伊宁地块特克斯达坂晚石炭世伊什基里克组双峰式火山岩地球化学特征

宁文涛，李永军，2，汪振宇，王祚鹏，李甘雨

(1． 长安大学 地球科学与资源学院， 陕西 西安 710054； 2． 自然资源部 岩浆作用成矿与找矿重点实验室， 陕西 西安 710054)

天山造山带位于中亚造山带西南缘(图1a)，由一系列古生代岛弧、蛇绿岩套、增生楔、大洋高原和微板块等俯冲增生型块体组成(Windleyetal., 1990; Allenetal., 1993; Gaoetal., 1998; Xiaoetal., 2004)。处于天山造山带腹地的伊宁地块主要出露两套石炭纪火山岩，即早石炭世大哈拉军山组和晚石炭世伊什基理克组火山岩。大哈拉军山组火山岩出露面积最广，主体为钙碱性火山沉积建造，主要于伊宁地块南北缘及地块内部分布。伊什基里克组在伊宁地块分布有限，主要集中于伊宁市以北博罗科努南麓与东部阿吾拉勒一带，乌孙山地区小面积出露。长久以来，学者们对这两套火山岩的构造属性分歧较大。主流观点认为，大哈拉军山组火山岩产于与弧环境有关的俯冲环境(Gaoetal., 1998; 朱永峰等， 2006； 钱青等， 2006； Wangetal., 2007; 唐功建等， 2009； 李永军等， 2012， 2018； Anetal., 2013; 李大鹏等， 2013； 韩琼等， 2015； 汪帮耀等， 2016)，而伊什基里克组火山岩被认为是天山洋盆完成俯冲碰撞造山后的陆内拉张环境火山产物，主体为一套特征明显的双峰式火山岩组合(李永军等， 2017)。但是关于这套双峰式火山岩详细的野外地质特征、岩石学、地球化学、年代学和同位素资料鲜有报道，使得部分学者认为伊宁地块晚石炭世仍处于与弧有关的俯冲环境(Tangetal., 2014; Yinetal., 2017)，因此关于晚石炭世双峰式火山岩的报道显得尤为重要。

笔者通过野外地质调查发现伊宁地块特克斯达坂一带存在典型的晚石炭世双峰式火山岩组合。本套火山岩露头尺度呈明显的基性、酸性两个端员系列频繁交替出现，接触界限截然，既有宽双峰式产出，局地又表现为窄双峰式韵律，是区内目前发现的最有代表性的双峰式火山岩组合。本文从野外宏观地质特征、岩石学、年代学、地球化学等方面对其进行了研究，详细讨论了本套火山岩的岩石成因及产出环境，以进一步为伊宁地块石炭纪构造演化提供重要依据。

1 地质概况及岩石学特征

伊宁地块自西向东呈楔形尖灭，南北各有古生代叠加岛弧带与准噶尔板块和塔里木板块相隔。这里要说明的是，本文所述的伊宁地块，不同于前人所述的Yili Block (Wangetal., 2006, 2008, 2009) 或 Yili-Central Tianshan (Gaoetal., 1998; 高俊等， 2009)，而是将前人划分的Yili Block剔出北部博罗科努构造带后所剩下的区域(图1b)(李永军等， 2017)。

石炭系是伊宁地块的主体，分布最广，是记录该地块形成、演化与消亡的关键地层。区内石炭系自下而上依次为早石炭世大哈拉军山组火山岩、阿克沙克组碎屑岩与碳酸盐岩、晚石炭世伊什基里克组双峰式火山岩、东图津河组碎屑岩和科古琴山组碎屑岩，各组之间均以角度不整合接触(李永军等， 2008a)。

图 1 伊宁地块特克斯达坂一带地质简图Fig.1 Geological sketch map of Tekes Daban area in Yining landmassa—中亚造山带构造位置示意图(据Jahn et al., 2000)； b—伊宁地块构造位置示意图(据李永军等， 2017)； c—特克斯达坂一带地质简图； 1—第四系； 2—新近系； 3—上石炭统科古琴山组； 4—上石炭统东图津河组； 5—上石炭统伊什基里克组； 6—下石炭统阿克沙克组； 7—下石炭统大哈拉军山组； 8—二叠系基性岩体； 9—基性岩体； 10—产状； 11—断层a—simplified tectonic sketch map of the Central Asian Orogenic Belt (after Jahn et al., 2000); b—simplified tectonic sketch map of Yining landmass (after Li Yongjun et al., 2017); c—geological sketch map of Tekes Daban, Xinjiang; 1—Quaternary; 2—Neogene; 3—Upper Carboniferous Kegu-qinshan Formation; 4—Upper Carboniferous Dongtujinhe Formation; 5—Upper Carboniferous Yishijilike Formation; 6—Lower Carboniferous Ake-shake Formation; 7—Lower Carboniferous Dahalajunshan Formation; 8—Permian basic rocks; 9—basic rocks; 10—attitude; 11—fault

特克斯达坂一带的伊什基里克组由PMTK剖面控制(图1c)，该组整体为南倾单斜地层(图2)，并与下伏阿克沙克组呈角度不整合接触。组内主要由火山熔岩和火山碎屑岩组成，总厚度为1 325.17 m。其中，伊什基里克组双峰式火山岩在PMTK剖面的18与24层出露明显，基、酸两个端员交替产出(未见中性端员)，两个端员成分差异显著，颜色红黑相间，接触界限截然，由PMSF1与PMSF2剖面近一步控制(图2)。

图 2 特克斯达坂一带伊什基里克组实测地质剖面图及样品位置Fig. 2 Geological section of Yishijilike Formation in Tekes Daban and location of the sample

图 3 伊什基里克组玄武岩、流纹岩野外(a、b)及镜下特征(c、d、e、f)照片Fig. 3 Macroscopic (a, b) and microscopic (c, d, e, f) photos of basalts and rhyolite from Yishijilike Formationa、b—玄武岩与流纹岩野外照片； c、e—玄武岩与流纹岩单偏光显微镜照片； d、f—玄武岩与流纹岩正交偏光显微镜照片Pl—斜长石； Px—辉石； Kfs—钾长石； Qtz—石英a, b—species of rocks; c, e—plainlight photos of basalt and rhyolite; d, f—crossed nicols photos of basalt and rhyolite； Pl—plagioclase; Px—pyroxene; Kfs—K feldspar; Qtz—quartz

双峰式火山岩主要由灰黑色玄武岩、肉红色流纹岩组成。玄武岩为斑状结构，块状构造(图3a、3b)，斑晶(10%)由斜长石、辉石组成(图3c、3d)，其中斜长石多呈半自形-自形板状，聚片双晶发育；基质约90%，由斜长石和玻璃质组成，斜长石(35%)呈半自形-自形细板条状，相互交错，搭成格架，其间充填玻璃质，玻璃质(50%)已全部脱玻蚀变为绿泥石和碳酸盐。流纹岩为斑状结构，块状构造(图3a、3b)，斑晶含量约18%，由石英和钾长石组成(图3e、3f)，钾长石(6%)半自形板-他形粒状，石英(12%)溶蚀呈浑圆状、港湾状，波状消光，边部见窄的溶蚀反应边；基质含量约82%，多为不规则潜晶状石英主晶包含针状斜长石客晶，少量石英呈他形粒状，内包含斜长石微晶，局部见少数小球粒分布，球粒界限清楚，由放射状长英质纤维组成。

2 分析方法

本文主要对特克斯达坂一带双峰式火山岩进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb定年、主量元素与微量元素分析、Sr-Nd同位素测试以及锆石原位微区Hf同位素测试，分析方法如下：

锆石的激光剥蚀电感耦合等离子体质谱(LA-ICP-MS)原位U-Pb定年在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成，采用的ICP-MS为美国Agilent 公司生产的Agilent7500a，激光剥蚀系统为德国M-icroLas公司生产的GeoLas200M，激光剥蚀束斑直径约为30 μm，激光剥蚀样品的深度为20～40 μm。锆石年龄采用标准锆石91500作为外部标准物质。选择29Si作为内标，采用Glitter(ver4.0，MacquarieUniversity)对锆石的同位素比值及元素含量进行计算，最终的年龄计算及谐和图采用Isoplot(ver3.0)完成，详细的实验原理和流程及仪器参数参见柳小明等(2002)和Yuan 等(2008)。

本文采集的15件双峰式火山岩样品的主、微量分析在长安大学成矿作用及其动力学实验室完成。主量元素采用X射线荧光光谱法(XRF)，微量元素和稀土元素用电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS)分析，分析方法详见Liang 等(2000)，分析精度优于5%，质量合乎要求。

Sr-Nd同位素测试在北京核工业地质研究所完成， 由Triton热电离质谱仪 (TIMS) 测定， Sr、Nd的全流程空白分别为20×10-12和10×10-12， 对样品的影响可以忽略。 测试时143Nd/144Nd值校准到146Nd/144Nd=0.721 906和145Nd/144Nd=0.348 440，87Sr/86Sr值校准到86Sr/88Sr=0.119 40。 该仪器测量JMC Nd标样的143Nd/144Nd=0.511 132±5， 测量NBS 987标准的87Sr/86Sr=0.7102 53±6， 国际标准岩石样BCR-2的结果是143Nd/144Nd=0.512 632±5。

锆石原位微区Hf同位素测试是在西安地质调查中心自然资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室利用Neptune型多接收等离子体质谱仪和Geolas Pro型激光剥蚀系统联用的方法完成的，详细测试流程可参照侯可军等(2007)和Meng等 (2014)。所有测试位置与U-Pb定年点位相同或靠近。每分析10个样品测点分析一次锆石标准GJ-1作为监控，本次实验GJ-1的测试精准度为0.282 030±40(2SE)。

3 双峰式火山岩地质时代

于剖面第24层浅肉红色流纹岩中挑选出的单颗粒锆石为浅黄色-无色透明，自形-半自形柱状，晶体长0.1～0.2 mm，宽0.05～0.1 mm(图4)，发育韵律环带和明暗相间的条带，232Th的含量为70.91×10-6～187.71×10-6，238U的含量为172.66×10-6～311.58×10-6，Th、U含量呈现出较好的正相关关系，有较高的Th/U值(0.411～0.588)(表1)，具有典型岩浆成因的锆石特征(Williamsetal., 1996； Claessonetal., 2000； Hoskin and Black, 2000)。所有锆石数据点均落在谐和线上及附近(图5)，206Pb/238U加权平均年龄为302.8±3.6 Ma(MSWD=0.18，n=17, 95%置信度)，时代为晚石炭世，代表双峰式火山岩的成岩年龄。

图 4 伊什基里克组流纹岩样品锆石CL图像Fig.4 Zircon CL images of rhyolite from Yishijilike Formation

图 5 伊什基里克组锆石U-Pb年龄谐和图Fig. 5 Zircon U-Pb concordia diagram of rhyolite from Yishijilike Formation

4 双峰式火山岩地球化学特征

4.1 主量元素地球化学特征

样品采自实测剖面的第18、24层(图2)，相关数据见表2。双峰式火山岩中的玄武岩/玄武安山岩样品具有低SiO2(47.13%～53.62%)、高Fe2O3(TFe2O3=10.90%～17.40%)、MgO(3.74%～10.12%，平均为6.48%)和高Na(Na2O=2.84%～6.69%)、低K(K2O=0.48%～3.77%)特征(Na2O/K2O=1.21～12.18)，Mg#值较小(34.36～59.83，平均为46.70)。主量元素含量变化范围较大，这可能与岩浆上涌过程的地壳同化混染作用(AFC)有关。在TAS(图6a)图解中，玄武岩样品落入了碱性岩浆系列，与高的里特曼指数(δ)3.28～9.07相对应。

与玄武岩/玄武安山岩相比，流纹岩样品具有高SiO2(72.15%～77.72%)、高K(K2O=6.12%～9.48%)、低Na(Na2O=0.40%～2.39%)特征(Na2O/K2O=0.04～0.36)，Mg#值较小(2.17～22.62，平均为13.59)，且其他氧化物含量较为集中(Al2O3、P2O5、TiO2等)。在TAS图解(图6a)中，样品同样落入了碱性岩浆系列，通过计算分析得到源区流纹岩的碱度率(AR)在4.08～11.20之间，基本属于碱性系列。在TAS(图6a)和Zr/Ti-Nb/Y(图6b)图解中，酸性岩浆与基性岩浆之间存在明显的两群性，SiO2含量在53.62%～72.15%区间出现缺失，为典型的双峰式火山岩特征。

4.2 微量元素地球化学特征

玄武岩稀土元素总量相对较低(∑REE=82.32×10-6～240.97×10-6，平均为160.47×10-6)，轻重稀土元素分异明显，(La/Yb)N=1.58～4.94，轻稀土元素与重稀土元素内部分馏较弱(图7)。在球粒陨石标准化图中表现为V字型分布，具有δEu负异常特征(δEu=0.30～1.10)；在原始地幔标准化图解中，大离子亲石元素(LILE)略有富集，亏损Ta、Nb、Th、Sr等不相容元素(图8)，与洋脊玄武岩(MORB)、洋岛玄武岩(OIB)明显不同(Sun and Mcdonough, 1989)。

流纹岩稀土元素总量总体高于玄武岩稀土元素总量(∑REE=88.22×10-6～424.55×10-6，平均为194.64×10-6)，轻重稀土元素分异明显，(La/Yb)N=2.46～10.48(图7)。在球粒陨石标准化图解中，流纹岩和玄武岩均具有明显的V字型分布和δEu负异常特征(流纹岩的δEu值为0.18～0.44)；在原始地幔标准化图解中，流纹岩K、Rb(LILE)和LREE显著富集，相对亏损Ba、Sr、P、Ti(图8)。

表 2 伊什基里克组火山岩主量元素(wB/%)、微量元素(wB/10-6)分析结果Table 2 The concentrations of major (wB/%) and trace elements (wB/10-6) of volcanic rocks from Yishijilike Formation

续表 2-1 Continued Table 2-1

续表 2-2 Continued Table 2-2

注： TFe2O3表示全铁；LOI为烧失量；Mg#=Mg2+/(Mg2++Fe2+)；AR=(Al2O3+CaO+Na2O+K2O)/(Al2O3+CaO-Na2O-K2O)； δ=(Na2O+K2O)2/(SiO2-43)； (La/Yb)N为球粒陨石标准化比值；δEu=EuN/(SmN×GdN)1/2；标准化值引自Boynton (1984)。

图 6 伊什基里克组火山岩TAS(a， 据Le et al., 1986)和Zr/TiO2-Nb/Y(b， 据Winchester and Floyd, 1977)图解Fig. 6 TAS (a, after Le et al., 1986) and Zr/TiO2 versus Nb/Y (b, after Winchester and Floyd, 1977) diagrams of volcanic rocks from Yishijilike Formation

图 7 伊什基里克组火山岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(标准值据Boynton, 1984)Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns of volcanic rocks from Yishijilike Formation(normalization values after Boynton, 1984)

图 8 伊什基里克组火山岩原始地幔标准化微量元素蛛网图(标准值据Sun and McDonough, 1989)Fig. 8 Primitive mantle-normalized trace element spider diagrams of volcanic rocks from Yishijilike Formation (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

4.3 双峰式火山岩同位素组成与变化

伊什基里克组火山岩的Sr-Nd同位素分析数据见表3。按302.8 Ma校正获得2个玄武岩样品(87Sr/86Sr)i值分别为0.705 8和0.705 4，对应的εNd(t)值分别为3.55和3.45；而1个流纹岩的(87Sr/86Sr)i值为0.702 3，εNd(t)值为2.88(表3)，表明玄武岩来自于亏损地幔，而流纹岩则表现出新生下地壳部分熔融的特征，这与新疆天山地区晚古生代大部分壳源岩石具有正的εNd(t)值相一致(Zhuetal., 2009； 赵乐强， 2017)。

表 3 伊什基里克组火山岩Sr-Nd同位素比值特征Table 3 LA-ICP-MS zirzon Sr-Nd isotopic analyses of volcanic rocks from Yishijilike Formation

流纹岩测年样品(SF2-1)的锆石原位Lu-Hf同位素测试数据(表4)显示，大多数锆石的176Lu/177Hf值小于0.002，说明由176Lu衰变生成的176Hf极少，所测定的176Hf /177Hf 值可以代表该锆石形成时的176Hf/177Hf值(Knudsenetal., 2001； Kinny, 2003； 第五春荣等， 2007； 吴福元等， 2007)。年龄样品的fLu/Hf平均值为-0.96，明显小于镁铁质地壳的fLu/Hf(-0.34; Amelinetal.， 1999)和硅铝质地壳的fLu/Hf(-0.72; Vervoortetal., 1999)值，因此二阶段模式年龄更能反映其源区物质从亏损地幔被抽取的时间。176Hf/177Hf=0.282 702～0.282 805，εHf(t)值绝大部分大于0(-1.1～+8.3)，指示成岩岩浆由新生地壳形成。所有测点的一阶段模式年龄(tDM1)和二阶段模式年龄(tDM2)均大于302.8 Ma，说明锆石是岩浆重熔的产物。锆石Hf同位素指示流纹岩是壳源岩石重熔的产物，表明伊什基里克组双峰式火山岩中流纹岩的源区可能与元古宙的变质结晶基底有关。

5 讨论

5.1 双峰式火山岩成因

目前对于双峰式火山岩的成因机制主要有两种观点：一是流纹岩和玄武岩具有共同的幔源母岩浆，流纹岩是经玄武质岩浆结晶分异作用形成的，其中只有少量或没有陆壳物质的加入( Grove and Donnelly-Nolan, 1986； MacDonald, 1987)。这种来源相同的玄武岩和流纹岩一般具有相似的微量元素和Nd同位素特征(Brouxeletal., 1987； Hochstaedteretal., 1990； Geistetal., 1998)。另一种观点是玄武岩和流纹岩来自不同的母岩浆，在地幔部分熔融形成的热的基性岩浆上升过程中，使地壳岩石发生部分熔融，从而产生酸性岩浆，这种流纹岩的出露面积通常比玄武岩要大得多(Hildreth, 1981； Doeetal., l982；Davies and MacDonald, 1987； Huppert and Sparks, 1988)。由于这种基性岩浆和酸性岩浆来源不同，生成的玄武岩和流纹岩在微量元素和Sr、Nd、Pb同位素组成上就有很大的差异(Doeetal., l982； Davies and MacDonald, l987； 邱检生， 1999)。

5.1.1 玄武岩岩石成因

特克斯达坂一带伊什基里克组玄武岩样品均富集大离子亲石元素(LILE)和轻稀土元素(LREE),亏损高场强元素(HFSE)，Nb、Ta的亏损说明火山岩可能遭受到了陆壳的混染作用或者是反映了其源区的地球化学性质。从变化不大的微量元素比值La/Sm值(1.53～3.91)来看，地壳混染作用在岩浆演化过程中影响不大(可能会有微弱的混染作用)，因此其元素地球化学特征主要反映了其源区的地球化学性质(刘阁，2014)。玄武岩样品具有相对高的Mg#、Cr、Co、Ni值，并且其εNd(t)值为3.45、3.55，结合Nb-Zr图解(图9)，表明伊什基里克组玄武岩来源于亏损地幔。

5.1.2 流纹岩岩石成因

流纹岩具有较高的SiO2、K2O+Na2O和极低的TiO2、MgO、P2O5、TFe2O3含量，在稀土元素配分图上具明显的负Eu异常，在微量元素标准化图上显示出Ba、Nb、Ta、Sr、P和Ti的亏损，与A型花岗岩具有相似的地球化学特征(张旗等， 2012a， 2012b)。所有样品在Zr-Ga/Al图上均落在A型花岗岩区(图10)。流纹岩具有高SiO2和极低的MgO含量，表明其不可能是幔源岩石直接熔融的产物；岩石具有强烈的负Eu异常，表明发生了斜长石的强烈分离结晶或源区有残留(刘阁， 2014)；富集大离子亲石元素(LILE)和轻稀土元素(LREE)，亏损Nb、Ta等高场强元素(HFSE)，显示壳源岩浆的典型特征。伊什基里克组流纹岩的Rb/Sr=2.47～14.20(>0.5)，Ti/Y=14.97～70.79(<100)(去除2个异常值178.43、353.40)，Ti/Zr=3.28～3.79(<20)，均位于壳源岩浆范围内( Pearce, 1983； Tischendorf and Paelchen, 1985)。同时，伊什基里克组流纹岩具有正的εHf(t)值和高的Hf同位素比值(图11)，且在野外露头尺度体量上远大于玄武岩。这些地球化学数据与野外特征均表明伊什基里克组流纹岩与玄武岩并非是同源岩浆的产物，而是由新生玄武质下陆壳岩石部分熔融形成的。结合二阶段锆石Hf模式年龄，认为这种新生玄武质下地壳很可能与分布于伊宁地块内部的前寒武纪古老结晶基底有关。

图 9 伊什基里克组玄武岩Nb-Zr图解Fig. 9 Nb-Zr diagram of basalts from Yishijilike Formation

图 10 A型花岗岩的Zr-Ga/Al判别图 (据Whalen et al., 1987)Fig.10 Zr versus Ga /Al discrimination diagram of A-type granites (after Whalen et al., 1987)

5.2 双峰式火山岩产出环境

伊什基里克组双峰式火山岩的发现说明本区在晚石炭世就已经处于伸展构造阶段。不同的伸展环境所形成的火山岩具有不同的地球化学特征：大陆裂谷火山岩通常富集LILE和HFSE，LREE/HREE为明显分离的型式；而洋内岛弧火山岩中的基性岩一般为岛弧拉斑玄武岩，含有少量钙碱性和碱性系列火山岩，具有低Ti、K，贫Th、Nb，亏损LREE、HFSE的特征，这些与本区内火山岩的地球化学特征不一致(钱青等， 1999； 王焰等， 2000)。伊什基里克组火山岩与典型板内火山岩特征元素比值(表5)(李永军等， 2015)及火山岩的构造判别图解有助于分析岩石形成的构造环境。在Hf/3-Th-Ta图解(图12a)、2 Nb-Zr/4-Y图解(图12b)和FeOt-MgO-Al2O3图解(图12c)中，伊什基里克组基性岩样品均落入大陆板块内部及其附近。

图 11 伊什基里克组流纹岩的锆石Hf同位素图解(吴福元等， 2007)Fig. 11 Diagram of Hf isotope of zircon of rhyolite from Yishijilike Formation (after Wu Fuyuan et al., 2007b)

A型花岗岩可以分为A1型和A2型两个亚类(洪大卫等， 1995)，其中Al型花岗岩形成于板内伸展阶段主要与地幔热柱活动有关的裂谷环境。A2型花岗岩与板块俯冲有关的物质参与，通常形成于后碰撞或后造山的张性构造环境(Clemensetal., 1986; Whalenetal., 1987; Eby, 1992)。伊什基里克组流纹岩样品在Nb-Y-Ga(图13a)和Nb-Y-Ce(图13b)图解上均落在A2型花岗岩区及其附近，指示流纹岩形成于碰撞后的伸展阶段；而在Y+Nb-Rb(图14a)及Y-Nb(图14b)图解中，伊什基里克组流纹岩样品落入板内或碰撞后花岗岩区。

表 5 伊什基里克组火山岩与典型板内火山岩特征元素比值对比表(李永军等， 2015)

图 12 伊什基里克组玄武岩构造环境判别图解(a据Wood, 1980； b据Meschede, 1986； c据Pearce et al., 1977)Fig.12 Tectonic discrimination diagrams of basalts from Yishijilike Formation (a after Wood, 1980; b after Meschede, 1986; c, after Pearce et al., 1977)

图 13 伊什基里克组流纹岩Nb-Y-Ga图解及Nb-Y-Ce图解(据Eby, 1992)Fig.13 Diagrams of Nb-Y-Ga (a) and Nb-Y-Ce (b) of rhyolite from Yishijilike Formation (after Eby, 1992)

将地球化学判别图解与区内双峰式火山岩的分布、野外特征和地球化学特征综合起来，可以判断伊什基里克组双峰式火山岩形成于造山后伸展阶段，在这一阶段，来自于亏损地幔的玄武质岩浆上涌并加热下地壳，从而产生大规模的酸性岩浆。两种截然不同的岩浆喷出最终形成伊什基里克组双峰式火山岩组合。

图 14 伊什基里克组流纹岩Rb-Y+Nb及Nb-Y判别图(据Pearce et al., 1984)Fig. 14 Discriminant diagrams of tectonic environments of Rb versus Y+Nb (a), Nb versus Y (b) (after Pearce et al., 1984)

6 结论

(1) 伊宁地块特克斯达坂一带伊什基里克组火山岩由玄武质和流纹质熔岩及少量火山碎屑岩构成，其中，玄武岩与流纹岩之间颜色对比鲜明，接触界限截然，具有双峰式火山岩特征。流纹岩出露面积或是地层厚度远远大于玄武岩，是近年来伊宁地块识别出来的最为典型的双峰式火山岩，该套双峰式火山岩年龄为302.8±3.6 Ma，形成于晚石炭世。

(2) 详细的岩石学与地球化学研究结果表明，特克斯达坂一带晚石炭世伊什基里克组双峰式火山岩形成于造山后伸展环境，具有板内成因特征。玄武岩与流纹岩来自于不同的母岩浆，玄武岩来自于亏损地幔的部分熔融，而流纹岩应是玄武质岩浆上升过程中导致地壳物质重熔而形成的，其源区可能与元古代的变质结晶基底有关。该套双峰式火山岩的发现进一步为伊宁地块石炭纪构造演化提供了重要依据。