东天山晚古生代构造转折:红山南-天木东地区岩浆岩年代学与地球化学的约束

2023-08-24袁修财吴艳爽吴昌志陈衍景

岩石学报 2023年9期

袁修财吴艳爽吴昌志陈衍景

中亚造山带包括乌拉尔、阿尔泰-天山和蒙古-兴安岭等山系,位于东欧克拉通、西伯利亚克拉通、塔里木克拉通与华北克拉通之间,由多类地体或微陆块组成,经历了长期复杂的俯冲、增生和碰撞过程(engöretal., 1993; Charvetetal., 2007; Windleyetal., 2007; Pirajnoetal., 2008; Xiaoetal., 2013, 2018; Han and Zhao, 2018; Wuetal., 2018; Chenetal., 2020; Xia and Li, 2020),是地球上显生宙增生最为显著的造山带(Jiangetal., 2012; Xiaoetal., 2013; Zhengetal., 2020)。东天山位于中亚造山带西南缘,区内晚古生代岩浆岩极为发育(Wuetal., 2014, 2017; Wangetal., 2015, 2018c; Zhangetal., 2016a),蕴藏丰富的金属矿床,是我国重要的多金属成矿带(Wuetal., 2011; Wangetal., 2018b; Zhangetal., 2020)。

迄今为止,前人对东天山构造带晚古生代的构造演化过程进行了多方面的研究,取得了很多成果,但也还存在很多争议,特别是对北天山洋的最终闭合时限存争议较大,对于石炭纪东天山构造背景,绝大多数学者认为其处于俯冲构造体制中,但对于二叠纪的构造背景则存在两种不同的观点:一种观点认为,北天山洋的最终闭合完成于早二叠世之前,东天山在早二叠世之后已处于碰撞后构造背景(李锦轶等, 2006; 吴昌志等, 2006; Duetal., 2018; Han and Zhao, 2018; Wangetal., 2018a; Zhaoetal., 2019a; Muhtaretal., 2020c; Leietal., 2021; Chenetal., 2022),持这种观点的学者基于以下证据: (1)二叠纪存在较多产于伸展环境的A型花岗岩记录(Han and Zhao, 2018; Zhangetal., 2018; Muhtaretal., 2020c); (2)石炭纪晚期至早二叠世早期,东天山岩浆活动有一个低谷期,但是290Ma之后东天山岩浆活动记录开始明显增多(Muhtaretal., 2020b); (3)康古尔-黄山韧性剪切带形成于290～260Ma(Holtgreweetal., 1992; Zhangetal., 2002; 陈文等, 2003),侧面反映区域内在石炭纪末到二叠纪初可能发生了地球动力学背景转变; (4)二叠纪初,东天山中一些发育逆冲和褶皱变形的俯冲板片参与了岩浆岩的形成,意味着东天山经历了从同碰撞挤压到碰撞后伸展的构造背景转变(Chenetal., 2011); (5)觉罗塔格构造带内存在二叠纪湖相沉积岩、陆相火山岩(Shuetal., 2011; 廖卓庭等, 2011); (6)部分学者收集东天山已报道岩浆岩的Ce/Y、Ho/Yb比值,发现二叠纪岩浆岩Ce/Y、Ho/Yb比值明显高于石炭纪样品,指示二叠纪东天山已发生碰撞(Zhangetal., 2018)。另一种观点认为北天山洋的最终闭合时间为晚二叠世至中三叠世(Xiaoetal., 2013, 2020; Maoetal., 2014; Chenetal., 2019, 2020; Zhengetal., 2020; Aoetal., 2021),持这种观点的学者是基于以下事实:(1)石炭纪大南湖-头苏泉岛弧碎屑锆石年龄缺乏前寒武纪年龄的古老锆石,三叠纪时大南湖-头苏泉岛弧岩浆岩的碎屑锆石开始有较多前寒武纪锆石;同时,石炭纪时大南湖-头苏泉岛弧与阿齐山-雅满苏岛弧锆石Hf同位素有差别,阿齐山-雅满苏岛弧碎屑锆石年龄峰值与中天山类似(Chenetal., 2019, 2020; Aoetal., 2021; Maoetal., 2023);(2)二叠纪东天山、北山发育了一些可能属于俯冲板片熔融形成的埃达克岩(Zhengetal., 2020)。为此,加强石炭纪-二叠纪岩浆岩的研究将是确定东天山构造背景、解决上述争议的重要课题。

东天山大南湖-头苏泉岛弧带以广泛发育钙碱性岩浆岩为特征,尤其发育石炭纪-二叠纪岩浆岩,是厘定北天山洋闭合过程的关键地区。本次对大南湖-头苏泉岛弧带南缘的红山南-天木东地区晚古生代岩浆岩开展了详细的野外地质考查并进行了系统采样,通过年代学、岩相学和岩石地球化学分析,限定了研究区岩浆岩的时代、成因和大地构造背景,进而探讨东天山的构造演化过程。

1 区域地质背景

东天山是指中国新疆88°E以东的天山区域(图1a,b),构造位置上处于准噶尔盆地与塔里木盆地之间(图1b,c),由北向南依次为博格达-哈尔里克岛弧(部分被吐哈盆地覆盖)、觉罗塔格构造带和中天山地块(陈衍景等, 1995;Xiaoetal., 2004; Charvetetal., 2007; Chenetal., 2012;Zhangetal., 2016b, c; Wuetal., 2018),其分界断裂分别是卡拉麦里断裂、康古尔断裂、阿奇克库都克断裂和星星峡或红柳河断裂。其中,觉罗塔格构造带被雅满苏断裂分为康古尔盆地(或康古尔-黄山剪切带)和阿齐山-雅满苏岛弧带(Zhangetal., 2004, 2016c; Suetal., 2011; Dengetal., 2017)。博格达-哈尔里克岛弧岩浆岩主要沿吐哈盆地北缘的博格达-哈尔里克山脉发育,在吐哈盆地南缘(大南湖等)以及吐哈盆地内的局部地区也有出露,后者又被称为大南湖-头苏泉岛弧带(Chenetal., 2012; Dengetal., 2016; Wuetal., 2017)。

图1 中亚造山带构造简图(a)、新疆北部构造格架简图(b)和东天山地质及矿产分布图(c)(据Deng et al., 2016修改)Fig.1 Sketch tectonic map of Central Asian Orogenic Belt (a), sketch map showing the tectonic framework of the Northern Xinjiang (b) and geological map of the East Tianshan with distribution of mineral deposits (c) (modified after Deng et al., 2016)

大南湖-头苏泉岛弧带主要发育火山岩、火山碎屑岩和增生杂岩(Charvetetal., 2007; Windleyetal., 2007; Xiaoetal., 2013; Zhangetal., 2016c, 2018; Chenetal., 2019),其时代跨越奥陶纪至二叠纪,但以石炭纪最为发育。该区最古老地层为中奥陶统大柳沟组,为一套海相钙碱性基性-酸性火山岩,主要出露在大草滩断裂以北(Dengetal., 2016; 张方方, 2016; Zhangetal., 2018; Chaietal., 2019)。志留系红柳峡组为一套火山岩及火山碎屑岩,主要分布在吐哈盆地南缘(Xiaoetal., 2017; 赵浩, 2018; 郭伟东, 2019)。下泥盆统大南湖组由火山碎屑岩及火山碎屑沉积岩组成,夹火山熔岩和碳酸盐岩,主要分布在吐哈盆地南部(Zhangetal., 2006, 2014; 李宁等, 2019)。中、上泥盆统康古尔塔格组为一套陆相火山-沉积建造并有煤线发育,主要分布在康古尔-黄山剪切带北部及大南湖-头苏泉岛弧带南部(王银宏等, 2014; Duetal., 2018)。下石炭统干墩组为一套深海-半深海相复理石建造,由变形砂岩、灰岩、砾岩和凝灰岩等组成,分布在康古尔-黄山剪切带及两侧(张洪瑞等, 2010; 周涛发等, 2010; Zhangetal., 2016a)。上石炭统企鹅山组主要由火山熔岩、火山碎屑岩及火山沉积岩组成,分布在康古尔-黄山剪切带附近(李永军等, 2008; 赵泽南等, 2014; Zhangetal., 2016b)。上石炭统梧桐窝子组为一套火山-沉积建造,由海相火山岩、火山碎屑岩及沉积岩组成,主要分布在康古尔-黄山剪切带及附近区域(Wangetal., 2018a; 邓宇峰等, 2021)。下二叠统阿其克布拉克组为一套陆相火山熔岩夹少量火山碎屑岩,主要分布在康古尔-黄山剪切带及两侧(傅飘儿, 2012; 张达玉, 2012)。

2 研究区地质概况

红山南-天木东地区位于大南湖-头苏泉岛弧带南部,南距康古尔大断裂约6km。该地区已发现天木东和红山南两个金矿点(图2)。

图2 红山南-天木东地区地质简图(据邓刚等,2011修改)Fig.2 Simplified geologic map of the Hongshannan-Tianmudong area (modified after Deng et al., 2011)

研究区出露地层为上石炭统梧桐窝子组及第四系松散沉积物。梧桐窝子组包括3个岩性段,其中下岩性段(C2w1)由凝灰岩、安山岩及英安岩(图3a)组成,出露于研究区中部;中岩性段(C2w2)主要为英安岩、安山岩、火山角砾岩和凝灰岩,夹硅质岩(图3b),分布于研究区东北及西南部;上岩性段(C2w3)主要为安山岩、英安岩(邓刚等, 2011),分布于研究区西南部。梧桐窝子组岩层总体倾向为200°～210°,倾角65°～80°,呈北西-南东向展布。

图3 红山南-天木东地区岩石野外及显微照片(a)梧桐窝子组下岩性段安山岩(下岩性段);(b)梧桐窝子组硅质岩及凝灰岩;(c)辉长闪长岩;(d)黑云母二长花岗岩侵入梧桐窝子组安山岩;(e)安山岩可见斜长石斑晶;(f)辉长闪长岩;(g)黑云母二长花岗岩;(h)石英闪长岩. Bt-黑云母;Hbl-角闪石;Kfs-钾长石;Pl-斜长石;Qz-石英Fig.3 Photographs showing occurrence and micrographs of the igneous rocks from the Hongshannan-Tianmudong area(a) andesite of the Wutongwozi Formation (lower unit); (b) siliceous rock and tuff of the Wutongwozi Formation; (c) gabbro-diorite; (d) tuff of the Wutongwozi Formation intruded by biotite monzogranite; (e) andesite with plagioclase phenocryst; (f) gabbro-diorite; (g) biotite monzogranite; (h) quartz diorite. Bt-biotite; Hbl-hornblende; Kfs-K-feldspar; Pl-plagioclase; Qz-quartz

研究区主要发育两组断裂,走向分别为NWW和NE向,NWW向断裂规模较大,局部显示韧性变形特征,并被晚期规模较小的NE向断裂错断(图2)。NWW向剪切带附近岩石均存在不同程度的片理化及糜棱岩化,可见云母和长石等矿物变形,且与金矿化关系密切。

研究区侵入岩较为发育,主要有辉长闪长岩(图3c)、黑云母二长花岗岩(图3d)和石英闪长岩,均与梧桐窝子组地层呈侵入接触(图3d)。辉长闪长岩在研究区东南部出露长度大于6km,宽度约300～1000m;在研究区西部有两处小范围露头,呈长椭圆形,出露面积均小于0.3km2。黑云母二长花岗岩出露于东北部,呈椭圆形,出露面积约0.2km2。石英闪长岩出露于西北部,呈椭圆形展布,出露面积约0.3km2。

3 样品及分析方法

3.1 样品特征

本文对梧桐窝子组安山岩以及侵入梧桐窝子组的辉长闪长岩、黑云母二长花岗岩和石英闪长岩进行了系统的样品采集和薄片观察(图3e-h)。样品具体特征分述如下。

安山岩(18KH169～175)新鲜面为灰黑色,斑状结构,块状构造。斑晶含量少(<5%),主要为自形-半自形斜长石,另有少量角闪石。基质呈交织结构,主要为斜长石,并见少量磁铁矿(图3e)。安山岩中部分斜长石斑晶发生绿帘石化。

辉长闪长岩(18KH186～192)新鲜面呈灰绿色(图3c),中-粗粒结构(1～10mm),块状构造,主要由斜长石(60%)、角闪石(35%)和辉石(3%)等矿物组成;副矿物主要为铁氧化物及磷灰石。斜长石呈自形板状,2～10mm不等,多发生泥化及绢云母化;角闪石为自形-半自形,粒径1～3mm,部分发生绿泥石化;辉石呈他形,粒径小于0.5mm(图3f)。

黑云母二长花岗岩(18KH155～161)新鲜面呈灰白-灰黄色(图3d),中-细粒结构(0.5～3mm),块状构造。主要矿物包括斜长石(35%)、钾长石(25%)、石英(30%)及黑云母(8%);副矿物有磷灰石和锆石。斜长石自形-半自形,板状或长板状,粒径1～2mm;钾长石半自形板状,粒径为0.5～2mm;石英呈他形粒状,粒径1～3mm;黑云母呈半自形片状,0.5～1mm(图3g)。

石英闪长岩(18KH177～183)新鲜面呈灰绿色,中-细粒结构(0.5～3mm),块状构造。主要矿物为斜长石(60%)、角闪石(25%)和石英(10%),另有少量黑云母(2%);副矿物有磁铁矿、磷灰石和锆石。斜长石呈自形板状,粒径0.5～3mm不等,部分发生泥化;角闪石呈半自形-他形,粒径0.5～2mm,部分发生绿泥石化;石英他形粒状,1～2mm,充填于斜长石颗粒间(图3h)。

3.2 锆石样品制备及分析

重矿物分选在廊坊诚信地质服务公司完成。首先将所采样品洗净后破碎,待样品粉碎至0.2～0.5mm后,利用电磁和重液方法分选,将锆石从磨碎的样品中分离,并在双目镜下挑选无色透明、无裂隙及包裹体少的锆石。每组样品挑选出200颗左右锆石,将这些锆石颗粒粘在无色透明的环氧树脂上,待锆石固定之后,抛光锆石至露出核部。

锆石的阴极发光图像(CL)拍摄工作在南京宏创地质勘查技术服务有限公司的扫描电镜室完成(仪器型号:JEOLJSM-7000F)。锆石的透射光、反射光显微图像拍摄和锆石U-Pb同位素定年工作在内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室(南京大学)完成。锆石U-Pb定年实验所用仪器为GeoLas Pro 193nm 激光剥蚀系统和Thermal iCAP RQ型ICP-MS,实验所采用的激光束直径为32μm,激光脉冲频率是5Hz,剥蚀时间为70s,背景测量时间为40s,脉冲能量为6.5J/cm2。选取美国地质调查局(GEMOC)的GJ-1作为标样,其207Pb/206Pb的年龄为608.5±0.4Ma,206Pb/238U的年龄为599.8±4.5Ma(Jacksonetal., 2004),每测试10颗锆石打两次标样,测试过程中标样年龄始终与推荐值一致。普通铅校正采用Andersen (2002)的方法,年龄谐和图的绘制基于ISOPLOT软件(Ludwig, 2003)完成。

锆石原位Hf同位素组成分析在天津地质调查中心地质矿产研究所进行,利用Thermo Fisher公司生产的Neptune多接收器电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)完成,同时利用美国ESI公司生产的New Wave 193 nm FX ArF激光剥蚀系统配合取样。分析时激光束直径为35μm,剥蚀频率为8～10Hz,激光束脉冲能量为100mJ。利用Gj-1作为外标样品,本次实验中测得的Gj-1标样的176Hf/177Hf平均值为0.282021±0.000019(2σ),与推荐值0.282010±0.000020(Elhlouetal., 2006)吻合较好。εHf(t)计算中采用的176Lu衰变常数为1.867×10-11yr-1,亏损地幔Hf模式年龄(tDM1)计算采用现今亏损地幔值(176Hf/177Hf=0.282772,176Lu/177Hf=0.03842),二阶段Hf模式年龄(tDM2)利用平均大陆壳的176Lu/177Hf值0.015计算(Griffinetal., 2002)。

3.3 全岩化学成分和同位素分析

选取安山岩、辉长闪长岩、黑云母二长花岗岩和石英闪长岩各5件样品进行全岩主量元素和微量元素分析。全岩主量元素分析在广州澳实公司的ME‐XRF‐06光谱仪上进行,选用美国地质调查局的BHVO‐2样品校正元素浓度,样品的分析精度优于1%。制备过程中,先将全岩样品细碎至200目以下,之后将样品与Li2B4O7、LiBO2混合,在1050～1100℃条件下制成均匀的样品,最后进行主量元素测试。全岩微量元素测试在内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室(南京大学)进行,利用高分辨率的HR-ICP-MS质谱仪测试,仪器为Finnigan公司生产的Element Ⅱ型,分析精度优于2%。详细的分析步骤和条件参考高剑峰等(2003)。

选取新鲜的安山岩和石英闪长岩样品各3件,进行全岩Sr-Nd同位素组成分析。样品的前处理及分析均在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成。先将样品细磨至200目以下,称量100mg样品与50mg BCR-2标样共同溶解于HF和HNO3中。静置7天至样品完全溶解后,通过阳离子交换柱法分离和纯化Sr、Nd同位素。Sr、Nd同位素测试在英国Nu Instrument公司生产的Nu Plasma II型多接收电感耦合等离子质谱仪(MC-ICP-MS)上完成。分别采用86Sr/88Sr=0.1194和146Nd/144Nd=0.7219校正Sr、Nd同位素值。测试得到的USGS标准样品BCR-2的87Sr/86Sr值为0.705029,与推荐值0.705020±0.000020一致,143Nd/144Nd测试值为0.512592,与推荐值0.512633±0.000020(Jwedaetal., 2016)一致。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb定年

本文对上述选自安山岩、辉长闪长岩、黑云母二长花岗岩和石英闪长岩样品中的共120颗锆石进行U-Pb同位素年龄测试,相关年龄数据结果示于表1及图4a-d。

表1 红山南-天木东地区岩浆岩锆石U-Pb定年分析结果Table 1 Zircon U-Pb dating results for the igneous rocks from the Hongshannan-Tianmudong area

图4 红山南-天木东地区岩浆岩锆石U-Pb谐和图及加权平均年龄图(a)安山岩;(b)辉长闪长岩;(c)石英闪长岩;(d)黑云母二长花岗岩. 代表性锆石颗粒的阴极发光(CL)图像列于对应的图中,实线与虚线圆圈分别为U-Pb测年点及Hf同位素测定点,并标示了对应的值Fig.4 Zircon U-Pb concordia diagrams and weighted mean ages of the igneous rocks from the Hongshannan-Tianmudong area(a) andesite; (b) gabbro diorite; (c) quartz diorite; (d) biotite monzogranite. Cathodoluminescence (CL) images of representative zircon grains are shown as insets, the solid and dashed line circles represent the locations of U-Pb age and Hf isotopic composition determinations, respectively

安山岩中的锆石透明-半透明,多为自形长柱状,长50～160μm,长宽比2:1～6:1,在CL图上可见良好的振荡环带,Th/U值为0.28～0.56(表1),为典型的岩浆锆石。除6颗锆石年龄谐和度小于90%外,剩余24颗谐和度高的锆石的206Pb/238U年龄集中分布于324～333Ma,加权平均值为328.8±2.0Ma(MSWD=0.32,n=24,图4a),可代表该安山岩的成岩年龄。

辉长闪长岩中的锆石透明-半透明,无色或浅黄色,多数呈自形程度较好的长柱状,长100～300μm,宽35～80μm, 长宽比为1.5:1～5:1,振荡环带较发育,Th/U值为0.47～0.80(表1),指示其为岩浆成因。剔除2颗年龄不谐和锆石,其他28颗锆石的206Pb/238U年龄范围变化于326～332Ma,加权平均年龄为328.7±1.8Ma(MSWD=0.12,n=28,图4b),可代表辉长闪长岩的结晶年龄。

石英闪长岩中的锆石透明-半透明,无色或黄褐色,呈长柱状,长120～300μm,宽45～80μm,长宽比为2:1～5:1,多见明显振荡环带,结合锆石较高的Th/U值(0.48～0.95,表1),指示其为岩浆成因。5颗锆石年龄不谐和,另有一颗锆石(28号锆石)206Pb/238U年龄为454Ma,这颗锆石呈双锥状,且发育溶蚀孔,应是岩浆上侵时捕获的锆石或源区继承锆石(图4c)。其他24颗锆石206Pb/238U年龄范围为287～294Ma,加权平均年龄为290.0±1.6Ma(MSWD=0.34,n=24,图4c),可代表石英闪长岩的结晶年龄。

黑云母二长花岗岩中锆石无色透明,自形柱状或双锥状,锆石长60～200μm,宽40～120μm,长宽比为1:1～3:1,振荡环带发育。除6号锆石Th/U值较低外(0.02),其他锆石Th/U值范围为0.18～1.22(表1),属于岩浆锆石。除去9颗年龄不谐和锆石,其余21颗锆石U-Pb同位素年龄均谐和,年龄范围为235～844Ma,其中6颗锆石年龄较老(357～844Ma),应为继承锆石;年龄为235Ma的6号锆石,核部较亮,振荡环带不发育,且Th/U值为0.02(表1),指示其为热液锆石,其235Ma的年龄代表岩浆侵位后的热液作用事件时间;另外14颗锆石U-Pb年龄谐和度高且相对集中,206Pb/238U年龄范围为282～296Ma,加权平均年龄为290.3±2.1Ma(MSWD=1.13,n=14,图4d),可代表黑云母二长花岗岩的结晶年龄。

4.2 全岩元素地球化学

本区安山岩、辉长闪长岩、黑云母二长花岗岩和石英闪长岩各5件样品的全岩主量元素和微量元素地球化学分析结果示于表2、图5及图6。

表2 红山南-天木东地区岩浆岩主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)含量Table 2 Major (wt%) and trace (×10-6) element contents of the igneous rocks from the Hongshannan-Tianmudong area

图5 红山南-天木东地区岩浆岩地球化学特征(a)全碱(Na2O+K2O)-SiO2图解(Middlemost, 1994);(b)Zr/TiO2×0.0001-Nb/Y图解(Winchester and Floyd, 1977);(c)K2O-SiO2图解(Peccerillo and Taylor, 1976);(d)A/CNK-A/NK图解(Maniar and Piccoli, 1989)Fig.5 Geochemical characteristics of igneous rocks in the Hongshannan-Tianmudong area(a) total alkali (Na2O+K2O) vs. SiO2 diagram (Middlemost, 1994); (b) Zr/TiO2×0.0001 vs. Nb/Y diagram (Winchester and Floyd, 1977); (c) K2O vs. SiO2 diagram (Peccerillo and Taylor, 1976); (d) A/CNK vs. A/NK (Maniar and Piccoli, 1989)

图6 红山南-天木东地区岩浆岩原始地幔标准化微量元素蛛网图(a、c,标准化值据McDonough and Sun, 1995)和球粒陨石标准化稀土元素配分图(b、d,标准化值据Sun and McDonough, 1989)Fig.6 Primitive mantle-normalized trace element spider grams (a, c, normalization values after McDonough and Sun, 1995) and chondrite-normalized REE patterns (b, d, normalization values after Sun and McDonough, 1989) for the igneous rocks from the Hongshannan-Tianmudong area

安山岩样品的SiO2含量为62.1%～63.7%,全碱(Na2O+K2O)含量为7.0%～7.1%,在TAS图解中落入碱性-亚碱性线下的安山岩-英安岩过渡区(图5a)。安山岩Zr/TiO2比值为0.027～0.030,Nb/Y比值为0.224～0.227,在Zr/TiO2-Nb/Y图解中,落入安山岩区域(图5b)。安山岩样品富集Rb、Ba和La等大离子亲石元素(LILE),亏损Nb、Ta和Ti等高场强元素(HFSE,图6a),其微量元素配分模式显示了Nb、Ta亏损和Pb富集。安山岩总稀土含量(ΣREE)为157.1×10-6～165.5×10-6,富集轻稀土(LREE),亏损重稀土(HREE),球粒陨石标准化图右倾,(La/Yb)CN值为3.95～4.39(表2),指示LREE与HREE之间分异较强,HREE分异不明显(图6b),Eu显示弱负异常(Eu/Eu*=0.73～0.76,表2)。

辉长闪长岩样品SiO2含量为53.1%～56.1%,Na2O+K2O含量为5.5%～5.9%,在TAS图解中落入辉长闪长岩区域(图5a)。样品的Zr/TiO2比值为0.008～0.012,Nb/Y比值为0.133～0.135,在Zr/TiO2-Nb/Y图解中,落入玄武安山岩(辉长闪长岩)区域(图5b)。辉长闪长岩微量元素及稀土元素特征与安山岩类似(图6a,b),ΣREE为45.98×10-6～63.77×10-6,Eu异常不明显(Eu/Eu*=0.98～1.06,表2)。

4.3 全岩Sr-Nd同位素

石炭纪安山岩和二叠纪石英闪长岩的Sr和Nd同位素组成见表3及图7a,全岩初始Sr和Nd同位素值利用样品各自的锆石U-Pb年龄计算。安山岩与石英闪长岩样品的87Sr/86Sr值(0.70503～0.70633)接近,初始87Sr/86Sr(Isr)同位素值(0.703750～0.704575)相近。两组样品的143Nd/144Nd值范围为0.512690～0.512921,εNd(t)值均为正值(3.10～7.67),二阶段模式年龄tDM2较年轻(430～850Ma,表3)。安山岩与石英闪长岩的Sr、Nd同位素值与软流圈地幔(Zhangetal., 2016c)熔融形成的岩浆岩数值接近,与洋内弧(Morris and Hart, 1983)熔融形成的岩浆岩值一致,与土屋-延东斑岩铜矿(Zhangetal., 2006; Xiaoetal., 2017; 郭嘉伟, 2021)成矿岩体的同位素组成基本一致(图7a)。

表3 红山南-天木东地区全岩Sr-Nd同位素组成Table 3 Whole-rock Sr-Nd isotopic composition of the igneous rocks from the Hongshannan-Tianmudong area

图7 东天山岩浆岩全岩Sr-Nd同位素及锆石Hf同位素组成(a)红山南-天木东地区岩浆岩εNd(t)-ISr图解. 数据来源:软流圈地幔(Zhang et al., 2016c);洋内弧(Morris and Hart, 1983);土屋-延东铜矿(Xiao et al., 2017;Zhang et al., 2006;郭嘉伟, 2021);(b)东天山岩浆岩全岩Nd同位素组成(数据源见电子版附表1);(c)红山南-天木东地区岩浆岩锆石εHf(t)与U-Pb年龄图;(d)东天山岩浆岩的锆石Hf同位素组成(数据源见附表2)Fig.7 Whole-rock Sr-Nd and Zircon Hf isotopic compositions of magmatic rocks in East Tianshan(a) εNd(t) vs. ISr diagram for the igneous rocks from the Hongshannan-Tianmudong area. Data sources: asthenospheric mantle (Zhang et al., 2016c); oceanic arc (Morris and Hart, 1983); Tuwu-Yandong copper deposits (Xiao et al., 2017; Zhang et al., 2006; Guo, 2021); (b) whole rock Nd isotopic compositions of magmatic rocks in the East Tianshan (data are listed in Appendix Table 1); (c) zircon εHf(t) vs. U-Pb age diagram for the igneous rocks from the Hongshannan-Tianmudong area; (d) zircon Hf isotopic compositions of magmatic rocks in the East Tianshan (data are listed in Appendix Table 2)

4.4 锆石Hf同位素

本文选择具有谐和年龄的锆石,参照锆石透射光、反射光及阴极发光图像(CL图),避开包裹体及裂隙部位,进行锆石Hf同位素原位测试,相关结果示于表4及图7c。前人研究发现,176Yb/177Hf值与εHf(t)值存在相关性,当锆石Yb含量较高时(176Yb/177Hf>0.05),会导致εHf(t)值明显偏高(吴福元等, 2007b; Fisheretal., 2014)。本研究中样品176Yb/177Hf值与εHf(t)值明显正相关,部分锆石176Yb/177Hf高于0.05,导致εHf(t)值高于亏损地幔演化线,多数锆石εHf(t)值在亏损地幔演化线附近,与东天山大南湖-头苏泉岛弧带石炭纪岩浆εHf(t)值大体一致(Chenetal., 2011; Suetal., 2011; Maetal., 2015; Zhangetal., 2016a; Wangetal., 2018a)。四组样品的176Lu/177Hf值为0.000924～0.004011,176Hf/177Hf值为0.281835～0.283304,176Yb/177Hf值为0.025264～0.093040。

表4 红山南-天木东地区岩浆岩锆石原位Hf同位素组成Table 4 In-situ zircon Hf isotopic composition of the igneous rocks from the Hongshannan-Tianmudong area

8颗安山岩锆石的εHf(t)值介于13.90～19.14之间,tDM1为202～405Ma;11颗辉长闪长岩锆石的εHf(t)值为11.38～18.63,tDM1为206～510Ma;黑云母二长花岗岩共有11颗锆石进行了Hf同位素组成测试,其中8颗290Ma左右的锆石εHf(t)值为14.54～18.69,tDM1为177～346Ma,其他3颗年龄较大的继承锆石的Hf同位素变化大,εHf(t)值为-15.12～8.90,tDM2为1148～2669Ma(表4、图7c);4颗石英闪长岩锆石的εHf(t)值为17.67～19.04,tDM1为165～220Ma,该组样品高的εHf(t)值是由高的176Yb/177Hf含量导致的(吴福元等, 2007b; Fisheretal., 2014)。

5 讨论

5.1 蚀变影响

野外观察表明,本区岩石均经历了一定程度的热液蚀变。在矿化石英脉两侧,硅化、黄铁绢英岩化和青磐岩化等热液蚀变尤为明显。显微观察显示,部分样品的长石发生了绿帘石化、泥化和绢云母化,角闪石有时发生绿泥石化(图3)。除采样时尽可能避开热液蚀变之外,本文有必要评估样品所记录的成因信息的可靠性。

Zr是典型的高场强元素和化学稳定元素,在流体交代及浅变质作用过程中不易迁移(Hastieetal., 2013),因此Zr与其他元素的相关性是判断这些元素受蚀变影响程度的重要依据。由Zr与其他元素的相关性图解(图8)可见,在几组岩浆岩中,除K、Na和Sr等活动性元素外,相容性元素、REE和HFSE等与Zr相关性明显,指示后期蚀变对多数元素含量影响不大。

图8 红山南-天木东地区岩浆岩Zr与部分元素含量二元图解Fig.8 Binary diagrams of selected elements vs. Zr for the igneous rocks from the Hongshannan-Tianmudong area

本次研究样品具有较为一致且亏损的Sr同位素组成(ISr值范围为0.7037～0.7046),指示热液蚀变没有明显改变样品的同位素体系,其化学组成可用于岩石成因和构造背景判别。

5.2 石炭纪岩浆岩成因

本次对研究区梧桐窝子组安山岩及与之伴生辉长闪长岩中锆石的U-Pb定年结果表明,两者形成时代一致,是同期岩浆作用的产物。

安山岩和辉长闪长岩的主量元素含量与SiO2含量呈正相关(图9)。它们均富集LILE,亏损HFSE(图6a),同时二者的La/Yb和Zr/Nb值较为接近(图10a,b),二者球粒陨石标准化稀土元素配分模式相似(图6b),锆石Hf同位素组成一致(图7c)。由此可见,石炭纪安山岩和辉长闪长岩具有连续变化的主量和微量元素组成,相似的同位素组成,表明两者是同源岩浆分异演化的产物。

图9 红山南-天木东地区岩浆岩SiO2与主量元素氧化物含量二元图解Fig.9 Binary diagrams for selected major oxides vs. SiO2 contents of the igneous rocks from Hongshannan-Tianmudong area

图10 红山南-天木东地区岩浆岩La-La/Yb(a,据Liu et al., 2014)及Zr-Zr/Nb(b,据Pearce and Peate, 1995)相关关系图解Fig.10 Binary diagrams of La vs. La/Yb (a, Liu et al., 2014) and Zr vs. Zr/Nb (b, after Pearce and Peate, 1995) of the igneous rocks from the Hongshannan-Tianmudong area

本区石炭纪安山岩和辉长闪长岩富集LILE、亏损HFSE,在原始地幔标准化微量元素图解上出现Nb-Ta-Ti谷和Pb峰(图6a),加之富含角闪石、斜长石的特征,显示它们是典型的岛弧钙碱性岩系(Chappell and White, 1992; Roberts and Clemens, 1993; 吴昌志等,2006; Zhangetal., 2016c)。

岛弧钙碱性岩浆产出位置有大陆弧和洋内弧之分( Zhengetal., 2015; Muhtaretal., 2020c)。研究区早石炭世岩浆岩为洋内弧,证据如下:(1)岩浆岩锆石定年分析中未见前寒武纪继承锆石,研究区最老地层为奥陶系大柳沟组;(2)研究区及外围(研究区西南侧)发育深海相硅质岩;(3)研究区早石炭世安山岩及辉长闪长岩总体相对富Na2O而贫K2O(Na2O/K2O=1.6～3.0),安山岩具有亏损的全岩Sr-Nd同位素组成,安山岩与辉长闪长岩均具有亏损的锆石Hf同位素组成;(4)两组样品具有较低的La/Yb值(3.80～5.75),在La/Yb-Sc/Ni图解中(图11a)落入洋内弧区域(Bailey, 1981)。综上所述,本区石炭纪岩浆岩形成于洋内弧背景,由地幔楔部分熔融产生,成岩岩浆经历了不同程度结晶分异。

图11 红山南-天木东地区岩浆岩构造判别图解(a)La/Yb-Sc/Ni相关关系图解(Bailey, 1981);(b)Rb-(Nb+Y)和(c)Nb-Y相关关系图解(Pearce and Peate, 1995)Fig.11 Tectonic discrimination diagrams of the igneous rocks from the Hongshannan-Tianmudong area(a) Sc/Ni vs. La/Yb (Bailey, 1981); (b) Rb vs. Nb+Y, (c) Nb vs. Y (Pearce and Peate, 1995)

5.3 二叠纪侵入岩成因

本次对研究区内侵入梧桐窝子组中的黑云母二长花岗岩与石英闪长岩的锆石U-Pb定年结果显示,二者形成年龄一致。在黑云母二长花岗岩与石英闪长岩之间,主量元素相关性不明显,微量元素和稀土元素配分形式不一致(图6c,d),La-La/Yb及Zr-Zr/Nb相关关系显示了二者不同源(图10a,b)。因此,二叠纪黑云母二长花岗岩与石英闪长岩岩石成因存在较大差异,需要分别讨论。

5.3.1 黑云母二长花岗岩

I型花岗岩可以有以下成因:(1)基性岩高度的结晶分异而形成(Chappell and White, 1992; Rapp and Watson, 1995; Chen and Arakawa, 2005);(2)地壳内基性-中性岩浆部分熔融而来(Liuetal., 2015; Papoutsaetal., 2016; Sunetal., 2020a);(3)由壳源岩浆与部分幔源岩浆混合而成(Castroetal., 1991; Dongetal., 2011; Xiaetal., 2015)。在野外地质调查中,未发现与黑云母二长花岗岩伴生的二叠纪基性岩,排除了样品由更基性的岩浆岩结晶分异形成的可能。在样品矿物中未发现不均衡结构,也未在样品中发现基性岩暗色包体,指示壳幔混源成因的可能性较低。黑云母二长花岗岩高的SiO2和K2O含量,低的MgO、Ni、Co和Cr含量,低的Mg#,指示样品物质源自地壳。样品锆石Hf同位素模式年龄非常年轻(tDM1为177～346Ma,表4),指示源区以新生地壳为主。样品Sr/Y、(La/Yb)CN值较低(表2),指示其形成于中、上地壳(Chapmanetal., 2015; Profetaetal., 2016; Huetal., 2017; Yangetal., 2020)。

考虑到黑云母二长花岗岩亏损的同位素特征,低的MgO、Mg#值和及相容元素含量,笔者认为黑云母二长花岗岩熔融自新生地壳,其富集LILE,亏损HFSE(图6c,d),指示其熔融自先存的岛弧钙碱性岩浆。综上,笔者认为黑云母二长花岗岩是由新生(石炭纪)中、上地壳贮存的岛弧钙碱性岩浆岩部分熔融形成的。

5.3.2 石英闪长岩

前人提出了多种模式来解释闪长质岩浆的成因,包括:(1)由幔源岩浆结晶分异演化而来(Reinersetal., 1995; Muhtaretal., 2020a);(2)由镁铁质下地壳部分熔融作用形成(Rapp and Watson, 1995; 姜辛等, 2020);(3)由壳源岩浆与幔源岩浆混合而成(Kempetal., 2007; Lietal., 2020)。野外地质调查表明,与石英闪长岩伴生的基性岩并不发育,说明基性岩浆结晶分异形成石英闪长岩的可能性不大。同时,石英闪长岩中未见暗色包体,薄片显微观察过程中也未发现矿物的不均衡结构,且其全岩Sr、Nd同位素及锆石Hf同位素组成相对均一,可排除其壳幔混源成因。但是,相对于研究区石炭纪岩浆岩较高的Mg#和更加亏损的同位素特征表明,石英闪长岩形成时有一定数量地幔物质的参与(Branquetetal., 2012; Wangetal., 2014)。二叠纪石英闪长岩较高的SiO2含量,较低的MgO、Cr和Ni含量(表2),与源自下地壳的闪长质岩浆岩的地球化学特征一致(Rapp and Watson, 1995; Sen and Dunn, 1995; Rappetal., 1999)。此外,二叠纪石英闪长岩的Th/La比值为0.27～0.37,明显高于原始地幔值(0.12),而与地壳值(0.3)(Anderson, 1983; Hofmann, 1988; Freyetal., 1994)一致,其较低的Ti/Zr(32～37)值,与地壳值(30)(Hergtetal., 1991; Wedepohl, 1995)相近。综合考虑到石英闪长岩中等的SiO2含量,富集LILE、LREE,亏损HFSE、HREE(图6c,d)的地球化学特征,亏损的同位素组成,同时未见继承锆石,本文认为,研究区二叠纪石英闪长岩源自新生下地壳部分熔融,并有少量地幔物质的加入。

5.3.3 黑云母二长花岗岩与石英闪长岩成因差别

5.4 构造背景的转变

本文研究确定矿区内早石炭世岩浆岩主要是交代地幔楔部分熔融的产物,同时研究区梧桐窝子组地层中发育海相硅质岩(图3b),指示研究区在早石炭世晚期仍为海相环境(图12a)。

图12 东天山晚古生代构造演化卡通图(a)早石炭世:北天山洋双向俯冲分别形成大南湖-头苏泉岛弧和阿齐山-雅满苏岛弧;(b)早二叠世:北天山洋闭合,觉罗塔格构造带碰撞汇聚完成阶段Fig.12 Schematic cartoons for the Late Paleozoic tectonic evolution process of the East Tianshan(a) Early Carboniferous formation the Dananhu-Tousuquan and Aqishan-Yamansu arcs induced by the subduction of the Northern Tianshan Ocean; (b) formation of the Early Permian intrusive rocks, showing post-collision extension and the Northern Tianshan Ocean closure

矿区内二叠纪两组侵入岩为新生加厚地壳部分熔融的产物(图12b),石炭纪岩浆岩不见古老残留锆石,而二叠纪黑云母二长花岗岩中则发现少量前寒武纪继承锆石,因此,二叠纪岩浆岩源区已有古老物质参与,暗示大南湖-头苏泉岛弧此前已经接收到前寒武纪基底物质供给(Dongetal., 2011; 雷如雄等, 2014; 杨德乐, 2020; Chenetal., 2022)。结合区域构造演化史,我们推测二叠纪初北天山洋已基本闭合。在280Ma之后,东天山开始有大量较老地壳物质参与成岩,导致区域内岩浆岩同位素亏损程度降低(图7b,d;附表1、附表2)。此外,东天山二叠纪广泛发育基性-超基性侵入体(顾连兴等, 2006, 2007; Hanetal., 2010; 夏明哲等, 2010; 钱壮志等, 2012; Wangetal., 2014, 2018c, 2021; 陈继平等, 2016; Wuetal., 2018; 赵冰冰等, 2018; Renetal., 2021),A型花岗岩(童英等, 2010; Chenetal., 2011; Shuetal., 2011; Zhangetal., 2014; Han and Zhao, 2018)和钙碱性-高钾钙碱性花岗岩(顾连兴等, 2006; 汪传胜等, 2009; Chenetal., 2011; 雷如雄等, 2011; Muhtaretal., 2020c),被解释为碰撞后的基性岩与富碱花岗岩组合(韩宝福等,2004; 舒良树等,2004; 顾连兴等,2006; Hanetal., 2007; Chenetal., 2011, 2013; Shuetal., 2011)。

La/Yb、Sc/Ni值受结晶分异影响小,可用来反映中性岩浆岩的源区性质(Bailey, 1981)。在La/Yb-Sc/Ni判别图中,本区石炭纪样品落入洋内弧区域,而二叠纪石英闪长岩落入大陆弧区域(图11a)。在Rb-(Nb+Y)及Nb-Y构造判别图(图11b,c)中,黑云母二长花岗岩及石英闪长岩落入碰撞后区域,进一步证明研究区石炭纪岩浆岩形成于俯冲背景下的洋内弧环境,而二叠纪岩浆岩形成于碰撞后构造背景之下。

本文认为红山南-天木东一带早石炭世与早二叠世岩浆岩的岩石地球化学上存在显著差异,指示东天山从大洋俯冲向碰撞后背景转折的时间发生于晚石炭世-早二叠世之间(图12)。