大陆造山带是地球上构造运动最为强烈的地区，是研究大陆岩石圈结构、构造和动力学的天然实验室(姜春发等，2000)。本文研究区大地构造位置属于西昆仑弧盆系的铁克里克陆缘地块，是西昆仑造山带和塔里木地台的衔接地带(丁道桂等，1996；姜耀辉等，2000)。该区早古生代的构造演化一直是许多学者的研究热点，但对于其构造演化阶段的划分及原特提斯洋盆的闭合时间仍缺乏统一的认识(Matte et al., 1996；潘裕生等，1996；Mattem and Schneider， 2000；周辉等，2000)。潘裕生(1994)研究认为原特提斯洋扩张并形成于震旦纪—奥陶纪时期(大约800～450Ma)，闭合于加里东造山运动并形成现在所见的库地—苏巴什缝合带。计文化等(2007)认为片岩、片麻岩中黑云母，斜长角闪片岩(基性岩脉)中单矿物角闪石的⁴⁰ Ar/³⁹ Ar年龄为382～284Ma，代表着该区从早古生代晚期的挤压构造环境转化为引张环境所持续的时间。廖世勇(2010)通过对大同岩体及其中暗色微粒包体(473.4±5.3～447.7±5.2Ma)和奥依塔克斜长花岗岩的锆石U-Pb定年(338～328Ma)，认为原特提斯洋盆封闭时间为志留纪，并非奥陶纪或泥盆纪。

笔者在野外地质工作的基础上，对西昆仑铁克里克地区叶城县棋盘乡一带出露的泥盆系辉绿岩进行详细的岩石学、岩石地球化学及年代学研究，对该区古生代火山岩的岩浆作用及形成背景进行分析，为塔里木南缘地区的岩浆活动及构造演化提供一些地质依据及年代学约束。

铁克里克地区位于塔里木盆地的西南缘，属塔里木盆地边缘的断块隆起区，北以铁克里克北缘断裂为界与塔里木盆地相接，南以柯岗断裂为界与昆仑造山带相邻(王向利等，2010)。铁克里克地区的前寒武纪地层与浅变质岩广泛发育，主要见于下元古界赫罗斯坦岩群，主要为一套条带状、眼球状、条纹状、脉状混合岩化片麻岩朱志新，郭瑞清. 2013. 新疆塔里木南缘中元古界以来地质构造演化(内部资料).(图 1)。

图1(Fig.1)

图1 研究区大地构造位置简图 Fig.1 Tectonic location of the study area

本文研究的辉绿岩位于铁克里克地区的西段，主要侵入都维吐卫花岗岩体(图 2)，分布面积约为96km²，呈北北西向椭圆形岩株产出，向北侵入赫罗斯坦岩群(Pt₁H)黑云二长片麻岩中，东部多被博查特塔格组(Jxbc)不整合覆盖。

图2(Fig.2)

图2 辉绿岩脉状产出 Fig.2 Diabase dike output

都维吐卫花岗岩岩体实测剖面见 图 3。综合野外观察，该辉绿岩体岩石定向构造明显，定向面理向北北西方向以60°以上倾角倾斜；岩体内局部可见较小的斜长角闪岩捕虏体产出；多呈岩墙、岩株状穿插岩体产出，宽窄不等(0.35～10m)，产状为50°～100°∠60°～70°；侵入接触关系明显，围岩多发育混合岩化作用，可见角岩化、黑云母化、绿泥石化等蚀变现象王世炎，彭 松. 2004. 新疆 1︰25万叶城县幅、塔什库尔干塔吉克自治县幅、克克吐鲁克幅区调. 河南省地质调查院.。

图3(Fig.3)

图3 叶城县都维吐卫岩体实测剖面 1. 蓟县系博查特塔格组；2. 辉绿岩脉；3. 砾岩；4. 含粉砂质微晶灰岩；5. 都维吐卫二长花岗岩；6. 大同西花岗闪长岩体 Fig.3 Field section for the Duweituwei granite and dolerite in Tiekelike

辉绿岩样品的采样位置为北纬37°23′3.42″、东经76°35′15.24″。块状构造，辉绿结构，斑晶含量约为10%～20%，其中斜长石斑晶占斑晶总量的60%～65%，单斜辉石占35%～40%。斜长石呈半自形板状，大小一般为0.2～0.5mm，部分为0.5～1mm，少数为1～1.5mm，杂乱分布，构成三角架状。单斜辉石呈他形柱状，大小一般为0.2～0.5mm，部分为0.5～1mm，填隙状分布于斜长石架间，构成辉绿结构。基质成分与斑晶相同，有时可见少量石英、钾长石、黑云母等，基质中斜长石和辉石呈明显的辉绿结构，其他副矿物包括磁铁矿、磷灰石等。局部被绢云母、方解石交代。

本次研究共采集了6件新鲜的辉绿岩样品，送至广州澳实矿物实验室进行测试分析。样品的主量元素分析采用荷兰PanalyticalAxios 型X 荧光光谱仪(XRF)，相对偏差小于5%；微量与稀土元素分析采用美国Elan 9000型等离子体质谱仪(ICP-MS)测定，相对偏差小于10%。岩体中锆石的挑选在河北省廊坊市峰泽源岩矿检测技术实验室完成：在双目镜下挑出晶形较好的锆石，再用无色透明的环氧树脂将其固定，对锆石表面进行抛光，直至锆石内部暴露。锆石阴极发光(CL)显微照相在北京锆年领航科技有限公司的扫描电镜实验室完成，采用日本电子公司的JSM-6510型扫描电镜，用电子束进行锆石内部结构显微照相分析；激光剥蚀熔融等离子质谱(LA-ICP-MS)锆石U-Pb同位素定年由广州地化所同位素地球化学国家重点实验室完成，测试所用的激光剥蚀系统为193nm ArF-excimer激光器的RESOlution M-50，激光束直径为31μm，采用He作为剥蚀物质的载体，以锆石Temora作为外标分别对锆石样品的年龄进行校正。实验获得数据采用ICPMS DataCal软件进行处理，最后采用Ludwig(2003)的Isoplot 3.0 完成加权平均年龄计算及谐和图的绘制。

6件辉绿岩样品的主量元素分析结果见 表 1。岩石SiO₂含量为46.9%～48.1%，K₂O含量为0.55%～0.84%，Na₂O含量为2.26%～2.60%，全碱含量(K₂O+Na₂O)含量为3.01%～3.27%，Na₂O/K₂O值为2.70～4.73。SI固结指数为19.46～20.62，反映出岩浆有明显的结晶分异。在SiO₂-Zr/TiO₂及Nb/Y-Zr/TiO₂分类图解中，辉绿岩位于亚碱性玄武岩区，其较高的Nb/Y值(0.39～0.41)表明辉绿岩的大陆板内特征显著(图 4)。

表1(Table 1)

表1 晚古生代辉绿岩的主量元素/%分析结果及相关参数Table 1 Major elements/% of Late Paleozoic dolerites 样品编号 Y4-1 Y4-2 Y4-3 Y4-4 Y4-5 Y4-6 SiO2 47.8 48.1 46.9 46.9 47.5 48.0 TiO2 1.95 1.95 1.94 1.96 1.94 1.96 Al2O3 13.50 13.55 13.30 13.30 13.55 13.60 BaO 0.04 0.04 0.03 0.03 0.04 0.04 CaO 10.55 10.75 10.70 10.25 10.45 10.75 Fe2O3 13.91 13.80 14.34 14.68 13.74 13.94 K2O 0.73 0.84 0.63 0.55 0.75 0.82 MgO 6.67 6.24 6.93 6.98 6.49 6.22 MnO 0.21 0.21 0.22 0.22 0.21 0.21 Na2O 2.40 2.27 2.38 2.60 2.52 2.26 P2O5 0.22 0.23 0.20 0.21 0.22 0.23 LOI 2.00 1.81 1.91 2.16 2.00 1.84 Total 99.98 99.79 99.48 99.84 99.41 99.87 FeO 9.39 9.35 10.20 10.15 9.06 9.48

表1 晚古生代辉绿岩的主量元素/%分析结果及相关参数 Table 1 Major elements/% of Late Paleozoic dolerites

图4(Fig.4)

图4 早古生代辉绿岩SiO2-Zr/TiO2及Nb/Y-Zr/TiO2分类图解 Fig.4 SiO2-Zr/TiO2 and Nb/Y-Zr/TiO2 classification diagrams for dolerites

6件样品的微量、稀土元素分析结果见 表 2。在球粒陨石标准化配分模式图上(图 5)，分布曲线呈右倾平缓型，与大陆板内玄武岩特征一致。岩体稀土元素总量较高，ΣREE为86.8×10^-6～96.5×10^-6，LREE/HREE为3.74～3.92，(La/Yb)_N为3.36～3.87，轻、重稀土元素有微弱分异。δEu为1.06～1.26，可见轻微Eu正异常，可能与斜长石的堆晶作用有关。由于(La/Sm)_N值为3.05～3.34及La的含量(13.2～14.5)较稳定，显示地幔平衡部分熔融的特征(汪云亮等，2001)。

表2(Table 2)

表2 晚古生代辉绿岩的稀土、微量元素/×10-6分析结果及相关参数Table 2 REE and trace elements/×10-6 analysis of Late Paleozoic diabase 样品编号 Y4-1 Y4-2 Y4-3 Y4-4 Y4-5 Y4-6 La 13.2 13.4 13.6 13.3 14.2 14.5 Ce 29.1 30.5 29.1 29.2 31.2 32.5 Pr 3.75 3.85 3.72 3.86 4.03 4.15 Nd 16.5 16.5 16.9 17.0 17.9 18.7 Sm 4.21 4.40 4.07 4.24 4.44 4.75 Eu 1.70 1.67 1.84 1.82 1.84 1.78 Gd 5.00 5.21 4.90 4.80 5.41 5.48 Tb 0.79 0.76 0.77 0.77 0.87 0.87 Dy 4.97 4.86 4.80 4.93 5.20 5.30 Ho 1.05 1.03 0.99 1.03 1.07 1.11 Er 3.05 3.19 2.92 3.10 3.20 3.35 Tm 0.41 0.39 0.37 0.38 0.41 0.44 Yb 2.61 2.65 2.52 2.80 3.03 3.08 Lu 0.42 0.41 0.40 0.38 0.42 0.47 ΣREE 86.8 88.8 86.9 87.6 93.2 96.5 LREE/HREE 3.74 3.80 3.92 3.82 3.75 3.80 (La/Yb)N 3.63 3.63 3.87 3.41 3.36 3.38 δEu 1.13 1.06 1.26 1.23 1.15 1.06 Rb 52.9 60.8 42.3 33.8 46.9 58.6 Ba 360 340 280 250 320 330 Th 1.4 1.5 1.2 1.2 1.3 1.5 U 0.3 0.3 0.3 0.4 0.3 0.3 K 0.62 0.70 0.51 0.45 0.61 0.68 Ta 0.73 0.71 0.60 0.62 0.66 0.71 Nb 11.9 11.9 10.1 10.5 11.2 12.0 Sr 288 283 257 272 290 284 P 950 970 840 840 920 990 Zr 73.9 77.7 64.8 56.5 63.7 73.6 Hf 2.3 2.3 2.1 1.9 2.0 2.3 Ti 11700 11450 11050 11250 11150 11500 Y 29.3 29.5 25.8 26.4 27.8 30.0 V 318 308 306 306 301 314 Cr 90 84 82 79 83 83

表2 晚古生代辉绿岩的稀土、微量元素/×10-6分析结果及相关参数 Table 2 REE and trace elements/×10-6 analysis of Late Paleozoic diabase

图5(Fig.5)

图5 岩体稀土元素球粒陨石标准化配分图(Boynton，1984；Sun and McDonough， 1989) Fig.5 Chomdrite-normalized REE patterns of the instrusion(Boynton，1984；Sun and McDonough， 1989)

在微量元素原始地幔标准化蛛网图上(图 6)，大离子亲石元素LILE(K、Ba、Rb)相对于MORB高出了数十倍，与板内玄武岩特征一致。岩石的Cr的含量为79×10^-6～90×10^-6(见 表 2，＜200×10^-6)，表明岩浆早期有橄榄石的结晶分异作用(张传林等，2003)。高场强元素HFSE的比值也有相应的指示。Zr/Nb为5.38～6.53，低于原始地幔平均值(14.8)，表明岩浆来源于某种过渡型或富集型地幔(EMI型)(张传林等，2004)；Ti/V(36.1～37.2)、Th/Ta(1.92～2.11)、Zr/Hf(29.74～33.78)和Nb/Ta(16.3～16.9)等比值都相对稳定，与多数大陆板内拉斑—碱性玄武岩类似。

图6(Fig.6)

图6 岩体微量元素原始地幔标准化蛛网图(Sun and McDonough， 1989) Fig.6 Primitive mantle-patterns of the spider diagram(Sun and McDonough， 1989)

本次实验共选取18颗锆石，共有20个测点。所测的锆石多为透明尖形柱状或不规则粒状，晶型较为完整。锆石阴极发光图像呈暗灰色，可见大多数锆石具有清晰的岩浆振荡韵律环带结构(图 7)。锆石的U-Pb同位素分析结果见 表 3。这些测点年龄数据均位于U-Pb谐和图中的谐和线上或其附近，其Th、U含量较高并且变化范围较大，Th/U比值介于0.181～1.197之间，均大于0.1，比值较高，是基性岩浆结晶的锆石而非变质锆石；U、Th的含量高，而本区的岩浆热事件容易造成放射性成因Pb的丢失(李博秦等，2006；付长垒等，2014)。其²⁰⁷ Pb/²⁰⁶ Pb谐和年龄值(谐和度大于97%)主要集中425～400Ma(图 8)。其中T4-5、T4-8、T4-14、T4-19和T4-6等5个点所测得的年龄分别为1588 . 1Ma、1287 . 8Ma、1750 . 0Ma、1224.3Ma和892.3Ma，推测为继承锆石；T4-1点所测得的年龄为331.5Ma，可能代表后期热事件的时代，不参与计算成岩年龄的加权平均值。14个点的分析结果年龄变化范围较小，在误差范围内有一致的²⁰⁷ Pb/²⁰⁶Pb、²⁰⁷Pb/²³⁵ U、²⁰⁶Pb/²³⁸ U比值，其年龄加权平均值为408.5±7.3Ma(MSWD=4.1)，代表了该岩体的形成年龄，表明岩体形成于晚古生代早泥盆世。

图7(Fig.7)

图7 辉绿岩锆石的阴极发光图 Fig.7 CL images of zircons

图8(Fig.8)

图8 LA-ICP-MS锆石U-Pb谐和图及年龄分布图 Fig.8 LA-ICP-MS zircon U-Pb concordia diagram and age distribution

表3(Table 3)

表3 晚古生代辉绿岩锆石测年数据Table 3 Dating data of zircons from Late Paleozoic diabase 锆石点号 232Th/238U 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 207Pb/206Pb 1σ 206Pb/238U年龄/Ma 1σ T4-1 0.913 0.4960 0.0378 0.0495 0.0004 0.0729 0.0059 311.5 2.7 T4-2 0.768 0.5544 0.0241 0.0689 0.0013 0.0504 0.0042 429.3 7.8 T4-3 0.310 0.5113 0.0053 0.0664 0.0004 0.0553 0.0006 414.7 2.4 T4-4 0.438 0.5095 0.0078 0.0641 0.0004 0.0573 0.0009 400.8 2.6 T4-5 0.243 4.3441 0.0441 0.2794 0.0016 0.1105 0.0016 1588.1 8.3 T4-6 0.181 2.3208 0.0448 0.1485 0.0021 0.1095 0.0020 892.3 12.0 T4-7 0.327 0.5096 0.0067 0.0671 0.0005 0.0535 0.0011 418.9 2.9 T4-8 0.169 4.1948 0.0589 0.2211 0.0019 0.1333 0.0033 1287.8 10.0 T4-9 0.271 0.5496 0.0090 0.0663 0.0005 0.0581 0.0017 413.8 2.9 T4-10 0.329 0.5544 0.0096 0.0674 0.0006 0.0575 0.0019 420.3 3.5 T4-11 0.670 0.4979 0.0114 0.0643 0.0006 0.0539 0.0021 402.0 3.9 T4-12 0.694 0.5039 0.0104 0.0645 0.0006 0.0540 0.0022 402.7 3.6 T4-13 0.438 0.4908 0.0158 0.0660 0.0012 0.0474 0.0037 411.9 7.1 T4-14 1.197 5.2424 0.1601 0.3119 0.0027 0.1167 0.0048 1750.0 13.2 T4-15 0.817 0.6046 0.0221 0.0661 0.0006 0.0642 0.0028 412.7 3.4 T4-16 0.760 0.4904 0.0217 0.0657 0.0004 0.0527 0.0025 409.9 2.5 T4-17 0.581 0.5108 0.0264 0.0660 0.0004 0.0548 0.0029 412.3 2.3 T4-18 0.553 0.5575 0.0340 0.0677 0.0005 0.0587 0.0035 422.3 2.7 T4-19 0.320 3.0342 0.2099 0.2092 0.0014 0.1045 0.0070 1224.3 7.4 T4-20 0.784 0.4750 0.0366 0.0656 0.0003 0.0520 0.0038 409.5 1.9

表3 晚古生代辉绿岩锆石测年数据 Table 3 Dating data of zircons from Late Paleozoic diabase

表 4列出了代表性的壳幔源区及本区辉绿岩不相容元素的比值(Weaver，1991)，可见样品测试结果的Ba/La、Ba/Nb比值异常高，La/Nb也相对壳幔区较高，反映出可能与大陆地壳的混染有关。其他比值基本与EMI OIB相当。在Th/Hf-Ta/Hf构造环境判别图中(图 8)，辉绿岩均位于大陆板内拉张环境，这与该辉绿岩的稀土、微量元素配分模式所反映出的结果完全一致。综上所述，表明该早古生代辉绿岩岩浆来自拉张环境的大陆板内过渡型地幔或富集地幔源区(张传林等，2004)。

表4(Table 4)

表4 壳幔源区与该区基性岩不相容元素比值特征Table 4 Selected imcompatible trace elemental rations for mantle and crustal reservoirs compared with diabase in study area 比值 Zr/Nb La/Nb Ba/Nb Th/Nb Th/La Ba/La 原始地幔 14.8 0.94 9.0 0.117 0.125 9.6 N-MORB 30 1.07 4.3 0.07 0.07 4.0 大陆地壳 16.2 2.2 54 0.44 0.20 25 HIMU OIB 27～5.5 0.64～0.82 4.7～6.9 0.07～0.12 10～0.16 6.2～9.36 EMⅠ OIB 3.5～13.1 0.78～1.32 9.1～23.4 0.09～0.13 0.09～0.15 11.3～19.1 EMⅡ OIB 4.4～7.8 0.79～1.19 6.4～13.4 0.10～0.17 0.11～0.18 7.3～13.5 辉绿岩 5.4～6.5 1.26～1.30 23.8～30.3 0.11～0.13 0.09～0.10 18.8～24.0  N-MORB. 亏损洋中脊玄武岩；HIMU OIB. 高μ型洋岛玄武岩；EMI OIB. Ⅰ型富集地幔洋岛玄武岩； EMⅡ OIB. Ⅱ型富集地幔洋岛玄武岩(据Weaver，1991)

表4 壳幔源区与该区基性岩不相容元素比值特征 Table 4 Selected imcompatible trace elemental rations for mantle and crustal reservoirs compared with diabase in study area

针对西昆仑的构造演化，毕华等(1999)对西昆仑造山带170余个相关年龄数据进行了统计分析，提出将其岩浆构造演化划分为5个阶段：Ar₃—Pt₂¹为构造—岩浆活动阶段；Pt₂²为构造—岩浆演化稳定阶段；Pt₃¹—P₂为构造—岩浆活动阶段；T₁-T₂为构造—岩浆演化稳定阶段；T₃—Q为构造—岩浆活动阶段。

图9(Fig.9)

图9 晚古生代辉绿岩Th/Hf-Ta/Hf构造环境判别图 Ⅰ. 板块发散边缘N-MORB区；Ⅱ. 板块汇聚边缘(Ⅱ 1. 大洋岛弧玄武岩区；Ⅱ 2. 陆缘岛弧及陆缘火山弧玄武岩区)；Ⅲ. 大洋板内洋岛、海山玄武岩区及T-MORB、E-MORB区；Ⅳ. 大陆板内(Ⅳ 1. 陆内裂谷及陆缘裂谷拉斑玄武岩区；Ⅳ 2. 陆内裂谷碱性玄武岩区；Ⅳ 3. 大陆拉张带(或初始裂谷)玄武岩区)；Ⅴ. 地幔热柱玄武岩区 Fig.9 Th/Hf-Ta/Hf tectonic environment diagram of Late Paleozoic diabase

该造山带在时间、空间上正处于构造—岩浆活动阶段。其演化历史大致可以分为以下几个阶段：

自新元古代末期Rodina超大陆裂解后，塔里木以南为浩瀚的原特提斯洋，塔里木南缘演化为原特提斯洋的北部大陆边缘。蛇绿岩Sm-Nd等时线年龄为651±53Ma，代表洋盆开始形成的时限，火山弧花岗岩最早的年龄约为520Ma，代表洋盆形成的上限(李永安等，1995)。该洋盆即原特提斯洋(潘裕生等，1994)。从该地区目前已发表的成果来看，西昆仑造山带北侧的早古生代蛇绿岩年龄集中在526～502Ma(张传林等，2004)，可以推断洋脊拉张持续到500Ma。

晚寒武世—早奥陶世，塔里木陆块处于长期隆升剥蚀，因此野外基本没有早古生代沉积建造。到早奥陶世，原特提斯洋开始由北向南俯冲消减，形成了一系列加里东早期岛弧岩浆岩(128km岩体)，壳俯冲作用至少持续到470Ma(Yuan et al., 2002)。

中奥陶—早志留世，塔里木板块与西昆仑板块发生陆陆碰撞，俯冲板片沉积物的部分熔融体在上升过程中与上覆地幔楔反应，形成了一系列碰撞后隆起的岩体(如大同西岩体、雀普河岩体、丘克苏岩体)，标志着原特提斯洋已基本封闭。

到早泥盆世，随着原特提斯洋向西昆仑地体的进一步俯冲，俯冲洋壳由角闪岩相转化为榴辉岩相，脱水逐渐变脆性，密度增大，超过上地幔密度，使俯冲洋壳根部发生断裂，板块由水平增生转为垂直增生，发生造山后期的拆沉作用，该辉绿岩形成(408.5±7.3Ma)并呈脉状大量产出，也暗示了整个造山作用结束。

综上，笔者推测该辉绿岩可能形成于原特提斯洋盆闭合之后，反映了加里东造山作用后期发生的拆沉作用及陆内裂解的过程，结合西昆仑造山带中一系列早古生代花岗质岩体，代表了一次完整的构造旋回的结束，可能为塔里木南缘的古生代的构造格局提供了新的证据。

(1) 样品的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年²⁰⁶ Pb/²⁰⁷ Pb年龄为408.5±7.3Ma，说明岩体形成于晚古生代早泥盆世。

(2) 该辉绿岩的形成与后期地壳混染有关，产出于大陆板内拉张环境，其岩浆来自拉张环境的大陆板内过渡型地幔或富集地幔源区。

(3) 该辉绿岩的形成，反映了原特提斯构造域在早泥盆世处于造山后期阶段，结合周边早古生代花岗质岩体，代表了原特提斯洋构造旋回的结束，可能为塔里木南缘的古生代的构造格局提供了新的证据。

致谢 新疆第七地质大队任毅、谭行德等在野外调查、锆石U-Pb定年、数据处理和图件绘制等方面给予帮助，在此表示衷心感谢。