新疆巴里坤塔格柳樹溝組玄武巖成因及其構(gòu)造環(huán)境
——巖石地球化學(xué)及Sr-Nd-Pb同位素證據(jù)

屈翠俠，易鵬飛，楊興科，李 希

(1.長安大學(xué)地球科學(xué)與資源學(xué)院，陜西 西安 710054；2. 陜西省地質(zhì)調(diào)查中心，陜西 西安 710065)

新疆巴里坤塔格柳樹溝組玄武巖成因及其構(gòu)造環(huán)境
——巖石地球化學(xué)及Sr-Nd-Pb同位素證據(jù)

屈翠俠1，易鵬飛2，楊興科1，李 希1

(1.長安大學(xué)地球科學(xué)與資源學(xué)院，陜西 西安 710054；2. 陜西省地質(zhì)調(diào)查中心，陜西 西安 710065)

東天山巴里坤塔格地區(qū)分布大量的柳樹溝組火山巖，筆者以玄武巖為研究對象，對其巖石學(xué)、巖石地球化學(xué)及同位素地球化學(xué)研究表明：巴里坤塔格柳樹溝組玄武巖均屬拉斑玄武巖系列，并富集大離子親石元素(Sr、K、Rb、Ba、Th)和輕稀土元素，虧損高場強(qiáng)元素(Nb、Ta、Ti)和重稀土元素，Sr-Nd-Pb同位素顯示低(87Sr/86Sr)t=0.703 82～0.706 67，低(206Pb/204Pb)t=17.857～18.054，(207Pb/204Pb)t=15.494～15.545，(208Pb/204Pb)t=37.746～37.798、高εNd(t)=+4～+8.3的虧損地幔源區(qū)特征，并受到了陸殼物質(zhì)混染。通過與博格達(dá)東段伊齊—小紅柳峽同時期玄武巖的對比，認(rèn)為巴里坤塔格地區(qū)在晚石炭世與博格達(dá)具有相同的構(gòu)造屬性，同屬于大陸裂谷環(huán)境，但由于分屬裂谷不同的演化階段，地球化學(xué)特征具有一定的差異。

晚石炭世；玄武巖；Sr-Nd-Pb同位素；虧損地幔；大陸裂谷

巴里坤塔格位于東天山北段，近東西向展布于博格達(dá)與哈爾里克兩大山脈的銜接部位，在構(gòu)造上處于博格達(dá)造山帶和哈爾里克造山帶之間，其地理位置特殊，構(gòu)造背景復(fù)雜。前人近年來對哈爾里克山和博格達(dá)山的研究取得了一定的成果和認(rèn)識(成守德等，1986；Coleman，1989；馬瑞士等，1997；何國琦等，1994；Han et al.,1999；顧連興等，2001a；李錦軼，2004；夏林圻等，2006；2008；李文淵等，2012)，同時也存在較大的爭議，主要表現(xiàn)在兩方面：一是區(qū)內(nèi)廣泛發(fā)育的晚古生代火山巖產(chǎn)出的構(gòu)造背景；其二是石炭紀(jì)—二疊紀(jì)構(gòu)造-巖漿作用的地球動力學(xué)機(jī)制。前人對博格達(dá)地區(qū)研究相對較多，但對巴里坤塔格的研究關(guān)注較缺乏，影響了對于東天山地區(qū)構(gòu)造—巖漿作用的認(rèn)識。筆者通過對巴里坤塔格地區(qū)柳樹溝組中基性火山巖進(jìn)行詳細(xì)的巖石學(xué)、地球化學(xué)以及Sr、Nd、Pb同位素特征研究，并與博格達(dá)裂谷東段同時期基性火山巖進(jìn)行對比研究，從而揭示其巖石成因及構(gòu)造背景，為東天山北部地區(qū)的構(gòu)造巖漿作用研究提供依據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

巴里坤塔格為東西走向的山脈，中部向北突出，北以巴里坤斷陷盆地和準(zhǔn)噶爾造山系相鄰，南為吐哈盆地，東側(cè)在南山口—板房溝延至哈爾里克山脈，西側(cè)在七角井一帶尖滅，與博格達(dá)山毗鄰。研究區(qū)位于多個次級構(gòu)造單元的結(jié)合部位(圖1a)，其北東為卡拉麥里-哈爾里克火山弧，西部為博格達(dá)裂谷，南部為吐哈盆地北緣活動帶，構(gòu)造位置十分特殊。研究區(qū)地層主要為下石炭統(tǒng)七角井組(C1q)和上石炭統(tǒng)柳樹溝組(C2l)的火山-沉積巖系，下石炭統(tǒng)七角井組分布在巴里坤塔格西北地區(qū)靠近博格達(dá)東段一帶以及口門子?xùn)|北地區(qū)；上石炭統(tǒng)柳樹溝組火山-沉積地層在區(qū)內(nèi)占主導(dǎo)地位，從七角井東一直到口門子附近，總體呈東西向展布，向西靠近哈爾里克山一帶呈北西西—南東東向展布(圖1b)，其火山巖巖石類型包括玄武巖、玄武安山巖、角斑巖、流紋巖、凝灰?guī)r等，沉積巖主要為礫巖、砂巖、粉砂巖等。與上下地層均呈不整合接觸，多被華力西期中酸性巖體侵入(趙明等，2002；孫桂華等，2005；2007)。此外，區(qū)內(nèi)廣泛發(fā)育二疊紀(jì)早期的基性巖墻和巖脈，不規(guī)則侵位于石炭紀(jì)火山-沉積地層以及中酸性侵入體中(圖2d)。關(guān)于柳樹溝組火山巖的成巖年齡，前人已做過研究，較新的測年數(shù)據(jù)結(jié)果顯示，博格達(dá)東緣色皮口地區(qū)柳樹溝組流紋巖的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為(314±1.1)Ma(高景剛等，2013)；大石頭群火山巖Rb-Sr等時線年齡為(306.7±2.3)Ma(王銀喜等，2007)。

Ⅰ.西伯利亞板塊;Ⅱ.準(zhǔn)噶爾—哈薩克斯坦板塊;Ⅲ.塔里木板塊;①卡拉麥里-莫?dú)J烏拉斷裂;②準(zhǔn)噶爾盆地南緣斷裂;③吐魯番-哈密盆地北緣斷裂;④吐魯番-哈密盆地南緣斷裂;⑤康古爾塔格—黃山斷裂;⑥阿其克庫都克—沙泉子斷裂; 1.新生界；2.侏羅系；3.二疊系；4.石炭系上統(tǒng)柳樹溝組；5.石炭系下統(tǒng)七角井組；6.泥盆系；7.奧陶系；8.花崗巖； 9.花崗閃長巖；10.閃長巖；11.地質(zhì)界線；12.不整合界線；13.斷層；14.路線；15.剖面；16.采樣位置圖1 (a)新疆巴里坤塔格地區(qū)構(gòu)造位置圖(據(jù)顧連興等，2001b，有修改)及(b)地質(zhì)簡圖Fig.1 (a)Schematic geological map and (b)tectonic sketch map of Bakuntage in Xinjiang

2 巖石學(xué)特征

玄武巖：灰黑色-灰綠色，部分為深褐色，斑狀-少斑狀結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造，或見氣孔和杏仁構(gòu)造(圖2a、圖2b)，氣孔大小約1～3mm，局部可達(dá)到5mm以上，斑晶體積分?jǐn)?shù)約3%～15%，斑晶主要為斜長石，呈板條狀；基質(zhì)為間粒結(jié)構(gòu)，斜長石不規(guī)則排列，其中有粒狀輝石和磁鐵礦充填。

含葡萄石凝灰質(zhì)玄武安山巖：斑狀結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造，主要由基質(zhì)和斑晶組成，斑晶約占總含量的40%，主要由長柱狀長石組成，可見聚片雙晶，大小0.1～1mm，形態(tài)為半自形-自形。斜長石表面可見輕度泥化、綠泥石化。隱晶質(zhì)含量約占總量的30%左右，鏡下可見球粒狀葡萄石(圖2c)含量約10%，為次生礦物，大小變化較大，多為0.1～0.3mm左右，明顯的波狀消光。

a.上石炭統(tǒng)柳樹溝組玄武巖野外特征；b.玄武巖間粒間隱結(jié)構(gòu)(正交偏光10×10)；c.含葡萄石凝灰質(zhì)玄武巖鏡下葡萄石 (正交偏光10×10)；d.輝長輝綠巖墻(脈)侵入在柳樹溝組火山巖中圖2 火山巖野外露頭及鏡下照片F(xiàn)ig.2 Field outcrop of volcanic rocks and the photomicrographs

3 樣品分析方法

主量元素主要由長安大學(xué)西部礦產(chǎn)資源與地質(zhì)工程教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室測定，部分?jǐn)?shù)據(jù)為陜西核工業(yè)二〇三研究所專業(yè)實(shí)驗(yàn)室測定，采用熔片X-射線熒光光譜(XRF)法，分析精度優(yōu)于5%；稀土、微量元素在長安大學(xué)西部礦產(chǎn)資源與地質(zhì)工程教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室測定，采用ICP-MS分析，利用國家一級標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)進(jìn)行質(zhì)量監(jiān)控(GB/T14506-1993)，分析結(jié)果采用DZ130-1991進(jìn)行數(shù)據(jù)檢查；Rb-Sr、Sm-Nd同位素的化學(xué)分離采用常規(guī)的陽離子樹脂(REE和其他元素分離)和HDEHP(Sm，Nd分離)方法，Sr-Nd同位素測試在廣州地球化學(xué)研究所的Micromass Isoprobe型多接受器電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(MC-ICP MS)上用靜態(tài)接受模式測定，分別以86Sr/88Sr=0.119 4和146Nd/144Nd=0.721 9為標(biāo)準(zhǔn)，校正87Sr/86Sr和143Nd/144Nd的值；Pb同位素在Neptune Plus MC-ICP-MS上測定，詳細(xì)的分析程序參見梁細(xì)榮等(2003)。

4 分析結(jié)果

4.1 主量元素地球化學(xué)特征

研究區(qū)玄武巖的主量元素分析數(shù)據(jù)見表1。樣品SiO2含量為47.69%～52.49%，主要為玄武巖、玄武安山巖。Al2O3含量為15.13%～19.31%；MgO含量為5.69%～8.09%；P2O5含量為0.14%～0.81%；Na2O、K2O的含量分別為2.29%～4.50%、0.38%～1.52%，Na2O+K2O的含量為2.92%～5.55%，K2O/Na2O值為0.09～0.42。與前人研究的博格達(dá)東段伊齊—小紅柳峽的玄武巖數(shù)據(jù)對比顯示(王金榮等，2010)，兩區(qū)玄武巖均富鈉貧鉀高鋁，博格達(dá)東段K2O/Na2O為0.05～0.20，MgO含量為8.12%～9.54%，Mg#(Mg#=100MgO2+/[Mg2++∑Fe])為61.7～63.7，接近判別原始巖漿的參考數(shù)值65(Wendland RF et al.，1995)，而巴里坤塔格地區(qū)玄武巖的Mg#為41.83～62.40，平均為47.97，并且隨著SiO2含量的增加，MgO、TFe2O3和CaO含量降低，而K2O、Na2O含量增加，顯示分異演化的特征，說明二者在成因上可能存在一定的區(qū)別。

表1 巴里坤塔格地區(qū)柳樹溝組玄武巖主量元素分析結(jié)果(%)Tab. 1 The major elements data (%) for the intermediate-basic volcanic rocks of Liushugou group in Balikuntage

注：樣品Bhl-18～ WY-8來自筆者自測；樣品0019-1～0019-6據(jù)王金榮等(2010)，以下稀土、微量元素及同位素數(shù)據(jù)來源與此相同。

根據(jù)全堿-氧化硅圖解(圖3a)，該區(qū)玄武巖主要分布于堿性與亞堿性的分界線附近，以亞堿性系列為主，這與博格達(dá)東段玄武巖特征一致。亞堿性系列進(jìn)一步在SiO2-TFe/MgO圖解中投圖分類，樣品點(diǎn)均落在拉斑玄武巖區(qū)(圖3b)。TiO2含量較穩(wěn)定，為0.88%～2.97%，平均值為1.65%，接近典型的大洋玄武巖和弧后盆地玄武巖的平均值(1.5%)(鄧晉福等，2009)。

Ir.Irvine分界線，上方為堿性，下方為亞堿性;Pc.苦橄玄武巖；B.玄武巖；O1.玄武安山巖；O2.安山巖；O3.英安巖；R.流紋巖；S1.粗面玄武巖；S2.玄武質(zhì)粗面安山巖；S3.粗面安山巖；T.粗面巖、粗面英安巖；F.副長石巖；U1.堿玄巖、碧玄巖； U2.響巖質(zhì)堿玄巖；U3.堿玄質(zhì)響巖；Ph.響巖圖3 (a)SiO2-(Na2O+K2O)(TAS)分類以及(b)SiO2-(TFe2O3/MgO)圖解(據(jù)Miyashiro A., 1974)Fig.3 (a)SiO2-(Na2O+K2O)(TAS)classification diagram and (b)SiO2-(TFe2O3/MgO) diagram(From Miyashiro A., 1974)

4.2 稀土元素和微量元素地球化學(xué)特征

研究區(qū)玄武巖的稀土元素含量見表2。引用博格達(dá)東段伊齊—小紅柳峽的玄武巖數(shù)據(jù)作對比(王金榮等，2010)。該區(qū)玄武巖稀土元素總量為45.28×10-6～215.24×10-6，平均111.76×10-6，變化較大，博格達(dá)東段玄武巖稀土總量72.03×10-6～80.35×10-6，平均75.61×10-6，相對較低，但變化較?。话屠锢に裥鋷rLREE/HREE=3.11～7.32，平均4.48，屬輕稀土富集型，博格達(dá)東段玄武巖LREE/HREE=3.0～3.10，相比前者輕稀土富集程度低，稀土元素之間不存在明顯的分餾過程。由稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化的配分曲線(圖4a)可知，該區(qū)所有地段樣品曲線特征相近，顯示同源連續(xù)演化的特征，普遍富集輕稀土，曲線右傾，類似于洋島玄武巖(OIB)；而博格達(dá)東段玄武巖稀土配分曲線相對平坦，接近富集地幔(E-MORB)；二者均不顯示明顯的Eu異常(巴里坤塔格δEu=0.84～1.21)，表明巖漿上升過程中斜長石的結(jié)晶作用不明顯。

將表3中玄武巖樣品的微量元素測定結(jié)果相對于原始地幔進(jìn)行標(biāo)準(zhǔn)化后，所得配分曲線(圖4b)表明，巴里坤塔格地區(qū)玄武巖與博格達(dá)東段玄武巖具有不同的配分型式，整體上均富集強(qiáng)不相容元素，不同元素的富集程度不同。巴里坤塔格地區(qū)玄武巖相對富集Sr、Ba、Th等大離子親石元素以及LREE，虧損高場強(qiáng)元素Nb、Ta，顯示弧火山巖的特征；博格達(dá)東段玄武巖相對富集不相容元素Ba、Zr、Hf，相對虧損Nb、Ta以及Th，顯示板內(nèi)火山巖的特征(王金榮等，2010)。此外，巴里坤塔格玄武巖樣品Ni和Cr含量分別為18.22×10-6～43.96×10-6、37.68×10-6～165.41×10-6均低于原始巖漿的參考數(shù)值250×10-6和300×10-6(Wendlandt RF et al.，1995)，表明它們是原始巖漿演化后的產(chǎn)物，并且，隨著Mg指數(shù)的降低，Cr和Ni含量都迅速下降，指示在演化過程中發(fā)生了橄欖石和單斜輝石的分離結(jié)晶；而博格達(dá)東段玄武巖與原始巖漿接近，過程中沒有發(fā)生明顯的分離結(jié)晶作用。

圖4 (a)稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分圖和(b)微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化配分圖Fig.4 (a) Chondrite-normalized REE patterns and (b)Primitive mantle-normalized trace element spider diagram (球粒隕石和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化數(shù)據(jù)分別來自Boynton, 1984和Sun & McDonough, 1989；圖中N-MORB、E-MORB、 OIB的數(shù)據(jù)來自Sun & McDonough, 1989)

樣品號LaCePrNdSmEuGdTbDyHoErTmYbLuYBhl-1838.5986.0110.5243.378.262.628.931.226.731.313.550.493.170.4742.66Bsd0724.4656.987.6633.377.272.128.171.217.121.413.890.563.160.5345.96Bsd1313.229.673.6515.943.771.184.230.623.660.742.060.291.710.2924.48YQsd-022459.87.5636.17.842.358.141.258.141.634.560.654.270.645.4krk-111.5528.734.1218.594.991.665.990.955.781.183.250.463.020.4437.56DY1-611.128.63.6718.94.291.544.880.764.820.922.70.382.460.3726.7WY-85.4813.41.899.892.531.062.810.483.10.671.920.241.580.23180019-18.3621.43.6417.84.871.684.280.925.371.082.920.53.10.4529.30019-28.0520.93.5717.34.791.614.150.895.331.062.820.483.030.4328.80019-38.7522.43.8518.55.051.694.430.985.861.153.120.553.50.5231.80019-48.22213.6117.64.831.684.20.925.361.082.880.53.110.4629.40019-57.8120.23.4316.94.521.544.040.895.211.032.670.472.890.4327.60019-68.0720.83.6417.64.791.684.190.925.411.082.850.493.080.4529

4.3 Sr-Nd-Pb同位素特征

巴里坤塔格一帶的玄武巖樣品均采自前人劃分出的晚石炭世柳樹溝組區(qū)域，其Sr、Nd和Pb同位素分析數(shù)據(jù)見表4。采用高景剛等(2013)、王銀喜等(2007)測定的博格達(dá)鄰近巴里坤塔格一帶柳樹溝組玄武巖同位素年齡約310Ma，得到(87Sr/86Sr)t=0.703 82～0.706 67，(143Nd/144Nd)t=0.512 462～0.512 684，εNd(t)=+4～+8.3，(206Pb/204Pb)t=17.857～18.054，(207Pb/204Pb)t=15.494～15.545，(208Pb/204Pb)t=37.746～37.798。根據(jù)87Sr/86Sr初始比值一致性，反映樣品來自相同源區(qū)。假設(shè)現(xiàn)代N-MORB型虧損地幔的εNd(t)平均值(+(10±2))是太古宙(4.0Ga)球粒隕石分異地幔演化的產(chǎn)物，則300Ma前的MORB型虧損地幔的εNd(t)平均值為+(9±2)。研究區(qū)柳樹溝組玄武巖的εNd(t)=+4～+8.3低于同時期MORB型虧損地幔的下限值，表明其源區(qū)為虧損地幔，并且(143Nd/144Nd)t=0.512 462～0.512 684，接近現(xiàn)代地球平均值(0.512 638，Wilson M，1989)，表明巖漿作用過程受大陸地殼物質(zhì)一定程度的混染；博格達(dá)東段(143Nd/144Nd)t為0.512 927～0.512 944，大于現(xiàn)代地殼的平均值，表明無地殼物質(zhì)混染。在Sr-Nd同位素演化圖上(圖5a)，顯示研究區(qū)玄武巖樣品全部落在大洋玄武巖形成的地幔陣列的右側(cè)，其(87Sr/86Sr)t、εNd(t)值都在MORB之下，并且偏離地幔演化線，說明源區(qū)相比于初始地幔更為虧損。Sr同位素變化明顯，而Nd同位素變化不大，Sr-Nd同位素成分形成近水平的變化趨勢，說明巖漿可能經(jīng)歷了一定程度的熱液蝕變，這與玄武巖含球粒狀葡萄石的巖石學(xué)特征相一致。在初始Pb同位素相關(guān)圖上(圖5b)，樣品點(diǎn)均落于DM范圍內(nèi)以及附近，說明巖漿源主要為虧損地幔。

表3 巴里坤塔格地區(qū)柳樹溝組玄武巖微量元素分析結(jié)果(10-6)Tab. 3 The trace elements data (10-6) for the intermediate-basic volcanic rocks of Liushugou group in Balikuntage

表4 巴里坤塔格地區(qū)柳樹溝組玄武巖Sr-Nd-Pb同位素分析結(jié)果及其相關(guān)參數(shù)Tab. 4 The Sr-Nd-Pb elements data and their parameters for the intermediate-basic volcanic rocks of Liushugou group in Balikuntage

DM.虧損地幔；EMⅠ和EMⅡ.富集地幔；MORB.洋中脊玄武巖；OIB.洋島玄武巖；BSE.全硅酸鹽地球；NHRL.北半球參照線； PREMA.經(jīng)常觀測到的普通地幔成分圖5 (a)玄武巖εSr(t)-εNd(t) 和(b)(206Pb/204Pb)t-(207Pb/204Pb)t 相關(guān)圖(據(jù)Bevins R E et al., 1984)Fig.5 (a)The εSr(t)-εNd(t) and(b) the(206Pb/204Pb)t-(207Pb/204Pb)t diagram of the basalts (From Bevins R E et al., 1984)

5 討論

5.1 構(gòu)造環(huán)境判別

研究區(qū)柳樹溝組基性火山巖包括玄武巖、玄武安山巖，個別為粗面玄武巖、響巖質(zhì)堿玄巖，主量元素具富鈉貧鉀高鋁的特征，隨著SiO2含量的增加，MgO、TFe2O3和CaO含量降低，而K2O、Na2O含量增加，顯示分異演化的特征，整體上屬亞堿性拉斑玄武巖系列。上述主量元素的總體特征反映了該區(qū)玄武巖漿分離結(jié)晶作用的存在，有別于博格達(dá)東段伊齊—小紅柳峽玄武巖，后者的分離結(jié)晶作用不明顯(王金榮等，2010)。

在微量元素特征上，本區(qū)玄武巖普遍富集大離子親石元素、輕稀土元素，虧損高場強(qiáng)元素，顯示Nb、Ta、Ti的負(fù)異常，這與島弧環(huán)境玄武巖的特征相似。夏林圻等(2007)認(rèn)為大陸地殼或巖石圈的混染作用也可以給出似消減帶信號，容易導(dǎo)致將受到混染的大陸玄武巖誤判為島弧玄武巖，并認(rèn)為源自地幔的基性熔巖，若無地殼物質(zhì)混染，則基本就可判定為大陸裂谷環(huán)境的產(chǎn)物。巴里坤塔格地區(qū)玄武巖具低Sr、低Pb、高Nd的同位素特征，說明其源區(qū)為虧損地幔，對其構(gòu)造演化環(huán)境的準(zhǔn)確判定，首先應(yīng)該確定是否有地殼物質(zhì)的加入。通常，大多數(shù)基性熔巖遭受強(qiáng)烈的地殼混染作用會顯示La /Nb>1和(Th/Nb)PM?1的特點(diǎn)，這被認(rèn)為是表征地殼混染作用的2個重要參數(shù)，具有與同位素幾乎相似的示蹤作用(Kieffer et al.，2004)。研究區(qū)玄武巖La/Nb為1.13～3.66，(Th/Nb)PM介于0.39～4.55之間，只有一個樣品小于1，表明本區(qū)玄武巖存在不同程度殼源物質(zhì)的加入。Ti、Zr、Y元素較為穩(wěn)定，受地殼或巖石圈地幔混染的影響有限，可用于識別因受地殼或巖石圈地?；烊咀饔糜绊懙幕鹕綆r形成的大地構(gòu)造環(huán)境(Rollinson，1993；夏林圻等，2007)。因而，在Zr/Y-Zr(圖6a)和TiO2-Zr(圖6b)構(gòu)造環(huán)境判別圖解中，本區(qū)玄武巖樣品點(diǎn)均落入板內(nèi)玄武巖區(qū)域。此外，一般認(rèn)為產(chǎn)于板內(nèi)環(huán)境的火山巖TiO2>1%，Zr>70×10-6，Zr/Y>4，Ti/Y>400，而產(chǎn)于匯聚板塊邊緣的火山巖TiO2<1%，Zr<130×10-6，Zr/Y<3.5，Ti/Y<500。區(qū)內(nèi)玄武巖TiO2=1.14～2.97%(只有一個樣品為0.88)，Zr含量為112.95×10-6～528.04×10-6，Zr/Y值為4.46～12.38，Ti/Y值為279.79～417.14。這些特征明顯區(qū)別于板塊匯聚邊緣的火山弧玄武巖，而表現(xiàn)出板內(nèi)玄武巖的特征。

在地質(zhì)特征上，巴里坤塔格晚石炭世柳樹溝組火山巖包括玄武巖、玄武安山巖、角斑巖、流紋巖、凝灰?guī)r等，具有明顯的安山巖成分間斷，為典型的雙峰式火山巖結(jié)構(gòu)。一般認(rèn)為陸內(nèi)伸展背景下的火山巖往往具有明顯的“雙峰式”巖石組合特征，且伴有不同程度的輝長輝綠巖墻、巖脈群產(chǎn)出，其中基性巖以拉斑質(zhì)和堿性巖為主，酸性巖從正常至堿性都有(Wilson，1989；鄧晉福等，2007)。本區(qū)火山巖具雙峰式巖石組合特征，并發(fā)育大量侵入于石炭紀(jì)火山-沉積地層以及中酸性侵入體中的輝長輝綠巖巖墻和巖脈群；同時，本區(qū)柳樹溝組火山巖與沉積巖共生，沉積巖類型有硬砂巖、泥巖、砂礫巖、粉砂巖等，為一套正常沉積的陸源碎屑巖，排除了海相環(huán)境的可能性。

圖6 (a)Zr-Zr/Y和(b)TiO2-Zr構(gòu)造環(huán)境判別圖Fig.6 (a) The Zr-Zr/Y and (b) TiO2-Zr tectonic discrimination diagram

由此，筆者認(rèn)為巴里坤塔格晚石炭世柳樹溝組玄武巖產(chǎn)于大陸裂谷環(huán)境，為古博格達(dá)石炭紀(jì)大陸裂谷的一個重要組成部分，博格達(dá)石炭紀(jì)裂谷東延的位置應(yīng)該再向東位于哈爾里克與巴里坤塔格之間的南山口—板房溝一帶。

5.2 裂谷演化特征

巴里坤塔格和博格達(dá)東段晚石炭世柳樹溝組玄武巖在地質(zhì)特征及巖石化學(xué)特征方面，具有一定的可對比性，如火山巖普遍具雙峰式特征，主量元素顯示富鈉貧鉀高鋁的特征，都屬于亞堿性巖石系列；稀土元素均顯示輕稀土的富集，Eu異常不明顯；微量元素均為強(qiáng)不相容元素富集型；Sr-Nd-Pb同位素特征均顯示低Sr、低Pb、高Nd 的虧損地幔源區(qū)特征。然而，兩區(qū)同時期火山巖所顯示的差異性也不容忽視，研究區(qū)柳樹溝組雙峰式火山巖基性端元占較大比例，微量元素顯示與弧火山巖相似的特征，同位素特征表明源區(qū)為虧損地幔，巖漿演化過程中有地殼物質(zhì)的混染，并發(fā)生了橄欖石和輝石的分離結(jié)晶作用；而博格達(dá)東段雙峰式火山巖酸性端元占較大比例，微量元素顯示板內(nèi)玄武巖的特征，同位素特征表明源區(qū)為虧損地幔，沒有地殼物質(zhì)的加入，也沒有發(fā)生分離結(jié)晶作用。說明兩區(qū)同時期玄武巖源自同一源區(qū)，但經(jīng)歷了不同的巖漿演化過程，可能是產(chǎn)于裂谷發(fā)育的不同階段所致。

已有研究認(rèn)為，準(zhǔn)噶爾和吐—哈盆地形成于同一個前寒武系基底之上，是博格達(dá)裂谷的形成使之裂解為2個地塊(顧連興等，2001b)，因此，巴里坤塔格與博格達(dá)地區(qū)均為發(fā)育在古老結(jié)晶基底上的裂谷，但在晚石炭世期間，二者作為裂谷發(fā)育的不同區(qū)段，具有不同的地殼厚度。如圖7所示，晚石炭世期間，巴里坤塔格地區(qū)地殼厚度(20～30km)大于博格達(dá)東段的地殼厚度(15～20km)，這與巴里坤塔格地區(qū)玄武巖普遍顯示地殼物質(zhì)的混染和結(jié)晶分異作用的存在，而博格達(dá)東段玄武巖則沒有地殼物質(zhì)的加入，無明顯結(jié)晶分異的特征相一致，因此，晚石炭世期間，博格達(dá)—巴里坤塔格裂谷以博格達(dá)地區(qū)裂開較早，巴里坤塔格地區(qū)裂開較晚，具有自西向東的發(fā)展演化趨勢。

圖7 玄武巖Rb-Sr地殼厚度圖解(據(jù)K.C.Condie，2006)Fig.7 The Rb-Sr crust thickness diagramof the basalts (from K.C.Condie, 2006)

6 結(jié)論

(1)巴里坤塔格地區(qū)柳樹溝組玄武巖屬拉斑玄武巖系列，富鈉貧鉀，富集輕稀土和大離子親石元素，虧損高場強(qiáng)元素，具Nb、Ta、Ti負(fù)異常，Sr-Nd-Pb同位素顯示低Sr、低Pb、高Nd的虧損地幔源區(qū)特征，并受到了陸殼物質(zhì)混染。

(2)晚石炭世，巴里坤塔格為大陸裂谷環(huán)境，是古博格達(dá)大陸裂谷的重要組成部分。晚石炭世期間，博格達(dá)—巴里坤塔格裂谷以博格達(dá)地區(qū)裂開較早，巴里坤塔格地區(qū)裂開較晚，具有自西向東的發(fā)展演化趨勢。

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Genesis and Tectonic Environment of Basalts in Balikuntage，Xinjiang：Implications from Geochemistry and Sr-Nd-Pb Isotopes

QU Cuixia1，YI Pengfei2，YANG Xingke1，LI Xi1

(1. College of Earth Science and Resources, Chang’an University, Xi’an 710054, Shaanxi , China;2. Shaanxi Geological Survey, Xi’an 710065, Shaanxi, China)

The volcanic rocks from the Liushugou formation are widely distributed in Balikuntage area, Xinjiang. Study on the basalt, their petrology, geochemistry and isotope geochemistry indicate that, the basalts in this area belong to tholeiite series and are characterized by LREE, LILE(Sr, K, Rb, Ba, Th) enrichments and HFSE(Nb, Ta, Ti), HREE depletion, low Sr-Nd-Pb isotope(87Sr/86Sr)t=0.70382-0.70667;(206Pb/204Pb)t=17.857-18.054; (207Pb/204Pb)t=15.494-15.545; (208Pb/204Pb)t=37.746-37.798 and high εNd(εNd(t)=+4-+8.3), which show its depleted mantle origin and contamination of crust materials. Through comparing with the basalts of the eastern Bogda in the same period, the results show that Balikuntage has the similar structure attributes with the Bogda area, which is the continental rifting in the late Carboniferous. But they belong to different stages of rifting evolution, thus, their geochemistry exhibits some disparities.

late Carboniferous; basalts; Sr-Nd-Pb isotopes; depleted mantle; continental rifting

2015-04-02；

2015-05-20

中國地質(zhì)調(diào)查局項(xiàng)目“新疆北部晚古生代大規(guī)模巖漿作用與成礦耦合關(guān)系研究”(1212011121092)

屈翠俠(1986-)，女，博士研究生，構(gòu)造地質(zhì)學(xué)專業(yè)，主要從事構(gòu)造-巖漿作用及成礦方面的研究。E-mail：329865708@qq.com

P597

A

1009-6248(2015)03-0214-12