青藏高原东北缘柳坪新生代苦橄玄武岩地球化学及其大陆动力学意义*

2014-03-14赖绍聪秦江锋赵少伟朱韧之

岩石学报 2014年2期

赖绍聪秦江锋赵少伟朱韧之

大陆动力学国家重点实验室，西北大学地质学系，西安 710069

近年来，关于青藏高原东北缘特殊的大地构造环境，高原物质向东的逃逸等问题在学术界存在重大争议，并引起了地学界广泛的关注和重视(莫宣学等，2007；Moetal., 2006)。青藏高原东北缘西秦岭-松潘地区处于中国大陆构造的主要地块与造山带聚集交接转换部位，是东西向中央造山系与南北向贺兰-川滇构造带垂向交汇区，也是青藏高原东北缘扩展跨越地带，这里地形地貌复杂、构造活动强烈、地震异常活跃，是地学研究的重点地区。该区是在中国大陆多块体拼合地质条件中，在全球三大构造动力学系统长期复合演变背景下，历经复杂的复合过程而形成，记录与揭示着中国大陆形成与演化及大陆构造的重要成因信息。青藏高原东北缘的新生代火山岩作为岩石深部探针可成为研究高原隆升机制及深部动力学、壳幔相互作用、上地幔及下地壳物质组成与热状态等重大科学问题的重要研究对象(张国伟等，2004；Shietal., 2009)。

图1 青藏高原东北缘柳坪地区地质简图1-第四系：砂砾层、粉砂土、亚砂土；2-古近系-新近系：红色砂岩、粉砂岩、页岩、粘土岩；3-三叠系：砂岩、板岩、石灰岩；4-泥盆系：炭质板岩、千枚岩、砂岩、石灰岩；5-印支期闪长岩、石英闪长岩；6-新生代火山岩；7-断裂；8-取样位置Fig.1 Geologic sketch map of the Liuping area, northeastern margin of the Tibetan Plateau

青藏高原东北缘新生代火山岩零星分布，已有较长的研究历史(Spurlinetal., 2005; Jiangetal., 2006)，火山岩以钾质-超钾质系列为主体，钠质火山岩系列出露很少。喻学惠等(2001，2003，2004，2005)、董昕等(2008)、苏本勋等(2007)、王永磊等(2007)对甘肃西秦岭礼县、宕昌一带广泛分布的新生代超钾质火山岩和碳酸岩及其中含有的地幔包体进行了十分详细的研究，提出西秦岭新生代超钾质火山岩是青藏高原新生代钾质火山岩带的重要组成部分，其成因及动力学背景与印度-欧亚大陆的俯冲碰撞作用有关等重要认识。然而，尚未见到对该地区苦橄玄武岩的报道与研究，而苦橄玄武岩的研究对该区深部地质作用过程具有重要的意义。因此，本文选择青藏东北缘柳坪地区新生代苦橄玄武岩，进行了详细的地球化学及成因岩石学研究，并探讨了源区性质及其对高原东北缘新生代深部动力学背景的约束。

1 区域地质概况

柳坪新生代玄武岩出露在青藏高原东北缘(E: 104°51.487′，N: 33°56.694′)，秦岭构造带的西延部分，天水-礼县新生代断陷盆地内。位于甘肃省礼县白关镇西南侧约6km处(图1)，属于祁连-秦岭褶皱带、松潘-甘孜褶皱带和扬子古陆三大构造体系交汇的部位。火山岩呈近南北向展布，出露面积约4km2。以火山通道相/或侵出相的致密块状熔岩为主，可见含气孔的熔岩、集块熔岩以及溢流作用形成的层状熔岩流。局部可见火山岩不整合覆盖于泥盆系炭质板岩、千枚岩、砂岩、石灰岩以及古近系红色砂岩、粉砂岩、页岩、粘土岩之上，并被第四系砂砾层、粉砂土、亚砂土不整合覆盖(图1)。根据喻学惠等(2005)对西秦岭地区新生代火山岩大量的精确同位素定年结果，西秦岭新生代火山岩的喷发时代主体限制在23～7.1Ma左右，结合野外观察到的地层学约束，可以判定本区新生代火山岩应属新近纪中新世。

研究区出露的地层很简单,泥盆系主要岩性为河湖相碎屑岩和泥岩、碳酸盐岩；三叠系主要岩性为砂岩、板岩、石灰岩；古近系-新近系主要岩性为红色砂岩、粉砂岩、页岩、粘土岩；第四系主要为洪积冲积砂砾层、粉砂土、亚砂土等；火山岩北侧出露有印支期闪长岩、石英闪长岩类(图1)。

2 岩石学特征及样品分析方法

岩石呈灰黑色，斑状结构，块状构造，有时见有角砾状构造。斑晶含量较低(10%±)，斑晶矿物包括橄榄石、辉石以及少量自形板状斜长石(图2a, b)。斑晶橄榄石自形程度相对较高，大部分强烈伊丁石化，单偏光下蚀变部分呈棕红色，部分斑晶具有熔蚀现象；斑晶辉石呈半自形短柱状, 同样具有伊丁石化现象。基质为微晶结构，主要矿物成分有长条状斜长石微晶、细粒辉石颗粒、伊丁石化橄榄石、不均匀分散状磁铁矿。岩石中含少量气孔和杏仁体, 杏仁成分为碳酸盐矿物, 具有闪突起现象，菱形解理，解理面常有弯曲现象，高级白干涉色, 波状消光，应为白云石。

图2 柳坪新生代苦橄玄武岩的镜下照片Py-辉石(可见伊丁石化现象)；Ol-橄榄石(强烈伊丁石化)；岩石基质为微晶结构Fig.2 Microscopic photos of the Cenozoic picritic basalt from the Liuping area

分析测试样品是在岩石薄片鉴定的基础上精心挑选出来的。首先经镜下观察，选取新鲜的、无后期交代脉体贯入的样品，然后用牛皮纸包裹击碎成直径约5mm的细小颗粒，从中挑选200g左右的新鲜岩石小颗粒，蒸溜水洗净烘干，最后在振动盒式碎样机(日本理学公司生产)内粉碎至200目。主量和微量元素在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。主量元素采用XRF法完成，微量元素用ICP-MS测定，微量元素样品在高压溶样弹中用HNO3和HF混合酸溶解两天后，用VG Plasma-Quad Excell ICP-MS方法完成测试，对国际标准参考物质BHVO-1(玄武岩)、BCR-2(玄武岩)和AGV-1(安山岩)的同步分析结果表明，微量元素分析的精度和准确度一般优于10%，详细的分析流程见文献(刘晔等，2007)。Sr-Nd-Pb同位素分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。Sr、Nd同位素分别采用AG50W-X8(200～400 mesh)，HDEHP(自制)和AG1-X8(200～400 mesh)离子交换树脂进行分离，同位素的测试则在该实验室的多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP MS，Nu Plasma HR，Nu Instruments, Wrexham, UK)上采用静态模式(Static mode)进行。

3 岩石化学特征

柳坪新生代火山岩11个样品的常量元素分析结果及CIPW标准矿物计算结果列于表1中。从表1中可以看到，火山岩SiO2在41.72%～42.82%之间，平均为42.28%。Al2O3小于7%，在5.61%～6.75%之间变化，平均为6.11%。岩石全碱含量相对较高、变化较大(1.43%～2.53%，平均2.00%)，全部样品均Na2O>K2O，K2O/Na2O=0.46～0.55,平均为0.51。岩石Fe2O3T(11.67%～12.24%，平均11.94%)、MgO(14.93%～16.24%，平均15.66%)和CaO(12.65%～13.25%，平均12.84%)含量高，这与基性岩中镁、铁、钙组分通常含量较高的普遍规律相一致。值得注意的是，该套火山岩具有很高的TiO2含量(3.46%～3.71%，平均3.59%)，远远高于岛弧区火山岩类以及大洋岩石的TiO2含量，总体显示了大陆板内玄武岩类高TiO2含量特征(Pearce, 1983; Wilson, 1989)，这与青藏高原东缘新生代期间为陆内环境的事实是一致的。

在SiO2-(K2O+Na2O)系列划分图解(图3a)上，本区火山岩投影点均位于碱性系列范围内，在火山岩TAS分类命名图解(图3b)中，本区火山岩全部样品均位于苦橄玄武岩区内。根据火山岩K2O-Na2O系列划分图解(图4)，可以清楚地看出，本区火山岩明显不同于钾质和超钾质火山岩系列，而应该属于偏钠质的碱性玄武岩类，这与该套火山岩均具有Na2O>K2O(K2O/Na2O=0.46～0.55)的特征完全一致。CIPW标准矿物计算结果(表1)表明，岩石中出现Ne(霞石)标准矿物分子，而未出现Lc(白榴石)标准矿物分子，从而充分表明柳坪玄武岩属于钠过饱和型火山岩类。综上所述，该套火山岩应属于碱性系列钠质苦橄玄武岩类。

4 稀土及微量元素地球化学特征

柳坪新生代火山岩11个样品的稀土及微量元素分析结果列于表2中。从表2中可以看到，柳坪苦橄玄武岩强烈富集稀土元素，稀土总量较高且变化不大，在569×10-6～596×10-6之间，平均为585×10-6；轻重稀土分异明显，∑LREE/∑HREE在8.10～8.33之间，平均为8.23；岩石(La/Yb)N变化不大，介于50.1～53.7之间，平均为51.9；(Ce/Yb)N介于36.6～38.8之间，平均为37.6；δEu值十分稳定，在0.91～0.92之间，表明岩石没有明显的铕亏损。在球粒陨石标准化配分图上(图5a)，本区苦橄玄武岩显示为右倾负斜率轻稀土强烈富集型配分模式，与典型的板内玄武岩稀土元素地球化学特征基本一致，表明它们应形成于大陆板块内部的大地构造环境(Pearce，1983；Wilson，1989)。

表1火山岩常量元素分析结果(wt%)及CIPW标准矿物计算结果

Table 1 Analytical result of major element (wt%) and CIPW characteristics of the volcanic rocks

样品号LP⁃03LP⁃04LP⁃06LP⁃07LP⁃08LP⁃10LP⁃13LP⁃15LP⁃16LP⁃17LP⁃18SiO242824233426042544172426042124203423741984199TiO2361357357358346371360357363362361Al2O3600642635651675561582613575594592Fe2O3T12171221121412031184122411751175116711791170MnO015016016016016016015016016016015MgO15471524149315381570154015951606162416121575CaO12771282128512651266132512951273127812931287Na2O137137134148163151125110095128125K2O073071072080090080059051048061060P2O5068078077067081084089091086089088LOI410445429416409361446475480443481Total998710006997299969972997399539970996999759953Mg#700696692701709698713714718715711An7919159118658376098431021994858870Di406394397395392432400376382397396Ol237239232238244226244255254248242Ne336368289443673497285143013339274Or429418418465523465347294276359353Ab530472582417119342523657771441544Mt269269267266264275260257256260260Ilm679672672672651698679673685681683Ap140159157138166172181185174183179

图3 火山岩SiO2-(K2O+Na2O)系列划分图解(a)和TAS分类命名图解(b)Fig.3 The SiO2-(K2O+Na2O) of classification (a) and TAS (b) diagrams for the volcanic rocks

图4 火山岩K2O-Na2O图解Fig.4 The K2O-Na2O diagram for the volcanic rocks

微量元素原始地幔标准化配分图解(图5b)显示，本区苦橄玄武岩11个样品具有较为一致的配分型式，曲线总体显示为隆起型配分型式。曲线的前半部元素总体呈富集状态，而曲线后半部相容元素富集度相对较低，总体表现为板内火山岩的地球化学特性(Pearce，1983；Wilson，1989)，表明它们应来自大陆板内深部的局部熔融，这与稀土元素反映的地质事实相吻合。在配分曲线中有特别显著的K负异常和Sr、Ti的轻度亏损。K和Sr均是碱土金属族元素，它们在地球化学性质上有类似之处(刘英俊等，1984)。传统的元素地球化学理论认为(刘英俊等，1984)，由于造岩元素中K与Sr较接近，K易被Sr类质同像置换，故岩浆作用过程中Sr的性状在一定程度上受K的控制。本区火山岩亏损K和Sr的地球化学特征，恰好映证了柳坪苦橄榄玄武岩应属钠质碱性玄武岩类，与青藏高原北部广泛分布的新生代钾质-超钾质-钾玄质火山岩地球化学性质有明显不同(Laietal., 2001, 2003, 2007, 2011; 赖绍聪和刘池阳，2001；赖绍聪等，2007)。Ti在岩浆岩中易形成独立矿物相，主要是钛铁氧化物类。而在造岩矿物中，Ti在链状硅酸盐中的含量最高，其次是层状硅酸盐，而架状硅酸盐中钛的含量较低(刘英俊等，1984)。从而表明，本区苦橄玄武岩中Ti的弱亏损可能受控于岩浆中钛铁氧化物的早期轻度分离结晶。

表2火山岩微量及稀土元素分析结果(×10-6)

Table 2 Analytical results of trace and rare earth element (×10-6) of the volcanic rocks

样品号LP⁃03LP⁃04LP⁃06LP⁃07LP⁃08LP⁃10LP⁃13LP⁃15LP⁃16LP⁃17LP⁃18Li177180181184188131162183143164162Be244250250245253256236243215233237Sc207205210202200216208206201204208V136131130130131151171168174170172Cr656643649627618641689688670687665Co761964743737734783766788734703131Ni488476470479498469493491487491487Cu880851881871874930944935722906911Zn128127126124126131127126121127124Ga169172174171172171169169164166164Ge146144145146143150148147146145146Rb275270271289315296220195175216214Sr10941113110810841177128314651502155514321453Y315317315316319317316310311312307Zr453448457443437474449438445442438Nb152148150148146155150147147145144Cs052053051052054063045044035043045Ba3994184204004468539371054495552795Hf921906935912883955915888915884874Ta697694704698674701697671690664664Pb466578523470458661589635485586605Th170169171169162168170161169163162U365359367354345351355350343344340La127129128128126129130126130126124Ce239240241238238246243236241234232Pr273276274272269278277269277267263Nd104104105104103105106103105101101Sm193193194193189193195188193187185Eu531531532534525534540528538515514Gd155154155154153157157152155151149Tb177176177176175176177172178170170Dy843848854844839841841822850815811Ho134134135135134134134131133129127Er286285287286286284281278281275265Tm033032033032033033032031032031031Yb182179180181179182174172174171168Lu025024025024024025024023024023023∑REE587589591587582596596579591573569∑LREE/∑HREE818821823819810831833827833819823δEu091091091092091091091092092091092(La/Yb)N501516510509506508537528534526530(Ce/Yb)N366371371366368375388382385379384

图5 火山岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a, 标准化值据Sun and McDonough, 1989)及原始地幔标准化不相容元素配分图解(b,标准化值据Wood et al., 1979)Fig.5 Chondrite-normalized rare earth element (a, normalization values after Sun and McDonough, 1989) and primitive mantle-normalized trace element (b, normalization values after Wood et al., 1979) distributions

表3火山岩Sr-Nd-Pb同位素分析结果

Table 3 Sr-Nd-Pb isotopic analysis results of the volcanic rocks

样品号LP⁃06LP⁃07LP⁃10LP⁃17Pb(×10-6)523470661586Th(×10-6)171169168163U(×10-6)367354351344206Pb/204Pb187791841872987118746492187609832σ0000828000054000009160000818207Pb/204Pb156024541559539115598208155913952σ0000792000052200008680000722208Pb/204Pb391814583909737239129018392078822σ0002100000129600021800001826Δ7/4758741751667Δ8/4850826838899Sr(×10-6)1108108412831432Rb(×10-6)27128929621687Rb/86Sr00708400770100666100437187Sr/86Sr07044000704380070415807046682σ0000012000001100000110000011ΔSr4400438041584668εSr+7739+7711+7394+8123Nd(×10-6)105104105101Sm(×10-6)194193193187147Sm/144Nd011153011153011085011174143Nd/144Nd05128760512881051335205128312σ0000031000003300000670000012εNd+464+474+1393+376

注：εNd=[143Nd/144Ndsample/143Nd/144NdCHUR-1]×104,143Nd/144NdCHUR=0.512638;εSr=[87Sr/86Srsample/87Sr/86SrUR-1]×104,87Sr/86SrUR=0.698990; Δ7/4=[207Pb/204Pbsample-0.1084×206Pb/204Pbsample-13.491]×100; Δ8/4=[208Pb/204Pbsample-1.209×206Pb/204Pbsample-15.627]×100；ΔSr=[87Sr/86Srsample-0.7]×10000；εNd和εSr未做年龄校正

图6 火山岩143Nd/144Nd-87Sr/86Sr图解DM-亏损地幔；PREMA-原始地幔；BSE-地球总成分；MORB-洋中脊玄武岩Fig.6 The 143Nd/144Nd-87Sr/86 Sr diagram of the volcanic rock

图7 火山岩铅同位素组成图解(据Hugh，1993)DM-亏损地幔；PREMA-原始地幔；BSE-地球总成分；MORB-洋中脊玄武岩；EMI-I型富集地幔；EMII-II型富集地幔；HIMU-异常高238U/204Pb地幔Fig.7 Pb isotopic data for the volcanic rock(after Hugh, 1993)

5 同位素地球化学特征

柳坪新生代火山岩4个样品的Sr-Nd-Pb同位素分析结果列于表3中。从表3中可以看到，柳坪苦橄玄武岩总体具有中-低含量的Sr，以及相对低Nd的同位素地球化学特征，岩石87Sr/86Sr=0.704158～0.704668(平均0.704402)，εSr=+73.94～+81.23(平均为+77.42)，143Nd/144Nd=0.512831～0.513352，平均0.512985，εNd=+3.76～+13.93(平均+6.77)。根据143Nd/144Nd-87Sr/86Sr相关图解(图6)，本区火山岩的Sr-Nd同位素组成特征投影在DM、PREMA、MORB和BSE之间，非常接近PREMA(原始地幔)的位置。与北羌塘新生代钾质-超钾质火山岩比较(Laietal., 2001, 2003, 2007, 2011; 赖绍聪等, 2001, 2007)，本区火山岩具有更高的εNd值和相对更低的87Sr/86Sr同位素组成。

柳坪苦橄玄武岩206Pb/204Pb=18.729871～18.779184(平均18.754133)，207Pb/204Pb=15.591395～15.602454(平均15.596862)，208Pb/204Pb=39.097372～39.181458(平均39.153933)。在Pb同位素成分系统变化图以及Sr-Pb、Nd-Pb图中(图7、图8)，本区火山岩样品无论是在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解上，还是208Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解上，均位于Th/U=4.0的北半球参考线(NHRL)之上，并在208Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解上具有与BSE接近的同位素组成，而在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解上显示了轻微偏高的206Pb/204Pb比值，处在PREMA、BSE、MORB和EMII之间的过渡区域。

计算结果表明(表3)，柳坪苦橄玄武岩Δ8/4Pb在82.6～89.9之间，Δ7/4Pb较低，介于6.67～7.58之间。通常DUPAL异常具有如下特征(Hart，1988)：(1)高87Sr/86Sr(大于0.7050)；(2)Δ8/4Pb大于60，Δ7/4Pb也偏高。从柳坪苦橄玄武岩Pb同位素特征可以看到，其偏低的Δ7/4Pb和明显小于0.7050的87Sr/86Sr值，未显示显著的DUPAL异常特征。表明它们不同于源自青藏高原具显著DUPAL异常特征地幔源区的藏北新生代钾质-超钾质火山岩类(Laietal., 2001, 2003, 2007, 2011; 赖绍聪等, 2001, 2007)。

图8 火山岩87Sr/86Sr-206Pb/204Pb (a)和143Nd/144Nd-206Pb/204Pb (b)同位素组成图解(据Zindler and Hart, 1986)DM-亏损地幔；PREMA-原始地幔；MORB-洋中脊玄武岩；EMI-I型富集地幔；EMII-II型富集地幔；HIMU-异常高238U/204Pb地幔Fig.8 The 87Sr/86Sr vs. 206Pb/204Pb (a) and 143Nd/144Nd vs. 206Pb/204Pb (b) diagrams (after Zindler and Hart, 1986)

图9 青藏高原东北缘及柳坪苦橄玄武岩产出的大地构造位置简图Fig.9 Sketch map showing the tectonic setting of the northeast margin of Tibetan Plateau and the Cenozoic picritic basalt in the Liuping area

图10 青藏高原新生代火山岩的时空迁移(据莫宣学等，2007)Fig.10 Sketch map showing migration paths of the Cenozoic volcanism with time in the Tibetan Plateau (after Mo et al., 2007)

6 岩浆起源和源区性质

本文的研究资料表明(表1)，柳坪苦橄玄武岩Mg#很高，介于69.2～71.8之间(平均70.6)，符合原生玄武岩浆的Mg#范围(67～73)(Freyetal., 1978)。因此，柳坪苦橄玄武岩具有很好的原生性质，其地球化学和同位素地球化学资料能够对地幔岩浆源区性质作出有效约束。岩石低SiO2、贫Al2O3，Na2O>K2O，尤其是极高的MgO(14.93%～16.24%，平均15.66%)、TiO2(3.46%～3.71%，平均3.59%)、Cr(618×10-6～689×10-6，平均658×10-6)、Co(70.3×10-6～131×10-6，平均82.0×10-6)和Ni(469×10-6～498×10-6，平均484×10-6)含量，充分表明为一套典型的幔源钠质碱性玄武岩类(Wilson，1989)。

目前，学术界对富钠火山岩的成因已提出了一些初步解释(Miyashiro, 1978; Hofmann, 1997; Marty and Dauphas, 2003; 张学诚，1995；郑海飞等，1996)，认为钠质富碱岩浆岩通常具富碱、高钠(Na2O>K2O)的特点，同时富钛及轻稀土。这类岩石常常起源于钠质的富碱地幔源区，这些异常地幔源的形成可能与特殊的地幔深部动力学过程或地幔流体交代作用有关，而超深大断裂作为岩浆上升的通道，是钠质地幔富碱岩系形成的重要条件。

需要指出的是，柳坪苦橄玄武岩相对低的Nd同位素，以及其偏低的Δ7/4Pb和明显小于0.7050的87Sr/86Sr值，不同于青藏高原北部源自加厚地壳下部并明显受到EMII型富集地幔混染的高钾钙碱性壳源中酸性火山岩，也显著区别于青藏高原北部广泛分布的以高度富钾及强烈亏损Nb和Ta为特征的、源自青藏高原具显著DUPAL异常的EMII型富集地幔的钾质、超钾质新生代火山岩系(Laietal., 2001, 2003, 2007, 2011; 赖绍聪和刘池阳, 2001; 赖绍聪等, 2007)。柳坪苦橄玄武岩独特的Sr-Nd-Pb同位素地球化学体系变化特征显示了显著的混源属性，投影点位于EMI、EMII、BSE及PREMA等典型地幔储库的过渡部位，并可能存在HIUM地幔源的部分参与，明显不同于单一地幔源局部熔融形成的玄武岩的同位素组成，从而表明本区玄武岩应具有其相对独立的地幔岩浆源区，是由两种或两种以上不同属性的地幔源经混合后形成的具有特殊混源特征地幔岩石再发生局部熔融的产物。Tegneretal.(1998)的研究认为，Sm/Yb比值和Yb含量的相关关系可有效判别地幔岩浆起源的相对深度和熔融程度，在地幔部分熔融作用中，熔体的Sm/Yb以及Dy/Yb比值随压力增大而增大。柳坪苦橄玄武岩具有相对较高的Sm/Yb值(Sm/Yb=10.53～11.20)，说明其来源深度较大，应来源于软流圈地幔尖晶石二辉橄榄岩的局部熔融。

7 深部动力学意义的讨论

上述关于柳坪钠质苦橄玄武岩成因解释为我们提供了深入探讨青藏高原东北缘深部动力学背景的初步线索。那么，青藏东北缘西秦岭地区为什么会产生这套特殊的、具有混源特征的钠质碱性玄武岩？软流圈地幔岩浆局部熔融的热动力又来自那里？张国伟等(2004)的研究结果表明(图9)，青藏高原东缘西秦岭-松潘地区在新生代期间处于典型的多块体汇聚的特殊构造环境，深部动力学过程主要表现为青藏高原、扬子及华北地幔的汇聚拼合。而青藏高原在以南北为主的南、北双向挤压缩短作用下，于地壳加厚、急剧隆升形成高原过程中，发生东、西向扩张，东部物质产生向东运动，而东部边界却总体呈现为(1)东部受阻的双向固态流变及其相关应变和(2)块体相对运动、旋转的分段有限挤出剪切走滑构造，共同组成青藏高原东部边界篱笆式的整体受阻与隔段局部有限挤出逃逸的构造组合模型。也就是说，青藏高原向东扩展，在首要产生受阻应变的同时，伴生沿不同地块间，尤其是沿鄂尔多斯、上扬子四川、印度等稳定地块间的拼结带发生不等的有限剪切挤出构造，突出的表现于青藏高原东南沿红河等断裂的走滑逃逸运动和东北缘的渭河等断裂的剪切走滑，而柳坪苦橄玄武岩恰好分布在东北缘沿渭河断裂的西秦岭剪切走滑逃逸体系中(图9)。

众所周知，岩浆喷发和侵入活动与构造活动有着密不可分的因果关系，往往是构造扰动诱发了深部岩浆的上侵。根据GPS测定，青藏高原羌塘地块以北是高原内部向东运动最快部分，新生代以来，西秦岭是青藏高原向东挤出运动的最佳通道。新近的一些研究结果(莫宣学等，2007；Moetal., 2006)表明，在青藏高原东北缘存在高原下软流圈物质沿“软流圈通道”的东进。作为对印度-欧亚大陆强烈碰撞的吸收与调节，高原下软流圈地幔流沿400km界面向北东方向侧向流动(图10)。因此，我们有理由认为新生代期间青藏高原东北缘西秦岭地区具有极为独特的大地构造环境和深部动力学背景。青藏高原、扬子及华北地幔的汇聚拼合形成了该区独特的混合型地幔源区，而高原下软流圈地幔流向北东方向的侧向流动，以及西秦岭周边克拉通块体的阻挡，是形成西秦岭断裂系左行走滑特征和巨大拉分盆地的主要原因，也是诱发深部软流圈地幔橄榄岩局部熔融，导致西秦岭新生代钠质碱性玄武岩类形成的动力学机制。这也较好地解释了西秦岭新生代岩浆作用起源深度大，岩石组合与地球化学明显区别于高原内部及其周边地区新生代钾质-超钾质-钾玄质火山岩系列的原因。

Dong X, Zhao ZD, Mo XXetal. 2008. Geochemistry of the Cenozoic kamafugites from west Qinling and its constraint for the nature of magma source region. Acta Petrologica Sinica, 24(2): 238-248 (in Chinese with English abstract)

Frey FA, Greend H and Roys D. 1978. Integrated models of basalt petrogenesis: A study of quartz tholeiites to olivine melilitites from southeastern Austlalia utilizing geochemical and experimental petrological data. Journal of Petrology, 19(3): 463-513

Hart SR. 1988. Heterogeneous mantle domains: Signatures, genesis and mixing chronologies. Earth and Planetary Science Letters, 90(3): 273-296

Hofmann AW. 1997. Mantle geochemistry: The message from oceanic volcanism. Nature, 385(6613): 219-229

Hugh RR. 1993. Using Geochemical Data. Singapore: Longman Singapore Publishers, 234-240

Jiang YH, Jiang SY, Ling HF and Dai BZ. 2006. Low-degree melting of a metasomatized lithospheric mantle for the origin of Cenozoic Yulong monzogranite-porphyry, East Tibet: Geochemical and Sr-Nd-Pb-Hf isotopic constraints. Earth and Planetary Science Letters, 241(3-4): 617-633

Lai SC and Liu CY. 2001. Enriched upper mantle and eclogitic lower crust in north Qiangtang, Qinghai-Tibet Plateau: Petrological and geochemical evidence from the Cenozoic volcanic rocks. Acta Petrologica Sinica, 17(3): 459-468 (in Chinese with English abstract)

Lai SC, Liu CY and O’Reilly SY. 2001. Petrogenesis and its significance to continental dynamics of the Neogene high-potassium calc-alkaline volcanic rock association from north Qiangtang, Tibetan Plateau. Science in China (Series D), 44(Suppl.1): 45-55

Lai SC, Liu CY and Yi HS. 2003. Geochemistry and petrogenesis of Cenozoic andesite-dacite association from the Hoh Xil region, Tibetan Plateau. International Geology Review, 45(11): 998-1019

Lai SC, Qin JF and Li YF. 2007. Partial melting of thickened Tibetan crust: Geochemical evidence from Cenozoic adakitic volcanic rocks. International Geology Review, 49(4): 357-373

Lai SC, Qin JF, Li YFetal. 2007. Geochemistry and petrogenesis of the alkaline and caic-alkaline series Cenozoic volcanic rocks from Huochetou mountain, Tibetan Plateau. Acta Petrologica Sinica, 23(4): 709-718 (in Chinese with English abstract)

Lai SC, Qin JF and Rodeny G. 2011. Petrochemistry of granulite xenoliths from the Cenozoic Qiangtang volcanic field, northern Tibetan Plateau: Implications for lower crust composition and genesis of the volcanism. International Geology Review, 53(8): 926-945

Liu Y, Liu XM, Hu ZCetal. 2007. Evaluation of accuracy and long-term stability of determination of 37 trace elements in geological samples by ICP-MS. Acta Petrologica Sinica, 23(5): 1203-1210 (in Chinese with English abstract)

Liu YJ, Cao LM, Li ZLetal. 1984. Element Geochemistry. Beijing: Science Press, 50-372 (in Chinese)

Marty B and Dauphas N. 2003. The nitrogen record of crust-mantle interaction and mantle convection from Archean to present. Earth and Planetary Science Letters, 206(3-4): 397-410

Miyashiro A. 1978. Nature of alkalic volcanic rock series. Contributions to Mineralogy and Petrology, 66(1): 91-104

Mo XX, Zhao ZD, Deng JFetal. 2006. Petrology and geochemistry of postcollisional volcanic rocks from the Tibetan Plateau: Implications for lithosphere heterogeneity and collision-induced asthenospheric mantle flow. In: Dilek Y and Pavlides S (eds.). Postcollisional Tectonics and Magmatism in the Mediterranean Region and Asia. Washington: The Geological Society of America, 507-530

Mo XX, Zhao ZD, Deng JFetal. 2007. Migration of the Tibetan Cenozoic potassic volcanism and its transition to eastern basaltic province: Implications for crustal and mantle flow. Geoscience, 21(2): 255-264 (in Chinese with English abstract)

Pearce JA. 1983. The Role of Sub-continental Lithosphere in Magma Genesis at Destructive Plate Margins. In: Hawks W (ed.). Continental Basalts and Mantle Xenoliths. London: Nantwich Shiva Press, 230-249

Shi DN, Shen Y, Zhao WJ and Li AB. 2009. Seismic evidence for a Moho offset and south-directed thrust at the easternmost Qaidam-Kunlun boundary in the Northeast Tibetan Plateau. Earth and Planetary Science Letters, 288(1-2): 329-334

Spurlin MS, Yin A, Horton BK, Zhou JY and Wang JH. 2005. Structural evolution of the Yushu-Nangqian region and its relationship to syncollisional igneous activity east-central Tibet. Geological Society of America Bulletin, 117(9): 1293-1317

Su BX, Zhang HF, Wang QYetal. 2007. Spinel-garnet phase transition zone of Cenozoic lithospheric mantle beneath the eastern China and western Qinling and itsT-Pcondition. Acta Petrologica Sinica, 23(6): 1313-1320 (in Chinese with English abstract)

Sun SS and McDonough WF. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes. In: Saunders AD and Norry MJ (eds.). Magmatism in the Ocean Basins. Geological Society, London, Special Publications, 42(1): 313-345

Tegner C, Lesher CE, Larsen LMetal. 1998. Evidence from the rare-earth element record of mantle melting for cooling of the Tertiary Iceland plume. Nature, 395(6702): 591-594

Wang YL, Yu XH, Wei YFetal. 2007. The Globule segregations in the Cenozoic Kamafugite and an inversion of mantle fluid, western Qinling, Gansu Province. Geoscience, 21(2): 307-317 (in Chinese with English abstract)

Wilson M. 1989. Igneous Petrogenesis: A Global Tectonic Approach. London: Unwin Hyman Press, 295-323

Wood DA, Joron JL, Treuil Metal. 1979. Elemental and Sr isotope variations in basic lavas from Iceland and the surrounding ocean floor. Contributions to Mineralogy and Petrology, 70(3): 319-339

Yu XH, Mo XX, Martin Fetal. 2001. Cenozoic kamafugite volcanism and tectonic meaning in West Qinling area, Gansu Province. Acta Petrologica Sinica, 17(3): 366-377 (in Chinese with English abstract)

Yu XH, Mo XX, Su SGetal. 2003. Discovery and significance of Cenozoic volcanic carbonatite in Lixian, Gansu Province. Acta Petrologica Sinica, 19(1): 105-112 (in Chinese with English abstract)

Yu XH, Zhao ZD, Mo XXetal. 2004. Trace elements, REE and Sr, Nd, Pb isotopic geochemistry of Cenozoic kamafugite and carbonatite from West Qinling, Gansu Province: Implication of plume-lithosphere interaction. Acta Petrologica Sinica, 20(3): 483-494 (in Chinese with English abstract)

Yu XH, Zhao ZD, Mo XXetal. 2005.40Ar/39Ar dating for Cenozoic kamafugite from western Qinling in Gansu Province. Chinese Science Bulletin, 50(23): 2638-2643 (in Chinese)

Zhang GW, Guo AL and Yao AP. 2004. Western Qinling-Songpan continental tectonic nodein China’s continental tectonics. Earth Science Frontiers, 11(3): 23-32 (in Chinese with English abstract)

Zhang XC. 1995. The volcanisn of Kang-Dian rift zone and characteristics of its alkalic (sodic) volcanic rock series. Yunnan Geology, 14(2): 81-98 (in Chinese with English abstract)

Zheng HF, Xie HS, Xu YSetal. 1996. Origin of the sodic and potassic intermediate-acid magmas: Melting experiments on basaltic rocks at high pressures. Acta Mineralogica Sinica, 16(2): 109-117 (in Chinese with English abstract)

Zindler A and Hart SR. 1986. Chemical geodynamics. Annual Review Earth Planetary Sciences, 14(1): 493-573

附中文参考文献

董昕, 赵志丹, 莫宣学等. 2008. 西秦岭新生代钾霞橄黄长岩的地球化学及其岩浆源区性质. 岩石学报, 24(2): 238-248

赖绍聪, 刘池阳. 2001. 青藏高原北羌塘榴辉岩质下地壳及富集型地幔源区——来自新生代火山岩的岩石地球化学约束. 岩石学报, 17(3): 459-468

赖绍聪, 秦江锋, 李永飞等. 2007. 青藏高原新生代火车头山碱性及钙碱性两套火山岩的地球化学特征及其物源讨论. 岩石学报, 23(4): 709-718

刘晔, 柳小明, 胡兆初等. 2007. ICP-MS测定地质样品中37个元素的准确度和长期稳定性分析. 岩石学报, 23(5): 1203-1210

刘英俊, 曹励明, 李兆麟等. 1984. 元素地球化学. 北京: 科学出版社, 50-372

莫宣学, 赵志丹, 邓晋福等. 2007. 青藏新生代钾质火山活动的时空迁移及向东部玄武岩省的过渡: 壳幔深部物质流的暗示. 现代地质, 21(2): 255-264

苏本勋, 张宏福, 王巧云等. 2007. 中国东部及西秦岭地区新生代岩石圈地幔中的相转变带及其温压条件. 岩石学报, 23(6): 1313-1320

王永磊, 喻学惠, 韦玉芳等. 2007. 甘肃西秦岭新生代钾霞橄黄长岩中的球状分凝体及地幔流体反演. 现代地质, 21(2): 307-317

喻学惠, 莫宣学, Martin F等. 2001. 甘肃西秦岭新生代钾霞橄黄长岩火山作用及其构造含义. 岩石学报, 17(3): 366-377

喻学惠, 莫宣学, 苏尚国等. 2003. 甘肃礼县新生代火山喷发碳酸岩的发现及意义. 岩石学报, 19(1): 105-112