喀喇昆仑碧波潭一带高稀土玄武岩地球化学特征及构造环境

舍建忠 古力娜·太来提 冯长丽 张静 杨万志

摘  要：喀喇昆仑碧波潭一带下侏罗统巴工布兰莎组中新发现层状基性火山岩，岩性为强势变杏仁状玄武岩。岩石具较低的SiO2（31.4%～47.65%）和MgO（2.76%～5.28%）。相对富Na2O，为1.21%～4.44%，贫K2O，为0.17%～1.57%，Na2O>K2O，具較低Mg#，为25.31～36.96。岩石稀土总量非常高，∑REE为562.79×10-6～733.78×10-6，平均651.45×10-6。轻重稀土元素间及重稀土元素内部分馏非常明显，具弱的负铕异常，为0.88～0.96，强烈亏损Rb，Ba，Ta和Sr，富集Th，La，Nd和Sm。地球化学特征显示，碧波潭玄武岩起源于富集地幔，原始岩浆经较低程度的部分熔融，分异程度相对较高，演化过程中可能受到一定的地壳混染作用。结合区域演化特征认为碧波潭玄武岩形成于陆内拉张环境。

关键词：喀喇昆仑;高稀土;玄武岩;地球化学特征

西昆仑造山带位于青藏高原北缘，印度板块与欧亚板块结合部位，总体呈NW向巨型反“S”状展布[1]。北邻塔里木板块（古亚洲构造域），南以康西瓦-苏巴什断裂与羌塘-三江造山系为邻（特提斯构造域）[2-3]，具复杂构造演化及物质组成。其构造变形复杂、强烈，具多期次、多层次、多机制和多块体拼接特点。后期构造对前期构造的改造、置换明显，多发育NEE向次级断裂，是研究特提斯构造域演化和板块运动的极好场所[4]。该区山高路险，总体研究程度不高[5-6]。造山带强烈的构造变动和隆升，使沉积记录和构造形迹遭剥蚀和破坏[5，7]。新疆地调院承担的新疆西昆仑岔路口地区铜镍钨锡银找矿方向研究与靶区优选项目，在西昆仑碧波潭一带下侏罗统巴工布兰莎组中新发现高稀土玄武岩。本文通过对玄武岩岩相学、主微量元素等研究，探讨该岩体形成时代、岩浆源区及形成构造环境，为区域构造演化提供新依据。

1  岩体地质背景及岩石特征

作为青藏高原重要组成部分，西昆仑-喀喇昆仑经历了长期的构造演化历史，特别是塔里木及与塔里木毗邻的大陆块体，经历了新元古代Rodinia超大陆裂解、寒武纪Gondwana的汇聚、晚古生代Gondwana的裂解及Pangea大陆的汇聚过程[8]。这些大陆块体在特提斯演化进程中，所处的构造位置、移动轨迹及洋盆的俯冲消减和最后的碰撞造山过程，一直是地质学家关注的重要科学问题[8-9]。据新疆地矿局完成的潜力评价项目成果，将西昆仑造山带以柯岗-库地-普鲁-祁曼于特蛇绿混杂岩带、康西瓦-苏巴什蛇绿混杂岩带为界，划分为塔里木板块、秦祁昆造山系和羌塘-三江造山系。研究区大地构造位于羌塘-三江造山系乔尔天山前陆盆地，出露地层有三叠系、侏罗系、白垩系及第四系。三叠系主要出露于研究区南部，侏罗系分布较广，白垩系分布于研究区北部，第四系主要分布在研究区地势较低处。区内断裂不发育，河尾滩断裂由研究区北侧通过，构造线方向与区域方向一致，呈NE向。岩浆岩不发育，仅出露古近纪辉长岩，是与古特提斯洋有关的岩浆记录（图1）。

杏仁状强蚀变玄武岩，呈斑状结构，基质具间粒结构，杏仁状构造，呈不规则状，由石英、绿泥石、方解石等充填。斑晶少量，含量1%，为斜长石，粒径0.15～0.4 mm，半自形板状，泥化、帘石化。基质中斜长石含量约55%，蚀变强烈，泥化、帘石化，颗粒间界线难以分辨，半自形细长板条状，呈格架状分布。斜长石间分布有辉石，含量约38%，强蚀变，帘石化、碳酸盐化。磁铁矿含量约6%，粒径0.02～0.3 mm，呈单晶粒状、连晶状分布于斜长石、辉石间（图2）。

2  岩石地球化学特征

2.1  样品采集及分析方法

采集硅酸盐、稀土-微量元素样品5件。测试单位为新疆维吾尔自治区矿产实验测试中心，主量元素采用扫描型波长色散X射线荧光光谱仪（XRF）分析，分析精度在0.1%以内。微量元素使用ICP-MS（ElementⅡ）（Agilent7500a）测试完成，分析精度：当元素含量大于10×10-6时，精度优于5%，当含量小于10×10-6时，精度优于10%。

2.2  主量元素特征

样品主量元素和微量元素数据见表1。从表1中可知，样品SiO2含量31.4%～47.65%，平均39.52%，属基性-超基性范畴;MgO含量较低，为2.76%～5.28%，平均4.32%;相对富Na2O，为1.21%～4.44%，平均3.26%，贫K2O，0.17%～1.57%，平均0.62%，Na2O>K2O。TiO2含量3.16%～4.37%，平均3.89%，明显高于洋脊拉斑玄武岩（1.5%）、洋岛拉斑玄武岩（2.63%）和大陆溢流相拉斑玄武岩（1.0%）含量[10]。样品Al2O3、CaO含量较高，Al2O3为8.21%～11.59%、CaO为8.4%～21.36%，这与样品中基性斜长石种类及含量有关。Mg#为25.31～36.96，低于原生岩浆，Mg#=68～75，表明岩浆经历一定程度的分离结晶作用[11]。镁铁比值为0.34～0.58，属铁质基性-超基性岩[12]。在TAS与Zr/P2O5/10000-TiO2相关图解中（图3-a，b），样品落在碱性系列区域。在TAS图解中，3个样品落入玄武岩区域，其他2个样品因蚀变较强未落入。

2.3  微量元素特征

样品稀土总量非常高，∑REE为562.79×10-6～733.78×10-6，平均651.45×10-6，（La/Yb）N介于27.10～31.23，LREE/HREE介于13.99～14.85，说明轻重稀土元素之间和重稀土元素内部分馏非常明显，δEu值为0.88～0.96，具弱的负铕异常，这与长石结晶有关。在REE球粒陨石标准化分布图解中（图4-a） ，其与OIB型玄武岩相似，明显区别于E-MORB和E-MORB，具轻稀土明显富集、重稀土明显亏损的右倾特点。所有样品均具相同变化趋势，表明岩石来自同一源区，是同一原始岩浆分异演化的产物。微量元素原始地幔标准化蛛网图中（图4-b），显示较一致的分布模式，样品具Rb，Ba，Ta和Sr明显的负异常，Hf，Nb和Ti轻微的负异常，Th，La，Nd和Sm的正异常，表明其与俯冲作用或大陆地壳物质具一定亲缘性[13]。D29D2B94-AE6C-4A5D-B46D-560E633E5A64

3  讨论

3.1  源区特征

原始岩浆从源区地幔源经部分熔融作用迁移至岩浆房，再到最终喷出地表，是一个不断结晶分异、物质不断带出或带入、岩浆和矿物间平衡和再平衡的过程[14]。玄武质岩浆源于地幔热柱、软流圈或巖石圈地幔，因来源的多样性使玄武岩表现出复杂多变的地球化学特征。研究表明，Y，Nb，Zr含量可反映地幔源区类型，富集地幔Zr/Y比值一般小于18，亏损地幔Zr/Nb比值一般大于18[15]。本文采集的玄武岩样品Zr/Y比值为15.58～19.25（仅一个样品大于18），平均16.67，Zr/Nb为5.78～5.86，平均5.83，表明该玄武岩岩浆源区具有富集地幔特征。在稀土元素球粒陨石标准化分布图解及原始地幔标准化微量元素蛛网图中（图4），该玄武岩微量元素组成特征与N-MORB和E-MORB有明显差异，与OIB较相似。La/Yb、Nb/Yb、Ta/Yb等微量元素比值可有效区分地幔源区，并对岩浆演化过程中受流体或地壳混染的程度进行判断。在Nb/Yb-La/Yb和Nb/Yb-Ta/Yb图解中，受后期过程影响的岩石投在地幔序列中[16]。在Nb/Yb-Ta/Yb和Nb/Yb-La/Yb图解中（图5-a，b），所有玄武岩样品均落在地幔序列中，且投在OIB附近区域，认为该玄武岩起源于富集地幔。

3.2  部分熔融及地壳混染

在Rb/Zr-Rb/Nb图解中（图5-c），玄武岩样品呈部分熔融的演化趋势。前人研究认为，REE含量主要受地幔组成和部分熔融程度控制，地幔橄榄岩熔融过程中Yb元素来源于残留石榴石。因此，含有石榴石残留的地幔橄榄岩的部分熔融熔体具Yb元素含量低，La/Yb和Sm/Yb比值高的特征[17-21]。在Sm/Yb-Sm图解中（图5-d），玄武岩样品Sm/Yb比值分布于石榴石+尖晶石二辉橄榄岩熔融曲线顶部，为较低程度的部分熔融（1%～0.1%）产物。较低程度的部分熔融导致La/Sm和La/Yb强烈分异，且地幔橄榄岩熔融过程中铁优先进入熔体，随着熔融程度的升高，岩浆中镁含量亦升高[21]。该玄武岩样品具高La/Sm值，为7.06～7.31，高（La/Yb）N比值，37.78～43.54。具较低MgO含量，为2.76～5.28和低的Mg#值，为25.31～36.96，具非常高的稀土含量，∑REE=562.79×10-6～7 733.78×10-6，暗示原始岩浆经较低程度的部分熔融。岩体具低的相溶元素Cr（16.3×10-6～18.48×10-6）、Co（18.94×10-6～36.61×10-6）和Ni（15.78×10-6～18.48×10-6），说明该岩体来源于分异程度相对较高的岩浆[22]。稀土含量随碱金属分异作用的增加而增高，该玄武岩稀土含量很高，说明成岩岩浆分异程度高。

幔源岩浆在上升或侵位过程中一般都受到不同程度地壳混染[23].岩石样品亏损高场强元素Rb，Ba，Ta，Nb，Th和Ti，富集LILE和LREE，Ta/La比值为0.02～0.05，低于原始地幔值，Ta/La=0.06[24]，说明在上升或侵位过程中可能存在壳源物质的混染[21]。地壳中富集Zr和Hf元素，地壳混染导致Zr和Hf元素含量显著增高，但样品中Zr和Hf元素无明显异常（图4-b），其较低的含量指示壳源物质的混染程度较低。岩石Sr元素含量较高，为254×10-6～701×10-6，平均550×10-6，明显高于地幔Sr元素含量，17.8×10-6。Sr元素含量增高可能受到围岩混染的影响[25]。综上表明，岩浆演化过程中可能受到一定程度的地壳混染。

3.3  形成环境

碧波潭玄武岩类样品主量元素TiO2含量为3.16%～4.37%，平均3.89% ，TiO2含量明显高于洋脊玄武岩TiO的平均值（1.5%），P2O5为1.28%～1.62% ，平均1.47% ，与洋岛玄武岩P2O5平均含量（0.14%）相差甚远，暗示该玄武岩非大洋中脊玄武岩和洋岛玄武岩。高场强元素Nb，Ta，Zr，Hf在蚀变和变质过程中具很好的稳定性，是岩石成因和源区性质的示踪剂，且岛弧玄武岩和部分亏损型洋中脊玄武岩（N-MORB）的Ta，Nb丰度分别大于0.7×10-6和12×10-6，Nb/La<1，Hf/Ta>5，La/Ta>15。板内玄武岩（WPB）、过渡型洋中脊玄武岩（T-MORB）和富集型洋中脊玄武岩（E-MORB）则正好相反。本次玄武岩类样品Ta丰度为3.52～6.9×10-6，Nb丰度为108×10-6～161×10-6，含量高，Nb/La=0.79～0.92，Hf/Ta=1.85～4.37，La/Ta=19.85～48.86，表明该玄武岩类岩体成因环境与WPB、T-MORB、E-MORB岩石构造环境有关。我们采用不同构造环境判别图进一步分析碧波潭玄武岩形成环境，在2Nb-Zr/4-Y构造判别图解中（图6-a），样品投影点落入板内碱性玄武岩边界，在Zr/117-Th-Nb/16构造判别图解中（图6-b），样品投影点落入板内玄武岩区，在Th/Hf-Ta/Hf构造判别图解中（图6-c），1个样品落入陆内裂谷及边缘裂谷拉斑玄武岩区，4个样品落入陆内裂谷碱性玄武岩区，在Th/Zr-Nb/Zr构造判别图解中（图6-d），2个样品落入陆内裂谷及边缘裂谷拉斑玄武岩区，3个样品落入地幔热柱玄武岩区。

甜水海-北羌塘地块北部发育麻扎-康西瓦-苏巴什蛇绿构造混杂岩，南部发育班公湖-怒江缝合带[11]。研究表明，以麻扎康西瓦蛇绿构造混杂岩带为代表的古特提斯洋于晚三叠世闭合[26]。沿康西瓦断裂两侧发育大量三叠纪同碰撞及后碰撞阶段花岗岩类[27]，甜水海-北羌塘地块整体缺失上三叠统，均支持晚三叠世古特提斯洋盆闭合，表明西昆仑地体和甜水海-北羌塘地块于晚三叠世完成拼合，班公湖-怒江古洋盆在中、晚三叠世打开[28-29]，于中、晚侏罗世开始呈南、北双向俯冲[30-31]，俯冲作用持续到早白垩世[32]，说明侏罗纪至早白垩世甜水海-北羌塘地块（乔尔天山前陆盆地）为大陆活动边缘环境，有挤压有拉张。据该玄武岩岩石地球化学特征，结合区域演化特征，我们认为碧波潭玄武岩形成于陆内拉张环境。D29D2B94-AE6C-4A5D-B46D-560E633E5A64

4  結论

（1） 碧波潭玄武岩SiO2含量总体较低，为碱性系列，具高稀土含量、低MgO特征。轻重稀土分馏非常明显，强烈亏损Rb，Ba，Ta和Sr，富集Th，La，Nd和Sm，其形成与俯冲作用或大陆地壳物质具一定亲缘性。

（2） 地球化学特征显示，碧波潭玄武岩起源于富集地幔，原始岩浆经较低程度部分熔融，分异程度相对较高，演化过程中可能受到一定程度的地壳混染。

（3） 据该玄武岩岩石地球化学特征，结合区域演化特征，认为碧波潭玄武岩形成于陆内拉张环境。

参考文献

[1]    胡军，王核，慕生禄，等.西昆仑甜水海地块南屏雪山早古生代花岗岩地球化学、Hf同位素特征及其壳幔岩浆作用[J].地质学报，2017，91（6）：1192-1207.

[2]    任纪舜，牛宝贵，刘志刚.软碰撞、叠覆造山和多旋回缝合作用[J].地学前缘，1999（3）：3-5.

[3]    舍建忠，朱志新，贾健，等.新疆主要断裂的分布及其特征[J].新疆地质，2020，38（1）：9-20.

[4]    高峰，张振凯，菅坤坤，等.喀喇昆仑河尾滩地区中三叠统上河尾滩组下段细碎屑岩地球化学特征及意义[J].科技通报，2019，35（10）：16-25.

[5]    崔建堂，王炬川，边小卫，等.西昆仑康西瓦一带早古生代石英闪长岩的地质特征及其锆石SHRIMP U-Pb测年[J].地质通报，2006（12）：1450-1457.

[6]]   高晓峰，校培喜，康磊，等.西昆仑东段阿羌火山岩成因及其构造意义[J].大地构造与成矿学，2015，39（5）：949-958.

[7]    张传林，马华东，朱炳玉，等.西昆仑—喀喇昆仑造山带构造演化        及其成矿效应[J].地质论评，2019，  65（5）：1077-1102.

[8]    Zhang Chuanlin，Li Huaikun，Zou Haibo.Tectonic framework and evolution of the Tarim Block in NW China.GondwanaResearch，2013，23：1306-1315.

[9]  Li Sanzhong，Zhao Shujuan，Yu Shan，et al.Proto-Tehtys Ocean in East Asia（Ⅱ）：Affinity and assmbly

of Early Paleozoic micro-continental blocks[J].Acta Petrologica Sinica，2016，32（9）：2628-2644.

[10]  Wilson M.Igneous Petrigenisis[M].London：Unwin Hyman，1989.

[11]  菅坤坤，高峰，杜彪，等.喀喇昆仑河尾滩地区龙山组火山岩年代、地球化学特征及其构造环境[J].矿物岩石，2019，39（3）：42-51.

[12]  吴利仁.论中国基性岩、超基性岩的成矿专属性[J].地质科学， 1963，（1）：29-41.

[13]  柴凤梅，张招崇，董连慧，等.新疆中天山白石泉含铜镍矿镁铁-超镁铁岩体地球化学特征与岩石成因[J].岩石学报，2007（10）：2366-2378.

[14]  张柳毅，李霓，Dejan PRELEVI.橄榄石微量元素原位分析的现状及其应用[J].岩石学报，2016，32（6）：1877-1890.

[15]  Apler，dick H J B，Erlank A J，et al.geochemistry，mineralogy and petrogenesisi of lavas erupted along the Southwest Indian Ridge between the Bouvet triple junction and 11 degrees East[J].Journal of PetroloGy，1983，24（3）：267-318.

[16]  陈风霖，谢渊，崔晓庄，等.扬子西缘峨边群玄武岩年代学、地球化学   特征及构造意义[J].矿物岩石，2018，38（03）：76-86.

[17]  Pearce JW and Peate DW.Tectonic implications of the composition of volcanic arc magmas[J].Annual Review of Earth and Planetary Sciences，1995，23：251-285.

[18]  Johnson KTM.Experimental determination of partition coefficients for rare earth and high-field-strength elements between clinopyroxene，garnet，and basaltic melt at high pressures[J].Contributions to Mineralogy and Petrology，1998，133：60-68.D29D2B94-AE6C-4A5D-B46D-560E633E5A64

[19]  Zhu，Y.F.，Zhou，J.，Zeng，Y.S.The Tianger（Bingd-aban）shear zone hosted gold deposit，West Tianshan，NW China：petrographic and geochemical characteris-tics[J].Ore Geology Reviews ，2007.32（1- 2）：337- 365.

[20]  Liu S，Su WC，Hu RZ，Feng CX，Gao S，Coulson IM，Wang T，Feng GY，Tao Y and Xia Y.Geochronological and geochemicalconstraints on the petrogenesis of alkaline ultramafic dykes from southwest Guizhou Province，SW China[J].Lithos， 2010，114：253-264.

[21]  冯光英，刘燊，冯彩霞，等.吉林红旗岭超基性岩体的锆石U-Pb年龄、Sr-Nd-Hf同位素特征及岩石成因[J].岩石学报，2011，27（6）：1594-1606.

[22]  Liu S，Hu RZ，Gao S，et al.Zircon U-Pb geochronology and major，trace elemental and Sr-Nd-Pb isotopic geochemistry of maficdykes in western Shandong Province，east China：Constrains on theirpetrogenesis and geodynamic significance[J].Chemical Geolo  gy，2008，255：329-345.

[23]  Mohr PA.Crustal Contamination in mafic Sheets[J].Geological Association of Canada（Special Publication） .1987，34：75-80.

[24] Wood DA，Tarneu J，Varet J，Saunders AN，Bouhault H，Joron JL，        Treuil M and Cann JR. Geochemistry of basalts drills in the North Atlantic by IPOD Leg 49：Implications for mantle heterogeneity     [J]. Earth Planetary Science Letters， 1979， 42：77-97.

[25]  熊富浩，馬昌前，张金阳，等.东昆仑造山带早中生代镁铁质岩墙群LA-ICP-MS锆石U-Pb定年、元素和Sr-Nd-Hf同位素地球化学[J].岩石学报，2011，27（11）：3350-3364.

[26]  康磊，校培喜，高晓峰，等.西昆仑慕士塔格岩体的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年：对古特提斯碰撞时限的制约[J].地质论评，2012，58（4）：763-774.

[27]  康磊，校培喜，高晓峰，等.西昆仑西段晚古生代—中生代花岗质岩浆作用及构造演化过程[J].中国地质，2015，42（3）：533-552.

[28]  李超，肖传桃，龚文平，等.班公湖-怒江缝合带中段构造演化再探讨[J].长江大学学报（自然科学版），2011，8（3）：41-43+11.

[29]  秦雅东，李德威，刘德民，等.班公湖中特提斯洋打开的时限：来自MOR型辉长岩的年代学制约[J].大地构造与成矿学，2017，41（6）：1148-1157.

[30]  曲晓明，王瑞江，辛洪波，等.西藏西部与班公湖特提斯洋盆俯冲相关的火成岩年代学和地球化学[J].地球化学，2009，38（6）：523-535.

[31]  邱瑞照，周肃，邓晋福，等.西藏班公湖-怒江西段舍马拉沟蛇绿岩中辉长岩年龄测定——兼论班公湖-怒江蛇绿岩带形成时代[J].中国地质，2004（3）：262-268.

[32]  Kapp P，Michael A.Murphy A Y，et al.Mesozoic and Cenozoic tectonic evolution of the Shiquanhe area of weatern Tibet[J].Tectonics，2003，22（4）：1-9.

Geochemical Characteristics and Tectonic Setting of High Rare Earth Basalts in Bipotan Area， Karakoram

She Jian-zhong1，2，Gulina·tailaiti1，Feng changli1，Zhangjing1，Yangwanzhi1

（1.Xinjiang Geology Survey Institute，Urumqi， Xinjiang， 830000， China;2. No. 1 Geological Brigade，

Xinjiang Bureau of Geology and Mineral Resources， Changji ， Xinjiang 831100D29D2B94-AE6C-4A5D-B46D-560E633E5A64

Abstract：The stratified basic volcanic rocks were newly discovered in the Lower Jurassic Bagong Bransha Formation in the Bibotan area， Karakoram. The lithology is strongly metamorphic almond-shaped basalt. The rocks are characterized by low SiO2（31.4%～47.65%）and MgO （2.76%～5.28%） contents， relatively rich Na2O （1.21%～4.44%）， poor K2O （0.17%～1.57%）， Na2O>K2O and low Mg# （25.31～36.96） contents. The total amount of REE in the rocks is very high （∑REE ranges from 562.79 to 733.78×10-6 with an average of 651.45×10-6）. The fractionation between the heavy and light REE elements and within the heavy REE elements is very obvious， showing a weak negative Eu anomaly （0.88～0.96）， a strong deficit of Rb， Ba， Ta and Sr， and an enrichment of Th， La， Nd and Sm. Geochemical characteristics show that the Bibotan basalt originated from the enriched mantle， and the original magma underwent a relatively low degree of partial melting and relatively high degree of differentiation， which may have been subjected to some crustal mixing during the evolution process. Combined with the characteristics of regional evolution， it is considered that the Bibotan basalt was formed in an intracontinental extensional environment.

Key words：Karakoram;High rare earth;Basalt;Geochemical characteristics

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