新疆笔架山早二叠世火山岩带岩石成因：来自岩石学、地球化学及同位素年代学的制约

夏昭德，姜常义，凌锦兰

1.长安大学地球科学与资源学院，西安 710054

2.西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室，西安 710054

0 前言

塔里木板块东北部的新疆北山地区（图1a），二叠纪幔源岩浆活动强烈，形成了近百个镁铁质－超镁铁质杂岩体以及基性－中基性火山岩带。镁铁质－超镁铁质岩主要分布于罗东－坡北一带［1－2］（图1b）和笔架山一带［3］，其中，坡北岩体出露面积近200km2，笔架山岩带长约90km，出露面积约1 000 km2。这2个岩带中的岩体多为层状岩体。近年来，坡 北［1－2］、红 石 山［4－7］和 罗 东［8］岩 体 获 得 的 锆 石U-Pb谐和年龄多集中于（271.0±6.2）～（284.0±2.3）Ma，属二叠纪乌拉尔世。一些学者对坡北、罗东、红石山、漩涡岭等岩体在岩石学、矿物学、地球化学等方面有了较深入的研究，OIB型高温苦橄质岩浆的发现证明这些岩体的形成是地幔柱活动的产物［8］。但对该区火山岩还缺少系统的研究，火山岩的源区性质是什么？火山岩和侵入岩的关系又是如何，是否是同源岩浆演化的产物？等等诸类问题，需要进一步研究。笔者选择出露最广的笔架山二叠纪火山岩带为研究对象，通过年代学、岩石学和地球化学等的研究，阐述火山岩的亲缘关系、火山岩与侵入岩的关系、岩浆演化过程与源区特征。

1 笔架山二叠纪火山岩带地质概况

塔里木板块东北部的笔架山二叠纪岩浆岩广泛分布，位于白地洼－淤泥河断裂带以北，蚕头山－小青山断裂带以南，属于传统意义上的北山裂谷的北带［9－10］（图1b）。笔架山二叠纪火山岩带，分布于红石山－笔架山镁铁质－超镁铁质杂岩带的北侧。该火山岩带属红柳河组，呈近东西向展布，东西长约70km，南北宽0.5～3.5km。笔架山二叠纪火山岩南侧主要为下石炭统红柳园组，北侧主要为古元古界北山岩群和石炭系花岗岩，与南北两侧地质体均为断层接触。本次工作选取笔架山二叠纪火山岩出露最宽的位置，测量了地质剖面（图1c中AB）。该组火山岩，地层产状南倾，且较陡，倾角70°～80°。根据火山喷发特征可分为3个韵律：第Ⅰ韵律下部为玄武岩，上部为安山岩－杏仁状安山岩夹少量英安岩、流纹岩，厚740m；第Ⅱ韵律底部以玄武岩－玄武质安山岩为主，夹少量流纹岩、英安岩，厚116m；第Ⅲ韵律以凝灰岩为主，夹少量玄武岩，厚500m（图1d）。玄武岩与玄武质安山岩厚度达500m，安山岩厚度达270m，英安岩厚度约80m，流纹岩厚度约10m。

图1 笔架山一带地质图及火山岩地层柱状图Fig.1 Sketch geological map of Bijiashan areas and volcanic stratigraphic columns

2 笔架山二叠纪火山岩带特征

笔架山火山岩岩石特征如下：

玄武岩 灰绿色，斑状结构，基质具间粒－间隐结构（图2a、b）。斑晶主要为斜长石、普通辉石（表1），粒径0.6mm×0.8mm～1.5mm×0.5mm，体积分数约15%。间粒－间隐结构，不规则排列的细长条状微晶斜长石颗粒构成的三角形格架中充填有粒状单斜辉石、磁铁矿和玻璃质，玻璃质已脱玻化。蚀变类型主要有钠黝帘石化、次闪石化和绿泥石化，钠黝帘石化使斜长石的An牌号明显降低，主要为钠长石（An＝1～2）和更长石（An＝16～19）（表1）。

安山岩 暗灰绿－灰棕褐色，斑状结构（图2c），部分岩石具气孔（杏仁）状构造。斑晶为斜长石及少量角闪石，粒径为0.3～2.0mm，体积分数为5%～10%。斜长石多为自形板状，多为拉长石；角闪石为绿色普通角闪石，呈不规则粒状。基质为玻晶交织结构，由微晶斜长石、角闪石及玻璃质组成，微晶斜长石呈半定向排列，微晶之间充填有玻璃质，玻璃质多已脱玻化。蚀变类型主要有绿帘石化、高岭土化、阳起石化及绿泥石化。

英安岩 浅肉红色，斑状结构。斑晶成分以中长石为主，呈自形板状，粒径0.5～2.0mm，体积分数约5%。基质为玻璃质。

流纹岩 灰绿色，斑状结构，基质具霏细结构（图2d）。斑晶以石英、钾长石为主，斜长石次之。石英斑晶多聚集并被熔蚀成浑圆状、港湾状；钾长石呈自形板状；斜长石呈他形粒状，聚片双晶发育，粒径0.3～2.0mm，体积分数＜5%。霏细结构表现为微晶矿物颗粒之间界限模糊，无明显边界。主要蚀变类型为绿帘石化、硅化、碳酸盐化。

安山质（角砾）凝灰岩 灰绿色，凝灰结构。火山碎屑物主要为斜长石晶屑，填隙物为火山尘，部分岩石中含火山角砾，多为安山岩岩屑，呈次棱角状，粒径2～4mm。主要蚀变类型为绿泥石化、绢云母化。

图2 笔架山火山岩显微照片Fig.2 Photographs of rocks in Bijiashan volcanic rocks

表1 笔架山玄武岩中斑晶辉石及斑晶斜长石的电子探针数据Table 1 Electron microprobe data of plagioclase and pyroxene for Bijiashan basalts wB/%

3 同位素年代学

双目镜下，流纹岩样品的锆石晶体呈淡红色透明体，为半自形柱状、椭圆状，长宽比为1∶1～3∶1。锆石的阴极发光（CL）图像和LA-ICP-MS年龄分析在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成。阴极发光强度差异明显，多可见典型岩浆锆石的震荡环带（图3）。锆石U-Pb同位素年龄分析结果见表2。所测定的10颗锆石的w（Th）为（66.35～677.09）×10－6，w（U）为 （102.68～695.34）×10－6，Th/U值为0.43～1.38，明显高于变质成因的锆石（＜0.1），而与岩浆成因的锆石一致（＞0.4）。所有测点显示的206Pb/238U 年龄变化范围比较小，为273～286Ma，同位素比值均落在UPb谐和线上或靠近谐和线分布于很小的区域内，在置信度95%时的206Pb/238U加权平均年龄为（285.0±2.9）Ma（MSWD＝0.57）（图4），代表了流纹岩的结晶年龄，属二叠纪乌拉尔世。

4 地球化学特征

笔架山火山岩的采样位置如图1所示。在对岩石样品进行详细手标本和偏光显微镜观察后，挑选较新鲜的样品用玛瑙研磨成粉末，然后进行化学分析。主量元素在西北大学大陆动力学实验室用X-射线荧光光谱仪分析，XRF熔片法按国家标准GB/T 14506.28-1993；微量元素在长安大学西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室采用美国X-7型ICP-MS测定；Nd、Sr和Pb同位素比值测试在中国科学院广州地球化学研究所完成；矿物成分在长安大学西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室采用JXI-8100型电子探针分析。

4.1 主元素

16件火山岩样品的w（SiO2）变化范围为49.86%～77.60%（表3），依照 TAS分类图，所研究岩石为玄武岩、玄武质安山岩、安山岩、英安岩和流纹岩（图5a），属亚碱性火山岩系列。在w（SiO2）-TFeO/MgO图［11］（图5b）上，除3件样品位于钙碱性区域外，其余样品均位于拉斑玄武岩系列区。

图3 笔架山火山岩带流纹岩 （BJX-40）的锆石阴极发光图像Fig.3 CL of zircons from the Bijiashan rhyolite（BJX-40）

图4 笔架山火山岩带流纹岩（BJX-40）LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄谐和图和206Pb/238 U年龄图Fig.4 LA-ICP-MS U-Pb concordia diagram for zircons from the Bijiashan rhyolite and the mean 206 Pb/238 U age of the concordant ages from the analyzed zircons

玄 武 岩 的w（TiO2）（2.35% ～3.81%）、w（TFeO）（10.59% ～13.87%）和w（P2O5）（0.35%～0.50%）高，属于高钛玄武岩系列。Mg＃（原子数之比，Mg＃＝Mg/（Mg＋Fe2＋））＝0.35～0.43，属高度演化的岩浆。从玄武岩到安山岩，随着w（SiO2）的增加，TiO2、TFeO 、MgO和CaO质量分数随之降低，w（Na2O＋K2O）随之增大（图5，6）。安山岩的w（K2O）（0.45%～1.69%）、w（P2O5）（0.14%～0.46%）变化较大，w（SiO2）为60.59%～64.44%存在较明显的间断（图5，6）。英安岩－流纹岩的CaO、TiO2、MgO、TFeO质量分数低，Na2O质量分数高，w（K2O）（0.05%～3.74%）、w（P2O5）（0.04%～0.49%）变化大。

表2 笔架山二叠纪火山岩U-Th-Pb同位素分析结果Table 2 Analytical results of U-Th-Pb isotopes from the Permian volcanic rocks in Bijiashan area

表3 笔架山火山岩主量元素、微量元素和稀土元素数据Table 3 Abundance of major elements，trace elements and rare earth elements from the Permian volcanic rocks in Bijiashan area

表3（续）

表3（续）

图5 TAS图解（a）（底图据文献［12-13］）及w（SiO2）-TFeO/MgO图解（b）（底图据文献［11］）Fig.5 TAS diagram（a）（base map after references［12-13］）and plots of TFeO/MgO versus SiO2for Bijiashan volcanic rocks（b）（base map after reference［11］）

图6 Harker图解Fig.6 Harker diagram for Bijiashan volcanic rocks

图7 球粒陨石标准化稀土元素配分曲线图及原始地幔标准化多元素配分曲线图Fig.7 Chondrite-normalized rare earth elements patterns and mantle-normalized multi-elements patterns

4.2 微量元素

玄武岩－玄武质安山岩样品的w（∑REE）较高（表3），轻重稀土元素分馏较弱（（La/Yb）N＝1.52～1.76），有一件样品的（La/Sm）N＝0.98，显示出La相对Sm的弱亏损。除1件样品外（δEu＝1.02），其余样品都具有弱的负铕异常（δEu＝0.75～0.91）。所有的岩石样品均具有相似的稀土元素配分模式，相对富集轻稀土元素，亏损重稀土元素（图7a）。玄武岩样品的稀土元素特征与洋岛玄武岩（OIB）的稀土元素特征相似，但轻稀土的富集程度较OIB弱［14］。安山岩样品的w（∑REE）总体上低于玄武岩样品，轻重稀土元素的分馏较玄武岩的分馏程度强（（La/Yb）N＝1.99～2.64），相对富集轻稀土元素（图7b），具有负－弱正铕异常（0.81～1.03）。英安岩－流纹岩样品的w（∑REE）变化较大（（54.28～271.58）×10－6），轻重稀土元素的分馏明显（（La/Yb）N＝1.14～3.37），富集轻稀土元素，亏损重稀土元素，均具有较明显的负铕异常（δEu＝0.38～0.92）（图7c）。

绝大多数元素的原始地幔标准化值为10～100，除Cs、Rb、Ba的含量变化较大外，各岩石的配分曲线形式基本一致（图7）。玄武岩相对富集大离子亲石元素（Th、U等），一件样品显示出Zr、Hf的正异常，亏损高场强元素，具有较明显的Sr、Nb、Ta负异常（图7d）。而玄武质安山岩、安山岩样品都显示出Nb、Ta、Ti的负异常和Zr、Hf的正异常（图7d，e）。英安岩－流纹岩样品微量元素含量变化较大，具有明显的Th、U、Zr、Hf正异常和Sr、Nb、Ta、Ti负异常，此外，一件流纹岩样品和一件英安岩样品显示出P的富集，其他的流纹岩和英安岩样品显示出P的亏损（图7f）。

4.3 同位素地球化学

笔架山火山岩的143Nd/144Nd＝0.512 806～0.512 875，（143Nd/144Nd）i为 0.512 517 ～0.512 561，εNd（t）值为4.81～5.66（t＝285Ma），变化范围较小；而87Sr/86Sr＝0.705 085～0.706 378，（87Sr/86Sr）i为0.704 4～0.705 7，有一定的变化范围 （表4）。在（143Nd/144Nd）i－（87Sr/86Sr）i相关图上，样品数据点落入OIB的Nd-Sr同位素组成范围内及其附近（图8）。

图8 （143 Nd/144 Nd）i－（87 Sr/86 Sr）i 相关图（底图据文献［15］）Fig.8 Initial 143 Nd/144 Nd versus initial 87 Sr/86 Sr for Bijiashan volcanic rocks（base map after reference［15］）

表4 笔架山火山岩Nd、Sr、Pb同位素分析数据Table 4 Isotopic compositions of Nd，Sr and Pb for Bijiashan volcanic rocks

笔架山火山岩的（206Pb/204Pb）i＝18.136 4～19.146 4，（207Pb/204Pb）i＝15.502 3～15.540 1，（208Pb/204Pb）i＝37.950 9～38.752 7（表4）。在初始Pb同位素相关图中，数据点落在了地球等时线右侧，位于MORB范围内及附近，显示出与MORB的亲和性（图9）。

5 讨论

5.1 火山岩的亲缘关系

在笔架山二叠纪火山岩中，玄武岩所占比例大，英安岩与流纹岩所占比例很小，仅为玄武岩的1/10，而本区安山岩的厚度为玄武岩的3/10。从哈克尔变异图解（图6）可以看出，当w（SiO2）＜60.59%时，氧化物数据点的相关性好，具有良好的同源岩浆分异演化趋势。玄武岩、玄武质安山岩、安山岩均属拉斑玄武岩系列，这3种岩石的稀土元素配分曲线相似，均属轻稀土元素弱富集型，多元素配分曲线相似，而且具有相似的稀土元素配分曲线模式和基本相同的Nd同位素组成（图8）。所以，玄武岩、玄武质安山岩、安山岩应该为同源岩浆演化的产物。英安岩与流纹岩是否由玄武岩浆通过分离结晶而形成［17－18］，需要进一步论证。当w（SiO2）＞64.44%时，哈克图解上的数据点较分散，相关性较差（图6）。英安岩与流纹岩具有较高的w（Na2O）（3.18%～4.94%），w（K2O）变化大，有2件样品的w（K2O）＞1%。与玄武岩相比，英安岩－流纹岩的轻重稀土分馏程度较强，εNd（t）值（4.84）较低和（87Sr/86Sr）i值较高，具有较明显的 Nb、Ta、Ti负异常等。Nb/La（0.43～0.63）、Nb/U（2.50～5.19）、Ce/Pb（1.53～7.21）值与大陆地壳的特征相似［19］。以上特征显示英安岩－流纹岩可能是由幔源岩浆的热量促使下地壳重熔形成的［20－22］。

5.2 AFC作用

幔源岩浆在上侵过程中及壳内高位岩浆房中往往会同时发生同化混染作用和分离结晶作用，简称AFC作用［23－24］。如前所述，玄武岩样品的 Mg＃为35～43，属演化的岩浆，即，在这些岩浆运移至地表之前，已经经历了相当程度的分离结晶作用。当w（SiO2）＜60%时（图6），w（MgO）、w（TFeO）、w（CaO）均与w（SiO2）呈明显负相关关系，表明岩浆结晶过程中可能经历了橄榄石、单斜辉石和斜长石的分离结晶作用。岩石的稀土元素配分曲线多具有负铕异常，多元素原始地幔标准化的配分曲线中具有负Sr异常，表明岩浆经历了斜长石的分离结晶。w（TFeO）和w（TiO2）与w（SiO2）呈明显负相关关系，说明铁钛氧化物是一种重要的分离结晶相。本区玄武岩的斑晶主要为辉石和斜长石，副矿物主要有磁铁矿，结合上述地球化学特征可知，岩浆演化过程中主要发生了单斜辉石、斜长石和铁钛氧化物的分离结晶作用。

图9 （207Pb/204Pb）i－（206Pb/204Pb）i 与（208Pb/204Pb）i－（206Pb/204Pb）i 相关图（底图据文献［15－16］）Fig.9 Plots of（207 Pb/204 Pb）iand （208 Pb/204 Pb）iversus（206 Pb/204 Pb）ifor Bijiashan volcanic rocks（base map after references［15-16］）

Nb与U、Ce与Pb具有相似的总分配系数［19，25］，因此，Nb与 U、Ce与 Pb在地幔部分熔融过程中不发生明显分异，从而熔体中Nb/U、Ce/Pb比值与源岩相近，可以反映岩浆源区的地球化学特征。洋中脊玄武岩（MORB）和洋岛玄武岩（OIB）的Nb/U值为47±10［25］，原始地幔中 Nb/U 值约为34［19］，大陆地壳的 Nb/U 值约为9.7［26］。典型地幔的Ce/Pb值为25±5，地壳Ce/Pb值＜15［27］。笔架山玄武岩－安山岩样品的 Nb/U 值（3.47～8.78）和Ce/Pb值（0.37～4.55）低，明确地显示了同化混染作用。本区玄武岩－安山岩具有较明显的Nb、Ta负异常，Nb/La值（0.35～0.51）低［28］，也表明了这些岩浆与陆壳物质之间有一定程度的同化混染作用。由于岩浆混染过程中，混染物主要是地壳中具有低固相线温度的沉积岩、花岗质岩石及其变质等价物，混染作用使得大离子亲石元素（包括Sr）相对于稀土元素优先进入岩浆，而混染物往往具有较高的Sr丰度和87Sr/86Sr值，混染作用对幔源岩浆Sr同位素组成的影响程度往往会明显大于对Nd同位素的影响程度［29］。如上所述，本区火山岩的Nd同位素组成属亏损型，而Sr同位素组成多属富集型，且在Nd-Sr同位素相关图数据点上多位于第一象限，表明玄武岩浆与陆壳物质之间有一定程度的同化混染作用。

5.3 构造环境与岩浆源区

区域资料表明，早二叠世开始，新疆境内的西伯利亚板块、哈萨克斯坦板块和塔里木板块已完成拼合，进入陆内演化阶段［30－33］。塔里木板块东北部的新疆北山地区，属于塔里木板块。笔架山二叠纪火山岩的岩石类型有玄武岩、玄武质安山岩、安山岩、英安岩和流纹岩，岩石化学多属拉斑玄武岩系列。玄武岩类具有较高的Ti、Zr、Hf含量，富集大离子亲石元素和轻稀土元素，岩石组合与地球化学特征都显示了板内环境火山岩的特征（图5，7，10）。

笔架山二叠纪玄武岩具有相对较高的铁（w（TFeO）＝10.59%～13.87%）、钛（w（TiO2）＝2.35%～3.81%）、磷 （w（P2O5）＝0.35% ～0.50%），这些特征与峨眉山高钛玄武岩特征相似［34］。笔架山玄武岩富集轻稀土元素与OIB相似，但轻重稀土的分馏程度较OIB弱［19］，与OIB另一点不同的是，由于地壳混染作用而使笔架山玄武岩具有 Nb、Ta负异常［22］。Scarrow 和 Cox［35］研究认为地幔柱成因的玄武岩具有高铁的特征（w（TFeO）＞10%），而且一些学者认为较高铁含量的源区为地幔柱头部的富铁条带［35－38］。笔架山玄武岩的高铁、钛特征，指示了源区可能与地幔柱有关。笔架山玄武岩富集大离子亲石元素和轻稀土元素，具有适度亏损型Nd同位素组成，这种岩石地球化学特征与地幔柱派生的岩浆岩的普遍特征相一致［39-40］。

由于镁铝榴石和尖晶石的稀土元素分配系数存在显著差异［41］，所以，在石榴石稳定域和尖晶石稳定域生成的幔源岩浆的稀土元素，尤其是重稀土元素的分馏程度存在明显差异［41－43］。又由于在本区玄武岩浆的演化过程中，矿物的分离结晶作用并不改变重稀土元素之间的比值关系，所以，可以利用（Tb/Yb）N值判断岩浆生成压力。在图11上，本区玄武岩全部位于尖晶石稳定域，指示其源区属尖晶石稳定域。

图10 TFeO-MgO-Al2O3（a），w（Zr）-Zr/Y （b）和Zr/4-Nb×2-Y（c）图解（底图据文献［34-36］）Fig.10 TFeO-MgO-Al2O3（a），w（Zr）-Zr/Y （b）and Zr/4-Nb×2-Y （c）（base map after references［34-36］）

图11 球粒陨石标准化（Tb/Yb）N 和（La/Sm）N 图解Fig.11 The chondrite-normalized （Tb/Yb）Nand （La/Sm）Ndiagram

5.4 二叠纪镁铁－超镁铁质侵入岩与火山岩之间的联系

笔架山镁铁－超镁铁质杂岩带出露面积约1 000km2，岩体厚度一般大于1 000m，体积约1 000km3。而与之相邻的笔架山二叠纪火山岩出露面积约100km2。火山岩主要为玄武岩、玄武质安山岩、安山岩，其中玄武岩与玄武质安山岩厚度达500m，安山岩厚度达270m，安山岩所占比例较高（约1/3）。笔架山镁铁－超镁铁质杂岩带的锆石U-Pb年龄集中于279～286Ma，在误差范围内与火山岩的年龄（285Ma）相同。此外，考虑到镁铁质－超镁铁质岩体的出露情况及岩体厚度，安山质岩浆与玄武质岩浆的总比例为3∶110，安山质岩浆所占的比率很小。从质量平衡的角度来讲，由大量的玄武质岩浆分异形成很少量的安山岩是完全有可能的。

在地球化学方面，侵入岩与火山岩的稀土元素配分曲线和原始地幔标准化配分曲线相似，二者基本平行，类似于洋岛玄武岩。在Nd-Sr同位素组成上，二者都具有Nd亏损的洋岛型地幔源区特征［44－45］，二者应该是同源岩浆演化的产物。

镁铁质－超镁铁质侵入岩中，岩石主要由富镁的橄榄石、富钙的斜长石、单斜辉石等组成。超镁铁质岩石主要的矿物为堆晶橄榄石；镁铁质岩石中也含有大量的堆晶相，辉长岩的 Mg＃多偏高（大于0.74），少有演化的岩浆。而火山岩中的玄武岩全岩的 Mg＃（0.35～0.43）很低，是演化的岩浆。

这些特征反映出该区火山岩和侵入岩之间的互补关系，而且二者的比例合理，二者不是一般意义上的同源异相，而是岩浆进入现存岩浆房后，大量的堆晶相形成侵入岩，而演化的岩浆沿岩浆房顶部或旁侧的断层带溢出而形成火山岩（图12）。

图12 笔架山二叠纪侵入岩与火山岩成因示意图Fig.12 Schematic diagram for the genesis of Permian intrusive rocks and volcanic rocks in the Bijiashan area

6 结论

1）笔架山二叠纪火山岩是一套基性－中酸性岩石组合，以玄武岩、安山岩为主，英安岩－流纹岩所占比例小，该组岩石属拉斑玄武岩系列。

2）笔架山二叠纪火山岩的锆石U-Pb年龄为（285.0±2.9）Ma，属二叠纪乌拉尔世。

3）玄武岩具有高TiO2、TFeO、P2O5含量，属于高钛玄武岩，具有轻稀土元素富集型配分曲线，富集大离子亲石元素，亏损高场强元素，εNd（t）＝5.25，（87Sr/86Sr）i＝0.704 4，地球化学特征具有OIB亲和性。玄武岩浆通过单斜辉石、斜长石、磁铁矿的分离结晶形成了玄武质安山岩和安山岩。玄武岩岩浆在上升过程中与陆壳物质之间发生了一定程度的同化混染。英安岩－流纹岩为下地壳重熔的产物。

4）笔架山火山岩带和镁铁－超镁铁质侵入岩在时空上紧密伴生，二者是同源岩浆演化的产物：岩浆进入现存岩浆房后，大量的堆晶相形成侵入岩，而演化的岩浆沿岩浆房顶部或旁侧的断层带溢出而形成火山岩。

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