青藏高原凯蒙蛇绿混杂岩中碱性火山岩的发现及意义

2020-06-05史仁灯黄启帅陈生生龚小晗

岩石矿物学杂志 2020年1期

潘政，史仁灯，黄启帅，陈生生，龚小晗，吴钪，杨可

(1. 中国科学院青藏高原研究所大陆碰撞与高原隆升实验室，北京 100101； 2. 中国科学院青藏高原地球科学卓越创新中心，北京 100101； 3. 中国科学院大学，北京 100049； 4. 中国地质大学，北京 100083)

一般认为青藏高原是由不同地块在不同时期依次拼贴增生到欧亚大陆南缘、最后由印度-欧亚地块陆陆碰撞而成(常承法等，1973； Allègreetal.，1984； Yin and Harrison，2000)，其中在拉萨地块和羌塘地块之间曾经存在班公湖-怒江洋，简称班怒洋(王希斌，1987； Sengor，1987；李才，1995；任纪舜等，2004；潘桂棠等，2004)，该洋盆的关闭时间直接制约青藏高原地块拼贴过程。但是根据不同方法得到的班怒洋关闭时间并不相同，如有部分学者通过古地磁研究认为晚侏罗世—早白垩世拉萨地块和羌塘地块就已经发生了碰撞(Mengetal.，2017； Maetal.，2018),也有古地磁数据支持班怒洋可能在晚白垩世早期完全闭合(Chenetal.，2017b)，而沉积学资料又支持关闭时间为晚侏罗世-早白垩世(Lietal., 2019), 还有证据表明关闭时间为晚白垩世(Zhangetal., 2004; Liuetal., 2017b)。最近，Liu等(2017a)研究羌塘块体南部岩浆活动后认为班怒洋从185 Ma开始俯冲，到约100 Ma关闭。这也就是说,不同方法得出的关闭时间前后相差70～80 Ma，可见班怒洋关闭时间仍然是值得商榷的科学问题。

碱性火山岩一般形成于大陆板内构造环境，如中国东部新生代火山岩(樊祺诚等，1999)，与洋岛玄武岩(OIB)也具有相似的地球化学特征(Holeetal.，1991)。最近认为在俯冲环境(Losantosetal., 2017)和陆-陆碰撞初期(Tatsumietal.，2006)也可以形成碱性系列火山岩。

青藏高原广泛分布着新生代钾质-超钾质碱性岩浆岩，被认为是高原碰撞造山快速隆升过程中形成的 (Turneretal., 1996; Milleretal., 1999; Williamsetal., 2001, 2004; Houetal., 2004; Chungetal., 2005; 赵志丹等，2006;丁林等, 2006； Guoetal., 2006, 2013, 2014)，但对该区的钠质火山岩的研究相对较少，而与蛇绿岩伴生的钠质碱性火山岩尚未见报道。

本文对班公湖-怒江缝合带(班怒带)南侧凯蒙蛇绿混杂岩中首次厘定的碱性火山岩开展了岩相学、岩石地球化学和Sr-Nd同位素特征研究，运用锆石U-Pb同位素年龄界定火成岩形成时代，探讨其成因构造背景，约束该区班怒洋关闭时限。

1 区域地质背景和样品

班怒带是青藏高原腹地一条重要的板块对接带，内含多条蛇绿岩带，代表班公湖-怒江特提斯洋关闭的遗迹，是古、新特提斯域构造置换的重要场所，其南、北分别是拉萨地块和羌塘地块。该带东西向延伸超过 2 000 km，西起班公湖，向东经改则、东巧、安多和丁青，南向转入怒江河谷延出西藏(常承法等，1973; 常承法, 1978； Girardeauetal., 1984; 王希斌, 1987)。该带南北宽窄不一，两端较窄，中段较宽，带内蛇绿岩块出露丰富，组成两条重要蛇绿岩带，北侧为班公湖-怒江蛇绿岩带，主要由班公湖、改则、东巧、安多和丁青等蛇绿岩组成；南侧为狮泉河-永珠-嘉黎蛇绿岩带，包括狮泉河、永珠、色林错和嘉黎凯蒙等蛇绿岩。在这两条蛇绿岩带中段之间还分布有蓬错、那曲和色林错等蛇绿岩(图1a)。已有研究表明这些蛇绿岩类型丰富，至少包含形成于俯冲带上构造背景的SSZ型、扩张脊的MOR型(Shietal., 2008)、洋内高原的PLUME型(Zhangetal., 2014a)等蛇绿岩。

凯蒙蛇绿岩出露于班怒带南侧，紧邻拉萨地块北缘，主要分布于嘉黎县凯蒙沟和查给一带的山脊上，出露面积约1 km2，沿嘉黎断裂带呈线状断续分布，是狮泉河-永珠-嘉黎蛇绿岩带的重要组成部分。凯蒙蛇绿岩各岩性组成单元以构造岩块形式产出，出露厚度不一，其中地幔橄榄岩最厚，达数百米，薄者以熔岩为代表，区内仅数米。地幔橄榄岩出露在蛇绿岩剖面的最南侧，与中上侏罗统拉贡塘组(J2-3l)断层接触。拉贡塘组主要由以滨海台地、台坡相为主的浅灰、灰黑色夹有紫红色岩屑砂岩、含砾长石石英砂岩、石英砂岩夹粉砂岩及泥晶灰岩、生屑泥质灰岩与生屑灰岩组成，其顶部被中二叠统洛巴堆组(P2l)逆冲推覆。研究区内洛巴堆组与上石炭-下二叠统来姑组 (C2P1l)及下石炭统诺错组(C1n)为晚古生代沉积的一套碎屑岩和碳酸盐岩，反映了冈瓦纳大陆北缘的浅海陆棚沉积环境。熔岩与硅质岩夹层出露在剖面北段，与研究区内中侏罗统桑卡拉组(J2s)断层接触。桑卡拉组为一套由灰、灰黄至深灰色的泥灰岩、砾屑灰岩、泥质灰岩夹生物碎屑灰岩组成的碳酸盐岩地层体，在没有蛇绿岩块出露的区域，桑卡拉组整合于下伏的马里组和上覆的拉贡塘组之间，为一套滨、浅海碳酸盐台地和斜坡相等浅水环境下的沉积物(图1b)。紧邻地幔橄榄岩出露堆晶橄长岩和辉长岩，再向北断层接触一套夹薄层碳酸盐岩的砂板岩地层体，厚约200多米，砂板岩北侧断层接触熔岩和硅质岩夹层，未见席状岩墙群，属贫岩浆型蛇绿岩。本文新厘定的碱性火山岩即产在这套蛇绿岩上部的熔岩、硅质岩序列中(图2a)，与硅质岩互层产出(图2b)。

图 1 青藏高原主体构造单元(a)和凯蒙碱性火山岩出露位置及地质背景(b)简图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—龙木错-双湖蛇绿岩带； Ⅱ—班公湖-怒江蛇绿岩带； Ⅲ—狮泉河-永珠-阿索蛇绿岩带； Ⅳ—印度-雅鲁藏布蛇绿岩带Ⅰ—Longmu Co-Shuanghu ophiolitic belt； Ⅱ—Bangong Co-Nujiang ophiolitic belt； Ⅲ—Shiquanhe-Yongzhu-Asuo ophiolitic belt； Ⅳ—Indo-Yarluzangbu ophiolitic belt

碱性火山岩样品呈灰绿色，全晶质，块状构造，粗面结构，主要由更长石(60%)、透辉石(30%)、少量磁铁矿和钛铁矿(5%)及微量填隙正长石组成。斑晶主要是更长石和少量普通辉石，可见更长石聚斑晶(图3a)，板状，粒度在1～2 mm左右，单偏光下无色透明，正交偏光下干涉色一级灰白，常见钠长石-卡斯巴律双晶，斜消光，消光角10°左右，少数更长石斑晶具有港湾状溶蚀结构(图3b)。基质主要包含更长石和普通辉石，更长石和普通辉石颗粒大小相差不多，更长石长约0.3 mm，光学性质与斑晶更长石一致；普通辉石颗粒直径大者0.3 mm，小者小于0.1 mm，短柱状，单偏光下无色，正高突起，正交偏光下具二级黄、红及之间过渡颜色；大多数更长石近于平行排列，形成粗面结构，也可见自形晶较好的长柱状更长石之间形成三角空隙，其中填充单个的它形普通辉石颗粒，形成似辉绿结构(图3)。

图 2 凯蒙蛇绿混杂岩剖面图(a)和碱性火山岩野外产出照片(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)

图 3 凯蒙碱性火山岩岩相特征(正交偏光)Fig. 3 Field photos of Kaimeng alkaline volcanic rock and the petrological features under microscopeOlg—更长石(奥长石)； Aug—普通辉石(矿物缩写据沈其韩，2009)Olg—oligoclase; Aug—augite(mineral abbreviation after Shen，2009)

2 分析方法

样品的主微量元素成分测试在中国地质科学院地球物理地球化学勘查研究所完成，主量元素采用溶片法-X射线荧光光谱(XRF)和容量法(VOL)完成，并用等离子光谱和化学法进行检验；微量元素测试采用ICP-MS 完成，其中的Nb、Ta、Zr、Hf用碱溶法沉淀酸提取，等离子质谱法测定。锆石U-Pb年代学和Sr、Nd同位素测试工作在中国科学院青藏高原研究所大陆碰撞与高原隆升重点实验室的激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)上完成，采用Plešovice锆石年龄337±0.37 Ma(Slámaetal.，2008)作为外标进行基体校正。样品的同位素比值及元素含量计算采用GLITTER_ver 4.0程序，普通铅校正采用Anderson(2002)提出的ComPbCorr#3.17校正程序，U-Pb谐和图、年龄分布频率图绘制和年龄权重平均计算采用Isoplot/Ex_ver 3(Ludwig，2003)程序完成。

3 岩石地球化学特征

3.1 主量元素特征

凯蒙碱性火山岩化学成分分析结果见表1。由表1可见，样品SiO2含量较为一致，介于51.34%和53.91 %之间，Na2O+K2O含量较高，为5.59%～6.70%，其中Na2O含量(4.90%～6.36%)明显高于K2O(0.05%～0.88%)，里特曼指数(σ)为3.65～4.47，为钠质碱性系列火山岩。在全碱-二氧化硅(TAS)图解(图4a)上，样品均落在碱性系列玄武粗安岩区域，由于Na2O-2.0明显大于K2O含量，结合CIPW计算结果(表1)，进一步将其命名为橄榄粗安岩(mugearite)(Le Basetal., 1986)，属Na质系列碱性火山岩(图4b)。大部分样品含标准矿物紫苏辉石，少数含标准矿物霞石，这与根据苏格兰斯凯岛的Mugeary命名的火山岩相似。

表1 凯蒙碱性火山岩主量(wB/%)和微量元素(wB/10-6)分析结果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—烧失量； Mg#=100×Mg/(Mg+TFe2+)； σ=(Na2O+K2O)2/(SiO2-43); An—钙长石； Ab—钠长石； Or—钾长石； Ol—橄榄石； Hy—紫苏辉石； Ne—霞石；矿物缩写据沈其韩(2009)。

图 4 凯蒙碱性火山岩硅碱图(a, 底图据Le Bas et al., 1986)和K2O-Na2O图解(b，底图据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

全岩Al2O3含量较高，为17.06%～18.46%，明显高于洋中脊玄武岩(N-MORB)的14.86%～15.60%、洋岛拉斑玄武岩(OIT)的13.45%、岛弧拉斑玄武岩(IAT)的16.0%和大陆溢流玄武岩(CFB)的17.08%(Rollinson, 1993)；全岩TiO2含量为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%范围内；相比较其它主量元素特征，样品的Mg#值变化范围较大，为53.17～68.62。大部分样品的主、微量元素与SiO2含量具有较好的线性关系(图5)，如MgO、Al2O3、CaO、K2O等含量随SiO2升高而下降，Na2O和全铁(FeOT)含量升高，TiO2和P2O5含量升高趋势较弱；大离子亲石元素，如Sr、Ba等随SiO2含量升高明显下降，Ba-Sr相关性图解(图6)显示Sr和Ba明显受控于钾长石的分离结晶，这与K2O、Sr和Ba随SiO2含量变化特征是一致的。Al2O3、CaO、Na2O含量随SiO2变化特征主要受控于样品中富钠长石含量，这与岩石富含更长石是一致的，一般认为暗色矿物如橄榄石、辉石的分离结晶会导致残余岩浆中MgO和FeOT含量降低，本研究样品中MgO符合这一特征，而FeOT和TiO2含量略升高，可能与岩浆分离结晶后期铁钛氧化物等矿物的结晶有关。

3.2 微量元素特征

原始地幔标准化稀土元素配分特征见图7a。图中所有样品的稀土元素配分特征基本一致，均为轻稀土元素(LREE)富集型，LREE总量是原始地幔的70～100倍，与上地壳(UC)接近，低于洋岛玄武岩(OIB)，高于洋中脊玄武岩(N-MORB)；重稀土元素(HREE)总量约是原始地幔的10倍，与上地壳、OIB和N-MORB接近，但比OIB平坦，(La/Lu)N值介于4.88至5.31之间，具有较强的轻、重稀土元素分异现象。样品均没有明显的Ce异常，δCe值变化范围都非常小，为0.98～1.02，均值1.00；元素Eu表现为弱负异常，δEu值0.91～0.99，只有一个值为1.01，均值为0.95，说明可能没有斜长石的分离结晶或堆晶作用，其成分接近母岩浆成分。样品均具轻稀土元素富集的右倾斜型配分模式，倾斜率与OIB相似，但总量低于OIB，明显不同于正常N-MORB的LREE亏损型；样品重稀土元素(HREE)平坦，与N-MORB相似，但不同于OIB的右倾斜型，显示样品稀土元素特征可能受N-MORB和OIB源区混合控制。

凯蒙碱性火山岩微量元素原始地幔标准化的蛛网图(图7b)显示，大部分样品的微量元素分布特征较为一致(样品16KM8的Rb、K和Sr具明显负异常)，总量介于OIB和N-MORB之间，相对富集部分大离子亲石元素，如Rb、Th、Sr等，亏损部分高场强元素，如Nb、Ta和Ti，而Zr和Hf相对富集，不同于典型岛弧火山岩；所有样品的Nb/U和Zr/Nb值变化范围较小，分别为7.45～8.51和15.92～17.26，显示样品源区较为相似；相对不活动元素如Ta、Nb，以及部分主量元素如K等含量介于N-MORB和UC之间，活动性较弱的元素如La、Ce、Nd、Zr、Hf、Sm等含量介于OIB和N-MORB之间，与稀土元素特征相似，说明其可能受控于OIB、N-MORB源区，并受到地壳混染。

图 5 凯蒙碱性火山岩主、微量元素Harker图解(图例同图4a)Fig.5 The Harker diagrams of major and trace elements of Kaimeng alkaline volcanic rocks (legends as for Fig. 4a)

图 6 凯蒙碱性火山岩Ba-Sr图解(图例同图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

凯蒙碱性火山岩的Sr-Nd同位素分析结果见表2。由表2可见样品的87Sr/86Sr和143Nd/144Nd测量值变化范围较小，具较好的一致性。根据样品形成时代(101.8 Ma，见下文)计算的87Sr/86Sr和143Nd/144Nd初始值分别为0.706 729～0.707 070和0.512 368～0.512 555，对应的εNd(t)为 -2.68～+0.96，低于亏损地幔，高于富集型地幔，在Sr-Nd同位素图解(图8)上，样品落在地幔演化区域内，呈现弱负相关，分布在亏损地幔(DM)和Ⅱ型富集地幔(EMⅡ)2∶1混合曲线上。

4 锆石U-Pb同位素年龄

采用LA-ICP-MS 方法对凯蒙碱性火山岩中的锆石进行了U-Pb 同位素定年。用于测试分析的锆石形态呈短柱状到长柱状，为半自形晶，长度30～120 μm，长宽比为 1∶1 到 2∶1左右，在阴极发光图像(CL)中，大部分锆石都发育典型岩浆成因锆石的韵律振荡环带和扇形分带结构(图9)，锆石Th/U 值介于0.81～2.86之间，明显大于0.1，为岩浆成因锆石(Hoskin and Black, 2000)。

图 7 凯蒙碱性火山岩稀土元素配分模式图(a)和微量元素蛛网图(b)(N-MORB、OIB和原始地幔数据源于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 凯蒙火山岩Sr-Nd同位素测试结果Table 2 Sr-Nd isotope data for Kaimeng alkaline volcanic rocks

图 8 凯蒙碱性火山岩Sr-Nd同位素图解(底图据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)

在锆石靶中挑选16 颗锆石进行了29个点的定年分析，有效结果见表3，其中21个测点的U-Pb 同位素比值谐和度较高，均大于90%，数据均集中在谐和线附近，206Pb/238U 加权平均年龄值为101.8±1.1 Ma(MSWD=1.5)(图10)。用于加权平均的测点同位素校正曲线集中分布于谐和线两侧，没有离散的数据，这表明用于测试的锆石U-Pb 同位素体系保持封闭状态，未受后期热事件影响，所以，该加权平均年龄可以代表凯蒙碱性火山岩的成岩时代。

图 9 凯蒙碱性火山岩中锆石阴极发光图像Fig. 9 Cathodoluminescence (CL) photograph of zircons from Kaimeng alkaline volcanic rocks

5 成因

5.1 源区特点

凯蒙碱性火山岩的主、微量元素和Sr-Nd同位素组成变化范围小，特别是不相容元素具有相似的分配系数，样品的微量元素比值变化均不大，表现为稀土元素配分模式和微量元素蛛网图曲线均基本一致，表明源区相对较为均一。主量元素如Al2O3含量明显高于离散板块边界的洋中脊玄武岩、汇聚板块边界俯冲成因岛弧火山岩和板内洋岛玄武岩，微量元素总量介于OIB和N-MORB之间，暗示源区可能具有相似比例多元混合特征，Sr-Nd同位素特征揭示源区至少由DM和EMⅡ混合而成。Weaver(1991)认为EMⅠ和EMⅡ都可能由HIMU地幔与俯冲的大洋沉积物混合而成，而EMⅡ也可能与大陆下地壳、蚀变洋壳或洋岛物质再循环到亏损地幔有关(Rollinson, 1993)，这也就是说，不论哪一类富集地幔都是由亏损地幔经过类似洋壳或陆壳沉积物再循环富集的产物。

已有研究表明微量元素Ce/Pb值可以示踪火山岩地幔源区和地壳混染程度(Losantosetal., 2017)，如OIB和DM的Ce/Pb值约为25(Hofmannetal., 1986)，原始地幔的该值约为9.65(Palme and O’Neill，2003)，而上、中、下地壳的该值分别为5、3.5和3.7(Rudnick and Gao，2003)，现代深海沉积物的该值为2.7(Plank，2014)，所以根据Ce/Pb值以及不同源区主要成分的SiO2含量可以较好地示踪岩浆岩物质源区。凯蒙碱性火山岩的Ce/Pb值变化范围介于3.3与6.7之间。由于OIB和DM的Ce/Pb值远远高于研究样品，对样品源区贡献非常小，故考虑原始地幔和不同地壳以及现代深海沉积物可能为样品的潜在源区。如图11所示，由于上地壳和中地壳的SiO2含量较高，故样品点远离由原始地幔和中、上地壳构成的二元混合线，但靠近下地壳和原始地幔的二元混合线，但是部分样品点的Ce/Pb值低于下地壳值，故推测应该有具更低Ce/Pb值和较高SiO2含量的源区作为样品的贡献源区。运用6份下地壳和4份深海沉积物混合物作为一个端员与原始地幔构成一条二元混合线(图11中的实线)，大多数样品基本沿着这条混合线分布，说明凯蒙碱性火山岩的源区很可能是原始地幔和下地壳以及深海沉积物的混合源，经质量平衡计算三者比例约为1∶5∶4，也就是说凯蒙碱性火山岩的源区由1份原始地幔、5份下地壳和4份深海沉积物混合而成。

表3 凯蒙碱性火山岩中锆石U-Pb同位素年龄分析结果Table 3 U-Pb isotope ages of zircons from Kaimeng alkaline volcanic rocks

图10 凯蒙碱性火山岩中锆石U-Pb同位素年龄谐和图和加权平均年龄图解Fig. 10 Concordia diagram for the zircons from Kaimeng alkaline volcanic rocks and weighted mean age

凯蒙碱性火山岩的微量元素除总量略低于OIB外，稀土元素配分模式(图7a)和微量元素分布特征(图7b)与OIB相似，那么它是否与OIB具有相似的源区或成因机制？利用不同稀土元素的地球化学行为可以进行简单的对比工作。相对于中稀土元素(如Sm)，轻稀土元素La在石榴石相和尖晶石相地幔橄榄岩发生部分熔融时的地球化学行为较为一致，即在石榴子石和尖晶石中都是不相容的，而中稀土元素相对于重稀土元素(如Yb)的富集程度则取决于源区发生部分熔融时，残留相是否有石榴子石，因为重稀土元素倾向于残留在石榴子石中(Baker and Willey, 1992)。另外相比源区性质和部分熔融对不同稀土元素地球化学行为的控制作用，分离结晶作用的影响较小，也就是说诸如La/Sm和Sm/Yb的比值变化主要受控于源区性质和部分熔融程度，所以根据La/Sm-Sm/Yb图解可以探讨火山岩的源区性质和形成机制(Lassiter and Depaolo, 1997)。在图12中，冰岛、夏威夷和留尼旺 (Reunion)现代3个典型洋底热点成因的OIB具有较高的Sm/Yb值，说明源区中有石榴子石的残留，靠近石榴石橄榄岩低度部分熔融曲线，而凯蒙碱性火山岩数据点比较集中，变化范围较小，靠近尖晶石橄榄岩组成的原始地幔(PM)或亏损地幔(DM)源区的低度部分熔融曲线，远离石榴石橄榄岩曲线和大陆岩石圈地幔(CLM)橄榄岩，并且靠近地壳(CC)和深海沉积物(AS)组成，与图11判断一致，说明受到地壳物质混染。

图 11 凯蒙碱性火山岩源区Ce/Pb-SiO2判断图Fig. 11 Ce/Pb-SiO2 diagram for the source of Kaimeng alkaline volcanic rocks图中PM(原始地幔)数据来源于Palme and O’Neill(2003)； UC、MC、LC(上、中、下地壳)数据来源于Rudnick & Gao (2003)； AS(深海沉积物)数据来源于Plank(2014)data of PM after Palme and O’Neill (2003); UC, MC, LC after Rudnick and Gao (2003); AS after Plank (2014)

为了更好地限定部分熔融过程，在用富集地幔作为源区的石榴子石和尖晶石相橄榄岩非批式部分熔融La/Yb-Yb图解(图13, Luhretal., 1995； Guiveletal., 2006)上，凯蒙碱性火山岩数据点沿着尖晶石相橄榄岩部分熔融曲线分布，这与轻稀土元素右倾斜而重稀土元素相对平坦、暗示源区没有石榴石参与部分熔融一致，推测可能与浅部软流圈地幔部分熔融有关(Giuseppeetal., 2018)，估算的最大部分熔融程度约为6%～12%。

图12 凯蒙碱性火山岩La/Sm-Sm/Yb图解(底图据Lassiter and Depaolo, 1997)Fig. 12 La/Sm-Sm/Yb diagram of Kaimeng alkaline volcanic rocks (after Lassiter and Depaolo, 1997)

图 13 凯蒙碱性火山岩非批式部分熔融程度La/Yb-Yb模拟图解(底图据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 )

微量元素蛛网图显示凯蒙碱性火山岩具有弱的Nb、Ta和Ti异常，但是Zr、Hf明显富集，与地壳较为相似，不同于岛弧岩浆岩。另外，样品元素P略亏损，说明源区亏损磷灰石或是源区在低度部分熔融过程中磷灰石残留，而K强烈亏损则说明源区缺乏金云母或角闪石，源区不是经过交代的富集挥发分的岩石圈地幔，也不包含能释放出大量流体的俯冲板片，这与岩相观察不含挥发性矿物(如云母、角闪石和磷灰石等)的结果是一致的，说明凯蒙碱性火山岩母岩浆贫挥发分，推测岩浆应为来自非俯冲带的“干”岩浆。

5.2 构造背景

板块缝合带内这种富Na碱性火山岩的研究实例比较少，在青藏高原尚未有报道，因而其成因构造背景没有研究案例可借鉴和类比。在现代大洋OIB中有时可见到这种富Na碱性火山岩，如夏威夷群岛火山链、冰岛1973年喷发的火山岩(Smelle, 1987)中可见这种富Na的橄榄粗安岩-夏威夷岩组合，但是这类火山岩具有典型OIB地球化学特征，如TiO2含量高，一般都在2.0%以上，在La/Sm-Sm/Yb图解(图12)上，由于源区及成因机制的差异，OIB具有较高的Sm/Yb值，由石榴石相橄榄岩部分熔融形成，而凯蒙碱性火山岩与之相反，具有低的Sm/Yb值和较高的La/Sm值，由较浅的地幔源区(如尖晶石相橄榄岩)低度部分熔融并混染地壳而成，可见凯蒙碱性火山岩与OIB具有不同的成因构造背景。与班公湖-怒江缝合带同属特提斯构造域的东地中海地区土耳其中部缝合带中也出露富Na碱性火山岩，但其与钙碱性火山岩共生，而且TiO2含量也很高，推测形成于陆块碰撞后构造背景(Giuseppeetal., 2018)。凯蒙碱性火山岩在岩石组合、岩石地球化学特征上与以上实例既有相似性也存在明显差别，可能指示这些火山岩源区及成岩条件具有相似性。

在相对不活动元素Th/Yb-Ta/Yb构造环境图解(图14)上，凯蒙碱性火山岩靠近非俯冲构造背景地幔趋势域而远离火山弧趋势线，样品分布趋势不同于俯冲带富集趋势方向(S)，也不同于分离结晶趋势方向(F)，与板块内部富集趋势方向(W)基本一致，并与陆壳混染趋势线(C)接近，可见凯蒙碱性火山岩不同于洋中脊、俯冲带成因的岩浆岩，而可能是多种源区混合的结果，这与岩相观察结果以及Ce/Pb-SiO2(图11)和La/Sm-Sm/Yb(图12)等图解判断结果较为一致，对应的构造背景很可能是洋-陆过渡区，此处深海沉积物有可能直接覆盖或者接触下地壳，就如现在大西洋两岸伊比利亚半岛和纽芬兰洋陆过渡带。

在南美智利巴塔哥尼亚安第斯山脉里约穆尔塔(Rio Murta)出露一套富Na玄武岩，主量元素和微量元素与凯蒙碱性火山岩都具有相似性，如具有较高含量的Al2O3(17.6%～21.3%)、中等的TiO2(1.2%～2.0%)以及较高的Mg#值(60.8～67.5)，在La/Yb-Yb图解上也沿着尖晶石相橄榄岩部分熔融曲线分布，被认为是洋脊俯冲板片撕裂导致软流圈地幔上涌而致(Guiveetal., 2006)。里约穆尔塔富Na玄武岩具有K强烈正异常和P的弱正异常，暗示有俯冲流体参与，而且模拟部分熔融程度在10%～20%之间，高于凯蒙碱性火山岩。里约穆尔塔玄武岩和凯蒙火山岩的相同之处是均需浅部软流圈地幔部分熔融并混染地壳，不同之处在于前者需要流体参与，而后者母岩浆可能是“干”岩浆。

图 14 凯蒙碱性火山岩Ta/Yb-Th/Yb构造环境及源区判别图解(底图据Pearce，1982)Fig. 14 Tectonic and source discrimination of Ta/Yb-Th/Yb of Kaimeng Alkaline volcanic rocks (after Pearce, 1982)图中箭头S代表俯冲带富集趋势； C代表陆壳混染趋势； W代表板块内部富集趋势； F代表分离结晶趋势Vectors show trends of subduction zone enrichment (S), crustal contamination (C), within-plate enrichment (W) and fractional crystallization (F)

已有研究表明拉萨和羌塘地块之间的班怒洋最晚于110 Ma即已关闭(Zhuetal., 2016)，羌塘南缘Ⅰ型花岗岩记录了125～110 Ma由俯冲到碰撞的转换过程(Liuetal., 2014，2017a)，也就是说班怒洋在110 Ma左右俯冲作用即已结束，而凯蒙碱性火山岩的形成时代为101.8 Ma左右，处于俯冲末期阶段，由于俯冲洋壳密度大于与之接壤的陆壳，在洋陆接触带存在的重力差异导致陆壳与洋壳板片断离。这种构造背景与俯冲板片的撕裂具有相似性，也可以促使软流圈地幔上涌发生部分熔融，形成板内碱性火山岩。

6 地质意义

蛇绿混杂岩中这种富Na碱性火山岩在青藏高原缝合带中尚属首次发现，由于其成因构造背景既不同于如OIB的板内热点或地幔柱，也不同于汇聚板块边缘俯冲带，很可能发生在洋壳俯冲末期洋壳与陆壳断裂阶段，一般发生在洋壳俯冲最后阶段，应晚于最后一期俯冲成因岩浆岩。该区最晚俯冲成因岩浆岩年龄为110 Ma(Liuetal., 2014，2017a)，而碰撞加厚拆沉成因粗安岩年龄为88 Ma(Chenetal.，2017a)，据此推测洋壳与陆壳发生板片断裂的时间应该在110 Ma和88 Ma之间。凯蒙碱性火山岩的形成时代为101.8 Ma，这与本区其它地质事件是匹配的，例如根据古地磁资料推测班怒洋在晚白垩世早期完全闭合(Chenetal., 2017b)，以及拉萨地块北缘下白垩统竟柱山组和羌塘南缘下白垩统阿布山组广泛发育磨拉石沉积相，均与下伏地层角度不整合接触，时代为100～93 Ma，指示了其时碰撞已经发生(潘桂棠等，2006； Fanetal., 2017)。虽然有研究认为班怒带存在 116～104 Ma的OIB，认为此时尚存在洋壳(Fanetal., 2014)，但也有人认为是拉萨-羌塘地块碰撞岩石圈的拆沉作用所致(Zhuetal., 2016)。不管是哪一种情况，101.8 Ma的洋壳与陆壳断裂作用是可以匹配的。

洋壳-陆壳断裂作用形成的富Na碱性火山岩发育在班怒带南侧、拉萨地块北缘，不仅可以帮助理解班怒洋存续的时间，而且还可以帮助理解班怒带从北向南存在一系列由老到新的俯冲成因火山岩的现象。已有研究表明，班怒洋可能于二叠纪开始裂解(Shietal., 2007)，与Suess(1893)、van der Voo(1993)、Stampfli等(1991, 2002)有关特提斯的概念是一致的。最近发现，班怒洋北向俯冲最早发生在242～236 Ma，主要依据是羌塘地块南缘雁石坪和唐古拉山洋陆俯冲成因火山岩(Chenetal., 2015a)；随后在228 Ma发生洋内俯冲作用，形成确哈拉岛弧火山岩，而后在大约220 Ma位于陆弧和洋内弧之间的安多弧后盆地开始扩张(Chenetal., 2015b)，由于洋壳的持续北向俯冲，南侧安多微陆块在191 Ma发生俯冲、181 Ma折返(Zhangetal., 2014b)，在折返之前，安多微陆块南侧洋壳与其发生断离，诱发洋壳初始俯冲，在184 Ma形成具MORB性质的那曲辉长岩(Huangetal., 2013)；随着安多微陆块与拉萨地块之间洋壳的进一步俯冲，170～150 Ma形成罗麦钙碱性火山岩(谢尧武等，2005)(1)谢尧武，尼玛次仁，强巴扎西，等. 2005. 西藏那曲幅区域地质调查报告(H46C001002).，此时班怒洋尚未关闭，在拉萨地块以北还存在持续北向俯冲的洋壳，这种南撤的北向俯冲作用可能一直持续到101.8 Ma之前，直至班怒洋壳与拉萨地块彻底断离而结束(图15)。