新疆博格達造山帶西段石炭紀雙峰式火山巖地球化學特征及成因

張振坤，孫建東，江輝，陸凡，岳繼宗，吳守智

(1.成都理工大學，成都 610051； 2.中國地質(zhì)調(diào)查局南京地質(zhì)調(diào)查中心，南京 210016； 3.四川省地礦局川西北地質(zhì)隊，四川 綿陽 621051； 4.江西省核工業(yè)局265大隊，江西 鷹潭 335001)

0 引言

博格達造山帶位于新疆北部，北鄰準葛爾盆地，南與吐哈盆地相望，東側(cè)與哈爾里克造山帶相鄰，其東西延伸約400 km，區(qū)內(nèi)大面積分布火山巖，特別是分布于博格達峰南北兩側(cè)的雙峰式火山巖。近年來隨著研究的深入，獲得雙峰式火山巖的年齡為296 Ma—342 Ma[1-3]，屬于晚石炭世火山活動，且形成的構(gòu)造背景有各種不同的見解，如：造山后拉張[4-7]、成熟島弧[8]、活動大陸邊緣[9]、弧后盆地[10-11]、洋內(nèi)島弧[12]、洋島[13]及大陸拉張減薄[8,14-15]等，然而近些年對區(qū)內(nèi)雙峰式火山巖構(gòu)造環(huán)境的研究成果表明其構(gòu)造屬性更傾向于大陸裂谷環(huán)境[1,16-22]。事實上，對于雙峰式火山巖的成因及玄武質(zhì)和流紋質(zhì)巖漿二者的關系，主要有兩種觀點，一為二者同源[23-25]，二為二者異源[26-28]。

本文將通過對出露于博格達峰南北兩側(cè)的雙峰式火山巖進行地球化學特征研究，探討其大地構(gòu)造背景、巖石成因，以期對恢復造山帶大地構(gòu)造格局有所裨益。

1 研究區(qū)地質(zhì)概述及巖石學特征

1.1 研究區(qū)地質(zhì)概述

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)Fig.1 Geotectonic sketch(a)of Bogda orogenic belt and geological sketch (b) of the study area

研究區(qū)位于博格達造山帶西段(圖1a)博格達峰南側(cè)，區(qū)內(nèi)廣泛出露火山巖系，地層褶皺平坦寬緩鮮有變質(zhì)現(xiàn)象，少有花崗巖類侵入，在博格達山南北兩側(cè)有大量雙峰式火山巖的出露[1,3]。區(qū)內(nèi)出露最古老的兩套地層為上石炭世柳樹溝組(C2l)和祁家溝組(C2qj)(圖1b)。其中，祁家溝組(C2qj)火山巖巖石類型單一，為凝灰?guī)r；柳樹溝組(C2l)火山巖巖石類型較為齊全，火山熔巖和火山碎屑巖均有出露，火山熔巖以具雙峰式火山巖特征玄武巖和流紋巖為主，火山碎屑巖以火山角礫巖為主，凝灰?guī)r次之。

1.2 巖石學特征

研究區(qū)雙峰式火山巖以泉泉溝的柳樹溝組南北向剖面(圖2)為代表，宏觀上以灰黑色玄武巖(橄欖玄武巖)、流紋巖在空間上緊密伴生為分布特征。

橄欖玄武巖：灰色、深灰色，斑狀結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造，斑晶由基性斜長石、輝石、少量橄欖石組成；基性斜長石：長柱狀，粒徑1×2 mm—2×3 mm；橄欖石：黃綠色，自形粒狀，粒徑2～4 mm；輝石：自形粒狀，粒徑2～3 mm；基質(zhì)呈細粒結(jié)構(gòu)，主要由基性斜長石、輝石呈格架狀組成，約占70%。

流紋巖：灰白色，斑狀結(jié)構(gòu)，流紋構(gòu)造，斑晶為鉀長石、石英，約占20%；鉀長石：板柱狀，粒徑2×3 mm—3×4 mm；石英：他形粒狀，油脂光澤，粒徑2～3 mm；基質(zhì)具霏細結(jié)構(gòu)，由長英質(zhì)礦物組成，含量占70%，基質(zhì)中礦物定向排列明顯，顯示流紋構(gòu)造(圖3)。

2 樣品采集及分析測試

測試樣品采集于博格達峰南側(cè)黑溝、泉泉溝一帶柳樹溝組地層中，共采取8件新鮮的巖石樣品，取樣位置見圖2。其中，玄武巖樣品4件(LSG-38/39/40/47)，流紋巖樣品4件(LSG-43/45/51/54)。

將樣品細碎至200目，然后由西南冶金地質(zhì)測試中心進行主量、微量及稀土元素測試分析。

樣品分析測試全過程執(zhí)行GB/T14506.28-2010標準，標樣監(jiān)控采用BCR-2和GBW07105，數(shù)據(jù)檢查采用DZG20-02，分析精度和準確度優(yōu)于5%。除FeO和燒失量，主量元素采用標準濕化法分析，其余元素采用樣品的堿熔玻璃片在帕拉科生產(chǎn)的Axios型熒光光譜儀(XPF)上分析測試，稀土、微量元素采用等離子發(fā)射光譜法和質(zhì)譜法分析測試。詳細數(shù)據(jù)處理及方法見文獻[29]。

3 分析結(jié)果

3.1 主量元素

火山巖地球主量元素分析結(jié)果見表1，表2為CIPW標準礦物計算結(jié)果。

圖2 博格達造山帶石炭紀柳樹溝組地層火山巖PM01(部分)Fig.2 Volcanic rock profile PM01 of Carboniferous Liushugou formation in Bogda orogenic belt

圖3 博格達造山帶西段雙峰式火山巖鏡下顯微照片F(xiàn)ig.3 Microscopic photo of bimodal volcanic rock in the west Bogda orogenic belt

表1 博格達造山帶西段石炭紀火山巖主量元素分析結(jié)果Table 1 Major elements of Carboniferous volcanic rocks in the west Bogda orogenic belt

玄武巖SiO2含量(w(SiO2)=46.81%～46.53%)，其全堿(K2O+Na2O)含量介于2.71%～2.99%。在火山巖TAS圖(圖4a)上，樣品投點位于Ir-Irvine分界線下方，落入亞堿性系列的玄武巖區(qū)域；在w(TFeO)/w(MgO)—w(SiO2)圖解(圖4b)中，均落入拉斑系列區(qū)域，可知其屬于拉斑玄武巖系列；在w(SiO2)—w(Zr)/w(TiO2)圖解(圖4d)中[30]，所有樣品全落入亞堿性玄武巖范圍。玄武巖富Na貧K，w(Na2O)/w(K2O)=5.07～6.87；其w(TiO2)=1.67%～1.70%，高于N-MORB的w(TiO2)=1.15%[31]；w(Al2O3)=16.24%～16.63%、w(CaO)=9.34%～10.32%和w(MgO)=8.87%～9.57%，二者均較高，Mg#=62.51～63.91，略高于MORB的Mg#=60，略低于判別原始巖漿的Mg#=65；同時，玄武巖的w(K2O)/w(P2O5)=1.41～1.69、w(K2O)/w(TiO2)=0.22～0.27，比值均較低且變化范圍較小。這與其CIPW標準礦物計算結(jié)果一致(見表2)，即玄武巖樣品顯示紫蘇輝石(Hy)含量均大于3%(5.00%～14.89%)，且有橄欖石(Ol)，無石英(Q)。

表2 博格達造山帶西段石炭紀火山巖CIPW標準礦物計算結(jié)果Table 2 Calculations of CIPW standard minerals of Carboniferous volcanic rocks in the west Bogda orogenic belt

圖4 博格達造山帶西段雙峰式火山巖巖石系列圖解Fig.4 A series diagram of bimodal volcanic rocks in the west Bogda orogenic belt a.TAS圖解，圖底據(jù)Le Maitre(2002)； b.w(TFeO)/w(MgO)—w(SiO2)圖解，圖底據(jù)Miyashiro(1974)； c.A/NK—A/CNK圖解，圖底據(jù)Winchester和Floyd(1977)； d.w(SiO2)—w(Zr)/w(TiO2)圖解，圖底據(jù)P.D. Maniar和P.M.Piccoli(1989)

流紋巖SiO2含量w(SiO2)=76.06%～76.25%，屬高硅流紋巖[32]。其全堿(K2O+Na2O)含量介于7.45%～7.55%，變化較小。在火山巖TAS圖解(圖4a)中，均落在亞堿性流紋巖區(qū)，屬于亞堿性玄武巖系列的流紋巖區(qū)域；在w(SiO2)—w(Zr)/w(TiO2)圖解(圖4d)中[33]，所有樣品亦全落入亞堿性流紋巖范圍。A/CNK值為1.08～1.11，顯示準鋁質(zhì)—弱過鋁質(zhì)間的特征(圖4c)。流紋巖富K貧Na，w(Na2O)/w(K2O)=0.32～0.36；w(Al2O3)=10.27%～10.40%，w(CaO)=0.15%～0.19%，w(MgO)=0.13%～0.16%，均低于與其伴生的玄武巖，表明巖漿源區(qū)存在有斜長石的殘留；w(TiO2)=0.23%～0.27%，w(P2O5)=0.03%～0.05%，Mg#=4.46～5.84，均較低，指示其為低Ti、Mg類流紋巖；且流紋巖的w(K2O)/w(P2O5)=113.20～185.67、w(K2O)/w(TiO2)=20.89～24.39，比值均顯著高于與其伴生的玄武巖，與其CIPW標準礦物計算結(jié)果一致(見表2)，即流紋巖樣品顯示紫蘇輝石(Hy)含量均小于3%(1.84%～2.40%)，且有石英(Q)無透輝石(Di)和橄欖石(Ol)。鈉長石(Ab=15.28%～16.79%)明顯高于鈣長石(An=0.47%～0.70%)，分異指數(shù)(DI)均明顯高于玄武巖且大于90，可知其巖漿分異程度較高[34]。

3.2 稀土元素及微量元素

火山巖稀土元素及微量元素分析結(jié)果見表3所述。

玄武巖稀土元素總量相較于流紋巖稀土元素總量明顯較低；w(LREE)/w(HREE)=3.00～3.12；稀土元素球粒隕石標準化配分圖(圖5a)顯示，玄武巖稀土元素具有LREE相對富集、HREE輕度虧損的特點，為低緩略右傾平行曲線，w(La)N/w(Yb)N=1.69～1.80，w(La)N/w(Sm)N=1.06～1.09，w(Gd)N/w(Yb)N=1.03～1.10，可知輕、重稀土之間及輕、重稀土內(nèi)部無明顯分餾特征[35]；玄武巖Eu正異常不明顯(δEu介于1.10～1.17)，整體接近平坦型的分布形式，與中國大興安嶺南段晚中生代大陸裂谷玄武巖[36]稀土配分模式相似。微量元素分析結(jié)果顯示，大離子親石元素(LILE)Rb、Ba和不相容元素K、P相對富集，Ta、Nb、Ti等高場強元素(HFSE)和不相容元素Th、U相對虧損為特征，Nb、Ta呈現(xiàn)出“U”型槽，Th、Ti虧損呈現(xiàn)出“V”型谷(圖6a)。

表3 新疆博格達造山帶西段石炭紀火山巖微量及稀土元素分析結(jié)果Table 3 Analysis of trace elements and REE of Carboniferous volcanic rocks in the west Bogda orogenic belt, Xinjiang

圖5 博格達造山帶西段雙峰式火山巖稀土元素球粒隕石標準化配分圖Fig.5 Chondrite-normalized REE pattern of the bimodal volcanic rocks in the west Bagda orogenic belt, Xinjiang (球粒隕石數(shù)據(jù)引自Boynton, 1984)

圖6 博格達造山帶西段雙峰式火山巖微量元素原始地幔標準化圖Fig.6 Prot-mantle-normalized trace element pattern of the bimodal volcanic rocks in the west Bagda orogenic belt (原始地幔數(shù)據(jù)引自Sun等，1989) a.玄武巖；b.流紋巖

流紋巖樣品稀土元素配分模式變化規(guī)律極為一致，LREE相對富集，且各元素標化比值分別為：w(La)N/w(Yb)N=4.87～6.63，w(La)N/w(Sm)N=2.07～2.11，w(Gd)N/w(Yb)N=1.60～2.15，表明輕、重稀土內(nèi)部存在較為明顯的分餾過程[37]；Eu的負異常強烈(δEu=0.17～0.20)，具有右傾負斜率稀土元素配分模式(圖5b)，說明母巖漿演化過程中發(fā)生過斜長石分離結(jié)晶作用或地殼巖石部分熔融過程中殘余相存在大量斜長石所致[38-39]。流紋巖樣品微量元素蛛網(wǎng)圖與玄武巖的蛛網(wǎng)圖完全不同，蛛網(wǎng)曲線表現(xiàn)為Rb、Th、K、La、Ce、Zr、Hf、Sm等元素的富集，Ba、U、Ta、Nb、Sr、P和Ti元素的虧損，Sr、P、Ti呈現(xiàn)明顯虧損，具深的“V”型谷(圖6b)；w(Rb)/w(Sr)=2.625～3.046(>0.5)，指示其成因和大陸地殼部分熔融有關[40]；w(Ba)/w(Sr)=2.9～3.4，類似于板內(nèi)環(huán)境伸展構(gòu)造體制下地殼物質(zhì)部分熔融的產(chǎn)物。

4 討論

4.1 關于雙峰式火山巖巖石成因

(1)玄武巖成因

雙峰式火山巖組合中基性端元玄武巖源于地幔部分熔融的成因模式爭議較小。用微量元素比值來判別巖漿源區(qū)是比較成熟的方法之一[41]。玄武巖的w(Ta)/w(Yb)=1.69～1.80，w(Th)/w(Yb)=1.69～1.80，w(Rb)/w(Sr)=1.69～1.80，w(Zr)/w(Nb)=1.69～1.80，w(Zr)/w(Y)=1.69～1.80，可知玄武巖為虧損地幔的板內(nèi)玄武巖特征，與微量元素w(Nb)—w(Zr)圖解(圖7a)一致，玄武巖源于虧損地幔的部分熔融。礦物相的不同、熔融程度的相異，造成玄武質(zhì)巖漿的w(Dy)/w(Yb)值有所差異：當w(Dy)/w(Yb)<1.5時為尖晶石地幔源區(qū)，w(Dy)/w(Yb)>2.5為石榴子石地幔源區(qū)[3,42]。玄武巖的w(Dy)/w(Yb)值介于1.69～1.76之間(均值為1.71)，在w(Dy)/w(Yb)—w(La)/w(Yb)圖解中處于石榴子石二輝橄欖巖熔融趨勢線以下，尖晶石二輝橄欖巖熔融趨勢線以上，部分熔融程度已經(jīng)接近20%(圖7b)，顯示該區(qū)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。

圖7 博格達造山帶西段雙峰式火山巖玄武巖巖石成因判別圖解Fig.7 Genetic discrimination diagram of basalt in the bimodal volcanic rock in the west Bogda orogenic belt a.w(Nb)—w(Zr)圖解；b.w(Dy)/w(Yb)—w(La)/w(Yb)圖解(底圖據(jù)Miller，1999)； c.w(La)/w(Ba)—w(La)/w(Nb)圖解(底圖據(jù)Miller，1999)

由于地殼巖石或其熔融體中具很低的TiO2和Nb、Ta含量，因此地殼混染作用會導致巖漿中的Ti、Nb、Ta等元素相對虧損，表明源區(qū)可能有地殼物質(zhì)加入[43-45]；幔源玄武質(zhì)巖漿遭受到大陸地殼物質(zhì)混染，巖漿中不相容元素如Ba或La就會相對于Nb顯著增高，從而w(Ba)/w(Nb)、w(La)/w(Nb)、w(Ba)/w(La)值較高。研究區(qū)玄武巖w(Ba)/w(Nb)=11～21、w(La)/w(Nb)=1.4～2.0、w(Ba)/w(La)=5～14，遠大于原始地幔(w(Ba)/w(Nb)≈9.00、w(La)/w(Nb)≈0.94、w(Ba)/w(La)≈9.60)和N-MORB(w(La)/w(Nb)≈1.07、w(Ba)/w(Nb)≈4.30、w(Ba)/w(La)≈4.00)，且在微量元素w(La)/w(Ba)—w(La)/w(Nb)圖解(圖7c)中，樣品所投區(qū)域均顯示巖漿來自于受地殼混染的巖石圈地幔，表明幔源玄武質(zhì)巖漿在后期上升過程中可能受到一定程度的地殼物質(zhì)混染，與之前的主量元素討論得出的結(jié)果相吻合；由表1可知，研究區(qū)火山巖相容元素Ni(w(Ni)=127.8×10-6～144.32×10-6，均值133.05×10-6)、Cr(w(Cr)=159.44×10-6～301.48×10-6，均值221.08×10-6)含量分別低于判別原始巖漿的Ni(w(Ni)≈250.00×10-6)和Cr(w(Cr)≈300.00×10-6)參數(shù)值[46]，與主量元素中Mg#值(Mg#=62.51～63.91)低于判別原始巖漿的Mg#值(Mg#≈65)結(jié)果一致，表明玄武巖巖漿在早期演化過程當中可能發(fā)生過橄欖石、輝石以及鈦氧化物的分離結(jié)晶作用。地殼巖石及其熔融體中Nb、Ta含量相對較低和很低的TiO2含量，地殼混染又會致使其在巖漿中含量降低，從而最后出現(xiàn)明顯的Nb、Ta、Ti負異常等信息；樣品微量元素原始地幔蛛網(wǎng)圖(圖6a)顯示，玄武巖的Ta、Nb元素呈現(xiàn)出“U”型槽虧損及Th和Ti元素的虧損呈現(xiàn)出“V”型谷，表明在玄武巖巖漿作用過程中，受到了地殼物質(zhì)的混染作用，且沒有俯沖流體參與其中[47]。綜上，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，且在演化過程中斜長石沒有發(fā)生顯著的分離結(jié)晶或堆晶作用，在上升過程中混入少量的地殼物質(zhì)從而導致元素的變化。

(2)流紋巖成因

流紋巖的成因模式通常認為有兩種，一種是基性端元巖漿結(jié)晶分離成因，一種是地殼物質(zhì)部分熔融成因?；詭r漿結(jié)晶分離成因認為玄武巖和流紋巖巖漿皆來自于幔源母巖漿，在分離結(jié)晶過程中鮮有陸殼物質(zhì)加入[48-49]，玄武巖和流紋巖微量元素地球化學特征較為相似[3,50]，且野外玄武巖分布面積較流紋巖大。地殼物質(zhì)部分熔融成因認為流紋巖巖漿產(chǎn)生于玄武質(zhì)巖漿底侵作用中的地殼物質(zhì)部分熔融，在微量元素地球化學特征上二者存在較大的差異。

圖8 博格達雙峰式火山巖構(gòu)造環(huán)境判別圖w(Zr)/w(Y)—w(Zr) 圖解(a)、w(Rb)—w(Y+Nb)圖解(b)Fig.8 Geotectonic environment discrimination diagram of the bimodal volcanic rocks (a) w(Zr)/w(Y)—w(Zr) and (b) w(Rb)—w(Y+Nb) (a圖底據(jù)Pearce等，1982；b圖底據(jù)Pearce等，1984)

由前文可知，樣品SiO2含量呈現(xiàn)出基性和酸性兩個端元，具有明顯的Daly成分間斷，且w(K2O)/w(P2O5)和w(K2O)/w(TiO2)值表明二者有明顯不同的的源區(qū)性質(zhì)。流紋巖稀土元素總量明顯高于玄武巖稀土元素含量，且LREE相對富集，具有強烈的負Eu異常，而玄武巖的Eu為輕微正異常，流紋巖球粒隕石標準化配分圖(圖5b)具有明顯的右傾斜率稀土元素配分模式，整體為平坦的配分模式，對比可知玄武巖和流紋巖缺乏直接的成因聯(lián)系，流紋巖應該來自玄武巖底侵作用致使地殼物質(zhì)重熔而成。據(jù)Eu的異?？芍獛r漿源區(qū)存在斜長石殘留，暗示當時大陸地殼為拉張減薄過渡型地殼結(jié)構(gòu)特征?？紤]到雙峰式火山巖形成于裂谷發(fā)育中晚期，地殼厚度<30 km，厚度減薄，發(fā)育斷裂有利于巖漿快速上侵，且酸性巖漿極大程度以晶粥體存在[51]，發(fā)生分離結(jié)晶作用的可能大大降低[52]，甚至都不大可能發(fā)生[53]。由其微量元素Sr、Eu等顯著虧損及較低的Al2O3含量，可知其流紋巖中大量的斜長石應屬于源巖部分熔融過程中殘留而來，這與野外實測剖面情況基本一致，符合異源雙峰式火山巖分布規(guī)律。

4.2 關于雙峰式火山巖構(gòu)造環(huán)境

玄武巖樣品在w(Zr)/w(Y)—w(Zr)圖解(圖8a)中，樣品均落于板內(nèi)玄武巖區(qū)域，可知其形成于板內(nèi)環(huán)境。高景剛等[54]將柳樹溝組劃分到晚石炭世；李江濤等在博格達峰南側(cè)識別出晚石炭世輝長巖，認為處于博格達裂谷火山活動的晚期[55]，此輝長巖所侵入層位為石炭世柳樹溝組，與筆者所研究雙峰式火山巖為同一區(qū)域，同一地層，故而在大地構(gòu)造活動上有高度一致的同步性，結(jié)合本文之前論述可知該輝長巖形成的裂谷環(huán)境與本文一致。

流紋巖樣品在w(Rb)—w(Y+Nb)圖解(圖8b)中，均落入板內(nèi)花崗巖區(qū)，與玄武巖圖解的板內(nèi)構(gòu)造環(huán)境相一致。結(jié)合林晉炎[56]對博格達裂谷沉積層序的研究，依據(jù)區(qū)域地質(zhì)背景及巖石地球化學特征和構(gòu)造環(huán)境判別圖解，可得知博格達造山帶西段博格達峰一帶在晚石炭世所處的構(gòu)造環(huán)境及演化階段為大陸裂谷環(huán)境。

結(jié)合這些年陸續(xù)發(fā)現(xiàn)的巖漿活動、不同時期的雙峰式火山巖及其相關的大地構(gòu)造資料[57-72]，進一步證實博格達造山帶存在與裂谷演化相關的巖漿活動，雙峰式火山巖作用在該背景下發(fā)生，在博格達地區(qū)晚古生代形成的撕裂型大陸裂谷和古亞洲洋順著克拉麥里碰撞帶斜向?qū)矢駹枴鹿貕K發(fā)生俯沖緊密相關。

5 結(jié)語

(1)新疆博格達造山帶西段博格達峰一帶出露的火山巖巖性為玄武巖和流紋巖組合，地球化學成分上由基性和酸性兩個端元組成，有非常明顯的Daly間斷，為典型的雙峰式火山巖組合特征，形成于大陸裂谷環(huán)境，具有板內(nèi)成因特征，玄武質(zhì)火山巖來自虧損地幔部分熔融，流紋質(zhì)火山巖為玄武質(zhì)上涌底侵熱量致使地殼物質(zhì)部分熔融而成。

(2)博格達造山帶存在與裂谷演化相關的巖漿活動，雙峰式火山巖作用則在該背景下發(fā)生，晚石炭世時期在博格達地區(qū)形成的撕裂型大陸裂谷和古亞洲洋順著克拉麥里碰撞帶斜向?qū)矢駹枴鹿貕K發(fā)生俯沖緊密相關。