2013, Vol. 29
2. 核资源与环境省部共建国家重点实验室培育基地，东华理工大学，南昌 330013;
3. 中国地质大学地球科学学院，武汉 430074
2. State Key Laboratory Breeding Base of Nuclear Resources and Environment, East China Institute of Technology, Nanchang 330013, China;
3. Faculty of Earth Sciences, China University of Geosciences, Wuhan 430074, China
雅鲁藏布江缝合带(YZSZ) 被认为是印度板块和欧亚板块的界限，是闭合的新特提斯洋残余(Allegre et al., 1984; Gaetani and Garzanti, 1991; Gansser, 1977)，在中国境内断续延伸约2000km，为我国出露规模最大的蛇绿岩带。该缝合带不但保留了新特提斯洋初始打开、扩张伸展、洋内俯冲和洋陆聚合等大洋演化信息，还发育我国目前最大的铬铁矿床(罗布莎)，是寻找潜在铬铁矿床的产区之一。尤其近年来在YZSZ的罗布莎、泽当、日喀则、当穷、普兰和东波6个大型蛇绿岩的铬铁矿和地幔橄榄岩中发现金刚石、碳硅石、硅金红石、硅尖晶石、呈八面体假象的蛇纹石和绿泥石和呈斯石英假象的柯石英等大量超高压异常矿物群(Fang et al., 2009；Ren et al., 2009; Trumbull et al., 2009; Xu et al., 2009; Yamamoto et al., 2009; 白文吉等, 2007; 徐向珍等, 2008; 杨经绥等, 2004, 2008, 2011a)，指示地幔橄榄岩和铬铁矿形成于地幔深部(>300km)(Yang et al., 2007)，对蛇绿岩和铬铁矿浅部成因的观点提出了挑战，引起了国际地质学界的广泛关注。因此，研究赋存这些地幔异常矿物和铬铁矿的超镁铁岩体具有怎样的构造背景和产出环境，对认识地幔异常矿物和铬铁矿的形成和演化过程，以及蛇绿岩成因理论的研究具有重要意义。
然而，对于YZSZ蛇绿岩的成因还存在不同观点，从最初形成于低速扩张的MOR环境(Nicolas et al., 1981)，临近洋脊-转换断层的交叉环境(Pearce and Wanming, 1988)，到先形成于MOR环境后受到SSZ环境改造(Liu et al., 2010; Malpas et al., 2003; Zhou et al., 2005; 李源等, 2011; 徐德明等, 2006, 2007; 徐向珍等, 2011)，以及全部形成于SSZ环境(Bédard et al., 2009; Bezard et al., 2011; Hébert et al., 2012) 等。这些认识与许多学者认为蛇绿岩铬铁矿形成于SSZ构造环境，为浅部环境( < 50km) 下地幔-玻安质熔体相互作用的产物(如，Arai and Yurimoto, 1995; Robinson et al., 2004) 的模型相吻合，但还无法解释地幔橄榄岩和铬铁矿包含大量地球深部(>300km) 异常地幔矿物的现象。为此，作者开展了YZSZ西段南北两个带的野外调查，在南带的东波蛇绿岩(图 1) 及其周边的火山-沉积地层中，发现了可能与地幔柱热点有关的OIB型玄武岩。本文根据玄武岩和硅质岩的地球化学和Sr、Nd、Pb同位素等，探讨东波蛇绿岩的构造背景和物质源区，为东波地幔橄榄岩及铬铁矿的地幔深部成因提供了依据。
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图 1 青藏高原主要地体地质简图(据Liu et al., 2010; 许志琴等, 2011) ALTF-阿尔金断裂；BG-NJS-班公怒江缝合带；EKLF-东昆仑断裂；JSJS-金沙江缝合带；MBT-主边界逆冲断裂；KKF-喀喇昆仑断裂；SDS-松多缝合带；SQLF-南祁连南缘断裂；YZSZ-雅鲁藏布江缝合带 Fig. 1 Sketch map of the Tibetan Plateau showing major tectonic units and the research region (after Liu et al., 2010; Xu et al., 2011) |
YZSZ被普遍认为是新特提斯洋的残余，为青藏高原最南端、最新的一条缝合带，是印度板块与欧亚板块的分界线(Nicolas et al., 1981; Tapponnier et al., 1981)。YZSZ北部为日喀则弧前盆地和冈底斯岩浆岩弧，南部为特提斯喜马拉雅地层区(Girardeau et al., 1985; Yin and Harrison, 2000)。日喀则弧前盆地由白垩系至古近系复理石组成，主要分布于日喀则和仲巴之间(Nicolas et al., 1981)。特提斯喜马拉雅地层从北到南为大陆边缘浊积岩、碳酸盐复理石和台地地层，从二叠系到白垩系地层的水位逐渐加深，在早古近纪向南逆冲到印度板块之上(Burg and Chen, 1984)。
根据根据空间展布，YZSZ划分为东段(曲水-墨脱)、中段(昂仁-仁布) 和西段(萨嘎至中印边境) 三部分(潘桂棠等, 1997)。根据塞浦路斯Troodos蛇绿岩(Moores and Vine, 1971) 和阿曼Samail蛇绿岩(Coleman, 1981) 以及现代洋壳的地震波构造建立的彭罗斯型(Penrose type) 蛇绿岩完整层序，这种层序在YZSZ中主要分布在日喀则地区的昂仁、吉定、大竹卡、日喀则、德村、白朗等(如，Chen and Xia, 2008; Nicolas et al., 1981; 牛晓露等, 2006; 周云生等, 1982) 和罗布莎、泽当蛇绿岩(Xu et al., 2009; 梁凤华等, 2011; 李金阳等，2012)，而西段不发育。西段自萨嘎分为南北两支，即达机翁-萨嘎蛇绿岩带(北亚带) 和达巴-休古嘎布蛇绿岩带(南亚带)，其间被NWW向札达-仲巴微陆块分隔。仲巴微陆块出露地层从震旦系至白垩系均有，空间分布大体中间老，两侧新(徐德明等, 2007)。达巴-休古嘎布南亚带沿达巴-普兰-休古嘎布一线呈NWW向展布，延长约400km，宽10~35km，岩块与晚三叠系-白垩系海相碳酸盐岩、碎屑岩和基性熔岩呈断层接触，或被新近系-第四系所覆盖(徐德明等, 2006)。南亚带分布多个大型的蛇绿岩块，如东波(400km2)、普兰(650km2)、当穷(440km2) 和休古嘎布(260km2) 等(Bezard et al., 2011; 徐向珍等, 2011; 杨经绥等, 2011b)，东波蛇绿岩位于南亚带的最西段，由于自然条件恶劣，交通不便，研究程度较低。
3 东波蛇绿岩的地质特征东波蛇绿岩位于札达县境内，地理坐标为东经80°00′~80°24′，北纬30°51′~31°20′，因中部被新近系不整合覆盖而分为北东和南西两部分，总面积约400km2(图 2)，岩块东北缘与三叠系浅变质的浅海-半深海相碳酸盐岩-碎屑岩呈断层接触，东西两侧及南缘被新近系或第四系不整合覆盖(黄圭成等, 2007①)。东波蛇绿岩包括地幔橄榄岩和基性岩脉，在岩块边部普遍被火山-沉积岩覆盖，未见堆晶岩、枕状玄武岩和席状辉长辉绿岩岩墙群等典型的洋壳端元。
①黄圭成，徐德明等.2007.西藏雅鲁藏布江西段铬铁矿资源远景调查报告.宜昌地质矿产研究所
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图 2 东波蛇绿岩区域地质图(杨经绥等, 2011a修改) Fig. 2 Simplified geological map of the Dongbo ophiolitic massif in the YZSZ, Tibet (after Yang et al., 2011a) |
地幔橄榄岩包括方辉橄榄岩和少量呈透镜状含单斜方辉橄榄岩和纯橄岩。方辉橄榄岩中辉石(图 3a) 和铬尖晶石(图 3b) 定向性明显，走向290°~340°，与超镁铁岩体走向一致，显示地幔橄榄岩在构造演化过程中经历了强烈的高温韧性变形，与仲巴地幔橄榄岩相似(Dai et al., 2012)。地幔橄榄岩中单斜辉石和斜方辉石的Mg#大于90，方辉橄榄岩和纯橄岩中橄榄石的Fo值大于90，反映了阿尔卑斯型亏损地幔岩特征，二辉橄榄岩中铬尖晶石的Cr#为20~30，指示了MOR环境，而方辉橄榄岩中铬尖晶石的Cr#为20~75，指示了MOR和SSZ环境双重特征(徐向珍等, 2011; 杨经绥等, 2011a)。侵入于地幔橄榄岩中的基性岩脉(辉石岩、辉长岩和辉绿岩)，宽几厘米至几米不等(图 3c)，其锆石的U-Pb年龄为130~128Ma (熊发挥等, 2011)。地幔橄榄岩中出露多处呈透镜状产出的块状铬铁矿，星点状铬铁矿与纯橄岩密切共生(图 3b)，多处出露块状铬铁矿，但未发现豆荚状铬铁矿，与YZSZ东段的罗布莎矿床不同。
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图 3 东波蛇绿岩野外地质特征 (a)-方辉橄榄岩中斜方辉石定向排列；(b)-纯橄岩呈条带状或透镜状分布于方辉橄榄岩中，星点状铬尖晶石在纯橄岩中定向排列；(c)-基性岩脉侵入于方辉橄榄岩中；(d)-地幔橄榄岩被火山沉积地层覆盖(岩块南侧，图 2)；(e)-粉砂质页岩，局部夹砂岩薄层；(f)-红色含放射虫硅质岩；(g)-硅质灰岩、硅质岩覆盖在酸性凝灰岩和角闪辉长岩之上(岩块北侧，图 2)；(h)-弱变形的酸性凝灰岩；(i)-硅质和钙质条带相间分布的硅质灰岩 Fig. 3 Field photographs of peridotite and associated with submarine volcanic-sedimentary rocks in the Dongbo massif |
海相火山-沉积岩单元主要分布在东波超镁铁岩的南北边缘(图 2)，且南、北两侧的层序略有不同。南侧层序从上到下包括块状灰岩、硅质灰岩、红色放射虫硅质岩或灰绿色硅质岩、页岩、粉砂质页岩夹薄层砂岩、玄武岩和玄武质火山碎屑岩(图 3d)；北部从上到下为硅质灰岩、红色硅质岩、页岩、粉砂质泥页岩夹薄层砂岩、酸性凝灰岩，凝灰岩与角闪辉长岩或蛇纹岩构造接触，而玄武岩和玄武质火山碎屑岩不发育(图 3g)。
灰岩覆盖于硅质岩之上，在东波超镁铁岩块南部和西南部普遍出露，且厚度较大(图 3d)。灰岩主要为硅质条带和钙质条带相间分布的硅质灰岩，钙质条带相比硅质条带抗风化能力较弱，硅质多突出表面，受后期挤压作用而变形强烈(图 3i)，火山沉积层序顶部偶尔可见块状或层状灰岩，局部鲕粒发育，显示其为浅水环境。
硅质岩，红褐色或灰绿色，普遍致密坚硬，多突出地表呈陡峭的小丘(图 3f)，局部泥质含量较高过渡到泥硅质岩或硅质泥岩，能干性变弱，发育强烈褶皱变形，常与粉砂质泥页岩和灰绿色火山岩揉皱在一起，这种现象在东波岩块东北部的东坡河两岸普遍可见。页岩多为浅灰绿色，主要为平行层理发育的泥页岩(图 3e)，其间常见粒级变化的递变层理，显示从细变粗再变细的页岩、粉砂岩和砂岩递变特征，反映其为非钙质的浊流沉积。页岩在东波超镁铁岩普遍分布，常位于硅质岩和火山岩之间(图 3d)。
凝灰岩灰绿色，微细粒凝灰结构，块状构造(图 3h)，厚约5~20m，凝灰岩下部为绿片岩化的辉长岩，中间被第四系盖层相隔(图 4a, b)，局部可见与蛇纹岩构造接触，接触部位变形变质较弱，而蛇纹岩强烈的片理化。角闪辉长岩灰绿色，细粒结构，块状构造，厚80~100m，被酸性凝灰岩覆盖，两者为构造接触接触关系(图 4a)，与下伏蛇纹石化强烈的地幔橄榄岩断层接触。
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图 4 东波超镁铁岩中基性岩和酸性凝灰岩的野外特征 (a)-酸性凝灰岩覆盖于角闪辉长岩之上，两者构造接触(同图 3g)；(b)-酸性凝灰岩的野外特征；(c)-角闪辉长岩的野外特征；(d)-东波南部边缘的玄武质火山碎屑岩；(e)-玄武岩覆盖于地幔橄榄岩之上，接触部位玄武岩冷凝边发育，地幔橄榄岩弱蛇纹石化(同图 3d)；(f)-远离地幔橄榄岩接触部位的玄武岩颗粒逐渐变粗，内部发育玄武质火山碎屑岩 Fig. 4 Field photographs of mafic rocks and silicic tuff in the Dongbo massif |
火山岩包括玄武岩和玄武质火山碎屑岩，主要出露在东波超镁铁岩的南部和西南边缘(图 2)。南部边缘玄武岩呈不规则块状分布于页岩和地幔橄榄岩之间，宽约20~30m，块状构造(图 3d)，接触部位发育宽约2~3m灰黑色微细粒冷凝边，地幔橄榄岩弱蛇纹石化(图 4e)，玄武岩内部为灰褐色中粗粒玄武质火山碎屑岩(图 4f)，碎屑主要由单斜辉石和少量玄武质岩屑组成，粒径主要为3~6mm (图 4d)。西南部边界玄武岩有两处较好露头，样品号分别为11L36和11L37，两者的产出特征与南部玄武岩类似，即玄武岩位于地幔橄榄岩和粉砂质泥页岩之间(图 5h, j)，具有类似的玄武质熔岩和火山碎屑岩的成分特征(图 5d, f)。不同的是，剖面11L36的火山沉积地层内部出现宽约5~8m的蛇纹岩(图 5a, b)，剖面11L37中火山岩出露两段(图 5j)。此外，剖面11L36中的火山沉积地层与主体地幔橄榄岩直接接触的是硅质大理岩，接触部位强烈蛇纹石化，蛇纹岩被挤压近直立，宽约6m，灰白色硅质大理岩呈不规则条带状，宽约1.5~2m，走向310°(图 5c)；玄武岩灰绿色，中细粒结构，致密块状构造，气孔(杏仁) 构造，杏仁体主要为方解石和沸石(图 5d)，宽20~25m，走向320°(图 5b)，中间部位为颗粒较粗的火山碎屑岩(图 5d)，两侧逐渐变细过渡为岩屑含量较少的玄武岩；玄武质火山岩被厚层粉砂质页岩夹细砂岩包裹，后者产状10°∠47°，页岩和细砂岩整合接触，互层产出。剖面11L37中火山岩出露两段，与地幔橄榄岩直接接触的一段，厚度较小约3~4m，表面灰褐色，灰绿色，致密块状，夹20×30cm透镜状的火山碎屑岩，两者被厚层状产状近于水平的粉砂质泥页岩覆盖；另一段火山岩分布于粉砂质页岩中(图 5e)，走向320°，宽7~8m，岩性为玄武质火山碎屑岩夹细粒玄武质熔岩，前者为带红色调的灰绿色，致密块状，局部气孔(杏仁) 构造，岩屑为红褐色或暗绿色的细粒玄武岩，粒径从几毫米到十几厘米均有(图 5g)，后者呈夹层状，厚1~2m，浅灰绿色，致密块状构造，走向330°(图 5f)，与东波地幔橄榄岩内部基性岩脉及火山岩的总体走向一致。
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图 5 东波超镁铁岩西南部边界玄武岩野外特征 (a-d) 为h剖面图的野外照片；(e-g) 为j剖面图的野外照片 Fig. 5 Field photographs of basalts in the southwestern margin of the Dongbo massif |
总之，对比东波超镁铁岩南部、西南部和西北部多处火山-沉积岩露头剖面，发现这些火山-沉积岩为地幔橄榄岩上部稳定的层序(图 6)。通过地球化学和Sr、Nd、Pb同位素分析，火山-沉积层序中的玄武岩为洋内岛弧型(OIB) 玄武岩(见下文)，对比世界典型海山的产状和岩石组合特征，如希腊克里特岛的Arvi unit (Palamakumbura et al., 2012)，印度洋中的Afanasy Nikitin海山(Sborshchikov et al., 1995) 和太平洋中Solomon Malait海山(Phinney et al., 1999, 2004)，东波地幔橄榄岩上部的火山-沉积岩具有海山特征(图 6)。以下为硅质岩以及11L36、11L37两个剖面中玄武岩的岩相学、地球化学和Sr、Nd、Pb同位素分析和讨论。
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图 6 东波蛇绿岩中火山-沉积岩理想柱状图 (a)-东波北部边界；(b)-东波南部和西南部边界；(c)-索罗门Malaita海山(引自Phinney et al., 2004).东波南界的火山-沉积地层与Malaita海山白垩纪地幔柱热点作用的地层非常相似 Fig. 6 Idealized lithologic columns of volcanic-sedimentary rocks unit in the southern and northern margins of the Dongbo massif |
采样位置在东波蛇绿岩西南部边界，采样坐标分别为11L36：N30°59′13″，E80°08′09″；11L37：N30°59′45″，E80°07′41″ (图 2)。两剖面中的玄武岩均位于地幔橄榄岩和粉砂质泥页岩之间(图 5h, j)，玄武质熔岩与火山碎屑岩密切共生。显微镜下观察，11L36剖面中玄武岩为斑状结构、聚斑结构，枕状构造、杏仁构造，斑晶以单斜辉石和斜长石为主，含少量橄榄石。单斜辉石斑晶呈半自形-他形粒状和柱状，部分发生磁铁矿化和绿泥石化(图 7a)，少量含钛黑云母化、蛇纹石化；斜长石斑晶呈自形-半自形的长柱状或聚晶状，普遍发生高岭土化(图 7c)；杏仁体呈他形不规则球状、月牙状、脉状或港湾状，以方解石为主，含量约5%~6%。基质为间粒间隐结构，斜长石微晶半定向排列，其间的格架被粒状的辉石微晶、磁铁矿等不透明矿物和隐晶质充填，局部斜长石微晶半定向排列明显，形成交织结构(图 7a-c)。
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图 7 东波玄武岩的显微镜下照片 Cpx-单斜辉石；Mt-磁铁矿；Ol-橄榄石；Pl-斜长石 Fig. 7 Microtexture of basalts from the Dongbo ophiolite in the YZSZ, Tibet |
11L37剖面中玄武岩为玻基斑状结构，气孔杏仁构造发育，杏仁体为隐晶硅质和方解石构成；斑晶分为两类，一是以斜长石为主，含少量辉石，前者呈长柱状聚斑结构，粒径长度在2~20mm不等，多已经土化；另一类以辉石和橄榄石为主，斜长石含量很少，含量约5%~8%，橄榄石斑晶多呈粒状，较破碎，多已蛇纹石化，辉石斑晶部分磁铁矿化(图 7d, f)。基质为玻基结构，针状或长条状斜长石微晶杂乱分布于火山玻璃中(图 7e)。
4.2 硅质岩岩相学硅质岩普遍出露于东波蛇绿岩的周缘(图 2)，位于火山-沉积岩层序的基性火山岩或酸性凝灰岩和硅质灰岩之间(图 6)，呈似层状或透镜状产出，厚5~30m不等，局部由于下部岩层的缺失直接覆盖于地幔橄榄岩之上，上部硅质灰岩常常被剥蚀而直接裸露地表。硅质岩致密坚硬，抗风化强，常常在地貌上呈陡峻的形态，红褐色或浅灰绿色，致密块状(图 3f)，局部泥质含量较高，过渡到硅质泥页岩，层理发育。显微镜下观察，主要由隐晶硅质和放射虫残壳组成，生物骨架结构，不等粒状镶嵌结构，网脉状构造，放射虫骨架残骸呈球状、椭球状及塔状等，被隐晶硅质、细粒石英、玉髓和方英石充填，局部可见隐晶硅质和微细粒石英共同赋存于同一球状残壳中，形成核部隐晶质，壳内腔边部为他形粒状或片状石英(图 8b, d)。放射虫球体散布于隐晶硅质中，球形颗粒之间多为深褐色赤铁矿细小颗粒(图 8a, c)。周永章等(2006)研究了日喀则地区夏鲁蛇绿岩中生物成因的硅质岩微组构特征，认为玻璃状方英石呈无定形凝胶状，赋存于放射虫残壳中，其形态受放射虫化石球壁限制，玉髓在正交偏光下呈纤维状，具有典型的黑十字消光，常集中在放射虫化石球壁内腔，构成扇形集合体(周永章等，2006)。研究区同样发育较典型的玉髓(图 8b, d) 和玻璃状方英石，少量玉髓包含流体包裹体。
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图 8 东波蛇绿岩中硅质岩显微镜下照片 Cha-玉髓; Qtz-石英; Rad-放射虫; Met-赤铁矿 Fig. 8 Micro images of the radiolarian cherts from the Dongpo ophiolite in the western part of YZSZ, Tibet |
常量、微量元素测试在河南岩矿测试中心完成，常量元素测试用X荧光光谱仪XRF06(PANalytical AXIOS)，二价铁采样滴定法，分析精度0.01%。微量元素测试用等离子质谱仪(PerkinElmer, Agilent 7700x)，按要求制备定量样品，加入偏硼酸锂(LiBO2) 熔剂中，均匀混合，在1000℃以上的熔炉中熔化，待熔液冷却后，用硝酸定容，再用等离子质谱仪分析，稀土元素分析精度大于0.05×10-6，La、Ce、Y精度为0.5×10-6，Pb和Ni精度为5×10-6测试结果见表 1。
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表 1 西藏雅鲁藏布江缝合带西段东波蛇绿岩中玄武岩常量元素(wt%) 和微量元素(×10-6) 分析结果 Table 1 Major (wt%) and trace elements (×10-6) contents of basalts from the Dongpo ophiolite in the western part of the YZSZ, Tibet |
东波两个剖面中玄武岩的烧失量平均为2.93%和5.17%，与玄武质火山岩整体弱蚀变，玄武岩中碳酸盐杏仁体和脉体有关，故采用Nb/Y-Zr/TiO2和SiO2-Zr/TiO2图解进行分类(图 9)，首先将分析数据去除烧失量，氧化物含量重新换算成100%后投图，东波两剖面玄武岩均为碱性玄武岩。
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图 9 东波蛇绿岩中玄武岩的Zr/TiO2-Nb/Y图解和SiO2-Zr/TiO2图解(底图据Winchester and Floyd, 1977) Fig. 9 Zr/TiO2-Nb/Y and SiO2-Zr/TiO2diagrams for basalts of the Dongbo massif in the western part of the YZSZ, Tibet (base map after Winchester and Floyd, 1977) |
去除烧失量，氧化物含量重新换算成100%后，东波玄武岩的全岩地球化学：SiO2=46.45%~49.01%，平均48.32%；MgO含量除样品11L36-5外，其它为3.29%~4.81%，平均4.16%，位于仁布OIB玄武岩(3.28%~8.13%) 范围内(Xia et al., 2008)，明显低于N-MORB的9.67%(Schilling et al., 1983)。TiO2为2.24%~3.71%，平均3.05%，位于仲巴OIB型辉绿岩(2.8~3.4%) 范围中(Dai et al., 2012)，略高于典型OIB (2.87%) 含量；P2O5为0.24%~1.06%，平均0.64%，与仁布OIB玄武岩(0.47%~1.17 %)(Xia et al., 2008) 类似，K2O为1.72%~4.84%，平均2.78%，分别低于OIB (2.47%和5.78%)，明显分别高于N-MORB (0.47%和0.29%)(Sun and McDonough, 1989)。Al2O3为15.42%~20.32%，平均17.44%，Na2O为1.11%~4.83%，平均3.11%。此外，前人用TiO2(1.5%)、K2O (0.5%)、P2O5(0.15%) 和Zr (130×10-6)4个参数区分MORB和OIB，MORB的四个参数明显低于OIB (莫宣学等，1993)，东波玄武岩明显不同于MORB，而倾向于OIB型火山岩的特征，总体显示为低SiO2、MgO，高TiO2、P2O5和总碱含量。
5.2 稀土和微量元素东波玄武岩稀土含量较高，∑REE=362.2×10-6~537.7×10-6，平均431.8×10-6，轻稀土/重稀土(LREE/HREE)=11.02~17.59，平均14.00，Eu没有明显的异常，Eu/Eu*=0.87~0.99，平均0.94，稀土配分曲线明显右倾，强烈富集轻稀土元素。稀土元素球粒陨石标准化和微量元素原始地幔标准化特征与典型OIB玄武岩(Sun and McDonough, 1989) 及太平洋夏威夷Oahu碱性玄武岩一致(Clague et al., 2006)(图 10a, b)。整体富集Rb、Ba、Nb、Ta和REE元素，亏损Th、K、Pb、Sr元素，结合常量元素高TFeO (平均10.67%)、高TiO2(平均3.05%)、高P2O5(平均0.64%)，总体显示了OIB型玄武岩的地球化学特征。相容元素Cr、Ni含量(表 1) 远低于原生玄武岩浆范围(Ni=300×10-6~400×10-6，Cr=300×10-6~500×10-6，Hess, 1992)，表明成岩过程经历了橄榄石和单斜辉石的分离结晶作用，与MgO含量较低相吻合。
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图 10 东波玄武岩球粒陨石标准化稀土配分模式图和微量元素原始地幔标准化蛛网图(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 10 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized trace elements patterns of basalts from Purang and Dongpo massifs (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
从东波蛇绿岩边部采集6件硅质岩样品，采样位置如图 2。经过分选，用蒸馏水清洗干净并在烘箱中烘干，研碎至200目。主量、微量和稀土元素测试在河南岩矿测试中心完成。测试方法同玄武岩样品，测试结果见表 2。
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表 2 东波蛇绿岩中硅质岩的主量元素(wt%) 和微量元素(×10-6) 分析结果 Table 2 Major elements (wt%) and trace elements (×10-6) of cherts from the Dongpo ophiolite in the western part of the YZSZ, Tibet |
硅质岩是指由化学作用、生物和生物化学作用以及某些火山作用形成的富含SiO2 (一般超过70%) 的岩石，其中包括在盆地内经机械破碎再沉积的岩石(曾允孚和夏文杰, 1986)。东波蛇绿岩中硅质岩SiO2=82.52%~94.21%，平均88.94%，低于纯硅质岩的范围(91.00%~99.80%，Murray et al., 1992)。硅质岩的Fe2O3T赋存于洋中脊附近富含金属的沉积物中，与扩张中心的热液输入有关，MnO可以作为来自大洋深部的标志，Al2O3和TiO2成分与大陆或岛弧物质的输入有关(Boström et al., 1973; Girty et al., 1996; Murray, 1994)。K是陆相元素，P是亲生物元素，而Ti不易形成碳水化合物，难以被生物吸收利用，因而在生物体中贫Ti，这些特征元素含量可以反映不同源区(杨建民等, 1999)。研究区硅质岩全铁(Fe2O3T) 含量较高，为1.28%~4.49%(平均2.78%)，其中红褐色硅质岩的Fe2O3含量普遍高于FeO，与显微镜下可见大量细小赤铁矿颗粒相一致(图 8a, c)，而灰绿色硅质岩则相反(样品11L16-2，表 2)；CaO=0.24%~2.77%，MnO=0.08%~0.37%(平均0.17%)，Al2O3和TiO2含量分别为2.67%~7.74%(平均3.98%) 和0.11%~0.49%(平均0.27%)。
6.2 硅质岩稀土和微量元素硅质岩的稀土元素采用后太古代平均澳大利亚页岩(PAAS，McLennan, 1989) 标准化，Ce/Ce*=2*CeN/(LaN +PrN)。∑REE、Ce/Ce*值、(La/Ce)N等指标对硅质岩沉积环境的判别具有指示意义(Armstrong et al., 1999; Murray et al., 1991a, b, 1992; Murray, 1994)。研究区硅质岩∑REE含量为31.98×10-6~105.0×10-6，平均69.39×10-6，REE总量与硅质岩的SiO2含量负相关，REE总量较高的硅质岩SiO2含量较低(表 2)，可能与泥质含量较高有关。稀土元素配分曲线近于平坦，(La/Yb)N=0.76~1.17(平均0.97)，轻稀土元素从弱亏损到略微富集，δEu=1.03~1.46，平均1.15(图 11a)。(La/Ce)N=0.72~1.09，平均0.92，Ce/Ce*=0.93~1.44，平均1.15。球粒陨石(Sun and McDonough, 1989) 标准化图解显示轻稀土富集，轻、重稀土强烈分异，(La/Yb)N=6.99~11.53，Eu负异常，Eu/Eu*=0.66~0.93(平均0.73)(图 11b)。在氧化环境下，海水中的Ce3+易氧化为Ce4+，形成难以溶解的氧化物，从而导致海水Ce负异常，而相应海相沉积物具有Ce正异常，相反如果海水为还原环境，Ce3+保留在海水中，相应海相沉积物就发生Ce负异常(曾令森等, 2005)。研究区红色硅质岩均显示Ce正异常，显示明显的氧化环境，与镜下观察具有许多细小氧化物相一致(图 8a, c)，而灰绿色硅质岩(11L16-2) 为负异常(0.93)，则可能稍偏向于还原的环境。
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图 11 东波蛇绿岩中硅质岩的REE配分模式(PAAS引自McLennan, 1989; 球粒陨石引自Sun and McDonough, 1989) Fig. 11 REE patterns of siliceous rocks from the Dongpo ophiolite in the western part of YZSZ, Tibet (PAAS after McLennan, 1989; chondrite after Sun and McDonough, 1989) |
Rb、Sr、Sm、Nd、U、Th和Pd含量及其同位素比值在南京大学现代分析中心同位素质谱室测试完成，由VG354同位素质谱仪测试，Sr、Nd同位素标准分别采用NBS987和La Jolla，以87Sr/86Sr=0.1194为标准化值，测得87Sr/86Sr=0.710233±6(标准0.710340±260)，以143Nd/144Nd=0.7219标准化，测得143Nd/144Nd=0.511863±6(国际权威值：0.511860±20)。测定美国国家标准局NBS 981 Pb同位素标准，206Pb/204Pb=16.941±8(标准值16.937±37)，207Pb/204Pb=15.487±11(标准值15.491±33)，208Pb/204Pb=36.715±9(标准值36.721±8)，测定值均以NBS981进行标准化校正。具体测试流程和实验方法见(Wang et al., 2007; 王银喜等, 2007)。
侵入于东波地幔橄榄岩中基性岩脉的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为130~128Ma (熊发挥等, 2011)，其地球化学具有N-MORB的特征，但富集Sr、K、Ba，亏损Nb、Ti，可能反映了弧后盆地的特点，与相邻的普兰地幔橄榄岩质基性岩脉的年代学和地球化学一致，结合YZSZ西段其它蛇绿岩中类似的基性岩脉的研究，如休古嘎布(122Ma，韦振权等, 2006)，基性岩脉的年龄可能代表了YZSZ西段雅鲁藏布江洋内俯冲的开始时间(刘飞等, 2013; 刘钊等, 2011)。虽然目前还没有发现基性岩脉侵入于地幔橄榄岩上部的火山-沉积岩层序中，但结合普兰和东波蛇绿岩具有类似的地幔橄榄岩及上覆火山-沉积组合特征，普兰蛇绿岩上覆红色硅质岩的放射虫时代为晚侏罗世晚期(黄圭成等, 2010)，东波硅质岩的放射虫时代为晚侏罗世-早白垩世(待发表)，东波岩块北部OIB型玄武岩的锆石U-Pb年龄为140Ma (待发表)，反映了火山-沉积盖层的时代早于侵入于地幔橄榄岩中基性岩脉的时代。因此，本文以140Ma作为Sr、Nd、Pb同位素校正的年龄，结果见表 3。
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表 3 东波蛇绿岩中玄武岩的Sr、Nd、Pd同位素组成 Table 3 Sr, Nd and Pd isotopic composition of basalts from the Dongbo massif in the western part of the YZSZ, Tibet |
东波玄武岩的(87Sr/86Sr)t=0.70409~0.70452，平均0.70425，与YZSZ中段的仁布OIB型玄武岩(0.70432~0.70569) 类似(Xia et al., 2008)。143Nd/144Nd=0.512644~0.512692，比仁布OIB型玄武岩(0.512830 to 0.512950) 低(Xia et al., 2008)，(143Nd/144Nd)t=0.512553~0.512594，εNd(t)=+1.9~+2.7，与巴基斯坦具有Réunion热点性质的Bibai洋岛玄武岩(0.512684~0.512766, +2.6~+4.2)(Mahoney et al., 2002) 类似。初始206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/204Pb分别为17.362~17.396、15.346~15.368和37.423~37.472，比现代印度洋N-MORB的初始Pb同位素(17.31~18.50、15.43~15.56、37.1~38.7) 稍低(杨学明等, 2000; Saunders et al., 1988)，显示铅同位素显著亏损。
8 讨论 8.1 玄武岩的构造环境和源区性质高场强元素(HFSE)，如Nb、Ti、Th、Ta、Zr和Yb等(杨学明等，2000)，一般不受热液蚀变和低于角闪岩相变质作用的影响，是判别不同大地构造环境下玄武岩最有效的判别因子(Dilek and Furnes, 2011; Pearce and Cann, 1973; Sun and McDonough, 1989; Winchester and Floyd, 1977)。由于东波玄武岩局部弱蚀变，故采用对蚀变作用具有较高稳定性的不相容元素进行构造环境判别，在2Nb-Zr/4-Y图解、Th/Yb-Nb/Yb图解和TiO2/Yb-Nb/Yb图解可以看出，东波玄武岩为碱性板内玄武岩，具有OIB的亲缘性(图 12)，此结果与主微量元素地球化学特征一致。
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图 12 东波蛇绿岩中玄武岩构造判别图解(a, 据Meschede, 1986；b, c，据Pearce, 2008) Fig. 12 Tectonic discrimination diagram of basalts from the Dongbo ophiolite in the western part of the YZSZ, Tibet (a, after Meschede, 1986; b, c, after Pearce, 2008) |
Zindler and Hart (1986)提出地幔中存在亏损地幔、HIMU地幔、富集地幔(EMⅠ、EMⅡ)、PREMA和整个硅酸盐地球(BSE)5种端元成分，它们通过广泛的混合可以解释洋中脊(MORB) 和大洋玄武岩(OIB) 的同位素地球化学特征(Zindler and Hart, 1986)。OIB型玄武岩的源区，可能与来自核幔边界的地幔柱物质、古老大洋洋壳及深海沉积物、古老大陆地壳和大陆岩石圈等混合有关(Sun and McDonough, 1989)。因此判断东波蛇绿岩中OIB型玄武岩是否受到混染，对于了解其源区性质和构造演化具有重要意义。
使用不相容元素比值可以鉴别地壳物质混染：如果有下部地壳物质的混入, 其(Th/Ta)PM值≈1，而(La/Nb)PM值则＞1；如果混入上部地壳物质，这两个比值一般均大于2，尤其是(Th/Ta)PM值要高得多(Peng et al., 1994)，东波玄武岩(Th/Ta)PM平均值为0.62和(La/Nb)PM平均值为1.09，显示东波玄武质熔浆没有受到地壳物质的混染。此结论与玄武岩原始地幔标准化的蛛网图中亏损亲地壳元素Pb，及较低的Pb同位素比值相吻合。
Nb、La、Ba、Th在海水蚀变及变质过程中是稳定或比较稳定的元素，它们的比值可以反映岩浆源区的特征(李曙光, 1993)，东波玄武岩各元素的平均比值：Zr/Nb (5.60)，La/Nb (1.07)，Ba/Nb (9.71)，Ba/La (9.45) 明显低于地壳比值(分别为16.2、2.2、54和25)，而Ba/La (9.45)，Zr/Nb (5.60)，Nb/Th (12.32)，Th/Nb (0.09) 和Nb/Nb (15.78) 则与典型OIB的比值非常接近，并且位于EMⅠ型和EMⅡ型OIB的比值范围内(表 4)，说明东波玄武岩具有典型OIB的特征，其源区来自富集地幔。
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表 4 不同地幔储库不相容元素的比值 Table 4 Incompatible trace element ratios in different mantle reservoirs |
受到大陆岩石圈地幔混染的板内玄武岩具有La/Nb＞1，(Th/Nb)PM略大于1，中等-低的εNd < +2，87Sr/86Sr=0.704~0.707等特征；而受地壳混染作用的玄武岩具有较高的(Th/Nb)N值(>>1)，较低的εNd值( < 0) 和较高的87Sr/86Sr比值(>0.706)(Saunders et al., 1992)，东波玄武岩La/Nb平均1.07，(Th/Nb)N平均为0.69，εNd(t) 平均为+2.2，(87Sr/86Sr)t平均为0.70425，同样说明东波OIB玄武岩浆没有地壳物质的贡献，而可能受到岩石圈地幔的混染。
来自软流圈的岩浆TiO2含量为1.27%左右，而与更深部地幔物质有关的岩浆TiO2含量普遍＞2%(朱弟成等, 2008)，东波玄武岩的TiO2含量为2.24%~3.71%，平均3.05%，与仲巴OIB型辉绿岩(2.8%~3.4%)(Dai et al., 2012) 一致，类似于巴基斯坦南部Réunion热点特征的Bibai火山岩(Mahoney et al., 2002)，略高于典型OIB (2.87%) 的含量(Sun and McDonough, 1989)。软流圈或地幔柱的组分以低的87Sr/86Sr比值(＜0.705)，高的εNd值(＞+2) 为特征(Saunders et al., 1992)，东波玄武岩εNd(t) 平均为+2.2，(87Sr/86Sr)t平均为0.704，反映了研究区玄武岩具有深部地幔成分的痕迹，暗示其岩浆源区可能与地幔柱热点有关。高场强元素Zr/Hf平均值为31.6~43.3，平均37.8，接近于原始地幔(36.25)(Taylor and McLennan, 1985)，(87Sr/86Sr)t-εNd(t) 和(87Sr/86Sr)t-(143Nd/144Nd)t图解中，东波玄武岩位于OIB区域内，接近于全硅酸盐地球(BSE) 的成分(图 13)，显示初始岩浆是原始地幔经过低度(＜5%) 部分熔融形成的。
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图 13 东波玄武岩(87Sr/86Sr)t-εNd(t) 相关图(a, 据Zindler and Hart, 1986) 和(87Sr/86Sr)t-(143Nd/144Nd)t图解(b, 据Hugh, 1993) DM-亏损地幔；PREMA-原始地幔；BSE-地球总成分；EMI-Ⅰ型富集地幔; EMII-Ⅱ型富集地幔；HIMU-异常高238U/204Pb地幔 Fig. 13 Plot of initial (87Sr/86Sr)t-εNd(t) (a, after Zindler and Hart, 1986) and (87Sr/86Sr)t-(143Nd/144Nd)t (b, 据Hugh, 1993) diagrams of basalts in the Dongbo ophiolite |
岩石圈地幔主要由尖晶石二辉橄榄岩和橄榄石二辉橄榄岩组成，来源于尖晶石二辉橄榄岩部分熔融的岩浆往往具有相对平坦的稀土元素配分曲线形态，而由石榴石二辉橄榄岩发生较低程度部分熔融所生成的岩浆常具有稀土元素显著分馏，Ce/Yb比值较高，尤其是HREE显著分馏的特征(Bloomer et al., 1989)。东波玄武岩P2O5/Al2O3比值较低，平均为0.035，LREE/HREE=11.80~17.59，平均14.00，(La/Yb)N平均为22.51，轻重稀土元素分馏显著，暗示源区为含石榴石橄榄岩的低度部分熔融，在Sm-Sm/Yb图解和La/Sm-Sm/Yb图解(图 14) 中投影在石榴石尖晶石二辉橄榄岩2%~5%的部分熔融区域内。
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图 14 东波蛇绿岩中玄武岩Sm-Sm/Yb图解(a) 和La/Sm-Sm/Yb图解(b) (据Aldanmaz et al., 2000) 图中曲线代表非批式部分熔融曲线，数字代表部分熔融程度(%)，尖晶石二辉橄榄岩曲线(Ol53+Opx27+Cpx17+Sp11) 和石榴石二辉橄榄岩曲线(Ol60+Opx20+Cpx10+Gt10).E-MORB-富集地幔；N-MORB-亏损地幔；PM-原始地幔(Sun and McDonough, 1989) Fig. 14 Sm -Sm/Yb (a) and La/Sm-Sm/Yb (b) diagrams of basalts in the Dongbo ophiolite (after Aldanmaz et al., 2000) Numbers on curves denote degree of partial melting. Melting curves for spinel lherzolite (Ol53+ Opx27+Cpx17+Sp11) and garnet peridotite (Ol60+Opx20+Cpx10+Gt10). E-MORB, N-MORB, PM-Primative mantle after Sun and McDonough, 1989 |
硅质岩的成因大致分为生物或生物化学成因、化学成因、火山喷发沉积和热水成因等(Adachi et al., 1986; Rona, 1978)，不同成因硅质岩的物质来源、沉积环境和物理化学条件存在差异，其岩石化学成分也不同(杨建民等, 1999)。比如，与火山喷发有关的东太平洋海隆白垩系硅质岩的Al/(Al+Fe+Mn) 比值为0.01，受热水作用的比值小于0.35，日本中部Kamiaso生物成因硅质岩的Al/(Al+Fe+Mn) 比值接近于0.6(Adachi et al., 1986; Boström and Peterson, 1969)。此外，热水成因的硅质岩Ce/Ce*平均0.29，正常海水生物成因硅质岩平均1.2，由于热水沉积有较高的沉积速率，常常相对富含U，因此热水沉积岩中U/Th比值>1，而非热水沉积岩的U/Th比值 < 1(Rona, 1978)。研究区硅质岩的Al/(Al+Fe+Mn)=0.570~0.722(平均0.649)，U/Th=0.11~0.39，平均0.21，Ce/Ce*平均为1.15，显示东波蛇绿岩中硅质岩不是海底热水成因，未形成发育类似东太平洋脊的大洋，而与正常海水生物作用有关，此结果与显微镜下可见大量放射虫化石一致。
一般生物成因的硅质岩高SiO2、P2O5、Fe2O3，而低Al2O3、TiO2、FeO、MgO，而火山成因者则相反(杨建民等，1999)，但东波硅质岩SiO2和P2O5含量较低(平均含量分别为88.94%和0.05%)，Al2O3含量较高(平均值为3.98%)。正常生物化学沉积和火山成因的硅质岩Fe2O3/FeO、SiO2/Al2O3、SiO2/(K2O+Na2O) 和SiO2/MgO等参数明显不同(表 5)(张复新, 1989)，与海底火山作用密切相关的硅质岩K2O/Na2O比值小于1，而与正常生物化学沉积的硅质岩比值远远大于1 (张汉文, 1991)。研究区硅质岩Fe2O3/FeO比值除灰绿色硅质岩(样品11L16-2=0.11) 外，其它为1.09~3.37，平均1.74；SiO2/(K2O+Na2O) 比值，样品11L16-2=194.08，其它为36.84~116.38，平均87.79；SiO2/Al2O3=10.66~35.27，平均25.65；SiO2/MgO=56.16~137.44，K2O/Na2O分为小于1和略大于1两组，总体显示本区硅质岩兼有生物成因和火山成因两种特征(表 5)。
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表 5 东波硅质岩化学成分特征比值 Table 5 Petrochemical characteristic ratios of typical silicalited in the Dongpo ophiolite |
硅质岩的沉积环境大体分为大陆边缘、远洋盆地、扩张脊环境三种。大陆边缘一般指距离大陆500~600km以内的区域，包含主动和被动陆缘的大陆坡、陆缘海等，其沉积物包括古老上部地壳和火山弧系统中从玄武岩(辉长岩) 到流纹岩(花岗岩) 一系列的成分；扩张脊沉积区域一般指洋中脊两侧100~300km的区域(Girty et al., 1996; Murray, 1994)。Mn可作为来自大洋深部的标志，MnO/TiO2值可以判断硅质来源及在大洋中沉积古地理的指标，大陆边缘硅质岩MnO/TiO2一般小于0.5，而开阔的大洋盆地的硅质岩比值可达0.5~3.5 (Yamamoto, 1987; 王东安和陈瑞君, 1995)，东波硅质岩MnO/TiO2=0.15~1.90，分为0.15~0.34和0.60~1.90两组，可能具有大陆边缘和远洋盆地两种沉积环境特征。但由于Mn在硅质岩成因过程中容易发生分异，MnO/TiO2比值应考虑其不确定性(Murray, 1994)。判别图解Fe2O3T/TiO2-Al2O3/(Al2O3+Fe2O3T) 和(La/Ce)N-(Al2O3+Fe2O3T) 可以较好地区分硅质岩的沉积环境(Murray, 1994；Girty et al., 1996)，将主量元素去除挥发份重新计算100%含量，研究区硅质岩投到大陆边缘-岛弧、洋岛和海山、大洋盆地环境范围内(图 15)。
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图 15 东波蛇绿岩中硅质岩的沉积环境判别图解(底图据Girty et al., 1996) Fig. 15 Discriminant diagrams for depositional settings of cherts in the Dongpo ophiolite (base map after Girty et al., 1996) |
沉积速率较大的区域，比如海沟或大陆岛弧附近的沉积物中REE、Th和Sc含量可用于指示原岩特征，因为较快的埋藏速度，限制了在海水中暴露时间，近而限制了细小颗粒吸附海水中的REE。Girty et al.(1996)对加利福尼亚内华达山脉的Shoo Fly杂岩体中的石英山(Quartz Hill)、汤姆斯希腊(Toms Greek) 和麦克莫里(McMurray) 硅质岩研究认为，源于古老大陆上部地壳硅质岩的Al2O3/TiO2为18~24，Th/Sc≈1，Th/U＞3.8，球粒陨石标准化的δEu=0.6~1.1(平均0.7)；源自未分异的岩浆弧的硅质岩没有Eu异常，而经历斜长石分离结晶作用的岩浆弧Eu负异常明显，岩浆弧的硅质岩Th/Sc=0.01~1.0，Th/U＜3.0，其中玄武岩的Al2O3/TiO2＜14，安山岩(闪长岩) 至流纹岩(花岗岩) 的Al2O3/TiO2=17~50；海山或洋岛玄武岩球粒陨石标准化表现为轻、重稀土强烈分异，富集LREE，Th/Sc=0.1~0.6，Th/U=3.0~5.0，MORB的Th/Sc=0.01~0.3，Th/U=0.6~5.0，Al2O3/TiO2=5~14(Girty et al., 1996; Le Maitre, 1976)。研究区硅质岩的球粒陨石标准化曲线平行于OIB，普遍Eu负异常，轻、重稀土强烈分异(图 11b)，去除样品11L16-2(绿色硅质岩)，其它硅质岩样品Th/Sc=0.55~0.77，平均0.60，Th/U=4.28~9.15，平均6.10，Al2O3/TiO2=9.42~20.84，平均14.28，显示了海山或洋岛的痕迹。尤其强调的是样品11L34-9的Th/Sc=0.55，Th/U=5.82，Al2O3/TiO2为9.42，与洋岛和海山特征非常接近，同时与其密切共生的基性火山岩为OIB型玄武岩(待发表)(图 3d、图 6b)，两者共同反映了海山或洋岛的特征，而样品11L16-2的Al2O3/TiO2=24.09，Th/Sc接近于1，反映了古老地壳的成分特征。
造山带中硅质岩的稀土元素变化与相应环境下的海水和沉积物类似(Murray et al., 1991b; 丁林和钟大赉, 1995)，硅质岩的Ce/Ce*从大洋中脊、远洋盆地到大陆边缘盆地环境，海水中的Ce/Ce*值从显著负异常到无异常或正异常(Murray et al., 1991b, 1992)。Girty et al. (1996)总结Murray et al.(1994)对太平洋和大西洋硅质岩的研究成果，认为洋中脊硅质岩的(La/Ce)N≥3.5，大洋盆地硅质岩的(La/Ce)N=2.0~3.0，大陆边缘和岛弧硅质岩的(La/Ce)N≈1；加里福尼亚弗朗西斯科杂岩中相当于洋中脊及两翼硅质岩的Ce/Ce*为0.3±0.13，大洋盆地硅质岩的Ce/Ce*为0.6±0.11，大陆边缘硅质岩的Ce/Ce*为1.09±0.25(Murray et al., 1991a)。在大陆边缘，(La/Yb)N值平均为1.1~1.4，洋脊附近为0.3，远洋盆地介于两者之间(Murray et al., 1992)。研究区硅质岩的(La/Ce)N=0.72~1.09，平均0.92，Ce/Ce*=0.93~1.22(平均1.15)，(La/Yb)N=0.76~1.17(平均0.97)，显示了大陆边缘硅质岩的特征(表 6)。总之，东波硅质岩形成于大陆边缘环境，具有生物成因，整体显示了洋岛海山和大陆边缘物质混合的特征。
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表 6 普兰和东坡蛇绿岩中硅质岩的主微量参数及不同源区类型的对比 Table 6 Comparision of geochemical parameters of major and rare elements between the cherts from the Dongpo ophiolite and compositions of different provenances |
东波蛇绿岩包括地幔橄榄岩和密切共生的火山-沉积岩盖层，如上文所述，此盖层在东波岩块南部(和西南部) 从上到下包括块状灰岩、硅质灰岩、红色硅质岩、泥页岩、粉砂质泥页岩夹薄层砂岩、玄武岩和玄武火山碎屑岩(图 6a)，其中火山-沉积层序中基性火山岩为OIB型玄武岩。东波硅质岩形成于大陆边缘环境，没有海底洋脊热液的贡献，为海山或洋岛与放射虫等生物共同作用下的产物。此外，在东波超镁铁岩东约60km的普兰蛇绿岩中也发现了类似的蛇绿岩组合，该蛇绿岩也是由地幔橄榄岩和火山-沉积岩层序组成，岩块南部的层序从上到下包括硅质灰岩、放射虫硅质岩夹E-MORB型玄武岩薄层。普兰火山-沉积层序中放射虫时代为晚侏罗世晚期普兰硅质岩，形成于大陆边缘盆地环境(黄圭成等, 2010)，侵入到普兰地幔橄榄岩中基性岩脉的时代为130Ma (刘钊等, 2011)，与东波类似产状基性岩脉的时代(130~128Ma) 一致(熊发挥等, 2011)，两个蛇绿岩中基性岩脉的地球化学和Sr、Nd、Pb同位素数据均显示为弧后盆地环境(刘飞等, 2013)。总之，两者东波和普兰蛇绿岩具有相同的岩石组合和年代学特征，说明两者具有一致的构造环境和成因。
东波南部边缘的火山-沉积层序类似于世界典型海山的岩石组合特征，如希腊克里特岛的Arvi unit和太平洋中Solomon Malait海山，前者由基性岩、深海碳酸盐岩和连续沉积的页岩、砂岩和少量砾岩组成，基性岩包括玄武质熔岩、玄武碎屑岩和熔岩角砾岩，火山熔岩常被熔岩角砾岩覆盖，这种岩石组合与许多相对较小海山的边缘陡坡环境一致(Palamakumbura et al., 2012)；后者根据层速度(interval velocities) 和地震层相确定Solomon Malait海山由3套地层组成，即底部为地幔柱作用的岩壳、中部为中低能海相环境、上部为低能深海盖层，其中地幔柱作用的底部单元从下到上包括碱性玄武岩含硅质岩和泥岩夹层、硅质至钙质泥岩、灰岩含硅质岩夹层(Phinney et al., 2004)，此单元与东波南部的火山-沉积层序非常相似(图 6c)。结合层序中OIB型玄武岩的地球化学和同位素特征，认为东波蛇绿岩的形成可能与地幔柱热点有关。
Dilek and Furnes (2011)根据不同构造环境下的超镁铁岩至酸性岩的内部结构构造和地球化学特征，将蛇绿岩分为俯冲相关的蛇绿岩和俯冲无关的蛇绿岩，前者包括俯冲带型和火山弧型，形成于大洋盆地闭合阶段；后者包括大陆边缘型、洋中脊型和地幔柱型，形成于伸展过程。地幔柱型蛇绿岩具有以下明显特征：产出块状玄武质熔岩流(伴随着次一级的枕状流) 和苦橄质玄武岩和少量沉积盖层，这些盖层被辉长岩或者局部被超镁铁岩岩席侵入；并且，枕状角砾岩、玻基碎屑岩和次一级沉积岩(包括硅质岩、页岩和灰岩) 在较上部的层位夹有玄武质熔岩薄层(Dilek and Furnes, 2011)。对比发现：东波和普兰蛇绿岩发育枕状熔岩流、玄武质角砾岩、苦橄质玄武岩、玻基碎屑岩和灰岩、硅质岩、页岩夹玄武质熔岩，普遍可见辉长岩、辉绿岩侵入到地幔橄榄岩中(图 3c)，或呈构造接触分布于地幔橄榄岩顶部。总之，虽然目前还未发现基性岩脉侵入到火山-沉积岩盖层中，但东波蛇绿岩整体类似于地幔柱型蛇绿岩。
8.5 地质意义根据古生物、沉积古地理和古地磁等证据认为中生代时期，班公湖-怒江缝合带(BNSZ) 以南和雅鲁藏布江缝合带(YZSZ) 以北地区在侏罗系-早白垩系主要为浅海-滨海相及海陆交互相沉积，YZSZ以南的地区为特提斯喜马拉雅被动陆缘稳定型沉积(肖序常和王军，1998)。特提斯喜马拉雅区中部的吉隆-康马一线南部中生代地层为浅水环境(大陆架) 的钙质和陆生沉积岩地层，而北部主要为大陆架外围、大陆坡和陆隆的深水环境(Hu et al., 2008; Liu and Einsele, 1994)。如聂拉木县的古错地区，中生代地层包括形成于大陆架环境的晚侏罗世门卡墩组，其上部为Wölong火山碎屑岩，岩屑为碱性玄武岩，形成于板内环境，时代为早白垩世早期，火山碎屑岩上部被半深海环境的早白垩世晚期的灰色钙质页岩覆盖(Hu et al., 2010)。吉隆-康马一线以东的洛扎地区出露的晚三叠世-晚白垩世地层为大陆边缘背景下的陆坡、陆棚和盆地环境下一套火山-沉积组合(童劲松等，2007)，该组合由南向北海水由浅变深，从陆棚逐渐过渡到深水盆地环境，其中维美组(J3) 和桑秀组(J3-K1) 发育钙质页岩夹薄层粉砂岩、灰岩、硅质岩和碱性玄武岩和火山角砾岩等(夏军等，2005)。此外，在特提斯喜马拉雅带的浪卡子、措美、错那、江孜、康马等地出露大规模的晚侏罗世晚期-早白垩世火成岩(如Zhu et al., 2008, 2009; 江思宏等，2007；裘碧波等，2010)，并认为与Kerguelen地幔柱作用于东冈瓦纳大陆，促使其裂解形成Comei-Bunbury大火成岩省有关(Zhu et al., 2009)。
YZSZ自萨嘎以西分为南、北两个带，分别为南带达巴-休古嘎布蛇绿岩带和北带达机翁-萨嘎蛇绿岩带，中间被札达-仲巴微陆块分隔。东波蛇绿岩位于南带蛇绿岩带的西段，在具有海山特征的火山-沉积层序中，硅质岩普遍显示大陆边缘特征，放射虫时代为晚侏罗世-早白垩世(待发表)，OIB型玄武岩锆石U-Pb时代为140Ma (待发表)，显示研究区的火山-沉积组合与特提斯喜马拉雅中、东部地区同期的火山-沉积岩具有类似的地球化学和Sr、Nd同位素特征，暗示它们可能具有相似的构造背景。也就是说，东波蛇绿岩的成因也可能与地幔柱热点有关，即地幔柱热点在晚侏罗世-早白垩世作用于东冈瓦纳被动大陆边缘，促使大陆北缘发生裂解拉张，大陆岩石圈发生大规模的减薄，软流圈上涌，导致OIB型玄武岩喷发，随后被大陆边缘环境下的硅质岩覆盖，同时地幔橄榄岩发生垂向抬升，形成目前YZSZ南亚带(达巴-休古嘎布) 大的超镁铁岩穹窿，如东波(400km2)，普兰(650km2)，休古嘎布和当穷(700km2) 等。地幔柱热点的解释与在YZSZ中包括东波在内的多个蛇绿岩地幔橄榄岩和铬铁矿中发现金刚石、碳硅石、斯石英假象的柯石英等异常地幔矿物(Fang et al., 2009; Ren et al., 2009; Trumbull et al., 2009; Xu et al., 2009; Yamamoto et al., 2009; Yang et al., 2007; 白文吉等, 2007; 徐向珍等, 2008; 杨经绥等, 2004, 2008, 2011) 等反映的地球深部成因信息相吻合，地幔柱热点的对流和热点与岩石圈地幔相互作用可能与这些异常矿物群的运移和演化存在直接的动力学关系。
雅鲁藏布江缝合带普遍存在OIB型基性岩(图 16)，但是OIB型基性岩可能产出于不同的构造背景中，如洋中脊、洋脊与地幔柱相互作用、大陆边缘、俯冲带环境等(Sun and McDonough, 1989)。以YZSZ为例，张万平等(2011)在YZSZ东段的朗县发现了145~147Ma的OIB型玄武岩热点事件，被认为与雅鲁藏布江缝合带南部的错那地区的热点活动(145Ma) 一致(张万平等, 2011；Zhu et al., 2008)，也可能与YZSZ西段的东波地幔柱型蛇绿岩的热点活动同期。Dai et al. (2012)报道了年龄为125Ma的仲巴OIB型基性岩产出于SSZ环境，被认为可能是洋内俯冲的板片断离导致软流圈上涌的产物(Dai et al., 2012)。然而YZSZ中产出OIB型火成岩的其它地区，如雅鲁藏布江东端的大拐弯(耿全如等, 2010)，Yamdrock (Dupuis et al., 2005)，仁布(Xia et al., 2008; 王冉等, 2006; 夏斌等, 2003)，萨嘎(孙立新等, 2005; 夏斌等, 1997)，休古嘎布(Bezard et al., 2011)，公珠错(夏斌和曹佑功, 1992)，加纳崩(夏斌和何明友, 1995)，拉昂错(夏斌, 1991)，达机翁和巴尔(Zhang et al., 2005)(图 16)，蛇绿岩内基性岩He同位素普遍反映地幔热柱信息的大竹卡、吉定、白朗等(Ye et al., 2007; 吴茂炳等, 2003)，大多缺少将详细的野外产状和岩石组合特征与地球化学、同位素和年代学结合起来去探讨YZSZ中OIB型基性岩的成因和构造背景的研究数据，使得对比YZSZ内部OIB型火成岩与特提斯喜马拉雅地层区类似岩石的构造环境，探讨雅鲁藏布江蛇绿岩的成因和演化过程带来了困难。因此目前来说，热点在整个雅鲁藏布特提斯洋中成因和演化过程中的作用还很难约束，今后还需要许多非常细致的工作来深化研究。
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图 16 西藏雅鲁藏布江缝合带中OIB型基性岩分布图(据Hébert et al., 2012; Yin and Harrison, 2000) BNSZ-班公怒江缝合带; MBT-主边缘断裂; MCT-主中央逆冲带; MFT-主前缘断裂; SSZ-什约克缝合带; STD-藏南拆离系; YZSZ-雅鲁藏布江缝合带 Fig. 16 Simplified tectonic map of the Yarluang Zangbo Suture Zone (YZSZ), showing outcrops of OIB or E-MORB-like basalts in the YZSZ (after Hébert et al., 2012; Yin and Harrison, 2000) |
(1) 东波蛇绿岩包括地幔橄榄岩和上覆的火山-沉积岩盖层，后者为一套稳定的海相层序，普遍出露在东波地幔橄榄岩的南北边缘。南、北两侧略有不同，南部从上到下包括块状灰岩、硅质灰岩、红色硅质岩、泥页岩、粉砂质泥页岩夹薄层砂岩、玄武岩和玄武火山碎屑岩；北部为硅质灰岩、红色硅质岩、页岩、粉砂质泥页岩夹薄层砂岩、酸性凝灰岩，玄武岩少见。
(2) 东波西南部两个露头较好的玄武岩低SiO2、MgO，高TiO2、P2O5和总碱含量，轻重稀土元素强烈分异，富集HFSE，为OIB型玄武岩；微量元素和Sr、Nd、Pb同位素数据显示玄武质源区为石榴石尖晶石二辉橄榄岩2%~5%部分熔融的产物，未受到地壳物质的混染，但有岩石圈地幔物质的混染。结合野外产状和岩石地球化学数据，东波火山-沉积组合具有典型海山特征，为地幔柱热点活动的产物，东波蛇绿岩可能为Dilek and Furnes (2011)分类中的地幔柱型蛇绿岩。
(3) 东波硅质岩形成于大陆边缘环境，没有洋脊热液的贡献，为洋岛或海山物质和大陆边缘物质在放射虫等生物作用下形成的。
(4) 雅鲁藏布江蛇绿岩带内普遍存在与地幔柱热点相关的岩浆事件，暗示地幔柱热点对新特提斯洋盆的形成有重要影响，可能与雅鲁藏布江蛇绿岩中普遍存在金刚石等异常地幔矿物群有直接的动力学关系。但是由于地球化学、同位素、年代学数据结合野外产状等的报道数据较少，制约地幔柱热点在新特提斯洋中的作用程度以及对比特提斯喜马拉雅地层区和YZSZ同期类似岩石的成因和构造背景还很有限，还需要大量细致的工作去深化研究。
致谢 许志琴院士给予了野外和室内工作的指导帮助；张建新研究员和曾令森研究员两位审稿人提出了许多宝贵意见；李毅兵博士和贺振宇博士给予了有益的建议；周文达、赵文、张岚、李奇维、高健参加了野外工作；在此表示诚挚的谢意！| [] | Adachi M, Yamamoto K, Sugisaki R. 1986. Hydrothermal chert and associated siliceous rocks from the northern Pacific their geological significance as indication of ocean ridge activity. Sedimentary Geology, 47(1-2): 125–148. DOI:10.1016/0037-0738(86)90075-8 |
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