新疆博格達(dá)東緣色皮口地區(qū)晚石炭世裂谷火山巖地球化學(xué)、鋯石U-Pb 年代學(xué)及Hf 同位素研究*

高景剛 李文淵 劉建朝 高云霞 郭新成 周義 范庭賓

GAO JingGang1，2，LI WenYuan1，LIU JianChao2，GAO YunXia2，GUO XinCheng3，ZHOU Yi2 and FAN TingBin3

1. 西安地質(zhì)礦產(chǎn)研究所，西安 710054

2. 長安大學(xué)地球科學(xué)與資源學(xué)院，西部礦產(chǎn)資源與地質(zhì)工程教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，西安 710054

3. 新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局第十一地質(zhì)大隊(duì)，烏魯木齊 833000

1. Xi’an Institute of Geology and Mineral Resources，Xi’an 710054，China

2. Key Laboratory of Western Chinas Mineral Resources and Geological Engineering，Ministry of Education;Earth Science and Resources College，Chang’an University，Xi’an 710054，China

3. No.11 Geological Party，BGMERD of Xinjiang，Urumqi 833000，China

2014-01-01 收稿，2014-08-28 改回.

1 引言

近東西走向的博格達(dá)造山帶位于準(zhǔn)噶爾盆地與吐哈盆地之間，西起烏魯木齊，東與克拉麥里-哈爾里克造山帶相連(圖1a)。博格達(dá)造山帶以花崗巖不發(fā)育，廣泛發(fā)育石炭紀(jì)火山巖為特征，晚石炭世火山巖作為造山帶的重要組成部分，對造山帶演化具有重要意義，一直受到人們的關(guān)注。因工作程度低，對于該區(qū)火山巖的形成時(shí)代、分布、結(jié)構(gòu)類型，物質(zhì)來源等特征不明確，長期以來對博格達(dá)造山帶的構(gòu)造屬性存在分歧，有島弧(Coleman，1989;馬瑞士等，1993，1997;Gao et al.，1998)、裂谷或裂陷槽(顧連興等，2000，2001a，b;何國琦等，1994;王銀喜等，2007)以及大火成巖省(夏林圻等，2004)的認(rèn)識(shí)分歧，但一系列研究成果豐富了博格達(dá)造山帶構(gòu)造演化的認(rèn)識(shí)。顧連興等(2000)通過研究提出博格達(dá)地區(qū)的石炭紀(jì)火山巖為大陸裂谷雙峰式火山巖的認(rèn)識(shí)，認(rèn)為七角井組玄武巖來自虧損地幔，流紋巖是由玄武質(zhì)巖漿結(jié)晶分異作用的產(chǎn)物，博格達(dá)裂谷始于早石炭世，閉合于中-晚石炭世(石炭紀(jì)三分);王銀喜等(2007)開展了晚石炭世大石頭群流紋巖的Sr、Nd、Pb 同位素研究，認(rèn)為流紋巖很可能是碰撞后的底侵玄武巖在地幔熱量影響下發(fā)生重熔的產(chǎn)物;王金榮等(2010)在博格達(dá)山東段北部的西地-依齊-小紅柳峽一帶開展地質(zhì)調(diào)查研究，提出晚石炭世柳樹溝組上部流紋巖源于源區(qū)存在有斜長石殘留的下地殼物質(zhì)的部分熔融，與南部七角井組流紋巖和大石頭流紋巖存在明顯差異。Chen et al.(2011)在博格達(dá)山南坡的白楊溝、七角井和車轱轆泉三個(gè)地區(qū)分別對上石炭統(tǒng)柳樹溝組的玄武巖和流紋巖開展了鋯石Hf 同位素研究，認(rèn)為玄武巖來自于交代的巖石圈地幔，而流紋巖可能來源于兩個(gè)截然不同的源區(qū)。上述研究成果對認(rèn)識(shí)博格達(dá)造山帶構(gòu)造演化具有重要意義。

色皮口地區(qū)的柳樹溝組火山巖位于博格達(dá)造山帶向北東東方向轉(zhuǎn)折的重要部位，筆者等在“新疆木壘縣色皮口一帶區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查”項(xiàng)目中，開展1∶5 萬大比例尺填圖，在對柳樹溝組地層單元進(jìn)行詳細(xì)研究的基礎(chǔ)上，重點(diǎn)開展了柳樹溝組火山巖的巖相、分布、火山機(jī)構(gòu)等特征研究，獲得了較為詳實(shí)的地質(zhì)資料，并運(yùn)用高精度激光等離子質(zhì)譜(LAICP-MS)分析對柳樹溝組第二巖性段石英角斑巖進(jìn)行精確定年，并進(jìn)行了鋯石的Hf 同位素以及巖石地球化學(xué)的研究，探討柳樹溝組火山巖的成因及形成背景，為進(jìn)一步了解博格達(dá)造山帶晚石炭世構(gòu)造背景提供新的證據(jù)。

2 地質(zhì)概況與火山巖特征

2.1 地質(zhì)概況

色皮口地區(qū)位于博格達(dá)造山帶向北東東方向轉(zhuǎn)折的重要部位，區(qū)域內(nèi)出露地層主要為石炭系七角井組，柳樹溝組和祁家溝組。最老地層為下石炭統(tǒng)七角井組(周濟(jì)元等，1994)，主要分布于博格達(dá)造山帶東部的七角井-高泉地區(qū)，在研究區(qū)位于溝川達(dá)坂-頭水?dāng)嗔涯蟼?cè)。柳樹溝組分布于研究區(qū)中北部，南以溝川達(dá)坂-頭水?dāng)嗔褳榻?，與七角井組呈斷裂接觸，北以博格達(dá)北緣斷裂與東準(zhǔn)噶爾晚古生代陸緣盆地接觸，構(gòu)成博格達(dá)東段主體(圖1b)。

圖1 色皮口地區(qū)火山巖分布圖及采樣位置圖1-上石炭統(tǒng)祁家溝組;2 ～5:上石炭統(tǒng)柳樹溝組:2-柳樹溝組第五段;3-柳樹溝組第四段;4-柳樹溝組第三段;5-柳樹溝組第二段;6-柳樹溝組第一段;7-下石炭統(tǒng)七角井組;8-晚石炭世輝綠巖;9-玄武巖、玄武安山巖;10-角斑巖;11-石英角斑巖;12-流紋巖;13-火山集塊巖;14-灰?guī)r;15-斷裂;16-地質(zhì)界線;17-不整合界線;18-火山機(jī)構(gòu);19-硅酸鹽樣品;20-同位素樣品及年齡Fig.1 The volcanic distribution and sampling position sketch in Sepikou area，Xinjiang

圖2 色皮口地區(qū)PⅩⅣ-PⅩⅣ’實(shí)測地質(zhì)剖面及采樣位置圖Fig.2 PⅩⅣ-PⅩⅣ’geological cross-sections with sampling sites in Sepikou area

根據(jù)本次工作的7 條地層剖面成果將柳樹溝組分為五個(gè)巖性段(高景剛，2010①高景剛. 2010. 新疆木壘縣色皮口地質(zhì)報(bào)告):C2l1主要出露于陽胡里廢墟一帶，構(gòu)成色皮口背斜之核部，未見底，與上覆第二巖性段呈整合接觸。底部巖性為灰綠色玄武巖、凝灰?guī)r，局部夾凝灰質(zhì)砂巖，灰黑色粉砂巖。C2l2巖性組合主要為一套中基性火山巖，巖性為灰綠色玄武巖、紫紅色鐵質(zhì)玄武巖，灰綠色玄武安山巖，少量角斑巖。C2l3主要巖石組合為灰綠色火山凝灰?guī)r、角斑巖、淺肉紅色流紋巖，局部夾淺灰色凝灰質(zhì)砂巖為主(圖2)。C2l4為灰綠色凝灰質(zhì)砂巖、紫紅色細(xì)砂巖、粉砂巖，夾灰綠色凝灰?guī)r、灰綠色玄武巖夾少量灰?guī)r透鏡體。C2l5主要巖性為淺灰綠色凝灰?guī)r、凝灰質(zhì)砂巖及凝灰質(zhì)砂礫巖，夾少量灰色、灰白色、紫紅色灰?guī)r透鏡體等。

圖3 灰色橄欖玄武巖(a)和灰綠色流紋狀角斑巖(b)巖相學(xué)特征左為單偏光;右為正交偏光Fig.3 Petrography of gray olive basalt (a)and celadon rhyolite keratophyre (b)

2.2 火山巖特征

上石炭統(tǒng)柳樹溝組由火山熔巖、火山碎屑巖及沉積碎屑巖組成。區(qū)內(nèi)總厚度2230 ～6069m，平均4525m，噴發(fā)指數(shù)52% ～100%，平均83%。以火山巖為主，其中熔巖與火山碎屑巖比例近于相等?；鹕綆r為玄武巖、玄武安山巖和角斑巖、石英角斑巖、流紋巖組成雙峰式火山巖建造，玄武巖類(橄欖玄武巖、玄武巖、玄武玢巖、玄武安山巖、玄武安山玢巖等)占75%，角斑巖、石英角斑巖、流紋巖占24.6%，總比例為基性巖∶酸性巖=3∶1，據(jù)剖面實(shí)測，柳樹溝組多由8 ～10個(gè)韻律組成，部分達(dá)13 ～24 個(gè)韻律，厚達(dá)數(shù)十米至數(shù)百米。韻律間沉積巖極少，總體為小間歇連續(xù)火山作用。爆發(fā)指數(shù)為16% ～80%，平均45%，表現(xiàn)為強(qiáng)烈火山噴溢-爆發(fā)作用。較大爆發(fā)指數(shù)差異和3 處火山機(jī)構(gòu)保存(圖1b)，表明柳樹溝旋回火山作用具有中心式噴發(fā)特征。各類巖石主要巖石學(xué)特征為:

(1)橄欖玄武巖(圖3a)、玄武玢巖、玄武巖、玄武安山巖具有斑狀結(jié)構(gòu)，基質(zhì)基本為交織結(jié)構(gòu)、玻晶交織結(jié)構(gòu)為主，間粒-間隱結(jié)構(gòu)次之，個(gè)別為雛晶結(jié)構(gòu)、霏細(xì)結(jié)構(gòu)和塊狀構(gòu)造。約1/4 有氣孔構(gòu)造，暗色率20% ～53%。斑晶基本為斜長石、常見橄欖石、輝石斑晶。橄欖石均已蝕變，約75%的巖石中斜長石脫鈣成鈉長石，具有海底噴發(fā)特征。

(2)角斑巖以斑狀霏細(xì)結(jié)構(gòu)為主，少數(shù)斑狀顯微交織結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造(無氣孔)，暗色率1% ～15%，20 塊薄片平均4.9%。斜長石全部為An 0 ～4 鈉長石，石英角斑巖以斑狀球粒結(jié)構(gòu)為主，個(gè)別斑狀顯微交織結(jié)構(gòu)，顯微包含結(jié)構(gòu)，塊狀流紋狀構(gòu)造，鈉長石(75% ～80%)，大部為0.001mm ×0.05mm 以下晶粒界線不清的纖片狀雛晶，游離石英(3% ～5%)0.03 ～0.1mm，它形粒狀，集合成寬0.1mm 以下呈條紋分布，使巖石具流紋狀(圖3b)。

(3)火山碎屑巖均為復(fù)屑凝灰?guī)r和巖屑凝灰?guī)r為主，常見火山角礫巖，玻屑凝灰?guī)r較少，總體反映離火山機(jī)構(gòu)不遠(yuǎn)。

3 樣品采集及分析方法

本文選取了來自色皮口地區(qū)柳樹溝組第二巖性段的石英角斑巖(SP-RZ1)進(jìn)行鋯石U-Pb 定年及Hf 同位素分析，并將實(shí)測剖面所取得的16 塊樣品進(jìn)行巖石地球化學(xué)分析。采樣位置見圖1b 和圖2。

用于鋯石年代學(xué)測試的石英角斑巖樣品在河北省地勘局廊坊實(shí)驗(yàn)室內(nèi)完成處理。首先經(jīng)過破碎，經(jīng)淘洗、浮選和電磁選方法富集鋯石，再在雙目鏡下用手工方法逐個(gè)精選單顆粒鋯石。用環(huán)氧樹脂固定于樣品靶上，待樹脂充分固化后將樣品座從載玻片上剝離，并對其進(jìn)行剖光，直到樣品露出一個(gè)光潔的平面，不鍍金，在大量的透射和反射顯微鏡觀察的基礎(chǔ)上，選擇合適的樣品進(jìn)行了陰極發(fā)光研究。樣品測試前用酒精輕擦拭樣品表面，以除去可能的污染。樣品測試?yán)弥袊刭|(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所的帶有多個(gè)離子計(jì)數(shù)器(multi ion counters)的Finnigan Neptune 型多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(MC-ICP-MS)及與之配套的New wave UP 213激光剝蝕系統(tǒng)。Hf 同位素分析點(diǎn)在U-Pb 分析點(diǎn)上進(jìn)行，實(shí)驗(yàn)過程中采用He 作為剝蝕物質(zhì)載氣，剝蝕直徑采用55μm，測定時(shí)使用鋯石國際標(biāo)準(zhǔn)GJ1 作為參考物質(zhì)，分析點(diǎn)與U-Pb定年分析點(diǎn)為同一位置。相關(guān)儀器運(yùn)行條件及詳細(xì)分析流程見有關(guān)文獻(xiàn)(侯可軍等，2007;侯可軍和袁順達(dá)，2010)。

進(jìn)行巖石地球化學(xué)分析時(shí)，首先將巖石樣品破碎，研磨(200 目)制成分析樣品，主量元素和微量元素均在西安地質(zhì)礦產(chǎn)研究所實(shí)驗(yàn)室內(nèi)測試，主量元素采用XRF 法測試，分析精度高于1%，其中FeO 和Fe2O3以及燒失量用濕化學(xué)法單獨(dú)分析;微量元素(含稀土元素)采用ICP-MS 法完成，分析精度一般優(yōu)于5%。

4 分析結(jié)果

4.1 地球化學(xué)特征

4.1.1 主元素

新疆木壘縣色皮口地區(qū)上石炭統(tǒng)柳樹溝組火山巖分析樣品具有較高燒失量(0.59% ～6.75%)，顯示巖石經(jīng)過不同程度的改造，主元素分析結(jié)果及特征參數(shù)見表1。

表1 顯示，玄武巖-玄武安山巖SiO2介于48.07% ～56.39%之間，堿總量范圍3.74% ～6.34%，K2O/Na2O 比值較低(0.04 ～0.63)，萊特堿度率AR 指數(shù)為1.35 ～1.94，玄武巖-玄武安山巖富鈉貧鉀，屬拉班系列;TiO2=0.86% ～1.7%，較高的Al、低Mg，以及低K2O/TiO2和K2O/P2O5比值(分別為0.13 ～1.81、0.36 ～6.00)，反映了在巖漿演化過程中發(fā)生了不明顯的分離結(jié)晶作用。角斑巖-石英角斑巖SiO2介于65.58% ～70.67%，堿總量7.10% ～7.77%，K2O/Na2O比值低(0.1 ～0.24)，萊特堿度率AR 指數(shù)為2.44 ～2.64，TiO2=0.49% ～0.73%，較高的Al、低Mg，K2O/TiO2和K2O/P2O5比值(分別為1.05 ～2.16、4.53 ～7.55)相對于玄武巖-玄武安山巖略有增加，鎂指數(shù)由基性巖的36.4 降到石英角斑巖的14.0，顯示連續(xù)變化。流紋巖SiO2介于70.81% ～77.62%，堿總量6.87% ～9.02%，K2O/Na2O 為0.74 ～1.04，K2O/TiO2和K2O/P2O5比值(分別為10.4 ～18.8、72.5 ～242)AR 指數(shù)3.96 ～4.7，A/CNK 指數(shù)介于1.43 ～1.55?？梢娝嵝詭r堿總量和鉀鈉比都明顯提高，堿度率由玄武巖的1.35到角斑巖的2.64，總體在鈣堿性范圍，上部流紋巖的堿度率增加到3.96 以上，進(jìn)入堿性系列范圍，與柳樹溝組下部火山巖有明顯差異，顯示巖漿演化有變化。

由于TAS 分類圖解不能正確鑒別研究區(qū)火山巖石分類，近年來一些作者采用別的元素圖解，如SiO2-Nb/Y 圖解(Winchester and Floyd，1977)，亦不能準(zhǔn)確反映角斑巖-石英角斑巖分布。本文借用新疆區(qū)域地質(zhì)志中鉀堿指數(shù)概念(新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局，1991 年)，將堿總量乘以鉀鈉比值，稱鉀堿指數(shù)，作為縱坐標(biāo)。橫坐標(biāo)采用固結(jié)指數(shù)SI 代替SiO2，縱坐標(biāo)采樣鉀堿指數(shù)(KA2)，為平衡高鉀比和低鉀比巖石在圖上的分布，將鉀鈉比值采用平方根。計(jì)算公式如下:

{SI}% =100MgO/(MgO+FeO+Fe2O3+Na2O+K2O);KA2(鉀堿指數(shù))=(K2O+Na2O)×SQRT(K2O/Na2O);圖4 能清楚地將角斑巖、石英角斑巖從安粗巖-粗安巖中分離出來，并顯示柳樹溝組火山巖分布于玄武巖-玄武安山巖、角斑巖-石英角斑巖和流紋巖三個(gè)區(qū)，組成雙峰式火山巖建造。玄武巖-玄武安山巖SI 值介于17.46 ～25.7 之間，小于大多數(shù)原生玄武巖漿的固結(jié)指數(shù)(40 左右)，反映巖漿發(fā)生一定的分異作用。

4.1.2 微量元素和稀土元素

色皮口地區(qū)柳樹溝組火山巖微量元素分析結(jié)果及特征參數(shù)見表1。其中玄武巖、玄武安山巖ΣREE =68.74 ×10-6～117.7 ×10-6，(La/Yb)N=2.3 ～4.43，δEu =0.92 ～1.17;稀土總量低，輕重稀土分異小，銪負(fù)異常不明顯。角斑巖-石英角斑巖ΣREE=70.79 ×10-6～87.44 ×10-6，(La/Yb)N=2.34 ～4.79，δEu=0.81 ～0.91，有弱的銪負(fù)異常，角斑巖-石英角斑巖與玄武巖-玄武安山巖稀土特征基本相同。流紋巖ΣREE=141.8 × 10-6～228.2 × 10-6，(La/Yb)N= 4.11 ～7.42，δEu=0.27 ～0.50，流紋巖稀土總量增高，輕重稀土分異增大，銪負(fù)異常明顯。

表1 柳樹溝組火山巖的主量元素(wt%)和微量、稀土元素(×10 -6)分析結(jié)果表Table 1 Major elements (wt%)and trace elements (×10 -6)composition of Liushugou Formation volcanic rocks

圖4 色皮口地區(qū)柳樹溝組火山巖KA2-SI 圖Fig.4 KA2-SI map of Liushugou Formation volcanic in Sepikou area

圖5 玄武巖-角斑巖(a)和流紋巖(b)稀土元素球類隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分圖(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough，1989)Fig. 5 Chondrite-normalized REE patterns for basaltskeratophyre (a)and rhyorites (b)from Sepikou (normalized values after Sun and McDonough，1989)

圖6 玄武巖-角斑巖(a)和流紋巖(b)微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough，1989)Fig. 6 PM-normalized trace element patterns of basaltskeratophyre (a)and rhyorites (b)from Sepikou (normalized values from Sun and McDonough，1989)

在球粒隕石配分型式圖上(圖5)，柳樹溝組下部玄武巖、玄武安山巖、角斑巖-石英角斑巖全部組成低緩的平行曲線簇，由玄武巖到石英角斑巖，傾斜度(輕重稀土分異度)略增大，銪負(fù)異常趨于明顯，說明有弱的斜長石分離結(jié)晶，這與玄武巖存在斜長石斑晶的巖石學(xué)特征一致。流紋巖則大體保持原傾斜度，而銪負(fù)異常加大，銪谷很深，說明后期有較強(qiáng)巖漿分異作用。

色皮口地區(qū)柳樹溝組火山巖微量元素含量見表1，下部巖組玄武巖、玄武安山巖、角斑巖-石英角斑巖具有相似的特征，其原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化配分型式基本一致(圖6a)，為不相容元素K、Rb、Th、Ba 強(qiáng)富集，高場強(qiáng)元素Nb、Ta、Zr、Hf 無富集，Ti 虧損不明顯，Nb、Ta 表現(xiàn)為有明顯的負(fù)異常，這種特征無疑顯示了巖漿源于地幔(Brown et al.，2003)。角斑巖有相容元素提升，到流紋巖出現(xiàn)躍進(jìn)式變化，整體提升，高場強(qiáng)元素強(qiáng)富集。流紋巖原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖顯示Sr、Nb、Ta、P 和Ti 負(fù)異常，而Sr、P、Ti 谷深(圖6b)。Sr 的負(fù)異?？赡馨凳敬嬖谛遍L石的分離結(jié)晶或者斜長石殘留的地殼物質(zhì)的部分熔融(Green，1994)。

4.2 鋯石LA-ICP-MS U-Pb 定年

柳樹溝組第二巖性段石英角斑巖中鋯石為無色透明或淺黃色，大部分鋯石結(jié)晶較好，呈長柱狀晶形，少數(shù)為等粒。從鋯石的陰極發(fā)光圖像可以看出，鋯石具有明顯的內(nèi)部構(gòu)造和典型的巖漿振蕩環(huán)帶(圖7a)。SP-RZ1 樣品鋯石中的Th/U 比值變化范圍在0.56 ～1.21 之間，均大于0.1，清楚地指示他們?yōu)榈湫偷膸r漿成因鋯石(Pidgeon，1996)。樣品石英角斑巖(SP-RZ1)的部分鋯石顆粒的CL 圖像、鋯石U-Pb 以及Hf 同位素原位分析點(diǎn)見圖7a，其鋯石U-Pb 年齡測定結(jié)果列于表2。

圖7 SP-RZ1 鋯石陰極發(fā)光圖像特征(a)和鋯石U-Pb年齡諧和圖(b)Fig.7 CL images (a)and concordia plot of U-Pb ages (b)of SP-RZ1 zircons

果結(jié)試測學(xué)代LA-ICP-MS U-Pb 年石鋯的巖斑角英石組溝樹柳區(qū)地口皮色2 表TheLA-ICP-MS U-Pb agesresultofLiushugou Formation quartzkeratophyrezirconsin Sepikou area Table2 σ 232Th 208Pb/Age（Ma）σ 238U 206Pb/Age（Ma）σ 235U 207Pb/Age（Ma）σ 206Pb 207Pb/Age（Ma）σ 232Th 208Pb/Ratio σ 238U 206Pb/Ratio σ 235U 207Pb/σ 206Pb 207Pb/Th/U 238 U -6）232Th （ ×10號(hào)點(diǎn)測12 88 3 319 3 312 20 261 0.0006 0.0044 0.00046 0.0507 0.00448 0.3591 0.00045 0.0514 0.56 86 48 SP-RZ1-01 9 67 3 313 4 310 26 283 0.00044 0.0033 0.00041 0.0497 0.00551 0.3574 0.00059 0.052 1.01 65 66 SP-RZ1-03 10 77 2 314 4 300 26 191 0.00051 0.0038 0.00037 0.0499 0.00469 0.3434 0.00056 0.0499 1.06 50 53 SP-RZ1-04 7 50 2 316 3 308 49 254 0.00034 0.0025 0.00034 0.0502 0.00339 0.3544 0.00036 0.0513 0.59 147 87 SP-RZ1-06 14 99 3 317 3 307 22 235 0.00072 0.0049 0.00043 0.0504 0.00424 0.353 0.00047 0.0509 0.59 70 41 SP-RZ1-07 7 49 2 314 3 306 13 256 0.00036 0.0024 0.00038 0.0499 0.00356 0.3519 0.00031 0.0512 0.66 176 116 SP-RZ1-08 13 76 3 313 4 303 31 220 0.00065 0.0038 0.00045 0.0498 0.00489 0.3471 0.00059 0.0506 1.01 48 48 SP-RZ1-09 8 44 3 317 3 306 12 217 0.00038 0.0022 0.00043 0.0505 0.00407 0.3515 0.00036 0.0505 0.83 141 117 SP-RZ1-10 14 77 3 316 4 303 24 209 0.00068 0.0038 0.00052 0.0502 0.0049 0.3475 0.0005 0.0503 0.91 69 63 SP-RZ1-11 21 123 4 313 6 296 51 189 0.00104 0.0061 0.0007 0.0497 0.00802 0.339 0.00099 0.0496 1.21 22 27 SP-RZ1-12 16 94 2 315 4 304 31 220 0.00081 0.0047 0.00034 0.0501 0.00509 0.3491 0.00069 0.0506 0.83 51 42 SP-RZ1-13 12 74 2 315 3 310 22 333 0.00062 0.0037 0.00033 0.05 0.00422 0.3564 0.0005 0.0517 0.72 75 54 SP-RZ1-14 16 87 2 316 4 306 31 228 0.0008 0.0043 0.00039 0.0503 0.00532 0.3513 0.0007 0.0508 0.76 45 34 SP-RZ1-15 17 89 2 314 4 309 28 333 0.00085 0.0044 0.00039 0.05 0.00475 0.3556 0.00063 0.0517 1.09 42 46 SP-RZ1-16 20 96 3 314 4 299 28 191 0.00099 0.0048 0.00046 0.0499 0.00472 0.3426 0.00056 0.0499 0.93 49 46 SP-RZ1-17 16 73 2 313 3 302 20 213 0.0008 0.0036 0.00033 0.0498 0.00376 0.3457 0.00044 0.0504 0.7 94 65 SP-RZ1-18軍可、侯陽東、張剛景高者析，分析分所究研源資產(chǎn)礦院學(xué)科質(zhì)地國中：由注

表3 色皮口地區(qū)柳樹溝組石英角斑巖的LA-MC-ICP-MS 鋯石Lu-Hf 同位素?cái)?shù)據(jù)Table 3 The LA-MC-ICP-MS Lu-Hf isotopes result of Liushugou Formation quartz keratophyre zircons in Sepikou area

圖7b 顯示石英角斑巖樣品中測定的16 個(gè)點(diǎn)的分析結(jié)果在鋯石U-Pb 諧和圖上幾乎都落在諧和線附近，而且分布相對集中。所有測試點(diǎn)206Pb/238U 加權(quán)平均年齡為314.9 ±1.2Ma，MSWD=0.40，代表巖漿結(jié)晶年齡。

4.3 鋯石Hf 同位素

我們對柳樹溝組第二巖性段石英角斑巖中已測年的鋯石樣品進(jìn)行原位Hf 同位素分析，數(shù)據(jù)列于表3。進(jìn)行Hf 同位素計(jì)算時(shí)采用的年齡是分析所在的樣品的年齡。

表3 分析結(jié)果顯示，鋯石顆粒的176Lu/177Hf 比值均小于0.003154，其平均值為0.002123，顯示鋯石形成之后具有極低的放射性成因Hf 的積累。石英角斑巖鋯石的176Hf/177Hf比值和176Lu/177Hf 比值變化范圍分別為0.282897 ～0.283097和0.001475 ～0.003154，鋯石Hf 同位素初始比值εHf(t)變化范圍在11 ～18 之間，其平均值為14，單階段Hf 模式年齡(tDM1)介于228 ～517Ma 之間;兩階段Hf 模式年齡(tDM2)介于180 ～628Ma 之間。

5 討論

5.1 火山巖的形成時(shí)代

前人對博格達(dá)地區(qū)火山地層形成時(shí)代及層位歸屬開展過研究。20 世紀(jì)60 年代初，新疆第一區(qū)調(diào)隊(duì)在開展1∶20萬區(qū)調(diào)工作中，將整個(gè)博格達(dá)火山巖劃分為石炭系博格達(dá)群，1965 年新疆地質(zhì)局區(qū)調(diào)隊(duì)根據(jù)化石將烏魯木齊東祁家溝地區(qū)博格達(dá)群解體為中石炭統(tǒng)柳樹溝組和祁家溝組。1970年新疆區(qū)調(diào)隊(duì)將1∶20 萬木壘幅中的博格達(dá)群解體為下石炭統(tǒng)奇爾古斯套組、中石炭統(tǒng)居里得能組、沙雷塞爾克組、楊布拉克組和上石炭統(tǒng)沙瑪爾沙伊組、繆林托凱陶組。1994 年周濟(jì)元等將七角井以西地區(qū)出露的雙峰式火山巖系從柳樹溝組中分出，命名為七角井組，時(shí)代為早石炭世(耿全如和茅燕石，1991;周濟(jì)元等，1994)。顧連興等(2000)在開展大石頭-色皮口一帶火山巖研究中，將前人所稱的沙雷塞爾克組、楊布拉克組、沙瑪爾沙伊組和繆林托凱陶組統(tǒng)稱為大石頭群。王銀喜等(2007 年)對大石頭群火山巖進(jìn)行了Rb-Sr 同位素年齡測試，獲得大石頭群Rb-Sr 等時(shí)線年齡為306.7 ±2.3Ma，將大石頭群火山巖至于晚石炭世。王金榮等(2010)在博格達(dá)山東段北部的西地-依齊-小紅柳峽一帶開展地質(zhì)調(diào)查研究，獲得雙峰式火山巖中的流紋巖Rb-Sr 等時(shí)線年齡為296 ±2Ma。Chen et al. (2011)年在博格達(dá)山南緣的白楊溝地區(qū)、七角井地區(qū)和車轱轆泉地區(qū)獲得玄武巖鋯石206Pb/238U年齡(分別為295.8 ±2.8Ma(白楊溝)、294.5 ±3.6Ma(七角井))、流紋巖的鋯石206Pb/238U 年齡(分別為293.3 ±1.7Ma、294.6 ±2.0Ma、293.6 ±2.3Ma)。筆者等在本區(qū)開展了1∶5萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查工作，根據(jù)巖性組合特征、生物組合特征、火山巖特征及變形變質(zhì)特征將色皮口地區(qū)劃分為下石炭統(tǒng)七角井組、上石炭統(tǒng)柳樹溝組和祁家溝組，中二疊統(tǒng)阿爾巴薩依組。將前人稱為的大石頭群火山巖解體，分別劃分到上石炭統(tǒng)柳樹溝組、祁家溝組和中二疊統(tǒng)阿爾巴薩依組。

研究區(qū)柳樹溝組火山巖由玄武巖-玄武安山巖、角斑巖-石英角斑巖和流紋巖組成雙峰式火山巖建造。柳樹溝組第二巖性段石英角斑巖中鋯石具有震蕩環(huán)帶生長邊，結(jié)合高的Th/U 比值(介于0.56 ～1.21 之間)，均暗示他們是巖漿結(jié)晶成因的鋯石，對他們所進(jìn)行的鋯石U-Pb 定年結(jié)果應(yīng)代表巖漿的結(jié)晶年齡。柳樹溝組第二巖性段石英角斑巖的206Pb/238U 加權(quán)平均年齡為314.9 ±1.2Ma，代表了石英角斑巖的固結(jié)時(shí)代，其形成時(shí)代早于王金榮等(2010)和王銀喜等(2007)測得的鄰區(qū)流紋巖的Rb-Sr 等時(shí)線年齡(分別為296±2Ma 和306.7 ±2.3Ma)，將柳樹溝組劃分到晚石炭世是可行的。這一結(jié)果表明，晚石炭世博格達(dá)仍處于劇烈的火山活動(dòng)時(shí)期。

5.2 柳樹溝火山巖的地質(zhì)意義

5.2.1 雙峰式火山巖巖漿源區(qū)討論

研究區(qū)的晚石炭世玄武巖富鈉貧鉀，具有拉斑玄武巖的特征。稀土元素配分曲線顯示幔源的特征。玄武巖具有較低的Nb/Zr 比值(0.03 ～0.05)，與虧損地幔值接近(Weaver，1991)，暗示巖漿源區(qū)可能為虧損的地幔，玄武巖(Th/Nb)N值為1.36 ～6.55，均大于1;Nb/La 值為0.29 ～0.44(小于1)，可見明顯受地殼混染(Saunders et al.，1992;Kieffer et al.，2004)。

鋯石具有很高的Hf 同位素體系封閉溫度，這使得鋯石可以記錄巖漿源區(qū)不同性質(zhì)的源巖特征，成為討論巖漿起源甚至探討地殼演化以及殼幔相互作用過程的重要工具(吳福元等，2007)。研究區(qū)石英角斑巖中鋯石的εHf(t)變化范圍較小，介于11 ～18，平均值為14，大多數(shù)樣品的εHf(t)值介于12 ～14 之間(圖8a)。圖8b 顯示εHf(t)值介于虧損地幔和下地殼演化線之間，并靠近虧損地幔演化線，顯示色皮口地區(qū)柳樹溝組石英角斑巖的巖漿源區(qū)主要來自虧損地幔。本文結(jié)果與東鄰區(qū)西地-依齊-小紅柳峽地區(qū)玄武巖的Nd 同位素地球化學(xué)指示相同(王金榮等，2010)，玄武巖的源區(qū)為虧損地幔，且在巖漿作用過程中可能受到大陸地殼物質(zhì)的混染。

圖8 石英角斑巖鋯石εHf(t)值直方圖(a)和鋯石U-Pb年齡與εHf(t)關(guān)系圖(b)Fig.8 Histograms of εHf(t)(a)and U-Pb age vs. Hf isotopes (b)for quartz keratophyre zircons

區(qū)域資料顯示，博格達(dá)造山帶晚石炭世流紋巖在空間分布、巖石組合、地球化學(xué)、形成時(shí)代以及火山噴發(fā)方式等均存在較大差異，可能顯示流紋巖來源于不同的巖漿源區(qū)(王銀喜等，2007;王金榮等，2010;Chen et al.，2011)。目前，人們多采用以下三種模型解釋流紋巖成因:1)長英質(zhì)地殼物質(zhì)部分熔融(Creaser et al.，1991;King et al.，1997);2)幔源玄武巖漿的分離結(jié)晶(Turner et al.，1992;Mushkin et al.，2003);3)幔源玄武質(zhì)巖漿與殼源長英質(zhì)巖漿混合(Santosh et al.，1989;Frost et al.，2001;Eyuboglu et al.，2011)。一般情況下，玄武巖漿的底侵誘發(fā)了長英質(zhì)地殼物質(zhì)部分熔融，會(huì)形成大體積長英質(zhì)巖漿，生成大面積分布的流紋巖，玄武巖漿僅在巖區(qū)周圍到達(dá)地表(Cull et al.，1991;Huppert et al.，1985)。而由玄武巖漿分異作用形成的流紋巖的分布范圍要遠(yuǎn)遠(yuǎn)小于玄武巖的出露面積(Geist et al.，1995)。在本區(qū)，根據(jù)實(shí)測剖面資料顯示(圖2)，玄武巖-玄武安山巖、角斑巖-石英角斑巖、流紋巖及火山碎屑巖互層產(chǎn)出。根據(jù)研究區(qū)7 條剖面統(tǒng)計(jì)，基性巖∶酸性巖大約為3∶1。分布面積遠(yuǎn)小于玄武巖。同時(shí)，研究區(qū)流紋巖相對于下部巖組的玄武巖-玄武安山巖、角斑巖-石英角斑巖而言，流紋巖堿總量、鉀鈉比明顯提高(0.97 ～1.04)，堿度率增加到3.96 以上，進(jìn)入堿性系列范圍。并具有低的稀土總量(ΣREE =141.8 ×10-6～228.2 ×10-6)，富集Th、Zr、Y，在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖上Eu、Sr 負(fù)異常明顯。大石頭群流紋巖的εSr(t)具有明顯負(fù)值(-12.0 ～-9.1)，εNd(t)值為+5.3 ～+6.4，以及低的Pb同位素初始值等等，表明大石頭流紋巖是由來自虧損地幔的幔源基性火成巖經(jīng)過部分熔融形成，但也存在玄武巖漿分離結(jié)晶作用形成的可能性(王銀喜等，2007)。

5.2.2 柳樹溝組火山巖的形成機(jī)制

新疆北部的石炭-二疊紀(jì)的構(gòu)造環(huán)境存在島弧和板內(nèi)不同認(rèn)識(shí)，由此引發(fā)了古亞洲洋閉合時(shí)限，島弧火山巖和板內(nèi)地幔柱作用大火成巖省認(rèn)識(shí)的爭議。首先是古亞洲洋的閉合，至少有二疊紀(jì)/三疊紀(jì)閉合(Xiao et al.，2004;肖文交等，2006)、晚石炭世-早二疊世閉合(李錦軼等，2006;Chai et al.，2008)、和泥盆紀(jì)末閉合(夏林圻等，2006;Pirajno et al.，2008)三種不同認(rèn)識(shí);其次有泥盆紀(jì)末閉合后，即進(jìn)入超地幔柱作用形成石炭紀(jì)-早二疊世大火成巖省(LIPs)的主張(夏林圻等，2004，2006;Pirajno et al.，2008)，認(rèn)為，石炭紀(jì)時(shí)，天山古生代洋盆已經(jīng)關(guān)閉，天山造山帶進(jìn)入到造山期后裂谷拉伸階段并伴隨著大規(guī)模的裂谷火山巖漿作用。目前，對于西鄰區(qū)巴音溝一帶的蛇綠巖的認(rèn)識(shí)還存在爭議(依連哈比爾尕洋盆或紅海型洋盆)(Gao et al.，1998;夏林圻等，2006)，但大量的同位素年代學(xué)資料顯示，依連哈比爾尕地區(qū)早石炭世開始拉張，晚石炭世閉合(徐學(xué)義等，2006)。本區(qū)柳樹溝組為玄武巖-角斑巖-流紋巖組合構(gòu)成雙峰式火山建造，沒有典型的安山巖。在拉張?bào)w制下雙峰式火山建造產(chǎn)于裂谷、巖漿型被動(dòng)陸緣、洋底、洋中脊，碰撞后伸展的大陸板內(nèi)上疊裂谷(地塹)、大陸板內(nèi)地塹等。本區(qū)玄武巖-玄武安山巖不具有堿性，可排除洋底、碰撞后伸展的大陸板內(nèi)上疊裂谷(地塹)、大陸板內(nèi)地塹等3 種環(huán)境。無蛇綠巖成分并伴生淺海相碎屑巖及少量碳酸鹽巖，排除洋中脊環(huán)境，所以只有裂谷、巖漿型被動(dòng)陸緣兩種環(huán)境可能。而裂谷與巖漿型被動(dòng)陸緣兩種環(huán)境在大陸解體過程的沉積建造、巖漿活動(dòng)以及變質(zhì)作用等存在明顯的差異(吳泰然和何國琦，2007)。

玄武巖-角斑巖稀土元素球類隕石標(biāo)準(zhǔn)化曲線一致，具有弱的銪負(fù)異常，輕稀土相對富集，(La/Yb)N比值介于2.3～4.79 之間。微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖顯示，Rb、Ba相對富集，Nb、Ta 表現(xiàn)為負(fù)異常。上述特征具有板內(nèi)玄武巖的特點(diǎn)，分布型式為裂谷屬性(Condie，1989;Wilson，1989)，與俯沖帶火山巖分布型式有明顯區(qū)別。選擇能夠較好地區(qū)分板內(nèi)、島弧及洋中脊玄武巖的Zr-Zr/Y 圖解(圖9b)和能很好區(qū)分板內(nèi)堿性玄武巖系列和板內(nèi)拉斑玄武巖系列的2Nb-Zr/4-Y 圖解中(圖9a)，研究區(qū)玄武巖樣品均落入板內(nèi)玄武巖區(qū)域，前人研究的博格達(dá)山東段北部的西地-依齊-小紅柳峽一帶玄武巖與研究區(qū)玄武巖在圖解中的分布基本一致，均證實(shí)其形成板內(nèi)構(gòu)造環(huán)境。

筆者借用了新疆已知古生代蛇綠巖(準(zhǔn)葛爾、天山、昆侖山-阿爾金山等)、巖漿型被動(dòng)陸緣(新疆南阿爾泰泥盆紀(jì)、覺羅塔格石炭紀(jì)、依連哈比爾尕石炭紀(jì))、裂谷(伊犁石炭紀(jì)裂谷、北山石炭紀(jì)裂谷、西昆侖北緣泥盆-石炭紀(jì)裂谷)資料，發(fā)現(xiàn)在Zr-V 圖解上，這幾種環(huán)境有明顯分離(圖9c)，本區(qū)玄武巖落在新疆古生代裂谷區(qū)。在整個(gè)博格達(dá)裂谷帶中，迄今尚未發(fā)現(xiàn)證據(jù)充分的蛇綠巖套和雙變質(zhì)帶，表明裂谷的發(fā)展并未達(dá)到出現(xiàn)一定規(guī)模洋盆的階段。

圖9 晚石炭世玄武巖構(gòu)造環(huán)境判別圖解(a)2Nb-Zr/4-Y 圖解(Meschede，1986);(b)Zr-Zr/Y 圖解(Pearce and Norry，1979);(c)V-Zr 圖解. ●本文數(shù)據(jù);○引自王金榮等，2010Fig.9 Tectonic discriminative diagrams for Late Carboniferous basalts

圖10 新疆博格達(dá)石炭紀(jì)裂谷演化示意圖1-玄武巖;2-流紋巖;3-輝綠巖;4-花崗巖;5-碳酸鹽/凝灰?guī)rFig. 10 The evolvement sketch of Carboniferous rift in Bogda Mountain，Xinjiang

區(qū)域資料顯示，北天山洋博格達(dá)一帶的開合構(gòu)造演化始于早石炭世，結(jié)束于晚石炭世末，與新疆天山西段的依連哈比爾尕地區(qū)一致。博格達(dá)造山帶拉張始于早石炭世早期，地殼拉張減薄可能引起軟流圈地幔上隆降壓形成玄武巖漿，噴出地表，深部巖漿房發(fā)生結(jié)晶分異形成少量中酸性火山巖(圖10a)，在七角井一帶出現(xiàn)雙峰式火山巖建造并逐漸擴(kuò)展到博格達(dá)地區(qū)，成為七角井組的底部建造層位，早石炭世晚期構(gòu)造體制由擴(kuò)張逐漸轉(zhuǎn)化為擠壓體制，由雙峰式火山巖建造轉(zhuǎn)為火山碎屑巖-凝灰質(zhì)細(xì)碎屑巖-細(xì)碎屑巖建造組合，伴隨著擠壓體制的增強(qiáng)，各種地質(zhì)因素聯(lián)合作用，形成七角井組淺變質(zhì)巖石組合及東西向構(gòu)造行跡。晚石炭世早期，博格達(dá)地區(qū)重新進(jìn)入擴(kuò)張機(jī)制，由于減壓作用，裂谷底部對應(yīng)的軟流圈地幔上隆形成玄武質(zhì)巖漿。因博格達(dá)裂谷作用不是十分強(qiáng)烈，上涌的速度較低，因此幔源熔體在上升過程中與大陸巖石圈產(chǎn)生較多相互作用，受到較多地殼成分污染，生成具地殼污染特點(diǎn)的玄武巖類。同時(shí)，后期巖漿房發(fā)生局部結(jié)晶分異，產(chǎn)生流紋巖質(zhì)巖漿，生成少量流紋巖噴出，在區(qū)內(nèi)首先出現(xiàn)雙峰式火山巖建造(圖10b)，然后沉積了碎屑巖-碳酸鹽-粗碎屑巖建造，顯示晚石炭世晚期區(qū)域構(gòu)造變動(dòng)體制不穩(wěn)定，擴(kuò)張與擠壓交替頻繁，造成區(qū)域上上石炭統(tǒng)祁家溝組與下伏柳樹溝組的不整合接觸(圖1b)。同時(shí)伴隨有基性輝綠巖脈(侵入時(shí)代300.5 ±1.7Ma，未發(fā)表)順層貫入，以及個(gè)別中酸性侵入體(Rb-Sr 等時(shí)線年齡298.4 ±0.6Ma)定位(圖10c)，可能代表了地球動(dòng)力學(xué)環(huán)境由擠壓變?yōu)槔瓘埖霓D(zhuǎn)折期(顧連興等，2001a)。而伊齊-小紅柳峽地區(qū)的流紋巖(王金榮等，2010)、博格達(dá)山南緣白楊溝、七角井、車轱轆泉雙峰式火山巖(Chen et al.，2011)可能就是在該時(shí)期擠壓-拉張頻繁轉(zhuǎn)換的復(fù)雜構(gòu)造背景下形成。

6 結(jié)論

博格達(dá)東段色皮口地區(qū)柳樹溝組第二巖性段石英角斑巖中鋯石U-Pb 同位素年代學(xué)、鋯石Hf 同位素特征以及巖石地球化學(xué)特征的研究，可以得出以下結(jié)論:

(1)研究區(qū)柳樹溝組火山巖以玄武巖-玄武安山巖、角斑巖-石英角斑巖、流紋巖組合構(gòu)成雙峰式火山巖建造。玄武巖-玄武安山巖為富鉀貧鈉的拉斑系列，地球化學(xué)特征顯示角斑巖-石英角斑巖與玄武巖-玄武安山具有同源特征，為巖漿連續(xù)演化的產(chǎn)物。石英角斑巖的鋯石206Pb/238U 加權(quán)平均年齡為314.9 ±1.2Ma，表明石英角斑巖的形成時(shí)代為晚石炭世，為柳樹溝組地層時(shí)代的歸屬提供了新的依據(jù)。

(2)研究區(qū)火山巖的巖石地球化學(xué)特征、微量元素地球化學(xué)、Hf 和Nd 同位素地球化學(xué)特征顯示玄武巖-玄武安山巖的巖漿源區(qū)為虧損地幔來源，并受地殼混染。

(3)柳樹溝組火山巖以基性巖為主的雙峰式火山巖建造，形成于板內(nèi)裂谷環(huán)境，與早石炭世七角井組火山巖形成環(huán)境一致。博格達(dá)裂谷自早石炭世活動(dòng)以來，持續(xù)到晚石炭世，與鄰區(qū)依連哈比爾尕洋盆(或紅海型洋盆)的發(fā)生、閉合時(shí)限一致。晚石炭世流紋巖代表了裂谷閉合時(shí)期構(gòu)造應(yīng)力由拉張到擠壓頻繁轉(zhuǎn)換作用的產(chǎn)物，基性輝綠巖脈(侵入時(shí)代300.5 ±1.7Ma，未發(fā)表數(shù)據(jù))順層貫入，個(gè)別中酸性侵入體(Rb-Sr 等時(shí)線年齡298.4 ±0.6Ma)定位，代表地球動(dòng)力學(xué)環(huán)境由擠壓變?yōu)槔瓘埖霓D(zhuǎn)折期，博格達(dá)裂谷可能在300Ma 左右閉合，并平穩(wěn)隆升為陸，隨后進(jìn)入陸內(nèi)演化階段。

致謝 野外工作中得到了新疆地礦局第十一地質(zhì)大隊(duì)鄭勇、周能武、秦海峰高級工程師的大力支持;參加野外工作的還有長安大學(xué)碩士生黑歡、王東明、于萍以及多位本科生;張東陽參加了樣品的實(shí)驗(yàn)測試工作;兩位審稿人提出了許多中肯、有益的意見對作者進(jìn)一步認(rèn)識(shí)研究區(qū)柳樹溝組火山巖的地球化學(xué)性質(zhì)及玄武巖的巖漿源區(qū)及其形成過程很有幫助;在此一并深表感謝!

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