新疆库鲁克塔格地区基性岩墙群的岩石地球化学特征、形成时代及其构造意义
一.导言
库鲁克塔格地区位于塔里木盆地东北缘，属于塔里木地块边缘隆起带(新疆地质矿产局，以下简称新疆地矿局，1993)。前寒武纪基底广泛出露，最古老的是深变质TTG系列的托格杂岩，被中深变质表壳岩的不整合所覆盖。在深部变质岩和花岗岩中，分布着数以千计的中基性岩脉群，密度高，黑白相间，形成特殊的地貌，形似斑马，故在野外被称为“斑马”岩脉群(新疆地矿局，1993)。这些辉绿岩墙从未在岩石地球化学和同位素年代学中得到详细研究。本书着重从岩石地球化学和同位素年代学的角度对阔克苏塔格地区具有代表性的岩墙进行系统研究，试图为该地区构造演化研究提供年代学和岩石地球化学依据。
二。岩石学和岩石化学特征
阔克苏塔格基性岩墙群位于兴地断裂的南北两侧(图1-1-1)，主要由一系列间隔大致相等的辉绿岩墙组成。岩墙群走向约330°，几乎垂直或微倾向东南，倾角约78°。单个堤防宽几十厘米到几米，长几十米到几百米。岩脉中部为中细粒结晶结构，边缘有明显的凝边。凝结边的宽度与堤坝的宽度成正比，从几厘米到十几厘米不等。岩墙群侵入前寒武纪变质岩和花岗岩中，边界平直，具有局部追踪张力的特征。系统的薄片观察表明，形成岩壁群凝结边缘的岩石一般为均质中粒半自柱状和粒状结构，岩壁中心矿物颗粒较粗，多呈亚辉绿结构。构成岩石的主要矿物是几乎等量的普通辉石和斜长石。普通辉石一般为角闪石和绿帘石，斜长石多为弱绢云母化。此外，它含有少量的绿泥石和钛磁铁矿，所以岩石样品一般是新鲜的。
图1-1-1阔克苏塔格地区基性岩墙群地质示意图
(根据阔克苏1: 20万地质图修编)
1-四元；2——元谷语；3-太古宇；4-花岗岩岩体；5-岩壁组；6-故障；7—取样点
岩壁主要元素化学分析结果见表1-1-1。主要氧化物的百分含量特征为:①①SiO 2含量为40.68% ~ 53.34%，总体上属于基性岩。②全铁含量为8.47% ~ 14.52%，平均值为10.04%。③总碱含量为3.50% ~ 5.85%，平均为4.72%，其中w(K2O)/w(Na2O)在0.29 ~ 0.50之间。TiO 2的变化范围为1.07%-3.2%，一般为1.07%-1.5%。
Irvine & Barragar(1971)判别图(图1-1-2)用于判别样品的岩石系列属性。结果表明，除一个样品外，其余样品均属于碱性系列岩石区。一般来说，亚碱性系列可进一步分为钙碱性系列和拉斑玄武岩系列。因此，将上述亚碱性样品放入AFM图(Irvine&Baragar，1971)以进一步确定其性质。制图结果表明(图1-1-3)总体上属于钙碱性系列。因此，该区岩墙岩石总体上属于亚碱性系列，具有钙碱性系列的化学成分特征。
表1-1-1阔克苏塔格基性岩墙群样品主量元素分析结果(wB/%)
注:表中1 ~ 6由地矿部国家地质实验测试中心测试；7 ~ 9均引自(新疆地矿局，1993)。
图1-1-2(Na2O+K2O)-SiO 2岩浆岩系列判别图
(根据欧文&巴拉加，1971)
alk—-碱性系列；亚碱性——亚碱性系列
图1-1-3 FeO *-(Na2O+K2O)-MgO岩浆系列判别图
(根据欧文&巴拉加，1971)
th-拉斑玄武岩系列；钙-钙碱性系列
三。稀土和微量元素的特征
岩石壁中微量元素和稀土元素分析结果列于表1-1-2。从分析结果可以看出，阔克苏塔格地区辉绿岩中，Sr、Ba、Ce、Zr、Sm等元素相对于球粒陨石(Boynton，1984)或N型MORB(Pearce，1984)相对富集，而P、Ti、Y、Yb相对于N型相对富集。
表1-1-2岩墙群岩石中微量元素和稀土元素丰度(wB/10-6)
注:表中数据由原地质矿产部国家地质实验测试中心测试。
所有样品的稀土元素丰度及其球粒陨石标准化配分曲线表明，轻稀土元素明显富集(La/Yb) n = 2.44 ~ 32.99，一般在4 ~ 6之间；除TG38-6和TG38-7外，其他样品均有轻微Eu亏损(δEu = 0.71 ~ 0.84)，一般表明原始岩浆发生了以斜长石为主晶相的分离结晶作用。它表现出典型的碱性或钙碱性玄武岩的稀土配分特征。
图1-1-4阔克苏塔格基性岩墙群岩石中稀土元素球粒陨石的标准化分布模式。
第四，时代的形成
钾和氩用同一个样品测量，样品采用缩分法取样，尽可能保证样品的一致性。用火焰光度计在锂内标和钠缓冲溶液中测量钾。重复测定的重复性很好，相对误差一般小于65438±0%。
Ar用同位素稀释法测定。将样品放入脱气的钼坩埚中，放入提取Ar的系统中，抽真空，恒温200℃烘烤过夜，释放的气体用分子筛吸附。将整个萃取系统烘烤至450℃并用扩散泵抽真空。样品用高频感应加热系统熔化，用海绵钛炉、Cu-CuO炉和Pertersen公司生产的沸石净化。氩同位素组成用VSS公司生产的RGA10质谱仪测定，并配有分子泵抽真空。真空条件:系统真空为(6 ~ 7) × 10-7pa，质谱仪真空为(4 ~ 5) × 10-7pa。背景水平:40ar =(1.7 ~ 3.5)×10-13mol，38ar =(2.7 ~ 5.4)×10-14mol，36ar = (5.4)分析流程和实验参数与穆治国(1990)采用的一致，年龄计算中使用的常数为国际推荐值测试结果列于表1-1-3中。
表1-1-3 K-Ar辉绿岩墙等时线测年结果
注:分析人员:北京大学地质系K-Ar同位素分析室；样品质量是指用于氩气测量的样品质量。
该区岩墙群侵入前寒武纪地质体，没有其形成时代地质条件的直接证据。因此，选择了4个蚀变微弱的样品进行常规K-Ar定年，它们的表观年龄是分散的。利用K-Ar等时线技术(穆治国，1990)，得到线性相关系数为0.9851的良好等时线(图1-15)，等时线年龄为282.35Ma，40Ar/36Ar初始比值为507.6445。ISOPLOT程序用于处理分析数据。等时线年龄为(282±65438±05)Ma，置信度为95%。40Ar/36Ar的初始值是508.1。初始值与现代大气值(295.5)相差甚远，导致现代大气值计算的视年龄出现偏差，导致视年龄为455.2 ~ 673.1ma。这也符合其发生在深部地质体中的地质事实，即侵位较深，形成岩壁的岩浆较深，导致过剩氩的存在，使得表观年龄明显大于其真实侵位年龄。
图1-1-5(40ar/36ar)-(40k/36ar)阔克苏塔格地区辉绿岩墙等时图。
等时线年龄代表岩石到达氩封闭系统后的时间。基性岩对氩的封闭温度较高，那里的岩脉厚度较小，一般有冷凝边，说明岩浆侵入后冷却速度较快。因此，从岩浆侵入到冷凝结晶再到氩封的时间并不长，K-Ar等时线年龄可以作为成岩年龄。
动词 （verb的缩写）氦和氩的同位素特征
氦同位素在中国地质科学院矿床地质研究所惰性气体同位素实验室测定，分析方法见相关文献(李彦贺等，1997)。用于He同位素分析的辉绿岩都是新鲜的全岩样品，破碎成6mm左右的小颗粒，每个样品重500 ~ 800 mg。样品经200℃加热30分钟脱气，1500℃熔化40分钟，使样品完全熔化分解。释放的气体经过海绵钛泵和活性炭冷阱四次净化，H2、N2、O2、CO2、CH4、H2O等活性气体和有机物被冷冻吸附。纯He和Ne进入分析系统。与he和Ne一起进入分析系统的痕量杂质气体，如H2和Ar，通过钛升华泵和液氮再次净化和去除。氦同位素用乌克兰产MI-12001 IG惰性气体质谱仪测量。4He由法拉第杯接收，3He由电子倍增器接收。倍增器的分辨率调整为1200，使3He和HD+H3峰完全分离，无需HD+H3校正。在分析样品之前测量标准气体，并根据标准气体的测量结果进行计算。工作标准是北京的大气，3He/4He值为1.40×10-6。4He的空白值为2.129×10-11cm 3 STP，一般不需要修正4He的空白值。样品的测量精度为1% ~ 10%。结果列在表1-1-4中。
新疆库鲁克塔格阔克苏地区辉绿岩的3He/4He值变化不大，变化范围为(2.03 ~ 7.1) × 10-7。3he/4He值明显大于放射性来源的值，远小于地幔的值，表明岩石中的He同位素不是单一的放射性来源。3He值变化不大，范围为(2.40 ~ 9.30) × 10-12，4He值变化更小，范围为(1.09 ~ 1.41)×10-5(图本区辉绿岩的3He和4He同位素浓度普遍低于阿尔泰地区，但3He/4He值
表1-1-4基性岩脉He和Ar测试结果
注:Ar同位素由北京大学K-Ar同位素实验室刘玉林测定；中国地质科学院矿床地质研究所惰性气体同位素实验室的宋、、测定了氦同位素。
图1-1-6辉绿岩的氦同位素组成
p-原始氦；m-地幔氦；r-放射性氦；☆—阿尔泰辉绿岩；○——这方面的结果
表1-1-4显示的40Ar/39Ar值范围为803-1214，显示相对于空气明显过剩40Ar。36Ar变化不大，范围为(1.60 ~ 3.29) × 10-8。40Ar的浓度具有相似的特征，变化范围为(1.94 ~ 3.58) × 10-5。因此，可以排除分析过程中空气污染的影响。
该区辉绿岩的3He/36Ar值很低，分布在(0.88 ~ 3.60) × 10-4范围内，与汉诺坝新生代玄武岩中二辉橄榄岩捕虏体的3He/36Ar值[(0.14 ~ 1.24)×65438]不同。3He/36Ar值被认为是原始同位素，地幔中不具有放射性的稀有气体是地球物质聚集过程中捕集的原始气体。地球各圈层的3He/36Ar值变化很大，没有固定值，与地球的脱气作用和稀有气体的来源有关。库鲁克塔格地区辉绿岩的3He/36Ar值很低，远小于地幔估算的3He/36Ar值(1)(O'Nions等，1994)，这可能是辉绿岩在形成后期的转化中优先损失3He所致。4He和40Ar具有放射性，目前很难给出地幔的4He/40Ar特征值。库鲁克塔格辉绿岩的4He/40Ar值为0.40 ~ 0.63，与2 ~ 3上地幔的估算4He/40Ar值接近(O 'Nions等，1994)。
在(3he/4He)-(40Ar/36Ar)图(图1-1-7)中可以看到，He和Ar同位素特征是原始地幔和放射源混合的结果，因为数据点基本分布在P-R混合线附近。
图1-1-7(3He/4He)-(40AR/36AR)关系图
p-地幔柱；空气；m-大洋中脊地幔；r-放射性来源；c-地壳；○——这方面的结果
库鲁克塔格地区辉绿岩的He和Ar同位素地球化学数据表明其岩浆来源于地幔。目前，氦的同位素组成表明它是幔源氦和放射性氦或地壳氦的混合物。氩同位素初始值较少被关注，主要是因为:一是初始氩的存在被认识较晚；第二，氩的初始值变化很大。Kaneoka & Takaoka (1985)研究了不同来源物质的40Ar/36Ar和3He/4He的初始值，区分了四个来源:大洋中脊玄武岩(MORB)、地幔柱、大陆地壳和大气。四种端元组分的3He/4He和40Ar/36Ar参考值分别为1.1×10-5和2× 104。6×10-5、350;4×10-7、1500;1.4×10-6、295.5。
库鲁克塔格地区基性岩脉的40Ar/36Ar初始值为507，与地幔柱的值最接近。可能是地幔柱引起的岩浆在上涌过程中受到地壳物质的污染，初始值有所提高。
根据岩石样品中主元素、微量元素及其稀土元素特征分析(张智成等，1998)，本区基性岩脉为钙碱性系列玄武岩，具有低Al2O3、高FeO*、CaO等特征。轻稀土元素和大离子亲石元素元素明显富集，部分过渡金属元素缺乏。也反映了大量的大陆地壳物质被熔融补充。
综上所述，库鲁克塔格基性岩墙群具有地幔柱成因，可能与塔里木和天山构造带早二叠世裂谷作用有关。同时也提出上述地区的裂谷作用可能受更深层次的构造活动控制，可能是壳幔边界活动影响的结果。
不及物动词构造意义
根据岩石样品中主元素、微量元素及其稀土元素特征分析，本区基性岩墙为钙碱性系列玄武岩，具有低Al2O3、高FeO*、CaO等特征。轻稀土元素和大离子亲石元素元素明显富集，部分过渡金属元素缺乏。
辉绿岩的3He/4He值变化不大，为(2.03 ~ 7.1) × 10-7。3he/4He值明显大于放射性来源的值，远小于地幔的值，表明岩石中的He同位素不是单一的放射性来源。岩脉群的40Ar/36Ar值范围为803 ~ 1214，相对于空气有明显的40Ar盈余。36Ar变化不大，范围为(1.60 ~ 3.29) × 10-8。40Ar的浓度具有相似的特征，范围为(1.94 ~ 3.58) × 10-5，40Ar/36Ar的初始比值为507。40Ar/36Ar较高的初始比值明显高于大气氩，高于地幔柱型(P型)，低于MORB型(M型)，反映了深源氩的信息(Kaneoka&Takaoka，1985)，从而揭示了基性脉岩的岩浆可能来源于地幔。库鲁克塔格地区辉绿岩的He和Ar同位素特征是原始地幔和放射源或壳源混合的结果，可能与塔里木和天山构造带早二叠世裂谷作用有关。同时也暗示了上述地区的裂谷作用可能受更深层次的构造活动控制。
基性岩墙群是大规模伸展构造作用的产物(Fahrig，1987；陈孝德等，1994)，固结深度一般为5 ~ 15 km(陈孝德等，1983)，即中地壳，且严格受构造应力场控制。早二叠世基性岩墙群的确定反映了该区早二叠世大规模伸展构造的存在。也与这一时期塔里木盆地其他地区基性火山岩和岩墙群的发育时间一致(杨树峰等，1996)。表明整个塔里木盆地北部在晚古生代末经历了一次大规模的伸展作用。这一时期的伸展可能与古生代末天山造山运动隆升背景下的后伸展有关。同时也表明库鲁克塔格地区早二叠世以来隆升了5 ~ 15 km，与该地区前寒武纪基底广泛出露的地质证据相吻合。
参考
陈孝德，史兰斌。1983.五台-太行辉绿岩墙群的初步研究。科学通报，28(16):1002 ~ 1005。
陈孝德，史兰斌。1994.伸展构造中的基性岩脉。在:钱祥林。伸展构造研究。北京:地质出版社，71 ~ 74。
、张、、等。大别山榴辉岩的氦同位素组成及其地质意义[J].科学通报，43 (4): 431 ~ 434。
、宋、等1997。大别-苏鲁地区榴辉岩的氦同位素特征及其地质意义[J].地球科学学报，18(增刊):77 ~ 79。
刘，，徐永昌。鄂尔多斯盆地天然气同位素特征及气源示踪[J].科学通报，46 (22): 1902 ~ 1905。
刘玉林，，郭，，等。库鲁克塔格基性岩墙群的K-Ar等时线定年及相关问题讨论[J].中国高校地质学报，5 (1): 54 ~ 58。
穆志国。1990.K-Ar等时线定年法及其应用。地质科学，25卷4期:367 ~ 376页
、叶、、。1997.大别山榴辉岩的He和Ar同位素特征[J].地质学报，18(副刊)。): 80 ~ 82.
王，陈玉川，李红阳，等。阿尔泰造山带地幔脱气作用的氦同位素研究[J].科学通报，43 (23): 2541 ~ 2544。
新疆维吾尔自治区地质矿产局。新疆维吾尔自治区区域地质，北京:地质出版社，1 ~ 20。
徐盛，刘从强. 1997。中国东部地幔捕虏体的氦同位素组成及其地幔地球化学演化模式[J].科学通报，42(11):1190 ~ 1193。
许，，等2003。女山和迎风岭地幔巨晶的He和Ar同位素特征及其地质意义[J].科学通报，48(10):1087 ~ 1091。
杨树峰，陈翰林，董，等。塔里木盆地晚古生代火山岩分布与油气演化的关系。见:童、梁迪刚、贾承造主编。塔里木盆地石油地质研究的新进展。北京:科学出版社，150 ~ 158。
安德森D L.1998。氦悖论。地球物理学，95(9):4822~4827
博因顿西V.1984。稀土元素的宇宙化学:陨石研究。载于:亨德森编著的《稀土元素地球化学》。爱思唯尔，91
柯蒂斯G H.1981。确定断层最后时间的年代测定方法指南。国家技术信息服务中心，华盛顿，93~114
fah rig W f 1987。大陆镁铁质岩墙群的构造背景:断裂臂和早期被动边缘。在:霍尔斯H C和法里格W F(编辑)，镁铁质岩墙群。地质协会规范论文34，331~348
哈南B B，格雷厄姆D W.1996。来自海洋玄武岩的铅和氦同位素证据:地幔羽的共同深源。理科，272(5264):991~995
Harper Jr，Stein B等人..1996.稀有气体和地球吸积。理科，273(5283):1814 ~ 1818
希尔顿D R，哈默施密特K，洛克G等..1993.Lau盆地中部和Valu Fa海岭的氦和氩同位素系统学:弧后盆地壳幔相互作用的证据[J].《地球化学与宇宙化学学报》，57(12):2819 ~ 2841
Hilton D R，Hammerschmidt，Teufel S等..1993.安第斯山地热流体和熔岩的氦同位素特征[J].地球科学通讯，120:265~282
irine T N & Baragar W R N 1971。普通火山岩化学分类指南。地球科学杂志。,8:523~548
上条K、桥津K和松田隼J . I . 1998。惰性气体对大气-地幔系统演化的制约[J].地球化学与宇宙化学学报，62(13):2311 ~ 2322
Kaneoka I &高冈N.1985。地球内部的惰性气体状态--对目前状态的一些限制。化学地质学(同位素地球科学部分)，52:75~95
李B和马努尔O K.1994。地幔和地壳物质的惰性气体识别技术及其在黑子矿床中的应用[J].地球化学学报，28:47~69
Marty B，Upton B G J，Ellam R M.1998。格陵兰东北部早第三纪玄武岩中的氦同位素:北大西洋～冰岛火山区58Ma地幔柱活动的证据[J].地质学，26(5):407~410
o ' Nions R K，Tolstihin识别号1994。上地幔亲石和稀有示踪剂的行为和停留时间[J].EPSL，124(1/4):131 ~ 138
皮尔斯司法行政区1984。玄武岩鉴别图“使用指南”。国外地质，(11):1 ~ 12。
、郭、刘淑文。新疆库鲁克塔格地区镁铁质岩墙群的时代及其构造意义[J].地质学报，72(1):29~36
(郭刘玉林)