西天山阿吾拉勒地区二叠系塔尔得套组双峰式火山岩地球化学研究*

陈根文 邓腾，2 刘睿，2 夏换，2 刘群，2

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

1. 中国科学院广州地球化学研究所，矿物学与成矿学重点实验室，广州 510640

2. 中国科学院大学，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

长期以来，有关西天山地区的构造演化问题一直存在较大的争议。特别是围绕石炭-二叠纪时期该地区所处的构造背景及不同构造阶段形成的时间界限的讨论，分歧很大(肖序常等，1992;何国琦等，1994;高长林等，1995;Xiao et al.，2008，2010;肖文交等，2006;高俊等，2006，2009;Gao et al.，2009;韩宝福等，2006;李锦轶等，2006;李永军等，2008，2009a，b，2010;Tang et al.，2014)。因此正确认识和鉴定西天山地区早二叠世的构造背景对了解整个西天山地区石炭-二叠纪这段地质历史至关重要。虽然部分研究者已经注意到了区内早二叠世的地质问题，并开展了一些研究工作，如陈衍景等(2004a，b)和罗勇等(2011)对早二叠世艾肯达坂组高钾橄榄安粗岩系研究认为该套岩系形成于260 ～270Ma 之间，代表了碰撞晚期的伸展垮塌环境。韩宝福等(2006)、童英等(2010)系统分析了新疆及邻区石炭-二叠纪花岗岩的特征及分布情况，认为这一时期碱性岩非常发育，可能揭示了不同构造背景下的伸展特点。一些学者(吴明仁等，2006;潘明臣等，2011;李鸿等，2011)对西天山地区早二叠世乌郎组双峰式火山岩进行过研究。本文拟通过对西天山阿拉勒地区早二叠世塔尔得套组一套双峰式火山岩的研究，为探讨西天山晚古生代构造演化提供一些新的证据。

2 区域地质背景及岩石学特征

图1 研究区早二叠世塔尔德组火山岩分布图(据新疆地矿局第九地质大队，1983①新疆地矿局第九地质大队. 1983. 新疆伊犁阿吾拉勒山西段1∶5 地质矿产调查总结报告改绘)Fig.1 Distribution of the Early Permian Taerdetao Formation volcanic rocks in the western Tianshan

塔尔得套组时代属早二叠世，区域上分布在伊犁盆地北部的阿吾拉勒山一带(图1)。地层在不同位置与下部的上石炭统东图津河组呈断层或不整合接触，其上被上二叠统晓山萨依组不整合覆盖。塔尔得套组为一套陆相火山熔岩及碎屑岩组合，颜色以紫灰、紫红、暗紫色为主，具杏仁构造，岩石较新鲜，未受区域变质作用影响。塔尔得套组火山岩由基性火山岩与酸性火山岩呈韵律状分布。从下到上该组地层可分为五个岩性段:(1)砂砾岩玄武岩段(P1t1)，由紫色凝灰质砂岩、粉砂岩、砾岩、玄武岩组成。最大厚度250m。分布在塔尔得套-包尕斯达坂一带;(2)下部钾质流纹斑岩段(P1t2)，由灰紫色巨厚层状钾质流纹岩、含角砾熔岩、凝灰质细砂岩组成;(3)下部玄武岩段(P1t3)由玄武岩及凝灰质砂岩组成;(4)上部钾质流纹斑岩段(P1t4)，由暗紫红色流纹斑岩、流纹岩及角砾岩组成;(5)上部玄武安山岩(P1t5)，由灰紫色、暗灰绿色玄武安山岩组成，夹凝灰岩、角砾状凝灰岩及凝灰质砂岩。

本次研究的样品取自阿吾拉勒山西段新源县黑山头以东约8km 处。该处发育有塔尔德组第二至第五四个岩性段(图1)。本次采样主要包括P1t3-P1t5三套岩石，其中，P1t5为玄武安山岩(样品号TRD1-5)，P1t4为流纹岩(包括TRD7-12 共6 个样)，P1t3为玄武岩(包括TRD13-16 号样)。

3 样品分析

主量和微量元素在中国科学院矿床地球化学国家重点实验室测定。主量元素的测定采用X 射线荧光光谱法(XRF)，其过程大致如下:首先称取0.7g 样品，然后加入适量硼酸高温熔融成玻璃片，最后在XRF(仪器型号为PANalytical AXIOS)上用外标法测定氧化物含量，氧化物总量分析误差为1% ～3%。微量元素测定采用等离子质谱(ICPMS)法:首先称取50mg 样品，用酸溶样制成溶液，然后在ICP-MS(仪器型号为ELAN DRC-e)上用内标法进行测定，分析精度优于10%。微量元素具体分析方法见Qi et al.(2000)。

Sm-Nd 同位素分析在中科院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室测定。同位素用TIMS(Thermo Fisher公司TRITON 质谱仪)分析，143Nd/144Nd 比值采用146Nd/144Nd=0.7219 标准化，Nd 同位素国际标准样品JNdi-1 测试值为0.512096 ±5。分析方法参见李晓彪(2009)。

4 地球化学特征

阿吾拉勒地区二叠系塔尔得套组火山岩的主微量元素分析结果见表1。

4.1 主量元素特征

图2 塔尔得套组火山岩硅碱图图4-图10 图例同此图Fig.2 TAS plots of the bimodal volcanic rocks in the Taerdetao Formation

从表1 和岩石硅碱图(图2)中可以看出，塔尔得套火山岩岩石组分表现出不连续分布，SiO2为49.1% ～76.0%，但在62.8% ～70.8%之间存在一明显的间断，显示出双峰式火山岩的特征。特别是P1t3与P1t4两套岩石只有基性和酸性两端元组分。整套火山岩包括玄武岩、粗玄岩、玄武质粗安岩、流纹岩。玄武岩(下面称下部玄武岩段)的SiO2含量为49.1% ～51.8%，TiO2含量为1.49% ～1.70%，岩石中Al2O3含量为16.4% ～17.7%。玄武安山岩(下面称上部玄武安山岩段)的SiO2含量为54.3% ～62.8%，TiO2含量为1.22% ～2.14%，Al2O3含量为13.4% ～15.5%。玄武岩和玄武安山岩的Na2O ＞K2O，碱含量较高，岩石属碱性系列。这两套火山岩在化学成分上存在一定差异。除SiO2、Al2O3和TiO2外，下部玄武岩二价铁含量明显高于上部玄武安山岩(FeO的含量分别为3.22% ～5.90%和1.25% ～2.33%)，可能形成更还原的环境。下部玄武岩还具有更高的MgO(分别为4.91% ～5.73%和1.04% ～2.10%)和更低的碱含量(Na2O+K2O 分别为4.47% ～6.11%和6.83% ～8.87%)。塔尔得套组酸性岩表现为高硅(SiO2= 70.8% ～76.0%)、低铝(Al2O3=12.0% ～12.8%)、钙(CaO =0.07% ～0.40%)、磷(P2O5=0.01% ～0.06%)，贫镁(MgO =0.02% ～0.10%)、相对富碱和高FeOT/MgO 值(22.3 ～105)，FeOT/(FeOT+MgO)=0.96 ～0.99 的特征，类似于典型的A-型花岗岩的主量元素特征(Whalen et al.，1987;Eby，1990)。

4.2 稀土元素特征

玄武岩和玄武安山岩的稀土总量(ΣREE)为122.7 ×10-6～204.7 ×10-6。在稀土元素球粒陨石标准化图上(图3)，两套火山岩的分布型式相似，其铕异常不明显(Eu/Eu*=0.91 ～1.12)，都为右倾型。上部玄武安山岩的重稀土(HREE)含量明显高于下部玄武岩(其中Yb 含量分别为4.56×10-6～5.87×10-6和3.36 ×10-6～3.53 ×10-6，表1)。酸性火山岩的ΣREE 含量较高，为159.3×10-6～253.9×10-6，具有明显的负铕异常(Eu/Eu*=0.09 ～0.27)(图3)，其分布型式为海鸥型，反映酸性火山岩受到斜长石分异的影响。中到重稀土元素分异不明显，在稀土元素模式图上表现为MREE 亏损，重稀土元素呈较平坦的分布，(Gd/Yb)N比值在1 ～2 之间，表明分异过程受到了角闪石的控制，源区或结晶分异过程中残余有角闪石。

表1 阿吾拉勒地区二叠系塔尔得套组火山岩主量(wt%)、微量(×10 -6)元素分析结果Table 1 Major (wt%)and trace element (×10 -6)compositons of the Early Permian volcanic rocks in Taerdetao Formation in Awulale area

图3 塔尔德组火山岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(标准化值据Boynton，1984)及微量元素标准化蛛网图(标准化值据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

基性火山岩与酸性火山岩在微量元素地球化学方面的具有明显的差异(表1)。在微量元素蛛网图上，上下两套基性岩大离子亲石元素(LILE)和高场强元素(HFSE)含量较高，玄武岩Nb 的含量在8.13 × 10-6～14.9 × 10-6之间。(La/Nb)PM介于1.59 ～3.40 之间。但两者也具有一定的差异，在蛛网图上表现为在Pb 之前，两者具有相似的分布型式，但在Pb 之后因为上部玄武安山岩亏损Sr 和Ti 明显不同。玄武安山岩Sr、P 和Ti 的亏损可能表明岩浆曾在低压下经历过斜长石、磷灰石和尖晶石等的结晶分异。在微量元素蛛网图上(图3)，酸性火山岩表现出Sr、Ba、Eu、Ti 和P 等元素严重亏损，与A 型花岗岩相似。基性岩与酸性岩均表现为Nb 和Ta 亏损。但与酸性岩相比，基性、中基性火山岩明显富集U 和Pb。

4.4 Sm-Nd 同位素组成

本区岩石中由于岩浆岩强烈演化具有很高的Rb 含量，最后得到的Sr 同位素比值失去成因意义，这里只列出了143Nd/144Nd 比值(表2)，初始同位素比值按270Ma 进行校正。两套基性岩具有比较一致的εNd(t)值(0.05 ～2.72)，可能两者均来源于略为亏损的上地幔。流纹岩的εNd(t)值为2.01 ～2.59，与基性岩的143Nd/144Nd 比值相近。

表2 塔尔得套组火山岩钕同位素比值特征Table 2 Nd isotopic compositions of of the volcanic rocks in Taerdetao Formation

5 讨论

5.1 双峰式火山岩的成因

双峰式火山岩按流纹岩与玄武岩的同源关系有两种成因认识:一是流纹岩和玄武岩具有共同的幔源母岩浆，流纹岩是经玄武质岩浆结晶分异作用形成的，其中只有少量或没有陆壳物质的加入(Grove and Donnelly-Nolan，1986;MacDonald，1987)。一般认为，岩浆的分离结晶作用只产生成分连续变化的岩浆系列。但在某些情况下，分离结晶作用也可以产生双峰式火山岩组合(MacDonald，1987;Chung et al.，1997;李献华等，2002)。低压下(0.1 ～0.2GPa)钙碱性系列岩浆的分离结晶作用，由于岩浆房中普通辉石+斜方辉石的大量沉淀，引起残留岩浆中SiO2含量、挥发份和其它因素的迅速变化，可导致流纹质残余熔体的形成，从而形成双峰式组合(Grove and Donnelly-Nolan，1986;Brophy，1991)。这种来源相同的玄武岩和流纹岩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)。但生成的流纹岩比玄武岩要少得多。双峰式火山岩另一种成因观点认为流纹岩和玄武岩可分别来自不同的母岩浆，二者虽然在空间上共生，但其源区并不相同，两者的共生可能只是与同一热事件有关。例如，由地幔部分熔融形成的热的基性岩浆侵位到冷的地壳岩石中，使地壳岩石发生部分熔融，从而产生酸性岩浆。基性岩浆和酸性岩浆的交替喷出即形成双峰式火山岩。这种流纹岩的出露面积通常比玄武岩要大得多(Hildreth，1981;Doe et al.，l982;Davies and MacDonald，1987;Huppert and Sparks，1988)。由于这种基性岩浆和酸性岩浆来源不同，生成的玄武岩和流纹岩在微量元素和Sr、Nd、Pb 同位素组成上就有很大的差异(Doe et al.，l982;Davies and MacDonald，l987)，这也是判别双峰式火山岩成因的重要依据。

5.1.1 基性火山岩的成因

一般认为双峰式火山岩中的基性岩来自地幔。研究区内的下部玄武岩和上部玄武安山岩具有相近的较高的Nd 同位素组成，同时两套岩石具有相似的稀土分布型式，说明两者具有相似的源区，推测均来自略亏损地幔区。如上所述，上部玄武安山岩与下部玄武岩相比，仍表现出一些不同的地球化学特征，比如，岩石具有更高的SiO2和Na2O +K2O，更低的MgO、Al2O3，而且岩石主微量元素含量变化也大。在微量元素方面玄武安山岩明显贫Sr、Ba、P 和Ti，富Th 和U。其特征介于下部玄武岩与流纹岩之间。地质上，常用性质相近的元素对比值来讨论岩浆岩形成的源区差异，如Nb 和Ta，Th 和Ta 等。本区塔尔得套火山岩下部玄武岩(TRD13-16)的Nb/Ta 比值为16.9 至18.4，落在原始地幔值(17.5 ±2)范围内。而上部玄武安山岩(TRD1-5)的Nb/Ta 比值为13.7 ～15.5，介于原始地幔与大陆地壳的值(平均11)之间，可能指示前述的亏损地幔源区或者幔源岩浆在上升过程中受到过地壳物质的混染。同样，本区P1t3内的下部玄武岩Th 的含量较低，Th/Ta 比值为2.32 ～5.88，接近于原始地幔中的Th/Ta 比值(～2.3，Sun and McDonough，1989)。但在上部玄武安山岩中，Th/Ta 比值变化较大，从8.79 到14.88，高于原始地幔中的Th/Ta 比值，而与上地壳UCC 的10 及陆内初始裂谷的10 相近。Th 是流体不活动元素，Th 的富集与俯冲流体的加入无关，而更可能是地壳物质加入引起的。这一变化同样可能说明地幔源区物质或地幔源的岩浆受到过来自地壳物质的混染。

本区塔尔得套组的玄武岩普遍具有较高的Nb 含量，同时TiO2(1% ～2%)、P 及HFSE 含量也较高，HFSE 特别是Nb的含量明显高于N-MORB、IAB(分别为3.1 ×10-6和0.7 ×10-6;Sun，1980)，而低HREE 含量，与富铌玄武岩相似(Sajona et al.，1993)。夏林圻等(2008)和Xia et al. (2004)提出在石炭-二叠纪时期，西天山一带存在一个大火成岩省，认为这套双峰式火山岩就是大火山岩省的一部分。从Nb、Ta 和Ti 含量看，这套岩石确实与LIPs 玄武岩有些相似。但LIPs 和板内玄武岩往往具有正Nb、Ta 异常，如埃塞俄比亚溢流玄武岩(Mohr，1983)。本区玄武岩虽然Nb、Ta 含量较高，但与一些典型的OIB(平均Nb、Ta 含量分别为53 ×10-6和3×10-6;Sun，1980)及LIPs 玄武岩(如肯尼亚裂谷Nb 含量为20 ×10-6～91 ×10-6;Rogers et al.，2000)相比仍然较低，并且在微量元素蛛网图上研究区内的玄武岩仍表现出明显的负异常，与OIB 型玄武岩或与LIPs 玄武岩标志性的Nb、Ta 正异常不同，而与一些岛弧玄武岩相似。另外OIB 通常具有稳定的Nb/U 和Ce/Pb 比值，分别为47 ±10 和25 ±5(Hofmann et al.，1986)。而本区玄武岩的Nb/U 和Ce/Pb 比值分别为10.5 ×10-6～16.9 ×10-6和2.77 ×10-6～6.85 ×10-6，远低于OIB。因此这套玄武岩更可能为一套富铌玄武岩。

世界范围内的富铌玄武岩常常与埃达克岩紧密共生。同样地，本区广泛发育有二叠纪埃达克岩(熊小林等，2001)。目前学术界普遍认为富铌玄武岩是来源于70 ～100km 深处、主要形成于岛弧环境，是由受俯冲板片熔融产生的埃达克熔体交代过的地幔楔橄榄岩部分熔融形成的(Defant et al.，1992;Defant and Drummond，1993)。但问题是本区无论是在空间上还是时间上都不具备俯冲板片熔融的条件。从空间上讲，本区埃达克岩普遍分布的阿吾拉勒地区离当时的俯冲带(以巴音沟蛇绿岩为代表)的水平距离至少超过150km(还未考虑后期陆陆碰撞产生的地壳缩短)。从时间上看，整个北疆地区的板块俯冲碰撞在早石炭世末已经结束(Gao et al.，2009;熊小林等，2001)，阿吾拉勒埃达克质英安岩和钠长斑岩形成于早二叠世，显然不可能是洋壳俯冲的产物。学术界曾经讨论过富铌的玄武岩形成的几个可能途径:(1)类似于OIB 源区的富集地幔部分熔融;(2)地壳物质的混染;(3)俯冲带之上、受埃达克岩浆交代地幔楔的部分熔融。前面已经讨论过本区玄武岩不可能是类似于OIB 的地幔源区熔融的产物，同时也不存在俯冲板片，基本上排除了第(1)、(3)两种可能性。另外，从本区玄武岩的正的钕同位素比值及主要样品Th/Ta 比值和Th/Ta 比值与原始地幔相近看，玄武岩很少或没有受到地壳物质的混染。因此本区富铌玄武可能是通过其它途径形成的。世界各地富铌玄武岩与埃达克岩共生的事实说明，两类岩石之间存在成因上的联系。在解释岛弧区富铌玄武岩与埃达克岩共生时比较普遍的观点是富铌玄武岩是受埃达克质岩浆交代的地幔部分熔融形成。虽然本区在二叠纪时并不存在俯冲板片的证据，但是否可能是由其它非板片熔融产生的埃达克岩浆的交代地幔后形成?我们认为这种可能性是存在的。熊小林等(2001)认为阿吾拉勒地区二叠埃达克岩为底侵玄武质下地壳熔融形成。显然底侵玄武岩部分熔融产生的岩浆不可能向下交代地幔物质的。但从本区埃达克岩部分具有较高的MgO 含量和较低SiO2含量(分别为1.96% ～2.00%和63.3% ～64.9%，本人未发表资料)看，这些埃达克岩非常类似于王强等(2004)报道的铜山口下地壳拆沉作用形成的埃达岩。这种拆沉的底侵玄武岩在地幔中部分熔融形成的埃达克质岩浆时，除了石榴石和辉石作为残留相外，金红石也是常见的残留相，因此，埃达克质熔体通常具有Nb、Ti 的负异常，而残余物质则富集Nb、Ti。在抬升软流圈加热及岩石圈伸展减薄减压双重作用下，亏损地幔与这些残余物质混合后发生部分熔融就可能形成富铌的玄武质岩浆。

5.1.2 酸性火山的成因

塔尔得套组流纹岩具有较高的SiO2、K2O+Na2O、FeOT、FeOT/MgO，低Al2O3、CaO 和MgO 同时富集Th、Nb、Ta、Zr、Hf、Ga 和Y 等HFS，表现在稀土配分图上为呈Eu 亏损的燕式分布，在微量元素标准化图上显示出Ba、Nb-Ta、Sr-P 和Ti的亏损，与A 型花岗岩具有相似的地球化学特征(张旗和李承东，2012;张旗等，2012)。所有样品在10000Ga/Al-Zr 图上均落在A 型花岗岩区(图4)，同样说明这套流纹岩具有A 型花岗岩的特征。锆石是花岗质岩浆体系中较早结晶的副矿物，其晶体能够在很长的地质时间上保持稳定，锆石中Zr 的分配系数对温度极度敏感，而其他因素对其影响较小，锆石饱和温度可近似代表花岗质岩石近液相线的温度，可用来估算岩浆结晶温度。根据下述公式来计算锆饱和温度(Watson and Harrison，1983):TZr= 12900/［2.95 + 0.85M + ln(496.000/Zrmelt)］，其中DZrZircon/melt是锆元素在锆石和岩浆中浓度的比值，T 为开氏温度(K)，M 是阳离子含量比值，由(Na+K+2Ca)/(Al ×Si)计算得出。根据流纹岩的主微量元素含量计算得的成岩温度(除一个样品为498℃与地质实际事实不符外)在834 ～869℃之间，说明岩浆形成于较高的温度条件，这与A 型花岗岩形成于较高的温度条件一致。

图4 A 型花岗岩判别图(底图据Whalen et al.，1987)Fig.4 10000Ga/Al-Zr diagram (after Whalen et al.，1987)

多数学者认为大部分A 型花岗质岩浆起源于幔源物质占支配地位的源区(Turner et al.，1992;Bonin et al.，2004;Jahn et al.，2004)。但学术界仍然有地幔来源的镁铁质岩浆分离结晶、地幔镁铁质岩浆与地壳岩浆混合、下地壳麻粒岩部分熔融、底侵的I 型英闪质地壳重熔、玄武质岩石部分熔融及下地壳I 型岩浆结晶分异等不同认识(许保良等，1998)。

阿吾拉勒地区二叠纪塔尔得套组双峰式火山岩中流纹岩含相对较低的放射性同位素，εNd(t)在2.18 ～2.59 之间，与另外两套玄武岩和玄武安山岩一致，说明流纹岩与塔尔得套组下部玄武岩和上部玄武安山岩可能具有相同的来源。另外，在Nb-Ta 和Nb-U 图上(图5)，玄武安山岩与流纹岩样品分布在一条演化线上。同样在Zr-Zr/Sm、Th-Ti/Zr 和Hf-Hf/Sm 图解上(图6)，玄武安山岩与流纹岩均分布在同一条岩浆演化线上，说明两者是通过结晶分异形成的。一般认为基性岩结晶形成的流纹岩体积较小，这与本区流纹岩含量较少是一致的。与玄武岩相比，流纹岩具有相对较低的Nb/Ta比值(12.3 ～13.7)和Th/Ta 比值(12.7 ～15.2)，与上部玄武安山岩相似，也说明流纹岩和玄武岩可能为玄武质岩浆在上升过程中受到过地壳物质的混染。这种特征与土耳其Galatean 火山岩省内的双峰式火山岩相似(Varol et al.，2014)。

本区流纹岩属高度演化的岩浆岩，地球化学上表现出很低的Ba 和Sr 丰度、极强的负Eu 异常以及很高Rb/Sr 比值，所有这些都要求其母岩浆在上升过程中经历过大量的长石分离结晶作用。从微量元素蛛网图(图3)贫Ba 富Pb 的分布特征来看这些交代组分应该是沉积物熔体而不是板片流体，因为在来自俯冲板片的交代组分中流体富Ba 而沉积物熔体高度富Pb。Goodenough et al.(2010)指出早期受到俯冲组分交代富集的大陆下岩石圈地幔是碰撞后A 型花岗岩的有利源区，这些交代组分是沉积物熔体。

图5 塔尔得套组火山岩Nb-Ta 和Nb-U 关系图Fig.5 Covariation diagrams of Nb vs. Ta and Nb vs. U of the volacanic rocks in Taerdetao Formation

图6 Zr-Zr/Sm、Th-Ti/Zr 和Hf-Hf/Sm 图解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岩浆受地壳物质的混染，将本区三类火山岩样品投到Ti/Yb-Nb/Th相关图上(图7)，该图可以较好地反映三类岩石的演化过程。图中玄武岩样品主要落在大陆岩石圈地幔附近，部分样品可能受到过地壳物质的混染。上部玄武安山岩可能为大陆岩石圈地幔来源的岩浆在上升过程中受到中地壳物质混染后的产物。而流纹岩则是受地壳混染的玄武安山岩结晶分异形成。这种解释能够很好地解释前面提到的这几类岩石的地质地球化学特征。我们可以用这样一个模式来总结本区双峰式火山岩的形成:在早二叠世，阿吾拉勒地区岩石圈由于加厚失稳导致岩石圈拆沉并发生伸展作用，拆沉的下地壳物质部分熔融形成具有埃达克质特征的岩浆，留下富Nb、Ta、Ti 和Hf 等HFSE 的残余物混入到地幔中。岩石圈的伸展作用使软流圈物质上隆导致上地幔地温梯度升高而压力降低使地幔发生部分熔融产生玄武质岩浆。这些岩浆在上升过程中，一部分直接喷出地表形成下部玄武岩，另一部分岩浆侵入到中地壳形成一个“双扩散”岩浆房(MacDonald，1987)，并与地壳物质反应。受地壳物质混染的岩浆在岩浆房通过结晶分异和重力作用分离形成两套性质不同的岩浆，下部形成中基性的玄武安山质岩浆，上部形成具A 型花岗岩特征的酸性岩浆。酸性岩浆由于高度分异，随着斜长石、角闪石及磷灰石、尖晶石等副矿物分离出来而形成具A 型花岗岩特征的岩浆。这些岩浆在构造作用下喷出地表，上面的酸性岩浆喷发形成流纹岩，下面的中基性岩浆喷发形成上部的玄武安山岩。

图7 塔尔得套组火山岩的Ti/Yb-Nb/Th 图解(底图据李献华等，2002)Fig.7 Plot of Ti/Yb vs. Nb/Th of the volcanic rocks in Taerdetao Formation (after Li et al.，2002)

图8 塔尔得套火山岩的Hf-Th-Ta 判别图解(a，据Wood，1980)及Ti-Zr-Y(b，底图据Pearce and Cann，1973)图(a)中:A-N-MORB，B-E-MORB，C-碱性板内玄武岩，D-火山弧玄武岩，其中Hf/Th ＞3 为岛弧拉斑玄武岩，Hf/Th ＜3 为钙碱性玄武岩;图(b)中:A-岛弧拉斑玄武岩，B-MORB、岛弧拉斑玄武岩和钙碱性玄武岩，C-钙碱性玄武岩，D-板内玄武岩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 构造意义

天山造山带的形成与演化一直存在争论。特别是古亚洲洋消亡的时间问题一直存在不同的观点:(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;陈衍景等，2004a，b;罗勇等，2010;李永军等，2008，2009a，2010);(2)早二叠世(肖序常等，1992;李继亮，1989);(3)三叠纪(肖文交等，2006;李曰俊等，2005;张立飞等，2005;Tang et al.，2014)。在塔里木盆地北缘的柯坪与库车地区和伊犁盆地内都发现有二叠纪陆相红色磨拉石普遍发育。这些磨拉石建造呈带状平行于天山造山带展布。与此相对应，早二叠世红色磨拉石还广泛发育于准噶尔盆地及博格达山北麓的乌鲁木齐一带。说明从早二叠世开始天山地区处于快速的隆升阶段，这一阶段可能是陆-陆碰撞的时期。

本区早二叠统塔尔得套组双峰式岩的存在说明其形成于典型的伸展构造背景(钱青和王焰，1999;王焰等，2000)。这样的伸展构造背景可以包括大陆裂谷带、大陆减薄区、碰撞后伸展环境、与俯冲有关的洋内岛弧、活动陆缘和弧后盆地(Hochstaedter et al.，1990)。根据阿吾拉勒二叠纪的区域地质情况，本区在早二叠不存在洋内岛弧的其它证据，因为区域内的二叠系地层出现大量的红色磨拉石及紫色的火山岩，显示该区处于陆相氧化环境，同时这一时期至今未发现岛弧侵入岩，因此可以初步排除洋内岛弧和弧后盆地几种情况。另外，前人也有人认为在西天山地区存在石炭-二叠纪的大陆裂谷，但大陆裂谷火山通常具有较高的TiO2含量及Nb、Ta 正异常，这与本区火山岩的地球化学特征不一致。利用基性火山岩的构造环境图解可以帮助我们判别岩石形成的构造环境。塔尔得套组基性火山岩在Hf-Th-Ta 判别图解(图8a)、Ti-Zr-Y 图解(图8b)中投点均落在钙碱性玄武岩区。再结合流纹岩的构造差别图解，可以较好地限制岩石的形成环境。在lg(Y+Nb)-lgRb 判别图(图9a)上样品投在碰撞后或板内构造环境内，再根据R1-R2 图解(图9b)进一步分析，样品落在非造山向造山后的过渡区。将地球化学判别图与区内双峰式火山岩的分布及前面的分析综合起来，我们基本上可以判断塔尔得套组火山岩形成于造山后的伸展区。

本区塔尔得套组A 型花岗质流纹岩的存在有助于进一步限制区域构造背景。A 型花岗岩可以分为A1 型和A2 型两个亚类(或AA，PA，洪大卫等，1995)，其中Al 型花岗岩形成于板内伸展阶段，主要与地幔热柱活动有关的裂谷环境，源区物质可能是亏损地幔和富集地幔的混合物。A2 型花岗岩与板块俯冲有关的物质参与，通常形成于后碰撞或后造山的张性构造环境(Eby，1992;Clemens et al.，1986;Whalen et al.，1987)。本区流纹岩在Y/Nb-Rb/Nb 图(图10a)、Nb-Y-3Ga(图10b)和Nb-Y-Ce 图上(图10c)均落在A2型花岗岩区，指示流纹岩形成于碰撞后的伸展阶段。

近来，西天山及周边地区报道了多处形成于晚古生代的A 型花岗岩(韩宝福等，2006;童英等，2010)，如西准噶尔北部恰其海岩体形成年龄为280Ma(靳松等，2010)、达巴特岩体的侵位年龄为288.9 ±2.3M(唐功建等，2008)、东准噶尔大加山碱性花岗岩年龄为284 ±1Ma(毛启贵等，2008)、贝勒库都克含锡黑云母正长花岗岩年龄为283 ±2Ma(李永军等，2009b;杨高学等，2010)，西南天山巴雷公钾长花岗岩形成年龄为273.4 ±2Ma(王超等，2007)，这些A 型花岗岩和碱性花岗岩大都集中出现在晚石炭-早二叠世，说明新疆北部在晚石炭-早二叠时期普遍存在造山期后的伸展作用。

图9 lg(Y+Nb)-lgRb(a，据Pearce et al.，1984)和R1-R2(b，据Batchelor and Bowden，1985)判别图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

图10 A 型花岗岩分类图(据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)

综上所述，本区塔尔得套组双峰式火山岩的存在说明阿吾拉勒地区在二叠纪时期处于伸展构造背景，而A 型花岗质流纹岩的确定进一步肯定了该区处于碰撞后的伸展阶段，从而有力地证明西天山地区在二叠纪时北天山洋已完全封闭，并开始进入碰撞后的伸展发育阶段。

6 结论

阿吾拉勒地区二叠统塔尔得套组火山岩具双峰式分布特征，整套火山岩包括玄武岩、玄武安山岩、流纹岩。其玄武岩普遍具有较高的Nb 含量，为富铌玄武岩，形成于受到拆沉下地壳混染的亏损地幔部分熔融。玄武安山岩是玄武质岩浆在上升过程中，及侵入到中地壳岩浆房后与地壳物质混染并发生结晶分异分成。流纹岩具有A 型花岗岩地球化学特征，是由玄武安山岩在岩浆房内结晶分异形成的。本区塔尔得套组双峰式火山岩的存在说明阿吾拉勒地区在二叠纪时期处于伸展构造背景，而A 型花岗质流纹岩的确定进一步肯定了该区处于碰撞后的伸展阶段，从而证明西天山地区在二叠纪时北天山洋已完全封闭，并开始进入碰撞后的伸展发育阶段。

致谢 本文在完成过程中得305 办公室的大力支持;主、微量元素和钕同位素分析得到中国科学院地球化学研究所的胡小燕、李晓彪高级工程师的帮助;两位审稿人提出了非常宝贵的修改意见;在此一并深表谢意。

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