表1 博格达地区样品信息
Table1 Sample informations of the Bogda area
样品编号 岩性 采样剖面 剖面位置22GDK5-1 22GDK5-2 22GDK5-3 枕状玄武岩 锅底坑22GDK5-4 22JQ2-2a 辉绿岩 井井子沟 博格达山南翼22JQ2-2b 花岗斑岩 22HG-1 玄武岩 22HG-7-1 黑沟 22HG-7-2 辉长岩 22HG-7-3 DLK1-1 DLK1-2 玄武岩 大龙口 博格达山北翼 DLK1-3
北京大学学报(自然科学版) 第62 卷 第4 期 2026 年7 月
Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis, Vol. 62, No. 4 (July 2026)
doi: 10.13209/j.0479-8023.2026.042
国家自然科学基金(42090021)资助
收稿日期: 2025-05-15;
修回日期: 2026-06-01
Petrogenesis and Tectonic Implications of Late Carboniferous-Early Permian Igneous Rocks in the Bogda Region
中亚造山带是显生宙以来最大的增生型造山带。作为古亚洲洋的重要分支, 北天山洋的开启、俯冲、消减和闭合与中亚造山带西南缘晚古生代的演化有着密切的关系[1]。直至早石炭世(约 340 Ma),准噶尔地区以多个洋岛、岛弧、海山、洋底高原、增生杂岩、古洋壳和微陆块的拼贴增生为特征[2-3]。中生代和新生代受到鄂霍次克洋闭合以及印度-欧亚板块碰撞远程效应影响[4], 对二叠纪至新生代准噶尔盆地及其周缘山系进行调整和改造, 形成现今地貌。
准噶尔盆地位于中亚造山带南部, 是一个以一系列造山带为界的大型板内盆地, 具有复杂的演化历史[1-2]。准噶尔盆地南缘的构造主要受北天山山前冲断带控制, 西段向北西西方向延伸, 东段基本上为东西方向延伸。作为古亚洲洋晚古生代最终闭合的区域, 天山是揭示中亚地区地球动力学演化的关键所在[1,5]。博格达山位于准噶尔盆地南部, 属于北天山东段, 隶属中亚造山带南缘天山造山带。博格达山是准噶尔盆地与吐哈盆地之间向北突出的弧形山脉, 出露晚古生代石炭纪至中生代地层, 地层连续性较好且保存相对完整, 是研究准噶尔南缘构造-沉积演化的关键地区。
目前, 国内外学者在博格达地区构造演化、盆地性质和沉积特征等方面取得一系列认识。一些学者认为博格达地区石炭纪具残留海或海相前陆盆地性质[6-11]。Ge 等[12]认为晚石炭世北天山地区为北天山洋壳向伊犁-中天山板块俯冲形成的火山岛弧。顾连兴等[13-14]认为博格达山西段为晚石炭世俯冲过程中因板块旋转而形成的俯冲撕裂型裂谷。汪新伟等[15]认为博格达地区石炭纪构造属性为造山期后的裂陷海槽。Memtimin 等[16]根据博格达山南缘上石炭统祁家沟组出露的火山岩特征, 推测当时区域伸展环境中可能存在残余洋盆。
博格达造山带二叠纪构造背景一直饱受争论,有学者认为早二叠世博格达地区为右旋走滑导致的挤压环境[17], 也有学者认为博格达地区早二叠世为裂谷盆地, 早二叠世末期闭合形成岛弧, 中二叠世转变为盆地汇水区, 中二叠世末期至晚二叠世隆升形成博格达山[18]。有学者认为准噶尔盆地二叠纪为断陷盆地, 经历裂陷期、扩张期和萎缩期 3 个发展阶段[19-20], 也有学者博格达山地区早二叠世为陆内裂陷盆地, 中二叠世转变为坳陷盆地, 晚二叠世转变为陆内压陷盆地[21-22]。早二叠世存在拆沉作用, 导致出现后碰撞伸展环境[11]。由此可见, 博格达造山带晚石炭世和早二叠世的构造背景一直是研究的热点问题。越来越多的学者认为博格达地区晚石炭世和早二叠世为伸展背景, 但对其动力学机制却没有统一的认识。此外, 在伸展背景下, 博格达地区晚石炭世和早二叠世的隆-凹格局目前尚缺乏系统的研究。
位于中国西北部的准噶尔盆地地为一个三角形的内陆盆地, 填充石炭纪至第四纪巨厚的海相和陆相沉积地层[2,23-25]。准噶尔地块位于哈萨克斯坦古板块、西伯利亚古板块及塔里木古板块的交汇处,其早期演化受古亚洲洋演化的控制, 晚期则受特提斯洋关闭和青藏高原隆升的影响, 构造演化极其复杂。石炭系至二叠系是准噶尔盆地主力油气源层系, 石炭纪至二叠纪也是准噶尔盆地形成的关键时期, 对研究晚古生代盆地构造属性、造山带与相邻盆地的耦合关系及中亚造山带的俯冲增生过程具有重要意义。因此, 本研究的主要目标层位是上石炭统-下二叠统。其中, 石炭系多为海相沉积夹火山碎屑沉积以及火山岩地层, 火山岩的大量发育是其主要特征, 岩性主要有火山岩、火山角砾岩、凝灰岩、火山碎屑岩及少量沉积岩。其中, 上石炭统主要包括祁家沟组和奥尔吐组, 火山岩主要分布于祁家沟组。
博格达造山带位于准噶尔盆地南缘、中亚造山带的西南缘, 记录了北天山洋的最终拼合的过 程[1,26]。由于针对相关地质体构造属性的解释存在分歧, 加上地球化学分析数据的多解性, 对晚石炭世博格达地区的构造作用过程尚未达成共识。本研究对采集于博格达山南翼锅地坑剖面、黑沟剖面以及博格达山北翼大龙口剖面(剖面位置见图1)祁家沟组的火成岩样品(采样点照片见图2, 样品信息见表1)进行地球化学分析, 在此基础上确定火山作用的发育时间, 厘定晚石炭世和早二叠世博格达造山带的构造属性。
表1 博格达地区样品信息
Table1 Sample informations of the Bogda area
样品编号 岩性 采样剖面 剖面位置22GDK5-1 22GDK5-2 22GDK5-3 枕状玄武岩 锅底坑22GDK5-4 22JQ2-2a 辉绿岩 井井子沟 博格达山南翼22JQ2-2b 花岗斑岩 22HG-1 玄武岩 22HG-7-1 黑沟 22HG-7-2 辉长岩 22HG-7-3 DLK1-1 DLK1-2 玄武岩 大龙口 博格达山北翼 DLK1-3
图1 博格达地区地质图及剖面位置
Fig.1 Geological map of the Bogda region with section locations
图2 博格达地区火成岩野外露头
Fig.2 Field outcrops of igneous rocks in the Bogda region
全岩主量元素分析结果见附录 1。TAS 图解(图3(a))显示, 研究区晚石炭世岩浆活动包括酸性和基性两大类, 且酸性岩和基性岩均存在侵入岩与喷出岩, 指示晚石炭世祁家沟组存在双峰式火山岩, Nb/ Y-Zr/Ti×10-4 图解(图3(b))也表明存在双峰式火山岩。作为幔源岩浆活动的产物, 基性岩记录了深部地幔特征和壳幔作用信息。本文基于上述元素地球化学特征, 将博格达地区基性岩分为 3 类。第一类玄武岩样品包括 DLK1-1, DLK1-2 和 DLK1-3, 采样点均位于博格达山北部, 主要采集自大龙口剖面,样品 Mg#值较高, SiO2 含量较低。第二类玄武岩样品包括 22JQ2-2 a, 22GDK5-1, 22GDK5-2, 22GDK5-3-1, 22GDK5-3-2 和 22GDK5-4, 采样点位于博格达山南部, 主要采集自井井子沟剖面和锅底坑剖面的祁家沟组, 样品中轻稀土和大离子亲石元素富集程度比第一类玄武岩样品略高。第三类玄武岩样品包括 22HG-1, 22HG-7-1, 22HG-7-2 和 22HG-7-3, 采样点均位于博格达山南部, 样品相对富集轻稀土和大离子亲石元素。
图3 博格达地区晚石炭世和早二叠世岩浆岩 TAS 图解(a)和 Nb/Y-Zr/Ti×10-4 岩石分类图解
Fig.3 TAS diagram (a) and rock classification diagram of Nb/Y vs. Zr/Ti×10-4 (b) of magmatic rocks from Late Carboniferous-Early Permian in the Bogda region
博格达山不同地区祁家沟组基性岩地球化学特征类似, SiO2 含量为 49.63%～51.23%, 在 TAS 图解中主要位于玄武岩-玄武安山岩的范围; Na2O 含量相对较高(3.22%～5.39%), K2O 含量相对较低(0.14～0.97), 全碱含量 ALK(Na2O+K2O)为 3.89%～56%, 在Nb/Y-Zr/Ti×10-4 图解中大部分样品落在亚碱性玄武岩区域。值得注意的是, TAS 图解显示博格达山北翼大龙口剖面玄武岩(第一类玄武岩)全碱含量略高于博格达山南翼的剖面, 可以达到粗面玄武岩区间, 且 Na2O 含量明显高于 K2O, 说明博格达山北翼玄武岩的碱性成份含量比南翼高, 且相对富 Na 贫K。在 FeOT/MgO-SiO2 图解(图4)中, 博格达地区晚古生代基性岩全部落在拉斑系列范围内, 属于亚碱性-低钾拉斑玄武岩系列。
图4 博格达地区晚石炭世和早二叠世岩浆岩FeOT/MgO-SiO2 图解
Fig.4 FeOT/MgO vs. SiO2 diagram of magmatic rocks from Late Carboniferous-Early Permian in the Bogda region
全岩微量元素分析结果见附录 2。由于花岗岩样品数量较少且样品 22JQ2-2b 风化程度较高, 故本文主要针对基性岩进行探讨。博格达地区晚古生代基性岩稀土元素总合量(ΣREE)均较低, 介于 51.70～ 123.93 μg/g 之间, 平均值为 79.82 μg/g, 轻重稀土比值(LREE/HREE)除样品 22GDK5-1 较高(4.15)外, 其余样品的变化范围为 1.98～3.58, 说明轻稀土弱富 集[30]。基于基性岩微量元素含量绘制稀土元素球粒陨石标准化配分图以及微量元素原始地幔标准化蛛网图(图5)。大多数样品的球粒陨石标准化配分模式表现为低缓右倾型, 其中第三类基性岩样品表现为轻稀土元素富集的右倾型。(La/Yb)N 值除样品22GDK5-1 较高(4.42)外, 其余样品的变化范围为1.28～3.16, 轻稀土元素相对于中稀土元素略有富集, 说明轻、重稀土间存在轻度分馏。(La/Sm)N 和(Gd/Lu)N 值分别介于 0.88～2.82 和 1.31～1.51 之间, 说明轻稀土元素内部内部分异和重稀土元素内部分异均不明显。不同样品的 δEu 值存在差距, 第三类基性岩的 δEu 值在 0.83～0.88 之间, 平均值为 0.85, 存在 Eu 的负异常; 第一、二类基性岩样品的 δEu 在 0.90～1.01 之间, 平均值为 0.97, Eu 异常不明显。δCe 值除样品 22GDK-5-1 较高(1.41)外, 其余样品介于 0.99～1.05 之间, 平均值为 1.03, 说明不存在 Ce异常。
图5 博格达地区晚石炭世和早二叠世基性岩稀土元素球粒陨石标准化配分图((a), (c)和(e))以及微量元素原始地幔标准化蛛网图((b), (d)和(f))
Fig.5 Chondrite-normalized REE distribution patterns ((a), (c) and (e)) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams ((b), (d) and (f)) of mafic rocks from Late Carboniferous-Early Permian in the Bogda region
K, Ba 和 U 等大离子亲石元素(LILE)在所有样品中均相对富集。多数样品呈现 Sr 正异常, 样品22HG-1, 22HG-7-1, 22HG-7-2 和 22HG-7-3 呈现 Sr负异常。高场强元素(HFSE)中, Nb 和 Ta 明显亏损, Ti略微亏损, Zr 略微富集。部分样品中活动性较强的元素(如 Rb, Ba 和 K 等)含量呈现较大幅度的波动,应与后期蚀变作用造成元素的流入或流出有关。第三类基性岩比第一、二基性岩更加富集不相容元素, 但与洋岛玄武岩仍然有较大的差异(图5(f))。
基性岩样品中锆石晶体干净、透明, 形态以粒状金额短柱状为主, 少数呈长柱状, 大部分锆石具有典型岩浆结晶环带结构。锆石粒径普遍较小, 多数介于 40～80 μm 之间, 最大可达 100 μm, 长宽比大多介于 2:1～3:1 之间。我们同时选取井井子沟剖面祁家沟组的花岗斑岩样品开展锆石 U-Pb 定年, 其中锆石粒径较大, 多介于 100～200 μm 之间, 长宽比介于 2:1～3:1 之间, 多数锆石具有清晰的岩浆结晶韵律环带, 形态以短柱状和长柱状为主。
锆石 U-Pb 定年结果表明, 3 类基性岩的年龄有明显的差异。
第一类基性岩定年样品来自博格达山北翼大龙口剖面祁家沟组, 本研究共选择 28 个锆石测试点。这些锆石的 Th 含量为 81.31～904.17 μg/g, U 含量为121.63～1967.51 μg/g, Th/U 值介于 0.28～1.10 之间(平均值为 0.55), 均大于 0.1, 大部分锆石的 Th/U 值大于 0.4, 且 Th 与 U 明显正相关, 进一步表明是岩浆成因锆石。第一类基性岩样品最年轻年龄组的谐和年龄为324.4±1.1 Ma, 加权平均年龄为 324.3±2.3 Ma (图6(a)和(b)), 均指示晚石炭世火山活动。
图6 博格达地区晚石炭世和早二叠世基性岩锆石 U-Pb 谐和年龄((a), (c), (e)和(g))以及加权平均年龄((b), (d), (f)和(h))
Fig.6 Zircon U-Pb concordia diagram ((a), (c), (e) and (g)) and weighted mean age histogram ((b), (d), (f) and (h)) for mafic rocks from Late Carboniferous-Early Permian in the Bogda region
第二类基性岩定年样品来自博格达山南翼井井子沟剖面祁家沟组, 本研究选择 31 个锆石测试点。这些锆石的 Th 含量为 79.01～1940.17 μg/g, U 含量为126.66～3566.66 μg/g, Th/U 值除一个点为 0.02 外, 其余 30 个点介于 0.25～1.38 之间(平均值为 0.68), 均大于 0.1, 大部分锆石的 Th/U 值大于 0.4, 且 Th 与 U明显正相关, 进一步表明是岩浆成因锆石。第二类基性岩样品最年轻年龄组的谐和年龄为 302.1±1.3 Ma, 加权平均年龄为 302.6±4.1 Ma (图6(c)和(d)),均指示晚石炭世火山活动。
第三类基性岩定年锆石来自博格达山南翼黑沟剖面祁家沟组, 本研究共选择 34 个测试点。这些 锆石的Th 含量为 103.41～180938.32 μg/g, U 含量为1553～29209.32 μg/g, Th/U 比值除一个点为 0.02 外, 其余 33 个点介于 0.13～2.27 之间(平均值为 1.09), 均大于 0.1, 大部分锆石的 Th/U 值大于 0.4, 且 Th 与 U明显正相关, 进一步表明是岩浆成因锆石。第三类基性岩样品最年轻年龄组的谐和年龄为 298.4±1.3 Ma, 加权平均年龄为 298.7±4.2 Ma (图6(e)和(f)), 均指示早二叠世火山活动。
花岗斑岩定年样品来自博格达山南翼井井子沟剖面祁家沟组, 共选择 43 个测试点, 这些锆石的Th 含量为 31.09～185.21 μg/g, U 含量为 60.87～196.23 μg/g 之间, Th/U 值位于 0.41～1.02 之间(平均值为0.69), 均大于 0.4, 且 Th 与 U 明显正相关, 表明是岩浆成因锆石。花岗斑岩定年样品最年轻年龄组的谐和年龄为 296.1±0.97 Ma, 加权平均年龄为 297±2.0 Ma (图6(g)和(h)), 均指示早二叠世火山活动。
博格达地区晚古生代基性岩中 Al2 O3 含量较高,介于 11.53%～17.45%之间, 平均值为 15.28, 接近大陆板内玄武岩(17.08%); TiO2 含量较高, 在 1.37%～2.83%之间, 平均值为 2.02%, 均大于 1%, 明显高于岛弧玄武岩(0.58%～0.85%)[30]。MgO 含量在 3.75%～ 9.34%之间, Mg#值为 31.36～59.79, 博格达山北翼大龙口剖面玄武岩(第一类基性岩)中 MgO 含量明显高于博格山南翼玄武岩, Mg#值(多数为 58.72～59.71)也明显高于南南翼玄武岩, 说明博格达山南北两翼玄武岩分离结晶或受混染程度可能有所不同。南翼样品的 Mg#值也存在明显差异, 其中第三类玄武岩(样品 22HG-1, 22HG-7-1, 22HG-7-2 和 22HG-7-3)的Mg#值(仅为 31.36～37.51)明显低于其他样品, FeOT值为 10.28%～14.32%, 铝饱和指数(A/ CNK)为 1.04～ 1.58, 固结指数(SI)为 15.00～34.31 (均小于 40), 说明存在岩浆分异, 但分异程度较低。
博格达地区晚石炭世和早二叠世基性岩样品中Nb/La 比值均小于 0.85, 说明其受到严重的大陆地壳或岩石圈的混染作用[33]。然而, 样品的 Th/Ta 值介于 2.70～8.17 之间, 明显小于大陆地壳的 Th/Ta 值(＞10)[34]。Nb/Ta 和 Zr/Hf 值分别为 16.28～21.30 和34.03～40.77, 均接近原始地幔(PM)值(Nb/Ta 和 Zr/ Hf分别为 18 和 34～36)。上述微量元素指标均显示典型的幔源岩浆特征, 说明博格达地区晚石炭世和早二叠世基性岩的陆壳混染作用整体上不强, 且 3类基性岩遭受混染作用的程度存在明显差异。在微量元素蛛网图(图5(b), (d)和(f))中均呈现高场强元素 Nb 和 Ta 亏损的特征, 揭示样品可能遭受陆壳物质混染或俯冲带物质交代作用[35]。然而, 陆壳物质混染导致 Nb 和 Ta 负异常的同时也会导致 Zr 和 Hf正异常[36-37]。虽然博格达造山带第三类基性岩中存在 Zr 的微弱负异常和 Hf 正异常, 但微量元素含量整体上明显高于第一、二类基性岩, 说明相对富集大离子亲石元素和稀土元素, 陆壳混染程度相对最高。第二类基性岩中 Zr 和 Hf均呈现微弱的正异常, 说明其陆壳混染程度相对较高。第一类基性岩中 Zr 和 Hf 均呈现弱负异常, 说明其陆壳混染程度在 3 类基性岩中为最低。
博格达地区晚石炭世玄武岩样品的 Mg#值介于31.36～59.79 之间, 明显低于原始地幔熔融体的 Mg#值(73～81)。原始地幔熔体的 Cr 和 Ni 含量分别约为400 和 1000 μg/g, 博格达造山带基性岩样品中 Cr 和Ni 的含量明显分为 3 个区间。第一类基性岩样品中Cr和 Ni 含量高, 分别介于 319.67～353.54 和 114.89～127.68 μg/g 之间, 与洋中脊玄武岩(MORB)的数值相似(Cr 和 Ni 含量分别约为 290 和 138 μg/g), 结合大龙口剖面样品 Mg#平均值为 59.39, 说明其母源岩浆结晶分异程度比博格达南翼岩浆岩低。第二类基性岩样品中 C 和 Ni 含量适中, 分别介于 99.37～122.71 和 31.10～77.44 μg/g 之间, 说明其母源岩浆经历一定程度的结晶分异过程。第三类基性岩样品中 Cr 和 Ni 含量低, 分别在 0.93～29.1 和 8.04～16.34 μg/g 之间, 说明其母源岩浆经历相对较强的结晶分异过程。
Nb, Zr 和 Y 等高场强元素的活动性相对较弱,其比值 Nb/Y 和 Zr/Y 受时间以及次生蚀变的影响相对较小, 可用于区分地幔柱源区与非地幔柱源区玄武岩[38]。在 Nb/Y-Zr/Y 图解(图7(a))中, 可识别出 4种不同的地幔端元组分: 1) 深部亏损地幔柱成分(DEP); 2) 富集组分(EN); 3) 再循环组分(REC)(图7 (a)中 HIMU 区域); 4) 浅部亏损地幔(DMM)(图7(a)中 N-MORB 区域)。ΔNb 值可用于区分地幔柱和非地幔柱玄武岩。图7(a)中 Nb-line 上方的玄武岩为主要源于地幔柱的大洋高原玄武岩、大陆溢流玄武岩、洋岛玄武岩以及大陆裂谷玄武岩, Nb-line 下方的玄武岩大多源于浅部亏损地幔, 或源于俯冲带,是板片物质或沉积物混染的结果。从图7(a)可以看出, 博格达区晚石炭世和早二叠世基性岩样品均位于 Nb-line 下方, 其中第一类基性岩位于浅部亏损地幔区间, 第二类基性岩位于浅部亏损地幔与富集组分交叉的区域, 第三类基性岩位于富集组分区间,与上述第一、二类基性岩相对亏损大离子亲石元素和稀土元素, 第三类基性岩相对富集大离子亲石元素和稀土元素的结论一致。在 Zr-Nb 图解(图7(b))中, 第一、二类基性岩位于亏损地幔区间, 第三类基性岩落在亏损地幔与原始地幔的过渡区域, 说明第一、二类基性岩的岩浆来源于亏损地幔, 而第三类基性岩更富集大离子亲石元素和稀土元素。
图7 博格达地区晚石炭世和早二叠世基性岩的 Zr/Y-Nb/Y 图解(a)和 Zr-Nb 图解(b)
Fig.7 Diagrams of Zr/Y-Nb/Y (a) and Zr-Nb (b) of mafic rocks from Late Carboniferous-Early Permian in the Bogda region
在 Zr-TiO2 构造判别图解(图8(a))中, 第一类基性岩位于洋中脊玄武岩区间, 第二类基性岩位于洋中脊玄武岩与板内玄武岩交叉的区域, 第三类基性岩位于板内玄武岩区间。在 La/Yb-La/Sm 图解(图8 (b))中, 3 类基性岩均呈现部分熔融的特征, 不具有分离结晶的特征。综上所述, 博格达地区第一、二类基性岩的岩浆来源于亏损地幔, 其地球化学特征与洋中脊玄武岩类似, 但第二类基性岩相较第一类更富集大离子亲石元素, 说明受地壳物质混染影响较大; 第三类基性岩受到地壳物质的强烈混染, 大离子亲石元素更加富集, 结合主量元素和微量元素分析结果, 表明第三类基性岩为板内玄武岩而非岛弧玄武岩。
图8 博格达地区晚石炭世和早二叠世基性岩 Zr-TiO2 图解(a)和 La/Yb-La/Sm 图解(b)
Fig.8 Diagrams of Zr-TiO2 (a) and La/Yb-La/Sm (b) of mafic rocks from Late Carboniferous-Early Permian in the Bogda region
壳幔相互作用或与富集型岩浆混合, 会导致相对于亏损地幔, 岩浆中更富集 U 和 Pb 等大离子亲石元素, 从而使 Nb/U 和 Ce/Pb 等指标相对于亏损地幔有所降低。博格达地区基性岩样品的 Nb/U 值介于 8.51～27.52 之间, 平均值为 14.33, 远小于亏损地幔标准值(47±10[42]); Ce/Pb 值介于 3.44～29.05 之间,平均值为 18.60, 大多数样品小于亏损地幔标准值(25±5[42])。博格达地区晚石炭世基性岩样品在 Ta/Yb-Th/Yb 图解(图9(a))中明显地偏离 MORB-OIB地幔演化线, 落在壳幔相互作用区间, 说明其岩浆源区很可能受到俯冲组分影响。大多数晚石炭世基性岩样品在微量元素蛛网图(图5)中表现出大离子亲石元素(Ba, U 和 Sr)和轻稀土元素(LREE)的富集, 说明其源区经历过富集地幔源区混合作用或俯冲组分的交代富集作用[43], Th/Nb-Ta/Nd 图解可以对二者进行有效的区分[44]。图9(b)显示, 博格达地区基性岩均来自俯冲组分的加入, 而非富集地幔源区的 混合。
图9 博格达地区晚石炭世和早二叠世基性岩 Ta/Yb-Th/Yb 图解(a)和 Th/Nb-Ta/Nd 图解(b)
Fig.9 Diagrams of Ta/Yb-Th/Yb (a) and Th/Nb-Ta/Nd (b) of mafic rocks from Late Carboniferous-Early Permian in the Bogda region
俯冲组分分为俯冲沉积物熔体和俯冲板片释放流体, 俯冲沉积物熔体的加入会导致岩浆 Th 和 Pb含量升高, Ce/Th 和 Ba/Rb 值降低(分别降低至≈8 和≈4)。博格达地区基性岩样品中 Ce/Th 和 Ba/Rb 值分别为 19.35～34.52 (平均值为 28.06)和 8.21～60.64 (平均值为 17.53), 且 Ce 未呈现负异常, 说明岩浆形成过程中主要受俯冲板片释放流体影响, 俯冲沉积物熔体参与有限。U 和 Pb 活动性较强, 主要赋存于俯冲流体中, 受俯冲流体交代的亏损地幔具有低 Ce/ Pb 值和低 Nb/U 值, 博格达地区晚石炭世基性岩样品中 Ce/Pb 值为 7.88～29.05 (平均值为 18.60), Nb/U值为 8.51～27.52 (平均值为 14.33), 均小于 MORB 标准值(两者分别为 25±5 和 47±10), 说明其遭受俯冲板片释放流体的交代作用。在 Th-Ba/Th 图解(图10 (a))中, 3 类基性岩均表现出与俯冲相关流体交代相同的趋势。在(Ta/La)PM-(Hf/Sm)PM 俯冲熔体-流体交代判别图(图10(b))中, 所有样品落于俯冲流体交 代区, 说明玄武岩形成过程中经历俯冲相关流体而非板片相关熔体的交代作用。值得注意的是, 虽然存在俯冲板片释放流体的参与, 但岛弧玄武岩普遍亏损 Nb 和 Ta, 并富集 Th, 然而博格达基性岩样品微量元素原始地幔标准化蛛网图中出现明显的 Th负异常。Nb/Th 值(2.61～6.59, 平均值为 4.64)和 Nb/U 值(7.93～27.52, 平均值为 14.33)相对较高, 不同于典型的俯冲流体交代熔融地幔楔形成的岛弧玄武岩, 说明其并非会聚背景下形成的岛弧玄武岩。
图10 博格达地区晚石炭世和早二叠世基性岩 Th-Ba/Th 图解(a)和(Ta/La)PM-(Hf/Sm)PM 图解(b)
Fig.10 Diagrams of Th-Ba/Th (a) and (Ta/La)PM-(Hf/Sm)PM (b) of mafic rocks from Carboniferous-Early Permian in the Bogda region
博格达地区基性岩样品在 Sm-Sm/Yb 判别图(图11(a))和 La/Yb-Sm/Yb 判别图(图11(b))中均落在石榴子石-尖晶石二辉橄榄岩熔融曲线上, 但其岩浆源区可明显分为两个源区: 第一、二类玄武岩岩浆来源于部分熔融(20%)的石榴子石-尖晶石二辉橄榄岩, 第三类玄武岩岩浆来源于部分熔融(10%)的石榴子石-尖晶石二辉橄榄岩。
图11 博格达地区晚石炭世和早二叠世基性岩 Sm-Sm/Yb 图解(a)和 La/Yb-Sm/Yb 图解(b)
Fig.11 Diagrams of (a) Sm-Sm/Yb (a) and La/Yb-Sm/Yb (b) of mafic rocks from Late Carboniferous-Early Permian in the Bogda region
地球化学性质相对稳定的不相容元素可以示踪晚石炭世和早二叠世基性岩的构造环境, 其中 Nb和 Ta 的亏损是岛弧或活动大陆边缘火山岩的标志性特征。然而, 由于地壳或岩石圈地幔相较于亏损地幔更加富集大离子亲石元素, 受到大陆地壳或大陆岩石圈强烈混染的大陆板内玄武岩也能呈现类似岛弧的微量元素分布特征(如低 Nb 和 Ta 含量[33,46])。因此, 当采用某些 Nb 和 Ta 参与的大地构造环境判别图解(如 Hf/3-Th-Ta 图解(图12(a))和 Th/Yb-Ta/ Yb 图解(图12(b))时, 则博格达地区大多数玄武岩样品落活动大陆边缘钙碱性玄武岩区域, 指示其形成过程与活动大陆边缘相关。
图12 博格达地区晚石炭世和早二叠世基性岩 Hf/3-Th-Ta (a)和 Th/Yb-Ta/Yb (b)构造环境判别图解
Fig.12 Tectonic discrimination diagrams of (a) Hf/3-Th-Ta (a) and Th/Yb-Ta/Yb (b) of mafic rocks from Late Carboniferous-Early Permian in the Bogda region
博格达地区基性岩中 Nb 和 Ta 明显亏损, 但 Ti未见明显亏损, 其含量明显高于活动大陆边缘弧火山岩系, 且第三类基性岩中 Ti 含量明显高于第一、二类基性岩(图5)。因此, 针对具有“高 Ti”特征的具有似消减带信号的基性岩, 可以利用 Zr-TiO2 图解,判断其是否属于岛弧或活动大陆边缘弧玄武岩。图8(a)中, 3 类基性岩样品均不在岛弧玄武岩区间, 第三类基性岩全部位于板内玄武岩区间内, 第二类基性岩落在洋中脊玄武岩与板内玄武岩交叉的区域,第一类基性岩基本上落在板内玄武岩与岛弧玄武岩区间之外, 处于洋中脊玄武岩区间。博格达地区晚石炭世和早二叠世基性岩中 Nb/Th 和 Nb/U 值等地球化学指标均与火山弧玄武岩不符, 说明这些基性岩并非板块汇聚边缘形成的火山弧玄武岩[48], 推测其形成与地壳物质及板片流体强烈混染的板内伸展环境密切相关。博格达造山带广义上属于北天山造山带, 其演化过程与北天山洋的闭合息息相关。通过对切穿并焊接哈萨克斯坦-伊犁地块与准噶尔早古生代地体的“钉合岩体”的研究, 判断北天山洋闭合时间介于 325～316 Ma 之间[5], 本文基于 Zr-TiO2图解判断的构造背景与之基本上一致, 即晚石炭世早期的基性岩依旧具备残余洋壳的地球化学特征, 而晚石炭世晚期以及早二叠世已经完全处于板内背 景[5]。
北天山洋晚石炭世的闭合系板片断离所致, 存在较强的后碰撞伸展作用, 整体上呈现弱伸展的构造背景, 伴随产生第一类基性岩。这一点在博格达山南北两翼祁家沟组的岩石类型及地球化学参数方面得到充分的表征。进入早二叠世, 后碰撞伸展的机制发生变化, 博格达地区俯冲板片发生拆沉作用(delamination), 伸展作用由弱变强, 微量元素更加富集, 受地壳混染程度明显增加, 部分地区基性岩中微量元素逐渐富集, 地球化学指标完全落入板内玄武岩区间。在板片拆沉模型中, 板片拆沉后受均衡作用影响, 会产生 4～5 km 的区域隆升[49], 并在随后的十几个百万年内, 在相对宽泛的构造带中产生大量类似板内火山活动的岩浆作用[50-51], 这与本研究中早二叠世双峰火山岩十分吻合。
综上所述, 结合区域构造背景、地球化学以及年代学研究结果, 可将博格达地区晚石炭世和早二叠世的岩浆作用-构造演化过程划分为以下两个阶段(图13)。
图13 博格达地区晚石炭世和早二叠世板片后碰撞伸展-拆沉模式
Fig.13 Post-collisional extension-delamination model for the Late Carboniferous-Early Permian in the Bogda region
第一阶段(晚石炭世), 博格达地区北天山洋完全闭合, 伴随产生板片断离作用, 导致后碰撞伸展构造的产生。受后碰撞伸展作用影响, 博格达地区整体上处于伸展环境。该时期的洋壳地球化学参数整体上偏向洋中脊玄武岩, 但受板片流体交代作用影响, 使其相较洋中脊玄武岩更加富集大离子亲石元素, 并亏损 Nb 和 Ta 等高场强元素。随着伸展作用的持续进行, 地壳进一步拉伸减薄, 区域内形成多个相对独立的由“地堑式”正断层构成的断陷盆地。盆地周缘物源供给有限, 故盆地内多为碳酸盐岩沉积。由于此时北天山洋已经基本上闭合, 地壳相较晚石炭世早期明显增厚, 故玄武岩岩浆在上升过程中受到中-下地壳物质混染, 导致该类型玄武岩具有一定程度的板内玄武岩性质。
第一阶段(早二叠世早期), 北天山洋俯冲板片发生拆沉作用, 导致博格达地区处于较强的伸展环境, 曾经的各个小凹陷自此联合为一个整体, 在博格达地区形成统一的“南断北超”的单断式盆地。较强的壳幔相互作用导致基性岩中逐渐富集不相容元素, 形成板内玄武岩。与此同时, 壳幔相互作用导致地壳升温和减压, 形成花岗斑岩和英安岩等酸性火成岩。
本研究对博格达山周缘火成岩开展岩石学、年代学和地球化学综合研究, 区分出 3 类基性岩, 并探究其成因、岩浆来源及构造背景, 结论如下。
1) 博格达地区晚石炭世和早二叠世基性岩形成于后碰撞伸展环境, 而非岛弧、活动大陆边缘弧或地幔柱环境。
2) 博格达地区晚石炭世和早二叠世基性岩的地球化学特征和形成机制等存在明显的差异。晚石炭世基性岩更加亏损轻稀土和大离子亲石元素, 具有洋中脊玄武岩特征; 早二叠世玄武岩相对富集轻稀土和大离子亲石元素, 具有板内玄武岩特征。
3) 博格达地区晚石炭世和早二叠世均为伸展背景, 但动力学机制存在较大的差异, 晚石炭世为板片断离作用产生的后碰撞伸展, 早二叠世为岩石圈拆沉作用。
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附录
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