西天山阿吾拉勒石炭纪火山岩年代学和地球化学研究

李大鹏, 杜杨松*, 庞振山, 涂其军,张永平, 葛松胜, 沈立军, 王开虎

1)中国地质大学(北京)科学研究院, 北京 100083;

2)中国地质调查局发展研究中心, 北京 100037;

3)新疆维吾尔自治区地质调查院, 新疆乌鲁木齐 830000;

4)新疆维吾尔自治区地质矿产勘查开发局第三地质大队, 新疆库尔勒 841000

西天山阿吾拉勒石炭纪火山岩年代学和地球化学研究

李大鹏1), 杜杨松1)*, 庞振山2), 涂其军1,3),张永平4), 葛松胜1), 沈立军1), 王开虎1)

1)中国地质大学(北京)科学研究院, 北京 100083;

2)中国地质调查局发展研究中心, 北京 100037;

3)新疆维吾尔自治区地质调查院, 新疆乌鲁木齐 830000;

4)新疆维吾尔自治区地质矿产勘查开发局第三地质大队, 新疆库尔勒 841000

西天山阿吾拉勒裂谷带内广泛发育石炭纪火山岩, 主要由玄武岩、粗面玄武岩、玄武质粗安岩、玄武质安山岩、粗面岩和流纹岩组成。以中基性岩为主, 多为钙碱性系列。LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果显示, 区内流纹岩形成于(316.1±2.2) Ma, 为早石炭世晚期。微量和稀土元素特征表明, 本区的火山岩具有俯冲带大陆边缘岛弧火山岩的典型特征, 应形成于早石炭世晚期的准噶尔洋向伊犁板块俯冲的大陆边缘弧环境。可能是由受俯冲流(熔)体交代的地幔楔尖晶石二辉橄榄岩发生 1%～5%的部分熔融, 并在上升过程中经历了不同程度的结晶分离和同化混染作用而形成的。

锆石LA-ICP-MS; 地球化学; 火山岛弧; 大哈拉军山组; 阿吾拉勒

中亚造山带是全球显生宙陆壳增生与改造最显著的大陆造山带, 在长期的陆壳演化过程中, 其经历了陆缘增生、后碰撞和陆内造山等一系列地质过程, 并发生了强烈的壳幔相互作用, 系统保存了亚欧大陆形成和演化的完整信息, 使得中亚造山带成为探索大陆增生和陆内改造等大陆动力学问题的最佳天然实验室。作为中亚造山带的重要组成部分,我国新疆的西天山造山带内蕴含有丰富的矿产资源,并体现了中亚造山带古生代岩浆与成矿作用典型特征, 因此一直备受国内外地质学家关注(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; 李华芹等, 2004; 朱永峰等,2005, 2006; 王博等, 2006; 陈正乐等, 2006; 冯金星等, 2010; 白建科等, 2011), 尤其是带内成因与俯冲碰撞作用密切相关的大哈拉军山组火山岩得到了广泛研究(Windley et al., 1990; 姜常义等, 1995, 1996;Gao et al., 1998, 2003, 2009; 朱永峰等, 2005; 翟伟等, 2006; 钱青等, 2006; 孙林华等, 2007)。

大哈拉军山组火山岩为一套以流纹岩、粗面岩、粗面安山岩、中酸性凝灰岩和少量玄武岩为主体的石炭纪火山岩和火山-沉积岩建造。尽管众多地质学者针对不同地区的大哈拉军山组火山岩进行过地质、地球化学、年代学和构造动力学研究, 但迄今为至, 学术界对大哈拉军山组的形成时代以及大地构造背景仍存有争议。成岩时代方面, 有晚泥盆世(朱永峰等, 2005; 翟伟等, 2006)、早石炭世(刘友梅等, 1994; 李永军等, 2008, 2009)及三叠纪—侏罗纪(杨志华等, 2004)等不同观点。构造背景方面的观点更是百家争鸣, 钱青等(2006)归纳为3种: (1)大陆裂谷-地幔柱说(车自成等, 1996; 顾连兴等, 2001a, b;夏林圻等, 2002, 2004; Xia et al., 2004), 他们认为石炭纪时, 天山地区的古洋盆均已闭合, 此时整个天山造山带处于造山后大陆裂谷拉伸阶段, 石炭纪火山岩则属于碰撞后大陆裂谷火山岩系(车自成等,1996; 顾连兴等, 2001a, b), 这些裂谷火山岩系的形成与碰撞后裂谷拉张环境的古地幔柱活动有关, 其母岩浆源于软流圈地幔和岩石圈地幔的混合岩浆(夏林圻等, 2002, 2004; Xia et al., 2004)。(2)活动大陆边缘和岛弧说(Windley et al., 1990; 姜常义等, 1995,1996; Gao et al., 1998, 2003; 朱永峰等, 2005; 钱青等, 2006; 孙林华等, 2007), 朱永峰等(2005)认为西天山石炭纪火山岩具有大陆弧岩浆的地球化学特征,并提出大哈拉军山组火山岩形成于古南天山洋洋壳向伊犁—中天山板块俯冲所形成的火山岛弧, 该岛弧持续演化到晚石炭世早期。姜常义等(1995)通过研究发现阿吾拉勒地区的早、中石炭纪火山岩来源于大陆边缘岛弧环境, 晚石炭纪开始向裂谷环境转变。钱青等(2006)认为昭苏北部的大哈拉军山组火山岩形成于具有元古代基底的活动大陆边缘拉张环境,岩浆源区可能为俯冲流体交代富集的岩石圈地幔。(3)大陆减薄拉张说, 陈丹玲等(2001)提出伊犁—中天山板块内部石炭纪火山岩可能形成于大陆减薄拉张环境。

作为西天山主要矿床重要的含矿层位, 大哈拉军山组火山与成矿关系密切, 查明其形成时代、构造背景和源区性质, 对研究西天山造山带的形成、演化及探讨其成矿规律具有非常重要的意义。阿吾拉勒裂谷带位于博罗科努早古生代陆缘、伊犁晚古生代裂谷和那拉提—巴伦台地块组成的楔形区域内,其特殊的大地构造位置使之成为研究西天山古生代构造演化及北天山地区俯冲作用有关的壳幔物质相互作用的重要对象。为此, 本文分别选择了阿吾拉勒裂谷带内备战矿区、敦德矿区和智博矿区的古生代玄武-安山岩, 进行了详细的年代学和岩石地球化学研究, 并在此基础上分析了岩浆的形成机制, 讨论了其形成的大地构造背景和地球动力学意义, 以期深化对西天山的构造演化规律的认识。

1 地质背景

伊犁—中天山板块位于准噶尔板块和塔里木板块之间, 阿吾拉勒裂谷带位于伊犁—中天山板块北缘, 向北依次为博罗科努早古生代陆缘和依连哈比尔晚古生代沟弧带, 南为那拉提—巴伦台地块与南天山艾尔宾晚古生代陆缘, 呈楔形向东尖灭(图1)。

图1 天山构造略图(据Windley et al., 1990修改)Fig. 1 Sketch tectonic geological map of the Tianshan Mountains(modified after Windley et al., 1990)

在准噶尔盆地北缘的尼勒克断裂和博罗科努—阿其克库都克断裂之间的古生代被动陆缘之中, 断续分布着奥陶纪蛇绿岩和蛇绿混杂岩(董云鹏等,2006), 相当于古生代准噶尔洋(北天山洋)的残片。微量元素地球化学资料表明, 这类蛇绿岩具俯冲带型蛇绿岩的典型特征(秦克章, 2000)。王志洪等(2000)认为这套蛇绿岩形成于俯冲带之上的弧后盆地, 黄建华等(1995)则认为其可能形成于古大洋中脊, 岩浆来源于轻稀土富集的亏损地幔源区。一般认为,准噶尔洋盆从晚寒武到早石炭世可能一直持续存在,在晚奥陶世开始伊犁—中天山板块下俯冲, 闭合于晚石炭世晚期(Coleman, 1989; Windley et al., 1990;车自成等, 1996; Gao et al., 1998, 2003; 夏林圻等,2002)。中奥陶世之前, 伊犁板块和中天山板块是两个被 Terskey古洋所分开的独立板块, 直至早奥陶世末期 Terskey古洋消减闭合, 才使伊犁板块和中天山板块碰撞拼合(Lomize et al., 1997; 龙灵利等,2008)而形成伊犁—中天山板块。在其南部, 沿塔里木盆地北缘的缝合带和冲断层也广泛发育着一套志留纪到早石炭纪的蛇绿岩(Gao et al., 1998; Liu, 2001;龙灵利等, 2008), 它们代表了南天山洋的存在。前人研究表明, 南天山洋形成于 Rodinia大陆的裂解(钱青等, 2006), 奥陶纪开始拉张, 到晚志留世发育成小洋盆(秦克章, 2000), 古生物地层学、大地构造学和岩石地球化学资料显示, 其闭合时间为早石炭世末期(Chen et al., 1999; Gao, 2003; 钱青等, 2006),残余洋盆也可能持续至晚石炭世—早二叠世(Chen et al., 1999)。

阿吾拉勒裂谷带位于伊犁—中天山板块北缘,区内的早石炭世大哈拉军山组(C1d)火山岩地层广泛发育, 主要包括一套玄武岩、粗面玄武岩、(玄武质)粗面安山岩、玄武质安山岩、安山岩和流纹岩。本次工作主要对备战矿区, 敦德矿区以及智博矿区的古生代火山岩展开研究。

2 岩石学特征

研究区内的火山岩以玄武岩、粗面玄武岩、(玄武质)粗面安山岩和玄武质安山岩为主, 还有部分粗面安山岩和流纹岩。玄武岩, 呈灰绿色, 粒状结构,块状构造(图 2A), 斑晶主要为斜长石(15%～30%)和单斜辉石(5%～15%)(图2B), 未见橄榄石。斜长石斑晶为半自形-自形板柱状结构, 解理面上可见聚片双晶, 斑晶斜长石粒度 0.5～1 mm, 主要为奥长石(An13～An26, Ab72～Ab86), 斑晶单斜辉石多已发生绿泥石化和透辉石化(图 2C)。安山岩多呈斑状结构,块状构造, 偶见气孔构造, 斑晶主要为半自形-自形的斜长石(45%～50%)和少量较为自形的角闪石(约5%)(图 2D), 基质为玻晶(基)交织结构, 主要为短柱状的斜长石微晶。流纹岩具斑状结构, 流纹构造, 斑晶主要为石英、碱性长石和少量的斜长石, 基质为玻璃质结构。

作为火成岩的主要造岩矿物, 多种硅酸盐矿物的矿物成分和形成条件与母岩浆类型密切相关, 并保存了大量形成时周围岩浆介质的地球化学信息。笔者曾对备战矿区内(粗面)玄武岩内的斜长石和智博矿区内玄武岩内的单斜辉石进行了系统的矿物学研究(李大鹏等, 2012), 发现(粗面)玄武岩中斜长石中 Al含量相对较高(＞21.91%), 表明应为低压环境下结晶的产物(Kushiro, 1960; Thompson, 1974); TiO2较低, 指示了斜长石可能是在岩浆分异晚期形成的(Kerr, 1998)。玄武岩中单斜辉石的矿物学数据指示其母岩浆应为碱性-亚碱性系列, 根据单斜辉石的温压方程(Thompson, 1974; 周新民等, 1982)得出其结晶温压条件为: P=0.6～1 Gpa, T=1201～1246, ℃对应的结晶深度约为19～33 km。

3 地球化学

3.1 测试方法

主量元素、微量元素的分析测试工作是在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成的。主量元素分析使用Philips PW2404型X荧光光谱仪(XRF)完成, 分析精度优于1%, FeO采用化学容量法测定;微量元素分析使用Finnigan MAT Element I 型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)完成, 分析精度多小于3%。DZ/T0223-2001电感耦合等离子体质谱方法通则。温度20, ℃湿度30%。测试过程中分别使用国际标准进行监控。区内火山岩的主微量元素地球化学数据列于表1, 其中TFe2O3为荧光光谱仪(XRF)测试所得的全铁的量, FeO的含量是通过湿化学分析方法得到的。

3.2 主量元素地球化学

火山岩的 TAS分类图(图 3)表明, 带内的火山岩主要为玄武岩、粗面玄武岩、玄武质粗安岩、玄武质安山岩以及粗面岩和流纹岩。

图2 火山岩岩相学特征Fig. 2 Petrographical characteristics of volcanic rocks

图3 火山岩TAS图解(底图据Le Bas et al., 1986)Fig. 3 TAS diagram for the volcanic rocks(after Le Bas et al., 1986)

玄武岩(和粗面玄武岩)的SiO2和TiO2的含量分别在 47.47%～52.00%和 0.85%～2.00%之间,全碱 Alk值为 2.68～5.54, MgO(3.29%～9.13%)和Mg#(32.94～89.77, Mg#=100×Mg2+/(Mg2++Fe2+))的变化范围较大, 这反映了岩浆可能经历了一定程度的结晶分离作用(Wilson, 1989)。玄武质粗安岩(和粗安岩)的 SiO2含量为 53.38%～58.21%, 其中粗安岩中SiO2含量相对较高, 为(57.77%～58.21%)。二者的TiO2和 P2O5的含量分别为 0.65%～1.82%和0.17%～0.49%, 全碱Alk值为5.63～7.99, 粗安岩略高,MgO和Mg#分别为2.59%～6.23%和38.09～51.83。玄武质安山岩的SiO2含量为 52.77%～53.15%, TiO2和P2O5的含量均较为稳定, 分别为 0.78%～1.00%和0.12%～0.13%, 全碱 Alk值为 4.18～4.94, MgO为6.56%～9.71%, Mg#值较高, 为 54.96～57.68, 反应岩浆经历了较强的结晶分异过程。

3.3 微量(稀土)元素地球化学

多种微量(稀土)元素的稳定性是非常可靠, 对于大多数火成岩而言, 在经历静力变质作用或一定的热液蚀变作用后, 其稀土配分模式不会发生改变

(Hanson, 1980; Ganzeyev et al., 1984), 故可根据其特点来判别岩石(岩浆)的系列和起源。如表1, 各种火山岩稀土元素总量 ΣREE差异较大, 玄武岩、粗面玄武岩的 ΣREE为120.30×10–6～205.31×10–6, 玄武质 粗 安 岩 的 ΣREE 相 对 较 低, 为 69.98×10–6～147.78×10–6, 粗面安山岩稀土元素总量变化较大,介于 46.54×10–6～183.24×10–6之间, 相比之下, 玄武质安山岩(ΣREE=70.54×10–6～75.11×10–6)和流纹岩(ΣREE=94.78×10–6～102.23×10–6)的 ΣREE 总量较低,较稳定。

表1 阿吾拉勒地区火山岩主量/%与微量元素分析结果/10–6Table 1 Analytical data of major/%and trace element contents/10–6 of volcanic rocks in Awulale area

续表1

续表1

图4 火山岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(球粒陨石标准化值引自Sun et al., 1989)Fig. 4 Chondrite–normalized REE patterns for volcanic rocks (chondrite values after Sun et al., 1989)

球粒陨石标准化的稀土元素配分图显示(图 4),区内火山岩大多特征相似, 均表现出轻稀土富集、重稀土亏损的右倾配分模式, 只有玄武质安山岩表现为稀土含量相对较低、轻稀土富集程度和重稀土亏损程度也不明显。

玄武岩、粗面玄武岩的 LREE/HREE值为4.51～7.79, 平均值为5.76, 显示轻稀土富集的特点。稀土元素 La/Yb值(4.00～9.00)变化较大, 异常系数δCe为 0.88～1.02, δEu为 0.77～1.21, 显示岩石中 Eu为弱负异常或近无异常。玄武质粗安岩和粗面安山岩的 LREE/HREE值变化较大, 为 2.32～8.03, 也表现出轻稀土富集的特征, La/Yb值、δCe和δEu分别处于1.82～8.82、0.94～1.05和0.74～1.04之间。玄武质安山岩的 LREE/HREE值较为稳定, 介于2.57～2.70之间, La/Yb值为0.87～1.33, 异常系数δCe和δEu较稳定, 分别为1.05～1.12和0.83～0.87, 表现出弱的 Ce正异常和 Eu弱负异常。流纹岩的LREE/HREE比值较高, 为 5.35～5.98之间, 表现出轻稀土富集的特征。La/Yb值较高, 为 4.45～5.52,δCe和 δEu都在 1附近, 分别为 0.93～0.96和0.91～1.19。

微量元素方面, 本区的火山岩普遍表现出大离子亲石元素的富集和Nb、Ta和Ti的亏损(图5), 这些特征类似形成于俯冲带火山岩的地球化学特征(McCulloch et al., 1991; Innocenti et al., 2005)。Cu、Pb、Zn等成矿元素在本组火山岩中均不高, 没有显示出异常。相容元素特征与MORB及原生岩浆具有差异, Pearce(1982)提出Cr、Ni在MORB中的含量分别为 290×10–6和 138×10–6。相容元素在原生未受地壳混染的玄武岩中含量较高, 朱弟成等(2003)通过研究发现, 北喜马拉雅山的二叠纪基龙组玄武岩的常量元素和微量元素均与原生玄武岩浆类似, 其Cr含量为 385.7×10–6。虽然本区火山岩中玄武岩(189.75×10–6)、粗面玄武岩(137.00×10–6)和玄武质安山岩(419.50×10–6)Cr的平均含量相对较高, 但玄武质粗安岩较低, 为 77.75×10–6, 粗安岩和流纹岩 Cr平均含量分别仅为 14.96×10–6和 3.32×10–6。而且各类火山岩Ni和Co平均含量都较低, Ni含量普遍不到 20×10–6, Co平均含量玄武岩最高, 也不足80×10–6, 流纹岩的 Co 平均含量仅为 2.70×10–6。这些相容元素含量明显低于MORB的玄武岩, 指示了本区玄武-安山质火山岩的形成过程中可能经历了一定程度的地壳混染作用。

4 年代学

为了获得火山岩的年龄, 笔者选取备战矿区的流纹岩进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb测年。

4.1 测试方法

图5 火山岩微量元素N-MORB标准化曲线(N-MORB标准化值引自Sun et al., 1989)Fig. 5 N-MORB–normalized trace element patterns for volcanic rocks (N-MORB values after Sun et al., 1989)

锆石的分选在廊坊市峰泽源岩矿检测技术实验室完成, 分离采用常规方法: 先将岩样粉碎至300 μm, 再用浮选和电磁选方法分离, 最后在双目镜下进行单颗粒锆石挑选。靶样、锆石透射光、反射光显微照相以及锆石阴极发光(CL)显微照相均由中国地质大学(北京)科学研究院离子探针中心制作和完成的。锆石LA-ICP-MS U-Pb测试工作在中国地质大学(北京)激光等离子体质谱实验室完成, 分析仪器为由美国New Wave Research Inc.公司生产的 193 nm 激光剥蚀进样系统(UP193SS)和美国Agilent科技有限公司生产的Agilent 7500a型四级杆等离子体质谱仪联合构成的激光等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)。工作条件为: 测试点束斑直径30 μm,激光频率10 Hz, 预剥蚀时间5 s, 剥蚀采样时间45 s,ICP-MS辅助气为Ar, 流速1.13 L/min, 数据处理软件为Glitter 4.4.1。年龄计算以标准锆石91500为外标进行同位素比值校正, 标准锆石 TEMORA和Qinghu为监控盲样; 元素含量以国际标样NIST610为外标, Si为内标计算, NIST612和NIST614为监控盲样。204Pb校正和实验室详细方法分别参考Anderson(1994)和 Song 等(2010)。

4.2 分析结果

光学显微镜及 CL图像(图 6)表明, 所挑选锆石晶形较完好, 主要呈四方双锥状、长柱状、板柱状, 个别为短柱状。透射光下为无色或浅黄色, 晶体轮廓清晰, 晶面多数光滑, 部分锆石颗粒发育裂隙。

本次研究对IP028锆石样品共进行了20个点的分析(表 2), 锆石 Tu和 U 含量分别为 75.61×10-6～1033×10-6和117×10-6～927×10-6, 二者为正相关关系;除个别点外, Th/U值普遍集中在0.5～0.9之间, 加之锆石多具典型的岩浆振荡环带结构, 指示了其为典型的岩浆锆石(Vavra et al., 1996)。20个分析点的206Pb/238U表面年龄在310～318 Ma, 误差较小, 并且在U-Pb谐和线上构成较为一致的年龄组, 其加权值为(316.1±2.2) Ma, MSWD=0.19(图 7)。

图6 火山岩锆石的阴极发光(CL)图像Fig. 6 CL images of zircon from volcanic rocks

图7 火山岩锆石U-Pb谐和线Fig. 7 U-Pb isotope concordia diagram of zircon from volcanic rocks

5 讨论

5.1 形成时代和构造地质背景

阿吾拉勒裂谷带内流纹岩年龄为(316.1±2.2) Ma, 这与汪邦耀等(2011)获得裂谷带内查岗诺尔矿区火山岩的 LA-ICP-MS锆石 U-Pb年龄(321.2±2.3) Ma相近, 说明带内的火山岩形成于古生代早石炭世末期。关于西天山古生代火山岩形成的大地构造背景一直是一个颇具争议的科学问题,观点从大陆裂谷–地幔柱说、活动大陆边缘说到岛弧说和大陆减薄拉张说, 跨度较大。近年来, 科学界普遍认为这套火山岩来源于受俯冲流体交代的岩石圈地幔, 伊犁—中天山板块北、南缘广泛分布的石炭纪火山岩被认为是北天山洋和南天山洋向伊犁—中天山板块俯冲形成的岛弧/大陆边缘弧火山岩(Gao et al., 1998, 2003; 朱永峰等, 2005; 钱青等, 2006;安芳等, 2008; 龙灵利等, 2008)。

不同构造环境的玄武岩的微量元素地球化学特性不同, 故可利用微量元素判断玄武岩的形成环境。最早 Pearce等(1973)提出依据化学成分来限定岩浆起源的大地构造背景, 论述了地球化学方法可以区别产生于不同大地构造背景下的玄武岩, 并建立了构造–岩浆判别图解。随后大量研究支持此观点,一时间涌现出多种玄武岩构造背景判别图解。为了认识阿吾拉勒裂谷带内的玄武岩形成的构造环境,考虑到对识别火山弧玄武岩效果较好(Rollison,1992), 本文采用了 Wood(1980)提出的 Th-Hf-Ta判别图解(图 8a), 结果显示本区的火山岩主要为火山岛弧钙碱性玄武岩。根据 Th/Yb-Ta/Yb图解(图 8b,Pearce, 1982), 火山岩集中落入火山岛弧玄武岩区的钙碱性玄武岩区, 少量落入钾玄武岩区。另外, 火山岩的高Al2O3、低稀土总量和大离子亲石元素、轻稀土元素富集的特点, 显示出岛弧岩浆的特点, 与大陆板内以及大洋板内火山岩存在明显的区别, 后者往往具有高Ti和轻稀土强烈富集的特点。在微量元素MORB标准化图解上, 各类火山岩普遍表现出Ta、Nb和P、Ti的负异常, Sm的低正异常, 显示出典型岛弧岩浆的特点(Pearce et al., 1995), 与板内玄武岩和大洋中脊玄武岩不同, 它们一般不存在Nb、Ta和Ti的负异常(张招崇等, 2006)。通常认为, 岛弧火山岩在MORB标准化图解上显示富集的元素是由于从洋壳释放出的流体交代地幔楔的结果(Pearce et al., 1995)。如图 5, 带内火山岩表现出一致的 Rb、Th和 Ce的富集, 他们的富集可能来源于洋壳流体的交代作用。另外, 区内火山岩的 Zr/Nb比值为11.5～54.7, 与MORB的Zr/Nb比值极为接近(10～60,Davidson, 1996), 同样其Sm/Nd均值(0.23)也接近于MORB的Sm/Nd均值(0.32, Anderson, 1994), 这些特征均与岛弧火山岩完全吻合。因此, 本区的火山岩应为形成于早石炭世晚期俯冲带的大陆边缘岛弧火山岩。

表2 锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学测试结果Table 2 Zircon LA-ICP-MS U-Pb dating results

图8 火山岩构造环境判别图Fig. 8 Discrimination diagrams for tectonic settings of volcanic rocks

伊犁板块北缘发育的奥陶纪蛇绿岩和大量的年代学、地球化学资料, 均指示了准噶尔洋(北天山洋)在晚奥陶世开始向南部的伊犁—中天山板块下俯冲,闭合于晚石炭世晚期(Coleman, 1989; Windley et al.,1990; 车自成等, 1996; Gao et al., 1998, 2003; 夏林圻等, 2002)。张招崇等(2006, 2007)通过对南阿尔泰和东准噶尔的古生代火山岩和花岗岩的地球化学、年代学研究, 认为准噶尔洋在早泥盆世向北俯冲,并于晚石炭世与西伯利亚板块发生碰撞。在中奥陶世之前, 伊犁板块和中天山板块是两个被 Terskey古洋所分开的独立板块(Lomize et al., 1997; 龙灵利等, 2008), 直至早奥陶世末期Terskey古洋消减闭合二者才碰撞拼合。同时 Terskey古洋的闭合引起中天山板块南缘的不断拉伸而形成南天山洋(Gao et al., 2009), 南天山洋在晚志留世—早泥盆世开始向中天山板块之下俯冲(杨天南等, 2006; 周鼎武等,2004), 闭合于早石炭世末期(Gao et al., 1998, 2009)。如上所述, 古生代早期不仅准噶尔洋(向南)还是南天山洋(向北)均发生了向伊犁—中天山板块之下的俯冲, 而且准噶尔洋同时还发生了向相反方向(北东方向, 张招崇等, 2006)的俯冲, 从时空关系和大陆动力学方面来看, 这并不合逻辑。准噶尔洋向南和向东北的俯冲作用均发生在古生代早期(晚奥陶世), 闭合于古生代中晚期(中石炭世—晚石炭世),比南天山洋俯冲(晚志留世—早泥盆世)要早, 闭合要晚(早石炭世)。这说明伊犁板块北缘的洋壳俯冲作用要比南缘规模更大、持续时间更长, 一定程度上指示了三者可能为从属关系。笔者推断, 奥陶纪早期, 由于西伯利亚板块的向南挤压, 引起准噶尔洋向伊犁—中天山板块之下俯冲, 造成准噶尔洋和南天山洋向北的被动俯冲和南天山洋向南与羌塘昌都地块的挤压, 在伊犁—中天山板块南北缘形成了一系列的褶皱带、裂谷带和冲断层, 并沿构造线产出一套火山(熔)岩和火山碎屑岩, 这个构造过程一直到第四纪仍保存着大量的地质证据(Molnar et al., 1975)。

5.2 岩石源区与演化

岛弧环境中的岩浆可能会有(1)地幔楔中橄榄岩的部分熔融、(2)俯冲带流(熔)体、(3)俯冲板片部分熔融和(4)陆壳同化混染(Macdonald et al., 2000)等多种源区, 前述微量元素地球化学特征指示了本区火山岩可能形成于受俯冲带流(熔)体影响的地幔楔。虽然多种地幔岩(石榴石二辉橄榄岩、尖晶石二辉橄榄岩、石榴石异剥橄榄岩以及上地幔辉石岩、辉石角闪石岩)的在一定的温压条件下部分熔融, 均可产生玄武岩浆(Gast, 1968; Green et al.,1967, 1968, 1970, 1976; 鄂莫岚等, 1987; 池际尚,1987; Yaxley, 2000), 但本区火山岩与原生岩浆具有一定的差异, 表现出Nb、Ta和Ti的负异常以及Rb、Th和Ce的富集, 这可能因为地幔楔受到了洋壳流(熔)体的交代作用(Pearce et al., 1995)。一般来讲, 元素Th和Ta在地幔演化过程中表现较为稳定,但在受俯冲带流(熔)体影响的地幔楔发生部分熔融时, 二者会发生分异, 表现为 Th的富集(Wilson,1989), 从而形成较高的Th/Ta比值。本区火山岩的平均Th/Ta值较高, 为12.48, 玄武质安山岩和流纹岩的平均 Th/Ta值更是高达 21.15, 明显高于原始地幔的比值。由此本文认为源区岩浆可以是由受俯冲流(熔)体交代的地幔部分熔融形成的。Nb/Y-Zr部分熔融模拟计算图解(图 9)表明, 火山岩样品主要落在尖晶石二辉橄榄岩的部分熔融曲线上, 部分熔融程度集中在1%～5%。部分样品的Zr含量较高, 可能是由于岩浆经历了结晶分离过程所致。从稀土配分模式的相似性来看, 本区的火山岩可能具有同源性; 哈克图解(图 10)显示, 火山岩的主要元素(TiO2、P2O5、MgO、K2O 和 CaO)与 SiO2的相关性较好, 指示了火山岩可能经历了一定程度的结晶分离作用过程; 微量元素中相容元素的不稳定和低含量, 又说明火山岩源岩浆经历了一定程度的陆壳混染作用。

图9 火山岩类Zr-Nb/Y图解(底图据Kerr et al., 1997)Fig. 9 Zr-Nb/Y diagrams for volcanic rocks(basemap after Kerr et al., 1997)

图10 火山岩类哈克图解和CaO-CaO/Al2O3图解Fig. 10 Hart and CaO-CaO/Al2O3 diagrams for volcanic rocks

由以上论述, 本文认为阿吾拉勒裂谷内的火山岩可能为受俯冲带流(熔)体交代的地幔楔尖晶石二辉橄榄岩发生1%～5%的部分熔融, 并在上升过程中经历了一定程度的结晶分离和同化混染作用而形成的。

6 结论

1)阿吾拉勒裂谷带内的大哈拉军山组火山岩主要为玄武岩、粗面玄武岩、玄武质粗安岩、玄武质安山岩和少量的粗面岩以及流纹岩。LA-ICP-MS锆石 U-Pb测年结果表明, 区内流纹岩形成于(316.1±2.2) Ma, 属早石炭世晚期。

2)微量和稀土元素特征表明, 本区的火山岩具有俯冲带大陆边缘岛弧火山岩的典型特征, 可能形成于早石炭世晚期的准噶尔洋向伊犁板块俯冲的大陆边缘弧环境。

3)火山岩可能为受俯冲带流(熔)体交代的地幔楔尖晶石二辉橄榄岩发生1%～5%的部分熔融, 并在上升过程中经历了一定程度的结晶分离和同化混染作用而形成的。

致谢:野外工作得到了新疆维吾尔自治区地质调查院王磊总工程师, 新疆维吾尔自治区地质矿产勘查开发局李凤鸣、屈迅处长, 新疆维吾尔自治区国土资源厅王新昆处长, 新疆维吾尔自治区地质矿产勘查开发局第三地质大队石福品总工程师和十一地质大队郭新成总工程师和张建收、赵振刚工程师的大力帮助, 笔者在此谨表谢忱。

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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

本文由中国地质调查局天山成矿带地质矿产调查评价项目(编号: 1212011120497)资助。

2012-07-05; 改回日期: 2012-09-06。责任编辑: 张改侠。

李大鹏, 男, 1986年生。博士研究生。主要从事岩浆深部过程与成矿作用研究。通讯地址: 100083, 北京市海淀区学院路29号。电话: 010-82320323。E-mail: lidapeng.bj@gmail.com。

*通讯作者: 杜杨松, 男, 1957年生。教授, 博士生导师。主要从事岩石学和矿床学研究。E-mail: duys5510@cugb.edu.cn。