周 新，樊炳良，余佳樹，石 楠，何建娟

(1. 西藏自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局地熱地質(zhì)大隊，西藏 拉薩 850000；2. 四川路橋礦業(yè)投資開發(fā)有限公司，四川 成都 610039)

0 引言

北瀾滄江構(gòu)造帶西接龍木錯-雙湖縫合帶[1-9]，南連昌寧-孟連縫合帶[10-18]，最終延伸至泰國的Inthanon縫合帶[19-20]，所處大地構(gòu)造環(huán)境獨特。上述縫合帶將北部的北羌塘、昌都、思茅、印度支那塊體與南部的南羌塘、保山、Sibumasu塊體分割開來，共同組成了勞亞大陸與岡瓦納古陸碰撞帶，代表古特提斯主洋盆閉合的縫合帶[21-22]。由于受地形切割和新生代碰撞擠壓及強烈變形影響，導致北瀾滄江構(gòu)造帶尚未發(fā)現(xiàn)可靠的洋盆記錄，因此，北瀾滄江構(gòu)造帶作為連接龍木錯-雙湖和昌寧-孟連縫合帶樞紐的觀點一直備受質(zhì)疑。

2016—2018年，西藏地勘局地熱地質(zhì)大隊在開展“西藏卡貢地區(qū)四幅區(qū)域地質(zhì)調(diào)查”時，在察雅縣卡貢鄉(xiāng)鄧雪村附近發(fā)現(xiàn)了一套類似洋島巖石組合(玄武巖+大理巖)[23]，在南部金多地區(qū)竹卡群中發(fā)現(xiàn)了一套火山-變質(zhì)沉積巖組合(變玄武巖+大理巖+變質(zhì)砂巖)。前人根據(jù)區(qū)域巖石組合、變形變質(zhì)等特征將其對比為二疊系沙龍組(P3sl)[24]。本文選擇金多地區(qū)玄武巖為研究對象，在大比例尺野外地質(zhì)填圖的基礎上，開展了系統(tǒng)的巖石學、全巖地球化學研究，分析了巖石成因及其源區(qū)性質(zhì)，結(jié)合區(qū)域地質(zhì)特征，進一步探討玄武巖的形成構(gòu)造環(huán)境，以期對北瀾滄江構(gòu)造演化加以制約，為北瀾滄江構(gòu)造帶作為連接龍木錯-雙湖和昌寧-孟連縫合帶樞紐的觀點提供證據(jù)。

1 地質(zhì)背景和玄武巖巖石學特征

研究區(qū)處于青藏高原東部、三江流域中段北部、北瀾滄江構(gòu)造帶兩側(cè)(圖1a)，同時受到西側(cè)瀾滄江洋構(gòu)造域和東側(cè)金沙江洋構(gòu)造域的雙重影響。中生代以來，隨著羌北-昌都地塊與羌南-保山地塊匯聚[16]以及新生代以來，印度板塊與歐亞板塊的碰撞擠壓，研究區(qū)內(nèi)地質(zhì)構(gòu)造及沉積建造十分復雜，主要構(gòu)造單元急劇變窄，火山及巖漿侵入活動頻繁，區(qū)域變質(zhì)、動力變質(zhì)作用強烈。

研究區(qū)北東以登許逆沖推覆斷裂為界，南西以桑多-吉塘斷裂帶為界(圖1b)，出露的主要地層：①新元古界酉西群(Pt3Y)，以一套石英片巖及鈉長石英片巖為主；②下石炭統(tǒng)卡貢巖組(C1k)，為一套淺變質(zhì)的千枚巖、板巖夾變質(zhì)砂巖，局部見火山巖、大理巖夾層；③中-上三疊統(tǒng)竹卡群(T2-3Z)，以英安巖、流紋巖為主，夾碎屑巖；④古近系貢覺組(Eg)，為一套山間紅色磨拉石建造，主要為紫色含鈣質(zhì)粉砂巖、紫紅色礫巖組合。區(qū)內(nèi)巖漿活動較為發(fā)育，出露大面積的花崗巖類[25]和火山巖。玄武巖主要沿登許逆沖推覆斷裂次生斷裂呈帶狀、透鏡狀分布，大致沿NNW向展布。玄武巖整體蝕變強烈，玄武巖下伏地層為一套中薄層大理巖+變質(zhì)砂巖，整合接觸；上覆地層為中-上三疊統(tǒng)竹卡群英安巖，與玄武巖呈斷層接觸(圖2)。

圖1 研究區(qū)地質(zhì)簡圖(據(jù)1∶25萬區(qū)域地質(zhì)圖修改)Fig.1 Geological map of the study area(modified after 1∶250 000 regional geology map)1—古近系貢覺組 2—侏羅系 3—上三疊統(tǒng) 4—中-上三疊統(tǒng)竹卡群 5—中三疊統(tǒng)俄讓組 6—下石炭統(tǒng)卡貢巖組 7—新元古界酉西群 8—中三疊世二長花崗巖 9—中二疊世二長花崗巖 10—玄武巖 11—整合地質(zhì)界線 12—不整合地質(zhì)界線 13—斷層 14—勘探線

玄武巖呈灰綠色，具顯微鱗片變晶結(jié)構(gòu)、交代假象結(jié)構(gòu)、交織假象結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造，綠泥絹云母化蝕變強烈(圖3)。巖石主要由強蝕變隱晶質(zhì)(90%～95%)、金屬礦物(約占5%)和少量次生脈組成。原巖殘余僅有分散斑點棉絮狀隱晶質(zhì)或隱約有光性反映雛晶狀，含量約占10%，次生蝕變?yōu)樾∮?.01 mm鱗片狀、泥狀，可能為絹云母、蒙脫石類，另有少量(約占10%)綠泥石，并隱約可見較多這些蝕變礦物組合的雜亂板條形態(tài)，長度≤0.3 mm，可能為原巖斜長石假象，偶見原巖斜長石斑晶被鈉長石、碳酸鹽兼綠泥石組合交代。金屬礦物為磁鐵礦，一般≤0.01 mm，呈分散狀分布。

圖3 金多地區(qū)玄武巖野外照片和鏡下顯微照片F(xiàn)ig.3 Field photos and microscopic photographs of basalt in Jinduo area(a)玄武巖野外露頭照片 (b)玄武巖角礫邊部綠泥石化(+) (c)分散斑點棉絮狀隱晶質(zhì)雛晶(+)

2 樣品采集與分析方法

本次研究所用的樣品采自金多地區(qū)附近玄武巖的天然露頭中，選擇蝕變相對較弱的新鮮巖石，共采集了6件樣品(圖2)，進行主量元素和微量元素測試分析。

樣品的主量和微量元素分析在武漢上譜分析科技有限責任公司完成。主量元素的分析方法參考《硅酸鹽巖石化學分析方法》(GB/T 14506.28-2010)，先將約200目的粉末樣在氧化劑作用下，于1200℃條件下熔融，制成玻璃樣片，然后使用X-射線熒光譜儀分析進行主量元素分析，其相對誤差優(yōu)于1%；微量元素和稀土元素(REE)的檢測方法主要依據(jù)《電感耦合等離子體質(zhì)譜分析方法通則》(DZ/T 0223-2001)和《國家地質(zhì)實驗測試中心檢定細則》。首先稱取試樣于高壓消解罐的Teflon內(nèi)罐中，加入HF、HNO3，裝入鋼套中，于190℃保溫48 h，取出冷卻后，在電熱板上蒸干至趕盡HF，加入HNO3，再次封閉溶樣3 h，溶液轉(zhuǎn)入潔凈塑料瓶中，使用ICP-MS測定，其相對誤差優(yōu)于5%。

3 巖石地球化學特征

3.1 主量元素特征

金多地區(qū)玄武巖樣品中主量元素含量總體變化不大(表1)，其中燒失量為3.68%～6.91%，平均5.09%，整體較高，表明巖石經(jīng)歷了較強的蝕變作用。蝕變作用在一定程度上會改變活動元素(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)，高場強元素(如Ti、Y、Nb、Hf)和稀土元素等均與燒失量不具相關(guān)性，這表明它們受后期蝕變作用的影響較小。

表1 金多地區(qū)玄武巖主量元素分析結(jié)果Table 1 Analysis data of the major elements of basalt in Jinduo area

金多地區(qū)玄武巖w(SiO2)為43.95%～48.87%，平均46.23%，為基性火山熔巖w(TiO2)為2.18%～2.61%，平均2.39%，與洋島拉斑玄武巖 [w(TiO2)=2.63%] 相近[26]；w(Al2O3)為17.73%～20.65%，平均19.26%，與大陸溢流玄武巖 [w(Al2O3)=17.08%] 類似[26]，遠高于大陸板內(nèi)玄武巖 [w(Al2O3)=14.30%] 和島弧玄武巖[w(Al2O3)=16.00%][27]；[w(TFe2O3)為9.72%～13.82%，平均11.98%；w(MgO)為2.99%～4.30%，平均3.61%；w(CaO)為1.52%～6.39%，平均3.26%；w(K2O+Na2O)平均為7.41%，w(K2O)平均值(4.63%)高于w(Na2O)平均值(2.78%)，顯示出高鉀低鈉的特征；w(P2O5)平均為0.61%，遠高于洋脊玄武巖 [w(P2O5)=0.14%]。由于巖石后期發(fā)生蝕變作用，采用相對穩(wěn)定的主元素TiO2、FeO、MgO和不活動微量元素Zr、Nb、Y對其進行分類，在Nb/Y - Zr/TiO2圖解(圖4a)中，所有樣品均落入堿性玄武巖區(qū)域[28]；在FeOT/MgO - TiO2圖解(圖4b)上具有拉斑系列的趨勢[29]。

圖4 金多地區(qū)玄武巖Nb/Y - Zr/TiO2圖解[28]與FeOT/MgO - TiO2圖解[29]Fig.4 Nb/Y - Zr/TiO2 [28] and FeOT/MgO - TiO2 [29] discrimination diagrams of basalt in Jinduo area

在哈克圖解(圖5)中，MgO與SiO2呈負相關(guān)，與TFe2O3呈正相關(guān)，表明玄武巖形成于相對較為開放的氧化體系[30-31]；與其他主要氧化物相關(guān)圖解沒有很好的相關(guān)性，說明玄武巖遭受了較為強烈的蝕變作用。CaO/Al2O3比值可以反映巖石形成的壓力高低，CaO/Al2O3比值越小，反映巖石形成是的壓力越低[32]，玄武巖CaO/Al2O3比值介于0.07～0.36之間，表明巖石形成是壓力較低。

圖5 金多地區(qū)玄武巖Harker圖解Fig.5 Harker diagram of basalt in Jinduo area

3.2 微量元素特征

微量元素分析結(jié)果見表2。金多地區(qū)玄武巖稀土總量ΣREE為189.94×10-6～228.27×10-6，平均205.34×10-6，遠高于洋脊玄武巖(N-MORB=39.11×10-6，E-MORB=49.09×10-6)的含量，與洋島玄武巖(OIB=199×10-6)含量相當[33]；LREE/HREE比值為7.72～9.94，平均8.87，輕重稀土元素分餾明顯；(La/Yb)N值為10.21～14.66，輕重稀土分餾較大。稀土元素球粒隕石標準化圖解(圖6a)中[33]，配分曲線呈右傾特征，且左陡右緩，輕稀土富集，重稀土虧損。稀土曲線配分模式多出現(xiàn)于大陸拉斑玄武巖和洋島玄武巖(OIB)中。

表2 金多地區(qū)玄武巖稀土元素分析結(jié)果Table 2 Analysis data of rare earth elements of basalt in Jinduo area

續(xù)表2

圖6 金多地區(qū)玄武巖稀土元素球粒隕石標準化配分圖(a)和微量元素原始地幔標準化蛛網(wǎng)圖(b)(標準化數(shù)值據(jù)文獻[33])Fig.6 Chondrite-normalized REE distribution pattern diagram (a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagram (b) of basalt in Jinduo area

微量元素原始地幔標準化圖解(圖6b)中，元素Rb、K、P、Nb、Ta富集，元素Sr、Th、U、Ba虧損，總體與洋島或板內(nèi)玄武巖常見的大隆起形式相似。Sr的負異?？赡苁怯捎趲r石蝕變作用引起的。Nb、Ta富集，說明金多地區(qū)玄武巖沒有或者很少受到地殼物質(zhì)的混染[33-34]。

4 討論

4.1 巖石成因及源區(qū)特征

在金多地區(qū)玄武巖樣品的Nb/Y - Zr/TiO2圖解中，所有樣品均落入堿性玄武巖區(qū)域。TiO2的平均值與洋島拉斑玄武巖 [w(TiO2)=2.63%] 相近[26]；稀土元素球粒隕石標準化配分模式呈右傾，與大陸拉斑玄武巖和洋島玄武巖(OIB)相似；微量元素表現(xiàn)為元素Rb、K、P、Nb、Ta富集，元素Sr、Th、U、Ba虧損，總體與洋島或板內(nèi)玄武巖常見的大隆起形式相似。玄武巖具有較高的Nb/Yb值(26.28～30.80)和Th/Yb值(2.19～2.56)，在Nb/Yb - Th/Yb判別圖解(圖7a)中均落入OIB端元[35]。此外，玄武巖具有較高的Nb/U值(57.57～61.82)，遠高于地殼(Nb/U=9)；而Nb/La值介于1.45～1.94之間，明顯高于典型洋中脊玄武巖[36]，說明該區(qū)域玄武巖未受到明顯的地殼物質(zhì)混染，具有富集地幔源區(qū)起源的洋島玄武巖特征。樣品(Th/Ta)PM值為0.69～0.72，平均0.71，(La/Nb)PM值為0.55～0.72，平均0.62；在(Th/Ta)PM- (La/Nb)PM圖解(圖7c)中所有樣品均落入未混染的巖石圈地幔區(qū)域[30]，也表明該區(qū)域玄武巖未受到地殼物質(zhì)混染。

微量元素Ce/Yb比值被廣泛用于指示源區(qū)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殘留相為尖晶石(<70 km)，比值高則表明熔融程度低或主要殘留相為石榴子石(>80 km)。金多地區(qū)玄武巖樣品的Ce/Yb比值為28.31～39.78，平均33.30，表明其源區(qū)可能處于尖晶石相與石榴子石相過渡區(qū)域。不相容元素La、Sm、Yb及其比值常被用來判斷地幔源區(qū)的礦物組成特征和部分熔融程度[38]，在(La/Sm)N- (Tb/Yb)N圖解(圖7b)中，金多地區(qū)玄武巖樣品落入尖晶石與石榴子石過渡區(qū)域[32]，在La/Yb - Sm/Yb圖解(圖7d)中，樣品靠近石榴子石-尖晶石橄欖巖熔融曲線[39]，且處于熔融程度較低的區(qū)域，表明金多地區(qū)玄武巖由石榴子石-尖晶石橄欖巖較低的部分熔融形成。

圖7 金多地區(qū)玄武巖Nb/Yb - Th/Yb圖解[35] (a)；La/Sm - Sm/Yb圖解[30] (b)；(Th/Ta)PM - (La/Nb)PM圖解[32] (c)；La/Yb - Sm/Yb圖解[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 構(gòu)造背景及動力學環(huán)境

金多地區(qū)玄武巖無論是主量元素還是稀土元素、微量元素特征，均與洋島或板內(nèi)玄武巖相似。但是金多地區(qū)玄武巖w(Zr)介于212×10-6～257×10-6之間，Zr/Y比值為7.57～8.49，顯示了大陸堿性玄武巖的特征[40]。

利用不活動元素Ti、Zr、Nb、Ta、Th、Y和Yb的相關(guān)圖解，探討金多地區(qū)玄武巖形成的構(gòu)造環(huán)境。在2Nb - Zr/4 - Y圖解(圖8a)中，所有樣品均落入板內(nèi)堿性玄武巖區(qū)域[41]；在Hf/3 - Th - Nb/16圖解(圖8b)中，所有樣品均落入板內(nèi)拉斑玄武巖區(qū)域[42]；在Zr - Zr/Y圖解(圖8c)中，全部落入板內(nèi)玄武巖區(qū)域中[43]；在Ta/Yb - Th/Yb圖解(圖8d)中，均投到板內(nèi)堿性玄武巖區(qū)間，表明金多地區(qū)玄武巖形成于板內(nèi)環(huán)境[44]。

圖8 金多地區(qū)玄武巖構(gòu)造環(huán)境判別圖Fig.8 Tectonic discrimination diagram of basalt in Jinduo area

結(jié)合區(qū)域構(gòu)造綜合分析，金多地區(qū)玄武巖整合于變質(zhì)砂巖、大理巖之上，在大理巖中獲的化石Squamulariagrandis，sp.見于上二疊統(tǒng)龍?zhí)督M中[24]；結(jié)合其覆于含中二疊世化石的東壩組之上，綜合認為其形成于晚二疊世。在北瀾滄江構(gòu)造帶發(fā)育一系列晚二疊世-三疊紀花崗巖，如類烏齊花崗質(zhì)片麻巖[44]、博日松多片麻狀花崗巖[45]、察雅縣紐多巖體[46-47]、金多巖體[25]，這些花崗巖大多形成于島弧或后碰撞環(huán)境，表明當時瀾滄江雖然已經(jīng)閉合，但俯沖碰撞作用一直有持續(xù)，使得登許逆沖推覆斷裂再次復活，誘發(fā)區(qū)域性張裂作用?？芰至值萚48]也認為研究區(qū)進入陸內(nèi)演化階段后并不是一味的擠壓，而是經(jīng)歷了短暫的擠壓后進入拉張伸展體制的結(jié)論，因此金多地區(qū)玄武巖構(gòu)造背景為大陸板內(nèi)拉張環(huán)境。

5 結(jié)論

1)野外和地球化學資料顯示，金多地區(qū)玄武巖是一套大陸板內(nèi)堿性玄武巖。

2)金多地區(qū)玄武巖巖漿源自石榴子石-尖晶石橄欖巖較低的部分熔融，在巖漿上侵的過程中未受到地殼物質(zhì)的混染。

3)金多地區(qū)玄武巖形成于大陸板內(nèi)拉張環(huán)境，主要是受瀾滄江洋殼俯沖碰撞的影響，使得登許逆沖推覆斷裂再次復活，誘發(fā)區(qū)域性張裂作用，誘發(fā)玄武巖漿侵位活動。