2016, Vol. 51
2. 新疆维吾尔自治区地质调查院 乌鲁木齐 830011
新元古代罗迪尼亚(Rodinia)超大陆聚合和裂解是地学界广泛关注的重大地质事件，这对新元古时期大地构造演化及与汇聚和裂解事件相关的成矿效应等方面的研究具有深远意义(陆松年等，2006)。近年来，国内外地质学家对Rodinia超大陆重建和解体做了大量研究，并已取得重大进展(Evans et al.，2000； Ling et al.，2003； Huang et al.，2005； Xu et al.，2005，2013； Zhang et al.，2006； Li et al.，2008，2013； Zhu et al.，2008)。但就塔里木在新元古代Rodinia超大陆演化阶段的响应仍存在较多争议，陆松年等(2006)认为塔里木克拉通出露的A型花岗岩、 基性岩墙群、 双峰式火山岩、 裂谷盆地和辉长岩是Rodinia(820 Ma、 750 Ma和520 Ma)大陆裂解的产物。另有学者认为830～800 Ma的岩浆岩(富钾花岗岩、 类埃达克岩和偏碱性基性—超基性岩)是后碰撞环境产物(Shu et al.，2011)； 770～730 Ma基性—超基性岩石及双峰式火山岩等是陆内裂解环境的产物(Xu et al.，2005，2009； Zhu et al.，2008； Zhang et al.，2011)。Zhang et al.(2007，2011)、 Long et al.(2011a)认为新元古代中后期(825～800 Ma和780～740 Ma)的岩浆事件是俯冲作用和地幔柱共同作用的结果。Ge et al.(2014)对库鲁克塔格地区新元古代花岗岩类研究指出，该区可能存在由早期(835～785 Ma)的安第斯型增生造山作用引起的地壳加厚、 挤压变形，向晚期(约740 Ma)的西太平洋型洋壳板片回卷和海沟后撤引起的地壳伸展减薄作用的重大构造体制转换。这些争议的焦点主要集中在Rodinia超大陆的演化过程以及对应的动力学机制等问题。
库鲁克塔格地区位于塔里木北缘，新元古代时期岩浆作用十分发育，因此该区岩浆岩的研究是了解Rodinia超大陆在该时期演化的重要窗口。课题组在新疆兴地塔格阿匍口地区 1︰5万区域地质调查过程中，在库鲁克塔格西段库尔勒市东南约20 km处发现了南华纪库尔勒A型花岗质火山—侵入杂岩。A 型花岗岩通常与伸展构造背景(造山后或者非造山环境)有关(Frost et al.，2007)，对于区域地壳演化、 壳幔相互作用以及大地构造演化具有非常重要的指示意义(Bonin，2007)。本文对库尔勒火山—侵入杂岩开展了详细的岩石学、 年代学、 地球化学和Hf同位素研究，探讨其成因及构造背景，以期为塔里木克拉通演化研究提供资料，也为Rodinia超大陆的演化提供新证据。
1 地质背景及岩相学特征塔里木克拉通是中国三大古老克拉通(华北、 华南、 塔里木)之一，位于亚洲中部(图 1a)，在新元古时期被认为是Rodinia超大陆的一部分(Li et al.，2008，2013)。库鲁克塔格位于塔里木北缘和天山造山系的结合部位(图 1b)，是塔里木克拉通主要的前寒武纪基底之一(Gao et al.，1993； Lu et al.，2008)，基底岩石主要包括太古代TTG(大约2.65～2.51 Ga)、 古元古代早期正片麻岩(大约2.47～2.46 Ga和2.36～2.29 Ga)、 古元古代晚期花岗岩类(约1.94～1.93 Ga)以及表壳岩(约2.0～1.85 Ga)(Long et al.，2010，2011b； Shu et al.，2011； Lei et al.，2012； Ge et al.，2013a，2013b)。这些岩石约在1.9～1.8 Ga(Ge et al.，2013b)经历了角闪岩或麻粒岩相变质，并被中元古—新元古早期碎屑岩和碳酸盐岩不整合覆盖，形成典型的双层结构(高振家等，1993； Lu et al.，2008)。
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图 1 欧亚大陆构造简图(a； 据新疆地质矿产局，1993)，塔里木盆地周缘及邻区前寒武纪基底分布图(b； 据 Lu et al.，2008修改)和库鲁克塔格区域地质简图(c； 据 Long et al.，2011a修改) Fig.1 Simplifed tectonic map of Eurasia(a； after Xinjiang Bureau of Geology and Mineral Resources，1993)，distributions of Precambrian metamorphic basement around the Tarim Basin and adjacent area(b； modified after Lu et al.，2008)and simplifed geological map of the Quruqtagh area(c； modified after Long et al.，2011a) |
库鲁克塔格地区前寒武纪变质沉积岩分布广泛，主要有古元古界兴地塔格群、 中元古界杨吉布拉克群(波瓦母群)。海相沉积岩，主要由碎屑岩和碳酸盐岩组成，并经历后期角闪岩相变质。盖层由南华—震旦系组成，主要为粗碎屑岩和冰碛岩，其下部有数百米厚的中基性火山岩，与下伏岩层呈角度不整合接触，属新元古代南华系库鲁克塔格群，自下而上包括有贝义西组、 照壁山组、 阿勒通沟组、 特瑞艾肯组、 扎摩克提组、 育肯沟组、 水泉组和汉格尔乔克组，贝义西组—特瑞艾肯组属南华系，扎摩克提组—汉格尔乔克组属震旦系。其中，南华系贝义西组为一套以火山岩为主，夹碎屑岩及冰碛砾岩的沉积序列，不整合于青白口系北塞纳塔格组之上，其下与照壁山组整合接触(新疆地质矿产局，1999)。该区新元古代岩浆岩十分发育，主要有830～735 Ma和660～615 Ma的花岗岩，800 Ma的超基性—基性杂岩，760 Ma和735 Ma的双峰式侵入杂岩，820 Ma、 780～770 Ma和660～630 Ma的基性岩墙群(Zhu et al.，2011； Zhang et al.，2012a； 张传林等，2014)。区内发育兴格尔断裂(又称南天山南缘断裂)和兴地断裂(又称库鲁克塔格断裂)，这两条深大断裂呈近东西向贯穿整个库鲁克塔格地块，自元古代以来经历了多期复杂的构造演化(孙晓猛等，2006)，共同控制了本区的构造格局。库鲁克塔格也是新疆境内重要的成矿带之一，在该带内已发现有Cu、 Ni、 Au、 Pb-Zn、 Ag-V、 Fe及铀等金属矿产以及蛭石、 磷灰石、 金云母、 透辉石等非金属矿产(周济元等，2008)。
库尔勒火山—侵入杂岩体产于库鲁克塔格西段兴地断裂北侧南华系贝义西组火山岩地层，东北部不整合于青白口系北塞纳塔格组，东部与古元古代侵入岩和兴地塔格群呈断层接触，南部与青白口系北塞纳塔格组断层接触，西侧被第四系覆盖(图 2)，主要岩性为流纹岩和少量正长花岗岩，局部地区有玄武岩及角闪辉长岩脉(图 3)。
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图 2 库鲁克塔格西段地质图及采样位置(据新疆兴地塔格阿匍口地区1∶5区域地质图①) 1. 南华系； 2. 青白口系； 3. 兴地塔格群； 4. 古生代岩浆岩； 5. 南华纪岩浆岩； 6. 青白口纪岩浆岩； 7. 古元古代岩浆岩； 8. 地质界线； 9. 角度不整合界线； 10. 断层； 11. 推测断层； 12. 韧性变形带； 13. 主滑脱面； 14. 采样位置； 15. 剖面位置及编号 Fig.2 Geological map of the western of Quruqtagh and sampling position |
①新疆维吾尔自治区地质调查院和新疆大学.2014. 新疆兴地塔格阿匍口地区 1︰5万(K45E014010、 K45E014011、 K45E015010、 K45E015011、 K45E016011)等5幅区调地质图.
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图 3 库尔勒火山—侵入杂岩体实测剖面 Q. 第四系； Nh1b. 南华系贝义西组； Qbbs. 青白口系北塞纳塔格组； ξγNh. 南华纪正长花岗岩； TKD01/TKD02. 样品编号 Fig.3 The section diagram of the Korla volcanic-intrusive complexes |
正长花岗岩(样品TKD01)呈带状或不规则团块状分布于流纹岩(样品TKD02)之中，出露面积较小，约为0.4 km2。具细粒花岗结构(局部见文象结构)，块状构造，主要矿物有斜长石(10％～15％)、 钾长石(65％～70％)和石英(20％～25％)(图 4a、 图 4b)，副矿物有磁铁矿、 锆石及磷灰石。流纹岩具斑状结构，块状构造，由斑晶(5％)和基质(90％)组成。斑晶主要为斜长石，基质为石英(20％～25％)、 斜长石(40％～45％)和钾长石(30％～35％)(图 4c、 图 4d)，副矿物有磁铁矿、 锆石和磷灰石。正长花岗岩与流纹岩之间没有明显的界限，呈相变接触关系。
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图 4 库尔勒火山—侵入杂岩中正长花岗岩和流纹岩岩石学特征照片 Pl. 斜长石； Kfs. 钾长石； Qtz. 石英 Fig.4 Photographs for syenogranite and rhyolite of the Korla volcanic-intrusive complexes |
锆石定年样品的分选工作在廊坊地源矿物测试分选公司完成。将采集的新鲜样品粉碎至60～80目，经过磁选和浮选方法分选后，利用双目镜挑选晶形和透明度较好、 无裂隙和无包裹体的锆石。在北京锆石领航科技有限公司进行锆石制靶工作。将分选好的锆石放置于环氧树脂内，固化后研磨至锆石核心露出，抛光和清洗制成样品靶，并进行阴极发光(CL)照相。
锆石U-Pb定年在天津地质矿产研究所同位素实验室完成，使用Neptune电感藕合等离子体质谱仪和193 mm激光剥蚀系统(LA-ICP-MS)，激光剥蚀物质以He为载气送入Neptune(MC-ICP-MS)，能量密度为13～14 J/cm2，激光剥蚀的斑束为35 μm，频率为8～10 Hz。用TEMORA锆石标样进行校准，数据处理采用Liu et al.(2008)编写的ICPMSData-Cal程序，作图利用Ludwig(2001)的Isoplot程序完成，采用208Pb对普通铅进行校正。锆石样品的Pb、 U、 Th含量的计算利用NIST612作为外标。
2.2 全岩地球化学分析岩石地球化学样品分析由广州澳实矿物实验室完成，将野外采集的新鲜岩石样品粗碎后进行缩分，在玛瑙研钵内磨至 200 目后，进行主量、 微量元素分析。用 X 荧光光谱仪进行全岩主量元素分析，方法代码 ME-XRF06，测试仪器为荷兰产 Panalytical，型号为 Panalytical Axios。测试相对标准偏差(RSD)根据含量不同有所差异，如高含量的 SiO2(含量大于50％)，RSD小于 0.8％，总体优于5％。实验过程如下： 将试样锻烧后加人Li2B4O7-LiBO2助熔物，充分混和后放置在自动熔炼仪中，使之在1 000 ℃以上熔融。熔融物倒出后形成扁平玻璃片，再用X荧光光谱仪分析主量元素，分析精度优于5％。用等离子体质谱仪(ICP-MS)测定微量、 稀土元素含量，方法代码 ME-MS81，测试仪器为美国产 PerkinElmer，型号为 Elan 9000，总体分析精度优于5％。实验过程为： 将试样加人到LiBO2熔剂中，混合均匀，在1 000 ℃以上的熔炉中熔化，熔液冷却后，用硝酸定容，再用等离子体质谱仪分析微量和稀土元素。
2.3 锆石Hf同位素分析在锆石U-Pb定年的基础上，对锆石微区同位素进行测定。锆石原位Lu-Hf同位素测试是在西北大学大陆动力学国家重点实验室测定，在英国Nu公司生产的Nu Plasma HR多接收器等离子体质谱仪上完成，激光剥蚀系统为德国MicroLas公司生产的GeoLas 200M。 激光剥蚀的脉冲频率为10 Hz，激光束直径为35 μm，能量密度为10 J·cm-2，剥蚀时间约为50 s。测定时使用锆石国际标样MON-1、 91500、 GJ-1作为参考物质，相关仪器运行条件及详细分析流程见侯可军等(2007)。锆石原位Lu-Hf同位素测定用176Lu/175Lu=0.026 69和176Yb/172Yb=0.588 6进行同量异位干扰校正计算测定样品的176Lu/177Hf和176Hf／177Hf比值(Chu et al.，2002)。εHf(t)的计算采用176Lu衰变常数为1.867×10-11a(Albarède et al.，2006)，球粒陨石现今的176Hf/177Hf=0.282 785、 176Lu/177Hf=0.033 6(Bouvier et al.，2008)； Hf亏损地幔模式年龄(TDM1)的计算采用现今的亏损地幔176Hf/177Hf=0.283 25和176Lu/177Hf=0.038 4(Griffin et al.，2000)。Hf同位素单阶段模式年龄TDM1 以亏损地幔为参考计算。二阶段Hf模式年龄(TDM2)计算时，平均地壳的176Lu/177Hf比值为0.015(Rudnick and Gao，2003)。
3 分析结果 3.1 锆石U-Pb年代学库尔勒花岗质火山—侵入杂岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测试结果列于表 1。
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表 1 库尔勒花岗质火山—侵入杂岩LA-ICP-MS 锆石 U-Pb 定年结果 Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating data of the the Korla granitic volcanic-intrusive complexes |
锆石阴极发光图显示，正长花岗岩(TKD01)中锆石为长柱状—不规则长柱状，晶体长约为70～160 μm，多数锆石较明亮，环带清晰(图 5a)。 锆石的Th、 U含量分别为39×10-6～122×10-6和45×10-6～95×10-6，Th/U比值为0.86～1.35，位于岩浆锆石比值范围内(一般>0.4)，与变质成因锆石Th/U值(通常 < 0.1)(Hermann et al.，2001)明显不同，指示岩浆成因锆石的特征。15粒锆石中仅8粒锆石的206Pb／238U年龄为749～725 Ma，在谐和线上成群分布，其206Pb／238U年龄加权平均值为735±10 Ma(MSWD=1.2)(图 6a、 图 6b)，代表了锆石的结晶年龄。
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图 5 锆石阴极发光(CL)图 Fig.5 Cathodoluminescence(CL)images of representative zircons |
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图 6 锆石U-Pb年龄谐和图 Fig.6 LA-ICPMS U-Pb zircon concordia diagrams |
流纹岩(TKD02)中的锆石呈不规则柱状—椭圆状，颗粒较小，长径约为50～110 μm，多数锆石较明亮，环带清晰，少数锆石具暗色发光的弱环带(图 5b)。锆石的Th、 U含量分别为116×10-6～560×10-6和110×10-6～384×10-6，Th/U比值为0.78～1.46(表 1)。一共16个锆石年龄数据，总体谐和性不好，可能存在不同程度的Pb丢失，但其年龄点数据较集中，分布于740 Ma附近，基本反映了该时期的岩浆事件，选取不一致线附近的8个点进行2倍误差206Pb／238U加权平均年龄计算，值为738.9±5.4 Ma(MSWD=0.94)(图 6c、 图 6d)，接近于锆石的结晶年龄。
以上结果表明，正长花岗岩与流纹岩结晶年龄在误差范围内一致，同属新元古中晚期(南华纪)岩浆作用的产物。
3.2 地球化学正长花岗岩(5件)和流纹岩(5件)的元素地球化学分析结果列于表 2。
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表 2 库尔勒花岗质火山侵入杂岩元素地球化学数据(主量元素/%，稀土和微量元素/×10-6) Table 2 Major/% and trace/×10-6 element composition for the Korla granitic volcanic-intrusive complexes |
(1)主量元素
正长花岗岩具有较高的SiO2(69.85％～71.77％)、 Al2O3(12.82％～13.60％)、 Na2O(2.51％～3.68％)、 K2O(5.00％～5.37％)和CaO(0.44％～1.43％)，除TKD01-4的 Fe2O3高达4.04％外，大部分样品的Fe2O3(2.36％～2.86％)、 TiO2(0.19％～0.22％)、 MgO(0.16％～0.41％)和P2O5( < 0.03％)含量低。
与正长花岗岩相比，流纹岩有相对高的SiO2(71.55％～73.87.％)、 Na2O(3.53％～4.91％)和MgO(0.41％～0.75％)，而K2O(3.56％～4.78％)略低于正长花岗岩，Al2O3(12.35％～13.63％)、 CaO(0.43％～1.06％)、 TiO2(0.18％～0.32％)、 Fe2O3(2.48％～2.96％)和P2O5( < 0.05％)与正长花岗岩相当。在SiO2-AR和A/NK-A/CNK岩石系列图解上，正长花岗岩与流纹岩同属碱性系列(图 7a)和弱过铝质(图 7b)岩石。
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图 7 库尔勒花岗质火山—侵入杂岩的SiO2-AR图解(a； 据Wright，1969)和A/NK-A/CNK图解(b； 据Maniar and Piccoli，1989) Fig.7 SiO2-AR diagram(a； after Wright，1969) and A/NK-A/CNK diagram(b； after Maniar and Piccoli，1989)of the of the Korla granitic volcanic-intrusive complexes |
(2)微量和稀土元素
由表 2可以看出，正长花岗岩稀土总量为335.3×10-6～391.26×10-6，具轻稀土较重稀土富集特征，轻重稀土分馏较弱，(La/Yb)N比值为4.69～6.66，且轻稀土较重稀土分馏程度高，(La/Sm)N、(Gd/Yb)N分别为3.70～4.71和1.08～1.35。在球粒陨石标准化曲线上显示轻稀土略富集的右倾型(图 8a)，具有较明显铕负异常(δEu=0.42～0.54)，可能是在部分熔融时有斜长石的残留或者在岩浆演化过程中有斜长石的分离结晶。在原始地幔标准化蛛网图上，显示了明显富集大离子亲石元素K、 Rb、 Th、 U和Zr、 Hf，亏损高场强元素Nb、 Ta、 Ti、 P、 Sr和Ba(图 8b)。
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图 8 库尔勒花岗质火山侵入杂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； 中国A型花岗岩吴锁平等，2007) Fig.8 Chondrite-normalized REE patterns(a) and primitive mantle-normalized trace element diagrams(b)for the Korla granitic volcanic-intrusive complexes(normalization values after Sun and McDonough，1989； Average content of Chinese A-type granitoids after Wu et al.，2007) |
与正长花岗岩相比，流纹岩稀土总量略低，为232.04×10-6～325.33×10-6，但同样表现为轻稀土较重稀土富集的特征，轻重稀土分馏较弱，(La/Yb)N=3.05～9.74，且轻稀土较重稀土分馏程度高，(La/Sm)N、(Gd/Yb)N分别为2.82～5.31和1.02～1.48。球粒陨石标准化曲线呈略右倾的轻稀土富集型，具明显的铕负异常(δEu=0.41～0.46)(图 8a)，并与正长花岗岩和中国A型花岗岩的稀土配分模式类似(吴锁平等，2007)，在微量元素原始地幔标准化蛛网图上，流纹岩也与正长花岗岩具相同的配分模式特征，即呈现明显的富集大离子亲石元素K、 Rb、 Th、 U和Zr、 Hf和亏损高场强元素Nb、 Ta、 Ti、 P、 Sr和Ba特征(图 8b)。
3.3 锆石Lu-Hf同位素南华纪库尔勒花岗质火山—侵入杂岩锆石原位Lu-Hf同位素结果列于表 3，选择的锆石为已测年颗粒，且多位于同一岩浆振荡环带，编号与表 1中一致。
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表 3 库尔勒花岗质火山—侵入杂岩锆石原位Lu-Hf同位素分析结果 Table 3 LA-MC-ICPMS in-situ analysis of zircon Lu-Hf isotopes of the Korla granitic volcanic-intrusive complexes |
正长花岗岩锆石具有较高的176Lu/177Hf值(大多>0.002)，176Lu/177Hf比值的变化范围为0.001 508～0.003 069，平均值为0.002 4，表明锆石在形成后具有较高放射性成因的 Hf积累，所测得的176Lu/177Hf可以代表锆石结晶时的岩浆体系。正长花岗岩锆石Hf同位素组成较均一，所测得的176Hf/177Hf=0.281 929～0.282 169，均值为0.282 034。εHf(t)值均为负值且变化范围较窄，为-14.9～-6.7，均值为 -11。 单阶段模式年龄TDM1 变化范围在1 968～1 597 Ma之间，二阶段模式年龄TDM2 变化范围在2 583～2 059 Ma之间。
流纹岩同样具有较高的176Lu/177Hf值，其变化范围为0.000 984-0.002 390，平均值为0.001 785。锆石Hf同位素组成较均一，所测得的176Hf/177Hf=0.281 530～0.282 001，均值为0.281 845。εHf(t)值均为负值，主要在-17.4～-10.6之间，均值为 -14.2(仅一个样品很小为 -28.8，可能是测试误差引起的异常，未参与平均计算)。单阶段模式年龄TDM1 变化范围在2 490～1 766 Ma之间，二阶段模式年龄TDM2 变化范围在2 732～2 343 Ma之间。
4 讨 论 4.1 岩石类型库鲁克塔格地区库尔勒正长花岗岩与流纹岩为相变接触关系，它们的锆石U-Pb年龄在误差范围内一致，均为南华纪岩浆活动的产物，并具相同的稀土和微量元素特征，属同源岩浆演化的产物。因此，将两者放在一起讨论其岩石类型。
前已述及，库尔勒正长花岗岩和流纹岩均具有高硅、 低铁、 贫镁、 富碱和较高的 FeOT/MgO 比值，稀土总量高，轻重稀土分异弱及明显铕负异常的右倾型稀土配分模式，并具相对富集 K、 Rb、 Th等大离子亲石元素和Zr、 Hf等高场强元素，亏损Nb、 Ta、 Ba、 Sr、 P和Ti元素特征。同时，它们的10000×Ga/Al 比值的平均值为2.98(2.01～3.26，大多>2.6)，这些特征均与 A 型花岗岩特征一致(Bonin，2007)，在 10000×Ga/Al-Zr(图 9a)和Zr+Nb+Ce+Y-FeOT/MgO(图 9b)图解上均落入A型花岗岩区。此外，它们均具有较高的 Zr 丰度(232×10-6～433×10-6)，这也是有别于Ⅰ型花岗岩的重要特征。鉴于锆石在岩浆演化过程中一般较早结晶且其Zr元素的分配系数对温度极为敏感，因此可以通过锆石饱和温度来估算花岗岩形成的温度，根据 Watson and Harrison(1983)的计算公式，计算得到的锆石饱和温度为819 ℃～880 ℃(平均为864 ℃)，与A型花岗岩形成于较高的温度这一特征相似(Huang et al.，2011)，且明显高于S型花岗岩的形成温度(Cai et al.，2011； Martínez et al.，2014)，加之火山—侵入杂岩中没有发现古老继承锆石，表明岩浆结晶前熔体中的Zr不完全饱和，TZr 代表源区原始岩浆的最低温度(Miller et al.，2003)。综上所述，库鲁克塔格地区南华纪库尔勒火山—侵入杂岩属A型花岗岩类。
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图 9 库鲁克塔格地区A 型花岗岩判别图解(据Whalen et al.，1987； Eby，1992) A. A型花岗岩； I ＆ S. I型和S型花岗岩； FG. 高分异花岗岩； OGT. 未分异花岗岩类 Fig.9 Discrimination plots of the Quruqtagh A-type granites(after Whalen et al.，1987； Eby，1992) |
A型花岗岩按地球化学特征被分为A1及A2型两个亚类(Eby，1992)，其中A1型花岗岩指示了非造山的构造环境，A2型是碰撞后或造山后的张性构造环境的产物。库尔勒南华纪正长花岗岩和流纹岩的Y/Nb比值>1.2(为4.10～6.04)，R1和10000 Ga/Al值较高，分别为2 153～2 558和2.01～3.69，均与A2亚类特征相似(洪大卫等，1995； 吴锁平等，2007)。在Nb-Y-3 Ga(图 9c)和Nb-Y-Ce(图 9d)图解上，正长花岗岩和流纹岩样品点均落入A2型花岗岩类区。因此，库鲁克塔格地区库尔勒南华纪正长花岗岩和流纹岩均为A2型花岗岩类，指示了岩石可能形成于碰撞后或造山后伸展的环境(Eby，1992)。
4.2 岩石成因目前关于A型花岗岩成因主要有4种模型： 1)幔源碱性玄武岩的分异(Frost and Frost，1997； Mushkin et al.，2003)； 2)继I型或者S型岩浆分异抽取之后的富含F/Cl的下地壳麻粒岩残留体的部分熔融(Whalen et al.，1987； King et al.，2001)； 3)壳—幔物质的混合作用(Kerr and Fryer，1993； Yang et al.，2006)； 4)结晶基底或者变质沉积岩的部分熔融，并可能伴随有基性岩浆的底侵作用(Huang et al.，2011； Long et al.，2012)。
现今的亏损地幔(DM)的176Lu/177Hf和176Hf／177Hf值分别为0.038 4和0.283 55(Griffin et al.，2000)，现今大陆壳的176Lu/177Hf值为0.009～0.022(平均值为0.015)。库尔勒火山—侵入杂岩中正长花岗岩和流纹岩样品的176Lu/177Hf比值(0.000 984～0.003 069，平均为0.001 785)、 176Hf/177Hf比值(0.281530～0.282169，平均为0.281 845)均低于球粒陨石值，接近于大陆壳的比值； 两者具有近似相同的二阶段模式年龄(TDM2)，且模式年龄(主要集中在2 583～2 321 Ma)远大于锆石U-Pb年龄(783～725 Ma)，它们均具有明显低的εHf(t)值(集中在-17.4～-10.6)。在εHf(t)-t图解上(图 10)，大多落在球粒陨石演化线之下，且相对集中，推断其为古老地壳部分熔融的产物。
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图 10 塔里木前寒武纪岩石年龄-εHf(t)图解(据张传林等，2014修改) Fig.10 εHf(t)diagram of ages of Precambrian rocks in Tarim Basin(modified from Zhang et al.，2014) |
由于岩浆结晶锆石基本上没有显著幔源特征的 Hf 同位素记录(εHf(t)值集中在-17.4～-10.6)，我们认为地幔物质基本上没有或很少参与该 A型花岗岩和流纹岩的形成，但是该花岗岩具有高的“锆石饱和温度”(平均为 864 ℃； Watson and Harrison，1983)，加之该区存在735 Ma双峰式侵入杂岩(Zhang et al.，2007)，表明具有同时期的基性岩浆活动，因此基性岩浆的底侵作用可能为杂岩体的形成提供了相应的热源。另外，大离子亲石元素的富集和Nb、 Ta等高场强元素的亏损，也表明形成这些岩体的花岗岩的岩浆主要来自地壳，由此也排除了岩石由幔源碱性玄武岩分异而来的可能。所有样品的Zr，Hf和Lu元素含量分别为232×10-6～433×10-6，6.9×10-6～12.1×10-6和0.44×10-6～1.29×10-6，均大于或接近于上地壳的组分含量，且Zr含量非常高，Zr/Hf、 Lu/Hf值分别为34～38、 0.06～0.12，类似于上地壳的特征(表 4； 郑永飞等，2007)，因此也进一步反映岩石来源于地壳的源区。考虑到库尔勒火山—侵入杂岩具有较高的 K、 Si以及明显的Sr 负异常的特征，与I 型或者S型岩浆分异抽取之后的富含 F/Cl 的下地壳麻粒岩残留体的部分熔融形成的岩浆具有低 K、 Si、 以及无Sr的负异常明显不同(Creaser et al.，1991； Frost and Frost，1997)，很显然，具有该特征的下地壳残留体的部分熔融很难形成库鲁克塔格地区的 A 型花岗岩类，由此也排除了该成因。野外观察表明，库尔勒花岗质火山—侵入杂岩缺少与之相关的暗色基性包体，其锆石 Hf 同位素分布相对集中(图 10)。这与岩浆混合作用形成的 A 型花岗岩通常具有发育较多暗色基性显微包体的野外地质特征和变化范围较大的锆石 Hf同位素组成(Yang et al.，2006)不符。因此，本区岩石也不是岩浆混合作用形成。
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表 4 地球壳幔不同储库微量元素丰度一览(郑永飞等，2007) Table 4 A compilation of tracc element abundances in different Earth's reservoirs(Zheng et al.，2007) |
利用微量元素模拟区分不同成因过程，也可用来探讨不同岩石类型之间的成因联系(Peccerillo et al.，2003； Schiano et al.，2010)。在Rb-Rb/V图解中(图 11a)，正长花岗岩和流纹岩样品点落在一条斜线上，指示岩浆为部分熔融成因为主。在Rb/La-Rb图解中(图 11b)，部分样品点沿斜线分布，其他样品点呈水平分布，指示了岩浆不仅存在部分熔融作用而且还有一定的分离结晶作用(Schiano et al.，2010)。库尔勒火山—侵入杂岩哈克图解显示岩石中 K2O、 CaO和Fe2OT3随着SiO2含量的增加而减小，而Na2O 随之而增大(图 12)，同时还有 Eu、 Sr和Ti 负异常(图 8a、 图 8b)，表明这些岩浆在演化过程中经历了钾长石、 斜长石、 铁钛氧化物等的分离结晶作用。因此，库尔勒火山—侵入杂岩体可能主要由源岩经部分熔融形成，上侵过程中发生了不同程度的分离结晶，这与A2型花岗岩成因相似。
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图 11 库尔勒火山—侵入杂岩岩石成因图解 a. Rb-Rb/V图解，内图为CI-CI/CC示意图(CI为不相容元素，CC为相容元素)； b. Rb/La-Rb 图解，内图为CH/CM-CH示意图(CH为高度不相容元素，CM为中度不相容元素)(据Schiano et al.，2010 修改) Fig.11 Petrogenesis diagrams for the Korla volcanic-intrusive complexes |
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图 12 库尔勒火山—侵入杂岩哈克图解 Fig.12 Harker variation diagrams for the Korla volcanic-intrusive complexes |
结合库鲁克塔格地区库尔勒花岗质火山—侵入杂岩的野外产状、 岩石学、 年代学、 地球化学特征及锆石的Hf同位素组成，正长花岗岩和流纹岩同属相同的地壳源区。据前人详细的研究资料表明，塔里木太古宇以TTG质(英云闪长岩—奥长花岗岩—花岗岩闪长岩)和TTD质(英云闪长岩—奥长花岗岩—闪长岩)岩石为主(有少量辉长岩)(Hu et al.，2000； Lu et al.，2008； Zhang et al.，2012b)，古元古界主要为一套片岩和片麻岩，夹有少量的变质基性火山岩(斜长角闪岩)(Hu et al.，2000； Lu et al.，2008； Long et al.，2010)。结合库尔勒花岗质火山—侵入杂岩中正长花岗岩和流纹岩具有高的负εHf(t)值(分别为-6.7～-14.9和-10.6～-17.4)和二阶段模式年龄(分别为2 583～2 059 Ma和2 732～2 343 Ma)(图 10)，推断它们是可能来源于元古宙—太古宙古老结晶基底的部分熔融，并经一定程度的结晶分异作用的产物。
4.3 地质意义关于塔里木北缘库鲁克塔格地区新元古代的构造背景长期存有争论，主要归结于对具有指示性意义的阿克苏蓝片岩相(高压—低温)变质事件的定年困难和疑问。近期Zhu et al.(2011)、 张传林等(2012)和张健等(2014)对阿克苏群锆石U-Pb年龄作了详细的分析，认为阿克苏群发生变质的时间不晚于760 Ma，且严格限定在820～760 Ma。另外，张传林等(2004，2012，2014)认为新疆塔里木北缘新元古代岩浆活动主要集中于820～800 Ma、 780～760 Ma和615 Ma，其中770～760 Ma塔里木北缘的基性岩墙群的母岩浆来源于俯冲流体/熔体交代的岩石圈，表明塔里木新元古代洋壳的俯冲可能从820 Ma持续到760 Ma。
Xu et al.(2009)通过对贝义西组的火山岩的研究，将贝义西组的沉积时间限定在740～725 Ma之间。张传林等(2012)认为以贝义西组底部火山岩(740 Ma)为代表的新元古界沉积，以及735 Ma的Ⅰ、 Ⅳ号双峰式侵入杂岩，为塔里木从澳大利亚北缘分离的证据，是Rodinia超大陆解体的开端。综合以上地质事实表明，大约在735 Ma库鲁克塔格地区进入伸展的环境。
Ge et al.(2014)对塔里木北缘库鲁克塔格地区826～400 Ma花岗岩类Ho/Yb比值(图 13a)及锆石饱和温度(图 13b)进行了统计，认为835～785 Ma花岗岩类Ho/Yb比值最大限度地增加而锆石饱和温度则明显地降低，与此相反，785～740 Ma花岗岩类Ho/Yb比值明显地降低，而锆石饱和温度明显地升高。因为Ho/Yb比值可作为石榴子石残留量的指标，对于某一区域来说，某一时刻最大的Ho/Yb比值(即最多的石榴子石残留)可作为地壳深度和地壳厚度的最小约束(Martin et al.，2005)，锆石饱和温度计可以用来约束岩浆的初始温度(Watson and Harrison，1983； Hanchar and Watson，2003； Miller et al.，2003)，因此该统计结果暗示了该区可能在835～785 Ma经历了洋壳的俯冲和增生作用而导致的地壳快速增厚，以及785～740 Ma经历了短暂的由俯冲向减压伸展构造转化。
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图 13 塔里木北缘库鲁克塔格地区花岗岩类(Ho/Yb)N-年龄图(a)； 锆石饱和温度TZr-年龄图(b) (据Watson and Harrison，1983； Ge et al.，2014； 黄色星标为本文数据) Fig.13 (Ho/Yb)N ratio versus age(a) and zircon saturation temperature(TZr)versus age(b)diagrams for the granitoids from the Kuruktag area，North Tarim Craton(after Watson and Harrison，1983； Ge et al.，2014) |
本研究获得的大约 735 Ma正长花岗岩和流纹岩属A2型花岗岩类，暗示了它们可能是碰撞后(或造山后)减压伸展的构造背景。它们在Nb-Y(图 14a)和Rb-Nb+Y(图 14b)构造环境判别图解上，主要落入板内花岗岩和火山弧花岗岩区。Ge et al.(2014)认为，塔里木北缘库鲁克塔格地区在785～740 Ma经历了短暂的由安第斯型增生造山作用引起的地壳加厚、 挤压变形，向西太平洋型洋壳板片回卷和海沟后撤引起的地壳伸展减薄作用的重大构造体制转换，之后进入板内演化阶段沉积了南华系的火山岩和碎屑沉积岩(Lu et al.，2008； Xu et al.，2009； 张传林等，2012)。因此，库尔勒火山—侵入杂岩是俯冲挤压向伸展构造转变期岩浆活动的产物，约735 Ma开始进入减压伸展的环境，之后可能发生了Rodinia大陆的裂解。
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图 14 Nb-Y和Rb-Nb+Y构造环境判别图(据Pearce et al.，1984) Syn-COLG. 同碰撞花岗岩； VAG. 火山弧花岗岩； ORG. 洋脊花岗岩； WPG. 板内花岗岩 Fig.14 Nb-Y and Rb-Nb+Y tectonic discrimination diagram(modified from Pearce et al.，1984) |
(1)塔里木北缘库鲁克塔格地区库尔勒正长花岗岩和流纹岩分别形成于735±10 Ma和738.9±5.4 Ma，它们均为新元古代南华纪岩浆活动的产物。
(2)正长花岗岩和流纹岩岩石地球化学特征相似，属碱性系列过铝质岩石，具A2型花岗岩特征。
(3)它们是由俯冲挤压向减压伸展构造转化阶段地壳减薄和地幔物质上涌加热导致太古宙—元古宙古老结晶基底的部分熔融的产物。
(4)735 Ma之后可能发生了Rodinia超大陆的裂解。
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