新疆庫魯克塔格闊克蘇地區基性巖墻群由壹系列NW向延伸的輝綠巖巖墻組成，其常量元素和微量、稀土元素特征表明其屬於鈣堿性玄武巖系列。K-Ar同位素定年結果表明，輝綠巖生成時代為282Ma。輝綠巖3He/4He值變化不大，介於（2.03～7.1）×10-7，明顯大於放射性成因的3He/4He值，遠遠小於地幔的3He/4He值。40Ar/36Ar初始值為507，40Ar/36Ar值變化範圍為803～1214，表現出明顯的相對於空氣的40Ar過剩。輝綠巖He、Ar同位素特征是原始地幔和放射性成因源或地殼源的混合結果，它可能與塔裏木、天山構造帶發育的早二疊世裂谷作用有關。同時也暗示，上述地區的裂谷作用可能受到更深層次的構造活動的控制。
壹、引言
庫魯克塔格地區位於塔裏木盆地的東北緣，屬於塔裏木地塊的邊緣隆起帶（新疆維吾爾自治區地質礦產局，以下簡稱新疆地礦局，1993）。前寒武紀基底廣泛出露，最老的為深變質的TTG系列的托格雜巖體，其上被中深變質的表殼巖不整合覆蓋。在深變質巖和花崗巖類巖石中密集平行分布中基性巖墻群，總數達數千條，密度高，黑白相間，形成壹種特殊的地貌景觀，形似“斑馬”，故野外稱為“斑馬”巖墻群（新疆地礦局，1993）。這些輝綠巖類巖墻未曾有過巖石地球化學和同位素年代學的詳細研究，本書著重從巖石地球化學及同位素年代學角度對闊克蘇塔格壹帶的代表性巖墻群進行系統研究，試圖為該區的構造演化研究提供年代學及巖石地球化學的依據。
二、巖石學和巖石化學特征
闊克蘇塔格基性巖墻群位於興地斷裂南北地區（圖1-1-1），主要由壹系列近於平行、相互間距大致相等的輝綠巖巖墻組成，巖墻群的走向為330左右，近於直立或略向南東方向傾斜，傾角約78。單個巖脈寬幾十厘米到數米，長幾十米到數百米，脈體中心部位呈中細粒顯晶質結構，邊部具明顯的冷凝邊，冷凝邊寬度與脈體的寬度成正比，數厘米到十幾厘米不等。巖墻群侵入於前寒武系變質巖和花崗巖中，邊界平直，局部具有追蹤張的特征。系統的薄片觀察表明，組成該巖墻群冷凝邊部分的巖石總體上呈均勻中粒的半自形柱狀和粒狀結構，巖墻中心部位的礦物顆粒較粗，多呈次輝綠結構。組成巖石的主要礦物為近於等量的普通輝石和斜長石，普通輝石普遍具閃石化、綠簾石化等，斜長石多具弱絹雲母化，另外，含有少量綠泥石和鈦磁鐵礦等，巖石樣品總體新鮮。
圖1-1-1 闊克蘇塔格地區基性巖墻群分布地質簡圖
（據闊克蘇幅1：20萬地質圖修編）
1—第四系；2—元古宇；3—太古宇；4—花崗巖類巖體；5—巖墻群；6—斷層；7—采樣點
巖墻主元素化學分析結果見表1-1-1，主要氧化物百分含量特征：①SiO2含量為40.68%～53.34%，總體屬於基性巖類。②全鐵的含量為8.47%～14.52%，平均10.04%。③全堿的含量為3.50%～5.85%，平均4.72%，其中w（K2O）/w（Na2O）在0.29～0.50之間。④TiO2的範圍變化在1.07%～3.2%間，壹般在1.07%～1.5%之間。
利用Irvine＆Baragar（1971）判別圖（圖1-1-2）判別樣品的巖石系列屬性，結果表明，除壹個樣品落入堿性系列巖區外，其他樣品全部落入亞堿性系列範圍。亞堿性系列壹般尚可進壹步劃分為鈣堿性系列和拉斑玄武巖系列。故此將上述屬於亞堿性系列的樣品投入AFM圖解中（Irvine＆Baragar，1971）以進壹步確定其屬性。投圖結果表明（圖1-1-3），總體屬於鈣堿性系列。因此本區的巖墻巖石總體屬於亞堿性系列，具有鈣堿性系列化學成分特征。
表1-1-1 闊克蘇塔格基性巖墻群樣品的常量元素分析結果（wB/%）
註：表中1～6由地質礦產部國家地質實驗測試中心測試；7～9引自（新疆地礦局，1993）。
圖1-1-2（Na2O+K2O）-SiO2巖漿巖系列判別圖
（據Irvine＆Baragar，1971）
Alk—堿性系列；Sub-Alk—亞堿性系列
圖1-1-3 FeO*-（Na2O+K2O）-MgO巖漿系列判別圖
（據Irvine＆Baragar，1971）
Th—拉斑玄武巖系列；Ca—鈣堿性系列
三、稀土和微量元素特征
巖墻的微量元素和稀土元素分析結果列於表1-1-2。由分析結果可知，在闊克蘇塔格地區的輝綠巖中，Sr、Ba、Ce、Zr、Sm等元素無論是相對於球粒隕石（Boynton，1984）還是N型MORB（Pearce，1984）均較富集，而P、Ti、Y、Yb等相對於N型MORB略高或略低，Sc、Cr等相對虧損，尤其是Cr的虧損非常明顯，與板內玄武巖微量元素地球化學特征相似（圖1-1-4）。
表1-1-2 巖墻群巖石的微量和稀土元素豐度表（wB/10-6）
註：表中數據由原地質礦產部國家地質實驗測試中心測試。
所有樣品的REE豐度及其球粒隕石標準化配分曲線型式顯示出LREE明顯富集型（La/Yb）N=2.44～32.99，壹般在4～6之間；除了TG38-6和TG38-7外，其他樣品具有輕度的Eu虧損（δEu=0.71～0.84），壹般來說，表明原始巖漿經受了以斜長石為主要結晶相的分離結晶作用。表現出典型的堿性或鈣堿性玄武巖的稀土配分特點。
圖1-1-4 闊克蘇塔格基性巖墻群巖石稀土元素球粒隕石標準化分配型式圖
四、形成時代
測鉀和測氬用同壹樣品，用縮分法取樣，以盡量保證樣品的壹致性。鉀是在鋰內標和鈉緩沖的溶液中使用火焰光度計測量，重復測定的重現性很好，相對誤差壹般小於1%。
測Ar用同位素稀釋法。樣品裝入去氣的鉬坩堝，置入萃取Ar的系統，抽真空並在200℃條件下恒溫過夜烘烤，釋放的氣體由分子篩吸附。整個萃取系統烘烤至450℃，擴散泵抽真空。用高頻感應加熱系統熔樣，並用Pertersen公司生產的鈦海綿爐、Cu-CuO爐和沸石純化。氬同位素組成用VSS公司生產的RGA10型質譜計測量，配有分子泵抽真空。真空條件：系統真空為（6～7）×10-7Pa，質譜計真空（4～5）×10-7Pa。本底水平：40Ar=（1.7～3.5）×10-13mols，38Ar=（2.7～5.4）×10-14mols，36Ar=（5.4～10.7）×10-14mols。其分析流程和實驗參數與穆治國（1990）采用的壹致，年齡計算中使用的常數為國際地科聯推薦值（Curtis，1981）。測試結果列於表1-1-3。
表1-1-3 輝綠巖墻K-Ar等時線定年結果
註：分析者：北京大學地質學系K-Ar同位素分析室；樣品質量指用於測氬的樣品質量。
本區的巖墻群侵入於前寒武系地質體中，其形成時代的地質狀況無直接證據，因此選擇了四個蝕變作用較弱的樣品進行常規K-Ar定年工作，其表觀年齡較分散。利用K-Ar等時線技術（穆治國，1990）得到壹條線性相關系數為0.9851的較好的等時線（圖1-15），等時線年齡為282.35Ma，40Ar/36Ar初始比為507.1。利用ISOPLOT程序對分析數據進行了處理，等時線年齡為（282±15）Ma，置信度為95%；40Ar/36Ar初始值為508.1。初始值與現代大氣值（295.5）相差甚遠，這就導致了以現代大氣值進行校正計算的表觀年齡偏離，導致表觀年齡為455.2～673.1Ma。這也與其產於深層次地質體的地質事實相符，即侵位時深度較大，同時形成巖墻的巖漿來源較深，這就造成了過剩氬的存在，使得表觀年齡明顯大於其真實侵位年齡。
圖1-1-5 闊克蘇塔格地區輝綠巖墻全巖的（40Ar/36Ar）—（40K/36Ar）等時圖解
等時線年齡代表巖石達到氬封閉體系以來所經歷的時間。基性巖對於氬的封閉溫度較高，而且該處巖脈厚度小，普遍存在冷凝邊，表明巖漿入侵後冷卻速度較快，因此，從巖漿入侵到冷凝結晶，直至對氬封閉所經歷的時間不長，K-Ar等時年齡可以作為巖石形成年齡。
五、He、Ar同位素特征
He同位素在中國地質科學院礦床地質研究所惰性氣體同位素研究室測定，分析方法可參見有關文獻（李延河等，1997）。用於He同位素分析的輝綠巖均為新鮮的全巖樣品，樣品碎至6mm左右的小顆粒，每件樣品重500～800mg。樣品於200℃加熱去氣30min，1500℃熔樣40min，使樣品完全熔融分解。釋放出的氣體經海綿鈦泵、活性炭冷阱4次純化，H2、N2、O2、CO2、CH4、H2O、有機質等活性氣體被冷凍、吸附。純凈的 He、Ne進入分析系統。隨He、Ne進入分析系統的微量H2、Ar等雜質氣體經加液氮的鈦升華泵再次純化去掉。He同位素用烏克蘭生產的MI-12001 IG惰性氣體質譜計測量。4He用法拉第杯接收，3He用電子倍增器接收。倍增器的分辨率調至1200，使3He與HD+H3峰完全分開，無須HD+H3校正。分析樣品之前先測量標準氣體，並根據標準氣體的測量結果進行計算。工作標準為北京的大氣，3He/4He值為1.40×10-6。4He的空白值為2.129×10-11cm3STP，壹般不需要4He的空白值校正。樣品的測量精度為1%～10%。結果列入表1-1-4。
新疆庫魯克塔格闊克蘇地區輝綠巖的3He/4He值變化不大，介於（2.03～7.1）×10-7。明顯大於放射性成因的3He/4He值，遠遠小於地幔的3He/4He值，這說明巖石中的He同位素不是單壹放射成因的。3He值變化也不大，介於（2.40～9.30）×10-12，4He值變化更小，為（1.09～1.41）×10-5（圖1-1-6）。本區輝綠巖3He、4He同位素濃度總體低於阿爾泰地區的He同位素濃度，不過3He/4He值兩者相近。
表1-1-4 基性巖脈He、Ar測試結果
註：Ar同位素由北京大學K-Ar同位素研究室劉玉琳測定；He同位素由中國地質科學院礦床地質研究所惰性氣體同位素實驗室宋鶴彬、李延河、李金城測定。
圖1-1-6 輝綠巖的氦同位素組成圖
P—原始氦；M—地幔氦；R—放射性成因氦；☆—阿爾泰輝綠巖；○—本區結果
表1-1-4中所示的40Ar/39Ar值範圍為803～1214，表現出明顯的相對於空氣的40Ar過剩。36Ar變化不大，介於（1.60～3.29）×10-8，40Ar濃度具有相似的特點，為（1.94～3.58）×10-5。由此結果，可以排除分析過程中空氣汙染的影響。
本區輝綠巖中3He/36Ar值很低，分布在（0.88～3.60）×10-4的範圍內，與漢諾壩新生代玄武巖中二輝橄欖巖包體的3He/36Ar值［（0.14～1.24）×10-4］（徐勝等，1997）相近。3He/36Ar值被認為是原始同位素，地幔中非放射性成因的稀有氣體是地球物質聚集過程中圈閉的原始氣體。地球各圈層的3He/36Ar值變化較大，尚無定值，這與地球脫氣、稀有氣體起源等有關。庫魯克塔格地區輝綠巖3He/36Ar值很低，比推測的地幔的3He/36Ar值（為1）（O’Nions et al.，1994）小得多，這可能是輝綠巖形成後期改造優先丟失3He造成的。4He和40Ar是放射性成因的，目前很難給出地幔的4He/40Ar特征值。庫魯克塔格輝綠巖的4He/40Ar值為0.40～0.63，接近於估算的上地幔4He/40Ar值2～3（O’Nions et al.，1994）。
在（3He/4He）-（40Ar/36Ar）圖（圖1-1-7）中，可以看到He、Ar同位素特征是原始地幔和放射性成因源的混合結果，這是因為數據點基本分布在P-R混合線附近。
圖1-1-7（3He/4He）-（40Ar/36Ar）關系圖
P—地幔柱；A—空氣；M—洋中脊地幔；R—放射性成因；C—地殼；○—本區結果
庫魯克塔格地區輝綠巖的He、Ar同位素地球化學資料表明其巖漿來源於地幔。現今He同位素組成表明為地幔來源He與放射性成因He或地殼He的混合物。氬同位素初始值還較少被關註，主要原因：壹是初始氬的存在得到承認的時間較晚；二是氬初始值的變化範圍很大。Kaneoka＆Takaoka（1985）對不同源區物質的40Ar/36Ar和3He/4He初始值進行了研究，區分了四種來源：大洋中脊玄武巖（MORB）、地幔熱柱（Plume）、陸殼和大氣。並給出四種端元組分的3He/4He、40Ar/36Ar參考值分別為1.1×10-5、2×104；6×10-5、350；4×10-7、1500；1.4×10-6、295.5。
庫魯克塔格地區基性巖脈的40Ar/36Ar初始值為507，與地幔熱柱的值最接近，可能是地幔熱柱成因的巖漿在上侵過程中，受到地殼物質的混染，初始值有所提高。
根據巖石樣品的主元素、微量元素及其稀土元素的特征分析（Zhang Zhicheng，et al.，1998），本地區的基性巖墻群為鈣堿性系列玄武巖，具有低Al2O3，高FeO*、CaO等的特點，輕稀土元素和大離子親石元素明顯富集，而部分過渡金屬元素發生虧損。也反映有大量的陸殼物質熔融加入。
綜上所述，庫魯克塔格基性巖墻群具有地幔熱柱成因，它可能與塔裏木、天山構造帶發育的早二疊世裂谷作用有關。同時也暗示，上述地區的裂谷作用可能受到更深層次構造活動的控制，也許是殼幔邊界活動影響的結果。
六、大地構造意義
根據巖石樣品的主元素、微量元素及其稀土元素的特征分析，本地區的基性巖墻群為鈣堿性系列玄武巖，具有低Al2O3，高FeO*、CaO等的特點，輕稀土元素和大離子親石元素明顯富集，而部分過渡金屬元素發生虧損。
輝綠巖的3He/4He值變化不大，介於（2.03～7.1）×10-7。明顯大於放射性成因的3He/4He值，遠遠小於地幔的3He/4He值，這說明巖石中的He同位素不是單壹放射成因的。巖墻群的40Ar/36Ar值變化範圍為803～1214，表現出明顯的相對於空氣的40Ar過剩。36Ar變化不大，介於（1.60～3.29）×10-8，40Ar濃度具有相似的特點，為（1.94～3.58）×10-5，40Ar/36Ar初始比為507。較高的40Ar/36Ar初始比值，明顯高於大氣氬，高於地幔羽型（P型），低於MORB型（M型），反映了深源氬的信息（Kaneoka＆Takaoka，1985），由此揭示出基性巖墻群巖漿可能源自地幔。庫魯克塔格地區輝綠巖He、Ar同位素特征是原始地幔和放射性成因源或地殼源的混合結果，它可能與塔裏木、天山構造帶發育的早二疊世裂谷作用有關。同時也暗示，上述地區的裂谷作用可能受到更深層次的構造活動的控制。
基性巖墻群是大規模伸展構造作用的產物（Fahrig，1987；陳孝德等，1994），固結深度壹般在5～15km（陳孝德等，1983），也就是中地殼，並且嚴格受構造應力場的控制。早二疊世基性巖墻群的確定，反映了本區二疊紀初期大規模的伸展構造作用的存在。也與這壹時期塔裏木盆地其他地區的基性火山巖和巖墻群的發育時間相壹致（楊樹鋒等，1996）。說明整個塔裏木盆地的北部地區，在晚古生代末期經歷了壹次大規模的伸展作用。這壹時期的伸展作用可能與古生代末天山造山作用隆升背景下的後伸展作用有關。同時也說明二疊紀初期至今庫魯克塔格地區隆起上升5～15km，這與本地區廣泛出露前寒武系基底的地質證據相吻合。
參考文獻
陳孝德，史蘭斌.1983.五臺-太行輝綠巖墻群的初步研究.科學通報，28（16）：1002～1005
陳孝德，史蘭斌.1994.伸展構造中的基性巖墻群.見：錢祥麟主編.伸展構造研究.北京：地質出版社，71～74
杜建國，張建珍，孫明良等.1998.大別山榴輝巖氦同位素組成及其地質意義［J］.科學通報，43（4）：431～434
李延河，李金城，宋鶴彬等.1997.大別-蘇魯地區榴輝巖地He同位素特征及其地質意義［J］.地球學報，18（Sup）：77～79
劉文匯，孫明良，徐永昌.2001.鄂爾多斯盆地天然氣稀有氣體同位素特征及氣源示蹤［J］.科學通報，46（22）：1902～1905
劉玉琳，張誌誠，郭召傑等.1999.庫魯克塔格基性巖墻群K-Ar等時年齡測定及其有關問題討論［J］.高校地質學報，5（1）：54～58
穆治國.1990.K-Ar等時線定年法及其應用.地質科學，25（4）：367～376
孫明良，葉先仁，杜建國.1997.大別山榴輝巖的單礦物中He、Ar同位素特征［J］.地球學報，18（Sup.）：80～82
王登紅，陳毓川，李紅陽等.1998.阿爾泰造山帶地幔脫氣的氦同位素研究［J］.科學通報，43（23）：2541～2544
新疆維吾爾自治區地質礦產局.1993.新疆維吾爾自治區區域地質誌，北京：地質出版社，1～20
徐勝，劉叢強.1997.中國東部地幔包體的氦同位素組成及其地幔地球化學演化模式［J］.科學通報，42（11）：1190～1193
徐士進，方中，松本拓也等.2003.女山和英峰嶺地幔巨晶礦物中He和Ar同位素特征及其地質意義［J］.科學通報，48（10）：1087～1091
楊樹鋒，陳漢林，董傳萬等.1996.塔裏木盆地晚古生代火山巖的分布與油氣演化的關系.見：童曉光，梁狄剛，賈承造主編.塔裏木盆地石油地質研究新進展.北京：科學出版社，150～158
Anderson D L.1998.The helium paradoxes.Geophysics，95（9）：4822～4827
Boynton W V.1984.Cosmochemistry of the rare earth elements：meteorite studies.In：Henderson P（ed），Rare Earth Element Geochemistry.Elsevier，91
Curtis G H.1981.A guide to dating methods for the determination of the last time of faults.National Technical Information Service，Washintong，93～114
Fahrig W F.1987.The tectonic setting of continental mafic dykes swarms：failed arm and early passive margin.In：Halls H C＆Fahrig W F（eds），Mafic Dyke Swarms.Geol.Assoc.Can.Spec.Paper 34，331～348
Hanan B B，Graham D W.1996.Lead and Helium isotopic evidence from oceanic basalts for a common deep source of mantal plumes.Science，272（5264）：991～995
Harper Jr，Stein B et al..1996.Noble gases and Earth′s accretion.Science，273（5283）：1814～1818
Hilton D R，Hammerschmidt K，Loock G et al..1993.Helium and argon isotope systematics of the central Lau Basin and Valu Fa Ridge：Evidence of crust/mantle interactions in a back～arc basin［J］.Gechimica et Cosmochimica Acta，57（12）：2819～2841
Hilton D R，Hammerschmidt，Teufel S et al..1993.Helium isotope characteristics of Andean geothermal fluids and lavas［J］.Earth Planet.Sci.Lett.，120：265～282
Irine T N＆Baragar W R N.1971.A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks.Can.J.Earth Sci.，8：523～548
Kamijo K，Hashizume K and Matsuda J I.1998.Noble gas constraints on the evolution of the atmosphere-mantle system［J］.Geochimica et Cosmoschimica Acta，62（13）：2311～2322
Kaneoka I＆Takaoka N.1985.Noble-gas state in the earth′s interior-some constraints on the present state.Chemical Geology（Isotope Geoscience Section），52：75～95
Li B and Manull O K.1994.A noble gas technique for the identificant of mantle and crustal materials and its application to the Kuroko deposits［J］.Geochem.J.，28：47～69
Marty B，Upton B G J，Ellam R M.1998.Helium isotopes in early Tertiary basalts，northeast Greenland：Evidence for 58Ma plume activity in the North Atlantic～Iceland volcanic province［J］.Geology，26（5）：407～410
O′Nions R K，Tolstihin I N.1994.Behavior and residence times of lithophile and rare tracers in the upper mantle［J］.EPSL，124（1/4）：131～138
Pearce J A.1984.玄武巖判別圖“使用指南”.國外地質，（11）：1～12
Zhang Zhicheng，Guo Zhaojie，Liu Shuwen.1998.Age and tectonic significance of the mafic dyke swarm in the Kuruktag region，Xinjiang［J］.Acta Geologica Sinica，72（1）：29～36
（張誌誠 郭召傑 劉樹文 劉玉林）