青藏高原西北缘新生代超基性-基性岩脉锆石U-Pb年代学及地球化学特征

2020-06-05晁文迪厉小钧

岩石矿物学杂志 2020年1期

晁文迪，厉小钧

(中国冶金地质总局西北地质勘查院，陕西西安 710119)

青藏高原西北缘是印度洋向北扩张挤压应力聚集的地带，也是陆-陆碰撞造山带的典型地区之一(肖序常等，2002)，自显生宙以来遭受了强烈的挤压，构造复杂，因而成为了研究青藏高原周缘造山带及青藏高原早期演化的热点地区(Panetal.，1996；丁道桂等，1996，Zhangetal.，2007；李荣社等，2008; 康磊等，2012)。伴随着岩石圈的缩短、增厚和隆升，青藏高原北向扩展，在西北缘发育一系列新生代岩浆岩。这些岩浆岩包括了侵入岩和火山岩两类，其中侵入岩主要为中酸性，具富碱特征，主要出露于塔什库尔干地区等地(柯珊等，2006，2008)；火山岩主要为基性，具钾质特征，主要出露于康西瓦、大红柳滩、泉水沟、甜水海、阿什库勒和普鲁等地(鲍佩声等，2006； Zhangetal., 2008; 王洪燕等，2011)。岩浆岩作为探测深部的“探针”和“窗口”，也是区域构造演化的记录，在青藏高原大陆动力学研究中有着重要的作用(莫宣学，2011)。前人对该区以新生代富碱侵入岩和钾质火山岩为代表的岩浆岩进行了较为详尽的研究，但是目前对青藏高原西北缘新生代岩浆岩的研究仅限于中酸性和基性岩浆岩，相关区域构造演化结论也只是基于这些中酸性和基性岩浆岩而得出。本文首次于青藏高原西北缘米提孜北发现多条新生代超基性-基性岩脉，表明该区新生代岩浆岩不仅存在中酸性岩和基性岩，还存在超基性-基性岩，相关区域构造背景的探讨也必须要考虑到这些超基性-基性岩的存在。本文对这些新发现的超基性-基性岩脉进行了锆石U-Pb年代学和地球化学研究，试图探讨其成因机制和大地构造意义，为研究青藏高原北向扩展和西北缘新生代岩石圈的演化过程提供新的证据。

1 地质概况及岩石学特征

青藏高原西北缘位于中央造山带的最西端(姜春发等，2000；张传林等，2005)、古亚洲洋和特提斯构造域的结合部位(任纪舜，1999；薛光琦等，2005)，区域岩浆活动频繁，尤其以新生代岩浆活动最为强烈(于晓飞等，2012)，形成了主要沿喀喇昆仑断裂分布的塔什库尔干碱性岩浆岩带和主要沿康西瓦断裂分布的钾质火山岩带。

本文研究的超基性-基性岩脉位于青藏高原西北缘米提孜北，新疆和田地区喀拉喀什河上游，构造上位于塔里木板块西南缘铁克里克断隆带内(图1b)，整体位于柯岗断裂北侧附近。柯岗断裂是划分塔里木陆块和西昆仑造山带的边界断裂(赵佳楠等，2013)，整体呈北西向弧形展布，位于康西瓦断裂北侧。通过1∶5万区域地质调查工作，目前在米提孜北共发现7处超基性-基性岩脉(图1a)，分别位于阿西帕克、都拉希和乌鲁瓦提水利枢纽南。岩脉所在地平均海拔约3 000 m，山势陡峭，切割强烈，高差大。

超基性-基性岩脉主要呈脉状产出于长城纪赛拉加兹塔格岩群中，围岩主要为各类石英片岩和变质分异石英条带。岩脉总体呈近东西向展布，一般高角度切穿主期片理面，库娜提大型向形构造南北两侧皆有出现。岩脉延伸可达数十米，但仅有少数线性特征明显(图2a)，大部分岩脉被巨厚的风成沙覆盖，野外和遥感影像上线性特征均不明显。单个脉体宽度不一，最宽者可达20余米，最窄者宽度不足1 m(图2b)。

超基性-基性岩脉全部呈致密块状，大都具典型的煌斑结构，主要由斑晶和基质组成。斑晶含量11%～15%，大部分为角闪石或者黑云母。其中角闪石斑晶呈柱状或近自形菱形状，个别见两组菱形解理，粒径0.8～2.4 mm，整体具强绿泥石化和绿帘石化，沿解理析出黑色金属矿物，或沿解理分布深褐色自形晶黑云母(图2c)；黑云母斑晶呈深褐色，叶片状，整体绿泥石化，晶形大多较完好，一组解理清晰。基质主要由角闪石、黑云母和钠长石组成，钠长石可见钠长双晶，自形程度整体较斑晶低，且浅色矿物的自形程度较暗色矿物低，基质中角闪石和黑云母整体亦绿泥石化。副矿物榍石见弱钛铁矿化。镜下偶见裂隙，裂隙中大都充填碳酸盐矿物。斑晶角闪石边部或者内部沿解理分布自形片状黑云母，而非细小鳞片状，表明黑云母可能为角闪石分离结晶形成；次生蚀变矿物绿帘石、绿泥石遍布斑晶和基质中，表明岩脉后期整体可能遭受了一定程度的热液蚀变。由于超基性-基性岩脉中的斑晶大部分为角闪石或者黑云母，且基质中浅色矿物主要为斜长石而非碱性长石，可以按照其具体矿物成分定名为闪斜煌岩或者云斜煌岩，其中斑晶多见角闪石的为闪斜煌岩，斑晶多见黑云母的为云斜煌岩。

2 分析方法

本文主要对超基性-基性岩脉进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb定年、主量元素和微量元素分析，用于分析测试的样品均采自实测剖面和地质路线，分析方法如下：

用于锆石U-Pb定年的样品经锆石单矿物挑选、制备样品靶之后，拍摄阴极发光图像、透射光图像和反射光图像，选取分析点位。锆石的激光剥蚀电感耦合等离子体质谱(LA-ICP-MS)原位U-Pb定年在中国地质调查局西安地质调查中心的自然资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室完成。实验室采用的ICP-MS为美国Agilent公司生产的Agilent7700x，剥蚀系统为德国MircoLas公司生产的GeoLas Pro，激光剥蚀样品的深度为20～40 μm，考虑超基性-基性岩脉样品锆石颗粒普遍较小，激光剥蚀束斑直径调整为约25 μm。锆石年龄采用标准锆石91500作为外部标准物质，元素含量外标为NIST SRNI610。在锆石的同位素比值及元素含量计算中选用29Si作为内标(袁洪林等，2003)，具体分析步骤和数据处理方法参见相关文献(Ballardetal.，2001； Košleretal.，2002)。应用Glitter(ver4.0，Macquarie University)计算程序计算锆石的表面年龄及标准偏差，并对测试过程中产生的元素分馏和质量歧视进行校正(Andersen，2002)。应用Isoplot计算程序对锆石样品的206Pb/238U年龄和207Pb/235U年龄在谐和图上进行投图，并计算年龄谐和测点的加权平均值(weighted average，基于206Pb/238U年龄)(Ludwig，2003)。

采自7个已发现超基性-基性岩脉的7件主、微量样品分析在长安大学成矿作用及其动力学实验室完成。主量元素分析采用X射线荧光光谱法(XRF)完成，所用主要仪器为日本岛津顺序扫描LAB CENTER XRF-1800型波长色散X射线荧光光谱仪，分析精度优于1%。微量元素分析采用电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS)完成，所用主要仪器为美国热电X-7型、安捷伦7700E型电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)分析仪，样品测试经BHVO-2、AGV-1、BCR-2国际标样监控，分析方法详见Liang等(2000)，分析精度优于5%。烧失量(LOI)是样品在烘箱中经1 000℃高温烘烤90 min后称重获得的。

3 超基性-基性岩脉地质时代

用于锆石U-Pb测年的样品(PM05-25-2RZ)采自阿西帕克(图1a)，样品岩性为灰黑色闪斜煌岩。挑选出的单颗粒锆石为浅黄色-无色透明，自形程度一般，大都呈半自形-它形，部分呈半浑圆状，蚀变不明显。由锆石阴极发光图像可知(图3)，锆石多数颗粒较小，粒径大多为50～150 μm。锆石大小不一，形态比较单一，多数不完整，短柱状，部分呈不规则状。锆石大都可见振荡环带或者扇形分带结构，但环带整体不发育，反映锆石可能是在不自由的环境中生长的，这种环境很可能是快速降温的环境。

图 3 米提孜北闪斜煌岩样品锆石CL图像Fig. 3 Zircon CL images of spessartite from northern Mitizi

PM05-25-2RZ号样品共有36个有效锆石点，样品分析测试结果见表1。36个样品测点232Th含量为12.37×10-6～1 580.71×10-6，238U含量为66.21×10-6～2 981.68×10-6，232Th和238U的含量变化范围较大。MT28和MT31号测点Th/U值分别为0.29和0.05，小于0.4，且CL图像显示分带较弱，可能为变质成因锆石(吴元保等，2004)，可能是来自于变质基底的捕获锆石；MT29号测点Th/U值为0.18，年龄谐和度亦较差。除上述3个测点外，其余锆石232Th/238U值大部分大于0.4，结合其振荡环带或者扇形分带结构，应属岩浆成因锆石(Pidgeonetal.，1998； Claessonetal.，2000)。

36个测点的锆石206Pb/238U年龄为1 886.0～36.1 Ma，总体上变化较大。统计分析发现，绝大部分测点的206Pb/238U年龄小于700 Ma，仅有6个测点的206Pb/238U年龄大于700 Ma。具体分析206Pb/238U年龄大于700 Ma的6个测点(MT19、MT21、MT28、MT32、MT35、MT36)可以发现，MT19号测点(Th=1 348.95×10-6，U=446.17×10-6)和MT32号测点(Th=1 580.71×10-6，U=555.16×10-6)的Th、U的含量明显高于其他测点；MT21号测点[100(207Pb/206Pb年龄)/(206Pb/238U年龄)=154.15]和MT36号测点[100(207Pb/206Pb年龄)/(206Pb/238U年龄)=157.12]的谐和度较差；MT28号测点(Th=18.91×10-6，U=66.21×10-6)的Th、U含量明显低于其他测点；MT28号测点的锆石粒径则明显低于其他锆石(图3)。也就是说，206Pb/238U年龄大于700 Ma的6个锆石与其他锆石具有明显不同的特征，可能为来自于变质基底或者过渡型基底的捕获锆石。

除去上述206Pb/238U年龄大于700 Ma的这6个测点及年龄谐和度较差的MT29号测点[100(207Pb/235U年龄)/(206Pb/238U年龄)=115.85]，在剩余29个206Pb/238U年龄小于700 Ma的测点的206Pb/238U-207Pb/235U年龄谐和图(图4a)上，可以发现年龄值大部分集中在～40 Ma、250～200Ma和500～450 Ma这3个区间。年龄位于这3个区间内的数据点大都落在谐和线上及附近，说明可能并未发生明显的Pb丢失。其中第1组样品的206Pb/238U年龄为472±21 Ma，时代为早奥陶世(图4b)；第2组样品的锆石206Pb/238U年龄为228±11 Ma，时代为晚三叠世(图4c)；第3组样品的锆石206Pb/238U年龄为38.24±0.54 Ma，时代为古近纪始新世(图4d)。前两组样品的锆石206Pb/238U年龄相对第3组样品偏老，结合锆石自形程度整体相对较差且部分呈半浑圆状的特征，推测这些锆石可能是岩浆上升过程中从围岩捕获的，206Pb/238U年龄可能代表了捕获锆石年龄；第3组样品的锆石206Pb/238U年龄最年轻，锆石自形程度亦相对较好，206Pb/238U年龄应代表闪斜煌岩的结晶年龄(即形成年龄)，为新生代古近纪。

4 超基性-基性岩脉地球化学特征

4.1 主量元素地球化学特征

超基性-基性岩脉样品的主量元素分析结果见表2。其SiO2含量介于42.70%～46.26%之间，平均44.64%，属于超基性岩-基性岩范畴；TiO2含量较高，介于1.96%～4.32%之间，平均2.52%；Al2O3含量介于12.39%～15.67%之间，平均14.20%；MgO含量和Mg#均较低，MgO含量介于4.85%～8.16%之间，平均6.00%，Mg#则介于36.36～51.44之间，平均46.22；Na2O介于1.71%～3.22%之间，平均2.68%；全碱含量(K2O+Na2O)含量介于2.84%～5.07%之间，平均3.76%；K2O含量较低，介于0.82%～1.13%之间，平均1.09%，远低于钾镁煌斑岩的相应值(K2O=5%～10%)(叶德隆，1993)。在TAS图解中(图5a)，大部分样品投入了碱性的玄武岩、碱玄岩、碧玄岩和苦橄玄武岩区域，两个样品投在碱性和亚碱性玄武岩边界附近。利用抗蚀变元素Zr/TiO2-Nb/Y图解(图5b)进行进一步判别，大部分样品投入亚碱性区域，两个样品投在了碱性玄武岩区域，这与TAS图解不一致，可能与超基性-基性岩脉遭受了一定程度的蚀变有关。

按路凤香等(1991)对煌斑岩的分类原则，在K2O-SiO2图解中(图6a)，样品投入钠质碱性煌斑岩区和钠质钙碱性煌斑岩区。参考Rock(1987)所提供的特征矿物作为参考，亦出现碱性煌斑岩和钙碱性煌斑岩两类，这与斑晶出现角闪石和黑云母两种矿物相吻合，其中斑晶为角闪石的闪斜煌岩属于碱性煌斑岩，斑晶为黑云母的云斜煌岩属于钙碱性煌斑岩。进一步利用K/Al-K/(K+Na)图解进行判别(图6b)，所有样品均落在钠质煌斑岩区，这与K2O-SiO2图解所确定的钠质特征一致，也与基质中浅色矿物主要为斜长石(钠长石与钙长石的固溶体)而非碱性长石(钠长石与钾长石的固溶体)相吻合。

表1 米提孜北闪斜煌岩LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析结果Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic analyses of spessartite in northern Mitizi

续表 1 Continued Table 1

图 4 米提孜北闪斜煌岩样品锆石U-Pb年龄加权分布图及谐和图Fig. 4 Zircon U-Pb distribution and concordia diagram of spessartite from northern Mitizi

表2 米提孜北超基性-基性岩脉样品主量元素分析结果(wB/%)及主要参数Table 2 Major elements concentrations (wB/%) of samples from ultrabasic-basic dyke swarms in northern Mitizi

图 5 米提孜北超基性-基性岩脉样品TAS图解(a，据Le Bas et al.，1986)和Zr/TiO2-Nb/Y图解 (b，据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为全铁； LOI为烧失量； FeO=0.8998*TFe2O3； Mg#=100*Mg/(Mg +Fe2+)； AVG为平均值。

图 6 米提孜北超基性-基性岩脉样品K2O-SiO2图解(a)和K/Al -K/(K+Na)图解(b)(据路凤香等，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 微量元素地球化学特征

超基性-基性岩脉样品的微量元素测试结果见表3。其稀土元素总量相对较低，介于64.28×10-6～253.41×10-6之间，平均134.23×10-6。轻稀土和重稀土元素分异明显，(La/Yb)N=4.37～8.25，平均6.05。LREE含量为51.81×10-6～219.40×10-6，平均113.45×10-6，HREE含量为12.47×10-6～34.01×10-6，平均20.78×10-6。LREE/HREE值为4.15～6.45，平均5.27，(Ce/Yb)N变化于3.72～6.88之间，平均5.20，整体表现出轻稀土元素富集、重稀土元素亏损的特征。轻稀土元素与重稀土元素内部分馏较弱，(La/Sm)N和(Gd/Yb)N平均值分别为2.26和2.14。所有样品基本不存在Eu和Ce异常，δEu=1.04～1.21，平均1.10，δCe=0.99～1.03，平均1.01。基本不存在Eu异常反映在岩浆演化过程中基本不存在斜长石的分离结晶作用。在球粒陨石标准化稀土元素配分图上，样品稀土元素配分曲线整体形态基本一致，均为右倾平滑曲线(图7a)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图7b)中，样品不相容元素含量明显高于原始地幔，均表现出不同程度的富集；总体上以Rb、Ba为代表的大离子亲石元素(LILE)相对富集，以Nb、Ta、Zr、Hf为代表的高场强元素(HFSE)相对亏损，但这些富集和亏损均不明显。

表 3 米提孜北超基性-基性岩脉样品微量元素分析结果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：比值中的下标N为球粒陨石标准化值，标准化值引自Henderson(1984)。

图 7 米提孜北超基性-基性岩脉样品球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(a，球粒陨石数据据Henderson，1984)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b，原始地幔数据据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 讨论

5.1 超基性-基性岩脉岩石成因

米提孜北超基性-基性岩脉的岩性主要为煌斑岩，这类暗色矿物含量较高且具有典型斑状结构的脉岩，成分复杂、种类繁多，常以岩脉、岩墙的形式分布于不同时期不同类型的大地构造环境中(Rock，1990)，关于其岩石成因也是争论不休(贾丽琼等，2013)。但是，无论是交代富集地幔的部分熔融模式(Rock and Groves，1988； Stilleetal.，1989)、基性岩浆陆壳的混染模式(Bernard-Griffithsetal.，1991)，还是幔源钾镁煌斑岩熔体与壳源硅质熔体的岩浆混合模式(Prelevicetal.，2004)，都承认煌斑岩以幔源成因为主，只是在地壳混染、结晶分异等岩浆演化过程尚有争议。

由于对任意i=1，2，...，10，j=1，2，3，4，y=1，有因此，令c=c+1，进一步计算与SD（DEy（0）D（0））（y=1，2，...，10）。经过288次迭代后，计算结果表9所示。

从米提孜北超基性-基性岩脉样品的地球化学特征来看，岩脉具有低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)亦低于原生岩浆(Cr=200×10-6～500×10-6，Ni=90×10-6～700×10-6，Rock，1990)，说明岩浆经过了一定程度的演化，因此讨论岩浆源区性质时，应排除地壳混染和结晶分异等岩浆演化过程的干扰。

地壳混染方面，这里选取一些特殊的微量元素及其比值探讨其的影响。由于Nb、Ta的原子结构和地球化学性质相近，其比值在分离结晶演化过程中一般变化很小，常常可以用来探讨岩浆的物质源区特征(Foley，1984； Weaver，1991； Green，1995)。岩脉样品Nb/Ta值(17.02～19.13，平均17.92)远大于下地壳的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值在探讨岩浆的物质源区特征有着与Nb/Ta值相类似的效果，岩脉样品Th/La值(0.04～0.12，平均0.08)接近于球粒陨石和原始地幔的比值(≈0.12，Sun and McDonough，1989)，而远小于陆壳的比值(≈0.3，Plank，2005)。亦有研究表明，La/Sm值与地壳混染程度呈正相关，而超基性-基性岩脉样品La/Sm值(3.08～3.97，平均3.50)低于地壳混染的范围(>5，张招崇等，2004)。这些都表明超基性-基性岩脉没有受到明显的陆壳混染。另一方面，如果岩脉发生了强烈的陆壳混染或者壳幔混合，其基性程度也不会如此之高，因为其围岩为各类石英片岩和变质分异石英条带，混染或者混合这些围岩会使其SiO2含量显著增高。野外地质观察也发现，被卷入的围岩大都形态完整(图2b)，表明岩脉侵位后冷却速度较快。

结晶分异方面，岩脉中见钛铁氧化物，斑晶仅见角闪石和黑云母，未见橄榄石和辉石斑晶，角闪石亦见向黑云母分离结晶的趋势，结合岩脉具有低Mg、低Cr和低Ni的特征推测岩浆发生过一定的橄榄石、辉石和部分角闪石等镁铁质矿物的分离结晶作用。这种镁铁质矿物的分离结晶，表明岩脉有从超基性向基性结晶分异演化的趋势。所有样品基本不存在δEu异常，表明在岩浆演化过程中基本不存在斜长石的分离结晶作用，这与岩石中不存在斜长石斑晶也是一致的。

部分熔融程度和源区性质方面，超基性-基性岩脉样品具有较低的(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)和相对较高的HREE含量(大于10倍的球粒陨石，Henderson，1984)，表明其原始岩浆可能来源于含有石榴石和尖晶石二辉橄榄岩的部分熔融(Chung，1999)，这与在微量元素Sm/Yb-La/Sm图解中样品分布在石榴石二辉橄榄岩和尖晶石二辉橄榄岩演化曲线之间相一致(图8a)，部分熔融的程度约为10%。进一步利用Zr/Y-(La/Sm)N图解(图8b)，发现源区包含不足5%的石榴石、2%左右的尖晶石和少量的角闪石。

煌斑岩或者钾镁煌斑岩均是富集的岩石圈地幔部分熔融的产物(徐夕生等，2010)。一般认为，软流圈上涌导致的减压熔融是幔源岩浆活动的主要诱因，而软流圈的上涌则可以分为主动上涌和被动上涌两种方式，依据地质过程的持续时间可以识别这两种不同的上涌方式，其中持续时间长的为主动上涌方式，持续时间短的为被动上涌方式(罗照华等，2008)。米提孜北超基性-基性岩脉锆石U-Pb测年结果表明岩浆活动以持续时间短为特征，结合锆石U-Pb年龄具有宽年龄谱系的特点，应将其归属为软流圈被动上涌的结果。

图 8 米提孜北超基性-基性岩脉样品Sm/Yb-La/Sm图解(a，据Zhao et al.，2007)和Zr/Y-(La/Sm)N图解(b，据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

这里需要特别说明的是，超基性岩和基性岩中SiO2是不饱和的，而熔浆中ZrO2和SiO2同时过饱和是锆石结晶的必要条件。但事实上，基性岩、超基性岩浆岩中常常产出锆石颗粒(如Yuetal.，2001；王磊等，2015；骆文娟等，2018)，甚至在深达600 km的地幔高压条件下锆石也是稳定的矿物相(Tange and Takahashi，2004)。某些硅酸盐不饱和岩浆岩中含有锆石的事实，加之含岩浆锆石玄武岩和普通玄武岩的成分对比表明，硅酸盐不饱和岩浆岩中的锆石可能是在某种特殊的环境中晶出的，一种可能的解释是，在其他硅酸盐矿物尚未开始结晶的条件下，ZrO2因失水而过饱和，继而与熔浆中的游离SiO2结合，锆石因而得以晶出(罗照华等，2006a)，米提孜北超基性-基性岩脉中的锆石可能就是在这一过程中形成的。

由此，可将岩浆上升过程表述为：软流圈的被动上涌导致岩石圈地幔源区相对较低程度的部分熔融，原始岩浆在可能位于岩石圈地幔的深部岩浆房中发生了橄榄石和辉石的结晶分异，角闪石来不及完全结晶分异时，产生的超基性岩浆就快速上升侵位，形成了米提孜北超基性-基性岩脉，总体特征为岩浆活动持续时间短、岩脉侵位后冷却速度快。

5.2 超基性-基性岩脉产出的构造背景

前已述及，具有幔源原生岩浆性质的青藏高原西北缘新生代火山岩大都沿康西瓦走滑断裂南缘分布。康西瓦走滑断裂是青藏高原西北部一条经过长期演化、多期次变形且现在仍在活动的重要大型走滑断裂(Mattleetal.，1996；许志琴等，2007； Lietal.，2012，葛成隆等，2017)，主要的变形特征表现为古韧性走滑剪切带的再活动，印支期以来转为左行走滑特征(Xuetal.，2005；许志琴等，2011)。

与沿康西瓦断裂南缘分布的新生代火山岩相类似，米提孜北超基性-基性岩脉的分布也与大型断裂关系密切，岩脉全部分布在柯岗断裂北侧附近。柯岗断裂是划分塔里木陆块和西昆仑造山带的边界断裂，总体走向与康西瓦断裂一致，为NW向。柯岗断裂断层性质总体表现为压扭性右行逆断层，中生代前发生逆冲推覆构造，中生代后发生右行走滑。遥感影像上，亦可见柯岗断裂南盘存在向西的平移运动，具右行走滑特征(赵佳楠等，2013)。由此可见，米提孜北新生代超基性-基性岩脉可能也是产出于走滑构造体制下，“大型走滑+块体旋转+岩石圈拆沉作用”模式可以解释岩脉产出的构造背景(Luoetal.，2001；罗照华等，2006b)。

区域扩展是青藏高原的隆升在不同区域具有不均一性的最明显特征，青藏高原北向扩展也已被大多数研究者所接受(司家亮，2008)。在向北移动与塔里木板块相互作用过程中，青藏高原通过地壳逆冲作用北向扩展，而地壳逆冲则可能主要以上地壳在壳内滑脱层之上的逆冲扩展为主(叶卓等，2018)。青藏高原西北缘在青藏高原与塔里木板块的相互作用过程中，发生强烈的挤压造山运动，造成了地壳缩短和岩石圈增厚，沿着与区域主压应力斜交的岩石圈断裂较容易发生大型走滑运动，而康西瓦断裂和柯岗断裂则兼具走滑与挤压的性质。青藏高原的北向扩展受控于一系列的走滑断裂带，而单条断裂各个部位的走滑速度、走滑距离，甚至是相邻断裂的走滑方向等，在走滑运动进一步发展过程中都可能存在一定差别，如康西瓦断裂和柯岗断裂走滑方向的不一致性，前者为左行，后者为右行。

由此，被断裂体系夹持的块体可能发生一定的旋转，这种块体旋转有利于在断裂部分位置出现局部拉张和伸展作用，导致软流圈物质的被动上涌，地幔源区由于软流圈物质的被动上涌发生了较低程度的部分熔融。走滑断裂剪切作用产生的热量还普遍提高了断裂带附近岩石的温度，这种热量的集聚可以作为部分熔融作用的催化剂。深部流体的介入可能也对地幔源区的部分熔融有着重要的影响，断裂主干部位没有发现新生代岩浆活动则暗示着岩浆发生之前可能曾经有过岩石圈拆沉作用(罗照华等，2001)。另一方面，大型走滑断裂也是深部岩浆的运移通道，主干断裂及其次级断裂控制了岩脉的分布。