2014, Vol. 30
2. 中国地质大学地球科学与资源学院, 北京 100083
, YANG JingSui1
, LIU Fei1, ZHAO YiJue2, FENG GuangYing1, NIU XiaoLu1, ZHANG Lan2, GAO Jian2
2. School of Earth Science and Mineral Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China
我国境内南天山造山带是伊犁中天山板块和塔里木板块之间的古生代造山带(汤耀庆等，1991)。作为中亚造山带的重要组成部分，南天山造山带是古亚洲洋演化史上的一个重要构造域，记录了欧亚大陆的形成和演化(肖序常等，1992; Jahn et al., 2000)。沿南天山构造带分布有两条缝合线，一条是中天山南缘缝合线，另一条是南天山晚古生代缝合线(图 1a)。中天山南缘缝合带自西向东分布有长阿吾子蛇绿岩、古洛沟蛇绿岩、乌瓦门蛇绿岩和榆树沟蛇绿岩，这些连续出露的蛇绿岩代表伊犁中天山板块和南天山地块之间的缝合线，对认识南天山洋从打开、扩张、俯冲、闭合的演化历史具有重要意义。而南天山洋的构造演化历史一直以来都颇具争议，因而吸引了越来越多学者的广泛关注(何国琦等， 1994，1995，2005; 王宝瑜等，1994; 李锦轶和肖序常，1999; 高俊，1997; 高俊等， 1993，1994，2006; Gao et al., 1998; Xiao et al., 2004a，b，2008a，b; 肖文交，2006; 李曰俊等，2010;Sengor et al., 1993; Hsu et al., 1994; Kroner et al., 2014; 杨经绥等，2011; 徐向珍等，2011)。
长阿吾子蛇绿岩中辉长岩的辉石40Ar/39Ar年龄为439.4±26.7Ma，代表蛇绿岩的形成年龄，混杂岩中黑云母单矿物的40Ar/39Ar年龄为245.5±0.3Ma，代表混杂岩基质变形变质年龄，即蛇绿岩最终就位的时代(郝杰和刘小汉，1993)。古洛沟蛇绿岩中斜长花岗岩Rb-Sr等时线年龄为358±15Ma(新疆地矿局地质三队，1992①)，但测年技术和方法(Rb-Sr法)较早，很有必要进行更精确的年代确定。乌瓦门蛇绿岩形成于弧后盆地，代表中天山南缘曾为完整的板块俯冲消减的沟-弧-盆体系(董云鹏等，2005)，迄今没有该蛇绿岩的年代学数据发表。杨经绥等(2011)通过对库米什榆树沟和铜花山地区的蛇绿混杂岩的年代学研究表明，榆树沟蛇绿岩中斜长花岗岩和斜长岩的年龄分别为435.1±2.8Ma、439.3±1.8Ma，代表洋盆形成于奥陶纪-志留纪；岛弧英安岩的年龄为422.1±2.6Ma，花岗闪长岩的年龄为423.1±1.8Ma，代表志留纪的岛弧岩浆作用；糜棱岩的形成年龄为402.8±1Ma，代表早泥盆世的板块斜向俯冲和碰撞作用；而石英正长斑岩的形成年龄为294±1.2Ma，代表了晚石炭世俯冲碰撞后的造山带伸展阶段的岩浆作用。岩石地球化学特征表明榆树沟和铜花山的蛇绿岩形成于MOR构造环境，但具有受俯冲带流体改造特征，并伴生有岛弧火山岩(徐向珍，2011)。
①新疆地矿局地质三队. 1992. 1 ：5万亚马台果润乌苏、苏浩斯代幅区域地质调查报告
沿中天山南缘缝合带之北，出露有大量的花岗岩类(图 1a)及少量基性岩。朱志新等(2011)认为中天山早石炭世侵入岩是与洋盆俯冲有关的钙碱性侵入岩，而晚石炭及更晚的侵入岩呈面状分布，主要为同碰撞的富铝花岗岩和后碰撞的富钾花岗岩。张招崇等(2009)认为二叠系中酸性侵入岩是后造山和非造山过程中形成。
 | 图 1 研究区地质背景 (a)-南天山构造格架和侵入岩分布图(据朱志新等，2011修改)；(b)-布鲁斯台辉长岩地质简图(据新疆地质局区域地质测量大队十二分队，1972①Fig. 1 Geologic map of the study area (a)-the tectonic framework and intrusions of South Tianshan(modified after Zhu et al., 2011);(b)-the sketch geological map of Bulusitai gabbro |
① 新疆地质局区域地质测量大队十二分队. 1972. 小布鲁斯台地质图(1 : 20万))
中天山南缘出露有一定规模的基性侵入岩体，如菁布克拉基性杂岩体、小哈拉军山基性-超基性杂岩体、哈拉达拉基性-超基性杂岩体、骆驼沟辉长岩体和布鲁斯台辉长岩体等。对这些基性岩体的岩石学、年代学和地球化学研究有助于深入了解南天山的岩浆活动、壳幔演化和南天山洋的构造演化等问题。菁布克拉基性杂岩体中辉石闪长岩的SHRIMP年龄为434.4±6.2Ma，代表岩浆侵位于早志留世，岩体的形成与早志留世到早石炭世南天山洋向北向伊犁中天山板块下的俯冲作用有关，为俯冲流体交代亏损的岩石圈地幔形成(张作衡等，2007)。小哈军山基性-超基性杂岩体为碳酸盐化地幔岩的低度部分熔融形成(郭璇和朱永峰，2011)。哈拉达拉基性-超基性杂岩体中辉长岩的锆石SHRIMP年龄为308.3±1.8Ma，岩浆源区为含角闪石的尖晶石二辉橄榄岩10%~15%的部分熔融形成的母岩浆经48%~50%分异结晶之后形成(薛云兴和朱永峰，2009)。骆驼沟辉长岩体Rb-Sr等时线年龄为321±10Ma，可能是亏损地幔的岩浆与富La、Ba、Sr的长英质岩浆混合的结果(朱永峰等，2006)。
值得注意的是，围绕着南天山洋的许多问题还存在较大争议。如南天山洋的闭合时限？南天山洋的构造背景，俯冲极限？中天山南缘和南天山晚古生代缝合线之间有三条相互平行的不连续分布的蛇绿岩带，他们之间的相互关系如何？沿缝合带分布的侵入岩与洋盆演化有何关系？所以，开展该带上蛇绿岩和有关岩浆作用的研究，能为解决以上科学问题提供科学依据。
中天山基性岩体的分布从早志留世到晚石炭世，形成时代不一，岩浆源区也各不相同。本文试图对位于新疆巴音布鲁克草原大布鲁斯台村和小布鲁斯台村之间的布鲁斯台辉长岩体的岩石学、地质年代学和地球化学特征进行研究，探讨岩浆的起源、形成环境和大地构造意义，由此为南天山洋构造背景、俯冲模式和闭合时限提供证据。
2 地质背景
布鲁斯台辉长岩体位于新疆和静县北西方向100km，属于中天山南缘断裂北部的那提山-中天山侵入岩带的一部分。区内地层中有元古宙星星峡群片岩、片麻岩，中志留世千枚岩、硅质岩，晚志留世灰岩，早石炭世碎屑岩、灰岩，中石炭世硅质岩、灰岩，早-中三叠世碎屑岩，早第三世砾岩，第四系砾岩(图 1b，新疆地质局区域地质测量大队十二分队，1972)。区内广泛出露大面积的花岗岩体和少量的基性岩体(图 1a)。杨天南等(2006)对研究区附近巴伦台糜棱岩化中酸性岩研究表明，岩石的SHRIMP U-Pb年龄为405~416Ma，形成于火山弧环境。巴伦台地区钾长花岗岩年龄为369.6Ma，为陆缘火山弧花岗岩(王守敬和王居里，2010)。而布鲁斯台北东处的骆驼沟辉长岩体形成于晚石炭世，朱永峰等(2006)认为岩浆形成与俯冲无关，为亏损地幔岩浆与壳源中酸性岩浆混合的结果。布鲁斯台辉长岩岩体呈近东西向展布，长约50km，南北宽约5km，呈长条状侵入于元古宙和石炭纪地层中，被后期的断裂裂隙肢解。研究区内出露的花岗岩大致可分为斜长花岗岩、角闪花岗岩和钾长花岗岩三种。从岩石之间的侵入关系可知，辉长岩形成于斜长花岗岩之后。辉长岩体南侧为古洛沟蛇绿岩，两者之间被第四系沉积物覆盖。该蛇绿岩因出露面积小，交通不便，其地质研究比较薄弱。
3 分析方法
本次研究共选取10个样品进行全岩地化分析，包括主量元素、稀土元素和微量元素分析。实验在国家地质实验测试中心完成，其中主量元素采用X射线荧光光谱法(XRF)测定(型号：PE300D)，并采用等离子光谱和化学法测定进行互检。微量元素和稀土元素采用等离子质谱法(ICP-MS)测定(型号：PW4400)，同时分析2个国家标样(GSR3和GSR5)和3个平行样以保证分析结果的准确度。电子探针分析是在中国地质科学院大陆构造与动力学国家重点实验室完成，仪器型号为日本电子公司JXA-8100、能谱仪Inca Energy型，探针束流20nA，加速电压15.0kV，电子束斑5μm。
锆石分选在河北省地矿局廊坊区调队实验室完成，采用常规粉碎、浮选和电磁选方法进行分选。锆石阴极发光(CL)照相在北京锆年领航科技有限公司电子探针实验室采用扫描电镜完成，加速电压为15kV。锆石原位U-Pb同位素年龄测定在中国地质调查局天津地质调查中心完成，仪器为Finnigan Neptune型MC-ICP-MS及与之配套的Newwave UP 193激光剥蚀系统，激光剥蚀斑束直径为35μm，剥蚀深度为20~40μm，锆石年龄计算采用国际标准锆石91500作为外标，元素含量采用人工合成硅酸盐玻璃NIST SRM610作为外标，29Si作为标元素进行校正。数据处理采用ICPMSDataCal 4.3程序，并采用软件对测试数据进行普通铅校正(Andersen，2002)，年龄计算及谐和图绘制采用ISOPLOT(3.0版)(Ludwig，2003)软件完成。
锆石原位Lu-Hf同位素分析仪器为中国科学院广州地球化学研究所的Neptune Plus多吸收ICP-MS和RESOlution M-50激光剥蚀系统，分析点为此前已做U-Pb测年的点，选取年龄与协和年龄差距最小的点进行Lu-Hf同位素分析。激光参数斑束45μm，重复率8Hz，能量80mJ。He作为载气并加入少量氮气以提高样品信号。样品正常信号分析包括30s的空白气体收集和30s的激光剥蚀。积分时间为0.131s，约有200个周期数据被收集。173Yb和175Lu被用于纠正176Yb和176Lu对176Hf的干扰。176Hf/177Hf用质量偏差校正指数定律标准化为179Hf/177Hf=0.7325(Wu et al., 2006)。Penglai锆石作为标样用于测试中。
岩石地球化学全分析数据中都有含量不等的H2O+、CO2等挥发份，对这些样品的主量元素分析结果在扣除烧失量之后再进行归一化，下面的作图和结论均按照归一化后的“干”成分进行。
4 分析结果 4.1 矿物学特征
布鲁斯台辉长岩野外露头较新鲜，粗粒粒状结构，矿物颗粒最大可大于5mm(图 2)，主要由斜长石(35%~45%)、单斜辉石(5%~20%)、角闪石(30%~35%)以及少量的榍石，磁铁矿组成。斜长石矿物颗粒粗大，呈自形-半自形板状，手标本呈灰白色到紫色，显微镜下可见两组完全节理和典型的聚片双晶(图 3a)，少量斜长石呈他形包裹于斜方辉石中(图 3b)，但与粗粒的斜长石成分上并无明显区别，表明其结晶时间相近。单斜辉石粒度多在1~5mm之间，呈交代残余结构产出(图 3b)，单斜辉石主要被角闪石交代(图 3c，f)。角闪石有两种产出类型，一种分布于辉石的边部和裂隙中(图 3b，c，e)，颗粒小于0.1mm，对辉石的交代不完全，甚至在手标本中也能看到辉石被角闪石交代边(图 2)。另一种角闪石粒径大些，可达1~2mm(图 3d)，为完全交代辉石后的产物。大多数角闪石为半自型，粒度较小，无定向构造，显然与斜长石和斜方辉石不是同一世代，其形成晚于后者。
 | 图 2 布鲁斯台辉长岩露头及手标本 Fig. 2 The outcrop of Bulusitai gabbro and h and specimen |
 | 图 3 布鲁斯台辉长岩显微镜和背散射照片 (a)-斜长石的双晶和两组节理；(b)-单斜辉石的交代残余结构；(c)-角闪石多呈细粒杂乱产出；(d)-两种不同产状的角闪石；(e)-单斜辉石裂隙和边界被角闪石交代，BSE；(f)-大量单斜辉石被交代成角闪石，BSEFig. 3 Microphotographs and BSE images of Bulisitai gabbro (a)-twins and two joints of plagioclase;(b)-residual structure of Cpx;(c)-fine and disorganized amphiboles;(d)-amphiboles with different occurrence;(e)-Cpxs were replaced by amphiboles along the fractures and rims，BSE;(f)-a number of Cpxs were replaced by amphiboles |
斜长石、单斜辉石和角闪石的电子探针数据见表 1、表 2、表 3，单斜辉石除一个点落在普通辉石分布区外，其余全部为透辉石。斜长石的An在59.63~90.76，多数斜长石为拉长石和培长石，角闪石分别落在透闪石、镁角闪石和镁钙角闪石的范围内(图 4)。
 | 表 1 布鲁斯台辉长岩的单斜辉石电子探针分析结果(wt%)Table 1 Result of electron microprobe analysis of the clinopyroxene of Bulusitai gabbro(wt%) |
| 表 2 布鲁斯台辉长岩的斜长石电子探针分析结果(wt%)Table 2 Result of electron microprobe analysis of the plagioclase of Bulusitai gabbro(wt%) |
| 表 3 布鲁斯台辉长岩的角闪石电子探针分析结果(wt%) Table 3 Result of electron microprobe analysis of the hornblende of Bulusitai gabbro(wt%) |
 | 图 4 布鲁斯台辉长岩的矿物成分图 Fig. 4 Mineral composition discrimination diagram of Bulusitai gabbr |
4.2 地球化学特征 4.2.1 主量元素
全岩地化分析数据见表 4。根据TAS分类图，布鲁斯台岩体的全部点都落在辉长岩范围内(图 5)。去掉H2O+和CO2等挥发分后的干成分归一化后，SiO2含量变化范围较窄，为46.73%~50.06%之间，平均48.42%。MgO含量为5.36%~13.12%，除少数点分布较离散外，多数集中在10%左右，平均10.4%，Mg#为0.74~0.81，具有原始岩浆的特征。Al2O3和CaO含量较高，分别为15.43%~23.20%，12.96%~14.48%，平均值分别为17.94%和13.87%。K2O含量(0.13%~0.19%)，远低于Na2O含量(1.47%~3.00%)，在全碱-硅图上(图 6)，岩石落在低钾拉斑系列范围内。总的来说，布鲁斯台辉长岩具有高Al2O3和CaO，低碱，低P2O5(0.03%~0.07%)和低TiO2(0.34%~0.61%)的特征。TiO2含量低于大洋拉斑玄武岩和大陆溢流拉斑玄武岩的TiO2的平均值(分别为2.63%和1.0%，Wilson，1989)，甚至低于岛弧拉斑玄武岩中TiO2的含量(0.8%，Jakes and White， 1972)。由Harker图解(图 7)可知，SiO2与Al2O3、MgO、Fe2O3、FeO、Na2O都具有一定的相关性，表明结晶分异在岩浆的演化过程中具有重要作用。
| 表 4 布鲁斯台辉长岩的岩石化学成分(主量元素：wt%；微量元素和稀土元素：×10-6)Table 4 Major and trace element compositions of Buluaitai gabbro(major element: wt%; trace element: ×10-6) |
 | 图 5 鲁斯台辉长岩的TAS图解 Fig. 5 TAS diagram of Bulusitai gabbro |
 | 图 6 布鲁斯台辉长岩的SiO2-K2O图解 Fig. 6 SiO2 vs. K2O diagram of Bulusitai gabbro |
 | 图 7 布鲁斯台辉长岩和骆驼沟辉长岩的Harker图解(骆驼沟辉长岩据朱永峰等，2006) Fig. 7 Harker diagram of Bulusitai gabbro and Luotuogou gabbro(data of the Luotuogou gabbro from Zhu et al., 2006) |
4.2.2 微量元素
布鲁斯台辉长岩的稀土总量∑REE=12.91×10-6~23.14×10-6，平均值16.77×10-6较N-MORB的39.11×10-6要低的多(Sun and McDonough， 1989)。球粒陨石标准化稀土元素配分模式图显示(图 8)，辉长岩轻重稀土的分馏较明显，LREE/HREE=2.24~3.11，平均2.60，(La/Yb)N=1.76~2.99，平均2.21。Eu具有明显的正异常，δEu=1.17~1.96，平均1.42，这与辉长岩中大量存在的斜长石有关。原始地幔标准化微量元素蛛网图显示(图 9)，微量元素整体分布区域平坦，除Sr以外，其余微量元素含量皆低于10倍含量原始地幔值。Nb/Ta比值在8~16之间，Zr/Hf比值在29~35之间，皆低于原始地幔组成(Nb/Ta=17; Zr/Hf=36; Sun and McDonough， 1989)。岩石具有Nb、Ta、Zr、Hf、Th等HFSE亏损，Ba、U、K、Sr等LILE富集的特征。
 | 图 8 布鲁斯台辉长岩的稀土元素球粒陨石标准化图解(据Sun and McDonough， 1989) Fig. 8 Chondrite-normalized REE patterns for the Buliaitai gabbro(after Sun and McDonough， 1989) |
 | 图 9 布鲁斯台辉长岩的微量元素原始地幔蛛网图(据Sun and McDonough， 1989) Fig. 9 Primitive mantle-normalized trace elements patterns for the Buliaitai gabbro(after Sun and McDonough， 1989) |
4.3 锆石Hf同位素
本文对16个点进行了Hf同位素测定(表 5)，176Yb/177Hf比值范围为0.018984~0.101402，平均值为0.061249；176Lu/177Hf比值范围为0.000498~0.0031867，平均值为0.001668；176Hf/177Hf比值范围为0.282867~0.283008，平均值为0.282926。εHf(t)值为+9.7~+15.0，平均值为+12.0，εHf(0)值为+3.4~+8.4，平均值为+5.4。Hf同位素地幔模式年龄tDM=374~708Ma。εHf(t)与锆石U-Pb年龄关系见图 10。
| 表 5 布鲁斯台辉长岩锆石Hf同位素数据Table 5 Zircon Hf-isotope data of the Bulusitai gabrro |
 | 图 10 布鲁斯台辉长岩的εHf(t)与锆石U-Pb年龄关系图 Fig. 10 Plot of εHf(t)vs. U-Pb age of zircon from Bulusitai gabrro |
4.4 锆石U-Pb年代学研究
为确定布鲁斯台辉长岩的形成年龄，在约30kg样品中挑选出200余粒锆石用于定年。锆石多为无色透明，自形-半自形，多呈粒状，长宽比在1~2之间，粒径在50~120μm。锆石内部有少量包裹体和裂纹，在LA-ICP-MS分析时，为了不受这些因素的影响，选择内部纯净，没有包裹体和裂隙的部分打点。锆石CL图像显示其具有岩浆锆石的振荡环带(图 11)，39个点的锆石U-Pb测试数据见表 6。锆石的Th/U，除点7.1和28.1分别为0.07和0.09以外，其余比值在0.29~3.08，属于典型的岩浆锆石(Vavra et al., 1999; Wu and Zheng， 2004)。扣除3个不和谐年龄，其余36个点的206Pb/238U平均年龄为316.8±2.1Ma(图 12)，该年龄代表辉长岩浆结晶的年龄。8.1、31.1和32.1这3个点的206Pb/238U年龄分别为690Ma、351Ma和505Ma，可能是岩浆上侵过程中携带的地壳中的锆石。
 | 图 11 布鲁斯台辉长岩的锆石阴极发光图像 Fig. 11 CL images of zircons from Bulusitai gabbro |
| 表 6 布鲁斯台辉长岩(12YX24-2)锆石LA-ICP-MS U-Pb测年结果Table 6 Data of LA-ICP-MS U-Pb dating of zircons from the Bulusitai gabbro |
 | 图 12 布鲁斯台辉长岩的LA-ICP-MS U-Pb协和图和加权年龄平均值 Fig. 12 Concordia curves of zircons LA-ICP-MS U-Pb data for the Bulusitai gabbro |
岩浆岩岩石的化学成分可用于探讨岩石起源的大地构造背景(Pearce and Cann， 1971，1973)，其中的高场强元素，如Nb、Ta、Zr、Hf、Th以及HREE不易受后期热液蚀变和低于角闪石相的变质作用的影响(Winchester and Floyd， 1977; Pearce and Cann， 1973)，因此可用这些元素对岩浆源区进行判别。在2Nb-Zr/4-Y图解中除个别样品外，其余样品均落在洋脊玄武岩或火山弧玄武岩的区域内(图 13)。在Ti/100-Zr-3Y图解中(图 14a)，样品落在火山弧低钾拉斑玄武岩范围。在Ti-Zr图解中(图 14b)，辉长岩落在火山弧的低钾拉斑玄武岩区域或火山弧钙碱性玄武岩范围内。通过这些相对稳定的HFSE的微量元素判别图解可知，辉长岩的岩浆源区和火山弧相关，岩浆的形成可能跟俯冲作用关系密切。
球粒陨石标准化的稀土元素配分曲线图解中，布鲁斯台辉长岩具有E-MORB相似的配分曲线，原始地幔标准化微量元素蜘蛛网图中辉长岩LILE富集，HFSE亏损，其中Nb=0.55×10-6~1.79×10-6，平均值1.22×10-6，低于N-MORB的2.33；Ta=0.06×10-6~0.19×10-6，平均值0.11×10-6，小于N-MORB的平均值0.132×10-6；Ti=1921×10-6~3494×10-6，平均值2581×10-6，小于N-MORB的7600×10-6(Sun and McDonough， 1989)。岩浆运移过程中地壳物质的加入能富集LREE和LILE，亏损Ti、Nb和Ta(Rudnick and Gao， 2003)，辉长岩中Ta、Nb含量远远小于地壳中两者 的含量(Nb=8×10-6，Ta=0.7×10-6; Rudnick and Gao， 2003)。再加上Lu/Y=0.14~0.16低于大陆地壳的分布范围的0.16~0.18(Rudnick and Gao， 2003)，排除了地壳物质加入的可能。典型的Nb、Ta和Ti的亏损是岛弧构造环境的重要标志之一(Ionov and Hofmann， 1995; Ringwood，1900; 赵振华，2007)，再加上富集的LILE，表明辉长岩具有俯冲带的亲缘性。
锆石原位Hf同位素分析表明，εHf(t)值为+9.7~+15.0，εHf(t)与锆石U-Pb年龄关系图(图 10)显示εHf(t)值在亏损地幔线附近，表明辉长岩母岩浆来源于亏损地幔源区，在上升过程中几乎没有，或很少受到壳源物质的污染。
 | 图 13 布鲁斯台辉长岩的2Nb-Zr/4-Y构造环境判别图解(据Meschede，1986)A1-板内碱性玄武岩；A2-板内拉斑玄武岩和拉斑玄武岩；B-富集型洋脊玄武岩和拉斑质板内玄武岩；C-板内玄武岩和火山弧玄武岩；D-正常洋脊玄武岩和火山弧玄武岩 Fig. 13 Distribution diagrams using Nb，Zr and Y for Bulusitai gabbro(after Meschede，1986) A1-within-plate alkaline basalts; A2-within-plate tholeiitic basalts and tholeiitic basalts; B-E-MORB and within-plate tholeiitic basalts; C-within-plate basalts and volcanic arc basalt; D-N-MORB and volcanic arc basalt |
 | 图 14 布鲁斯台辉长岩的Ti/100-Zr-3Y(a)和Ti-Zr(b)构造背景判别图解(据Pearce et al., 1973) CAB-火山弧钙碱性玄武岩；OFB-大洋溢流玄武岩；LKT-火山弧低钾拉斑玄武岩；WPB-板内玄武岩Fig. 14 Distribution diagrams using Ti，Zr and Y for Bulusitai gabbro(after Pearce et al., 1973) CAB: calc-alkali basalts; OFB: ocean-floor basalts; LKT: low-potassium tholeiites; WPB: within plate basalts |
需要指出的是，虽然辉长岩REE配分曲线显示辉长岩具有E-MORB的特征，但是无论是REE总量还是微量元素总量，辉长岩都低于E-MORB，甚至N-MORB。根据其产出在前寒武地层中，不可能产于岛弧或者弧后盆地，可能产于陆缘火山弧构造背景下。综合区域地质研究来看，前人对中天山南缘断裂带上西部、中部和东部巴伦台地区的中酸性岩的研究也表明，从晚志留纪世至泥盆纪南天山存在向中天山地块下的弧陆俯冲(朱志新等，2006；杨天南等，2006；龙灵利等，2007；王守敬和王居里，2010)，对南天山构造带上早志留世菁布拉克基性侵入岩体，早石炭世西天山哈拉达拉基性-超基性侵入体和巴音布鲁克早古生代中基性火山岩的研究也表明，这些岩浆事件与岛弧岩浆活动有关，为南天山洋向北俯冲的结果(马中平等，2008；薛云兴和朱永峰，2009；张作衡等，2007)。
位于布鲁斯台辉长岩与北东方向紧邻的骆驼沟辉长岩两者形成年代相似，前者为316.8±2.1Ma，后者为321±10Ma(朱永峰等，2006)，皆分布于中天山南缘，均侵入于前寒武地层中，可能代表同一期岩浆事件的产物。但两者表现出完全不同的岩石学和地球化学性质。布鲁斯台辉长岩主要为粗粒结构，而骆驼沟辉长岩多为斑状结构，根据Harker图解(图 7)可知，前者的SiO2含量较后者低，分布范围也较后者窄，两者Al2O3的含量相似，但前者CaO、MgO的含量普遍比后者高，Fe2O3、FeO、K2O、MnO、Na2O、P2O5和TiO2比后者低。布鲁斯台辉长岩稀土元素总量(ΣREE=16.77×10-6)低于骆驼沟辉长岩的稀土元素总量(ΣREE=78.94×10-6)，前者Nb、Ta、Zr、Hf、Th等HFSE亏损，Ba、U、K、Sr等LILE富集的特点也明显不同于后者HFSE和La，Ba，Sr富集的特征。前者为洋陆俯冲过程中受俯冲流体影响的亏损地幔橄榄岩部分熔融的结果，岩浆在上升过程中没有遭受地壳物质的明显污染。而后者被认为是与俯冲带无关的地幔物质与中酸性岩浆混合的结果(朱永峰等，2006)。
综上所述，布鲁斯台辉长岩形成于活动大陆边缘，与中天山南缘的古洛沟蛇绿岩紧邻，可能是洋陆俯冲-消减所引发的火山弧-岩浆作用的地质记录。根据Sm/Yb-La/Sm图解，辉长岩的岩浆可能为亏损尖晶石二辉橄榄岩地幔发生5%~10%的部分熔融之后形成(图 15)。
 | 图 15 La/Sm-Sm/Yb图解(据Aldanmaz et al., 2000) Fig. 15 La/Sm vs. Sm/Yb(after Aldanmaz et al., 2000) |
5.2 大地构造意义
对于南天山羊的闭合时限，一直以来都颇具争议。肖序常等(1992)根据长阿吾子蓝片岩中蓝闪石40Ar/39Ar同位素测年为350.89±1.96Ma，认为南天山蛇绿岩构造侵位时间在晚泥盆世至石炭纪早期；马瑞士等(1993)对库米什蛇绿混杂岩的分析认为南天山洋晚泥盆世开始逐渐闭合，可持续到石炭纪末和早二叠世；古南天山洋盆在晚泥盆世-石炭纪期间闭合(Gao et al., 1998; 何国琦等，1994)；王学潮等(1995)在库勒湖蛇绿混杂岩在获得40Ar/39Ar年龄为330~335Ma，说明南天山洋盆可能在石炭纪末封闭；蔡东升(1996)提出南天山晚泥盆世至石炭纪早期完成向伊犁-哈萨克斯坦板块的B型俯冲，中-晚二叠世进行陆内A型俯冲造山的板块碰撞演化模式；姜常义(1999)认为南天山古洋盆最终闭合于维宪世中期(345~326Ma)；梁云海和李文铅(2000)认为南天山早泥盆世末闭合，自中泥盆世开始为陆表海发展阶段，自石炭纪末，南天山全面遭受挤压抬升形成复杂的造山带，二叠纪开始南天山进入大陆演化阶段；夏林圻等(2002)根据对石炭纪火山岩及地层中不整合界面的研究，认为该洋盆是在泥盆纪晚期或石炭纪初期关闭的；张立飞等(2005)根据对哈尔克山北坡高压变质岩的年代学研究，苟龙龙和张立飞(2009)对西南天山木扎尔特河一带低压泥质麻粒岩岩石学特征、独居石U-Pb定年的研究，认为天山古洋盆的关闭可能发生在二叠纪晚期或晚二叠世后期；李曰俊等(2005，2010)综合分析构造、地球化学、岩石学和年代学和古生物学等资料，也认为天山前身古洋盆的演化可能持续到了二叠纪晚期或三叠纪；李锦轶等(2006)认为天山古洋盆的关闭发生在石炭纪晚期；中天山南缘最终的构造增生发生在晚二叠至三叠之间(Xiao et al., 2008a，b)；李永军等(2010)认为天山古洋盆的关闭时限是早石炭世晚期。
辉长岩的LA-ICP-MS年龄为316.8±2.1Ma，即辉长岩的侵位结晶年龄为晚石炭世，同一构造带上的哈拉达拉基性-超基性杂岩体中辉长岩的锆石SHRIMP年龄为308.3±1.8Ma(薛云兴和朱永峰，2009)。另外， 骆驼沟辉长岩体Rb-Sr等时线年龄为321±10Ma(朱永峰等，2006)。中天山南缘构造带中离菁布克拉基性杂岩体不远的琼阿乌孜基性超基性岩体的Sm-Nd同位素年龄为314±19Ma，其被认为是亏损地幔较高程度部分熔融形成的母岩浆分异结晶的结果，形成于岛弧带的弧后盆地和裂谷中(倪守斌等，1995)。虽然这些辉长岩的岩浆源区各不相同，基性超基性岩的岩石组合也不尽一样，但各个岩体之间的年龄相差不大，可能代表在中天山南缘晚石炭世有一次较为广泛的地幔熔融事件，该事件可能和南天山洋向北的俯冲有关。
前人对南天山洋的构造背景进行过研究和探讨。布鲁斯台辉长岩南东方向的乌瓦门蛇绿岩中的玄武岩类似于N-MORB，但有不同程度的LILE、Th、Pb的富集和Nb、Ta、Zr亏损，显示岩浆源区为受俯冲流体交代的亏损地幔，认为乌瓦门蛇绿岩形成于弧后盆地环境(李向民等，2002；董云鹏等，2005)。在同一构造带上的榆树沟和铜花山蛇绿岩形成于MOR环境，后受俯冲流体改造，并伴随有岛弧火山岩产出(徐向珍等，2011)；蛇绿岩中石英正长斑岩294±1.2Ma，代表晚石炭世俯冲碰撞后的造山带伸展阶段的岩浆作用(杨经绥等，2011)。郝杰和刘小汉(1993)对中天山南缘的那拉提花岗岩的黑云母单矿物40Ar/39Ar年龄为355.1±10.7Ma，认为在晚泥盆至早石炭期间在中天山南缘有岛弧发育。另外，中天山部分基性火山岩也具有岛弧特征，巴音布鲁克玄武岩被认为是南天山洋发生岛弧 俯冲的岩浆作用的地质记录(马中平，2008)，大哈拉军山组火山岩也属于岛弧型火山岩，且最年轻年龄313Ma(朱永峰等，2006)。以上表明在石炭纪，中天山南缘存在岛弧岩浆作用。
通过对布鲁斯台辉长岩的研究表明，自南天山洋盆在奥陶纪打开以来(图 16a)，志留纪至石炭纪，洋盆一直处于不断扩张和俯冲阶段。受俯冲流体的影响，具有陆缘岩浆弧性质的巴伦台花岗岩和布鲁斯台辉长岩浆侵入于前寒武地层中，并伴随有古洛沟蛇绿岩的形成和侵位，而骆驼沟辉长岩岩浆并未受流体影响(图 16b)。俯冲一直持续到晚石炭世，并可能同时存在洋内俯冲和洋陆俯冲两种俯冲类型。早二叠世，南天山洋闭合，进入碰撞造山阶段，与此同时，塔里木地块中大火成岩省开始形成(图 16c)。南天山洋盆不是有限洋盆(肖序常等，1992)或弧后洋盆(高长林等，1995; Chen et al., 1999; 郭召杰等，1993; 董云鹏等，2005)，可能是一个拥有完整沟弧盆体系的宽阔洋盆。
 | 图 16 南天山洋形成、俯冲和关闭构造示意图 Fig. 16 Cartoon showing the tectonic evolution of South Tianshan ocean |
6 结论
(1)辉长岩的地球化学特征表明其具有ΣREE低，LILE富集，HFSE亏损的特征，锆石原位εHf(t)值为+9.7~+15.0。辉长岩形成的构造背景为活动大陆边缘，母岩浆来源于受俯冲流体影响的亏损尖晶石二辉橄榄岩5%~10%的部分熔融，且在上升过程中未受到地壳物质的明显混染。
(2)布鲁斯台辉长岩的锆石LA-ICP-MS年龄为316.8±2.1Ma，为辉长岩结晶的年龄。
(3)研究结果表明，南天山洋可能是一个拥有完整沟弧盆体系的宽阔洋盆，晚石炭世南天山洋还存在洋内和洋陆俯冲事件，南天山洋闭合的时间可能在更晚的早二叠世。
致谢 锆石测年及数据处理在天津地质矿产研究所耿建珍的帮助下完成；审稿人吴才来研究员和李兆丽副研究员对本文提出了很有建设性的修改意见；在此对他们的热心帮助和辛勤付出表示由衷感谢。
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