从洋壳俯冲到陆壳俯冲和碰撞:来自羌塘中西部地区榴辉岩和蓝片岩地球化学的证据*

张修政 董永胜 李才 解超明 王明 邓明荣 张乐

ZHANG XiuZheng，DONG YongSheng＊＊，LI Cai，XIE ChaoMing，WANG Ming，DENG MingRong and ZHANG Le

吉林大学，青藏高原地学研究中心，长春 130061

Research Center for Tibetan Plateau，Jilin University，Changchun 130061，China

2014-01-02 收稿，2014-03-15 改回.

1 引言

高压/超高压变质岩(如榴辉岩和蓝片岩)通常被认为是板块俯冲-碰撞作用的产物，是板块汇聚边界的重要标志。根据高压变质岩石的原岩建造特征，可以将其初步划分为太平洋型(大洋型)(如，西南天山和北祁连高压(超高压)/低温变质带;Zhang et al.，2007，2008b;Wu et al.，1993)和阿尔卑斯型(大陆型)(如，苏鲁-大别超高压变质带;Liou et al.，2009)两种基本类型(Maruyama et al.，1996;Ernst，1988，2001)。除此之外，也存在少数特殊的变质带，其洋壳深俯冲和陆壳深俯冲的物质均被很好地保留在同一个俯冲带中(如，柴北缘高压/超高压变质带，Song et al.，2005;Zhang et al.，2008a)。确定高压变质带的基本类型是高压带中各项研究工作的基础，亦是进一步深入理解高压变质带构造演化的前提。通过对高压变质岩石(尤其是基性岩石)系统的地球化学工作并结合区域内的岩石组合特征，是识别高压变质岩石原岩建造、确定高压/超高压变质带类型的有效途径。

图1 青藏高原大地构造单元划分简图以及羌塘中西部地区地质简图(a)-青藏高原大地构造单元划分简图(据李才等，2006b)，JSSZ-金沙江缝合带;LSSZ-龙木错-双湖-澜沧江缝合带;BNSZ-班公湖-怒江缝合带;YZSZ-印度河-雅鲁藏布江缝合带;(b)-羌塘中部西部地区地质简图(据Zhai et al.，2011a 修改)Fig.1 Tectonic subdivision of the Tibetan Plateau and simplified geological map of Qiangtang terrane

羌塘中部低温高压变质带是目前青藏高原内部延伸规模最大、保存较好、关注程度较高，同时也是研究程度相对较低的高压变质带。高压带主要沿龙木错-双湖缝合带一线展布(图1)，西起红脊山(陆济璞等，2006)和冈玛错(邓希光等，2000，2002;翟庆国等，2009a)，经果干加年山(董永胜和李才，2009)、片石山(李才等，2006a;Zhai et al.，2011a，b;Kapp et al.，2003;张修政等，2010a)以及蓝岭(Kapp et al.，2003;翟庆国等，2009b)，向东一直延伸到双湖一带(鲍佩声等，1999)，断续出露超过500km。主要由榴辉岩、蓝片岩、石榴石多硅白云母片岩、蓝闪石大理岩等组成。变质作用研究表明羌塘地区榴辉岩变质峰期条件为P =2.0 ～2.5GPa，T =410 ～460℃，属于低温型榴辉岩(李才等，2006a;Zhai et al.，2011a;董永胜和李才，2009)，蓝片岩峰期变质条件为P=0.8～1.5GPa，T = 350 ～420℃(邓希光等，2000;翟庆国等，2009b;Kapp et al.，2003)。锆石SHRIMP U-Pb 定年以及石榴石Lu-Hf 同位素定年结果表明羌塘中部高压带峰期变质时代为244 ～223Ma(Zhai et al.，2011a;Pullen et al.，2008)，单矿物Ar-Ar 定年结果揭示了高压带的快速折返和退变发生在227 ～203Ma(Kapp et al.，2003;李才等，2006a;Zhai et al.，2011a;张修政等，2010b)。相对于较多的矿物学和年代学研究，针对区域内蓝片岩和榴辉岩开展的地球化学工作则十分有限，目前在延伸超过500km 的高压带中，仅仅在戈木乡的片石山地区、绒玛乡的蓝岭地区、以及冈玛错部分地区积累了一定的地球化学研究资料(张修政等，2010c;Zhai et al.，2011b;邓希光等，2002)，许多关键的高压带露头如果干加年山榴辉岩和红脊山蓝片岩，只做了报道性工作和少量矿物学研究(陆济璞等，2006;董永胜和李才，2009)，地球化学资料匮乏，这严重限制了我们对于羌塘中部高压变质带中俯冲消减物质的全面认识。目前已识别的深俯冲物质主要包括EMORB 型洋壳和洋岛/海山(OIB)(张修政等，2010c;Zhai et al.，2011b;邓希光等，2002)，那么是否存在其他类型的洋壳物质的俯冲消减?洋壳俯冲消减之后是否存在陆壳物质的参与?这些问题的回答对于深入理解羌塘中部高压变质带构造演化具有重要的意义。鉴于此，本文对羌塘中西部地区资料相对匮乏的蓝片岩和榴辉岩进行了系统的地球化学工作，认识到羌塘中部同时保留有洋壳深俯冲和陆壳俯冲的证据，对于进一步比较洋壳俯冲与陆壳俯冲的差异、探讨由洋壳俯冲到陆壳俯冲碰撞造山过程具有重要意义。

2 区域地质概况

羌塘位于青藏高原北部，夹持于金沙江缝合带和班公湖-怒江缝合带之间。李才(1987)提出羌塘中部存在一条重要的构造带，命名为龙木错-双湖板块缝合带(图1)，并认为其代表了冈瓦纳大陆和欧亚大陆的界线(李才等，2006b，2007a，b，2008，2009;李才，2008)。近年来，大量的研究工作表明沿龙木错-双湖缝合带一线存在大量与古特提斯洋构造演化以及俯冲消减相关的证据，包括典型的蛇绿岩(李才等，2008;翟庆国等，2004;Zhai et al.，2013a)、二叠纪洋岛玄武岩(翟庆国等，2006)、泥盆纪和二叠纪放射虫硅质岩(朱同兴等，2006)、晚三叠世低温高压变质带(鲍佩声等，1999;邓希光等，2000;李才等，2006a;董永胜和李才，2009;张修政等，2010a，b，c;翟庆国等，2009a，b;Zhai et al.，2011a，b)、石炭纪弧岩浆岩(胡培远等，2013;施建荣等，2009)以及晚三叠世后碰撞岩浆活动(张修政等，2014)。这些证据的不断积累证实了缝合带的存在，同时也进一步支持了龙木错-双湖缝合带作为古特提斯洋主洋盆遗迹以及冈瓦纳大陆和欧亚大陆界线的认识(Zhai et al.，2011a，2013a;Metcalfe，2013;Zhu et al.，2013)。除此之外，Zhang et al. (2014)报道了羌塘西部香桃湖地区首例志留纪基性高压麻粒岩(峰期变质时代427 ～422Ma)，认为可能与早古生代冈瓦纳北缘的增生以及微陆块的碰撞拼贴有关，暗示羌塘可能具有更为复杂的构造演化历史。缝合带同时也将羌塘进一步划分为羌南-保山地块和羌北-昌都地块(下文简称为南羌塘和北羌塘)两个次级地块(图1)。北羌塘地区泥盆纪-三叠纪的地层均有不同程度出露，其中石炭纪-二叠纪地层含大量暖水型生物，显示扬子地区的亲缘性(李才等，2006b，2007a，2009;李才，2008)。南羌塘地区的奥陶系-二叠系发育齐全，沉积建造和生物面貌可与申扎和喜马拉雅地区对比。其中上石炭统-下二叠统地层(展金组)在南羌塘大面积出露，是一套以碎屑岩为主的被动大陆边缘沉积，含冷水型生物和冰海杂砾岩，代表塔尔切尔冰期影响的时间和空间，显示了冈瓦纳大陆的亲缘性(李才等，2006b，2007a，2009;李才，2008)。同时这些地层中普遍发育大量二叠纪基性岩墙群，为冈瓦纳北缘二叠纪地幔柱活动及相关裂解事件的产物(Wang et al.，2014;Zhai et al.，2013b)。

3 样品野外及岩石学特征

果干加年山地区榴辉岩出露在果干加年山东部，为董永胜和李才(2009)首次报道。主要呈透镜状产于其围岩之中(图2a)，围岩主体为石榴石(多硅)白云母片岩，部分露头亦可见少量大理岩。榴辉岩透镜体大小不一，大者可达十几米，小的不足1m。该区榴辉岩一般退变较弱，矿物粒度较细，主要成分为石榴子石(25% ～30%)、绿辉石(65% ～70%)、金红石(1%)、白云母(1%)、石英(1%)(图3a)。矿物粒度多为0.05 ～0.1mm，少量在0.2mm 左右，部分样品含有少量蓝闪石和冻蓝闪石，为减压过程中退变产物。

红脊山地区蓝片岩出露在羌塘西部，冈玛错北东40km处，是目前为止羌塘地区唯一的硬柱石蓝片岩出露区(陆济璞等，2006)，蓝片岩及其围岩组成的高压变质带呈NW-SE向展布，延伸超过20km，宽度在0.5 ～3km，露头规模仅次于绒玛地区的蓝岭。红脊山和蓝岭是目前羌塘地区蓝片岩出露最好的两个地区，但蓝片岩的野外特征尤其是围岩的组成却具有显著的差异。红脊山蓝片岩主要呈透镜状或断块状产出，其围岩具有陆源碎屑岩特征，主体为已强烈片理化的变质石英砂岩和(多硅)白云母石英片岩(图2b，c)，而蓝岭的基性蓝片岩的围岩则以大量的碳酸盐岩为主体(图2d)，而且这些碳酸盐岩亦经历了蓝片岩相变质(翟庆国等，2009b)。红脊山蓝片岩在手标本上主要为浅蓝色、灰黑色、灰褐色，通常为致密的块状，主要矿物包括蓝闪石(45% ～60%)、硬柱石(15% ～20%)、钠长石(15% ～20%)以及少量阳起石(5%)和绿泥石(5%)等(图3b)，变质程度总体上相当于董申保(1989)分类中的蓝闪石硬柱石亚相。

4 地球化学

4.1 分析方法

图2 羌塘中西部地区榴辉岩和蓝片岩野外特征(a)-果干加年山榴辉岩呈透镜状产于石榴石白云母片岩中;(b)-红脊山蓝片岩呈透镜状产于变质石英砂岩和白云母石英片岩中，宏观露头;(c)-红脊山蓝片岩宏观露头特征，其围岩主要为变质石英砂岩和白云母石英片岩;(d)-绒玛乡蓝岭地区蓝片岩特征，基性蓝片岩与蓝闪石大理岩伴生产出Fig.2 Photographs showing field relations between the eclogite，blueschist and their country rocks in the Qiangtang metamorphic belt，northern Tibet

本文系统采集果干加年山地区榴辉岩(MT5H1 ～H3，MT5H6 ～H8)和红脊山地区蓝片岩(1215H1 ～H2、1216H1 ～H2、1115H1 ～H10)共计20 件样品。其中MT5H1 ～H3，MT5H6 ～H8 等6 件样品的主量、微量元素化学分析在中国地质大学(北京)地学实验中心完成，主量元素采用prodigy型等离子体全谱直读发射光谱仪(ICP-OES)测定，微量元素分析方法为ICP-MS;1215H1 ～H2，1216H1 ～H2 等4 件样品的全岩主量、微量元素在国家地质测试中心完成，其中主量元素用熔片X-射线荧光光谱法(XRF)测定，并采用等离子光谱和化学法测定进行互相检测，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 和酸溶等离子质谱(ICP-MS)法测定，稀土元素用ICP-MS 法测定，其中的Nb、Ta、Zr、Hf 是用碱溶法、沉淀酸提取、用等离子质谱法测定;1115H1 ～H10 等10 件样品主量、稀土和微量元素测试由河北省区域地质矿产调查研究所完成，其中全岩主量元素采用XRF 分析，稀土和微量元素采用ICP-MS 分析。

4.2 分析结果

4.2.1 果干加年山榴辉岩

果干加年山地区榴辉岩主量、稀土及微量元素分析结果见表1。样品SiO2含量变化于44.96% ～47.27%，在成分上属于玄武质岩石，Al2O3为14.61% ～16.23%，MgO 为6.72% ～8.51%，对应的Mg#范围在51 ～57，钙(CaO)、全铁(Fe2OT3)分别为11.73% ～13.43% 和11.91% ～13.00%。岩石具有中等的TiO2含量(1.61% ～2.82%，平均为1.89%)，非常低的K2O(0.07% ～0.10%)含量和P2O5(0.08% ～0.19%)含量，总体特征与典型的大洋中脊玄武岩(N-MORB)十分相似(Sun and McDonough，1989)。样品中相容元素Cr 含量较高(201 ×10-6～232 ×10-6)，接近原生玄武岩浆范围(Ni=300 ×10-6～400 ×10-6，Cr=300 ×10-6～500 ×10-6;Frey et al.，1978;Hess，1992)，而Ni 含量较低(79 ×10-6～94 ×10-6)，明显低于原生岩浆范围，这些特征表明果干加年山地区榴辉岩的原岩可能主要经历了一定程度的橄榄石的分离结晶作用。在能够有效排除基性岩中铁镍氧化物堆晶作用影响的Th-Co 分类图解(Hastie et al.，2007)上(图4a)，样品均投入拉班玄武岩区域，采用被认为是非常有效的蚀变火山岩Nb/Y-Zr/Ti 图解(Pearce，1996)(图4b)进行判断，样品均落入亚碱性玄武岩区域。

表1 羌塘中西部地区榴辉岩和蓝片岩地球化学数据（主量元素w%；微量元素×10 -6 ）Table1 Concentrationsofmajor（w%） and trace（ ×10 -6 ） elementsofeclogitesand blueschistsin theQiangtangmetamorphicbelt

续表1Continued Table1

图3 羌塘中西部地区榴辉岩和蓝片岩镜下特征(a)-果干加年山地区细粒榴辉岩镜下特征;(b)-红脊山地区硬柱石蓝片岩镜下特征. 矿物代号:Grt-石榴石;Omp-绿辉石;Phe-多硅白云母;Gln-蓝闪石;Rut-金红石;Lws-硬柱石Fig.3 Photomicrographs of eclogite and blueschist in the Qiangtang metamorphic belt，northern Tibet

图4 羌塘中西部地区榴辉岩和蓝片岩Th-Co(a，据Hastie et al.，2007)和Nb/Y-Zr/Ti(b，据Prearce，1996)岩石分类图解Fig.4 Th vs. Co classification diagram (a，after Hastie et al.，2007)and Zr/Ti vs. Nb/Y diagram (b，after Prearce，1996)for eclogite and blueschist in the Qiangtang metamorphic belt，northern Tibet

图5 果干加年山地区榴辉岩和红脊山地区蓝片岩稀土元素球粒陨石标准化图(a、c)及微量元素N-MORB 标准化(b)和原始地幔标准化蛛网图(d)(N-MORB、E-MORB、OIB 数据以及标准化值均引自Sun and McDonough，1989)Fig.5 Chondrite-normalized REE distribution patterns (a，c)and N-MORB normalized (b)and primitive mantle normalized (d)spidergrams of eclogite in Guoganjianianshan area and blueschist in the Hongjishan area，northern Tibet (chondrite，primitive mantle，N-MORB，E-MROB and OIB values are from Sun and McDonough，1989)

样品稀土元素总量(∑REE)较低且变化范围较小(51.19 ×10-6～59.43 ×10-6)，比典型的N-MORB 稀土总量稍高(39.11 ×10-6)(Sun and McDonough，1989)，轻稀土元素明显亏损［(La/Yb)N=0.59 ～0.70］，不具有明显的Eu 负异常(Eu/Eu*=0.87 ～0.91)，在球粒陨石标准化图上(图5a)，所有样品显示总体平缓、轻稀土亏损的配分模式，其形式和成分与典型的正常型洋中脊玄武岩(N-MORB)非常类似。在N-MORB 标准化蛛网图中(图5b)，除Rb、Ba，U 等在榴辉岩相变质作用下具有较强活动性的大离子亲石元素(Becker，1999)具有较大变化区间外，其他元素变化范围稳定，整体表现出近乎平直的配分模式。

4.2.2 红脊山蓝片岩

红脊山蓝片岩的主量、稀土及微量元素分析结果见表1，样品SiO2含量变化于46.07% ～50.10%，在成分上属于玄武岩，总体上具有富铝(Al2O3=11.53% ～13.38%)、富钠(Na2O = 4.14% ～4.72%)、高 铁(Fe2OT3= 12.71% ～16.00%)、高磷(P2O5= 0.29% ～0.48%)、高钛(TiO2=2.97% ～4.14%)的特点。MgO 含量较低(4.43% ～5.86%)，对应的Mg#为39 ～47，相容元素Ni、Cr 含量低(分别为25.6 × 10-6～64.0 × 10-6和17.0 × 10-6～84.0 ×10-6)，远低于原生玄武岩浆范围(Ni =300 ×10-6～400 ×10-6，Cr=300 ×10-6～500 ×10-6;Frey et al.，1978;Hess，1992)，这些特征表明蓝片岩的原岩可能经历显著的橄榄石、单斜辉石等镁铁质矿物的分离结晶作用。在Th-Co 分类图解(图4a)(Hastie et al.，2007)，样品均投入碱性玄武岩-钙碱性玄武岩区域。在蚀变火山岩Nb/Y-Zr/Ti 图解(图4b)(Prearce，1996)进行判断，亦得到了相似的结果。

样品稀土元素总量(∑REE)变化于161.9 × 10-6～224.9 ×10-6，LREE 相对HREE 强烈富集(∑LREE/∑HREE=5.13 ～6.76)，轻重稀土分馏显著，(La/Yb)N= 6.10 ～11.6，不具有明显的Eu 异常(Eu/Eu*=0.81 ～1.05)，表明原岩并没有发生明显的斜长石分离结晶作用，在球粒陨石标准化图上(图5c)，所有样品呈基本一致的右倾斜稀土配分模式，在原始地幔标准化蛛网图(图5d)上，Ba、Rb 等大离子亲石元素变化范围较大，Nb、Ta、Zr、Hf 和Ti 等高场强元素则明显富集，总体特征类似于典型的洋岛玄武岩(OIB)(Sun and McDonough，1989)。

5 讨论

5.1 构造环境

5.1.1 果干加年山榴辉岩

图6 羌塘中西部地区榴辉岩和蓝片岩的不活动元素构造环境判别图解(a)Zr/Y-Zr 图解(Pearce and Norry，1979);(b)Y-La-Nb 图解(Cabanis and Lecolle，1989)，1a-钙碱性岛弧玄武岩;1b-钙碱性-拉斑系列岛弧玄武岩;1c-岛弧拉班玄武岩;2a-大陆玄武岩;2b-弧后拉张玄武岩;3a-大陆裂谷玄武岩和洋岛玄武岩;3b，3c-富集型洋中脊玄武岩;3d-正常的洋中脊玄武岩;(c)Th/Yb-Nb/Yb 图解(Pearce，2008);(d)Th/Hf-Ta/Hf 图解(汪云亮等，2001). 南羌塘地区二叠纪基性岩墙数据来自Wang et al.，2014;Zhai et al.，2013bFig.6 Discrimination diagram of tectonic settings for eclogite and blueschist in the Qiangtang metamorphic belt，northern Tibet

果干加年山榴辉岩Nb 和Ta 丰度分别为2.31 ×10-6～4.77 ×10-6和0.15 ×10-6～0.31 ×10-6，Nb/La 变化在0.69～1.24 之间(平均为0.86，小于1)，Hf/Ta 变化在10.58 ～19.87 之间(均大于5)，La/Ta 变化在12.42 ～22.53 之间(平均为17.55，大于15)，其总体特征与N-MORB 和岛弧玄武岩类似，而与E-MORB 和板内玄武岩(包括OIB)相差较大(Condie，1989)。样品(La/Yb)N=0.59 ～0.70，具有平缓的、轻稀土亏损的稀土配分模式(图5a)，表明其岩浆可能源于亏损地幔。在N-MORB 标准化配分图解中(图5b)，绝大部分元素标准化值稳定在1 附近，显示了与典型N-MORB 高度的相似性，同时亦不具有不相容元素的富集和Nb、Ta，Ti的亏损，表明没有热点活动的叠加和俯冲带物质的加入。在传统的Zr/Y-Zr(图6a)构造环境判别图解上，样品均显示了MORB 岩浆岩的亲缘性。利用能够有效区分N-MORB、EMORB、岛弧和大陆岩浆岩的Y-La-Nb 三角图解(Cabanis and Lecolle，1989)上(图6b)进一步判断，样品均落入N-MORB区域。研究表明，Th 和Nb 对于大洋玄武岩的分类以及俯冲带物质的识别具有重要的意义(Pearce，2008)，在相应的Th/Yb-Nb/ Yb 图解(图6c)上，所有样品均落入地幔演化线内且集中分布在N-MORB 区域。汪云亮等(2001)研究表明Th，Ta 和Hf 地球化学性质相近，Th/Hf 和Ta/Hf 比值在部分熔融和分离结晶作用中影响较小，可以用它们的相关图解判断岩石形成的构造环境，在相应的Th/Hf-Ta/Hf 图解(图6d)上，所有样品均落入N-MORB 区域。综上，我们认为果干加年山榴辉岩的原岩可能形成于正常的大洋中脊环境。

5.1.2 红脊山蓝片岩

本区蓝片岩具有较高的TiO2和Fe2OT3含量，其中TiO2含量介于2.97% ～4.14%，平均为3.81%，高于正常的洋中脊型拉斑玄武岩(1.27% ～1.5%)(Weaver，1991;Sun and McDonough，1989)，与峨眉山高Ti 玄武岩以及南羌塘二叠纪高Ti 基性岩墙相似(Xu et al.，2001;Xiao et al.，2004;Wang et al.，2014)。在原始地幔蛛网图上，富集部分大离子亲石元素和高场强元素，无Nb、Ta 的亏损，且具有高的Ti/Yb 和Zr/Yb 比值，表现出与典型OIB 类似的地球化学特征(Weaver，1991)。已有研究表明，Zr/Y-Zr 图解能很好地识别出板内玄武岩、洋中脊玄武岩以及火山弧玄武岩(Pearce and Norry，1979)，而且对于受到地壳或岩石圈地幔强烈混染的大陆板内玄武岩仍然适用(夏林圻等，2007)。样品具有较高的Zr 含量和Zr/Yb 比值(Zr=250 ×10-6～319 ×10-6，Zr/Y=6.28 ～9.74)，在Zr/Y-Zr 图解上(图6a)所有样品均投在板内玄武岩(WPB)区域。在Y-La-Nb 三角图解(Cabanis and Lecolle，1989)上(图6b)，样品投点分布在洋岛玄武岩和大陆玄武岩区域内;在Ti/Yb-Nb/ Yb 图解(Pearce，2008)上(图5b)，样品的投点显示了由地幔序列的OIB 区域向上演化的趋势(图6c);在Th/Hf-Ta/ Hf 图解(汪云亮等，2001)上(图6d)，样品投点同样分布在洋岛玄武岩和大陆玄武岩区域。总体上在这些构造环境判别图解上，样品总是显示一种由洋岛玄武岩区域向大陆玄武岩区域变化的趋势，与南羌塘二叠纪基性岩墙显示的变化特征非常相似(Zhai et al.，2013b;Wang et al.，2014)。

综上所述，红脊山蓝片岩具有类似OIB 的地球化学特征，但需要特别指出的是，地球化学特征判别的OIB 型玄武岩，并不一定是大洋板内岩浆活动的产物，因为大陆板内岩浆活动产生的玄武岩同样会显示OIB 型地球化学特征(朱弟成等，2006)。事实上，羌塘中部大洋板内玄武岩(角木日和玛依岗日洋岛玄武岩，翟庆国等，2006)和大陆板内基性岩浆岩(南羌塘基性岩墙群，Zhai et al.，2013b;Wang et al.，2014)是同时存在的，结合大洋向北俯冲的基本认识(Zhai et al.，2011a，2012;胡培远等，2013)和已建立的构造演化格局及时空格架，两者均可能作为红脊山基性蓝片岩的原岩。因此，对于羌塘中部OIB 型变质基性形成环境判别需十分谨慎。本文结合区域内大量相关地质事实和样品的源区性质，认为红脊山基性蓝片岩的原岩应为南羌塘二叠纪基性岩墙，主要依据如下:

(1)Zhang et al. (2008b)对典型大洋型高压/超高压变质带进行系统的总结，指出在洋壳深俯冲与折返过程中，洋壳与其沉积物通常经历了整体俯冲和抬升过程，其原岩组合能够比较完整地保存，而且变质程度没有明显区别。羌塘中部绒玛乡的蓝岭就是洋岛/海山整体俯冲和折返的典型实例。洋岛/海山通常由OIB 型玄武岩基底和海相沉积物(碳酸盐岩+硅质岩)盖层组成，蓝岭地区变质基性岩和大量的碳酸盐岩伴生，具备洋岛/海山基本岩石组合特征(图2d)，而且两者均遭受了蓝片岩相变质作用改造(基性岩转变为蓝片岩，碳酸盐岩转变为蓝闪石大理岩)(翟庆国等，2009b)，部分基性蓝片岩露头可见残余枕状构造(郑艺龙，2012)，同时绝大部分基性蓝片岩具有OIB 地球化学特征(个别低Ti 样品具有E-MORB 特征，Zhai et al.，2011b;郑艺龙，2012)，其岩石组合特征能够很好地和地球化学特征相互印证，主体为洋岛/海山俯冲消减的产物。红脊山地区的基性蓝片岩的出露规模仅次于绒玛乡的蓝岭，但其岩石组合特征却具有明显的差异。根据已有地质事实，如果红脊山地区蓝片岩是洋岛/海山俯冲消减的产物，那么区域内至少存在部分与基性蓝片岩伴生的经历了蓝片岩相变质的海相沉积物，而事实上该区基性蓝片岩几乎全部和陆源碎屑岩(大面积片理化变质石英砂岩和少量白云母石英片岩)伴生产出(图2c)，并且在陆源碎屑岩(白云母石英片岩)中亦识别出低温高压变质矿物(多硅白云母，Si 原子数在3.45 ～3.56 之间，另文发表)，暗示基性蓝片岩与伴生的陆源碎屑岩可能经历了相同的变质作用过程，这种岩石组合(基性岩+碎屑岩)很可能为原生组合而并非晚期构造混杂的结果。这与南羌塘二叠纪基性岩墙的岩石组合特征(变质辉绿岩/辉长岩+变质石英砂岩+板岩千枚岩)非常相似。两者的最明显的区别仅仅是基性变质岩石和碎屑岩中低温高压特征变质矿物(如蓝闪石和多硅白云母)的出现与否。因此从岩石组合特征考虑，我们更倾向红脊山OIB型基性蓝片岩的原岩很可能产于大陆板内环境。

(2)在地球化学特征及源区性质上，红脊山基性蓝片岩与南羌塘二叠纪基性岩墙亦具有相似的特征，而与蓝岭OIB型基性蓝片岩差别较大。近期研究表明南羌塘二叠纪基性岩墙通常表现出OIB 类似的地球化学特征，可能是地幔柱活动的产物(Wang et al.，2014;Zhai et al.，2013b)，其中未受地壳混染或轻度混染的样品(Wang et al.，2014)与本文中样品1115H1 ～H10 类似，而且与典型洋岛玄武岩难以区别;部分受到较多上地壳物质混染的样品(Zhai et al.，2013b)则与本文样品1215H1 ～H2 和1216H1 ～H2 十分相似。研究表明(Th/Ta)PM、(La/Nb)PM两个比值可以较为有效地识别玄武岩中地壳物质的贡献(Neal et al.，2002;朱弟成等，2006)，红脊山蓝片岩的(Th/Ta)PM=0.25 ～1.44，(La/Nb)PM=0.78～1.35，在(Th/Ta)PM-(La/Nb)PM图解上(图7a)，显示了和南羌塘二叠纪基性岩浆岩相似的上地壳物质混染的趋势，而蓝岭地区OIB 型基性蓝片岩(Th/Ta)PM=0.55 ～0.98，(La/Nb)PM=0.77 ～1.02(Zhai et al.，2011b;郑艺龙，2012)，均落入未混染区域。Nb/Th，Ti/Yb 两个比值同样对幔源岩浆是否受到地壳混染非常敏感，而且能够有效地识别出玄武岩中的地壳物质和陆下岩石圈地幔物质的贡献(Li et al.，2002)。在Nb/Th-Ti/Yb 图解上(图7b)，样品投点显示了一种很好的朝向硅铝质上地壳物质加入的趋势，和南羌塘二叠纪基性岩墙趋势几乎一致，而蓝岭地区OIB 型基性蓝片岩则未显示地壳或岩石圈地幔物质加入的趋势。这些特征表明地壳(尤其是上地壳)物质在红脊山基性蓝片岩的原岩以及南羌塘二叠纪基性岩墙的成因中起到了十分显著的作用，暗示它们形成于具有较厚硅铝质上地壳的大陆板内环境，而蓝岭OIB 型蓝片岩的原岩几乎没有受到地壳物质的混染，可能形成于大洋板内环境，这与它们野外产出特征及岩石组合特征相一致，进一步说明红脊山基性蓝片岩是大陆板内基性岩浆岩(南羌塘二叠纪基性岩墙)俯冲消减的产物。

图7 红脊山地区蓝片岩的(Th/Nb)PM-(La/Nb)PM(a)和Nb/Th-Ti/Yb(b)图解(底图据朱弟成等，2006 修改)数据来源:原始地幔(PM，Sun and McDonough，1989);岩石圈地幔(SCLM，McDonough，1990);N-MORB (Sun and McDonough，1989);UC、MC、LC 分别代表上部、中部和下部地壳(Rudnick and Gao，2003);峨眉山高Ti、低Ti 玄武岩(Xu et al.，2001;Xiao et al.，2004);南羌塘地区二叠纪基性岩墙和玄武岩数据(Wang et al.，2014;Zhai et al.，2013b);蓝岭地区OIB 型蓝片岩(Zhai et al.，2011b 文中高Ti 样品;郑艺龙，2012 文中全部蓝片岩样品)Fig.7 Discrimination diagrams of crustal contamination for blueschist in Hongjishan area (modified after Zhu et al.，2006)

5.2 羌塘中部俯冲消减物质的组成

相对于羌塘中部高压带出露的规模，目前积累的地球化学资料稍显单薄，但是通过本文的研究结果并结合前人的资料，一些关键性的信息已被识别出来，羌塘高压变质岩系的原岩建造和高压带的基本类型已可以初步确定。

高压变质带中部地区片石山榴辉岩具有E-MORB 和OIB 地球化学特征，与三江地区蛇绿岩类似，应形成于洋中脊和热点叠加的构造环境(张修政等，2010c;Zhai et al.，2011b);果干加年山地区榴辉岩具有典型的N-MORB 地球化学特征，没有明显的不相容元素的富集和俯冲带物质的加入，应源于亏损的地幔源区，形成于典型的大洋中脊环境;绒玛乡蓝岭地区的基性蓝片岩和大规模蓝闪石大理岩伴生产出(翟庆国等，2009b)，基性岩整体显示了典型的OIB 特征(Zhai et al.，2011b;郑艺龙，2012)，说明大洋在演化过程形成的洋岛/海山亦参与了后期的俯冲消减过程。除了上述地球化学证据，在岩石组合上这些高压变质岩石通常与区域内蛇绿岩(李才等，2008;翟庆国等，2004;Zhai et al.，2013a)伴生产出，总体特征与典型的大洋型高压变质带一致(Zhang et al.，2008b)，说明中部地区(果干加年山、片石山和蓝岭)的榴辉岩和蓝片岩主体是洋壳(N-MORB，E-MORB)以及洋岛/海山(OIB)物质俯冲消减的产物。但值得注意的是，果干加年山地区南羌塘晚古生代地层(展金组)的变泥质岩石夹层中同样也识别出了硬玉和多硅白云母等典型的低温高压变质矿物(张修政等，2010a)，暗示区域内同样存在部分南羌塘北缘陆壳物质俯冲消减的证据。

高压变质带西部地区的红脊山基性蓝片虽然具有OIB类似地球化学特征，但其与大量陆源碎屑岩伴生产出，而且显示了明显的硅铝质上地壳物质混染的特征，与南羌塘二叠纪基性岩墙的产出特征以及地球化学特征一致，可能是其俯冲消减的产物。已有资料表明，二叠纪基性岩墙群是南羌塘乃至整个冈瓦纳大陆北缘一期标志性岩浆活动(李才等，2006b，2007a，2009;Wang et al.，2014;Zhai et al.，2013b)，基性岩墙高压变质作用的识别，同时也暗示了南羌塘北缘的部分大陆岩石圈亦参与了后期的俯冲作用和折返过程。

南羌塘北缘以巨厚的晚古生代被动大陆边缘沉积为主，主要岩石类型为变质石英砂岩、砂板岩、千枚岩和少量冰海杂砾岩(李才等，2006b，2007a，2009;李才，2008)。大量的变质石英砂岩在俯冲消减过程中往往难以形成易于识别的特征高压变质矿物，因此我们很可能在一定程度上低估了羌塘中部实际经历俯冲作用物质的规模。但分布于南羌塘北缘的基性岩墙(如本文中红脊山基性蓝片岩)以及碎屑岩中富泥质岩石(如本文中基性蓝片岩围岩多硅白云母石英片岩;果干加年山展金组中含硬玉变泥质岩夹层，张修政等，2010a)则可以作为高压变质作用信息的有效载体和识别标志。这些“标志层”高压变质作用的识别，共同为南羌塘北缘陆壳物质的俯冲消减提供了有力的证据。

综上所述，羌塘中部高压变质带是以洋壳物质俯冲为主体的高压变质带，在洋壳向北俯冲结束之后，俯冲的洋壳很可能又牵引一部分南羌塘北缘陆壳物质发生了俯冲作用。洋壳俯冲和陆壳俯冲的信息均被很好的保留在缝合带内，为我们进一步探讨由洋壳俯冲到陆壳俯冲碰撞造山过程提供了重要的资料。

6 初步认识

通过本文研究并结合前人资料，我们获得以下初步认识:

(1)羌塘高压变质带中部地区榴辉岩和蓝片岩共同显示了N-MORB、E-MORB 和OIB 地球化学及岩石组合特征，其主体是古特提斯洋壳和洋岛/海山物质俯冲消减的产物;同时也保留了部分陆壳物质俯冲消减的证据。

(2)高压变质带西部地区红脊山基性蓝片岩具有OIB 类似的地球化学特征，但其与大量陆源碎屑岩伴生产出，而且显示了明显的硅铝质上地壳物质混染的特征，与南羌塘二叠纪基性岩墙特征一致，可能是其俯冲消减的产物。

(3)羌塘中部高压变质带同时保留了洋壳和陆壳俯冲的证据，暗示大洋在向北俯冲殆尽之后又牵引一部分南羌塘北缘陆壳物质参与了随后的俯冲消减过程。

致谢 参加野外工作的还有胡培远、许王、黄光宇、魏宝旭、梁振旺同学。实验工作得到了中国地质大学(北京)地学实验中心苏犁教授和张红雨，李娇硕士等的帮助;张建新研究员和另一名匿名审稿专家为本文提出建设性修改意见;在此一并致以衷心的感谢。

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