张建军，童 英，王 涛, 2，黄 伟，赵建新，侯继尧

(1. 自然资源部深地动力学重点实验室， 中国地质科学院 地质研究所， 北京 100037； 2. 北京离子探针中心， 北京 100037)

作为一种特殊产状的岩浆岩，基性岩墙对探讨岩石圈伸展过程、时空演化及深部动力学等具有重要意义，它的岩石类型、岩石组合、产状和规模、时空分布特征、岩浆来源、侵位方式等蕴含着丰富的有关其产出构造背景、深部源区及成岩过程等方面的信息(Parketal., 1995； Ernstetal., 1995； Hou, 2012)。基性岩墙群是同一岩浆事件中侵位的一系列岩墙的组合，是地壳伸展体制下深源(地幔或下地壳)岩浆浅部就位的产物。镁铁质岩墙群常被认为是岩石圈(或地壳)伸展的标志(Ernstetal., 1995； Hanskietal., 2006； Goldberg, 2010； Hou, 2012； Chenetal., 2014)，也是探讨深部地幔性质、壳幔相互作用及深部动力学的纽带(Halls, 1982； Yinetal., 2015)。

形成于造山带中的镁铁质岩墙群通常被认为处于造山后伸展环境和与弧后拉张有关的俯冲环境等(李宏博等， 2012； Torkian, 2019)。对镁铁质岩墙群的研究，不仅可以提高对地幔属性的认识，而且能够限定造山带构造体制转换时间，对恢复古构造环境有着至关重要的作用，因而对造山带中发育的镁铁质岩墙群成因深入研究十分重要。

中亚造山带常被认为是显生宙全球最大的增生型造山带和陆壳生长区，其形成和演化过程中随古亚洲洋(约1.0 Ga～250 Ma)洋盆闭合、板块汇聚、陆内造山和/或伴有地幔柱驱动等，均有大量地幔物质注入大陆地壳中，导致了显著的陆壳生长(Jahnetal.， 2000； Jahn， 2004； Hongetal., 2004； Kovalenkoetal., 2004； Windleyetal., 2007； Xiaoetal., 2015； Yangetal., 2017； Tangetal., 2017)。但也有观点认为，由于中亚造山带中的很多块体均具有古老的前寒武纪基底(Demouxetal., 2009； Zhouetal., 2018)，故显生宙时期的岩浆作用多表现为古老物质的再循环，显生宙地壳生长量是被高估了，形成的新生陆壳可能占很少的一部分(Kröneretal., 2014， 2017)。可见，有关中亚造山带地壳生长问题仍未得到圆满解决，其中一个重要原因是由于中亚造山带复杂的构造演化和强烈的岩浆活动叠加，一定程度上限制了人们对中亚造山带引起地壳生长的地幔物质贡献量和其加入到地壳中的方式及地球动力学背景认识。值得注意的是，石炭纪—二叠纪是中亚造山带演化和成矿作用的一个关键时期，发育了大量的岩浆岩(以花岗质岩石大量产出，较少分布的基性、超基性岩为特征)和大量的与岩浆有关的金属矿产，但对这一关键时期的地球动力学背景仍然存在争议(Xuetal., 2013； Lietal., 2015； Liangetal., 2016； Liuetal., 2017； Luoetal., 2017a， 2017b； Maoetal., 2017； Huangetal., 2018； Walietal., 2018)。

新疆东准噶尔地区位于阿尔泰、准噶尔和东天山等构造单元的结合部位，是研究中亚造山带石炭-二叠纪期间构造演化的关键地区。侵入到东准噶尔地区古生代花岗质岩石中的中基性岩墙为研究深部源区物质组成(特别是幔源物质贡献)和构造背景等提供了难得的机会。值得注意的是，东准噶尔东段的琼河坝地区也发育大量的中基性岩墙(冯乾文等， 2015)。琼河坝地区近年来因发现了丰富的金属矿床(严加永等， 2017； Wanetal., 2017)，如斑岩型铜矿(蒙西铜矿、琼河坝铜矿、桑南铜矿、铜华岭铜矿、尔赛铜矿)和矽卡岩型铁、铜矿(宝山铁矿、灰西沟铁矿、琼河坝铁矿、绿石沟铜矿、拉伊克勒克铜铁矿)，得到人们的广泛关注。前人对琼河坝地区的花岗岩、火山岩及含矿岩石做了大量研究(杜世俊等， 2010； 汪传胜等， 2010； 张永等， 2010； Juetal., 2012； Suetal., 2012； 李玮等， 2012； 毛翔等， 2012； Liuetal., 2013)。然而，琼河坝发现的中基性岩墙群的研究还很薄弱，其形成时限、成因机制及形成构造动力学背景仍不很清楚。

本文对东准噶尔琼河坝地区侵入绿石沟岩体花岗岩中的暗色岩墙群进行了遥感卫星影像解译、岩石学、矿物学、地球化学、年代学和锆石Hf-O同位素等方面的详细研究，以期厘定琼河坝地区岩墙群的形成时代、物质源区、成因，为探讨东准噶尔乃至中亚地区古生代的岩石圈地幔性质及其深部动力学环境提供依据。

1 地质背景

琼河坝地区位于准噶尔盆地以东中蒙边界处，构造上属于古生代野马泉-琼河坝岛弧带，其南北两侧分别为卡拉麦里和阿尔曼太蛇绿岩带(图1a)。区内岩浆活动较为强烈，古生代中酸性侵入岩广泛分布，岩石类型主要有花岗岩、花岗闪长岩、闪长岩等，呈岩株、岩基状产出。除此之外，侵入体中还密集分布一些中基性岩墙，如闪长玢岩、辉绿(玢)岩脉和辉长岩脉，多数沿北西向和北东向分布，与两组断层方向大体一致。

绿石沟岩体在琼河坝大沟以西(图1b)，位于哈密市伊吾县淖毛湖镇以北35 km处，呈岩基状产出，出露面积为35 km2。岩体周围出露的地层主要有中上奥陶统荒草坡群(O2-3H)含化石的火山碎屑岩；下泥盆统托让格库都克组(D2t)滨海、浅海相-海陆交互相火山岩建造，卓木巴斯套组(D1zh)海相碎屑岩、灰岩、大理岩；下石炭统黑山头组(C1h)滨海、浅海相碎屑岩和中性火山岩，巴塔玛依内山组(C1b)火山-沉积岩；第三系葡萄沟组(N2p)橙黄色粉砂岩及第四系(Q)。绿石沟岩体侵入围岩为中泥盆统北塔山组和下石炭统黑山头组和泥盆纪花岗岩(图1b)。绿石沟岩体由黑云母石英二长岩、黑云母花岗闪长岩、黑云母二长花岗岩等多种岩石类型组成，其中石英二长岩是主体，其形成时代为石炭纪354～346 Ma(赵建新等， 2017)。绿石沟岩体内部发育多条NW向断裂(图1b)。

2 岩墙的空间分布及岩石学特征

琼河坝地区石炭纪绿石沟岩体花岗岩中发育大量中基性岩墙，高分辨率遥感影像精细目视解译出了约110条岩墙片段(图1b)，它们的走向主要为N、NE走向，其中N走向的数量最多，主要分布在绿石沟铜矿以西。在绿石沟岩体开展1∶10 000野外地质填图过程中，发现大量密集分布的暗色岩墙，它们走向不同，局部部分与其他走向的岩墙呈“X”形交叉(图2)，岩墙宽窄不一，宽度变化约为2 m到15 m，长数百米到数千米不等。各个走向上的岩墙岩性多样，在矿物组合上很大不同。笔者识别出有闪长玢岩和辉绿玢岩两种不同岩石类型侵入在绿石沟岩体中(图2)。

第1种是闪长玢岩，呈浅灰绿色，斑状结构，块状构造，走向85°，脉宽一般为0.5～3 m，长度多为20～200 m，最长的约为1.5 km。斑晶主要矿物为斜长石、角闪石，有少量黑云母(图3a、3b)，副矿物见磁铁矿和锆石。长石斑晶粒径0.2～1 mm，自形-半自形板状，有的包裹磁铁矿。角闪石主要存在基质中，呈菱形或短柱状，单偏光下多呈绿色-浅绿色。

第2种为辉绿玢岩，主要为南北向展布(走向为9°、10°、15°等)，在绿石沟岩体中出露很多，规模较大，其宽度多为半米，长约数十米到数百米不等。辉绿玢岩呈深灰色，具有典型的斑状结构，基质为变余辉绿结构，块状构造。斑晶约20%，成分主要是斜长石、辉石、少量角闪石。斜长石斑晶呈自形-半自形板状，基质粒径一般为0.1～0.8 mm，斜长石约占55%，呈短片状，板状，辉石占20%左右，大小为1～2 mm。可见大量暗色矿物，副矿物为磁铁矿、黄铁矿、锆石等。基质成分同斑晶基本相同，为微晶结构，基质主要由他形的长石和辉石组成。辉石或磁铁矿等充填在斜长石搭成的格架中，构成辉绿结构或间粒结构(图3c、3d)。

图 1 新疆东准噶尔地区大地构造位置、地质简图(a， 据Zhang et al., 2017)及琼河坝地区绿石沟岩体地质图(b， 据新疆地矿局第二区域地质调查大队， 2009(1)新疆地矿局第二区域地质调查大队. 2009. 新疆伊吾县绿石沟铜矿区一带区域地质矿产图L46E024021(1∶50 000).和赵建新等， 2017)

图 2 琼河坝地区绿石沟岩体中基性岩墙的野外地质特征及样品手标本照片

图 3 闪长玢岩(a、b)和辉绿玢岩(c～f)岩墙的岩相学特征

3 样品概况及测试方法

本文对侵入到绿石沟岩体中的7条代表性新鲜暗色岩墙进行了样品采集，采样位置见图1。对选取的闪长玢岩样品H7-6-26-1.1进行了LA-ICP MS锆石U-Pb 定年和全岩地球化学分析，对辉绿玢岩样品H7-6-26-1.2进行了锆石SHRIMP定年、O同位素和Hf同位素分析、矿物电子探针分析和全岩地球化学分析，同时对另外5个辉绿玢岩样品进行了全岩地球化学分析。

3.1 LA-ICP MS锆石U-Pb定年

使用常规的重液浮选和电磁分离方法挑选出锆石颗粒，随后在双目镜下根据颜色、自形程度、形态学和透明度等特征进行初步分类，并挑选出具有代表性的锆石，将其粘贴在环氧树脂表面。固结后抛磨，使锆石内部充分暴露，然后进行反射光、透射光和阴极发光显微照相，观察分析后，排除多裂纹、多包裹体和抛光不清晰的锆石，选择具有代表性的锆石进行测试。

闪长玢岩样品H7-6-26-1.1的锆石U-Pb年代学分析在天津地质矿产研究所同位素实验室完成。所用质谱仪型号为Agilent7700x及配套的GeolasPro激光剥蚀系统，采用激光束斑直径为35 μm，激光能量密度为13～14 J/cm2，激光频率为9 Hz。激光取样过程采用20 s的背景采集时间、40 s的剥蚀取样时间和10 s的样品池冲洗时间，剥落的样品由高纯氦气(1.100 L/min)带入ICP-MS；同位素204Pb、206Pb、208Pb和232Th采用20 ms，238U采用10 ms，207Pb采用30 ms的积分时间；采用锆石标样91500作为外标进行U-Pb同位素分馏效应和质量歧视的校正计算，采用Plesovice锆石标样作为监控盲样来监视测试过程的稳定性，保证每5个样品点至少插一组标样。数据处理应用Glitter计算程序计算锆石的同位素比值和元素含量；应用Isoplot 4.15计算程序对锆石样品的206Pb/238U、207Pb/235U年龄在谐和图上进行投图，并计算206Pb/238U年龄的加权平均值。

3.2 锆石SHRIMP测年及锆石O同位素

辉绿玢岩样品H7-6-26-1.2锆石的反射光、透射光和阴极发光显微照相在北京离子探针中心实验室完成，SHRIMP 锆石U-Th-Pb分析在北京离子探针中心SHRIMP-Ⅱ上完成，详细分析流程及原理见宋彪等(2002)。锆石O同位素分析在北京离子探针中心多接收二次离子质谱(SHRIMPⅡe-MC)上完成。在对锆石进行氧同位素测试之前，对已进行过年龄测试的靶进行抛光和镀金等处理。锆石氧同位素原位测试分析点与SHRIMP U-Pb年龄测试点位置相同，以保证测得的氧同位素值与年龄值对应。详细的分析流程介绍见Ickert等(2008)和董春艳等(2016)。

3.3 Lu-Hf同位素测定

锆石Lu-Hf同位素测试工作在中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室完成。关于实验仪器和实验过程的详细介绍见侯可军等(2007)和Wu 等(2006)。实验过程中的激光束斑直径为55 μm。为消除176Lu 和176Yb 对176Hf测定的干扰，实验预设176Lu/175Lu=0.026 58以及176Yb/173Yb =0.796 218。此外，为了校正仪器导致的测试偏差，根据实验规程，Yb同位素比值依照172Yb/173Yb=1.352 74进行校准。标准锆石GJ-1(Moreletal., 2008)被选用为实验的标样，得到GJ-1的176Hf/177Hf 值为0.282 013±0.000 08(2σ,n=18)。该结果与Elhlou等(2006)实验所测得的176Hf/177Hf值(0.282 013±0.000 019， 2σ)在误差范围内基本一致。

在进行锆石Lu-Hf同位素成分计算时，176Lu的衰变常数采用1.865×10-11/a(Schereretal.， 2001)，εHf(t)值的计算采用Bouvier等(2008)推荐的球粒陨石Hf同位素值：176Lu/177Hf =0.033 2，176Hf/177Hf=0.282 772。Hf模式年龄采用现代亏损地幔的(176Hf /177Hf)DM值0.283 25和(176Lu/177Hf)DM值0.038 4(Griffinetal.， 2000)、平均地壳的(176Lu/177Hf)C值0.012 5(Chauveletal., 2014)进行计算。

3.4 全岩主量元素和微量元素含量分析

样品的全岩主量、微量元素地球化学分析测试在加拿大ACME实验室完成。详细的样品处理和分析方法为： 准确称取0.20 g粉末样品，将其与1.50 g LiBO2助熔剂放置于石墨坩埚内进行充分混合。将样品、助熔剂的混合物于马弗炉上在1 050℃的温度下加热15 min。提取熔融后的混合物，倒入100 mL由去离子水和ACS级纯度硝酸配置的5%浓度的HNO3中。摇晃溶液2 h使其充分溶解，取其一部分置入聚丙烯分析管内。将标定标样、检验标样和本底空白样加入样品序列。通过电感耦合等离子光谱分析(ICP-AES)进行主要氧化物和Ba、Sc、Cu、Zn和Ni含量的分析。在ICP-MS上进行其它微量元素以及稀土元素含量的分析。对于贵金属的分析，另外单独选取0.50 g样品，置于3 mL高温的(95℃)王水中进行溶解，通过ICP-MS进行贵金属分析。主要氧化物、微量元素和稀土元素的检测限分别为0.01%～0.1%、0.1×10-6～10×10-6和0.01×10-6～0.5×10-6。详细的分析方法与ACME中LF202组的流程相同，所有分析偏差均优于±3%。

3.5 矿物电子探针实验室分析

矿物电子探针分析在中国地质科学院矿产资源研究所完成。仪器型号为JXA-8230，加速电压为15 kV，工作电流为20 nA，束斑直径统一为5 μm，用天然矿物样品和PAP校正处理程序进行仪器标定和数据校正。

4 实验结果

4.1 锆石U-Pb测年结果

绿石沟岩体中闪长玢岩样品H7-6-26-1.1的锆石晶型完好，多呈短柱状或长柱状，锆石颗粒的长轴多在90～290 μm之间，长宽比变化范围为1∶1～4∶1。CL图像上显示所有的锆石边部都发育岩浆震荡环带(图4)，表明它们都是岩浆成因锆石。在分析结果中(表1)，基本上锆石的Th/U值均大于0.4，也说明了锆石的岩浆成因。样品H7-6-26-1.1中的28颗锆石的测试数据点都落在锆石U-Pb年龄谐和曲线上，它们的206Pb/238U年龄位于350～340 Ma之间(图5a)，28个点年龄的加权平均值为346±1 Ma(MSWD=1.4)，代表了闪长玢岩侵位年龄。

表 1 绿石沟岩体闪长玢岩岩墙的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄结果

表 2 绿石沟岩体辉绿玢岩岩墙的锆石SHRIMP U-Pb年龄和锆石O同位素结果

注： Pbc代表普通铅， *代表放射性Pb。

图 4 绿石沟岩体中基性岩墙样品锆石CL图及各测试点的相关数据

样品H7-6-26-1.2的锆石SHRIMP年龄和氧同位素结果见表2。辉绿玢岩样品H7-6-26-1.2的锆石晶型基本都很完整，锆石颗粒较小，多为约80～160 μm。CL图像上，大部分锆石发育发光强弱不同的晶域，其中发光弱的晶域显示出较明显的环状或带状韵律环带结构，而发光较强的晶域则无明显环带，并以不规则“补丁”状出现(图4)，与基性岩浆岩锆石特征相符(吴元保等， 2004)。对辉绿玢岩样品H7-6-26-1.2中测试的17颗锆石进行了SHRIMP定年，除了1颗锆石(测试点14.1，不谐和度远大于10%，有强烈铅丢失)之外，所有测试点数据基本都得到了谐和的年龄投点(图5b)。Th/U值为0.41～1.08，具有岩浆锆石的Th/U值特征。有4颗年龄稍老，206Pb/238U年龄分别为474、405、387和379 Ma(图4、图5b)，可能为捕获锆石；有1颗锆石相对年轻，206Pb/238U年龄为332 Ma(图5b)。其他11颗粒锆石的206Pb/238U年龄的加权平均值为355±5 Ma(MSWD = 1.3)。

图 5 绿石沟岩体中闪长玢岩锆石的LA-ICP-MS (a)和辉绿玢岩锆石的SHRIMP (b)年龄谐和图

4.2 锆石O同位素

辉绿玢岩样品(H7-6-26-1.2)锆石氧同位素分析结果和相关信息总结见表2和图4、图6。

该样品绝大多数锆石获得的O同位素结果都可代表其原有本身的氧同位素组成(测试点10除外，有明显铅丢失)。辉绿玢岩样品的锆石δ18O值变化范围为4.41‰～10.21‰。其中，年龄为474、405和355 Ma的3颗锆石具有较明显的壳源锆石δ18O值，分别为10.21‰、6.04‰和6.41‰。其它锆石的氧同位素组成与地幔结晶出来的岩浆锆石类似或δ18O值稍高一些(图6a)，表明它们是从熔融母岩受外生作用影响不大的岩浆中结晶出来的。

4.3 锆石Lu-Hf同位素

辉绿岩样品H7-6-26-1.2中这些锆石颗粒的176Lu/177Hf值分别分布在0.000 602到0.003 834之间(表3)，说明放射性成因的Hf含量很低。它们的锆石176Hf/177Hf值分布范围为0.282 853至0.283 021，相应的εHf(t)值为+10.2至+15.4(按t=各测试点年龄计算)，相应的一阶段Hf同位素模式年龄为0.35～0.58 Ga，二阶段Hf模式年龄为0.35～0.67 Ga(图6c)，fLu/Hf平均值为-0.95。

4.4 全岩地球化学特征

闪长玢岩和辉绿玢岩岩墙样品的主量、微量及稀土元素分析测试结果见表4。绿石沟岩体闪长玢岩岩墙的SiO2元素含量较高(58.06%),全碱(Na2O+K2O)含量为5.95%,MgO含量为5.04%,为高钾钙碱性,准铝质系列岩石，在TAS图解上落在闪长岩区域(图7)。总体而言，闪长玢岩脉在原始地幔标准化蛛网图解中相对富集大离子亲石元素包括K、Rb、Ba、Sr等，亏损高场强元素如Nb、Ti等的特征。Sr、Ba含量高，分别为579.5 × 10-6和791 × 10-6。稀土元素球粒陨石标准化图解(图8)中，该样品轻重稀土元素分馏较明显，为右倾型，并具有较明显的Eu的负异常。结合Sr的正异常特征，指示闪长玢岩在形成过程中有斜长石的结晶作用。

图 6 绿石沟岩体辉绿玢岩岩墙样品(H7-6-26-1.2)的锆石δ18O-年龄(a)、δ18O-εHf(t)(b)和εHf(t)-年龄(c)变化图解

H7-6-26-1.2t/Ma176Yb/177Hf176Lu/177Hf176Hf/177Hf2σ(176Hf/177Hf)iεHf(0)εHf(t)tDM1/MatDM2/MafLu/Hf13450.0283020.0006560.2829330.0000230.282929095.7113.15448494-0.9823540.0321570.0007490.2829030.0000210.282897944.6312.25492554-0.9834050.0253090.0006020.2829100.0000230.282904994.8613.63480515-0.9843600.0317460.0007620.2829650.0000230.282960086.8314.58404424-0.9853530.0351310.0008470.2829910.0000250.282985797.7615.34368374-0.9773530.0377050.0009110.2829180.0000230.282911805.1612.72473526-0.9783670.0360610.0009830.2829000.0000200.282892964.5212.36499558-0.9793320.1020350.0032120.2830210.0000260.283001108.8115.41347353-0.90113870.0573990.0014470.2829550.0000230.282944666.4814.63426442-0.96123640.1151180.0038340.2829210.0000260.282895275.2812.37507555-0.88133790.0751790.0024950.2828680.0000300.282849853.3811.10568640-0.92143430.0424760.0010740.2829720.0000240.282965237.0814.39397421-0.97153470.0644730.0020000.2829630.0000210.28295006.7513.94421451-0.94163550.0838810.0020130.2828530.0000270.282839222.8510.19582674-0.94173540.1346150.0035050.2829630.0000250.282939956.7613.73438468-0.89

表 4 绿石沟岩体岩墙样品主量元素(wB/%)与微量元素(wB/10-6)含量

注：tZr为计算的全岩锆饱和温度结果。

辉绿玢岩的SiO2元素含量为46.34%～50.35%，全碱(Na2O+K2O)含量为3.41%～4.82%，在K2O-SiO2上大多数样品为钙碱性系列(图7)，仅其中一个辉绿玢岩样品(H7-6-19-13.1)落在钾玄系列范围。在原始地幔标准化蛛网图解中相对富集大离子亲石元素包括K、Rb、Ba、Sr等，亏损高场强元素如Nb、Ti等的特征。Sr/Y值为35.1～47.3，Sr的含量高528.3×10-6～803.9 × 10-6，Ni含量8.9× 10-6～21.3 × 10-6，Cu 含量高为92.9× 10-6～167.9 × 10-6。样品的稀土元素总量较高，在稀土元素标准化图解上为右倾型曲线，轻重稀土元素分馏不明显，无明显的Eu异常(图7)。

4.5 辉绿玢岩岩墙的矿物化学特征

4.5.1 斜长石

对辉绿玢岩岩墙中斑晶的斜长石进行了电子探针测试，斜长石的电子探针测试结果见表5。斜长石的SiO2含量为57.98%～67.06%，A2O3含量为22.14%～23.72%，CaO含量2.10%～5.84%。An值变化范围为11.01～32.42，主要为更长石和中长石(图9a)。

4.5.2 角闪石

辉绿玢岩岩墙的角闪石电子探针数据结果列于表6。所测角闪石的成分含量比较稳定，SiO2含量为49.04%～54.45%，A2O3含量为2.84%～27.54%。在角闪石成分分类图解中，所有的角闪石都属于钙族角闪石亚族，(Ca+Na)B变化于1.32～3.31之间，CaB>1.5, NaB介于0.06～1.51之间，表明角闪石均属于钙质角闪石(Leakeetal., 1997)，落在铁浅闪石和浅闪石区域(图9b)。

4.5.3 辉石

辉石电子探针数据被列于表7。辉绿玢岩岩墙中的辉石的SiO2含量为 47.07%～48.52%, 其端员组成Wo=44.9～45.6, En=41.5～43.1, Fs=12.0～12.9。在辉石分类图解上，都在透辉石区域(图9c)。

图 8 绿石沟岩体岩墙样品的微量元素原始地幔标准化蛛网图(a)和稀土元素球粒陨石标准化配分模式图(b)

表 5 绿石沟岩体辉绿玢岩岩墙斜长石电子探针结果 wB/%

5 讨论

5.1 岩墙形成时代

琼河坝地区的中酸性侵入岩前人已做了年代学工作，但其中发育的中基性岩墙仍缺乏高精度的定年数据约束。冯乾文等(2015)对东准噶尔琼河坝地区和尔赛岩体中的暗色岩墙群进行了详细研究，通过岩墙侵入地层的时代和岩墙间的切割关系，限定了和尔赛岩体中岩墙群的形成时代为晚泥盆世—早石炭世。而在和尔赛岩体西北方的绿石沟岩体中的暗色岩墙，也仍未有发表的高精度测年数据。绿石沟岩体花岗岩的锆石LA-ICP-MS定年显示其形成于石炭纪的354±1 Ma～346±2 Ma(图1b， 赵建新等， 2017)，因而，从与地层和岩浆岩的接触关系看(它们侵入到石炭系和石炭纪绿石沟岩体花岗岩中)，侵入到绿石沟岩体中的这些岩墙可能的形成时代应晚于354～346 Ma。

在详细的野外地质调查基础上，本文对侵入的绿石沟花岗岩中的两种类型岩墙进行了锆石年代学研究，对闪长玢岩样品锆石进行了LA-ICP MS测年，对颗粒较小、挑出粒数少的辉绿玢岩样品锆石开展了SHRIMP定年。锆石成因研究是判断锆石年龄意义的基础，侯贵廷等(2005)提出基性岩墙群的锆石地质定年会存在一些问题，如基性岩原生锆石少，并且由于花岗岩体中暗色岩墙时代测定可能受到“围岩捕获锆石”问题的困扰，不能简单地以一组数据的加权平均年龄为准，样品中最年轻锆石也可能代表侵位年龄(宋彪等， 2008， 2015)。从锆石的特征看，可以基本确定闪长玢岩岩墙(H7-6-26-1.1)中所分析的锆石都是岩浆成因锆石，其LA-ICP-MS 锆石U-Pb加权平均年龄346±1 Ma，可以代表闪长玢岩岩墙的结晶时代。

图 9 绿石沟岩体中辉绿玢岩岩墙的斜长石(a, 据Parsons，2010)、角闪石(b, 据Leak et al., 1997)和辉石(c, 据Morimoto， 1988)矿物成分分类

表 6 绿石沟岩体辉绿玢岩岩墙中角闪石电子探针结果 wB/%

注： 角闪石温度、压力、氧逸度等计算结果依据Ridolfi等(2010)、利用Geo-fO2软件(Lietal., 2019)计算得出；其中，*标识的角闪石电子探针数据(H7-6-26-1.2-1-2)计算出的温压等数据存在异常，可能与角闪石发生部分蚀变有关，该数据在讨论中舍弃。

表 7 绿石沟岩体辉绿玢岩岩墙中辉石主要氧化物含量
(wB/%)及晶体化学系数和端员组分

Table 7 Major oxide composition of pyroxene (wB/%) and crystal chemical coefficients and end-member components in diabase porphyrite of Lüshigou pluton

注： 辉石温压计算结果根据Neave and Putirka (2017)。

辉绿玢岩岩墙样品中的锆石也显示出岩浆结晶锆石的特征(图4)，其中11颗锆石的SHRIMP加权平均年龄为355±5 Ma(MSWD=1.3)，与绿石沟岩体花岗岩年龄在误差范围内基本一致或稍老，如果该年龄代表辉绿玢岩岩墙的侵位时代，显然与野外关系不符。而辉绿玢岩样品(H7-6-26-1.2)测试点9的锆石(图4)，与其他锆石颗粒相比，锆石颗粒小，晶形狭长，SHRIMP测年结果显示它具有最年轻锆石年龄332±6 Ma (和典型的地幔值特征的Hf-O同位素组成，见下文，为岩浆自身结晶锆石)，代表辉绿玢岩岩墙的结晶时代更合理。这与野外关系(辉绿玢岩岩墙切穿闪长玢岩)间接地限定辉绿玢岩晚于闪长玢岩岩墙(346±1 Ma)的形成时代相符合。因而，笔者认为绿石沟岩体中辉绿玢岩岩墙的结晶时代在约332 Ma，属早石炭世。

而辉绿玢岩样品(H7-6-26-1.2)中那些年龄在355±4.7 Ma左右的锆石(图4)，如锆石16.1，具有较明显的岩浆震荡环带，具有与绿石沟岩体花岗质岩石中的锆石(赵建新等，2017)相同的结构特征，应为辉绿岩墙在侵位过程中捕获的绿石沟岩体中的锆石。此外，在辉绿玢岩样品识别出的年龄更古老的锆石年龄(474 Ma、405 Ma，图4、图5b)，可能为捕获深部早期岩浆事件的锆石，这间接支持了前人有关琼河坝岛弧被认为是早古生代岛弧(在442 Ma之前就已出现，张永等，2010)的观点。

5.2 岩石源区特征

岩墙群通常也被认为是岩浆上升运移的通道系统，岩墙中基性岩浆在上升侵位过程中可能会与地壳围岩发生不同程度的混染，因而在探讨其岩浆源区特征之前，评估岩墙围岩混染的程度是必要的。绿石沟辉绿玢岩岩墙样品有的Nb/Ta值(7、4.5、10.5、19)和Zr/Hf值(28.7～37.3)与大陆地壳值(大陆地壳Nb/Ta=11， Zr/Hf=33， 据Taylor and McLennan， 1985)接近，表明岩浆在上升过程中可能受到了一定程度的地壳物质混染(Green, 1995； Kalfounetal., 2002)，然而，闪长玢岩和辉绿玢岩岩墙样品的La/Nb值为5.3和2.7～8.1，远低于典型陆壳岩石(>12)，这表明地壳混染程度对岩石成因影响较小(Lassiter and DePaolo， 1997)。此外, 幔源岩浆常具有较低的Th/Ce(0.02～0.05)和Th/La值(～0.12，Sun and McDonough, 1989), 大陆地壳具有较高的Th/Ce值(约0.15， Taylor and McLennan, 1985)和Th/La值(～0.30，Plank，2005)；而绿石沟岩体辉绿岩岩墙的Th/Ce值(0.03～0.07)和Th/La值(0.07～0.15)与幔源岩浆较接近，同样说明辉绿玢岩基本未遭受地壳混染，其岩石成因主要受到岩浆源区组成和部分熔融温压条件的控制。

绿石沟岩体闪长玢岩微量元素组成上具有亲石元素富集、高场强元素亏损的特征，稀土元素配分曲线为右倾型，具有Eu负异常和Sr的正异常特征，与绿石沟岩体花岗岩相似(图8)，指示闪长玢岩在形成过程中有斜长石的结晶作用。绿石沟岩体花岗岩的源区被认为是以亏损地幔或新生地壳物质为主，其中还可见镁铁质暗色包体，被认为花岗岩形成过程中有幔源物质参与(赵建新等， 2017)。闪长玢岩的源区可能主要为新生玄武质下地壳的部分熔融。

绿石沟岩体辉绿玢岩岩墙SiO2含量较低(46.34%～50.35%)，岩石稀土元素配分曲线呈平缓的右倾形式，轻重稀土元素分异不明显，无明显的负Eu异常，表明岩浆分离结晶的程度并不强，可以近似认为辉绿玢岩是岩浆源区平衡部分熔融的产物。所以，可以根据辉绿玢岩的岩石地球化学特征和锆石Hf-O同位素来示踪岩浆源区。

辉绿玢岩中的锆石εHf(t)-t图解上，所有数据点都落在球粒陨石和亏损地幔之间，它们沿着亏损地幔和0.6 Ga地壳演化线之间分布(图6c)，它们都具有年轻地壳模式年龄，与前人在东准噶尔地区同一个构造单元及邻区的基性岩锆石Hf同位素组成相近。辉绿玢岩中的锆石氧同位素δ18O=4.41‰～6.00‰，与幔源锆石值(5.3‰ ± 0.6‰)相一致或稍高一点(图6a、6b)，表明它们是从熔融母岩浆受外界影响不大的岩浆中结晶出来的。被认为是代表绿石沟辉绿玢岩侵位年龄的岩浆自结晶锆石9.1[332±6 Ma，δ18O=5.31‰，εHf(t)值= +15.4]具有该样品(H7-6-26-1.2)中最高的εHf(t)值(接近亏损地幔线，图6c)和典型的幔源锆石δ18O特征，其锆石结晶年龄与锆石单阶段亏损地幔Hf模式年龄tDM1基本相同，表明它的母岩浆可能直接来源于未受任何影响的亏损地幔。

而辉绿玢岩样品捕获的古老锆石的δ18O>10.21‰(474 Ma)和6.04‰(405 Ma)则表明，辉绿玢岩岩墙在侵位过程中可能还捕获了早期高δ18O值壳源锆石，或表明其物源区有沉积岩或者岩浆作用过程中有沉积岩或壳源流体/熔体物质的加入(Taylor, 1968； 董春艳等， 2016)。前文已经分析，辉绿玢岩脉在成岩过程中遭受地壳物质的混染不明显，所以最有可能是源区加入了富集的岩石圈地幔，即源区经历了俯冲过程中的流体交代作用。因而，绿石沟岩体中辉绿玢岩岩墙的岩浆源区为幔源物质组成为主(岩石圈地幔)，并受到俯冲组分的改造。

5.3 侵位过程中物理化学条件

火成岩中造岩矿物的组合、结构和成分对探讨岩浆演化及其相关过程的物理化学条件具有重要意义(张招崇等， 2005； Zhangetal., 2016)。温度、压力及氧逸度等物理化学条件可通过特定的矿物温压公式来计算，如常见的角闪石温压计(Schmidt， 1992； Anderson and Smith， 1995； Ridolfi and Renzulli， 2012)和辉石温压计(Lindsley and Andersen， 1983； Nimis and Taylor， 2000； Putirkaetal., 2003； Yavuz， 2013)等。本文也初步分析了东准噶尔琼河坝地区绿石沟岩体中的早石炭世辉绿玢岩岩墙的形成物理化学条件。

在钙碱性岩浆中，可以根据角闪石的成分估算与其平衡的岩浆的温压条件(Blundy and Holland， 1990； Ridolfietal., 2010； Putirka， 2016)。前文提到辉绿玢岩为钙碱性系列(图7b)，因而通过Ridolfi等(2010)的经验公式，计算出角闪石的结晶的物理条件为：t=896～984℃，p=41～88 MPa(表6、图10)，推断角闪石结晶时的岩浆温度为896～984℃，结晶深度约1.54～3.31 km。结合角闪石结晶指示的富水的岩浆环境以及较小平衡压力值指示的较浅的结晶深度，认为角闪石是在上地壳层次结晶。

单斜辉石与熔体的Fe-Mg平衡常数被广泛应用于岩浆的分离结晶过程和地质温度-压力计。依据Neave和Putirka(2017)改进的单斜辉石-熔体平衡公式选择岩石全岩成分作为与单斜辉石平衡的熔体，计算了辉绿玢岩中辉石结晶时的温度压力条件，得出辉绿玢岩岩墙的单斜辉石-熔体平衡时的岩浆物理化学条件分别是：t=1 092～1 099℃，p=500～630 MPa (表7、 图10)。 由于辉绿玢岩中辉石斑晶为主要造岩矿物，并且为岩浆早期结晶的矿物，所以普通辉石的温压条件可以用于反演辉绿玢岩侵位结晶时的温压条件及岩浆房储存深度。根据辉石结晶时的平衡压力及深度与压力的关系，推测形成辉绿玢岩岩浆房的存储深度为16.5～20.8 km，属于Annen等(2006)提出的深部地壳热带(deep crustal hot zones)上部的深度范围。

图 10 绿石沟岩体中辉绿玢岩中矿物斑晶平衡时结晶的温度和压力估算

上述温压计算结果显示，利用角闪石得出的结晶压力和深度明显比辉石所计算的结果要低得多，这可能是辉石斑晶在辉绿玢岩岩浆中较角闪石先结晶的缘故。角闪石结晶温压条件对应辉绿岩墙就位时的深度，辉石可能代表岩浆上升过程中开始结晶的深度或者岩浆房顶部的深度。

氧逸度也是岩浆源区性质的直接反映。在Dada(2013)的AlⅣ(apfu)- Fe2+/(Fe2++Mg)图解上(图略)，绿石沟辉绿玢岩岩墙中的角闪石Fe2+/(Fe2++Mg)值为0.18、0.44、0.50和0.84(表6)，表明它们既有在高氧逸度条件(>0.8)下结晶形成的，也有在低氧逸度条件(<0.6)下结晶形成的。绿石沟辉绿玢岩岩墙角闪石的最高和最低logfO2分别为-10.79和约 -7.71(△FMQ=0.67～1.84)(表6)。此外，铁钛氧化物在辉绿玢岩样品中呈自形或他形(图3)，它们在较短的时间内会达到平衡，因此铁钛氧化物的平衡温度和logfO2反映了岩墙侵位时前的岩浆最后状态(Venezky and Rutherford, 1999)。

5.4 成因、构造环境及地质意义

中基性岩墙一般是深源岩浆(地幔或地壳)在裂隙中侵位到地壳不同层次形成的侵入体，在东准噶尔琼河坝地区广泛分布的中基性岩墙的成因对深入探讨岩石圈伸展和深部动力学过程具有重要意义。在Wood(1979)基性岩构造环境判别图解Th-Ta-Hf/3三元图解上(图7d)，侵入到绿石沟岩体中的岩墙都落在“D”火山弧玄武岩区域，显示出具有典型的弧岩浆岩特征。而早石炭世绿石沟岩体(本文所研究岩墙群的围岩)花岗质岩石被认为可能形成于俯冲环境向造山后环境的构造转换阶段(赵建新等， 2017)。早石炭世，东准噶尔地区岩浆作用强烈，岩性多样，伴随着大量I型花岗岩的侵位[具有正的εNd(t)和εHf(t)值特征的花岗岩]，还有A型和碱性花岗岩以及幔源岩浆的产出(李宗怀等， 2004； 童英等， 2010)，可能暗示了伸展构造背景。

绿石沟岩体中大量密集分布中基性岩墙构成规模巨大的岩墙群，与东准噶尔琼河坝地区密集分布着大量的岩墙(冯乾文等， 2015)一样，它们大多数同区域构造线或主断裂延伸方向近垂直或基本平行，因而可将其作为区域伸展构造的重要标志。而这种区域性的伸展拉张作用，可能与造山后伸展或俯冲环境伸展有关，如弧后扩张等(罗照华等， 2008； Pengetal., 2008； 李宏博等， 2012； Torkian, 2019)。由于剥蚀程度的不同，岩墙出露的数量、厚度、长度等几何特征都会有所差异。东准噶尔琼河坝地区的中基性岩墙出露较完整，可能形成于多期岩浆活动，其几何形态也反映了多期构造活动叠加的特征，这得到了闪长玢岩和辉绿玢岩两种岩墙组合野外相互穿插关系及其年代学数据的支持。

最近，Han Yigui 等(2018)系统地综述了中亚造山带西南段的构造演化，勾勒出了古生代准噶尔构造域岛弧和地体之间的增生、碰撞和拼合演化过程框架，提出在早石炭世，东准噶尔岛弧位于北天山洋和额尔齐斯洋之间(图11)，东准噶尔岛弧发育了一系列与俯冲有关的岩浆岩和弧后裂谷。同时，东准噶尔地区存在的泥盆纪前打开的卡拉麦里古洋盆，在早石炭世早期(～340 Ma左右)已经关闭(黄岗等， 2012； Zhangetal., 2013， 2015； 徐学义等， 2014；田健等，2015， 2016； 白建科等， 2018)(图11)，洋盆结束后碰撞作用发生。如果是这样，那么早石炭世东准噶尔琼河坝地区可能处于后碰撞伸展背景。

这一认识也得到了东准噶尔地区内广泛发育的早石炭世火山岩及花岗岩均具有后碰撞岩浆活动的特征的支持，如卡拉麦里地区后碰撞花岗岩(五彩城岩体，田健等， 2016)和东准噶尔卡拉麦里地区巴塔玛依内山组发育的早石炭世火山岩(Zhangetal., 2015)和博格达山北侧大石头地区原缪林托凯陶山组古火山安山岩(谭佳奕等， 2010)等。

后碰撞是一个非常复杂的岩浆作用过程，它包括了微陆块俯冲、大规模的剪切运动和连续或幕式的岩石圈扩张导致的岩石圈的拆沉与裂解。此时，在卡拉麦里缝合带以北的东准噶尔琼河坝地区，由之前与卡拉麦里洋有关的俯冲环境进入了碰撞造山环境的转换期，这期间受区域挤压/伸展作用，产生裂隙，新生玄武质下地壳发生部分熔融，在伸展环境下的薄弱地带岩浆上侵就位形成了闪长玢岩岩墙。随着转换期构造背景的演化，在经历了主碰撞后的由挤压向伸展构造演化的后碰撞阶段，由于残留洋壳的拆沉引发岩石圈地幔上涌形成的或由深部地壳热带中产生的幔源岩浆就位形成系列基性岩墙(图11)。

图 11 早石炭世中亚造山带西段东准噶尔及邻区古大陆重建模型卡通图(改自Han and Zhao, 2018)

东准噶尔琼河坝地区绿石沟岩墙群的发育，特别是以辉绿玢岩为代表的幔源岩浆的活动，表明东准噶尔存在明显的地幔物质加入地壳(地壳生长)，并产生了独立的基性端员。韩宝福等(2006)认为准噶尔地区大量发育后碰撞岩浆岩，这表明后碰撞阶段是重要的陆壳生长期，有大量幔源岩浆底垫作用导致(韩宝福等， 1998， 2006； Zhangetal., 2009； 李涤等， 2013)。同时，这也进一步佐证了一些学者最近通过区域中酸性岩浆岩的同位素填图和捕获/继承锆石信息集成研究所得出的结论，即新疆东准噶尔地区以新生地壳物质为主(Kröneretal., 2017；Zhangetal., 2017；Songetal., 2019)，是中亚造山带关键的陆壳生长区。垂向生长为东准琼河坝地区古生代后碰撞时期发生大陆地壳生长的一种重要方式。

6 结论

(1) 东准噶尔琼河坝地区绿石沟岩体岩墙存在闪长玢岩和辉绿玢岩岩墙的组合，它们的锆石LA-ICP-MS和SHRIMP U-Pb定年结果表明，闪长玢岩和灰绿玢岩岩墙形成时代分别为346±1 Ma和～332 Ma。

(2) 绿石沟岩体中辉绿玢岩岩墙的锆石εHf(t)值为+10.2至+15.4，对应的二阶段Hf模式年龄为0.35～0.67 Ga，其锆石δ18O值主要变化范围为5.01‰～6.41‰。这些岩浆自结晶锆石的同位素特征表明其具有幔源物质组成。结合个别古老年龄的捕获锆石具有高δ18O值(δ18O>10‰)特征，认为辉绿玢岩岩墙的源区主要为亏损性质地幔(岩石圈地幔)物质的部分熔融，并有少量早古生代地壳物质或俯冲组分的加入。

(3) 矿物学研究表明，辉绿玢岩中的角闪石为浅闪石、铁浅闪石，角闪石的结晶温度为896～984℃，压力为41～88 MPa，结晶深度约1.54～3.31 km。辉石为普通辉石，辉石-熔体平衡时的岩浆物理化学条件分别是： 温度1 092～1 099℃，压力500～630 MPa，推测形成辉绿玢岩辉石岩浆房的存储深度为16.5～20.8 km。

(4) 东准噶尔琼河坝地区大量中基性岩墙构成的岩墙群，可作为区域伸展构造的重要标志，结合前人对该区构造背景认识，认为琼河坝地区在早石炭世时可能处于后碰撞伸展拉张环境。

致谢感谢张华锋、孟贵祥、史兴俊在野外的大力协助和有益探讨，本文测试分析工作得到地科院矿产资源所实验室陈小丹、陈振宇的帮助，匿名审稿专家及编辑对文章提出了宝贵的修改意见，在此一并表示诚挚的感谢！