西藏察雅县金多地区玄武岩地球化学特征

周 新，樊炳良，余佳树，石 楠，何建娟

(1. 西藏自治区地质矿产勘查开发局地热地质大队，西藏 拉萨 850000；2. 四川路桥矿业投资开发有限公司，四川 成都 610039)

0 引言

北澜沧江构造带西接龙木错-双湖缝合带[1-9]，南连昌宁-孟连缝合带[10-18]，最终延伸至泰国的Inthanon缝合带[19-20]，所处大地构造环境独特。上述缝合带将北部的北羌塘、昌都、思茅、印度支那块体与南部的南羌塘、保山、Sibumasu块体分割开来，共同组成了劳亚大陆与冈瓦纳古陆碰撞带，代表古特提斯主洋盆闭合的缝合带[21-22]。由于受地形切割和新生代碰撞挤压及强烈变形影响，导致北澜沧江构造带尚未发现可靠的洋盆记录，因此，北澜沧江构造带作为连接龙木错-双湖和昌宁-孟连缝合带枢纽的观点一直备受质疑。

2016—2018年，西藏地勘局地热地质大队在开展“西藏卡贡地区四幅区域地质调查”时，在察雅县卡贡乡邓雪村附近发现了一套类似洋岛岩石组合(玄武岩+大理岩)[23]，在南部金多地区竹卡群中发现了一套火山-变质沉积岩组合(变玄武岩+大理岩+变质砂岩)。前人根据区域岩石组合、变形变质等特征将其对比为二叠系沙龙组(P3sl)[24]。本文选择金多地区玄武岩为研究对象，在大比例尺野外地质填图的基础上，开展了系统的岩石学、全岩地球化学研究，分析了岩石成因及其源区性质，结合区域地质特征，进一步探讨玄武岩的形成构造环境，以期对北澜沧江构造演化加以制约，为北澜沧江构造带作为连接龙木错-双湖和昌宁-孟连缝合带枢纽的观点提供证据。

1 地质背景和玄武岩岩石学特征

研究区处于青藏高原东部、三江流域中段北部、北澜沧江构造带两侧(图1a)，同时受到西侧澜沧江洋构造域和东侧金沙江洋构造域的双重影响。中生代以来，随着羌北-昌都地块与羌南-保山地块汇聚[16]以及新生代以来，印度板块与欧亚板块的碰撞挤压，研究区内地质构造及沉积建造十分复杂，主要构造单元急剧变窄，火山及岩浆侵入活动频繁，区域变质、动力变质作用强烈。

研究区北东以登许逆冲推覆断裂为界，南西以桑多-吉塘断裂带为界(图1b)，出露的主要地层：①新元古界酉西群(Pt3Y)，以一套石英片岩及钠长石英片岩为主；②下石炭统卡贡岩组(C1k)，为一套浅变质的千枚岩、板岩夹变质砂岩，局部见火山岩、大理岩夹层；③中-上三叠统竹卡群(T2-3Z)，以英安岩、流纹岩为主，夹碎屑岩；④古近系贡觉组(Eg)，为一套山间红色磨拉石建造，主要为紫色含钙质粉砂岩、紫红色砾岩组合。区内岩浆活动较为发育，出露大面积的花岗岩类[25]和火山岩。玄武岩主要沿登许逆冲推覆断裂次生断裂呈带状、透镜状分布，大致沿NNW向展布。玄武岩整体蚀变强烈，玄武岩下伏地层为一套中薄层大理岩+变质砂岩，整合接触；上覆地层为中-上三叠统竹卡群英安岩，与玄武岩呈断层接触(图2)。

图1 研究区地质简图(据1∶25万区域地质图修改)Fig.1 Geological map of the study area(modified after 1∶250 000 regional geology map)1—古近系贡觉组 2—侏罗系 3—上三叠统 4—中-上三叠统竹卡群 5—中三叠统俄让组 6—下石炭统卡贡岩组 7—新元古界酉西群 8—中三叠世二长花岗岩 9—中二叠世二长花岗岩 10—玄武岩 11—整合地质界线 12—不整合地质界线 13—断层 14—勘探线

玄武岩呈灰绿色，具显微鳞片变晶结构、交代假象结构、交织假象结构，块状构造，绿泥绢云母化蚀变强烈(图3)。岩石主要由强蚀变隐晶质(90%～95%)、金属矿物(约占5%)和少量次生脉组成。原岩残余仅有分散斑点棉絮状隐晶质或隐约有光性反映雏晶状，含量约占10%，次生蚀变为小于0.01 mm鳞片状、泥状，可能为绢云母、蒙脱石类，另有少量(约占10%)绿泥石，并隐约可见较多这些蚀变矿物组合的杂乱板条形态，长度≤0.3 mm，可能为原岩斜长石假象，偶见原岩斜长石斑晶被钠长石、碳酸盐兼绿泥石组合交代。金属矿物为磁铁矿，一般≤0.01 mm，呈分散状分布。

图3 金多地区玄武岩野外照片和镜下显微照片Fig.3 Field photos and microscopic photographs of basalt in Jinduo area(a)玄武岩野外露头照片 (b)玄武岩角砾边部绿泥石化(+) (c)分散斑点棉絮状隐晶质雏晶(+)

2 样品采集与分析方法

本次研究所用的样品采自金多地区附近玄武岩的天然露头中，选择蚀变相对较弱的新鲜岩石，共采集了6件样品(图2)，进行主量元素和微量元素测试分析。

样品的主量和微量元素分析在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。主量元素的分析方法参考《硅酸盐岩石化学分析方法》(GB/T 14506.28-2010)，先将约200目的粉末样在氧化剂作用下，于1200℃条件下熔融，制成玻璃样片，然后使用X-射线荧光谱仪分析进行主量元素分析，其相对误差优于1%；微量元素和稀土元素(REE)的检测方法主要依据《电感耦合等离子体质谱分析方法通则》(DZ/T 0223-2001)和《国家地质实验测试中心检定细则》。首先称取试样于高压消解罐的Teflon内罐中，加入HF、HNO3，装入钢套中，于190℃保温48 h，取出冷却后，在电热板上蒸干至赶尽HF，加入HNO3，再次封闭溶样3 h，溶液转入洁净塑料瓶中，使用ICP-MS测定，其相对误差优于5%。

3 岩石地球化学特征

3.1 主量元素特征

金多地区玄武岩样品中主量元素含量总体变化不大(表1)，其中烧失量为3.68%～6.91%，平均5.09%，整体较高，表明岩石经历了较强的蚀变作用。蚀变作用在一定程度上会改变活动元素(如Na、K、Ca、Cs、Rb、Ba和Sr)的含量，然而一些主要元素(如Mg、Fe和P)，高场强元素(如Ti、Y、Nb、Hf)和稀土元素等均与烧失量不具相关性，这表明它们受后期蚀变作用的影响较小。

表1 金多地区玄武岩主量元素分析结果Table 1 Analysis data of the major elements of basalt in Jinduo area

金多地区玄武岩w(SiO2)为43.95%～48.87%，平均46.23%，为基性火山熔岩w(TiO2)为2.18%～2.61%，平均2.39%，与洋岛拉斑玄武岩 [w(TiO2)=2.63%] 相近[26]；w(Al2O3)为17.73%～20.65%，平均19.26%，与大陆溢流玄武岩 [w(Al2O3)=17.08%] 类似[26]，远高于大陆板内玄武岩 [w(Al2O3)=14.30%] 和岛弧玄武岩[w(Al2O3)=16.00%][27]；[w(TFe2O3)为9.72%～13.82%，平均11.98%；w(MgO)为2.99%～4.30%，平均3.61%；w(CaO)为1.52%～6.39%，平均3.26%；w(K2O+Na2O)平均为7.41%，w(K2O)平均值(4.63%)高于w(Na2O)平均值(2.78%)，显示出高钾低钠的特征；w(P2O5)平均为0.61%，远高于洋脊玄武岩 [w(P2O5)=0.14%]。由于岩石后期发生蚀变作用，采用相对稳定的主元素TiO2、FeO、MgO和不活动微量元素Zr、Nb、Y对其进行分类，在Nb/Y - Zr/TiO2图解(图4a)中，所有样品均落入碱性玄武岩区域[28]；在FeOT/MgO - TiO2图解(图4b)上具有拉斑系列的趋势[29]。

图4 金多地区玄武岩Nb/Y - Zr/TiO2图解[28]与FeOT/MgO - TiO2图解[29]Fig.4 Nb/Y - Zr/TiO2 [28] and FeOT/MgO - TiO2 [29] discrimination diagrams of basalt in Jinduo area

在哈克图解(图5)中，MgO与SiO2呈负相关，与TFe2O3呈正相关，表明玄武岩形成于相对较为开放的氧化体系[30-31]；与其他主要氧化物相关图解没有很好的相关性，说明玄武岩遭受了较为强烈的蚀变作用。CaO/Al2O3比值可以反映岩石形成的压力高低，CaO/Al2O3比值越小，反映岩石形成是的压力越低[32]，玄武岩CaO/Al2O3比值介于0.07～0.36之间，表明岩石形成是压力较低。

图5 金多地区玄武岩Harker图解Fig.5 Harker diagram of basalt in Jinduo area

3.2 微量元素特征

微量元素分析结果见表2。金多地区玄武岩稀土总量ΣREE为189.94×10-6～228.27×10-6，平均205.34×10-6，远高于洋脊玄武岩(N-MORB=39.11×10-6，E-MORB=49.09×10-6)的含量，与洋岛玄武岩(OIB=199×10-6)含量相当[33]；LREE/HREE比值为7.72～9.94，平均8.87，轻重稀土元素分馏明显；(La/Yb)N值为10.21～14.66，轻重稀土分馏较大。稀土元素球粒陨石标准化图解(图6a)中[33]，配分曲线呈右倾特征，且左陡右缓，轻稀土富集，重稀土亏损。稀土曲线配分模式多出现于大陆拉斑玄武岩和洋岛玄武岩(OIB)中。

表2 金多地区玄武岩稀土元素分析结果Table 2 Analysis data of rare earth elements of basalt in Jinduo area

续表2

图6 金多地区玄武岩稀土元素球粒陨石标准化配分图(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)(标准化数值据文献[33])Fig.6 Chondrite-normalized REE distribution pattern diagram (a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagram (b) of basalt in Jinduo area

微量元素原始地幔标准化图解(图6b)中，元素Rb、K、P、Nb、Ta富集，元素Sr、Th、U、Ba亏损，总体与洋岛或板内玄武岩常见的大隆起形式相似。Sr的负异常可能是由于岩石蚀变作用引起的。Nb、Ta富集，说明金多地区玄武岩没有或者很少受到地壳物质的混染[33-34]。

4 讨论

4.1 岩石成因及源区特征

在金多地区玄武岩样品的Nb/Y - Zr/TiO2图解中，所有样品均落入碱性玄武岩区域。TiO2的平均值与洋岛拉斑玄武岩 [w(TiO2)=2.63%] 相近[26]；稀土元素球粒陨石标准化配分模式呈右倾，与大陆拉斑玄武岩和洋岛玄武岩(OIB)相似；微量元素表现为元素Rb、K、P、Nb、Ta富集，元素Sr、Th、U、Ba亏损，总体与洋岛或板内玄武岩常见的大隆起形式相似。玄武岩具有较高的Nb/Yb值(26.28～30.80)和Th/Yb值(2.19～2.56)，在Nb/Yb - Th/Yb判别图解(图7a)中均落入OIB端元[35]。此外，玄武岩具有较高的Nb/U值(57.57～61.82)，远高于地壳(Nb/U=9)；而Nb/La值介于1.45～1.94之间，明显高于典型洋中脊玄武岩[36]，说明该区域玄武岩未受到明显的地壳物质混染，具有富集地幔源区起源的洋岛玄武岩特征。样品(Th/Ta)PM值为0.69～0.72，平均0.71，(La/Nb)PM值为0.55～0.72，平均0.62；在(Th/Ta)PM- (La/Nb)PM图解(图7c)中所有样品均落入未混染的岩石圈地幔区域[30]，也表明该区域玄武岩未受到地壳物质混染。

微量元素Ce/Yb比值被广泛用于指示源区特征及部分熔融程度[37]，Ce/Yb比值低表明熔融程度高或主要残留相为尖晶石(<70 km)，比值高则表明熔融程度低或主要残留相为石榴子石(>80 km)。金多地区玄武岩样品的Ce/Yb比值为28.31～39.78，平均33.30，表明其源区可能处于尖晶石相与石榴子石相过渡区域。不相容元素La、Sm、Yb及其比值常被用来判断地幔源区的矿物组成特征和部分熔融程度[38]，在(La/Sm)N- (Tb/Yb)N图解(图7b)中，金多地区玄武岩样品落入尖晶石与石榴子石过渡区域[32]，在La/Yb - Sm/Yb图解(图7d)中，样品靠近石榴子石-尖晶石橄榄岩熔融曲线[39]，且处于熔融程度较低的区域，表明金多地区玄武岩由石榴子石-尖晶石橄榄岩较低的部分熔融形成。

图7 金多地区玄武岩Nb/Yb - Th/Yb图解[35] (a)；La/Sm - Sm/Yb图解[30] (b)；(Th/Ta)PM - (La/Nb)PM图解[32] (c)；La/Yb - Sm/Yb图解[39] (d)Fig.7 Nb/Yb - Th/Yb [35] (a)， La/Sm - Sm/Yb [30] (b)， (Th/Ta)PM - (La/Nb)PM [32] (c)，La/Yb - Sm/Yb [39] (d) diagrams of basalt in Jinduo area

4.2 构造背景及动力学环境

金多地区玄武岩无论是主量元素还是稀土元素、微量元素特征，均与洋岛或板内玄武岩相似。但是金多地区玄武岩w(Zr)介于212×10-6～257×10-6之间，Zr/Y比值为7.57～8.49，显示了大陆碱性玄武岩的特征[40]。

利用不活动元素Ti、Zr、Nb、Ta、Th、Y和Yb的相关图解，探讨金多地区玄武岩形成的构造环境。在2Nb - Zr/4 - Y图解(图8a)中，所有样品均落入板内碱性玄武岩区域[41]；在Hf/3 - Th - Nb/16图解(图8b)中，所有样品均落入板内拉斑玄武岩区域[42]；在Zr - Zr/Y图解(图8c)中，全部落入板内玄武岩区域中[43]；在Ta/Yb - Th/Yb图解(图8d)中，均投到板内碱性玄武岩区间，表明金多地区玄武岩形成于板内环境[44]。

图8 金多地区玄武岩构造环境判别图Fig.8 Tectonic discrimination diagram of basalt in Jinduo area

结合区域构造综合分析，金多地区玄武岩整合于变质砂岩、大理岩之上，在大理岩中获的化石Squamulariagrandis，sp.见于上二叠统龙潭组中[24]；结合其覆于含中二叠世化石的东坝组之上，综合认为其形成于晚二叠世。在北澜沧江构造带发育一系列晚二叠世-三叠纪花岗岩，如类乌齐花岗质片麻岩[44]、博日松多片麻状花岗岩[45]、察雅县纽多岩体[46-47]、金多岩体[25]，这些花岗岩大多形成于岛弧或后碰撞环境，表明当时澜沧江虽然已经闭合，但俯冲碰撞作用一直有持续，使得登许逆冲推覆断裂再次复活，诱发区域性张裂作用。寇林林等[48]也认为研究区进入陆内演化阶段后并不是一味的挤压，而是经历了短暂的挤压后进入拉张伸展体制的结论，因此金多地区玄武岩构造背景为大陆板内拉张环境。

5 结论

1)野外和地球化学资料显示，金多地区玄武岩是一套大陆板内碱性玄武岩。

2)金多地区玄武岩岩浆源自石榴子石-尖晶石橄榄岩较低的部分熔融，在岩浆上侵的过程中未受到地壳物质的混染。

3)金多地区玄武岩形成于大陆板内拉张环境，主要是受澜沧江洋壳俯冲碰撞的影响，使得登许逆冲推覆断裂再次复活，诱发区域性张裂作用，诱发玄武岩浆侵位活动。