西南天山托云中新生代火山岩盆地响岩的岩石成因研究

李 永，程志国，郎明德，郝金华，孔德鑫

(1. 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室， 北京 100083； 2. 新疆维吾尔自治区有色地质勘查局地质矿产勘查研究院， 新疆 乌鲁木齐 830000)

相对于其他类型的火山岩，响岩在地球上并不多见，其主要出露在板内的火山岩省和洋岛环境中，并多以火山穹隆或破火山口形式产出(Kimetal., 1999； Wiesmaieretal., 2012； Brennaetal., 2014)，研究程度较高的实例如Canary岛(Johansenetal., 2005)、东非裂谷(Priceetal., 1985)、维苏威火山(Signorellietal., 1999)和长白山(Weietal., 2007)等。由于时空和地球化学指标的关联性，响岩的形成往往和碧玄岩、霞石岩和碳酸岩等碱性-过碱性岩石联系在一起，但其成因依然存在着广泛的争议，可能的成因机制包括地幔部分熔融、分离结晶和液态不混溶作用等(Kogarko, 1997； Harmer and Gittins, 1998； Kaszuba and Wendlandt, 2000； Cousensetal., 2003； Legendreetal., 2005； Grantetal., 2013； Laporteetal., 2014)。作为板内火山岩省岩浆演化终端的硅质岩浆，准确揭示响岩的岩石成因对认识板内火山岩省中各岩石系列关系和岩浆演化过程具有重要意义。

中亚造山带西段吉尔吉斯斯坦和我国境内西南天山不连续分布有1.8×105km2的中新生代大陆溢流玄武岩，岩性以碱性玄武岩为主，构成典型的大陆中新生代碱性火山岩省(Sobel and Arnaud, 2000; 徐学义等，2003； 季建清等，2006； Simonovetal., 2015; 曹俊等， 2019)。作为中亚中新生代碱性玄武岩的重要组成部分，我国西南天山托云盆地中新生代碱性玄武岩具有出露面积大(长约40 km，宽15～20 km)、时间跨度长(早白垩世—古近纪)等特点(韩宝福等， 1998； 王彦斌等， 2000； 徐学义等， 2003； Huangetal., 2005； Zhengetal., 2006a, 2006b； Hanetal., 2008)。其岩石类型复杂，不仅出露碱性玄武岩，还发育有一定规模的碧玄岩、响岩等。前人的研究表明，托云盆地各岩石单元之间在源区组成、部分熔融机制、岩浆分异过程等方面可能存在潜在的成因关联(季建清等， 2006； Chengetal., 2022)，这为研究响岩的成因机制及探讨各岩石类型之间的关系提供了良好契机。鉴于此，本次研究拟以托云盆地响岩为研究对象，对其开展系统的矿物学、岩石学和同位素地球化学研究，以揭示其成因机制及地质意义。

1 地质背景

中亚中新生代玄武岩不连续分布于中亚造山带西段吉尔吉斯斯坦境内天山部分和我国西南天山托云、皮羌盆地，分布面积可达1.8×105km2，常呈溢流状和岩席状产出在白垩纪-古新世地层中，或呈岩脉和岩株状侵入于古生代地层中(Sobel and Arnaud, 2000； 徐学义等，2003； Simonovetal., 2008, 2015)。中亚中新生代玄武岩以碱性玄武岩为主，主要包括橄榄玄武岩、碧玄岩、碱玄岩、响岩质碱玄岩和粗面玄武岩等，在吉尔吉斯斯坦Uchkuduk地区存在霞石岩和苦橄质岩石(Simonovetal., 2008， 2015)，在托云盆地有响岩的报道(季建清等， 2006)。前人大量的Ar-Ar和K-Ar年龄揭示吉尔吉斯斯坦境内大陆溢流玄武岩的喷发年龄为84～58 Ma(Sobel and Arnaud, 2000; Huangetal., 2005; Simonovetal., 2008, 2015； 曹俊等， 2019)。皮羌盆地玄武岩的SHRIMP锆石U-Pb测年和全岩K-Ar等时线给出较一致的年龄约为45 Ma(李德东等，2009)。托云盆地玄武岩的K-Ar和Ar-Ar年龄跨度较大，这些年龄相对集中在115～113 Ma和72～54 Ma 2个年龄段内(Sobel and Arnaud, 2000； Gilderetal., 2003； Huangetal., 2005； 季建清等, 2006； Lhuillieretal., 2016； Mengetal., 2020)，分别归属为早白垩世和晚白垩世—古近纪，前人结合火山岩在地层柱状图中的相对位置，将托云盆地玄武岩划分成下玄武岩和上玄武岩(王彦斌等, 2000； Sobel and Arnaud, 2000； 徐学义等， 2003； 季建清等， 2006)。托云盆地出露的地层主要有侏罗系杂色厚层状复成分砾岩，下白垩统红色砂岩、砾岩、泥岩，上白垩统紫红色泥岩、硅质砾岩和古近系灰色、棕灰色泥岩、粉砂岩等(图1)。其中，侏罗纪地层呈不整合状覆盖在古生界之上，后被下白垩统和古近系不整合覆盖。下玄武岩主要呈夹层状出露在早白垩世地层中，呈北西向展布在托云盆地南部位置。野外可识别超过20层的玄武岩层，每层厚度变化在1～7.5 m之间。上玄武岩是托云盆地主要的火山岩类型，主要呈夹层状产出在上白垩统和古近系中，野外可识别超过50层的玄武岩层，每层厚度变化从1.3 m至12.4 m不等。本次研究的响岩主要呈火山穹隆状产出在盆地的北东部古近系砂岩中(图1、图2a)，出露面积约2 km2。距穹隆南部500 m处分布有上玄武岩层，穹隆北东方向2 km处分布有若干个以碧玄岩为主要岩性的火山颈(图1c)。需要指出的是，季建清等(2006)曾对托云响岩开展过Ar-Ar年代学研究，其透长石斑晶年龄为72～54 Ma，而基质年龄为122～117 Ma，较为矛盾。鉴于与响岩共生的碱性玄武岩的Ar-Ar年龄为54 Ma，且其产出位置离下玄武岩位置较远，本次研究认为托云响岩应归为上玄武岩系列为宜。

2 岩石学特征

托云响岩手标本呈黑色，具斑状结构(图2b)。斑晶矿物约占5%～10%，主要由碱性长石、角闪石、单斜辉石和橄榄石组成。碱性长石约占斑晶总量的85%～95%，主要呈长板状，自形至半自形(图2c)，粒度变化范围0.4 mm×0.6 mm～0.4 mm×1.4 mm，发育卡斯巴双晶和环带结构。单斜辉石约占1%～3%，呈自形-半自形短柱状，粒径为0.2～0.6 mm。橄榄石约占2%～5%，粒状，单偏光下呈黄棕色，为铁橄榄石，粒度变化范围(0.2～0.4) mm×1 mm，发育黑色熔蚀边，部分颗粒存在不同程度的蛇纹石化(图2d)。角闪石占斑晶总量的2%～5%，发育暗化边，粒度较大，可达0.8 mm×2 mm(图2e)。响岩基质具显微晶质结构，主要由碱性长石、磁铁矿等矿物的微晶组成。值得指出的是，托云响岩斑晶矿物中缺少霞石、白榴石等特征矿物，但在一些样品的基质中，偶见碱性长石、角闪石和霞石共生形成矿物集合体(图2f)。

3 分析方法

3.1 电子探针

矿物化学分析在中国地质大学(北京)电子探针实验室完成。使用的仪器为具备多谱衍射功能的JXA-1720电子显微镜，相关分析在镀碳的探针片上完成。对于硅酸盐矿物，仪器运行条件为电压15 kV，电流10 nA，束斑1～2 μm。测试结果通过与自然矿物或国家标准人工合成氧化物来校正，如橄榄石校正Si和Mg，金红石校正Ti，石榴子石校正Fe，蔷薇辉石校正Mn，透辉石校正Ca，镍黄铁矿校正Ni，铬铁矿校正Cr和Al，硅锌矿校正Zn。测试数据使用ZAF方法进行校正。测试精度对于氧化物优于1%。

3.2 主量、微量元素

全岩的主量、微量元素分析在中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成。样品中主量元素的测定仪器为美国利曼公司(LEEMAN LABS.INC)Prodigy型等离子发射光谱仪(ICP-OES)。每个样品称取50 mg的200目粉末，采用碱溶法将样品全部溶解后，再将碱溶溶液用纯净硝酸稀释液提取定容后待测。实验过程中使用的标样为AGV-2、GSR-1和GSR-5。烧失量以LOI表示，首先称取100 mg样品，在马弗炉内980℃条件下恒温60 min后，干燥皿保存降温至室温后称量计算获得。微量元素使用美国安捷伦公司生产Agilent 7500 a型等离子质谱仪完成。在超净实验室内使用电子天平称取40 mg样品，采用两酸(HNO3+HF)高压反应釜溶样方法进行样品的化学预处理。分析过程中用美国标准局Equipment实验室制备的标准溶液Std-1、Std-2、Std-4为检测外部标样，定值加入Rh以检测内部标准进行含量标定，使用美国地质调查局标准样品AGV2、BHVO-2、W-2以及中国地质测试中心标样GSR-1和GSR-3进行分析质量监控。

3.3.Sr-Nd同位素

全岩Sr和Nd同位素测试在中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室使用MC-ICP-MS完成。将约1～5 mg的样品溶解在HF-HNO3-HCl中，随后，Sr和Nd在HCl的环境下被AG50-X12树脂和LN树脂纯化。测得的同位素分别采用86Sr/88Sr=0.119 4和146Nd/144Nd=0.721 9校正。实验室的NIST SRM 987长期测定值为87Sr/86Sr=0.710 267±10 (2σ,N=38)。来自中国钢铁研究院的超纯元素标准(Alfa Nd)被作为实验室标准而长期测定，其值为143Nd/144Nd=0.512 419±6(2σ,N=38)。

4 分析结果

4.1 矿物化学

长石的电子探针分析结果列于表1。结果显示，长石的成分变化范围为Ab46.81～67.28An0～18.62Or14.36～52.46，主要是含钠透长石和歪长石，少数颗粒落入斜长石范围内(图3a)。本次选取2个碱性长石颗粒(HSP-26和HSP-28)进行了电子探针剖面分析，其中，样品HSP-26的Or组分呈现出震荡环带的特征(图3b)，同时An和Ab组分分别呈现出降低和缓慢升高的趋势(图3c、3d)；而样品HSP-28的Or组分在边部明显降低(图3b)，同时An和Ab组分明显升高(图3c、3d)，呈现出反环带特征。橄榄石、辉石和角闪石的电子探针成分列于表2。响岩中的橄榄石主要为铁橄榄石，Fa组分变化范围为55.49～76.29。辉石的Na2O含量为2.80%，Ac组分高达10.71%，其他端员组成为Wo37.02En22.37Fs29.91，为铁辉石(图4a)。角闪石的TiO2含量变化范围为4.09%～4.67%，FeO含量变化范围为22.21%～23.89%，为铁钛闪石(图4b)。

4.2 主量、微量元素

响岩的主量、微量元素列于表3。结果显示，分析的样品较为新鲜，LOI变化范围为2.1%～2.6%。样品的成分较为均一，SiO2含量变化范围为56.9%～60.6%，Al2O3含量为17.8%～19.8%，TFeO含量为4.0%～4.4%，CaO含量为0.9%～1.2%，MgO含量为0.1%～0.6%，TiO2含量为0.1%，Na2O含量为7.9%～8.6%，K2O含量为5.2%～6.3%。在Na2O+K2O-SiO2图中样品投在了响岩范围内(图5)，在K2O-SiO2图解中落在了钾玄岩范围内(图6a)。A/CNK指数变化范围为0.86～0.90，A/NK指数变化范围为0.95～0.98，绝大多数样品属于准铝质过碱性岩石(图6b)。

响岩的∑REE变化范围为408×10-6～470×10-6，在球粒陨石标准化配分曲线上显示出轻稀土元素略富集、重稀土元素平坦的特征(图7a)，(La/Yb)N比值样号中最后的字母C表示核部， R表示边部。

为11.5～14.5，指示一定程度的轻重稀土元素分异，具有明显的Eu负异常，Eu*值变化范围为0.18～0.19。在原始地幔标准化的微量元素蛛网图上，样品具有Ba、Sr、P、Ti负异常和Nb、Ta、Zr、Hf正异常的特征(图7b)。

4.3.Sr-Nd同位素

响岩的Sr-Nd同位素组成列于表4中，其中Sr-Nd同位素按60 Ma进行校正。分析结果显示，响岩的(87Sr/86Sr)i变化范围为0.708 53～0.712 19，εNd(t)值变化范围为4.34～4.68。富集的(87Sr/86Sr)i和亏损的Nd同位素呈现出解耦的现象，这可能是由于样品具有较高的87Rb/86Sr值(7.284 41～8.299 41)抑或时间积累不够造成的。研究表明，87Rb/86Sr值如果接近或超过10，(87Sr/86Sr)i就会变得不可靠(Wuetal., 2000； Moghazietal., 2015)，故后文主要基于岩石的Nd同位素组成进行讨论。

5 讨论

镜下观察表明托云盆地响岩较为新鲜，LOI值也相对较低(2.1%～2.6%)，说明后期次生蚀变对其地球化学组成的影响较弱。托云响岩具有亏损的Nd同位素组成[εNd(t)=4.34～4.68]，显示出幔源的地球化学特征。根据前人的研究成果，响岩可通过以下3种方式形成： ① 地幔部分熔融直接形成(Grantetal., 2013； Laporteetal., 2014)； ② 岩浆液态不混溶作用形成(Kogarko, 1997； Harmer and Gittins, 1998)； ③ 碱性的基性岩石如碧玄岩、碱性玄武岩或霞石岩经高程度分离结晶作用形成(Kaszuba and Wendlandt, 2000； Cousensetal., 2003； Legendreetal., 2005)，该过程可能伴随着不同程度的地壳混染作用(Freundt and Schmincke, 1995； Wolffetal., 2000； Ackermanetal., 2015)。实验岩石学的研究表明，在压力1.3 GPa和温度1 150～1 200℃条件下，富集地幔橄榄岩的低程度部分熔融可以产生一系列的碱性岩浆，如粗面安山岩、粗面质响岩和响岩(Laporteetal., 2014)。然而，地幔岩石熔出的响岩质熔体以高的Mg#值为特征(>60)，与托云响岩的低Mg#值(<20)特征明显不同，表明托云响岩不是通过地幔岩石低程度熔融直接形成。鉴于自然界中碱性-过碱性岩石常常与火成碳酸岩共生，如东非裂谷Oldoinyo Lengai火山黄长岩-霞石岩-响岩-钠质碳酸岩岩石组合，液态不混溶作用被认为是响岩形成的重要机制(Kogarko, 1997； Harmer and Gittins, 1998)。然而，托云响岩并未发现共生的碳酸岩，使得液态不混溶机制缺少关键的地质证据。另外，在微量元素蛛网图和稀土元素配分曲线上，托云响岩与不混溶产生的过碱性岩石差异较大，比如前者呈现出Ba、Sr、Eu等元素的负异常和Ta的正异常，并相对富集HREE，而后者具有显著的Ba、Sr正异常和Ta的负异常，缺失Eu的负异常(图7)，并具有更高的(La/Yb)N值(34.6～39.3； Klaudius and Keller, 2006)。而Eu的负异常表明岩浆发生过长石的分离结晶，暗示着分离结晶作用对响岩的成因具有重要作用。在TAS图中，托云盆地火山岩呈现出两种演化趋势，一种自碧玄岩经响岩质粗面岩向响岩演化，一种自碱性玄武岩经粗面玄武岩向粗面岩演化。然而，由于中间成分缺失较多，该演化关系在哈克图解中并不明显，托云盆地的响岩和碧玄岩是否具有演化关系还需进一步验证。本次研究选取碧玄岩(季建清等， 2006)作为初始成分，在温度800～1 300℃、压力200 MPa和氧逸度FMQ的条件下进行了MELTS热力学模拟，模拟结果表明熔体先后发生了斜长石(36%)→单斜辉石(21%)→尖晶石(10%)→铁橄榄石(6%)→角闪石(5%)的分离结晶作用，熔体成分中CaO、MgO、TiO2和Fe2O3组分随着分离结晶过程逐渐降低，Na2O+K2O含量逐渐升高，P2O5含量先升高后降低，最终获得响岩质熔体(图8)，结果与托云响岩的主要矿物相和熔体成分基本一致，说明响岩可能是由碧玄岩经分离结晶作用形成的。

值得指出的是，虽然响岩具有幔源的地球化学组成，但是相较于共生的碧玄岩和碱性玄武岩的Nd同位素组成[εNd(t)=4.3～6.0； 季建清等， 2006)]，响岩的εNd(t)值(4.34～4.68)明显偏低，暗示着岩浆在演化过程中可能发生了一定程度的地壳混染作用。为揭示地壳混染的潜在影响，本次研究选取碧玄岩为初始岩浆，塔里木克拉通基底作为混染物，使用Spera和Bohrson (2001)提出的EC-AFC模型进行了模拟。由于碧玄岩的Nd含量和Nd同位素(季建清等， 2006)在一定范围内变化，本次研究也因此使用了不同的Nd含量和Nd同位素组成分别进行模拟(图9)。模拟假定岩浆初始温度为1 300℃，混染物初始温度为600℃，液相线温度为1 150℃，固相线温度为800℃，平衡温度为1 001℃，混染物初始Nd含量为20×10-6，混染物同位素比值143Nd/144Nd为0.510 6，结晶热溶量为3.96×105J/kg， 熔化焓为2.7×105J/kg，岩浆等压比热为1 484 J·K/kg，同化物等压比热为1 370 J·K/kg。图中数字1、2、3代表作为母岩浆的不同成分的碧玄岩的模拟曲线，其中碧玄岩1的Nd初始含量为43×10-6，143Nd/144Nd值为0.512 91；碧玄岩2的Nd初始含量为47×10-6，143Nd/144Nd值为0.512 94； 碧玄岩3的Nd初始含量为41×10-6，143Nd/144Nd值为0.512 86。岩浆分配系数为0.3，混染物分配系数为0.5。模拟结果显示响岩的Nd同位素组成可以通过碧玄岩岩浆经10%的地壳物质混合而成(图9)，指示响岩的形成经历了一定程度的地壳混染作用。

6 结论

本次研究以我国西南天山托云盆地出露的响岩为研究对象，对其开展了详细的矿物学、岩石学和元素、同位素地球化学研究。研究表明，托云响岩以发育碱性长石、单斜辉石、铁橄榄石和角闪石等矿物斑晶为特征。地球化学组成上，托云响岩属于准铝质过碱性岩石，在微量元素蛛网图和稀土元素配分曲线上显示出Nb、Ta、Zr、Hf的正异常和Eu的负异常，与岩浆液态不混溶作用产生的响岩质熔体明显不同。另外，托云响岩具有显著亏损的Nd同位素组成，说明其与共生的碧玄岩具有紧密的成因关联。经MELTS和EC-AFC热力学模拟，认为响岩可由碧玄岩经斜长石、单斜辉石、尖晶石、铁橄榄石和角闪石的分离结晶作用并受到一定程度的地壳混染形成。总体上，托云盆地火山岩属过碱性岩石演化系列，由碧玄岩经响岩质粗面岩向响岩演化。响岩代表了过碱性岩石系列岩浆演化的终端产物。