东昆仑二叠系格曲组火山岩年代学、地球化学特征及其构造意义

张耀玲, 倪晋宇, 胡道功, 韩建恩, 高万里, 王超群

1)中国地质科学院地质力学研究所, 北京 100081;2)五矿勘查开发有限公司, 北京 100089;3)自然资源部活动构造与地质安全重点实验室, 北京 100081

东昆仑为典型的复合造山带, 先后经历了多次弧岩浆作用与碰撞事件(Wu et al., 2019)。在新元古代汇聚作用形成统一的块体之后主要经历了原特提斯和古特提斯两期造山事件(姜春发等, 1992; 张克信等, 2001; 殷鸿福等, 2003; 许志琴等, 2007; 李荣社等, 2008), 其中, 晚古生代—早中生代的古特提斯造山事件奠定了东昆仑现今地质构造格局。通过地层、蛇绿岩、高压变质岩、花岗岩及火山岩等研究, 普遍认为东昆仑古特提斯造山带经历了从板块俯冲到陆-陆碰撞及后碰撞伸展等造山演化过程(陈国超, 2014; 熊富浩, 2014)。但是, 有关东昆仑古特提斯洋的闭合时间还存在较大争议, 部分学者认为东昆仑古特提斯洋在晚二叠世闭合(莫宣学等, 2007;陈守建等, 2010), 晚二叠世格曲组与下伏地层之间的角度不整合面代表了古特提斯洋的闭合事件(袁万明等, 2000; 刘成东等, 2002; 罗照华等, 2002; 李荣社等, 2008; 陈守建等, 2010), 二叠统格曲组为前陆盆地沉积(田军等, 2001; 张克信等, 2001; 殷鸿福等, 2003)。但也有不少学者认为晚二叠世古特提斯洋开始或持续向北俯冲(郭正府等, 1998; 张克信等,2001; 殷鸿福等, 2003; 孙雨等, 2009; 朱迎堂等,2009; 熊富浩, 2014; 杨森等, 2016), 格曲组与下伏地层之间角度不整合关系代表的是晚二叠世古特提斯洋开始向北俯冲的构造事件(李瑞保等, 2012), 其中格曲组为古特提斯洋向北俯冲开始阶段的沉积响应(杨森等, 2016), 属于弧前盆地沉积(刘战庆, 2011;李瑞保, 2012; 李瑞保等, 2013), 晚二叠世的不整合可能是由于俯冲扰动而成(杨经绥等, 2005; 朱迎堂等, 2009; 李瑞保等, 2012; 马昌前等, 2013)。可见,对东昆仑古特提斯洋闭合时间产生分歧的焦点在于晚二叠世格曲组的沉积盆地原型及其对角度不整合构造属性的认识。

1: 25万区域地质调查及前人有关地层、岩相及构造古地理环境资料研究表明, 东昆仑晚二叠世早期大部分地区为剥蚀区, 晚二叠世格曲组仅出露于东昆仑东南部东昆仑山—阿尼玛卿山一带(陈守建等, 2010), 笔者在东昆仑地区开展了1: 25万卡巴纽尔多幅区域地质调查, 通过详细的地质调查、剖面测量和火山岩锆石U-Pb年代学测试, 将晚二叠世格曲组从三叠系闹仓坚沟组中解体出来(胡道功等,2013)。前人已对格曲组岩相古地理(朱迎堂等, 2009;陈守建等, 2010)、沉积物源(杨森等, 2016)、构造变形与角度不整合关系(李瑞保等, 2012)进行了详细的研究, 并较深入地探讨了盆地的构造属性(张克信等, 2001; 田军等, 2001; 刘战庆, 2011; 李瑞保等,2013), 而关于格曲组火山岩形成环境方面的研究尚属空白。鉴于格曲组在古特提斯构造演化方面的重要地质意义, 本文在野外详细地质填图的基础上,选择红石山地区出露的格曲组火山岩夹层进行锆石U-Pb测年与地球化学分析, 以恢复格曲组沉积时期的构造环境, 为古特提斯洋闭合时间的确定提供新的地质依据。

1 地质概况

东昆仑格曲组出露于纳赤台至清水泉一带(图1a), 近东西向延伸, 呈断块夹持于断裂之间, 由下部碎屑岩及上部富含腕足和珊瑚等化石的灰岩夹火山岩组成(陈守建等, 2010)。从区域上看, 东昆仑格曲组不整合覆盖于中二叠世马尔争组(陈守建等,2010)或上石炭统浩特洛哇组之上(李瑞保等,2012)。在阿拉克湖地区格曲组下部为石英质砾岩、含砾砂岩、砂岩夹板岩及薄层灰岩, 上部为灰红、灰黑色块状生物礁灰岩(陈守建等, 2010)。在红石山地区格曲组与周围地层均呈断层接触(图1b), 北部与石炭系浩特洛哇组及三叠系八宝山组断层接触,南部与三叠系闹仓坚沟组断层接触。根据岩性特征,格曲组自下而上可划分为碎屑岩夹火山岩段与灰岩段, 其中碎屑岩夹火山岩段出露于红石山及其以东地区; 灰岩段出露于红石山及其以西地区, 向西尖灭于巴扎尔巴义沙耶上游。

图1 东昆仑造山带晚二叠世构造简图(a)与研究区格曲组分布图(b)(图1a据陈守建等, 2010)Fig.1 Sketch map of Late Permian tectonics in the East Kunlun orogenic belt (a) and distribution of the Gequ Formation within the study area (b) (Fig.1a modified from CHEN et al., 2010)

2 样品描述

在哈拉郭勒南侧仅出露碎屑岩夹火山岩段, 由紫红色流纹质玻屑凝灰岩、流纹英安质凝灰岩、灰绿色流纹质晶屑凝灰岩、流纹质含角砾凝灰岩、灰绿色细粒长石砂岩、暗紫红色细粒石英砂岩和含砾粗砂岩夹灰色-灰黑色中薄层灰岩组成, 厚约350 m,顶部与三叠系闹仓坚沟组断层接触(图2a)。在红石山一带格曲组碎屑岩夹火山岩段与碳酸盐岩段均有出露, 下部被马尔争组灰白色结晶灰岩飞来峰所覆盖, 由灰绿色薄层细砂岩、灰绿色英安质沉凝灰岩及灰白色厚层灰岩组成, 厚约510 m, 灰岩段中薄层灰岩夹粗安质晶屑凝灰岩, 形成背、向斜构造(图2b)。在哈拉郭勒剖面和红石山共采取3个火山岩测年样品。

图2 格曲组剖面图与测年样品位置Fig.2 Section of the Gequ Formation and location of sample used for dating

流纹质凝灰岩样品(B3528-4)采自哈拉郭勒南格曲组碎屑岩夹火山岩段(图2a), 岩石斑状结构,块状构造(图3a), 由凝灰物及少量火山角砾组成。凝灰物由棱角状石英、斜长石和钾长石晶屑(含量15%～20%)、玻屑(含量80%～85%)和少量流纹岩岩屑组成, 石英晶屑常见港湾状熔蚀及穿孔状熔蚀,玻屑弧面棱角状, 多脱玻为霏细状长英质。

图3 格曲组火山岩显微结构特征Fig.3 Microstructure of volcanic rocks in the Gequ Formation

英安质沉凝灰岩样品(B6526-1)取自红石山南坡格曲组碎屑岩夹火山岩段(图2b), 岩石具沉凝灰结构, 块状构造(图3b), 由火山碎屑和正常沉积物组成, 火山碎屑由石英、斜长石和钾长石等晶屑(含量25%～30%)、玻屑(含量20%～25%)和岩屑(含量15%～20%)组成, 石英晶屑港湾状和穿孔状熔蚀,玻屑弧面棱角状, 脱玻为霏细状长英质, 岩屑为棱角状流纹岩。正常沉积物为砂及砾级次棱-次圆状流纹岩及英安岩碎屑, 含量35%。

粗安质晶屑凝灰岩样品(B6527-1)采自红石山南格曲组碳酸盐岩段(图2b), 岩石具凝灰结构, 块状构造, 由凝灰物及少量火山集块与角砾组成。集块为灰白色结晶灰岩, 大小5～8 cm, 含量5%。角砾为紫红色棱角状砂岩和黑色隐晶质岩石, 大小5～10 cm, 含量5%(图3c)。凝灰物为晶屑和岩屑, 晶屑为斜长石(含量95%)、石英(含量1%～5%)和少量角闪石, 岩屑为流纹质凝灰岩(含量1%～5%)。

3 格曲组火山岩锆石U-Pb年龄

锆石U-Pb定年在天津地质矿产研究所同位素实验室激光烧蚀多接收器电感耦合等离子体质谱仪(LA-MC-ICP MS)系统上完成。其多接收器电感耦合等离子体质谱仪为Thermo Fisher公司制造的Neptune, 激光器为美国ESI公司生产的UP193-FX ArF准分子激光器, 激光波长193 nm, 脉冲宽度5 ns, 束斑直径为2～150 µm可调, 脉冲频率1～200 Hz连续可调。本次测试利用193 nm激光器对锆石进行剥蚀, 设置的剥蚀坑直径为35 µm, 激光能量密度为13～14 J/cm2, 频率为8～10 Hz, 激光剥蚀物质以He为载气送入Neptune。采用中国地质大学研发的ICPMSDataCal程序和Ludwig的Isoplot程序进行数据处理(Ludwig, 2003), 详细的实验流程见李怀坤等(2009)。

哈拉郭勒南流纹质凝灰岩(B3528-4)中锆石呈自形到半自形的长柱状, 均发育振荡环带结构, 部分含继承锆石核(图4a)。对21个锆石颗粒进行了21个测点的U-Pb同位素年龄测定(表1), 10个继承锆石核测点206Pb/238U表面年龄变化于272～836 Ma之间, 其余11个岩浆锆石测点成群分布(图5a),206Pb/238U的加权年龄平均值为(257.5±2.5) Ma, 该年龄解释为火山岩的喷发时代。

表1 格曲组火山岩锆石U-Pb同位素测年结果Table 1 Zircon U-Pb-based isotopic dating of Gequ Formation volcanic rocks

图4 格曲组火山岩代表性锆石阴极发光图像Fig.4 Representative CL zircon images of Gequ Formation volcanic rocks

红石山南英安质沉凝灰岩(B6526-1)中锆石多为短柱状晶体, 锆石具振荡环带结构, 属岩浆成因锆石, 部分锆石含有继承锆石核(图4b)。对14个锆石颗粒进行了14个测点的U-Pb同位素年龄测定(表1), 其Th/U值均大于0.1, 其中9个继承锆石核206Pb/238U年龄变化于415～1 765 Ma之间, 在谐和曲线图中离散分布(图5b), 其余5个岩浆锆石测点在谐和曲线图中成群分布(图5c),206Pb/238U的加权年龄平均值为(256.2±4.8) Ma, 该年龄代表了火山岩的喷发时代。

红石山南粗安质晶屑凝灰岩(B6527-1)中的锆石多呈自形较好的短柱状, 除7号测点外, 锆石均具有明显的振荡环带结构(图4c)。对15个锆石颗粒进行了15个测点的U-Pb同位素年龄测定(表1), 各测点Th/U值变化于0.64～1.31之间, 除7号继承锆石206Pb/238U表面年龄为(430±3) Ma外, 其余14个岩浆锆石206Pb/238U年龄变化于245～257 Ma之间, 在谐和曲线图中成群分布(图5d),206Pb/238U的加权年龄平均值为(251.8±2.3) Ma, 该年龄代表了火山岩的喷发年龄。

4 格曲组火山岩形成的构造环境

格曲组火山岩的地球化学分析结果列于表2。火山岩SiO2含量为55.82%～70.68%, TiO2含量为0.37%～0.95%, Na2O+K2O含量介于4.81%～8.2%, 在TAS图中落入英安岩和流纹岩等亚碱性区域, 个别样品落入粗面安山岩碱性区域(图6a)。Na2O/K2O比值为0.77～11.98, 平均3.97, 主要属于中钾-高钾钙碱性系列, 少量为低钾拉斑玄武岩系列(图6b)。

表2 格曲组火山岩常量元素(wt%)和微量元素含量(10-6)Table 2 Major elements (wt%) and trace elements (10-6) in Gequ Formation volcanic rocks

图6 格曲组火山岩地球化学图解Fig.6 Geochemistry diagram of Gequ Formation volcanic rocks

格曲组火山岩稀土元素总量(REE)为88.1×10-6～150.17×10-6, 在球粒陨石标准化稀土元素配分图中(图6c), 富集轻稀土元素LREE, 亏损重稀土元素HREE, 岩石表现出较为平坦的HREE配分模式。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上(图6d), 岩石富集Rb、Th、Ba等大离子亲石元素(LILE),亏损Nb、Ta、Ti、P等高场强元素(HFSE), 具弧岩浆岩特征(Thirlwall et al., 1994)。在Rb-(Y+Nb)双变量投影图可以把同碰撞花岗岩与火山弧花岗岩区分开(Pearce et al., 1984), 在Rb-(Y+Nb)和La/Nb-Ba/Nb图中(图7a, b), 火山岩均落入弧岩浆岩区域, 表明火山岩源区可能与俯冲环境有关。

图7 格曲组火山岩形成环境地球化学图解Fig.7 Geochemistry diagram of the volcanic-rock-forming environment in the Gequ Formation

5 讨论

5.1 格曲组火山岩形成的大地构造背景

东昆仑地区蛇绿岩及侵入岩研究表明, 古特提斯洋在368～260 Ma处于洋盆扩张阶段, 晚二叠世早期(～260 Ma)古特提斯洋开始向北俯冲消减于东昆仑地块之下(杨经绥等, 2005; 陈国超, 2014), 东昆仑地区由被动大陆边缘转化为活动大陆边缘(杨经绥等, 2005), 形成由年龄为260～240 Ma的中钾-高钾钙碱性花岗岩类及幔源基性侵入岩组成的东西向活动大陆边缘岩浆弧(杨经绥等, 2005; 孙雨等,2009; 李瑞保等, 2012; 胡道功等, 2013; 裴先治等,2018), 古特提斯洋的俯冲作用一直持续到中三叠世(～237 Ma)(陈国超, 2014)。事实上, 东昆仑地区直到晚三叠世(237 Ma)才出现同碰撞的S型花岗岩(柴耀楚等, 1984)和锆石U-Pb年龄为227～207 Ma的埃达克岩(胡道功等, 2013)。

格曲组火山岩微量元素地球化学分析表明, 火山岩富集大离子亲石元素和轻稀土元素而亏损高场强元素和重稀土元素(图6d), 具有弧岩浆岩特征。在Rb-(Y+Nb)图上所有样品均落在岛弧区(图7a),同时, 火山岩Sr/Y比值(平均16.1)和Y含量(平均21.8×10-6)与岛弧火山岩接近而明显区别于埃达克岩。在Ba/Th-Th图解上, 格曲组火山岩完全落在全球岛弧玄武岩区内(图7b)。

本文获得的资料表明, 东昆仑格曲组中酸性火山岩来自于古特提斯洋向东昆仑地块俯冲形成活动大陆边缘岩浆弧。陆缘弧南侧晚二叠世—中三叠世弧前盆地(朱云海等, 2005)在沉积格曲组、洪水川组和闹仓坚沟组的同时, 接受来自北部陆源弧的火山碎屑沉积。因此, 沿纳赤台至清水泉地区晚二叠世格曲组代表了古特提斯洋向北俯冲开始阶段的沉积响应, 属于弧前盆地沉积。这一认识与区域上弧岩浆活动(杨经绥等, 2005; 陈国超, 2014)、沉积响应(裴先治, 2014)及构造变形事件(陈能松等, 2007)所反映的晚二叠世大地构造环境完全一致。

5.2 岩浆源区及成因

格曲组火山岩具有富集大离子亲石元素和轻稀土元素、亏损高场强元素的特点, 表现出消减带岩浆的特征(李伍平等, 1999)。俯冲消减带弧岩浆的来源可能有5种(Wyllie, 1984; 邓晋福等, 2015; Macdonald et al., 2000; 张云等, 2020): (1)俯冲板片部分熔融形成的熔体; (2)俯冲带上覆的地幔楔中的橄榄岩; (3)俯冲带流体; (4)大陆地壳物质(包括洋底沉积物)的同化混染; (5)地幔楔上覆的陆壳或洋壳。

Nb、Ta均属高场强元素, 在各种地质作用过程中具有相似的地球化学行为, Nb/Ta比值在岩浆体系中基本保持恒定, 因此成为判别岩浆源区的重要地球化学指标之一(Hofmann, 1988; Green, 1995;Dostal et al., 2000; Weyer et al., 2003)。东昆仑火山岩的Nb平均含量为8.78×10-6, Ta平均含量0.48×10-6, Nb/Ta比值平均值为18.35, 其Nb/Ta比值明显高于大陆地壳Nb/Ta比值(11.0～12.3)(Taylor et al., 1985; Rudnick et al., 2000), 说明火山岩不是地壳熔融的产物。火山岩Nb/Ta比值也明显高于原始地幔与亏损地幔Nb/Ta比值(15.5～17.5)(McDonough et al., 1995; Rudnick et al.,2000), 意味着火山岩与地幔楔中橄榄岩部分熔融无关。Ba是俯冲带流体中非常富集的元素, 高Ba/Th比值(＞300)意味着俯冲带流体对岩浆源区影响比较明显(Devine, 1995), 东昆仑格曲组火山岩的Ba/Th比值平均53.6, 说明俯冲带流体对火山岩源区的影响较弱。

由于洋底沉积物中高度富集Th(Othman et al.,1989; Plank et al., 1993), 而Ce在热液体系中更容易迁移从而导致Th/Ce比值的增加, 故岛弧岩浆中是否存在俯冲带沉积物的熔体可以通过Th/Ce比值来识别(Hawkesworth et al., 1997)。东昆仑火山岩Th/Ce比值在0.13～0.36之间变化(平均值0.23), 明显高于MORB和OIB的Th/Ce比值(平均值分别为0.016和0.052)(Sun et al., 1989), 高Th/Ce比值说明洋底沉积物对岩浆源区成分具有显著影响, 暗示东昆仑火山岩岩浆源区有洋底沉积物的加入。

研究表明, 来自岩石圈或软流圈地幔的基性岩墙群的显著特点是Nb/Ta比值较高, 多数在20左右(赵振华等, 2008), 东昆仑古特提斯洋扩张过程中形成的辉长岩、辉绿岩墙、枕状玄武岩和块状玄武岩等Nb/Ta比值高达24.04(殷鸿福等, 2003), 具有高Nb/Ta比值(18.35)的东昆仑格曲组火山岩源岩似乎用俯冲蛇绿岩的熔融来解释较为合理, 而蛇绿岩熔融岩浆混染洋底沉积物并在上升过程中受到地壳混染, 导致格曲组火山岩Nb/Ta比值略低于蛇绿岩Nb/Ta比值, 这与火山岩中出现中—新元古代继承锆石所反映的地壳混染现象是一致的。同时, 格曲组火山岩Dy/Yb比值为1.42, 与尖晶石相稳定区域相近(＜1.5), 反映源区深度稍高于60 km(Duggen et al., 2005)。总之, 地球化学及元古代继承锆石等现象表明, 东昆仑格曲组火山岩源岩为蛇绿岩及洋底沉积物, 这些源岩由古特提斯洋向北俯冲至60 km左右深度时发生熔融, 岩浆上升过程中受到活动大陆边缘先存地壳的混染。

5.3 格曲组盆地原型与角度不整合代表的构造事件

造山带沉积盆地构造原型是判别造山带俯冲极性与时限的重要依据之一(闫臻等, 2018)。目前对东昆仑上二叠统格曲组沉积盆地原型是弧前盆地还是前陆盆地存在分歧。

格曲组下部砾岩砾石磨圆好, 被认为是比较特征的磨拉石建造(李荣社等, 2008; 陈守建等, 2010),根据格曲组层序、岩性及生物群特征, 早期的研究认为格曲组为同碰撞造山期前陆盆地海相磨拉石建造(张克信等, 2001; 殷鸿福等, 2003), 与下伏树维门科组或下石炭统哈拉郭勒组角度不整合接触被解释为二叠世末阿尼玛卿洋洋盆已经闭合(李荣社等,2008; 陈守建等, 2010)。

沉积与物源分析表明, 格曲组底部同构造海相磨拉石组合为近源快速堆积的产物, 其物质主要来源于北侧东昆仑地块加里东期岩浆岩、前寒武纪变质基底及造山带早期沉积地层(李瑞保等, 2012; 杨森等, 2016), 为一套沉积于活动大陆边缘环境的滨浅海相磨拉石建造, 其沉积盆地原型为弧前盆地(Pitcher, 1987; 姜春发等, 1992; Yang et al., 1996;刘战庆, 2011; 李瑞保等, 2012, 2013), 格曲组代表了布青山—阿尼玛卿古特提斯洋向北初始俯冲的沉积响应(胡楠等, 2013; 杨森等, 2016), 此时沉积环境由被动大陆边缘进入到活动大陆边缘环境(陈国超, 2014)。而格曲组与浩特洛哇组之间的角度不整合关系代表晚二叠世布青山—阿尼玛卿古特提斯洋向北开始俯冲的构造证据(李瑞保等, 2012; 裴先治等, 2018)。许多弧前盆地研究表明, 大洋俯冲阶段也可能发生区域的抬升, 导致沉积环境突变和不整合的产生(Ando et al., 2005)。这一认识得到了东昆仑陆缘弧岩浆活动与本文格曲组火山岩及杨经绥等(2005)对下大武和玛积雪山260 Ma岛弧火山岩研究结果的的支持。事实上, 真正代表古特提斯洋闭合并进入碰撞造山的不整合面为晚三叠世八宝山组与下伏地层的区域不整合, 东昆仑陆(弧)陆事件铸就了该地区的基本构造格架(李瑞保等, 2012)。

6 结论

(1)东昆仑东段红石山地区格曲组中酸性火山岩LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果显示, 火山喷发时代为257.5～251.8 Ma, 表明格曲组形成于晚二叠世。

(2)地球化学资料表明, 东昆仑东段格曲组火山岩富集Rb、Th、Ba等大离子亲石元素(LILE)而亏损Nb、Ta、Ti、P等高场强元素(HFSE), 火山岩形成构造环境为大陆边缘岩浆弧。火山岩低Ba/Th比值、Dy/Yb比值与高Ba/Th比值、Th/Ce比值及Nb/Ta比值表明火山岩由枕状玄武岩和洋底沉积物等洋壳物质俯冲至60 km左右深度时熔融所形成。

(3)格曲组火山岩年代学和地球化学资料表明,格曲组为古特提斯洋在晚二叠世初始向北俯冲的沉积响应, 其沉积盆地原型为弧前盆地, 格曲组与下伏地层之间的角度不整合关系记录了古特提斯洋开始向北俯冲构造事件。

Acknowledgements:

This study was supported by Central Public-interest Scientific Institution Basal Research Fund(No.Suokeyan26).