2012, Vol. 28
2. 云南省地质调查院, 昆明 651000;
3. 中国地质大学, 北京 100083
, XU ZhiQin1, DUAN XiangDong2, LI Jing2, XIONG FaHui1, LIU Zhao3, CAI ZhiHui1, LI HuaQi1
2. Yunan Institute of Geological Survey, Kunming 651000, China;
3. China University of Geosciences, Beijing 100083, China
冈瓦那大陆的裂解和向北的漂移，以及印度板块与欧亚板块的最后碰撞，完成了大陆的拼贴并造成了青藏高原的隆升。西藏北部的班公湖-怒江缝合带和雅鲁藏布江缝合带代表印度板块与欧亚大陆之间中-新特提斯洋关闭后的缝合带。
班公湖-怒江缝合带西起班公湖，向东经改则、东巧、丁青、嘉玉桥至八宿县的上林卡，经左贡扎玉、梅里雪山西坡与昌宁-孟连带相通，并认为再向南与泰国清迈-清莱带和马来西亚的劳勿-文冬带相接，连绵3000多千米，代表了冈瓦那大陆的北界(潘桂棠等，2004)。前人在班公湖蛇绿岩发现MOR型和SSZ型两种不同类型的地幔橄榄岩证据(史仁灯等，2005)，并发现玻安岩系火山岩(史仁灯等，2004)；获得班公湖SSZ型蛇绿岩辉长岩锆石SHRIMP U-Pb年龄为163±8.6Ma~177±1.4Ma，加权平均年龄为167±1.4Ma，认为代表中特提斯洋在该区俯冲消减的时限，指示班公湖-怒江新特提斯洋至少从中侏罗世开始由扩张转换为俯冲消减(史仁灯，2007)。
雅鲁藏布江缝合带西起阿里地区的狮泉河、东波和普兰等蛇绿岩，向东延经日喀则、罗布莎至南迦巴瓦大拐弯，全长近2000km。近些年，对西藏雅鲁藏布江缝合带中不同地段产出的蛇绿岩研究表明，雅鲁藏布江缝合带中的蛇绿岩产于十分复杂的构造背景。认为早期形成在一个MOR构造背景，测得MOR型地幔和辉长岩墙Sm-Nd等时线年龄为177±33Ma(Zhou et al., 2002)和辉绿岩锆石SHRIMP年龄 163±3Ma(钟立峰等，2006)；并经历了SSZ构造背景的叠加和改造，测得具俯冲带(SSZ)性质蛇绿岩的锆石SHRIMP年龄126±2Ma(Malpas et al., 2003)。最近测得雅鲁藏布江缝合带西段的普兰蛇绿岩中MOR型的辉长岩锆石U-Pb年龄130±3Ma(刘钊等，2011)，东波蛇绿岩的辉石岩和辉长岩的年龄分别为130±0.5Ma和128±1.1Ma(熊发挥等，2011)。
雅鲁藏布江缝合带西段的阿里地区的MOR蛇绿岩年龄为125~130Ma，而东段的罗布莎蛇绿岩的MOR基性岩类的同位素年龄为170Ma，这种沿走向的变化已经引起了人们的关注，是否代表洋盆的产出规律？同样的理由，人们也很想知道，雅鲁藏布江缝合带绕过喜马拉雅(南迦巴瓦)东构造结后，在境外是如何延展的？为此，我们前往缅甸的密支那地区，开展了该地区的基性超基性岩和有关岩浆岩和地层的调查，本文为初步结果，报道该地区产出的一些基性岩类和有关岩浆岩的特征、年龄和成因的探讨。
2 区域地质背景在印度板块(Indian Plate)的东部与泰缅地块(Tai-Burma Block)之间有两条被构造肢解的晚中生代的蛇绿岩带，两者特点相似且平行排布，通常将它们称之为西带蛇绿岩和东带蛇绿岩。西带蛇绿岩之西为印缅山岭(Indo-Burma Range)，印度板块向东俯冲其下，之东依次分别为缅甸中央盆地(Central Burmar Basin)，东带蛇绿岩，后者以萨呷断层(Sagaing Fault)与泰缅地块为界(图中为Shan Block)(图 1)(Acharyya, 2007)。在萨呷断层以东，泰缅地块的西缘还划分出一条宽度达200km的Mogok变质带 (Barley et al., 2003)。
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图 1 缅甸及周缘地质构造概图(据 Mitchell, 1993；Mitchell et al., 2004) Indo-Burma Range-印缅山岭；Central Burmar Basin-缅甸中央盆地；Sagaing Fault-萨呷断层；Shan Block-泰缅地块；Yarlung Suture-雅鲁藏布江缝合带 Fig. 1 Geological and tectonic sketch map of Myanmar and surround region (after Mitchell, 1993; Mitchell et al., 2004) |
西带蛇绿岩是一个蛇绿混杂岩带，包括地幔橄榄岩和枕状玄武岩等。与玄武岩伴生的有放射虫硅质岩，大洋深海沉积物，含放射虫和有孔虫的灰岩，指示其时代为侏罗纪的晚期至早始新世(Anon, 1986)。在Chin Hills的Mt. Victoria地区出露的蛇绿岩杂岩为晚中生代，蛇纹石化超镁铁岩体中一个含角闪石伟晶岩脉的K-Ar年龄为158±20Ma(Mitchell，1981)。蛇绿岩上部被三叠纪的大陆相复理石所超覆，其上被早白垩世(Albian)灰岩不整合 (Mitchell, 1993)，指示一个早白垩世的增生作用。与蛇绿岩伴生的有大量的陆壳变质岩，包括含石榴石云母片岩、石英岩和片麻岩等变质碎屑岩和花岗片麻岩等。蛇绿岩中出露有含蓝闪石和硬玉的高压岩石组合，它们呈透镜体产在蛇绿混杂岩中 (Mitchell, 1981, 1993; Acharyya et al., 1990; Sengupta et al., 1990)。这些高压相的变质组合与蛇绿岩的俯冲和增生作用有关。
东带蛇绿岩的研究较薄弱。在北部的岩浆弧有些中白垩世及更年轻的花岗闪长岩岩基和深成岩获得94~98Ma的K-Ar年龄和90~110Ma的Rb-Sr等时线年龄，这些岩基侵入在缅甸境内的安山玄武岩和枕状熔岩中(Mitchell, 1993)。它们之上被构造覆盖了硅质岩、滑石片岩，泥岩和千枚岩等复杂构造组合。在北部玉矿地区，岩石组合主要为石墨、云母、蓝晶石和蓝闪石等片岩，角闪石岩和辉长岩等，该高压相的变质岩与西带蛇绿岩可以对比。Shi et al.(2008) 获得3组缅甸玉的锆石U-Pb年龄，认为163±3.3Ma代表洋壳的形成年龄或热液蚀变年龄；146±3.4Ma代表缅甸玉的形成年龄或东印度洋板块的俯冲年龄；另有一粒锆石年龄为 122±4.8Ma，但没有解释。蛇绿岩带的西翼为蛇纹岩和早白垩世(Albian)灰岩及上覆的基性火山岩和变质岩等(Clegg, 1937; Brunnschweiler, 1966)。认为缅甸的安山岩，蛇绿岩和千枚岩与苏门答腊岛西部的 Woyla Group蛇绿岩有关(Mitchell，1993)。在认为是岩浆弧的Salingyi地区，角闪岩、辉长岩和枕状玄武岩被认为是蛇绿岩组合，盖在云母片岩和片麻岩之上，并获得该地区的深成岩的矿物K-Ar年龄为91~106Ma(Mitchell，1993)。
关于这两条蛇绿岩带，一个长期争论的问题是：究竟哪一条代表印度板块的缝合带，以及这两条蛇绿岩带之间究竟是什么关系？该地区的研究程度十分薄弱，一个主要原因是很难到达该地区开展地质研究工作。最近，我们有机会在靠近我国云南的缅甸密支那地区，沿公路做了一些地质调查。该地区为森林覆盖区，地表岩石出露不好，一些地段地表岩石风化严重，虽然取到了一些岩石样品，并由于山路弯曲，取样是不连续的，无法给出一条完整剖面，仅给出样品的取样位置和岩石类型。
总的来看，该地区出露的岩石类型丰富，与火成岩有关的岩石有地幔橄榄岩，辉石岩、辉长岩、熔岩类，以及一些花岗岩类和闪长岩类，并见到一些硅质岩类。鉴于这是一个前人没有涉足的地段，尽管本文给出的是一些初步研究成果，但相信对认识新特提斯洋盆的空间展布和构造单元划分具有重要意义。
3 缅甸的蛇绿岩样品描述 3.1 安山玄武岩安山玄武岩(样品编号09Y-40~50，N25°23′50″, E97°37′ 45″)为块状或厚层状，未见变质和变形构造(图 2a)。样品为灰绿色，总体较新鲜，其中部分样品已经蚀变成绿片岩相。新鲜岩石中保留较好的拉斑结构和辉绿结构，见少量单斜辉石和斜长石斑晶(图 3a)。微晶矿物由斜长石和单斜辉石组成，两者约占总体积的70%。斜长石为长柱状的基性长石，粒度多为0.2~0.4mm，可见聚片双晶；单斜辉石为细小粒状，绿泥石化明显，局部碳酸盐化，含量40%；其他细小的矿物为磁铁矿和玻璃质。
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图 2 缅甸密支那蛇绿岩的野外产出照片 (a)And-Bas-安山玄武岩；(b)Leuco-Gab-淡色辉长岩，(Ol)Pyrox-(橄榄石)辉石岩；(c)Leuco-Gab-淡色辉长岩；(d)Plag-Gran-斜长花岗岩 Fig. 2 Field occurrences of the Myitkyina ophiolitic units, Myanmar |
岩石中见闪长岩的细脉穿入。后者为斑状结构，主要矿物为石英、长石和少量角闪石。其中他形粒状石英占20%；斜长石为长板状，聚片双晶、卡氏双晶发育，泥化明显，含量30%；角闪石为绿色和他形粒状，多色性明显，中等绿帘石及绿泥石化，含量占5%。基质为细粒状长石、石英(长英质占40%)和少量的暗色矿物，主要为磁铁矿。该脉岩成分可能与安山玄武岩的岩浆有关。
3.2 辉长岩野外观察到两类辉长岩(样品编号09Y-51~53，83, N25°23′58″, E97°38′ 91″)，分别为普通辉长岩和淡色辉长岩。其中普通辉长岩为主，有数个独立块体，规模达数百米；淡色辉长岩规模不大，与辉石岩为相连的块体，后者规模相对较大(图 2b, c)。
普通辉长岩为灰色或暗灰色，块状构造，未见堆晶或层状构造，也未见变质和变形构造。矿物粒度均匀，多为1~2mm，少数粗粒的可达4mm，呈常见辉长结构，一些矿物之间边界平直，呈典型三联点岩浆岩结构。斜长石含量50%~60%，其余为单斜辉石。单斜辉石为短柱状和宽板状，自形晶，约50%的矿物为新鲜矿物，其余被闪石化，闪石化多发生在辉石的边缘。斜长石为粗粒宽板状，粒度与单斜辉石相同，多数保留新鲜，聚片双晶发育。
淡色辉长岩显示中粒辉长结构，粒度均匀，均在1mm左右；斜长石为主，总量约占70%~80%，余为单斜辉石，矿物均十分新鲜(图 3b)。斜长石多为柱状，少量呈宽板状，粒度达5mm，长宽比通常3:1，斜长石的An 达80以上。单斜辉石与斜长石呈嵌晶状，局部集中，含量约20%，多数矿物新鲜，局部被呈束状的闪石替代。岩石中有较多的硫化物如黄铁矿和黄铜矿。
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图 3 缅甸密支那蛇绿岩有关岩石的显微镜下特征 (a)-安山玄武岩为拉斑结构，主要由单斜辉石和斜长石组成；岩石新鲜，轻微闪石化；(b)-淡色辉长岩由80%左右的斜长石和20%的单斜辉石组成，矿物新鲜，轻微闪石化；(c)-斜长花岗岩由50%~60%斜长石，30%石英和约10％角闪石组成；岩石新鲜，局部见角闪石被绿泥石化；(d)-橄榄辉石岩由约90%单斜辉石，5%橄榄石和5%斜方辉石及少量斜长石组成.Pl-长石；Py-辉石；Am-角闪石；Qz-石英；Ol-橄榄石 Fig. 3 Photomicrgraphs of different rock types of the Myitkyina ophiolite, Myanmar |
研究区有数个斜长花岗岩岩体(样品编号09Y-54~56、83~86, N25°23′47″, E97°39′ 46″)，规模大者约数百米，地表岩石新鲜面为灰白色(图 2d)。岩石为中粒花岗结构，矿物粒度多在2~3mm左右，少数达4~5mm。主要矿物组合为斜长石，50%~60%，石英约30%，角闪石约10％。斜长石自形晶，粒度均匀，短柱状，多数保留聚片双晶，An=30左右。角闪石粒度不均，大者5mm，自形晶，小者1~2mm，局部绿泥石化。石英为他型，呈充填状，粒度与斜长石相似。斜长花岗岩与淡色辉长岩空间上相伴，两种岩石成分和成因有关(见下文)。
3.4 辉石岩地表出露的辉石岩(样品编号09Y-76~82，N25°21′51.7″, E97°45′ 31.8″)为暗灰色，新鲜面为灰绿色，与淡色辉长岩等其他堆晶岩相伴，规模达数百米(图 2b)。岩石总体较新鲜，中粗等粒堆晶结构，矿物粒度多在3~5mm，单斜辉石为主，其次为斜方辉石和橄榄石，有些含少量斜长石和磁铁矿。根据矿物种类和含量的变化，可进一步分为橄榄辉石岩和含长辉石岩。
单斜辉石含量多在90%左右或以上，呈短柱状和宽板状自形晶，粒度均匀，多为10~20mm。矿物新鲜，仅少数矿物发生闪石化轻微蚀变。斜方辉石含量可达5%左右，分布均匀，粒状自形晶，粒度10 mm或以下，与单斜辉石和橄榄石等呈镶嵌状，为同堆晶结构。橄榄石含量可达5%左右，均匀分布或局部集中，自形晶，与单斜辉石粒度相近，两者成等粒镶嵌结构，没有蚀变(图 3d)。斜长石含量多为1%~2%，局部达10%左右，为短柱状，粒度约1~2mm，充填在辉石颗粒之间，矿物多十分新鲜，发育聚片双晶，An 80或以上。
3.5 地幔橄榄岩超镁铁岩体位于密支那城市的NE方向，规模不详。岩石总体较新鲜，蛇纹石化和蚀变程度普遍较低，一些样品甚至没有任何蛇纹石化或碳酸岩化。地幔橄榄岩岩石类型为方辉橄榄岩。斜方辉石(Opx)含量10%~15%，局部含1%~2%的单斜辉石(Cpx)，尖晶石约1%左右(Spn)，其余均为橄榄石(Ol)。岩石主体为粗粒嵌晶结构，粗粒矿物多为1~3mm，主要为橄榄石和斜方辉石，少量单斜辉石；一些Opx呈粗粒变斑晶，斑晶达5~8mm；另有一些围绕大颗粒矿物的边部生长细小矿物Ol和Cpx，通常为自形晶，矿物之间夹角为120°，为晚期重结晶形成。一些岩石已经糜棱岩化，受构造应力影响，一些中粗粒的橄榄石和斜方辉石矿物被拉长，呈定向排列结构，此外，许多细小的矿物同样也呈同一方向排布。尖晶石呈自形晶细小颗粒分散在其他矿物之间，矿物十分新鲜，单偏光下为黄棕色，属高铝型尖晶石。根据Cr2O3含量，可以识别出两类，Cr2O3含量分别在10%~30%之间的低Cr型和在40%~46%之间的高Cr型。
4 同位素年代学研究锆石的分选在河北省地矿局廊坊区调队实验室完成，采用常规方法进行粉碎, 并用浮选和电磁选方法进行分选。锆石的阴极发光(CL)显微照相在北京离子探针中心电镜实验室完成。其中样品09Y-51、09Y-55的锆石原位U-Pb 同位素年龄分析在中国地质调查局天津地质调查中心(天津地质矿产研究所)完成，锆石定年分析所用仪器为Finnigan Neptune型MC-ICP-MS及与之配套的Newwave UP 193激光剥蚀系统。激光剥蚀斑束直径为35μm, 激光剥蚀样品的深度为20~40μm。锆石年龄计算采用国际标准锆石91500作为外标，元素含量采用美国国家标准物质局人工合成硅酸盐玻璃NIST SRM610作为外标，29Si作为内标元素进行校正。数据处理采用ICPMSDataCal 4.3程序(Liu et al., 2008)，并采用Andersen (2002) 软件对测试数据进行普通铅校正，年龄计算及谐和图绘制采用ISOPLOT(3.0版)(Ludwig, 2003)软件完成。此外，样品09Y-40、09Y-76定年是在中国地质科学院地质研究所北京离子探针中心的网络虚拟实验室，通过SHRIMP远程共享控制系统(SHRIMP Remote Operation System，SROS)在澳大利亚堪培拉实验室的SHRIMPⅡ仪器上完成的。详细的实验流程和原理参考Composton et al. (1984) 、Williams(1992) 、宋彪等(2002) 和刘敦一等(2003) 。应用标准锆石TEM进行元素间的分馏校正，Pb/U校正参考Claoue-long et al.(1995) ，应用另一标准锆石M257(年龄561.3Ma，U含量为840×10-6)标点所测锆石的U、Th和Pb含量。数据处理采用Ludwig SQUID1.0及ISOPLOT程序(Ludwig, 2000, 2001)对锆石进行206Pb/238U加权平均年龄的投影和计算。
4.1 安山玄武岩的年龄值(样品09Y-40)从约10kg的样品中选出了近300粒锆石。锆石多数在0.1mm左右，粒度均匀。锆石均为短柱状，自形晶，岩浆结构发育，阴极发光照片显示振荡环带(图 4a)。在北京离子探针中心完成了15粒锆石的SHRIMP U-Pb定年，分析结果列于表 1。
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图 4 缅甸密支那安山玄武岩(样品09Y-40)锆石的阴极发光图像(a)和SHRIMP U-Pb谐和图(b)以及加权年龄平均值(c) Fig. 4 Cathodoluminescence images of zircons (a), concordia curves (b) and weighed mean age (c) of SHRIMP U-Pb data from the lava (sample 09Y-40) of the Myitkyina ophiolite, Myanmar |
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表 1 缅甸密支那蛇绿岩的鞍安山玄武岩（样品09-Y40）锆石SHIRMP U-Pb测年数据 Table 1 Data of SHRIMP U-Pb dating of the lava (sample 09Y-40) from the Myitkyina ophiolite Myanma |
锆石的Th/U比值变化于0.4~1.3之间，多数在1左右，属典型的岩浆锆石特征。单颗粒锆石的年龄从151±5Ma 至 181±6Ma，锆石的谐和图和加权平均给出的年龄为166±3Ma(图 4b, c)，认为可以代表熔岩的结晶年龄。
4.2 辉长岩的年龄值(样品09Y-51)从约10kg的样品中选出了近200粒锆石。锆石多数在0.1~0.2mm左右，部分达0.3mm。锆石多为柱状，长宽比1.5~2之间。锆石自形晶，岩浆结构发育，阴极发光照片显示振荡环带(图 5a)。用LA-ICP-MS完成了40粒锆石的U-Pb定年，分析结果列于表 2。
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图 5 缅甸密支那蛇绿岩辉长岩(样品09Y-51)锆石的阴极发光图像(a)和LA-ICP-MS U-Pb年龄谐和图(b)以及加权年龄平均值(c) Fig. 5 Cathodoluminescence images of zircons (a) and concordia curves (b) and weighed mean age (c) of LA-ICP-MS U-Pb data from the gabbro (sample 09Y-51) of the Myitkyina ophiolite, Myanmar |
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表 2 缅甸密支那蛇绿岩的辉长岩（样品09Y-51）锆石LA-ICP-MS U-Pb测年结果 Table 2 Data of LA-ICP-MS U-Pb zircons dating of the gabbro (sample 09Y-51) from the Myitkyina ophiolite, Myanmar |
锆石的Th和U的丰度均十分稳定，前者多为＜10×10-6，后者则多为100×10-6~300×10-6，Th/U比值变化于0.2~0.5之间，多数在0.2左右，普遍不高，但也均属典型的岩浆锆石特征。单颗粒锆石的年龄十分集中，在172±1Ma~182±1Ma之间，锆石的谐和图和加权平均给出的年龄为177±1Ma(图 5 b, c)，认为可代表辉长岩的结晶年龄。
4.3 斜长花岗岩的年龄值(样品09Y-55)从约5kg的样品中选出了近1000粒锆石。锆石在0.5~1mm左右。锆石多为宽板状，长宽比1.5~2之间。锆石自形晶，内部结构均匀，阴极发光显示岩浆结构发育(图 6a)。用LA-ICP-MS完成了34粒锆石的U-Pb定年，分析结果列于表 3。
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图 6 缅甸密支那蛇绿岩的斜长花岗岩样品(09Y-55)锆石阴极发光图像(a)和LA-ICP-MS U-Pb谐和图(b)以及加权年龄平均值(c) Fig. 6 Cathodoluminescence images of zircons (a), concordia curves (b) and weighed mean age (c) of LA-ICP-MS U-Pb data from the plagioranite (sample 09Y-55) of the Myitkyina ophiolite, Myanmar |
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表 3 缅甸密支那蛇绿岩的斜长花岗岩（样品09Y-55）锆石LA-ICP-MS U-Pb测年结果 Table 3 Data of LA-ICP-MS U-Pb zircons dating of the plagiogranite (sample 09Y-55) from the Myitkyina ophiolite, Myanmar |
锆石的Th/U比值变化于0.3~0.5之间，多数在0.3左右，也属典型的岩浆锆石特征。单颗粒锆石的年龄十分集中，多在171±1Ma~180±1Ma之间，锆石的谐和图和加权平均给出的年龄为176±1Ma(图 6 b, c)，认为可代表斜长花岗岩的结晶年龄。
4.4 橄榄辉石岩年龄值(样品09Y-76)从约10kg的样品中选出了近200粒锆石。锆石多数在0.05~0.1mm左右。锆石多为短柱状或等粒状，自形晶，阴极发光显示岩浆结构发育(图 7a)。用SHRIMP完成了20粒锆石的U-Pb定年，分析结果列于表 4。
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图 7 缅甸密支那蛇绿岩橄榄辉石岩(样品09Y-76)锆石阴极发光图像(a)和SHRIMP U-Pb谐和图(b)以及加权年龄平均值(c) Fig. 7 Cathodoluminescence images of zircons (a), concordia curves (b) and weighed mean age (c) of SHRIMP U-Pb data from the olivine-bearing pyroxenite (sample 09Y-76) of the Myitkyina ophiolite, Myanmar |
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表 4 缅甸密支那蛇绿岩的橄榄辉石岩（样品09Y-76）锆石SHIRMP U-Pb测年数据 Table 4 Data of SHIRMP U-Pb dating of zircons of the olivine-bearing pyroxenite (sample 09Y-76) from the Myitkyina ophiolite, Myanmar |
锆石的Th/U比值多变化于0.5~1.5之间，有一半在1左右，属典型的岩浆锆石特征。单颗粒锆石的年龄变化于164±3Ma~189±3Ma之间，锆石的谐和图和加权平均给出的年龄为171±2Ma(图 7b, c)，认为可代表橄榄辉石岩的结晶年龄。此外分析中有三粒结构晶形不同的锆石(点1.1、2.1、8.1)，年龄为43Ma，不排除混染的结果，暂不予解释。
5 岩石成分和构造环境判别本研究共完成了26件岩石样品的全岩分析，包括主元素、微量元素和稀土元素, 其中安山玄武岩样品9件，(淡色)辉长岩7件，(橄榄)辉石岩7件和斜长花岗岩3件。测试分析在国家地质测试中心完成，其中主量元素用熔片X-射线荧光光谱法(XRF)测定，并采用等离子光谱和化学法测定进行互相检测，微量元素中的V、Cr、Co、Ni、Sr、Zr、Nb、Ta、Hf、Ba、Th、U等元素用熔片XRF和酸溶等离子质谱(ICP-MS)法测定，稀土元素用ICP-MS法测定，其中的Nb、Ta、Zr、Hf是用碱溶法、沉淀酸提取、用等离子质谱法测定，数据分析结果见表 5。
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表 5 缅甸密支那蛇绿岩的岩石化学成份(主量元素：wt%；微量和稀土元素：×10-6) Table 5 Chemical composition of the Myitkyina ophiolitic units (Major elements: wt%; trace elements: ×10-6) |
9件安山玄武岩样品显示岩石的成分变化较小，SiO2含量52.74%~55.29%，平均53.88%, TiO2 0.8%~1.14%，平均0.93%；Al2O3 15.09%~16.07%, 平均15.61%；MgO 4.16%~6.82%，平均5.86%；FeO 4.36%~4.98%，平均4.69%；Fe2O3 4.28%~7.64%，平均5.25%; MnO 0.2%左右；CaO 4.32%~7.57%，平均6.26%；Na2O 4.59%~6.56%，平均5.34%；K2O 0.04%~0.37%，平均0.21%； P2O5 0.1%左右。
从岩石的SiO2、Al2O3、MgO和CaO等含量来看，岩石为典型的中基性岩，其特点是中等含量的TiO2和低含量的K2O和P2O5。此外，岩石中有略高的H2O＋和CO2含量，分别为 0.78%~1.84%，平均1.15%，和0.22%~0.83%，平均0.57%，以及较高的Na2O含量，表明岩石经历一定程度海底热液蚀变和轻微碳酸岩化，与显微镜下观察一致。
辉长岩的7件分析中有3件为淡色辉长岩，4件为普通辉长岩，前者较后者的SiO2含量明显高2%~3%，而MgO明显低3%~4％，其余成分变化不明显。样品的H2O+含量1.6％~2.2％，个别达3.4％，CO2含量0.2％~1.2％，说明岩石受到轻度的热液蚀变和碳酸岩化。未经去掉挥发分，SiO2含量主要在47％~52％之间，平均49.16％; TiO20.1％~0.6％，平均0.38％; Al2O3 16％~22％, 平均18％；Fe2O32％~5％，平均3.19％；FeO 4％~6％，平均5.28％；MnO平均0.15％；MgO 5％~10％，平均7.32％；CaO11％~16％，平均12.6％；Na2O 0.4％~1.8％，平均1.12％；K2O平均0.05％；P2O5平均0.03％。
斜长花岗岩有3件样品，成分变化小；H2O含量1.4％~1.9％，CO2含量平均0.21％，说明岩石蚀变程度低。SiO2含量67％~70％；TiO2含量0.36％~0.44％；Al2O312.5％~14.6％；Fe2O3 1.9％~2.5％；FeO 1.9％~2.5％；MnO 0.07％~0.12％；MgO 1.48％~2.06％；CaO 4.26％~5.19％； Na2O 2.85％~3.2％；K2O 0.12％~0.42％；P2O5 0.05％。
7件辉石岩样品中5件为橄榄辉石岩，2件为含长辉石岩，前者的Al2O3明显低于后者，但MgO高于后者，差值均在10％左右，其他元素差别不明显。7件辉石岩样品的H2O含量1.26％~3.56％，平均2.48％，CO2含量0.5％~1.6％，平均0.83％，表明岩石的蚀变程度较其他的岩石类型高，碳酸岩化程度也相对较高。SiO2 含量47％~49％，平均48.21％；TiO2含量低，为0.01％~0.16％；橄榄辉石岩和含长辉石岩的Al2O％含量分别为4.8％~6.5％和15.1％~15.5％；Fe2O3 1.2％~4％，平均2.38％；FeO 4.5％~8.3％，平均6.44％；MnO 平均0.15％；MgO 分别为18％~20％和11％左右，平均16.94％；CaO 12.5％~14.6％，平均13.46％；Na2O 0.3％~0.8％，平均0.5％；K2O 平均0.04％；P2O5 平均0.01％。
去除挥发分(H2O和CO2)并重新归一化后，4类岩石的主元素成分与MgO的变异图(图 8)显示，虽然几种岩石类型的MgO含量有一个较大的变化区间，但这种变化基本上呈线性相关，其中斜长花岗岩的SiO2含量最高，但MgO最低，辉石岩则正相反，反映岩浆分异的特点。熔岩与辉长岩的SiO2和MgO含量变化区间相同，反映两者的基性程度一致，而Al2O3和CaO含量的变化与长石的变化有关。
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图 8 不同岩石类型的MgO与SiO2、Al2O3、CaO、Na2O、K2O和TiO2等其他主元素的成分变异图 Lava-安山玄武岩；Gabbro-辉长岩；Plag-Granite-斜长花岗岩；Pyroxenite-辉石岩 Fig. 8 MgO vs. SiO2, Al2O3, CaO, Na2O, K2O and TiO2 diagrams of different rock types from the Myitkyina, Myanmar |
此外，所有基性岩类岩石均表现出低钾的特征，甚至斜长花岗岩的K2O含量也很低，基本与熔岩相同，可以与典型的洋壳型低钾玄武岩对比(Pearce，1982)。图中也可以看出熔岩中的TiO2最高，变化于0.8％~1.2％之间，但比典型的大洋玄武岩的(TiO2含量多数＞1.55％)还是低。
图中也可以看出熔岩的Na2O含量很高，脱离了其他几类岩石的演化趋势，说明是后期蚀变造成的，与镜下观察到岩石中出现许多钠长石是一致的。
9件熔岩样品的REE总量变化于36×10-6~46×10-6之间，约是球粒陨石的10倍左右，经球粒陨石标准化后，其配分模式(图 9a)为近“平坦型”，轻重稀土元素分异不明显，但具明显的负Eu、负Tb异常，δEu变化于0.8~1之间。LREE/HREE的比值为1.2~1.5之间，(La/Yb)N变化于1~1.3之间，属于LREE轻微富集型。
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图 9 密支那地区4类岩石的稀土元素球粒陨石标准化图(标准化值据Taylor and Mclennan, 1985) (a)-安山玄武岩；(b)- 辉长岩类；(c)-斜长花岗岩；(d)-辉石岩.Lava-安山玄武岩；Gabbro-辉长岩；Plag-Granite-斜长花岗岩；Pyroxenite-辉石岩 Fig. 9 Chrondrited REE patterns of the rocks form the Myitkyina ophiollite, Myanmar (normalization values after Taylor and Mclennan, 1985) |
辉长岩的REE总量有两个区间，分别为12×10-6~19×10-6和2.6×10-6~3.1×10-6，前者主要为淡色辉长岩，后者为普通辉长岩。球粒陨石标准化后，两类辉长岩显示相似的配分模式，均为LREE亏损型(图 9b)。LREE/HREE比值从0.6变化到1.2，但以＜1为主。(La/Yb)N变化于0.5~1.2，也是以＜1为主。δEu变化于0.9~1.9之间，多数>1，与斜长石的堆晶有关。
3件斜长花岗岩样品的REE总量为27×10-6~43×10-6，虽然较辉长岩高，但与熔岩的总量类似，尤其，LREE为轻微亏损型到轻微富集型，(La/Yb)N为0.8~1.3，δEu变化于0.5~1之间，为轻微亏损型(图 9c)。
7件辉石岩样品的REE总量变化区间小，为4×10-6~6×10-6之间，(La/Yb)N0.4~1.1之间，多数＜1，平均0.7，为LREE亏损型(图 9d)。δEu变化于1~1.4之间，多数>1，平均1.15，与斜长石的堆晶有关。
经MORB标准化的熔岩微量元素蛛网图显示十分一致的变化特征，其中大离子亲石元素Sr、K、Rb和Ba含量明显富集，而高场强元素Nb、Th、Ta、Zr、Ti明显亏损，显示SSZ构造背景成因的熔岩特征(图 10a)(Sun and McDonough, 1989)。此外，熔岩的微量元素Y的丰度约20×10-6，也反映SSZ环境形成的熔岩特征(Pearce, 1982)。辉长岩的微量元素总量均＜ MORB，并且有一个较大的变化区间，其MORB标准化蛛网图也反映出Nb、Ta和Zr的亏损。斜长花岗岩的特征与熔岩的几乎一致，具明显的Nb、Ta和Ti亏损，富集Sr、K、Rb和Ba等大离子亲石元素。辉石岩的微量元素总量较前3类岩石的低，蛛网图显示成分有一定的变化，但仍存在Nb、Ta和Ti的亏损，尤其Ti的含量低了一个数量级。
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图 10 密支那地区4类岩石的原始地幔标准化蛛网图(标准化值据Sum and McDonough, 1989) Lava-安山玄武岩；Gabbro-辉长岩；Plag-Granite-斜长花岗岩；Pyroxenite-辉石岩 Fig. 10 Distribution patterns of trace elements of the rocks from the Myitkyinan ophiolite, Myanmar(normalization values after Sum and McDonough, 1989) |
在上述讨论的基础上，基本上获得了密支那地区出露的这套中基性岩类具有相似的成分特征和岩浆演化序列，显示了SSZ构造背景下形成的岩浆岩特征。这里又选择了一些较常用的岩石成分构造判别图做进一步的限定。在微量元素Hf/3-Th-Ta图(图 11a)中，9个熔岩样品几乎均落入IAT区，即岛弧拉斑玄武岩区。其他的3个图，Ta/Yb 与Th/Yb的变异图，Ti/1000 与V的变异图，和Y与Cr的变异图均一致地显示密支那侏罗纪熔岩属拉斑玄武岩系列，形成于与弧(Arc)有关的构造背景，不同于洋脊型(MOR)构造背景(图 11b, c, d)。此外，最近在南京大学完成了9件样品的Rb-Sr、Sm-Nd同位素分析，包括安山玄武岩、橄榄辉石岩和淡色辉长岩，质谱测定方法以及各类标准样品测定结果可见有关报道(王银喜等, 2006, 2007)。获得缅甸密支那蛇绿岩的87Sr/86Sr(i)比值为0.70367~0.70397(图 12), (143Nd/144Nd)ⅰ比值为 0.512623~0.512697以及εNd(t)为正值(4~5.3)，均表明它们的岩浆源区为亏损地幔源区。
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图 11 缅甸密支那蛇绿岩熔岩的构造环境判别图 (a)-Hf/3-Th-Ta 图解(据Wood, 1979)；(b)-Ta/Yb与Th/Yb图解(据Pearce, 1982)；(c)-Ti/1000和V构造环境判别图解(据Shervais，1982；Huot et al., 2002)；(d)-Y-Cr构造环境判别(据Pearce, 1982).Lava-安山玄武岩；IAT-岛弧玄武岩(Hf/Th＜3)；N-MORB-洋中脊玄武岩；E-MORB+WPT-E型MORB和板内拉斑玄武岩；CAB-岛弧拉斑玄武岩(Hf/Th＞3)；WPAB-碱性板内玄武岩；TH-拉斑玄武岩；TR-过渡型玄武岩；WPB-板内玄武岩；ARC-岛弧拉斑玄武岩；BON-玻安岩 Fig. 11 Discrimination diagrams of tectonic setting for the lavas from the Myitkyina ophiolite, Myanmar |
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图 12 不同岩石类型的143Nd/144Nd(i)vs. 87Sr/86Sr(i) (据Zindler and Hart, 1986) Lava-安山玄武岩；Pyroxenite-辉石岩；Gabbro-辉长岩；PERMA-普通地幔；DM-亏损地幔；HIMU-具有高U/Pb比值的地幔；EMI和EMⅡ-富集地幔；BSE-全硅酸盐地球 Fig. 12 Variation of 143Nd/144Nd(i)vs. 87Sr/86Sr(i) different rock types from the Myitkyina, Myanmar (after Zindler and Hart, 1986) |
以上研究表明，缅甸密支那地区存在一条SSZ构造背景形成的蛇绿岩带，时代为侏罗纪。但由于该地区研究程度低，对其构造意义和归属只能简单探讨。
前人在缅甸地区划分出两条蛇绿岩带，即西带的蛇绿岩和东带的蛇绿岩(Acharyya，2007)。认为西带蛇绿岩是印度板块向东俯冲所形成，蛇绿岩洋壳的时代为侏罗纪晚期至早始新世(Anon, 1986)；将东带蛇绿岩看成白垩纪(110~90Ma)的岩浆弧 (Mitchell, 1993)，或认为东带蛇绿岩(产出缅甸玉)属洋壳，形成时代为163±3.3Ma(Shi et al., 2008)。事实上，两条蛇绿岩带组成、空间展布、形成时代和构造关系等诸多问题并不清楚。
由本研究新识别出的蛇绿岩空间上应该属东带蛇绿岩，但较前人认为的东带蛇绿岩洋壳的形成时代要早(Mitchell, 1993；Shi et al., 2008)，并且蛇绿岩形成于SSZ构造背景。无独有偶，Barley et al. (2003) 报道了在密支那蛇绿岩东边的Mogok变质带中也识别出侏罗纪(170Ma) 的岩浆事件，将其笼统归因于印度板块向北的会聚，并认为变质岩的原岩为辉石岩和变辉长岩，系由汇聚板块边缘的岩浆作用所产生。该研究还获得Mogok变质带的高角闪岩相变质时代为43Ma，并认为与65~55Ma期间印度板块与欧亚板块碰撞造成地壳的加厚有关(Acharyya，2007)。由此看来，缅甸东带的蛇绿岩与西带的不同。
前人通常将缅甸的东带蛇绿岩与雅鲁藏布江缝合带蛇绿岩相连，认为它们在构造上属同一缝合带，而且在空间展布上相连(例如，Acharyya et al., 1990)。但东带SSZ型蛇绿岩时代与雅鲁藏布江缝合带中洋壳的时代相近，因此，认为用洋内俯冲模式解释东带SSZ蛇绿岩的形成较为合理，类似的解释也被用于雅鲁藏布江缝合带的泽当地区(Aitchison et al., 2000)。但值得注意的是，也有人将缅甸东带蛇绿岩与西藏北带的班公湖-怒江缝合带相连(Lepvrier and Maluski, 2008)，并且后者在侏罗纪时也已经出现SSZ型蛇绿岩(史仁灯，2007)。因此，有必要进一步开展对密支那蛇绿岩带构造背景的研究。
7 结论(1) 在缅甸密支那地区新识别出一套蛇绿岩组合，岩石类型包括地幔橄榄岩、辉长岩和辉石岩等堆晶岩和熔岩安山玄武岩，以及斜长花岗岩等。
(2) 锆石U-Pb定年结果表明这套蛇绿岩组合均属中侏罗世，其中安山玄武岩、淡色辉长岩、橄榄辉石岩和斜长花岗岩的形成年龄分别为166±3Ma、177±1Ma、171±2Ma和176±1Ma。
(3) 岩石地球化学特征表明，这套中侏罗世的熔岩、基性堆晶岩和和斜长花岗岩均显示了SSZ构造背景下形成的岩浆岩特征，反映了岩浆来自亏损的地幔，可能是洋内俯冲作用所形成。
(4) 根据空间展布特征，认为新识别出的密支那蛇绿岩归属缅甸东带蛇绿岩，可能是雅鲁藏布江缝合带的东延。
致谢 SHRIMP分析由SHRIMP离子探针中心协助完成；南京大学完成Sm-Nb和Rb-Sr测试；天津研究所完成LA-ICP-MS锆石定年；一并致谢。| [] | Acharyya SK, Ray KK and Sengupta S. 1990. Tectonics of ophiolite belt from Naga Hills and Andaman Islands, India. In: Naha K, Ghosh SK and Mukhopadhyay D (eds.). Structure and Tectonics: The Indian Scene, 99. National Academy of Science India (Earth and Planetary Sciences), 187-199 |
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