94.78×10–6~102.23×10–6)的 ΣREE 總量較低,較穩(wěn)定。
表1 阿吾拉勒地區(qū)火山巖主量/%與微量元素分析結(jié)果/10–6Table 1 Analytical data of major/%and trace element contents/10–6 of volcanic rocks in Awulale area
續(xù)表1
續(xù)表1
圖4 火山巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式圖(球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化值引自Sun et al., 1989)Fig. 4 Chondrite–normalized REE patterns for volcanic rocks (chondrite values after Sun et al., 1989)
球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化的稀土元素配分圖顯示(圖 4),區(qū)內(nèi)火山巖大多特征相似, 均表現(xiàn)出輕稀土富集、重稀土虧損的右傾配分模式, 只有玄武質(zhì)安山巖表現(xiàn)為稀土含量相對(duì)較低、輕稀土富集程度和重稀土虧損程度也不明顯。
玄武巖、粗面玄武巖的 LREE/HREE值為4.51~7.79, 平均值為5.76, 顯示輕稀土富集的特點(diǎn)。稀土元素 La/Yb值(4.00~9.00)變化較大, 異常系數(shù)δCe為 0.88~1.02, δEu為 0.77~1.21, 顯示巖石中 Eu為弱負(fù)異?;蚪鼰o異常。玄武質(zhì)粗安巖和粗面安山巖的 LREE/HREE值變化較大, 為 2.32~8.03, 也表現(xiàn)出輕稀土富集的特征, La/Yb值、δCe和δEu分別處于1.82~8.82、0.94~1.05和0.74~1.04之間。玄武質(zhì)安山巖的 LREE/HREE值較為穩(wěn)定, 介于2.57~2.70之間, La/Yb值為0.87~1.33, 異常系數(shù)δCe和δEu較穩(wěn)定, 分別為1.05~1.12和0.83~0.87, 表現(xiàn)出弱的 Ce正異常和 Eu弱負(fù)異常。流紋巖的LREE/HREE比值較高, 為 5.35~5.98之間, 表現(xiàn)出輕稀土富集的特征。La/Yb值較高, 為 4.45~5.52,δCe和 δEu都在 1附近, 分別為 0.93~0.96和0.91~1.19。
微量元素方面, 本區(qū)的火山巖普遍表現(xiàn)出大離子親石元素的富集和Nb、Ta和Ti的虧損(圖5), 這些特征類似形成于俯沖帶火山巖的地球化學(xué)特征(McCulloch et al., 1991; Innocenti et al., 2005)。Cu、Pb、Zn等成礦元素在本組火山巖中均不高, 沒有顯示出異常。相容元素特征與MORB及原生巖漿具有差異, Pearce(1982)提出Cr、Ni在MORB中的含量分別為 290×10–6和 138×10–6。相容元素在原生未受地殼混染的玄武巖中含量較高, 朱弟成等(2003)通過研究發(fā)現(xiàn), 北喜馬拉雅山的二疊紀(jì)基龍組玄武巖的常量元素和微量元素均與原生玄武巖漿類似, 其Cr含量為 385.7×10–6。雖然本區(qū)火山巖中玄武巖(189.75×10–6)、粗面玄武巖(137.00×10–6)和玄武質(zhì)安山巖(419.50×10–6)Cr的平均含量相對(duì)較高, 但玄武質(zhì)粗安巖較低, 為 77.75×10–6, 粗安巖和流紋巖 Cr平均含量分別僅為 14.96×10–6和 3.32×10–6。而且各類火山巖Ni和Co平均含量都較低, Ni含量普遍不到 20×10–6, Co平均含量玄武巖最高, 也不足80×10–6, 流紋巖的 Co 平均含量僅為 2.70×10–6。這些相容元素含量明顯低于MORB的玄武巖, 指示了本區(qū)玄武-安山質(zhì)火山巖的形成過程中可能經(jīng)歷了一定程度的地殼混染作用。
為了獲得火山巖的年齡, 筆者選取備戰(zhàn)礦區(qū)的流紋巖進(jìn)行了LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年。
圖5 火山巖微量元素N-MORB標(biāo)準(zhǔn)化曲線(N-MORB標(biāo)準(zhǔn)化值引自Sun et al., 1989)Fig. 5 N-MORB–normalized trace element patterns for volcanic rocks (N-MORB values after Sun et al., 1989)
鋯石的分選在廊坊市峰澤源巖礦檢測技術(shù)實(shí)驗(yàn)室完成, 分離采用常規(guī)方法: 先將巖樣粉碎至300 μm, 再用浮選和電磁選方法分離, 最后在雙目鏡下進(jìn)行單顆粒鋯石挑選。靶樣、鋯石透射光、反射光顯微照相以及鋯石陰極發(fā)光(CL)顯微照相均由中國地質(zhì)大學(xué)(北京)科學(xué)研究院離子探針中心制作和完成的。鋯石LA-ICP-MS U-Pb測試工作在中國地質(zhì)大學(xué)(北京)激光等離子體質(zhì)譜實(shí)驗(yàn)室完成, 分析儀器為由美國New Wave Research Inc.公司生產(chǎn)的 193 nm 激光剝蝕進(jìn)樣系統(tǒng)(UP193SS)和美國Agilent科技有限公司生產(chǎn)的Agilent 7500a型四級(jí)桿等離子體質(zhì)譜儀聯(lián)合構(gòu)成的激光等離子體質(zhì)譜儀(LA-ICP-MS)。工作條件為: 測試點(diǎn)束斑直徑30 μm,激光頻率10 Hz, 預(yù)剝蝕時(shí)間5 s, 剝蝕采樣時(shí)間45 s,ICP-MS輔助氣為Ar, 流速1.13 L/min, 數(shù)據(jù)處理軟件為Glitter 4.4.1。年齡計(jì)算以標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500為外標(biāo)進(jìn)行同位素比值校正, 標(biāo)準(zhǔn)鋯石 TEMORA和Qinghu為監(jiān)控盲樣; 元素含量以國際標(biāo)樣NIST610為外標(biāo), Si為內(nèi)標(biāo)計(jì)算, NIST612和NIST614為監(jiān)控盲樣。204Pb校正和實(shí)驗(yàn)室詳細(xì)方法分別參考Anderson(1994)和 Song 等(2010)。
光學(xué)顯微鏡及 CL圖像(圖 6)表明, 所挑選鋯石晶形較完好, 主要呈四方雙錐狀、長柱狀、板柱狀, 個(gè)別為短柱狀。透射光下為無色或淺黃色, 晶體輪廓清晰, 晶面多數(shù)光滑, 部分鋯石顆粒發(fā)育裂隙。
本次研究對(duì)IP028鋯石樣品共進(jìn)行了20個(gè)點(diǎn)的分析(表 2), 鋯石 Tu和 U 含量分別為 75.61×10-6~1033×10-6和117×10-6~927×10-6, 二者為正相關(guān)關(guān)系;除個(gè)別點(diǎn)外, Th/U值普遍集中在0.5~0.9之間, 加之鋯石多具典型的巖漿振蕩環(huán)帶結(jié)構(gòu), 指示了其為典型的巖漿鋯石(Vavra et al., 1996)。20個(gè)分析點(diǎn)的206Pb/238U表面年齡在310~318 Ma, 誤差較小, 并且在U-Pb諧和線上構(gòu)成較為一致的年齡組, 其加權(quán)值為(316.1±2.2) Ma, MSWD=0.19(圖 7)。
圖6 火山巖鋯石的陰極發(fā)光(CL)圖像Fig. 6 CL images of zircon from volcanic rocks
圖7 火山巖鋯石U-Pb諧和線Fig. 7 U-Pb isotope concordia diagram of zircon from volcanic rocks
阿吾拉勒裂谷帶內(nèi)流紋巖年齡為(316.1±2.2) Ma, 這與汪邦耀等(2011)獲得裂谷帶內(nèi)查崗諾爾礦區(qū)火山巖的 LA-ICP-MS鋯石 U-Pb年齡(321.2±2.3) Ma相近, 說明帶內(nèi)的火山巖形成于古生代早石炭世末期。關(guān)于西天山古生代火山巖形成的大地構(gòu)造背景一直是一個(gè)頗具爭議的科學(xué)問題,觀點(diǎn)從大陸裂谷–地幔柱說、活動(dòng)大陸邊緣說到島弧說和大陸減薄拉張說, 跨度較大。近年來, 科學(xué)界普遍認(rèn)為這套火山巖來源于受俯沖流體交代的巖石圈地幔, 伊犁—中天山板塊北、南緣廣泛分布的石炭紀(jì)火山巖被認(rèn)為是北天山洋和南天山洋向伊犁—中天山板塊俯沖形成的島弧/大陸邊緣弧火山巖(Gao et al., 1998, 2003; 朱永峰等, 2005; 錢青等, 2006;安芳等, 2008; 龍靈利等, 2008)。
不同構(gòu)造環(huán)境的玄武巖的微量元素地球化學(xué)特性不同, 故可利用微量元素判斷玄武巖的形成環(huán)境。最早 Pearce等(1973)提出依據(jù)化學(xué)成分來限定巖漿起源的大地構(gòu)造背景, 論述了地球化學(xué)方法可以區(qū)別產(chǎn)生于不同大地構(gòu)造背景下的玄武巖, 并建立了構(gòu)造–巖漿判別圖解。隨后大量研究支持此觀點(diǎn),一時(shí)間涌現(xiàn)出多種玄武巖構(gòu)造背景判別圖解。為了認(rèn)識(shí)阿吾拉勒裂谷帶內(nèi)的玄武巖形成的構(gòu)造環(huán)境,考慮到對(duì)識(shí)別火山弧玄武巖效果較好(Rollison,1992), 本文采用了 Wood(1980)提出的 Th-Hf-Ta判別圖解(圖 8a), 結(jié)果顯示本區(qū)的火山巖主要為火山島弧鈣堿性玄武巖。根據(jù) Th/Yb-Ta/Yb圖解(圖 8b,Pearce, 1982), 火山巖集中落入火山島弧玄武巖區(qū)的鈣堿性玄武巖區(qū), 少量落入鉀玄武巖區(qū)。另外, 火山巖的高Al2O3、低稀土總量和大離子親石元素、輕稀土元素富集的特點(diǎn), 顯示出島弧巖漿的特點(diǎn), 與大陸板內(nèi)以及大洋板內(nèi)火山巖存在明顯的區(qū)別, 后者往往具有高Ti和輕稀土強(qiáng)烈富集的特點(diǎn)。在微量元素MORB標(biāo)準(zhǔn)化圖解上, 各類火山巖普遍表現(xiàn)出Ta、Nb和P、Ti的負(fù)異常, Sm的低正異常, 顯示出典型島弧巖漿的特點(diǎn)(Pearce et al., 1995), 與板內(nèi)玄武巖和大洋中脊玄武巖不同, 它們一般不存在Nb、Ta和Ti的負(fù)異常(張招崇等, 2006)。通常認(rèn)為, 島弧火山巖在MORB標(biāo)準(zhǔn)化圖解上顯示富集的元素是由于從洋殼釋放出的流體交代地幔楔的結(jié)果(Pearce et al., 1995)。如圖 5, 帶內(nèi)火山巖表現(xiàn)出一致的 Rb、Th和 Ce的富集, 他們的富集可能來源于洋殼流體的交代作用。另外, 區(qū)內(nèi)火山巖的 Zr/Nb比值為11.5~54.7, 與MORB的Zr/Nb比值極為接近(10~60,Davidson, 1996), 同樣其Sm/Nd均值(0.23)也接近于MORB的Sm/Nd均值(0.32, Anderson, 1994), 這些特征均與島弧火山巖完全吻合。因此, 本區(qū)的火山巖應(yīng)為形成于早石炭世晚期俯沖帶的大陸邊緣島弧火山巖。
表2 鋯石LA-ICP-MS U-Pb年代學(xué)測試結(jié)果Table 2 Zircon LA-ICP-MS U-Pb dating results
圖8 火山巖構(gòu)造環(huán)境判別圖Fig. 8 Discrimination diagrams for tectonic settings of volcanic rocks
伊犁板塊北緣發(fā)育的奧陶紀(jì)蛇綠巖和大量的年代學(xué)、地球化學(xué)資料, 均指示了準(zhǔn)噶爾洋(北天山洋)在晚奧陶世開始向南部的伊犁—中天山板塊下俯沖,閉合于晚石炭世晚期(Coleman, 1989; Windley et al.,1990; 車自成等, 1996; Gao et al., 1998, 2003; 夏林圻等, 2002)。張招崇等(2006, 2007)通過對(duì)南阿爾泰和東準(zhǔn)噶爾的古生代火山巖和花崗巖的地球化學(xué)、年代學(xué)研究, 認(rèn)為準(zhǔn)噶爾洋在早泥盆世向北俯沖,并于晚石炭世與西伯利亞板塊發(fā)生碰撞。在中奧陶世之前, 伊犁板塊和中天山板塊是兩個(gè)被 Terskey古洋所分開的獨(dú)立板塊(Lomize et al., 1997; 龍靈利等, 2008), 直至早奧陶世末期Terskey古洋消減閉合二者才碰撞拼合。同時(shí) Terskey古洋的閉合引起中天山板塊南緣的不斷拉伸而形成南天山洋(Gao et al., 2009), 南天山洋在晚志留世—早泥盆世開始向中天山板塊之下俯沖(楊天南等, 2006; 周鼎武等,2004), 閉合于早石炭世末期(Gao et al., 1998, 2009)。如上所述, 古生代早期不僅準(zhǔn)噶爾洋(向南)還是南天山洋(向北)均發(fā)生了向伊犁—中天山板塊之下的俯沖, 而且準(zhǔn)噶爾洋同時(shí)還發(fā)生了向相反方向(北東方向, 張招崇等, 2006)的俯沖, 從時(shí)空關(guān)系和大陸動(dòng)力學(xué)方面來看, 這并不合邏輯。準(zhǔn)噶爾洋向南和向東北的俯沖作用均發(fā)生在古生代早期(晚奧陶世), 閉合于古生代中晚期(中石炭世—晚石炭世),比南天山洋俯沖(晚志留世—早泥盆世)要早, 閉合要晚(早石炭世)。這說明伊犁板塊北緣的洋殼俯沖作用要比南緣規(guī)模更大、持續(xù)時(shí)間更長, 一定程度上指示了三者可能為從屬關(guān)系。筆者推斷, 奧陶紀(jì)早期, 由于西伯利亞板塊的向南擠壓, 引起準(zhǔn)噶爾洋向伊犁—中天山板塊之下俯沖, 造成準(zhǔn)噶爾洋和南天山洋向北的被動(dòng)俯沖和南天山洋向南與羌塘昌都地塊的擠壓, 在伊犁—中天山板塊南北緣形成了一系列的褶皺帶、裂谷帶和沖斷層, 并沿構(gòu)造線產(chǎn)出一套火山(熔)巖和火山碎屑巖, 這個(gè)構(gòu)造過程一直到第四紀(jì)仍保存著大量的地質(zhì)證據(jù)(Molnar et al., 1975)。
島弧環(huán)境中的巖漿可能會(huì)有(1)地幔楔中橄欖巖的部分熔融、(2)俯沖帶流(熔)體、(3)俯沖板片部分熔融和(4)陸殼同化混染(Macdonald et al., 2000)等多種源區(qū), 前述微量元素地球化學(xué)特征指示了本區(qū)火山巖可能形成于受俯沖帶流(熔)體影響的地幔楔。雖然多種地幔巖(石榴石二輝橄欖巖、尖晶石二輝橄欖巖、石榴石異剝橄欖巖以及上地幔輝石巖、輝石角閃石巖)的在一定的溫壓條件下部分熔融, 均可產(chǎn)生玄武巖漿(Gast, 1968; Green et al.,1967, 1968, 1970, 1976; 鄂莫嵐等, 1987; 池際尚,1987; Yaxley, 2000), 但本區(qū)火山巖與原生巖漿具有一定的差異, 表現(xiàn)出Nb、Ta和Ti的負(fù)異常以及Rb、Th和Ce的富集, 這可能因?yàn)榈蒯Pㄊ艿搅搜髿ち?熔)體的交代作用(Pearce et al., 1995)。一般來講, 元素Th和Ta在地幔演化過程中表現(xiàn)較為穩(wěn)定,但在受俯沖帶流(熔)體影響的地幔楔發(fā)生部分熔融時(shí), 二者會(huì)發(fā)生分異, 表現(xiàn)為 Th的富集(Wilson,1989), 從而形成較高的Th/Ta比值。本區(qū)火山巖的平均Th/Ta值較高, 為12.48, 玄武質(zhì)安山巖和流紋巖的平均 Th/Ta值更是高達(dá) 21.15, 明顯高于原始地幔的比值。由此本文認(rèn)為源區(qū)巖漿可以是由受俯沖流(熔)體交代的地幔部分熔融形成的。Nb/Y-Zr部分熔融模擬計(jì)算圖解(圖 9)表明, 火山巖樣品主要落在尖晶石二輝橄欖巖的部分熔融曲線上, 部分熔融程度集中在1%~5%。部分樣品的Zr含量較高, 可能是由于巖漿經(jīng)歷了結(jié)晶分離過程所致。從稀土配分模式的相似性來看, 本區(qū)的火山巖可能具有同源性; 哈克圖解(圖 10)顯示, 火山巖的主要元素(TiO2、P2O5、MgO、K2O 和 CaO)與 SiO2的相關(guān)性較好, 指示了火山巖可能經(jīng)歷了一定程度的結(jié)晶分離作用過程; 微量元素中相容元素的不穩(wěn)定和低含量, 又說明火山巖源巖漿經(jīng)歷了一定程度的陸殼混染作用。
圖9 火山巖類Zr-Nb/Y圖解(底圖據(jù)Kerr et al., 1997)Fig. 9 Zr-Nb/Y diagrams for volcanic rocks(basemap after Kerr et al., 1997)
圖10 火山巖類哈克圖解和CaO-CaO/Al2O3圖解Fig. 10 Hart and CaO-CaO/Al2O3 diagrams for volcanic rocks
由以上論述, 本文認(rèn)為阿吾拉勒裂谷內(nèi)的火山巖可能為受俯沖帶流(熔)體交代的地幔楔尖晶石二輝橄欖巖發(fā)生1%~5%的部分熔融, 并在上升過程中經(jīng)歷了一定程度的結(jié)晶分離和同化混染作用而形成的。
1)阿吾拉勒裂谷帶內(nèi)的大哈拉軍山組火山巖主要為玄武巖、粗面玄武巖、玄武質(zhì)粗安巖、玄武質(zhì)安山巖和少量的粗面巖以及流紋巖。LA-ICP-MS鋯石 U-Pb測年結(jié)果表明, 區(qū)內(nèi)流紋巖形成于(316.1±2.2) Ma, 屬早石炭世晚期。
2)微量和稀土元素特征表明, 本區(qū)的火山巖具有俯沖帶大陸邊緣島弧火山巖的典型特征, 可能形成于早石炭世晚期的準(zhǔn)噶爾洋向伊犁板塊俯沖的大陸邊緣弧環(huán)境。
3)火山巖可能為受俯沖帶流(熔)體交代的地幔楔尖晶石二輝橄欖巖發(fā)生1%~5%的部分熔融, 并在上升過程中經(jīng)歷了一定程度的結(jié)晶分離和同化混染作用而形成的。
致謝:野外工作得到了新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)調(diào)查院王磊總工程師, 新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局李鳳鳴、屈迅處長, 新疆維吾爾自治區(qū)國土資源廳王新昆處長, 新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局第三地質(zhì)大隊(duì)石福品總工程師和十一地質(zhì)大隊(duì)郭新成總工程師和張建收、趙振剛工程師的大力幫助, 筆者在此謹(jǐn)表謝忱。
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Zircon U-Pb Chronology and Geochemistry of Carboniferous Volcanic Rocks in Awulale Area, Western Tianshan Mountains
LI Da-peng1), DU Yang-song1)*, PANG Zhen-shan2), TU Qi-jun1,3),ZHANG Yong-ping4), GE Song-sheng1), SHEN Li-jun1), WANG Kai-hu1)
1)Institute of Geological Science, China University of Geosciences(Beijing), Beijing100083;
2)Center of Development and Research, China Geological Survey, Beijing100037;
3)Xinjiang Bureau of Geology and Mineral Exploration and Development, Urumqi, Xinjiang830000;4)No.3 Geological Party, Xinjiang Bureau of Geology and Mineral Exploration and Development,Kuerle, Xinjiang841000
Carboniferous volcanic rocks are widespread in Awulale rift zone area. Geochemical data suggest that they belong to calc-alkalic series, and consist of basalt, trachybasalt, basaltic trachyandesite, basaltic andesite,trachyte and rhyolite. LA-ICP-MS zircon dating of the rocks yielded an isotopic age of (316.1±2.2) Ma, which represents the late Early Carboniferous. Their major and trace element geochemistry shows that these volcanic rocks are characterized by the enrichment of large ion lithophile elements, suggesting that they had a very intimate relationship with volcanic-arc rocks and probably resulted from the northward sudbuction of the Junggar Ocean beneath the Ili-Middle Tianshan Plate. They might have been formed from a partially melted (about 1%~5%)lithospheric mantle (probably spinel-lherzolite) source that had been enriched with subduction fluids, and experienced extensive fractional crystallization and crustal contamination before eruption.
Zircon LA-ICP-MS; geochemistry; volcanic arc; Dahalajunshan Formation; Awulale area
P597; P588.14
A
10.3975/cagsb.2013.02.05
本文由中國地質(zhì)調(diào)查局天山成礦帶地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查評(píng)價(jià)項(xiàng)目(編號(hào): 1212011120497)資助。
2012-07-05; 改回日期: 2012-09-06。責(zé)任編輯: 張改俠。
李大鵬, 男, 1986年生。博士研究生。主要從事巖漿深部過程與成礦作用研究。通訊地址: 100083, 北京市海淀區(qū)學(xué)院路29號(hào)。電話: 010-82320323。E-mail: lidapeng.bj@gmail.com。
*通訊作者: 杜楊松, 男, 1957年生。教授, 博士生導(dǎo)師。主要從事巖石學(xué)和礦床學(xué)研究。E-mail: duys5510@cugb.edu.cn。