罗绍强，唐 华，肖 进，刘大明，代 伦

四川省地质矿产勘查开发局川西北地质队，四川 绵阳621000

0 引言

甘孜－理塘结合带作为川西义敦岛弧与扬子地块的缝合线，是三江特提斯造山带与松潘－甘孜造山带的重要组成部分［1］.甘孜－理塘洋盆的时空演化多年来一直存在争议，通常认为该洋盆形成于晚二叠世或早三叠世，闭合于晚三叠世末期［2］①.玄武岩作为重要的基性岩在岩石学方面有着重要的意义，对其地球化学特征的研究，对于探讨松潘－甘孜造山带地质构造演化具有非常重要的地质意义.然而前人对甘孜－理塘结合带中洋岛火山岩的研究较少，仅邹光富等［2］曾提出过混杂岩中部分玄武岩属于洋岛型玄武岩（OIB）.而洋岛－海山作为古洋壳的重要表征之一，通常认为洋岛的出现代表其所在洋盆已发育为成熟的洋壳，在蛇绿混杂岩带研究中具有与蛇绿岩同等重要的地位［3-4］.

2012—2015年，笔者所在团队在木里地区开展区域地质调查工作，发现了大量由“基性火山岩＋碳酸盐岩”构成的“洋岛－海山”岩石组合.本文从洋岛型玄武岩的地质学、地球化学特征等方面入手，结合前人研究成果，初步探讨其大地构造环境，以期为该地区的地质演化提供更多新的证据.

1 区域地质背景

甘孜－理塘结合带北起青海治多，向南东经四川甘孜、理塘，往南至木里一带，呈北西向的不对称反“S”型展布，其长度约700 km，宽度为5～50 km，是雅江三叠纪残余盆地及义敦晚三叠世岛弧带的分界［5-6］①（图1）.笔者团队在木里地区该带南段开展区调工作时，根据物质原始形成环境及后期构造成因组合，在结合带内划分出基底残片、外来岩片（斜坡－盆地边缘沉积）、洋岛－海山组合、洋内弧、洋盆系统等多个单元（图1）①四川省地质矿产勘查开发局川西北地质队.1∶5万东朗乡、桐翁、纳巴、麦日乡、唐央乡、博窝区域地质调查报告.2016..本文所研究的洋岛型火山岩分布于洋岛－海山组合内.

图1 研究区甘孜－理塘结合带物质组成单元划分及采样位置示意图Fig.1 Material component unit division map of Garze-Litang junction zone with sampling locations

2 岩石组合特征

结合带内洋岛型基性火山岩＋碳酸盐岩的二元结构出露较好，属典型的古海山岩石组合.洋岛型玄武岩多为块状，经后期构造改造有片理化、劈理化现象；块状（颗粒）灰岩覆盖于洋岛型玄武岩之上，基本未变形或弱变形，局部地区可见明显的沉积喷发韵律，表现为玄武岩与灰岩或大理岩互层产出.玄武岩类型包括角砾状玄武岩、杏仁状玄武岩、玄武质集块岩等，与结晶灰岩及角砾状灰岩共生（图2）.火山碎屑物整体粒度较粗，表明其沉积环境应离火山口较近，应属于洋岛台地相.

图2 洋岛－海山岩石组合特征Fig.2 Field photographs of ocean island-seamount rock assemblages

3 数据采集及分析

本文所引用的样品全部由笔者团队实地采集，主要采样位置分布见图1，样品采集过程中避开脉体发育地段.样品分析全部在国土资源部武汉矿产资源监督检测中心（武汉综合岩矿测试中心）完成.主量元素使用X射线荧光光谱仪（XRF－1800）法测试，精度优于2%～3%；微量元素及稀土元素利用酸溶法制备样品，使用电感耦合等离子光谱仪（X2）测试，分析精度一般优于5%.年龄样品采集火山岩10～15 kg新鲜岩石，一般挑单矿物0.5～2 g，纯度大于98%，主要测定对象为锆石、独居石、磷灰石、晶质铀矿.年龄测试在中国地质科学院矿产资源研究所MC－ICP－MS实验室完成，主要测试仪器为Finnigan Neptune型LA－MC－ICP－MS，并配备有与之配套的Newwave UP 213激光剥蚀系统［7］.

4 讨论

4.1 岩石地球化学特征

玄武岩主量元素含量见表1.该套火山岩SiO2含量平均为45.21%，低于中国玄武岩平均值（48.28%），具有超基性岩—基性岩过渡的特征；TiO2含量平均2.83%，近似于碱性洋岛玄武岩平均值（2.90%）［8］；Al2O3含量平均11.45%，低于中国玄武岩平均值（14.99%）；MgO含量变化较大，介于3.85%～17.75%，平均为10.67%，高于中国玄武岩平均值（7%）；样品的全碱含量（K2O＋Na2O）为0.87%～6.33%，平均3.42%，大部分玄武岩K2O＞Na2O；Mg＃介于0.30～0.74，平均值0.59，仅部分介于0.65～0.75之间，属于原生岩浆范围［9-10］，说明该套玄武岩部分来自原生岩浆，另一部分则经历了岩浆结晶分异演化［9-10］.里特曼指数σ变化较大，介于－18.52～＋22.52，平均总体上显示碱性的特征.在Zr/TiO2－Nb/Y图解（图3）中，样品均落在碱性玄武岩范畴内.

图3 玄武岩Zr/TiO2-Nb/Y图解（据文献［11］修改）Fig.3 The Zr/TiO2-Nb/Y diagram of basalts（After Reference［11］）

表1 样品岩石化学成分及特征值表Table 1 Contents of major elements in basalt samples

研究区洋岛型玄武岩稀土元素含量及特征值见表2.稀土总量∑REE值较高，为106.21×10－6～378.83×10－6，（La/Yb）N比值为9.23～39.41，为轻稀土富集型，反映轻重稀土分馏程度的LREE/HREE值为12.18～31.68，轻重稀土分馏，说明岩浆结晶分异作用较弱，且上升速度较快，地球化学特征基本反映源区性质.研究区玄武岩的稀土配分曲线（图4）总体表现为右倾型，反映玄武岩稀土元素特征与标准洋岛型玄武岩（OIB）相近［13-14］.从表2可见，δEu变化区间为0.80～1.11，δCe变化区间为0.90～1.02，无明显的铕、铈异常.

图4 玄武岩稀土元素配分模式图Fig.4 The REE distribution patterns of basalts

表2 样品稀土元素含量及特征值表Table 2 Contents of REEs in basalt samples

研究区洋岛型玄武岩微量元素含量及特征值见表3.微量元素原始地幔标准化蛛网图（图5）呈“M”型，Nb（12.1×10－6～58.5×10－6）、Ta（0.86×10－6～4.41×10－6）含量较高，显示岩石经历了明显的分异作用.在图5中总体看来，玄武岩微量元素表现出大离子亲石元素Rb、Th、Ba等富集，说明岩石可能有Th等含量较高的大洋沉积物加入［8］，而亏损高场强元素Nb、Zr，说明玄武质岩浆被大陆壳物质或花岗质岩石所混染，表现出汇聚板块边缘玄武岩的特征［12］.样品特征值Nb/Ta平均为14.56，Zr/Hf平均值为30.76，均低于原始地幔值（Nb/Ta为17.5±2.0，Zr/Hf为36.27），高于大陆地壳值（Nb/Ta为12～13；Zr/Hf为11），表明岩浆在源区和上升过程中受地壳混染作用比较小，可能仅部分岩石受到陆壳物质的混染.通过与原始地幔标准化值对比（图5），研究区玄武岩与标准OIB曲线特征相近［14］.样品Zr/Nb、Ba/Nb、Rb/Nb、Th/Nb值分别为8.72、12.35、1.09、0.16，与几种典型玄武岩特征值相比（表4），具有与EMIOB（富集地幔I端洋岛型玄武岩）相似的特征［13］.

表3 样品微量元素含量表Table 3 Contents of trace elements in basalt samples

表4 玄武岩微量元素特征值Table 4 Eigenvalues of trace elements in basalt samples

图5 玄武岩原始地幔标准化图解（据文献［14］修改）Fig.5 Primitive mantle-normalized trace element spidergram of basalts（After Reference［14］）

4.2 源区及构造环境

4.2.1 源区分析

洋岛型玄武岩浆的形成和演化，涉及到来自地幔柱、软流圈、岩石圈地幔和地壳等不同端元组分的贡献［15］，因此在分析玄武岩岩浆源区时首先要分析地壳的混染作用.从玄武岩微量元素蛛网图（图5）可知，岩石中的微量元素仅Rb变化较大，其余特别是高场强元素Nb、Zr、Hf等变化较小，表明玄武岩在演化过程受地壳混染较小，基本不受后期蚀变作用的影响，其地球化学特征指示源区特征及岩石成岩过程［11，16］.

如前所述，本研究之玄武岩具有与EMIOB（富集地幔I端洋岛型玄武岩）相似的特征，此处采用Mg＃判断幔源原始岩浆成分.邓晋福认为幔源原始岩浆成分的Mg＃应为0.65～0.75［10］，本次16个样品中，有8个样品的Mg＃值介于原生岩浆范围内（表1），说明地幔柱上升过程中，有部分岩浆可能经历了熔融、分离结晶、同化混染等作用.Apler等认为，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［17］.本研究之玄武岩元素特征值Zr/Y值为8.87～13.11，Zr/Nb值为5.73～14.13，与前面论述吻合，均反映富集地幔特征.样品的La/Nb值均小于2.5，La/Ta值均小于30，表明其源区为软流圈地幔而不是岩石圈地幔［13，18］.在Ce/Y－Zr/Nb图解（图6）上，样品多数落入或接近亏损石榴石橄榄岩与原始石榴石橄榄岩之间，表明玄武岩原始岩浆来源于软流圈地幔石榴石橄榄岩的部分熔融［19］.

图6 玄武岩Ce/Y-Zr/Nb图解（据文献［20］修改）Fig.6 The Ce/Y-Zr/Nb diagram of basalts（After Reference［20］）

4.2.2 构造环境分析

前人研究表明，产于现今构造环境中的岩石可以通过一系列有效的判别图解分析出其形成时的构造环境［4，20］.玄武岩的Zr/Y－Zr图解是一种比较有效的微量元素构造环境判别图解，主要利用Zr和Y在大陆玄武岩遭到地壳或岩石圈混染时没有受到强烈的影响而发生浓度改变的原理，为广大学者用于区分岛弧、洋中脊和板内玄武岩［21-23］.将样品投入Zr－Zr/Y构造判别图解（7a）中，样品落入板内玄武岩区；在TiO2－MnO×10－P2O5×10判别图解（图7b）中，所有样品均落入洋岛玄武岩区，洋岛碱性玄武岩与洋岛拉斑玄武岩均有涉及.采用Nb－Zr－Y图解（图7c）及Ti－Zr－Y图解（图7d）判断，样品也均属于洋岛玄武岩.结合玄武岩粒度较粗，多具角砾状、杏仁状构造等特征，判断玄武岩应形成于洋岛台地环境.

图7 火山岩构造环境判别图解Fig.7 Tectonic setting discrimination diagrams of volcanic rocks

4.3 年代学特征

为确定研究区洋岛型玄武岩的形成时代，在洋岛型玄武岩中采集两件锆石U－Pb测试样品，采样位置见图1.激光剥蚀所用斑束直径为25μm，频率为10 Hz，能量密度约为2.5 J/cm2，以He为载气.LA－MC－ICP－MS激光剥蚀采样采取单点剥蚀的方法，数据分析前用锆石GJ－1进行仪器调试，使之达到最佳状态.锆石U－Pb定年以锆石GJ－1为外标，U、Th含量以锆石M127为外标进行校正.数据处理采用ICPMSDataCal程序，测量过程中绝大多数的分析点206Pb/204Pb＞1 000.未进行普通铅校正，204Pb由离子计数器检测.204Pb含量异常高的分析点可能是受包裹体等普通Pb的影响，对204Pb含量异常高的分析点在计算时予以剔除，锆石年龄谐和图用Isoplot 3.0程序获得［7］.

根据测试结果（表5），玄武岩中238U的含量变化范围为196.52×10－6～595.46×10－6，232Th的含量变化范围为157.93×10－6～775.20×10－6，206Pb/238U的比值为0.03，206Pb/238U年龄范围为218.96～221.71 Ma，表明研究区玄武岩形成时代为晚三叠世中期.

表5 研究区玄武岩锆石U－Pb测试结果Table 5 Zircon U-Pb dating results of basalts in the study area

4.4 地质意义

洋岛玄武岩的存在标志着洋盆中存在成熟的洋壳.前人研究表明，甘孜－理塘洋盆在泥盆纪之前已经打开并发展为深水盆地［27-29］，而在研究区内洋盆开始打开的时间为中晚二叠世至早三叠世，在中—晚三叠世洋盆扩张到最大，并发育为成熟的洋壳［21］①四川省地质矿产勘查开发局川西北地质队.1∶5万东朗乡、桐翁、纳巴、麦日乡、唐央乡、博窝区域地质调查报告.2016..本次区调工作及区域上前人获得的大量洋脊、洋岛型玄武岩年龄集中在218～225 Ma之间，本文所研究的玄武岩正是洋盆扩张到鼎盛时期并存在成熟洋壳的佐证，为探讨甘孜－理塘结合带的物质组成及构造演化提供了更多最直接的证据.

5 结论

（1）研究区内古海山岩石组合为角砾状玄武岩、杏仁状玄武岩、玄武质集块岩、块状（颗粒）灰岩、角砾状灰岩，属于洋岛台地相.

（2）岩石地球化学特征显示，本研究之玄武岩为碱性系列，源区为软流圈地幔石榴石橄榄岩，且部分经历了岩浆结晶分异，稀土元素及微量元素特征与标准洋岛型玄武岩大致相同.结合玄武岩粒度较粗，多具角砾状、杏仁状构造等特征，判断玄武岩应形成于洋岛台地环境.

（3）研究区洋岛型玄武岩年龄值为218.96～221.71Ma，表明其形成与晚三叠世中期.

（4）结合本次区调工作及区域上前人获得的大量洋脊、洋岛型玄武岩年龄，本地区甘孜－理塘洋盆于中晚二叠世至早三叠世打开，在中—晚三叠世洋盆扩张到最大，并发育为成熟的洋壳.研究为探讨甘孜－理塘结合带的物质组成及构造演化提供了更多最直接的证据.