西天山阿吾拉勒西段早二叠世粗安岩年代学和地球化学特征

2019-10-16丁振信薛春纪赵晓波田建吉闫永红

岩石矿物学杂志 2019年5期

丁振信，薛春纪，赵晓波，田建吉，闫永红，罗晖

(1. 北京大学出版社有限公司，北京 100871； 2. 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室，中国地质大学(北京) 地球科学与资源学院，北京 100083； 3. 核工业北京地质研究院中核集团铀资源勘查与评价技术重点实验室，北京 100029； 4. 中信矿业科技发展有限公司，北京 100004; 5. 甘肃省地质调查院, 甘肃兰州 730000)

阿吾拉勒构造岩浆带(ATMB)是西天山重要Fe-Cu多金属矿带(骆文娟等, 2018)，尤其阿吾拉勒西段尼勒克一带与二叠纪构造-岩浆-热液相关的Cu矿床/矿点多见，地质找矿突破令人期待(蒋宗胜等， 2012; 薛春纪等， 2015； Zhaoetal., 2018)。阿吾拉勒地区已有的构造-岩浆-成矿作用多发生在二叠纪 (姜常义等， 1996; 陈根文等， 2011; 张贺等， 2012; 赵军等， 2012， 2013)，该时期岩浆活动的时空分布特征、岩石成因以及岩石圈动力学背景等对于揭示区域成矿作用至关重要，但是已有的研究成果存在较大的分歧。部分学者认为阿吾拉勒西段火山岩是碰撞后岩石圈拆沉作用的结果(李宁波等， 2012; 赵军等， 2013; 陈根文等， 2015)或者可能与塔里木二叠纪地幔柱作用有关(叶海敏等， 2013)；也有部分学者认为西天山早二叠世北天山洋壳岩石圈发生板片断离作用，伴随新生地幔物质底侵作用，造成阿吾拉勒地区大规模岩浆活动(Hanetal.， 2010; Longetal.，2011; 丁振信等， 2014)。目前关于西天山晚古生代末期的岩石圈动力学背景的观点可归纳为岩石圈拆沉作用、地幔柱作用和板片断离作用3种。

阿吾拉勒西段广泛出露石炭-二叠纪火山岩，以下二叠统乌郎组陆相火山岩为主。本文在阿吾拉勒西段群吉萨依地区乌郎组火山岩剖面下部发现一套粗安岩，明显与剖面上部双峰式火山岩石组合不同，于是对其开展了年代学、岩石学、元素和同位素地球化学研究，探讨其岩石成因和岩浆起源，试图揭示西天山二叠纪的岩石圈背景和成矿环境。

1 区域背景

阿吾拉勒构造岩浆带(ATMB)位于伊犁板块东北部(图1a)。阿吾拉勒西段发现较多铜矿/矿点(如群吉萨依、群吉、奴拉赛等，蒋宗胜等， 2012)。阿吾拉勒西段元古宙变质结晶基底与上古生界陆生火山岩和磨拉石序列不整合接触(图1b)。元古宙变质结晶基底主要由中元古界特克斯群花岗片麻岩、二长片麻岩和黑云母麻粒岩变质复合体组成(图1b)。特克斯群复合体中的麻粒岩相花岗片麻岩的锆石U-Pb年龄为1 609±40 Ma(李继磊等， 2009)。上古生界从下到上主要包括上石炭统伊什基里克组海相火山岩夹粉砂岩，下二叠统乌郎组陆相火山岩和火山碎屑岩，中二叠统晓山萨依组、哈密斯特组和铁木里克组陆源砾岩和砂岩以及上二叠统巴斯尔干组砂岩和泥岩(图1b、1c、图2)。

下二叠统乌郎组主要由陆相火山岩和火山碎屑岩组成，其中火山岩主要为碱性玄武岩、玄武安山岩、流纹岩、粗安岩，火山碎屑岩包括火山角砾岩、火山集块岩和凝灰质砂岩，厚度达约4 000 m(图1c、图2)。按照岩石组合的差异，乌郎组可划分为3段(P1w1、P1w2、P1w3)(图1c)，详细的岩石描述见图2。乌郎组火山岩中的玄武岩Rb-Sr等时线年龄为298±7 Ma (李华芹等， 1997)，流纹岩中相对年轻的锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄为296.3±3.1 Ma和290.9± 3.3 Ma (丁振信等， 2014)。乌郎组火山岩是重要的赋矿围岩，产出群吉萨依、群吉、109和黑山头等铜矿床。

阿吾拉勒西段二叠纪浅成侵入体广泛侵入于二叠纪火山-沉积岩序列中(图1b)，岩石类型包括花岗斑岩、石英钠长斑岩和辉绿岩体。这些侵入体与铜矿化有着密切的空间关系(图1b)。前人对石英钠长斑岩进行的Rb-Sr同位素、40Ar/39Ar同位素和锆石U-Pb LA-ICP-MS定年得出268～248 Ma的年龄(李华芹等， 1998; 赵振华等， 2003; Zhaoetal.， 2008)和303 Ma(刘睿等， 2017)。花岗斑岩的SHRIMP 锆石U-Pb年龄为302±4 Ma(闫永红等， 2013)。阿吾拉勒西段受东西向到北西向破碎断层控制，断层经历了右旋走滑改造，与区域内岩浆岩出露情况和铜矿化可能存在一定的关系(图1b)。区内显著发育一系列北东和北-北东向破碎断层(赵军等， 2012)。

图 1 新疆西天山地质纲要图[a，据Biske等(2010)、Gao等(2011)和Xiao等(2013)修改]、阿吾拉勒西段地质图[b，据新疆维吾尔自治区地质局(1979)(1)新疆维吾尔自治区地质局. 1979. 1∶20万区域地质调查报告(巩留幅K-44-V).和宋志瑞等(2005)修改]及阿吾拉勒西段群吉萨依地区地质图[c，据邵行来等(2010)(2)邵行来等. 2010. 新疆尼勒克县群吉萨依铜矿及外围普详查物探工作报告. 修改]

图 2 西天山阿吾拉勒西段区域地层柱状图

群吉萨依地区二叠系主要为下二叠统乌郎组(P1w)和上二叠统晓山萨依组(P2x)，北部上二叠统晓山萨依组呈断裂或角度不整合覆于乌郎组之上(图1c)。乌郎组是本区最主要的火山岩地层，产状稳定，倾角较小，主要为一套陆相火山熔岩-火山碎屑岩建造，包括橄榄玄武岩、杏仁状安山岩、英安岩、流纹岩、粗安岩、霏细岩、火山角砾岩、熔凝灰岩、凝灰岩等。熔岩多为块状，层理不清，厚度变化大呈不均匀透镜体产出(朱志新等， 2012)，酸性和基性地层韵律产出，具有典型的双峰式火山岩特征。上覆晓山萨依组岩性主要包括中厚层砾岩、砂岩、粉砂岩、碎屑灰岩和晶屑凝灰岩，层理发育，岩层上部可见泥岩、页岩等，可能代表了一个快速隆升的构造环境。区域构造主要表现为NWW向断裂及托斯巴背斜。沿托斯巴背斜核部辉绿岩、花岗斑岩及石英钠长斑岩呈岩株、岩脉状侵入于下二叠统乌郎组火山岩中(图1c)，侵入岩锆石U-Pb年龄为300～290 Ma，形成于后碰撞伸展环境(闫永红等， 2013； Zhaoetal., 2018)。

2 样品采集和岩相学特征

本文样品采自西天山阿吾拉勒西段群吉萨依地区下二叠统乌郎组下段(P1w1)出露的一套粗安岩，样品新鲜，未见明显的热液蚀变和表生风化，采集位置见野外地质剖面图(图3)。对7件粗安岩样品进行了全岩主量、微量元素分析，4件样品进行了Sr-Nd同位素分析，1件样品进行了LA-ICP-MS 锆石U-Pb同位素定年和锆石微量元素测定。

粗安岩样品呈灰色或暗红色(图4a、4b)，具斑状结构(图4c)，块状构造，斑晶含量大约为25%，主要为斜长石和单斜辉石。斜长石斑晶呈长条状，含量为20%，大小为0.3～0.7 cm；辉石斑晶呈五角状或短柱状，含量为5%，大小为0.1～0.2 cm。基质呈细晶状，具交织结构，斜长石微晶呈平行排列或近似平行排列，辉石和磁铁矿分布于其中，少见玻璃质及显微隐晶质，斜长石表面发生轻微蚀变，主要为绿泥石化或绢云母化。

图 3 新疆阿吾拉勒西段下二叠统乌郎组火山岩实测剖面图

图 4 粗安岩手标本(a、b)和显微镜下照片(c、d，正交偏光)

3 分析方法

锆石分选在河北廊坊区域地质调查研究所采用浮选和电磁选等方法完成。锆石的挑选工序为：先将样品洗净自然风干，粉碎至60～70目，通过重液法、磁法、电磁法、酒精淘洗、双目镜下手工挑选等工序，选择其中均一、透明、颜色相同且在荧光下无矿物包裹的锆石颗粒，然后使用环氧树脂固定，制成锆石靶。在进行LA-ICP-MS分析之前，需将锆石靶样表面抛光磨平并在酸容器中清洗。通过偏光显微镜透反射和阴极发光观测、照相分析锆石表面特征和内部结构并选择测点位置。锆石透反射观测在中国地质大学(北京)显微镜实验室完成，阴极发光照相在中国科学院地质与地球物理研究所电子探针与电镜实验室Cameca电子探针仪器上完成，分析电压为50 kV，电流为15 nA，阴极发光照片被用来检查锆石的内部结构和选择分析区域。

锆石U-Pb同位素定年工作在西北大学大陆动力学国家重点实验室使用带有Geolas2005激光剥蚀系统的Agilent 7500a ICP-MS仪器上完成，测试时室内温度为20℃，相对湿度30%，激光束斑直径为30 μm，剥蚀深度为20～40 μm，载气为He，气流速度为270 mL/min，工作电压为27.1 kV，激光能量密度为29 J/cm2。详细分析步骤和定年数据处理方法详见文献(Yuanetal.， 2008; Wangetal.， 2012)。实验过程采用Nist 610、GJ-1和91500内标控制的方法，每隔5个数据点分别用两个91500标样校正。采用软件GLITTER4.0对分析数据进行离线处理，以29Si作为内标校正锆石微量元素。采用Andersen(2002)进行普通铅校正。锆石U-Pb年龄谐和图的绘制和MSWD的计算均采用Isoplot4.0(Ludwig， 2003)。对于年龄小于1 000 Ma的岩浆锆石，采用206Pb/238U年龄，对大于1 000 Ma的锆石，采用207Pb/206Pb年龄。

新鲜岩石样品经去表皮、蒸馏水洗净自然干燥后粉碎至200目以备主微量元素分析，所有样品的全岩主微量地球化学分析均由核工业北京地质研究院分析测试中心完成。主量元素测试方法为固态X射线荧光光谱仪，测试仪器型号为飞利浦PW2404-X，分析精度优于3%。微量元素测试方法为溶液稀释法电感耦合等离子质谱(ICP-MS)，测试仪器型号为Finnigan MAT的HR-ICP-MS(Element Ⅰ)，测试过程中分析精度优于6%。测试过程中每10个样品选取一个进行重复测定。分析测试方法详见闻欣等(2001)。

Sr-Nd同位素分离和测试均在中国科学技术大学地球与空间科学学院固体同位素地球化学实验室进行。测试方法为热电离质谱(TIMS)，测试仪器型号为德国Finnigan公司 MAT-262热电离质谱仪，采用NBS987和BCR-1国际标样进质量监控。全流程Sr和Nd实验本底分别约为<300 pg和<50 pg，测试分析过程中分析精度优于0.5%。Sr和Nd同位素比值测定分别采用87Sr/86Sr=0.119 4和146Nd/144Nd=0.721 9进行标准化。标样NBS987 Sr的平均87Sr/86Sr值为0.710 254±12 (n=27， 2 )，标样JMC和AMES的平均143Nd/144Nd值分别为0.511 87±7(n=8， 2 )和0.512 145±12 (n=15， 2)。分析测试流程参考Chen等(2007)。

4 分析结果

4.1 锆石LA-ICPMS U-Pb年代学和微量元素分析

粗安岩中大多数锆石呈自形-半自形长条状、短柱状，长度50～150 μm左右，长宽比介于1～3之间。锆石并没有显示典型的岩浆锆石振荡环带的特征，而是呈现条带状，很多锆石颗粒内部含有继承内核(图5a)。粗安岩样品B054-7中所有锆石颗粒的U-Pb测年数据列于表1，锆石谐和图见图5b。25个测点的Th含量为32.11×10-6～305.10×10-6，U含量为62.73×10-6～923.12×10-6。锆石的Th/U值为0.08～1.20，多数锆石颗粒的Th/U值大于0.4，与岩浆成因锆石一致(Hoskin and Schaltegger， 2003)。部分年龄较大的锆石颗粒可能为岩浆房或者喷发过程中围岩捕虏体中的继承锆石，部分锆石颗粒年龄不谐和，选取7个锆石颗粒得出LA-ICP-MS U-Pb加权平均年龄为300±11 Ma (n=7， MSWD=2.4)，与阿吾拉勒西段尼勒克县铜矿区内乌郎组8件基性玄武岩Sr-Nd同位素年龄298±7 Ma(李华芹等， 1997)和同样来自群吉萨依乌郎组火山岩中的流纹岩LA-ICP-MS 锆石U-Pb年龄290.9±3.3 Ma (MSWD=1.3)和296.3±3.1 Ma (MSWD=1.3)基本一致(丁振信等， 2014)，说明乌郎组火山岩喷发时代为早二叠世。

表 1 阿吾拉勒西段群吉萨依早二叠世粗安岩(B054-7)锆石U-Pb年龄数据

注：放射成因*Pb 同位素比值和年龄是通过普通Pb校正的数据，校正方法据文献(Andersen， 2002)。

图 5 群吉萨依粗安岩锆石的阴极发光图像(a)、锆石U-Pb年龄协和图(b)和锆石稀土元素球粒陨石配分模式图(c)

表 2 阿吾拉勒西段群吉萨依早二叠世粗安岩(B054-7)锆石稀土元素分析数据wB/10-6

注： δEu=2 EuN/(SmN+GdN); δCe=2 CeN/(LaN+PrN); 下标N代表球粒陨石标准化; 所有球粒陨石标准化值参见文献(Sun and McDonough， 1989)。

粗安岩中锆石的稀土元素含量见表2。除少数测点外，多数测点的(Sm/La)N值在13～1 206之间，与岩浆成因的锆石一致(Hoskin， 2005)。在锆石稀土元素球粒陨石标准化图解 (图5c) 中，多数测点配分曲线向左陡倾，具明显的Ce 正异常和Eu 负异常，少数测点具有轻微的Ce正异常和高的La含量，并没有明显的Eu亏损。

4.2 元素和同位素地球化学

粗安岩主量元素和微量元素分析结果见表3。从表3中可以看出，样品烧失量相对较低(LOI)(1.04%～2.17%)，表明样品均经历了很小程度的蚀变。粗安岩样品SiO2含量为54.93%～57.18%，具有相对低的TiO2含量(0.93%～1.07%)，MgO含量(3.24%～4.44%)，TFe2O3的含量为7.41%～9.66%，Mg#值为41.87～52.29。粗安岩的CaO含量为3.32%～4.22%，P2O5含量为0.32%～0.47%，均为准铝质，具有较低的A/CNK值(0.77～0.85)和较高的A/NK值(1.16～1.31)，具有高的碱含量(Na2O+K2O=8.00%～9.52%，K2O/Na2O=0.02～0.92)，除个别样品外，大多数样品属于中高钾钙碱性岩浆系列(图6)。

球粒陨石标准化稀土配分模式图解(图7a)中，所有的粗安岩均显示出一致的稀土元素配分模式，富集轻稀土元素，亏损重稀土元素，(La/Yb)N和(La/Sm)N值分别为3.34～6.79和1.92～3.65(表3)，存在一定程度的轻重稀土元素分馏。所有样品均显示出中等或轻微的Eu负异常(δEu=0.55～0.77)，表明粗安岩发生了一定程度的斜长石分离结晶作用，重稀土元素有一定程度的亏损。在原始地幔标准化蛛网图(图7b)，粗安岩样品显示亏损高场强元素Nb、Ta和Ti，富集大离子亲石元素Rb、K。

4件粗安岩样品的87Rb/86Sr和87Sr/86Sr值分别为0.240 7～0.945 9和0.706 227～0.709 225，147Sm/144Nd和143Nd/144Nd分别为0.132 5～0.140 7和0.512 744～0.512 779(表4)。群吉萨依粗安岩具有相对高的(87Sr/86Sr)i值(0.705 19～0.705 86)，正的εNd(t)值(+4.53～+4.90)(t=300 Ma)，其Nd同位素单阶段模式年龄(tDM)为808～765 Ma，在εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图解(图8)中，粗安岩均投影在地幔演化序列中。与伊犁板块的古元古代花岗片麻岩基底[(87Sr/86Sr)i=0.720 0，εNd(t)=-7，胡霭琴等， 2010]相比，粗安岩有着更低的(87Sr/86Sr)i值和高的εNd(t)值。群吉萨依粗安岩数据位于西天山晚石炭世粗安岩区域中和右侧(图8)。

5 讨论

5.1 岩石成因

群吉萨依地区下二叠统乌郎组火山岩经历了不同程度的热液蚀变，其中粗安岩表现出轻微蚀变(LOI=1.04%～2.17%)，显微镜下可见斜长石发生轻微的绿泥石化或绢云母化，但在这种低温的蚀变过程中，一些元素如Fe、Al、Ca、Mg、REE和HFSE(如 Nb、Ta)是相对稳定的(Beswick， 1982; Barnesetal.， 1985)，另外如前文所述，除个别样品外，大部分样品的稀土和微量元素配分模式图较为一致(图7)，因此，可以认为蚀变过程并没有对主量、稀土和高场强元素产生明显的影响，这些稳定元素的变化很可能归因于岩浆过程或源区的特征，可以用来限制岩石成因和构造环境。

群吉萨依粗安岩轻稀土元素富集、重稀土元素亏损，Ho、Yb轻微亏损(图7a)，表明其源区残留相富集尖晶石(Zhuetal.， 2008)。Nb、Ta和Ti的负异常(图7b)可能暗示岩浆源区有金红石等富Ti矿物残留。群吉萨依粗安岩表现出富集大离子亲石元素、亏损高场强元素的地球化学特征，并具有高的Th/Ta值(16.59～21.59)和La/Nb值(1.95～3.95)，暗示其原始岩浆起源于受俯冲板块成因的流体或熔体交代的地幔楔(Conlyetal.， 2005)，其形成可能与大洋板块俯冲释放出的流体有关(Condie， 2003； Innocentietal.， 2005)。在稀土元素配分模式图(图7a)和微量元素蛛网图(图7b)中，群吉萨依粗安岩与大哈拉军山组火山岩表现出相似的配分模式，指示两者可能具有相似的岩浆源区，而在伊犁盆地两侧及博罗科努山一带广泛发育的下石炭统大哈拉军山组，为一套以中酸性为主的火山岩建造，其形成被认为是与俯冲板片来源的流体交代的地幔楔发生部分熔融有关(朱永峰等， 2005; 罗勇等， 2009; zhuetal.， 2009; 夏换等， 2011; Anetal.， 2013; 宁文涛等, 2019)。

表 3 群吉萨依早二叠世粗安岩全岩主量(wB/%)和微量元素(wB/10-6)地球化学数据

Table 3 Major (wB/%) and trace (wB/10-6) elements data of the Lower Permian trachyandensites in the western Awulale， Xinjiang

图 6 群吉萨依粗安岩火山岩TAS分类图解 (a，据Le Maitre， 1989)和K2O-SiO2分类图解(b，据Rickwood， 1989)

在图8中，粗安岩均投影在地幔演化序列中，与晚石炭世大哈拉军山组粗安岩有着相似的岩浆源区特征。粗安岩同位素tDM值为808～765 Ma，与西天山晚石炭世玉希莫勒盖达坂大哈拉军山组火山岩(991～637 Ma)和拉尔敦达坂大哈拉军山组火山岩(1 070～810 Ma)的tDM值非常相似(朱永峰等， 2006; Zhuetal.， 2009)，指示其具岛弧火山岩地球化学特征，具有亏损地幔的岩浆特点。前人对西天山中tDM2为二阶段模式年龄，参数据文献(Keto and Jacobsen， 1987)，计算(87Sr/86Sr)i和εNd(t)值使用年龄为300 Ma。

图 7 群吉萨依粗安岩稀土元素球粒陨石标准化(a)和微量元素原始地幔标准化图解(b)(标准化值据Sun 和McDonough， 1989)

表 4 群吉萨依早二叠世粗安岩Sr-Nd同位素分析结果

西部火山岩Sr-Nd同位素地球化学研究结果显示，西天山中西部地区中酸性火山岩有两种可能的成因：一是幔源基性岩浆经历广泛结晶分异作用和同化混染作用的产物；二是新生地壳部分熔融的产物(蒋宗胜， 2014)。而群吉萨依粗安岩样品的(87Sr/86Sr)i值为0.705 20～0.705 86，εNd(t)值为+4.53～+4.90，具有相对较低的(87Sr/86Sr)i值和正的εNd(t)值，与研究区内玄武岩εNd(t)值(+5.05～+6.86) (作者未刊数据)相近，暗示粗安岩可能由玄武质岩浆结晶分异或由新生地壳部分熔融产生。然而，在哈克图解中，群吉萨依玄武岩与粗安岩不存在分离结晶趋势(图9)(作者未刊数据)，意味着粗安岩不太可能由玄武质岩浆通过结晶分异而形成。粗安岩(808～765 Ma)与中亚造山带北部出露的大量花岗岩具有相似的较年轻的tDM值(闫永红等， 2013)，表明粗安岩的源区为新生下地壳。粗安岩与研究区内同期的流纹岩 (+4.66-+5.13，丁振信等， 2014)、花岗斑岩 (+2.11～+2.70，闫永红， 2013)和钠长斑岩(+4.19～+5.19，李睿等， 2017)的εNd(t)值在误差范围一致，表明这些粗安岩很可能由新生玄武质下地壳部分熔融而来。本区双峰式火山岩的发育及二叠纪大量埃达克岩的产出，也同样证实了该地区同期经历了大量的玄武质地壳的部分熔融(熊小林等， 2001)。

5.2 构造背景和动力演化模式

阿吾拉勒西段群吉萨依乌郎组剖面下部的中高钾钙碱性粗安岩，富集大离子亲石元素(Rb、Ba、K、Pb)和Th、U等微量元素，相对亏损高场强元素(Nb、Ta和Ti)，这些特征类似形成于俯冲带火山岩的地球化学特征(McCullochetal.， 1991)。在Zr/Al2O3-TiO2/Al2O3和Ce/P2O5-Zr/TiO2图解中(图10)，粗安岩的投影点比较集中，均投影在大陆弧环境，暗示群吉萨依粗安岩可能为北天山洋壳南向哈萨克斯坦-伊犁板块之下俯冲背景下的大陆岛弧岩浆产物。前人对于西天山洋陆俯冲过程已有很多的认识和研究(Zonenshainetal.， 1990; Mossakovskyetal.， 1993; Sengöretal.，1993; 姜常义等， 1995； Sengör and Natal’in， 1996; Jahnetal.， 2000; Kovalenkoetal.， 2004; 朱永峰， 2005; Windleyetal.， 2007; Xiaoetal.， 2013)。西天山在晚古生代发生了典型的洋陆俯冲-碰撞造山过程，北天山洋在晚石炭世(325～316 Ma)已经关闭，西天山在早二叠世已经进入后碰撞演化阶段(Gaoetal.， 2009，2011; Hanetal.， 2010， 2011; Longetal.， 2011)。由于在先前的俯冲碰撞过程中源区受板块来源的流体或熔体所交代(Turneretal.， 1996; Wangetal.， 2004; Zhangetal.， 2009)，后碰撞的岩浆一般都继承了与俯冲作用有关的地球化学特征。赵军等(2013)通过对阿吾拉勒西段下二叠统火山岩的研究，提出乌郎组火山岩形成于板内裂谷环境；乌郎组上部的流纹岩和流纹斑岩均显示了板内花岗质岩浆的特征(丁振信等， 2014)；晚期侵入于乌郎组的早二叠世花岗斑岩显示了富硅准铝质、低(87Sr/86Sr)i、正εNd(t)值等碱性的板内花岗岩特征(闫永红等， 2013)；群吉钠长斑岩与下二叠统玄武岩呈侵入接触关系，岩体具有A型花岗岩的特征(刘睿等， 2017)，表明早二叠世乌郎组下部的高钾钙碱性粗面安山质岩浆很可能形成于板内环境，而非岛弧环境。

图 8 群吉萨依粗安岩εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图解

前人通过大量年代学、地球化学和同位素研究，提出岩石圈拆沉(李宁波等， 2012; 赵军等， 2013; 陈根文等， 2015)、地幔柱(叶海敏等， 2013)和板片断离模型(Chen Betal.， 2005; Hanetal.， 2010; Longetal.， 2011; Lietal.， 2015; Wangetal.，2018; Heetal.， 2018)来解释早二叠世新疆西天山岩浆事件。岩石圈拆沉模型并不能很好地解释早二叠世西天山阿吾拉勒地区大量I型和A型花岗岩侵位、缺失S型花岗岩的现象(闫永红等， 2013; 刘睿等， 2017)。西天山阿吾拉勒地区尼勒克大规模玄武质火山岩的形成可能和塔里木二叠纪地幔柱活动有关，但是这些玄武岩在地球化学特征上与塔里木同时代二叠纪玄武岩有显著差别( Zhangetal.， 2010)，并且塔里木二叠纪地幔柱的影响区域范围仍有争议(Liuetal.， 2014; Lietal.， 2015)。与其他几种地球动力学背景相比，笔者认为板片断离模型更为合理，主要有以下几个方面的原因： ① 新疆西天山阿吾拉勒下二叠统乌郎组火山岩出露于一个与北天山晚古生代缝合带平行的相对狭窄的东西向的构造带内(图1)； ② 大陆碰撞发生之后，火山岩的喷发几乎与区域抬升事件同时发生，该地区中二叠统与下二叠统之间、中二叠统各组地层之间和中二叠统与上二叠统之间均为平行不整合或角度不整合接触，结合中二叠统的岩性构造特征，均表明中二叠世以后该地区进入了抬升剥蚀的构造体制中，构造应力从区域拉伸转为挤压，火山活动减弱，接受了陆相沉积(赵军等， 2013)； ③ 后碰撞的火山岩作用时间大概为20～15 Ma，这与笔者采集火山岩测试的年龄(作者未刊数据)和区域地层化石的研究也是相对一致的(朱志新等，2012)； ④ 火山岩受到强烈的地壳混染作用(叶海敏等， 2013; 赵军等， 2013)； ⑤ 乌郎组火山岩投图在碱性岩与亚碱性岩之间(叶海敏等， 2013)，随着喷发的进行，碱性的火山岩逐渐增加； ⑥ 研究区内大规模具成分多样性的同期岩浆作用(包括高钾钙碱性粗安岩、流纹岩，石英钠长斑岩、花岗斑岩等碱性侵入岩体(脉)及板内玄武岩特征的镁铁质岩浆作用)是鉴别板片断离的岩石学标志(朱弟成等， 2017)； ⑦ 阿吾拉勒西段下二叠统乌郎组中上部出现了双峰式火山岩组合和磨拉石建造(二叠系铁木里克组)。因此，笔者认为乌郎组下部的这套高钾钙碱性粗安岩和中上部的双峰式火山岩组合的出现(赵军等， 2013; 陈根文等， 2015)，标志着阿吾拉勒西段在早二叠世已经进入了造山带的最后演化阶段，而板片断离很可能是造成这种特殊地球动力学背景的可能机制。

图 9 Al2O3、MgO和 TiO2 对SiO2共变关系图

图 10 中性岩大地构造判别图解(据Muller and Groves， 1997)

综合上述研究来看，早二叠世新疆西天山阿吾拉勒西段处于碰撞造山后板内构造环境，推测北天山洋俯冲关闭后，伴随北天山洋壳岩石圈向南持续俯冲，板块不断变陡，俯冲洋壳的尾部很可能发生断离，出现伸展背景，地幔软流圈物质和能量从断离窗上涌(Chenetal.， 2005; Hanetal.，2010; Longetal.， 2011; 丁振信等， 2014; Lietal.， 2015; Wangetal.， 2018; Heetal.， 2018)，俯冲板片断裂后，其下部热的软流圈上涌，触发新生玄武质下地壳发生部分熔融，经历结晶分异作用形成高钾钙碱性粗安质岩浆。该岩浆在地球化学上继承了前期洋-陆俯冲过程中被改造的地幔楔的元素和同位素特征。此时的构造体制已开始由陆-陆碰撞的俯冲挤压环境转换为碰撞造山阶段后伸展背景(Mulleretal.，1992; 罗勇等， 2009)。