崔玉良，王根厚，李　典

(中國地質大學(北京)地球科學與資源學院，北京　100083)

?

西藏改則熱那錯地區(qū)下—中侏羅統(tǒng)色哇組玄武巖地球化學特征及其構造意義

崔玉良，王根厚，李典

(中國地質大學(北京)地球科學與資源學院，北京100083)

西藏改則熱那錯地區(qū)下—中侏羅統(tǒng)色哇組中含粗面玄武巖，元素含量測試表明，其SiO2含量為45.62%～48.46%，Al2O3含量為14.09%～16.51%；Na2O與K2O含量分別為2.68%～4.12%、1.35%～4.73%，K2O/Na2O=0.34～1.77。巖石富集輕稀土元素、虧損重稀土元素，有弱的銪正異常；總體富集Rb、Ba、U等元素，虧損Sr、Yb、Th、Y等元素。地球化學特征表明其形成于大洋板內洋島環(huán)境，巖漿來源于富集地幔，未受或很少受到地殼物質和陸下巖石圈的混染。玄武巖、玄武質礫石、灰?guī)r構成了洋島型巖石組合，結合色哇組為海底扇沉積環(huán)境的觀點，可以推斷班公湖—怒江洋盆在早—中侏羅世發(fā)育成熟洋殼。

熱那錯地區(qū)；色哇組；火山巖；地球化學；構造意義

0　引　言

班公湖—怒江板塊縫合帶西起班公湖，東經改則、東巧，轉東南經洛隆、八宿，繼而沿滇西怒江谷地延向國外，全長超過2 800 km[1-2]，是青藏高原一條重要的構造界線。前人[1-5]已對洋盆性質、演化時限等進行了研究，初步認為班公湖—怒江縫合帶擴張洋殼形成于晚三疊世—早侏羅世，中侏羅世洋殼俯沖，晚侏羅世末期—早白堊世洋殼閉合[2,4,6-10]。但前人的研究多集中于蛇綠巖方面[11-12]，對蛇綠巖上的覆蓋巖系——洋島型巖石組合和色哇組海底扇沉積等方面研究薄弱，雖已報道了塔仁本洋島、多瑪OIB型玄武巖，但其時代均為早白堊世，為班公湖—怒江縫合帶演化晚期的記錄。本文從下—中侏羅統(tǒng)色哇組沉積相、沉積環(huán)境以及所夾火山巖的巖相學、地球化學等方面探究火山巖形成環(huán)境、源區(qū)，進一步證實班公湖—怒江洋盆在早—中侏羅世發(fā)育有成熟的洋殼。

1　地質背景

圖1　研究區(qū)大地構造位置*吉林大學地質調查院. 西藏1∶25萬瑪依崗日幅地質圖. 2005.及地質簡圖*中國地質大學(北京)地質調查研究院. 西藏1∶5萬熱那錯幅地質圖. 2013.Fig.1　The tectonic setting*吉林大學地質調查院. 西藏1∶25萬瑪依崗日幅地質圖. 2005. and geological sketch map*中國地質大學(北京)地質調查研究院. 西藏1∶5萬熱那錯幅地質圖. 2013. of the study area

羌塘盆地夾持于南部的岡底斯陸塊與北部的巴顏喀拉—甘孜陸塊之間，其北界為西金烏蘭—金沙江縫合帶，其南界為班公湖—怒江縫合帶。羌塘盆地地貌多呈高海拔，起伏較大，地質工作薄弱[13-15]。本文研究區(qū)位于羌塘盆地南部的改則地區(qū)，臨近班公湖—怒江縫合帶北側(圖1)。班公湖—怒江結合帶橫亙于西藏自治區(qū)北部，夾于羌塘弧盆系與內部弧盆系之間，其內部可劃分為班公湖—怒江俯沖消減雜巖帶、東恰錯增生弧、聶榮殘余弧、嘉玉橋增生弧等次級構造單元[16-18]。

研究區(qū)地質構造十分復雜，經歷了晚三疊世以來的裂解拉張、擠壓匯聚、碰撞造山和陸內造山(高原隆升)的構造演化過程，形成了以東西向為主體，多方向、多期次并存的復雜構造格局。同時伴有不同時期、不同構造背景下的沉積、巖漿建造組合。研究區(qū)內主要出露上古生界、中生界及新生界：上古生界主要為中二疊統(tǒng)龍格組；中生界主要為上三疊統(tǒng)日干配錯組、下—中侏羅統(tǒng)色哇組、中侏羅統(tǒng)莎巧木組以及下白堊統(tǒng)美日切錯組；新生界主要為新近系康托組以及第四系。研究區(qū)內侵入巖主要有基性輝長巖巖墻以及中酸性花崗巖，火山巖分布層位較單一，主要位于美日切錯組中，少部分位于色哇組即本文探討的玄武巖中。研究區(qū)內色哇組發(fā)育三級復式褶皺，李光明等在2011年通過在多龍礦集區(qū)開展1∶5礦產地質填圖，認為色哇組為一套總體無序、局部有序的史密斯地層，總體由基質和塊體兩部分組成，其中基質為一套深?！肷詈屠硎樾紟r建造[19]。

塊體包括泥質灰?guī)r、砂巖、硅質巖、塊狀玄武巖、超基性巖等[19]。其中塊體和基質發(fā)生強烈的構造變形，巖石揉皺、剪切構造和石英脈均發(fā)育。塊體和基質間均由規(guī)模不等的剪切面理或擠壓面理分隔[19]。

2　色哇組沉積及構造變形特征

2.1沉積組成特征

色哇組(J1-2s)巖石組合為泥質板巖、鈣質板巖、變質粉砂巖、強劈理化變質礫巖，夾微晶灰?guī)r、生物碎屑灰?guī)r，局部有垮塌礁灰?guī)r。研究區(qū)色哇組內非正式填圖單位有玄武巖層(圖2)、礫巖層、垮塌礁灰?guī)r塊、泥巖中的砂巖透鏡體或夾層。玄武巖層及礫巖層出露于色哇組頂部。受南北向擠壓作用，玄武巖強烈褶皺，并發(fā)育劈理，成為復式褶皺的標志層。研究區(qū)色哇組巖石組合與區(qū)域上色哇組基本相似。

2.2沉積相特征

圖2　熱那錯地區(qū)玄武巖野外照片及薄片顯微照片F(xiàn)ig.2　Micro-photographs and field photos of basalt in Renacuo area(a)、(b)為玄武巖野外照片；(c)、(d)為玄武巖顯微照片；Pl.斜長石；Px.輝石

色哇組沉積相為半深海濁積巖相，可組合為內扇、中扇和外扇3種亞相③。沉積序列體現(xiàn)為海底扇遷移、累積序列，底部為退積型海底扇，頂部為進積型海底扇。色哇組內遺跡化石為Nereites遺跡相，屬于半深海—深海濁流沉積環(huán)境[20]。

根據(jù)沉積相及遺跡化石特征，可以判斷色哇組沉積環(huán)境為海底扇環(huán)境。沉積期間經歷了海進-海退過程。

2.3沉積年代

根據(jù)區(qū)域地質調查研究工作，在色哇組細砂巖中采取了2件樣品用于碎屑鋯石研究，2件樣品共計選取了19個測試點，得到了6組年齡段，即2 701 Ma、1 802～2 132 Ma、1 540～1 693 Ma、915 Ma、445～452 Ma和195～261 Ma。最新的195～261 Ma的年齡，表明色哇組至少在早侏羅世或之后沉積。研究區(qū)色哇組中垮塌灰?guī)r中采集到大量六射珊瑚化石，經鑒定化石時代為晚三疊世，化石采自垮塌灰?guī)r中，故色哇組年代應晚于晚三疊世*中國地質大學(北京)地質調查研究院.西藏1∶5萬拉嘎那幅、多瑪錯幅、娘榮錯幅、熱那錯幅區(qū)域地質調查報告. 2013.。研究區(qū)熱那錯北色哇組被中酸性巖體侵入，其SHRIMP鋯石U-Pb測年所獲(147.3±3.3) Ma的年齡，推測研究區(qū)色哇組的沉積時期上限為晚侏羅世*中國地質大學(北京)地質調查研究院.西藏1∶5萬拉嘎那幅、多瑪錯幅、娘榮錯幅、熱那錯幅區(qū)域地質調查報告. 2013.。結合區(qū)域上的時代劃分，認為該區(qū)色哇組的沉積時代為早—中侏羅世[21]。

3　巖相學特征

樣品采自改則熱那錯地區(qū)色哇組內的上部，坐標為E84°09′56.78″、N32°55′23.36″。玄武巖呈透鏡狀夾層狀產出，產狀為273°∠35°。玄武巖呈紫紅色—深褐色，隱晶質結構，塊狀構造，也發(fā)育氣孔構造，幾乎未見到顯晶質的礦物，整體出露厚度約30 m，出露面積約1 km2，其上發(fā)育多組節(jié)理，有方解石和石英脈體穿插。火山巖上部的有60～100 cm厚的玄武巖礫石，礫石大小在5～20 cm之間，平均為10 cm左右，向下礫石數(shù)量減少至消失，且上覆灰?guī)r的下部也夾有玄武巖礫石，灰?guī)r最厚處約25 m，向兩側逐漸變薄直至消失。在顯微鏡下，巖石由斜長石(約70%)、輝石(約25%)以及雜亂分布的火山玻璃(約5%)組成，呈間?！g隱結構。斜長石微晶較自形，呈條狀，不規(guī)則分布，顆粒<100 μm。輝石發(fā)育兩組近乎垂直的解理，半自形—自形，顆粒在0.3～2.0 mm之間，突起高，干涉色二級以上(圖2c，2d)。色哇組中玄武巖及上部灰?guī)r素描圖如圖3所示。

4　地球化學特征

4.1樣品測試

本次研究選取7件相對新鮮的樣品，樣品輕微蝕變，基本不含杏仁及后期填充的碳酸鹽細脈。樣品經必要處理后進行主量元素、微量元素及稀土元素分析測試。主量元素、微量元素、稀土元素的分析測試在河北區(qū)域地質礦產調查研究所實驗室，應用Axiosmas X射線熒光光譜儀和X serise 2等離子體質譜儀測試完成，分析測試結果見表1。有1件樣品XW-5的燒失量較大，故不參與數(shù)據(jù)分析與圖件繪制，可能是由于遭受了一定程度的蝕變，所有樣品的主要氧化物含量與燒失量均無明顯的相關性。

表1改則地區(qū)色哇組中火山巖主量元素(%)和微量元素(10-6)分析結果

Table 1Analysis results of major element (%) and trace element (10-6) data of the volcanic rocks in Sewa Formation from Gaize

樣品號SiO2Al2O3Fe2O3FeOCaOMgOK2ONa2OTiO2P2O5MnOXW-141.7913.692.18.8411.825.321.243.382.930.320.18XW-243.2915.363.138.848.565.481.263.72.960.310.18XW-342.8914.72.489.3210.025.361.373.343.070.320.19XW-444.4914.482.777.8310.114.351.763.843.030.310.15XW-645.2513.163.448.67.656.642.223.242.720.340.14XW-744.4515.222.477.749.33.434.392.492.890.320.15樣品號燒失量總量PbLiRbCsMoSrBaScNbXW-18.2199.821.0617.719.90.670.8131.123725.627XW-26.7799.851.0422.923.10.950.6946.623228.426.3XW-36.7899.842.0320.624.50.931.1650.628232.227.1XW-46.7299.851.0712.825.70.330.4850.926126.423.5XW-66.5199.93.0720.41269.182.2421110625.323.9XW-76.9199.761.0115.463.10.670.4729548421.125.6樣品號TaZrHfUThLaCePrNdSmEuXW-11.891544.41.53.726.252.97.4833.17.092.45XW-21.821524.410.742.4223.246.36.629.36.252.23XW-31.891544.461.572.5222.2456.3428.46.212.18XW-41.621544.351.342.242345.56.4729.16.312.15XW-61.711524.480.731.8420.2405.6625.65.671.76XW-71.751503.793.061.9822.645.26.4128.76.152.17樣品號GdTbDyHoErTmYbLuYΣREELREEXW-16.231.161.112.730.452.460.5126.9149.87129.28XW-25.590.985.320.982.40.372.090.4224132.01113.85XW-35.470.965.290.992.420.392.130.4624.2128.36110.25XW-45.610.975.3712.50.42.150.4824.8130.95112.49XW-65.260.915.150.952.40.392.130.4224.6116.4898.87XW-75.590.955.220.972.440.42.160.4824.1129.45111.23樣品號HREELREE/HREE(La/Yb)NδCeδEu(Th/Ta)PM(La/Nb)PMXW-120.596.287.650.911.10.941.01XW-218.166.277.940.91.130.640.91XW-318.116.097.450.921.120.640.85XW-418.476.097.680.91.080.671.01XW-617.615.626.790.90.970.520.88XW-718.226.117.480.911.110.550.92

注：標PM表示原始地幔標準化。

圖3　色哇組中玄武巖及上部灰?guī)r素描圖Fig.3　Sketch map of basalt and limestone in Sewa Formation

4.2主量元素

圖4　改則地區(qū)色哇組中火山巖TAS圖解(底圖據(jù)參考文獻[22])Fig.4　TAS classification diagram for the volcanic rocks in Sewa Formation from Gaize(after reference[22])F.似長石巖；Pc.苦橄玄武巖；U1.堿玄巖(石英<10%)和碧玄巖(石英>10%)；U2.響巖質堿玄武巖；U3.堿玄質響巖；Ph.響巖；S1.粗面玄武巖；S2.玄武質粗面安山巖；S3.粗面安山巖；T.粗面巖(石英<20%)和粗面英安巖(石英>20%)；B.玄武巖；O1.玄武安山巖；O2.安山巖；O3.英安巖；R.流紋巖

分析結果顯示，主量元素測試燒失量(LOI)為6.51%～8.21%，平均為6.98%，燒失量是由于粗面玄武巖輕微蝕變造成的。除去燒失量重新?lián)Q算后，改則地區(qū)火山巖SiO2含量為45.62%～48.46%，主要顯示基性巖特征；Al2O3含量為14.09%～16.51%；Na2O與K2O含量分別為2.68%～4.12%、1.35%～4.73%，樣品K2O/Na2O值的范圍為0.34～1.77，表現(xiàn)為鈉質—鉀質過渡的特征。將主量元素分析結果去除燒失量后，重新?lián)Q算成100%，進行主量元素投圖。在TAS圖解(圖4)上，有5個樣品落于S1區(qū)，有1個樣品落于U1區(qū)，由于所采樣品在同一個位置，而且鏡下觀察巖性相同，所以應為粗面玄武巖；K2O-SiO2圖解(圖5)顯示，樣品屬于高鉀堿性系列-鉀玄系列。

圖5　改則地區(qū)色哇組中玄武巖K2O-SiO2圖解(底圖據(jù)參考文獻[23])Fig.5　K2O-SiO2 diagram for the basalt in Sewa Formation from Gaize(after reference[23])

4.3稀土元素、微量元素

樣品的分析結果顯示，其稀土元素的總量(∑REE)較高，為116.48×10-6～149.87×10-6；輕重稀土比值(LREE/HREE)5.62～6.28，均大于5；(La/Yb)N為6.79～7.94，屬輕稀土富集型；δEu為0.97～1.13，平均為1.085，顯示銪弱的正異常。

圖6　改則地區(qū)色哇組中玄武巖稀土元素模式圖(球粒隕石標準化值據(jù)參考文獻[24])Fig.6　Chondrite-normalized REE patterns of the basalt in Sewa Formation from Gaize(chondrite data from reference[24])

在稀土元素球粒隕石標準化圖解(圖6)中，西藏熱那錯地區(qū)早—中侏羅世火山巖樣品具有相似的配分曲線，均為右傾，表現(xiàn)為富集輕稀土元素、虧損重稀土元素。與典型OIB的稀土配分曲線相似。樣品顯示銪弱的正異常指示了巖漿中斜長石分離結晶作用較弱或源區(qū)幾乎無斜長石殘留。

在微量元素原始地幔標準蛛網圖(圖7)中，樣品總體呈右傾。樣品總體富集Rb、Ba、U等元素，虧損Sr、Yb、Th、Y等元素，這是由于火山弧玄武巖具有非活動性Nb、Ta的虧損，而洋島玄武巖不具有這一特征。MORB為大離子親石元素(活動性元素)虧損型的分布型式。綜上，這種更多地富集大離子親石元素、更多地虧損高場強元素的特征，指示該火山巖形成于洋島環(huán)境。

圖7　改則地區(qū)色哇組中玄武巖微量元素原始地幔標準化蛛網圖(原始地幔標準化值據(jù)參考文獻[25])Fig.7　Primitive mantle-normalized REE spider diagram for the basalt in Sewa Formation from Gaize(primitive mantle data from reference[25])

5　討　論

在巖石學研究中，利用地球化學指標來研究古老巖石的地球動力學環(huán)境一直以來都備受地質工作者的關注[26-27]。雖然對部分研究成果仍有爭議，但巖石學界的一個普遍共識是，通過一系列合適的構造判別圖解，古老巖石的構造環(huán)境是可以類比于現(xiàn)代式樣的大洋環(huán)境，即可以通過合適的構造判別圖解識別巖石形成時的古構造環(huán)境[28-29]。

董國臣等在2008年認為超基性巖、基性巖的地球化學特征對源區(qū)的性質和大地構造背景具有較強的指示意義[30]。近年來，隨著地質學新技術的不斷出現(xiàn)和更多學者的實踐，巖石學和地球化學研究的新方法越來越多。構造環(huán)境判別圖解是其中的一種，而且也已經成為研究基性—超基性巖漿巖形成和演化的重要的技術方法和手段[31]。現(xiàn)代地質學研究表明，微量元素對玄武巖構造環(huán)境有很好的示蹤作用，運用微量元素構造判別圖，選擇對構造環(huán)境反應靈敏的微量元素進行作圖對比分析，可以了解玄武巖的形成構造環(huán)境[32]。因此本文將主要通過一些微量元素和不活潑元素來具體分析玄武巖產出的大地構造環(huán)境。

已有研究表明，Nb×2-Zr/4-Y 三角圖解可以有效地識別出板內玄武巖、E-MORB 以及火山弧玄武巖[33]；Ti/100-Zr-Y×3 三角圖解可以區(qū)分板內玄武巖和其他類型的玄武巖[26]。李曙光在1993年的研究也表明，島弧玄武巖、洋中脊玄武巖和洋島玄武巖(OIB)可以利用Nb/Th-Nb和La/Nb-La 圖解很好地識別出來[34]?；谶@種認識，我們這里主要采用對火山巖有效的地球化學判別圖解，如Nb×2-Zr/4-Y、Ti/100-Zr-Y×3、Nb/Th-Nb圖解，并結合火山巖產出的沉積背景，來分析本文涉及的西藏熱那錯地區(qū)火山巖形成的構造背景。

在Nb×2-Zr/4-Y 圖解(圖8(a))中，本區(qū)玄武巖樣品點全部落在板內堿性玄武巖和板內堿性玄武巖+板內拉斑玄武巖區(qū)內；同時，在Ti/100-Zr-Y×3 圖解(圖8(b))中樣品點全都落在板內玄武巖區(qū)內；在Nb/Th-Nb圖解(圖8(c))中樣品點全部落在洋島玄武巖區(qū)內。根據(jù)玄武巖的微量元素構造判別圖解可知，本區(qū)玄武巖應形成于大洋板內的洋島環(huán)境。這與前面微量元素的分析結果是一致的。

圖8　改則地區(qū)玄武巖不活動微量元素的構造環(huán)境判別圖解Fig.8　Tectonic discrimination diagrams based on immobile trace elements for the basalt from Gaize(a)底圖據(jù)參考文獻[33]：A1.板內堿性玄武巖；A2.板內堿性玄武巖+板內拉斑玄武巖；B.E-MORB；C.板內拉斑玄武巖+火山弧玄武巖；D.火山弧玄武巖+N-MORB。(b)底圖據(jù)參考文獻[38]：A．鈣堿性玄武巖；B．MORB+島弧拉斑玄武巖+鈣堿性玄武巖；C．島弧拉斑玄武巖；D．板內玄武巖。(c)底圖據(jù)參考文獻[39]

圖9　西藏改則熱那錯地區(qū)玄武巖地殼混染判別圖解(底圖據(jù)參考文獻[39])Fig.9　Discrimination diagrams of crustal contamination for the basalt in Renacuo area of Gaize, Tibet(after reference[39])數(shù)據(jù)來源：原始地幔(PM)、巖石圈地幔(SCLM)、N-MORB和E-MORB據(jù)參考文獻[25]；UC、MC、LC分別代表上部、中部和下部地殼，據(jù)參考文獻[40]；未受地殼混染(URB)的和受地殼混染(MRB)的Rajmahal玄武巖、峨眉山高Ti、低Ti玄武巖據(jù)參考文獻[41]；夏威夷洋島玄武巖(Hawaiian OIB)數(shù)據(jù)據(jù)文獻[40]，樣品符號同圖8

OIB型玄武巖漿的形成和演化涉及來自地幔柱、軟流圈、巖石圈地幔和地殼等不同端員組分的貢獻[35]。因此，要分析西藏熱那錯地區(qū)火山巖的地幔源區(qū)性質，有必要首先考察地殼物質的影響。Neal等2002年認為，該區(qū)火山巖起源于地幔熱柱的玄武巖，其( Th/Ta)PM、( La/Nb)PM比值均小于1[36]。從圖9(a)也可以看出，沒有或很少受到巖石圈地?；虻貧の镔|混染的夏威夷洋島玄武巖主體投點均位于( Th/Ta)PM<1和(La/Nb)PM<1的范圍內，而一部分受到地殼混染的Rajmahal玄武巖[37]，明顯靠近中上地殼，表明這兩個比值可以較為有效地識別玄武巖中地殼物質的貢獻。本文OIB型玄武巖，除了有2個樣品的(La/Nb)PM比值為1.01，其余樣品全部具有(Th/Ta)PM、(La/Nb)PM比值小于1的特點(表1)，其數(shù)據(jù)點幾乎均位于未受到大陸地殼物質混染區(qū)域(圖9(a))，表明這些玄武巖沒有遭受地殼混染；雖然(Th/Ta)PM-(La /Nb)PM圖解可以有效地識別幔源巖漿中是否存在混染的地殼物質,但對識別陸下巖石圈地幔(SCLM)組分卻無能為力。為此，我們進一步利用Nb/Th-Ti /Yb圖解(圖9(b))進行分析，因為這兩個比值對幔源巖漿是否受到地殼混染非常敏感，能夠有效地識別出玄武巖中的地殼物質和陸下巖石圈地幔物質的貢獻[42]。從圖9中可以看出，數(shù)據(jù)點中有5個落在代表性OIB玄武巖周圍，僅有1個落在了峨眉山高鈦玄武巖區(qū)。這種現(xiàn)象表明這些玄武巖是典型的OIB玄武巖，并沒有或很少有地殼物質和陸下巖石圈物質的加入。

圖10　西藏改則地區(qū)色哇組及玄武巖形成模式圖Fig.10　Pattern diagram for Sewa Formation and basalt from Gaize, Tibet

Apler等在1983年研究了印度洋洋中脊玄武巖后認為，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[43]。熱那錯地區(qū)玄武巖的Zr/Y 比值在5.74～6.36之間，平均為6.17，Zr/Nb比值在5.68～6.55之間，平均為5.99，明顯具有富集地幔特征。稀土配分曲線也指示具有富集地幔的特征，微量元素蛛網圖略向右傾也指示富集地幔。根據(jù)以上分析可知，本區(qū)玄武巖巖漿來自于富集地幔，沒有或很少受到來自地殼物質和陸下巖石圈的混染。結合前人研究認為，班公湖—怒江洋閉合、拉薩地塊與羌塘地塊碰撞拼合，可能自晚侏羅世(約159 Ma)開始，早白堊世末(約99 Ma)完成[44-45]。

綜上，色哇組為海底扇沉積，在沉積的中晚期出現(xiàn)了洋島并噴發(fā)出火山巖，由于大洋的物理侵蝕作用導致洋島頂部玄武巖礫石的出現(xiàn)，隨后玄武巖礫石上部沉積碳酸鹽巖(圖10)。洋島型巖石組合的厘定證明在早—中侏羅世時期班公湖—怒江洋盆有成熟的洋殼，也正是因為此時尚有穩(wěn)定的海底扇沉積巖發(fā)育，即復理石沉積，表明此階段班公錯—怒江洋還未演化結束。這對解釋班公湖—怒江洋在侏羅紀的演化歷史具有重要意義。

6　結　論

(1)西藏改則熱那錯地區(qū)下—中侏羅統(tǒng)色哇組中火山巖為粗面玄武巖；富集輕稀土元素、虧損重稀土元素，銪元素顯示弱的正異常；總體富集Rb、Ba、U等元素，虧損Sr、Yb、Th、Y等元素。

(2)研究區(qū)早—中侏羅世玄武巖形成的構造環(huán)境為大洋板內洋島環(huán)境，巖漿來源于富集地幔，沒有或很少受到地殼和陸下巖石圈的混染。

(3)玄武巖、玄武質礫石、灰?guī)r構成了洋島型巖石組合，結合色哇組為海底扇沉積環(huán)境的事實可以推斷早—中侏羅世班公錯—怒江洋發(fā)育成熟的洋殼。

致謝：在研究與成文過程中得到了中國地質大學(北京)高金漢老師的啟發(fā)與幫助，野外工作得到了西藏1∶5萬熱那錯地區(qū)4幅區(qū)域地質調查項目成員的幫助，在此一并表示感謝，同時感謝審稿專家對本文提出的寶貴建議。

[1]潘桂棠.全球洋—陸轉換的特提斯演化[J]. 特提斯地質，1994，18：23-40.

[2]潘桂棠，朱弟成，王立全，等. 班公湖—怒江縫合帶作為岡瓦納大陸北界的地質地球物理證據(jù)[J]. 地學前緣，2004，11(4)：372-382.

[3]王希斌，鮑佩聲，陳克樵.西藏的蛇綠巖[J]. 中國區(qū)域地質，1987(3)：248-256.

[4]西藏自治區(qū)地質礦產局.西藏自治區(qū)區(qū)域地質志[M]. 北京：地質出版社，1993: 1-707.

[5]張玉修.班公湖—怒江縫合帶中西段構造演化[D]. 北京：中國科學院研究生院，2007：1-256.

[6]余光明，王成善，張哨楠. 西藏地區(qū)特提斯中生代沉積特征及沉積盆地演化[J]. 中國科學(B輯)，1989(9)：982-990.

[7]王建平，劉彥明，李秋生，等.西藏班公湖—丁青蛇綠巖帶東段侏羅紀蓋層沉積的地層劃分[J]. 地質通報,2002，21(7)：405-410.

[8]盧書煒, 任建德, 杜鳳軍，等. 從尼瑪?shù)貐^(qū)地質新資料看中特提斯洋的構造演化[J]. 沉積與特提斯地質，2003，23(3)：35-39.

[9]陳國榮，劉鴻飛，蔣光武，等.西藏班公湖—怒江結合帶中段沙木羅組的發(fā)現(xiàn)[J]. 地質通報，2004，23(2)：193-194.

[10]邱瑞照，周肅，鄧晉福，等. 西藏班公湖—怒江西段舍馬拉溝蛇綠巖中輝長巖年齡測定——兼論班公湖—怒江蛇綠巖帶形成時代[J]. 中國地質，2004，31(3)：262-268.

[11]王忠恒，王永勝，謝元和，等. 西藏班公湖—怒江縫合帶中段塔仁本洋島型玄武巖的發(fā)現(xiàn)及地質意義[J]. 沉積與特提斯地質，2005，25(1/2)：155-162.

[12]朱弟成，潘桂棠，莫宣學，等. 青藏高原中部中生代OIB 型玄武巖的識別：年代學、地球化學及其構造環(huán)境[J]. 地質學報，2006，80(9)：1312-1328.

[13]葉發(fā)旺，方茂龍，王樹紅. 西藏羌塘盆地及其東南周邊地區(qū)放射性特征[J].現(xiàn)代地質，2008，22(5)：869-877.

[14]張志攀，祝有海，蘇新. 羌塘盆地沉積物熱釋光特征及潛在意義[J].現(xiàn)代地質，2008，22(3)：452-457.

[15]張緒教，李團結，陸平，等．衛(wèi)星遙感在西藏安多幅1∶25萬區(qū)域第四紀地質調查中的應用[J].現(xiàn)代地質，2008，22(1)：107-115.

[16]潘桂棠，肖慶輝，陸松年，等.中國大地構造劃分[J]. 中國地質，2009，36(1)：1-28.

[17]李光明，馮孝良，黃志英，等.西藏岡底斯構造帶中段多島弧-盆系及其演化[J].沉積與特提斯地質，2000，20(4)：38-46.

[18]潘桂棠，莫宣學，侯增謙，等.岡底斯造山帶的時空結構及演化[J].巖石學報，2006，22(3)：521-533.

[19]李光明，段志明，劉波，等.西藏班公湖-怒江結合帶北緣多龍地區(qū)侏羅紀增生雜巖的特征及意義[J].地質通報，2011,30(8)：1256-1260.

[20]趙小明，朱志軍，段其發(fā)，等.青海曲麻萊—治多地區(qū)巴顏喀拉山群(上三疊統(tǒng))遺跡化石[J]. 古生物學報，2007，46(1)：122-134.

[21]夏代祥，劉世坤.西藏自治區(qū)巖石地層[M].武漢:中國地質大學出版社，1997: 195-196.

[22]LE BAS M J, LE MAITRE R W, STRECKEISEN A, et al. A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram [J]. Journal of Petrology,1986,27:745-750.

[23]RICHWOOD P C.Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and minor element [J]. Lithos,1989, 22: 247-263.

[24]BOYNTON W V.Cosmochemistry of the rare-earth elements: Meteorite studies[M]//HENDERSON P. Rare-Earth Element Geochemistry. New York: Elsevier Science Publishing Company, 1984: 63-114.

[25]SUN S S, MCDONOUGH W F. Chemical and isotopic systema-tics of oceanic basalts:Implications for mantle composition and processes[M]//SAUNDERS A D,NORRY M J. Magmatism in the Ocean Basins. London:Geological Society of London,1989: 313-345.

[26]PEARCE J A, CANN J R.Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1973, 19(2): 290-300.

[27]FLOYD P A, WINCHESTER J A. Magma type and tectonic setting discrimination using immobile elements[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1975, 27(2): 211-218.

[28]ROLLINSON H R. Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation, in Terpretation[M]. New York:Longman Publishing Group, 1993：1-344.

[29]HELO C, HEGNER E, KR?NER A, et al. Geochemical signature of Paleozoic accretionary complexes of the Central Asian Orogenic Belt in South Mongolia: Constraints on arc environments and crustal growth[J]. Chemical Geology, 2006, 227(3): 236-257.

[30]董國臣，莫宣學，趙志丹，等.西藏岡底斯南帶輝長巖及其所反映的殼幔作用信息[J]. 巖石學報，2008，24(2): 203-210.

[31]BARTH M G, GLUHAK T M. Geochemistry and tectonic setting of mafic rocks from the Othris Ophiolite,Greece[J].Contributions to Mineralogy and Petrology,2009, 157(1): 23-40.

[32]QING Q, QI Z. Geochemical characteristics and tectonic setting of the Laohushan Basalts, North Qilian Mountains[J]. ActaGeologica Sinica-English Edition, 2001, 75(4): 452-457.

[33]MESCHEDE M. A method of discriminating between different types of mid-ocean ridge basalts and continental tholeiites with the Nb-Zr-Y diagram[J]. Chemical Geology, 1986, 56(3): 207-218.

[34]李曙光. 蛇綠巖生成構造環(huán)境Ba-Th-Nb-La判別圖[J]. 巖石學報, 1993, 9(2): 146-157.

[35]徐義剛.地幔柱構造、大火成巖省及其地質效應[J]. 地學前緣，2002，9(4)：341-353.

[36]NEAL C R, MAHONEY J J, CHAZEY W J. Mantle sources and the highly variable role of continental lithosphere in basalt petrogenesis of the Kerguelen Plateau and Broken Ridge LIP: results from ODP Leg 183[J]. Journal of Petrology, 2002, 43: 1177-1205.

[37]KENT W, SAUNDERS A D, KEMPTON P D, et al. Rajmahal basalts, eastern India:mantle sources and melt distribution at a volcanic rifted margin[J]. American Geophysical Union Monograph, 2000,100:145-182.

[38]PEARCE J A, NORRY M J. Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y, and Nb variations in volcanic rocks[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1979, 69(1): 33-47.

[39]朱弟成，潘桂棠，莫宣學，等. 青藏高原中部中生代 OIB 型玄武巖的識別：年代學、地球化學及其構造環(huán)境[J]. 地質學報, 2006, 80(9): 1312-1328.

[40]RUDNICK R L, GAO S.The composition of the continental crust[M]//HOLLAND H D,TUREKIAN K K.The Crust.3,Treatise on Geochemistry. Oxford:Elsevier-Pergamon, 2003: 1-64.

[41]XU Y G, CHUNG S L, JAHN B M, et al.Petrologic and geochemical constraints on the petrogenesis of Permian-Triassic Emeishan flood basalts in southwestern China[J]. Lithos, 2001, 58: 145-168.

[42]LI X H, LI Z X, ZHOU H W, et al. U-Pb zircon geochronology, geochemistry and Nd isotopic study of Neoprotrozoic bimodal volcanic rocks in the Kangdian Rift of South China: implications for the initial rifting of Rodinia[J]. Precambrian Research, 2002, 113:135-154.

[43]APLER, DICK H J B, ERLANK A J, et al. Geochemistry, mine-ralogy and petrogenesis of lavas erupted along the Southwest Indian Ridge between the Bouvet triple junction and 11 degrees East[J]. Journal of Petrology, 1983,24(3):267-318.

[44]邱瑞照.青藏高原西部火成巖與新特提斯構造演化[D].北京：中國地質大學(北京)，2002：1-99.

[45]郭鐵鷹，梁定益，張益超，等.西藏阿里地質[M].武漢:中國地質大學出版社，1991: 1-464.

Geochemical Characteristics and Tectonic Implication of Basalt in Lower-Middle Jurassic Sewa Formation in Renacuo Area of Gaize, Tibet, China

CUI Yu-liang, WANG Gen-hou, LI Dian

(SchoolofEarthSciencesandResources,ChinaUniversityofGeosciences,Beijing100083,China)

The trachy basalt was discovered in Lower-Middle Jurassic Sewa Formation in Renacuo area of Gaize, Tibet. The contents of SiO2, Al2O3, Na2O and K2O are 45.62%-48.46%, 14.09%-16.51%, 2.68%-4.12%, 1.35%-4.73%, respectively, and the ratio of K2O to Na2O (K2O/Na2O) is 0.34-1.77. The rocks are rich in LREE, and poor in HREE with a weak positive Eu anomaly, as well as an enrichment of elements such as Rb, Ba, U and a depletion of elements like Sr, Yb, Th, Y as a whole. The geochemical characteristics indicate that they are generated in oceanic island environment within the oceanic slab, and that the magma is derived from enriched mantle without or with a little contamination of crust materials and sub-continental lithosphere. The oceanic island rock combination consists of basalt, basaltic gravel and limestone. Combined with the idea that Sewa Formation is seafloor fan sedimentary environment, it can be inferred that the Bangong-cuo-Nujiang ocean was mature oceanic crust in Early-Middle Jurassic.

Renacuo area; Sewa Formation；volcanic rock; geochemistry; tectonic implication

2015-01-12；改回日期：2015-06-28；責任編輯：戚開靜。

中國地質調查局區(qū)域地質調查項目(1212011086062；1212011221115)。

崔玉良，男，碩士研究生，1989年出生，構造地質學專業(yè)，主要從事構造地質學研究。Email：814399394@qq.com。

王根厚，男，教授，博士生導師，1963年出生，構造地質學專業(yè)，長期從事構造地質學的教學與科研工作。

Email：wgh@cugb.edu.cn。

P588.14

A

1000-8527(2016)01-0078-09