東天山卡拉塔格復式巖體的時代、成因及構造意義

袁鑫超, 王毓婧, 杜 龍, 龍曉平*

東天山卡拉塔格復式巖體的時代、成因及構造意義

袁鑫超1, 王毓婧2*, 杜 龍3, 龍曉平1*

(1. 大陸動力學國家重點實驗室, 西北大學 地質學系, 陜西 西安 710069; 2. 西北大學 城市與環境學院, 陜西 西安 710127; 3. 山東科技大學 地球科學與工程學院, 山東 青島 266590)

東天山位于中亞造山帶最南部, 記錄了中亞造山帶晚期的俯沖增生過程, 然而早古生代一些關鍵地質演化過程仍存在爭議, 特別是大南湖?頭蘇泉帶的構造屬性、俯沖起始時間及俯沖極性。本文選取大南湖?頭蘇泉帶北緣的卡拉塔格復式巖體開展了系統的年代學和地球化學工作, 以揭示該帶早古生代構造演化過程。鋯石U-Pb定年結果顯示, 花崗巖、花崗閃長巖和輝長閃長巖分別形成于434±4 Ma、442±2 Ma和445±4 Ma, 表明該復式巖體主要形成于早志留世?；◢弾r和花崗閃長巖均顯示低磷(P2O5＜0.1%)、富鈉(K2O/Na2O≤0.5)、準鋁質?弱過鋁質(A/CNK=0.57～1.24, 0.91～1.03)的鈣堿性I型花崗巖特征。樣品具有較低的Sr/Y(1.9～4.5, 8.1～11.4)和(La/Yb)N值(1.6～2.4, 2.4～3.0), 較高的Hf()(+12.7～+15.5, +11.0～ +14.7)和Nd()值(+7.0～+7.5, +7.1～+7.7), 以及年輕的二階段Hf模式年齡(426～589 Ma, 485～722 Ma)和Nd模式年齡(559～ 603 Ma, 555～598 Ma), 表明花崗巖和花崗閃長巖是年輕下地殼部分熔融的產物。輝長閃長巖相對富集大離子親石元素(LILE)、高度不相容元素, 虧損高場強元素(HFSE), 顯示典型的與俯沖相關的巖漿的地球化學特征; 其較高的MgO含量(5.26%～5.54%),虧損的Hf()(+12.1～+15.7)和Nd()值(+7.1～+7.3), 說明母巖漿來源于虧損地幔。輝長閃長巖高的Ce/Nb (11.5～16.1)和低的Th/La值(0.11～0.13)指示地幔源區經歷了板片流體的交代作用。綜合前人對該地區早古生代巖漿活動的研究成果, 我們認為大南湖?頭蘇泉帶巖漿弧早志留世處于康古爾洋向北俯沖的洋內弧環境, 且俯沖開始時間不晚于 早志留世。

東天山; 早古生代; 島弧巖漿; 康古爾洋; 俯沖極性

0 引 言

中亞造山帶北鄰歐洲和西伯利亞板塊, 南接塔里木和華北板塊, 是全球典型的增生造山帶之一(?eng?r et al., 1993; Jahn et al., 2000; Wilhem et al., 2012; Yarmolyuk et al., 2014)。前人研究認為中亞造山帶是古亞洲洋從新元古代?三疊紀長期俯沖消減的產物, 存在多個巖漿弧、蛇綠混雜巖、微陸塊和洋底高原等構造單元的側向拼貼作用, 并一致認為其南部地質演化稍晚于北部(Windley et al., 2007; Xiao et al., 2015; Wan et al., 2018; Ao et al., 2021)。東天山作為中亞造山帶西南緣俯沖增生最晚期的構造單元, 是準噶爾?哈薩克斯坦板塊和塔里木板塊最終碰撞拼合的重要區域, 成為解讀中亞造山帶古生代以來構造格局和地質演化過程的最佳選區(夏林圻等, 2002; Xiao et al., 2004, 2013; Han et al., 2018)(圖1a)。許多學者對區域內古洋盆演化、洋陸構造轉換和碰撞造山過程及伴生的巖漿活動和成礦作用進行了諸多探討并取得了系列研究成果, 然而研究多聚焦于晚古生代(Mao et al., 2014; Zhang et al., 2014; Du et al., 2018a, 2018b; Sun et al., 2020)。由于早古生代的物質記錄相對較少且多集中于中天山地塊(Lei et al., 2011; Wang et al., 2015; Zhong et al., 2015; Ma et al., 2020; Zhao et al., 2022), 致使東天山北部早古生代弧?盆體系演化尚未達成共識, 關于大南湖?頭蘇泉帶的俯沖起始時間和俯沖極性仍舊存在爭議: 有學者認為該帶是卡拉麥里洋向南俯沖的產物(芮宗瑤等, 2002; Zhang et al., 2016), 也有學者認為是康古爾洋北向俯沖的結果(李錦軼等, 2006; 王京彬等, 2006; 王國燦等, 2019)。此外, 關于該帶構造屬性的認識也存在洋內弧(王京彬等, 2006; Xu et al., 2015)和陸緣弧(秦克章等, 2002; Chen and Jahn, 2004)的分歧。

年齡單位: Ma; 數據來源見表1。

表1 大南湖?頭蘇泉帶早古生代巖漿巖年齡數據

本文以大南湖?頭蘇泉帶北緣的卡拉塔格復式巖體為研究對象, 通過系統分析花崗巖、花崗閃長巖和輝長閃長巖的鋯石U-Pb年代學、原位Lu-Hf同位素、全巖主微量元素和Sr-Nd同位素, 以及單礦物的化學組成, 并總結前人對該帶早古生代巖漿活動的研究成果, 限定卡拉塔格復式巖體的侵位時間、巖石成因和動力學背景, 制約大南湖?頭蘇泉帶的構造屬性、俯沖起始時限和俯沖極性。

1 地質背景及巖石學特征

1.1 區域地質背景

中國境內天山造山帶大致以烏魯木齊?庫爾勒公路為界劃分為東天山和西天山, 東天山又依照內部的康古爾斷裂帶、雅滿蘇?苦水斷裂和阿其克庫都克?沙泉子大斷裂細劃為大南湖?頭蘇泉帶、康古爾韌性剪切帶、阿奇山?雅滿蘇帶和中天山地塊等次級構造單元(楊興科等, 1996; Charvet et al., 2011; Xiao et al., 2014; 舍建忠等, 2018)(圖1b、c)。

大南湖?頭蘇泉帶位于吐哈盆地南緣,呈近EW向連續帶狀分布, 以大草灘斷裂為界, 其北主要出露早古生代地層, 其南為石炭系企鵝山群火山?沉積巖系(張洪瑞等, 2010; Chai et al., 2019)?？倒艩栱g性剪切帶為大南湖?頭蘇泉帶與阿奇山?雅滿蘇帶的弧?弧碰撞縫合帶, 并于276～291 Ma經歷了SN向擠壓韌性變形至EW向右行走滑剪切的構造轉換(王瑜等, 2002; 陳文等, 2005; 張忠義等, 2021)。阿奇山?雅滿蘇帶是中天山地塊北緣的陸緣弧, 發育近EW向展布的晚古生代海相火山?沉積建造(張雄華等, 2012)。中天山地塊疑為塔里木克拉通新元古代裂解的地塊(Ma et al., 2012), 主要出露前寒武紀結晶基底, 包括中元古界星星峽群和卡瓦布拉克群, 其巖性包括中?高級變質的片麻巖、片巖、混合巖和大理巖等(胡靄琴等, 2006; Huang et al., 2021)。

研究區卡拉塔格位于大南湖?頭蘇泉帶北段, 是吐哈盆地南緣的次級構造隆起(圖1c), 較好地保存了早古生代的物質記錄, 在探討東天山早古生代弧?盆演化上具有天然優勢(秦克章等, 2001)。區域內主要出露一套奧陶紀?二疊紀的火山?沉積巖系, 且具有從隆起核部向外圍地層逐漸變年輕的趨勢(圖2)。大柳溝組(O2S1)為區內出露最老地層, 主要分布于隆起核部紅石?梅嶺一帶, 玉帶南部也有小面積帶狀分布, 該組下段以中基性的玄武巖?玄武質安山巖?安山巖組合為主, 上段轉變為中酸性安山巖?英安巖?流紋巖組合, 夾少量凝灰巖(李瑋等, 2016; 龍靈利等, 2016)。紅柳峽組(S2-3)與下伏大柳溝組整合或斷層接觸, 是一套海相中酸性火山?碎屑沉積建造, 并表現出間歇性火山活動的特點, 僅在玉帶?西二區零星出露(毛啟貴等, 2010)。大南湖組(D1)平行不整合于下伏紅柳峽組和大柳溝組, 以淺海相火山碎屑巖、灰巖和細砂巖為主。臍山組(C2)為基性?中酸性火山巖和火山碎屑巖, 并夾有少量碎屑沉積和煤層, 與下伏大柳溝組和大南湖組呈不整合接觸, 集中分布于該區西北部, 但在隆起邊緣也零星出露(馬志杰等, 2021; 張雪等, 2022)。阿爾巴薩依組(P1)是一套陸相的中酸性火山熔巖和火山碎屑巖, 在隆起帶邊緣均有分布, 與下伏地層呈角度不整合接觸(張雪等, 2021)。另外, 在卡拉塔格斷裂南部的山坳發現了侏羅紀湖沼相含煤地層。

圖2 卡拉塔格地區地質簡圖(據毛啟貴等, 2010修改; 年齡單位: Ma, 數據來源見表1)

卡拉塔格地區褶皺和斷裂發育, 構造變形以近EW向為主, 與區域構造特征一致(毛啟貴等, 2010)。區內巖漿侵入活動主要分為三期: 奧陶紀?志留紀(426～465 Ma)侵入體分布范圍較廣, 多呈不規則狀、巖基狀產出, 巖石類型較復雜(Du et al., 2018); 泥盆紀(377～389 Ma)侵入體規模相對較小, 多以巖脈和巖墻產出(Mao et al., 2018); 二疊紀(～280 Ma)發育鐵鎂質?超鐵鎂質侵入體, 受卡拉塔格和卡北主干斷裂影響, 各侵入體具有走向一致、巖相界線清晰、成帶成群分布的特征(Sun et al., 2019b)。此外, 卡拉塔格地區的礦產資源豐富且礦床類型多樣, 主要包括: 荒土坡VMS型Cu-Zn礦床(Yang et al., 2018)、玉帶斑巖型Cu-Au礦床(Sun et al., 2018)、梅嶺次火山熱液型Cu-Au礦床(Sun et al., 2021)、西二區矽卡巖型Fe-Cu礦床(Chen et al., 2020)以及月牙泉基性巖型Cu-Ni硫化物礦床(Zhou et al., 2021)等。

1.2 巖石學特征

本次研究樣品采自卡拉塔格斷裂北側的卡拉塔格復式巖體, 不同巖石類型間接觸界線突變且相互穿插, 出露面積＞74 km2, 呈近NW向展布, 侵入到荒草坡群大柳溝組中。巖體主要巖性為輝長閃長巖、花崗閃長巖和花崗巖?；◢弾r為肉紅色中?粗粒塊狀結構, 主要由石英(～40%)、斜長石(～15%)、鉀長石(～45%)和少量副礦物組成, 未見鐵鎂質暗色礦物。斜長石發育細條柱狀聚片雙晶, 局部見鱗片狀絹云母化。鉀長石為半自形板狀, 表面多泥化(圖3a、b、c)?；◢忛W長巖為中?細粒塊狀結構, 新鮮面為淺灰白色, 主要礦物組成為斜長石(～35%)、鉀長石(～20%)、石英(～30%)、角閃石(～15%)和少量副礦物。斜長石為半自形?自形柱狀, 發育聚片雙晶, 少部分具有環帶結構且礦物中心見絹云母化。鉀長石為自形板柱狀, 發育簡單雙晶。角閃石較自形, 薄片中呈淺綠?墨綠色, 礦物粒徑約1～3 mm, 礦物邊部見部分綠泥石化。副礦物主要為鋯石、磷灰石、不透明氧化物等(圖3d、e、f)。輝長閃長巖新鮮面呈深灰色,中?細粒塊狀結構, 鏡下為典型的輝長結構, 主要礦物為普通輝石(～30%)和基性斜長石(～50%), 次要礦物為少量的紫蘇輝石、角閃石和黑云母(<20%)?；孕遍L石為自形程度較高的細條狀晶體, 發育聚片雙晶和簡單雙晶, 并見少量自形的大斑晶。普通輝石與基性斜長石自形程度相似, 解理發育且較密, 發育簡單雙晶。紫蘇輝石發育淺綠?淺紅色的多色性,粒徑較小且自形程度低, 其Mg#值(57～59)低于普通輝石的Mg#值(62～70), 表明結晶時間比普通輝石晚。角閃石自形程度較低, 圍繞普通輝石邊部生長或完全交代, 是普通輝石與殘余熔體反應的結果。黑云母以自形片狀為主, 為最晚期結晶礦物(圖3g、h、i)。

礦物代號: Q. 石英; Pl. 斜長石; Kf. 鉀長石; Amp. 角閃石; Bt. 黑云母; Cpx. 單斜輝石; Opx. 斜方輝石。

2 分析方法

2.1 鋯石U-Pb定年和原位Lu-Hf同位素測試

鋯石挑選在廊坊市宇能公司完成。制靶和陰極發光照相均在廣州市拓巖檢測技術有限公司完成。新鮮樣品經去除表面和清洗后粉碎至100目以下, 利用人工重砂方式分離出鋯石, 在雙目鏡下選擇晶形較完整的鋯石顆粒固定于環氧樹脂上, 后續拋光處理至鋯石內部結構完整呈現, 便于CL圖像采集和微區U-Pb定年及Lu-Hf同位素分析工作。

鋯石的U-Pb定年和原位Lu-Hf同位素測試均在西北大學大陸動力學國家重點實驗室完成。U-Pb定年在搭載GeoLas 200M型激光剝蝕系統的Agilent7500a型等離子體質譜儀上完成, 激光斑束直徑為30 μm, 脈沖頻率為10 Hz, 以He為載氣, 標準鋯石為91500、GJ-1和NIST610, 詳細儀器參數和實驗流程見Yuan et al. (2008)。Lu-Hf同位素測試在搭載Resolution M-50型激光剝蝕系統的多接收器等離子體質譜儀, 激光斑束直徑為53 μm, 頻率為6 Hz, GJ-1和Mudtank為儀器監控和樣品校正標樣, 詳細儀器參數和實驗流程見Chu et al. (2002)和Yuan et al. (2008)。

2.2 全巖地球化學

全巖主量和微量元素含量以及Sr-Nd同位素測試在廣州市拓巖檢測技術有限公司完成。新鮮樣品粉碎研磨至200目以下用于后續分析, 主量元素分析在ZSX100e型X射線熒光質譜儀上完成, 分析精度優于2%, 微量元素分析在Perkin-Elmer Sciex ELAN 6000型電感耦合等離子質譜儀上操作完成, 分析精度優于5%, 詳細實驗流程見Li et al. (2006)。Sr-Nd同位素測試在Micromass Isoprobe型多接收電感耦合等離子質譜儀上完成。采用國際標樣BHVO-2和實驗室標樣Nd-GIG對儀器運行狀態監控和樣品校正, 其中87Sr/86Sr和143Nd/144Nd值分別用86Sr/88Sr= 0.1194和146Nd/144Nd=0.7219校正, 具體實驗流程見韋剛健等(2002)和梁細榮等(2003)。

2.3 單礦物電子探針

礦物化學組成測試在西北大學大陸動力學國家重點實驗室JXA-8230型電子探針微區分析儀上完成。采用美國SPI公司的礦物標樣, 其檢出限約為0.01%。測試方法依據《電子探針定量分析方法通則》(GB/T 15074-2008)。

3 分析結果

3.1 鋯石U-Pb年齡及Lu-Hf同位素

花崗巖、花崗閃長巖和輝長閃長巖中的鋯石均具有較高的Th/U值和左傾型稀土元素配分模式 (表2, 圖4), 顯示出巖漿鋯石的特點(Belousova et al., 2002; Hoskin and Schaltegger, 2003)。區別在于鋯石晶體形態, 花崗巖中鋯石為自形的短柱狀或粒狀, 振蕩環帶較窄, 含少量繼承鋯石; 花崗閃長巖中鋯石為自形的長條狀, 振蕩環帶較寬; 輝長閃長巖中鋯石為自形的板柱狀, 多碎裂, 晶體表面顏色均一, 不發育振蕩環帶(圖4)。三者的206Pb/238U年齡加權平均值分別為434±4 Ma(MSWD=0.02,=19)、442±2 Ma(MSWD=0.09,=20)和445±4 Ma(MSWD=0.01,=23)(表2, 圖4), 表明卡拉塔格復式巖體是早志留世不同批次巖漿就位的產物。

表2 卡拉塔格巖體中不同巖石的鋯石U-Pb同位素分析結果

圖中陰影部分數據據李長民, 2009; 虛線部分數據據Wang et al., 2012; 鋯石微量元素組成見附表1。

鋯石的Hf同位素組成較均一, 花崗巖和花崗閃長巖Hf()值分別為+10.1～+15.5和+11.0～+14.7,二階段Hf模式年齡(DM2)分別為426～773 Ma和485～722 Ma?；◢弾r中5顆含繼承核的鋯石產生了464～500 Ma的混合年齡和偏低的Hf()值(+9.7～+11.4)。輝長閃長巖鋯石的Hf()值介于+12.1～+15.7, 單階段Hf模式年齡(DM1)為429～589 Ma(表3)。

表3 卡拉塔格巖體不同巖石鋯石原位Lu-Hf同位素分析結果

3.2 全巖地球化學

花崗巖和花崗閃長巖的SiO2含量相對較高, 分別為70.29%～75.31%和67.45%～69.29%, 在TAS圖解中花崗巖(除樣品21HM29)和花崗閃長巖樣品均落入相對應區域內(表4, 圖5a)。鋁飽和指數(A/CNK=0.57～1.24, 0.91～1.03)顯示準鋁質?弱過鋁質的特征(圖5b), 但花崗巖變化范圍較大, 可能與后期的絹云母化有關。二者全堿含量相對較低(K2O+Na2O≤5.33%), 花崗巖較花崗閃長巖更富Na(K2O/Na2O=0.1～0.3, 0.4～0.5), 在K2O-SiO2圖解(圖5c)中, 花崗巖落在低鉀(拉斑)系列區域內, 而花崗閃長巖則落在中鉀鈣堿性系列區域內?；◢弾r和花崗閃長巖具有較低的MgO(0.60%～0.71%, 1.10%～ 1.81%)和Fe2O3T含量(1.74%～2.60%, 4.00%～5.43%), 在AFM圖解(圖5d)中顯示出鈣堿性系列巖石特征?；◢弾r和花崗閃長巖的稀土元素含量總體較低(∑REE=61.4×10?6～91.4×10?6, 61.1×10?6～80.3×10?6), 稀土元素配分模式呈LREE富集的右傾型, 輕重稀土元素分餾較弱, (La/Yb)N值分別為1.58～2.37和2.44～3.22, 具有較弱的Eu負異常(δEu=0.64～0.70, 0.68～0.93)(圖6a、c)。微量元素蛛網圖(圖6b、d)顯示花崗巖和花崗閃長巖不同程度地富集U-Pb元素、虧損Nb-Ta-P-Ti元素, 區別在于花崗巖顯示出明顯的Ba-Sr正異常而花崗閃長巖為Ba-Sr負異常。此外花崗閃長巖的過渡性金屬元素含量(如V、Cr、Co、Ni等)高于花崗巖。巖石的Sr-Nd同位素組成較均一, 花崗巖和花崗閃長巖的(87Sr/86Sr)i值分別為0.703598～ 0.703739和0.703874～0.703941,Nd()值分別為+7.0～ +7.5和+7.1～+7.7, 二階段Nd模式年齡(DM2)分別為559～603 Ma和555～598 Ma(表5)。

表4 卡拉塔格復式巖體不同巖石全巖主量(%)和微量元素(×10?6)分析結果

卡拉塔格復式巖體數據來源: 李文鉛等, 2006; Du et al., 2018c; Zheng et al., 2018; Sun et al., 2019a; Sun et al., 2020; 許駿等, 2020。

卡拉塔格復式巖體數據來源同圖5。球粒隕石標準化值據Sun and Mcdonough, 1989。上地殼、下地殼、E-NORB、N-MORB和原始地幔標準化值據Mcdonough and Sun, 1995。

輝長閃長巖的SiO2含量為54.17%～55.39%, 在TAS圖解中樣品全部落入輝長閃長巖區域內(表4, 圖5a)。樣品的全堿含量低(K2O+Na2O=3.14%～3.29%),貧K富Na(K2O/Na2O=0.3～0.4), 在K2O-SiO2圖解(圖5c)中顯示為中鉀鈣堿性系列。樣品較高的MgO(5.26%～ 5.54%)和Fe2O3T(9.61%～9.93%)含量, 在AFM圖解(圖5d)中顯示拉斑向鈣堿性系列過渡的地球化學特征。輝長閃長巖的ΣREE為70.7×10?6～88.0×10?6, 顯示明顯右傾的稀土元素配分模式, 輕重稀土元素分餾中等, 并具有較弱的Eu負異常(δEu=0.76～0.93)(圖6e)。微量元素蛛網圖顯示不同程度地富集Ba-Sr-U-Pb 元素、虧損Nb-Ta-Ti-Zr-Hf-Th元素(圖6f)。樣品的過渡性金屬元素含量相對較高, 如V(249×10?6～ 284×10?6)、Cr(98.8×10?6～119×10?6)、Co(30.4×10?6～ 32.0×10?6)和Ni (29.9×10?6～33.9×10?6)含量。輝長閃長巖的(87Sr/86Sr)i值為0.703675～0.703750,Nd()值為+7.1～+7.3, 單階段Nd模式年齡為634～669 Ma (表5)。

3.3 礦物化學組成

花崗閃長巖(21HM40)中角閃石電子探針測試結果見附表2。Si-Ti圖解(圖7b)指示其為未遭受后期蝕變的中酸性侵入巖(馬昌前等, 1994)。角閃石具有較高的MgO(9.34%～11.85%)、FeOT(16.59%～19.87%)和CaO含量(10.44%～11.70%), 中等的Al2O3(5.22%～ 6.75%)和SiO2含量(45.86%～47.69%), 以及較低的TiO2(0.67%～1.52%)、Na2O(0.90%～1.51%)和K2O含量(0.34%～0.67%)。根據Leake et al. (1997)提出的角閃石命名原則, 花崗閃長巖中角閃石為鎂角閃石(圖7a)。

(a) 據Leake et al., 1997; (b) 據馬昌前等, 1994; (c) 據Morimoto, 1988; (d) 據Smith, 1974。

輝長閃長巖(21HM53)中輝石電子探針測試結果見附表3。主要有斜方輝石和單斜輝石兩種。斜方輝石的SiO2含量為51.63%～52.82%, 較高的FeOT(24.05%～25.76%)和MgO含量(18.77%～19.93%), 較低的CaO(1.15%～2.98%)、TiO2(0.15%～0.31%)、MnO (0.54%～0.81%)和Al2O3含量(0.57%～0.78%), 以及極低的Cr2O3、Na2O和K2O含量。根據Morimoto (1988)提出的輝石命名原則, 斜方輝石的成分為Wo2～6En54～57Fs38～43, 除個別點落在易變輝石區域, 其余測試點落入紫蘇輝石的區域內(圖7c)。單斜輝石的SiO2含量在51.01%～53.24%之間, 較高的CaO含量(17.57%～22.01%), 中等的FeOT(10.31%～14.76%)和MgO含量(12.58%～13.93%), 較低的TiO2(0.12%～ 0.48%)、MnO(0.25%～0.46%)和Al2O3含量(0.77%～1.99%),以及極低的Cr2O3、Na2O和K2O含量。單斜輝石的成分為Wo26～45En36～41Fs16～24, 屬于普通輝石范疇(圖7c)。

卡拉塔格巖體中不同巖石中斜長石電子探針結果見附表4?；◢弾r(21HM30)中斜長石牌號為An2～12, 屬于鈉長石; 花崗閃長巖(21HM40)中斜長石牌號為An46～69, 主要落在拉長石區域內; 輝長閃長巖(21HM53)的An較高且變化范圍較大, 介于51～80之間, 主要落在拉長石?倍長石區域內(圖7d)。

4 巖石成因

4.1 蝕變影響

花崗巖樣品具有較高的燒失量(LOI=2.09%～ 6.31%), 而花崗閃長巖和輝長閃長巖的LOI<2%, 說明花崗巖可能存在后期低溫熱液蝕變。一般來說, 稀土元素和高場強元素在低溫熱液蝕變過程中不易遷移, 而Rb、Sr、K等活潑元素易遷移(Bach et al., 2001; Polat et al., 2002, 2003)。在微量元素蛛網圖(圖6b)中, 花崗巖的Rb、K元素含量明顯波動, 而花崗閃長巖和輝石閃長巖趨于一致, 鏡下鑒定中花崗巖中部分斜長石發生明顯的絹云母化, 也說明花崗巖遭受了后期蝕變。因此, 后續討論將利用不易遷移的元素特征來約束花崗巖的巖石成因、物質源區和構造屬性。

4.2 花崗巖和花崗閃長巖

花崗質巖石基于其化學組成和源巖特征可細劃為I、S、A和M型(Chappell et al., 1974, 1987; Wu et al., 2002; Bonin et al., 2007)?；◢弾r和花崗閃長巖具有弱的Eu負異常、緩右傾型稀土元素配分模式、以及未見堿性暗色礦物的特征, 明顯區別于A型花崗巖(Wu et al., 2002)(表4, 圖6), 在Zr-104×Ga/Al和FeOT/MgO-(Zr+Nb+Ce+Y)判別圖解(圖8a、b)中均落在I或S型花崗巖區域內。此外, 花崗巖的Zr飽和溫度(763～787 ℃)(表4)和花崗閃長巖的角閃石結晶溫度(726～775 ℃)(附表2)也顯示出非A型花崗巖的特征?；◢弾r和花崗閃長巖均顯示出準鋁質?弱過鋁質的特征(圖5b), P2O5含量極低(<0.1%), 且與SiO2呈弱的負相關(圖9), 以及低的(87Sr/86Sr)i值和虧損的Nd-Hf同位素組成(表5), 表明二者屬于I型花崗巖(Chappell and White, 1992; Wolf and London, 1994; Li et al., 2007; Champion and Bultitude, 2013)。此外, 花崗巖和花崗閃長巖樣品CIPW標準礦物計算中極低的剛玉分子含量(路遠發和李文霞, 2021)和鋯石稀土配分模式也顯示出I型花崗巖的特征(Wang et al., 2012)(圖4a、c)。

(a)和(b) 據Whalen et al., 1987; (c) 據Defant and Drummond, 1990; (d) 據Martin, 1999; (e) 據Allègre and Minster, 1978; (f) 據Yuan et al., 2007。

圖9 花崗質巖石Haker圖

表5 卡拉塔格復式巖體不同巖石全巖Sr-Nd同位素組成

一般來說, 花崗質巖漿主要是殼源的, 其地球化學組成主要取決于源巖成分、熔融條件、幔源巖漿的參與程度及其后續的演化過程(吳福元等, 2007; 張旗等, 2008)?；◢弾r和花崗閃長巖具有較高SiO2和較低Al2O3、MgO含量, 以及極低的Sr/Y和(La/Yb)N值而明顯區別于埃達克巖, 顯示出下地殼部分熔融形成的熔體特征(Defant and Drummond, 1990; Rapp and Watson, 1995; Martin, 1999)(表4, 圖8c、d)。而虧損的Sr-Nd-Hf同位素組成以及年輕的二階段Hf和Nd模式年齡指示其為年輕地殼部分熔融的產物。此外, 花崗閃長巖中角閃石明顯低的Al2O3含量也指示其為殼源物質部分熔融的產物(姜常義和安三元, 1984)(圖10a), 而其Mg#值(50～70)和FeOT含量特征也區別于地幔源區(圖10b), 說明花崗閃長巖為年輕玄武質下地殼再次熔融的產物(Leake et al., 1997,謝應雯和張玉泉, 1990)。

(a) 據姜常義和安三元, 1984; (b) 據謝應雯和張玉泉, 1990; (c) 據Ridolfi et al., 2010; (d) 據Anderson and Smith, 1995。

La和Sm相似的化學性質可判斷巖漿過程(Allègre and Minster, 1978), 在La/Sm-La圖解中(圖8e)花崗巖和花崗閃長巖主要受控于部分熔融作用。在Haker圖解(圖9)中, 花崗巖的部分主量和微量元素與SiO2基本不相關, 說明花崗巖基本不存在礦物的分離結晶。而花崗閃長巖的部分主量元素和微量元素與SiO2明顯的線性關系指示可能存在一定量角閃石、磁鐵礦和斜長石的結晶分離。鋯石和角閃石作為早期結晶礦物, 它們的結晶溫度可近似代表母巖漿形成溫度的下限, 花崗巖和花崗閃長巖所計算的結晶溫度較低(＜800 ℃; 表4, 附表2), 屬于Miller et al. (2003)劃分的“低溫花崗巖”, 反映的是含水礦物脫水部分熔融的特征。地殼脫水熔融過程中, 閃石類和云母類礦物是最主要的含水礦物, 花崗巖和花崗閃長巖較低的K、Rb、Cs含量和顯著低的K2O/Na2O、Rb/Sr值暗示其物質源區并非是含云母類礦物的砂巖或泥質巖脫水熔融產生的熔體(Harris and Inger, 1992), 在Al2O3/(MgO+FeOT)mol-CaO/(MgO+FeOT)mol圖解(圖8f)中也顯示為富角閃石的中基性巖部分熔融產生的熔體。此外, 石榴石相對富集重稀土元素(HREE),角閃石相對富集中稀土元素(MREE)(Green, 1994; Rubatto and Hermann, 2007), 花崗巖和花崗閃長巖相似的Y/Yb(＜10＝和(Ho/Yb)N(＜1)值同樣說明其是以角閃石為主要殘留相的中下地殼部分熔融的結果(Sisson, 1994)?；◢弾r和花崗閃長巖的區別在于熔融程度, 花崗巖中明顯的Ba-Sr-Eu負異常說明源區有斜長石殘留, 結合未見鐵鎂質暗色礦物和含繼承鋯石的特征說明部分熔融程度較低?；◢忛W長巖中明顯的Ba-Sr正異常和極弱的Eu負異常說明源區可能無斜長石的殘留, 結合前人對俯沖有關的鈣堿性巖漿巖中角閃石的研究(Anderson and Smith, 1995; Ridolfi et al., 2010; Putirka, 2016), 花崗閃長巖中角閃石化學組成反映出其母巖漿具有較高的氧逸度(logO2=?15.1～?13.9)和水含量(4.9%～6.6%) (圖10c、d), 體現了相對較高的部分熔融程度?；◢弾r和花崗閃長巖均未發現暗色鐵鎂質包體, 其Mg#值分別為35～37、35～40, 均＜40(Rapp and Watson, 1995), Zr/Hf(34.3～36.7, 31.5～33.4)和Nb/U值(6.0～6.5, 2.5～ 3.7)接近于下地殼對應值(35.7, 6.2)(Mcdonough and Sun, 1995; Rudnick and Gao, 2003), 暗示幔源巖漿可能不參與成巖過程。

綜上所述, 花崗巖和花崗閃長巖均為年輕下地殼脫水部分熔融的產物, 但花崗閃長巖的熔融程度相對較高。

4.3 輝長閃長巖

中性巖類是匯聚型板塊邊緣重要的巖石類型之一, 其地球化學組成類似于陸殼平均組分, 因此備受國內外學者關注(Miyashiro, 1974; Grove and Kinzler, 1986)。目前已經提出了多種成因模式, 主要包括: ①俯沖組分交代地幔楔的部分熔融(Kawamoto et al., 2012); ②含水地幔橄欖巖的部分熔融(Tamura et al., 2016); ③中下地殼玄武質巖石的部分熔融(Petford and Atherton, 1996); ④玄武質巖漿與長英質巖漿混合作用(Zhu et al., 2013)。

輝長閃長巖的(87Sr/86Sr)i值和(143Nd/144Nd)i值變化范圍小, 且與SiO2和MgO含量間無相關性, 結合其較中上地殼明顯低Th(1.53×10?6～1.99×10?6)和U (0.65×10?6～0.85×10?6)含量, 以及明顯的Zr-Hf負異常(Rudnick and Gao, 2003)(表4、5, 圖6f), 暗示巖漿侵位過程中基本未發生中上地殼的同化混染。

輝長閃長巖代表了卡拉塔格地區最基性的巖漿成分(圖5a), 具有較低的SiO2(54.17%～55.39%)和較高的MgO含量(5.26%～5.54%), 以及較高的Hf() (12.1～15.7)和Nd()(7.1～7.3)值, 表明母巖漿來自于虧損地幔源區。Sun et al. (2019)研究發現, 巖漿混合會導致鋯石Hf()值離散, 而輝長閃長巖鋯石Hf()值(+12.1～+15.7)相對均一, 結合巖石不存在長英質包體和斜長石異常環帶, 可以排除玄武質?長英質巖漿混合成因。含水地幔橄欖巖在低溫(～1000 ℃)和水飽和條件下可形成高Mg#值(＞65)的安山質巖漿(Mitchell and Grove, 2015)。輝長閃長巖樣品較低的Mg#值(52～53), 以及單斜輝石較高的結晶溫度(～1140 ℃)(附表3, 圖11f), 不支持這種成因(Putirka, 2008)。輝長閃長巖明顯富集大離子親石元素(Rb-Ba-Sr)和高度不相容元素(U), 虧損高場強元素(Nb-Ta-Ti), 符合典型的俯沖相關的巖漿特征(Mcculloch and Gamble, 1991), 在單斜輝石AlⅣ/AlTot-TiO2圖解(圖11d)中也反映出島弧巖漿演化趨勢。因此, 輝長閃長巖是俯沖組分交代地幔楔部分熔融的產物。研究表明俯沖組分主要包括俯沖板片脫水產生的流體和板片熔融形成的熔體(Pearce et al., 2005; Hermann and Rubatto, 2009), 流體一般富集大離子親石元素和輕稀土元素, 而熔體中高場強元素和重稀土元素含量較高, 該輝長閃長巖具有較高的Ce/Nb(11.5～16.1)和較低的Th/La值(0.11～0.13), 且在U/La-Ba/La圖解(圖11a)中顯示出明顯的流體交代地幔楔的特征。

(a) 據Du et al., 2018c; (b) 據Lebas, 1962; (c) 據Deer et al., 1992; (d) 據Loucks, 1990; (e) 據Putirka, 2008; (f) 據Cao et al., 2022。

研究發現, 單斜輝石中Si和Al元素含量及晶格位置可限制母巖漿性質(Kushiro, 1960; LeBas, 1962; 邱家驤和廖群安, 1996)。在SiO2-Al2O3和SiO2- 10×Na2O-10×TiO2圖解(圖11b、c)中, 輝長閃長巖中單斜輝石顯示拉斑系列巖漿的演化趨勢, 與全巖AFM圖解(圖5d)一致。輝長閃長巖具有中等的Mg#值和過渡金屬元素(V、Cr、Ni、Co等)含量, 說明該巖體并非直接來源于原始巖漿, 而是原始巖漿經歷一定演化后的產物, 在La/Sm-La圖(圖8e)中也得到體現。樣品中單斜輝石與熔體間的KCpx-Liq值(0.5～0.6)表明, 單斜輝石結晶時與殘余巖漿之間存在明顯不平衡(圖11e), 結合單斜輝石斑晶存在角閃石反應邊或已被完全交代的特征, 認為巖漿過程中存在單斜輝石的結晶分離作用。樣品中存在大斑晶和粒徑較小的細條狀晶體, 其中斑晶的牌號An50～80變化范圍較大, 結合全巖Eu的負異常(δEu=0.76～0.93), 說明存在斜長石的結晶分離。隨著巖漿演化, 熔體中水含量增加, SiO2活度增大, 致使紫蘇輝石結晶, 且呈堆晶產出(Grove and Juster, 1989),說明巖漿中期可能也存在紫蘇輝石的分離結晶, 這與含水相礦物(角閃石和黑云母)出現的特征一致。

綜上所述, 輝長閃長巖是流體交代的地幔楔熔融形成玄武質巖漿經過單斜輝石、斜長石和紫蘇輝石等礦物結晶分離作用的產物。

5 討 論

5.1 大南湖?頭蘇泉帶構造屬性

對于大南湖?頭蘇泉帶的構造屬性, 是年輕洋殼和增生雜巖組成的洋內弧(秦克章等, 2002), 還是存在前寒武結晶基底的陸緣弧(李錦軼等, 2006), 仍存在不同的認識。東天山早古生代卡拉塔格復式巖體為強烈富Na的(低鉀)拉斑?(中鉀)鈣堿性中酸性侵入體(圖5c), 具有較高的Nd()和Hf()值, 以及較低的(87Sr/86Sr)i值, 顯示出虧損地幔源區的特征。盡管在該巖體中均發現了較老的繼承鋯石年齡和Hf二階段模式年齡(Du et al., 2018c; Zheng et al., 2018; Sun et al., 2019a; 龐博宸等, 2020)(圖4b), 但Sr-Nd-Hf同位素體系總體呈現出水平右漂趨勢, 缺少古老地殼混染的痕跡(圖12b、c)。此外, 本次研究獲得的卡拉塔格復式巖體二階段Nd和Hf模式年齡較為年輕(558～607 Ma, 422～722 Ma), 與前人的研究結果一致(Sun et al., 2019a; 許駿等, 2020)。該帶早古生代地層缺失陸緣碎屑沉積, 主要為低鉀拉斑至(少量)中鉀鈣堿性系列的玄武質?玄武安山質?安山質火山巖和火山碎屑巖巖石組合(含高鎂安山巖), 以及海相碳酸鹽巖和復理石建造(李瑋等, 2016; 龍靈利等, 2016, 2017; Zhang et al., 2018; Chai et al., 2019; Zhao et al., 2019; Sun et al., 2020), 并發育VMS型Cu-Zn礦床(Yang et al., 2018)和埃達克質斑巖型Cu-Au礦床(Sun et al., 2018), 與洋內弧的巖石組合特征一致(鄧晉福等, 2007; Timothy和王璐, 2022)。在Th/Yb-Ta/Yb圖解(圖12d)中, 卡拉塔格復式巖體連同早古生代大南湖組火山巖也基本落在了洋內弧的區域。上述巖石組合及其地球化學特征均說明大南湖?頭蘇泉帶早古生代的構造屬性為洋內弧。

5.2 大南湖?頭蘇泉帶形成時限和俯沖極性

大南湖?頭蘇泉帶卡拉塔格復式巖體中花崗巖、花崗閃長巖和輝長閃長巖的鋯石U-Pb定年結果分別為434±4 Ma、442±2 Ma和445±4 Ma, 屬奧陶紀末?志留紀初。巖石的地球化學特征也與研究區近年來報道的近同期(382～465 Ma)的侵入體一致, 均表現為相對富集LREE、LILE, 虧損HREE、HSFE, 顯示出俯沖帶島弧巖漿的特征(Gill, 1981; Mcculloch and Gamble, 1991), 在Rb- (Ta+Yb)圖解(圖12a)也落入了火山島弧范圍內。此外, 前人在卡拉塔格地區發現了高鎂安山巖和埃達克巖, 也為存在早古生代島弧巖漿提供了直接證據(李瑋等, 2016; Chai et al., 2019; Zhao et al., 2019)。因此, 我們認為康古爾洋向北的俯沖不晚于早志留世。

就俯沖極性而言, 本文結合前人關于大南湖?頭蘇泉帶巖漿?地層的最新研究成果, 認為該巖漿弧是康古爾洋北向俯沖的產物(圖13a)。最新研究顯示, 卡拉麥里蛇綠巖的形成于329～416 Ma(唐紅峰等, 2007; 趙恒樂等, 2012; 黃崗等, 2017), 與硅質巖中放射蟲時代吻合(舒良樹和王玉凈, 2002), 結合前人在該帶發現的碰撞后火山巖、釘合花崗巖體以及磨拉石建造的形成時代, 共同證明了卡拉麥里洋盆是一個早泥盆世?早石炭世末快速張合的大洋(吳琪等, 2012; Zhang et al., 2014; 田健等 2016; 李海等, 2021; 鄭有偉等, 2022)。此外, 李錦軼等 (2009)利用寬頻地震探測發現卡拉麥里縫合帶深部僅發育向北傾斜的轉折波界面, 且自北而南呈現出火山弧、增生雜巖和被動陸緣沉積巖系的展布特征, 也證明了以卡拉麥里蛇綠巖代表的古洋盆只存在向北的單向俯沖。相反, 前人在大南湖?頭蘇泉帶南側識別出了代表康古爾洋洋殼殘片的蛇綠巖的年齡為416～494 Ma(郭新成等, 2008; 李文鉛等, 2008; 舍建忠等, 2017), 并發現了晚志留世放射蟲硅質巖(李錦軼, 2004; 李文鉛等, 2008), 結合徐興旺等(2006)發現的～545 Ma的裂谷成因的四頂黑山層狀鎂鐵質?超鎂鐵質巖體, 顯示康古爾大洋至少存在于寒武紀之前。此外, 康古爾帶發育有不同構造巖片物質混雜堆積的海溝沉積巖系(賀軍慧等, 2005; 李文亮, 2020),且明顯區別于兩側島弧的重磁異常(鄧振球, 1999; 梁月明等, 2001; 木合塔爾·扎日等, 2009), 結合該帶是一條重要的植物區系界限(吳紹祖, 1993)和構造變形帶(楊興科等, 1999; 王京彬等, 2006), 共同證實了康古爾洋盆的存在且具有板塊邊界的屬性。自李錦軼等(2006)發現大南湖?頭蘇泉帶巖漿活動的時空分布具有明顯向南增生的特征以來, 近年來更多的巖漿巖年代學數據也支持這一觀點: 前泥盆紀弧巖漿活動主要分布在卡拉塔格地區(表1), 而泥盆紀弧巖漿活動南移至大草灘斷裂以北地區(宋彪等, 2002; 熊文勃, 2018; 陳紅旗等, 2020; 司國浩等, 2020), 最終到土屋?延東地區的石炭紀弧巖漿前鋒帶(Wang et al., 2016c; Sun et al., 2020)。當石炭紀大南湖?頭蘇泉帶弧巖漿前鋒南移至土屋?延東一帶時, 同時期的博格達地區廣泛分布著與裂谷有關的基性侵入體(雷萬杉等, 2016; 龍登紅, 2021)和雙峰式火山巖(Chen et al., 2013; Zhang et al., 2017), 這些研究指示俯沖板片后撤導致博格達地區伸展形成早石炭世弧后(弧間)盆地(Jara et al., 2021)(圖13b)。

6 結 論

(1) 卡拉塔格復式巖體中花崗巖、花崗閃長巖和輝長閃長巖的鋯石U-Pb年齡分別為434±4 Ma、442±2 Ma和445±4 Ma, 屬奧陶紀末?志留紀初。

(2) 卡拉塔格復式巖體中輝長閃長巖是流體交代地幔楔熔融產生的玄武質巖漿經過分離結晶的產物, 花崗巖和花崗閃長巖均為年輕下地殼部分熔融的產物。

(3) 大南湖?頭蘇泉帶是康古爾洋早古生代俯沖形成的洋內弧, 且北向俯沖不晚于早志留世。

致謝:本文得到了南京大學吳昌志教授和另一名匿名審稿人的細心審閱, 并提出寶貴的意見和建議, 在此表示衷心感謝。

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Age, Petrogenesis and Tectonic Implications of the Kalatage Intrusive Rocks in the Eastern Tianshan, Xinjiang

YUAN Xinchao1, WANG Yujing2*, DU Long3, LONG Xiaoping1*

(1. State Key Laboratory of Continental Dynamics, Department of Geology, Northwest University, Xi’an 710069, Shaanxi, China; 2. College of Urban and Environmental Sciences, Northwest University, Xi’an 710127, Shaanxi, China; 3. College of Earth Science and Engineering, Shandong University of Science and Technology, Qingdao 266590, Shandong, China)

TheEastern Tianshan (ET) is located at the southernmost part of the Central Asian Orogenic Belt (CAOB) and has recorded the late stage of the subduction-accretion process of the CAOB. However, some key tectonic evolution processes of the ET in the Early Paleozoic remains controversial, such as the tectonic property, the onset of subduction, and the subduction polarity of the Dananhu-Tousuquan belt. In order to reveal the Early Paleozoic tectonic evolution of the Dananhu-Tousuquan belt, we carried out a systematical study on zircon U-Pb age and whole-rock geochemistry of the Kalatage intrusions. Our dating results indicate the granite, granodiorite, and gabbro-diorite were intruded at 434±4 Ma, 442±2 Ma, and 445±4 Ma, respectively. These ages suggest that the Kalatage intrusions were mainly generated in the Early Silurian. The granite and granodiorite samples exhibit characteristics of calc-alkaline I-type granites with low P2O5(＜ 0.1%), high Na2O (K2O/Na2O ≤ 0.5), and metaluminous to weakly peraluminous geochemistry (A/CNK = 0.57 – 1.24 and 0.91 – 1.03, respectively). They have very low Sr/Y (1.9 – 4.5 and 8.1 – 11.4, respectively) and (La/Yb)N(1.6 – 2.4 and 2.4 – 3.0, respectively), higherHf() (+12.7 – +15.5 and +11.0 – +14.7, respectively) andNd() (+7.0 – +7.5 and +7.1 – +7.7, respectively), and more juvenile two stage Hf (426 – 589 Ma and 485 – 722 Ma, respectively) and Nd model ages (559 – 603 Ma, and 555 – 598 Ma, respectively), indicating that they are the products of partial melting of the juvenile lower crust. Gabbro-diorite is characterized by enrichments in large ion lithophile elements (LILE) and highly incompatible elements, and depletions in high field strength elements (HFSE), displaying typical geochemical features of a subduction-related origin. They have low SiO2(54.17% – 55.39%) and high MgO contents (5.26% – 5.54%), positiveHf() (+12.1 – +15.7) andNd() values (+7.1 – +7.3), together with their relatively young Hf and Nd model ages (429 – 589 Ma and 634 – 669 Ma, respectively), suggesting that their parental magmas were derived from depleted mantle. The gabbro-diorite samples have relatively high Ce/Nb (11.5 – 16.1) and low Th/La (0.11 – 0.13), indicative of a magmatic source metasomatized by slab-derived fluids. Combining with the previous results of the Early Paleozoic magmatic rocks in this area, we suggest that the Dananhu-Tousuquan igneous arc were formed in an intra-oceanic arc environment triggered by the northward subduction of the Kanggur ocean plate, and the initiation subduction of the Kanggur plate is no later than the Early Silurian.

Eastern Tianshan; Early Paleozoic; arc magmas; Kanggur ocean; subduction polarity

2022-12-19;

2023-02-06;

2023-09-28

國家重點研發項目(2019YFA0708601)和大陸動力學國家重點實驗室創新團隊項目聯合資助。

袁鑫超(1996–), 男, 碩士研究生, 礦物學、巖石學、礦床學專業。E-mail: 1844687628@qq.com

王毓婧(1982–), 女, 講師, 從事巖石地球化學研究。E-mail: wyujing@nwu.edu.cn

龍曉平(1979–), 男, 教授, 博士生導師, 從事造山帶大陸地殼生長和前寒武紀巖漿作用及古環境研究。E-mail: longxp@nwu.edu.cn

P595; P597

A

1001-1552(2023)06-1381-032

10.16539/j.ddgzyckx.2023.01.304