新疆哈尔里克山地区晚石炭世火山作用:锆石U-Pb年代学、元素地球化学及Sr-Nd同位素研究

引用本文

王超, 马星华, 陈斌, 鄢雪龙. 2017. 新疆哈尔里克山地区晚石炭世火山作用:锆石U-Pb年代学、元素地球化学及Sr-Nd同位素研究. 岩石学报, 33(2): 440-454 复制到剪切板

WANG C, MA XH, CHEN B and YAN XL. 2017. Late Carboniferous volcanism of the Harlik orogenic belt, Xinjiang: Zircon U-Pb geochronological, geochemical and Sr-Nd isotopic evidence. Acta Petrologica Sinica, 33(2): 440-454(in Chinese with English abstract) 复制到剪切板

新疆哈尔里克山地区晚石炭世火山作用:锆石U-Pb年代学、元素地球化学及Sr-Nd同位素研究

王超^1,2, 马星华^1,3, 陈斌¹, 鄢雪龙¹

1. 北京大学地球与空间科学学院, 造山带与地壳演化教育部重点实验室, 北京 100871;
2. 中国地质调查局油气资源调查中心, 北京 100029;
3. 中国地质科学院矿产资源研究所, 国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室, 北京 100037

2015-11-13 收稿; 2016-11-25 改回.

基金项目: 本文受国家青年科学基金项目（41202033）、国家“305”项目（2011BAB06B04-2）和国家“973”项目（2012CB416603）联合资助

第一作者简介: 王超, 男, 1987年生, 博士生, 岩石学专业, E-mail:wangchaopku@126.com

通讯作者: 马星华, 男, 1983年生, 博士, 副研究员, 岩浆岩石学与矿床学研究方向, E-mail:maxh@pku.edu.cn

摘要: 新疆哈尔里克地区出露大面积的石炭纪火山岩，岩石类型包括玄武岩、安山岩和流纹岩等。然而目前对该套火山岩的形成时间仍缺乏较精确的年代学约束，其成因和构造属性（岛弧/陆内环境）也存在较大分歧。本文选择哈尔里克地区的火山岩剖面进行研究，通过LA-ICP-MS锆石U-Pb定年获得该套火山岩形成于约302Ma，为晚石炭世火山喷发的产物。地球化学数据表明，基性火山岩为拉斑质玄武岩系列，低Ti/Y（343~406）和Ce/Y（1.5~1.7），具有正ε_Nd（t）值（+3.9）和低初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr_（i）值（0.7043），表明玄武岩起源于同位素适度亏损的岩石圈上地幔。相对而言，中酸性火山岩则表现出高场强元素（HFSE；Nb、Ta、Ti等）负异常和大离子亲石元素（LILE；LREE、Sr、Ba等）富集的特征，与典型的弧岩浆岩类似，ε_Nd（t）和⁸⁷Sr/⁸⁶Sr_（i）值分别为+3.3~+6.0和0.7032~0.7046，具有较年轻的Nd模式年龄（t_DM=543~797Ma），指示中酸性岩浆源自年轻岛弧基底的重熔。哈尔里克晚石炭世火山岩的形成标志着大洋向大陆环境的转变，是后碰撞伸展转换背景下软流圈物质上涌诱发岩石圈上地幔和年轻下地壳再次熔融的结果。

关键词: 火山岩板内环境古亚洲洋闭合新疆哈尔里克

Late Carboniferous volcanism of the Harlik orogenic belt, Xinjiang: Zircon U-Pb geochronological, geochemical and Sr-Nd isotopic evidence

WANG Chao^1,2, MA XingHua^1,3, CHEN Bin¹, YAN XueLong¹

1. MOE Key Laboratory of Orogenic Belts and Crustal Evolution, School of Earth and Space Sciences, Peking University, Beijing 100871, China;
2. Oil & Gas Survey, China Geological Survey, Beijing 100029, China;
3. MLR Key Laboratory of Metallogeny and Mineral Assessment, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China

Abstract: Voluminous Carboniferous volcanic rocks outcrop in the Harlik of Xinjiang. The rock types include basalt, andesite and rhyolite. However, accurate chronological data of these rocks are lacking, and the petrogenesis and tectonic implications are debated. LA-ICP-MS zircon U-Pb dating results indicate volcanic rocks formed at 302Ma (Late Carboniferous). Basalts are tholeiite series. The low Ti/Y (343~406) and Ce/Y (1.5~1.7), high ε_Nd(t) (+3.9) and low ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr_(i) (0.7043) values, indicate basalts originated from a depleted lithospheric mantle. Intermediate-acid volcanic rocks, which are depleted in HFSE (e.g., Nb, Ta and Ti), and enriched in LILE (e.g., LREE, Sr and Ba), show an island arc affinity. High ε_Nd(t) (+3.3~+6.0), low ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr_(i) (0.7032~0.7046) values and young model ages (t_DM=543~797Ma) suggest that intermediate-acid volcanic rocks originated from a young source which is composed of island arc materials formed in the processes of subduction and coalition of Paleo-Asian Oceanic. The formation of Late Carboniferous volcanic rocks in the Harlik indicates the transformation from oceanic environment to continental environment. In the post-orogenic setting, asthenosphere upwelling and lithosphere readjustment induced the re-melting of upper mantle and young crust, which resulted in the formation of Late Carboniferous volcanic rocks in the Harlik area.

Key words: Volcanic rocks Within-plate setting Paleo-Asian ocean closure Harlik, Xinjiang

1 引言

位于西伯利亚板块与塔里木、华北板块之间的中亚造山带是记录古亚洲洋消减、闭合的大规模增生型造山带 (图 1a)(Şengör, 1993; Jahn et al., 2000; Windley et al., 2007)。近年来，人们从不同角度对中亚造山带进行研究，试图揭示带内多种构造单元 (岛弧、陆缘弧、俯冲增生杂岩和夹持其中的微陆块等) 的形成及相互作用过程 (Dobretsov et al., 1995; Chen et al., 2000; 秦克章, 2000; Xiao et al., 2004; Badarch et al., 2002)。位于新疆东部的哈尔里克构造带是一个形成于古生代的造山带 (李锦轶, 2012; 孙桂华等, 2007a)，其保存了古亚洲洋板片俯冲、弧-陆碰撞及造山后伸展等丰富地质过程的信息，近年来受到学者们的广泛关注。已有的岩浆岩和地层学方面的研究表明，哈尔里克地区有记录的岛弧俯冲作用最早开始于奥陶纪 (曹福根等, 2006; 孙桂华等, 2007b; 马星华等, 2015)。然而，对于哈尔里克晚古生代的构造背景属性仍有较大分歧，目前存在两种主要的观点：一种认为哈尔里克岛弧俯冲作用一直持续到晚石炭世 (楼法生和唐春花, 1995; 马瑞士等, 1997; Xiao et al., 2004; Chen et al., 2011)；而另一种观点则认为包括哈尔里克在内的整个北疆地区在晚石炭世时已进入造山后的陆内伸展环境 (顾连兴等, 2000; Chen and Arakawa, 2005; 孙桂华等, 2007a, 2012)。此外，对于带内同期的玄武岩和流纹岩，也存在是同源还是不同源岩浆之争 (夏林圻等, 2002; 王银喜等, 2006; 王金荣等, 2010)。

图 1 中亚造山带及邻区地质简图 (a, 据Jahn et al., 2000修编) 和哈尔里克构造带及邻区地质简图 (b, 据Xiao et al., 2004修编) Fig. 1 Geological sketch map of the Central Asian Orogenic Belt and adjacent region (a, modified after Jahn et al., 2000) and structural geological map of the Harlik belt and adjacent region (b, modified after Xiao et al., 2004)

鉴于此，本文选择哈尔里克构造带内的一条石炭纪火山岩剖面 (新疆哈密至巴里坤县S303公路剖面)，开展了系统的岩石学、锆石U-Pb年代学、地球化学和Sr-Nd同位素方面的研究，试图阐明石炭纪火山岩的成因及其构造背景，为理解哈尔里克构造带的地质演化过程提供科学依据。

2 地质背景

哈尔里克造山带位于新疆东部，在大地构造位置上属于天山山脉东段，地理坐标大致包括42°30′~43°20′N、93°00′~96°15′E的地区，呈NWW-SEE走向。其西接博格达山脉，东临甘肃北山，北侧为西伯利亚南缘显生宙陆缘增生造山带，南侧为吐哈盆地、大南湖等复合岛弧带和塔里木古陆 (图 1)。

哈尔里克山地区出露的地层主要以古生界为主 (图 2)，包括中-上奥陶统、下泥盆统、石炭系、下二叠统，局部出现中新生代地层。奥陶系地层主要是一套海相乌列盖组 (O_2-3w) 岩屑砂岩、变泥质粉砂岩、大理岩，以及大柳沟组 (O_2-3d) 岩屑砂岩、凝灰岩和火山熔岩夹少量凝灰质砂岩。泥盆系主要是大南湖组 (D₁d) 块状安山质凝灰角砾岩、安山玢岩和泥质粉砂岩、钙质砂岩和杏仁状玄武岩等。石炭系地层由下石炭统雅满苏组 (C₁y) 火山碎屑岩、凝灰质角砾岩和上石炭统居里得能组 (C₂j) 火山碎屑岩、泥质炭质粉砂岩夹砾岩和凝灰岩组成，与下覆泥盆系地层不整合接触。下二叠统地层为库菜组 (P₁k) 砾岩、砂岩、粉砂岩夹少量火山熔岩和火山碎屑岩。侏罗系地层主要由泥岩、砂岩和砾岩构成，与下覆二叠系地层呈角度不整合接触。新生代地层主要为泥岩和砂岩，不整合于侏罗系地层之上 (马星华等, 2015)。

图 2 哈尔里克构造带地质图 (据孙桂华等, 2012修编) Fig. 2 Geological map of the Harlik belt (modified after Sun et al., 2012)

区内的断层主要沿NWW-SEE向分布，例如踏勒弧形断裂、口门子韧性剪切带和小铺南韧性剪切带等，与区域上的深大断裂走向一致 (图 1)。由于剥蚀深度较大，区内出露有大面积的侵入岩 (图 2)，形成时代以古生代为主，岩石类型主要包括黑云母花岗岩、花岗闪长岩、闪长岩和辉长岩，侵位于区内火山-沉积地层中 (曹福根等, 2006; 郭华春等, 2006)。除深成岩基外，区内还发育大量的辉绿岩墙和闪长玢岩岩脉，形成时代以二叠纪为主 (孙桂华等, 2007a)。火山岩在哈尔里克地区出露较为广泛，以石炭系为主，无明显变质和变形特征，玄武岩和流纹岩常常互层出现，构成双峰式火山岩组合，而安山岩的发育相对较少。此外，在区内也可见奥陶纪和泥盆纪浅变质火山岩夹沉积碎屑岩，与上覆石炭纪火山岩呈不整合关系。本文选择的石炭系火山岩剖面位置见图 2，为哈密至巴里坤303公路的一段，采集的二十余件样品主要来自沿路新开出的露头，岩性包括玄武岩、安山岩和流纹岩等 (图 3)。

图 3 哈尔里克构造带晚古生代火山岩剖面图 Fig. 3 Profiles of Late Carboniferous volcanic rock of the Harlik

3 岩石学特征

样品中基性火山岩主要是玄武岩 (图 4a, b)，占全部火山岩的25%左右。样品呈灰色至紫红色，呈斑状结构，块状构造，少数为气孔构造。斑晶约占30%~35%，粒径多0.1~2.0mm，主要为斜长石和辉石，自形至半自形。基质粒度多小于0.1mm，由长条状斜长石、微粒石英及辉石、角闪石组成。副矿物有磷灰石、铁钛氧化物等。

图 4 哈尔里克晚石炭世火山岩显微照片 (a、b) 玄武岩；(c) 安山岩；(d) 流纹岩. Pl-斜长石；Cpx-单斜辉石；Qtz-石英 Fig. 4 Petrographic microphotographs of Late Carboniferous volcanic rocks of the Harlik area (a, b) basalt; (c) andesite; (d) rhyolite. Pl-plagioclase; Cpx-clinopyroxene; Qtz-quartz

中性火山岩主要是安山岩、玄武粗安岩和粗安岩。浅紫色至灰绿色，斑状结构 (图 4c)，块状构造。斑晶约占岩石总量20%~30%，主要为斜长石，约占斑晶的70%，多为半自形。角闪石和辉石约占斑晶的30%，自形-半自形。基质主要为细粒斜长石和辉石。副矿物包括磷灰石、锆石、榍石和磁铁矿等。在剖面中，安山岩约占火山岩总量30%。

酸性火山岩包括英安岩和流纹岩，约占火山岩总量的45%。英安岩呈灰色或灰白色，斑状结构，块状构造，斑晶主要为斜长石，自形-半自形，约占斑晶的60%，另有石英 (20%) 和角闪石。基质主要为微晶斜长石。流纹岩为灰白色，斑状结构，流纹构造。斑晶主要为石英，斜长石，占岩石总量的15%~20%，粒径0.2~1mm。其中，斜长石占斑晶总量30%~40%，半自形至他形，石英占40%~50%，一般为半自形。基质以隐晶长英质矿物为主，流动构造明显 (图 4d)。副矿物有磷灰石、锆石和磁铁矿等。

4 样品分析方法

从中酸性火山岩中挑选出锆石进行U-Pb同位素定年 (样品HK-9)。先通过重力和磁选方法将锆石从岩石中分离出来，与标准锆石 (QH) 一起制备成环氧树脂靶。然后经过抛光、清洗处理后，进行透射光、反射光和阴极发光 (CL) 扫描电子显微镜照相 (图 5)。锆石U-Pb年龄测定在中国地质地质科学院矿产资源研究所LA-ICP-MS实验室完成。实验获得的同位素比值采用Glitter程序处理，普通铅校正采用Andersen (2002)方法，数据处理、年龄谐和曲线及加权平均值计算采用Ludwig (2003) Isoplot (3.0) 软件。

图 5 哈尔里克晚石炭世火山岩锆石阴极发光 (CL) 图像 Fig. 5 Cathodoluminescence (CL) images of zircons from Late Carboniferous volcanic rock of the Harlik area

经过显微镜下鉴定，选择了21件比较新鲜的火山岩样品进行主、微量元素地球化学分析。主量元素在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室采用XRF方法完成。分析仪器为ARL ADVANT’ XP+，加速电压为50kV，加速电流为50mA，束斑为2.9mm，分析误差在3%以内。微量和稀土元素分析在国家地质实验中心采用ICP-MS方法完成，对于含量小于10×10^-6的元素分析误差为10%，对含量大于10×10^-6的元素分析精度优于5%。

对12件样品进行了全岩Sr-Nd同位素分析。Sr-Nd同位素前处理在北京大学造山带与地壳演化重点实验室超净分离实验室完成。称取约20mg样品粉末，置于Teflon溶样器中，用HNO₃和HF混合酸在电热板上溶样一周。轻稀土的分离使用传统阳离子交换柱，Nd的进一步纯化使用HDEHP涂层Kef交换柱，用不同浓度的稀盐酸来控制和淋洗。样品测试在天津地质矿产研究所Triton质谱仪上完成，详细实验处理流程和分析方法参考Chen et al. (2000)。

5 年代学及地球化学特征 5.1 锆石U-Pb年龄

从阴极发光 (CL) 图像可以看出 (图 5)，所选样品 (HK-9) 锆石晶形较完整，一般呈长柱状。锆石中Th和U的含量较高，分别为124×10^-6~1947×10^-6和366×10^-6~3325×10^-6，这使得锆石阴极发光偏暗，因为高U (Th) 会造成锆石在形成之后遭受强烈的放射性损坏，导致发生晶格破坏、蜕晶作用，透明程度变差 (Chakoumakos et al., 1987; Ewing, 1994)。计算可知Th/U值主要介于0.2~1.2，表明这些锆石为岩浆成因。锆石U-Pb同位素测试结果列于表 1中，普通Pb根据所测²⁰⁴Pb校正，²⁰⁶Pb/²³⁸U-²⁰⁷Pb/²³⁵U谐和年龄图示于图 6。

表 1 新疆哈尔里克地区晚石炭世火山岩LA-ICP-MS锆石U-Pb定年数据 Table 1 LA-ICP-MS U-Pb data of zircons from Late Carboniferous volcanic rock of the Harlik area

测点号	Th (×10^-6)	U (×10^-6)	Th/U	²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb	1σ (%)	²⁰⁷Pb/²³⁵U	1σ (%)	²⁰⁶Pb/²³⁸U	1σ (%)	²⁰⁶Pb/²³⁸U (Ma)	1σ
HK-9.1	668	995	0.7	0.05335	0.1	0.35746	0.8	0.04875	0.1	306.8	4.8
HK-9.2	138	366	0.4	0.05322	0.3	0.33817	1.7	0.04649	0.1	293.0	5.9
HK-9.3	768	946	0.8	0.05422	0.2	0.3628	1.5	0.04809	0.1	302.8	6.3
HK-9.4	1023	1160	0.9	0.05393	0.1	0.35834	0.9	0.04804	0.1	302.5	3.5
HK-9.5	733	807	0.9	0.0522	0.2	0.34528	1.3	0.04759	0.1	299.7	3.6
HK-9.6	1263	1665	0.8	0.05452	0.1	0.36253	0.8	0.04795	0.1	301.9	3.1
HK-9.7	198	468	0.4	0.05376	0.3	0.35459	1.8	0.0475	0.1	299.1	3.9
HK-9.8	526	576	0.9	0.05387	0.3	0.35728	2.2	0.04819	0.1	303.4	6.8
HK-9.9	1947	1834	1.1	0.05465	0.2	0.3647	0.9	0.04825	0.1	303.8	3.7
HK-9.10	150	429	0.3	0.05224	0.4	0.34861	2.7	0.04855	0.1	305.6	8.0
HK-9.11	124	386	0.3	0.05536	0.5	0.36878	3.3	0.04868	0.2	306.4	11.0
HK-9.12	1025	1633	0.6	0.05285	0.3	0.34252	1.8	0.04667	0.1	294.1	7.4
HK-9.13	1122	1522	0.7	0.05153	0.3	0.33565	1.5	0.04707	0.1	296.5	6.1
HK-9.14	451	719	0.6	0.05475	0.2	0.36383	1.4	0.04796	0.1	302.0	5.6
HK-9.15	637	697	0.9	0.05353	0.2	0.35554	1.1	0.04781	0.1	301.0	3.7
HK-9.16	542	3325	0.2	0.05261	0.1	0.35181	0.8	0.04853	0.1	305.5	4.7
HK-9.17	733	929	0.8	0.05147	0.1	0.34378	1.0	0.04843	0.1	304.9	6.4
HK-9.18	1592	1644	1.0	0.053	0.1	0.35541	1.0	0.04873	0.1	306.7	4.8
HK-9.19	1753	2077	0.8	0.05334	0.1	0.35351	1.1	0.04808	0.1	302.8	6.4
HK-9.20	946	1668	0.6	0.05349	0.2	0.35815	1.6	0.04851	0.2	305.4	9.6
HK-9.21	1337	1643	0.8	0.05245	0.1	0.3452	0.8	0.04789	0.1	301.5	3.8
HK-9.22	1872	1886	1.0	0.05402	0.1	0.36307	0.9	0.04863	0.1	306.1	3.7
HK-9.23	1919	2273	0.8	0.05497	0.2	0.37033	1.1	0.04887	0.1	307.6	4.9
HK-9.24	1379	1602	0.9	0.05211	0.1	0.34633	0.9	0.04815	0.1	303.2	3.8
HK-9.25	1424	1385	1.0	0.05758	0.2	0.37863	1.5	0.04759	0.1	299.7	3.5
HK-9.26	1466	1492	1.0	0.05376	0.1	0.35266	0.9	0.04733	0.1	298.1	4.4
HK-9.27	1659	1640	1.0	0.05599	0.1	0.3742	1.0	0.04827	0.1	303.9	5.3
HK-9.28	1736	1992	0.9	0.05867	0.4	0.3833	2.1	0.04718	0.1	297.2	6.5
HK-9.29	757	995	0.8	0.05498	0.2	0.35625	1.1	0.04674	0.1	294.5	4.9
HK-9.30	1837	1544	1.2	0.055	0.1	0.36624	1.0	0.04815	0.1	303.2	5.6
HK-9.31	1055	2535	0.4	0.05684	0.1	0.37842	1.0	0.04796	0.1	302.0	4.9
注：普通铅已用²⁰⁴Pb校正

表 1 新疆哈尔里克地区晚石炭世火山岩LA-ICP-MS锆石U-Pb定年数据 Table 1 LA-ICP-MS U-Pb data of zircons from Late Carboniferous volcanic rock of the Harlik area

图 6 哈尔里克晚石炭世火山岩锆石U-Pb年龄谐和图 Fig. 6 U-Pb concordia diagrams of zircons from Late Carboniferous volcanic rock of the Harlik area

LA-ICP-MS锆石U-Pb测试结果显示，31个分析点都集中分布在谐和曲线附近 (图 6)，给出的²⁰⁶Pb/²³⁸U谐和年龄为302.7±0.9Ma (MSWD=0.9)。²⁰⁶Pb/²³⁸U表面年龄介于293.0Ma和307.6Ma之间，计算所有分析点的加权平均年龄为302.4±1.6Ma (MSWD=0.8)。因此，302Ma代表该火山岩的形成年龄，表明该套火山岩主要喷发于晚石炭世。

5.2 主、微量元素特征

哈尔里克晚石炭世火山岩的主、微量元素分析结果见表 2。火山岩TAS图解显示火山岩的岩性与野外实际调查结果一致 (图 7)，包括玄武岩、安山岩、英安岩和流纹岩等。在全碱-SO₂图解中，绝大部分火山岩样品落入亚碱性系列范围内 (图 7)。

表 2 新疆哈尔里克地区晚石炭世火山岩主量 (wt%)、微量 (×10^-6) 分析结果 Table 2 Major (wt%) and trace (×10^-6) elements data of the Late Carboniferous volcanic rock of the Harlik area

样品号	HK-1	HK-2	HK-3	HK-4	HK-5	HK-6	HK-7	HK-8	HK-9	HK-10	HK-11	HK-12	HK-13	HK-14	HK-15	HK-16	HK-17	HK-18	HK-19	HK-20	HK-21
岩性	玄武岩		安山岩							流纹岩
SiO₂	48.6	51.5	55.1	62.7	61.9	56.8	57	59.1	63.6	75.7	75.7	74.7	74.9	70.6	77.4	78.7	78.4	73.6	68.9	69.2	73.9
TiO₂	2	2.2	2.5	0.8	0.9	1.5	1.4	1.3	1.4	0.2	0.2	0.2	0.2	0.6	0.1	0.1	0.2	0.2	0.6	0.4	0.2
Al₂O₃	17.8	15.6	18.2	14.2	18.2	18.7	18	17.5	15.2	11.2	11.2	11.6	11.5	15.6	11.8	12	10.6	15.9	16.3	16.1	10.6
Fe₂O₃^T	11.5	11.7	11	5.4	5.7	7.5	9.9	6.5	6.8	3.3	3.5	3.5	3.4	3.5	2.4	1.2	2.9	1.4	2.5	2.7	3.3
MgO	7.08	5.81	2	1.18	1.85	3.83	3.88	3.33	1.93	0.02	0.03	0.03	0.02	1.03	0.03	0.18	0.05	1.14	1.01	1.32	0.11
MnO	0.2	0.2	0.1	0.3	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0.1	0	0	0.1	0.1	0	0	0.1	0.1
CaO	9.9	9.3	3.5	8.5	4.7	5.5	2.8	6.7	3.2	0.5	0.6	0.5	0.7	1.3	0.6	1.2	0.2	1.2	4.5	3.6	2.5
Na₂O	2.3	2.3	4.7	4.4	5.2	4.2	4.4	3.4	5	4.2	4.1	4.4	4.4	3.8	4.6	4	2.8	3.9	4.9	6.2	5.8
K₂O	0.2	0.6	2.2	2.3	1.3	1.7	2.4	1.7	2.3	4.7	4.6	4.9	4.8	3.4	3	2.5	4.9	2.6	1.1	0.3	3.3
P₂O₅	0.52	0.81	0.67	0.27	0.21	0.24	0.2	0.27	0.43	0	0.01	0.01	0.01	0.06	0.01	0.02	-0.01	0.04	0.13	0.11	0.03
LOI	1.1	1.2	1.1	0.8	1.4	0.7	1	0.9	0.6	1.2	1.5	1	1.1	1.1	0.8	1.2	0.8	1	0.4	0.9	1.3
Total	100.1	100.2	99.7	100.1	100.1	99.9	100.1	100.2	100.1	99.8	100.1	100.2	99.9	99.7	100.1	100.1	99.9	100.1	100.1	100.1	99.8
Na₂O+K₂O	12.2	11.6	8.23	12.87	9.88	9.72	7.17	10.09	8.26	4.71	4.68	9.4	9.1	7.3	7.6	6.6	7.7	6.5	6	6.5	9.2
Na₂O/K₂O	10.9	3.8	2.2	1.9	4	2.4	1.8	2	2.2	0.9	0.9	0.9	0.9	1.1	1.5	1.6	0.6	1.5	4.4	19.7	1.7
Sc	22.7	23.4	25.7	11.7	10.5	18.4	18	13.8	12.7	1.3	1.3	1.3	1.3	12.9	1.8	6.3	2.1	3.1	9.2	6.2	2.8
Ti	11096	13088	14708	4416	4850	8112	7778	6994	8146	1297	1272	1277	1295	3237	770	558	1081	1134	3582	2552	1273
V	210.8	216.4	145.7	52.2	95.9	121.6	127.7	83.9	97.2	1	1.4	1.1	0.9	36.8	4.1	4.9	0.8	13	66.1	56.8	1.8
Cr	133.2	96.3	110.9	14.2	55.1	26.8	26.5	34.8	4.3	2.7	3.7	1.2	5	11.8	5.8	8.5	1.9	44.8	41.8	31.5	1.3
Mn	1085	1211	792	1724	441	649	614	701	684	502	583	503	493	215	132	354	600	258	222	334	526
Co	35.7	30.9	24.8	7.6	12.5	17.6	22.2	15.2	12.4	0	0.1	0	0.1	3.8	0.1	0.4	0.1	0.6	5.5	6.9	0.4
Ni	90	59.8	55.6	8.4	39	10.9	12.4	14.8	4.7	1.1	4.4	0.4	2.5	6	3.8	4.2	0.8	32.6	18.4	25	1
Cu	32.9	27.2	24.1	7.5	21.6	17.9	17.1	14.7	12.2	1.2	1.3	1.3	1.1	8.5	1.1	2.4	2.7	3	27.8	59.8	10.7
Zn	82.5	113.7	82.6	73.1	59.5	70.6	75.1	79.9	95.7	101.8	112	109.4	101.1	60.1	85.6	37.4	77.2	62.1	31.5	46.5	59.1
Ga	16.9	18.3	18.1	12.8	14.7	18.2	15.5	16.9	17.3	24.1	24	24	24.6	18.1	19.8	13.4	24.2	17.2	12.4	11.2	16.1
Rb	3.3	10.7	84.7	54	41.4	62.2	73.2	27.6	51.9	166.1	175.6	176.3	173.8	115.5	128.3	104.9	127.6	87.5	29.3	7.3	70.8
Sr	475.4	625	297.2	276.2	695.6	391.2	385	463.6	251.6	4.2	7.7	5.7	6.4	170.2	40.7	80.4	40.7	386.8	752.6	841.6	122.6
Y	27.3	38.2	34.9	29.8	18.1	23.6	25.1	25.2	33.6	86.9	94.9	88.7	90.8	38.3	107	30.5	75.6	33	9.4	8.1	24.3
Zr	181	291	193	156	175	186	187	229	303	717	754	774	786	284	864	108	630	212	140	112	419
Nb	11.1	15.4	11.5	8.4	10.3	8.5	8	8.8	12.7	27.9	32.2	32.8	23.9	12.3	41	10.4	29.2	16.4	6.1	4.8	19.1
Cs	0.7	1.4	5.2	4.5	4.1	1.7	2.9	0.6	1.6	1.2	1.8	1.6	1.3	7	0.9	2.4	1.2	3.8	1.9	0.4	0.6
Ba	61.7	141.8	147.6	250.4	180.3	121.7	322.6	245	464.6	10.9	23.4	13.2	37	289.1	24.6	165.9	47.8	256.6	125.9	49.3	264.4
La	16.6	27.1	18.1	20.8	20.1	17.5	14.8	18.5	25.5	65.9	76.2	68.6	72.4	22.2	42.4	19.3	56.7	38.7	15.3	15.9	35.4
Ce	41.7	66	45.9	45.6	41.7	39	34.9	40.9	56.4	137.9	169.8	147.2	154.8	49.6	108.7	42.9	118.3	81.8	29.2	27.9	82.8
Pr	5.7	9.1	6.9	5.9	5	5	4.4	5.2	7.2	17.6	20.5	18.3	19.2	6.2	13.6	5.5	15.9	9.4	3.6	3.1	9.6
Nd	25.7	40.5	32	25.1	19.9	21.4	19	21.9	30.7	69.2	80.5	71.6	75.3	24.6	56	21.6	56.7	34.2	13.7	11.9	37.2
Sm	5.9	9	7.9	5.8	4	4.8	4.6	4.9	6.9	15	17.4	15.4	16.1	5.3	14.6	5.2	12	6.8	2.7	2.3	7.6
Eu	2	2.7	2.5	1.7	1	1.4	1.3	1.4	2	1.1	1.2	1.1	1.2	1.2	0.5	0.5	0.5	1.5	0.8	0.6	1.4
Gd	6	8.8	8	5.8	3.8	5	4.9	5	7	15	17.1	15.2	15.7	5.4	15.1	5	11.3	6.1	2.4	2	6.7
Tb	0.9	1.3	1.2	0.9	0.6	0.8	0.8	0.8	1.1	2.5	2.8	2.5	2.6	1	2.7	0.8	2	1	0.3	0.3	1
Dy	5.4	7.5	7.2	5.3	3.4	4.6	4.6	4.8	6.5	15.3	17.1	15.8	16	6.8	17.7	5.3	11.4	5.9	1.9	1.5	5.5
Ho	1.1	1.5	1.4	1.1	0.7	0.9	0.9	1	1.3	3.2	3.5	3.3	3.3	1.5	3.8	1.1	2.6	1.2	0.4	0.3	1
Er	2.9	4.1	3.9	3.1	2	2.6	2.7	2.8	3.7	9.3	10.1	9.7	9.8	4.5	11.5	3.3	7.1	3.5	1	0.8	2.9
Tm	0.4	0.6	0.5	0.4	0.3	0.4	0.4	0.4	0.5	1.4	1.5	1.5	1.5	0.7	1.7	0.5	1.2	0.5	0.1	0.1	0.4
Yb	2.6	3.6	3.4	2.9	2	2.4	2.4	2.6	3.4	9.2	9.8	9.6	9.7	4.8	11.6	3.5	6.9	3.5	0.9	0.7	2.9
Lu	0.4	0.5	0.5	0.4	0.3	0.4	0.4	0.4	0.5	1.4	1.5	1.4	1.5	0.7	1.7	0.5	1	0.5	0.1	0.1	0.4
Hf	4	6.4	4.7	3.5	4.2	4.5	4.4	5.3	6.9	16.4	17.6	17.9	18.1	6.4	20.3	3.3	14.7	5.4	3.4	2.5	9.7
Ta	1.2	0.9	0.6	0.6	0.7	0.7	0.6	0.6	0.9	1.8	1.9	2	1.7	0.8	2.7	1	2	1.1	0.4	0.4	1.4
Pb	4.8	9.3	6.5	13.9	27.6	7.7	4.9	8.7	12.2	15.8	25	33.5	8.1	12.8	25.1	18.5	17	19.7	14.9	18.9	10.5
Th	1.6	1.6	2.9	5.3	7.1	4.1	4	4.9	5.7	20.5	23.6	23.4	24	10.1	26.2	14.1	15.2	17.6	6.3	5.3	10.2
U	0.6	0.6	0.9	1.7	2.1	1.4	1.4	1.5	2.2	4	5.1	4.4	4.5	2.9	10.8	3.6	4.5	2.7	2.1	1.8	1.4

图 7 哈尔里克晚石炭世火山岩TAS图解文献数据顾连兴等, 2000; Xia et al., 2008; 王金荣等, 2010.图 8、图 12图例同此图 Fig. 7 TAS diagram for Late Carboniferous volcanic rocks of the Harlik area Data of references from Gu et al., 2000; Xia et al., 2008; Wang et al., 2010. Symbols in Fig. 8 and Fig. 12 are same as those in Fig. 7

基性火山岩SiO₂含量在48.6%~51.5%之间，MgO为5.8%~7.1%，Fe₂O₃^T为11.5%~11.7%，CaO为9.3%~9.9%，全碱Na₂O+K₂O=2.5~2.9，Na₂O > K₂O (Na₂O/K₂O=3.8~10.9)，TiO₂含量较高，介于2.0%~2.2%之间 (图 8)。AFM和 (FeO^T/MgO)-SiO₂图解显示基性火山岩主要属于拉斑质玄武岩系列。Mg^#值介于53.7~58.8之间，指示玄武岩是经历了一定程度分异演化的岩浆 (原始岩浆Mg^# > 65)。基性火山岩具有轻稀土 (LREE) 富集特征 (图 9a)，同时略富集U和Pb等LILE，但在原始地幔标准化的微量元素分布图中，不显示Nb和Ta的亏损 (图 9b)。此外，稀土配分图中也不存在明显的Eu异常 (图 9a)，表明斜长石的结晶分离作用微弱。

图 8 哈尔里克晚石炭世火山岩Harker图解 Fig. 8 Harker diagrams for Late Carboniferous volcanic rocks of the Harlik area

图 9 哈尔里克晚石炭世火山岩稀土和微量元素图解 Fig. 9 Chondrite-normalized rare earth elements patterns and primitive mantle-normalized trace elements diagrams for Late Carboniferous volcanic rocks of the Harlik area

区内安山岩SiO₂含量在55.1%~63.6%之间，MgO为1.2%~3.9%，Fe₂O₃^T为5.4%~11.0%，CaO为2.8%~8.5%，全碱Na₂O+K₂O=5.2~7.3，Na₂O > K₂O (Na₂O/K₂O=1.8~4.0)，TiO₂介于0.8%~2.5%之间。安山岩显示轻稀土富集的右倾式稀土配分模式，具有弱的负Eu异常 (δEu=0.76~0.97)(图 9c)，富集Rb、K、Th和Pb等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、P、Ti等高场强元素 (图 9d)。

酸性火山岩主要是英安岩和流纹岩，SiO₂含量在68.9%~78.7%之间，MgO为0.02%~1.32%，Fe₂O₃^T为1.2%~3.6%，CaO为0.2%~4.6%，全碱Na₂O+K₂O=6.0~9.4，TiO₂介于0.1%~0.6%之间。流纹岩显示出与安山岩类似的微量元素特征，例如轻稀土相对于重稀土较富集，但具有弱到强的负Eu异常 (δEu=0.11~0.97)(图 9e)，富集Rb、K、Th和Pb等大离子亲石元素，亏损Ba、Sr、Nb、Ta、P和Ti等元素 (图 9d)。

5.3 Sr-Nd同位素组成

对哈尔里克晚石炭世火山岩的Sr-Nd同位素分析可知，ε_Nd(t) 和初始Sr值变化不大 (表 3)，具有高放射性Nd (ε_Nd(t) 值都大于0) 和低⁸⁷Sr/⁸⁶Sr_(i)特征 (图 10)。其中，玄武岩ε_Nd(t) 和⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (i) 值分别为+3.9和0.7043；中酸性火山岩为+3.3~+6.0和0.7032~0.7046。根据Nd同位素获得的模式年龄 (t_DM) 为543~797Ma。在ε_Nd(t)-⁸⁷Sr/⁸⁶Sr_(i)图上，所有样品基本落在地幔演化序列范围附近，与MORB类似 (图 10)，指示岩浆起源于同位素组成适度亏损的源区。

表 3 新疆哈尔里克地区晚石炭世火山岩Sr-Nd同位素分析结果 Table 3 Sr-Nd isotopic compositions of Late Carboniferous volcanic rocks of the Harlik area

样品号	Rb (×10^-6)	Sr (×10^-6)	⁸⁷Rb	⁸⁷Sr	±2σ	I_sr	Sm (×10^-6)	Nd (×10^-6)	¹⁴⁷Sm	¹⁴³Nd	±2σ	ε_{Nd (0)}	f_Sm/Nd	ε_Nd(t)	t_DM1 (Ma)	t_DM2 (Ma)
样品号	Rb (×10^-6)	Sr (×10^-6)	⁸⁶Sr	⁸⁶Sr	±2σ	I_sr	Sm (×10^-6)	Nd (×10^-6)	¹⁴⁴Nd	¹⁴⁴Nd	±2σ	ε_{Nd (0)}	f_Sm/Nd	ε_Nd(t)	t_DM1 (Ma)	t_DM2 (Ma)
基性岩
HK-2	10.73	625.0	0.05	0.70454	0.000007	0.70433	8.98	40.52	0.1406	0.5127251	0.000002	1.7	-0.29	3.9	887	748
中性岩
HK-3	84.70	297.2	0.80	0.70718	0.000010	0.70372	7.86	31.96	0.1560	0.5127621	0.000004	2.4	-0.21	4.0	1025	737
HK-6	62.22	391.2	0.45	0.70585	0.000005	0.70392	4.84	21.40	0.1434	0.5127897	0.000004	3.0	-0.27	5.0	782	654
HK-7	73.22	385.0	0.54	0.70623	0.000008	0.70392	4.58	19.00	0.1530	0.5128294	0.000003	3.7	-0.22	5.4	805	621
HK-8	27.64	463.6	0.17	0.70457	0.000007	0.70385	4.92	21.90	0.1424	0.5128398	0.000006	3.9	-0.28	6.0	664	572
HK-9	51.86	251.6	0.58	0.70652	0.000007	0.70402	6.89	30.70	0.1423	0.5127101	0.000003	1.4	-0.28	3.5	940	778
酸性岩
HK-10	166.1	4.16	112.8				14.97	69.24	0.1371	0.5127586	0.000003	2.4	-0.30	4.7	780	684
HK-11	175.6	7.71	64.32				17.36	80.46	0.1369	0.5127236	0.000004	1.7	-0.30	4.0	847	739
HK-14	115.5	170.2	1.92	0.71280	0.000009	0.70457	5.27	24.57	0.1362	0.5126858	0.000005	0.9	-0.31	3.3	913	797
HK-15	128.3	40.70	8.90	0.74289	0.000009	0.70463	14.56	56.03	0.1649	0.5128075	0.000006	3.3	-0.16	4.5	1069	693
HK-17	127.6	40.70	8.86	0.74123	0.000016	0.70316	12.03	56.72	0.1345	0.5127555	0.000007	2.3	-0.32	4.7	760	681
HK-21	70.84	122.6	1.63				7.59	37.20	0.1294	0.5128319	0.000003	3.8	-0.34	4.9	576	543
注：ε_Nd=((¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_S/((¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_CHUR-1)×10000, f_Sm/Nd=(¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd)_S/(¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd)_CHUR-1, t_DM1=1/λ×ln (1+((¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_S-(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_DM)/((¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd)_S-(¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd)_DM)), t_DM2=t_DM1-(t_DM1-t)((-0.4-f_Sm/Nd)(-0.4-0.08592)), ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd_CHUR=0.512638, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd_CHUR=0.1967, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd_DM=0.51315, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd_DM=0.2137; λ_Rb=1.42×10^-11/year, λ_Sm=6.54×10^-12/year, t=302Ma

表 3 新疆哈尔里克地区晚石炭世火山岩Sr-Nd同位素分析结果 Table 3 Sr-Nd isotopic compositions of Late Carboniferous volcanic rocks of the Harlik area

图 10 哈尔里克晚石炭世火山岩Sr-Nd同位素图解 Fig. 10 ε_Nd(t) vs. ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr_(i) plot for Late Carboniferous volcanic rocks of the Harlik area

6 讨论 6.1 玄武岩与中酸性火山岩的成因关系

目前博格达-哈尔里克构造带内石炭纪火山岩的成因，特别是区内玄武岩与流纹岩之间的关系 (是否为同源岩浆演化) 还存在较大争议。王银喜等 (2006, 2007) 认为早石炭世流纹岩 (七角井组) 是玄武岩分离结晶的产物，晚石炭世 (大石头群) 为底侵玄武岩部分熔融的结果。而夏林圻等 (2002)和王金荣等 (2010)则认为区内双峰式火山岩中的玄武岩来自亏损软流圈地幔，流纹岩源于基性下地壳物质的部分熔融。前一种观点认为流纹岩是玄武岩分离结晶后的产物主要依据是两者拥有相近的Nd-Sr-Pb同位素组成 (王银喜等, 2006)。然而，这种模式可能忽略了对基底性质的考虑，因为假如基底岩石本身就具有较亏损的同位素组成 (比如年轻岛弧或残余洋壳，这在中亚造山带十分普遍)(Chen and Jahn, 2004; Chen and Arakawa, 2005; Ma et al., 2013)，那么其熔融形成的岩浆也将显示与玄武岩类似的亏损特征。

结合本文和已发表的数据，可以发现玄武岩表现出与安山岩、流纹岩截然不同的地球化学特征。从Harker图解上可以看出，玄武岩与中酸性火山岩的元素变化趋势不一致，具有不同的演化轨迹 (图 8)。此外，安山岩和流纹岩具有Nb、Ta、Eu、Ba和P等的负异常，富集Rb、Ba、Th、U等元素，而玄武岩则不显示Nb、Ta、Eu的亏损 (图 9)，也不存在Rb、Ba等元素的富集。另外，同位素分析结果显示玄武岩ε_Nd(t) 为+3.9，而中酸性火山岩的ε_Nd(t) 范围为+3.3~+6.0，这也难以用地壳混染或AFC过程来解释。因此，我们认为玄武岩与中酸性火山岩不是同源岩浆分异演化关系，两者应该来自不同的源区。

6.2 玄武岩的源区性质

对玄武岩来说，其高正ε_Nd(t) 值 (+3.9) 和低初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr_(i)值 (0.7043)，显示适度亏损的性质，表明玄武质岩浆来自亏损的地幔储库。然而目前人们对玄武岩是来源于软流圈地幔还是岩石圈地幔尚持不同观点。顾连兴等 (2000)根据玄武岩富钠贫钾，ε_Nd为正值等特征，认为玄武岩主要来自软流圈地幔的部分熔融。而本文认为玄武岩可能来自被交代不久的岩石圈地幔，主要基于以下几个方面的考虑：(1) 稀土配分模式显示，玄武岩具有LREE相对富集特征，并富集一些LILE (Pb、U)，表明存在过俯冲流体或熔体的交代，根据Hf相对于Sm元素亏损的特点 (图 9)，可以推断这种交代介质应该是俯冲流体 (Hanyu et al., 2006)；(2) 根据Ti、Y含量可以将火山岩分成高Ti/Y型 (> 500) 和低Ti/Y型 ( < 500) 两种岩浆类型，一般认为高Ti/Y型火山岩母岩浆为上地幔石榴石二辉橄榄岩稳定区部分熔融的产物，低Ti/Y型火山岩的母岩浆为上地幔尖晶石二辉橄榄岩与石榴石二辉橄榄岩过渡带高程度部分熔融的产物 (夏林圻等, 2008)。此外，岩浆的Ce/Y值也是指示源区深度的重要参数。本文哈尔里克晚石炭世玄武岩Ti/Y值为343~406，属于低Ti/Y型玄武岩，其Ce/Y介于1.5~1.7之间，暗示玄武岩的源区深度相对较浅，应该在石榴石二辉橄榄岩层之上，为软流圈之上的岩石圈上地幔位置；(3) 玄武岩高放射性成因Nd和低放射性成因Sr组成特征显示岩浆源区为亏损性质，与MORB性质类似，表明流体交代到源区发生熔融的时间间隔较短，推测交代在古亚洲洋洋壳俯冲的早古生代期间完成。综上可知，区内玄武岩源区很可能是被俯冲流体交代不久的岩石圈上地幔，后来在陆内环境下发生再次熔融形成玄武质岩浆。

6.3 中酸性火山岩的源区性质

与玄武岩不同的是，中酸性火山岩亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素以及显著富集Ba、Rb、Th、LREE等大离子亲石元素 (图 9)，这与典型的弧岩浆元素的地球化学性质十分类似 (Rogers and Hawkesworth, 1989; Rollinson, 1993)。此外，中酸性火山岩ε_Nd(t) 和⁸⁷Sr/⁸⁶Sr_(i)值分别为+3.3~+6.0和0.7032~0.7046，根据Nd同位素获得的模式年龄 (t_DM) 为543~797Ma，表明中酸性火山岩的源区比较年轻。值得一提的是，中酸性火山岩比同期的玄武岩显示更亏损的Sr-Nd同位素特征，说明中酸性火山岩的源区从地幔抽取之后未再受到改造，而岩石圈地幔可能后来继续受到了流体交代。但总体来说，区内无论是玄武岩还是中酸性火山岩，都显示同位素亏损性质。过去哈尔里克地区的地壳存在 (1) 前寒武纪古老陆壳 (成守德, 2009) 和 (2) 年轻陆壳 (Carroll et al., 1990; Chen and Jahn, 2004; Chen and Arakawa, 2005) 两种截然不同的认识。从本文中酸性火山岩的同位素亏损特征来看，哈尔里克地区可能以年轻地壳为主。结合同期后碰撞侵入岩同样显示弧岩浆地球化学特征，不难判断区内中酸性岩浆的源区很可能是古生代俯冲时期形成的大洋岛弧物质 (Chen and Jahn, 2004; Ma et al., 2013)，这也与孙桂华等 (2007b)对哈尔里克地区石炭纪砂岩中的碎屑锆石的年龄统计结果一致，其年龄主要集中在418~482Ma之间，指示锆石原岩的时代不老于奥陶纪。所以，哈尔里克中酸性火山岩起源于年轻岛弧型基底的部分熔融，因而也继承或携带了岛弧岩浆的地球化学和同位素信息。

6.4 构造背景启示

目前对于哈尔里克地区石炭纪火山岩的构造背景存在岛弧和陆内环境之争 (楼法生和唐春花, 1995; 马瑞士等, 1997; Xiao et al., 2004; 孙桂华等, 2007a)。玄武岩的微量元素能够有效反映其形成的构造环境，但判断玄武质岩浆在上升过程中是否受到地壳物质的混染十分重要，否则使用混染的样品讨论玄武岩的形成环境时可能会给出失真的信息。一般认为，如果受到地壳物质混染，玄武质岩浆的La/Sm值升高至5以上 (Shinjo and Kato, 2000)，如图 11a所示。本区玄武岩的这三个值分别为0.81~1.15、0.77~0.98、1.81~1.95，表明玄武岩并没有受到地壳物质的明显混染。此外，在微量元素蛛网图上可以看到，玄武岩的Th、U相对于LREE并不富集 (图 9)，大部分样品的Th/La值均小于1(图 11b)，也排除了中、上地壳物质参与的可能 (Taylor and McLennan, 1985)，这与顾连兴等 (2000)对博格达同期玄武岩的研究一致，认为玄武岩受到地壳物质的混染十分轻微。综上可知，本区玄武岩受地壳物质混染的影响可以忽略，其元素特征能够指示构造背景、源区性质等信息。本文没有采用Nd-Sr同位素组成变化来讨论围岩混染，是因为区内地壳物质并不具有非常富集的同位素组成，所以即便存在混染也不会引起玄武岩同位素组成的明显变化。

图 11 SiO₂-La/Sm (a) 和Th/La (b) 图解 Fig. 11 Diagrams of SiO₂ vs. La/Sm (a) and Th/La (a)

从本文微量元素原始地幔标准化配分模式来看，玄武岩不具有Nb、Ta负异常 (图 8)，与典型弧岩浆蛛网图上常显示的Nb、Ta元素亏损特征不同。此外，从玄武岩Th/Yb-Ta/Yb和Zr/Y-Y构造环境判别图上可以看出，大部分玄武岩样品均落在板内玄武岩区域 (图 12)。结合区内部分同期火山岩的双峰式组合特征，以及前人对碰撞后高钾钙碱性花岗岩、A型花岗岩的研究 (Han et al., 1999; Chen and Jahn, 2004; Hong et al., 2004)，我们认为晚石炭世时古亚洲洋已经闭合，火山岩应该形成于后碰撞伸展转换的陆内环境。

图 12 哈尔里克晚石炭世玄武岩构造环境判别图解 (a, 据Pearce and Cann, 1971; b, 据Pearce and Norry, 1979) Fig. 12 Tectonic discrimination diagrams for Late Carboniferous basalts of the Harlik area (a, after Pearce and Cann, 1971; b, after Pearce and Norry, 1979)

综上可知，哈尔里克地区在晚古生代经历了古亚洲洋洋盆的消减、闭合向陆陆碰撞造山的转变，在晚石炭世时区内已经进入到陆内环境。在晚石炭世，由于区域应力转为以伸展构造体制为主，岩石圈地幔发生重新调整，增厚的陆下地幔根可能发生了拆离和下沉，导致深部软流圈物质热扰动和上涌，从而诱发上覆岩石圈地幔及地壳物质发生不同程度熔融。这一过程，导致了大规模后碰撞高钾钙碱性及碱性侵入岩 (韩宝福和洪大卫, 1998; Chen and Jahn, 2004; Chen and Arakawa, 2005)、板内玄武岩及同期中酸性火山岩的形成 (顾连兴等, 2000; 夏林圻等, 2004)。此外，在区域更大范围内出现的晚石炭世-二叠纪双峰式岩脉组合 (Yin et al., 2010; Chen et al., 2011) 以及大规模成矿作用 (秦克章等, 2002; 王京彬和徐新, 2006; 肖文交等, 2008) 也标志着区域已进入到后造山阶段。

7 结论

(1) 新疆哈尔里克地区晚古生代火山岩的岩石类型包括玄武岩、安山岩和流纹岩等。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果表明，该套火山岩形成于约302Ma，为晚石炭世火山喷发的产物。

(2) 地球化学和同位素证据表明玄武岩与中酸性火山岩不是同源岩浆演化关系，而是具有不同的起源：玄武岩显示出板内岩浆的特点，低Ti/Y和低Ce/Y，同位素相对亏损，起源于深度较浅的岩石圈上地幔；中基性火山岩具有与典型弧岩浆类似的地球化学特征 (Nb、Ta负异常及LILE富集)，同位素显示亏损性质，起源于年轻岛弧物质的重熔。

(3) 哈尔里克地区在晚石炭世之前已完成了大洋向大陆环境的转换，至晚石炭世时已进入陆内环境阶段。

致谢国家地质实验测试中心李松博士和中国地质科学院矿产资源研究所侯可军博士分别协助主微量和锆石U-Pb同位素分析；承蒙牛贺才研究员和李锦轶研究员细心审阅并提出宝贵修改意见。谨此一并表示感谢。

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