崔玉良，王根厚，李　典

(中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，北京　100083)



西藏改则热那错地区下—中侏罗统色哇组玄武岩地球化学特征及其构造意义

崔玉良，王根厚，李典

(中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，北京100083)

西藏改则热那错地区下—中侏罗统色哇组中含粗面玄武岩，元素含量测试表明，其SiO2含量为45.62%～48.46%，Al2O3含量为14.09%～16.51%；Na2O与K2O含量分别为2.68%～4.12%、1.35%～4.73%，K2O/Na2O=0.34～1.77。岩石富集轻稀土元素、亏损重稀土元素，有弱的铕正异常；总体富集Rb、Ba、U等元素，亏损Sr、Yb、Th、Y等元素。地球化学特征表明其形成于大洋板内洋岛环境，岩浆来源于富集地幔，未受或很少受到地壳物质和陆下岩石圈的混染。玄武岩、玄武质砾石、灰岩构成了洋岛型岩石组合，结合色哇组为海底扇沉积环境的观点，可以推断班公湖—怒江洋盆在早—中侏罗世发育成熟洋壳。

热那错地区；色哇组；火山岩；地球化学；构造意义

0　引　言

班公湖—怒江板块缝合带西起班公湖，东经改则、东巧，转东南经洛隆、八宿，继而沿滇西怒江谷地延向国外，全长超过2 800 km[1-2]，是青藏高原一条重要的构造界线。前人[1-5]已对洋盆性质、演化时限等进行了研究，初步认为班公湖—怒江缝合带扩张洋壳形成于晚三叠世—早侏罗世，中侏罗世洋壳俯冲，晚侏罗世末期—早白垩世洋壳闭合[2,4,6-10]。但前人的研究多集中于蛇绿岩方面[11-12]，对蛇绿岩上的覆盖岩系——洋岛型岩石组合和色哇组海底扇沉积等方面研究薄弱，虽已报道了塔仁本洋岛、多玛OIB型玄武岩，但其时代均为早白垩世，为班公湖—怒江缝合带演化晚期的记录。本文从下—中侏罗统色哇组沉积相、沉积环境以及所夹火山岩的岩相学、地球化学等方面探究火山岩形成环境、源区，进一步证实班公湖—怒江洋盆在早—中侏罗世发育有成熟的洋壳。

1　地质背景

图1　研究区大地构造位置*吉林大学地质调查院. 西藏1∶25万玛依岗日幅地质图. 2005.及地质简图*中国地质大学(北京)地质调查研究院. 西藏1∶5万热那错幅地质图. 2013.Fig.1　The tectonic setting*吉林大学地质调查院. 西藏1∶25万玛依岗日幅地质图. 2005. and geological sketch map*中国地质大学(北京)地质调查研究院. 西藏1∶5万热那错幅地质图. 2013. of the study area

羌塘盆地夹持于南部的冈底斯陆块与北部的巴颜喀拉—甘孜陆块之间，其北界为西金乌兰—金沙江缝合带，其南界为班公湖—怒江缝合带。羌塘盆地地貌多呈高海拔，起伏较大，地质工作薄弱[13-15]。本文研究区位于羌塘盆地南部的改则地区，临近班公湖—怒江缝合带北侧(图1)。班公湖—怒江结合带横亘于西藏自治区北部，夹于羌塘弧盆系与内部弧盆系之间，其内部可划分为班公湖—怒江俯冲消减杂岩带、东恰错增生弧、聂荣残余弧、嘉玉桥增生弧等次级构造单元[16-18]。

研究区地质构造十分复杂，经历了晚三叠世以来的裂解拉张、挤压汇聚、碰撞造山和陆内造山(高原隆升)的构造演化过程，形成了以东西向为主体，多方向、多期次并存的复杂构造格局。同时伴有不同时期、不同构造背景下的沉积、岩浆建造组合。研究区内主要出露上古生界、中生界及新生界：上古生界主要为中二叠统龙格组；中生界主要为上三叠统日干配错组、下—中侏罗统色哇组、中侏罗统莎巧木组以及下白垩统美日切错组；新生界主要为新近系康托组以及第四系。研究区内侵入岩主要有基性辉长岩岩墙以及中酸性花岗岩，火山岩分布层位较单一，主要位于美日切错组中，少部分位于色哇组即本文探讨的玄武岩中。研究区内色哇组发育三级复式褶皱，李光明等在2011年通过在多龙矿集区开展1∶5矿产地质填图，认为色哇组为一套总体无序、局部有序的史密斯地层，总体由基质和块体两部分组成，其中基质为一套深海—半深海复理石碎屑岩建造[19]。

块体包括泥质灰岩、砂岩、硅质岩、块状玄武岩、超基性岩等[19]。其中块体和基质发生强烈的构造变形，岩石揉皱、剪切构造和石英脉均发育。块体和基质间均由规模不等的剪切面理或挤压面理分隔[19]。

2　色哇组沉积及构造变形特征

2.1沉积组成特征

色哇组(J1-2s)岩石组合为泥质板岩、钙质板岩、变质粉砂岩、强劈理化变质砾岩，夹微晶灰岩、生物碎屑灰岩，局部有垮塌礁灰岩。研究区色哇组内非正式填图单位有玄武岩层(图2)、砾岩层、垮塌礁灰岩块、泥岩中的砂岩透镜体或夹层。玄武岩层及砾岩层出露于色哇组顶部。受南北向挤压作用，玄武岩强烈褶皱，并发育劈理，成为复式褶皱的标志层。研究区色哇组岩石组合与区域上色哇组基本相似。

2.2沉积相特征

图2　热那错地区玄武岩野外照片及薄片显微照片Fig.2　Micro-photographs and field photos of basalt in Renacuo area(a)、(b)为玄武岩野外照片；(c)、(d)为玄武岩显微照片；Pl.斜长石；Px.辉石

色哇组沉积相为半深海浊积岩相，可组合为内扇、中扇和外扇3种亚相③。沉积序列体现为海底扇迁移、累积序列，底部为退积型海底扇，顶部为进积型海底扇。色哇组内遗迹化石为Nereites遗迹相，属于半深海—深海浊流沉积环境[20]。

根据沉积相及遗迹化石特征，可以判断色哇组沉积环境为海底扇环境。沉积期间经历了海进-海退过程。

2.3沉积年代

根据区域地质调查研究工作，在色哇组细砂岩中采取了2件样品用于碎屑锆石研究，2件样品共计选取了19个测试点，得到了6组年龄段，即2 701 Ma、1 802～2 132 Ma、1 540～1 693 Ma、915 Ma、445～452 Ma和195～261 Ma。最新的195～261 Ma的年龄，表明色哇组至少在早侏罗世或之后沉积。研究区色哇组中垮塌灰岩中采集到大量六射珊瑚化石，经鉴定化石时代为晚三叠世，化石采自垮塌灰岩中，故色哇组年代应晚于晚三叠世*中国地质大学(北京)地质调查研究院.西藏1∶5万拉嘎那幅、多玛错幅、娘荣错幅、热那错幅区域地质调查报告. 2013.。研究区热那错北色哇组被中酸性岩体侵入，其SHRIMP锆石U-Pb测年所获(147.3±3.3) Ma的年龄，推测研究区色哇组的沉积时期上限为晚侏罗世*中国地质大学(北京)地质调查研究院.西藏1∶5万拉嘎那幅、多玛错幅、娘荣错幅、热那错幅区域地质调查报告. 2013.。结合区域上的时代划分，认为该区色哇组的沉积时代为早—中侏罗世[21]。

3　岩相学特征

样品采自改则热那错地区色哇组内的上部，坐标为E84°09′56.78″、N32°55′23.36″。玄武岩呈透镜状夹层状产出，产状为273°∠35°。玄武岩呈紫红色—深褐色，隐晶质结构，块状构造，也发育气孔构造，几乎未见到显晶质的矿物，整体出露厚度约30 m，出露面积约1 km2，其上发育多组节理，有方解石和石英脉体穿插。火山岩上部的有60～100 cm厚的玄武岩砾石，砾石大小在5～20 cm之间，平均为10 cm左右，向下砾石数量减少至消失，且上覆灰岩的下部也夹有玄武岩砾石，灰岩最厚处约25 m，向两侧逐渐变薄直至消失。在显微镜下，岩石由斜长石(约70%)、辉石(约25%)以及杂乱分布的火山玻璃(约5%)组成，呈间粒—间隐结构。斜长石微晶较自形，呈条状，不规则分布，颗粒<100 μm。辉石发育两组近乎垂直的解理，半自形—自形，颗粒在0.3～2.0 mm之间，突起高，干涉色二级以上(图2c，2d)。色哇组中玄武岩及上部灰岩素描图如图3所示。

4　地球化学特征

4.1样品测试

本次研究选取7件相对新鲜的样品，样品轻微蚀变，基本不含杏仁及后期填充的碳酸盐细脉。样品经必要处理后进行主量元素、微量元素及稀土元素分析测试。主量元素、微量元素、稀土元素的分析测试在河北区域地质矿产调查研究所实验室，应用Axiosmas X射线荧光光谱仪和X serise 2等离子体质谱仪测试完成，分析测试结果见表1。有1件样品XW-5的烧失量较大，故不参与数据分析与图件绘制，可能是由于遭受了一定程度的蚀变，所有样品的主要氧化物含量与烧失量均无明显的相关性。

表1改则地区色哇组中火山岩主量元素(%)和微量元素(10-6)分析结果

Table 1Analysis results of major element (%) and trace element (10-6) data of the volcanic rocks in Sewa Formation from Gaize

样品号SiO2Al2O3Fe2O3FeOCaOMgOK2ONa2OTiO2P2O5MnOXW-141.7913.692.18.8411.825.321.243.382.930.320.18XW-243.2915.363.138.848.565.481.263.72.960.310.18XW-342.8914.72.489.3210.025.361.373.343.070.320.19XW-444.4914.482.777.8310.114.351.763.843.030.310.15XW-645.2513.163.448.67.656.642.223.242.720.340.14XW-744.4515.222.477.749.33.434.392.492.890.320.15样品号烧失量总量PbLiRbCsMoSrBaScNbXW-18.2199.821.0617.719.90.670.8131.123725.627XW-26.7799.851.0422.923.10.950.6946.623228.426.3XW-36.7899.842.0320.624.50.931.1650.628232.227.1XW-46.7299.851.0712.825.70.330.4850.926126.423.5XW-66.5199.93.0720.41269.182.2421110625.323.9XW-76.9199.761.0115.463.10.670.4729548421.125.6样品号TaZrHfUThLaCePrNdSmEuXW-11.891544.41.53.726.252.97.4833.17.092.45XW-21.821524.410.742.4223.246.36.629.36.252.23XW-31.891544.461.572.5222.2456.3428.46.212.18XW-41.621544.351.342.242345.56.4729.16.312.15XW-61.711524.480.731.8420.2405.6625.65.671.76XW-71.751503.793.061.9822.645.26.4128.76.152.17样品号GdTbDyHoErTmYbLuYΣREELREEXW-16.231.161.112.730.452.460.5126.9149.87129.28XW-25.590.985.320.982.40.372.090.4224132.01113.85XW-35.470.965.290.992.420.392.130.4624.2128.36110.25XW-45.610.975.3712.50.42.150.4824.8130.95112.49XW-65.260.915.150.952.40.392.130.4224.6116.4898.87XW-75.590.955.220.972.440.42.160.4824.1129.45111.23样品号HREELREE/HREE(La/Yb)NδCeδEu(Th/Ta)PM(La/Nb)PMXW-120.596.287.650.911.10.941.01XW-218.166.277.940.91.130.640.91XW-318.116.097.450.921.120.640.85XW-418.476.097.680.91.080.671.01XW-617.615.626.790.90.970.520.88XW-718.226.117.480.911.110.550.92

注：标PM表示原始地幔标准化。

图3　色哇组中玄武岩及上部灰岩素描图Fig.3　Sketch map of basalt and limestone in Sewa Formation

4.2主量元素

图4　改则地区色哇组中火山岩TAS图解(底图据参考文献[22])Fig.4　TAS classification diagram for the volcanic rocks in Sewa Formation from Gaize(after reference[22])F.似长石岩；Pc.苦橄玄武岩；U1.碱玄岩(石英<10%)和碧玄岩(石英>10%)；U2.响岩质碱玄武岩；U3.碱玄质响岩；Ph.响岩；S1.粗面玄武岩；S2.玄武质粗面安山岩；S3.粗面安山岩；T.粗面岩(石英<20%)和粗面英安岩(石英>20%)；B.玄武岩；O1.玄武安山岩；O2.安山岩；O3.英安岩；R.流纹岩

分析结果显示，主量元素测试烧失量(LOI)为6.51%～8.21%，平均为6.98%，烧失量是由于粗面玄武岩轻微蚀变造成的。除去烧失量重新换算后，改则地区火山岩SiO2含量为45.62%～48.46%，主要显示基性岩特征；Al2O3含量为14.09%～16.51%；Na2O与K2O含量分别为2.68%～4.12%、1.35%～4.73%，样品K2O/Na2O值的范围为0.34～1.77，表现为钠质—钾质过渡的特征。将主量元素分析结果去除烧失量后，重新换算成100%，进行主量元素投图。在TAS图解(图4)上，有5个样品落于S1区，有1个样品落于U1区，由于所采样品在同一个位置，而且镜下观察岩性相同，所以应为粗面玄武岩；K2O-SiO2图解(图5)显示，样品属于高钾碱性系列-钾玄系列。

图5　改则地区色哇组中玄武岩K2O-SiO2图解(底图据参考文献[23])Fig.5　K2O-SiO2 diagram for the basalt in Sewa Formation from Gaize(after reference[23])

4.3稀土元素、微量元素

样品的分析结果显示，其稀土元素的总量(∑REE)较高，为116.48×10-6～149.87×10-6；轻重稀土比值(LREE/HREE)5.62～6.28，均大于5；(La/Yb)N为6.79～7.94，属轻稀土富集型；δEu为0.97～1.13，平均为1.085，显示铕弱的正异常。

图6　改则地区色哇组中玄武岩稀土元素模式图(球粒陨石标准化值据参考文献[24])Fig.6　Chondrite-normalized REE patterns of the basalt in Sewa Formation from Gaize(chondrite data from reference[24])

在稀土元素球粒陨石标准化图解(图6)中，西藏热那错地区早—中侏罗世火山岩样品具有相似的配分曲线，均为右倾，表现为富集轻稀土元素、亏损重稀土元素。与典型OIB的稀土配分曲线相似。样品显示铕弱的正异常指示了岩浆中斜长石分离结晶作用较弱或源区几乎无斜长石残留。

在微量元素原始地幔标准蛛网图(图7)中，样品总体呈右倾。样品总体富集Rb、Ba、U等元素，亏损Sr、Yb、Th、Y等元素，这是由于火山弧玄武岩具有非活动性Nb、Ta的亏损，而洋岛玄武岩不具有这一特征。MORB为大离子亲石元素(活动性元素)亏损型的分布型式。综上，这种更多地富集大离子亲石元素、更多地亏损高场强元素的特征，指示该火山岩形成于洋岛环境。

图7　改则地区色哇组中玄武岩微量元素原始地幔标准化蛛网图(原始地幔标准化值据参考文献[25])Fig.7　Primitive mantle-normalized REE spider diagram for the basalt in Sewa Formation from Gaize(primitive mantle data from reference[25])

5　讨　论

在岩石学研究中，利用地球化学指标来研究古老岩石的地球动力学环境一直以来都备受地质工作者的关注[26-27]。虽然对部分研究成果仍有争议，但岩石学界的一个普遍共识是，通过一系列合适的构造判别图解，古老岩石的构造环境是可以类比于现代式样的大洋环境，即可以通过合适的构造判别图解识别岩石形成时的古构造环境[28-29]。

董国臣等在2008年认为超基性岩、基性岩的地球化学特征对源区的性质和大地构造背景具有较强的指示意义[30]。近年来，随着地质学新技术的不断出现和更多学者的实践，岩石学和地球化学研究的新方法越来越多。构造环境判别图解是其中的一种，而且也已经成为研究基性—超基性岩浆岩形成和演化的重要的技术方法和手段[31]。现代地质学研究表明，微量元素对玄武岩构造环境有很好的示踪作用，运用微量元素构造判别图，选择对构造环境反应灵敏的微量元素进行作图对比分析，可以了解玄武岩的形成构造环境[32]。因此本文将主要通过一些微量元素和不活泼元素来具体分析玄武岩产出的大地构造环境。

已有研究表明，Nb×2-Zr/4-Y 三角图解可以有效地识别出板内玄武岩、E-MORB 以及火山弧玄武岩[33]；Ti/100-Zr-Y×3 三角图解可以区分板内玄武岩和其他类型的玄武岩[26]。李曙光在1993年的研究也表明，岛弧玄武岩、洋中脊玄武岩和洋岛玄武岩(OIB)可以利用Nb/Th-Nb和La/Nb-La 图解很好地识别出来[34]。基于这种认识，我们这里主要采用对火山岩有效的地球化学判别图解，如Nb×2-Zr/4-Y、Ti/100-Zr-Y×3、Nb/Th-Nb图解，并结合火山岩产出的沉积背景，来分析本文涉及的西藏热那错地区火山岩形成的构造背景。

在Nb×2-Zr/4-Y 图解(图8(a))中，本区玄武岩样品点全部落在板内碱性玄武岩和板内碱性玄武岩+板内拉斑玄武岩区内；同时，在Ti/100-Zr-Y×3 图解(图8(b))中样品点全都落在板内玄武岩区内；在Nb/Th-Nb图解(图8(c))中样品点全部落在洋岛玄武岩区内。根据玄武岩的微量元素构造判别图解可知，本区玄武岩应形成于大洋板内的洋岛环境。这与前面微量元素的分析结果是一致的。

图8　改则地区玄武岩不活动微量元素的构造环境判别图解Fig.8　Tectonic discrimination diagrams based on immobile trace elements for the basalt from Gaize(a)底图据参考文献[33]：A1.板内碱性玄武岩；A2.板内碱性玄武岩+板内拉斑玄武岩；B.E-MORB；C.板内拉斑玄武岩+火山弧玄武岩；D.火山弧玄武岩+N-MORB。(b)底图据参考文献[38]：A．钙碱性玄武岩；B．MORB+岛弧拉斑玄武岩+钙碱性玄武岩；C．岛弧拉斑玄武岩；D．板内玄武岩。(c)底图据参考文献[39]

图9　西藏改则热那错地区玄武岩地壳混染判别图解(底图据参考文献[39])Fig.9　Discrimination diagrams of crustal contamination for the basalt in Renacuo area of Gaize, Tibet(after reference[39])数据来源：原始地幔(PM)、岩石圈地幔(SCLM)、N-MORB和E-MORB据参考文献[25]；UC、MC、LC分别代表上部、中部和下部地壳，据参考文献[40]；未受地壳混染(URB)的和受地壳混染(MRB)的Rajmahal玄武岩、峨眉山高Ti、低Ti玄武岩据参考文献[41]；夏威夷洋岛玄武岩(Hawaiian OIB)数据据文献[40]，样品符号同图8

OIB型玄武岩浆的形成和演化涉及来自地幔柱、软流圈、岩石圈地幔和地壳等不同端员组分的贡献[35]。因此，要分析西藏热那错地区火山岩的地幔源区性质，有必要首先考察地壳物质的影响。Neal等2002年认为，该区火山岩起源于地幔热柱的玄武岩，其( Th/Ta)PM、( La/Nb)PM比值均小于1[36]。从图9(a)也可以看出，没有或很少受到岩石圈地幔或地壳物质混染的夏威夷洋岛玄武岩主体投点均位于( Th/Ta)PM<1和(La/Nb)PM<1的范围内，而一部分受到地壳混染的Rajmahal玄武岩[37]，明显靠近中上地壳，表明这两个比值可以较为有效地识别玄武岩中地壳物质的贡献。本文OIB型玄武岩，除了有2个样品的(La/Nb)PM比值为1.01，其余样品全部具有(Th/Ta)PM、(La/Nb)PM比值小于1的特点(表1)，其数据点几乎均位于未受到大陆地壳物质混染区域(图9(a))，表明这些玄武岩没有遭受地壳混染；虽然(Th/Ta)PM-(La /Nb)PM图解可以有效地识别幔源岩浆中是否存在混染的地壳物质,但对识别陆下岩石圈地幔(SCLM)组分却无能为力。为此，我们进一步利用Nb/Th-Ti /Yb图解(图9(b))进行分析，因为这两个比值对幔源岩浆是否受到地壳混染非常敏感，能够有效地识别出玄武岩中的地壳物质和陆下岩石圈地幔物质的贡献[42]。从图9中可以看出，数据点中有5个落在代表性OIB玄武岩周围，仅有1个落在了峨眉山高钛玄武岩区。这种现象表明这些玄武岩是典型的OIB玄武岩，并没有或很少有地壳物质和陆下岩石圈物质的加入。

图10　西藏改则地区色哇组及玄武岩形成模式图Fig.10　Pattern diagram for Sewa Formation and basalt from Gaize, Tibet

Apler等在1983年研究了印度洋洋中脊玄武岩后认为，Y、Nb、Zr的丰度可以反映地幔源的类型，富集地幔的Zr/Y比值一般低于18，而亏损地幔的Zr/Nb比值通常大于18[43]。热那错地区玄武岩的Zr/Y 比值在5.74～6.36之间，平均为6.17，Zr/Nb比值在5.68～6.55之间，平均为5.99，明显具有富集地幔特征。稀土配分曲线也指示具有富集地幔的特征，微量元素蛛网图略向右倾也指示富集地幔。根据以上分析可知，本区玄武岩岩浆来自于富集地幔，没有或很少受到来自地壳物质和陆下岩石圈的混染。结合前人研究认为，班公湖—怒江洋闭合、拉萨地块与羌塘地块碰撞拼合，可能自晚侏罗世(约159 Ma)开始，早白垩世末(约99 Ma)完成[44-45]。

综上，色哇组为海底扇沉积，在沉积的中晚期出现了洋岛并喷发出火山岩，由于大洋的物理侵蚀作用导致洋岛顶部玄武岩砾石的出现，随后玄武岩砾石上部沉积碳酸盐岩(图10)。洋岛型岩石组合的厘定证明在早—中侏罗世时期班公湖—怒江洋盆有成熟的洋壳，也正是因为此时尚有稳定的海底扇沉积岩发育，即复理石沉积，表明此阶段班公错—怒江洋还未演化结束。这对解释班公湖—怒江洋在侏罗纪的演化历史具有重要意义。

6　结　论

(1)西藏改则热那错地区下—中侏罗统色哇组中火山岩为粗面玄武岩；富集轻稀土元素、亏损重稀土元素，铕元素显示弱的正异常；总体富集Rb、Ba、U等元素，亏损Sr、Yb、Th、Y等元素。

(2)研究区早—中侏罗世玄武岩形成的构造环境为大洋板内洋岛环境，岩浆来源于富集地幔，没有或很少受到地壳和陆下岩石圈的混染。

(3)玄武岩、玄武质砾石、灰岩构成了洋岛型岩石组合，结合色哇组为海底扇沉积环境的事实可以推断早—中侏罗世班公错—怒江洋发育成熟的洋壳。

致谢：在研究与成文过程中得到了中国地质大学(北京)高金汉老师的启发与帮助，野外工作得到了西藏1∶5万热那错地区4幅区域地质调查项目成员的帮助，在此一并表示感谢，同时感谢审稿专家对本文提出的宝贵建议。

[1]潘桂棠.全球洋—陆转换的特提斯演化[J]. 特提斯地质，1994，18：23-40.

[2]潘桂棠，朱弟成，王立全，等. 班公湖—怒江缝合带作为冈瓦纳大陆北界的地质地球物理证据[J]. 地学前缘，2004，11(4)：372-382.

[3]王希斌，鲍佩声，陈克樵.西藏的蛇绿岩[J]. 中国区域地质，1987(3)：248-256.

[4]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: 1-707.

[5]张玉修.班公湖—怒江缝合带中西段构造演化[D]. 北京：中国科学院研究生院，2007：1-256.

[6]余光明，王成善，张哨楠. 西藏地区特提斯中生代沉积特征及沉积盆地演化[J]. 中国科学(B辑)，1989(9)：982-990.

[7]王建平，刘彦明，李秋生，等.西藏班公湖—丁青蛇绿岩带东段侏罗纪盖层沉积的地层划分[J]. 地质通报,2002，21(7)：405-410.

[8]卢书炜, 任建德, 杜凤军，等. 从尼玛地区地质新资料看中特提斯洋的构造演化[J]. 沉积与特提斯地质，2003，23(3)：35-39.

[9]陈国荣，刘鸿飞，蒋光武，等.西藏班公湖—怒江结合带中段沙木罗组的发现[J]. 地质通报，2004，23(2)：193-194.

[10]邱瑞照，周肃，邓晋福，等. 西藏班公湖—怒江西段舍马拉沟蛇绿岩中辉长岩年龄测定——兼论班公湖—怒江蛇绿岩带形成时代[J]. 中国地质，2004，31(3)：262-268.

[11]王忠恒，王永胜，谢元和，等. 西藏班公湖—怒江缝合带中段塔仁本洋岛型玄武岩的发现及地质意义[J]. 沉积与特提斯地质，2005，25(1/2)：155-162.

[12]朱弟成，潘桂棠，莫宣学，等. 青藏高原中部中生代OIB 型玄武岩的识别：年代学、地球化学及其构造环境[J]. 地质学报，2006，80(9)：1312-1328.

[13]叶发旺，方茂龙，王树红. 西藏羌塘盆地及其东南周边地区放射性特征[J].现代地质，2008，22(5)：869-877.

[14]张志攀，祝有海，苏新. 羌塘盆地沉积物热释光特征及潜在意义[J].现代地质，2008，22(3)：452-457.

[15]张绪教，李团结，陆平，等．卫星遥感在西藏安多幅1∶25万区域第四纪地质调查中的应用[J].现代地质，2008，22(1)：107-115.

[16]潘桂棠，肖庆辉，陆松年，等.中国大地构造划分[J]. 中国地质，2009，36(1)：1-28.

[17]李光明，冯孝良，黄志英，等.西藏冈底斯构造带中段多岛弧-盆系及其演化[J].沉积与特提斯地质，2000，20(4)：38-46.

[18]潘桂棠，莫宣学，侯增谦，等.冈底斯造山带的时空结构及演化[J].岩石学报，2006，22(3)：521-533.

[19]李光明，段志明，刘波，等.西藏班公湖-怒江结合带北缘多龙地区侏罗纪增生杂岩的特征及意义[J].地质通报，2011,30(8)：1256-1260.

[20]赵小明，朱志军，段其发，等.青海曲麻莱—治多地区巴颜喀拉山群(上三叠统)遗迹化石[J]. 古生物学报，2007，46(1)：122-134.

[21]夏代祥，刘世坤.西藏自治区岩石地层[M].武汉:中国地质大学出版社，1997: 195-196.

[22]LE BAS M J, LE MAITRE R W, STRECKEISEN A, et al. A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram [J]. Journal of Petrology,1986,27:745-750.

[23]RICHWOOD P C.Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and minor element [J]. Lithos,1989, 22: 247-263.

[24]BOYNTON W V.Cosmochemistry of the rare-earth elements: Meteorite studies[M]//HENDERSON P. Rare-Earth Element Geochemistry. New York: Elsevier Science Publishing Company, 1984: 63-114.

[25]SUN S S, MCDONOUGH W F. Chemical and isotopic systema-tics of oceanic basalts:Implications for mantle composition and processes[M]//SAUNDERS A D,NORRY M J. Magmatism in the Ocean Basins. London:Geological Society of London,1989: 313-345.

[26]PEARCE J A, CANN J R.Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1973, 19(2): 290-300.

[27]FLOYD P A, WINCHESTER J A. Magma type and tectonic setting discrimination using immobile elements[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1975, 27(2): 211-218.

[28]ROLLINSON H R. Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation, in Terpretation[M]. New York:Longman Publishing Group, 1993：1-344.

[29]HELO C, HEGNER E, KRÖNER A, et al. Geochemical signature of Paleozoic accretionary complexes of the Central Asian Orogenic Belt in South Mongolia: Constraints on arc environments and crustal growth[J]. Chemical Geology, 2006, 227(3): 236-257.

[30]董国臣，莫宣学，赵志丹，等.西藏冈底斯南带辉长岩及其所反映的壳幔作用信息[J]. 岩石学报，2008，24(2): 203-210.

[31]BARTH M G, GLUHAK T M. Geochemistry and tectonic setting of mafic rocks from the Othris Ophiolite,Greece[J].Contributions to Mineralogy and Petrology,2009, 157(1): 23-40.

[32]QING Q, QI Z. Geochemical characteristics and tectonic setting of the Laohushan Basalts, North Qilian Mountains[J]. ActaGeologica Sinica-English Edition, 2001, 75(4): 452-457.

[33]MESCHEDE M. A method of discriminating between different types of mid-ocean ridge basalts and continental tholeiites with the Nb-Zr-Y diagram[J]. Chemical Geology, 1986, 56(3): 207-218.

[34]李曙光. 蛇绿岩生成构造环境Ba-Th-Nb-La判别图[J]. 岩石学报, 1993, 9(2): 146-157.

[35]徐义刚.地幔柱构造、大火成岩省及其地质效应[J]. 地学前缘，2002，9(4)：341-353.

[36]NEAL C R, MAHONEY J J, CHAZEY W J. Mantle sources and the highly variable role of continental lithosphere in basalt petrogenesis of the Kerguelen Plateau and Broken Ridge LIP: results from ODP Leg 183[J]. Journal of Petrology, 2002, 43: 1177-1205.

[37]KENT W, SAUNDERS A D, KEMPTON P D, et al. Rajmahal basalts, eastern India:mantle sources and melt distribution at a volcanic rifted margin[J]. American Geophysical Union Monograph, 2000,100:145-182.

[38]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(1): 33-47.

[39]朱弟成，潘桂棠，莫宣学，等. 青藏高原中部中生代 OIB 型玄武岩的识别：年代学、地球化学及其构造环境[J]. 地质学报, 2006, 80(9): 1312-1328.

[40]RUDNICK R L, GAO S.The composition of the continental crust[M]//HOLLAND H D,TUREKIAN K K.The Crust.3,Treatise on Geochemistry. Oxford:Elsevier-Pergamon, 2003: 1-64.

[41]XU Y G, CHUNG S L, JAHN B M, et al.Petrologic and geochemical constraints on the petrogenesis of Permian-Triassic Emeishan flood basalts in southwestern China[J]. Lithos, 2001, 58: 145-168.

[42]LI X H, LI Z X, ZHOU H W, et al. U-Pb zircon geochronology, geochemistry and Nd isotopic study of Neoprotrozoic bimodal volcanic rocks in the Kangdian Rift of South China: implications for the initial rifting of Rodinia[J]. Precambrian Research, 2002, 113:135-154.

[43]APLER, DICK H J B, ERLANK A J, et al. Geochemistry, mine-ralogy and petrogenesis of lavas erupted along the Southwest Indian Ridge between the Bouvet triple junction and 11 degrees East[J]. Journal of Petrology, 1983,24(3):267-318.

[44]邱瑞照.青藏高原西部火成岩与新特提斯构造演化[D].北京：中国地质大学(北京)，2002：1-99.

[45]郭铁鹰，梁定益，张益超，等.西藏阿里地质[M].武汉:中国地质大学出版社，1991: 1-464.

Geochemical Characteristics and Tectonic Implication of Basalt in Lower-Middle Jurassic Sewa Formation in Renacuo Area of Gaize, Tibet, China

CUI Yu-liang, WANG Gen-hou, LI Dian

(SchoolofEarthSciencesandResources,ChinaUniversityofGeosciences,Beijing100083,China)

The trachy basalt was discovered in Lower-Middle Jurassic Sewa Formation in Renacuo area of Gaize, Tibet. The contents of SiO2, Al2O3, Na2O and K2O are 45.62%-48.46%, 14.09%-16.51%, 2.68%-4.12%, 1.35%-4.73%, respectively, and the ratio of K2O to Na2O (K2O/Na2O) is 0.34-1.77. The rocks are rich in LREE, and poor in HREE with a weak positive Eu anomaly, as well as an enrichment of elements such as Rb, Ba, U and a depletion of elements like Sr, Yb, Th, Y as a whole. The geochemical characteristics indicate that they are generated in oceanic island environment within the oceanic slab, and that the magma is derived from enriched mantle without or with a little contamination of crust materials and sub-continental lithosphere. The oceanic island rock combination consists of basalt, basaltic gravel and limestone. Combined with the idea that Sewa Formation is seafloor fan sedimentary environment, it can be inferred that the Bangong-cuo-Nujiang ocean was mature oceanic crust in Early-Middle Jurassic.

Renacuo area; Sewa Formation；volcanic rock; geochemistry; tectonic implication

2015-01-12；改回日期：2015-06-28；责任编辑：戚开静。

中国地质调查局区域地质调查项目(1212011086062；1212011221115)。

崔玉良，男，硕士研究生，1989年出生，构造地质学专业，主要从事构造地质学研究。Email：814399394@qq.com。

王根厚，男，教授，博士生导师，1963年出生，构造地质学专业，长期从事构造地质学的教学与科研工作。

Email：wgh@cugb.edu.cn。

P588.14

A

1000-8527(2016)01-0078-09