東昆侖二疊系格曲組火山巖年代學、地球化學特征及其構造意義

張耀玲, 倪晉宇, 胡道功, 韓建恩, 高萬里, 王超群

1)中國地質科學院地質力學研究所, 北京 100081;2)五礦勘查開發有限公司, 北京 100089;3)自然資源部活動構造與地質安全重點實驗室, 北京 100081

東昆侖為典型的復合造山帶, 先后經歷了多次弧巖漿作用與碰撞事件(Wu et al., 2019)。在新元古代匯聚作用形成統一的塊體之后主要經歷了原特提斯和古特提斯兩期造山事件(姜春發等, 1992; 張克信等, 2001; 殷鴻福等, 2003; 許志琴等, 2007; 李榮社等, 2008), 其中, 晚古生代—早中生代的古特提斯造山事件奠定了東昆侖現今地質構造格局。通過地層、蛇綠巖、高壓變質巖、花崗巖及火山巖等研究, 普遍認為東昆侖古特提斯造山帶經歷了從板塊俯沖到陸-陸碰撞及后碰撞伸展等造山演化過程(陳國超, 2014; 熊富浩, 2014)。但是, 有關東昆侖古特提斯洋的閉合時間還存在較大爭議, 部分學者認為東昆侖古特提斯洋在晚二疊世閉合(莫宣學等, 2007;陳守建等, 2010), 晚二疊世格曲組與下伏地層之間的角度不整合面代表了古特提斯洋的閉合事件(袁萬明等, 2000; 劉成東等, 2002; 羅照華等, 2002; 李榮社等, 2008; 陳守建等, 2010), 二疊統格曲組為前陸盆地沉積(田軍等, 2001; 張克信等, 2001; 殷鴻福等, 2003)。但也有不少學者認為晚二疊世古特提斯洋開始或持續向北俯沖(郭正府等, 1998; 張克信等,2001; 殷鴻福等, 2003; 孫雨等, 2009; 朱迎堂等,2009; 熊富浩, 2014; 楊森等, 2016), 格曲組與下伏地層之間角度不整合關系代表的是晚二疊世古特提斯洋開始向北俯沖的構造事件(李瑞保等, 2012), 其中格曲組為古特提斯洋向北俯沖開始階段的沉積響應(楊森等, 2016), 屬于弧前盆地沉積(劉戰慶, 2011;李瑞保, 2012; 李瑞保等, 2013), 晚二疊世的不整合可能是由于俯沖擾動而成(楊經綏等, 2005; 朱迎堂等, 2009; 李瑞保等, 2012; 馬昌前等, 2013)。可見,對東昆侖古特提斯洋閉合時間產生分歧的焦點在于晚二疊世格曲組的沉積盆地原型及其對角度不整合構造屬性的認識。

1: 25萬區域地質調查及前人有關地層、巖相及構造古地理環境資料研究表明, 東昆侖晚二疊世早期大部分地區為剝蝕區, 晚二疊世格曲組僅出露于東昆侖東南部東昆侖山—阿尼瑪卿山一帶(陳守建等, 2010), 筆者在東昆侖地區開展了1: 25萬卡巴紐爾多幅區域地質調查, 通過詳細的地質調查、剖面測量和火山巖鋯石U-Pb年代學測試, 將晚二疊世格曲組從三疊系鬧倉堅溝組中解體出來(胡道功等,2013)。前人已對格曲組巖相古地理(朱迎堂等, 2009;陳守建等, 2010)、沉積物源(楊森等, 2016)、構造變形與角度不整合關系(李瑞保等, 2012)進行了詳細的研究, 并較深入地探討了盆地的構造屬性(張克信等, 2001; 田軍等, 2001; 劉戰慶, 2011; 李瑞保等,2013), 而關于格曲組火山巖形成環境方面的研究尚屬空白。鑒于格曲組在古特提斯構造演化方面的重要地質意義, 本文在野外詳細地質填圖的基礎上,選擇紅石山地區出露的格曲組火山巖夾層進行鋯石U-Pb測年與地球化學分析, 以恢復格曲組沉積時期的構造環境, 為古特提斯洋閉合時間的確定提供新的地質依據。

1 地質概況

東昆侖格曲組出露于納赤臺至清水泉一帶(圖1a), 近東西向延伸, 呈斷塊夾持于斷裂之間, 由下部碎屑巖及上部富含腕足和珊瑚等化石的灰巖夾火山巖組成(陳守建等, 2010)。從區域上看, 東昆侖格曲組不整合覆蓋于中二疊世馬爾爭組(陳守建等,2010)或上石炭統浩特洛哇組之上(李瑞保等,2012)。在阿拉克湖地區格曲組下部為石英質礫巖、含礫砂巖、砂巖夾板巖及薄層灰巖, 上部為灰紅、灰黑色塊狀生物礁灰巖(陳守建等, 2010)。在紅石山地區格曲組與周圍地層均呈斷層接觸(圖1b), 北部與石炭系浩特洛哇組及三疊系八寶山組斷層接觸,南部與三疊系鬧倉堅溝組斷層接觸。根據巖性特征,格曲組自下而上可劃分為碎屑巖夾火山巖段與灰巖段, 其中碎屑巖夾火山巖段出露于紅石山及其以東地區; 灰巖段出露于紅石山及其以西地區, 向西尖滅于巴扎爾巴義沙耶上游。

圖1 東昆侖造山帶晚二疊世構造簡圖(a)與研究區格曲組分布圖(b)(圖1a據陳守建等, 2010)Fig.1 Sketch map of Late Permian tectonics in the East Kunlun orogenic belt (a) and distribution of the Gequ Formation within the study area (b) (Fig.1a modified from CHEN et al., 2010)

2 樣品描述

在哈拉郭勒南側僅出露碎屑巖夾火山巖段, 由紫紅色流紋質玻屑凝灰巖、流紋英安質凝灰巖、灰綠色流紋質晶屑凝灰巖、流紋質含角礫凝灰巖、灰綠色細粒長石砂巖、暗紫紅色細粒石英砂巖和含礫粗砂巖夾灰色-灰黑色中薄層灰巖組成, 厚約350 m,頂部與三疊系鬧倉堅溝組斷層接觸(圖2a)。在紅石山一帶格曲組碎屑巖夾火山巖段與碳酸鹽巖段均有出露, 下部被馬爾爭組灰白色結晶灰巖飛來峰所覆蓋, 由灰綠色薄層細砂巖、灰綠色英安質沉凝灰巖及灰白色厚層灰巖組成, 厚約510 m, 灰巖段中薄層灰巖夾粗安質晶屑凝灰巖, 形成背、向斜構造(圖2b)。在哈拉郭勒剖面和紅石山共采取3個火山巖測年樣品。

圖2 格曲組剖面圖與測年樣品位置Fig.2 Section of the Gequ Formation and location of sample used for dating

流紋質凝灰巖樣品(B3528-4)采自哈拉郭勒南格曲組碎屑巖夾火山巖段(圖2a), 巖石斑狀結構,塊狀構造(圖3a), 由凝灰物及少量火山角礫組成。凝灰物由棱角狀石英、斜長石和鉀長石晶屑(含量15%～20%)、玻屑(含量80%～85%)和少量流紋巖巖屑組成, 石英晶屑常見港灣狀熔蝕及穿孔狀熔蝕,玻屑弧面棱角狀, 多脫玻為霏細狀長英質。

圖3 格曲組火山巖顯微結構特征Fig.3 Microstructure of volcanic rocks in the Gequ Formation

英安質沉凝灰巖樣品(B6526-1)取自紅石山南坡格曲組碎屑巖夾火山巖段(圖2b), 巖石具沉凝灰結構, 塊狀構造(圖3b), 由火山碎屑和正常沉積物組成, 火山碎屑由石英、斜長石和鉀長石等晶屑(含量25%～30%)、玻屑(含量20%～25%)和巖屑(含量15%～20%)組成, 石英晶屑港灣狀和穿孔狀熔蝕,玻屑弧面棱角狀, 脫玻為霏細狀長英質, 巖屑為棱角狀流紋巖。正常沉積物為砂及礫級次棱-次圓狀流紋巖及英安巖碎屑, 含量35%。

粗安質晶屑凝灰巖樣品(B6527-1)采自紅石山南格曲組碳酸鹽巖段(圖2b), 巖石具凝灰結構, 塊狀構造, 由凝灰物及少量火山集塊與角礫組成。集塊為灰白色結晶灰巖, 大小5～8 cm, 含量5%。角礫為紫紅色棱角狀砂巖和黑色隱晶質巖石, 大小5～10 cm, 含量5%(圖3c)。凝灰物為晶屑和巖屑, 晶屑為斜長石(含量95%)、石英(含量1%～5%)和少量角閃石, 巖屑為流紋質凝灰巖(含量1%～5%)。

3 格曲組火山巖鋯石U-Pb年齡

鋯石U-Pb定年在天津地質礦產研究所同位素實驗室激光燒蝕多接收器電感耦合等離子體質譜儀(LA-MC-ICP MS)系統上完成。其多接收器電感耦合等離子體質譜儀為Thermo Fisher公司制造的Neptune, 激光器為美國ESI公司生產的UP193-FX ArF準分子激光器, 激光波長193 nm, 脈沖寬度5 ns, 束斑直徑為2～150 μm可調, 脈沖頻率1～200 Hz連續可調。本次測試利用193 nm激光器對鋯石進行剝蝕, 設置的剝蝕坑直徑為35 μm, 激光能量密度為13～14 J/cm2, 頻率為8～10 Hz, 激光剝蝕物質以He為載氣送入Neptune。采用中國地質大學研發的ICPMSDataCal程序和Ludwig的Isoplot程序進行數據處理(Ludwig, 2003), 詳細的實驗流程見李懷坤等(2009)。

哈拉郭勒南流紋質凝灰巖(B3528-4)中鋯石呈自形到半自形的長柱狀, 均發育振蕩環帶結構, 部分含繼承鋯石核(圖4a)。對21個鋯石顆粒進行了21個測點的U-Pb同位素年齡測定(表1), 10個繼承鋯石核測點206Pb/238U表面年齡變化于272～836 Ma之間, 其余11個巖漿鋯石測點成群分布(圖5a),206Pb/238U的加權年齡平均值為(257.5±2.5) Ma, 該年齡解釋為火山巖的噴發時代。

表1 格曲組火山巖鋯石U-Pb同位素測年結果Table 1 Zircon U-Pb-based isotopic dating of Gequ Formation volcanic rocks

圖4 格曲組火山巖代表性鋯石陰極發光圖像Fig.4 Representative CL zircon images of Gequ Formation volcanic rocks

紅石山南英安質沉凝灰巖(B6526-1)中鋯石多為短柱狀晶體, 鋯石具振蕩環帶結構, 屬巖漿成因鋯石, 部分鋯石含有繼承鋯石核(圖4b)。對14個鋯石顆粒進行了14個測點的U-Pb同位素年齡測定(表1), 其Th/U值均大于0.1, 其中9個繼承鋯石核206Pb/238U年齡變化于415～1 765 Ma之間, 在諧和曲線圖中離散分布(圖5b), 其余5個巖漿鋯石測點在諧和曲線圖中成群分布(圖5c),206Pb/238U的加權年齡平均值為(256.2±4.8) Ma, 該年齡代表了火山巖的噴發時代。

紅石山南粗安質晶屑凝灰巖(B6527-1)中的鋯石多呈自形較好的短柱狀, 除7號測點外, 鋯石均具有明顯的振蕩環帶結構(圖4c)。對15個鋯石顆粒進行了15個測點的U-Pb同位素年齡測定(表1), 各測點Th/U值變化于0.64～1.31之間, 除7號繼承鋯石206Pb/238U表面年齡為(430±3) Ma外, 其余14個巖漿鋯石206Pb/238U年齡變化于245～257 Ma之間, 在諧和曲線圖中成群分布(圖5d),206Pb/238U的加權年齡平均值為(251.8±2.3) Ma, 該年齡代表了火山巖的噴發年齡。

4 格曲組火山巖形成的構造環境

格曲組火山巖的地球化學分析結果列于表2。火山巖SiO2含量為55.82%～70.68%, TiO2含量為0.37%～0.95%, Na2O+K2O含量介于4.81%～8.2%, 在TAS圖中落入英安巖和流紋巖等亞堿性區域, 個別樣品落入粗面安山巖堿性區域(圖6a)。Na2O/K2O比值為0.77～11.98, 平均3.97, 主要屬于中鉀-高鉀鈣堿性系列, 少量為低鉀拉斑玄武巖系列(圖6b)。

表2 格曲組火山巖常量元素(wt%)和微量元素含量(10-6)Table 2 Major elements (wt%) and trace elements (10-6) in Gequ Formation volcanic rocks

圖6 格曲組火山巖地球化學圖解Fig.6 Geochemistry diagram of Gequ Formation volcanic rocks

格曲組火山巖稀土元素總量(REE)為88.1×10-6～150.17×10-6, 在球粒隕石標準化稀土元素配分圖中(圖6c), 富集輕稀土元素LREE, 虧損重稀土元素HREE, 巖石表現出較為平坦的HREE配分模式。在原始地幔標準化微量元素蛛網圖上(圖6d), 巖石富集Rb、Th、Ba等大離子親石元素(LILE),虧損Nb、Ta、Ti、P等高場強元素(HFSE), 具弧巖漿巖特征(Thirlwall et al., 1994)。在Rb-(Y+Nb)雙變量投影圖可以把同碰撞花崗巖與火山弧花崗巖區分開(Pearce et al., 1984), 在Rb-(Y+Nb)和La/Nb-Ba/Nb圖中(圖7a, b), 火山巖均落入弧巖漿巖區域, 表明火山巖源區可能與俯沖環境有關。

圖7 格曲組火山巖形成環境地球化學圖解Fig.7 Geochemistry diagram of the volcanic-rock-forming environment in the Gequ Formation

5 討論

5.1 格曲組火山巖形成的大地構造背景

東昆侖地區蛇綠巖及侵入巖研究表明, 古特提斯洋在368～260 Ma處于洋盆擴張階段, 晚二疊世早期(～260 Ma)古特提斯洋開始向北俯沖消減于東昆侖地塊之下(楊經綏等, 2005; 陳國超, 2014), 東昆侖地區由被動大陸邊緣轉化為活動大陸邊緣(楊經綏等, 2005), 形成由年齡為260～240 Ma的中鉀-高鉀鈣堿性花崗巖類及幔源基性侵入巖組成的東西向活動大陸邊緣巖漿弧(楊經綏等, 2005; 孫雨等,2009; 李瑞保等, 2012; 胡道功等, 2013; 裴先治等,2018), 古特提斯洋的俯沖作用一直持續到中三疊世(～237 Ma)(陳國超, 2014)。事實上, 東昆侖地區直到晚三疊世(237 Ma)才出現同碰撞的S型花崗巖(柴耀楚等, 1984)和鋯石U-Pb年齡為227～207 Ma的埃達克巖(胡道功等, 2013)。

格曲組火山巖微量元素地球化學分析表明, 火山巖富集大離子親石元素和輕稀土元素而虧損高場強元素和重稀土元素(圖6d), 具有弧巖漿巖特征。在Rb-(Y+Nb)圖上所有樣品均落在島弧區(圖7a),同時, 火山巖Sr/Y比值(平均16.1)和Y含量(平均21.8×10-6)與島弧火山巖接近而明顯區別于埃達克巖。在Ba/Th-Th圖解上, 格曲組火山巖完全落在全球島弧玄武巖區內(圖7b)。

本文獲得的資料表明, 東昆侖格曲組中酸性火山巖來自于古特提斯洋向東昆侖地塊俯沖形成活動大陸邊緣巖漿弧。陸緣弧南側晚二疊世—中三疊世弧前盆地(朱云海等, 2005)在沉積格曲組、洪水川組和鬧倉堅溝組的同時, 接受來自北部陸源弧的火山碎屑沉積。因此, 沿納赤臺至清水泉地區晚二疊世格曲組代表了古特提斯洋向北俯沖開始階段的沉積響應, 屬于弧前盆地沉積。這一認識與區域上弧巖漿活動(楊經綏等, 2005; 陳國超, 2014)、沉積響應(裴先治, 2014)及構造變形事件(陳能松等, 2007)所反映的晚二疊世大地構造環境完全一致。

5.2 巖漿源區及成因

格曲組火山巖具有富集大離子親石元素和輕稀土元素、虧損高場強元素的特點, 表現出消減帶巖漿的特征(李伍平等, 1999)。俯沖消減帶弧巖漿的來源可能有5種(Wyllie, 1984; 鄧晉福等, 2015; Macdonald et al., 2000; 張云等, 2020): (1)俯沖板片部分熔融形成的熔體; (2)俯沖帶上覆的地幔楔中的橄欖巖; (3)俯沖帶流體; (4)大陸地殼物質(包括洋底沉積物)的同化混染; (5)地幔楔上覆的陸殼或洋殼。

Nb、Ta均屬高場強元素, 在各種地質作用過程中具有相似的地球化學行為, Nb/Ta比值在巖漿體系中基本保持恒定, 因此成為判別巖漿源區的重要地球化學指標之一(Hofmann, 1988; Green, 1995;Dostal et al., 2000; Weyer et al., 2003)。東昆侖火山巖的Nb平均含量為8.78×10-6, Ta平均含量0.48×10-6, Nb/Ta比值平均值為18.35, 其Nb/Ta比值明顯高于大陸地殼Nb/Ta比值(11.0～12.3)(Taylor et al., 1985; Rudnick et al., 2000), 說明火山巖不是地殼熔融的產物。火山巖Nb/Ta比值也明顯高于原始地幔與虧損地幔Nb/Ta比值(15.5～17.5)(McDonough et al., 1995; Rudnick et al.,2000), 意味著火山巖與地幔楔中橄欖巖部分熔融無關。Ba是俯沖帶流體中非常富集的元素, 高Ba/Th比值(＞300)意味著俯沖帶流體對巖漿源區影響比較明顯(Devine, 1995), 東昆侖格曲組火山巖的Ba/Th比值平均53.6, 說明俯沖帶流體對火山巖源區的影響較弱。

由于洋底沉積物中高度富集Th(Othman et al.,1989; Plank et al., 1993), 而Ce在熱液體系中更容易遷移從而導致Th/Ce比值的增加, 故島弧巖漿中是否存在俯沖帶沉積物的熔體可以通過Th/Ce比值來識別(Hawkesworth et al., 1997)。東昆侖火山巖Th/Ce比值在0.13～0.36之間變化(平均值0.23), 明顯高于MORB和OIB的Th/Ce比值(平均值分別為0.016和0.052)(Sun et al., 1989), 高Th/Ce比值說明洋底沉積物對巖漿源區成分具有顯著影響, 暗示東昆侖火山巖巖漿源區有洋底沉積物的加入。

研究表明, 來自巖石圈或軟流圈地幔的基性巖墻群的顯著特點是Nb/Ta比值較高, 多數在20左右(趙振華等, 2008), 東昆侖古特提斯洋擴張過程中形成的輝長巖、輝綠巖墻、枕狀玄武巖和塊狀玄武巖等Nb/Ta比值高達24.04(殷鴻福等, 2003), 具有高Nb/Ta比值(18.35)的東昆侖格曲組火山巖源巖似乎用俯沖蛇綠巖的熔融來解釋較為合理, 而蛇綠巖熔融巖漿混染洋底沉積物并在上升過程中受到地殼混染, 導致格曲組火山巖Nb/Ta比值略低于蛇綠巖Nb/Ta比值, 這與火山巖中出現中—新元古代繼承鋯石所反映的地殼混染現象是一致的。同時, 格曲組火山巖Dy/Yb比值為1.42, 與尖晶石相穩定區域相近(＜1.5), 反映源區深度稍高于60 km(Duggen et al., 2005)。總之, 地球化學及元古代繼承鋯石等現象表明, 東昆侖格曲組火山巖源巖為蛇綠巖及洋底沉積物, 這些源巖由古特提斯洋向北俯沖至60 km左右深度時發生熔融, 巖漿上升過程中受到活動大陸邊緣先存地殼的混染。

5.3 格曲組盆地原型與角度不整合代表的構造事件

造山帶沉積盆地構造原型是判別造山帶俯沖極性與時限的重要依據之一(閆臻等, 2018)。目前對東昆侖上二疊統格曲組沉積盆地原型是弧前盆地還是前陸盆地存在分歧。

格曲組下部礫巖礫石磨圓好, 被認為是比較特征的磨拉石建造(李榮社等, 2008; 陳守建等, 2010),根據格曲組層序、巖性及生物群特征, 早期的研究認為格曲組為同碰撞造山期前陸盆地海相磨拉石建造(張克信等, 2001; 殷鴻福等, 2003), 與下伏樹維門科組或下石炭統哈拉郭勒組角度不整合接觸被解釋為二疊世末阿尼瑪卿洋洋盆已經閉合(李榮社等,2008; 陳守建等, 2010)。

沉積與物源分析表明, 格曲組底部同構造海相磨拉石組合為近源快速堆積的產物, 其物質主要來源于北側東昆侖地塊加里東期巖漿巖、前寒武紀變質基底及造山帶早期沉積地層(李瑞保等, 2012; 楊森等, 2016), 為一套沉積于活動大陸邊緣環境的濱淺海相磨拉石建造, 其沉積盆地原型為弧前盆地(Pitcher, 1987; 姜春發等, 1992; Yang et al., 1996;劉戰慶, 2011; 李瑞保等, 2012, 2013), 格曲組代表了布青山—阿尼瑪卿古特提斯洋向北初始俯沖的沉積響應(胡楠等, 2013; 楊森等, 2016), 此時沉積環境由被動大陸邊緣進入到活動大陸邊緣環境(陳國超, 2014)。而格曲組與浩特洛哇組之間的角度不整合關系代表晚二疊世布青山—阿尼瑪卿古特提斯洋向北開始俯沖的構造證據(李瑞保等, 2012; 裴先治等, 2018)。許多弧前盆地研究表明, 大洋俯沖階段也可能發生區域的抬升, 導致沉積環境突變和不整合的產生(Ando et al., 2005)。這一認識得到了東昆侖陸緣弧巖漿活動與本文格曲組火山巖及楊經綏等(2005)對下大武和瑪積雪山260 Ma島弧火山巖研究結果的的支持。事實上, 真正代表古特提斯洋閉合并進入碰撞造山的不整合面為晚三疊世八寶山組與下伏地層的區域不整合, 東昆侖陸(弧)陸事件鑄就了該地區的基本構造格架(李瑞保等, 2012)。

6 結論

(1)東昆侖東段紅石山地區格曲組中酸性火山巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年結果顯示, 火山噴發時代為257.5～251.8 Ma, 表明格曲組形成于晚二疊世。

(2)地球化學資料表明, 東昆侖東段格曲組火山巖富集Rb、Th、Ba等大離子親石元素(LILE)而虧損Nb、Ta、Ti、P等高場強元素(HFSE), 火山巖形成構造環境為大陸邊緣巖漿弧。火山巖低Ba/Th比值、Dy/Yb比值與高Ba/Th比值、Th/Ce比值及Nb/Ta比值表明火山巖由枕狀玄武巖和洋底沉積物等洋殼物質俯沖至60 km左右深度時熔融所形成。

(3)格曲組火山巖年代學和地球化學資料表明,格曲組為古特提斯洋在晚二疊世初始向北俯沖的沉積響應, 其沉積盆地原型為弧前盆地, 格曲組與下伏地層之間的角度不整合關系記錄了古特提斯洋開始向北俯沖構造事件。

Acknowledgements:

This study was supported by Central Public-interest Scientific Institution Basal Research Fund(No.Suokeyan26).