藏北晚白垩世超钾质火山岩的成因及其地质意义

藏北晚白垩世超钾质火山岩的成因及其地质意义

1超钾质及钠质火山关于钾质和超钾岩的形成机制有许多讨论。近期一系列关于西澳大利亚,意大利,西班牙,东非裂谷等地超钾质-钾质火山岩研究指出,富钾及LILE,高放射成因Sr,Pb及非放射成因Nd的超钾质及钾质火山岩的形成与富集地幔的部分熔融有关(Nelson,1986;Battistinietal.,1998,VollmerandNorrry,1983,ConticelliandPeccerillo,1992)。青藏高原北部羌塘、可可西里、昆仑山、藏东和滇西新生代发育大量超钾质及钾质岩浆岩(图1)。许多学者对这些岩浆岩进行了岩石学,地球化学及Sr-Nd-Pb同位素研究,指出青藏高原北部及东部新生代超钾质-钾质岩浆的源区具有EMII富集交代地幔特征(邓万明,1989;邓万明,1993;张玉泉等,1998;郑祥身等,1986;解广轰等,1992;Arnaudetal.,1992;Chungetal.,1998;Turneretal.,1993)。关于藏北高钾系列岩浆源区的演化主要有两种观点:高原陆壳下长期孤立的富集地幔(Arnaudetal.,1992),塔里木地块向高原的A型俯冲过程中形成的壳幔混合层(邓万明,1989;邓万明,1993)。本文对高原北部的超钾质及钠质火山进行了系统的地球化学及Sr-Nd-Pb同位素研究。结果表明,钠质火山岩的源区是同化了洋壳俯冲物质的轻度富集地幔;超钾质火山岩具有原始岩浆的性质,其源区是同化了大量地壳物质的EMII型地幔。羌塘高原南部富集地幔的形成可能是受到印度板块地壳俯冲的影响。2成岩时代及地层青藏高原是典型的大陆-大陆碰撞地区,普遍认为印度板块与欧亚板块的碰撞发生在40~65Ma(Deweyetal.1989;Beck,etal.1995)。碰撞后超钾质-钾质火山岩主要出露在班公湖-怒江断裂以北的羌塘地区及藏东、滇西地区(图1)。羌塘高原北部及昆仑山地区超钾质-钾质火山岩形成较晚,时代为中新世—第四纪(Arnaudetal.,1992;邓万明和孙宏娟,1998,解广轰等,1992;Turneretal.,1996;郑祥身等,1986)。藏东及滇西地区钾质火山岩及浅成斑岩形成时代比藏北早,主要为30~60Ma(张玉泉等,1998;Chungetal.,1998),沿金沙江及红河断裂两侧出露(图1)。藏北钠质基性火山岩形成较早,如西昆仑通天桥、邦达错橄榄玄武岩的40Ar-39Ar年代分别为44Ma、60Ma(张玉泉,个人通信),出露较零星(图1)。我们研究的超钾质及钠质火山岩采自羌塘高原中部的鱼鳞山及拉嘎拉(图1及图2)。羌塘高原地处内流水域,气候上属于高寒干旱地区。具有长波长和短波长的地形平坦性。地形起伏不超过1km,250m波长的平均坡度不超过5°,5000m左右的主夷平面保存完整,没有遭到后期的构造破坏及河流切割,高原面上保存了很多高原夷平面形成时期的古风化壳、古岩溶地貌、各种剥蚀台地等。鱼鳞山熔岩被由响岩、斑岩及粗面岩组成,面积约150km2,被分割为7个顶部平坦的桌状山,相对高度约20~150m。根据火山岩中发育的两层由下伏火山岩风化形成的风化壳夹层,鱼鳞山火山岩可分为三期(图2)。前两期岩性差别不大,为霞石黝方白榴响岩(98T53,98T69,98T70),蓝方黝方白榴响岩(98T15,98T52),霞石白榴斑岩(98T44)等,第三期主要为方钠霓石粗面岩(98T16,98T38,98T43,98T46,98T71),霓霞粗面岩(98T07,98T51,98T73),白榴霓石粗面岩(98T33,98T49,98T54,98T57),黝方石粗面岩(98T58)等。根据岩浆中的流动构造判断,第三期粗面岩岩浆是从南向北流动。火山岩覆盖在侏罗纪及白垩纪砂岩及早第三纪陆相砾岩之上。早期白榴斑岩中白榴石K-Ar年龄分别为30.33±0.28Ma、30.66±0.28Ma和30.67±0.29Ma,等时线年龄为30.81±0.28Ma。中期响岩及白榴斑岩透长石斑晶K-Ar年龄为21.98±0.21Ma~23.34±0.22Ma,等时线年龄为24.44±0.20Ma。晚期粗面岩全岩及透长石斑晶的K-Ar年龄为19.40±0.18Ma~20.17±0.20Ma,等时线年龄为18.98±0.19Ma。目前正在用40Ar-39Ar方法对火山岩年龄进一步测定。拉嘎拉橄榄玄武岩为出露在高原面上的剥蚀残丘,相对高度约为1~10m。岩性单一,主要为含橄榄石斑晶的玄武岩(98T03,98T04)。全岩K-Ar年龄为59.18±2.08Ma。3斑晶的化学构成霞石黝方白榴响岩,蓝方黝方白榴响岩,霞石白榴斑岩等为灰绿色,岩石新鲜,斑状结构,斑晶占约60%,基质占约40%,主要矿物成分见表1。霞石黝方白榴响岩,蓝方黝方白榴响岩斑晶主要有白榴石(30%),透辉石(15%)和透长石(15%)等,其次有蓝方石、黝方石、霞石、榍石和方解石等,不同岩石各种斑晶的相对含量有一些变化。基质为细小的透辉石、透长石、蓝方石、黝方石、霞石、榍石和Fe-Ti氧化物等。霞石白榴斑岩的斑晶主要为白榴石,霞石,黝方石及蓝方石等,斑晶中没有透长石,透长石主要在基质中,基质矿物与响岩一致。白榴石斑晶直径最大20mm,一般为2~5mm,发育两组聚片双晶,斑晶周围有方沸石反应边。白榴石中Na2O含量小于0.1%。霞石斑晶大小为2~4mm,为霞石和钾霞石的固溶体,Na2O=16%~17%,K2O=4%~5%。透长石斑晶大小为2~5mm,其中Or=60%~75%,Ab=25%~40%,An=1%。大大偏离碱性长石低温槽成份密集区(Or=30%~40%),说明透长石斑晶结晶时的温度较高。单斜辉石为透辉石,大小为2~4mm,有明显的成份环带,晚期Cpx富钠,Al2O3=2%~3%,Fe2O3=5%~10%,MgO=6%~12%,Na2O=1%~3%。方解石大小为2~5mm,方解石斑晶周围有菱沸石的反应边,有的方解石已完全被菱沸石取代,说明方解石为早期斑晶矿物,而不是后期气孔或杏仁充填矿物。基质矿物的成份与斑晶矿物差别不大。方钠石霓石粗面岩,霓霞粗面岩,白榴石霓石粗面岩,黝方石粗面岩等为深绿色,岩石新鲜,致密块状,具有典型的粗面结构。部分粗面岩含有透长石,霓辉石,白榴石,榍石等斑晶。基质为细小的钾长石,方钠石,霓辉石,霓石,霞石,氟镁钠闪石等。钾长石斑晶的化学成份与响岩类似。霓辉石-霓石的成份明显不同于响岩中的透辉石,Al2O3及MgO的含量低,而Fe2O3及Na2O的含量高(表1)。Al2O3=0~2%,Fe2O3=17%~25%,MgO=0~2%,Na2O=8%~12%。霓石中硬玉分子的含量最高可达约10%,说明岩浆结晶时的压力较高。橄榄玄武岩为黑绿色,岩石新鲜,致密块状,斑状结构。斑晶为直径1~2mm的橄榄石,含量为5%~10%,基质为细小的橄榄石、单斜辉石、斜长石、Fe-Ti氧化物和玻璃质。如表1所示,橄榄石属于贵橄榄石,Fo=78%~84%。单斜辉石含有较高的MgO及Al2O3,含量分别为13%~15%,4%~6%。斜长石为中长石或拉长石,Ab=45%~55%。利用Mercier(1980)单斜辉石温压计估算的岩浆结晶温度及压力为1206℃及1.46GPa,相当于地表以下50km的深度,其岩浆源区的深度可能位于上地幔中。4主要数量和含碳化学的碳氢化合物4.1碱玄质响岩岩石化学特征鱼鳞山及拉嘎拉火山岩主量元素的分析结果见表2。SiO2=47%~58%,斑岩-响岩-粗面岩具有从基性向中性演化的趋势,斑岩及响岩的SiO2<53%,粗面岩的SiO2一般>53%。大部分样品CaO+K2O+Na2O>Al2O3>K2O+Na2O(分子数),属于铝正常系列。样品98T38及98T43的Al2O3<K2O+Na2O(分子数)属碱过饱和类型,相应地,岩石中出现霓石斑晶。所有样品Fe2O3含量较高,粗面岩中的Fe2O3含量比响岩,碱玄质响岩要高,粗面岩的Fe2O3/FeO=5~10,响岩及碱玄质响岩Fe2O3/FeO=1~5。超钾质岩石的MgO含量为0.1%~3.6%,响岩MgO含量比粗面高,这与响岩,碱玄质响岩中含有大量透辉石是一致的。除去烧失量后,重新换算成100%,在(K2O+Na2O)-SiO2图上(图3),鱼鳞山火山岩主要为响岩,碱玄质响岩,粗安岩及粗面岩,1个样品属响岩质碱玄岩。与藏北其他地区钾质火山岩比较,本区火山岩更富碱,大部分岩石位于过碱区。在K2O-SiO2图上(图略),响岩,碱玄质响岩属于白榴石质火山岩系列,粗面岩属于钾玄岩系列,K2O高于藏北其他地区钾质火山岩,除一个样品外,其余样品K2O的含量大于5%,最高为9.38%。在K2O-Na2O图上(图略),响岩,碱玄质响岩大部分属超钾质岩石,粗面岩属于钾玄质岩石,大部分样品K2O/Na2O大于2。鱼鳞山超钾质岩石的里特曼指数为7~25,属碱性岩-过碱性岩,岩石中出现大量白榴石,霞石等似长石矿物。CIPW标准矿物计算也表明(略),除部分粗面岩外,其他大部分样品中出现霞石标准分子,部分样品出现白榴石标准分子,样品98T38及98T43中出现Ac标准分子。橄榄玄武岩的SiO2为47%~48%,Na2O>K2O,含有较高的镁,MgO=8.8%~9.4%。除去烧失量后,重新换算成100%,在(K2O+Na2O)-SiO2图上(图3)位于玄武岩区。CIPW标准矿物计算出现霞石及橄榄石标准分子(表2),CIPW标准矿物计算霞石及橄榄石分子的含量指示其属于碱性橄榄玄武岩。4.2超钾质火山岩岩浆起源、演化及岩浆源区鱼鳞山及拉嘎拉火山岩稀土及微量元素的分析结果见表3。超钾质火山岩球粒陨石(Boynton,1984)标准化稀土(REE)模式为右倾型,强烈富集轻稀土(LREE)(图4),重稀土(HREE)部分较平坦。ΣREE=967~2568μg/g,平均为1782μg/g,(La)N的富集程度为900~2500倍,(La/Yb)N为70~80倍。无Eu异常,说明岩浆中没有长石的结晶分离。超钾质火山岩强烈富集大离子亲石元素(LILE),如K,Rb,Sr,Ba,Th,Pb等,相对原始地幔Th、Ba、Sr的富集程度可达4000、3100和800倍(Tayloretal.,1985)(图5)。亏损相容(ICE)元素,如Co,Ni,Cr等。原始地幔标准化蜘蛛网图为右倾型,Ta,Nb,Zr,Hf,Ti,P等高场强元素(HFSE)相对其他LILE为负异常,具有岛弧岩浆的特征(Arnaudetal.,1992)。上述稀土及微量元素特征指示,超钾质岩浆是富集地幔低度熔融的产物,地幔岩中富集REE及LILE,富含金云母及角闪石等矿物。超钾质岩石的La/Sm-La关系图呈现正相关性(图略);强相容元素(R:如Cr,Co,Yb,Lu)与强不相容元素(I:Th,Rb,LREE等)的logR-logI变异图呈近水平或弱正相关性(图略)。指示超钾质岩石是平衡部分熔融作用形成(Cocherine,1986),响岩构成熔融程度较高一端,粗面岩位于熔融程度较低的另一端。超钾质火山岩呈平衡部分熔融演化的特点,同时无明显的分离结晶作用,指示超钾质火山岩具有原始岩浆的性质。钠质碱性橄榄玄武岩的REE模式与超钾质火山岩类似,球粒陨石标准化REE模式为LREE富集型,特别是HREE部分几乎重合。ΣREE=170~191μg/g,平均为180μg/g,(La/Yb)N为8~10。REE模式无Eu异常,说明岩浆中没有斜长石的结晶分离。钠质玄武岩原始地幔标准化蜘蛛网图较为平坦,Ta,Nb,Ti,P等HFSE有弱的负异常,Cr,Ni等ICE较超钾质火山岩富集。钠质碱性橄榄玄武岩的稀土,微量元素特征,较高的MgO含量及较高的岩浆结晶温度说明钠质岩浆是地幔岩较高程度部分熔融的产物,其源区的LREE及LILE富集程度相对超钾质火山岩的源区小。在Zr/Nb-Zr/Y-Y/Nb比值三角图中(图略),超钾质火山岩的源区位于富集型地幔区(P),与藏北钾质火山岩的分布范围一致(邓万明和孙红娟,1998;邓万明,1993;张玉泉等,1998;郑祥身等,1986;解广轰等,1992;Arnaudetal.,1992;Turneretal.,1993)。钠质岩浆的源区位于富集地幔与过渡型地幔之间(T)(Fodor,1984)。超钾质及钠质岩浆具有相似的REE及LILE模式,结合下面要讨论的同位素特征,指示超钾质-钾质火山岩的源区可能是在钠质基性岩浆岩的源区基础上进一步富集的产物。5超钾质火山岩岩浆源区和岩石学特征本区鱼鳞山超钾质及拉嘎拉钠质火山岩的21个样品的Sr、Nd、Pb同位素的测量结果列于表4。超钾质火山岩Sr,Nd同位素比值变化范围很小(图6),具有较高的放射成因Sr及非放射成因Nd含量。87Sr/86Sr及143Nd/144Nd分别为0.708766~0.709162及0.512116~0.512342,呈反相关性。位于藏北钾质火山岩的Sr及Nd同位素分布范围内(邓万明和孙红娟,1998;邓万明,1993;张玉泉等,1998;郑祥身等,1986;解广轰等,1992;Arnaudetal.,1992;Turneretal.,1993),与意大利Roccamonfina钾质火山岩及南非金伯利岩的Sr,Nd同位素范围一致(VollmerandNorrry,1983;Smith,1983)。超钾质岩浆较集中的Sr、Nd同位素比值说明他们具有统一的源区,在岩浆上升过程中没有受到地壳物质的混染。同时,Sr、Nd同位素指示超钾质火山岩与藏北钾质火山岩可能具有一致的源区。与Sr,Nd同位素比较,Pb同位素比值的变化范围较大,206Pb/204Pb,207Pb/204Pb,208Pb/204Pb分别为18.882888~19.104751,15.642037~15.828458,39.138921~39.686835,206Pb/204Pb,207Pb/204Pb,208Pb/204Pb之间都显示很好的线性相关关系,位于同一条Pb同位素增长线上,说明本区超钾质岩浆具有统一的源区,再一次说明岩浆上升过程中没有受到地壳物质的混染。在206Pb/204Pb-207Pb/204Pb相关图上,藏北超钾质火山岩高于北半球参考线,位于地球等时线的右侧,与4400Ma的核幔分异年龄线一致(Zindler,1986),穿过EMII范围(图7)。其2阶段岩浆源区μ=9.7~9.9。藏北碱性-钙碱性钾质火山岩的206Pb/204Pb-207Pb/204Pb相关图平行于鱼鳞山超钾质火山岩的206Pb/204Pb-207Pb/204Pb相关图,但其206Pb/204Pb,207Pb/204Pb比值都较低。最近的野外调查中,发现藏北钾质玄武粗安岩及粗安岩含有很多直径较小的(<1cm)下地壳Gt-Ky和Sill-Opx麻粒岩包体。藏北钾质火山岩的206Pb/204Pb,207Pb/204Pb的亏损可能是由于岩浆中同化了下地壳麻粒岩的结果。藏北钾质火山岩的原始岩浆Pb的同位素比值应该与鱼鳞山超钾质岩浆具有一致的分布范围,他们具有相同的源区。上述超钾质火山岩的Sr-Nd-Pb同位素特征说明,鱼鳞山超钾质岩浆具有原始岩浆的性质,而藏北钾质火山岩则受到了一定程度的地壳混染。藏北超钾质-钾质火山岩可能具有统一的地幔源区。钠质碱性橄榄玄武岩的86Sr/87Sr值较低,143Nd/144Nd值较高(图6),分别为0.705926~0.706063和0.512438~0.512461(表4),与西昆仑钠质火山岩的Sr,Nd同位素范围相当(邓万明,1993)。钠质碱性橄榄玄武岩的Pb同位素比值较小,206Pb/204Pb,207Pb/204Pb,208Pb/204Pb分别为18.813428~18.887525,15.556234~15.605366,38.891302~38.962478,接近于PREMA型地幔端元(图7)。Sr、Nd及Pb同位素特征指示,钠质碱性橄榄玄武岩的源区接近PREMA型地幔端元,可能是受到洋壳物质及海水交代的PREMA型地幔。6讨论6.1超钾质火山岩岩浆源区及地球化学特征本区超钾质岩浆具有SiO2强烈不饱和,强碱性,响岩具有较高的MgO含量(3.63%),REE分配模式无Eu异常,高度富集LREE及LILE,有较一致的Sr-Nd-Pb同位素组成等地球化学特征。根据岩浆形成的部分熔融模型,本区超钾质岩浆不可能由地壳岩石部分熔融产生。青藏高原是由多个地块拼合而成,是典型的陆-陆碰撞区;超钾质岩浆具有较高的LILE/HFSE的比值,显示俯冲带岛弧岩浆的性质。鱼鳞山超钾质岩浆的源区更有可能是受到俯冲地壳物质强烈交代的地幔,是富集EMII型地幔低度部分熔融的产物。鱼鳞山超钾质火山岩的同位素资料也支持这种观点。在87Sr/86Sr-143Nd/144Nd同位素比值相关图上(图6),鱼鳞山超钾质火山岩、藏北钾质火山岩、拉嘎拉钠质火山岩分布在PREMA及EMII之间的一条双曲线上。在206Pb/204Pb-207Pb/204Pb同位素比值相关图上(图7)及86Sr/87Sr-206Pb/204Pb及143Nd/144Nd-206Pb/204Pb图上(图8)也出现相同的趋势,基性钠质岩浆靠近PREMA一端,超钾质岩浆位于EMII一端,指示超钾质岩浆的源区可能是在钠质岩浆的源区的基础上由陆壳物质进一步交代富集的产物。最近,东喜马拉雅构造结地区的角闪辉长岩-闪长岩中发现了大量地幔岩包体(丁林和钟大赉,1999),也证明超钾质岩浆可能是受到俯冲地壳物质强烈交代的地幔部分熔融的产物。地幔包体为方辉橄榄岩,残留矿物为橄榄石,斜方辉石,没有发现单斜辉石,交代矿物为角闪石,金云母,磷灰石及白云石等。角闪石及金云母的体积含量分别为1%~2%及1%~5%左右。地幔岩K2O含量可达0.5%。稀土配分形式为U型,富集LREE,同时HREE也具有一定程度的富集,La的含量为1~3μg/g。Sr-Nd-Pb同位素指示为富集EMII型地幔特征。推测青藏高原的地幔主要是受到大量沉积物及陆壳物质交代的EMII型地幔。根据平衡部分熔融演化模型,上述地幔岩发生<2%的部分熔融可产生超钾质岩浆的地球化学特征。拉嘎拉钠质岩浆高Mg,低放射成因Sr、Pb及高放射成因Nd说明岩浆为地幔岩部分熔融产物。邓万明(1998)认为钠质火山岩的源区为未经亏损也未经历富集事件的原始地幔。但在86Sr/87Sr-206Pb/204Pb及143Nd/144Nd-206Pb/204Pb图上(图8),钠质玄武岩的同位素成分偏离BSE,指向PREMA端元,同时钠质岩浆富集Rb、Ba、Th等LILE。因此,钠质岩浆的源区更可能是受到俯冲洋壳物质交代的PREMA地幔端元。6.2不同时代的岩石圈和上地潭结构及变形机制钠质岩浆形成在印度板块与欧亚板块开始碰撞前后(44~60Ma),由于碰撞引起的热扰动使地幔发生部分熔融形成富钠质岩浆。藏北在始新世—早渐新世是火山活动相对平静时期,这可能与强烈的地壳挤压及加厚有关。高原地壳增厚到55~80km,相应地岩石圈也应该加厚到200~240km(孔祥儒等,1996)。同时,印度地壳由于俯冲作用而进入班公湖-怒江缝合线以北的高原地幔及软流圈(图9)(OwensandZandt1997;Kosarevetal.,1999)。推测,高原北部地幔发生了广泛交代作用而形成富角闪石及金云母的EMII型地幔。中新世以来,高原岩石圈受到一个东西向的拉张作用(Armijoetal.1986,1989;Harrisonetal.1992;ColemanandHodges,1995),厚而重的岩石圈底部由于受到拉张而发生拆沉作用(图9),引起热而轻的软流圈上升(England&Houseman,1989)。由于减压及等温线上升的缘故,使得地幔岩石的温压条件与固相线相交而发生局部熔融作用。拉张初期,岩石圈底部与软流圈的物质及能量交换规模较小,熔融程度低,产生的岩浆体积较少,这也可能是超钾质岩浆岩分布较少的原因。中新世晚期由于藏北软流圈的进一步隆起,岩石圈底部温度进一步升高,使得部分熔融程度增高,形成高原北部广泛分布的主体玄武粗安岩及粗安岩。一般认为岩石圈的拉张作用将引起地壳的减薄,由于均衡作用,地表下降,高原开始塌陷(Harrisonetal.1992;ColemanandHodges,1995),然而,热的软流圈的上升可以大大抵消地表的沉降,甚至引起地表的抬升,特别是软流圈隆起的中心部位,地表将会大规模抬升(WhiteandMckenzie,1989)。藏北新生代