Identification of the Late Triassic oceanic island rock assemblages in the Ganzi-Litang ophiolite mélange belt and its constraints on the tectonic evolution of the Ganzi-Litang oceanic basin
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摘要:
甘孜-理塘蛇绿混杂岩带位于特提斯构造域东段，为西南“三江”多岛弧盆系的重要组成部分，具有完整的沟-弧-盆体系。以理塘地区拉扎嘎山一带下坝岩组洋岛型“玄武岩+碳酸盐岩”岩石组合为研究对象，开展岩石学、地球化学和锆石U-Pb测年分析，为甘孜-理塘洋晚三叠世洋陆格局的恢复重建提供新的证据。岩石地球化学分析结果表明，样品SiO2含量为42.16%~48.32%，TiO2为2.81%~3.75%，稀土元素总量为164.51×10-6~414.40×10-6，轻稀土元素较重稀土元素富集，(La/Yb)N值为9.35~34.31，明显富集Rb、Ba、Th、U、K等大离子亲石元素，以及Nb、Ta、Zr、Ti等高场强元素，玄武岩的稀土元素配分曲线和微量元素蛛网图与典型洋岛型玄武岩(OIB)相似。锆石U-Pb测年表明，洋岛型玄武岩形成于211 Ma。这些资料进一步表明，晚三叠世甘孜-理塘洋盆存在洋岛环境，同时，也为甘孜-理塘洋盆晚三叠世处于俯冲消减阶段的认识提供了新的证据。
Abstract:The Ganzi-Litang ophiolite mélange belt is located in the eastern Tethys domain. It is an important part of the Sanjiang (Nujiang River, Lancangjiang River and Jinshajiang River) archipelagic arc-basin system in Southwest China, with a complete trench-arc-basin system. The petrological, geochemical and zircon U-Pb dating analyses of the oceanic island-type "basalt + carbonate" rock assemblage in the Xiaba Formation from the Lazaga Mountain in the Litang area are carried out to provide new evidence for the reconstruction of the Late Triassic ocean-continent configuration of the Ganzi-Litang Ocean. Geochemical analyses show that the SiO2 content of the basalts is 42.16%~48.32%, and the TiO2 content is 2.81%~3.75%. The total rare earth elemnt (ΣREE) ranges from 164.51×10-6 to 414.40×10-6, and the light rare earth elements are more enriched than the heavy rare earth elements [(La/Yb)N=9.35~34.31], and are obviously enriched in lithophile elements such as Rb, Ba, Th, U, K, and high field strength elements such as Nb, Ta, Zr, Ti, etc. The REE distribution curve and trace element spider patterns of the basalts are similar to typical oceanic island basalt (OIB). The zircon U-Pb dating indicates that oceanic-island basalts were formed at 211 Ma. These data further indicate that an oceanic island environment existed in the Ganzi-Litang Ocean during the Late Triassic, and also provide new evidence for understanding that the Ganzi-Litang Ocean was in the subduction stage during the Late Triassic.
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甘孜-理塘蛇绿混杂岩带位于青藏高原东缘，为西南“三江”多岛弧盆系的重要组成部分，具有完整的“沟-弧-盆”体系，该造山带大面积为晚三叠世浊积岩地层覆盖，导致学者对甘孜-理塘造山带构造演化的认识存在分歧。部分学者认为，甘孜-理塘洋受峨眉山地幔柱影响，形成于中二叠世，并于晚三叠世向西俯冲闭合(刘宝田等，1983；李永森等，1983；罗建宁等，1992；莫宣学等，1993；侯增谦等，1995；1996)。也有学者认为，甘孜—理塘地区仅发育裂谷盆地或者局限洋盆(张能德等，1998；魏永峰等，2003)。近年来，随着甘孜-理塘造山带沿线地质调查工作相继开展，越来越多的证据表明，甘孜—理塘地区于中泥盆世已形成深水盆地，推测洋盆打开时间为石炭纪，并于晚三叠世末俯冲闭合(潘桂棠等，1997；张世涛等, 2000a, b；冯庆来等，2002；杨文强等，2010; Wang et al., 2013; 2019;严松涛等, 2019a, b；Jackson et al., 2020；Yuan et al., 2020; 周斌等，2020；任飞等，2021)。这些分歧制约着对甘孜-理塘蛇绿混杂岩带乃至整个西南“三江”构造演化的正确认识。
洋岛-海山是古洋壳的重要表征之一，通常认为洋岛(海山)的出现代表其所在洋盆已发育为成熟的洋壳(蔡雄飞等，2006；范建军等，2014)。洋岛玄武岩(OIB)的起源研究是当代固体地球岩石学及地球化学的最基本问题之一，通常被认为源于地幔柱(Montelli et al., 2004)，能为研究地球深部地幔岩浆活动提供窗口，也可以为探讨壳-幔相互作用提供物质基础(杨高学等，2015)。目前，关于甘孜-理塘蛇绿混杂岩带沿线洋岛玄武岩的报道较少。笔者自2013年以来连续数年在甘孜-理塘蛇绿混杂岩带新龙—理塘地区开展基础地质调查工作，相继发现了大量不同时期的洋岛型岩石组合证据(严松涛等, 2019b, c；2021)，这些洋岛组合的发现可为甘孜-理塘特提斯洋的构造演化提供岩石学证据。
本文以四川省理塘县亚火乡拉扎嘎山一带新发现的下坝岩组洋岛型岩石组合为研究对象，分别从岩相学、岩石地球化学、同位素年代学角度详细分析其岩石组合、形成时代及其地质背景，以期为甘孜-理塘洋盆晚三叠世洋陆格局的恢复重建提供新的证据。
1. 区域地质
甘孜-理塘蛇绿混杂岩带北起青海玉树一带，向东南经四川甘孜转向南，经理塘、云南木里至川滇交界处的“三江”口，然后向西折转沿哈巴雪山、玉龙雪山西侧南延至剑川，南北端均与金沙江蛇绿混杂岩带交汇(图 1-a)，长度超500 km、宽5~30 km(李文昌，2010)。研究区位于甘孜-理塘蛇绿混杂岩带中段理塘县北部，区内地质体展布具“基质+岩块”组合特征(图 1-b)，为一套典型的蛇绿构造混杂带，其中基质主要由三叠纪斜坡-盆地相细碎屑沉积物及强变形构造混杂岩组成；岩块的成分较复杂，包含不同时代的大洋残片、裂离陆块、洋内弧残片、裂谷火山-沉积岩岩块、外来灰岩岩块等(严松涛等，2021)。本文所研究的下坝岩组洋岛型岩石组合出露于四川理塘县亚火乡拉扎嘎山一带，呈透镜状北北西—南南东向展布，出露面积较小，约8 km2，其西侧逆冲推覆于三叠纪晶屑玻屑沉凝灰岩之上，东侧置于三叠纪浊积岩砂板岩之下，局部被晚三叠世末期碰撞型花岗闪长岩侵入。
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图 1 研究区大地构造位置(a, 据Yang et al., 2015修改)和四川理塘地区地质简图(b)Figure 1. Tectonic location map of the study area(a) and geological sketch map of the Litang area, Sichuan(b)2. 岩石学特征
2.1 岩石组合
下坝岩组为一套基性火山角砾熔岩+碳酸盐岩韵律组合，岩性为灰绿蚀变斑状玄武岩、气孔状玄武岩(图版Ⅰ-a)、灰白色块状灰岩、大理岩，夹少量的晶屑玻屑凝灰岩、凝灰质板岩及中—细粒岩屑石英砂岩，各端元之间呈整合接触关系(图版Ⅰ-b、c、d)。该套“基性火山岩+碳酸盐岩”的岩石组合与古洋岛-海山结构相类似。
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图版Ⅰa.气孔状玄武岩野外露头; b.玄武岩与灰岩整合接触关系; c.玄武岩与大理岩化灰岩整合接触关系; d.玄武岩与大理岩整合接触关系; e.玄武岩中灰岩砾石; f.灰岩中玄武岩砾石图版Ⅰ.下坝岩组总体洋岛结构组分齐全，局部受断层改造，岩石层序遭到破坏。研究区亚火乡下坝村那曲河沿岸洋岛结构相对完整，自下而上可进一步划分为6个明显的喷发(喷溢)-沉积韵律。单个韵律底部为玄武岩，顶部以灰岩结束，岩性组合均为玄武岩+(角砾状玄武质熔岩)+(角砾状灰岩)+灰岩，不同韵律内部可能缺少火山角砾熔岩或者角砾状灰岩等岩性段。不同韵律的喷发类型存在差异，分别有火山喷发相(如角砾状玄武岩)和火山溢流相(如斑状玄武岩)，局部二者并存，但总体以火山喷发相为主。不同韵律内部火山岩和沉积岩厚度也存在较大差异，代表了喷发(喷溢)期和宁静期的周期变化。火山角砾熔岩中砾石成分有2种，分别为玄武岩和灰岩(图版Ⅰ-e、f)，砾石分选性及磨圆度较差，均来自于洋岛早期的喷发和沉积物质。
2.2 岩相学特征
玄武岩表面风化色为灰绿色(局部为墨绿色)，新鲜面呈深绿色，斑状结构，块状构造。显微镜下观察，岩石主要由斜长石、辉石、暗色不透明矿物等组成(图 2-a)，具斑状结构，基质间粒结构。其中斑晶的成分主要为斜长石(5%)及辉石(14%)。斜长石呈半自形板状，矿物大小约为0.6 mm，见沸石化，部分晶粒隐约可见双晶现象；辉石呈半自形粒状，大小不等(0.3~1.4 mm)，见次闪石化。基质主要由斜长石(30%)、辉石(40%)、暗色不透明矿物(10%)等组成。斜长石为半自形板条状，长轴约0.1 mm，局部见板条状斜长石微晶构成不规则格架，其间充填有辉石、磁铁矿等暗色不透明矿物，构成间粒结构。
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图 2 洋岛型岩石组合显微镜下照片a—斑状玄武岩正交偏光镜下照片; b—灰岩正交偏光镜下照片。Pl—斜长石; Px—辉石; Cal—方解石Figure 2. The microphotographs of the ocean island rock association灰岩由于受到后期花岗闪长岩侵入，普遍发育大理岩化，局部已蚀变为大理岩，岩石风化面呈灰色，新鲜面呈灰白色，等粒粒状变晶结构，块状构造。显微镜下观察，方解石呈半自形—他形粒状(图 2-b)，粒度约为0.25 mm，常见较明显的解理和双晶现象，颗粒间呈紧密接触，形成近三边镶嵌的平衡结构，构成粒状变晶结构。
3. 形成时代
本次锆石U-Pb测年的玄武岩样品(PM011-23DN1)采自理塘县拉扎嘎山那曲河旁，采样位置为北纬30°34′08″、东经100°07′45″。锆石分选在河北省廊坊地质研究所实验室进行，将重约10 kg岩石样品粉碎，利用常规的浮选和电磁方法分选出锆石。在双目镜下挑选出晶形和透明度较好的锆石，将其粘在树脂靶上，经打磨、抛光后并镀金，进行反射光、透射光和阴极发光照相，分析锆石内部的结构，分析点力求避开内部裂隙和包裹体。样品测试在中国地质科学院矿产资源所激光剥蚀多接收电感耦合等离子体质谱仪(LA-MC-ICP-MS)实验室完成。锆石U-Pb测试分析仪器为Finnigan Neptune型LA-MC-ICP-MS，并配备有与之配套的Newwave UP 213激光剥蚀系统。LA-MC-ICP-MS激光剥蚀以氦为载气、束斑直径为30 μm，采用单点剥蚀的方式，分析前用锆石GJ-1调试仪器，使之达到最优状态，锆石U-Pb定年以锆石GJ-1为外标，U、Th含量以锆石M127为外标进行校正。为保证测试精度，在测试过程中每测定5~7个样品点后，重复测定2个锆石GJ-1和1个锆石Plesovice进行校正(侯可军等，2009)。实验数据前期处理采用ICP-MS Data Cal 4.3程序完成，锆石年龄谐和图及频率直方图均采用Isoplot 3.0程序绘制。斑状玄武岩的分析结果见表 1。
表 1 下坝岩组玄武岩(PM011-23DN1)LA-ICP-MS锆石U-Th-Pb同位素测试结果Table 1. LA-ICP-MS zircon U-Th-Pb isotope data of basalts(PM011-23DN1) from the Xiaba Formation分析点 含量/10-6 Th/U 同位素比值 年龄/Ma Pb Th U 207Pb/206Pb 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 207Pb/206Pb 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 23DN1-1 161 125 265 0.47 0.1819 0.0023 12.4776 0.1772 0.4977 0.0046 2670 21 2641 13 2604 20 23DN1-2 79 53 142 0.37 0.1830 0.0025 11.7986 0.1831 0.4678 0.0047 2680 23 2589 15 2474 21 23DN1-4 24 230 652 0.35 0.0488 0.0022 0.2238 0.0096 0.0334 0.0004 200 106 205 8 212 2 23DN1-5 7 65 205 0.32 0.0509 0.0021 0.2327 0.0092 0.0334 0.0004 239 93 212 8 212 3 23DN1-6 13 112 368 0.30 0.0553 0.0020 0.2537 0.0095 0.0332 0.0003 433 81 230 8 211 2 23DN1-7 4 100 88 1.13 0.0553 0.0045 0.2549 0.0197 0.0338 0.0007 433 181 231 16 214 5 23DN1-8 6 301 208 1.45 0.0530 0.0029 0.1507 0.0078 0.0210 0.0003 328 129 142 7 134 2 23DN1-9 422 224 530 0.42 0.1217 0.0011 5.6422 0.0601 0.3360 0.0023 1981 17 1923 9 1867 11 23DN1-10 28 482 536 0.90 0.0558 0.0014 0.3110 0.0077 0.0405 0.0003 443 57 275 6 256 2 23DN1-12 67 80 127 0.63 0.1653 0.0020 9.5846 0.1715 0.4197 0.0054 2510 16 2396 16 2259 24 23DN1-13 20 188 545 0.34 0.0515 0.0014 0.2372 0.0062 0.0335 0.0003 265 56 216 5 212 2 23DN1-14 29 323 782 0.41 0.0514 0.0013 0.2354 0.0059 0.0332 0.0003 261 53 215 5 211 2 23DN1-15 33 392 546 0.72 0.0568 0.0016 0.3797 0.0104 0.0486 0.0005 483 61 327 8 306 3 23DN1-16 360 514 720 0.71 0.1488 0.0014 7.9673 0.1133 0.3875 0.0041 2332 15 2227 13 2111 19 23DN1-17 31 83 243 0.34 0.0650 0.0014 1.0065 0.0241 0.1121 0.0013 776 43 707 12 685 7 23DN1-18 147 352 471 0.75 0.0943 0.0011 3.2896 0.0470 0.2526 0.0025 1515 24 1479 11 1452 13 23DN1-19 35 568 841 0.67 0.0564 0.0026 0.2633 0.0119 0.0339 0.0005 478 100 237 10 215 3 玄武岩的锆石颗粒晶形较好，粒径在50~110 μm之间，多呈板状或柱状，长宽比为1.0~3.2，锆石的阴极发光(CL)图像(图 3-a)显示，锆石晶体呈自形—半自形。样品中U含量为88×10-6~841×10-6，Th含量为53×10-6~568×10-6，Th/U值为0.30~1.45，均大于0.3，且Th、U之间具有良好的正相关关系，表明其为岩浆成因锆石(Claesson et al., 2000; Fernando et al., 2003)。玄武岩锆石有效数据分析点共17个，206Pb/238U年龄差异较大(134~2604 Ma)，其中7颗锆石的206Pb/238U年龄为211~215 Ma，锆石U-Pb谐和图上均落在谐和线附近(图 3-b)，且分布相对集中，锆石没有核幔结构，具有典型的镁铁质岩特征，显示基性岩浆成因锆石(任飞等，2021)，206Pb/238U年龄加权平均值为211±1 Ma，MSWD=0.30(95%置信度)，代表岩浆结晶年龄为晚三叠世。8号测点的206Pb/238U年龄较小(134 Ma)，推测为后期变质作用导致锆石封闭体系破坏，使其中放射成因铅发生不同程度丢失引起。10号测点和15号测点206Pb/238U年龄稍老，分别为256 Ma和306 Ma，锆石环带清晰，但远离谐和线，无意义。其余7颗锆石年龄较老且分散(685~2604 Ma)，应为继承锆石。
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图 3 下坝岩组玄武岩锆石阴极发光(CL)图像(a)和U-Pb谐和图(b)Figure 3. The CL images(a) and U-Pb concordia plots(b) of zircons for basalt from the Xiaba Formation梁信之等(1984)开展1 : 20万禾尼幅调查工作时，在拉扎嘎山下坝岩组灰岩层位中采得Oxycolpella sp.腕足生物化石，时代为晚三叠世，与本次测得下坝岩组玄武岩年龄(211 Ma)吻合，因此该洋岛的形成时代应为晚三叠世。
4. 岩石地球化学特征
岩石地球化学研究的火山岩样品采自理塘县亚火乡那曲河沿岸。5件样品经清洗表面杂质后破碎，经多次清洗后将样品烘干研磨至200目。主量、微量和稀土元素分析在四川冶金地质勘查局六○五大队分析测试中心完成。其中主量元素使用X-射线荧光光谱仪(XPF-1500)法测试，偏差优于2%~3%，微量及稀土元素利用酸溶法制备样品，使用ICP-MS(Element Ⅱ)测试，分析偏差一般优于5%。5件下坝岩组玄武岩的分析结果见表 2。
表 2 下坝岩组玄武岩主量、微量和稀土元素分析结果Table 2. Major, trace and rare earth elements contents of basalts from the Xiaba Formation元素 PM011-19FX1 PM011-23FX1 PM011-37FX1 PM011-25FX1 PM011-27FX1 元素 PM011-19FX1 PM011-23FX1 PM011-37FX1 PM011-25FX1 PM011-27FX1 玄武岩 斑状玄武岩 玄武岩 斑状玄武岩 SiO2 42.7 43.7 42.2 48.0 48.3 Tm 0.27 0.34 0.37 0.52 0.57 Na2O 0.51 0.42 0.98 4.31 4.02 Yb 1.54 1.87 2.36 2.86 3.06 CaO 7.49 6.28 5.91 5.83 5.60 Lu 0.17 0.19 0.33 0.36 0.35 FeO 9.06 4.58 11.1 4.40 4.17 Y 28.8 35.1 27.9 42.1 43.5 Fe2O3 5.15 10.3 2.39 7.56 7.86 Li 22.4 31.7 29.5 68.9 64.9 Al2O3 8.60 9.24 11.6 13.2 12.9 Sc 23.5 31.4 43.4 31.5 32.8 MgO 18.6 17.1 18.2 8.10 8.13 V 264 305 295 254 249 K2O 0.50 0.24 3.05 3.10 2.94 Cr 799 992 1136 216 242 P2O5 0.46 0.59 0.28 0.48 0.48 Co 82.2 88.0 67.5 45.4 44.0 MnO2 0.23 0.27 0.14 0.22 0.19 Ni 584 591 394 115 119 TiO2 3.13 2.81 3.18 3.75 3.56 Cu 271 148 54.6 3.51 3.45 烧失量 3.40 4.19 1.57 1.41 1.17 Zn 123 127 89.4 103 98.4 总量 96.3 95.5 98.9 99.0 98.2 Ga 17.6 21.4 15.8 22.9 23.6 La 73.8 88.0 30.7 44.0 46.2 Rb 9.55 5.29 58.9 48.8 44.2 Ce 138 174 63.6 92.5 92.8 Sr 102 80.5 86.8 128 116 Pr 16.3 20.5 7.72 11.3 12.3 Zr 38.8 49.6 52.4 156 74.2 Nd 68.2 85.0 34.0 49.2 48.7 Nb 8.92 13.2 12.9 38.6 27.8 Sm 10.4 14.1 6.85 9.97 10.6 Ba 219 53.3 192 213 119 Eu 3.27 4.03 2.12 3.13 3.29 Hf 1.82 1.89 3.24 4.19 3.41 Gd 9.25 11.5 6.04 9.22 9.27 Ta 0.94 1.37 1.04 2.71 2.23 Tb 1.32 1.68 0.93 1.61 1.64 Pb 3.50 3.68 4.22 5.68 3.65 Dy 6.75 8.51 5.57 8.94 9.10 Th 4.46 5.38 2.47 3.21 2.93 Ho 1.23 1.50 1.11 1.78 1.88 U 0.36 0.39 0.46 0.47 0.46 Er 2.81 3.15 2.81 4.01 4.12 注：主量元素含量单位为%，微量和稀土元素含量单位为10-6 5件玄武岩样品SiO2含量为42.16%~48.32%，平均为44.97%；TFeO含量为11.31%~14.50%，平均值为12.96%；TiO2含量为2.81%~3.75%，平均值为3.29%；MgO的含量为8.10%~18.60%，平均值为14.01%，Mg#值在56.29~70.99之间，平均值为64.61，接近原生岩浆范围(Mg#=68~75；Wilson, 1989)；Na2O和K2O质量分数变化较大，分别为0.42%~4.31%和0.24%~3.10%，反映岩石遭受了后期蚀变作用。在Nb/Y-Zr/TiO2图解(图 4)上，4件样品落入亚碱性玄武岩范围，1件样品落入碱性玄武岩区域。
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图 4 下坝岩组玄武岩Nb/Y-Zr/TiO2图解Figure 4. The Nb/Y-Zr/TiO2 diagram of basalts from the Xiaba Formation玄武岩稀土元素(REE)含量为164×10-6~414×10-6，平均值为279×10-6，LREE/HREE值为7.13~ 13.44，平均值为9.69，(La/Yb)N值为9.35~34.31，平均值为19.86，无明显的Eu、Ce异常，表明没有发生明显的斜长石分离结晶作用。在球粒陨石标准化稀土元素配分图(图 5-a)上，玄武岩表现出轻稀土元素(LREE)富集、重稀土元素(HREE)相对亏损的特点，与典型OIB曲线相似。在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图 5-b) 中，下坝岩组玄武岩富集Rb、Ba、Th、U、K等大离子亲石元素，以及Ta、Ti等高场强元素，明显不同于洋脊型玄武岩(MORB)典型的亏损-平坦型LREE配分曲线，以及汇聚板块边缘玄武岩明显亏损Nb-Ta及Ti等元素的特征(Pearce et al., 2008; Dilek et al., 2011)，表现出OIB特征。此外，与夏威夷洋岛典型OIB型玄武岩相比，下坝岩组玄武岩相对亏损高场强元素Nb、Zr、Hf及大离子亲石元素Sr，推测其岩浆源区可能受到了与洋壳俯冲消减有关的混染(晨辰等，2012)。
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图 5 下坝岩组玄武岩球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(OIB、球粒陨石及原始地幔标准化值均据Sun et al., 1989)Figure 5. Chondrite-normalized REE patterns(a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams(b) of basalts from the Xiaba Formation5. 讨论
5.1 岩浆源区
下坝岩组5件玄武岩样品微量和稀土元素配分曲线均表现出右倾，以及无Ta等高场强元素的亏损(图 5)，显示出典型OIB玄武岩所特有的大隆起特征。研究表明，Ti元素和Eu元素的负异常通常被认为是陆壳特征之一(Rudnick et al., 2003)，玄武岩微量元素和稀土元素配分曲线中Ti和Eu元素均没有表现出负异常特征(图 5)，指示下坝岩组玄武岩成岩过程中没有陆壳物质的参与。
在讨论岩浆是否受到地壳物质的混染时，通常利用稳定且富集的高场强元素，下坝岩组玄武岩Nb/U值较高，介于24.81~82.24之间，更接近原始地幔(Nb/U=30)，明显高于地壳(Nb/U=9)。下坝岩组玄武岩Lu/Yb值为0.11~0.12，同样更接近幔源岩浆(Lu/Yb=0.14~0.15)，明显低于与陆壳相关的岩浆(Lu/Yb=0.16~0.18；Rudnick et al., 2003)，表明其起源于地幔源区且没有遭受陆壳物质混染。利用Nb/Yb-Ta/Yb图解(图 6-a)和Nb/Yb-Th/Yb图解(图 6-b)可以有效地判别地幔源区岩浆上升过程中地壳物质的贡献。下坝岩组玄武岩样品均落入地幔序列及其附近，样品点靠近OIB区域或OIB与富集型洋中脊玄武岩(E-MORB)过渡区域。结合稀土和微量元素配分曲线具有OIB型玄武岩地球化学特征，认为下坝岩组玄武岩岩浆源于具OIB特征的地幔源区。
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Figure 6. Plots of Nb/Yb-Ta/Yb(a) and Nb/Yb-Th/Yb(b) for basalts from the Xiaba Formation5.2 构造环境
理塘地区下坝岩组玄武岩与厚层—块状灰岩互层的野外宏观地质特征，与古洋岛特有的“玄武岩+碳酸盐岩”结构相似，表明其形成于洋岛构造环境。前人研究表明，洋岛玄武岩岩浆作用在成因上通常被认为与“热点”或“地幔柱”有关(Hilst et al., 1997)，来自软流圈的岩浆TiO2含量为1.27%左右，而更深部地幔物质有关的岩浆TiO2含量普遍大于2%(朱弟成等，2008)。研究区下坝岩组玄武岩具有高的TiO2含量(2.81%~3.75%，平均值为3.29%)，更接近于典型OIB(2.87%)的含量，明显高于MORB(1.5%)的含量(Sun et al., 1989)。样品的Th/Nb值为0.11~0.50，Zr/Nb值为2.67~4.35，与洋岛型玄武岩基本一致(Th/Nb=0.11~0.16，Zr/Nb=4.5~7.3；Rollison, 2000)，与典型俯冲带型玄武岩(Th/Nb=0.6~1，Zr/Nb=0.05~0.09；Kita et al., 2001)和洋脊型玄武岩(Th/Nb=0.06~0.08，Zr/Nb=30；朱弟成等，2008)明显不同。
在玄武岩构造环境判别图解TiO2/10-MnO-10×P2O5(图 7-a)中，所有玄武岩样品均落入洋岛型玄武岩范畴，在构造环境判别图解Hf/3-Th-Ta(图 7-b)中，3件玄武岩样品落入板内玄武岩范畴，2件玄武岩样品推测因受到了与洋壳俯冲消减有关的混染向岛弧型玄武岩偏移，同时也表现在部分玄武岩相对亏损高场强元素(Nb、Zr、Hf)及大离子亲石元素(Sr)。严松涛等(2021)在甘孜-理塘蛇绿混杂岩带内厘定的“前弧玄武岩+高镁安山岩+富铌玄武岩”组合表明，晚三叠世甘孜-理塘洋内发育有洋内俯冲环境。
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图 7 下坝岩组玄武岩构造环境判别图解a—TiO2/10-MnO-10×P2Os 图解(据Mullen, 1983); b—Hf/3-Th-Ta图解(据Wood，1980)Figure 7. Tectonic discrimination diagrams of basalts from the Xiaba Formation5.3 对甘孜-理塘洋盆构造演化的约束
研究区拉扎嘎山一带下坝岩组岩石组合上具有典型洋岛独特的“玄武岩+碳酸盐岩”韵律结构及其喷发机制，以发育角砾状玄武岩和角砾状灰岩为标志(陈志，2016)，其中玄武岩喷发处于洋岛的基座形成阶段和生长阶段，灰岩沉积处于洋岛碳酸盐岩盖层建造阶段，其形成环境为洋岛(海山)孤立台地。此外，研究区那曲河附近下坝岩组洋岛型岩石组合上部还见有整合于玄武岩和灰岩中的中—细粒岩屑石英砂岩(图 8-a、b)，该现象在新疆南天山造山带洋岛组合(陈刚等，2010)、藏北双湖-澜沧江缝合带独泉沟洋岛组合(范建军等，2014)及东昆仑万保沟岩群洋岛组合(蔡雄飞等，2006)中均有发现。下坝岩组砂岩中普遍发育平行层理和交错层理(图 8-c)，镜下鉴定显示砂岩主要由石英、长石、岩屑、白云母碎屑及填隙物组成(图 8-d)，其中石英含量为81%，岩屑(主要为板岩)含量为7%，填隙物含量达10%~15%，矿物均呈棱角—次圆状，成熟度较低，反映了深水浊流沉积的特征。侯增谦等(2003)通过对义敦岛弧带岛弧型岩浆作用研究表明，甘孜-理塘洋盆于晚三叠世早期开始向西大规模俯冲。洋岛在211 Ma左右随洋板块迁移至海沟附近时，处于陆源浊积扇沉积的作用范围内，在玄武岩或灰岩之上沉积了碎屑岩(Kusky et al., 2013)，造就了现今的沉积组合面貌。
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图 8 下坝岩组岩屑石英砂岩交错层理及镜下照片a—下坝岩组灰岩与砂岩接触界线远景; b—下坝岩组灰岩与砂岩接触界线近景; c—下坝岩组交错层理; d—岩屑石英砂岩镜下照(正交偏光)。Qtz—石英; Pl—斜长石; Lv—火山岩岩屑; Ls—沉积岩岩屑; Lc—硅质岩岩屑Figure 8. The cross bedding and microtexture of the lithic quartz sandstone from the Xiaba Formation根据测区下坝岩组洋岛喷发建造与沉积建造岩石组合垂向变化，可以建立一套“玄武岩-角砾玄武岩-角砾灰岩-灰岩-生物礁灰岩-远洋硅泥”建造的洋岛火山-沉积岩石组合特征，与世界典型海山索罗门Malaita海山沉积建造(Phinney et al., 2004)和西准噶尔克拉玛依洋岛建造(杨高学等，2015)非常相似(图 9)。岩石地球化学上也符合洋岛型玄武岩地球化学特征，下坝岩组中灰岩古生物化石时代和玄武岩同位素年龄均指示其形成于晚三叠世，表明甘孜-理塘洋盆在晚三叠世存在洋岛环境。
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Figure 9. Synthesis column maps of the Solomom Malait seamount(a), Karamay oceanic island(b) and the Xiaba Formation oceanic island(c)6. 结论
(1) 四川理塘县亚火乡下坝岩组为典型的洋岛型岩石组合，其地球化学特征具有典型洋岛玄武岩的性质，形成于以洋壳为基底的洋岛环境。
(2) 下坝岩组中灰岩古生物化石年龄和玄武岩同位素年龄均表明，甘孜-理塘洋盆在晚三叠世仍存在洋岛环境。
(3) 通过对下坝岩组洋岛型岩石组合的进一步厘定，既丰富了甘孜-理塘蛇绿混杂岩带中混杂岩块类型，为甘孜-理塘洋晚三叠世构造演化提供了岩石学证据，又为甘孜-理塘洋盆晚三叠世处于俯冲消减阶段的认识提供了新的证据。
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图 1 研究区大地构造位置(a, 据Yang et al., 2015修改)和四川理塘地区地质简图(b)
Figure 1. Tectonic location map of the study area(a) and geological sketch map of the Litang area, Sichuan(b)
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图版Ⅰ
a.气孔状玄武岩野外露头; b.玄武岩与灰岩整合接触关系; c.玄武岩与大理岩化灰岩整合接触关系; d.玄武岩与大理岩整合接触关系; e.玄武岩中灰岩砾石; f.灰岩中玄武岩砾石
图版Ⅰ.
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图 2 洋岛型岩石组合显微镜下照片
a—斑状玄武岩正交偏光镜下照片; b—灰岩正交偏光镜下照片。Pl—斜长石; Px—辉石; Cal—方解石
Figure 2. The microphotographs of the ocean island rock association
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图 3 下坝岩组玄武岩锆石阴极发光(CL)图像(a)和U-Pb谐和图(b)
Figure 3. The CL images(a) and U-Pb concordia plots(b) of zircons for basalt from the Xiaba Formation
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图 4 下坝岩组玄武岩Nb/Y-Zr/TiO2图解
Figure 4. The Nb/Y-Zr/TiO2 diagram of basalts from the Xiaba Formation
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图 5 下坝岩组玄武岩球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)
(OIB、球粒陨石及原始地幔标准化值均据Sun et al., 1989)
Figure 5. Chondrite-normalized REE patterns(a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams(b) of basalts from the Xiaba Formation
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图 6 下坝岩组玄武岩Nb/Yb-Ta/Yb图解(a，据Pearce, 2008)和Nb/Yb-Th/Yb图解(b，据朱永峰等，2007)
Figure 6. Plots of Nb/Yb-Ta/Yb(a) and Nb/Yb-Th/Yb(b) for basalts from the Xiaba Formation
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图 7 下坝岩组玄武岩构造环境判别图解
a—TiO2/10-MnO-10×P2Os 图解(据Mullen, 1983); b—Hf/3-Th-Ta图解(据Wood，1980)
Figure 7. Tectonic discrimination diagrams of basalts from the Xiaba Formation
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图 8 下坝岩组岩屑石英砂岩交错层理及镜下照片
a—下坝岩组灰岩与砂岩接触界线远景; b—下坝岩组灰岩与砂岩接触界线近景; c—下坝岩组交错层理; d—岩屑石英砂岩镜下照(正交偏光)。Qtz—石英; Pl—斜长石; Lv—火山岩岩屑; Ls—沉积岩岩屑; Lc—硅质岩岩屑
Figure 8. The cross bedding and microtexture of the lithic quartz sandstone from the Xiaba Formation
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图 9 索罗门Malait海山(a，Phinney et al., 2004)、克拉玛依洋岛(b，杨高学等，2015)和下坝岩组洋岛(c)综合柱状图
Figure 9. Synthesis column maps of the Solomom Malait seamount(a), Karamay oceanic island(b) and the Xiaba Formation oceanic island(c)
表 1 下坝岩组玄武岩(PM011-23DN1)LA-ICP-MS锆石U-Th-Pb同位素测试结果
Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Th-Pb isotope data of basalts(PM011-23DN1) from the Xiaba Formation
分析点 含量/10-6 Th/U 同位素比值 年龄/Ma Pb Th U 207Pb/206Pb 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 207Pb/206Pb 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 23DN1-1 161 125 265 0.47 0.1819 0.0023 12.4776 0.1772 0.4977 0.0046 2670 21 2641 13 2604 20 23DN1-2 79 53 142 0.37 0.1830 0.0025 11.7986 0.1831 0.4678 0.0047 2680 23 2589 15 2474 21 23DN1-4 24 230 652 0.35 0.0488 0.0022 0.2238 0.0096 0.0334 0.0004 200 106 205 8 212 2 23DN1-5 7 65 205 0.32 0.0509 0.0021 0.2327 0.0092 0.0334 0.0004 239 93 212 8 212 3 23DN1-6 13 112 368 0.30 0.0553 0.0020 0.2537 0.0095 0.0332 0.0003 433 81 230 8 211 2 23DN1-7 4 100 88 1.13 0.0553 0.0045 0.2549 0.0197 0.0338 0.0007 433 181 231 16 214 5 23DN1-8 6 301 208 1.45 0.0530 0.0029 0.1507 0.0078 0.0210 0.0003 328 129 142 7 134 2 23DN1-9 422 224 530 0.42 0.1217 0.0011 5.6422 0.0601 0.3360 0.0023 1981 17 1923 9 1867 11 23DN1-10 28 482 536 0.90 0.0558 0.0014 0.3110 0.0077 0.0405 0.0003 443 57 275 6 256 2 23DN1-12 67 80 127 0.63 0.1653 0.0020 9.5846 0.1715 0.4197 0.0054 2510 16 2396 16 2259 24 23DN1-13 20 188 545 0.34 0.0515 0.0014 0.2372 0.0062 0.0335 0.0003 265 56 216 5 212 2 23DN1-14 29 323 782 0.41 0.0514 0.0013 0.2354 0.0059 0.0332 0.0003 261 53 215 5 211 2 23DN1-15 33 392 546 0.72 0.0568 0.0016 0.3797 0.0104 0.0486 0.0005 483 61 327 8 306 3 23DN1-16 360 514 720 0.71 0.1488 0.0014 7.9673 0.1133 0.3875 0.0041 2332 15 2227 13 2111 19 23DN1-17 31 83 243 0.34 0.0650 0.0014 1.0065 0.0241 0.1121 0.0013 776 43 707 12 685 7 23DN1-18 147 352 471 0.75 0.0943 0.0011 3.2896 0.0470 0.2526 0.0025 1515 24 1479 11 1452 13 23DN1-19 35 568 841 0.67 0.0564 0.0026 0.2633 0.0119 0.0339 0.0005 478 100 237 10 215 3 
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表 2 下坝岩组玄武岩主量、微量和稀土元素分析结果
Table 2 Major, trace and rare earth elements contents of basalts from the Xiaba Formation
元素 PM011-19FX1 PM011-23FX1 PM011-37FX1 PM011-25FX1 PM011-27FX1 元素 PM011-19FX1 PM011-23FX1 PM011-37FX1 PM011-25FX1 PM011-27FX1 玄武岩 斑状玄武岩 玄武岩 斑状玄武岩 SiO2 42.7 43.7 42.2 48.0 48.3 Tm 0.27 0.34 0.37 0.52 0.57 Na2O 0.51 0.42 0.98 4.31 4.02 Yb 1.54 1.87 2.36 2.86 3.06 CaO 7.49 6.28 5.91 5.83 5.60 Lu 0.17 0.19 0.33 0.36 0.35 FeO 9.06 4.58 11.1 4.40 4.17 Y 28.8 35.1 27.9 42.1 43.5 Fe2O3 5.15 10.3 2.39 7.56 7.86 Li 22.4 31.7 29.5 68.9 64.9 Al2O3 8.60 9.24 11.6 13.2 12.9 Sc 23.5 31.4 43.4 31.5 32.8 MgO 18.6 17.1 18.2 8.10 8.13 V 264 305 295 254 249 K2O 0.50 0.24 3.05 3.10 2.94 Cr 799 992 1136 216 242 P2O5 0.46 0.59 0.28 0.48 0.48 Co 82.2 88.0 67.5 45.4 44.0 MnO2 0.23 0.27 0.14 0.22 0.19 Ni 584 591 394 115 119 TiO2 3.13 2.81 3.18 3.75 3.56 Cu 271 148 54.6 3.51 3.45 烧失量 3.40 4.19 1.57 1.41 1.17 Zn 123 127 89.4 103 98.4 总量 96.3 95.5 98.9 99.0 98.2 Ga 17.6 21.4 15.8 22.9 23.6 La 73.8 88.0 30.7 44.0 46.2 Rb 9.55 5.29 58.9 48.8 44.2 Ce 138 174 63.6 92.5 92.8 Sr 102 80.5 86.8 128 116 Pr 16.3 20.5 7.72 11.3 12.3 Zr 38.8 49.6 52.4 156 74.2 Nd 68.2 85.0 34.0 49.2 48.7 Nb 8.92 13.2 12.9 38.6 27.8 Sm 10.4 14.1 6.85 9.97 10.6 Ba 219 53.3 192 213 119 Eu 3.27 4.03 2.12 3.13 3.29 Hf 1.82 1.89 3.24 4.19 3.41 Gd 9.25 11.5 6.04 9.22 9.27 Ta 0.94 1.37 1.04 2.71 2.23 Tb 1.32 1.68 0.93 1.61 1.64 Pb 3.50 3.68 4.22 5.68 3.65 Dy 6.75 8.51 5.57 8.94 9.10 Th 4.46 5.38 2.47 3.21 2.93 Ho 1.23 1.50 1.11 1.78 1.88 U 0.36 0.39 0.46 0.47 0.46 Er 2.81 3.15 2.81 4.01 4.12 注：主量元素含量单位为%，微量和稀土元素含量单位为10-6
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