东天山卡拉塔格复式岩体的时代、成因及构造意义

袁鑫超, 王毓婧, 杜 龙, 龙晓平*

东天山卡拉塔格复式岩体的时代、成因及构造意义

袁鑫超1, 王毓婧2*, 杜 龙3, 龙晓平1*

(1. 大陆动力学国家重点实验室, 西北大学 地质学系, 陕西 西安 710069; 2. 西北大学 城市与环境学院, 陕西 西安 710127; 3. 山东科技大学 地球科学与工程学院, 山东 青岛 266590)

东天山位于中亚造山带最南部, 记录了中亚造山带晚期的俯冲增生过程, 然而早古生代一些关键地质演化过程仍存在争议, 特别是大南湖‒头苏泉带的构造属性、俯冲起始时间及俯冲极性。本文选取大南湖‒头苏泉带北缘的卡拉塔格复式岩体开展了系统的年代学和地球化学工作, 以揭示该带早古生代构造演化过程。锆石U-Pb定年结果显示, 花岗岩、花岗闪长岩和辉长闪长岩分别形成于434±4 Ma、442±2 Ma和445±4 Ma, 表明该复式岩体主要形成于早志留世。花岗岩和花岗闪长岩均显示低磷(P2O5＜0.1%)、富钠(K2O/Na2O≤0.5)、准铝质‒弱过铝质(A/CNK=0.57～1.24, 0.91～1.03)的钙碱性I型花岗岩特征。样品具有较低的Sr/Y(1.9～4.5, 8.1～11.4)和(La/Yb)N值(1.6～2.4, 2.4～3.0), 较高的Hf()(+12.7～+15.5, +11.0～ +14.7)和Nd()值(+7.0～+7.5, +7.1～+7.7), 以及年轻的二阶段Hf模式年龄(426～589 Ma, 485～722 Ma)和Nd模式年龄(559～ 603 Ma, 555～598 Ma), 表明花岗岩和花岗闪长岩是年轻下地壳部分熔融的产物。辉长闪长岩相对富集大离子亲石元素(LILE)、高度不相容元素, 亏损高场强元素(HFSE), 显示典型的与俯冲相关的岩浆的地球化学特征; 其较高的MgO含量(5.26%～5.54%),亏损的Hf()(+12.1～+15.7)和Nd()值(+7.1～+7.3), 说明母岩浆来源于亏损地幔。辉长闪长岩高的Ce/Nb (11.5～16.1)和低的Th/La值(0.11～0.13)指示地幔源区经历了板片流体的交代作用。综合前人对该地区早古生代岩浆活动的研究成果, 我们认为大南湖‒头苏泉带岩浆弧早志留世处于康古尔洋向北俯冲的洋内弧环境, 且俯冲开始时间不晚于 早志留世。

东天山; 早古生代; 岛弧岩浆; 康古尔洋; 俯冲极性

0 引 言

中亚造山带北邻欧洲和西伯利亚板块, 南接塔里木和华北板块, 是全球典型的增生造山带之一(Şengör et al., 1993; Jahn et al., 2000; Wilhem et al., 2012; Yarmolyuk et al., 2014)。前人研究认为中亚造山带是古亚洲洋从新元古代‒三叠纪长期俯冲消减的产物, 存在多个岩浆弧、蛇绿混杂岩、微陆块和洋底高原等构造单元的侧向拼贴作用, 并一致认为其南部地质演化稍晚于北部(Windley et al., 2007; Xiao et al., 2015; Wan et al., 2018; Ao et al., 2021)。东天山作为中亚造山带西南缘俯冲增生最晚期的构造单元, 是准噶尔‒哈萨克斯坦板块和塔里木板块最终碰撞拼合的重要区域, 成为解读中亚造山带古生代以来构造格局和地质演化过程的最佳选区(夏林圻等, 2002; Xiao et al., 2004, 2013; Han et al., 2018)(图1a)。许多学者对区域内古洋盆演化、洋陆构造转换和碰撞造山过程及伴生的岩浆活动和成矿作用进行了诸多探讨并取得了系列研究成果, 然而研究多聚焦于晚古生代(Mao et al., 2014; Zhang et al., 2014; Du et al., 2018a, 2018b; Sun et al., 2020)。由于早古生代的物质记录相对较少且多集中于中天山地块(Lei et al., 2011; Wang et al., 2015; Zhong et al., 2015; Ma et al., 2020; Zhao et al., 2022), 致使东天山北部早古生代弧‒盆体系演化尚未达成共识, 关于大南湖‒头苏泉带的俯冲起始时间和俯冲极性仍旧存在争议: 有学者认为该带是卡拉麦里洋向南俯冲的产物(芮宗瑶等, 2002; Zhang et al., 2016), 也有学者认为是康古尔洋北向俯冲的结果(李锦轶等, 2006; 王京彬等, 2006; 王国灿等, 2019)。此外, 关于该带构造属性的认识也存在洋内弧(王京彬等, 2006; Xu et al., 2015)和陆缘弧(秦克章等, 2002; Chen and Jahn, 2004)的分歧。

年龄单位: Ma; 数据来源见表1。

表1 大南湖‒头苏泉带早古生代岩浆岩年龄数据

本文以大南湖‒头苏泉带北缘的卡拉塔格复式岩体为研究对象, 通过系统分析花岗岩、花岗闪长岩和辉长闪长岩的锆石U-Pb年代学、原位Lu-Hf同位素、全岩主微量元素和Sr-Nd同位素, 以及单矿物的化学组成, 并总结前人对该带早古生代岩浆活动的研究成果, 限定卡拉塔格复式岩体的侵位时间、岩石成因和动力学背景, 制约大南湖‒头苏泉带的构造属性、俯冲起始时限和俯冲极性。

1 地质背景及岩石学特征

1.1 区域地质背景

中国境内天山造山带大致以乌鲁木齐‒库尔勒公路为界划分为东天山和西天山, 东天山又依照内部的康古尔断裂带、雅满苏‒苦水断裂和阿其克库都克‒沙泉子大断裂细划为大南湖‒头苏泉带、康古尔韧性剪切带、阿奇山‒雅满苏带和中天山地块等次级构造单元(杨兴科等, 1996; Charvet et al., 2011; Xiao et al., 2014; 舍建忠等, 2018)(图1b、c)。

大南湖‒头苏泉带位于吐哈盆地南缘,呈近EW向连续带状分布, 以大草滩断裂为界, 其北主要出露早古生代地层, 其南为石炭系企鹅山群火山‒沉积岩系(张洪瑞等, 2010; Chai et al., 2019)。康古尔韧性剪切带为大南湖‒头苏泉带与阿奇山‒雅满苏带的弧‒弧碰撞缝合带, 并于276～291 Ma经历了SN向挤压韧性变形至EW向右行走滑剪切的构造转换(王瑜等, 2002; 陈文等, 2005; 张忠义等, 2021)。阿奇山‒雅满苏带是中天山地块北缘的陆缘弧, 发育近EW向展布的晚古生代海相火山‒沉积建造(张雄华等, 2012)。中天山地块疑为塔里木克拉通新元古代裂解的地块(Ma et al., 2012), 主要出露前寒武纪结晶基底, 包括中元古界星星峡群和卡瓦布拉克群, 其岩性包括中‒高级变质的片麻岩、片岩、混合岩和大理岩等(胡霭琴等, 2006; Huang et al., 2021)。

研究区卡拉塔格位于大南湖‒头苏泉带北段, 是吐哈盆地南缘的次级构造隆起(图1c), 较好地保存了早古生代的物质记录, 在探讨东天山早古生代弧‒盆演化上具有天然优势(秦克章等, 2001)。区域内主要出露一套奥陶纪‒二叠纪的火山‒沉积岩系, 且具有从隆起核部向外围地层逐渐变年轻的趋势(图2)。大柳沟组(O2S1)为区内出露最老地层, 主要分布于隆起核部红石‒梅岭一带, 玉带南部也有小面积带状分布, 该组下段以中基性的玄武岩‒玄武质安山岩‒安山岩组合为主, 上段转变为中酸性安山岩‒英安岩‒流纹岩组合, 夹少量凝灰岩(李玮等, 2016; 龙灵利等, 2016)。红柳峡组(S2-3)与下伏大柳沟组整合或断层接触, 是一套海相中酸性火山‒碎屑沉积建造, 并表现出间歇性火山活动的特点, 仅在玉带‒西二区零星出露(毛启贵等, 2010)。大南湖组(D1)平行不整合于下伏红柳峡组和大柳沟组, 以浅海相火山碎屑岩、灰岩和细砂岩为主。脐山组(C2)为基性‒中酸性火山岩和火山碎屑岩, 并夹有少量碎屑沉积和煤层, 与下伏大柳沟组和大南湖组呈不整合接触, 集中分布于该区西北部, 但在隆起边缘也零星出露(马志杰等, 2021; 张雪等, 2022)。阿尔巴萨依组(P1)是一套陆相的中酸性火山熔岩和火山碎屑岩, 在隆起带边缘均有分布, 与下伏地层呈角度不整合接触(张雪等, 2021)。另外, 在卡拉塔格断裂南部的山坳发现了侏罗纪湖沼相含煤地层。

图2 卡拉塔格地区地质简图(据毛启贵等, 2010修改; 年龄单位: Ma, 数据来源见表1)

卡拉塔格地区褶皱和断裂发育, 构造变形以近EW向为主, 与区域构造特征一致(毛启贵等, 2010)。区内岩浆侵入活动主要分为三期: 奥陶纪‒志留纪(426～465 Ma)侵入体分布范围较广, 多呈不规则状、岩基状产出, 岩石类型较复杂(Du et al., 2018); 泥盆纪(377～389 Ma)侵入体规模相对较小, 多以岩脉和岩墙产出(Mao et al., 2018); 二叠纪(～280 Ma)发育铁镁质‒超铁镁质侵入体, 受卡拉塔格和卡北主干断裂影响, 各侵入体具有走向一致、岩相界线清晰、成带成群分布的特征(Sun et al., 2019b)。此外, 卡拉塔格地区的矿产资源丰富且矿床类型多样, 主要包括: 荒土坡VMS型Cu-Zn矿床(Yang et al., 2018)、玉带斑岩型Cu-Au矿床(Sun et al., 2018)、梅岭次火山热液型Cu-Au矿床(Sun et al., 2021)、西二区矽卡岩型Fe-Cu矿床(Chen et al., 2020)以及月牙泉基性岩型Cu-Ni硫化物矿床(Zhou et al., 2021)等。

1.2 岩石学特征

本次研究样品采自卡拉塔格断裂北侧的卡拉塔格复式岩体, 不同岩石类型间接触界线突变且相互穿插, 出露面积＞74 km2, 呈近NW向展布, 侵入到荒草坡群大柳沟组中。岩体主要岩性为辉长闪长岩、花岗闪长岩和花岗岩。花岗岩为肉红色中‒粗粒块状结构, 主要由石英(～40%)、斜长石(～15%)、钾长石(～45%)和少量副矿物组成, 未见铁镁质暗色矿物。斜长石发育细条柱状聚片双晶, 局部见鳞片状绢云母化。钾长石为半自形板状, 表面多泥化(图3a、b、c)。花岗闪长岩为中‒细粒块状结构, 新鲜面为浅灰白色, 主要矿物组成为斜长石(～35%)、钾长石(～20%)、石英(～30%)、角闪石(～15%)和少量副矿物。斜长石为半自形‒自形柱状, 发育聚片双晶, 少部分具有环带结构且矿物中心见绢云母化。钾长石为自形板柱状, 发育简单双晶。角闪石较自形, 薄片中呈浅绿‒墨绿色, 矿物粒径约1～3 mm, 矿物边部见部分绿泥石化。副矿物主要为锆石、磷灰石、不透明氧化物等(图3d、e、f)。辉长闪长岩新鲜面呈深灰色,中‒细粒块状结构, 镜下为典型的辉长结构, 主要矿物为普通辉石(～30%)和基性斜长石(～50%), 次要矿物为少量的紫苏辉石、角闪石和黑云母(<20%)。基性斜长石为自形程度较高的细条状晶体, 发育聚片双晶和简单双晶, 并见少量自形的大斑晶。普通辉石与基性斜长石自形程度相似, 解理发育且较密, 发育简单双晶。紫苏辉石发育浅绿‒浅红色的多色性,粒径较小且自形程度低, 其Mg#值(57～59)低于普通辉石的Mg#值(62～70), 表明结晶时间比普通辉石晚。角闪石自形程度较低, 围绕普通辉石边部生长或完全交代, 是普通辉石与残余熔体反应的结果。黑云母以自形片状为主, 为最晚期结晶矿物(图3g、h、i)。

矿物代号: Q. 石英; Pl. 斜长石; Kf. 钾长石; Amp. 角闪石; Bt. 黑云母; Cpx. 单斜辉石; Opx. 斜方辉石。

2 分析方法

2.1 锆石U-Pb定年和原位Lu-Hf同位素测试

锆石挑选在廊坊市宇能公司完成。制靶和阴极发光照相均在广州市拓岩检测技术有限公司完成。新鲜样品经去除表面和清洗后粉碎至100目以下, 利用人工重砂方式分离出锆石, 在双目镜下选择晶形较完整的锆石颗粒固定于环氧树脂上, 后续抛光处理至锆石内部结构完整呈现, 便于CL图像采集和微区U-Pb定年及Lu-Hf同位素分析工作。

锆石的U-Pb定年和原位Lu-Hf同位素测试均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。U-Pb定年在搭载GeoLas 200M型激光剥蚀系统的Agilent7500a型等离子体质谱仪上完成, 激光斑束直径为30 μm, 脉冲频率为10 Hz, 以He为载气, 标准锆石为91500、GJ-1和NIST610, 详细仪器参数和实验流程见Yuan et al. (2008)。Lu-Hf同位素测试在搭载Resolution M-50型激光剥蚀系统的多接收器等离子体质谱仪, 激光斑束直径为53 μm, 频率为6 Hz, GJ-1和Mudtank为仪器监控和样品校正标样, 详细仪器参数和实验流程见Chu et al. (2002)和Yuan et al. (2008)。

2.2 全岩地球化学

全岩主量和微量元素含量以及Sr-Nd同位素测试在广州市拓岩检测技术有限公司完成。新鲜样品粉碎研磨至200目以下用于后续分析, 主量元素分析在ZSX100e型X射线荧光质谱仪上完成, 分析精度优于2%, 微量元素分析在Perkin-Elmer Sciex ELAN 6000型电感耦合等离子质谱仪上操作完成, 分析精度优于5%, 详细实验流程见Li et al. (2006)。Sr-Nd同位素测试在Micromass Isoprobe型多接收电感耦合等离子质谱仪上完成。采用国际标样BHVO-2和实验室标样Nd-GIG对仪器运行状态监控和样品校正, 其中87Sr/86Sr和143Nd/144Nd值分别用86Sr/88Sr= 0.1194和146Nd/144Nd=0.7219校正, 具体实验流程见韦刚健等(2002)和梁细荣等(2003)。

2.3 单矿物电子探针

矿物化学组成测试在西北大学大陆动力学国家重点实验室JXA-8230型电子探针微区分析仪上完成。采用美国SPI公司的矿物标样, 其检出限约为0.01%。测试方法依据《电子探针定量分析方法通则》(GB/T 15074-2008)。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年龄及Lu-Hf同位素

花岗岩、花岗闪长岩和辉长闪长岩中的锆石均具有较高的Th/U值和左倾型稀土元素配分模式 (表2, 图4), 显示出岩浆锆石的特点(Belousova et al., 2002; Hoskin and Schaltegger, 2003)。区别在于锆石晶体形态, 花岗岩中锆石为自形的短柱状或粒状, 振荡环带较窄, 含少量继承锆石; 花岗闪长岩中锆石为自形的长条状, 振荡环带较宽; 辉长闪长岩中锆石为自形的板柱状, 多碎裂, 晶体表面颜色均一, 不发育振荡环带(图4)。三者的206Pb/238U年龄加权平均值分别为434±4 Ma(MSWD=0.02,=19)、442±2 Ma(MSWD=0.09,=20)和445±4 Ma(MSWD=0.01,=23)(表2, 图4), 表明卡拉塔格复式岩体是早志留世不同批次岩浆就位的产物。

表2 卡拉塔格岩体中不同岩石的锆石U-Pb同位素分析结果

图中阴影部分数据据李长民, 2009; 虚线部分数据据Wang et al., 2012; 锆石微量元素组成见附表1。

锆石的Hf同位素组成较均一, 花岗岩和花岗闪长岩Hf()值分别为+10.1～+15.5和+11.0～+14.7,二阶段Hf模式年龄(DM2)分别为426～773 Ma和485～722 Ma。花岗岩中5颗含继承核的锆石产生了464～500 Ma的混合年龄和偏低的Hf()值(+9.7～+11.4)。辉长闪长岩锆石的Hf()值介于+12.1～+15.7, 单阶段Hf模式年龄(DM1)为429～589 Ma(表3)。

表3 卡拉塔格岩体不同岩石锆石原位Lu-Hf同位素分析结果

3.2 全岩地球化学

花岗岩和花岗闪长岩的SiO2含量相对较高, 分别为70.29%～75.31%和67.45%～69.29%, 在TAS图解中花岗岩(除样品21HM29)和花岗闪长岩样品均落入相对应区域内(表4, 图5a)。铝饱和指数(A/CNK=0.57～1.24, 0.91～1.03)显示准铝质‒弱过铝质的特征(图5b), 但花岗岩变化范围较大, 可能与后期的绢云母化有关。二者全碱含量相对较低(K2O+Na2O≤5.33%), 花岗岩较花岗闪长岩更富Na(K2O/Na2O=0.1～0.3, 0.4～0.5), 在K2O-SiO2图解(图5c)中, 花岗岩落在低钾(拉斑)系列区域内, 而花岗闪长岩则落在中钾钙碱性系列区域内。花岗岩和花岗闪长岩具有较低的MgO(0.60%～0.71%, 1.10%～ 1.81%)和Fe2O3T含量(1.74%～2.60%, 4.00%～5.43%), 在AFM图解(图5d)中显示出钙碱性系列岩石特征。花岗岩和花岗闪长岩的稀土元素含量总体较低(∑REE=61.4×10−6～91.4×10−6, 61.1×10−6～80.3×10−6), 稀土元素配分模式呈LREE富集的右倾型, 轻重稀土元素分馏较弱, (La/Yb)N值分别为1.58～2.37和2.44～3.22, 具有较弱的Eu负异常(δEu=0.64～0.70, 0.68～0.93)(图6a、c)。微量元素蛛网图(图6b、d)显示花岗岩和花岗闪长岩不同程度地富集U-Pb元素、亏损Nb-Ta-P-Ti元素, 区别在于花岗岩显示出明显的Ba-Sr正异常而花岗闪长岩为Ba-Sr负异常。此外花岗闪长岩的过渡性金属元素含量(如V、Cr、Co、Ni等)高于花岗岩。岩石的Sr-Nd同位素组成较均一, 花岗岩和花岗闪长岩的(87Sr/86Sr)i值分别为0.703598～ 0.703739和0.703874～0.703941,Nd()值分别为+7.0～ +7.5和+7.1～+7.7, 二阶段Nd模式年龄(DM2)分别为559～603 Ma和555～598 Ma(表5)。

表4 卡拉塔格复式岩体不同岩石全岩主量(%)和微量元素(×10−6)分析结果

卡拉塔格复式岩体数据来源: 李文铅等, 2006; Du et al., 2018c; Zheng et al., 2018; Sun et al., 2019a; Sun et al., 2020; 许骏等, 2020。

卡拉塔格复式岩体数据来源同图5。球粒陨石标准化值据Sun and Mcdonough, 1989。上地壳、下地壳、E-NORB、N-MORB和原始地幔标准化值据Mcdonough and Sun, 1995。

辉长闪长岩的SiO2含量为54.17%～55.39%, 在TAS图解中样品全部落入辉长闪长岩区域内(表4, 图5a)。样品的全碱含量低(K2O+Na2O=3.14%～3.29%),贫K富Na(K2O/Na2O=0.3～0.4), 在K2O-SiO2图解(图5c)中显示为中钾钙碱性系列。样品较高的MgO(5.26%～ 5.54%)和Fe2O3T(9.61%～9.93%)含量, 在AFM图解(图5d)中显示拉斑向钙碱性系列过渡的地球化学特征。辉长闪长岩的ΣREE为70.7×10−6～88.0×10−6, 显示明显右倾的稀土元素配分模式, 轻重稀土元素分馏中等, 并具有较弱的Eu负异常(δEu=0.76～0.93)(图6e)。微量元素蛛网图显示不同程度地富集Ba-Sr-U-Pb 元素、亏损Nb-Ta-Ti-Zr-Hf-Th元素(图6f)。样品的过渡性金属元素含量相对较高, 如V(249×10−6～ 284×10−6)、Cr(98.8×10−6～119×10−6)、Co(30.4×10−6～ 32.0×10−6)和Ni (29.9×10−6～33.9×10−6)含量。辉长闪长岩的(87Sr/86Sr)i值为0.703675～0.703750,Nd()值为+7.1～+7.3, 单阶段Nd模式年龄为634～669 Ma (表5)。

3.3 矿物化学组成

花岗闪长岩(21HM40)中角闪石电子探针测试结果见附表2。Si-Ti图解(图7b)指示其为未遭受后期蚀变的中酸性侵入岩(马昌前等, 1994)。角闪石具有较高的MgO(9.34%～11.85%)、FeOT(16.59%～19.87%)和CaO含量(10.44%～11.70%), 中等的Al2O3(5.22%～ 6.75%)和SiO2含量(45.86%～47.69%), 以及较低的TiO2(0.67%～1.52%)、Na2O(0.90%～1.51%)和K2O含量(0.34%～0.67%)。根据Leake et al. (1997)提出的角闪石命名原则, 花岗闪长岩中角闪石为镁角闪石(图7a)。

(a) 据Leake et al., 1997; (b) 据马昌前等, 1994; (c) 据Morimoto, 1988; (d) 据Smith, 1974。

辉长闪长岩(21HM53)中辉石电子探针测试结果见附表3。主要有斜方辉石和单斜辉石两种。斜方辉石的SiO2含量为51.63%～52.82%, 较高的FeOT(24.05%～25.76%)和MgO含量(18.77%～19.93%), 较低的CaO(1.15%～2.98%)、TiO2(0.15%～0.31%)、MnO (0.54%～0.81%)和Al2O3含量(0.57%～0.78%), 以及极低的Cr2O3、Na2O和K2O含量。根据Morimoto (1988)提出的辉石命名原则, 斜方辉石的成分为Wo2～6En54～57Fs38～43, 除个别点落在易变辉石区域, 其余测试点落入紫苏辉石的区域内(图7c)。单斜辉石的SiO2含量在51.01%～53.24%之间, 较高的CaO含量(17.57%～22.01%), 中等的FeOT(10.31%～14.76%)和MgO含量(12.58%～13.93%), 较低的TiO2(0.12%～ 0.48%)、MnO(0.25%～0.46%)和Al2O3含量(0.77%～1.99%),以及极低的Cr2O3、Na2O和K2O含量。单斜辉石的成分为Wo26～45En36～41Fs16～24, 属于普通辉石范畴(图7c)。

卡拉塔格岩体中不同岩石中斜长石电子探针结果见附表4。花岗岩(21HM30)中斜长石牌号为An2～12, 属于钠长石; 花岗闪长岩(21HM40)中斜长石牌号为An46～69, 主要落在拉长石区域内; 辉长闪长岩(21HM53)的An较高且变化范围较大, 介于51～80之间, 主要落在拉长石‒倍长石区域内(图7d)。

4 岩石成因

4.1 蚀变影响

花岗岩样品具有较高的烧失量(LOI=2.09%～ 6.31%), 而花岗闪长岩和辉长闪长岩的LOI<2%, 说明花岗岩可能存在后期低温热液蚀变。一般来说, 稀土元素和高场强元素在低温热液蚀变过程中不易迁移, 而Rb、Sr、K等活泼元素易迁移(Bach et al., 2001; Polat et al., 2002, 2003)。在微量元素蛛网图(图6b)中, 花岗岩的Rb、K元素含量明显波动, 而花岗闪长岩和辉石闪长岩趋于一致, 镜下鉴定中花岗岩中部分斜长石发生明显的绢云母化, 也说明花岗岩遭受了后期蚀变。因此, 后续讨论将利用不易迁移的元素特征来约束花岗岩的岩石成因、物质源区和构造属性。

4.2 花岗岩和花岗闪长岩

花岗质岩石基于其化学组成和源岩特征可细划为I、S、A和M型(Chappell et al., 1974, 1987; Wu et al., 2002; Bonin et al., 2007)。花岗岩和花岗闪长岩具有弱的Eu负异常、缓右倾型稀土元素配分模式、以及未见碱性暗色矿物的特征, 明显区别于A型花岗岩(Wu et al., 2002)(表4, 图6), 在Zr-104×Ga/Al和FeOT/MgO-(Zr+Nb+Ce+Y)判别图解(图8a、b)中均落在I或S型花岗岩区域内。此外, 花岗岩的Zr饱和温度(763～787 ℃)(表4)和花岗闪长岩的角闪石结晶温度(726～775 ℃)(附表2)也显示出非A型花岗岩的特征。花岗岩和花岗闪长岩均显示出准铝质‒弱过铝质的特征(图5b), P2O5含量极低(<0.1%), 且与SiO2呈弱的负相关(图9), 以及低的(87Sr/86Sr)i值和亏损的Nd-Hf同位素组成(表5), 表明二者属于I型花岗岩(Chappell and White, 1992; Wolf and London, 1994; Li et al., 2007; Champion and Bultitude, 2013)。此外, 花岗岩和花岗闪长岩样品CIPW标准矿物计算中极低的刚玉分子含量(路远发和李文霞, 2021)和锆石稀土配分模式也显示出I型花岗岩的特征(Wang et al., 2012)(图4a、c)。

(a)和(b) 据Whalen et al., 1987; (c) 据Defant and Drummond, 1990; (d) 据Martin, 1999; (e) 据Allègre and Minster, 1978; (f) 据Yuan et al., 2007。

图9 花岗质岩石Haker图

表5 卡拉塔格复式岩体不同岩石全岩Sr-Nd同位素组成

一般来说, 花岗质岩浆主要是壳源的, 其地球化学组成主要取决于源岩成分、熔融条件、幔源岩浆的参与程度及其后续的演化过程(吴福元等, 2007; 张旗等, 2008)。花岗岩和花岗闪长岩具有较高SiO2和较低Al2O3、MgO含量, 以及极低的Sr/Y和(La/Yb)N值而明显区别于埃达克岩, 显示出下地壳部分熔融形成的熔体特征(Defant and Drummond, 1990; Rapp and Watson, 1995; Martin, 1999)(表4, 图8c、d)。而亏损的Sr-Nd-Hf同位素组成以及年轻的二阶段Hf和Nd模式年龄指示其为年轻地壳部分熔融的产物。此外, 花岗闪长岩中角闪石明显低的Al2O3含量也指示其为壳源物质部分熔融的产物(姜常义和安三元, 1984)(图10a), 而其Mg#值(50～70)和FeOT含量特征也区别于地幔源区(图10b), 说明花岗闪长岩为年轻玄武质下地壳再次熔融的产物(Leake et al., 1997,谢应雯和张玉泉, 1990)。

(a) 据姜常义和安三元, 1984; (b) 据谢应雯和张玉泉, 1990; (c) 据Ridolfi et al., 2010; (d) 据Anderson and Smith, 1995。

La和Sm相似的化学性质可判断岩浆过程(Allègre and Minster, 1978), 在La/Sm-La图解中(图8e)花岗岩和花岗闪长岩主要受控于部分熔融作用。在Haker图解(图9)中, 花岗岩的部分主量和微量元素与SiO2基本不相关, 说明花岗岩基本不存在矿物的分离结晶。而花岗闪长岩的部分主量元素和微量元素与SiO2明显的线性关系指示可能存在一定量角闪石、磁铁矿和斜长石的结晶分离。锆石和角闪石作为早期结晶矿物, 它们的结晶温度可近似代表母岩浆形成温度的下限, 花岗岩和花岗闪长岩所计算的结晶温度较低(＜800 ℃; 表4, 附表2), 属于Miller et al. (2003)划分的“低温花岗岩”, 反映的是含水矿物脱水部分熔融的特征。地壳脱水熔融过程中, 闪石类和云母类矿物是最主要的含水矿物, 花岗岩和花岗闪长岩较低的K、Rb、Cs含量和显著低的K2O/Na2O、Rb/Sr值暗示其物质源区并非是含云母类矿物的砂岩或泥质岩脱水熔融产生的熔体(Harris and Inger, 1992), 在Al2O3/(MgO+FeOT)mol-CaO/(MgO+FeOT)mol图解(图8f)中也显示为富角闪石的中基性岩部分熔融产生的熔体。此外, 石榴石相对富集重稀土元素(HREE),角闪石相对富集中稀土元素(MREE)(Green, 1994; Rubatto and Hermann, 2007), 花岗岩和花岗闪长岩相似的Y/Yb(＜10＝和(Ho/Yb)N(＜1)值同样说明其是以角闪石为主要残留相的中下地壳部分熔融的结果(Sisson, 1994)。花岗岩和花岗闪长岩的区别在于熔融程度, 花岗岩中明显的Ba-Sr-Eu负异常说明源区有斜长石残留, 结合未见铁镁质暗色矿物和含继承锆石的特征说明部分熔融程度较低。花岗闪长岩中明显的Ba-Sr正异常和极弱的Eu负异常说明源区可能无斜长石的残留, 结合前人对俯冲有关的钙碱性岩浆岩中角闪石的研究(Anderson and Smith, 1995; Ridolfi et al., 2010; Putirka, 2016), 花岗闪长岩中角闪石化学组成反映出其母岩浆具有较高的氧逸度(logO2=−15.1～−13.9)和水含量(4.9%～6.6%) (图10c、d), 体现了相对较高的部分熔融程度。花岗岩和花岗闪长岩均未发现暗色铁镁质包体, 其Mg#值分别为35～37、35～40, 均＜40(Rapp and Watson, 1995), Zr/Hf(34.3～36.7, 31.5～33.4)和Nb/U值(6.0～6.5, 2.5～ 3.7)接近于下地壳对应值(35.7, 6.2)(Mcdonough and Sun, 1995; Rudnick and Gao, 2003), 暗示幔源岩浆可能不参与成岩过程。

综上所述, 花岗岩和花岗闪长岩均为年轻下地壳脱水部分熔融的产物, 但花岗闪长岩的熔融程度相对较高。

4.3 辉长闪长岩

中性岩类是汇聚型板块边缘重要的岩石类型之一, 其地球化学组成类似于陆壳平均组分, 因此备受国内外学者关注(Miyashiro, 1974; Grove and Kinzler, 1986)。目前已经提出了多种成因模式, 主要包括: ①俯冲组分交代地幔楔的部分熔融(Kawamoto et al., 2012); ②含水地幔橄榄岩的部分熔融(Tamura et al., 2016); ③中下地壳玄武质岩石的部分熔融(Petford and Atherton, 1996); ④玄武质岩浆与长英质岩浆混合作用(Zhu et al., 2013)。

辉长闪长岩的(87Sr/86Sr)i值和(143Nd/144Nd)i值变化范围小, 且与SiO2和MgO含量间无相关性, 结合其较中上地壳明显低Th(1.53×10−6～1.99×10−6)和U (0.65×10−6～0.85×10−6)含量, 以及明显的Zr-Hf负异常(Rudnick and Gao, 2003)(表4、5, 图6f), 暗示岩浆侵位过程中基本未发生中上地壳的同化混染。

辉长闪长岩代表了卡拉塔格地区最基性的岩浆成分(图5a), 具有较低的SiO2(54.17%～55.39%)和较高的MgO含量(5.26%～5.54%), 以及较高的Hf() (12.1～15.7)和Nd()(7.1～7.3)值, 表明母岩浆来自于亏损地幔源区。Sun et al. (2019)研究发现, 岩浆混合会导致锆石Hf()值离散, 而辉长闪长岩锆石Hf()值(+12.1～+15.7)相对均一, 结合岩石不存在长英质包体和斜长石异常环带, 可以排除玄武质‒长英质岩浆混合成因。含水地幔橄榄岩在低温(～1000 ℃)和水饱和条件下可形成高Mg#值(＞65)的安山质岩浆(Mitchell and Grove, 2015)。辉长闪长岩样品较低的Mg#值(52～53), 以及单斜辉石较高的结晶温度(～1140 ℃)(附表3, 图11f), 不支持这种成因(Putirka, 2008)。辉长闪长岩明显富集大离子亲石元素(Rb-Ba-Sr)和高度不相容元素(U), 亏损高场强元素(Nb-Ta-Ti), 符合典型的俯冲相关的岩浆特征(Mcculloch and Gamble, 1991), 在单斜辉石AlⅣ/AlTot-TiO2图解(图11d)中也反映出岛弧岩浆演化趋势。因此, 辉长闪长岩是俯冲组分交代地幔楔部分熔融的产物。研究表明俯冲组分主要包括俯冲板片脱水产生的流体和板片熔融形成的熔体(Pearce et al., 2005; Hermann and Rubatto, 2009), 流体一般富集大离子亲石元素和轻稀土元素, 而熔体中高场强元素和重稀土元素含量较高, 该辉长闪长岩具有较高的Ce/Nb(11.5～16.1)和较低的Th/La值(0.11～0.13), 且在U/La-Ba/La图解(图11a)中显示出明显的流体交代地幔楔的特征。

(a) 据Du et al., 2018c; (b) 据Lebas, 1962; (c) 据Deer et al., 1992; (d) 据Loucks, 1990; (e) 据Putirka, 2008; (f) 据Cao et al., 2022。

研究发现, 单斜辉石中Si和Al元素含量及晶格位置可限制母岩浆性质(Kushiro, 1960; LeBas, 1962; 邱家骧和廖群安, 1996)。在SiO2-Al2O3和SiO2- 10×Na2O-10×TiO2图解(图11b、c)中, 辉长闪长岩中单斜辉石显示拉斑系列岩浆的演化趋势, 与全岩AFM图解(图5d)一致。辉长闪长岩具有中等的Mg#值和过渡金属元素(V、Cr、Ni、Co等)含量, 说明该岩体并非直接来源于原始岩浆, 而是原始岩浆经历一定演化后的产物, 在La/Sm-La图(图8e)中也得到体现。样品中单斜辉石与熔体间的KCpx-Liq值(0.5～0.6)表明, 单斜辉石结晶时与残余岩浆之间存在明显不平衡(图11e), 结合单斜辉石斑晶存在角闪石反应边或已被完全交代的特征, 认为岩浆过程中存在单斜辉石的结晶分离作用。样品中存在大斑晶和粒径较小的细条状晶体, 其中斑晶的牌号An50～80变化范围较大, 结合全岩Eu的负异常(δEu=0.76～0.93), 说明存在斜长石的结晶分离。随着岩浆演化, 熔体中水含量增加, SiO2活度增大, 致使紫苏辉石结晶, 且呈堆晶产出(Grove and Juster, 1989),说明岩浆中期可能也存在紫苏辉石的分离结晶, 这与含水相矿物(角闪石和黑云母)出现的特征一致。

综上所述, 辉长闪长岩是流体交代的地幔楔熔融形成玄武质岩浆经过单斜辉石、斜长石和紫苏辉石等矿物结晶分离作用的产物。

5 讨 论

5.1 大南湖‒头苏泉带构造属性

对于大南湖‒头苏泉带的构造属性, 是年轻洋壳和增生杂岩组成的洋内弧(秦克章等, 2002), 还是存在前寒武结晶基底的陆缘弧(李锦轶等, 2006), 仍存在不同的认识。东天山早古生代卡拉塔格复式岩体为强烈富Na的(低钾)拉斑‒(中钾)钙碱性中酸性侵入体(图5c), 具有较高的Nd()和Hf()值, 以及较低的(87Sr/86Sr)i值, 显示出亏损地幔源区的特征。尽管在该岩体中均发现了较老的继承锆石年龄和Hf二阶段模式年龄(Du et al., 2018c; Zheng et al., 2018; Sun et al., 2019a; 庞博宸等, 2020)(图4b), 但Sr-Nd-Hf同位素体系总体呈现出水平右漂趋势, 缺少古老地壳混染的痕迹(图12b、c)。此外, 本次研究获得的卡拉塔格复式岩体二阶段Nd和Hf模式年龄较为年轻(558～607 Ma, 422～722 Ma), 与前人的研究结果一致(Sun et al., 2019a; 许骏等, 2020)。该带早古生代地层缺失陆缘碎屑沉积, 主要为低钾拉斑至(少量)中钾钙碱性系列的玄武质‒玄武安山质‒安山质火山岩和火山碎屑岩岩石组合(含高镁安山岩), 以及海相碳酸盐岩和复理石建造(李玮等, 2016; 龙灵利等, 2016, 2017; Zhang et al., 2018; Chai et al., 2019; Zhao et al., 2019; Sun et al., 2020), 并发育VMS型Cu-Zn矿床(Yang et al., 2018)和埃达克质斑岩型Cu-Au矿床(Sun et al., 2018), 与洋内弧的岩石组合特征一致(邓晋福等, 2007; Timothy和王璐, 2022)。在Th/Yb-Ta/Yb图解(图12d)中, 卡拉塔格复式岩体连同早古生代大南湖组火山岩也基本落在了洋内弧的区域。上述岩石组合及其地球化学特征均说明大南湖‒头苏泉带早古生代的构造属性为洋内弧。

5.2 大南湖‒头苏泉带形成时限和俯冲极性

大南湖‒头苏泉带卡拉塔格复式岩体中花岗岩、花岗闪长岩和辉长闪长岩的锆石U-Pb定年结果分别为434±4 Ma、442±2 Ma和445±4 Ma, 属奥陶纪末‒志留纪初。岩石的地球化学特征也与研究区近年来报道的近同期(382～465 Ma)的侵入体一致, 均表现为相对富集LREE、LILE, 亏损HREE、HSFE, 显示出俯冲带岛弧岩浆的特征(Gill, 1981; Mcculloch and Gamble, 1991), 在Rb- (Ta+Yb)图解(图12a)也落入了火山岛弧范围内。此外, 前人在卡拉塔格地区发现了高镁安山岩和埃达克岩, 也为存在早古生代岛弧岩浆提供了直接证据(李玮等, 2016; Chai et al., 2019; Zhao et al., 2019)。因此, 我们认为康古尔洋向北的俯冲不晚于早志留世。

就俯冲极性而言, 本文结合前人关于大南湖‒头苏泉带岩浆‒地层的最新研究成果, 认为该岩浆弧是康古尔洋北向俯冲的产物(图13a)。最新研究显示, 卡拉麦里蛇绿岩的形成于329～416 Ma(唐红峰等, 2007; 赵恒乐等, 2012; 黄岗等, 2017), 与硅质岩中放射虫时代吻合(舒良树和王玉净, 2002), 结合前人在该带发现的碰撞后火山岩、钉合花岗岩体以及磨拉石建造的形成时代, 共同证明了卡拉麦里洋盆是一个早泥盆世‒早石炭世末快速张合的大洋(吴琪等, 2012; Zhang et al., 2014; 田健等 2016; 李海等, 2021; 郑有伟等, 2022)。此外, 李锦轶等 (2009)利用宽频地震探测发现卡拉麦里缝合带深部仅发育向北倾斜的转折波界面, 且自北而南呈现出火山弧、增生杂岩和被动陆缘沉积岩系的展布特征, 也证明了以卡拉麦里蛇绿岩代表的古洋盆只存在向北的单向俯冲。相反, 前人在大南湖‒头苏泉带南侧识别出了代表康古尔洋洋壳残片的蛇绿岩的年龄为416～494 Ma(郭新成等, 2008; 李文铅等, 2008; 舍建忠等, 2017), 并发现了晚志留世放射虫硅质岩(李锦轶, 2004; 李文铅等, 2008), 结合徐兴旺等(2006)发现的～545 Ma的裂谷成因的四顶黑山层状镁铁质‒超镁铁质岩体, 显示康古尔大洋至少存在于寒武纪之前。此外, 康古尔带发育有不同构造岩片物质混杂堆积的海沟沉积岩系(贺军慧等, 2005; 李文亮, 2020),且明显区别于两侧岛弧的重磁异常(邓振球, 1999; 梁月明等, 2001; 木合塔尔·扎日等, 2009), 结合该带是一条重要的植物区系界限(吴绍祖, 1993)和构造变形带(杨兴科等, 1999; 王京彬等, 2006), 共同证实了康古尔洋盆的存在且具有板块边界的属性。自李锦轶等(2006)发现大南湖‒头苏泉带岩浆活动的时空分布具有明显向南增生的特征以来, 近年来更多的岩浆岩年代学数据也支持这一观点: 前泥盆纪弧岩浆活动主要分布在卡拉塔格地区(表1), 而泥盆纪弧岩浆活动南移至大草滩断裂以北地区(宋彪等, 2002; 熊文勃, 2018; 陈红旗等, 2020; 司国浩等, 2020), 最终到土屋‒延东地区的石炭纪弧岩浆前锋带(Wang et al., 2016c; Sun et al., 2020)。当石炭纪大南湖‒头苏泉带弧岩浆前锋南移至土屋‒延东一带时, 同时期的博格达地区广泛分布着与裂谷有关的基性侵入体(雷万杉等, 2016; 龙登红, 2021)和双峰式火山岩(Chen et al., 2013; Zhang et al., 2017), 这些研究指示俯冲板片后撤导致博格达地区伸展形成早石炭世弧后(弧间)盆地(Jara et al., 2021)(图13b)。

6 结 论

(1) 卡拉塔格复式岩体中花岗岩、花岗闪长岩和辉长闪长岩的锆石U-Pb年龄分别为434±4 Ma、442±2 Ma和445±4 Ma, 属奥陶纪末‒志留纪初。

(2) 卡拉塔格复式岩体中辉长闪长岩是流体交代地幔楔熔融产生的玄武质岩浆经过分离结晶的产物, 花岗岩和花岗闪长岩均为年轻下地壳部分熔融的产物。

(3) 大南湖‒头苏泉带是康古尔洋早古生代俯冲形成的洋内弧, 且北向俯冲不晚于早志留世。

致谢:本文得到了南京大学吴昌志教授和另一名匿名审稿人的细心审阅, 并提出宝贵的意见和建议, 在此表示衷心感谢。

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Age, Petrogenesis and Tectonic Implications of the Kalatage Intrusive Rocks in the Eastern Tianshan, Xinjiang

YUAN Xinchao1, WANG Yujing2*, DU Long3, LONG Xiaoping1*

(1. State Key Laboratory of Continental Dynamics, Department of Geology, Northwest University, Xi’an 710069, Shaanxi, China; 2. College of Urban and Environmental Sciences, Northwest University, Xi’an 710127, Shaanxi, China; 3. College of Earth Science and Engineering, Shandong University of Science and Technology, Qingdao 266590, Shandong, China)

TheEastern Tianshan (ET) is located at the southernmost part of the Central Asian Orogenic Belt (CAOB) and has recorded the late stage of the subduction-accretion process of the CAOB. However, some key tectonic evolution processes of the ET in the Early Paleozoic remains controversial, such as the tectonic property, the onset of subduction, and the subduction polarity of the Dananhu-Tousuquan belt. In order to reveal the Early Paleozoic tectonic evolution of the Dananhu-Tousuquan belt, we carried out a systematical study on zircon U-Pb age and whole-rock geochemistry of the Kalatage intrusions. Our dating results indicate the granite, granodiorite, and gabbro-diorite were intruded at 434±4 Ma, 442±2 Ma, and 445±4 Ma, respectively. These ages suggest that the Kalatage intrusions were mainly generated in the Early Silurian. The granite and granodiorite samples exhibit characteristics of calc-alkaline I-type granites with low P2O5(＜ 0.1%), high Na2O (K2O/Na2O ≤ 0.5), and metaluminous to weakly peraluminous geochemistry (A/CNK = 0.57 – 1.24 and 0.91 – 1.03, respectively). They have very low Sr/Y (1.9 – 4.5 and 8.1 – 11.4, respectively) and (La/Yb)N(1.6 – 2.4 and 2.4 – 3.0, respectively), higherHf() (+12.7 – +15.5 and +11.0 – +14.7, respectively) andNd() (+7.0 – +7.5 and +7.1 – +7.7, respectively), and more juvenile two stage Hf (426 – 589 Ma and 485 – 722 Ma, respectively) and Nd model ages (559 – 603 Ma, and 555 – 598 Ma, respectively), indicating that they are the products of partial melting of the juvenile lower crust. Gabbro-diorite is characterized by enrichments in large ion lithophile elements (LILE) and highly incompatible elements, and depletions in high field strength elements (HFSE), displaying typical geochemical features of a subduction-related origin. They have low SiO2(54.17% – 55.39%) and high MgO contents (5.26% – 5.54%), positiveHf() (+12.1 – +15.7) andNd() values (+7.1 – +7.3), together with their relatively young Hf and Nd model ages (429 – 589 Ma and 634 – 669 Ma, respectively), suggesting that their parental magmas were derived from depleted mantle. The gabbro-diorite samples have relatively high Ce/Nb (11.5 – 16.1) and low Th/La (0.11 – 0.13), indicative of a magmatic source metasomatized by slab-derived fluids. Combining with the previous results of the Early Paleozoic magmatic rocks in this area, we suggest that the Dananhu-Tousuquan igneous arc were formed in an intra-oceanic arc environment triggered by the northward subduction of the Kanggur ocean plate, and the initiation subduction of the Kanggur plate is no later than the Early Silurian.

Eastern Tianshan; Early Paleozoic; arc magmas; Kanggur ocean; subduction polarity

2022-12-19;

2023-02-06;

2023-09-28

国家重点研发项目(2019YFA0708601)和大陆动力学国家重点实验室创新团队项目联合资助。

袁鑫超(1996–), 男, 硕士研究生, 矿物学、岩石学、矿床学专业。E-mail: 1844687628@qq.com

王毓婧(1982–), 女, 讲师, 从事岩石地球化学研究。E-mail: wyujing@nwu.edu.cn

龙晓平(1979–), 男, 教授, 博士生导师, 从事造山带大陆地壳生长和前寒武纪岩浆作用及古环境研究。E-mail: longxp@nwu.edu.cn

P595; P597

A

1001-1552(2023)06-1381-032

10.16539/j.ddgzyckx.2023.01.304