塔里木西部奥依塔克辉长岩地球化学、锆石U-Pb年龄及其地质意义

慕生禄, 王 核, 王赛蒙, 白洪阳, 陈 谋, 贺国锐

塔里木西部奥依塔克辉长岩地球化学、锆石U-Pb年龄及其地质意义

慕生禄1, 2, 3, 王 核1, 2*, 王赛蒙4, 白洪阳1, 2, 陈 谋1, 2, 贺国锐5

(1. 中国科学院 广州地球化学研究所, 广东 广州 510640; 2. 中国科学院大学, 北京 100049; 3. 广元市天然气综合利用工业园区管委会, 四川 广元 628017; 4. 广东省有色地质勘查院, 广东 广州 510080; 5. 中国建筑材料工业地质勘查中心四川总队, 四川 成都 610052)

奥依塔克辉长岩出露于塔里木盆地西部, 位于塔里木地块与北昆仑地体之间的奥依塔克韧性剪切带上, 侵入于奥依塔克斜长花岗岩和英云闪长岩内。本研究对辉长岩进行了岩相学分析、全岩主微量分析、锆石微量元素分析和锆石U-Pb定年测试。研究结果显示, 辉长岩的SiO2含量为49.6%～51.3%, K2O含量为0.16%～0.41%, Na2O含量为2.58%～3.30%, 为拉斑系列的辉长岩, Mg#值为66～68。辉长岩的REE球粒陨石标准化配分曲线呈右倾型, Eu正异常。奥依塔克辉长岩富集大离子亲石元素, 亏损高场强元素, 微量元素N-MORB标准化图解中Nb负异常。锆石U-Pb年代学研究表明, 辉长岩的侵位年龄为206.5±3.2 Ma。在Th-Hf-Ta构造图解中和U/Yb-Nb/Yb构造判定图解中, 奥依塔克辉长岩都落入岛弧构造环境。地球化学特征表明奥依塔克辉长岩可能形成于大洋俯冲的背景, 岩浆来源可能为地幔物质和俯冲板片混合作用的熔体。奥依塔克辉长岩可能形成于古特提斯洋洋壳的向北俯冲到西昆仑地区206 Ma可能依然存在着古特提斯洋的洋壳俯冲, 北昆仑地体与塔里木地块尚未完全碰撞。

辉长岩; 锆石U-Pb定年; 岛弧拉斑系列; 古特提斯洋; 洋壳俯冲

0 引 言

西昆仑造山带是塔里木板块和羌塘板块之间的晚中生代造山带(Sengor and Okurogullari, 1991; Sun et al., 1991; Matte et al., 1996; 肖文交等, 2000; Li et al., 2002; Xiao et al., 2002)。自20世纪80年代起, 西昆仑造山带便成为国内外研究的热点, 引起了地学界的广泛关注。关于西昆仑的构造演化, 很多学者从多方面提出了不同的观点(丁道桂等, 1996; 潘裕生等, 2000; 肖序常和王军, 2004; 张传林等, 2007; 许志琴等, 2011; Zhang et al., 2018; 董瑞等, 2019)。西昆仑造山带分为西昆仑北带和南带。整体的演化历史为古生代古特提斯洋向北俯冲, 随着大洋的闭合, 加里东晚期南昆仑地体与北昆仑地体发生拼接(肖文交等, 2000; 魏小鹏等, 2018), 在晚古生代形成岩浆弧(张传林等, 2007), 并且在奥依塔克一带拉张发育弧后盆地。晚石炭世至二叠纪, 随着南昆仑地体与羌塘板块之间古特提斯洋的消减, 洋壳继续俯冲, 在塔里木板块和北昆仑地体之间的奥依塔克一带持续拉张, 出现弧后裂谷(孙海田等, 2003; 张传林等, 2006; 李广伟等, 2009)。中晚三叠世, 由于整个古特提斯洋全面向北俯冲关闭, 羌塘板块和塔里木板块拼接(毕华和王中刚, 1999; 张传林等, 2007; 杨文强, 2010), 使奥依塔克弧后盆地闭合, 在侏罗纪西昆仑地区开始造山运动。

由于造山带构造环境复杂、条件艰苦, 同时该地区存在强烈的构造剪切、变形和变质作用, 增大了该地区构造演化的研究难度, 使得西昆仑地区构造演化仍然存留着很多科学问题尚未解决。例如, 西昆仑地区古特提斯洋消亡的时限及昆仑山大规模造山作用的时限一直存在争议。在西昆仑和塔里木板块的缝合带上发现的辉长岩体, 对于研究西昆仑早中生代的构造演化具有重要意义, 本研究以该岩体为讨论对象, 通过地球化学分析, 锆石原位U-Pb定年以及锆石微量元素特征, 厘定该岩体岩浆来源和构造背景, 从而对西昆仑地区古特提斯洋盆的闭合和昆仑山大规模造山运动的时限进行探讨。

1 区域地质概况

西昆仑造山带整体呈现一巨大的NW至SE向的巨型反“S”展布。从南到北依次为奥依塔克–喀拉斯坦河韧性剪切带、奥依塔克–库地缝合带、康西瓦断裂、乔尔天山–红山湖缝合带所分开的塔里木块体、北昆仑地体、南昆仑地体、甜水海地体和喀喇昆仑山地体(图1a)。奥依塔克辉长岩出露于奥依塔克韧性剪切带上(魏小鹏等, 2018; Zhang et al., 2018; Hu et al., 2020)。在奥依塔克韧性剪切带出露大面积石炭纪基性火山岩, 石炭纪火山岩上不整合覆盖一套白垩系–第三系的巨厚沉积层, 同时内部侵入一系列花岗岩体。奥依塔克地区的花岗岩体可以分为两期, 第1期为分布于奥依塔克镇西12 km处的奥依塔克花岗岩, 岩体总面积55 km2, 图1b内42 km2, 长16 km, 最宽处5.5 km, 主要岩性为斜长花岗岩(337 Ma)(张传林等, 2006; 李广伟等, 2009), 另有少部分中粒英云闪长岩; 第2期为分布于距离奥依塔克镇西南侧20 km处的彼齐得歪岩体,面积约36 km2, 为一系列闪长岩–石英闪长岩–斜长花岗岩–花岗闪长岩的岩性组合。本次研究的辉长岩体侵入第一期的奥依塔克斜长花岗岩体中(图1b), 辉长岩体具体位置位于新藏公路附近, 面积约1 km2。

2 岩体岩石学特征

辉长岩为深灰绿色–灰黑色, 块状构造, 中细粒辉长结构。主要矿物组成为斜长石(50%～70%)和辉石(20%～40%), 次要矿物为角闪石(5%)和黑云母(5%)。辉长岩体以岩株状侵入于斜长花岗岩中, 侵入界线清晰。辉长岩有轻微的蚀变(图2d), 显微镜下, 自形–半自形的辉石晶体镶嵌于板状的斜长石中, 呈现明显的辉长结构(图2b)。斜长石被黝帘石、绢云母等矿物交代呈假象或残余, 只保留巨大的板状晶体形状(图2b), 卡式双晶清晰可见; 辉石整体上为六边形和菱形晶形(图2c), 发育纤闪石化、绿帘石化、绿泥石化, 含少量的钛铁矿、磁铁矿和铬铁矿等。

3 采样及分析方法

3.1 采集样品与锆石分选

本次样品, 取自奥依塔克村旁的基岩, 坐标为38°57′39.811″N, 75°24′33.27″E,=2077 m。本文选取了5个新鲜样品(AYTK-16-1～AYTK-16-5)进行主微量元素分析, 1个测年样品(AYTK-25)进行锆石分选。锆石的分选在河北省廊坊诚信地质技术服务公司完成, 挑选出锆石40粒。

3.2 测试方法

主量元素组成分析方法为XRF分析, 微量元素、稀土元素组成采用ICP-MS方法分析。测试方法见文献(Li, 1997), 以上测试均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。测试数据见表1。

锆石U-Pb年龄以及锆石微量元素测定均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进行, 分析仪器为激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)。使用NIST610进行仪器最佳化, 采用TEMORA标样(417 Ma,206Pb/238U=0.06683)进行测年外标, 激光束直径为31 μm, 频率为8 Hz。详细的测试流程见文献(Griffin et al., 2000; Liu et al., 2008), 主要仪器、操作过程和方法、质量监控步骤以及分析适用的标样和误差校正等参见文献(Horn et al., 2000; Ballard et al., 2001; Košler et al., 2002), 用ICPMSDataCal 7.4程序进行普通铅校正(Liu et al, 2010)。U-Pb年龄及谐和图均采用Isoplot程序完成(Ludwig, 2003; Harris et al., 2004)。

4 岩石地球化学特征

4.1 主量元素地球化学特征

奥依塔克辉长岩的主量元素和微量元素分析结果见表1, 辉长岩的SiO2含量为49.57%～51.32%, A12O3含量为15.88%～16.68%, CaO含量为10.83%～11.17%, Na2O含量为2.58%～3.30%, 岩石具有低TiO2含量(0.71%～0.84%)、低K2O含量(0.16%～0.41%), 高MgO含量(7.27%～8.84%)和高Mg#值(66.35～68.25)。奥依塔克辉长岩的固结指数(SI)范围为41～44。岩浆在发生结晶分异时, 一般是由富镁向贫镁方向演化, 残余熔浆的SI迅速降低。原生玄武岩浆的SI常为40左右, 奥依塔克辉长岩相对高SI值, 反映该岩体在岩浆演化过程中分离结晶程度较低。对样品的主量元素组成进行相关性分析, SiO2仅与K2O(=0.97)和Na2O(=0.95)有相应的正相关关系, 与其他元素并未有明显的相关性, 表明奥依塔克辉长岩的结晶分异作用不明显, 主要以堆晶作用形成。

表1 奥依塔克辉长岩样品的主量元素(%)、微量元素和稀土元素(×10−6)组成

续表1:

注: Mg#=100×(MgO/40.3044)/(MgO/40.3044+2×Fe2O3/159.6882)。

将样品的主量元素组成投入岩浆岩的TAS的SiO2-(Na2O+K2O)图中(图3a), 全部落入亚碱性辉长岩区域内。在岩浆岩(钾玄岩、钙碱性系列分类)的SiO2-K2O图解中(图3b), 样品落入低钾(拉斑)系列区域。

4.2 微量元素地球化学特征

辉长岩的微量元素原始地幔标准化蛛网图中(图4), 相对富集不相容元素。尤其富集Cs、Ba、U、K、Pb、Sr等活动性元素, 具有强烈的Pb、Sr正异常, 微弱的Eu正异常(δEu为1.07～1.16), 微弱的Sm、Y负异常, 亏损La、Ce、Th、Nb、Zr、P、Ti等高场强元素。相对大洋中脊玄武岩((normal mid-ocean ridge basalt, N-MORB), 整体富集大离子亲石元素, 轻微亏损高场强元素和重稀土元素。

大离子亲石元素在含水流体中容易迁移, 而高场强元素不易受到流体的作用, 可以用两者的地球化学行为来追溯源区信息(Rollinson, 2014)。微量元素N-MORB标准化图解显示(图4b), 辉长岩强烈富集大离子亲石元素, 如Sr、K、Rb、Ba、Ce, 而亏损高场强元素Nb、Ta、P、Hf、Zr、Sm、Ti、Y、Yb, 以及有不同程度的Ti和P负异常, 具有明显的Nb-Ta槽。大离子亲石元素和高场强元素的地球化学性质在Nb-Ta处发生转折的这种微量元素配分型式形成的主要原因是, 俯冲板片的流体交代了上覆的地幔楔使地幔岩石发生部分熔融, Nb、Ta等高场强元素相比较大离子亲石元素和稀土元素在流体中浓度变低, 从而沉淀于残留相中, 为典型的消减带特征(Hole et al., 1984; Thompson et al., 1984; Sun and McDonugh, 1989), 对应的岩浆岩系列为典型的岛弧拉斑系列(Winter, 2013), 说明此辉长岩的形成可能与板片俯冲有关。

4.3 稀土元素地球化学特征

辉长岩的稀土元素总量变化不大(表1), ΣREE在25.6×10−6～31.3×10−6之间, 高出球粒陨石10倍左右。(La/Yb)N值介于0.74～1.28之间, LREE/HREE值为1.45～1.94, 表明岩浆几乎没有发生轻重稀土的分异。δEu值为1.07～1.16, 有轻微的Eu正异常, 这与辉长岩中存在的斜长石有关, 同时说明岩浆的结晶分异作用较弱。Nb/Ta比值在11.9～13.5之间, 略低于原始地幔组成, Zr/Hf比值在34.8～37.6之间, 和原始地幔比值大致相同(Nb/Ta=17; Zr/Hf=36) (Sun and McDonugh, 1989)。在稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图解中整体为平坦型(图5), 轻稀土略微亏损, 中稀土平坦, 重稀土亏损, 总体类似于N-MORB(Sun and McDonugh, 1989; McDonough and Sun, 1995)。

Ir: Irvine 分界线, 上方为碱性, 下方为亚碱性; 1. 橄榄辉长岩; 2a. 碱性辉长岩; 2b. 亚碱性辉长岩; 3. 辉长闪长岩; 4. 闪长岩; 5. 花岗闪长岩; 6. 花岗岩; 7. 硅英岩; 8. 二长辉长岩; 9. 二长闪长岩; 10. 二长岩; 11. 石英二长岩; 12. 正长岩; 13. 副长石辉长岩; 14. 副长石二长闪长岩; 15. 副长石二长正长岩; 16. 副长正长岩; 17. 副长深成岩; 18. 霓方钠岩/磷霞岩/粗白榴岩。

N-MORB: 正常型洋中脊玄武岩; E-MORB: 富集型洋中脊玄武岩; OIB: 洋岛玄武岩。

5 锆石地球化学

5.1 锆石U-Pb年龄

本次研究从一个测年样品(样品号AYTK-25)中挑选的所有锆石均为透明长柱状晶体(部分颗粒表面有溶蚀), 晶体自形好, 长轴在100～250 mm之间, 长短轴之比为1/2～1/4。在阴极发光照片中, 具有典型的岩浆锆石生长环带(图6)。选取21颗较大的锆石用以定年, 分析测试均选择在锆石的生长环带的外边缘进行。

锆石点位和年龄如图6所示。21颗锆石的U含量范围为639×10−6～3380×10−6, Th的含量范围为314×10−6～1585×10−6, Th/U值在0.43～0.97之间(表2)。所有数据集中分布在谐和线附近(图7a), 引用Isoplot软件分析得到结果, 谐和年龄为208.5±6.4 Ma, MSWD=1.5, 加权平均年龄为206.5±3.2 Ma, MSWD=4.3 (95%置信度, 图7b)。

5.2 锆石微量元素

本次研究中, 共对21颗锆石进行了微量元素组成分析(表3)。在球粒陨石标准化稀土元素配分模式图上(图8), 奥依塔克辉长岩中锆石稀土配分曲线均显示相对亏损轻稀土元素, 富集重稀土元素的特征, 有明显的正Ce异常(δCe=3.11～49.5)和明显的负Eu异常(δEu=0.37～0.71), Th/U>0.43, 显示明显的岩浆锆石成分特征(Hoskin et al., 2003)。

N-MORB: 正常型洋中脊玄武岩; E-MORB: 富集型洋中脊玄武岩; OIB: 洋岛玄武岩。

6 讨论

6.1 岩浆源区

辉长岩REE球粒陨石标准化配分图为平坦型(图5),轻稀土略微亏损, 中稀土平坦, 重稀土亏损,有轻微的Eu正异常, 与N-MORB相似(Sun and McDonugh, 1989), 反映岩浆源区可能与岩石圈地幔有关。在微量元素N-MORB标准化图解中, Nb、Ta亏损, 大离子亲石元素相对富集, 高场强元素相对亏损(图4)。在岩浆源区的演化中, 造成部分熔融的岩浆Nb亏损的原因分别有: ①地幔源区亏损Nb; ②在部分熔融过程中地幔源区有富含Nb的矿物相残留(例如金红石)。但金红石在地幔中不稳定, 常常会与地幔中的橄榄石发生反应(Ryerson and Watson, 1987)。奥依塔克辉长岩中富集大离子亲石元素, 其Cs/Yb和Ba/Yb值分别为0.06～0.09和17.8～51.8, 和原始地幔的特征相近(原始地幔Cs/Yb和Ba/Yb值分别为0.02和14.2)(Sun and McDonugh, 1989), 具有原始地幔岩浆的特征。Cs、Rb、Ba在流体中活动性较强, 但在奥依塔克辉长岩中表现出相对稳定的特征(图4), 表明大离子亲石元素的富集并非是后期热液作用, 而是岩浆源区的特征, 这与岛弧体系中地幔楔由于受到俯冲带流体的交代的岩浆特征相符合。Rapp et al. (1999)认为由下地壳岩石部分熔融形成的熔体, 其Mg#值小于50, 而地幔物质和俯冲板片的混合作用来源的熔体具有较高的Mg#值。本次测定的辉长岩具有极高的Mg#值(66.35～68.25)。所以, 辉长岩的岩浆来源很可能为俯冲洋壳板片与地幔楔的混合成分。

图6 AYTK-25锆石颗粒阴极发光影像及年龄

表2 奥依塔克辉长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分析结果

续表2:

表3 奥依塔克辉长岩的锆石微量元素组成(×10−6)

注: δEu=EuN/(SmN×GdN)1/2, δCe=CeN/(LaN×PrN)1/2。

图7 辉长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄谐和图(a)和加权平均年龄图(b)

图8 锆石球粒陨石标准化稀土元素配分模式图 (球粒陨石标准化值据McDonough and Sun, 1995)

6.2 构造背景

辉长岩的分离结晶作用基本上对Th-Ta的分配不会有明显影响(和钟铧等, 2006), 所以运用辉长岩的Th/Ta值进行构造环境的讨论是可行的。根据表1数据计算, Th/Ta比值集中在2～6.5之间, 具有岛弧构造环境的地球化学特征。在Th-Hf-Ta判别图上(图9a), 奥依塔克辉长岩样品的所有数据均处于岛弧拉斑系列区域中, 这与该岩体的微量元素表现出来的岛弧特征相吻合。反映在大地构造环境中, 只有岛弧和弧后盆地才具有这样的地球化学特征。所以, 奥依塔克辉长岩的构造环境可能为岛弧或者弧后盆地环境。

锆石微量元素的证据在目前的岩浆构造环境的判定有了进一步的突破(Murali et al.1983; Hoskin et al., 2000, 2003; Belousova et al., 2002; Coogan et al., 2006; Grimes et al., 2007, 2009, 2015)。在锆石的微量元素U/Yb-Nb/Yb图解中(图9b), 整个锆石值均落入于岩浆弧区域内, 这与岩石微量元素显示的大地构造特征一致。表明在晚三叠世末西昆仑地区可能依然存在着洋壳的向北俯冲, 俯冲洋壳脱水导致上覆地幔楔发生部分熔融, 岩浆上涌在北昆仑地体与塔里木地块中间的奥依塔克缝合带形成岩浆侵位。

毕华和王中刚(1999)认为古特提斯洋在三叠纪发生了自NE向SW的俯冲消减, 在晚三叠世最终闭合, 并在北部发现224.70～211.39 Ma的晚三叠世岛弧花岗岩带, 这与本次辉长岩体得到的年龄相近。潘裕生(2000)也指出古特提斯洋从二叠纪开始消减, 到晚三叠世洋盆封闭, 这一事件的下限年龄为200 Ma。同时中–上三叠统康西瓦–大红柳滩巨大的复理石建造也佐证了西昆仑地区古特提斯洋此时存在洋盆(丁道桂等, 1996; 毕华和王中刚, 1999; 肖文交等, 2000; 肖序常和王军, 2004)。在前人的认识中, 古特提斯洋洋壳俯冲导致的奥依塔克–盖孜缝合带的弧后盆地拉张出现在石炭纪(丁道桂等, 1996; 孙海田等, 2003), 其依据为盖孜、昆盖山北坡的玄武岩年龄为晚石炭世, 而这套地层并未做过同位素年龄测定, 仅通过地层对比和古生物化石作为时代依据, 作者通过对盖孜、昆盖山北坡阿克塔什玄武岩、萨洛依玄武岩以及萨洛依玄武岩同时代的化学沉积岩采样进行锆石年龄的分析, 发现时代均为晚二叠世(慕生禄, 2016)。若盖孜–昆盖山北坡整体玄武岩时代确定推后, 则说明弧后盆地的拉张出现在二叠纪晚期, 本次获得的奥依塔克岛弧环境的辉长岩年龄为206 Ma,更佐证了古特提斯洋的消亡时限会更晚。所以古特提斯洋的持续俯冲导致奥依塔克辉长岩在塔里木块体与北昆仑地体之间的弧后盆地的侵入就位是极有可能的。

结合区域地质资料和大地构造演化背景(卢书炜等, 2013), 奥依塔克辉长岩可能记录了古特提斯洋洋壳向北俯冲构造演化的末端事件: 古特提斯洋消亡, 北昆仑地体与塔里木板块中间的弧后盆地逐渐闭合, 岩浆弧与大陆主体开始拼接(图10)。本次研究奥依塔克岛弧拉斑系列辉长岩得到的年龄为206 Ma,为古特提斯洋的消亡和昆仑造山带构造演化提供了新的依据。

IAT: 岛弧拉斑玄武岩; CAB: 岛弧钙碱性玄武岩; N-MORB: 正常型洋中脊玄武岩; E-MORB+WPT: 富集型洋中脊玄武岩+板内拉斑玄武岩; WPAB: 板内碱性玄武岩; Cont.Arc-type: 岩浆弧型玄武岩; OI-type: 洋岛型玄武岩; MOR-type: 洋中脊型玄武岩。

图10 西昆仑晚三叠纪大地构造演化示意简图

7 结 论

(1) 奥依塔克辉长岩体的锆石年龄为206 Ma, 形成于三叠纪晚期。

(2) 奥依塔克辉长岩为岛弧拉斑系列, 岩浆来源很可能是俯冲板片经过脱水熔融岩石圈地幔楔形成的岩浆, 向上侵位于奥依塔克缝合带。表明这一时间段, 西昆仑可能仍有板块俯冲事件的发生。

(3) 辉长岩年龄和构造背景为西昆仑地区早中生代的构造演化提供新的制约。在206 Ma左右, 古特提斯洋尚未完全闭合, 西昆仑北地体与塔里木地块尚未发生碰撞。

毕华, 王中刚, 王元龙, 朱笑青. 1999. 西昆仑造山带构造-岩浆演化史. 中国科学(D辑), 29(5): 398–406.

丁道桂, 王道轩, 刘伟新, 孙世群. 1996. 西昆仑造山带与盆地. 北京: 地质出版社: 1–230.

董瑞, 王核, 闫庆贺, 张晓宇, 魏小鹏, 李沛, 周楷麟. 2019. 西昆仑甜水海地块巴颜喀拉山群地球化学特征和碎屑锆石U-Pb年代学特征: 对物源及构造环境的启示. 大地构造与成矿学, 43(6): 1236–1257.

和钟铧, 杨德明, 王天武. 2006. 西藏嘉黎断裂带凯蒙蛇绿岩的年代学、地球化学特征及大地构造意义. 岩石学报, 22(2): 653–660.

李广伟, 方爱民, 吴福元, 刘小汉, 潘裕生, 王世刚. 2009. 塔里木西部奥依塔克斜长花岗岩锆石U-Pb 年龄和Hf同位素研究. 岩石学报, 25(1): 166–172.

卢书炜, 杜凤军, 任建德. 2013. 中华人民共和国区域地质调查报告(1∶250000艾提开尔丁萨依幅J43C002002英吉沙县幅J43C002003). 北京: 中国地质大学出版社: 50–72.

慕生禄. 2016. 西昆仑昆盖山火山岩构造环境与典型矿床研究. 广州: 中国科学院广州地球化学研究所博士学位论文, 1–169.

潘裕生, 文世宣, 孙东立. 2000. 喀喇昆仑山–昆仑山地区地质演化. 北京: 科学出版社: 209–258.

孙海田, 李纯杰, 吴海, 王宏君, 祁世军, 陈贵民, 高鹏. 2003. 西昆仑金属成矿省概论. 北京: 地质出版社: 30–55.

魏小鹏, 王核, 张晓宇, 董瑞, 朱士波, 邢春辉, 李沛, 闫庆贺, 周楷麟. 2018. 西昆仑东部晚三叠世高镁闪长岩的成因及其地质意义. 地球化学, 47(4): 363–379.

肖文交, 侯泉林, 李继亮, Windely B F, 郝杰, 方爱民, 周辉, 王志洪, 陈汉林, 张国成, 袁超. 2000. 西昆仑大地构造相解剖及其多岛增生过程. 中国科学(D辑), 30(S1): 22–28.

肖序常, 王军. 2004. 西昆仑–喀喇昆仑及其邻区岩石圈结构演化中几个问题的探讨. 地质论评, 50(3): 285–294.

许志琴, 李思田, 张建新, 杨经绥, 何碧竹, 李海兵, 林畅松, 蔡志慧. 2011. 塔里木地块与古亚洲/特提斯构造体系的对接. 岩石学报, 27(1): 1–22.

许志琴, 杨经绥, 戚学祥, 崔军文, 李海兵, 陈方远. 2006. 印度/亚洲碰撞——南北向和东西向拆离构造与现代喜马拉雅造山机制再讨论. 地质通报, 25(1–2): 1–14.

杨文强. 2010. 西昆仑康西瓦构造带印支期变质事件的确定及其构造意义. 西安: 西北大学硕士学位论文: 29–50.

张传林, 陆松年, 于海锋, 叶海敏. 2007. 青藏高原北缘西昆仑造山带构造演化: 来自锆石SHRIMP及LA-ICP-MS测年的证据. 中国科学(D辑), 37(2): 145–154.

张传林, 于海峰, 叶海敏, 赵宇, 张东生. 2006. 塔里木西部奥依塔克斜长花岗岩: 年龄, 地球化学特征, 成岩作用及其构造意义. 中国科学(D辑), 36(10): 881–893.

Ballard J R, Palin J M, Williams I S, Campbell I H, Faunes A. 2001. Two ages of porphyry intrusion resolved for the super-giant Chuquicamata copper deposit of northern Chile by ELA-ICP-MS and SHRIMP., 29(5): 383–386.

Belousova E, Griffin W L, O’reilly S Y, Fisher N L. 2002. Igneous zircon: Trace element composition as an indicator of source rock type., 143(5): 602–622.

Coogan L A, Hinton R W. 2006. Do the trace element compositions of detrital zircons require Hadean continental crust?, 34(8): 633–636.

Griffin W L, Pearson N J, Belousova E, Jackson S E, van Achterbergh E, O’Reilly S Y, Shee S R. 2000. The Hf isotope composition of cratonic mantle: LAM-MC-ICPMSanalysis of zircon megacrysts in kimberlites., 64(1): 133–147.

Grimes C B, Wooden J L, Cheadle M J, John B E. 2015. “Fingerprinting” tectono-magmatic provenance using trace elements in igneous zircon., 170(5–6): 1–26.

Grimes C B, John B E, Kelemen P B, Mazdab F K, Wooden J L, Cheadle M J, Schwartz J J. 2007. Trace element chemistry of zircons from oceanic crust: A method for distinguishing detrital zircon provenance., 35(7): 643–646.

Grimes C B, John B E, Cheadle M J, Mazdab F K, Wooden J L, Swapp S, Schwartz J J. 2009. On the occurrence, trace element geochemistry, and crystallization history of zircon from in situ ocean lithosphere., 158(6): 757–783.

Harris A C, Allen C M, Bryan S E, Campbell I H, Holcombe R J, Palin J M. 2004. ELA-ICP-MS U-Pb zircon geochronology of regional volcanism hosting the Bajo de la Alumbrera Cu-Au deposit: Implications for porphyry-related mineralization., 39(1): 46–67.

Hole M J, Saunders A D, Marriner G F, Tarney J. Subduction of pelagic sediments: Implications for the origin of Ce-anomalous basalts from the Mariana Islands., 1984, 141(3): 453–472.

Horn I, Rudnick R L, McDonough W F. 2000. Precise elemental and isotope ratio determination by simultaneoussolution nebulization and laser ablation-ICP-MS: application to U-Pb geochronology., 164(3): 281–301.

Hoskin P W O, Ireland T R. 2000. Rare earth element chemistry of zircon and its use as a provenance indicator., 28(7): 627–630.

Hoskin P W O, Schaltegger U. 2003. The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis., 53(1): 27–62.

Hu J, Huang C Y, Wang H. 2020. U-Pb zircon geochronologyand geochemistry of metavolcanics and associ-ated iron ores of the magnetite-rich BIF deposits in the Western Kunlun orogenic belt: Constraints on the depositional age, origin and tectonic setting., 121, 103751.

Košler J, Fonneland H, Sylvester P, Tubrett M, Pedersen R B. 2002. U-Pb dating of detrital zircons for sediment provenance studies — A comparison of laser ablation ICPMS and SIMS techniques.. 182(2–4): 605–618.

Li X H. 1997. Geochemistry of the Longsheng ophiolite from the southern margin of Yangtze Craton, SE China., 31(5): 323–337 .

Li Q S, Gao R, Lu D Y, Li J W, F J Y, Zhang Z Y , Liu W. Li Y K, Yan Q R, Li D X. 2002. Tarim underthrust beneath western Kunlun: Evidence from wide-angle seismic sounding., 20(3): 247– 253.

Liu Y, Gao S, Hu Z, Gao C, Zong K, Wang D. 2010. Continental and oceanic crust recycling-induced melt-peridotite interactions in the Trans-North China Orogen: U-Pb dating, Hf isotopes and trace elements in zircons from mantle xenoliths.51(1–2), 537–571.

Liu Y S, Hu Z C, Gao S, Günther D, Xu J, Gao C G, Chen H H. 2008. In situ analysis of major and trace elements of anhydrous minerals by LA-ICP-MS without applying an internal standard., 257(1–2): 34–43.

Ludwig K. 2003. Isoplot/Ex, version 3: A geochronological toolkit for Microsoft excel: Berkeley. California, Geochronology Center Berkeley.

Matte P, Tapponnier P, Arnaud N, Bourjot L, Avouac J P, Vidal P, Liu Q, Pan Y S, Wang Y. 1996. Tectonics of Western Tibet, between the Tarim and the Indus., 142(3): 311–330 .

McDonough W F, Sun S S. 1995. The composition of the Earth., 120(3): 223–253.

Morrison G W. 1980. Characteristics and tectonic setting of the shoshonite rock association., 13(1): 97–108.

Murali A V, Parthasarathy R, Mahadevan T M, Das M S. 1983. Trace element characteristics, REE patterns and partition coefficients of zircons from different geologicalenvironments—A case study on Indian zircons., 47(11): 2047–2052.

Pearce J A. 1983. Role of the subcontinental lithosphere in magma genesis at active continental margins // Hawkesworth C J, Norry M J. Continental Basalts and Mantle Xenoliths. Cheshire: Shiva Piblication: 230–249.

Rapp R P, Shimizu N, Norman M D, Applegate G S. 1999. Reaction between slab-derived melts and peridotite in the mantle wedge: Experimental constraints at 3.8 GPa., 160(4): 335–356.

Rickwood P C. 1989. Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and minor elements., 22(4): 247–263.

Rollinson H R. 2014. Using geochemical data: Evaluation, presentation, interpretation. London: Routledge: 1–344.

Ryerson F J, Watson E B. 1987. Rutile saturation in magmas: Implications for Ti-Nb-Ta depletion in island-arc basalts., 86(2–4): 225–239.

Sengor A, Okurogullari A H. 1991. The role of Accretionary Wedges in the growth of continents: Asiastic examples from Argand to plate tectonics., 84(3): 535–597.

Sun S, Li J, Lin J L, Wang Q C, Chen H H. 1991. Indosinides in China and the consumption of Eastern Paleotethys Controversies in Modern Geology. London: Academic Press: 363–384.

Sun S S, McDonough W F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes.,:, 42(1): 313–345.

Thompson R N, Morrison M A, Hendry G L, Parry S J. 1984. An Assessment of the relative roles of crust and mantle in magma genesis and elemental approach., 310(1514): 549–590.

Winter J D. 2013. Principles of igneous and metamorphic petrology. Pearson education: 241–283.

Wood D A. 1980. The application of a Th-Hf-Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary Volcanic Province., 50(1): 11–30.

Xiao W J, Windley B F, Chen H L, Zhang G C, Li J L 2002. Carboniferous-Triassic subduction and accretion in the western Kunlun, China: Implications for the collisional and accretionary tectonics of the northern Tibetan Plateau., 30(4): 295–298.

Zhang C L, Zou H B, Ye X T, Chen X Y. 2018. Tectonic evolution of the NE section of the Pamir Plateau: New evidence from field observations and zircon U-Pb geochronology., 723: 27–40.

Whole-rock geochemistry, zircon U-Pb age characteristics and their geological significance of the Aoyitake gabbros from the western Tarim in Xinjiang

MU Shenglu1, 2, 3, WANG He1, 2*, WANG Saimeng4, BAI Hongyang1, 2, CHENMou1, 2, HE Guorui5

(1. Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 3. Guangyuan Natural Gas Utilization Industrial Park Management Committee, Guangyuan 628017, Sichuan, China; 4. Guangdong Nonferrous Metals Geological Prospecting Institution, Guangzhou 510080, Guangdong, China; 5. Sichuan Branch of China National Geological Exploration Center of Building Materials Industry, Chengdu 610052, Sichuan, China)

The Aoyitake gabbro, which intruded plagioclase granite and tonalite, yielded in the Aoyitake ductile shear belt between the Tarim and North Kunlun blocks. Petrographic features, whole-rock major and trace element compositions, and zircon U-Pb ages are reported for the gabbro in this paper. The Aoyitake gabbro has classical igneous textures with large plagioclase crystals, which indicate a slow cooling history. High Mg#values (66 to 68) indicate that the gabbro may be derived from a hybrid source comprising mantle material and fluids from the melting of a subducted oceanic plate. The zircon U-Pb dating yielded an age of 206.5 ± 3.2 Ma for the gabbros. In the tectonic discrimination diagram, the Aoyitake gabbros plot in the IAT region and within the Continental Arc-type field on the zircon U/Yb-Nb/Yb diagram. Combined with previous research on tectonic evolution of west Kunlun block, we suggest that the subduction of Paleo-Tethys oceanic plate led to melting of lithospheric mantle by dehydration melting. The gabbro exposed in Aoyitake were probably formed by partial melting of the lithospheric mantle, triggered by the Paleo-Tethys oceanic crust slab subduction northward and magma upwelling in the Aoyitake back-arc basin. Our results also show that the west Kunlun area had still existed in the oceanic crust of the Paleo-Tethys until 206 Ma. This provides new data on the time of the closure of the Paleo-Tethys ocean and the orogeny of the Kunlun mountains. The closure time of the Paleo-Tethys ocean was no later than 206 Ma, and the timing of the west Kunlun large-scale orogeny was no earlier than 206 Ma.

gabbros; zircon U-Pb dating; island arc tholeiitic series; paleo-tethys ocean; oceanic crust subduction

P595; P597

A

0379-1726(2022)03-0365-12

10.19700/j.0379-1726.2022.03.009

2019-03-04;

2020-12-17

新疆维吾尔自治区科技重大专项、重点研发任务专项(2019B00011、2020A03005-3)、第二次青藏科考项目(2019QZKK0802)和国家自然科学基金(91962215、41972088)联合资助。

慕生禄(1989–), 男, 博士研究生, 构造地质学专业。E-mail: mushenglu123456@163.com

王核(1966–), 男, 研究员, 博士生导师, 主要从事构造与成矿研究。E-mail: wanghe@gig.ac.cn