西准噶尔谢米斯台地区双峰式火山岩的发现及其地质意义

2018-08-16马中平

现代地质 2018年4期

翁凯，马中平，张雪

(1.国土资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室西安地质调查中心，陕西西安 710054；2.长安大学地球科学与资源学院，陕西西安 710054)

0 引言

双峰式火山岩SiO2含量集中分布在两个区间，岩石组合表现为玄武岩-流纹岩、中性岩-玄武岩或流纹岩-中性岩，它们在时空上密切伴生[1-3]。双峰式火山岩形成于地球动力学特征不同的构造环境中，如大陆裂谷、洋内岛弧、活动大陆边缘、弧后盆地、造山后拉张环境等[4-9]，不同构造环境中形成的双峰式火山岩基本地质特征及岩石地球化学特征等存在显著差异[10-11]；因此，其研究有助于探讨其岩石成因和形成机制，并对恢复造山带大地构造格局有重要意义[12-17]。

谢米斯台地区位于新疆北部准噶尔盆地西北缘，该区发育大量古生代火山岩地层和花岗岩侵入体，是研究西准噶尔古生代构造演化的关键地区。过去人们认为谢米斯台地区古生代地质体主要形成时代为泥盆纪，形成的大地构造环境为复合岛弧带*新疆维吾尔自治区地质局.中华人民共和国区域地质调查报告(1/200000.乌尔禾幅.L-45-XⅣ).1979.[18]。最近研究发现，在原泥盆系中发育大量志留纪化石和同期岩浆活动痕迹，因此，将其统一划归为志留纪谢米斯台组，同时在谢米斯台山南侧查干陶勒盖地区新厘定出查干陶勒盖蛇绿混杂岩，其形成时代为早中寒武世[19-20]。本次研究在查干陶勒盖蛇绿混杂岩带北侧谢米斯台组中发现了一套双峰式火山岩组合，并采用LA-ICP-MS锆石U-Pb定年法，确定了该套火山的精确年龄，探讨了该套双峰式火山岩形成时的大地构造背景和地球动力学过程，为恢复西准噶尔谢米斯台地区大地构造格局提供了新的地质学证据。

1 区域地质概况

谢米斯台地区出露的地层主要为志留纪谢米斯台组、沙尔布尔组，泥盆纪呼吉尔斯特组、塔克台组、朱鲁木特组，晚泥盆世—早石炭世洪古勒楞组(表1，图1)。研究区断裂构造发育，走向以北东东向、北西向为主，普遍具有延伸远、密集度高、切割深度大、涉及地层复杂多样的特点，个别断裂具有多期性和长期性的特征；断裂总体以挤压逆冲作用为主，局部伴随一定程度的挤压走滑现象。该区分布大量志留纪花岗岩侵入体，侵位于志留纪谢米斯台组的安山岩、玄武岩、流纹岩、火山碎屑岩等地层中，岩性为花岗岩、碱长花岗岩、花岗闪长岩、二长花岗岩、正长岩、闪长岩等。查干陶勒盖蛇绿混杂岩带呈串珠状断续出露于谢米斯台山南坡，近东西向展布，向西逐渐尖灭，长达13 km，面积约为70 km2(图1)。

2 双峰式火山岩特征

在谢米斯台组中发现的双峰式火山岩，主要出露于查干陶勒盖蛇绿混杂岩带北侧，为一套火山—沉积岩建造，火山岩岩石组合为块状、枕状玄武岩与流纹岩互层，其间为突变接触。在长达两公里的剖面上，碎屑岩—流纹岩—玄武岩—流纹岩组成多个喷发韵律，玄武岩常呈夹层状产出于流纹岩之间，单层厚度1～2 m不等，玄武岩与流纹岩的比例大约为1∶3，且明显缺失中性岩浆岩组分，具有典型的双峰式火山岩岩石组合特征(图2和图3(a))。玄武岩呈块状或枕状构造

表1 谢米斯台岩石地层系统

图1 西准噶尔构造纲要图(a)和谢米斯台区域地质简图*中国地质大学(武汉)地质调查院.中华人民共和国区域地质调查报告(1/250000铁厂沟幅.L45C002001).2013.(b)Fig.1 Tectonic outline map of the Western Junggar(a)and simplified geological map of the Xiemisitai region*中国地质大学(武汉)地质调查院.中华人民共和国区域地质调查报告(1/250000铁厂沟幅.L45C002001).2013.(b)

(图3(b))，玻晶交织结构，由细长条状长石交叉排列搭建成三角格架，其中充填物质主要为火山玻璃(图3(c))。流纹岩在野外呈深紫红色，岩石具块状构造，斑状结构，斑晶主要为石英和少量钾长石，基质由细小的长石、石英及少量火山灰组成(图3(d))。

图2 谢米斯台双峰式火山岩实测地质剖面Fig.2 Geological cross section of the bimodal volcanics measured in the Xiemisitai region

图3 谢米斯台双峰式火山岩野外照片和显微照片Fig.3 Field photos and microphotographs of the bimodal volcanics in the Xiemisitai region(a)火山-沉积地层；(b)枕状玄武岩；(c)玄武岩玻晶交织结构；(d)流纹岩石英斑晶和基质

3 分析测试方法

本次选用流纹岩样品进行锆石U-Pb同位素年代学研究，玄武岩和流纹岩样品进行全岩岩石地球化学分析。

3.1 锆石U-Pb同位素年代学

锆石U-Pb同位素年代学研究采用LA-ICP-MS锆石微区原位单点定年法，在西北大学地质系“教育部大陆动力学重点开发实验室”完成。采回的新鲜样品粉碎至80目，经人工淘选后在双目镜下挑纯。将挑出的锆石用环氧树脂固定，经磨制抛光后制成样品靶。在锆石U-Pb原位定年之前，用扫描电镜对样品靶进行阴极发光图像照射，借此揭示锆石的内部结构。锆石U-Pb原位定年分析所采用的ICP-MS为Elan 6100DRC，测试所用的激光剥蚀系统为Geolas 200M 深紫外(DUV)193nmArF标准分子(excimer)激光剥蚀系统，激光斑束半径为15 μm。U-Pb同位素定年中采用锆石标准91500作外标进行同位素分馏校正。对于与分析时间有关的U-Th-Pb同位素比值漂移，利用91500的变化采用线性内插的方式进行校正。锆石微量元素含量利用Si为内标，NIST610为外标的方法进行定量计算。对分析数据的离线处理采用软件Glitter 4.4完成，对于锆石U-Pb年龄谐和图绘制和年龄权重平均计算均采用Isoplot/Ex_ver 3完成。由于半衰期差异，锆石中放射成因207Pb的丰度比放射成因206Pb的丰度约低一个数量级，因此对小于10亿年的用206Pb/238U年龄、大于10亿年的用207Pb/235U年龄作为锆石谐和年龄[21-25]。本次测试分析结果见表2。

3.2 全岩岩石地球化学

岩石地球化学测试分析在国土资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室完成。为保证测试分析的准确可靠，样品在野外采集时避开蚀变带和断裂破碎带，并在测试前对样品进行去风化面处理，选取较为新鲜的样品磨制1～2 mm，用5%的HNO3和HCl在超声波清洗仪中清洗，去除杏仁体和碳酸盐化的影响，用研钵将样品磨制200目备用。

主量元素测试采用XRF玻璃熔饼法完成。首先准确称取50 mg粉末(200目)样品，在105 ℃条件下烘干2小时，再加入5 000 mg的复合溶剂(45LiB4O7+10LiBO2+5LiF)混匀。然后将溶液转移至合金坩埚(95%Pt+5%Au)，在1 050 ℃熔融10 min，冷却、脱模。最后将样品置于X荧光仪(荷兰帕纳科，Axios型)中测定，测试精度优于1%。随后采用湿化学法获得FeO含量，通过TFe2O3=Fe2O3+1.1FeO计算获得Fe2O3含量。

稀土微量元素测试采用ICP-MS完成：准确称取50 mg粉末(200目)样品于聚四氟乙烯坩埚中，用几滴水润湿后再加入1.5 mL HNO3+1.5 mL HF，置于电热板上；在150 ℃条件下加热除硅，待蒸干后重新加入1.5 mL HNO3+1.5 mL HF；将坩埚放入不锈钢套筒中，拧紧，放在180 ℃烘箱中消解36 h，取出。冷却至室温后，取出内坩埚，置于电热板上，在150 ℃条件下蒸干，加入3 mL 1∶1硝酸，将坩埚再次放入不锈钢套筒中拧紧，放在150 ℃烘箱中消解12 h，取出，冷却后定容至50 mL。用ICP-MS完成测试，测试精度为3%～7%。全岩岩石地球化学分析结果见表3和表4。

表3火山岩全岩主量元素测试分析数据表(wB/%)

Table3MajorelementcompositionsofthebimodalvolcanicsintheXiemisitairegion(%)

样号岩石类型SiO2Al2O3Fe2O3FeOCaOMgOK2ONa2OTiO2P2O5MnO烧失量总量Mg#xms-1玄武岩49.7515.129.990.627.421.240.637.371.300.360.255.7599.8060.67xms-2玄武岩48.8014.8610.000.568.171.130.707.301.310.380.276.3599.8360.89xms-3玄武岩49.5915.3810.100.837.081.031.227.041.330.380.245.5999.8148.91xms-4玄武岩50.9415.2810.420.426.630.810.737.711.320.370.224.9999.8459.80xms-5流纹岩73.2013.002.350.480.730.384.054.460.240.050.060.8199.8037.92xms-6流纹岩77.7910.521.540.391.350.292.254.320.230.060.041.0999.8736.45

注： Mg#=100Mg2+/(Mg2++Fe2+)。

表4 火山岩微量元素测试分析数据表(wB/10-6)

4 锆石U-Pb测年结果

流纹岩(xms-7)样品锆石阴极发光图像(图4)显示，大部分锆石稍有破碎，呈短柱状，个别为自形长柱状，锆石长80～160 μm，宽50～80 μm。除个别锆石外，其余均具有清晰的振荡环带或较宽的条带结构。本次为获得火山岩的结晶年龄，选取锆石边部进行测试分析，结果见表2。表中20个测点的Th元素含量为78.5×10-6～483.02×10-6，Th/U比值在0.46～0.97之间，均大于0.4，具有典型的岩浆锆石微量元素(Th/U大于0.4)特征。测试结果显示所有测点的年龄都小于10亿年，故采用206Pb/238U作为样品的谐和年龄。样品的谐和年龄(206Pb/238U)为422～436 Ma，加权平均值为(431.8±2.3)Ma(MSWD=0.81)，集中分布在U-Pb谐和线上(图5)，代表流纹岩的形成年龄，时代为早志留世。

图4 双峰式火山岩中流纹岩(xms-7)样品锆石阴极发光照片Fig.4 Zircon CL images of the rhyolite(xms-7) of the bimodal volcanics in the Xiemisitai region

图5 流纹岩(xms-7)样品锆石U-Pb谐和图(a)和206Pb/238U年龄加权平均图(b)Fig.5 Zircon U-Pb concordia (a) and 206Pb/238U weighted average age diagrams(b) for the rhyolite(xms-7) of bimodal volcanics in the Xiemisitai region

5 地球化学特征

5.1 主量元素特征及岩石系列划分

该套火山岩SiO2含量集中分布在48.80%～50.94%和73.20%～77.79%两个区间段，其间存在明显间断，为典型的双峰式火山岩。玄武岩SiO2含量为48.80%～50.94%；TiO2含量为1.30%～1.33%；Al2O3含量较高，为14.86%～15.38%；MgO含量较低，为0.81%～1.24%；K2O含量0.63%～1.22%；Na2O/K2O为5.77～11.70，平均值为9.61；Mg#为48.91～90.89。流纹岩SiO2含量73.20%～77.79%；TiO2含量0.23%～0.24%；Al2O3含量10.52%～13.00%；K2O含量2.25%～4.05%；Na2O/K2O为1.10～1.92；Mg#为36.45～37.92。在全碱-硅火山岩分类命名图解(图6(a))上，样品落入响岩质碱玄岩和亚碱性流纹岩两个区域，与岩石薄片鉴定结果基本一致。在K2O-SiO2图解(图6(b))上，将亚碱性流纹岩系列进一步进行划分，样品都落入钙碱性系列和高钾钙碱性系列两个区域。

图6 双峰式火山岩全碱-硅图解(a)和K2O-SiO2岩石系列划分图解(b)Fig.6 Alkali vs.SiO2(a) and K2O vs.SiO2(b) diagrams of the bimodal volcanics in the Xiemisitai region

5.2 稀土元素和微量元素特征

玄武岩∑REE含量为114.39×10-6～122.39×10-6，为球粒陨石(∑REE=3.29×10-6)的35～37倍，LREE为76.97×10-6～84.46×10-6，LREE/ HREE为4.83～5.32，(La/Yb)N为3.71～4.67，δEu为0.94～1.01，在稀土配分曲线图(图7(a))上呈现出轻稀土相对富集、重稀土相对亏损的特征，Eu为弱的负异常。微量元素Ba含量为110×10-6～204×10-6，Rb为11.4×10-6～24.7×10-6，Th为1.1×10-6～1.28×10-6，U为0.32×10-6～0.47×10-6，Sr为178×10-6～258×10-6，在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图7(b))中，样品均表现出富集K、Rb、Th、Ba等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素的特征。

流纹岩∑REE含量为193.51×10-6～320.07×10-6，为球粒陨石的59～97倍，LREE为132.02×10-6～229.24×10-6，LREE/ HREE为5.18～6.26，(La/Yb)N为3.7～5.07，δEu为0.15～0.3，在稀土配分曲线图(图7(c))上呈右倾的单斜曲线特征，Eu为明显的负异常。微量元素Ba平均含量为249×10-6～276×10-6，Rb为31.4×10-6～60.2×10-6，Th为6.62×10-6～10.5×10-6，U为1.53×10-6～1.82×10-6，Sr为114×10-6～125×10-6，在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图7(d))中，样品富集大离子亲石元素，亏损高场强元素，Sr、P、Ti负异常明显。

6 讨论

6.1 岩石成因

双峰式火山岩中的玄武岩来源于地幔，但对流纹岩的来源存在较大的争议。对于流纹岩和玄武岩的关系一般有两种认识：一种是流纹岩和玄武岩来源于同一个母岩浆，流纹岩是玄武质岩浆结晶分异作用的产物。在这种情况下，生成的流纹岩相对玄武岩就要少得多，且这种来源相同的流纹岩和玄武岩具有相似的微量元素和同位素特征[3,5,28-31]。另一种是流纹岩和玄武岩来源于不同的母岩浆。地幔部分熔融形成的玄武质岩浆侵入，可以为地壳的部分熔融提供足够热量，而流纹岩就是地壳部分熔融的产物。在这种情况下，两者可能与同一热事件作用有关，并在空间上伴生，且流纹岩出露面积通常要比玄武岩大得多，而这种来源不同的流纹岩和玄武岩在微量元素和同位素组成上有很大的差异[32-34]。

图7 双峰式火山岩球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(a, c)(标准化数值据Boynton[26])和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b, d)(标准化数值据Sun等[27])Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns(a, c) (normalization values after Boynton[26]) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams(b, d) (normalization values after Sun et al.[27]) of the bimodal volcanics

6.1.1 玄武岩成因

谢米斯台双峰式火山岩中的玄武岩具有高SiO2、Na2O/K2O，低MgO、Cr和Mg#的特征，因此是演化岩浆的产物[35]。Nb、Th和Ta等元素性质相近，其比值可以示踪岩浆岩源区。该区双峰式火山岩中的玄武岩Nb/Ta值(12.37～13.60)介于原始地幔(17.5±2)与大陆地壳(11)之间，指示其源区可能为亏损地幔或受地壳混染的幔源岩浆。Th/Ta值(2.56～2.71)略高于原始地幔(2.3)，但明显低于上地壳(10)，暗示源区可能有少量的地壳物质加入。本次研究的玄武岩Zr为98.80×10-6～108.00×10-6，显示出大陆玄武岩(>70×10-6)和岛弧玄武岩(<130×10-6)特征，Zr/Y值为4.6～4.93，显示出大陆玄武岩(>3)特征，说明玄武岩在形成过程中有地壳物质的卷入[36]。俯冲流体作用可以使得轻稀土元素发生少量迁移，而Nb元素则不迁移，玄武岩La/Nb值为2.21～2.86，略高于原始地幔(1)，是俯冲流体加入的结果[37]。据此得出认识，研究区内的玄武岩起源于与俯冲流体加入有关的地幔物质，在上升过程中受到少量地壳物质的混染。

6.1.2 流纹岩成因

本区流纹岩具有高的SiO2含量，Rb含量也明显低于分异成因的岩浆，表明其不可能是由幔源岩浆直接演化产生。流纹岩Nb/Ta值明显小于蚀变硅质洋壳[38]，其Al2O3、Sr、Y和Yb的含量与埃达克岩富Al2O3、高Sr、低Y和Yb的特征有着明显的区别，表明其不可能来源于俯冲洋壳的部分熔融。在微量元素蛛网图上，流纹岩Ti、P、Sr强烈亏损(图6(d))，表现出地壳物质的属性，且具有高Rb/Nb和La/Nb、低TiO2的特征，表明其是地壳部分熔融的产物[39]，这与美国Yellowstone地壳熔融形成的流纹岩特征一致[2]。据此推断，流纹岩与玄武岩来源于不同的母岩浆，它不是玄武质岩浆结晶分异作用的产物，不可能由幔源岩浆直接演化而来，很可能来源于地壳物质的部分熔融。

6.2 构造环境

双峰式火山岩是伸展体制背景下的产物，形成于多种大地构造环境中。谢米斯台双峰式火山岩中的玄武岩为钠质，明显有别于大陆裂谷环境中形成的钾质双峰式火山岩。玄武岩为碱性系列(图6)，整体富集轻稀土元素、大离子亲石元素K、Rb、Cs、Sr、Ba等，亏损重稀土元素和高场强元素，呈现出Ta、Nb、Ti负异常特征(图7(a)，(b))，与Nb、Ta富集型洋岛玄武岩、大离子亲石元素亏损型MORB玄武岩有着明显的区别，微量元素Th富集， Nb/La<0.8，La/Ta>15，Th/Nb>0.07，这些都说明其形成环境与洋壳俯冲作用有关[40-41]。岛弧环境中的玄武岩浆源区熔融程度较低，金红石、锆石等富Nb元素矿物残留，形成的岩浆Nb元素含量较低，一般小于2×10-6[37,42-44]。本次玄武岩Nb含量明显大于岛弧玄武岩，且TiO2含量高，因此排除了岛弧环境的可能，推测其很可能形成于源区熔融程度较高的拉张环境，如弧后盆地、大洋中脊等。本区流纹岩为钙碱性系列(图6)，具有高硅、高铝、富碱，低TiO2、MgO、MnO、CaO的特征，其稀土配分曲线和微量元素蛛网图特征(图7(c)，(d))与A型花岗岩相似。虽然A型花岗岩可形成于多种环境，但其形成与伸展体制相关联已得到普遍认同，而在花岗岩构造环境判别图上[45]，流纹岩样品均落入火山弧和板内花岗岩范围。综上所述，认为谢米斯台双峰式火山岩形成于弧后盆地初始演化阶段。

6.3 地质意义

西准噶尔谢米斯台地区位于北部西伯利亚板块和南部哈萨克—准噶尔板块之间，出露大量的古生代地质体，是了解准噶尔洋构造演化的关键地区。过去人们普遍认为该区为一条晚古生代复合岛弧带。近年来地质调查研究工作在西准噶尔谢米斯台地区取得了一系列重大发现：在谢米斯台山南坡新发现的查干陶勒盖蛇绿岩，其不同组分的岩石地球化学特征显示其具有MORB型蛇绿岩特征，辉长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果为(517±3) Ma和(519±3) Ma，时代为早中寒武世[46]；在侵入原泥盆纪地层的花岗岩体中获得LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(417±4)～(422±2)Ma[47]，进而佐证了该地层时代可能并非泥盆纪；经进一步调查研究结果表明，在谢米斯台地区原划泥盆纪地层中获得火山岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄(422.5±1.9)～(411.2±2.9)Ma，时代为志留纪，形成于成熟岛弧环境[19-20]。而本次研究在该区发现典型的双峰式火山岩，流纹岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄(431.8±2.3) Ma，时代为早志留世，形成于弧后盆地演化的初始阶段。综合分析认为，谢米斯台地区地质体时代主要为早古生代，其具有完整的沟-弧-盆体系，记录着准噶尔洋盆俯冲的地质过程：该洋盆在早中寒武世就已经打开，最晚从早志留世开始俯冲，在谢米斯台地区形成一套完整的沟-弧-体系，洋盆可能于晚泥盆世闭合，在乌兰柯顺地区形成了一套河流相砂砾岩沉积(D3z)，角度不整合覆盖在志留系岛弧火山岩地层之上。