藏南古堆地區煌斑巖地球化學特征及構造環境

蓋辰星 齊祥春 魯星凱 邱雪輝

(1.河北地質大學研究生院；2.招金有色礦業有限公司)

?

藏南古堆地區煌斑巖地球化學特征及構造環境

蓋辰星1齊祥春2魯星凱1邱雪輝1

(1.河北地質大學研究生院；2.招金有色礦業有限公司)

藏南古堆地區煌斑巖脈主要發育于隆子—古堆斷裂附近，出露于隆子縣城—馬扎拉一帶廣大區域，屬喜馬拉雅造山帶后碰撞階段的產物。在分析該區煌斑巖主量元素、微量元素及稀土元素地球化學特征的基礎上，討論了區內煌斑巖的構造環境及成因，為進一步研究古堆地區地質特征及區內煌斑巖構造特征提供參考。

煌斑巖 地球化學特征 構造環境 構造成因

藏南古堆地區位于雅魯藏布江縫合帶以南、喜馬拉雅造山帶北沖斷裂以北，隆子—浪卡子—江孜—吉隆一帶[1]，該區主要發育新特提斯洋盆充填地層，晚三疊世涅如組—白堊世地層均有發育，其盆地演化主要受印度板塊向岡底斯—念青唐古拉板片俯沖影響。通過對該區內煌斑巖的地球化學特征、構造環境、成因進行討論，為區內相關研究提供參考。

1 區域地質特征

古堆地區位于岡底斯—喜馬拉雅造山系一級構造單元的青藏高原南部，喜馬拉雅特提斯造山帶中東部，雅魯藏布江結合帶南側[1]。區內煌斑巖分布較廣泛，主要發育于總體呈NWW走向低角度逆沖推覆的隆子—古堆斷裂附近，呈近EW向帶狀展布，并延伸至隆子縣城—馬扎拉一帶廣大區域[1]。區內煌斑巖脈體主要賦存于上三疊統涅如組、下侏羅統日當組和中—下侏羅統陸熱組，巖脈呈順層或切層侵入地層，受構造應力作用影響，巖脈普遍發生褶皺變形，其成分偏基性、中性。

2 地球化學特征

2.1 主量元素特征

區內8件煌斑巖樣品中w(SiO2)35.88%～52.25%，平均42.96%，SiO2含量較低。巖石中w(K2O) 0.14%～0.67%，平均0.36%；w(Na2O) 0.21%～4.2%，平均1.14%；w(K2O+Na2O) 0.41%～4.34%，平均1.5%；w(K2O)/w(Na2O) 0.03%～1.33%。將元素含量扣除燒失量進行重新換算，由TAS圖解(圖1)可知，樣品分別落于玄武安山巖、玄武巖、堿玄巖/碧玄巖、苦橄玄武巖和副長石巖區域。w(Zr)/w(TiO2)-w(Nb)/w(Y) 圖解(圖2)顯示分別僅有一件樣品落于粗安巖、碧玄巖和亞堿性玄武巖區域，剩余樣品均落于堿性玄武巖區域內。由此推測，區內煌斑巖主要為堿性玄武巖系列，固結指數SI為27.4～42.7，表明巖漿在發生結晶分異過程中，分離結晶作用較弱，分離結晶程度較低。

圖1 古堆地區煌斑巖TAS圖解

2.2 稀土元素特征

煌斑巖稀土元素w(∑REE) (218.18～506.71)(×10-6)，w(∑LREE) (152.55～468.46)(×10-6)，w(∑HREE) (24.32～76.72)(×10-6)，表明樣品具輕稀土富集和重稀土虧損的特點，總體表現為向右傾斜的配分曲線；w(ΣLREE)/w(∑HREE) 2.32～12.54，(La/Yb)N18.35～170.05，由此表明，煌斑巖稀土元素之間的分餾作用較明顯，且不相容元素富集程度較高，在源區的殘留相中可能有石榴石殘留。由球粒隕石標準化分布型式圖(圖3)可知：①有4件樣品表現出了弱Eu負異常，另外4件樣品則無明顯的異常，表明區內煌斑巖在成巖過程中斜長石的分離結晶作用較弱；②8件樣品中，有5件樣品表現出弱Ce負異常，表明煌斑巖在成巖過程中可能混入了一些其他的地殼物質或具有較高的氧化環境亦或保留了部分源區的固有特征。區內8件煌斑巖樣品中的Fe2O3含量都高于FeO含量，表明地幔源區氧逸度較高，印證了負Ce異常應與較高的氧化條件有關。

圖2 煌斑巖w(Zr)/w(TiO2)-w(Nb)/w(Y)圖解

圖3 球粒隕石標準化分布型式

2.3 微量元素特征

由古堆地區煌斑巖微量元素原始地幔標準化蛛網圖(圖4)可知：大離子親石元素(LILE)相對高場強元素(HISF)富集，Th、La、Nd、Sm、Ce相對富集，而Ba、Sr、U、Nb、Hf、Yb、Ti相對虧損，(La/Sm)N2.70～4.54，平均3.61，(Gd/Yb)N3.69～15.58，平均9.96，表明輕稀土分餾程度高于重稀土分餾程度。Nb、Ti的虧損可能反映了源區自身的特征，明顯的負Nb異常可能表明巖漿在成巖過程中有大量陸殼物質的混染[2-3]，而Th、La、Nd等不相容元素也可能是受混染作用的影響而相對富集[2]。本研究采用的煌斑巖樣品與大陸邊緣弧玄武巖和大陸地殼巖石的特征較相似。

圖4 原始地幔標準化蛛網

3 構造環境及成因

煌斑巖是一種常呈脈狀產出的淺成巖，是超基性或基性富含CO2等揮發分的巖漿從深源快速侵入到地表的產物。區內的煌斑巖主要形成于板內構造環境，樣品w(Zr)/w(Hf)為35.05～221.14，遠大于陸殼w(Zr)/w(Hf)值(11)，其中2件樣品的w(Zr)/w(Hf)值分別為35.05、35.58，低于原始地幔的w(Zr)/w(Hf)值(36.27)，說明該2件樣品可能受到下地殼的混染[4]。測區煌斑巖樣品中w(TiO2)平均3.06%，遠大于一般地殼巖石中TiO2含量(0.72%)；w(Zr)/w(Ba)為1.02～10.74，平均4.19，大于其在地殼中的平均含量，說明區內煌斑巖巖漿可能起源于地殼較深部位的軟流圈地幔區域。據此推測，區內煌斑巖脈的形成可能與軟流圈地幔活動關系緊密[5]。較深部位的地幔物質其巖漿具有低w(La)/w(Ta)值，一般為8～15，巖漿在上涌過程中，因巖石圈地幔的混染而使w(La)/w(Ta)值增大，w(La)/w(Sm)值受其影響較小，巖漿在受到地殼物質混染后，w(La)/w(Sm)值則會迅速增大，與中—基性脈巖特征相似。經分析表明，測區內煌斑巖樣品中w(La)/w(Ta)為17.66～32.64，w(La)/w(Sm)為4.17～7.02，暗示測區煌斑巖在上升過程中可能發生了混染作用。稀土元素Ce的弱負異常也表明可能有地殼物質的混入[6]。

通過對煌斑巖脈侵入地層、褶皺變形特征及巖相學分析，區內煌斑巖的形成時間可能在喜馬拉雅碰撞造山階段之前。結合前人對區外附近超基性巖脈、區內火山巖和中—基性脈巖的分析，推斷在距今130～140Ma的白堊紀，雅魯藏布江南側的喜馬拉雅構造區可能發生過被動大陸邊緣的裂解[6]。該時期為新特提斯洋的拉張和俯沖階段，新特提斯洋的擴張運動由弱至強，并于早白堊世達到最大，同時產生了大規模的火山活動及較大范圍的中—基性巖脈侵入。該階段的一個顯著特征是深斷裂的形成，由此引起深源鐵鎂質巖漿活動。因此推測，區內古堆—隆子斷裂帶可能形成于晚侏羅世—早白堊世新特提斯洋的拉張環境和巖石圈伸展減薄、軟流圈上涌的時期[7]。在斷裂形成早期，構造活動非常活躍，深部的地幔巖漿沿斷裂上涌，并在上涌過程中混染了一些其他地殼物質，在古堆—隆子斷裂帶附近侵入并形成了煌斑巖脈。

4 結 語

藏南古堆地區內的煌斑巖以堿性玄武巖為主，形成于130～140 Ma白堊紀的新特提斯洋拉張和俯沖階段，喜馬拉雅碰撞造山階段之前，該階段地質構造及火山活動活躍，深源軟流圈地幔的鐵鎂質巖漿沿斷裂上涌形成煌斑巖。結合相關測試結果，對區內煌斑巖的主量元素、稀土元素和微量元素特征進行了綜合分析，并對其構造環境及成因進行了探討，對于進一步研究該區域的構造成因有一定的借鑒價值。

[1] 董富權.西藏古堆—隆子地區斷裂構造分形特征及其地質意義[J].黃金科學技術，2012，20(6)：41-44.

[2] 張 勇，陳 斌，邵濟安，等. 華北太行晚中生代煌斑巖地球化學特征及成因探討[J].巖石礦物學雜志，2003，22(1)：31-32.

[3] 李永軍，李甘雨.玄武巖類形成的大地構造環境Ta、Hf、Th、La、Zr、Nb比值對比判別[J].地球科學與環境學報，2015，37(3)：16-19.

[4] 趙振華，包志偉，張伯友.湘南中生代玄武巖類地球化學特征[J].中國科學：D輯，1998(S)：10-13.

[5] 任 沖，劉 順，朱利東，等.藏南古堆地區中基性脈巖SHRIMP鋯石U-Pb 定年、地球化學特征及構造意義[J].四川地質學報，2014(4)：499-500.

[6] 羅 彥，高 山，袁洪林，等.大別—蘇魯榴輝巖和石榴輝石巖中礦物Ce異常:對氧化環境下形成沉積物深俯沖作用的示蹤[J].中國科學：D輯，2004(1)：14-23.

[7] 童勁松，劉 俊，鐘華明，等.藏南洛扎地區基性巖墻群鋯石U- Pb定年、地球化學特征及構造意義[J].地質通報，2007，26(12)：1662-1663.

2016-04-22)

蓋辰星(1988—)，男，碩士研究生，050031 河北省石家莊市裕華區槐安東路136號。