西準噶爾謝米斯臺山東段早石炭世玄武安山巖的成因及意義

尹繼元 ,陳 文袁 超,肖文交 ,龍曉平,蔡克大

(1.中國地質科學院 地質研究所,同位素熱年代學實驗室,大陸構造與動力學國家重點實驗室,北京100037;2.中國科學院 地質與地球物理研究所,巖石圈演化國家重點實驗室,北京 100029;3.中國科學院地球化學研究所,礦床地球化學國家重點實驗室,貴州 貴陽 550002;4.中國科學院 廣州地球化學研究所,同位素地球化學國家重點實驗室,廣東 廣州 510640;5.中國科學院 青藏高原地球科學卓越創新中心,北京 100101;6.中國科學院 新疆礦產資源研究中心,新疆 烏魯木齊 830011)

中亞造山帶是世界上最大的增生型造山帶之一,發生了強烈的殼幔相互作用,保存從中元古代至中生代古亞洲洋形成和演化的關鍵信息(Seng?r et al.,1993;Windley et al.,2007)。它是由不同時期的島弧、蛇綠巖、洋島、海山、增生楔、洋底高原和微陸塊等地體增生造山而成(Yakubchuk,2004;Xiao et al.,2008)。西準噶爾位于西伯利亞、哈薩克斯坦和塔里木三個大陸板塊的交接處,是中亞造山帶的一個重要組成部分(Jahn et al.,2004),大量發育有古生代巖漿巖(Chen and Jahn,2004;韓寶福等,2006;Geng et al.,2009;Chen et al.,2010;Yin et al.,2010,2013;尹繼元等,2013a)。前人對西準噶爾地區巖漿巖的研究集中于蛇綠巖、花崗巖和中-基性巖墻等(Tang et al.,2010,2012a,2012b,2012c;尹繼元等,2012,2013a,2013b;Yin et al.,2015a,2015b;Yang et al.,2012,2014a;Liu et al.,2014)。對西準噶爾南部早石炭世火山巖和西準噶爾北部的晚志留-早泥盆世火山巖也有一定的研究(Geng et al.,2011;Shen et al.,2013;王金榮等,2013;王章棋等,2014;Yang et al.,2014b)。而對西準噶爾北部早石炭世火山則關注較少。另外,西準噶爾地區早石炭世的構造背景仍然存在較大爭議,如:島弧環境(Geng et al.,2011;易善鑫等,2014;Yang et al.,2014b)、弧后盆地(Shen et al.,2013)、洋內弧(Zhang et al.,2011)和后碰撞環境(韓寶福等,2006;Zhou et al.,2008)等。

本文將以西準噶爾北部早石炭世火山巖作為研究對象,對其進行同位素年代學、巖石學、地球化學和同位素地球化學研究,以探討西準噶爾北部早石炭世的構造背景,為古亞洲洋的構造演化提供約束。

1 地質背景和樣品來源

西準噶爾地區斷裂(如達拉布特斷裂、謝米斯臺和薩吾爾斷裂等)十分發育,表現為多組、多期次的時空分布特征,對區內地層、巖漿巖、構造形態及礦化類型起著重要的控制作用。以謝米斯臺斷裂為界,將西準噶爾分成南部和北部(圖1)。南部由晚古生代的火山沉積巖系、蛇綠巖帶等增生雜巖、花崗質侵入巖和中-基性巖墻組成(尹繼元等,2011)。北部的巖漿作用受扎爾瑪-薩吾爾火山弧和博什庫爾-成吉思火山弧控制(圖1,Chen et al.,2010)。扎爾瑪-薩吾爾火山弧主要由泥盆紀-早石炭世弧火山巖和侵入其中的早石炭世的I型花崗巖和閃長質巖墻以及早二疊世的堿性花崗巖組成(陳家富等,2010;尹繼元等,2013a;Yin et al.,2015a)。博什庫爾-成吉思火山弧由志留紀-早石炭世火山巖和侵入其中的晚志留世-早泥盆世侵入巖和晚石炭世-早二疊世的侵入巖組成(Chen et al.,2010;Shen et al.,2012;尹繼元等,2013a;Yin et al.,2015c)。

本文所研究樣品采自謝米斯臺山東段的下石炭統哈爾加烏組中(圖2)。哈爾加烏組以中性火山巖為主,主要由玄武玢巖、凝灰巖和角礫巖等組成。上伏與上石炭統卡拉崗組呈整合接觸,下伏與中志留統沙爾布爾組呈不整合接觸。巖相學研究表明,該樣品為斑狀結構、似輝綠結構、塊狀構造,由斑晶(20%)和基質(80%)組成(圖3)。斑晶由斜長石、輝石或橄欖石假像組成,雜亂分布,粒度0.5~2.2 mm。斜長石呈半自形板狀、絹云母化、綠泥石化、黝簾石化,多見聚片雙晶。暗色礦物已全部被綠泥石交代呈假象。基質由斜長石、暗色礦物組成。斜長石呈半自形板狀,雜亂分布,粒度一般 0.2~0.5 mm,少數0.05~0.2 mm,絹云母化、綠泥石化、黝簾石化,粒內聚片雙晶發育。暗色礦物部分為單斜輝石,呈半自形柱粒狀,填隙狀分布于斜長石粒間;部分被次閃石、綠泥石、碳酸鹽交代呈假象,粒度<0.25 mm,填隙狀分布。該樣品定名為蝕變玄武安山巖。

圖1 西準噶爾地區地質簡圖(據Xu et al.,2012修改,鋯石U-Pb數據來自相關文獻韓寶福等,2006;蘇玉平等,2006;Zhou et al.,2008;Geng et al.,2009;魏榮珠,2010;Chen et al.,2010;宋彪等,2011;Tang et al.,2012a;尹繼元等,2013a)Fig.1 Simplified geological map of the West Junggar

圖2 西準噶爾北部謝米斯臺和賽爾山地區區域地質簡圖(據Yin et al.,2015c 修改)Fig.2 Simplified geological map of the Xiemisitai and Saier mountains in the northern West Junggar

圖3 謝米斯臺山東段玄武安山巖的顯微鏡照片Fig.3 Microscopic photos of the basaltic andesite in the eastern part of the Xiemisitai mountain

2 實驗方法

40Ar/39Ar同位素定年分析、主量、微量元素分析和Sr-Nd 同位素比值分析在中國科學院廣州地球化學研究所同位素地球化學國家重點實驗室完成。

2.1 40Ar/39Ar測年

將用于年代學測定的玄武安山巖全巖樣品用鋁箔包裝,標準樣品用銅箔包裝。每 5個樣品間插 1個標準樣品(底頂各有 1個標樣)裝入石英玻璃管中,幾根石英玻璃管樣品組成1批樣品,外用鋁罐密封,再用鎘包裹,送入核反應堆輻照。樣品在中國原子能科學研究院49.2堆照射54 h。Ar同位素校正參數(39Ar/37Ar)Ca、(36Ar/37Ar)Ca和(40Ar/39Ar)K分別為:8.98×10–4、2.67×10–4和 5.97×10–3。40Ar/39Ar同位素定年測試在GV 5400Ar稀有氣體質譜計上完成。實驗流程參見邱華寧(2006)和Qiu and Jiang (2007)。

2.2 主量、微量元素分析

對于進行主量、微量元素分析的樣品,選取蝕變較弱的樣品,經清除表面雜質后破碎成巖屑,然后放到稀鹽酸中浸泡一個小時,去掉次生的碳酸鹽礦物,用去離子水在超聲波中清洗樣品,并重復2~3次,烘干后用磨樣機磨至200目供化學分析。主量元素分析在 XRF上完成,分析誤差小于 2%,所用儀器為日本理學 Rigaku100e型 X-熒光光譜儀。微量元素分析在ICP-MS上完成,分析精度優于3%,所用儀器為Finnigan MAT公司ELEMENT型高分辨等離子體質譜儀;詳細的分析流程見劉穎等(1996)。

2.3 Sr-Nd同位素分析

Sr-Nd同位素的測定使用 Micro Mass Isoprobe型多接受電感耦合等離子質譜儀(MC-ICP-MS)。Sr同位素用國際標樣 NBS987和實驗室標準 Sr-GIG進行監控,87Sr/86Sr 值用87Sr/86Sr=0.1194 標準化。Nd同位素用國際標準Jndi-1 和實驗室標準Nd-GIG進行監控,143Nd/144Nd值用143Nd/144Nd=0.7219標準化。詳細的分析流程見梁細榮等(2003)和韋剛健等(2002)。國際標準樣品 NBS987 的87Sr/86Sr 比值和Jndi-1 的143Nd/144Nd 比值分別為 0.710288±28(2σ)和 0.512109±12(2σ),所有測量的143Nd/144Nd 比值和87Sr/86Sr 比值分別用146Nd/144Nd=0.7219 和86Sr/88Sr=0.1194 校正。

3 分析結果

3.1 Ar-Ar 年代學

玄武安山巖樣品 HB01-5采自謝米斯臺山東側的早石炭世地層中,19個階段加熱分析測試結果見表1及圖4。年齡譜線除早期四個階段年齡偏高外,其余15個階段形成穩定的年齡坪,譜線較平坦,與此相對應的39Ar釋出量占總量的 81%,坪年齡tP=338.7±6.9 Ma (圖4a)。該坪包含的15組數據得到的等時線年齡ti=332.5±27.2 Ma,40Ar/36Ar初始比值為297.1±7.4 Ma,接近于尼爾值(295.5)(圖4b),表明樣品中沒有過剩Ar的存在。該坪年齡與等時線年齡在誤差范圍內一致。

3.2 主量、微量元素特征

研究區玄武安山巖樣品的主量、微量元素分析數據見表2,樣品的 SiO2含量在52.2%~52.7%之間,Al2O3含量在 18.1%~18.4%之間,CaO含量在4.36%~5.35%之間,Na2O>K2O(Na2O/K2O=6.7~12.0),Na2O+K2O的含量在6.17%~6.79%之間,MgO含量在4.70%~5.01%之間。其低的TiO2含量(0.99%~1.05%)和P2O5含量(0.21%~0.25%)明顯不同于富Nb玄武巖(王強等,2003)。玄武安山巖具有相對高的燒失量(LOI=2.91~3.20),可能受到一些后期蝕變或者流體的影響。因此,我們選擇一些稀土元素和不活動元素對其進行分類,在 Nb/Y-Zr/TiO2圖解中(圖5),顯示屬于玄武巖-安山巖的范圍。Mg#值在53~54之間,低于原生玄武巖(Mg#值為70,Dupuy and Dostal,1984),說明玄武安山巖在形成過程中發生了結晶分異作用。

玄武安山巖的稀土元素總量ΣREE=60.5~67.6 μg/g。在球粒隕石標準化稀土元素分布模式圖中(圖6a),顯示略富集 LREE,HREE相對平坦(Gd/Yb)N=1.8~1.9,輕重稀土分餾比較明顯(La/Yb)N=5.2~5.5。具弱的Eu正異常(δEu=1.15~1.25),其分配模式明顯不同于N-MORB,E-MORB和OIB。在微量元素蛛網圖中(圖6b),玄武安山巖富集Ba,Sr,K等LILE,具有明顯的Nb和Ta負異常,而Zr和Ti的異常不明顯。相對于富 Nb玄武巖(王強等,2003),西準噶爾早石炭世玄武安山巖具有相對低的 Nb含量(3.04~3.55 μg/g)和 Nb/La比值(0.33~0.35),其微量元素蛛網圖也明顯不同于N-MORB,E-MORB和OIB。

圖4 謝米斯臺山東段玄武安山巖的40Ar/39Ar坪年齡譜圖(a)和反等時線圖(b)Fig.4 40Ar/39Ar plateau age (a) and inverse isochronal age (b) diagrams for the basaltic andesite in the eastern part of the Xiemisitai mountain

表1 謝米斯臺山東段玄武安山巖(HB01-5)的40Ar/39Ar同位素測試結果Table 1 Argon isotopic results of the basaltic andesite (HB01-5) in the eastern part of the Xiemisitai mountain

表2 謝米斯臺山東段玄武安山巖的主量(%)、微量(μg/g)和Sr-Nd同位素組分Table 2 Major (%),trace (μg/g) element and Sr-Nd isotope compositions of the basaltic andesite in the eastern part of the Xiemisitai mountain

續表2:

4 討論

4.1 巖漿源區特征

玄武安山巖樣品(HB-01-2)的(87Sr/86Sr)i值為0.7042,εNd(t)值為5.3(表2),顯示了虧損地幔特征。而西準噶爾玄武安山巖微量元素分布曲線與N-MORB,E-MORB和OIB存在明顯差異(圖6a,b),說明巖漿源區可能受到俯沖組分的影響。Zr、Nb是不活動元素,能有效地區別出巖漿源區屬性(Pearce and Cann,1973)。在Zr-Nb圖中(圖7),西準噶爾玄武安山巖同樣顯示了虧損地幔特征。在Ta/Yb-Th/Yb圖和 La-Y-Nb圖(圖8a,b)中,樣品全投在鈣堿性玄武巖區域。微量元素比值可以有效區分原始巖漿演化過程中受流體或地殼混染的程度,其地球化學特征指示源區性質。在Nb/Yb-La/Yb圖中(圖8c),西準噶爾玄武安山巖落在地幔序列之外,表明這些元素受到俯沖組分的影響。相對于HFSE和HREE,西準噶爾玄武安山巖富集LILE和LREE,顯示受流體交代作用特征。另外,在 Nb/Y-Rb/Y 圖(圖9a)和Ba/La-Ba/Nb圖(圖9b)中,也顯示了流體在成巖過程中的重要作用。此外,地殼物質強烈虧損 Nb,而高度富集Pb,因而具有較低的Nb/U 和Ce/Pb 比值。西準噶爾玄武安山巖的 Nb/U和Ce/Pb 比值分別為6.5~9.3 和 4.6~7.7,與大陸地殼的范圍基本一致(Nb/U=10,Ce/Pb=4,Hofmann et al.,1986),遠低于大洋中脊玄武巖(MORB)和洋島玄武巖(OIB)(Nb/U=47±7,Ce/Pb=25±5),證明西準噶爾玄武安山巖的原始巖漿在上升過程中可能經歷了地殼物質的混染。

圖5 謝米斯臺山東段玄武安山巖的Nb/Y-Zr/TiO2圖(據Winchester and Floyd,1977)Fig.5 Nb/Y vs.Zr/TiO2 diagram for the basaltic andesite in the eastern part of the Xiemisitai mountain

圖6 謝米斯臺山東段玄武安山巖球粒隕石標準化 REE配分模式圖(a)和原始地幔標準化微量元素蛛網圖(b)(球粒隕石、原始地幔值、N-type MORB、E-type MORB和OIB值引自文獻Sun and McDonough,1989)Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized spider diagram (b) for the basaltic andesite in the eastern part of the Xiemisitai mountain

圖7 謝米斯臺山東段玄武安山巖的 Zr-Nb分類圖(據Geng et al.,2011)。Fig.7 Zr vs.Nb diagram for the basaltic andesite in the eastern part of the Xiemisitai mountain

因此,我們認為,這些玄武安山巖跟受到流體交代的地幔楔部分熔融有關,并在上升過程中受到地殼物質混染。

4.2 構造意義

花崗巖在西準噶爾地區廣泛分布,主要由 I型花崗巖、A型花崗巖和紫蘇花崗巖組成(Chen and Jahn,2004;Chen and Arakawa,2005;韓寶福等,2006;蘇玉平等,2006;Geng et al.,2009;Yang et al.,2012;尹繼元等,2013a)。前人對這些花崗巖進行鋯石U-Pb年代學研究認為,西準噶爾后碰撞巖漿活動出現在340~265 Ma之間(韓寶福等,2006;Zhou et al.,2008)。然而,我們統計了西準噶爾地區花崗巖的時空分布,結果顯示,早石炭世的I型花崗巖主要分布于西準噶爾北部的扎爾瑪-薩吾爾火山弧上(尹繼元等,2013a;Yin et al.,2015a)。這些花崗巖富集LILE和 LREE,虧損 HFSE,顯示島弧巖漿的特征,可能是額爾齊斯-齋桑洋南向俯沖的產物(圖11,陳家富等,2010;尹繼元等,2013a;Chen et al.,2010)。而晚石炭世-早二疊世的花崗巖分布非常廣泛,遍及西準噶爾全區(韓寶福等,2006;Chen et al.,2010;尹繼元等,2013a)。從巖石屬性上看,這些侵入巖不僅包含了A型花崗巖、紫蘇花崗巖,還有埃達克質花崗閃長巖和富鎂閃長巖等(Geng et al.,2009;Tang et al.,2010,2012a;Yin et al.,2010,2013;Yang et al.,2014a)。本文對西準噶爾北部早石炭世玄武安山巖研究顯示,其富集HFSE和LREE,虧損Nb和Ta,具有低的 Nb/La和 Nb/U比值,顯示島弧巖漿的親緣性。在Ta/Yb-Th/Yb圖(圖8a)和La-Y-Nb分類圖(圖8b)中,所有樣品都投在鈣堿性玄武巖區域。此外,在Th-Hf/3-Nb/16的環境判別圖中(圖10),所有樣品都落在了島弧玄武巖區域。由此可見,西準噶爾北部早石炭世玄武安山巖可能形成于島弧環境。更重要的是,下石炭統太勒古拉組沉積相為半深海-深海相,發育濁流沉積特點,其碎屑鋯石年齡集中在320~344 Ma(峰期為330 Ma)(高睿等,2013)。而古地理、古地磁數據顯示,準噶爾洋不僅在早石炭世活動,直到晚石炭世也沒有停止(王福同,2006;Wang et al.,2007;Choulet et al.,2011;Yi et al.,2015)。上述證據表明,西準噶爾在早石炭世不是后碰撞環境,而是島弧環境。然而,對于西準噶爾早石炭世處于單一島弧環境(Geng et al.,2011;易善鑫等,2014;Yang et al.,2014b)、弧后盆地(Shen et al.,2013),還是洋內弧環境(Zhang et al.,2011),目前仍然沒有定論。

圖8 Ta/Yb-Th/Yb圖(a)(據Hastie et al.,2007);La-Y-Nb圖(b) (據Cabanis and Lecolle,1989);Nb/Yb-La/Yb圖(c) (據朱永峰等,2007)(N-MORB,E-MORB和OIB數據引自文獻Sun and McDonough,1989)Fig.8 Plots of Ta/Yb vs.Th/Yb (a),La-Y-Nb (b) and Nb/Yb vs.La/Yb (c)

圖9 Nb/Y-Rb/Y圖(a)和Ba/La-Ba/Nb圖(b)(據Geng et al.,2011)Fig.9 Nb/Y vs.Rb/Y (a) and Ba/La vs.Ba/Nb (b) diagrams

圖10 謝米斯臺山東段玄武安山巖的構造背景判別圖(據Wood,1980)Fig.10 Tectonic setting discrimination diagram for the basaltic andesite in the eastern part of the Xiemisitai mountain

圖11 西準噶爾地區早石炭世的構造模式圖Fig.11 Tectonic model for the Early Carboniferous West Junggar

總體上,對于西準噶爾地區早石炭世巖漿巖的研究還比較薄弱。結合前人和本文的研究,我們認為在324 Ma以前,西準噶爾地區無論是花崗巖還是火山巖,都具有鈣堿性的特征(陳家富等,2010;Geng et al.,2011;尹繼元等,2013a;Shen et al.,2013;Yang et al.,2014b)。如:本文研究的玄武安山巖為鈣堿性的特征,是正常俯沖島弧巖漿作用的產物。然而,到324 Ma后,達拉布特斷裂西北側的哈圖玄武巖顯示MORB特征(Shen et al.,2013),被認為是弧后盆地的產物。但是在315 Ma以后,在達拉布特斷裂西北側又出現了MORB特征的玄武巖、A型花崗巖、埃達克巖和富 Nb玄武巖(Tang et al.,2012c;Zhang et al.,2014和作者未發表數據)。當洋脊與海溝相互作用后,軟流圈地幔沿著板片窗上涌,帶來巨大的熱能,促使廣泛的巖漿作用(DeLong et al.,1979;Thorkelson,1996)。因此,我們考慮晚石炭世巖漿作用可能不是弧后盆地的產物,而是準噶爾洋中脊北西向俯沖作用的產物。在達拉布特斷裂東南側,早石炭世的火山巖具有鈣堿性的特征,是準噶爾洋向南俯沖作用的產物(Geng et al.,2011)。然而,作者在克拉瑪依地區發現俯沖成因的的贊岐巖(321 Ma),可能暗示高溫巖漿作用的開始(Yin et al.,2010;2015b),隨后,伴隨有大量的堿性花崗巖、埃達克巖、富鎂閃長質巖墻、堿性玄武巖、OIB和銅金礦床的形成(Tang et al.,2010;2012a,2012b;Zhang et al.,2011;尹繼元等,2013b;Yin et al.,2013;2015b)。我們考慮上述特殊巖石組合可能與西準噶爾地區晚石炭世的洋脊俯沖作用有關(Geng et al.,2009;Tang et al.,2010;Yin et al.,2010,2013,2015b)。另外,在早石炭世,古亞洲洋多個俯沖體系同時存在,如:額爾齊斯-齋桑洋往扎爾瑪-薩吾爾火山弧俯沖,北天山洋往伊犁-北天山弧俯沖,準噶爾洋往哈圖火山弧俯沖等。Zhang et al.(2011)在達拉布特斷裂東南側的野鴨溝地區識別出褶皺沖斷構造,頂端指向北西的褶皺組合揭示達拉布特古洋盆發生向南的俯沖消減。這表明,在早石炭世,古亞洲洋發生雙向俯沖作用,分別俯沖到東南側的克拉瑪依火山弧和西北側的哈圖火山弧之下(圖11)。隨后,準噶爾洋脊先后與達拉布特兩側的海溝相匯,產生了廣泛的巖漿作用和成礦作用。

5 結論

(1) 西準噶爾北部早石炭世的火山巖為玄武安山巖,其噴發時間為338.7±6.9 Ma。

(2) 西準噶爾玄武安山巖具有鈣堿性的特征,富集 LILE和 LREE,虧損HFSE(如Nb和Ta),具有高的Rb/Y和Ba/Nb比值,顯示島弧巖漿的特征。另外,其Nb/U和Ce/Pb比值與大陸地殼的范圍基本一致,表明其可能受到陸殼的混染。

(3) 在Th-Hf/3-Nb/16的環境判別圖中,所有樣品都落在了島弧玄武巖區域。結合區域古地理,古地磁,巖漿巖以及大地構造研究成果,我們認為西準噶爾地區在早石炭世處于島弧環境。而準噶爾洋殼早石炭世期間經歷向西北側和東南側的雙向俯沖過程。而古亞洲洋的構造演化過程中,可能經歷多個洋內俯沖系統。

致謝:長安大學的李永軍教授和另一位匿名審稿人詳細審閱了全文,并提出寶貴的修改意見,在此表示感謝。樣品的40Ar/39Ar定年分析、主量、微量元素和同位素分析過程中,分別得到中國科學院廣州地球化學研究所同位素地球化學國家重點實驗室邱華寧、劉穎、胡光黔和曾文等老師的熱心幫助。在野外樣品采集過程中,得到香港大學地球科學系耿紅艷博士的幫助。在此衷心的表示感謝！

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