塔里木北缘库鲁克塔格地区新元古代花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄、地球化学特征及其构造意义

陈邦学，徐胜利，周能武，白权金，李 超，张洪深

(1.中化地质矿山总局 陕西地质勘查院，陕西 西安 710000；2.新疆地质矿产勘查开发局第十一地质大队，新疆 昌吉 831100)

0 引 言

新元古代((1 000±1)～(541±1)Ma)是地球动力学演化主要时期之一[1]，罗迪尼亚(Rodinia)超大陆的汇聚和裂解作为该时期的主要地质事件而受到地质学界的广泛关注[2-10]。目前，国内外关于罗迪尼亚超大陆的研究已经取得重大进展。相对于华南、华北克拉通而言，塔里木克拉通前寒武纪地质研究相对薄弱[4]。目前有关塔里木克拉通新元古代Rodinia超大陆演化研究主要集中在铁克里克、柯坪、库鲁克塔格、阿尔金等地区，对Rodinia超大陆汇聚和裂解时限仍存在较多的争议。张传林等在铁克里克获得变质火山岩的黑云母和角闪石Ar-Ar坪年龄分别为(1 020±1)Ma和(1 050±1)Ma，认为其代表Rodinia超大陆汇聚有关的格林威尔造山事件[3]；另外，张传林等认为本区新元古代辉长岩脉((802±9)Ma)、花岗岩岩墙((815±57)Ma)、花岗岩((783±10)Ma)形成于板内伸展环境，是Rodinia超大陆裂解下的产物[5-7]；Gehrels等、张志诚等在阿尔金地区获得花岗岩((922±6)Ma)、变流纹岩((920±20)Ma)认为与Rodinia超大陆汇聚有关[10-11]。目前在库鲁克塔格地区获得大量与Rodinia超大陆演化相关的年代数据，大部分学者认为该区出露的830～600 Ma之间的基性岩墙、双峰式火山岩、花岗岩、流纹岩为Rodinia超大陆裂解的产物[1,6,9,12-29]，也有学者认为821～830 Ma之间花岗质岩石具有岛弧环境花岗岩的地球化学特征，可能与Rodinia超大陆汇聚有关[1]。总之这些争论的焦点主要集中在Rodinia超大陆演化的动力学转换机制等方面。

库鲁克塔格位于塔里木克拉通北缘，中亚造山带南缘，区内新元古代岩浆岩较为发育，是研究新元古代Rodinia超大陆演化的理想地区。本次在兴地塔格一带开展的1:5万区域地质调查，发现了大量的新元古代早期(830 Ma)花岗岩。通过对该期次花岗岩的岩石学、年代学和地球化学研究，探讨其成因及构造背景，以期对Rodinia超大陆演化的动力学转换机制提供依据。

1 区域地质概况及岩石学特征

库鲁克塔格位于塔里木克拉通北缘，夹持于辛格尔断裂和兴地断裂之间(图1)。北以辛格尔断裂为界与南天山缝合带相隔，南以兴地断裂为界与塔里木克拉通相邻。研究区位于库尔勒以东兴地塔格一带，区内岩浆岩较为发育，主要包括古元古代石英闪长岩(蓝石英花岗岩)、二长花岗岩、斜长花岗岩，青白口纪二长花岗岩、花岗岩。二长花岗岩岩体内发育大量的基性岩脉，岩脉呈北西—南东向侵入到岩体内。地层主要为古元古界滹沱系图奴尔布拉克岩群，为一套灰黑色黑云角闪片麻岩，与古元古代花岗岩呈断层接触，出露在研究区北部，少量第四系分布在研究区西南角。区内断层较为发育，且具有多期性，主要以大角度走滑性质为主，断层大致呈北东—南西向走向(图2)。

图1 欧亚大陆构造简图(a)和塔里木克拉通及周缘地质构造简图(b)(据文献[1])

图2 研究区地质简图

本文研究的岩体为似斑状二长花岗岩(图3)，岩石呈浅肉红色，似斑状结构、中粗粒花岗结构，块状构造。岩石由斑晶(5%)和基质(95%)组成。斑晶为钾长石(5%)，半自形板状，粒径1.5～2.0 mm(结合手标本)，具条纹结构，发育格子状双晶，轻度泥化，内嵌有斜长石。基质具中细粒花岗结构，由斜长石、钾长石、石英和云母组成。斜长石(约48%)呈半自形板状，粒径1.0 mm×0.8 mm～2.8 mm×1.4 mm，可见聚片双晶，普遍中轻度绢云母化、隐晶帘石化、高岭土化，蚀变不均匀。钾长石(25%)呈它形粒状，粒径0.6～4.5 mm，具条纹结构、格子状双晶，为条纹长石、微斜长石，轻度泥化。石英(20%)呈它形粒状，粒径0.5～2.0 mm，波状消光，分布不均匀。黑云母和白云母(2%)为片状，片径0.3～1.2 mm，黑云母均绿泥石化、绿帘石化。磷灰石(微量)呈柱状、粒状，粒径0.03～0.20 mm。

图3 岩石手标本和显微镜下照片

2 样品信息和分析方法

本次研究样品采自库鲁克塔格兴地村地区二长花岗岩体地表不同平面位置(图1、图2)，均为新鲜岩石，共采集样品7件。编号为PM020-2为似斑状二长花岗岩，PM020-6、PM020-7为中粗粒二长花岗岩，PM026-1为粗粒花岗二长岩，PM019-3、PM019-4、PM018-1为中粗粒二长花岗岩。对所采集的样品进行了薄片鉴定和化学分析，并对PM020-7样品进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测试。

锆石挑选和制靶委托河北省廊坊区域地质矿产调查研究所实验室完成。样品经严格粉碎、重液分离和磁选，之后在双目镜下挑选出晶型好、无裂隙、干净透明的锆石晶体(图4)，再将锆石样品置于环氧树脂中固结后进行抛光，使锆石内核完全暴露，然后送往北京离子探针中心进行阴极发光(CL)照相。锆石U-Pb同位素定年分析利用中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室LA-ICP-MS完成。激光剥蚀系统为193 mm ICP-MS，激光剥蚀中采用氦气作为载气，氩气作为补偿气以调节灵敏度。所用激光直径为32 μm，时间分析数据包括20 s的空白信号和35 s的分析信号。分析原理和流程参照文献[30-32]，使用Isoplot 3.23程序[33]数据处理和计算年龄，年龄加权平均值具有95%的置信度。

岩石主、微量元素由乌鲁木齐矿产资源监督检测中心新疆维吾尔自治区矿产实验研究所完成。主量元素采用X射线荧光光谱(XRF)分析，分析误差小于1%，其中FeO含量通过湿化学方法测定。微量元素分析仪器为X系列电感耦合等离子质谱仪，分析误差在5%左右。检测环境温度10～24 ℃，湿度30%～65%。

3 结果分析

3.1 锆石U-Pb测年结果

本次挑选的24颗锆石共测24个点，测试结果见表1。二长花岗岩锆石颗粒较大，呈自形长柱状-长板状，长宽比在2:1到4:1之间，锆石大多呈无色透明，晶面光洁清晰，无裂痕。锆石阴极发光图显示，少量锆石边部发育白色环带，局部可见少量继承内核，边部平直且发育明显的韵律环带，属于典型的岩浆锆石[34-35]。在LA-ICP-MS分析时，选择内部纯净、没有包裹体和裂隙的部位打点(图4)；除了一颗锆石可能为继承锆石((1 469±8)Ma)，其余23颗锆石206Pb/238U年龄在867～819 Ma之间，其206Pb/238U加权平均值为(832.3±3.3)Ma(图5)，表明二长花岗岩形成于新元古代。

图4 锆石阴极发光照片(年龄单位：Ma)

表1 锆石U-Pb年龄分析结果

图5 锆石U-Pb年龄谐和图(a)和加权平均年龄(b)

3.2 岩石地球化学特征

二长花岗岩样品地球化学元素分析结果和特征值见表2。

表2 样品主量(%)、稀土(10-6)和微量元素(10-6)分析结果

3.2.1 主量元素

二长花岗岩样品的烧失量(LOI)介于1.26%～3.51%之间(<5%)，表明岩石风化蚀变程度一般。SiO2的含量介于68.68%～71.21%之间，属于酸性岩范畴。Na2O(2.21%～4.58%)、K2O(2.39%～4.48%)含量中等。MgO、TiO2含量分别为1.44%～2.21%、0.09%～0.15%，CaO(3.23%～4.55%)含量较高。在侵入岩TAS(图6(a))和Q-A-P(岩石CIPW计算)分类图(图6(b))中，主要落于花岗岩区。Al2O3含量介于12.6%～15.78%之间，平均为14.01%，中等偏低；A/CNK介于0.77～1.17之间，在A/CNK-A/NK图解中主要落于准铝质区域(图7(a))。全碱含量(Na2O+K2O)介于4.60%～8.68%之间，平均为7.33%。里特曼指数(σ)介于0.78～2.63(0～3.3)。在SiO2-K2O图(图7(b))中样品均落入高钾钙碱性区域。

图6 (Na2O+K2O)-SiO2图解((a)，底图据参考文献[36])和Q-A-P图解((b)，底图据参考文献[37])

图7 A/CNK-A/NK图解((a),底图据参考文献[38])和SiO2-K2O图解((b),底图据参考文献[39])

3.2.2 稀土元素

稀土总量为29.88×10-6～63.57×10-6，平均为49.75×10-6，总体含量相对较低。(La/Yb)N=5.100～8.978，反映轻稀土富集、重稀土亏损的特点，轻重稀土分馏较为明显。(La/Sm)N=3.27～4.46，(Gd/Yb)N=0.85～1.39，表明轻稀土内部分馏明显，重稀土内部无明显分馏。δEu为0.87～1.39，弱正异常，表明源区无斜长石的残留。稀土元素球粒陨石标准化配分曲线表现为变化规律一致、右倾近平行的曲线簇(图8)。

3.2.3 微量元素

大离子亲石元素(LILE)Ba、K、Sr、U等富集，Th、Rb等微弱亏损，高场强元素(HFSE)Nb、Ta、Ti、P等强烈亏损，具有典型的岛弧花岗岩的特征。微量元素原始地幔标准化蛛网图上，呈近似一致的配分型式(图8)。

图8 稀土元素球粒陨石标准化配分模式图(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)(上、中、下地壳数据引自参考文献[40],底图据参考文献[41])

4 讨 论

4.1 岩石类型

花岗岩作为大陆壳上分布最广泛的岩石之一，也是大陆壳的主要组成部分，记录着大陆壳形成、演化、增生、改造和壳幔相互作用过程的丰富信息，是研究大陆演化的核心内容。花岗岩的成因类型、源区及分类方案是目前研究花岗岩的焦点问题，因此准确解决这些问题，有助于了解其成因机制和构造背景。MIAS分类方案是目前最常用的花岗岩成因分类方案[42]。例如，自然界中由幔源衍生的M型花岗岩极少，通常与蛇绿岩相伴生的斜长花岗岩，被认为是辉长质岩石在含水的条件下熔融而形成的[43-44]；A型花岗岩基于特定性的化学指标(富SiO2、Na和K，贫CaO、MgO，高的(K2O+Na2O)/Al2O3和FeOT/MgO值，富集Zr、Nb、Ti、Ga等高温元素)、矿物学特征(碱性角闪石、含F黑云母、角闪石和萤石等副矿物)和构造环境判别(裂谷、板内、后造山型)来判定[45-48]；I和S型花岗岩基于岩石源区性质判定[49]，而I型花岗岩通常被认为壳幔混源,具有富钠、含榍石、黑云母、角闪石等副矿物。

从岩相学和岩石地球化学特征看，该期花岗岩普遍富含黑云母等矿物，属于高钾钙碱系列，Na2O/K2O介于0.93～1.35之间，平均值为1.1，显示富钠特征，铝饱和指数(A/CNK)介于0.77～1.17之间，平均值0.89(<1)；在A/CNK-A/NK图上落于准铝质区域(图7(a))，明显区别于S(富硅、富钾质、强过铝质)型花岗岩。微量元素显示Zr、Nb、Ta、Ti较为亏损，Zr(51.3×10-6～112×10-6)的含量较低，依据锆石饱和温度来估算花岗岩形成的温度为695～765 ℃，平均为734 ℃低于A型花岗岩平均温度833 ℃[50]，明显区别于A型花岗岩。Pichavant等认为磷在强过铝质硅酸盐熔体中具有较高的溶解度，且随着分异程度增高而升高，反之降低；在保证样品属于同源情况下，P2O5和SiO2含量可以作为有效的判据。在P2O5-SiO2图中P2O5和SiO2具有明显的负相关性，且都沿着I型花岗岩趋势演化(图9(a))；QAP图解中主要落于I型花岗岩区域(图9(b))。微量元素Rb、Sr具有相似的化学性质，在壳幔演化中Rb一般富集于演化成熟度高的地壳中，而Sr趋于富集于成熟低的地壳中，Rb/Sr值能灵敏地记录源区性质；当Rb/Sr<0.9时，为I型花岗岩[51]。本文样品的Rb/Sr值介于0.07～0.25之间(<1)。综上判断该区花岗岩属于I型花岗岩。

图9 SiO2-P2O5图解((a),底图据参考文献[48])和QAP图解((b),底图据参考文献[49])

4.2 岩浆来源

I型花岗岩主要有以下两种成因方式：一种是幔源岩浆与其诱发的地壳物质部分熔融形成的长英质岩浆在地壳深部混合形成壳幔混源岩浆[44,52]；另一种源于由幔源分异的岩浆底侵而导致地壳物质发生部分熔融[53-56]。研究区花岗岩成因更倾向于后一种方式。在野外宏观特征上该期花岗岩内部缺少与岩浆混合有关的暗色包体，反而发育大量的超基型杂岩体、基性岩脉、岩墙群，以及双峰式火山岩等幔源岩浆。Ge 等对塔里木克拉通北缘的超基型杂岩体、基性岩岩脉、岩墙群，以及双峰式火山岩的同位素年龄进行统计，大致形成于830～730 Ma[1]。Hf同位素被广泛应用于岩浆源区示踪，可以有效地判别岩浆成因。Ge等对约800 Ma的花岗质岩体锆石Hf同位素组成统计，发现普遍具有负εHf(t)值，且变化范围较大，推断其可能源于元古宙—太古宙古老结晶基底的部分熔融[1,8]。综上分析，认为该期次的I型花岗岩形成于幔源岩浆底侵所导致的古老地壳物质的部分熔融。

4.3 构造环境及地质意义

岩石地球化学特征表明，本文研究区花岗岩属于高钾钙碱准铝质系列，微量元素Zr、Nb、Ta、Ti、P较为亏损，稀土元总体含量相对较低，δEu具有弱正异常，总体与下地壳的特征一致。岩石地球化学特征显示具有典型岛弧花岗岩的特征。在微量元素(Y+Nb)-Rb、Y-Nb构造环境判别图(图10)上样品均落入火山弧花岗岩区域。

图10 Y-Nb(a)和(Y+Nb)-Rb(b)图解[56]

在塔里木克拉通周缘发育中元古代晚期—新元古代(1 050～600 Ma)岩浆(图1)。Ge 等利用现有的数据，将这些时代的岩浆作用划分为4期不同的岩浆事件：(1)1 050～900 Ma为格林威尔造山事件；(2)830～790 Ma可能与板块俯冲和地幔柱共同作用有关；(3)760～730 Ma增生造山和弧后扩张有关；(4)670～620 Ma与弧后扩张有关(图11)。他们认为这些岩浆事件与罗迪尼亚超大陆的汇聚、裂解及冈瓦纳超大陆演化有关。其中1 050～900 Ma岩浆主要分布在塔里木克拉通南缘，830～600 Ma岩浆主要分布于塔里木克拉通北缘库鲁克塔格一带[1](图1和表3)。

图11 塔里木克拉通周缘1 050～600 Ma地质年代数据年龄谱(据表3数据)

表3 塔里木克拉通周缘新元古代地质年代数据

目前关于塔里木北缘库鲁克塔格地区新元古代的构造背景仍存在争议，主要归因于对这些岩浆的侵入期次划分和构造属性认识不清。张传林认为820～760 Ma塔里木北缘洋壳持续俯冲伴随地幔柱活动，740 Ma以后塔里木从古澳大利亚大陆分离，新元古界开始接收沉积，代表了罗迪尼亚超大陆的裂解[2-7]。王海培等对库鲁克塔格北火山-侵入杂岩进行研究，测得锆石U-Pb年龄为735 Ma，认为其属于A2型花岗岩，形成于碰撞后(或造山后)减压伸展的构造背景，代表了罗迪尼亚超大陆的裂解[9]。Ge 等认为830～790 Ma的岩浆为塔里木克拉通北缘板块俯冲和地幔柱活动共同作用的结果[1,8]；并且对830～790 Ma岩浆的锆石饱和温度和(Ho/Yb)N值进行了计算，发现该期次岩浆具有低的锆石饱和温度和高的(Ho/Yb)N值，(Ho/Yb)N值增加而锆石饱和温度降低，而760～730 Ma岩浆具有高的锆石饱和温度和低的(Ho/Yb)N值。有研究认为，(Ho/Yb)N值可作为石榴子石残留量的指标，对于某一区域来说(Ho/Yb)N值可作为地壳深度和地壳厚度的代表，锆石饱和温度代表岩浆的温度[53]。因此，笔者认为830～790 Ma期间研究区经历洋壳俯冲而导致地壳加厚，760～730 Ma可能经历了短暂的由俯冲向减压伸展构造转化的过程。

综合上文分析，库鲁克塔格二长花岗岩的锆石U-Pb年龄为(832.0±3.2)Ma，属于I型花岗岩，形成岛弧环境。对其岩浆锆石饱和温度(TZr)和(Ho/Yb)N值进行了计算，获得岩浆锆石饱和温度为695～765 ℃，平均为734 ℃，属于“冷的花岗岩”(<800 ℃)(图12)；(Ho/Yb)N值为0.69～0.91。二者呈负相关，随着(Ho/Yb)N值增大而锆石饱和温度降低(图12)。与Ge等计算的830～790 Ma岩浆具有相似的高(Ho/Yb)N值[8]和锆石饱和温度。这表明在832 Ma研究区洋壳已经开始俯冲，使得区内岩石圈地幔被来自俯冲板片的脱水或部分熔融所形成的熔体所交代，形成高度不均一且主体显示富集地幔特征的岩石圈地幔[1,7-8]，地幔柱上升导致岩石圈地幔部分熔融形成大量的超基性-基性岩墙。此认识与野外地质观察一致。同时，由于塔里木北缘洋壳俯冲作用使得这一地区的地壳加厚，地幔柱的加热作用导致古老地壳物质发生部分熔融，最终形成该期花岗岩。

图12 花岗岩年龄-温度(TZr)图(a)和温度(TZr)-(Ho/Yb)N图(b)

5 结 论

本文在对库鲁克塔格花岗岩进行岩石学、锆石U-Pb年代学、岩石地球化学研究的基础上，结合前人的研究成果，分析其成因并讨论罗迪尼亚超大陆在塔里木周缘的响应及演化，得到以下认识：

(1)对库鲁克塔格花岗岩进行LA-ICP-MS锆石U-Pb测年，获得该二长花岗岩岩体的年龄为(832.3±3.3)Ma。

(2)该二长花岗岩具有高钾钙碱性和准铝质特征，微量元素(LILE)Ba、K、Sr、U等富集，强烈亏损高场强元素(HFSE)Nb、Ta、Ti、P等；稀土总量相对较低，富集轻稀土，δEu具有弱正异常；属于I型花岗岩，形成于岛弧环境。

(3)结合区域构造演化，认为832 Ma研究区洋壳已经开始俯冲，使得该区的岩石圈地幔被来自俯冲板片的脱水或部分熔融所形成的熔体所交代，形成高度不均一且主体显示富集地幔特征的岩石圈地幔，而地幔柱的上升导致岩石圈地幔部分熔融形成大量的超基性-基性岩墙；同时由于塔里木北缘洋壳俯冲作用，使得区内地壳加厚，地幔柱的加热作用导致古老地壳物质发生部分熔融而形成该期花岗岩。