2017, Vol. 33
2. 中国科学院新疆生态与地理研究所, 荒漠与绿洲生态国家重点实验室, 乌鲁木齐 830011;
3. 西北大学地质学系, 大陆动力学国家重点实验室, 西安 710069;
4. 中国科学院地质与地球物理研究所矿产资源重点实验室, 北京 100029;
5. 新疆大学地质与矿业工程学院, 乌鲁木齐 830047;
6. 中国地质科学院地质研究所, 北京 100037
2. State Key Laboratory of Desert and Oasis Ecology, Xinjiang Institute of Ecology and Geography, Chinese Academy of Sciences, Urumqi 830011, China;
3. State Key Laboratory of Continental Dynamics, Department of Geology, Northwest University, Xi'an 710069, China;
4. Key Laboratory of Mineral Resources, Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
5. School of Geology and Mining Engineering, Xinjiang University, Urumqi 830047, China;
6. Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China
中亚造山带(CAOB)是世界上最大的增生型造山带之一(Windley et al., 2007; Kröner et al., 2007; Xiao et al., 2013; Xiao and Santosh, 2014)(图 1a)。南天山位于中亚造山带南部，北以那拉提南缘断裂、乌瓦们-拱拜子断裂和卡瓦布拉克断裂与中天山、伊利地块为界，南以南天山山前断裂、兴地塔格断裂与塔里木克拉通为界，是经历了新生代改造的晚古生代碰撞造山带(图 1b)(Gao et al., 1998; Chen et al., 1999; Xiao et al., 2004, 2010, 2013; 朱志新等, 2009)。南天山的成因可以归纳为：南天山古洋盆在俯冲消减闭合过程中，两侧陆块及增生杂岩等经碰撞、拼贴而形成的造山带，经历了复杂的构造演化和地壳增生过程，是中亚造山带的重要组成部分(李锦轶, 2004; Xiao et al., 2004, 2010, 2013; 高俊等, 2006)。长期以来，南天山的形成与演化都是地学界研究的热点之一(Coleman, 1989; Jahn et al., 2000; 李锦轶等, 2006; 朱志新等, 2008a, b, 2009; Xiao et al., 2009; Seltmann et al., 2011)。关于南天山古洋盆的属性，目前存在三种观点：南天山古洋盆是塔里木板块边缘弧后盆地或边缘洋盆(陈哲夫和粱云海, 1985; 董云鹏等, 2005)；南天山古洋盆是塔里木与哈萨克斯坦板块之间的开阔洋盆(郝杰和刘小汉, 1993; 蔡东升等, 1996; 何国琦等, 2001; 李锦轶和肖序常, 1999; 李锦轶, 2004)；南天古洋盆为有限洋盆，由不同时代洋盆的复合而叠加形成(高俊等, 1994)。南天山古洋盆俯冲方向是南天山造山带演化过程研究中颇有争议的问题。在以往的研究中，多数学者认为南天山洋自奥陶纪开始向伊犁-中天山岛弧之下俯冲消减，塔里木克拉通北缘为被动大陆边缘(郝杰和刘小汉, 1993; 王润三等, 1998; Chen et al., 1999; 韩宝福等, 2004; 李锦轶等, 2006; 杨天南等, 2006; 朱志新等, 2006; 龙灵利等, 2006; 高俊等, 2006; Xiao et al., 2013)。但近年来随着该地区研究程度的不断提高，一些学者根据南天山东南缘一系列古生代中期钙碱性侵入岩类的发现以及构造解析的研究认为南天山古洋盆存在向南俯冲的阶段，塔里木克拉通北缘在该时期具有活动大陆边缘的性质(姜常义等, 1999, 2000, 2001; 王超等, 2009; 朱志新等, 2008a, b; 校培喜等, 2006; 张艳和孙晓猛, 2010; Ge et al., 2012; 贾晓亮等, 2013; 郭瑞清等, 2013; 张斌等, 2014; Zhao et al., 2015)。基于以上研究，有学者提出了南天山洋南北双向俯冲的模式(Ge et al., 2012; 郭瑞清等, 2013; Lin et al., 2013; Jiang et al., 2014; 张斌等, 2014)。而有关南天山古洋盆的闭合时限问题，也存在泥盆纪晚期-石炭纪闭合(董云鹏等, 2005)、石炭纪闭合(姜常义等, 1999; 朱志新等, 2006; 高俊等, 2009; Gao et al., 2009, 2011; 韩宝福等, 2004; Han et al., 2011; 尼加提·阿布都逊等, 2013)、二叠纪至三叠纪闭合(张立飞等, 2005；李曰俊等, 2009; Xiao et al., 2009, 2013)的争论。
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图 1 亚洲大地构造图(a)和南天山古生代侵入岩空间分布图(b)(据郭瑞清等，2013修编)及卡拉吾勒-欧西达坂地区区域地质图(c, 据新疆地矿局区域地质测量大队，1975①, 1984②修编) Fig. 1 Sketch map showing the location of the CAOB and other orogenic collages in Asia (a) and distribution map showing the Paleozoic intrusive rocks in the south Tianshan Mountains (b) (after Guo et al., 2013) and simphlified geological map of the regions in Kalawule and Ouxidaban (c) |
① 新疆地矿局区域地质测量大队. 1975. 1:20万库勒幅地质图
② 新疆地矿局区域地质测量大队. 1984. 1:20万黑英山幅地质图
随着研究的深入，对于南天山古洋盆的构造属性及演化过程取得了一些进展，但是由于南天山地区野外地质环境相对恶劣，交通条件不便，上述一些科学问题仍然未能很好解决，例如南天山洋盆的俯冲方式、俯冲作用的规模、持续时间及闭合时限？同时前人的研究也可看出，古生代中期的志留纪-泥盆纪处于南天山古洋盆构造转化的关键时期，而对于该时期造山带演化的关键证据-钙碱性侵入岩的研究则显得尤为重要。本文报道了出露于南天山造山带西南缘(塔里木克拉通北缘)咔拉吾勒及欧西达坂的泥盆纪钙碱性侵入岩，通过详细的野外地质调查、岩相学、岩石地球化学结合锆石U-Pb-Hf同位素研究，讨论岩石成因及构造意义。结合前人的研究成果，旨在为南天山的形成及演化提供证据和约束条件。
2 区域地质及岩相学咔拉吾勒及欧西达坂一带的中酸性侵入岩出露于南天山造山带西南部。其中咔拉吾勒岩体位于库车县以北咔拉吾勒-库尔干一带，呈不规则长条状，近东西向展布，长约20km，分布面积约为60km2(图 1c)。该岩体完全侵位于泥盆系萨阿尔明组地层中。岩体由花岗岩、花岗闪长岩、闪长岩等中酸性岩石组成。本研究所采集样品为闪长岩，中细粒等粒结构，块状构造，主要由斜长石(60%~70%)、角闪石(25%~30%)、黑云母(10%~15%)组成。斜长石呈近半自形板状，大小0.3~1mm，定向分布，被绢云母、黝帘石交代。角闪石呈近半自形柱状，大小0.5~1mm，定向分布，局部发生绿泥石或绿帘石化。黑云母呈片状，片直径0.5~1mm，定向分布，部分被绿泥石交代(图 2a, d)。
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图 2 咔拉吾勒及欧西达坂钙碱性侵入岩样品野外及镜下照片 Fig. 2 Field and microscopic photographs of the studied intrusive rocks |
欧西达坂岩体位于南天山南缘黑英山-色日牙克一带，距库车县库如力村约10km，近东西向展布(图 1c)。岩体北部侵入于泥盆系萨阿尔明组地层，南部为库车前陆盆地，主要发育石炭系虎拉山组火山碎屑岩、二叠系皮尔包古兹组碎屑岩及灰岩、三叠系俄霍布拉克组碎屑岩以及侏罗系米斯布拉克组及克拉苏组陆相沉积地层。岩体主要由石英闪长岩，花岗闪长岩及钾长花岗岩组成。本文采集花岗闪长岩及钾长花岗岩样品。花岗闪长岩为中粗粒等粒结构、块状构造，可见暗色包体，斜长石含量55%~60%，石英含量25%，钾长石含量10%，角闪石含量5%，黑云母含量5%。副矿物为磁铁矿、锆石、磷灰石、榍石。斜长石呈近半自形板状，定向分布，钾长石他形粒状，大小一般0.3~1mm。石英呈他形粒状，大小一般1~2mm。黑云母片直径0.5~2mm，定向分布，角闪石半自形柱状，大小一般0.5~1mm(图 2b, e)。钾长花岗岩中斜长石含量为20%~25%，钾长石含量约为50%，石英含量25%~30%，黑云母含量少。斜长石呈近半自形板状，大小一般2~2.5mm，杂乱分布，钾长石呈近半自形-他形粒状，大小一般2~3mm，定向分布。石英呈他形粒状，大小一般0.1~0.2mm，定向分布。黑云母呈片状。副矿物为磁铁矿、锆石、磷灰石等。岩石蚀变弱，蚀变矿物为绢云母、高岭土化(图 2c, f)。
3 分析方法及仪器设备所有样品的薄片镜下鉴定和锆石单矿物分离工作在河北区域地质测量队(廊坊)完成。其中锆石颗粒利用人工重砂分离技术分离，将分离出的锆石颗粒在双目镜下仔细挑选晶形和透明度较好、无裂缝及包裹体的锆石颗粒置于环氧树脂内打磨、抛光制成样靶。锆石单颗粒透射、反射光、背散射(BSE)和阴极发光(CL)照相在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。单颗粒锆石LA-ICP-MS定年在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成。测试是由ICP-MS Elan6100DRC与193nm的ArF的准分子激光剥蚀系统GeoLas 200M(MicroLas, Germany)联机完成，激光剥蚀的斑束为25μm，能量密度为13~14J/cm2，频率为8~10Hz，激光剥蚀物质以He为载气送入Neptune(MC-ICP-MS)。U-Pb同位素测年中采用Si作为内标，测定锆石中的U、Th和Pb含量，并以国际标准91500锆石作为外标进行同位素分馏校正。数据处理采用GLITTER(ver 4.0) 程序, 样品的加权平均年龄计算及谐和图的绘制采用ISOPLOT软件(Ludwig, 2003), 所给定的同位素比值和年龄误差(标准偏差)在1σ范围内。详细分析步骤和数据处理方法见Yuan et al. (2004)。
锆石原位Hf同位素分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。仪器是配备Geolas2005 193nm激光剥蚀系统的Nu Plasma HR多接受电感耦合等离子质谱仪(MC-ICP-MS)，其激光束斑直径为44μm，激光剥蚀脉冲频率为10Hz。国际标准91500(176Hf/177Hf比率为0.282302±0.000018) 及GJ-1(176Hf/177Hf比率为0.282016±0.000016) 锆石作为标样Griffin et al. (2006)。Hf同位素计算基于球粒陨石的176Hf/177Hf比值(0.28772) 及176Lu/177Hf比值(0.0332)(Blichert-Toft and Albarède, 1997)。Hf单阶段模式年龄(tDM1)计算基于亏损地幔176Hf/177Hf比值(0.28325) 及176Lu/177Hf比值(0.0384)(Griffin et al., 2000)。Hf二阶段模式年龄(tDM2)计算采用平均地壳的176Lu/177Hf比值(0.015)(Griffin et al., 2002)。详细分析步骤见Wu et al. (2006)。
样品主量、微量元素分析在广州澳实矿物实验室完成，主量元素分析由荷兰产Panalytical Axios型X荧光光谱仪完成，分析误差优于5%。微量元素分析仪器为美国产Perkin Elmer Elan 9000等离子质谱仪(ICP-MS)，分析精度优于5%，详细实验步骤同Shan et al. (2015)。
4 分析结果 4.1 LA-ICP-MS年代学咔拉吾勒岩体中对细粒闪长岩(T1-1)(坐标：N42°20′18″、E82°57′46″)进行了锆石定年分析。样品锆石呈黄褐色、半自形-自形长柱状及部分短柱状，长约60~200μm，宽约40~120μm，长宽比介于2:1~4:1之间(图 3)。由阴极发光图像可见，锆石晶形较为完整，具有核-边结构，部分锆石边部可见典型的宽缓状岩浆韵律环带，显示中性岩浆锆石的特征。不同锆石CL发光性强弱不同，部分锆石发光性较弱。本研究对该样品12颗锆石进行了U-Pb定年分析，分析结果见表 1。锆石的Th/U比值介于(0.5~1.6)，比值均大于0.2，结合前述锆石核部CL图像特征，判断其为岩浆成因的锆石。将12个测试点投点于U-Pb年龄谐和图上，所有测点都位于协和线附近，年龄变化范围较小，测点206Pb/238U加权平均年龄为413.2±5.5Ma(MSWD=2.1)，代表咔拉吾勒细粒闪长岩的结晶年龄(图 4)。
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图 3 研究区侵入岩阴极发光(CL)图像 圆圈标注数字为分析点号，标注年龄为206Pb/238Pb年龄 Fig. 3 Representative Cathodoluminescence (CL) images of zircons from the studied intrusive rocks The circles with solid lines indicate the U-Pb analysis points and the marked ages for zircons represents ages of 206Pb/238Pb |
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表 1 咔拉吾勒闪长岩、欧西达坂花岗闪长岩及钾长花岗岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄分析结果 Table 1 LA-ICP-MS U-Pb data of diorite in Kalawule area, granodiorite and feldspar granite in Ouxidaban area |
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图 4 研究区侵入岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄合谐图 Fig. 4 Zircon LA-ICP-MS U-Pb concordia diagram of the studied intrusive rocks |
欧西达坂岩体中对花岗闪长岩(坐标：N42°18′05″、E83°20′14″)及钾长花岗岩(坐标：N42°18′04″、E83°20′17″)进行了锆石定年分析。花岗闪长岩样品(T3-2) 中锆石呈黄褐色、多为长柱状及部分短柱状、自形程度较好，锆石颗粒长约70~180μm，宽约50~120μm，长宽比介于1.5 :1~3 :1之间(图 3)。阴极发光图像显示，锆石晶形完整，大部分锆石可见密集型岩浆韵律环带，具有典型的中酸性岩浆锆石特征。对该样品18颗锆石进行了U-Pb定年分析，分析结果见表 1。锆石的Th/U比值介于(0.5~1.7)，比值均大于0.2，结合锆石CL图像特征，判断为典型岩浆锆石。将18个测点投于U-Pb年龄谐和图上，所有测点位于协和线附近，取测点的加权平均年龄407.3±5.1Ma(MSWD=3.6) 作为中细粒花岗闪长岩的结晶年龄，确定岩体时代为早泥盆世(图 4)。
钾长花岗岩(T3-1) 中锆石颗粒较大，呈黄褐色、多为长柱状、自形程度好，长约60~210μm，宽约30~80μm，长宽比介于2: 1~4 :1之间(图 3)。阴极发光图像显示出典型酸性岩浆锆石特征的密集岩浆韵律环带。对该样品12颗锆石进行了U-Pb定年分析，分析结果见表 1。锆石的Th/U比值介于(0.8~1.5)，均大于0.2，应为岩浆成因的锆石。将12个测试点投于U-Pb年龄谐和线图上，得到钾长花岗岩的加权年龄(206Pb/238U年龄数据加权平均值)为409.3±5.2Ma(MSWD=1.8)，时代为早泥盆世(图 4)。
4.2 锆石Lu-Hf同位素对欧西达坂花岗闪长岩进行了锆石原位Lu-Hf同位素分析，数据列于表 2。在所有的37个测试点中，部分测点位于已经获得了U-Pb年龄锆石环带上(n=18)。因为花岗闪长岩中的锆石皆为岩浆锆石，且具有较为统一、协和的年龄，为了更为全面的分析其Hf同位素组成，部分测点位于没有获得年龄但明显具有清晰震荡环带的锆石上(n=19)(Kröner et al., 2005; Wan et al., 2014)。除测试点5、13外，其余测点的176Lu/177Hf比值均小于0.002，表明锆石在形成后极少量放射性成因的Hf积累，Hf同位素特征基本代表其形成时的同位素组成(赵燕等, 2015)。锆石Hf同位素的回时计算采用岩体的加权平均年龄t=407Ma作为原岩侵位年龄。由于岩石为中酸性岩，采用二阶段模式年龄(tDM2)计算其源区位置从亏损地幔抽取的时间(Diwu et al., 2010)。
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表 2 欧西达坂花岗闪长岩锆石Lu-Hf同位素分析结果 Table 2 Zircon In situ Lu-Hf isotope analyses data of the Ouxidaban granodiorite |
所有测试点的176Hf/177Hf比值变化范围较大(0.282185~0.282901)，所对应的εHf(t)值在-12.0~12.9之间。在εHf(t)-207Pb/206Pb年龄图解上(图 5)，大多数锆石显示出正的εHf(t)值(2.0~12.9)，其中有3颗锆石(测试点5、9、13) 表现出接近亏损地幔演化线的εHf(t)值(10.1~12.9)，相对应的二阶段模式年龄为573~755Ma，与成岩年龄相近，显示出新生地壳物质对源区的贡献。多数锆石的εHf(t)值变化较大(1.9~9.2)，同时对应相对较大的二阶段模式年龄(808~1269Ma), 可能是源区不均一性的体现。2颗锆石(测试点15、18) 显示出负的εHf(t)值(-4.1及-12.0)，对应的二阶段模式年龄为1654Ma及2149Ma，反映了元古代地壳物质的再造。
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图 5 欧西达坂花岗闪长岩207Pb/206Pb ages-εHf(t)图解 Fig. 5 207Pb/206Pb ages vs. εHf(t) values in zircons of the granodioritic gneisses |
各岩石的主量元素及微量元素数据列于表 3。咔拉吾勒岩体中细粒闪长岩的SiO2含量为52.33%~62.17%，Al2O3含量较高(15.81%~18.13%)，CaO含量为3.60%~7.86%，K2O、Na2O含量分别为1.52%~2.31%、2.37%~3.40%，相对富钠(Na2O/K2O=1.03~2.07)，A/CNK[Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)]分子比值为0.86~1.29。样品Fe2O3T含量为6.23%~9.46%，MgO含量为2.84%~4.35%，TiO2含量为0.63%~0.99%，Fe2O3T+MgO+TiO2含量为9.75%~14.80%，Mg#(100×Mg2+/(Mg2++Fe2+))摩尔比为50.03~52.28。
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表 3 咔拉吾勒闪长岩、欧西达坂花岗闪长岩及钾长花岗岩主量元素(wt%)、微量元素(×10-6)分析结果 Table 3 Major (wt%) and trace (×10-6) element concentrations of diorite in Kalawule area, granodiorite and feldspar granite in Ouxidaban area |
欧西达坂岩体中花岗闪长岩SiO2含量为66.98%~67.78%，Al2O3含量较高(14.47%~15.53%)，CaO为2.36%~3.22%，K2O为2.48%~3.01%，Na2O含量3.79%~4.08%，相对富钠(Na2O/K2O=1.26~1.61)，A/CNK值为0.94~1.11，表现准铝质-过铝质特征。Fe2O3T含量为3.42%~3.99%，MgO含量为1.15%~1.31%，TiO2含量为0.39%~0.42%，Fe2O3T+MgO+TiO2含量为4.96%~5.72%，Mg#值为40.94~44.10。
钾长花岗岩SiO2含量为75.10%~76.76%，Al2O3含量较低(12.27%~12.57%)，CaO为0.48%~0.73%，K2O为5.29%~5.62%，Na2O含量2.73%~2.97%，明显富钾(Na2O/K2O=0.49~0.55)，A/CNK值为1.04~1.07，表现准铝质特征。样品镁铁质矿物含量低，Fe2O3T含量为0.45%~0.77%，MgO含量为0.04%~0.07%，TiO2含量为0.05%~0.11%，Mg#值为16.26~17.48。
在侵入岩TAS图解上(图 6)，咔拉吾勒闪长岩样品大部分落入闪长岩区域内，欧西达坂岩体落入花岗闪长岩-花岗岩区域内。在SiO2-K2O图解上(图 7)，所有样品均落入钙碱性-高钾钙碱性区域。在铝饱和指数图解中(A/NK-A/CNK图解)(图 8)所有样品表现出由准铝质-弱过铝质的过渡趋势。
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图 6 研究区侵入岩TAS判别图解(据Middlemost, 1994) Fig. 6 SiO2 vs. Na2O+K2O (TAS) diagram of the studied intrusive rocks (after Middlemost, 1994) |
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图 7 研究区侵入岩SiO2-K2O图解(据Peccerillo and Taylor, 1976) Fig. 7 SiO2 vs. K2O diagram of the studied intrusive rocks (after Peccerillo and Taylor, 1976) |
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图 8 研究区侵入岩A/CNK-A/NK图解(据Maniar and Piccoli, 1989) Fig. 8 A/CNK vs. A/NK diagram of the granodioritic gneisses (after Maniar and Piccoli, 1989) |
咔拉吾勒闪长岩稀土总量(∑REE)为111×10-6~157×10-6，La/Yb值为10.2~21.6，Gd/Yb值为1.86~2.32，La/Sm值为4.43~6.52，重稀土的分馏程度与轻稀土比不明显，铕显示若负异常到正异常(δEu=0.81~1.17)。在球粒陨石标准化稀土元素配分模式图上(图 9a)，咔拉吾勒闪长岩富集轻稀土，相对亏损重稀土而表现为平缓的略为右倾型的分布特征。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图 9b)，样品大离子亲石元素Rb、Sr、Ba相对富集，高场强元素Nb、Ta、Zr、Hf相对亏损。
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图 9 粒陨石标准化稀土元素球分布型式图(a、c、e)及原始地幔标准化微量元素蛛网图(b、d、f) (a、b)咔拉吾勒闪长岩；(c、d)欧西达坂花岗闪长岩；(e、f)欧西达坂钾长花岗岩 Fig. 9 Chondrite-normalized REE patterns diagram (a, c, e) and primitive mantle-normalized trace element spidergrams (b, d, f) (a, b) Kalawule diorite; (c, d) Ouxidaban granodiorite; (e, f) Ouxidaban K-feldspar granite |
欧西达坂花岗闪长岩总稀土含量为118×10-6~143×10-6，La/Yb为10.8~14.9，La/Sm为5.77~6.25，Gd/Yb为1.80~2.27，δEu为0.59~0.70。钾长花岗岩总稀土含量为62.6×10-6~152.2×10-6，La/Yb为8.47~39.6、表明轻重稀土分异明显，La/Sm为6.38~9.19、Gd/Yb为1.21~2.72、铕负异常明显(δEu=0.43~0.82)。在稀土元素球粒陨石标准化配分模式图上，欧西达坂花岗闪长岩显示出一定的轻重稀土分异，为平缓的右倾型特征，具有弱的Eu异常，暗示岩浆源区有斜长石残留(图 9c)。钾长花岗岩显示出更为明显的轻重稀土分异，并具有较强的Eu负异常，表明源区有大量斜长石残留或经历了较强斜长石及钾长石的分离结晶(Cullers and Graf, 1984)(图 9e)。在微量元素原始地幔标准化蛛网图中(图 9d, f)，两岩石均体现出富集大离子亲石元素Rb、Sr、Ba，亏损高场强元素Nb、Ta、Zr、Hf的特征。
5 讨论 5.1 岩石成因及构造环境南天山洋盆于震旦纪中期随着罗迪尼亚超大陆的裂解而打开，在整个古生代中期伴随着加里东期和海西期两次主要的构造运动，从扩展-消减，直至闭合，经历了一个完整的威尔逊旋回，因而古生代中期是研究南天山洋盆演化问题中最重要的时间节点(Gao et al., 1998; Chen et al., 1999; Xiao et al., 2004, 2010, 2013; 朱志新等, 2009)。本研究厘定的三处钙碱性侵入岩体均形成于泥盆纪(407~413Ma)，可以看出南天山南缘泥盆纪中-酸性钙碱性侵入岩相对比较发育。同时在研究区也存在同期欧西达坂石英闪长岩(~418Ma)(张斌等, 2014)(图 1c、表 4)。各岩体在时间与空间上具有一定的连续性，共同构成了南天山南缘泥盆纪闪长岩-石英闪长岩-花岗闪长岩-花岗岩组合(图 1c)。
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表 4 南天山南缘泥盆纪侵入岩一览表 Table 4 Summary table showing the Devonian intrusive rocks in the southern Tianshan Mountains |
为了系统讨论研究区泥盆纪侵入岩的成因，笔者将表 4所示四处岩体进行综合对比分析，其中欧西达坂石英闪长岩数据见张斌等(2014)。研究数据显示，咔拉吾勒闪长岩及欧西达坂石英闪长岩具有相对较低的SiO2含量(52.33%~62.17%)，富铝(Al2O3含量为15.81%~18.13%)，相对富钠贫钾(Na2O/K2O为1.03~2.07)。铝饱和指数(A/CNK值)为0.77~1.29，多数样品显示出准铝质侵入岩的特征，具有典型钙碱性侵入岩特点。岩体具有高的MgO(2.84%~5.10%)含量及Mg#值(50.0~55.3)，相对较高的Sr/Y比值(7.05~36.7)。总稀土含量介于111×10-6~197×10-6之间，轻重稀土分异较低(La/Yb为5.02~21.6)，闪长岩不具有Eu负异常，石英闪长岩具有弱的Eu负异常。在球粒陨石标准化稀土元素配分模式图上(图 10)，闪长岩-石英闪长岩表现出相对平缓的略向右倾的分布模式。
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图 10 南天山南缘泥盆纪侵入岩球粒陨石标准化稀土元素分布型式图(a)及原始地幔标准化微量元素蛛网图(b) 数据来自本文及张斌等(2014), 图 12、图 13同 Fig. 10 Chondrite-normalized REE patterns diagram (a) and primitive mantle-normalized trace element spidergrams (b) of Devonian intrusive rocks in the southern Tianshan Mountains Data from this research and Zhang et al. (2014), also in Fig. 12 and Fig. 13 |
与闪长岩及石英闪长岩相比，欧西达坂花岗闪长岩的SiO2含量升高(66.98%~67.78%)，Al2O3含量降低(14.47%~15.53%)，Na2O/K2O为1.26~1.61。铝饱和指数(A/CNK值)为0.94~1.11，显示出准铝质-弱过铝质特征。同时具有降低的MgO(1.15%~1.31%)含量、Mg#值(40.1~43.9) 及Sr/Y比值(14.8~18.0)；相似的总稀土含量(118×10-6~143×10-6)及轻重稀土分异程度(La/Yb为7.81~14.9)，并具有弱的Eu的负异常(图 10)。
在Ga/Al图上(图 11)钾长花岗岩均落入I-S区域，且岩石未见白云母、堇青石等过铝质矿物，不具备S型花岗岩特征，应为高钾钙碱性Ⅰ型花岗岩。相比其它岩石，钾长花岗岩具有相对较高的SiO2含量(75.10%~76.76%)，相对较低的Al2O3(12.27%~12.57%)，普遍富钾，大多数样品Na2O/K2O＜1。同时其具有最低的MgO(0.04%~0.07%)含量、Mg#值(16.3~17.5) 及Sr/Y比值(7.65~9.46)，相似的总稀土含量(62.6×10-6~152×10-6)及轻重稀土分异(La/Yb为8.47~39.6) 及较为显著的Eu负异常(图 10)。
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图 11 Ce, Zr, Nb对10000×Ga/Al图解(据Whalen et al., 1996) Fig. 11 Diagrams of Ce, Zr, Nb against 10000×Ga/Al (after Whalen et al., 1996) |
总体上看，南天山南缘泥盆纪侵入岩具有相似微量及稀土配分模式，相近的总稀土含量及分异程度，Eu异常则体现出由中性岩-酸性岩逐渐升高的过渡性特征(图 10)。在主量元素构建的Harker图解上(图 12)，闪长岩-石英闪长岩-花岗闪长岩-花岗岩表现出SiO2与K2O、Na2O的正相关性，以及SiO2与Fe2O3T、TiO2、MgO、MnO、P2O5、CaO及Al2O3的负相关性，体现出同源岩浆的亲缘性(Diwu et al., 2011)，结合这些岩石在时空上的关联性，本研究认为该岩石组合应为同一母岩浆经历了结晶分异的产物。
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图 12 研究区侵入岩Harker图解 Fig. 12 Harker diagrams for the major selected elements from the studied intrusive rocks |
研究区各岩石的Nb/Ta(6.25~16.7) 及Zr/Hf(21.2~36.7) 比值，均介于平均地壳的Nb/Ta与Zr/Hf相应值11与33及原始地幔相应值17.7及37之间(Taylor and McLennan, 1985; McDonough and Sun, 1995), 体现壳幔物质的混染特征。另一方面，从前文分析可以看出欧西达坂花岗闪长岩的Hf同位素变化范围很大，这是岩浆源区不均一性的表现，单一源岩浆的结晶分异无法解释这一不均一性，而具有不同Hf同位素组成的两端元岩浆混合更能合理的解释这一特征(Griffin et al., 2002; Kemp et al., 2005; Jia et al., 2016)。另外该岩石野外岩相学特征可见暗色基性岩包体(图 2b)，也是指示双峰式岩浆(基性玄武岩浆和酸性花岗质岩浆)混合成因的一个重要证据(Hibbard, 1981; Didier and Barbarin, 1991; Barbarin, 2005; Reubi and Blundy, 2009)。
研究资料显示，南天山南缘存在志留纪-泥盆纪期间一定规模的酸性岩浆和玄武质岩浆活动。前者，南天山南缘陆续有大量中酸性岩浆事件的报道(朱志新等, 2008a; 王超等, 2009; 张艳等, 2010; Ge et al., 2012; 郭瑞清等, 2013; 贾晓亮等, 2013)。后者，姜常义等(2000, 2001)的研究曾指示该区域也发育同期玄武质-安山质岩浆事件。新近，Zhao et al. (2015)在本研究区以西的黑英山地区报道了志留纪辉长质侵入岩，通过锆石U-Pb-Hf分析确定侵位年龄为424±2Ma；176Hf/177Hf比值为0.28249~0.28256，变化范围不大，这可能是测试点较少(n=12) 的原因。但是εHf(t)值为-1.0~+1.8，也体现出源区混合的特征。结合上述分析，本文认为研究区泥盆纪钙碱性侵入岩母岩浆应为混合岩浆，而高钾钙碱性花岗岩(T3-1) 是该岩浆经历了结晶分异所形成的。
泥盆纪各岩石均体现出富集大离子亲石元素(LILE)Rb、Sr、Ba，亏损高场强元素(HFSE)Nb、Ta、Zr、Hf的特征，是具有板块汇聚边缘弧岩石系列的典型特征(Ge et al., 2012)。另一方面，所有岩石显示出较低的Nb/Ta(＜17) 比值且Nb、Ta相对于LILE亏损的特点，表明原岩可能经历了含水条件下部分熔融，指示俯冲环境(程素华和汪洋, 2011)。在构造环境判别图上(图 13)，所有岩石均投点于弧花岗岩区域，进一步说明其可能是与洋壳俯冲有关的岛弧岩浆活动产物。研究表明，活动大陆边缘岩浆活动以钙碱性系列岩石组合为主(Jakeš and White, 1972; Miyashiro, 1974)。泥盆纪时期南天山南缘的这一套中-酸性岩石组合类似于Pitcher (1997)总结的位于太平洋东岸的活动大陆边缘弧火成岩组合。此外，源岩浆两端元混合成因也与俯冲消减带的动力学背景相应。对于该套岩石组合，一个可能的成因解释是：俯冲板片脱水诱发上覆地幔楔熔融形成玄武质岩浆，富水的玄武质岩浆底侵托垫于下地壳并与其部分熔融形成的酸性岩浆混合，经历了一定的结晶分异最终侵位形成闪长岩-石英闪长岩-花岗闪长岩-钾长花岗岩。
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图 13 塔里木盆地北缘泥盆纪构造环境判别图 Nb-Y (a)、Rb-(Y+Nb) (b)及Ta-Yb (c)图解(据Pearce et al., 1984); (d) Th/Ta-Yb图解(据Gorton and Schandl, 2000)；Zr/Al2O3-TiO2/Al2O3 (e)及Ce/P2O5-Zr/TiO2 (f)图解(据Müller and Groves, 1997) Fig. 13 Tectonic setting discrimination diagrams for the studied intrusive rocks |
南天山洋是古生代时期古亚洲洋的重要分支，经历了复杂的演化历程，其俯冲极性存在北向俯冲及南北双向俯冲的争议(Xiao et al., 2013)。北向俯冲模式认为南天山洋自奥陶纪向北部的伊犁-中天山岛弧之下俯冲消减，库米什、库勒湖等地区因出露蛇绿岩带及高压/超高压变质岩而被认为是南天山洋向北俯冲而与中天山-伊犁地块碰撞的板块缝合线，而塔里木克拉通北缘因出露寒武纪-奥陶纪深海盆地-斜坡沉积和缺乏古生代岩浆活动被认为属于被动大陆边缘的构造环境(郝杰和刘小汉, 1993; 王润三等, 1998; Chen et al., 1999; 韩宝福等, 2004; 李锦轶等, 2006; 杨天南等, 2006; 朱志新等, 2006; 龙灵利等, 2006; 高俊等, 2006)。然而，部分学者研究表明，南天山中北部地区库米什一带志留纪-晚泥盆纪世/早石炭世的蛇绿岩带及高压/超高压变质岩等岩石单元实际上是随时间由南向北依次侵位的，现今的位置是由于向北的逆冲推覆和韧性剪切作用造成的，其根部应在南部，可能指示了南天山洋存在南向的俯冲(Shu et al., 2002; Charvet et al., 2007; Wang et al., 2010; Chen et al., 2015)。
近年来随着研究程度的提高，在南天山东南缘(塔里木盆地东北缘)陆续发现了一系列志留纪-泥盆纪钙碱性岩浆岩。Ge et al. (2012)对库鲁克塔格地区西段铁门关岩体锆石U-Pb同位素测年结果获得的晚志留世(420~422Ma)的形成年龄，岩石地球化学表明形成于俯冲环境，其提出南天山古洋盆存在不同时期的南北双向俯冲，认为南天山古洋盆自晚奥陶世-早志留世开始向南俯冲，并一直持续到泥盆纪。郭瑞清等(2013)及贾晓亮等(2013)厘定了位于库鲁克塔格西北部的四处岩体，锆石U-Pb同位素年龄在400~419Ma，形成时代为志留纪-泥盆纪。岩相学及地球化学分析表明几处岩体为钙碱性-高钾钙碱性Ⅰ型花岗岩，形成于岛弧俯冲环境，论证了南天山南缘出露着一条钙碱性侵入岩带，西起老虎台，经黑英山-密勒洞-野云沟-库尔勒再向东直至库鲁克塔格地块，南天山洋在古生代中期存在向南俯冲的阶段。张艳和孙晓猛(2010)在辛格尔断裂南侧厘定出一套泥盆纪钙碱性火山岩，获得40Ar/39Ar年龄为375±5.9Ma，表明其形成于活动大陆边缘的构造环境。以上研究表明，南天古洋盆东段在古生代时期很可能存在南北双向的俯冲。
然而，该时期南天山西段(库车及其以西地区)岩浆岩的分布及构造特征与东部有着明显的不同(Chen et al., 2015)。岩石学、构造地质及地球物理等方法的综合研究表明，南天山西部的地质体在古生代中期显示出向南逆冲的构造样式，该区域出露的高压/超高压变质岩(榴辉岩/蓝片岩)、蛇绿岩以及岛弧特征的钙碱性侵入岩很可能以山前断裂为界逆冲推覆于塔里木克拉通的北缘之上(Allen et al., 1992; Biske and Seltmann, 2010; Xiao et al., 2013; Jiang et al., 2014)。而在南天山西南缘(塔里木盆地西北缘)主要发育寒武纪-石炭纪较为稳定的深浅海盆地-斜坡沉积物，缺少同时期活动大陆边缘特征的沉积序列和岛弧岩浆组合，代表了被动大陆边缘的构造环境(李锦轶等, 2006; 高俊等, 2006; Xiao et al., 2013)。本研究确定的钙碱性的闪长岩-石英闪长岩-花岗闪长岩-花岗岩的岩石组合，具有俯冲消减带弧岩浆岩特征，侵位于库车前陆盆地以北，南天山构造带以西。笔者认为该套岩石组合应为南天山洋北向俯冲于伊利中天山地体的产物，之后逆冲推覆于塔里木克拉通的西北缘之上。综合以上分析表明，在晚奥陶世-泥盆纪期间，南天山洋的东西两段很可能经历了不同的俯冲过程。在西部地区俯冲方式为长期、多阶段的单向俯冲，东部地区则为双向俯冲。塔里木北缘在东段很可能阶段性的转变为活动大陆边缘。
晚石炭世-早二叠世期间, 南天山造山带东段的虎拉山北缘、盲起苏、库米什北、阿訇开里得等地区发育S型花岗岩(341~293Ma)(朱志新等, 2008a, b, 2009；黄冈等, 2011；尼加提等, 2013)，而近同期造山带西段的琼库什台和新源等地区则发育具岛弧性质钙碱性Ⅰ型花岗岩类(325~313Ma)(左国朝等, 2008; Long et al., 2011)。变质岩方面，南天山造山带西段哈尔克山北坡、阿克牙子河、科克苏等地区高压/超高压变质岩的变质年龄(345~315Ma)要晚于东段库米什铜花山蓝闪石40Ar/39Ar年龄(~360Ma)(刘斌和钱一雄, 2003；李曰俊等, 2009; Gao et al., 2011)。这些特征可能暗示了南天山造山带东、西两段在石炭纪-二叠纪也具有不同的构造属性，还需要针对性的开展工作。
6 结论(1) 锆石LA-ICP-MS年代学测定获得咔拉吾勒细粒闪长岩413.2±5.5Ma、欧西达坂花岗闪长岩407.3±5.1Ma、欧西达坂钾长花岗岩409.3±5.2Ma的形成年龄，揭示南天山造山带南缘(塔里木克拉通北缘)存在一期泥盆纪中酸性岩浆活动。
(2) 泥盆纪时期南天山南缘发育一套钙碱性的闪长岩-石英闪长岩-花岗闪长岩-花岗岩的岩石组合，具有弧岩浆岩特征，其母岩浆可能产生于俯冲环境下，板片脱水诱发上覆地幔楔熔融所形成的新生玄武质岩浆与下陆壳重熔的酸性岩浆的混合，并经历了一定的结晶分异而成岩。该岩石组合是南天山洋俯冲于伊利中天山地体的产物，之后逆冲推覆于塔里木克拉通的西北缘之上。
(3) 南天山洋盆至少于奥陶纪期间向北(伊犁-中天山地块)发生单向俯冲。在晚奥陶世-泥盆纪期间，其东、西两段的俯冲极性有所不同，西段为持续的北向俯冲，东部地区为南北双向俯冲，塔里木北缘在该侧转变为活动大陆边缘。
致谢 在论文撰写过程中得到西北大学地质学系张成立教授的指导与帮助；在论文修改过程中，评审专家龙晓平老师、钱青老师及编辑俞良军老师提出了宝贵的意见；在此一并表示诚挚的感谢！| [] | Allen MB, Windley BF, Zhang C. 1992. Palaeozoic collisional tectonics and magmatism of the Chinese Tien Shan, central Asia. Tectonophysics, 220(1-4): 89–115. |
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