川西甘孜－理塘結合帶洋島型玄武巖地球化學、年代學特征及其地質意義

羅紹強，唐 華，肖 進，劉大明，代 倫

四川省地質礦產勘查開發局川西北地質隊，四川 綿陽621000

0 引言

甘孜－理塘結合帶作為川西義敦島弧與揚子地塊的縫合線，是三江特提斯造山帶與松潘－甘孜造山帶的重要組成部分［1］.甘孜－理塘洋盆的時空演化多年來一直存在爭議，通常認為該洋盆形成于晚二疊世或早三疊世，閉合于晚三疊世末期［2］①.玄武巖作為重要的基性巖在巖石學方面有著重要的意義，對其地球化學特征的研究，對于探討松潘－甘孜造山帶地質構造演化具有非常重要的地質意義.然而前人對甘孜－理塘結合帶中洋島火山巖的研究較少，僅鄒光富等［2］曾提出過混雜巖中部分玄武巖屬于洋島型玄武巖（OIB）.而洋島－海山作為古洋殼的重要表征之一，通常認為洋島的出現代表其所在洋盆已發育為成熟的洋殼，在蛇綠混雜巖帶研究中具有與蛇綠巖同等重要的地位［3-4］.

2012—2015年，筆者所在團隊在木里地區開展區域地質調查工作，發現了大量由“基性火山巖＋碳酸鹽巖”構成的“洋島－海山”巖石組合.本文從洋島型玄武巖的地質學、地球化學特征等方面入手，結合前人研究成果，初步探討其大地構造環境，以期為該地區的地質演化提供更多新的證據.

1 區域地質背景

甘孜－理塘結合帶北起青海治多，向南東經四川甘孜、理塘，往南至木里一帶，呈北西向的不對稱反“S”型展布，其長度約700 km，寬度為5～50 km，是雅江三疊紀殘余盆地及義敦晚三疊世島弧帶的分界［5-6］①（圖1）.筆者團隊在木里地區該帶南段開展區調工作時，根據物質原始形成環境及后期構造成因組合，在結合帶內劃分出基底殘片、外來巖片（斜坡－盆地邊緣沉積）、洋島－海山組合、洋內弧、洋盆系統等多個單元（圖1）①四川省地質礦產勘查開發局川西北地質隊.1∶5萬東朗鄉、桐翁、納巴、麥日鄉、唐央鄉、博窩區域地質調查報告.2016..本文所研究的洋島型火山巖分布于洋島－海山組合內.

圖1 研究區甘孜－理塘結合帶物質組成單元劃分及采樣位置示意圖Fig.1 Material component unit division map of Garze-Litang junction zone with sampling locations

2 巖石組合特征

結合帶內洋島型基性火山巖＋碳酸鹽巖的二元結構出露較好，屬典型的古海山巖石組合.洋島型玄武巖多為塊狀，經后期構造改造有片理化、劈理化現象；塊狀（顆粒）灰巖覆蓋于洋島型玄武巖之上，基本未變形或弱變形，局部地區可見明顯的沉積噴發韻律，表現為玄武巖與灰巖或大理巖互層產出.玄武巖類型包括角礫狀玄武巖、杏仁狀玄武巖、玄武質集塊巖等，與結晶灰巖及角礫狀灰巖共生（圖2）.火山碎屑物整體粒度較粗，表明其沉積環境應離火山口較近，應屬于洋島臺地相.

圖2 洋島－海山巖石組合特征Fig.2 Field photographs of ocean island-seamount rock assemblages

3 數據采集及分析

本文所引用的樣品全部由筆者團隊實地采集，主要采樣位置分布見圖1，樣品采集過程中避開脈體發育地段.樣品分析全部在國土資源部武漢礦產資源監督檢測中心（武漢綜合巖礦測試中心）完成.主量元素使用X射線熒光光譜儀（XRF－1800）法測試，精度優于2%～3%；微量元素及稀土元素利用酸溶法制備樣品，使用電感耦合等離子光譜儀（X2）測試，分析精度一般優于5%.年齡樣品采集火山巖10～15 kg新鮮巖石，一般挑單礦物0.5～2 g，純度大于98%，主要測定對象為鋯石、獨居石、磷灰石、晶質鈾礦.年齡測試在中國地質科學院礦產資源研究所MC－ICP－MS實驗室完成，主要測試儀器為Finnigan Neptune型LA－MC－ICP－MS，并配備有與之配套的Newwave UP 213激光剝蝕系統［7］.

4 討論

4.1 巖石地球化學特征

玄武巖主量元素含量見表1.該套火山巖SiO2含量平均為45.21%，低于中國玄武巖平均值（48.28%），具有超基性巖—基性巖過渡的特征；TiO2含量平均2.83%，近似于堿性洋島玄武巖平均值（2.90%）［8］；Al2O3含量平均11.45%，低于中國玄武巖平均值（14.99%）；MgO含量變化較大，介于3.85%～17.75%，平均為10.67%，高于中國玄武巖平均值（7%）；樣品的全堿含量（K2O＋Na2O）為0.87%～6.33%，平均3.42%，大部分玄武巖K2O＞Na2O；Mg＃介于0.30～0.74，平均值0.59，僅部分介于0.65～0.75之間，屬于原生巖漿范圍［9-10］，說明該套玄武巖部分來自原生巖漿，另一部分則經歷了巖漿結晶分異演化［9-10］.里特曼指數σ變化較大，介于－18.52～＋22.52，平均總體上顯示堿性的特征.在Zr/TiO2－Nb/Y圖解（圖3）中，樣品均落在堿性玄武巖范疇內.

圖3 玄武巖Zr/TiO2-Nb/Y圖解（據文獻［11］修改）Fig.3 The Zr/TiO2-Nb/Y diagram of basalts（After Reference［11］）

表1 樣品巖石化學成分及特征值表Table 1 Contents of major elements in basalt samples

研究區洋島型玄武巖稀土元素含量及特征值見表2.稀土總量∑REE值較高，為106.21×10－6～378.83×10－6，（La/Yb）N比值為9.23～39.41，為輕稀土富集型，反映輕重稀土分餾程度的LREE/HREE值為12.18～31.68，輕重稀土分餾，說明巖漿結晶分異作用較弱，且上升速度較快，地球化學特征基本反映源區性質.研究區玄武巖的稀土配分曲線（圖4）總體表現為右傾型，反映玄武巖稀土元素特征與標準洋島型玄武巖（OIB）相近［13-14］.從表2可見，δEu變化區間為0.80～1.11，δCe變化區間為0.90～1.02，無明顯的銪、鈰異常.

圖4 玄武巖稀土元素配分模式圖Fig.4 The REE distribution patterns of basalts

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

研究區洋島型玄武巖微量元素含量及特征值見表3.微量元素原始地幔標準化蛛網圖（圖5）呈“M”型，Nb（12.1×10－6～58.5×10－6）、Ta（0.86×10－6～4.41×10－6）含量較高，顯示巖石經歷了明顯的分異作用.在圖5中總體看來，玄武巖微量元素表現出大離子親石元素Rb、Th、Ba等富集，說明巖石可能有Th等含量較高的大洋沉積物加入［8］，而虧損高場強元素Nb、Zr，說明玄武質巖漿被大陸殼物質或花崗質巖石所混染，表現出匯聚板塊邊緣玄武巖的特征［12］.樣品特征值Nb/Ta平均為14.56，Zr/Hf平均值為30.76，均低于原始地幔值（Nb/Ta為17.5±2.0，Zr/Hf為36.27），高于大陸地殼值（Nb/Ta為12～13；Zr/Hf為11），表明巖漿在源區和上升過程中受地殼混染作用比較小，可能僅部分巖石受到陸殼物質的混染.通過與原始地幔標準化值對比（圖5），研究區玄武巖與標準OIB曲線特征相近［14］.樣品Zr/Nb、Ba/Nb、Rb/Nb、Th/Nb值分別為8.72、12.35、1.09、0.16，與幾種典型玄武巖特征值相比（表4），具有與EMIOB（富集地幔I端洋島型玄武巖）相似的特征［13］.

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

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

圖5 玄武巖原始地幔標準化圖解（據文獻［14］修改）Fig.5 Primitive mantle-normalized trace element spidergram of basalts（After Reference［14］）

4.2 源區及構造環境

4.2.1 源區分析

洋島型玄武巖漿的形成和演化，涉及到來自地幔柱、軟流圈、巖石圈地幔和地殼等不同端元組分的貢獻［15］，因此在分析玄武巖巖漿源區時首先要分析地殼的混染作用.從玄武巖微量元素蛛網圖（圖5）可知，巖石中的微量元素僅Rb變化較大，其余特別是高場強元素Nb、Zr、Hf等變化較小，表明玄武巖在演化過程受地殼混染較小，基本不受后期蝕變作用的影響，其地球化學特征指示源區特征及巖石成巖過程［11，16］.

如前所述，本研究之玄武巖具有與EMIOB（富集地幔I端洋島型玄武巖）相似的特征，此處采用Mg＃判斷幔源原始巖漿成分.鄧晉福認為幔源原始巖漿成分的Mg＃應為0.65～0.75［10］，本次16個樣品中，有8個樣品的Mg＃值介于原生巖漿范圍內（表1），說明地幔柱上升過程中，有部分巖漿可能經歷了熔融、分離結晶、同化混染等作用.Apler等認為，Y、Nb、Zr的豐度可以反映地幔源的類型，富集地幔的Zr/Y比值一般低于18，而虧損地幔的Zr/Nb比值通常大于18［17］.本研究之玄武巖元素特征值Zr/Y值為8.87～13.11，Zr/Nb值為5.73～14.13，與前面論述吻合，均反映富集地幔特征.樣品的La/Nb值均小于2.5，La/Ta值均小于30，表明其源區為軟流圈地幔而不是巖石圈地幔［13，18］.在Ce/Y－Zr/Nb圖解（圖6）上，樣品多數落入或接近虧損石榴石橄欖巖與原始石榴石橄欖巖之間，表明玄武巖原始巖漿來源于軟流圈地幔石榴石橄欖巖的部分熔融［19］.

圖6 玄武巖Ce/Y-Zr/Nb圖解（據文獻［20］修改）Fig.6 The Ce/Y-Zr/Nb diagram of basalts（After Reference［20］）

4.2.2 構造環境分析

前人研究表明，產于現今構造環境中的巖石可以通過一系列有效的判別圖解分析出其形成時的構造環境［4，20］.玄武巖的Zr/Y－Zr圖解是一種比較有效的微量元素構造環境判別圖解，主要利用Zr和Y在大陸玄武巖遭到地殼或巖石圈混染時沒有受到強烈的影響而發生濃度改變的原理，為廣大學者用于區分島弧、洋中脊和板內玄武巖［21-23］.將樣品投入Zr－Zr/Y構造判別圖解（7a）中，樣品落入板內玄武巖區；在TiO2－MnO×10－P2O5×10判別圖解（圖7b）中，所有樣品均落入洋島玄武巖區，洋島堿性玄武巖與洋島拉斑玄武巖均有涉及.采用Nb－Zr－Y圖解（圖7c）及Ti－Zr－Y圖解（圖7d）判斷，樣品也均屬于洋島玄武巖.結合玄武巖粒度較粗，多具角礫狀、杏仁狀構造等特征，判斷玄武巖應形成于洋島臺地環境.

圖7 火山巖構造環境判別圖解Fig.7 Tectonic setting discrimination diagrams of volcanic rocks

4.3 年代學特征

為確定研究區洋島型玄武巖的形成時代，在洋島型玄武巖中采集兩件鋯石U－Pb測試樣品，采樣位置見圖1.激光剝蝕所用斑束直徑為25μm，頻率為10 Hz，能量密度約為2.5 J/cm2，以He為載氣.LA－MC－ICP－MS激光剝蝕采樣采取單點剝蝕的方法，數據分析前用鋯石GJ－1進行儀器調試，使之達到最佳狀態.鋯石U－Pb定年以鋯石GJ－1為外標，U、Th含量以鋯石M127為外標進行校正.數據處理采用ICPMSDataCal程序，測量過程中絕大多數的分析點206Pb/204Pb＞1 000.未進行普通鉛校正，204Pb由離子計數器檢測.204Pb含量異常高的分析點可能是受包裹體等普通Pb的影響，對204Pb含量異常高的分析點在計算時予以剔除，鋯石年齡諧和圖用Isoplot 3.0程序獲得［7］.

根據測試結果（表5），玄武巖中238U的含量變化范圍為196.52×10－6～595.46×10－6，232Th的含量變化范圍為157.93×10－6～775.20×10－6，206Pb/238U的比值為0.03，206Pb/238U年齡范圍為218.96～221.71 Ma，表明研究區玄武巖形成時代為晚三疊世中期.

表5 研究區玄武巖鋯石U－Pb測試結果Table 5 Zircon U-Pb dating results of basalts in the study area

4.4 地質意義

洋島玄武巖的存在標志著洋盆中存在成熟的洋殼.前人研究表明，甘孜－理塘洋盆在泥盆紀之前已經打開并發展為深水盆地［27-29］，而在研究區內洋盆開始打開的時間為中晚二疊世至早三疊世，在中—晚三疊世洋盆擴張到最大，并發育為成熟的洋殼［21］①四川省地質礦產勘查開發局川西北地質隊.1∶5萬東朗鄉、桐翁、納巴、麥日鄉、唐央鄉、博窩區域地質調查報告.2016..本次區調工作及區域上前人獲得的大量洋脊、洋島型玄武巖年齡集中在218～225 Ma之間，本文所研究的玄武巖正是洋盆擴張到鼎盛時期并存在成熟洋殼的佐證，為探討甘孜－理塘結合帶的物質組成及構造演化提供了更多最直接的證據.

5 結論

（1）研究區內古海山巖石組合為角礫狀玄武巖、杏仁狀玄武巖、玄武質集塊巖、塊狀（顆粒）灰巖、角礫狀灰巖，屬于洋島臺地相.

（2）巖石地球化學特征顯示，本研究之玄武巖為堿性系列，源區為軟流圈地幔石榴石橄欖巖，且部分經歷了巖漿結晶分異，稀土元素及微量元素特征與標準洋島型玄武巖大致相同.結合玄武巖粒度較粗，多具角礫狀、杏仁狀構造等特征，判斷玄武巖應形成于洋島臺地環境.

（3）研究區洋島型玄武巖年齡值為218.96～221.71Ma，表明其形成與晚三疊世中期.

（4）結合本次區調工作及區域上前人獲得的大量洋脊、洋島型玄武巖年齡，本地區甘孜－理塘洋盆于中晚二疊世至早三疊世打開，在中—晚三疊世洋盆擴張到最大，并發育為成熟的洋殼.研究為探討甘孜－理塘結合帶的物質組成及構造演化提供了更多最直接的證據.