西南天山托云中新生代火山巖盆地響巖的巖石成因研究

李 永，程志國，郎明德，郝金華，孔德鑫

(1. 中國地質大學地質過程與礦產資源國家重點實驗室， 北京 100083； 2. 新疆維吾爾自治區(qū)有色地質勘查局地質礦產勘查研究院， 新疆 烏魯木齊 830000)

相對于其他類型的火山巖，響巖在地球上并不多見，其主要出露在板內的火山巖省和洋島環(huán)境中，并多以火山穹隆或破火山口形式產出(Kimetal., 1999； Wiesmaieretal., 2012； Brennaetal., 2014)，研究程度較高的實例如Canary島(Johansenetal., 2005)、東非裂谷(Priceetal., 1985)、維蘇威火山(Signorellietal., 1999)和長白山(Weietal., 2007)等。由于時空和地球化學指標的關聯(lián)性，響巖的形成往往和碧玄巖、霞石巖和碳酸巖等堿性-過堿性巖石聯(lián)系在一起，但其成因依然存在著廣泛的爭議，可能的成因機制包括地幔部分熔融、分離結晶和液態(tài)不混溶作用等(Kogarko, 1997； Harmer and Gittins, 1998； Kaszuba and Wendlandt, 2000； Cousensetal., 2003； Legendreetal., 2005； Grantetal., 2013； Laporteetal., 2014)。作為板內火山巖省巖漿演化終端的硅質巖漿，準確揭示響巖的巖石成因對認識板內火山巖省中各巖石系列關系和巖漿演化過程具有重要意義。

中亞造山帶西段吉爾吉斯斯坦和我國境內西南天山不連續(xù)分布有1.8×105km2的中新生代大陸溢流玄武巖，巖性以堿性玄武巖為主，構成典型的大陸中新生代堿性火山巖省(Sobel and Arnaud, 2000; 徐學義等，2003； 季建清等，2006； Simonovetal., 2015; 曹俊等， 2019)。作為中亞中新生代堿性玄武巖的重要組成部分，我國西南天山托云盆地中新生代堿性玄武巖具有出露面積大(長約40 km，寬15～20 km)、時間跨度長(早白堊世—古近紀)等特點(韓寶福等， 1998； 王彥斌等， 2000； 徐學義等， 2003； Huangetal., 2005； Zhengetal., 2006a, 2006b； Hanetal., 2008)。其巖石類型復雜，不僅出露堿性玄武巖，還發(fā)育有一定規(guī)模的碧玄巖、響巖等。前人的研究表明，托云盆地各巖石單元之間在源區(qū)組成、部分熔融機制、巖漿分異過程等方面可能存在潛在的成因關聯(lián)(季建清等， 2006； Chengetal., 2022)，這為研究響巖的成因機制及探討各巖石類型之間的關系提供了良好契機。鑒于此，本次研究擬以托云盆地響巖為研究對象，對其開展系統(tǒng)的礦物學、巖石學和同位素地球化學研究，以揭示其成因機制及地質意義。

1 地質背景

中亞中新生代玄武巖不連續(xù)分布于中亞造山帶西段吉爾吉斯斯坦境內天山部分和我國西南天山托云、皮羌盆地，分布面積可達1.8×105km2，常呈溢流狀和巖席狀產出在白堊紀-古新世地層中，或呈巖脈和巖株狀侵入于古生代地層中(Sobel and Arnaud, 2000； 徐學義等，2003； Simonovetal., 2008, 2015)。中亞中新生代玄武巖以堿性玄武巖為主，主要包括橄欖玄武巖、碧玄巖、堿玄巖、響巖質堿玄巖和粗面玄武巖等，在吉爾吉斯斯坦Uchkuduk地區(qū)存在霞石巖和苦橄質巖石(Simonovetal., 2008， 2015)，在托云盆地有響巖的報道(季建清等， 2006)。前人大量的Ar-Ar和K-Ar年齡揭示吉爾吉斯斯坦境內大陸溢流玄武巖的噴發(fā)年齡為84～58 Ma(Sobel and Arnaud, 2000; Huangetal., 2005; Simonovetal., 2008, 2015； 曹俊等， 2019)。皮羌盆地玄武巖的SHRIMP鋯石U-Pb測年和全巖K-Ar等時線給出較一致的年齡約為45 Ma(李德東等，2009)。托云盆地玄武巖的K-Ar和Ar-Ar年齡跨度較大，這些年齡相對集中在115～113 Ma和72～54 Ma 2個年齡段內(Sobel and Arnaud, 2000； Gilderetal., 2003； Huangetal., 2005； 季建清等, 2006； Lhuillieretal., 2016； Mengetal., 2020)，分別歸屬為早白堊世和晚白堊世—古近紀，前人結合火山巖在地層柱狀圖中的相對位置，將托云盆地玄武巖劃分成下玄武巖和上玄武巖(王彥斌等, 2000； Sobel and Arnaud, 2000； 徐學義等， 2003； 季建清等， 2006)。托云盆地出露的地層主要有侏羅系雜色厚層狀復成分礫巖，下白堊統(tǒng)紅色砂巖、礫巖、泥巖，上白堊統(tǒng)紫紅色泥巖、硅質礫巖和古近系灰色、棕灰色泥巖、粉砂巖等(圖1)。其中，侏羅紀地層呈不整合狀覆蓋在古生界之上，后被下白堊統(tǒng)和古近系不整合覆蓋。下玄武巖主要呈夾層狀出露在早白堊世地層中，呈北西向展布在托云盆地南部位置。野外可識別超過20層的玄武巖層，每層厚度變化在1～7.5 m之間。上玄武巖是托云盆地主要的火山巖類型，主要呈夾層狀產出在上白堊統(tǒng)和古近系中，野外可識別超過50層的玄武巖層，每層厚度變化從1.3 m至12.4 m不等。本次研究的響巖主要呈火山穹隆狀產出在盆地的北東部古近系砂巖中(圖1、圖2a)，出露面積約2 km2。距穹隆南部500 m處分布有上玄武巖層，穹隆北東方向2 km處分布有若干個以碧玄巖為主要巖性的火山頸(圖1c)。需要指出的是，季建清等(2006)曾對托云響巖開展過Ar-Ar年代學研究，其透長石斑晶年齡為72～54 Ma，而基質年齡為122～117 Ma，較為矛盾。鑒于與響巖共生的堿性玄武巖的Ar-Ar年齡為54 Ma，且其產出位置離下玄武巖位置較遠，本次研究認為托云響巖應歸為上玄武巖系列為宜。

2 巖石學特征

托云響巖手標本呈黑色，具斑狀結構(圖2b)。斑晶礦物約占5%～10%，主要由堿性長石、角閃石、單斜輝石和橄欖石組成。堿性長石約占斑晶總量的85%～95%，主要呈長板狀，自形至半自形(圖2c)，粒度變化范圍0.4 mm×0.6 mm～0.4 mm×1.4 mm，發(fā)育卡斯巴雙晶和環(huán)帶結構。單斜輝石約占1%～3%，呈自形-半自形短柱狀，粒徑為0.2～0.6 mm。橄欖石約占2%～5%，粒狀，單偏光下呈黃棕色，為鐵橄欖石，粒度變化范圍(0.2～0.4) mm×1 mm，發(fā)育黑色熔蝕邊，部分顆粒存在不同程度的蛇紋石化(圖2d)。角閃石占斑晶總量的2%～5%，發(fā)育暗化邊，粒度較大，可達0.8 mm×2 mm(圖2e)。響巖基質具顯微晶質結構，主要由堿性長石、磁鐵礦等礦物的微晶組成。值得指出的是，托云響巖斑晶礦物中缺少霞石、白榴石等特征礦物，但在一些樣品的基質中，偶見堿性長石、角閃石和霞石共生形成礦物集合體(圖2f)。

3 分析方法

3.1 電子探針

礦物化學分析在中國地質大學(北京)電子探針實驗室完成。使用的儀器為具備多譜衍射功能的JXA-1720電子顯微鏡，相關分析在鍍碳的探針片上完成。對于硅酸鹽礦物，儀器運行條件為電壓15 kV，電流10 nA，束斑1～2 μm。測試結果通過與自然礦物或國家標準人工合成氧化物來校正，如橄欖石校正Si和Mg，金紅石校正Ti，石榴子石校正Fe，薔薇輝石校正Mn，透輝石校正Ca，鎳黃鐵礦校正Ni，鉻鐵礦校正Cr和Al，硅鋅礦校正Zn。測試數(shù)據(jù)使用ZAF方法進行校正。測試精度對于氧化物優(yōu)于1%。

3.2 主量、微量元素

全巖的主量、微量元素分析在中國地質大學(北京)地質過程與礦產資源國家重點實驗室完成。樣品中主量元素的測定儀器為美國利曼公司(LEEMAN LABS.INC)Prodigy型等離子發(fā)射光譜儀(ICP-OES)。每個樣品稱取50 mg的200目粉末，采用堿溶法將樣品全部溶解后，再將堿溶溶液用純凈硝酸稀釋液提取定容后待測。實驗過程中使用的標樣為AGV-2、GSR-1和GSR-5。燒失量以LOI表示，首先稱取100 mg樣品，在馬弗爐內980℃條件下恒溫60 min后，干燥皿保存降溫至室溫后稱量計算獲得。微量元素使用美國安捷倫公司生產Agilent 7500 a型等離子質譜儀完成。在超凈實驗室內使用電子天平稱取40 mg樣品，采用兩酸(HNO3+HF)高壓反應釜溶樣方法進行樣品的化學預處理。分析過程中用美國標準局Equipment實驗室制備的標準溶液Std-1、Std-2、Std-4為檢測外部標樣，定值加入Rh以檢測內部標準進行含量標定，使用美國地質調查局標準樣品AGV2、BHVO-2、W-2以及中國地質測試中心標樣GSR-1和GSR-3進行分析質量監(jiān)控。

3.3.Sr-Nd同位素

全巖Sr和Nd同位素測試在中國地質大學(北京)地質過程與礦產資源國家重點實驗室使用MC-ICP-MS完成。將約1～5 mg的樣品溶解在HF-HNO3-HCl中，隨后，Sr和Nd在HCl的環(huán)境下被AG50-X12樹脂和LN樹脂純化。測得的同位素分別采用86Sr/88Sr=0.119 4和146Nd/144Nd=0.721 9校正。實驗室的NIST SRM 987長期測定值為87Sr/86Sr=0.710 267±10 (2σ,N=38)。來自中國鋼鐵研究院的超純元素標準(Alfa Nd)被作為實驗室標準而長期測定，其值為143Nd/144Nd=0.512 419±6(2σ,N=38)。

4 分析結果

4.1 礦物化學

長石的電子探針分析結果列于表1。結果顯示，長石的成分變化范圍為Ab46.81～67.28An0～18.62Or14.36～52.46，主要是含鈉透長石和歪長石，少數(shù)顆粒落入斜長石范圍內(圖3a)。本次選取2個堿性長石顆粒(HSP-26和HSP-28)進行了電子探針剖面分析，其中，樣品HSP-26的Or組分呈現(xiàn)出震蕩環(huán)帶的特征(圖3b)，同時An和Ab組分分別呈現(xiàn)出降低和緩慢升高的趨勢(圖3c、3d)；而樣品HSP-28的Or組分在邊部明顯降低(圖3b)，同時An和Ab組分明顯升高(圖3c、3d)，呈現(xiàn)出反環(huán)帶特征。橄欖石、輝石和角閃石的電子探針成分列于表2。響巖中的橄欖石主要為鐵橄欖石，F(xiàn)a組分變化范圍為55.49～76.29。輝石的Na2O含量為2.80%，Ac組分高達10.71%，其他端員組成為Wo37.02En22.37Fs29.91，為鐵輝石(圖4a)。角閃石的TiO2含量變化范圍為4.09%～4.67%，F(xiàn)eO含量變化范圍為22.21%～23.89%，為鐵鈦閃石(圖4b)。

4.2 主量、微量元素

響巖的主量、微量元素列于表3。結果顯示，分析的樣品較為新鮮，LOI變化范圍為2.1%～2.6%。樣品的成分較為均一，SiO2含量變化范圍為56.9%～60.6%，Al2O3含量為17.8%～19.8%，TFeO含量為4.0%～4.4%，CaO含量為0.9%～1.2%，MgO含量為0.1%～0.6%，TiO2含量為0.1%，Na2O含量為7.9%～8.6%，K2O含量為5.2%～6.3%。在Na2O+K2O-SiO2圖中樣品投在了響巖范圍內(圖5)，在K2O-SiO2圖解中落在了鉀玄巖范圍內(圖6a)。A/CNK指數(shù)變化范圍為0.86～0.90，A/NK指數(shù)變化范圍為0.95～0.98，絕大多數(shù)樣品屬于準鋁質過堿性巖石(圖6b)。

響巖的∑REE變化范圍為408×10-6～470×10-6，在球粒隕石標準化配分曲線上顯示出輕稀土元素略富集、重稀土元素平坦的特征(圖7a)，(La/Yb)N比值樣號中最后的字母C表示核部， R表示邊部。

為11.5～14.5，指示一定程度的輕重稀土元素分異，具有明顯的Eu負異常，Eu*值變化范圍為0.18～0.19。在原始地幔標準化的微量元素蛛網(wǎng)圖上，樣品具有Ba、Sr、P、Ti負異常和Nb、Ta、Zr、Hf正異常的特征(圖7b)。

4.3.Sr-Nd同位素

響巖的Sr-Nd同位素組成列于表4中，其中Sr-Nd同位素按60 Ma進行校正。分析結果顯示，響巖的(87Sr/86Sr)i變化范圍為0.708 53～0.712 19，εNd(t)值變化范圍為4.34～4.68。富集的(87Sr/86Sr)i和虧損的Nd同位素呈現(xiàn)出解耦的現(xiàn)象，這可能是由于樣品具有較高的87Rb/86Sr值(7.284 41～8.299 41)抑或時間積累不夠造成的。研究表明，87Rb/86Sr值如果接近或超過10，(87Sr/86Sr)i就會變得不可靠(Wuetal., 2000； Moghazietal., 2015)，故后文主要基于巖石的Nd同位素組成進行討論。

5 討論

鏡下觀察表明托云盆地響巖較為新鮮，LOI值也相對較低(2.1%～2.6%)，說明后期次生蝕變對其地球化學組成的影響較弱。托云響巖具有虧損的Nd同位素組成[εNd(t)=4.34～4.68]，顯示出幔源的地球化學特征。根據(jù)前人的研究成果，響巖可通過以下3種方式形成： ① 地幔部分熔融直接形成(Grantetal., 2013； Laporteetal., 2014)； ② 巖漿液態(tài)不混溶作用形成(Kogarko, 1997； Harmer and Gittins, 1998)； ③ 堿性的基性巖石如碧玄巖、堿性玄武巖或霞石巖經高程度分離結晶作用形成(Kaszuba and Wendlandt, 2000； Cousensetal., 2003； Legendreetal., 2005)，該過程可能伴隨著不同程度的地殼混染作用(Freundt and Schmincke, 1995； Wolffetal., 2000； Ackermanetal., 2015)。實驗巖石學的研究表明，在壓力1.3 GPa和溫度1 150～1 200℃條件下，富集地幔橄欖巖的低程度部分熔融可以產生一系列的堿性巖漿，如粗面安山巖、粗面質響巖和響巖(Laporteetal., 2014)。然而，地幔巖石熔出的響巖質熔體以高的Mg#值為特征(>60)，與托云響巖的低Mg#值(<20)特征明顯不同，表明托云響巖不是通過地幔巖石低程度熔融直接形成。鑒于自然界中堿性-過堿性巖石常常與火成碳酸巖共生，如東非裂谷Oldoinyo Lengai火山黃長巖-霞石巖-響巖-鈉質碳酸巖巖石組合，液態(tài)不混溶作用被認為是響巖形成的重要機制(Kogarko, 1997； Harmer and Gittins, 1998)。然而，托云響巖并未發(fā)現(xiàn)共生的碳酸巖，使得液態(tài)不混溶機制缺少關鍵的地質證據(jù)。另外，在微量元素蛛網(wǎng)圖和稀土元素配分曲線上，托云響巖與不混溶產生的過堿性巖石差異較大，比如前者呈現(xiàn)出Ba、Sr、Eu等元素的負異常和Ta的正異常，并相對富集HREE，而后者具有顯著的Ba、Sr正異常和Ta的負異常，缺失Eu的負異常(圖7)，并具有更高的(La/Yb)N值(34.6～39.3； Klaudius and Keller, 2006)。而Eu的負異常表明巖漿發(fā)生過長石的分離結晶，暗示著分離結晶作用對響巖的成因具有重要作用。在TAS圖中，托云盆地火山巖呈現(xiàn)出兩種演化趨勢，一種自碧玄巖經響巖質粗面巖向響巖演化，一種自堿性玄武巖經粗面玄武巖向粗面巖演化。然而，由于中間成分缺失較多，該演化關系在哈克圖解中并不明顯，托云盆地的響巖和碧玄巖是否具有演化關系還需進一步驗證。本次研究選取碧玄巖(季建清等， 2006)作為初始成分，在溫度800～1 300℃、壓力200 MPa和氧逸度FMQ的條件下進行了MELTS熱力學模擬，模擬結果表明熔體先后發(fā)生了斜長石(36%)→單斜輝石(21%)→尖晶石(10%)→鐵橄欖石(6%)→角閃石(5%)的分離結晶作用，熔體成分中CaO、MgO、TiO2和Fe2O3組分隨著分離結晶過程逐漸降低，Na2O+K2O含量逐漸升高，P2O5含量先升高后降低，最終獲得響巖質熔體(圖8)，結果與托云響巖的主要礦物相和熔體成分基本一致，說明響巖可能是由碧玄巖經分離結晶作用形成的。

值得指出的是，雖然響巖具有幔源的地球化學組成，但是相較于共生的碧玄巖和堿性玄武巖的Nd同位素組成[εNd(t)=4.3～6.0； 季建清等， 2006)]，響巖的εNd(t)值(4.34～4.68)明顯偏低，暗示著巖漿在演化過程中可能發(fā)生了一定程度的地殼混染作用。為揭示地殼混染的潛在影響，本次研究選取碧玄巖為初始巖漿，塔里木克拉通基底作為混染物，使用Spera和Bohrson (2001)提出的EC-AFC模型進行了模擬。由于碧玄巖的Nd含量和Nd同位素(季建清等， 2006)在一定范圍內變化，本次研究也因此使用了不同的Nd含量和Nd同位素組成分別進行模擬(圖9)。模擬假定巖漿初始溫度為1 300℃，混染物初始溫度為600℃，液相線溫度為1 150℃，固相線溫度為800℃，平衡溫度為1 001℃，混染物初始Nd含量為20×10-6，混染物同位素比值143Nd/144Nd為0.510 6，結晶熱溶量為3.96×105J/kg， 熔化焓為2.7×105J/kg，巖漿等壓比熱為1 484 J·K/kg，同化物等壓比熱為1 370 J·K/kg。圖中數(shù)字1、2、3代表作為母巖漿的不同成分的碧玄巖的模擬曲線，其中碧玄巖1的Nd初始含量為43×10-6，143Nd/144Nd值為0.512 91；碧玄巖2的Nd初始含量為47×10-6，143Nd/144Nd值為0.512 94； 碧玄巖3的Nd初始含量為41×10-6，143Nd/144Nd值為0.512 86。巖漿分配系數(shù)為0.3，混染物分配系數(shù)為0.5。模擬結果顯示響巖的Nd同位素組成可以通過碧玄巖巖漿經10%的地殼物質混合而成(圖9)，指示響巖的形成經歷了一定程度的地殼混染作用。

6 結論

本次研究以我國西南天山托云盆地出露的響巖為研究對象，對其開展了詳細的礦物學、巖石學和元素、同位素地球化學研究。研究表明，托云響巖以發(fā)育堿性長石、單斜輝石、鐵橄欖石和角閃石等礦物斑晶為特征。地球化學組成上，托云響巖屬于準鋁質過堿性巖石，在微量元素蛛網(wǎng)圖和稀土元素配分曲線上顯示出Nb、Ta、Zr、Hf的正異常和Eu的負異常，與巖漿液態(tài)不混溶作用產生的響巖質熔體明顯不同。另外，托云響巖具有顯著虧損的Nd同位素組成，說明其與共生的碧玄巖具有緊密的成因關聯(lián)。經MELTS和EC-AFC熱力學模擬，認為響巖可由碧玄巖經斜長石、單斜輝石、尖晶石、鐵橄欖石和角閃石的分離結晶作用并受到一定程度的地殼混染形成?？傮w上，托云盆地火山巖屬過堿性巖石演化系列，由碧玄巖經響巖質粗面巖向響巖演化。響巖代表了過堿性巖石系列巖漿演化的終端產物。