新疆巴里坤塔格柳树沟组玄武岩成因及其构造环境——岩石地球化学及Sr-Nd-Pb同位素证据

屈翠侠，易鹏飞，杨兴科，李 希

(1.长安大学地球科学与资源学院，陕西 西安 710054；2. 陕西省地质调查中心，陕西 西安 710065)

新疆巴里坤塔格柳树沟组玄武岩成因及其构造环境
——岩石地球化学及Sr-Nd-Pb同位素证据

屈翠侠1，易鹏飞2，杨兴科1，李 希1

(1.长安大学地球科学与资源学院，陕西 西安 710054；2. 陕西省地质调查中心，陕西 西安 710065)

东天山巴里坤塔格地区分布大量的柳树沟组火山岩，笔者以玄武岩为研究对象，对其岩石学、岩石地球化学及同位素地球化学研究表明：巴里坤塔格柳树沟组玄武岩均属拉斑玄武岩系列，并富集大离子亲石元素(Sr、K、Rb、Ba、Th)和轻稀土元素，亏损高场强元素(Nb、Ta、Ti)和重稀土元素，Sr-Nd-Pb同位素显示低(87Sr/86Sr)t=0.703 82～0.706 67，低(206Pb/204Pb)t=17.857～18.054，(207Pb/204Pb)t=15.494～15.545，(208Pb/204Pb)t=37.746～37.798、高εNd(t)=+4～+8.3的亏损地幔源区特征，并受到了陆壳物质混染。通过与博格达东段伊齐—小红柳峡同时期玄武岩的对比，认为巴里坤塔格地区在晚石炭世与博格达具有相同的构造属性，同属于大陆裂谷环境，但由于分属裂谷不同的演化阶段，地球化学特征具有一定的差异。

晚石炭世；玄武岩；Sr-Nd-Pb同位素；亏损地幔；大陆裂谷

巴里坤塔格位于东天山北段，近东西向展布于博格达与哈尔里克两大山脉的衔接部位，在构造上处于博格达造山带和哈尔里克造山带之间，其地理位置特殊，构造背景复杂。前人近年来对哈尔里克山和博格达山的研究取得了一定的成果和认识(成守德等，1986；Coleman，1989；马瑞士等，1997；何国琦等，1994；Han et al.,1999；顾连兴等，2001a；李锦轶，2004；夏林圻等，2006；2008；李文渊等，2012)，同时也存在较大的争议，主要表现在两方面：一是区内广泛发育的晚古生代火山岩产出的构造背景；其二是石炭纪—二叠纪构造-岩浆作用的地球动力学机制。前人对博格达地区研究相对较多，但对巴里坤塔格的研究关注较缺乏，影响了对于东天山地区构造—岩浆作用的认识。笔者通过对巴里坤塔格地区柳树沟组中基性火山岩进行详细的岩石学、地球化学以及Sr、Nd、Pb同位素特征研究，并与博格达裂谷东段同时期基性火山岩进行对比研究，从而揭示其岩石成因及构造背景，为东天山北部地区的构造岩浆作用研究提供依据。

1 区域地质背景

巴里坤塔格为东西走向的山脉，中部向北突出，北以巴里坤断陷盆地和准噶尔造山系相邻，南为吐哈盆地，东侧在南山口—板房沟延至哈尔里克山脉，西侧在七角井一带尖灭，与博格达山毗邻。研究区位于多个次级构造单元的结合部位(图1a)，其北东为卡拉麦里-哈尔里克火山弧，西部为博格达裂谷，南部为吐哈盆地北缘活动带，构造位置十分特殊。研究区地层主要为下石炭统七角井组(C1q)和上石炭统柳树沟组(C2l)的火山-沉积岩系，下石炭统七角井组分布在巴里坤塔格西北地区靠近博格达东段一带以及口门子东北地区；上石炭统柳树沟组火山-沉积地层在区内占主导地位，从七角井东一直到口门子附近，总体呈东西向展布，向西靠近哈尔里克山一带呈北西西—南东东向展布(图1b)，其火山岩岩石类型包括玄武岩、玄武安山岩、角斑岩、流纹岩、凝灰岩等，沉积岩主要为砾岩、砂岩、粉砂岩等。与上下地层均呈不整合接触，多被华力西期中酸性岩体侵入(赵明等，2002；孙桂华等，2005；2007)。此外，区内广泛发育二叠纪早期的基性岩墙和岩脉，不规则侵位于石炭纪火山-沉积地层以及中酸性侵入体中(图2d)。关于柳树沟组火山岩的成岩年龄，前人已做过研究，较新的测年数据结果显示，博格达东缘色皮口地区柳树沟组流纹岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(314±1.1)Ma(高景刚等，2013)；大石头群火山岩Rb-Sr等时线年龄为(306.7±2.3)Ma(王银喜等，2007)。

Ⅰ.西伯利亚板块;Ⅱ.准噶尔—哈萨克斯坦板块;Ⅲ.塔里木板块;①卡拉麦里-莫钦乌拉断裂;②准噶尔盆地南缘断裂;③吐鲁番-哈密盆地北缘断裂;④吐鲁番-哈密盆地南缘断裂;⑤康古尔塔格—黄山断裂;⑥阿其克库都克—沙泉子断裂; 1.新生界；2.侏罗系；3.二叠系；4.石炭系上统柳树沟组；5.石炭系下统七角井组；6.泥盆系；7.奥陶系；8.花岗岩； 9.花岗闪长岩；10.闪长岩；11.地质界线；12.不整合界线；13.断层；14.路线；15.剖面；16.采样位置图1 (a)新疆巴里坤塔格地区构造位置图(据顾连兴等，2001b，有修改)及(b)地质简图Fig.1 (a)Schematic geological map and (b)tectonic sketch map of Bakuntage in Xinjiang

2 岩石学特征

玄武岩：灰黑色-灰绿色，部分为深褐色，斑状-少斑状结构，块状构造，或见气孔和杏仁构造(图2a、图2b)，气孔大小约1～3mm，局部可达到5mm以上，斑晶体积分数约3%～15%，斑晶主要为斜长石，呈板条状；基质为间粒结构，斜长石不规则排列，其中有粒状辉石和磁铁矿充填。

含葡萄石凝灰质玄武安山岩：斑状结构，块状构造，主要由基质和斑晶组成，斑晶约占总含量的40%，主要由长柱状长石组成，可见聚片双晶，大小0.1～1mm，形态为半自形-自形。斜长石表面可见轻度泥化、绿泥石化。隐晶质含量约占总量的30%左右，镜下可见球粒状葡萄石(图2c)含量约10%，为次生矿物，大小变化较大，多为0.1～0.3mm左右，明显的波状消光。

a.上石炭统柳树沟组玄武岩野外特征；b.玄武岩间粒间隐结构(正交偏光10×10)；c.含葡萄石凝灰质玄武岩镜下葡萄石 (正交偏光10×10)；d.辉长辉绿岩墙(脉)侵入在柳树沟组火山岩中图2 火山岩野外露头及镜下照片Fig.2 Field outcrop of volcanic rocks and the photomicrographs

3 样品分析方法

主量元素主要由长安大学西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室测定，部分数据为陕西核工业二〇三研究所专业实验室测定，采用熔片X-射线荧光光谱(XRF)法，分析精度优于5%；稀土、微量元素在长安大学西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室测定，采用ICP-MS分析，利用国家一级标准物质进行质量监控(GB/T14506-1993)，分析结果采用DZ130-1991进行数据检查；Rb-Sr、Sm-Nd同位素的化学分离采用常规的阳离子树脂(REE和其他元素分离)和HDEHP(Sm，Nd分离)方法，Sr-Nd同位素测试在广州地球化学研究所的Micromass Isoprobe型多接受器电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP MS)上用静态接受模式测定，分别以86Sr/88Sr=0.119 4和146Nd/144Nd=0.721 9为标准，校正87Sr/86Sr和143Nd/144Nd的值；Pb同位素在Neptune Plus MC-ICP-MS上测定，详细的分析程序参见梁细荣等(2003)。

4 分析结果

4.1 主量元素地球化学特征

研究区玄武岩的主量元素分析数据见表1。样品SiO2含量为47.69%～52.49%，主要为玄武岩、玄武安山岩。Al2O3含量为15.13%～19.31%；MgO含量为5.69%～8.09%；P2O5含量为0.14%～0.81%；Na2O、K2O的含量分别为2.29%～4.50%、0.38%～1.52%，Na2O+K2O的含量为2.92%～5.55%，K2O/Na2O值为0.09～0.42。与前人研究的博格达东段伊齐—小红柳峡的玄武岩数据对比显示(王金荣等，2010)，两区玄武岩均富钠贫钾高铝，博格达东段K2O/Na2O为0.05～0.20，MgO含量为8.12%～9.54%，Mg#(Mg#=100MgO2+/[Mg2++∑Fe])为61.7～63.7，接近判别原始岩浆的参考数值65(Wendland RF et al.，1995)，而巴里坤塔格地区玄武岩的Mg#为41.83～62.40，平均为47.97，并且随着SiO2含量的增加，MgO、TFe2O3和CaO含量降低，而K2O、Na2O含量增加，显示分异演化的特征，说明二者在成因上可能存在一定的区别。

表1 巴里坤塔格地区柳树沟组玄武岩主量元素分析结果(%)Tab. 1 The major elements data (%) for the intermediate-basic volcanic rocks of Liushugou group in Balikuntage

注：样品Bhl-18～ WY-8来自笔者自测；样品0019-1～0019-6据王金荣等(2010)，以下稀土、微量元素及同位素数据来源与此相同。

根据全碱-氧化硅图解(图3a)，该区玄武岩主要分布于碱性与亚碱性的分界线附近，以亚碱性系列为主，这与博格达东段玄武岩特征一致。亚碱性系列进一步在SiO2-TFe/MgO图解中投图分类，样品点均落在拉斑玄武岩区(图3b)。TiO2含量较稳定，为0.88%～2.97%，平均值为1.65%，接近典型的大洋玄武岩和弧后盆地玄武岩的平均值(1.5%)(邓晋福等，2009)。

Ir.Irvine分界线，上方为碱性，下方为亚碱性;Pc.苦橄玄武岩；B.玄武岩；O1.玄武安山岩；O2.安山岩；O3.英安岩；R.流纹岩；S1.粗面玄武岩；S2.玄武质粗面安山岩；S3.粗面安山岩；T.粗面岩、粗面英安岩；F.副长石岩；U1.碱玄岩、碧玄岩； U2.响岩质碱玄岩；U3.碱玄质响岩；Ph.响岩图3 (a)SiO2-(Na2O+K2O)(TAS)分类以及(b)SiO2-(TFe2O3/MgO)图解(据Miyashiro A., 1974)Fig.3 (a)SiO2-(Na2O+K2O)(TAS)classification diagram and (b)SiO2-(TFe2O3/MgO) diagram(From Miyashiro A., 1974)

4.2 稀土元素和微量元素地球化学特征

研究区玄武岩的稀土元素含量见表2。引用博格达东段伊齐—小红柳峡的玄武岩数据作对比(王金荣等，2010)。该区玄武岩稀土元素总量为45.28×10-6～215.24×10-6，平均111.76×10-6，变化较大，博格达东段玄武岩稀土总量72.03×10-6～80.35×10-6，平均75.61×10-6，相对较低，但变化较小；巴里坤塔格玄武岩LREE/HREE=3.11～7.32，平均4.48，属轻稀土富集型，博格达东段玄武岩LREE/HREE=3.0～3.10，相比前者轻稀土富集程度低，稀土元素之间不存在明显的分馏过程。由稀土元素球粒陨石标准化的配分曲线(图4a)可知，该区所有地段样品曲线特征相近，显示同源连续演化的特征，普遍富集轻稀土，曲线右倾，类似于洋岛玄武岩(OIB)；而博格达东段玄武岩稀土配分曲线相对平坦，接近富集地幔(E-MORB)；二者均不显示明显的Eu异常(巴里坤塔格δEu=0.84～1.21)，表明岩浆上升过程中斜长石的结晶作用不明显。

将表3中玄武岩样品的微量元素测定结果相对于原始地幔进行标准化后，所得配分曲线(图4b)表明，巴里坤塔格地区玄武岩与博格达东段玄武岩具有不同的配分型式，整体上均富集强不相容元素，不同元素的富集程度不同。巴里坤塔格地区玄武岩相对富集Sr、Ba、Th等大离子亲石元素以及LREE，亏损高场强元素Nb、Ta，显示弧火山岩的特征；博格达东段玄武岩相对富集不相容元素Ba、Zr、Hf，相对亏损Nb、Ta以及Th，显示板内火山岩的特征(王金荣等，2010)。此外，巴里坤塔格玄武岩样品Ni和Cr含量分别为18.22×10-6～43.96×10-6、37.68×10-6～165.41×10-6均低于原始岩浆的参考数值250×10-6和300×10-6(Wendlandt RF et al.，1995)，表明它们是原始岩浆演化后的产物，并且，随着Mg指数的降低，Cr和Ni含量都迅速下降，指示在演化过程中发生了橄榄石和单斜辉石的分离结晶；而博格达东段玄武岩与原始岩浆接近，过程中没有发生明显的分离结晶作用。

图4 (a)稀土元素球粒陨石标准化配分图和(b)微量元素原始地幔标准化配分图Fig.4 (a) Chondrite-normalized REE patterns and (b)Primitive mantle-normalized trace element spider diagram (球粒陨石和原始地幔标准化数据分别来自Boynton, 1984和Sun & McDonough, 1989；图中N-MORB、E-MORB、 OIB的数据来自Sun & McDonough, 1989)

样品号LaCePrNdSmEuGdTbDyHoErTmYbLuYBhl-1838.5986.0110.5243.378.262.628.931.226.731.313.550.493.170.4742.66Bsd0724.4656.987.6633.377.272.128.171.217.121.413.890.563.160.5345.96Bsd1313.229.673.6515.943.771.184.230.623.660.742.060.291.710.2924.48YQsd-022459.87.5636.17.842.358.141.258.141.634.560.654.270.645.4krk-111.5528.734.1218.594.991.665.990.955.781.183.250.463.020.4437.56DY1-611.128.63.6718.94.291.544.880.764.820.922.70.382.460.3726.7WY-85.4813.41.899.892.531.062.810.483.10.671.920.241.580.23180019-18.3621.43.6417.84.871.684.280.925.371.082.920.53.10.4529.30019-28.0520.93.5717.34.791.614.150.895.331.062.820.483.030.4328.80019-38.7522.43.8518.55.051.694.430.985.861.153.120.553.50.5231.80019-48.22213.6117.64.831.684.20.925.361.082.880.53.110.4629.40019-57.8120.23.4316.94.521.544.040.895.211.032.670.472.890.4327.60019-68.0720.83.6417.64.791.684.190.925.411.082.850.493.080.4529

4.3 Sr-Nd-Pb同位素特征

巴里坤塔格一带的玄武岩样品均采自前人划分出的晚石炭世柳树沟组区域，其Sr、Nd和Pb同位素分析数据见表4。采用高景刚等(2013)、王银喜等(2007)测定的博格达邻近巴里坤塔格一带柳树沟组玄武岩同位素年龄约310Ma，得到(87Sr/86Sr)t=0.703 82～0.706 67，(143Nd/144Nd)t=0.512 462～0.512 684，εNd(t)=+4～+8.3，(206Pb/204Pb)t=17.857～18.054，(207Pb/204Pb)t=15.494～15.545，(208Pb/204Pb)t=37.746～37.798。根据87Sr/86Sr初始比值一致性，反映样品来自相同源区。假设现代N-MORB型亏损地幔的εNd(t)平均值(+(10±2))是太古宙(4.0Ga)球粒陨石分异地幔演化的产物，则300Ma前的MORB型亏损地幔的εNd(t)平均值为+(9±2)。研究区柳树沟组玄武岩的εNd(t)=+4～+8.3低于同时期MORB型亏损地幔的下限值，表明其源区为亏损地幔，并且(143Nd/144Nd)t=0.512 462～0.512 684，接近现代地球平均值(0.512 638，Wilson M，1989)，表明岩浆作用过程受大陆地壳物质一定程度的混染；博格达东段(143Nd/144Nd)t为0.512 927～0.512 944，大于现代地壳的平均值，表明无地壳物质混染。在Sr-Nd同位素演化图上(图5a)，显示研究区玄武岩样品全部落在大洋玄武岩形成的地幔阵列的右侧，其(87Sr/86Sr)t、εNd(t)值都在MORB之下，并且偏离地幔演化线，说明源区相比于初始地幔更为亏损。Sr同位素变化明显，而Nd同位素变化不大，Sr-Nd同位素成分形成近水平的变化趋势，说明岩浆可能经历了一定程度的热液蚀变，这与玄武岩含球粒状葡萄石的岩石学特征相一致。在初始Pb同位素相关图上(图5b)，样品点均落于DM范围内以及附近，说明岩浆源主要为亏损地幔。

表3 巴里坤塔格地区柳树沟组玄武岩微量元素分析结果(10-6)Tab. 3 The trace elements data (10-6) for the intermediate-basic volcanic rocks of Liushugou group in Balikuntage

表4 巴里坤塔格地区柳树沟组玄武岩Sr-Nd-Pb同位素分析结果及其相关参数Tab. 4 The Sr-Nd-Pb elements data and their parameters for the intermediate-basic volcanic rocks of Liushugou group in Balikuntage

DM.亏损地幔；EMⅠ和EMⅡ.富集地幔；MORB.洋中脊玄武岩；OIB.洋岛玄武岩；BSE.全硅酸盐地球；NHRL.北半球参照线； PREMA.经常观测到的普通地幔成分图5 (a)玄武岩εSr(t)-εNd(t) 和(b)(206Pb/204Pb)t-(207Pb/204Pb)t 相关图(据Bevins R E et al., 1984)Fig.5 (a)The εSr(t)-εNd(t) and(b) the(206Pb/204Pb)t-(207Pb/204Pb)t diagram of the basalts (From Bevins R E et al., 1984)

5 讨论

5.1 构造环境判别

研究区柳树沟组基性火山岩包括玄武岩、玄武安山岩，个别为粗面玄武岩、响岩质碱玄岩，主量元素具富钠贫钾高铝的特征，随着SiO2含量的增加，MgO、TFe2O3和CaO含量降低，而K2O、Na2O含量增加，显示分异演化的特征，整体上属亚碱性拉斑玄武岩系列。上述主量元素的总体特征反映了该区玄武岩浆分离结晶作用的存在，有别于博格达东段伊齐—小红柳峡玄武岩，后者的分离结晶作用不明显(王金荣等，2010)。

在微量元素特征上，本区玄武岩普遍富集大离子亲石元素、轻稀土元素，亏损高场强元素，显示Nb、Ta、Ti的负异常，这与岛弧环境玄武岩的特征相似。夏林圻等(2007)认为大陆地壳或岩石圈的混染作用也可以给出似消减带信号，容易导致将受到混染的大陆玄武岩误判为岛弧玄武岩，并认为源自地幔的基性熔岩，若无地壳物质混染，则基本就可判定为大陆裂谷环境的产物。巴里坤塔格地区玄武岩具低Sr、低Pb、高Nd的同位素特征，说明其源区为亏损地幔，对其构造演化环境的准确判定，首先应该确定是否有地壳物质的加入。通常，大多数基性熔岩遭受强烈的地壳混染作用会显示La /Nb>1和(Th/Nb)PM≫1的特点，这被认为是表征地壳混染作用的2个重要参数，具有与同位素几乎相似的示踪作用(Kieffer et al.，2004)。研究区玄武岩La/Nb为1.13～3.66，(Th/Nb)PM介于0.39～4.55之间，只有一个样品小于1，表明本区玄武岩存在不同程度壳源物质的加入。Ti、Zr、Y元素较为稳定，受地壳或岩石圈地幔混染的影响有限，可用于识别因受地壳或岩石圈地幔混染作用影响的火山岩形成的大地构造环境(Rollinson，1993；夏林圻等，2007)。因而，在Zr/Y-Zr(图6a)和TiO2-Zr(图6b)构造环境判别图解中，本区玄武岩样品点均落入板内玄武岩区域。此外，一般认为产于板内环境的火山岩TiO2>1%，Zr>70×10-6，Zr/Y>4，Ti/Y>400，而产于汇聚板块边缘的火山岩TiO2<1%，Zr<130×10-6，Zr/Y<3.5，Ti/Y<500。区内玄武岩TiO2=1.14～2.97%(只有一个样品为0.88)，Zr含量为112.95×10-6～528.04×10-6，Zr/Y值为4.46～12.38，Ti/Y值为279.79～417.14。这些特征明显区别于板块汇聚边缘的火山弧玄武岩，而表现出板内玄武岩的特征。

在地质特征上，巴里坤塔格晚石炭世柳树沟组火山岩包括玄武岩、玄武安山岩、角斑岩、流纹岩、凝灰岩等，具有明显的安山岩成分间断，为典型的双峰式火山岩结构。一般认为陆内伸展背景下的火山岩往往具有明显的“双峰式”岩石组合特征，且伴有不同程度的辉长辉绿岩墙、岩脉群产出，其中基性岩以拉斑质和碱性岩为主，酸性岩从正常至碱性都有(Wilson，1989；邓晋福等，2007)。本区火山岩具双峰式岩石组合特征，并发育大量侵入于石炭纪火山-沉积地层以及中酸性侵入体中的辉长辉绿岩岩墙和岩脉群；同时，本区柳树沟组火山岩与沉积岩共生，沉积岩类型有硬砂岩、泥岩、砂砾岩、粉砂岩等，为一套正常沉积的陆源碎屑岩，排除了海相环境的可能性。

图6 (a)Zr-Zr/Y和(b)TiO2-Zr构造环境判别图Fig.6 (a) The Zr-Zr/Y and (b) TiO2-Zr tectonic discrimination diagram

由此，笔者认为巴里坤塔格晚石炭世柳树沟组玄武岩产于大陆裂谷环境，为古博格达石炭纪大陆裂谷的一个重要组成部分，博格达石炭纪裂谷东延的位置应该再向东位于哈尔里克与巴里坤塔格之间的南山口—板房沟一带。

5.2 裂谷演化特征

巴里坤塔格和博格达东段晚石炭世柳树沟组玄武岩在地质特征及岩石化学特征方面，具有一定的可对比性，如火山岩普遍具双峰式特征，主量元素显示富钠贫钾高铝的特征，都属于亚碱性岩石系列；稀土元素均显示轻稀土的富集，Eu异常不明显；微量元素均为强不相容元素富集型；Sr-Nd-Pb同位素特征均显示低Sr、低Pb、高Nd 的亏损地幔源区特征。然而，两区同时期火山岩所显示的差异性也不容忽视，研究区柳树沟组双峰式火山岩基性端元占较大比例，微量元素显示与弧火山岩相似的特征，同位素特征表明源区为亏损地幔，岩浆演化过程中有地壳物质的混染，并发生了橄榄石和辉石的分离结晶作用；而博格达东段双峰式火山岩酸性端元占较大比例，微量元素显示板内玄武岩的特征，同位素特征表明源区为亏损地幔，没有地壳物质的加入，也没有发生分离结晶作用。说明两区同时期玄武岩源自同一源区，但经历了不同的岩浆演化过程，可能是产于裂谷发育的不同阶段所致。

已有研究认为，准噶尔和吐—哈盆地形成于同一个前寒武系基底之上，是博格达裂谷的形成使之裂解为2个地块(顾连兴等，2001b)，因此，巴里坤塔格与博格达地区均为发育在古老结晶基底上的裂谷，但在晚石炭世期间，二者作为裂谷发育的不同区段，具有不同的地壳厚度。如图7所示，晚石炭世期间，巴里坤塔格地区地壳厚度(20～30km)大于博格达东段的地壳厚度(15～20km)，这与巴里坤塔格地区玄武岩普遍显示地壳物质的混染和结晶分异作用的存在，而博格达东段玄武岩则没有地壳物质的加入，无明显结晶分异的特征相一致，因此，晚石炭世期间，博格达—巴里坤塔格裂谷以博格达地区裂开较早，巴里坤塔格地区裂开较晚，具有自西向东的发展演化趋势。

图7 玄武岩Rb-Sr地壳厚度图解(据K.C.Condie，2006)Fig.7 The Rb-Sr crust thickness diagramof the basalts (from K.C.Condie, 2006)

6 结论

(1)巴里坤塔格地区柳树沟组玄武岩属拉斑玄武岩系列，富钠贫钾，富集轻稀土和大离子亲石元素，亏损高场强元素，具Nb、Ta、Ti负异常，Sr-Nd-Pb同位素显示低Sr、低Pb、高Nd的亏损地幔源区特征，并受到了陆壳物质混染。

(2)晚石炭世，巴里坤塔格为大陆裂谷环境，是古博格达大陆裂谷的重要组成部分。晚石炭世期间，博格达—巴里坤塔格裂谷以博格达地区裂开较早，巴里坤塔格地区裂开较晚，具有自西向东的发展演化趋势。

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Genesis and Tectonic Environment of Basalts in Balikuntage，Xinjiang：Implications from Geochemistry and Sr-Nd-Pb Isotopes

QU Cuixia1，YI Pengfei2，YANG Xingke1，LI Xi1

(1. College of Earth Science and Resources, Chang’an University, Xi’an 710054, Shaanxi , China;2. Shaanxi Geological Survey, Xi’an 710065, Shaanxi, China)

The volcanic rocks from the Liushugou formation are widely distributed in Balikuntage area, Xinjiang. Study on the basalt, their petrology, geochemistry and isotope geochemistry indicate that, the basalts in this area belong to tholeiite series and are characterized by LREE, LILE(Sr, K, Rb, Ba, Th) enrichments and HFSE(Nb, Ta, Ti), HREE depletion, low Sr-Nd-Pb isotope(87Sr/86Sr)t=0.70382-0.70667;(206Pb/204Pb)t=17.857-18.054; (207Pb/204Pb)t=15.494-15.545; (208Pb/204Pb)t=37.746-37.798 and high εNd(εNd(t)=+4-+8.3), which show its depleted mantle origin and contamination of crust materials. Through comparing with the basalts of the eastern Bogda in the same period, the results show that Balikuntage has the similar structure attributes with the Bogda area, which is the continental rifting in the late Carboniferous. But they belong to different stages of rifting evolution, thus, their geochemistry exhibits some disparities.

late Carboniferous; basalts; Sr-Nd-Pb isotopes; depleted mantle; continental rifting

2015-04-02；

2015-05-20

中国地质调查局项目“新疆北部晚古生代大规模岩浆作用与成矿耦合关系研究”(1212011121092)

屈翠侠(1986-)，女，博士研究生，构造地质学专业，主要从事构造-岩浆作用及成矿方面的研究。E-mail：329865708@qq.com

P597

A

1009-6248(2015)03-0214-12