西藏丁青地区蛇绿岩-混杂岩的发现-郑一义(见“三江”岩石, 1983)
让大地献宝——记中山大学海洋学院夏斌教授
66 科学中国人 2014年8月·综合【创新之路】Way of Innovation让大地献宝——记中山大学海洋学院夏斌教授本刊记者 张 姝 袁亚娟山高路险何所惧， 脚踏实地出真知“青藏高原是地质研究的天然实验室，综合研究海陆变迁、板块碰撞，具有特色的区域，此外，西藏的发展要靠技术与教育。
在这个地方工作，可以拓宽知识面，积累工作经验，又是为国民建设出力。
”受恩师——我国著名构造地质学家、中国科学院院士郭令智先生的熏陶影响，夏斌教授硕士研究生毕业后，主动要求到西藏工作，并于1983年获准到西藏地质科研所工作。
在郭先生的鼓励和支持下，夏斌教授在西藏一干就是10年，年年跑野外，短则十多天，长则几个月。
西起日土，东至三江，北至藏北无人区，南至喜玛拉雅山，跑遍了西藏的山山水水，跋山涉水3万多公里。
1986年，夏斌承担了地矿部“七五”攻关项目——绘制“西藏蛇绿岩分布图”的科研课题。
经过1000多个日日夜夜的努力，夏斌教授和同事们采制了100多公里的蛇绿岩剖面，填图300多平方公里，对西藏蛇绿岩的野外地质构造进行了比较系统的室内外分析研究工作，终于在1990年1月完成了1：2500000的西藏蛇绿岩分布图及十多万字的专著，地矿部专家评审时一致认为“达到国内先进水平，按地体构造理论编制蛇绿岩分布图在国内是首创”。
这项课题的完成具有重要的理论意义，同时对在西藏划分成矿构造带和指导地质找矿工作，都具有重要的现实意义和应用价值。
近年来，夏斌教授及其团队通过研究新特提斯缝合带蛇绿岩与构造环境，提出青藏高原新特提斯洋盆关闭后的焊接岩浆弧、拼贴覆盖层及有关断裂带的时空格架和关系，认为雅鲁藏布蛇绿岩带具有明显的多样性，岩石组合、地球化学特征和成因都有一定差别，主要为形成于120-175M a的S S Z型的边缘洋盆岩石圈残片，存在从东往西逐渐变新的趋势；其演化类似于现今西太平洋的沟-弧-盆体系构造格局，相关成果在国际S C I刊物上发表。
丁青蛇绿岩中地幔橄榄岩成因及形成环境研究综述
丁青蛇绿岩中地幔橄榄岩成因及形成环境研究综述摘要在青藏高原上的有着两个最着名的结合带——班公湖—怒江结合带以及雅鲁藏布江结合带，它们代表了中特提斯洋与新特提斯洋处于大陆造山带中的大洋岩石圈残片。
根据学者研究，丁青地区同时还存在着洋岛环境、洋中脊环境、洋中脊叠加洋岛的环境，而且还存在着蛇绿岩存在着典型玻安岩弧前环境的说法，因此也证明了此地区构造环境及岩石成因的复杂性及学者们还未形成一致的观点。
本文以丁青地区地幔橄榄岩的成因及形成环境为研究对象，在前人研究的基础上，分析多篇文章对蛇绿岩中方辉橄榄岩、纯橄岩形成环境及成因进行梳理。
关键词：蛇绿岩；方辉橄榄岩；纯橄岩正文1 引言班公湖-怒江缝合带处于青藏高原北部，是作为重要矿产资源贯穿在青藏高原、特提斯蛇绿岩中部及以东部分，也是极重要板块缝合带[1]。
而在威尔逊旋回演化过程中，以班公湖-怒江结合带为代表的特提斯洋演化各阶段均产生了相应的蛇绿岩带，所以对这一结合带的详细研究可为特提斯洋构造运动过程研究提供重要线索。
而丁青蛇绿岩是早期海洋在经历构造运动后移置到现存地区与上地幔所构成的岩石组合，在现存地区的喷出岩在经历板块运动时被其它岩石的构造所取代[2]。
丁青蛇绿岩与消失的古洋壳有密切联系：在古洋盆闭合时残留在古大洋岩石圈的造山带中形成，这种镁铁质—超镁铁质岩石组合被认为可以与现代大洋岩石圈进行对比研究[2~4]。
因此，作为班公湖—怒江缝合带较早的研究领域之一，丁青蛇绿岩成因和形成环境的研究一直受到地质学界的重视，成为班公湖-怒江缝合带学者们最早开展的研究领域之一。
近年来，学者们通过对其岩石组合单位中的岩石学、矿物化学和地球化学等方面深入研究，但对该地区蛇绿岩的成因与构造环境仍然存在分歧。
2 区域概况我国青藏高原是一个由新生代欧亚板块与印度板块俯冲、碰撞之后形成的产物，由一系列的西北向东南，近似西东向增生造山拼贴体拼贴形成，它的形成与特提斯洋盆的演化有关。
拼贴体最北部为松潘—甘孜地块，中部由昌都地块、羌塘地块、拉萨地块组成，最南部为喜马拉雅地块，其中金沙江缝合带作为松潘—甘孜地块与昌都地块的界限，澜沧江缝合带分隔昌都地块与羌塘地块，雅鲁藏布江缝合带分割喜马拉雅地块与拉萨地块[6]。
西藏泽当蛇绿岩中角闪辉长岩矿物学特征及其成因启示
西藏泽当蛇绿岩中角闪辉长岩矿物学特征及其成因启示陈艳虹;杨经绥;张岚;熊发挥;来盛民【期刊名称】《中国地质》【年(卷),期】2015(42)5【摘要】西藏泽当蛇绿岩位于雅鲁藏布江缝合带东段，由地幔橄榄岩、辉长岩、玄武岩等组成，地幔橄榄岩中发育有少量辉石岩、辉长岩、异剥钙榴岩、斜长花岗岩和角闪辉长岩。
本文研究的角闪辉长岩侵入于泽当地幔橄榄岩的辉石岩中，主要由角闪石、葡萄石+绿纤石和少量Fe-Ti氧化物组成。
岩石中角闪石呈自形，伟晶结构，褐色，均一的干涉色，与交代成因的角闪石相比具有较高的Al2O3(7.0%~11.0%)、TiO2(1.0%~2.5%)和Na2O (1.0%~1.9%)含量，指示其为岩浆成因；Fe-Ti氧化物以磁铁矿为主(TiO2=1.2%~13.2%；Fe2O3=40.6%~61.4%；FeO=31.1%~43.6%)，与钛铁矿(TiO2=36.2%~50.8%；Fe2O3=2.5%~24.6%；FeO=33.0%~43.7%)经常呈矿物对共生或出溶钛铁矿，磁铁矿—钛铁矿计算矿物平衡氧逸度(-logfo2)为12.4~22.8，约为NNO+1，比正常MORB氧化程度高，指示岩浆结晶时具有较高的水逸度。
其锆石εHf(t)值为11.0~19.8，显示亏损地幔源区特征。
岩石地球化学分析显示其具有高的Al2O3(20.4%~22.4%)、TiO2(1.0%~1.5%)，低的MgO(4.1%~5.5%)含量类似高铝玄武岩的特征。
泽当角闪辉长岩可能由亏损地幔部分熔融形成的含水岩浆经过演化(分离结晶作用等)形成的低镁高铝类似高铝玄武岩的岩浆结晶形成。
然而样品严重亏损轻稀土(LREE)，与常见于岛弧区的高铝玄武岩不同，可能为蛇纹石化的洋壳或地幔橄榄岩在俯冲早期脱水使得地幔楔发生部分熔融导致。
对泽当蛇绿岩中侵入岩及地幔橄榄岩进行更详细的调查研究将对揭示泽当蛇绿岩的形成环境构造背景提供更多的线索。
%Zetang ophiolite is mainly composed of peridotite, gabbro and basalt. Hornblende gabbro, which was intruded into the peridotite, comprises amphibole, prehnite+pumpellyite and minor Fe-Ti oxides. The amphibole in hornblende gabbro is brown euhedral with homogeneous interference color and has higher Al2O3 (7.0%-11.0%), TiO2 (1.0%-2.5%), as well as Na2O (1.0%-1.9%) values than the amphibole of metasomatic genesis, implying that the amphibole is of primary magmatic origin. The Fe-Ti oxides consist of magnetite (TiO2=1.2%-13.2%;Fe2O3=40.6%-61.4%; FeO=31.1%-43.6%) and ilmenite (TiO2=36.2%-50.8%;Fe2O3=2.5%-24.6%; FeO=33.0%-43.7%). The ilmenites always exhibit trellis and sandwich textures or are closely spaced (composite type) in the magnetite host. The oxygen fugacities (expressed as-logfo2) of the Fe-Ti oxides calculated by ilmenite-magnetite geothermobarometry are 12.4-22.8 (approximately NNO+1), indicating that the presence of high water activities during crystallization. The positive εHf(t) values (+11.0 to +19.8) of the sample suggest that it came from depleted mantle (DM). The hornblende gabbro is characterized by high Al2O3 (20.4%-22.4%) and TiO2 (1.0%-1.5%), low MgO (4.1%-5.5%) values, similar to features of high-alumina basalt (HAB). The hornblende gabbro might have been formed by evolved mantle-derived hydrous magma rich in volatile, Ti and Al2O3. However, the sample shows depleted light rare earth element (LREE) patterns, which is different from features of HAB in the subduction zone. The rocks were probably formed by partial melting of mantle wedge induced by dehydration of serpentinized subducted oceanic lithosphere.【总页数】22页(P1421-1442)【作者】陈艳虹;杨经绥;张岚;熊发挥;来盛民【作者单位】大陆构造与动力学国家重点实验室地幔研究中心，中国地质科学院地质研究所，北京100037;大陆构造与动力学国家重点实验室地幔研究中心，中国地质科学院地质研究所，北京100037;大陆构造与动力学国家重点实验室地幔研究中心，中国地质科学院地质研究所，北京100037; 中国地质大学地球科学与资源学院，北京100083;大陆构造与动力学国家重点实验室地幔研究中心，中国地质科学院地质研究所，北京100037;大陆构造与动力学国家重点实验室地幔研究中心，中国地质科学院地质研究所，北京100037; 中国地质大学地球科学与资源学院，北京100083【正文语种】中文【中图分类】P588.12+4【相关文献】1.西藏泽当蛇绿岩壳层火山熔岩的岩石地球化学及成因 [J], 韦栋梁;夏斌;周国庆;王冉2.新疆北部库尔提蛇绿岩中角闪片岩的原岩恢复及其成因 [J], 马林;张海祥;张伯友;牛贺才3.西藏班公湖-怒江西段舍马拉沟蛇绿岩中辉长岩年龄测定--兼论班公湖-怒江蛇绿岩带形成时代 [J], 杨巍然4.西藏南部日喀则蛇绿岩中角闪岩的Sr-Nd同位素地球化学研究 [J], 张艳成; 李旭平; 麻少婷; 杜龙; 王晓曼; 孔凡梅; 魏贵东; 张书凯; SCHERTL Hans-Peter5.西藏日喀则蛇绿岩中石榴角闪岩的矿物、岩石地球化学特征 [J], 张鑫;李旭平;王泽利;赵令权;史同强;段文勇因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
西藏洞错蛇绿岩的构造环境_岩石学_地球化学和年代学制约_鲍佩声
中国科学 D 辑: 地球科学2007年 第37卷 第3期: 298~307收稿日期: 2006-09-19; 接受日期: 2006-12-04国土资源部地质调查局项目(批准号: 200313000059)与国土资源部国际合作和科教司研究项目(批准号: 20001010205)资助 * 联系人, E-mail: xxchng@1) 西藏自治区地质矿产局. 改则幅1:100万区域地质调查报告. 1987 2) 夏斌, 王国庆, 钟付太, 等. 西藏自治区蛇绿岩分布图说明书. 1989《中国科学》杂志社SCIENCE IN CHINA PRESS西藏洞错蛇绿岩的构造环境: 岩石学、地球化学和年代学制约鲍佩声①肖序常①* 苏 犁②王 军①(① 中国地质科学院地质研究所, 北京 100037; ② 中国地质大学(北京)地学实验中心, 北京 100083)摘要 洞错蛇绿岩出露于班公-怒江缝合带西段, 可恢复的洋壳总厚度大于 5 km, 自下而上依次由地幔橄榄岩、堆晶杂岩、基性岩床(墙)杂岩和基性熔岩组成, 呈构造岩片侵位于侏罗系(木嘎岗日群J 2mg)地层中. 洞错蛇绿岩的堆晶岩杂岩具有纯橄岩-橄长岩-橄榄辉长岩的岩石组合, 反映其属DTG 系列镁铁-超镁铁堆晶岩; 基性熔岩富碱(Na 2O+K 2O), TiO 2, P 2O 5, 且具有LREE 显著富集的右倾REE 配分型式((La/Yb)N =6.94~16.6)和Th, Nb, Ta, Zr, Hf 略具正异常的微量元素组成特征, 属典型的洋岛玄武岩(OIB), 与洋中脊玄武岩(MORB)和板块汇聚环境下的岛弧玄武岩(IAB)存在明显差异. 基性熔岩所具有的87Sr/86Sr 比值(0.704363~0.705007)高、143Nd/144Nd 比值(0.512708~0.512887)低, 以及ε Nd (t )值介于2.7~5.8等, 反映其来源于亏损地幔(DM)与富集地幔(EM )Ⅰ二组分混合的地幔源区. 综合分析表明洞错蛇绿岩形成于有大量富集地幔物质上侵的洋岛(OIB)环境, 与“岛弧型”蛇绿岩和“洋中脊型”蛇绿岩存在明显差异. 新获得的堆晶橄长岩中锆石SHRIMP U-Pb 年龄为(132±3) Ma, 玄武岩的全岩39Ar/40Ar 年龄为(137.4±2.7)和(140.9±2.8) Ma, 一致地反映洞错蛇绿岩形成于早白垩世, 揭示班公-怒江缝合带西段在早白垩世尚处于洋盆形成和发展阶段.关键词 洞错蛇绿岩 元素地球化学 SHRIMP 锆石U-Pb 年龄 班公-怒江缝合带 洞错蛇绿岩是班公-怒江缝合带中出露规模较大、岩石组合较齐全的蛇绿岩块体之一, 以往研究认为洞错蛇绿岩可能形成于早白垩纪以前, 主要依据为: (1)白垩世去申拉组(K 1q)不整合覆盖于洞错地幔橄榄岩之上, 该组玄武质凝灰岩的全岩Rb-Sr 年龄为111 Ma 1), K-Ar 年龄为141 Ma 2); (2)日阿色一带蛇绿岩组合中火山岩的K-Ar 同位素年龄为167.5 Ma [1]; (3)东巧蛇绿岩被含早白垩世标准化石的地层不整合覆盖, 且蛇绿岩基底变质角闪岩中角闪石的K-Ar 年龄为179 Ma [2]. 另外, 班公-怒江缝合带的一些蛇绿岩中普遍发现有侏罗纪放射虫, 如丁青、去申拉和直若错一带的蛇绿岩3). 本文系统讨论了洞错蛇绿岩组合中堆晶橄长岩的SHRIMP 锆石U-Pb 年龄和基性熔岩的全岩39Ar/40Ar 年龄信息, 以及岩石组合、元素地球化学性质和Nd, Sr 同位素组成特征. 在此基础上,深入讨论了洞错蛇绿岩的成因类型、地幔源区性质以第3期鲍佩声等: 西藏洞错蛇绿岩的构造环境299及形成构造环境和时代, 对深入讨论班公-怒江缝合带的构造演化历史具有重要意义.1地质背景班公-怒江缝合带是南部冈底斯-念青唐古拉地体与北部唐古拉地体之间的中特提斯缝合带, 从洞错向西至日土, 向东经直若错、赞宗错至东巧、丁青均有蛇绿岩出露, 构成著名的班公错-怒江蛇绿岩带. 洞错蛇绿岩是该岩带中出露规模较大的蛇绿岩岩块之一, 地表形态为楔状体, 东西延长约50 km, 西段最宽处约5~6 km, 侵位于侏罗系地层中(图1(a)).洞错蛇绿岩总厚度大于5 km, 由底部至顶部依次由地幔橄榄岩、镁铁-超镁铁质堆晶杂岩、基性岩床(墙)和基性熔岩四部分组成, 但因构造肢解通常仅见包含1~2个岩石单元的蛇绿岩剖面. 地幔橄榄岩主要在去申拉一带出露, 宽度约2 km, 并与厚度大于1 km的枕状熔岩呈断层接触; 堆晶杂岩分布范围广, 在舍拉玛沟也见呈独立产出的堆晶岩块体, 厚约4 km; 基性岩床(墙)未构成独立的单元, 在均质辉长岩和层状辉长岩中呈夹层产出, 单个岩床(墙)宽通常为2~4 m(图1(b)).2岩石学和矿物学特征洞错蛇绿岩中的地幔橄榄岩包括高辉方辉橄榄岩(Opx=15%~25%)、低辉方辉橄榄岩(Opx＝5%~15%)及极少量纯橄岩, 未见二辉橄榄岩. 岩石普遍具有不一致熔融相转变结构和后成合晶结构(图2(a))等熔融残余成因岩石的标型结构, 主要造岩矿物橄榄石(镁橄榄石)、斜方辉石(顽火辉石)和铬尖晶石的电子探针分析结果(表1)显示从高辉方辉橄榄岩至低辉方辉橄榄岩再至纯橄岩, 随着Opx的含量的降低, 矿物成分更富镁或富铬, 与地幔岩随部分熔融程度依次增高矿物成分的逐渐变化一致[2].图1(a)洞错蛇绿岩区地质略图[1]; (b)蛇绿岩套岩石综合柱状图. F表示断层300中国科学D辑地球科学第37卷图2 洞错蛇绿岩显微照片(a)方辉橄榄岩的熔蚀残余结构, 粗晶斜方辉石(En)不一致熔融转变为橄榄石(Ol), 正交偏光×25; (b)含长单辉橄榄岩的嵌晶包含结构, 粗晶透辉石(Di)包含橄榄石(Ol), 斜长石(Pl)双晶发育, 正交偏光×16; (c)暗色橄长岩的填间结构, 蚀变斜长石(Pl)定向充填于蛇纹岩化橄榄石(Ol)之间, 正交偏光×16; (d)辉石玄武岩的粒玄结构, 透辉石(Di)集合体充填于新鲜斜长石(Pl)之间, 正交偏光×16表1 洞错蛇绿岩造岩矿物电子探针分析结果a)Sp Cpx 岩类岩石名称Ol(Fo) Opx(En)Cr’Mg’ En Wo FsPl(An) (含辉)纯橄岩92.7~92.9 92.7~93.30.72~0.730.60方辉橄榄岩(Opx<15%) 91.2~91.6 91.6~92.20.65~0.690.47~0.61地幔岩方辉橄榄岩(Opx>15%) 91.1~91.5 91.4~91.80.61~0.620.59~0.60层状橄榄辉长岩87.0~88.2 52.1 52.1 42.0~42.7 5.8~5.987.8~88.8橄长岩84.4~84.5 45.6~46.746.6~47.0 6.3~6.588.7~90.4堆晶岩暗色橄长岩84.8~86.3 46.7~53.039.4~47.0 6.3~8.189.4~100.0基性熔岩玄武岩41.8~46.639.5~44.411.1~16.00.3~4.9a)中国地质科学院矿产地质研究所电子探针室测定堆晶杂岩下部主要由暗色橄长岩、橄长岩、层状橄榄辉长岩组成, 含少量均质辉长岩; 上部主要为均质辉长岩, 其次为层状橄榄辉长岩. 堆晶岩单元以整体显示层状构造发育为特征, 且暗色橄长岩中斜长石的填间结构(图2(b))、橄长岩的中堆积结构及单斜辉石的嵌晶包含结构(图2(c))等, 显示出熔浆堆晶作用产物的典型特征. 堆晶杂岩造岩矿物的电子探针分析结果(表1)反映, 橄榄石均为贵橄榄石, 单斜辉石为透辉石和顽-透辉石, 斜长石为培长石和培-钙长石, 各类岩石间未见明显的分异演化趋势. 由洞错蛇绿岩中橄长岩等含斜长石超镁铁岩的稳定产出表明其属典型的纯橄岩(D)-橄长岩(T)-橄榄辉长岩(G)组合堆晶岩(属DTG系列[3]或称斜长石型[4]), 这类镁铁-超镁铁质堆晶岩系通常是洋中脊环境下低压、“干”岩浆房中玄武质熔浆堆晶作用的产物, 除多见于MORB 型蛇绿岩[5], 也见于洋岛蛇绿岩, 而明显不同于具纯橄岩(D)-橄榄辉石岩(P)-辉长岩(G)堆晶岩组合(即DPG型堆晶岩)和具IAT特征的形成于俯冲带的岛弧型(SSZ型)蛇绿岩. DPG型堆晶岩是玄武质熔浆在俯冲带较高压和“湿”岩浆房中经堆积作用形成的.第3期鲍佩声等: 西藏洞错蛇绿岩的构造环境301基性岩床(墙)由辉绿岩、石英辉绿岩和粒玄岩组成, 频繁地穿入橄长岩和层状辉长岩中. 基性熔岩由枕状玄武岩、块状玄武岩及少量角粒状玄武岩、气孔玄武岩和杏仁玄武岩组成, 并见有辉绿岩、粒玄岩岩墙穿入. 枕状玄武岩以发育枕状构造和斑状结构为特征, 块状玄武岩通常具有粒玄结构(图2(d)). 枕状玄武岩中以小岩枕居多(5 cm×10 cm×20 cm), 大者(40 cm×60 cm)较少见, 在基性熔岩顶部见有长轴达140 cm的大岩枕. 岩枕通常具冷凝边, 多数岩枕具球颗结构以及因气孔规律排列而呈现的同心带状构造. 枕状玄武岩的斑状结构, 由斑晶单斜辉石(多为普通辉石, 其次为顽透辉石, 常呈聚晶状产出)及基质(多为钠长石)组成.3蛇绿岩的地球化学特征洞错蛇绿岩中10个弱蚀变基性火山岩的主量元素和微量元素分析结果见表2.表2 洞错蛇绿岩基性熔岩的主元素(wt%)和微量元素(µg/g)含量分析结果a)样品号D-12 D-18 D-19 D-21 D-22 D-24 D-25 D-26 D-27 D-28 SiO249.68 45.07 47.69 45.37 45.55 46.19 52.39 46.24 45.66 49.90 TiO2 2.70 2.75 3.06 3.19 2.88 3.45 1.68 3.29 3.10 2.81Al2O311.99 12.11 12.47 13.27 12.19 15.04 13.59 13.61 16.81 13.48 Fe2O3 2.73 2.10 3.61 3.50 2.03 4.95 3.70 4.37 4.19 3.45 FeO 6.91 7.71 7.88 8.59 9.29 7.22 4.45 8.77 7.63 5.95 MnO 0.14 0.14 0.17 0.15 0.16 0.20 0.16 0.18 0.24 0.14 MgO 7.82 6.09 5.64 7.13 6.84 4.71 5.66 7.22 4.17 5.77 CaO 9.64 9.65 9.67 9.58 9.09 6.62 10.12 7.89 7.17 9.79 Na2O 4.23 3.16 4.72 1.34 3.35 2.66 4.30 3.86 3.97 4.87K2O 0.37 1.36 0.20 3.66 0.18 4.18 1.29 0.69 2.41 0.23P2O5 0.32 0.32 0.36 0.38 0.35 0.82 0.38 0.36 1.23 0.35总量96.53 90.46 95.47 96.16 91.86 96.13 97.72 96.49 96.58 96.74 Mg# 0.60 0.53 0.47 0.52 0.52 0.42 0.56 0.50 0.40 0.53 Sr 161 351 297 90 329 173 189 153 991 281 Rb 5.3 23.0 0.4 64.0 2.0 2.0 66.5 15.2 13.6 38.2 Ba 124 161 133 169 90 673 292 229 1224 108.3 Th 2.3 3.1 3.7 3.6 4.8 9.1 2.9 4.1 11.1 2.0 Ta 1.7 2.2 1.8 2.2 1.8 6.2 1.6 2.6 7.1 2.0 Nb 31 32 38 40 38 97 23 38 110 30 Zr 154 168 197 194 186 462 168 275 533 238 Hf 2.6 3.6 5.9 4.1 4.4 9.0 4.3 6.7 10.0 6.9 Sm 6.71 6.63 7.95 8.32 7.35 11.50 5.20 7.88 14.20 7.55 Y 25.9 22.3 29.4 28.2 27.6 35.2 18.9 30.3 41.0 19.43 Yb 1.95 1.62 2.29 2.11 2.11 2.78 1.35 2.44 3.38 1.34 Sc 35.4 26.2 38.9 30.6 35.1 18.9 20.1 42.8 12.9 8.55 La 26.3 24.0 27.6 37.2 27.0 64.4 20.0 25.1 80.8 32.98 Ce 57.8 55.0 66.7 80.1 60.6 129.0 42.5 56.9 158.0 58.1 Pr 6.82 6.99 8.20 9.65 7.69 15.30 5.49 7.66 19.10 7.39 Nd 30.9 30.3 36.4 41.1 33.0 59.0 23.6 33.5 74.7 33.6 Sm 6.71 6.63 7.95 8.32 7.35 11.50 5.20 7.88 14.20 7.55 Eu 1.81 1.81 2.12 2.32 1.99 3.49 1.82 2.57 4.24 2.32 Gd 6.44 6.37 7.99 7.88 6.09 8.73 4.59 7.07 10.70 6.60 Tb 0.99 1.14 1.39 1.17 1.23 1.42 0.71 1.16 1.68 0.97 Dy 6.04 5.54 6.88 6.84 6.44 7.42 3.90 6.49 8.73 4.69 Ho 0.98 0.94 1.19 1.18 1.13 1.35 0.70 1.21 1.62 0.93 Er 2.65 2.36 3.01 3.04 2.82 3.60 1.88 3.25 4.26 2.09 Tm 0.25 0.34 0.50 0.42 0.40 0.45 0.22 0.42 0.55 0.25 Yb 1.95 1.62 2.79 2.11 2.11 2.78 1.35 2.44 3.38 1.34 Lu 0.22 0.19 0.42 0.18 0.27 0.41 0.19 0.35 0.50 0.15a)由国家地质实验测试中心分析, wt%为质量百分比302中国科学D辑地球科学第37卷3.1主元素成分特征该区基性熔岩的SiO2含量介于45.07%~52.39%, Mg#值介于0.40~0.60, Na2O, K2O含量变化范围较宽, Na2O: 1.34%~4.87%, K2O: 0.18%~4.18%, 总体以富碱(Na2O+K2O变化于 3.53%~6.84%之间)、钛(TiO2: 1.68%~3.54%)、磷(P2O5: 0.32%~1.23%)为特征. 在SiO2-(Na2O+K2O)岩浆系列判别图[6](图3(a))上大多数点落在玄武岩和洋岛玄武岩(夏威夷岩)区; 在TiO2-MnO-P2O5×10判别图[7](图3(b))上也均落在洋岛碱性玄武岩(OIA)区, 与岛弧火山岩(IAT)和洋中脊(MORB)存在显著差异.3.2 稀土元素地球化学洞错基性熔岩的轻稀土总量(ΣLREE)高,介于98.61~351.04 µg/g, ΣHREE介于13.54~31.42 µg/g, LREE/HREE介于 5.97~11.24; (La/Yb)N: 6.94~16.6; (La/Sm)N: 2~3.58, 具有与洋岛玄武岩(OIB)相近的稀土元素地球化学特征. 对球粒陨石[9]标准化的稀土元素配分型式(图4(a))呈现轻稀土明显富集的右倾型式, 与OIB的REE配分型式基本一致, 明显不同于N-MORB和E-MORB的稀土配分型式.3.3痕量元素地球化学洞错玄武岩中特征元素丰度Nb: 23.3~110 µg/g, Zr: 154~533 µg/g; Ba: 90~1224 µg/g, 均明显高于洋脊玄武岩(Nb: 1~5 µg/g; Zr: 15~150 µg/g; Ba: ≤50 µg/g)[10], 与OIB可对比. 洋壳形成时Nb和Ta为高度不相容元素, 故在蛛网图上表现出明显的高丰值[11]. 微量元素对原始地幔标准化的蛛网图(图4(b))显示, 洞错玄武岩也具有与OIB基本一致的微量蛛网图, 不同于N-MORB和E-MORB的微量元素丰度特征. 洞错基性熔岩无Ta, Nb, Zr, Hf, Ti的亏损, 故也显著区别于岛弧火山岩(IAB). 综合特征分析, 洞错玄武岩具有与洋岛玄武岩[10]非常相近的痕量元素地球化学性质.4蛇绿岩的同位素年代学4.1 SHRIMP锆石U-Pb年龄鉴于洞错蛇绿岩的岩石组合特征, 选择堆晶杂岩中橄长岩(DG-1)进行了SHRIMP锆石U-Pb年代学研究. 该橄长岩具中堆积结构和层状构造(图2(c)), 采用重选加磁选方法在约10 kg样品中分离出近100粒锆石, 将具代表性的锆石颗粒和标准锆石一起粘贴在环氧树脂表面, 抛光后将待测锆石做透射光、反射光显微照相和阴极发光(CL)图像. 锆石的阴极发光图像分析利用北京大学电子系FEI PHILIPS XL型扫描电镜上的阴极荧光仪完成, 锆石的U-Pb年龄测定在北京离子探测中心SHRIMPⅡ型离子探针质谱仪上完成, 分析流程和原理同Composton等[12]和Williams等[13]的阐述, 北京离子探针中心SHRIMPⅡ的工作条件和分析方法详见文献[14]. U, Th, Pb含量由标准锆石SL13(572 Ma)[15]标定, 普通Pb校正采用实测204Pb校正, 所有数据在U-Pb年龄谐和图5中的图3 洞错蛇绿岩基性火山岩判别图(a) SiO2-(Na2O+K2O)判别图[6]; (b) MnO-TiO2-P2O5×10判别图[7]. △: 洞错蛇绿岩基性熔岩(数据见表2), ★: 夏威夷拉斑质玄武岩平均成分, : 洋岛拉斑质系列和洋岛碱质系列分界[8], MORB: 洋中脊玄武岩, IAT: 岛弧拉斑玄武岩, CAB: 钙碱性玄武岩, OIT: 洋岛拉斑玄武岩, OIA: 洋岛碱性玄武岩第3期鲍佩声等: 西藏洞错蛇绿岩的构造环境303图4(a) 洞错基性熔岩的稀土元素球粒陨石[9]标准化模式图; (b) 痕量元素对原始地幔[9]蛛网图. 数据见表2误差为1σ, 年龄数据处理使用Isoplot方法[16], 加权平均值置信度为95%.橄长岩样品中分选出的锆石颗粒多呈短柱状, 长宽比通常为2:1, 阴极荧光图像揭示锆石内部普遍具有较清晰的结晶振荡环结构, 为典型的基性熔浆结晶锆石(图5). 13颗锆石的U-Pb同位素分析结果见表3, 一个锆石颗粒的206Pb/238U年龄为(172±8) Ma, 为继承锆石, 其余12个颗粒的测试结果相近, 加权平均年龄(2σ )为(132±3) Ma, 代表了橄长岩的结晶年龄(图5), 反映洞错蛇绿岩形成时代应为早白垩世. 图5 洞错堆晶橄长岩(DG-1)中锆石的阴极荧光图像(a)和SHRIMP U-Pb年龄谐和图(b)表3 洞错蛇绿岩堆晶橄长岩(DG-1)中锆石的SHRIMP U-Pb年龄分析数据a) 测点U/µg·g-1 Th/µg·g−1Th/U206Pb*/µg·g-1f206/%206Pb*/238U 207Pb*/235U 206Pb/238U年龄/Ma DG1-1.1 787 7651.0015.0 1.660.0218±0.00050.16±0.014 139.0±3.1DG1-2.1 390 1540.41 6.9 1.750.0202±0.00050.12±0.013 128.9±3.0DG1-3.1 274 2070.78 4.9 4.880.0199±0.00050.19±0.032 126.9±3.3DG1-4.1 366 1820.51 6.4 2.190.0199±0.00090.12±0.021 127.2±5.6DG1-57.1 747 376 0.5213.7 1.020.0212±0.00090.15±0.011 135.1±6.0DG1-6.1 490 2470.5211.5 1.240.0271±0.00120.20±0.020 172.2±7.6DG1-7.1 345 1510.45 6.6 3.620.0214±0.00100.14±0.033 136.6±6.3DG1-8.1 333 1540.48 5.9 3.110.0200±0.00090.10±0.028 127.8±5.8DG1-9.1 1066 555 0.5419.3 1.240.0208±0.00090.14±0.011 132.8±5.8DG1-10.1 147 153 1.07 3.0 4.620.0223±0.00110.12±0.050 141.9±6.9DG1-115.1 821 396 0.5015.1 1.460.0210±0.00090.13±0.010 134.3±5.8DG1-12.1 375 210 0.58 6.9 2.530.0209±0.00090.13±0.029 133.2±6.0DG1-13.1 1271 591 0.4823.1 0.020.0211±0.00090.15±0.008 134.8±5.8a) Pb*为放射成因Pb. 206Pb c(%)为普通206Pb在整体206Pb中的比例. 普通铅用204Pb校正. 分析误差均为2σ. 样品测试在中国地质科学院地质研究所北京离子探针中心完成304中国科学D辑地球科学第37卷4.2 40Ar/39Ar同位素测年挑选前述进行了元素地球化学研究的样品中两个弱蚀变基性熔岩(D-25, D-26)进行全岩40Ar/39Ar年龄测定, 分析参数及方法见文献[17].测试结果显示, D-25和D-26两个玄武岩样品的全岩40Ar/39Ar主坪年龄分别为(140.9±2.8)和(137.4±2.7) Ma, 与SHRIMP锆石U-Pb年龄结果基本一致, 均指示洞错蛇绿岩的确切形成年龄应为早白垩世. 表4和图6是样品D-25的14个升温阶段、样品D-26的15个升温阶段40Ar/39Ar同位素年龄测试结果及坪年龄谱图.表4 洞错熔岩D-25和D-26的全岩39Ar/40Ar年龄测定数据a)样品温度/℃40Ar/39Ar 36Ar/39Ar 37Ar/39Ar38Ar/39Ar39Ar/×10−14 mol 39Ar累计/% 40Ar/39Ar年龄(2σ )/Ma D-25 400 117.1605 0.3690 0.7405 0.1394 33.92 2.61 87.9±3.9 500 107.98830.3479 1.0658 0.0976 38.31 5.56 57.1±5.2 580 45.5361 0.1257 0.9544 0.0434 98.59 13.15 90.9±4.2 740 28.2152 0.0608 0.8022 0.0323 65.36 18.18 110.1±3.2 800 21.6598 0.0323 1.2213 0.0240 163.86 28.71 129.9±1.6 850 19.1271 0.0211 1.5396 0.0213 145.71 39.92 13802±1.5900 18.3458 0.0170 0.6790 0.0203 131.79 50.06 141.8±1.5 950 17.2212 0.0125 0.6195 0.0174 209.45 66.18 144.0±1.6 1000 17.0820 0.0113 0.3949 0.0168 231.09 83.97 145.8±1.6 1150 23.0654 0.0409 1.9266 0.0271 56.51 88.32 118.7±1.3 1100 26.6082 0.0673 4.4860 0.0373 34.90 91.0 76.2±2.4 1180 23.3684 0.0632 5.0545 0.0343 34.64 93.67 55.0±1.5 1280 20.3160 0.0516 17.3892 0.0316 63.89 98.58 69.06±0.991380 45.0077 0.1388 57.4960 0.0562 18.40 100.00 91.0±2.6 D-26 400 313.0009 1.0464 1.0712 0.3403 3.60 0.5 42.0±8.6 500 71.9621 0.2181 1.1245 0.0826 26.33 4.17 82.0±4.6 580 23.0081 0.0628 1.7715 0.0663 101.33 18.28 49.6±3.0 660 30.5867 0.0805 1.1317 0.0753 53.18 25.69 74.1±3.6 740 32.8500 0.0807 0.7862 0.0660 40.39 31.32 97.0±2.1 820 28.8347 0.0571 0.5153 0.0414 52.90 38.68 127.6±1.8 900 27.7925 0.0505 0.4921 0.0336 66.08 47.89 136.7±1.7 950 26.1661 0.0438 0.3828 0.0259 84.69 59.68 140.4±1.7 1000 28.5617 0.0510 0.2786 0.0271 79.18 70.71 142.9±1.7 1050 34.9929 0.0756 0.5211 0.0351 48.90 77.52 134.6±1.6 1100 32.5655 0.0753 1.4909 0.0354 45.52 83.86 111.4±1.6 1150 42.4205 0.1103 3.1989 0.0517 29.90 88.03 107.8±3.6 1230 29.9572 0.0696 15.1544 0.0362 26.02 91.65 113.1±5.4 1330 24.4687 0.0551 45.3414 0.0305 44.87 97.9 125.6±2.3 1440 43.6613 0.1201 28.5142 0.0524 15.07 100.0 111.2±2.4a)中国地质科学院地质研究所同位素室测定图6 洞错基性熔岩全岩40Ar/39Ar坪年龄谱图(a) D-25样品; (b) D-26样品第3期鲍佩声等: 西藏洞错蛇绿岩的构造环境 3055 讨论5.1 地幔源区性质利用单矿物(Opx)地质温压计对洞错地幔橄榄岩的平衡温、压条件计算得知, 其平衡压力为39.92× 108~51.51×108 Pa, 平衡温度为1158~1252℃, 大致相当于以石榴二辉橄榄岩为主的地幔岩稳定环境[18].利用玄武岩的CaO/TiO 2-Al 2O 3/TiO 2相关图、Cr-Y相关图以及橄榄石均衡融化曲线与液体Yb 含量关 系[19]也可以确定, 洞错基性熔岩是地幔二辉橄榄岩经10%~20%部分熔融形成的拉斑玄武质熔体结晶的产物[18]. 研究表明, HREE, Yb 和Sc 的显著亏损指示这些元素被分离, 进入残余相石榴石和斜方辉石 中[20~22]; 在低度部分熔融熔浆中, HREE 和Yb 可作为相容元素随单斜辉石的熔融带入熔体中[23]. 洞错基性熔岩的元素地球化学特征反映, HREE, Yb, Sc 显著亏损, La/Sm, La/Yb 和Th/Yb 比值较高(见表2), CaO/Al 2O 3比值与Th 含量大致呈正相关, 都指示其母岩浆与石榴石处于平衡[24], 反映洞错蛇绿岩中玄武质熔浆可能源自于石榴二辉橄榄岩为主体的地幔源区.La/Ce 值具有判别源区性质的指征意义, 洞错基性熔岩的La/Ce 值介于0.41~0.57, 大于原始地幔岩的比值(0.387), 显示其应来自富集的地幔源区[10,25]. 据TiO 2-Zr×10−6判别图, 洞错基性熔岩主要落入板内玄武岩区[26,27]; 在Nb/Y-Zr/Y 判别图上[28], 主要样品投点介于OIB 平均成分和与地幔柱有关的冰岛熔岩分布区之间(图7(a)), 在Th/Yb-Ta/Yb 判别图上[29]也集中于富集幔源区(图7(b)), 都反映洞错基性熔岩源区有富集地幔组分的明显叠加.表5给出了洞错基性熔岩的Sr 和Nd 同位素组成分析结果. 所有样品的143Nd/144Nd 比值较低且稳定,介于0.512708~0.512887之间, 而87Sr/86Sr (0.704363~ 0.705007)明显高于幔源玄武质熔浆的87Sr/86Sr 平均比值(0.7038±0.0001)[30]; 依据本次研究获得的成岩年龄约132 Ma(SHRIMP 锆石U-Pb 年龄), 计算可知洞错基性熔岩的εNd (t )均为正值, 2.7~5.8; εSr (t )均为负值,−7.0~−26.2, 反映洞错基性熔岩与大洋玄武岩(N-MORB)平均同位素组成(143Nd/144Nd=0.51310,87Sr/86Sr=0.702800)[31]相比, 具有明显的高87Sr/86Sr,低143Nd/144Nd 特征. 高87Sr/86Sr, 低143Nd/144Nd 的玄武岩通常被认为源自大洋岩石圈组分(HIUM)、亏损地幔组分(MORB)和富集地幔组分(EM Ⅰ)三端元的混合地幔区[32]. 在143Nd/144Nd-87Sr/86Sr 相关图上, 洞错基性熔岩的投点均远离MORB 区, 均落在OIB 区. 对OIB 的研究表明, 它们是同位素成分近均一的地幔柱源熔体与传导热引发的岩石圈地幔低度部分熔融所产生熔体相混合的产物[33,34]. 洋岛火山岩的高87Sr/86Sr 比值起因于岩石圈地幔富集了碱金属和放射性87Sr, 且富集作用与来自地幔深层位的流体有关.该流体含H 2O, CO 2和碱金属, 它们既可来自软流圈地幔柱的顶部, 也可来自俯冲洋壳, 岩石圈地幔受流体交代，形成了富集地幔, 从而可解释洋岛和海山的诸多地球化学特征[31,35,36]. 综上所述, 洞错基性熔岩的地幔源区存在富集地幔物质与亏损的岩石圈地幔间的混合作用.图7 洞错基性熔岩构造环境判别图(a) Nb/Y-Zr/Y 判别图[28], 平行线间: 与地幔柱有关的冰岛熔岩分布区, MORB: 洋中脊玄武岩平均成分, OIB: 洋岛玄武岩平均成分, PM: 原始地幔成分, LCC: 下地壳平均成分, UCC: 上地壳平均成分; (b) Th/Yb-Zr/Yb 判别图[29]. 图中∆代表洞错蛇绿岩基性熔岩成分点(数据见表2)306中国科学D辑地球科学第37卷表5 洞错蛇绿岩基性熔岩的Sr和Nd同位素成分a)样品号Sm/Nd 147Sm/144Nd 143Nd/144Nd 误差2σεNd(0) εNd(t)D-24 0.194915 0.117828271 0.512708 0.000009 1.37196049 2.700504 D-25 0.220339 0.133194915 0.512713 0.000009 1.46753556 2.537210 D-26 0.235224 0.142192836 0.512887 0.000009 4.85644427 5.774559 D-27 0.190094 0.114911647 0.512822 0.000009 3.58441924 4.962056 D-28 0.224970 0.135994487 0.512865 0.000010 4.43271363 5.455233 样品号Rb/Sr 87Rb/86Sr 87Sr/86Sr 误差2σεSr(0) εSr(t)D-25 0.0804233 0.2324233 0.704363 0.000013 −4.78250 −26.167392D-26 0.0888889 0.2568889 0.705007 0.000016 4.359596 −19.512417D-27 0.0428732 0.1239035 0.704934 0.000013 3.321646 −7.0203386D-28 0.0071276 0.0205987 0.704137 0.000013 −7.99070 −7.8247603a) 测试工作由中国科学院广州地球化学研究所同位素年代学和地球化学重点实验室完成, 分析仪器为Micromass Isoprobe MC-ICPMS, 分析方法同文献[37]和[38]5.2成岩构造环境野外地质和岩石学观察表明, 洞错地区出露了由残留地幔橄榄岩-镁铁-超镁铁质堆晶杂岩-基性岩墙(床)-基性熔岩构成的、岩石组合基本齐全的蛇绿岩(套), 是一套典型的古洋壳岩石残片. 其中堆晶杂岩单元主要由含长超镁铁岩(含长纯橄岩、暗色橄长岩、橄长岩和橄榄辉长岩)组成, 显示属典型的DTG系列镁铁-超镁铁质堆晶杂岩[3,39], 且斜长石优先于辉石而结晶. DTG系列堆晶杂岩形成于较低压、无水(“干”)岩浆房环境, 包含DTG系列堆晶岩的蛇绿岩片通常是洋中脊或大洋板块内部-洋岛等特定构造环境[5,40,41]的大洋岩石圈残片. 明显不同于含DPG系列堆晶杂岩(由纯橄岩(D)-橄榄辉石岩(P)-和辉长岩组成)、形成于俯冲带的岛弧蛇绿岩. DPG系列堆晶杂岩为玄武质熔浆(IAT)在较高压的“湿”岩浆房中结晶形成的, 且单斜辉石优先于斜长石而结晶.洞错玄武质熔岩所具有的LREE显著富集的稀土配分型式和Nb(23.3~110 µg/g), Zr(154~533 µg/g), Ba(90~1224 µg/g)含量高等地球化学特征, 反映其具有典型OIB的基本属性; 而高87Sr/86Sr(0.704363~ 0.705007)、低143Nd/144N(0.512708~0.512887)和Zr/Nb 值低(<10)(见表3)等特征, 揭示其地幔源区有深源、同位素非均一储库的影响, 具有多组分混合幔源的性质[34]. 明显不同于低87Sr/86Sr(0.7024~0.7030)和高Zr/Nb比值(>30)、源自软流圈亏损地幔的洋中脊玄武岩(MORB). OIB的同位素异常需要其源区已长时期(1~2 Ga)滞留于亏损地幔源区(MORB源区)之外[42].上述研究进展综合反映了洞错蛇绿岩形成于岩石圈上隆减压、大量富集地幔物质(地幔柱源熔浆)上涌的洋岛环境(OIB), 地幔柱活动的高热流值使得具有更多放射成因同位素的古老岩石圈地幔参与了造浆作用[43], 形成地幔橄榄岩、DTG系列镁铁-超镁铁堆晶岩与具有典型OIB成分特征的基性熔岩共生, 它们共同代表了一套大洋板块内部洋岛环境下形成的洋壳残体.6结论(1) 洞错蛇绿岩中发育了地幔橄榄岩、典型DTG 系列镁铁-超镁铁堆晶杂岩和具有OIB的元素和同位素地球化学属性的基性熔岩. 代表了班公错-怒江洋盆形成和发展阶段洋岛环境的大洋岩石圈残片.(2) 班公错-怒江缝合带南、北两侧石炭-早二叠系地层, 在生物面貌和构造特征上十分相似, 据此南、北两侧地体间的明显裂解应始于侏罗纪[44]. 另外, 该带蛇绿岩片中古生物化石及年代学信息显示, 班公-怒江洋盆张开时代由东段丁青地区至西段洞错地区有逐渐年轻的趋势[39]. 本研究获得的洞错蛇绿岩的形成年龄约为(132±3) Ma, 是班公-怒江缝合带上保留的成岩年龄较晚的古洋壳残体, 揭示班公错-怒江洋盆中西段的裂解时限应延续至早白垩世.致谢 感谢北京离子探针(SHRIMP)中心、国家地质实验测试中心、中国科学院广州地球化学研究所同位素年代学和地球化学重点实验室、中国地质科学院地质研究所同位素研究室及中国地质科学院矿产地质研究所等单位协助我们完成了相关的测试工作.参考文献1 西藏自治区地质矿产局. 西藏地质志. 北京: 地质出版社, 19932 王希斌, 鲍佩声, 邓万明, 等. 西藏蛇绿岩. 北京: 地质出版社,19873 郝梓国, 王希斌, 鲍佩声, 等. 新疆西准噶尔地区两类蛇绿岩的第3期鲍佩声等: 西藏洞错蛇绿岩的构造环境307地质特征及其成因研究. 岩石矿物学杂志, 1989, (8): 299—310 4 Ishiwatari A. Igneous petrogenesis of the Yakuno ophiolite (Japan)in the context of the diversity of ophiolites. Contrib Mineral Petrol, 1985, 89: 155—1675 Pearce, J A, Lippard S J, Roberts S. Characteristics and tectonicsignificance of supra-subduction zone ophiolites. In: Kokelaar B P, Howells M F, eds. Marginal Basin Geology. London: Geological Society Special Publication, 1984. 77—946 Cox K G, Bell J D, Pankhrst R J. The Interpretation of IgneousRocks. London: Allen and Unwin, 1979. 4507 Mullen E D. MnO-TiO2-P2O5: a minor element discriminant forbasaltic rocks of oceanic environments and its implications for petrogenesis. Earth Planet Sci Lett, 1983, 62: 53—628 Miyashiro A. Nature of alkalic volcanic rock series. Contrib Min-eral Petrol, 1978, 66: 91—1049 Sun S S, McDonough W F. Chemical and isotopic systematics of oce-anic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Saunders A D, Norry M J, eds. Magmatism in the Ocean Basins. London: Geological Society Special Publication, 1989. 313—34510 Wilson M. Igneous Petrogenesis. London: Academic Division ofUnwin Hyman Ltd, 198911 Holfmann A W. Chemical defferentiation of the Earth: the rela-tionship between mantle continental crust and oceanic crust. Earth Planet Sci Lett, 1988, 90: 297—31412 Composton W, Williams I S, Kirschvink J L, et al. Zircon U-Pbages of early Cambrian time-scale. J Geol Soc, 1992, 149: 171—18413 Williams I S, Claesson S. Isotope evidence for the Precambrianprovince and Caledonian metamorphism of high grade paragneiss from the Seve Nappes, Scandinavian Caledonides, Ⅱ. Ion micro-probe Zircon U-Th-Pb. Contrib Mineral Petrol, 1987, 97: 205—217 14 简平, 刘墩一, 孙晓猛. 滇西北白马雪山和鲁甸花岗岩基SHRIMP U-Pb年龄及其地质意义. 地球学报, 2003, 24: 337—34215 Black L P, Kamo S L, Allen C M, et al. TEMORA 1: a new zirconstandard for Phanerozoic U-Pb geochronology. Chem Geol, 2003, 200: 155—17016 Ludwig K R. Isoplot: a plotting and regression program for radio-genic isotope data. US Geol Surv Open-File Rep, 1991. 91—144 17 陈文, 李曙光, 张彦, 等. 苏鲁超高压变质带东海青龙山高压正片麻岩中白云母的39Ar-40Ar年代学研究. 地质论评, 2003, 49: 537—54318 鲍佩声, 肖序常, 王军. 西藏洞错蛇绿岩的地球化学及其生因.见: 张旗, 主编. 蛇绿岩与地球动力学研究. 北京: 地质出版社, 1996. 190—19419 O’Nions P K, McKenzie D P. Melting and continent generation.Earth Planet Sci Lett, 1988, 90: 449—45620 Frey F A, Clague D A. Geochemistry of diverse basalt types fromLoihi Seamount, Hawaii Petrogenetic implication. Earth Planet Sci Lett, 1983, 66: 337—33521 Chen C Y, Frey F A, Garcia M O, et al. The tholeiitic basalt transi-tion at Haleakala Volcano, Maui, Hawaii. Contrib Mineral Petrol, 1990, 106: 183—20022 Späth A, Leroox A P, Dunca R A, et al. The geochemistry of lavasfrom the Comores Archipelogo, Western Indian ocean: petrogene-sis and mantle source region characteristics. J Petrol, 1996, 37(4): 961—99123 Blundy J D, Robinson J A C, Wood B J. Heavy REE compatible inclinopyroxene on the spinel lherzolite solidus. Earth Planet Sci Lett, 1998, 160: 493—50424 Frey F A, Clague D, Mahoney J J, et al. Volcanism at the Edge ofthe Hawaiian Plume petrogenesis of submarine alkalic lavas from the North Arch volcanic field. J Petrol, 2001, 41(5): 667—69125 Yang H J, Frey F A, Clague D A. Constraints on the source com-ponents of lavas forming the Hawaiian North Arch and Honolulu volcanics. J Petrol, 2003, 44 (4): 603—62726 Moore G M, Carmichael I S E, Morone C, et al. Basaltic volcan-ism and extension, near the intersection of the Sierra Madre vol-canic province and Mexican volcanic belt. Geol Soc Am Bull, 1994, 106: 383—39427 Righter K. A comparison of basaltic volcanism in the Cascades andwestern Mexico: compositional diversity on continental arcs. Tec-tonophysics, 2000, 318: 99—11728 Fitton J G, Saunders A D, Norry M J, et al. Thermal and chemicalstructure of the Iceland plume. Earth Planet Sci Lett, 1998, 153(3-4): 197—20829 Pearce J A. The role of sub-continental lithosphere in magmagenesis at destrictive plate margins: in continental basalts and mantle xenoliths. In: Hawkeswirth C J, Norry M J, eds. Nantwich: Shiva, 1983. 230—24930 沈渭洲. 同位素地质学教程. 北京: 原子能出版社, 199731 Faure G. Origin of Igneous Rocks——the Isotope Evidence. NewYork: Springer-Verlag Berlin Heidelberg, 200132 Späth A, Le Roex A P, Akech N O, et al. Plume-mantle interactionand the origin of continental rift-related alkaline volcanism-the Chyulu Hills Volcanic Province, Southern Kenya. J Petrol, 2001, 42(4): 765—78733 Kay R W, Kay S M. Delamination and delamination magmatism.Tectonophysics, 1993, 219: 177—18934 Class C, Goldstein S. The processes of plume-lithosphere interac-tion in the ocean basins constraints from the source mineralogy.Earth Planet Sci Lett, 1997, 150: 245—26035 O’Reilly S Y, Griffin W L. Sr isotopic heterogeneity in primitivebasaltic rocks, southwest Australia: correlation with mantle me-tasomatism. Contrib Mineral Petrol, 1984, 87: 220—23036 Tainton K M, McKenzie D. The generation of kimberlites, lam-proites and their source rocks. J Petrol, 1994, 35: 787—81737 韦刚健, 梁细荣, 李献华, 等. (LP)MC-ICPMS方法测定液体和固体样品的Sr同位素组成. 地球化学, 2002, 31: 295—29938 Li X H, Liu D Y, Sun M, et al. Precise Sm-Nd and U-Pb isotopicdating of the super-gaint Shizhuyuan polymetallic deposit and its host granite, Southeast China. Geol Mag, 2004, 141: 225—23139 张旗, 周国庆. 中国蛇绿岩. 北京: 科学出版社, 200140 Niu Y L, O’Hara M J. Origin of ocean island basalts: A new pre-spective from petrology, geochemistry and mineral physics con-siderations. J Geophys Res, 2003, 108: 2209—222741 鲍佩声, 王希斌, 郝梓国. 新疆西准噶尔豆荚状铬铁矿床形成环境的讨论. 地质矿产部地质研究所所刊, 1992, 23: 46—7342 McKenzie D. Some remarks on the movement of small melt frac-tions in the mantle. Earth Planet Sci Lett, 1989, 95: 53—7243 Niu Y, Batiza R. Trace element evidence from seamounts for recy-cled oceanic crust in the eastern equatorial Pacific mantle. Earth Planet Sci Lett, 1997, 148: 471—48444 李秋生, 王建平. 西藏东部丁青-怒江蛇绿混杂岩带的地质特征.见: 张旗, 主编. 蛇绿岩与地球动力学研究. 北京: 地质出版社, 1996. 195—198。
西藏拉嘎蛇绿岩壳层熔岩的岩石地球化学及成因
拉 嘎蛇 绿 岩火 山熔岩 主要 由块状 玄武 岩 和细 碧 岩组 成 。岩 石具 有枕 状构造 ，球 顾结
Ｎｂ／３
图 ２ 拉嘎蛇绿岩玄武岩 Ｔｉ０—ｒＲ （ＴＦｅＯ＋ＭｇＯ）图解
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第 ４期
夏 斌 等 ： 西 藏 拉 嘎 蛇 绿岩 壳 层熔 岩 的 岩 石 地 球 化 学 及 成 囡
构 、 中空 骸 晶结 构 和 细碧 结构 。岩 枕边 部 气 孔密 集 ，其 中充 填有 葡 萄石 、 石英 、 碳 酸 盐 、绿泥 石、绿 帘石 等矿 物。岩 石主要 由斜 长石、 单斜 辉石组成 ， 并含 有少量 石英 和磁
拉 嘎蛇 绿 岩 主要 由橄榄 岩、 辉绿 岩 床 （脉 ）、 枕状 玄 武熔 岩夹 深海 沉积 放射 虫 硅质 岩 等组 成 。蛇 绿 岩在缝 合 带 内呈东 西 向延 伸 约 ５０ｋｍ，南北 向 出露宽 约 ｌ０ｋｍ。橄 榄 岩呈 零 星残 片分布 ，单 个 岩 片大小 不等 ，大 者沿 走 向延 伸可 达 １０余公 里，宽 ｌ一 ２ ｈ 小 者 仅 几 十 米。壳 层组 分 为枕状 玄 武 岩、 辉绿 岩脉 （床）和深 海沉 积硅 质 岩 ，细 碎屑 岩等 一般 分 布 在橄榄 岩 体两侧 。辉 绿岩 主要 呈脉 状分 布于 火 山熔岩 中，脉 体出 露宽 为 ５０ｃｍ— １．６ｍ， 延 伸数 米至 ３０余 米 。火 山熔 岩 出露宽 为 Ｉ４０— ３００余米 ， 由块状 玄武 岩 、角 砾状 玄武 岩 和气 孔状 玄 武岩组 成。玄武 岩 中发 育有 枕状 构造 ，岩 枕扁 椭球体 状 ，长 轴 ２２— ５０ｃｍ，代 表深 水 环境 下 的喷发 产 物。 深海 沉积 硅质 岩 分布 在火 山熔 岩 顶部 ，或 以夹 层 出现 在 火 山 熔 岩 中，厚 １０ｅｍ 至 ２０余 米。从 以上岩 石组 合和 地质 构造特 征分 析 ，该岩 石 组合 为 一被 肢 解 了 的蛇 绿岩套 ，代 表已 消亡 的古 大洋 岩 石 圈残余 。在 蛇绿 岩 中还 断续混 杂 有 晚古 生
滇西北点苍山蛇绿混杂岩的发现及意义
5-
（ $% & ’(） )*#+,-.， /0、 )1 分别是特罗多斯斜长花岗 岩 的 2 倍 和 #+ 倍 ， 分 布 曲 线 右 倾 ， 34 具 弱 负 异 常 （ （ 图 2） 。 !34*+,-5） 微量元素与特罗多斯斜长花岗岩相比，富相溶 元素（ ， 大离子亲石元素（ 及高场强元 $6、 )7） 8(、 90） 素（ 。皮尔斯微量元素分布图的样式也比较接近 :6） 洋脊花岗岩。
=
岩石化学及地球化学特征
表!是变质橄榄岩、 斜长角闪岩及变质钠长花岗
岩的岩石化学、 稀土元素及微量元素的分析结果。 （ 变质橄榄岩： 从表!可看出， 李子坪变质橄榄 ?）
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岩与大洋中脊二辉橄榄岩和世界变质橄榄岩平均 值相比， 富 @9!A#、 贫 D1A、 B%A!、 C!A， E3A 及 F3!A， 这种富 G%、 @9、 B% 和 C 的特征与同一构造 带 中 的 德 钦 吉义独、 新平双沟的变质橄榄岩相近
山运动， 元古宇基底变质岩系逆冲推覆的改造， 大部 分洋壳已消失， 仅在局部地段保留一些残片。 这些残 片的发现，对研究该地区岩石圈构造演化有着重要 的意义。 参加这一地区野外工作的人员还有侯世云、 包 俊跃、 金亚昌及邓志祥等， 杨红英工程师代绘文中 插图， 谨此一并致谢。 参考文献：
［ ： # ］沙绍礼 ; 点苍山变质带基本特征［ <］ , 云南地质， #""= ， #- （ #） #>2, ［ 包俊跃， 金亚昌， 等 ; 点苍山变质带同位素年代学研究新 ! ］沙绍礼， 进展［ <］ , 云南地质， #""" ， #= （ #） ?.2>.., ［ 卢良兆， 李树勋， 等 ; 变质岩岩石学［ 地质出版 2 ］贺同兴， @］ , 北京： 社， #"==,.=>.", ［ 张魁武， 李达周 , 横断山区镁铁—超镁铁岩［ 科学 5 ］张旗， @］ , 北京： 出版社， #""!,A!>.", ［ 沈上越 B 朱勤文， 等 , 三江中南段火山岩—蛇绿岩与成矿 A ］莫宣学， 地质出版社， ［ @］ , 北京： #""=,"2>"5, ［ 路凤香， 朱勤文， 等 , 三江特提斯火山作用与成矿［ . ］莫宣学， @］ ,北 京： 地质出版社， #""2,#=!, ［ 地质出版社， - ］ $CD%E0F 8 G著 , 鲍佩声译 , 蛇绿岩［ @］ ; 北京：
蛇绿岩套
蛇绿岩套蛇绿岩套（ophiolite suite）其实就是蛇绿岩（ophiolite）。
是一组由蛇纹石化超镁铁岩、基性侵入杂岩和基性熔岩以及海相沉积物构成的岩套。
（在地史学中这个就是“三位一体”，是寻找古缝合线的依据，就想前面两位说的“海洋遗”一样。
）岩石概况蛇绿岩套是一种可与大洋岩石圈对比的独特的镁铁质-超镁质岩石组合,一个发育完整的蛇绿岩包括以下岩石序列：(l)超镁铁质杂岩，由不同比例的二辉橄榄岩、方辉橄榄岩和纯橄榄岩组成，具有变质变形组构；(2)堆晶辉长质杂岩，以堆晶结构为特征；(3)镁铁质席状岩墙(床)杂岩；(4)镁铁质火山杂岩，主要为枕状玄武岩，常见枕状构造；(5)与蛇绿岩伴生的岩石有富钠的长英质侵入岩和喷出岩、硅质岩、薄层页岩和少量灰岩。
蛇绿岩成因一般解释为由洋中脊海底扩张作用而形成的大洋岩石圈的侵位形成，蛇绿岩与大洋岩石圈的演化有密切的关系，而且二者在岩石类型和岩石序列有很大的相似性。
因此研究蛇绿岩的组成、成分及成因是了解大洋岩石圈结构、变化及动力学的主要途径。
（简单地说蛇绿岩就是由于两个板块碰撞的时候下面的岩浆的温度很高而导致了碰撞接触带的发生了变质而形成的。
）现在研究蛇绿岩的地质学家比较多，因为它代表地史时期存在一个广阔的大洋。
岩石成因蛇绿岩成因一般解释为由洋中脊海底扩张作用而形成的大洋岩石圈的侵位形成。
简单地说蛇绿岩就是由于两个板块碰撞的时候下面的岩浆的温度很高而导致了碰撞接触带的发生了变质而形成的。
基本特征蛇绿岩的代表层序自下而上是：橄榄岩、辉长岩、席状基性岩墙和基性熔岩以及海相沉积物，其中橄榄岩和辉长岩在层序上可以重复多次。
蛇绿岩一般是灰绿色，其中普遍伴生的蛇纹石。
一个发育完善的蛇绿岩套从底部到顶部的岩石组合顺序是：变质橄榄岩→堆积杂岩→岩墙杂岩→枕状熔岩，表现出一种假地层的蛇绿岩层序，这种层序性是蛇绿岩套的基本特征。
蛇绿岩套的层序与大洋岩石圈剖面可以逐层对比，枕状熔岩和岩墙杂岩与大洋层2，堆积辉长岩与大洋层3，堆积橄榄岩和变质橄榄岩与大洋上地幔彼此一一对应，且对应层的地震波速值也很接近，可以把蛇绿岩看作是大洋岩石圈的代表。
藏北蛇绿岩地球化学特征及其地质意义
摘要青藏高原是多地体北向造山拼贴的产物，发育有多条近东西向的蛇绿岩带。
蛇绿岩研究一直是青藏高原的研究热点和前沿课题。
本文结合藏北龙木错-双湖-澜沧江蛇绿混杂岩带、班公湖-怒江蛇绿岩带及狮泉河-纳木错-波密蛇绿岩带中双湖、赞宗错以及果芒错蛇绿岩的岩石学、地球化学等特征，分析研究了其形成的大地构造环境及其源区性质，进而探讨各蛇绿岩带的形成演化历史。
双湖蛇绿岩带内蛇绿岩各组成单元均有出露，均被后期构造运动改造呈混杂片岩产出。
其中产自双湖西江爱达日那-嘎错一带蛇绿混杂岩中的变质辉绿岩、辉长岩基性岩墙群，其地球化学特征表明其来源于富集型地幔源区，其环境判别显示兼具洋中脊玄武岩和洋岛玄武岩特征，为准洋中脊环境，是地幔柱热点与洋中脊相互作用的结果。
赞宗错蛇绿混杂岩自下而上具有较完整的蛇绿岩层序组合，但受后期构造作用的影响，层序被严重破坏。
岩性以地幔橄榄岩组分为主。
赞宗错蛇绿混杂岩地球化学性质显示蛇绿岩具有陆缘弧后盆地及陆内裂谷两种不同性质的地球化学组成。
赞宗错第一组基性岩样品来源于亏损地幔的部分熔融，不同程度的叠加了少量的俯冲流体、沉积物等物质的影响。
赞宗错第二组基性岩样品应源于软流圈上地幔，且叠加有少量的陆壳组分。
果芒错蛇绿岩是狮泉河-纳木错-波密蛇绿岩带上出露面积较大的一处蛇绿岩，各层序均有出露。
超铁镁质堆晶杂岩其中堆晶杂岩显示明显的堆晶韵律，显示了明显的分离结晶特征，并指示其源自一个被富集组分交代混染的地幔。
基性岩具有高Al 特征，稀土元素和微量元素具E-MORB 型配分模式。
基性岩地球化学环境判别显示果芒错蛇绿岩可能形成于扩张的弧后盆地环境中，结合区域构造特征，认为狮泉河-纳木错-波密蛇绿岩带是班怒带南向俯冲形成的弧后小洋盆，蛇绿岩各单元块体是古洋壳俯冲消减、碰撞挤压和构造抬升而形成现今的构造岩片，并非是逆冲推覆异地搬运而来。
本文通过野外地质调查、蛇绿岩岩石学及地球化学特征分析研究，结合前人蛇绿岩研究相关成果，构建了藏北蛇绿岩的形成演化历史：双湖蛇绿岩作为龙木错-双湖-澜沧江蛇绿混杂岩带的一部分伴随着古特提斯洋在晚二叠世的闭合侵位，经过随后多期的构造变质变形作用层序被打乱，呈变质混杂岩片分布；班-怒特提斯洋于二叠纪之前裂开，并随着逐渐的裂开，开始了在拉萨地块北缘和羌塘地块南缘的双向俯冲，并在晚三叠世诱发了狮泉河-纳木错-波密洋东段的裂开；之后，与俯冲相关的东巧蛇绿岩在早侏罗世构造侵位；而狮泉河-纳木错-波密洋盆持续西向裂开，形成了具有弧后盆地背景的果芒错蛇绿岩；伴随洋壳俯冲消减、洋壳闭合、蛇绿岩构造侵位，形成了班公-怒江缝合带和狮泉河-纳木错-波密缝合带。