青藏高原中部中生代玄武巖的形成環(huán)境及其深部地幔源區(qū)特征

青藏高原中部中生代玄武巖的形成環(huán)境及其深部地幔源區(qū)特征

青藏高原中部和南部的幾種蛇綠混合巖石（圖1a）廣泛研究，并積累了大量的年表、地球化學(xué)和同位素資料（maehetal.，1998；zhangetal.，2005）。相對(duì)而言,青藏高原中部的班公湖—怒江縫合帶和龍木錯(cuò)—雙湖混雜巖帶的研究程度非常低,僅僅只有少數(shù)學(xué)者對(duì)相關(guān)的基性-超基性巖進(jìn)行過巖石學(xué)、巖相學(xué)和初步的地球化學(xué)工作(李才等,1995;鄧萬明等,1996;翟慶國等,2004),至今沒有系統(tǒng)的巖石地球化學(xué)和同位素地球化學(xué)研究成果(李才等,2005)。故目前對(duì)青藏高中部相關(guān)蛇綠巖的類型、形成環(huán)境及其深部地幔特征還缺乏約束。眾所周知,印度洋域MORB具有獨(dú)特的同位素組成,被稱為南半球“Dupal”異常(DupréandAllègre,1983;HamelinandAllegre,1985;Dossoetal.,1988;Mahoneyetal.,1998)。其成因一直是國際地學(xué)界關(guān)注的熱點(diǎn)課題之一(Xuetal.,2002,2004)。由于秦嶺勉略、川西哀牢山雙溝、金沙江及西藏雅魯藏布江日喀則等蛇綠巖具有與印度洋型MORB相似的同位素指標(biāo),一些研究者提出了現(xiàn)代的印度洋洋下地幔很可能來源于古特提斯和新特提斯軟流圈的“繼承模式”(Xuetal.,2004;Zhangetal.,2005)。因此,在這種背景下,值得關(guān)注的問題是,同屬于特提斯構(gòu)造域并與雅魯藏布江蛇綠巖毗鄰的青藏高原中部中生代玄武巖提供了什么樣的地幔源區(qū)信息,它們是否與雅魯藏布江蛇綠巖一樣也具有“Dupal”異常?本文擬在1∶25萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查基礎(chǔ)上,展示我們獲得的青藏高原中部龍木錯(cuò)—雙湖縫合帶嘎錯(cuò)玄武巖、班公湖—怒江縫合帶多瑪、塔仁本玄武巖及那曲盆地西側(cè)中晚三疊世嘎加組玄武巖(圖1a)的單斜輝石Ar-Ar測年、鋯石SHRIMP定年和地球化學(xué)及Sr,Nd,Pb同位素測試數(shù)據(jù),討論這些中生代玄武巖的性質(zhì)和構(gòu)造環(huán)境,約束其地幔源區(qū)特征,并試圖通過與其它特提斯蛇綠巖的對(duì)比,初步分析其地幔源區(qū)是否具有與南半球“Dupal”異常相似的同位素組成。1新發(fā)現(xiàn)的晚三疊世地層青藏高原中部的班公湖—怒江縫合帶和龍木錯(cuò)—雙湖混雜巖帶是青藏高原地區(qū)非常重要的地質(zhì)構(gòu)造和地貌分界線,通常以它們?yōu)榻?將青藏高原中部分為北羌塘、南羌塘和岡底斯帶三大構(gòu)造單元(圖1a)。早期研究多顯示班公湖—怒江縫合帶所代表的特提斯洋開啟于晚三疊世—早侏羅世、關(guān)閉于侏羅紀(jì)晚期—早白堊世早期(潘桂棠等,1983;王希斌等,1987;西藏自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局,1993),但新發(fā)現(xiàn)的晚三疊世地層呈角度不整合于具有蛇綠巖特征的超鎂鐵質(zhì)巖體之上的事實(shí)(陳玉祿等,2005)對(duì)早期觀點(diǎn)提出了修正(潘桂棠等,2006)。龍木錯(cuò)—雙湖混雜巖帶位于羌塘中部,曾被稱之為“羌塘中央隆起帶”,在該帶角木日地區(qū)報(bào)道有中二疊世蛇綠巖(翟慶國等,2004),早二疊世和晚三疊世火山巖分布較為廣泛(鄧萬明等,1996)。最新研究表明,該帶東西長達(dá)600km,南北寬約120km,由蛇綠巖、蛇綠混雜巖、洋島消減增生楔及以藍(lán)片巖、榴輝巖為代表的高壓—超高壓變質(zhì)帶組成(李才等,1995,2006),很可能是古特提斯大洋自北向南后退式俯沖的消減增生雜巖帶。在1∶25萬江愛達(dá)日那幅、昂達(dá)爾錯(cuò)幅及那曲幅等圖幅中工作過同志的幫助下,筆者調(diào)研了青藏高原中部雙湖蛇綠混雜巖帶東南側(cè)的嘎錯(cuò)玄武巖和班公湖—怒江縫合帶北亞帶的多瑪、塔仁本玄武巖以及班公湖—怒江縫合帶南側(cè)那曲昌捕洛馬的中晚三疊世嘎加組玄武巖(圖1a),對(duì)其年代學(xué)、地球化學(xué)及其構(gòu)造環(huán)境進(jìn)行了深入研究。1.1雙湖混雜巖帶的組成、巖石學(xué)和礦物學(xué)特征嘎錯(cuò)玄武巖位于龍木錯(cuò)—雙湖混雜巖帶東南側(cè),雙湖縣城西約100km的嘎錯(cuò)鄉(xiāng)(圖1a,N33°13.213′,E88°17.959′),呈巖塊產(chǎn)出,與周圍的綠片巖和藍(lán)片巖一起構(gòu)成雙湖混雜巖帶的重要組成部分。嘎錯(cuò)鄉(xiāng)出露的火山巖包括枕狀玄武巖、基性火山角礫巖、凝灰?guī)r和集塊巖等(圖1b),角礫和基質(zhì)主要為玄武質(zhì),基質(zhì)中還含較多鈣質(zhì)。玄武巖具斑狀結(jié)構(gòu)(樣品號(hào):S03-b66),基質(zhì)具粒狀—纖維狀變晶結(jié)構(gòu),巖石發(fā)育氣孔杏仁構(gòu)造。斑晶主要為單斜輝石,含量約15%,部分發(fā)生綠泥石和綠簾石化,另見少量普通角閃石斑晶?；|(zhì)主要為斜長石和單斜輝石。副礦物主要有鈦鐵礦和磁鐵礦等。1.2巖巖塊北亞帶多瑪玄武巖位于班公湖—怒江縫合帶中段(圖1a,N32°12.615′,E89°16.093′),呈巖塊產(chǎn)出。區(qū)域上,它與二疊紀(jì)灰?guī)r巖塊、硅質(zhì)巖巖塊和超鎂鐵質(zhì)巖巖塊一起構(gòu)成了該縫合帶的北亞帶。露頭上,玄武巖呈枕狀構(gòu)造產(chǎn)出,枕體形態(tài)各異,長軸1.0～0.3m,枕間充填物以灰?guī)r為主,也見基性凝灰?guī)r、硅質(zhì)巖,巖枕中發(fā)育氣孔、杏仁構(gòu)造,多數(shù)被方解石充填。巖石具斑狀結(jié)構(gòu),基質(zhì)具間粒-間隱結(jié)構(gòu)(樣品號(hào):S03-b47)。斑晶主要為普通輝石,含量約5%,氣孔被碳酸鹽和綠泥石充填?；|(zhì)主要由斜長石、單斜輝石組成,部分發(fā)生了綠泥石、綠簾石和碳酸鹽化。副礦物主要有鈦鐵礦和磁鐵礦。1.3塔仁本玄武巖巖石學(xué)特征塔仁本玄武巖位于西藏班公湖—怒江縫合帶中段,贊宗錯(cuò)東南10km扎加藏布北岸的塔仁本一帶(圖1a,N32°09.254′,E89°42.948′),呈巖塊產(chǎn)出。露頭上,塔仁本玄武巖有與周圍地層均呈斷層接觸,也可見火山角礫巖、灰?guī)r和枕狀玄武巖整合接觸關(guān)系,角礫成分為玄武玻璃、玄武巖,發(fā)育氣孔杏仁狀構(gòu)造。在枕狀玄武巖層間及枕間空隙中見以夾層出現(xiàn)的粉紅色灰?guī)r(圖2a)和紫紅色硅質(zhì)巖(圖2b),除此之外,還可見與枕狀玄武巖整合接觸的點(diǎn)礁狀生物礁灰?guī)r(王忠恒等,2005)。巖石為無斑粗玄結(jié)構(gòu)(樣品號(hào):S03-b52),主要礦物包括普通輝石和斜長石。普通輝石呈長柱狀、粒狀,橫斷面呈八邊形,含量約25%。斜長石部分或全部發(fā)生綠泥石、綠簾石化,含量約30%。副礦物主要有鈦鐵礦和磁鐵礦。1.4蝕變火山巖嘎加組(T2-3g)分布于班公湖—怒江縫合帶南緣,以斷塊或斷片狀出露于那曲縣城以西,嘎加村以南,出露面積約310km2,頂、底不全(1∶25萬那曲幅1)。該組巖性為長石石英砂巖、粉砂巖、生物碎屑灰?guī)r及大量硅質(zhì)巖,在硅質(zhì)巖中含大量放射蟲。嘎加組火山巖(T2-3g)呈夾層主要出露于那曲縣嘎加村和昌捕洛馬等地(圖1a)。在嘎加村(E91°49.083′、N31°33.150′),頂部見灰黑色氣孔狀蝕變安山巖(>17m),中部見灰黑色蝕變橄欖玄武巖(33m),這里的火山巖夾于長石石英砂巖及粉砂巖中。在昌捕洛馬,火山巖夾于放射蟲硅質(zhì)巖中,巖石類型由下到上包括枕狀玄武巖、火山角礫巖和玄武巖,灰黑色蝕變玄武巖,累計(jì)厚度約190m。在硅質(zhì)巖中產(chǎn)豐富的中晚三疊世放射蟲Tritorissp.,Triassocampesp.,Pseudostylosphaerasp.,Muelleritortissp.,Annulotriassocampesp.,Canoptumsp.,Crucellasp.,Praemesosatutnalissp.,時(shí)代很可能為拉丁期(237～228Ma,1∶25萬那曲幅1)。筆者在昌捕洛馬采集了2件蝕變火山巖樣品(S03-b82、S03-b83)。巖石具斑狀結(jié)構(gòu),氣孔—杏仁狀構(gòu)造。斑晶主要為蝕變斜長石(15%±)和橄欖石(10%±),斜長石自形柱狀,發(fā)生了明顯的碳酸鹽化,橄欖石僅保存其晶體假像。基質(zhì)具間隱結(jié)構(gòu),主要由蝕變更長石(45%±)組成,間隙被綠泥石充填。氣孔中充填有方解石、綠泥石。副礦物有磷灰石和鈦鐵礦等。2鋯石u-pb年齡在薄片觀察基礎(chǔ)上,從多瑪、嘎錯(cuò)玄武巖中挑選相對(duì)新鮮的單斜輝石進(jìn)行Ar-Ar年齡測試,從塔仁本玄武巖中挑選出了8顆鋯石,嘗試進(jìn)行了鋯石SHRIMPU-Pb定年。另外,選擇相對(duì)新鮮的玄武巖樣品進(jìn)行了主量元素、微量元素及Sr,Nd,Pb同位素配套測試。2.14樣品和質(zhì)譜分析單斜輝石40Ar/39Ar階段升溫測年在中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)所同位素地質(zhì)研究室進(jìn)行。實(shí)驗(yàn)時(shí),首先用超聲波清洗選純的單斜輝石(純度>99%),然后將其封進(jìn)石英瓶中進(jìn)行核反應(yīng)中子照射,照射總時(shí)間為2883分鐘,積分中子通量為1.04×1018n/cm2。同期接受中子照射的還有ZBH-25黑云母國內(nèi)標(biāo)樣,其標(biāo)準(zhǔn)年齡為132.7Ma,K含量為7.6%。樣品的階段升溫加熱使用電子轟擊爐,每一階段加熱30分鐘,凈化30分鐘。質(zhì)譜分析是在MM-1200B質(zhì)譜計(jì)上進(jìn)行的,每個(gè)峰值均采集8組數(shù)據(jù)。所有的數(shù)據(jù)在回歸到時(shí)間零點(diǎn)值后再進(jìn)行質(zhì)量歧視校正、大氣氬校正、空白校正和干擾元素同位素校正。系統(tǒng)空白水平:m/e=40、39、37、36,分別小于6×10-15mol、4×10-16mol、8×10-17mol和2×10-17mol。中子照射過程中所產(chǎn)生的干擾同位素校正系數(shù)通過分析照射過的K2SO4和CaF2來獲得,其值為:(36Ar/37Aro)Ca=0.0002389,(40Ar/39Ar)K=0.004782,(39Ar/37Aro)Ca=0.000806。37Ar經(jīng)過放射性衰變校正;40K衰變常數(shù)為5.543×10-10a-1;坪年齡誤差以2σ給出。用ISOPLOT程序計(jì)算正、反等時(shí)線,詳細(xì)實(shí)驗(yàn)流程見有關(guān)文章(陳文等,2002)。年齡測試結(jié)果見表1和圖3。2.2鋯石u-pb年齡鋯石分選采用常規(guī)重力分選和鏡下手工挑選的方法進(jìn)行,然后將其與標(biāo)準(zhǔn)鋯石(TEM,417Ma)一起粘貼,制成環(huán)氧樹脂樣品靶,打磨拋光并使其露出中心部位,進(jìn)行反射光、透射光和陰極發(fā)光顯微照相,陰極發(fā)光在中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所電子探針室完成。鋯石SHRIMPU-Pb同位素分析在中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所SHRIMP-II離子探針儀上進(jìn)行。束斑平均大小為30μm,為了盡量降低鋯石表面普通Pb和鍍金過程中的污染,測定過程中先將束斑在120μm范圍內(nèi)掃描5分鐘,具體測試條件及流程見宋彪等(2002)。應(yīng)用實(shí)測204Pb校正普通鉛,測試結(jié)果見表2和圖3。單個(gè)測試數(shù)據(jù)誤差和206Pb/238U年齡的加權(quán)平均值誤差均為1σ,對(duì)年輕的巖漿鋯石,采用206Pb/238U年齡。測試結(jié)果列于表2和圖4。2.3地質(zhì)構(gòu)造及pb同位素測定主元素由國土資源部成都地質(zhì)礦產(chǎn)研究所分析測試中心采用原子吸收分光度法測試,分析精度優(yōu)于1%;其中FeO用容量法分析,燒失量足將樣品加熱到1000℃時(shí)獲得。微量元素由國家地質(zhì)實(shí)驗(yàn)測試中心分析,測試時(shí),首先采用酸溶方法對(duì)樣品進(jìn)行預(yù)處理,然后再利用ICP-MS法測定,具體處理和分析方法見文獻(xiàn)(劉穎等,1996),分析精度優(yōu)于5%。測試結(jié)果列于表3。Sr-Nd同位素由中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所同位素分析測試中心利用MAT262儀器測試,用瑞利法則進(jìn)行分餾校正,Rb、Sr、Sm、Nd豐度用同位素稀釋法測定,87Sr/86Sr用86Sr/88Sr=0.1194、143Nd/144Nd用146Nd/144Nd=0.7219標(biāo)準(zhǔn)化。該儀器測定的標(biāo)樣BCR-1的87Sr/86Sr=0.704979±11,143Nd/144N=0.512555±10。詳細(xì)分析流程和方法見Chenetal.(2002)。分析和校正結(jié)果見表4。Pb同位素比值由國家地質(zhì)實(shí)驗(yàn)測試中心利用MAT-261質(zhì)譜儀分析,粉末樣品用HF+HNO3溶解,用離子交換柱分離Pb。儀器用NBS981校準(zhǔn)。該儀器對(duì)1μgPb的測量精度:206Pb/204Pb為0.05%,208Pb/206Pb為0.005%;對(duì)國標(biāo)NBS981測試結(jié)果為:208Pb/206Pb=2.162189(誤差0.0027%),207Pb/206Pb=0.913626(誤差0.0059%),206Pb/204Pb=16.891607(誤差0.015%)。分析和校正結(jié)果見表4。3分析的結(jié)果3.1溫度和鮑佩聲聲對(duì)輝綠巖中的輝石研究發(fā)現(xiàn),在加熱8小時(shí),溫度達(dá)到700℃時(shí),也沒有發(fā)現(xiàn)放射成因的氬丟失,并具有較高的活化能(達(dá)73.5千卡/克原子氬,李志昌等,2004),這些現(xiàn)象表明輝石對(duì)放射成因氬有較強(qiáng)保存能力。桑海清等(1996)研究表明輝石的封閉溫度可達(dá)620℃。表1和圖3a顯示,嘎錯(cuò)枕狀玄武巖單斜輝石的低溫與高溫階段表面年齡低,表明樣品中不存在過剩氬;同時(shí)由于輝石的封閉溫度高于嘎錯(cuò)地區(qū)藍(lán)片巖的變質(zhì)溫度(410～460℃,鮑佩聲等,1999),因而可能不存在氬丟失現(xiàn)象。所以,我們獲得的嘎錯(cuò)枕狀玄武巖單斜輝石的中溫坪年齡(232.5±2.4Ma)可能代表了單斜輝石的結(jié)晶年齡,亦即嘎錯(cuò)玄武巖漿活動(dòng)的時(shí)代為中三疊世晚期。表1和圖3b顯示,多瑪枕狀玄武巖單斜輝石的測年效果較差,沒有得到坪年齡。但根據(jù)不同溫度階段年齡以誤差為權(quán)重進(jìn)行計(jì)算,得到了115.4Ma的加權(quán)平均年齡,提供了早白堊世巖漿活動(dòng)的年齡信息,與鄰近的塔仁本玄武巖漿活動(dòng)的時(shí)代(下文)是基本一致的。通常高的Th/U比值(>0.4)和韻律環(huán)帶被認(rèn)為是巖漿成因鋯石的特征,而無環(huán)帶或弱環(huán)帶和低的Th/U比值(<0.1)被認(rèn)為是變質(zhì)成因鋯石的特征(Hoskin,2000)。表2和圖4顯示,塔仁本玄武巖用于SHRIMP定年的4顆鋯石具有環(huán)帶結(jié)構(gòu),并且其4～8測點(diǎn)的Th/U比值介于0.31～0.93之間,明顯大于0.1,表明這幾顆鋯石為巖漿成因,5個(gè)測點(diǎn)的加權(quán)平均年齡(107.7±8.1Ma,MSWD=4.8)基本可以代表礦物結(jié)晶年齡。結(jié)合在該套玄武巖中的生物礁灰?guī)r夾層中采獲Isastraeahelianthoides(Goldftss)、Ovalatraeacaryophylloides(Golduss)等晚侏羅世—早白堊世珊瑚化石(王忠恒等,2005),有理由相信塔仁本玄武巖漿活動(dòng)的時(shí)代為早白堊世中晚期。3.2化學(xué)地球化學(xué)3.2.1內(nèi)容方面的特征嘎錯(cuò)火山巖SiO2含量變化于45.68%～47.5%,在成分上屬玄武巖,其較高的TiO2含量(3.18%～4.12%,平均3.71%)與峨眉山高Ti玄武巖相當(dāng)(25件樣品范圍在2.37%～4.66%,平均3.71%,Xuetal.,2001;Xiaoetal.,2004),略高于10件夏威夷堿性玄武巖的平均值(平均3.22%2)。嘎錯(cuò)火山巖MgO含量較低,介于7.86%～8.6%,Mg#范圍在54.42～56.16之間,相容元素Ni、Cr含量都較高(分別為225×10-6、275×10-6和422×10-6450×10-6),接近原生玄武巖漿范圍(Ni=300×10-6～400×10-6,Cr=300×10-6500×10-6;Freyetal.,1978;Hess,1992)。這些特征表明嘎錯(cuò)火山巖沒有經(jīng)歷顯著的橄欖石、單斜輝石等鎂鐵質(zhì)礦物的分離結(jié)晶。采用被認(rèn)為是非常有效的蝕變火山巖分類圖解(Nb/Y-Zr/TiO2圖解)進(jìn)行判斷,嘎錯(cuò)火山巖屬堿性玄武巖(圖5)。嘎錯(cuò)玄武巖無Eu異常(δEu=0.97～1.01)表明沒有發(fā)生明顯的斜長石分離結(jié)晶作用。其輕稀土元素明顯富集[(La/Yb)N=10.2～13.6],球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化REE曲線介于峨眉山高Ti玄武巖與夏威夷堿性玄武巖之間(圖6a)。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖上(圖6b),嘎錯(cuò)玄武巖明顯富集Nb、Ta等元素,如Nb異常指數(shù)(Nb/Nb*)介于1.09～1.22(表3)?？傮w上,嘎錯(cuò)玄武巖具有與代表性O(shè)IB(Sunetal.,1989)相似的蛛網(wǎng)圖型式,與夏威夷堿性玄武巖相比,嘎錯(cuò)玄武巖更富集Nb、Ta、La、Ce、Nd、Sm和Eu等元素(圖6b)。2件嘎錯(cuò)玄武巖樣品的初始Sr同位素分別為0.70505、0.70528,(Nd(t)分別為0.7、0.9,初始Pb同位素分別為206Pb/204Pb=18.77～18.94、207Pb/204Pb=15.66～15.68、206Pb/204Pb=39.13～39.30。在Sr-Nd同位素相關(guān)圖上,嘎錯(cuò)玄武巖投點(diǎn)位于第一象限的地幔排列之內(nèi)(圖7a)。在Nd-Pb同位素相關(guān)圖上(圖7b),嘎錯(cuò)玄武巖投點(diǎn)于特提斯玄武巖和印度洋MORB(Mahoneyetal.,1998;Zhangetal.,2005)范圍之外,并且明顯遠(yuǎn)離勉略北部蛇綠巖、金沙江玄武巖(Xuetal.,2002,2004)和日喀則蛇綠巖(Mahoneyetal.,1998;Zhangetal.,2005)。在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb、208Pb/204Pb-206Pb/204Pb相關(guān)圖上(圖7c,7d),嘎錯(cuò)玄武巖以其高的207Pb/204Pb、207Pb/204Pb比值而位于西印度洋MORB之外。3.2.2多瑪火山巖巖漿源區(qū)及初始sr同位素特征多瑪火山巖SiO2含量變化于47.48%～48.0%,位于玄武巖成分范圍內(nèi),其TiO2含量(1.81%～2.28%,平均2.06%)明顯低于峨眉山高Ti玄武巖相當(dāng)和夏威夷堿性玄武巖。多瑪火山巖MgO含量低,介于5.06%～6.82%,Mg#范圍在47.93%～57.82之間,相容元素Cr、Ni含量都很低(分別為63×10-6176×10-6和69.3×10-6155×10-6),明顯低于原生玄武巖漿范圍。這些特征表明多瑪火山巖經(jīng)歷了明顯的橄欖石、單斜輝石等鎂鐵質(zhì)礦物的分離結(jié)晶。Nb/Y-Zr/TiO2圖解顯示多瑪火山巖屬堿性玄武巖(圖5)。多瑪玄武巖顯示輕微的正Eu異常((Eu=0.98～1.06),表明斜長石分離結(jié)晶作用不明顯。多瑪玄武巖一個(gè)最重要特征是HREE含量很低(Yb=1.7×10-6、1.9×10-6),暗示巖漿源區(qū)殘留有石榴石。多瑪玄武巖明顯富集LREE,其(La/Yb)N變化于10.2～14.0,雖然REE絕對(duì)豐度偏低,但其球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化REE曲線與夏威夷堿性玄武巖大致平行(圖6a)。多瑪玄武巖Th含量很低(2.0×10-6、2.9×10-6),明顯富集Nb、Ta等元素,如Nb異常指數(shù)(Nb/Nb*)介于1.27～1.68(表3)。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖上(圖6b),與代表性O(shè)IB和夏威夷堿性玄武巖相比,盡管多瑪玄武巖的微量元素絕對(duì)豐度偏低,但總體上與夏威夷堿性玄武巖在高場強(qiáng)元素段(Nd→Lu)近似平行,以其更低的Nb、Ta、Nd、Zr、Hf而不同于代表性O(shè)IB和峨眉山高Ti玄武巖(圖6b)。兩件多瑪玄武巖樣品的初始Sr同位素分別為0.70575、0.70694,εNd(t)均為0.8,初始Pb同位素分別為206Pb/204Pb=19.43～19.78、207Pb/204Pb=15.70～15.72、206Pb/204Pb=39.47～39.57。在Sr-Nd同位素相關(guān)圖上,多瑪玄武巖投點(diǎn)位于偏于地幔排列的第一象限之內(nèi)(圖7a),樣品S03-b42升高的初始Sr同位素比值可能與蝕變作用有關(guān)。在Nd-Pb同位素相關(guān)圖上(圖7b),多瑪玄武巖因其更高的206Pb/204Pb比值而投點(diǎn)于特提斯玄武巖和印度洋MORB范圍之外,明顯遠(yuǎn)離古生代勉略北部蛇綠巖、金沙江玄武巖和早白堊世日喀則蛇綠巖,這種特點(diǎn)也表現(xiàn)在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb、208Pb/204Pb-206Pb/204Pb相關(guān)圖上(圖7c,7d)。3.2.3微量元素地球化學(xué)王忠恒等(2005)首次報(bào)道了塔仁本玄武巖的OIB型地球化學(xué)特征,這里再展示筆者獲得的兩套地球化學(xué)數(shù)據(jù)。這兩件塔仁本火山巖SiO2含量變化于45.78%～46.46%,屬玄武巖成分,其TiO2含量(1.26%～2.05%)與多瑪玄武巖相當(dāng),均明顯低于峨眉山高Ti玄武巖和夏威夷堿性玄武巖。塔仁本火山巖MgO含量低且變化范圍大,介于3.89%～6.22%,Mg#變化于38.55～50.22,相容元素Cr、Ni含量都很低(分別為115×10-6174×10-6和77.13×10-6151×10-6)并與多瑪玄武巖近似,同樣指示塔仁本火山巖經(jīng)歷了明顯的橄欖石、單斜輝石等鎂鐵質(zhì)礦物的分離結(jié)晶。Nb/Y-Zr/TiO2圖解進(jìn)一步指示塔仁本火山巖屬堿性玄武巖(圖5)。雖然筆者獲得的2件塔仁本玄武巖樣品顯示了不同的微量元素組成,如樣品S03-b58明顯富集輕稀土元素[(La/Yb)N=11.8],樣品S03-b57的(La/Yb)N比值僅為4.2,但它們均具有一個(gè)共同特點(diǎn),即在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖上(圖6b),都富集Nb、Ta等高場強(qiáng)元素,都顯示不相容元素富集的單峰隆起形態(tài),前者除了更富集Nb、Ta及LREE外,在很大程度上可比于夏威夷堿性玄武巖,后者以低的微量元素豐度為特征,與前者不平行的曲線型式表明這種差異不能歸因于部分熔融程度的不同,我們認(rèn)為很可能與其巖漿源區(qū)中混入了數(shù)量更多的虧損微量元素的地幔物質(zhì)組分有關(guān)(見后文討論)。筆者分析了2件塔仁本玄武巖的Sr-Nd-Pb同位素組成,樣品S03-b57的初始Sr同位素比值為0.7057,而樣品S03-b58未能成功獲得Sr同位素比值。2件樣品的εNd(t)均為3.6,初始206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和206Pb/204Pb同位素比值分別為18.58、15.63、38.74和19.02、15.66、39.32(表4)。在Sr-Nd同位素相關(guān)圖上,樣品S03-b57投點(diǎn)位于偏于地幔排列的第一象限之內(nèi)(圖7a)。在Nd-Pb同位素相關(guān)圖上(圖7b),樣品S03-b57投點(diǎn)于特提斯玄武巖和古老的西印度洋MORB范圍內(nèi),樣品S03-b58位于古老的西印度洋MORB范圍之外,它們均明顯遠(yuǎn)離古生代勉略北部蛇綠巖、金沙江玄武巖和早白堊世日喀則蛇綠巖成分區(qū),在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb、208Pb/204Pb-206Pb/204Pb相關(guān)圖上(圖7c,7d)也觀察到類似現(xiàn)象。3.2.4稀土元素地球化學(xué)昌捕洛馬放射蟲硅質(zhì)巖中采集的2件嘎加組(T2-3g)火山巖樣品,蝕變程度非常高(燒失量分別為10.81、15.49%),從而導(dǎo)致其顯示低的SiO2含量(表4)。這里的玄武巖仍然以較高的TiO2含量(2.58%～2.78%)為特征。另外一個(gè)特點(diǎn)是它們的MgO含量很低(分別為2.39、2.54%),Mg#分別為27.8和29.8,相容元素Cr、Ni含量也很低(分別為35.3×10-6～98.3×10-6和43.6×10-6～75×10-6)。這些特征表明嘎加組火山巖發(fā)生了顯著的橄欖石、單斜輝石等鎂鐵質(zhì)礦物的分離結(jié)晶。在Nb/Y-Zr/TiO2圖解中,嘎加組火山巖屬堿性玄武巖(圖5)。兩件嘎加組玄武巖樣品的稀土元素豐度較高,La分別為30.2×10-6和32.4×10-6,富集LREE[(La/Yb)N=8.4～9.9],其輕微的正Eu異常(δEu=1.06～1.09)表明在鎂鐵質(zhì)礦物分離過程中不存在斜長石的分離結(jié)晶或斜長石的分離結(jié)晶作用不明顯,其REE曲線型式非常類似于夏威夷堿性玄武巖(圖7a),輕重稀土元素分餾程度低于代表性O(shè)IB[(La/Yb)N=12.3;SunandMcDough,1989],稀土元素絕對(duì)豐度也低于峨眉山高Ti玄武巖。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖上(圖7b),它們均富集高場強(qiáng)元素,如Nb異常參數(shù)為1.71～1.78(表3),曲線型式與夏威夷堿性玄武巖非常一致,以較低的Zr、Hf豐度而不同于代表性的洋島玄武巖(SunandMcDough,1989)和峨眉山Ti玄武巖。兩件嘎加組玄武巖的初始Sr同位素比值很高,分別為0.711599、0.711737,εNd(t)分別為3.1和2.4(表3),其高Sr同位素比值很可能與海水蝕變或碳酸鹽殼的混染有關(guān)(Yogodzinski.etal.,1996),因?yàn)樗鼈兂司哂泻芨叩臒Я客?還具有高CaO含量(分別為16.85、10.21%)。2件樣品的初始206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和206Pb/204Pb同位素比值分別為18.65、15.67、38.85和18.49、15.65、38.70(表4)。由于海水蝕變或碳酸鹽殼的混染,其Sr-Pb同位素可能不具有巖石成因意義。4討論4.1la4-y358d的地球化學(xué)特征在巖石學(xué)研究中,利用地球化學(xué)指標(biāo)來推論古老巖石的地球動(dòng)力學(xué)環(huán)境已經(jīng)具有非常悠久的歷史(Pearceetal.,1973;Floydetal.,1975),雖然一些研究產(chǎn)生了爭議性結(jié)果,但巖石學(xué)界的一個(gè)普遍共識(shí)是,如果所調(diào)查的巖石產(chǎn)于現(xiàn)代式樣的構(gòu)造環(huán)境之中,那么其形成的構(gòu)造環(huán)境是可以通過一系列合適的構(gòu)造判別圖解識(shí)別出來(Rollinson,1993;Heloetal.,2006)。基于這種認(rèn)識(shí),我們這里主要采用對(duì)蝕變火山巖有效的地球化學(xué)判別圖解如2×Nb-Zr/4-Y、Ti/100-Zr-Y×3、Nb/Th-Nb和La/Nb-La圖解(圖8)等并結(jié)合火山巖產(chǎn)出的沉積背景,來分析本文涉及的青藏高原中部中生代玄武巖漿形成的構(gòu)造背景。已有研究表明,2×Nb-Zr/4-Y三角圖解可以識(shí)別出板內(nèi)玄武巖、E-MORB以及火山弧玄武巖(Meschede,1986),而Ti/100-Zr-Y×3三角圖解可以有效地區(qū)分板內(nèi)玄武巖和其它類型的玄武巖(Pearceetal.,1973;Rollinson,1993)。李曙光(1993)的研究也表明,島弧玄武巖、洋中脊玄武巖和洋島玄武巖可以很好地利用Nb/Th-Nb和La/Nb-La圖解識(shí)別出來。前面地球化學(xué)分析表明,在青藏高原中部,無論是中晚三疊世雙湖嘎錯(cuò)玄武巖和那曲嘎加組玄武巖,還是早白堊世多瑪玄武巖和塔仁本玄武巖,其地球化學(xué)特征或與峨眉山高Ti玄武巖相似,或與夏威夷堿性玄武巖相似,或介于兩者之間,這種地球化學(xué)對(duì)比研究結(jié)果很可能暗示它們與俯沖背景無關(guān)。實(shí)際上,無論是在2×Nb-Zr/4-Y圖解上(圖8a)還是在Ti/100-Zr-Y×3圖解上(圖8b)或在Nb/Th-Nb和La/Nb-La圖解上(圖8c,8d),這些中生代玄武巖都主要顯示了與洋島玄武巖類似的板內(nèi)構(gòu)造背景。鄧萬明等(1996)對(duì)羌塘茶布—雙湖地區(qū)的早二疊世和晚三疊世火山巖研究表明,這些火山巖的地球化學(xué)屬性與MORB存在本質(zhì)差別,火山活動(dòng)發(fā)生在以陸殼為基底的初始拉張的板內(nèi)裂谷環(huán)境。我們這里報(bào)道的中三疊世晚期雙湖嘎錯(cuò)玄武巖,其地球化學(xué)性質(zhì)與此類似。眾所周知,峨眉山高Ti玄武巖很可能與地幔柱—巖石圈相互作用有關(guān)(Xuetal.,2001;Xiaoetal.,2004),而夏威夷下面沒有陸下巖石圈。因此,我們認(rèn)為在地球化學(xué)上,中三疊世晚期雙湖嘎錯(cuò)玄武巖與峨眉山高Ti玄武巖之間的相似性及其與夏威夷堿性玄武巖之間的差異性,暗示其玄武巖漿中疊加有巖石圈組分(后文證實(shí)這種組分可能來自下地殼),這種情況可能發(fā)生在弧前陸坡坡折帶隆起區(qū)的拉裂環(huán)境或以早期增生楔為基底的裂谷環(huán)境,而不是以洋殼為基底的大洋板內(nèi)環(huán)境。由此看來,龍木錯(cuò)—雙湖混雜巖帶可能并不是一條簡單的縫合帶,因?yàn)槠裨谠搸H發(fā)現(xiàn)為數(shù)不多的代表洋脊擴(kuò)張的典型洋中脊型玄武巖(N-MORB)而代之以普遍出現(xiàn)的洋島型(OIB型)玄武巖。那曲昌捕洛馬地區(qū)嘎加組主要由放射蟲硅質(zhì)巖、枕狀玄武巖和薄層狀粉砂巖組成,在那曲嘎加村嘎加組的巖石類型主要包括長石石英砂巖夾薄層泥質(zhì)粉砂巖構(gòu)成的泥砂質(zhì)濁積巖以及生物碎屑灰?guī)r和生物砂屑灰?guī)r等(1∶25萬那曲幅1),這種巖石組合明顯不同于洋島環(huán)境下由底部洋島玄武巖和上部泥質(zhì)沉積物(如碳酸鹽和硅質(zhì)巖)組成的二元結(jié)構(gòu)特點(diǎn),暗示嘎加組玄武巖雖然具有OIB型地球化學(xué)特征,但可能并非形成于洋島環(huán)境?；緦有蚍治霰砻?嘎加組為一套形成于陸棚—弧前陸坡環(huán)境的快速堆積1。據(jù)此我們傾向性地認(rèn)為,那曲嘎加組OIB型玄武巖很可能形成于以弧內(nèi)—弧前沉積物為基底的陸棚—陸坡環(huán)境下的裂谷背景中,其與夏威夷堿性玄武巖的相似性很可能暗示,中晚三疊世時(shí)這里的陸殼已經(jīng)變得很薄,其進(jìn)一步伸展裂陷可能最終導(dǎo)致班公湖—怒江縫合帶南支以那曲盆地西側(cè)桂牙—覺翁蛇綠混雜巖帶(潘桂棠等,2006)所代表的洋盆開啟。野外觀察表明,塔仁本地區(qū)巖類比較復(fù)雜,包括枕狀玄武巖、玄武巖、放射蟲硅質(zhì)巖、粉晶灰?guī)r、由玄武巖礫石和灰?guī)r礫石組成的簡單成分礫巖及生物礁灰?guī)r等,但巖性非常單調(diào),主要由玄武巖和泥質(zhì)沉積物(如灰?guī)r和硅質(zhì)巖)兩種成分組成,并且露頭上可見玄武巖、硅質(zhì)巖和灰?guī)r呈互層產(chǎn)出(圖2a,2b),枕狀玄武巖與點(diǎn)礁狀生物礁灰?guī)r整合接觸(王忠恒等,2005)表明其不可能噴溢于不利于生物礁生長的深水裂谷環(huán)境。在多瑪?shù)貐^(qū),也未發(fā)現(xiàn)陸源碎屑巖而代之以硅質(zhì)巖和OIB型玄武巖。因此,我們認(rèn)為,塔仁本玄武巖和多瑪玄武巖不同于峨眉山高Ti玄武巖而類似于夏威夷堿性玄武巖的地球化學(xué)特點(diǎn)及OIB型玄武巖+單調(diào)的泥質(zhì)沉積物組合,很可能暗示其形成于以洋殼為基底的洋島環(huán)境。班公湖—怒江縫合帶內(nèi)早白堊世中晚期(大約110Ma)塔仁本和多瑪洋島玄武巖的進(jìn)一步確認(rèn),表明那時(shí)班公湖—怒江洋殼尚未徹底消亡,可能暗示班公湖—怒江洋盆的關(guān)閉時(shí)間明顯晚于晚侏羅世—早白堊世早期閉合的早期認(rèn)識(shí)(常承法等,1973;潘桂棠等,1983,1997;肖序常等,2000;Yinetal.,2000)。4.2下地殼物質(zhì)參與--OIB型玄武巖漿的形成和演化,涉及到來自地幔柱、軟流圈、巖石圈地幔和地殼等不同端員組分的貢獻(xiàn)(徐義剛,2002)。因此,要分析青藏高原中部中生代玄武巖的地幔源區(qū)性質(zhì),有必要首先考察地殼物質(zhì)的影響。Nealetal.(2002)認(rèn)為,起源于地幔熱柱的玄武巖,其(Th/Ta)PM、(La/Nb)PM比值均小于1。從圖9a也可以看出,沒有或很少受到巖石圈地?；虻貧の镔|(zhì)混染的麗江苦橄巖和麗江玄武巖(張招崇等,2004)、夏威夷堿性玄武巖和拉斑玄武巖主體投點(diǎn)均位于(Th/Ta)PM<1和(La/Nb)PM<1的范圍內(nèi),而一部分受到地殼混染的Rajmahal玄武巖(Kentetal.,2000)則明顯靠近中上地殼,表明這兩個(gè)比值可以較為有效地識(shí)別玄武巖中地殼物質(zhì)的貢獻(xiàn)。本文涉及到的那曲嘎加組、多瑪及塔仁本OIB型玄武巖,均具有(Th/Ta)PM、(La/Nb)PM比值小于1的特點(diǎn)(表3),其數(shù)據(jù)點(diǎn)均位于未受到大陸地殼物質(zhì)混染區(qū)域(圖9a),表明這些玄武巖沒有遭受地殼混染;而雙湖嘎錯(cuò)OIB型玄武巖卻具有相對(duì)更高的(La/Nb)PM比值(0.9～1.03),暗示其可能遭受了一定程度下地殼物質(zhì)的混染。雖然(Th/Ta)PM-(La/Nb)PM圖解可以有效地識(shí)別幔源巖漿中是否存在混染的地殼物質(zhì),但對(duì)識(shí)別陸下巖石圈地幔(SCLM)組分卻無能為力。為此,我們進(jìn)一步利用Nb/Th-Ti/Yb圖解進(jìn)行分析,因?yàn)檫@兩個(gè)比值對(duì)幔源巖漿是否受到地殼混染非常敏感,能夠有效地識(shí)別出玄武巖中的地殼物質(zhì)和陸下巖石圈地幔物質(zhì)的貢獻(xiàn)(Lietal.,2002;Zhuetal.,inpress)。從圖9b可以看出,雙湖嘎錯(cuò)玄武巖投點(diǎn)靠近峨眉山高Ti玄武巖區(qū),并定義了一種很好的朝向下地殼物質(zhì)加入的趨勢(shì),進(jìn)一步證明雙湖嘎錯(cuò)玄武巖很可能受到了一定程度下地殼物質(zhì)的混染。這種情況與峨眉山高Ti玄武巖非常類似,張招崇等(2003)也在其中識(shí)別出了下地殼物質(zhì)。與雙湖嘎錯(cuò)玄武巖定義的趨勢(shì)明顯不同的是,那曲嘎加組、班公湖—怒江縫合帶多瑪及塔仁本OIB型玄武巖具有相對(duì)恒定的Nb/Th比值,其投點(diǎn)位于夏威夷堿性玄武巖和MORB成分點(diǎn)之間(圖9b),并沒有顯示陸下巖石圈地幔物質(zhì)加入的趨勢(shì)。這種現(xiàn)象表明:①陸下巖石圈物質(zhì)在這些玄武巖成因中的作用不明顯,或根本就不存在陸下巖石圈,這與前面構(gòu)造環(huán)境的認(rèn)識(shí)是一致的;②這些玄武巖的成因似乎可以用地幔柱/熱點(diǎn)與軟流圈的相互作用來解釋,塔仁本洋島玄武巖成分點(diǎn)更靠近軟流圈組分(以MORB為代表),很可能暗示地幔柱/熱點(diǎn)在上升過程中捕獲了數(shù)量更多的軟流圈地幔物質(zhì),這與其更虧損Nd同位素、部分樣品具有更低的微量元素豐度的特點(diǎn)是一致的;③這些未受到地殼物質(zhì)或很少受到陸下巖石圈物質(zhì)改造的玄武巖成分似乎可以用來代表青藏高原中部中生代時(shí)地幔源區(qū)的成分特點(diǎn)。前文分析表明,那曲盆地中晚三疊世嘎加組玄武巖、多瑪玄武巖(S03-b42)很可能發(fā)生了蝕變作用和/或碳酸鹽殼的混染作用,其Pb同位素組成不能用來代表其源區(qū)特征。與此相反,雙湖嘎錯(cuò)玄武巖和其它早白堊世洋島玄武巖的燒失量(表3)可比于川西金沙江玄武巖和日喀則蛇綠巖(Xuetal.,2004),表明它們的Pb同位素組成在相似條件下具有可比性。已有古地磁資料表明(董學(xué)斌等,1998):中晚三疊世時(shí),羌塘地區(qū)位于緯7°左右;早白堊世時(shí),岡底斯位于北緯8.6°,雖然羌塘地區(qū)沒有早白堊世古緯度數(shù)據(jù),但利用中侏