东准噶尔柳树沟组火山岩锆石U-Pb 年代学、地球化学特征及其构造意义*

陶 威 鲁如魁 郭 岭 李 阳 黄 岗 宇 峰

（1.大陆动力学国家重点实验室，西北大学地质学系 西安 710069；2.陕西地矿区研院有限公司 陕西咸阳 712000）

东准噶尔构造带发育了大量的岩浆岩，开展岩浆成因及形成的构造环境研究对于理解古亚洲洋的演化和成矿作用具有重要意义。自古生代以来，东准噶尔构造带经历大洋扩张、板块俯冲、碰撞和后碰撞等复杂的演化历史，形成了一系列岛弧杂岩带和增生杂岩（Xiao et al.，2008，2009；汤贺军，2021），并由增生杂岩和岩浆弧等地体拼贴碰撞作用形成的增生造山带，内部广泛发育蛇绿岩和不同构造环境、不同成因的岩浆岩（Zonenshain et al.，1990；沈远超等，1993；Chen and Arakawa，2005；Jian et al.，2005；苏玉平等，2008；刘希军等，2009；Chen et al.，2010；韩宝福等，2010；张元元等，2010；胡朝斌等，2014；田健，2014；王富明等，2014；Xu et al.，2015；田健等，2016）。因此，开展构造—岩浆演化研究可有效地重建东准噶尔构造带古生代以来的构造演化过程。再者，岩浆活动与成矿作用作为构造演化的产物，与其所处大地构造环境紧密相关（金性春，1984），因此岩浆成因及构造环境研究对认识基础地质演化和矿产勘查、成矿等方面具有重要指导意义。

目前，诸多学者对东准噶尔晚石炭世所处大地构造环境主要存在两种不同观点：造山后伸展环境（刘家远等，2002；朱志新等，2005；李锦轶等，2006；赵霞等，2008；杨高学等，2009；毛治国等，2010；罗贝维等，2012；史基安等，2012；冯乾文等，2015；陶威等，2022）和俯冲消减环境（龙晓平等，2006；张峰等，2014；屈翠侠，2015；陈春勇等，2018；马志杰等，2021）。朱志新等（2005）认为东准噶尔卡拉麦里洋盆在早石炭世末期闭合，但晚石炭世早期再次扩张，直至晚石炭世晚期才最终转入陆内演化。Li et al.（2020）认为该地区处于板内演化阶段（～320 Ma）。罗贝维等（2012）认为东准噶尔地区卡拉麦里西段处于造山后拉伸环境，并形成裂谷盆地群。罗婷等（2016）则认为晚石炭世（～320.2 Ma）处于后碰撞末期。而龙晓平等（2006）、张峰等（2014）认为该区在晚石炭世（～320 Ma）依然处于洋盆俯冲环境，并于320～311 Ma 发生闭合（张峰等，2014）。而且，Long et al.（2012）认为野马泉岛弧于～330 Ma 时处于双向俯冲体制。陈春勇等（2018）认为准噶尔洋盆俯冲作用一直延续至晚石炭世（～300 Ma），大洋在晚石炭世末期才闭合。

东准噶尔晚石炭世构造环境争议限制了我们对于岩浆成因以及区域构造演化的认识，而且为相关矿产的成因和勘查带来一定难度。本次研究在巴里坤大红柳峡地区发现晚石炭世柳树沟组（C2l）枕状玄武岩，是探讨东准噶尔晚石炭世构造环境的重要研究对象；通过野外构造观察和实测剖面对柳树沟组岩性组合、岩相学进行研究，通过锆石U-Pb 定年对柳树沟组的形成时代进行精细的约束；利用岩石地球化学方法探讨枕状玄武岩岩浆熔融特征以及形成的大地构造环境。综合前人的研究成果，探讨东准噶尔地区晚石炭世的构造环境，并重建柳树沟组火山作用—沉积演化过程。

1 区域地质特征

东准噶尔构造带位于中亚造山带西南部，北部以额尔齐斯—玛因鄂断裂带为界与中国阿尔泰造山带相邻，南部以卡拉麦里—莫钦乌拉断裂带为界与新疆准噶尔盆地和天山造山带毗连（图1a）。研究区位于卡拉麦里构造带南侧，是由奥陶纪—石炭纪组成的复合岛弧（朱志新等，2018）。区域内出露了自古生界—新生界的较为齐全的地层，从老到新分别为古生界火山岩—火山碎屑岩—陆源碎屑岩、中生界沉积岩、新生界沉积岩及堆积物。其中，古生界岩石在卡拉麦里断裂带两侧均有分布，奥陶系—志留系规模较小，泥盆系—二叠系规模较大，中生界主体分布于卡拉麦里断裂北侧。区内受北东—南西向挤压作用（朱志新等，2018；Li et al.，2020），地层、断裂走向和褶皱轴向主体呈北西—南东（图1b）。区域上具控制作用的断裂是卡拉麦里断裂和哈拉克孜巴斯套弧形断裂。卡拉麦里断裂隐伏于第四系之下，地球物理特征显示该断裂北东侧大面积展布高磁异常，幅值在400～750 nT 之间；南西侧多表现为北西走向中高磁异常带，展布面积较小，但幅值可达400～1 600 nT（陕西地矿区研院有限公司，2019①陕西地矿区研院有限公司.2019.新疆喀腊库依如克巴斯陶幅、红柳峡幅、喀克苏幅、博勒木哲幅区域地质调查报告.）。哈拉克孜巴斯套弧形断裂为右行转换挤压断层，倾向东南，倾角小于65°。该断裂北西侧为上石炭统柳树沟组和祁家沟组，南东侧为中上奥陶统乌列盖组、大柳沟组及中泥盆统北塔山组（见脚注①）。

区内岩浆活动较强烈，活动规模大、时间跨度长。古生代—中生代侵入岩均有出露（图1a、图1b）：早古生代侵入岩年龄多集中于462～430 Ma（曹福根等，2006；郭华春等，2006；马星华等，2015），该期侵入岩均已变质、变形；晚古生代侵入岩主要成岩年龄为316～298 Ma（孙桂华等，2005，2007；汪传胜等，2009；王超等，2017；张雷，2021）。其中，大红柳峡地区奥陶纪—志留纪侵入岩主要为花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩，石炭纪侵入岩主要为闪长岩、辉绿—辉长岩及少量花岗斑岩，二叠纪侵入岩主要为辉长—辉绿岩。此外，石炭系火山岩广泛分布于（图1b）卡拉麦里两侧，晚石炭世大量辉长—辉绿岩多呈岩脉、岩墙切割上石炭统（图1c）。区内奥陶纪侵入岩与古亚洲洋的俯冲作用有关（马星华等，2015），志留纪侵入岩与卡拉麦里洋盆初期裂解事件紧密相连（陶威等，2017），石炭纪—二叠纪岩浆活动与卡拉麦里洋盆演化相关（孙桂华等，2007；汪传胜等，2009；王超等，2017）。

2 岩相学及实验方法

2.1 野外观察

根据野外观察，柳树沟组可分为一段陆源碎屑岩夹少量基性火山岩，二段枕状玄武岩夹少量碎屑岩、火山碎屑岩和三段陆源碎屑岩、中酸性火山岩夹火山碎屑岩（图1c）。剖面上一段与二段呈断层接触，二段与三段为整合接触，但区域上该组各段之间为整合接触（图1b）。柳树沟组一段陆源碎屑岩中发现化石（图2a），包括有Krotoviasp.（克罗托尖贝）、Plicatiferacf.chaoi Grabau（赵氏轮皱贝）、Leptogoniasp.（薄角贝）、Plicatiferasp.（轮皱贝）、Euchondriasp.（梳海扇）、Echinochonchuscf.elegans（M'coy）（美雅轮刺贝相似种）等。该段岩相横向变化较大，在剖面南部岩性相变为细碎屑岩、火山碎屑岩夹少量粗碎屑岩、灰岩。二段以枕状玄武岩夹少量碎屑岩为特征，岩性主要为杏仁状玄武岩、枕状玄武岩（图2b）及少量火山碎屑岩。三段为陆源碎屑岩、中酸性火山岩、火山碎屑岩组合，该段表现出强应变带和弱应变域相间分布的特征（图2c）。

不同岩段岩相学研究显示柳树沟组一段以喷发—沉积相为主、溢流相为辅，并伴随有极少量爆发相。二段以溢流为主、喷发—沉积相为辅，并伴随少量爆发相。三段以喷发—沉积相为主、溢流相次之，未见爆发相。每次火山喷发韵律均从爆发相开始，至喷发—沉积相结束。柳树沟组爆发相、溢流相和喷发—沉积相韵律显示该时期共发生9 次火山喷发事件（图1c）。火山喷发旋回具有以下特征：1）火山活动早期存在少量爆发相，中期多属海底裂隙式喷溢，后期火山活动减弱，多表现为溢流相和喷发—沉积相。2）爆发相主要岩石类型为安山质、流纹质岩屑凝灰岩、火山沉凝灰岩，未见火山角砾岩，表明研究区距离火山较远。3）火山岩单层厚度自底到顶具有薄层—厚层—中薄层的规律（图1c），指示一段到二段火山活动由弱到强，而二段到三段指示火山活动由强到弱。4）柳树沟组一段岩性为陆相或浅海相，二段枕状玄武岩指示为海相喷发，而三段陆源碎屑岩、火山岩火山碎屑岩特征表明该时期处于浅海或接近陆相。总体反映柳树沟组由底至顶经历从陆相—浅海相、海相到浅海相—陆相的3 阶段演化过程。

2.2 岩相学

柳树沟组二段玄武岩主要矿物为斜长石（55%～60%）、碳酸盐矿物（8%～10%）、绿泥石（10%～15%）、磁铁矿（3%～5%）和杏仁体（8%～10%）。斜长石呈半自形板柱状（图2d），粒径0.2～1 mm。碳酸盐矿物多呈他形粒状或填隙状，分布于斜长石颗粒之间，粒径多小于0.2 mm。绿泥石呈鳞片状集合体分布于斜长石颗粒之间（图2d），是辉石等暗色矿物后期蚀变形成。磁铁矿呈他形粒状分布于斜长石颗粒之间，粒径多小于0.1 mm。后期充填的杏仁体多呈近圆形或椭圆形，少数呈不规则状，粒径一般为0.2～2 mm。岩石受构造影响使斜长石表面发育裂纹。岩石后期蚀变呈轻微土化、碳酸盐化和绿泥石化（图2d）。此外，岩石局部发育裂隙（体积分数1%～2%），裂隙中后期充填有碳酸盐脉体。

图2 柳树沟组野外照片a.砂岩；b.枕状玄武岩；c.火山碎屑岩；d.玄武岩；e.流纹质凝灰岩显微特征Pl.斜长石；Chl.绿泥石；Q.石英；Ser.绢云母Fig.2 The typical field geological photos

流纹质凝灰岩主要由晶屑（石英3%～5%；长石3%～5%）、火山灰（20%～25%）、新生矿物绢云母（60%～65%）、次生矿物高岭土等构成。长石多呈半自形板柱状，少数呈眼球状或透镜状，大小多为0.1～0.3 mm，表面多发生土化。石英多呈他形粒状或呈眼球状（图2e），表面干净，具有波状消光，大小一般为0.05～0.2 mm。绢云母多呈鳞片状集合体，片径多小于0.05 mm，具有强定向性（图2e）。火山灰多数发生脱玻化，形成隐晶质。此外，岩石局部发育不规则状脉体（3%～5%），脉宽约0.1～1 mm，脉体中主要为石英、长石和不透明矿物。

2.3 分析方法

（1）锆石U-Pb 定年

锆石挑选在河北省欣航测绘院测试中心完成。首先将岩石样品清洗干净，按照锆石粒度将样品粉碎至相应目数。然后反复手工淘洗，以富集重矿物组分中的锆石。接着进行电磁选分离把样品分成不同磁性组分。最后在双目镜下挑选出不同晶形、不同颜色、无明显裂隙的锆石。被挑选用于分析的锆石样品再经双目镜下检查，除去其他残留矿物。

锆石制靶和阴极发光图像照相（CL 图像）在中国地质科学院矿产资源研究所电子探针实验室完成。所用仪器为JEOL-JXA-8230，加速电压15 kV，电流20 nA，束斑直径5 μm。首先将挑选好的锆石用环氧树脂充分固定后，对样品进行抛光以最大面积露出锆石。为防止击穿，磨掉的锆石部分均小于整体的1/2。而后进行透射与反射光下的显微照相及阴极发光下的锆石图像观察与拍照，以确定适合分析的锆石颗粒与位置。

锆石U-Pb 同位素定年在中国地质大学（北京）地质过程与矿产资源国家重点实验室的矿床地球化学微区分析室完成。激光剥蚀系统为GEOLAS 193 准分子固体进样系统，ICP-MS 设备为Thermo Fisher X Series Ⅱ型四极杆等离子体质谱。所用激光剥蚀孔径32 μm，频率8 Hz，以氦气作载气，氩气为补偿气以调节灵敏度。样品分析流程为每测定5 个样品点测定两次锆石标准91500（206Pb /238U，1 065 Ma），开始测量和测定结束后分别测定Nist610、91500 和GJ-1 等标样。每个样品点的数据采集时间共100 s，其中前20 s 为气体背景采集时间。离线数据采用软件ICPMSDataCal10.7 完成。详细数据处理方法见Liu et al.（2008）。

（2）地球化学分析

岩石主量和微量元素在核工业北京地质研究院分析测试中心完成。主量元素测试采用XRF 法在PW2404X 仪器上分析完成，分析精度优于1%。本次实验采用熔融玻璃片法，首先将样品装入小纸袋中（约5 g）放入高温烘干箱中烘干，之后放入小坩埚中烧失，然后称取0.500 0±0.000 1g 烧失后的样品放置于塑料杯中，再称取4.000 g 助熔剂Li2B4O7粉末倒入杯中，盖好盖后摇至使其混合均匀。将混合好的样品倒入（铂金坩埚要用2N HCl 严格按照流程浸煮，并用Milli-Q 水清洗），之后在铂金坩埚中加入2 滴脱膜剂（1%的LiBr 溶液）。最后将铂金坩埚放入熔样机，制作成透明均匀的圆形玻璃片，采用X 射线荧光光谱分析（XRF）仪器测试主量元素（FeO 和LOI 采用标准湿化学分析）。上述过程均在25 ℃和30% 的湿度下进行检测，分析采用DS-2613201-04 和GB/T14506.28-2010 国家一级岩石标样。微量和稀土元素使用ICP-MS 型号为Agilent7700，样品前处理流程相近。详细样品处理流程及分析参见刘晔等（2007），测试数据准确度相对误差小于10%。

3 分析结果

3.1 定年结果

玄武岩样品锆石干净、透明，形态以短板状为主，少数呈长柱状，大部分锆石具有典型岩浆结晶振荡环带结构（图3a）。锆石粒径多数为50～100 μm，最大可达150 μm，长宽比大多介于2∶1～3∶1 之间。同样地，流纹质凝灰岩锆石也较为干净、透明，个别具有裂隙及包裹体等。多数锆石岩浆韵律环带清晰（图3b）。锆石形态以短板状为主，粒径多为50～200 μm。

图3 柳树沟组玄武岩（a）和流纹质凝灰岩（b）锆石CL 阴极发光图像Fig.3 The CL images of zircons from the basalt（a）and rhyolitic tuff（b）in Liushugou Formation

柳树沟组玄武岩锆石定年有30 个测点数据（表1），这些锆石的Th、U 含量分别为49×10-6～450×10-6和97×10-6～858×10-6，Th/U 比 值 为0.23～1.03（平 均 值 为0.53）。在锆石U-Pb 谐和曲线图（图4a），该样品总体获得4 组年龄值。最年轻年龄组3 个测试点集中在较小范围内，其加权平均年龄为312.5±6.5 Ma（MSWD = 0.026，n= 3）（图4b），时代属于晚石炭世。此外，根据锆石形态、磨圆程度、CL 图像等，样品中较老年龄（～406 Ma、～452 Ma、～520 Ma）的3 组锆石应为火山作用过程中的捕获锆石。

表1 柳树沟组火山岩同位素年代学测试结果Table 1 The chronological testing results of Liushugou Formation

续表1

续表1

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流纹质凝灰岩锆石获得92 个测点数据（表1），锆石的Th、U 含量分别为36×10-6～1 019×10-6和101×10-6～1 302×10-6，Th/U 比值为0.26～1.11（平均值为0.52）。样品年龄频谱图（图4c）显示锆石U-Pb 谐和年龄在320 Ma 左右达到一个峰值。最年轻一组年龄（30 个测点）在U-Pb 年龄谐和图（图4d）中位于较小区域内，加权平均值为316.2±1.4 Ma（MSWD = 1.3，n= 30）。

图4 柳树沟组火山岩锆石U-Pb 年龄谐和图（a，c）和加权平均年龄（b，d）Fig.4 The zircon U-Pb concordia diagram（a，c）and weighted mean 206Pb/238U age diagram（b，d）from the Liushugou Formation volcanic rocks

3.2 主、微量、稀土元素结果

（1）主量元素

对10 件玄武岩样品主量元素分析（表2），结果显示样品SiO2含量介于45.21%～50.19%之间，平均值为47.46%。样品CaO 含量5.66%～13.84%，平均值为9.72%。TiO2含量0.92%～1.68%，平均值为1.47%。全碱（Na2O+K2O）含量介于2.73%～5.37%，其中Na2O 含量为2.77%～4.66%，K2O 含量0.18%～0.85%。MgO 含量4.74%～8.70%（Mg#=33.98～48.40）。因此，玄武岩样品总体具有低硅、富钠贫钾（Na2O/K2O = 5.34～19.61）、高Al、低Mg 的特征。

表2 柳树沟组玄武岩主量/%、稀土及微量元素/×10-6分析结果Table 2 Analytical results of major/%，trace elements and REE/×10-6 the basalt

TAS 图解（图5a）内，样品全部落入粗面玄武岩和玄武岩区域。在SiO2-Nb/Y 图解（图5b）中，样品全部落入亚碱性玄武岩范围内。在AFM 图解（图5c）中，样品均落入拉斑玄武岩范围内。据此，可判断柳树沟组玄武岩属亚碱性—低钾拉斑玄武岩系列。

图5 柳树沟组玄武岩TAS 图解（a.底图据Le Maitre et al.，1989）、SiO2-Nb/Y 图解（b.底图据Winchester and Floyd，1977）及AFM 图解（c.底图据Irvine and Baragar，1971）Fig.5 The TAS diagram（a，after Le Maitre et al.，1989），SiO2-Nb/Y diagram（b，Winchester and Floyd，1977），AFM diagrams（c，Irvine and Baragar，1971）of the basalt

续表2

（2）稀土元素与微量元素

玄武岩样品稀土元素总量（ΣREE）介于62.58×10-6～100.61×10-6之间，平均值为74.61×10-6，轻、重稀土元素比值（ΣLREE/ΣHREE）为2.30～5.05（平均值为2.97）。（La/Yb）N= 1.48～4.32，轻、重稀土元素分馏明显，且轻稀土元素分馏强于重稀土元素。在粒陨石标准化配分模式图（图6a）中，稀土元素配分曲线均呈轻稀土元素富集的右倾型。Eu 无异常至轻微正异常（δEu = 0.94～1.08，平均值1.01）。在稀土元素配分模式图（图6a）中，玄武岩与洋岛玄武岩（OIB）、正常洋中脊玄武岩（N-MORB）存在一定程度差别。

此外，在微量元素蛛网图（图6b）中，活动性较强的Rb、Ba、K 等元素呈现较宽变化范围，应是后期蚀变的结果，造成了元素的流入或流出有关。其他元素具有相近含量和相似谱线型态，反映了岩浆演化的一致性。岩石富集K、Rb、Sr、Ba 等大离子亲石元素（LILE），重稀土元素（HREE）和Nb、Zr、Hf、Ti 等高场强元素（HFSE）相对平坦。与正常洋中脊玄武岩（N-MORB）相比，样品中只有Y、Yb、Lu 含量均较低，其他元素均含量则较高，Rb、Ba 等大离子亲石元素尤为富集（图6b）。与洋岛玄武岩（OIB）相比，除Yb、Lu 两元素外，其他元素含量均较低（图6b）。

图6 柳树沟组玄武岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式（a.据Sun and McDonough，1989）与微量元素原始地幔标准化蛛网图（b.据Sun and McDonough，1989）Fig.6 The chondrite-normalized REE patterns（a，after Sun and McDonough，1989）and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams（b，after Sun and McDonough，1989）from the basalt

4 讨 论

4.1 柳树沟组形成时代

柳树沟组流纹质凝灰岩锆石CL 图像显示其具有结晶振荡环带结构（图3）。同时，谐和点Th/U 平均值大于0.4，指示锆石属岩浆成因（Rubatto and Williams，2000）。玄武岩和流纹质凝灰岩获得最年轻锆石U-Pb 年龄分别为～312 Ma 和～316 Ma。之前，有学者获得柳树沟组流纹岩和石英角斑岩的锆石U-Pb 年龄分别为～314 Ma 和～314.9 Ma（高景刚等，2013，2014）。宋倩倩等（2020）也获得柳树沟组玄武岩两组锆石U-Pb 年龄（～411 Ma 和～318 Ma），并认为最新年龄反映柳树沟组火山岩的形成时代，这些均与本次研究获得的年龄在误差范围内一致。

不仅如此，本次研究在柳树沟组一段中采集化石有Krotoviasp.（克罗托尖贝）、Plicatiferacf.chaoi Grabau（赵氏轮皱贝）、Leptogoniasp.（薄角贝）等。下涝坝地区同地层中含有晚石炭世早期Mesocalamites（中芦木）、Calamites（芦木）Marginiferasp.（围脊贝）、Linoproductussp.（线纹长身贝）等化石组合。而且，本区碎屑岩中瓣鳃Aviculopcten carhoniferus（Stevens）（见脚注①）和邻区灰岩中发现的微古生物化石牙形刺Gnathodus commutatus（过渡型颚齿牙形刺）等（杨怀龙，2014）均属晚石炭世的典型生物化石。因此，综合柳树沟组地层中所含化石组合、火山岩锆石U-Pb 定年以及前人研究成果，认为柳树沟组的形成时代可确定为晚石炭世。

4.2 地壳混染及岩石成因

原始地幔标准化的Th、La 及Nb 相关值可用来判断玄武岩是否受到陆壳物质混染。相关的计算公式为Nb/Nb*= Nb/（ThPM×LaPM）1/2（Eisele et al.，2002），而且原生玄武质岩浆的Nb/Nb*比值接近1，而受到大陆壳污染的岩石Nb/Nb*比值小于1。本次研究中，柳树沟组玄武岩10 件样品Nb/Nb*值为0.28～0.58（平均值为0.45），因此说明玄武岩在岩浆演化过程中经历陆壳混染作用。而且，在（Th/Nb）PM-（Nb/La）图解（图7a）中样品也落入地壳混染的范围内。不仅如此，（La/Nb）PM-（Th/Ta）PM图解（图7b）也显示玄武岩主要遭受中-下地壳的混染作用。此外，玄武岩微量元素Nb/U 平均值为15.07，与中-下地壳相近（Rudnick and Gao，2003）（Nb/U≈7.69～25.00），同样表明其可能受到一定程度的陆壳物质混染。

图7 柳树沟组玄武岩样品（Th/Nb）PM-（Nb/La）图解（a.底图据夏林圻等，2007）与（La/Nb）PM-（Th/Ta）PM图解（b.底图Neal et al.，2002）Fig.7 The（Th/Nb）PM-（Nb/La）diagram（a，after Xia et al.，2007）and（La/Nb）PM-（Th/Ta）PM diagram（b，after Neal et al.，2002）

再者，样品部分微量元素、稀土元素和SiO2谐变关系显示了相容元素（Cr、V、Sc）与SiO2呈负相关（图8a～图8c）。而这些相容元素分别是橄榄石、尖晶石、辉石的特征元素。它们的含量与SiO2呈负相关暗示岩浆演化过程中上述矿物结晶分离作用并不明显。同时，不相容元素Ce 和稀土元素与SiO2呈较低程度（R2值分别为0.26、0.239）的正相关（图8d、图8e），同样暗示岩浆演化过程中结晶分离作用不明显。值得注意的是，该结论在La-（La/Sm）图解（图8f）中也能得到验证，因此共同表明岩浆演化过程中部分熔融控制了岩浆演化过程（唐建洲等，2021）。

图8 柳树沟组玄武岩样品SiO2与部分微量元素谐变关系图（a～e）和La-（La/Sm）图解（f.底图据唐建洲等，2021）Fig.8 The SiO2 vs trace elements diagram（a～e）and La-（La/Sm）diagram（f，after Tang et al.，2021）from the basalt

主量元素的分析结果显示样品SiO2含量较低，属拉斑系列，具有富钠贫钾的特征。其TiO2平均含量1.47%，略高于N-MORB（Wilson，1989）（TiO2≈1.15%）。高Al、低Mg的地球化学特征与大陆裂谷拉斑玄武岩十分相似（Hyndman，1985），暗示玄武岩具有裂谷演化岩浆成分的特点。该类玄武岩是较薄大陆地壳在快速拉张条件下，地幔物质发生较高程度部分熔融的产物（舒良树等，2005）。此外，玄武岩在微量元素Zr/Nb-Ce/Y图解（图9a）中玄武岩样品主体落入原始尖晶石橄榄岩范围内（Deniel，1998）。样品Zr含量为92.1×10-6～135×10-6，Y 含量为20.8×10-6～36.6×10-6，Zr/Y 值为3.27～4.48。微量元素Zr-Nb 源区判别图解（图9b）可指示柳树沟组玄武岩中含有相当数量亏损地幔物质（Pearce，1982；Condie，1989）。因此，综合分析认为柳树沟组玄武岩是大陆在快速拉张背景下亏损地幔尖晶石橄榄岩部分熔融的产物。

图9 柳树沟组玄武岩Zr/Nb-Ce/Y 图解（a.底图据Deniel，1998）和Zr-Nb 图解（b.底图据Le Roex et al.，1983）Fig.9 The Zr/Nb-Ce/Y diagram（a，Deniel，1998）and Zr-Nb diagram（b，after Le Roex et al.，1983）of Liushugou basalt

4.3 构造环境

目前对柳树沟组形成环境有不同认识，包括裂谷闭合时期、裂谷边缘、大陆裂谷内等。例如，王宝瑜（1988）根据化石组合认为柳树沟组属于滨浅海相沉积环境。高景刚等（2013）认为其形成于裂谷闭合时期。杨怀龙（2014）认为柳树沟组形成于裂谷盆地边缘区沉积环境。王彦军（2015）则认为柳树沟组形成于大陆边缘裂谷环境。也有学者（梁婷，2011；李希，2012；高景刚等，2014；屈翠侠等，2015；刘亮等，2020）认为柳树沟组形成于大陆裂谷环境。

本次玄武岩样品Rb/Sr 平均值为0.02，Zr/Nb 平均值23.78，Zr/Y 平均值为3.95，不相容元素Ba、Zr、Hf 元素略富集、Nb、Th 相对亏损，显示了岩石具有板内玄武岩特征（王金荣等，2010）。样品TiO2含量平均值为1.47%（只有一个样品含量较小为0.92%），Zr 含量在92.1×10-6～135×10-6和Zr/Y 比值、Ti/Y 比值265～349，区别于板块汇聚边缘的火山弧玄武岩（Pearce and Norry，1979；Pearce，1982）。在稀土元素配分模式图和微量元素蛛网图（图6）中，柳树沟组玄武岩样品与洋岛玄武岩、正常洋中脊玄武岩也存在明显差别。

在3K2O-2TiO2-MgO 图解（图10a）中，大部分样品落入大陆玄武岩范围内。但在TAKTIP 图解（图10b）中，所有样品落入了裂谷火山岩范围内。由于岩石发生蚀变会引起活动元素的流入/流出，会在一定程度上影响通过主量元素判别构造环境的准确度。

因此，本次研究结合了相对稳定的微量元素约束玄武岩形成的构造环境。在Zr-Zr/Y构造图解（图10c）中大部分玄武岩样品落入板内玄武岩范围。同时，在Zr-TiO2构造判别图解（图10d）中，除1 个样品落入洋中脊玄武岩范围外，其余9 个样品均落入板内玄武岩范围内。此外，在邻区发现的巴塔马依内山组主体是由流纹岩和玄武岩等构成的双峰式火山岩。组内发育的A 型（碱性）流纹岩的形成时代为～319 Ma（见脚注①），表明该区晚石炭世处于伸展的构造环境（张雷，2021）。再者，卡拉麦里西段的五彩湾地区发育有晚石炭世区域拉伸环境下的裂谷盆地群（罗贝维等，2012）。因此，结合前人及我们的研究，柳树沟组玄武岩应该形成于区域拉伸背景下的大陆裂谷环境。

图10 柳树沟组玄武岩样品3K2O-2TiO2-MgO 图解（a.底图据莫宣学等，1993）与TAKTIP 图解（b.底图据Rickwood，1989），Zr-Zr/Y 图解（c.底图据Pearce and Norry，1979）和Zr-TiO2图解（d.底图据Pearce，1982）Fig.10 The 3K2O-2TiO2-MgO diagram（a，after Mo et al.，1993），the TAKTIP diagram（b，after Rickwood，1989），Zr-Zr/Y diagram（c，after Pearce and Norry，1979）and Zr-TiO2 diagram（d，after Pearce，1982）

按受控动力学理论，大陆裂谷又可细分为主动型裂谷和被动型裂谷（Sengor and Bukre，1978）。前者受控于地幔物质上隆，而后者主要是受到区域拉张应力作用。主动型裂谷岩浆活动早于盆地裂陷，而被动型裂谷则反之。在研究区内，柳树沟组二段中基性岩的火山岩整合覆盖于一段碎屑岩之上，说明岩浆喷溢时间明显晚于裂陷盆地形成时限，指示被动型裂谷特征。而且，根据枕状玄武岩的层厚以及顶部覆盖有陆源碎屑岩等特征，我们推断裂谷演化时间和规模较为有限。

4.4 柳树沟组火山作用—沉积充填过程

结合区域构造环境、剖面特征、地球化学以及年代学研究结果，柳树沟组演化形成过程可分为4 个阶段：

（1）晚石炭世受伸展作用影响，区内形成一系列“地堑式”正断层构成的断陷盆地。在断陷盆地内沉积了周边的物源。而且，盆地接受物源沉积过程中伴随少量火山活动，形成柳树沟组一段陆源碎屑岩夹少量火山碎屑岩、火山岩（图11a）。由于该时期火山活动较弱，导致柳树沟组一段火山岩分布范围局限，且该组横向相变较大。

（2）随着伸展作用的持续进行，引起地壳进一步拉伸减薄，进而引起地幔物质上涌形成玄武岩。与此同时，断陷盆地规模演化使本区整体处于水下环境，玄武岩喷发遇水迅速冷却、凝结而成形成枕状熔岩。玄武岩岩浆在上升过程中，一定程度地受到中-下地壳的混染。该阶段火山活动较强，此时初期形成的断陷盆地具有陆内裂谷性质。此外，地幔物质上升与地壳发生相互作用，形成花岗斑岩、辉绿岩、闪长岩等脉体侵入到柳树沟组中（图11b）。裂谷盆地时期火山喷发、不同脉体形成的同时，裂谷持续接受物源沉积，在火山喷发间隙形成碎屑岩层。

图11 柳树沟组火山活动—沉积充填演化模式图Fig.11 The volcanic activity-sedimentary filling evolution sketch of Liushugou Formation

（3）此后区域伸展作用减小，地幔物质上涌量随之减少，火山活动相应减弱。尽管地表发生少量火山活动，但周边物源在区内继续沉积，形成柳树沟组三段陆源碎屑岩、中酸性火山岩、火山碎屑岩的现象（图11c）。

（4）裂谷演化末期，研究区发生构造反转，区域构造环境由伸展转为挤压。相应地，柳树沟组整体发生了明显的变形，其三段较为明显。当构造作用结束后，该区为浅海相（见脚注①）继续接受沉积，形成祁家沟组陆源碎屑岩，不整合覆盖于柳树沟组之上（图11d）。该阶段尽管地表火山作用减弱，但深部仍然存在岩浆活动，形成大量花岗斑岩脉，侵入到柳树沟组和祁家沟组中（图11d）。

5 结 论

（1）柳树沟组存在爆发相、溢流相及沉积相。该组形成时期经历9 次火山喷发旋回。柳树沟组一段显示火山活动较强，二段表明火山活动强烈，三段具有火山活动减弱特征。枕状玄武岩和流纹质凝灰岩锆石U-Pb 年龄分别为312.5±6.5 Ma 和316.2±1.4 Ma，表明火山岩形成时代为晚石炭世。

（2）枕状玄武岩属拉斑质玄武岩系列，相对富Na2O 贫K2O、高Al、低Mg#值。稀土总量较低，表现为轻稀土元素富集的右倾型特征。相对富集Rb、Ba、P，亏损Th、Nb、Ti 等不相容元素。玄武岩是区域拉伸应力使大陆快速拉张，源于亏损地幔尖晶石橄榄岩的部分熔融，并受到一定程度的中-下地壳物质混染的产物，形成于大陆裂谷环境。

（3）柳树沟组演化可分为初期断陷盆地、中期大陆裂谷、末期裂谷闭合等不同阶段。断陷盆地阶段形成柳树沟组一段碎屑岩夹少量中基性火山岩；大陆裂谷阶段形成二段枕状玄武岩夹少量碎屑岩；裂谷闭合阶段形成三段陆源碎屑岩夹少量火山碎屑岩。在裂谷闭合阶段发生构造运动，表现为祁家沟组不整合覆盖于柳树沟组之上。

致 谢野外工作得到王惠民高级工程师、杨永成教授级高级工程师、李新武高级工程师、徐岩工程师的帮助和指导，同时参加野外工作的还有张雷、陈涛、黄虎林、杨宝东等同志，成文过程中，长安大学李佐臣教授和河南理工大学侯广顺教授对本文提出了许多建设性修改意见，笔者受益颇多，在此一并表示衷心感谢。