得榮地區曲嘎寺組火山巖巖石地球化學特征及成因

賈志泉，駱志紅，鄧紅，郝嬌，羅林紅，梁兵

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得榮地區曲嘎寺組火山巖巖石地球化學特征及成因

賈志泉，駱志紅，鄧紅，郝嬌，羅林紅，梁兵

（四川省地質礦產勘查開發局一○八地質隊，四川 崇州 611230）

白松奔都地區曲嘎寺組一段（T3q1）分布于金沙江蛇綠混雜巖帶與沙魯里-義敦島弧帶之間的中咱-中甸地塊上，其巖性由玄武質火山角礫巖、山集塊巖，致密塊狀、杏仁狀、氣孔狀玄武巖，玄武質角礫巖屑凝灰巖、凝灰質板巖、硅質巖、砂巖及絹云母砂質板巖等組成。玄武巖具低K2O、Fe2O3，高MgO、Na2O、CaO、輕稀土富集的特征，是地幔低度熔融的產物，屬板內張裂型火山巖。通過對已有成果的整理研究，探討了中咱地塊曲嘎寺組玄武巖巖石特征及構造背景。

火山巖；曲嘎寺組；中咱地塊；成因

白松奔都地區曲嘎寺組一段（T3q）分布于金沙江蛇綠混雜巖帶與沙魯里-義敦島弧帶之間的中咱-中甸地塊上，該組內火山巖前人進行過一定程度的研究，在1∶25萬鄉城幅報告中，具巖石化學特征，認為白松奔都地區曲嘎寺組內火山巖可能形成于島弧內，本文通過1∶5萬白松-奔都地區區域地質礦產調查項目，在新洲新發現一古火山機構，并對玄武巖進行研究，取得了新的認識，進一步探討了中咱地塊曲嘎寺組玄武巖巖石特征及構造背景。

1 地質構造背景及成巖時代

研究區位于西南三江南段，西臨金沙江結合帶，橫跨中咱—中甸地塊，東部跨入甘孜—理塘弧盆系之義敦島弧帶。該區經歷了特提斯洋的發展、閉合消亡、碰撞、造山等多期構造與巖漿活動，是華力西晚期以來構造-巖漿的強烈活動區。研究區內有南北向三個截然不同的構造單元，經歷了印支期至喜山期強烈造山運動，發育成緊閉的線狀褶皺與疊瓦式逆沖斷裂，形成了主體呈南北向展布的構造形跡。

晚三疊世基性火山巖見于曲嘎寺組地層內，主要分布于新州、格薩北、亞郎吉沖東、地日西、仁門貢西、足仁貢東等地區，產出形態主要為條帶狀、寬帶狀和串珠狀，寬度0.2~1.3km，長度1~3.5km不等，走向多為南北向或近南北向，與研究區主斷裂走向一致，并且多以溢流相為主。

2 巖石組合特征

新洲曲嘎寺組火山巖巖性組合由玄武質火山角礫巖（玄武質火山集塊巖），致密塊狀、杏仁狀、氣孔狀玄武巖及玄武質質角礫巖屑凝灰巖、凝灰質板巖、硅質巖、砂巖灰黑色絹云母砂質板巖組成。可大致分為兩個大類：熔巖類主要分布于剖面前半部分，主要巖性為杏仁狀玄武巖及斑狀玄武巖；火山碎屑巖類和熔巖類。火山碎屑巖類主要分布較為廣泛，前后部分均有，巖性為火山角礫巖（玄武質火山集塊巖） 、氣孔狀玄武巖、玄武質角礫巖屑凝灰巖。

研究區火山相主要包括爆發相和噴溢相兩種。爆發相主要為火山集塊巖、角礫巖、角礫凝灰巖、巖屑凝灰巖、凝灰巖。角礫巖的角礫含量50%~70%，成分為玄武質；凝灰巖含少量礫石。噴溢相主要為斑狀、杏仁狀、氣孔狀、致密塊狀及無斑（少斑）玄武巖及凝灰熔巖。杏仁狀、斑狀玄武巖斑晶主要為斜長石，粒度較小，一般為2~8mm，含量約20%，杏仁主要為綠簾石、綠泥石、石英、陽起石或方解石，大小約0.5~2mm，杏仁含量約為8%~15%。凝灰熔巖為凝灰（熔巖）結構，塊狀構造，可見少量斑晶。

3 主量元素特征

表1列出火山巖有關氧化物含量，其平均含量（%）：SiO249.16%，K2O 1.60%；Na2O 3.38%，Al2O315.87%，Fe2O33.31%，FeO 8.43%，TFeO 11.41%，表明巖漿源區可能是一個高壓環境。MgO 7.07%，Mg#波動范圍略廣，上限值與原生巖漿Mg#范圍0.57~0.68（朱弟成 等，2006）相近，下限值略低于原生巖漿。CaO 均值為8.11%，P2O50.46%，TiO22.42%，略低于標準洋島玄武巖（2.87%），MnO 0.18%。

表1 研究區基性火山巖主量元素分析結果表（wB%）

注：T3-1至T3-3國土資源部武漢礦產資源監督監測中心,2015.11;T3-4至T3-9西南冶金地質測試中心,2016.07;曲嘎寺組1至曲嘎寺組6自:李凌杰,2013.

TAS分類圖解上，僅有一個樣品落于堿玄巖（碧玄巖）范圍內，其余樣品多數落于玄武巖、粗面玄武巖和玄武質粗面安山巖范圍內，且樣品多為堿性系列或者堿性系列與亞堿性系列的界線附近。結合AR-SiO2圖解判別，除個別點落于過堿性系列范圍，絕大多數點位于堿性系列范圍內。在Na2O-K2O圖解中，高鉀質和鉀質范圍內均有落點，多數點則落于鈉質范圍內；然而K、Na元素比較活潑，在蝕變過程中易發生遷移。該區巖石受次生變化作用較為強烈，故采用Nb/Y-Zr/TiO2判別圖來進一步指示巖石系列。在Nb/Y-Zr/TiO2判別圖中，有一件樣品落于碧玄巖（霞石巖）范圍，另有兩件樣品落于亞堿性系列范圍內，其余樣品皆表現為堿性系列。綜合以上分析，認為該區基性火山巖應屬于堿性玄武巖系列。

4 稀土元素特征

從研究區稀土元素測試數據（表2），可以看出研究區基性火山巖稀土元素總量平均值∑REE=44.08×10-6~313.07×10-6，均值157.84×10-6，稀土元素含量較低且變化范圍大；輕重稀土比值LREE/HREE=2.62~13.11，均值7.36，LREE相對富集，HREE相對虧損，暗示巖漿源區可能具有較低的部分熔融程度，因為熔體部分熔融程度較低時，極易進入輕稀土元素。通過（La/Yb）N數值大小可以較好地反映輕、重稀土的分餾程度。（La/ Yb）N=2.50~23.59，平均11.69，表明輕重稀土分餾明顯。δEu含量介于0.83~1.36之間，除少數樣品（T3-4和曲嘎寺組4）表現為Eu弱正異常外，絕大部分樣品均未表現出明顯Eu異常，暗示斜長石的分離結晶作用可能較弱。δCe含量在0.81~1.01之間，整體表現出Ce弱負異常，表明成巖后遭受到次生作用（多為低溫蝕變作用）的影響（王濤，2012），與鏡下觀察到巖石發生綠泥石化和綠簾石化相符。

根據稀土元素配分模式圖（圖1）可見，除樣品曲嘎寺組3表現為平緩的弱右傾模式，其余樣品皆表現出較為明顯的右傾模式，表明LREE的強烈富集。樣品曲嘎寺組3的弱右傾模式可能與 其LREE富集程度略弱有關，在地球化學成分上更接近于原始地幔的水平配分曲線。整體來看，輕稀土配分曲線斜率與重稀土配分曲線斜率基本一致，暗示二者可能來自同一巖漿源區并經歷了相似的演化過程，具有LREE、HREE分餾程度高的特點（周慧，2012）。右傾型配分模式曲線特征與峨眉山玄武巖的REE配分型式相似（侯增謙，1991）。研究區基性玄武巖重稀土含量虧損（如：Yb為1.30~3.01），暗示巖漿源區可能有石榴子石存在，因為REE在石榴子石中的分配系數變化很大（楊學明等，2000）。

表2 研究區基性火山巖微量、稀土元素分析結果表（wB%）

注：T3-1、T3-2、T3-3國土資源部武漢礦產資源監督監測中心,2015.11；T3-4、T3-5、T3-6、T3-7、T3-8、T3-9西南冶金地質測試中心，2016.07；曲嘎寺組1至曲嘎寺組6自：李凌杰，2013

圖2 研究區基性火山巖微量元素原始地幔標準化蛛網圖（底圖據Sun，McDonough，1989）

OIB據Sun，1980；MORB據Saunders等，1984和Sun，1980.

5 微量元素特征

研究區基性火山巖Co含量為21.93~57.12 ppm，平均值為44.30；Cr含量為73~494 ppm，平均值為291.33，Ni含量為29.7~261.3 ppm，平均值為121.88。Cr含量變化范圍較大，Ni次之，Co含量變化范圍較小。Ni和Co主要賦存于橄欖石中，Cr主要賦存于單斜輝石和尖晶石中，這些礦物在不同階段的熔融造成了上述相容元素在玄武巖中的變化（李天福，1999）。按照19種元素在地幔的地程度部分熔融熔體的相容性增加的順序排列，將其進行原始地幔標準化，得到微量元素蛛網圖，如圖2所示。

圖中可以看出，除個別樣品外，個樣品分布規律大致相同，主要表現為Th、Nb、Ce、Ta等高場強相對富集，指示巖漿可能起源于富集地幔；Rb、Ba、K波動明顯，變化不一，暗示可能受混染作用影響；Ta、Sr、Yb的相對虧損。微量元素特征與攀西裂谷帶峨眉山玄武巖相似，反映該區火山巖具有典型的板內張裂型玄武巖特征，揭示二張具有類似的不相容元素強烈富集的裂谷型幔巖地球化學特征（侯增謙，1991）。結合稀土配分圖中，不存在明顯的δEu負異常，說明Sr的負異常不是斜長石引起的，而是蝕變或者混染作用造成的（張招崇等，2004）。研究區部分火山巖樣品中Ta、Nb表現不同程度的虧損，與大陸溢流玄武巖和大陸邊緣環境中的玄武巖有相似之處（周慧，2012）。

將研究區基性火山巖部分不相容元素比值與原始地幔、OIB和MORB對比，從表2可以看出該區基性火山巖的Zr/Nb、La/Nb、與 MORB和大陸地殼相比偏低，Th/La與 MORB和大陸地殼相比偏高；而Ba/ Nb、Ba/Th、Rb/Nb、Th/Nb、和Ba/La比值均比MORB高，相對于大陸地殼偏低，而多數不相容微量元素比值范圍和EM-1型OIB和EM-2型OIB相近。綜合認為，區內基性火山巖部分不相容元素比值與OIB相近，可能與EM-1 OIB、EM-2 OIB在巖漿來源上相似。

6 構造背景討論

研究區基性火山巖LREE/HREE范圍為2.62~13.11，結合稀土元素配分曲線認為：具有較一致的右傾型配分曲線，LREE相對富集，HREE相對虧損，無明顯的Eu異常。與板內玄武巖特征相近，而與正常洋中脊玄武巖特征不同（顏耀陽，1994）。

在判斷巖石產生的大地構造背景過程中，一般使用一些化學性質穩定，不易受后期地質作用的干擾的元素以及相關比值，如：Y、Nb、Zr等。在Zr-Zr/Y圖解以及Zr-TiO2圖解（圖3）當中，除1件樣品落于MORB區外研究區基性火山巖均較為集中的落于板內玄武巖區。在Ti/100-Zr-3*Y圖解中，該區基性火山巖樣品投點除少數落于區外和鈣堿性玄武巖區外，絕大多數分布于板內玄武巖區。在2Nb-Zr/4-Y圖解（圖3）中，投點多位于板內堿性玄武巖區，指示成巖環境為板內拉張構造環境，這多與熱點有關[9]。另外，在Ti/Y-Zr/Y圖解（圖3）中，絕大多數樣品表現為板內玄武巖，多數為堿性，少數為拉斑，另有兩件樣品未落于板內玄武巖區。這與在Zr-TiO2圖解以及Zr-Zr/Y圖解中有樣品表現為MORB相一致。

圖3 研究區晚三疊世基性火山巖構造環境判別圖

Zr-TiO2圖解（據Pearce，1982）WPB-板內玄武巖；MORB-洋中脊玄武巖；VAB-火山弧玄武巖； Zr-Zr/Y圖解（據Pearce and Norry，1979）WPB-板內玄武巖；MORB-洋中脊玄武巖；IAB-島弧拉斑玄武巖； Ti/100-Zr- 3* Y圖解（據Pearce and Cann，1973）A，B-CAB；B-OFB；B，C-LKT；D-WPB；2Nb-Zr/4-Y圖解（據Meschede，1986）A1+A2-板內堿性玄武巖；A2+C-板內拉斑玄武巖；B-P型MORB；D-N型MORB；C+D-火山弧玄武巖；

研究區火山巖樣品Mg#值為0.17~0.58，MgO含量為0.14%~11.81%，略低于原始巖漿的豐度（Mg#值為0.67~0.73，MgO值為10%~12%），表明形成研究區基性火山巖的巖漿并非原始巖漿。另外，樣品表現出較為一致的Sr負異常暗示分離結晶作用影響了其地球化學成分。因此，形成本研究區基性火山巖的巖漿不是原始巖漿，而是經過一定演化的巖漿。

7 結論

三疊系曲嘎寺組處于一個深切割陡崖海溝環境。三疊紀繼承了二疊紀甘孜-理塘洋的拉長，而中咱地塊也發生了強烈的拉長，這種拉長一直持續到晚三疊世中—晚期洋盆俯沖造山之前，形成兩塹夾一壘的構造，并發育板內張裂型玄武巖—流紋巖系及玄武巖系。在晚三疊世早期，源自甘孜-理塘板塊的脫水流體對地幔楔交代作用較弱，具有親揚子屬性的巖石圈富集地幔發生低度部分熔融形成原始巖漿，經過分離結晶后，噴發形成本區所見的大陸板內張裂型堿性玄武巖。

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Lithogeochemical Characteristics and Genesis of Volcanic Rock of the Qugasi Formation in the Dêrong Area

JIA Zhi-quan LUO Zhi-hong DENG Hong HAO Jiao LUO Lin-hong LIANG Bing

（No.108 Geological Team, BGEEMRSP, Chengdu 611230）

The first Member of the Qugasi Formation （T3q1） consisting of basaltic volcanic breccias, volcanic agglomerate, massive, amygdaloidal and vesiculate basalt, basaltic lithic tuff, tuffaceous slate, silicalite, sandstone and sericite sandy slate is exposed in the Zhongdian-Zongza massif. The basalt is characterized by low K2O and Fe2O3, and enrichment in LREE and MgO, Na2O, and CaO which resulted from low partial melting of mantle. Accordingly, basalt petrology and its tectonic setting of the Qugasi Formation is discussed.

volcanic rock; Qugasi Formation; Zongza massif; origin

2017-11-21

賈志泉（1988-），男，河南新鄉人，工程師，長期從事區域地質礦產調查

P584

A

1006-0995（2018）03-0366-06

10.3969/j.issn.1006-0995.2018.03.004