藏南浪卡子地区卡龙辉长岩的时代、成因及其大地构造意义*

杨成业 李玉彬 张金树 张 根

（1.西藏大学工学院 拉萨 850000；2.成都理工大学地球科学学院 成都 610059；3.西藏自治区地质调查院 拉萨 850000）

作为地球的“第三极”，青藏高原是世界上最新、最高及最大的高原，是新特提斯洋闭合后通过印度板块和欧亚板块碰撞作用而成的，形成了地球上海拔最高、陆壳最厚的陆—陆碰撞造山带——喜马拉雅造山带，是理解板块构造理论和特提斯域地质演化的天然实验室。特提斯喜马拉雅带位于喜马拉雅碰撞造山带的北缘，具有OIB型特征的早白垩世基性岩浆作用广泛发育，同时伴有A型花岗岩，因而显示出双峰式岩浆活动特征，代表了伸展构造背景下的岩浆作用产物（Zhu et al.，2009；朱弟成等，2013；Liu et al.，2015a；吕 晓 春 等，2016；Huang et al.，2018；Ma et al.，2018；Tian et al.，2019）。此外，这些OIB型基性岩也常常被认为是东冈瓦纳大陆裂解的标志（Zhou et al.，2018；Olierook et al.，2019；Zeng et al.，2019；Lian et al.，2021）。但前人对这些岩石形成的大地构造背景仍存在明显争论，部分学者认为特提斯喜马拉雅带内早白垩世广泛的岩浆作用与Kerguelen地幔柱的发育有关（Zhu et al.，2008；Direen et al.，2017；Zhou et al.，2018；Lian et al.，2021）；另一种观点则认为此过程与Kerguelen地幔柱没有必然的联系，可能是裂谷作用等伸展体系下的产物（Zeng et al.，2019）。

本文基于野外地质调查、岩相学、年代学及地球化学等资料对位于特提斯喜马拉雅带东段北缘浪卡子地区的卡龙岩体进行了详细研究，确定了该岩体的时代与成因，并与特提斯喜马拉雅带内其他OIB型基性岩对比，探索了其形成的大地构造环境与板块动力机制，这为深入理解早白垩世特提斯喜马拉雅带岩浆作用的动力机制提供重要依据。

1 区域地质背景

青藏高原是由多个增生地块拼合而成，各地体之间为缝合带，从南到北分别为：特提斯喜马拉雅地块、雅鲁藏布江缝合带、拉萨地块、班公湖—怒江缝合带、羌塘地块、金沙江结合带、松潘—甘孜地块。其中雅鲁藏布江缝合带是晚白垩—第三纪新特提斯洋闭合后形成的在拉萨地块与喜马拉雅地块之间的缝合带，其内发育大量蛇绿岩套。特提斯喜马拉雅地块是位于喜马拉雅结晶岩带与印度雅鲁藏布江缝合带之间的一个地质构造单元（葛玉魁等，2016），平均宽度300 km，该带以大面积出露前寒武系变质岩和发育从奥陶纪—新近纪基本连续的海相地层为特色，根据大地构造相的差异自北而南分为北喜马拉雅特提斯沉积盆地、高喜马拉雅基地杂岩带和低喜马拉雅被动陆缘盆地（图1）。研究区位于特提斯—喜马拉雅构造域一级构造单元之喜马拉雅板片的中段，主体属于北喜马拉雅被动陆缘—褶冲带，位于羊卓雍错—哲古错断陷盆地内，北为雅鲁藏布江板块结合带，南为高喜马拉雅结晶岩带。区域构造主要有近EW向和近SN向两组，近EW向是研究区主要控盆、控岩构造，控制着中生代中基性岩浆的侵入和喷发。

图1 藏南区域地质简图Fig.1 Regional geological map of the South Tibet

2 岩体地质与分析方法

卡龙辉长岩地处藏南特提斯喜马拉雅带东段北缘浪卡子地区，位于羊卓雍措的东部，呈小岩株侵入到三叠系涅如组（T3n）和侏罗系日当组（J1r）、陆热组（J1-2l）中（图2），大小约35 km2。涅如组为一套深海相黑色炭质板岩夹厚层粉细砂岩及微晶灰岩透镜体，日当组为盆地过渡带—滨海潮坪的黑色页岩、细砂岩、长石石英砂岩。辉长岩区域上呈近东西向带状分布，且多呈脉状产于近东西向构造带内或其旁侧上三叠统—侏罗系地层中。辉长岩多呈灰绿色，辉长结构（图3），主要矿物为斜长石和普通辉石，可见少量石英。斜长石呈板条状，多为半自形，可见聚片双晶，绢云母化和钠黝帘石化发育，含量约45%～55%；普通辉石，呈短柱状，多为半自形，斜消光，局部发育绿泥石化，含量约40%～45%；石英少量（＜5%），它形粒状，无解理；副矿物主要有锆石、磷灰石及钛铁矿等，岩石局部还发育较弱的碳酸盐化。

图2 研究区地质图Fig.2 Geological map of the study area

图3 卡龙辉长岩的代表性野外照片（a）和显微照片（b）Fig.3 Representative field photograph（a）and photomicrograph（b）of the Kalong gabbro

样品的全岩地球化学、全岩同位素和锆石U-Pb年龄等的测试均在武汉上普分析科技有限责任公司完成。样片加工成200目左右的粉末，主量元素分析仪器为日本理学（Rigaku）生产的ZSX PrimusⅡ型波长色散X射线荧光光谱仪（XRF），数据校正采用理论α系数法，测试相对标准偏差（RSD）＜2%。微量和稀土元素分析仪器为Agilent 7700e ICP-MS，详细的样品消解处理过程、分析精密度和准确度同Liu et al.（2008b）。Sr-Nd同位素分析采用美国Thermo Fisher Scientific公司的MC-ICP-MS（Neptune Plus）开展实验，实验流程对样品进行有效分离，分析准确度和精密度满足高精度同位素分析要求。

锆石U-Pb同位素定年采用LA-ICP-MS分析完成。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度，二者在进入ICP之前通过一个T型接头混合，激光剥蚀系统配置有信号平滑装置。本次分析的激光束斑为32μm。U-Pb同位素定年处理中采用锆石标准91500作外标进行同位素分馏校正。每个时间分辨分析数据包括大约20～30 s空白信号和50 s样品信号。对分析数据的离线处理（包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Pb同位素比值和年龄计算）采用软件ICPMSDataCal完成。锆石样品的U-Pb年龄谐和图绘制和年龄加权平均计算采用Isoplot/Ex_ver3完成。

3 测试结果

3.1 锆石U-Pb年龄测试结果

卡龙岩体锆石LA-ICP-MSU-Pb定年结果见表1、图4。

表1 卡龙辉长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb定年数据Table 1 LA-ICP-MSzircon U-Pb isotopic data of the Kalong gabbros

样品20YH09中大部分锆石透明、自形，主体介于40～100μm，长宽比为1∶1～2∶1，在CL图像上多具有无分带、弱分带以及振荡环带的特点（图4）。锆石的Th/U比值介于1.03～1.73，与岩浆锆石一致（Wu and Zheng，2004）。12个测试点中10个锆石的206Pb/238U年 龄 介 于133.6±2.1 Ma～139.3±1.5 Ma，加 权 平 均 年 龄 为136.6±1.4 Ma（MSWD=1.4），代表了样品20YH09的结晶年龄（图4）；余下两个测试点的206Pb/238U年龄分别为2 219±14 Ma、2 250±17 Ma，代表了捕获锆石的年龄。

图4 卡龙辉长岩U-Pb锆石谐和图解及代表CL图像Fig.4 U-Pb zircon concordia diagrams and representative CL images of the Kalong gabbro

3.2 元素地球化学测试结果

卡龙岩体主量元素和微量元素测试结果见表2。所有样品的烧失量介于2.00%～3.59%之间，平均值为2.73%，表明样品的地球化学成分受蚀变作用的影响不是十分强烈。卡龙辉长岩的SiO2含量基本一致，为49.72%～50.84%。全碱（Na2O+K2O）含量介于3.74%～4.55%之间，在TAS图解上，均落在玄武岩的区域内（图5a），在不活动元素SiO2-Zr/TiO2岩石分类图解上，均落入亚碱性玄武岩的区域内（图5b）。卡龙辉长岩的TiO2含量均高于2.5%（介于3.08%～4.14%），与峨眉山高Ti玄武岩的特征一致（Xu et al.，2001；Hou et al.，2011）；MgO含量较低而TFeO含量较高，分别介于4.67%～5.74%、11.32%～11.56%之间，导致样品的Mg#值较低，介于42～47，平均值为44，均明显低于原生岩浆的Mg#值（Wilson，1989），表明卡龙岩体经历了一定程度的结晶分异作用。

图5 卡龙辉长岩（Na2O+K 2O）-SiO2（a.Middlemost and Middlemost，1994）和SiO2-Zr/TiO2（b.Winchester and Floyd，1977）关系图Fig.5 Plots of（Na2O+K2O）-SiO2（a，after Middlemost and Middlemost，1994）and SiO2-Zr/TiO2（b，after Winchester and Floyd，1977）for the Kalong gabbro

表2 卡龙辉长岩主元素/%、微量元素和稀土元素/×10-6分析结果数据Table 2 Major element/%，trace and REE element/×10-6 compositions of the Kalong gabbros

续表2

卡龙岩体的稀土元素含量较高，总量ΣREE介于136×10-6～202×10-6，平均值为178×10-6。其稀土分布特征与大洋中脊玄武岩（MORB）差异明显（图6a），而与洋岛玄武岩（OIB）相似（Sun and McDonough，1989），轻稀土富集、重稀土亏损，在稀土元素配分模式图呈右倾型分布特点，样品的（La/Yb）N比值介于6.01～8.54，平均值分别为7.91；无Eu的负异常，δEu介于1.00～1.08，平均值分别为1.04。

图6 卡龙辉长岩的稀土元素模式（a）和蜘蛛图（b）Fig.6 REE patterns（a）and spidergrams（b）of the Kalong gabbro

在微量元素蛛网图上（图6b），具弱的Nb、Ta和Ti的正异常，这与弧玄武岩明显的Nb、Ta和Ti负异常存在非常大的差异，而与OIB型玄武岩的微量元素特征一致；样品具有弱的Sr、P的负异常。Ti含量较高，无Ti的负异常，这也与弧玄武岩的Ti负异常特征存在很大的差异；卡龙岩体具有较高的Ti和Nb含量、较低的V含量，均落入OIB型玄武岩的范畴内（图7）。

图7 卡龙岩体Ti/1000-V图解（a.底图据Shervais，1982），Nb-Nb/Th图解（b.底图据李曙光，1993）Fig.7 Plots of Ti/1000-V（a，after Shervais，1982），Nb-Nb/Th（b，after Li，1993）

3.3 同位素地球化学测试结果

卡龙岩体Sr、Nd同位素测试结果见表3和图8。87Sr/86Sr、143Nd/144Nd比值分别为0.706 2～0.706 3、0.512 619～0.512 677。整体上，卡龙岩体具有较低的Sr同位素初始值ISr（0.706 1～0.706 2）和较高的εNd（t）值（0.61～1.79）。

表3 卡龙辉长岩Sr，Nd同位素数据Table 3 Sr，Nd isotopic composition of the Kalong gabbros

图8 卡龙辉长岩的εNd（t）-I Sr图（Kerguelen地幔柱范围据Direen et al.，2017）Fig.8 Plots ofεNd（t）-I Sr for the Kalong gabbro（fields of Kerguelen plume from Direen et al.，2017）

4 讨 论

位于藏南特提斯喜马拉雅带东段北缘浪卡子地区的卡龙辉长岩，具有典型的辉长结构，主要由普通辉石和斜长石组成。定年结果表明其形成于早白垩世，锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄为136.6±1.4 Ma。卡龙辉长岩具有高的TiO2含量，弱的Nb、Ta正异常，以及轻稀土富集、重稀土亏损的右倾型稀土分布特征，与OIB的地球化学特征完全一致，在玄武岩分类图解中也均落入OIB的范围内。其较低的ISr以及较高的εNd（t）值，也与特提斯喜马拉雅带上典型的OIB型基性岩以及Kerguelen地幔柱的同位素组成一致。

4.1 卡龙辉长岩的形成时代

卡龙岩体形成于136.6±1.4 Ma，这与特提斯喜马拉雅带早白垩世OIB型基性岩的时代一致（Jiang et al.，2006；Zhu et al.，2007，2009；朱弟成等，2013；任冲等，2014；王亚莹等，2016；Wei et al.，2017；Shi et al.，2018；Lian et al.，2021）。特提斯喜马拉雅带OIB型基性岩开始于晚侏罗世末—早白垩世初期（～145 Ma）（Zhu et al.，2008；Huang et al.，2018；Shi et al.，2018；丁枫等，2020），与拉康组的形成时代基本一致（Shi et al.，2018；Bian et al.，2019），结束于～125 Ma（董磊等，2019），与桑秀组晚期的形成时间基本一致（Ma et al.，2016）。这一时期，双峰式岩浆活动及A型花岗岩亦有发育（Liu et al.，2015a；Huang et al.，2018；Ma et al.，2018；Zhou et al.，2018；Tian et al.，2019），其形成时代的峰期亦与卡龙OIB型辉长岩一致。

4.2 岩石成因

（1）形成过程

前已述及，卡龙岩体普遍出现不同程度的泥化、绢云母化及绿泥石化等，最高烧失量如样品20YH11-3可达3.59%，均显示其后期遭受一定程度蚀变作用的改造。因而在利用地球化学属性来约束其成因之前，要排除蚀变作用的改造影响。除样品YH09-4和YH11-1具有相对较高的K2O和Rb含量外，其他样品中的K2O和Rb含量都非常低，且与烧失量之间存在较明显的线性关系；而稀土元素REE（如La、Sm等）和高场强元素HFSE（如Th、Nb等）与烧失量之间则不存在相关性（图略），且在稀土元素配分图和微量元素蛛网图上，不同样品间也具有一致的元素分布模式（图6），这表明REE和HFSE可以用来限定卡龙岩体的形成过程。

卡龙岩体具有较低的La/Nb、Th/Nb、Th/La比值，在（La/Nb）PM-（Th/Nb）PM以及（Th/Ta）PM-（La/Nb）PM辨别图解上（图9a、图9b），与地壳组成差异明显，而与OIB玄武岩性质相似，均落入大洋玄武岩的区域，这一特征表明卡龙岩体在形成过程中基本没有受地壳组分的影响。在MgO-ISr图解和MgO-εNd（t）图解中，ISr和εNd（t）值随MgO的减小基本不变，同样显示出地壳混染作用对卡龙岩体的形成影响有限。

图9 卡龙辉长岩的（La/Nb）PM（-Th/Nb）PM（a.Frey et al.，2002）和（Th/La）PM-（La/Nb）PM（b.Klein and Karsten，1995）图解UC.上地壳；MC.中地壳；LC.下地壳（数据据Rudnick and Gao，2003）Fig.9 Plots of（La/Nb）PM（-Th/Nb）PM（a，Frey et al.，2002）；（Th/La）PM-（La/Nb）PM（b，Klein and Karsten，1995）for the Kalong gabbro

亲湿岩浆元素和其与亲岩浆元素的比值的协变图解，如La-La/Sm、La-La/Zr图解，可以对成岩过程进行区分（赵振华，2016）。卡龙岩体的La/Sm、La/Zr比值随La含量的变化基本不变，指示了分离结晶作用在卡龙岩体的形成过程中起到了支配作用（图10a、图10b）。卡龙岩体较低的Mg#值（42～47）和Cr（49.3×10-6～70.7×10-6）、Ni（22.5×10-6～46.3×10-6）含量，与原始岩浆（Mg#＞68，Cr＞1 000×10-6，Ni＞400×10-6）差异显著，Sc、Co含量与MgO含量呈现明显的正相关性，亦表明其经历了橄榄石、辉石等镁铁质矿物的结晶分异作用。卡龙岩体中Sr、Al2O3含量与MgO含量之间并没有呈现明显的相关性，这表明斜长石的分离结晶作用在成岩过程中的影响有限，这与卡龙辉长岩无Eu的负异常的特点一致。

图10 卡龙辉长岩的La-La/Sm图（a）和La-La/Zr图（b）Fig.10 Plots of La-La/Sm（a）and La-La/Zr（b）for the Kalong gabbro

（2）地幔源区

卡龙岩体的ISr和εNd（t）值随Mg#的减小基本不变，这表明在其在地壳中受围岩混染作用的影响有限，其同位素组成可以代表其地幔源区的同位素特征。在Sr-Nd同位素图解中（图8），卡龙辉长岩的同位素组成落入Kerguelen地幔柱范围内，且与夏瑛等（2012）估算的代表特提斯喜马拉雅带OIB型基性岩的措美大火成岩省的同位素组成（ISr=0.704 7，εNd（t）=1.5）亦比较接近，因而卡龙辉长岩与特提斯喜马拉雅带其他早白垩世OIB型基性岩一致，同样代表了Kerguelen地幔柱物质部分熔融的产物。

4.3 大地构造意义

洋岛玄武岩（OIB）是大洋盆地内部广泛发育的岩浆作用，是板内岩浆作用的典型代表，在大陆裂谷系统内也发育有类似OIB地球化学特征的基性岩，因而其常常被作为板内构造背景的标志。此外，俯冲环境下弧后伸展作用形成的裂谷等环境亦可以形成与弧岩浆岩共生的OIB型岩浆岩（Ferrari et al.，2001；Yang et al.，2015；Liu et al.，2017；Gao et al.，2018，2021）。值得注意的是，特提斯喜马拉雅带并不发育与早白垩世初期的OIB基性岩共生的弧岩浆岩，排除了其形成于俯冲环境的可能，在构造环境判别图解中（图11），也都大多落入板内环境，因此我们认同特提斯喜马拉雅带早白垩世初期的OIB基性岩形成于板内环境。

图11 卡龙辉长岩构造背景判别图解Fig.11 Tectonic setting discrimination diagrams for Kalong gabbros

朱弟成等（2013）提出的代表特提斯喜马拉雅带早白垩世OIB型岩浆活动的措美大火成岩省最初被认为主要发生在134～130 Ma，峰期～132 Ma，且局限于特提斯喜马拉雅带东段的羊卓雍错西岸、卡达村、措美和琼结等地。随着研究的不断深入，越来越多的早白垩世OIB型基性岩被发现，特提斯喜马拉雅带已报道的最早的OIB型基性岩形成于晚侏罗末期—早白垩世初期（～145 Ma）（Zhu et al.，2008；Huang et al.，2018；Shi et al.，2018；丁枫等，2020），结束于～125 Ma（董磊等，2019）。此外，早白垩世OIB型基性岩不仅在特提斯喜马拉雅带东段广泛分布，在特提斯喜马拉雅带中、西段亦有发育（Wei et al.，2017；Lian et al.，2021），雅鲁藏布缝合带也同样发育有这一时期的OIB型 基 性 岩（Xia et al.，2008；Bezard et al.，2011；张 万 平 等，2011；Dai et al.，2012；Liu et al.，2015b），因此早白垩世OIB型基性岩并不局限于最初认为的特提斯喜马拉雅带东段的羊卓雍错西岸、卡达村、措美和琼结等地，而是在特提斯喜马拉雅带和雅鲁藏布缝合带广泛分布。朱弟成等（2013）通过应用Putirka（2005）和Herzberg et al.（2007）模型对与错那OIB型镁铁质岩（具有成因关系的苦橄玢岩母岩浆）计算结果表明，其形成时地幔潜温约为1 560℃～1 570℃，这与夏威夷热点和峨眉山大火成岩省苦橄岩计算的地幔潜温相近，证实了特提斯喜马拉雅带早白垩世OIB型岩浆作用所代表的措美大火成岩省起源于地幔柱。近年来的年代学和地球化学研究结果也显示，特提斯喜马拉雅带早白垩世OIB型基性岩与Kerguelen地幔柱具有成因上的密切关系（Zhu et al.，2005，2008；裘碧波等，2010；夏瑛等，2012；朱弟成等，2013；Liu et al.，2015a；王亚滢等，2016；Wei et al.，2017；Zhou et al.，2018；Tian et al.，2019；Lian et al.，2021）。

地幔柱作用可以诱发大陆的裂解（Li et al.，2010；Zhang et al.，2012；Lu et al.，2020），东冈瓦纳大陆的裂解也常常被认为是由Kerguelen地幔柱作用导致的（Zhu et al.，2008；Direen et al.，2017；Zhou et al.，2018；Lian et al.，2021）。卡龙OIB型辉长岩形成于136.6±1.4 Ma，这与代表卡东冈瓦纳大陆裂解的Bunbury玄武岩（137～136 Ma）和大洋磁异常数据（136 Ma）的时代完全一致（Davis et al.，2016；Olierook et al.，2016），均代表了Kerguelen地幔柱环境下东冈瓦纳大陆裂解的产物。综上所述，Kerguelen地幔柱于～145 Ma在特提斯喜马拉雅带启动，在近20 Ma时间内形成了包含卡龙辉长岩在内的措美大火成岩省，同时启动了东冈瓦纳大陆的裂解进程（图12）。

图12 特提斯喜马拉雅带早白垩世OIB型基性岩形成模式图（据Olierook et al.，2019修改）Fig.12 Inferred model for formation of Early Cretaceous OIB-type basic rocks in Tethyan Himalaya（modified after Olierook et al.，2019）

5 结 论

（1）卡龙辉长岩位于藏南特提斯喜马拉雅带浪卡子地区，呈小岩株侵入到三叠系—侏罗系地层中，LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为136.6±1.4 Ma，形成于早白垩世早期。

（2）卡龙辉长岩落入亚碱性玄武岩的范围内，较高的TiO2含量与峨眉山大火成岩省高Ti玄武岩的特征一致；稀土元素配分模式图呈右倾型分布特点，轻稀土富集、重稀土亏损，无Eu的负异常；在微量元素蛛网图上，具弱的Nb、Ta和Ti的正异常，上述特征与洋岛玄武岩（OIB）的地球化学特征一致；卡龙辉长岩整体上具有较低的ISr和较高的εNd（t）值，与代表特提斯喜马拉雅带OIB型基性岩的措美大火成岩省的同位素组成。

（3）卡龙岩体的地球化学特征显示了其属于OIB型辉长岩，与特提斯喜马拉雅带措美大火成岩省广泛的OIB型基性岩的地球化学属性一致，均代表了Kerguelen地幔柱的产物。