藏南夏瓦地区基性脉岩锆石U-Pb定年、地球化学特征及地质意义

成 明，娄元林，唐 侥，廖 驾，陈澍民，李 毅，郭 威，许开宏

(中国地质调查局 长沙自然资源综合调查中心，湖南 长沙 410600)

基性脉岩不仅是地球深部岩浆活动的重要载体，而且是地球深部动力背景的指示标志，不同类型与时代的基性脉岩既能反映拉伸扩张的构造环境，又能为深部岩浆活动提供新的岩石记录和时间坐标，因此，基性脉岩成为近年来地学领域尤为关注的研究对象，其侵位机制、形成及演化规律与造山带活动密切相关(崔玉良等，2017；裴英茹等，2017；Dengetal.，2017；Liangetal.，2018；丁枫等，2020)。此外，放射状的基性脉岩群还是地幔柱活动的重要标志(Ernstetal.,1995;李宏博等，2010；Lietal.,2015)。

喜马拉雅构造带自北向南可分为特提斯喜马拉雅、高喜马拉雅、低喜马拉雅、西瓦里克前陆盆地4个构造单元(图1a)，其中特提斯喜马拉雅构造单元介于雅鲁藏布缝合带(YZSZ)和藏南拆离系(STDS)之间。藏南特提斯喜马拉雅构造带广泛出露近东西向展布的晚侏罗世-早白垩世火成岩，众多学者对江孜-康马、隆子-洛扎、浪卡子-打隆、绒布-措美等一带的基性脉岩开展了大量研究，研究表明基性脉岩侵位主要集中在136～130 Ma和150～140 Ma两个时期，显示了OIB型、N-MORB型和过渡型3种类型特征，均形成于被动大陆边缘强烈拉伸、岩石圈减薄的构造环境下(夏瑛等，2012；王亚莹等，2016；侯晨阳，2017；丁枫等，2020)。但是，该地区晚侏罗世-早白垩世基性脉岩的岩石成因一直存在争议，主要包括两种模式：① 基性脉岩是大陆裂谷构造背景下Kergrelen地幔柱与岩石圈地幔相互作用的产物，与Comei-Bunbury大火成岩内诸多OIB型基性脉岩的岩石成因相似(朱弟成等，2004；侯晨阳，2017；丁枫等，2020)；② 基性脉岩是靠近大陆边缘的热点或地幔柱与软流圈地幔相互作用产生的岩浆，沿深部大断裂运移至大陆边缘侵位的产物，与N-MORB型基性脉岩的岩石成因相似(裘碧波等，2010；夏瑛等，2012；朱弟成等，2013；侯晨阳，2017；丁枫等，2020)。

武警黄金第十一支队在洛扎-措美一带承担1∶5万区域地质调查时发现，藏南特提斯喜马拉雅带中的夏瓦地区也广泛发育大量的早白垩世基性脉岩，为系统研究特提斯喜马拉雅构造带深部构造演化提供了直接的证据。因此，本文在区域地质调查工作的基础上，以藏南夏瓦地区基性脉岩为研究对象，通过系统的岩相学、年代学和地球化学研究，探讨其成岩时代、构造环境和岩石成因等问题，为探讨特提斯喜马拉雅带构造-岩浆演化作用和地球动力学背景等问题提供约束。

1 区域地质概况

藏南夏瓦地区位于特提斯喜马拉雅构造带中东部，属喜马拉雅地块，地层分区属冈底斯-喜马拉雅地层大区中的康马-隆子地层分区和北喜马拉雅分区。区内出露地层有古生界、侏罗系、白垩系和第四系(图1b)，以侏罗系、白垩系为主，走向明显受区域断裂、褶皱控制，大致呈北西-东南向展布，由早到晚分别为：古生界洛扎岩组(Pzl)，为一套变质岩，以灰色、深灰色变质砂岩、变质粉砂岩、板岩、千枚岩、页岩、灰岩为主；下中侏罗统日当组(J1r)，以灰、深灰色、灰黑色泥质粉砂岩、粉砂质泥岩、粉砂岩、页岩为主；下中侏罗统陆热组(J1-2l)，为一套灰色泥质粉砂岩、泥岩与灰岩、泥灰岩互层的岩性组合，局部发育基性火山岩；中侏罗统遮拉组(J2z)，以细砂岩、石英砂岩、长石石英杂砂岩为主，发育以玄武岩为主的基性火山岩；上侏罗统维美组(J3w)，为一套灰白色、灰色、褐灰色石英砂岩夹少量泥岩为主的岩性组合；上侏罗统-下白垩统桑秀组(J3-K1s),发育大量火山岩(以玄武岩、英安岩为主)及泥岩、粉砂岩，为一套火山-沉积地层。区内构造主要以洛扎断裂和措美断裂为界，划分为觉拉-玉美褶皱冲断带、吉日-乃西褶皱带和得嘎勒-下藏拆离带3个构造带，构造带内发育大量近东西、北西-南东向逆冲推覆断裂和近南北向张性断裂。变质程度普遍较低，主要为低绿片岩相。区内岩浆活动强烈，火山岩主要产出于侏罗系和白垩系中，岩性以玄武岩、粗玄岩、英安岩为主，侵入岩以脉岩的形式侵入于侏罗系中，岩性以辉长玢岩、辉绿岩为主。

图1 藏南夏瓦地区大地构造略图(a，据张进江等，2007)和区域地质简图(b)Fig.1 Sketch map showing tectonic units(a，modified from Zhang Jinjiang et al.,2007)and simplified regional geological map(b)of the Chaiwa area,Southern Tibet

藏南夏瓦地区基性脉岩广泛分布于措美-琼结县及措美-洛扎县公路两侧，呈近东西向带状展布，受地层与断裂控制明显，局部见碎裂岩发育。岩石类型以辉绿岩、辉长玢岩为主(图2)，脉岩一般宽0.5～20 m，延伸长度不等，最长可达10 km。侵入于下侏罗统日当组(J1r)、下中侏罗统陆热组(J1-2l)和中侏罗统遮拉组(J2z)中，围岩以泥质粉砂岩、粉砂质泥岩、黑色页岩、细砂岩、泥灰岩、长石石英杂砂岩为主。基性岩脉与围岩多数呈顺层侵入接触关系，在接触部位发育强烈的碳酸盐化、绿泥石化、高岭土化、黄铁矿化等。受后期构造影响，发育多组节理，以剪节理为主，方解石、石英沿节理面充填。

图2 藏南夏瓦地区仁温勒-宗瓦基性脉岩实测剖面(PM2)图Fig.2 Profile map of mafic dykes in Renwenle-Zongwa in the Chaiwa area,Southern Tibet

辉绿岩：新鲜面为灰绿色，风化面为红褐色，主要由斜长石组成的三角形格架和分布格架中的辉石以及少量不透明钛铁氧化物等组成，构成辉绿结构。斜长石约60%，粒径0.2～0.9 mm，自形-半自形板柱状，粘土化强烈，绢云母化微弱。单斜辉石约30%，他形板状、他形粒状，正高突起，可见两组解理，偶见简单双晶，分布在斜长石的三角形格架中。不透明钛铁氧化物约5%，呈线纹状、针状，杂乱分布。岩石发育微裂隙，裂隙中充填晶粒石英、碳酸盐微脉(图3a、3b)。

图3 藏南夏瓦地区辉绿岩(a、b)与辉长玢岩(c、d)野外和正交偏光照片Fig.3 Field and orthogonal polarized photographs of diabase(a,b)and gabbro porphyrite(c,d)in the Chaiwa area,Southern TibetPl—斜长石；Px—辉石Pl—plagioclase；Px—pyroxene

辉长玢岩：新鲜面为灰黑色，风化面为褐黄色，主要由斜长石、辉石和少量石英、绿泥石、不透明钛铁氧化物等组成，细中粒自形-半自形结构。斜长石约57%，粒径0.9～4.0 mm，自形-半自形板柱状，组成三角形格架，聚片双晶明显，绢云母化强烈，粘土化，与长石接触处多见交代蠕虫结构。辉石约30%，他形板状、他形粒状，分布在斜长石的三角形格架中，部分晶体绿泥石化强烈。绿泥石约8%，叶片状、叶片集合体状、不规则状，淡绿色，异常干涉色，正低突起，交代辉石多呈辉石假像。石英约3%，他形粒状，分散分布，属于次生矿物。不透明钛铁氧化物约4%，他形粒状，分散分布(图3c、3d)。

2 测试方法

采集仁温勒-宗瓦一带剖面PM2(图1)上7件基性脉岩样品进行全岩主微量元素分析，其中有5件样品为辉绿岩(样品编号为2-Q1、13-Q1、15-Q1、20-Q2、20-Q3)，2件样品为辉长玢岩(样品编号为22-Q1、24-Q3)，另选取剖面PM2上2件典型辉长玢岩(样品编号为PM2-22、PM2-24)进行锆石U-Pb测年(图2)。

辉长玢岩中锆石的碎样、淘洗和挑选等工作由河北地勘局廊坊实验室完成，在双目镜下挑出无熔蚀、熔圆现象的锆石，且在测定时选择晶体内部结构完整和无裂纹、无包裹体的锆石颗粒。锆石挑选后经树胶固定制靶、抛光，选择同位素稀释-热电离质谱法(ID-TIMS)，在天津地质矿产研究所同位素实验室完成。采用206Pb-235U混合稀释剂(Krogh，1973)，质谱测定在VG354热离子发射质谱计上采用单接收器动态测定模式和Daly 检测器完成，数据处理采用PBDAT和Isoplot软件(Ludwig，1998，2000)处理。

全分析样品均由湖南省有色地质勘查研究院完成，硅酸盐全分析采用重量法、容量法和原子吸收法等(依据GB/T 14506-1993)，有色金属、稀土、稀有稀散元素采用电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS)，Sn采用ICP直读光谱法(依据YD1.1.22-91)。室内温度为20℃，相对湿度为61%。

3 结果与分析

3.1 锆石U-Pb年龄

锆石阴极发光(CL)图像显示，锆石自形程度较好，以自形-半自形长柱状为主，长一般在110～180 μm之间，长宽比多为1∶1～3∶1，发育岩浆锆石典型的振荡环带(图4)。从表1可知，样品锆石Th、U含量较高，其中PM2-22样品的Th、U含量分别为125×10-6～8 019×10-6和417×10-6～3 172×10-6，PM2-24样品的Th、U含量分别为1 091×10-6～5 537×10-6和559×10-6～1 460×10-6，2个样品锆石的Th/U值分别为0.06～5.31和1.87～3.79，除PM2-22样品的11.1测点比值小于0.5外，其余比值均大于0.5，与岩浆成因锆石特征一致(Hoskin and Black,2000)。2件辉长玢岩的谐和年龄分别为146.12±0.72 Ma(MSDW=1.3，图5a)和145.99±0.98 Ma(MSWD=1.7，图5b)。

图4 藏南夏瓦地区基性脉岩锆石阴极发光图像Fig.4 Zircon cathodoluminescence images of mafic dykes in the Chaiwa area,Southern Tibet

图5 藏南夏瓦地区基性脉岩锆石谐和年龄图Fig.5 Zircon U-Pb concordia diagrams of mafic dykes in the Chaiwa area,Southern Tibet

3.2 岩石地球化学特征

3.2.1 主量元素特征

从表2可见，夏瓦地区基性脉岩的SiO2含量为47.20%～50.54%，均值为49.13%，在Zr/TiO2-Nb/Y图解中落入碱性玄武岩区域(图6)，Al2O3含量为11.96%～14.13%，均值为13.40%，TiO2含量为3.46%～4.23%，均值为3.83%，P2O5含量为0.42%～0.52%，均值为0.48%，FeOT含量为10.03%～12.60%，均值为10.87%，接近OIB型玄武岩值(10.86%)。A/CNK值为0.92～1.21，显示弱过铝质特征。里特指数σ为1.57～2.40，均值为1.84，碱度率(AR)为1.33～1.55，均值为1.41，全碱质量分数(ALK)为3.39～4.75，均值为3.89，TiO2含量较高均值为3.83%，与夏威夷碱性玄武岩TiO2含量(平均为3.22%)相似，显示碱性特征。镁铁指数(Mg#)为39.78～53.79，均值为46.95，远低于原生玄武岩岩浆Mg#值(68～78)，固结指数(SI)为22.25～32.42，均值为26.71。从夏瓦地区基性脉岩的主量元素特征来看，显示高P2O5、FeOT、TiO2含量特征，表现为弱过铝质、碱性，且Mg#、SI指示了较低的岩浆结晶分异(Rittmann，1957；Thornton and Tuttle，1960；Wright，1969；朱弟成等，2005a，2006)。

表2 藏南夏瓦地区基性脉岩主量(wB/%)、微量和稀土元素(wB/10-6)组成及相关参数Table 2 Major(wB/%),trace and REE(wB/10-6)elements of mafic dykes in the Chaiwa area,Southern Tibet

图6 藏南夏瓦地区基性脉岩Zr/TiO2-Nb/Y图(据Middlemost，1994)Fig.6 The Zr/TiO2-Nb/Y diagram of mafic dykes in the Chaiwa area,Southern Tibet(after Middlemost,1994)

3.2.2 微量元素特征

夏瓦地区基性脉岩的ΣREE含量为250.65×10-6～316.70×10-6，均值278.92×10-6，LREE/HREE值为2.70～3.40，均值为3.11，其轻稀土元素(LREE)较为富集，δEu值为0.30～0.37，均值为0.32，显示负Eu异常，稀土元素配分曲线为右倾型，其配分曲线与OIB相似(图7a)(Sun and McDonough，1989)。基性脉岩大离子亲石元素相对富集Ba，亏损K、Pb、Sr元素；高场强元素相对富集Nb、Ta、Zr、Hf、Th元素，亏损U、Ti元素(图7b)。Sr元素相对亏损，可能与斜长石在低压条件下分离结晶有关。Th/Yb值、Ce/Zr值分别为1.08～1.93、0.09～0.28，均值分别为1.28、0.16，与OIB玄武岩(分别为1.9、0.3)(Pearce，1982；王一伟，2015)相似。以上特征均指示它们的岩浆来源和岩石成因可能相似。

图7 藏南夏瓦地区基性脉岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式图与原始地幔标准化微量元素蜘蛛图(标准化值和标准OIB、MORB数据据Sun and McDonough，1989)Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams of mafic dykes in the Chaiwa area,Southern Tibet (standardized values and standard OIB、MORB data after Sun and McDonough,1989)

4 讨论

4.1 基性脉岩的形成时代

藏南特提斯喜马拉雅构造带江孜-康马、隆子-洛扎、浪卡子-打隆、绒布-措美等地出露的基性脉岩或岩墙有较多年龄数据报道，如洛扎地区基性岩墙群结晶年龄为138±11 Ma(童劲松等，2007)；浪卡子地区基性脉岩结晶年龄分别为134.9±1.8 Ma和135.5±2.1 Ma(Jiangetal.，2006)；古堆、哲古地区基性脉岩结晶年龄为138～133 Ma、131.71±2.7 Ma和135.0±2.4 Ma(任冲等，2014；任冲，2015)；扎西康辉绿岩结晶年龄为132.9±2.4 Ma(杨超等，2014)；绒布地区基性岩脉结晶年龄分别为137.3±1.6 Ma、147.3±3.6 Ma(丁枫等，2020)。可见，藏南特提斯喜马拉雅带基性岩浆活动主要集中在136～130 Ma和150～140 Ma两个时段(唐菊兴等，2010，2016；丁枫等，2020)。本次研究获得2个辉长玢岩的结晶年龄分别为145.99±0.98 Ma和146.12±0.72 Ma，表明它们也为特提斯喜马拉雅带基性岩浆活动主要集中时期所形成。

4.2 基性脉岩的源区特征

夏瓦地区基性脉岩在La/Nb-La(图8a)与Nb/Th-Nb图解(图8b)中主要落入洋岛玄武岩与靠近洋岛玄武岩的区域，在Y/Nb-Zr/Nb(图8c)与Th/Yb-Ta/Yb(图8d)图解中落入靠近富集地幔的区域。另外，从表3可知，夏瓦地区基性脉岩Zr/Nb、La/Nb、Ba/Nb、Ba/Th、K/Nb、Rb/Nb、Th/La等多数参数值与EMⅠ OIB型富集地幔接近，与Kerguelen地幔柱有关的火成岩同样属于Ⅰ型富集地幔，Th/Nb、Ba/La等少数参数值与EMⅡ OIB型富集地幔接近(Weaver，1991)。上述研究表明，夏瓦地区基性脉岩的岩浆来自深部地幔，与藏南特提斯喜马拉雅构造带诸多处的OIB型基性岩墙群的岩浆源区特征相似(江思宏等，2007；裘碧波，2011；任冲等，2014)。

图8 藏南夏瓦地区基性脉岩La/Nb-La、Nb/Th-Nb和Y/Nb-Zr/Nb、Th/Yb-Ta/Yb图解(a、b据李曙光，1993；c、d据Wilson，1989)Fig.8 La/Nb-La,Nb/Th-Nb and Y/Nb-Zr/Nb,Th/Yb-Ta/Yb diagrams of mafic dykes in the Chaiwa area,Southern Tibet (a,b after Li Shuguang,1993；c,d after Wilson,1989)

表3 藏南夏瓦地区基性脉岩和OIB型火成岩中微量元素比值(OIB数据据Weaver，1991)Table 3 Ratios of trace elements in mafic dikes and OIB igneous rocks in the Chaiwa area,Southern Tibet(OIB data after Weaver,1991)

4.3 地壳混染

通常认为来自地幔柱的岩浆具有低的La/Ta值(一般为8～15)，受到岩石圈地幔混染后该比值会迅速增加(一般大于25)，而La/Sm值变化不大；如果岩浆受到地壳混染后，该比值会迅速增加(一般大于5)(Lassiter and DePaolo，1997；张招崇，2004)。夏瓦地区基性脉岩La/Ta值为15.42～21.58，均值为18.95，La/Sm值为3.43～4.29，均值为3.87，其岩浆在上升过程中未遭受明显的岩石圈地幔或地壳物质的混染；Th/Ta值为1.15～3.27，均值为1.86，Zr/Hf值为32.11～51.23，均值为41.77，均远离地壳值(Sun and McDonough，1989；Weaver，1991)，指示未遭受地壳混染。在La/Nb-La/Sm图解(图9a)中，夏瓦地区基性脉岩明显远离地壳物质混染的趋势线，且未表现出正相关性，在(La/Nb)PM-(Th/Ta)PM图解(图9b)中，除2个样品外，大部分样品落入与Kerguelen地幔柱有关的OIB型火成岩区域，同样显示未遭受地壳混染。

图9 藏南夏瓦地区基性脉岩La/Nb-La/Sm和(La/Nb)PM-(Th/Ta)PM判别图解(据Zhu et al.，2007)Fig.9 La/Nb-La/Sm and (La/Nb)PM-(Th/Ta)PM discrmination diagrams for mafic dykes in the Chaiwa area,Southern Tibet(after Zhu et al.，2007)数据来源：上地壳、中部地壳、下地壳据Rudnick and Gao (2003)；原始地幔据Taylor and McLennan(1985)；岩石圈地幔据McDonough(1990)；与Kerguelen有关的OIB火成岩据Zhu et al.(2007)data sources:upper crust,middle crust and lower crust according to Rudnick and Gao (2003);primitive mantle data according to Taylor and McLen-nan (1985);lithospheric mantle according to McDonough (1990);OIB igneous rocks associated with Kerguelen according to Zhu et al.(2007)

4.4 大陆动力学背景

古生代以来，特提斯喜马拉雅带以海相沉积岩为主，在晚三叠—早白垩世处于被动大陆边缘环境(余光明等，1990；王根厚等，2000；朱弟成等，2005a)。新特提斯洋在晚侏罗世—早白垩世时发生大规模的扩张，导致雅鲁藏布缝合带南侧喜马拉雅地区被动大陆边缘处于拉张的构造环境和岩石圈减薄、软流圈持续上涌的动力学背景，诱发强烈的岩浆活动，使特提斯喜马拉雅带发育大量的中基性火成岩(朱弟成等，2005a；童劲松等，2007)。众多学者研究表明，特提斯喜马拉雅带隆子—洛扎一带中基性脉岩和桑秀组玄武岩均形成于被动大陆边缘拉张的构造环境(钟华明等，2005；朱弟成等，2005b；任冲等，2014；任冲，2015)。夏瓦地区基性脉岩在Th/Hf-Ta/Hf图解中落入初始裂谷玄武岩和陆内裂谷碱性玄武岩区域(图10a)，在微量元素Zr/Y-Zr和Ti-Zr图解中主要落在板内玄武岩区域(图10b、10c)。与前人在区域上的研究结果对比来看，夏瓦地区基性脉岩与特提斯喜马拉雅带隆子—洛扎一带基性脉岩、桑秀组玄武岩的地球化学特征相似，反映其构造环境和岩浆源区特征应相同。以上研究证实了夏瓦地区基性脉岩形成于大陆边缘裂谷环境。

图10 藏南夏瓦地区基性脉岩Th/Hf-Ta/Hf、Zr/Y-Zr和Ti-Zr图解(a 据汪云亮等，2001；b 据Pearce and Norry，1979；c 据Pearce，1982)Fig.10 Th/Hf-Ta/Hf、Zr/Y-Zr and Ti-Zr diagrams of mafic dykes from the Chaiwa area,Southern Tibet(a after Wang Yunliang et al.,2001;b after Pearce and Norry,1979;c after Pearce,1982)

普遍认为Comei-Bunbury大火成岩省主要分布于澳大利亚西部和中国西藏东南部，与Kerguelen地幔柱头部玄武岩具有相似的地球化学特征和相近的成岩时代，指示它们均与Kergulen 地幔柱岩浆的活动密切相关(朱弟成等，2004，2005a，2005b，2009；夏瑛等，2012；王亚莹等，2016)。从结晶年龄和研究区大地构造位置对比，夏瓦地区基性脉岩与特提斯喜马拉雅带多处基性岩脉属于同期岩浆活动，指示其岩石成因可能与Kergulen地幔柱密切相关。夏瓦地区基性脉岩的结晶年龄约为146 Ma，与Comei-Bunbury大火成岩省桑秀组玄武岩、绒布地区基性脉岩的结晶年龄(147 Ma左右)非常接近(丁枫等，2020)；与OIB的地球化学特征相似，暗示它们应为同源异相的产物。一般认为，该区OIB是与Kerguelen地幔柱作用相关的产物(朱弟成等，2005a)，因此，夏瓦地区基性脉岩应该是大陆边缘裂谷背景下Kerguelen地幔柱作用的产物。

早期研究发现，在Comei-Bunbury大火成岩省南部谷觉-错那和西部江孜-康马地区出露大量的OIB型基性侵入岩和喷出岩(拉康组)，结晶年龄为144～140 Ma，明显早于特提斯喜马拉雅带北部地区结晶年龄为135～131 Ma的桑秀组玄武岩。从获取的年龄数据来看，夏瓦地区基性脉岩与Comei-Bunbury南部和西部OIB型火成岩的结晶年龄接近，明显早于Kerguelen地幔柱峰期(132 Ma)(Zhuetal.，2009；侯晨阳，2017；丁枫等，2020)，可能代表了地幔柱峰期之前的小规模岩浆活动，类似的情况也发生于塔里木大火成岩省(Zhangetal.，2013)。

5 结论

(1)夏瓦地区发育大量呈近东西向、以辉绿岩和辉长玢岩为主的基性脉岩，具有低SiO2(47.20%～50.54%)和高Mg#值(39.78～53.79)特征，属碱性系列，富集轻稀土元素(LREE)，高场强元素(Nb、Ta、Zr、Hf、Th)相对富集，显示出似OIB的地球化学特征；

(2)基性脉岩的结晶年龄为146～145 Ma，其年龄明显早于Kerguelen地幔柱活动的峰期(132 Ma)，可能代表了地幔柱峰期之前的小规模岩浆活动；

(3)夏瓦基性脉岩来源于软流圈地幔的部分熔融，形成于大陆边缘裂谷背景下，结合区域大火成岩省基性岩的发育，夏瓦地区基性脉岩应是大陆边缘裂谷背景下Kerguelen地幔柱作用的产物。

致谢本文是在1∶5万区域地质矿产调查的基础上完成的，参加工作的还有杨斌、任冲、邱杨、邱海、周春华等，在此表示感谢！