新疆且末县几克里阔勒镁铁—超镁铁岩体地球化学特征及岩石成因

2014-09-11范亚洲夏明哲夏昭德王垚郭娜欣

地质论评 2014年4期

范亚洲,夏明哲,夏昭德,王垚,郭娜欣

1) 长安大学地球科学与资源学院，西安，710054; 2) 西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室，西安, 710054; 3) 中国地质科学院矿产资源研究所，北京，100037

内容提要: 新疆且末县几克里阔勒镁铁—超镁铁岩体位于塔里木板块南缘活动带之喀拉米兰晚古生代沟弧系中段北侧，侵入下石炭统满达拉恰普组第三段海相碎屑岩、碳酸盐岩及中酸性火山岩建造中。主要岩石类型有纯橄岩、二辉橄榄岩、单辉橄榄岩、含长橄榄二辉岩、二辉岩、橄榄辉长岩、淡色辉长岩。岩石地球化学及岩相学特征表明：岩浆作用早期，分离结晶作用主导了岩浆演化过程和岩体形成过程，橄榄石和斜方辉石呈分离/堆晶相；矿物结晶顺序是：尖晶石/橄榄石斜方辉石单斜辉石单斜辉石+斜长石褐色普通角闪石/黑云母。原生岩浆可能来自原始地幔或中等程度熔融的高镁玄武质岩浆，属拉斑玄武岩系列，形成过程中受到了一定程度同化混染作用的影响，但硫化物熔离程度较弱。岩浆源区位于尖晶石稳定域。

20世纪90年代至本世纪初，前人在昆仑山地区开展的1∶25万区调工作时发现一条北东—南西向的基性—超基性杂岩带，长约300 km，已知镁铁—超镁铁岩体一百多个，并将这些岩体归为阿帕—茫崖蛇绿岩带(何国琦等，1994；赖绍聪等，1996)。王焰等(1999)认为阿帕—茫崖地区的镁铁—超镁铁岩体具有蛇绿岩性质。陈金荣等(2003)笼统地将该几克里阔勒地区的基性—超基性岩划为几克里阔勒构造混杂岩，并作了岩石学、地球化学等方面的探讨。然而，在同一构造带内，某矿业公司发现了达拉库岸岩体，属铁质基性—超基性岩体，赋存有岩浆型镍铜硫化物矿(化)体，可见东昆仑地区基性—超基性岩体属性的厘定尚需研究。本文以同一构造带内的几克里阔勒岩体为研究对象，从岩石学、岩石地球化学等方面着手，探讨其岩石成因。

1 地质概况

几克里阔勒镁铁—超镁铁岩体位于塔里木板块南缘活动带之喀拉米兰晚古生代沟弧系中段北侧，其北隔阿尔金断裂与塔里木板块相邻，南隔木孜塔格—鲸鱼湖断裂(昆南断裂)与华南板块相邻(弓小平等，2004；尹福光等，2004)。区域内出露地层主要有：中泥盆统莫勒切组、下石炭统满达拉恰普组、上中石炭统喀拉米兰河群以及上更新统—全新统(新疆地质矿产局，1993、1987)。构造线可分为南北向、北东东向和北西向三组，北东东向构造是区内的主要构造，主要断裂有阿尔金断裂(张建新等，1998；周勇等，1999)、古拉模萨依断裂、雅普喀克勒克断裂及琼库尔达坂断裂，主要褶皱为托库孜达坂复向斜(韩红卫等，2006、2007)。岩浆岩较为发育，主要为华力西中期的花岗岩、二长花岗岩；华力西晚期的黑云母花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩、闪长岩、辉长岩、超基性岩。岩体位于塔里木成矿区喀拉米兰Au—Cu成矿带内，构造带内地质构造复杂，火山岩浆活动发育，成矿条件较好，除与海相火山岩作用有关的铜、锌、铁、金、铅、银矿产外，有与超基性岩有关的铜、钴、镍、金、铂矿产，与各类热液活动及沉积作用有关的矿产(裴荣富等，2005)。

图1 新疆且末县几克里阔勒镁铁—超镁铁岩体构造位置(a, 据孙吉明，2008)及地质略图(b, 据新疆地质矿产局，1987)Fig. 1 Tectonic location (a, after Sun Jiming, 2008) and geological map(b, modified after Bureau of Geology and Mineral Resources of Xinjiang, 1987) of the Jikelikuole mafic—ultramafic rocks in Qiemo County, Xinjiang Q—第四系; C—石炭系; D—泥盆系; γο4—黑云母斜长花岗岩; δο4—石英闪长岩; ∑4—基性—超基性岩 Q—Quaternary; C—Carboniferous; D—Devonian; γο4—biotite plagiogranite; δο4—tonalite; ∑4—basic—ultrabasic rocks

2 岩体地质

岩体位于且末县几克里阔勒110°方向约3 km，地理坐标为84°41′45″E、36°59′09″N，大致沿27号断裂带南侧侵入下石炭统满达拉恰普组第三段海相碎屑岩、碳酸盐岩及中酸性火山岩建造中(图1；新疆地质矿产局，1987)。由于全新世风积粉砂层广泛发育，野外观察极为困难。初步确定岩体出露面积约0.5km2，最大岩体露头长230m，宽34m，最小岩体露头长15m，宽3m。地质图上将其八个露头合并表示为东、西的两个岩体，东部露头长310m，宽30～150m，岩体形状呈不规则的透镜状，大致呈东西方向展布，岩体产状北界由于第四纪覆盖而不清，南界产状为340°∠75°。西部露头长800m，宽30～80m，岩体大致呈北西西向展布，平面上呈梭状，岩体西部南界产状30°∠70°。岩体接触带上辉石多已蚀变为透辉石，并有碳酸岩脉贯入，后期的构造活动，常沿接触带发育成破碎带，其围岩石英闪长岩边部常见细晶带，东部可见石英闪长岩呈脉状侵入超基性岩体中。岩浆分异属中等，岩相分带较简单。

3 岩相学

对于具有堆晶结构的超镁铁岩而言，有多位学者提出过不同的命名原则，例如，堆晶相+堆晶岩(Wyllie，1967)。但是，所提出的各种命名原则都存在明显不足。所以，本文仍然根据天然矿物(modal)组成，按照IUGS火成岩分类学分委会推荐的分类方案(1991)确定岩石名称。由此而确定的超镁铁质岩石类型为：纯橄岩、二辉橄榄岩、单辉橄榄岩、含长橄榄二辉岩、二辉岩。这些超镁铁岩最主要的结构类型为正堆晶结构、包橄结构、反应边结构和自形—半自形粒状结构。在橄榄岩和橄榄辉石岩中，橄榄石全部为堆晶相；斜方辉石既可以是堆晶相，亦可以是填隙相；单斜辉石、褐色普通角闪石和黑云母全部为填隙相。二辉岩中橄榄石多呈粗粒状，斜方辉石呈短柱状，二者多已强烈蛇纹石化、滑石化，在蚀变过程中析出大量粉尘状磁铁矿，后经氧化作用转化为褐铁矿。填隙相单斜辉石呈细小它形粒状，已强烈透闪石化、绿泥石化。副矿物见有尖晶石、榍石及磁铁矿。

与上述超镁铁岩相关的镁铁质岩石类型有：橄榄辉长岩、淡色辉长岩。主要的岩石结构有半自形粒状结构、辉长结构、含长结构等。副矿物见有磁铁矿、磷灰石和锆石。岩石蚀变弱，可见斜长石钠黝帘石化、橄榄石和斜方辉石蛇纹石化、单斜辉石阳起石化。

4 岩石地球化学

主量元素及微量元素分析均在长安大学西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室分别采用XRF-1800和美国X-7型ICP-MS完成，数据见表1；铂族元素测试分析在中国科学院广州地球化学研究所同位素与年代学重点实验室完成，数据见表2。

4.1 主量元素

所有样品的SiO2含量介于41.67 %～50.77 %，属于超基性—基性岩类。与岩相学特征变化相对应，各种氧化物含量都有较大的变化范围。岩体中除辉长岩(TiO2=1.06 %)外，其余样品的TiO2含量都小于1.0 %，平均值仅为0.42 %。纯橄岩的m/f值为7.88～8.60，为镁质超基性岩；橄榄岩及辉石岩的m/f值介于2.0～6.5之间，为铁质超基性岩(吴利仁，1963)。在(Na2O+K2O)—SiO2图解中，所有样品均投于亚碱性区域；在TFeO/MgO—SiO2图解上，所有样品均位于分界线附近，总体来看，样品具有拉斑玄武岩系列富铁的演化趋势。

图 2 新疆且末县几克里阔勒镁铁—超镁铁岩石化学系列图解(底图据Miyashiro，1974)Fig. 2 The petrochemical series classification diagrams of the Jikelikuole mafic—ultramafic rocks in Qiemo County, Xinjiang (after Miyashiro，1974) (a) SiO2—(Na2O+K2O)图解; (b) SiO2—(TFeO/MgO)图解。 1—纯橄岩; 2—橄榄岩; 3—辉石岩; 4—辉长岩 (a) diagram of SiO2—(Na2O+K2O); (b) diagram of SiO2—(TFeO/MgO). 1—dunite; 2—peridotite; 3—pyroxenite; 4—gabbro

4.2 微量元素

岩体的∑REE=6.82×10-6～204.65×10-6。其中一件辉长岩样品的稀土元素总量相对较大(∑REE=204.65×10-6)，两件纯橄岩样品的稀土元素含量较低(∑REE = 6.82×10-6～9.54×10-6)，其余样品的稀土元素含量介于30.44×10-6～47.02×10-6，是球粒陨石稀土元素总量的4.7～7.2倍(McDonough and Sun,1995)。稀土元素总量随岩浆演化逐渐升高。橄榄岩、辉石岩及辉长岩的(La/Sm)N=1.23～3.59、(Gd/Yb)N=1.29～2.43、(La/Yb)N=1.89～5.78，表明轻重稀土元素之间的分馏稍强，轻、重稀土元素之间分馏程度稍弱。δEu介于0.72～1.47之间，平均值为1.03，无明显铕异常。在稀土元素配分图解上，纯橄岩稀土元素配分曲线近于平坦型，橄榄岩、辉石岩及辉长岩表现为轻微的右倾型(图3a)。

微量元素蛛网图型式基本一致，纯橄岩微量元素组成与原始地幔相似，配分模式近于水平，其中Th与Sr的弱富集，可能与热液蚀变有关。橄榄岩、辉石岩及辉长岩明显富集大离子亲石元素(Rb、Ba、U、Th、Sr)，相对亏损高场强元素(HREE)，具有明显的Nb、Ta负异常(图3b)。

4.3 铂族元素

岩体∑PGE丰度介于0.30×10-9～7.88×10-9之间，平均值为3.45×10-9，远低于原始地幔的∑PGE值(23.5×10-9；McDonough and Sun，1995)。其中，纯橄岩的∑PGE含量为7.61×10-9；单辉橄榄岩∑PGE含量为1.14×10-9～7.88×10-9；辉长岩的 ∑PGE含量为0.30×10-9～0.34×10-9(表2)。总体上，显示岩石中PGE含量随岩石基性程度降低而变小的特点。在原始地幔标准化图解上，纯橄岩和一件单辉橄榄岩的PGE配分曲线为平坦型；其他三件样品的PGE配分曲线为左倾型，样品均具有弱的Ru负异常(图4a)。

图3 新疆且末县几克里阔勒镁铁—超镁铁岩体稀土、微量元素图解 (球粒陨石与原始地幔标准化值据McDonough and Sun,1995)Fig. 3 REE and trace elements patterns of the Jikelikuole mafic—ultramafic rocks in Qiemo County, Xinjiang (chondrite and primitive mantle data after McDonough and Sun,1995) (a) 球粒陨石标准化稀土元素配分图解; (b) 原始地幔标准化微量元素蛛网图; 1—纯橄岩; 2—橄榄岩; 3—辉石岩; 4—辉长岩 (a) Chondrite-normalized REE patterns; (b) PM-normalized trace elements spider diagrams; 1—dunite; 2—peridotite; 3—pyroxenite; 4—gabbro

表2 新疆且末县几克里阔勒镁铁—超镁铁岩体铂族元素丰度Table 2 Abundance of platinum group elements (×10-9) of the Jikelikuole mafic—ultramafic rocks in Qiemo County, Xinjiang

图4 新疆且末县几克里阔勒镁铁—超镁铁岩体原始地幔标准化亲铜元素曲线图(a, 据McDonough and Sun,1995)及Ni /Cu—Pd /Ir关系图(b, 据Barnes et al.,1985)Fig. 4 Primitive mantle-normalized chalcophile elements patterns(a, after McDough and Sun, 1995) and Diagrams of Ni/Cu vs. Pd/Ir (b, after Barnes et al.,1985 ) of the Jikelikuole mafic—ultramafic rocks in Qiemo County, Xinjiang 1—达拉库岸镁铁—超镁铁岩; 2—几克里阔勒镁铁—超镁铁岩 1—Dalaku’an mafic—ultramafic rocks; 2—Jikelikuole mafic—ultramafic rocks

岩体具有相似的PGE配分模式。Ir与Pd、Pt、Ru以及Pt与Pd的显著相关性特征，表明它们是同源岩浆演化的产物。几克里阔勒岩体样品的Cu/Pd比值较低，低于原始地幔的Cu/Pd比值(7690)(McDonough and Sun，1995)，表明原始岩浆在早期演化过程中硫化物熔离作用弱。达拉库岸岩体岩石的Cu/Pd比值为4925～11181(平均8829)，高于原始地幔的Cu/Pd比值(7690)(McDonough and Sun，1995)，表明原始岩浆在早期演化过程中曾发生过深部硫化物熔离作用。几克里阔勒岩体岩石的Ir含量为0.007～1.58，Pd/Ir比值为0.77～25.70，平均值为11.42。达拉库岸岩体的Ir含量为0.106～9.31，Pd/Ir比值为27.34～4404.11，平均值为922.9，远大于几克里阔勒岩体的相应值。通常情况下热液硫化物矿床具有极低的Ir含量和高的Pd/Ir比值(Pd/Ir比值一般大于100)，而岩浆硫化物矿床则具有相对高的Ir含量和低的Pd/Ir值(Keays et al.,1995；Maier et al.,1996, 2009)，这是由于Pd和Ir在热液蚀变过程中发生分馏所致(Barnes et al.,1985, 1999)。因此，几克里阔勒岩体岩石较低的Ir含量表明岩浆成矿过程中热液作用对PGE含量有影响。

5 讨论

5.1 蚀变作用

岩体蚀变较强，发生不同程度的蛇纹石化、纤闪石化、钠黝帘石化、硅化、碳酸盐化等。蚀变过程很容易改变一些大离子亲石元素的含量，如Cs、Rb、K、Ba、Sr；而稀土元素和一些高场强元素，如Nb、Ta、Zr、Hf、Ti、P等，由于其小的离子半径和强的化学键而活动性较弱；其中，Zr、Th的活动性最弱(Staudigel and Hart, 1983)。因此通过其他元素与Zr、Th的关系可以判断元素的活动性(Gison et al., 1982; Pearce et al., 1992)。Th与La、Ta以及Zr与Sm、Nb之间呈现明显的正相关(图5)，表明稀土元素和Nb、Ta等高场强元素在热液蚀变过程中较稳定。而Rb与Zr、Sr与Th之间相关性较弱，表明Sr、Rb等大离子亲石元素在热液蚀变中很不稳定。因此，高场强元素和稀土元素可以用来探讨原生岩浆的特征，其变化可以反映岩浆演化过程和成因信息。

5.2 同化混染作用

通常，幔源岩浆侵入地壳过程中会不同程度受到地壳物质的影响，幔源岩浆上升过程中若有地壳物质的加入往往会增加岩浆的SiO2、K2O和Cs、Rb、Ba、Th、Zr、Hf等大离子亲石元素的丰度，同时会升高La/Nb、Zr/Nb、K/P值，降低Ti/Yb、Ce/Pb(Baker et al., 1997; Wood, 1980；陶琰等, 2007、2008；张招崇等,2007；马言胜等，2009)。从元素地球化学角度来说，由于不同元素在不同的矿物中具有不同的相容性，随着结晶作用的进行，残余岩浆会逐渐亏损早期结晶相中的相容元素，并逐渐富集早期结晶相中的不相容元素，即与结晶过程相伴，岩浆中的元素丰度会随之变化。但是，总分配系数相同或很相近的元素比值不会因结晶作用而改变。因此，根据总分配系数相同或很相近、对同化混染作用又敏感的元素比值(例如Ce/Pb，Th/Yb，Nb/Ta，Ta/Yb，K2O/P2O5，Ti/Yb，Zr/Nb等间的协变关系，可以检验是否存在同化混染作用，并判断混染程度(Mecdonald et al.，2001；Baker et al.，1997；Campbell and Griffiths, 1993)。在图6上，Zr—Th、Ce/Nb—Th/Nb、La/Nb—Zr/Nb、Nb/Ta—La/Yb具有明显的正相关性，说明岩石形成过程受到一定程度的同化混染作用。岩体内部含有海相碎屑岩和碳酸盐岩捕掳体，也说明这一点。

图5 新疆且末县几克里阔勒镁铁—超镁铁岩体相关元素活动性判断图解Fig. 5 Diagrams of related elements for checking activity of the Jikelikuole mafic—ultramafic rocks in Qiemo County, Xinjiang (a) Sr—Th图解;(b) La—Th图解;(c) Ta—Th图解;(d) Rb—Zr图解;(e) Sm—Zr图解;(f) bNb—Zr图解。 1—纯橄岩; 2—橄榄岩; 3—辉石岩; 4—辉长岩 (a) diagram of Sr—Th;(b) diagram of La—Th;(c) diagram of Ta—Th;(d) diagram of Rb—Zr; (e) diagram of Sm—Zr; (f) diagram of Nb—Zr. 1—dunite; 2—peridotite; 3—pyroxenite; 4—gabbro

图6 新疆且末县几克里阔勒镁铁—超镁铁岩体同化混染作用判别图Fig. 6 Diagrams of selected rare earth elements for checking contamination of the Jikelikuole mafic—ultramafic rocks in Qiemo County, Xinjiang (a) Zr—Th图解;(b) Ce/Nb—Th/Nb图解;(c) La/Nb—Zr/Nb图解;(d) Nb/Ta—La/Yb图解。 1—纯橄岩; 2—橄榄岩; 3—辉石岩; 4—辉长岩 (a) diagram of Zr—Th;(b) diagram of Ce/Nb—Th/Nb;(c) diagram of La/Nb—Zr/Nb; (d) diagram of Nb/Ta—La/Yb. 1—dunite; 2—peridotite; 3—pyroxenite; 4—gabbro

5.3 原生岩浆及岩浆源区

Mg#(Mg#=Mg/(Mg+Fe))是鉴别原生岩浆的重要标志之一。Green(1975)认为，与地幔橄榄岩平衡的原生岩浆的Mg#=0.63～0.73；Freg et al.(1978)认为，Mg#=0.68～0.73；Hess (1992)认为Mg#>0.68。如果以Mg#=0.68～0.73代表了原生岩浆和近于原生岩浆的Mg#范围，就可以看出，辉石岩、橄榄岩和纯橄岩的Mg#=0.77～0.88，应该主要由岩浆早期结晶的矿物相聚集而成。辉长岩的Mg#=0.48，明显属于演化的岩浆。

一般认为，亲铜元素(Cu、Ni、PGE)丰度基本不会受到陆壳同化混染和分离结晶作用的影响，所以它们的丰度比值可以用来讨论原生岩浆的性质。PGE主要赋存在地幔橄榄岩的硫化物中(Barnes et al.,1985;Shirey and Walker et al.,1998)。在地幔熔融过程中，Os,Ir,Ru和Ni是相容的，而Rh,Pt,Pd和Cu是不相容的。因此，不同程度的部分熔融可以导致Pd/Ir和Ni/Cu的分异，高度部分熔融形成的科马提岩具有高的Ir含量，低的Pd/Ir和高的Ni/Cu比值(Barnes et al.,1999)，例如Kambalda矿床(Ni/Cu=13;Lesher et al.,1984)。较低部分熔融形成的玄武岩具有低的Ir含量，高的Pd/Ir和低的Ni/Cu比值，例如Duluth矿床(Ni/Cu=0.3;Naldrett,2004)。几克里阔勒岩体中纯橄岩和单辉橄榄岩具有较高的Ni/Cu比值(1322.99和231.06)和较低的Pd/Ir比值(0.81和0.77)，在Ni/Cu—Pd/Ir图解中(图4b)，这两件样品落入地幔区，表明其原生岩浆来自原始地幔；而其他三件样品具有中等的Ni/Cu比值和Pd/Ir比值，落入高镁玄武岩区及其附近，表明其原生岩浆来自中等程度熔融的高镁玄武质岩浆。

众所周知，由于镁铝榴石和尖晶石的稀土元素分配系数存在显著差异，所以，在石榴石稳定域和尖晶石稳定域生成的幔源岩浆的稀土元素、尤其是重稀土元素的分馏程度存在明显差异(Henderson，1984)。由于石榴子石强烈富集重稀土元素，当部分熔融发生在石榴子石稳定域且有石榴子石作为残留相存在时，会导致所生成的岩浆具有强烈分馏的稀土元素地球化学特征，而在尖晶石稳定域，稀土元素受多种矿物相的共同制约，所生成的岩浆往往具有弱分馏的稀土元素地球化学特征(资锋等，2011；Weyer et al.，2003)，几克里阔勒岩体稀土元素分馏弱，表明岩浆生成于尖晶石稳定域。

5.4 分离结晶作用及岩浆演化

图7 新疆且末县几克里阔勒镁铁—超镁铁岩体Harker图解 Fig 7 Harker diagrams of the Jikelikuole mafic—ultramafic rocks in Qiemo County, Xinjiang (a) TFeO—SiO2图解;(b) MgO—SiO2图解;(c) A12O3—SiO2图解;(d) CaO—SiO2图解; (e) TiO2—SiO2图解;(f) (K2O+Na2O)—SiO2图解。 1—纯橄岩; 2—橄榄岩; 3—辉石岩; 4—辉长岩 (a) diagram of TFeO—SiO2;(b) diagram of MgO—SiO2;(c) diagram of Al2O3—SiO2; (d) diagram of CaO—SiO2; (e) diagram of TiO2—SiO2; (f) diagram of (K2O+Na2O)—SiO2. 1—dunite; 2—peridotite; 3—pyroxenite; 4—gabbro

PGE元素高度亲硫，它们的组成特征主要受硫化物的控制。硫过饱和的岩浆会发生硫化物的熔离作用，使得PGE特别是Os、Ir、Pt和Pd的丰度随着硫化物的熔离而大大降低，从而影响残余岩浆中PGE的含量和分布特征。通常，Pd在硫化物/硅酸盐熔体中的分配系数为20000，远大于Cu的分配系数1000(Francis,1990)，因此若早期岩浆经历过S饱和，硫化物熔离过程将使Pd相对于Cu更多被带走，使得剩余岩浆中Cu/Pd值将明显增高，并高于相应的原始地幔值。几克里阔勒岩体(矿化)岩石的Cu/Pd比值较低(1.24～952.15)，低于原始地幔的Cu/Pd比值(7690)(McDonough and Sun，1995)，表明原始岩浆在早期演化过程中硫化物熔离作用弱。