西昆仑提热艾力辉长闪长玢岩脉年代学、地球化学特征及其地质意义

汤鸿伟

(四川省核工业地质局 二八二大队,四川 德阳 618000)

西昆仑提热艾力辉长闪长玢岩脉年代学、地球化学特征及其地质意义

汤鸿伟

(四川省核工业地质局 二八二大队,四川 德阳 618000)

研究区辉长闪长玢岩脉分布于石炭系提热艾力组中,锆石U-Pb定年结果表明,岩脉的形成年龄为(218±1)Ma,为早中生代印支期岩浆作用的产物。岩石ΣREE=136×10-6～202×10-6,LREE=119×10-6～186×10-6,HREE=15×10-6～17×10-6,轻稀土元素分馏较明显,重稀土元素分馏不明显。岩石相对富集Rb、Ba、K、LREE等大离子亲石元素,亏损Nb、Ta和HREE等高场强元素。结合锆石定年结果及岩脉产出的区域地质背景,认为晚三叠世西昆仑地区已进入后碰撞阶段,辉长闪长玢岩脉是在岩石圈伸展环境下形成的产物,岩脉的锆石U-Pb年龄为其提供了时代依据。

晚三叠世;岩脉;年代学;岩石地球化学;西昆仑

西昆仑造山带位于青藏高原西北缘,是古亚洲构造域和特提斯构造域结合部位[1-2],从元古宙到新生代经历了多期复杂的构造演化过程,一直以来是研究青藏高原周缘造山带及青藏高原早期演化的重点地区。西昆仑西段位于帕米尔高原的东部,是印度洋向北扩张挤压应力最为集聚的地带之一,显生宙以来经历了强烈挤压,地层缺失严重、构造复杂,对其构造单元划分、归属及构造演化目前尚无统一的观点[3]。大约在早奥陶世晚期(485 Ma)塔里木地块开始与西昆仑地块发生碰撞,形成了鸟依塔克—库地北蛇绿岩带,并使西昆仑地块快速隆升[4];在泥盆纪—早二叠世(388—292 Ma)阶段,西昆仑西段处于大洋演化的洋壳俯冲阶段[5-6];在240 Ma时甜水海地体与南昆仑地体发生碰撞,228 Ma处于造山后的伸展背景[7];对西昆仑地层研究认为碰撞事件发生在晚二叠世—中三叠世,晚三叠世已进入后碰撞阶段;234—210 Ma属于古特提斯碰撞造山作用之后的后碰撞伸展构造环境[8];对麻扎—康西瓦断裂西段变质事件的研究认为,碰撞造山作用发生在中—晚三叠世[9]。对西昆仑造山带花岗岩研究[10]认为,该造山带存在6个大侵入旋回。

本文利用1∶5万区域地质调查资料、结合前人研究成果,以出露于提热艾力组中的辉长闪长玢岩脉为研究对象,通过岩石学、岩石地球化学和高精度同位素定年等手段,对岩石类型、岩石地球化学特征等进行了研究。通过对该岩脉的研究可对西昆仑晚三叠世构造演化、大地构造格局提供时代依据,为系统研究与西昆仑造山作用有关的构造岩浆事件提供重要资料。

1 地质背景及岩石学特征

西昆仑位于青藏高原西北缘,是中央造山带的重要组成部分[2],处在印度板块与欧亚板块的结合部位,是探测和揭示青藏高原北部造山过程的理想地带[11]。从北到南主要可以划分为北昆仑地体、南昆仑地体和甜水海地块,相互以库地—其曼于特蛇绿构造混杂带和麻扎—康西瓦蛇绿构造混杂带为界[3,12-14]。西昆仑造山带显生宙以来总体上经历了原特提斯和古特提斯两个演化阶段[13-14],与之伴随发育有大量与俯冲消减、拼合碰撞和伸展拉张相关的火山岩和侵入岩,为揭示西昆仑造山带构造演化历史提供了重要的地质信息。麻扎—康西瓦结合带处于西昆仑和喀喇昆仑中段,秦祁昆造山系与巴颜喀喇北羌塘三江造山系之间,麻扎—康西瓦结合带是西昆仑一条重要的构造。

研究区位于麻扎构造混杂岩带以北,岩脉主要分布于石炭系提热艾力组中(图1),主体呈北西—南东走向,与区域构造线方向基本一致,长度0.5～2 km,宽5～10 m,脉体呈弯曲状斜交地层,脉岩边部角岩化强烈,岩性为辉长闪长玢岩。岩石特征如下。

辉长闪长玢岩:新鲜面呈灰色、深灰色,斑状结构,基质微细粒半自形粒状结构(图2),块状构造。岩石由斑晶(5%～10%)和基质(90%～95%)两部分组成。斑晶主要为斜长石和角闪石,杂乱分布,粒度0.5～2 mm;斜长石呈半自形板状,高岭土化、黝帘石化明显;角闪石呈半自形柱粒状,次闪石化明显,部分黝帘石化。基质由斜长石(60%)、石英(<5%)、角闪石(10%)和黑云母(20%)组成;斜长石呈半自形板状,杂乱分布,粒度0.05～0.5 mm,绢云母化、黝帘石化明显,部分可见环带;石英呈他形粒状、填隙状分布,粒度0.05～0.5 mm,粒内轻波状消光;角闪石呈半自形柱粒状,黄褐色,粒度0.05～0.5 mm,部分被次闪石、绿泥石及少量碳酸盐交代,杂乱分布;黑云母呈片状,棕色,片径0.05～0.6 mm,部分被绿泥石及少量碳酸盐等交代,杂乱分布。副矿物主要为磷灰石、锆石。

图1 研究区地质简图Fig.1 Geological sketch map of study area1.温泉沟群;2.提热艾力组;3.莎里塔什组;4.杨叶组;5.塔尔尕组;6.石英闪长岩;7.花岗岩;8.黑云母花岗岩;9.黑云母二长花岗岩;10.二长花岗岩;11.麻扎构造混杂岩;12.年龄样。

图2 辉长闪长玢岩脉显微镜照片Fig.2 Microphotographs of the typical textures of the gabbroic dioritic porphyrite dyke Pl.斜长石;Bi.黑云母;Am.角闪石。

2 样品及分析方法

主量元素、微量元素和稀土元素分析在西南冶金地质测试中心完成。主量元素利用Axios荧光仪采取X荧光法完成,分析精度优于1%～5%。微量元素和稀土元素利用ICP-MS测定,详细的测试方法和分析流程参见Liu et al.[15]的文章。

锆石分选在河北廊坊区调所实验室完成。岩样首先经过机械破碎,后经淘洗,经过常规浮选和电磁选方法进行分选,然后在双目镜下进行精心挑选,挑选出晶型和透明度较好、无包体、无裂痕的锆石颗粒,每个样品分选出的锆石颗粒为500至数千颗粒不等。接着将这些具有典型代表的锆石颗粒在无色透明的环氧树脂浇灌固定。在固定于样品靶上的锆石颗粒中选取测试点时,分别进行了透射光、反射光和阴极发光(CL)照相。通过对阴极发光图像分析,对比显微镜下锆石照片选定锆石测试点位,同时避开锆石内部裂隙和包裹体等的干扰,以便获得准确的年龄值。

锆石测年在中国地质科学院矿产资源研究所LA-MC-ICP-MS实验室完成,锆石定年分析所采用的仪器为Finnigan Neptune 型MC-ICP-MS及与之相配套的Newwave UP 213激光剥蚀系统。激光剥蚀所用的斑束直径为25 μm,频率为10 Hz,能量密度约为2.5 J/cm2,其中以He为载气。信号较小的206Pb、207Pb、204Pb(+204Hg)、202Hg用离子计数器接收,208Pb、232Th、238U信号用法拉第杯接收,实现了全部目标同位素信号的同时接收,并且不同质量数的峰基本都是平坦的,进而可以获得高精度的数据,锆石颗粒的207Pb/206Pb、206Pb/238U、207Pb/235U的测试精度均为2%左右,LA-MC-ICP-MS激光剥蚀采样采用单点剥蚀的方法,数据在分析前用GJ-1调试仪器,以便达到最佳状态。锆石U-Pb定年锆石以GJ-1为外标,U、Th含量以锆石M12为外标进行校正。测试过程中在每测定10个样品前后重复测定两个锆石GJ-1对样品进行校正,并同时测量一个锆石样品Plesovice,观察仪器的状态以便保证测试的精度。样品的同位素比值及元素含量数据处理采用ICPMSDataCal 4.3程序完成,年龄计算及谐和图的绘制采用Isoplot(ver.3.0)完成(Ludwig 2003)。对207Pb/206Pb≥1 000 Ma的样品,由于含有大量放射成因Pb,在计算时剔除。但对<1 000 Ma的样品,采用更为可靠的206Pb/238U表面年龄。详细实验测试过程可参考候可军等[16]。

3 分析结果

3.1 LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb测试结果

样品锆石呈无色、淡黄色,透明—半透明,自形程度较高,多数为粒状,部分为短柱状,长50～150 μm、宽50～100 μm,阴极发光(CL)图像(图3)上可以看出,锆石具有清晰的内部结构和典型岩浆成因的震荡环带[17-18]。从各锆石微区同位素数据(表1)可见,锆石的Th和U含量变化均较大(Th含量为104×10-6～865×10-6,U含量为203×10-6～1 129×10-6),Th/U比值为0.51～1.12,平均值为0.78;锆石中的Th/U比值可以指示锆石的成因,岩浆锆石的Th/U比值一般>0.5,而变质老锆石的Th/U比值一般<0.1[18]。表明所选锆石为岩浆成因锆石,U-Pb定年结果可代表岩浆结晶年龄。样品共进行了20个点的年龄测定,其中有效点14个,获得的206Pb/238U年龄值在216—219.6 Ma之间,且均落在谐和线上(图4),说明216—219.6 Ma代表岩浆结晶时间,14个点的206Pb/238U加权平均年龄为(218±1)Ma(MSWD=1.5)。

图3 锆石U-Pb年龄阴极发光图像Fig.3 Zircon U-Pb age cathodoluminescence (CL) images of dyke

图4 锆石U-Pb年龄直方图(左)和谐和图(右)Fig.4 Histogram(left)and concordia plot(right) of zircon U-Pb age

3.2 主量、微量、稀土元素测试结果

岩石主量元素含量及各参数值见表2,SiO2含量(51.18%～55.91%),TiO2(0.72%～1.05%),Al2O3(15.96%～16.15%),Fe2O3(1.58%～1.61%),FeO(4.84%～6.17%),MgO(3.96%～4.64%),MnO(0.12%～0.14%),CaO(6.73%～6.84%),Na2O(2.82%～3.09%),K2O(2.15%～2.18%),P2O5(0.17%～0.33%)。在K2O-SiO2图解中(图5),样品落在高钾钙碱性系列区域。岩石属于高钾钙碱性系列。

表1 锆石LA-ICP-MS U-Pb分析结果Table 1 Zircon U-Pb analyzed data from LA-ICP-MS

图5 岩脉K2O-SiO2图解Fig.5 K2O -SiO2 diagram of the dyke

3.3 微量、稀土元素测试结果

岩石微量元素含量见表2。Rb=87×10-6～90×

10-6,Sr=357×10-6～537×10-6,Ba=418×10-6～674×10-6,Nb=12×10-6～15×10-6,Ta=0.77×10-6～0.92×10-6,Zr=139×10-6～201×10-6,Hf=3×10-6～5×10-6。微量元素原始地幔标准化蛛网图中(图6),大离子亲石元素(LILE)Rb、Ba、K等富集,高场强元素(HFSE)Nb、Ta等强烈亏损。

岩石稀土元素分析结果见表2。稀土元素总量变化范围较大,ΣREE=136×10-6～202×10-6,稀土总量值较低,LREE=119×10-6～186×10-6,HREE=15×10-6～17×10-6,LREE/HREE=7.36～11.95,LREE较为富集;(La/Yb)N介于9.56～15.41之间,轻稀土元素分馏较明显,重稀土元素分馏不明显。δCe=0.89～1.44,无明显异常特征;δEu介于0.95～0.97之间,在稀土元素配分模式图上(图7),曲线呈右倾斜型式,Eu无明显异常。

图6 微量元素比值蛛网图 (原始地幔标准化值据Sun and McDonough,1989)Fig.6 The spider diagram of trace element ratio

图7 稀土配分模式图 (球粒陨石标准化值据Sun and McDonough,1989)Fig.7 Chondrite-normalized rare earth element pattern表2 主量元素(wt%)、稀土和微量元素(×10-6)分析结果Table 2 Analysed results of whole-rock major elements (wt%),REE and trace element (×10-6 ) of the dyke

编号岩性SiO2TiO2Al2O3Fe2O3FeOMnOMgOCaONa2OK2OP2O5D118νδμ52.181.0516.511.586.170.143.966.842.822.180.33D121νδμ55.910.7215.961.614.840.124.646.733.092.150.17编号岩性LossTotalRbSrBaThUNbTaZrHfD118νδμ5.7493.7587.40537.30673.733.850.8814.760.92200.595.26D121νδμ3.6395.9489.63357.40418.497.101.9211.580.77138.923.82编号岩性LaCePrNdSmEuGdTbDyHoErD118νδμ35.0796.096.6439.446.902.146.350.604.080.512.08D121νδμ28.8348.225.2130.025.501.715.360.594.510.622.54编号岩性TmYbLuYΣREELREEHREELREE/HREELaN/YbNδEuδCeD118νδμ0.171.630.1617.86201.88186.2815.6011.9515.410.971.44D121νδμ0.232.160.2322.22135.72119.4816.247.369.560.950.89

4 讨论

4.1 年代学意义

研究区内辉长闪长玢岩岩脉位于石炭纪地层,1∶25万麻扎幅区调在该期侵入岩中获得锆石U-Pb年龄值为228.9 Ma和223.6 Ma。本次采用锆石U-Pb定年获得了较好的结果,其中14个测点给出的206Pb/238U年龄值在216—219.6 Ma,平均年龄为(218±1)Ma。这些测点大都选择在具有岩浆结晶环带锆石的幔部或边部,可代表锆石的形成年龄,及辉长闪长玢岩脉的成岩年龄,因此认为辉长闪长玢岩脉的时代为晚三叠世。

4.2 构造环境及地质意义

区域上晚三叠世花岗岩分布于麻扎—康西瓦结合带以北,前人研究显示麻扎—康西瓦结合带所代表的大洋在震旦纪就已经存在,中奥陶世开始俯冲消减,早志留世两侧陆块碰撞造山,早石炭世沿该带古特提斯洋开始扩张形成,中二叠世进入消减阶段,早三叠世开始碰撞造山[19]。在赛力亚克达坂群中采集到了早三叠世孢粉化石组合,从而将麻扎—康西瓦结合带演化结束的时间均确定在了早三叠世。对麻扎构造混杂岩内弧杂岩时代的研究,将西昆仑古特提斯洋俯冲、消减的时间提前到早石炭世,说明古特提斯洋在早石炭世以前已存在;对赛力亚克达坂群(磨拉石沉积盖层)时代的研究,将构造带活动上限定格在早—中三叠世[20]。在240 Ma时甜水海地体与南昆仑地体发生碰撞,含石榴子石片麻状花岗岩是甜水海地体与西昆仑南带晚古生代岛弧沿麻扎—康西瓦缝合带碰撞峰期的产物,228 Ma块状含角闪石花岗岩可能形成于造山后的伸展背景。对中三叠世安尼西期和晚三叠世卡尼期花岗岩及暗色微粒包体研究表明,西昆仑地体和甜水海地体之间的古特提斯洋盆最终闭合发生在中三叠世安尼西期(243 Ma),而到了晚三叠世卡尼期(234—227 Ma)已进入碰撞后阶段[21]。对慕士塔格岩体研究认为,其应是从挤压的主碰撞期向伸展后碰撞期转换的产物[22-23],表明古特提斯主碰撞作用发生在中三叠世晚期之前,之后开始进入古特提斯后碰撞阶段[22]。234—210 Ma花岗质岩体主要分布于北昆仑地体和甜水海地块结合部位,整体具有I-A型花岗岩演化的特征,该地区A型花岗岩形成于造山晚期相对拉张环境。对研究区内阿卡阿孜山岩体研究表明,该岩体冷却速率相当快,反映一种碰撞后抬升的环境[14]。地层方面,西昆仑地区整体明显缺失晚二叠世—中三叠世沉积记录,且晚二叠世之前以海相沉积为主,而中三叠世之后全部转变为陆相沉积,可能标志其主碰撞作用的结束,表明主碰撞造山向后碰撞作用转换期应在中三叠世和晚三叠世之间。

图8 Zr/Y-Zr判别图Fig.8 Zr/Y-Zr discrimination diagram

研究区晚三叠纪应为古特提斯后碰撞造山阶段伸展构造环境。在西昆仑造山带岩浆演化史中,海西晚期—燕山期早期是岩浆活动的高峰期,但在230—250 Ma之间缺乏岩浆活动的年代学证据,可能与碰撞造山过程中强烈的挤压应力下不利于岩浆上侵有关[24],而当构造应力转化为后碰撞伸展时形成了有利于岩石熔融和岩浆活动的减压环境。在Zr/Y-Zr构造环境判别图中,样品投影于板内玄武岩(WPB)范围内及附近(图8),显示具板内玄武岩的岩石地球化学特征,岩脉可能形成于板内拉张背景下。综上所述,晚三叠世西昆仑处于伸展环境,辉长闪长玢岩脉可能是在该作用下形成的,(218±1)Ma为晚三叠世西昆仑造山带后碰撞伸展环境提供了时代依据。

5 结论

(1) 锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果表明,辉长闪长玢岩脉年龄为(218±1)Ma,时代为晚三叠世。

(2) 结合锆石定年结果及岩脉产出的区域地质背景认为,晚三叠世西昆仑地区已进入后碰撞阶段,辉长闪长玢岩脉是在岩石圈伸展环境下形成的产物。辉长闪长玢岩脉的锆石U-Pb年龄为其提供了时代依据。

[1] 任纪舜,王作勋,陈炳蔚,等.从全球看中国大地构造(中国及邻区大地构造图)[M].北京:地质出版社,1999.

[2] 姜春发,王宗起,李锦轶,等.中央造山带开合构造[M].北京:地质出版社,2000.

[3] 李荣社,计文化,杨永成,等.昆仑山及邻区地质[M].北京:地质出版社,2008.

[4] 姜耀辉,苗行健,贺菊瑞,等.西昆仑山加里东期花岗岩类构造的类型及其大地构造意义[J].岩石学报,1999,15(1):105-115.

[5] 姜耀辉,周询若.西昆仑造山带花岗岩岩石学及构造岩浆动力学[J].现代地质,1999,13(4):378-379.

[6] Jiang YH,Liao SY,Yang WZ,et al..An island arc origin of plagiogranites at Oytag,western Kunlun orogen,northwest China:SHRIMP zircon U-Pb chronology,elemental and Sr-Nd-Hf Isotopic geochemistry and Paleozoic tectonic implications[J].Lithos,2008,106(3):323-335.

[7] 张传林,于海锋,王爱国,等.西昆仑西段三叠纪两类花岗岩年龄测定及其构造意义[J].地质学报,2005,79(5):645-652.

[8] 康磊,校培喜,高晓峰,等.西昆仑西段晚古生代—中生代花岗质岩浆作用及构造演化过程[J].中国地质,2015,42(3):533-552.

[9] Yang Wenqiang,Liu Liang,Cao Yuting,et al..Gechronological evidence of Indosinian(high-pressure)metamorphic event and its tectonic significance in Taxkorgan area of the Western Kunlun Mountains,NW

China[J].Science China Earth Sciences,2010,53(10):1445-1459.

[10] 姜耀辉,丙行健,郭坤一,等.西昆仑造山带花岗岩形成的构造环境[J].地球学报,2000,21(1):23-25.

[11] 丁道桂,王道轩,刘伟新,等.西昆仑造山带与盆地[M].北京:地质出版社,1996.

[12] 潘裕生.西昆仑山构造特征与演化[J].地质科学,1990(3):224-232.

[13] Mattern F and Schneider W.Suturing of the Proto-and Paleo-Tethys oceans in the western Kunlun(Xinjiang,China)[J].Journal of Asian Earth Sciences,2000,18(6):637-650.

[14] 袁超,孙敏,周辉,等.西昆仑阿卡阿孜山岩体的年代、源区和构造意义[J].新疆地质,2003,21(1):37-45.

[15] Liu YS,Hu ZC,Gao S,et al..In situ analysis of major and trace elements of anhydrous minerals by LA-ICP-MS without applying an internal standard[J].Chemical Geology,2008,100(4):34-43.

[16] 候可军,李延河,田有荣.LA-MC-ICP-MS锆石微区原位U-Pb定年技术[J].矿床地质,2009,28(4):481-492.

[17] 吴元保,郑永飞.锆石成因矿物学研究及其对U-Pb年龄解释的制约[J].科学通报,2004,49(16):1589-1604.

[18] Hoskin and Black LP.Metamorphic zircon formation by solid-state recrystallization of protolith igneous zircon[J].Journal of Metamorphic Geology,2000,18(4):423-439.

[19] 李博秦.从地层角度探讨西昆仑麻扎—康西瓦—苏巴什结合带的演化过程[D].北京:中国地质科学院,2007.

[20] 李博秦,计文化,边小卫,等.西昆仑麻扎构造混杂岩的组成及其地质意义[J].现代地质,2007,21(1):78-86.

[21] 刘铮.西昆仑造山带早中生代花岗岩成因与古特提斯构造演化[D].南京:南京大学,2015.

[22] 康磊,校培喜,高晓峰,等.西昆仑慕士塔格岩体的LAICPMS锆石U-Pb定年:对古特提斯碰撞时限的制约[J].地质论评,2012,58(4):763-774.

[23] 康磊,校培喜,高晓峰,等.西昆仑慕士塔格岩体的岩石地球化学特征、岩石成因及其构造意义[J].地质通报,2012,31(12):2001-2014.

[24] 吴福元,李献华,杨进辉,等.花岗岩成因研究的若干问题[J].岩石学报,2007,23(6):1217-1238.

(责任编辑：于继红)

Geochronology,Geochemistry Characteristics and Geological Implication of theGabbroic Dioritic Porphyrite Dyke from Tireaili Area,Western Kunlun

TANG Hongwei

(282BrigadeofSichuanNuclearGeologyBureau,Deyang,Sichuan618000)

The gabbroic dioritic porphyrite dyke is distributed in Tireaili Group of Carboniferous.The zircon U-Pb dating results indicate that the formation age of dyke is 218±1 Ma,which is the outcome of magmatism in Early Mesozoic Indosinian. Its ΣREE=136×10-6～202×10-6,LREE=119×10-6～186×10-6,HREE=15×10-6～17×10-6,the light rare earth elements fractionate obviously,while the heavy rare earth elements contrarily. Rb,Ba,K,LREE and other large ion lithophile element are rich in the rock,Nb,Ta,HREE and other high field-strength elements are depleted. According to the zircon dating results and local geological setting,Western Kunlun has entered to post-collision setting in late Triassic epoch. And the gabbroic dioritic porphyrite dyke is the outcome under the lithosphere extension environment,whose U-Pb dating age supplies the time- criterion for it.

Late Triassic; dyke; geochronology; lithogeochemistry; western Kunlun

2016-12-05;改回日期:2016-12-23

汤鸿伟(1984-),男,工程师,硕士,矿产普查与勘探专业,从事地质调查与矿产勘查工作。E-mail:281311451@qq.com

P597

A

1671-1211(2017)03-0237-06

10.16536/j.cnki.issn.1671-1211.2017.03.001

数字出版网址:http://www.cnki.net/kcms/detail/42.1736.X.20170516.1432.016.html 数字出版日期:2017-05-16 14:32