青藏高原東北緣柳坪新生代苦橄玄武巖地球化學及其大陸動力學意義*

賴紹聰 秦江鋒 趙少偉 朱韌之

大陸動力學國家重點實驗室，西北大學地質(zhì)學系，西安 710069

近年來，關(guān)于青藏高原東北緣特殊的大地構(gòu)造環(huán)境，高原物質(zhì)向東的逃逸等問題在學術(shù)界存在重大爭議，并引起了地學界廣泛的關(guān)注和重視(莫宣學等，2007；Moetal., 2006)。青藏高原東北緣西秦嶺-松潘地區(qū)處于中國大陸構(gòu)造的主要地塊與造山帶聚集交接轉(zhuǎn)換部位，是東西向中央造山系與南北向賀蘭-川滇構(gòu)造帶垂向交匯區(qū)，也是青藏高原東北緣擴展跨越地帶，這里地形地貌復雜、構(gòu)造活動強烈、地震異常活躍，是地學研究的重點地區(qū)。該區(qū)是在中國大陸多塊體拼合地質(zhì)條件中，在全球三大構(gòu)造動力學系統(tǒng)長期復合演變背景下，歷經(jīng)復雜的復合過程而形成，記錄與揭示著中國大陸形成與演化及大陸構(gòu)造的重要成因信息。青藏高原東北緣的新生代火山巖作為巖石深部探針可成為研究高原隆升機制及深部動力學、殼幔相互作用、上地幔及下地殼物質(zhì)組成與熱狀態(tài)等重大科學問題的重要研究對象(張國偉等，2004；Shietal., 2009)。

圖1 青藏高原東北緣柳坪地區(qū)地質(zhì)簡圖1-第四系：砂礫層、粉砂土、亞砂土；2-古近系-新近系：紅色砂巖、粉砂巖、頁巖、粘土巖；3-三疊系：砂巖、板巖、石灰?guī)r；4-泥盆系：炭質(zhì)板巖、千枚巖、砂巖、石灰?guī)r；5-印支期閃長巖、石英閃長巖；6-新生代火山巖；7-斷裂；8-取樣位置Fig.1 Geologic sketch map of the Liuping area, northeastern margin of the Tibetan Plateau

青藏高原東北緣新生代火山巖零星分布，已有較長的研究歷史(Spurlinetal., 2005; Jiangetal., 2006)，火山巖以鉀質(zhì)-超鉀質(zhì)系列為主體，鈉質(zhì)火山巖系列出露很少。喻學惠等(2001，2003，2004，2005)、董昕等(2008)、蘇本勛等(2007)、王永磊等(2007)對甘肅西秦嶺禮縣、宕昌一帶廣泛分布的新生代超鉀質(zhì)火山巖和碳酸巖及其中含有的地幔包體進行了十分詳細的研究，提出西秦嶺新生代超鉀質(zhì)火山巖是青藏高原新生代鉀質(zhì)火山巖帶的重要組成部分，其成因及動力學背景與印度-歐亞大陸的俯沖碰撞作用有關(guān)等重要認識。然而，尚未見到對該地區(qū)苦橄玄武巖的報道與研究，而苦橄玄武巖的研究對該區(qū)深部地質(zhì)作用過程具有重要的意義。因此，本文選擇青藏東北緣柳坪地區(qū)新生代苦橄玄武巖，進行了詳細的地球化學及成因巖石學研究，并探討了源區(qū)性質(zhì)及其對高原東北緣新生代深部動力學背景的約束。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

柳坪新生代玄武巖出露在青藏高原東北緣(E: 104°51.487′，N: 33°56.694′)，秦嶺構(gòu)造帶的西延部分，天水-禮縣新生代斷陷盆地內(nèi)。位于甘肅省禮縣白關(guān)鎮(zhèn)西南側(cè)約6km處(圖1)，屬于祁連-秦嶺褶皺帶、松潘-甘孜褶皺帶和揚子古陸三大構(gòu)造體系交匯的部位。火山巖呈近南北向展布，出露面積約4km2。以火山通道相/或侵出相的致密塊狀熔巖為主，可見含氣孔的熔巖、集塊熔巖以及溢流作用形成的層狀熔巖流。局部可見火山巖不整合覆蓋于泥盆系炭質(zhì)板巖、千枚巖、砂巖、石灰?guī)r以及古近系紅色砂巖、粉砂巖、頁巖、粘土巖之上，并被第四系砂礫層、粉砂土、亞砂土不整合覆蓋(圖1)。根據(jù)喻學惠等(2005)對西秦嶺地區(qū)新生代火山巖大量的精確同位素定年結(jié)果，西秦嶺新生代火山巖的噴發(fā)時代主體限制在23～7.1Ma左右，結(jié)合野外觀察到的地層學約束，可以判定本區(qū)新生代火山巖應(yīng)屬新近紀中新世。

研究區(qū)出露的地層很簡單,泥盆系主要巖性為河湖相碎屑巖和泥巖、碳酸鹽巖；三疊系主要巖性為砂巖、板巖、石灰?guī)r；古近系-新近系主要巖性為紅色砂巖、粉砂巖、頁巖、粘土巖；第四系主要為洪積沖積砂礫層、粉砂土、亞砂土等；火山巖北側(cè)出露有印支期閃長巖、石英閃長巖類(圖1)。

2 巖石學特征及樣品分析方法

巖石呈灰黑色，斑狀結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造，有時見有角礫狀構(gòu)造。斑晶含量較低(10%±)，斑晶礦物包括橄欖石、輝石以及少量自形板狀斜長石(圖2a, b)。斑晶橄欖石自形程度相對較高，大部分強烈伊丁石化，單偏光下蝕變部分呈棕紅色，部分斑晶具有熔蝕現(xiàn)象；斑晶輝石呈半自形短柱狀, 同樣具有伊丁石化現(xiàn)象。基質(zhì)為微晶結(jié)構(gòu)，主要礦物成分有長條狀斜長石微晶、細粒輝石顆粒、伊丁石化橄欖石、不均勻分散狀磁鐵礦。巖石中含少量氣孔和杏仁體, 杏仁成分為碳酸鹽礦物, 具有閃突起現(xiàn)象，菱形解理，解理面常有彎曲現(xiàn)象，高級白干涉色, 波狀消光，應(yīng)為白云石。

圖2 柳坪新生代苦橄玄武巖的鏡下照片Py-輝石(可見伊丁石化現(xiàn)象)；Ol-橄欖石(強烈伊丁石化)；巖石基質(zhì)為微晶結(jié)構(gòu)Fig.2 Microscopic photos of the Cenozoic picritic basalt from the Liuping area

分析測試樣品是在巖石薄片鑒定的基礎(chǔ)上精心挑選出來的。首先經(jīng)鏡下觀察，選取新鮮的、無后期交代脈體貫入的樣品，然后用牛皮紙包裹擊碎成直徑約5mm的細小顆粒，從中挑選200g左右的新鮮巖石小顆粒，蒸溜水洗凈烘干，最后在振動盒式碎樣機(日本理學公司生產(chǎn))內(nèi)粉碎至200目。主量和微量元素在西北大學大陸動力學國家重點實驗室完成。主量元素采用XRF法完成，微量元素用ICP-MS測定，微量元素樣品在高壓溶樣彈中用HNO3和HF混合酸溶解兩天后，用VG Plasma-Quad Excell ICP-MS方法完成測試，對國際標準參考物質(zhì)BHVO-1(玄武巖)、BCR-2(玄武巖)和AGV-1(安山巖)的同步分析結(jié)果表明，微量元素分析的精度和準確度一般優(yōu)于10%，詳細的分析流程見文獻(劉曄等，2007)。Sr-Nd-Pb同位素分析在西北大學大陸動力學國家重點實驗室完成。Sr、Nd同位素分別采用AG50W-X8(200～400 mesh)，HDEHP(自制)和AG1-X8(200～400 mesh)離子交換樹脂進行分離，同位素的測試則在該實驗室的多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(MC-ICP MS，Nu Plasma HR，Nu Instruments, Wrexham, UK)上采用靜態(tài)模式(Static mode)進行。

3 巖石化學特征

柳坪新生代火山巖11個樣品的常量元素分析結(jié)果及CIPW標準礦物計算結(jié)果列于表1中。從表1中可以看到，火山巖SiO2在41.72%～42.82%之間，平均為42.28%。Al2O3小于7%，在5.61%～6.75%之間變化，平均為6.11%。巖石全堿含量相對較高、變化較大(1.43%～2.53%，平均2.00%)，全部樣品均Na2O>K2O，K2O/Na2O=0.46～0.55,平均為0.51。巖石Fe2O3T(11.67%～12.24%，平均11.94%)、MgO(14.93%～16.24%，平均15.66%)和CaO(12.65%～13.25%，平均12.84%)含量高，這與基性巖中鎂、鐵、鈣組分通常含量較高的普遍規(guī)律相一致。值得注意的是，該套火山巖具有很高的TiO2含量(3.46%～3.71%，平均3.59%)，遠遠高于島弧區(qū)火山巖類以及大洋巖石的TiO2含量，總體顯示了大陸板內(nèi)玄武巖類高TiO2含量特征(Pearce, 1983; Wilson, 1989)，這與青藏高原東緣新生代期間為陸內(nèi)環(huán)境的事實是一致的。

在SiO2-(K2O+Na2O)系列劃分圖解(圖3a)上，本區(qū)火山巖投影點均位于堿性系列范圍內(nèi)，在火山巖TAS分類命名圖解(圖3b)中，本區(qū)火山巖全部樣品均位于苦橄玄武巖區(qū)內(nèi)。根據(jù)火山巖K2O-Na2O系列劃分圖解(圖4)，可以清楚地看出，本區(qū)火山巖明顯不同于鉀質(zhì)和超鉀質(zhì)火山巖系列，而應(yīng)該屬于偏鈉質(zhì)的堿性玄武巖類，這與該套火山巖均具有Na2O>K2O(K2O/Na2O=0.46～0.55)的特征完全一致。CIPW標準礦物計算結(jié)果(表1)表明，巖石中出現(xiàn)Ne(霞石)標準礦物分子，而未出現(xiàn)Lc(白榴石)標準礦物分子，從而充分表明柳坪玄武巖屬于鈉過飽和型火山巖類。綜上所述，該套火山巖應(yīng)屬于堿性系列鈉質(zhì)苦橄玄武巖類。

4 稀土及微量元素地球化學特征

柳坪新生代火山巖11個樣品的稀土及微量元素分析結(jié)果列于表2中。從表2中可以看到，柳坪苦橄玄武巖強烈富集稀土元素，稀土總量較高且變化不大，在569×10-6～596×10-6之間，平均為585×10-6；輕重稀土分異明顯，∑LREE/∑HREE在8.10～8.33之間， 平均為8.23； 巖石(La/Yb)N變化不大，介于50.1～53.7之間，平均為51.9；(Ce/Yb)N介于36.6～38.8之間，平均為37.6；δEu值十分穩(wěn)定，在0.91～0.92之間，表明巖石沒有明顯的銪虧損。在球粒隕石標準化配分圖上(圖5a)，本區(qū)苦橄玄武巖顯示為右傾負斜率輕稀土強烈富集型配分模式，與典型的板內(nèi)玄武巖稀土元素地球化學特征基本一致，表明它們應(yīng)形成于大陸板塊內(nèi)部的大地構(gòu)造環(huán)境(Pearce，1983；Wilson，1989)。

表1火山巖常量元素分析結(jié)果(wt%)及CIPW標準礦物計算結(jié)果

Table 1 Analytical result of major element (wt%) and CIPW characteristics of the volcanic rocks

樣品號LP?03LP?04LP?06LP?07LP?08LP?10LP?13LP?15LP?16LP?17LP?18SiO242824233426042544172426042124203423741984199TiO2361357357358346371360357363362361Al2O3600642635651675561582613575594592Fe2O3T12171221121412031184122411751175116711791170MnO015016016016016016015016016016015MgO15471524149315381570154015951606162416121575CaO12771282128512651266132512951273127812931287Na2O137137134148163151125110095128125K2O073071072080090080059051048061060P2O5068078077067081084089091086089088LOI410445429416409361446475480443481Total998710006997299969972997399539970996999759953Mg#700696692701709698713714718715711An7919159118658376098431021994858870Di406394397395392432400376382397396Ol237239232238244226244255254248242Ne336368289443673497285143013339274Or429418418465523465347294276359353Ab530472582417119342523657771441544Mt269269267266264275260257256260260Ilm679672672672651698679673685681683Ap140159157138166172181185174183179

圖3 火山巖SiO2-(K2O+Na2O)系列劃分圖解(a)和TAS分類命名圖解(b)Fig.3 The SiO2-(K2O+Na2O) of classification (a) and TAS (b) diagrams for the volcanic rocks

圖4 火山巖K2O-Na2O圖解Fig.4 The K2O-Na2O diagram for the volcanic rocks

微量元素原始地幔標準化配分圖解(圖5b)顯示，本區(qū)苦橄玄武巖11個樣品具有較為一致的配分型式，曲線總體顯示為隆起型配分型式。曲線的前半部元素總體呈富集狀態(tài)，而曲線后半部相容元素富集度相對較低，總體表現(xiàn)為板內(nèi)火山巖的地球化學特性(Pearce，1983；Wilson，1989)，表明它們應(yīng)來自大陸板內(nèi)深部的局部熔融，這與稀土元素反映的地質(zhì)事實相吻合。在配分曲線中有特別顯著的K負異常和Sr、Ti的輕度虧損。K和Sr均是堿土金屬族元素，它們在地球化學性質(zhì)上有類似之處(劉英俊等，1984)。傳統(tǒng)的元素地球化學理論認為(劉英俊等，1984)，由于造巖元素中K與Sr較接近，K易被Sr類質(zhì)同像置換，故巖漿作用過程中Sr的性狀在一定程度上受K的控制。本區(qū)火山巖虧損K和Sr的地球化學特征，恰好映證了柳坪苦橄欖玄武巖應(yīng)屬鈉質(zhì)堿性玄武巖類，與青藏高原北部廣泛分布的新生代鉀質(zhì)-超鉀質(zhì)-鉀玄質(zhì)火山巖地球化學性質(zhì)有明顯不同(Laietal., 2001, 2003, 2007, 2011; 賴紹聰和劉池陽，2001；賴紹聰?shù)龋?007)。Ti在巖漿巖中易形成獨立礦物相，主要是鈦鐵氧化物類。而在造巖礦物中，Ti在鏈狀硅酸鹽中的含量最高，其次是層狀硅酸鹽，而架狀硅酸鹽中鈦的含量較低(劉英俊等，1984)。從而表明，本區(qū)苦橄玄武巖中Ti的弱虧損可能受控于巖漿中鈦鐵氧化物的早期輕度分離結(jié)晶。

表2火山巖微量及稀土元素分析結(jié)果(×10-6)

Table 2 Analytical results of trace and rare earth element (×10-6) of the volcanic rocks

樣品號LP?03LP?04LP?06LP?07LP?08LP?10LP?13LP?15LP?16LP?17LP?18Li177180181184188131162183143164162Be244250250245253256236243215233237Sc207205210202200216208206201204208V136131130130131151171168174170172Cr656643649627618641689688670687665Co761964743737734783766788734703131Ni488476470479498469493491487491487Cu880851881871874930944935722906911Zn128127126124126131127126121127124Ga169172174171172171169169164166164Ge146144145146143150148147146145146Rb275270271289315296220195175216214Sr10941113110810841177128314651502155514321453Y315317315316319317316310311312307Zr453448457443437474449438445442438Nb152148150148146155150147147145144Cs052053051052054063045044035043045Ba3994184204004468539371054495552795Hf921906935912883955915888915884874Ta697694704698674701697671690664664Pb466578523470458661589635485586605Th170169171169162168170161169163162U365359367354345351355350343344340La127129128128126129130126130126124Ce239240241238238246243236241234232Pr273276274272269278277269277267263Nd104104105104103105106103105101101Sm193193194193189193195188193187185Eu531531532534525534540528538515514Gd155154155154153157157152155151149Tb177176177176175176177172178170170Dy843848854844839841841822850815811Ho134134135135134134134131133129127Er286285287286286284281278281275265Tm033032033032033033032031032031031Yb182179180181179182174172174171168Lu025024025024024025024023024023023∑REE587589591587582596596579591573569∑LREE/∑HREE818821823819810831833827833819823δEu091091091092091091091092092091092(La/Yb)N501516510509506508537528534526530(Ce/Yb)N366371371366368375388382385379384

圖5 火山巖球粒隕石標準化稀土元素配分圖(a, 標準化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)及原始地幔標準化不相容元素配分圖解(b,標準化值據(jù)Wood et al., 1979)Fig.5 Chondrite-normalized rare earth element (a, normalization values after Sun and McDonough, 1989) and primitive mantle-normalized trace element (b, normalization values after Wood et al., 1979) distributions

表3火山巖Sr-Nd-Pb同位素分析結(jié)果

Table 3 Sr-Nd-Pb isotopic analysis results of the volcanic rocks

樣品號LP?06LP?07LP?10LP?17Pb(×10-6)523470661586Th(×10-6)171169168163U(×10-6)367354351344206Pb/204Pb187791841872987118746492187609832σ0000828000054000009160000818207Pb/204Pb156024541559539115598208155913952σ0000792000052200008680000722208Pb/204Pb391814583909737239129018392078822σ0002100000129600021800001826Δ7/4758741751667Δ8/4850826838899Sr(×10-6)1108108412831432Rb(×10-6)27128929621687Rb/86Sr00708400770100666100437187Sr/86Sr07044000704380070415807046682σ0000012000001100000110000011ΔSr4400438041584668εSr+7739+7711+7394+8123Nd(×10-6)105104105101Sm(×10-6)194193193187147Sm/144Nd011153011153011085011174143Nd/144Nd05128760512881051335205128312σ0000031000003300000670000012εNd+464+474+1393+376

注：εNd=[143Nd/144Ndsample/143Nd/144NdCHUR-1]×104,143Nd/144NdCHUR=0.512638;εSr=[87Sr/86Srsample/87Sr/86SrUR-1]×104,87Sr/86SrUR=0.698990; Δ7/4=[207Pb/204Pbsample-0.1084×206Pb/204Pbsample-13.491]×100; Δ8/4=[208Pb/204Pbsample-1.209×206Pb/204Pbsample-15.627]×100；ΔSr=[87Sr/86Srsample-0.7]×10000；εNd和εSr未做年齡校正

圖6 火山巖143Nd/144Nd-87Sr/86Sr圖解DM-虧損地幔；PREMA-原始地幔；BSE-地球總成分；MORB-洋中脊玄武巖Fig.6 The 143Nd/144Nd-87Sr/86 Sr diagram of the volcanic rock

圖7 火山巖鉛同位素組成圖解(據(jù)Hugh，1993)DM-虧損地幔；PREMA-原始地幔；BSE-地球總成分；MORB-洋中脊玄武巖；EMI-I型富集地幔；EMII-II型富集地幔；HIMU-異常高238U/204Pb地幔Fig.7 Pb isotopic data for the volcanic rock(after Hugh, 1993)

5 同位素地球化學特征

柳坪新生代火山巖4個樣品的Sr-Nd-Pb同位素分析結(jié)果列于表3中。從表3中可以看到，柳坪苦橄玄武巖總體具有中-低含量的Sr，以及相對低Nd的同位素地球化學特征，巖石87Sr/86Sr=0.704158～0.704668(平均0.704402)，εSr=+73.94～+81.23(平均為+77.42)，143Nd/144Nd=0.512831～0.513352，平均0.512985，εNd=+3.76～+13.93(平均+6.77)。根據(jù)143Nd/144Nd-87Sr/86Sr相關(guān)圖解(圖6)，本區(qū)火山巖的Sr-Nd同位素組成特征投影在DM、PREMA、MORB和BSE之間，非常接近PREMA(原始地幔)的位置。與北羌塘新生代鉀質(zhì)-超鉀質(zhì)火山巖比較(Laietal., 2001, 2003, 2007, 2011; 賴紹聰?shù)? 2001, 2007)，本區(qū)火山巖具有更高的εNd值和相對更低的87Sr/86Sr同位素組成。

柳坪苦橄玄武巖206Pb/204Pb=18.729871～18.779184(平均18.754133)，207Pb/204Pb=15.591395～15.602454(平均15.596862)，208Pb/204Pb=39.097372～39.181458(平均39.153933)。在Pb同位素成分系統(tǒng)變化圖以及Sr-Pb、Nd-Pb圖中(圖7、圖8)，本區(qū)火山巖樣品無論是在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解上，還是208Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解上，均位于Th/U=4.0的北半球參考線(NHRL)之上，并在208Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解上具有與BSE接近的同位素組成，而在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解上顯示了輕微偏高的206Pb/204Pb比值，處在PREMA、BSE、MORB和EMII之間的過渡區(qū)域。

計算結(jié)果表明(表3)，柳坪苦橄玄武巖Δ8/4Pb在82.6～89.9之間，Δ7/4Pb較低，介于6.67～7.58之間。通常DUPAL異常具有如下特征(Hart，1988)：(1)高87Sr/86Sr(大于0.7050)；(2)Δ8/4Pb大于60，Δ7/4Pb也偏高。從柳坪苦橄玄武巖Pb同位素特征可以看到，其偏低的Δ7/4Pb和明顯小于0.7050的87Sr/86Sr值，未顯示顯著的DUPAL異常特征。表明它們不同于源自青藏高原具顯著DUPAL異常特征地幔源區(qū)的藏北新生代鉀質(zhì)-超鉀質(zhì)火山巖類(Laietal., 2001, 2003, 2007, 2011; 賴紹聰?shù)? 2001, 2007)。

圖8 火山巖87Sr/86Sr-206Pb/204Pb (a)和143Nd/144Nd-206Pb/204Pb (b)同位素組成圖解(據(jù)Zindler and Hart, 1986)DM-虧損地幔；PREMA-原始地幔；MORB-洋中脊玄武巖；EMI-I型富集地幔；EMII-II型富集地幔；HIMU-異常高238U/204Pb地幔Fig.8 The 87Sr/86Sr vs. 206Pb/204Pb (a) and 143Nd/144Nd vs. 206Pb/204Pb (b) diagrams (after Zindler and Hart, 1986)

圖9 青藏高原東北緣及柳坪苦橄玄武巖產(chǎn)出的大地構(gòu)造位置簡圖Fig.9 Sketch map showing the tectonic setting of the northeast margin of Tibetan Plateau and the Cenozoic picritic basalt in the Liuping area

圖10 青藏高原新生代火山巖的時空遷移(據(jù)莫宣學等，2007)Fig.10 Sketch map showing migration paths of the Cenozoic volcanism with time in the Tibetan Plateau (after Mo et al., 2007)

6 巖漿起源和源區(qū)性質(zhì)

本文的研究資料表明(表1)，柳坪苦橄玄武巖Mg#很高，介于69.2～71.8之間(平均70.6)，符合原生玄武巖漿的Mg#范圍(67～73)(Freyetal., 1978)。因此，柳坪苦橄玄武巖具有很好的原生性質(zhì)，其地球化學和同位素地球化學資料能夠?qū)Φ蒯r漿源區(qū)性質(zhì)作出有效約束。巖石低SiO2、貧Al2O3，Na2O>K2O，尤其是極高的MgO(14.93%～16.24%，平均15.66%)、TiO2(3.46%～3.71%，平均3.59%)、Cr(618×10-6～689×10-6，平均658×10-6)、Co(70.3×10-6～131×10-6，平均82.0×10-6)和Ni(469×10-6～498×10-6，平均484×10-6)含量，充分表明為一套典型的幔源鈉質(zhì)堿性玄武巖類(Wilson，1989)。

目前，學術(shù)界對富鈉火山巖的成因已提出了一些初步解釋(Miyashiro, 1978; Hofmann, 1997; Marty and Dauphas, 2003; 張學誠，1995；鄭海飛等，1996)，認為鈉質(zhì)富堿巖漿巖通常具富堿、高鈉(Na2O>K2O)的特點，同時富鈦及輕稀土。這類巖石常常起源于鈉質(zhì)的富堿地幔源區(qū)，這些異常地幔源的形成可能與特殊的地幔深部動力學過程或地幔流體交代作用有關(guān)，而超深大斷裂作為巖漿上升的通道，是鈉質(zhì)地幔富堿巖系形成的重要條件。

需要指出的是，柳坪苦橄玄武巖相對低的Nd同位素，以及其偏低的Δ7/4Pb和明顯小于0.7050的87Sr/86Sr值，不同于青藏高原北部源自加厚地殼下部并明顯受到EMII型富集地幔混染的高鉀鈣堿性殼源中酸性火山巖，也顯著區(qū)別于青藏高原北部廣泛分布的以高度富鉀及強烈虧損Nb和Ta為特征的、源自青藏高原具顯著DUPAL異常的EMII型富集地幔的鉀質(zhì)、超鉀質(zhì)新生代火山巖系(Laietal., 2001, 2003, 2007, 2011; 賴紹聰和劉池陽, 2001; 賴紹聰?shù)? 2007)。柳坪苦橄玄武巖獨特的Sr-Nd-Pb同位素地球化學體系變化特征顯示了顯著的混源屬性，投影點位于EMI、EMII、BSE及PREMA等典型地幔儲庫的過渡部位，并可能存在HIUM地幔源的部分參與，明顯不同于單一地幔源局部熔融形成的玄武巖的同位素組成，從而表明本區(qū)玄武巖應(yīng)具有其相對獨立的地幔巖漿源區(qū)，是由兩種或兩種以上不同屬性的地幔源經(jīng)混合后形成的具有特殊混源特征地幔巖石再發(fā)生局部熔融的產(chǎn)物。Tegneretal.(1998)的研究認為，Sm/Yb比值和Yb含量的相關(guān)關(guān)系可有效判別地幔巖漿起源的相對深度和熔融程度，在地幔部分熔融作用中，熔體的Sm/Yb以及Dy/Yb比值隨壓力增大而增大。柳坪苦橄玄武巖具有相對較高的Sm/Yb值(Sm/Yb=10.53～11.20)，說明其來源深度較大，應(yīng)來源于軟流圈地幔尖晶石二輝橄欖巖的局部熔融。

7 深部動力學意義的討論

上述關(guān)于柳坪鈉質(zhì)苦橄玄武巖成因解釋為我們提供了深入探討青藏高原東北緣深部動力學背景的初步線索。那么，青藏東北緣西秦嶺地區(qū)為什么會產(chǎn)生這套特殊的、具有混源特征的鈉質(zhì)堿性玄武巖？軟流圈地幔巖漿局部熔融的熱動力又來自那里？張國偉等(2004)的研究結(jié)果表明(圖9)，青藏高原東緣西秦嶺-松潘地區(qū)在新生代期間處于典型的多塊體匯聚的特殊構(gòu)造環(huán)境，深部動力學過程主要表現(xiàn)為青藏高原、揚子及華北地幔的匯聚拼合。而青藏高原在以南北為主的南、北雙向擠壓縮短作用下，于地殼加厚、急劇隆升形成高原過程中，發(fā)生東、西向擴張，東部物質(zhì)產(chǎn)生向東運動，而東部邊界卻總體呈現(xiàn)為(1)東部受阻的雙向固態(tài)流變及其相關(guān)應(yīng)變和(2)塊體相對運動、旋轉(zhuǎn)的分段有限擠出剪切走滑構(gòu)造，共同組成青藏高原東部邊界籬笆式的整體受阻與隔段局部有限擠出逃逸的構(gòu)造組合模型。也就是說，青藏高原向東擴展，在首要產(chǎn)生受阻應(yīng)變的同時，伴生沿不同地塊間，尤其是沿鄂爾多斯、上揚子四川、印度等穩(wěn)定地塊間的拼結(jié)帶發(fā)生不等的有限剪切擠出構(gòu)造，突出的表現(xiàn)于青藏高原東南沿紅河等斷裂的走滑逃逸運動和東北緣的渭河等斷裂的剪切走滑，而柳坪苦橄玄武巖恰好分布在東北緣沿渭河斷裂的西秦嶺剪切走滑逃逸體系中(圖9)。

眾所周知，巖漿噴發(fā)和侵入活動與構(gòu)造活動有著密不可分的因果關(guān)系，往往是構(gòu)造擾動誘發(fā)了深部巖漿的上侵。根據(jù)GPS測定，青藏高原羌塘地塊以北是高原內(nèi)部向東運動最快部分，新生代以來，西秦嶺是青藏高原向東擠出運動的最佳通道。新近的一些研究結(jié)果(莫宣學等，2007；Moetal., 2006)表明，在青藏高原東北緣存在高原下軟流圈物質(zhì)沿“軟流圈通道”的東進。作為對印度-歐亞大陸強烈碰撞的吸收與調(diào)節(jié)，高原下軟流圈地幔流沿400km界面向北東方向側(cè)向流動(圖10)。因此，我們有理由認為新生代期間青藏高原東北緣西秦嶺地區(qū)具有極為獨特的大地構(gòu)造環(huán)境和深部動力學背景。青藏高原、揚子及華北地幔的匯聚拼合形成了該區(qū)獨特的混合型地幔源區(qū)，而高原下軟流圈地幔流向北東方向的側(cè)向流動，以及西秦嶺周邊克拉通塊體的阻擋，是形成西秦嶺斷裂系左行走滑特征和巨大拉分盆地的主要原因，也是誘發(fā)深部軟流圈地幔橄欖巖局部熔融，導致西秦嶺新生代鈉質(zhì)堿性玄武巖類形成的動力學機制。這也較好地解釋了西秦嶺新生代巖漿作用起源深度大，巖石組合與地球化學明顯區(qū)別于高原內(nèi)部及其周邊地區(qū)新生代鉀質(zhì)-超鉀質(zhì)-鉀玄質(zhì)火山巖系列的原因。

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