新疆库鲁克塔格西段辉长岩脉年代学、 岩石地球化学特征及构造意义

郭瑞清，秦切，邹明煜，梁文博

(1. 新疆大学地质与矿业工程学院，新疆 乌鲁木齐 830047；2.中国地质科学院地质研究所，北京 100037)

南天山造山带位于中亚造山带西南缘，介于塔里木陆块中天山微陆块之间，是中亚造山带重要的构造单元之一。库鲁克塔格地块位于塔里木克拉通与南天山构造带的结合部位，其对研究南天山洋的及塔里木大陆边缘的地质演化具有重大意义。

多年来，已有众多学者从不同角度对南天山造山带进行了研究，但在南天山洋壳的俯冲方式等关键问题上依然存在较大争议。HAN B F等(2011)、周鼎武等(2004)基于南天山造山带北缘的高压-超高压榴辉岩的研究，提出南天山洋向北俯冲到中天山地块之下的观点，并认为志留纪—晚石炭世塔里木克拉通北缘是一个长期的被动大陆边缘。WANG B等(2011)根据南天山增生杂岩体中存在的北向韧性变形构造，提出南天山洋向塔里木克拉通发生南向俯冲的模式，认为塔里木北缘是一个活动陆缘，后来也有多位学者基于对塔里木北缘中酸性侵入岩的研究印证了这一俯冲模式(郭瑞清等,2013a,2013b；贾晓亮等，2013；尼加提·阿布都逊等，2013；张斌等，2014；GE R F,et al.,2014a；QIN Q,et al.,2016)。这样，问题的焦点就在于南天山洋壳是否向塔里木陆块下俯冲。

针对上述问题，笔者报道位于库鲁克塔格地块西段的辉长岩脉，对辉长岩脉的成因和构造环境研究有助于识别南天山洋的俯冲极性。同时，探讨了南天山的地质演化状况。

1 区域地质概况

研究区位于中亚造山带西南缘(图1a)，南天山造山带和塔里木北缘库鲁克塔格地块结合处(图1b、图1c)。

南天山造山带南北分别为南天山山前断裂和中天山南缘断裂所限，南天山造山带以哈尔克山主峰-库勒湖-铁力买提达坂-开都河断裂为界分南北2个分区(图1b)。

南部分区主体上位于由哈尔克山南坡和霍拉山，出露地层有上奥陶统、志留系、泥盆系及下石炭统，岩性从以碳酸盐岩为主夹碎屑岩过渡到碎屑岩为主。该区出露2条蛇绿岩带，时代为志留纪晚期至泥盆纪早期(龙灵利等，2006；马中平等，2007)。该区南部发育花岗岩质侵入岩，呈东西向带状分布，向东延伸到库鲁克塔格地块内北缘，时代为奥陶纪至石炭纪，以晚志留世至早—中泥盆世最为发育(郭瑞清等，2013b；贾晓亮等，2013)。

北部分区主体位于哈尔克山北坡和额尔宾山，出露地层主要为上志留统至石炭系，岩性主要为陆源碎屑岩和碳酸盐岩，局部地区有火山岩分布。中酸性侵入岩主要出露在额尔宾山东部，时代为晚古生代(朱志新等，2008a)。北部沿中天山南缘断裂分布长阿吾子-古洛沟-吾瓦门-库米什蛇绿混杂岩带，其年龄主要集中于600～358 Ma(高俊等，2000；黄岗等，2011)，被认为是古生代南天山洋盆消减-闭合后的残迹；哈尔克山北缘等地发育高压-超高压变质岩事件，其变质年龄集中在415～390 Ma和370～345 Ma两个年龄段之间，与南天山洋壳北向俯冲于中天山下有关(周鼎武等，2004)。

库鲁克塔格是塔里木陆块古老基地的4个出露区之一，前寒武纪地质体广泛出露，最古老的岩石为新太古代TTG岩套(LONG X P, et al.,2011; SHU L S,et al.,2011)，主要出露在辛格尔以南(托格拉克布拉克杂岩)和且干布拉克一带，库尔勒以北也有零星出露；不整合TTG岩套之上为变质表壳岩，区域上被命名为兴地塔格岩群，岩性组合为泥质岩、长英质砂岩及碳酸盐岩的高角闪岩-麻粒岩相变质岩，具有孔兹岩系组合特征；弱变质和浅变形的新元古代海相沉积岩出露在研究区的南部(LU S N,et al.,2008)。库鲁克塔格地区新太古宙之后的岩浆事件有多期：古元古代晚期花岗岩类(大约为1.94～1.93 Ga)，新元古代早期花岗岩类(大约为1.05 Ga和0.93 Ga)，大量出露的新元古代中期花岗岩类(大约为830～735 Ma 和660～630 Ma)，且干布拉克基性-超基性-碳酸岩杂岩体(大约为800 Ma)，和基性岩墙群(大约为820 Ma、780～770 Ma和660～630 Ma)(GE R F,et al.,2014a;ZHANG C L,et al.,2012; GE R F,et al.,2014b)，以及近些年来发现塔里木北缘晚奥陶世到中泥盆世中酸性侵入岩和火山岩(郭瑞清等,2013a,2013b；贾晓亮等，2013；尼加提·阿布都逊等，2013；GE R F,et al.,2014a；LIN W,et al.,2013；QIN Q,et al.,2016)。

a.亚洲大陆构造图；b.南天山地质简图；c.库鲁克塔格地区地质图(据1∶20万库尔勒幅编绘)图1 库鲁克塔格地区地质略图Fig.1 Geological sketch map of Quruqtagh domain

2 岩体地质及岩相学特征

岩脉位于库鲁克塔格西段，侵入到古元古代兴地塔格群，兴地塔格群主要由黑云(角闪)斜长片麻岩组成，夹有透镜状及薄-厚层状大理岩及极薄层状透辉斜长角闪岩(图2a)；岩脉走向为148°，产状近直立，主要脉体有3条，长数百米至数千米，宽数米至十余米不等，最宽可达数十米。

岩脉岩性为中细粒辉长岩，风化面呈灰黑色，局部为绿灰色，新鲜面为灰黑色。中细粒辉长结构，块状构造(图2b、图2c)，主要矿物组成为斜长石、单斜辉石、角闪石、黑云母；斜长石含量为45%～50%，近半自形板状，大小一般为1～2 mm，分布均匀，无定向，内可见聚片双晶、卡钠复合双晶、肖钠双晶，被绢云母和黝帘石交代，斜长石牌号为55；单斜辉石含量为40%～45%，近半自形柱状，大小一般为0.5～1 mm，稍具定向性，局部被角闪石、黑云母交代，呈孤岛状残留；角闪石含量为10%，半自形柱状，大小一般为1～2 mm，略定向分布，常交代单斜辉石；黑云母为1%～2%，片状，片直径为1～2 mm，星散状分布，常交代单斜辉石，部分被绿泥石交代，呈其假象产出；副矿物有磁铁矿、锆石、磷灰石(图2d)。

a.研究区遥感影像图；b.辉长岩脉侵入兴地塔格群野外照片；c.辉长岩脉手标本照片；d.辉长岩脉显微照片(正交偏光); Pl.斜长石；Cpx.单斜辉石；Hbl.普通角闪石图2 辉长岩脉野外与镜下显微照片(正交偏光)Fig.2 Field photographs and photomicrographs of gabbro from Wusitenggaole River

3 样品采集及测试分析

本次研究采集辉长岩脉锆石U-Pb定年样品1件(编号TKD34-1)，岩石地球化学样品4件(编号TKD34-1/1—TKD34-1/4)。

岩石地球化学样品分析由广州澳实矿物实验室完成。采用如下实验过程完成，将粉末状试样煅烧后加入Li2B4O7-LiBO2助熔物，充分混和后置于自动熔炼仪中，加热至1 000 ℃以上使之熔融，将熔融物倒出形成扁平玻璃片，用X荧光光谱仪分析主量元素；另将粉末状试样加入到LiBO2熔剂中，混合均匀，在1 000 ℃ 以上的熔炉中使之熔融，熔液冷却后，用硝酸定容，再用等离子体质谱仪分析微量和稀土元素，分析精度优于10%。

定年样品锆石分选和制靶照相工作分别在廊坊地源矿物测试分选公司和北京锆年领航科技有限公司完成。将所采新鲜样品粉碎至80目，再利用淘洗的方法进行重力分选以获得重矿物，经磁选去除磁性矿物后，在双目镜下挑选晶形完整、透明度较好、无裂隙和无包裹体的锆石颗粒；将锆石颗粒于环氧树脂内，固化后研磨至锆石核心露出，抛光和清洗制成样品靶，然后进行阴极发光(CL)照相。

LA-ICP-MS锆石 U-Pb定年分析在南京大学内生金属矿床机制研究国家重点实验室完成。分析仪器由New Wave 213 nm的激光剥烛系统和Agilent 7500s等离子质谱仪(ICP-MS)组成。分析中使用的激光斑束直径约为35 μm，剥烛频率为5 Hz，能量为10～20 J/cm2，详细的仪器设置的分析流程见JACKSON et al. (2004)；质量歧视校正和同位素分谐校正采用标样GJ-1，206Pb/238U年龄为601 Ma；仪器的稳定性和结果的可重复性监控采用Mud Tank标准锆石，穿插在样品分析之前。本次分析研宄过程中给出的Mud Tank锆石的加权平均206Pb/238U年龄为(728.1 ±2.3)Ma(2σ，MSWD=1.4，n=168)，与前人在其他实验室获得的分析结果一致(JACKSON S E,et al.,2004)；原始数据处理和U-Pb年龄计算使用GLITTER 4.4软件。Th-U含量计算是根据扣除背景后的232Th和238U的计数值与同一个分析序列中标样GJ-1的比值，GJ-1的平均Th、U含量分别为8×10-6和 330×10-6(JACKSON S E,et al.,2004)。普通铅校正用的是 EXCEL 宏程序 ComPbCorr#3 15G(ANDERSEN T,2002)。

3.1 锆石LA-ICP-MS U-Pb定年

TKD34.1辉长岩脉中锆石为不规则中短柱状，颗粒长径在80～180 μm ；阴极发光(CL)图像上显示(图3a)锆石色调明亮，晶型完整，发育连续环带且呈板状环带清晰；Th、U含量分别为970×10-6～3 744×10-6和608×10-6～1 732×10-6，Th/U值为1.60～2.16。综合上述几个方面的特征判断，所测锆石为岩浆成因(KOSCHEK G,1993)。

对辉长岩脉样品中锆石进行10个点的U-Pb同位素比值测定，测得的同位素比值及计算所得的年龄数据见表1，单点年龄绝对误差为1σ，206Pb/238U表面年龄为400～424 Ma；206Pb/238U-207Pb/235U年龄谐和图上(图3)显示， 大部分点都落在谐和线上或附近；测定的加权平均年龄为(411±5)Ma(MSWD =1.2，n=10，置信度95%)。结合锆石成因，认为该年龄为辉长岩脉成岩年龄，属早泥盆世。

图3 (a)辉长岩脉锆石的阴极发光(CL)图像及(b)锆石206Pb/238U-207Pb/235U年龄谐和图Fig.3 (a)CL image of zircons from the gabbro dike; (b)The 206Pb/238U-207Pb/235U Concordia diagrams of gabbro dike

测点号含量(10-6)ThUTh/U同 位 素 比 值207Pb/206Pb1σ207Pb/235U1σ206Pb/238U1σ年 龄(Ma)207Pb/206Pb1σ207Pb/235U1σ206Pb/238U1σ11 0346081.70.058 630.001 070.527 200.010 830.065 230.001 01553414307407621 3316382.090.054 980.000 980.494 870.010 090.065 280.001 02411414087408632 1081 1241.870.055 160.001 030.501 740.010 490.065 970.001 03419434137412643 7441 7322.160.055 380.000 910.502 500.009 610.065 810.001 01428374136411651 1746121.920.057 700.001 290.508 850.012 180.063 940.001 02518504188400669706081.60.054 760.001 270.493 080.012 130.065 290.001 04402534078408672 7831 6821.650.054 350.000 940.503 680.010 100.067 210.001 06386404147419682 9261 4282.050.055 270.000 970.502 120.010 050.065 890.001 02423404137411691 8771 1451.640.054 560.001 110.498 380.011 120.066 250.001 053944741184146102 1181 3401.580.055 320.000 920.518 920.010 120.068 030.001 074253842474246

3.2 主量元素特征

辉长岩脉的主量元素分析数据见表2， SiO2含量为48.60%～50.61%，全碱( Na2O+K2O)含量为3.42%～4.94%，在全碱-硅(TAS)分类图解中(图4a)，所有样品均落入辉长岩区，MgO含量为5.51%～7.96%，Fe2O3含量为10.61%～11.99%，Mg#值均大于40，介于51～59，MnO含量为0.18%～0.20%，P2O5含量为0.18%～0.32%，TiO2含量为1.42%～1.76%，K2O含量为0.62%～1.04%，在SiO2-K2O图解中，样品主要分布在钙碱性系列区域(图4b)。

1.本次实验数据；2.数据引自ZHAO,et al.,2015；3.数据引自GE,et al.,2012,2014；4.数据引自郭瑞清等，2013a,2013b； 5.数据引自HUANG,et al.,2013；6.数据引自LIN,et al.,2013；7.数据引自QIN,et al.,2016)图4 辉长岩脉TAS图解和SiO2-K2O图解Fig.4 TAS diagrams for gabbro dike and SiO2-K2O diagrams

3.3 稀土和微量元素特征

辉长岩脉稀土和微量元素分析数据见表2。样品稀土总量较高(∑REE=98.03×10-6～137.75×10-6)，稀土元素球粒陨石标准化配分模式图显示呈右倾型(图 5a)，轻稀土元素(LREE)相对富集、重稀土元素(HREE)比较平坦，弱Eu负异常(δEu=0.94～1.04)；微量元素原始地幔标准化图解上(图 5b)，大离子亲石元素(LILE)K、Rb相对富集，高场强元素(HFSE)Nb、Ta、P、Ti相对亏损。

1.本次实验数据；2.对比数据(QIN,et al.,2016)图5 (a)辉长岩脉稀土元素球粒陨石标准化配分模式图及(b)微量元素原始地幔标准化蛛网图(标准化数据引自 SUN et al.，1989)Fig.5 (a)Chondrite-normalized rare earth element pattern and (b)primitive mantle(PM)-normalized trace-element diagram

SAMPLETKD34-1/1TKD34-1/2TKD34-1/3TKD34-1/4SiO248.6050.6149.5949.98TiO21.761.631.521.42Al2O315.7215.7515.3413.97Fe2O3T11.9910.6111.1011.16MnO0.200.180.190.20MgO6.825.516.567.96CaO9.358.389.3710.17Na2O3.253.903.452.80K2O0.731.040.810.62P2O50.230.320.250.18LOI1.261.941.411.21Total99.9699.9899.6699.72Mg#53515459Sc34.1031.2036.5047.10V243.0203.0244.0280.0Cr60.040.060.060.0Co40.2028.9037.1039.40Ni43.8017.5030.4054.50Rb23.0031.3024.4017.90Ba310.00591.00409.00278.00Th2.333.462.702.18U0.620.800.670.64Nb8.1011.108.706.70Ta0.510.650.480.39La14.6022.5017.0013.40Ce31.8047.7036.7031.70Pb7.109.7010.1014.80Pr4.416.414.994.61Sr296.0351.0328.0314.0Nd19.126.720.319.9Zr137.0225.0193.093.0Hf3.805.704.602.80Sm4.816.305.005.27Eu1.762.071.841.84K77 619 69 566 77 785 84 426 Ti4 376 6 234 4 855 3 716 P5 498 8 466 6 153 5 280 Gd5.887.075.776.03Tb0.941.140.940.97

续表2

SAMPLETKD34-1/1TKD34-1/2TKD34-1/3TKD34-1/4Dy5.756.856.526.42Y32.1039.5035.6035.50Ho1.181.391.311.33Er3.594.433.763.81Tm0.510.620.540.55Yb3.223.963.383.25Lu0.480.610.490.47ΣREE98.03137.75108.5499.55LREE76.48111.6885.8376.72HREE21.5526.0722.7122.83La/YbN3.254.083.612.96δEu1.010.941.040.99δCe0.960.960.970.99

4 讨论

4.1 辉长岩成因及岩浆演化

辉长岩脉相对富集大离子亲石元素(LILE)和轻稀土元素(LREE)，亏损Nb、Ta和Ti等高场强元素(HFSE)及P，显示有壳源组分加入的特征。已有研究表明，岛弧火山岩(SUN S et al.,1989)、地壳物质的混染(MA C et al.,1998)和地幔源区熔体或流体交代富集(HAWKESWORTH C J et al.,1993)都可能导致这一特征的出现。

玄武质岩是否受地壳混染以及混染程度的判别常使用微量元素比值加以判断。本次研究工作中辉长岩Nb/Ta值为15.88～18.13，Zr/Hf值为33.21～41.96，分别与原始地幔Nb/Ta值(17.5± 2.0)和Zr/Hf值(36.27)一致，并且显著高于大陆地壳的比值(RUDNICK R L et al.,2003)； La/Sm<4.5(LASSITER J et al.,1997)、(Th/NbN≫1(SAUNDERS A et al.,1992)和Nb/La<1(KIEFFER B et al.,2004)也常做为判断地壳混染作用发生的依据。辉长岩La/Sm为2.54～3.57，(Th/Nb)N为2.41～2.61，Nb/La为0.49～0.55，指示地壳的混染作用不显著;大陆地壳具有高Th和低Nb的特征，地壳混染的影响会导致后期岩浆Nb和Th的负相关。在Nb/Y - Th/Y图解中(图6a)，辉长岩样品呈现出Nb/Th的正相关性，在Nb/La - Nb/Th
图解(图6b)中，地壳混染会同时减少Nb/La和Nb/Th值(ZHANG C L et al.,2012)，辉长岩样品呈现出相应正相关性。上述微量元素比值特征表明，辉长岩的母岩浆遭受到的地壳混染作用不显著。

在熔体或流体的交代富集判别中，沉积熔体具有高Th和相对低的Ce/Th(约为8)，Ce/Pb约为3，Ba/Rb约为4(PLANK T et al.,1998)，熔体的加入也会降低Mg#，并导致显著的Eu负异常；而本次研究的辉长岩脉具有高的Ce/Th(13.59～14.54)、Ce/Pb(2.14～4.48)、Ba/Rb(13.48～18.88)值，并具有高的Mg#(51～59)和轻微的Eu负异常，表明发生熔体交代的可能性不大。在Sr/Nb-Th/Yb和Nb/Y-Ba
图解上(WOODHEAD J D,et al.,1998)(图6c、图6d)，样品呈现出流体交代富集的趋势。因此，辉长岩的源区并没有受到沉积熔体的影响，主要是流体交代富集。

1.本次实验数据；2.对比数据(QIN et al.,2016)图6 (a)辉长岩脉Nb/Y - Th/Y、(b) Nb/La - Nb/Th、 (c) Ba-Nb/Y、 (d) Th/Yb - Sr/Nb图解Fig.6 (a)Nb/Y vs. Th/Y,(b) Nb/La vs. Nb/Th,(c) Ba vs. Nb/Y diagram,(d) Th/Yb vs. Sr/Nb diagram

岩浆演化趋势判断也常用微量元素比值法，利用La/Yb-Sm/Yb图和Dy/Yb-Gd/Yb图(JOHNSON K T M,et al.,1990)(图7a、图7b)可以进一步判断岩石源区部分熔融程度，辉长岩脉样品投影于尖晶石相二辉橄榄岩的熔融曲线中，考虑地壳物质混染和K2O、NaO含量(低程度部分熔融显碱性)，估算辉长岩部分熔融比例为5%以上。轻重稀土元素分异也较弱，无明显Eu异常，也证实了岩浆演化只经历了低程度分离结晶。

综上所述，辉长岩脉可能源于亏损地幔低程度部分熔融，岩浆无显著分离结晶演化趋势，侵位过程中受较弱的地壳物质混染，富集LILE和LERR元素，亏损HFSE元素，主要是地幔源区与洋壳俯冲有关的流体交代富集作用的结果。

1.本次实验数据；2.对比数据(QIN et al,2016)图7 (a)辉长岩脉La/Sm-Sm/Yb图和(b)Dy/Yb - Gd/Yb图Fig.7 (a)La/Sm vs. Sm/Yb diagram and (b)Dy/Yb vs. Gd/Yb diagram

4.2 构造意义

南天山造山带位于中亚造山带南缘，对其地质演化过程的研究对于中亚造山带具有重要意义，而地质演化过程研究的关键问题是对南天山洋开启时限、俯冲方式和时限、闭合时限的研究；南天山洋开启于新元古代罗迪尼亚超大陆裂解，这一认识已被大多数学者接受(李锦轶等，2006；夏林圻等，2003)；对于南天山造山带北缘，前人研究认为，晚奥陶世开始南天山洋壳向伊犁-中天山陆下俯冲消减(左国朝等，2011)，晚志留世—晚泥盆世俯冲消减达到高峰，导致伊犁-中天山陆弧上发育有典型的岛弧型火山-沉积建造及其南缘的哈尔克山增生楔(朱志新等，2006)，随后在早石炭世闭合；该区虽在大洋演化阶段时限上尚有不同认识，但在主动大陆边缘性质上的认识已趋一致。

早期研究成果认为，南天山南缘是南天山洋的被动大陆边缘(李日俊等，2010；蔡志慧等，2011)；近年来，随着南天山南缘古生代花中酸性侵入岩的陆续报道，该区存在东西向走向的中酸性侵入岩带的事实日渐明晰，如色日牙克依拉克岩体闪长岩-花岗岩闪长岩-二长花岗岩体的锆石U-Pb年龄为(387±8)Ma，具有岛弧花岗岩地球化学性质(朱志新等，2008b)。在库尔勒一带发现大量具有大陆岛弧性质的450～400 Ma(峰期年龄410 Ma)高钾钙碱性花岗岩质岩，和在库鲁克塔格西段发现一处(340.6±5.7)Ma石炭纪过铝质花岗岩，暗示南天山洋从奥陶纪开始向南俯冲一直持续到早石炭世(尼加提·阿布都逊等，2013)。

笔者研究的辉长岩经历了与洋壳俯冲有关的流体交代富集，说明其主动大陆边缘的构造背景，俯冲过程中流体的加入导致地幔楔的部分熔融的发生，产生的玄武质岩浆侵入于下地壳，为峰期年龄410 Ma的中酸性侵入岩的形成提供了热源。

辉长岩的发现确认了库鲁克塔格地区古生代侵入岩存在从中酸性到基性岩的岩性组合。该组合可以和太平洋东岸科迪勒拉造山带(包括安第斯)活动大陆边缘的火成岩组合类比，为南天山南缘古生代中期主动大陆边缘性质俯冲增生造山过程中壳幔作用及地壳生长方式提供了有益地质信息。

5 结论

(1)库鲁克塔格辉长岩脉成岩年龄为(411 ±5)Ma，属早泥盆世岩浆作用产物。

(2)岩石地球化学特征显示，辉长岩脉源于亏损地幔约为10%的部分熔融，岩浆无显著分离结晶演化趋势，侵位过程中受较弱的地壳物质混染，富集LILE和LERR元素及亏损HFSE元素，是地幔源区与洋壳俯冲有关的流体交代富集和地壳物质混染共同作用的结果。

(3)辉长岩脉的成因进一步为南天山南缘主动大陆边缘性质提供了佐证，并为其南向俯冲提供了深部动力学信息。