西藏朗县蛇绿混杂岩的地球化学特征及地质意义

张万平 莫宣学 袁四化 王立全 王冬兵 刘 伟

（1.中国地质大学地球科学与资源学院，北京100083；2.成都地质调查中心，成都610082）

蛇绿岩是指产于扩张洋脊的洋壳和地幔序列的岩石组合，是洋壳残片的一种典型代表［1］，其对于恢复古大洋形成演化史、重建古板块构造格局等具有重要意义。雅鲁藏布蛇绿混杂岩带是横贯印度－欧亚板块的特提斯缝合带的东延（图1－B），该缝合带不同地段蛇绿岩岩石组合不同，西段、中段和东段蛇绿岩的形成时代也有差异［2～11］。东段蛇绿岩体主要包括泽当蛇绿岩、罗布莎蛇绿岩和朗县蛇绿混杂岩。《西藏自治区区域地质志》最早提及朗县地区存在蛇绿混杂岩［12］，国土资源大调查1∶250 000林芝县幅、扎日区幅、隆子县幅（2005）详细查明了雅鲁藏布蛇绿混杂岩带在朗县地区的空间展布，确立了两条蛇绿混杂岩带，一条是位于南边的玉麦蛇绿混杂岩带，另外一条是位于北边的朗县蛇绿混杂岩带。

朗县蛇绿混杂岩是泽当、罗布莎蛇绿岩的东延部分，呈分散的构造块体产出，规模大小不一，其中规模较大者有朗县西3km的鲁见沟蛇绿岩，朗县南东20km的秀章蛇绿岩和朗县东70 km的莫洛蛇绿岩。朗县蛇绿岩层序单元由变质橄榄岩、堆晶杂岩和变质基性火山岩组成（图1－A）。朗县地区的两条蛇绿混杂岩带与泽当、罗布莎蛇绿岩，同属于雅鲁藏布江缝合带的东段。但比较二者而言，朗县蛇绿岩有着自己的特点：规模小，呈断块、残片状产出，层序单元出露不连续，均是分散的构造小块体，同时出露的层序单元也不及泽当、罗布莎蛇绿岩的层序单元完整。

1 样品的采集与测试

图1 朗县蛇绿混杂岩的分布及采样位置Fig.1 Distribution and sampling locations of the Langxian ophiolite melange

野外对朗县蛇绿混杂岩进行了观察并取样进行岩石学、岩石地球化学研究。采样地点均是朗县蛇绿混杂岩出露的地段，包括拉索村地区、白露－朗县附近和里龙地区，为朗县蛇绿岩的重要组成部分。样品主要集中在白露村－朗县附近和里龙剖面上，由蛇纹石化的辉石橄榄岩（变质橄榄岩）、变辉绿岩（堆晶杂岩）以及变玄武岩（变质基性火山岩）组成。样品的主量元素XRF分析、微量元素ICP－MS分析由西北大学大陆动力学国家重点实验室承担。主量元素XRF分析的仪器型号为RIX2100（日本理学公司），测试条件为：管电压50kV；管电流50mA；Rh靶。微量元素ICPMS分析的仪器型号为Elan6100DR（美国PerkinElme），测试条件为：优化仪器参数后进行分析；采用模拟地壳样品中元素天然丰度比的基体匹配校正标准溶液为外标，内标元素为10 μg／L Rh［14］。分析结果列于表1和表2中。

2 岩石学及地球化学特征

朗县蛇绿混杂岩中主要出露的蛇绿岩层序单元有变质橄榄岩、堆晶杂岩和变质基性火山岩，与蛇绿岩层序单元相对应的代表岩石分别为蛇纹石化的辉石橄榄岩、变辉绿岩和变玄武岩。本文重点讨论3类岩石的主量和微量元素是在低温蚀变和绿片岩相变质作用中不发生迁移的元素，其中包括不相容微量元素（P，Zr，Nb，Ta，Hf，Th）、稀土元素以及一些过渡金属元素（如Ni，Co，Cr，Ti，Sc）等［16～18］。随着构造背景的不同，其地幔源区成分会有所变化，同时由于熔融作用、低压分异作用的差异，岩石的化学成分会有不同；因此，本文系统研究朗县蛇绿混杂岩这些元素的变化规律，用以厘定其形成的构造背景［19］。

2.1 蛇纹石化辉石橄榄岩

蛇纹石化辉石橄榄岩为超镁铁质岩石，这些岩石已蚀变为蛇纹岩或阳起石岩。超镁铁质岩体（块）与围岩地层（白垩系）呈断层接触关系，构造侵位在白垩系粉砂质绢云板岩、绢云千枚岩中，呈团块状、囊状、不规则状集合体。超镁铁质岩石主要由蛇纹石组成，次为辉石和阳起石，副矿物有磁铁矿、少量的绿泥石和碳酸盐矿物，具纤柱状半自形变晶结构和叶片纤维鳞片变晶结构，片状或块状构造。蛇纹石呈橄榄石假象，已全部蚀变为蛇纹石，粒径约0.5～1mm。岩石蚀变主要是蛇纹石化、硅化、碳酸盐化，其次为绿泥石化和绿帘石化等。

超镁铁质岩石均遭受严重的蛇纹石化、硅化和碳酸盐化，因此利用除去挥发分后的标准化值进行对比和讨论。结果显示，其SiO2的质量分数为46.43%～52.27%，平均为48.42%；白露村－朗县附近剖面上MgO的质量分数为16.13%和19.39%，平均为17.76%；里龙村剖面上 MgO的质量分数为43.37%和45.02%，平均为44.19%。

用Sun和McDonough［15］的原始地幔岩丰度值进行对比，不同元素有不同的特点。相容元素的特征：白露村－朗县附近的超镁铁质岩贫MgO（w＝16.13%，19.39%）、里龙村超镁铁质岩略富MgO（w＝43.37%，45.02%）；朗县蛇绿混杂岩相

容元素的共同特点是富Cr（w＝1009×10－6～4150×10－6）和 Ni（w＝135.2×10－6～2286×10－6），贫Co（w＝36.4×10－6～119×10－6）等。不相容元素的特征：白露村－朗县附近超镁铁质岩富TiO2（w＝0.19%，0.22%），里龙村超镁铁质岩亏损 TiO2（w＝0.01%）和 Al2O3（w＝0.26% ～ 6.31% ）、富 CaO （w ＝ 17.29%，23.26%），里 龙超 镁 铁 质 岩 亏 损 CaO（w＝0.03%）；白露村－朗县附近超镁铁质岩富Sc（w＝67.7×10－6，209×10－6），里龙超镁铁质岩亏损Sc（w＝3.06×10－6，4.96×10－6）和 V（w＝14.5×10－6～561×10－6）等。

表1 朗县蛇绿混杂岩的主量元素成分（w／%）Table 1 Chemical components of the Langxian ophiolite mélange

表2 朗县蛇绿混杂岩的微量元素成分（w／10－6）Table 2 Microelement components of the Langxian ophiolite melange

（续表2）

超镁铁质岩石的Mg＃值在83.50～92.10之间，变化较大，可能是熔融程度的差异造成的，抑或是熔体与残留相超镁铁质岩再反应的体现。其Mg＃值多数在80以上，可见朗县蛇绿混杂岩超镁铁质岩为原始地幔较高程度部分熔融的残留物。

图2 朗县蛇绿混杂岩稀土和微量元素蛛网图Fig.2 REE and trace elements spider diagrams of the Langxian ophiolite melange

超镁铁质岩的球粒陨石标准化稀土元素的配分模式见图2。图2－A显示，稀土元素的质量分数总量在白露村－朗县和里龙地区有着不同的特点。白露村－朗县附近超镁铁质岩接近或略高于球粒陨石，稀土元素的质量分数总量为6.4×10－6和14.4×10－6，是球粒陨石的1.84倍和4.15倍。其中轻稀土是球粒陨石的2.80倍和6.27倍，重稀土是球粒陨石的1.45倍和3.27倍，（La／Sm）N为0.32和0.31，（La／Yb）N为0.30和0.29（＜1），（Gd／Yb）N为1.06（＞1）。里龙村超镁铁质岩稀土元素总量低于球粒陨石，为0.28×10－6和0.75×10－6，是球粒陨石的8%和22%。其中轻稀土是球粒陨石的23%和57%，重稀土是球粒陨石的2%和7%，（La／Sm）N为4.51和1.67，（La／Yb）N为6.70和3.00（＞1），（Gd／Yb）N为1.41和1.42（＞1）。由此可以看出，朗县蛇绿混杂岩的白露村－朗县附近和里龙地区的地幔岩石具有不同的特点：白露村－朗县附近地区的稀土总量较高，为球粒陨石的2～4倍，（La／Sm）N为0.30左右，（Gd／Yb）N为1.06（＞1），配分模式为轻稀土亏损、重稀土略微富集型，以轻稀土亏损为特征，与蛇绿岩型橄榄岩和阿尔卑斯型橄榄岩特征相似；里龙地区的稀土总量较低，仅为球粒陨石的30%～80%，（La／Sm）N为2～4左右，配分模式为轻稀土富集型。轻稀土富集可能是由于地幔交代作用造成的，说明里龙地区超镁铁质岩可能源自渗透交代的难熔地幔［20，21］。

2.2 堆晶杂岩

堆晶杂岩的代表岩石为变辉绿岩，共有3个样品，分别是 LL01－1，LL01－5和 QS01－1。里龙地区（LL01－1，LL01－5）的变辉绿岩构造侵位在白垩系粉砂质绢云板岩、绢云千枚岩中，呈团块状。主要由斜长石（中－拉长石）、阳起石和石英组成，副矿物是榍石；岩石具变余辉绿结构，强烈阳起石化。拉索村地区的变辉绿岩与上三叠统郎杰学群呈断层接触，呈囊状、团块状等；主要由斜长石、绿泥石、碳酸盐和石英组成，副矿物有榍石；岩石具含柱状、粒状－纤维状变晶结构。由此可见，朗县蛇绿混杂岩的变辉绿岩经历了一定程度的变质作用。

变辉绿岩样品的Nb／Y比值均小于0.67，在0.14～0.26之间，属亚碱性系列（图3－A）；Zr／TiO2比值在0.005附近，相当于玄武岩或安山岩成分的岩石。在硅碱图（图3－B）上，3个样品点均在亚碱性系列中，成分相当于玄武岩、安山岩。

变辉绿岩扣除挥发分后进行标准化，其SiO2的质量分数在48.19%～54.13%之间，平均为52.05%；Al2O3的质量分数在13.38%～15.07%之间，平均约为14.15%；TiO2的质量分数为0.91%～1.70%，平均为1.22%；K2O的质量分数平均为0.09%，Na2O 的质量分数平均为4.96%：显示低钾富钠特征；P2O5的质量分数为0.06%～0.16%，平均为0.10%。总体显示低铝、低钾和低P2O5特点。LL01－1，LL01－5和QS01－1的 Mg（up）值分别为54.58，59.52，53.01：反映岩浆经历了一定程度的分离结晶作用。

变辉绿岩石（LL01－1，LL01－5和 QS01－1）的稀土元素的质量分数总量均高于球粒陨石，分别为30.91×10－6，28.27×10－6和58.43×10－6，平均为39.20×10－6；（La／Yb）N分 别 为0.81，1.04，2.03；稀土元素的配分模式为平坦型（图2－A）。其δEu值分别为1.03，0.89，0.94：均在1附近，说明没有斜长石的分离结晶作用或作用不明显。

微量元素用原始地幔值进行标准化（图2－B），图解显示，变辉绿岩的微量元素丰度值比原始高，高场强元素（Nb，Ta，Zr，Hf，Th等）表现尤其明显；大离子亲石元素亏损，Rb和K负异常明显，显示与N－MORB钙碱性玄武岩相一致的特征［22］。

2.3 变基性火山熔岩

图3 朗县蛇绿混杂岩分类判别图Fig.3 Classification and discrimination diagrams of the Langxian ophiolite melange

变基性火山熔岩的岩石为变玄武岩。朗县蛇绿混杂岩的玄武岩在拉索村地区与上三叠统郎杰学群呈断层接触，在白露村－朗县附近和里龙地区构造侵位于白垩系粉砂质绢云板岩、绢云千枚岩中，呈团块状。岩石均遭受比较强烈的变质和变形作用。岩石表面风化色为浅绿色，新鲜面为灰绿色。岩石主要由斜长石（有时为假象）、石英、阳起石、绿帘石、绿泥石、碳酸盐组成，副矿物为磁铁矿。斜长石呈变斑状残留保存在绿泥石和碳酸盐集合体中，可见变形弯曲的钠长石双晶纹；石英呈不规则状、条带状粒状集合体，粒度（d）为0.1～0.3mm；阳起石（含普通角闪石）呈细柱状、纤柱状集合体组成条带，条纹状片状构造；绿帘石：呈不规则状、扁豆状、透镜状、细粒状集合体，常和绿泥石、碳酸盐等矿物一起呈填隙状；磁铁矿呈自形－他形粒状长条状集合体，集合体的大小以1.5mm×4mm居多。岩石具细柱状、纤柱状－不等粒状变晶结构，片状构造。岩石蚀变强烈，主要有强绿泥－绿帘石化、阳起石化、碳酸盐化和硅化。

朗县蛇绿混杂岩的玄武岩在Nb／Y－Zr／TiO2（图3－A）上，Nb／Y比值均小于0.67，判断为亚碱性系列；Zr／TiO2比值在0.005～0.050之间，判断为相当于玄武岩或安山岩成分的岩石。在硅碱图（图3－B）上，绝大多数玄武岩样品属亚碱性系列；在AFM图解（图3－C）上，朗县蛇绿混杂岩中玄武岩表现为由拉斑玄武岩系列到钙碱玄武岩系列的演化趋势。

拉索地区的玄武岩在主量元素特征上，具有相对低 SiO2（w＝42.80% ～46.95%，平 均为44.62%）、低 Al2O3（w＝12.25%～15.31%，平均为13.80%）、低TiO2（w＝1.41%～1.52%，平均为1.46%）、低 K2O＋Na2O（w＝1.38%～2.80%）、极低的 K2O（w＝0.01%～0.02%）和较低的P2O5（w＝0.13%左右）、相对高 MgO（w＝6.80%～8.27%，平均为7.48%）和 CaO（w＝10.37%～11.44%，平均为10.89%）的特征。该地区玄武岩的稀土元素的质量分数总量为54.63×10－6～62.27×10－6，是球粒陨石的20多倍。（La／Yb）N在1.92～2.19之间，平均为2.00，稀土元素配分模式为轻稀土弱富集型或平坦型（图2－C）。

白露村－朗县附近地区的玄武岩在主量元素特征 上，具 有 相 对 高 SiO2（w＝43.34% ～69.21%，平均为53.57%）、高 Al2O3（w＝9.95%～17.70%，平均为 14.28%）、高 TiO2（w＝0.47%～2.58%，平均为 1.50%）、低 K2O＋Na2O（w＝0.65%～6.75%，平均为3.40%）和极低的K2O（w＝0.01%～2.13%，平均为0.38%）、低 MgO（w＝2.48%～7.28%，平均为5.10%）、低CaO（w＝2.64%～10.69%，平均为6.97%）和较低的 P2O5（w＝0.07% ～0.28%，平均为0.17%）的特征。该地区玄武岩的稀土元素质量分数总量为49.69×10－6～131.32×10－6，是球粒陨石的20～50倍。（La／Yb）N在0.53～7.64，平均为3.51，稀土元素配分模式为轻稀土富集型或亏损型（图2－E）。

里龙地区的玄武岩在主量元素特征上，具有相对高 SiO2（w＝43.62%～57.40%，平均为50.97%）、高 Al2O3（w＝13.45%～17.86%，平均为15.92%）、高TiO2（w＝0.60%～2.52%，平均为1.09%）、低 K2O＋Na2O（w＝2.59%～5.64%，平均为 4.44%）和极低的 K2O（w＝0.10%～0.64%，平均为0.29%）、低 MgO（w＝3.14%～7.16%，平均为5.17%）、低 CaO（w＝4.86%～12.31%，平均为8.53%）和低 P2O5（w＝0.10%～0.27%，平均为0.16%）的特征。该地区玄武岩的稀土元素质量分数总量为30.92×10－6～90.20×10－6，是球粒陨石的10～20倍。（La／Yb）N在0.63～2.08，大多数在1左右，稀土元素配分模式为轻稀土弱亏损型或平坦型（图2－G）。

综合分析朗县蛇绿混杂岩中玄武岩的特点，可以看出（与 N－MORB［23］比较），拉索地区玄武岩的SiO2（w＝44.67%）和CaO（w＝10.89%）十分近似 N－MORB；MgO（w＝7.48%）略低，TiO2（w＝1.46%）高，P2O5（w＝0.13%）略高，十分接近 N－MORB；在主量 元 素 TiO2－10P2O5－10MnO分类图解（图4－A）上，其位于 MORB区域，属MORB型玄武岩。白露村－朗县附近地区玄武岩的SiO2（w＝53.57%）高，CaO（w＝6.97%）和MgO（w＝5.10%）低，TiO2（w＝1.50%）高，P2O5（w＝0.17%）略高，比较接近 N－MORB；在主量元素 TiO2－10P2O5－10MnO图解（图4－A）上，其分散于MORB和IAT区域。里龙地区玄武岩的主量元素与白露村－朗县附近地区玄武岩有着相似的特征，SiO2（w＝50.97%）高，CaO（w＝8.53%）和 MgO（w＝5.17%）低，TiO2（w＝1.09%）高，P2O5（w＝0.16%）略高，比较接近 N－MORB；在主量元素 TiO2－10P2O5－10MnO图解（图4－A）上，位于MORB区域，属MORB型玄武岩。

图4 朗县蛇绿混杂岩构造环境判别图Fig.4 Tectonic and environmental discrimination diagrams of the Langxian ophiolite melange

朗县蛇绿混杂岩的玄武岩稀土总量偏高，是球粒陨石的10～50倍。拉索和白露村－朗县附近地区稀土配分模式为轻稀土略微富集的平坦型；里龙地区稀土配分模式为轻稀土弱亏损的平坦型，显示不同类型的特点，但均显示与NMORB相似的特征。朗县蛇绿混杂岩中玄武岩的δEu均在1附近，几乎没有异常（拉索平均为1.02，白露村－朗县附近平均为0.91，里龙平均为0.91），说明没有斜长石的分离结晶作用或作用不明显。

朗县蛇绿混杂岩的玄武岩微量元素与典型的N－MORB相比，有着不同的特点。拉索地区，大离子亲石元素（K，Ba，Rb）的丰度值低于 NMORB，只有N－MORB的20%～50%；Sr较高，一般为 N－MORB的2～3倍；Ti比较接近 NMORB。高场强元素（Nb，Ta）偏高，是 N－MORB的3倍左右；Zr和Hf比较接近N－MORB。而放射性元素（Th，U）丰度较高，为N－MORB的5～7倍。白露村－朗县附近地区，大离子亲石元素（K，Ba，Rb，Sr）的丰度值普遍较高，一般为 NMORB的4～5倍，尤其Ba和Sr高达11和25倍，Ti比较接近N－MORB。高场强元素（Nb，Ta，Zr，Hf）偏高，是N－MORB的2～3倍多。而放射性元素（Th，U）丰度很高，分别为N－MORB的35倍和16倍。里龙地区，大离子亲石元素（K，Ba，Rb，Sr）的丰度值普遍较高，一般为N－MORB的2～5倍；只有Rb略高，为9倍左右；Ti比较接近N－MORB；高场强元素（Nb，Ta，Zr，Hf）十分接近N－MORB，而放射性元素（Th，U）丰度较高，分别为N－MORB的6倍和7倍。可以看出，朗县蛇绿混杂岩的大离子亲石元素的丰度值普遍高于NMORB，但拉索地区很接近；高场强元素的丰度值也普遍偏高，但里龙地区十分接近N－MORB；放射性元素（Th，U）的丰度值远高于 N－MORB：既有典型洋中脊玄武岩的特征但又不完全相同。朗县蛇绿混杂岩的这些独特的特点在构造环境判别图上也可以体现，在（Ti／100）－Zr－3Y 图解（图4－B）上，集中在岛弧拉斑、钙碱性玄武岩和MORB（b区），岛弧钙碱性玄武岩也有少量分布（c区）；在2Nb－（Zr／4）－Y图解（图4－C）上，玄武岩集中在岛弧钙碱性玄武岩（c区）和板内玄武岩（d区）；在（Hf／3）－Th－Ta图解（图4－D）上，则比较分散在钙碱性玄武岩、N－MORB和E－MORB区域内。

朗县蛇绿混杂岩中玄武岩的K2O极低，P2O5和TiO2变化较大，拉索和白露村－朗县附近地区玄武岩的稀土配分模式为轻稀土略微富集的平坦型，里龙地区玄武岩的稀土配分模式为轻稀土略微亏损的平坦型，朗县蛇绿混杂岩中玄武岩的大离子亲石元素Rb和Sr强烈亏损，高场强元素变化较大。这些特征表明朗县蛇绿混杂岩的玄武岩地球化学在拉索和白露村－朗县附近地区显示E－MOBR特点，而里龙地区的玄武岩则具有N－MORB的特征，朗县蛇绿混杂岩显示具有MORB型蛇绿岩的特点［1］。

3 地质意义

确定蛇绿岩形成的大地构造环境，枕状玄武岩的岩石地球化学特征是重要的依据［24］。为探讨朗县蛇绿混杂岩的形成构造环境，将变玄武岩与典型地区同类岩石进行对比，找到其共性与个性。本文着重分析蛇绿岩中变玄武岩的不活动元素（Ti，P）、稀土元素、大离子亲石元素（Ba，Rb，Sr）和高场强元素（Nb，Ta，Zr，Hf）等提供的信息，从而厘定朗县蛇绿混杂岩的形成构造环境。

朗县蛇绿混杂岩中玄武岩的TiO2质量分数在0.47%～2.58%之间，平均值为1.32%，对比洋脊玄武岩TiO2的质量分数平均值1.27%，十分接近或略高，表明其以含较高的Ti为特征；朗县蛇绿混杂岩中玄武岩的P2O5质量分数为0.07%～0.28%，平均值为0.16%，与洋脊玄武岩P2O5的平均质量分数0.14%基本相同。拉索和白露村－朗县附近地区玄武岩稀土元素配分模式为轻稀土略富集的平坦型，里龙地区玄武岩稀土元素配分模式为轻稀土略亏损的平坦型。与典型的N－MORB相比，朗县蛇绿混杂岩中变玄武岩的大离子亲石元素丰度值普遍偏高，但拉索地区很接近；高场强元素也普遍偏高，但里龙地区十分接近N－MORB；放射性元素Th和U的丰度值远高于N－MORB，体现具有典型洋中脊玄武岩的特征但又不完全相同；微量元素分布形式非常类似于阿曼蛇绿岩的特征［25］：表明朗县蛇绿混杂岩可能形成于大洋中脊到岛弧的过渡环境［26］。从朗县蛇绿混杂岩中玄武岩的构造环境判别图（图4）上可以看出：玄武岩的岩石化学成分在各类图解上投点，均集中落在岛弧拉斑、钙碱性玄武岩和MORB内，大多数样品都在MORB区域内或者靠近MORB区域。稀土元素配分模式为轻稀土略亏损或富集的平坦型，与洋脊玄武岩的稀土元素配分模式相似。综合上述分析，可以推测朗县蛇绿混杂岩的形成环境为大洋中脊到岛弧的过渡环境，后期洋盆俯冲－消减作用导致蛇绿岩的构造侵位。

4 讨论与结论

蛇绿岩代表古代大洋岩石圈的碎片已为多数研究者所公认，作为一套岩石组合，它包括洋壳和上地幔一系列岩石单元［27］，自下而上，岩石单元有上地幔橄榄岩、洋壳的基性堆晶岩（包括层状辉长岩和层状辉绿岩）、基性席状岩墙群、枕状玄武岩和远洋沉积的放射虫硅质岩［28］。对比典型蛇绿岩的岩石层序单元，朗县一带出露的蛇绿岩虽然被后期的构造作用所肢解，呈构造岩块（片）产出，但仍然可以恢复其基本的岩石单元层序。该蛇绿混杂岩的层序单元由变质橄榄岩、变辉绿岩、变质基性火山岩组成，记录了该蛇绿岩地壳部分的岩浆演化历史。

朗县蛇绿混杂岩作为雅鲁藏布江缝合带的重要组成部分，是新特提斯洋盆海底扩张阶段的产物。对比典型大洋中脊玄武岩的微量元素，朗县蛇绿混杂岩组合中的玄武岩虽然大离子亲石元素和高场强元素的丰度值普遍偏高，但拉索地区的大离子亲石元素十分近似N－MORB、里龙地区的高场强元素十分接近N－MORB，体现具有典型洋中脊玄武岩的特征但又不完全相同；其稀土元素配分模式为轻稀土亏损或富集的平坦型，无负Eu异常，与大洋中脊玄武岩的特征类似，表明它们可能形成于洋盆的海底扩张环境。有关的构造环境判别图解的投点结果也支持这一推论。

综合上述资料，认为朗县蛇绿混杂岩形成于大洋中脊到岛弧的过渡环境，并经历了成熟洋壳的发育阶段，可能代表新特提斯洋盆闭合后的洋壳和上地幔的残余。另外，朗县蛇绿混杂岩经历了强烈的变质变形作用，并且具明显的混杂作用，表明该蛇绿岩在构造侵位过程中经历了俯冲消减、再逆冲推覆上升的复杂构造作用，可能属新特提斯洋盆闭合和碰撞造山过程中挤出的洋壳碎片［29］。

西北大学大陆动力学国家重点实验室承担了样品的化学成分测试，在此表示感谢。本文受中国地质调查局基础调查计划项目“青藏青藏高原基础地质数据库建设、系列图件编制和中生代构造－古地理综合研究”（编号：1212010610101）和国家重点基础研究发展计划项目（2009CB421000）的子项目“特提斯演化过程中的VMS型Cu－Pb－Zn成矿作用”（2009CB421003）联合资助。

［1］潘桂棠，肖庆辉，陆松年，等.大地构造相的定义、划分、特征及其鉴别特征.［J］.地质通报，2008，27（10）：33－57.

［2］钟立峰，夏斌，周国庆，等，藏南罗布莎蛇绿岩辉绿岩中锆石SHRIMP测年［J］.地质论评，2006，52（2）：224－229.

［3］周肃，莫宣学，MAHONEY J J，等.西藏罗布莎蛇绿岩中辉长辉绿岩Sm－Nd定年及Pb，Nd同位素特征［J］.科学通报，2001，46（16）：1387－1390.

［4］李海平，张满社，西藏罗布莎蛇绿岩的地球化学特征及形成环境探讨［J］.西藏地质，1996（2）：55－61.

［5］高洪学，宋子季，西藏泽当蛇绿岩混杂岩研究新进展［J］.中国区域地质，1995（4）：316－322.

［6］韦栋梁，夏斌，周国庆等，西藏泽当蛇绿岩的Sm－Nd等时线年龄及意义［J］.地球学报，2006（1）：31－34.

［7］GOPEL C，ALLÉGRE C J，XU Rong－Hua.Lead isotopic study of the Xigaze ophiolite （Tibet）：the problem of the relationship between magmatites（gabbros，dolerites.Lavas）and tectonites（harzburgites）［J］.Earth and Planetary Science Letters，1984，69：301－310.

［8］MLALPAS J，ZHOU M.F，ROBINSON P T，et al.Geocbemical and geocbronological constraints on the origin and emplacement of the Yarlung Zangbo ophiolites，Sontbern Tibet［C］／／Opbiolites in Earth History.London：Geological Society Special Published，2003，218：147－164.

［9］王冉，夏斌，周国庆，等，西藏吉定蛇绿岩中辉长岩SHRIMP锆石 U－Pb年龄［J］.科学通报，2006（1）：114－117.

［10］韦振权，夏斌，张玉泉，等.西藏休古嗄布蛇绿岩中辉绿岩锆石SHRIMP定年及意义［J］.大地构造与成矿学，2006（1）：93－97.

［11］MILLER C，THONI M，FRANK W，et al.Geochemistry and tectonomagmatic affinity of the Yungbwa ophiolite，SW Tibet［J］.Lithos，2003，66：155－172.

［12］西藏自治区地质矿产局.西藏自治区区域地质志［M］.北京：地质出版社，1993.

［13］潘桂棠，李兴振，王立全，等.青藏高原及邻区大地构造单元初步划分［J］.地质通报，2002，21（11）：701－707.

［14］刘晔，柳小明，胡兆初，等.ICP－MS测定地质样品中37个元素的准确度和长期稳定性分析［J］.岩石学报，2007，23（5）：1203－1210.

［15］SUN S S，McDOUGH W F.Chemical and isotope systematic of oceanic basalt：implication for mantle composition and process［C］／／ Magmatism in ocean basins.Geological Society Publication，1989，42：313－345.

［16］BECCALUVA L，OHNENSTETTER D，OHNENSTETTER M.Geochemical discrimination between ocean－floor and island－arc tholeiites application to some ophiolites［J］.Canadian Journal of Earth Sciences，1979，16：1874－1882.

［17］PEARCE J A，NORRY M J.Petrogenetic implications of Ti，Zr，Y，and Nb variations in volcanic rocks［J］.Contributions to Mineralogy and Petrology，1979，69：33－47.

［18］SHERVAIS J W.Ti－V plots and the petrogenesis of modern ophiolitic lavas［J］.Earth and Planetary Science Letters，1982，59：101－118.

［19］PEARCE J A.Role of the sub－continental lithosphere in magma genesis at active continental margin［C］／／Continental Basalts and Mantle Xenoliths.Shiva，Nantwich，1983：230－249.

［20］FREY F A.Rare earth element abundances in upper mantle rocks［C］／／Rare Earth Element Geochemistry.1984，2：153－203.

［21］王希斌，鲍佩声，戎合.中国蛇绿岩中变质橄榄岩的稀土元素地球化学［J］.岩石学报，1996，11（增刊）：24－41.

［22］PEARCE J A .Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries［C］／／Andesites.Chichester：Wiley，1982：525－548.

［23］SCHILLING J G，ZAJAC M，EVANS R，et al.Petrologic and geochemical variation along the Mid－Altlantic ridge from 29°N to 73°N ［J］.Am J Sci，1983，283（6）：510－586.

［24］夏斌，郭令智，施央申.西藏泽当蛇绿岩及其板块构造环境［J］.南京大学学报：地球科学版，1989（3）：19－29.

［25］JOHN S P，ROY J K.Rare－earth element geochemistry of the Sameil ophiolite near Ibra，Oman［J］.Journal of Geophysical Research，1981，86（B4）：2673－2698.

［26］PEARCE J A，LIPPARD S J，ROBERTS S.Characteristics and tectonic significance of suprasubduction zone ophiolites［J］.Marginal Basin Geology，1984，16：77－94.

［27］姚玉鹏，田兴有.中国蛇绿岩研究的现状及今后的研究方向［J］.地球科学进展，1997，2（2）：134－137.

［28］Anonymous.Penrose Field Conference on Ophiolite.Geotime，1972.

［29］叶培盛，吴珍汉，胡道功，等，西藏东巧蛇绿岩的地球化学特征及其形成的构造环境［J］.现代地质，2004，8（3）：309－315.