2012, Vol. 28
2. 中国地质大学地球科学与资源学院, 北京 100083;
3. 新疆维吾尔自治区地质矿产勘查开发局, 乌鲁木齐 830000;
4. 新疆维吾尔自治区地质矿产勘查开发局第三地质大队, 库尔勒 841000
2. School of Earth Sciences and Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China;
3. Bureau of Geology and Mineral Resources of Xinjiang, Urumqi 830000, China;
4. The Third Geological Brigade, Bureau of Geology and Mineral Resources of Xinjiang, Kuerle 841000, China
天山造山带是一个经历了复杂变形改造的晚古生代碰撞造山带 (Windley et al., 1990) 和典型的增生型造山带 (Xiao et al., 2009)，同时又是一个重要的成矿区域 (朱永峰等，2007；朱永峰，2009)。西天山地区广泛分布着与晚古生代增生造山过程相关的火山岩，以石炭纪大哈拉军山组比较典型，研究程度也较高。然而，关于其岩石成因及产出构造环境仍然存有争议，归纳起来主要有：大陆裂谷或与地幔柱有关的裂谷环境 (如车自成等，1996；夏林圻等，2004)、活动大陆边缘或岛弧环境 (如Zhu et al., 2005；钱青等，2006；Wang et al., 2007；孙林华等，2007；龙灵利等，2008)。此外，不同地区大哈拉军山组火山岩的形成年龄跨度较大 (约50Ma)，从晚泥盆世到晚石炭世都有分布，可能并非一期地质事件的产物，部分学者建议将大哈拉军山组解体 (朱永峰等，2006b；李永军等，2009)。
近年来，在西天山东部地区，相继勘查或发现了一系列与石炭纪大哈拉军山组火山岩有关的铁矿床 (图 1a；李凤鸣等，2011)，形成了具有巨大铁资源量的西天山阿吾拉勒铁成矿带 (冯金星等，2010)。其中，查岗诺尔和智博铁矿 (诺尔湖铁矿) 是该地区有找矿突破的两个大型磁铁矿矿床，已有部分学者对其开展研究工作 (冯金星等，2010；汪帮耀等，2011；汪帮耀和姜常义，2011；Zhang et al., 2011)。然而，限于研究程度，一些关键问题，诸如成矿动力学背景、成矿过程、成矿时代以及围岩蚀变与成矿的关系等仍然存疑。对赋矿火山岩的形成时代以及构造地质背景的研究是重建成矿过程的关键之一。鉴于此，本文以查岗诺尔和智博铁矿为研究区，对矿区内的大哈拉军山组火山岩以及闪长岩体进行岩相学、岩石地球化学和LA-ICP-MS锆石U-Pb定年研究，探讨矿区火山岩形成的时代及构造背景，从而加深对成矿过程的认识，同时为区域上大哈拉军山组火山岩的研究提供新的岩石地球化学与年代学资料。
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图 1 西天山构造框架图 (a，据Zhu et al., 2009修改)、西天山查岗诺尔铁矿 (b) 以及智博铁矿 (c) 地质简图 (分别据新疆地矿局第三地质大队，2011①②修改) Fig. 1 The tectonic sketch map of the western Tianshan (a, modified from Zhu et al., 2009), simplified geological maps of the Chagangnuoer deposit (b) and Zhibo deposit (c) |
① 新疆地矿局第三地质大队.2011.新疆和静县查岗诺尔铁矿深部及外围普查
② 新疆地矿局第三地质大队.2011.新疆和静县诺尔湖铁矿详查地质报告
2 区域及矿床地质特征中国境内的西天山是指托克逊-库米什公路以西的天山造山带部分，传统上被划分为北天山、中天山和南天山 (黄汲清等，1980)。综合近年来的研究成果，Gao et al.(2009a) 进一步将西天山区域构造单元自北向南划分为：北天山弧增生体、伊犁地块北缘活动陆缘、伊犁地块、伊犁地块南缘活动陆缘、中天山复合弧地体、西天山 (高压) 增生楔和塔里木北部被动大陆边缘。中天山-伊犁地块自西向东呈楔形尖灭，夹持于准噶尔板块与塔里木板块之间，其南北两侧以晚古生代缝合带为界，这些缝合带内断续出露有蛇绿岩以及超高压-高压变质岩石 (肖序常等，1992；何国琦等，1994；Gao et al., 1998；董连慧等，2010)。伊犁地块与北天山造山带以天山主干断裂为界，与西南天山造山带以尼古拉耶夫线为界 (图 1a)。在伊犁地块元古宙古老基底之上广泛分布着与天山晚古生代构造活动有关的火山岩组合。其中，石炭纪大哈拉军山组火山岩主要分布于婆罗科努山、那拉提山、阿吾拉勒山、伊什基里克山以及大哈拉军山一带 (图 1a)，主要由玄武岩、玄武安山岩、流纹岩、粗面岩、粗面安山岩及中酸性凝灰岩组成 (新疆维吾尔自治区地质矿产局，1993)。西天山地区侵入岩广泛分布，主要为一套与洋盆收敛俯冲有关的钙碱性侵入岩、与同碰撞有关的富铝花岗岩以及后造山的富钾花岗岩等 (朱志新等，2011)。
查岗诺尔铁矿与智博铁矿位于新疆自治区和静县境内博罗科努山系的主脊线上，直线距离约为10km；在区域构造上属于伊犁地块东北缘的活动带。矿区内岩浆活动强烈，主要出露有石炭纪大哈拉军山组和伊什基里克组火山岩，侵入岩以浅肉红色的正长花岗岩、花岗闪长岩以及灰白色、灰褐色的石英闪长岩为主，环状断裂和放射状断裂十分发育，显示破火山口机构特征 (冯金星等，2010)。查岗诺尔铁矿位于破火山口的西北缘，赋矿围岩主要为石炭纪大哈拉军山组的安山岩及安山质凝灰岩，含少量基性至酸性的熔岩、凝灰岩，局部夹变碳酸盐岩 (大理岩透镜体)；矿区发育北西向、北东向断裂及火山机构环状断裂构造，其中F8断层和F10断层在FeI矿体两侧近平行延伸呈弧形展布，可能作为火山气液流体运移的通道以及容矿构造控制着FeI矿体的产状；围岩蚀变以石榴子石化、阳起石化、绿帘石化围绕矿体呈带状分布为特征 (图 1b)。智博铁矿位于破火山口中心，构造以单斜构造为主；铁矿体同样赋存于大哈拉军山组火山岩中 (图 1c)，以浅灰绿色蚀变玄武质安山岩为主，围岩蚀变以钾长石化、绿帘石化为主，少量阳起石化、绿帘石化呈带状集中分布。
3 岩相学特征本次研究的火山岩样品采自于矿区内部分见矿较好的钻孔以及火山岩露头，挑选新鲜样品进行岩石地球化学分析以及锆石U-Pb测年的研究。所采样品主要为玄武安山岩、粗面安山岩、英安岩、少量流纹岩以及玄武质、安山质凝灰岩等，此外挑选部分闪长岩样品进行对比测试。
玄武安山岩呈灰褐色、灰黑色，蚀变后呈灰绿色，主要造岩矿物为斜长石 (40%~50%)、角闪石 (30%~40%)、辉石 (5%~10%) 等；斜长石与角闪石无定向排列，组成交织结构 (图 2a)，含少量浅绿色杏仁构造，副矿物有榍石、磷灰石等。粗面安山岩呈紫红色，斑状结构，块状构造；斑晶主要有钾长石 (15%~20%)、斜长石 (5%~10%)、角闪石 (5%~10%) 等，基质以钾长石 (15%~30%)、斜长石 (10%~15%) 微晶和细火山灰 (20%~25%) 为主；钾长石局部高岭土化，斜长石发生钠黝帘石化，少量角闪石发生绿帘石化。英安岩呈灰白色，主要由斜长石 (55%)、石英 (25%)、角闪石 (10%) 等组成，斑状结构，斑晶以斜长石、石英为主，有时含少量角闪石；斜长石斑晶多呈板状，有时发育环带结构 (图 2b)，少量角闪石斑晶呈六边形，具有环带结构，边部发生绿泥石化；基质为霏细结构，主要为细粒的长石、石英等，含少量磁铁矿颗粒。流纹岩呈暗红色，斑状结构，块状构造；斑晶含量为25%~30%，以斜长石为主；基质由隐晶质和长石、石英微晶组成，发育流纹状构造，少量磁铁矿微晶分布于基质中 (图 2c)。闪长岩呈灰色，他形-半自形粒状结构，块状构造，主要由斜长石 (55%~60%) 和角闪石 (35%~40%) 组成，含少量石英和黑云母，局部长石发育高岭土化，角闪石发育绿泥石化蚀变 (图 2d)。
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图 2 西天山查岗诺尔和智博矿区火山岩显微岩相特征 (a)-CG93：玄武安山岩，斜长石与角闪石组成交织结构，正交偏光；(b)-ZB382：英安岩，斜长石发育环带，正交偏光；(c)-CG102：流纹岩，发育斜长石斑晶，基质以微晶和火山灰为主，具流纹结构；(d)-ZB360：闪长岩 Fig. 2 Thin-section microphotographs of volcanic rocks from Chagangnuoer and Zhibo iron deposits, western Tianshan (a)-CG93: basaltic andesite, consists of plagioclase and amphibole in a pilotaxitic texture, crossed polars; (b)-ZB382: dacite, oscillatory zoning in plagioclase, crossed polars; (c)-rhyolite, rhyotaxitic structure, containing plagioclase phenocrysts, in a microcrystalline and volcanic ash groundmass; (d)-ZB360: diorite |
对查岗诺尔和智博矿区的火山岩以及闪长岩样品进行系统的主量元素、微量元素及稀土元素分析，测试均在中国地质科学院国家地质测试中心完成。主量元素采用X射线荧光法 (XRF) 在X荧光光谱仪 (3080E) 上测定，微量元素和稀土元素利用电感耦合等离子体质谱法 (ICP-MS) 在离子质谱仪 (X-series) 上测试完成。分析结果见表 1。
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表 1 查岗诺尔和智博矿区火山岩主量 (wt%)、稀土和微量元素 (×10-6) 地球化学分析数据 Table 1 Major element (wt%) and trace element (×10-6) compositions of the volcanic rocks in Chagangnuoer and Zhibo iron deposits, western Tianshan |
查岗诺尔和智博矿区火山岩样品的SiO2含量分别介于45.92%~78.46%、46.54%~68.72%之间，在火山岩SiO2-Na2O+K2O (TAS) 图解中 (Le Bas et al., 1986)(图 3a)，主要由玄武岩、粗面玄武岩、玄武安山岩、玄武粗安岩、玄武安山岩、粗安岩、粗面英安岩、英安岩以及流纹岩组成，显示为基性-中性-酸性连续岩石系列，以中-基性火山岩为主。查岗诺尔火山岩Al2O3含量介于10.73%~15.70%之间，智博火山岩Al2O3含量略高，介于13.14%~17.19%之间。两个矿区的火山岩全碱含量 (Na2O+K2O) 较高，分别为2.46%~10.13%、3.21%~9.09%。在SiO2-K2O图解中 (图 3b)，多数样品具有钙碱性和高钾钙碱性的特点，部分样品落入钾玄岩范围内。TiO2含量分别为0.14%~1.39%和0.38%~1.44%，整体含量较低。在哈克图解中 (未列出)，火山岩大部分主量元素含量 (如TiO2、MgO、FeOtot、CaO、MnO、P2O5) 与SiO2含量整体呈较好的负相关性，表明岩浆可能经历了结晶分异演化作用；而K2O和Na2O由于在后期蚀变过程中的活动性 (Large et al., 2001)，其含量与SiO2的相关性并不明显。
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图 3 西天山查岗诺尔和智博铁矿火山岩TAS图解 (a，底图据Le Bas et al., 1986) 和SiO2-K2O图解 (b，底图据Peccerillo and Taylor, 1976) Fig. 3 Total alkali silica diagram (TAS) diagram (a, after Le Bas et al., 1986) and SiO2 vs. K2O diagram (b, after Peccerillo and Taylor, 1976) of the volcanic rocks from Chagangnuoer and Zhibo iron deposits, western Tianshan |
查岗诺尔与智博矿区的火山岩具有类似的稀土元素化学特征，其稀土元素总量分别为ΣREE=41.7×10-6~168.4×10-6、ΣREE=32.8×10-6~131.3×10-6(表 1)；在球粒陨石标准化稀土元素配分图中 (图 4a，b)，部分靠近蚀变带的样品 (如CG87、ZB404、ZB416等) 具有较弱的轻重稀土分馏 ((La/Yb)N介于0.64~2.64)，其余火山岩样品则不同程度地发生轻重稀土的分馏作用 ((La/Yb)N分别为1.95~11.54、1.13~15.31)，表现为轻稀土富集、重稀土亏损的右倾型配分模式，轻稀土内部分异相对较明显 ((La/Sm)N分别为1.45~5.49，0.99~3.51)，重稀土元素内部分异较弱 ((Gd/Yb)N分别为0.93~2.82、0.88~4.33)，配分曲线较平坦；两个矿区的火山岩均具有明显-弱的负铕异常 (δEu分别为0.29~1.0、0.64~0.96)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上 (图 4c，d)，多数火山岩样品同样表现出类似的分配模式，均不同程度地富集大离子亲石元素 (LILE；如K、Rb、Th)，而明显地亏损高场强元素 (HFSE；如Nb、Ta、Ti)，与岛弧火山岩的地球化学特征类似 (Pearce，1983)。多数岩石不同程度地具有Sr的亏损，以中酸性岩较为明显，表明岩浆可能经历过长石的分离结晶。此外，与典型的岛弧火山岩富集Ba的特征不同，部分样品呈现出Ba的亏损，与南阿尔卑斯二叠纪的高钾钙碱性火山岩类似，Rottura et al.(1998) 认为Ba相对于Rh、Th亏损是后碰撞伸展岩浆活动的标志之一。两个矿区的闪长岩样品 (CG2011-5，ZB360) 具有相同的稀土、微量元素特征，在稀土元素配分图和微量元素蛛网图中 (图 4)，表现出与火山岩样品一致的配分形式，暗示两类岩石在成因上具有一定的继承和演化的关系，它们可能是同一母岩浆的产物。
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图 4 查岗诺尔和智博矿区火山岩稀土配分球粒陨石标准化图 (a，b) 和微量元素原始地幔标准化蛛网图 (c，d)(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 4 Chondrite normalized REE (a, b) and primitive mantle normalized trace element spider diagrams (c, d) of the volcanic rocks from Chagangnuoer and Zhibo iron deposits, western Tianshan (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
为进一步探讨矿区火山岩形成的构造背景，选取查岗诺尔和智博矿区的火山岩以及闪长岩进行锆石U-Pb测年研究。样品经破碎后，采用常规重力和磁选方法分选出锆石，在双目镜下挑选锆石制靶用于U-Pb测年。在进行U-Pb同位素分析前，首先对锆石进行透射光和反射光显微照相以及阴极发光图象分析观察锆石结构，以便选取适宜的测试点位及进行合理的数据解释。U-Th-Pb同位素分析在中国地质科学院矿产资源研究所LA-ICP-MS实验室完成，所用仪器为连接NewWave UP-213激光剥蚀系统的Finnigan Neptune型ICP-MS。激光剥蚀束斑直径为25μm，频率为10Hz，能量密度约为2.5J/cm2，以He为载气，激光剥蚀采用单点方式，锆石U-Pb定年以锆石GJ-1为外标，U、Th含量以锆石M127(U:923×10-6，Th:439×10-6，Th/U:0.475；Nasdala et al., 2008) 为外标进行校正，详细的仪器参数设置及分析技术见侯可军等 (2009)。原始数据处理采用ICPMSDataCal程序 (Liu et al., 2010)，样品分析过程中，Plesovice标样作为未知样品的分析结果为336.71±0.95Ma (n=14，2σ)，与对应的年龄推荐值337.13±0.37Ma (2σ)(Sláma et al., 2008) 在误差范围内完全一致。锆石U-Pb年龄谐和图、加权平均年龄计算 (95%置信度) 及绘制均采用Isoplot ver3.23软件 (Ludwig，2003) 完成。
采自查岗诺尔矿区的流纹岩样品 (CG2011-1) 中锆石粒径约50~100μm，以自形粒状为主，少量呈短柱状。在阴极发光图像中，锆石结构相对简单，均显示出清晰的岩浆韵律环带 (图 5a)，18个分析点的Th/U比值介于0.82~1.85(表 2)，具有岩浆锆石的特点 (Rubatto，2002)，U、Th含量分别为71×10-6~755×10-6、84×10-6~472×10-6，206Pb/238U年龄值介于297.6±2.6Ma~304.8±2.1Ma之间 (表 2)，加权平均结果为301.8±0.9Ma (MSWD=0.93)(图 6a)，该年龄代表了流纹岩形成的时代。
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图 5 查岗诺尔和智博矿区火山岩锆石CL图像 (a)-样品CG2011-1：流纹岩；(b)-样品ZB382，英安岩；(c)-样品CG2011-5：闪长岩；(d)-样品ZB360：闪长岩.圈中数字为分析编号，锆石年龄值为206Pb/238U Fig. 5 Cathodoluminescence images of zircons from volcanic rocks in Chagangnuoer and Zhibo iron deposits, western Tianshan (a)-sample CG2011-1:rhyolite; (b)-sample ZB382:dacite; (c)-sample CG2011-5:diorite; (d)-sample ZB360:diorite.Analysis site, spot number and 206Pb/238U ages are listed |
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表 2 查岗诺尔和智博矿区火山岩锆石LA-ICP-MS U-Pb分析结果 Table 2 LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic data of volcanic rocks from the Chagangnuoer and Zhibo iron deposits, western Tianshan |
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图 6 西天山查岗诺尔和智博矿区火山岩锆石U-Pb年龄谐和图 (a)-样品CG2011-1：流纹岩；(b)-样品ZB382，英安岩；(c)-样品CG2011-5：闪长岩；(d)-样品ZB360：闪长岩 Fig. 6 Concordia diagrams of U-Pb zircon analytical results for volcanic rocks from the Chagangnuoer and Zhibo iron deposits, western Tianshan (a)-sample CG2011-1: rhyolite; (b)-sample ZB382: dacite; (c)-sample CG2011-5: diorite; (d)-sample ZB360: diorite |
智博矿区的英安岩样品 (ZB382) 中锆石粒径约50~100μm，多呈自形粒状或短柱状。大多数锆石同样具有岩浆韵律环带特征 (图 5b)。在U-Pb年龄谐和图中 (图 6b)，数据点大体分为两组，其中12个数据点集中分布，U、Th含量以及Th/U比值分别介于50×10-6~427×10-6、47×10-6~652×10-6、0.60~1.53之间 (表 2)，具有岩浆锆石的特点 (Rubatto，2002)，对应测点的206Pb/238U年龄值介于297.4±2.2Ma~302.8±1.5Ma之间 (表 2)，加权平均值为300.3±1.1Ma (MSWD=0.79)，该年龄代表了英安岩形成的时代。而4颗显示较亮阴极发光特征的锆石具有较低的年龄值，介于283.8±0.9Ma~284.7±1.3Ma之间 (表 2)，其U、Th含量以及Th/U比值相对较低，变化范围分别为28×10-6~205×10-6、16×10-6~200×10-6和0.56~0.78(表 2)，206Pb/238U年龄的加权平均值为284.2±1.4Ma (MSWD=0.11)，可能对应于后期热液条件下锆石生长的年龄。
两件闪长岩样品CG2011-5和ZB360分别采自查岗诺尔矿区和智博矿区，挑选出的锆石具有相似的形态学特征，多呈自形短柱状或粒状，少数为长柱状，粒径介于100~200μm之间，发育板状或封闭韵律环带 (图 5c，d)。样品CG2011-5的18个数据点的U、Th含量和Th/U比值分别为81×10-6~228×10-6、79×10-6~271×10-6、0.68~1.42(表 2)，具有岩浆锆石的特点 (Rubatto，2002)，测点的206Pb/238U年龄值介于300.8±2.9Ma~305.8±3.5Ma之间 (表 2)，加权平均结果为303.8±1.3Ma (MSWD=0.29)(图 6c)。ZB360的17个数据点的U、Th含量分别为82×10-6~298×10-6、64×10-6~412×10-6，Th/U比值介于0.75~1.38之间 (表 2)，测点的206Pb/238U年龄值介于300.9±2.1Ma~309.7±3.2Ma之间 (表 2)，加权平均年龄为305.0±1.1Ma (MSWD=0.63)(图 6d)。两件样品的测年结果在误差范围内完全一致，代表了闪长岩的形成时代。
6 讨论如引言所述，关于西天山石炭纪火山岩的形成环境存有多种观点。地球化学分析表明查岗诺尔和智博矿区的火山岩稀土元素配分形式整体表现为轻稀土富集、重稀土相对亏损的右倾型，富集Rb、Th、K等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素，总体特征类似于岛弧火山岩的地球化学特征。在Th-Ta-Hf/3三角图解中 (图 7a；Wood，1980)，查岗诺尔和智博矿区的玄武质火山岩均投于钙碱性玄武岩区，并且具有从岛弧拉斑玄武岩向钙碱性玄武岩演化的趋势，表现出岛弧火山岩的特点；在Zr/4-Y-Nb×2三角图解 (图 7b；Meschede，1986) 和Nb/Th-Zr/Nb图解中 (图 7c；Condie，2005)，大多数玄武质火山岩样品同样落于岛弧玄武岩区附近；在不相容元素Yb标准化的Th-Nb二元协变图中 (图 7d；Pearce and Peate, 1995)，大多数玄武质火山岩样品的投影点落于大陆岛弧玄武岩和大洋岛弧玄武岩的重叠区，并且明显偏向大陆岛弧区域。上述分析表明，查岗诺尔和智博矿区火山岩的形成环境可能为大陆岛弧环境。查岗诺尔和智博矿区火山岩属于钙碱性、高钾钙碱性到钾玄岩系列，通常认为这种高钾钙碱性-钾玄岩系列火山岩主要在俯冲过程的晚期阶段 (Morrison，1980) 或者是构造体制由挤压转向碰撞后的伸展阶段 (Hawkesworth et al., 1995；Liégeois et al., 1998；Duggen et al., 2005) 出现。近年来，西天山东部其他地区也有晚石炭世高钾钙碱性火山岩的报道，暗示该地区的构造体制逐渐由挤压转变为伸展 (罗勇等，2009)。朱永峰等 (2006a)通过Sr-Nd同位素研究发现，大哈拉军山组火山岩的岩浆源区性质在时间-空间上具有一定的变化规律，结合前期的年代学研究认为西天山晚泥盆-早石炭世岛弧自西向东逐渐消亡，构造体制从俯冲体制向碰撞后环境转变，在晚石炭世发育有碰撞后富钾岩浆的喷发。进一步的Sr-Nd同位素以及锆石年代学与Hf同位素研究表明石炭纪玄武质岩石可能由二辉橄榄岩经历8%~20%的部分熔融形成，并且局部发生了不同程度的地壳混染 (Zhu et al., 2009)。
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图 7 西天山查岗诺尔和智博矿区玄武质火山岩构造环境判别图解 (a)-Th-Ta-Hf/3三角图解 (底图据Wood，1980)；(b)-Zr/4-Y-Nb×2三角图解 (底图据Meschede，1986)；(c)-Nb/Th-Zr/Nb图解 (底图据Condie，2005)；(d)-Nb/Yb-Th/Yb图解 (底图据Pearce and Peate, 1995) Fig. 7 Discrimination of tectonic setting for the basaltic rocks from the Chagangnuoer and Zhibo iron deposits, western Tianshan (a)-Th-Ta-Hf/3 ternary discrimination diagram (after Wood, 1980); (b)-Zr/4-Y-Nb×2 ternary discrimination diagram (after Meschede, 1986); (c)-Nb/Th-Zr/Nb diagram (after Condie, 2005); (d)-Nb/Yb-Th/Yb diagram (after Pearce and Peate, 1995) |
近年来大量的年代学数据表明西天山不同地区的大哈拉军山组火山岩的形成时代跨度很大 (近50Ma)，从西天山西段巩留-特克斯地区的晚泥盆世 (>363Ma)、中部新源城南沿那拉提北坡地区的早石炭世 (~354Ma) 一直变化到东段拉尔敦达坂一带的晚石炭世 (~313Ma)，整体表现出从西到东逐渐变年轻的趋势 (Zhu et al., 2005, 2009；朱永峰等，2006b；翟伟等，2006；安芳和朱永峰，2008)。最近，汪帮耀和姜常义 (2011)测得查岗诺尔矿区流纹岩的年龄为321Ma，该样品同样具有高钾钙碱性的地球化学特点。Zhang et al.(2011) 在智博矿区获得具有后碰撞A型花岗岩地球化学特征的花岗岩岩体、岩脉的年龄分别为304.1±1.8Ma和294.5±1.6Ma。本文获得的火山岩以及闪长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄约为300~305Ma，略小于查岗诺尔矿区已报道的火山岩年龄，与智博矿区报道的花岗岩岩体的年龄比较接近。考虑到本文测年样品取自钻孔较深层位 (400~800m)，上述年龄范围表明研究区内不同层位的大哈拉军山组火山岩年龄存在一定差别，可能是多旋回火山喷发的产物。区域地质资料表明，西天山的增生过程可能与早古生代帖尔斯克依古洋、早古生代晚期-晚古生代南天山洋和晚古生代北天山洋3个洋盆的闭合有关，增生造山结束的时间可能是早石炭世末 (>300Ma)(高俊等，2009b)。在石炭纪末-早二叠世 (300~260Ma)，西天山地区的构造体制开始由俯冲碰撞造山的挤压转向后碰撞的伸展拉张 (赵振华等，2003；Zhao et al., 2008)。随后，天山地区发育后碰撞期陆内裂谷型火山岩组合，以出现二叠纪双峰式火山岩组合为标志 (舒良树等，2005)。综合上述分析，本文认为矿区内300~305Ma的高钾钙碱性到钾玄岩系列火山岩可能属于俯冲过程末期阶段大陆岛弧岩浆作用的产物，其具体的岩浆源区与演化过程仍需要进一步的同位素方面的研究进行限制。
7 结论查岗诺尔和智博矿区火山岩为基性-中性-酸性连续序列，以中基性岩为主。火山岩化学成分从钙碱性、高钾钙碱性变化到钾玄岩系列，富集轻稀土元素 (LREE) 和大离子亲石元素 (LILE；如Rb、Th、K)，亏损重稀土元素 (HREE) 和高场强元素 (HSFE；如Nb、Ta、Ti)，整体表现出大陆岛弧火山岩的地球化学特征。LA-ICP-MS锆石U-Pb测年获得火山岩和闪长岩形成时代非常接近，206Pb/238U加权平均年龄分别为300~302Ma和304~305Ma。二者同时具有一致的地球化学特征，可能是同一母岩浆演化的产物。综合区域地质资料，认为矿区内出露的300~305Ma的高钾钙碱性到钾玄岩系列火山岩可能属于俯冲过程末期阶段大陆岛弧岩浆作用的产物。
致谢 感谢国家地质实验测试中心屈文俊研究员在实验与测试过程中给予的指导和帮助。朱永峰教授以及另一位匿名审稿人提出了宝贵的修改意见，进一步完善了本文，在此深表感谢!野外工作得到新疆地矿局第三地质大队领导及查岗诺尔、智博铁矿项目组成员的大力支持，作者谨向他们表示衷心感谢!| [] | An F, Zhu YF. 2008. Study on trace elements geochemistry and SHRIMP chronology of volcanic rocks in Tulasu Basin, Northwest Tianshan. Acta Petrologica Sinica, 24(12): 2741–2748. |
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