西准噶尔谢米斯台山东段早石炭世玄武安山岩的成因及意义

尹继元 ,陈 文袁 超,肖文交 ,龙晓平,蔡克大

(1.中国地质科学院 地质研究所,同位素热年代学实验室,大陆构造与动力学国家重点实验室,北京100037;2.中国科学院 地质与地球物理研究所,岩石圈演化国家重点实验室,北京 100029;3.中国科学院地球化学研究所,矿床地球化学国家重点实验室,贵州 贵阳 550002;4.中国科学院 广州地球化学研究所,同位素地球化学国家重点实验室,广东 广州 510640;5.中国科学院 青藏高原地球科学卓越创新中心,北京 100101;6.中国科学院 新疆矿产资源研究中心,新疆 乌鲁木齐 830011)

中亚造山带是世界上最大的增生型造山带之一,发生了强烈的壳幔相互作用,保存从中元古代至中生代古亚洲洋形成和演化的关键信息(Sengör et al.,1993;Windley et al.,2007)。它是由不同时期的岛弧、蛇绿岩、洋岛、海山、增生楔、洋底高原和微陆块等地体增生造山而成(Yakubchuk,2004;Xiao et al.,2008)。西准噶尔位于西伯利亚、哈萨克斯坦和塔里木三个大陆板块的交接处,是中亚造山带的一个重要组成部分(Jahn et al.,2004),大量发育有古生代岩浆岩(Chen and Jahn,2004;韩宝福等,2006;Geng et al.,2009;Chen et al.,2010;Yin et al.,2010,2013;尹继元等,2013a)。前人对西准噶尔地区岩浆岩的研究集中于蛇绿岩、花岗岩和中-基性岩墙等(Tang et al.,2010,2012a,2012b,2012c;尹继元等,2012,2013a,2013b;Yin et al.,2015a,2015b;Yang et al.,2012,2014a;Liu et al.,2014)。对西准噶尔南部早石炭世火山岩和西准噶尔北部的晚志留-早泥盆世火山岩也有一定的研究(Geng et al.,2011;Shen et al.,2013;王金荣等,2013;王章棋等,2014;Yang et al.,2014b)。而对西准噶尔北部早石炭世火山则关注较少。另外,西准噶尔地区早石炭世的构造背景仍然存在较大争议,如:岛弧环境(Geng et al.,2011;易善鑫等,2014;Yang et al.,2014b)、弧后盆地(Shen et al.,2013)、洋内弧(Zhang et al.,2011)和后碰撞环境(韩宝福等,2006;Zhou et al.,2008)等。

本文将以西准噶尔北部早石炭世火山岩作为研究对象,对其进行同位素年代学、岩石学、地球化学和同位素地球化学研究,以探讨西准噶尔北部早石炭世的构造背景,为古亚洲洋的构造演化提供约束。

1 地质背景和样品来源

西准噶尔地区断裂(如达拉布特断裂、谢米斯台和萨吾尔断裂等)十分发育,表现为多组、多期次的时空分布特征,对区内地层、岩浆岩、构造形态及矿化类型起着重要的控制作用。以谢米斯台断裂为界,将西准噶尔分成南部和北部(图1)。南部由晚古生代的火山沉积岩系、蛇绿岩带等增生杂岩、花岗质侵入岩和中-基性岩墙组成(尹继元等,2011)。北部的岩浆作用受扎尔玛-萨吾尔火山弧和博什库尔-成吉思火山弧控制(图1,Chen et al.,2010)。扎尔玛-萨吾尔火山弧主要由泥盆纪-早石炭世弧火山岩和侵入其中的早石炭世的I型花岗岩和闪长质岩墙以及早二叠世的碱性花岗岩组成(陈家富等,2010;尹继元等,2013a;Yin et al.,2015a)。博什库尔-成吉思火山弧由志留纪-早石炭世火山岩和侵入其中的晚志留世-早泥盆世侵入岩和晚石炭世-早二叠世的侵入岩组成(Chen et al.,2010;Shen et al.,2012;尹继元等,2013a;Yin et al.,2015c)。

本文所研究样品采自谢米斯台山东段的下石炭统哈尔加乌组中(图2)。哈尔加乌组以中性火山岩为主,主要由玄武玢岩、凝灰岩和角砾岩等组成。上伏与上石炭统卡拉岗组呈整合接触,下伏与中志留统沙尔布尔组呈不整合接触。岩相学研究表明,该样品为斑状结构、似辉绿结构、块状构造,由斑晶(20%)和基质(80%)组成(图3)。斑晶由斜长石、辉石或橄榄石假像组成,杂乱分布,粒度0.5~2.2 mm。斜长石呈半自形板状、绢云母化、绿泥石化、黝帘石化,多见聚片双晶。暗色矿物已全部被绿泥石交代呈假象。基质由斜长石、暗色矿物组成。斜长石呈半自形板状,杂乱分布,粒度一般 0.2~0.5 mm,少数0.05~0.2 mm,绢云母化、绿泥石化、黝帘石化,粒内聚片双晶发育。暗色矿物部分为单斜辉石,呈半自形柱粒状,填隙状分布于斜长石粒间;部分被次闪石、绿泥石、碳酸盐交代呈假象,粒度<0.25 mm,填隙状分布。该样品定名为蚀变玄武安山岩。

图1 西准噶尔地区地质简图(据Xu et al.,2012修改,锆石U-Pb数据来自相关文献韩宝福等,2006;苏玉平等,2006;Zhou et al.,2008;Geng et al.,2009;魏荣珠,2010;Chen et al.,2010;宋彪等,2011;Tang et al.,2012a;尹继元等,2013a)Fig.1 Simplified geological map of the West Junggar

图2 西准噶尔北部谢米斯台和赛尔山地区区域地质简图(据Yin et al.,2015c 修改)Fig.2 Simplified geological map of the Xiemisitai and Saier mountains in the northern West Junggar

图3 谢米斯台山东段玄武安山岩的显微镜照片Fig.3 Microscopic photos of the basaltic andesite in the eastern part of the Xiemisitai mountain

2 实验方法

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国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室完成。

2.1 40Ar/39Ar测年

将用于年代学测定的玄武安山岩全岩样品用铝箔包装,标准样品用铜箔包装。每 5个样品间插 1个标准样品(底顶各有 1个标样)装入石英玻璃管中,几根石英玻璃管样品组成1批样品,外用铝罐密封,再用镉包裹,送入核反应堆辐照。样品在中国原子能科学研究院49.2堆照射54 h。Ar同位素校正参数(39Ar/37Ar)Ca、(36Ar/37Ar)Ca和(40Ar/39Ar)K分别为:8.98×10–4、2.67×10–4和 5.97×10–3。40Ar/39Ar同位素定年测试在GV 5400Ar稀有气体质谱计上完成。实验流程参见邱华宁(2006)和Qiu and Jiang (2007)。

2.2 主量、微量元素分析

对于进行主量、微量元素分析的样品,选取蚀变较弱的样品,经清除表面杂质后破碎成岩屑,然后放到稀盐酸中浸泡一个小时,去掉次生的碳酸盐矿物,用去离子水在超声波中清洗样品,并重复2~3次,烘干后用磨样机磨至200目供化学分析。主量元素分析在 XRF上完成,分析误差小于 2%,所用仪器为日本理学 Rigaku100e型 X-荧光光谱仪。微量元素分析在ICP-MS上完成,分析精度优于3%,所用仪器为Finnigan MAT公司ELEMENT型高分辨等离子体质谱仪;详细的分析流程见刘颖等(1996)。

2.3 Sr-Nd同位素分析

Sr-Nd同位素的测定使用 Micro Mass Isoprobe型多接受电感耦合等离子质谱仪(MC-ICP-MS)。Sr同位素用国际标样 NBS987和实验室标准 Sr-GIG进行监控,87Sr/86Sr 值用87Sr/86Sr=0.1194 标准化。Nd同位素用国际标准Jndi-1 和实验室标准Nd-GIG进行监控,143Nd/144Nd值用143Nd/144Nd=0.7219标准化。详细的分析流程见梁细荣等(2003)和韦刚健等(2002)。国际标准样品 NBS987 的87Sr/86Sr 比值和Jndi-1 的143Nd/144Nd 比值分别为 0.710288±28(2σ)和 0.512109±12(2σ),所有测量的143Nd/144Nd 比值和87Sr/86Sr 比值分别用146Nd/144Nd=0.7219 和86Sr/88Sr=0.1194 校正。

3 分析结果

3.1 Ar-Ar 年代学

玄武安山岩样品 HB01-5采自谢米斯台山东侧的早石炭世地层中,19个阶段加热分析测试结果见表1及图4。年龄谱线除早期四个阶段年龄偏高外,其余15个阶段形成稳定的年龄坪,谱线较平坦,与此相对应的39Ar释出量占总量的 81%,坪年龄tP=338.7±6.9 Ma (图4a)。该坪包含的15组数据得到的等时线年龄ti=332.5±27.2 Ma,40Ar/36Ar初始比值为297.1±7.4 Ma,接近于尼尔值(295.5)(图4b),表明样品中没有过剩Ar的存在。该坪年龄与等时线年龄在误差范围内一致。

3.2 主量、微量元素特征

研究区玄武安山岩样品的主量、微量元素分析数据见表2,样品的 SiO2含量在52.2%~52.7%之间,Al2O3含量在 18.1%~18.4%之间,CaO含量在4.36%~5.35%之间,Na2O>K2O(Na2O/K2O=6.7~12.0),Na2O+K2O的含量在6.17%~6.79%之间,MgO含量在4.70%~5.01%之间。其低的TiO2含量(0.99%~1.05%)和P2O5含量(0.21%~0.25%)明显不同于富Nb玄武岩(王强等,2003)。玄武安山岩具有相对高的烧失量(LOI=2.91~3.20),可能受到一些后期蚀变或者流体的影响。因此,我们选择一些稀土元素和不活动元素对其进行分类,在 Nb/Y-Zr/TiO2图解中(图5),显示属于玄武岩-安山岩的范围。Mg#值在53~54之间,低于原生玄武岩(Mg#值为70,Dupuy and Dostal,1984),说明玄武安山岩在形成过程中发生了结晶分异作用。

玄武安山岩的稀土元素总量ΣREE=60.5~67.6 μg/g。在球粒陨石标准化稀土元素分布模式图中(图6a),显示略富集 LREE,HREE相对平坦(Gd/Yb)N=1.8~1.9,轻重稀土分馏比较明显(La/Yb)N=5.2~5.5。具弱的Eu正异常(δEu=1.15~1.25),其分配模式明显不同于N-MORB,E-MORB和OIB。在微量元素蛛网图中(图6b),玄武安山岩富集Ba,Sr,K等LILE,具有明显的Nb和Ta负异常,而Zr和Ti的异常不明显。相对于富 Nb玄武岩(王强等,2003),西准噶尔早石炭世玄武安山岩具有相对低的 Nb含量(3.04~3.55 μg/g)和 Nb/La比值(0.33~0.35),其微量元素蛛网图也明显不同于N-MORB,E-MORB和OIB。

图4 谢米斯台山东段玄武安山岩的40Ar/39Ar坪年龄谱图(a)和反等时线图(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 谢米斯台山东段玄武安山岩(HB01-5)的40Ar/39Ar同位素测试结果Table 1 Argon isotopic results of the basaltic andesite (HB01-5) in the eastern part of the Xiemisitai mountain

表2 谢米斯台山东段玄武安山岩的主量(%)、微量(μg/g)和Sr-Nd同位素组分Table 2 Major (%),trace (μg/g) element and Sr-Nd isotope compositions of the basaltic andesite in the eastern part of the Xiemisitai mountain

续表2:

4 讨论

4.1 岩浆源区特征

玄武安山岩样品(HB-01-2)的(87Sr/86Sr)i值为0.7042,εNd(t)值为5.3(表2),显示了亏损地幔特征。而西准噶尔玄武安山岩微量元素分布曲线与N-MORB,E-MORB和OIB存在明显差异(图6a,b),说明岩浆源区可能受到俯冲组分的影响。Zr、Nb是不活动元素,能有效地区别出岩浆源区属性(Pearce and Cann,1973)。在Zr-Nb图中(图7),西准噶尔玄武安山岩同样显示了亏损地幔特征。在Ta/Yb-Th/Yb图和 La-Y-Nb图(图8a,b)中,样品全投在钙碱性玄武岩区域。微量元素比值可以有效区分原始岩浆演化过程中受流体或地壳混染的程度,其地球化学特征指示源区性质。在Nb/Yb-La/Yb图中(图8c),西准噶尔玄武安山岩落在地幔序列之外,表明这些元素受到俯冲组分的影响。相对于HFSE和HREE,西准噶尔玄武安山岩富集LILE和LREE,显示受流体交代作用特征。另外,在 Nb/Y-Rb/Y 图(图9a)和Ba/La-Ba/Nb图(图9b)中,也显示了流体在成岩过程中的重要作用。此外,地壳物质强烈亏损 Nb,而高度富集Pb,因而具有较低的Nb/U 和Ce/Pb 比值。西准噶尔玄武安山岩的 Nb/U和Ce/Pb 比值分别为6.5~9.3 和 4.6~7.7,与大陆地壳的范围基本一致(Nb/U=10,Ce/Pb=4,Hofmann et al.,1986),远低于大洋中脊玄武岩(MORB)和洋岛玄武岩(OIB)(Nb/U=47±7,Ce/Pb=25±5),证明西准噶尔玄武安山岩的原始岩浆在上升过程中可能经历了地壳物质的混染。

图5 谢米斯台山东段玄武安山岩的Nb/Y-Zr/TiO2图(据Winchester and Floyd,1977)Fig.5 Nb/Y vs.Zr/TiO2 diagram for the basaltic andesite in the eastern part of the Xiemisitai mountain

图6 谢米斯台山东段玄武安山岩球粒陨石标准化 REE配分模式图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(球粒陨石、原始地幔值、N-type MORB、E-type MORB和OIB值引自文献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

图7 谢米斯台山东段玄武安山岩的 Zr-Nb分类图(据Geng et al.,2011)。Fig.7 Zr vs.Nb diagram for the basaltic andesite in the eastern part of the Xiemisitai mountain

因此,我们认为,这些玄武安山岩跟受到流体交代的地幔楔部分熔融有关,并在上升过程中受到地壳物质混染。

4.2 构造意义

花岗岩在西准噶尔地区广泛分布,主要由 I型花岗岩、A型花岗岩和紫苏花岗岩组成(Chen and Jahn,2004;Chen and Arakawa,2005;韩宝福等,2006;苏玉平等,2006;Geng et al.,2009;Yang et al.,2012;尹继元等,2013a)。前人对这些花岗岩进行锆石U-Pb年代学研究认为,西准噶尔后碰撞岩浆活动出现在340~265 Ma之间(韩宝福等,2006;Zhou et al.,2008)。然而,我们统计了西准噶尔地区花岗岩的时空分布,结果显示,早石炭世的I型花岗岩主要分布于西准噶尔北部的扎尔玛-萨吾尔火山弧上(尹继元等,2013a;Yin et al.,2015a)。这些花岗岩富集LILE和 LREE,亏损 HFSE,显示岛弧岩浆的特征,可能是额尔齐斯-斋桑洋南向俯冲的产物(图11,陈家富等,2010;尹继元等,2013a;Chen et al.,2010)。而晚石炭世-早二叠世的花岗岩分布非常广泛,遍及西准噶尔全区(韩宝福等,2006;Chen et al.,2010;尹继元等,2013a)。从岩石属性上看,这些侵入岩不仅包含了A型花岗岩、紫苏花岗岩,还有埃达克质花岗闪长岩和富镁闪长岩等(Geng et al.,2009;Tang et al.,2010,2012a;Yin et al.,2010,2013;Yang et al.,2014a)。本文对西准噶尔北部早石炭世玄武安山岩研究显示,其富集HFSE和LREE,亏损Nb和Ta,具有低的 Nb/La和 Nb/U比值,显示岛弧岩浆的亲缘性。在Ta/Yb-Th/Yb图(图8a)和La-Y-Nb分类图(图8b)中,所有样品都投在钙碱性玄武岩区域。此外,在Th-Hf/3-Nb/16的环境判别图中(图10),所有样品都落在了岛弧玄武岩区域。由此可见,西准噶尔北部早石炭世玄武安山岩可能形成于岛弧环境。更重要的是,下石炭统太勒古拉组沉积相为半深海-深海相,发育浊流沉积特点,其碎屑锆石年龄集中在320~344 Ma(峰期为330 Ma)(高睿等,2013)。而古地理、古地磁数据显示,准噶尔洋不仅在早石炭世活动,直到晚石炭世也没有停止(王福同,2006;Wang et al.,2007;Choulet et al.,2011;Yi et al.,2015)。上述证据表明,西准噶尔在早石炭世不是后碰撞环境,而是岛弧环境。然而,对于西准噶尔早石炭世处于单一岛弧环境(Geng et al.,2011;易善鑫等,2014;Yang et al.,2014b)、弧后盆地(Shen et al.,2013),还是洋内弧环境(Zhang et al.,2011),目前仍然没有定论。

图8 Ta/Yb-Th/Yb图(a)(据Hastie et al.,2007);La-Y-Nb图(b) (据Cabanis and Lecolle,1989);Nb/Yb-La/Yb图(c) (据朱永峰等,2007)(N-MORB,E-MORB和OIB数据引自文献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)

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

图10 谢米斯台山东段玄武安山岩的构造背景判别图(据Wood,1980)Fig.10 Tectonic setting discrimination diagram for the basaltic andesite in the eastern part of the Xiemisitai mountain

图11 西准噶尔地区早石炭世的构造模式图Fig.11 Tectonic model for the Early Carboniferous West Junggar

总体上,对于西准噶尔地区早石炭世岩浆岩的研究还比较薄弱。结合前人和本文的研究,我们认为在324 Ma以前,西准噶尔地区无论是花岗岩还是火山岩,都具有钙碱性的特征(陈家富等,2010;Geng et al.,2011;尹继元等,2013a;Shen et al.,2013;Yang et al.,2014b)。如:本文研究的玄武安山岩为钙碱性的特征,是正常俯冲岛弧岩浆作用的产物。然而,到324 Ma后,达拉布特断裂西北侧的哈图玄武岩显示MORB特征(Shen et al.,2013),被认为是弧后盆地的产物。但是在315 Ma以后,在达拉布特断裂西北侧又出现了MORB特征的玄武岩、A型花岗岩、埃达克岩和富 Nb玄武岩(Tang et al.,2012c;Zhang et al.,2014和作者未发表数据)。当洋脊与海沟相互作用后,软流圈地幔沿着板片窗上涌,带来巨大的热能,促使广泛的岩浆作用(DeLong et al.,1979;Thorkelson,1996)。因此,我们考虑晚石炭世岩浆作用可能不是弧后盆地的产物,而是准噶尔洋中脊北西向俯冲作用的产物。在达拉布特断裂东南侧,早石炭世的火山岩具有钙碱性的特征,是准噶尔洋向南俯冲作用的产物(Geng et al.,2011)。然而,作者在克拉玛依地区发现俯冲成因的的赞岐岩(321 Ma),可能暗示高温岩浆作用的开始(Yin et al.,2010;2015b),随后,伴随有大量的碱性花岗岩、埃达克岩、富镁闪长质岩墙、碱性玄武岩、OIB和铜金矿床的形成(Tang et al.,2010;2012a,2012b;Zhang et al.,2011;尹继元等,2013b;Yin et al.,2013;2015b)。我们考虑上述特殊岩石组合可能与西准噶尔地区晚石炭世的洋脊俯冲作用有关(Geng et al.,2009;Tang et al.,2010;Yin et al.,2010,2013,2015b)。另外,在早石炭世,古亚洲洋多个俯冲体系同时存在,如:额尔齐斯-斋桑洋往扎尔玛-萨吾尔火山弧俯冲,北天山洋往伊犁-北天山弧俯冲,准噶尔洋往哈图火山弧俯冲等。Zhang et al.(2011)在达拉布特断裂东南侧的野鸭沟地区识别出褶皱冲断构造,顶端指向北西的褶皱组合揭示达拉布特古洋盆发生向南的俯冲消减。这表明,在早石炭世,古亚洲洋发生双向俯冲作用,分别俯冲到东南侧的克拉玛依火山弧和西北侧的哈图火山弧之下(图11)。随后,准噶尔洋脊先后与达拉布特两侧的海沟相汇,产生了广泛的岩浆作用和成矿作用。

5 结论

(1) 西准噶尔北部早石炭世的火山岩为玄武安山岩,其喷发时间为338.7±6.9 Ma。

(2) 西准噶尔玄武安山岩具有钙碱性的特征,富集 LILE和 LREE,亏损HFSE(如Nb和Ta),具有高的Rb/Y和Ba/Nb比值,显示岛弧岩浆的特征。另外,其Nb/U和Ce/Pb比值与大陆地壳的范围基本一致,表明其可能受到陆壳的混染。

(3) 在Th-Hf/3-Nb/16的环境判别图中,所有样品都落在了岛弧玄武岩区域。结合区域古地理,古地磁,岩浆岩以及大地构造研究成果,我们认为西准噶尔地区在早石炭世处于岛弧环境。而准噶尔洋壳早石炭世期间经历向西北侧和东南侧的双向俯冲过程。而古亚洲洋的构造演化过程中,可能经历多个洋内俯冲系统。

致谢:长安大学的李永军教授和另一位匿名审稿人详细审阅了全文,并提出宝贵的修改意见,在此表示感谢。样品的40Ar/39Ar定年分析、主量、微量元素和同位素分析过程中,分别得到中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室邱华宁、刘颖、胡光黔和曾文等老师的热心帮助。在野外样品采集过程中,得到香港大学地球科学系耿红艳博士的帮助。在此衷心的表示感谢！

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