新疆卡拉麦里姜巴斯套组火山岩地球化学特征与构造意义

汪帮耀，姜常义，2，李永军，2，吴宏恩

（1.长安大学地球科学与资源学院，陕西西安710054；2.长安大学西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室，陕西西安710054；3.新疆维吾尔自治区有色地质矿产勘查院，新疆乌鲁木齐830000）

0 引言

卡拉麦里位于准噶尔盆地东北缘，由西伯利亚板块和准噶尔板块碰撞缝合形成，是中亚构造框架中一个非常重要的构造单元［1－2］。然而，很多学者不仅对卡拉麦里蛇绿岩的形成环境有不同认识，而且对其所代表的洋盆时限等问题也一直存在较大争论。蔡文俊等通过对放射虫硅质岩研究认为卡拉麦里缝合带的时代为早石炭世［3］；何国琦等认为古卡拉麦里洋盆闭合于早志留世［4］；舒良树等通过古生物化石和地层对比认为卡拉麦里蛇绿岩形成时代为晚泥盆世法门期—早石炭世杜内期［5］；杨品荣等通过对阿勒泰卡姆斯特下侏罗统放射虫硅质岩研究认为该洋盆闭合于早石炭世晚期［6］。

上述分歧的产生一方面是因为对该区域构造演化的认识不同，另一方面是缺乏对该区域火山岩进行详细的岩石学、地球化学以及同位素定年方面的研究。众所周知，卡拉麦里蛇绿岩的围岩时代为中泥盆世—早石炭世，沿红柳沟、六棵树和南明水地区广泛分布有早石炭世火山沉积岩系［7－8］。火山岩作为恢复古大地构造环境的重要组成部分，其时代、分布与区域构造演化息息相关。因此，研究姜巴斯套组火山岩对讨论卡拉麦里洋盆的闭合时限以及整个卡拉麦里地区晚古生代的构造演化史具有重要意义。笔者在前人研究成果基础上，结合1∶50 000区域地质调查工作，拟通过对卡拉麦里地区下石炭统姜巴斯套组火山岩进行系统的岩石学、岩石地球化学和同位素年代学等方面研究，讨论其形成时代、环境和构造意义，并进而约束卡拉麦里洋盆的闭合时限。

1 构造背景和地层概况

新疆东准噶尔包括准噶尔盆地东北缘卡拉麦里地区和阿尔曼太至北塔山一线以南的地区，该区域属于东准噶尔古生代造山带的重要组成部分［8］。在阿尔曼太山—北塔山和卡拉麦里山发育有著名的蛇绿混杂岩带［4］（图1a）。整个准噶尔盆地东北缘广泛出露古生代火山岩，主要为泥盆纪和早石炭世火山沉积地层，兼有少量二叠纪火山岩和志留纪地层［9－10］。具幔源特征的后碰撞花岗岩广泛发育并侵入到泥盆纪和早石炭世地层之中［11－12］。总体上，卡拉麦里地区以及整个准噶尔盆地东北缘经历了复杂消减增生和地体拼贴过程。

姜巴斯套组建组地点位于巴里坤县纸房以北，最初定义为一套灰绿、灰、黄绿色富钙质的陆源碎屑岩、火山碎屑岩，其中杂砂岩、长石质砂岩较多［13］。新疆维吾尔自治区地质矿产局将该套地层厘定为：分布于东西准噶尔广大地区下石炭统中部，岩性为一套富含钙质的陆源碎屑岩、火山碎屑岩、长石质砂岩、硬砂岩［7］。一般中下部为浅海相、上部为滨海相。该套地层与下伏黑山头组不整合或平行不整合接触，其上被上覆地层不整合覆盖。该套地层中富含腕足类、植物和珊瑚化石，形成时限为早石炭世杜内阶—谢尔普霍夫阶［7，14］。

卡拉麦里造山带下石炭统为姜巴斯套组火山岩，主要由火山碎屑岩、长石岩屑砂岩、中基性熔岩组成，其最大厚度超过3 000m［6］。最新研究成果也表明：在巴塔玛依内山附近以及北侧的卡拉麦里蛇绿岩带，广泛出露下石炭统姜巴斯套组，与下伏下石炭统巴塔玛依内山组、黑山头组和上泥盆统卡拉麦里组均呈断层接触，岩性为一套强片理化粗—细砂岩、含角砾凝灰岩、沉凝灰岩夹火山碎屑岩、熔岩［15－16］。

2 姜巴斯套组火山岩特征

玄武岩：灰黑色、浅灰绿色，斑状结构，块状构造。斑晶主要为碱性斜长石和单斜辉石，粒径为0.6×0.1mm～0.2×1.5mm。基质为间隐结构、交织结构，主要由碱性斜长石、单斜辉石、玻璃质和少量磁铁矿组成。岩石蚀变较为强烈，斜长石叶腊石化，辉石绿帘石化和绿泥石化。

玄武粗面安山岩：紫红色，斑状结构，块状构造。斑晶为透长石、斜长石和单斜辉石。基质为粗面结构、交织结构，透长石、斜长石微晶近于平行排列，粒径为0.01×0.03mm～0.1×0.3mm。蚀变矿物以及石英沿裂隙充填，偶见钛铁粉尘状氧化物。

火山碎屑岩以晶屑岩屑凝灰岩和沉凝灰岩为主，少数为含火山角砾凝灰岩，呈浅灰色、灰色、浅灰绿色等，凝灰质结构，层状构造。晶屑为石英和斜长石，岩屑为凝灰岩和少量安山岩。其火山角砾主要为凝灰岩，该组第五岩性段和第六岩性段中偶见辉长岩和花岗岩角砾，次浑圆－次棱角状，粒度为1×2cm～3×4cm。

图1 卡拉麦里红柳沟一带地质简图和实测剖面Fig.1 Simplified Geological Map and Geologic Section of Hongliugou in Karamaili

3 姜巴斯套组火山岩锆石U－Pb年代学

为了获得火山岩的形成时代，选取姜巴斯套组玄武粗面安山岩进行LA－ICP－MS锆石U－Pb定年。该样品的采集位置如图1a。

首先使用常规的重液浮选和电磁分离方法挑选出锆石；然后在双目镜下根据锆石颜色、自形程度、形态和透明度等特征初步分类，挑选出具有代表性的锆石，将锆石样品分别用双面胶粘在载玻片上，放上聚氯乙烯（PVC）环，然后将环氧树脂和固化剂进行充分混合后注入PVC环中，待树脂充分固化后将样品座从载玻片上剥离，并对其进行抛光，直到样品露出一个光洁的平面，进行锆石显微（反射光和透射光）照像；最后用体积分数为3%的HNO3清洗样品并镀金作成样品靶。

激光剥蚀电感偶合等离子体质谱（LA－ICPMS）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。

从玄武粗面安山岩中选出的锆石为浅黄色—无色透明的正方双锥状、中长柱状、浑圆状、短柱状及半截锥状自形晶体，粒度多为65～180μm。阴极发光图像表现出典型的岩浆韵律环带和明暗相间的条带结构，属于岩浆结晶产物（图2）。锆石的7个测点w（Th）／w（U）为0.34～0.74，多数大于0.4，w（Th）为（77.16～318.13）×10－6，w（U）为（196.21～757.61）×10－6（表1）；且Th、U含量呈现较好的正相关关系，故获得的年龄可以代表玄武粗面安山岩的形成年龄。LA－ICP－MS锆石U－Pb定年结果见表1，相应的谐和图和直方图见图3、4。锆石的谐和年龄为（319.8±2）Ma（加权均方偏差值为3），表明该组火山岩形成于早石炭世谢尔普霍夫阶。

4 岩石地球化学特征

图2 姜巴斯套组玄武粗面安山岩中单颗粒锆石的阴极发光图Fig.2 Cathodoluminescence（CL）Images of Single Zircons from Basaltic Trachyte Andesite in Jiangbasitao Formation

图3 姜巴斯套组玄武粗面安山岩LAICP－MS锆石U－Pb谐和年龄与直方图Fig.3 LA－ICP－MS Zircon U－Pb Histograms of Weighted Average Ages of Basaltic Trachyte Andesite

火山岩的采样位置如图1。在对岩石样品进行详细手标本和偏光显微镜观察后，挑选较新鲜的样品用玛瑙研磨成粉末，然后进行化学分析。主量元素、微量元素和稀土元素均在宜昌地质矿产研究所用X射线荧光光谱仪分析，XRF熔片法按国家标准GB／T 14506.28—1993进行［18］。微量元素和稀土元素采用ICP－MS分析测定，样品经BHVO－2、AGV－1、BCR－2国际标样监控，绝大多数微量元素分析精度优于5%。

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图4 姜巴斯套组玄武粗面安山岩LAICP－MS锆石U－Pb谐和年龄图Fig.4 LA－ICP－MS Zircon U－Pb Concordia Diagram of Basaltic Trachyte Andesite

4.1 主量元素地球化学

姜巴斯套组火山岩主量元素分析数据见表2。在图5a中可以看出，岩石类型为碱玄岩、玄武粗面安山岩、英安岩和流纹岩。在图5b中可以看出，3件玄武岩样品为钾玄岩系列，1件粗面岩为高钾钙碱性系列，其余样品均为钙碱性和低钾拉斑系列。

玄武岩的w（SiO2）为49.43%～51.02%，高w（TiO2）（2.5%1～3.4%），w（Al2O3）、w（MgO）、w（Fe2O3）和w（CaO）稳定，w（Na2O）＋w（K2O）为7.53%～9.48%。w（K2O）／w（Na2O）除1件样品为3外，其余为0.19～0.75。

玄武粗面安山岩w（SiO2）为53.32%～53.72%，w（TiO2）中等（0.77%～2.30%），w（Al2O3）变化较小（15.12%～17.60%），w（MgO）（1.44%～5.86%）、w（Fe2O3）（2.30%～13.63%）和w（CaO）（2.50%～6.53%）变化较大。w（Na2O）为4.93%～6.72%，w（K2O）为0.20%～2.32%。

火山碎屑岩中w（SiO2）为63.80%～78.87%，w（TiO2）为0.32%～0.89%，w（Al2O3）为63.80%～16.35%，w（MgO）为1.08%～3.14%，w（Fe2O3）为0.54%～1.10%，w（CaO）为1.90%～5.59%，w（Na2O）为1.53%～4.56%，w（K2O）为1.30%～3.37%，Mg＃为0.41～0.48。

表2 姜巴斯套组火山岩主量元素分析数据Tab.2 Major Elements Abundances Data of Volcanic Rocks in Jiangbasitao Formation

图5 姜巴斯套组火山岩TAS分类图及硅碱分布图解Fig.5 TAS and Kalium－silica Plan for Volcanic Rocks of Jiangbasitao Formation

4.2 稀土元素和微量元素地球化学

姜巴斯套组火山岩稀土元素和微量元素分析数据见表3。玄武岩中除了1件样品w（ΣREE）较高（466.18×10－6），其余样品w（ΣREE）变化较小（（166.46～176.12）×10－6），δEu为0.97～1.02，w（La）N／w（Yb）N为4.64～5.51。从图6a中可看出，配分曲线均为向右倾的轻稀土元素富集型，样品无Eu异常。从图6d中可以看出，大离子亲石元素相对富集，高场强元素相对亏损，具有K正异常和Sr负异常。

表3 姜巴斯套组火山岩稀土元素和微量元素分析数据Tab.3 Rare Earth Element and Trace Element Abundances Data of Volcanic Rocks in Jiangbasitao Formation

图6 姜巴斯套组火山岩球粒陨石标准化稀土元素配分曲线和原始地幔标准化多元素配分曲线Fig.6 Chondrite－nomalized REE Patterns and PM－normalized Trace Elements Spider Diagram for Volcanic Rocks in Jiangbasitao Formation

酸性火山碎屑岩w（ΣREE）为（45.28～121.78）×10－6，δEu为0.91～0.98，w（La）N／w（Yb）N为1.09～2.84。岩石球粒陨石标准化稀土元素配分曲线均为轻稀土元素略富集型（图6b），无Eu异常。样品在不相容元素原始地幔标准化图上表现出大离子亲石元素相对富集，高场强元素相对亏损，Nb、Ta和Ti显著亏损（图6e）。

玄武粗面安山岩w（ΣREE）为（64.34～96.60）× 10－6，δEu为0.83～1.08，w（La）N／w（Yb）N为1.78～2.71。样品球粒陨石标准化稀土元素配分曲线均为轻稀土元素略富集型，无Eu异常（图6c）。从图6f中可以看出，样品大离子亲石元素相对富集，高场强元素相对亏损，具有K正异常和Sr负异常，Ti弱负异常。

5 讨论

5.1 构造环境

Liegeois将整个造山带的演化过程从老到新分为活动大陆边缘阶段、同碰撞阶段、碰撞后阶段和板内作用阶段［19］。活动大陆边缘阶段即大洋板块俯冲阶段；同碰撞阶段表现为板块碰撞挤压－地壳横向缩短和垂向加厚；碰撞后阶段主要表现出陆内造山作用特点；而板内作用阶段则对应了非造山阶段，应力体制上主要以伸展和拉张为主［19］。造山后岩浆作用主要表现为：①岩浆成分以高钾、钙碱性系列为主，同时富铝或铝饱和；②岩浆作用与巨大的水平剪切运动有关；③岩浆熔融源区与早期的俯冲作用有关。由此作用产生的岩石系列具双峰式火山岩组合、高钾钙碱性甚至钾玄岩趋势、A型花岗岩［20］3个特征。以上岩石特征均与岛弧拉斑－钙碱性火山岩、洋中脊玄武岩（MORB）、洋岛玄武岩（OIB）和大陆溢流玄武岩（CFB）等有显著差异。

姜巴斯套组火山岩具双峰式组合，钾玄岩、高钾钙碱性和钙碱性系列岩石兼而有之。玄武岩以高w（TiO2）（平均3.18%）、w（Na2O）（平均4.60%）和w（K2O）（3.63%）为特征；酸性火山碎屑岩则相对低w（TiO2）（平均0.66%），玄武粗面安山岩w（TiO2）为1.7%，w（Na2O）（平均5.63%）较高。微量元素方面，该组火山岩具有明显的轻稀土元素和大离子亲石元素富集，火山碎屑岩还保留了岛弧火山岩的痕迹。从图7中可以看出，只有1件粗面安山岩和1件玄武岩落入MORB区域，其余样品点均落入了板内环境。从图8中可以看出，除了1件样品点分别落入了大陆板块内部和大洋玄武岩区，其余样品落入了扩张中心岛屿和大陆裂谷型玄武岩区域。

卡拉麦里以北地区广泛出露具有岛弧属性的泥盆纪火山岩，形成于弧前环境的泥盆纪—石炭纪火山碎屑沉积岩系和早石炭世—早二叠世的富钾花岗岩广泛分布［8］。卡拉麦里以南地区广泛出露老君庙变质岩、中志留世—石炭纪火山碎屑沉积岩系，其中在中志留统岩石中发现图瓦贝化石，并且泥盆纪—早石炭世火山碎屑沉积岩系表现为被动陆缘属性［1，8］。早泥盆世末期卡拉麦里洋盆洋壳向北侧野马泉陆块之下俯冲，即卡拉麦里地区发育泥盆纪—早石炭世向北（东准噶尔造山带）俯冲消减的有限洋盆［1］。

图7 姜巴斯套组火山岩w（Zr）／w（Y）－w（Zr）图解Fig.7 Plot of w（Zr）／w（Y）－w（Zr）Binary Valuables of Volcanic Rocks in Jiangbasitao Formation

图8 姜巴斯套组火山岩w（TiO2）－w（Al2O3）－w（K2O）图解Fig.8 Plot of w（TiO2）－w（Al2O3）－w（K2O）Binary Valuables of Volcanic Rocks in Jiangbasitao Formation

卡拉麦里构造带北侧有大规模带状展布的花岗岩岩体，包括贝勒库都克岩体、库布苏南岩体、锡矿北花岗斑岩岩体和黄羊山碱性花岗岩岩体。该系列岩体岩石绝大多数为高钾钙碱性系列，且均属于卡拉麦里造山带碰撞后花岗岩，形成于该区主碰撞造山后的拉伸阶段［21－24］。3个岩体的锆石LA－ICPMS U－Pb年龄分别为（283±2）、（287±2）、（278± 11）Ma［21－23］，同时一些研究认为东准噶尔的后碰撞深成岩浆活动范围为330～265Ma［11］。因此，研究区北侧的花岗岩带以及东准噶尔深成岩浆活动无疑佐证了该区在石炭纪末至早二叠世初是一种碰撞后的拉伸环境。

总体上，姜巴斯套组火山岩双峰式组合中，玄武岩和玄武粗面安山岩表现出大陆裂谷（大陆板内拉张区域）岩石特征；酸性火山碎屑岩表现出岛弧或者活动大陆边缘岩石属性。该套火山岩形成于石炭纪末至早二叠世初期卡拉麦里有限洋盆向北俯冲碰撞后（造山后）的板内拉伸环境，岩石局部继承了碰撞阶段岩浆的地球化学特征。

5.2 地质意义

卡拉麦里有限洋盆在泥盆纪初期拉张形成，最终闭合于早石炭世末期［25］。从空间位置看，卡拉麦里构造带连接了其北侧的野马泉陆块及其南侧的准噶尔陆块，其中野马泉陆块南缘古火山弧分布以及准噶尔陆块被动大陆边缘沉积岩系的特征均暗示了卡拉麦里有限洋盆向北俯冲消减［8］。姜巴斯套组双峰式火山岩年龄（（319.8±2）Ma）也暗示了本区向北俯冲碰撞后的拉伸作用开始于早石炭世末期，到早二叠世伴随有大规模花岗岩岩浆活动。

综上所述，姜巴斯套组岩石形成于早石炭世末期，其中的双峰式火山岩代表了卡拉麦里洋盆闭合造山后的拉张伸展环境。在卡拉麦里洋盆于早石炭世末期最终闭合之后，该区进入了碰撞后拉张伸展阶段。

6 结语

（1）东准噶尔卡拉麦里姜巴斯套组火山岩包括玄武岩－酸性火山碎屑岩－玄武粗面安山岩，为典型的双峰式组合。玄武粗面安山岩中LA－ICP－MS锆石U－Pb谐和年龄为（319.8±2）Ma，表明该组火山岩形成于早石炭世谢尔普霍夫阶。

（2）姜巴斯套组火山岩钙碱性系列、高钾钙碱性系列和钾玄岩系列岩石兼而有之。岩石的稀土元素配分曲线均为轻稀土元素富集型，无明显Eu异常，富集大离子亲石元素，相对亏损高场强元素。

（3）玄武岩和玄武粗面安山岩具大陆裂谷（大陆板内拉张区域）岩石特征；酸性火山碎屑岩表现出岛弧或者活动大陆边缘岩石属性。该套火山岩形成于石炭纪末至早二叠世初期卡拉麦里有限洋盆向北俯冲碰撞后（造山后）的板内拉伸环境，岩石局部继承了碰撞阶段岩浆的地球化学特征。该套岩石代表了早石炭世末期卡拉麦里洋盆闭合造山后的拉张伸展环境。

［1］ 肖序常，汤耀庆，李锦轶，等.试论新疆北部大地构造演化［M］.北京：地质出版社，1990.

［2］ 马瑞士，舒良树，孙家齐.东天山构造演化与成矿［M］.北京：地质出版社，1997.

［3］ 蔡文俊.新疆准噶尔东北缘板块构造初步研究［M］.北京：地质出版社，1986.

［4］ 何国琦，李茂松，贾进斗，等.论新疆东准噶尔蛇绿岩的时代及其意义［J］.北京大学学报：自然科学版，2001，37（6）：852－858.

［5］ 舒良树，王玉净.新疆卡拉麦里蛇绿岩带中硅质岩的放射虫化石［J］.地质论评，2003，49（4）：408－412.

［6］ 杨品荣，杨文强，蒙有言，等.新疆卡拉麦里造山带下石炭统地层系统及其沉积构造背景［J］.地质科技情报，2007，26（5）：6－10.

［7］ 新疆维吾尔自治区地质矿产局.新疆维吾尔自治区区域地质志［M］.北京：地质出版社，1993.

［8］ 李锦轶，肖序常，汤耀庆，等.新疆东准噶尔卡拉麦里地区晚古生代板块构造的基本特征［J］.地质论评，1990，36（4）：305－316.

［9］ 于学元，梅厚钧，姜福芝，等.额尔齐斯火山岩和成矿作用［M］.北京：科学出版社，1995.

［10］ 张立伟，李江海，于浩业，等.东准噶尔滴西地区石炭系火成岩岩相特征及分布预测［J］.岩石学报，2010，26（1）：263－273.

［11］ 韩宝福，季建清，宋 彪，等.新疆准噶尔晚古生代陆壳垂向生长（Ⅰ）——后碰撞深成岩浆活动的时限［J］.岩石学报，2006，22（5）：1077－1086.

［12］ 杨高学，李永军，司国辉，等.东准噶尔卡拉麦里地区黄羊山岩体岩石学特征［J］.地球科学与环境学报，2009，31（1）：34－41.

［13］ 新疆维吾尔自治区地质局区测队.新疆巴里坤县纸房L－46－ⅩⅩⅩⅡ（纸房幅）1∶200 000区调报告［R］.哈密：新疆维吾尔自治区地质局区测队，1977.

［14］ 新疆维吾尔自治区地质矿产局.新疆维吾尔自治区岩石地层［M］.北京：中国地质大学出版社，1999.

［15］ 杨高学，李永军，佟丽莉，等新疆东准噶尔卡拉麦里钾质玄武岩的地球化学特征、成因及其构造意义［J］.岩石学报，2010，26（8）：2345－2356.

［16］ 杨梅珍，吴宏恩，杨高学.东准噶尔卡拉麦里SSZ型蛇绿岩地球化学及其构造意义［J］.岩石矿物学杂志，2009，28（3）：251－263.

［17］ 新疆维吾尔自治区有色地质矿产勘查院.新疆青河、奇台县红柳沟—苏吉泉一带1∶50 000区调报告［R］.乌鲁木齐：新疆维吾尔自治区有色地质矿产勘查院，2008.

［18］ GB／T 14506.28—1993，硅酸盐岩石化学分析方法X射线荧光光谱法测定主、次元素量［S］.

［19］ Liegeois J P，Navez J，Hertogen J，et al.Contrasting Origin of Post－collisional High－K Calcalkaline and Shoshonitic Versus Alkaline and Peralkaline Granites：the Use of Sliding Normalization［J］.Lithos，1998，45（1／2）：1－28.

［20］ 李晓勇，郭 锋，王岳军.造山后构造岩浆作用研究评述［J］.高校地质学报，2002，8（1）：68－78.

［21］ 杨高学，李永军，司国辉，等.东准库布苏南岩体LA－ICP－MS锆石U－Pb测年［J］.中国地质，2008，35（5）：849－858.

［22］ 杨高学，李永军，吴宏恩，等.新疆东准噶尔锡矿北花岗斑岩的锆石LA－ICP－MS U－Pb测年［J］.地质通报，2009，28（5）：572－577.

［23］ 杨高学，李永军，司国辉，等.东准卡拉麦里地区贝勒库都克岩体锆石LA－ICPMS U－Pb测年及地质意义［J］.大地构造与成矿学，2010，34（1）：133－138.

［24］ 郭芳放，姜常义，卢荣辉，等.新疆北部卡拉麦里地区黄羊山碱性花岗岩的岩石成因［J］.岩石学报，2010，26（8）：2357－2373.

［25］ 汪帮耀，姜常义，李永军，等.新疆东准噶尔卡拉麦里蛇绿岩的地球化学特征及大地构造意义［J］.矿物岩石，2009，29（3）：74－82.