潘 政，史仁燈，黃啟帥，陳生生，龔小晗，吳 鈧，楊 可

(1. 中國(guó)科學(xué)院 青藏高原研究所 大陸碰撞與高原隆升實(shí)驗(yàn)室，北京 100101； 2. 中國(guó)科學(xué)院 青藏高原地球科學(xué)卓越創(chuàng)新中心，北京 100101； 3. 中國(guó)科學(xué)院大學(xué)，北京 100049； 4. 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)，北京 100083)

一般認(rèn)為青藏高原是由不同地塊在不同時(shí)期依次拼貼增生到歐亞大陸南緣、最后由印度-歐亞地塊陸陸碰撞而成(常承法等，1973； Allègreetal.，1984； Yin and Harrison，2000)，其中在拉薩地塊和羌塘地塊之間曾經(jīng)存在班公湖-怒江洋，簡(jiǎn)稱班怒洋(王希斌，1987； Sengor，1987； 李才，1995； 任紀(jì)舜等，2004； 潘桂棠等，2004)，該洋盆的關(guān)閉時(shí)間直接制約青藏高原地塊拼貼過(guò)程。但是根據(jù)不同方法得到的班怒洋關(guān)閉時(shí)間并不相同，如有部分學(xué)者通過(guò)古地磁研究認(rèn)為晚侏羅世—早白堊世拉薩地塊和羌塘地塊就已經(jīng)發(fā)生了碰撞(Mengetal.，2017； Maetal.，2018),也有古地磁數(shù)據(jù)支持班怒洋可能在晚白堊世早期完全閉合(Chenetal.，2017b)，而沉積學(xué)資料又支持關(guān)閉時(shí)間為晚侏羅世-早白堊世(Lietal., 2019), 還有證據(jù)表明關(guān)閉時(shí)間為晚白堊世(Zhangetal., 2004; Liuetal., 2017b)。最近，Liu等(2017a)研究羌塘塊體南部巖漿活動(dòng)后認(rèn)為班怒洋從185 Ma開(kāi)始俯沖，到約100 Ma關(guān)閉。這也就是說(shuō),不同方法得出的關(guān)閉時(shí)間前后相差70～80 Ma，可見(jiàn)班怒洋關(guān)閉時(shí)間仍然是值得商榷的科學(xué)問(wèn)題。

堿性火山巖一般形成于大陸板內(nèi)構(gòu)造環(huán)境，如中國(guó)東部新生代火山巖(樊祺誠(chéng)等，1999)，與洋島玄武巖(OIB)也具有相似的地球化學(xué)特征(Holeetal.，1991)。最近認(rèn)為在俯沖環(huán)境(Losantosetal., 2017)和陸-陸碰撞初期(Tatsumietal.，2006)也可以形成堿性系列火山巖。

青藏高原廣泛分布著新生代鉀質(zhì)-超鉀質(zhì)堿性巖漿巖，被認(rèn)為是高原碰撞造山快速隆升過(guò)程中形成的 (Turneretal., 1996; Milleretal., 1999; Williamsetal., 2001, 2004; Houetal., 2004; Chungetal., 2005; 趙志丹等，2006;丁林等, 2006； Guoetal., 2006, 2013, 2014)，但對(duì)該區(qū)的鈉質(zhì)火山巖的研究相對(duì)較少，而與蛇綠巖伴生的鈉質(zhì)堿性火山巖尚未見(jiàn)報(bào)道。

本文對(duì)班公湖-怒江縫合帶(班怒帶)南側(cè)凱蒙蛇綠混雜巖中首次厘定的堿性火山巖開(kāi)展了巖相學(xué)、巖石地球化學(xué)和Sr-Nd同位素特征研究，運(yùn)用鋯石U-Pb同位素年齡界定火成巖形成時(shí)代，探討其成因構(gòu)造背景，約束該區(qū)班怒洋關(guān)閉時(shí)限。

1 區(qū)域地質(zhì)背景和樣品

班怒帶是青藏高原腹地一條重要的板塊對(duì)接帶，內(nèi)含多條蛇綠巖帶，代表班公湖-怒江特提斯洋關(guān)閉的遺跡，是古、新特提斯域構(gòu)造置換的重要場(chǎng)所，其南、北分別是拉薩地塊和羌塘地塊。該帶東西向延伸超過(guò) 2 000 km，西起班公湖，向東經(jīng)改則、東巧、安多和丁青，南向轉(zhuǎn)入怒江河谷延出西藏(常承法等，1973; 常承法, 1978； Girardeauetal., 1984; 王希斌, 1987)。該帶南北寬窄不一，兩端較窄，中段較寬，帶內(nèi)蛇綠巖塊出露豐富，組成兩條重要蛇綠巖帶，北側(cè)為班公湖-怒江蛇綠巖帶，主要由班公湖、改則、東巧、安多和丁青等蛇綠巖組成；南側(cè)為獅泉河-永珠-嘉黎蛇綠巖帶，包括獅泉河、永珠、色林錯(cuò)和嘉黎凱蒙等蛇綠巖。在這兩條蛇綠巖帶中段之間還分布有蓬錯(cuò)、那曲和色林錯(cuò)等蛇綠巖(圖1a)。已有研究表明這些蛇綠巖類型豐富，至少包含形成于俯沖帶上構(gòu)造背景的SSZ型、擴(kuò)張脊的MOR型(Shietal., 2008)、洋內(nèi)高原的PLUME型(Zhangetal., 2014a)等蛇綠巖。

凱蒙蛇綠巖出露于班怒帶南側(cè)，緊鄰拉薩地塊北緣，主要分布于嘉黎縣凱蒙溝和查給一帶的山脊上，出露面積約1 km2，沿嘉黎斷裂帶呈線狀斷續(xù)分布，是獅泉河-永珠-嘉黎蛇綠巖帶的重要組成部分。凱蒙蛇綠巖各巖性組成單元以構(gòu)造巖塊形式產(chǎn)出，出露厚度不一，其中地幔橄欖巖最厚，達(dá)數(shù)百米，薄者以熔巖為代表，區(qū)內(nèi)僅數(shù)米。地幔橄欖巖出露在蛇綠巖剖面的最南側(cè)，與中上侏羅統(tǒng)拉貢塘組(J2-3l)斷層接觸。拉貢塘組主要由以濱海臺(tái)地、臺(tái)坡相為主的淺灰、灰黑色夾有紫紅色巖屑砂巖、含礫長(zhǎng)石石英砂巖、石英砂巖夾粉砂巖及泥晶灰?guī)r、生屑泥質(zhì)灰?guī)r與生屑灰?guī)r組成，其頂部被中二疊統(tǒng)洛巴堆組(P2l)逆沖推覆。研究區(qū)內(nèi)洛巴堆組與上石炭-下二疊統(tǒng)來(lái)姑組 (C2P1l)及下石炭統(tǒng)諾錯(cuò)組(C1n)為晚古生代沉積的一套碎屑巖和碳酸鹽巖，反映了岡瓦納大陸北緣的淺海陸棚沉積環(huán)境。熔巖與硅質(zhì)巖夾層出露在剖面北段，與研究區(qū)內(nèi)中侏羅統(tǒng)?？ɡM(J2s)斷層接觸。?？ɡM為一套由灰、灰黃至深灰色的泥灰?guī)r、礫屑灰?guī)r、泥質(zhì)灰?guī)r夾生物碎屑灰?guī)r組成的碳酸鹽巖地層體，在沒(méi)有蛇綠巖塊出露的區(qū)域，?？ɡM整合于下伏的馬里組和上覆的拉貢塘組之間，為一套濱、淺海碳酸鹽臺(tái)地和斜坡相等淺水環(huán)境下的沉積物(圖1b)。緊鄰地幔橄欖巖出露堆晶橄長(zhǎng)巖和輝長(zhǎng)巖，再向北斷層接觸一套夾薄層碳酸鹽巖的砂板巖地層體，厚約200多米，砂板巖北側(cè)斷層接觸熔巖和硅質(zhì)巖夾層，未見(jiàn)席狀巖墻群，屬貧巖漿型蛇綠巖。本文新厘定的堿性火山巖即產(chǎn)在這套蛇綠巖上部的熔巖、硅質(zhì)巖序列中(圖2a)，與硅質(zhì)巖互層產(chǎn)出(圖2b)。

圖 1 青藏高原主體構(gòu)造單元(a)和凱蒙堿性火山巖出露位置及地質(zhì)背景(b)簡(jiǎn)圖Fig. 1 Schematic map of the main tectonic units of the Tibetan Plateau (a) and geological background of Kaimeng alkaline volcanic rock，showing location of sampling (b)Ⅰ—龍木錯(cuò)-雙湖蛇綠巖帶； Ⅱ—班公湖-怒江蛇綠巖帶； Ⅲ—獅泉河-永珠-阿索蛇綠巖帶； Ⅳ—印度-雅魯藏布蛇綠巖帶Ⅰ—Longmu Co-Shuanghu ophiolitic belt； Ⅱ—Bangong Co-Nujiang ophiolitic belt； Ⅲ—Shiquanhe-Yongzhu-Asuo ophiolitic belt； Ⅳ—Indo-Yarluzangbu ophiolitic belt

堿性火山巖樣品呈灰綠色，全晶質(zhì)，塊狀構(gòu)造，粗面結(jié)構(gòu)，主要由更長(zhǎng)石(60%)、透輝石(30%)、少量磁鐵礦和鈦鐵礦(5%)及微量填隙正長(zhǎng)石組成。斑晶主要是更長(zhǎng)石和少量普通輝石，可見(jiàn)更長(zhǎng)石聚斑晶(圖3a)，板狀，粒度在1～2 mm左右，單偏光下無(wú)色透明，正交偏光下干涉色一級(jí)灰白，常見(jiàn)鈉長(zhǎng)石-卡斯巴律雙晶，斜消光，消光角10°左右，少數(shù)更長(zhǎng)石斑晶具有港灣狀溶蝕結(jié)構(gòu)(圖3b)?；|(zhì)主要包含更長(zhǎng)石和普通輝石，更長(zhǎng)石和普通輝石顆粒大小相差不多，更長(zhǎng)石長(zhǎng)約0.3 mm，光學(xué)性質(zhì)與斑晶更長(zhǎng)石一致；普通輝石顆粒直徑大者0.3 mm，小者小于0.1 mm，短柱狀，單偏光下無(wú)色，正高突起，正交偏光下具二級(jí)黃、紅及之間過(guò)渡顏色；大多數(shù)更長(zhǎng)石近于平行排列，形成粗面結(jié)構(gòu)，也可見(jiàn)自形晶較好的長(zhǎng)柱狀更長(zhǎng)石之間形成三角空隙，其中填充單個(gè)的它形普通輝石顆粒，形成似輝綠結(jié)構(gòu)(圖3)。

圖 2 凱蒙蛇綠混雜巖剖面圖(a)和堿性火山巖野外產(chǎn)出照片(b)Fig. 2 Section of Kaimeng ophiolitic mélange showing the relationships between the alkaline volcanic rock and the other ophiolitic blocks (a) and the photo of volcanic rocks and cherts (b)

圖 3 凱蒙堿性火山巖巖相特征(正交偏光)Fig. 3 Field photos of Kaimeng alkaline volcanic rock and the petrological features under microscopeOlg—更長(zhǎng)石(奧長(zhǎng)石)； Aug—普通輝石(礦物縮寫(xiě)據(jù)沈其韓，2009)Olg—oligoclase; Aug—augite(mineral abbreviation after Shen，2009)

2 分析方法

樣品的主微量元素成分測(cè)試在中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地球物理地球化學(xué)勘查研究所完成，主量元素采用溶片法-X射線熒光光譜(XRF)和容量法(VOL)完成，并用等離子光譜和化學(xué)法進(jìn)行檢驗(yàn)；微量元素測(cè)試采用ICP-MS 完成，其中的Nb、Ta、Zr、Hf用堿溶法沉淀酸提取，等離子質(zhì)譜法測(cè)定。鋯石U-Pb年代學(xué)和Sr、Nd同位素測(cè)試工作在中國(guó)科學(xué)院青藏高原研究所大陸碰撞與高原隆升重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室的激光剝蝕電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(LA-ICP-MS)上完成，采用Ple?ovice鋯石年齡337±0.37 Ma(Slámaetal.，2008)作為外標(biāo)進(jìn)行基體校正。樣品的同位素比值及元素含量計(jì)算采用GLITTER_ver 4.0程序，普通鉛校正采用Anderson(2002)提出的ComPbCorr#3.17校正程序，U-Pb諧和圖、年齡分布頻率圖繪制和年齡權(quán)重平均計(jì)算采用Isoplot/Ex_ver 3(Ludwig，2003)程序完成。

3 巖石地球化學(xué)特征

3.1 主量元素特征

凱蒙堿性火山巖化學(xué)成分分析結(jié)果見(jiàn)表1。由表1可見(jiàn)，樣品SiO2含量較為一致，介于51.34%和53.91 %之間，Na2O+K2O含量較高，為5.59%～6.70%，其中Na2O含量(4.90%～6.36%)明顯高于K2O(0.05%～0.88%)，里特曼指數(shù)(σ)為3.65～4.47，為鈉質(zhì)堿性系列火山巖。在全堿-二氧化硅(TAS)圖解(圖4a)上，樣品均落在堿性系列玄武粗安巖區(qū)域，由于Na2O-2.0明顯大于K2O含量，結(jié)合CIPW計(jì)算結(jié)果(表1)，進(jìn)一步將其命名為橄欖粗安巖(mugearite)(Le Basetal., 1986)，屬Na質(zhì)系列堿性火山巖(圖4b)。大部分樣品含標(biāo)準(zhǔn)礦物紫蘇輝石，少數(shù)含標(biāo)準(zhǔn)礦物霞石，這與根據(jù)蘇格蘭斯凱島的Mugeary命名的火山巖相似。

表1 凱蒙堿性火山巖主量(wB/%)和微量元素(wB/10-6)分析結(jié)果Table 1 Major (wB/%) and trace element (wB/10-6) data for Kaimeng alkaline volcanic rocks

Hf3.904.304.203.705.104.405.403.403.00Sm4.275.144.614.015.354.885.754.043.64Eu1.361.581.461.321.631.531.831.351.23Gd4.415.444.754.355.624.946.244.143.94Tb0.720.900.770.740.890.830.990.700.62Dy4.615.354.624.325.695.166.384.333.97Y24.8030.4027.5024.6032.9028.1033.1023.6021.80Ho0.861.030.930.831.120.991.240.810.74Er2.723.042.772.653.302.973.672.422.27Tm0.380.460.400.380.470.440.530.350.33Yb2.372.732.542.283.012.663.272.232.04Lu0.380.430.400.370.480.410.510.330.31Nb/U8.357.887.647.458.028.137.678.288.51Zr/Nb16.8915.9216.7516.6716.7317.2616.9616.6716.40La/Yb7.728.067.877.637.817.787.657.267.35

LOI—燒失量； Mg#=100×Mg/(Mg+TFe2+)； σ=(Na2O+K2O)2/(SiO2-43); An—鈣長(zhǎng)石； Ab—鈉長(zhǎng)石； Or—鉀長(zhǎng)石； Ol—橄欖石； Hy—紫蘇輝石； Ne—霞石； 礦物縮寫(xiě)據(jù)沈其韓(2009)。

圖 4 凱蒙堿性火山巖硅堿圖(a, 底圖據(jù)Le Bas et al., 1986)和K2O-Na2O圖解(b，底圖據(jù)Middlemost, 1975)Fig.4 TAS (SiO2-Na2O+K2O) classification (a, after Le Bas et al., 1986) and K2O-Na2O diagrams (b, after Middlemost, 1975) of Kaimeng alkaline volcanic rocks

全巖Al2O3含量較高，為17.06%～18.46%，明顯高于洋中脊玄武巖(N-MORB)的14.86%～15.60%、洋島拉斑玄武巖(OIT)的13.45%、島弧拉斑玄武巖(IAT)的16.0%和大陸溢流玄武巖(CFB)的17.08%(Rollinson, 1993)；全巖TiO2含量為1.02%～1.55%，高于IAT的0.80%和CFB的1.00%，低于OIT的2.63%，介于MORB的1.19%～1.77%范圍內(nèi)；相比較其它主量元素特征，樣品的Mg#值變化范圍較大，為53.17～68.62。大部分樣品的主、微量元素與SiO2含量具有較好的線性關(guān)系(圖5)，如MgO、Al2O3、CaO、K2O等含量隨SiO2升高而下降，Na2O和全鐵(FeOT)含量升高，TiO2和P2O5含量升高趨勢(shì)較弱；大離子親石元素，如Sr、Ba等隨SiO2含量升高明顯下降，Ba-Sr相關(guān)性圖解(圖6)顯示Sr和Ba明顯受控于鉀長(zhǎng)石的分離結(jié)晶，這與K2O、Sr和Ba隨SiO2含量變化特征是一致的。Al2O3、CaO、Na2O含量隨SiO2變化特征主要受控于樣品中富鈉長(zhǎng)石含量，這與巖石富含更長(zhǎng)石是一致的，一般認(rèn)為暗色礦物如橄欖石、輝石的分離結(jié)晶會(huì)導(dǎo)致殘余巖漿中MgO和FeOT含量降低，本研究樣品中MgO符合這一特征，而FeOT和TiO2含量略升高，可能與巖漿分離結(jié)晶后期鐵鈦氧化物等礦物的結(jié)晶有關(guān)。

3.2 微量元素特征

原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分特征見(jiàn)圖7a。圖中所有樣品的稀土元素配分特征基本一致，均為輕稀土元素(LREE)富集型，LREE總量是原始地幔的70～100倍，與上地殼(UC)接近，低于洋島玄武巖(OIB)，高于洋中脊玄武巖(N-MORB)；重稀土元素(HREE)總量約是原始地幔的10倍，與上地殼、OIB和N-MORB接近，但比OIB平坦，(La/Lu)N值介于4.88至5.31之間，具有較強(qiáng)的輕、重稀土元素分異現(xiàn)象。樣品均沒(méi)有明顯的Ce異常，δCe值變化范圍都非常小，為0.98～1.02，均值1.00；元素Eu表現(xiàn)為弱負(fù)異常，δEu值0.91～0.99，只有一個(gè)值為1.01，均值為0.95，說(shuō)明可能沒(méi)有斜長(zhǎng)石的分離結(jié)晶或堆晶作用，其成分接近母巖漿成分。樣品均具輕稀土元素富集的右傾斜型配分模式，傾斜率與OIB相似，但總量低于OIB，明顯不同于正常N-MORB的LREE虧損型；樣品重稀土元素(HREE)平坦，與N-MORB相似，但不同于OIB的右傾斜型，顯示樣品稀土元素特征可能受N-MORB和OIB源區(qū)混合控制。

凱蒙堿性火山巖微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化的蛛網(wǎng)圖(圖7b)顯示，大部分樣品的微量元素分布特征較為一致(樣品16KM8的Rb、K和Sr具明顯負(fù)異常)，總量介于OIB和N-MORB之間，相對(duì)富集部分大離子親石元素，如Rb、Th、Sr等，虧損部分高場(chǎng)強(qiáng)元素，如Nb、Ta和Ti，而Zr和Hf相對(duì)富集，不同于典型島弧火山巖；所有樣品的Nb/U和Zr/Nb值變化范圍較小，分別為7.45～8.51和15.92～17.26，顯示樣品源區(qū)較為相似；相對(duì)不活動(dòng)元素如Ta、Nb，以及部分主量元素如K等含量介于N-MORB和UC之間，活動(dòng)性較弱的元素如La、Ce、Nd、Zr、Hf、Sm等含量介于OIB和N-MORB之間，與稀土元素特征相似，說(shuō)明其可能受控于OIB、N-MORB源區(qū)，并受到地殼混染。

圖 5 凱蒙堿性火山巖主、微量元素Harker圖解(圖例同圖4a)Fig.5 The Harker diagrams of major and trace elements of Kaimeng alkaline volcanic rocks (legends as for Fig. 4a)

圖 6 凱蒙堿性火山巖Ba-Sr圖解(圖例同圖4a)Fig. 6 Sr-Ba diagram of Kaimeng alkaline volcanic rocks (legends as for Fig.4a)

3.3 Sr-Nd同位素特征

凱蒙堿性火山巖的Sr-Nd同位素分析結(jié)果見(jiàn)表2。由表2可見(jiàn)樣品的87Sr/86Sr和143Nd/144Nd測(cè)量值變化范圍較小，具較好的一致性。根據(jù)樣品形成時(shí)代(101.8 Ma，見(jiàn)下文)計(jì)算的87Sr/86Sr和143Nd/144Nd初始值分別為0.706 729～0.707 070和0.512 368～0.512 555，對(duì)應(yīng)的εNd(t)為 -2.68～+0.96，低于虧損地幔，高于富集型地幔，在Sr-Nd同位素圖解(圖8)上，樣品落在地幔演化區(qū)域內(nèi)，呈現(xiàn)弱負(fù)相關(guān)，分布在虧損地幔(DM)和Ⅱ型富集地幔(EMⅡ)2∶1混合曲線上。

4 鋯石U-Pb同位素年齡

采用LA-ICP-MS 方法對(duì)凱蒙堿性火山巖中的鋯石進(jìn)行了U-Pb 同位素定年。用于測(cè)試分析的鋯石形態(tài)呈短柱狀到長(zhǎng)柱狀，為半自形晶，長(zhǎng)度30～120 μm，長(zhǎng)寬比為 1∶1 到 2∶1左右，在陰極發(fā)光圖像(CL)中，大部分鋯石都發(fā)育典型巖漿成因鋯石的韻律振蕩環(huán)帶和扇形分帶結(jié)構(gòu)(圖9)，鋯石Th/U 值介于0.81～2.86之間，明顯大于0.1，為巖漿成因鋯石(Hoskin and Black, 2000)。

圖 7 凱蒙堿性火山巖稀土元素配分模式圖(a)和微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(N-MORB、OIB和原始地幔數(shù)據(jù)源于McDonough and Sun, 1995)Fig. 7 Primitive mantle-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace elements spider diagram (b) of Kaimeng alkaline volcanic rocks (data of primitive mantle after McDonough and Sun, 1995)

表2 凱蒙火山巖Sr-Nd同位素測(cè)試結(jié)果Table 2 Sr-Nd isotope data for Kaimeng alkaline volcanic rocks

圖 8 凱蒙堿性火山巖Sr-Nd同位素圖解(底圖據(jù)McCulloch et al., 1983)Fig. 8 Sr-Nd correlation diagram showing the data of Kaimeng alkaline volcanic rocks located in the mixing line between DM and EMII (after McCulloch et al., 1983)

在鋯石靶中挑選16 顆鋯石進(jìn)行了29個(gè)點(diǎn)的定年分析，有效結(jié)果見(jiàn)表3，其中21個(gè)測(cè)點(diǎn)的U-Pb 同位素比值諧和度較高，均大于90%，數(shù)據(jù)均集中在諧和線附近，206Pb/238U 加權(quán)平均年齡值為101.8±1.1 Ma(MSWD=1.5)(圖10)。用于加權(quán)平均的測(cè)點(diǎn)同位素校正曲線集中分布于諧和線兩側(cè)，沒(méi)有離散的數(shù)據(jù)，這表明用于測(cè)試的鋯石U-Pb 同位素體系保持封閉狀態(tài)，未受后期熱事件影響，所以，該加權(quán)平均年齡可以代表凱蒙堿性火山巖的成巖時(shí)代。

圖 9 凱蒙堿性火山巖中鋯石陰極發(fā)光圖像Fig. 9 Cathodoluminescence (CL) photograph of zircons from Kaimeng alkaline volcanic rocks

5 成因

5.1 源區(qū)特點(diǎn)

凱蒙堿性火山巖的主、微量元素和Sr-Nd同位素組成變化范圍小，特別是不相容元素具有相似的分配系數(shù)，樣品的微量元素比值變化均不大，表現(xiàn)為稀土元素配分模式和微量元素蛛網(wǎng)圖曲線均基本一致，表明源區(qū)相對(duì)較為均一。主量元素如Al2O3含量明顯高于離散板塊邊界的洋中脊玄武巖、匯聚板塊邊界俯沖成因島弧火山巖和板內(nèi)洋島玄武巖，微量元素總量介于OIB和N-MORB之間，暗示源區(qū)可能具有相似比例多元混合特征，Sr-Nd同位素特征揭示源區(qū)至少由DM和EMⅡ混合而成。Weaver(1991)認(rèn)為EMⅠ和EMⅡ都可能由HIMU地幔與俯沖的大洋沉積物混合而成，而EMⅡ也可能與大陸下地殼、蝕變洋殼或洋島物質(zhì)再循環(huán)到虧損地幔有關(guān)(Rollinson, 1993)，這也就是說(shuō)，不論哪一類富集地幔都是由虧損地幔經(jīng)過(guò)類似洋殼或陸殼沉積物再循環(huán)富集的產(chǎn)物。

已有研究表明微量元素Ce/Pb值可以示蹤火山巖地幔源區(qū)和地殼混染程度(Losantosetal., 2017)，如OIB和DM的Ce/Pb值約為25(Hofmannetal., 1986)，原始地幔的該值約為9.65(Palme and O’Neill，2003)，而上、中、下地殼的該值分別為5、3.5和3.7(Rudnick and Gao，2003)，現(xiàn)代深海沉積物的該值為2.7(Plank，2014)，所以根據(jù)Ce/Pb值以及不同源區(qū)主要成分的SiO2含量可以較好地示蹤巖漿巖物質(zhì)源區(qū)。凱蒙堿性火山巖的Ce/Pb值變化范圍介于3.3與6.7之間。由于OIB和DM的Ce/Pb值遠(yuǎn)遠(yuǎn)高于研究樣品，對(duì)樣品源區(qū)貢獻(xiàn)非常小，故考慮原始地幔和不同地殼以及現(xiàn)代深海沉積物可能為樣品的潛在源區(qū)。如圖11所示，由于上地殼和中地殼的SiO2含量較高，故樣品點(diǎn)遠(yuǎn)離由原始地幔和中、上地殼構(gòu)成的二元混合線，但靠近下地殼和原始地幔的二元混合線，但是部分樣品點(diǎn)的Ce/Pb值低于下地殼值，故推測(cè)應(yīng)該有具更低Ce/Pb值和較高SiO2含量的源區(qū)作為樣品的貢獻(xiàn)源區(qū)。運(yùn)用6份下地殼和4份深海沉積物混合物作為一個(gè)端員與原始地幔構(gòu)成一條二元混合線(圖11中的實(shí)線)，大多數(shù)樣品基本沿著這條混合線分布，說(shuō)明凱蒙堿性火山巖的源區(qū)很可能是原始地幔和下地殼以及深海沉積物的混合源，經(jīng)質(zhì)量平衡計(jì)算三者比例約為1∶5∶4，也就是說(shuō)凱蒙堿性火山巖的源區(qū)由1份原始地幔、5份下地殼和4份深海沉積物混合而成。

表3 凱蒙堿性火山巖中鋯石U-Pb同位素年齡分析結(jié)果Table 3 U-Pb isotope ages of zircons from Kaimeng alkaline volcanic rocks

圖10 凱蒙堿性火山巖中鋯石U-Pb同位素年齡諧和圖和加權(quán)平均年齡圖解Fig. 10 Concordia diagram for the zircons from Kaimeng alkaline volcanic rocks and weighted mean age

凱蒙堿性火山巖的微量元素除總量略低于OIB外，稀土元素配分模式(圖7a)和微量元素分布特征(圖7b)與OIB相似，那么它是否與OIB具有相似的源區(qū)或成因機(jī)制？利用不同稀土元素的地球化學(xué)行為可以進(jìn)行簡(jiǎn)單的對(duì)比工作。相對(duì)于中稀土元素(如Sm)，輕稀土元素La在石榴石相和尖晶石相地幔橄欖巖發(fā)生部分熔融時(shí)的地球化學(xué)行為較為一致，即在石榴子石和尖晶石中都是不相容的，而中稀土元素相對(duì)于重稀土元素(如Yb)的富集程度則取決于源區(qū)發(fā)生部分熔融時(shí)，殘留相是否有石榴子石，因?yàn)橹叵⊥猎貎A向于殘留在石榴子石中(Baker and Willey, 1992)。另外相比源區(qū)性質(zhì)和部分熔融對(duì)不同稀土元素地球化學(xué)行為的控制作用，分離結(jié)晶作用的影響較小，也就是說(shuō)諸如La/Sm和Sm/Yb的比值變化主要受控于源區(qū)性質(zhì)和部分熔融程度，所以根據(jù)La/Sm-Sm/Yb圖解可以探討火山巖的源區(qū)性質(zhì)和形成機(jī)制(Lassiter and Depaolo, 1997)。在圖12中，冰島、夏威夷和留尼旺 (Reunion)現(xiàn)代3個(gè)典型洋底熱點(diǎn)成因的OIB具有較高的Sm/Yb值，說(shuō)明源區(qū)中有石榴子石的殘留，靠近石榴石橄欖巖低度部分熔融曲線，而凱蒙堿性火山巖數(shù)據(jù)點(diǎn)比較集中，變化范圍較小，靠近尖晶石橄欖巖組成的原始地幔(PM)或虧損地幔(DM)源區(qū)的低度部分熔融曲線，遠(yuǎn)離石榴石橄欖巖曲線和大陸巖石圈地幔(CLM)橄欖巖，并且靠近地殼(CC)和深海沉積物(AS)組成，與圖11判斷一致，說(shuō)明受到地殼物質(zhì)混染。

圖 11 凱蒙堿性火山巖源區(qū)Ce/Pb-SiO2判斷圖Fig. 11 Ce/Pb-SiO2 diagram for the source of Kaimeng alkaline volcanic rocks圖中PM(原始地幔)數(shù)據(jù)來(lái)源于Palme and O’Neill(2003)； UC、MC、LC(上、中、下地殼)數(shù)據(jù)來(lái)源于Rudnick & Gao (2003)； AS(深海沉積物)數(shù)據(jù)來(lái)源于Plank(2014)data of PM after Palme and O’Neill (2003); UC, MC, LC after Rudnick and Gao (2003); AS after Plank (2014)

為了更好地限定部分熔融過(guò)程，在用富集地幔作為源區(qū)的石榴子石和尖晶石相橄欖巖非批式部分熔融La/Yb-Yb圖解(圖13, Luhretal., 1995； Guiveletal., 2006)上，凱蒙堿性火山巖數(shù)據(jù)點(diǎn)沿著尖晶石相橄欖巖部分熔融曲線分布，這與輕稀土元素右傾斜而重稀土元素相對(duì)平坦、暗示源區(qū)沒(méi)有石榴石參與部分熔融一致，推測(cè)可能與淺部軟流圈地幔部分熔融有關(guān)(Giuseppeetal., 2018)，估算的最大部分熔融程度約為6%～12%。

圖12 凱蒙堿性火山巖La/Sm-Sm/Yb圖解(底圖據(jù)Lassiter and Depaolo, 1997)Fig. 12 La/Sm-Sm/Yb diagram of Kaimeng alkaline volcanic rocks (after Lassiter and Depaolo, 1997)

圖 13 凱蒙堿性火山巖非批式部分熔融程度La/Yb-Yb模擬圖解(底圖據(jù)Lhur et al., 1995)Fig. 13 La/Yb-Yb diagram of Kaimeng alkaline volcanic rocks showing non-modal patch melting of EM (after Luhr et al., 1995 )

微量元素蛛網(wǎng)圖顯示凱蒙堿性火山巖具有弱的Nb、Ta和Ti異常，但是Zr、Hf明顯富集，與地殼較為相似，不同于島弧巖漿巖。另外，樣品元素P略虧損，說(shuō)明源區(qū)虧損磷灰石或是源區(qū)在低度部分熔融過(guò)程中磷灰石殘留，而K強(qiáng)烈虧損則說(shuō)明源區(qū)缺乏金云母或角閃石，源區(qū)不是經(jīng)過(guò)交代的富集揮發(fā)分的巖石圈地幔，也不包含能釋放出大量流體的俯沖板片，這與巖相觀察不含揮發(fā)性礦物(如云母、角閃石和磷灰石等)的結(jié)果是一致的，說(shuō)明凱蒙堿性火山巖母巖漿貧揮發(fā)分，推測(cè)巖漿應(yīng)為來(lái)自非俯沖帶的“干”巖漿。

5.2 構(gòu)造背景

板塊縫合帶內(nèi)這種富Na堿性火山巖的研究實(shí)例比較少，在青藏高原尚未有報(bào)道，因而其成因構(gòu)造背景沒(méi)有研究案例可借鑒和類比。在現(xiàn)代大洋OIB中有時(shí)可見(jiàn)到這種富Na堿性火山巖，如夏威夷群島火山鏈、冰島1973年噴發(fā)的火山巖(Smelle, 1987)中可見(jiàn)這種富Na的橄欖粗安巖-夏威夷巖組合，但是這類火山巖具有典型OIB地球化學(xué)特征，如TiO2含量高，一般都在2.0%以上，在La/Sm-Sm/Yb圖解(圖12)上，由于源區(qū)及成因機(jī)制的差異，OIB具有較高的Sm/Yb值，由石榴石相橄欖巖部分熔融形成，而凱蒙堿性火山巖與之相反，具有低的Sm/Yb值和較高的La/Sm值，由較淺的地幔源區(qū)(如尖晶石相橄欖巖)低度部分熔融并混染地殼而成，可見(jiàn)凱蒙堿性火山巖與OIB具有不同的成因構(gòu)造背景。與班公湖-怒江縫合帶同屬特提斯構(gòu)造域的東地中海地區(qū)土耳其中部縫合帶中也出露富Na堿性火山巖，但其與鈣堿性火山巖共生，而且TiO2含量也很高，推測(cè)形成于陸塊碰撞后構(gòu)造背景(Giuseppeetal., 2018)。凱蒙堿性火山巖在巖石組合、巖石地球化學(xué)特征上與以上實(shí)例既有相似性也存在明顯差別，可能指示這些火山巖源區(qū)及成巖條件具有相似性。

在相對(duì)不活動(dòng)元素Th/Yb-Ta/Yb構(gòu)造環(huán)境圖解(圖14)上，凱蒙堿性火山巖靠近非俯沖構(gòu)造背景地幔趨勢(shì)域而遠(yuǎn)離火山弧趨勢(shì)線，樣品分布趨勢(shì)不同于俯沖帶富集趨勢(shì)方向(S)，也不同于分離結(jié)晶趨勢(shì)方向(F)，與板塊內(nèi)部富集趨勢(shì)方向(W)基本一致，并與陸殼混染趨勢(shì)線(C)接近，可見(jiàn)凱蒙堿性火山巖不同于洋中脊、俯沖帶成因的巖漿巖，而可能是多種源區(qū)混合的結(jié)果，這與巖相觀察結(jié)果以及Ce/Pb-SiO2(圖11)和La/Sm-Sm/Yb(圖12)等圖解判斷結(jié)果較為一致，對(duì)應(yīng)的構(gòu)造背景很可能是洋-陸過(guò)渡區(qū)，此處深海沉積物有可能直接覆蓋或者接觸下地殼，就如現(xiàn)在大西洋兩岸伊比利亞半島和紐芬蘭洋陸過(guò)渡帶。

在南美智利巴塔哥尼亞安第斯山脈里約穆?tīng)査?Rio Murta)出露一套富Na玄武巖，主量元素和微量元素與凱蒙堿性火山巖都具有相似性，如具有較高含量的Al2O3(17.6%～21.3%)、中等的TiO2(1.2%～2.0%)以及較高的Mg#值(60.8～67.5)，在La/Yb-Yb圖解上也沿著尖晶石相橄欖巖部分熔融曲線分布，被認(rèn)為是洋脊俯沖板片撕裂導(dǎo)致軟流圈地幔上涌而致(Guiveetal., 2006)。里約穆?tīng)査籒a玄武巖具有K強(qiáng)烈正異常和P的弱正異常，暗示有俯沖流體參與，而且模擬部分熔融程度在10%～20%之間，高于凱蒙堿性火山巖。里約穆?tīng)査鋷r和凱蒙火山巖的相同之處是均需淺部軟流圈地幔部分熔融并混染地殼，不同之處在于前者需要流體參與，而后者母巖漿可能是“干”巖漿。

圖 14 凱蒙堿性火山巖Ta/Yb-Th/Yb構(gòu)造環(huán)境及源區(qū)判別圖解(底圖據(jù)Pearce，1982)Fig. 14 Tectonic and source discrimination of Ta/Yb-Th/Yb of Kaimeng Alkaline volcanic rocks (after Pearce, 1982)圖中箭頭S代表俯沖帶富集趨勢(shì)； C代表陸殼混染趨勢(shì)； W代表板塊內(nèi)部富集趨勢(shì)； F代表分離結(jié)晶趨勢(shì)Vectors show trends of subduction zone enrichment (S), crustal contamination (C), within-plate enrichment (W) and fractional crystallization (F)

已有研究表明拉薩和羌塘地塊之間的班怒洋最晚于110 Ma即已關(guān)閉(Zhuetal., 2016)，羌塘南緣Ⅰ型花崗巖記錄了125～110 Ma由俯沖到碰撞的轉(zhuǎn)換過(guò)程(Liuetal., 2014，2017a)，也就是說(shuō)班怒洋在110 Ma左右俯沖作用即已結(jié)束，而凱蒙堿性火山巖的形成時(shí)代為101.8 Ma左右，處于俯沖末期階段，由于俯沖洋殼密度大于與之接壤的陸殼，在洋陸接觸帶存在的重力差異導(dǎo)致陸殼與洋殼板片斷離。這種構(gòu)造背景與俯沖板片的撕裂具有相似性，也可以促使軟流圈地幔上涌發(fā)生部分熔融，形成板內(nèi)堿性火山巖。

6 地質(zhì)意義

蛇綠混雜巖中這種富Na堿性火山巖在青藏高原縫合帶中尚屬首次發(fā)現(xiàn)，由于其成因構(gòu)造背景既不同于如OIB的板內(nèi)熱點(diǎn)或地幔柱，也不同于匯聚板塊邊緣俯沖帶，很可能發(fā)生在洋殼俯沖末期洋殼與陸殼斷裂階段，一般發(fā)生在洋殼俯沖最后階段，應(yīng)晚于最后一期俯沖成因巖漿巖。該區(qū)最晚俯沖成因巖漿巖年齡為110 Ma(Liuetal., 2014，2017a)，而碰撞加厚拆沉成因粗安巖年齡為88 Ma(Chenetal.，2017a)，據(jù)此推測(cè)洋殼與陸殼發(fā)生板片斷裂的時(shí)間應(yīng)該在110 Ma和88 Ma之間。凱蒙堿性火山巖的形成時(shí)代為101.8 Ma，這與本區(qū)其它地質(zhì)事件是匹配的，例如根據(jù)古地磁資料推測(cè)班怒洋在晚白堊世早期完全閉合(Chenetal., 2017b)，以及拉薩地塊北緣下白堊統(tǒng)竟柱山組和羌塘南緣下白堊統(tǒng)阿布山組廣泛發(fā)育磨拉石沉積相，均與下伏地層角度不整合接觸，時(shí)代為100～93 Ma，指示了其時(shí)碰撞已經(jīng)發(fā)生(潘桂棠等，2006； Fanetal., 2017)。雖然有研究認(rèn)為班怒帶存在 116～104 Ma的OIB，認(rèn)為此時(shí)尚存在洋殼(Fanetal., 2014)，但也有人認(rèn)為是拉薩-羌塘地塊碰撞巖石圈的拆沉作用所致(Zhuetal., 2016)。不管是哪一種情況，101.8 Ma的洋殼與陸殼斷裂作用是可以匹配的。

洋殼-陸殼斷裂作用形成的富Na堿性火山巖發(fā)育在班怒帶南側(cè)、拉薩地塊北緣，不僅可以幫助理解班怒洋存續(xù)的時(shí)間，而且還可以幫助理解班怒帶從北向南存在一系列由老到新的俯沖成因火山巖的現(xiàn)象。已有研究表明，班怒洋可能于二疊紀(jì)開(kāi)始裂解(Shietal., 2007)，與Suess(1893)、van der Voo(1993)、Stampfli等(1991, 2002)有關(guān)特提斯的概念是一致的。最近發(fā)現(xiàn)，班怒洋北向俯沖最早發(fā)生在242～236 Ma，主要依據(jù)是羌塘地塊南緣雁石坪和唐古拉山洋陸俯沖成因火山巖(Chenetal., 2015a)；隨后在228 Ma發(fā)生洋內(nèi)俯沖作用，形成確哈拉島弧火山巖，而后在大約220 Ma位于陸弧和洋內(nèi)弧之間的安多弧后盆地開(kāi)始擴(kuò)張(Chenetal., 2015b)，由于洋殼的持續(xù)北向俯沖，南側(cè)安多微陸塊在191 Ma發(fā)生俯沖、181 Ma折返(Zhangetal., 2014b)，在折返之前，安多微陸塊南側(cè)洋殼與其發(fā)生斷離，誘發(fā)洋殼初始俯沖，在184 Ma形成具M(jìn)ORB性質(zhì)的那曲輝長(zhǎng)巖(Huangetal., 2013)；隨著安多微陸塊與拉薩地塊之間洋殼的進(jìn)一步俯沖，170～150 Ma形成羅麥鈣堿性火山巖(謝堯武等，2005)(1)謝堯武，尼瑪次仁，強(qiáng)巴扎西，等. 2005. 西藏那曲幅區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報(bào)告(H46C001002).，此時(shí)班怒洋尚未關(guān)閉，在拉薩地塊以北還存在持續(xù)北向俯沖的洋殼，這種南撤的北向俯沖作用可能一直持續(xù)到101.8 Ma之前，直至班怒洋殼與拉薩地塊徹底斷離而結(jié)束(圖15)。

圖 15 凱蒙堿性火山巖成因構(gòu)造背景模型圖Fig. 15 Schematic illustration showing the tectonic setting of Kaimeng alkaline volcanic rocks

致謝本文樣品U-Pb測(cè)年和Sr、Nd同位素分析得到中國(guó)科學(xué)院青藏高原研究所孫亞莉研究員、岳雅慧博士的大力幫助, 評(píng)審專家提出了建設(shè)性的修改意見(jiàn), 在此一并表示感謝。