高景剛 李文淵 劉建朝 高云霞 郭新成 周義 范庭賓

GAO JingGang1，2，LI WenYuan1，LIU JianChao2，GAO YunXia2，GUO XinCheng3，ZHOU Yi2 and FAN TingBin3

1. 西安地質(zhì)礦產(chǎn)研究所，西安 710054

2. 長(zhǎng)安大學(xué)地球科學(xué)與資源學(xué)院，西部礦產(chǎn)資源與地質(zhì)工程教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，西安 710054

3. 新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開(kāi)發(fā)局第十一地質(zhì)大隊(duì)，烏魯木齊 833000

1. Xi’an Institute of Geology and Mineral Resources，Xi’an 710054，China

2. Key Laboratory of Western Chinas Mineral Resources and Geological Engineering，Ministry of Education;Earth Science and Resources College，Chang’an University，Xi’an 710054，China

3. No.11 Geological Party，BGMERD of Xinjiang，Urumqi 833000，China

2014-01-01 收稿，2014-08-28 改回.

1 引言

近東西走向的博格達(dá)造山帶位于準(zhǔn)噶爾盆地與吐哈盆地之間，西起烏魯木齊，東與克拉麥里-哈爾里克造山帶相連(圖1a)。博格達(dá)造山帶以花崗巖不發(fā)育，廣泛發(fā)育石炭紀(jì)火山巖為特征，晚石炭世火山巖作為造山帶的重要組成部分，對(duì)造山帶演化具有重要意義，一直受到人們的關(guān)注。因工作程度低，對(duì)于該區(qū)火山巖的形成時(shí)代、分布、結(jié)構(gòu)類型，物質(zhì)來(lái)源等特征不明確，長(zhǎng)期以來(lái)對(duì)博格達(dá)造山帶的構(gòu)造屬性存在分歧，有島弧(Coleman，1989;馬瑞士等，1993，1997;Gao et al.，1998)、裂谷或裂陷槽(顧連興等，2000，2001a，b;何國(guó)琦等，1994;王銀喜等，2007)以及大火成巖省(夏林圻等，2004)的認(rèn)識(shí)分歧，但一系列研究成果豐富了博格達(dá)造山帶構(gòu)造演化的認(rèn)識(shí)。顧連興等(2000)通過(guò)研究提出博格達(dá)地區(qū)的石炭紀(jì)火山巖為大陸裂谷雙峰式火山巖的認(rèn)識(shí)，認(rèn)為七角井組玄武巖來(lái)自虧損地幔，流紋巖是由玄武質(zhì)巖漿結(jié)晶分異作用的產(chǎn)物，博格達(dá)裂谷始于早石炭世，閉合于中-晚石炭世(石炭紀(jì)三分);王銀喜等(2007)開(kāi)展了晚石炭世大石頭群流紋巖的Sr、Nd、Pb 同位素研究，認(rèn)為流紋巖很可能是碰撞后的底侵玄武巖在地幔熱量影響下發(fā)生重熔的產(chǎn)物;王金榮等(2010)在博格達(dá)山東段北部的西地-依齊-小紅柳峽一帶開(kāi)展地質(zhì)調(diào)查研究，提出晚石炭世柳樹(shù)溝組上部流紋巖源于源區(qū)存在有斜長(zhǎng)石殘留的下地殼物質(zhì)的部分熔融，與南部七角井組流紋巖和大石頭流紋巖存在明顯差異。Chen et al.(2011)在博格達(dá)山南坡的白楊溝、七角井和車轱轆泉三個(gè)地區(qū)分別對(duì)上石炭統(tǒng)柳樹(shù)溝組的玄武巖和流紋巖開(kāi)展了鋯石Hf 同位素研究，認(rèn)為玄武巖來(lái)自于交代的巖石圈地幔，而流紋巖可能來(lái)源于兩個(gè)截然不同的源區(qū)。上述研究成果對(duì)認(rèn)識(shí)博格達(dá)造山帶構(gòu)造演化具有重要意義。

色皮口地區(qū)的柳樹(shù)溝組火山巖位于博格達(dá)造山帶向北東東方向轉(zhuǎn)折的重要部位，筆者等在“新疆木壘縣色皮口一帶區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查”項(xiàng)目中，開(kāi)展1∶5 萬(wàn)大比例尺填圖，在對(duì)柳樹(shù)溝組地層單元進(jìn)行詳細(xì)研究的基礎(chǔ)上，重點(diǎn)開(kāi)展了柳樹(shù)溝組火山巖的巖相、分布、火山機(jī)構(gòu)等特征研究，獲得了較為詳實(shí)的地質(zhì)資料，并運(yùn)用高精度激光等離子質(zhì)譜(LAICP-MS)分析對(duì)柳樹(shù)溝組第二巖性段石英角斑巖進(jìn)行精確定年，并進(jìn)行了鋯石的Hf 同位素以及巖石地球化學(xué)的研究，探討柳樹(shù)溝組火山巖的成因及形成背景，為進(jìn)一步了解博格達(dá)造山帶晚石炭世構(gòu)造背景提供新的證據(jù)。

2 地質(zhì)概況與火山巖特征

2.1 地質(zhì)概況

色皮口地區(qū)位于博格達(dá)造山帶向北東東方向轉(zhuǎn)折的重要部位，區(qū)域內(nèi)出露地層主要為石炭系七角井組，柳樹(shù)溝組和祁家溝組。最老地層為下石炭統(tǒng)七角井組(周濟(jì)元等，1994)，主要分布于博格達(dá)造山帶東部的七角井-高泉地區(qū)，在研究區(qū)位于溝川達(dá)坂-頭水?dāng)嗔涯蟼?cè)。柳樹(shù)溝組分布于研究區(qū)中北部，南以溝川達(dá)坂-頭水?dāng)嗔褳榻?，與七角井組呈斷裂接觸，北以博格達(dá)北緣斷裂與東準(zhǔn)噶爾晚古生代陸緣盆地接觸，構(gòu)成博格達(dá)東段主體(圖1b)。

圖1 色皮口地區(qū)火山巖分布圖及采樣位置圖1-上石炭統(tǒng)祁家溝組;2 ～5:上石炭統(tǒng)柳樹(shù)溝組:2-柳樹(shù)溝組第五段;3-柳樹(shù)溝組第四段;4-柳樹(shù)溝組第三段;5-柳樹(shù)溝組第二段;6-柳樹(shù)溝組第一段;7-下石炭統(tǒng)七角井組;8-晚石炭世輝綠巖;9-玄武巖、玄武安山巖;10-角斑巖;11-石英角斑巖;12-流紋巖;13-火山集塊巖;14-灰?guī)r;15-斷裂;16-地質(zhì)界線;17-不整合界線;18-火山機(jī)構(gòu);19-硅酸鹽樣品;20-同位素樣品及年齡Fig.1 The volcanic distribution and sampling position sketch in Sepikou area，Xinjiang

圖2 色皮口地區(qū)PⅩⅣ-PⅩⅣ’實(shí)測(cè)地質(zhì)剖面及采樣位置圖Fig.2 PⅩⅣ-PⅩⅣ’geological cross-sections with sampling sites in Sepikou area

根據(jù)本次工作的7 條地層剖面成果將柳樹(shù)溝組分為五個(gè)巖性段(高景剛，2010①高景剛. 2010. 新疆木壘縣色皮口地質(zhì)報(bào)告):C2l1主要出露于陽(yáng)胡里廢墟一帶，構(gòu)成色皮口背斜之核部，未見(jiàn)底，與上覆第二巖性段呈整合接觸。底部巖性為灰綠色玄武巖、凝灰?guī)r，局部夾凝灰質(zhì)砂巖，灰黑色粉砂巖。C2l2巖性組合主要為一套中基性火山巖，巖性為灰綠色玄武巖、紫紅色鐵質(zhì)玄武巖，灰綠色玄武安山巖，少量角斑巖。C2l3主要巖石組合為灰綠色火山凝灰?guī)r、角斑巖、淺肉紅色流紋巖，局部夾淺灰色凝灰質(zhì)砂巖為主(圖2)。C2l4為灰綠色凝灰質(zhì)砂巖、紫紅色細(xì)砂巖、粉砂巖，夾灰綠色凝灰?guī)r、灰綠色玄武巖夾少量灰?guī)r透鏡體。C2l5主要巖性為淺灰綠色凝灰?guī)r、凝灰質(zhì)砂巖及凝灰質(zhì)砂礫巖，夾少量灰色、灰白色、紫紅色灰?guī)r透鏡體等。

圖3 灰色橄欖玄武巖(a)和灰綠色流紋狀角斑巖(b)巖相學(xué)特征左為單偏光;右為正交偏光Fig.3 Petrography of gray olive basalt (a)and celadon rhyolite keratophyre (b)

2.2 火山巖特征

上石炭統(tǒng)柳樹(shù)溝組由火山熔巖、火山碎屑巖及沉積碎屑巖組成。區(qū)內(nèi)總厚度2230 ～6069m，平均4525m，噴發(fā)指數(shù)52% ～100%，平均83%。以火山巖為主，其中熔巖與火山碎屑巖比例近于相等?；鹕綆r為玄武巖、玄武安山巖和角斑巖、石英角斑巖、流紋巖組成雙峰式火山巖建造，玄武巖類(橄欖玄武巖、玄武巖、玄武玢巖、玄武安山巖、玄武安山玢巖等)占75%，角斑巖、石英角斑巖、流紋巖占24.6%，總比例為基性巖∶酸性巖=3∶1，據(jù)剖面實(shí)測(cè)，柳樹(shù)溝組多由8 ～10個(gè)韻律組成，部分達(dá)13 ～24 個(gè)韻律，厚達(dá)數(shù)十米至數(shù)百米。韻律間沉積巖極少，總體為小間歇連續(xù)火山作用。爆發(fā)指數(shù)為16% ～80%，平均45%，表現(xiàn)為強(qiáng)烈火山噴溢-爆發(fā)作用。較大爆發(fā)指數(shù)差異和3 處火山機(jī)構(gòu)保存(圖1b)，表明柳樹(shù)溝旋回火山作用具有中心式噴發(fā)特征。各類巖石主要巖石學(xué)特征為:

(1)橄欖玄武巖(圖3a)、玄武玢巖、玄武巖、玄武安山巖具有斑狀結(jié)構(gòu)，基質(zhì)基本為交織結(jié)構(gòu)、玻晶交織結(jié)構(gòu)為主，間粒-間隱結(jié)構(gòu)次之，個(gè)別為雛晶結(jié)構(gòu)、霏細(xì)結(jié)構(gòu)和塊狀構(gòu)造。約1/4 有氣孔構(gòu)造，暗色率20% ～53%。斑晶基本為斜長(zhǎng)石、常見(jiàn)橄欖石、輝石斑晶。橄欖石均已蝕變，約75%的巖石中斜長(zhǎng)石脫鈣成鈉長(zhǎng)石，具有海底噴發(fā)特征。

(2)角斑巖以斑狀霏細(xì)結(jié)構(gòu)為主，少數(shù)斑狀顯微交織結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造(無(wú)氣孔)，暗色率1% ～15%，20 塊薄片平均4.9%。斜長(zhǎng)石全部為An 0 ～4 鈉長(zhǎng)石，石英角斑巖以斑狀球粒結(jié)構(gòu)為主，個(gè)別斑狀顯微交織結(jié)構(gòu)，顯微包含結(jié)構(gòu)，塊狀流紋狀構(gòu)造，鈉長(zhǎng)石(75% ～80%)，大部為0.001mm ×0.05mm 以下晶粒界線不清的纖片狀雛晶，游離石英(3% ～5%)0.03 ～0.1mm，它形粒狀，集合成寬0.1mm 以下呈條紋分布，使巖石具流紋狀(圖3b)。

(3)火山碎屑巖均為復(fù)屑凝灰?guī)r和巖屑凝灰?guī)r為主，常見(jiàn)火山角礫巖，玻屑凝灰?guī)r較少，總體反映離火山機(jī)構(gòu)不遠(yuǎn)。

3 樣品采集及分析方法

本文選取了來(lái)自色皮口地區(qū)柳樹(shù)溝組第二巖性段的石英角斑巖(SP-RZ1)進(jìn)行鋯石U-Pb 定年及Hf 同位素分析，并將實(shí)測(cè)剖面所取得的16 塊樣品進(jìn)行巖石地球化學(xué)分析。采樣位置見(jiàn)圖1b 和圖2。

用于鋯石年代學(xué)測(cè)試的石英角斑巖樣品在河北省地勘局廊坊實(shí)驗(yàn)室內(nèi)完成處理。首先經(jīng)過(guò)破碎，經(jīng)淘洗、浮選和電磁選方法富集鋯石，再在雙目鏡下用手工方法逐個(gè)精選單顆粒鋯石。用環(huán)氧樹(shù)脂固定于樣品靶上，待樹(shù)脂充分固化后將樣品座從載玻片上剝離，并對(duì)其進(jìn)行剖光，直到樣品露出一個(gè)光潔的平面，不鍍金，在大量的透射和反射顯微鏡觀察的基礎(chǔ)上，選擇合適的樣品進(jìn)行了陰極發(fā)光研究。樣品測(cè)試前用酒精輕擦拭樣品表面，以除去可能的污染。樣品測(cè)試?yán)弥袊?guó)地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所的帶有多個(gè)離子計(jì)數(shù)器(multi ion counters)的Finnigan Neptune 型多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(MC-ICP-MS)及與之配套的New wave UP 213激光剝蝕系統(tǒng)。Hf 同位素分析點(diǎn)在U-Pb 分析點(diǎn)上進(jìn)行，實(shí)驗(yàn)過(guò)程中采用He 作為剝蝕物質(zhì)載氣，剝蝕直徑采用55μm，測(cè)定時(shí)使用鋯石國(guó)際標(biāo)準(zhǔn)GJ1 作為參考物質(zhì)，分析點(diǎn)與U-Pb定年分析點(diǎn)為同一位置。相關(guān)儀器運(yùn)行條件及詳細(xì)分析流程見(jiàn)有關(guān)文獻(xiàn)(侯可軍等，2007;侯可軍和袁順達(dá)，2010)。

進(jìn)行巖石地球化學(xué)分析時(shí)，首先將巖石樣品破碎，研磨(200 目)制成分析樣品，主量元素和微量元素均在西安地質(zhì)礦產(chǎn)研究所實(shí)驗(yàn)室內(nèi)測(cè)試，主量元素采用XRF 法測(cè)試，分析精度高于1%，其中FeO 和Fe2O3以及燒失量用濕化學(xué)法單獨(dú)分析;微量元素(含稀土元素)采用ICP-MS 法完成，分析精度一般優(yōu)于5%。

4 分析結(jié)果

4.1 地球化學(xué)特征

4.1.1 主元素

新疆木壘縣色皮口地區(qū)上石炭統(tǒng)柳樹(shù)溝組火山巖分析樣品具有較高燒失量(0.59% ～6.75%)，顯示巖石經(jīng)過(guò)不同程度的改造，主元素分析結(jié)果及特征參數(shù)見(jiàn)表1。

表1 顯示，玄武巖-玄武安山巖SiO2介于48.07% ～56.39%之間，堿總量范圍3.74% ～6.34%，K2O/Na2O 比值較低(0.04 ～0.63)，萊特堿度率AR 指數(shù)為1.35 ～1.94，玄武巖-玄武安山巖富鈉貧鉀，屬拉班系列;TiO2=0.86% ～1.7%，較高的Al、低Mg，以及低K2O/TiO2和K2O/P2O5比值(分別為0.13 ～1.81、0.36 ～6.00)，反映了在巖漿演化過(guò)程中發(fā)生了不明顯的分離結(jié)晶作用。角斑巖-石英角斑巖SiO2介于65.58% ～70.67%，堿總量7.10% ～7.77%，K2O/Na2O比值低(0.1 ～0.24)，萊特堿度率AR 指數(shù)為2.44 ～2.64，TiO2=0.49% ～0.73%，較高的Al、低Mg，K2O/TiO2和K2O/P2O5比值(分別為1.05 ～2.16、4.53 ～7.55)相對(duì)于玄武巖-玄武安山巖略有增加，鎂指數(shù)由基性巖的36.4 降到石英角斑巖的14.0，顯示連續(xù)變化。流紋巖SiO2介于70.81% ～77.62%，堿總量6.87% ～9.02%，K2O/Na2O 為0.74 ～1.04，K2O/TiO2和K2O/P2O5比值(分別為10.4 ～18.8、72.5 ～242)AR 指數(shù)3.96 ～4.7，A/CNK 指數(shù)介于1.43 ～1.55?？梢?jiàn)酸性巖堿總量和鉀鈉比都明顯提高，堿度率由玄武巖的1.35到角斑巖的2.64，總體在鈣堿性范圍，上部流紋巖的堿度率增加到3.96 以上，進(jìn)入堿性系列范圍，與柳樹(shù)溝組下部火山巖有明顯差異，顯示巖漿演化有變化。

由于TAS 分類圖解不能正確鑒別研究區(qū)火山巖石分類，近年來(lái)一些作者采用別的元素圖解，如SiO2-Nb/Y 圖解(Winchester and Floyd，1977)，亦不能準(zhǔn)確反映角斑巖-石英角斑巖分布。本文借用新疆區(qū)域地質(zhì)志中鉀堿指數(shù)概念(新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局，1991 年)，將堿總量乘以鉀鈉比值，稱鉀堿指數(shù)，作為縱坐標(biāo)。橫坐標(biāo)采用固結(jié)指數(shù)SI 代替SiO2，縱坐標(biāo)采樣鉀堿指數(shù)(KA2)，為平衡高鉀比和低鉀比巖石在圖上的分布，將鉀鈉比值采用平方根。計(jì)算公式如下:

{SI}% =100MgO/(MgO+FeO+Fe2O3+Na2O+K2O);KA2(鉀堿指數(shù))=(K2O+Na2O)×SQRT(K2O/Na2O);圖4 能清楚地將角斑巖、石英角斑巖從安粗巖-粗安巖中分離出來(lái)，并顯示柳樹(shù)溝組火山巖分布于玄武巖-玄武安山巖、角斑巖-石英角斑巖和流紋巖三個(gè)區(qū)，組成雙峰式火山巖建造。玄武巖-玄武安山巖SI 值介于17.46 ～25.7 之間，小于大多數(shù)原生玄武巖漿的固結(jié)指數(shù)(40 左右)，反映巖漿發(fā)生一定的分異作用。

4.1.2 微量元素和稀土元素

色皮口地區(qū)柳樹(shù)溝組火山巖微量元素分析結(jié)果及特征參數(shù)見(jiàn)表1。其中玄武巖、玄武安山巖ΣREE =68.74 ×10-6～117.7 ×10-6，(La/Yb)N=2.3 ～4.43，δEu =0.92 ～1.17;稀土總量低，輕重稀土分異小，銪負(fù)異常不明顯。角斑巖-石英角斑巖ΣREE=70.79 ×10-6～87.44 ×10-6，(La/Yb)N=2.34 ～4.79，δEu=0.81 ～0.91，有弱的銪負(fù)異常，角斑巖-石英角斑巖與玄武巖-玄武安山巖稀土特征基本相同。流紋巖ΣREE=141.8 × 10-6～228.2 × 10-6，(La/Yb)N= 4.11 ～7.42，δEu=0.27 ～0.50，流紋巖稀土總量增高，輕重稀土分異增大，銪負(fù)異常明顯。

表1 柳樹(shù)溝組火山巖的主量元素(wt%)和微量、稀土元素(×10 -6)分析結(jié)果表Table 1 Major elements (wt%)and trace elements (×10 -6)composition of Liushugou Formation volcanic rocks

圖4 色皮口地區(qū)柳樹(shù)溝組火山巖KA2-SI 圖Fig.4 KA2-SI map of Liushugou Formation volcanic in Sepikou area

圖5 玄武巖-角斑巖(a)和流紋巖(b)稀土元素球類隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分圖(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough，1989)Fig. 5 Chondrite-normalized REE patterns for basaltskeratophyre (a)and rhyorites (b)from Sepikou (normalized values after Sun and McDonough，1989)

圖6 玄武巖-角斑巖(a)和流紋巖(b)微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough，1989)Fig. 6 PM-normalized trace element patterns of basaltskeratophyre (a)and rhyorites (b)from Sepikou (normalized values from Sun and McDonough，1989)

在球粒隕石配分型式圖上(圖5)，柳樹(shù)溝組下部玄武巖、玄武安山巖、角斑巖-石英角斑巖全部組成低緩的平行曲線簇，由玄武巖到石英角斑巖，傾斜度(輕重稀土分異度)略增大，銪負(fù)異常趨于明顯，說(shuō)明有弱的斜長(zhǎng)石分離結(jié)晶，這與玄武巖存在斜長(zhǎng)石斑晶的巖石學(xué)特征一致。流紋巖則大體保持原傾斜度，而銪負(fù)異常加大，銪谷很深，說(shuō)明后期有較強(qiáng)巖漿分異作用。

色皮口地區(qū)柳樹(shù)溝組火山巖微量元素含量見(jiàn)表1，下部巖組玄武巖、玄武安山巖、角斑巖-石英角斑巖具有相似的特征，其原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化配分型式基本一致(圖6a)，為不相容元素K、Rb、Th、Ba 強(qiáng)富集，高場(chǎng)強(qiáng)元素Nb、Ta、Zr、Hf 無(wú)富集，Ti 虧損不明顯，Nb、Ta 表現(xiàn)為有明顯的負(fù)異常，這種特征無(wú)疑顯示了巖漿源于地幔(Brown et al.，2003)。角斑巖有相容元素提升，到流紋巖出現(xiàn)躍進(jìn)式變化，整體提升，高場(chǎng)強(qiáng)元素強(qiáng)富集。流紋巖原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖顯示Sr、Nb、Ta、P 和Ti 負(fù)異常，而Sr、P、Ti 谷深(圖6b)。Sr 的負(fù)異?？赡馨凳敬嬖谛遍L(zhǎng)石的分離結(jié)晶或者斜長(zhǎng)石殘留的地殼物質(zhì)的部分熔融(Green，1994)。

4.2 鋯石LA-ICP-MS U-Pb 定年

柳樹(shù)溝組第二巖性段石英角斑巖中鋯石為無(wú)色透明或淺黃色，大部分鋯石結(jié)晶較好，呈長(zhǎng)柱狀晶形，少數(shù)為等粒。從鋯石的陰極發(fā)光圖像可以看出，鋯石具有明顯的內(nèi)部構(gòu)造和典型的巖漿振蕩環(huán)帶(圖7a)。SP-RZ1 樣品鋯石中的Th/U 比值變化范圍在0.56 ～1.21 之間，均大于0.1，清楚地指示他們?yōu)榈湫偷膸r漿成因鋯石(Pidgeon，1996)。樣品石英角斑巖(SP-RZ1)的部分鋯石顆粒的CL 圖像、鋯石U-Pb 以及Hf 同位素原位分析點(diǎn)見(jiàn)圖7a，其鋯石U-Pb 年齡測(cè)定結(jié)果列于表2。

圖7 SP-RZ1 鋯石陰極發(fā)光圖像特征(a)和鋯石U-Pb年齡諧和圖(b)Fig.7 CL images (a)and concordia plot of U-Pb ages (b)of SP-RZ1 zircons

果結(jié)試測(cè)學(xué)代LA-ICP-MS U-Pb 年石鋯的巖斑角英石組溝樹(shù)柳區(qū)地口皮色2 表TheLA-ICP-MS U-Pb agesresultofLiushugou Formation quartzkeratophyrezirconsin Sepikou area Table2 σ 232Th 208Pb/Age（Ma）σ 238U 206Pb/Age（Ma）σ 235U 207Pb/Age（Ma）σ 206Pb 207Pb/Age（Ma）σ 232Th 208Pb/Ratio σ 238U 206Pb/Ratio σ 235U 207Pb/σ 206Pb 207Pb/Th/U 238 U -6）232Th （ ×10號(hào)點(diǎn)測(cè)12 88 3 319 3 312 20 261 0.0006 0.0044 0.00046 0.0507 0.00448 0.3591 0.00045 0.0514 0.56 86 48 SP-RZ1-01 9 67 3 313 4 310 26 283 0.00044 0.0033 0.00041 0.0497 0.00551 0.3574 0.00059 0.052 1.01 65 66 SP-RZ1-03 10 77 2 314 4 300 26 191 0.00051 0.0038 0.00037 0.0499 0.00469 0.3434 0.00056 0.0499 1.06 50 53 SP-RZ1-04 7 50 2 316 3 308 49 254 0.00034 0.0025 0.00034 0.0502 0.00339 0.3544 0.00036 0.0513 0.59 147 87 SP-RZ1-06 14 99 3 317 3 307 22 235 0.00072 0.0049 0.00043 0.0504 0.00424 0.353 0.00047 0.0509 0.59 70 41 SP-RZ1-07 7 49 2 314 3 306 13 256 0.00036 0.0024 0.00038 0.0499 0.00356 0.3519 0.00031 0.0512 0.66 176 116 SP-RZ1-08 13 76 3 313 4 303 31 220 0.00065 0.0038 0.00045 0.0498 0.00489 0.3471 0.00059 0.0506 1.01 48 48 SP-RZ1-09 8 44 3 317 3 306 12 217 0.00038 0.0022 0.00043 0.0505 0.00407 0.3515 0.00036 0.0505 0.83 141 117 SP-RZ1-10 14 77 3 316 4 303 24 209 0.00068 0.0038 0.00052 0.0502 0.0049 0.3475 0.0005 0.0503 0.91 69 63 SP-RZ1-11 21 123 4 313 6 296 51 189 0.00104 0.0061 0.0007 0.0497 0.00802 0.339 0.00099 0.0496 1.21 22 27 SP-RZ1-12 16 94 2 315 4 304 31 220 0.00081 0.0047 0.00034 0.0501 0.00509 0.3491 0.00069 0.0506 0.83 51 42 SP-RZ1-13 12 74 2 315 3 310 22 333 0.00062 0.0037 0.00033 0.05 0.00422 0.3564 0.0005 0.0517 0.72 75 54 SP-RZ1-14 16 87 2 316 4 306 31 228 0.0008 0.0043 0.00039 0.0503 0.00532 0.3513 0.0007 0.0508 0.76 45 34 SP-RZ1-15 17 89 2 314 4 309 28 333 0.00085 0.0044 0.00039 0.05 0.00475 0.3556 0.00063 0.0517 1.09 42 46 SP-RZ1-16 20 96 3 314 4 299 28 191 0.00099 0.0048 0.00046 0.0499 0.00472 0.3426 0.00056 0.0499 0.93 49 46 SP-RZ1-17 16 73 2 313 3 302 20 213 0.0008 0.0036 0.00033 0.0498 0.00376 0.3457 0.00044 0.0504 0.7 94 65 SP-RZ1-18軍可、侯陽(yáng)東、張剛景高者析，分析分所究研源資產(chǎn)礦院學(xué)科質(zhì)地國(guó)中：由注

表3 色皮口地區(qū)柳樹(shù)溝組石英角斑巖的LA-MC-ICP-MS 鋯石Lu-Hf 同位素?cái)?shù)據(jù)Table 3 The LA-MC-ICP-MS Lu-Hf isotopes result of Liushugou Formation quartz keratophyre zircons in Sepikou area

圖7b 顯示石英角斑巖樣品中測(cè)定的16 個(gè)點(diǎn)的分析結(jié)果在鋯石U-Pb 諧和圖上幾乎都落在諧和線附近，而且分布相對(duì)集中。所有測(cè)試點(diǎn)206Pb/238U 加權(quán)平均年齡為314.9 ±1.2Ma，MSWD=0.40，代表巖漿結(jié)晶年齡。

4.3 鋯石Hf 同位素

我們對(duì)柳樹(shù)溝組第二巖性段石英角斑巖中已測(cè)年的鋯石樣品進(jìn)行原位Hf 同位素分析，數(shù)據(jù)列于表3。進(jìn)行Hf 同位素計(jì)算時(shí)采用的年齡是分析所在的樣品的年齡。

表3 分析結(jié)果顯示，鋯石顆粒的176Lu/177Hf 比值均小于0.003154，其平均值為0.002123，顯示鋯石形成之后具有極低的放射性成因Hf 的積累。石英角斑巖鋯石的176Hf/177Hf比值和176Lu/177Hf 比值變化范圍分別為0.282897 ～0.283097和0.001475 ～0.003154，鋯石Hf 同位素初始比值εHf(t)變化范圍在11 ～18 之間，其平均值為14，單階段Hf 模式年齡(tDM1)介于228 ～517Ma 之間;兩階段Hf 模式年齡(tDM2)介于180 ～628Ma 之間。

5 討論

5.1 火山巖的形成時(shí)代

前人對(duì)博格達(dá)地區(qū)火山地層形成時(shí)代及層位歸屬開(kāi)展過(guò)研究。20 世紀(jì)60 年代初，新疆第一區(qū)調(diào)隊(duì)在開(kāi)展1∶20萬(wàn)區(qū)調(diào)工作中，將整個(gè)博格達(dá)火山巖劃分為石炭系博格達(dá)群，1965 年新疆地質(zhì)局區(qū)調(diào)隊(duì)根據(jù)化石將烏魯木齊東祁家溝地區(qū)博格達(dá)群解體為中石炭統(tǒng)柳樹(shù)溝組和祁家溝組。1970年新疆區(qū)調(diào)隊(duì)將1∶20 萬(wàn)木壘幅中的博格達(dá)群解體為下石炭統(tǒng)奇爾古斯套組、中石炭統(tǒng)居里得能組、沙雷塞爾克組、楊布拉克組和上石炭統(tǒng)沙瑪爾沙伊組、繆林托凱陶組。1994 年周濟(jì)元等將七角井以西地區(qū)出露的雙峰式火山巖系從柳樹(shù)溝組中分出，命名為七角井組，時(shí)代為早石炭世(耿全如和茅燕石，1991;周濟(jì)元等，1994)。顧連興等(2000)在開(kāi)展大石頭-色皮口一帶火山巖研究中，將前人所稱的沙雷塞爾克組、楊布拉克組、沙瑪爾沙伊組和繆林托凱陶組統(tǒng)稱為大石頭群。王銀喜等(2007 年)對(duì)大石頭群火山巖進(jìn)行了Rb-Sr 同位素年齡測(cè)試，獲得大石頭群Rb-Sr 等時(shí)線年齡為306.7 ±2.3Ma，將大石頭群火山巖至于晚石炭世。王金榮等(2010)在博格達(dá)山東段北部的西地-依齊-小紅柳峽一帶開(kāi)展地質(zhì)調(diào)查研究，獲得雙峰式火山巖中的流紋巖Rb-Sr 等時(shí)線年齡為296 ±2Ma。Chen et al. (2011)年在博格達(dá)山南緣的白楊溝地區(qū)、七角井地區(qū)和車轱轆泉地區(qū)獲得玄武巖鋯石206Pb/238U年齡(分別為295.8 ±2.8Ma(白楊溝)、294.5 ±3.6Ma(七角井))、流紋巖的鋯石206Pb/238U 年齡(分別為293.3 ±1.7Ma、294.6 ±2.0Ma、293.6 ±2.3Ma)。筆者等在本區(qū)開(kāi)展了1∶5萬(wàn)區(qū)域地質(zhì)調(diào)查工作，根據(jù)巖性組合特征、生物組合特征、火山巖特征及變形變質(zhì)特征將色皮口地區(qū)劃分為下石炭統(tǒng)七角井組、上石炭統(tǒng)柳樹(shù)溝組和祁家溝組，中二疊統(tǒng)阿爾巴薩依組。將前人稱為的大石頭群火山巖解體，分別劃分到上石炭統(tǒng)柳樹(shù)溝組、祁家溝組和中二疊統(tǒng)阿爾巴薩依組。

研究區(qū)柳樹(shù)溝組火山巖由玄武巖-玄武安山巖、角斑巖-石英角斑巖和流紋巖組成雙峰式火山巖建造。柳樹(shù)溝組第二巖性段石英角斑巖中鋯石具有震蕩環(huán)帶生長(zhǎng)邊，結(jié)合高的Th/U 比值(介于0.56 ～1.21 之間)，均暗示他們是巖漿結(jié)晶成因的鋯石，對(duì)他們所進(jìn)行的鋯石U-Pb 定年結(jié)果應(yīng)代表巖漿的結(jié)晶年齡。柳樹(shù)溝組第二巖性段石英角斑巖的206Pb/238U 加權(quán)平均年齡為314.9 ±1.2Ma，代表了石英角斑巖的固結(jié)時(shí)代，其形成時(shí)代早于王金榮等(2010)和王銀喜等(2007)測(cè)得的鄰區(qū)流紋巖的Rb-Sr 等時(shí)線年齡(分別為296±2Ma 和306.7 ±2.3Ma)，將柳樹(shù)溝組劃分到晚石炭世是可行的。這一結(jié)果表明，晚石炭世博格達(dá)仍處于劇烈的火山活動(dòng)時(shí)期。

5.2 柳樹(shù)溝火山巖的地質(zhì)意義

5.2.1 雙峰式火山巖巖漿源區(qū)討論

研究區(qū)的晚石炭世玄武巖富鈉貧鉀，具有拉斑玄武巖的特征。稀土元素配分曲線顯示幔源的特征。玄武巖具有較低的Nb/Zr 比值(0.03 ～0.05)，與虧損地幔值接近(Weaver，1991)，暗示巖漿源區(qū)可能為虧損的地幔，玄武巖(Th/Nb)N值為1.36 ～6.55，均大于1;Nb/La 值為0.29 ～0.44(小于1)，可見(jiàn)明顯受地殼混染(Saunders et al.，1992;Kieffer et al.，2004)。

鋯石具有很高的Hf 同位素體系封閉溫度，這使得鋯石可以記錄巖漿源區(qū)不同性質(zhì)的源巖特征，成為討論巖漿起源甚至探討地殼演化以及殼幔相互作用過(guò)程的重要工具(吳福元等，2007)。研究區(qū)石英角斑巖中鋯石的εHf(t)變化范圍較小，介于11 ～18，平均值為14，大多數(shù)樣品的εHf(t)值介于12 ～14 之間(圖8a)。圖8b 顯示εHf(t)值介于虧損地幔和下地殼演化線之間，并靠近虧損地幔演化線，顯示色皮口地區(qū)柳樹(shù)溝組石英角斑巖的巖漿源區(qū)主要來(lái)自虧損地幔。本文結(jié)果與東鄰區(qū)西地-依齊-小紅柳峽地區(qū)玄武巖的Nd 同位素地球化學(xué)指示相同(王金榮等，2010)，玄武巖的源區(qū)為虧損地幔，且在巖漿作用過(guò)程中可能受到大陸地殼物質(zhì)的混染。

圖8 石英角斑巖鋯石εHf(t)值直方圖(a)和鋯石U-Pb年齡與εHf(t)關(guān)系圖(b)Fig.8 Histograms of εHf(t)(a)and U-Pb age vs. Hf isotopes (b)for quartz keratophyre zircons

區(qū)域資料顯示，博格達(dá)造山帶晚石炭世流紋巖在空間分布、巖石組合、地球化學(xué)、形成時(shí)代以及火山噴發(fā)方式等均存在較大差異，可能顯示流紋巖來(lái)源于不同的巖漿源區(qū)(王銀喜等，2007;王金榮等，2010;Chen et al.，2011)。目前，人們多采用以下三種模型解釋流紋巖成因:1)長(zhǎng)英質(zhì)地殼物質(zhì)部分熔融(Creaser et al.，1991;King et al.，1997);2)幔源玄武巖漿的分離結(jié)晶(Turner et al.，1992;Mushkin et al.，2003);3)幔源玄武質(zhì)巖漿與殼源長(zhǎng)英質(zhì)巖漿混合(Santosh et al.，1989;Frost et al.，2001;Eyuboglu et al.，2011)。一般情況下，玄武巖漿的底侵誘發(fā)了長(zhǎng)英質(zhì)地殼物質(zhì)部分熔融，會(huì)形成大體積長(zhǎng)英質(zhì)巖漿，生成大面積分布的流紋巖，玄武巖漿僅在巖區(qū)周圍到達(dá)地表(Cull et al.，1991;Huppert et al.，1985)。而由玄武巖漿分異作用形成的流紋巖的分布范圍要遠(yuǎn)遠(yuǎn)小于玄武巖的出露面積(Geist et al.，1995)。在本區(qū)，根據(jù)實(shí)測(cè)剖面資料顯示(圖2)，玄武巖-玄武安山巖、角斑巖-石英角斑巖、流紋巖及火山碎屑巖互層產(chǎn)出。根據(jù)研究區(qū)7 條剖面統(tǒng)計(jì)，基性巖∶酸性巖大約為3∶1。分布面積遠(yuǎn)小于玄武巖。同時(shí)，研究區(qū)流紋巖相對(duì)于下部巖組的玄武巖-玄武安山巖、角斑巖-石英角斑巖而言，流紋巖堿總量、鉀鈉比明顯提高(0.97 ～1.04)，堿度率增加到3.96 以上，進(jìn)入堿性系列范圍。并具有低的稀土總量(ΣREE =141.8 ×10-6～228.2 ×10-6)，富集Th、Zr、Y，在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖上Eu、Sr 負(fù)異常明顯。大石頭群流紋巖的εSr(t)具有明顯負(fù)值(-12.0 ～-9.1)，εNd(t)值為+5.3 ～+6.4，以及低的Pb同位素初始值等等，表明大石頭流紋巖是由來(lái)自虧損地幔的幔源基性火成巖經(jīng)過(guò)部分熔融形成，但也存在玄武巖漿分離結(jié)晶作用形成的可能性(王銀喜等，2007)。

5.2.2 柳樹(shù)溝組火山巖的形成機(jī)制

新疆北部的石炭-二疊紀(jì)的構(gòu)造環(huán)境存在島弧和板內(nèi)不同認(rèn)識(shí)，由此引發(fā)了古亞洲洋閉合時(shí)限，島弧火山巖和板內(nèi)地幔柱作用大火成巖省認(rèn)識(shí)的爭(zhēng)議。首先是古亞洲洋的閉合，至少有二疊紀(jì)/三疊紀(jì)閉合(Xiao et al.，2004;肖文交等，2006)、晚石炭世-早二疊世閉合(李錦軼等，2006;Chai et al.，2008)、和泥盆紀(jì)末閉合(夏林圻等，2006;Pirajno et al.，2008)三種不同認(rèn)識(shí);其次有泥盆紀(jì)末閉合后，即進(jìn)入超地幔柱作用形成石炭紀(jì)-早二疊世大火成巖省(LIPs)的主張(夏林圻等，2004，2006;Pirajno et al.，2008)，認(rèn)為，石炭紀(jì)時(shí)，天山古生代洋盆已經(jīng)關(guān)閉，天山造山帶進(jìn)入到造山期后裂谷拉伸階段并伴隨著大規(guī)模的裂谷火山巖漿作用。目前，對(duì)于西鄰區(qū)巴音溝一帶的蛇綠巖的認(rèn)識(shí)還存在爭(zhēng)議(依連哈比爾尕洋盆或紅海型洋盆)(Gao et al.，1998;夏林圻等，2006)，但大量的同位素年代學(xué)資料顯示，依連哈比爾尕地區(qū)早石炭世開(kāi)始拉張，晚石炭世閉合(徐學(xué)義等，2006)。本區(qū)柳樹(shù)溝組為玄武巖-角斑巖-流紋巖組合構(gòu)成雙峰式火山建造，沒(méi)有典型的安山巖。在拉張?bào)w制下雙峰式火山建造產(chǎn)于裂谷、巖漿型被動(dòng)陸緣、洋底、洋中脊，碰撞后伸展的大陸板內(nèi)上疊裂谷(地塹)、大陸板內(nèi)地塹等。本區(qū)玄武巖-玄武安山巖不具有堿性，可排除洋底、碰撞后伸展的大陸板內(nèi)上疊裂谷(地塹)、大陸板內(nèi)地塹等3 種環(huán)境。無(wú)蛇綠巖成分并伴生淺海相碎屑巖及少量碳酸鹽巖，排除洋中脊環(huán)境，所以只有裂谷、巖漿型被動(dòng)陸緣兩種環(huán)境可能。而裂谷與巖漿型被動(dòng)陸緣兩種環(huán)境在大陸解體過(guò)程的沉積建造、巖漿活動(dòng)以及變質(zhì)作用等存在明顯的差異(吳泰然和何國(guó)琦，2007)。

玄武巖-角斑巖稀土元素球類隕石標(biāo)準(zhǔn)化曲線一致，具有弱的銪負(fù)異常，輕稀土相對(duì)富集，(La/Yb)N比值介于2.3～4.79 之間。微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖顯示，Rb、Ba相對(duì)富集，Nb、Ta 表現(xiàn)為負(fù)異常。上述特征具有板內(nèi)玄武巖的特點(diǎn)，分布型式為裂谷屬性(Condie，1989;Wilson，1989)，與俯沖帶火山巖分布型式有明顯區(qū)別。選擇能夠較好地區(qū)分板內(nèi)、島弧及洋中脊玄武巖的Zr-Zr/Y 圖解(圖9b)和能很好區(qū)分板內(nèi)堿性玄武巖系列和板內(nèi)拉斑玄武巖系列的2Nb-Zr/4-Y 圖解中(圖9a)，研究區(qū)玄武巖樣品均落入板內(nèi)玄武巖區(qū)域，前人研究的博格達(dá)山東段北部的西地-依齊-小紅柳峽一帶玄武巖與研究區(qū)玄武巖在圖解中的分布基本一致，均證實(shí)其形成板內(nèi)構(gòu)造環(huán)境。

筆者借用了新疆已知古生代蛇綠巖(準(zhǔn)葛爾、天山、昆侖山-阿爾金山等)、巖漿型被動(dòng)陸緣(新疆南阿爾泰泥盆紀(jì)、覺(jué)羅塔格石炭紀(jì)、依連哈比爾尕石炭紀(jì))、裂谷(伊犁石炭紀(jì)裂谷、北山石炭紀(jì)裂谷、西昆侖北緣泥盆-石炭紀(jì)裂谷)資料，發(fā)現(xiàn)在Zr-V 圖解上，這幾種環(huán)境有明顯分離(圖9c)，本區(qū)玄武巖落在新疆古生代裂谷區(qū)。在整個(gè)博格達(dá)裂谷帶中，迄今尚未發(fā)現(xiàn)證據(jù)充分的蛇綠巖套和雙變質(zhì)帶，表明裂谷的發(fā)展并未達(dá)到出現(xiàn)一定規(guī)模洋盆的階段。

圖9 晚石炭世玄武巖構(gòu)造環(huán)境判別圖解(a)2Nb-Zr/4-Y 圖解(Meschede，1986);(b)Zr-Zr/Y 圖解(Pearce and Norry，1979);(c)V-Zr 圖解. ●本文數(shù)據(jù);○引自王金榮等，2010Fig.9 Tectonic discriminative diagrams for Late Carboniferous basalts

圖10 新疆博格達(dá)石炭紀(jì)裂谷演化示意圖1-玄武巖;2-流紋巖;3-輝綠巖;4-花崗巖;5-碳酸鹽/凝灰?guī)rFig. 10 The evolvement sketch of Carboniferous rift in Bogda Mountain，Xinjiang

區(qū)域資料顯示，北天山洋博格達(dá)一帶的開(kāi)合構(gòu)造演化始于早石炭世，結(jié)束于晚石炭世末，與新疆天山西段的依連哈比爾尕地區(qū)一致。博格達(dá)造山帶拉張始于早石炭世早期，地殼拉張減薄可能引起軟流圈地幔上隆降壓形成玄武巖漿，噴出地表，深部巖漿房發(fā)生結(jié)晶分異形成少量中酸性火山巖(圖10a)，在七角井一帶出現(xiàn)雙峰式火山巖建造并逐漸擴(kuò)展到博格達(dá)地區(qū)，成為七角井組的底部建造層位，早石炭世晚期構(gòu)造體制由擴(kuò)張逐漸轉(zhuǎn)化為擠壓體制，由雙峰式火山巖建造轉(zhuǎn)為火山碎屑巖-凝灰質(zhì)細(xì)碎屑巖-細(xì)碎屑巖建造組合，伴隨著擠壓體制的增強(qiáng)，各種地質(zhì)因素聯(lián)合作用，形成七角井組淺變質(zhì)巖石組合及東西向構(gòu)造行跡。晚石炭世早期，博格達(dá)地區(qū)重新進(jìn)入擴(kuò)張機(jī)制，由于減壓作用，裂谷底部對(duì)應(yīng)的軟流圈地幔上隆形成玄武質(zhì)巖漿。因博格達(dá)裂谷作用不是十分強(qiáng)烈，上涌的速度較低，因此幔源熔體在上升過(guò)程中與大陸巖石圈產(chǎn)生較多相互作用，受到較多地殼成分污染，生成具地殼污染特點(diǎn)的玄武巖類。同時(shí)，后期巖漿房發(fā)生局部結(jié)晶分異，產(chǎn)生流紋巖質(zhì)巖漿，生成少量流紋巖噴出，在區(qū)內(nèi)首先出現(xiàn)雙峰式火山巖建造(圖10b)，然后沉積了碎屑巖-碳酸鹽-粗碎屑巖建造，顯示晚石炭世晚期區(qū)域構(gòu)造變動(dòng)體制不穩(wěn)定，擴(kuò)張與擠壓交替頻繁，造成區(qū)域上上石炭統(tǒng)祁家溝組與下伏柳樹(shù)溝組的不整合接觸(圖1b)。同時(shí)伴隨有基性輝綠巖脈(侵入時(shí)代300.5 ±1.7Ma，未發(fā)表)順層貫入，以及個(gè)別中酸性侵入體(Rb-Sr 等時(shí)線年齡298.4 ±0.6Ma)定位(圖10c)，可能代表了地球動(dòng)力學(xué)環(huán)境由擠壓變?yōu)槔瓘埖霓D(zhuǎn)折期(顧連興等，2001a)。而伊齊-小紅柳峽地區(qū)的流紋巖(王金榮等，2010)、博格達(dá)山南緣白楊溝、七角井、車轱轆泉雙峰式火山巖(Chen et al.，2011)可能就是在該時(shí)期擠壓-拉張頻繁轉(zhuǎn)換的復(fù)雜構(gòu)造背景下形成。

6 結(jié)論

博格達(dá)東段色皮口地區(qū)柳樹(shù)溝組第二巖性段石英角斑巖中鋯石U-Pb 同位素年代學(xué)、鋯石Hf 同位素特征以及巖石地球化學(xué)特征的研究，可以得出以下結(jié)論:

(1)研究區(qū)柳樹(shù)溝組火山巖以玄武巖-玄武安山巖、角斑巖-石英角斑巖、流紋巖組合構(gòu)成雙峰式火山巖建造。玄武巖-玄武安山巖為富鉀貧鈉的拉斑系列，地球化學(xué)特征顯示角斑巖-石英角斑巖與玄武巖-玄武安山具有同源特征，為巖漿連續(xù)演化的產(chǎn)物。石英角斑巖的鋯石206Pb/238U 加權(quán)平均年齡為314.9 ±1.2Ma，表明石英角斑巖的形成時(shí)代為晚石炭世，為柳樹(shù)溝組地層時(shí)代的歸屬提供了新的依據(jù)。

(2)研究區(qū)火山巖的巖石地球化學(xué)特征、微量元素地球化學(xué)、Hf 和Nd 同位素地球化學(xué)特征顯示玄武巖-玄武安山巖的巖漿源區(qū)為虧損地幔來(lái)源，并受地殼混染。

(3)柳樹(shù)溝組火山巖以基性巖為主的雙峰式火山巖建造，形成于板內(nèi)裂谷環(huán)境，與早石炭世七角井組火山巖形成環(huán)境一致。博格達(dá)裂谷自早石炭世活動(dòng)以來(lái)，持續(xù)到晚石炭世，與鄰區(qū)依連哈比爾尕洋盆(或紅海型洋盆)的發(fā)生、閉合時(shí)限一致。晚石炭世流紋巖代表了裂谷閉合時(shí)期構(gòu)造應(yīng)力由拉張到擠壓頻繁轉(zhuǎn)換作用的產(chǎn)物，基性輝綠巖脈(侵入時(shí)代300.5 ±1.7Ma，未發(fā)表數(shù)據(jù))順層貫入，個(gè)別中酸性侵入體(Rb-Sr 等時(shí)線年齡298.4 ±0.6Ma)定位，代表地球動(dòng)力學(xué)環(huán)境由擠壓變?yōu)槔瓘埖霓D(zhuǎn)折期，博格達(dá)裂谷可能在300Ma 左右閉合，并平穩(wěn)隆升為陸，隨后進(jìn)入陸內(nèi)演化階段。

致謝 野外工作中得到了新疆地礦局第十一地質(zhì)大隊(duì)鄭勇、周能武、秦海峰高級(jí)工程師的大力支持;參加野外工作的還有長(zhǎng)安大學(xué)碩士生黑歡、王東明、于萍以及多位本科生;張東陽(yáng)參加了樣品的實(shí)驗(yàn)測(cè)試工作;兩位審稿人提出了許多中肯、有益的意見(jiàn)對(duì)作者進(jìn)一步認(rèn)識(shí)研究區(qū)柳樹(shù)溝組火山巖的地球化學(xué)性質(zhì)及玄武巖的巖漿源區(qū)及其形成過(guò)程很有幫助;在此一并深表感謝!

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