李平 王洪亮 徐學(xué)義 陳雋璐 過磊 奚仁剛

LI Ping1，2，WANG HongLiang1，XU XueYi1，2，CHEN JunLu1，GUO Lei1 and XI RenGang1

1. 中國地質(zhì)調(diào)查局西安地質(zhì)調(diào)查中心，西安 710054

2. 國土資源部巖漿作用成礦與找礦重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，西安 710054

1. Xi’an Center of Geological Survey，CGS，Xi’an 710054，China

2. MLR Key Laboratory for the Study of Focused Magmatism and Giant Deposits，Xi’an 710054，China

2014-01-01 收稿，2014-05-08 改回.

中亞造山帶是世界上典型的增生型造山帶，是由古亞洲洋在經(jīng)歷了長期而復(fù)雜的俯沖消減以及不同地體拼貼、碰撞和相關(guān)火山-巖漿作用下形成的(Feng et al.，1989;Allen et al.，1993;Windley et al.，2007)，西準(zhǔn)噶爾地區(qū)一系列巖漿弧和增生雜巖的生長、拼貼可能表明包括準(zhǔn)噶爾在內(nèi)的中亞地區(qū)在古生代發(fā)生有廣泛的俯沖增生事件(肖文交等，2006)。但是，西噶爾洋盆的閉合時(shí)限問題至今仍存有多種不同的認(rèn)識，主要表現(xiàn)為以下四種觀點(diǎn):(1)一部分研究者認(rèn)為自早古生代至二疊紀(jì)(肖文交等，2006;Xiao et al.，2008，2009;Windley et al.，2007)，西準(zhǔn)噶爾大規(guī)模的構(gòu)造-巖漿作用同古亞洲洋持續(xù)的俯沖消減事件密切相關(guān)。一系列沿此地區(qū)活動(dòng)陸緣發(fā)育的巖漿事件表明區(qū)內(nèi)可能存有向南的持續(xù)增生活動(dòng)(Xiao et al.，2010)，西準(zhǔn)晚古生代埃達(dá)克巖、高鎂閃長巖和紫蘇花崗巖(Geng et al.，2009;Tang et al.，2010;劉希軍等，2009;張繼恩等，2010)可能于大洋板塊俯沖過程中的板片窗環(huán)境下的巖漿活動(dòng)密切相關(guān)(Karsten et al.，1996;Santosh and Kusky，2010)。(2)晚泥盆世廣泛出露的陸相沉積(車自成等，2011)可能暗示西準(zhǔn)噶地區(qū)在該階段已經(jīng)大體完成了洋-陸轉(zhuǎn)換(徐學(xué)義等，2008)。(3)何國琦等(1995)認(rèn)為經(jīng)早、晚古生代洋盆的逐次閉合后，至泥盆紀(jì)末期整個(gè)西準(zhǔn)噶爾全面進(jìn)入?yún)R聚階段。西準(zhǔn)噶爾奧陶紀(jì)首先出現(xiàn)大洋活動(dòng)的地質(zhì)記錄，且唐巴勒蛇綠巖所代表的洋盆在早古生代已完成了閉合(何國琦等，1995);隨后晚古生代白堿灘蛇綠巖(徐新等，2006)以及弧后盆地性質(zhì)的達(dá)拉布特蛇綠巖(辜平陽等，2009)的發(fā)現(xiàn)進(jìn)一步暗示了西準(zhǔn)噶爾地區(qū)晚古生代洋盆的再次活動(dòng)。(4)徐學(xué)義等(2014)認(rèn)為新疆北部古生代以多陸塊、多洋盆相間格局為主，隨著唐巴勒洋-北天山洋向北俯沖消減，至志留紀(jì)洋盆閉合。西準(zhǔn)噶爾微陸塊、準(zhǔn)噶爾-吐哈微陸塊與中天山微陸塊、伊犁微陸塊等相續(xù)拼合，形成哈薩克斯坦板塊，北疆地區(qū)形成三塊(塔里木板塊、哈薩克斯坦板塊、西伯利亞板塊)兩帶(額爾齊斯洋、南天山洋)構(gòu)造格局。

通過以上比較可以看出，廣泛存在的俯沖增生事件無疑對于西準(zhǔn)古生代構(gòu)造格局的建立具有重要的意義，但是此地區(qū)弧火山巖及SSZ 型蛇綠巖等所反映的洋陸轉(zhuǎn)換過程卻存有較大分歧。因而西準(zhǔn)噶爾地區(qū)志留紀(jì)至晚古生代階段火山巖形成背景可以對該地區(qū)古生代洋盆的洋陸轉(zhuǎn)換過程及古洋盆的閉合時(shí)限提供一定程度上的制約。近年來，西準(zhǔn)噶爾地區(qū)古生代弧火山巖、俯沖及碰撞成因侵入體巖石成因研究已積累了大量的資料，這一系列進(jìn)展直接影響著對古亞洲洋及西準(zhǔn)噶爾造山帶構(gòu)造演化的認(rèn)識。值得關(guān)注的是西準(zhǔn)噶爾泥盆紀(jì)熔巖僅在其北部地區(qū)少量出露，且其巖漿形成機(jī)制及所代表的地質(zhì)意義尚不十分明確。本文以新疆北部西準(zhǔn)噶爾地區(qū)早泥盆世馬拉蘇組中基性熔巖為研究對象，在巖石學(xué)研究基礎(chǔ)上進(jìn)行詳細(xì)的地球化學(xué)特征分析，以揭示其形成構(gòu)造環(huán)境和巖漿演化機(jī)制，從而為探討準(zhǔn)噶爾造山帶古生代構(gòu)造演化史提供基本依據(jù)。

1 地質(zhì)背景與巖相學(xué)

西準(zhǔn)噶爾地區(qū)廣泛分布有晚古生代和中生代地層，亦有奧陶系和志留系出露。奧陶系主要出露于唐巴勒南部和東南部、塔城及禾布克賽爾地區(qū)，志留系則主體分布于沙布沙爾提山東部和瑪依拉山地區(qū)，均為一套以火山巖和火山碎屑巖為主的建造組合且二者多呈不整合接觸關(guān)系。泥盆系在西準(zhǔn)噶爾地區(qū)大規(guī)模出露且多被斷層分割，部分地區(qū)顯示有多次沉積間斷和角度不整合(徐新等，2010)，其中區(qū)內(nèi)大部分晚泥盆世地層顯示有海陸交互相或陸相沉積的特征(車自成等，2011)。泥盆紀(jì)火山巖則主要分布在塔爾巴哈臺山、薩吾阿爾山、額敏山、沙布布爾提山、巴爾雷克山、瑪依爾山、瑪依勒山和成吉思汗山地區(qū)，成份上以中酸性火山巖為主(徐學(xué)義等，2008;肖序常等，2010;Shen et al.，2012)，本次研究所在地額敏山一帶自早泥盆世先后爆發(fā)有多個(gè)火山噴發(fā)旋回(徐新等，2010)。石炭系總體上是一套由陸源碎屑巖和火山巖構(gòu)成的建造組合。自晚泥盆世至早石炭世西準(zhǔn)地區(qū)顯示有從陸相或海陸相轉(zhuǎn)變?yōu)闇\海相，火山活動(dòng)由微弱到強(qiáng)烈的特點(diǎn)，發(fā)育有退積型沉積序列;而石炭紀(jì)晚期該地區(qū)則以發(fā)育有進(jìn)積型沉積系列為特征。西準(zhǔn)地區(qū)二疊紀(jì)地層則零星分布，主要由陸相的中酸性火山巖和碎屑巖構(gòu)成(新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局，1999)。

西準(zhǔn)噶爾北部地區(qū)的斷裂系統(tǒng)多分布于謝米斯臺、薩吾爾山等巖漿巖帶內(nèi)且呈近東西向展布(圖1);中南部地區(qū)則以北西、北東向斷裂發(fā)育為特征，且多受控于二疊紀(jì)晚期至三疊紀(jì)和新生代的地質(zhì)構(gòu)造(徐芹芹等，2009)。整個(gè)地區(qū)經(jīng)歷有古陸緣系統(tǒng)下洋-陸俯沖到陸陸碰撞過程，并疊加了后期的沖斷、逆沖推覆和隨后的斷裂走滑、巖漿侵位等地質(zhì)構(gòu)造作用，為多期次破壞了的不同陸緣系統(tǒng)的構(gòu)造混雜體(李榮社等，2008)。區(qū)內(nèi)蛇綠巖均呈殘片狀分布于古生代地層之中(董連慧等，2010)。其中，境外的含早寒武世至中奧陶世牙形石的巴爾別克蛇綠巖、含早寒武世至早奧陶世牙形石的扎烏爾-塔金蛇綠巖(何國琦和李茂松，2000)，及西準(zhǔn)噶爾北部地區(qū)的早奧陶世庫吉拜蛇綠巖(朱永峰和徐新，2006)、早寒武世查干陶勒蓋蛇綠巖(趙磊等，2013)和早奧陶世洪古勒楞蛇綠巖(張?jiān)凸俳埽?010)共同構(gòu)成了一條早古生代蛇綠混雜巖帶，為該地區(qū)早古生代早中期大洋活動(dòng)的地質(zhì)記錄。西準(zhǔn)噶爾南部的唐巴勒蛇綠巖同樣也是一條早古生代蛇綠巖(張弛和黃萱，1992)，此蛇綠巖套被下志留統(tǒng)不整合覆蓋且藍(lán)片巖的角閃石40Ar/39Ar 測年結(jié)果在458 ～470Ma之間(張立飛，1997)。值得關(guān)注的是，西準(zhǔn)噶爾南部的達(dá)拉布特蛇綠巖為一條晚古生代蛇綠巖，其中變輝長巖形成時(shí)代為391.9Ma(辜平陽等，2009)，屬中泥盆世。

圖1 新疆北部大地構(gòu)造示意圖(a，據(jù)西安地質(zhì)礦產(chǎn)研究所，2008①西安地質(zhì)礦產(chǎn)研究所. 2008. 1∶200 萬西北地區(qū)(北部)斷裂系統(tǒng)圖修改)和西準(zhǔn)噶爾馬拉蘇組分布位置地質(zhì)簡圖(b，據(jù)新疆地質(zhì)局區(qū)域地質(zhì)調(diào)查隊(duì)，1978②新疆地質(zhì)局區(qū)域地質(zhì)調(diào)查隊(duì). 1978. 1∶20 萬額敏幅地質(zhì)礦產(chǎn)圖)Fig.1 Sketch geotectonic map of North Xinjiang (a)and simplified geological map of distribution of Marasu Formation in West Junggar (b)

圖2 馬拉蘇中基性火山巖顯微照片(a)-間隱-間粒結(jié)構(gòu)，長石微晶間隙由若干綠簾石和不透明礦物填充;(b)-斑狀結(jié)構(gòu)，斑晶主體由板柱狀斜長石構(gòu)成;(c)-斑狀結(jié)構(gòu)，斑晶為斜長石和少量單斜輝石;(d)-交織結(jié)構(gòu)，單偏光下基質(zhì)中細(xì)小的板柱狀斜長石半定向排列，部分磁鐵礦顆粒填充. Pl-斜長石;Cpx-單斜輝石;Chl-綠泥石;Ep-綠簾石Fig.2 Microphotoraph of intermediate and basic volcanic rocks from Marasu Formation(a)-intergranular-and intersertal-texture:epidotes and opaque ores occupy the spaces between plagioclase crystals;(b)-porphyritic texture，lathshaped plagioclases is the only phenocryst;(c)-porphyritic texture，phenocrysts are mainly composed of plagioclases and a small amount of clinopyxenes;(d)-pilotaxitic texture:lath-shaped plagioclases display a sub-parallel alignment in the groundmass，in the PPL view. Pl-plagioclase;Cpx-clinopyxene;Chl-chlorite;Ep-epidote

整個(gè)地區(qū)古生代侵入巖巖漿活動(dòng)同西天山地區(qū)花崗巖年代學(xué)格架(Xu et al.，2013;李平等，2012;Long et al.，2011)較為相似，主要集中于422 ～405Ma、346 ～321Ma 和315 ～287Ma 三個(gè)階段(Zhou et al.，2008;Chen et al.，2010;韓寶福等，2006;袁鋒等，2006)。其中，晚志留世-早泥盆世中酸性巖體絕大多數(shù)侵入于西準(zhǔn)噶爾北部的謝米斯臺山和塞爾山地區(qū)的古生代地層之中(Zhou et al.，2008;Chen et al.，2010);早石炭世花崗巖類主要呈帶狀出露于塔爾巴哈臺山和薩吾爾山地區(qū)，且多屬鈣堿性的I 型花崗巖(陳家富等，2010)，此類侵入巖巖石組合通常形成于大洋俯沖或碰撞造山過程;晚石炭世末期至二疊紀(jì)侵入體多為呈面狀分布的堿性花崗巖類(韓寶福等，2010;Tang et al.，2010;Zhou et al.，2008)，特別是在達(dá)拉布特?cái)嗔岩阅系陌艌D出露有同Cu-Mo-Au 礦化作用密切相關(guān)的晚石炭世斑巖體(Shen et al.，2010;Tang et al.，2010)。韓寶福等(2006)提出西準(zhǔn)噶爾后碰撞深成巖漿活動(dòng)發(fā)生在340 ～275Ma 之間，而且晚石炭世至二疊紀(jì)中酸性侵入體(如廟爾溝、阿克巴斯陶和克拉瑪依侵入體等)形態(tài)學(xué)特征同洋殼俯沖作用產(chǎn)生的巖漿弧時(shí)空分布特征有所差異(韓寶福等，2010)。

西準(zhǔn)噶爾馬拉蘇組(圖1b)位于瑪依拉山南部山前斷裂的西北側(cè)，呈北東-南西向帶狀展布，受后期構(gòu)造作用影響多呈斷塊狀分布于額敏縣、白楊河-瑪依拉山一帶(新疆地質(zhì)局區(qū)域地質(zhì)調(diào)查隊(duì)，1978)。該套地層的巖性組合比較穩(wěn)定，主要為一套火山巖和陸相、海陸過渡相的碎屑巖沉積。巖石建造組合總體表明該地區(qū)的火山活動(dòng)具有間歇式噴發(fā)的特點(diǎn)，且活動(dòng)強(qiáng)度不大(新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局，1999)。其沉積地層中古生物化石以腕足、腹足類及生物遺跡化石為主且保存完整性較好，生物化石組合和鑒定結(jié)果可以進(jìn)一步斷定馬拉蘇組應(yīng)屬早泥盆世(魏榮珠等，2011)。

圖3 SiO2-Nb/Y 圖解(a，據(jù)Winchester and Floyd，1977)和SiO2-FeOT/MgO 圖解(b，據(jù)Miyashiro，1975)圖4-圖9 圖例同此圖Fig.3 Classification diagrams of SiO2 vs. Nb/Y (a，after Winchester and Floyd，1977)and diagrams of SiO2 vs. FeOT/MgO (b，after Miyashiro，1975)The legend is same for the Fig.4-Fig.9

此次研究的早泥盆世馬拉蘇組(圖1b)中基性火山巖主要呈夾層狀斷續(xù)出露于區(qū)內(nèi)的晶屑凝灰?guī)r、火山角礫巖、火山集塊巖和凝灰質(zhì)粉砂巖夾層之中，主要由玄武巖和玄武安山巖構(gòu)成，多呈灰色或灰褐色，具斑狀結(jié)構(gòu)、塊狀構(gòu)造;亦有部分流紋巖沿阿克加蘇溝出露，但酸性火山巖并不作為討論的重點(diǎn)。本工作選取的馬拉蘇玄武巖(EM1-6:46°26′56.6″;83°55′20″)出露于馬拉蘇河山坡公路北側(cè)，據(jù)1∶20 萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查成果可以斷定其屬于馬拉蘇組第三亞組(新疆地質(zhì)局區(qū)域地質(zhì)調(diào)查隊(duì)，1978)。玄武巖內(nèi)斑晶占總含量的5% ～15%，主要組成礦物為板柱狀斜長石(～2mm，局部發(fā)生鈉黝簾石化、絹云母化)和少量單斜輝石;基質(zhì)呈間隱-間粒結(jié)構(gòu)，主要由斜長石(多小于0.5mm，部分呈束狀集合體)、輝石、綠簾石、綠泥石及不透明礦物組成(圖2a，c)。玄武安山巖(EM2-1:46°30′1.6″;83°59′12.8″)則在馬拉蘇河北側(cè)和阿克加蘇溝均有出露，主體為馬拉蘇組第二亞組(新疆地質(zhì)局區(qū)域地質(zhì)調(diào)查隊(duì)，1978)內(nèi)的火山巖夾層。所采樣品均發(fā)育有斑狀結(jié)構(gòu)，斑晶主要為自形的板柱狀斜長石且含量變化較大，受后期蝕變作用影響斜長石斑晶多發(fā)生有絹云母化;基質(zhì)中暗色礦物角閃石和不透明礦物填充于斜長石間隙構(gòu)成了間隱-間粒結(jié)構(gòu)(圖2b)，也可以觀察到斜長石微晶半定向排列構(gòu)成的交織結(jié)構(gòu)(圖2d)。馬拉蘇組玄武巖和玄武安山巖中，部分填充于斜長石微晶中的綠泥石和綠簾石仍保持有角閃石等暗色礦物晶形，但此類蝕變礦物含量較低。

2 樣品采集與分析方法

由于工作地區(qū)受后期風(fēng)化蝕變作用較強(qiáng)，本次對僅發(fā)生輕微蝕變的巖石樣品進(jìn)行了化學(xué)全分析，樣品的主量、微量元素和稀土元素的測試工作均由中國地質(zhì)調(diào)查局西安地質(zhì)調(diào)查中心承擔(dān)。氧化物含量用X 熒光光譜儀3080E 進(jìn)行測試，通過插入部分樣品(GBW07101-07114)反復(fù)測試進(jìn)行質(zhì)量監(jiān)控，各項(xiàng)主量元素分析精度達(dá)1%，測試結(jié)果見表1。執(zhí)行標(biāo)準(zhǔn)如下:Na2O、MgO、Al2O3、SiO2、P2O5、K2O、CaO、TiO2、MnO、Fe2O3和FeO 參照GB/T 14506.28—1993 標(biāo)準(zhǔn);LOI 的分析則按LY/T 1253—1999 標(biāo)準(zhǔn)執(zhí)行。表1 為原始測定結(jié)果，其余文中氧化物的含量均為扣除燒失量后重新?lián)Q算成100%的結(jié)果。

稀土元素La、Ce、Pr、Nd、Sm、Eu、Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Tm、Yb、Lu、Y 和微量元素Cu、Pb、Th、U、Hf、Ta、Sc、Cs、V、Co 和Ni采用離子質(zhì)譜測試，執(zhí)行DZ/T 0223—2001 標(biāo)準(zhǔn);微量元素Sr、Ba、Zn、Rb、Nb、Zr、Ga 采用X 熒光光譜儀2100 測試，執(zhí)行標(biāo)準(zhǔn)為JY/T 016—1996。測試過程中使用GSR1、GSR2 和GSR3 為標(biāo)樣來進(jìn)行質(zhì)量監(jiān)控，采用標(biāo)準(zhǔn)曲線法(外標(biāo)法)來校正，以In 內(nèi)標(biāo)校正儀器漂移，分析精度一般在5%左右，分析結(jié)果參見表1。

3 地球化學(xué)特征

3.1 主量元素地球化學(xué)特征及巖石類型劃分

所有樣品的SiO2含量變化在49.86% ～57.23%之間，結(jié)合圖3a，b 可見，馬拉蘇火山巖主體為拉斑系列的玄武巖和玄武安山巖。樣品的K2O 含量變化范圍較大但總含量較低，介于0.03% ～0.98%之間;Na2O 含量變化較為有限，介于2.22% ～5.38%之間。同時(shí)，所有樣品的Na2O/K2O 比值均大于1%(最小為4.12%)，屬于鈉質(zhì)中基性火山巖。所選樣品的TiO2含量在0.83% ～1.34% 之間，Al2O3含量在14.70% ～20.64%(平均值為18.05%)，具有典型俯沖消減帶火山巖高Al、低Ti 的地球化學(xué)特征(Gill，1981;Wilson，1989;Dobretsov，2010)。所分析樣品均具有相對較高的LOI值(LOI =2.62% ～3.98%)，該火山巖系的部分巖石可能在噴發(fā)后多遭受有不同程度的風(fēng)化和蝕變。低級變質(zhì)作用、熱液活動(dòng)等均會導(dǎo)致性質(zhì)活潑的主量元素(如:K、Na 和Ca 等)發(fā)生明顯的遷移，從而使傳統(tǒng)的SiO2-TAS 圖并不能很準(zhǔn)確的反映受后期作用有較大影響的火山巖巖石類型(夏林圻等，2007)，故本文采用SiO2-Nb/Y 圖解(Winchester and Floyd，1977)和SiO2-FeOT/Mg 圖解(Miyashiro，1975)對馬拉蘇火山巖進(jìn)行巖石類型的劃分。

中基性火山巖的Mg#可分為兩類:基性火山巖具有較高的Mg#值(51.2 ～55.1)，而基性程度略低的玄武安山巖則具有較低的Mg#值(43.8 ～48.2)。同時(shí)，所有樣品的Mg#值均低于原生巖漿的Mg#值，表明馬拉蘇組中基性熔巖基本上是一種經(jīng)歷有演化的火山巖。在主量元素和Mg#分異指數(shù)的協(xié)變關(guān)系圖中(圖4)，除Al2O3、TiO2和Mg#分異指數(shù)呈現(xiàn)出略為明顯的正相關(guān)趨勢外，其余主要氧化物含量同Mg#值多呈負(fù)相關(guān)或雜亂排布關(guān)系。由此可以推測，兩組稀土元素具有顯著差異的中基性熔巖可能在巖漿上升過程中并未經(jīng)歷有顯著的結(jié)晶分異作用。

表1 馬拉蘇組中基性火山巖主量元素(wt%)和微量元素(×10 -6)Table 1 Major (wt%)and trace (×10 -6)elements for the intermediate-and basic-volcanic rocks from Marasu Formation

3.2 微量元素特征

樣品的稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化圖解具有兩類(圖5a):玄武巖稀土元素總含量較低，∑REE 含量在43.2 ×10-6～62.0 ×10-6之間，為球粒隕石稀土總含量的13 ～19 倍。此組樣品的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化分配樣式為微弱右傾狀((La/Yb)N=1.59 ～2.50)且輕稀土呈平坦型((La/Sm)N=1.06 ～1.21)，無Eu 負(fù)異常(δEu =1.00 ～1.19)。另一組玄武安山巖稀土元素總含量介于77.7 ×10-6～102.7 ×10-6之間，為球粒隕石稀土總含量的23 ～31 倍，∑REE 值相對前一組明顯較高。此次選取的玄武安山巖的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化分配樣式為明顯的右傾型((La/Yb)N=2.09 ～3.52)且富集輕稀土元素((La/Sm)N=1.24 ～1.70)，具有十分微弱的Eu 負(fù)異常(δEu=0.94 ～0.95)。兩組樣品的Yb 含量分別為1.15 ×10-6～1.37 ×10-6和2.11 ×10-6～2.26 ×10-6，都呈現(xiàn)出明顯的Yb 虧損(圖5a)。

在微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化圖解中(圖5b)，馬拉蘇組火山巖的大離子親石元素(如Ba、Sr 和Pb 等)均具有不同程度的富集;而高場強(qiáng)元素Nb、Ta、Zr 和Hf 則也表現(xiàn)出不同程度的虧損。所有被測樣品所顯示的Nb-Ta 負(fù)異常暗示了玄武巖和玄武安山巖的物質(zhì)源區(qū)中具有一定含量的Nb-Ta 難熔礦物(鈦鐵礦、金紅石或韭閃石)，這通常存在于俯沖消減帶中流體作用交代的虧損地幔中(Hawkins，2003)。此外，這些熔巖較低的不相容元素含量進(jìn)一步反映了其形成于虧損地幔，同時(shí)和地幔源區(qū)較高的部分熔融程度有一定的關(guān)聯(lián)(Wilson，1989)。

圖4 馬拉蘇組中基性火山巖主量元素Hark 圖解Fig.4 The Hark diagrams of major elements for the intermediate-and basic-volcanic rocks from Marasu Formation Mg# =100 ×mol MgO/(MgO+0.85FeOT)

圖5 稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化圖解(a)和微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化圖解(b)(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough，1989)Fig.5 Chondrite-normalized REE distribution patterns (a)and primitive mantle-normalized multi-element variation diagram (b)(normalization values after Sun and McDonough，1989)

圖6 馬拉蘇組中基性火山巖微量元素Hark 圖解Fig.6 The Hark diagrams of trace elements for the intermediate-and basic-volcanic rocks

圖7 馬拉蘇組中基性熔巖(SiO2≤56%)Th/Nd-Th 圖解(據(jù)Schiano et al.，2010)Fig.7 The diagram of Th/Nd vs. Th for Marasu Formation(SiO2≤56%)(after Schiano et al.，2010)

雖然在Mg#分異指數(shù)和微量元素含量的協(xié)變關(guān)系圖中(圖6)微量元素Sr 同Mg#值具有一定的正相關(guān)性，但δEu 變化范圍極小且無明顯負(fù)異常(0.94 ～1.19)，亦暗示兩類火山巖巖漿形成后可能并未顯著經(jīng)歷有斜長石的結(jié)晶分離。通過Th/Nd-Th 圖(圖7)我們也可以進(jìn)一步斷定馬拉蘇組中一系列火山巖的形成并非由巖漿結(jié)晶分異作用直接控制。此外，兩組火山巖之間的Mg#與主量元素、微量元素(除Al2O3和Ni 外)協(xié)變關(guān)系并未顯示有較為明顯的正相關(guān)關(guān)系，而且∑HREE 含量和Gd/Yb 比值均具有一定的差異，暗示區(qū)內(nèi)出露的玄武巖和玄武安山巖可能并不具有巖漿演化特征上的親緣性。因而本文討論的兩組具有不同地球化學(xué)特征的火山巖極有可能為不同物質(zhì)組分熔融的產(chǎn)物，且在巖漿演化過程中并未經(jīng)歷有顯著的結(jié)晶分異作用。

4 討論

4.1 巖石形成環(huán)境討論

泥盆紀(jì)馬拉蘇組火山巖均具有較低的K、較高的Ti 含量及部分相同的微量元素配分樣式，此似乎都與弧巖漿有所差異。但島弧地區(qū)也會出現(xiàn)有低鉀拉斑系列火山巖以及低鉀鈣堿性侵入巖組合。同時(shí)，馬拉蘇組弧火山巖雖具有相對較高的TiO2含量，但其數(shù)值(1.14% ～1.29%)同安第斯地區(qū)中基性熔巖的TiO2含量(0.95% ～1.27%)仍十分相似(Wilson，1989)。可見，略低的K 和較高的Ti 含量并不能說明馬拉蘇組火山巖與弧巖漿作用無關(guān)。此外，馬拉蘇玄武巖較為平坦的稀土元素配分樣式似乎又與N-MORB 相類似，因此馬拉蘇組中基性熔巖組合可能具有不同的巖石成因。馬拉蘇組玄武巖和玄武安山巖的LREE 和HREE 稀土元素分配樣式及含量均顯著不同，結(jié)合兩類巖石∑HREE 含量差異所反映源區(qū)性質(zhì)不同的基礎(chǔ)上，LREE 含量的差異也驗(yàn)證了兩類巖石具有不同的巖漿演化過程。由此可以將馬拉蘇組中基性熔巖明顯分為兩類，一類玄武安山巖的輕稀土和大離子親石元素顯著富集，且高場強(qiáng)元素明顯虧損，具有典型俯沖消減帶火山巖的巖石地球化學(xué)特征(Gill，1981;Wilson，1989;Tatsumi and Suzuki，2009;Dobretsov，2010)。結(jié)合Hf/3-Th-Nb/16(圖8a)和Hf/3-Th-Ta(圖8b)構(gòu)造環(huán)境判別圖，可以進(jìn)一步推斷區(qū)內(nèi)此類巖石形成于弧巖漿作用中。另一類玄武巖的輕稀土呈平坦型，而且具有較低的Th/Yb 比值(0.05 ～0.10)，這些同島弧和大陸活動(dòng)邊緣環(huán)境下形成的火山巖具有明顯差異(圖8c)。與消減作用有關(guān)的馬拉蘇組玄武安山巖LREE 總含量明顯高于N-MORB 玄武巖，說明巖漿形成過程中俯沖物質(zhì)的加入(馬中平等，2008)。與之相對的，馬拉蘇玄武巖的LREE 呈平坦型分布且具較低∑LREE含量，此更類似于N-MORB 型玄武巖。

圖8 馬拉蘇組中基性火山巖構(gòu)造環(huán)境判別圖解(a)Hf-Th-Nb 圖(Pearce，1983);(b)Hf/3-Th-Ta 圖(Pearce，1983 );(c)Th/Yb-Ta/Yb 圖(Wood，1980 )Fig.8 Geotectonic discrimination diagrams for the intermediate-and basic-volcanic rocks(a)Hf/3-Th-Nb/16 diagram (Pearce et al. ，1983);(b)Hf/3-Th-Ta diagram (Pearce，1983 );(c)Th/Yb-Ta/Yb diagram (Wood，1980 )

雖然所有樣品在微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化圖解中仍輕微表現(xiàn)出大離子親石元素的富集和高場強(qiáng)元素的微弱虧損，但是其La/Nb 比值介于2.21 ～3.49 之間，極有可能同巖漿形成過程中陸緣碎屑物質(zhì)或俯沖沉積物的混染有關(guān)。因?yàn)橄嚓P(guān)研究表明全球俯沖沉積物平均化學(xué)組分(3.22;Plank and Langmuir，1998)和上地殼平均組分(2.58;Rudnick and Gao，2003)的La/Nb 比值明顯高于原始地幔(0.96;McDonough and Sun，1995)，在火山巖漿演化過程中此類物質(zhì)的加入勢必會引起LILE 略微富集、HFSE 虧損以及Rb、Ba、Cs 活動(dòng)性元素在不同范圍的變化(Davidson，1987)。但玄武巖樣品均為拉斑系列且在一系列構(gòu)造環(huán)境判別圖(圖8)中也都落入MORB 區(qū)域內(nèi)，因而本文認(rèn)為此類基性熔巖同被富集巖石圈物質(zhì)改造的MORB 玄武巖相似。此外，馬拉蘇組似MORB 玄武巖的Ti 含量在0.81 ～0.9 之間，一方面可能與略高的LOI 值(2.62% ～3.63%)或與前述的地殼混染作用有關(guān);另一方面也可能與弧后拉伸機(jī)制下，MORB 巖漿演化過程中俯沖消減帶富集物質(zhì)的混入有關(guān)(Godard et al.，2006;Ishizuka et al.，2010)。

如上所述，西準(zhǔn)噶爾地區(qū)馬拉蘇組中基性熔巖從地球化學(xué)巖石類型上來看其分別由島弧火山巖和似MORB 型玄武巖組成，此種巖石組合通?？梢援a(chǎn)生在成熟島弧裂谷拉伸環(huán)境、洋脊俯沖環(huán)境或弧后盆地環(huán)境之中。但是具體到西準(zhǔn)噶爾地區(qū)早泥盆世的馬拉蘇組中基性火山巖本文更傾向于其形成于俯沖消減帶上的弧后盆地，主要有以下幾個(gè)方面的原因:(1)通常情況下，形成于成熟島弧裂谷化階段火山巖普遍屬富鉀和鉀玄系列巖石，如:伊豆-小笠原和馬里亞納之間成熟島弧初始拉伸階段形成有大量鉀玄系列的堿性火山巖(Ishizuka et al.，2010)。從巖石系列上看，屬低鉀拉斑系列的馬拉蘇中基性火山巖與成熟島弧裂谷拉伸環(huán)境下形成的高鉀系列火山巖存有明顯差異。(2)大洋板片俯沖過程中冷的大洋巖石圈可能會發(fā)生板片拆離，致使俯沖消減帶板片窗環(huán)境下熱的幔源物質(zhì)大量上涌，與此同時(shí)可以形成具有虧損和富集特征的火山巖(Santosh and Kusky，2010)。雖然已有部分巖石學(xué)研究成果(劉希軍等，2009;Geng et al.，2009;Tang et al.，2010)表明西準(zhǔn)噶爾地區(qū)在晚古生代有發(fā)生過洋脊俯沖的可能性，但仍缺乏強(qiáng)有力的地球物理方面的相關(guān)證據(jù)。即便是前人通過火山-侵入巖巖石地球化學(xué)和同位素年代學(xué)的研究認(rèn)為西準(zhǔn)噶爾地區(qū)可能存在的洋脊俯沖發(fā)生在石炭紀(jì)(Tang et al.，2010)，從時(shí)代上來看同形成于早泥盆世的馬拉蘇組火山巖并不具有可對比性。(3)弧后盆地?cái)U(kuò)張環(huán)境類似于洋中脊的海底擴(kuò)張作用，同時(shí)其演化過程中不可避免的受到消減組分等外來物質(zhì)的影響，以致弧后盆地初始裂解階段形成的火山巖往往為兼具某些島弧巖漿特征的NMORB(或似MORB)型玄武巖。而且隨著弧后盆地的進(jìn)一步拉伸裂解，可以生成具有此E-MORB 或OIB 地球化學(xué)特征的玄武巖(Wilson，1989;Ishizuka et al.，2009;Coira et al.，2009;Varekamp et al.，2010)。因而，我們認(rèn)為此類兼具島弧火山巖和似MORB 玄武巖地球化學(xué)特征的巖石組合并非成熟島弧裂谷化或板片窗環(huán)境下巖漿活動(dòng)的產(chǎn)物，其極有可能形成于俯沖消減帶之上的弧后拉伸盆地。

4.2 地球化學(xué)特征對物質(zhì)源區(qū)及的約束

在俯沖消減帶中，消減板片及其所攜沉積物質(zhì)的加入可以改變源區(qū)中某些微量元素的絕對豐度，使得巖漿中活動(dòng)性元素與活動(dòng)性元素，活動(dòng)性元素與高場強(qiáng)元素的比值發(fā)生不同程度的改變;但由于HFSE(Nb、Ta、Zr、Hf、Ti 和Y)的相對惰性和他們之間相近的不相容性，使得巖漿中HFSE 之間的比值并不會因消減板片源物質(zhì)的卷入以及結(jié)晶分離作用等巖漿演化過程而發(fā)生明顯的變化(Condie，2003，2005;Marini et al.，2005;Handley et al.，2007;馬中平等，2008)。因而，高場強(qiáng)元素之間的比值可以作為判別火山巖主要源區(qū)的有效工具。區(qū)內(nèi)巖石的Zr/Nb(25.55 ～37.10，平均為32.05)、Hf/Ta(6.86 ～14.08，平均為11.46)比值與N-MORB(Sun and McDonough，1989)的Zr/Nb、Hf/Ta 比值(30、15.5)或全球平均MORB(Arevalo and McDonough，2010)的相應(yīng)比值(26.18、10.71)極為接近，而同OIB(Sun and McDonough，1989)的相應(yīng)比值(5.8、2.9)具有明顯的差別。因而，馬拉蘇組中的玄武巖和玄武安山巖整體上均應(yīng)有MORB 地幔物質(zhì)源區(qū)物質(zhì)組分的貢獻(xiàn)。

Th 通常被認(rèn)作一種不活動(dòng)性元素，廣泛的存在于俯沖沉積體系(Sato and Amano，1991;Plank and Langmuir，1998;Plank，2005;Handley et al.，2007)或流體之中(Gertisser and Keller，2003)。以伊豆-小笠原俯沖消減帶為例，該地區(qū)弧后巖漿相對于幔源巖漿明顯的具有Th 的富集，并被認(rèn)為和板片俯沖過程中富Th 物質(zhì)的帶入有關(guān)(Ishizuka et al.，2009)。本文兩組不同類型火山巖的Th 含量具有明顯差異，島弧型玄武安山巖具有明顯較高的Th 含量(0.47 ～1.64);而似MORB 型玄武巖的Th 含量則十分有限(0.06 ～0.11)，亦暗示了兩者物質(zhì)源區(qū)的差異可能源自俯沖沉積體系或流體物質(zhì)的參與。而且，亦有研究表明N-MORB 的Hf/Th 比值一般不小于8，島弧玄武巖的Hf/Th 比值則多小于8(Condie，1989)。文中兩類基性程度不同的火山巖的Th/Hf 比值也體現(xiàn)了類似的特征:似MORB 玄武巖具有較高的Hf/Th 比值(8.73 ～15.83)，而島弧型玄武安山巖的Hf/Th 比值則顯著較低(1.48 ～3.45)。此外，Niu and O’Hara(2009)認(rèn)為由地幔熔融而來的洋中脊玄武巖(MORB)以(Nb/Th)PM＞1 為顯著特征，本文所選取的似MORB 玄武巖的(Nb/Th)PM值介于1.11 ～1.89 之間，而島弧火山巖的(Nb/Th)PM標(biāo)準(zhǔn)化比值則明顯小于1，介于0.23 ～0.43 之間，這也可以說明研究區(qū)內(nèi)兩種不同類型的火山巖可能形成于不同的巖漿過程或物質(zhì)源區(qū)之中。因此，馬拉蘇組中兩類熔巖的源區(qū)主體同MORB較為相似，應(yīng)當(dāng)為地幔橄欖巖部分熔融的產(chǎn)物;而俯沖沉積物等物質(zhì)組分的參與可以對馬拉蘇火山巖物質(zhì)源區(qū)進(jìn)行改造或交代，從而使部分玄武安山巖顯示出弧巖漿作用的地球化學(xué)特征。

4.3 地球化學(xué)特征對巖漿演化機(jī)制的制約

研究對象所處的西準(zhǔn)噶爾地區(qū)在古生代曾遭受過多期次的構(gòu)造事件的影響，此會致使那些性質(zhì)活潑的主量元素和大離子親石元素極容易在后期的地質(zhì)運(yùn)動(dòng)中發(fā)生活化而不利于巖石模擬反演。為了能夠更近似的反映出馬拉蘇火山巖源區(qū)物質(zhì)特征和地幔熔融條件，筆者擬采用批式熔融的方法(Shaw，1970)，通過La/Yb-Gd/Yb 不相容元素比值的計(jì)算來對馬拉蘇火山巖的巖石學(xué)成因進(jìn)行論證。如前文所述高場強(qiáng)元素之間的比值可以作為判別火山巖主要源區(qū)的有效工具，La/Yb 比值則通常受巖漿演化過程中物質(zhì)源區(qū)熔融程度(Reichow et al.，2005;李平等，2011)和富集組分加入的影響;而Gd/Yb 所代表的重稀土分異程度通常受物質(zhì)源區(qū)中富含HREE 元素的石榴子石等殘余礦物的影響(Watkins et al.，2007;Perez et al.，2009)，進(jìn)而可以從一定程度上去反映巖石形成過程的物質(zhì)源區(qū)(李平等，2011)。

本文共選擇三種幔源類型進(jìn)行熔融計(jì)算和作圖，從而在一定程度上更好的去揭示馬拉蘇火山巖的物質(zhì)源區(qū)和巖漿過程:①具有原始地幔成分(BSE，McDonough and Sun，1995)的尖晶石地幔橄欖巖;②具有虧損地幔成分(DMM，Workman and Hart，2005)的尖晶石地幔橄欖巖;③有富集成分卷入(少量地殼或俯沖沉積物卷入)的石榴子石、尖晶石或尖晶石-石榴子石橄欖巖。

由圖9 可以看出，前述的兩類火山巖在(La/Yb)PM-(Gd/Yb)PM圖解中呈明顯的兩組。第一組似MORB 火山巖主要分布在DMM 部分熔融的演化曲線之上，且地幔源區(qū)屬尖晶石地幔橄欖巖。但在圖5a 中我們可以看出這類玄武巖與典型的MORB 相比，其輕稀土呈平坦或略微富集型，可能同典型MORB 相對略低的部分熔融程度有關(guān)。第二組島弧玄武安山巖則具有部分富集組分(3%的全球俯沖沉積物組分加入到BSE 或上地殼物質(zhì)成分加入到DMM 中)的加入，且與石榴子石或尖晶石-石榴子石地幔橄欖巖的物質(zhì)源區(qū)發(fā)生較大程度的部分熔融作用有關(guān)。因而此類富集大離子親石元素富集、虧損高場強(qiáng)元素的火山巖，可能與俯沖板片釋放的流體或部分富集物質(zhì)的卷入所誘發(fā)的虧損地幔物質(zhì)的部分熔融作用有關(guān)。此外Robinson and Wood(1998)的研究表明石榴子石-尖晶石過渡帶通常存在于2.8 ～3.1GPa 的壓力條件下，可能表明此組火山巖至少源于100km 的深度范圍。如前所述兩組火山巖中Th 與部分不相容元素比值具有明顯差異，而且結(jié)合圖9 我們可以進(jìn)一步推斷馬拉蘇組火山巖所含的玄武巖和玄武安山巖分別源自MORB 物質(zhì)源區(qū)，且俯沖成份的加入和熔融程度的差異(圖9)也進(jìn)一步造成了其地球化學(xué)特征的差異性。

4.4 大地構(gòu)造意義

西準(zhǔn)噶爾北部的奧陶系、志留系主要出露在沙爾布爾提山一帶，并與塔城、吉爾吉斯-塔爾巴哈臺共同構(gòu)成了一條早古生帶巖漿弧(何國琦和李茂松，2001)，且塔爾巴哈臺的早古生代火山沉積巖系為區(qū)內(nèi)的早泥盆世地層提供了物質(zhì)來源(衛(wèi)巍等，2009)。西準(zhǔn)噶爾南部地區(qū)雖然普遍缺失早泥盆統(tǒng)，但在唐巴勒-瑪依拉山一帶的奧陶-志留紀(jì)地層中也出露有弧性質(zhì)的火山巖(何國琦和李茂松，2001)。此外，另有一種觀點(diǎn)認(rèn)為在此階段西準(zhǔn)噶爾北部地區(qū)可能已經(jīng)進(jìn)入了后碰撞伸展或者板內(nèi)拉伸階段，自志留紀(jì)至早泥盆世謝米斯臺斷裂以北大范圍出露的堿性花崗巖、具有典型堿性暗色礦物的A 型花崗巖(Chen et al.，2010)為此提供了依據(jù)。但是在綜合部分地質(zhì)研究資料的基礎(chǔ)上，筆者認(rèn)為志留紀(jì)末期至早泥盆世該地區(qū)可能仍處于古生代洋盆俯沖消減環(huán)境之下，而且研究區(qū)內(nèi)的馬拉蘇組火山巖及同期形成的堿性花崗巖與后碰撞或板內(nèi)拉伸環(huán)境無關(guān)，應(yīng)當(dāng)是陸緣裂解或弧后拉伸巖漿事件的結(jié)果，主要證據(jù)如下:

圖9 (La/Yb)PM-(Gd/Yb)PM圖解原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough (1989);地幔橄欖巖中橄欖石、尖晶石、單斜輝石、斜方輝石、石榴子石的百分含量參見McKenzie and O’Nions (1991)和Walter (1998);玄武質(zhì)巖漿演化過程中La、Yb、Gd 在石榴子石、尖晶石、單斜輝石、斜方輝石和石榴子石的分配系數(shù)Kd 均引自McKenzie and O’Nions(1991)和Green et al. (2000)，亦參見http://earthref. org/GERM/. 模擬計(jì)算過程參見Shaw (1970)，曲線箭頭處標(biāo)注為不同物質(zhì)源區(qū)在50%熔融條件下形成的熔體組分. BSE:原始地幔(McDonough and Sun，1995);DMM:虧損地幔(Workman and Hart，2005);GLOSS:全球俯沖沉積物組分 (Plank and Langmuir，1998);UCC:上地殼(Rudnick and Gao，2003);BSEUCC/GLOSS:原始地幔添加3%的上地殼或全球俯沖沉積物平均組分;DMM-UCC/GLOSS:虧損地幔添加3%的上地殼或全球俯沖沉積物平均組分Fig.9 Diagram of (La/Yb)PM vs. (Gd/Yb)PMNormalization valuesafter Sun and McDonough (1989 ); the compositions of olivine，spinel，clinopyroxene，orthopyroxene and garnet in mantle peridotites after McKenzie and Onions (1991)and Walter (1998 ); Kds of olivine， spinel， clinopyroxene，orthopyroxene and garnet in the evolution process of basaltic magma after McKenzie and O’Nions (1991)，Green et al. (2000)，and http://earthref. org/GERM/. The calculation methods of melting processes are from Shaw(1970)，and the marked arrows of curves mean the compositions of basaltic melts formed in different sources at F=50%. BSE:Bulk Silicate Earth (McDonough and Sun，1995);DMM:Depleted MORB Mantle (Rhea and Stanley，2005);GLOSS:Global Subducting Sediments (Plank and Langmuir，1998);UCC:Upper Continental Crust (Rudnick and Gao，2003);BSE-UCC/GLOSS:BSE with an addition of 3% UCC or GLOSS;DMM-UCC/GLOSS:DMM with an addition of 3% UCC or GLOSS

(1)位于中國西北部的準(zhǔn)噶爾地區(qū)是中亞復(fù)合造山系的重要組成部分，自早古生代至晚古生代中期新疆北部發(fā)育有多條蛇綠巖帶，這些呈帶狀斷續(xù)出露的蛇綠巖殘片大多是古生代次級洋盆擴(kuò)張或板塊陸緣增生造山過程中形成的(肖文交等，2006;徐學(xué)義等，2008;肖序常等，1992)。西準(zhǔn)噶爾南部達(dá)拉布特蛇綠中輝長巖的鋯石U-Pb 同位素測年結(jié)果為391±6Ma(辜平陽等，2009)，相關(guān)證據(jù)顯示此套蛇綠巖應(yīng)屬板片俯沖消減過程中弧后盆地拉伸機(jī)制下的產(chǎn)物(夏林圻等，2007;辜平陽等，2011)。區(qū)內(nèi)晚泥盆-早石炭世磨拉石序列不整合覆蓋在庫吉拜和禾布可塞爾蛇綠巖套之上(Chen et al.，2010)，表明西準(zhǔn)噶爾北部地區(qū)古生代洋盆可能于晚泥盆世早期已經(jīng)閉合(～380Ma，F(xiàn)ilippova et al.，2001)。因此，研究區(qū)內(nèi)達(dá)拉布特蛇綠巖所反映的弧后拉伸活動(dòng)可以持續(xù)至中泥盆世，而且西準(zhǔn)噶爾北部地區(qū)的古生代洋盆活動(dòng)至晚泥盆世初期結(jié)束。

(2)西準(zhǔn)噶爾北部謝米斯臺地區(qū)的火山巖鋯石SISM UPb 高精度測年結(jié)果集中在422 ～411Ma 之間，Pb-Sr-Nd 同位素表明此套火山巖源自成熟島弧且經(jīng)歷有地殼混染作用，其富集大離子親石元素、虧損高場強(qiáng)元素的特征及較高的的Ba/La、Ba/Na 和Ba/Zr 比值均暗示了該階段準(zhǔn)噶爾古洋盆存有俯沖消減事件(孟磊等，2010;Shen et al.，2012);至早泥盆世，謝米斯臺斷裂北側(cè)的中基性熔巖同樣也顯示出明顯的弧地球化學(xué)特征(翁凱等，2013)。此外，晚志留世瑪依拉山群的中基性火山巖在形成過程中同時(shí)具有虧損地幔和富集成份的加入，其應(yīng)當(dāng)形成于俯沖帶上的弧后擴(kuò)張環(huán)境(楊高學(xué)等，2012)。尤其是本文選取的早泥盆世中基性火山巖，其兼具M(jìn)ROB 和IAB 火山巖的地球化學(xué)特征極有可能源自于弧后或陸緣拉伸環(huán)境下不同物質(zhì)源區(qū)的部分熔融作用?？梢?，志留紀(jì)末期-早泥盆世謝米斯臺和薩烏爾地區(qū)的火山巖漿作用應(yīng)當(dāng)形成于俯沖消減帶上，而且該階段部分地區(qū)的火山巖為陸緣裂解或弧后拉伸過程的巖石學(xué)記錄。

(3)西準(zhǔn)噶爾北部地區(qū)在志留紀(jì)至早泥盆世存有十分明顯的花崗質(zhì)巖漿活動(dòng)(Chen et al.，2010;陳家富等，2010;袁鋒等，2006;Zhou et al.，2008)，暗示該階段存有一期較為強(qiáng)烈的堿性花崗巖巖漿事件。雖然堿性花崗巖的集中出露可能與后碰撞伸展或者板內(nèi)拉伸階段巖漿作用活動(dòng)有關(guān)，但是前人研究也表明陸緣裂解或弧后拉伸條件下均可以形成A 型花崗巖以及堿性花崗巖系列(Smith et al.，1977;Bonin，2007)。因而，俯沖消減環(huán)境下的陸緣裂解或弧后盆地環(huán)境也可以很好的解釋準(zhǔn)噶爾北部地區(qū)堿性花崗巖的的出露。

(4)早泥盆世花崗巖在宏觀形態(tài)上多呈條帶狀及不規(guī)則狀產(chǎn)出，同阿爾泰及西天山地區(qū)二疊紀(jì)伸展環(huán)境下花崗巖多呈現(xiàn)的圓形或橢圓狀有明顯差別(王濤等，2010);而且，志留紀(jì)-泥盆紀(jì)之間早古生代地層發(fā)生有強(qiáng)烈的褶皺變形、變質(zhì)作用(孟磊等，2010;何國琦和李茂松，2001)。因此從區(qū)域地層及花崗巖形態(tài)特征上來看，該期花崗巖的形態(tài)特征可能并非后碰撞或板內(nèi)條件下巖漿相對自由侵位的結(jié)果。

西準(zhǔn)噶爾地區(qū)所在的哈薩克斯坦板塊并不存在一個(gè)統(tǒng)一的前寒武紀(jì)的古陸核，其由漂移于古亞洲洋的多個(gè)前寒武紀(jì)陸塊及早古生代增生體拼貼而成(李春昱等，1982)，是一個(gè)早古生代增生板塊;在晚古生代時(shí)期它是由陸殼、過渡殼與部分殘余洋殼構(gòu)成的聯(lián)合板塊(徐新等，2010)。西準(zhǔn)噶爾謝米斯臺以北的和布克賽爾、薩吾爾山一帶大量發(fā)育的弧巖漿巖證明該地區(qū)在早古生代末期至泥盆紀(jì)俯沖消減事件的存在，結(jié)合同時(shí)期蛇綠巖及花崗巖成因?qū)W研究:筆者認(rèn)為在早古生代，西準(zhǔn)噶爾地塊北部形成有一期陸緣伸展事件。馬拉蘇組火山巖可能是哈薩克斯坦陸緣體系下多島弧盆系演化的地質(zhì)記錄，其兼具似MORB 和弧火山巖地球化學(xué)特征印證了馬拉蘇中基性火山巖應(yīng)當(dāng)為西準(zhǔn)噶爾地塊北部在早古生代后期強(qiáng)烈伸展作用下巖漿活動(dòng)的地質(zhì)記錄。

5 結(jié)論

(1)馬拉蘇組火山巖均為亞堿性拉斑系列巖石，結(jié)合微量元素特征判別圖可以認(rèn)為其中一類屬于具有典型俯沖消減帶地球化學(xué)特征的玄武安山巖，另一類玄武巖具有與MORB 相似的地球化學(xué)特征。此套兼具似MORB 和弧火山巖地球化學(xué)特征的巖石組合應(yīng)當(dāng)形成于俯沖消減帶上的弧后盆地。

(2)高場強(qiáng)元素Hf/Ta、Zr/Nb 比值反映了馬拉蘇組內(nèi)兩類中基性火山巖均主體源自MORB 物質(zhì)源區(qū)。但Mg#與主、微量元素協(xié)變圖反映了馬拉蘇中基性火山巖非同源演化成因的;而輕稀土元素、Th 元素的含量差異，及Th 與部分不相容元素比值(Hf、Nb)比值的差異進(jìn)一步反映了兩類火山巖分別源于虧損地幔的部分熔融，及受改造的虧損地幔(交代地幔)的部分熔融。

(3)La/Yb-Gd/Yb 微量元素地球化學(xué)模擬計(jì)算表明:似MORB 火山巖源自尖晶石地幔橄欖巖源區(qū)的部分熔融;弧火山巖則與石榴子石或尖晶石-石榴子石地幔橄欖巖物質(zhì)源區(qū)較高程度的部分熔融作用有關(guān)，而且物質(zhì)源區(qū)明顯經(jīng)歷有俯沖沉積物或地殼物質(zhì)的卷入。

(4)結(jié)合西準(zhǔn)噶爾地區(qū)蛇綠巖、晚志留-早泥盆世火山巖和堿性花崗巖的同位素年代學(xué)和地球化學(xué)研究可以進(jìn)一步推斷西準(zhǔn)噶爾北部地區(qū)的馬拉蘇組中基性火山巖為區(qū)內(nèi)早古生代強(qiáng)烈伸展作用下巖漿活動(dòng)的產(chǎn)物。

致謝 感謝西安地質(zhì)礦產(chǎn)研究所馬中平研究員、何世平研究員以及西北大學(xué)張成立教授在成文過程中給予的寶貴意見。

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