得荣地区曲嘎寺组火山岩岩石地球化学特征及成因

贾志泉，骆志红，邓红，郝娇，罗林红，梁兵



得荣地区曲嘎寺组火山岩岩石地球化学特征及成因

贾志泉，骆志红，邓红，郝娇，罗林红，梁兵

（四川省地质矿产勘查开发局一○八地质队，四川 崇州 611230）

白松奔都地区曲嘎寺组一段（T3q1）分布于金沙江蛇绿混杂岩带与沙鲁里-义敦岛弧带之间的中咱-中甸地块上，其岩性由玄武质火山角砾岩、山集块岩，致密块状、杏仁状、气孔状玄武岩，玄武质角砾岩屑凝灰岩、凝灰质板岩、硅质岩、砂岩及绢云母砂质板岩等组成。玄武岩具低K2O、Fe2O3，高MgO、Na2O、CaO、轻稀土富集的特征，是地幔低度熔融的产物，属板内张裂型火山岩。通过对已有成果的整理研究，探讨了中咱地块曲嘎寺组玄武岩岩石特征及构造背景。

火山岩；曲嘎寺组；中咱地块；成因

白松奔都地区曲嘎寺组一段（T3q）分布于金沙江蛇绿混杂岩带与沙鲁里-义敦岛弧带之间的中咱-中甸地块上，该组内火山岩前人进行过一定程度的研究，在1∶25万乡城幅报告中，具岩石化学特征，认为白松奔都地区曲嘎寺组内火山岩可能形成于岛弧内，本文通过1∶5万白松-奔都地区区域地质矿产调查项目，在新洲新发现一古火山机构，并对玄武岩进行研究，取得了新的认识，进一步探讨了中咱地块曲嘎寺组玄武岩岩石特征及构造背景。

1 地质构造背景及成岩时代

研究区位于西南三江南段，西临金沙江结合带，横跨中咱—中甸地块，东部跨入甘孜—理塘弧盆系之义敦岛弧带。该区经历了特提斯洋的发展、闭合消亡、碰撞、造山等多期构造与岩浆活动，是华力西晚期以来构造-岩浆的强烈活动区。研究区内有南北向三个截然不同的构造单元，经历了印支期至喜山期强烈造山运动，发育成紧闭的线状褶皱与叠瓦式逆冲断裂，形成了主体呈南北向展布的构造形迹。

晚三叠世基性火山岩见于曲嘎寺组地层内，主要分布于新州、格萨北、亚郎吉冲东、地日西、仁门贡西、足仁贡东等地区，产出形态主要为条带状、宽带状和串珠状，宽度0.2~1.3km，长度1~3.5km不等，走向多为南北向或近南北向，与研究区主断裂走向一致，并且多以溢流相为主。

2 岩石组合特征

新洲曲嘎寺组火山岩岩性组合由玄武质火山角砾岩（玄武质火山集块岩），致密块状、杏仁状、气孔状玄武岩及玄武质质角砾岩屑凝灰岩、凝灰质板岩、硅质岩、砂岩灰黑色绢云母砂质板岩组成。可大致分为两个大类：熔岩类主要分布于剖面前半部分，主要岩性为杏仁状玄武岩及斑状玄武岩；火山碎屑岩类和熔岩类。火山碎屑岩类主要分布较为广泛，前后部分均有，岩性为火山角砾岩（玄武质火山集块岩） 、气孔状玄武岩、玄武质角砾岩屑凝灰岩。

研究区火山相主要包括爆发相和喷溢相两种。爆发相主要为火山集块岩、角砾岩、角砾凝灰岩、岩屑凝灰岩、凝灰岩。角砾岩的角砾含量50%~70%，成分为玄武质；凝灰岩含少量砾石。喷溢相主要为斑状、杏仁状、气孔状、致密块状及无斑（少斑）玄武岩及凝灰熔岩。杏仁状、斑状玄武岩斑晶主要为斜长石，粒度较小，一般为2~8mm，含量约20%，杏仁主要为绿帘石、绿泥石、石英、阳起石或方解石，大小约0.5~2mm，杏仁含量约为8%~15%。凝灰熔岩为凝灰（熔岩）结构，块状构造，可见少量斑晶。

3 主量元素特征

表1列出火山岩有关氧化物含量，其平均含量（%）：SiO249.16%，K2O 1.60%；Na2O 3.38%，Al2O315.87%，Fe2O33.31%，FeO 8.43%，TFeO 11.41%，表明岩浆源区可能是一个高压环境。MgO 7.07%，Mg#波动范围略广，上限值与原生岩浆Mg#范围0.57~0.68（朱弟成 等，2006）相近，下限值略低于原生岩浆。CaO 均值为8.11%，P2O50.46%，TiO22.42%，略低于标准洋岛玄武岩（2.87%），MnO 0.18%。

表1 研究区基性火山岩主量元素分析结果表（wB%）

注：T3-1至T3-3国土资源部武汉矿产资源监督监测中心,2015.11;T3-4至T3-9西南冶金地质测试中心,2016.07;曲嘎寺组1至曲嘎寺组6自:李凌杰,2013.

TAS分类图解上，仅有一个样品落于碱玄岩（碧玄岩）范围内，其余样品多数落于玄武岩、粗面玄武岩和玄武质粗面安山岩范围内，且样品多为碱性系列或者碱性系列与亚碱性系列的界线附近。结合AR-SiO2图解判别，除个别点落于过碱性系列范围，绝大多数点位于碱性系列范围内。在Na2O-K2O图解中，高钾质和钾质范围内均有落点，多数点则落于钠质范围内；然而K、Na元素比较活泼，在蚀变过程中易发生迁移。该区岩石受次生变化作用较为强烈，故采用Nb/Y-Zr/TiO2判别图来进一步指示岩石系列。在Nb/Y-Zr/TiO2判别图中，有一件样品落于碧玄岩（霞石岩）范围，另有两件样品落于亚碱性系列范围内，其余样品皆表现为碱性系列。综合以上分析，认为该区基性火山岩应属于碱性玄武岩系列。

4 稀土元素特征

从研究区稀土元素测试数据（表2），可以看出研究区基性火山岩稀土元素总量平均值∑REE=44.08×10-6~313.07×10-6，均值157.84×10-6，稀土元素含量较低且变化范围大；轻重稀土比值LREE/HREE=2.62~13.11，均值7.36，LREE相对富集，HREE相对亏损，暗示岩浆源区可能具有较低的部分熔融程度，因为熔体部分熔融程度较低时，极易进入轻稀土元素。通过（La/Yb）N数值大小可以较好地反映轻、重稀土的分馏程度。（La/ Yb）N=2.50~23.59，平均11.69，表明轻重稀土分馏明显。δEu含量介于0.83~1.36之间，除少数样品（T3-4和曲嘎寺组4）表现为Eu弱正异常外，绝大部分样品均未表现出明显Eu异常，暗示斜长石的分离结晶作用可能较弱。δCe含量在0.81~1.01之间，整体表现出Ce弱负异常，表明成岩后遭受到次生作用（多为低温蚀变作用）的影响（王涛，2012），与镜下观察到岩石发生绿泥石化和绿帘石化相符。

根据稀土元素配分模式图（图1）可见，除样品曲嘎寺组3表现为平缓的弱右倾模式，其余样品皆表现出较为明显的右倾模式，表明LREE的强烈富集。样品曲嘎寺组3的弱右倾模式可能与 其LREE富集程度略弱有关，在地球化学成分上更接近于原始地幔的水平配分曲线。整体来看，轻稀土配分曲线斜率与重稀土配分曲线斜率基本一致，暗示二者可能来自同一岩浆源区并经历了相似的演化过程，具有LREE、HREE分馏程度高的特点（周慧，2012）。右倾型配分模式曲线特征与峨眉山玄武岩的REE配分型式相似（侯增谦，1991）。研究区基性玄武岩重稀土含量亏损（如：Yb为1.30~3.01），暗示岩浆源区可能有石榴子石存在，因为REE在石榴子石中的分配系数变化很大（杨学明等，2000）。

表2 研究区基性火山岩微量、稀土元素分析结果表（wB%）

注：T3-1、T3-2、T3-3国土资源部武汉矿产资源监督监测中心,2015.11；T3-4、T3-5、T3-6、T3-7、T3-8、T3-9西南冶金地质测试中心，2016.07；曲嘎寺组1至曲嘎寺组6自：李凌杰，2013

图2 研究区基性火山岩微量元素原始地幔标准化蛛网图（底图据Sun，McDonough，1989）

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

5 微量元素特征

研究区基性火山岩Co含量为21.93~57.12 ppm，平均值为44.30；Cr含量为73~494 ppm，平均值为291.33，Ni含量为29.7~261.3 ppm，平均值为121.88。Cr含量变化范围较大，Ni次之，Co含量变化范围较小。Ni和Co主要赋存于橄榄石中，Cr主要赋存于单斜辉石和尖晶石中，这些矿物在不同阶段的熔融造成了上述相容元素在玄武岩中的变化（李天福，1999）。按照19种元素在地幔的地程度部分熔融熔体的相容性增加的顺序排列，将其进行原始地幔标准化，得到微量元素蛛网图，如图2所示。

图中可以看出，除个别样品外，个样品分布规律大致相同，主要表现为Th、Nb、Ce、Ta等高场强相对富集，指示岩浆可能起源于富集地幔；Rb、Ba、K波动明显，变化不一，暗示可能受混染作用影响；Ta、Sr、Yb的相对亏损。微量元素特征与攀西裂谷带峨眉山玄武岩相似，反映该区火山岩具有典型的板内张裂型玄武岩特征，揭示二张具有类似的不相容元素强烈富集的裂谷型幔岩地球化学特征（侯增谦，1991）。结合稀土配分图中，不存在明显的δEu负异常，说明Sr的负异常不是斜长石引起的，而是蚀变或者混染作用造成的（张招崇等，2004）。研究区部分火山岩样品中Ta、Nb表现不同程度的亏损，与大陆溢流玄武岩和大陆边缘环境中的玄武岩有相似之处（周慧，2012）。

将研究区基性火山岩部分不相容元素比值与原始地幔、OIB和MORB对比，从表2可以看出该区基性火山岩的Zr/Nb、La/Nb、与 MORB和大陆地壳相比偏低，Th/La与 MORB和大陆地壳相比偏高；而Ba/ Nb、Ba/Th、Rb/Nb、Th/Nb、和Ba/La比值均比MORB高，相对于大陆地壳偏低，而多数不相容微量元素比值范围和EM-1型OIB和EM-2型OIB相近。综合认为，区内基性火山岩部分不相容元素比值与OIB相近，可能与EM-1 OIB、EM-2 OIB在岩浆来源上相似。

6 构造背景讨论

研究区基性火山岩LREE/HREE范围为2.62~13.11，结合稀土元素配分曲线认为：具有较一致的右倾型配分曲线，LREE相对富集，HREE相对亏损，无明显的Eu异常。与板内玄武岩特征相近，而与正常洋中脊玄武岩特征不同（颜耀阳，1994）。

在判断岩石产生的大地构造背景过程中，一般使用一些化学性质稳定，不易受后期地质作用的干扰的元素以及相关比值，如：Y、Nb、Zr等。在Zr-Zr/Y图解以及Zr-TiO2图解（图3）当中，除1件样品落于MORB区外研究区基性火山岩均较为集中的落于板内玄武岩区。在Ti/100-Zr-3*Y图解中，该区基性火山岩样品投点除少数落于区外和钙碱性玄武岩区外，绝大多数分布于板内玄武岩区。在2Nb-Zr/4-Y图解（图3）中，投点多位于板内碱性玄武岩区，指示成岩环境为板内拉张构造环境，这多与热点有关[9]。另外，在Ti/Y-Zr/Y图解（图3）中，绝大多数样品表现为板内玄武岩，多数为碱性，少数为拉斑，另有两件样品未落于板内玄武岩区。这与在Zr-TiO2图解以及Zr-Zr/Y图解中有样品表现为MORB相一致。

图3 研究区晚三叠世基性火山岩构造环境判别图

Zr-TiO2图解（据Pearce，1982）WPB-板内玄武岩；MORB-洋中脊玄武岩；VAB-火山弧玄武岩； Zr-Zr/Y图解（据Pearce and Norry，1979）WPB-板内玄武岩；MORB-洋中脊玄武岩；IAB-岛弧拉斑玄武岩； Ti/100-Zr- 3* Y图解（据Pearce and Cann，1973）A，B-CAB；B-OFB；B，C-LKT；D-WPB；2Nb-Zr/4-Y图解（据Meschede，1986）A1+A2-板内碱性玄武岩；A2+C-板内拉斑玄武岩；B-P型MORB；D-N型MORB；C+D-火山弧玄武岩；

研究区火山岩样品Mg#值为0.17~0.58，MgO含量为0.14%~11.81%，略低于原始岩浆的丰度（Mg#值为0.67~0.73，MgO值为10%~12%），表明形成研究区基性火山岩的岩浆并非原始岩浆。另外，样品表现出较为一致的Sr负异常暗示分离结晶作用影响了其地球化学成分。因此，形成本研究区基性火山岩的岩浆不是原始岩浆，而是经过一定演化的岩浆。

7 结论

三叠系曲嘎寺组处于一个深切割陡崖海沟环境。三叠纪继承了二叠纪甘孜-理塘洋的拉长，而中咱地块也发生了强烈的拉长，这种拉长一直持续到晚三叠世中—晚期洋盆俯冲造山之前，形成两堑夹一垒的构造，并发育板内张裂型玄武岩—流纹岩系及玄武岩系。在晚三叠世早期，源自甘孜-理塘板块的脱水流体对地幔楔交代作用较弱，具有亲扬子属性的岩石圈富集地幔发生低度部分熔融形成原始岩浆，经过分离结晶后，喷发形成本区所见的大陆板内张裂型碱性玄武岩。

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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

贾志泉（1988-），男，河南新乡人，工程师，长期从事区域地质矿产调查

P584

A

1006-0995（2018）03-0366-06

10.3969/j.issn.1006-0995.2018.03.004