西藏羌塘长蛇山辉长岩岩石学、地球化学特征及构造意义

2022-02-19王根厚李宏伟

华北地质 2022年4期

杨虎，王根厚，李宏伟，罗涛

（1.中国地质调查局军民融合地质调查中心，成都 610036；2.中国地质大学，北京 10083）

关键字：羌塘；长蛇山；辉长岩；地球化学特征；构造意义

长蛇山地处西藏羌塘地块中部，行政区划隶属尼玛县绒马乡。新中国成立后，大批科研机构和地质工作者对羌塘地区展开地质研究，在造山带地质理论研究等基础地质方面取得重大进展。例如，邓万明等[1]曾对茶布—双湖一线的超基性和基性岩浆岩进行了初步的岩石地球化学分析，认为其不同于一般的洋中脊基性岩，可能形成于板内裂谷环境，并认为双湖—龙木错一线并不存在古特提斯的缝合带，而是一条陆内裂谷；李才等[2-6]在1/25万玛依岗日幅区调的基础上提出了龙木错—双湖为冈瓦纳大陆与欧亚大陆间的一条古特提斯缝合带；Paul Kapp、尹安等[7-8]认为，羌塘在晚古生代为统一地块，古特提斯洋位于其北部的金沙江带，羌塘中部大面积分布的变质岩具有变质核杂岩的性质。而后通过许多学者（常承法[9]；邓希光[10-11]；李才等[12]；翟庆国等[13]；黄继钧[14]）的研究和地球物理资料的证实，现在普遍的观点认为龙木错-双湖缝合带是一条晚古生代古特提斯洋缝合带，同时在该带也发现了大量的蛇绿岩套和各类脉岩出露。其中，翟庆国等对角木日地区的基性岩，进行了系统的地球化学分析（李才等[15-16]；翟庆国等[17]），认为角木日地区的基性岩形成于洋中脊或者准洋脊环境。

前人对龙木错—双湖一线出露脉岩的研究，基本确定了角木日地区的基性岩形成于洋中脊或者准洋脊环境，但针对双湖冈玛日地区的地质研究依然较少，笔者通过对该地区长蛇山辉长辉绿岩的研究和区域对比，认为北西-南东向的辉长辉绿岩形成于大陆裂谷环境，与角木日东西向的基性岩所反映的洋中脊环境有较大差别。同时，对于古特提斯洋的宽度以及闭合时限等问题，地质学家仍有较大争论，本文通过冈玛日长蛇山研究区的辉长辉绿岩的地球化学和年代学的研究，也可为该问题的解决提供依据。

1 地质背景

研究区地处青藏高原羌塘盆地的腹地，为欧亚大陆与冈瓦纳大陆的结合地带，李才[18]等通过区地质调查和研究，认同了刘本培[19]对于该地区区域地质构造的认识，即双湖缝合带以及昌宁—孟连缝合带两者之间是相互连接的关系；并在此基础上，提出羌南和羌北处于不同的地质环境。

王根厚等[20～25]通过对野外地质构造现象以及岩性认识的划分，确定了龙木错—双湖缝合带的存在，并通过填图确定了其具体分布，由此划分出羌南与羌北两处不同的地质构造系统，羌南属于一套增生杂岩体系，而羌北属于史密斯地层体系。据[26]地球物理数据显示，羌塘盆地的构造格局为“两坳夹一隆”，即冈玛错-戈木日-玛依岗日-双湖一系列条带为羌塘盆地的“一隆”，区分隔了“两坳”，即北羌塘和南羌塘坳陷。

区域内基性岩墙群发育，玛依岗日以西岩脉多为北西-南东向，以东为东西向或近南北向。基性岩墙的岩石类型与岩脉（体）的规模有关，规模大者多为辉长岩，小型脉体以辉绿岩、石英辉绿岩为主。岩墙侵入于上石炭统含冰海杂砾岩的砂板岩中，岩墙对围岩没有明显的热蚀作用。

本文重点研究区域为长蛇山地区（图2），区内基性侵入岩多为辉长岩，主要呈北西-南东向小岩脉产出，笔者在4个地质点（Y001-Y004）采集了25件辉长岩样品。

图2 长蛇山地区地质简图（改自王根厚等[23～25]）Fig.2 Sketch geological map of Changsheshan area（after Wang Genhou.et al.[23～25]）

2 分析测试方法

为保证数据质量，样品采集尽量选取新鲜岩块，摒除一些表面风化较为严重的岩块。样品处理和测试由河北省廊坊地质区调所实验室完成，主量、微量及稀土分析使用的检测仪器主要有AxiosmasX射线荧光光谱仪，P1245电子分析天平，50 ml滴定管，X Serise2等离子体质谱仪，光栅摄谱仪等，其中主量元素是由X射线荧光光谱法（XRF）测得，而微量元素则根据元素的不同分别使用X射线荧光谱法和等离子体质谱法（ICP-MS）测定。

3 岩石学特征

所采样品经河北廊坊区调所实验室鉴定，均为蚀变辉长岩，辉长结构，局部嵌晶含长结构，块状构造，主要矿物成分为斜长石、辉石、角闪石（图3）。斜长石含量为60%左右，呈半自形板状、板条状，杂乱分布，局部似格架状，大小为0.2～1.8 mm，帘石化明显，局部绢云母化、高岭土化。辉石含量为35%左右，呈自形-半自形柱状，为单斜辉石，分布于斜长石间，大小0.05～2 mm，少绿泥石化，局部粒内及边缘嵌晶斜长石颗粒。角闪石含量大于5%，褐绿色，多分布于辉石边缘，大小为0.05～1 mm，绿泥石化，交代辉石。

图3 长蛇山辉长岩Y001～Y004镜下显微照片Fig.3 Microscopy of gabbro Y001～Y004 in Changsheshan

4 岩石地球化学特征

4.1 主量元素地球化学特征

岩石化学分析结果见表1。辉长岩SiO2含量在45.29%～50.32%之间，平均为47.19%；MgO含量变化范围相对较大，介于6.22%～15.33%之间，平均为11.02%；Mg#范围在53.89～72.24之间，平均64.79，少部分（9组，总数25组）符合原生岩浆范围（Mg#=68～75）[27]，说明本区域内侵入岩结晶分异作用不强烈。TiO2含量在1.41%～2.27%之间，平均为1.84%，高于中国区域内辉长岩（1.67%）；Al2O3含量较高，在8.62%～14.45%之间，平均为11.24%，CaO含量较高，在9.02%～13.11%之间，平均为11.02%。岩石中全铁含量较高，平均值TFeO为10.35%，样品Fe2O3/FeO比值均小于1，说明岩石在弱还原环境下形成[28]；Na2O含量在1.10%～3.36%之间，平均为1.72%；岩石中K2O含量为0.54%～1.68%之间，平均值为0.99%,；全碱Na2O+K2O，含量为1.80%～4.16%，平均值为2.71；P2O5的含量较高介于0.11%～0.21%之间。MgO/(FeO+MgO)的比值介于0.44～0.64之间，相对于原始地幔的MgO/(FeO+MgO)比值（0.68～0.72）要低，说明其原生岩浆与原始地幔有一定差别[29]，推测其在岩浆演化过程中存在地壳物质的混染熔融。

表1 长蛇山辉长岩化学成分Table1 Chemical composition of gabbro from changsheshan mountains

在TAS图中（图4），本区样品均投在辉长岩区，基本都属于拉斑玄武岩（亚碱性玄武岩）系列。在FAM图解中，具有明显的拉斑系列演化趋势（图5）。

图4 辉长岩样品的TAS图[30-31]Fig.4 TAS diagram of basic intrusive rock[30-31]

图5 辉长岩FAM图Fig.5 FAM diagram of gabbro

4.2 微量元素地球化学特征

4.2.1 稀土元素地球化学特征

稀土分析数据显示，辉长岩稀土元素质量分数∑REE=77.50×10-6～144.14×10-6，平均为105.34×10-6，LREE/HREE=4.16～5.85，平均值为4.99，轻重稀土分馏较为明显，LREE富集，(La/Yb)N比值在3.75～6.48之间，平均为4.99，(Ce/Yb)N比值在3.34～5.32之间，平均为4.39。与原生地幔岩浆相近的Mg#以及较低的(Ce/Yb)N值，都一定程度上说明，该研究区内的结晶分异作用不甚强烈。

样品的δEu为0.92～1.11，平均为1.00，基本无铕异常，说明基本无斜长石的分离结晶，基本偏向于原生岩浆。

表2 稀土地球化学数据Tab.2 Rare earth geochemical data

在稀土配分模式图[47]上（图6），稀土曲线呈明显的右倾，表明轻稀土相对重稀土呈较强富集。

4.2.2 不相容元素地球化学特征

前人研究表明，大多数基性熔岩由于受到地壳混染等作用，具有Nb、Ta、Ti的负异常，这些可以作为它们的判别因子来确定岩石产生的构造环境[32]。

研究区的辉长岩不相容元素（Cs、Ba、Hf、Ta、W、Tl、Pb、Bi、Th、Ti、U）的分析结果见表3，结合微量元素原始地幔标准化蛛网图[47]（图7），可以看出该区域辉长岩Nb明显具有负异常，负的Nb异常是大陆地壳的特征，同时也可能是地壳岩石对岩浆的混染作用，这点结论与之前的结论相一致。

表3 微量元素地球化学数据Table 3 Geochemical data of trace elements

图7 辉长岩微量元素蛛网图[47]Fig.7 Spidergram of gabbro trace elements[47]

大离子亲石元素（LILE）Rb、Ba等较富集，高场强元素（HFSE）Hf、Th、Ta相对较为富集，不相容元素Nb亏损。由表中微量元素计算可知，研究区辉长岩的Nb/La<1，表明其基性熔岩遭受到了比较强烈的地壳混染作用[32]。

将本区辉长岩与典型环境不相容元素比值特征做对比（表4），本区的辉长岩与大陆壳成分各不相容元素的比值最为相近，由此可以推断本区辉长岩产自陆壳环境。

表4 本区辉长岩与典型环境不相容元素比值特征对比[33]Table 4 Comparison of ratio characteristics of incompatible elements between gabbro and typical environment in this area(According to Weaver B L[33]）

5 讨论

5.1 构造环境分析

由于地壳混染作用对于岩石中Zr和Y的含量影响不大，所以通过Zr/Y-Zr图解，判断出研究区的大致构造环境[34-35]。根据研究区所采样的微量元素，作图如下，从中可看到Y001-Y004地质点样品均为板内玄武岩环境（图8）。

图8 Zr/Y-Zr构造环境判别图[36]Fig.8 Zr/Y-Zr tectonic environment discrimination diagram[36]

在辉长岩Zr-Nb-Y图解（图9）上，其点也基本上在C区和B区，即板内拉斑玄武岩区和E-MORB区，结合Zr/Y-Zr图解，判定其为板内拉斑玄武岩区域。

图9 Nb＊2-Zr/4-Y构造环境判别图[37]Fig.9 Nb＊2-Zr/4-Y tectonic environment discrimination diagram[37]

在Ti-Zr-Y图解（图10）中，可以看出所投环境地质点基本落于D区，即板内玄武岩环境，此环境与之前的投图所指示的环境相一致。

图1 研究区构造单元划分图（据王根厚（2012年）[20～22]）Fig.1 Division of tectonic units in the study area[20～22]

图10 Ti-Zr-Y图解[35]Fig.10 Ti-Zr-Y diagram[35]

根据以上图解以及微量元素分析，可知研究区的辉长岩基本属于陆壳内构造环境，其间可能伴有围岩混染，致使微量元素有轻微异常。

在研究大地构造背景时，需要分析区内辉长岩的源区性质，并研究地壳物质对岩浆岩的影响。岩石地球化学研究证实，如果铁镁质岩浆受来自陆壳的混染，其大离子亲石元素及一些主量元素含量相对较高，同时Zr/Nb、La/Nb比值较高，Ce/Pb、Nb/U比值相对较低[38]。典型地幔：Ce/Pb=25±5，地壳：Ce/Pb＜15[39]，本研究区辉长岩的Ce/Pb比值为1.80～13.03之间，平均值为7.27，从而得知其为典型的地壳环境，与前文所得结果相同。根据前人研究成果，当岩浆源区遭受来自俯冲板片来源的流体作用或地壳物质的混染时都可能使得Ce/Pb比值较低，受来自俯冲消减板片脱水或熔融流体流体改造的地幔，它们的Ta、Zr、Hf和Nb将发生不同程度的分异作用[40]。

由赵崇贺[41]的中基性火山岩成分ATK图解（图11），可以看出本研究区的所有辉长岩均产出于大陆玄武岩环境，结合之前所得结论，可得出研究区内辉长岩形成环境为大陆板内玄武岩。板内玄武岩广泛定义为产出于板块内部，远离板块边缘的地幔源火山岩，其主要分为拉斑玄武岩及碱性玄武岩。本研究区的辉长岩经微量地球化学投图，显示其主要成分为拉斑玄武岩系列。大洋内的板内玄武岩，主要构成洋岛、海底高原及海山。而本区的大陆板内玄武岩，首先为大陆溢流玄武岩，其主要组成为拉斑玄武岩，大陆溢流型玄武岩为陆上大火成岩省；其次是大陆碱性玄武岩带，其主要成分以碱性玄武岩为主，分布较为分散，基本每个大陆都有分布，但出露面积不大[42]。

图11 TiO2-Al2O 3-K2O图解[41]Fig.11 TiO2-Al2O3-K2O diagram[41]

研究表明板块内部构造，主要分为大洋壳以及大陆壳两类，大洋壳为大洋板块，大陆壳为大陆板块，板内构造，顾名思义，为构造上构造相对稳定地区。本区辉长岩属于大陆板块，主要由拉斑玄武岩系列组成。大陆板内玄武岩主要有大陆裂谷和陆内热柱两种成因，而陆内热柱属于碱性玄武岩，结合研究区内辉长岩地球化学数据，Th/Ta为1.77～4.19，平均值为2.89，Ta/Hf为0.24～0.44，平均值为0.32，而大陆板内玄武岩Th/Ta>1.6，Ta/Hf>0.1,且典型裂谷玄武岩的Th/Ta值为1.6～4[43]，说明研究区内辉长岩属于典型的裂谷玄武岩（图12）。

图12 Th/Hf-Ta/Hf构造环境判别图解[43]Fig.12 Th/Hf-Ta/Hf diagram[43]

通过对印度洋洋中脊玄武岩的研究，Le Roex等[44]认为Nb、Zr和Y的丰度可以直接反应地幔源类型，富集地幔的Zr/Y比值低于18，而亏损地幔具有大于18。在本研究区中，Zr/Y为4.09～7.02，平均值为4.94，Zr/Nb为7.66～12.72，平均值为9.54，由此可知该岩浆岩为富集型地幔源。

5.2 形成时代

本研究区共从Y001-Y004四个点位各采集大块岩体，在河北廊坊地质调查研究所制取人工重砂，由于辉长岩中锆石获取较难，所以所获得锆石数量有限，通过阴极发光、透射光、反射光图像，发现本次采集的锆石环带不清晰，且多具有核幔边结构，为捕掳锆石，仅有几粒锆石具有环带结构，但较为破碎，无法完成激光测年实验。因李才、翟庆国等在本区或相邻区域采集了相同岩性的岩体进行年龄分析实验，故本文使用其年龄分析结果作为参考。

本区域内所采集的辉长岩，宏观上看，其属于一系列大的基性岩墙群的部分组成，该岩墙群整体延伸方向与龙木错-双湖缝合带相同，且分布较为广泛，延伸亦较远，故推测岩墙群相同延伸方向在同一构造环境下产生。

李才[4]等在玛依岗日地区进行区调工作时，对区域内的基性岩墙群有一定的认识了解，并采取样品分析该区域内基性岩墙群的年龄，其中锆石U-Pb年龄为312±4 Ma，全岩Sm-Nd年龄为299±13 Ma、314±5 Ma，并认定此结果为整个基性岩墙群的年龄。

翟庆国[45]对羌塘这一套基性岩墙群进行进一步的研究分析，通过锆石激光测年得出羌塘中部的基性岩墙群年代为283 Ma。相比于其之前[46]采集戈木日地区得出的加权平均年龄284±3 Ma，数据较为接近可靠。

综上所述，由于长蛇山地区辉长岩属于基性岩墙群的一小部分，故结合前人的研究成果以及野外地质观察，推测其形成时代应与李才等人的研究结果相同，年龄300 Ma左右，即晚石炭-早二叠之间。

5.3 构造意义

对于该区域的野外特征、室内研究以及其地球化学特征在前文中都有了较为详细的论述，进一步探讨其构造环境背景以及在羌塘构造体中的意义。

冈玛日图幅内的基性侵入岩墙，主要分为东西向和北西-南东向两个方向，野外工作时，笔者发现两者的野外特征有所区别，根据所采样品进行的地化分析显示，它们的化学组分也有所差异，玛依岗日地区内东西向基性侵入岩构造投图为洋中脊环境，而本研究区基性侵入岩（辉长岩）投图为板内大陆裂谷环境，洋中脊环境说明其处于成熟的大洋时期，可能为威尔逊旋回的成熟或衰退时期，而大陆裂谷环境为大陆形成的威尔逊旋回的萌芽阶段，两个方向的基性侵入岩应为不同时期的产物，它们的岩浆源亦为不同阶段的岩浆源。

长蛇山地区的辉长岩岩体位于玛依岗日雪山峰南部，增生杂岩体系内，该处的基性侵入岩规模较大，且分布广泛，研究区的辉长岩岩体只是整个青藏高原中的小部分，通过地化填图得知，它的形成环境为板内环境，且为大陆板内环境，亦板内裂谷。

本人通过阅读相关文献，结合整个区域地质演化史，认为长蛇山地区的辉长岩，其所反应的大陆裂谷环境，有如下可能：

（1）其发育环境为中特提斯洋的萌芽阶段，在该阶段，古特提斯洋已经完成闭合，大陆重新处于拉伸环境下，地壳减薄，地幔基性岩浆岩随之喷发而出，其形成时代厘定了中特提斯洋的开启。

（2）由于与其相近的东西向辉长岩墙，其所反映的构造环境为洋中脊环境，由此可以推断，处于大陆裂谷时期的基性岩喷出后，经过后期地质改造，地壳抬升等一系列过程，使得两处不同构造环境的辉长岩在现阶段基本处于同一区域。

（3）关于特提斯洋系列发育的时代及演变期次，在地质界一直都有较大争议，本文认为长蛇山地区的基性侵入岩岩墙与大洋形成的初始大陆拉张减薄环境相关。