熊發(fā)揮 ,楊經(jīng)綏,李 源,劉 釗,郭國(guó)林,周文達(dá),陳松永,李毅兵,徐向珍,牛曉露

1)中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所,大陸構(gòu)造與動(dòng)力學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,北京 100037;2)中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)地球科學(xué)與資源學(xué)院,北京 100083;3)東華理工大學(xué)核資源與環(huán)境省部共建國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室培育基地,江西南昌 330013;4)中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(武漢)地球科學(xué)學(xué)院,湖北武漢 430074

青藏高原是由多個(gè)向北增生的地塊組成,各地體之間存在較完整的縫合帶(Yin et al.,2000) (圖1)。侏羅紀(jì)早期在陸內(nèi)裂谷的作用下拉薩地塊從印度板塊脫離出來(lái),以此作為新特提斯演化的開(kāi)始(Gaetani et al.,1991)。新特提斯洋的擴(kuò)張導(dǎo)致拉薩地塊與歐亞板塊之間的特提斯洋在侏羅紀(jì)末關(guān)閉(Dewey et al.,1988),并形成班公怒江縫合帶(圖1)(Searle et al.,1987)。而后從晚白堊一直至早第三紀(jì)(Yin et al.,2000),印度板塊繼續(xù)向北漂移導(dǎo)致新特提斯洋的關(guān)閉和雅魯藏布江縫合帶的形成(Guilmette et al.,2008),沿雅魯藏布江縫合帶斷斷續(xù)續(xù)發(fā)育古洋殼的殘留——蛇綠巖。根據(jù)空間展布,可簡(jiǎn)單地劃分為東段(曲水—墨脫)、中段(昂仁—仁布)和西段(薩嘎以西至中印邊境)三部分(潘桂棠等,1997)。

阿里地區(qū)的東波超鎂鐵巖體位于札達(dá)縣,屬雅魯藏布江縫合帶西段的蛇綠巖。該巖體地表出露近等軸狀,總面積約400 km2,中部被新近系不整合覆蓋而分成兩部分(圖1)。巖體東北緣與三疊系淺變質(zhì)的淺海-半深海相碳酸鹽巖-碎屑巖呈斷層接觸,或被第四系覆蓋;西南緣與硅質(zhì)巖呈斷層接觸,硅質(zhì)巖傾向巖體外側(cè);火山巖出露于巖體的邊界,斷續(xù)分布,偶呈夾層狀分布(圖2);火山角礫巖,巖性主要為玄武巖(圖2中照片a,b,c,d)。巖體未被構(gòu)造肢解,出露連續(xù),巖石較新鮮,但在斷層通過(guò)之處蛇紋石化明顯增強(qiáng),局部成蛇紋巖。巖體內(nèi)巖相分帶明顯,以方輝橄欖巖(Harz)為主,另有純橄欖巖(Dun)和二輝橄欖巖(Lhz)。在方輝橄欖巖中輝石定向性明顯,主要為北西—南東走向(290°—340°),少量為北東—南西向(近南北走向)。純橄巖呈透鏡狀出露在方輝橄欖巖中(圖2),從數(shù)十厘米至數(shù)十米的寬度皆有,以寬約1 m、長(zhǎng) 2～4 m為主,走向主要為北西—南東向。少量的二輝橄欖巖仍以透鏡狀出露于方輝橄欖巖中,寬約50 cm、長(zhǎng)約2 m。純橄巖中鉻尖晶石的分布較多,而在方輝橄欖巖及二輝橄欖巖中偏少,在純橄巖與方輝橄欖巖的接觸部位偶見(jiàn)塊狀鉻鐵礦礦化。輝石巖和輝長(zhǎng)巖在方輝橄欖巖中呈脈狀出露,脈體寬度由數(shù)厘米至數(shù)米不等,定向性明顯,為北西—南東走向。本文在前期大比例尺填圖的基礎(chǔ)上,詳細(xì)討論了東波超鎂鐵巖體的巖石組合、巖相學(xué)、巖石地球化學(xué)特征,提出了一種新的可能性,或?qū)?duì)雅魯藏布江蛇綠巖形成的構(gòu)造過(guò)程和演化歷史提供更多的信息。

圖1 雅魯藏布江縫合帶西段東波蛇綠巖的地質(zhì)簡(jiǎn)圖(據(jù)熊發(fā)揮等,2011修編)Fig.1 Simplified geological map of Dongbo ophiolites in the YZSZ (modified after XIONG et al.,2011)

圖2 雅魯藏布江縫合帶西段東波蛇綠巖內(nèi)實(shí)測(cè)剖面及巖體邊界野外照片F(xiàn)ig.2 Field photograph of Dongbo ophiolite boundary and measured geological section of Dongbo ophiolite along western Yarlung Zangbo suture zone in Tibet

1 巖相學(xué)特征

玄武巖:巖石為褐紅色、褐黑色,氣孔發(fā)育,有粗粒-細(xì)粒斑狀結(jié)構(gòu),塊狀構(gòu)造,也見(jiàn)角礫狀構(gòu)造。主要由輝石(40%～50%)、長(zhǎng)石(20%～30%)和副礦物榍石、磁鐵礦等組成。斑晶主要為長(zhǎng)石和輝石,很少見(jiàn)到橄欖石,部分強(qiáng)烈的高嶺土化,偶見(jiàn)保留雙晶(圖3a,b,c,d)?；|(zhì)為間粒結(jié)構(gòu),其中多為他形粒狀的輝石和長(zhǎng)石微晶。輝石斑晶主要為單斜輝石,長(zhǎng)石主要為堿性長(zhǎng)石,部分為斜長(zhǎng)石,基質(zhì)中的微晶輝石與長(zhǎng)石具有類(lèi)似斑晶的特征。另外,部分樣品中偶見(jiàn)杏仁體,主要為綠簾石。

輝石巖:呈脈狀侵入于地幔橄欖巖中,巖石新鮮,綠色,塊狀構(gòu)造,粗粒粒狀結(jié)構(gòu)。主要由輝石(85%～90%)、斜長(zhǎng)石(5%～10%)及少量的角閃石組成。輝石主要為單斜輝石,呈自形-半自形短柱狀或等軸粒狀,粒徑為 10～20 mm,部分輝石已經(jīng)蝕變,發(fā)生角閃石化與綠泥石化,另有少量斜方輝石呈他形狀,位于單斜輝石顆粒之間,粒度在5～2 mm,蝕變較弱。少量的角閃石呈長(zhǎng)板狀,粒度細(xì)小(<50 μm),填隙在輝石顆粒之間,并交代輝石(圖3e)。

輝長(zhǎng)巖:巖石新鮮,灰綠色,輝長(zhǎng)結(jié)構(gòu),塊狀構(gòu)造。主要由斜長(zhǎng)石(50%～55%)、輝石(30%～40%)、角閃石(0～5%)及少量的磁鐵礦等暗色礦物組成。斜長(zhǎng)石呈自形-半自形中粒板條狀,粒度為0.2～0.5 mm,雜亂分布,較為新鮮,見(jiàn)簡(jiǎn)單雙晶,偶見(jiàn)具格子狀雙晶的微斜長(zhǎng)石,斜長(zhǎng)石的絹云母化和黝簾石化較強(qiáng)。輝石呈自形-半自形粒狀,粒徑0.1 mm左右,充填在斜長(zhǎng)石格架中,少數(shù)輝石粒度達(dá)1～3 mm,多處可見(jiàn)半自形角閃石交代輝石(圖3f),以殘留體形式被包裹,并可見(jiàn)纖閃石-綠泥石集合體交代輝石。

地幔橄欖巖:巖體內(nèi)巖相分帶明顯,以方輝橄欖巖為主,另有純橄欖巖和二輝橄欖巖。在方輝橄欖巖中常見(jiàn)輝石定向性,主要為北西—南東走向(290°～340°),少量為北東—南西向(近南北走向)。純橄巖呈透鏡狀出露在方輝橄欖巖中,從數(shù)十厘米至數(shù)十米的寬度皆有,以寬約1 m、長(zhǎng)2～4 m為主,走向主要為北西—南東向。少量的二輝橄欖巖仍以透鏡狀出露于方輝橄欖巖中,寬約50 cm、長(zhǎng)約2 m。純橄巖中鉻尖晶石的分布較多,而在方輝橄欖巖及二輝橄欖巖中偏少,在純橄巖與方輝橄欖巖的接觸部位偶見(jiàn)塊狀鉻鐵礦礦化。

2 分析方法

巖石地球化學(xué)分析共完成 32個(gè)數(shù)據(jù),由河南省巖石礦物測(cè)試中心(國(guó)土資源部鄭州礦產(chǎn)資源監(jiān)督檢測(cè)中心)和中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院國(guó)家地質(zhì)實(shí)驗(yàn)測(cè)試中心共同完成。主量元素用 X熒光光譜方法分析,誤差小于 0.5%;微量元素中的 V、Cr、Co、Ni、Sr、Zr、Nb、Ta、Hf、Ba、Th、U 等元素用熔片 XRF和酸溶等離子質(zhì)譜(ICP-MS)法測(cè)定、稀土元素用ICP-MS(TJA-ExCell)分析,當(dāng)元素含量大于 1×10-6時(shí),分析誤差為1%～5%,當(dāng)元素含量小于1×10-6時(shí),分析誤差為5%～10%。

3 巖石地球化學(xué)特征

3.1 玄武巖

巖石的主量元素?zé)Я?LOI)介于2.15%～4.46%之間,平均為3.43%,表明樣品經(jīng)受了較強(qiáng)的蝕變作用,與薄片觀察結(jié)果一致。SiO2含量介于 41.37%～53.76%,平均為 45.12%,接近于夏威夷洋島堿性玄武巖(Hawaii-OIAB),但低于正常洋中脊玄武巖(N-MORB,Schilling et al.,1983)的值。TiO2和 P2O5平均值分別為 3.28%和 0.55%,明顯高于N-MORB值,而與OIB值相似。Al2O3含量介于10.89%～18.83%,平均值含量為 15.03%,均低于N-MORB值和 OIAB值;CaO含量除 11Y-198為23.88%～25.43%,其它變化于8.54%～14.05%。MgO平均為5.96%,相當(dāng)于OIAB值,但低于MORB值。K2O含量較低 0.01%～2.82%。東波玄武巖具有高M(jìn)g#、Ti、P及貧Al、K的特征。

由于樣品遭受后期蝕變作用,在巖石分類(lèi)時(shí)選用了對(duì)流體交代更惰性的高場(chǎng)強(qiáng)元素的Zr/TiO2-Nb/Y 巖石分類(lèi)圖(Winchester et al.,1977)(圖4)。從分類(lèi)圖中可知,21個(gè)玄武巖樣品落在堿性玄武巖區(qū)和碧玄巖區(qū)。玄武巖的REE含量較高,稀土總量介于 206.6～601.5 μg/g,平均值375.94 μg/g,為原始地幔稀土總量的100倍左右。原始地幔的標(biāo)準(zhǔn)化圖解上21個(gè)樣品的稀土分配模式基本一致,(La/Yb)N值達(dá)14.21～57.97,表明輕重稀土元素分餾較強(qiáng)烈,類(lèi)似于OIB特征而不同于MORB。并對(duì)玄武巖的微量元素N-MORB標(biāo)準(zhǔn)化,樣品的配分模式一致,顯示富集Rb、Ba、Sr等大離子親石元素和Nb、Ta、Zr、Hf、Sm、Ti等高場(chǎng)強(qiáng)元素,指示類(lèi)似于OIB的分布模式(圖5,6)。Rb、Ba的正異?？赡苁浅蓭r后期鉀質(zhì)交代的所致,Sr含量較大部分明顯低于OIB的豐度,但仍然高于N-MORB的豐度,這與源區(qū)成分有關(guān),與仁布蛇綠混雜帶洋島型輝綠巖(王冉等,2006)和仁本洋島型玄武巖(王忠恒等,2005)的特征相似。

圖3 東波巖石的顯微鏡下照片F(xiàn)ig.3 Photomicrographs of volcanic rocks

圖4 東波蛇綠巖中輝長(zhǎng)巖、輝石巖和玄武巖的Zr/TiO2-Nb/Y分類(lèi)圖(Winchester et al.,1977)Fig.4 Zr/TiO2-Nb/Y classification diagram for gabbro,pyroxenite and basaltic rocks from Dongbo ophiolite (after Winchester et al.,1977)

3.2 輝長(zhǎng)巖

輝長(zhǎng)巖燒失量(LOI)平均值為 1.8%,表明其巖石蝕變較弱,與鏡下所觀察的樣品新鮮一致。SiO2含量為 47.64%～49.38%,Al2O3含量較高,平均為16.49%,MgO平均為 9.37%,反映為原始巖漿結(jié)晶分異產(chǎn)物。在分類(lèi)圖4上,輝長(zhǎng)巖和玄武巖也同屬在堿性玄武巖區(qū)。稀土總量較低,為 21.26～28.61 μg/g,REE分布模式為不明顯的左傾模式(圖7),總體上與前期報(bào)道過(guò) N-MORB型輝長(zhǎng)巖類(lèi)似(熊發(fā)揮等,2011),但不同于上述玄武巖的特征。東波巖體中輝長(zhǎng)巖的(La/Yb)N為0.83～1.14,比值接近于1。(La/Sm)N比值為0.92～1.21。δEu值為1.48～1.68,為正異常,與兩種巖石中長(zhǎng)石的結(jié)晶程度及含量有關(guān)。輝長(zhǎng)巖的微量元素 N-MORB標(biāo)準(zhǔn)化圖解顯示(圖 8),從 Nb向右各樣品的標(biāo)準(zhǔn)化模式相似,曲線趨于平坦,其中不活潑的 HFS元素(Nb、Ti、Hf)虧損,輝長(zhǎng)巖中高度不相容元素Rb、Ba富集,表明大離子親石元素易于富集在輝長(zhǎng)巖中斜長(zhǎng)石及后期受到不同程度的熱液蝕變有關(guān)。因此,從上述分析可知雅魯藏布江縫合帶西段東波蛇綠巖中輝長(zhǎng)巖具有相似的MOR物質(zhì)來(lái)源特征。

3.3 輝石巖

圖5 東波巖體中火山巖的稀土配分曲線(據(jù)Taylor et al.,1985)Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns of volcanic rocks,Dongbo ophiolite (after Taylor et al.,1985)a-OIB型火山巖;b-E-MORB型火山巖a-OIB type volcanic;b-E-MORB type volcanic

圖6 東波巖體火山巖的微量元素MORB配分曲線(據(jù)Sun et al.,1989)Fig.6 MORB normalized spider diagrams for volcanic rocks,Dongbo ophiolite (after Sun et al.,1989)a-OIB型火山巖;b-E-MORB型火山巖a-OIB type volcanic;b-E-MORB type volcanic

圖7 東波巖體中輝長(zhǎng)巖、輝石巖的稀土配分曲線(據(jù)Taylor et al.,1985)Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns of gabbro and pyroxenite,Dongbo ophiolite (after Taylor et al.,1985)a-輝長(zhǎng)巖;b-輝石巖;a-Gabbro;b-Pyroxenite

圖8 東波巖體中輝長(zhǎng)巖、輝石巖的微量元素MORB配分曲線(據(jù)Sun et al.,1989)Fig.8 MORB normalized spider diagrams for gabbro and pyroxenite,Dongbo ophiolite(after Sun et al.,1989)a-輝長(zhǎng)巖;b-輝石巖;a-Gabbro;b-Pyroxenite

輝石巖燒失量(LOI)平均值為0.33%,表明其巖石蝕變較弱,與鏡下所觀察的樣品新鮮一致。SiO2含量介于54.01%～57.53%,Al2O3含量較低,平均為2.41%,MgO平均為 33.42%,反映為原始巖漿輝石結(jié)晶特征。在分類(lèi)圖4上,輝長(zhǎng)巖和玄武巖也同屬在堿性玄武巖區(qū)。稀土總量較低,為 5.96～13.95 μg/g,REE分布模式為明顯的右傾模式,并從Eu向右基本趨于平坦(圖 7),總體上與前期報(bào)道過(guò)N-MORB型輝石巖有較大差別(熊發(fā)揮等,2011),也不同于上述OIB型玄武巖的特征。與輝長(zhǎng)巖的微量元素特征相似,輝石巖的微量元素N-MORB標(biāo)準(zhǔn)化圖解顯示(圖8),其中不活潑的HFS元素(Nb、Ti)虧損,高度不相容元素 Rb、Ba富集,可能后期受到不同程度的熱液蝕變有關(guān)。因此,從上述分析可知雅魯藏布江縫合帶西段東波蛇綠巖中輝石巖受到后期影響明顯。

圖9 東波巖體中各巖相的全巖REE模式圖(據(jù)McDonough et al.,1995)Fig.9 Primitive mantle normalized REE patterns of Dongbo mantle peridotite(after McDonough et al.,1995)

3.4 地幔橄欖巖

圖10 東波巖體中各巖相全巖微量元素模式圖(據(jù)McDonough et al.,1995)Fig.10 Primitive mantle normalized trace elements spider diagram of Dongbo mantle peridotite(after McDonough et al.,1995)

東波地幔橄欖巖的稀土總量變化在0.17×10-6～2.88×10-6之間,除個(gè)別樣品含較高的LREE/HREE比值外,其余樣品的 LREE/HREE為0.51～13.1,(La/Yb)N=0.11～5.52,(La/Sm)N=0.94～7.49。雖然 REE含量有一定的變化,但用原始地幔(McDonough et al.,1995)標(biāo)準(zhǔn)化的稀土元素配分型式顯示為不同的特征,其中方輝橄欖巖、純橄巖具有“V”或“U”型(圖9)。LREE均為富集型,與其對(duì)應(yīng)的是鉻尖晶石 Cr#多大于 60的 SSZ構(gòu)造背景(Dick,1984),富集程度稍有差異,δEu=0.68～2.28,表明可能存在微量的長(zhǎng)石。二輝橄欖巖具有相對(duì)虧損的 LREE,富集的 HREE特征,顯示典型虧損地幔橄欖巖的特征,與阿爾卑斯二輝橄欖巖以及現(xiàn)代洋底橄欖巖的 REE豐度及其 LREE虧損型(Frey,1984)較為接近,反映原始地幔橄欖巖的部分熔融特征,表明形成 MOR環(huán)境,并且此類(lèi)巖石的鉻尖晶石都為低 Cr#(＜60)的深海地幔橄欖巖一致(Dick,1984)。另外方輝橄欖巖、純橄巖如此變化范圍較大的REE豐度,是由橄欖巖的熔融程度和虧損程度的差異所致(王希斌等,1996)。不只是早期的地幔交代作用所致,反映了巖石可能還經(jīng)歷了俯沖洋殼流體的改造。因此,東波巖體經(jīng)歷了MOR至SSZ的后期流體改造過(guò)程。

與稀土元素分配特征不同的是東波不同巖相之間其微量元素特征差別不大,即便是鉻值較低的二輝橄欖巖與高鉻的純橄巖,其特征基本相同。原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化的蛛網(wǎng)圖顯示,總體為一個(gè)左高右低的斜坡特征(圖10)。其中大離子親石元素(LILE)富集,包括K、Ba、Ra等,指示了俯沖帶殼源的流體作用等;此外,虧損 Nb、La、Nd、Ce等一些不相容元素;而另一些相對(duì)富集Ta、Ce、Y、Yb等元素,如此顯著的差異性表明既具有虧損地幔源區(qū)的特征,也有不同程度的俯沖帶流體的交代特征。這一特征可類(lèi)比于普蘭巖體(徐向珍等,2011)及羅布莎巖體指示的MOR→SSZ演化過(guò)程。

4 討論

4.1 東波蛇綠巖中火山巖的構(gòu)造背景

圖11 東波蛇綠巖中玄武巖、輝長(zhǎng)巖和輝石巖構(gòu)造環(huán)境判別圖解Fig.11 Tectonic environment discrimination diagrams for volcanic rock,gabbro and pyroxenite from Dongbo ophiolite

蛇綠巖形成構(gòu)造環(huán)境的厘定對(duì)恢復(fù)一個(gè)地區(qū)在地質(zhì)歷史上的板塊構(gòu)造格局起到關(guān)鍵性作用。Hf、Ti、Zr、Y、Nb和Sr等元素是判別不同大地構(gòu)造環(huán)境玄武巖的最有效的判別因子(Pearce et al.,1971,1973)。在 Ti/100-Zr-Y×3 圖解(圖11a)中,OIB玄武巖落入板內(nèi)玄武巖區(qū),富集型洋中脊玄武巖(E-MORB)、輝石巖也接近于島弧鈣堿性玄武巖區(qū),輝長(zhǎng)巖接近于島弧低鉀拉斑玄武巖區(qū);在Hf/3-Th-Ta圖解上(圖11b),OIB玄武巖投在板內(nèi)玄武巖區(qū),E-MORB玄武巖位于E-MORB與板塊玄武巖區(qū),而輝長(zhǎng)巖與輝石巖位于鈣堿性玄武巖區(qū);在圖11c中OIB玄武巖位于板內(nèi)玄武巖區(qū),E-MORB位于洋中脊玄武巖與板內(nèi)玄武巖過(guò)渡區(qū)。輝長(zhǎng)巖在島弧玄武巖區(qū),而輝石巖不在上述區(qū)域內(nèi);而在圖11d中OIB玄武巖位于板內(nèi)玄武巖區(qū),E-MORB玄武巖、輝長(zhǎng)巖和輝石巖都位于鈣堿性玄武巖區(qū)。結(jié)合早期報(bào)道過(guò)的MORB輝長(zhǎng)巖和輝石巖(熊發(fā)揮等,2011),并從上述不活潑元素的判別圖解上看,玄武巖屬于堿性洋島構(gòu)造環(huán)境和E-MORB環(huán)境,而輝石巖、輝長(zhǎng)巖兼有 N-MORB和 E-MORB特征,形成于洋中脊,并疊加有洋島特征。東波輝石巖、輝長(zhǎng)巖中角閃石的發(fā)現(xiàn)暗示其受到后期板塊俯沖流體的改造(Ionov et al.,1997;Coltorti et al.,2004)。

雅魯藏布江縫合帶東段羅布莎蛇綠巖同樣是在大洋中脊形成后,經(jīng)歷了一個(gè)SSZ環(huán)境的演化過(guò)程(Xu et al.,2011;Liu et al.,2010),本文所討論的東波蛇綠巖也屬這種類(lèi)型。

4.2 東波地幔橄欖巖和基性巖脈形成背景

玄武巖具高Ti特征,REE和微量元素分布形式與OIB相似,在不活潑元素的判別圖解上落入洋島和堿性玄武巖區(qū),這些特征表明玄武巖產(chǎn)于板內(nèi)洋島環(huán)境,而輝長(zhǎng)巖和輝石巖的地球化學(xué)特征表明其具有N-MORB的親緣性。一般認(rèn)為,洋島火山巖和海山是“熱點(diǎn)”或地幔柱產(chǎn)生的(Wilson,1963)。因此,玄武巖可能與來(lái)自地幔深部的“熱點(diǎn)”作用有關(guān),并不屬于蛇綠巖的成員。

東波巖體中方輝橄欖巖和純橄巖具高M(jìn)g#、Cr#,貧Al2O3、CaO及TiO2,代表中等至較強(qiáng)的虧損的殘留地幔特征,是已經(jīng)虧損的地幔再次熔融后留下的殘留物。二輝橄欖巖具有相對(duì)較低的Mg#、Cr#。且東波地幔橄欖巖的巖石地球化學(xué)特征顯示其既有深海地幔橄欖巖的特征,也具有俯沖型地幔橄欖巖的性質(zhì),其中二輝橄欖巖的稀土元素配分型式接近于深海地幔橄欖巖,方輝橄欖巖和純橄巖地化指示俯沖改造的結(jié)果。東波蛇綠巖中輝石巖與輝長(zhǎng)巖LA-ICP-MS 的 年 齡 分 別 為 (130±0.5) Ma、(128±1.1) Ma(早白堊世中期)(熊發(fā)揮等,2011),另外在東波寺南的紅色硅質(zhì)巖中產(chǎn)出放射蟲(chóng)化石指示形成時(shí)間為晚侏羅世—早白堊世,即該地區(qū)在128～130 Ma已經(jīng)形成了較成熟的洋盆。在洋中脊構(gòu)造背景下形成了虧損的地幔橄欖巖,以及再度熔融產(chǎn)物的MORB型輝長(zhǎng)巖、輝石巖。

4.3 雅魯藏布江蛇綠巖的屬性

蛇綠巖是大陸造山帶中殘存的古代大洋巖石圈殘片,記錄了大洋巖石圈的巖漿演化、變質(zhì)作用、構(gòu)造過(guò)程,提供了古洋盆形成、發(fā)展和消亡等方面的重要信息,一直是地學(xué)界研究的熱點(diǎn)。Pearce等(1984)在前人的研究基礎(chǔ)上依據(jù)蛇綠巖形成的構(gòu)造環(huán)境將其分為 MOR(Mid-Ocean Ridge)型和SSZ(Supra-Subduction Zone)型。此外,基于國(guó)內(nèi)蛇綠巖的地球化學(xué)特征分為兩種類(lèi)型:島弧型(IAT)和洋脊型(MOR)(張旗等,2001)。近來(lái),根據(jù)不同地球化學(xué)特征和構(gòu)造特征,Dilek等(2011)將蛇綠巖分為兩種類(lèi)型,即與俯沖作用有關(guān)的蛇綠巖和與俯沖作用無(wú)關(guān)的蛇綠巖。對(duì)一些顯生宙造山帶中SSZ型蛇綠巖的構(gòu)造-地層和地球化學(xué)特征研究表明,俯沖最初階段的洋底擴(kuò)張發(fā)生于初始的弧前環(huán)境。蛇綠巖中高度演化的噴出巖序列應(yīng)包括下部較老的MORB-like熔巖到上部的島弧拉斑玄武巖(IAT)和玻安質(zhì)熔巖。相似地球化學(xué)類(lèi)型的熔巖也發(fā)育在穿插的巖墻群和席狀巖墻中,指示俯沖作用的影響隨著蛇綠巖巖漿的演化而增強(qiáng)。

西藏雅魯藏布江縫合帶蛇綠巖長(zhǎng)期以來(lái),由于其時(shí)代新、保存較好等特點(diǎn)而受到國(guó)內(nèi)外地學(xué)界的關(guān)注,并提出多種動(dòng)力學(xué)模型來(lái)解釋雅魯藏布江縫合帶的形成機(jī)制:(1)來(lái)源于新特提斯洋中脊的洋殼碎片(Nicolas et al.,1981;Girardeau et al.,1985a,b);(2)形成于島弧、大陸邊緣海盆的洋殼(王希斌等,1987;潘桂棠等,1997);(3)形成于消減帶之上(SSZ)構(gòu)造環(huán)境,并以此模式來(lái)解釋雅魯藏布江縫合帶的形成和演化(Pearce et al.,1984;Wang et al.,2000;Hébert et al.,2012)。(4)提出蛇綠巖巖體形成于MOR環(huán)境,但受到不同程度的 SSZ環(huán)境改造(楊經(jīng)綏等,2011;徐向珍等,2011;熊發(fā)揮等,2011)。這些認(rèn)識(shí)表明蛇綠巖體形成過(guò)程中多因素的不同影響。但是筆者最近在對(duì)雅魯藏布江蛇綠巖幾個(gè)較大巖體的大比例尺填圖過(guò)程中,發(fā)現(xiàn)不同巖體無(wú)論是在巖石組合,還是在就位方式上,都有較大的差異。這些資料表明,對(duì)雅魯藏布江縫合帶蛇綠巖形成的構(gòu)造過(guò)程和演化歷史,需要綜合考慮不同巖體的共性和個(gè)性特征,要謹(jǐn)慎做出結(jié)論,還有許多未知的過(guò)程和因素需要揭示。

5 結(jié)論

(1)西藏東波蛇綠巖存在兩套成因不同的巖石,與“熱點(diǎn)”有關(guān)的玄武巖;代表東波地區(qū)新特提斯洋巖石圈殘余的輝長(zhǎng)巖、輝石巖和地幔橄欖巖。

(2)蛇綠巖中輝長(zhǎng)巖、輝石巖形成于洋中脊環(huán)境;虧損的地幔橄欖巖代表了新特提斯洋的殘片,是虧損的地幔再次熔融產(chǎn)生玄武質(zhì)巖漿的殘留物。輝長(zhǎng)巖、輝石巖兼具N-MORB和E-MORB特征指示該蛇綠巖形成演化過(guò)程中疊加了“熱點(diǎn)”作用。

(3)兩套不同特征的巖石在板塊匯集過(guò)程中一起構(gòu)造侵位于雅魯藏布江縫合帶,構(gòu)成了現(xiàn)今東波蛇綠巖的特征。

致謝:野外工作和文章的寫(xiě)作過(guò)程中得到西藏礦業(yè)公司教授級(jí)高級(jí)工程師巴登珠,中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所助理研究員馮光英、博士后劉飛、碩士研究生陳艷虹,中國(guó)地質(zhì)大學(xué)碩士研究生趙一玨、王云鵬、張嵐、來(lái)盛民和連東洋等的大力幫助。在此,一并致以誠(chéng)摯的謝意！

潘桂棠,陳智梁,李興振.1997.東特提斯地質(zhì)構(gòu)造形成演化[M].北京:地質(zhì)出版社.

王冉,夏斌,周?chē)?guó)慶,張玉泉,楊之青,李文鉛,韋棟梁,鐘立峰,徐力峰.2006.西藏吉定蛇綠巖中輝長(zhǎng)巖SHRIMP鋯石U-Pb年齡[J].科學(xué)通報(bào),51(1):114-117.

王希斌,鮑佩聲,鄧萬(wàn)明.1987.西藏蛇綠巖[M].北京:地質(zhì)出版社.

王希斌,鮑佩聲,戎合.1996.中國(guó)蛇綠巖中變質(zhì)橄欖巖的稀土元素地球化學(xué)[J].巖石學(xué)報(bào),11(增刊):24-41.

王忠恒,王永勝,謝元和,孫忠綱,魯忠林,曲永貴,李存真,姜雪飛.2005.西藏班公湖-怒江縫合帶中段塔仁本洋島型玄武巖的發(fā)現(xiàn)及地質(zhì)意義[J].沉積與特提斯地質(zhì),25(1-2):156-162.

熊發(fā)揮,楊經(jīng)綏,梁鳳華,巴登珠,張建,徐向珍,李源,劉釗.2011.西藏雅魯藏布江縫合帶西段東波蛇綠巖中鋯石U-Pb定年及地質(zhì)意義[J].巖石學(xué)報(bào),27(11):3223-3238.

徐向珍,楊經(jīng)綏,郭國(guó)林,李金陽(yáng).2011.雅魯藏布江縫合帶西段普蘭蛇綠巖中地幔橄欖巖的巖石學(xué)研究[J].巖石學(xué)報(bào),27(11):3179-3196.

楊經(jīng)綏,徐向珍,李源,李金陽(yáng),戎合,巴登珠,張仲明.2011.西藏雅魯藏布江縫合帶的普蘭地幔橄欖巖中發(fā)現(xiàn)金剛石及其意義[J].巖石學(xué)報(bào),27(11):3207-3222.

張旗,周?chē)?guó)慶.2001.中國(guó)蛇綠巖[M].北京:科學(xué)出版社,85-89.

COLTORTI M,BECCALUVA L,BONADIMAN C,FACCIN B,NTAFLOS T,SIENA F.2004.Amphibole genesis via metasomatic reaction with clinopyroxene in mantle xenoliths from Victoria Land,Antartica[J].Lithos,75:115-139.

DEWEY JF,SHACKLETON R,CHENGFA C,YIYIN S.1988.The tectonic evolution of the Tibetan Plateau[J].Philosophical Transactions of the Royal Society of London,Series A,327:379-413.

DICK H J B,BULLEN T.1984.Chromium spinel as a petrogenetic indicator in abyssal and alpine-type peridotites and spatially associated lavas[J].Contributions to Mineralogy and Petrology,86(1):54-76.

DILEK Y,FURNES H.2011.Ophiolite genesis and global tectonics:Geochemical and tectonic fingerprinting of ancient oceanic lithosphere[J].Geological Society of America Bulletin,123(3-4):387-411.

FREY F A.1984.Rare earth elements abundances in upper mantle rocks[J].Rare Earth Elements Geochemistry,2:153-203.

GAETANI M,GARZANTI E.1991.Multicyclic history of the northern India continental margin (northwestern Himalaya)[J].American Association of Petroleum Geologists Bulletin,75:1427-1446.

GIRARDEAU J,MERCIER J C C,WANG X.1985a.Petrology of the mafic rocks of the Xigaze ophiolites,Tibet:implications for the genesis of the oceanic lithosphere[J].Contributions to Mineralogy and Petrology,90:309-321.

GIRARDEAU J,MERCIER J C C,ZAO Y.1985b.Structure of the Xigaze ophiolite,Yarlung Zangbo suture zone,southern Tibet,China:genetic implications[J].Tectonics,4:267-288.

GUILMETTE C,HèBERT R,DUPUIS C,WANG C,LI Z.2008.Metamorphic history and geodynamic significance of high-grade metabasites from the ophiolitic mèlange beneath the Yarlung metabasites from the ophiolitic mè-lange beneath the Yarlung[J].Journal of Asian Earth Sciences,32:423-437.

HéBERT R,BEZARD R,GUILMETTE C.2012.The Indus–Yarlung Zangbo ophiolites from Nanga Parbat to Namche Barwa syntaxes,southern Tibet:first synthesis of petrology,geochemistry,and geochronology with incidences on geodynamic reconstructions of Neo-Tethys[J].Gondwana Research,22(2):377-397.

IONOV D A,GRIFFIN L W,O’REILLY S Y.1997.Volatile-bearing minerals and lithophile trace elements in the upper mantle[J].Chemical Geology,141:153-184.

LIU C Z,WU F Y,WILDE S A,YU L J,LI J L.2010.Anorthitic plagioclase and pargasitic amphibole in mantle peridotites from the Yungbwa ophiolite (southwestern Tibetan Plateau)formed by hydrous melt metasomatism[J].Lithos,114:413-422.

MCDONOUGH W F,SUN S S.1995.The composition of the earth[J].Chemical Geology,120:223-225.

NICOLAS A,GIRARDEAU J,MARCOUX J,DUPRè B,WANG X B,CAO Y G.,ZENG H X,XIAO X C.1981.The Xigaze ophiolite (Tibet):a peculiar oceanic lithosphere[J].Nature,294:414-417.

PAN Gui-tang,CHEN Zhi-liang,LI Xing-zhen.1997.Geological-tectonic evolution in the Eastern Tethys[M].Beijing:Geological Publishing House(in Chinese).

PEARCE J A,CANN J R.1971.Ophiolite origin investigated by discriminant analysis using Ti,Zr and Y[J].Earth and Planetary Science Letters,12:339-349.

PEARCE J A,CANN J R.1973.Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses[J].Earth and Planetary Science Letters,19:290-300.

PEARCE J A,LIPPARD S J,ROBERTS S.1984.Characteristics and tectonic significance of supra-subduction zone ophiolites.Kokelaar BP and Howells M F.Marginal basin geology[J].Geological Society of London Special Publication.London,Blackwell Scientific Publications,16(1):77-94.

SEARLE M P,WINDLEY B F,COWARD M P,COOPER D J W,REX A J,REX D.1987.The closing of Tethys and the tectonics of the Himalaya[J].Geological Society of America Bulletin,98:78-701.

SUN S S,MCDONOUGH W F.1989.Chemical and isotope systematics of oceanic basalts:Implications for mantle composition and processes[J].Geological Society of London Special Publication,42(1):313-345.

TAYLOR S R,MCLENNAN S M.1985.The Continental Crust:Its Composition and Evolution[M].Oxford:Blackwells Scientific.

WANG C S,LIU Z,HéBERT R.2000.The Yarlung Zangbo paleo-ophiolite,southern Tibet:implications for the dynamic evolution of the Yarlung Zangbo Suture Zone[J].Journal of Asian Earth Sciences,18:651-661.

WANG Ran,XIA Bin,ZHOU Guo-Qing,ZHANG Yu-quan,YANG Zhi-qing,LI Wen-qian,WEI Dong-liang,ZHONG Li-feng,XU Li-feng.2006.SHRIMP zircon U-Pb ages of ophiolite gabbros in Jidin,Tibet[J].Chinese Science Bulletin,51(1):114-117(in Chinese).

WANG Xi-bin,BAO Pei-sheng,DENG Wan-ming.1987.Tibet ophiolite[M].Beijing:Geological Publishing House(in Chinese).

WANG Xi-bin,BAO Pei-sheng,RONG He.1996.Rare earth elements geochemistry of the mantle peridotite in the ophiolite suites of China[J].Acta Petrologica Sinica,11(S1):24-41(in Chinese with English abstract).

WANG Zhong-heng,WANG Yong-sheng,XIE Yuan-he,SUN Zhong-gang,LU Zong-lin,QU Yong-gui,LI Cun-zhi,JIANG Xue-fei.2005.The Tarenben oceanic-island basalts in the middle part of the Bangong-Nujiang suture zone,Xizang and their geological implications[J].Sedimentary Geology and Tethyan Geology,25(1-2):156-162(in Chinese with English abstract).

WILSON JT.1963.A possible origin of the Hawaiian islands[J].Canadian Journal of Physics,41:863-870 .

WINCHESTER J A,FLOYD P A.1977.Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements[J].Chemical Geology,20:325-343.

XIONG Fa-hui,YANG Jing-sui,LIANG Feng-hua,BA Deng-zhu,ZHANG Jian,XU Xiang-zhen,LI Yuan,LIU Zhao.2011.Zircon U-Pb ages of the Dongbo ophiolite in the western Yarlung Zangbo suture zone and their geological signification[J].Acta Petrologica Sinica,27(11):3223-3238(in Chinese with English abstract).

XU Xiang-zhen,YANG Jing-sui,GUO Guo-lin,LI Jin-yang.2011.Lithological research on the Purang mantle peridotite in western Yarlung-Zangbo suture zone in Tibet[J].Acta Petrologica Sinica,27(11):3179-3196(in Chinese with English abstract).

YANG Jing-sui,XU Xiang-zhen,LI Yuan,LI Jin-yang,RONG He,BA Deng-zhu,ZHANG Zhong-ming.2011.Diamonds recovered from peridotite of the Purang ophiolite in the Yarlung-Zangbo suture zone of Tibet:A proposal for a new type of diamond occourrence[J].Acta Petrologica Sinica,27(11):3207-3222(in Chinese with English abstract).

YIN A,HARRISON T M.2000.Geologic evolution of the Himalayan-Tibetan orogen[J].Annu.Rev.Earth Planet.Sci.,28:211-280.

ZHANG Qi,ZHOU Guo-qing.2001.Ophiolite of China[M].Beijing:Geological Publishing House:85-89(in Chinese).