西藏古堆地区煌斑岩地球化学特征及其构造意义
[摘 要] 近些年许多学者对煌斑岩的研究较多，但对藏南地区的煌斑岩研究甚少。本文通过对藏南古堆地区煌斑岩进行了主量元素、稀土及微量元素的研究，以便了解藏南古堆地区的构造演化环境。结果表明：煌斑岩中SiO2含量为32.99%～52.62%，平均值41.39%，K2O/Na2O为0.01～2.31，平均值为0.73，为碱性玄武岩系列。岩石地球化学特征表明：以富集大离子亲石元素(如K、Ba)，高场强元素相对亏损(如Ta、Zr)为特征，但高场强元素Nb相对富集。煌斑岩的成因具有幔源特征，是在新特提斯洋形成后经扩张，在岩石圈拉张伸展的动力学构造背景下，致使岩石圈减薄、地幔物质上涌，并遭受地壳物质混染而形成的。
[关键词] 煌斑岩 岩石地球化学特征 构造环境 古堆 西藏
Yuan He,Luo Xian-rong,Li Wu-yi,Chen Wu.Geochemical characteristics and tectonic significance of lamprophyre in the Gudui area of Tibet[J].Geology and Exploration,2017,53(2)：0300-0309.
在藏南地区广泛分布着辉长岩、辉绿岩、花岗岩等基性-酸性岩浆岩。近些年一些学者对藏南地区的基性-酸性岩浆岩及其形成的地球动力学背景进行了大量的研究，对藏南洛扎、扎西、哲古地区的基性岩墙群的研究认为，基性岩墙群是在拉张背景下岩石圈伸展减薄、软流圈持续上涌的地球动力学背景下产生的(童劲松等，2007；杨超等，2014；任冲等，2015)。聂凤军等(2006)和高利娥等(2009；2013)对藏南邛多江地区的酸性花岗岩的研究认为，花岗岩是在伸展构造作用过程中岩浆活动的产物，并且发生了部分熔融。
藏南古堆地区分布着呈脉状产出的基性-超基性岩类，Jiang et al.(2006)通过对藏南地区基性岩的侵位时代进行了精确限定，测年结果表明基性岩类的侵位时间为135Ma左右，形成时代为早白垩世。在这一时期，古堆-隆子断裂带已经形成，并开始强烈活动，深部地幔岩浆上涌，此时大量基性岩类呈脉状沿古堆-隆子断裂带附近侵入。
近些年，由于多数学者对藏南地区的辉长岩、辉绿岩及花岗岩的研究较多，但对煌斑岩的研究较少。因此，本文通过对藏南古堆地区煌斑岩的岩石学、岩石地球化学及其成因进行了探讨性研究，并尝试对该区在早白垩世时期的大陆动力学背景进行初步的探讨，同时也为研究该区基性岩脉的形成环境提供了依据。
1 地质概况及岩石学特征
研究区处于特提斯-喜马拉雅构造域喜马拉雅板片的中段，区域内大规模近EW向逆冲-推覆断裂和近SN向张裂构造均较为发育，主要有藏南拆离系(STDS)、近EW向拉孜-邛多江、绒布、洛扎断裂以及近SN向断裂构造(图1)。其中近SN向张性断裂切割近EW向断裂构造，同时，为岩浆和含矿流体上涌提供了有利的通道。
区域内出露的地层有中生代-新生代沉积岩、火山碎屑岩，而中生代地层在区域内最为发育，岩石类型有泥质粉砂岩、石英砂岩、灰岩、炭质页岩及板岩。火山岩和侵入岩较为发育，基性脉岩出露广泛，钟华明等(2004)和潘桂棠等(2004)认为这些基性岩的侵入主要与新特提斯洋晚期洋盆扩张有关。
区域内变质核杂岩较发育，其中邛多江变质核杂岩由倾日、仲格耐、达拉3个核杂岩体组成。核杂岩是由伸展构造及由下盘片岩、片麻岩和上盘地层基底岩或表壳岩层组成的岩石组合而构成的，其核部为浅色花岗岩。国外学者(Harrison et al.，1995；Murphy et al.，1999)认为花岗岩的侵入与藏南拆离系的伸展减压而引起中上地壳部分熔融有关。在岩体的周围常分布着糜棱岩化片麻岩、千枚岩以及古生代地层。花岗岩与周围的片麻岩往往构成了区域穹隆构造。核杂岩最上面的覆盖是浅变质或未变质的中生代北喜马拉雅沉积岩系(张进江，2007)。
研究区内的煌斑岩主要发育于古堆-隆子逆冲推覆构造带附近，以脉状侵入于侏罗-三叠纪地层之中，脉宽十余厘米至数米不等，长数米至数百米。由于受到区域构造作用的影响，局部地段的煌斑岩发生了强烈的褶皱变形(图1)。
研究区内煌斑岩为云斜煌岩，野外观察呈灰色、浅灰绿色，风化后则呈黄褐色。岩石疏松，多具斑状结构，块状构造。斑晶由斜长石、黑云母组成，基质主要为黑云母、斜长石以及少量他形石英；副矿物常见的有磁铁矿、褐铁矿等。显微镜下斑晶主要为斜长石、黑云母，其中斜长石为无色细板条状，黑云母呈自形-半自形，少量石英呈它形粒状分布，不透明钛铁质等呈它形粒状。岩石的主要蚀变为绿泥石化，可能为黑云母蚀变而成。
图1 古堆地区煌斑岩分布图
Fig.1 Lamprophyre distribution in the Gudui area of Tibet
1-第四系；2-侏罗系；3-三叠系涅如组；4-古生界；5-黑云母二长花岗岩；6-花岗岩；7-闪长岩；8-辉绿岩、辉长岩；9-煌斑岩；10-火山岩；11-断层；12-逆冲推覆断层；13-拆离断层；14-地质界线
1-Quaternary;2-Jurassic;3-Triassic Nieru Formation;4-Palaeozoic;5-biotite monzonitic granite;6-granite;7-diorite;8-diabase and gabbro;9- lamprophyre;10-volcanic rock;11- fault;12-thrust nappe fault;13-detachment fault;14-geological boundary
图2 煌斑岩样品手标本(a)及显微镜下(b)照片
Fig.2 Hand specimens(a) and microscope (b) photographs of lamprophyre
2 样品分析方法
在研究区内共采集了8件样品，并进行了全岩地球化学分析，其中稀土、微量元素由国土资源部长沙矿产资源监督检测中心测试完成，测试方法：稀土元素(La、Ce、Pr、Nd、Sm、Eu、Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Tm、Yb、Lu、Y)和微量元素(Cr、Ni、Co、V、Rb、Sr、Ba、Sc、Nb、Ta、Li、Zr、Hf、U、Th、W、Sn、Cu、Pb、Zn、Au)采用等离子质谱法测试，执行标准为T0223-2001；主量元素分析由武警黄金十一支队实验室测试完成，测试方法：主量元素(SiO2、TiO2、Al2O3、Fe2O3、MnO、CaO、Na2O、K2O、FeO、P2O5、Mg#、LOI) 采用X 荧光光谱仪2100 测试，并执行JY/T 016-1996 标准。
3 分析结果
3.1 岩石类型
煌斑岩是最易蚀变的岩石类型之一(鹿坤等，2009)，由于煌斑岩极易蚀变而导致烧失量(LOI)普遍偏高，区内烧失量在12.99%～21.53%之间。在利用岩石化学特征来探讨煌斑岩的岩石类型、成因等之前，为了消除蚀变对原有成分的影响，对样品的主量元素分析结果进行归一化处理(表1)，下面的讨论均按照归一化后的成分进行。
经归一化处理后的煌斑岩SiO2含量为32.99%～52.62%，平均值41.39%，总体属于基性-超基性岩范畴。据图3显示，有6件落入碱性玄武岩区域，其余2件落入碧玄岩靠近碱性玄武岩区域，说明该区煌斑岩为碱性玄武岩系列。
图3 古堆地区煌斑岩Zr/TiO2-Nb/Y图解
Fig.3 Zr/TiO2-Nb/Y diagram of lamprophyre in the Gudui area
3.2 主量元素
岩石中SiO2含量较低，平均值41.39%，K2O含量为0.02%～1.02%，平均值0.31%；Na2O含量为0.06%～2.51%，平均值0.88%；K2O+Na2O为0.17%～2.60%，平均值1.19%；K2O/Na2O为0.01～2.31，表明煌斑岩具有低钾特征。
Mg#值变化范围较大，为40.53～76.44，属于演化岩浆。在MgO对主量元素的Harker图解中(图4)，Al2O3、SiO2与MgO间存在较弱的负相关关系，而TFeO、Ti2O、K2O、Na2O、CaO、P2O5与MgO的相关性不明显，显示煌斑岩的分离结晶作用较弱。
3.3 稀土元素和微量元素
据稀土元素含量特征(表2)及图5a显示，ΣREE为(178.80～489.72)×10-6，数值变化范围较大，其中ΣLREE为(152.55～468.46)×10-6，ΣHREE为(17.65～37.19)×10-6，ΣLREE/ΣHREE为5.81～22.03，(La/Yb)N为13.16～122.72，表明轻稀土相对富集，重稀土相对亏损，配分模式呈轻稀土富集的右倾型。δEu为0.74～1.02，在球粒陨石标准化图上，Eu异常不太明显，暗示在岩浆演化过程中没有太多斜长石的分离结晶。弱Ce负异常的出现，可能是由于地壳物质的混入或高氧化条件或存在俯冲流体交代作用，还有一种可能是继承了源区的固有特征等因素，但从岩石化学分析结果看，多数样品的Fe2O3含量明显高于FeO含量，显示地幔源区氧逸度较高，可见负Ce异常可能与高的氧化条件有关系。
图4 古堆地区煌斑岩主量元素Harker图解
Fig.4 Harker diagrams of main elements of lamprophyre in the Gudui area
表1 古堆地区煌斑岩主量元素(%)分析结果表
Table 1 Analysis results of main elements(%)of lamprophyre from the Gudui area
续表1
Continued Table 1
图5b显示，样品相对富集大离子亲石元素(如K、Ba)，高场强元素相对亏损(如Ta、Zr)，但高场强元素Nb相对富集。
在成矿元素中，Au含量变化范围为(0.38～12.65)×10-9，除有3件样品含量相对较低外，其余大部分样品Au含量均较高，显示了研究区具有相对较高的地球化学背景值，这可能为后期Au异常的出现提供了部分成矿物质。
图5 煌斑岩稀土元素配分曲线(a)和微量元素蛛网图(b)
Fig.5 Rare earth element distribution curves (a) and trace element spider diagram (b) of lamprophyre
表2 古堆地区煌斑岩稀土元素(10-6)分析结果表
Table 2 Analysis results of rare earth elements(10-6)of lamprophyre from the Gudui area
续表2
Continued Table 2
δEu=2*EuN/(SmN+GdN)；(La/Yb)N为球粒陨石标准化后的比值。
表3 煌斑岩微量元素(10-6，Au为10-9)分析结果表
Table 3 Analysis results of lamprophyre microelements (10-6, Au is 10-9)
4 讨论
4.1 岩浆起源
区内煌斑岩总体富TiO2，平均含量为3.39%，远大于一般地壳岩石和它们熔融体的TiO2含量平均值0.72%(Rudinick et al.，2003)；同时，样品Zr/Ba为1.02～10.75，平均值为4.19，远大于0.2，暗示煌斑岩可能起源于软流圈地幔(Ormerod et al., 1988)，另据Zr/Nb-Y/Nb图解(图6)说明，煌斑岩起源于富集地幔，但个别样品中Rb/Sr比值极低(<0.01)，显示了亏损地幔的地球化学性质。
图6 煌斑岩Zr/Nb-Y/Nb图解
Fig.6 Zr/Nb-Y/Nb diagram of lamprophyre
这种富集地幔特征，是否是岩浆在上侵过程中受到地壳物质一定程度的混染，从以下三个方面加以判断：
(1)区内煌斑岩中的SiO2平均含量为41.39%，分异程度不高，Th/Ta为1.84～3.41，远小于地壳值10左右，而接近原始地幔的2.3，Zr/Hf比值除13HB-19样品外均在35.05～42.34范围内，平均值为38.44，在误差范围内与原始地幔值36.27±2.0相一致，而远大于地壳值11 (Weaver，1991)。因此研究区煌斑岩脉的产生与软流圈地幔活动关系密切。
(2)国外学者(Lassiter et al.，2000)认为来自深层地幔物质的岩浆具有低的La/Ta比值(一般为8～15)，岩石圈地幔的混染会导致该比值迅速增加(大于25)，而La/Sm比值变化不大，岩浆受到地壳物质混染以后，其比值迅速升高到5以上。研究区内煌斑岩中的La/Ta=17.65～32.67，La/Sm=4.17～7.02，具有幔源的特征，也说明了岩浆受到了地壳物质的混染。
(3)区内的煌斑岩具有大离子亲石元素(如K、Ba)及轻稀土元素(LREE)相对富集，高场强元素(如Ta、Zr)相对亏损的特征。这些特征可能是由岩浆上升过程中遭受强烈的地壳物质混染引起，也可能是由岩浆源区存在，因俯冲作用进入地幔的洋壳物质所致。但一般与俯冲作用相关的高场强元素具有典型的Ta、Nb、Ti相对亏损，即“TNT”负异常的特征(曹华文等，2013)，而研究区内煌斑岩Nb相对富集，不具备俯冲作用产生的“TNT”负异常特征，因此煌斑岩是岩浆上升过程中遭受强烈的地壳物质混染引起。
根据上述三点表明，研究区内煌斑岩来自幔源，并在上侵过程中受到了地壳物质的混染, 岩浆的这种混合染化作用是壳幔相互作用的一种重要表现形式(张广宁等，2015)。目前，煌斑岩的幔源加地壳混染成因模式也正逐渐被大多数学者所公认(季海章等，1992；申玉科等，2005)。
4.2 构造环境
国外学者(Rock et al.，1988)认为煌斑岩来源于深部地幔；国内学者对煌斑岩的形成构造环境总体认为：(1)煌斑岩来源于地球深部的下地壳或者地幔；(2)煌斑岩的出现代表了岩石圈伸展的环境(谢桂青等，2001；李献华等，2002；姜耀辉等，2005；刘燊等，2005；刘畅等，2006)。但部分学者认为煌斑岩是在洋壳俯冲构造环境下形成的。目前由于对煌斑岩形成的构造环境存在争议，而古堆地区的煌斑岩是形成于何种构造环境，主要从以下几点论述：
(1)Nb、Zr、Ti、Y等高场强元素的活动性弱(崔方磊等，2015)，在岩浆演化过程中能保持一定的稳定性，并且Zr、Y等元素的含量受地壳物质的混染影响不大(汪晓伟等，2015)，因此利用这些元素可判断岩浆岩的构造环境。据构造判别图解(图7)显示，样品基本落在板内碱性玄武岩和板内玄武岩区域。另据Zr/Y-Zr/10×10-6构造判别图解(图8)显示，样品基本落在板内玄武岩区域及其附近。表明煌斑岩形成于板内环境，这与钟华明等(2004)的研究结果一致。
(2)通过青藏高原1∶25万区域地质调查及研究成果表明(任纪舜等，2004；廖启林等，2004)，新特提斯洋是在晚侏罗世-早白垩世发生大规模的扩张，造成喜马拉雅地区被动大陆边缘的岩石圈处于伸展、减薄、软流圈持续上涌的构造环境，从而使基性岩浆广泛侵入和喷出。
(3)“拆沉”这一术语已被广泛使用，可用于解释任何形式的岩石圈减薄事件，针对STDS构造体系，国外学者(Nelson，1996)认为大陆碰撞、汇聚会导致地壳增厚，形成了放射热积累并有大量流体加入，同时岩石圈地幔拉伸、减薄致使地幔物质上升。因此，研究区内发生的拆沉作用可能引起板内岩石圈拉伸、减薄，引发地幔物质的上侵，并使岩石圈温度升高，导致地壳物质发生熔融，在地壳浅部形成基性、酸性等岩石，同时在上侵过程中携带大量的成矿物质，为矿床的形成提供了有利的条件(彭聪等，2000；邓晋福等，2008)，如藏南扎西康锌多金属矿的成矿物质便来源于地幔。
图7 古堆地区煌斑岩Nd-Zr-Y图解(a)和Ti-Zr-Y 图解(b)
Fig.7 Nd-Zr-Y(a)and Ti-Zr-Y(b)diagrams of lamprophyre from the Gudui area
(a)A1+A2-板内碱性玄武岩；A2+C-板内拉斑玄武岩；B-P型MORB；D-N型MORB；C+D-火山弧玄武岩；(b)A-岛弧拉斑玄武岩；B-MOBR、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
(a) A1+A2-intra plate alkaline basalt；A2+C-plate tholeiite；B-P MORB；D-N MORB；C+D-volcano arc basalt;(b) A-island arc tholeiite；B-MOBR，tholeiitic and calc alkaline basalts；C-calc alkaline basalts； D-intraplate basalt
图8 古堆地区煌斑岩Zr/Y-Zr/10-6图解
Fig.8 Zr/Y-Zr/10-6 diagram of lamprophyre from the Gudui area
(4)区内煌斑岩中K/Ti均值为0.08%，Ti含量高(TiO2均>1.5%)，这与板内低K/Ti-高Ti的岩石特征相似，而明显不同于俯冲交代的高K/Ti-低Ti的岩石类型(Rogers，1992)。
根据已有的研究表明煌斑岩一般均形成于岩石圈伸展的构造背景(Blielzest，1996；Liegeois，1998；Faure，2001)。另据Zr/Ba比值介于1.02～10.75，远大于0.2，表明基性岩可能来源于软流圈地幔，由于岩石圈的伸展、减薄，导致软流圈地幔物质上涌。综上所述，古堆地区的煌斑岩与洛扎、扎西、哲古等地区基性岩墙群的构造环境相一致，均在岩石圈伸展的构造环境下形成的。
5 结论
(1)古堆地区煌斑岩具有低硅(SiO2含量32.99%～52.62%，平均值41.39%)，低钾(K2O/Na2O为0.01～2.31，平均值为0.73)的特征，属于碱性玄武岩系列，其大离子亲石元素、轻稀土元素相对富集，高场强元素亏损。
(2)煌斑岩是在新特提斯洋形成后经扩张，岩石圈拉张伸展的动力学构造背景下，致使岩石圈地幔减薄、地幔物质上涌，并遭受地壳物质混染而成。
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