慕生祿, 王 核, 王賽蒙, 白洪陽, 陳 謀, 賀國銳

塔里木西部奧依塔克輝長巖地球化學(xué)、鋯石U-Pb年齡及其地質(zhì)意義

慕生祿1, 2, 3, 王 核1, 2*, 王賽蒙4, 白洪陽1, 2, 陳 謀1, 2, 賀國銳5

(1. 中國科學(xué)院 廣州地球化學(xué)研究所, 廣東 廣州 510640; 2. 中國科學(xué)院大學(xué), 北京 100049; 3. 廣元市天然氣綜合利用工業(yè)園區(qū)管委會(huì), 四川 廣元 628017; 4. 廣東省有色地質(zhì)勘查院, 廣東 廣州 510080; 5. 中國建筑材料工業(yè)地質(zhì)勘查中心四川總隊(duì), 四川 成都 610052)

奧依塔克輝長巖出露于塔里木盆地西部, 位于塔里木地塊與北昆侖地體之間的奧依塔克韌性剪切帶上, 侵入于奧依塔克斜長花崗巖和英云閃長巖內(nèi)。本研究對輝長巖進(jìn)行了巖相學(xué)分析、全巖主微量分析、鋯石微量元素分析和鋯石U-Pb定年測試。研究結(jié)果顯示, 輝長巖的SiO2含量為49.6%～51.3%, K2O含量為0.16%～0.41%, Na2O含量為2.58%～3.30%, 為拉斑系列的輝長巖, Mg#值為66～68。輝長巖的REE球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分曲線呈右傾型, Eu正異常。奧依塔克輝長巖富集大離子親石元素, 虧損高場強(qiáng)元素, 微量元素N-MORB標(biāo)準(zhǔn)化圖解中Nb負(fù)異常。鋯石U-Pb年代學(xué)研究表明, 輝長巖的侵位年齡為206.5±3.2 Ma。在Th-Hf-Ta構(gòu)造圖解中和U/Yb-Nb/Yb構(gòu)造判定圖解中, 奧依塔克輝長巖都落入島弧構(gòu)造環(huán)境。地球化學(xué)特征表明奧依塔克輝長巖可能形成于大洋俯沖的背景, 巖漿來源可能為地幔物質(zhì)和俯沖板片混合作用的熔體。奧依塔克輝長巖可能形成于古特提斯洋洋殼的向北俯沖到西昆侖地區(qū)206 Ma可能依然存在著古特提斯洋的洋殼俯沖, 北昆侖地體與塔里木地塊尚未完全碰撞。

輝長巖; 鋯石U-Pb定年; 島弧拉斑系列; 古特提斯洋; 洋殼俯沖

0 引 言

西昆侖造山帶是塔里木板塊和羌塘板塊之間的晚中生代造山帶(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世紀(jì)80年代起, 西昆侖造山帶便成為國內(nèi)外研究的熱點(diǎn), 引起了地學(xué)界的廣泛關(guān)注。關(guān)于西昆侖的構(gòu)造演化, 很多學(xué)者從多方面提出了不同的觀點(diǎn)(丁道桂等, 1996; 潘裕生等, 2000; 肖序常和王軍, 2004; 張傳林等, 2007; 許志琴等, 2011; Zhang et al., 2018; 董瑞等, 2019)。西昆侖造山帶分為西昆侖北帶和南帶。整體的演化歷史為古生代古特提斯洋向北俯沖, 隨著大洋的閉合, 加里東晚期南昆侖地體與北昆侖地體發(fā)生拼接(肖文交等, 2000; 魏小鵬等, 2018), 在晚古生代形成巖漿弧(張傳林等, 2007), 并且在奧依塔克一帶拉張發(fā)育弧后盆地。晚石炭世至二疊紀(jì), 隨著南昆侖地體與羌塘板塊之間古特提斯洋的消減, 洋殼繼續(xù)俯沖, 在塔里木板塊和北昆侖地體之間的奧依塔克一帶持續(xù)拉張, 出現(xiàn)弧后裂谷(孫海田等, 2003; 張傳林等, 2006; 李廣偉等, 2009)。中晚三疊世, 由于整個(gè)古特提斯洋全面向北俯沖關(guān)閉, 羌塘板塊和塔里木板塊拼接(畢華和王中剛, 1999; 張傳林等, 2007; 楊文強(qiáng), 2010), 使奧依塔克弧后盆地閉合, 在侏羅紀(jì)西昆侖地區(qū)開始造山運(yùn)動(dòng)。

由于造山帶構(gòu)造環(huán)境復(fù)雜、條件艱苦, 同時(shí)該地區(qū)存在強(qiáng)烈的構(gòu)造剪切、變形和變質(zhì)作用, 增大了該地區(qū)構(gòu)造演化的研究難度, 使得西昆侖地區(qū)構(gòu)造演化仍然存留著很多科學(xué)問題尚未解決。例如, 西昆侖地區(qū)古特提斯洋消亡的時(shí)限及昆侖山大規(guī)模造山作用的時(shí)限一直存在爭議。在西昆侖和塔里木板塊的縫合帶上發(fā)現(xiàn)的輝長巖體, 對于研究西昆侖早中生代的構(gòu)造演化具有重要意義, 本研究以該巖體為討論對象, 通過地球化學(xué)分析, 鋯石原位U-Pb定年以及鋯石微量元素特征, 厘定該巖體巖漿來源和構(gòu)造背景, 從而對西昆侖地區(qū)古特提斯洋盆的閉合和昆侖山大規(guī)模造山運(yùn)動(dòng)的時(shí)限進(jìn)行探討。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

西昆侖造山帶整體呈現(xiàn)一巨大的NW至SE向的巨型反“S”展布。從南到北依次為奧依塔克–喀拉斯坦河韌性剪切帶、奧依塔克–庫地縫合帶、康西瓦斷裂、喬爾天山–紅山湖縫合帶所分開的塔里木塊體、北昆侖地體、南昆侖地體、甜水海地體和喀喇昆侖山地體(圖1a)。奧依塔克輝長巖出露于奧依塔克韌性剪切帶上(魏小鵬等, 2018; Zhang et al., 2018; Hu et al., 2020)。在奧依塔克韌性剪切帶出露大面積石炭紀(jì)基性火山巖, 石炭紀(jì)火山巖上不整合覆蓋一套白堊系–第三系的巨厚沉積層, 同時(shí)內(nèi)部侵入一系列花崗巖體。奧依塔克地區(qū)的花崗巖體可以分為兩期, 第1期為分布于奧依塔克鎮(zhèn)西12 km處的奧依塔克花崗巖, 巖體總面積55 km2, 圖1b內(nèi)42 km2, 長16 km, 最寬處5.5 km, 主要巖性為斜長花崗巖(337 Ma)(張傳林等, 2006; 李廣偉等, 2009), 另有少部分中粒英云閃長巖; 第2期為分布于距離奧依塔克鎮(zhèn)西南側(cè)20 km處的彼齊得歪巖體,面積約36 km2, 為一系列閃長巖–石英閃長巖–斜長花崗巖–花崗閃長巖的巖性組合。本次研究的輝長巖體侵入第一期的奧依塔克斜長花崗巖體中(圖1b), 輝長巖體具體位置位于新藏公路附近, 面積約1 km2。

2 巖體巖石學(xué)特征

輝長巖為深灰綠色–灰黑色, 塊狀構(gòu)造, 中細(xì)粒輝長結(jié)構(gòu)。主要礦物組成為斜長石(50%～70%)和輝石(20%～40%), 次要礦物為角閃石(5%)和黑云母(5%)。輝長巖體以巖株?duì)钋秩胗谛遍L花崗巖中, 侵入界線清晰。輝長巖有輕微的蝕變(圖2d), 顯微鏡下, 自形–半自形的輝石晶體鑲嵌于板狀的斜長石中, 呈現(xiàn)明顯的輝長結(jié)構(gòu)(圖2b)。斜長石被黝簾石、絹云母等礦物交代呈假象或殘余, 只保留巨大的板狀晶體形狀(圖2b), 卡式雙晶清晰可見; 輝石整體上為六邊形和菱形晶形(圖2c), 發(fā)育纖閃石化、綠簾石化、綠泥石化, 含少量的鈦鐵礦、磁鐵礦和鉻鐵礦等。

3 采樣及分析方法

3.1 采集樣品與鋯石分選

本次樣品, 取自奧依塔克村旁的基巖, 坐標(biāo)為38°57′39.811″N, 75°24′33.27″E,=2077 m。本文選取了5個(gè)新鮮樣品(AYTK-16-1～AYTK-16-5)進(jìn)行主微量元素分析, 1個(gè)測年樣品(AYTK-25)進(jìn)行鋯石分選。鋯石的分選在河北省廊坊誠信地質(zhì)技術(shù)服務(wù)公司完成, 挑選出鋯石40粒。

3.2 測試方法

主量元素組成分析方法為XRF分析, 微量元素、稀土元素組成采用ICP-MS方法分析。測試方法見文獻(xiàn)(Li, 1997), 以上測試均在中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。測試數(shù)據(jù)見表1。

鋯石U-Pb年齡以及鋯石微量元素測定均在中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行, 分析儀器為激光剝蝕電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(LA-ICP-MS)。使用NIST610進(jìn)行儀器最佳化, 采用TEMORA標(biāo)樣(417 Ma,206Pb/238U=0.06683)進(jìn)行測年外標(biāo), 激光束直徑為31 μm, 頻率為8 Hz。詳細(xì)的測試流程見文獻(xiàn)(Griffin et al., 2000; Liu et al., 2008), 主要儀器、操作過程和方法、質(zhì)量監(jiān)控步驟以及分析適用的標(biāo)樣和誤差校正等參見文獻(xiàn)(Horn et al., 2000; Ballard et al., 2001; Ko?ler et al., 2002), 用ICPMSDataCal 7.4程序進(jìn)行普通鉛校正(Liu et al, 2010)。U-Pb年齡及諧和圖均采用Isoplot程序完成(Ludwig, 2003; Harris et al., 2004)。

4 巖石地球化學(xué)特征

4.1 主量元素地球化學(xué)特征

奧依塔克輝長巖的主量元素和微量元素分析結(jié)果見表1, 輝長巖的SiO2含量為49.57%～51.32%, A12O3含量為15.88%～16.68%, CaO含量為10.83%～11.17%, Na2O含量為2.58%～3.30%, 巖石具有低TiO2含量(0.71%～0.84%)、低K2O含量(0.16%～0.41%), 高M(jìn)gO含量(7.27%～8.84%)和高M(jìn)g#值(66.35～68.25)。奧依塔克輝長巖的固結(jié)指數(shù)(SI)范圍為41～44。巖漿在發(fā)生結(jié)晶分異時(shí), 一般是由富鎂向貧鎂方向演化, 殘余熔漿的SI迅速降低。原生玄武巖漿的SI常為40左右, 奧依塔克輝長巖相對高SI值, 反映該巖體在巖漿演化過程中分離結(jié)晶程度較低。對樣品的主量元素組成進(jìn)行相關(guān)性分析, SiO2僅與K2O(=0.97)和Na2O(=0.95)有相應(yīng)的正相關(guān)關(guān)系, 與其他元素并未有明顯的相關(guān)性, 表明奧依塔克輝長巖的結(jié)晶分異作用不明顯, 主要以堆晶作用形成。

表1 奧依塔克輝長巖樣品的主量元素(%)、微量元素和稀土元素(×10?6)組成

續(xù)表1:

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

將樣品的主量元素組成投入巖漿巖的TAS的SiO2-(Na2O+K2O)圖中(圖3a), 全部落入亞堿性輝長巖區(qū)域內(nèi)。在巖漿巖(鉀玄巖、鈣堿性系列分類)的SiO2-K2O圖解中(圖3b), 樣品落入低鉀(拉斑)系列區(qū)域。

4.2 微量元素地球化學(xué)特征

輝長巖的微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖中(圖4), 相對富集不相容元素。尤其富集Cs、Ba、U、K、Pb、Sr等活動(dòng)性元素, 具有強(qiáng)烈的Pb、Sr正異常, 微弱的Eu正異常(δEu為1.07～1.16), 微弱的Sm、Y負(fù)異常, 虧損La、Ce、Th、Nb、Zr、P、Ti等高場強(qiáng)元素。相對大洋中脊玄武巖((normal mid-ocean ridge basalt, N-MORB), 整體富集大離子親石元素, 輕微虧損高場強(qiáng)元素和重稀土元素。

大離子親石元素在含水流體中容易遷移, 而高場強(qiáng)元素不易受到流體的作用, 可以用兩者的地球化學(xué)行為來追溯源區(qū)信息(Rollinson, 2014)。微量元素N-MORB標(biāo)準(zhǔn)化圖解顯示(圖4b), 輝長巖強(qiáng)烈富集大離子親石元素, 如Sr、K、Rb、Ba、Ce, 而虧損高場強(qiáng)元素Nb、Ta、P、Hf、Zr、Sm、Ti、Y、Yb, 以及有不同程度的Ti和P負(fù)異常, 具有明顯的Nb-Ta槽。大離子親石元素和高場強(qiáng)元素的地球化學(xué)性質(zhì)在Nb-Ta處發(fā)生轉(zhuǎn)折的這種微量元素配分型式形成的主要原因是, 俯沖板片的流體交代了上覆的地幔楔使地幔巖石發(fā)生部分熔融, Nb、Ta等高場強(qiáng)元素相比較大離子親石元素和稀土元素在流體中濃度變低, 從而沉淀于殘留相中, 為典型的消減帶特征(Hole et al., 1984; Thompson et al., 1984; Sun and McDonugh, 1989), 對應(yīng)的巖漿巖系列為典型的島弧拉斑系列(Winter, 2013), 說明此輝長巖的形成可能與板片俯沖有關(guān)。

4.3 稀土元素地球化學(xué)特征

輝長巖的稀土元素總量變化不大(表1), ΣREE在25.6×10?6～31.3×10?6之間, 高出球粒隕石10倍左右。(La/Yb)N值介于0.74～1.28之間, LREE/HREE值為1.45～1.94, 表明巖漿幾乎沒有發(fā)生輕重稀土的分異。δEu值為1.07～1.16, 有輕微的Eu正異常, 這與輝長巖中存在的斜長石有關(guān), 同時(shí)說明巖漿的結(jié)晶分異作用較弱。Nb/Ta比值在11.9～13.5之間, 略低于原始地幔組成, Zr/Hf比值在34.8～37.6之間, 和原始地幔比值大致相同(Nb/Ta=17; Zr/Hf=36) (Sun and McDonugh, 1989)。在稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分曲線圖解中整體為平坦型(圖5), 輕稀土略微虧損, 中稀土平坦, 重稀土虧損, 總體類似于N-MORB(Sun and McDonugh, 1989; McDonough and Sun, 1995)。

Ir: Irvine 分界線, 上方為堿性, 下方為亞堿性; 1. 橄欖輝長巖; 2a. 堿性輝長巖; 2b. 亞堿性輝長巖; 3. 輝長閃長巖; 4. 閃長巖; 5. 花崗閃長巖; 6. 花崗巖; 7. 硅英巖; 8. 二長輝長巖; 9. 二長閃長巖; 10. 二長巖; 11. 石英二長巖; 12. 正長巖; 13. 副長石輝長巖; 14. 副長石二長閃長巖; 15. 副長石二長正長巖; 16. 副長正長巖; 17. 副長深成巖; 18. 霓方鈉巖/磷霞巖/粗白榴巖。

N-MORB: 正常型洋中脊玄武巖; E-MORB: 富集型洋中脊玄武巖; OIB: 洋島玄武巖。

5 鋯石地球化學(xué)

5.1 鋯石U-Pb年齡

本次研究從一個(gè)測年樣品(樣品號AYTK-25)中挑選的所有鋯石均為透明長柱狀晶體(部分顆粒表面有溶蝕), 晶體自形好, 長軸在100～250 mm之間, 長短軸之比為1/2～1/4。在陰極發(fā)光照片中, 具有典型的巖漿鋯石生長環(huán)帶(圖6)。選取21顆較大的鋯石用以定年, 分析測試均選擇在鋯石的生長環(huán)帶的外邊緣進(jìn)行。

鋯石點(diǎn)位和年齡如圖6所示。21顆鋯石的U含量范圍為639×10?6～3380×10?6, Th的含量范圍為314×10?6～1585×10?6, Th/U值在0.43～0.97之間(表2)。所有數(shù)據(jù)集中分布在諧和線附近(圖7a), 引用Isoplot軟件分析得到結(jié)果, 諧和年齡為208.5±6.4 Ma, MSWD=1.5, 加權(quán)平均年齡為206.5±3.2 Ma, MSWD=4.3 (95%置信度, 圖7b)。

5.2 鋯石微量元素

本次研究中, 共對21顆鋯石進(jìn)行了微量元素組成分析(表3)。在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式圖上(圖8), 奧依塔克輝長巖中鋯石稀土配分曲線均顯示相對虧損輕稀土元素, 富集重稀土元素的特征, 有明顯的正Ce異常(δCe=3.11～49.5)和明顯的負(fù)Eu異常(δEu=0.37～0.71), Th/U>0.43, 顯示明顯的巖漿鋯石成分特征(Hoskin et al., 2003)。

N-MORB: 正常型洋中脊玄武巖; E-MORB: 富集型洋中脊玄武巖; OIB: 洋島玄武巖。

6 討論

6.1 巖漿源區(qū)

輝長巖REE球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分圖為平坦型(圖5),輕稀土略微虧損, 中稀土平坦, 重稀土虧損,有輕微的Eu正異常, 與N-MORB相似(Sun and McDonugh, 1989), 反映巖漿源區(qū)可能與巖石圈地幔有關(guān)。在微量元素N-MORB標(biāo)準(zhǔn)化圖解中, Nb、Ta虧損, 大離子親石元素相對富集, 高場強(qiáng)元素相對虧損(圖4)。在巖漿源區(qū)的演化中, 造成部分熔融的巖漿Nb虧損的原因分別有: ①地幔源區(qū)虧損Nb; ②在部分熔融過程中地幔源區(qū)有富含Nb的礦物相殘留(例如金紅石)。但金紅石在地幔中不穩(wěn)定, 常常會(huì)與地幔中的橄欖石發(fā)生反應(yīng)(Ryerson and Watson, 1987)。奧依塔克輝長巖中富集大離子親石元素, 其Cs/Yb和Ba/Yb值分別為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值分別為0.02和14.2)(Sun and McDonugh, 1989), 具有原始地幔巖漿的特征。Cs、Rb、Ba在流體中活動(dòng)性較強(qiáng), 但在奧依塔克輝長巖中表現(xiàn)出相對穩(wěn)定的特征(圖4), 表明大離子親石元素的富集并非是后期熱液作用, 而是巖漿源區(qū)的特征, 這與島弧體系中地幔楔由于受到俯沖帶流體的交代的巖漿特征相符合。Rapp et al. (1999)認(rèn)為由下地殼巖石部分熔融形成的熔體, 其Mg#值小于50, 而地幔物質(zhì)和俯沖板片的混合作用來源的熔體具有較高的Mg#值。本次測定的輝長巖具有極高的Mg#值(66.35～68.25)。所以, 輝長巖的巖漿來源很可能為俯沖洋殼板片與地幔楔的混合成分。

圖6 AYTK-25鋯石顆粒陰極發(fā)光影像及年齡

表2 奧依塔克輝長巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡分析結(jié)果

續(xù)表2:

表3 奧依塔克輝長巖的鋯石微量元素組成(×10?6)

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

圖7 輝長巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡諧和圖(a)和加權(quán)平均年齡圖(b)

圖8 鋯石球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式圖 (球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)McDonough and Sun, 1995)

6.2 構(gòu)造背景

輝長巖的分離結(jié)晶作用基本上對Th-Ta的分配不會(huì)有明顯影響(和鐘鏵等, 2006), 所以運(yùn)用輝長巖的Th/Ta值進(jìn)行構(gòu)造環(huán)境的討論是可行的。根據(jù)表1數(shù)據(jù)計(jì)算, Th/Ta比值集中在2～6.5之間, 具有島弧構(gòu)造環(huán)境的地球化學(xué)特征。在Th-Hf-Ta判別圖上(圖9a), 奧依塔克輝長巖樣品的所有數(shù)據(jù)均處于島弧拉斑系列區(qū)域中, 這與該巖體的微量元素表現(xiàn)出來的島弧特征相吻合。反映在大地構(gòu)造環(huán)境中, 只有島弧和弧后盆地才具有這樣的地球化學(xué)特征。所以, 奧依塔克輝長巖的構(gòu)造環(huán)境可能為島弧或者弧后盆地環(huán)境。

鋯石微量元素的證據(jù)在目前的巖漿構(gòu)造環(huán)境的判定有了進(jìn)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)。在鋯石的微量元素U/Yb-Nb/Yb圖解中(圖9b), 整個(gè)鋯石值均落入于巖漿弧區(qū)域內(nèi), 這與巖石微量元素顯示的大地構(gòu)造特征一致。表明在晚三疊世末西昆侖地區(qū)可能依然存在著洋殼的向北俯沖, 俯沖洋殼脫水導(dǎo)致上覆地幔楔發(fā)生部分熔融, 巖漿上涌在北昆侖地體與塔里木地塊中間的奧依塔克縫合帶形成巖漿侵位。

畢華和王中剛(1999)認(rèn)為古特提斯洋在三疊紀(jì)發(fā)生了自NE向SW的俯沖消減, 在晚三疊世最終閉合, 并在北部發(fā)現(xiàn)224.70～211.39 Ma的晚三疊世島弧花崗巖帶, 這與本次輝長巖體得到的年齡相近。潘裕生(2000)也指出古特提斯洋從二疊紀(jì)開始消減, 到晚三疊世洋盆封閉, 這一事件的下限年齡為200 Ma。同時(shí)中–上三疊統(tǒng)康西瓦–大紅柳灘巨大的復(fù)理石建造也佐證了西昆侖地區(qū)古特提斯洋此時(shí)存在洋盆(丁道桂等, 1996; 畢華和王中剛, 1999; 肖文交等, 2000; 肖序常和王軍, 2004)。在前人的認(rèn)識(shí)中, 古特提斯洋洋殼俯沖導(dǎo)致的奧依塔克–蓋孜縫合帶的弧后盆地拉張出現(xiàn)在石炭紀(jì)(丁道桂等, 1996; 孫海田等, 2003), 其依據(jù)為蓋孜、昆蓋山北坡的玄武巖年齡為晚石炭世, 而這套地層并未做過同位素年齡測定, 僅通過地層對比和古生物化石作為時(shí)代依據(jù), 作者通過對蓋孜、昆蓋山北坡阿克塔什玄武巖、薩洛依玄武巖以及薩洛依玄武巖同時(shí)代的化學(xué)沉積巖采樣進(jìn)行鋯石年齡的分析, 發(fā)現(xiàn)時(shí)代均為晚二疊世(慕生祿, 2016)。若蓋孜–昆蓋山北坡整體玄武巖時(shí)代確定推后, 則說明弧后盆地的拉張出現(xiàn)在二疊紀(jì)晚期, 本次獲得的奧依塔克島弧環(huán)境的輝長巖年齡為206 Ma,更佐證了古特提斯洋的消亡時(shí)限會(huì)更晚。所以古特提斯洋的持續(xù)俯沖導(dǎo)致奧依塔克輝長巖在塔里木塊體與北昆侖地體之間的弧后盆地的侵入就位是極有可能的。

結(jié)合區(qū)域地質(zhì)資料和大地構(gòu)造演化背景(盧書煒等, 2013), 奧依塔克輝長巖可能記錄了古特提斯洋洋殼向北俯沖構(gòu)造演化的末端事件: 古特提斯洋消亡, 北昆侖地體與塔里木板塊中間的弧后盆地逐漸閉合, 巖漿弧與大陸主體開始拼接(圖10)。本次研究奧依塔克島弧拉斑系列輝長巖得到的年齡為206 Ma,為古特提斯洋的消亡和昆侖造山帶構(gòu)造演化提供了新的依據(jù)。

IAT: 島弧拉斑玄武巖; CAB: 島弧鈣堿性玄武巖; N-MORB: 正常型洋中脊玄武巖; E-MORB+WPT: 富集型洋中脊玄武巖+板內(nèi)拉斑玄武巖; WPAB: 板內(nèi)堿性玄武巖; Cont.Arc-type: 巖漿弧型玄武巖; OI-type: 洋島型玄武巖; MOR-type: 洋中脊型玄武巖。

圖10 西昆侖晚三疊紀(jì)大地構(gòu)造演化示意簡圖

7 結(jié) 論

(1) 奧依塔克輝長巖體的鋯石年齡為206 Ma, 形成于三疊紀(jì)晚期。

(2) 奧依塔克輝長巖為島弧拉斑系列, 巖漿來源很可能是俯沖板片經(jīng)過脫水熔融巖石圈地幔楔形成的巖漿, 向上侵位于奧依塔克縫合帶。表明這一時(shí)間段, 西昆侖可能仍有板塊俯沖事件的發(fā)生。

(3) 輝長巖年齡和構(gòu)造背景為西昆侖地區(qū)早中生代的構(gòu)造演化提供新的制約。在206 Ma左右, 古特提斯洋尚未完全閉合, 西昆侖北地體與塔里木地塊尚未發(fā)生碰撞。

畢華, 王中剛, 王元龍, 朱笑青. 1999. 西昆侖造山帶構(gòu)造-巖漿演化史. 中國科學(xué)(D輯), 29(5): 398–406.

丁道桂, 王道軒, 劉偉新, 孫世群. 1996. 西昆侖造山帶與盆地. 北京: 地質(zhì)出版社: 1–230.

董瑞, 王核, 閆慶賀, 張曉宇, 魏小鵬, 李沛, 周楷麟. 2019. 西昆侖甜水海地塊巴顏喀拉山群地球化學(xué)特征和碎屑鋯石U-Pb年代學(xué)特征: 對物源及構(gòu)造環(huán)境的啟示. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 43(6): 1236–1257.

和鐘鏵, 楊德明, 王天武. 2006. 西藏嘉黎斷裂帶凱蒙蛇綠巖的年代學(xué)、地球化學(xué)特征及大地構(gòu)造意義. 巖石學(xué)報(bào), 22(2): 653–660.

李廣偉, 方愛民, 吳福元, 劉小漢, 潘裕生, 王世剛. 2009. 塔里木西部奧依塔克斜長花崗巖鋯石U-Pb 年齡和Hf同位素研究. 巖石學(xué)報(bào), 25(1): 166–172.

盧書煒, 杜鳳軍, 任建德. 2013. 中華人民共和國區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報(bào)告(1∶250000艾提開爾丁薩依幅J43C002002英吉沙縣幅J43C002003). 北京: 中國地質(zhì)大學(xué)出版社: 50–72.

慕生祿. 2016. 西昆侖昆蓋山火山巖構(gòu)造環(huán)境與典型礦床研究. 廣州: 中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所博士學(xué)位論文, 1–169.

潘裕生, 文世宣, 孫東立. 2000. 喀喇昆侖山–昆侖山地區(qū)地質(zhì)演化. 北京: 科學(xué)出版社: 209–258.

孫海田, 李純杰, 吳海, 王宏君, 祁世軍, 陳貴民, 高鵬. 2003. 西昆侖金屬成礦省概論. 北京: 地質(zhì)出版社: 30–55.

魏小鵬, 王核, 張曉宇, 董瑞, 朱士波, 邢春輝, 李沛, 閆慶賀, 周楷麟. 2018. 西昆侖東部晚三疊世高鎂閃長巖的成因及其地質(zhì)意義. 地球化學(xué), 47(4): 363–379.

肖文交, 侯泉林, 李繼亮, Windely B F, 郝杰, 方愛民, 周輝, 王志洪, 陳漢林, 張國成, 袁超. 2000. 西昆侖大地構(gòu)造相解剖及其多島增生過程. 中國科學(xué)(D輯), 30(S1): 22–28.

肖序常, 王軍. 2004. 西昆侖–喀喇昆侖及其鄰區(qū)巖石圈結(jié)構(gòu)演化中幾個(gè)問題的探討. 地質(zhì)論評, 50(3): 285–294.

許志琴, 李思田, 張建新, 楊經(jīng)綏, 何碧竹, 李海兵, 林暢松, 蔡志慧. 2011. 塔里木地塊與古亞洲/特提斯構(gòu)造體系的對接. 巖石學(xué)報(bào), 27(1): 1–22.

許志琴, 楊經(jīng)綏, 戚學(xué)祥, 崔軍文, 李海兵, 陳方遠(yuǎn). 2006. 印度/亞洲碰撞——南北向和東西向拆離構(gòu)造與現(xiàn)代喜馬拉雅造山機(jī)制再討論. 地質(zhì)通報(bào), 25(1–2): 1–14.

楊文強(qiáng). 2010. 西昆侖康西瓦構(gòu)造帶印支期變質(zhì)事件的確定及其構(gòu)造意義. 西安: 西北大學(xué)碩士學(xué)位論文: 29–50.

張傳林, 陸松年, 于海鋒, 葉海敏. 2007. 青藏高原北緣西昆侖造山帶構(gòu)造演化: 來自鋯石SHRIMP及LA-ICP-MS測年的證據(jù). 中國科學(xué)(D輯), 37(2): 145–154.

張傳林, 于海峰, 葉海敏, 趙宇, 張東生. 2006. 塔里木西部奧依塔克斜長花崗巖: 年齡, 地球化學(xué)特征, 成巖作用及其構(gòu)造意義. 中國科學(xué)(D輯), 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.

Ko?ler 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

新疆維吾爾自治區(qū)科技重大專項(xiàng)、重點(diǎn)研發(fā)任務(wù)專項(xiàng)(2019B00011、2020A03005-3)、第二次青藏科考項(xiàng)目(2019QZKK0802)和國家自然科學(xué)基金(91962215、41972088)聯(lián)合資助。

慕生祿(1989–), 男, 博士研究生, 構(gòu)造地質(zhì)學(xué)專業(yè)。E-mail: mushenglu123456@163.com

王核(1966–), 男, 研究員, 博士生導(dǎo)師, 主要從事構(gòu)造與成礦研究。E-mail: wanghe@gig.ac.cn