乌兹别克斯坦中天山Kattasay地区A型花岗岩的岩石成因和构造意义

姜雨奇 程志国 魏博雯

1. 地质过程与矿产资源国家重点实验室,中国地质大学(北京),北京 100083 2. 河北地质大学地球科学学院,石家庄 050031

A型花岗岩因其独特的岩相学和地球化学特征区分于I型和S型花岗岩,通常形成于伸展环境中(裂谷、地幔柱、后碰撞、弧后等; Whalenetal., 1987; Eby, 1992; Bonin, 2007)。作为一种特殊岩类,A型花岗岩的正确识别对揭示区域构造-岩浆演化具有重要指示意义(Dall’Agnoletal., 2012; Jiangetal., 2017)。典型的A型花岗岩具有碱性暗色矿物(如霓石-霓辉石等)、高温(830～1000℃)、高全碱含量、高FeOT/(FeOT+MgO)比值和无水等特征(Loiselle and Wones, 1979; Eby, 1990)。随着后期深入研究,对A型花岗岩的地球化学判别标准也更加丰富详细,如10000Ga /Al比值>2.6,Zr+Ce+Nb+Y >350×10-6,贫CaO、MgO,强烈的负Eu异常(Collinsetal., 1982; Kingetal., 1997; Frostetal., 2001)。目前对于A型花岗岩的起源依然存在争议,认为至少存在3种成因模型:(1)幔源玄武质岩浆分离结晶模型(Turneretal., 1992; Yangetal., 2021);(2)地壳岩石(如麻粒岩相变质岩和拉斑玄武质岩石等)部分熔融模型(Collinsetal., 1982; Creaseretal., 1991; Skjerlie and Johnston, 1993; Frost and Frost, 1997, 2011; Litvinovskyetal., 2002);(3)幔源岩浆与壳源岩浆混合作用模型(Kerr an Fryer, 1993; Yangetal., 2006; Lietal., 2020)。

中亚造山带(CAOB)是地球上最大的显生宙增生造山带之一,其西部为东欧克拉通,北部为西伯利亚克拉通,南部为卡拉库姆克拉通、塔里木克拉通及华北克拉通(engöretal., 1993; Seltmannetal., 2014)。中亚造山带构造演化主要受古亚洲洋闭合控制,从新元古代晚期至中生代中期经历众多的岛弧、海山和微大陆拼贴而成(Jahnetal., 2000; Windleyetal., 2007; Biske and Seltmann, 2010; Xiaoetal., 2013; 薛春纪等, 2014; Alexeievetal., 2016)。天山造山带是中亚造山带西南部的主体部分。在天山造山带西部,特别是在乌兹别克斯坦的恰特卡尔-库拉玛地区(Chatkal-Kurama region),晚古生代岩浆多期次多阶段频繁侵入,以含有世界级矿床而闻名,包括巨型Kalmakyr斑岩铜-金矿床和Kochbulak热液金矿床等。目前恰特卡尔-库拉玛地区晚石炭世末-早二叠世岩浆活动的地质年代学、岩石地球化学及矿化特征方面已有报道(Kovalenkeretal., 2003; Golovanovetal., 2005; Seltmannetal., 2011; 薛春纪等, 2013, 2020; Maoetal., 2014; Chengetal., 2018a, b; Abzalovetal., 2019)。然而,对于这些岩浆活动的构造动力学背景仍存在两种不同认识,一些学者认为恰特卡尔-库拉玛地区这一时期的岩浆岩是在伸展背景(如后碰撞环境或地幔柱环境)下形成的(Biske and Seltmann, 2010; Alexeievetal., 2016; Konopelkoetal., 2017; Zuetal., 2018);也有部分学者根据岩浆岩的地球化学及同位素特征,认为这一时期的构造环境主要与Turkestan洋壳末期俯冲有关,是典型的大陆弧环境产物(Seltmannetal., 2011; Konopelkoetal., 2018)。导致上述激烈争论的关键是Turkestan洋最终闭合时间,即Turkestan洋是在晚石炭世末期(320～300Ma; Seltmannetal., 2011; McCannetal., 2013; Konopelkoetal., 2017; Zuetal., 2018)还是早二叠世(300～290Ma; Biske and Seltmann, 2010; Burtman, 2015)完成最终闭合。

本文利用锆石U-Pb年代学、矿物学和地球化学方法,对乌兹别克斯坦中天山Kattasay 地区石英斑岩和碱长花岗斑岩开展系统研究,拟解决以下几个问题:(1)揭示两类岩石的源区特征及岩浆演化作用过程;(2)探讨岩浆形成过程中的构造背景,为Turkestan洋最终闭合时间提供线索;(3)通过与库拉玛地区内的其他岩体综合研究,试图建立库拉玛地区晚古生代岩浆活动的时空规律,为中天山库拉玛地区岩浆活动的地球动力学背景转换提供重要信息。

1 区域地质背景

西天山是晚古生代南部的卡拉库姆和塔里木微大陆与北部哈萨克斯坦古大陆碰撞形成的产物(engöretal., 1993; Windleyetal., 2007; Biskeetal., 2013; 薛春纪等, 2020)。西天山由三部分组成:(1)北天山,古哈萨克斯坦微大陆的变形边缘;(2)中天山,晚古生代火山-深成岩弧;(3)南天山,Turkestan洋最终闭合时形成的强烈变形褶皱冲断带(Biske and Seltmann, 2010; Burtman, 2015)。现代天山地质格局以发育大量EW向断层为主要特征,这些断层将天山划分为一系列线性的构造块体。后期NW走向的塔拉斯-费尔干纳断层(Talas-Fergana Fault)切断这些EW向断层 (Konopelkoetal., 2017)。二叠纪至今塔拉斯-费尔干纳断层整体向右偏移约200km (Buslov, 2011; 图1a)。

图1 西天山地质简图(a,据Dolgopolova et al., 2017修改)及中天山恰特卡尔-库拉玛地区示意图(b,据Zu et al., 2019修改)年龄数据来源:Kattasay地区(本文); Chorukh地区(Konopelko et al., 2017); Kalmakyr地区和Sarycheku地区 (Cheng et al., 2018a, b); Kochbulak地区和Kairagach地区(Dolgopolova et al., 2017); Bozymchak地区和Kuru-Tegerek地区(Zu et al., 2019)Fig.1 Simplified geological map of the western Tianshan (a, modified after Dolgopolova et al., 2017) and simplified geological map of the Chatkal-Kurama region of the Middle Tianshan (b, modified after Zu et al., 2019)Age data source: Kattasay region (this study); Chorukh region (Konopelko et al., 2017); Kalmakyr region and Sarycheku region (Cheng et al., 2018a, b); Kochbulak region and Kairagach region (Dolgopolova et al., 2017); Bozymchak region and Kuru-Tegerek region (Zu et al., 2019)

中天山的主要组成部分是出露在塔拉斯-费尔干纳断层以西的恰特卡尔-库拉玛火山-深成岩带(图1b)。该带是晚古生代Turkestan洋壳向北俯冲,大陆弧背景下的产物(Kovalenkeretal., 2003; Seltmannetal., 2014; Alexeievetal., 2016; Yakubchuk, 2017)。乌兹别克斯坦区域内恰特卡尔一带有新元古代基底出露,而库拉玛地区未见前寒武纪基底出露(薛春纪等, 2014)。恰特卡尔-库拉玛火山-深成岩带不整合地覆盖在早古生代浅海-深海沉积序列之上 (薛春纪等, 2013, 2014; Zhaoetal., 2017),之后被中生代和新生代沉积物覆盖。古生代时期恰特卡尔-库拉玛地区出现了两期强烈的弧岩浆活动(Biskeetal., 2013; 陈博等, 2016; Dolgopolovaetal., 2017; Konopelkoetal., 2017)。第一次弧岩浆活动发生于早泥盆世,Turkestan洋向北俯冲至前寒武纪基底之下形成早泥盆世岛弧花岗岩-火山岩系列组合。中泥盆世-早石炭世早期俯冲停止,Turkestan洋北侧转为被动边缘,沉积厚层碳酸盐和碎屑岩(Biske and Seltmann, 2010)。早石炭世末期Turkestan洋恢复向北俯冲,并形成第二期次弧岩浆活动,包括大量安第斯型侵入体和厚层火山堆(Chengetal., 2018b; Zuetal., 2019)。直到早二叠世,多期次多阶段岩浆活动结束(340～280Ma,代表性侵入体年龄见图1b)。这种连续无间断的特征仅出现在中天山地区。

Kattasay地区位于中天山库拉玛山脉北坡的巴巴伊塔格火山洼地(Babaytag volcanic depression)西缘(Turamuratovetal., 2011),达伊卡断层(Dayka Fault)与近EW向中部断层的交汇地段。Kattasay地区基底岩石主要为泥盆纪-早石炭世花岗闪长岩和浅色钾长花岗岩。火山岩盖层主要为晚石炭世-二叠纪中-酸性火山岩,通常分3层:下层为安山岩,中层为流纹质熔结凝灰岩与凝灰岩,最上层广泛出露流纹岩和碎屑熔岩(赵凤民, 2011; 刘明义等, 2018)。石英斑岩、花岗正长岩、花岗斑岩等侵入到Kattasay地区浅部,其中石英斑岩分两期形成。剖面图中断裂交汇处可见似岩株状碱长花岗斑岩岩体切穿岩颈相石英斑岩(赵凤民, 2011; 图2)。

图2 Kattasay地区剖面图(据Turamuratov et al., 2011修改)1-花斑岩、霏细斑岩、辉绿岩脉带;2-碱长花岗斑岩脉;3-花岗斑岩;4-石英斑岩;5-熔结凝灰岩、熔岩-角砾岩;6-安山岩;7.平坦构造位错;8.矿体Fig.2 Section map of the Kattasay region (modified after Turamuratov et al., 2011)1-intrusive dikes of granophyre, felsophyre and diabase; 2-alkali-feldspar granite porphyry; 3-granite porphyry; 4-quartz porphyry; 5-welded tuff and lava-breccia; 6-andesite; 7-flat tectonic dislocation; 8-ore body

2 样品和分析方法

本文研究样品主要采自Kattasay地区外围露头处的石英斑岩和碱长花岗斑岩,样品尽可能选取新鲜未蚀变岩石。石英斑岩呈浅粉红色,斑状结构,块状构造(图3a)。斑晶主要为石英(10%～15%)、碱性长石(5%),个别样品中零星可见辉石(图3c)。其中,熔蚀的石英呈不规则港湾状(图3b),部分为棱角状石英晶屑,粒度在0.2×0.5mm～1.5×3.5mm之间;碱性长石为自形-半自形板柱状,0.2×0.4mm～0.5×2.5mm,部分表面具有弱高岭土化(图3b)。基质主要为隐晶质(80%～85%),由长英质微晶构成,部分样品见轻微绢云母化。

图3 Kattasay地区侵入体野外照片和显微照片(a-c)石英斑岩:(a)石英斑岩野外露头,显示块状构造;(b)石英斑岩斑晶包括石英和碱性长石,石英呈不规则港湾状,碱性长石表面土化,基质隐晶质结构,单偏光;(c)单斜辉石斑晶,正交偏光. (d-f)碱长花岗斑岩:(d)碱长花岗斑岩野外露头;(e)碱长花岗斑岩呈斑状结构,斑晶包括石英,碱性长石,基质物质成分同斑晶相同,正交偏光;(f)绿帘石,单偏光.Afs-碱性长石;Ep-绿帘石;Cpx-单斜辉石;Q-石英Fig.3 Field photographs and photomicrographs of the intrusions in the Kattasay region(a-c) quartz porphyry: (a) quartz porphyry outcrops in the field, massive structure; (b) quartz phenocrysts and alkali-feldspar phenocrysts of quartz porphyry, quartzs appear in an irregular shape of harbor, with alkali-feldspars showing kaolinization, and the matrix has cryptocrystalline texture, plane-polarized light; (c) clinopyroxene, crossed-polarized light. (d-f) alkali-feldspar granite porphyry: (d) alkali-feldspar granite porphyry outcrops in the field; (e) porphyritic structure, phenocrysts include quartz and alkali-feldspar, and the matrix material compositions are the same as phenocrysts, crossed-polarized light; (f) epidote, plane-polarized light. Afs-alkali-feldspar; Ep-epidote; Cpx-clinopyroxene; Q-quartz

碱长花岗斑岩新鲜面呈肉红色(图3d),风化面呈灰白色,斑状结构,斑晶主要为碱性长石(15%～20%)、石英(10%～15%)(图3e),其中碱性长石多呈自形-半自形板状,大小0.2×0.2mm～2×4mm,可见聚片双晶(图3e);石英斑晶多被熔蚀,呈浑圆形颗粒状,大小0.1×0.1mm～0.4×2mm (图3e)。部分样品中可见绿泥石、绿帘石(图3f)。基质(65%～75%)由长英质微晶构成。

2.1 矿物化学分析

在光薄片上,使用电子探针(EPMA)方法进行长石矿物和辉石矿物的原位主量元素分析。测试在河北省区域地质调查院实验室采用JEOL EPMA8230完成。实验条件设置为加速电压15kV,电流20nA,Na、K、Si、Ca、Fe先分析。用天然矿物和合成氧化物监测分析过程。使用ZAF方法校正原始数据。

2.2 全岩主量和微量元素分析

完成手标本和显微镜观察后,挑选蚀变最弱的样品进行全岩地球化学分析,实验在国家地质实验测试中心完成。主量元素的分析在Phillips PW4400 (XRF-1500)仪器上,利用XRF (X射线荧光光谱仪)测试。FeO含量采用常规湿化学方法分析。选择GSR-2 (andesite)和GSR-3 (basalt)作为参考标准,分析误差小于1%。微量元素通过PE300D ICP-MS分析,GSR-2和GSR-3用作参考标准,分析误差一般小于5%。

2.3 锆石原位U-Pb定年及微量元素

使用传统重力分馏和磁分选技术从石英斑岩(K1-1)和碱长花岗斑岩(K2-3)样品中分离出锆石颗粒。锆石微量元素分析与锆石U-Pb年龄使用LA-ICP-MS方法同步测试,实验在中国地质大学(北京)矿物激光微区分析实验室(Milma Lab)完成。实验采用NewWave 193UC型ArF准分子激光器作为激光剥蚀系统,Angilent 7900四级杆型等离子质谱仪测试离子信号强度。测试时采用直径33μm的激光束斑。U-Pb同位素比值外标使用锆石91500,未知样品的数据质量监控标使用锆石GJ-1和Plesovice (Jacksonetal., 2004; Wiedenbecketal., 2004; Slámaetal., 2008)。微量元素组成以玻璃标样NIST610做外标。数据处理使用Isoplot (ver3.0)完成(Ludwig, 2003)。

2.4 锆石Lu-Hf同位素

锆石Lu-Hf同位素原位分析是在中国地质科学院地质研究所大陆构造与动力学实验室完成。测试采用Neptune多接收电感耦合等离子质谱仪(MC-ICP-MS)和193nm紫外激光剥蚀系统。实验过程以He为载体。测定时采用直径为40μm的激光束斑,锆石国际标样GJ-1作为参考物质。相关仪器详细的测试条件和分析流程详见侯可军等(2007)。

2.5 全岩Rb-Sr和Sm-Nd同位素

岩石样品的Sr、Nd同位素在中国地质大学(北京)同位素地球化学实验室利用热电离质谱(TIMS)完成。Sr同位素采用86Sr/88Sr=0.1194,Nd同位素采用146Nd/144Nd=0.7219进行仪器质量偏差校正。数据采集期间,采用NBS987 (87Sr/86Sr=0.710274±0.000011;2σ)为标样,Alfa Aesar Nd (143Nd/144Nd=0.512432±0.000024;2σ)为实验室内部标样。详细操作流程及分析方法见Xuetal. (2021)。

3 分析结果

3.1 矿物化学

长石和辉石电子探针主量元素分析结果见电子版附表1和附表2。长石矿物在石英斑岩和碱长花岗斑岩中均有出现。所有长石的An组分基本小于2,指示其碱性程度较高。石英斑岩中碱性长石成分变化较小,为透长石(Ab40.37-44.12Or53.32-57.8An1.42-2.56)。相反,碱长花岗斑岩中碱性长石成分则分属两个端元,为钠长石(Ab98.75-99.43Or0.32-0.57An0.21-0.67)和正长石(Ab2.71-14.94Or84.45-97.2An0.09-0.61; 图4a)。辉石仅在石英斑岩中出现。在辉石分类图中(Wo-En-Fs; 图4b),辉石主要为普通辉石(Wo24.28-42.71En10.38-34.09Fs22.15-51.25),整体相对富Fe,其Fe#在38.59～81.94范围内。

表1 Kattasay地区石英斑岩和碱长花岗斑岩主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析结果

表2 Katasay地区石英斑岩和碱长花岗斑岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果

3.2 全岩主量和微量成分

全岩主量和微量元素测试结果见表1。6个石英斑岩样品显示具有高SiO2含量(71.70%～75.78%)、高K2O含量(4.34%～5.96%)及高K2O/Na2O比值(0.84～2.09; 表1),属于高钾钙碱性-钾玄岩系列花岗岩(图5a, c)。石英斑岩Al2O3含量(12.21%～13.10%)中等,A/CNK值在0.75～1.05之间,显示准铝质-弱过铝质特征(图5b)。在(Na2O+K2O-CaO)-SiO2分类图中落入碱性-碱钙性区域(图5e)。石英斑岩具有低MgO含量(0.08%～0.23%)和Mg#值(10.36～19.48),高FeOT/(FeOT+MgO)比值(0.88～0.94; 图5f)。

图5 Kattasay地区石英斑岩和碱长花岗斑岩系列地球化学图解(a) TAS图(Middlemost, 1994); (b) A/CNK-SiO2图(Cheng et al., 2018b); (c) K2O-SiO2图(Peccerillo and Taylor, 1976); (d) AFM图(Cheng et al., 2018b); (e) (Na2O+K2O-CaO)-SiO2图(Frost and Frost, 2011); (f) FeOT/(FeOT+MgO)-SiO2图(Frost and Frost, 2011). 数据来源:Sarycheku地区花岗闪长岩和Kalmakyr地区花岗闪长岩及石英二长岩(Cheng et al., 2018a);Beleuti 地区辉长岩和Kalmakyr地区辉长岩(Cheng et al., 2018b);Kattasay地区石英斑岩和碱长花岗斑岩来自本文.图6、图7、图10、图14数据来源同此图Fig.5 Geochemical diagrams of quartz porphyry and alkali-feldspar granite porphyry in the Kattasay region(a) Na2O+K2O vs. SiO2 (TAS) diagram (Middlemost, 1994); (b) A/CNK vs. SiO2 diagram (Cheng et al., 2018b); (c) K2O vs. SiO2 diagram (Peccerillo and Taylor, 1976); (d) AFM diagram (Cheng et al., 2018b); (e) Na2O+K2O-CaO vs. SiO2 diagram (Frost and Frost, 2011); (f) FeOT/(FeOT+MgO) vs. SiO2 diagram (Frost and Frost, 2011). Data source: intrusions of Sarycheku (granodiorite) and Kalmakyr (granodiorite and quartz monzonite) region from Cheng et al. (2018a); Beleuti gabbro and Kalmakyr gabbro from Cheng et al. (2018b); quartz porphyry and alkali-feldspar granite porphyry of the Kattasay region from this study. Data source of Fig.6, Fig.7, Fig.10, Fig.14 are the same as this figure

碱长花岗斑岩具有与石英斑岩相似的主量元素特征,4个样品也均显示高SiO2含量(70.14%～72.54%)。与石英斑岩相比,碱长花岗斑岩的K2O含量(5.21%～6.24%)及K2O/ Na2O比值(1.50～2.39)整体略高,属于钾玄岩系列花岗岩(图5a, c)。碱长花岗斑岩除1个样品显示准铝质特征(A/CNK=0.94),其余均呈弱过铝质特征 (A/CNK=1.04～1.10; 图5b)。碱长花岗斑岩样品均具有低MgO含量(0.18%～0.31%)和Mg#值(15.24～18.89),在(Na2O+K2O-CaO)-SiO2和FeOT/(FeOT+MgO)-SiO2图中 (图5e, f;

图6 Kattasay地区石英斑岩和碱长花岗斑岩主量元素哈克图解Fig.6 Harker diagrams for the major elements of quartz porphyry and alkali-feldspar granite porphyry in the Kattasay region

石英斑岩和碱长花岗斑岩的微量元素也呈现相似的特征。石英斑岩稀土元素总量为259.5×10-6～395.7×10-6,相对富集轻稀土元素[(La/Yb)N=3.15～17.25],重稀土元素分布较平坦[(Gd /Yb)N=1.14～1.71],显著负Eu异常,稀土元素配分图呈右倾“V”字型(图7a)。碱长花岗斑岩的稀土总量(399.5×10-6～604.0×10-6)相对高于石英斑岩的稀土总量,稀土元素配分曲线的右倾程度更明显[(La/ Yb)N=16.96～27.85],重稀土分馏不明显[(Gd /Yb)N=1.80～2.27],负Eu异常(δEu=0.13～0.40)相对弱于石英斑岩的Eu异常(δEu=0.01～0.26; 表1、图7a)。

图7 Kattasay地区石英斑岩和碱长花岗斑岩的球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace elements patterns (b) of quartz porphyry and alkali-feldspar granite porphyry in the Kattasay region (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

石英斑岩中Th、U、Zr、Hf呈现正异常,Ba、Sr、Ti、P强烈负异常,Nb、Ta弱负异常(图7b)。碱长花岗斑岩Ba、Ti、P的亏损程度略低于石英斑岩。碱长花岗斑岩的Nb/Ta比值(15.09～18.83)相对高于石英斑岩的Nb/Ta比值(11.21～15.11)。二者均具有高10000Ga/Al比值(石英斑岩: 2.63～3.14; 碱长花岗斑岩: 2.51～2.79)和高Zr+Ce+Nb+Y含量(石英斑岩: 439.5×10-6～708.8×10-6; 碱长花岗斑岩: 786.1×10-6～1141×10-6; 表1)。

3.3 锆石U-Pb年龄

石英斑岩(K1-1)的锆石多呈半自形晶,短柱状,长约为60～170μm,长宽比1:1～2:1,具有明显的振荡环带(图8a)。锆石Th含量为59.10×10-6～524.0×10-6,U含量为118.3×10-6～938.0×10-6,Th/U比值为0.44～0.76。除2颗锆石相对较老的206Pb/238U年龄值(分别为468.0Ma和335.2Ma),其余22颗锆石产生的206Pb/238U年龄在284.6～309.2Ma之间(表2),加权平均年龄为297.3±3.6Ma (MSWD=1.3;图8b),代表石英斑岩的结晶年龄。

碱长花岗斑岩(K2-3)锆石颗粒呈自形-半自形晶,呈短柱状、棱柱状(图8c),长约70～150μm,长宽比1:1～1.5:1。CL阴极发光图上锆石显示出较完整的振荡环带。锆石Th和U含量分别为46.14×10-6～552.0×10-6和76.22×10-6～1240×10-6,Th/U比值0.42～0.71(表2)。除1颗锆石相对较老的206Pb/238U年龄值(分别为441.0Ma),其余17颗锆石的206Pb/238U年龄范围在271.0～314.0Ma之间,加权平均年龄为294.5±5.6Ma (MSWD=1.2;图8d),代表碱长花岗斑岩的结晶年龄。

3.4 原位锆石微量元素

石英斑岩和碱长花岗斑岩锆石微量元素测试结果见表3。二者锆石呈现典型岩浆锆石的球粒陨石标准化稀土元素配分图,轻稀土元素亏损,重稀土元素相对富集,呈现明显的正Ce异常和负Eu异常(图9a, b; Hoskin and Schaltegger, 2003; Wangetal., 2012)。石英斑岩锆石稀土元素总量为428.4×10-6～1154×10-6,δEu在0.02～0.11之间,Ce/Nd比值为1.56～12.71。碱长花岗斑岩锆石稀土元素总量为398.1×10-6～1444×10-6,δEu在0.01～0.27之间,Ce /Nd比值为0.94～14.19(表3)。

图9 Kattasay地区石英斑岩锆石(a)和碱长花岗斑岩锆石(b)球粒陨石标准化稀土元素配分图(标准化值据Sun and McDonough, 1989)Fig.9 Chondrite-normalized REE patterns of zircons of quartz porphyry (a) and alkali-feldspar granite porphyry (b) in the Kattasay region (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

3.5 锆石Lu-Hf同位素

锆石(石英斑岩14个点,碱长花岗斑岩11个点)Lu-Hf同位素分析结果见表4。根据样品的岩浆结晶年龄计算其初始εHf(t)值和tDM2年龄。其中,石英斑岩的εHf(t)值在+2.11～+4.69之间,tDM2年龄为1008～1180Ma;碱长花岗斑岩的εHf(t)值在+0.06～+5.03之间,tDM2年龄为993.0～1301Ma。样品点基本落在亏损地幔(DM)和球粒陨石(CHUR)演化线之间(图10a)。

表4 Kattasay地区石英斑岩和碱长花岗斑岩锆石原位Lu-Hf同位素分析结果

3.6 全岩Sr-Nd同位素

石英斑岩(4个样品)和碱长花岗斑岩(3个样品)的Sr-Nd同位素分析结果见表5。根据样品的岩浆结晶年龄计算(87Sr/86Sr)i比值和εNd(t)值。计算获得的(87Sr/86Sr)i比值偏低并且呈现较大的变化范围(石英斑岩: 0.70179～0.70564; 碱长花岗斑岩: 0.70298～0.70605)。这是由于样品经历强烈分离结晶作用导致其Rb/Sr比值较高(表1),利用这些值进行计算会使(87Sr/86Sr)i比值产生较大误差(Wuetal., 2002)。另外,低Sr花岗岩其结晶后放射性成因Sr可能会发生显著迁移, 从而导致计算所得的初始(87Sr/86Sr)i比值明显低于实际比值(Jahnetal., 2000)。因此石英斑岩和碱长花岗斑岩的(87Sr/86Sr)i比值不能用于其成因讨论。计算获得二者具有负的εNd(t)值(石英斑岩:-2.21～-3.24; 碱长花岗斑岩:-2.74～-3.17;表5、图10b)。

表5 Kattasay地区石英斑岩和碱长花岗斑岩Rb-Sr和Sm-Nd同位素分析结果

4 讨论

4.1 岩石类型

Kattasay地区石英斑岩和碱长花岗斑岩的地球化学特征与典型A型花岗岩(Whalenetal., 1987; Eby, 1990; Frostetal., 2001)相似。所有样品均呈现高全碱量(8.07%～10.48%)和高FeOT/(FeOT+MgO)比值(0.88～0.94)。微量元素也呈现A型花岗岩特征,如较高的稀土元素含量,高10000Ga /Al比值(2.51～3.14)和Zr+Ce+Nb+Y含量(439.5×10-6～1141×10-6),Rb、K、Zr、Hf、Th、U呈现明显的正异常,Ba、Sr强烈的负异常(图7b)。另外,石英斑岩(TZr=740.6～858.0℃, 平均793.4℃)和碱长花岗斑岩(TZr=830.9～946.6℃, 平均899.6℃)的锆石饱和温度明显高于一般I型和S型花岗岩的温度(<800℃)。在FeOT/(FeOT+MgO)-SiO2图中(图5f)和Whalenetal. (1987)岩石类型判别图中,石英斑岩和碱长花岗斑岩都显示为A型花岗岩(图11)。另外,较高的Y/Nb (1.15～2.12)、Yb/Ta (1.91～4.11)进一步将二者划分为A2型花岗岩。综上所述,本文认为Kattasay地区石英斑岩和碱长花岗斑岩为A型花岗岩。

图11 Kattasay地区石英斑岩和碱长花岗斑岩成因类型判别图解(底图据Whalen et al., 1987)Fig.11 Granite discriminant diagrams of quartz porphyry and alkali-feldspar granite porphyry in the Kattasay region (base map after Whalen et al., 1987)

4.2 岩浆起源

石英斑岩样品的LOI值为1.24%～1.91%,碱长花岗斑岩样品的LOI值为0.82%～2.54%。岩相学观察发现部分碱长花岗斑岩样品出现轻微土化和碳酸盐化。因此,选择对热液蚀变不敏感的难迁移元素(如REE、HFSE)来约束岩石的成因,避免使用易受蚀变作用影响的K、Na、Rb、Ba、Sr等元素进行讨论(Pearce and Cann, 1973; Winchester and Floyd, 1977)。

石英斑岩和碱长花岗斑岩侵位时间相近,二者的主量元素上呈现明显的线性趋势(图6),相似的微量元素特征(图7),以及高度重合的全岩εNd(t)值、锆石εHf(t)值(图10),这些特征意味着石英斑岩和碱长花岗斑岩(以下统称为Kattsay地区A型花岗岩)可能来自相似的岩浆源区。

实验岩石学研究认为幔源玄武质岩浆经过高度分离结晶作用可以形成A型花岗岩(Turneretal., 1992; Wuetal., 2002),但只能形成低硅(SiO2≤68%)高镁的残余熔体(Frost and Frost, 2011)。Kattsay 地区A型花岗岩具有高SiO2(70.14%～75.78%)、低MgO、Rb、Cr、Ni含量,意味着其不太可能由幔源岩浆分离结晶而来。另外,Kattsay 地区未发现有大量同期基性岩(体积可能是花岗岩的2～3倍)出露,这同样不支持它们直接源自幔源岩浆的分离结晶。微量元素蛛网图中Nb的负异常无法用幔源岩浆分异结晶模型进行合理解释,Nb在岩浆演化中表现为不相容元素,虽然少量含钛矿物的分异会导致Nb含量的降低,但同时熔体中Nb/Ta比值也会增加,进而不会造成蛛网图中Nb亏损(Wuetal., 2002; 王琦崧等, 2019)。

对于第二种成因模式,众多学者利用实验岩石学方法从源岩成分、物理化学条件等多方面证明了该模型的可行性。Collinsetal. (1982)提出当温度>830℃时,残余长英质麻粒岩相源区将发生重熔,所产生的熔体富集HFSE和REE,与A型花岗岩相一致(Clemensetal., 1986)。然而Patio Douce and Beard (1995)的实验研究证明这些残余麻粒岩相岩石亏损Si、Ti和K,具有较低的FeOT/(FeOT+MgO)比值和(Na2O+K2O)/Al2O3比值,这种源区再次熔融形成熔体的主量元素特征与A型花岗岩相反。Rapp and Watson (1995)实验结果以及Sissonetal., (2005)实验结果均认为在0.7～0.8GPa,低fO2条件下,无论是拉斑玄武岩还是碱性玄武岩产生的花岗质熔体具有高CaO、Al2O3含量,低(Na2O+K2O)/Al2O3比值,这与Kattsay 地区A型花岗岩的特征相反。英云闪长岩或花岗闪长岩这些本身含水量较低的岩石作为源岩,可以很好的解释A型花岗岩贫水的性质(Creaseretal., 1991; Niuetal., 2011)。然而,Patio Douce (1997)的研究证明英云闪长岩或花岗闪长岩为源岩时,只有在极低的压力(≤0.4GPa)情况下的熔融产物才具备A型花岗岩的特征,且形成的熔体大部分都贫FeOT含量(Xu and Tang, 2018),这与本文Kattsay 地区A型花岗岩的高FeOT含量特征相悖。如果变质沉积岩为源岩,其高温部分熔融通常产生强过铝质的熔体(Clemensetal., 2011; Huangetal., 2019),且熔体继承了源岩的极低负εHf(t)值(Gaoetal., 2020),而Kattsay 地区A型花岗岩的准铝质-弱过铝质(A/CNK=0.75～1.10)、正εHf(t)值(+0.06～+5.03)特征与上述实验岩石学结果相悖,因此单一变质沉积岩熔融不可能是Kattsay 地区A型花岗岩源区。

综合以上分析,Kattsay 地区A型花岗岩更可能是壳源岩浆与幔源岩浆相互作用的结果。首先,Kattsay 地区A型花岗岩野外可见暗色微粒包体(图3d),镜下基性矿物(辉石)斑晶的零星出现,斑晶外部被溶蚀(图3c),这些特征是壳幔混合的直接岩相学证据(Kempetal., 2007; Sunetal., 2020)。其次,Nb/Ta比值(除一异常值外,主要在11.21～16.15之间)介于下地壳的Nb/Ta比值(8.3; Rudnick and Gao, 2014)和地幔Nb/Ta比值(17.7; McDonough and Sun, 1995)之间,正εHf(t)值(+0.06～+5.03)且εHf(t)值变化范围较大,也都说明是壳源岩浆与幔源岩浆相互作用的结果,并且源岩主要来自新生地壳物质。南天山、新疆北部以及库拉玛地区内同时期岩浆岩,与Kattsay 地区A型花岗岩具有相似εNd(t)值、εHf(t)值,这些岩浆岩研究表明它们成因都与中元古代以来的新生地壳物质有关(Xiaoetal., 2008; 李棉铁等; Konopelkoetal., 2011, 2018; Seltmannetal., 2011; Burtman, 2015; Dolgopolovaetal., 2017)。此外,壳源物质与幔源岩浆的混合可以很好地解释所形成A型花岗岩的准铝质-弱过铝质特征(Kerr and Fryer, 1993; Yangetal., 2021),以及Nd-Hf同位素呈现解偶现象(εNd(t)值为-2.21～-3.24;εHf(t)值为+0.06～+5.03)。岩浆混合作用过程中,当壳源岩浆混入一定量的幔源岩浆时,两种岩浆原来的化学平衡被打破,微量元素和Sr-Nd同位素等组分发生快速的化学扩散,当Sm-Nd同位素再次平衡时,使得εNd(t)值也随之发生变化,而锆石作为难熔矿物使得Hf得以保留(Vervoot and Patchett., 1999; 吴福元等,2007),进而导致了混合岩浆的Nd-Hf同位素解耦现象。

4.3 岩浆演化过程

4.3.1 分离结晶过程

石英斑岩和碱长花岗斑岩具有高Rb/Sr比值和低Zr/Hf比值,低CaO、MgO、TiO2含量,这些成分特征都指示着Kattsay 地区A型花岗岩在侵位之前经历了强烈的结晶分异作用(杨志国等, 2023)。Ba、Sr强烈亏损,显著的负Eu异常,通常代表着斜长石和钾长石的分离结晶(图7、图12; Wuetal., 2002)。P2O5、TiO2、Fe2O3随着SiO2含量的增加而呈下降趋势(图6)以及Nb、Ta亏损反映了磷灰石、钛铁矿的分离结晶(图7b)。整体上石英斑岩比碱长花岗斑岩的分异程度更高。

图12 Kattasay地区石英斑岩和碱长花岗斑岩演化的微量元素图解Fig.12 Trace element diagrams for the evolution of quartz porphyry and alkali-feldspar granite porphyry in the Kattasay region

4.3.2 物理化学条件

4.3.2.1 温度和压力

锆石饱和温度(TZr)可以用于估算锆石最初在岩浆中结晶时的温度(Boehnkeetal., 2013)。根据Watson and Harrison (1983)锆石温度计公式,将全岩代表岩浆成分,计算得到石英斑岩锆石饱和温度为740.6～858.0℃ (平均793.4℃),碱长花岗斑岩锆石饱和温度为830.9～946.5℃ (平均898.6℃; 表1)。由于这些岩石出现少量继承锆石,因此锆石饱和温度代表初始侵位岩浆温度的上限(Watson and Harrison, 1983; Kingetal., 1997)。

锆石Ti温度(TTi-in-Zrn)根据Ferry and Watson (2007)方法计算。石英斑岩和碱长花岗斑岩的岩相学观察发现钛铁矿、磁铁矿以及大量岩浆石英,所以利用公式计算时选用αSiO2=1, αTiO2=0.7 (Fuetal., 2008)。计算得到石英斑岩锆石Ti温度为754.9～888.9℃ (平均818.3℃),碱长花岗斑岩锆石Ti温度为710.9～938.3℃ (平均833.6℃; 表3)。

辉石平衡温度(TK)根据Putirkaetal. (2003)方法计算。石英斑岩温度为755.0～781.0℃ (平均768.0℃; 附表2)。锆石饱和温度(TZr)、锆石Ti温度(TTi-in-Zrn)、辉石平衡温度(TK)均说明石英斑岩和碱长花岗斑岩具有较高温度的岩浆源区。与碱长花岗斑岩相比,石英斑岩具有高锆石Ti温度,低锆石饱和温度,说明石英斑岩中的锆石在更高的温度下结晶。

利用花岗岩Q-Ab-Or相图(图13; Rajesh, 2000),对比石英斑岩与碱长花岗斑岩结晶时的压力条件。其中石英斑岩相较于碱长花岗斑岩压力具有更低的结晶压力。温度、压力的估算表明石英斑岩和碱长花岗斑岩可能处于相对高温低压的环境中。

图13 Kattasay地区石英斑岩和碱长花岗斑岩岩石Q-Ab-Or共结压力图解(底图据Rajesh, 2000)Fig.13 Q-Ab-Or diagram of quartz porphyry and alkali-feldspar granite porphyry in the Kattasay region (base map after Rajesh, 2000)

4.3.2.2 氧逸度

本文采用Loucksetal. (2020)提出的新方法估算石英斑岩和碱长花岗斑岩的氧逸度,该方法使用锆石微量元素U、Ce、Ti的含量进行计算,这些元素的浓度不受母岩浆成分和结晶时的温压影响。石英斑岩的ΔFMQ值 (样品LnfO2估算值与铁橄榄石-磁铁矿-石英缓冲剂的差值)在-0.95～+0.71之间,碱长花岗斑岩ΔFMQ值为-1.17～+0.97 (表2),说明石英斑岩和碱长花岗斑岩形成于较高的氧逸度环境。综合对比二者的温度、压力和氧逸度条件,结合其相似的源区特征,本文认为岩浆演化过程的温度和压力的差异是导致石英斑岩和碱长花岗斑岩岩石结构和细微地球化学特征差异的主要原因。

4.4 构造背景与演化过程

4.4.1 Turkestan洋闭合时间

新元古代时期Turkestan洋盆打开,经早古生代演化到晚古生代(约320.0Ma) Turkestan洋开始闭合,同时哈萨克斯坦大陆与塔里木地块碰撞开始(Biskeetal., 2013; 薛春纪等, 2015; Käßneretal., 2017)。关于Turkestan洋最终闭合时间存在两种不同的观点,大部分学者通过对南天山地区的岩浆活动及Barrovian型变质作用研究,提出300.0Ma是Turkestan洋完全闭合的时间截点,320.0～300.0Ma西天山地区仍处于超俯冲环境,300.0Ma之后开启后碰撞构造演化阶段,在290.0～280.0Ma达到后碰撞岩浆活动的峰期(Burtman, 2015; Käßneretal., 2017; Worthingtonetal., 2017)。另有部分学者根据塔里木边缘最后的深海区域完全消失的时间,认为早二叠世(295.0～290.0Ma)才是Turkestan洋完全消失的时间(Biske and Seltmann, 2010)。本文Kattasay地区A2型花岗岩在297.3～294.5Ma侵位,形成于后碰撞环境中(图14)。Kattasay地区附近的Kassan地区,发现有退变质榴辉岩和石榴石-云母片岩出露,研究表明该高压变质作用峰期约在316.5Ma (40Ar/39Ar年龄),随后快速折返约发生在313.2Ma (Mühlbergetal., 2016)。保留在南天山缝合带(Turkestan洋)南侧阿特巴什地区的变质杂岩,包括高温相、高压变质碎屑岩和大洋玄武岩,Sm-Nd等时线年龄获得其变期峰期约为319.0Ma,随后的折返年龄为316.0Ma (白云母40Ar/39Ar年龄)。A型花岗岩的出现和高压变质杂岩折返时间的确定基本上可认为在晚石炭世末期Turkestan洋已完成闭合。此外,沉积地层研究表明,南天山缝合带南侧阿莱地区的火山-沉积成分在巴什基尔时期(323.2～315.2Ma)逐渐过渡为陆相(Burtman, 2015)。费尔干纳地区浊积岩的年龄在299.0～294Ma之间(Biskeetal., 2013)。通过对Kassan地区Andagul花岗闪长岩的研究也表明310.0～299.0Ma中天山地区已经进入后碰撞环境的早期阶段,这一时期区域内应力开始从挤压向伸展转换(Zuetal., 2018)。综合以上分析,本文认为Turkestan洋最终闭合时间应该不晚于297.3Ma,更可能在晚石炭世末期完成最终闭合。

图14 Kattasay 地区石英斑岩和碱长花岗斑岩微量元素构造判别图(a) Rb-(Y+Nb)图解(Pearce et al., 1984); (b) Nb-Y-3Ga三元图解(Eby, 1992)Fig.14 Tectonic discriminant diagrams of quartz porphyry and alkali-feldspar granite porphyry in the Kattasay region(a) Rb vs. (Y+Nb) diagram (Pearce et al., 1984); (b) Nb-Y-3Ga diagram (Eby, 1992)

4.4.2 构造意义

如前所述,由于Turkestan洋在晚石炭世末期完成最终闭合,早二叠世的中天山地区进入后碰撞阶段,因此可以排除Kattasay地区A型花岗岩是俯冲环境的产物。对于中天山地区的后碰撞岩浆活动存在多种动力学模型的解释。Windleyetal. (2007)认为中天山早二叠世的岩浆活动可以利用洋中脊俯冲模式解释。然而,后期研究已证明库拉玛地区早二叠世的花岗质岩石多是增厚地壳熔融相关的产物(Dolgopolovaetal., 2017; Zhaoetal., 2017; Chengetal., 2018a, b),故洋中脊俯冲模式并非是造成Kattasay地区后碰撞岩浆活动的原因。Biskeetal. (2013)提出“恰特卡尔-库拉玛地幔柱”理论用以解释该地区早二叠世岩浆活动的形成(Biske and Seltmann, 2010)。然而,库拉玛地区该时期岩浆源区具有多样性,岩浆活动持续时间较长(300～280Ma),空间上整体呈线状分布,大量钙碱性-碱性岩浆岩以及蛇绿岩的出现(Seltmannetal., 2011),均不支持地幔柱模型。再者,本区未发现可以代表地幔柱活动出现的标志性现象,如厚的玄武岩地层、高镁熔岩、放射状岩墙等。与典型的峨眉山大火成岩省花岗岩的锆石饱和温度(TZr=893.4～1053℃; Xuetal., 2001)相对比,Kattasay地区A型花岗岩的锆石饱和温度(石英斑岩TZr=740.6～858.0℃,碱长花岗斑岩TZr=830.9～946.6℃)也明显较低。因此,地幔柱模型也不是导致库拉玛地区后碰撞岩浆活动的原因。故位于库拉玛北部的Kattasay地区A型花岗岩也不可能是地幔柱成因。

本文认为板片断离模型为库拉玛地区早二叠世后碰撞岩浆活动的促发机制(van Hunen and Miller, 2015)。板片断离通常是俯冲洋壳闭合和碰撞早期的自然产物(例如阿尔卑斯山脉和喜马拉雅造山带北部; Davies and von Blanckenburg, 1995)。具有正浮力的大陆岩石圈和致密洋壳岩石圈会在洋-陆转换带产生拉应力,导致大陆岩石圈俯冲速率降低,最终造成俯冲洋壳板片在大陆根部被拉断而进入地幔深部,这期间撕裂的板块形成的窗口允许热的软流圈物质上升,在地幔楔中引起短暂的热异常,为上覆交代岩石圈的部分熔融创造了条件。同时伴生的跨地壳剪切带是该模型的关键(Konopelkoetal., 2011),这种压扭系统为软流圈物质和能量流入地壳提供了合适的通道(Tangetal., 2010)。受断裂带控制的岩浆活动大致呈狭窄的线性展布(Whalenetal., 2006)。库拉玛地区野外和区域地质图上都能看到一些与南天山缝合带及塔拉斯-费尔干纳断层近平行的断裂和岩石圈尺度的剪切带的地表痕迹,这些断裂和剪切带控制了二叠纪岩浆岩的产出位置,空间上大致呈线性分布(Konopelkoetal., 2011; Alexeievetal., 2016; 陈博等, 2016; Dolgopolovaetal., 2017)。数值模拟表明,平俯冲的板片断离的位置较浅会导致蓝片岩和超高压变质岩的缺失(van Hunen and Allen, 2011),这也与南天山缝合带(Turkestan洋闭合形成的)北侧,即库拉玛地区南部不发育超高压变质岩,而在对应的南天山地区发育蓝片岩和超高压变质岩相吻合。综合以上分析,库拉玛地区北部的Kattasay地区A型花岗岩是Turkestan洋壳板片断离背景下的产物。

5 库拉玛地区晚古生代岩浆演化规律

石炭纪-早二叠世期间库拉玛地区呈规律性时空分布特征。自南向北(Kalmakyr地区辉长岩-Kalmakyr地区花岗闪长岩-Kattasay地区A型花岗岩),岩浆侵位年龄逐渐递减(图1),岩浆成分逐渐富K2O、LILE和HFSE含量,呈现拉斑玄武质-钙碱性-碱钙性演化趋势(图5d, e、图7)。Chengetal. (2018b)讨论了Kalmakyr地区辉长岩(345.0～329.0Ma)和花岗闪长岩(316.0～309.0Ma)成因,认为这些岩石均是大陆弧背景下产物,并提出花岗闪长岩形成于更演化的大陆弧环境中。Katassay地区A型花岗岩(297.3～294.5Ma)是后碰撞伸展环境下的产物。因此,这些特征可反映库拉玛地区俯冲挤压环境到后碰撞伸展环境的构造演变过程。

早石炭世基性岩的起源与Turkestan洋向北向中天山微陆块之下的俯冲有关。Sr-Nd同位素揭示其源区为俯冲板片流体改造过的地幔楔,流体-岩石相互作用产生的辉长岩熔体约340.0Ma侵位到库拉玛地区南部(Chengetal., 2018b)。随着时间的推移,平俯冲导致岩石圈不断缩短增厚,由于板片沉积物衍生熔体以及地壳物质对源区的贡献量逐渐加大(Chengetal., 2018a),促使Rb、K、Th、U、Nb、Ta等代表地壳物质在岩浆熔体中逐渐富集(Richards, 2011),在约326.1～313.2Ma侵位形成大规模钙碱性花岗质岩石。由于Turkestan洋最终闭合以及高密度榴辉岩洋壳的出现,早二叠世(297.3～280.0Ma)发生板块断离,上升的软流圈物质带来了大量热,加热的新生地壳物质发生熔融,与上升的幔源物质发生岩浆混合作用,于浅部侵位形成早二叠世A型花岗岩(图15)。

6 结论

Kattasay地区石英斑岩和碱长花岗斑岩都属于A型花岗岩,二者在早二叠世较短的时间(297.3～294.5Ma)内完成侵位。地球化学特征和Nb-Hf同位素表明石英斑岩和碱长花岗斑岩相似的源区,是壳源岩浆与幔源岩浆混合源区,岩浆演化经历了显著的分离结晶作用,由于温度和压力的差异导致了石英斑岩和碱长花岗斑岩不同的岩石结构和细微地球化学特征。

Kattasay地区A型花岗岩的识别暗示着Turkestan洋在晚石炭世末期已经闭合,在早二叠世中天山地区已经进入后碰撞环境。板片断离是Kattasay地区后碰撞岩浆活动的触发机制。

石炭纪-早二叠世期间中天山库拉玛地区岩浆岩自南向北侵位年龄呈递减趋势,岩浆岩成分逐渐富K2O含量,LILE含量和HFSE含量增加,呈现拉斑玄武质-钙碱性-碱钙性演化趋势,反映了库拉玛地区俯冲挤压环境到后碰撞伸展环境的构造演化过程。