库鲁克塔格兴地塔格群变质石英岩复杂锆石特征及指示意义

宋志豪　刘桂萍　郭瑞清　玛依拉·艾山　崔涛

摘  要：造山带内造山作用时限的划分是识别超大陆的重要依据。为找寻库鲁克塔格古元古代晚期造山作用与锆石微区特征间的联系，运用LA-ICP-MS技术分析了石英岩中64个锆石U-Pb同位素点。结果显示：∑REE=47×10-6～490×10-6（40个点，下同），570×10-6～1384×10-6（24）;Th/U<0.4（33），Th/U >0.4（31）;Ti=16×10-6～50×10-6（37），50×10-6～251×10-6（27）;Gd/Yb=0.03～0.8（45），Gd/Yb=1.3～4.7（19），元素含量變化范围大，表明各微区锆石成因的不同。综合分析锆石各微区成因，分别为微区Ⅰ：岩浆成因（～2.5 Ga）;微区Ⅱ：热液改造残留（2.3～2.0 Ga）;微区Ⅲ①：热液成因（～1 954 Ma）;微区Ⅲ②、微区Ⅳ：变质成因（～1 924 Ma、～1 945 Ma）。由内而外年龄减小，整体呈升温增压的趋势，代表一个进变质作用过程，在锆石边部达到变质峰期。结合前人研究成果，认为微区Ⅳ（～1 945 Ma）可能形成于板块俯冲作用下，微区Ⅲ②（～1 924 Ma）可能在板块碰撞环境下形成。

关键词：锆石成因;造山作用; 微量元素;古元古代;库鲁克塔格

板块间造山作用、造山带的形成往往归因于板块之间的拼合、碰撞，这种大事件的发生是广泛的、全球性的，紧密联系着超大陆的汇聚、裂解发生过程[1-3]。复原、重建超大陆是现今地质学者探索前寒武纪地质学的突破口，是研究的热点问题[3-6]。Columbia超大陆是迄今为止识别的最为古老的超大陆，其形成年龄是依据印度中央造山带、华北中部造山带扩展到全球范围的板块间造山带的形成时限（2.1～1.8 Ga）来划分的，目前已基本得到地学界的认可[3-5]。库鲁克塔格地块是塔里木克拉通东北缘出露的典型的前寒武纪基底之一，经受了多期岩浆、变质、构造-热事件的影响，尤以古元古代晚期较为强烈[7-10]。

近年来，众多学者通过对库鲁克塔格地区花岗岩、混合岩、变沉积岩的研究提供了塔里木北缘存在对Columbia超大陆聚合响应的年代学证据。董昕、Zhang、吴海林等通过锆石U-Pb同位素的测定均获得2.0～1.8 Ga的变质年龄[11-13];He、赵燕、葛荣峰等人分析锆石Hf同位素也证实塔里木北缘造山作用在该时期的存在 [8，14-15]。锆石因其高度的稳定性，能长期保存矿物形成时的物化特征，是同位素年代学研究的首选矿物[14-16]。成因可分3大类（岩浆、变质、热液），3大类之间有或多或少的差异性特征。地质学者常通过对岩浆岩、变质沉积岩全岩及锆石中主、微量元素、同位素等地球化学特征来推断地质演化进程，虽然相较于河流碎屑锆石减少了锆石不确定性来源的问题，可在此过程中却忽略了变质锆石内部微区结构及不同微区微量元素差异性的研究，使得在对锆石年龄解释中略显不足[17-20]。本文从库鲁克塔格地区变质石英岩中副矿物锆石着手，据CL图像划分微区结构，通过LA-ICP-MS测试获得各微区微量元素、年代学数据，结合前人研究资料，分析锆石各微区成因及该地区古元古代晚期造山演化过程。

1  区域地质背景

塔里木克拉通北临天山造山带，南缘为西昆仑造山带，东南缘为阿尔金造山带，四周被造山活动带所包围（图1-a）。前寒武纪地层多出露在克拉通边缘，内部大面积被第四纪沉积物覆盖。塔里木东北缘前寒武纪地层出露较为完整的区域为库鲁克塔格地块，NE向延伸，被两条呈EW向延伸的大型断裂所夹持（辛格尔断裂、兴地断裂），大地构造位置上属塔里木东北部隆起地带（库鲁克塔格断隆）。库鲁克塔格地块中前寒武纪地层在其西北部产出，呈带状、片状，且有隆、坳相间现象（图1-b，图2-a）[10，21-22]。

古元古代地层中广泛分布的岩石类型为：片岩-片麻岩、长英质粒状岩类和大理岩类岩石组合，王明阳通过主、微量元素分析，认为其具典型孔兹岩系特征[23]。古元古代地层主要在库鲁克塔格中部及西北部出露，在新疆阿匍口地区1∶5万区域地质调查中，将该地层详细划分为古元古界兴地塔格群下亚岩群大理岩岩组、变（浅）粒岩岩组和斜长片麻岩岩组;中亚岩群片岩岩组;上亚岩群片麻岩岩组、大理岩岩组，认为是一系列浅海相沉积过程[24]。张传林、董昕等在该岩群测得变质年龄多在2.0～1.8 Ga，达到高角闪岩相-麻粒岩相，同时期也伴随发生岩浆作用，花岗岩类侵入岩（TTG）年龄主要集中在1.94～1.93 Ga，联系超大陆的演化进程，认为是对Columbia超大陆聚合的响应[9，11，25-30]。此外，中元古代晚期（1.4～1.1 Ga）、新元古代（～0.85 Ga）皆经历了多期构造热动力事件和混合岩化作用，对应着Rodinia超大陆的汇聚与裂解时限[31-32]（图1-c）。

2  样品描述

样品采自兴地塔格群中亚岩群片岩岩组中长英质粒状岩石，采样地点：E86°25′39.8″，N41°41′12″，地层近直立，呈NW向展布（图2-a）。该岩群内多处可见深熔作用的现象，该现象往往伴随发生在造山变质作用的峰期，为热事件发生的佐证（图2-c）。镜下定名为含石墨石榴长石石英岩，岩石主要由石英、斜长石、石榴石、黑云母、白云母等组成。显微镜下观察，石英呈他形粒状，含量75%～80%，粒径0.1～2 mm，一般0.2～0.5 mm，定向分布，集合体条痕状、条纹状定向分布，波状消光，可见带状消光;斜长石呈他形粒状，含量10%～15%，粒径0.2～0.5 mm，星散状、定向分布，可见聚片双晶、卡钠复合双晶，且被绢云母、白云母交代;石榴石呈半自形粒状，含量5%，粒径0.5～2 mm，少量0.2～0.5 mm，且被绿泥石、白云母、黑云母交代，孤岛状残留，铁铝榴石种属为主;黑云母呈片状，含量小于5%，直径0.2～0.5 mm，星散状分布，多被绿泥石、白云母交代，具多色性;白云母呈片状，含量5%，直径0.2～0.5 mm，定向分布，集合体似条痕状、条纹状定向分布，石墨约2%，峰期变质矿物共生组合：Pl+Grt+Q+Gph，变质相达到角闪岩-麻粒岩相（图2）。

3  分析方法

具体操作步骤如下：样品经破碎后在双目镜下人工挑选（河北廊坊地源矿物测试分选公司）;再将具有代表性锆石用环氧树脂固定在样品靶上，并进行CL图像的拍摄（北京锆年领航科技有限公司）。U-Pb原位测年在西北大学大陆动力学国家重点实验室进行，测试前圈点除了避开裂隙、包裹体等，还根据锆石颜色、结构的不同均匀确定剥蚀位置。测试仪器为LA-ICP-MS（Agilent 7 500a），LA指激光設备，ICP-MS指成分分子仪器。测试过程中以He气为载气，10 Hz激光频率、80 mJ激光强度和32 μm的激光束斑直径，单点剥蚀激光采样方式，并将91 500作为标样，采用Anderson方法进行普通铅校正[33]，分析误差±1σ，年龄采用ISOPLOT程序计算[32]。详细实验过程、U-Pb年龄和元素含量计算见[35]。

4  分析数据与结果

4.1  CL图像锆石微区

锆石的外部形态及内部结构极易多变，这些变化特征可以反映锆石生长的地质历史、相应岩浆变质重结晶过程、外应力、蜕晶化引起的内部体积扩张导致的内应力及锆石经历的化学蚀变作用[36-38]。对锆石原位测试的同位素数据进行解释更离不开锆石内部结构，因此，认识锆石的形态和内部结构非常重要。锆石稳定的物理化学性质使其经历岩浆事件、变质事件和剥蚀过程并不被完全消耗而部分保留并增生，常由多个不同区域组成，每个区域都代表了相应的锆石被消耗或增生的事件[39-40]。通过CL图像观察锆石的形态、结构特征是判断锆石成因及单颗锆石不同微区成因最为直接、简单有效的途径。如岩浆成因锆石往往有良好的柱状晶形，且有清晰的结晶环带;变质成因锆石往往呈椭圆-圆状外形，模糊或无分带结构;热液成因锆石会有港湾状的溶蚀边等。

样本锆石直径50～120 μm，多为75 μm，天然棕色，整体呈浑圆状，边界平滑，极个别为短柱状，长宽比大致为1∶1.5。阴极发光图像下荧光性差，亮度极低。据单颗锆石具不同微区特征，将其划分为4个微区。微区Ⅰ位于锆石最内部，展现较清晰的岩浆震荡环带，环带宽度极窄;微区Ⅱ为模糊、不规整的震荡环带，环带变宽;微区Ⅲ位于锆石边界，亮度极低，黑色，无分带结构;微区Ⅳ位于锆石边界，亮度略低，灰色，无分带结构（图3）。

4.2  微区微量元素分析

锆石微量元素特征往往指示主岩的成分变化，共生分离结晶相，混合及熔融源区性质等多种地质信息[40-42]。锆石微量元素特征的研究有利于判断锆石成因，对所得锆石U-Pb年龄解释更加合理。通常利用分析稀土元素分布模式图及微量元素蛛网图、计算各特殊元素的异常值等手段来实现（图4）。

据不同锆石结构微区的划分，在此基础上生成各微区U-Pb年龄谐和图及稀土元素分布图（图5）。图中所示，各微区特征如下：微区Ⅰ有5个点，除去1个不谐和点，加权平均年龄约为（2 583±32） Ma，正Ce负U，∑REE=453×10-6～979×10-6，（La/Lu）N=0～0.01;微区Ⅱ有20个点，除3个不谐和点，年龄范围为2 493 ～2 000 Ma，U-Pb年龄谐和图上显示，年龄点在谐和线和不谐和线间波动分布，与不谐和线上下交点年龄分别为（2 493±210） Ma、（1 854±150） Ma。正Ce负U，∑REE=307×10-6～1 327×10-6，平均约712×10-6，（La/Lu）N=0～0.02;微区Ⅲ整体呈左倾模式，年龄范围集中在2 000～1 850 Ma，但其微量元素明显存在两种不同特征：Ⅲ①中，206Pb/207Pb加权平均年龄为（1 925±17） Ma，与不谐和线上交点年龄为1 952 Ma，δEu=0.03～0.25，δCe=2.84～16.97，均值6.13，（La/Sm）N=0.07～0.66，均值0.32，∑LREE=6×10-6～129×10-6，均值39.70×10-6，∑HREE=177×10-6～1 341×10-6，均值为534×10-6;Ⅲ②中，206Pb/207Pb加权平均年龄为（1 924±20） Ma，正Ce负Eu异常，∑LREE=5×10-6～23×10-6，均值13×10-6，∑HREE=37×10-6～131×10-6，均值73×10-6，（Gd/Yb）N=0.51～4.76，均值1.79;微区Ⅳ中，年龄集中分布在（1 943±30） Ma，正Ce负U，δEu=0～0.03，δCe=8.76～22，∑HREE=44×10-6～77×10-6，（Ga/Yb）N=1.27～1.76（表1，表2）。

5  讨论

5.1  各微区锆石成因

锆石的各微区成因是在锆石内部结构的基础上，结合Th/U值及稀土元素的变化来讨论的[42-43]。需要注意的是，虽然是由内而外划分微区结构，但这并不代表每一颗锆石都包括这些微区，由于长时间岩浆、变质热液等影响，一颗锆石上仅可保留部分微区的结构信息。本文样品锆石被划分为4个微区。

微区Ⅰ 与外界幔边有明显清晰的环带边，有锆石初始形成时棱柱状外形，Th/U约0.50，REE呈正Ce负U左倾模式，REE总含量约为675×10-6，判断微区Ⅰ为岩浆成因，为继承锆石核。共4个谐和年龄为2 615 Ma，属新太古代。这是样品锆石中最老年龄，代表原岩最早形成时间。

微区Ⅱ 位于锆石核部，Th/U无明显变化，但微区Ⅱ岩浆环带逐渐模糊，REE分布模式图中出现微量元素分布不均匀的现象，明显受到后期岩浆、变质热液作用改造所残留的部分，热事件的温度变化导致LREE含量起伏变化，Ce异常与Eu异常出现不明显、平缓特征;部分LREE与微区Ⅰ明显差别，且锆石结构中震荡环带隐约可观察（TKD-144-46），因未到达最大沉积年龄的锆石在任何时候都可接受其它未知来源的补充，又结合U-Pb年龄谐和图中波动的年龄点，推测该微区可能存在不同阶段的新生锆石。

微区Ⅲ REE含量略高，LREE为39.7×10-6，高于微区Ⅰ的岩浆成因，CL图中亮度极低，无分带结构，HREE存在两种现象：①LREE高且平缓，HREE上扬，REE富集，Th/U较低，高U，年龄集中在（1 924±17） Ma;②LREE呈亏损的左倾模式，HREE相对MREE亏损或平缓，年龄集中在（1 923±20） Ma（图6）。综合对锆石成因种类判别的认识，认为①为上交点年龄～1 950 Ma热液成因所形成，外界高温热液使得锆石幔边溶解、重结晶[44];②为1 923 Ma与石榴石共生达高压麻粒岩相的变质重结晶成因[38]。

微区Ⅳ 亮度稍浅，灰色往往在最外层包围着整颗锆石，无分带结构，正Ce负Eu，HREE相对亏损，应为Ⅲ①区域热液锆石部分在形成之后（约1 943 Ma或近乎同时期）经后期高温烘烤，使其中U等REE含量析出重结晶形成[38]，即所谓的“漂白反应”[45]，造成U/Pb值（约为1）增大。

5.2  变质作用时限

在库鲁克塔格地区有年代学相关的研究。Zhang等对辛格尔以南工作，以锆石微区的稀土元素分布特征识别出1.9～1.8 Ga的变质年龄[46];董昕等对库尔勒铁门关一带的副变质岩碎屑锆石定年和成因分析获取了1.89～1.85 Ga的变质年龄[11];葛荣峰在同一地区以相同方法获取～1.85 Ga的变质年龄[8];吴海林等库尔勒铁门关一带的副变质岩碎屑锆石～1.85 Ga的峰值和单一年龄，认为是变质年龄[13];孙敏佳在库尔勒以东对泥质变质岩碎屑锆石的工作，得出1.87 Ga的变质年龄[47]。从统计学角度考虑，随样本数据的增加，统计结果的可信越高[48]。为证实测试结果的可靠性，本文收集了近年来库鲁克塔格地区太古代—古元古代岩浆、变质成因锆石207Pb/206Pb表面年龄数据[7-9，11，13，28-30，46-47，49-51]，与本文58个（谐和度大于95%）测试点范围内（2.7～1.8 Ga）大致相同。总体来说，与库鲁克塔格地区经历的变质作用时代（2.0～1.8 Ga）认识趋于一致，认为是对Columbia超大陆聚合的响应（图6）。

5.3  变质作用温压条件

锆石的成因受其形成时所处的环境影响，锆石成因的不同亦反映锆石的形成环境。通过相关指示元素变化的统计分析，可对样品锆石或区域岩石的形成环境做出判断。对其形成的压力、温度作相关分析、推测。Waston等人利用锆石中Ti对温度敏感的特性，总结了锆石Ti温度计的计算公式[39]。在对采样区野外调查时发现该区域存在大量丝发状矿物金红石，且相较一般的锆石Ti含量很高，说明Ti元素达到饱和，满足计算条件。通过计算得出锆石形成温度范围在750℃～1 150℃，平均900℃，由老到新整體温度略有降低的趋势，但在微区Ⅲ①、微区Ⅳ区域内温度有小范围的升高，这解释了热液成因的形成与“漂白反应”发生（图7-a）。对于压力的计算，没有定值，主要是根据HREE含量的高低来判断形成压力的增大或减小。当石榴子石和锆石共存时，会大量吸收HREE元素，导致锆石HREE含量低，代表锆石形成在高压环境下[16，38]。从图中可看出（图7-b，图8），微区Ⅲ②中HREE含量极低，是与石榴子石共存的变质成因，且岩相学中也有石榴子石的存在，判断该时期是形成在高压环境下。整体来看，锆石由内而外呈升温增压的趋势。

在对样品作了以上分析工作后，有必要考虑锆石年龄的误差及温压条件计算的可行性问题。放射性同位素衰变定年的前提是保证样品没有与外界发生能量交换，即体系是相对封闭的。以32 μm的激光束斑以一定的深度剥蚀单颗锆石微区，难免会出现CL图像的锆石表面与内部剥蚀部分的结构不一致，导致测试结果的误差。如本文锆石微区Ⅲ②与微区Ⅳ稀土元素配分相似，微区Ⅲ①与微区Ⅳ在年龄值上又极为接近，尽管其在微区结构上存在着明显的不同。在表面年龄对比图中（图6），两种锆石结构的年龄被一个峰期所掩盖，可是古元古代晚期此次变质作用发生是必然的。随着今后同位素测试技术的提高，在矿物微区结构的分析方面将会取得更大突破。

5.4  对古元古代造山作用的约束

Zhao等总结全球2.1～1.8 Ga期间的造山作用，认为全球各大陆块在本期造山作用时聚合成为Columbia超大陆，以造山带、基底地质对比为根据，描绘出了Columbia超大陆的复原图[4-5]。Li、Xia等在对华北克拉通孔兹岩系的变质研究中认为，东西板块间发生的板块间的俯冲、碰撞拼合发生在1.95～1.85 Ga[53-54]。Zhang在敦煌高压麻粒岩中获得近等温降压的顺时针P-T-t轨迹和1.85 Ga的峰期变质年龄[12]。葛荣峰等认为库鲁克塔格地块与敦煌-阿拉善-阴山等陆块具有类似的新太古代—古元古代早期的基底与古元古代晚期稳定沉积盖层。库鲁克塔格地区孔兹岩系在岩石组合和地球化学特征上与华北克拉通孔兹岩系存在很大相似性，可能是华北克拉通孔兹岩系的西延，代表了～1.92 Ga 塔里木克拉通与华北克拉通西部陆块的碰撞拼合边界，并于～1.85 Ga 共同聚合形成Columbia 超大陆的一部分。在Columbia 超大陆复原图内，可将塔里木克拉通东北部放置于华北克拉通西南部[8，13，15，47，51，53]。

在库鲁克塔格地区，仅雷如雄在文中提到俯冲作用发生的相关时限～1.94 Ga，其它学者研究多在于锆石的最大沉积年龄以及变质作用的发生时间[54]。从本文样品锆石所展现的结构微区、微量元素、年龄特征来看，对比Rubatto、Daniela所总结的俯冲作用下各锆石类型，微区Ⅳ符合高温高压俯冲作用所形成的锆石特征，俯冲作用产生的高温使锆石发生“漂白反应”，形成微区Ⅳ灰色锆石边部[55]。且岩石中石墨矿物的存在，亦为高温条件的佐证。由此看来，紧随其后的1.92 Ga微区Ⅲ②则应是在俯冲之后的板块碰撞过程中形成的高压区域，微区Ⅲ①与微区Ⅲ②在结构上虽无差别，但在HREE的富集程度上极为不同，微区Ⅲ①在谐和图中上交点的年龄为1.95 Ga，如将上交点年龄看作该结构的形成初始时间的话，那么微区Ⅳ的形成发生在微区Ⅲ①之后1 000 Ma。整体来看，锆石微区由内而外随年龄的变化其形成温度、压力在逐渐增长，1.94 Ga达到温度的峰期，1.92 Ga达到压力的峰期，展现了一个进变质作用的过程。

本文利用锆石记录地球化学数据的稳定性，将库鲁克塔格地区古元古代造山作用与锆石结构、微量元素特征联系起来，虽不能计算出精确的温度、压力值，但可明显区分出锆石微区结构由内而外年龄的变化、以及各微区结构温度、压力的不同，有利于进一步构建变质造山作用P-T-t演化轨迹。

6  结论

（1） 微区锆石成因：微区Ⅰ（～2.5 Ga）为岩浆锆石残留部分;微区Ⅱ（2.3～2.0 Ga）为岩浆热事件改造部分;微区Ⅲ为热液流体参与完全改造部分（～1.95 Ga）以及高压变质部分（～1.92 Ga）;微区Ⅳ（～1.94 Ga）为高温高压作用下的变质析出部分。

（2） 锆石记录的变质作用时间为古元古代晚期（2.0～1.8 Ga），对应全球范围内Columbia超大陆聚合阶段。

（3） 锆石由内而外大致呈升温增压趋势，记录了进变质作用下的信息。微区Ⅳ（～1.94 Ga）达到温度峰期，可能形成于俯冲作用下;微区Ⅲ②（～1.92 Ga）达到压力峰期，可能在板块碰撞作用下形成。

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Abstract： The division of orogenic time limits in orogenic belts is an important basis for identifying supercontinents.To find the relationship between late paleoproterozoic orogeny and zircon microzonal features， 64 zircon U-Pb isotopic spots in quartzite were analyzed by LA-ICP-MS.The results showed that： ∑REE=47×10-6～490×10-6（40 points， the same below），570×10-6～1 384×10-6 （24）;Th/U<0.4（33），Th/U >0.4（31）;Ti=16×10-6～50×10-6（37），50×10-6～251×10-6 （27）;Gd/Yb=0.03～0.8（45），1.3～4.7（19）， The variation range of element content is large， which indicates that the origin of zircon in each micro area is different.Analysis the genesis of zircon microregions， respectively： the micro areaⅠ： magmatic origin （～2.5Ga）;Ⅱ： hydrothermal transformation（2.3～2.0 Ga）;Ⅲ①： hydrothermal（～1 954 Ma）; Ⅲ②、Ⅳ： metamorphism （～1 924 Ma， ～1945 Ma）.From the inside out， the age decreases， and the overall trend is to increase temperature and pressure， which should represent a process of metamorphism， reachingthe metamorphic peak at the edge of the zircon.In combination with the previous research results in this region，the hydrothermal genesis of 1 945 Ma may be formed in the high-temperature environment with subduction，and the metamorphic genesis of 1 924 Ma may be formed in the high-pressure environment with collision.This study provides time constraints for the inter plate orogeny in this area.

Key words： Genesis of zircon; Orogeny; Trace element; Paleoproterozoic; Kuruktage