吴福元 刘传周 张亮亮 张畅 王建刚 纪伟强 刘小驰

中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室，北京 100029

在岩石学研究中，蛇绿岩是少数得到广泛注意的一类特殊类型岩石，因为该岩石是恢复洋陆格局及构造演化历史最重要的指示物之一。特别是在现行板块构造理论的框架下，蛇绿岩作为消失的古海洋岩石圈的残片，其对地球科学的重要性不言而喻(Coleman, 1977)。我国是一个蛇绿岩广泛分布的国家(张旗和周国庆, 2001)，其产出的不同时代和类型的蛇绿岩对我国海陆构造演化及地幔深部过程研究有着极为重要的学术价值。诚然，在我国大量的蛇绿岩当中，西藏南部的雅鲁藏布蛇绿岩研究开展得最早和最详细(图1)，其在国际上的知名度也最高。然而，和国际上一些著名的蛇绿岩相比，如塞浦路斯的Troodos、阿曼的Semail和加拿大的岛湾(Bay of Island)蛇绿岩，雅鲁藏布蛇绿岩无论在研究的广度和深度上，都与它们无法相提并论，从而导致在国际蛇绿岩的大家庭中，雅鲁藏布蛇绿岩的学术地位无足轻重。从另一方面来看，雅鲁藏布蛇绿岩代表的是印度和亚洲之间消失的新特提斯洋，是确定两大板块间缝合线存在的重要岩石学标志。显然，雅鲁藏布蛇绿岩的研究，对认识冈瓦纳大陆的裂解、青藏高原的形成及后期的高原隆升等重要问题，都具有重要的学术意义。

本文无意对雅鲁藏布蛇绿岩的方方面面进行全面的阐述。有兴趣的读者可参考相关文献，以了解其研究的历史和取得的成果。本文只是在近几年作者的野外调查和室内研究的基础上，就雅鲁藏布蛇绿岩在理论上的意义进行探讨，以期引起更多学者的注意，从而将该蛇绿岩更好地推向国际学术界。

1 雅江蛇绿岩研究简史

学术界普遍认可的是，常承法和郑锡澜(1973)第一次提出了雅鲁藏布蛇绿岩的概念。他们在文中写到：“大致顺雅鲁藏布江河谷，一条超基性岩和基性岩带断续出露。超基性岩包括橄榄岩、辉橄岩、橄辉岩和辉石岩等；基性岩包括辉长岩、伟晶辉长岩和角闪辉长岩等。此外，除了含辉长岩的超基性岩、基性岩脉、玄武岩和凝灰岩外，还广泛发育有红色和绿色含有孔虫的硅质岩和硅质石灰岩。它们一起组成了所谓蛇绿岩套”。显然，他们提出雅鲁藏布蛇绿岩这一概念是建立在野外考察和室内岩石学研究的基础上。后来，他们又对雅鲁藏布蛇绿岩进行了更全面的观察，补充发表了部分地质资料(常承法，1980)。然而真正第一次对雅鲁藏布蛇绿岩进行科学研究的是国外学者，他就是国际上著名的“喜马拉雅之父”、瑞士地质学家A. Gansser (甘塞尔，1911～2012)。

1936年，时年26岁的Gansser 装扮成僧侣模样，随买羊的商人，与Arnold Heim等人一起从印度-尼泊尔交界的Plat地区进入我国西藏的普兰境内，并于1939年发表了此次考察的成果(Heim and Gannser, 1939)。本文作者没有读到这份极为重要的早期学术文献，但翻阅Gansser (1964)年发表的《The Geology of the Himalayas》发现，他们当年考察的主要地点在冈仁波齐峰以南。他们详细描述了拉昂错附近的超镁铁岩，并将其命名为Jungbawa橄榄岩(Jungbawa peridotite, Jungbawa 应为雍巴，拉昂错西南侧的一个地名，现在已废弃。该词后来演绎为Yungbawa, Milleretal., 2003)；他命名了Kiogar(普兰以西、门土以南地区)、Amlang-La和Kailas(冈仁波齐)复理石带(Flysch zone), 并将其确定为混杂堆积。同时, 他在这些混杂堆积中鉴别出其岩块类型有砂页岩、灰岩、放射虫硅质岩、火山岩、蛇绿岩等; 并将这些复理石和蛇绿岩统称为Kiogar蛇绿混杂岩带(Kiogar ophiolitic melange), 且认为可能是Indus Line (suture)的延伸, 该带向东还可能沿雅鲁藏布江展布，等等。尽管我们目前对这些提法并不感到有多新鲜，但值得注意的是，该文发表于1964年，而那时板块构造理论还未正式提出，更何况，当时雅鲁藏布一带的地质资料几乎是零。

对雅鲁藏布蛇绿岩进行的大规模研究开始于20世纪60年代及以后。1951年随军进藏的中央文化教育委员会西藏工作队由于人手有限，未能对雅鲁藏布蛇绿岩进行深入的研究。但1960～1961组建的中国科学院西藏综合研究队，对罗布莎、泽当和大竹曲等地的超镁铁岩进行了较全面的研究，出版的《西藏地区的超基性岩及其铬尖晶石类矿物特征》是后来进行雅鲁藏布蛇绿岩研究的重要资料(王希斌等, 1965)。自此以后，由于受国家铬铁矿会战的影响，中国科学院和当时的地质部组建了多支队伍，对沿雅鲁藏布江分布的绝大部分超镁铁岩体均进行了研究。其成果集中发表在《青藏高原地质文集6-超镁铁岩与铬铁矿》上(地质矿产部青藏高原地质文集编委会, 1983)。可惜的是，由于保密的原因，该文集中的文章对蛇绿岩产出的具体地点均采用了化名(如罗布莎采用的就是“红区”这一代称)，为我们现在的阅读带来一定的困难。再者，可以相信，大量较详细的与岩体地质或者铬铁矿有关的资料，特别是与勘探有关的地质资料，大多没有发表，甚至未能保存。

图1 雅鲁藏布蛇绿岩分布图及镁铁质岩石锆石U-Pb年代学资料Fig.1 Distribution of the Yarlung Zangbo ophiolites, Tibet and their U-Pb ages of zircon from mafic rocks

20世纪70年代末期，受板块构造理论引入我国的影响，加之常承法和郑锡澜(1973)已提出雅鲁藏布缝合线的概念，国内学者开始比较关注沿雅鲁藏布江分布的一系列镁铁-超镁铁岩岩石的蛇绿岩属性问题(金成伟和周云生, 1978; 肖序常等, 1979; 曹荣龙, 1981; 林学龙, 1981; 梅厚钧等, 1981)。1979年，美国板块构造代表团访问中国(代表团成员包括C.R. Allen、A.W. Bally、R.B. Geyer、W.B. Hamilton、C.A. Hopson、P.H. Molar、J.E. Oliver、N.D. Opdyke、G. Plafker、吴大铭等10人)，并对日喀则附近雅鲁藏布带中的夏鲁(有人称”下鲁”或”虾鲁”)蛇绿岩进行了野外考察。会后出版的考察报告是当时国外学者了解雅鲁藏布蛇绿岩最重要的英文文献(Ballyetal., 1980)。在该文献中，他们对雅鲁藏布蛇绿岩的认识主要归纳于以下几点：(1)该带蛇绿岩并不完整，可能遭受过强烈的后期构造破坏；(2)蛇绿岩中的地幔橄榄岩出现较多的二辉橄榄岩，这与大多数地经典区的蛇绿岩有所不同；(3)蛇绿岩中辉长岩厚度较薄，反映当时岩浆房岩浆补给有限，可能代表了慢速扩张洋脊的地质情况。很显然，这些认识在当时是很有深度的。

图2 雅鲁藏布蛇绿岩研究文献统计Fig.2 Statistics of the references on the Yarlung Zangbo ophiolites in Tibet

1980年8月，第一次《青藏高原科学讨论会》在北京召开。在这次会议上，有多位学者报告了雅鲁藏布蛇绿岩的发育情况(中国科学院青藏高原科学讨论会组织委员会, 1980)。 在会后地质旅行的队伍中，不乏当时有影响的蛇绿岩研究方面的专家，他们在考察中也不断有新的发现(吴浩若等，1981)。同年，中法喜马拉雅地质合作正式启动。在这次合作中，雅鲁藏布蛇绿岩研究占据重要地位。可以说，中法合作是雅鲁藏布蛇绿岩研究的重要时期，对后来的研究产生了深远的影响。在早期国内学者研究的基础上，中法合作考察的内容很为广泛和深入，不仅涉及岩石学与地球化学，更涉及构造学及地层学方面的问题。考察的结果反映在不同时期出版的学术刊物、文集和专著中(王希斌等, 1981, 1984, 1987; 肖序常, 1984; Girardeauetal., 1984, 1985a, b, c, 1988; Gopeletal., 1984; Nicolasetal., 1981; Pozzietal., 1984)。其中最代表性的成果是Nicolasetal. (1981)发表在Nature的文章。在该文章中，中法地质学家们以日喀则地区为重点，就雅鲁藏布蛇绿岩取得如下方面的重要认识: (1)与其它蛇绿岩不同，日喀则蛇绿岩的镁铁质单元中缺乏深成岩中；(2)辉绿岩以岩席，而不是以岩墙形式存在；(3)镁铁质单元厚度薄；(4)蛇绿岩上部的橄榄岩被大量辉绿岩席侵入; (5)方辉橄榄岩中经常存在铬透辉石；(6)蛇绿岩中的超镁铁岩内部不发育低温的塑性剪切变形。相反，在岩体底部经常发育与岩体侵位有关的推覆构造。Nicolas (1989) 后来又对这些特征进行了重新归纳，总结出日喀则蛇绿岩的8项特点。

中法合作以后的20年间，雅鲁藏布蛇绿岩研究进入低潮期(图2)，国内外学者对它的研究相对较少。尽管期间执行了中英、中德与中美青藏高原的合作研究(Pearce and Deng, 1988)，但研究的重点并不在蛇绿岩。20世纪末期开始，原成都地质学院-Laval大学间的中国-加拿大合作研究成为新的亮点(王成善等, 1999; Bédardetal., 2009, Bezardetal., 2011; Dubois-Ctéetal., 2005; Dupuisetal., 2005a, b, 2006; Guilmetteetal., 2008, 2009, 2012; Hébertetal., 2003, 2012; Wangetal., 2000)，将雅鲁藏布蛇绿岩研究推向了新的高度。与此同时，国内相关学者又开始重新关注对该蛇绿岩的研究。

在国内学者对雅鲁藏布蛇绿岩的研究当中，不得不提及对罗布莎的研究。其一，罗布莎是我国目前最大的铬铁矿床，也是我国最重要的铬资源基地。原地质矿产部和中国科学院的地质学家们对该矿床的发现、勘探评价和矿山建设做出了重要贡献。通过半个多世纪的工作，目前已在该区发现有罗布莎、香卡山和康金拉三大铬铁矿区，铬金属储量达500万吨左右，成为西藏工业和经济的重要支撑。关于该矿床的基础地质已有众多文献发表(倪心垣等, 1992; 张浩勇等, 1996)，未来能否在雅鲁藏布带的其它地区发现类似规模的矿床成为学术界目前极为关注的问题。其二，中国地质科学院地质研究所白文吉等人1981年在该岩体的铬铁矿中发现有金刚石等特殊矿物(方青松和白文吉, 1981)。尽管该发现在一开始并没有得到学术界的认可(Chichester钻石公司考察团, 1997)，但越来越多的深部来源矿物的发现及原位高压矿物的厘定(Yangetal., 2007; Yamamotoetal., 2009; 杨经绥等, 2013)，使得罗布莎成为当前国际学术界关注的焦点。目前发表的此方面的文献约有30余篇。实际上，金刚石等矿物在雅鲁藏布带的泽当、日喀则、东坡、普兰及休古嘎布等其它5个岩体中也有发现(杨经绥等, 2013)，这些高压-超高压矿物的发现与厘定，为雅鲁藏布蛇绿岩的成因研究提供了新的线索。

2 雅江蛇绿岩特征概述

雅鲁藏布蛇绿岩呈东西向分布，长约2000km (图1a)。它西起狮泉河以南，经日喀则向东经郎县延至东构造结附近。主体走向与雅鲁藏布江一致。根据地理分布及产出情况，此带蛇绿岩可划分为西、中、东三个不同的部分。

西带蛇绿岩主要分布在狮泉河-萨嘎一线，并可划分为北侧的达机翁-公珠错蛇绿岩和南侧的象泉河-普兰蛇绿岩(图1b, 郭铁鹰等, 1991; 夏斌等, 1998)，两者之间为仲巴地体。北侧蛇绿岩中橄榄岩发育较少，或者强烈蛇纹石化，但发育有辉长岩和玄武岩等岩石单元。由于强烈的构造混杂，这些不同类型岩石单元的相互关系并不清楚。因此，该带被称之为蛇绿混杂岩带更为合适。南带蛇绿岩以发育大面积的橄榄岩为特征，自西向东的代表性岩体有东坡、普兰和休古嘎布等。奇妙的是，这些超镁铁岩体主要赋存在浅变质的片岩、千枚岩和板岩之中，缺少共存的辉长岩与玄武岩，少量发育的辉长岩-辉绿岩实际上明显以岩脉形式侵入于橄榄岩和玄武岩之中。根据我们的野外观察，辉绿岩分布零星，产状多变，岩石粒度细，并发育明显的冷凝边，有时还可见及岩脉边部含有周围橄榄岩的捕虏体(图3a)。这些特征表明辉绿岩侵位时，其橄榄岩体已上升至较浅的地壳部位。关于该区橄榄岩体周围的硅质岩，以前研究认为其沉积覆盖在橄榄岩体之上，时代为中晚三叠世(郭铁鹰等, 1991)。但新的研究结果认为(黄圭成等, 2010)，两者间应为构造接触，硅质岩主要产于一套陆源碎屑沉积岩的上部，其时代为晚侏罗世，甚至可能晚至古新世。无论如何，目前的研究还难以构筑该带蛇绿岩橄榄岩、辉长岩、辉绿岩、玄武岩和深海硅质岩的具体层序。该区蛇绿岩继续向西与拉达克南侧的Indus 蛇绿岩(包括Nidar及Spontang蛇绿岩等) 相连，但后者研究程度相对有限(Maheoetal., 2004; Zyabrevetal., 2008)，本文暂不讨论。

中带蛇绿岩位于昂仁到仁布地区，尤以日喀则-白朗一带发育最为典型，研究也最为详细，因而也被称之为日喀则蛇绿岩(图1c-d)。该区蛇绿岩大多显示自南向北从地幔橄榄岩、辉长岩-辉绿岩到玄武岩的岩性变化规律。蛇绿岩南侧为一套中生代嘎学群混杂堆积，其硅质岩岩块给出的时代主要为晚侏罗世-早白垩世。北侧局部地段可见早白垩世晚期-晚白垩世早期的冲堆组覆盖在蛇绿岩之上，但大部分蛇绿岩被晚白垩世的日喀则弧前盆地沉积所覆盖。目前该区被仔细研究过的剖面有(自西向东)吉定(也弄)、路曲、夏鲁(群让)、得几、白朗、白岗、大竹曲(联乡) 和形下等(王希斌等, 1987)。由于这些剖面之间共性较多，本文不拟讨论每一剖面的细节，只是对它们的一些特殊之处予以介绍。

根据我们的野外观察，结合前人研究资料(周云生等, 1982; 王希斌等, 1987)，这些蛇绿岩具有下述方面的显著特征。(1)这些剖面均发育较大规模的橄榄岩体，按照目前展布的露头特征，超镁铁岩的分布远远大于镁铁质岩石；(2)橄榄岩体大多发生了强烈的蛇纹石化作用、如吉定、夏鲁、得几、白朗、白岗和形下剖面。目前见到的仍保留有新鲜橄榄岩的剖面是路曲和大竹曲。从岩石特征看，这些超镁铁岩体以方辉橄榄岩为主，但出现一定量的二辉橄榄岩。如在路曲剖面，新鲜的二辉橄榄岩或含单斜辉石的方辉橄榄岩占整个橄榄岩体的相当比例，这在世界其它地区的蛇绿岩中较为少见；(3)镁铁质堆晶岩较不发育。根据目前的调查，发育堆晶岩的剖面是吉定、白岗和大竹曲。前人曾认为得几发育有以石英闪长岩为特征的堆晶岩(图3b)，但我们的野外观测发现，该石英闪长岩实际上是侵入成因的，不应包含在堆晶岩之列。在吉定剖面，堆晶岩的厚度约为300m，且有自下而上(自南而北)岩石粒度逐渐变细的规律。尽管我们在野外难以观察到该堆晶岩与橄榄岩的接触关系，但可以肯定的是，吉定剖面的堆晶岩规模小，反映即使当时存在有岩浆房，该岩浆房体积小，且分布在地壳较浅的部位。在白岗剖面，堆晶岩的厚度可达900m，明显厚于吉定和大竹曲等地，并呈现异剥橄榄岩、橄长岩、辉长岩、斜长岩等较大范围的岩石类型变化。但即使如此，日喀则蛇绿岩的堆晶岩与世界上经典地区蛇绿岩的堆晶岩无法同日而语; (4)日喀则蛇绿岩的又一重要特点是较少发育典型蛇绿岩应该出现的辉绿岩墙群，取而代之的是顺层侵入的辉长岩-辉绿岩岩席(王希斌等, 1987, 图3c)。部分情况下，辉绿岩还侵入到玄武岩之中。辉长岩-辉绿岩大量侵入橄榄岩的现象，Nicolasetal. (1981) 认为这在世界上是极为少见的。但在后面的介绍中，我们将发现，慢速-超慢速扩张形成的洋壳就大量发育此类现象。在日喀则地区，大量的蛇纹石化橄榄岩(蛇纹岩)中还产出有异剥钙榴岩(图3d)。尽管大部分异剥钙榴岩延伸较为有限，但它们明显是辉绿岩演变而来，如岩石的中部经常保留有早期辉绿岩的岩石结构与矿物组成。部分情况下，该岩石中还含有蛇纹岩的捕虏体(图3a), 也表明它与橄榄岩的侵入接触关系，并在侵入后发生蛇纹石化和异剥钙榴岩化。在这一点上，我们的野外观察与前人有所不同(Girardeauetal., 1985b)。由于研究程度有限，我们现在还不能排除有些异剥钙榴岩是由辉长岩蚀变而来。总之，日喀则蛇绿岩中的辉长岩-辉绿岩对其所侵入岩石的类型没有任何选择性(Girardeauetal., 1985c)。(5)在这些蛇绿岩的上部发育有一定厚度的玄武岩。玄武岩与橄榄岩之间经常被辉绿岩所占据，部分情况下直接与橄榄岩接触。此外，在部分剖面(如路曲)，可见玄武岩中经常出现硅质岩的夹层。

关于雅鲁藏布蛇绿岩带中的镁铁质岩墙群问题，我们需要在此略作更详细一点的介绍。尽管在20世纪80年代初期就有这方面的报道(吴浩若等, 1981)，但大多数学者认为，这些岩墙应属于岩床(王希斌等, 1981, 1987)。张旗等(1982)详细研究了日喀则得几剖面枕状熔岩之下辉绿岩的地质产状，发现该辉绿岩存在不对称的冷凝边，并与上部熔岩呈大角度相交。我们通过野外和室内研究发现，那些似乎显示不对称冷凝边的岩石有相当一部分是火山成因的玄武岩，我们在该剖面也没发现岩墙群赖以植根的堆晶岩。相反，这些岩石还可侵入橄榄岩之中或含有橄榄岩的捕虏体。由于该剖面后期构造变动强烈，且存在多期脉岩活动，使得我们难以准确判定不同岩石之间的产状关系。未来应对该区这些岩石开展详细研究，以确认岩墙群的存在。但无论如何，从区域上看，大规模席状岩墙群的存在还缺乏地质上的证据，我们需要更多剖面的详细工作。

雅鲁藏布东段的蛇绿岩位于泽当及以东地区，其中以泽当和罗布莎出露较好(图1e)。朗县及以东地区由于岩石蚀变严重，加之出露有限，目前研究得较为有限(张万平等, 2011a, b)。与日喀则蛇绿岩剖面的特征不同，泽当蛇绿岩的橄榄岩体位于北侧，向南出现辉绿岩及硅质岩。前人曾在此地混杂岩的硅质岩块中鉴定出晚三叠世放射虫(高洪学和宋子季, 1995; 王玉净等, 2002), 从而认为雅鲁藏布洋可能在中生代早期就已打开。在罗布莎地区，出露的岩石主要为橄榄岩，辉长岩-辉绿岩、玄武岩和硅质岩规模有限。辉长-辉绿岩以明显的脉状形式侵入于橄榄岩中(图3e)，玄武岩和硅质岩位于橄榄岩体的北侧，规模较小。

然而，我们这里还是不得不提及罗布莎蛇绿岩中的堆晶岩问题。目前普遍接受的方案是，罗布莎存在两套堆晶岩，分别称之为“上杂”和“下杂”(张浩勇等, 1996)。下杂出露在岩体的北部，厚度较大，延伸较为稳定；而上杂出露在“下杂”的南侧，延伸较为有限。由于上述两套堆晶岩均向北倾斜出现在罗布莎橄榄岩的北侧，根据经典蛇绿岩剖面橄榄岩在下、堆晶岩在上的层序特征，推测罗布莎是一个倒转的剖面。然而，我们的野外观察发现，这些所谓的堆晶岩实际上仍然是侵入到橄榄岩中的辉长-辉绿岩体。这些脉体宽度不等，小的脉体岩性以辉绿岩为主，而大的脉体以辉长岩为主，并可出现因结晶分异作用而产生的条带状构造或伟晶辉长岩(图3f)。根据这些条带状构造的矿物分带特征，至少这些镁铁质岩石侵位以来，罗布莎橄榄岩体可能未发生过倒转。由于牵涉到罗布莎铬铁矿资源的进一步勘探等事宜，对这一问题的深入研究显然很有必要。

从罗布莎向东，雅鲁藏布蛇绿岩的研究程度较低。特别是东构造结一带，尽管有少量的研究报道(耿全如等, 2011)，但其蛇绿岩的时空展布及岩石学特点，目前很不明确。目前报道的资料显示，这一地区的岩石缺乏地幔橄榄岩，大多为变质的镁铁质片岩或斜长角闪岩，呈现构造混杂岩的特点。继续向东，一般认为该蛇绿岩带延伸进入缅甸境内，并与印度-缅甸交界处的Naga Hill(那加山) 蛇绿岩相连(Acharyya, 2007)，但也有学者认为该带更可能与缅甸东北部的密支那蛇绿岩相接(杨经绥等, 2012)。由于目前对缅甸北部的地质情况缺乏研究，详细的岩带对比有待以后进行。

从上述描述的各项特征可以看出，雅鲁藏布蛇绿岩在宏观岩石学特征上与经典的蛇绿岩相差甚远，这主要体现在以下几个方面。第一，镁铁质端元相对发育较少，局部地段(如普兰地区)甚至缺失，特别是堆晶辉长岩基本不见。由于观察的局限性，我们现在还不能排除野外所见到的所谓辉长岩实际上为后期侵入体的可能性。即使是岩浆房结晶产物，它发育的规模也是极为有限。尽管我们可以认为后期的构造破坏可能导致其辉长岩的缺失，但野外观察发现，大多数剖面后期构造变动有限，岩性基本连续。另一种解释是，早期应有的堆晶辉长岩可能在后期的俯冲过程中发生了丢失，但这很难解释为何比重大的橄榄岩仍然保存。因此，堆晶辉长岩的缺失应是该区蛇绿岩的基本特征，它反映该蛇绿岩在形成过程中基本不存在岩浆房。第二，辉绿岩并不呈席状岩墙形式出现，取而代之的是侵入于各岩性单元的辉绿岩脉或岩席(包括蛇纹岩中的异剥钙榴岩(Girardeauetal., 1985c))。由于这些辉绿岩粒度较细，具有清楚的冷凝边，表明其侵入是在洋壳的浅部层次发生的，与壳幔过渡带附近的岩浆房过程无关。如果这一推理正确的话，那这些岩石还能被继续称之为蛇绿岩吗？这又涉及到目前激烈争论的蛇绿岩定义和成因问题。在回答雅鲁藏布蛇绿岩的这些问题之前，我们先讨论当前蛇绿岩研究中的几个重要具体问题。

3 从雅鲁藏布看全球蛇绿岩问题

3.1 蛇绿岩的概念及其演变

200年前的今天，法国人Brongniart (1813)在Alps工作时，将该地区绿色的石头命名为Ophiolite。自此，蛇绿岩这一概念在地质学中得到了广泛的应用。特别是，德国学者 Steinmann (1927)将意大利-瑞士交界处的橄榄岩(蛇纹岩)、辉长岩、辉绿岩及玄武岩统称为蛇绿岩以后，蛇绿岩即被认定为活动的优地槽的重要岩石标志。Bailey and McCallien (1950, 1953)首先将Steinmann工作过的橄榄岩、辉绿岩/玄武岩及伴生的深海硅质岩称之为Steinmann三位一体(Steinmann Trinity)。考虑到这一名称包含着不同成因类型的岩石，Vuagnat (1963)提出三位一体应为蛇纹岩、辉长岩和辉绿岩。Grunau (1965)提出可将Bailey的三位一体划分为Steinmann蛇绿岩三位一体和Steinmann沉积岩三位一体，其中前者只包括岩浆成因的橄榄岩(或蚀变的蛇纹岩)、辉长岩和辉绿岩(包括玄武岩及钠长石化的细碧角斑岩)；而后者包括放射虫硅质岩与深海粘土、含丁丁虫的灰岩以及与泥灰岩互层的页岩。这就是我们目前大多数人理解和使用的Steinmann三位一体的定义。

在Steinmann的工作和理念当中，这些岩石都是岩浆侵入成因的，并且是同源岩浆结晶作用的产物。他描述的地质证据确凿地表明，辉长岩确实侵入到橄榄岩之中。因此，这一论点被学术界长期接受(Thayer, 1967)。差不多与此同时，Benson (1926)提出阿尔卑斯橄榄岩(Alpine peridotite)这一概念，也强调造山带中橄榄岩的岩浆侵入成因。与Steinmann所不同的是，Benson认为橄榄岩与辉长岩、辉绿岩及相关的火山岩并无成因上的联系。但Bowen从实验岩石学结果出发指出(Bowen, 1927; Bowen and Schairer, 1935)，橄榄岩肯定不是岩浆侵入形成的，因为橄榄岩具有很高的熔融温度，它可能是富含橄榄石和辉石的固态侵入体。即使在有水的情况下，岩浆温度也高达1000℃以上，而在野外并没有观察到橄榄岩体周围存在显著的接触变质现象。为调和这一矛盾，Hess (1938)提出这些橄榄岩可能是含水的超镁铁岩浆结晶的产物，橄榄岩本身的强烈蛇纹岩化就是岩浆含水的重要证据。但Bowen指出，蛇纹石只在低于1000℃的条件下稳定，而在该条件下，橄榄岩不会熔融。

橄榄岩是否是岩浆结晶成因，是20世纪中叶岩石学界的重要学术争论。两派均有证据，可又互不相让。由于当时的岩石学界将注意力转移到了花岗岩方面的研究，使得这一争论暂时告一段落，但对蛇绿岩的研究并没有停止。在这一阶段，蛇绿岩研究的主要进展体现在以下几个方面。第一，由于实验岩石学没能确认超镁铁岩浆的存在，人们多认为玄武岩浆结晶分异作用是产生蛇绿岩岩石类型变化的主要机制，并可同大陆内部的层状侵入体进行对比(Thayer, 1967)。但野外观察发现，蛇绿岩中超镁铁岩/镁铁岩的比例明显高于大陆层状侵入体，暗示超镁铁质的橄榄岩和镁铁质的辉长岩/玄武岩可能不是同源的(Vuagnat, 1963)；第二，岩相学研究发现，橄榄岩经常发育高温塑性变形和流动构造(Thayer, 1960)，且橄榄岩成分相对均一，表明它不可能是堆晶成因，相反，它可能是地幔熔融后的残留。现在我们知道，高温变质组构是我们鉴别橄榄岩是否是地幔成因的重要标志(Nicolas, 1989)，也是现在将蛇绿岩分为下部变质地幔橄榄岩和上部地壳岩浆岩的基础。第三，越来越多的野外观察发现，蛇绿岩中的橄榄岩与围岩之间并无侵入接触关系，更多的是构造断层关系，暗示蛇绿岩可能是外来移植体；第四，20世纪60年代大洋研究的进展，使人们提出了蛇绿岩可能代表洋壳的认识(Hess, 1962, 1965; Dietz, 1963)；第五，席状岩墙群的发现和研究(Wilson, 1959; Gass, 1968)；第六，岩浆房概念的提出与确认(Thayer, 1967; Cann,1970; Moores and Vine,1971)。根据这些研究，蛇绿岩同源岩浆分异说逐步被学术界所抛弃(Gass and Masson-Smith, 1963; Vuagnat, 1963)。

在上述进展基础上，板块构造理论的孕育和提出给蛇绿岩的成因研究带来了新的曙光(Gass, 1968)，并使蛇绿岩成为板块构造理论提出后最受人关注的岩石学名词。该理论认为，蛇绿岩可能代表了板块扩张处形成的海洋岩石圈，它包括下部的地幔橄榄岩、中部的堆晶辉长岩和上部的辉绿岩与玄武岩。大洋在扩张过程中，地幔由于减压而发生部分熔融。熔融形成的熔体在壳幔过渡处聚集形成岩浆房。岩浆房岩浆通过岩浆通道(席状岩墙群)向上运移，形成堆积在海底的玄武岩。这样，蛇绿岩中的橄榄岩是地幔熔融后的残余，而形成的熔体通过演化形成堆晶辉长岩、均质辉长岩、辉绿岩和玄武岩。总之，蛇绿岩中的各类岩石在成因上是相互联系的。在Steinmann看来，它们是同源岩浆的结晶分异作用关系，但在板块构造理论看来，它们是残留体-熔体的成分互补模式。

受板块构造理论的影响，1972年美国地质学会在美国西部召开了以蛇绿岩为主题的Penrose会议，会后发表了著名的Penrose蛇绿岩定义，将蛇绿岩定义为一套由变质组构的超镁铁岩(包括方辉橄榄岩、二辉橄榄岩和纯橄岩)、辉长岩(多具堆晶结构，并与堆晶橄榄岩和辉石岩伴生)、镁铁质席状岩墙和镁铁质火山岩(通常为枕状玄武岩)组成的岩石(Anonymous, 1972)。但值得注意的是，Penrose会议当时考察的美国西部蛇绿岩包括俄勒冈州的Canyon Mountain 蛇绿岩、俄勒冈与加里福利亚州交界的Klamath山区的Seiad蛇绿岩及Trinity蛇绿岩、内华达州北部的Feather River超镁铁岩带和海岸带(Coast Range) Del Puerto蛇绿岩中的Red Mountain杂岩等。它们的共同特点是在岩石组合上由地幔橄榄岩及侵入的辉长/辉绿岩构成，其上部覆盖有岛弧性质的火山岩(Boudieretal., 1989; Coleman, 2000; Ceuleneer and Le Sueur, 2008; Hopsonetal., 2008)。这一特点与所发表的定义相差甚远。实际上，这一定义主要还是来自当时美国学者对塞浦路斯的Troodos和希腊的Vourinous岩体的研究成果(Moore, 1969; Moore and Vine, 1971)。

1972年Penrose定义强调，蛇绿岩是一套镁铁-超镁铁质岩石组合，深海沉积物是伴生岩石。但在1998年举行的第二次Penrose蛇绿岩会议上，在同意1972年定义的基础上，不少学者建议应更多考虑蛇绿岩上下岩石的地质情况。1972年定义还强调，该术语并不隐含成因上的意义(Independent of its supposed origin)。尽管如此，学术界普遍接受，蛇绿岩代表了海洋岩石圈(包括地壳与上地幔)。实际上，当时绝大多数研究者相信，蛇绿岩主要形成于大洋中脊环境。但正是在这个问题上，激烈的争论接踵而来。

3.2 SSZ型蛇绿岩与小洋盆问题

正当人们欢呼板块构造理论的建立，并认为可以通过蛇绿岩寻找到消失的大洋的时候，日籍岩石学家Miyashiro (1973)通过详细的岩石地球化学工作，发现Troodos蛇绿岩中的镁铁质岩石具有与岛弧岩石相同的特征，从而认为其形成于岛弧构造背景。这无疑是一枚重型炮弹，使刚刚建立的蛇绿岩洋中脊扩张模式受到强烈挑战。尽管该想法一经提出就受到强烈的质疑，但不断获得的新资料使人们相信，蛇绿岩的形成很可能更多地与板块俯冲作用有关。在这一背景下，SSZ (Supra-subduction-zone)型蛇绿岩的概念应运而生(Alabasteretal., 1982; Pearceetal., 1984)。根据目前对全球各地蛇绿岩的研究，学术界普遍认为，洋中脊形成的蛇绿岩(MORB型)极少存在，绝大部分都是与俯冲作用有关的SSZ型(Pearce, 2003)。这样，一个顺理成章的推测是，绝大多数蛇绿岩只是形成于岛弧有关的小洋盆环境(弧前、弧上或弧后)。那么，洋中脊蛇绿岩还存在吗？因为毕竟我们地球的表面主要被浩瀚的大洋所占据。

我们说，小洋盆是通过大洋盆的俯冲所产生的，小洋盆既然存在，一定预示在其后方存在有大洋盆。可那为何我们很少见到大洋盆的踪影呢？一个折中的解释是，典型大洋盆形成时间长，岩石圈的密度大，在后期关闭过程中不宜保存。而小洋盆形成时间短，在后期的构造过程中容易被保存下来。我们权且接受这一解释，但千万别当真。

目前对SSZ型蛇绿岩提出的主要质疑是(Nicolas, 1989)：第一，蛇绿岩经常与深海沉积物伴生，且这些沉积物中缺乏陆源供给，而这与岛弧地区的地质情况相差甚远；第二，在Troodos和Oman等地，蛇绿岩中的玄武岩都存在从下部的MORB型向上部SSZ型转变的规律(Ishikawaetal., 2002; Cann, 2003; Lengetal., 2012; Osozawaetal., 2012)，暗示蛇绿岩的初始形成还是与洋中脊有关，且上述两套岩石之间并无明显的构造间断；第三，蛇绿岩中的岛弧印记主要来自于上部的镁铁质岩石，这只不过表明这些镁铁质岩石的源区曾经发生过俯冲作用的改造。即SSZ型蛇绿岩的岛弧印记是继承而来的，与蛇绿岩的形成无关。这一争论应该说是过去40年来蛇绿岩研究的焦点，认为蛇绿岩就是洋中脊形成的主要是构造学和地层学证据，而赞成与俯冲作用有关的主要是来自地球化学资料。为调和这一矛盾，Mooresetal. (2000)提出 Historical contingency(历史偶然性)的认识，并得到一些研究者的支持(Flower, 2003; Hopsonetal., 2008)，但并不是所有的人都赞成这一认识(Metcalf and Shervais, 2008)。

SSZ型蛇绿岩的建立主要基于地中海和美国西部Cordillera地区的研究结果。在地中海地区，塞浦路斯的Trooos蛇绿岩和阿曼的Semail蛇绿岩是其典型代表，它们也是蛇绿岩现代定义产生的地方。两者的一个共同特点是，其镁铁质岩石存在自下而上从拉斑质向钙碱性过渡的趋势，这一特点在太平洋西岸的Mariana弧上表现最为清楚(Reaganetal., 2010; Ishizukaetal., 2011)。因此，目前的主流方案是，这些蛇绿岩是在初始俯冲(subduction initiation)阶段的弧前背景下形成的(Stern, 2004; Sternetal., 2013; Reaganetal., 2010; Ishizukaetal., 2011; Whattam and Stern, 2011)。我们说，在Mariana地区，弧是确实存在的；然而在Troodos和Semail地区，板块俯冲的岩浆弧又在哪儿呢？我们看不到弧，但却说蛇绿岩的形成与它有关。这并不是科学的研究方法，除非我们找到确凿的证据。

在美国西部地区，发育有多条蛇绿岩带，是被命名为Cordilleran或Sierran(科迪勒拉)型蛇绿岩的经典地区(Moore, 1982)。除北部俄勒冈州的Canyon Mountain 蛇绿岩外，俄勒冈、加利福利亚和内华达地区是美国西部蛇绿岩最集中的地区(图4)。俄勒冈和加利福利亚州交界处的Klamath地体中发育有早古生代的Trinity蛇绿岩、中生代的Josephine、Preston Peak和Seiad蛇绿岩。Trinity蛇绿岩主要由下部斜长/尖晶石二辉橄榄岩和中部堆晶岩(包括纯橄岩、辉石岩和伟晶辉长岩等)和上部席状岩墙群与玄武岩组成。特征的是，在橄榄岩和堆晶岩中存在大量的辉长岩和辉石岩脉(Boudieretal., 1989; Ceuleneer and Le Sueur, 2008)。有限的研究显示(Jacobsenetal., 1984; Gruauetal., 1991, 1995)，Trinity 蛇绿岩中的地幔橄榄岩与其它地壳岩石之间存在较大的Nd同位素成分差别，暗示它们在成因上可能并不存在联系。对于该区的中生代蛇绿岩，Josephine岩体较为著名。该蛇绿岩下部主要由方辉橄榄岩构成；中部出现一套堆晶岩组合和细粒辉长岩及闪长岩等；上部为约1.5km厚的席状岩墙及400m厚的枕状熔岩和角砾岩(Harper, 1984)；再向上为一套薄的远洋沉积和及活动大陆边缘来源的浊积岩组合。该蛇绿岩的最大特点是上述席状岩墙群并不与岩石间的接触面垂直，而是呈大约40°的接触关系。同时，在地幔橄榄岩中出现大量的席状岩床群或岩脉(Harper, 1984)。由于这些辉绿岩脉和玄武岩具有从早到晚由岛弧拉斑玄武岩向MORB玄武岩转化的特点，因而认为这是一个在俯冲背景下形成的SSZ型蛇绿岩(Harper, 2003)。

南部Cordillera地区分布有30余个中生代蛇绿岩体，并可划分为三条南北向的带，即东部内华达(Sierra Nevada)或大峡谷(Great Valley)带的Smartville、Feather River蛇绿岩、中部海岸带(Coast Range)的Elder Creek、Stonyford、Mount Diablo、Del Puerto、Llanada、Stanley Mountain、San Simeon、Cuesta Ridge、Point Sal等蛇绿岩，和西部与弗朗西斯科杂岩有关的Red Mountain、Cazadero、Burro Mountain、New Idria 等蛇绿岩(Coleman, 2000)。从岩性剖面来看，与弗朗西斯科杂岩有关的蛇绿岩主要由混杂的低程度部分熔融的超镁铁岩(二辉橄榄岩和方辉橄榄岩)组成，缺乏镁铁质的辉长岩、席状岩墙群和上覆的沉积岩。其伴生的蚀变玄武岩兼具MORB和OIB特征。因此，一般认为，该蛇绿岩多形成于慢速扩张的洋中脊环境(Coleman, 2000)。

内华达北部或大峡谷地区的蛇绿岩延伸约500km，宽约50km，单个蛇绿岩(如Smartville)厚10～20km，比大多数人认为的世界上最大的Semail蛇绿岩还要大。该蛇绿岩主要由辉长岩-闪长岩、玄武岩-安山岩和沉积岩组成，未见底部的地幔橄榄岩。与Josephine蛇绿岩不同，该蛇绿岩的玄武岩从底部向顶部出现由MORB型向岛弧型转变的特点，且上述各类岩石均被大量晚期的辉绿岩、长英质脉岩和花岗岩侵入(Menziesetal., 1980)。根据地球物理资料，该蛇绿岩的镁铁质岩石延伸达400km，厚度超过20km，比正常的12km厚的洋壳还要厚。因此，Coleman (2000)提出，该蛇绿岩中的镁铁质岩石可能是在大陆边缘拉张过程中形成的底侵岩浆侵入体，而并不是大洋地壳。同样，针对上述岩石的岛弧特性，有些研究者认为Smartville并不是蛇绿岩，而是一套弧岩浆岩(Beard and Day, 1987; Day and Bickford, 2004)。

海岸带的蛇绿岩是美国西部蛇绿岩的典型，研究得较为充分(Dickinsonetal., 1996; Hopsonetal., 2008)。尽管有弧前、弧后、弧内和洋中脊等多种观点之分，但目前绝大多数学者还是认为其形成与板块俯冲作用有关，是SSZ型蛇绿岩的典型代表(Moores, 1982; Coleman, 1984)。该带蛇绿岩底部的地幔橄榄岩出露较为有限，且多已蚀变成蛇纹岩。Del Puerto岩体出现较多的地幔橄榄岩，主要类型是方辉橄榄岩、纯橄岩及异剥辉石岩等，其它岩体还出现较多的二辉橄榄岩。就其地壳单元，最南部的Point Sal出露最全，是本区蛇绿岩剖面的代表。出现的主要岩石有辉长岩、玄武岩、安山岩，甚至英安岩和流纹岩，及相应成分的侵入岩，最后覆盖有含放射虫的硅质岩、凝灰岩和火山碎屑岩。这些镁铁质-长英质火成岩主体上显示明显的岛弧印记，并可能有玻安岩的出现(Shervais and Choi, 2012)，但其底部的玄武岩仍明显具有MORB特点，甚至具有轴外火山作用的痕迹(ankaramite-富辉橄榄玄武岩, Hopsonetal., 2008)。我们说，这些火成岩的大部分，特别是上半部确实形成在岛弧环境，但我们也可以问，这些火成岩与下部的橄榄岩在成因上有联系吗？遗憾的是，在这些蛇绿岩中并没有看到巨大规模以层状辉长岩为代表的岩浆房，也没有找到岩浆侵入通道的席状岩墙群，取而代之的是侵入在橄榄岩、辉长岩、玄武岩甚至上覆沉积岩中的镁铁质-长英质岩墙或岩席及钙碱性侵入岩(Hopsonetal., 2008)。野外的观察还发现，这些地壳单元与下伏地幔橄榄岩之间均为断层接触。有限的资料还显示，这些地幔橄榄岩在地球化学上具有较大的变化(Choietal., 2008b; Jeanetal., 2010)，与岛弧地区经历熔流体改造的交代地幔有所不同。因此，Hopsonetal. (2008)坚持认为其形成于洋中脊环境。同样由于该地区新鲜的地幔橄榄岩相对较少，使得我们难以对超镁铁-镁铁岩石的同源性作出决定性的判定(Choietal., 2008a)，我们还是需要到别的地方去寻找这一问题的答案。

3.3 蛇绿岩故乡的再研究

Alps是蛇绿岩的故乡，也是全球大陆地质的摇篮。然而，具有讽刺意味的是，Alps对板块构造理论的提出并没有实质性的贡献(Trümpy, 2001)。人们在欢呼板块构造理论的胜利，但已基本忘却Alps对蛇绿岩研究所做出的巨大贡献。这一方面是由于Alps复杂多期的构造演化历史使人们对一些基本事实的认定存在分歧，或者说，Alps实际上并不是研究蛇绿岩的最佳地区。也正是由于这一原因，人们将目光投向地质情况发育更好的地中海和太平洋两岸地区，如塞浦路斯的Troodos蛇绿岩、阿曼的Semail蛇绿岩、巴尔干半岛的Vourinous蛇绿岩及太平洋东岸的新喀里多尼亚蛇绿岩等。同时，另一方面，战后美国的崛起，使世界科学研究的中心倾向美国，从而导致学术界一边倒的不正常现象。如板块构造理论强调了蛇绿岩的残留体-熔体同源岩浆模式，但却无情地忽略了Alps地区所展示的辉长岩侵入橄榄岩的基本事实。尽管如此，欧洲的传统地质学家们仍然对Alps地区的蛇绿岩进行不懈的研究，并取得了新的认识。

西Alps地区存在大量的镁铁-超镁铁岩体(图5)。按照目前的研究成果，这些岩体基本可划分为两类。一类被称之为造山带橄榄岩，主要以单个的橄榄岩体出露为特征，不伴或少伴有镁铁质岩石。第二类为蛇绿岩，大多与镁铁质岩石和深海沉积物伴生。目前所厘定的蛇绿岩体主要有位于意大利-瑞士交界处的Totalp-Platt岩体、意大利-法国交界处的Chenalliet与Monviso岩体、意大利亚平宁半岛的Votri、External Liguria、Internal Liguria及法国科西嘉岛上的Maggoire岩体等。

我们不拟对上述所有岩体进行仔细的介绍，下面只给出一些综合性的研究成果。首先，进一步的野外工作验证了当年Steinmann的观察，即该地区的蛇绿岩主要由地幔橄榄岩、辉长岩、辉绿岩和玄武岩构成。在大多数情况下，地幔橄榄岩被辉长岩/辉绿岩侵入，然后被玄武岩或深海硅质岩直接覆盖(图6)。我们见不到Penrose会议所定义的完整蛇绿岩层序；第二，大量的同位素年代学测定结果显示(图5b)，西Alps 地区蛇绿岩中的辉长岩、辉绿岩主要形成于160～165Ma的较窄的时间范围内，应该代表了一个扩张时间较短的小规模洋盆。第三，对地幔橄榄岩Nd的测定发现，大多数地幔橄榄岩形成于晚古生代甚至更老，明显早于辉长岩形成的中生代(Rampone and Hofmann, 2012)，如 Platta (Münteneretal., 2004)、Lanzo (Guarnierietal., 2012)、Voltri-Erro Tobbio (Ramponeetal., 2005)、External Ligurides (Montaninietal., 2006) 和Internal Ligurides (Ramponeetal., 1996, 1998)等岩体，Os同位素资料也支持这一认识(Snowetal., 2000; van Ackenetal., 2008)。结合野外观察资料，该区镁铁岩和超镁铁岩并不是同时形成的。第四，橄榄岩和侵入的辉长岩在同位素特征上有所不同。尽管我们可以用后期蚀变来解释Sr同位素的变化，但橄榄岩的Nd同位素变化范围明显大于镁铁质岩石(图5c)，表明地幔橄榄岩与镁铁质岩石之间不存在成因上的联系。第五，地球化学研究显示，该区的镁铁质岩石在稀土元素上主要表现为轻稀土元素亏损的特点，反映来自软流圈地幔的高程度部分熔融。这一结论与Sr-Nd同位素的特征相吻合(图5c)。第六，对若干重要岩体的观察发现，这些超镁铁岩的侵位主要与洋底的拆离断层作用有关(Manatschal and Müntener, 2009; Manatschaletal., 2011; Picazoetal., 2013)。

图6 西Alps利古里亚内带 (Internal Liguria) 蛇绿岩(a)-辉长岩及分异的伟晶岩; (b)-辉长岩的塑性变形及固态流变构造; (c)-地幔橄榄岩(蛇纹岩)中的辉长岩脉(现已转变为异剥钙榴岩); (d)-辉长岩中的辉绿岩脉; (e)-蛇绿岩上部的硅质页岩沉积覆盖在辉长岩砾石之上; (f)-蛇绿岩与硅质岩之间沉积接触带内不同成分的砾石Fig.6 Internal Ligurian ophiolites in western Alps

对上述资料最合理的解释是，西Alps在160～165Ma时期发生大陆伸展事件(相当于新特提斯洋的西部末梢)，地壳变薄、地表下陷，形成浅表海洋。当伸展进一步加强时，海洋水体变深形成硅质岩沉积。同时，大陆岩石圈地幔由于伸展而开始直接出露地表(水下)。随着伸展的进行，深部软流圈地幔发生部分熔融，形成的熔体或者侵入于地幔橄榄岩之中形成辉长岩。伸展的进一步进行，使得地幔橄榄岩和侵入的辉长岩折返至前部，然后又被软流圈来源的玄武岩浆侵入，形成辉绿岩；或者直接喷出洋底表面形成玄武岩(Piccardo and Guarnieri, 2010)。

很显然，上述模型与板块构造理论所主张的残留体-熔体模式相差甚远，它带给我们的重要启示有：第一，蛇绿岩中的镁铁-超镁铁岩在成因上可能并不存在任何联系。如果这一点属实，我们现今任何建立在镁铁-超镁铁岩同源基础上的蛇绿岩分类都将是片面的，包括以橄榄岩为标志的HOT/LOT型蛇绿岩分类(Boudier and Nicolas, 1985)、以超镁铁岩亏损程度的Liguria、Yakuno和Papua型或低铝/高铝蛇绿岩分类(Ishiwatari, 1985)，及以堆晶岩为特征的蛇绿岩分类等(Church and Riccio, 1977)。根据目前的资料，镁铁-超镁铁岩不同源的资料在Troodos、Semail等蛇绿岩中也同样存在(McCulloch and Cameron, 1983; Büchletal., 2004; Hanghojetal., 2010; Osozawaetal., 2012)，反映蛇绿岩形成过程中岩浆作用的复杂性和岩浆源区的多样性。第二，蛇绿岩形成过程中，其壳幔边界处可能有时并不存在岩浆房。实际上，目前确认的现代大洋扩张脊下的岩浆岩是极为罕见的，只在扩张速率较快的东太平洋隆才有发现(Detricketal., 1987)。第三，硅质岩可沉积在上述过程的不同阶段，甚至早于玄武岩的喷发，因此硅质岩可限制蛇绿岩最小年龄的说法也不成立。

我们惊叹欧洲人扎实的工作，不免也诧异，蛇绿岩中镁铁-超镁铁岩的成因联系一事在以前的研究中为何未得到重视(Sharmaetal., 1995; Sharma and Wasserburg, 1996)？这主要有下述方面的原因，其一，大多数情况下，超镁铁岩与镁铁岩属于构造接触，野外难以准确判断它们在形成时间上的先后；其二，两种岩石之间的成因学研究主要依赖于同位素地球化学研究。大多数情况下，超镁铁岩蚀变严重，使我们难以准确获得其同位素组成。即使部分情况下样品新鲜，但由于地幔橄榄岩在多数情况下为方辉橄榄岩，缺少我们能够获得其同位素组成的单斜辉石；其三，也是最重要的，我们大多想当然地认为，蛇绿岩中镁铁岩和超镁铁岩紧密共生，它们在成因上一定是有联系的，因而也就不自觉地接受了同源岩浆模式，尽管该模式有同源岩浆分异和残留体-熔体之分。

既然西Alps提供的模式与现今绝大多数人接受的思想相差较大，那西Alps的这些岩石还属于蛇绿岩吗？我们可以说，蛇绿岩可能是多种多样的(Coleman, 1984)，原来定义的反而并不是最典型的。但西Alps是蛇绿岩提出的地方，那里所出现的特征岩石组合才是真正的蛇绿岩，只不过欧洲地质学家当时提出的概念已被美国的地质学家采用“偷梁换柱”的办法， 做到了“以假乱真”，真可谓“假作真时真亦假”。我们曾想过，既然如此，对西Alps地区的这类岩石是否可以予以一个新的名字，比如Steimannite，但我们回而一想，这世道太不公平，为何非要让Alps如此委屈。

Alps地区工作的影响是深远的。到目前为止，西Alps地区还未发现有新特提斯洋俯冲型岩浆作用的存在。该地区的镁铁质岩石是MORB型的，而这些镁铁质岩石的有限出露，表明地幔的部分熔融程度较低。或者说，西Alps代表的是超慢速扩张背景下形成的洋壳。那么，不同扩张速率情形下形成的洋壳究竟有何不同呢？显然，这需要了解现今大洋的资料。

3.4 从现代大洋看蛇绿岩问题

我们地球的表面主要被海洋所占据，半个世纪以来积累的海洋地质资料已可以使我们对这些海洋形成的基本特征进行总结。根据磁异常条带的恢复结果，科学家们发现洋壳的形成速率在全球变化较大，并可划分为快速(80～180mm/y)、中速(55～80mm/y)、慢速(<55mm/y) 和超慢速(14～16mm/y)四个不同的类型。快速扩张洋脊以东太平洋为代表，地形上形成隆起，岩浆供给充分，因而发育岩浆房，并具有较厚的海洋地壳(Kentetal., 1990; Sinton and Detrick, 1992)。慢速-超慢速扩张脊以大西洋、西南印度洋和北冰洋为代表，海底相对平坦，岩浆形成速率低，不发育岩浆房，因而也就具有薄的洋壳(Purdy and Detrick, 1986)，甚至在部分情况下，洋壳由于缺失而使大洋地幔橄榄岩直接出露在洋底。从图7提供的资料可以发现，将近70%的海底是在慢速-超慢速情况下形成的。也就是说，如果现今地球的海洋能够代表它的整个历史特征的话，慢速-超慢速扩张的洋脊对蛇绿岩的研究来说至关重要。

最近对大西洋和西南印度洋洋底的研究取得诸多成果，其中一项重要的认识是海洋拆离断层的发现和海洋核杂岩的确定(Dicketal., 1981; Cannetal., 1997; Tucholkeetal., 1998)。这些拆离断层和核杂岩与陆地上的同类物并无二致，只是发育在海水之下的洋底(Whitneyetal., 2013)。正是由于拆离断层的存在，使得大量的大洋地幔直接出露到洋底表面。由于巨量的拆离伸展作用，下部的软流圈发生减压部分熔融，形成大量侵入于地幔橄榄岩中的辉长-辉绿岩体(Restonetal., 2002; Oliveetal., 2010)。因此，快速和慢速-超慢速扩张的洋脊具有完全不同的特征(图7) (Niu and Hekinian, 1997)，它们分别被称之为Penrose和Chapman模式(Maffioneetal., 2013)，是对经典洋壳形成与扩张理论的重要补充。

大洋研究中另一个重要问题是大洋岩石圈的时代。根据板块构造理论，我们都接受一个基本假设，即大洋岩石圈是年轻的。尽管不断有大洋中含有古老大陆地块的报道(Bonatti, 1971, 1990; Kepezhinskas and Dmetriev, 1992; Torsviketal., 2013; Pushcharovsky, 2013)，但我们相信，大洋洋壳可能在主体上确实是年轻的，但大洋地幔也是如此吗？到现在为止，我们还没有一个确切的大洋剖面可供进行此方面的研究。从另一方面来说，和大陆地幔类似，大洋地幔年龄的确定是极为困难的，它缺乏我们经常需要的定年矿物。更何况，在目前采集到的大洋橄榄岩中，只有少数样品是新鲜的。而且，这些新鲜样品基本上都是方辉橄榄岩。显然，我们对大洋地幔年龄的确定需要依赖其它方法，我们不妨来看一下这方面最新的研究资料。

早在20世纪90年代，Snowetal. (1994)就对当时收集到的大洋橄榄岩进行了Sr-Nd同位素方面的研究，结果发现这些橄榄岩与洋中脊玄武岩具有相同的同位素组成。因此，当时人们确信，大洋橄榄岩就是形成大洋地壳后的地幔残余。然而，随着资料的积累，情况变得复杂起来(Warrenetal., 2009)。首先，通过Os同位素等方面的研究发现，部分大洋地幔橄榄岩具有非常低的Os同位素组成，对这一现象的唯一解释就是地幔是古老的。如大西洋(Shireyetal., 1987; Pilotetal., 1998; Brandonetal., 2000; Chazotetal., 2005; Ciprianietal., 2004; 2009; Harveyetal., 2006; Brunelli and Seyler, 2010; Coltortietal., 2010)、西南印度洋(Salters and Dick, 2002; Standishetal., 2002; Hamelinetal., 2013; Zhou and Dick, 2013)、北冰洋(Liuetal., 2008; Strackeetal., 2011), 以及与热点或地幔柱岩浆作用有关的Hawaii (Salters and Zindler, 1995; Saltersetal., 2006; Bizimisetal., 2003, 2007)、Ontong Java (Ishikawaetal., 2011)、Taitao(智利西部的太平洋, Schulteetal., 2009)及其它地区 (Simonetal., 2008)。特别是在大西洋，目前报道的古老大陆地壳与地幔物质的文献有数十篇，这就引出了年轻的大洋中为何存在古老的大陆物质问题。

目前大多数人接受的解释方案是(Rampone and Hofmann, 2012)，在地球所进行的板块俯冲历史进程中，一些俯冲到地球深处的古老大陆岩石圈由于其密度较轻而被长期保存在软流圈中。当板块分离形成大洋时，这些古老地幔物质会首先伴随软流圈的上涌而侵位到浅部，进而成为大洋岩石圈的一部分。另一种可能性是，这些古老地幔是大陆拉张时残留的大陆物质，如对大西洋和西南印度洋中的古老物质，目前就采取这一解释(Bonatti, 1971)。一个典型的例子是红海中的Zarbagard岛，其主要由橄榄岩组成，以前人们认为它可能是红海扩张而形成的新生地幔，但后来的研究才发现，这些地幔橄榄岩是在泛非时期形成的，是红海形成时的大陆地幔残留(Brueckneretal., 1988, 1995; Snow and Schmidt, 1999)。我们相信，随着研究的不断深入，大洋中将有越来越多的古老大陆地幔，甚至大陆地壳物质被发现。

图7 全球大洋扩张速率分布及不同扩张速率情形下洋壳剖面示意图(据Perfit et al., 1994; Reston et al., 2002; Muller et al., 2008修改)Fig.7 Distribution of the spreading rate of the oceanic floor and its spreading models (modified after Perfit et al., 1994; Reston et al., 2002; Muller et al., 2008)

无论大洋中含有多少古老大陆物质，我们现在基本上都认为，蛇绿岩应该代表了海洋岩石圈，尽管目前还不明确这个洋是大洋还是小洋(Coleman, 1977; Nicolas, 1989)。然而对全球资料的总结发现，大洋橄榄岩和蛇绿岩中的地幔橄榄岩无论在岩石类型，还是地球化学成分上都存在明显差别(Dicketal., 1984; Bodinier and Godard, 2003)，主要表现为蛇绿岩中地幔橄榄岩的熔体亏损程度更高。为解释这种差别，有学者提出蛇绿岩可能更多地与岛弧环境有关。在该背景下，地幔由于受俯冲流体的交代作用而发生较高程度部分熔融(Dicketal., 1984)，但也有学者认为这种差别与洋壳扩张速率有关，即大洋橄榄岩和蛇绿岩分别代表了慢速-超慢速和快速扩张下的海洋岩石圈(Nicolas, 1989)。

大洋研究中另一个重要问题是，组成洋壳主体的大洋中脊玄武岩(MORB)与大洋橄榄岩是否同源，这方面有比较多的研究成果，但也存在激烈的争论。首先，从主要元素成分来看，大洋橄榄岩比理论上的地幔残留体富镁铁而贫硅，并非是MORB熔融后的简单残留(Niuetal., 1997)。从微量元素特征来看，大量的大洋橄榄岩具有明显低的稀土元素组成，这要求这些大洋橄榄岩经历过比MORB形成要高得多的部分熔融(Bodinier and Godard, 2003; Warrenetal., 2009)。第三，正如前面介绍的同位素组成的那样，MORB和大洋橄榄岩在Sr-Nd-Hf-Os同位素组成上均存在明显差别(Grahametal., 2006; Warrenetal., 2009; Saltersetal., 2011)。

新西兰南面的Macquarie岛(属澳大利亚) 和智利西海岸Taitao岛是目前确认的最能代表海洋岩石圈的蛇绿岩剖面。以前者为例，该蛇绿岩的层序与1972年Penrose会议确定的标准层序基本一致，自下而上出现有方辉橄榄岩、堆晶岩(包括纯橄岩、异剥橄榄岩、橄长岩、层状辉长岩、块状辉长岩和粗粒辉长岩等)、辉绿岩席状岩墙群、玄武岩及其火山沉积夹层，是慢速扩张洋脊的代表。研究发现，该蛇绿岩中的玄武岩和辉绿岩脉在成分上呈现从N-MORB到E-MORB或更高碱质的演变(Varneetal., 2000)。更为重要的是，目前发现该蛇绿岩底部的地幔橄榄岩在元素组成上具有超亏损性质，不可能是上覆洋壳岩石的源区。Os资料还证实，该地幔橄榄岩是在10亿年左右形成的，与9Ma左右的洋壳年代相差甚远(Dijkstraetal., 2010)。智利西海岸的Taitao岩体是在板块汇聚过程中侵位的大洋残片，其底部地幔橄榄岩主要由方辉橄榄岩、二辉橄榄岩和纯橄岩组成。其地壳端元的组成岩石包括辉长岩、辉绿岩墙、上部玄武质-英安质的火山-沉积岩系及侵位后的花岗质侵入体。近几年对该蛇绿岩及西侧洋中脊岩石的主要发现有：第一，该蛇绿岩层序完整，与经典的Penrose会议定义基本一致，代表了洋中脊扩张背景下形成的海洋岩石圈(Dilek and Furnes, 2011)；第二，该区的镁铁质岩石显示明显的SSZ型蛇绿岩的痕迹(Klein and Karsten, 1995; Sturmetal., 1999)；第三，Os同位素资料显示，该蛇绿岩中的地幔橄榄岩是在16亿年以前形成含有较多数量的古老物质(Schulteetal., 2009)；第四，Sr-Nd等同位素地球化学研究显示，其地幔橄榄岩与地壳端元的镁铁质岩石在成因上并不具有互补关系，橄榄岩中的辉石岩可能对镁铁质岩石的贡献更大(Schulteetal., 2009)。尽管目前对上述特点有各式各样的解释，但我们说，该蛇绿岩是在洋中脊形成的。或者说，SSZ型蛇绿岩也可以发育在洋中脊环境。

总之，从大洋研究的结果来看，海洋岩石圈的形成并不是像经典板块构造理论所主张的那样简单，大洋岩石圈的形成历史与过程可能比我们想象的要复杂得多。洋壳和海洋地幔不仅在年代上有可能不同，甚至它们在成因上都不一定存在联系，而且SSZ型蛇绿岩也可在洋中脊出现等。如果真如此，将蛇绿岩简单地类比为海洋岩石圈，及将SSZ与MORB蛇绿岩区分成不同的构造背景等，都可能将是历史的误会。那大洋到底是怎么形成的，消失的海洋岩石圈又在哪里，地质学又到了一个历史的转折点。

4 雅鲁藏布蛇绿岩成因的新解释

在回顾了蛇绿岩定义与成因研究的基本问题之后，细心的读者不难发现，那究竟什么是蛇绿岩？近几十年来的进展表明，1972年的Penrose定义具有明显的局限性。正是在这一背景下，Dilek and Furnes (2011)提出蛇绿岩就是异地而来的上地幔与洋壳碎块，且不论上述地幔橄榄岩与洋壳镁铁质岩石间是否存在成因联系。在此基础上，他们将蛇绿岩划分成大陆边缘型(如西Alps的Liguria)、洋中脊型(如智利的Taitao)、地幔柱型、SSZ型(如塞浦路斯的Troodos、阿曼的Semail和西藏的雅鲁藏布)、火山弧型(美国西部的Cordillera)及增生型。如果我们仔细对照1972年的Penrose定义(Although ophiolite generally is interpreted to be oceanic crust and upper mantle the use of the term should be independent of its supposed origin)，这一分类方案似乎可以接受，但他们定义的部分类型蛇绿岩的层序与1972年的定义相差甚远，因而将蛇绿岩的定义明显扩大化。我们暂时回避这一定义的分歧，还是回到本文要研究的主题-雅鲁藏布蛇绿岩(图8)。我们首先看一些基本事实，然后再看看这些新的观察事实又反映了哪些以前未被注意的问题。

4.1 地幔橄榄岩时代与造山带橄榄岩问题

雅鲁藏布蛇绿岩中的地幔橄榄岩大多已被蛇纹岩化，目前报道的新鲜橄榄岩产地有阿里地区的东波、普兰、休古嘎布(包括当穷)和仲巴，日喀则一带的路曲、大竹曲，以及东部的泽当和罗布莎。可以说，国内外学者对这些地幔橄榄岩均进行了大量的工作，但从成因学的角度来看，这方面的工作还相当有限。

正如前已述及的那样，雅鲁藏布蛇绿岩的一个重要特点是地幔橄榄岩以二辉橄榄岩或含单斜辉石的方辉橄榄岩为主，贫单斜辉石的方辉橄榄岩和纯橄岩相对有限。我们说，如果这些橄榄岩是大洋岩石圈地幔，那一定表明其熔体抽取的程度较低，从而导致所形成的洋壳较薄。或者说，代表了一个慢速的扩张脊环境(Nicolasetal., 1981)。雅鲁藏布蛇绿岩的另外一个特点是超镁铁质/镁铁质岩石的比例较高。在西部阿里地区，蛇绿岩体以超镁铁岩为主，基本不发育镁铁质岩石，且硅质岩可能直接覆盖在超镁铁的橄榄岩之上。对这一现象最简单的解释就是，这些岩石是造山带橄榄岩，而不是什么在大洋中形成的岩石。可能有读者会认为，镁铁质岩石的缺失可能是后期构造肢解的结果。我们说，这些岩石确实受到过改造，否则也不会现在暴露到地表，但很多剖面中岩性的连续展布及橄榄岩中高温变形组构方位的一致性，均表明后期改造较为有限(Girardeauetal., 1985c)，镁铁质岩性的缺失可能是该带蛇绿岩的固有特性。

图8 雅鲁藏布与标准蛇绿岩剖面对比(a)、蛇绿岩形成时代(b)及Sr-Nd同位素特征(c) 在图b中，张万平等(2011b)及Chan et al. (2014)数据未参与统计Fig.8 Comparison of the Yarlung Zangbo and idealized ophiolite sequence (a), U-Pb ages of zircons from mafic intrusions (b) and Sr-Nd isotopic data (c) of the Yarlung Zangbo ophiolite

从地球化学特点来看(Hébertetal., 2012)，这些地幔橄榄岩基本都显示亏损不相容元素的特点，在球粒陨石标准化图解上，其元素丰度低于正常的N-MORB的源区，并又可划分为右倾斜型和U型两种型式。前者可解释为熔体提取后的直接残留，但后者应该在熔体抽取后经历过后期的交代作用。但我们指出，雅鲁藏布蛇绿岩中的地幔橄榄在很多情况下并不新鲜。此外，橄榄岩中各类微量元素丰度较低，对这些元素含量的准确测定并非易事。对这些橄榄岩中单斜辉石的测定显示，它们均显示不相容元素亏损的特点，有微弱的轻稀土元素的富集，反映经历过小程度的后期交代作用。但遗憾的是，目前这方面的研究还开展得较少(Liuetal., 2010, 2012)。

目前我们可以用以讨论地幔橄榄岩时代的是Gopeletal. (1984)发表的Pb同位素资料。该文作者通过分析日喀则附近蛇绿岩中地幔橄榄岩的组成，获得地幔橄榄岩的年代为400Ma左右。这一年代明显老于蛇绿岩两侧由放射虫而制约的深海沉积的时代，再结合我们后面将要介绍的蛇绿岩中辉长-辉绿岩的时代，这无疑表明雅鲁藏布蛇绿岩中的地幔橄榄岩应该是新特提斯洋打开之前形成的古老大陆岩石圈地幔。支持这一解释的另外一项证据来自Sr-Nd同位素数据(图8c)。根据目前的资料(Milleretal., 2003; 程学展等, 2011)，这些地幔橄榄岩具有较大的Sr-Nd同位素变化范围，暗示其极有可能为古老的岩石圈地幔。遗憾的是，目前数据的精度还有待提高。未来加强区内新鲜橄榄岩的工作，将为这一问题的解决提供确切的答案。此外，近年来的Re-Os同位素资料显示(Shietal., 2007; Liuetal., 2012; 史仁灯等, 2012)，普兰和罗布莎橄榄岩中均有部分岩石显示古老的熔体抽取历史，反映古老岩石圈地幔存在的可能性。但是，泽当地区的资料没有发现任何古老地幔的信息(史仁灯等, 2012)，可能表明该蛇绿岩与前两者有所不同。总之，目前有限的资料还不能证明雅鲁藏布蛇绿岩中的地幔橄榄岩是中生代期间形成的海洋岩石圈地幔。

本文作者在刚开始进入西藏对这些蛇绿岩进行工作时有一个极为简单的设想：世界上绝大多数造山带都存在大量的造山带橄榄岩，但为何在雅鲁藏布这一如此重要的构造带中却未见踪影。现在看来，我们的猜想可能是正确的，雅鲁藏布蛇绿岩中的地幔橄榄岩很可能有相当一部分是造山带橄榄岩。只不过这些岩石大多没有经历高压-超高压变质的改造，或它们来源深度并不很大，相当于我们所说的“低压造山带橄榄岩”。但到底哪些是造山带橄榄岩，哪些又是经典蛇绿岩中的橄榄岩，目前并不清楚，未来加强橄榄岩的属性研究甚为迫切。此外，这些橄榄岩大部分都发生了蛇纹石化，并使侵入其中的镁铁质岩石发生异剥钙榴岩化，对这些蚀变过程进行研究，将是揭开雅鲁藏布蛇绿岩形成与侵位过程及机制的重要资料。

4.2 镁铁质岩石的形成时代与构造属性

雅鲁藏布蛇绿岩中的镁铁质岩石包括三大基本类型岩石：玄武岩、辉绿岩和辉长岩。目前对这些岩石进行了大量的年代学工作，其获得的资料如表1所示。

玄武岩 该类岩石在区内分布广泛，有块状、枕状、杏仁状等多种类型之分。它主要出现在雅鲁藏布蛇绿岩的北侧，但在南侧的混杂岩带中多以岩块形式产出。这一类型岩石的年代学资料还很少, 仅刘维亮等(2013)报道过泽当蛇绿岩中玄武岩的锆石U-Pb年龄为154.9±2.0Ma，但该岩石所具有的地球化学特点使得我们现在还难以判定是否是蛇绿岩的组成部分。与玄武岩相伴产出的深海硅质岩中的放射虫给出的时代基本在T2-K1左右(王希斌等, 1987; 高洪学和宋子季, 1995;朱杰等, 2005; Zyabrevetal., 2003,2004)。相对而言，这些岩石的地球化学资料较多。根据这些资料，目前发现这些玄武质岩石主要为形成于洋中脊环境下的MORB型，但也存在大洋内部的洋岛型(OIB)以及与俯冲作用有关的岛弧型和大陆边缘型等(Dupuisetal., 2005a; Xiaetal., 2008; Hébertetal., 2012; 李文霞等, 2012)，表明该岩石形成的复杂性。从空间分布来看，南侧混杂岩带中较早期的玄武岩岩块较多显示OIB的特征，而北侧覆盖在超镁铁-镁铁岩之上较年轻的玄武岩主要为MORB型。此外，硅质岩中的夹层玄武岩也显示OIB的特点(邓万明等, 1982)。但对这一构造环境判别问题，我们在研究中应该持谨慎态度。首先，以前积累的部分资料质量较差。尽管近几年分析水平有所提高，但不同时期鱼目混杂的数据难以给出确切的结论。第二，这些岩石很多都遭受了不同程度的蚀变，我们对它的甄别还很不够。第三，地球化学投影得来的构造背景仅可能作为我们工作的参考，岩石野外产出的具体位置及相互关系应是我们考虑问题的关键。目前亟待开展的工作是对每一个蛇绿岩剖面开展精细研究，厘定剖面自下而上时代、岩性及其地球化学特征的变化情况，以确定它的基本构造属性及和其它岩类的时空关系。

表1雅鲁藏布蛇绿岩中镁铁质岩石的锆石U-Pb年龄

Table 1 Zircon U-Pb ages of the mafic rocks from the Yarlung Zangbo ophiolite

SampleNoGPSlocationPlutonLithologyAge(Ma)MineralReferenceL⁃178⁃3东波辉石岩脉1300±05Zircon(SHRIMP)熊发挥等(2011)L⁃190⁃2东波辉长岩脉1280±11Zircon(SHRIMP)熊发挥等(2011)GCT⁃329东波辉长岩脉1597±05Zircon(TIMS)Chanetal．(2014)3X33230°33′49″，81°09′28″拉昂错辉绿岩脉1202±23Zircon(SHRIMP)李建峰等(2008)Y⁃4030°33′43″，81°15′09″拉昂错细粒辉长岩脉130±3Zircon(SHRIMP)刘钊等(2011)3X31430°35′33″，81°30′57″拉昂错辉绿岩脉1188±18Zircon(SHRIMP)Xiaetal．(2011)GCT⁃134拉昂错辉长岩脉1238±11Zircon(TIMS)Chanetal．(2014)GCT⁃61拉昂错辉长苏长岩脉1234±11Zircon(TIMS)Chanetal．(2014)3X26930°11′56″，83°03′30″休古嘎布辉绿岩脉1223±24Zircon(SHRIMP)韦振权等(2006)GCT⁃185当穷辉长岩脉1267±05Zircon(TIMS)Chanetal．(2014)GCT⁃163当穷辉长岩脉1234±08Zircon(TIMS)Chanetal．(2014)ZOES⁃4⁃0429°57′51″，83°19′05″那久辉长岩3637±17Zircon(SIMS)Daietal．(2011a)ZOES⁃4⁃04仲巴辉绿岩脉1257±09Zircon(SIMS)Daietal．(2012)3X6629°20′16″，86°41′32″桑桑辉绿岩脉1252±34Zircon(SHRIMP)夏斌等(2008)3X56229°07′53″，88°03′55″吉定均质辉长岩128±2Zircon(SHRIMP)王冉等(2006)JD07吉定辉长岩脉1271±35Zircon(LA)Daietal．(2013)RZ⁃5吉定辉绿岩脉1285±10Zircon(LA)Baoetal．(2013)GCT⁃152吉定辉长岩1318±13Zircon(LA)Chanetal．(2014)12FW3429°07′17″，88°21′27″吉定异剥钙榴岩？1240±16Zircon(SIMS)张亮亮等(未刊)12FW4529°07′01″，88°58′14″夏鲁异剥钙榴岩？1257±08Zircon(SIMS)张亮亮等(未刊)3X69229°08′06″，88°59′23″群让均质辉长岩1256±09Zircon(SHRIMP)李建峰等(2009)DJ11⁃22得几石英闪长岩1233±15Zircon(LA)Daietal．(2013)DJ11⁃01得几辉绿岩脉1249±11Zircon(LA)Daietal．(2013)DJ11⁃14得几辉绿岩脉1265±47Zircon(LA)Daietal．(2013)12FW14929°08′47″，89°06′18″得几异剥钙榴岩1257±13Zircon(SIMS)张亮亮等(未刊)12FW15229°08′48″，89°06′18″得几辉长岩1246±14Zircon(SIMS)张亮亮等(未刊)12FW15629°08′57″，89°06′17″得几石英闪长岩1247±19Zircon(SIMS)张亮亮等(未刊)PC0129°10′09″，89°10′11″彭仓异剥钙榴岩1260±30Zircon(SIMS)张亮亮等(未刊)PC0329°10′09″，89°10′11″彭仓异剥钙榴岩1300±13Zircon(SIMS)张亮亮等(未刊)PC0629°10′08″，89°10′11″彭仓石英闪长岩1291±14Zircon(SIMS)张亮亮等(未刊)D13大竹曲石英闪长岩1260±15Zircon(SHRIMP)Malpasetal．(2003)DZQ11⁃03大竹曲辉绿岩脉1261±13Zircon(LA)Daietal．(2013)12FW13829°17′51″，89°32′55″大竹曲异剥钙榴岩1249±14Zircon(SIMS)张亮亮等(未刊)12FW13929°17′49″，89°32′42″大竹曲辉长岩1244±13Zircon(SIMS)张亮亮等(未刊)12FW14329°18′23″，89°31′48″大竹曲辉长岩1275±10Zircon(SIMS)张亮亮等(未刊)ZT69829°12′07″，91°40′31″泽当辉长岩273±6Zircon(SIMS)McDermidetal．(2002)ZD4729°13′16″，91°37′58″泽当异剥钙榴岩1315±11Zircon(SIMS)张亮亮等(未刊)ZD4829°13′16″，91°37′58″泽当异剥钙榴岩1303±12Zircon(SIMS)张亮亮等(未刊)13ZD4729°13′17″，91°37′24″泽当辉长岩1317±09Zircon(SIMS)张亮亮等(未刊)ZD6929°12′08″，91°40′33″泽当斜长花岗岩1378±10Zircon(SIMS)张亮亮等(未刊)ZD10泽当玄武岩1549±20Zircon(SHRIMP)刘维亮等(2013)罗布莎辉绿岩脉1629±28Zircon(SHRIMP)钟立峰等(2006)GCT⁃405罗布莎辉长岩脉1484±45Zircon(LA)Chanetal．(2014)GCT⁃406罗布莎辉长岩脉1499±22Zircon(LA)Chanetal．(2014)12FW17429°14′23″，92°11′43″罗布莎辉长岩1309±13Zircon(SIMS)张畅等(未刊)13LBS0829°14′10″，92°12′18″罗布莎辉长岩1283±09Zircon(SIMS)张畅等(未刊)LL01⁃528°55′05″，93°47′48″朗县变辉绿岩1914±37Zircon(SHRIMP)张万平等(2011b)QS01⁃129°02′30″，92°17′58″朗县变辉绿岩1472±34Zircon(SHRIMP)张万平等(2011b)LX03⁃128°52′56″，93°02′02″朗县变玄武岩1478±33Zircon(SHRIMP)张万平等(2011b)LX03⁃328°52′56″，93°02′02″朗县变玄武岩1457±25Zircon(SHRIMP)张万平等(2011b)

辉绿岩 该岩性大多以岩席或岩脉形式存在于橄榄岩或玄武岩之中，是雅鲁藏布蛇绿岩的重要特色之一。部分学者认为，本区的这些辉绿岩是洋壳慢速扩张的产物(Girardeauetal., 1985b)，但也有学者认为应代表了大洋的快速扩张(Hopson, 2007)。目前我们获得的绝大多数年代学资料均来自该类型岩石。根据表1总结的资料，这些辉绿岩形成在123～128Ma一个非常狭窄的时间段内。绝大部分研究者都认为，这些辉绿岩的年龄应代表了蛇绿岩中镁铁质岩石(洋壳)的时代。但我们的疑问是，为何在东西长约1500km的范围内，洋壳的时代是如此一致？难道说，只有这个时代的蛇绿岩才能被保存？对辉绿岩进行的地球化学研究发现，它们在元素特征上以MORB型为主，少数出现OIB型Bédardetal., 2009; Bezardetal., 2011)，显示与玄武岩的不同。这一方面可能暗示玄武岩可能遭受过蚀变的影响，但也不排除辉绿岩与玄武岩的源区可能有所不同。但在同位素特征上，辉绿岩与玄武岩显示一致的亏损地幔特点(图8c)，反映来自软流圈地幔的高程度部分熔融作用。

前已述及，雅鲁藏布蛇绿岩最特征的就是大量辉绿岩床或岩席的存在，它不仅侵入到上部的辉长岩或玄武岩之中，还大量存在于地幔橄榄岩之中，且以橄榄岩-玄武岩接触处发育最甚。目前倾向认为，这些辉绿岩的形成仍与大洋扩张过程有关。即在慢速扩张的洋脊附近，洋壳中的张性裂隙发育有限，这时上升的岩浆便沿洋壳中的构造软弱面，即岩性界面发生水平迁移，形成席状岩墙(王希斌等, 1984; Hopson, 2007)。但从现行蛇绿岩形成的机制出发，席状岩墙群是链接下部岩浆房(以堆晶辉长岩为代表) 和上部玄武岩的纽带，是“冻结”的岩浆通道。在这种情况下，岩浆只可能从岩浆房向上迁移，或沿壳幔过渡带呈岩席展布(Boudieretal., 1996; Kelemenetal., 1997; Hopson, 2007)，但不可能向下侵入到橄榄岩之中。根据目前的研究，辉绿岩侵入橄榄岩的现象在世界其它地区蛇绿岩也很普遍，如意大利的Liguria (Borghinietal., 2007; Manatschaletal., 2011)、阿尔巴尼亚的Mirdita (Phillips-Lander and Dilek, 2009)、希腊的Pindos (Saccani and Photiades, 2004) 、叙利亚的Baer-Bassit (Al-Riyamietal., 2002)、塞浦路斯的Troodos (Thy and Esbensen, 1993)、阿曼的Semail (Boudier and Coleman, 1981; Girardeauetal., 2002)、土耳其的Kizildag、Antalya、Tauride和Lycian (Juteauetal., 1977; Dileketal., 1999; Celik and Chiaradia, 2008; Dilek and Thy, 2009; Elitok, 2012)、新西兰的Dun Mountain (Sanoetal., 1997)、美国西部的Trinity、Preston Peak和 Point Sal (Snoke, 1977; Boudieretal., 1989; Hopson, 2007)、古巴的Mayari-Baracoa (Marchesietal., 2006)等，举不胜举。对这一现象有两种可能的解释：(1)辉绿岩脉是大洋扩张阶段地幔熔融产生的熔体在上升过程中与橄榄岩反应的结果，这一机制出现的岩石应该是辉石岩或辉长岩脉，它难以解释辉绿岩脉的细粒结构特征；(2)是橄榄岩上升到地壳浅部层位后，其下部地幔发生部分熔融而新形成的侵入体。这种地幔熔融既可能代表另外一次洋壳扩张事件(Girardeauetal., 2002)，抑或是与蛇绿岩无关的一次地幔岩浆事件(Juteauetal., 1977)，如轴外岩浆侵入等。但无论如何，这次基性岩浆事件与它所侵入的橄榄岩和堆晶辉长岩在成因上不存在任何联系。

辉长岩 雅鲁藏布蛇绿岩中辉长岩相对较少，只在吉定、白岗和大竹曲三地出露。遗憾的是，目前获得的这些岩石的年代学资料极为有限。Malpasetal. (2003)曾获得大竹曲石英闪长岩的锆石U-Pb年龄为124Ma，这一年龄也被我们近来的测定所证实。在吉定地区，我们获得的细粒辉长岩的年代为125Ma，与区内辉绿岩的年代一致。前人曾在罗布莎地区获得165Ma的锆石U-Pb年龄(钟立峰等, 2006)，但所提供的锆石图像使我们怀疑其在碎样过程中混入成因的可能。我们最近对所谓“下杂”中的辉长岩获得128±1Ma的年龄(张畅, 未刊)，再一次验证在东西方向上，辉长岩与辉绿岩形成年龄的一致性，这也是我们认为这些辉长岩实际上就是较大规模的辉绿岩的重要原因。

然而值得指出的是，前人曾在泽当蛇绿岩的辉长岩中获得 273±6Ma的锆石U-Pb年龄(McDermidetal., 2002)，但这一年龄未能得到我们的证实。Daietal. (2011a)在仲巴西部的那久辉长岩中获得363.7±1.7Ma的锆石U-Pb年龄，且该辉长岩显示OIB的源区性质。张万平等(2011b)对朗县一带的玄武岩和辉绿岩获得的锆石U-Pb年龄为146～191Ma(图1e)。除此之外，目前在泽当地区我们获得的斜长花岗岩的年龄要比辉绿岩老10Myr左右(图8)。虽然这个差别并不大，但它确实存在，我们对它的解读还有待继续。尽管如此，雅鲁藏布蛇绿岩中辉长岩、辉绿岩和玄武岩的形成年代均在125Ma左右，这就是目前我们绝大多数人相信的蛇绿岩的形成时代。如果说，这个年龄代表了洋壳的形成时间，那么新特提斯主要是在早白垩世发生扩张的。可是，古生物资料显示，新特提斯可能在中-晚三叠世就已打开(高洪学和宋子季, 1995; 王玉净等, 2002; 朱杰等, 2005)。根据古地磁和古地理资料(Besse and Courtillot, 2002; Stampfli and Borel, 2002)，早白垩世时期新特提斯洋已打开至数千千米宽度，那那些更老的洋壳又在哪里呢？看来，问题比我们想象的要复杂。

4.3 雅鲁藏布蛇绿岩的侵位时代

关于这一问题，以前积累的资料不多。通常说来，地层的上下覆盖关系是我们确定侵位时代的重要手段，但这一方法难以给出精确的时代限制，而蛇绿岩周边由构造作用而产生的高压变质岩是确定侵位时间的重要标志。目前，在雅鲁藏布带中的仲巴、加加、桑桑(日吾其雀嘠浦沟)、拉孜(仁噶)、萨迦(孜松) 和白朗(卡堆) 等地鉴定出的高压变质岩有蓝片岩、硬柱石片岩、硬绿泥石片岩和黑硬绿泥石片岩等(肖序常和高延林, 1982, 1984; 李才等, 2007)。20世纪80年代，对蛇绿混杂岩中变质玄武岩获得的年龄是81 Ma，因而人们相信，这些蛇绿岩是晚白垩世就位的(王希斌等, 1987)。然而，在白朗县东北部的卡堆附近，绿泥石片岩-蓝片岩的Ar-Ar分析给出59Ma 的年代学数据(李才等，2007)。

蛇绿岩侵位年龄确定的另一种手段来自变质底板(Metamorphic sole)的研究。变质底板是蛇绿岩在侵位过程中由于自身的高温和构造摩擦作用而产生的高温变质岩，其主要岩石类型是斜长角闪岩和辉石岩，或多或少含有石榴石等变质矿物，它们的原岩大多是蛇绿岩中的镁铁质岩石。Malpasetal. (2003)曾对罗布莎等地斜长角闪岩中的角闪石和黑云母进行Ar-Ar年龄确定，获得的年龄为88～81Ma，被认为是这些岩石的侵位时代。但最近中加合作对萨嘎、桑桑和白朗三地石榴斜长角闪岩的研究获得的Ar-Ar年龄为123～129Ma左右(Guilmetteetal., 2008, 2009, 2012)，与蛇绿岩本身的年龄极为接近，表明这些蛇绿岩在形成后不久就很快发生了构造就位。这一情况实际上广泛存在于世界其它地区的蛇绿岩中，并被认为是蛇绿岩形成于初始俯冲阶段的重要标志(Coleman, 1977; Wakabayashi and Dilek, 2000; Bortolottietal., 2013)。但是，对雅鲁藏布地区的这些岩石目前还缺乏全面的研究(Burgetal., 1987)。从Guilmetteetal. (2008)提供的变质温压条件来看，不排除部分岩石曾经可能是高压变质岩，只是后期遭受过较强的退变。

从上述情况可以看出，雅鲁藏布蛇绿岩的侵位时间目前研究得还很不充分，使我们难以勾画全区的整体情况。至于侵位机制，目前还较少有所讨论。

4.4 雅鲁藏布蛇绿岩的形成背景与日喀则弧前盆地问题

雅鲁藏布蛇绿岩的成因类型和形成背景是目前分歧较大的问题。从洋盆扩张速率角度来看，有形成于慢速和快速扩张脊之分(Nicolasetal., 1981; Hopson, 2007)；从构造位置来说，有洋中脊、弧前和弧后之说(张旗等, 1982; 王希斌等, 1987; Nicolasetal., 1981; Hopson, 2007; Hebertetal., 2012; Baoetal., 2013)。尽管如此，主流观点认为雅鲁藏布蛇绿岩形成于岛弧有关的构造背景，属于SSZ型蛇绿岩。在我们讨论这一问题之前，我们首先得明确这个弧在那里。在目前全球蛇绿岩研究中，根据地球化学资料得出蛇绿岩形成于洋内岛弧的认识俯拾皆是，雅鲁藏布地区也不例外。然而，我们对雅鲁藏布地区新特提斯洋内是否存有洋内岛弧，目前并无信心。尽管McDermidetal. (2002)在泽当地区鉴定有侏罗纪的洋内岛弧，但我们最近的研究证明(Zhangetal., 2014)，该岛弧实际上只是冈底斯活动大陆边缘的一部分。我们认为，相对与正常的大洋地壳而言，洋内岛弧被保存的可能性要远远大于前者，更不用说地幔橄榄岩。即使我们假设洋内岛弧可能在后期均已俯冲消失，但必须找到它曾经存在的证据。从科学研究的方法论来说，如果找不到确凿的地质证据，我们就不能承认它的存在，更不能将其作为后续相关假说或猜想的起点。目前在藏南地区能够被确认为弧的地质体仍然是冈底斯，但绝大多数学者认为该岩浆弧是由于新特提斯洋向北俯冲形成的。如果这一认识正确的话，雅鲁藏布蛇绿岩形成于弧后盆地的说法目前就缺乏依据。

青藏高原特提斯的形成与演化传统上采用传送带的模型，即古生代形成的Pangea大陆有一向东开口的海湾，该海湾北侧为劳亚大陆，即现在的欧亚大陆，海湾南侧为冈瓦纳大陆。至少从古生代开始，冈瓦纳大陆就不断发生裂解，裂解的块体就像传送带一样依次拼贴在欧亚大陆的南缘。但这一模型无法回答冈瓦纳大陆裂解的原因。针对这一基本的动力学问题，潘桂棠等人提出(Panetal., 2012)，以双湖-班怒带为代表的古特提斯在晚古生代期间分别向欧亚和冈瓦纳大陆下俯冲消减。古特提斯向南的俯冲形成石炭-二叠纪的冈底斯岛弧，该岛弧分别在早-中三叠世和晚三叠世发生弧后扩张，形成雅鲁藏布洋和永珠-嘉黎洋。这一模型为该区特提斯洋的形成与演化提供了全新的思路，但有下述问题值得我们进一步思考。第一，冈底斯活动大陆边缘形成于晚古生代的地质记录目前还相对有限；第二，目前的资料显示，永珠-嘉黎洋的形成要早于雅鲁藏布洋(图1a)，甚至可能与班怒洋同时(和钟铧等, 2006; 郑有业等, 2006; 张玉修等, 2007)；第三，雅鲁藏布蛇绿岩中代表洋壳的镁铁质岩石主要形成在120～130Ma左右，此时北部的班怒带大多已经或正在闭合。

图9 Izu-Bonin 岛弧地区地质简图(a)、地质剖面示意图(b)及岩性柱状图(c) (据Ishizuka et al., 2011; Stern et al., 2012修改)Fig.9 Simplified geological map of the Izu-Bonin island arc (a), and its cross section (b) and lithological sequence (c) (modified after Ishizuka et al., 2011; Stern et al., 2012)

既然目前的资料还不能确认雅鲁藏布蛇绿岩的形成与弧后背景有关，那是否意味着它可能形成于弧前环境呢？在深入讨论这一问题之前，我们先看看该蛇绿岩与北侧日喀则弧前盆地的关系。实质上，这一问题就是区内蛇绿岩北侧冲堆组的厘定及属性归并问题。目前，对冲堆组存在多种不尽相同的认识。早在1981年建立冲堆组时，曹荣龙(1981) 认为该套地层应为俯冲的海沟内侧沉积。第二种观点认为，冲堆组应该是日喀则弧前盆地的初期沉积，代表了日喀则弧前盆地从早期陆源供给有限到晚期陆源供给广泛的演化历程(吴浩若, 1984; 王成善等, 1999)。第三种观点则认为，冲堆组应属于蛇绿岩剖面中伴生的深海沉积物，是蛇绿岩的组成部分，与日喀则弧前盆地无关(周云生等, 1982; 肖序常, 1984)。第四种观点则认为，冲堆组应一分为二。底部以硅质岩为代表的深海沉积可能与蛇绿岩有关，而上部以陆源碎屑为主的沉积应归于日喀则群昂仁组，两者之间可能为沉积不整合(王希斌等, 1984)。

我们不拟评判上述观点的对错，但倾向于接受第四种解释。即目前的冲堆组应予以解体：下部硅质岩(狭义冲堆组)分布局限，形成于远洋环境，可能与蛇绿岩关系密切；而上部的碎屑沉积主要来源于冈底斯弧，与日喀则弧前盆地有关。但无论何种方案，日喀则群的形成晚于蛇绿岩，原定冲堆组中大量蛇纹沙的存在表明(王东安, 1986)，蛇绿岩应是日喀则群的沉积基底。即日喀则弧前盆地发育时，蛇绿岩已经形成，并构造就位于亚洲大陆的南缘(王成善等, 1999)。从年代学数据来看(Wuetal., 2010; Wangetal., 2012)，日喀则弧前盆地主要发育在约110～65Ma左右，证实晚于蛇绿岩的形成。

那这是否意味着雅鲁藏布蛇绿岩是在更早期的弧前背景下形成呢？在我们讨论这一问题之前，我们先看看世界上最著名的Mariana弧前蛇绿岩的情况。如图9所示，Mariana地区由东部的太平洋板块和西部的菲律宾板块组成。太平洋板块向菲律宾板块下的俯冲形成洋内岛弧，而多次的弧后扩张使早先形成的岛弧发生裂解，形成目前不同地区呈线性分布的隆起区。最近一次形成的岛弧是Mariana弧，弧后扩张形成Mariana 弧后盆地(Mariana Trough)，而弧前部位形成Mariana 弧前盆地(forearc basin)。该盆地由底部的方辉橄榄岩和纯橄岩组成，向上过渡为堆晶辉长岩、玄武岩、玻安岩和钙碱性火山岩。其中剖面上的火山岩存在由底部的拉斑质弧前玄武岩向上部玻安质过渡的趋势(图9)，且早期弧前玄武岩显示MORB特征，而后期的玻安岩显示明显俯冲带物质的加入，反映早期的拉张和后期存在俯冲作用的改造(Ishizukaetal., 2011)。由于上述两组岩石之间并无显著的不整合等现象，因而是目前提出的蛇绿岩形成于俯冲初始(subduction initiation)阶段和弧前环境的重要证据(Sternetal., 2012)，玻安岩也就被认定为是弧前盆地形成环境的重要岩石学标志(Crawfordetal., 1989)。

但在Mariana地区，有下面情况值得我们思考：第一，从实验岩石学和地球化学研究来看(Falloon and Danyushevsky, 2000; Ishizukaetal., 2006; Reaganetal., 2010)，这些弧前拉斑玄武岩主要来源于亏损的软流圈地幔，而后期的玻安岩主要来自强烈难熔地幔橄榄岩在低压含水情形下的高温部分熔融。然而为何在俯冲带仍存在高温熔融的条件，这是令人费解的问题。因此，部分研究者提出，玻安岩的形成可能与地幔柱或弧后扩张有一定关联(Macpherson and Hall, 2001; Deschamps and Lallamand, 2003)，反映玻安岩形成背景还存有争议，或者说玻安岩并不一定是弧前岩浆作用的特有产物，它的形成更多地是与源区岩性及温度等条件有关；第二，即使我们承认蛇绿岩的形成与初始俯冲关系密切，那俯冲开始前的洋壳又是如何形成的？Debarietal. (1999)就论证了该区MORB型洋壳异地移植而来的观点。如果这一认识成立，该区的洋壳与下部的地幔橄榄岩可能在成因上并无关联；根据橄榄岩的研究结果，Mariana纯橄岩中的铬尖晶石具有两组截然不同的铬指数，分别对应MORB型和玻安质的熔体(Morishitaetal., 2011), 反映源区不同性质地幔的共存。对该盆地的方辉橄榄岩的研究发现，这些橄榄岩具有较低的Os同位素比值(Parkinsonetal., 1998)，属于古老的大陆岩石圈地幔，而非年轻的大洋地幔。结合该地幔橄榄岩还被辉长岩所侵入等特征(Morishitaetal., 2011)，这些地幔橄榄岩与上覆镁铁质岩石间不存在同源关系。第三，到目前为止，我们还没有看到该弧前地区的深部存在由拉张作用而导致的岩石圈减薄或软流圈上涌的现象。根据这些情况，我们认为，Mariana地区的玻安岩尽管目前处于弧前部位，但实质上可能是早期岩浆弧的一部分，玻安岩是弧岩浆作用的产物，并不是弧前盆地的重要标志，Mariana弧前蛇绿岩的概念并不成立。我们承认，当古老的大陆岩石圈地幔在地幔楔位置发生部分熔融时，由于水的加入可有效降低其熔点，形成玻安岩或类似的岩石。在洋壳扩张过程中，早先拉张使较为原始的地幔发生部分熔融形成MORB型玄武岩。随着拉张的增强，软流圈地幔中经历交代的古老大陆岩石圈地幔残留或上部大陆岩石圈地幔也可熔融形成少量类似玻安质或含有俯冲带特征的高镁低钛玄武质/安山质岩石(Godardetal., 2006)。这一情形与Mooreetal. (2000)提出的Historical contingency极为类似，如果这一假说成立，MORB和SSZ型蛇绿岩的成因争论便可迎刃而解。

雅鲁藏布蛇绿岩形成于弧前盆地的认识实际上早在中法合作期间就已被提及。根据吉定堆晶岩为辉石岩-辉长岩、而白岗-大竹曲为橄长岩-辉长岩的事实，当时认为日喀则蛇绿岩南部形成于弧前环境，而北部形成于弧后盆地环境(王希斌等, 1987)。后来，张旗等(1982) 论证了得几剖面辉绿岩-玄武岩的玻安岩属性。这一认识也得到后来研究者的支持 (陈根文等, 2003; Daietal., 2013)。在罗布莎，目前发现铬铁矿的熔体包裹体成分也为玻安质 (白文吉等, 2005)。在雅鲁藏布带的其它地区，虽然玻安岩还较少被发现，但Liuetal. (2010)论证了普兰地幔橄榄岩曾经历过玻安质岩浆的改造。可是，从该区地幔橄榄岩的岩石学与地球化学特点出发，这些地幔橄榄岩遭受玻安岩岩浆改造的程度是极为有限的，与弧下地幔的难熔性质和遭受强烈熔/流体改造的特点相差甚远(Daietal., 2011b; Liuetal., 2010, 2012)。因为，根据目前的研究结果，弧下地幔由于强烈的熔体抽取而残留下方辉橄榄岩，而强烈的流体渗透使得岩石又显示显著的交代作用痕迹，甚至在矿物种类和组成、以及元素和同位素地球化学特征上显示出异常。因此，我们现在并没有充分的证据证明雅鲁藏布蛇绿岩中的地幔橄榄岩形成于弧前环境。但是，对硅质岩、玄武岩和辉绿岩的古地磁测定显示(Pozzietal., 2004)，这些蛇绿岩形成时大约位于10～20°N的位置，与拉萨地体的古位置基本接近(Achacheetal., 1984; Lin and Watts, 1988)。尽管后来对上蛇绿岩形成的古纬度有新的研究(Abrajevitchetal., 2005)，但基本不影响上述结论，即雅鲁藏布蛇绿岩基本形成于亚洲大陆的南缘附近。

4.5 可能的解释方案

在全面介绍了雅鲁藏布蛇绿岩的基本情况和近年来取得的新资料后，我们有可能对它的形成提出新的解释方案，即该区蛇绿岩中的地幔橄榄岩可能为大陆岩石圈地幔。大约在三叠纪期间，冈瓦纳大陆发生拉张裂解，特提斯洋开始形成，并在侏罗纪就开始向北的俯冲消减。早白垩世期间，北侧活动大陆边缘弧前位置的岩石圈由于受地幔楔角流的影响发生拉张，深部岩石圈地幔物质向上剥露并使软流圈地幔发生减压熔融，该熔体的喷发和侵入，形成我们见到的玄武岩和辉长-辉绿岩。抑或，该熔体在深部与地幔橄榄岩发生反应，形成贯穿在橄榄岩内部的各类辉石岩脉。随着岩石圈拆离和减薄的不断进行，早期更亏损的大陆岩石圈地幔有可能发生部分熔融形成少量玻安质熔体。

该认识的核心是，地幔橄榄岩与镁铁质岩石在成因上不具同源关系，形成时代也不相同，所代表的洋只是亚洲大陆南缘慢速扩张形成的小洋盆。至于该区为何发生扩张形成洋盆，这是我们目前还不能很好解释的问题。我们认识到，雅鲁藏布蛇绿岩中辉长-辉绿岩侵位，对应的是冈底斯弧岩浆作用较不发育的阶段(Jietal., 2009)。冈底斯更早期弧岩浆作用发生在150～200Ma左右，但此时却未见蛇绿岩的形成，只是此时代的硅质岩偶有见及。

图10 雅鲁藏布蛇绿岩两侧硅质岩时代(据相关资料综合)Fig.10 Radiolarian cherts in the south and north sides of the Yarlung Zangbo ophiolite (after different references)

该方案隐含的重大问题是，新特提斯大洋的海洋岩石圈在哪里？难道真是大洋盆的蛇绿岩未能保存吗？在雅鲁藏布蛇绿岩的两侧，分别分布有两套深海硅质岩(图10)。北侧硅质岩的年代相对较轻，与蛇绿岩及日喀则群关系较为密切(吴浩若, 1986; Zyabrevetal., 2003)。而南侧硅质岩时代相对较老，形成时间跨度大(高洪学和宋子季, 1995; 王玉净等, 2002; Matsuokaetal., 2001; Zyabrevetal., 2004)。地球化学研究显示(孙立新等, 2004; 朱杰等, 2005)，北侧硅质岩形成于大陆边缘盆地，而南侧硅质岩形成于远洋环境。这一结果与王希斌等(1984)及郝杰等(1999)的认识有所相似，他们提出南侧的硅质岩及混杂堆积可能代表了新特提斯的大洋盆，而雅鲁藏布蛇绿岩代表的是与弧前盆地相关的小洋盆。另外，最近几年的区域地质调查还在原特提斯喜马拉雅带内鉴定出三叠纪玉门蛇绿混杂岩带(苏学军等, 2006)，难道它们是早期的新特提斯大洋吗？由于这又涉及到令人困惑的藏南朗杰学群的属性问题，我们暂时先回避这一话题，因为我们在附近还找不到与它的物源相匹配的任何地质体。

另一个不能回避的问题是这些辉长-辉绿岩的时代，即为何在东西千余千米的长度上，岩浆作用时代如此一致，且缺乏三叠-侏罗纪的镁铁质岩石。实际上，这一问题也出现在世界其它地区。如在前面讨论的Alps地区，由辉长-辉绿岩代表的洋壳时代集中在158～166Ma 的时间范围内(图5, Lietal., 2013)。向东进入东Alps和巴尔干半岛，那里新特提斯洋壳的时代也与此一致(Robertson, 2002; Bortolotti and Principi, 2005; Bortolottietal., 2013)。在美国西部(图4)，从北部的Josephine到南部的Point Sal，蛇绿岩的延伸近千千米，但其时代主要集中在161～168Ma 的时间里(Hopson, 2008)。这些情况都与雅鲁藏布带类似，其机理有待于今后的进一步认识。联系到近几年在特提斯喜马拉雅厘定出的措美大火成岩省(134～130Ma, Zhuetal., 2009)、雅江带中辉绿岩特殊的气体同位素组成和OIB型玄武岩的出现(叶先仁等, 2007; 朱弟成等, 2008)，不免使人怀疑这些镁铁质岩石的形成与大洋扩张无关，只是洋底地幔柱作用的表现。即雅鲁藏布洋的打开或者后期演化过程中，与地幔柱作用存在一定的关联。但这一解释与大多数镁铁质岩石所展示的MORB型地球化学特点难以吻合。与此相关的是，有限的研究显示，雅鲁藏布蛇绿岩带中南侧硅质岩主体形成于中三叠纪-早白垩世早期，部分玄武岩获得三叠-侏罗纪的同位素年龄，这是否暗示这些辉长-辉绿岩都是橄榄岩-玄武岩-硅质岩中的侵入体。如果真如此，我们可进一步推测，橄榄岩-玄武岩-南侧硅质岩可能是早期形成的特提斯大洋岩石圈，而辉长-辉绿岩是晚期与大洋扩张无关的另外一次岩浆事件。该事件之后，才是以冲堆组为代表的北侧早白垩世硅质岩沉积。

同样值得指出的是，在特定地区，雅鲁藏布蛇绿岩中的辉长岩、辉绿岩及构造侵位都发生在非常狭窄的时间范围内，且这些镁铁质侵入体主要位于蚀变的蛇纹石化橄榄岩中，并伴有异剥钙榴岩化。相反，新鲜的地幔橄榄岩中，晚期的镁铁质侵入体分布相对较少。这些宏观地质关系表明，镁铁质岩石的侵入及异剥钙榴岩化与地幔橄榄岩的蛇纹石化在时空关系上极为密切，这与洋壳形成的拆离断层模式极为吻合，只是我们目前还缺少详细的野外调查和构造学研究来证明这一点。还有一个问题就是变质底板的出现。一般说来，变质底板是由于刚生成的海洋岩石圈具有较高的温度，它在形成后不久的侵位过程中可使接触的围岩发生高温变质，因此变质底板是SSZ型蛇绿岩的重要标志。在雅鲁藏布地区，目前对所鉴定出的变质底板研究程度还较低，现在还不能排除这些岩石经历过高压变质作用的改造(Guilmetteetal., 2009)，抑或是后来沿俯冲通道构造侵位的结果。因为变质底板既可以是高温的，也可以是高压的。它既可能与蛇绿岩本身的高温有关，也可能与后来的构造侵位相联系(Dewey and Casey, 2013)。

上述解释还不能回答罗布莎、泽当、普兰等地出现的金刚石等高压矿物组合(Yangetal., 2007)。一种可能性是这些含高压-超高压矿物的蛇绿岩来自于深部的地幔过渡带，与地幔柱关系密切。另一种可能性是，这些含铬铁矿的地幔橄榄岩曾经位于地壳浅部，后由于俯冲作用而被带入到地球深部发生高压-超高压变质作用。同其它地区一样，这一模型需要回答为何铬铁矿周边的其它岩石较少显示高压-超高压变质作用的迹象。当然，如果我们认为这些高压-超高压变质都是假象，那就是另外一个问题了。同样，罗布莎橄榄岩的变形组构也要求其形成在较低的温度压力条件下(徐梦婧和金振民, 2010)。

无论何种方案，雅鲁藏布蛇绿岩的形成都与我们以前所认识的相差甚远，但新的解释方案却与Alps地区的情况有所类似，即雅鲁藏布地区地幔橄榄岩的出现与大陆拉张导致的岩石圈地幔剥露甚为密切，但雅鲁藏布蛇绿岩中辉长岩的规模要明显小于Alps地区。如果我们说镁铁质岩石的规模与大洋扩张速率有关的话，雅鲁藏布洋打开的速度要比Alps地区还要慢，是真正的超慢速扩张环境下形成的蛇绿岩。因此，雅鲁藏布蛇绿岩可作为超慢速扩张大洋岩石圈的端元代表，我们不妨可以将其命名为日喀则(Xigaze)型蛇绿岩。从另外一个角度来说，蛇绿岩中地幔橄榄岩和镁铁质岩石是否是同源岩浆/残留体成因模式，可能也是我们未来对蛇绿岩进行成因和背景分类的重要参考。从这一方面来看，我们需要重新思考蛇绿岩的研究思路，开启蛇绿岩研究的新局面。

5 结语

从200年前概念的提出开始，蛇绿岩已深深扎根于地质学，并成为地质学中最重要的名词之一。从早期的三位一体同源结晶分异，到板块构造理论所主张的同源残留体-熔体成因假说，蛇绿岩的概念和内涵均经历了很大的变化。然而，这并不是蛇绿岩研究的终极结论。历史将机遇留给了中国地质学家，因为我们大家都知道，强烈的构造变动使得Alps并不是蛇绿岩研究的理想地区。相反，雅鲁藏布地区蛇绿岩剖面完整连续，各类地质体发育齐全，是研究蛇绿岩的理想场所。尽管我们在本文中对该蛇绿岩的成因提出了一些新的认识，解决了一些以前使我们困惑的问题，但该认识所带来的新问题一点也不比以前少。但我们相信，通过细致的工作，雅鲁藏布蛇绿岩必将为蛇绿岩大家族的研究做出重要贡献。

致谢张旗研究员对文稿提出的修改意见，作者还就文章的观点和描述的野外实际资料与他进行过多次深入的讨论，使作者受益匪浅；杨经绥研究员、史仁灯研究员对文稿进行了细致的评审，虽然我们在认识上有所分歧，但他们的建议对我们今后的研究极具帮助；在此一并表示感谢！

谨以此文纪念蛇绿岩概念提出200周年及《岩石学报》创刊30周年。

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