西藏吉定蛇绿岩地球化学特征及其构造指示意义*

陈根文 刘睿，2 夏斌 邓腾，2

CHEN GenWen1，LIU Rui1，2，XIA Bin3 and DENG Teng1，2

1. 中国科学院广州地球化学研究所，中国科学院矿物学与矿床学重点实验室，广州 510640

2. 中国科学院大学，北京 100049

3. 中山大学海洋学院，广州 510006

1. Key Laboratory of Mineralogy and Metallogeny，Gangzhou Institute of Geochemistry，CAS，Guangzhou 510640，China

2. University of Chinese Academy of Sciences，Beijing 100049，China

3. School of Marine Sciences，Sun Yat-Sen University，Guangzhou 510006，China

2013-12-12 收稿，2014-12-11 改回.

1 引言

青藏高原是全球典型的大陆碰撞造山带，其中分布有雅鲁藏布江和班公湖-怒江等几条巨型蛇绿岩带，这些蛇绿岩带是研究陆块拼贴和特提斯洋演化过程的重要依据。雅鲁藏布江蛇绿岩被认为是新特提斯洋壳于新生代消亡后在大陆造山带保存的残片，是印度板块与欧亚板块的分界线(Nicolas et al.，1981;Allégre et al.，1984;Girardeau et al.，1985;王希斌等，1987;Zhou et al.，1996;张旗和周国庆，2001)。雅鲁藏布江蛇绿岩带的北侧为拉萨地块，拉萨地块南侧为冈底斯岩浆弧带，岩浆弧向南与蛇绿岩带之间分布有日喀则群(K2)弧前盆地沉积及错江顶群(E1-2)残余弧前盆地滨海相磨拉石，秋乌组(E2)残余弧前盆地相磨拉石和冈底斯组(E3-N1)磨拉石。蛇绿岩带南侧为三叠系复理石带及印度板块北沿的被动陆缘沉积岩。雅鲁藏布江蛇绿岩可分为三段，分别为东段(曲水-墨脱)、中段(昂仁-仁布)和西段(萨嘎以西至中印边境)三部分(潘桂棠和丁俊，2004)。吉定蛇绿岩位于其中段，日喀则以西约50km，过去统称为日喀则蛇绿岩(图1)。目前对日喀则蛇绿岩的形成背景还存在一些争议(张旗，2015)，包括:(1)扩张的边缘盆地(王希斌等，1984)，是早期裂谷和晚期洋壳扩张阶段的产物(王希斌等，1987);(2)代表中等扩张速度的陆间盆地(肖序常，1984);(3)中段日喀则蛇绿岩可能代表靠近洋脊或转换断层的交换部位(Pearce and Deng，1988);(4)也有认为该蛇绿岩属于东地中海型蛇绿岩，代表消减带之上的岛弧和弧后盆地环境，蛇绿岩属东地中海型(张旗，1994;张旗和周国庆，2001;Xia et al.，2008;Chen and Xia，2008;Dupuis et al.，2005a，b;Dai et al.，2013);(5)为形成于大陆边缘的洋中脊(Nicolas et al.，1981;Girardeau et al.，1985;Girardeau and Mercier，1988);(6)超慢速扩张洋盆(吴福元等，2014)。这些研究都将日喀则蛇绿岩作为一个蛇绿岩体整体对待。但随着研究的进行，发现日喀则地区不同的蛇绿岩剖面具有不同岩石组分和结构特征，并在岩石地球化学特征上表现出不同的特征。Huot et al. (2002)研究认为日喀则蛇绿岩西段(如吉定、白朗、得几)具弧后盆地的特征，而东段(如大竹卡和金鲁)则表现出亲弧的特征。牛晓露等(2006)也认为得几-昂仁(包括吉定)一带的蛇绿岩形成于洋中脊环境或成熟的弧后盆地环境。Hébert et al. (2012)通过对整个雅鲁藏布江蛇绿岩带的综合研究认为日喀则一带可能形成于类似于马里亚纳弧、弧间及弧后等多种构造环境或者Tonga-Kermadec 系统。Dubois-Côté et al.(2005)提出吉定蛇绿岩与白朗、群让蛇绿岩都形成于弧后盆地。因此分析蛇绿岩不同剖面的地质地球化学特征，对正确认识日喀则地区蛇绿岩构造背景的形成演化至关重要，本次工作就是在前人和作者近期工作的基础上对吉定蛇绿岩剖面壳层岩石(堆晶岩、辉绿岩和玄武岩部分)地球化学作进一步研究，以此来揭示日喀则蛇绿岩形成背景。

2 吉定蛇绿岩岩石学特征

吉定蛇绿岩剖面位于雅鲁藏布江蛇绿岩带的中部，日喀则西南的吉定乡洞拉村(图1)，过去习惯将这套蛇绿岩剖面归属于日喀则蛇绿岩。剖面由四个岩石单元构成:下部地幔橄榄岩由方辉橄榄岩、二辉橄榄岩和纯橄岩组成，上部蛇纹石化较强，以方辉橄榄岩为主。地幔橄榄岩与其上的堆晶岩之间为构造接触。堆晶岩由辉长橄长岩、辉长岩、异剥辉长岩组成。层状堆晶岩不发育，主要以块状堆晶岩为主，大部分被辉绿岩脉贯入。整个堆晶岩厚度约为500 ～700m。辉长岩之上为一套辉绿岩和玄武岩。玄武岩以块状熔岩为主，还有一部分角砾状玄武岩和枕状熔岩。

3 蛇绿岩地球化学特征

吉定蛇绿岩中辉绿岩和玄武岩化学成分分析结果见表1，其岩石地球化学特征如下:辉绿岩SiO2含量变化不大，在48% ～54%之间，TiO2含量中等，最高1.45%，最低0.87%，多数在1.0% ～1.24% 之间，Mg#(Mg#= 100 × Mg/(Mg +Fe))为42.1 ～58.8。玄武岩SiO2在46% ～53%之间，与印度洋洋脊玻璃质玄武岩的平均值50.9%相当(Sun et al.，1979)。TiO2为0.9% ～1.45%，与辉绿岩相近，平均1.1%，与印度洋N-MORB 玻璃(1.19%)相似，接近太平洋中脊玄武岩含量(1.62%)(Sun et al.，1979)，明显高于大竹卡蛇绿岩中的玄武岩(0.58% ～0.99%，平均0.84%)。玄武岩的Mg#=39.8 ～60.8。两套岩石常量元素含量相近，为同一母岩浆在不同深度就位的产物。与太平洋中脊玄武岩相比，吉定熔岩具有较低的K2O 含量(绝大部分低于0.68%)、较高的Na2O (3.02% ～5.18%)和较低的 CaO (4.50% ～8.50%)。但由于K、Na、Ca 等均是较活泼的元素，容易受热液蚀变及后期表生作用的影响。本区绝大部分基性岩样品的烧失量都比较高，在多元素标准化图上变化比较大，较零乱，估计与海水蚀变有关。这样的例子在蛇绿岩中较为普遍，如Semail 蛇绿岩也存在类似的情况(Godard et al.，2006)。

JD-125 45.90 1.21 18.4 7.52 2.78 0.18 4.60 9.30 4.01 0.22 JD-123 48.80 1.09 19.4 5.26 4.04 0.11 5.40 6.40 4.53 0.18 JD-122 47.60 0.87 20.1 3.28 5.62 0.17 6.80 7.90 3.02 1.23 JD-119 53.10 0.97 18.0 3.94 4.66 0.16 5.30 4.40 5.18 0.17 JD-116 岩武玄48.20 1.43 19.4 6.13 3.67 0.18 6.20 6.00 4.18 0.67 112 JD-52.90 1.09 18.2 6.31 2.69 0.11 3.40 6.20 4.9 0.09 JD-111 51.30 0.97 19.1 6.71 2.69 0.11 3.10 7.40 4.65 0.08 JD-102 48.50 0.99 18.2 2.53 7.07 0.22 6.90 7.00 4.12 0.32 0.97 49.40 17.2 3.71 6.19 0.18 6.70 7.80 3.23 0.68 Jidingophiolite JD-101 JD-99 53.52 1.28 16.53 5.16 5.64 0.25 3.90 5.10 5.00 0.04 JD-96 48.53 1.11 18.19 4.09 6.01 0.23 6.90 7.10 3.77 0.39 48.06 JD-94 0.87 20.08 4.00 5.10 0.17 6.40 7.80 4.10 0.34果结析JD-93 0.99 3.90 5.60 0.18 6.60 8.50 3.50 0.45分4 7.86 18.18 素 -6）元JD-91 49.36 1.45 17.95 3.72 7.18 0.21 3.90 5.60 4.73 0.04（ ×10 JD-90岩绿辉5 0.42 1.02 17.47 2.62 8.78 0.24 5.40 4.50 4.66 0.14量）、微JD-85 48.24 1.14 18.65 3.25 7.05 0.18 5.80 7.10 3.46 0.66（wt%主 -6） elementcomposition ofthebasicrocksfrom JD-84 47.91 1.09 18.42 3.52 6.48 0.18 5.90 7.90 3.11 0.82岩武玄1.21 4.17 5.73 0.17 6.30 8.20 3.12 0.59和J D-83 48.83 18.18 岩绿辉） and trace（ ×10 JD-81 49.9 1.24 17.74 4.34 5.46 0.14 5.70 6.90 4.30 0.16体岩绿J D-80 50.91 1.21 17.71 4.13 6.47 0.13 4.80 6.20 4.55 0.04蛇定M ajor（wt%吉号品性O 3 O3 O O 1 样岩S iO2 TiO2 Al2 Fe2 FeO MnO2 MgO CaO Na2 K2表T able1 0.31 2.60 2.05 99.1 47.2 25.2 285 55.9 31.0 25.0 29.6 3.64 97.8 30.0 0.27 1.20 2.75 99.4 53.9 22.8 264 25.4 33.2 21.9 34.1 1.47 75.1 27.5 0.09 1.46 1.25 99.4 60.8 24.5 240 139 35.2 45.8 56.2 11.7 148 21.9 0.21 0.90 2.30 99.2 55.5 21.8 250 11.1 28.0 8.84 30.1 0.731 89.0 21.3 0.21 1.40 2.10 99.7 56.0 27.2 228 151 35.1 41.9 38.5 9.90 154 30.9 0.12 1.05 2.25 99.3 43.1 21.8 266 11.2 26.8 9.55 14.2 0.703 35.9 25.1 0.27 1.26 1.85 99.5 39.8 21.3 310 11.8 26.4 9.92 16.8 0.851 34.4 26.6 0.09 1.50 1.95 99.4 59.4 25.5 270 46.1 37.4 20.7 18.2 1.78 122 22.4 0.20 1.65 1.60 99.4 57.9 24.8 255 123 34.6 49.0 50.4 5.13 116 24.8 1.11 1.11 1.55 99.3 42.2 26.4 253 113 35.0 45.9 59.6 2.14 119 23.5 1.65 1.65 1.20 99.3 58.1 28.0 256 134 36.6 50.4 64.7 4.03 133 24.6 1.26 1.26 0.85 99.3 58.8 22.2 297 5.86 30.0 5.54 29.3 0.45 84.6 33.4 1.20 1.20 2.00 99.2 58.5 29.2 333 6.83 36.3 7.25 31.5 0.843 110 22.5 2.77 2.77 2.19 99.2 42.1 25.7 275 103 35.9 47.2 56.0 4.17 146 35.9 1.18 1.18 2.60 99.2 49.2 25.1 266 109 34.6 50.1 52.9 4.53 132 33.5 1.30 1.30 2.25 99.3 53.4 26.0 255 153 36.9 65.1 57.3 3.47 134 30.1 1.35 1.35 2.16 99.1 54.5 25.9 278 31.4 33.6 14.9 6.60 1.11 139 31.4 1.40 1.40 1.25 99.3 56.3 24.2 298 4.77 28.9 7.20 9.99 0.969 82.5 34.1 1.19 1.19 1.90 99.1 54.1 30.3 136 450 30.2 135 112 6.34 239 6.97 0.91 0.91 1.77 99.1 47.9 40.5 245 214 39.1 72.9 49.9 1.72 444 27.9 O5#P2 CO2 LOI Total Mg Sc V Cr Co Ni Cu Rb Sr Y

JD-125 81.6 1.13 0.429 15.6 3.27 0.123 2.06 0.161 0.189 3.10 9.91 JD-123 77.2 1.08 0.140 8.95 3.08 0.105 1.99 0.123 0.126 2.76 9.30 JD-122 56.5 0.675 1.10 25.9 2.24 0.069 1.95 0.120 0.066 1.87 6.23 JD-119 52.1 0.622 0.197 10.8 2.11 0.067 1.28 0.086 0.148 1.87 6.23 JD-116 岩武玄86.2 1.27 0.893 24.9 3.34 0.119 1.20 0.147 0.179 2.92 9.06 12 JD-1 68.2 0.909 0.176 10.3 2.63 0.091 1.20 0.134 0.119 2.31 7.82 JD-111 68.5 1.04 0.160 15.9 2.67 0.087 2.40 0.143 0.171 2.49 8.01 JD-102 58.8 0.823 0.343 16.7 2.28 0.074 2.67 0.106 0.039 2.18 7.00 JD-101 64.9 0.903 0.727 29.7 2.54 0.095 1.66 0.136 0.048 2.32 7.58 JD-99 62.5 0.963 0.416 14.2 2.50 0.074 1.58 0.132 0.054 2.25 7.28 JD-96 64.4 0.929 0.425 15.3 2.56 0.078 1.14 0.127 0.045 2.29 7.79 JD-94 98.7 1.31 0.354 8.87 3.73 0.127 1.29 0.156 0.058 3.27 11.1 JD-93 55.5 0.647 0.414 13.6 2.35 0.063 2.01 0.094 0.040 1.88 6.56 JD-91 102 1.31 0.556 26.7 3.99 0.117 0.994 0.163 0.069 3.41 11.8 JD-90岩绿辉9 9.3 1.26 0.555 20.2 3.94 0.119 1.49 0.148 0.068 3.06 10.9 JD-85 83.6 1.12 0.698 18.0 3.12 0.102 1.33 0.120 0.053 2.69 9.57 JD-84 77.9 0.977 0.296 16.6 2.87 0.098 4.93 0.138 0.058 2.94 9.09 JD-83 96.3 1.20 0.090 9.59 3.80 0.107 2.82 0.185 0.063 3.45 11.3 JD-81 8.53 0.084 0.479 29.5 0.487 0.011 7.71 0.019 0.005 0.406 1.39 39.2 JD-80 1.00 1.96 22.4 1.45 0.147 1.90 0.01 0.030 2.53 8.46 1号品性Z r Nb Cs Ba Hf Ta Pb Th U La Ce表样岩续C ontinued Table1 1.77 10.0 3.88 1.20 4.85 0.910 6.41 1.37 4.04 0.63 4.22 0.649 0.495.50 0 1.75 9.73 3.62 1.17 4.45 0.848 5.68 1.27 3.71 0.572 4.00 0.586 49.4 0.47 1.13 6.29 2.51 0.852 3.42 0.675 4.59 1.01 3.03 0.467 3.17 0.489 35.7 0.40 1.14 6.56 2.50 0.815 3.39 0.639 4.38 0.951 2.90 0.448 3.11 0.480 35.4 0.40 1.73 9.79 3.87 1.24 4.99 0.987 6.48 1.35 4.25 0.632 4.39 0.695 52.4 0.45 1.43 8.20 2.99 1.01 3.90 0.733 5.40 1.09 3.32 0.503 3.49 0.492 42.7 0.45 1.43 8.02 3.23 1.01 4.13 0.74 5.36 1.12 3.45 0.543 3.73 0.580 43.8 0.45 1.28 7.43 2.61 1.03 3.50 0.679 4.57 1.00 2.91 0.458 3.02 0.441 38.1 0.49 1.39 7.60 3.12 1.03 4.04 0.763 5.81 1.11 3.28 0.511 3.46 0.543 42.6 0.45 1.27 7.76 2.77 0.956 3.63 0.699 4.69 1.03 3.07 0.447 3.17 0.491 39.5 0.48 1.36 7.77 3.01 1.08 3.97 0.746 5.13 1.11 3.15 0.515 3.29 0.511 41.3 0.47 1.97 11.4 4.29 1.31 5.26 0.964 6.88 1.44 4.39 0.661 4.61 0.713 58.3 0.48 1.15 6.75 2.44 0.912 3.38 0.658 4.42 0.974 2.90 0.444 3.13 0.503 36.1 0.41 2.01 11.9 4.20 1.31 5.57 1.02 7.18 1.54 4.65 0.696 4.77 0.755 60.8 0.48 1.98 11.1 4.07 1.28 5.22 0.978 6.55 1.45 4.28 0.645 4.57 0.704 56.8 0.45 1.68 9.78 3.60 1.18 4.81 0.830 6.02 1.24 3.94 0.575 3.96 0.594 50.5 0.46 1.74 9.92 3.34 1.11 4.73 0.865 5.87 1.28 3.82 0.559 3.84 0.547 49.6 0.52 2.03 11.4 4.17 1.28 5.19 1.01 6.54 1.48 4.36 0.658 4.39 0.693 58.0 0.53 0.265 1.77 0.783 0.402 1.15 0.203 1.45 0.284 0.920 0.119 0.816 0.135 10.1 0.34 1.44 7.35 2.86 1.00 3.89 0.682 4.681 1.01 2.971 0.419 2.57 0.395 40.3 0.66 Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu REE!（La/Yb）N

图1 藏南地区区域地质图(a)和吉定蛇绿岩地质图(b)(据王希斌等，1984 改绘)Fig.1 Regional geological map of Southern Tibet (a)and geological map of Jiding ophiolite (b)(after Wang et al.，1984)

吉定剖面壳层岩石的SiO2、TiO2与Na2O 和MgO 呈反相关关系(图2)，而CaO 随MgO 增加而增加。Fe2O3、FeO、Al2O3、K2O 与MgO 的关系要复杂一些，先是随MgO 的增加而增加，随后随MgO 的增加而减少(图2)。另外，在主量元素变异图上，MgO 的含量在8%左右出现一个不连续点，该值对应于Mg#正好是70 附近，而这一值正是原始岩浆对应的Mg#。上述分异图清楚地表明，吉定堆晶岩、岩墙群和熔岩为原始岩浆经结晶分异后的产物。吉定蛇绿岩壳层岩石SiO2随MgO 含量降低而减少，CaO 和FeOT早期随MgO 含量降低而增加，反映橄榄石、单斜辉石结晶分异的控制。同时CaO/Al2O3随SiO2的增加而减少，随CaO、MgO 含量增加而增加，也能够反映出岩浆在早期演化中受单斜辉石的控制。Co、Ni、CaO/Al2O3随MgO 的减少而减少(图3)，反映有橄榄石和单斜辉石分异。后期岩浆分异表现出Na2O 与MgO 成反相关关系，而CaO、Al2O3与MgO 成正相关关系，可能说明系统以斜长石分异为主的。反映出的岩浆结晶顺序为:橄榄石→单斜辉石→斜长石。玄武质岩浆分异作用有两种情况:一种为干系统结晶分异，其特点是随着结晶分异的进行，SiO2、Na2O、FeO、P2O5、TiO2和K2O 随MgO 的增加而减少。Al2O3和CaO 随MgO 增加而增加(Wilson，1989)。岩浆中首先形成橄榄石+斜长石，然后是单斜辉石+斜长石+橄榄石。湿系统结晶分异表现为，分异作用早期，SiO2、Na2O、TiO2随MgO 增加而减少，Al2O3、CaO 和CaO/Al2O3随MgO增加而增加(Wilson，1989)。但当分异达到一定程度时(如MgO=6%)，随着钛铁矿和金红石开始结晶，使得TiO2、FeO随MgO 增加而减少。吉定壳层岩石的结晶分异趋势与湿系统分异趋势是一致的。这与吉定蛇绿岩堆晶岩的矿物变化是一致的。

吉定蛇绿岩辉绿岩和玄武岩岩石稀土元素组成见表1、图4。其稀土元素均表现出轻稀土元素(LREE)的亏损，其中辉绿岩和玄武岩的(La/Yb)N分别为0.34 ～0.66 和0.40～0.50，与区域内大竹卡蛇绿岩中玄武岩(La/Yb)N比值(0.35 ～0.69)相似，具有N-MORB 的特征。稀土元素的含量相对较稳定。熔岩样品一般都具Eu 的负异常，而堆晶岩都具有Eu 的正异常(图省略)，说明岩浆活动受到了斜长石结晶分异的影响。

图2 部分主量元素及CaO/Al2O3 比值演化图(图中单斜辉石及橄榄石、斜长石分异趋势据Wilson，1989)Fig.2 MgO vs. SiO2，TiO2，CaO，Al2O3，Na2O+K2O，FeOT and CaO/Al2O3 vs. SiO2，CaO diagram (Fractional tendencys of clinopyroxene，olivine and plagioclase after Wilson，1989)

图3 CaO/Al2O3、Ni 和Co 与MgO 的相关关系Fig.3 Covariation diagram of CaO/Al2O3，Ni and Co vs. MgO

图4 吉定蛇绿岩辉绿岩和玄武岩稀土配分图(球粒陨石标准值据Boynton，1984)及微量元素蛛网图(MORB 标准值据Sun and McDonough，1989)阴影部分为大竹卡蛇绿岩熔岩Fig. 4 Chondrite-normalized REE patterns (chondrite values after Boynton，1984)and N-MORB normalized trace elements patterns (MORB values after Sun and McDonough，1989)for the basalts and diabases of Jiding ophiolite

吉定蛇绿岩熔岩微量元素均富集大离子亲石元素，特别是K、Rb。熔岩微量元素(MORB)标准化图(图4)显示熔岩具有LILE 富集，高场强元素(HSFE，如Th、Nb、Ta 等)略为亏损的特征，与形成于俯冲带上部有关的蛇绿岩的微量元素分布特征相似。另外，吉定熔岩的Sr 含量较低(34.4 ×10-6～154 ×10-6)，远低于大竹卡熔岩的56.8 ×10-6～320 ×10-6(Xia et al.，2003)。

4 讨论

4.1 蛇绿岩形成的地质背景

前面的分析表明吉定壳层岩石(玄武岩、辉绿岩及堆晶岩)的结晶分异趋势显示出湿系统分异的特征。这种结晶分异系统是在有水加入的地质背景下形成的，通常形成于岛弧环境，说明吉定蛇绿岩可能形成于与岛弧有关的地质背景中。吉定蛇绿岩剖面中熔岩的微量元素蛛网图显示本区壳层岩石富集LILE，略为亏损高场强元素(HFSE)(图4)，并具有较高LILE/HFSE 比值特征。这种微量元素分布型式与一些过去被认为是形成于与俯冲带上的(SSZ)蛇绿岩非常一致，如Bay of Islands，Troodos，Semail，Vourinos，Papua-New Guinea，Zamable(Elthon，1991)等。一般认为，俯冲板片释放出来的流体可以携带较高的LILE，而HFSE 和HREE 则更多的留在俯冲板块中。这些流体交代上部地幔楔，并导致地幔楔发生部分熔融，并形成富集LILE 的熔体。另外，俯冲板块本身物质的加入也会引起源区及熔岩的LILE 和LREE 的增加。在Mg#-TiO2图上(图5a)，大部分样品落在岛弧玄武岩与弧后盆地玄武岩之间，在TiO2-MnO-P2O5图(图5b)上大部分样品落在岛弧玄武岩区内。

Nb/Yb-Th/Yb 图解(图6)可以较好地判断蛇绿岩与SSZ背景的关系(Pearce and Peate，1995)。早期地幔源区的部分熔融的结果是使Nb/Yb 和Th/Yb 两个比值同时减少，使源区向图中左下方演化。而俯冲作用形成的流体只引起Th/Yb 比值的增加，而Nb/Yb 比值保持稳定，因此该图可以同时说明早期熔岩源区特征和后期俯冲组分对熔岩的影响。样品在图中的投点结果表明，吉定蛇绿岩的玄武岩和辉绿岩来源于早期具MORB 源区特征的亏损地幔，同时受到了后期俯冲组分的影响。熔岩的LaN/((LaN+ThN)/2)比值介于0.64～0.86 之间，略为亏损，可能代表有俯冲组分加入。

但其它一些元素地球化学指标又显示出吉定蛇绿岩的另一方面特征，这些特征指示该蛇绿岩形成于正常洋中脊(N-MORB)环境。吉定蛇绿岩熔岩中SiO2、TiO2含量与印度洋中脊玄武岩玻璃的含量相似(Mahoney et al.，2005;Hamelin and Allègre，1985)，明显高于区域东部大竹卡蛇绿岩(0.58% ～0.99%，Xia et al.，2003)。

图5 吉定蛇绿岩Mg#-TiO2(a，据Huot et al.，2002)与TiO2-MnO-P2O5(b，据Mullen，1983)图解Fig.5 Mg#-TiO2(a，after Huot et al.，2002)and TiO2-MnO-P2O5(b，after Mullen，1983)diagram of Jiding ophiolite

图6 吉定蛇绿岩Nb/Yb-Th/Yb 图解(据Pearce and Peate，1995)Fig.6 Nb/Yb-Th/Yb diagram of Jiding ophiolite (after(b，据Mullen，1983))

本区熔岩稀土元素(REE)含量低，轻稀土元素(LREE)相对于重稀土元素(HREE)明显亏损的特征表明，熔岩形成于早期亏损的地幔源区，具有与正常大洋中脊玄武岩(NMORB)相似的稀土分配模式。

岩浆岩中的部分元素对比值常常不受地幔部分熔融、岩浆结晶分异和后期蚀变作用的影响，代表了地幔源区的地球化学特征。因此常用来研究岩浆岩的形成环境。MORB 的La/Ta 比值一般在10 ～20 范围内，IAB 在30 ～40 区间内，吉定蛇绿岩体中辉绿岩和玄武岩的La/Ta 比值在24 ～32 范围内，介于IAB 与MORB 之间。与邻近的大竹卡蛇绿岩相比，后者的La/Ta 比值变化较大，在17.2 ～34 之间，两者基本相近。而Th/Ta 比值为1.07 ～1.78，与N-MORB(0.75 ～2)相似，与大竹卡蛇绿岩明显不同(2.1 ～5.3)，后者显示出俯冲带上蛇绿岩的比值特征(3 ～5，Pearce，1991)。

Th、Nb、Ta 等元素在地幔软流圈和MORB 中含量很低，并且在熔体与矿物之间分异很小，因此这些元素在MORB 中保持一致。但在俯冲背景下，由于离子半径较大的Th 离子更容易溶于水和熔体中，从而使Th 与Nb、Ta 等元素在SSZ下形成的玄武岩发生分离。利用这一特性可以较好地区分MORB 和SSZ 两种构造背景。吉定蛇绿岩中玄武岩和辉绿岩的Ti/V 比值大部分介于20 ～50 之间，在Ti-V 图解(图7a)中，样品落在代表N-MORB 和弧后盆地区内。在Zr-Zr/Y图解(图7b)上，样品落在岛弧与MORB 重叠区。我们用Ti-Zr-Sr 图解(图7c)进一步分析，显示这套玄武岩显示出大洋中脊玄武岩的特征。同样在Hf-Th-Ta 图上(图7d)，样品倾向于投在洋中脊区。

综合以上分析，吉定蛇绿岩中玄武岩既具有亲N-MORB的特征，又有亲IAB 的特征。因此出现前人对该蛇绿岩形成环境的争论。表面上看，吉定蛇绿岩与其东部的大竹卡蛇绿岩相比更具有N-MORB 的特征(牛晓露等，2006;Dubois-Côté et al.，2005;Dupuis et al.，2005a，b)。但如果把它与附近的得几蛇绿岩比对发现，它更可能形成于近俯冲带环境。在图7d 中，吉定熔岩与得几玄武岩都形成于N-MORB区，而得几辉绿岩形成于IAB 区。早期的研究(张旗和周国庆，2001;张旗等，2003;陈根文等，2003)发现得几辉绿岩具玻安质岩的特征，这说明虽然得几、吉定等蛇绿岩具NMORB 的特征，但仍形成于近俯冲带或前弧背景。另外在日喀则蛇绿岩带的南侧至今未发现存在中生代岩浆弧的证据，因此我们认为该区不存在明显的岩浆弧，区域内在则当等地发现的形成于蛇绿岩中的埃达克岩规模很小。因此作者更倾向于吉定蛇绿岩可能代表了受洋内俯冲影响而形成的俯冲带上的新洋盆的残余，因此其岩石地球化学性质上既具有亲N-MORB 的特征，又具有亲IAB 的特征。

4.2 日喀则地区几个蛇绿岩形成背景的多样性讨论

图7 吉定蛇绿岩构造环境判别图(a)Ti-V 图解(Shervais，1982);(b)Zr-Zr/Y 图解(Pearce and Norry，1979);(c)Ti-Zr-Sr 图解(Pearce and Cann，1973);(d)Hf-Th-Ta 图解(Wood，1980). 阴影部分为大竹卡样品Fig.7 Tectonic environment diagrams of Jiding ophiolite

二十世纪八十年代，前人把雅鲁藏布江蛇绿岩带的中段长达600km 范围内的蛇绿岩都统称为日喀则蛇绿岩。但后来的研究表明(目前已测过10 多条剖面)，原来的日喀则蛇绿岩在不同剖面上是有差别的，它们可能不是同一个岩体。这方面已有很多证据表明再将日喀则蛇绿岩作为一个整体考虑不合适。例如，王希斌等(1987)根据堆晶岩的岩石组合特征把日喀则蛇绿岩分为A 型(蛇绿岩堆晶岩中矿物结晶的顺序为橄榄石→单斜辉石→斜长石)和B 型(蛇绿岩堆晶岩中矿物结晶的顺序为橄榄石→斜长石→单斜辉石)。前者以吉定和罗布莎蛇绿岩为代表，反映了有水加入的岩浆分离结晶产物，为岛弧型蛇绿岩的特点。后者以白岗和大竹卡为代表，反映的是干岩浆结晶的特征，具有MORB 的特征(Pearce et al.，1984;Ishiwatari，1985)。Aitchison et al. (2003)和McDermid et al. (2002)把日喀则蛇绿混杂岩分为白朗地体(以含放射虫燧石为特征的与增生杂岩有关的岩石组合)、大竹卡地体(以蛇绿岩为代表的大洋碎片)和则当地体(具有洋内弧产生的火山岩)。张旗和周国庆(2001)和张旗等(2003)也曾认为雅鲁藏布江蛇绿岩可能是由不同块体拼贴构成的，有些是弧后盆地洋壳的碎片，熔岩为N-MORB，如大竹卡块体(Göpel et al.，1984)，有些是岛弧洋壳的碎片，如日喀则(得几-吉定)。王成善等(2005)认为雅鲁藏布江蛇绿岩带是一极其复杂的地质体，不同块体的特征沿走向上差别较大，可能具有不同的成因。

从雅鲁藏布江中段蛇绿岩的分布看，这些蛇绿岩整体堆积顺序是从南向北分别由地幔橄榄岩、堆晶岩和岩墙群、玄武岩组成。但在群让和白朗之间出现部分熔岩分布在地幔橄榄岩南侧。通过野外调查发现，它们之间存在明显的断层接触，推测是由于右行的走滑断层产生的错动导致上述熔岩出现到了橄榄岩的南部，很可能白朗以东的大竹卡蛇绿岩与以西的得几蛇绿岩不是同一个岩体。从蛇绿岩的地球化学特征上也可以明显看出，得几蛇绿岩部分包含有玻安岩组分，而大竹卡蛇岩为具明显的SSZ 特征。另外，我们前面的分析也表明吉定蛇绿岩与大竹卡蛇绿岩在岩石地球化学组成上存在明显差异。这些组分差异表明在雅鲁藏布江中段蛇绿岩至少包含三种组分的熔岩，其代表性剖面分别是吉定，得村和大竹卡，分别形成于近俯冲带的弧后盆地、弧前盆地和弧后盆地。

4.3 日喀则地区新特提斯洋形成模式

一些研究者提出大竹卡蛇绿岩与吉定蛇绿岩中地球化学性质上的差异是由于前者为弧后盆地早期的产物，后者为晚期更成熟的弧后洋盆(Huot et al.，2006;Dupuis et al.，2005a，b;牛晓露等，2006)。但这与两者形成的时代相近甚至吉定蛇绿岩比大竹卡蛇绿岩形成还略早相矛盾，大竹卡蛇绿岩锆石SHRIMP207Pb/235U 平均谐和年龄为126 ±1.5Ma(Malpas et al.，2003)。王冉等(2006)利用辉长岩中的锆石测得吉定蛇绿岩SHRIMP 锆石U-Pb 加权平均年龄为128 ±2Ma。群让蛇绿岩剖面辉长岩加权平均年龄值为125.6 ±0.88Ma(李建峰等，2009)。两者年龄接近，说明吉定蛇绿岩剖面与大竹卡蛇绿岩剖面是几乎同时形成的，因此这种差异更可能是两者是同一时期洋盆地不同位置的产物。另外，虽然吉定蛇绿岩中Nb 和Ta 相对于Th 亏损并不明显，似乎更接近于MORB 的特征，但在吉定蛇绿岩中仍然具有较高的LILE，这也表明吉定蛇绿岩仍然受到过俯冲流体的影响。吉定蛇绿岩和大竹卡蛇绿岩均表现出Th 和Ta 明显分离，说明两者均受到过俯冲带下插板片脱水作用的影响。相对于吉定蛇绿岩，大竹卡蛇绿岩中Th 与Ta 会发生分异更明显。地幔在演化过程中对元素Th 和Ta 的影响相当，而在受俯冲带流体影响的地幔楔中，Th 与Ta 会发生分异，Th 会较强富集在岩浆中。吉定玄武岩及辉绿岩的Th/Ta 比值介于1.07 ～1.78 之间，与大洋中脊玄武岩相当(Th/Ta =0.75 ～2，La/Ta=10 ～20，Pearce，1991;Elthon，1991)。大竹卡玄武岩及辉绿岩的Th/Ta 比值介于2.1 ～5.3 之间(Xia et al.，2003)，与SSZ 型蛇绿岩中的熔岩含量一致(Th/Ta =3 ～5，Pearce，1991)。另外前面提到大竹卡蛇绿岩中Sr 含量远高于吉定蛇绿岩，可能也说明前者受到过板片熔体的交代。

大竹卡蛇绿岩高的Th 含量可能代表地幔源区受到洋壳物质熔融交代，而吉定地区只是受到俯冲板片释放出来的富LILE 含水溶液的交代作用，源区Th 虽然有所改变，但总体来说未明显改变源区Th、Ta 和Nb 等元素的含量。我们知道洋中脊玄武岩低的LREE/HREE 比值及低的稀土总量是由于地幔源区受到过早期熔浆提取后的亏损地幔高度部分熔融形成。相对吉定熔岩，大竹卡熔岩低的REE 含量说明地幔橄榄岩受到过比吉定地区更强烈的早期熔浆提取，它的洋盆发育时间可能更长，形成的洋盆可能更大，这也是早期一些地质学家对本区蛇绿岩形成背景的总体认识(Nicolas et al.，1981;Allégre et al.，1984;Girardeau et al.，1985;Pearce and Deng，1988)。Dubois-Côté et al. (2005)研究表明，在日喀则地区存在两类地幔橄榄岩，其中一类为经历过7% ～12%部分熔融的残余，另一类为经历过20% ～30%的部分熔融的地幔残余，主要存在于大竹区及以东地区。后者具有更低的REE 含量和U 型REE 模式，可能为受到过含硅质流体的交代(Zhou et al.，2000，2001)。这种认识与我们对大竹卡蛇绿岩认识是一致的。另外，吉定与得几蛇绿岩在空间上相距很近，它们在玄武岩化学成分，比如TiO2、∑REE、Th/Ta、(La/Yb)N等均一致(陈根文等，2003)。同时我们曾在得几发现侵入到玄武岩中的辉绿岩具玻安质特征(陈根文等，2003)，这些都说明得几蛇绿岩可能形成于弧前背景。因此我们认为吉定蛇绿岩比大竹卡蛇绿岩更接近俯冲带，两者都是在洋壳的基础上再次扩张形成的弧后盆地，只是吉定洋中脊玄武岩未受到明显的岩浆熔体交代而已，其玄武岩表现得更象N-MORB 的特征。我们推测大竹卡下部之所以产生地壳物质熔融，一个重要的因素可能是该处俯冲板片处于更深的位置(也更远离俯冲带)有关。在这一位置，洋壳发生部分熔融产生上升的硅质流体并交代地幔源岩，从而增加了源区Th、Sr 等元素的含量。这从大竹卡玄武岩中较高的Sr 含量得到证明，这种高Sr 玄武岩的形成可能与地幔受到过具埃达克岩浆交代有关。玄武岩中Sr 含量也可能与蚀变作用有关，表现在样品中出现少量极高和极低的Sr 含量(如JD80，JD111，JD112)，但除了这几个样品外，绝大部分样品Sr 含量比较稳定，说明熔岩中较高的Sr 含量主要不是由于蚀变作用引起的。相反吉定地区可能更靠近俯冲带，俯冲板片的位置较浅，仅发生板片脱水。这些水溶液主要含LILE，它们对吉定熔岩的地幔源区交代的同时也使吉定熔岩更多地表现出富LILE 的特征。日喀则地区不同蛇绿岩剖面上岩石和地球化学特征上的差异可用一个斜向发育的弧后盆地模式来解释，大竹卡蛇绿岩的地幔源受到过板片脱水和板片熔融岩浆的加入的影响，而吉定蛇绿岩主要是板片脱水的影响，表现在当时的构造环境不同，吉定更靠近俯冲带一侧，而在日喀则地区(弧后盆地区)发育一条与原来的海沟斜交的洋脊分布(图8)。

5 结论

吉定蛇绿岩是在弧后靠俯冲带一侧的洋壳基础上发育起来的弧后盆地。雅鲁藏布江中段蛇绿岩至少包含三种组分的熔岩，其代表性剖面分别是吉定，得几和大竹卡，分别形成于近俯冲带的弧后盆地、弧前盆地和弧后盆地。与日喀则地区的其它几个蛇绿岩剖面相比，吉定蛇绿岩中的熔岩地球化学特征与得几蛇绿岩中的玄武岩相似，可与Dubois-Côté et al.(2005)报道的白朗、群让玄武岩相对比。吉定蛇绿岩与日喀则东侧的大竹卡蛇绿岩存在岩石地球化学上的差异。大竹卡蛇绿岩为干岩浆体系结晶分异形成，而吉定蛇绿岩熔岩为湿岩浆体系结晶分异形成。在TiO2方面，吉定玄武岩TiO2含量明显低于大竹卡玄武岩，前者接近大西洋中脊玄武岩，后者与印度洋中脊相似;与大竹卡玄武岩表现出Nb、Ta明显亏损不同，吉定玄武岩只是略为亏损，说明大竹卡蛇绿岩受到了更强的俯冲带组分的交代。另外吉定玄武岩的Th、Sr 含量相对较低，Th/Ta 比值与N-MORB 相似，而大竹卡玄武岩的Th/Ta 比值特征更接近于SSZ 型蛇绿岩;吉定的REE 总量比大竹卡更高，反映后者的地幔源是经过更强烈的部分熔融后的地幔残余;在Ta-Hf-Th 图解、Ti-V 图及Zr-Zr/Y图上，大竹卡蛇绿岩主要投在IAB 区，而吉定蛇绿岩主要投在N-MORB 区。因此提出大竹卡蛇绿岩代表发育时间更长且远离俯冲带的洋脊，吉定蛇绿岩则为靠近俯冲带的洋脊，得几蛇绿岩可能形成于弧前背景。这些洋壳共同组成一条早白垩世时期的与特提斯洋俯冲带斜交的一条分段发育的洋中脊。

图8 日喀则地区蛇绿岩动力学模式JD-吉定蛇绿岩;DJ-得几蛇绿岩;DZ-大竹卡蛇绿岩Fig.8 Geodynamic model of the ophiolites in Xigaze area

致谢 张旗研究员、周美夫教授对论文进行了非常细致的评审，并提出了很多宝贵的修改意见，在此表示衷心的感谢!

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