东天山博格达晚石炭世双峰式火山岩地球化学特征及意义

刘 亮，李江涛，江 辉，杨宇东，何文劲，王 莲，王傅佳

(1. 攀枝花市自然资源和规划局， 四川 攀枝花 617000； 2. 四川省地质矿产勘查开发局 川西北地质队， 四川 绵阳 621010； 3. 乐山市自然资源局， 四川 乐山 614000)

东天山博格达造山带作为中亚造山带古亚洲洋构造演化的产物之一，记录了大量古亚洲洋板片俯冲、弧-陆碰撞、古洋陆格局及其演化等重要信息(Xiaoetal., 2004； 李锦轶等， 2006； 李江涛等， 2018)。20世纪90年代以来，众多学者针对博格达造山带的物质组成、构造演化做了大量研究，取得了重要研究进展，但截至目前，对其古生代构造属性(尤其是晚古生代)仍然存在两种截然不同的认识：一种认为紧邻博格达山的哈尔里克地区(图1a)发育大量晚古生代钙碱性系列火山岩、火山碎屑岩建造(刘亮等， 2017； 李江涛等， 2017)，构造上属于北天山洋盆向北俯冲形成的晚古生代岩浆弧(Coleman， 1989； 方国庆， 1993； 马瑞士等， 1997)或弧后盆地(李锦轶， 2004； 张传恒等， 2005； 孙桂华等， 2007)；另一种观点认为博格达造山带古生代属裂谷环境，裂谷开启于早石炭世，经历了早石炭世的沉降和火山活动之后，于晚石炭世(夏林圻等， 2006； 崔方磊等， 2015a, 2015b)或早二叠世(汪晓伟等， 2015a)发生闭合，并迅速走向衰亡。而博格达裂谷东、西两段的闭合时限及过程又存在显著差异，东段的闭合早于西段(王金荣等， 2008； 汪晓伟等， 2015b； 孙吉明等， 2018)。对于裂谷的成因机制，有地幔柱诱发成因说(夏林圻等， 2006)，亦有认为是与古亚洲洋在石炭纪时向东南准噶尔-吐哈地块斜向俯冲引起的弧后撕裂有关(顾连兴等， 2001a， 2001b； 王银喜等， 2006； 崔方磊等， 2015b)。新疆东天山甘河子一带1∶5万四幅区域地质矿产调查成果(江辉等, 2018)(1)江 辉， 等. 2018. 新疆东天山甘河子一带1∶5万四幅区域地质矿产调查报告.表明广泛分布的上石炭统柳树沟组(C2l)是一套由玄武岩和流纹岩组成的双峰式火山岩系。已有研究表明，双峰式火山岩及其相关的侵入体岩石组合多形成于特定的裂谷构造环境中(Bonin, 2004; 汪晓伟等， 2015b, 2015c)。通过对上石炭统柳树沟组双峰式火山岩的研究，可以约束博格达地区晚古生代构造环境，为进一步研究博格达造山带乃至中亚造山带的构造演化提供新的线索和依据。

1 地质背景及岩石学特征

1.1 地质背景

研究区位于新疆甘河子地区博格达主峰南侧一带(图1a)，区内地层属北疆地层区南准噶尔北天山地层分区博格达地层小区，出露地层为上石炭统柳树沟组(C2l)、祁家沟组(C2qj)以及第四系(图1b)。祁家沟组(C2qj)主要为陆源碎屑岩，局部夹有少量凝灰岩，未见顶。柳树沟组(C2l)主体由火山岩、火山碎屑岩组成，厚1 403 m，上部主要发育基性和酸性熔岩，主要为灰-灰绿色玄武岩(图2)、流纹岩、细碧岩，玄武岩与流纹岩呈不等厚互层出现，厚750～900 m，两者比例约为3～5∶1，具双峰式火山岩特征。中部以爆发相的凝灰岩为主，下部以沉积岩为主，为粉砂岩、泥岩夹沉凝灰岩，局部有灰岩团块或透镜体，灰岩中含大量的珊瑚、双壳及腕足化石。柳树沟组火山岩岩石类型较为齐全，包含火山熔岩和火山碎屑岩，以溢流相(流纹岩、玄武岩)→爆发相(火山碎屑岩)→爆发-沉积相(凝灰岩、凝灰质砂岩、泥岩)的韵律，展示出一个较为完整的火山喷发旋回(李江涛等， 2018)。柳树沟组与其上覆地层祁家沟组为平行不整合接触(图1)。

1.2 岩石矿物学特征

玄武岩：呈灰黑色，岩石具斑状结构，基质(25%±)具间粒结构(图2、图3a)、块状构造。斑晶由斜长石和普通辉石组成，粒径介于0.2 mm×1.0 mm～0.5 mm×1.5 mm之间；斜长石(15%±)呈板状，可见聚片双晶，多呈灰色，环带构造发育；辉石(10%±)以单斜辉石为主，呈半自形的板柱状颗粒。

图 1 博格达造山带区域构造位置图(a)、研究区地质简图(b)及剖面图(c)Fig. 1 Structural site map (a) , simplified geological map of the study area (b) and geological section (c) in the Bogda orogenic belt1—冲积物; 2—冰碛物; 3—冲洪积物; 4—祁家沟组; 5—柳树沟组三段; 6—柳树沟组二段; 7—柳树沟组一段; 8—玄武岩; 9—英安岩; 10—流纹岩; 11—凝灰岩; 12—火山角砾岩; 13—研究区范围; 14—阿克苏河; 15—闪长岩类; 16—辉绿岩; 17—辉长岩; 18—断裂; 19—地质界线; 20—样品位置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

基质(75%±)为间粒结构，由粒径为0.02 mm×0.50 mm～0.02 mm×1.50 mm左右的斜长石微晶和辉石、磁铁矿等小颗粒组成，辉石和磁铁矿充填于斜长石间隙中。后期发生显著蚀变，镁铁质等暗色矿物普遍绿泥石化，斜长石具黏土化、钠黝帘石化。岩石具气孔杏仁状构造，形态不规则，大小为0.3～1.5 mm，充填石英、绿泥石、方解石等。

细碧岩呈灰绿色，岩石具斑状结构， 杏仁状构造，块状构造。斑晶由斜长石组成，呈灰白色，粒径介于0.10 mm×0.60 mm～0.30 mm×1.00 mm之间，可见中空骸晶结构，部分两端不规则，边缘呈锯齿状，孔中充填隐晶质，可见聚片双晶；基质具间粒-间隐结构，由斜长石、单斜辉石、玻璃质等组成(图3b)。基质斜长石呈无色，板条状，近于平行消光，可见聚片双晶，粒径一般≤0.03 mm×0.30 mm，杂乱排列，部分因钠黝帘石化而显灰色浑浊状；单斜辉石呈显微粒状，充填状分布于斜长石间或与斜长石共生呈隐束状，粒径≤0.10 mm，不均匀分布；玻璃质呈灰色，半透明，具隐束-隐晶结构，局部可见纤维质斜长石及隐晶质束状集合体；金属矿物呈隐晶-纤维状，粒径≤0.01 mm×0.15 mm，杂乱排列，分布于隐晶-隐束状长石及辉石间。杏仁呈次圆状或不规则状，大小0.10～4.00 mm，不均匀分布，多充填石英、葡萄石、绿帘石、绿纤石、绿泥石等。

图 2 柳树沟组枕状玄武岩野外照片Fig. 2 Pillow Basalt of Liushugou formation

图 3 研究区火山岩镜下显微照片(正交偏光) Fig. 3 Microscopic photos of volcanic rocks in the study area (cross polarized light)a—玄武岩； b—细碧岩； c—流纹岩； Qtz—石英； Pl—斜长石； Chl—绿泥石； Aug—普通辉石； Or—正长石a—basalt; b—spilite; c—rhyolite; Qtz—quartz; Pl—plagioclase; Chl—chlorite; Aug—augite; Or—orthoclase

流纹岩呈灰白色、灰色，具斑状结构，块状构造。斑晶(15%±)成分主要为斜长石和石英，粒径多介于0.5～1.0 mm之间，其中斜长石呈半自形板片状，发育聚片双晶(图3c)；石英呈它形粒状，多被溶蚀，见波状消光，具有一定的定向排列特征。基质(85%±)为霏细、包含霏细结构，多为霏细状长英质集合体组成(75%±)，次为微粒状石英，另含少量纤片状、纤维状蚀变绢云母，发育绿泥石化和绢云母化次级蚀变。

2 样品分析

本文选取了博格达峰南侧黑沟、泉泉沟一带柳树沟组地层(C2l)剖面上具代表性的8件火山岩样品进行岩石地球化学分析，其中玄武岩(LSG-38、39、40、47)和流纹岩(LSG-43、45、51、54)各4件。样品粉碎至200目以上后对主量、微量元素以及稀土元素进行测试。分析测试单位为西南冶金地质测试中心国家重点实验室。主量元素FeO和LOI分析采用标准湿化法，其它元素由Axios型荧光光谱仪(XRF)分析测试，并运用GBW07105和BCR-2标样监控，采用DZG20-02进行数据检查，执行GB/T14506.28-2010标准，分析精度和准确度优于5%。稀土、微量元素分析运用iCAP6300全谱仪、NexLON 300x ICP-MS、Axios X荧光仪等，采用等离子发射光谱法、X荧光法、质谱法分析测试，采用AGV-1、BHVO-1、BCR-1国际标样监控，数据的检查、校正由DZG20-02、DZG20-06完成，分析精度和准确度均优于10%。详细的数据处理和方法参见文献(Qietal.， 2000)。

3 岩石地球化学特征

3.1 主量元素

研究区石炭纪火山岩SiO2含量介于46.18%～46.56%和76.06%～76.25%之间(表1)，呈现出基性和酸性两个端员，Daly成分间断明显，具典型的双峰式火山岩组合(Daly， 1925)，这与镜下岩石矿物学特征相吻合；全碱(Alk=K2O+Na2O)含量介于2.71%～2.99%和7.45%～7.55%之间，在火山岩全碱-硅(TAS)分类图(图4a)上均位于Ir-Irvine分界线下方，落入亚碱性系列的玄武岩、流纹岩区域，并进一步在K2O -SiO2和AFM图解中(图4b、4c)，被划分为拉斑系列岩石(TH)。

表 1 火山岩主量元素(wB/%)、微量及稀土元素(wB/10-6)分析结果Table 1 Analytical results of major elements (wB/%), trace elements and rare earth elements (wB/10-6) in volcanic rocks

图 4 研究区火山岩岩石 TAS图解( a， 据Le Bas et al.，1986)、K2O-SiO2图解(b， 据Rickwood, 1989)和AFM图解(c， 据Irvine and Baragar， 1971)系列图解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○—玄武岩； □—流纹岩○—basalt; □—rhyolite

研究区流纹岩的Na2O和K2O含量分别为1.80%～1.98%和5.57%～5.66%，Na2O/K2O值为0.32～0.36，具富K贫Na特征；Al2O3含量为10.27%～10.40%，CaO含量为0.15%～0.19%，MgO含量为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)，指示其为低Ti、低Mg类流纹岩(Rileyetal.，2001)。K2O/P2O5=113.20～185.67，K2O/TiO2=20.89～24.39。此外，流纹岩的分异指数(DI)明显高于玄武岩(22.59～25.15)，且大于90(91.61～92.09)(表1)，表明研究区流纹岩不是玄武岩分离结晶的产物。

3.2 稀土元素

研究区玄武岩稀土元素总量明显低于流纹岩稀土元素含量。玄武岩的∑REE、LREE和HREE的含量分别为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(均值为18.85×10-6)，LREE/HREE值介于3.00～3.12之间(均值3.08)。稀土元素球粒陨石标准化配分图显示，玄武岩样品稀土元素分配模式极为一致(图5a)，为低缓略右倾的平行曲线簇，相对于HREE， LREE具轻度富集，各元素标化比值中，(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(均值为1.07)，指示轻重稀土元素之间和轻重稀土元素内部均不存在明显的分馏过程(Davids and Macdonald， 1987)。此外，玄武岩的Eu异常均不明显，具轻微的正异常(δEu=1.10～1.17，均值为1.14)，整体接近平坦型的配分模式，与博格达造山带内石炭纪大陆裂谷玄武岩(汪晓伟等， 2015c)、中国大兴安岭南段晚中生代大陆裂谷玄武岩(郭锋等， 2001)以及世界上典型的大陆裂谷玄武岩稀土元素配分模式极为相似(Condie， 1989)。上述特征表明研究区玄武岩岩浆可能来源于亏损的软流圈地幔或轻微富集的地幔，其演化过程中斜长石的分离结晶或堆晶作用不明显(Eby， 1992)。

流纹岩的∑REE、LREE和HREE含量分别为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)。稀土元素球粒陨石标准化配分图显示，流纹岩样品分配模式极为一致(图5a)，LREE相对HREE富集，各元素标准化比值分别为：(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)，暗示轻重稀土元素之间有一定程度的分馏，且轻重稀土元素内部亦存在较为明显的分馏过程(Geistetal.， 1995)。此外，流纹岩的Eu异常均极为明显(δEu=0.17～0.20， 均值0.18)，具有右倾负斜率配分模式，说明在岩浆演化过程中斜长石可能发生过显著的分离结晶作用或源区有斜长石矿物的残留，其稀土元素分配型式与典型的地壳重熔型花岗岩(Winchester and Floyd, 1977)相似。

图 5 火山岩稀土元素球粒陨石标准化配分图(a)和原始地幔标准化图(b)(标准化值据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

研究区玄武岩相容元素Ni含量为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)，均小于判别原始岩浆的Ni(250.00×10-6)和Cr(300.00×10-6)含量(Wendlandtetal.， 1995)，与主量元素中Mg#值(62.51～63.91)小于判别原始岩浆的Mg#值65(Wendlandtetal.， 1995)结果吻合，暗示玄武岩岩浆演化程度较高，在早期演化过程中可能发生过辉石、橄榄石以及钛氧化物的分离结晶作用(夏林圻等， 2008)。此外，Ta/Yb值为0.081～0.122(均值0.110)，Th/Yb值为0.111～0.215(均值0.151)，Rb/Sr值为0.017～0.022(均值0.021)，Zr/Nb值为21.58～39.93(均值29.69)，Zr/Y值为2.88～7.48(均值5.34)，均显示玄武岩源自亏损地幔的板内玄武岩(Pearce，1982；Condie，1986，1989)。而流纹岩的Rb/Sr和Ba/Sr值分别为2.625～3.046(均值2.838)和2.933～3.412(均值3.189)，与东非肯尼亚裂谷流纹岩以及博格达造山带东段伊齐-小红峡一带流纹岩(王金荣等， 2010)类似，表明其成因与板内环境伸展构造体制下大陆地壳物质的部分熔融有关。

玄武岩以富集Ba、Rb等大离子亲石元素和不相容元素(P、K)，相对亏损Ti、Ta、Nb等高场强元素和不相容元素(U、Th)为特征(图5b)，其中富集元素Ba和Rb的含量分别介于97.32×10-6～390.90×10-6和5.36×10-6～14.05×10-6之间，K和P含量分别介于0.13×10-6～0.58×10-6和4.85×10-6～13.41×10-6之间；亏损元素Nb和Ta的含量则分别介于1.54×10-6～5.57×10-6和0.10×10-6～0.32×10-6之间，Th和U含量分别介于0.10×10-6～0.32×10-6和1.54×10-6～5.57×10-6之间。玄武岩的Ta、Nb元素(呈现出U型槽)以及Th和Ti元素的亏损(呈现出V型谷)，指示在玄武岩岩浆作用过程中，并没有俯冲流体的参与。研究区流纹岩与玄武岩的蛛网图完全不同(图5b)，流纹岩配分曲线表现为Rb、Th、La、K、Ce、Zr、Sm、Hf等元素富集，P、Ba、U、Ta、Sr、Ti和Nb元素亏损，其中Ba、Nb、U、Ta元素呈现中等亏损，Sr、P、Ti呈现明显亏损，具深的V型谷。富集元素Th和Rb的含量分别介于97.32×10-6～390.90×10-6和5.36×10-6～14.05×10-6之间，亏损元素Nb和Ta的含量则分别介于1.54×10-6～5.57×10-6和0.10×10-6～0.32×10-6之间。

4 年代学特征

研究区柳树沟组双峰式火山岩的完整火山喷发旋回中，零星见有薄层状的含生物碎屑(海百合茎)灰岩，指示其形成于浅海环境。蔡土赐(1999)在阜康三工河一带柳树沟组中发现了腕足类化石Choristitessp.、Squamulariasp.、Cliathyridinasp.、Dictyoclostuscf.taiyuanfuensis、Neospirifersp. 和腹足类化石Allorismiacf.Barringtoni， 时代为晚石炭世早期。本次研究在柳树沟组灰岩透镜体中采集到的化石经中国科学院南京地质古生物研究所鉴定为双壳类Neosypricardiniacf.subelegans、Heteropecten? sp.、Neocypricardiniasp.， 珊瑚类Bothrophyllumsp.?、Syringoporasp. 及珊瑚碎片，腕足类Chaiellatenuireticulta、Stenoscismasp.、Orthocerassp.、Choristitescf.rediculocusA. IvanovetE. Ivanov(图6)。根据上述化石可确定柳树沟组时代为晚石炭世。此外，区域上该组还有腕足类Choristitessp、Squamulariasp.、Cliathyridinasp.、Dictyoclostuscf．taiyuanfuensis、Neospirifersp． 和腹足类Allorismiacf.barringtoni等化石，地层时代划为晚石炭世。

近年来，随着高精度锆石U-Pb同位素测年技术的飞跃发展，博格达山地区主要地层获得了测年数据： 王金荣等(2010)在博格达山东段北部的依齐-小红柳峡，获得大柳沟组中流纹岩的Rb-Sr等时线年龄为296±2 Ma(晚石炭世)； Chen等(2011)在博格达白杨沟地区和七角井地区测得2个玄武岩锆石206Pb/238U年龄为294.5±3.6 Ma和295.8±2.8 Ma，3个流纹岩的锆石206Pb/238U年龄为294.6±2.0 Ma、293.3±1.7 Ma和293.6±2.3 Ma；高景刚等(2014)获得柳树沟组石英角斑岩206Pb/238U年龄314.9±1.2 Ma，时代略早于王银喜等(2007)和王金荣等(2010)测得的邻区流纹岩的Rb-Sr等时线年龄(分别为306.7±2.3 Ma和296±2 Ma)，也划分到晚石炭世；汪晓伟等(2015a)在博格达造山带东段芨芨台子地区获得流纹岩的206Pb/238U年龄为312±1 Ma，属于晚石炭世。

图 6 双壳类(a)和腕足类(b)化石照片Fig. 6 Fossil photos of bivalves (a) and brachiopods (b)

5 岩石成因及构造意义

5.1 岩石成因

双峰式火山岩的玄武质岩浆通常来源于地幔(陈根文等， 2015)。研究区玄武岩Ni平均含量为133.05×10-6，Cr平均含量为221.08×10-6，Mg#值为62.51～63.91，分别低于判别原始岩浆的Ni(250.00×10-6)、Cr(300.00×10-6)和Mg#值(65)参数值(Wendlandetal.， 1995)，具有拉斑玄武岩特征，指示玄武岩岩浆在早期演化过程当中可能发生过辉石、橄榄石以及钛氧化物的分离结晶作用。另外，微量元素Ta/Yb值为0.081～0.122(均值0.110)，Th/Yb值为0.111～0.215(均值0.151)，Rb/Sr值为0.017～0.022(均值0.021)，Zr/Nb值为21.579～39.934(均值29.692)，Zr/Y值为2.877～7.480(均值5.335)，均显示区内玄武岩具亏损地幔的板内玄武岩特征(夏林圻等， 2004)，与微量元素Nb-Zr图解(图7a)判别吻合，显示岩石来源于亏损地幔的部分熔融(Condie， 1989)。已有研究显示，不同矿物相源区和部分熔融程度的玄武岩浆具有不同的Dy/Yb值： Dy/Yb>2.5时，在含石榴子石地幔源区发生部分熔融；而Dy/Yb<1.5时，则为尖晶石地幔源区(Milleretal.， 1999)。研究区玄武岩的Dy/Yb值介于1.69～1.76之间(均值为1.71)，处于尖晶石二辉橄榄岩熔融趋势线以上，石榴子石二辉橄榄岩熔融趋势线以下，部分熔融程度已经接近20%(图7b)；在(Yb/Sm)P-(Tb/Yb)P判别图解中(图8)，柳树沟组双峰式火山岩接近熔融轨迹，数据与少量石榴石存在下部分熔融的贡献率为2%～7%一致(Zhangetal., 2006)，暗示玄武岩可能是亏损尖晶石相橄榄岩向石榴石相橄榄岩过渡相较高程度部分熔融的产物。

很多天山玄武质熔岩的微量元素原始地幔标准化分配型式显示有负的Nb、Ta异常，指示在天山大火成岩省玄武岩的形成和演化过程中，除地幔柱组分之外，还应当有其他的组分卷入，其他组分最有可能是来源于岩石圈(夏林圻等， 2006)。地壳岩石或其熔融体中具有很低的Ti和较低的Nb、Ta含量，在受到地壳混染后，玄武岩就会具有低TiO2/Yb 值和高Ba/Nb、La/Nb 值的特点(夏林圻等， 2006； 汪晓伟等， 2015a)。研究区玄武岩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岩(N-MORB)，指示其岩浆组分可能受到陆壳物质混染，导致其Ta、Nb元素(呈现出U型槽)以及Th和Ti元素的亏损(呈现出V型谷)(图5b)。

图 7 玄武岩岩石成因的Nb-Zr图解(a， Condie， 1989)和Dy/Yb-La/Yb图解(b， Miller， 1999)判别图解Fig. 7 Nb-Zr diagram(a， after Condie， 1989)and genetic discrimination diagram (b, after Miller, 1999) of basalt

图 8 (Yb/Sm)P-(Tb/Yb)P判别图解Fig. 8 (Yb/Sm)P-(Tb/Yb)P discrimination diagram

研究区晚石炭世双峰式火山岩中，玄武岩的分布面积明显大于流纹岩，分布面积比例约为3～5∶1； SiO2含量介于46.18%～46.56%和76.06%～76.25%之间，呈现出基性和酸性两个端员，具有明显的Daly成分间断，且玄武岩K2O/P2O5和K2O/TiO2值分别介于1.41～1.69和0.22～0.27之间，明显低于与其伴生的流纹岩K2O/P2O5(113.20～185.67)和K2O/TiO2(20.89～24.39)值，表明两者源区性质明显不同，玄武岩来源于地幔，而流纹岩具典型的A型花岗岩的地球化学特征，属伸展拉张背景下岩浆作用的结果，类似于陆内裂谷流纹岩，流纹岩的源岩浆可能为热的地幔底辟体进入下地壳使其重熔而形成(王晓伟等， 2016)。此外，两者微量元素含量相差较大，玄武岩和流纹岩的Rb/Sr值分别为0.017～0.022(均值0.021)和2.625～3.046(均值2.838)，说明它们分别来源于幔源和壳源，其成因存在明显差异。流纹岩的稀土元素总量明显高于玄武岩，且LREE相对富集，具强烈的负Eu异常(δEu=0.17～0.20)，而玄武岩具轻微的正异常(δEu=1.10～1.17)。典型的异源双峰式火山岩中流纹岩分布范围远大于玄武岩(孙吉明等， 2018)，而研究区玄武岩和流纹岩呈不等厚间断产出，与博格达造山带东段七角井同源岩浆双峰式火山岩有明显不同(两者比例约为1∶7)，但与博格达造山带东段的芨芨台子和萨尔乔克双峰式火山岩相似(汪晓伟等， 2015b, 2015c)。

5.2 构造意义

火山岩及其共生组合的分布受控于源岩的性质和构造环境，因而不同的大地构造背景对应不同的火山岩共生组合(汪晓伟等， 2015a)。利用元素地球化学特征来判别火山岩的形成环境的方法已较成熟(Pearce and Cann， 1973； Macdonald， 1987； Davidson, 1996)，尤其是Nb、Ti、Y、Zr、REE等惰性元素已成功运用于火山岩形成环境的判别(夏林圻等， 2007)。研究区玄武岩和流纹岩在空间上紧密伴生，为一套典型的双峰式火山岩组合。玄武岩具富Na贫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岩(N-MORB)的TiO2含量1.15%(Wilson， 1989)；较高的Al2O3(16.24%～16.63%)和CaO(9.34%～10.32%)以及Mg#值62.51～63.91，岩浆成分具有裂谷演化中、晚期的特点，说明其原始岩浆经历了一定程度分异演化，且在演化过程中发生了地壳混染作用(图9c)，区别于大陆裂谷碱性玄武岩和洋脊玄武岩，类似于大陆裂谷拉斑玄武岩。

研究区流纹岩具低的TiO2(0.23%～0.27%)和P2O5含量(0.03%～0.05%)以及低的Mg#值(4.46～5.84)，指示其为低Ti、低Mg类流纹岩(Rileyetal.， 2001)；K2O/P2O5(113.20～185.67)和K2O/TiO2(20.89～24.39)值表明流纹岩可能是厚度较薄的大陆下地壳基性物质的部分熔融产物(Condie, 1986; 郭锋等， 2001)；在K2O-SiO2图解中(图4c)接近钾玄岩系列，暗示其形成于挤压到伸展转换环境(KCG)，属壳幔混合成因(潘荣等， 2013； 刘震， 2015)；此外，流纹岩的分异指数(DI)大于90(91.61～92.09)(表1)，指示其岩浆分异程度极高，源区存在有斜长石的残留(图9c)。

图 9 火山岩构造环境判别图解Fig. 9 Discrimination diagram of volcanic tectonic environmenta—Zr/Y-Zr图解(Pearce， 1982): WPB—板内玄武岩； MORB—洋中脊玄武岩； IAB—火山弧玄武岩； b—Rb-(Yb+Ta)图解(Pearce et al.， 1984)： WPG—板内花岗岩； ORG—洋中脊花岗岩； VAG—火山弧花岗岩； Syn-COLG—同碰撞花岗岩； c—δEu-Sr图解(据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)

玄武岩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岩(N-MORB)，指示其岩浆组分可能受到陆壳物质混染，导致岩石可能出现Ta、Nb负异常(图5b)，易被误判为岛弧环境(夏林圻等， 2007)，而Y、Zr等元素含量受地壳物质混染影响较小，能较准确地反映玄武岩形成环境(Pearce， 1982)；大陆玄武岩，不管是否遭受地壳或岩石圈混染，它们都具有较高的Zr含量(>70×10-6)和Zr/Y值(>3)(夏林圻等， 2007)。研究区玄武岩Zr含量为91.28×10-6～219.24×10-6，Y含量为28.77×10-6～31.73×10-6，Zr/Y值为2.88～7.48(均值5.34)，4件玄武岩样品均落入板内玄武岩区域(图9a)，暗示其形成于板内环境，与流纹岩判别结果(板内花岗岩区)吻合(图9b)。

研究区双峰式火山岩中存在大量流纹岩具有高铝、富含强不相容元素的特征，并且研究区及周边晚古生代尚未发现大洋地壳和海沟沉积物、蛇绿混杂岩、双变质带和板块俯冲的其他证据，研究区玄武岩Zr >70×10-6和Zr/Y>3，这些均可以排除其形成于火山弧环境的可能(夏林圻等， 2007)。综合上述特征，可以认为研究区(博格达造山带西段博格达峰一带)在晚石炭世是以一个陆壳为基底的裂谷，这不仅与博格达造山带东段的芨芨台子晚石炭世和萨尔乔克地区早石炭世双峰式火山岩构造背景研究一致，也与博格达造山带东段石炭纪沉积层序的研究结果一致，显示整个博格达造山带在石炭纪处于大陆裂谷构造环境及演化阶段。

6 结论

① 研究区博格达造山带西段博格达峰一带火山岩可明显分为基性和酸性两个端员，其SiO2含量介于46.18%～46.56%和76.06%～76.25%之间，Daly成分间断明显，具典型的双峰式火山岩组合，结合研究区化石鉴定结果和区域测年资料，认为该双峰式火山岩也形成于晚石炭世。

② 玄武岩Na2O/K2O=5.07～6.87，具富Na贫K特征； TiO2(1.67%～1.70%)、Al2O3(16.24%～16.63%)、CaO(9.34%～10.32%)和MgO(8.87%～9.57%)含量均较高，Mg#值为62.5～63.9；∑REE=75.54×10-6～80.22×10-6，LREE/HREE=3.00～3.12；LREE相对HREE轻度富集。流纹岩Na2O/K2O=0.32～0.36，为低Ti、低Mg类流纹岩，∑REE=520.72～595.26×10-6，LREE/HREE=5.60～6.53，LREE相对HREE富集。

③ 玄武岩以富集Ba、Rb等大离子亲石元素(LILE)和不相容元素(P、K)，相对亏损Ti、Ta、Nb等高场强元素(HFSE)和不相容元素(U、Th)为特征，Ta、Nb元素呈现出U型槽，Th和Ti元素亏损呈现出V型谷。流纹岩表现为Rb、Th、K、La、Ce、Zr、Hf、Sm等元素富集，Ba、U、Ta、Nb、Sr、P和Ti元素亏损，具深的V型谷。

④ 柳树沟组(C2l)双峰式火山岩形成于大陆裂谷环境，具有板内成因特征；玄武岩可能为亏损尖晶石相地幔橄榄岩向石榴石相地幔橄榄岩过渡相较高程度部分熔融的产物，受到地壳物质混染；流纹岩可能为地壳物质重熔的产物，具典型的A型花岗岩的地球化学特征，类似于陆内裂谷流纹岩。这些认识为进一步研究晚古生代博格达地区构造格局及演化历史提供了新的线索和依据。