西藏獅泉河蛇綠巖中侏羅世晚期(ca. 163Ma)OIB型輝綠巖及高鎂閃長巖年代學及地球化學特征：早期洋殼俯沖產物？*

李志軍 李晨偉 高一鳴 曾敏, 3**

1. 成都理工大學地球科學學院，成都 6100592. 自然資源部成礦作用與資源評價重點實驗室，中國地質科學院礦產資源研究所，北京 1000373. 油氣藏地質及開發工程國家重點實驗室，成都理工大學，成都 6100591.

板內洋島玄武巖(OIB)的最初定義是遠離構造板塊邊界的許多火山島上發現的玄武巖，并認為這種構造板塊內部的玄武巖噴發與板塊構造作用沒有直接關系(Niuetal., 2011)。自20世紀60年代首次提出地幔柱理論以來，OIB被認為與地幔柱有關(朱弟成等, 2006; 牛耀齡, 2010; 夏瑛等, 2012; Lietal., 2016)。但是近年來除被公認為典型板內地幔柱成因的洋島型OIB(夏威夷島鏈)和大火成巖省型OIB(峨眉山玄武巖)以外，地質學家在許多俯沖帶周緣也發現了大量的具有和OIB地球化學性質極為相似的“富集型”基性巖。這些基性巖漿巖被解釋為一些特定的俯沖過程的產物(如：洋中脊俯沖和板片斷離)(Lietal., 2014b; Liuetal., 2014)。雖然，在上述俯沖過程中，OIB源區物質的來源仍有較大的爭論(牛耀齡, 2010)，但是對其地球化學性質和成因的研究仍可以有效的幫助我們約束俯沖作用中的相關過程(Faccennaetal., 2010; Zhuetal., 2016)。

獅泉河-納木錯蛇綠巖帶是青藏高原西部重要的蛇綠巖帶之一，是研究特提斯洋東段演化及青藏高原地體增生和隆升的重要內容(Kappetal., 2003; 鄭有業等, 2006; Zhuetal., 2013; Xuetal., 2014)。前人對于獅泉河-納木錯蛇綠巖帶與北側的班公湖-怒江蛇綠巖帶之間的關系仍存在諸多爭議(Zhangetal., 2012; Zhuetal., 2013., 2015)，而對于蛇綠巖本身巖石地球化學及年代學研究是解決這些爭議的最為重要的手段。現有的研究多認為獅泉河蛇綠巖為俯沖帶上(SSZ)型洋殼殘余，其形成通常被認為與班公湖-怒江洋(后簡稱班-怒洋)殼南向或北向的俯沖作用相關(Kappetal., 2003, 2007; Liuetal., 2018)。然而，關于獅泉河蛇綠巖帶所代表洋殼的時空演化過程仍需要進一步細化。

本文首次報道在獅泉河-納木錯蛇綠巖帶中發現的侵位在地幔橄欖巖中的OIB型輝綠巖脈及高鎂閃長巖脈。對該OIB型輝綠巖開展了鋯石U-Pb年代學，對輝綠巖和閃長巖進行了巖石地球化學的研究工作，討論其性質、構造環境和成因。研究數據將為理解獅泉河蛇綠巖所代表的洋殼演化歷史提供重要依據，并為解決前人爭議提供參考。

1 地質背景和樣品描述

班公湖-怒江縫合帶(后簡稱班-怒帶)西起班公湖，向東經改則、安多、索縣至丁青，再折而向南沿怒江直下，整體呈東西向展布的“S”型(Yin and Harrison, 2000；Zengetal., 2016a；Linetal., 2017；Liuetal., 2018；Songetal., 2018；李世民，2018)。該縫合帶為南羌塘地塊(北側)和拉薩地塊(南側)的結合帶，記錄了班-怒洋的誕生、演變和消亡，是特提斯洋演化和盆山耦合的關鍵研究區域之一(Kappetal., 2003; 張玉修, 2007；Huetal., 2015; Zengetal., 2016a; Huangetal., 2017; 李世民，2018)。然而，對于洋盆開啟的時間、洋盆的演化以及洋殼俯沖的極性等問題仍然存在著爭議(Kappetal., 2003, 2005; Gehrelsetal., 2011; Zhuetal., 2013; Lietal., 2014a; Zengetal., 2016a;曾敏等, 2017)。

廣義上的班-怒帶包括位于羌塘地體和拉薩地體之間的由復理石及蛇綠混雜巖所組成的近東西展布的廣泛區域(Pearce and Deng, 1988; Kappetal., 2003, 2005; Zhang and Zeng, 2018)，其垂向(南北向)寬度很大(局部>200km)，且有至少兩條蛇綠巖帶在其中斷續出現(Girardeauetal., 1985; Kappetal., 2003; Zhuetal., 2013)，而許多研究工作所采用的班-怒帶位置實際上為其北界(Kappetal., 2005; Zhangetal., 2014)。對于這兩條蛇綠巖帶成因的認識主要存在兩種對立觀點：1)形成在班-怒帶內的蛇綠巖在持續構造擠壓過程中向兩側發生逆沖推覆(尤其是向南向拉薩地體內部推覆)，多條蛇綠巖帶均為源自班-怒帶蛇綠巖的逆沖推覆席(Girardeauetal., 1985; Kappetal., 2003, 2005; 張玉修, 2007)；2)存在兩條獨立的蛇綠巖帶，即北側的班公湖-怒江蛇綠巖帶和南側的獅泉河-納木錯蛇綠巖帶，分別代表不同性質的洋盆殘余(Zhuetal., 2013; Xuetal., 2014)，二者之間主要為班-怒洋俯沖過程中改造或增生而成的新生地殼(“北拉薩地體”)(Zhuetal., 2013, 2016; Xuetal., 2014; Zengetal., 2018)。盡管存在上述爭議，但幾乎所有相關研究工作都把兩條蛇綠巖帶納入班-怒洋演化的范疇(Kappetal., 2003, 2005; 張玉修, 2007; Zhangetal., 2012; Zhuetal., 2013; Xuetal., 2014)。對于班-怒洋的演化過程，大部分學者認為其經歷了完整的威爾遜旋回，但是旋回各階段的時限以及性質仍然存在爭議(曾敏等, 2017)。因此，對班-怒帶蛇綠巖及相關地質體開展進一步的深入研究是解決上述爭議的關鍵，而此爭議的解決是厘清班-怒帶時空演化過程及蛇綠巖就位機制的關鍵，對理解與班-怒帶相關的其它疑問也有重要意義。

圖1 工作區地質簡圖(據Liu et al., 2018; Zhu et al., 2013)JSSZ=金沙縫合帶；LSSZ=龍木錯-雙湖縫合帶；BNSZ=班公湖-怒江縫合帶；SNMZ=獅泉河-納木錯蛇綠巖帶；LMF=羅巴迪-米拉山斷層；IYZSZ=雅魯藏布江縫合帶.紅色五角星為本次獅泉河輝綠巖和閃長巖的采樣地點;黑色五角星為研究區周緣可參考的前人年齡數據Fig.1 Simplified geologic map of the work area(after Liu et al., 2018; Zhu et al., 2013)JSSZ=Jinsha Suture Zone; LSSZ=Longmu Tso-Shuanghu Suture Zone; BNSZ=Bangong-Nujiang Suture Zone; SNMZ=Shiquanhe-Nam Tso Ophiolitic Mélange Zone; LMF=Luobadui-Milashan Fault; IYZSZ=Indus-Yarlung Zangbo Suture Zone. The red five-pointed star in the picture is the sampling location of the Shiquanhe diabase and diorite in this study; while the black five-pointed star is the predecessor age data for the study area

圖2 獅泉河輝綠巖及閃長巖野外露頭照片及鏡下照片(a)侵位于橄欖巖中的透鏡體化的輝綠巖；(b)輝綠巖脈與橄欖巖接觸界面的冷凝邊；(c)輝綠巖中的斜長石(Pl)斑晶；(d)輝綠巖中的輝綠結構；(e)侵位于橄欖巖中的閃長巖脈；(f)閃長巖中的輝石(Py)斑晶Fig.2 Shiquanhe diabase and diorite outcrop and microscopic photos(a) lenticular diabase dike in the peridotite; (b)chilled margin between the diabase and the peridotite; (c)plagioclase (Pl) phenocryst in the diabase; (d)diabaseic texture in the diabase; (e)diorite dike in the peridotite; (f)pyroxene (Py) phenocrysts in the diorite

表1獅泉河地區OIB型輝綠巖鋯石U-Th-Pb同位素測定結果

Table 1 U-Th-Pb isotopic composition of zircons from OIB-type diabase in Shiquanhe area

測點號含量(×10-6)PbThUTh/U同位素比值年齡(Ma)207Pb/235U1sigma206Pb/238U1sigma207Pb/235U1sigma206Pb/238U1sigma協和度SQH-03-01175.3181237810.480.1670.0060.0260156.55.464164.51.92495%SQH-03-02153.4161030320.530.1760.0060.0260164.55.267165.51.90799%SQH-03-03677.6198939380.511.4970.0320.1570.002929.312.94948.38.85998%SQH-03-04172.8176836710.480.1670.0060.0260156.65.161163.21.73895%SQH-03-05154.1161030250.530.1770.0080.0260165.86.754164.32.11499%SQH-03-06154.5161930310.530.1760.0080.0260164.26.865162.42.17298%SQH-03-13172.9177536680.480.1640.0060.0250154.05.263160.61.76995%SQH-03-07375.4969.113690.711.1470.030.130.001785.714.17796.98.00798%SQH-03-08165.3169730650.550.1830.0070.0260170.45.784165.91.87997%SQH-03-09171.7173135620.490.1640.0060.0260153.85.574163.51.73793%SQH-03-10158.3165530250.550.1770.0060.0260165.45.455164.61.75499%SQH-03-11173.3175235950.490.1640.0070.0260154.15.745163.81.78893%SQH-03-12156.2164930350.540.1780.0070.0260166.05.695163.81.85598%SQH-03-14367.6480.5740.10.652.6840.0660.2190.002122318.11124912.3496%SQH-03-15153.6161430350.530.1730.0060.0260162.04.931163.31.78999%

本研究發現的輝綠巖脈位于西藏阿里地區獅泉河噶爾縣縣城北北西約10km處(圖1；N32°34′42″、E80°03′42″)，從構造背景上來說屬于獅泉河-納木錯蛇綠巖帶(圖1)。輝綠巖脈侵位于獅泉河蛇綠巖帶的蛇紋石化橄欖巖中，且已變形成透鏡狀(圖2a)，透鏡體形態指示了南北向擠壓縮短為主的構造變形。輝綠巖與橄欖巖的接觸帶可見明顯的熱接觸冷凝邊(圖2b)，同樣表明其侵入接觸關系。輝綠巖鏡下含少量斜長石斑晶(圖2c)，基質主要為斜長石和單斜輝石，基質中斜長石較為自型，具有輝綠結構(圖2d)。副礦物主要有鈦鐵礦和磁鐵礦等。此外，在輝綠巖脈北北東向約200m處發現有同樣侵位于地幔橄欖巖中的閃長巖脈(圖1；采樣位置坐標為N32°34′56″、E80°03′25″)(圖2e)。閃長巖鏡下具斑狀結構，斑晶主要為角閃石，基質主要為斜長石、角閃石以及少量的黑云母(圖2f)。

2 樣品及測試分析方法

本次研究從獅泉河北部蛇綠巖內采集了約20kg輝綠巖樣品用于進行了鋯石U-Pb定年。為保證樣品的可靠性，所采集的樣品均去除表面雜質和次生風化薄殼以避免外部不相關鋯石的混入。U-Pb鋯石年代學研究樣品首先采用重液分選和磁選將粉碎過后的樣品進行初步分離的預處理。然后在雙目顯微鏡下手工挑選出15顆鋯石顆粒，所選鋯石顆粒為自形到半自形，晶體長度為50～100μm，長寬比為2:1到3:1。挑選出的鋯石顆粒被粘貼制成環氧樹脂鋯石靶并打磨拋光使其露出中心部位。最后，結合反射光、透射光和陰極發光圖像觀察鋯石的內部結構并選擇合適的U-Pb定年分析點，所選分析點(除3顆繼承鋯石)在透射光下無包裹體和裂隙，反射光下邊緣無溶蝕，陰極發光圖像下顯示出明顯的鋯石震蕩環帶。鋯石的分選、制靶和陰極發光采集均在北京鋯年領航科技服務公司進行；鋯石U-Pb同位素定年在中國科學院貴陽地球化學研究所利用Agilent 7500a LA-ICP-MS質譜儀分析完成，激光剝蝕束斑大小為24μm，采用91500標樣作為鋯石定年標樣，NIST SRM 610標樣作為鋯石微量元素矯正標樣。單個鋯石測試數據的誤差和206Pb/238U年齡的加權平均值誤差均為1σ，由于所測試樣品年齡較年輕故采用206Pb/238U年齡作為使用年齡，分析結果見表1。詳細的儀器操作條件和數據處理方法參見Liuetal. ( 2008, 2010)。經過普通鉛校正后的數據使用Isoplot3 (Ludwig, 2003；Andersen, 2002)進行年齡的擬合計算。

此外，在輝綠巖脈的不同位置選取了5個樣品，在細晶閃長巖脈中采集了2個樣品以進行全巖地球化學分析。為保證測試分析數據的可靠性，所采樣品均為無蝕變的新鮮樣品，同時采樣過程盡量避開了巖石內部的后期微小細脈。樣品的全巖地球化學分析在西南冶金地質測試中心完成。樣品粉碎前先用無水乙醇清潔其表面，然后將樣品粉碎成200目粉末并加熱至920℃持續2h來計算灼燒量(LOI)。主量元素用Rigaku RIX2100型X熒光光譜儀分析完成，分析精度優于1%；微量元素通過ICP-MS測定，儀器型號為Agilent 7500a質譜儀，詳細的樣品消解處理過程、分析精密度和準確度同Liuetal. (2008)，分析結果見表2。

表2獅泉河輝綠巖和閃長巖主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)數據

Table 2 Whole-rock major (wt%) and trace (×10-6) element data of the diabase and diorite samples in Shiquanhe

樣品號SQH-03-S2SQH-03-S3SQH-03-S4SQH-03-S5SQH-03-S6SQH-06-S1SQH-06-S2巖性輝綠巖閃長巖SiO247.8340.9344.5749.8849.4555.3956.81Al2O316.6520.3517.7417.8818.5015.6916.13Fe2O31.890.601.861.170.491.622.00FeO7.9611.039.358.859.414.654.06MgO8.197.836.314.755.148.827.07CaO5.696.558.136.166.324.083.91Na2O4.416.874.745.986.395.236.08K2O3.291.812.481.010.712.231.94TiO21.962.272.262.021.981.000.94MnO0.180.220.210.190.190.110.10P2O50.510.630.590.520.530.230.21LOI0.930.890.910.930.940.960.98FeOT9.6611.5811.039.909.866.115.86Mg#60.454.950.846.348.472.268.5FeOT/MgO1.181.481.752.091.920.690.83MgO/SiO20.170.190.140.100.100.160.12Nb/Zr0.130.130.130.130.130.070.06La/Yb 12.113.612.912.914.012.414.1Nb/Th7.808.5710.09.399.703.112.86Nb/Y1.221.251.171.271.320.730.66La/Sm3.833.873.783.863.834.675.02Nb/Zr0.130.130.130.130.130.070.06La23.1129.7830.1725.1722.9513.8816.39Ce47.4262.1963.9953.5947.9726.4529.78Pr6.808.698.927.336.703.523.87Nd31.9639.8941.6434.7331.3315.7117.02Sm6.037.697.976.515.992.973.27Eu1.832.232.331.981.790.920.98Gd5.617.037.166.105.572.963.17Tb0.780.981.030.860.760.420.46Dy4.145.125.284.453.942.272.42Ho0.800.991.010.840.760.450.48Er2.052.512.592.131.941.181.26Tm0.340.400.410.350.290.190.20Yb1.912.192.341.961.641.121.16Lu0.270.310.320.270.210.160.17Y19.8924.4324.6820.4318.8311.7612.45Ba657232697883757218210Co25.0931.9027.6824.9624.4526.2522.26Cr13312838.7527.9124.52164154Hf5.276.166.025.635.173.733.71Ni71.6381.7112.1510.038.12145.090.51Pb27.4119.8826.4124.7224.4829.7016.70Rb11065.1083.5729.8318.2143.0431.97Sr392230388465483337335Ta1.732.162.071.981.710.680.63Th3.113.572.892.762.562.772.86U0.830.870.900.770.690.710.70V222270259235238131126Zr188230218197192131133

3 分析結果

3.1 鋯石U-Pb年代學

通常較高的Th/U比值(>0.4)和震蕩環帶被認為是巖漿成因鋯石的特征，而無環帶或弱環帶和低的Th/U比值(<0.1)被認為是變質成因的鋯石特征(Hoskin and Ireland, 2000; Wangetal., 2016)。本次所分析的鋯石樣品具有較高的Th/U比值(0.48～0.71)(表1)，以及部分明顯的震蕩環帶(圖3a)。在鋯石的球粒隕石標準化稀土元素配分模式圖上(圖3b)，鋯石的輕稀土元素(LREE)虧損，重稀土元素(HREE)富集，并具有明顯的Ce正異常(Ce/Ce*平均值=65.68)和Eu負異常(Eu/Eu*平均值=0.22)，顯示出巖漿鋯石的成分特征(Hoskin and Schaltegger, 2003)。前人研究表明，巖漿鋯石的微量元素含量從超基性巖，經過基性巖到中酸性巖石,其含量總體上具有增長的趨勢(∑REE=50×10-6～10000×10-6)，其中基性巖中鋯石REE總量約為2000×10-6(Hoskin, 2005; 趙志丹等，2018)。因此，獅泉河輝綠巖中的鋯石極可能為基性巖漿成因的鋯石(∑REE平均值=2327×10-6)。此外，對鋯石部分微量元素及REE比值的判別((Sm/La)N=96～915；Ce/Ce*=12～215)也顯示出了本次研究所涉及的鋯石大部分為同巖漿期的巖漿鋯石(Hoskin, 2005; 趙志丹等，2018)。

圖3 獅泉河OIB型輝綠巖鋯石陰極發光及測試點位置圖(a)、鋯石的球粒隕石標準化REE模式圖(b，標準化值據Sun and McDonough, 1989)及鋯石U-Pb年齡協和圖(c)Fig.3 CL images of zircons from OIB-type diabases in Shiquanhe (a), chondrite-normalized REE patterns for dated zircons (b, normalization values after Sun and McDonough, 1989) and U-Pb zircon concordia diagram (c)

本次研究所選取的15顆鋯石中有3顆鋯石有“核心-環帶結構”(圖3a)，并且在鋯石核心部位分別產生了1249±12.3Ma(協和度=96%)、948±8.8Ma(協和度=98%)和796±8.8Ma(協和度=98%)的206Pb/238U年齡，推測為巖漿上涌過程中捕獲鋯石(Wangetal., 2016)。同時，12顆巖漿鋯石測點均投影于諧和線上或諧和線附近(圖3c)，計算出了163.7±0.54Ma(n=12，MSWD=3.8)的206Pb/238U年齡加權平均值，該年齡基本可以代表礦物結晶年齡，即輝綠巖脈的侵入年齡。

3.2 全巖地球化學

本次分析的7件全巖地球化學樣品的燒失量均小于1%，結合野外調查和鏡下觀察結果(圖2)，認為所有樣品僅發生了輕微程度的蝕變。因此，對于所有樣品，主微量元素均重新歸一化為無水的質量百分比，并且僅使用不易遷移的微量元素(如，高場強元素(HFSE)和稀土元素(REE))討論上述樣品的巖石學成因和演化過程(Wangetal., 2016)。由于巖漿來源相同的次火山巖和火山巖有相似的地球化學組成和性質(Daietal., 2012)，同時前人已有大量研究表明全巖地球化學性質相同的高鎂安山巖與高鎂閃長巖以及OIB型玄武巖和有著OIB化學性質的輝綠巖擁有相同的巖漿起源(Kameietal., 2004; Zhouetal., 2009; 鄧晉福等, 2010; Lietal., 2016)。此外，這些化學性質相同的次火山巖和火山巖常同時用于討論巖石成因和構造背景(Kameietal., 2004; Lietal., 2016)。因此，本次研究選用了一些火山巖的地球化學圖解用于討論上述次火山巖性質的細晶閃長巖和輝綠巖樣品。

3.2.1 閃長巖

本次所采集的細晶閃長巖樣品的SiO2含量為55%～57%，K2O含量為1.9%～2.2%，Al2O3含量為15.7%～16.1%，MgO含量為7.1%～8.8%，FeOT(=FeO+ 0.9×Fe2O3)含量為5.86%～6.11%，Mg#為68.5～72.2，TiO2變化于0.94%～1.0%。在SiO2-Zr/TiO2圖解中(圖4a)，上述樣品被分類為安山巖/閃長巖; 在FeOT/MgO-SiO2圖解中顯示為鈣堿性的特征(圖4b); 在K2O-SiO2圖解中所有樣品均顯示出了高K的特征，顯示為高鉀鈣堿性系列(圖4c); 在SiO2-Mg#圖解上(圖4d)，所有閃長巖樣品均投點到高鎂安山巖/閃長巖(HMA)區域。

圖4 獅泉河閃長巖SiO2-Zr/TiO2圖(a, 據Winchester and Floyd, 1977)、FeOT/MgO-SiO2圖(b, 據Miyashiro, 1974)、 K2O-SiO2圖(c, 底圖據Liu et al., 2018)和Mg#-SiO2圖(d, 底圖據Liu et al., 2018)藍色圓形為本次獅泉河閃長巖樣品;橙色菱形為贊岐巖型高鎂安山巖樣品(數據據Tatsumi, 2006)，藍色方形為Liu et al. (2018)所報道的獅泉河高鎂安山巖樣品Fig.4 Diagrams of SiO2 vs. Zr/TiO2(a, after Winchester and Floyd, 1977), FeOT/MgO vs. SiO2(b, after Miyashiro, 1974), K2O vs. SiO2(c, after Liu et al., 2018)and Mg# vs. SiO2(d, 據Liu et al., 2018) for diorite in the Shiquanhe areaThe blue circle is the diorite sample in the Shiquanhe area in this study; the orange diamond is the sample of the sanukite-type high-magnesium andesite (data from Tatsumi, 2006); the blue diamond is the lion spring high magnesium reported by Liu et al. (2018)

此外，它們的稀土元素分配曲線為輕稀土富集型((La/Yb)N=8.9～10.1)，基本無銪異常(Eu*=0.92～0.93)(圖5a)。在微量元素蛛網圖上(圖5b)，巖石富集Rb、Ba、Th等大離子親石元素(LILE)，并顯示出Nb負異常的典型大陸地殼微量元素配分模式。同時，巖石具有有較高的Cr含量(153×10-6～163×10-6)和Ni含量(90.5×10-6～145×10-6)。

圖5 獅泉河樣品的球粒隕石標準化稀土元素配分模式圖(a)和N-MORB標準化微量元素蛛網圖(b)數據來源：球粒隕石、N-MORB、全球平均OIB(Sun and McDonough, 1989);洋脊俯沖成因的玄武巖(Li et al., 2016);贊岐巖型高鎂安山巖(Liu et al., 2018; Tatsumi, 2006);初始俯沖弧前玄武巖(Stern and Gerya, 2018) Fig.5 Chondrite-normalized REE pattern (a) and primitive mantle-normalized trace-element spidergram (b) for the samples in the Shiquanhe areaData source: chondrite, N-MORB, global average OIB (Sun and McDonough, 1989); basalts formed by oceanic ridge subduction (Li et al., 2016); high-magnesia andesite associated with the sanukite rock (Liu et al., 2018; Tatsumi, 2006); fore-arc basalts associated with subduction initiation (Stern and Gerya, 2018)

上述這些地球化學特征與日本西南部Setouchi火山帶中的新生代高鎂安山巖(Miyashiro, 1974; Shimodaetal., 1998; Tatsumi and Hanyu, 2003)，青藏高原北部的晚三疊世Hohxil高鎂安山巖(Wangetal., 2011)，青藏高原BNSZ中段的中侏羅世Darutso高鎂安山巖(Zengetal., 2016b)以及西藏獅泉河北部的高鎂安山巖(Liuetal., 2018)類似，符合高鎂安山巖/閃長巖(HMA)的性質。

3.2.2 輝綠巖

本次選取的輝綠巖樣品的SiO2含量較低且變化較大(40.93%～49.88%)，并伴隨有較高含量的MgO(4.75%～8.19%)和Mg#(=Mg/(Mg+Fe)×100；46.32～60.42)，TiO2含量變化于1.96%～2.27%，P2O5含量變化于0.51%～0.63%，FeOT含量變化于9.66%～11.58%，Al2O3含量變化于16.65%～20.35%，Na2O含量變化于4.41%～6.87%，K2O含量變化于0.70%～3.29%。同時，所測樣品含有較高含量的Cr(25×10-6～133×10-6)和Ni(8.1×10-6～81.7×10-6)。在Zr/TiO2-Nb/Y圖解中(圖6)，所有樣品均投點到堿性玄武巖中。

圖6 獅泉河輝綠巖Nb/Y-Zr/TiO2圖解(據Winchester and Floyd, 1977)紅色三角型為本次輝綠巖樣品；綠色圓形為本次閃長巖樣品；藍色菱形為夏威夷玄武巖樣品Fig.6 Nb /Y-Zr / TiO2 diagram of the diabase dike in Shiquanhe area (after Winchester and Floyd, 1977)The red triangle is the diabase sample; the green circle is the diorite sample; the blue diamond is the Hawaiian basalt sample

在球粒隕石標準化的稀土元素配分模式圖(圖5a)和N-MORB標準化的微量元素蛛網圖(圖5b)中，所有樣品均富集輕稀土元素((La/Yb)N=8.67～10.1)和高場強元素(HFSEs)，同時伴隨有輕微的Nb負異常和強烈的Pb正異常，無明顯Eu異常(Eu/Eu*=0.91～0.95)。上述特征與已證實為洋脊俯沖成因的的班公湖怒江縫合帶中段的OIB型基性巖相似(Lietal., 2016)。

4 討論

4.1 形成時代及其地質意義

從獅泉河北部輝綠巖脈中挑出的12顆巖漿鋯石的加權平均年齡為163.7±0.54Ma(n=12，MSWD=3.8)。指示了該輝綠巖在俯沖帶增生楔中的就位時間。該年齡與近年來獅泉河-納木錯蛇綠巖帶附近報道的俯沖帶相關的中-晚侏羅世的各類巖漿巖年齡較為接近(圖1)，如：165.8±1.7Ma(閃長巖；鄭有業等, 2006)、163.35±0.75Ma(輝長巖-閃長巖；鄭有業等, 2006)、160.8±2.3Ma(高鎂安山巖；Liuetal., 2018)。上述時代接近的不同巖漿巖被解釋為不同的成因類型，其中Liuetal. (2018)所報道的160.8±2.3Ma的高鎂安山巖被解釋為俯沖沉積物的部分熔融和年輕洋殼的部分熔融作為物源的贊岐巖型高鎂安山巖。

4.2 巖石形成的P-T條件

4.2.1 閃長巖

在巖漿巖源區結晶分異的過程中，許多微量元素的濃度和比值取決于殘余礦物相的性質(Johnson and Plank, 2000; Spandleretal., 2008; Hermann and Rubatto, 2009; Skora and Blundy, 2010; Liuetal., 2018)。例如，在鋯石中由于Zr元素的分配系數高于Hf元素(Blundy and Wood, 2003)，所以，球粒隕石標準化后Zr/Hf比值則能指示了部分熔融后巖漿巖中鋯石的相對含量(Blundy and Wood, 2003; Nebeletal., 2011)。鋯石由于存在較高的飽和結晶溫度(731～846℃; Watson and Harrison, 1983)，所以本次研究的閃長巖中較高(Zr/Hf)N(0.97～0.99；球粒隕石標準化值，Sun and McDonough, 1989)反映了閃長巖形成于較高溫的環境下。

稀土元素在角閃石中具有高度的相容性，有著角閃石殘余相的部分熔融的俯沖洋殼可以產生較高的Zr/Sm比值和較低的Sm/Hf比值(Green, 1994; Sisson, 1994)。本次研究的閃長巖與全球平均OIB相比(Sm/Hf =1.42，Zr/Sm=22.49；Plank and Langmuir, 1998)具有的較低的Nb/Ta比值(12.8～13.0)，Hf/Sm比值(1.13～1.25)和較高的Zr/Sm比值(40.6～44.0)，指示了巖漿形成于有殘余角閃石相的低壓條件下(Hanyuetal., 2006)。因此，本文認為本次研究的閃長巖形成于高溫-低壓環境。

圖7 贊岐巖與埃達克巖、玻安巖和bajaite 的對比(據Kamei et al., 2004)Fig.7 Comparison of sanukitic HMA to adakitic HMA, boninitic HMA and bajaitic HMA(after Kamei et al., 2004)

4.2.2 輝綠巖

通常，地幔衍生的初級熔體具有較高的Ni含量(>400×10-6)、Cr含量(>1000×10-6)和Mg#(73～81)(Wilson, 2007)，而本次研究的OIB型輝綠巖顯示出了變化較大的Mg#值(46.3～60.4)，并伴隨有變化較大的相容元素含量：Cr=25×10-6～133×10-6)，Ni=8.1×10-6～81.7×10-6)，表明橄欖石已經發生了顯著的分餾。同時，在輝綠巖中觀察到的主要斑晶是斜長石斑晶(圖2c)，指示了低壓分餾階段(Tangetal., 2012)。

4.3 巖石成因

4.3.1 HMA型閃長巖

通過全巖地球化學分析結果認為本次發現的侵位于超基性巖內的閃長巖脈為高鎂安山巖/閃長巖(HMA)性質，且與最近前人所報道的獅泉河北部高鎂安山巖(Liuetal., 2018)性質較為接近。高鎂安山巖的巖石成因目前有幾種模型：1)俯沖板部分熔融后與上覆增生楔的相互作用(Hanyuetal., 2003, 2006; Wangetal., 2011, Zengetal., 2016b)；2)拆沉后的下地殼在軟流圈中熔融形成的熔體在上升過程中與地幔橄欖巖的相互作用(Xuetal., 2002; Gaoetal., 2004)；3)含水地幔橄欖巖的部分熔融(Wood and Turner, 2009; Straubetal., 2011)；4)不同性質的巖漿的混合作用(Qian and Hermann, 2010)；5)部分熔融的俯沖海溝沉積物與地幔橄欖巖之間相互作用(Zengetal., 2016b; Liuetal., 2018)；6)較為年輕的熱的洋殼的部分熔融(Yogodzinskietal., 1995; Furukawa and Tatsumi, 1999; Kameietal., 2004)。這幾種成因模式主要產生了4種高鎂安山巖的巖石類型：贊岐巖型、埃達克型、巴哈巖型和玻安巖型(Kay, 1978; Rogersetal., 1985; Bloomer and Hawkins, 1987; Tatsumi, 2006;唐功建和王強, 2010)。與贊岐巖型相比：埃達克型和巴哈巖型具有較高的Sr、Sr/Y和(La/Yb)N值(Rogersetal., 1985; Martin, 1999)，玻安巖型具有較低的TiO2、HFSE、REE和大離子親石元素(LILE)(Bloomer and Hawkins, 1987)，通過對上述不同地球化學特征的對比(圖7)，本次研究的獅泉河北部的高鎂HMA具有較高的TiO2含量，Y含量和Yb含量以及較低的Sr/Y比值和La/Yb比值(圖7)，結合微量元素蛛網圖的對比(圖5)，本文認為獅泉河高鎂安山巖的特征與出露于日本中新世Setouchi火山巖帶的贊岐巖極為相似。

贊岐巖已被公認為是熔融俯沖板片沉積物熔體與上覆地幔楔相互作用的產物(Shimodaetal., 1998; Wangetal., 2011)。本文認為獅泉河贊岐巖型閃長巖也是這種教科書模式的成因，該推斷同時基于以下證據：1)Th元素和Ta元素大量富集于海相沉積物中，同時U元素和Nb元素也與海相沉積物密切相關(Plank and Langmuir, 1998)。因此，本次研究的HMA中較低的U/Th(0.24～0.25)和Nb/Ta(12.7～13.0)具有極其類似于全球俯沖沉積物(GLOSS)的特點(GLOSS：U/Th=0.24，Nb/Ta=14.19；Plank and Langmuir，1998)；2)根據Labaniehetal. (2018)對小安地列斯群島Martinique島弧的研究結果，La/Sm比值可以指示混入到地幔楔中熔融的海溝沉積物的相對含量。因此，本次研究較高的La/Sm比值指示了海溝沉積物部分熔融為HMA提供了部分物源；3)本次研究的HMA的MgO、Cr和Ni的含量均較高，表明其源區有地幔的部分熔融(Stern and Hanson, 1991; Smithies and Champion, 2000)，而不可能為單一的洋殼沉積物熔融體。

圖8 獅泉河輝綠巖和閃長巖的Harker圖解紅色三角形為本次研究的輝綠巖，藍色圓形為閃長巖Fig.8 Harker diagrams of the diabase and the diorite in shiquanhe The red triangle is the diabase of this study, and the blue circle is diorite

通過上述分析，筆者認為獅泉河贊岐巖型的閃長巖為俯沖沉積物與地幔熔體相互作用的結果。俯沖帶正常的地熱梯度通常只會在俯沖板塊(包括沉積物)開始融化之前使洋殼脫水(Tatsumi, 2006)。因此，通過沉積物衍生的熔體與年輕上覆地幔楔的相互作用形成的高鎂安山巖(贊岐巖)只能存在于異常的地熱梯度區域，如洋脊俯沖的板片窗環境(Wangetal., 2011)和俯沖早期階段的弧前熱異常環境(Tatsumi, 2006；Zengetal., 2016b)。但洋脊俯沖模式下的高鎂安山巖會有埃達克巖的地球化學性質(Tangetal., 2010)，該特征與本次研究的閃長巖不符。因此我們在此提出，獅泉河贊岐巖型閃長巖形成于俯沖早期階段的弧前熱異常環境，并且很可能是獅泉河蛇綠巖帶的初始俯沖階段。在較高的地熱梯度下，板片的熔融將會發生在俯沖的較淺部地區，并伴隨含白云母礦物的熔融產生貧Sr的安山質巖漿(Weinberg and Hasalová, 2015)，該特征符合本次研究的閃長巖的特征(圖5)。此外，獅泉河閃長巖較高的(Zr/Hf)N(0.97～0.99)、Zr/Sm比值(40.6～44.0)和較低的Hf/Sm比值推測出的高溫-低壓成巖環境也與初始俯沖模型中的溫壓條件相符合。

4.3.2 OIB型輝綠巖

OIB型玄武巖漿的形成和演化，涉及到來自地幔柱、軟流圈、巖石圈地幔和地殼等不同端元組分的貢獻(徐義剛, 2002)。因此，要分析其地幔源區的性質，首先要考察地殼物質對巖漿源區的影響(朱弟成等, 2006)。在N-MORB標準化的微量元素蛛網圖上可以很明顯的看出，本次OIB型的玄武巖與全球平均的OIB型的玄武巖相比有明顯的Nb負異常、輕微的Ti負異常、強烈Pb正異常以及變化的Sr含量與Sr負異常(圖5b)。該特征反映了巖漿作用過程中的地殼混染以及巖石圈拉張過程中的巖石圈富集組分部分熔融(Huangetal., 2013;楊帆等, 2018)。

圖9 獅泉河輝綠巖不活動微量元素構造環境判別圖解Fig.9 Tectonic discrimination diagrams based on immobile trace elements for the diabase in the Shiquanhe area(a) Zr/Y vs. Zr diagram (Pearce and Norry, 1979), A=volcanic arc basalt; B=mid-ocean ridge basalt; C=within-plate basalt; D=mid-ocean ridge basalt and volcanic arc basalt; E=mid-ocean ridge basalt and within-plate basalt. (b) TiO2/Yb vs. Nb/Yb diagram (Pearce et al., 1992). (c) 2×Nb-Zr/4-Y diagram (Meschede, 1986), A1=within-plate alkaline basalt; A2=within-plate alkaline basalt and intraplate tholeiite; B=enriched mid-ocean ridge basalt; C=intraplate tholeiite and volcanic arc basalt; D=volcanic arc basalt and normal-mid-ocean ridge basalt. (d) Ti/100-Zr-Y×3 diagram (Pearce and Cann, 1973), A=island arc tholeiite; B=mid-ocean ridge basalt; C=calc-alkaline basalt; D=within-plate basalt

某些特定元素和特定指數之間的相關性可以指示了輝綠巖的結晶分異過程(Daietal., 2012)。在以Mg#為橫軸，Cr和Ni分別為縱軸的二元圖解上，Cr和Ni均表現出和Mg#較強的相關性(圖8a, b)，指示了樣品經歷了鎂鐵質礦物(如橄欖石、尖晶石和輝石)的分離結晶作用。在以Mg#為橫軸，Al2O3和Sr分別為縱軸的二元圖解上，Al2O3和Sr與Mg#的負相關性指示了斜長石沒有發生明顯的分異過程(圖8c, d)，這與REE配分圖中缺失Eu負異常的特征所反映出的結論一致(圖5a)。

獅泉河輝綠巖具有明顯的富集不相容元素和REE(圖5a, b)，同時其球粒隕石標準化之后的REE配分圖和N-MORB標準化之后的微量元素蛛網圖顯示出和全球平均洋島玄武巖(OIB)較強的相似性(Fig.5a, b，Sun and McDonough, 1989)。上述特征均指示了該輝綠巖和典型的洋島玄武巖(OIB)有相同的物質組成(OIB; Hofmann, 1997)。此外，所研究的樣品在Zr/Y-Zr圖解上顯示出較高的Zr/Y比值(圖9a)，在TiO2/Yb-Nb/Yb圖解上顯示出較高的TiO2/Yb比值和Nb/Yb比值(圖9b)，結合在2×Nb-Zr/4-Y三元圖解和Ti/100-Zr-Y×3三元圖解中的投點結果(圖9c, d)，本文認為該基性巖具有OIB地球化學特征，即其來源于富集的地幔軟流圈(朱弟成等, 2006; Daietal., 2012)。

圖10 獅泉河輝綠巖Nb/Th-Ti/Yb 圖解數據來源：N-MORB, E-MORB(Sun and McDonough, 1989)；上地殼和下地殼(Rudnick and Fountain, 1995)；峨眉山高Ti玄武巖(Xu et al., 2001)Fig.10 Nb/Th vs. Ti/Yb diagram of the Shiquanhe diabaseData sources: N-MORB, E-MORB(Sun and McDonough, 1989); upper crust and lower crust (Rudnick and Fountain, 1995); Emei high-Ti basalt(Xu et al., 2001)

圖11 獅泉河OIB-型鎂鐵質巖的鋯石Ti溫度-(Gd/Yb)N散點圖(據夏瑛等, 2012; 高曉英和鄭永飛, 2011)Fig.11 Scatter plot of Ti-in-zircon temperature vs. (Gd/Yb)N of the OIB-type mafic rocks in the Shiquanhe area(after Xia et al., 2012; Gao and Zheng, 2011)

圖12 獅泉河鎂鐵質巖石的Sm/Yb-La/Yb圖(據Zhao and Zhou, 2009)Fig.12 Sm/Yb vs. La/Yb diagrams for the Shiquanhe mafic rocks (melting curves is after Zhao and Zhou，2009)

板內洋島玄武巖(OIB)通常被認為與“熱點”或“地幔柱”有關(牛耀齡, 2010)，其典型的類型有夏威夷洋島堿性玄武巖和峨眉山高Ti型陸內玄武巖(徐義剛，2002)。此外，在現代俯沖帶中也大量發現了具有OIB型地球化學特征的堿性基性巖(Rogersetal., 1985; Reagan and Gill, 1989; Gorring and Kay, 2001)。這些基性巖指示了一些特定的俯沖過程，如：洋中脊俯沖(Abratis and W?rner, 2001)，俯沖終止導致的板片斷離(藍江波等, 2007；Lietal., 2014b, Liuetal., 2014, Zhuetal., 2016)，俯初始俯沖之后弧后拉張成因(Faccennaetal., 2010)。在上述類型中，夏威夷玄武巖由于沒有陸殼巖石圈，故其成因上上沒有任何巖石圈混染(朱弟成，2006)，峨眉山大火成巖省玄武巖由于存在特殊的地幔柱-巖石圈的相互作用而顯示出了高Ti(TiO2=4.25%～4.63%)的地球化學特征(圖10，Xuetal., 2001)。上述特征不符合獅泉河OIB型輝綠巖存在地殼混染(Nb負異常、輕微的Ti負異常、強烈Pb正異常)和低含量的Ti含量(TiO2=1.96%～2.27%)的特征。而就位于俯沖帶上的基性巖通常與板片流體和板片熔融體交代過的地幔楔中的橄欖巖的部分熔融有關(Wilson, 1989)。這些基性巖以鈣堿性系列(成熟的島弧和陸緣弧)為主，并伴隨少量的拉斑玄武巖系列(原始島弧)(Stern, 2002)，通常顯示出HFSE(如Nb和Ta)的虧損和LILE的富集(Wilson, 1989; Stern, 2002)，該特征與本次研究的輝綠巖一致，此外，通過巖漿鋯石反映出的巖石結晶的大致溫度與俯沖帶成因的鐵鎂質巖的結晶溫度區間相似(圖11)，故本次研究的輝綠巖的成因應該與俯沖作用密切相關。

俯沖帶中就位的OIB型巖漿的起源目前有兩種公認的成巖模式：1)被俯沖板片的部分熔融物(埃達克質熔體)交代過的地幔楔源的部分熔融(Defantetal., 1992, Sajonaetal., 1996)；2)洋脊俯沖成因的OIB(Reagan and Gill, 1989; Thorkelsonetal., 2011)。由于俯沖板片熔融物在交代地幔橄欖巖時，會形成富集HFSF的礦物相(Kepezhinskasetal., 1996)，因此，板片熔體交代過的地幔源區派生的玄武巖具有富Nb的特點(Sajonaetal., 1996; Wangetal., 2008)，而本次研究的OIB型基性巖不具有富Nb的特征。所以，俯沖板片對地幔的交代產生OIB的成因不符合本次研究的輝綠巖的特征。此外，由于HREE在石榴子石中具有較強的相容性，所以Sm/Yb比值可以反映地幔橄欖巖源區中石榴子石和尖晶石含量(Rollinson，1993)，同時實驗表明La/Yb比值隨著部分熔化程度的增加而降低(Aldanmazetal., 2000; Zhuetal., 2008)。從含尖晶石的地幔中分異出的基性巖漿比含石榴子石的地幔中分異出的巖漿有更低的Sm/Yb比值和La/Yb比值，所以這兩個比值可以用于判斷基性巖源區性質以及地幔部分熔融的深度(Aldanmazetal., 2000)。在Sm/Yb-La/Yb圖中(圖12)，獅泉河OIB型輝綠巖與洋脊俯沖成因的OIB相比，有更深的源區熔融深度并且顯示出了更接近含石榴子石橄欖巖的源區性質(圖12)。綜上所述，現有的俯沖帶相關的OIB成因理論并不能很好的解釋獅泉河OIB型輝綠巖的就位機制。

圖13 獅泉河俯沖帶早期洋殼俯沖演化的地球動力學模型 Fig.13 Geodynamic model for the evolution of the northward subduction of oceanic crust along the Shiquanhe suture at the early stage

獅泉河輝綠巖與上述證明為初始俯沖成因的贊岐巖均侵入于獅泉河蛇綠巖帶上的橄欖巖內(圖2)，這種就位產狀與最近Liuetal. (2018)報道的獅泉河北東側的160.8±2.3Ma的洋內初始俯沖成因的高鎂安山巖的就位產狀一致。鑒于兩處高鎂安山巖處于同一大地構造背景，在野外的分布距離較近并且有著相似的成因機制，推測兩者的侵位時間應該均為中侏羅世晚期。因此，同樣為中侏羅世晚期侵位的獅泉河OIB型輝綠巖應該與獅泉河高鎂安山巖有著相似的初始俯沖成因機制。然而，即使在研究程度較高Izu-Bonin-Mariana (IBM)的初始俯沖相關的弧前序列中也沒有相關的OIB型玄武巖(Stern, 2002; Reaganetal., 2013)。但是，同時也注意到在初始俯沖之后的一段時間內在俯沖帶的弧后區域可以形成地幔柱相關的OIB(Reaganetal., 2013; Liuetal., 2016)。在這種特殊的OIB成因模式中，俯沖作用與地幔柱相互之間的誘發機制尚未研究清楚。但是Faccennaetal.(2010)通過模擬實驗嘗試提出了一種解釋：俯沖過程開始之后不久由于“回返作用(rollback)”，會在弧后區域形成一個拉張環境(Faccennaetal., 2005)。同時，下行的俯沖板片邊緣顯示出有活躍的上升物質，這種機制增強了深源地幔和上部物質之間的混合，產生與之相關的堿性OIB型巖漿。這種有著典型地幔親緣性的OIB巖漿在弧后張性環境中伴隨有上部地殼的混染特征而上涌，產生了與俯沖成因的島弧不同的“異常”巖漿作用(OIB型基性巖)。這種模式的提出解釋了現代很多俯沖帶附近的與經典島弧巖漿巖地球化學性質完全不同的OIB型巖漿巖，如地中海直布羅陀俯沖帶中的堿性OIB型玄武巖(Duggenetal., 2003; Faccennaetal., 2004)。筆者認為獅泉河OIB型輝綠巖可能為這種成因機制下的產物，理由如下：1)典型的OIB地球化學性質(極度富集的LREE模式以及較高的Zr/Y比值、TiO2/Yb比值和Nb/Yb比值)指示了地幔來源；2)Nb、Ti的負異常和強烈Pb正異表現出了巖漿作用過程中巖石圈的地殼混染；3)獅泉河OIB型輝綠巖的物源形成于中高溫-低壓環境，與地幔柱(高溫)成因以及初始俯沖拉張(低壓)的環境一致。因此，上述OIB型輝綠巖可能指示了獅泉河蛇綠巖帶在洋內初始俯沖之后一段時間內存在俯沖相關的地幔柱。

4.4 巖石形成的演化過程

本次在獅泉河北約10km發現了具有OIB型的輝綠巖以及高鎂安山巖型的閃長巖。閃長巖具有與典型的贊岐巖相似的較高的TiO2含量，Y含量和Yb含量以及較低的Sr/Y比值和La/Yb比值。其U/Th、Nb/Ta和La/Sm指示了源區有俯沖沉積物的貢獻，較高的MgO、Cr和Ni含量指示了有地幔物質的參與。其成因需要較高的地溫梯度，同時排除洋脊俯沖的成因可能。因此，認為獅泉河高鎂安山巖型閃長巖為俯沖早期階段的弧前熱異常環境下熔融的俯沖板片沉積物與上覆地幔楔相互作用的產物。OIB型的輝綠巖的REE配分圖和微量元素蛛網圖顯示出和全球平均洋島玄武巖(OIB)較強的相似性。Nb負異常、Pb正異常、以及變化的Sr異常指示了巖漿作用過程中的地殼混染以及富集組分部分熔融。Zr/TiO2比值、Nb/Y比值、MgO/SiO2比值、Nb/Zr比值、Nb/Th比值、Ti/Yb比值、La/Sm比值和Sm/Yb比值指示了與現有的俯沖帶相關的OIB成因理論不一致的一個俯沖相關的地幔柱成因。結合OIB型輝綠巖中獲得的協和度較高的163.7±0.54Ma的巖漿年齡，我們提出了一個中侏羅世晚期班-怒洋在獅泉河地區的早期俯沖模式(圖13)：中侏羅世晚期(163.7±0.54Ma)班-怒洋在獅泉河蛇綠巖帶的北向初始俯沖過程開始之后不久，俯沖沉積物在淺部發生部分熔融，熔體與上覆地幔楔反應，在弧前區域產生了和日本中新世Setouchi火山巖帶的贊岐巖較為相似的高鎂安山質巖漿。隨后在增生楔下由于弧后拉張作用(或其他機制)產生了與俯沖相關的地幔柱成因的OIB型巖漿。

5 結論

(1)侵位于獅泉河北部的蛇綠巖中的輝綠巖和閃長巖分別表現出了典型的OIB型基性巖的特征和贊岐巖型的高鎂閃長巖特征。

(2)OIB型輝綠巖的鋯石U-Pb定年產生了163.7±0.54Ma(n=12，MSWD=3.8)的206Pb/238U加權平均年齡，以及1251Ma、800Ma和948Ma的繼承鋯石年齡。

(3)OIB型輝綠巖和HMA型閃長巖的地球化學特征和年代學特征指示了一個中晚侏羅世晚期班-怒洋在獅泉河地區的早期俯沖模式。