蛇绿岩是古大洋岩石圈或古洋壳在造山带中的残留，是重大地质界线的重要岩石学标志。蛇绿岩的发现通常指示古大洋的存在，而其本身更是研究洋-陆转换过程、反演区域构造演化史的关键^[1-3]。青藏高原是全球特提斯造山带研究的核心区域，记录了古生代以来原特提斯洋、古特提斯洋、新特提斯洋等不同时期特提斯洋的演化过程，并由此形成了青藏高原上多个板块缝合带和广泛发育的蛇绿岩。

狮泉河-纳木错混杂带位于青藏高原南部、拉萨地块内部，主要由蛇绿岩、火山岩浆弧、深海复理石沉积等构造杂岩块组成，近东西向沿狮泉河、拉果错、阿索、永珠、纳木错、嘉黎一带出露，延伸上千千米。狮泉河-纳木错混杂带的研究程度较低，其构造属性和演化时限一直存在较大的争议，不同学者先后提出了不同的观点，现阶段对其构造属性的认识主要有以下3种：①班公湖-怒江缝合带的构造推覆体^[3-4]；②班公湖-怒江洋俯冲形成的弧后洋盆^[6-7]；③代表独立演化的洋盆^[8-10]。这些争议直接制约了对拉萨地块中生代构造演化史的认识。

本次对中仓蛇绿岩中玄武岩单元进行了岩石学、年代学、全岩地球化学和锆石原位Hf同位素研究，确定其形成时代、岩石成因和构造背景。在此基础上，结合区域上现有的研究资料，进一步探讨狮泉河-纳木错混杂带的构造属性及其所代表洋盆的演化时限，为揭示拉萨地块晚中生代构造演化过程提供新的约束。

1.   地质概况

青藏高原位于中国西部，从南至北分别由喜马拉雅地块、拉萨地块、羌塘地块和松潘-甘孜板块组成。其中，拉萨地块夹持于班公湖-怒江缝合带和印度-雅鲁藏布缝合带之间，又被狮泉河-纳木错混杂岩带和洛巴堆-米拉山断裂带划分为南拉萨、中拉萨和北拉萨地块^[11]。研究区大地构造位置南接狮泉河-纳木错混杂带，北跨班公湖-怒江缝合带(图 1-a)。研究区地层复杂，主要发育三叠系灰岩、侏罗系砂岩、下白垩统灰岩和火山岩，以及上白垩统砾岩。此外，研究区多处见有蛇绿混杂岩及洋岛岩石组合出露，可以划分为南北2个亚带，其中北侧出露洞错蛇绿岩和中岗洋岛，归属于班公湖-怒江缝合带，而南侧出露的拉果错、中仓和阿索蛇绿岩，是狮泉河-纳木错混杂带的重要组成单元(图 1-b)。

图  1  拉萨地块构造划分图(a)和研究区地质简图(b)^[6]

JSSZ—金沙江缝合带；BNSZ—班公湖-怒江缝合带；SNMZ—狮泉河-纳木错混杂带；IYZSZ—印度河-雅鲁藏布江缝合带

Figure  1.  Tectonic subdivision of the Lhasa Terrane(a)and simplified geological map of the study area(b)

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中仓蛇绿岩是1:50 000达查沟地区区域地质调查新识别的一套蛇绿岩，整体出露于尼玛县中仓乡以南约500 m，属于狮泉河-纳木错混杂带的西段，其西连拉果错蛇绿岩，东接阿索蛇绿岩。中仓蛇绿岩整体呈近东西向展布，长约8 km，宽约1.5 km，岩性单元包括玄武岩、变质橄榄岩、堆晶辉长岩和辉长岩墙，蛇绿岩整体呈构造岩块出露于下白垩统郎山组灰岩之上。本次研究的玄武岩出露于中仓蛇绿岩东侧，野外出露较差，受后期风化破碎的影响较强，局部见较好的基性岩露头。该玄武岩呈墨绿色，块状构造(图 2-a)，间隐结构(图 2-b)，矿物成分主要为细条状或针状斜长石、辉石和少量橄榄石，粒度在0.1~0.2 mm之间。

图  2  中仓玄武岩野外照片(a)和显微镜下照片(b, 单偏光)

Px—辉石；Pl—斜长石

Figure  2.  Field(a)and petrographic(b)photographs of Zhongcang basalts

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2.   测试方法

样品锆石的分选在河北省区域地质调查所实验室用常规方法进行，阴极发光(CL)照相在北京大学物理学院完成，锆石透射光、反射光显微照相及锆石LA-ICP-MS原位分析均在中国地质大学(北京)地学实验中心完成。分析所选点以阴极发光图像所揭示的锆石内部结构为依据。采用美国Agilent科技有限公司的7500a型ICP-MS，激光剥蚀系统为美国New Wave贸易有限公司的UP193SS型，深紫外(DUV)193 nm、ArF准分子激光剥蚀系统。激光束斑直径为36 μm。实验采用氦为载气，流速0.7 L/min，年龄计算时以标准锆石91500为外标进行同位素比值校正，标准锆石TEM(417 Ma)做监控盲样。最后采用Glitter 4.4软件对同位素数据进行处理，用Isoplot程序进行锆石年龄加权平均值计算及谐和图的绘制^[12]。

地球化学样品在河北省地质调查研究院实验室无污染碎至200目，具体元素的测试分析在中国地质大学(北京)地学实验中心完成，主量元素分析测试仪器为PS-950等离子体光谱仪；微量元素分析采用ICP-MS法测试，实验仪器型号为美国Agilent 7500a ICP-MS、美国Millipore公司的Milli-QElement去离子水纯水机，详细的分析方法见文献[13]。

原位微区锆石Hf同位素测试在中国科学院青藏高原研究所实验室利用LA-MC-ICP-MS完成。激光剥蚀系统为GeoLas 2005(Lambda Physik，德国)，MC-ICP-MS为Neptune Plus(Thermo Fisher Scientific，德国)。分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、同位素质量分馏校正)采用软件ICPMSDataCal完成^[14]。

3.   测试结果

3.1   锆石U-Pb定年

本次对1件玄武岩样品进行了锆石U-Pb同位素定年，共获得16个有效测点(表 1)。锆石多为椭圆状，长在50~100 μm之间，长宽比介于1:1~2:1之间，锆石Th/U值在0.48~0.91之间，与典型岩浆成因的锆石相似^[15]。16个测点的²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄范围为109~121 Ma。在置信度为95%时的年龄加权平均值为115.7±2.0 Ma(MSWD=2.0, n=16)(图 3-a)，为早白垩世晚期，代表了岩浆的结晶时代。该年龄与中仓蛇绿混杂岩中辉长岩样品的形成时代一致^[6-7]。

表  1  中仓玄武岩LA-ICP-MS锆石U-Th-Pb同位素分析结果

Table  1.  LA-ICP-MS zircon U-Th-Pb dating for Zhongcang basalts

点号	元素含量/10-6			Th/U	同位素比值							年龄/Ma
	Th	U	Pb		207Pb/206Pb	1σ	207Pb/235U	1σ	206Pb/238U	1σ		207Pb/206Pb	1σ	207Pb/235U	1σ	206Pb/238U	1σ
01	129	228	4.65	0.56	0.04830	0.0049	0.1209	0.0120	0.01815	0.0004		114	184	116	11	116	2
02	181	307	6.45	0.59	0.04836	0.0048	0.1246	0.0120	0.01868	0.0004		117	181	119	11	119	2
03	158	275	5.59	0.58	0.04833	0.0044	0.1204	0.0110	0.01807	0.0004		115	163	115	10	115	2
04	119	183	3.86	0.65	0.04835	0.0055	0.1232	0.0140	0.01847	0.0005		116	194	118	12	118	3
05	114	192	3.77	0.59	0.04826	0.0063	0.1156	0.0150	0.01737	0.0004		112	236	111	13	111	3
06	161	226	4.87	0.71	0.04848	0.0055	0.1224	0.0140	0.01830	0.0004		123	211	117	12	117	3
07	148	202	4.12	0.73	0.04835	0.0063	0.1157	0.0150	0.01735	0.0004		116	240	111	14	111	2
08	87	165	3.50	0.53	0.04824	0.0076	0.1260	0.0200	0.01894	0.0005		111	265	121	18	121	3
09	52	108	2.27	0.48	0.04858	0.0130	0.1251	0.0330	0.01866	0.0006		128	416	120	30	119	4
10	83	129	2.52	0.65	0.04835	0.0100	0.1137	0.0240	0.01705	0.0005		116	340	109	22	109	3
11	88	156	3.01	0.56	0.04824	0.0091	0.1165	0.0220	0.01752	0.0005		111	303	112	20	112	3
12	340	459	10.2	0.74	0.04838	0.0038	0.1259	0.0097	0.01886	0.0004		118	135	120	9	120	2
13	84	175	3.68	0.48	0.04850	0.0091	0.1252	0.0230	0.01871	0.0006		124	301	120	21	119	4
14	82	151	2.97	0.54	0.04834	0.0091	0.1163	0.0220	0.01745	0.0005		116	297	112	20	112	3
15	184	273	5.72	0.67	0.04830	0.0067	0.1210	0.0170	0.01817	0.0005		114	241	116	15	116	3
16	231	255	5.92	0.91	0.04820	0.0073	0.1236	0.0190	0.01860	0.0004		109	263	118	17	119	3
注：数据由中国地质大学(北京)地学实验中心测定

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图  3  中仓玄武岩锆石U-Pb谐和年龄图(a)和年龄-ε_Hf(t)图(b)

Figure  3.  Zircon U-Pb concordia diagram(a)and age-ε_Hf(t)diagram(b) of Zhongcang basalts

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3.2   全岩地球化学

本次采集9件玄武岩样品进行全岩地球化学的分析，全岩元素含量数据见表 2。玄武岩主量和微量元素含量如下：SiO₂含量为48.2%~51.8%，Al₂O₃为14.7%~16.0%，MgO为4.93%~7.22%，Na₂O为3.89%~5.46%，K₂O为0.21%~0.50%，TiO₂为1.78%~2.06%。在Nb/Y-Zr/TiO₂岩石分类图解(图 4-a)中，样品点落在玄武岩区域；在(Na₂O+K₂O)-TFeO-MgO(AFM)图解(图 4-b)中，样品点均落在钙碱性系列。

表  2  中仓玄武岩主量与微量元素分析结果

Table  2.  Major and trace element compositions for Zhongcang basalts

样品号	T26H1	T26H2	T26H3	T26H4	T26H6	T7H4	T7H5	T7H6	T7H7	样品号	T26H1	T26H2	T26H3	T26H4	T26H6	T7H4	T7H5	T7H6	T7H7
SiO2	48.6	50.4	48.2	50.2	50.3	51.8	51.8	50.0	50.7	Nb	6.44	5.58	6.19	6.40	5.88	6.70	6.65	6.29	5.80
TiO2	1.78	1.86	1.94	1.90	1.86	1.93	2.06	1.96	1.79	Cs	7.02	9.29	13.81	16.9	10.9	4.55	3.58	17.4	5.95
Al2O3	15.5	15.2	16.0	15.1	15.2	15.1	14.7	15.4	15.1	Ba	45.7	47.0	53.2	58.5	45.1	28.1	37.3	71.7	44.8
Fe2O3	11.5	10.8	11.2	10.9	10.8	9.9	11.7	11.0	11.0	La	9.89	8.56	10.2	9.71	9.20	10.3	10.8	8.52	8.28
MnO	0.18	0.21	0.22	0.22	0.21	0.16	0.18	0.16	0.18	Ce	28.8	23.1	27.2	26.3	24.8	26.1	27.8	23.4	21.9
MgO	7.22	6.53	6.71	6.51	6.59	5.00	4.93	5.78	5.82	Pr	4.44	3.47	4.05	3.95	3.72	3.76	4.04	3.51	3.19
CaO	9.21	9.61	9.69	9.41	9.36	6.72	6.10	8.67	8.74	Nd	21.4	16.6	19.1	18.9	17.8	17.4	18.9	16.8	15.2
Na2O	4.39	3.89	4.35	4.14	4.01	5.46	4.93	4.17	4.03	Sm	6.62	5.06	5.68	5.76	5.35	5.19	5.46	5.02	4.54
K2O	0.50	0.37	0.34	0.35	0.37	0.21	0.31	0.40	0.27	Eu	2.01	1.67	1.95	1.91	1.79	1.51	1.69	1.71	1.55
P2O5	0.24	0.24	0.25	0.25	0.25	0.22	0.24	0.23	0.20	Gd	8.85	6.61	7.33	7.50	6.99	6.48	6.72	6.28	5.67
烧失量	1.58	1.49	1.74	1.67	1.69	3.04	2.52	1.76	1.82	Tb	1.55	1.13	1.26	1.28	1.19	1.10	1.13	1.07	0.96
总计	100.73	100.60	100.74	100.60	100.60	99.49	99.46	99.57	99.56	Dy	10.4	7.46	8.27	8.51	7.89	7.08	7.30	7.01	6.20
Li	19.4	16.0	19.7	17.6	16.6	7.7	12.5	11.1	4.4	Ho	2.31	1.61	1.77	1.83	1.71	1.50	1.54	1.47	1.31
Sc	46.9	41.3	45.0	45.0	43.9	38.2	36.1	40.9	39.4	Er	6.69	4.57	5.04	5.21	4.80	4.37	4.47	4.26	3.80
V	289	256	279	283	273	266	274	281	258	Tm	0.96	0.64	0.70	0.72	0.67	0.62	0.64	0.61	0.54
Cr	224	55.0	53.0	53.7	56.7	36.1	21.0	68.1	82.4	Yb	6.27	4.13	4.56	4.75	4.39	4.00	4.14	3.90	3.43
Co	47.6	44.7	45.7	47.0	45.6	37.6	31.7	33.5	33.5	Lu	0.92	0.59	0.66	0.68	0.63	0.60	0.62	0.58	0.52
Ni	76.8	40.3	41.0	42.0	40.8	28.8	19.3	47.0	32.7	Hf	5.22	3.69	4.03	4.21	3.87	4.03	4.17	3.66	3.43
Cu	13.5	114	105	126	112	271	45.5	26.7	50.1	Ta	0.58	0.35	0.38	0.56	0.42	0.45	0.43	0.39	0.42
Zn	91.9	84.8	206	239	100.3	98.7	60.5	52.8	74.3	Pb	1.01	0.97	0.91	1.07	0.94	0.95	1.15	1.16	1.18
Ga	24.2	21.0	22.9	22.9	21.8	16.9	17.5	19.7	18.1	Th	0.44	0.79	0.95	0.99	0.91	2.59	2.62	0.80	1.89
Rb	15.9	10.2	10.2	10.8	11.0	6.57	8.61	12.8	8.21	U	0.26	0.30	0.35	0.36	0.33	0.55	0.55	0.20	0.41
Sr	214	256	325	312	274	185	202	253	208	Eu/ Eu*	0.80	0.89	0.92	0.89	0.89	0.80	0.85	0.93	0.93
Y	54.0	37.6	41.5	42.1	39.3	41.1	42.3	40.0	35.3
Zr	217	160	175	180	165	173	176	164	144	(La/ Yb)N	1.13	1.49	1.60	1.47	1.50	1.84	1.87	1.57	1.73
注：由中国地质大学(北京)地学实验中心测定；主量元素含量单位为%，微量及稀土元素含量单位为10-6

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图  4  中仓玄武岩Nb/Y-Zr/TiO₂图解(a)^[16]和(Na₂O+K₂O)-TFeO-MgO(AFM)图解(b)^[17]

Figure  4.  Nb/Y-Zr/TiO₂(a)and (Na₂O+K₂O)-TFeO-MgO(b)diagrams of Zhongcang basalts

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中仓玄武岩的稀土元素含量较低，在球粒陨石标准化稀土元素配分图上呈较平坦的曲线(图 5-a)，整体显示为轻稀土元素略弱富集型，(La/Yb)_N=1.13~1.87，具有弱负Eu异常(Eu/Eu^*=0.80~0.93)。微量元素原始地幔标准化图解(图 5-b)显示，大离子亲石元素Th、U富集，并具有Ba、Nb、Ta的亏损。

图  5  球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(a)和微量元素原始地幔标准化配分曲线(b)

(标准化数据据参考文献[18])
OIB—洋岛玄武岩；N-MORB—正常型洋中脊玄武岩；E-MORB—富集型洋中脊玄武岩

Figure  5.  Chondrite-normalized REE(a)and primitive-mantle-normalized trace element(b) patterns of Zhongcang basalts

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3.3   锆石Hf同位素

对16个获得谐和年龄的锆石进行Hf同位素测试(表 3)，剔除3个¹⁷⁶Yb/¹⁷⁷Hf和¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf值较高的点(点号12、13、16)，其余测点的¹⁷⁶Yb/¹⁷⁷Hf值在0.049756~0.075255之间，¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf值在0.000904~0.001536之间，表明所测锆石放射成因Hf的积累很少^[19]，可以使用测定的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf值(0.282693~0.282820)代替锆石的初始¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf值。13个测点Hf同位素地幔模式年龄t_DM1为544~798 Ma。ε_Hf(t)值变化范围较大，在-0.34~5.96之间(图 3-b)。

表  3  中仓玄武岩锆石Lu-Hf同位素分析结果

Table  3.  Zircon Lu-Hf isotopic compositions for Zhongcang basalts

测点	t/Ma	176Hf/177Hf	1δ	176Yb/ 177Hf	1δ	176Lu/177Hf"	1δ	εHf(0)	1σ	εHf(t)	1σ	tDM1/Ma	tDM2/Ma	fLu/Hf
01	116	0.282723	0.000038	0.065919	0.000329	0.001417	0.000017	-1.73	1.44	0.71	1.45	758	1001	-0.96
02	119	0.282871	0.000036	0.055166	0.000345	0.001293	0.000008	3.51	1.36	5.96	1.37	544	708	-0.96
03	115	0.282779	0.000046	0.075255	0.000704	0.001463	0.000010	0.26	1.69	2.69	1.69	678	891	-0.96
04	118	0.282747	0.000046	0.056877	0.000363	0.001055	0.000004	-0.90	1.70	1.56	1.70	717	954	-0.97
05	111	0.282693	0.000040	0.064649	0.000563	0.001294	0.000024	-2.79	1.51	-0.34	1.51	798	1060	-0.96
06	117	0.282736	0.000041	0.054546	0.000297	0.001115	0.000006	-1.28	1.54	1.18	1.54	734	975	-0.97
07	111	0.282722	0.000113	0.069112	0.000684	0.001402	0.000021	-1.77	4.03	0.67	4.03	759	1003	-0.96
08	121	0.282716	0.000064	0.070293	0.000535	0.001242	0.000009	-2.00	2.33	0.45	2.33	765	1015	-0.96
09	119	0.282820	0.000045	0.070841	0.000938	0.001282	0.000015	1.69	1.68	4.14	1.69	617	810	-0.96
10	109	0.282782	0.000034	0.049756	0.000189	0.000904	0.000005	0.36	1.30	2.83	1.30	664	883	-0.97
11	112	0.282743	0.000039	0.063740	0.000514	0.001165	0.000011	-1.03	1.46	1.42	1.47	725	961	-0.96
12	120	0.282758	0.000062	0.100194	0.000470	0.002179	0.000019	-0.50	2.24	1.88	2.25	723	936	-0.93
13	119	0.283023	0.000055	0.090174	0.000801	0.001922	0.000014	8.89	2.01	11.29	2.02	332	410	-0.94
14	112	0.282743	0.000071	0.073608	0.000282	0.001536	0.000016	-1.02	2.56	1.41	2.56	731	962	-0.95
15	116	0.282809	0.000042	0.059731	0.000327	0.001052	0.000004	1.30	1.55	3.77	1.56	629	831	-0.97
16	119	0.283063	0.000167	0.137430	0.003880	0.002542	0.000088	10.29	5.93	12.64	5.94	279	334	-0.92
注：由武汉上谱分析科技有限责任公司测定；εHf(0)=((176Hf/177Hf)s/(176Hf/177Hf)CHUR, 0-1)×10000; fLu/Hf=(176Lu/177Hf)s/(176Lu/177Hf)CHUR-1; εHf(t)=((176Hf/177Hf)s-(176Lu/177Hf)s×(eλt-1)/((176Hf/177Hf)CHUR, 0-(176Lu/177Hf)chur×(eλt-1))-1)×10000; tDM1=1/λ×(1+(176Hf/177Hf)s-(176Hf/177Hf)DM/((176Lu/177Hf)s-(176Lu/177Hf)DM)); tDM2=tDM1(Hf)-(tDM1(Hf)-t)((fcc-fs)/(fcc-fDM)), (176Hf/177Hf)s和(176Lu/177Hf)s是样品的测量值; (176Lu/177Hf)CHUR=0.0332和(176Hf/177Hf)CHUR, 0=0.282772;(176Lu/177Hf)DM=0.0384和(176Hf/177Hf)DM=0.28325; fcc=-0.548(大陆地壳平均值)，fDM=0.16, t为锆石年龄, λ=1.865×10-11 a-1用于计算

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4.   讨论

4.1   岩石成因

中仓玄武岩微量元素蛛网图显示Nb、Ta的弱亏损，以及与俯冲成因的相关性。俯冲沉积物熔体与板片分异流体的加入均能导致岩浆源区存在Nb、Ta亏损^[20-21]，而板片分异流体具有较高的Ba、Rb、Sr、U和Pb含量，俯冲沉积物熔体显示高的Th和轻稀土元素(LREE)含量^[22-23]。因此，受到俯冲流体影响的岩浆往往具有高的U/Th和Ba/Th值^[24]，中仓玄武岩中的Th含量具有较大的变化范围，而U/Th和Ba/Th值较低，表明受到俯冲沉积物混染的影响(图 6)。

图  6  中仓玄武岩Th-U/Th图解(a)和Th-Ba/Th图解(b)^[24]

Figure  6.  Th-U/Th(a)and Th-Ba/Th(b)diagrams of Zhongcang basalts

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与原始玄武岩浆相比(MgO≥8%，Ni＞400×10^-6~500×10^-6，Cr＞1000×10^-6)^[25-26]，中仓玄武岩具有较低的Mg、Cr、Ni含量，暗示岩浆在成岩过程中经历了后期的分离结晶过程。在哈克图解中，MgO与相容元素(Cr、Ni、Co、Sc)显示良好的正相关性(图 7)，表明岩浆经历了橄榄石和单斜辉石的结晶分异作用。

图  7  中仓玄武岩哈克图解

Figure  7.  Harker diagrams of Zhongcang basalts

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中仓玄武岩无明显的轻、重稀土元素分馏，暗示其源区深度尚未达到石榴子石稳定区域。同时，玄武岩样品整体具有较低的Nb/Y、Sm/Yb和La/Sm值，指示其源区应为较浅的尖晶石橄榄岩地幔熔融区域，这与样品远离石榴子石橄榄岩地幔的结果一致(图 8)。此外，玄武岩较低的La/Sm值和较小的ε_Hf(t)值(-0.34~5.96)指示相对亏损的地幔源区。综上所述，笔者认为，中仓玄武岩起源于受俯冲沉积物改造的尖晶石橄榄岩地幔部分熔融，后期经历了一定程度的橄榄石和单斜辉石结晶分异作用。

图  8  中仓玄武岩Sm/Yb-Ce/Yb图解(a)^[27]、La/Yb-Sm/Yb图解(b)^[28]和La/Sm-Sm/Yb图解(c)^[29]

Figure  8.  Sm/Yb-Ce/Yb(a), La/Yb-Sm/Yb(b)and La/Sm-Sm/Yb(c)diagrams of Zhongcang basalts

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4.2   构造背景

玄武岩轻稀土元素(LREE)略富集的特征明显不同于LREE亏损的正常型洋中脊玄武岩(N-MORB)和LREE强烈富集的洋岛玄武岩(OIB)，而类似于富集型洋中脊玄武岩(E-MORB)，然而稀土元素总量明显高于富集型洋脊玄武岩，且稀土元素配分曲线比富集型洋脊玄武岩略平缓(图 5)。微量元素原始地幔标准化图解整体显示较平坦的曲线，与洋中脊玄武岩(MORB)相似，其岩浆源区通常是洋中脊玄武岩、岛弧和弧后盆地玄武岩^[30]。尽管中仓玄武岩具有Th、U等大离子亲石元素富集，Nb、Ta元素亏损，显示岛弧玄武岩的亲缘性特征，但其较高的TiO₂含量(1.78%~2.06%)很难形成于岛弧环境，而与洋脊玄武岩更相似。

在玄武质岩石形成环境判别图解(图 9-a、b、c)中，中仓玄武岩样品同时显示出洋中脊玄武岩与岛弧玄武岩的某些相似性，而这种介于两者之间的地球化学特征通常是弧后盆地玄武岩的特点^[34]。在Y/15-La/10-Nb/8图解(9-d)中，中仓玄武岩落在弧后盆地玄武岩与板内玄武岩的交界处，显示出弧后盆地玄武岩的亲缘性。此外，弧后盆地系统由于受俯冲作用的影响，其MORB型的地幔源区往往受到俯冲流体或熔体的改造，这也合理地解释了玄武质岩浆源区中俯冲沉积物的物质来源。

图  9  中仓玄武岩构造环境判别图解

a—Hf/3-Th-Nb/16图解^[31]：A—正常洋脊玄武岩；B—富集型洋脊玄武岩-板内拉斑玄武岩；C—板内碱性玄武岩；D—岛弧钙碱性玄武岩；b—Nb×2-Zr/4-Y图解^[32]：AⅠ—板内碱性玄武岩；AⅡ—板内碱性玄武岩和板内拉斑玄武岩；B—富集型洋中脊玄武岩；C—板内拉斑玄武岩和火山弧玄武岩；D—正常型洋中脊玄武岩和火山弧玄武岩；c—Ti-Zr-Y图解^[33]：A—岛弧拉斑玄武岩；B—洋中脊玄武岩、岛弧拉斑玄武岩和钙碱性玄武岩；C—钙碱性玄武岩；D—板内玄武岩；d—Y/15-La/10-Nb/8图解^[35]：1A—钙碱性玄武岩；1B—1A和1C的重叠部分；1C—火山弧拉斑玄武岩；2A—大陆玄武岩；2B—弧后盆地玄武岩；3A—碱性玄武岩；3B、3C—富集型洋中脊玄武岩；3D—正常型洋中脊玄武岩

Figure  9.  Tectonic setting discrimination diagrams of Zhongcang basalts

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近年来对狮泉河-纳木错混杂带上中仓^[6-7]、永珠^[36-37]、阿索^[38-39]等地区出露的蛇绿混杂岩的研究均表明，其成因与弧后洋盆演化密切相关。同时，越来越多的证据支持，狮泉河-纳木错混杂带代表班公湖-怒江洋南向俯冲形成弧后洋盆消亡的残迹，结合中仓玄武岩显示的弧后扩张脊玄武岩的地球化学特征，笔者认为狮泉河-纳木错混杂带是弧后洋盆消亡的残迹，而中仓玄武岩应该是早白垩世晚期弧后洋盆扩张过程中岩浆活动的产物。

4.3   对西藏中部构造-岩浆活动的指示

由于狮泉河-纳木错混杂带复杂的构造演化历史及对其认识的局限性，导致该混杂带所代表的弧后洋盆的演化时限一直存有较大的争议。前人报道了大量的年龄和地球化学数据，为研究该弧后洋盆的构造演化史提供了重要约束。

其中，在狮泉河-纳木错混杂带中的辉长岩和堆晶辉长岩中获得了189~180 Ma的年龄信息，表明该弧后洋盆的初始裂解不晚于早侏罗世^[40-41]。此外，最近在混杂带内陆续识别出一套以玻安岩^[42]、高镁安山岩^[43-44]及OIB型岩石^[45]为主的岩石组合，其形成时代集中于165~160 Ma，该套岩石组合与Izu-Bonin-Mariana(IBM)地区相似，一般认为形成于洋盆初始俯冲背景下的弧前地区^[46-48]。同时，该套岩浆弧与中拉萨地块北缘出露的晚侏罗世—早白垩世(160~135 Ma)岩浆岩构成了向南迁移的弧形岩浆活动，指示弧后洋盆在晚侏罗世开启了南向俯冲消减过程^[49-50]。

中仓玄武岩的识别与研究为探讨弧后洋盆早白垩世晚期构造演化过程提供了重要的约束。最近，在中仓和阿索地区蛇绿混杂岩中的堆晶辉长岩和辉长岩墙中先后获得了119~113 Ma的年龄^{[6-7, 9-10]}，指示该弧后洋盆在早白垩世晚期尚未消亡闭合。大量的岩浆岩年龄数据表明，早白垩世晚期(110 Ma)西藏中部存在一期岩浆爆发事件，研究认为其地球动力学机制与班公湖-怒江洋闭合后深部板片断离过程相关^{[11, 51-52]}。本文研究表明，狮泉河-纳木错混杂带所代表的弧后洋盆在早白垩世晚期仍存有一定规模，考虑到洋盆的俯冲极性为南向俯冲至中拉萨地块之下，关于中拉萨地块早白垩世晚期岩浆活动的深部动力学机制是否为板片断离，尚需进一步讨论。

5.   结论

(1) 锆石U-Pb定年结果表明，西藏中部中仓玄武岩形成于115.7±2.0 Ma，与中仓蛇绿岩中辉长岩的形成时代一致。

(2) 中仓玄武岩具有相对平坦的稀土元素配分曲线，并显示弱的Nb、Ta亏损，研究认为其起源于受俯冲沉积物改造的尖晶石橄榄岩地幔部分熔融，并经历了橄榄石和单斜辉石的分离结晶作用。

(3) 中仓玄武岩形成于弧后扩张脊环境，进一步支持狮泉河-缝合带混杂带是弧后洋盆消亡的残迹。中仓玄武岩的识别与研究表明，弧后洋盆在早白垩世晚期仍在活动，这为探讨拉萨地块早白垩世晚期构造-岩浆演化提供了新的指示。