盖辰星 齐祥春 鲁星凯 邱雪辉

(1.河北地质大学研究生院；2.招金有色矿业有限公司)



藏南古堆地区煌斑岩地球化学特征及构造环境

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(1.河北地质大学研究生院；2.招金有色矿业有限公司)

藏南古堆地区煌斑岩脉主要发育于隆子—古堆断裂附近，出露于隆子县城—马扎拉一带广大区域，属喜马拉雅造山带后碰撞阶段的产物。在分析该区煌斑岩主量元素、微量元素及稀土元素地球化学特征的基础上，讨论了区内煌斑岩的构造环境及成因，为进一步研究古堆地区地质特征及区内煌斑岩构造特征提供参考。

煌斑岩 地球化学特征 构造环境 构造成因

藏南古堆地区位于雅鲁藏布江缝合带以南、喜马拉雅造山带北冲断裂以北，隆子—浪卡子—江孜—吉隆一带[1]，该区主要发育新特提斯洋盆充填地层，晚三叠世涅如组—白垩世地层均有发育，其盆地演化主要受印度板块向冈底斯—念青唐古拉板片俯冲影响。通过对该区内煌斑岩的地球化学特征、构造环境、成因进行讨论，为区内相关研究提供参考。

1 区域地质特征

古堆地区位于冈底斯—喜马拉雅造山系一级构造单元的青藏高原南部，喜马拉雅特提斯造山带中东部，雅鲁藏布江结合带南侧[1]。区内煌斑岩分布较广泛，主要发育于总体呈NWW走向低角度逆冲推覆的隆子—古堆断裂附近，呈近EW向带状展布，并延伸至隆子县城—马扎拉一带广大区域[1]。区内煌斑岩脉体主要赋存于上三叠统涅如组、下侏罗统日当组和中—下侏罗统陆热组，岩脉呈顺层或切层侵入地层，受构造应力作用影响，岩脉普遍发生褶皱变形，其成分偏基性、中性。

2 地球化学特征

2.1 主量元素特征

区内8件煌斑岩样品中w(SiO2)35.88%～52.25%，平均42.96%，SiO2含量较低。岩石中w(K2O) 0.14%～0.67%，平均0.36%；w(Na2O) 0.21%～4.2%，平均1.14%；w(K2O+Na2O) 0.41%～4.34%，平均1.5%；w(K2O)/w(Na2O) 0.03%～1.33%。将元素含量扣除烧失量进行重新换算，由TAS图解(图1)可知，样品分别落于玄武安山岩、玄武岩、碱玄岩/碧玄岩、苦橄玄武岩和副长石岩区域。w(Zr)/w(TiO2)-w(Nb)/w(Y) 图解(图2)显示分别仅有一件样品落于粗安岩、碧玄岩和亚碱性玄武岩区域，剩余样品均落于碱性玄武岩区域内。由此推测，区内煌斑岩主要为碱性玄武岩系列，固结指数SI为27.4～42.7，表明岩浆在发生结晶分异过程中，分离结晶作用较弱，分离结晶程度较低。

图1 古堆地区煌斑岩TAS图解

2.2 稀土元素特征

煌斑岩稀土元素w(∑REE) (218.18～506.71)(×10-6)，w(∑LREE) (152.55～468.46)(×10-6)，w(∑HREE) (24.32～76.72)(×10-6)，表明样品具轻稀土富集和重稀土亏损的特点，总体表现为向右倾斜的配分曲线；w(ΣLREE)/w(∑HREE) 2.32～12.54，(La/Yb)N18.35～170.05，由此表明，煌斑岩稀土元素之间的分馏作用较明显，且不相容元素富集程度较高，在源区的残留相中可能有石榴石残留。由球粒陨石标准化分布型式图(图3)可知：①有4件样品表现出了弱Eu负异常，另外4件样品则无明显的异常，表明区内煌斑岩在成岩过程中斜长石的分离结晶作用较弱；②8件样品中，有5件样品表现出弱Ce负异常，表明煌斑岩在成岩过程中可能混入了一些其他的地壳物质或具有较高的氧化环境亦或保留了部分源区的固有特征。区内8件煌斑岩样品中的Fe2O3含量都高于FeO含量，表明地幔源区氧逸度较高，印证了负Ce异常应与较高的氧化条件有关。

图2 煌斑岩w(Zr)/w(TiO2)-w(Nb)/w(Y)图解

图3 球粒陨石标准化分布型式

2.3 微量元素特征

由古堆地区煌斑岩微量元素原始地幔标准化蛛网图(图4)可知：大离子亲石元素(LILE)相对高场强元素(HISF)富集，Th、La、Nd、Sm、Ce相对富集，而Ba、Sr、U、Nb、Hf、Yb、Ti相对亏损，(La/Sm)N2.70～4.54，平均3.61，(Gd/Yb)N3.69～15.58，平均9.96，表明轻稀土分馏程度高于重稀土分馏程度。Nb、Ti的亏损可能反映了源区自身的特征，明显的负Nb异常可能表明岩浆在成岩过程中有大量陆壳物质的混染[2-3]，而Th、La、Nd等不相容元素也可能是受混染作用的影响而相对富集[2]。本研究采用的煌斑岩样品与大陆边缘弧玄武岩和大陆地壳岩石的特征较相似。

图4 原始地幔标准化蛛网

3 构造环境及成因

煌斑岩是一种常呈脉状产出的浅成岩，是超基性或基性富含CO2等挥发分的岩浆从深源快速侵入到地表的产物。区内的煌斑岩主要形成于板内构造环境，样品w(Zr)/w(Hf)为35.05～221.14，远大于陆壳w(Zr)/w(Hf)值(11)，其中2件样品的w(Zr)/w(Hf)值分别为35.05、35.58，低于原始地幔的w(Zr)/w(Hf)值(36.27)，说明该2件样品可能受到下地壳的混染[4]。测区煌斑岩样品中w(TiO2)平均3.06%，远大于一般地壳岩石中TiO2含量(0.72%)；w(Zr)/w(Ba)为1.02～10.74，平均4.19，大于其在地壳中的平均含量，说明区内煌斑岩岩浆可能起源于地壳较深部位的软流圈地幔区域。据此推测，区内煌斑岩脉的形成可能与软流圈地幔活动关系紧密[5]。较深部位的地幔物质其岩浆具有低w(La)/w(Ta)值，一般为8～15，岩浆在上涌过程中，因岩石圈地幔的混染而使w(La)/w(Ta)值增大，w(La)/w(Sm)值受其影响较小，岩浆在受到地壳物质混染后，w(La)/w(Sm)值则会迅速增大，与中—基性脉岩特征相似。经分析表明，测区内煌斑岩样品中w(La)/w(Ta)为17.66～32.64，w(La)/w(Sm)为4.17～7.02，暗示测区煌斑岩在上升过程中可能发生了混染作用。稀土元素Ce的弱负异常也表明可能有地壳物质的混入[6]。

通过对煌斑岩脉侵入地层、褶皱变形特征及岩相学分析，区内煌斑岩的形成时间可能在喜马拉雅碰撞造山阶段之前。结合前人对区外附近超基性岩脉、区内火山岩和中—基性脉岩的分析，推断在距今130～140Ma的白垩纪，雅鲁藏布江南侧的喜马拉雅构造区可能发生过被动大陆边缘的裂解[6]。该时期为新特提斯洋的拉张和俯冲阶段，新特提斯洋的扩张运动由弱至强，并于早白垩世达到最大，同时产生了大规模的火山活动及较大范围的中—基性岩脉侵入。该阶段的一个显著特征是深断裂的形成，由此引起深源铁镁质岩浆活动。因此推测，区内古堆—隆子断裂带可能形成于晚侏罗世—早白垩世新特提斯洋的拉张环境和岩石圈伸展减薄、软流圈上涌的时期[7]。在断裂形成早期，构造活动非常活跃，深部的地幔岩浆沿断裂上涌，并在上涌过程中混染了一些其他地壳物质，在古堆—隆子断裂带附近侵入并形成了煌斑岩脉。

4 结 语

藏南古堆地区内的煌斑岩以碱性玄武岩为主，形成于130～140 Ma白垩纪的新特提斯洋拉张和俯冲阶段，喜马拉雅碰撞造山阶段之前，该阶段地质构造及火山活动活跃，深源软流圈地幔的铁镁质岩浆沿断裂上涌形成煌斑岩。结合相关测试结果，对区内煌斑岩的主量元素、稀土元素和微量元素特征进行了综合分析，并对其构造环境及成因进行了探讨，对于进一步研究该区域的构造成因有一定的借鉴价值。

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2016-04-22)

盖辰星(1988—)，男，硕士研究生，050031 河北省石家庄市裕华区槐安东路136号。