西昆仑团结峰地区基性-超基性岩的发现及大地构造意义

魏永峰，肖渊甫，冯昌荣，罗巍，林美英，冯邦国

（1.成都理工大学地球科学学院，四川 成都 610059；2.四川省地质矿产勘查开发局区域地质调查队，四川 双流 610213；3.新疆地质矿产勘查开发局第二地质大队，新疆 喀什 844000）

大地电磁测深显示，乔尔天山-岔路口断裂带为缝合带深大断裂[1]，位于构造北边界、乔戈里峰-空喀山口蛇绿混杂岩带以北广泛区域，NNW向长约500 km，宽10～100 km。该区域划分为河尾滩冒地槽褶皱带、喀拉昆仑中生代陆缘盆地及神仙湾二叠—三叠纪边缘裂陷带❶岔路口幅1∶25万区域地质调查报告，陕西地质调查院，2005，区内发育有加里东褶皱基底、二叠纪裂谷、中生代陆缘盆地。志留纪为复理石建造，二叠纪为以基性火山岩为主的准双峰式火山岩-复理石建造，三叠纪为浅海相复理石建造沉积，侏罗纪至古近纪属夹火山岩含石膏碳酸盐岩建造，新近纪隆起为陆地。北段侵入岩燕山期花岗闪岩和二长花岗岩发育，褶皱紧闭，断裂构造发育[2-5]。本次1∶5万区调，在乔尔天山-岔路口断裂带以南团结峰、尖山、化石山等地，发现具蛇绿岩特征的基性-超基性岩、基性火山岩、放射虫硅质岩等，与砂板岩基质被定义为上河尾滩岩群❷西昆仑新疆西昆仑地区1：5万I44E005003等5幅区域地质调查报告,四川省地质矿产勘查开发局区域地质调查队,2015。蛇绿岩组分布较零散，缺少产出地质状态、共（伴）生岩石组合、地球化学特征、形成时代等地质依据，前人将其归属下二叠统神仙湾组。笔者通过对基性-超基性岩产出状态、岩石化学特征、地球化学特征进行研究，确定成因和形成环境，以期为研究区构造演化及区域对比提供新证据。

1 地质特征

基性-超基性岩呈NW向、条带状断续出露于团结峰-尖山及八一达板-化石山蛇绿构造混杂带内，与相伴产出的橄榄玄武岩、枕状玄武岩、粗玄岩、玄武质火山碎屑岩、灰岩及（放射虫）硅质岩等共同构成蛇绿岩残片[6]。受多期构造活动变形改造及后期碰撞造山作用影响，蛇绿岩组分侧向与垂向迁移拼贴现象十分普遍，走向差异较大，多呈构造岩（残）片产出于具复理石性质砂板岩中，接触界面主要呈断层接触关系。区内大面积出露的侏罗纪龙山组不整合覆盖于构造混杂岩带之上，带内岩石类型组合不全，地表发育不完整。据不同蛇绿岩组合拼凑的蛇绿岩层序，自下而上为蚀变橄榄岩、堆积岩、基性岩墙、基性熔岩类及放射虫硅质岩（图1）。

图1 新疆西昆仑团结峰地区区域地质图Fig.1 Regional geological map of the Tuanjiefeng area in west kunlun,Xinjiang

2 岩石学特征

超基性岩位于化石山南东坡，为八一达板-化石山蛇绿混杂岩带一部分，岩性为细粒橄榄辉石岩，NW长约30 m、宽约10 m。据前人资料，研究区黑山峰、祥云山一带有超基性岩出露，长度大于2 km，宽数十米至数百米❶新疆地矿局第一区域地质调查大队,1:5万乔尔天山幅(I44E003002)等4幅区域地质调查报告,2008，走向与团结峰-尖山蛇绿混杂岩带相连，岩性为橄榄单斜辉岩、弱蛇纹石化辉石岩。超基性岩广泛出露于团结峰-尖山及八一达板-化石山两条蛇绿构造混杂带内，长15～80 m，宽8～30 m，为半自形-自形结构、网状结构，块状构造，主要矿物有橄榄石、普通辉石、单斜辉石、斜长石等。岩石强烈蛇纹石化、碳酸盐化、绿泥石化。基性岩在八一达板-化石山蛇绿混杂岩带及团结峰-尖山蛇绿混杂岩带内，呈带状、断块（岩片）产出，岩性有含橄榄石的中细粒辉长岩、辉长岩、辉绿岩、辉绿玢岩等，矿物多绢云母化、碳酸盐化、粘土化、绿泥石化、钠长石化、纤闪石化、绿帘石化、葡萄石化等。

3 地球化学特征

团结峰地区基性-超基性岩主量元素、稀土元素、微量元素丰度见表1。

表1 团结峰地区基性-超基性岩主量元素、稀土元素、微量元素丰度Table 1 Major element,Trace element and REE element abundances of the Tuanjiefeng basic-ultrabasic rock

3.1 常量元素

橄榄辉石岩SiO2含量41.44%，具高MgO（26.40%）、低Na2O+K2O（0.69%）特征，Mg#为83.22，明显高于原始岩浆的Mg#（68～72），接近蛇绿岩中变质橄榄岩的Mg#（89～91）[7]。基性岩SiO2含量44.24%～49.11%，具高 Al2O3，为 14.23%～16.70%，平均15.75%、Na2O+K2O为3.63%～5.44%，平均4.67%、TiO2为0.95%～2.32%，平均1.41%、低MgO，为5.70%～7.73%，平均6.43%特征。Mg#为48.25～61.31，平均54.33，明显低于原始岩浆的Mg#值，说明岩石经一定分异演化作用[8-9]。Al2O3-CaO-MgO图解中超基性岩落入超镁铁堆积岩区（图2-a）[10]，基性岩落入镁铁堆积岩区。TAS图解中（图2-b）[11]，基性岩落在辉长岩范围内，主要落在碱性系列区域。

3.2 稀土元素

基性-超基性岩稀土总量20.32×10-6～163.82×10-6，δEu为0.97～1.14，平均1.04，无明显Eu异常。轻重稀土总量比值为 2.12～9.31，平均 5.13，（La/Yb）N为1.18～11.23，平均5.24。球粒陨石标准化分布曲线上（图3-a），为超基性岩平坦型逐渐过渡到基性岩轻稀土富集的右倾型。

3.3 微量元素

基性-超基性岩MORB标准化微量元素蛛网图具相似特征（图3-b），元素K，Rb，Ba，Th，Ta，Nb明显富集，形成的“大隆起”及由Zr，Hf，Sm形成的“小隆起”特征显著，该分布形态与大陆板内碱性玄武岩分布形态相似[14-16]。基性-超基性岩微量元素蛛网图显示较好相似性，表明他们来源于同一构造环景，基性岩微量丰度较超基性岩中的丰度明显高，可能与岩浆分离结晶作用密切相关。

4 讨论

4.1 岩浆演化及源区性质

图2 团结峰地区基性-超基性岩MgO-CaO-Al2O3图解（a）和TAS图解（b）Fig.2 MgO-CaO-Al2O3 diagram(a)and TAS diagram(b)of the Tuanjiefeng basic-ultrabasic

图3 团结峰地区基性-超基性岩稀土元素球粒陨石配分曲线和微量元素MORB蛛网图Fig.3 REE distribution patterns and trace element spectra of the Tuanjiefeng basic-ultrabasic

基性岩石高场强元素Zr，Hf，Nb，Ta，Sm，P，Ti，Y，Yb等活动性小，是研究岩浆岩成因及演化的可靠指标[16]。原始地幔Th/Ta值为2.3，大陆地壳为10±[17]。原始地幔Zr/Hf值为36.27，大陆地壳为11[18]。测区Th/Ta值为 1.7～2.9，平均 2.4，Zr/Hf值为 25.9～41.5，平均33.7，均集中在原始地幔附近，说明岩浆来自软流圈地幔[19]。Nb/U比值与源区物质有关，与岩浆过程（结晶分异、同化混染、混合作用和液态分离）无关。MORB和OIB的Nb/U比值为47±10，大陆地壳比值为12±[20]。测区基性-超基性岩Nb/U比值为21～36，平均27，介于MORB-OIB与地壳比值间，说明岩浆源区遭地壳混染。Nb/U比值靠近原始地幔，表明其来自地幔部分熔融。原始地幔Nb/La值大于1.0，大陆地壳平均值Nb/La为 0.7±[21]。研究区基性-超基性岩Nb/La比值为0.80～0.91，表明岩浆上升过程经轻微地壳混染。Zr/Ba大于0.2，认为玄武岩源自软流圈地幔[22]。本区基性-超基性岩的Zr/Ba比值为0.10～0.51，平均0.30，其源区可能来自软流圈地幔。Nb/Yb、Ta/Yb、La/Yb等微量元素比值可有效区分地幔源区[23]。Nb/Yb-Ta/Yb图解和Nb/Yb-La/Yb图解中（图4-a，4-b），本区基性-超基性岩数据点均落在地幔序列中，且主要落在E-MORB附近，暗示本区岩石可能起源于具E-MORB性质的软流圈地幔。

4.2 构造环境分析

实现软流圈物质上涌有以下几种方式：①地幔柱活动；②岩石圈拆沉，即造山带碰撞晚期，重力导致造山带根部坍塌使岩石圈剥离减薄，导致软流圈物质上涌；③俯冲板片的断离使软流圈上涌；④软流圈地幔对流的热侵蚀作用导致岩石圈减薄使软流圈上涌发生熔融；⑤裂谷作用导致软流圈物质上涌，发生减压熔融[24]。

图4 团结峰地区基性－超基性岩Nb/Yb-Ta/Yb图解(a)及Nb/Yb-La/Yb图解(b)Fig.4 Nb/Yb-Ta/Yb diagram(a)and Nb/Yb-La/Yb diagram(b)of the Tuanjiefeng basic-ultrabasic

图5 团结峰地区基性－超基性岩构造环境判别图解Fig.5 Identification diagram of tectonic setting of the Tuanjiefeng basic-ultrabasic

图6 Th/Hf-Ta/Hf构造环境判别图解Fig.6 Th/Hf-Ta/Hf Identification diagram of tectonic setting

团结峰地区基性岩形成于228～254 Ma[25]，该时期研究区没有地幔柱活动，也没有造山带碰撞大规模地壳熔融形成的壳源岩浆活动。基性-超基性岩样品在 Zr/Nb-Ta/Th、Th/Nb-Th/Yb、Th/Yb-Ta/Th、Nb-Nb/Th构造环境判别图解中（图5），均落入板内玄武岩。Th/Hf-Ta/Hf构造环境判别图解中（图6），落入陆内裂谷环境，这与岩石MORB标准化微量元素蛛网图所示大陆板内环境一致。相伴产出的放射虫硅质岩为陆内裂谷环境[26]，E-MORB残片产出为陆间裂谷-初始洋盆环境[25]，这种大规模与E-MORB共生的基性-超基性岩侵入，可能代表一种成熟的活动大陆边缘，局部地区可能出现过渡性洋壳。因此，本区基性-超基性岩形成于初始洋壳的陆内裂谷环境。

4.3 构造意义

前人研究认为，早中生代为特提斯地质演化阶段，晚二叠世以后，特提斯系统构造发生重大转变，在早三叠世发生拉张作用，并于乔尔天山-岔路口断裂以南沉积了一套复理石碎屑岩-碳酸盐岩沉积建造，沉积厚度超过5 000 m，有可能存在一个相当深的海槽（具初始洋壳性质）❶岔路口幅1:25万区域地质调查报告，陕西地质调查院，2005。黑山峰-尖山一线在晚二叠世至晚三叠世时期发育古洋盆❷新疆地矿局第一区域地质调查大队,1:5万乔尔天山幅(I44E003002)等4幅区域地质调查报告,2008，古洋盆在中三叠世处于扩张期的发展演化阶段[25]。团结峰地区基性-超基性岩为初始洋壳的陆内裂谷环境，印证了前人观点，同时超镁铁质岩的存在说明裂陷深度到达上地幔。基性岩形成于228～251 Ma，相伴E-MORB形成时间为254 Ma。放射虫硅质岩中含典型中三叠世安尼期放射虫动物群，拉张时间为晚二叠世晚期，并延续至中三叠世晚期[25]。

区域上康西瓦-木孜塔格-阿尼玛卿晚古生代结合带与龙木错-双湖晚古生代结合带之间，未发现完整蛇绿岩。西兰乌金蛇绿混杂岩带内发育古生代—三叠纪蛇绿岩，组分有超基性岩、E-MOMB相似的基性岩（辉长岩等）。具岛弧-洋脊玄武岩过渡特征的基性熔岩及相伴产出的放射虫硅质岩，上被上三叠统不整合覆盖，在拉竹龙一带被阿尔金大型走滑断裂左行错移，推测西段为大红柳滩（泉水沟）-郭札错断裂[28]。团结峰地区蛇绿岩物质组分、形成时代和分布位置均可与西兰乌金蛇绿混杂岩带对比，乔尔天山-岔路口断裂可能是西兰乌金蛇绿混杂岩带的西延部分，这对研究昆化山构造演化具重要意义。

5 结论

（1）团结峰地区基性-超基性岩与E-MORB、硅质岩共同构成蛇绿岩残片。岩石具板内碱性玄武岩特征，产出环境可能为初始洋壳陆内裂谷，裂陷深度已达上地幔。

（2）基性-超基性岩可能起源于具E-MORB性质的软流圈地幔，岩浆上升过程中经轻微地壳混染。

（3）基性岩形年龄为228～251 Ma，结合相伴EMORB（254 Ma）及含中三叠世安尼期放射虫动物群的放射虫硅质岩，陆内裂解时间为晚二叠世晚期，并延续至中三叠世晚期。

（4）团结峰地区基性-超基性岩的发现，为乔尔天山-岔路口断裂可能是西兰乌金蛇绿混杂岩带的西延部分提供了证据，这对研究昆仑山构造演化具重要意义。

致谢：本文为《新疆西昆仑地区1∶5万I44E005003等5幅区域地质调查》项目成果之一，参加工作的主要成员还有冯邦国、王仕海、朱华等，审稿人对稿件提出了宝贵的修改意见，在此一并表示诚挚的感谢！

[1]中国科学院青藏高原综合科学考察队,编著.喀喇昆仑山-昆仑山地区地质演化[M].北京:科学出版社,2000.

[2]董连慧,冯京,刘德权,等.新疆成矿单元划分方案研究[J].新疆地质,2010,28(1):1-15.

[3]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.

[4]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.

[5]杜红星,魏永峰,薛春纪,等.多宝山铅锌矿床地质特征及地球化学研究[J].新疆地质,2012,30(1):52-57.

[6]魏永峰,赵志强,林美英,等.西昆仑团结峰蛇绿混杂岩的地质特征及意义[A].//成都理工大学地球科学学院,资源环境与地学空间信息技术新进展学术论文集[C].北京:科学出版社,2016,13-15.

[7]李小赛,赵元艺,黄道袤,等.西藏申扎县侧波积异地区超基性岩成因特征及找矿意义[J].地质学报,2014,88(10):1843-1860.

[8]谢燮,杨建国,王小红,等.甘肃北山红柳沟铜镍矿化基性－超基性岩体SHRIMP锆石U-Pb年龄及其地质意义[J].中国地质,2015,42(2):396-405.

[9]陈维民,白建科,仇银江,等.西北特克斯地区哈拉达基性岩体LAICP-MS锆石U-Pb定年及其地质意义[J].西北地质2017,50(2):69-79.

[10]Coleman R.G.Ophiolites[M].Berlin:Springer-Verlag,1977:229.

[11]Wilson M.IgneousPetrogenesis[M].London:Unwin and Hyman.1989.

[12]Masuda A,Nakamura N and Tanaka T.Fine structures of mutually normalized rare-earth patterns of chondrites[J].Geochimica et Cosmochimica Acta,1973,37(2):239-248.

[13]Hugh R.Rollison 著,杨学明,等译.岩石地球化学[M].合肥:中国科学技术大学出版社,2000.

[14]李昌年著.火成岩微量元素岩石学[M].武汉:中国地质大学出版社,1992.

[15]Hugh R.Rollison 著,杨学明,等译.岩石地球化学[M].合肥:中国科学技术大学出版社,2000.

[16]徐学义,马中平,李向民,等.西南天山吉根地区P-MORB残片的发现及其构造意义[J].岩石矿物学杂志,2003,22(3):245-253.

[17]张贵山,温汉捷,裘愉卓.闽西晚中生代基性岩脉的地球化学研究[J].地球化学,2004,33(3):243-253.

[18]Weaver B L.1991.The origin of ocean island basalt end member compositions:Trace element and isotopic constraints.Earth and Planetary Science Letters,104(2-4):381-397.

[19]齐琦,王永和,余吉远,等.甘肃北山牛圈子地区基性岩墙群年代学、地球化学特征及构造意义[J].新疆地质,2017,35(1):99-106.

[20]Woodhead JD and Mcculloch MT.1989.Ancient seafloor signals in Pitcairn Island lavas and evidence for large amplitude,small length-scale mantle heterogeneities.Earth&Planetary Science Letters,94(3):257-273.

[21]Taylor SR and Mclennan SM.1995b..The geochemical evolution of the continental crust.Rev.Geophys.33(2):241-265.

[22]Ormerod DS,Hawkesworth CJ,Rogers NW,et al.1988.Teclonic and magmatic transitions in the Western Great Basin,USA.Nature,333(6171-6172):349-353.

[23]吕彪,郭瑞清,王克卓,等.新疆库鲁克塔格西段三叠纪辉绿岩墙的发现及地质意义[J].新疆地质,2016,34(3):317-324.

[24]寇彩化,刘燕学,李廷栋,等.江南造山带西段新元古代超基性岩体年代学和岩石地球化学研究及其对源区的约束[J].岩石矿物学杂志,2016,35(6):947-964.

[25]魏永峰,赵志强,林美英,等.西昆仑团结峰地区E-MORB残片的发现、地球化学特征及构造意义[J].新疆地质,2016,34(3):312-316.

[26]魏永峰,赵志强,林美英,等.西昆仑尖山混杂岩带中硅质岩地球化学特征及沉积环境[J].新疆地质,2016,34(2):197-203.

[27]李荣社,计文化,杨永成,等.昆仑山及邻区地质[M].北京:地质出版社,2008.

[28]潘桂棠,王立全,张万平,等.青藏高原及邻区大地构造图及说明书(1:1500000)[M].北京:地质岩版社,2013.