新疆阿克陶县乌孜别里地区流纹岩的形成时代及成因分析

李 沛, 王 核, 普 强, 丘增旺, 闫庆贺, 董 瑞, 张晓宇

新疆阿克陶县乌孜别里地区流纹岩的形成时代及成因分析

李 沛1,2, 王 核1*, 普 强3, 丘增旺1,2, 闫庆贺1,2, 董 瑞1,2, 张晓宇1,2

(1. 中国科学院 广州地球化学研究所 矿物学与成矿学重点实验室, 广东 广州 510640; 2. 中国科学院大学, 北京 100049; 3. 河北省地矿局第五地质大队, 河北 唐山 063000)

西昆仑乌孜别里山口南侧一带火山岩地层的时代归属一直存有争议。该套地层虽普遍发育以流纹岩为主的火山岩系, 但尚未有人对其开展系统的年代学与地球化学研究。本次研究对该套地层中的流纹岩进行元素地球化学、锆石U-Pb定年及Hf同位素的研究。流纹岩激光剥蚀电感耦合等离子体质谱(LA-ICP-MS)锆石U-Pb年龄为(521.0±2.8) Ma, 表明其形成于早寒武世。流纹岩具有高硅富碱的特点, 为过铝质、高钾钙碱性系列, 岩石明显富集大离子亲石元素(Rb、K)、轻稀土元素和不相容元素U, 相对亏损重稀土元素、高场强元素(P、Ti), 具有中等 Eu负异常, 流纹岩具有高分异S型花岗岩的特征。锆石Hf同位素初始比值Hf ()变化范围在−0.9～4.1之间, 主要为正值, 两阶段Hf模式年龄(DM2)介于1533～1229 Ma之间, 显示乌孜别里地区流纹岩为中元古代新生地壳物质重熔形成的岩浆, 经较高程度的分异演化而成。结合前人研究成果, 推断研究区流纹岩形成于原特提斯洋俯冲背景下岩浆弧构造环境。

早寒武世; 锆石U-Pb年龄; Hf同位素; 地球化学; 流纹岩; 木吉金矿

0 引 言

西昆仑阿克陶县乌孜别里山口南侧一带火山岩地层的时代归属一直存有争议。新疆维吾尔自治区地质矿产勘查开发局区域地质测量大队[1]将其划归于中上石炭统奈扎塔什群; 新疆维吾尔自治区地质矿产勘查开发局第二地质大队[2]将其时代划归于奥陶-志留系; 新疆区域地质志[3]将其划归志留系; 河南省地质调查院[4]将其划分至下石炭-上二叠统哈拉米兰河群; 陕西省地质调查院[5]将其重新厘定至恰提尔群, 时代划归石炭-二叠纪; 新疆维吾尔自治区地质矿产局通过“新疆木吉破碎蚀变岩型金矿成矿规律及资源量定量预测工作”[6]将其划归至上石炭统奈扎塔什群; 西安地质矿产研究所[7]将其划分至下石炭-上二叠统恰提尔群。但值得注意的是, 因为工作区环境的严苛性, 尚没有确凿的年代数据来佐证。关于地层时代归属的划分, 主要依据是区域上岩石性质的类比。本次研究拟对采集于乌孜别里地区火山岩地层中流纹岩的地球化学数据进行分析, 精确测定其所在地层的时代, 同时对其成因及构造环境作初步探讨。

1 地质背景

乌孜别里山口南侧一带火山岩距新疆阿克陶县木吉乡约70 km, 位于木吉金矿区内南部, 与塔吉克斯坦相邻。大地构造位置位于印度板块与欧亚板块碰撞带的前缘区附近, 是古亚洲洋和特提斯构造域的结合部位, 具有演化历史漫长, 构造复杂的特点[8–10]。经历了古生代和中生代的多期造山运动, 以及新生代的印度板块向欧亚板块碰撞引起的远程构造效应, 该地区产生强烈的地壳缩短和隆升, 形成了如今向北突出的弧形造山带——帕米尔构造结, 见图1a。帕米尔构造结东部被右旋走滑喀喇昆仑断裂(KKF)切断, 北部以主帕米尔逆断层带(MPT)为界与阿莱盆地相邻[11–12], 根据帕米尔地区蛇绿岩带的分布特点, 结合区域地质构造演化规律, 前人提出以Akbaytal-Tanymas缝合带和Rushan-Pshart缝合带为界, 将其划分为北帕米尔、中帕米尔和南帕米尔[13–15]。河北省第五地质大队[16]将研究区大地构造分区划归于塔什库尔干-甜水海地块, 与中帕米尔相接[17]。塔什库尔干-甜水海地块和西昆仑地体以麻扎-康西瓦缝合带为界。一般认为麻扎-康西瓦缝合带经慕士塔格峰西侧的江托克铁热克达坂[18], 延伸到塔吉克斯坦, 再出现在我国的乌孜别里山口[3]。部分学者认为麻扎-康西瓦缝合带往北与木扎灵-空贝利断裂相连, 通过乌孜别里山口延到国外[19]。

该区构造极为发育, 其中乌孜别里山口-博多布拉克断裂(F6) (图1b)为调查区内主要的边界断裂, 总体走向NWW–近EW向, 波状弯曲, 向西在乌孜别里山口南侧一带延出国外, 向东在恰普吐孜敦别力山口南一带延出国外。断层主断面较难辨认, 但其主体位于一系列山脊的鞍部, 局部见陡坎、陡壁, 主断面向北倾, 倾向8°～20°, 倾角在70°以上, 具有多期活动的特点。在断裂带及北侧有一系列大致平行断裂的石英脉形成, 石英脉具碎裂和蚀变现象, 发育有硅化、褐铁矿化、孔雀石化和蓝铜矿化为主, 石英脉中含明金, 研究区内最具代表性的例子就是阔克吉勒嘎金矿床。木吉金矿区是目前西昆仑发现的规模最大的金矿富集区。阔克吉勒嘎金矿床则是木吉金矿区内最大的岩金矿床。该矿床已发现的21处金矿体均产于蚀变破碎带中。

研究区地层露头较差, 岩石风化、片理化比较严重。主要出露地层为: 下寒武统(Є1)、下志留统温泉沟群(S1w)、上白垩统铁龙滩群(K2t)以及第四系(Q)。

下寒武统(Є1): 调查区该套地层争议颇多, 时代归属混乱且证据严重不足, 河北省第五地质大队[16]最终将其定为下石炭～上二叠统恰提尔群(C1～P2q), 与陕西省地质调查院报告[5]一致。但根据本人最新的研究发现, 其时代归属应为早寒武世, 具体划分为哪个群组, 尚待讨论。该套地层主要分布在克则勒治业克沟～乌孜别里山口南侧, 北以乌孜别里-博多布拉克断裂(F6)为界, 与下志留统温泉沟群(S1w) 呈断层接触, 向东、向南和向西延出国境, 整体呈NWW向带状展布。该套地层由南至北可划分为两个岩性段。第一岩性段岩石组合主要以海相火山岩为主, 其中多见流纹岩, 偶见英安岩、安山岩、玄武安山岩和玄武岩夹层。局部岩石有一定程度的变质, 变质矿物以绢云母、绿泥石为主。第二岩性段主要岩性为大理岩、片理化结晶灰岩和硅化灰岩等, 见有少量的二云母石英千枚岩, 岩性组合较为简单, 主要为一套碳酸盐夹碎屑岩组合。下志留统温泉沟群(S1w)在研究区内分布最广, 整体呈近EW向带状展布, 为一套低绿片岩相的浅变质岩和碳酸盐岩互层。基岩露头差, 风化严重, 具有强变形弱变质的特点, 面理、片理化发育, 整体产状数据绝大多数集中在20°～40°∠40°～60°范围内。

上白垩统铁龙滩群(K2t)在区内分布范围有限, 主要出露于克则勒治业克沟-乌孜别里山口的北侧, 琼巴额什沟北侧的玉衣提克特一带有部分出露, 均呈近EW向带状展布。由于受后期构造改造影响及风化剥蚀, 多数地段呈“斑秃”状零散的孤包不整合于下志留统温泉沟群之上, 厚度及规模较小。该群岩性以灰岩、石英岩和凝灰岩为主, 自下而上具有由细到粗的粒序特征。

研究区内的第四系(Q)冲洪积物主要分布于海拔相对较低的宽阔河谷中, 多以砾石、砂和砂土等为主, 砾石以棱角-次棱角状为主, 夹杂大量泥沙质。

2 岩相学特征

本次研究选取的5件流纹岩样品采集地点为38°35′02″N、73°54′35″E, 见图1b。样品整体较为新鲜, 野外露头呈浅肉红色, 具斑状结构, 块状构造、流纹构造(图2a、图2b)。岩石由斑晶、基质组成。斑晶主要由钾长石(5%～15%)、石英(5%～10%)构成。钾长石半自形-自形, 板状为主, 发育卡斯巴双晶, 0.2～3.0 mm, 零散定向分布; 石英呈半自形粒状, 粒径0.1～1.0 mm, 可见波状消光(图2d)。基质由长英质及少量蚀变矿物构成。长英质部分具隐晶-微晶结构, 部分具球粒结构, 两部分各自呈条纹状相间流状分布构成流纹构造, 具轻微高岭土化。蚀变矿物为绢云母, 显微鳞片状, 直径小于0.05 mm, 集合体主呈线纹状、条纹状等零散定向分布。

图1 研究区地质背景图

(a) 西昆仑-帕米尔大地构造略图; (b) 木吉金矿区地层分布图。1‒下寒武统; 2‒下志留统温泉沟群; 3‒上白垩统铁龙滩群; 4‒第四系; 5‒萨雷阔勒岭; 6‒地层界线; 7‒实测断层; 8‒推测断层; 9‒阔克吉勒嘎岩金矿; 10‒采样位置; ATS‒Akbaytal-Tanymas缝合带; KKF‒喀喇昆仑断裂; MPT‒主帕米尔逆冲断层; RPS‒Rushan-Pshart缝合带。

图2 研究区流纹岩的野外及镜下显微照片

Kfs‒钾长石; Qtz‒石英。

3 分析测试方法

样品的破碎和锆石分选由河北省廊坊市诚信地质服务有限公司完成。样品制靶和锆石阴极发光(CL)图像由重庆宇劲科技有限公司完成。锆石U-Pb年龄测定在中国科学院广州地球化学研究所矿物学与成矿学重点实验室完成。Hf同位素及全岩主元素、微量元素分析测试在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室完成。

3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年分析测试方法

样品破碎后制成约80目(0.177 mm)粉末, 用清水淘洗, 得到的重砂部分, 再经过电磁选分离出锆石, 在双目镜下挑选出晶形完整、无裂隙和透明度好的锆石, 粘于环氧树脂表面, 固化后打磨抛光至露出一个光洁平面, 然后进行透反射和阴极发光(CL)照像, 结合这些图像选择适宜的点位进行测试。锆石的原位U-Pb定年和微量元素分析利用激光剥蚀电感耦合等离子体质谱(LA-ICP-MS)完成。仪器采用美国Resonetics公司生产的RESOlution M-50激光剥蚀系统和Agilent 7500a型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)联机。实验采用标准锆石TEMORA[20]作为测年外标, 激光剥蚀直径为30 μm, 频率为8 Hz,具体实验分析方法详见涂湘林等[21]。数据处理使用软件ICPMSDataCal 10.1[22]。锆石谐和年龄图绘制和年龄计算采用软件Isoplot3.0[23]。

3.2 岩石主元素、微量元素分析测试方法

将样品无污染粉碎至200目(0.075 mm)用于地球化学分析测试。主元素使用Rigaku ZSX100e型 XRF进行分析, 精度优于5%, 微量元素使用Perkin- Elmer Sciex ELAN DRC-e型ICP-MS进行分析, 分析精度优于5%, 具体分析方法和过程参照梁细荣等[24]和李献华等[25]。

3.3 锆石Hf同位素分析测试方法

锆石Hf同位素原位分析, 使用仪器为美国resonetic公司生产的Neptune Plus型多接收等离子质谱仪(MC-ICP-MS), 激光剥蚀系统为RESOlution M-50, 详细激光剥蚀参数如下: 分析时激光剥蚀直径为45 μm, 频率为8 Hz, 激光输出能量为80 mJ/cm2, 采用He和少量N2作为气体介质。测试过程采用蓬莱锆石作为标样[26], 数据标准化根据179Hf/177Hf= 0.7325, 质量歧视校正用指数法则进行, Yb和Lu的干扰校正取176Lu/175Lu=0.02655[27]和176Yb/172Yb=0.5887, 而Yb分馏校正则根据172Yb/173Yb=1.35272用指数法则进行[28]。Hf的计算采用176Lu衰变常数[29]1.867× 10−11a−1。Hf()和Hf模式年龄计算中采用的球粒陨石和亏损地幔的176Hf/177Hf比值分别为0.282772[30]和0.28325[31], 二阶段模式年龄计算中采用平均地壳cc=−0.55[31]。

4 测试结果

4.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年

本次研究对木吉金矿区西南部火山岩系的流纹岩样品进行了锆石U-Pb定年分析, 结果见表1。

流纹岩样品中锆石晶型较好, 多呈短柱状, 晶体长度一般为60～100 μm, 长宽比集中于1.5∶1～2∶1之间。阴极发光图像(图3a)显示, 大部分锆石晶型较完整, 具有清晰的岩浆韵律环带, 显示岩浆成因特征[32]。流纹岩中锆石的U、Th含量分别为200～455 μg/g和85.4～346 μg/g, 也显示出岩浆锆石的特点[33–34]。

本次研究共选择了25个点进行测试, 其中第23号点由于Pb丢失导致测试数据异常故已删去, 其余测点的206Pb/238U年龄变化于(513.5±7.15)～(528.8± 8.75) Ma之间, 加权平均年龄为(521.0±2.8) Ma, MSWD=0.24, 见图3b。

表1 乌孜别里地区流纹岩LA-ICP-MS锆石U-Pb测试结果

图3 乌孜别里地区流纹岩中代表性锆石的阴极发光图像(CL)、分析点位、年龄及εHf(t)值(a, 实线圆圈和虚线圆圈分别代表锆石U-Pb、Hf同位素分析点位置)和锆石U-Pb年龄谐和图(b)

4.2 岩石地球化学特征

4.2.1 主元素特征

木吉金矿区5个流纹岩样品的地球化学分析结果见表2。流纹岩的SiO2含量在71.3%～79.3%之间, 平均含量为74.5%; Na2O含量主要介于0.07%～ 0.81%之间, K2O含量为5.9%～10.6%, K2O/Na2O比值大于2.49, 具有明显的富钾低钠特征; 5件样品的里特曼指数介于0.99～4.11之间, 平均值为2.77, 总体显示钙碱性, L3B-6-2和L3G-7两件样品的K2O+ Na2O虽然都大于10%, 但并非碱性流纹岩(图4), 镜下也未看到有碱性暗色矿物的存在; Al2O3含量在9.18%～13.4%之间, 平均含量为11.7%, 铝饱和指数(A/CNK)为0.99～1.33; CaO含量在0.17%～2.04%之间, 平均含量为0.81%, Fe2O3含量为1.06%～2.34%, 平均含量为1.74%; MgO含量为0.13%～1.51%, 平均含量为0.52%, 与流纹岩Mg、Fe和Ca组分较低的规律一致, 低TiO2(0.12%～0.46%)。此外, 岩石还表现出低P2O5(0.00%～0.06%)、MnO (0.06%～0.09%)的特征。在火山岩TAS分类命名图解(图5a)中, 5件样品均落在流纹岩范围内; 在A/NK-A/CNK图解中(图5b), 样品点主要落在过铝质范围内, 总体表现为过铝质特征。

4.2.2 微量元素特征

木吉金矿区西南部流纹岩5件样品稀土元素总量∑REE主要介于53.8～106 μg/g之间, 轻稀土元素(∑LREE)介于43.2～81.8 μg/g之间, 重稀土元素(∑HREE)介于10.6～27.6 μg/g之间, ∑LREE/∑HREE比值介于3.42～4.53之间, 显示轻稀土元素相对于重稀土元素有一定程度的富集; 分馏系数(La/Yb)N介于2.37～3.20之间, 轻、重稀土分馏作用比较明显, 中等负Eu异常(Eu=0.35～0.64)。原始地幔标准化微量元素蛛网图(见图6b)显示, 岩石富集大离子亲石元素(Rb、K)、轻稀土元素和不相容元素U, 相对亏损重稀土元素、高场强元素(P、Ti)。

4.3 锆石Hf同位素特征

流纹岩锆石原位Hf同位素分析结果见表3, Hf同位素演化图解如图7所示。样品锆石的176Lu/177Hf比值变化范围为0.001375818～0.00313943, 平均值为0.001895949, 所有锆石的176Lu/177Hf比值都小于0.004, 表明锆石在形成后基本上没有放射性成因Hf的积累, 所测定的176Lu/177Hf比值能代表其形成时体系的Hf同位素组成[39]。分析结果显示, 锆石176Hf/177Hf比值变化范围为0.282446～0.282571, 平均值为0.282502。锆石Hf同位素初始比值Hf()变化范围在−0.9～4.1之间, 主要为正值; 单阶段Hf模式年龄(DM1)介于970～1175 Ma之间; 两阶段Hf模式年龄(DM2)介于1533～1229 Ma之间。

5 讨 论

5.1 成岩年龄

关于木吉金矿区南部火山岩地层时代归属问题, 争论由来已久。由于研究区所处地理位置的特殊性(这其中既包括高海拔的环境因素, 也包括我国与邻国边界问题的限制因素), 该区域一直未有科研工作者进行系统性的科学考察研究, 最终导致地层时代归属的划分依靠的仅仅是区域上岩石性质的对比。本次研究获得的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄对该区域地层时代提供了重要约束, 表明其形成于早寒武世。

表2 乌孜别里地区流纹岩主量元素(%)和微量元素(μg/g)分析结果

图4 乌孜别里地区流纹岩SiO2-Zr/TiO2图解(底图据Winchester et al. [35])

Fig.4 SiO2-Zr/TiO2 diagram (after Winchester et al.[35]) of rhyolites from the Wuzibieli area

5.2 岩石成因类型

目前, 花岗岩成因分类主要根据其源区和地球化学成分的不同分为S型、I型、M型和A型4种基本类型[40–41]。自然界中真正由地幔岩浆衍生的M型花岗岩极少, 主要成因类型为I型、S型和A型。判断和区分I型、S型和A型花岗岩的重要矿物学标志是角闪石、堇青石和碱性暗色矿物[42–43], 但由于研究区流纹岩缺乏以上标志性矿物, 因此难以从矿物学上划分成因类型。本次研究主要从地球化学特征方面来区别。

研究区流纹岩富硅、富钾和贫磷的特点, 虽显示出A型花岗岩的特征, 但104×Ga/Al比值(104×Ga/ Al=1.39～2.39)小于2.6, 偏低的Zr、Nb、Ce和Y含量(Zr+Nb+Ce+Y=254～499 µg/g)、TiO2含量和锆石结晶温度(809～848 ℃)[44], 又不同于典型的A型花岗岩[43,45,46]。前述元素地球化学特征显示, 本次所研究的流纹岩具有过铝质特征, Eu中等负异常,Eu平均值为0.5, Na含量较低等特征明显不同于I型花岗岩。岩石样品具有高Si, 富碱, 低CaO、TiO2和P2O5的特征, 表明岩浆可能经历了一定程度的分异演化; 中等负Eu异常(Eu=0.35～0.64)和Sr的亏损, 暗示岩浆在演化的过程中发生了斜长石的分离结晶作用或源区有斜长石的残留; 分异指数D>85.8(范围在85.8～91.8之间, 均值为89.0), 表明岩浆在离开源区的过程中经历了较高程度的结晶分异作用。在 Fe2O3T/MgO-(Zr+Nb+Ce+Y)和(K2O+Na2O)/CaO- (Zr+Nb+Ce+Y)的判别图解中(图8), 分析样品基本落入分异的长英质花岗岩及A型花岗岩区域内。通常情况下, A型花岗岩都没有显示强烈分异的证据, 而高分异的长英质I＆S型花岗岩又可以具有与典型A型花岗岩部分一致的某些主元素和微量元素值[47], 据此判断其为高分异的花岗岩。Rb/Sr比值可以有效反映源区物质的性质, Rb/Sr>0.9为S型花岗岩, Rb/Sr<0.9为I型花岗岩[48], 5件样品的Rb/Sr比值介于1.65～8.95之间, 均大于0.9, 显示出S型花岗岩的特征。在SiO2-Zr和ACF图解中(图9), 样品几乎全部落入S型花岗岩区域内。综上所述, 本次研究认为研究区流纹岩应为高分异S型花岗岩。

图5 乌孜别里地区流纹岩TAS分类图(a, TAS底图据Le Bas et al. [36])和A/CNK-A/NK图(b, 底图据Maniar et al.[37])

Q‒石英; Ol‒橄榄石。

图6 球粒陨石标准化稀土元素分布模式图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b) (标准化值据Sun et al.[38])

表3 乌孜别里地区流纹岩锆石Hf同位素分析结果

图7 乌孜别里地区流纹岩εHf(t)-t图解(a)和tDM2频率分布直方图(b)

图8 乌孜别里地区流纹岩地球化学分类图解(底图据Whalen et al.[45])

FG–分异的长英质花岗岩; OGT–未分异的M型、I型和S型花岗岩。

图9 乌孜别里地区流纹岩SiO2-Zr图解(a, 底图据Whalen et al. [45])和ACF图解(b, 底图据Chappell et al. [49])

5.3 岩浆源区演化

研究区流纹岩样品轻、重稀土元素分异较弱((La/Yb)N主要介于2.37～3.20之间), 重稀土平坦, 指示岩浆源区部分熔融残留相主要矿物组成是角闪石而非石榴石; Eu、Sr和Ba负异常指示斜长石在岩浆源区稳定, 或者岩浆演化过程中有斜长石的结晶分异[50]; 无明显的Nb-Ta负异常, 指示源区部分熔融残留中无金红石。这些特征均表明该流纹岩是经历较高程度的分异演化形成。流纹岩的物质来源比较复杂, 主要有3种认识: ①地壳物质受幔源岩浆底侵发生部分熔融形成[51–53]; ②幔源玄武质岩浆经分离结晶作用形成[44,54,55]; ③壳幔岩浆混合形成[56–58]。

通常情况下, 流纹岩并不能由幔源岩浆直接分异形成, 幔源玄武质岩浆结晶分异一般形成的是安山质岩石[59]。锆石因具有极低的Lu/Hf比值及其稳定性而成为目前探讨岩浆起源与演化、示踪岩石源区及壳幔相互作用的重要工具[30,60,61]。研究区流纹岩的锆石Hf同位素组成变化范围较小, 显示其在组成上的较均一性, 反映了岩石形成时的物源特征, 可以排除地幔物质的混入。通常锆石Hf同位素模式年龄代表原岩物质从亏损地幔分异的时代, 锆石Hf()>0指示其来源于新生地壳的熔融[60,62], 而Hf()<0则表明其来源于古老地壳的再循环[60]。本次研究测得流纹岩的Hf()= −0.9～4.1, 主要为正值, 二阶段模式年龄(DM2)介于1533～1229 Ma之间(图7b)。在Hf()和年龄图解中(图7a), 数据点主要落于球粒陨石Hf同位素演化线上, 代表其原岩来自新生地壳的重熔, 从其二阶段模式年龄可知, 可推测该区在1.23～1.53 Ga期间有新生地壳的增长。

该流纹岩的Nb/Ta比值(11.7～13.3), 均值为12.3, 与大陆地壳中的(Nb/Ta≈11)[63–64]非常接近, 且明显低于幔源岩浆的Nb/Ta比值(17.5±2.0)[65–66], 说明流纹岩源区受地壳组分的影响比较大。Th/Ce比值(0.13～0.81, 均值为0.5)和Th/U比值(3.38～8.10, 均值为4.95)与大陆地壳(Th/Ce≥0.2[67]; Th/U＝6[68])非常接近, 说明该组流纹岩可能是壳源物质部分熔融的产物。流纹岩中Rb/Sr比值为1.65～8.95(平均为5.29)、Rb/Nb比值为8.49～17.9(平均为13.8), 均高于全球上地壳的平均值(0.32和4.5)[69], 表明其岩浆源区主要为壳源岩浆。在Eu-(La/Yb)N图解上(图10), 样品均落在壳源型花岗岩范围内, 证明该流纹岩为壳源物质熔融的产物。

图10 乌孜别里地区流纹岩δEu-(La/Yb)N图解(底图据文献[70])

综上所述, 本次研究认为乌孜别里地区流纹岩为中元古代新生地壳重熔形成的岩浆, 经较高程度的分异演化而成。

5.4 成岩构造环境

近年来, 塔什库尔干-水海地块地质调查研究表明, 区域上发育一系列的寒武纪岩浆作用记录, 如大量的花岗岩类、基性岩墙和双峰式火山岩等[71–82], 揭示了西昆仑造山带在早古生代的构造演化背景主要有以下4种模式: 原特提斯洋俯冲背景岛弧环境[71–74]、原特提斯洋俯冲背景下岩浆弧构造环境[75–76]、伸展构造背景下陆内裂谷环境[72,73,77–79]以及被动陆缘构造环境[83–86]。

一般S型花岗岩被认为是在同碰撞或者后碰撞构造背景下形成的, 研究区流纹岩在(Y+Nb)-Rb图解(图11b)上虽都落入后碰撞构造区域, 但在Rb/30-Hf-3Ta图解(图11a)中则显示出火山弧的特征。前人研究表明, 在火山弧环境下, 由于地壳的加厚能够产生S型花岗岩: 沉积岩通常在洋壳低角度俯冲的过程中能够被深埋, 然后由于洋壳俯冲向高角度转换, 俯冲带之上出现伸展的环境, 沉积岩部分熔融产生S型花岗岩浆[87]。研究区流纹岩富集轻稀土, 亏损高场强元素, 在稀土元素和微量元素图解方面显示出较为典型的岛弧花岗岩特征, 在(Y)-(Zr)图解中(图12a), 样品均落在弧岩浆岩区域, 暗示其与火山弧花岗岩具有亲缘性。另有研究表明, 活动大陆边缘的岩浆岩Th/Ta比值较高(16～20)[88],而该流纹岩Th/Ta比值为15.1～19.8, 在Th/Ta-(Yb)图解中(图12b), 样品均落在活动大陆边缘区域。综上所述, 推断研究区流纹岩在早寒武世的形成背景为原特提斯洋俯冲背景下岩浆弧构造环境。

图11 乌孜别里地区流纹岩Rb/30-Hf-3Ta图解(a, 底图据Harris et al. [89])和(Y+Nb)-Rb图解(b, 底图据Pearce[90])

图12 乌孜别里地区流纹岩w(Y)-w(Zr)图解(a)和Th/Ta-w(Yb)图解(b)(底图据Gorton et al.[91])

6 结 论

(1) 乌孜别里地区流纹岩成岩年龄为(521.0± 2.8) Ma, 表明它形成于早寒武世, 而非晚石炭-早二叠时期的产物。

(2) 乌孜别里地区流纹岩具有高硅富碱特点, 属于过铝质高钾钙碱性系列。岩石明显富集大离子亲石元素(Rb、K)、轻稀土元素和不相容元素U, 相对亏损重稀土元素、高场强元素(P、Ti), 具有中等 Eu负异常, 属于高分异S型花岗岩。

(3) 乌孜别里地区流纹岩由中元古代新生地壳重熔形成的岩浆经较高程度的分异演化而成。

(4) 结合前人研究, 推断研究区流纹岩形成于原特提斯洋俯冲背景下岩浆弧构造环境。

本文撰写过程中, 中国科学院广州地球化学研究所的包志伟研究员、河海大学的张传林教授给予了热忱的帮助并提出了宝贵的修改意见, 在此表示诚挚的谢意！

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Geochronology, geochemistry and genesis of the rhyolite in the Wuzibieli area, Akto County, Xinjiang

LI Pei1,2, WANG He1*, PU Qiang3, QIU Zeng-wang1,2, YAN Qing-he1,2, DONG Rui1,2and ZHANG Xiao-yu1,2

1. CAS Key Laboratory of Mineralogy and Metallogeny, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, China; 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 3. The Fifth Geology Company of Hebei Geology and Mineral Bureau, Tangshan 063000, China

Rhyolite dominated volcanic rocks widely outcrop in the Wuzibieli area, Akto county, in the West Kunlun orogenic belt. However, to date, no systematic chronological and geochemical studies have been performed, which hinders our understanding of their genesis and tectonic environment. In this study, we report the geochemistry, zircon U-Pb dating, and Hf isotopes of rhyolites in this area. LA-ICP-MS Zircon dating yielded a concordant238U/206Pb age of (521.0±2.8) Ma, indicating that the rhyolite erupted during the Early Cambrian. Geochemically, the rhyolites areperaluminous and show a high-K calc-alkaline signature. They are enriched in LILEs (such as Rb and K), LREE, and more mobile incompatible elements (U), but relatively depleted in HFES (such as P and Ti). They also show medium negative Eu anomalies and share most features with highly differentiated S-type granites. The ZirconHf() values are nearly positive (−0.9～4.1), and the two-stage model age (DM2) ranges from 1229 to 1553 Ma, indicating that the rhyolite in the Wuzibieli area was likely generated by partial melting of Mesoproterozoic new crust. Integrating with previous study, it is inferred that the rthyolite was formed in the continental volcanic arc related to the subduction of the Proto-Tethys Ocean.

Early Cambrian; zircon U-Pb dating; Hf isotope; geochemistry; rhyolites; the Muji gold deposit

P597

A

0379-1726(2021)06-0562-17

10.19700/j.0379-1726.2021.06.003

2020-01-03;

2020-03-21;

2020-04-02

新疆维吾尔自治区重点研发专项(2019B00011); 新疆维吾尔自治区重大科技专项(2018A03004); 国家自然科学基金(91962215, 41972088); 国家重点研发计划(2019YFC06005201); 第二次青藏科考项目(2019QZKK0802-01); 国家十二五科技支撑项目(2015BAB05B03); 中国科学院广州地球化学研究所135项目(135TP201601)

李沛(1986–), 男, 博士研究生, 构造地质学专业。E-mail: 522685551@qq.com

WANG He, E-mail: wanghe@gig.ac.cn; Tel: +86-20-85290986