蛇绿岩的岩性单元可以与现代大洋岩石圈的各个组成单元相对比，被认为是古大洋岩石圈的残留物，含丰富的古大洋地幔动力学信息。板块构造学说认为，蛇绿岩存在之处，标志着这里曾经是古板块边缘上地幔物质上升的地方。蛇绿岩的研究，对探讨造山带早期地质演化历史、重建古构造环境和板块拼合过程，具有十分重要的作用(周国庆，2008)。天山造山带蛇绿岩一直以来也都是地质学家们研究的热点(邬继易和刘成德，1989；王作勋等，1990；肖序常等，1992；高长林等，1995；卢华复等，2001)。天山造山带由北向南分布有4条重要的古生代蛇绿岩带，分别是北天山晚古生代蛇绿岩带、中天山北缘早古生代蛇绿岩带、中天山南缘早古生代晚期-晚古生代早期蛇绿岩带和南天山晚古生代蛇绿岩带(郝杰和刘小汉，1993；高俊等，1995)。分布于中天山北缘断裂带北侧的北天山晚古生代蛇绿岩带，位于北天山伊连哈比尔尕晚古生代构造岩浆岩带内，呈北西西-南东东向展布，从艾比湖、经巴音沟向东延伸至后峡地区，前人的研究表明该蛇绿岩出露于上石炭统沙大王组，并与中泥盆统依连哈比尔尕组呈断层接触，与上覆上石炭统奇尔古斯套群呈角度不整合接触，因此只能确定蛇绿岩形成时代的上限(何国琦等，1994；李锦轶等，2006)。由于研究区内缺少系统的岩石地球化学资料，无法对区内晚古生代地质演化、古构造环境及其动力学机制进行有效的分析。因此，通过拜辛德-吉吾恰依一带蛇绿岩锆石U-Pb测年和岩石地球化学分析，可以准确厘定研究区蛇绿岩形成时代，判别蛇绿岩大地构造环境。

1 蛇绿岩区域概况和地质特征 1.1 区域地质概况

研究区位于北天山，处于“中天山北缘断裂”北侧。位于新疆中部的北天山，是中亚造山带重要组成部分，也是地球上最大的显生宙增生造山带。弧-陆增生和碰撞造山作用，是中亚古生代造山带的主要特征(Xiao et al., 2004, 2008, 2010)。当时古亚洲洋构造格局是多岛弧型，类似于现今的西南太平洋地区。随着古亚洲洋的闭合，多数微陆块、岛弧、海山混杂在其内部，最终洋盆的闭合使各陆块、岛弧等在晚古生代进行贴合、碰撞作用(Kröner et al., 2007)。

北天山晚古生代蛇绿岩带呈北西西向展布，长度超过300 km。其南界是北西西走向的中天山北缘断裂，北界是北倾的逆冲断层。研究区位于巴音沟东侧依连哈比尔尕山主山脊，玛纳斯河西侧，是北疆蛇绿岩中时代最新的。蛇绿岩是北天山晚古生代构造岩浆作用重要组成部分，研究拜辛德-吉吾恰依一带蛇绿岩，对了解北天山晚古生代构造岩浆作用具有重要的意义。

1.2 地质特征

研究区从南西至北东，存在3个主要地质单元，依次为中泥盆统依连哈比尔尕组、下石炭统沙大王组和上石炭统奇尔古斯套组。下石炭统沙大王组与下伏中泥盆统依连哈比尔尕组呈断层接触；与上石炭统奇尔古斯套组角度不整合接触。蛇绿岩呈推覆岩片逆冲分布于下石炭统沙大王组。带内蛇绿岩带宽度不等，以砂岩、凝灰岩为基质，各构造岩块与基质呈断层接触(图 2a、2b)。由于受后期构造破坏，与典型的蛇绿岩的“完整层序”有一定差距，但从岩石组合特征来看，仍是一个岩石组合基本齐全的蛇绿岩组合。岩石变形变质强烈，普遍强蚀变碎裂岩化(图 2c)、绿泥石化、碳酸盐化。同时受断裂构造控制，岩块上有方向不同的擦痕和滑动镜面(图 2d)，特别是蛇纹岩表面，可知在其形成过程中发生过多次不同方向的滚动，为多次构造作用的产物。

2 样品采集及测试方法

本次辉长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb测试样品采自吉吾恰依达坂，采样坐标为：经度85°41′44″，纬度43°42′00″。测试时先将样品经破碎后，用常规重力和磁选方法分选出锆石，选出具代表性的锆石样品；然后将锆石样品配列在载玻片双面胶上，放上PVC环，再将环氧树脂和固化剂进行充分混合后注入PVC环，进行磨平抛光，然后对锆石进行透射光和反射光显微照相以及阴极发光图像分析观察锆石结构，选择合适定位点进行测年和数据结果的分析和解释。将挑选出的锆石送至南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室进行测年。测试使用与New Wave 213 nm激光取样系统连接起来的Agilent 7500a ICP-MS完成。分析过程中，激光束斑直径采用20~30 μm，频率5Hz。样品剥蚀后，由氦气为载气，再和Ar气混合后进入ICP-MS进行分析，U-Pb分馏根据澳大利亚锆石标样GEMOC GJ-1(²⁰⁷ Pb/²⁰⁶ Pb年龄为608±1.5 Ma)来校正，锆石标样Mud Tank(截距年龄为732±5 Ma)为内标，控制分析精度。U-Pb年龄和U，Th，Pb的计算由GLITTER软件(ver.4.4获得)，普通Pb的校正以及谐和图的绘制由IsoPlot软件处理完。

岩石地球化学样品分析在新疆维吾尔自治区矿产实验研究所岩矿检测室完成。常量元素分析使用美国ARL公司制造的X荧光光谱仪(规格型号为XRF-8680) 测试，其RD＜2%；微量元素测试使用X系列电感耦合等离子体质谱仪(CIP-MS)，检测依据ZBF-3.67-2005)，误差小于5%。

3 测试结果 3.1 锆石LA-ICP-MS测年

14TWS-PMXXXIV-6样品共分选出20多粒锆石，锆石粒度相对均匀，外形多为短柱状，透明自形晶型，阴极发光照片显示典型的岩浆锆石结晶环带或条带(图 3)。结合其反射光、透射光和阴极发光照片，选择9颗具锆石颗粒进行U、Th和Pb同位素分析，结果见表 1，谐和图见图 3。由表 1可见，样品的U含量为148×10^-6~450×10^-6，Th含量为40×10^-6~140×10^-6，Th/U值为0.28~0.94(均值为0.61，大于0.4)，说明Th/U值具有较好的正相关性。年龄数据点集中分布于330~340 Ma，且均落于和谐线上，说明330~340 Ma代表岩浆结晶时间，9个点的²⁰⁶ Pb/²³⁸U加权平均年龄为336.2±2.3 Ma(MSWD=1.9)，因此将336.2±2.3 Ma解释为蛇绿岩形成年龄。

3.2 主要元素地球化学特征

由主要元素数据(表 2)可见，蛇纹石化辉橄岩的SiO₂含量为39.85%~40.39%(均值为40.1%)，Al₂O₃含量为1.04%~1.81%(均值为1.4%)，MgO含量为36.56%~38.05%(均值为37.23%)，2件样品的Na₂O含量较低，K₂O、TiO₂含量极低，TiO₂(0.026%~0.028%)，由图 4可以看出蛇纹石化辉橄岩落于变质橄榄岩区域。

由表 2还可见，辉长岩的SiO₂含量为48.73%~51.28%，Al₂O₃含量为13.62%~15.47%，MgO为5.6%~10.3%，Mg^#变化范围较大(33~50)，具有较低的TiO₂含量(0.55%~0.89%)、K₂O含量(1.16%~1.26%)和全碱含量(Na₂O+K₂O=3.46%~5.73%)。在Zr/(TiO₂×0.0001)-Nb/Y图解中，所有辉长岩样品具有玄武岩性质。

玄武岩可以分为2个亚类：玄武岩和碱性玄武岩(图 4)。玄武岩具有相对低的TiO₂含量(0.8%~1.35%)、K₂O含量(0.53%~0.86%)及Mg^#(36~40)。考虑到该组样品的稀土元素含量和微量元素含量与典型MORB样品相似，均表现为大洋中脊玄武岩特征。碱性玄武岩具有相对高的TiO₂(2.05%~2.14%)、K₂O(2.74%~3.46%)和Mg^#(23~30)，表现OIB玄武岩特征。

3.3 稀土、微量元素地球化学特征

由样品的稀土元素和微量元素结果(表 3)可见，研究区蛇纹石化辉橄岩样品的ΣREE为2.32×10^-6~2.34×10^-6，LREE/HREE为2.09~2.30，La_N/Yb_N值为2.65~2.46，δEu为1.61~2.12，有明显Eu正异常。在不相容元素的原始地幔标准化图中Rb、Th明显富集，Pr，Ti明显亏损。总体上，样品的配分曲线形态基本一致(图 5a、5b)。

研究区辉长岩的稀土总量可以分为2组：较低的为16.83×10^-6~18.37×10^-6，是球粒陨石的7~8倍，较高的为34.5×10^-6，为球粒陨石的11倍，总体与MORB型相似，其LREE/HREE为1.54~1.81，LREE含量略高，Ce_N/Yb_N为2.77~3.55(均值为3.16)，La_N/Sm_N为1.43~1.70(均值为1.57)，稀土分布曲线呈近平坦型，轻重稀土分馏不明显，轻稀土略富集。其δEu值为1.07~1.16，均大于1，δCe为0.95，具有不太明显的铕正异常和铈负异常。Eu的亏损与富集主要取决于含钙造岩矿物的聚集与迁移(赖绍聪和刘池阳，2003)，由于这类矿物的Ca²⁺的离子半径与Eu²⁺、Eu³⁺的相似，而与Eu²⁺电价相同，其晶体化学性质确定了Eu可通过类质同象形式进入造岩矿物中。因此，导致正铕异常的出现是由于分异结晶作用进而使斜长石堆积(密文天等，2012)。辉长岩的球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(图 5c)表明，辉长岩的总体水平为球粒陨石的10倍左右，与E-MORB比较相似。辉长岩的Ta/Hf值为0.08~0.16(均值为0，12)，Nb/La值为0.92~1.74(均值为1.33)，Ti/Y值为0.001~0.002(均值为0.0015)。在微量元素原始地幔标准化图解(图 5d)中，Ba、Th、Sr、Hf处于正异常，Ti处于负异常，而不相容元素La、Ce……Y、Yb等形成一个比较平缓的区间。

由玄武岩稀土元素特征球粒陨石标准化配分曲线(图 5e)可以看出，4件玄武岩样品可以明显分为2类：第一类为洋中脊玄武岩，第二类为洋岛玄武岩。

第一类玄武岩的Ce_N/Yb_N值为3.34，La_N/Sm_N值为1.65，δEu为0.99~1.25，δCe为0.82~0.91，Th/Ta值为3.31，Ta/Hf值为0.10，Nb/La值为0.75。Σ REE为29.39~51.71，其含量较低，LREE/HREE为1.58~1.95，2件玄武岩均具有相对平坦的REE配分模式(图 5e)，其轻重稀土分馏不明显，同时各个样品REE配分曲线相互平行，显示了其稀土分异程度相近，具有同源岩浆的特征。在原始地慢标准化(图 5f)中，富集Ba、Sr，其他元素几乎不存在分异现象，Nb、La和Ce配分曲线明显向左倾斜，排除大离子亲石元素遭受后期改造进而上升的因素，其他元素的地球化学特征近似于大洋中脊型玄武岩的岩石化学特征，说明此类玄武岩为大洋中脊玄武岩(MORB)。

第二类玄武岩的Ce_N/Yb_N值为21.24~22.79，La_N/Sm_N值为3.87~4.09，δEu为1.13~1.15，δCe=0.90。Σ REE为144.57×10^-6~163.85~10^-6，明显高于N-MORB，La/Yb值为10.03×11.08，轻稀土富集，在稀土配分图上呈明显的负倾斜。Th/Ta值为1.29~1.3(均值为1.32)，Ta/Hf值为0.48，Nb/La值为1.22~1.29(均值为1.25)。这些特征都与洋岛玄武岩相似而不同于N-MORB。通过微量元素蛛网图可以看出第二类玄武岩Sr元素有明显亏损，存在Ta正异常，与典型的OIB具有相同的分布型式，说明此类玄武岩为洋岛玄武岩(OIB)。

4 构造环境讨论

前人对天山石炭纪-二叠纪火山岩的研究表明，早石炭世火山岩与下伏地层呈广泛角度不整合接触，在不整合面之下普遍存在磨拉石建造的砾岩层，且该砾岩应是天山古生代洋盆闭合后由于板块拼贴-碰撞挤压造山作用所产生的磨拉石建造，早石炭世天山古生代洋盆已经闭合(夏林圻等，2002)。研究区内蛇绿岩中辉长岩的锆石年龄为336.2±2.3 Ma，也表明北天山蛇绿岩带形成于早石炭世。

对蛇绿岩的微量元素进行分析，在Nb-Zr-Y图解(图 6)中，样品均落入N-MORB或火山弧玄武岩的D区。由于Th、Ta等元素在地幔软流圈和MORB中含量很低，并且在熔体与矿物之间分异很小，因此这些元素在MORB中保持一致。将研究区蛇绿岩中的玄武岩与洋中脊型玄武岩对比可见，其LREE相对HREE亏损不明显。根据以往研究，形成这种现象的情况有2种:一是少量OIB与N-MORB的混合作用形成LREE略富集的E-MORB。这与研究区玄武岩的地球化学特征不相符，拜辛德-吉吾恰依蛇绿岩中的玄武岩很少出现LREE富集。二是由于在原始地幔标准化图上呈平坦分布型式，岩石稀土元素和微量元素的分布特征接近原始地幔，可能是由于略亏损的源区岩石发生部分熔融而形成。稀土元素特征和微量元素特征与原始地幔十分相近，说明其原岩为近于原始地幔组分的源区，而不是像一般的N-MORB那样形成于强烈亏损的地幔源区。据此可以推断拜辛德-吉吾恰依蛇绿岩中的玄武岩形成于大洋形成初期。

研究区还存在一套OIB玄武岩，该套玄武岩具较高的TiO₂含量，在微量元素原始地幔标准化图上有明显的Nb、Ta正异常，在Nb-Zr-Y、Ti-Zr-Y(图 6)图解上，这些样品均投在板内玄武岩区，由于板内玄武岩成因与洋岛玄武岩相似，因此可以说明该套玄武岩为洋岛玄武岩。在Ta/Yb-Th/Yb图解中这些玄武岩靠近OIB区，而远离E-MORB和N-MORB区域，元素的比值特征显示岩石未受俯冲带流体交代的影响(陈根文等，2012)。

综上所述，北天山拜辛德-吉吾恰依一带蛇绿岩的形成时间是早石炭世，早石炭世基底火山单元是在大陆裂谷环境中形成的，其源区近似于OIB源区的地幔软流圈源，且未受俯冲作用影响。推测研究区蛇绿岩应形成于强烈的大陆扩展作用，导致大陆裂谷向大洋裂谷转变，近似于红海型，因此拜辛德-吉吾恰依一带蛇绿岩可以称为“红海型”蛇绿岩。

5 结论

(1) 北天山拜辛德-吉吾恰依一带蛇绿岩铁镁质火山杂岩呈MORB的地球化学特征，同时还存在一套由地幔源形成的OIB型玄武岩。

(2) 蛇绿岩带内辉长岩锆石年龄为336.2±2.3 Ma。

(3) 鉴于早石炭世晚古生代洋盆已经闭合且在研究区与蛇绿岩有关的断层均为南倾的逆冲断层，同时存在洋中脊型玄武岩伴生的洋岛玄武岩，推测有软流圈物质上涌导致天山北部出现裂谷拉张，从而形成“红海型”蛇绿岩。

致谢: 感谢维吾尔自治区地质调查院薛晓峰及项目组成员对野外工作的大力支持!