陳根文 鄧騰，2 劉睿，2 夏換，2 劉群，2

CHEN GenWen1，DENG Teng1，2，LIU Rui1，2，XIA Huan1，2 and LIU Qun1，2

1. 中國科學院廣州地球化學研究所，礦物學與成礦學重點實驗室，廣州 510640

2. 中國科學院大學，北京 100039

1. Key Laboratory of Mineralogy and Metallogeny，Gangzhou Institute of Geochemistry，Chinese Academy of Sciences，Guangzhou 510640，China

2. University of Chinese Academy of Sciences，Beijing 100039，China

2013-12-17 收稿，2014-05-01 改回.

1 引言

長期以來，有關西天山地區(qū)的構造演化問題一直存在較大的爭議。特別是圍繞石炭-二疊紀時期該地區(qū)所處的構造背景及不同構造階段形成的時間界限的討論，分歧很大(肖序常等，1992;何國琦等，1994;高長林等，1995;Xiao et al.，2008，2010;肖文交等，2006;高俊等，2006，2009;Gao et al.，2009;韓寶福等，2006;李錦軼等，2006;李永軍等，2008，2009a，b，2010;Tang et al.，2014)。因此正確認識和鑒定西天山地區(qū)早二疊世的構造背景對了解整個西天山地區(qū)石炭-二疊紀這段地質歷史至關重要。雖然部分研究者已經(jīng)注意到了區(qū)內(nèi)早二疊世的地質問題，并開展了一些研究工作，如陳衍景等(2004a，b)和羅勇等(2011)對早二疊世艾肯達坂組高鉀橄欖安粗巖系研究認為該套巖系形成于260 ～270Ma 之間，代表了碰撞晚期的伸展垮塌環(huán)境。韓寶福等(2006)、童英等(2010)系統(tǒng)分析了新疆及鄰區(qū)石炭-二疊紀花崗巖的特征及分布情況，認為這一時期堿性巖非常發(fā)育，可能揭示了不同構造背景下的伸展特點。一些學者(吳明仁等，2006;潘明臣等，2011;李鴻等，2011)對西天山地區(qū)早二疊世烏郎組雙峰式火山巖進行過研究。本文擬通過對西天山阿拉勒地區(qū)早二疊世塔爾得套組一套雙峰式火山巖的研究，為探討西天山晚古生代構造演化提供一些新的證據(jù)。

2 區(qū)域地質背景及巖石學特征

圖1 研究區(qū)早二疊世塔爾德組火山巖分布圖(據(jù)新疆地礦局第九地質大隊，1983①新疆地礦局第九地質大隊. 1983. 新疆伊犁阿吾拉勒山西段1∶5 地質礦產(chǎn)調查總結報告改繪)Fig.1 Distribution of the Early Permian Taerdetao Formation volcanic rocks in the western Tianshan

塔爾得套組時代屬早二疊世，區(qū)域上分布在伊犁盆地北部的阿吾拉勒山一帶(圖1)。地層在不同位置與下部的上石炭統(tǒng)東圖津河組呈斷層或不整合接觸，其上被上二疊統(tǒng)曉山薩依組不整合覆蓋。塔爾得套組為一套陸相火山熔巖及碎屑巖組合，顏色以紫灰、紫紅、暗紫色為主，具杏仁構造，巖石較新鮮，未受區(qū)域變質作用影響。塔爾得套組火山巖由基性火山巖與酸性火山巖呈韻律狀分布。從下到上該組地層可分為五個巖性段:(1)砂礫巖玄武巖段(P1t1)，由紫色凝灰質砂巖、粉砂巖、礫巖、玄武巖組成。最大厚度250m。分布在塔爾得套-包尕斯達坂一帶;(2)下部鉀質流紋斑巖段(P1t2)，由灰紫色巨厚層狀鉀質流紋巖、含角礫熔巖、凝灰質細砂巖組成;(3)下部玄武巖段(P1t3)由玄武巖及凝灰質砂巖組成;(4)上部鉀質流紋斑巖段(P1t4)，由暗紫紅色流紋斑巖、流紋巖及角礫巖組成;(5)上部玄武安山巖(P1t5)，由灰紫色、暗灰綠色玄武安山巖組成，夾凝灰?guī)r、角礫狀凝灰?guī)r及凝灰質砂巖。

本次研究的樣品取自阿吾拉勒山西段新源縣黑山頭以東約8km 處。該處發(fā)育有塔爾德組第二至第五四個巖性段(圖1)。本次采樣主要包括P1t3-P1t5三套巖石，其中，P1t5為玄武安山巖(樣品號TRD1-5)，P1t4為流紋巖(包括TRD7-12 共6 個樣)，P1t3為玄武巖(包括TRD13-16 號樣)。

3 樣品分析

主量和微量元素在中國科學院礦床地球化學國家重點實驗室測定。主量元素的測定采用X 射線熒光光譜法(XRF)，其過程大致如下:首先稱取0.7g 樣品，然后加入適量硼酸高溫熔融成玻璃片，最后在XRF(儀器型號為PANalytical AXIOS)上用外標法測定氧化物含量，氧化物總量分析誤差為1% ～3%。微量元素測定采用等離子質譜(ICPMS)法:首先稱取50mg 樣品，用酸溶樣制成溶液，然后在ICP-MS(儀器型號為ELAN DRC-e)上用內(nèi)標法進行測定，分析精度優(yōu)于10%。微量元素具體分析方法見Qi et al.(2000)。

Sm-Nd 同位素分析在中科院地球化學研究所礦床地球化學國家重點實驗室測定。同位素用TIMS(Thermo Fisher公司TRITON 質譜儀)分析，143Nd/144Nd 比值采用146Nd/144Nd=0.7219 標準化，Nd 同位素國際標準樣品JNdi-1 測試值為0.512096 ±5。分析方法參見李曉彪(2009)。

4 地球化學特征

阿吾拉勒地區(qū)二疊系塔爾得套組火山巖的主微量元素分析結果見表1。

4.1 主量元素特征

圖2 塔爾得套組火山巖硅堿圖圖4-圖10 圖例同此圖Fig.2 TAS plots of the bimodal volcanic rocks in the Taerdetao Formation

從表1 和巖石硅堿圖(圖2)中可以看出，塔爾得套火山巖巖石組分表現(xiàn)出不連續(xù)分布，SiO2為49.1% ～76.0%，但在62.8% ～70.8%之間存在一明顯的間斷，顯示出雙峰式火山巖的特征。特別是P1t3與P1t4兩套巖石只有基性和酸性兩端元組分。整套火山巖包括玄武巖、粗玄巖、玄武質粗安巖、流紋巖。玄武巖(下面稱下部玄武巖段)的SiO2含量為49.1% ～51.8%，TiO2含量為1.49% ～1.70%，巖石中Al2O3含量為16.4% ～17.7%。玄武安山巖(下面稱上部玄武安山巖段)的SiO2含量為54.3% ～62.8%，TiO2含量為1.22% ～2.14%，Al2O3含量為13.4% ～15.5%。玄武巖和玄武安山巖的Na2O ＞K2O，堿含量較高，巖石屬堿性系列。這兩套火山巖在化學成分上存在一定差異。除SiO2、Al2O3和TiO2外，下部玄武巖二價鐵含量明顯高于上部玄武安山巖(FeO的含量分別為3.22% ～5.90%和1.25% ～2.33%)，可能形成更還原的環(huán)境。下部玄武巖還具有更高的MgO(分別為4.91% ～5.73%和1.04% ～2.10%)和更低的堿含量(Na2O+K2O 分別為4.47% ～6.11%和6.83% ～8.87%)。塔爾得套組酸性巖表現(xiàn)為高硅(SiO2= 70.8% ～76.0%)、低鋁(Al2O3=12.0% ～12.8%)、鈣(CaO =0.07% ～0.40%)、磷(P2O5=0.01% ～0.06%)，貧鎂(MgO =0.02% ～0.10%)、相對富堿和高FeOT/MgO 值(22.3 ～105)，F(xiàn)eOT/(FeOT+MgO)=0.96 ～0.99 的特征，類似于典型的A-型花崗巖的主量元素特征(Whalen et al.，1987;Eby，1990)。

4.2 稀土元素特征

玄武巖和玄武安山巖的稀土總量(ΣREE)為122.7 ×10-6～204.7 ×10-6。在稀土元素球粒隕石標準化圖上(圖3)，兩套火山巖的分布型式相似，其銪異常不明顯(Eu/Eu*=0.91 ～1.12)，都為右傾型。上部玄武安山巖的重稀土(HREE)含量明顯高于下部玄武巖(其中Yb 含量分別為4.56×10-6～5.87×10-6和3.36 ×10-6～3.53 ×10-6，表1)。酸性火山巖的ΣREE 含量較高，為159.3×10-6～253.9×10-6，具有明顯的負銪異常(Eu/Eu*=0.09 ～0.27)(圖3)，其分布型式為海鷗型，反映酸性火山巖受到斜長石分異的影響。中到重稀土元素分異不明顯，在稀土元素模式圖上表現(xiàn)為MREE 虧損，重稀土元素呈較平坦的分布，(Gd/Yb)N比值在1 ～2 之間，表明分異過程受到了角閃石的控制，源區(qū)或結晶分異過程中殘余有角閃石。

表1 阿吾拉勒地區(qū)二疊系塔爾得套組火山巖主量(wt%)、微量(×10 -6)元素分析結果Table 1 Major (wt%)and trace element (×10 -6)compositons of the Early Permian volcanic rocks in Taerdetao Formation in Awulale area

圖3 塔爾德組火山巖球粒隕石標準化稀土元素配分圖(標準化值據(jù)Boynton，1984)及微量元素標準化蛛網(wǎng)圖(標準化值據(jù)Sun and McDonough，1989)Fig.3 Chondrite-normalized REE patterns (normalization values after Boynton，1984)and primitive mantle-normalized trace element spidegrams (normalization values after Sun and McDonough，1989)of the volcanic rocks in Taerdetao Formation

4.3 微量元素特征

基性火山巖與酸性火山巖在微量元素地球化學方面的具有明顯的差異(表1)。在微量元素蛛網(wǎng)圖上，上下兩套基性巖大離子親石元素(LILE)和高場強元素(HFSE)含量較高，玄武巖Nb 的含量在8.13 × 10-6～14.9 × 10-6之間。(La/Nb)PM介于1.59 ～3.40 之間。但兩者也具有一定的差異，在蛛網(wǎng)圖上表現(xiàn)為在Pb 之前，兩者具有相似的分布型式，但在Pb 之后因為上部玄武安山巖虧損Sr 和Ti 明顯不同。玄武安山巖Sr、P 和Ti 的虧損可能表明巖漿曾在低壓下經(jīng)歷過斜長石、磷灰石和尖晶石等的結晶分異。在微量元素蛛網(wǎng)圖上(圖3)，酸性火山巖表現(xiàn)出Sr、Ba、Eu、Ti 和P 等元素嚴重虧損，與A 型花崗巖相似?；詭r與酸性巖均表現(xiàn)為Nb 和Ta 虧損。但與酸性巖相比，基性、中基性火山巖明顯富集U 和Pb。

4.4 Sm-Nd 同位素組成

本區(qū)巖石中由于巖漿巖強烈演化具有很高的Rb 含量，最后得到的Sr 同位素比值失去成因意義，這里只列出了143Nd/144Nd 比值(表2)，初始同位素比值按270Ma 進行校正。兩套基性巖具有比較一致的εNd(t)值(0.05 ～2.72)，可能兩者均來源于略為虧損的上地幔。流紋巖的εNd(t)值為2.01 ～2.59，與基性巖的143Nd/144Nd 比值相近。

表2 塔爾得套組火山巖釹同位素比值特征Table 2 Nd isotopic compositions of of the volcanic rocks in Taerdetao Formation

5 討論

5.1 雙峰式火山巖的成因

雙峰式火山巖按流紋巖與玄武巖的同源關系有兩種成因認識:一是流紋巖和玄武巖具有共同的幔源母巖漿，流紋巖是經(jīng)玄武質巖漿結晶分異作用形成的，其中只有少量或沒有陸殼物質的加入(Grove and Donnelly-Nolan，1986;MacDonald，1987)。一般認為，巖漿的分離結晶作用只產(chǎn)生成分連續(xù)變化的巖漿系列。但在某些情況下，分離結晶作用也可以產(chǎn)生雙峰式火山巖組合(MacDonald，1987;Chung et al.，1997;李獻華等，2002)。低壓下(0.1 ～0.2GPa)鈣堿性系列巖漿的分離結晶作用，由于巖漿房中普通輝石+斜方輝石的大量沉淀，引起殘留巖漿中SiO2含量、揮發(fā)份和其它因素的迅速變化，可導致流紋質殘余熔體的形成，從而形成雙峰式組合(Grove and Donnelly-Nolan，1986;Brophy，1991)。這種來源相同的玄武巖和流紋巖一般具有相似的微量元素和Nd 同位素特征(Brouxel et al.，1987;Hochstaedter et al.，1990;Geist et al.，1998)。但生成的流紋巖比玄武巖要少得多。雙峰式火山巖另一種成因觀點認為流紋巖和玄武巖可分別來自不同的母巖漿，二者雖然在空間上共生，但其源區(qū)并不相同，兩者的共生可能只是與同一熱事件有關。例如，由地幔部分熔融形成的熱的基性巖漿侵位到冷的地殼巖石中，使地殼巖石發(fā)生部分熔融，從而產(chǎn)生酸性巖漿?；詭r漿和酸性巖漿的交替噴出即形成雙峰式火山巖。這種流紋巖的出露面積通常比玄武巖要大得多(Hildreth，1981;Doe et al.，l982;Davies and MacDonald，1987;Huppert and Sparks，1988)。由于這種基性巖漿和酸性巖漿來源不同，生成的玄武巖和流紋巖在微量元素和Sr、Nd、Pb 同位素組成上就有很大的差異(Doe et al.，l982;Davies and MacDonald，l987)，這也是判別雙峰式火山巖成因的重要依據(jù)。

5.1.1 基性火山巖的成因

一般認為雙峰式火山巖中的基性巖來自地幔。研究區(qū)內(nèi)的下部玄武巖和上部玄武安山巖具有相近的較高的Nd 同位素組成，同時兩套巖石具有相似的稀土分布型式，說明兩者具有相似的源區(qū)，推測均來自略虧損地幔區(qū)。如上所述，上部玄武安山巖與下部玄武巖相比，仍表現(xiàn)出一些不同的地球化學特征，比如，巖石具有更高的SiO2和Na2O +K2O，更低的MgO、Al2O3，而且?guī)r石主微量元素含量變化也大。在微量元素方面玄武安山巖明顯貧Sr、Ba、P 和Ti，富Th 和U。其特征介于下部玄武巖與流紋巖之間。地質上，常用性質相近的元素對比值來討論巖漿巖形成的源區(qū)差異，如Nb 和Ta，Th 和Ta 等。本區(qū)塔爾得套火山巖下部玄武巖(TRD13-16)的Nb/Ta 比值為16.9 至18.4，落在原始地幔值(17.5 ±2)范圍內(nèi)。而上部玄武安山巖(TRD1-5)的Nb/Ta 比值為13.7 ～15.5，介于原始地幔與大陸地殼的值(平均11)之間，可能指示前述的虧損地幔源區(qū)或者幔源巖漿在上升過程中受到過地殼物質的混染。同樣，本區(qū)P1t3內(nèi)的下部玄武巖Th 的含量較低，Th/Ta 比值為2.32 ～5.88，接近于原始地幔中的Th/Ta 比值(～2.3，Sun and McDonough，1989)。但在上部玄武安山巖中，Th/Ta 比值變化較大，從8.79 到14.88，高于原始地幔中的Th/Ta 比值，而與上地殼UCC 的10 及陸內(nèi)初始裂谷的10 相近。Th 是流體不活動元素，Th 的富集與俯沖流體的加入無關，而更可能是地殼物質加入引起的。這一變化同樣可能說明地幔源區(qū)物質或地幔源的巖漿受到過來自地殼物質的混染。

本區(qū)塔爾得套組的玄武巖普遍具有較高的Nb 含量，同時TiO2(1% ～2%)、P 及HFSE 含量也較高，HFSE 特別是Nb的含量明顯高于N-MORB、IAB(分別為3.1 ×10-6和0.7 ×10-6;Sun，1980)，而低HREE 含量，與富鈮玄武巖相似(Sajona et al.，1993)。夏林圻等(2008)和Xia et al. (2004)提出在石炭-二疊紀時期，西天山一帶存在一個大火成巖省，認為這套雙峰式火山巖就是大火山巖省的一部分。從Nb、Ta 和Ti 含量看，這套巖石確實與LIPs 玄武巖有些相似。但LIPs 和板內(nèi)玄武巖往往具有正Nb、Ta 異常，如埃塞俄比亞溢流玄武巖(Mohr，1983)。本區(qū)玄武巖雖然Nb、Ta 含量較高，但與一些典型的OIB(平均Nb、Ta 含量分別為53 ×10-6和3×10-6;Sun，1980)及LIPs 玄武巖(如肯尼亞裂谷Nb 含量為20 ×10-6～91 ×10-6;Rogers et al.，2000)相比仍然較低，并且在微量元素蛛網(wǎng)圖上研究區(qū)內(nèi)的玄武巖仍表現(xiàn)出明顯的負異常，與OIB 型玄武巖或與LIPs 玄武巖標志性的Nb、Ta 正異常不同，而與一些島弧玄武巖相似。另外OIB 通常具有穩(wěn)定的Nb/U 和Ce/Pb 比值，分別為47 ±10 和25 ±5(Hofmann et al.，1986)。而本區(qū)玄武巖的Nb/U 和Ce/Pb 比值分別為10.5 ×10-6～16.9 ×10-6和2.77 ×10-6～6.85 ×10-6，遠低于OIB。因此這套玄武巖更可能為一套富鈮玄武巖。

世界范圍內(nèi)的富鈮玄武巖常常與埃達克巖緊密共生。同樣地，本區(qū)廣泛發(fā)育有二疊紀埃達克巖(熊小林等，2001)。目前學術界普遍認為富鈮玄武巖是來源于70 ～100km 深處、主要形成于島弧環(huán)境，是由受俯沖板片熔融產(chǎn)生的埃達克熔體交代過的地幔楔橄欖巖部分熔融形成的(Defant et al.，1992;Defant and Drummond，1993)。但問題是本區(qū)無論是在空間上還是時間上都不具備俯沖板片熔融的條件。從空間上講，本區(qū)埃達克巖普遍分布的阿吾拉勒地區(qū)離當時的俯沖帶(以巴音溝蛇綠巖為代表)的水平距離至少超過150km(還未考慮后期陸陸碰撞產(chǎn)生的地殼縮短)。從時間上看，整個北疆地區(qū)的板塊俯沖碰撞在早石炭世末已經(jīng)結束(Gao et al.，2009;熊小林等，2001)，阿吾拉勒埃達克質英安巖和鈉長斑巖形成于早二疊世，顯然不可能是洋殼俯沖的產(chǎn)物。學術界曾經(jīng)討論過富鈮的玄武巖形成的幾個可能途徑:(1)類似于OIB 源區(qū)的富集地幔部分熔融;(2)地殼物質的混染;(3)俯沖帶之上、受埃達克巖漿交代地幔楔的部分熔融。前面已經(jīng)討論過本區(qū)玄武巖不可能是類似于OIB 的地幔源區(qū)熔融的產(chǎn)物，同時也不存在俯沖板片，基本上排除了第(1)、(3)兩種可能性。另外，從本區(qū)玄武巖的正的釹同位素比值及主要樣品Th/Ta 比值和Th/Ta 比值與原始地幔相近看，玄武巖很少或沒有受到地殼物質的混染。因此本區(qū)富鈮玄武可能是通過其它途徑形成的。世界各地富鈮玄武巖與埃達克巖共生的事實說明，兩類巖石之間存在成因上的聯(lián)系。在解釋島弧區(qū)富鈮玄武巖與埃達克巖共生時比較普遍的觀點是富鈮玄武巖是受埃達克質巖漿交代的地幔部分熔融形成。雖然本區(qū)在二疊紀時并不存在俯沖板片的證據(jù)，但是否可能是由其它非板片熔融產(chǎn)生的埃達克巖漿的交代地幔后形成?我們認為這種可能性是存在的。熊小林等(2001)認為阿吾拉勒地區(qū)二疊埃達克巖為底侵玄武質下地殼熔融形成。顯然底侵玄武巖部分熔融產(chǎn)生的巖漿不可能向下交代地幔物質的。但從本區(qū)埃達克巖部分具有較高的MgO 含量和較低SiO2含量(分別為1.96% ～2.00%和63.3% ～64.9%，本人未發(fā)表資料)看，這些埃達克巖非常類似于王強等(2004)報道的銅山口下地殼拆沉作用形成的埃達巖。這種拆沉的底侵玄武巖在地幔中部分熔融形成的埃達克質巖漿時，除了石榴石和輝石作為殘留相外，金紅石也是常見的殘留相，因此，埃達克質熔體通常具有Nb、Ti 的負異常，而殘余物質則富集Nb、Ti。在抬升軟流圈加熱及巖石圈伸展減薄減壓雙重作用下，虧損地幔與這些殘余物質混合后發(fā)生部分熔融就可能形成富鈮的玄武質巖漿。

5.1.2 酸性火山的成因

塔爾得套組流紋巖具有較高的SiO2、K2O+Na2O、FeOT、FeOT/MgO，低Al2O3、CaO 和MgO 同時富集Th、Nb、Ta、Zr、Hf、Ga 和Y 等HFS，表現(xiàn)在稀土配分圖上為呈Eu 虧損的燕式分布，在微量元素標準化圖上顯示出Ba、Nb-Ta、Sr-P 和Ti的虧損，與A 型花崗巖具有相似的地球化學特征(張旗和李承東，2012;張旗等，2012)。所有樣品在10000Ga/Al-Zr 圖上均落在A 型花崗巖區(qū)(圖4)，同樣說明這套流紋巖具有A 型花崗巖的特征。鋯石是花崗質巖漿體系中較早結晶的副礦物，其晶體能夠在很長的地質時間上保持穩(wěn)定，鋯石中Zr 的分配系數(shù)對溫度極度敏感，而其他因素對其影響較小，鋯石飽和溫度可近似代表花崗質巖石近液相線的溫度，可用來估算巖漿結晶溫度。根據(jù)下述公式來計算鋯飽和溫度(Watson and Harrison，1983):TZr= 12900/［2.95 + 0.85M + ln(496.000/Zrmelt)］，其中DZrZircon/melt是鋯元素在鋯石和巖漿中濃度的比值，T 為開氏溫度(K)，M 是陽離子含量比值，由(Na+K+2Ca)/(Al ×Si)計算得出。根據(jù)流紋巖的主微量元素含量計算得的成巖溫度(除一個樣品為498℃與地質實際事實不符外)在834 ～869℃之間，說明巖漿形成于較高的溫度條件，這與A 型花崗巖形成于較高的溫度條件一致。

圖4 A 型花崗巖判別圖(底圖據(jù)Whalen et al.，1987)Fig.4 10000Ga/Al-Zr diagram (after Whalen et al.，1987)

多數(shù)學者認為大部分A 型花崗質巖漿起源于幔源物質占支配地位的源區(qū)(Turner et al.，1992;Bonin et al.，2004;Jahn et al.，2004)。但學術界仍然有地幔來源的鎂鐵質巖漿分離結晶、地幔鎂鐵質巖漿與地殼巖漿混合、下地殼麻粒巖部分熔融、底侵的I 型英閃質地殼重熔、玄武質巖石部分熔融及下地殼I 型巖漿結晶分異等不同認識(許保良等，1998)。

阿吾拉勒地區(qū)二疊紀塔爾得套組雙峰式火山巖中流紋巖含相對較低的放射性同位素，εNd(t)在2.18 ～2.59 之間，與另外兩套玄武巖和玄武安山巖一致，說明流紋巖與塔爾得套組下部玄武巖和上部玄武安山巖可能具有相同的來源。另外，在Nb-Ta 和Nb-U 圖上(圖5)，玄武安山巖與流紋巖樣品分布在一條演化線上。同樣在Zr-Zr/Sm、Th-Ti/Zr 和Hf-Hf/Sm 圖解上(圖6)，玄武安山巖與流紋巖均分布在同一條巖漿演化線上，說明兩者是通過結晶分異形成的。一般認為基性巖結晶形成的流紋巖體積較小，這與本區(qū)流紋巖含量較少是一致的。與玄武巖相比，流紋巖具有相對較低的Nb/Ta比值(12.3 ～13.7)和Th/Ta 比值(12.7 ～15.2)，與上部玄武安山巖相似，也說明流紋巖和玄武巖可能為玄武質巖漿在上升過程中受到過地殼物質的混染。這種特征與土耳其Galatean 火山巖省內(nèi)的雙峰式火山巖相似(Varol et al.，2014)。

本區(qū)流紋巖屬高度演化的巖漿巖，地球化學上表現(xiàn)出很低的Ba 和Sr 豐度、極強的負Eu 異常以及很高Rb/Sr 比值，所有這些都要求其母巖漿在上升過程中經(jīng)歷過大量的長石分離結晶作用。從微量元素蛛網(wǎng)圖(圖3)貧Ba 富Pb 的分布特征來看這些交代組分應該是沉積物熔體而不是板片流體，因為在來自俯沖板片的交代組分中流體富Ba 而沉積物熔體高度富Pb。Goodenough et al.(2010)指出早期受到俯沖組分交代富集的大陸下巖石圈地幔是碰撞后A 型花崗巖的有利源區(qū)，這些交代組分是沉積物熔體。

圖5 塔爾得套組火山巖Nb-Ta 和Nb-U 關系圖Fig.5 Covariation diagrams of Nb vs. Ta and Nb vs. U of the volacanic rocks in Taerdetao Formation

圖6 Zr-Zr/Sm、Th-Ti/Zr 和Hf-Hf/Sm 圖解Fig.6 Zr vs. Zr/Sm，Th vs. Ti/Zr and Hf vs. Hf/Sm diagrams

Ti/Yb 和Nb/Th 比值可以很好的反映幔源基性巖漿受地殼物質的混染，將本區(qū)三類火山巖樣品投到Ti/Yb-Nb/Th相關圖上(圖7)，該圖可以較好地反映三類巖石的演化過程。圖中玄武巖樣品主要落在大陸巖石圈地幔附近，部分樣品可能受到過地殼物質的混染。上部玄武安山巖可能為大陸巖石圈地幔來源的巖漿在上升過程中受到中地殼物質混染后的產(chǎn)物。而流紋巖則是受地殼混染的玄武安山巖結晶分異形成。這種解釋能夠很好地解釋前面提到的這幾類巖石的地質地球化學特征。我們可以用這樣一個模式來總結本區(qū)雙峰式火山巖的形成:在早二疊世，阿吾拉勒地區(qū)巖石圈由于加厚失穩(wěn)導致巖石圈拆沉并發(fā)生伸展作用，拆沉的下地殼物質部分熔融形成具有埃達克質特征的巖漿，留下富Nb、Ta、Ti 和Hf 等HFSE 的殘余物混入到地幔中。巖石圈的伸展作用使軟流圈物質上隆導致上地幔地溫梯度升高而壓力降低使地幔發(fā)生部分熔融產(chǎn)生玄武質巖漿。這些巖漿在上升過程中，一部分直接噴出地表形成下部玄武巖，另一部分巖漿侵入到中地殼形成一個“雙擴散”巖漿房(MacDonald，1987)，并與地殼物質反應。受地殼物質混染的巖漿在巖漿房通過結晶分異和重力作用分離形成兩套性質不同的巖漿，下部形成中基性的玄武安山質巖漿，上部形成具A 型花崗巖特征的酸性巖漿。酸性巖漿由于高度分異，隨著斜長石、角閃石及磷灰石、尖晶石等副礦物分離出來而形成具A 型花崗巖特征的巖漿。這些巖漿在構造作用下噴出地表，上面的酸性巖漿噴發(fā)形成流紋巖，下面的中基性巖漿噴發(fā)形成上部的玄武安山巖。

圖7 塔爾得套組火山巖的Ti/Yb-Nb/Th 圖解(底圖據(jù)李獻華等，2002)Fig.7 Plot of Ti/Yb vs. Nb/Th of the volcanic rocks in Taerdetao Formation (after Li et al.，2002)

圖8 塔爾得套火山巖的Hf-Th-Ta 判別圖解(a，據(jù)Wood，1980)及Ti-Zr-Y(b，底圖據(jù)Pearce and Cann，1973)圖(a)中:A-N-MORB，B-E-MORB，C-堿性板內(nèi)玄武巖，D-火山弧玄武巖，其中Hf/Th ＞3 為島弧拉斑玄武巖，Hf/Th ＜3 為鈣堿性玄武巖;圖(b)中:A-島弧拉斑玄武巖，B-MORB、島弧拉斑玄武巖和鈣堿性玄武巖，C-鈣堿性玄武巖，D-板內(nèi)玄武巖Fig.8 Hf-Th-Ta (a，after Wood，1980)and Ti-Zr-Y (b，after Pearce and Cann，1973)discriminant diagrams of the volcanic rocks in Taerdetao Formation

5.2 構造意義

天山造山帶的形成與演化一直存在爭論。特別是古亞洲洋消亡的時間問題一直存在不同的觀點:(1)早石炭世晚期-晚石炭世(高俊等，2006;Gao et al.，2009;熊小林等，2001;Zhu et al.，2009;陳衍景等，2004a，b;羅勇等，2010;李永軍等，2008，2009a，2010);(2)早二疊世(肖序常等，1992;李繼亮，1989);(3)三疊紀(肖文交等，2006;李曰俊等，2005;張立飛等，2005;Tang et al.，2014)。在塔里木盆地北緣的柯坪與庫車地區(qū)和伊犁盆地內(nèi)都發(fā)現(xiàn)有二疊紀陸相紅色磨拉石普遍發(fā)育。這些磨拉石建造呈帶狀平行于天山造山帶展布。與此相對應，早二疊世紅色磨拉石還廣泛發(fā)育于準噶爾盆地及博格達山北麓的烏魯木齊一帶。說明從早二疊世開始天山地區(qū)處于快速的隆升階段，這一階段可能是陸-陸碰撞的時期。

本區(qū)早二疊統(tǒng)塔爾得套組雙峰式巖的存在說明其形成于典型的伸展構造背景(錢青和王焰，1999;王焰等，2000)。這樣的伸展構造背景可以包括大陸裂谷帶、大陸減薄區(qū)、碰撞后伸展環(huán)境、與俯沖有關的洋內(nèi)島弧、活動陸緣和弧后盆地(Hochstaedter et al.，1990)。根據(jù)阿吾拉勒二疊紀的區(qū)域地質情況，本區(qū)在早二疊不存在洋內(nèi)島弧的其它證據(jù)，因為區(qū)域內(nèi)的二疊系地層出現(xiàn)大量的紅色磨拉石及紫色的火山巖，顯示該區(qū)處于陸相氧化環(huán)境，同時這一時期至今未發(fā)現(xiàn)島弧侵入巖，因此可以初步排除洋內(nèi)島弧和弧后盆地幾種情況。另外，前人也有人認為在西天山地區(qū)存在石炭-二疊紀的大陸裂谷，但大陸裂谷火山通常具有較高的TiO2含量及Nb、Ta 正異常，這與本區(qū)火山巖的地球化學特征不一致。利用基性火山巖的構造環(huán)境圖解可以幫助我們判別巖石形成的構造環(huán)境。塔爾得套組基性火山巖在Hf-Th-Ta 判別圖解(圖8a)、Ti-Zr-Y 圖解(圖8b)中投點均落在鈣堿性玄武巖區(qū)。再結合流紋巖的構造差別圖解，可以較好地限制巖石的形成環(huán)境。在lg(Y+Nb)-lgRb 判別圖(圖9a)上樣品投在碰撞后或板內(nèi)構造環(huán)境內(nèi)，再根據(jù)R1-R2 圖解(圖9b)進一步分析，樣品落在非造山向造山后的過渡區(qū)。將地球化學判別圖與區(qū)內(nèi)雙峰式火山巖的分布及前面的分析綜合起來，我們基本上可以判斷塔爾得套組火山巖形成于造山后的伸展區(qū)。

本區(qū)塔爾得套組A 型花崗質流紋巖的存在有助于進一步限制區(qū)域構造背景。A 型花崗巖可以分為A1 型和A2 型兩個亞類(或AA，PA，洪大衛(wèi)等，1995)，其中Al 型花崗巖形成于板內(nèi)伸展階段，主要與地幔熱柱活動有關的裂谷環(huán)境，源區(qū)物質可能是虧損地幔和富集地幔的混合物。A2 型花崗巖與板塊俯沖有關的物質參與，通常形成于后碰撞或后造山的張性構造環(huán)境(Eby，1992;Clemens et al.，1986;Whalen et al.，1987)。本區(qū)流紋巖在Y/Nb-Rb/Nb 圖(圖10a)、Nb-Y-3Ga(圖10b)和Nb-Y-Ce 圖上(圖10c)均落在A2型花崗巖區(qū)，指示流紋巖形成于碰撞后的伸展階段。

近來，西天山及周邊地區(qū)報道了多處形成于晚古生代的A 型花崗巖(韓寶福等，2006;童英等，2010)，如西準噶爾北部恰其海巖體形成年齡為280Ma(靳松等，2010)、達巴特巖體的侵位年齡為288.9 ±2.3M(唐功建等，2008)、東準噶爾大加山堿性花崗巖年齡為284 ±1Ma(毛啟貴等，2008)、貝勒庫都克含錫黑云母正長花崗巖年齡為283 ±2Ma(李永軍等，2009b;楊高學等，2010)，西南天山巴雷公鉀長花崗巖形成年齡為273.4 ±2Ma(王超等，2007)，這些A 型花崗巖和堿性花崗巖大都集中出現(xiàn)在晚石炭-早二疊世，說明新疆北部在晚石炭-早二疊時期普遍存在造山期后的伸展作用。

圖9 lg(Y+Nb)-lgRb(a，據(jù)Pearce et al.，1984)和R1-R2(b，據(jù)Batchelor and Bowden，1985)判別圖Fig.9 lg(Y+Nb)vs. lgRb (a，after Pearce et al.，1984)and R1 vs. R2 (b，after Batchelor and Bowden，1985)discriminant diagrams

圖10 A 型花崗巖分類圖(據(jù)Eby，1992)Fig.10 Plots of the volcanic rocks in Taerdetao Formation in Y/Nb vs. Rb/Nb，Nb-Y-3Ga and Nb-Y-Ce (after Eby，1992)

綜上所述，本區(qū)塔爾得套組雙峰式火山巖的存在說明阿吾拉勒地區(qū)在二疊紀時期處于伸展構造背景，而A 型花崗質流紋巖的確定進一步肯定了該區(qū)處于碰撞后的伸展階段，從而有力地證明西天山地區(qū)在二疊紀時北天山洋已完全封閉，并開始進入碰撞后的伸展發(fā)育階段。

6 結論

阿吾拉勒地區(qū)二疊統(tǒng)塔爾得套組火山巖具雙峰式分布特征，整套火山巖包括玄武巖、玄武安山巖、流紋巖。其玄武巖普遍具有較高的Nb 含量，為富鈮玄武巖，形成于受到拆沉下地殼混染的虧損地幔部分熔融。玄武安山巖是玄武質巖漿在上升過程中，及侵入到中地殼巖漿房后與地殼物質混染并發(fā)生結晶分異分成。流紋巖具有A 型花崗巖地球化學特征，是由玄武安山巖在巖漿房內(nèi)結晶分異形成的。本區(qū)塔爾得套組雙峰式火山巖的存在說明阿吾拉勒地區(qū)在二疊紀時期處于伸展構造背景，而A 型花崗質流紋巖的確定進一步肯定了該區(qū)處于碰撞后的伸展階段，從而證明西天山地區(qū)在二疊紀時北天山洋已完全封閉，并開始進入碰撞后的伸展發(fā)育階段。

致謝 本文在完成過程中得305 辦公室的大力支持;主、微量元素和釹同位素分析得到中國科學院地球化學研究所的胡小燕、李曉彪高級工程師的幫助;兩位審稿人提出了非常寶貴的修改意見;在此一并深表謝意。

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