2013, Vol. 29
2. 中国科学院大学, 北京 100049
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
塔里木盆地西缘隆起区(皮羌-巴楚-柯坪一带)广泛出露二叠纪玄武岩、辉绿岩、正长岩、石英正长岩以及石英正长斑岩等，与盆地覆盖区同时代的岩浆岩构成一个分布面积大于250, 000km2的大火成岩省(贾承造等, 1997; 陈汉林等, 1997a; 姜常义等, 2004; 厉子龙等, 2008; 蒲仁海等, 2011; Tian et al., 2010; Yang et al., 2006a, 2007; Yu et al., 2011; Zhang et al., 2008, 2010; Zhou et al., 2009)。现有资料表明，塔里木二叠纪大火成岩省主要由两期岩浆活动组成，早期以柯坪一带的玄武岩露头为代表，晚期则以巴楚-皮羌一带的超基性-基性-长英质层状侵入岩和辉绿岩墙群为代表(Zhang et al., 2008, 2010; Zhou et al., 2009; Yu et al., 2011; Wei et al., 2014)。现有的锆石U-Pb年龄和全岩40Ar/39Ar年龄限定了塔里木二叠纪大火成岩省晚期岩浆活动的时代为274~283Ma (杨树锋等, 1996; Zhang et al., 2008; 位荀和徐义刚, 2011; Li et al., 2011)，早期的玄武岩按照地层限定可以分成下部的库普库兹曼组和上部的开派兹雷克组(以下简称库组和开组)，二者被800~1000m的碎屑沉积岩相间 (张师本, 2003; Yu et al., 2011)。
对于早期玄武岩喷发的起始时间的限定，主要根据音干剖面库组最底部玄武岩的锆石SHRIMP U-Pb年龄 (289.5±2.0Ma，Yu et al., 2011)和塔北覆盖区玄武岩中的流纹岩夹层的锆石LA-ICPMS U-Pb年龄(~291Ma；Tian et al., 2010)，两种方法得到误差范围内一致的结果。相对而言，早期玄武岩的喷发终止时间没有得到很好的制约，如不同研究者采用锆石SHRIMP U-Pb法获得的开组最顶部玄武岩年龄结果差别很大(288±2.0Ma, Yu et al., 2011; 279.0±4.5Ma, 陈咪咪等，2010)，而同样采用40Ar/39Ar 法得到的音干剖面的开组年龄(281.8±4.2Ma；Yang et al., 2006a)不同于开派兹雷克剖面的开组年龄(278.5±1.4Ma；陈汉林等，1997b)。总体上，开组的喷发时间至少比库组的晚2Myr，与两者之间具有800~1000m的沉积岩夹层相一致。
塔西南棋盘组玄武岩是塔里木盆地及其周缘仅有的与柯坪二叠纪玄武岩同期的野外露头，许多学者认为塔西南棋盘组玄武岩对应于柯平地区的库组玄武岩(Yang et al., 2006a; Yu et al., 2011; 厉子龙等, 2008; 陈咪咪等, 2010)，有关其形成时代和地球化学特征的研究对全面认识塔里木二叠纪大火成岩省时空演化过程具有重要意义。对塔西南棋盘组玄武岩的形成时代，目前已有少量的年代学研究结果，如Yang et al. (2006a) 根据40Ar/39Ar法获得的塔西南达木斯棋盘组玄武岩年龄为290.1±3.5Ma，厉子龙等(2008) 根据K-Ar法获得同一剖面棋盘组玄武岩的K-Ar年龄为289.6±5.6Ma；但是，这些40Ar/39Ar或K-Ar年龄的误差很大，并且达木斯棋盘组玄武岩的40Ar/39Ar表观年龄随着温度的升高而逐步降低 (Yang et al., 2006a)，因没有形成很好的坪而被质疑 (Wei et al., 2014)。另外，目前有关塔西南玄武岩的地球化学性质研究也较弱，与柯坪一带玄武岩的研究结果无法对比。本文将对塔西南阿克陶县其木干村附近棋盘组玄武岩进行全岩的主量、微量元素和Sr-Nd-Hf同位素分析，限定其源区性质，通过玄武岩顶、底砂岩的碎屑锆石U-Pb年代学研究来限定玄武岩的喷发时代，并结合现有资料为塔里木大火成岩省的时空演化提供有用信息。
2 区域地质背景和样品特征塔里木盆地被周缘环形的山链所包围，北缘为天山弧形山链，南缘为昆仑山-阿尔金山弧形山链(图 1)。塔里木盆地南缘经历了古生代-早中生代复杂的俯冲/拼贴过程。古特提斯洋在早古生代开始北向俯冲，塔里木盆地南缘处于弧后盆地环境，至泥盆纪弧后盆地消亡，昆仑山造山带南、北两侧实现拼合；石炭纪-三叠纪期间，古特提斯洋持续向北俯冲，南昆仑山造山带形成了规模宏大的火山弧，北昆仑造山带处于弧后裂陷环境，晚三叠世-早侏罗世，西昆仑造山带与羌塘地块实现对接，古特提斯洋最终消亡(Wang, 2004)。因此，早古生代以来塔里木盆地西南部以碳酸盐台地相沉积为主，早石炭纪经历了最大海侵，晚二叠世开始海水退出塔西南地区，整个地区上升为古陆，沉积相转变为碎屑岩台地相(庄锡进等, 2002)。
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图 1 塔里木盆地地质简图及早二叠世玄武岩的分布范围(a, 据 Yang et al., 2007)和其木干剖面晚古生代-中生代地层柱状图(b) 图(a)中黑色星号为塔西南二叠纪玄武岩剖面位置，灰色区域为早二叠世玄武岩的分布范围 Fig. 1 Simplified geological map of the Tarim basin and the distribution of the Early Permian basalt (a, modified after Yang et al., 2007) and the Late Paleozoic to Early Mesozoic strata of the Qimugan section (b) In figure (a), red stars are the locations outcropping Early Permian basalts in the southwestern Tarim basin, the gray region distributes the field of Early Permian basalts |
本文研究的二叠纪玄武岩产出于塔里木盆地西南缘残留的二叠系下统棋盘组地层之中，剖面位于阿克陶县其木干村西南10km。棋盘组下伏石炭系上统塔哈奇组，主要组成为灰色-灰黑色生物碎屑岩、白云质灰岩、泥晶灰岩夹少量灰褐色砂岩、粉砂岩 (新疆维吾尔自治区地质矿产局, 1989①)，在岩性上可以与柯坪地区康克林组对比 (张师本, 2003)。棋盘组下部发育灰色生物碎屑灰岩夹粉砂岩、泥质砂岩，上部发育灰绿色砂岩、粉砂岩夹灰岩及两层玄武岩。棋盘组被达里约尔组覆盖，后者主要由杂色细粒岩屑砂岩、钙质粉砂岩不均匀互层，夹少量薄层泥灰岩 (新疆维吾尔自治区地质矿产局, 1989)。
①新疆维吾尔自治区地质矿产局. 1989. 克孜勒幅地质图(比例尺 1：200000)
其木干棋盘组玄武岩的地表露头遭受较强的风化作用，所有样品均经受一定程度的蚀变作用，部分矿物发生了绿泥石化、蛇纹石化、皂石化、泥化或碳酸盐化等，其中橄榄石小晶体(＜0.1mm)均已蚀变，辉石和斜长石晶体为部分蚀变。整个剖面的岩石结构变化较大，部分样品为相对粗粒的辉绿结构，部分样品为间粒结构、填间结构或间隐结构；少数样品还呈现斑状结构，斑晶主要为斜长石和少量辉石，基质均为填间结构。本文选取了玄武岩下伏细砂岩(QMG1106)和上部达里约尔组底部细砂岩(QMG1112)，期望通过砂岩中最年轻的一组碎屑锆石的U-Pb年龄来制约玄武岩的喷发时代。
3 分析方法全岩主量、微量元素、Sr-Nd-Hf同位素和碎屑锆石的U-Pb年龄均在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室完成。主量元素在Rigaku ZSX100e仪器上完成，大多数主量元素的分析精度在1%~5%，详细的分析方法见Li et al. (2006) 。微量元素在PE Elan6000 ICP-MS上完成，分析精度通常优于5%，详细的分析方法见Li et al. (1997) 。Sr-Nd-Hf同位素分析在Neptune MC-ICP-MS仪器上进行，详细的分析方法见韦刚健等(2002) 和梁细荣等(2003) 。测得的143Nd/147Nd和176Hf/177Hf比值分别用86Sr/ 88Sr=0.1194，146Nd/144Nd=0.7219和179Hf/177Hf =0.7325标准化。测试过程中，Sr 同位素标样NIST SRM987得到 87Sr/86Sr=0.710251±11，Nd同位素标样Shin Etsu JNdi-1得到143Nd/144Nd=0.512108±6，Hf同位素标样JMC475 得到 176Hf/177Hf=0.2821543±10，分别接近于其参考值87Sr/86Sr=0.71026 (Woodhead and Herget, 2001)，143Nd/144Nd=0.512115 (Tanaka et al., 2000)和176Hf/177Hf=0.282151 (Woodhead and Herget, 2005)。
碎屑锆石U-Pb年龄在配有193nm激光的Agilent 7500a ICP-MS仪器上进行，样品测试过程采用激光能量为80mJ，束斑直径为31μm，频率为10Hz，剥蚀时间为40s。锆石TEM (年龄417Ma) 作为标样来标定仪器，以硅酸盐玻璃NIST610为标准计算U、Th、Pb含量，普通铅校正采用Andersen et al. (2002) 的方法。数据在Glitter (ver.4.0) 软件上处理，年龄计算和图谱制作运用Isoplot处理，详细的分析技术参照Yuan et al. (2004) 。对于小于1000Ma的锆石，因为207Pb含量低和普通Pb校正具有不确定性，所以207Pb/235U年龄误差较大，本文采用更为可靠的206Pb/238U表面年龄，对于较老的锆石，207Pb/206Pb表面年龄更能代表锆石的结晶年龄，所以对于大于1000Ma的锆石，本文采用207Pb/206Pb表面年龄 (Li and Huang, 2013)。
4 分析结果 4.1 碎屑锆石U-Pb年代学其木干棋盘组玄武岩顶、底砂岩碎屑锆石U-Pb年代学结果见表 1和图 2。用于分析的锆石普遍具有较高的Th/U比值(0.1~2.4)，多数锆石的阴极发光图像具有岩浆振荡环带或扇形环带(图 3)，少数较老的锆石发光性较弱，但同样具有岩浆环带，表明用于分析的锆石均为岩浆成因。
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表 1 塔西南其木干玄武岩顶、底部砂岩碎屑锆石LA-ICPMS U-Pb年龄分析结果 Table 1 Detrital zircon LA-ICPMS U-Pb dating results of the sandstones underlying and overlying the Qimugan basalts, SW Tarim |
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图 2 其木干剖面玄武岩顶底砂岩碎屑锆石年龄协和图 (a)-下伏砂岩QMG1106; (b)-上覆砂岩QMG1112 Fig. 2 Concordia diagrams for detrital zircon U-Pb geochronology of the sanstones overling and underling the Permian basalts of the Qimugan section (a)-underling sandstone sample QMG1106; (b)-overlying sandstone sample QMG1112 |
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图 3 早二叠世锆石阴极发光图像 Fig. 3 Cathodoluminescence (CL) images of the Early Permian zircons |
底部细砂岩样品(QMG1106) 对80颗锆石进行了LA-ICPMS U-Pb年龄分析，除了11颗207Pb/235U-206Pb/238U年龄谐和度小于90%的锆石外，其他69个谐和度大于90%的锆石年龄可以分为6组：284~285Ma (9颗)、365~588Ma (31颗)、742~873Ma (10颗)、968~1349Ma (5颗)、1815~1973Ma (6颗)、2039~2469Ma (8颗)。其中最年轻的一组锆石的206Pb/238U年龄加权平均值为284±4Ma (1σ，9分析点，MSWD=0.015)。
顶部细砂岩样品(QMG1112) 对80颗锆石进行了LA-ICPMS U-Pb年龄分析，有12颗锆石的207Pb/235U与206Pb/238U年龄谐和度小于90%，其他68个谐和度大于90%的锆石年龄可分为6组：270~285Ma (5颗)、311~462Ma (33颗)、569~839Ma (10颗)、1015~1522Ma (11颗)、1834~1920Ma (3颗)、2067~2779Ma (6颗)。其中最年轻的一组锆石的206Pb/238U年龄加权平均值为278±9Ma (1σ，5分析点，MSWD=1.0)。
4.2 主量和微量元素其木干二叠纪玄武岩样品的主量和微量元素分析结果见表 2。其木干玄武岩样品的SiO2(41.82%~57.07%)、MgO (1.37%~5.60%)和Fe2O3T (8.21%~19.01%)含量变化较大，相对应的Mg#为23.3~43.9。所有的样品都具有较高的TiO2 (2.78%~4.75%)，较低的Cr (25×10-6~54×10-6)和Ni (16×10-6~36×10-6)。总体上，TiO2、Al2O3、Fe2O3T、Cr和Ni均与MgO成正相关关系，而CaO/Al2O3与MgO负相关关系(图 4)。
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表 2 其木干玄武岩主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析结果 Table 2 Major (wt%) and trace (×10-6) elements analysis results of the Qimugan basalts |
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图 4 其木干玄武岩Fe2O3T、Al2O3、TiO2、CaO/Al2O3、Cr、Ni与MgO的协变图 主量元素含量标准化到总量 Fig. 4 Variation diagrams of Fe2O3T vs. MgO (a), Al2O3 vs. MgO (b), TiO2 vs. MgO (c), CaO/Al2O3 vs. MgO (d), Cr vs. MgO (e) and Ni vs. MgO (f) for the Qimugan basalts The major elements were normalized to total values |
稀土元素球粒陨石标准化模式图上(图 5a)，所有样品具有相似的轻、重稀土配分模式(La/Yb)N=7.0~8.6)，并具有弱的Eu负异常(Eu/Eu*=0.82~0.99)。在原始地幔标准化的微量元素蛛网图上(图 5b)，所有的样品都相对富集Th、U、LREE而显示弱的Nb-Ta负异常。总体上，样品具有与原始地幔相近的(Hf/Sm)P值(1.0~1.2)和明显较高的(Nd/Zr)P值(1.3~1.5) (表 2)。
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图 5 其木干玄武岩的稀土元素配分模式(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)(球粒陨石和原始地幔标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 5 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized multi-element patterns (b) of the Qimugan basalts (primitive mantle and chondrite values are after Sun and McDonough, 1989) |
另外，所研究样品的K2O (0.06%~2.72%) 含量较低，且与烧失量 (1.99%~7.92%) 成负相关关系，说明玄武岩经受了后期的风化蚀变作用影响；在微量元素蛛网图上，Sr的负异常程度变化较大，Rb和Ba含量变化也很大(图 5b)，均可能与风化蚀变作用影响有关。除Rb和Ba之外的其他微量元素与Nb均具有较好的相关性(如图 6)，暗示这些元素的相对丰度主要受控于熔融过程或结晶分异过程。根据2Nb-Zr/4-Y (Meschede, 1986)和Zr/TiO2/10000-Nb/Yb图解(Winchester and Floyd, 1977)，其木干玄武岩属于板内碱性-亚碱性玄武岩，与柯坪和达木斯二叠纪玄武岩相似(图 7)。
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图 6 其木干玄武岩La (a)、Sm (b)、Lu (c)和Yb (d)对Nb图解 Fig. 6 La (a), Sm (b), Lu (c) and Yb (d) vs. Nb diagrams of the Qimugan basalts |
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图 7 其木干玄武岩2Nb-Zr/4-Y (a, 据Meschede, 1986)和Zr/TiO2×0.0001-Nb/Yb (b, 据Winchester and Floyd, 1977)图解 柯坪玄武岩数据来自于 Yu et al. (2011) 和余星(2009) ，达木斯剖面数据来自于厉子龙等(2008) Fig. 7 2Nb-Zr/4-Y (a, after Meschede, 1986) and Zr/TiO2×0.0001-Nb/Yb (b, after Winchester and Floyd, 1977) diagrams of the Qimugan basalts The Keping basalts are from Yu (2009) and Yu et al. (2011) ; the Damusi basalts are from Li et al. (2008) |
Sr-Nd-Hf同位素分析结果见表 3和图 8。为了方便与塔里木盆地内部的同期玄武岩对比，同位素初始值按照喷发时代为290Ma计算。总体上，其木干玄武岩显示出相对较高的(87Sr/86Sr)i (0.7078~0.7086)和较低的εNd(t) (-4.8~-3.9) 与εHf(t)值(-2.4~-1.6)，与柯坪一带的库组和开组玄武岩 (Yu et al., 2011; Li et al., 2013) 相比较，其木干玄武岩显示更为富集的特征。
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表 3 其木干玄武岩的Sr-Nd-Hf同位素组成 Table 3 Sr-Nd-Hf isotopes of the Qimugan basalts |
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图 8 其木干玄武岩的和εNd(t)-(87Sr/86Sr)i (a)图解和εHf(t)-εNd(t) (b)图解 柯坪玄武岩数据来自于 Yu et al. (2011) 和Li et al.(2012a, b)，达木斯剖面数据来自于厉子龙等(2008) 和Li et al. (2012b).各种地幔褚库的Sr-Nd同位素参照Zindler and Hart (1986) ，Hf-Nd地幔、俯冲沉积物演化线参照Chauvel et al. (2008) 计算，图(b)中的虚线为开组和本文样品εHf(t)-εNd(t) 趋势线 Fig. 8 εNd(t)-(87Sr/86Sr)i (a) and εHf(t)-εNd(t) (b) diagrams of the Qimugan basalts The Keping basalts are from Yu et al. (2011) and Li et al.(2012a, b)，and the Damusi basalts are from Li et al. (2008) and Li et al. (2012b). The Sr-Nd isotopic composition of the mantle sources are from Zindler and Hart (1986) . The Hf-Nd evolution arrays of the mantle and GLOSS are calculated after Chauvel et al. (2008) . The dotted lines in figure (b) are εHf(t)-εNd(t) trend for the basalts from Kaipaizileke Formation and this study |
在(87Sr/86Sr)i -εNd(t)相关图上(图 8a)，其木干玄武岩的 (87Sr/86Sr)i 值明显高于典型的EMI玄武岩(Zindler and Hart, 1986)；在εNd(t)-εHf(t)相关图上(图 8b)，相对于地幔演化线 (Chauvel et al., 2008)，其木干玄武岩具有偏高的εHf(t)值，其εNd(t)与εHf(t)的趋势线明显偏离地幔演化线，与柯坪地区开组玄武岩相比(Li et al., 2012b)，其木干玄武岩的εHf(t)-εNd(t)趋势线斜率较小。
5 讨论 5.1 塔西南玄武岩的喷发时限西昆仑造山带古生代至中生代早期经历了强烈的构造运动(Wang, 2004)，所以塔西南棋盘组玄武岩的Ar-Ar系统可能已经遭到破坏，这也可能是达木斯剖面棋盘组玄武岩40Ar/39Ar年龄不能形成坪的原因(Yang et al., 2006a; 厉子龙等, 2008)。其木干剖面棋盘组玄武岩还受到了后期的风化蚀变影响，其K2O含量较低(0.06%~2.72%)，所以不能采用K-Ar和40Ar/39Ar法获得理想的玄武岩形成年龄。
砂岩中最年轻的碎屑锆石U-Pb年龄能够有效地限定地层的沉积时代 (Yang et al., 2006b; Dickinson and Gehrels, 2009; Li et al., 2013)。本文对玄武岩之下、最为邻近的粉砂岩QMG1106进行碎屑锆石年龄分析，其中9颗最年轻的锆石年龄变化范围较小 (284~285Ma)，加权平均206Pb/238U 年龄为284±4Ma (表 1、图 2a)。此外本文还对直接盖于玄武岩之上的达里约尔组最底部的细砂岩QMG1112进行了碎屑锆石年龄分析，其中5颗锆石得到最年轻的一组206Pb/238U 年龄(270~285Ma)，其加权平均值为278±9Ma (表 1、图 2b)。两个样品中最为年轻的锆石都为自形或是半自形，具有明显的岩浆振荡环带或是均一的内部结构(图 3)，表明为岩浆成因。因为达里约尔组与玄武岩之间存在10m左右的碎屑沉积岩夹层，所以样品QMG1112中最年轻的一组碎屑锆石年龄应当明显地年轻于玄武岩的喷发时间上限，而下伏粉砂岩样品QMG1106中最年轻的一组碎屑锆石年龄(284±4Ma)更接近于玄武岩喷发的起始时限。另外，样品QMG1106中最年轻的一组碎屑锆石的年龄 (284±4Ma) 在误差范围内与柯坪地区的开组玄武岩年龄(278~288Ma；陈汉林等, 1997b; Yang et al., 2006a; Yu et al., 2011; 陈咪咪等, 2010) 一致，明显地晚于柯坪和塔北的库组玄武岩喷发时间 (~290Ma；Tian et al., 2010; Yu et al., 2011)。
5.2 岩石成因 5.2.1 分离结晶和同化混染其木干玄武岩样品具有变化范围较大的SiO2、MgO、Fe2O3T等主量元素含量，但La/Yb、Sm/Yb、Lu/Hf、Zr/Nb等不相容元素比值变化范围很小(表 2、图 9)，表明其主量元素成分变化不是由部分熔融程度差异造成的，而主要受控于一系列的结晶分异作用。
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图 9 其木干玄武岩εNd(t) (a)、Nb/La (b)和Sm/Yb (c)对Mg#图解和εNd(t)对Sm/Yb图解(d) 柯坪玄武岩数据来自于 Yu et al. (2011) 和余星(2009) ，达木斯剖面数据来自于厉子龙等(2008) Fig. 9 εNd(t) (a), Nb/La (b) and Sm/Yb (c) vs. Mg# diagrams, and εNd(t) vs. Sm/Yb (d) diagram of the Qimugan basalts The Keping basalts are from Yu et al. (2011) and Yu (2009) , and the Damusi basalts are from Li et al. (2008) |
样品具有较低的Mg#(23.3~43.9)、Cr (25×10-6~54×10-6)和Ni含量 (16×10-6~36×10-6)，Fe2O3T和Ni均与MgO成正相关关系(图 4a, e)，表明岩石经历了橄榄石的分离结晶，而Al2O3和Cr均与MgO (图 4b, f) 成正相关关系，则表明岩石经历了单斜辉石的分离结晶；TiO2与Fe2O3T成正相关关系还说明玄武岩还经历钛铁氧化物的分离结晶，Sr和Eu (Eu/Eu*=0.82~0.99)负异常特征(图 5a, b) 显示存在斜长石分离结晶。
其木干玄武岩具有较为稳定的εNd(t)值(-4.8~-3.9)和Nb/La比值(图 9a, b)，因此不存在明显的地壳混染作用。Sm/Yb等比值与εNd(t)、Mg#之间没有明显的相关性(图 9c, d)，所以Sm/Yb等比值受同化混染和分离结晶作用的影响不大，因此所研究的玄武岩样品的不相容元素比值和同位素特征可用于制约其地幔源区的性质。
5.2.2 岩石圈地幔富集组分来源及其构造意义其木干玄武岩相对富集Th、U、LREE，在微量元素蛛网图上显示弱的Nb-Ta负异常(图 5)，具有较低的εNd(t) (-4.8~-3.9)、εHf(t) (-2.4~-1.6) 值和较高的 (87Sr/86Sr)i (0.7078~0.7086) (图 8)，这些特征与柯平地区的早二叠世玄武岩 (Yu et al., 2011) 十分相似。其木干玄武岩和柯平地区的早二叠世玄武岩 (Yu et al., 2011) 均具有板内玄武岩的特征而明显不同于岛弧玄武岩(图 7)，其富集的Sr-Nd-Hf同位素以及弱的Nb-Ta负异常特征并非地壳混染作用的结果，而主要继承自源区，因此暗示了其可能主要来源于富集的岩石圈地幔(Turner and Hawkesworth, 1995; Xiao et al., 2004; Wei et al., 2014)。
柯坪地区的开组玄武岩相对于库组玄武岩具有较高的Sm/Yb、Zr/Nb、Ti/Y比值和较低的Lu/Hf、Th/La比值(图 10)，反映了开组玄武岩相对于库组玄武岩具有更低的熔融程度。总体上，塔西南棋盘组玄武岩的上述微量元素比值非常类似于柯坪地区开组玄武岩，而与库组玄武岩明显不同，表明其木干玄武岩和形成时代相近的柯坪开组玄武岩的地幔源区可能经历了相似的熔融过程。
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图 10 其木干玄武岩Sm/Yb-La/Yb (a), Sm/Yb-Lu/Hf (b), Th/La-Nb/La (c)和Zr/Nb-Ti/Y(d)图解 柯坪玄武岩数据来自于 Yu et al. (2011) 和余星 (2009) ，达木斯剖面数据来自于厉子龙等(2008) Fig. 10 Sm/Yb-La/Yb (a), Sm/Yb-Lu/Hf (b), Th/La-Nb/La(c) and Zr/Nb-Ti/Y (d) diagrams of the Qimugan basalts The Keping basalts are from Yu et al. (2011) and Yu (2009) ，and the Damusi basalts are from Li et al. (2008) |
低Nd、高Sr的同位素组成特征表明其木干棋盘组玄武岩的地幔源区与EMII型地幔源区和远洋沉积物(GLOSS)有一定的亲缘性(Zindler and Hart, 1986; Plank and Langmuir, 1998) (图 8a)。板片俯冲作用可导致岩石圈地幔发生交代富集，其富集组份可能来源于陆源碎屑沉积物(Rapp et al., 2008; Wei et al., 2014)或远洋沉积物(Plank and Langmuir, 1993; Chauvel et al., 2008)。远洋沉积物在搬运过程中经历了锆石等重矿物的分离，与陆源沉积物相比将具有较低的Zr和Hf (Plank and Langmuir, 1998)。塔西南棋盘组玄武岩与同时代的柯坪开组玄武岩具有相近于原始地幔值的Hf/Sm比值((Hf/Sm)P=1.0~1.2)，但是它们的Nd/Zr比值((Nd/Zr)P=1.3~1.5) (表 2) 明显高于原始地幔值，表明其源区富集组分与远洋沉积物具有一定的亲缘性。
由于远洋沉积物具有比陆源沉积物更低的Hf/Lu比值，经历一段时间的放射积累，远洋沉积物将会具有较高的Hf同位素比值(Chauvel et al., 2008)，因此由远洋沉积物交代富集的岩石圈地幔源区将显示出Hf-Nd同位素解耦的特征。其木干玄武岩的εNd(t)与εHf(t)趋势线明显地偏离地幔演化线(图 8b)，与柯坪地区的同期玄武岩(Li et al., 2012b) 相比，εNd(t)、εHf(t)值及其趋势线斜率更低(图 8b)，表明其地幔源区存在更多大比例的远洋沉积物来源的富集组分，可能与板块周缘遭受了更为强烈的远洋沉积物组分交代有关。
根据其木干玄武岩的εNd(t)与εHf(t)趋势线及俯冲沉积物演化线计算，在岩浆喷发时源区的远洋沉积物组分已经历了~0.7Ga的Nd-Hf同位素演化，如果叠加玄武岩的喷发时间(~0.3Ga)，则塔里木岩石圈地幔中的俯冲沉积物组分年龄为~1.0Ga，暗示了其岩石圈地幔的交代富集作用并非形成于古特提斯洋的俯冲过程，而很可能形成于Rodinia超大陆聚合期(Li et al., 2008)。实际上，该时期在塔里木板块周缘出现了强烈的岩浆活动(Cao et al., 2011; He et al., 2012; Zhang et al., 2007)，而从新元古代至石炭纪期间，塔里木板块处于稳定的克拉通演化阶段。至早二叠世期间，地幔柱活动导致了早期富集的岩石圈地幔首先发生部分熔融，形成了塔里木二叠纪大火成岩省(Zhang et al., 2010; Yu et al., 2011; Wei et al., 2014)。
6 结论塔西南其木干剖面棋盘组玄武岩的喷发时代在~284Ma，与柯坪开组玄武岩喷发时代一致。其木干玄武岩为富集的岩石圈地幔部分熔融产物，并经历了橄榄石、辉石和长石的分离结晶作用，其Nd-Hf同位素之间存在解耦，与塔里木盆地岩石圈地幔在Rodinia 超大陆聚合的板块俯冲过程中受远洋沉积物组分交代富集作用有关。其木干玄武岩相对于柯坪开组玄武岩具有更为富集的Sr-Nd-Hf同位素组成，暗示其地幔源区可能经受了更大程度的远洋沉积物组分的富集交代。
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