東天山博格達晚石炭世雙峰式火山巖地球化學(xué)特征及意義

劉 亮，李江濤，江 輝，楊宇東，何文勁，王 蓮，王傅佳

(1. 攀枝花市自然資源和規(guī)劃局， 四川 攀枝花 617000； 2. 四川省地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局 川西北地質(zhì)隊， 四川 綿陽 621010； 3. 樂山市自然資源局， 四川 樂山 614000)

東天山博格達造山帶作為中亞造山帶古亞洲洋構(gòu)造演化的產(chǎn)物之一，記錄了大量古亞洲洋板片俯沖、弧-陸碰撞、古洋陸格局及其演化等重要信息(Xiaoetal., 2004； 李錦軼等， 2006； 李江濤等， 2018)。20世紀(jì)90年代以來，眾多學(xué)者針對博格達造山帶的物質(zhì)組成、構(gòu)造演化做了大量研究，取得了重要研究進展，但截至目前，對其古生代構(gòu)造屬性(尤其是晚古生代)仍然存在兩種截然不同的認識：一種認為緊鄰博格達山的哈爾里克地區(qū)(圖1a)發(fā)育大量晚古生代鈣堿性系列火山巖、火山碎屑巖建造(劉亮等， 2017； 李江濤等， 2017)，構(gòu)造上屬于北天山洋盆向北俯沖形成的晚古生代巖漿弧(Coleman， 1989； 方國慶， 1993； 馬瑞士等， 1997)或弧后盆地(李錦軼， 2004； 張傳恒等， 2005； 孫桂華等， 2007)；另一種觀點認為博格達造山帶古生代屬裂谷環(huán)境，裂谷開啟于早石炭世，經(jīng)歷了早石炭世的沉降和火山活動之后，于晚石炭世(夏林圻等， 2006； 崔方磊等， 2015a, 2015b)或早二疊世(汪曉偉等， 2015a)發(fā)生閉合，并迅速走向衰亡。而博格達裂谷東、西兩段的閉合時限及過程又存在顯著差異，東段的閉合早于西段(王金榮等， 2008； 汪曉偉等， 2015b； 孫吉明等， 2018)。對于裂谷的成因機制，有地幔柱誘發(fā)成因說(夏林圻等， 2006)，亦有認為是與古亞洲洋在石炭紀(jì)時向東南準(zhǔn)噶爾-吐哈地塊斜向俯沖引起的弧后撕裂有關(guān)(顧連興等， 2001a， 2001b； 王銀喜等， 2006； 崔方磊等， 2015b)。新疆東天山甘河子一帶1∶5萬四幅區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查成果(江輝等, 2018)(1)江 輝， 等. 2018. 新疆東天山甘河子一帶1∶5萬四幅區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查報告.表明廣泛分布的上石炭統(tǒng)柳樹溝組(C2l)是一套由玄武巖和流紋巖組成的雙峰式火山巖系。已有研究表明，雙峰式火山巖及其相關(guān)的侵入體巖石組合多形成于特定的裂谷構(gòu)造環(huán)境中(Bonin, 2004; 汪曉偉等， 2015b, 2015c)。通過對上石炭統(tǒng)柳樹溝組雙峰式火山巖的研究，可以約束博格達地區(qū)晚古生代構(gòu)造環(huán)境，為進一步研究博格達造山帶乃至中亞造山帶的構(gòu)造演化提供新的線索和依據(jù)。

1 地質(zhì)背景及巖石學(xué)特征

1.1 地質(zhì)背景

研究區(qū)位于新疆甘河子地區(qū)博格達主峰南側(cè)一帶(圖1a)，區(qū)內(nèi)地層屬北疆地層區(qū)南準(zhǔn)噶爾北天山地層分區(qū)博格達地層小區(qū)，出露地層為上石炭統(tǒng)柳樹溝組(C2l)、祁家溝組(C2qj)以及第四系(圖1b)。祁家溝組(C2qj)主要為陸源碎屑巖，局部夾有少量凝灰?guī)r，未見頂。柳樹溝組(C2l)主體由火山巖、火山碎屑巖組成，厚1 403 m，上部主要發(fā)育基性和酸性熔巖，主要為灰-灰綠色玄武巖(圖2)、流紋巖、細碧巖，玄武巖與流紋巖呈不等厚互層出現(xiàn)，厚750～900 m，兩者比例約為3～5∶1，具雙峰式火山巖特征。中部以爆發(fā)相的凝灰?guī)r為主，下部以沉積巖為主，為粉砂巖、泥巖夾沉凝灰?guī)r，局部有灰?guī)r團塊或透鏡體，灰?guī)r中含大量的珊瑚、雙殼及腕足化石。柳樹溝組火山巖巖石類型較為齊全，包含火山熔巖和火山碎屑巖，以溢流相(流紋巖、玄武巖)→爆發(fā)相(火山碎屑巖)→爆發(fā)-沉積相(凝灰?guī)r、凝灰質(zhì)砂巖、泥巖)的韻律，展示出一個較為完整的火山噴發(fā)旋回(李江濤等， 2018)。柳樹溝組與其上覆地層祁家溝組為平行不整合接觸(圖1)。

1.2 巖石礦物學(xué)特征

玄武巖：呈灰黑色，巖石具斑狀結(jié)構(gòu)，基質(zhì)(25%±)具間粒結(jié)構(gòu)(圖2、圖3a)、塊狀構(gòu)造。斑晶由斜長石和普通輝石組成，粒徑介于0.2 mm×1.0 mm～0.5 mm×1.5 mm之間；斜長石(15%±)呈板狀，可見聚片雙晶，多呈灰色，環(huán)帶構(gòu)造發(fā)育；輝石(10%±)以單斜輝石為主，呈半自形的板柱狀顆粒。

圖 1 博格達造山帶區(qū)域構(gòu)造位置圖(a)、研究區(qū)地質(zhì)簡圖(b)及剖面圖(c)Fig. 1 Structural site map (a) , simplified geological map of the study area (b) and geological section (c) in the Bogda orogenic belt1—沖積物; 2—冰磧物; 3—沖洪積物; 4—祁家溝組; 5—柳樹溝組三段; 6—柳樹溝組二段; 7—柳樹溝組一段; 8—玄武巖; 9—英安巖; 10—流紋巖; 11—凝灰?guī)r; 12—火山角礫巖; 13—研究區(qū)范圍; 14—阿克蘇河; 15—閃長巖類; 16—輝綠巖; 17—輝長巖; 18—斷裂; 19—地質(zhì)界線; 20—樣品位置1—alluvium; 2—moraine; 3—alluvial proluvial; 4—Qijiagou Formation; 5—3rd Member of Liushugou Formation; 6—2nd Member of Liushugou Formation; 7—1st Member of Liushugou Formation; 8—basalt; 9—dacite; 10—rhyolite; 11—tuff; 12—volcanic breccia; 13—study area; 14—Aksu River; 15—diorite; 16—diabase; 17—gabbro; 18—fault; 19—geological boundary; 20—sample location

基質(zhì)(75%±)為間粒結(jié)構(gòu)，由粒徑為0.02 mm×0.50 mm～0.02 mm×1.50 mm左右的斜長石微晶和輝石、磁鐵礦等小顆粒組成，輝石和磁鐵礦充填于斜長石間隙中。后期發(fā)生顯著蝕變，鎂鐵質(zhì)等暗色礦物普遍綠泥石化，斜長石具黏土化、鈉黝簾石化。巖石具氣孔杏仁狀構(gòu)造，形態(tài)不規(guī)則，大小為0.3～1.5 mm，充填石英、綠泥石、方解石等。

細碧巖呈灰綠色，巖石具斑狀結(jié)構(gòu)， 杏仁狀構(gòu)造，塊狀構(gòu)造。斑晶由斜長石組成，呈灰白色，粒徑介于0.10 mm×0.60 mm～0.30 mm×1.00 mm之間，可見中空骸晶結(jié)構(gòu)，部分兩端不規(guī)則，邊緣呈鋸齒狀，孔中充填隱晶質(zhì)，可見聚片雙晶；基質(zhì)具間粒-間隱結(jié)構(gòu)，由斜長石、單斜輝石、玻璃質(zhì)等組成(圖3b)。基質(zhì)斜長石呈無色，板條狀，近于平行消光，可見聚片雙晶，粒徑一般≤0.03 mm×0.30 mm，雜亂排列，部分因鈉黝簾石化而顯灰色渾濁狀；單斜輝石呈顯微粒狀，充填狀分布于斜長石間或與斜長石共生呈隱束狀，粒徑≤0.10 mm，不均勻分布；玻璃質(zhì)呈灰色，半透明，具隱束-隱晶結(jié)構(gòu)，局部可見纖維質(zhì)斜長石及隱晶質(zhì)束狀集合體；金屬礦物呈隱晶-纖維狀，粒徑≤0.01 mm×0.15 mm，雜亂排列，分布于隱晶-隱束狀長石及輝石間。杏仁呈次圓狀或不規(guī)則狀，大小0.10～4.00 mm，不均勻分布，多充填石英、葡萄石、綠簾石、綠纖石、綠泥石等。

圖 2 柳樹溝組枕狀玄武巖野外照片F(xiàn)ig. 2 Pillow Basalt of Liushugou formation

圖 3 研究區(qū)火山巖鏡下顯微照片(正交偏光) Fig. 3 Microscopic photos of volcanic rocks in the study area (cross polarized light)a—玄武巖； b—細碧巖； c—流紋巖； Qtz—石英； Pl—斜長石； Chl—綠泥石； Aug—普通輝石； Or—正長石a—basalt; b—spilite; c—rhyolite; Qtz—quartz; Pl—plagioclase; Chl—chlorite; Aug—augite; Or—orthoclase

流紋巖呈灰白色、灰色，具斑狀結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造。斑晶(15%±)成分主要為斜長石和石英，粒徑多介于0.5～1.0 mm之間，其中斜長石呈半自形板片狀，發(fā)育聚片雙晶(圖3c)；石英呈它形粒狀，多被溶蝕，見波狀消光，具有一定的定向排列特征?；|(zhì)(85%±)為霏細、包含霏細結(jié)構(gòu)，多為霏細狀長英質(zhì)集合體組成(75%±)，次為微粒狀石英，另含少量纖片狀、纖維狀蝕變絹云母，發(fā)育綠泥石化和絹云母化次級蝕變。

2 樣品分析

本文選取了博格達峰南側(cè)黑溝、泉泉溝一帶柳樹溝組地層(C2l)剖面上具代表性的8件火山巖樣品進行巖石地球化學(xué)分析，其中玄武巖(LSG-38、39、40、47)和流紋巖(LSG-43、45、51、54)各4件。樣品粉碎至200目以上后對主量、微量元素以及稀土元素進行測試。分析測試單位為西南冶金地質(zhì)測試中心國家重點實驗室。主量元素FeO和LOI分析采用標(biāo)準(zhǔn)濕化法，其它元素由Axios型熒光光譜儀(XRF)分析測試，并運用GBW07105和BCR-2標(biāo)樣監(jiān)控，采用DZG20-02進行數(shù)據(jù)檢查，執(zhí)行GB/T14506.28-2010標(biāo)準(zhǔn)，分析精度和準(zhǔn)確度優(yōu)于5%。稀土、微量元素分析運用iCAP6300全譜儀、NexLON 300x ICP-MS、Axios X熒光儀等，采用等離子發(fā)射光譜法、X熒光法、質(zhì)譜法分析測試，采用AGV-1、BHVO-1、BCR-1國際標(biāo)樣監(jiān)控，數(shù)據(jù)的檢查、校正由DZG20-02、DZG20-06完成，分析精度和準(zhǔn)確度均優(yōu)于10%。詳細的數(shù)據(jù)處理和方法參見文獻(Qietal.， 2000)。

3 巖石地球化學(xué)特征

3.1 主量元素

研究區(qū)石炭紀(jì)火山巖SiO2含量介于46.18%～46.56%和76.06%～76.25%之間(表1)，呈現(xiàn)出基性和酸性兩個端員，Daly成分間斷明顯，具典型的雙峰式火山巖組合(Daly， 1925)，這與鏡下巖石礦物學(xué)特征相吻合；全堿(Alk=K2O+Na2O)含量介于2.71%～2.99%和7.45%～7.55%之間，在火山巖全堿-硅(TAS)分類圖(圖4a)上均位于Ir-Irvine分界線下方，落入亞堿性系列的玄武巖、流紋巖區(qū)域，并進一步在K2O -SiO2和AFM圖解中(圖4b、4c)，被劃分為拉斑系列巖石(TH)。

表 1 火山巖主量元素(wB/%)、微量及稀土元素(wB/10-6)分析結(jié)果Table 1 Analytical results of major elements (wB/%), trace elements and rare earth elements (wB/10-6) in volcanic rocks

圖 4 研究區(qū)火山巖巖石 TAS圖解( a， 據(jù)Le Bas et al.，1986)、K2O-SiO2圖解(b， 據(jù)Rickwood, 1989)和AFM圖解(c， 據(jù)Irvine and Baragar， 1971)系列圖解Fig. 4 TAS diagram (a， after Le Bas et al.， 1986), K2O-SiO2 diagram(b， after Rickwood,1989)and AFM diagram(c， after Irvine et al.， 1971)of volcanic rock series in the study area○—玄武巖； □—流紋巖○—basalt; □—rhyolite

研究區(qū)流紋巖的Na2O和K2O含量分別為1.80%～1.98%和5.57%～5.66%，Na2O/K2O值為0.32～0.36，具富K貧Na特征；Al2O3含量為10.27%～10.40%，CaO含量為0.15%～0.19%，MgO含量為0.13%～0.16%；低的TiO2含量(0.23%～0.27%)和P2O5含量(0.03%～0.05%)以及低的Mg#值(4.46～5.84)，指示其為低Ti、低Mg類流紋巖(Rileyetal.，2001)。K2O/P2O5=113.20～185.67，K2O/TiO2=20.89～24.39。此外，流紋巖的分異指數(shù)(DI)明顯高于玄武巖(22.59～25.15)，且大于90(91.61～92.09)(表1)，表明研究區(qū)流紋巖不是玄武巖分離結(jié)晶的產(chǎn)物。

3.2 稀土元素

研究區(qū)玄武巖稀土元素總量明顯低于流紋巖稀土元素含量。玄武巖的∑REE、LREE和HREE的含量分別為75.54×10-6～80.22×10-6(均值76.91×10-6)、57.09×10-6～60.16×10-6(均值58.06×10-6)和18.41×10-6～20.06×10-6(均值為18.85×10-6)，LREE/HREE值介于3.00～3.12之間(均值3.08)。稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分圖顯示，玄武巖樣品稀土元素分配模式極為一致(圖5a)，為低緩略右傾的平行曲線簇，相對于HREE， LREE具輕度富集，各元素標(biāo)化比值中，(La/Yb)N=1.69～1.80(均值1.76)，(La/Sm)N=1.06～1.09(均值1.08)，(Gd/Yb)N=1.03～1.10(均值為1.07)，指示輕重稀土元素之間和輕重稀土元素內(nèi)部均不存在明顯的分餾過程(Davids and Macdonald， 1987)。此外，玄武巖的Eu異常均不明顯，具輕微的正異常(δEu=1.10～1.17，均值為1.14)，整體接近平坦型的配分模式，與博格達造山帶內(nèi)石炭紀(jì)大陸裂谷玄武巖(汪曉偉等， 2015c)、中國大興安嶺南段晚中生代大陸裂谷玄武巖(郭鋒等， 2001)以及世界上典型的大陸裂谷玄武巖稀土元素配分模式極為相似(Condie， 1989)。上述特征表明研究區(qū)玄武巖巖漿可能來源于虧損的軟流圈地?；蜉p微富集的地幔，其演化過程中斜長石的分離結(jié)晶或堆晶作用不明顯(Eby， 1992)。

流紋巖的∑REE、LREE和HREE含量分別為520.72×10-6～595.26×10-6(均值557.83×10-6)、451.59×10-6～505.11×10-6(均值478.69×10-6)和69.13×10-6～90.15×10-6(均值79.14×10-6)，高LREE/HREE值(5.60～6.53，均值6.08)。稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分圖顯示，流紋巖樣品分配模式極為一致(圖5a)，LREE相對HREE富集，各元素標(biāo)準(zhǔn)化比值分別為：(La/Yb)N=4.87～6.63(均值5.90)，(La/Sm)N=2.07～2.11(均值2.09)，(Gd/Yb)N=1.60～2.15(均值1.88)，暗示輕重稀土元素之間有一定程度的分餾，且輕重稀土元素內(nèi)部亦存在較為明顯的分餾過程(Geistetal.， 1995)。此外，流紋巖的Eu異常均極為明顯(δEu=0.17～0.20， 均值0.18)，具有右傾負斜率配分模式，說明在巖漿演化過程中斜長石可能發(fā)生過顯著的分離結(jié)晶作用或源區(qū)有斜長石礦物的殘留，其稀土元素分配型式與典型的地殼重熔型花崗巖(Winchester and Floyd, 1977)相似。

圖 5 火山巖稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分圖(a)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化圖(b)(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough,1989)Fig.5 Chondrite normalized REE patterns (a) and primitive mantle normalized pattern (b) (normalized values after sun and McDonough, 1989)

3.3 微量元素

研究區(qū)玄武巖相容元素Ni含量為127.80×10-6～144.32×10-6(均值133.05×10-6)，Cr含量159.44×10-6～301.48× 10-6(均值221.08×10-6)，均小于判別原始巖漿的Ni(250.00×10-6)和Cr(300.00×10-6)含量(Wendlandtetal.， 1995)，與主量元素中Mg#值(62.51～63.91)小于判別原始巖漿的Mg#值65(Wendlandtetal.， 1995)結(jié)果吻合，暗示玄武巖巖漿演化程度較高，在早期演化過程中可能發(fā)生過輝石、橄欖石以及鈦氧化物的分離結(jié)晶作用(夏林圻等， 2008)。此外，Ta/Yb值為0.081～0.122(均值0.110)，Th/Yb值為0.111～0.215(均值0.151)，Rb/Sr值為0.017～0.022(均值0.021)，Zr/Nb值為21.58～39.93(均值29.69)，Zr/Y值為2.88～7.48(均值5.34)，均顯示玄武巖源自虧損地幔的板內(nèi)玄武巖(Pearce，1982；Condie，1986，1989)。而流紋巖的Rb/Sr和Ba/Sr值分別為2.625～3.046(均值2.838)和2.933～3.412(均值3.189)，與東非肯尼亞裂谷流紋巖以及博格達造山帶東段伊齊-小紅峽一帶流紋巖(王金榮等， 2010)類似，表明其成因與板內(nèi)環(huán)境伸展構(gòu)造體制下大陸地殼物質(zhì)的部分熔融有關(guān)。

玄武巖以富集Ba、Rb等大離子親石元素和不相容元素(P、K)，相對虧損Ti、Ta、Nb等高場強元素和不相容元素(U、Th)為特征(圖5b)，其中富集元素Ba和Rb的含量分別介于97.32×10-6～390.90×10-6和5.36×10-6～14.05×10-6之間，K和P含量分別介于0.13×10-6～0.58×10-6和4.85×10-6～13.41×10-6之間；虧損元素Nb和Ta的含量則分別介于1.54×10-6～5.57×10-6和0.10×10-6～0.32×10-6之間，Th和U含量分別介于0.10×10-6～0.32×10-6和1.54×10-6～5.57×10-6之間。玄武巖的Ta、Nb元素(呈現(xiàn)出U型槽)以及Th和Ti元素的虧損(呈現(xiàn)出V型谷)，指示在玄武巖巖漿作用過程中，并沒有俯沖流體的參與。研究區(qū)流紋巖與玄武巖的蛛網(wǎng)圖完全不同(圖5b)，流紋巖配分曲線表現(xiàn)為Rb、Th、La、K、Ce、Zr、Sm、Hf等元素富集，P、Ba、U、Ta、Sr、Ti和Nb元素虧損，其中Ba、Nb、U、Ta元素呈現(xiàn)中等虧損，Sr、P、Ti呈現(xiàn)明顯虧損，具深的V型谷。富集元素Th和Rb的含量分別介于97.32×10-6～390.90×10-6和5.36×10-6～14.05×10-6之間，虧損元素Nb和Ta的含量則分別介于1.54×10-6～5.57×10-6和0.10×10-6～0.32×10-6之間。

4 年代學(xué)特征

研究區(qū)柳樹溝組雙峰式火山巖的完整火山噴發(fā)旋回中，零星見有薄層狀的含生物碎屑(海百合莖)灰?guī)r，指示其形成于淺海環(huán)境。蔡土賜(1999)在阜康三工河一帶柳樹溝組中發(fā)現(xiàn)了腕足類化石Choristitessp.、Squamulariasp.、Cliathyridinasp.、Dictyoclostuscf.taiyuanfuensis、Neospirifersp. 和腹足類化石Allorismiacf.Barringtoni， 時代為晚石炭世早期。本次研究在柳樹溝組灰?guī)r透鏡體中采集到的化石經(jīng)中國科學(xué)院南京地質(zhì)古生物研究所鑒定為雙殼類Neosypricardiniacf.subelegans、Heteropecten? sp.、Neocypricardiniasp.， 珊瑚類Bothrophyllumsp.?、Syringoporasp. 及珊瑚碎片，腕足類Chaiellatenuireticulta、Stenoscismasp.、Orthocerassp.、Choristitescf.rediculocusA. IvanovetE. Ivanov(圖6)。根據(jù)上述化石可確定柳樹溝組時代為晚石炭世。此外，區(qū)域上該組還有腕足類Choristitessp、Squamulariasp.、Cliathyridinasp.、Dictyoclostuscf．taiyuanfuensis、Neospirifersp． 和腹足類Allorismiacf.barringtoni等化石，地層時代劃為晚石炭世。

近年來，隨著高精度鋯石U-Pb同位素測年技術(shù)的飛躍發(fā)展，博格達山地區(qū)主要地層獲得了測年數(shù)據(jù)： 王金榮等(2010)在博格達山東段北部的依齊-小紅柳峽，獲得大柳溝組中流紋巖的Rb-Sr等時線年齡為296±2 Ma(晚石炭世)； Chen等(2011)在博格達白楊溝地區(qū)和七角井地區(qū)測得2個玄武巖鋯石206Pb/238U年齡為294.5±3.6 Ma和295.8±2.8 Ma，3個流紋巖的鋯石206Pb/238U年齡為294.6±2.0 Ma、293.3±1.7 Ma和293.6±2.3 Ma；高景剛等(2014)獲得柳樹溝組石英角斑巖206Pb/238U年齡314.9±1.2 Ma，時代略早于王銀喜等(2007)和王金榮等(2010)測得的鄰區(qū)流紋巖的Rb-Sr等時線年齡(分別為306.7±2.3 Ma和296±2 Ma)，也劃分到晚石炭世；汪曉偉等(2015a)在博格達造山帶東段芨芨臺子地區(qū)獲得流紋巖的206Pb/238U年齡為312±1 Ma，屬于晚石炭世。

圖 6 雙殼類(a)和腕足類(b)化石照片F(xiàn)ig. 6 Fossil photos of bivalves (a) and brachiopods (b)

5 巖石成因及構(gòu)造意義

5.1 巖石成因

雙峰式火山巖的玄武質(zhì)巖漿通常來源于地幔(陳根文等， 2015)。研究區(qū)玄武巖Ni平均含量為133.05×10-6，Cr平均含量為221.08×10-6，Mg#值為62.51～63.91，分別低于判別原始巖漿的Ni(250.00×10-6)、Cr(300.00×10-6)和Mg#值(65)參數(shù)值(Wendlandetal.， 1995)，具有拉斑玄武巖特征，指示玄武巖巖漿在早期演化過程當(dāng)中可能發(fā)生過輝石、橄欖石以及鈦氧化物的分離結(jié)晶作用。另外，微量元素Ta/Yb值為0.081～0.122(均值0.110)，Th/Yb值為0.111～0.215(均值0.151)，Rb/Sr值為0.017～0.022(均值0.021)，Zr/Nb值為21.579～39.934(均值29.692)，Zr/Y值為2.877～7.480(均值5.335)，均顯示區(qū)內(nèi)玄武巖具虧損地幔的板內(nèi)玄武巖特征(夏林圻等， 2004)，與微量元素Nb-Zr圖解(圖7a)判別吻合，顯示巖石來源于虧損地幔的部分熔融(Condie， 1989)。已有研究顯示，不同礦物相源區(qū)和部分熔融程度的玄武巖漿具有不同的Dy/Yb值： Dy/Yb>2.5時，在含石榴子石地幔源區(qū)發(fā)生部分熔融；而Dy/Yb<1.5時，則為尖晶石地幔源區(qū)(Milleretal.， 1999)。研究區(qū)玄武巖的Dy/Yb值介于1.69～1.76之間(均值為1.71)，處于尖晶石二輝橄欖巖熔融趨勢線以上，石榴子石二輝橄欖巖熔融趨勢線以下，部分熔融程度已經(jīng)接近20%(圖7b)；在(Yb/Sm)P-(Tb/Yb)P判別圖解中(圖8)，柳樹溝組雙峰式火山巖接近熔融軌跡，數(shù)據(jù)與少量石榴石存在下部分熔融的貢獻率為2%～7%一致(Zhangetal., 2006)，暗示玄武巖可能是虧損尖晶石相橄欖巖向石榴石相橄欖巖過渡相較高程度部分熔融的產(chǎn)物。

很多天山玄武質(zhì)熔巖的微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化分配型式顯示有負的Nb、Ta異常，指示在天山大火成巖省玄武巖的形成和演化過程中，除地幔柱組分之外，還應(yīng)當(dāng)有其他的組分卷入，其他組分最有可能是來源于巖石圈(夏林圻等， 2006)。地殼巖石或其熔融體中具有很低的Ti和較低的Nb、Ta含量，在受到地殼混染后，玄武巖就會具有低TiO2/Yb 值和高Ba/Nb、La/Nb 值的特點(夏林圻等， 2006； 汪曉偉等， 2015a)。研究區(qū)玄武巖La/Nb(1.44～2.50)、Ba/Nb(11.31～21.29)和Ba/La(5.51～14.75)值均大于原始地幔和正常洋中脊玄武巖(N-MORB)，指示其巖漿組分可能受到陸殼物質(zhì)混染，導(dǎo)致其Ta、Nb元素(呈現(xiàn)出U型槽)以及Th和Ti元素的虧損(呈現(xiàn)出V型谷)(圖5b)。

圖 7 玄武巖巖石成因的Nb-Zr圖解(a， Condie， 1989)和Dy/Yb-La/Yb圖解(b， Miller， 1999)判別圖解Fig. 7 Nb-Zr diagram(a， after Condie， 1989)and genetic discrimination diagram (b, after Miller, 1999) of basalt

圖 8 (Yb/Sm)P-(Tb/Yb)P判別圖解Fig. 8 (Yb/Sm)P-(Tb/Yb)P discrimination diagram

研究區(qū)晚石炭世雙峰式火山巖中，玄武巖的分布面積明顯大于流紋巖，分布面積比例約為3～5∶1； SiO2含量介于46.18%～46.56%和76.06%～76.25%之間，呈現(xiàn)出基性和酸性兩個端員，具有明顯的Daly成分間斷，且玄武巖K2O/P2O5和K2O/TiO2值分別介于1.41～1.69和0.22～0.27之間，明顯低于與其伴生的流紋巖K2O/P2O5(113.20～185.67)和K2O/TiO2(20.89～24.39)值，表明兩者源區(qū)性質(zhì)明顯不同，玄武巖來源于地幔，而流紋巖具典型的A型花崗巖的地球化學(xué)特征，屬伸展拉張背景下巖漿作用的結(jié)果，類似于陸內(nèi)裂谷流紋巖，流紋巖的源巖漿可能為熱的地幔底辟體進入下地殼使其重熔而形成(王曉偉等， 2016)。此外，兩者微量元素含量相差較大，玄武巖和流紋巖的Rb/Sr值分別為0.017～0.022(均值0.021)和2.625～3.046(均值2.838)，說明它們分別來源于幔源和殼源，其成因存在明顯差異。流紋巖的稀土元素總量明顯高于玄武巖，且LREE相對富集，具強烈的負Eu異常(δEu=0.17～0.20)，而玄武巖具輕微的正異常(δEu=1.10～1.17)。典型的異源雙峰式火山巖中流紋巖分布范圍遠大于玄武巖(孫吉明等， 2018)，而研究區(qū)玄武巖和流紋巖呈不等厚間斷產(chǎn)出，與博格達造山帶東段七角井同源巖漿雙峰式火山巖有明顯不同(兩者比例約為1∶7)，但與博格達造山帶東段的芨芨臺子和薩爾喬克雙峰式火山巖相似(汪曉偉等， 2015b, 2015c)。

5.2 構(gòu)造意義

火山巖及其共生組合的分布受控于源巖的性質(zhì)和構(gòu)造環(huán)境，因而不同的大地構(gòu)造背景對應(yīng)不同的火山巖共生組合(汪曉偉等， 2015a)。利用元素地球化學(xué)特征來判別火山巖的形成環(huán)境的方法已較成熟(Pearce and Cann， 1973； Macdonald， 1987； Davidson, 1996)，尤其是Nb、Ti、Y、Zr、REE等惰性元素已成功運用于火山巖形成環(huán)境的判別(夏林圻等， 2007)。研究區(qū)玄武巖和流紋巖在空間上緊密伴生，為一套典型的雙峰式火山巖組合。玄武巖具富Na貧K特征(Na2O/K2O=5.07～6.87)，TiO2含量1.67%～1.70%，高于正常洋中脊玄武巖(N-MORB)的TiO2含量1.15%(Wilson， 1989)；較高的Al2O3(16.24%～16.63%)和CaO(9.34%～10.32%)以及Mg#值62.51～63.91，巖漿成分具有裂谷演化中、晚期的特點，說明其原始巖漿經(jīng)歷了一定程度分異演化，且在演化過程中發(fā)生了地殼混染作用(圖9c)，區(qū)別于大陸裂谷堿性玄武巖和洋脊玄武巖，類似于大陸裂谷拉斑玄武巖。

研究區(qū)流紋巖具低的TiO2(0.23%～0.27%)和P2O5含量(0.03%～0.05%)以及低的Mg#值(4.46～5.84)，指示其為低Ti、低Mg類流紋巖(Rileyetal.， 2001)；K2O/P2O5(113.20～185.67)和K2O/TiO2(20.89～24.39)值表明流紋巖可能是厚度較薄的大陸下地殼基性物質(zhì)的部分熔融產(chǎn)物(Condie, 1986; 郭鋒等， 2001)；在K2O-SiO2圖解中(圖4c)接近鉀玄巖系列，暗示其形成于擠壓到伸展轉(zhuǎn)換環(huán)境(KCG)，屬殼?；旌铣梢?潘榮等， 2013； 劉震， 2015)；此外，流紋巖的分異指數(shù)(DI)大于90(91.61～92.09)(表1)，指示其巖漿分異程度極高，源區(qū)存在有斜長石的殘留(圖9c)。

圖 9 火山巖構(gòu)造環(huán)境判別圖解Fig. 9 Discrimination diagram of volcanic tectonic environmenta—Zr/Y-Zr圖解(Pearce， 1982): WPB—板內(nèi)玄武巖； MORB—洋中脊玄武巖； IAB—火山弧玄武巖； b—Rb-(Yb+Ta)圖解(Pearce et al.， 1984)： WPG—板內(nèi)花崗巖； ORG—洋中脊花崗巖； VAG—火山弧花崗巖； Syn-COLG—同碰撞花崗巖； c—δEu-Sr圖解(據(jù)Huo Yuhua， 1986)a—Zr/Y-Zr diagram (after Pearce， 1982): WPB—within plate basalt; MORB—midocean ridge basalt; IAB—volcanic arc basalt; b—Rb-(Yb+Ta) diagram (after Pearce et al., 1984); WPG—within plate granite; ORG—ocean ridge granite; VAG—volcanic arc granite; Syn-COLG—syn-collisional granite; c—δEu-Sr diagram (after Huo Yuhua, 1986)

玄武巖La/Nb(1.44～2.50)、Ba/Nb(11.31～21.29)和Ba/La(5.51～14.75)值均大于原始地幔和正常洋中脊玄武巖(N-MORB)，指示其巖漿組分可能受到陸殼物質(zhì)混染，導(dǎo)致巖石可能出現(xiàn)Ta、Nb負異常(圖5b)，易被誤判為島弧環(huán)境(夏林圻等， 2007)，而Y、Zr等元素含量受地殼物質(zhì)混染影響較小，能較準(zhǔn)確地反映玄武巖形成環(huán)境(Pearce， 1982)；大陸玄武巖，不管是否遭受地殼或巖石圈混染，它們都具有較高的Zr含量(>70×10-6)和Zr/Y值(>3)(夏林圻等， 2007)。研究區(qū)玄武巖Zr含量為91.28×10-6～219.24×10-6，Y含量為28.77×10-6～31.73×10-6，Zr/Y值為2.88～7.48(均值5.34)，4件玄武巖樣品均落入板內(nèi)玄武巖區(qū)域(圖9a)，暗示其形成于板內(nèi)環(huán)境，與流紋巖判別結(jié)果(板內(nèi)花崗巖區(qū))吻合(圖9b)。

研究區(qū)雙峰式火山巖中存在大量流紋巖具有高鋁、富含強不相容元素的特征，并且研究區(qū)及周邊晚古生代尚未發(fā)現(xiàn)大洋地殼和海溝沉積物、蛇綠混雜巖、雙變質(zhì)帶和板塊俯沖的其他證據(jù)，研究區(qū)玄武巖Zr >70×10-6和Zr/Y>3，這些均可以排除其形成于火山弧環(huán)境的可能(夏林圻等， 2007)。綜合上述特征，可以認為研究區(qū)(博格達造山帶西段博格達峰一帶)在晚石炭世是以一個陸殼為基底的裂谷，這不僅與博格達造山帶東段的芨芨臺子晚石炭世和薩爾喬克地區(qū)早石炭世雙峰式火山巖構(gòu)造背景研究一致，也與博格達造山帶東段石炭紀(jì)沉積層序的研究結(jié)果一致，顯示整個博格達造山帶在石炭紀(jì)處于大陸裂谷構(gòu)造環(huán)境及演化階段。

6 結(jié)論

① 研究區(qū)博格達造山帶西段博格達峰一帶火山巖可明顯分為基性和酸性兩個端員，其SiO2含量介于46.18%～46.56%和76.06%～76.25%之間，Daly成分間斷明顯，具典型的雙峰式火山巖組合，結(jié)合研究區(qū)化石鑒定結(jié)果和區(qū)域測年資料，認為該雙峰式火山巖也形成于晚石炭世。

② 玄武巖Na2O/K2O=5.07～6.87，具富Na貧K特征； TiO2(1.67%～1.70%)、Al2O3(16.24%～16.63%)、CaO(9.34%～10.32%)和MgO(8.87%～9.57%)含量均較高，Mg#值為62.5～63.9；∑REE=75.54×10-6～80.22×10-6，LREE/HREE=3.00～3.12；LREE相對HREE輕度富集。流紋巖Na2O/K2O=0.32～0.36，為低Ti、低Mg類流紋巖，∑REE=520.72～595.26×10-6，LREE/HREE=5.60～6.53，LREE相對HREE富集。

③ 玄武巖以富集Ba、Rb等大離子親石元素(LILE)和不相容元素(P、K)，相對虧損Ti、Ta、Nb等高場強元素(HFSE)和不相容元素(U、Th)為特征，Ta、Nb元素呈現(xiàn)出U型槽，Th和Ti元素虧損呈現(xiàn)出V型谷。流紋巖表現(xiàn)為Rb、Th、K、La、Ce、Zr、Hf、Sm等元素富集，Ba、U、Ta、Nb、Sr、P和Ti元素虧損，具深的V型谷。

④ 柳樹溝組(C2l)雙峰式火山巖形成于大陸裂谷環(huán)境，具有板內(nèi)成因特征；玄武巖可能為虧損尖晶石相地幔橄欖巖向石榴石相地幔橄欖巖過渡相較高程度部分熔融的產(chǎn)物，受到地殼物質(zhì)混染；流紋巖可能為地殼物質(zhì)重熔的產(chǎn)物，具典型的A型花崗巖的地球化學(xué)特征，類似于陸內(nèi)裂谷流紋巖。這些認識為進一步研究晚古生代博格達地區(qū)構(gòu)造格局及演化歷史提供了新的線索和依據(jù)。