塔里木盆地及周缘分布有大量的早二叠世玄武岩，恢复面积可达20~25万平方千米(陈汉林等, 2006; 刘晓等, 2011; 杨树锋等, 2014)。不过绝大部分的玄武岩埋藏于地下，残存的野外露头十分有限，仅在柯坪、塔西南、古董山等地有相关的报道，目前有关塔里木盆地早二叠世玄武岩的岩石地球化学研究主要集中在这些露头(陈汉林等, 1997; 姜常义等, 2004; 杨树锋等, 2005; Jiang et al., 2006; 李勇等, 2007; 厉子龙等, 2008; Zhou et al., 2009; Tian et al., 2010; 余星等, 2010; Zhang et al., 2010a, b, 2012; 潘家伟等, 2011; Yu et al., 2011, 2012; Li et al., 2012a, b; 上官时迈等, 2012; 李洪颜等, 2013; 潘赟等, 2013; Wei et al., 2014)，以及少量来源于盆地内部的钻井岩心样品(朱毅秀等, 2005; 杨树锋等, 2005; 余星, 2009; Tian et al., 2010; 马中远等, 2013; 潘赟等, 2013)。由于钻井以岩屑为主，完整的岩芯相对稀缺，而且一般难以获得，因此良好的露头是获取岩石样品并开展相关研究的重要基础。作者根据卫星遥感资料和地质资料的综合分析，在巴楚夏河南地区发现一处二叠纪玄武岩露头，开展了详细的野外踏勘和系统的样品采集工作，并获取了典型样品的地球化学数据资料。该露头位于盆地内部，是研究多期次玄武质岩浆演化的理想场所，也是对比和联系盆地其他露头岩浆活动的最佳剖面。因此，开展这一剖面露头的玄武岩野外产状、岩相学、地球化学特征研究，揭示其岩浆演化过程、地幔源区组成及与塔里木盆地同期岩浆作用异同性，将为全面认识塔里木盆地早二叠世的玄武质岩浆活动及深部地质过程提供支持。

夏河南层状玄武岩出露于巴楚县夏河林场南面，新疆建设兵团农1师49团东侧，皮1井的东南侧(图 1)。在构造位置上位于巴楚隆起之上，紧临阿瓦提凹陷；北侧边界为走向NEE-SWW吐木休克断裂带，南侧边界为走向NWW-SEE卡拉沙依断裂带，两条断裂带均为南倾的逆冲断层(朱德丰等, 2008; 任建业等, 2011; 吕明和汤良杰, 2013)。由于巴楚隆起在新生代的强烈抬升，导致下二叠统阿恰群别浪金组出露地表。别浪金组由粉砂质泥岩和火山碎屑岩、杂色砂岩夹泥岩组成，其中夹有多层玄武岩(刘辰生等, 2009)。在卡拉沙依断裂带南侧，由于断层逆冲推覆作用，使石炭系小海子组、玛扎塔格组和卡拉沙依组出露到地表，二叠系被剥蚀(丁跃潮和杨品, 1998; 黄太柱等, 2013)。

图 1

Fig. 1

图 1 夏河南玄武岩构造位置及其遥感影像解译图 (a)巴楚隆起主要构造要素分布图，断层数据根据任建业等(2011)改编，底图据余星等(2009)改编；(b)夏河南及周边地区遥感影像图 Fig. 1 Spatial distribution of Xiahenan basalts (a) the structural distribution for Bachu uplift based on Ren et al. (2011), base map according to Yu et al. (2009); (b) satellite image of Xiahenan and its adjacent area

夏河南玄武岩露头处于柯坪玄武岩露头与古董山玄武岩露头中间位置，北距柯坪玄武岩露头约100km，南距古董山玄武岩露头约100km，距离西南的塔西南玄武岩露头约300km(厉子龙等, 2008; 余星等, 2009; Yu et al., 2011; Li et al., 2012a)。从遥感资料分析，夏河南玄武岩出露面积约70km²(图 1)。

根据野外观察和遥感资料解译，夏河南地区出露的玄武岩可分为6层，每层出露的厚度较薄，为1~3m。熔岩层面基本呈水平状，略微南倾，倾角小于2°(图 2)。同一玄武岩层内有时可细分出亚层，由极薄的沉积夹层分隔，如第二层、第三层、第四层玄武岩均由上、下两个玄武岩亚层组成。不同玄武岩层间的沉积夹层厚度比较均一，一般为20~30m，第三、第四层玄武岩剖面距离较近，两者间的沉积夹层厚度约为10m，这与柯坪地区开派兹雷克组玄武岩第三、第四层间距较小相吻合(余星等, 2010)。第六层玄武岩往南地势增高，且呈多个小山丘，这可能与南侧卡拉沙依断层的逆冲推覆作用有关(任建业等, 2011)。

图 2

Fig. 2

图 2 夏河南玄武岩露头剖面示意图 注意水平方向与垂向的比例不同，为更直观地表现玄武岩层的分布特点，垂向放大20倍 Fig. 2 Profile for the outcrop of Xiahenan basalts The scale for the horizontal axis is not the same as that for the vertical line.The profile is vertically exaggerated 20 times for better presentation

根据各层玄武岩(除第一层外)的野外产状、手标本观察及镜下鉴定，可以获得各层玄武岩的岩相学特征。第二层下亚层玄武岩为碱性玄武岩，间粒-间隐结构，普遍遭受了碳酸盐化作用；第二层上亚层玄武岩呈玻基斑状结构，基质为玄武玻璃，斑晶为细小的斜长石，稀散分布；岩石中发育有较多的杏仁体，镜下观察杏仁体主要为玛瑙，大的杏仁体直径可以达到30~40cm(图 3a)。第三层玄武岩呈灰黑色，较第二层玄武岩颜色深，颗粒较细，更加致密，间隐-间粒结构(图 3b)。第四层玄武岩与第三层玄武岩相似，露头岩石较破碎，镜下呈辉绿结构，大颗粒辉石晶体中包含细小斜长石微晶(图 3c)。第五层玄武岩偏黄褐色，含有斜长石大斑晶及少量大颗粒的方解石杏仁体，基质间隐结构，颗粒较细(图 3d)。第六层玄武岩出露面积较小，颜色偏黄，岩石镜下特征与第四层相似，斜长石微晶显示一定的定向排列(图 3e)。

图 3

Fig. 3

图 3 各层玄武岩野外产状、岩相特征及正交偏光下显微照片 (a)第二层玄武岩，其中镜下照片显示样品为Xhn12-6；(b)第三层玄武岩，镜下照片显示样品为Xhn16-2；(c)第四层玄武岩，镜下照片显示样品为XHN04；(d)第五层玄武岩，镜下照片显示样品为XHN05；(e)第六层玄武岩，镜下照片显示样品为XHN06. Ol-橄榄石；Cpx-单斜辉石；Pl-斜长石；Cc-方解石；Ag-玛瑙 Fig. 3 Pictures showing the occurrence of Xiahenan layered basalts as well as their lithology and typical photomicrographs under cross-polarized light (a) basalts from layer 2, sample shown in the micrograph is Xhn12-6; (b) basalts from layer 3, sample shown in the micrograph is Xhn16-2; (c) basalts from layer 4, sample shown in the micrograph is XHN04; (d) basalts from layer 5, sample shown in the micrograph is XHN05; (e) basalts from layer 6, sample shown in the micrograph is XHN06. The mineral abbreviations are: Ol-olivine; Cpx-clinopyroxene; Pl-plagioclase; Cc-calcite; Ag-agate

本研究共对夏河南黑山头的11件玄武岩样品进行了全岩化学分析。主量元素测试在中国科学院广州地球化学研究所进行，采用X射线荧光熔片法(XRF, Rigaku3080E)，分析误差小于1%；微量元素(包括稀土元素)分析主要在中国科学院广州地球化学研究所进行，采用电感耦合等离子体质谱(ICP-MS PE Elan 6000型)测试，部分样品在哈佛大学地球与行星科学系Langmuir实验室(Thermo Electron ICP-MS)完成测试，分析误差2%~3%。测试结果如表 1所示。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 夏河南玄武岩主量元素(wt%)、微量元素和稀土元素(×10-6)含量 Table 1 Major (wt%), trace and rare earth element (×10-6) contents of basalts from Xiahenan area

表 1 夏河南玄武岩主量元素(wt%)、微量元素和稀土元素(×10-6)含量 Table 1 Major (wt%), trace and rare earth element (×10-6) contents of basalts from Xiahenan area

夏河南玄武岩的SiO₂含量为43.66%~49.96%(未统计xhn12-6样品和xhn14-1样品，两者的主量元素受杏仁体和蚀变影响较大，数据仅供参考，下同)，与柯坪玄武岩、塔西南玄武岩相似(厉子龙等, 2008; Yu et al., 2011)。全碱含量(Na₂O+K₂O)较高，TAS判别属碱性玄武岩。MgO含量普遍较低(＜6%, Mg^#＜35)，与原生玄武质岩浆(Mg^#为65~70) 差别较大，属于经历过演化的岩浆。各层玄武岩的MgO含量显示一定的递变关系，即下部层位玄武岩MgO较低，上部层位MgO含量升高。TiO₂含量较高(3.72%~4.32%)，结合Ti/Y比值特征，可判定属于高钛玄武岩系列。P₂O₅含量范围比塔西南玄武岩宽，与柯坪玄武岩相似；Fe₂O₃和Al₂O₃含量均与塔西南玄武岩及柯坪玄武岩相似(厉子龙等, 2008; Yu et al., 2011)。从哈克图解可以看出，夏河南玄武岩各层间的主量元素相关性不明显，除了P₂O₅与MgO显示一定的负相关关系，P₂O₅含量随MgO降低而升高(图 4)。

图 4

Fig. 4

图 4 夏河南玄武岩主量元素哈克图解 Fig. 4 Harker diagrams for major elements of Xiahenan basalts, as well as those from Keping and Taxinan area for comparison

夏河南玄武岩的稀土元素总量(∑REE)为176×10^-6~324×10^-6，含量中等偏高，略低于塔西南玄武岩，与柯坪玄武岩相近(厉子龙等, 2008; Yu et al., 2011)。不同层位玄武岩稀土元素总量略有差异，由下至上∑REE呈降低的趋势，这与MgO含量由下至上升高的趋势相吻合。按球粒陨石标准化的稀土元素配分曲线显示，轻稀土显著富集，重稀土相对亏损，(La/Yb)_N比值可达6.07~10.02，表明轻稀土和重稀土存在明显的分异。δEu＝0.81~0.96，存在弱的铕负异常，表明存在一定程度的斜长石分离结晶作用(图 5)。Sr负异常也显示岩浆经历了斜长石分离结晶作用(图 6)。微量元素特征进一步指示夏河南玄武岩碱性、高钛的特点，Ti/Y比值为476~587，属高钛系列；微量元素图解Nb/Y-Zr/TiO₂(Winchester and Floyd, 1977)显示夏河南玄武岩属碱性系列(图略)。夏河南玄武岩稀土元素和微量元素的总体分配型式与柯坪玄武岩相近，富集不相容元素。

图 5

Fig. 5

图 5 夏河南玄武岩球粒陨石标准化稀土元素配分型式图(标准化值据Boyton, 1984) Ⅱ.第二层玄武岩；Ⅲ.第三层玄武岩；Ⅳ.第四层玄武岩；Ⅴ.第五层玄武岩；Ⅵ.第六层玄武岩.灰色阴影部分为柯坪玄武岩，数据来源Yu et al. (2011) Fig. 5 Chondrite-normalized REE patterns of basalts from Xiahenan profile (normalization values after Boynton, 1984) Ⅱ. Basalt layer 2; Ⅲ. Basalt layer 3; Ⅳ. Basalt layer 4; Ⅴ. Basalt layer 5; Ⅵ. Basalt layer 6. The grey shadow are data for Keping basalts according to Yu et al. (2011)

图 6

Fig. 6

图 6 夏河南玄武岩原始地幔标准化微量元素蛛网图(标准化值据Sun and McDonough, 1989) 灰色阴影部分为柯坪玄武岩，数据来源Yu et al. (2011) Fig. 6 Primitive mantle-normalized spider diagram for trace elements of basalts from Xiahenan (normalization values after Sun and McDonough, 1989) The grey shadow are data for Keping basalts according to Yu et al. (2011)

根据野外产状、岩相学及地球化学特征，可以反演夏河南玄武岩的岩浆来源及演化过程，包括源区部分熔融、分离结晶及同化混染等。

夏河南玄武岩受地壳混染程度较小。Th/Yb-Nb/Yb图解(图略)及微量元素蛛网图均显示Th富集不明显，Nb的亏损也不明显，表明玄武质岩浆受地壳物质混染程度较小(Li et al., 2014)。夏河南玄武岩的La/Nb比值较低(1.12~1.50)，接近原始地幔的值(0.98)，与典型陆壳岩石的La/Nb比值(>12) 相差较大，表明地壳同化混染作用较小(姜常义等, 2004)。另一方面，正异常的Ti、P值与地壳中一般亏损Ti和P的事实不一致，同样也表明地壳混染程度不高。对比夏河南玄武岩、柯坪地区库普库兹曼组和开派兹雷克组玄武岩的(Nb/La)_N-(Th/Nb)_N和Nb/La-SiO₂图解，可以发现夏河南玄武岩受地壳混染程度与柯坪的开派兹雷克组玄武岩相当，但弱于库普库兹曼组玄武岩。夏河南玄武岩随SiO₂含量的变化，Nb/La比值基本不变，AFC影响基本可以忽略(图 7)。

图 7

Fig. 7

图 7 (Nb/La)N-(Th/Nb)N图解和Nb/La-SiO2图解 Fig. 7 (Nb/La)N vs. (Th/Nb)N plot and Nb/La vs. SiO2 plot

由图 7所示，夏河南玄武岩受分离结晶作用的影响。矿物分离结晶可使残余岩浆的主量元素显示相应的变化趋势，如橄榄石的结晶分离可引起岩浆中MgO、Ni含量的下降，斜长石的结晶分离可使岩浆贫Sr并形成Eu负异常，辉石、尖晶石的分离可使残余岩浆Cr含量下降。如图 4所示，在单一玄武岩层内，各主量元素与MgO显示较明显的相关性，Fe₂O₃、TiO₂、P₂O₅含量随MgO降低而降低，指示橄榄石、Fe-Ti氧化物、磷灰石等的分离结晶作用(图 4)。夏河南玄武岩Cr、Co、Ni含量较低，分别为30×10^-6~82×10^-6、38×10^-6~51×10^-6、29×10^-6~73×10^-6，也表明存在橄榄石和单斜辉石的分离结晶。同样，岩石中发育斜长石斑晶，且稀土元素配分曲线显示弱的负Eu异常，也表明存在斜长石的弱分离结晶作用。分离结晶作用控制了单一层内玄武岩的成分变化。

但是，不同层位间主量元素的相关性不明显，难以用单一的分离结晶作用解释，也表明不同层位玄武岩母岩浆成分有差异。不同层位间母岩浆成分的差异主要由部分熔融作用控制。部分熔融程度的不同决定了母岩浆成分的不同，低程度的部分熔融使岩浆极度富集不相容元素。由REE配分模式可知，配分曲线的倾斜程度由下层至上层逐渐减小，即(La/Yb)_N比值由下至上降低，表明下部层位(即早期)玄武岩部分熔融程度较低，上部层位(即晚期)的玄武岩部分熔融程度相对较高(图 5)。

稀土元素含量和比值模拟还可以定量判别源区的熔融程度(Aldanmaz et al., 2000)。Sm是不相容元素，在部分熔融过程中极易进入熔体，对熔融程度非常敏感，随熔融程度增大，浓度变小。Yb是重稀土元素，不相容性远小于Sm，在部分熔融过程中会和Sm发生分馏，其Sm/Yb比值也可以反映熔融过程。同时Yb是石榴子石的相容元素，若源区存在熔融残留的石榴子石相，则熔体中会显示Yb的极度亏损，因此Sm/Yb比值也可以反映地幔源区的矿物组成。利用Sm/Yb-Sm部分熔融模拟可以有效地揭示玄武岩源区组成及部分熔融程度。通过模拟和线性插值发现，夏河南玄武岩不可能直接由亏损地幔单元(DMM)或原始地幔(PM)部分熔融而成，其源区的轻稀土元素相对更加富集，Sm含量大于PM和DMM。根据样品的最佳拟合模拟结果，推断夏河南玄武岩源区是相对DMM和PM更富集的地幔端元，与柯坪玄武岩和塔西南玄武岩的地幔端元相似(余星, 2009; Yu et al., 2011)，可称为塔里木地幔(TAM)。该地幔端元位于DMM-PM的地幔演化线上，矿物组成属石榴石二辉橄榄岩和尖晶石二辉橄榄岩的过渡相，其初始Sm含量约为0.680×10^-6，Sm/Yb比值为1.02。夏河南玄武岩质岩浆来源于TAM地幔2%~7%左右的部分熔融，并且早期玄武岩熔融程度较低，晚期熔融程度较高，与REE配分曲线的推断结果相符合(图 8)。

图 8

Fig. 8

图 8 夏河南玄武岩的Sm-Sm/Yb图解 熔融曲线根据Aldanmaz et al. (2000)，PM和N-MORB数据来源于Sun and McDonough (1989)，TAM为拟合的塔里木地幔端元.熔融模拟采用非实比批式熔融方程(Shaw, 1970)，REE分配系数来源于McKenzie and O’Nions (1991) Fig. 8 The Sm vs. Sm/Yb plot of basalts from Xiahenan area The partial melting curves follow Aldanmaz et al. (2000). PM and N-MORB compositions are from Sun and McDonough (1989), TAM is the best-fit mantle source for Xiahenan basalts. Modelling of partial melting follow the equation of non-model batch melting (Shaw, 1970), fractionation coefficients for REE are from McKenzie and O'Nions (1991)

关于塔里木富集地幔的来源及性质，根据已有的观察，夏河南玄武岩的地幔源区Ta/Hf比值0.19~0.26，小于0.3，与典型的地幔柱(软流圈)成因(Ta/Hf>0.3) 有一定的差别，玄武岩源区应属于岩石圈地幔(Li et al., 2014; Cheng et al., 2015; Zou et al., 2015)。富集岩石圈地幔主要有三种成因：(1) 俯冲组分的交代作用使地幔富集；(2) 大陆地壳混染作用；(3) 富集的熔体渗透进入地幔发生再富集作用。夏河南玄武岩的Nb/U比值较高(约24~37)，明显高于弧火山岩及大陆地壳(Deng et al., 2015)；且Nb、Ta负异常不明显，这些均表明地幔源区的富集并非俯冲作用所致，也不是地壳混染引起(Zhou et al., 2009)，而是熔体渗透使岩石圈地幔发生再富集作用。

综上所述，夏河南各层玄武岩的地球化学特征总体相近，显示相同的源区组成和相似的岩浆演化过程。岩浆来源于富集岩石圈地幔的低程度部分熔融，从下至上熔融程度存在增大的趋势，部分熔融作用控制了玄武岩的层间差异。单一玄武岩层内的岩浆演化以分离结晶作用为主。各层玄武岩经历的地壳混染程度均较小，并存在由下至上(即从早到晚)地壳混染程度减弱的趋势，这与柯坪玄武岩的情形相似(Yu et al., 2011)。

根据夏河南玄武岩的野外产状、岩相学和地球化学资料，可以推断夏河南玄武岩和柯坪玄武岩属于同期、同源岩浆活动的产物。夏河南玄武岩与柯坪开派兹雷克组玄武岩具有相似的主量元素相关关系(图 4)，相似的稀土元素配分模式(图 5)及微量元素特征(图 6)。因此，夏河南发育的六层玄武岩可以与柯坪开派兹雷克组的六层玄武岩相对应(图 9)。

图 9

Fig. 9

图 9 夏河南剖面玄武岩与塔西南、柯坪地区玄武岩的层位对比 Fig. 9 Correlations of basalt layers from different part of Tarim Basin, such as Xiahenan, Taxinan and Keping

柯坪地区共发育8层玄武岩，其中库普库兹曼组2层(BU1和BU2)，开派兹雷克组6层，即BU3-BU8，其间以厚层(约800~1500m)的沉积层分隔(余星等, 2010; Yu et al., 2011)。夏河南地区未出露有对应于库普库兹曼组的玄武岩。首先，夏河南地区共出露6层玄武岩，与开派兹雷克组的玄武岩层数一致(图 2)。其次，夏河南各层玄武岩间沉积夹层厚度较小，未见较厚的沉积间断，这与柯坪地区库普库兹曼和开派兹雷克组之间较厚沉积夹层相区别(图 9)。第三，从MgO-TiO₂和MgO-P₂O₅相关关系图(图 4)及(Nb/La)_N-(Th/Nb)_N图(图 7)上，可见夏河南玄武岩与库普库兹曼组玄武岩的明显差异，库普库兹曼组玄武岩具有明显低的TiO₂和P₂O₅特征以及变化(Th/Nb)_N比值。

夏河南6层玄武岩分别与柯坪地区开派兹雷克组6层玄武岩相对应。开派兹雷克组6层玄武岩中以第一、二层(即BU3、BU4) 的REE含量最高(Yu et al., 2011)，这与夏河南第二层玄武岩的高REE总量相吻合，即夏河南第二层玄武岩对应开派兹雷克组第二层玄武岩。夏河南第二层玄武岩较高的挥发份含量(表 1)也对应于开派兹雷克组第二层玄武岩高挥发份特征(Yu et al., 2011)。此外，MgO-P₂O₅相关关系图(图 4)清晰显示夏河南第二层玄武岩与BU3、BU4具有相似的主量元素含量区间，夏河南第三层玄武岩与开派兹雷克组第三层(BU5)、塔西南玄武岩相似，夏河南第四、第五层玄武岩与BU6和BU7对应，夏河南第六层玄武岩与开派兹雷克组第六层(BU8) 相对应。从岩相学上看，柯坪开派兹雷克组玄武岩最大的特征是BU7(即开派兹雷克组第五层)含有白色长石大斑晶，而夏河南第五层玄武岩也发育有少量大的长石斑晶(其他层位均未见)；岩石薄片观察显示夏河南第五层玄武岩镜下显示间隐结构，与BU7的基质结构相符合(余星等, 2010)；柯坪BU7具有相对BU6和BU8相对更高的挥发份含量，这一现象在夏河南第五层玄武层中同样存在；这些均支持夏河南第五层玄武岩与柯坪BU7对应。夏河南第六层玄武岩结晶较好，发育典型的次辉绿结构，即板条状的斜长石微晶被包含在或贯穿于大的普通辉石中，与柯坪BU8的镜下特征相近，符合层位对应关系。

因此，可以判定夏河南地区出露的6层玄武岩与柯坪地区开派兹雷克组玄武岩(BU3-BU8)(Yu et al., 2011)一一对应。塔西南玄武岩从地球化学特征上来看应对于开派兹雷克组第二层、第三层玄武岩(BU4和BU5)，即夏河南第二、第三层玄武岩。

根据野外观察、室内比对分析，结合钻井及地震剖面等资料，可以发现，夏河南玄武岩的实际发育面积应远大于出露面积(70km²)，玄武岩露头东西两侧明显受活动沙丘影响而隐伏了大面积的玄武岩，南北两侧受断层控制而使玄武岩分布间断。北侧由于吐木休克断裂带的限制，玄武岩露头终止于断裂带附近。根据叶城凹陷-麦盖提斜坡-巴楚隆起-阿瓦提坳陷-柯坪断隆的构造剖面(任建业等, 2011)，二叠纪地层在吐木休克断裂带北侧掩伏，因此玄武岩无法出露。南侧受控于卡拉沙依断裂带，露头间断于断裂带附近，而断裂带以南石炭系-二叠系等地层南倾，被沙漠覆盖。塔中地区钻井中揭示的大量二叠纪玄武岩以及玛扎塔格古董山剖面发现的玄武岩均表明这一套玄武岩在空间上可延伸到塔中地区(潘家伟等, 2011; 朱毅秀等, 2005)。

在垂向上，夏河南玄武岩共出露有六层，目前尚不能完全排除出露的玄武岩层之上或之下是否存在其他玄武岩层，但结合周边的钻井资料，距离夏河南玄武岩露头约100km的和1井钻遇了六套玄武岩(杨树锋等, 1994^①)，距离更远的塔中地区西部也存在6期火山喷发(陈业全和李宝刚, 2004)，这与研究区出露的六层玄武岩相吻合。

① 杨树锋, 陈汉林, 董传万等. 1994.塔里木盆地古生代火山作用与地质热事件研究.国家“八·五”重点科技攻关项目(85-101) 成果报告

夏河南玄武岩露头处于柯坪、塔西南、塔中等玄武岩剖面的中间位置，是空间上联系这些剖面的关键纽带，为进一步约束塔里木大火成岩溢流玄武岩的分布提供了证据。根据各剖面玄武岩的分布特征及层位对应关系，可以判断塔里木大火成岩省玄武岩喷发共有8个期次，其完整剖面见于柯坪地区，如大湾沟剖面和开派兹雷克剖面。其中早期喷发的两个期次，即库普库兹曼组玄武岩的空间分布可能较为局部，目前只在柯坪地区发现有露头。盆地尺度的大面积玄武岩喷发可能发生在开派兹雷克组时期，夏河南、塔中地区均发育有6套开派兹雷克组玄武岩(陈业全和李宝刚, 2004)。其中第二、第三层可能为最主要的喷发期，溢流玄武岩从柯坪延伸到夏河南、塔中、塔西南等地，这符合岩浆作用的一般演化趋势。

本研究通过详细的野外现场调查和遥感解译工作，系统分析了夏河南玄武岩的野外产状、岩相学特征、地球化学特征，认为夏河南玄武岩质岩浆来源于富集的岩石圈地幔，为尖晶石-石榴石二辉橄榄岩经历低程度(2%~7%)部分熔融的产物。富集岩石圈地幔并非由俯冲作用所致，而可能缘于熔体渗透对岩石圈地幔的再富集作用。夏河南玄武岩岩浆演化以部分熔融和分离结晶为主，地壳混染程度较小。单一层内玄武岩成分变化受分离结晶作用控制，不同层之间的变化由部分熔融程度的差异控制。夏河南各层玄武岩来源于同一源区，其特征与柯坪玄武岩相似，各层玄武岩可以与柯坪地区开派兹雷克组玄武岩相对应。研究进一步明确了塔里木二叠纪玄武岩的空间分布状况，证实塔里木大火成岩省的玄武质岩浆作用可从柯坪地区延伸到夏河南、塔中、塔西南等地。