2016, Vol. 32
2. 中国科学院大学, 北京 100049;
3. 中国地质调查局武汉地质调查中心, 武汉 430205;
4. 重庆工程职业技术学院, 重庆 402260
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;
3. Wuhan Center of China Geological Survey, Wuhan 430205, China;
4. Chongqing Vocational Institute of Engineering, Chongqing 402260, China
新疆西昆仑-喀喇昆仑山地区处于塔里木盆地西南缘，青藏高原西构造结北部弧顶部位，被认为是古特提斯洋消减的产物(潘裕生等，2000; 方爱民等，2003; 袁超等，2005)。然而由于该区自然条件恶劣，地质矿产研究程度相对薄弱，对该区大地构造演化模式争议不断，主要有岛弧增生模式和微陆块拼合模式(ŞengÖr and Natal’in，1996; 潘裕生等，2000; 姜春发，2002; 肖文交等，2003; Xiao et al.，2002，2004)。
位于青藏高原西北缘的塔什库尔干县一带是研究喀拉昆仑-昆仑山地质演化的重要地区之一(计文化等，2011)。该县南部种羊场附近发育一套互层产出的玄武岩-玄武安山岩-流纹岩组合，其对古特提斯洋的演化和西昆仑造山带的构造格局研究有重要的意义，前人进行了年代学和地球化学的初步研究，提出了不同的见解：丁道桂等(1998)认为其是二叠纪大陆边缘盆地火山岩组合，玄武岩具有洋脊和岛弧混合特征；曲军峰(2007)认为玄武岩是震旦纪Rodinia超大陆裂解产物，推测塔什库尔干地体曾是塔里木的一部分；计文化等(2011)在种羊场火山岩东侧布伦阔勒群中发现了一套类似的岩石组合，认为其形成时代为古元古代，基性火山岩形成于大陆板内构造环境，证实塔什库尔干-甜水海地区存在前寒武纪基底。前人的研究为该地区火山岩和构造演化的认识提供了坚实基础，但是争议较大，缺乏精确的同位素年代学资料，岩石成因(形成机制和演化过程)研究甚少。
本文在种羊场火山岩实测剖面基础上，对其进行系统的地质-岩石学-地球化学特征分析，结合LA-ICP-MS锆石U-Pb定年方法，厘定火山岩的形成时代，研究岩石成因，探讨其形成的构造背景和地质意义，为古特提斯洋的演化以及西昆仑-喀喇昆仑造山带的构造格局研究提供一些新的线索。
2 地质背景西昆仑造山带由北向南由库地-其曼于特缝合带、苏巴什-康西瓦-瓦恰缝合带、乔尔天山-红山湖缝合带将其分为北昆仑地体、南昆仑地体、甜水海地块、喀喇昆仑地块(图 1)，构造格局与特提斯洋演化过程密切相关。伴随缝合带分布着多条蛇绿岩带，如库地-柯岗蛇绿混杂带(426~860.5Ma)、石炭纪-二叠纪的康西瓦-木孜塔格和苏巴什蛇绿混杂带分别记录了原特提斯洋、古特提斯洋开合的过程(计文化等，2004; 董连慧等，2010)；同时也伴随着火山活动，阿卡孜变质火山岩的发现表明震旦纪塔里木南缘曾发生过一次重要的裂解事件，是原特提斯洋打开的标志(袁超等，2005)。石炭纪-二叠纪早古生代晚期形成的弧后盆地扩张、下沉，西昆仑再次进入裂解高峰期，形成了昆北活动陆缘裂谷盆地、苏巴什洋盆以及大量双峰式火山岩，古特提洋在这种环境下打开。火山岩集中分布在南北各带上，多为玄武岩、英安岩(安山岩)、流纹岩、火山碎屑岩组合(潘裕生等，2000; 李荣社等，2008; 计文化等，2009)，南带从东向西主要出露在苏巴什、麻扎和瓦恰地区，形成于岛弧环境(计文化等，2004; 李博秦等，2006)；北带主要分布在阿羌、库地北、奥依塔格-昆盖山地区，东部二叠纪火山岩为陆内裂谷型(李荣社等，2008)，西部上石炭统火山岩形成环境有弧后盆地(孙海田等，2003)和扩张洋盆(邓万明，1995)两种认识。西昆仑造山带内消减，走滑作用强烈，分布着多条重要断裂，如喀喇昆仑断裂、塔阿西断裂、乔尔天山-红山湖断裂等。
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图 1 甜水海种羊场地区地质简图(据潘桂棠等，2004; 计文化等，2009，2011修改) ①库地-其曼于特缝合带；②苏巴什-康西瓦-瓦恰缝合带；③阿尔金断裂；④郭扎错-西金乌兰缝合带；⑤喀喇昆仑断裂；⑥乔尔天山-红山湖缝合带；⑦班公湖-怒江缝合带. Ⅰ北昆仑地体；Ⅱ南昆仑地体；Ⅲ巴颜喀拉地体；Ⅳ甜水海-北羌塘地体；Ⅴ喀喇昆仑-南羌塘地体.F1 塔阿西断裂；F2 乔尔天山-红山湖断裂分支. 1-第四系；2-上白垩统；3-中二叠统；4-上石炭统恰提尔群；5-未分石炭系；6-志留系温泉沟组；7-古元古界布伦阔勒群；8-晚石炭世火山岩；9-新近纪正长岩；10-白垩纪花岗岩；11-青白口纪二长花岗岩；12-青白口纪花岗闪长岩；13-辉石岩；14-辉长岩；15-超基性岩；16-断层及编号；17-地质界线；18-采样剖面位置 Fig. 1 Geological map of Zhongyangchang region in Tianshuihai(modified after Pan et al.，2004; Ji et al.，2009，2011) ①Kudi-Qianyute suture; ②Subashi-Kangxiwa-Waqia suture; ③Altyn fault; ④Guozhacuo-xijinwulan suture; ⑤Karakorum fault; ⑥Qiaoertianshan-Hongshanhu suture; ⑦Bangonghu-Nujiang suture. Ⅰ Northern Kunlun terrane; Ⅱ Southern Kunlun terrane; Ⅲ Bayankala terrane; Ⅳ Tianshuihai-Northern Qiangtang terrane; Ⅴ Karakorum-Southern Qiangtang terrane. F1 Tax fault; F2 branch of Qiaoertianshan-Hongshanhu fault. 1-Quaternary; 2-Upper Cretaceous; 3-Middle Permian; 4-Upper Carboniferous Qiatier Group; 5-Carboniferous; 6-Silurian Wenquan Formation; 7-Paleoproterozoic Bulunkuole Group; 8-Upper Carboniferous volcanic rocks; 9-Neogene syenite; 10-Cretaceous granite; 11-monzogranite in Neoproterozoic Qingbaikouan System; 12-granodiorite in Neoproterozoic Qingbaikouan System; 13-Pyroxenolite; 14-gabbro; 15-ultrabasic rocks; 16-faults and serial numbers; 17-geological boundary; 18-locality of sampling geological section |
种羊场火山岩出露在喀喇昆仑断裂东侧，苏巴什-康西瓦-瓦恰缝合带以西，紧靠乔尔天山-红山湖缝合带(图 1)，区域上位于甜水海地块西段。研究区出露地层主要有古元古代布伦阔勒群，岩性为一套富含石榴石、夕线石等特征变质矿物的变质岩系，原岩为一套中基性火山岩-碎屑岩-碳酸盐岩建造，前人获得该群的同位素年龄为540~2700Ma(张传林等，2007; 王建平，2008)；志留纪主要为变质长石石英砂岩、变质石英粉砂岩夹火山岩、硅质岩、粉晶灰岩等组成的复理石沉积建造；石炭纪下部主要为灰色含粉砂泥岩、钙质细粒长石砂岩、含碳硅质岩及含粉砂泥晶灰岩，上部为溢流相火山熔岩、英安岩、流纹岩夹英安质角砾岩的火山岩；二叠纪为碎屑岩-碳酸盐岩夹火山岩组合。全区岩浆活动不强，以中酸性的小型岩株、岩瘤为主，研究区主要出露中生代花岗岩和新生代碱性侵入岩，中生代花岗岩年龄为123~94Ma，新生代碱性侵入岩为54~11Ma(河南地质调查院，2014①)。
①河南地质调查院. 2004. 1：25万叶城县幅、塔什库尔干县幅区域地质调查成果报告
前人研究认为，种羊场火山岩沿北西南东方向伸展，在达布达尔附近横穿中巴公路，一直延伸到国境线之外，主要岩性为各种玄武岩、玄武安山岩及英安岩等(丁道桂等，1998; 曲军峰，2007)。本文研究对象主要位于塔什库尔干县以南种羊场东侧，长约11km，宽约2.5km，面积约27km2，与志留系温泉沟组呈断层接触，西侧为上石炭统恰提尔群(图 1)。
3 火山岩特征作者实测了一条1.36km的地层采样剖面，见变玄武岩、变流纹岩呈互层状产出夹有少量变玄武安山岩和变英安岩，见少量硅质岩出露(图 2a，b)。火山岩地层发生了强烈的构造变形，揉皱、片理化发育，局部见枕状玄武岩出露。岩石中出现绿片岩相-角闪岩相不同程度的变质，部分岩石中有石英和方解石细脉分布。主要岩石学特征如下：
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图 2 种羊场火山岩采样剖面(a)和野外露头(b)及火山岩显微照片(c、d) Cpx-单斜辉石；Amp-角闪石；Chl-绿泥石；Qtz-石英；Kfs-钾长石 Fig. 2 The sampling geological section (a), outcrop (b) and microphotographs (c, d) of volcanic rocks in Zhongyangchang Cpx-clinopyroxene; Amp-amphibole; Chl-chlorite; Qtz-quartz; Kfs-K-feldspar |
变玄武岩呈灰黑色-灰绿色，具变余斑状结构(图 2c)，基质具间粒-间隐、拉斑玄武结构，块状、枕状构造为主，斑晶主要为辉石、角闪石、斜长石，个别样品中可见橄榄石，辉石斑晶基本为单斜辉石，短柱状-粒状，含量5%~25%不等，约0.1~0.3mm，角闪石多呈柱状-针状，且多发生绿泥石化，含量高者可达45%，约0.1~0.6mm，斜长呈板柱状，个别颗粒较大，含量5%~30%不等，约0.2~0.6mm。基质主要由绿泥石、斜长石组成，绿泥石多呈半自形-他形结构，斜长石含量高者可达45%。副矿物为钛铁矿、磷灰石。
变玄武安山岩呈青灰色，变余斑状结构，块状构造。斑晶主要为斜长石和角闪石，斜长石呈半自形板柱状-针状，大小0.1~0.6mm，含量(40%~55%)，角闪石，呈柱状-针状，含量(25%~30%)，多蚀变为绿泥石，次要矿物为透辉石(8%)和石英(3%)；绿泥石为绿色片状，大小0.08~0.25mm。基质由具毡状的斜长石、透辉石、石英和绿泥石组成；副矿物主要为钛铁矿和磷灰石。
变英安岩呈灰白色，变余斑状结构，块状构造。斑晶由斜长石(10%)、石英(15%~20%)、黑云母(12%)组成。斜长石呈半自形板柱状，石英为不规则粒状，大小约为0.3~1.5mm；黑云母，鳞片状，部分已变成绿泥石。基质由长英质矿物(65%)组成。
变流纹岩呈浅灰白色，粒状变晶结构(图 2d)，块状构造。主要矿物为石英(45%~50%)，钾长石(30%~40%)，斜长石(5%~7%)，绿泥石(3%~4%)，绢云母(3%~5%)。岩石中的石英、钾长石发生重结晶，呈等轴粒状变晶，原形态不清。石英，呈不规则粒状，颗粒一般在0.1~0.6mm，钾长石，他形粒状，大小0.2~0.7mm，具格子双晶和条纹结构。在长英质矿物斑晶之间，可见绢云母和方解石颗粒，偶见方解石细脉。
4 样品和分析方法本文在剖面上采集了7件玄武岩、2件玄武安山岩、1件英安岩和3件流纹岩进行研究。
对流纹岩样品(ZYCB05)进行了锆石年代学研究，经碎样、磁选及重液分选等处理之后，双目镜下手工挑选出锆石颗粒，用环氧树脂制靶，并抛光至锆石内部结构充分暴露。锆石CL图像在北京锆年领航科技有限公司的扫描电镜实验室完成，单颗粒锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄测定在中国科学院广州地球化学研究所同位素年代学与地球化学重点实验室完成。实验室采用的ICP-MS为Resolution M50 Agilent 7500a，激光剥蚀系统由Resonetics公司的Resolution M50 ArF准激光器(波长193nm)和光学系统组成，激光剥蚀半径为31μm。锆石年龄测定采用Temora锆石作为外标，元素含量采用美国国家标样技术研究院的人工合成硅酸盐标准参考物质NISTSRM 610为外标，29Si作为内标。数据处理采用ISOPLOT 3.0程序(Ludwing，2001)。
对所有样品进行了地球化学研究。样品经破碎后，岩屑用去离子水清洗后烘干，磨至200目，在中国科学院广州地球化学研究所同位素国家重点实验室对全部样品进行了主量元素、微量元素分析，分别在Varian VISTA-PRO ICP-AES和Perkin Elmer Elan 6000 ICP-MS上进行，主量元素的分析精度优于1%，稀土元素的分析精度可达3%，其余微量元素的分析精度可达5%。
5 结果5.1 年代学研究5.1.1 锆石特征及U-Pb年龄本次共计测定20个分析点，校正后锆石数据有效点为19个，测试结果见表 1。依据锆石年龄结果和锆石的形态、内部结构特征，可划分为三组锆石。第一组锆石：该组锆石有8颗，编号1~8(图 3a)，晶形主要为短柱状和不规则柱状，锆石长度在100~160μm之间，长宽比多在1.5：1~2：1之间。多数锆石内部环带较为发育，Th/U比值变化范围较大，在0.21~0.98之间，测点整体落在谐和线上或者附近(图 3b)，具岩浆锆石的特点，加权平均年龄为2439±26Ma(MSWD=1.4)。第二组锆石：该组锆石有5颗，编号9~13(图 3a)，晶形主要为短柱状和不规则粒状，锆石长度在90~130μm之间，长宽比在1：1.5左右，锆石环带结构不清晰，且有多晶及内核等结构，个别边部发育环带，Th/U比值差异较大，在0.43~1.59之间，测点整体落在谐和线上或者附近(图 3b)，加权年龄为1988±36Ma(MSWD=1.6)。第三组锆石：该组锆石有6颗，编号14~19(图 3a)，自形程度较好，为长柱状-短柱状晶体，两端可见双锥，锆石长度在100~140μm之间，长宽比在1：2左右，从中心到边部发育较好的韵律环带，且结构清晰。Th/U比值变化不大，在0.23~0.31之间，具典型岩浆锆石的特点，加权平均年龄为343.5±4.1Ma(MSWD=0.18)(图 3c)。
 | 表 1 种羊场流纹岩锆石LA-ICPMS U-Pb定年结果 Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic analysis of rhyolite sample in Zhongyangchang |
 | 图 3 种羊场流纹岩样品(样品ZYCB05)锆石阴极发光图像(a)和U-Pb谐和图(b、c) Fig. 3 Zircon CL images (a) and zircon U-Pb concordia diagrams(b, c) of rhyolite (Sample ZYCB05) in Zhongyangchang |
锆石-Ti温度计是近些来提出的单矿物微量元素温度计，它对于正确认识地质过程具有重要意义(Watson and Harrison，2005; 高晓英和郑永飞，2011; MacDonald et al.，2015; Qiao et al.，2016)。
结果表明第一组和第二组锆石变化范围较大(表 2)，分别在638~800℃和691~790℃之间，第三组锆石变形成温度较为均一，在729~769℃之间，平均温度为739℃，显示出与前两组锆石形成环境不同，且平均温度比爆发相火山岩的形成温度低，原因可能是种羊场火山岩呈溢流相产出。
| 表 2 种羊场流纹岩锆石微量元素(×10-6)分析结果及其锆石Ti温度 Table 2 Trace element (×10-6) analysis and TTi-in-zircon of zircons from rhyolite sample in Zhongyangchang |
流纹岩样品的锆石稀土元素分析结果见表 2，在REE配分模式图(图 4)上，均具有Ce的正异常，Pr与Ce表现相反的异常行为。第三组锆石测点相比第一组锆石、第二组锆石具有更加强烈的轻稀土亏损和重稀土富集，且具有更加强烈的Eu负异常，表明斜长石是岩浆岩中Eu的主要载体，在斜长石分离结晶的体系中，结晶生长的锆石出现明显的Eu负异常。第三组锆石具有典型岩浆锆石的化学特征，形成环境与其它锆石有所不同(Hoskin and Schaltegger，2003; 宋国学等，2010)。
 | 图 4 种羊场流纹岩(样品ZYCB05)锆石稀土元素球粒陨石标准化图解(标准化值据Sun and McDonough，1989) Fig. 4 Chondrite-normalized REE patterns of zircons from rhyolite(Sample ZYCB05)in Zhongyangchang(normalizing values after Sun and McDonough，1989) |
本文从锆石的形态、内部结构特征和地球化学特征推断种羊场火山岩的形成年龄为343.5±4.1Ma(早石炭纪)，第一组锆石和第二组锆石所代表的年龄2439±26Ma和1988±36Ma可能为火山岩形成过程中捕获的(继承的)古老锆石，代表甜水海地块前寒武纪地质事件发生的时间，表明该地区可能存在古元古代结晶基底。研究区东北侧的布伦阔勒群火山岩中获得的2481±14Ma和2016±39Ma的年龄(计文化等，2011)；塔里木、柴达木、昆仑等地体有与华北相似的前寒武纪基底(李荣社等，2008)；华北克拉通分布大面积的25亿和18亿年的新太古代-古元古代基性火山岩(彭澎和翟明国，2002)，前人的这些研究成果为本文的推断提供了坚实的科学基础。
5.2 主量元素特征由表 3可以看出，种羊场火山岩样品烧失量(LOI)变化范围较大，介于1.31%~8.07%，表明后期有不同程度的蚀变。其中ZYCB14烧失量大(8.07%)，可能存在物质的带入带出，某些地球化学特征分析时，不做讨论。岩石样品SiO2含量主要变化于44.89%~54.36%和67.58%~80.89%之间，成分上显示出双峰式火山岩的特点，在划分蚀变、变质火山岩较为有效的Nb/Y-SiO2图解(图 5a)中，样品主要位于玄武岩、玄武安山岩、流纹岩区，ZYC04落入到碱性玄武岩区，其余样品均落入到亚碱性火山岩区。玄武质岩石(玄武岩、玄武安山岩)MgO(4.19%~6.61%，平均值为5.46%)、CaO(5.57%~10.58%，平均值为7.62%)、Al2O3(12.23%~14.87%，平均值为13.38%)，Mg#值为36~53，接近于板内玄武岩(MgO=5.90%、CaO=9.70%、Al2O3=14.30%)，与大陆裂谷玄武岩成分也十分相近；在AFM图解(图 5b)中，显示出拉斑系列向钙碱系列过渡的特征；TiO2(1.15%~3.11%，平均值为1.78%)，基本落入到弧后盆地玄武岩的范围(TiO2 0.70%~2.0%)，在Ti/Y-Mg#图解(图 5c)中主要分布在低钛区域中。
| 表 3 种羊场火山岩主量元素(wt%)和微量、稀土元素(×10-6)含量表 Table 3 Major (wt%) and trace element (×10-6) components of volcanic rocks in Zhongyangchang |
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图 5 种羊场火山岩地球化学特征 (a)Nb/Y-SiO2图解(Winchester and Floyd，1977)；(b)FAM图解(Irvine and Baragar，1971)；(c)Ti/Y-Mg#图解(Lai et al.，2012) Fig. 5 Petrochemical characteristics of volcanic rocks in Zhongyangchang (a)Nb/Y vs. SiO2 diagram(Winchester and Floyd，1977);(b)FAM diagram(Irvine and Baragar，1971);(c)Ti/Y vs. Mg# diagram(Lai et al.，2012) |
流纹岩SiO2含量高，为78.01%~80.89%；Na2O含量为0.19%~2.23%(平均值为1.20%)；K2O含量为2.77%~5.33%(平均值为4.00%)，Na2O+K2O为3.94%~6.12%，具高碱的特征；A/CNK为0.51、0.99、1.63，整体显示低铝特征。岩石属于高硅高碱低铝钙碱性系列。
在种羊场火山岩哈克图解(图 6)中，玄武质岩石SiO2与TiO2、Al2O3、MgO、Na2O、P2O5显示一定的负相关性；Mg#与Ni显示出正相关性(图略)。流纹岩在这些氧化物和元素对应关系中没有明显趋势，在SiO2与Na2O、P2O5表现出与玄武质岩石明显的相反的关系，流纹岩样品的K2O/TiO2、K2O/P2O5比值明显较玄武质岩石高的多，而亲石元素Sr在玄武质质火山岩中含量明显高于流纹岩，反映了两者源区性质不同，并非同源岩浆连续演化的产物。
 | 图 6 种羊场火山岩哈克图解 Fig. 6 Harker diagram of volcanic rocks in Zhongyangchang |
玄武质岩石ΣREE含量为95.90×10-6~160.0×10-6，LREE/HREE比值介于5.11~7.66之间，(La/Yb)N为5.06~9.84，(La/Sm)N为2.43~2.84，轻重稀土分异明显。稀土配分模式为右倾平滑曲线(图 7a)，介于洋岛玄武岩(OIB)和富集地幔(E-MORB)之间，与OIB配分模式较为相似，表现为轻稀土元素富集型。δEu值介于0.83~1.17，显示轻微的Eu负异常。玄武质岩石的原始地幔标准化的微量元素蛛网图(图 7c)整体与OIB和E-MORB比较相似。玄武质岩石富集Rb、Ba、Th、U等大离子亲石元素，Zr、Hf、Ti轻微富集，具有Pb的明显正异常，高场强元素Nb、Ta相对亏损，但绝对含量并不低，样品ZYC04较为接近OIB，其他玄武质岩石的Nb、Ta含量较为接近富集地幔。
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图 7 种羊场火山岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a、b)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(c、d) 标准化值、N-MORB、E-MORB、OIB数值据Sun and McDonough，1989；上地壳数值据Gao et al.，2004 Fig. 7 Chondrite-normalized REE patterns(a, b)and primitive mantle-normalized trace element patterns(c, d)of volcanic rocks in ZhongyangchangNormalizing values, N-MORB，E-MORB, OIB compositions after Sun and McDonough, 1989; upper crust compositions after Gao et al., 2004 |
流纹岩ΣREE含量为96.20×10-6~162.0×10-6，LREE/HREE比值介于9.08~14.1之间，(La/Yb)N为10.8~20.3，(La/Sm)N为4.65~5.32，岩石轻/重稀土分馏强烈，在球粒陨石标准化REE配分曲线(图 7b)显示右倾特征，轻稀土强烈富集，δEu值介于0.87~0.93，显示Eu负异常，与上地壳配分模式较为一致。流纹岩(图 7d)相对玄武岩质岩石更加富集Rb、Ba等元素，强烈亏损Nb、Ta、Ti、Sr等元素。
上述地球化学特征的差异说明流纹岩并非基性岩浆演化的最终产物，有可能是地壳部分熔融的产物。
6 构造环境讨论双峰式火山岩是一组时空上紧密伴生的、SiO2含量集中分布在两个区间、其间存在一定成分间断的火山岩系(王焰等，2000)，可以形成在大陆裂谷(Wilson，1989)、洋内岛弧(Brouxel et al.，1987)、活动大陆边缘(Pin and Paquette，1997)以及弧后盆地(Hinjo and Kato，2000)。据前文所述，种羊场火山岩成分上具双峰式火山岩特征，玄武质岩石高Ti(5941×10-6~17533×10-6)、Zr(112×10-6~176×10-6)、V(239×10-6~517×10-6)、Sc(25.1×10-6~42×10-6)和Y(18.0×10-6~29.9×10-6)含量(表 3)，较高的Ti/Sc(167~557)和Ti/V(24.9~51.7)，显示弧后盆地(边缘盆地)火山岩的特征(Hollings and Kerrich，2000)。与典型陆缘弧后盆地的Okinawa玄武岩(OTB)(Shinjo et al.，1999; Shinjo and Kato，2000)和弧-弧后盆地拉张形成的Brich-Uchi绿岩带玄武岩(BUB)(Hollings and Kerrich，2000)微量元素特征具有一定的相似性，在可以区分地幔源区的Nb/Yb-Ta/Yb、Nb/Yb-La/Yb、Nb/Yb-Th/Yb图解中(图 8a-c)(Pearce and Peate，1995)，种羊场玄武质岩石显示出与OTB和BUB的相似性。样品ZYC04投影点与OIB非常接近，其他玄武质岩石则落到E-MORB的附近，但是相比OIB(Ce/Pb=25、(Nb/Th)PM=1.43、(Nb/La)PM=1.25)和E-MORB(Ce/Pb=25、(Nb/Th)PM=1.65、(Nb/La)PM=1.27)，具有较低的Ce/Pb(6.19~11)、(Nb/Th)PM(0.21~0.82)、(Nb/La)PM(0.30~0.65)，所以种羊场火山岩并不是真正的E-MORB(OIB)，只是具有其特征，产出的环境并不相同，前者往往产出在大陆边缘而不是大洋里面(Xu et al.，2003; Cole et al.，2006; Castillo，2008; Tian et al.，2010)。在Hf/3-Th-Ta图解(图 8d)上，投点落在火山弧玄武岩(CAB)区，但与典型的岛弧玄武岩(Ti/V < 20；Zr/Y < 3；25 < Zr/Nb < 70)相比，种羊场玄武岩的Ti/V(24.9~51.7)，Zr/Y(4.94~7.42)，Zr/Nb(9.05~22.6)明显不同(Shervais，1982; 袁超等，2005; 毛治国等，2010)。在Ti/100-Zr-3Y图解(图 8e)上落入板内玄武岩区内，在La/Nb-Ba/Ta图解(图 8f)上，种羊场玄武质岩石都落入到弧后盆地玄武岩区内，在Nb/Yb-Th/Yb图解(图 8c)上，样品投影到大陆弧内，而不是大洋弧内。在Ta/Hf-Th/Hf图解(图 8g)上投点落入大陆拉张带(或初始裂谷)玄武岩区。综上所述，种羊场玄武岩具有E-MORB(OIB)、岛弧和板内拉张的混合特征，与OTB和BUB(具有MORB和岛弧混合特征)(图 8d，e)有所差异，表明种羊场玄武质岩石的形成环境可能是较靠近陆壳的异常弧后扩张盆地，种羊场玄武岩拉斑系列、钙碱系列向碱性系列过渡也显示了大陆边缘盆地的火山岩特征。
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图 8 种羊场玄武质岩石构造判别图解 (a、b)玄武质岩石Nb/Yb-Ta/Yb、Nb/Yb-La/Yb图解，阴影区表示不同类型大洋玄武岩的变化范围(N-MORB、E-MORB、OIB)相应元素的变化范围(标准值据Sun and McDonough，1989)；(c)玄武质岩石Nb/Yb-Th/Yb图解(Xu et al.，2003)；(d)玄武质岩石Hf/3-Th-Ta图解(Wood，1980)；(e)玄武质岩石Ti/100-Zr-3Y图解(Meschede，1986)，A-CAB；B-MORB+VAB；C-IAT；D-WPB；(f)玄武质岩石La/Nb-Ba/Ta图解(Cole and Stewart，2009)；(g)种羊场玄武质岩石Ta/Hf-Th/Hf图解(汪云亮等，2001) Fig. 8 Tectonic discrimination diagrams of basaltic rocks in Zhongyangchang (a，b)Nb/Yb vs. Ta/Yb diagram and Nb/Yb vs. La/Yb diagram of basaltic rocks，shaded regions indicate the rang of oceanic basalts(N-MORB，E-MORB and OIB)(normalizing values after Sun and McDonough，1989);(c)Nb/Yb vs. Th/Yb diagram of basaltic rocks(Xu et al.，2003);(d)Hf/3-Th-Ta diagram of basaltic rocks(Wood，1980);(e)Ti/100-Zr-3Y diagram of basaltic rocks(Meschede，1986)，A-CAB; B-MORB+VAB; C-IAT; D-WPB;(f)La/Nb vs. Ba/Ta diagram of basaltic rocks(Cole and Stewart，2009);(g)Ta/Hf vs. Th/Hf diagram of basaltic rocks in Zhongyangchang(Wang et al.，2001) |
石炭纪，西昆仑地区的裂解已经达到了一定规模，初步形成了堑垒相间的格局，大部分沉积物中都普遍夹有基性火山岩，西昆仑造山带北缘发育了泥盆纪-石炭纪陆缘弧后裂谷，出露早石炭世基性火山岩和晚石炭世中-酸性火山岩(孙海田等，2003; 李荣社等，2008)，说明西昆仑地区在石炭纪时期处于陆内伸展环境，这也是种羊场火山岩可能产于盆地拉张环境的有力证据，研究区出露的志留纪复理石沉积建造和上石炭统海滩及滩后台地沉积相的碳酸盐夹碎屑岩和少量火山岩，其可能是奥陶纪晚期已经形成的弧后盆地(潘裕生等，2000)再次拉张分裂形成的。由于没有出现真正的洋盆，可能是盆地拉张的早期阶段(洋盆转换阶段)，就夭折了。
7 岩石成因讨论双峰式火山岩中玄武岩源于地幔部分熔融争议不大，但是流纹岩却有有两种不同的成因机制，即同源玄武岩浆结晶分异产物，其中只有微量或根本没有陆壳物质的加入(Grove and Donnelly-Nolan，1986)和地壳物质部分熔融的结果(Huppert and Sparks，1988; Wilson，1989)。前述岩石的主微量元素的差异表明种羊场玄武质岩石和流纹岩可能不是同源岩浆演化的产物。在蚀变过程中，高场强元素(如Th、U、Nb、Ta、Zr、Hf、Ti、Y和Yb等)和稀土元素，具有弱的活动性。玄武质岩石Ti/Y(282~738)、Hf/Ta(3.65~8.61)、Zr/Y(4.94~7.42)、Zr/Nb(9.05~22.6)、Th/Yb(1.17~2.51)、La/Sm(3.76~4.40)和流纹岩Ti/Y(43.9~141)、Hf/Ta(12.6~14.3)、Zr/Y(6.39~17.7)、Zr/Nb(37.6~42.6)、Th/Yb(2.80~6.52)、La/Sm(7.21~8.24)的差异，也说明两者形成机制并不相同。
7.1 玄武质岩石成因研究表明，稀土元素的丰度和比值可以被广泛地用于对幔源岩石源区特征及地幔熔融的程度限定(Johnson，1998; Zhao and Zhou，2007; Liu et al.，2010)。用Yb标准化的HFSE比值可以消除或者减少部分熔融和高压分离结晶作用对元素含量产生的影响，从而得到岩浆源区的地球化学性质(Macdonald et al.，2000; 徐学义等，2009)。种羊场玄武岩的稀土元素以及某些微量元素特征(Zr/Hf、Nb/Ta、Th/Yb、Ta/Yb、La/Yb和Th/Yb)与E-MORB(OIB)具有相似性，表明玄武质岩石源区可能类似E-MORB(OIB)源。在Sm-Sm/Yb图解(图 9a)中，玄武质岩石Sm/Yb比值(1.76~3.12)较尖晶石二辉橄榄岩熔融曲线高，与石榴石+尖晶石二辉橄榄岩(50：50)熔融曲线相吻合。玄武质岩石具弱的Eu负异常到正异常、较低的Y和Yb含量，较高的Sr含量，La/Yb值为7.05~13.72，Dy/Yb为1.81~2.40>1.5，表明源区深度较大且熔融程度不高(柴凤梅等，2012)。对微量元素的模拟计算也表明种羊场玄武质岩石为部分熔融(5%~20%)的产物(图 9a)。
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图 9 种羊场火山岩成因图解 (a)玄武质岩石Sm-Sm/Yb图解(冯光英等，2011)，熔融曲线为尖晶石二辉橄榄岩(Kinzler，1997)和石榴子石二辉橄榄岩(Walter，1998)；矿物基质分配系数以及DMM引自McKenzie and O’Nions，1991；PM、N-MORB和E-MORB数值据(Sun and McDonough，1989)；每条曲线上的数字对应于给定地幔源区的部分熔融程度；(b)种羊场火山岩Th/Nb-Ce/Nb图解；(c、d)玄武质岩石Th/Zr-La/Yb、Ta/Yb-Th/Yb图解 Fig. 9 Petrogeneis diagrams of basaltic rocks in Zhongyangchang (a)Sm vs. Sm/Yb diagram of basaltic rocks(Feng et al.，2011)，melt curves are drawn for spinel-iherzolite(Kinzler，1997)and for garnet-iherzolite(Walter，1998); mineral/matrix partion coefficients and DMM are from the complication of McKenzie and O’Nions，1991; PM，N-MORB and E-MORB compositions are from Sun and McDonough，1989; Tick marks on each curves correspond to degrees of partical melting for a given mantle source;(b)Th/Nb vs. Ce/Nb diagram of volcanic rocks in Zhongyangchang;(c，d)Th/Zr vs. La/Yb，Ta/Yb vs. Th/Yb diagram of basaltic rocks |
种羊场玄武质岩石较低的MgO(4.19%~6.61%)、Mg#值(36~53)、Ni(37.9×10-6~123×10-6)、Cr(11.5×10-6~92.1×10-6)含量；La/Sm比值(3.76~4.40)随着La含量的增加而变化较弱，这些特点表明其是原始岩浆经历了一定程度分异作用后的产物。SiO2与Al2O3和MgO的负相关、Mg#与Ni的正相关、明显低于原生玄武岩浆(Ni=300×10-6~400×10-6，Cr=300×10-6~500×10-6)(Hess，1992)的含量以及岩石中普遍存在的单斜辉石、角闪石以及少量橄榄石斑晶，表明母岩浆经历了单斜辉石、角闪石和橄榄石的分离结晶作用；同时源区岩浆还经历了少量的斜长石(SiO2与Na2O负相关和弱的Eu负异常)、钛铁矿(SiO2与TiO2负相关)和磷灰石(SiO2和P2O5负相关)分离结晶作用。
种羊场玄武质岩石强烈的大陆亲缘性，可能是岩浆上升侵位过程中受到陆壳物质的同化混染作用。根据不会因结晶作用而改变、对同化混染作用又敏感的元素比值(例如，Th/Yb、Ta/Yb、La/Yb、Zr/Yb、Th/Nb、Ce/Nb、Th/Zr和Zr/Nb等)之间的协变关系，可以准确的判断是否存在混染现象(Barker et al.，1997; MacDonald et al.，2001)。在Th/Nb-Ce/Nb、Th/Zr-La/Yb和Ta/Yb-Th/Yb相关图解(图 9b-d)中，表现出明显正相关；在图解Th/Nb-Ce/Nb(图 9b)中落入到E-MORB(OIB)与上地壳之间，表明种羊场玄武质岩石形成过程中存在同化混染现象。
综上所述，种羊场玄武质岩石源区为类似E-MORB(OIB)的地幔源区，随着LREE的富集程度增大，向更加类似OIB特征的方向靠近，反映了其源区的富集。伴随地壳的拉张减薄，深部热的软流圈物质发生快速上涌，上覆的岩石圈地幔发生减压部分熔融，原始岩浆在上升过程中经历了一定程度的分离结晶和地壳混染作用，由于玄武质岩浆的底侵作用，使地壳加热而进一步发生部分熔融，在地壳薄弱地带喷发基性岩浆。
7.2 流纹岩成因地壳(俯冲洋壳、镁铁质下地壳、长英质上地壳)深融作用可以形成流纹岩岩浆。种羊场流纹岩低Sr、高Y、贫Al2O3的特征与俯冲的洋壳部分熔融形成的高Sr、低Y、富Al2O3的埃达克岩(Defant and Drummond，1990)特征明显不同。较低的Nb/Ta(13.08~13.45)排除了蚀变的硅质洋壳(Nb/Ta>17)(Ben Othman et al.，1989)。高的SiO2(78.01%~80.89%)和极低的MgO(0.37%~0.71%)和Fe2O3(0.57%~1.63%)，弱的负Eu异常，不可能是幔源岩浆直接演化的产物，也很难发生强烈的分离结晶作用(耿新霞等，2010)，但是其Mg#值(50~60)(未在表 3中列出)却高于大多玄武岩，对于如此高硅的酸性岩，Mg#值也许不能作为其幔源特征的可靠依据，如美国Medicine湖幔源玄武岩浆演化的流纹岩具有更低的SiO2(68.2%~70.4%)、更高的MgO(0.30%~1.54%)和Fe2O3(1.87%~3.51%)(Grove and Donnelly-Nolan，1986)；又如新疆阿尔泰南缘康布铁堡组钾-钠质流纹岩(地壳部分熔融的产物)Mg#值多分布在62~74之间(单强等，2012)。种羊场流纹岩高的K2O/TiO2(14.9~19.8)、K2O/P2O5(33.4~55.2)、Al2O3/TiO2比值(31.2~47.5)，表现了壳源岩浆的亲缘性(Condie，1986; 刘树文等，2013)；明显富集Rb、Ba、K、Th、U、轻稀土元素和高场强元素Zr、Hf，低的Cr、Ni、Co含量，强烈亏损Nb、Ta、Ti、Sr、P等元素；Nb/Ta比值在13.08~13.45，与大陆地壳值相近(Nb/Ta=12~13)；K/Rb值为296.02~341.25，接近于上地壳平均值283(Gao et al.，2004)；较低的Ti/Zr比值(6.86~7.94)和Nb/Y(0.15~0.471)；与上地壳吻合的球粒陨石标准化的稀土元素配分曲线，都说明流纹岩的原始岩浆来源于上地壳。在Th/Nb-Ce/Nb图解中，落入到上地壳Th/Ce=0.2的直线附近(Kerrich et al.，1999; 单强等，2012)，这是种羊场流纹岩是上地壳部分熔融的产物的又一佐证。
8 地质意义晚古生代以来，西昆仑地区出现了小洋盆与微陆块相间的构造格局，苏巴什-康西瓦-瓦恰缝合带以南到班公错-怒江缝合带以北地区为晚古生代裂谷进一步演化的洋盆，其间夹持若干地块，构成复杂的多岛洋盆，即古特提斯洋(计文化等，2004; 李荣社等，2008)。青藏高原演化过程中，古特提斯洋自早石炭世打开，早二叠世扩张到最大规模后开始俯冲消减，逐渐缩小(莫宣学和潘桂棠，2006)。石炭纪-二叠纪形成的昆北活动陆缘裂谷盆地和大量双峰式火山岩(李荣社等，2008; 计文化等，2009)、苏巴什和西乌金兰湖北岸弧后盆地蛇绿岩(潘裕生等，2000; 计文化等，2004)以及阿然保泰二叠纪OIB型玄武岩(任广利等，2010)的发现为该阶段喀喇昆仑-甜水海区古特提斯演化提供了一定的依据。原特提斯洋俯冲过程中，其弧后盆地可能开始于奥陶纪，并发生破裂，甜水海地体上奥陶-志留系的复理石沉积，或许代表了其早期破裂的产物，早古生代末期大陆碰撞造山，昆仑山成陆，由汇聚挤压环境开始向陆内伸展环境转变，石炭纪早期，塔什库尔干-甜水海地体原弧后盆地再次扩张，下沉，沿多条破裂带拉开成洋，因此没有形成统一的大洋地壳盆地，而是在洋盆中保留了许多陆壳或者岛链(潘裕生等，2000)，上石炭统恰提尔群海滩及滩后台地沉积相的碳酸岩夹碎屑岩和少量火山岩说明该时期已经进入了海相沉积阶段。石炭纪晚期-二叠纪古特提斯洋不断的扩张，开始向南(沿乔尔天山-红山湖缝合带)、向北(沿苏巴什-康西瓦-瓦恰缝合带)开始消减收缩。
古特提斯洋扩张规模从东往西呈收敛趋势，由发育较完整蛇绿岩组合的有限洋盆，转变为陆间裂谷至大陆边缘裂谷，蛇绿岩组合逐渐消失，火成岩逐渐变为裂谷型双峰式火山岩(赖绍聪和刘池阳，1999)。种羊场一带石炭纪早期火山岩的发现，可能代表了塔古特提洋西端早期扩张的记录，为西昆仑-喀喇昆仑地区晚古生代多岛洋格局提供了新的证据。
9 结论(1)种羊场火山岩是一套互层产出的玄武岩-玄武安山岩-流纹岩组合，具双峰式火山岩特征，其中流纹岩单颗粒锆石U-Pb年龄测定得出三组年龄，343.5±4.1Ma代表了火山岩的形成年龄，2439±26Ma和1988±36Ma说明了甜水海地区可能存在前寒武纪结晶基底。
(2)种羊场玄武质和流纹质岩石地球化学特征的差异表明它们不是同源岩浆演化的产物。玄武质岩石呈现出E-MORB(OIB)、板内拉张和岛弧的混合特征，可能是异常陆缘弧后盆地拉张裂解的产物。源区为类似E-MORB(OIB)的岩石圈地幔，形成机制是深部热的软流圈物质发生快速上涌致使上覆的岩石圈地幔发生减压部分熔融，并经历了分离结晶和地壳混染作用。流纹岩属于高硅高碱的钙碱性火山，是地幔物质底侵作用使地壳加热部分熔融形成的产物。
(3)种羊场石炭纪火山岩的发现，可能代表了古特提洋西端早期扩张的记录，为西昆仑-喀喇昆仑地区晚古生代多岛洋格局提供了新的证据。
致谢 感谢肖文交研究员及另外一名匿名审稿专家对本文提出建设性修改意见！感谢牛贺才研究员、许继峰研究员和王焰研究员在论文修改过程中进行了悉心指导！感谢编辑部对完善本文提出宝贵意见！野外工作得到国家305项目办公室、新疆塔什库尔干县县委及国土资源局的支持。在此一并表示感谢。| [1] | Baker JA, Menzies MA, Thirlwall MF and MacPherson CG. 1997. Petrogenesis of Quaternary intraplate volcanism, Sana'a Yemen: Implications for plume-lithosphere interaction and polybaric melt hybridization. Journal of Petrology, 38(10): 1359-1390 |
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