青藏高原西北緣新生代超基性-基性巖脈鋯石U-Pb年代學及地球化學特征

晁文迪，厲小鈞

(中國冶金地質總局 西北地質勘查院，陜西 西安 710119)

青藏高原西北緣是印度洋向北擴張擠壓應力聚集的地帶，也是陸-陸碰撞造山帶的典型地區之一(肖序常等，2002)，自顯生宙以來遭受了強烈的擠壓，構造復雜，因而成為了研究青藏高原周緣造山帶及青藏高原早期演化的熱點地區(Panetal.，1996； 丁道桂等，1996，Zhangetal.，2007； 李榮社等，2008; 康磊等，2012)。伴隨著巖石圈的縮短、增厚和隆升，青藏高原北向擴展，在西北緣發育一系列新生代巖漿巖。這些巖漿巖包括了侵入巖和火山巖兩類，其中侵入巖主要為中酸性，具富堿特征，主要出露于塔什庫爾干地區等地(柯珊等，2006，2008)；火山巖主要為基性，具鉀質特征，主要出露于康西瓦、大紅柳灘、泉水溝、甜水海、阿什庫勒和普魯等地(鮑佩聲等，2006； Zhangetal., 2008; 王洪燕等，2011)。巖漿巖作為探測深部的“探針”和“窗口”，也是區域構造演化的記錄，在青藏高原大陸動力學研究中有著重要的作用(莫宣學，2011)。前人對該區以新生代富堿侵入巖和鉀質火山巖為代表的巖漿巖進行了較為詳盡的研究，但是目前對青藏高原西北緣新生代巖漿巖的研究僅限于中酸性和基性巖漿巖，相關區域構造演化結論也只是基于這些中酸性和基性巖漿巖而得出。本文首次于青藏高原西北緣米提孜北發現多條新生代超基性-基性巖脈，表明該區新生代巖漿巖不僅存在中酸性巖和基性巖，還存在超基性-基性巖，相關區域構造背景的探討也必須要考慮到這些超基性-基性巖的存在。本文對這些新發現的超基性-基性巖脈進行了鋯石U-Pb年代學和地球化學研究，試圖探討其成因機制和大地構造意義，為研究青藏高原北向擴展和西北緣新生代巖石圈的演化過程提供新的證據。

1 地質概況及巖石學特征

青藏高原西北緣位于中央造山帶的最西端(姜春發等，2000； 張傳林等，2005)、古亞洲洋和特提斯構造域的結合部位(任紀舜，1999； 薛光琦等，2005)，區域巖漿活動頻繁，尤其以新生代巖漿活動最為強烈(于曉飛等，2012)，形成了主要沿喀喇昆侖斷裂分布的塔什庫爾干堿性巖漿巖帶和主要沿康西瓦斷裂分布的鉀質火山巖帶。

本文研究的超基性-基性巖脈位于青藏高原西北緣米提孜北，新疆和田地區喀拉喀什河上游，構造上位于塔里木板塊西南緣鐵克里克斷隆帶內(圖1b)，整體位于柯崗斷裂北側附近?？聧彅嗔咽莿澐炙锬娟憠K和西昆侖造山帶的邊界斷裂(趙佳楠等，2013)，整體呈北西向弧形展布，位于康西瓦斷裂北側。通過1∶5萬區域地質調查工作，目前在米提孜北共發現7處超基性-基性巖脈(圖1a)，分別位于阿西帕克、都拉希和烏魯瓦提水利樞紐南。巖脈所在地平均海拔約3 000 m，山勢陡峭，切割強烈，高差大。

超基性-基性巖脈主要呈脈狀產出于長城紀賽拉加茲塔格巖群中，圍巖主要為各類石英片巖和變質分異石英條帶。巖脈總體呈近東西向展布，一般高角度切穿主期片理面，庫娜提大型向形構造南北兩側皆有出現。巖脈延伸可達數十米，但僅有少數線性特征明顯(圖2a)，大部分巖脈被巨厚的風成沙覆蓋，野外和遙感影像上線性特征均不明顯。單個脈體寬度不一，最寬者可達20余米，最窄者寬度不足1 m(圖2b)。

超基性-基性巖脈全部呈致密塊狀，大都具典型的煌斑結構，主要由斑晶和基質組成。斑晶含量11%～15%，大部分為角閃石或者黑云母。其中角閃石斑晶呈柱狀或近自形菱形狀，個別見兩組菱形解理，粒徑0.8～2.4 mm，整體具強綠泥石化和綠簾石化，沿解理析出黑色金屬礦物，或沿解理分布深褐色自形晶黑云母(圖2c)；黑云母斑晶呈深褐色，葉片狀，整體綠泥石化，晶形大多較完好，一組解理清晰?；|主要由角閃石、黑云母和鈉長石組成，鈉長石可見鈉長雙晶，自形程度整體較斑晶低，且淺色礦物的自形程度較暗色礦物低，基質中角閃石和黑云母整體亦綠泥石化。副礦物榍石見弱鈦鐵礦化。鏡下偶見裂隙，裂隙中大都充填碳酸鹽礦物。斑晶角閃石邊部或者內部沿解理分布自形片狀黑云母，而非細小鱗片狀，表明黑云母可能為角閃石分離結晶形成；次生蝕變礦物綠簾石、綠泥石遍布斑晶和基質中，表明巖脈后期整體可能遭受了一定程度的熱液蝕變。由于超基性-基性巖脈中的斑晶大部分為角閃石或者黑云母，且基質中淺色礦物主要為斜長石而非堿性長石，可以按照其具體礦物成分定名為閃斜煌巖或者云斜煌巖，其中斑晶多見角閃石的為閃斜煌巖，斑晶多見黑云母的為云斜煌巖。

2 分析方法

本文主要對超基性-基性巖脈進行了LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年、主量元素和微量元素分析，用于分析測試的樣品均采自實測剖面和地質路線，分析方法如下：

用于鋯石U-Pb定年的樣品經鋯石單礦物挑選、制備樣品靶之后，拍攝陰極發光圖像、透射光圖像和反射光圖像，選取分析點位。鋯石的激光剝蝕電感耦合等離子體質譜(LA-ICP-MS)原位U-Pb定年在中國地質調查局西安地質調查中心的自然資源部巖漿作用成礦與找礦重點實驗室完成。實驗室采用的ICP-MS為美國Agilent公司生產的Agilent7700x，剝蝕系統為德國MircoLas公司生產的GeoLas Pro，激光剝蝕樣品的深度為20～40 μm，考慮超基性-基性巖脈樣品鋯石顆粒普遍較小，激光剝蝕束斑直徑調整為約25 μm。鋯石年齡采用標準鋯石91500作為外部標準物質，元素含量外標為NIST SRNI610。在鋯石的同位素比值及元素含量計算中選用29Si作為內標(袁洪林等，2003)，具體分析步驟和數據處理方法參見相關文獻(Ballardetal.，2001； Ko?leretal.，2002)。應用Glitter(ver4.0，Macquarie University)計算程序計算鋯石的表面年齡及標準偏差，并對測試過程中產生的元素分餾和質量歧視進行校正(Andersen，2002)。應用Isoplot計算程序對鋯石樣品的206Pb/238U年齡和207Pb/235U年齡在諧和圖上進行投圖，并計算年齡諧和測點的加權平均值(weighted average，基于206Pb/238U年齡)(Ludwig，2003)。

采自7個已發現超基性-基性巖脈的7件主、微量樣品分析在長安大學成礦作用及其動力學實驗室完成。主量元素分析采用X射線熒光光譜法(XRF)完成，所用主要儀器為日本島津順序掃描LAB CENTER XRF-1800型波長色散X射線熒光光譜儀，分析精度優于1%。微量元素分析采用電感耦合等離子體質譜法(ICP-MS)完成，所用主要儀器為美國熱電X-7型、安捷倫7700E型電感耦合等離子體質譜(ICP-MS)分析儀，樣品測試經BHVO-2、AGV-1、BCR-2國際標樣監控，分析方法詳見Liang等(2000)，分析精度優于5%。燒失量(LOI)是樣品在烘箱中經1 000℃高溫烘烤90 min后稱重獲得的。

3 超基性-基性巖脈地質時代

用于鋯石U-Pb測年的樣品(PM05-25-2RZ)采自阿西帕克(圖1a)，樣品巖性為灰黑色閃斜煌巖。挑選出的單顆粒鋯石為淺黃色-無色透明，自形程度一般，大都呈半自形-它形，部分呈半渾圓狀，蝕變不明顯。由鋯石陰極發光圖像可知(圖3)，鋯石多數顆粒較小，粒徑大多為50～150 μm。鋯石大小不一，形態比較單一，多數不完整，短柱狀，部分呈不規則狀。鋯石大都可見振蕩環帶或者扇形分帶結構，但環帶整體不發育，反映鋯石可能是在不自由的環境中生長的，這種環境很可能是快速降溫的環境。

圖 3 米提孜北閃斜煌巖樣品鋯石CL圖像Fig. 3 Zircon CL images of spessartite from northern Mitizi

PM05-25-2RZ號樣品共有36個有效鋯石點，樣品分析測試結果見表1。36個樣品測點232Th含量為12.37×10-6～1 580.71×10-6，238U含量為66.21×10-6～2 981.68×10-6，232Th和238U的含量變化范圍較大。MT28和MT31號測點Th/U值分別為0.29和0.05，小于0.4，且CL圖像顯示分帶較弱，可能為變質成因鋯石(吳元保等，2004)，可能是來自于變質基底的捕獲鋯石；MT29號測點Th/U值為0.18，年齡諧和度亦較差。除上述3個測點外，其余鋯石232Th/238U值大部分大于0.4，結合其振蕩環帶或者扇形分帶結構，應屬巖漿成因鋯石(Pidgeonetal.，1998； Claessonetal.，2000)。

36個測點的鋯石206Pb/238U年齡為1 886.0～36.1 Ma，總體上變化較大。統計分析發現，絕大部分測點的206Pb/238U年齡小于700 Ma，僅有6個測點的206Pb/238U年齡大于700 Ma。具體分析206Pb/238U年齡大于700 Ma的6個測點(MT19、MT21、MT28、MT32、MT35、MT36)可以發現，MT19號測點(Th=1 348.95×10-6，U=446.17×10-6)和MT32號測點(Th=1 580.71×10-6，U=555.16×10-6)的Th、U的含量明顯高于其他測點；MT21號測點[100(207Pb/206Pb年齡)/(206Pb/238U年齡)=154.15]和MT36號測點[100(207Pb/206Pb年齡)/(206Pb/238U年齡)=157.12]的諧和度較差；MT28號測點(Th=18.91×10-6，U=66.21×10-6)的Th、U含量明顯低于其他測點；MT28號測點的鋯石粒徑則明顯低于其他鋯石(圖3)。也就是說，206Pb/238U年齡大于700 Ma的6個鋯石與其他鋯石具有明顯不同的特征，可能為來自于變質基底或者過渡型基底的捕獲鋯石。

除去上述206Pb/238U年齡大于700 Ma的這6個測點及年齡諧和度較差的MT29號測點[100(207Pb/235U年齡)/(206Pb/238U年齡)=115.85]，在剩余29個206Pb/238U年齡小于700 Ma的測點的206Pb/238U-207Pb/235U年齡諧和圖(圖4a)上，可以發現年齡值大部分集中在～40 Ma、250～200Ma和500～450 Ma這3個區間。年齡位于這3個區間內的數據點大都落在諧和線上及附近，說明可能并未發生明顯的Pb丟失。其中第1組樣品的206Pb/238U年齡為472±21 Ma，時代為早奧陶世(圖4b)；第2組樣品的鋯石206Pb/238U年齡為228±11 Ma，時代為晚三疊世(圖4c)；第3組樣品的鋯石206Pb/238U年齡為38.24±0.54 Ma，時代為古近紀始新世(圖4d)。前兩組樣品的鋯石206Pb/238U年齡相對第3組樣品偏老，結合鋯石自形程度整體相對較差且部分呈半渾圓狀的特征，推測這些鋯石可能是巖漿上升過程中從圍巖捕獲的，206Pb/238U年齡可能代表了捕獲鋯石年齡；第3組樣品的鋯石206Pb/238U年齡最年輕，鋯石自形程度亦相對較好，206Pb/238U年齡應代表閃斜煌巖的結晶年齡(即形成年齡)，為新生代古近紀。

4 超基性-基性巖脈地球化學特征

4.1 主量元素地球化學特征

超基性-基性巖脈樣品的主量元素分析結果見表2。其SiO2含量介于42.70%～46.26%之間，平均44.64%，屬于超基性巖-基性巖范疇；TiO2含量較高，介于1.96%～4.32%之間，平均2.52%；Al2O3含量介于12.39%～15.67%之間，平均14.20%；MgO含量和Mg#均較低，MgO含量介于4.85%～8.16%之間，平均6.00%，Mg#則介于36.36～51.44之間，平均46.22；Na2O介于1.71%～3.22%之間，平均2.68%；全堿含量(K2O+Na2O)含量介于2.84%～5.07%之間，平均3.76%；K2O含量較低，介于0.82%～1.13%之間，平均1.09%，遠低于鉀鎂煌斑巖的相應值(K2O=5%～10%)(葉德隆，1993)。在TAS圖解中(圖5a)，大部分樣品投入了堿性的玄武巖、堿玄巖、碧玄巖和苦橄玄武巖區域，兩個樣品投在堿性和亞堿性玄武巖邊界附近。利用抗蝕變元素Zr/TiO2-Nb/Y圖解(圖5b)進行進一步判別，大部分樣品投入亞堿性區域，兩個樣品投在了堿性玄武巖區域，這與TAS圖解不一致，可能與超基性-基性巖脈遭受了一定程度的蝕變有關。

按路鳳香等(1991)對煌斑巖的分類原則，在K2O-SiO2圖解中(圖6a)，樣品投入鈉質堿性煌斑巖區和鈉質鈣堿性煌斑巖區。參考Rock(1987)所提供的特征礦物作為參考，亦出現堿性煌斑巖和鈣堿性煌斑巖兩類，這與斑晶出現角閃石和黑云母兩種礦物相吻合，其中斑晶為角閃石的閃斜煌巖屬于堿性煌斑巖，斑晶為黑云母的云斜煌巖屬于鈣堿性煌斑巖。進一步利用K/Al-K/(K+Na)圖解進行判別(圖6b)，所有樣品均落在鈉質煌斑巖區，這與K2O-SiO2圖解所確定的鈉質特征一致，也與基質中淺色礦物主要為斜長石(鈉長石與鈣長石的固溶體)而非堿性長石(鈉長石與鉀長石的固溶體)相吻合。

表1 米提孜北閃斜煌巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素分析結果Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic analyses of spessartite in northern Mitizi

續表 1 Continued Table 1

圖 4 米提孜北閃斜煌巖樣品鋯石U-Pb年齡加權分布圖及諧和圖Fig. 4 Zircon U-Pb distribution and concordia diagram of spessartite from northern Mitizi

表2 米提孜北超基性-基性巖脈樣品主量元素分析結果(wB/%)及主要參數Table 2 Major elements concentrations (wB/%) of samples from ultrabasic-basic dyke swarms in northern Mitizi

圖 5 米提孜北超基性-基性巖脈樣品TAS圖解(a，據Le Bas et al.，1986)和Zr/TiO2-Nb/Y圖解 (b，據Winchester and Floyd，1977)Fig. 5 TAS diagram (a, after Le Bas et al.，1986) and Zr/TiO2-Nb/Y diagram (b, after Winchester and Floyd，1977) of samples from ultrabasic-basic dyke swarms in northern Mitizi

注： TFe2O3為全鐵； LOI為燒失量； FeO=0.8998*TFe2O3； Mg#=100*Mg/(Mg +Fe2+)； AVG為平均值。

圖 6 米提孜北超基性-基性巖脈樣品K2O-SiO2圖解(a)和K/Al -K/(K+Na)圖解(b)(據路鳳香等，1991)Fig. 6 K2O-SiO2 (a) and K/Al -K/(K+Na) (b) diagrams of samples from ultrabasic-basic dyke swarms in northern Mitizi (after Lu Fengxiang et al., 1991)

4.2 微量元素地球化學特征

超基性-基性巖脈樣品的微量元素測試結果見表3。其稀土元素總量相對較低，介于64.28×10-6～253.41×10-6之間，平均134.23×10-6。輕稀土和重稀土元素分異明顯，(La/Yb)N=4.37～8.25，平均6.05。LREE含量為51.81×10-6～219.40×10-6，平均113.45×10-6，HREE含量為12.47×10-6～34.01×10-6，平均20.78×10-6。LREE/HREE值為4.15～6.45，平均5.27，(Ce/Yb)N變化于3.72～6.88之間，平均5.20，整體表現出輕稀土元素富集、重稀土元素虧損的特征。輕稀土元素與重稀土元素內部分餾較弱，(La/Sm)N和(Gd/Yb)N平均值分別為2.26和2.14。所有樣品基本不存在Eu和Ce異常，δEu=1.04～1.21，平均1.10，δCe=0.99～1.03，平均1.01?；静淮嬖贓u異常反映在巖漿演化過程中基本不存在斜長石的分離結晶作用。在球粒隕石標準化稀土元素配分圖上，樣品稀土元素配分曲線整體形態基本一致，均為右傾平滑曲線(圖7a)。在原始地幔標準化微量元素蛛網圖(圖7b)中，樣品不相容元素含量明顯高于原始地幔，均表現出不同程度的富集；總體上以Rb、Ba為代表的大離子親石元素(LILE)相對富集，以Nb、Ta、Zr、Hf為代表的高場強元素(HFSE)相對虧損，但這些富集和虧損均不明顯。

表 3 米提孜北超基性-基性巖脈樣品微量元素分析結果wB/10-6Table 3 Trace elements concentrations of samples from ultrabasic-basic dyke swarms in northern Mitizi

Pb5.394.337.816.7615.917.484.257.42Th3.130.681.142.071.690.831.461.57U1.230.240.610.680.540.250.710.61∑REE253.41117.2664.28153.82107.66139.80103.40134.23LREE219.4097.8851.81132.7788.61117.1886.49113.45HREE34.0119.3812.4721.0519.0522.6216.9120.78LREE/HREE6.455.054.156.314.655.185.115.27δEu1.001.171.211.161.061.041.101.10δCe1.011.030.991.011.010.991.011.01(La/Yb)N7.915.444.378.255.235.525.646.05(La/Sm)N2.522.121.992.562.022.412.202.26(Gd/Yb)N2.372.041.882.552.191.902.072.14(Eu/Sm)N0.881.051.131.040.970.950.991.00(Ce/Yb)N6.794.953.726.884.554.644.895.20

注： 比值中的下標N為球粒隕石標準化值，標準化值引自Henderson(1984)。

圖 7 米提孜北超基性-基性巖脈樣品球粒隕石標準化稀土元素配分曲線(a，球粒隕石數據據Henderson，1984)和原始地幔標準化微量元素蛛網圖(b，原始地幔數據據Sun and McDonough，1989)Fig. 7 Chondrite-normalized REE patterns (a，chondrite-normalized values after Henderson，1984) and primitive mantle-normalized trace element diagram (b，primitive mantle-normalized values after Sun and McDonough，1989 ) of samples from ultrabasic-basic dyke swarms in northern Mitizi

5 討論

5.1 超基性-基性巖脈巖石成因

米提孜北超基性-基性巖脈的巖性主要為煌斑巖，這類暗色礦物含量較高且具有典型斑狀結構的脈巖，成分復雜、種類繁多，常以巖脈、巖墻的形式分布于不同時期不同類型的大地構造環境中(Rock，1990)，關于其巖石成因也是爭論不休(賈麗瓊等，2013)。但是，無論是交代富集地幔的部分熔融模式(Rock and Groves，1988； Stilleetal.，1989)、基性巖漿陸殼的混染模式(Bernard-Griffithsetal.，1991)，還是幔源鉀鎂煌斑巖熔體與殼源硅質熔體的巖漿混合模式(Prelevicetal.，2004)，都承認煌斑巖以幔源成因為主，只是在地殼混染、結晶分異等巖漿演化過程尚有爭議。

由于對任意i=1，2，...，10，j=1，2，3，4，y=1，有因此，令c=c+1，進一步計算與SD（DEy（0）D（0））（y=1，2，...，10）。經過288次迭代后，計算結果表9所示。

從米提孜北超基性-基性巖脈樣品的地球化學特征來看，巖脈具有低Mg含量(MgO平均含量6.00%，Mg#平均46.22)的特征，Cr、Ni含量(Cr=38.38×10-6～149.91×10-6，平均93.92×10-6； Ni=51.75×10-6～120.32×10-6，平均91.83×10-6)亦低于原生巖漿(Cr=200×10-6～500×10-6，Ni=90×10-6～700×10-6，Rock，1990)，說明巖漿經過了一定程度的演化，因此討論巖漿源區性質時，應排除地殼混染和結晶分異等巖漿演化過程的干擾。

地殼混染方面，這里選取一些特殊的微量元素及其比值探討其的影響。由于Nb、Ta的原子結構和地球化學性質相近，其比值在分離結晶演化過程中一般變化很小，常?？梢杂脕硖接憥r漿的物質源區特征(Foley，1984； Weaver，1991； Green，1995)。巖脈樣品Nb/Ta值(17.02～19.13，平均17.92)遠大于下地殼的Nb/Ta值(8.3，Plank，2005)，而接近于原始地幔的Nb/Ta值(17.39，Sun and McDonough，1989)。Th/La值在探討巖漿的物質源區特征有著與Nb/Ta值相類似的效果，巖脈樣品Th/La值(0.04～0.12，平均0.08)接近于球粒隕石和原始地幔的比值(≈0.12，Sun and McDonough，1989)，而遠小于陸殼的比值(≈0.3，Plank，2005)。亦有研究表明，La/Sm值與地殼混染程度呈正相關，而超基性-基性巖脈樣品La/Sm值(3.08～3.97，平均3.50)低于地殼混染的范圍(>5，張招崇等，2004)。這些都表明超基性-基性巖脈沒有受到明顯的陸殼混染。另一方面，如果巖脈發生了強烈的陸殼混染或者殼?；旌?，其基性程度也不會如此之高，因為其圍巖為各類石英片巖和變質分異石英條帶，混染或者混合這些圍巖會使其SiO2含量顯著增高。野外地質觀察也發現，被卷入的圍巖大都形態完整(圖2b)，表明巖脈侵位后冷卻速度較快。

結晶分異方面，巖脈中見鈦鐵氧化物，斑晶僅見角閃石和黑云母，未見橄欖石和輝石斑晶，角閃石亦見向黑云母分離結晶的趨勢，結合巖脈具有低Mg、低Cr和低Ni的特征推測巖漿發生過一定的橄欖石、輝石和部分角閃石等鎂鐵質礦物的分離結晶作用。這種鎂鐵質礦物的分離結晶，表明巖脈有從超基性向基性結晶分異演化的趨勢。所有樣品基本不存在δEu異常，表明在巖漿演化過程中基本不存在斜長石的分離結晶作用，這與巖石中不存在斜長石斑晶也是一致的。

部分熔融程度和源區性質方面，超基性-基性巖脈樣品具有較低的(La/Yb)N(4.37～8.25)、(Gd/Yb)N(1.88～2.55)、(Dy/Yb)N(1.33～1.65)和Sm/Yb值(1.98～2.90)和相對較高的HREE含量(大于10倍的球粒隕石，Henderson，1984)，表明其原始巖漿可能來源于含有石榴石和尖晶石二輝橄欖巖的部分熔融(Chung，1999)，這與在微量元素Sm/Yb-La/Sm圖解中樣品分布在石榴石二輝橄欖巖和尖晶石二輝橄欖巖演化曲線之間相一致(圖8a)，部分熔融的程度約為10%。進一步利用Zr/Y-(La/Sm)N圖解(圖8b)，發現源區包含不足5%的石榴石、2%左右的尖晶石和少量的角閃石。

煌斑巖或者鉀鎂煌斑巖均是富集的巖石圈地幔部分熔融的產物(徐夕生等，2010)。一般認為，軟流圈上涌導致的減壓熔融是幔源巖漿活動的主要誘因，而軟流圈的上涌則可以分為主動上涌和被動上涌兩種方式，依據地質過程的持續時間可以識別這兩種不同的上涌方式，其中持續時間長的為主動上涌方式，持續時間短的為被動上涌方式(羅照華等，2008)。米提孜北超基性-基性巖脈鋯石U-Pb測年結果表明巖漿活動以持續時間短為特征，結合鋯石U-Pb年齡具有寬年齡譜系的特點，應將其歸屬為軟流圈被動上涌的結果。

圖 8 米提孜北超基性-基性巖脈樣品Sm/Yb-La/Sm圖解(a，據Zhao et al.，2007)和Zr/Y-(La/Sm)N圖解(b，據Gurenko et al.，2006； Dai et al.，2011)Fig. 8 Sm/Yb-La/Sm diagram(a，Zhao et al.，2007) and Zr/Y-(La/Sm)N diagram (b，after Gurenko et al.，2006； Dai et al.，2011) of samples from ultrabasic-basic dyke swarms in northern Mitizi

這里需要特別說明的是，超基性巖和基性巖中SiO2是不飽和的，而熔漿中ZrO2和SiO2同時過飽和是鋯石結晶的必要條件。但事實上，基性巖、超基性巖漿巖中常常產出鋯石顆粒(如Yuetal.，2001； 王磊等，2015； 駱文娟等，2018)，甚至在深達600 km的地幔高壓條件下鋯石也是穩定的礦物相(Tange and Takahashi，2004)。某些硅酸鹽不飽和巖漿巖中含有鋯石的事實，加之含巖漿鋯石玄武巖和普通玄武巖的成分對比表明，硅酸鹽不飽和巖漿巖中的鋯石可能是在某種特殊的環境中晶出的，一種可能的解釋是，在其他硅酸鹽礦物尚未開始結晶的條件下，ZrO2因失水而過飽和，繼而與熔漿中的游離SiO2結合，鋯石因而得以晶出(羅照華等，2006a)，米提孜北超基性-基性巖脈中的鋯石可能就是在這一過程中形成的。

由此，可將巖漿上升過程表述為：軟流圈的被動上涌導致巖石圈地幔源區相對較低程度的部分熔融，原始巖漿在可能位于巖石圈地幔的深部巖漿房中發生了橄欖石和輝石的結晶分異，角閃石來不及完全結晶分異時，產生的超基性巖漿就快速上升侵位，形成了米提孜北超基性-基性巖脈，總體特征為巖漿活動持續時間短、巖脈侵位后冷卻速度快。

5.2 超基性-基性巖脈產出的構造背景

前已述及，具有幔源原生巖漿性質的青藏高原西北緣新生代火山巖大都沿康西瓦走滑斷裂南緣分布。康西瓦走滑斷裂是青藏高原西北部一條經過長期演化、多期次變形且現在仍在活動的重要大型走滑斷裂(Mattleetal.，1996； 許志琴等，2007； Lietal.，2012，葛成隆等，2017)，主要的變形特征表現為古韌性走滑剪切帶的再活動，印支期以來轉為左行走滑特征(Xuetal.，2005； 許志琴等，2011)。

與沿康西瓦斷裂南緣分布的新生代火山巖相類似，米提孜北超基性-基性巖脈的分布也與大型斷裂關系密切，巖脈全部分布在柯崗斷裂北側附近?？聧彅嗔咽莿澐炙锬娟憠K和西昆侖造山帶的邊界斷裂，總體走向與康西瓦斷裂一致，為NW向。柯崗斷裂斷層性質總體表現為壓扭性右行逆斷層，中生代前發生逆沖推覆構造，中生代后發生右行走滑。遙感影像上，亦可見柯崗斷裂南盤存在向西的平移運動，具右行走滑特征(趙佳楠等，2013)。由此可見，米提孜北新生代超基性-基性巖脈可能也是產出于走滑構造體制下，“大型走滑+塊體旋轉+巖石圈拆沉作用”模式可以解釋巖脈產出的構造背景(Luoetal.，2001； 羅照華等，2006b)。

區域擴展是青藏高原的隆升在不同區域具有不均一性的最明顯特征，青藏高原北向擴展也已被大多數研究者所接受(司家亮，2008)。在向北移動與塔里木板塊相互作用過程中，青藏高原通過地殼逆沖作用北向擴展，而地殼逆沖則可能主要以上地殼在殼內滑脫層之上的逆沖擴展為主(葉卓等，2018)。青藏高原西北緣在青藏高原與塔里木板塊的相互作用過程中，發生強烈的擠壓造山運動，造成了地殼縮短和巖石圈增厚，沿著與區域主壓應力斜交的巖石圈斷裂較容易發生大型走滑運動，而康西瓦斷裂和柯崗斷裂則兼具走滑與擠壓的性質。青藏高原的北向擴展受控于一系列的走滑斷裂帶，而單條斷裂各個部位的走滑速度、走滑距離，甚至是相鄰斷裂的走滑方向等，在走滑運動進一步發展過程中都可能存在一定差別，如康西瓦斷裂和柯崗斷裂走滑方向的不一致性，前者為左行，后者為右行。

由此，被斷裂體系夾持的塊體可能發生一定的旋轉，這種塊體旋轉有利于在斷裂部分位置出現局部拉張和伸展作用，導致軟流圈物質的被動上涌，地幔源區由于軟流圈物質的被動上涌發生了較低程度的部分熔融。走滑斷裂剪切作用產生的熱量還普遍提高了斷裂帶附近巖石的溫度，這種熱量的集聚可以作為部分熔融作用的催化劑。深部流體的介入可能也對地幔源區的部分熔融有著重要的影響，斷裂主干部位沒有發現新生代巖漿活動則暗示著巖漿發生之前可能曾經有過巖石圈拆沉作用(羅照華等，2001)。另一方面，大型走滑斷裂也是深部巖漿的運移通道，主干斷裂及其次級斷裂控制了巖脈的分布。

6 結論

(1) 青藏高原西北緣米提孜北超基性-基性巖脈巖石類型為閃斜煌巖和云斜煌巖，地球化學特征分別具鈉質堿性煌斑巖和鈉質鈣堿性煌斑巖的特征，其中閃斜煌巖鋯石U-Pb年齡為38.24±0.54 Ma，形成時代為新生代古近紀。

(2) 巖脈Ce異常和Eu異常不明顯，稀土元素分配模式呈右傾型，大離子親石元素(LILE)相對富集，高場強元素(HFSE)相對虧損，但均不強烈。巖脈是巖石圈地幔低程度部分熔融的產物，巖漿活動持續時間短，巖脈侵位后冷卻速度快。

(3) 米提孜北新生代超基性-基性巖脈整體位于柯崗斷裂北側附近，產出于走滑構造體制下，大型走滑斷裂控制了巖漿活動的發生和巖脈的分布。

致謝論文相關內容撰寫過程中，中國地質調查局西安地質調查中心滕家欣教授級高工、陳雋璐研究員和高永寶副研究員曾多次給予熱情的指導與建議，在此致以誠摯的感謝！另外，鏡下薄片鑒定、鋯石分析測試、鋯石數據處理分別得到了寇昭娟、桑繼鎮和王祚鵬的熱情幫助，在此一并致謝！