2018, Vol. 34
2. 中国地质调查局造山带地质研究中心, 西安地质调查中心, 西安 710054
2. Research Center of Orogenic Geology, CGS, Xi'an Center of Geological Survey, Xi'an 710054, China
东天山处于中国西北部天山造山带东段，构造上位于哈萨克斯坦-准噶尔板块与塔里木板块的结合部位，保存了大量古亚洲洋板片俯冲、弧-陆碰撞、古洋陆格局及其演化等重要证据(Coleman, 1989; Windley et al., 1990; Chen et al., 2001, 2011; Xiao et al., 2004; 李锦轶等, 2006; 周涛发等, 2010; 罗婷等, 2012; Wang et al., 2015; 徐学义等, 2014)。因此，东天山是研究中亚造山带和古亚洲洋最终闭合的关键地区之一，对恢复古亚洲洋演化历史、重塑中亚地区构造格局演变具有重要意义。石炭-二叠纪作为东天山地区构造体制转换的关键阶段，同时也是大规模成矿的重要时期，火山岩浆作用强烈(Windley et al., 2007)。前人基于不同研究对象，已初步建立了东天山石炭-二叠纪构造演化模式及其成矿机制。然而，关于东天山地区晚古生代的构造演化过程迄今尚未形成共识，特别是对北天山洋闭合时限、石炭-二叠纪构造背景等认识上存在重大分歧。目前北天山洋闭合时限主要存在以下几种点：晚泥盆世-早石炭世(夏林圻等, 2006)、早石炭世晚期(Gao et al., 2009)、早晚石炭世之交(Han et al., 2010)、晚石炭世-早二叠世(Wang et al., 2007; Tang et al., 2012)、晚二叠世(Zhou et al., 2004)或晚二叠世-三叠纪早期(Xiao et al., 2004, 2015)。基于不同的洋盆闭合时限，引发了晚古生代板内裂谷与沟弧盆体系构造环境之争。
东天山吐哈盆地南缘广泛分布的企鹅山群火山-沉积岩系是岩石圈构造演化的重要记录，特别是其内的火山岩可为限制区域构造环境提供重要的深部岩石探针和研究窗口。作为土屋-延东和延西等大型斑岩型铜矿的围岩，企鹅山群形成时代及构造属性涉及到土屋铜矿等金属矿床的成因(王福同等, 2001; 张连昌等, 2004; 木合塔尔·扎日等, 2015)，得到了研究者的持续关注与研究。然而，企鹅山群的形成时代仍存在泥盆纪(芮宗瑶等, 2002; 冯益民等, 2002)和石炭纪(刘德权等, 2003; 李向民等, 2004; 侯广顺等, 2005; 李永军等, 2008)的争论；企鹅山群形成构造环境尚存在多种观点：大陆裂谷环境(李向民等, 2006; 冯益民等, 2002)、地幔柱(Xia et al., 2004)和岛弧环境(芮宗瑶等, 2002; 张连昌等, 2004; 李锦轶等, 2006; 侯广顺等, 2006; 苏春乾等, 2009; 李源等, 2011)。究其原因，一方面是东天山构造活动强烈，企鹅山群地层遭受构造肢解，多呈断块或透镜体形式出露，彼此间为断层接触，很难根据野外产状建立火山-沉积序列；另一方面，由于不同研究者侧重点不同，其研究多局限于单个剖面或某一个地区企鹅山群，缺乏综合对比，因而对企鹅山群地层时代划分较粗，其大地构造背景认识也存在一定的差异。本文通过详细的野外地质调查，综合对比，建立了东天山吐哈盆地南缘企鹅山群火山-沉积序列，并对其内玄武岩开展了锆石U-Pb年代学与岩石地球化学研究。结合前人研究成果，对玄武岩锆石年龄及其所反映的构造信息进行了讨论，以期厘定企鹅山群形成时代、构造环境，为探讨古亚洲洋的闭合时限和晚古生代构造演化提供重要依据。
1 区域地质背景新疆东天山造山带位于准噶尔-哈萨克斯坦和塔里木板块的结合部位，由北往南依次划分为博格达-哈尔里克构造带、吐哈盆地、觉罗塔格构造带和中天山地块，吐哈盆地位于博格达-哈尔里克与觉罗塔格构造带之间，觉罗塔格构造带和中天山地块之间以阿其克库都克断裂为界(图 1)(Xiao et al., 2004)。东天山觉罗塔格构造带地理位置上西起吐鲁番小热泉子，东至甘(肃)新(疆)省界，东西长约560km，南北宽约110km，面积约62000km2。构造位置上，南以中天山北缘阿其克库都克断裂与中天山地块相邻，北抵吐哈盆地南缘底坎儿-大南湖一线(陈富文等, 2003; 李锦轶等, 2006; 周涛发等, 2010)。晚古生代以来，觉罗塔格构造带经历了拉张、挤压碰撞、剪切走滑等发展阶段，各阶段地质构造演化与成矿作用关系密切，构成了新疆北部重要的贵金属、有色金属矿产富集区(张连昌等, 2004)。
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图 1 东天山及邻区构造单元划分(据Xiao et al., 2004修改) Fig. 1 Tectonic units of the East Tianshan and its periphery (modified after Xiao et al., 2004) |
研究区位于东天山吐哈盆地南缘觉罗塔格构造带，该构造带从北往南被近东西向的断裂分为3个部分，即大南湖-头苏泉构造带、康古尔塔格构造带和阿奇山-雅满苏构造带(图 1)。区域地层出露较为齐全(图 2)，前石炭纪地层主要出露于大南湖-头苏泉构造带，奥陶-志留系为岛弧或活动大陆边缘建造组合，包括中奥陶统大柳沟组和晚志留统红柳峡组，岩石组合以大陆斜坡相浊积岩为主，偶夹火山岩；下泥盆统大南湖组和中泥盆统头苏泉组均为浅海相中基性火山碎屑岩及正常碎屑岩夹中性火山岩建造组合；石炭纪地层广泛发育，康古尔塔格断裂以北的石炭系称为企鹅山群，岩石组合为中基性火山岩-碎屑岩-碳酸盐岩。康古尔塔格断裂与阿其克库都克断裂之间的石炭系包括：下石炭统干墩组、雅满苏组和上石炭统底坎儿组、梧桐窝子组，主要为滨浅海相火山-沉积岩系建造组合。下二叠统阿尔巴萨依组为陆相火山岩夹火山碎屑岩，中上二叠统库莱组为山麓-河流相杂色粗碎屑岩夹泥岩、灰岩和凝灰岩。中下侏罗统水西沟群为河湖相含煤碎屑岩建造。区内主干断裂主要呈近EW向展布，由北往南依次有大草滩断裂、康古塔格-黄山断裂、雅满苏断裂和阿其克库都克断裂(图 2)。区内岩浆岩十分发育，从超基性到中酸性均有出露，既有与铜镍矿化有关的基性-超基性岩类，又有与铜(钼、金)矿化有关的闪长岩、花岗闪长斑岩，还有与金银矿化密切相关的花岗岩类，其成岩时代集中于386~230Ma(周涛发等, 2010)。
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图 2 东天山吐哈盆地南缘地质简图 Fig. 2 Geological sketch map of the southern Turpan-Hami Basin, East Tianshan |
吐哈盆地南缘企鹅山群是指分布于东天山觉罗塔格构造带康古尔塔格断裂以北的石炭纪火山-沉积岩系，主体岩性为中基性火山岩-碎屑岩-碳酸盐岩组合。主要分为三个岩性段：第一岩性段以碎屑岩-凝灰岩-碳酸盐岩为主，并发育条带状糜棱岩；第二岩性段以中基性火山岩为主，夹少量酸性火山岩，占企鹅山群总厚度的80%以上，岩石组合为玄武岩-安山岩-英安岩，碎屑岩多以透镜体状产出，该岩性段是土屋-延东等大型斑岩型铜矿的围岩(张连昌等, 2004; 侯广顺等, 2005)；第三岩性段以碎屑岩为主，夹玄武岩-凝灰岩-火山角砾岩及生物碎屑灰岩(李向民等, 2004; 侯广顺等, 2006; 李永军等, 2008; 木合塔尔·扎日等, 2015)。为了进一步了解企鹅山群岩石建造组合和区域变化规律，选择具有典型代表意义地段(剖面位置见图 2)，由西向东测制4条剖面(图 3：A-土屋铜矿南剖面；B-沙垄西剖面；C-沙垄东剖面；D-南湖乡南剖面)。在分析单条剖面岩性特征、岩相组合、火山-沉积序列及各岩性段接触关系的基础上，参考西天山石炭纪大哈拉军山组火山-沉积岩相类型划分方案(白建科等, 2015a)，将企鹅山群划分出7种岩相类型：火山通道相、爆发相、溢流相、空落堆积相、浅海相、滨海相、滨岸潮坪相。土屋铜矿南地区(剖面A)岩相序列表现为：滨岸潮坪相-溢流相-空落堆积相-火山通道相-溢流相-爆发相，表现出强烈的火山喷发活动；库木塔格沙垄地区(剖面B、C)岩相序列表现为：浅海相-溢流相-空落堆积相-溢流相-滨海相，其中，沙垄以东地区剖面C底部出现安山质凝灰角砾岩，指示发生一次火山爆发事件；南湖乡南地区(剖面D)岩相序列表现为：浅海相-溢流相-滨岸潮坪相。根据火山岩岩性特征、地层厚度、岩相序列及区域对比，可以建立企鹅山群火山-沉积序列区域地层格架(图 3)。从近东西向测制的火山-沉积地层柱状对比图可知，西部火山作用以强烈的爆发相为主，且作用时间长，地层厚度大；向东火山作用减弱，至南湖乡南部地区，以溢流相为主，地层厚度明显减小。本次研究的火山岩样品均来自上述4条剖面，具体采样位置详见图 3，其中锆石U-Pb同位素定年样品2件，全岩主微量及稀土元素测试样品13件。
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图 3 吐哈盆地南缘企鹅山群区域地层柱状对比图 Fig. 3 Stratigraphic correlation of the Qi'eshan Group in the southern edge of Turpan-Hami basin |
本文2件同位素年龄样品(TW01和NH01)分别采自土屋铜矿南剖面A和南湖乡南剖面D，岩性均为灰黑色玄武岩。锆石样品靶的制备，首先将无色透明、无裂痕、无包体的锆石颗粒固定在透明的环氧树脂中，抛光打磨至锆石颗粒一半出露，然后进行反射光照相、阴极发光(CL)和LA-ICP-MS同位素分析测试。锆石的制靶、CL图像及U-Pb同位素含量测定均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。阴极发光(CL)照相采用装有Mono CI3+阴极发光系统的扫描电镜拍摄，锆石的U-Pb同位素含量测定在该实验室使用带有GeoLas200M激光剥蚀系统Agilent 7500a ICP-MS测定。用标准硅酸盐玻璃NIST610进行仪器最佳化，数据处理采用Glitter(ver. 4.0)程序，年龄计算以91500标准锆石作为外标进行同位素分馏校正，激光束斑直径为30μm，详细的分析过程和参数见(柳小明等, 2007)。样品的同位素比值、元素含量、年龄计算及年龄谱图的绘制采用Isoplot(ver2.49)程序完成。
3.2 分析结果根据锆石阴极发光图像和显微镜下特征，选取晶形完好、自形程度高、颗粒较大的锆石，并且避开锆石中的裂隙、包裹体和杂质，从而确定锆石的测点进行剥蚀测试(图 4)。本次锆石U-Pb年代学测试数据和结果见表 1。土屋铜矿南和南湖乡南地区企鹅山群火山岩样品(TW01和NH01)锆石阴极发光图像(CL)显示，多数锆石见到生长韵律或震荡环带结构，仅个别锆石呈板片状或者浑圆状，大小约为60~110μm，其长宽比大部分介于1~2.5(图 4)。
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图 4 吐哈盆地南缘企鹅山群玄武岩部分锆石阴极发光图像及LA-ICP-MS测点位置 Fig. 4 CL images and dating spots of some zircons of basalts from the Qi'eshan Group in the southern edge of Turpan-Hami basin |
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表 1 吐哈盆地南缘企鹅山群玄武岩锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素分析结果 Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb analyzing results of basalts from the Qi'eshan Group in the southern edge of Turpan-Hami basin |
TW01样品中锆石Th、U含量分别为45.6×10-6~568.6×10-6和65.7×10-6~1077×10-6，Th/U值介于0.32~1.15之间，平均为0.63，与变质锆石Th/U值(通常小于0.1)明显不同，属于岩浆成因锆石。本次测试共获得22个有效年龄数据，其测点的年龄谐和度均大于90%(表 1)。剔除年龄明显较老的捕获锆石，其余14个测点的锆石206Pb/238U年龄范围为314±2Ma~333±5Ma，加权平均值为323.8±3.6Ma(MSWD=5.8，n=14)(图 5a)。鉴于较大的MSWD值以及多数锆石显示出中酸性侵入岩锆石CL图像特征，323.8±3.6Ma并不能作为该玄武岩的喷发年龄。值得注意的是，该样品最年轻的2颗锆石(分析点TW01-10和TW01-14)在CL图像上显示为长条板状，具有玄武岩锆石的特征，其加权平均值为314.0±3.5Ma(MSWD=0，n=2)，该年龄应为土屋铜矿南企鹅山群玄武岩的喷发年龄。
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图 5 吐哈盆地南缘企鹅山群玄武岩锆石U-Pb年龄谐和图及加权平均年龄图 Fig. 5 Zircon U-Pb concordia diagram and weighted mean age of basalts from the Qi'eshan Group in the southern edge of Turpan-Hami basin |
NH01样品中锆石Th、U含量分别为7.8×10-6~547.5×10-6和69.5×10-6~677.5×10-6。NH01-20、21、22、23等4个测点Th/U值均小于0.1，平均为0.03，与变质成因锆石(Th/U通常小于0.1)(Vavra et al., 1999)一致，属于变质锆石。其余19个测点的Th/U值介于0.13~1.00之间，平均为0.54，属于典型岩浆成因锆石。本次测试共获得23个有效年龄数据，其测点的年龄谐和度均大于90%(表 1)。剔除年龄明显较老的捕获锆石，其余13个测点的锆石206Pb/238U年龄范围为315±2Ma~334±2Ma，加权平均值为324.3±4.1Ma(MSWD=10.2，n=13)(图 5b)，与样品TW01类似，324.3±4.1Ma并不能作为样品NH01的喷发年龄。同样的，测点中最年轻的3颗锆石具有玄武岩锆石的CL图像特征，且其加权平均值为316.0±2.3Ma(MSWD=0.25，n=3)，该年龄代表了南湖乡南企鹅山群玄武岩的喷发年龄。
2件同位素年龄样品显示东天山吐哈盆地南缘企鹅山群玄武岩成岩年龄为316.0±2.3Ma~314.0±3.5Ma，时代为晚石炭世早期。另外，本次火山岩U-Pb年代学分析中除了发现石炭纪捕获锆石外，还发现了大量前寒武纪捕获锆石，除样品NH01中4个测点Th/U比值小于0.1外，其余均在0.13~1.15之间，表明这些锆石主要为岩浆成因，且其年龄分布曲线分别在611Ma、1077Ma、1409Ma、1734Ma、1974Ma和2489Ma出现峰值。此外，CL图像显示样品中的捕获锆石缺少核-边结构，排除了其来源于深部基底的可能性。这些捕获锆石在形态上显示出较差的磨圆度，可能是基性岩浆在上升过程中捕获通道围岩的锆石，暗示其具浅表碎屑成因特征。
4 岩石地球化学特征本次对吐哈盆地南缘企鹅山群13件玄武岩样品进行了岩石地球化学分析，测试单位为中国地质调查局西安地质调查中心实验测试中心。主量元素分析方法为X荧光光谱分析(XRF)，使用的仪器是荷兰帕纳科公司Axios 4.0kW波长色散X射线荧光光谱仪，精密度RSD≤0.134，稳定性RMS Rel(%)≤0.050。稀土微量元素分析采用Thermo Fisher公司生产的X-Series Ⅱ型电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)测定，检测限优于5×10-9，相对标准偏差优于5%。
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图 6 吐哈盆地南缘企鹅山群玄武岩TAS图解(a, 据Le Bas et al., 1986)和FeOT/MgO-SiO2图解(b, 据Miyashiro, 1975) Fig. 6 The TAS (a, after Le Bas et al., 1986) and FeOT/MgO vs. SiO2 (b, after Miyashiro, 1975) diagrams of basalts from the Qi'eshan Group in the southern edge of Turpan-Hami basin |
主量元素分析结果(表 2)表明，吐哈盆地南缘企鹅山群玄武岩SiO2介于46.54%~52.64%之间，平均为49.53%，多数属于亚碱性玄武岩系列。Al2O3含量为16.89%~20.55%，都大于16%，平均为18.05%，是典型的高铝玄武岩。全铁(FeOT)含量为7.55%~10.39%，且FeO>Fe2O3(NH-1h除外)，MgO含量较高(4.81%~7.94%)，Mg#为49~59，FeOT/MgO比值为1.26~1.86，显示出演化型岩浆的特征。TiO2含量为0.88%~1.86%，但大部分样品TiO2含量低于1.5%。全碱(Na2O+K2O)含量变化较大，介于2.97%~6.25%之间，在TAS岩石分类图上，绝大多数样品投影于亚碱性区域(图 6a)。所有样品的K2O/Na2O比值(0.03~0.35)均小于1，绝大多数(TW-4h除外)都低于0.2。在FeOT/MgO-SiO2图解中出现少量钙碱性系列，但大部分属于拉斑玄武岩系列(图 6b)。
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表 2 吐哈盆地南缘企鹅山群玄武岩主量元素(wt%)和微量、稀土元素(×10-6)含量 Table 2 Major (wt%), trace and rare earth (×10-6) element content of basalts from the Qi'eshan Group in the southern edge of Turpan-Hami basin |
微量元素和稀土元素测试分析结果(表 2)显示，企鹅山群玄武岩稀土元素总量变化较大(∑REE=54.99×10-6~137.5×10-6)，其中LREE=44.07×10-6~119.1×10-6，HREE=10.92×10-6~18.33×10-6，LREE/HREE值介于2.99~6.50之间。(La/Yb)N=1.87~5.22，轻重稀土元素分异不明显，配分曲线整体上接近平坦型。其稀土配分模式与世界上典型的大陆溢流玄武岩以及大陆裂谷玄武岩(Wilson, 1989)稀土配分模式十分相似。样品的Zr含量为83.8×10-6~174×10-6，Y含量为11.2×10-6~23.5×10-6，Zr/Y为5.02~15.54(>4)，远大于岛弧火山岩的Zr丰度而类似于板内玄武岩，显示出板内玄武岩的成分特征(Condie, 1989)。δCe=1.02~1.08，δEu=0.85~1.06，个别样品具有轻微的δEu异常，表明其原始岩浆在演化过程中斜长石的分离结晶作用不明显(图 7a)。
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图 7 吐哈盆地南缘企鹅山群玄武岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 7 Chondrite-normalized REE pattern (a) and primitive mantle-normalized trace elements spider diagram (b) of basalts from the Qi'eshan Group in the southern edge of Turpan-Hami basin (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
在微量元素原始地幔标准化蛛网图(图 7b)上，玄武岩样品明显富集强不相容元素(Ba、Sr、U)和轻稀土元素(La、Ce、Pr)，随着不相容性降低，其分布模式趋于平缓，总体在原始地幔的10倍左右。Nb、Ta元素出现负异常，其亏损可能与陆内拉张环境下地壳混染或地幔源区有富Nb、Ta、Ti的残留有关，一些裂谷型玄武岩具有类似的特征(赵霞等, 2008)，表现出类似形成于俯冲带岛弧火山岩的地球化学特征。与N-MORB、上地壳微量元素相比，除个别活动性较强的元素外，本次玄武岩样品其余元素均为N-MORB的1~2倍，远低于上地壳的含量，与下地壳微量元素含量接近。原始地幔标准化的(La/Yb)N介于1.87~5.22之间，(La/Yb)N>1的特征说明该地区火山岩可能遭受了地壳混染(孙吉明等, 2018)。Zr/Y(5.02~15.5)大于4，显示了板内玄武岩的特征。
5 讨论 5.1 企鹅山群形成时代东天山吐哈盆地南缘康古尔断裂至吐哈盆地之间广泛出露石炭纪火山-沉积岩系，新疆地质矿产局第一地质大队在1995年进行东天山1:5万区域地质调查时首次命名为企鹅山群，主体岩性为中基性火山岩-碎屑岩-碳酸盐岩。1:5万康古尔塔格幅(K-46-14)和1:5万大草滩幅(K-46-15)根据腕足类、牙形石、植物等化石组合，认为其时代为石炭纪(新疆地质矿产局第一区域地质调查大队, 1995①)。企鹅山群中基性火山岩段赋存土屋-延东等大型斑岩型铜矿，自创建以来，国内外学者就开始对不同地区的企鹅山群火山岩进行了年代学研究，并取得了丰硕的成果。然而不同地区企鹅山群火山岩的年龄差别较大：芮宗瑶等(2002)通过Sm-Nd等时线法和单颗粒锆石U-Pb法获得粗面质玄武岩-安山岩的年龄为416~350Ma；刘德权等(2003)测得土屋-延东铜钼矿区及外围赋矿玄武岩SHRIMP锆石U-Pb年龄为334~320Ma；侯广顺等(2005)测得玄武岩SHRIMP锆石U-Pb年龄为336.5±6Ma和Sm-Nd等时线年龄为334Ma；李向民等(2004)测得基性火山岩和酸性火山岩TIMS锆石U-Pb年龄分别为322.6±2.0Ma和319.9±1.6Ma。由此可知企鹅山群火山岩年龄较为宽泛，介于319~416Ma，跨度如此大的岩石地层单位显然是不合适的。本次研究在野外调研的基础上，选择吐哈盆地南缘企鹅山群出露较好地区，由西向东分别测制4条企鹅山群火山岩剖面，并采集玄武岩样品(TW01-1和NH01-1)进行LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学研究。
① 新疆地质矿产局第一区域地质调查大队. 1995. 1:5万K-46-15、K-46-14、K-46-66-D区域地质调查报告
基性岩浆岩中锆石来源较为复杂，既可能有岩浆中结晶的锆石，也有可能有地壳物质加入带来的壳源结晶锆石，还有可能有基性岩浆在上升过程中捕获围岩通道的锆石(崔玉荣等, 2010)。由于玄武质岩浆的低硅活度及其快速的喷发和冷却过程，使得其通常较难结晶出粒度适合微区分析的锆石，其内分选出来的锆石往往是捕获锆石。因此，对玄武岩中锆石的来源判别是准确限定火山喷发时限的关键。本文在锆石显微结构分析的基础上，发现样品TW01和NH01分别含有二、三颗岩浆结晶锆石，且其对应年龄为所有测点中的最年轻值，获得加权平均值分别为314.0±3.5Ma(MSWD=0，n=2)和316.0±2.3Ma(MSWD=0.25，n=3)，可作为玄武岩喷发年龄。据此，我们将吐哈盆地南缘企鹅山群火山-沉积岩系形成时代厘定为晚石炭世早期。另外，样品TW01和NH01中其他测点的年龄明显偏老，且CL图像显示出中酸性侵入岩锆石的特征，因而将其解释为捕获锆石年龄。
5.2 前寒武纪捕获锆石来源及其构造意义本次所测吐哈盆地南缘企鹅山群玄武岩中除了出现石炭纪捕获锆石外，还含有大量前寒武纪捕获锆石，年龄值分布曲线分别在611Ma、1077Ma、1409Ma、1734Ma、1974Ma和2489Ma出现峰值，最大锆石207Pb/206Pb年龄为2652±26Ma(图 5d)。前已述及，这些前寒武纪捕获锆石在CL图像上缺少核-边结构，且呈现出较差的磨圆度，指示其并非来源于深部基底，而具有浅表碎屑成因特征，代表基性岩浆在上升过程中捕获围岩通道的锆石。区域研究显示，东天山地区觉罗塔格构造带并不具有前寒武基底，仅中天山地块具备前寒武基底，且基底岩石的主要年龄值为2.5Ga、1.8Ga、1.45~0.65Ga(Wang et al., 2017; He et al., 2018)。对比中天山前寒武基底与本文前寒武纪捕获锆石的年龄分布曲线可发现，二者的峰值年龄具有较好的对应关系(图 8)，表明企鹅山群玄武岩内的前寒武纪捕获锆石来源于中天山地块。
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图 8 中天山前寒武纪基底岩石与企鹅山群玄武岩前寒武纪捕获锆石年龄分布曲线 中天山前寒武纪基底岩石锆石年龄数据引自He et al. (2018) Fig. 8 Kernel density estimate for the Precambrian ages of the Central Tianshan and Precambrian ages of the inherited zircons of basalts from the Qi'eshan Group Data of the Precambrian ages of the Central Tianshan from He et al. (2018) |
觉罗塔格构造带晚石炭世早期企鹅山群玄武岩内出现大量源于中天山地块的碎屑捕获锆石，表明中天山地块的碎屑物质在晚石炭世早期已可输送至觉罗塔格构造带，暗示分隔中天山地块与觉罗塔格构造带的北天山洋已于晚石炭世早期之前闭合消失。
5.3 陆壳混染作用吐哈盆地南缘企鹅山群玄武岩锆石U-Pb年龄中出现大量捕获锆石，表明在玄武岩形成过程中捕获了陆壳物质，暗示样品可能受到地壳不同程度的混染。原始地幔标准化微量元素蛛网图(图 7b)相对亏损高场强元素Nb、Ta，与平均大陆弧玄武岩(CAB)和平均洋弧玄武岩(OIB)的分配型式相似，这很有可能是受到大陆物质混染的结果(Ernst et al., 2005; 夏林圻等, 2007)。此外，地壳物质通常具有高La/Nb、高Ba/Nb和低La/Ba值(Wedepohl, 1995)，如果幔源玄武质岩浆遭受到大陆地壳物质的混染，会增加SiO2、K2O、Rb、Ba、Zr、Th等氧化物或元素的丰度，同时会升高La/Nb、K/P、Zr/Nb和87Sr/86Sr比值，降低Ti/Yb、Ce/Pb比值和Sr丰度(Barker et al., 1997; McDonald et al., 2001)，岩浆中的不相容元素如La或Ba就会相对于Nb明显增高，从而具有低Nb/La、低La/Ba值的特点。
因此，我们用稀土元素和高场强元素讨论同化混染是比较可靠的。非常高的原始地幔标准化Th/Nb值(>>1)(Saunders et al., 1992)和低Nb/La值(<1)(Kieffer et al., 2004)可以用来判断地壳物质的混染程度。企鹅山群玄武岩具有十分特征的低Nb/La，(Nb/La)N介于0.26~0.64，远小于1，低La/Ba(0.03~0.16，平均0.06)，并且Ba/Nb(18.1~74.0)、La/Nb(1.51~3.72)变化范围较大，表明它们乃是受到了强烈的地壳混染。微量元素La/Nb-La/Ba对比图解中，绝大多数玄武岩样品落入受地壳混染的岩石圈地幔区域(图 9)，表明幔源玄武质岩浆在上升过程中可能受到地壳物质混染，这与之前玄武岩锆石U-Pb年龄中大量捕获锆石所反映的信息相吻合。
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图 9 企鹅山群玄武岩La/Ba-La/Nb图解，示世界上若干受到地壳混染的地幔柱源大陆玄武岩的成分范围作为对比(据夏林圻等, 2009) Fig. 9 Plot of La/Ba vs. La/Nb of basalts from the Qi'eshan Group, showing rang of several crustally contaminated mantle plume-derived compositional continental basalts for comparison (after Xia et al., 2009) |
关于东天山石炭纪企鹅山群火山岩形成构造环境，目前仍然存在着两种截然不同的观点：一种观点认为石炭纪时期，北天山洋仍然发生大规模的俯冲消减作用，火山岩形成于岛弧构造环境，主要是基于火山岩中一系列岛弧火山岩的地球化学信息(芮宗瑶等, 2002; 张连昌等, 2004; 李锦轶等, 2006; 侯广顺等, 2006; 苏春乾等, 2009; 李源等, 2011)。另一种观点认为早石炭世早期，天山洋已经闭合，天山及邻区发生大规模伸展裂陷作用，火山岩形成于大陆裂谷环境，火山喷发可能与裂谷下的地幔减压熔融作用或地幔柱有关。主要证据有：(1)天山造山带普遍存在着早石炭世地层角度不整合覆盖于前石炭纪褶皱基底或前寒武纪结晶基底之上(夏林圻等, 2006; 白建科等, 2015b)；(2)火山岩的“岩浆源”是碱性玄武岩系和拉斑玄武岩，类似岛弧火山岩信号(如低Nb、低Ta、低Ti)是由于大陆地壳或大陆岩石圈混染作用造成的，部分地区表现出双峰式火山岩特征(冯益民等, 2002; 李向民等, 2006; Xia et al., 2004; 夏林圻等, 2006, 2007)。
如前所述，企鹅山群玄武岩原始地幔标准化微量元素蛛网图中Nb、Ta出现负异常(图 7b)，是由于受到不同程度的地壳混染作用影响。因此，在使用Nb、Ta元素相关的构造环境判别图解中，其成分点的投影位置就会向着这些图解中Nb、Ta含量降低的方向(岛弧玄武岩)发生迁移。例如，Nb×2-Zr/4-Y图解(10a)中，大部分样品落入板内拉斑玄武岩和火山弧玄武岩区域，仅2个样品落入板内碱性玄武岩和板内拉斑玄武岩区域；Hf/3-Th-Ta图解(10b)中，2个样品落入正常洋中脊玄武岩区域，3个样品落入火山弧玄武岩区域，其余样品均落入两者的过渡区域。因此，利用稀土元素和高场强元素讨论受到地壳混染的玄武岩构造环境时，尽量使用不含Nb、Ta元素的图解，这样可以避免亏损Nb、Ta带来的不确定性。在Ti/100-Zr-Y×3图解(图 10c)中，除1个样品处于洋岛玄武岩和板内玄武岩界线处外，其余均落入板内玄武岩区域；在Zr/Y-Zr图解(图 10d)中，样品全部落入板内玄武岩构造环境区域。夏林圻等(2007)归纳总结出大陆玄武岩不管是否受到地壳或岩石圈地幔混染，均具有较高的Zr含量(>70×10-6)和Zr/Y比值(>3)。本次玄武岩的Zr含量为83.8×10-6~174×10-6，Zr/Y比值为5.02~15.5，显示了产于板内拉伸环境下大陆玄武岩的特征。
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图 10 吐哈盆地南缘企鹅山群玄武岩构造环境判别图 (a) Nb×2-Zr/4-Y图解(Meschede, 1986)；(b)Hf/3-Th-Ta图解(Wood, 1980)；(c)Ti/100-Zr-Y×3图解(Pearce and Cann, 1973)；(d)Zr/Y-Zr图解(Pearce and Norry, 1979) Fig. 10 Tectonic discrimination diagram of the volcanic rocks in the southern edge of Turpan-Hami basin (a) Nb×2-Zr/4-Y diagram (Meschede, 1986); (b) Hf/3-Th-Ta diagram (Wood, 1980); (c) Ti/100-Zr-Y×3 diagram (Pearce and Cann, 1973); (d) Zr/Y vs. Zr diagram (Pearce and Norry, 1979) |
企鹅山群7种岩相类型(火山通道相、爆发相、溢流相、空落堆积相、浅海相、滨海相、滨岸潮坪相)组合指示其形成于滨浅海沉积环境。单剖面由下到上表现出沉积物粒度由粗变细，水体由浅变深，整体具有退积型沉积序列特征，反映了伸展裂陷构造背景中盆地充填演化序列。区域地层格架对比可知，企鹅山群分布范围内西部火山作用以强烈的爆发相为主，且作用时间长，地层厚度大；向东火山作用减弱，至南湖乡南部地区，以溢流相为主，地层厚度明显减小。说明东天山觉罗塔格石炭纪裂谷东、西段裂陷作用强度存在显著差异：西段裂陷较浅，仅有幔源火山岩浆活动和非造山花岗岩侵位；而东段裂陷较深，晚石炭世末期-早二叠世出现了大规模的黄山-镜儿泉镁铁-超镁铁岩，且含铜镍矿。这些岩体是张性应力体制导致陆壳在薄弱处发生深达上地幔的张性断裂，使上地幔物质减压上侵形成的。
北天山缝合带以介于伊犁-中天山地块和准噶尔-吐哈地块之间的蛇绿混杂岩带为标志，是天山造山带北部十分重要的一条缝合带。该缝合带近EW向展布，向西经依连哈比尔尕山进入哈萨克斯坦，向东延入甘肃境内，其构造演化过程是长期以来众多学者争论的焦点，而关键性的争论点就是北天山洋闭合时限。夏林圻等(2006)和徐学义等(2006)认为北天山洋并不是天山古生代洋盆的组成部分，它是在天山古生代洋盆闭合(晚泥盆世-早石炭世)之后，天山及邻区发生大规模裂谷化进而破碎所产生的新生“红海型”洋盆；Wang et al. (2007)和Tang et al. (2012)根据天山石炭纪埃达克岩-高镁安山岩-富Nb玄武岩组合的存在，认为这些岩石最有可能起源于俯冲洋壳的熔融，暗示北天山洋可能闭合于晚石炭世-早二叠世；Han et al. (2010)根据北天山四棵树钉合岩体锆石U-Pb年龄316Ma，认为北天山洋闭合于早-晚石炭世之交；Zhou et al. (2004)认为天山及周边地区镁铁-超镁铁侵入岩、基性岩墙群的形成时代为289~241Ma，可能与地幔柱活动有关，北天山洋闭合于晚二叠世；Xiao et al. (2015)认为晚石炭世-早二叠世期间，天山地区挤压-伸展-走滑构造作用并存，岩浆活动活跃，洋盆闭合、塔里木与北面西伯利亚活动陆缘的拼合造山等过程可能发生在晚二叠世-早三叠世。
本次于东天山觉罗塔格构造带晚石炭世早期企鹅山群玄武岩内发现大量源于中天山地块的碎屑捕获锆石，表明中天山地块的碎屑物质在晚石炭世早期已可输送至觉罗塔格构造带，暗示分隔中天山地块与觉罗塔格构造带的北天山洋已于晚石炭世早期(314~316Ma)之前闭合消失。企鹅山群玄武岩样品在Ti/100-Zr-Y×3和Zr/Y-Zr图解中，均落入板内玄武岩构造环境区域，指示其形成于后碰撞裂谷构造环境。企鹅山群火山岩代表裂谷盆地伸展裂陷过程中的岩浆活动，将其与活动大陆边缘或岛弧构造环境相联系是不合适的。企鹅山群岩性组合、岩相类型及火山-沉积序列反映了东天山石炭纪后碰撞裂谷盆地充填演化过程。
6 结论(1) 东天山吐哈盆地南缘企鹅山群主体岩性为中基性火山岩-碎屑岩-碳酸盐岩组合，自下而上可分为三个岩性段，并划分出7种岩相类型：火山通道相、爆发相、溢流相、空落堆积相、浅海相、滨海相、滨岸潮坪相。
(2) 2件玄武岩样品LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果表明，东天山吐哈盆地南缘企鹅山群玄武岩成岩年龄为316.0±2.3Ma~314.0±3.5Ma，时代为晚石炭世早期。同时还发现了大量前寒武纪(589~2652Ma)捕获锆石，CL图像指示其并非来源于深部基底，而具有浅表碎屑成因特征。
(3) 区域对比可知，企鹅山群玄武岩内大量碎屑捕获锆石源于中天山地块，表明中天山地块的碎屑物质在晚石炭世早期已可输送至觉罗塔格构造带，暗示分隔中天山地块与觉罗塔格构造带的北天山洋已于晚石炭世早期(314~316Ma)之前闭合消失。综合区域地质资料与微量元素构造环境判别图解，认为企鹅山群形成于北天山洋闭合后的后碰撞裂谷构造环境。
致谢 西安地质调查中心李智佩研究员、李平工程师、李婷工程师、李晓英工程师等参加了野外调查工作；论文完成过程中得到陈隽璐研究员和李向民研究员的悉心指导；两位审稿专家对本文提出了批评和建设性意见；在此一并致以衷心的感谢！
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