2. 自然资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室/中国地质调查局西安地质调查中心, 西安 710054;
3. 中国石油长庆油田分公司勘探开发研究院, 西安 710018;
4. 中国地质科学院国家地质实验测试中心, 北京 100037
2. Key Laboratory for the Study of Focused Magmatism and Giant Ore Deposits, MNR/Xi'an Center of Geological Survey, China Geological Survey, Xi'an 710054, China;
3. Research Institute of Exploration and Development, Changqing Oilfield Company, PetroChina, Xi'an 710018, China;
4. National Research Center for Geoanalysis, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China
0 引言
中亚造山带是全球最大的显生宙增生型造山带之一，伴随着显著的陆壳生长[1-3]。东天山造山带位于中亚造山带的核心位置，是夹持于塔里木板块和准噶尔板块之间的古亚洲洋闭合的产物。该区洋盆最晚打开于晚寒武世—中奥陶世[4]，古生代经历了持续的洋壳俯冲形成了一系列的沟弧盆体系，之后又经历了弧-弧、弧-陆、陆-陆碰撞过程，并于古生代末期拼贴形成统一陆块。但是，关于东天山地区古亚洲洋的最终闭合时限这一关键地质问题长期以来存在较大争议。一些学者认为二叠纪已进入后碰撞或板内伸展演化阶段，古亚洲洋闭合于二叠纪之前[5-7]；另一些学者则认为二叠纪仍处于俯冲-增生的造山演化阶段，古亚洲洋直到三叠纪才开始关闭[8-10]。
东天山地区岩浆活动的动力学机制以板块构造为主[11]，后期叠加地幔柱岩浆作用[5-6]。二叠纪是东天山地区构造体制转换的关键时期，以发育大规模玄武质岩浆岩、镁铁质-超镁铁质岩体为特征，是区内金、铜镍矿的主要成矿期之一[12-13]。关于二叠纪构造环境主要有3种观点：后碰撞环境[14]，与地幔柱有关的大陆裂谷环境[15]，与大洋俯冲作用有关的岛弧环境[8-9]。这些严重制约了地质学家对东天山地区古亚洲洋闭合时限的认识。
造山带中岩浆岩记录了许多重要地质信息，对恢复古构造环境有着很好的指示意义。卡拉塔格地区位于东天山中北部，区内二叠纪地层围绕着卡拉塔格隆起广泛分布，为一套陆相火山熔岩、火山碎屑岩，其物质成分以玄武质为主，明显有别于其他地层。本次研究针对卡拉塔格地区二叠系火山岩开展了详细的野外地质调研，并对采集玄武岩和英安岩样品进行系统的岩相学、锆石U-Pb定年、Lu-Hf同位素和岩石地球化学分析，获得了精确的成岩时代，为探讨该区的岩石成因、构造环境及约束东天山地区古亚洲洋的闭合时限提供地质依据。
1 区域地质概况东天山造山带是中亚地区重要的金属成矿带之一[16-18]，以康古尔塔格断裂、阿奇克库都克断裂为界限可以划分为3个大的构造单元，由北向南依次为大南湖—头苏泉岛弧带、阿奇山—雅满苏弧后盆地和中天山地块[19-20](图 1a)。大南湖—头苏泉岛弧带是位于康古尔塔格断裂以北至吐哈地块南缘断裂之间的区域，为古生代多期增生岛弧带，带内奥陶纪—二叠纪地层均有出露，发育大量的火山岩-火山碎屑岩地层以及花岗岩、闪长岩侵入体，是形成斑岩铜矿床、浅成热液金铜矿床、火山块状硫化物(VMS)型矿床的有利层地带[22-25]。阿奇山—雅满苏弧后盆地夹持于两大断裂之间，发育一套复理石-火山碎屑岩建造，区内有雅满苏、沙泉子等铜铁矿床[26]。中天山地块位于阿奇克库都克断裂以南，为一套元古宙深变质－中深变质岩系，被石炭纪—三叠纪花岗岩大规模侵入，主要产出矽卡岩型钨矿床[27-28]。
卡拉塔格位于大南湖—头苏泉岛弧带中段北部，出露地层有奥陶系大柳沟组、泥盆系大南湖组、石炭系脐山组和二叠系阿尔巴依组，地层之间多为不整合接触(图 1b)。大柳沟组是卡拉塔格早古生代火山岩地层的主要组成部分，为一套火山岩、次火山岩、火山碎屑岩，岩性主要为玄武岩、安山岩、英安岩、流纹岩、凝灰岩和火山角砾岩等；大南湖组为一套巨厚的火山碎屑岩、碎屑岩夹中基性火山熔岩、碳酸盐岩，岩性为玄武岩、安山岩、英安岩、流纹岩、火山角砾岩、凝灰岩和硅质岩等；脐山组为一套薄层状砂岩、砂泥质凝灰岩夹玄武岩和安山岩等；阿尔巴依组为一套陆相火山岩夹少量火山碎屑岩建造。
卡拉塔格地区褶皱、断裂构造发育，主要为北西、北北西、北东东向3组断裂。区内侵入岩是多期次侵入，出露面积较大，岩性主要为石英闪长岩和花岗岩等，时代均为早古生代晚期[25]。目前已发现的矿床有红海铜锌矿床[23]、玉带铜矿床[20]、红山—梅岭—红石铜金矿床[29-30]。其中，红海铜锌矿床为VMS型矿床，产于卡拉塔格早古生代海相火山岩建造中，离子探针锆石U-Pb同位素测年获得矿体上部围岩底部酸性火山岩时代为(416±6)Ma，K-Ar同位素获得矿体下盘绢云母蚀变围岩时代为(424±7)Ma[23]；玉带铜矿床为斑岩型矿床，矿体产于石英闪长玢岩体内以及与围岩接触带部位，围岩主要为火山岩-火山碎屑岩和大南湖组碎屑沉积地层，成矿时代为中泥盆世[24]；红山—梅岭—红石铜金矿床为火山热液脉型矿床，矿体产于大柳沟组火山岩-次火山岩形成的石英脉和角砾岩里，呈细脉浸染状和热液脉状[29-30]。
2 岩相学特征二叠纪阿尔巴依组为一套成层性较好的陆相火山熔岩、火山碎屑岩，岩性主要为灰绿色和紫红色玄武岩、橄榄玄武岩、粗玄岩、杏仁状辉石安山岩、安山岩、英安岩等夹凝灰岩、火山角砾岩(图 2a、b)。野外可识别出9个爆发-溢流相喷发韵律，其中爆发相地层占7.5%，溢流相地层占92.5%。
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| a. 玄武岩野外露头; b. 辉石安山岩气孔杏仁特征; c. 玄武岩显微特征; d. 英安岩显微特征。Px. 辉石; Pl. 斜长石; Qtz. 石英。 图 2 研究区二叠纪火山岩野外和镜下特征照片 Fig. 2 Field and microscopic photographs of Permian volcanic rocks in the study area |
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采集玄武岩和英安岩样品进行详细的岩相学研究。研究结果表明：玄武岩(KLT-09)为斑状结构，块状构造。斑晶主要为斜长石和辉石。斜长石体积分数为2%，多呈半自形板柱状，粒径为0.8~1.0 mm，多发育聚片双晶，表面发生较轻微土化和绢云母化；辉石体积分数为3%，多呈半自形短柱状，粒径为0.8~1.6 mm，多完全被皂石交代，保留辉石的晶形呈交代假象。基质呈间粒结构，主要由斜长石(60%)、辉石(15%)、角闪石(2%)、绿泥石(10%)、不透明矿物(5%)和隐晶质(3%)组成(图 2c)。
英安岩(KLT-05)为斑状结构，块状构造。斑晶主要为斜长石(8%)、钾长石(5%)、石英(3%)和少量暗色矿物(2%)，粒径普遍为0.2~0.4 mm，呈棱角状；基质成分与斑晶相似，为显微晶质结构(图 2d)。
3 测试方法 3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素测试锆石挑选在河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成，锆石制靶在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成，阴极发光(CL)照相和锆石U-Pb同位素测年在中国地质调查局西安地质调查中心自然资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室完成。测试采用的激光剥蚀系统为GeoLas Pro，电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)为Agilent 7700x。实验过程中采用氦气作为剥蚀物质载气，氩气为补偿气以调节灵敏度，二者在进入电感耦合等离子体(ICP)之前先通过一个T型接头混合，剥蚀直径为24 μm，每个剥蚀点的分析时间大致包括空白信号的10 s和样品信号的40 s。关于样品、空白信号的选择，仪器灵敏度漂移校正，元素质量分数、U-Th-Pb同位素比值测定以及年龄计算等数据的分析和处理利用软件Glitter 4.4完成[31]，详细仪器参数和测试过程可参考李艳广等[32]。
采用国际标样91500进行U-Th-Pb同位素比值和U质量分数的分馏校正，锆石样品的U-Pb年龄谐和图绘制和年龄权重平均计算均利用Isoplot/Ex_ver 3完成[33]。利用参考标样NIST610玻璃作为外标、Si作内标的方法定量计算出锆石微量元素质量分数，其中NIST610玻璃中元素质量分数的推荐值参考GeoReM数据库(http://georem.mpch-mainz.gwdg.de/)。综上，获取的锆石U-Pb同位素测试结果参见表 1。
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锆石原位微区Hf同位素测试在中国地质调查局西安地质调查中心自然资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室完成。在满足Hf同位素分析的要求下，优选已测过U-Pb同位素的锆石，在原点位区域进行锆石Hf同位素测试。测试采用Neptune型多接收等离子体质谱仪和GeoLas Pro型激光剥蚀系统联用的方式，选择氦气作为剥蚀物质载气，并引入氩气和少量氮气以调节和提高仪器灵敏度，剥蚀直径为32 μm，通过每分析10个样品测点分析一组锆石标准样品作为监控。本次实验标样GJ-1的测试精准度为0.282 030±0.000 030，标样91500的测试精度为0.282 286±0.000 030，标样Plesovice的测试精度为0.282 482±0.000 030，标样MUN-1的测试精度为0.282 135±0.000 030，详细测试流程可参照侯可军等[34]。通过以上测试方法获得的锆石原位微区Hf同位素测试结果参见表 2。
主量、微量分析在中国地质调查局西安地质调查中心自然资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室完成。首先将野外采集来的新鲜岩石样品去除脉体和斑晶并洗净，然后将样品在刚玉鄂式破碎机中进行粗碎(1~2 mm)并进行超声波清洗，之后通过采用日本CMT公司生产的TI-100型碳化钨细碎机将其碎至200目以下并在105 ℃环境中预干2~4 s，最后将其置于干燥器皿中冷却至室温备用。主量元素测试采用四硼酸锂熔片X射线荧光光谱分析(XRF)法，其中FeO用硫酸-氢氟酸溶矿-重铬酸钾滴定法测定，在X荧光光谱仪上完成，精度优于10%；微量元素测试采用四酸溶矿ICP-MS分析法，稀土元素测试采用过氧化钠融熔ICP-MS分析法，均在Thermoelemental X7上完成，检测依据为DZG20-01和DZG20-02，获得的测试结果参见表 3。
| 岩性 | 样号 | SiO2 | Al2O3 | Fe2O3 | FeO | CaO | MgO | K2O | Na2O | TiO2 | P2O5 | MnO | 烧失量 | |
| 玄武岩 | KLT-01 | 47.78 | 16.30 | 10.50 | 1.08 | 9.06 | 5.05 | 1.22 | 3.74 | 2.34 | 0.73 | 0.15 | 1.78 | |
| KLT-02 | 47.58 | 16.09 | 9.90 | 1.50 | 9.00 | 5.66 | 1.11 | 3.66 | 2.31 | 0.72 | 0.17 | 2.02 | ||
| KLT-07 | 47.91 | 15.84 | 5.35 | 5.30 | 8.70 | 7.17 | 0.82 | 3.60 | 2.18 | 0.67 | 0.16 | 2.13 | ||
| KLT-08 | 47.88 | 15.85 | 4.81 | 5.75 | 8.62 | 7.33 | 0.80 | 3.55 | 2.17 | 0.66 | 0.16 | 2.24 | ||
| KLT-09 | 47.82 | 15.87 | 5.19 | 5.45 | 8.62 | 7.15 | 0.81 | 3.65 | 2.17 | 0.66 | 0.16 | 2.24 | ||
| KLT-10 | 49.39 | 16.41 | 6.47 | 3.92 | 8.25 | 6.34 | 0.73 | 3.83 | 1.88 | 0.57 | 0.17 | 1.89 | ||
| KLT-11 | 49.86 | 16.37 | 6.06 | 4.25 | 8.08 | 6.42 | 0.82 | 3.61 | 1.84 | 0.57 | 0.16 | 1.80 | ||
| 英安岩 | KLT-04 | 76.99 | 12.48 | 0.24 | 0.64 | 0.46 | 0.10 | 4.72 | 3.74 | 0.07 | 0.01 | 0.05 | 0.45 | |
| KLT-05 | 74.98 | 12.64 | 0.61 | 2.05 | 1.22 | 0.77 | 0.70 | 5.49 | 0.36 | 0.07 | 0.07 | 0.92 | ||
| 岩性 | 样号 | Cu | Pb | Zn | Cr | Ni | Co | Li | Rb | Cs | W | Mo | Sr | |
| 玄武岩 | KLT-01 | 36.40 | 6.85 | 120.00 | 169.00 | 103.00 | 40.60 | 8.10 | 26.60 | 0.25 | 1.06 | 0.84 | 1 160.00 | |
| KLT-02 | 30.20 | 6.53 | 117.00 | 171.00 | 103.00 | 41.10 | 5.24 | 11.00 | 0.10 | 1.14 | 0.95 | 1 190.00 | ||
| KLT-07 | 48.00 | 4.00 | 107.00 | 171.00 | 106.00 | 41.60 | 9.09 | 11.60 | 0.13 | 1.16 | 0.70 | 930.00 | ||
| KLT-08 | 50.60 | 4.21 | 108.00 | 177.00 | 109.00 | 42.60 | 10.20 | 7.59 | 0.44 | 1.25 | 0.73 | 934.00 | ||
| KLT-09 | 51.30 | 4.11 | 110.00 | 170.00 | 106.00 | 41.60 | 8.52 | 7.56 | 0.16 | 1.02 | 0.56 | 932.00 | ||
| KLT-10 | 51.80 | 4.18 | 106.00 | 151.00 | 98.00 | 39.70 | 6.79 | 6.13 | 0.22 | 1.12 | 0.73 | 640.00 | ||
| KLT-11 | 45.90 | 3.85 | 102.00 | 152.00 | 103.00 | 40.20 | 10.90 | 8.22 | 0.29 | 1.01 | 0.65 | 636.00 | ||
| 英安岩 | KLT-04 | 3.47 | 25.30 | 28.10 | 2.71 | 0.82 | 0.48 | 10.60 | 248.00 | 14.50 | 1.00 | 0.12 | 17.60 | |
| KLT-05 | 8.68 | 8.79 | 44.60 | 8.80 | 3.40 | 3.47 | 16.30 | 30.80 | 0.65 | 1.12 | 0.82 | 183.00 | ||
| 岩性 | 样号 | Ba | V | Sc | Nb | Ta | Zr | Hf | Ga | Sn | U | Th | La | Ce |
| 玄武岩 | KLT-01 | 397.00 | 276.00 | 26.30 | 8.71 | 0.75 | 229.00 | 4.93 | 22.70 | 2.27 | 0.46 | 2.16 | 31.90 | 72.20 |
| KLT-02 | 373.00 | 272.00 | 25.50 | 8.43 | 0.74 | 229.00 | 4.83 | 22.50 | 2.08 | 0.45 | 1.56 | 28.80 | 66.50 | |
| KLT-07 | 272.00 | 261.00 | 25.80 | 7.08 | 0.65 | 208.00 | 4.33 | 21.10 | 1.86 | 0.40 | 1.77 | 25.00 | 56.70 | |
| KLT-08 | 271.00 | 255.00 | 25.00 | 6.91 | 0.60 | 203.00 | 4.40 | 21.20 | 1.88 | 0.39 | 1.45 | 24.10 | 57.10 | |
| KLT-09 | 271.00 | 254.00 | 25.00 | 6.89 | 0.62 | 199.00 | 4.27 | 21.20 | 1.82 | 0.38 | 1.42 | 24.60 | 56.00 | |
| KLT-10 | 216.00 | 236.00 | 26.20 | 7.92 | 0.65 | 214.00 | 4.71 | 20.40 | 1.81 | 0.34 | 1.10 | 22.00 | 50.90 | |
| KLT-11 | 218.00 | 242.00 | 26.10 | 7.78 | 0.65 | 211.00 | 4.55 | 20.10 | 1.77 | 0.36 | 1.08 | 22.20 | 50.10 | |
| 英安岩 | KLT-04 | 63.20 | 2.48 | 5.76 | 9.16 | 1.54 | 119.00 | 5.42 | 19.60 | 8.70 | 6.21 | 25.30 | 23.00 | 51.60 |
| KLT-05 | 441.00 | 42.40 | 12.20 | 5.94 | 0.52 | 168.00 | 4.43 | 14.20 | 2.10 | 1.48 | 5.88 | 19.90 | 39.40 | |
| 岩性 | 样号 | Pr | Nd | Sm | Eu | Gd | Tb | Dy | Ho | Er | Tm | Yb | Lu | Y |
| 玄武岩 | KLT-01 | 9.97 | 42.70 | 8.24 | 2.76 | 7.68 | 1.12 | 5.62 | 1.06 | 2.92 | 0.42 | 2.66 | 0.39 | 31.20 |
| KLT-02 | 9.43 | 40.90 | 7.91 | 2.69 | 7.17 | 1.03 | 5.25 | 1.01 | 2.58 | 0.38 | 2.44 | 0.36 | 27.90 | |
| KLT-07 | 8.02 | 35.70 | 7.21 | 2.45 | 6.74 | 0.98 | 5.13 | 0.99 | 2.62 | 0.39 | 2.37 | 0.36 | 28.20 | |
| KLT-08 | 8.00 | 35.20 | 7.22 | 2.41 | 6.75 | 0.98 | 5.00 | 0.96 | 2.59 | 0.37 | 2.32 | 0.34 | 26.00 | |
| KLT-09 | 7.94 | 35.30 | 7.10 | 2.41 | 6.73 | 0.96 | 4.98 | 0.95 | 2.62 | 0.37 | 2.31 | 0.35 | 25.80 | |
| KLT-10 | 7.17 | 31.40 | 6.74 | 2.23 | 6.80 | 1.04 | 5.70 | 1.10 | 3.01 | 0.44 | 2.87 | 0.44 | 30.00 | |
| KLT-11 | 6.99 | 30.50 | 6.63 | 2.16 | 6.67 | 1.21 | 5.47 | 1.08 | 3.00 | 0.43 | 2.74 | 0.41 | 29.60 | |
| 英安岩 | KLT-04 | 6.62 | 27.60 | 7.86 | 0.13 | 8.71 | 1.68 | 10.80 | 2.28 | 6.67 | 1.08 | 7.08 | 1.02 | 54.00 |
| KLT-05 | 5.10 | 20.00 | 4.51 | 0.83 | 4.56 | 0.80 | 4.59 | 0.99 | 2.95 | 0.47 | 3.26 | 0.51 | 30.20 | |
选择采自二叠系阿尔巴依组的2个英安岩样品(KLT-04和KLT-05)进行锆石U-Pb同位素测试分析，测试结果见表 1。2个样品的锆石颗粒特征相似，均为浅棕色粒状、短柱状，锆石颗粒普遍较小，长度为30~80 μm，长宽比为1∶1~2∶1(图 3)。锆石U质量分数变化范围较大，为(69.90~ 2 060.00)×10-6，均值为381.00×10-6，U/Th为0.86~3.43(表 1)，且几乎都具有环状分带特征(图 3)，属于典型的岩浆成因锆石。KLT-04样品获得34个有效锆石U-Pb同位素数据，在锆石U-Pb谐和图上呈集中分布(图 4a)，206U/238Pb年龄值范围为278~261 Ma，加权平均年龄为(267.5±1.5)Ma(MSWD=1.8，n=34)(图 4b)。KLT-05样品获得28个有效数据，在谐和图上呈集中分布(图 4c)，锆石206U/238Pb年龄值为301~290 Ma，加权平均年龄为(296.7±1.7)Ma(MSWD=0.2，n=28)(图 4d)。综上，分析认为(267.5±1.5)Ma和(296.7±1.7)Ma分别代表了2个英安岩的结晶时代。
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| 红色实线圈表示锆石U-Pb同位素测试点位，黄色虚线圈表示锆石Lu-Hf同位素测试点位；红色数字代表锆石测试序号，白色数字代表锆石U-Pb年龄，黄色数字代表锆石εHf(t)值。 图 3 研究区二叠纪英安岩锆石阴极发光图像 Fig. 3 Zircon CL images of Permian dacites in the study area |
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| 图 4 研究区二叠纪英安岩锆石U-Pb年龄谐和图(a、c)及加权平均年龄直方图(b、d) Fig. 4 U-Pb concordia diagrams (a, c) and average age histograms (b, d) for zircon from Permian dacites in the study area |
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锆石Lu-Hf同位素分析建立在U-Pb定年的基础上，测试结果见表 2。样品176Yb/177Hf值为0.050 916~0.202 398，176Lu/177Hf值为0.001 227~0.004 630，176Hf/177Hf值为0.282 751~0.283 030，εHf(t)值都为正值(5.4~14.7)，一阶段模式年龄TDM为727~348 Ma，二阶段模式年龄TDMC为1 247~401 Ma。
4.3 主量元素特征本次研究采集了7件玄武岩和2件英安岩样品进行全岩地球化学研究，测试数据结果见表 3。
玄武岩样品SiO2质量分数为47.58%~49.86%，Al2O3质量分数为15.84%~16.41%，TiO2质量分数为1.84%~2.34%，Mg#(100 Mg2+/(Mg2++Fe2+))为46.34~56.69，TFeO(0.8998×Fe2O3+FeO)质量分数为9.70%~10.53%，Na2O质量分数为3.55%~3.83%，Na2O/K2O值为3.07~5.25。在0.0001Zr/TiO2-Nb/Y岩石分类图解(图 5a)上，样品全部落入玄武岩区域；在岩石系列划分图解(图 5b)上，玄武岩被进一步划分为碱性系列。
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| 图 5 研究区二叠纪火山岩0.0001Zr/TiO2 -Nb/Y分类图解(a)、w(Na2O+K2O)-w(SiO2)系列划分图解(b)和(Na2O+K2O) - TFeO-MgO系列划分图解(c) Fig. 5 0.0001Zr/TiO2-Nb/Y classification (a), w(Na2O+K2O)-w(SiO2) diagram (b) and (Na2O+K2O)-TFeO-MgO series partition diagram (c) of Permian volcanic rocks in the study area |
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英安岩样品SiO2质量分数为76.99 %和74.98%，Al2O3质量分数为12.48%和12.64 %，MgO质量分数为0.10%和0.77%，TFeO质量分数为0.86%和2.60%，TiO2质量分数为0.07%和0.36%，Na2O质量分数为3.74%和5.49%，Na2O/K2O值为0.79和1.16。样品在0.0001Zr/TiO2-Nb/Y岩石分类图解(图 5a)上，都落入安山岩、流纹岩区域；在岩石系列划分图解(图 5b)上，为亚碱性系列，进一步划归为钙碱性系列(图 5c)。
4.4 稀土、微量元素特征玄武岩样品稀土总量(w(∑REE))为(140.00~190.00)×10-6，为球粒陨石稀土总量(w(∑REE)=3.29×10-6)的33~58倍，LREE为(119.00~168.00)×10-6，LREE/HREE为5.63~7.73，(La/Yb)N为5.50~8.60，δEu为0.99~1.09。在球粒陨石标准化的稀土配分曲线图(图 6a)上，样品呈现出右倾、富集轻稀土、弱的Eu正异常特征。玄武岩微量元素Rb质量分数为(6.13~26.60)×10-6，Ba质量分数为(216.00~397.00)×10-6，Th质量分数为(1.08~2.16)×10-6，U质量分数为(0.34~0.46)×10-6，Nb质量分数为(6.89~8.71)×10-6，Ta质量分数为(0.60~0.75)×10-6(表 3)。在原始地幔标准化蛛网图(图 6b)上，样品富集Ba、K、Sr等大离子亲石元素，相对亏损Nb、Ta、Th、U等高场强元素。
英安岩样品稀土总量(w(∑REE))为156.00×10-6和108.00×10-6，分别为球粒陨石稀土总量的倍47和33倍，LREE为117.00×10-6和90.00×10-6，LREE/HREE为2.97和4.94，(La/Yb)N为2.33和4.38，δEu为0.05和0.56。样品富集轻稀土元素，重稀土曲线平坦，强的Eu负异常(图 6c)。英安岩微量元素Rb质量分数为248.00×10-6和30.80×10-6，Ba质量分数为63.20×10-6和441.00×10-6，Th质量分数为25.30×10-6和5.88×10-6，U质量分数为6.21×10-6和1.48×10-6，Nb质量分数为9.16×10-6和5.94×10-6，Ta质量分数为1.54×10-6和0.52×10-6(表 3)。在原始地幔标准化蛛网图(图 6d)上，英安岩富集Cs、Rb、K等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、Ti、Sr、P等元素。
5 讨论 5.1 地层时代阿尔巴依组为一套陆相火山熔岩夹少量火山碎屑岩建造，剧烈的岩浆活动造成该套地层野外化石缺失，但与上下地层之间的接触关系清晰可见。该组在多处可见与下伏地层石炭系脐山组、中泥盆统康古尔塔格组、中奥陶统大柳沟组之间为角度不整合接触；上覆地层为库莱组，含有保存完整的晚二叠世生物化石，两者之间也为不整合接触。新疆地质一队在完成区域地质填图时，根据上下地层接触关系和区域地层对比将该组时代限定为早二叠世(据1∶20万康古尔塔格幅)。但是，这一推论缺少直接的年代学证据。本次研究在阿尔巴依组不同火山喷发旋回采集的2个英安岩样品中获得LA-ICP-MS锆石U-Pb加权平均年龄为(267.5±1.5)Ma和(296.7±1.7)Ma，时代为早二叠世，直接证实阿尔巴依组火山岩-火山碎屑岩地层形成于早二叠世。
5.2 岩石成因玄武岩具有高Al2O3质量分数、Na2O/K2O值，低TFeO、Cr质量分数和Mg#值的特征，为典型的演化岩浆产物[36]。用Yb标准化的元素比值可以削弱部分熔融和分离结晶作用对元素产生的影响，从而反映岩浆源区的地球化学性质[37]。在Yb标准化的元素比值图(图 7)上，样品都落入了富集型地幔范围内，表明岩浆可能来源于富集型地幔源。样品La/Ba值低，为0.08~0.10，(Th/Nb)N值(1.16~2.10)大于1，Nb/La值(0.27~0.36)小于1，表明玄武岩在形成过程中受到了地壳岩石圈物质的混染[38]。样品Nb/Ta值为10.81~12.11，Th/Ta值为1.67~2.87，大部分介于原始地幔(Nb/Ta=17.5，Th/Ta=2.3)和大陆地壳(Nb/Ta=11，Th/Ta=10)之间。地壳岩石部分熔融体通常具有很低的TiO2质量分数和较低Nb、Ta质量分数[39-40]，这使得玄武岩浆在受到其混染后原始Ti、Nb、Ta质量分数下降，本次研究中的玄武岩也呈现出了这样的元素特征(图 6b)。综上可知，该区玄武岩可能起源于富集地幔，在上升过程中受到了地壳岩石物质的混入。对于具有地壳物质加入的玄武岩可以根据Zr质量分数、Zr/Y值有效地将岛弧玄武岩和大陆玄武岩进行区分[38]，其中样品Zr质量分数(199.00~229.00)×10-6远大于100×10-6，Zr/Y值(7.13~8.21)大于5，显示出大陆板内玄武岩特征，而在Zr/Y-w(Zr)图(图 8)解上，样品也都落入板内玄武岩区。
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| OIB.洋中脊玄武岩；E-MORB.富集地幔玄武岩；N-MORB.亏损地幔玄武岩。 图 7 研究区二叠纪玄武岩La/Yb-Ta/Yb (a)和Nb/Yb-Ta/Yb(b)图解 Fig. 7 La/Yb-Ta/Yb (a) and Nb/Yb-Ta/Yb (b) diagrams of Permian basalts in the study area |
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| 图 8 研究区二叠纪玄武岩构造环境判别图 Fig. 8 Discrimination diagrams of tectonic setting for Permian basalts in the study area |
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英安岩可能有两种源区：一是英安岩与玄武岩源区相同，英安岩是玄武岩结晶分异作用的产物；二是英安岩与玄武岩分别来自不同的源区。本次研究的英安岩样品富硅铝，Rb、Ba、Th、U、Zr等元素质量分数较高，Ti、Nb、Ta、Sr、P等元素质量分数较低(表 3)，明显不同于该区玄武岩元素分布(图 6)，但与地壳元素分布具有相似的特征[41]，这表明本区英安岩不是由同期玄武质岩浆分离结晶而成，而很可能是地壳部分熔融的产物。锆石Lu-Hf同位素εHf(t)值均为正值(5.4~14.7)(图 9)，这也表明安山岩物质来源于新生地壳。
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| 图 9 研究区二叠纪英安岩样品εHf(t) -(U-Pb)年龄图解 Fig. 9 εHf(t)-U-Pb age diagram of Permian dacites in the study area |
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样品具有较高的TFeO/MgO值(3.38~9.01)，说明英安岩在成岩过程中经历了较强的分离结晶作用。Eu和Sr元素的负异常，显示在岩浆形成过程中斜长石不断地从溶体中分离结晶；Ti、P的亏损可能与含钛矿物(如钛铁矿)、磷灰石、榍石分离结晶有关。在花岗岩的w(Rb)-w(Y+Nb)酸性岩构造环境判别图解(图 10)上，样品都落入到后碰撞构造环境区域，表明其形成于大陆伸展环境。
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| 图 10 研究区二叠纪英安岩构造环境判别图 Fig. 10 Discrimination diagrams of tectonic setting for Permian dacites in the study area |
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近年来，石炭纪裂谷在天山西段伊犁、中段骆驼沟和东段博格达等地陆续被识别出来[42-44]。在此基础上，夏林圻等[5, 45]通过对天山地区石炭纪火山岩的研究，认为其均具有大陆板内裂谷火山岩系的岩石地球化学特征，形成于陆内裂谷环境，提出了石炭纪大火成岩省的概念[46-47]；之后又将研究范围扩大，囊括二叠纪裂谷火山岩系，认为天山地区存在石炭纪—二叠纪大火成岩省裂谷火山作用，其形成与地幔柱活动有关[6]。本次研究的卡拉塔格地区阿尔巴依组为一套陆相火山熔岩夹少量火山碎屑岩建造，岩浆成分以玄武质为主，形成于296.7~267.5 Ma，玄武岩和英安岩地球化学特征显示其形成于板内伸展环境，为该区二叠纪板内裂谷火山活动提供了地质证据，应为天山石炭纪—二叠纪大火成岩省的组成部分。该套火山岩的形成可能与地幔柱活动有关，地幔柱为区内玄武质岩浆的形成提供了直接的物质来源，为英安岩的形成提供了必要的热源。
大量的野外观察发现，天山地区下石炭统与下伏地层之间存在区域性角度不整合[45]，之间有一套粗碎屑岩层，可见于托克逊、巴伦台北、骆驼沟道班和特克斯县城南等地，该套粗碎屑岩层可见韵律构造，粒度下细上粗，具有磨拉石建造的典型特征，是碰撞造山作用的产物[6]。该磨拉石建造的顶不整合面上为早石炭世底部地层，该地层具有下粗上细、由陆相向海相转化的特征，见于马鞍桥、巴伦台北、特克斯等地，反映了一种递进的裂谷拉伸环境。石炭纪—二叠纪开始，天山地区及其邻区出现大量的基性熔岩和少量流纹岩构成的双峰式裂谷火山岩[48-50]，以及广泛分布的A型花岗岩[51-53]，这些都表明天山古亚洲洋已经闭合。卡拉塔格地区是古生代大南湖—头苏泉岛弧带的重要组成部分，该岛弧带最晚于早志留世开始活动，一直持续到晚古生代[11, 54]。早二叠世裂谷火山岩的发现，不仅限定了大南湖—头苏泉岛弧活动的时间上限，也表明该区古亚洲洋在早二叠世之前已经闭合。
6 结论1) 卡拉塔格地区阿尔巴依组为一套陆相火山熔岩夹少量火山碎屑岩，对地层中英安岩开展LA-ICP- MS锆石U-Pb测年，获得加权平均年龄为(267.5±1.5)Ma和(296.7±1.7)Ma，时代为早二叠世。
2) 地球化学特征显示，玄武岩为碱性系列，其物质来源于富集型地幔源区，岩浆在上升过程中受到了地壳物质的混染；英安岩为钙碱性系列，其物质来源于地壳物质的部分熔融。
3) 卡拉塔格早二叠世火山岩形成于板内伸展环境，为天山石炭纪—二叠纪大火成岩省的组成部分，限定了该区古亚洲洋闭合于早二叠世之前。
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