2012, Vol. 28
2. 中国地质科学院地质研究所，北京 100037;
3. 香港大学地球科学系，香港薄扶林道;
4. 国土资源部广州海洋地质调查局，广州 510760
, YUAN Chao1, SUN Min3, LONG XiaoPing1, QIU HuaNing1, WANG YuJing1, REN JiangBo4, GUAN YiLi1
2. Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
3. Department of Earth Sciences, The University of Hong Kong, Hong Kong, China;
4. Guangzhou Marine Geological Survey, Ministry of Land and Resources, Guangzhou, 510760, China
富镁安山岩是一个广义的名词，泛指MgO (Mg#) 含量较高的安山岩和部分英安岩类，包括赞岐岩、富镁质埃达克岩、玻安岩和bajaite (Kamei et al., 2004)。富镁安山岩以SiO2>52%、富镁 (MgO>5%，Mg#≥55)、Cr、Ni，低FeOT/MgO (通常 < 1) 为特征，而演化了的富镁安山岩MgO含量可低到2%~3%(Mg#仍然较高)，Cr、Ni等含量也相应降低 (Tatsumi and Ishizaka, 1982；Yogodzinski et al., 1994, 1995；Tatsumi et al., 2001；Tatsumi and Hanyu, 2003；Calmus et al., 2003；Kamei et al., 2004；张旗等，2004；Hanyu et al., 2006；赵振华等，2007；Zhao et al., 2009)。富镁安山岩是在岛弧岩浆中一种数量稀少而又非常重要的岩石类型，它们具有相对初始的组份，代表与地幔平衡的接近原始的岩浆 (Tatsumi et al., 2006)。其岩石学成因主要归结于俯冲的板片部分熔融，随后板片熔体/流体与地幔楔反应 (Kay，1978；Tatsumi，1981；Tatsumi and Ishizak, 1982；Kelemen，1995；Kelemen et al., 2003；Tatsumi et al., 2006) 或者含水地幔楔橄榄岩部分熔融 (Rapp et al., 1999；Grove et al., 2002)。富镁安山岩的组份具有广泛差异，因此它们的产生不可能由一个单一的过程进行解释 (Crawford et al., 1989)。该类岩石在日本岛弧Setouchi火山岩带、西阿留申群岛，西太平洋的Bonin岛，下加利福尼亚 (Baja California) 均有出露 (Tatsumi and Ishizak, 1982；Crawford et al., 1989；Rogers et al., 1989；Yogodzinski et al., 1995；Calmus et al., 2003)。由于该类岩石主要形成于与消减带有关的高热构造环境，往往受到广泛关注。
西准噶尔地区存在大面积的石炭纪岩浆岩，从超基性到酸性均有出露，其中中酸性侵入岩既有深成相的巨大岩基和中小型岩株，也有超浅成相的岩枝或岩脉 (Kwon et al., 1989；张驰和黄萱，1992；金成伟和张秀棋，1993；Chen and Jahn, 2004；Jian et al., 2005；韩宝福等，2006；Geng et al., 2009；Yin et al., 2010；Yang et al., 2011)。其中以花岗岩的出露最为广泛，以NEE向的达拉布特断裂为界，断裂以北有著名的铁厂沟、哈图、阿克巴斯套和庙尔沟等花岗岩，断裂以南则是包古图、红山、克拉玛依花岗岩等大型岩基分布区。这些花岗岩大多侵位于下石炭系地层中，大量的数据证实，这些深成岩浆活动主要发生在300Ma前后 (金成伟和张秀棋，1993；李宗怀等，2004；Chen and Jahn, 2004；Chen and Arakawa, 2005；苏玉平等，2006；韩宝福等，2006；Geng et al., 2009)。上述岩浆岩中相当一部分岩石与铜金等成矿作用关系密切 (肖序常等，1992；齐进英和熊义大，1992；沈远超和金成伟，1993；张连昌等，2006；赵振华等，2006；王瑞和朱永峰，2007；安芳和朱永峰，2007；肖文交等, 2006, 2008)，如哈图、宝贝、萨尔托海和包古图金矿以及包古图斑岩铜矿等等。而晚石炭-早二叠世是新疆北部最为重要的金属矿床成矿时期，基于对区内岩浆岩的研究，许多研究者对西准噶尔地区晚古生代的构造环境提出了一些不同的认识，包括俯冲的岛弧 (张连昌等，2006；高山林等，2006；Xiao et al., 2008, 2009；唐功建等，2009；Geng et al., 2009；Yin et al., 2010) 和碰撞后 (Chen and Arakawa, 2005；韩宝福等，2006；苏玉平等，2006) 等环境。这很大程度上限制了对该区成矿规律和构造演化的深入探索。
本文报道的富镁闪长岩出露于西准噶尔的别鲁阿嘎希地区，该区位于哈图断裂以北，铁厂沟以南，是一个金矿化集中区。目前，岩浆岩与铜金成矿的关系引起人们的广泛重视 (王强等，2006；Wang et al., 2006a, b；唐功建等，2009)。该区成为研究富镁闪长岩与铜金矿化之间成因联系的绝佳地带。况且，该区处于西准噶尔地区的腹心地带，也为解决西准噶尔地区晚古生代构造背景问题提供了天然的实验室。别鲁阿嘎希地区主要由几个花岗闪长质小岩株组成，自西向东依次为别鲁阿嘎希、玉依塔勒盆提、黄梁子等岩体。在该区域中，岩墙广泛出露，是了解该区成矿背景和构造演化的重要窗口。然而，该地区的小岩珠和岩墙缺乏系统的年代学和地球化学研究。因此，对别鲁阿嘎希地区的部分岩体和岩墙进行系统的Ar-Ar年代学、岩石地球化学以及同位素地球化学研究，不仅可以查明岩墙形成的确切时间，还可以了解该区小岩体和岩墙的岩石学成因，并为该区构造演化和铜金矿化提供制约。
2 地质背景和样品来源西准噶尔位于西伯利亚、哈萨克斯坦和塔里木三大板块的交汇处，是中亚造山带的重要组成部分 (Jahn et al., 2004)。该区NE-NNE向的大断裂 (如达拉布特断裂、哈图断裂、安齐断裂等) 十分发育 (图 1)，表现为多组、多期次的时空分布特征，对区内地层、岩浆岩、构造形态及矿化类型起着重要的控制作用。西准噶尔地区蛇绿岩十分发育，且形态复杂多变，均已变形，由于后期的构造运动多沿着走滑断裂分布，时间跨度大，从晚寒武到石炭纪均有出现，因此最少可将其分为三期，即：晚寒武-奥陶纪的唐巴勒蛇绿岩 (Coleman，1989；Kwon et al., 1989)，中晚志留世的玛依勒蛇绿岩 (Jian et al., 2005) 和中泥盆统的达拉布特蛇绿岩 (张弛和黄萱，1992)。最新研究显示，克拉玛依蛇绿岩蚀变辉长岩锆石SHRIMP年龄为332±14Ma (徐新等，2006)。此外，在达拉布特蛇绿岩带中获得的E-MORB型镁铁质岩的年龄为302±2Ma (刘希军等，2009)。这些发现为研究中亚洋盆形成和消亡时代提供了重要依据。西准噶尔地区出露大面积的古生代地层，主要以火山碎屑沉积为主，并含有大量的沉积岩-火山岩夹层。该区早古生界奥陶-志留系含蛇绿岩残块的变质杂岩；晚古生界泥盆-石炭系的火山-海相沉积，二叠系陆相火山-磨拉石建造。早古生界地层主要出露于该区南部拉巴-唐巴勒-石奶闸一带，为板岩、千枚岩、片岩构成的绿片岩相变质岩系。晚古生界泥盆系主要分布在巴尔雷克山和哈图上区；石炭系主要分布在达拉布特断裂带两侧广大地区，为该区分布最广的地层；二叠系主要分布于艾比湖以北，托里县城一带以及柳树沟等地，它在西准地区的分布面积很少，而且岩相变化较大。李菊英和晋慧娟 (1989)研究认为，准噶尔盆地西北缘下石炭系地层主要由碎屑岩组成，沉积厚度5000~7000m，在该地层中发现了包括蚀流在内的重力流沉积和平流岩，大量的深水相遗迹化石，说明盆地西北缘是深水沉积，而非前人普遍认为的属浅水沉积环境。
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图 1 西准噶尔地区地质简图据(安芳和朱永峰，2007修改) Fig. 1 Simplified geological map of the western Junggar region (modified after An and Zhu, 2007) |
本次研究的别鲁阿嘎希地区，其断裂非常发育，褶皱其次 (图 2)。断裂主体方向为NEE-SWW，与区域性的别鲁阿嘎希断裂方向一致；但在北面的铁厂沟岩体中，断裂以NNE向压扭性断裂为主。褶皱构造规模不大，为小的较为紧闭的背斜和向斜，其枢纽方向亦为NEE向。韩宝福等 (2006)用SHRIMP锆石U-Pb法测得铁厂沟碱长花岗岩岩体的年龄为308±4Ma。别鲁阿嘎希地区岩浆岩非常发育，其中别鲁阿嘎希、玉依塔勒盆提、黄梁子花岗闪长质小岩体均侵位于中泥盆统的库鲁木迪组地层中，而该区的闪长质岩墙又侵入到这些小岩体之中，表明其形成应晚于中泥盆统，早于早二叠世 (本次研究获得的岩墙Ar-Ar年龄为292Ma)。而前人对别鲁阿嘎希岩体初步年代学研究显示，其形成时代应在早石炭世。库鲁木迪组是一套沉积火山岩系，由凝灰质粉砂岩、凝灰质砂岩、凝获质砂砾岩和层凝灰岩组成，具韵律性，化石稀少。库鲁木迪组下亚组主要分布于区域的北面，为一套灰-深灰色巨厚细粒火山碎屑-陆源碎屑物质组成的深海相沉积；区内主要以库鲁木迪组上亚组为主，上亚组属深海-浅海相复理石建造。前人对别鲁阿嘎希岩体初步年代学研究显示，其形成时代应为早石炭世。小岩体样品分布采自别鲁阿嘎希、玉依塔勒盆提、黄梁子小岩体。这些小岩体为花岗闪长岩，主要造岩矿物为：斜长石 (50%~55%)，钾长石 (10%~15%)，石英 (5%~10%) 角闪石和黑云母 (20%~25%)，另有少量副矿物，如锆石，磷灰石，磁铁矿等，镜下观察，斜长石半自形板状，具有聚片双晶，有的具有环带构造，石英为他形粒状，充填在其它矿物的空隙中。
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图 2 别鲁阿嘎希地区地质略图 (据金成伟和徐永生，1997修改) 1-碱长花岗岩；2-岩墙；3-石英闪长岩；4-库鲁木迪组上亚组上岩性段；5-断层；6-库鲁木迪组上亚组下岩性段；7-库鲁木迪组上亚组中岩性段；8-采样点 Fig. 2 Simplified geological map of the Bieluagaxi region (after Jin and Xu, 1997) |
在别鲁阿嘎希地区，岩墙十分发育，主体走向为NEE，和区域构造线方向一致，岩墙多呈平行排列，窄的不到1m，最宽地方可达十余米。岩墙样品采自别鲁阿嘎希岩体中，以闪长岩为主，也有一些酸性成分，为角闪玢岩、细晶闪长岩、辉长闪长岩。该区域岩墙的矿物组成为：斜长石 (45%~50%)，普通角闪石 (30%~35%)，钾长石 (5%) 黑云母 (5%)，石英 (5%)，还有少量副矿物，如，锆石、磷灰石，部分样品有轻微的绿泥石化。
3 分析方法将用于年代学测定的岩墙全岩样品用铝箔包装，标准样品用铜箔包装。每5个样品间插1个标准样品 (底顶各有1个标样) 装入石英玻璃管中，几根石英玻璃管样品组成1批样品，外用铝罐密封，再用镉包裹，送入核反应堆辐照。样品在中国原子能科学研究院49.2堆照射54h。Ar同位素校正参数 (39Ar/37Ar)Ca、(36Ar/37Ar)Ca和 (40A/39Ar)K分别为：8.98×10-4、2.67×10-4和5.97×10-3。40Ar/39Ar同位素定年测试在中国科学院广州地球化学研究所GV 5400Ar稀有气体质谱计上完成。实验结果列于表 1中，其中所列Ar同位素测定值均进行了本底校正，37ArCa，38ArCl，39ArK分别为Ca、C1、K元素在中子活化照射过程产生的相应Ar同位素，计算K/Ca比值的转换系数为0.56。实验流程参见邱华宁 (2006)和Qiu and Jiang (2007)。
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表 1 40Ar-39Ar同位素测试结果 Table 1 Summary of argon isotopic analyzing results |
对于进行主量、微量元素分析的样品，选取蚀变较弱的样品，经清除表面杂质后破碎成岩屑，然后放到稀盐酸中浸泡1h，去掉次生的碳酸盐矿物，用去离子水在超声波中清洗样品，并重复2~3次，经烘干经磨样机磨至200目供化学分析。主量元素在广州地球化学研究所用XRF分析完成，分析误差小于2%，所用仪器为日本理学Rigaku100e型X-荧光光谱仪；微量元素在在中国科学院地球化学用ICP-MS分析完成，微量元素分析精度优于3%，所用仪器为Finnigan MAT公司ELEMENT型高分辨等离子体质谱仪；详细的分析流程刘颖和刘海臣 (1996)。主微量元素分析结果列于表 2。
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表 2 别鲁阿嘎希地区岩石的主量 (wt%) 和微量元素 (×10-6) 化学成分 Table 2 Chemical composition (wt%) and trace element abundance (×10-6) of rocks in the Bieluagaxi region |
Sr-Nd同位素比值测定分析是在中国科学院同位素年代学和地球化学重点实验室Micro Mass Isoprobe型多接收电感耦合等离子质谱仪 (MC-ICPMS) 上完成。首先根据已测得的Sr、Nd含量数据，按200ppb上机测试，回收率70%计算出所需要的最少样品量。根据这个最少样品量称样，一般不少于0.1g，不多于0.4g。加入约1︰1纯化HNO3以及浓HF，超声1h后，置于电热板上保温3d。之后蒸干，再加入1:1纯化HNO3以及HF，置电热板上保温15d，隔天超声1h。之后蒸干，再加入3mL 1︰1 HCl，超声震荡40min，保温1~2d促进溶解。然后蒸干，再加入1mL 1︰1 HCl及1mL 2% HBO3，超声震荡40min，保温过夜，加入1mL Milli-Q，转移到试管中密封，离心25min。吸取清液上AG-50W-8X (黄柱) 柱分离Sr以及REE。分离出的Sr蒸干后稀释即可上机测试。分离出的REE蒸干，之后用硝酸溶解，用HDEHP阳离子交换柱分离Nd，之后蒸干，用HNO3提取，上机测试。Sr-Nd同位素的测定使用Micro MassIsoprobe型多接受电感耦合等离子质谱仪 (MC-ICPMS)。Sr同位素用国际标样NBS987和实验室标准Sr-GIG进行监控，87Sr/86Sr值用87Sr/86Sr=0.1194标准化。Nd同位素用国际标准Jndi-1和实验室标准Nd-GIG进行监控，143Nd/144Nd值用143Nd/144Nd=0.7219标准化。详细的分析流程见韦刚健等 (2002)和梁细荣等 (2003)。国际标准样品NBS987的87Sr/86Sr比值和Jndi-1的143Nd/144Nd比值分别为0.710288±28(2σm) 和0.512109±12(2σm)，所有测量的143Nd/144Nd比值和87Sr/86Sr比值分别用143Nd/144Nd=0.7219和87Sr/86Sr=0.1194校正。Sr-Nd同位素分析精度好于0.002%。同位素分析数据见表 3。
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表 3 别鲁阿嘎希地区岩石的Sr、Nd同位素分析结果 Table 3 Sr, Nd isotope analysis of rocks in the Bieluagaxi region |
进行40Ar/39Ar年龄学研究的TK-02-1样品采自别鲁阿嘎希岩体中的岩墙，22个阶段加热分析测试结果见表 1及图 3。谱线除早期的2个和晚期1个加热阶段年龄略偏高外，其余的19个阶段构成一个比较稳定的年龄坪，由此获得的坪年龄为291.9±3.0Ma (图 3a)，相对应的等时线年龄为291.7±4.9Ma (图 3b)。样品KT-02-1的坪年龄和等时线年龄在误差范围内十分一致，因此可以视为岩石形成时的真实年龄。上述分析结果显示，该岩墙形成于早二叠世。
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图 3 别鲁阿嘎希地区岩墙全岩40Ar/39Ar坪年龄及等时线年龄图 Fig. 3 40Ar/39Ar plateau and isochronal ages for whole rock in the Bieluagaxi region |
本区岩墙样品的SiO2含量为51.9%~53.1%(表 2)，属于玄武安山岩范畴，而该岩石具有高MgO (8.8%~10.1%，Mg#=75~76)、Al2O3(15.1%~15.5%)，低的FeOT/MgO比值 (0.66~0.71) 以及中等的TiO2含量 (0.54%~0.57%)。样品的全碱含量 (K2O+Na2O=4.3%~6.2 %) 较高，相对富钠 (Na2O=2.74%~3.69%)，其Na2O/K2O比值介于1.7~2.0之间。在AFM图解中，所有样品都投影在钙碱性系列岩石区域 (图 4)。与岩墙样品相比，该区小岩体的SiO2(58.8%~62.6%) 含量相对较高，MgO (2.76%~5.16%) 含量和Mg#(58.7~69.5，但均>55) 相对较低。在用于划分富镁安山岩和普通安山岩的界限的SiO2-MgO图解中，所有样品均投在富镁安山岩区域 (图 5)。该区域小岩体样品的MgO含量比岩墙样品相对低，而SiO2含量相对高，可能反映小岩体的分离结晶更充分。
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图 4 AFM图 (据Irvine and Baragar, 1971) Fig. 4 AFM digrams (after Irvine and Baragar, 1971) |
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图 5 别鲁阿嘎希地区岩石的SiO2-MgO图解 (据McCarro and Smellie, 1998) Fig. 5 SiO2 vs.MgO diagram of rocks from the Bieluagaxi region (after McCarro and Smellie, 1998) |
本区岩墙样品具有相对低的稀土总量 (57.0×10-6~60.6×10-6)(表 2)，小岩体的稀土总量 (73.8×10-6~78.6×10-6) 比岩墙略高，但所有样品均具有较低的HREE含量 (Yb=1.5×10-6~2.0×10-6，大多在1.6×10-6)，δEu (0.94~1.0) 和δCe (1.01~1.07) 不明显。其 (Gd/Yb)N比值介于1.3和1.5之间，反映了中等程度的重稀土分馏。小岩体与岩墙具有相似的稀土分布模式特征 (图 6)，均呈现出LREE略富集的特征 ((La/Yb)N=4.0~6.3)。本区的Eu异常不明显，可能反映岩浆在演化早期没有经历明显的斜长石分离结晶。
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图 6 别鲁阿嘎希地区岩石的球粒陨石标准化REE分布模式图 (球粒陨石标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 6 Chondrite-normalized REE patterns for rocks in the Bieluagaxi region (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
本区岩墙样品具有高的Cr(411×10-6~539×10-6)、Ni (153×10-6~197×10-6)、Co (29.0×10-6~40.1×10-6) 含量。与岩墙相比，小岩体的Cr (45.8×10-6~231×10-6)、Ni (17.0×10-6~107×10-6)、Co (20.0×10-6~24.2×10-6) 含量偏低 (表 2)。岩墙和小岩体都具有相对低的高场强元素 (HFSE)，其Nb/Ta (10~12) 明显低于原始地幔 (Nb/Ta=17，Sun and McDonough, 1989)，其Zr/Hf (36~41) 则接近原始地幔 (Zr/Hf=36，Sun and MeDonough, 1989)。在原始地幔标准化的微量元素“蛛网图”上，所有样品均表现为富集大离子亲石元素 (LILE)(K、Rb、Ba、Th和U)、LREE、Pb和相对亏损高强场元素Nb、Ta、Ti，P和重稀土元素，呈现出显著的TNT异常 (图 7)。以上这些特点显示它们与俯冲带岩浆地球化学特征类似 (Wilson，1989)。小岩体和岩墙样品具有相似的元素分布模式，表明两者可能来自相似源区以及成岩过程。小岩体和岩墙样品的元素分布模式与辽西四合屯早白垩世义县组由加厚地壳拆沉而形成的富镁安山岩的元素分布模式相比，两者的轻重稀土分馏存在明显的差异 (图 7)，辽西四合屯富镁安山岩La/Yb比值较大，HREE含量低，轻重稀土分馏明显，意味着石榴子石作为残留相 (王晓蕊等，2005)。而别鲁阿嘎希地区富镁闪长岩具有低的La/Yb比值，表明轻重稀土分馏不明显，残留相中石榴子石不稳定。上述特征表明别鲁阿嘎希地区富镁闪长岩与拆沉作用形成的富镁安山岩在地球化学特征上存在一定的差别，尤其在轻重稀土的分馏上。富镁安山岩包括赞岐岩、富镁质埃达克岩、玻安岩和bajaite (Kamei et al., 2004)，在Sr/Y-Y和 (La/Yb)N-YbN图解中，研究区的所有样品均落入赞岐岩区域 (图 8)。
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图 7 别鲁阿嘎希地区的岩石微量元素原始地幔标准化蛛网图 (原始地幔值据Sun and McDonough, 1989) 阴影部分为辽西四合屯早白垩世义县组富镁安山岩数据据王晓蕊等 (2005) Fig. 7 Primitive mantle-normalized spidergram of trace elements for rocks in the Bieluagaxi region (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
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图 8 别鲁阿嘎希地区的岩石sanukite、adakite、boninite和bajaite判别图 (据Kamei et al., 2004) Fig. 8 Discrimination diagrams for sanukite, adakite, boninite and bajaite from rocks in the Bieluagaxi region (after Kamei et al., 2004) |
研究区富镁闪长岩显示了高的εNd (292 Ma)(+5.5~+5.6) 和低的 (87Sr/86Sr)i(0.70423~0.70429)。Nd同位素模式年龄t2DM都相对较年轻，主要集中于602~610Ma (表 3)，表明其源区地幔源岩较为年轻，显示了亏损地幔特征。其低FeOT/MgO比值，高Cr、Ni含量表明，它们代表了来自上地幔的闪长质熔体 (Tatsumi，2008)。目前，对富镁安山质岩浆的形成提出了不同的机制，主要包括：(1) 受交代的富集地幔部分熔融的产物 (Tatsumi and Ishizaka, 1982；Stern and Hanson, 1991；Smithies and Champion, 2000)；(2) 由板片熔体与地幔楔反应形成 (Rapp et al., 1999；Yogodzinski et al., 1994, 1995；Kamei et al., 2004)；(3) 消减沉积物熔融，以及随后的熔体与地幔楔反应而成 (Shimoda et al., 1998；Tatsumi，2001)；(4) 拆沉下地壳熔融的熔体与地幔反应有关 (Smithies and Champion, 1999；Gao et al., 2004)。上述机制都有一个相同的前提，即富镁闪长岩的形成需要一个被交代的地幔源区，而差异则表现在交代组份的来源不同。由于交代组份的不同，其形成的岩浆在地球化学特征上也有一定差异。在俯冲消减环境，交代组份主要来自板片流体、沉积物熔融的熔体或俯冲板片熔体。在岛弧岩浆中，Th/Yb比值是反映消减沉积物或其形成的熔体加入程度的指示剂，高的Ba/La比值则反映岛弧岩浆产生过程中有流体的参与 (Woodhead et al., 2001)。由俯冲板片熔体与地幔楔反应产生的岩浆通常具有高Sr、低Y、Yb、高Sr/Y值，富水等特征 (Kelemen，1995；Kelemen et al., 2003；Yogodzinski et al., 1995, 2001)；而在加厚地壳拆沉的情况下，交代组份则来自下地壳熔融产生的熔体，其与地幔反应产生的岩浆通常具有高Sr、低Y、Yb、高Sr/Y、无水，石榴子石为残留相等特征 (Gao et al., 2004)。别鲁阿嘎希富镁闪长岩为钙碱性岩石，具有低的Sr (263×10-6~447×10-6，平均为310×10-6)、Sr/Y (19~34，平均为22)、La/Yb (4.0~6.3) 比值为特征，显示源区并没有石榴子石残留相。而作为Eu的主要载体矿物，斜长石在富水情况下其分离结晶作用将会受到明显抑制，造成残余熔体缺少Eu负异常甚至具有Eu正异常 (Yuan et al., 2009)。研究区的样品具有较高的Al2O3含量，Eu异常不明显，表明斜长石未能在岩浆演化早期结晶，因而反映了一个有流体参与交代的地幔源区。在原始地幔标准化的微量元素“蛛网图”上，辽西四合屯早白垩世义县组由加厚地壳拆沉而形成的富镁安山岩，其轻重稀土分馏明显，重稀土亏损严重，表明石榴子石作为源区残留相 (图 7)。辽西四合屯富镁安山岩是由达到榴辉岩相的下地壳与岩石圈地幔一同拆沉再循环进入软流圈，随后榴辉岩部分熔融产生的熔体与地幔橄榄岩相互作用的结果 (王晓蕊等，2005)。上述表明，研究区的富镁闪长岩不太可能由拆沉下地壳熔融产生的熔体或俯冲板片熔融产生的熔体与地幔楔反应而成。其低的Th/Yb比值 (1.6~2.9) 和相对高的Ba/La比值 (35.6~61.3) 显示，普通沉积物对岩浆成分贡献很小，而流体作为来自消减板块的主要端元组份参与了成岩过程。这些特征表明，西准噶尔别鲁阿嘎希地区的富镁闪长岩可能由俯冲板片脱水所产生的流体在上升过程中与地幔楔发生反应而成。
从富镁闪长质岩墙的地球化学特征看，它具有富Si，高的Mg#值，较高的Cr、Ni含量等特征，以及富集LILE和LREE，弱的负铕异常，亏损HFSE，具有与日本Setouchi火山岩带中的赞岐岩相似的地球化学特征，而在Sr/Y-Y和 (La/Yb)N-YbN图解中，所有样品也均投到赞岐岩区域 (图 8)。日本Setouchi赞岐岩的形成与菲律宾海板块年轻且热的岩石圈俯冲以及四国盆地的张开有关，产于岛弧的弧前或弧后盆地环境。上述岩墙的特征显示，西准噶尔地区在早二叠 (292±3Ma) 可能仍然为俯冲相关背景。而区域大地构造研究表明，该区晚石炭世-二叠纪早期存在活动陆缘 (肖文交等，2006；Xiao et al., 2008, 2009)，这与本文研究相互印证。
综上所述，西准噶尔别鲁阿嘎希地区的富镁闪长岩可能由俯冲板片脱水所产生的流体在上升过程中与地幔楔发生反应而形成。而这种与岛弧有关的消减机制至少在早石炭世已经存在，并持续到早二叠世 (292±3Ma)。
5.2 成矿意义铜金成矿主要源于三个方面的因素：成矿物质来源，角闪石的分解，氧逸度 (Wang et al., 2006a, b；张旗等，2008)。世界斑岩铜矿绝大多数产于板块俯冲带 (芮宗瑶等，2004；刘红涛等，2004)。亲铜元素一般存在于地幔和铁镁质岩石中 (Sillitoe，1997；Mungall，2002)。当洋壳俯冲进入地幔楔之前，通常会发生海水蚀变作用，来自海水中的H2O和Cl将占据洋壳中含水蚀变矿物 (绿泥石等) 的羟基位置而随俯冲板片一起进入地幔深部，因此玄武质洋壳是富集H2O和Cl等挥发份的载体。当俯冲深度达到或超过流体的临界点时，含水矿物的脱水反应形成的流体均为超临界流体。根据物质的临界常数 (水的TC=374℃，PC=22.06MPa)，地温增温率和静压梯度，可推测中、下地壳以下流体呈超临界状态 (谢鸿森，1997)。Cu是亲硫元素，在火山岩中主要形成含铜硫化物，也有部分赋存于铁镁矿物之中 (熊小林等，2005)。Au为亲硫和亲铁元素，在火山岩中主要分布于硫化物内，铁钛矿物次之 (Boyle，1979；Bornhorst and Rose, 1986)。因此，是否形成富集Cu，Au的岩浆，主要看穿过地幔和地壳，到达浅部的过程中硫化物是否饱和或稳定起了决定作用。而硫化物饱和与否的控制因素是氧逸度 (fO2)，高的氧逸度 (fO2) 有利于抑制硫化物饱和，从而形成Cu、Au高度富集的岩浆。超临界流体具有高溶解性 (如：能大量溶解不活动组分Fe2O3) 和高扩散系数 (Ajzenberg et al., 2000；Mungall，2002)。当俯冲的板片流体与地幔楔发生反应时，这些超临界流体所携带的大量Fe2O3将进入到地幔楔，使地幔楔橄榄岩的fO2增高，地幔中的金属硫化物将被氧化，亲铜元素 (如Au、Cu) 等顺利进入到岛弧岩浆中，从而导致铜金矿床的形成 (Mungall，2002)。而实验研究证实：在超临界流体中，金的溶解度比估计值高出很多，最高达1180×10-6(Loucks and Mavrogenes, 1999)。已有的研究表明，新疆北部石炭纪的铜金矿化并不仅仅与埃达克岩，富Nb玄武质岩有关 (如土屋-延东铜矿化)，也与富镁安山岩密切共生 (如阿希金矿脉)(王强等，2006)。
因此本文认为，别鲁阿嘎希富镁闪长岩的形成过程有利于Cu、Au等成矿元素的富集，别鲁阿嘎希地区具有重要的铜金勘探意义。
6 结论(1) 别鲁阿嘎希地区小岩体和岩墙都具有富硅、镁 (Mg#>55)、Cr、Ni等富镁闪长岩类似的地球化学特征，表明研究区的小岩体和岩墙都属于富镁闪长岩；
(2) 别鲁阿嘎希地区小岩体和岩墙可能是由俯冲洋壳板片脱水所产生的流体在上升过程中与地幔楔相互作用而成。说明在~292Ma，该地区可能仍存在俯冲相关的岛弧环境；
(3) 别鲁阿嘎希地区富镁闪长岩的形成过程有利于Cu、Au等成矿元素的富集，表明该区良好的成矿远景。
致谢 感谢申萍副研究员和匿名评审专家提出了重要修改意见；野外工作期间得到香港大学博士生耿红燕和蔡克大的帮助；样品的处理和测试得到广州地球化学研究所同位素年代学和地球化学重点实验室的胡光黔、刘颖、曾文、梁细荣、涂湘林、蒲志平老师以及贵阳地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室的李晓彪和肖芳老师的热心帮助；在文章写作过程中，得到沈晓明，马林等同事的帮助；在此一并表示感谢!| [] | Ajzenberg N, Trabelsi F, Recasens F. 2000. What's new in industrial polymerization with supercritical solvents?A short review. Chemical Engineering and Technology, 23(10): 829–839. DOI:10.1002/(ISSN)1521-4125 |
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