东昆仑造山带北缘早志留世黑云母花岗岩成因

白奋飞,张红兵,巨银娟,赵俊英,周 康

(1.陕西延长石油(集团)有限责任公司研究院,陕西 西安 710065;2.西北大学 地质学系,陕西 西安 710069;3.大陆动力学国家重点实验室,陕西 西安 710069;4.中国石化上海海洋油气分公司 勘探开发研究院,上海 200120)

东昆仑造山带构造位置上属于青藏高原北缘,柴达木西南缘,是中央造山带的重要组成部分[1],同时也是一条巨型岩浆岩带,经历了多旋回的造山带演化[2],从北到南依次出露有昆北、昆中和昆南3条断裂带[3]。东昆仑的基底以前寒武系的金水口群变质岩系为代表,主要为角闪岩相片麻岩与英云闪长岩-奥长花岗岩(TT)或TTG组合为主,形成时代主要为古元古代晚期。昆北地区主要发育前寒武的变质结晶基底、早古生代以及晚古生代-晚中生代的两期侵入岩(图1)。岩浆作用与地球深部运动存在十分紧密的联系,这些早古生代的侵入岩是研究加里东期昆北地区地质演化的重要载体。东昆仑在早寒武世就已经发生原特提斯洋的形成和扩张,范丽琨等认为可以将其分为新太古代-中元古代早期结晶基底形成阶段、早古生代沟-弧-盆体系演化阶段、晚古生代-早中生代沟-弧-盆体系演化阶段以及中-新生代陆内演化阶段这4个部分,中寒武世末期洋盆开始俯冲和消减并且向北沿着昆北断裂带向柴北缘地体俯冲,中晚奥陶世-志留纪时原特提斯洋的俯冲导致柴南缘发生岛弧型角闪岩相-麻粒岩相的变质作用,之后昆中和昆北地体发生碰撞造山,发育岛弧型和碰撞型花岗岩[4]。但是对于东昆仑早古生代洋盆的闭合时间还有较多争议,陈能松等依据区域变质作用认为原特提斯洋在志留纪末才可能完全关闭[5];任军虎等认为洋盆一直持续到中志留世结束,以东昆仑中断裂带形成高角度逆冲变形带,并伴随有绿帘角闪岩相的变质和新生矿物白云母的形成为标志[6]。莫宣学等指出以吐木勒克西南晚奥陶世的兰闪石片岩作为俯冲结束和碰撞开始的标志[7],刘彬等及潘裕生等也认为在早志留世时洋盆已经关闭,开始进入碰撞造山阶段[8-9]。造山带中广泛出露的花岗岩对理解大陆地壳演化、揭示基底性质、示踪岩浆源区和探索区域构造背景提供了良好的研究载体[10]。因此,为了厘定昆北地区早古生代原特提斯洋的俯冲和关闭演化过程,文中对昆北地区的黑云母花岗岩进行岩相学、地球化学LA-ICP-MS锆石U-Pb定年及Hf同位素研究,为探究其熔融方式和条件、源岩性质、构造背景以及为昆北地体的形成演化过程提供证据和约束。

图1 东昆仑大地构造位置(据文献[14]修改)Fig.1 Tectonic location in East Kunlun Mountains(Revised from literature[14])

昆仑山位于青藏高原北部,大致呈东西向横贯新疆南部和青海省中部,东接秦岭,西与帕米尔高原相联。昆北地区的主要地层单元保存完整,从古元古界到新元古界皆有出露,自老到新依次保存有古元古界白沙河组、中元古界长城系小庙组以及新元古界万宝沟岩群等地层序列。白沙河组为麻粒岩、片麻岩以及花岗岩类组成的高级变质岩。长城系的小庙群主要由石英云母片岩,石英岩以及片麻岩组成,白沙河组顶部与小庙群为整合接触。新元古界的万宝沟群,主要由一套变质程度较低的石英岩、玄武岩和各类白云岩组成,并伴有强弱不同的火山岩浆活动。区域内构造变形强烈,断裂发育,其中以晚元古代和古生代时期形成的中酸性侵入岩为主体。下古生界包括纳赤台岩群和牦牛山组,纳赤台群主要包括绿片岩夹大理岩,变质程度较低,表明该地层受到改造较小。泥盆世牦牛山组主要为各种砾岩、火山岩形成的一套陆缘沉积建造,其形成与冲积扇有关。牦牛山组由各种砂砾岩组成的红色磨拉石地层和中生代火山碎屑岩与前寒武纪变质岩基底及古生界地层呈不整合接触,并覆盖在其上方。它的成分主要为陆源碎屑岩和碳酸盐岩[11]。昆北地区出露有加里东期、印支期的花岗岩以及较多基性岩墙[12-13]。该地区岩浆岩出露面积约为2 400 km2,呈现多期次不同类型的特点,侵入岩呈东西向展布,岩石种类包括花岗闪长岩类、二长花岗岩类、钾长花岗岩等;早古生代花岗岩主要位于昆北断裂以北地区内,分布较为集中。而中生代花岗岩主要分布于昆北断裂的北西方向和昆南断裂的东南方向,部分地区与早古生代花岗岩相互侵入穿插,其余地区呈零星分布,形成时代为前寒武纪至中生代(图1)。

样品采自东昆仑造山带北缘昆北地区,主要组成矿物为钾长石、石英、黑云母等,钾长石40%(3～5 mm),为自形-半自形板状矿物,呈Ⅰ级灰白干涉色,表面有微弱的高岭土化。黑云母5%(2.5～3.5 mm),为自形-半自形,片状矿物。多色性明显:Ng-黄褐色;Nm-浅绿色;正突起中;呈Ⅱ级黄干涉色。石英15%(0.5～1 mm),呈它形粒状。Ⅰ级黄白干涉色、有少量裂隙。

所有测试分析均委托西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。主要过程包括岩样精选、洗净、烘干、粉碎。粉碎要求粒度5.0 mm左右,200目以下。主量元素采用XRF法完成,微量元素用ICP-MS测定,详细的分析流程见文献[15]。

3.1 锆石LA-ICP MS U-Pb年代学

样品中锆石呈灰白色至灰黑色,长为69～127 μm,最大者可达183 μm,平均为106 μm;宽39～74 μm,平均为60 μm,其长宽比约介于1∶1～5∶1。阴极发光图像(CL)显示(图2(a)),锆石的岩浆振荡环带发育不明显,多为弱分带,部分锆石中间可见继承性残留锆石核,由于残留锆石核粒度很小,无法进行分析。Th/U的比值介于0.35～0.56,平均值为0.46,基本符合岩浆锆石的特征Th/U>0.4,判断这些锆石应为岩浆锆石。通过206Pb/238U 比值法计算得到的年龄值介于422.6～435.5 Ma,加权平均年龄为430±1.05 Ma(MSWD=2.1)[16]。这些锆石的稀土总量变化范围较大,介于1 516×10-6～3 579×10-6(平均值为2 169×10-6),LREE相对亏损,HREE则明显富集,铕负异常(Eu/Eu*=0.07～0.16)和铈正异常(Ce/Ce*=1.08～66.19)。由于岩石为花岗岩类,αSiO2=1(α活度)。样品中含有榍石而不是金红石,因此αTiO2=0.8。锆石Ti[17]计算的黑云母花岗岩的温度范围为676～771 ℃(图2)。

图2 东昆仑造山带早志留世黑云母花岗岩锆石CL图像及年龄分布Fig.2 Zircon CL images and age distribution for Early Silurian biotite granites in the East Kunlun orogenic belt

3.2 全岩主、微量元素地球化学特征

样品的SiO2的含量在70.0～71.9wt%,平均含量为71.2wt%,Al2O3含量在12.9%～13.9%,平均含量为13.4%,A/CNK值在1.03～1.11,属于过铝质岩石。在SiO2-K2O图中4个成分点均落入高钾钙碱性区域内。Na2O含量在3.33%～3.56wt%,K2O含量在3.66～4.0wt%,Na2O含量明显低于K2O的含量,Na2O/K2O为0.85～0.96,岩石更加富钾,而(K2O+Na2O)指数在7.09～7.58wt%。岩石里特曼指数σ为1.74～2.00(<3.30),属于钙碱性岩石。MgO的含量为0.74%～0.87wt%,Mg#较小(Mg#<45),符合典型的大陆地壳起源的花岗岩(图3)。

图3 东昆仑造山带早志留世黑云母花岗岩K2O—SiO2[18]及A/NK-A/CNK图[19]Fig.3 K2O versus SiO2 diagram[18] and A/CNK versus A/NK diagram[19]for Early Silurian biotite granites in the East Kunlun orogenic belt

在稀土元素球粒陨石标准化配分模式(图4(b))中,四个样品具有相似的配分模式,呈明显的右倾模式。∑REE=160×10-6～192×10-6,∑LREE/∑HREE为4.91～6.08,轻稀土相对富集而重稀土平坦,具有明显的Pb正异常,具有大陆地壳的特征。岩石的Nb/Ta为10.4～14.9,具有强的Eu负异常(Eu/Eu*=0.49～0.52),在微量元素原始地幔标准化蛛网(图4(a))中Rb、Th、U、Pb等大离子亲石元素相对富集,Nb、Ti、P等高场强元素相对亏损(图4)。

图4 东昆仑造山带早志留世黑云母花岗岩微量元素原始地幔标准化蛛网及稀土元素球粒陨石标准化配分模式(原始地幔和球粒陨石值来自参考文献[20] )Fig.4 Primitive mantle-normalized trace element spider diagram and chondrite-normalized rare earth elements for Early Silurian biotite granites in the East Kunlun orogenic belt(Chondrite and primitive mantle values from literature[20])

3.3 锆石Lu-Hf同位素

昆北地区早古生代花岗岩样品的锆石Lu-Hf同位素15个分析点的176Hf/177Hf的比值为0.282 359 5～0.282 382 1,变化范围不大,平均为0.001 319,锆石的年龄皆为430 Ma,年龄比较集中(图5)。εHf(t)为-11.47～-0.36(平均值为-4.48),均为负值,表明源岩来自早古生代的古老地壳物质。一阶段模式年龄(TDM1)=1 075～1 504 Ma,平均值为1 230 Ma,二阶段模式年龄(TDM2)=2 115～3 119 Ma,平均值为2 492 Ma。

图5 东昆仑造山带早志留世黑云母花岗岩锆石εHf(t)-t图及εHf(t)值统计Fig.5 Statistics of zircon εHf(t)versus U-Pb ages and histograms of εHf(t)values of zircons from the Early Silurian biotite granites in the East Kunlun orogenic belt

4.1 岩石成因

岩石的SiO2平均含量71.2wt%,N2O+K2O在7.09～7.58wt%,A/CNK<1.1,Zr含量为205×10-6～224×10-6,在地球化学上具有高硅、高钾、高碱、贫铝以及低Mg#的特征。在花岗岩判别图[21]中,大部分落在Ⅰ型向A型过渡的区域,而在Zr+Nb+Ce+Y-FeOT图解中落入未分异Ⅰ、S型区域内,据吴福元等研究,可以根据铝饱和指数作为区分未分异Ⅰ型、S型花岗岩的标准,昆北岩体的铝饱和指数小于1.1,明显不是S型花岗岩[22]。典型A型花岗岩的10 000×Ga/Al一般是大于2.6,而昆北岩体的10 000×Ga/Al在2.4～2.6范围内,同时A型花岗岩较Ⅰ型花岗岩更加富Fe,昆北岩体的FeO/MgO比值为3.31～3.46,也低于A型花岗岩的特征(FeO/MgO>10),且锆<250×10-6,同时铷、钍、铀、铅等大离子亲石元素相对富集,铌、钛、磷等高场强元素相对亏损,表明岩体具有Ⅰ型花岗岩的特征,极低的磷含量可能与磷灰石的分离结晶有关。铕具有明显的负异常,且锶含量在99.5×10-6～128×10-6,镱含量在3.50×10-6～4.78×10-6,Eu/Eu*为0.49～0.52。铕的含量主要由斜长石控制,且锶、钡存在明显的亏损,表明岩浆源区存在斜长石的残留。研究表明中酸性岩浆岩的锶、镱元素可以作为划分岩浆源区深度的有效地球化学指标,根据锶=400×10-6、镱=2×10-6为标准将花岗岩分为4类[23],即:高锶低镱(锶>400×10-6,镱<2×10-6)、低锶低镱(锶<400×10-6,镱<2×10-6)、低锶高镱(锶<400×10-6,镱>2×10-6)、高锶高镱(锶>400×10-6,镱>2×10-6)型花岗岩。昆北岩体锶(93.61～128×10-6),镱(3.50～4.48×10-6)属于低锶高镱型,表明岩浆源区压力较小,有斜长石而无石榴石,残留相可能为角闪岩相(斜长石+角闪石+辉石),且在稀土元素球粒陨石标准化图中中稀土亏损(MREE),Dy/Dy*=0.57～0.65,而角闪石中富集中稀土,表明源区可能有角闪石的残留,但是角闪石富K,在稀土元素球粒陨石标准化配分模式图,具有K的正异常,因此推断源区可能有少部分角闪石的残留。综上说明黑云母花岗岩源区为具斜长石-角闪石相的较低的压力环境。

岩体的Lu-Hf同位素显示,εHf(t)为-11.47～-0.36,15个分析点的εHf(t)均为负值,在εHf(t)分布直方图上显示出分布较为集中,表明昆北岩体的物源单一,同时岩体镁含量<45,昆北岩体中无暗色包体存在,成分均一,表明该岩石主要来自于地壳岩石的部分熔融。该区域同时期岩体中也未发现有暗色包体存在[24],表明无地幔物质的参与,所以认为昆北岩体的原始岩浆起源于早古生代古老地壳物质的部分熔融(二阶段模式年龄TDM2= 2 115～3 119 Ma,平均值为2 492 Ma)(图5)。

目前关于Ⅰ型花岗岩的成因有3种模式:①幔源的玄武质岩浆分离结晶形成Ⅰ型花岗岩;②幔源岩浆发生底侵作用,导致壳源岩浆与幔源岩浆发生混合后发生结晶分异作用形成的[25];③由壳源物质发生部分熔融作用形成的。根据Lu-Hf同位素均为负值表明源区来源单一,同时也缺乏暗色包体等直接的岩石学证据,表明未发生壳幔混合作用。试验岩石学表明镁可以指示成岩过程中有无幔源物质的参与,较低的镁含量(镁<45)表明切可里克地区的黑云母花岗岩也不可能是由幔源的玄武质岩浆经过结晶分异形成的。岩石的Nb/Ta值可以很好的反映岩浆源区的深度和演化过程,文中黑云母花岗岩的Nb/Ta为10.4～14.9,与大陆地壳的平均值(12)[26]接近,在Nb-Nb/Ta图解中,样品点落入上地壳范围内,所以该岩体更有可能是在压力较低的条件下通过下地壳物质发生部分熔融产生的(图6)。

图6 东昆仑造山带早志留世黑云母花岗岩成因类型Fig.6 Petrogenetic classification of Early Silurian biotite granites in the East Kunlun orogenic belt

4.2 构造环境及地质意义

东昆仑地区经历了复杂的构造演化阶段,范丽琨等[4]认为可以将其分为新太古代-中元古代早期结晶基底形成阶段、早古生代沟-弧-盆体系演化阶段、晚古生代-早中生代沟-弧-盆体系演化阶段以及中-新生代陆内演化阶段这4个部分,经历了完整的演化过程。

东昆仑在早寒武世就已经发生原特提斯洋的形成和扩张,中寒武世末期洋盆开始俯冲和消减并且向北沿着昆北断裂带向柴北缘分地体俯冲,昆北地区形成了一系列与俯冲相关的变质和岩浆记录。例如清水泉正片麻岩和斜长角闪岩(520 Ma)[27],指示原特提斯构造演化过程中两个独立的洋-陆俯冲到陆陆碰撞汇聚的响应。中晚奥陶世-志留纪时原特提斯洋的俯冲导致柴南缘发生岛弧型角闪岩相-麻粒岩相的变质作用,之后昆中和昆北地体发生碰撞造山,发育岛弧型和碰撞型花岗岩。对于东昆仑早古生代洋盆的闭合时间争议较多[5-9],更多的证据表明在晚奥陶洋盆已经关闭,在早志留时持续的俯冲作用昆北地体和柴南地体发生碰撞,在铷-Y+铌构造判别图解中,样品点都落入了弧后花岗岩的范围内,代表由挤压环境向拉张环境的转变,在R1-R2图中样品落入同碰撞花岗岩范围,但是研究表明同碰撞阶段主要发育S型花岗岩,且低锶高镱指示其与地壳伸展减薄有关,而同碰撞阶段地壳是增厚的,区域内同时期的岩体大多也是处于后碰撞伸展阶段,如405.2±3.6 Ma的祁漫塔格阿确墩地区二长花岗岩[28]、441±5 Ma的万宝沟黑云母二长花岗岩[29],所以推测该时期有可能属于碰撞后的伸展环境。昆北花岗岩为晚奥陶时大洋已经关闭,早志留世原特提斯洋向柴南块体发生碰撞后的拉张阶段,由于地壳伸展减薄,形成局部拉张环境,导致压力降低,引发上地壳发生部分熔融所形成的产物(图7)。

图7 东昆仑造山带早志留世黑云母花岗岩构造环境Fig.7 Determination of tectonic settings of Early Silurian biotite granites in the East Kunlun orogenic belt

1)东昆仑造山带北缘早志留世花岗岩的锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果为430±2 Ma,代表早志留世原特提斯洋闭合过程中发生俯冲碰撞的产物。

2)这些花岗岩为高价钙碱性Ⅰ型花岗岩,具有明显的Eu负异常,表明其起源于中元古代成熟地壳的黑云母脱水部分熔融。

3)黑云母花岗岩是在昆北地体和柴南地体碰撞后的伸展阶段,成熟地壳物质发生黑云母脱水部分熔融形成的。这是由于原特提斯洋向柴南块体发生碰撞后的拉张阶段,由于地壳伸展减薄,形成局部拉张环境,导致压力降低,引发上地壳发生部分熔融所形成的产物。

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