2012, Vol. 28
2. 中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室，北京 100037;
3. 中国地质大学，北京 100083
, Yang FuQuan2, Liu Feng2, Geng XinXia2, LV ShuJun3, JIANG LiPing1, ZANG Mei1, CHEN Bin1
2. MLR Key Laboratory of Metallogeny and Mineral Assessment, Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
3. China University of Geosciences, Beijing 100083, China
东准噶尔地区位于新疆北部、准噶尔盆地东北缘，是中亚造山带的重要组成部分，其北以额尔齐斯断裂为界与阿尔泰造山带相接，南以卡拉麦里-莫钦乌拉断裂为界与北天山相连，呈东南窄、西北宽的楔形体展布于西伯利亚板块和中朝-塔里木板块之间。该区蕴含有丰富的矿产资源 (杨富全等，2001)，出露两条蛇绿岩带 (何国琦等，2001；舒良树和王玉净，2002；肖文交等，2006)，而且广泛发育具有中亚造山带典型特征的具有正εNd(t) 的晚古生代花岗岩和中基性侵入岩 (韩宝福等，2006)，体现了中亚造山带古生代岩浆与成矿作用典型特征，长期以来一直是国内外地质学家广泛关注的热点地区之一。
前人在该区开展的地质研究主要集中于古生代以来的构造演化、蛇绿岩带、花岗岩、火山岩以及矿产等方面。越来越多的研究成果表明准噶尔造山带由早古生代和晚古生代2个不同时期的造山带组成 (李亚萍等，2009)，即早古生代之前是稳定大陆边缘，晚古生代进入了活动大陆边缘演化阶段。然而对晚古生代时期的构造演化过程，如古亚洲洋的俯冲方向 (许继峰等，2001；张海祥等, 2004, 2008；张招崇等，2005；李锦轶等，2006) 及俯冲开始和闭合的时限 (周刚等，2009；张招崇等，2006；龙晓平等，2006；吴小奇等，2009) 等存在着诸多争议。
北塔山组在准噶尔北部地区广为发育并赋存有丰富的矿产，前人对该组地层中火山岩 (苦橄岩和玄武岩) 的矿物学 (蔡劲宏等，2007；苏慧敏等，2008；张招崇等，2008) 和地球化学进行了研究 (陈毓川等，2004；周汝洪等，2005；张招崇等，2005)，认为它们是岛弧环境的产物，并且提出应将该组地层进行分解，苦橄岩单独划分出来，并建议命名为乔夏哈拉组 (周汝洪等，2005)。尽管如此，有关该地层的形成时代缺乏精确的同位素年代学资料，对于其内不同类型火山岩的形成机制和演化过程也有不同见解，如陈毓川等 (2004)认为玄武岩、苦橄质玄武岩、苦橄岩是同源岩浆不同分异程度的产物；张招崇等 (2005)认为苦橄岩、玄武岩和安山岩是不同源区来源的岩浆演化的产物。
本文选择准噶尔北缘乔夏哈拉和老山口铁铜金矿区北塔山组中的玄武岩和辉石玄武岩进行地球化学特征分析，结合LA-ICP-MS锆石U-Pb定年方法厘定辉石玄武岩的形成年代，研究岩浆的形成机制及演化过程，探讨其形成的大地构造背景和地球动力学意义，为准噶尔造山带的构造演化提供新的信息，也为进一步探讨这两个矿床形成时代和成因提供重要约束。
2 区域地质背景研究区位于准噶尔造山带北缘，即准噶尔盆地东北的额尔齐斯河和乌伦古河之间的地带。构造上位于西伯利亚板块、哈萨克斯坦-准噶尔板块的交汇部位。研究区断裂以北西向为主，与地层走向一致。出露的地层以泥盆系和石炭系为主，二叠系和奥陶系仅零星出露。上奥陶统加波萨尔组为滨海-浅海相陆源碎屑-海底火山喷发-碳酸岩建造；下泥盆统托让格库都克组为玄武岩、安山玄武岩为主的双峰式火山岩夹凝灰砂岩及少量碳酸盐岩，并发育有富铌玄武岩和埃达克岩 (许继峰等，2001；张海祥等，2004)。中泥盆统包括北塔山组和蕴都卡拉组，蕴都卡拉组整合于北塔山组之上，其中北塔山组以基性-中基性火山岩、火山碎屑岩及火山碎屑沉积岩为主，间夹少量碳酸盐岩建造，蕴都卡拉组为中酸性火山岩为主的海陆交互相火山沉积建造；上泥盆统卡希翁组为滨-浅海相夹陆相火山碎屑-正常碎屑沉积岩，局部见玄武岩和流纹岩。下石炭统姜巴斯套组、那林卡拉组和巴塔玛依内山组为海陆交互相碎屑岩夹偏碱性火山岩建造；上石炭统哈尔加乌组为陆相碎屑岩建造。二叠系为陆相火山-沉积岩系。新生界为陆相砂砾岩。区内侵入岩分布广泛，基性、中性和酸性岩均有出露，以酸性岩为主。玛因鄂博深大断裂两侧出露的侵入岩具有明显差异，北东侧岩体为规模较大的岩基；南西侧岩体规模较小，多呈不规则岩株、岩枝或脉状。区内矿产资源较为丰富，有喀拉通克铜镍矿、索尔库都克铜 (钼) 矿、哈腊苏斑岩铜矿床、玉勒肯哈腊苏斑岩铜矿床、乔夏哈拉铁铜金矿、沙尔布拉克金矿、科克库都克金矿、阿克塔斯金矿、乔夏哈拉铁铜金矿床和老山口铁铜金矿等 (图 1)。
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图 1 准噶尔北缘老山口一带区域地质图 (据新疆维吾尔自治区地质矿产局第一区调队，1978①；新疆维吾尔自治区地质矿产局第四地质大队，2003②修改) 1-第四系沉积物；2-古近系和新近系沉积岩；3-上石炭统哈尔加乌组；4-下石炭统姜巴斯套组；5-上泥盆统卡希翁组；6-中泥盆统蕴都卡拉组；7-中泥盆统北塔山组；8-中泥盆统阿勒泰镇组；9-下泥盆统托让格库都克组；10-下泥盆统康布铁堡组；11-上奥陶统加波萨尔组；12-辉长岩；13-闪长岩；14-花岗岩；15-蛇绿岩；16-断裂; 17-研究区及采样位置 Fig. 1 Regional geological sketch map of the Laoshankou at the northern margin of the Junggar, Xinjiang 1-Quaternary sediment; 2-Paleogene-Neogene sedimentary rock; 3-Upper Carboniferous Haerjiawu Formation; 4-Lower Carboniferous Jiangbasitao Formation; 5-Upper Devonian Kaxiweng Formation; 6-Middle Devonian Yundukala Formation; 7-Middle Devonian Beitashan Formation; 8-Middle Devonian Altay Formation; 9-Lower Devonian Tuoranggekuduke Formation; 10-Lower Devonian Kangbutiebao Formation; 11-Upper Ordovician Jiabosaer Formation; 12-gabbro; 13-diorite; 14-granite; 15-ophiolite; 16-fault; 17-study area and sampling localities |
①新疆维吾尔自治区地质矿产局第一区调队.1978.富蕴幅1:20万区域地质调查报告
②新疆维吾尔自治区地质矿产局第四地质大队.2003.新疆青河县区域地质调查报告
3 北塔山组火山岩岩相学北塔山组在准噶尔地区分布广泛，面积约80km2，主要分布在沙尔布拉克-布尔根、阿尔曼台-北塔山一带。主要由海相中-基性火山熔岩、火山碎屑岩夹陆源碎屑岩及碳酸盐岩组成，岩相较复杂。其中基性火山岩约占该组地层厚度的65%，中性火山岩仅占5%(韩宝福，1991)。本研究采样剖面位于乔夏哈拉和老山口铁铜金矿区。根据岩相特征可分为两部分：下部主要为无斑玄武岩、辉石玄武岩、玄武质凝灰岩、斜斑玄武岩、苦橄岩、粒玄岩、安山岩；上部主要为安山质凝灰岩、流纹质凝灰岩、凝灰质砂岩和粉砂岩、硅质岩、泥灰岩、粉砂岩 (图 2)。
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图 2 准噶尔北缘北塔山组实测剖面及采样位置图 Fig. 2 Stratigraphic section of the Beitashan Fm. at the northern margin of the Junggar with the sampling localities |
根据实测剖面野外观察及室内鉴定，主要的火山熔岩有辉石玄武岩、斜斑玄武岩、无斑玄武岩、苦橄岩和枕状玄武岩，岩相学特征如下：
辉石玄武岩即“辉斑玄武岩”，呈深灰绿色，块状构造，斑状结构。斑晶由单斜辉石、橄榄石和斜长石组成，约占岩石总体积的40%。辉石斑晶自形程度较好，呈自形短柱状或八边形，偶见双晶，晶体大小变化较大，最大者可达2.5×1.5mm，约占斑晶总量的15%，大部分已发生蚀变而仅保留外形或仅中心有残余，个别新鲜者发育薄的蚀变边；小者仅0.5×0.5mm，占斑晶总量的30%，多已发生绿泥石化、滑石化、透闪石化和碳酸盐化蚀变 (图 3a，b)。斜长石斑晶呈自形长板状，约占斑晶总量的55%，大小约0.3~1mm，多已发生钠黝帘石化蚀变。基质主要由微晶辉石、斜长石以及隐晶质和不透明矿物组成，其中斜长石约占岩石总体积的20%，呈细长板状，半定向或杂乱排列；微晶辉石呈粒状，占岩石总体积的10%，多已蚀变为透闪石、滑石和绿泥石；不透明金属矿物及隐晶质 (30%) 充填其中 (图 3c)。
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图 3 准噶尔北缘北塔山组基性火山岩岩相学特征 Fig. 3 Petrographical characteristics of the mafic volcanic rocks from the Beitashan Fm. at the northern margin of the Junggar |
斜斑玄武岩呈浅灰黑色，块状构造，斑状结构。斑晶由单斜辉石和斜长石组成，其中斜长石约20%~25%，单斜辉石约10%左右。斜长石斑晶呈自形的长板状，晶体大小变化较大，较大者长度可达1~4mm，具熔蚀麻点结构，晶体较小者则相对新鲜；辉石斑晶呈自形的八边形和短柱状，粒度较斜长石斑晶小，多已发生绿泥石和滑石蚀变，但仍保存了辉石晶体的假象。基质主要由斜长石 (50%)、辉石 (15%) 和不透明矿物组成，见自形的长板状斜长石搭成的三角形格架中充填着辉石和金属矿物呈间粒结构 (图 3d，e)。
无斑玄武岩呈灰黑色，块状构造，斑状结构，肉眼不可见斑晶。斑晶含量变化较大，少者约占岩石总量的10%，仅偶见辉石，晶体较大，约0.5mm左右；多者约占岩石总量的30%~40%，主要为辉石和斜长石，但斑晶较小。基质约占岩石总量的60%~90%，主要由辉石、斜长石和不透明矿物组成，斜长石相对自形辉石呈粒状，无定向分布 (图 3f，g)。
枕状玄武岩呈深灰色，斑状结构，枕状构造，单个枕体大小介于30×20cm~8×5cm之间。边缘发育宽约1.5~2cm的冷凝边，其内见辉石斑晶 (图 3h)。
4 北塔山组地层年代学用于测年的样品采自老山口铁铜金矿区的辉斑玄武岩 (LSK26)，具体采样位置见图 1(N46°27′13.2″，E90°06′52.1″)。
4.1 测试方法测试年龄样品 (约30kg) 经过粉碎、重液分离和磁选，再在双目镜下挑选出晶形好、无裂隙、干净透明的锆石晶体。定年所用样品靶在北京离子探针中心进行，LA-ICP-MS锆石U-Pb定年测试分析在中国地质科学院矿产资源研究所MC-ICP-MS实验室完成。所用仪器为Finnigan Neptune型MC-ICP-MS及与之配套的Newwave UP 213激光剥蚀系统。激光剥蚀所用束斑直径为25μm，频率为10Hz，能量密度约为2.5J/cm2，以He为载气。详细分析原理和流程可参考文献 (侯可军等，2009)。每测定5~7个样品点测定一次标准锆石 (GJ-1和Plesovice)，用于观察仪器的状态以保证测试的精确度。样品的同位素比值和元素含量计算采用ICP-MS-DataCal 4.3程序处理 (Liu et al., 2008)，年龄计算及谐和图的绘制采用Isoplot 3.0(Ludwig，2001) 软件处理。
4.2 测试结果辉斑玄武岩中锆石除个别晶体破碎外，大多数晶形较好，透明度高，呈半自形-自形柱状及双锥状，晶棱及晶面清楚，晶体变化较大，长轴多变化于30~150μm之间，长短轴比一般为2:1~4:1左右。所有颗粒具有岩浆锆石的典型振荡环带结构，个别可见核幔结构 (图 4)。
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图 4 北塔山组辉石玄武岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄谐和图 Fig. 4 LA-ICP-MS zircon U-Pb concordia diagrams of the augitophyre at the northern margin of the eastern Junggar |
样品的LA-ICP-MS锆石U-Pb分析结果列于表 1。样品中测点的Th/U比值介于0.33~1.34之间，显示了岩浆锆石的典型特征 (Rubatto，2002)。除三个样品点 (1，11和17) 年龄结果偏大 (441Ma，438Ma，1075Ma) 外，其余17个分析点的206Pb/238U表面年龄非常一致，介于389~371Ma之间，其加权平均值为380.5±2.2Ma (MSWD=1.4)，在年龄谐和图上聚集在一致线上及其附近一个较小的范围内 (图 4)，表明这些锆石形成后U-Pb体系保持封闭，没有明显的U或Pb同位素的丢失和加入。结合锆石阴极发光图像及元素特征分析，这一年龄代表了该辉石玄武岩的喷发年龄。
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表 1 北塔山组辉石玄武岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测定结果 Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating data of the augitophyre at the northern margin of the eastern Junggar |
本研究采集了老山口地区和乔夏哈拉地区7件辉斑玄武岩和12件无斑玄武岩样品进行地球化学分析。它们的主量、微量元素和Sr、Nd同位素测定在中科院地质与地球物理研究所国家重点实验室完成，结果列于表 2和表 3。主量元素采用熔片XRF方法 (国家标准GB/T14506.28-1993监控) 在X荧光光谱仪3080E上测定。稀土和微量元素含量采用Finnigan MAT公司生产的双聚焦高分辨ICP-MS测定 (标准DZ/T 0223-2001监控)。Sr、Nd同位素组成采用MAT-262同位素质谱仪测定，测试时采用标样NBS-987的87Sr/86Sr=0.710239±0.00009(2σ)，标样Jndi-1的143Nd/144Nd=0.512109±0.000011(2σ)。Sr和Nd同位素比值质量分馏校正采用86Sr/87Sr=0.1194和146Nd/144Nd=0.7219。全程实验室本底控制在Rb、Sr为1×10-9~2×10-9g，Sm、Nd为5×10-9~7×10-9g。详细分析方法见Qiao (1998)。
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表 2 准噶尔北缘北塔山组玄武岩的主量 (wt%)、微量 (×10-6) 元素组成 Table 2 Major (wt%) and trace (×10-6) element data for the basalts from the Beitashan Fm. at the northern margin of the Junggar |
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表 3 准噶尔北缘北塔山组玄武岩的Rb-Sr和Sm-Nd同位素组成 Table 3 Representative Rb-Sr and Sm-Nd isotope compositions for the basalts from the Beitashan Fm.at the northern margin of the Junggar |
辉石玄武岩SiO2含量介于47.56%~52.97%之间；Al2O3含量为8.44%~15.95%；CaO含量为3.98%~9.62%；MgO含量为5.54%~15.35%，Mg#为41~63；FeOT含量介于14.00%~18.99%；TiO2变化在0.5%~1.2%之间；全碱含量介于2.99%~6.82%之间，且富钠 (Na2O/K2O=1.66~11.64)。与辉石玄武岩相比，玄武岩的SiO2含量变化较为一致，介于45.15%~51.47%之间；Al2O3含量偏高 (11.86%~20%)；CaO含量偏高 (5.18%~14.83%)；MgO含量偏低 (2.8%~8.4%)，Mg#偏低 (32~54)；FeOT含量相当 (9.46%~19.23%)；TiO2含量偏低 (0.57%~1.01%，一个样品除外)；全碱含量略低 (4.27%~8.49%)。所有样品的Mg#值与Al2O3和CaO、呈明显的负相关，与FeOT和TiO2的相关性不明显 (图 5)。
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图 5 准噶尔北缘北塔山组玄武岩的Mg#与主要氧化物和相容元素关系图 Fig. 5 Mg# versus major elements and compatible elements diagrams of the basalts from the Beitashan Fm. at the northern margin of the Junggar |
在火山岩Zr/TiO2-Nb/Y图解上 (图 6a)，所有样品位于亚碱性系列岩区。在FeOT/MgO-SiO2图解中，所有样品位于拉斑玄武岩区 (图 6b)。因此，北塔山组火山岩属亚碱性拉斑玄武岩。
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图 6 准噶尔北缘北塔山组玄武岩的Zr/TiO2-Nb/Y和FeOT/MgO-SiO2图解 (据Winchest and Folyd, 1977；Miyashiro，1974) Fig. 6 Whole rock Nb/Y versus Zr/TiO2 diagram and FeOT/MgO versus SiO2 diagram of the basalts from the Beitashan Fm.at the northern margin of the Junggar (after Winchest and Folyd, 1977; Miyashiro, 1974) |
由表 2和微量元素原始地幔标准化蛛网图 (图 7a) 与球粒陨石标准化配分图 (图 7b) 可以看出，所有样品总体上显示了一致的分布模式，富集大离子亲石元素和轻稀土元素，相对亏损高场强元素和重稀土元素，呈现明显的Pb、Sr的正异常和Nb、Ta、Ti的负异常。这些特征明显不同于MORB和OIB，暗示可能存在着地壳物质混染或者富集岩石圈地幔物质的参与。
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图 7 准噶尔北缘北塔山组玄武岩微量元素原始地幔配分模式图 (a) 和稀土元素配分模式图 (b)(原始地幔值和球粒陨石据Sun and McDonough, 1989) Fig. 7 Plots of primitive mantle-normalized trace elements patterns (a) and plots of chondrite-normalized REE patterns (b) for the basalts from the Beitashan Fm.at the northern margin of the Junggar (primitive mantle-normalized values and chondrite-normalized values are from Sun and McDonough, 1989) |
辉石玄武岩和玄武岩的微量元素及稀土元素特征稍有差异，前者的Ba、Sr以及相容元素Sc、Cr、Co、Ni含量明显高于后者的相应元素含量；前者的稀土总量 (∑REE)(34.93×10-6~60.25×10-6) 略低于后者 (46.9×10-6~110.3×10-6)，轻稀土富集程度 ((La/Yb)N=1.09~1.25) 低于后者 ((La/Yb)N=1.99~5.22)；重稀土分馏程度 (Gd/Yb)N相当 (分别为1.24~2.02和后者为1.19~2.12)；前者具有弱的Eu异常 (0.73~1.16)，后者无明显的Eu异常 (0.91~1.04)。两者均无明显的Ce异常 (δCe分别为0.99~1.04和0.99~1.04)。此外，它们的Nb/Ta (14.2~18.35) 比值和Zr/Hf (29.5~38.8) 比值远高于大陆地壳的相应值 (13和11)(Hofmann et al., 1986；Taylor and Mclenann, 1985)，与原始地幔的相应值 (17和36) 接近 (Sun and Mcdonough, 1989)。
5.3 Sr-Nd同位素地球化学6个样品的Sr-Nd同位素组成列于表 3。样品的87Sr/86Sr比值介于0.704269~0.705413之间，143Nd/144Nd比值介于0.512858~0.512914之间。采用新获得的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄381Ma校正后，它们的87Sr/86Sr初始值为0.703835~0.704337，143Nd/144Nd初始值为0.512502~0.512777，εNd(t) 为高的正值，且辉石玄武岩的值 (+11~+12.3) 较无斑玄武岩的值 (+6.84~+7.1) 高，表明火山岩源于长期亏损的地幔。在 (143Nd/144Nd)i-(87Sr/86Sr)i相关图上 (略)，所有样均落在OIB范围之内。
6 讨论 6.1 年代学意义北塔山组地层的时代，最早是1972年新疆区域地质调查大队在进行1:20万二台幅填图工作时，在该组发现了无洞贝 (Atrypa sp.)、镜眼虫 (Phacops sp.)、新疆槽珊瑚 (Xinliangolites sp.)、灌木孔珊瑚 (Hoplothecis sp.和Thamnopora sp.)、包兰特珊瑚 (Barrandeophyllum？sp.)、网格苔藓虫 (Fenestella sp.)、海百合茎、硅质放射虫骨骼等丰富的动、植物化石，将其划分为中泥盆世。
1978~1979年，新疆地质局第五地质大队在卡拉先格尔他乌一带1:5万区调工作时，采集到了Pachyfavosites sp.(厚巢珊瑚)、Crassialveolites sp.(厚槽珊瑚)、Keriophyllum sp.(角珊瑚)、Prismatophyllum sp.(多角珊瑚)、Fimbrispirifer sp.(花边石燕)、Phacops sp.(镜眼虫) 等动物化石；2003年，新疆地质局第四地质大队在青河县一带1:5万区调工作时，采集到了Thamnopora sp.(灌木孔珊瑚) 及Spinatrypa sp.(刺无洞贝)；同时该工作组获得了玄武岩和苦橄岩的铷锶同位素年龄317±15Ma，与化石年龄相差较大，认为可能与岩石蚀变作用影响有关。张招崇等 (2006)根据地层中次火山岩的年龄 (376~381Ma) 推测该组地层年龄为385Ma。
本研究利用LA-ICP-MS锆石U-Pb定年法获得了辉石玄武岩的喷发年龄380.5±2.2Ma (MSWD=1.4)，说明北塔山组火山岩形成于中泥盆世。这与区域泥盆纪埃达克岩、富Nb玄武岩、钾质玄武岩 (张海祥等，2004；袁超等，2006) 以及斑岩体 (张招崇等，2006；赵战锋等，2009) 的形成年龄较为接近。
6.2 岩浆来源及演化本研究的所有样品富集大离子亲石元素及轻稀土元素，亏损高场强元素Nb、Ta、Ti，显示了岛弧火山岩和受地壳混染的板内 (大洋板内和大陆板内) 岩石特征。它们极低的TiO2( < 1.01%) 含量和低的亲石元素及轻稀土元素富集程度又与板内岩石特征有异。所有岩石极低的Nb/U比值 (2.8~15.3) 远低于大陆地壳的相应值 (Nb/U=9(上地壳) 和21(下地壳))，表明大陆地壳物质的混染较弱，也表明了与俯冲作用有关的消减板片的流体对地幔交代作用对其源区成分有重要贡献。岩石富集U、Sr、Ba，具有低的Th ( < 1.02×10-6) 含量，较小的Nd同位素模式年龄 (tDM=0.16~0.57Ga)，说明受古老地壳物质混染不明显。所有样品在Nb-Zr-Y及Hf-Th-Ta构造环境判别图上落入火山弧区 (图 8)，也说明北塔山组玄武岩可能为岛弧环境的产物。然而，所有样品的Nb和Ta未发生分异，Zr和Hf未显示负异常等特征与典型岛弧玄武岩不同。高场强元素Nb、Ta、Zr和Hf含量与典型岛弧玄武岩的相应元素含量 (Pearce，1982) 也具有一定的差异。
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图 8 准噶尔北缘北塔山组玄武岩Nb-Zr-Y (a) 和Hf-Th-Ta (b) 图解 (据Meschede，1986) N-MORB-正常洋脊玄武岩；E-MORB-富集型洋脊玄武岩；WPAB-板内碱性玄武岩；WPT-板内拉斑玄武岩；VAB-火山弧玄武岩；IAT-初始岛弧拉斑玄武岩；CAB-钙碱性岛弧火山岩 Fig. 8 The Nb-Zr-Y (a) and Hf-Th-Ta (b) diagrams for discriminating the tectonic setting of the Beitashan Fm.at the northern margin of the Junggar (after Meschede, 1986) |
所有样品具有较低的初始锶 (87Sr/86Sr)i和较高的εNd(t) 值，表明与亏损的地幔源有关。它们的Zr/Nb比值 (15.2~23.7) 和Hf/Ta比值 (7.4~14.2) 远大于OIB的相应比值 (5.8和2.9)，与N-MORB的相应比值 (30和15.5) 接近，表明源区有类似MORB源的亏损地幔。Sr-Nd同位素多元图解上偏离MORB区域位于OIB区域，暗示源区有消减物质 (洋壳携带的沉积物或洋壳板片的熔体) 加入。所有岩石具有低的Th含量、高的Ce/Th (16.95~48.71) 比值和Ba/Th (>124) 比值以及高的Nd同位素初始值，并且缺乏Ce的负异常，表明源区没有俯冲沉积物熔体的加入。由于俯冲沉积物熔体具有较高的Th、Pb含量、低的Ce/Th (≈8) 比值和Ba/Th (≈111) 比值 (Hole et al., 1984；Plank et al., 1998)，该熔体的加入可以改变俯冲带岩浆的Sr-Nd同位素初始比值，并呈现明显的Ce负异常。岩石具有的相对高的Nb含量 (1.2×10-6~5.9×10-6)，说明可能有俯冲板片熔体的加入。所有岩石具有低的Ce/Pb比值 (0.5~7.17) 和Nb/U比值，表明有俯冲板片来源的流体加入 (Seghedi et al., 2004)，因为原始地幔的Ce/Pb比值、MORB以及OIB的Ce/Pb比值均为25(Sun and McDonough, 1989)。
所有岩石高的Sr含量，Eu异常不明显到明显的正的Eu异常，低的Y和Yb含量，表明源区的深度较大，为石榴石稳定区。这是因为斜长石不稳定大量分解进人熔体，导致熔体中高的Sr含量及正的Eu异常，Y和Yb因与石榴子石相容而被大量残留在源区。在Dy/Yb-La/Yb图解上 (图 9)，所有样品位于石榴石橄榄岩的熔融轨迹上方，也表明部分熔融发生在石榴子石稳定区内。同时，所有样品的Zr/Sm比值均大于10，反映源区有角闪石的残留，因为Sm在角闪石中的分配系数远大于Zr。由于地幔角闪石的稳定范围为3.1GPa，1100℃(Irving and Frey, 1984)，所以源区深度应小于100km，另外，地幔中的石榴石相通常在75km以上 (Nickel，1986)，由此推测北塔山组辉石玄武岩和无斑玄武岩的源区深度在75~100km左右。前人研究结果也表明了东准噶尔北缘于中泥盆纪之前存在有俯冲 (许继峰等，2001；张海祥等，2004；李锦轶等，2006；袁超等，2006)。因此，推测源区组分主要有软流圈地幔、板片俯冲释放的流体和板片熔体交代的地幔楔。它们的同位素组成的差异表明二者的混合比例 (或者部分熔融程度) 有差异。
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图 9 准噶尔北缘北塔山组玄武岩La/Yb-Dy/Yb图解 (据徐学义等修改，2009；模式计算方法见Bogaard and Wǒrner，2003) Fig. 9 La/Yb vs. Dy/Yb diagram of the Beitashan Fm.at the northern margin of the Junggar (modified after Xu et al., 2009; the method of model calculation after Bogaard and Wǒrner, 2003) |
辉石玄武岩和无斑玄武岩具有低的Mg#值 (32~63)，相容元素Cr、Ni含量远低于原生玄武岩浆范围，说明它们的母岩浆在岩浆房或在上升过程中经历了结晶分异作用。它们的MgO与Cr和Co呈明显的正相关关系，说明成岩过程经历了单斜辉石的分离结晶作用，与Al2O3和CaO的关系表明有斜长石的分离结晶作用，这与岩相学的观察结果一致。辉石玄武岩中存在大小截然不同的辉石斑晶，指示岩浆发生分离结晶作用的部位不同，辉石巨晶表明它们形成时深度较大压力较高。苏慧敏等 (2008)和蔡劲宏等 (2007)研究认为不同岩石类型以及不同大小辉石斑晶的结晶深度不同，如苦橄岩中辉石斑晶的结晶深度约为55~70km (蔡劲宏等，2007)，辉石玄武岩中小斑晶的结晶深度约为40km，大斑晶的结晶深度约58~67km (苏慧敏等，2008)，与苦橄岩中辉石斑晶的结晶深度相当。此外，老山口一带出露的斜斑玄武岩中斜长石巨晶发育熔蚀麻点结构，表明岩浆在上升过程中在骤冷条件下由于压力降低发生的熔蚀。因此，本研究认为北塔山组辉石玄武岩和无斑玄武岩原始岩浆可能系软流圈地幔熔体与交代地幔楔熔体的混合物，它们的不同是由二者混合的比例不同以及演化过程不同引起的，辉石玄武岩的原始岩浆应该经历了两次分离结晶作用，即深部的高压分离结晶作用和浅部岩浆房低压分离结晶作用。无斑玄武岩则是原始岩浆直接上升喷出的结果。
综上所述，北塔山组基性火山岩的地幔源区为软流圈地幔和受俯冲沉积物流体及板片熔体双重交代的亏损地幔，不同的岩石类型应该是原始岩浆的成分差异以及演化过程不同导致的。
6.3 深部岩浆过程--对古亚洲洋俯冲作用的启示近年来前人对准噶尔地区的构造演化进行了大量的研究，并取得了一些重要成果，认为东准噶尔地区古生代经历了大洋扩张、板块俯冲、碰撞和后碰撞过程。对于准噶尔古大洋的闭合时限及古大洋俯冲的方向尚存有争议，但是该区在中泥盆世时期处于俯冲消减环境是一共识 (张招崇等，2005；蔡劲宏等，2007；苏慧敏等，2008；赵战锋等，2009)。北塔山组火山岩具有MORB的源区成分以及低的Ta/Yb ( < 1) 比值，暗示其为洋内岛弧环境。此外，该地层中火山岩主体为一套基性熔岩，地层底部有厚约50m的火山砾岩和砂质砾岩，局部有枕状玄武岩，并伴有大量的灰岩和放射虫硅质岩等，反映出海水相对较深的局部扩张环境。
关于北塔山组基性熔岩的岩浆过程，前人有不同的认识，如陈毓川等 (2004)认为该组火山岩可能与第三类地幔柱有关，即大洋板块的俯冲刚好位于一个正在活动的地幔柱之上；张招崇等 (2005)认为它们是准噶尔大洋向南西俯冲的结果，不同的岩性是板块俯冲不同深度和不同熔融程度的产物，即苦橄岩在高温条件下被流体交代过的石榴石橄榄岩高程度熔融的产物，玄武岩是被从俯冲的洋壳释放的流体交代的含角闪石的尖晶石橄榄岩的地幔源区低程度部分熔融形成，安山岩则可能是榴辉岩部分熔融形成。
该区发育与该地层时代相同的含铜斑岩体 (周肃等，1998；赵战锋等，2009) 和侵入该地层的铁铜金矿床 (聂凤军等，2008)。综合前人研究成果，中泥盆世岩浆作用过程可能是：在泥盆纪古大洋俯冲消减过程中，俯冲板片脱水产生的流体交代上覆地幔楔，脱水洋壳密度增大导致大洋板块继续向下俯冲而发生变质，并在重力作用下引起板片断离，从而导致软流圈地幔物质上涌，促使俯冲板片熔融产生熔体，这些俯冲板片熔体交代上覆地幔楔；同时，被板片流体和熔体交代的地幔楔在局部拉张环境中产生减压熔融产生岩浆。软流圈地幔熔体与交代的地幔楔产生的熔体混合为北塔山组火山岩原始岩浆。由于部分熔融程度不同或者二者混合的比例不同以及混合岩浆演化过程和上升的通道不同，形成了北塔山组不同的岩石类型。无斑玄武岩为较多地幔楔熔体参与的岩浆直接喷发的结果；辉石玄武岩和斜斑玄武岩可能是有较多软流圈物质参与，并且在深部发生分离结晶作用形成斜长石和单斜辉石巨晶，携带巨晶的残余岩浆上升速度较慢，经过了单斜辉石和斜长石的进一步的分离结晶作用后喷发的结果；苦橄岩可能是含有较多软流圈地幔物质直接喷出地表的结果。侵入北塔山组的含铜矿斑岩体为俯冲板片熔体上侵的结果。
本研究获得的北塔山组玄武质岩石锆石U-Pb年龄以及详细的元素-同位素地球化学特征表明，该套中泥盆世火山岩形成于消减带的洋内岛弧环境，源于软流圈地幔和受俯冲板片流体和熔体交代的地幔楔。该套火山岩中不同类型的岩石系成分差异的原始岩浆经不同演化过程的产物。本研究为认识古亚洲洋在早古生代的演化提供了更为确切的证据。
7 结论(1) 东准噶尔北塔山组辉石玄武岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为380.5±2.2Ma，与地层年代相吻合，说明它们是中泥盆世构造-岩浆活动的产物。
(2) 东准噶尔北塔山组玄武岩是一套亚碱性系列火山岩。它们略富集LILE和Sr、Ba、Pb、U，具有Nb、Ta和Ti的负异常和相似的稀土元素配分模式，是准噶尔古大洋俯冲阶段的产物。
(3) 基性火山岩源于软流圈地幔和受俯冲沉积物释放的流体和俯冲板片熔体交代的地幔，原始岩浆为软流圈地幔和受俯冲板片流体和熔体交代地幔楔熔体的混合物，不同的岩石类型系成分不同的岩浆经不同岩浆演化过程的产物。
致谢 野外期间得到新疆地质矿产勘探开发局第四地质大队、中国人民武装警察部队黄金第八支队的支持；样品的年龄测试得到了中国地质科学院矿产资源研究所侯可军老师的帮助；样品的主量元素、微量和稀土元素以及同位素分别由中国科学院地质与地球物理研究所李禾、靳新娣和李潮峰等老师完成；在此一并表示感谢。| [] | Bogaard PJF, Wǒrner G. 2003. Petrogenesis of basanitic to tholeiitic volcanic rocks from the Miocene Vogelsberg, central Germany. Journal of Petrology, 44: 569–602. DOI:10.1093/petrology/44.3.569 |
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