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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海南岛地热资源非常丰富，按其成因可分为水热型和干热岩型两大类，水热型地热资源又可分为沉积盆地型地热资源和隆起山地型地热资源，隆起山地型地热资源也称构造裂隙型。海南岛隆起山地型地热资源主要分布在中南部丘陵和山地，受导热、导水断裂控制，能量传递方式以热对流为主，热储为呈带状分布的断裂破碎的构造岩。目前，在海南岛中南部已发现隆起山地型地热田16个、温泉30处（陈颖民，2008；高芳蕾等，2009；赵童，2016；张颖，2019），其中，地热田是经过勘查或勘探后证实具有一定规模的地热资源，温泉指出露地表的单个或多个热矿泉，一般勘查程度低，地热资源规模不明确。海南岛隆起山地型地热资源总体开发利用程度较低，仅有10处地热田和温泉得到开发利用，且利用领域单一，主要用于洗浴、旅游酒店，在工业、农业等领域的开发利用基本处于空白。
海南岛隆起山地型地热资源勘查、研究程度差异较大，但总体程度较低。较详细的地热资源调查是1962年由广东省地质局水文工程地质队开展的1∶20万、1∶50万海南岛水文地质概查，对发现的温泉点进行了调查，并提交海南岛热矿泉调查表。1981年由海南地质大队完成的1∶20万海南岛区域水文地质普查，对全岛的地热资源情况进行了初步总结。海南建省后，先后对万宁兴隆、三亚南田、琼海官塘、儋州蓝洋、澄迈西达、保亭七仙岭等9处地热田和13处温泉点进行了勘查评价工作。前人对海南岛隆起山地型地热资源的研究，主要是依据地热田（温泉）勘查评价报告对单个地热田（温泉）的地热地质、水化学特征和地热成因、资源利用和地热勘查方法开展研究（杨兴沐，2004；陈颖民，2008；高芳蕾等，2009；吴小洁，2015；赵童，2016；徐单，2017；杨峰等，2018；张颖，2019）。但对海南岛隆起山地型地热资源形成的地质背景、地热地质特征、资源赋存规律、成因机制等综合研究和评价相对薄弱，在一定程度上制约了海南岛中南部隆起山地型地热资源的潜力认识和开发利用。
本次研究结合区域地质调查、地球物理、水文地质、区域地质调查及地热田（温泉）勘查、调研等资料，开展海南岛隆起山地型地热资源地质综合研究，通过对典型地热田地热地质要素解剖，基本明确了海南岛隆起山地型地热资源地热地质特征和成因地质模型及赋存规律；利用海南岛水文地质勘查钻孔水温资料和地热田、温泉点水温资料，编制了海南岛恒温层水温等值线图，以分析海南岛隆起山地型地热资源分布与恒温层温度的关系；应用前人编制的海南岛居里等温面深度等值线图计算出地温梯度，利用大地热流值定义得到大地热流值，最后用北部福山凹陷油气勘探资料和收集的海南岛46个地热田数据、温泉水温数据、可采储量数据，应用水文地质法估算了地热资源量，评价了海南岛隆起山地型地热资源潜力；依据温度、可采资源规模，分别对海南岛隆起山地型地热田和温泉进行了分类；综合海南岛隆起山地型地热地质特征、赋存规律及资源潜力评价，指出海南岛东南部和西北部是隆起山地型地热资源有利区。
1. 地热地质背景特征
海南岛具有优越的隆起山地型地热资源地质背景，是中国隆起山地型地热资源较丰富的地区。燕山期，海南岛地壳区域性的伸展减薄，地幔物质上涌，深部热载体（岩浆、热液）沿深大断裂带喷溢地表或停留于地壳浅部，从而形成区域性的高热流值（海南省地质调查院，2017）。新生代，海南岛在南北向拉张应力作用下发生持续扩张，形成一系列深大断裂，这些断裂控制了海南岛构造格局、地层、侵入岩、火山岩、地热、地震等分布（海南省地质调查院，2017）。海南岛地热田和温泉均分布于深大断裂附近或断裂交会部位。
海南岛所处的大地构造位置独特，自20世纪50年代以来，不同学者从不同的大地构造观点、不同的研究目的对海南岛的大地构造单元提出了不同的划分方案（夏邦栋，1991；晁会霞等，2016），尽管认识众说纷纭，但都认为东西向九所-陵水构造带南北两侧古生代在沉积、变质、变形、古生物面貌等方面具有明显的差异性，东西向王五-文教断裂带南北两侧新生代火山作用和沉积作用的差异性，都将这2条东西向断裂带作为一、二级构造单元的边界。参考《中国区域地质表·海南志》（海南省地质调查院，2017）的大地构造划分方案，以东西向九所-陵水断裂带为界，划分出北面的华南褶皱系和南面的南海地台2个一级构造单元，华南褶皱系以王五-文教断裂带为界划分为五指山褶皱带、雷琼断陷2个二级构造单元，五指山褶皱带以北东向的定安-乐东断裂带为界划分为抱板隆起区、五指山隆起区和5个中、新生代断陷成因的凹陷共7个三级构造单元，南海地台只划分为三亚台褶带1个二级构造单元（图1）。海南岛五指山褶皱带的抱板隆起区、五指山隆起区和三亚台缘坳陷3个构造单元，多为中生代侵入岩和古生界变质岩裸露区，岩石具有高的热导率，且深大断裂发育，是大地热流高值异常区。已知的隆起山地型地热田、温泉均分布于这3个构造单元（图1）。
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图 1 海南岛断裂系统、区域构造单元划分与地热田（温泉）分布图（图中断裂分布据海南省地质调查院，2017修改)Ⅰ—华南褶皱系；Ⅱ—南海地台；Ⅰ-1—雷琼断陷；Ⅰ-2—五指山褶皱带；Ⅱ-1 —三亚台缘拗陷带；Ⅰ-2（1）—抱板隆起区；Ⅰ-2（2）—白沙坳陷；Ⅰ-2（3）—王五凹陷；Ⅰ-2（4）—五指山隆起区；Ⅰ-2（5）—雷鸣凹陷；Ⅰ-2（6）—阳江凹陷；Ⅰ-2（7）—长昌坳陷；F1—王五-文教断裂；F2—昌江-琼海断裂；F3—尖峰-吊罗断裂；F4—九所-陵水断裂带；F5—定安-乐东断裂；F6—琼海-三亚断裂Figure 1. Distribution map of fault system, regional tectonic units and geothermal fields (hot springs) in Hainan Island《中国区域地质志·海南志》（海南省地质调查院，2017）利用重、磁异常资料，结合地质调查和火山岩、温泉分布推断的区域断裂有43条，其中东西向5条、南北向4条、北东向18条、北西向16条；按规模和切割深度划分，切割深度达地幔顶部的壳断裂6条、规模较大的切割基底断裂28条、规模较小的一般断裂9条（图1）。海南岛6条壳断裂控制了隆起山地型地热田或温泉的分布，已知的地热田和温泉均分布于东西向王五-文教断裂以南地区，形成3个东西向和2个北东向地热田和温泉带，即沿东西向尖峰-吊罗断裂带、昌江-琼海断裂带、九所-陵水断裂带分布的地热田和温泉带，沿北东向琼海-三亚断裂带和定安-乐东断裂带分布的地热田和温泉带。
海南岛隆起山地型地热田、温泉与中生代花岗岩有密切关系，全岛目前发现的46处隆起山地型地热田、温泉点中有41处直接出露于中生代花岗岩侵入体中，仅二甲温泉出露于中元古代侵入岩中，而新生代火山岩中未发现地热田和温泉出露。其中分布于二叠纪侵入岩中的地热田（温泉）点有11个，分布于三叠纪侵入岩中的地热田（温泉）点有16个，分布于白垩纪侵入岩中的地热田（温泉）点有14个。沉积岩层中温泉和地热田不太发育，仅有九曲江、沙田、蓝洋、桂根4个温泉或地热田分布于石炭系或志留系浅变质砂岩与板岩中。
2. 地热地质特征
本次利用海南岛地球物理、水文地质、区域地质调查、地热田勘查等资料，对海南岛隆起山地型地热田（温泉）地热地质要素进行了系统分析，初步总结了海南岛隆起山地型地热资源的大地热流背景、地温场、储层、导热和导水断层、地热水温、水量、水化学等地热地质特征，并探讨了海南岛隆起山地型地热资源的成因地质模式。
2.1 恒温层温度分布特征
本次收集了海南岛水文地质勘查323口钻孔和已知的46个地热田、温泉点钻孔水温资料（赵童，2016；张颖，2019），编制完成海南岛近地表（相当于恒温层）水温等值线图（图2）。
海南岛东南部和西北部恒温层温度较高，一般大于27℃，中部及北部恒温层温度较低，一般为25～26.5℃。46个地热田、温泉点均位于恒温层温度高异常区。
2.2 居里等温面与大地热流背景
高维等（2020）利用海南岛高精度航磁数据，通过频率域功率谱法反演出居里等温面的深度，海南岛居里等温面的上隆与坳陷大部分呈带状分布，居里等温面存在两隆两坳，即琼中-琼东南隆起区、琼西北隆起区和琼东北坳陷区、乐东-白沙坳陷区。琼中-琼东南隆起区呈北东向分布于琼海、陵水、万宁、保亭、三亚一带，是海南岛居里面埋深最浅的地区，其居里等温面深度为16～24 km，极值点位于陵水北东，深度仅为16 km；琼西北隆起区呈北东向分布于儋州市西、昌江西，至东方市沿海一带，居里等温面深度变化于17～25 km之间；乐东-白沙坳陷区呈北东向分布在海南岛西南部的乐东、中部白沙、儋州市东南、屯昌北一带，居里等温面深度总体变化于26～32 km之间，显示块状沉降区特征，琼东北坳陷区南部边界大致为王五-文教深大断裂带，北至海南岛东北部海岸，对应琼北的新生代断陷区，呈近块状或带状分布，其居里等温面深度为26～35 km，澄迈—临高一带是海南岛居里等温面埋深最大的地区，最大埋深达35 km，在龙州市一带，坳陷带内分布一个北西向次级隆起，居里等温面深度为26 km左右。
大地热流比其他地热单项参数(温度、地温梯度)更能准确地反映一个地区地热场的基本特点，具有十分重要的理论价值和现实作用。本次研究按照大地热流的定义，利用公式（1）计算出海南岛各点的大地热流值。
q=100Kr⋅K (1) 式中：q为大地热流（mW/m2）；Kr为岩石导热率（cal/cm·s·℃），其值用全岛分布最广的花岗岩平均热导率3.1 W/(m·oK)（胡圣标等，2001）,1 cal/cm·s·℃=418.68 W/m·oK；K为地温梯度（℃/100m）。
地温梯度计算公式如下：
K=(T−t)/H×100 (2) 式中：K为平均地温梯度(℃/100m)；T为居里面温度（550℃）；t为恒温层温度（℃），由海南岛水文地质勘查323口钻孔水温资料和已知的46个地热田（温泉）点钻孔水温资料编制（图2）；H为居里等温面深度（m），按高维等（2020）反演的居里等温面深度取值。
北部福山凹陷的大地热流值根据油气钻井实测6口井的地温梯度与25口井75个岩石样品的实测热导率，计算得到128个热流值点，最后根据前人在海南岛实测的大地热流值（胡圣标等，2001；姜光政等，2016）对计算出的大地热流值进行校正。首次编制完成了海南岛大地热流值等值线图（图3）。
海南岛内大地热流值变化于60～92 mW/m2之间，平均值为76 mW/m2，与全球典型克拉通型大陆区和大洋区的大地热流值相比（高维等，2020；蔺文静等，2016），海南岛总体上具有中等—较高的区域大地热流值。海南岛的大地热流值分布与居里等温面起伏具有较好的相关性，呈北东向或北西向展布（图3）。较高的热流值分布于琼中-琼东南和琼西北2个居里等温面隆起区，琼中-琼东南热流高值区呈北东向展布，位于琼海—万宁—陵水—保亭—三亚一带，大地热流值大于80 mW/m2，最大值在兴隆南，达92 mW/m2，处于东西向尖峰-吊罗断裂与北东向琼海-三亚断裂交会部位；琼西北热流高值区亦呈北东向分布于儋州市西—东方市一带，大地热流值也大于80 mW/m2，最大值在儋州市西，达90 mW/m2，处于东西向王五-文教断裂与北东向博厚-三更断裂交会部位；而居里等温面坳陷区，大地热流值相对较低，如琼北居里等温面坳陷区具有较低的大地热流值，介于60～70 mW/m2之间，最低值区位于福山凹陷中部，与居里等温面埋深等值线一样，在龙州市一带分布1个北西向高值区，大地热流值为80～84 mW/m2，其对应北西向的石山-定安断裂，处于福山凹陷与云龙凸起之间；乐东-白沙居里等温面坳陷区，大地热流值为70～80 mW/m2，变化相对较平缓。
从海南岛大地热流等直线图（图3）可以看出，海南岛已知的46个地热田、温泉点主要分布于东南部和西北部2个大地热流值高值区，说明海南岛隆起山地型地热资源具有高的大地热流背景。
2.3 热储层和热盖层
海南岛隆起山地型地热田、温泉热储层均为断裂破碎的构造岩，控制热储分布的断裂均为张性断层，也是地热田和温泉的导热、导水断层，热储分布于断层破碎带中。热储原岩主要为中生代花岗岩，岩性主要为正长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩，只有少数为浅变质沉积岩，岩性为下石炭统南好组石英砂岩、砂岩与板岩和志留系千枚岩、板岩及变质砂岩为原岩的断裂破碎带。
热储层均呈带状构造，为视电阻率低异常带，视电阻率一般小于200 Ω·m，岩石破裂，节理裂隙发育，多具碎裂、碎斑、糜棱、片麻状等结构。热储物性具有强的非均质性，断层上盘物性优于下盘，断层中部优于两侧、浅部优于深部。热储分布范围取决于导热、导水断裂规模，统计官塘、九曲江、蓝洋、七仙岭、南田5个典型地热田热储延伸长度为1.3～3.7 km，宽0.4～1.6 km，面积0.5～2.5 km2，分布于2条断层交会处的热储长宽比较小，单条地层控制的热储长宽比较大，热储埋深不超过500 m。
海南岛隆起山地型地热田热盖层主要为第四系松散沉积层和地表致密花岗岩体。第四系松散沉积层主要为河流冲洪积中粗砂、含砾亚粘土、粘土，其他地区为下伏基岩的坡残积亚粘土或含砾亚粘土，厚0～50 m，除个别砂层外，一般隔水隔热性能较好；地表致密花岗岩体盖层岩性主要为块状花岗岩，岩石裂隙不发育或是闭合性的，或被矿物充填，岩体较完整，具有较好的隔水隔热作用。在热盖层不发育或薄弱处以热水泉排泄，形成温泉。
2.4 导热、导水及控储断层
北东向和近东西向基底断裂是形成海南岛隆起山地型地热田和温泉的导热或导水断裂，如官塘地热田的控热断裂为北东向官塘-蓝山断裂，总体走向北东60°，沿万泉河分布，延伸出地热田区外，区内出露长度约为8 km，该断裂是文昌-琼海深大断裂的组成部分，位于其中部；七仙岭地热田导热和导水断层为近东西向，位于东西向尖峰-吊罗断裂南侧，是其旁侧次级断层，出露长度仅2 km左右，地热田温度等值线呈近东西向沿该断层分布，向周边水温降低，说明该断层为七仙岭地热田的导热和导水断层。
海南岛山地隆起型地热资源的导热、导水断裂旁侧的一般断层或更次级断层往往控制地热田（温泉）的热储层分布，从而控制其分布范围和规模，这些断层多为正断层，热储层是受张扭应力作用的断裂破碎带中的构造岩，并且多发育于正断层的上盘。如官塘、蓝洋和南田地热田热储均为北西向张性正断层的上盘破碎带，九曲江地热田热储为北东向张性正断层的上盘破碎带。
2.5 地热水温
海南岛隆起山地型地热田、温泉水温差异较大，地面泉口或井口温度变化范围为35～95℃（赵童，2016；张颖，2019），参考地热资源地质勘查规范(GB/T11615—2010)分类标准，结合海南岛地热资源利用及气候，提出海南岛地热资源温度分类标准（表1）。按照《地热资源地质勘查规范》(GB/T11615—2010)（中华人民共和国国家质量监督检验检疫总局等，2011）分类标准，热水水温为60℃≤t＜90℃，考虑海南地区热水水温70℃以上才可用于制冷，将热水下限提高至70℃；海南岛恒温层温度平均在27℃左右，故将水温大于27℃作为地热资源。
表 1 海南岛地热资源按温度分类标准Table 1. Classification standard of geothermal resources by temperature in Hainan Island温度分级 温度（t）区间/℃ 主要用途 GB/T11615-2010 海南岛 高温地热资源 t≥150 t≥150 发电、烘干、采暖 中温地热资源 90≤t＜150 90≤t＜150 烘干、发电、采暖、制冷 低温地热资源 热水 60≤t＜90 70≤t＜90 采暖、制冷、理疗、洗浴、温室 温热水 40≤t＜60 40≤t＜70 理疗、洗浴、采暖、温室、养殖 温水 25≤t＜40 27≤t＜40 洗浴、温室、养殖、农灌 按表1的地热资源温度分类，海南岛中南部构造裂隙型地热水资源中，中温地热田有七仙岭和蓝洋2个，水温分别为95℃和93℃；低温44个，其中低温热水5个、低温温热水33个、低温温水6个（表2）。
表 2 海南岛地热田、温泉水温统计及分类Table 2. Statistic of water temperature and classification table of geothermal fields and hot springs in Hainan Island序号 地热田、温泉名称 水温/℃ 温度分类 序号 地热田、温泉名称 水温/℃ 温度分类 1 七仙岭地热田 95 中温 24 上安温泉 51 低温温热水 2 蓝洋地热田 93 25 二甲温泉 51 3 高坡岭温泉 78 低温热水 26 兴隆玫瑰园地热田 50 4 南平温泉 77 27 千家温泉 48 5 官新温泉 75 28 木棉温泉 48 6 半岭温泉 77 29 陀烈温泉 47 7 高峰温泉 72 30 七叉温泉 47 8 红鞋温泉 68 低温温热水 31 福报地热田 47 9 官塘地热田 68 32 乌坡温泉 46 10 林旺温泉 67 33 海坡地热田 44 11 兴隆地热田 66 34 新村地热田 42 12 九曲江地热田 64 35 桂根温泉 42 13 南田地热田 60 36 五指山市温泉 40.1 14 崖城温泉 59 37 莺歌岭-九所地热田 40 15 油甘温泉 58 38 光雅温泉 40 16 蓝山温泉 58 39 邦溪温泉 40 17 沙田温泉 57 40 八所-感城地热田 40 18 西达地热田 55 41 中沙温泉 38 低温温水 19 石硐地热田 54 42 红岗温泉 37 20 加答温泉 54 43 茄新地热田 36.1 21 凤凰山庄地热田 53 44 石门山温泉 36 22 大田温泉 52 45 石壁温泉 36 23 新街温泉 51 46 南岛温泉 34.8 海南岛已知的46个地热田、温泉热水水温与控制地热田、温泉的断裂关系密切。一般温度大于70℃的地热田、温泉均分布于海南岛东南部和西北部2个大地热流值高值区；且多分布于6条壳断裂附近。如七仙岭地热田位于东西向尖峰-吊罗断裂带上，官塘、南田等水温较高的地热田位于北东向琼海-三亚断裂上（图1）；单个地热田热水温度由地热田中部向边界逐渐降低，导热断层与导水断层交会部位是水温最高的部位，导水断层上盘水温往往高于下盘。如官塘地热田在北东向导热断层与北西向导热断层交会处的泉口水温最高为84℃，向周边水温降低，地热田边界过渡为正常水温，水温大于70℃的地热井均位于北西向导水断层上盘。
2.6 水化学特征及类型
统计海南岛5个典型地热田水质分析资料（赵童，2016；张颖，2019），海南岛隆起山地型地热水化学具有以下特征（表3）。
表 3 海南岛典型地热田地球化学组成Table 3. Summary table of hydrochemical analysis of typical geothermal fields in Hainan Island地热田
名称阳离子/（mg·L−1） 阴离子/（mg·L−1） pH值 矿化度/(g·L−1) 水化学类型 K+ Na+ Ca2+ Mg2+ Fe3+ Cl− SO42− HCO3− SiO42− NO3− F− 七仙岭 2.8 67.2 2.8 0.07 <0.02 12.0 25.9 58.6 128 0.94 12.0 8.98 0.299 HCO3−Na 蓝洋 5.7 84.4 19.2 1.8 <0.02 23.6 66.1 134 151 0.29 14.0 8.32 0.467 HCO3•SO4−Na 官塘 7.9 185 8.8 0.34 <0.02 115 73.8 164 113 0.50 24.0 8.39 0.678 HCO3•Cl−Na 九曲江 58.7 1590 664 4.5 1.0 3410 292 73.2 126 17.3 2.4 7.47 6.21 Cl−Na•Ca 南田 16.0 393 190 2.6 <0.02 741 255 48.8 100 1.7 4.8 7.89 1.73 Cl−Na•Ca （1）阳离子以Na+、Ca2+、K+为主，Na+含量25.1～1590 mg/L，Ca2+含量2.4～664 mg/L，K+含量2.8～58.7 mg/L。九曲江和南田地热田Na+、Ca2+含量高，是其他3个地热田的几十倍。
（2）阴离子以Cl−、SO42−、HCO3−为主，Cl−含量12～3410 mg/L，SO42−含量25.9～292 mg/L，HCO3−含量48.8～164 mg/L。九曲江和南田地热田Cl−含量高出其他3个地热田几十倍。
（3）水化学类型较复杂，变化较大，主要有HCO3−Na、HCO3•SO4−Na、HCO3•Cl−Na、Cl−Na•Ca、HCO3−Na•Ca等类型，靠近海边多为Cl−Na•Ca型，七仙岭地热田属HCO3−Na型，蓝洋地热田属HCO3•SO4−Na型，官塘地热田属HCO3•Cl−Na型，九曲江和南田地热田属Cl−Na•Ca型（图4；表3）。
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图 4 海南岛典型地热田水化学类型Piper图Figure 4. Piper diagram of hydrochemical types in typical geothermal fields in Hainan Island（4）热水中F−含量较高，含量为2.4～24 mg/L，达到氟水水质标准，具有医疗价值。
（5）矿化度除九曲江和南田地热田较高外，其他均较低。九曲江地热田矿化度达6.2 g/L，南田地热田为1.73 g/L，是由于热矿水在径流过程中混入海水的原因。
（6）pH值介于7～9之间，为碱性热矿水。
（7）九曲江和南田地热田Na+、Ca2+、Cl−含量高异常及高矿化度的原因是其位于海边，地热水补给除大气降水外，还有海水补给，或热矿水在径流过程中混入海水。
（8）七仙岭、蓝洋、官塘3个远离海边的地热田的Na+、Cl−比值为1.61～5.60，大于海水平均值（0.85），说明地热水为大气成因的渗透水。而九曲江、南田地热田的Na+、Cl−比值分别为0.45和0.53，小于海水平均值，也说明地热水有海水的补给（张玉良等，2019）。
2.7 地热成因模式
高芳蕾等（2009）、赵童（2016）、张颖（2019）利用海南岛地热田和温泉热水同位素δD和δ18O数据进行分析，δD和δ18O均为负值，数据点落在大气降水线上，结果表明，地热田和温泉热水的补给主要为大气降水。热水地球化学分析和水化学类型结果表明，临海的地热田和温泉有海水的补给（表3）；根据海南岛典型地热田放射性同位素分析，热水放射性元素含量低（表4），由其所致的热流增量小，因此区内地热田和温泉热源主要来源于地壳深部或地幔的热能；根据海南岛典型地热田热水地球化学分析资料，应用钾镁温标估算的热储温度在74～118℃之间，钾钠温标估算的热储温度在171～202℃之间（表5）。一般认为，钾镁温标公式代表不太深处热储层中的热动力平衡条件，估算的温度为浅层热储温度，而钾钠温标公式是根据水岩平衡和热动力方程推导的计算公式，适用于估算深部热储温度，在略高于海南岛平均地温梯度（3.5℃/100m）的大地热流背景下、恒温层温度取27℃，得到海南岛典型地热田和温泉热储埋深深度为4～5 km（表4）。
表 4 海南岛典型地热田放射性同位素分析及热水循环深度估算Table 4. Radioisotope analysis and the hot water circulation depth estimation of typical geothermal fields in Hainan Island地热田名称 放射性同位素/（Bq·L−1） 阳离子/（mg·L−1） 热储温度/℃ 热水循环深度估算/km 226Ra/10−3 220Ra 总α 总β K+ Na+ Mg2+ K−Mg温标 K−Na温标 七仙岭 2.8 67.2 0.07 99 171 4.11 蓝洋 14.2 17.78 0.512 0.334 5.7 84.4 1.8 76 203 5.02 官塘 4.9 4.65 0.088 0.414 7.9 185 0.34 106 172 4.16 九曲江 23.42 39.91 0.059 0.073 58.7 1590 4.5 127 164 3.90 南田 78.2 50.57 0.58 0.615 16.0 393 2.6 97 169 4.07 表 5 海南岛地热田资源量估算及规模分类Table 5. Resources estimation and classification of geothermal fields in Hainan Island序号 地热田名称 水温/℃ 可采热水储量/（m3·d−1） 可采资源量/（108kcal·d−1） 可采资源量折合标煤/t 热能/MW 规模分类 1 蓝洋地热田 93 7000 4.4740 63.91 21.680 中型 2 西达地热田（含九乐宫温泉） 55 1200 0.3312 4.73 1.605 小型 3 官塘地热田 68 6700 2.6849 38.36 13.011 中型 4 九曲江地热田 64 7800 2.8297 40.42 13.712 中型 5 兴隆地热田 66 7708 2.9475 42.11 14.283 中型 6 兴隆玫瑰园地热田 50 2367.36 0.5380 7.69 2.607 小型 7 茄新地热田 36.1 5774.98 0.5224 7.46 2.532 小型 8 新村地热田 42 2265.28 0.3371 4.82 1.634 小型 9 七仙岭地热田 95 4040 2.6420 37.74 12.803 中型 10 石硐地热田 54 1032 0.2747 3.92 1.331 小型 11 南田地热田 60 8030 2.6051 37.22 12.624 中型 12 凤凰山庄地热田 53 4640 1.1891 16.99 5.762 小型 13 海坡地热田 44 2972.5 0.5004 7.15 2.425 小型 14 福报地热田 47 1385.47 0.2740 3.91 1.328 小型 15 莺歌岭-九所地热田 40 3934 0.5074 7.25 2.459 小型 16 八所-感城地热田 40 2887.48 0.3724 5.32 1.805 小型 合计 6.97×104 23.03 329 111.6 综合海南岛已发现的地热田和温泉地热地质特征，可以将区内地热资源的成因模式归纳为：热源主要来源于地壳深部或地幔的热能，大气降雨通过断裂在地壳深部形成热对流循环，水体得到能量，水温升高，水压增大，使热流体通过裂隙上升，于构造岩体破碎段富集为热矿水体。热矿水一部分沿断裂垂直向上流动，在盖层薄弱处以热水泉排泄，形成温泉；另一部分在热矿泉高水位区向四周作水平流动，到热储边界与地表常水混合，水温降低。热储主要为以花岗岩或变质岩为原岩的断裂破碎带，盖层为第四系松散层或较完整的岩体（图5）。而邻海的地热田或温泉由于海水的侵入，与热水混合，则形成高矿化度、高盐度的咸热水，如九曲江地热田和南田地热田。
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图 5 官塘地热田地热地质图（a）和成因模式图（b）1—第四系；2—白垩系下统鹿母湾组；3—三叠纪中期花岗岩；4—断层；5—地质界线；6—不整合界线；7—地下水补给；8—大地热对流；9—地下水流向；10—地面温泉及编号；11—模式图剖面位置；12—三叠纪中期花岗岩断裂破碎带热储；13—三叠纪中期花岗岩基岩盖层；14—地下水补给方向；15—地热水排泄方向；16—热水钻孔及编号；17—常温钻孔及编号；18—地热钻孔及编号；19—地热田边界；20—水温等值线；21—村镇Figure 5. Geothermal geological map (a) and genetic model ideograph of Guantang geothermal field (b)3. 地热资源潜力评价及赋存规律
3.1 地热资源潜力评价
将海南岛已发现或探明的46个隆起山地型地热田和温泉依据水温、可采储量（赵童，2016），利用水文地质法估算可采资源量，计算公式为：
QR1=ρwCwQ(tr−tj) (3) 式中：QR1=QR/t，为单位时间的地热资源量（kcal/d）；Q=Adn/t，为热矿水可采资源量（L/d）；t为时间（d）；ρw为热水密度（kg/m3），查表得到；Cw为水的比热容（1 kcal/kg•℃）；tr为热矿水水温（℃）；tj为年平均气温，海南岛取27℃。
由于地热田和温泉在勘探程度、可采水量存在巨大差异，一般同一处温泉经勘探后，用地热井开采的可采水量是温泉的10倍左右，故将地热田与温泉分开估算。
将热能单位1 kcal/d换算成MW的换算关系是：
1 W=3.6 kj/h=3.6/4.1868 kcal/h=0.8598×24 kcal/d=20.64 kcal/d。所以，1 MW=20.64×106 kcal/d。
通过估算，海南岛已发现或探明的46个隆起山地型地热田和温泉的总可采热水量约为8.1×104 m3/d，可采资源量为26.17×108 kcal/d，折合126.81 MW，相当于标煤373.83 t/d（表5、表6）。其中，16个地热田可采热水量约为6.97×104m3/d，可采资源量为23.03×108 kcal/d，折合111.6 MW，相当于标煤329 t/d（表5）；30个温泉可采热水量约为1.15×104 m3/d，可采资源量为3.14×108 kcal/d，折合15.21 MW，相当于标煤44.84 t/d（表6）。
表 6 海南岛温泉资源量估算及规模分类Table 6. Resources estimation and classification of hot springs in Hainan Island序号 地热田名称 水温/℃ 可采热水储量/（m3·d−1） 可采资源量/（108kcal·d−1） 可采资源量折合标煤/t 热能/MW 规模分类 1 沙田温泉 57 541.44 0.1598 2.28 0.775 小型 2 加答温泉 54 70.85 0.0189 0.27 0.091 小型 3 桂根温泉 42 216 0.0321 0.46 0.156 小型 4 红岗温泉 37 603.36 0.0600 0.86 0.291 小型 5 官新温泉 75 296 0.1385 1.98 0.671 小型 6 蓝山温泉 58 25.92 0.0079 0.11 0.038 小型 7 石壁温泉 36 61.92 0.0055 0.08 0.027 小型 8 乌坡温泉 46 494.4 0.0930 1.33 0.451 小型 9 上安温泉 51 463.68 0.1099 1.57 0.533 小型 10 油甘温泉 58 26 0.0079 0.11 0.038 小型 11 南平温泉 77 1228.8 0.5976 8.54 2.896 中型 12 红鞋温泉 68 174.53 0.0700 1.00 0.339 小型 13 高峰温泉 72 401.76 0.1768 2.53 0.857 小型 14 林旺温泉 67 1054 0.4134 5.91 2.003 中型 15 五指山市地热点 40.1 384 0.0499 0.71 0.242 小型 16 半岭温泉 77 563.24 0.2742 3.92 1.329 中型 17 南岛温泉 34.8 850.18 0.0659 0.94 0.319 小型 18 崖城温泉 59 157.92 0.0497 0.71 0.241 小型 19 千家温泉 48 426 0.0885 1.26 0.429 小型 20 石门山温泉 36 1382 0.1236 1.77 0.599 小型 21 中沙温泉 38 25.92 0.0028 0.04 0.014 小型 22 陀烈温泉 47 75.12 0.0149 0.21 0.072 小型 23 高坡岭温泉 78 667.9 0.3318 4.74 1.608 中型 24 二甲温泉 51 129.6 0.0307 0.44 0.149 小型 25 大田温泉 52 254.02 0.0627 0.90 0.304 小型 26 新街温泉 51 174.53 0.0414 0.59 0.201 小型 27 七叉温泉 47 157.25 0.0311 0.44 0.151 小型 28 邦溪温泉 40 256.56 0.0331 0.47 0.160 小型 29 木棉温泉 48 38.88 0.0081 0.12 0.039 小型 30 光雅温泉 40 298.94 0.0386 0.55 0.187 小型 合计 1.15×104 3.14 44.84 15.21 根据《地热资源地质勘查规范》(GB/T11615—2010)（中华人民共和国国家质量监督检验检疫总局等，2011）分类标准（表7），按同级地热田是温泉热能的10倍，将海南岛中南部构造裂隙型地热水资源划分为中型、小型2类地热资源。其中，中型地热田6个（可采能量大于10 MW），分别为蓝洋、官塘、九曲江、兴隆、七仙岭、南田地热田，小型地热田10个（可采能量小于10 MW）；中型温泉4个（可采能量大于1 MW），分别为南平、林旺、半坡、高坡岭温泉，小型温泉26个（可采能量小于1 MW）。
表 7 水热型中低温地热田和温泉规模分类标准Table 7. Classification standards of low temperature geothermal fields and hot springs地热资源
规模地热田分类 温泉分类 热能/MW 保证开采
年限/年热能/MW 保证开采
年限/年大型 > 50 100 >5 100 中型 10∼50 100 1∼5 100 小型 < 10 100 < 1 100 注：地热田规模分类标准按《地热资源地质勘查规范》(GB/T11615—2010)；温泉规模分类标准按同级地热田的1/10 3.2 地热资源赋存规律及勘探开发有利目标区
通过对海南岛已知的46个地热田和温泉地热地质综合研究，尤其是对其中5个典型地热田的地质要素进行系统分析，基本明确了海南岛隆起山地型地热资源的赋存规律。
（1）海南岛隆起山地型地热资源均分布于中南部五指山褶皱带的抱板隆起区、五指山隆起区和三亚台缘坳陷3个构造单元。
（2）断裂是控制区内地热田和温泉最主要的地质要素，东西向、北东向深大断裂是主要导热、导水断裂，旁侧的次级断层往往控制地热田（温泉）的热储层分布，热储均为断层破碎带构造岩。
（3）海南岛地热田、温泉多分布于中生代花岗岩区，受断裂破碎的花岗岩是最主要的热储。
（4）海南岛隆起山地型水温高、规模较大的地热田、温泉主要分布于东南部和西北部2个大地热流值高值区。
（5）海南岛隆起山地型地热田、温泉主要分布在恒温层水温高值区。
因此，海南岛东南部和西北部深大断裂附近及其交会部位、大地热流高值区、中生代花岗岩侵入体出露（或隐伏）区、具有高的地面水温的地区是隆起山地型地热资源勘探开发的有利目标区，可能也是隆起山地型干热岩地热资源的有利区。已知地热田及温泉周边是地热资源勘探开发的有利目标区，如官塘地热田F6、F16两条北西向断裂与F1断裂交会部位具有与官塘地热田相似的地热地质条件，是官塘地热田周边寻找隆起山地型地热田的有利目标区（图5−a）；七仙岭地热田水温高，地热田深部热储温度可达170℃以上，具备深层水热型和干热岩地热资源勘探开发潜力。
4. 结 论
（1）海南岛隆起山地型地热资源的主要控制因素是东西向和北东向深大断裂，深大断裂是导热、导水断裂，旁侧的次级断层控制热储分布，受断裂破碎的花岗岩是最主要的热储。
（2）海南岛6条壳断裂控制了隆起山地型地热田或温泉的分布，已知的地热田和温泉均分布于东西向王五-文教断裂以南地区，形成沿尖峰-吊罗、昌江-琼海、九所-陵水断裂带分布的3个东西向地热田（温泉）带和沿琼海-三亚、定安-乐东断裂带分布的2个北东向地热田（温泉）带。
（3）海南岛隆起山地型地热资源的热源主要来源于地壳深部或地幔的热能，热水补给为大气降水，通过断裂在地壳深部形成热对流循环，于构造岩体破碎段富集为热矿水体，在盖层薄弱处以热水泉排泄，形成温泉。邻海的地热田或温泉由于海水的侵入，与热水混合，形成高矿化度、高盐度的咸热水。
（4）海南岛隆起山地型地热资源丰富，已发现和探明的46个地热田和温泉可采热水量约8.1×104 m3/d，可采资源量26.17×108 kcal/d，折合126.81 MW，相当于标煤373.83 t/d，按地热田和温泉水温、规模分类属于中、低温和中、小型地热田或温泉。海南岛东南部和西北部深大断裂附近及交会部位、大地热流高值区、中生代花岗岩侵入体出露（或隐伏）区、具有高的恒温层水温的地区是隆起山地型地热资源勘探开发有利区。
蓝洋和七仙岭地热田水温高，目前利用程度较低且单一，热能盈余多，建议加强地热资源用于制冷的可行性研究；海南岛东南部具有高的大地热流背景，主要为中生代花岗岩出露区，分布有七仙岭地热田和南平、高峰等温度较高的温泉，具有干热岩地热资源潜力，建议加大干热岩地热资源研究评价和勘探工作。
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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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Claesson S, Vetrin V, Bayanova T. U-Pb zircon ages from a Devonian carbonatite dyke, Kola peninsula, Russia: A record of geological evolution from the Archaean to the Palaeozoic[J]. Lithos, 2000, 51(1/2): 95-108.
Dilek Y, Furnes H. Ophiolite genesis and global tectonics: Geochemical and tectonic fingerprinting of ancient oceanic lithosphere[J]. Geological Society of America Bulletin, 2011, 123(3/4): 387-411.
Fernando C, John M H, Paul W H O, et al. Atlas of zircon textures[J]. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 2003, 53(1): 469-500. doi: 10.2113/0530469
Hilst R D V D, Widiyantoro S, Engdahl E R. Evidence for deep mantle circulation from global tomography[J]. Nature, 1997, 386(6625): 578-584. doi: 10.1038/386578a0
Jackson W T, Robinson D M, Weislogel A L, et al. Cenozoic reactivation along the Late Triassic Ganzi-Litang suture, eastern Tibetan Plateau[J]. Geoscience Frontiers, 2020, 11(3): 1069-1080. doi: 10.1016/j.gsf.2019.11.001
Kita I, Yamamoto M, Asakawa Y, et al. Contemporaneous ascent of within-plate type and island-arc type magmas in the Beppu-Shimabara graben system, Kyushu Island, Japan[J]. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 2001, 111(1/4): 99-109.
Kusky T M, Windley B F, Safonova I, et al. Recognition of ocean plate stratigraphy in accretionary orogens through earth history: A record of 3.8 billion years of seafloor spreading, subduction, and accretion[J]. Gondwana Research, 2013, 24(2): 501-547. doi: 10.1016/j.gr.2013.01.004
Mullen E D. MnO/TiO2/P2O5: a minor element discriminant for basaltic rocks of oceanic environments and its implications for petrogenesis[J]. Earth & Planetary Science Letters, 1983, 62(1): 53-62.
Montelli R, Nolet G, Dahlen F A, et al. Finite-Frequency Tomography Reveals a Variety of Plumes in the Mantle[J]. Science, 2004, 303(5656): 338-343. doi: 10.1126/science.1092485
Phinney E J, Mann P, Coffin M F, et al. Sequence stratigraphy, structural style, and age of deformation of the Malaita accretionary prism (Solomon arc-Ontong Java Plateau convergent zone) [J]. Tectonophysics, 2004, 389(3/4): 221-246.
Pearce J A. Geochemical fingerprinting of oceanic basalts with applications to ophiolite classification and the search for Archean oceanic crust[J]. Lithos, 2008, 100(1/4): 14-48.
Rollison H R. Petrological Geochemistry[C]//Yang X M, Yang X Y, Chen S X (Trans.). Hefei: University of Science and Technology of China Press, 2000: 1-275.
Rudnick R L, Gao S. Composition of the Continental Crust//Rudnick R L. The Crust Treaties on Geochemistry 3[M]. Oxford: Elsevier Pergamon, 2003: 1-64.
Sun S S, Mcdonough W F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes[J]. Geological Society London Special Publications, 1989, 42(1): 313-345. doi: 10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19
Wood D A. The application of a Th, Hf, Ta diagram to problems oftectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary Volcanic Province[J]. Earth & Planetary Science Letters, 1980, 50(1): 11-30.
Wilson B M. Igneous Petrogenesis[M]. London: Unwin Hyman, 1989: 1-25.
Wang B, Wang W, Chen W, et al. Constraints of detrital zircon U-Pb ages and Hf isotopes on the provenance of the Triassic Yidun Group and tectonic evolution of the Yidun Terrane, Eastern Tibet[J]. Sedimentary Geology, 2013, 289: 74-98. doi: 10.1016/j.sedgeo.2013.02.005
Wang C, Liu H, Feng H, et al. Geochemistry and U-Pb ages of the diabases from the Luoji area, western Yunnan, China: Implications for the timing of initial rifting of the Ganzi-Litang Ocean[J]. Geologia Croatica, 2019, 72(Special issue): 19-32. doi: 10.4154/gc.2019.25
Yang L Q, Deng J, Yildirim D, et al. Structure, geochronology, and petrogenesis of the Late Triassic Puziba granitoid dikes in the Mianlue suture zone, Qinling orogen, China[J]. Geological Society of America Bulletin, 2015, 127(11/12): 1831-1854.
Yuan W, Shi Z, Zhu X. New zircon fission track analysis constraints on tectonic-mineralization epochs in theGanzi-Litang gold belt, eastern Qinghai-Tibet plateau[J]. Ore Geology Reviews, 2020, 119(2): 103383.
蔡雄飞, 蔡海磊, 刘德民. 造山带洋岛混杂岩系地层序列和研究意义[J]. 海洋地质前沿, 2006, 22(4): 9-11. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-HYDT200604002.htm 陈刚, 朱志新, 董连慧, 等. 新疆南天山塔什库尔干泥盆—早石炭世洋岛型火山岩的确定及地质意义[J]. 新疆地质, 2010, 28(3): 236-241. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-XJDI201003003.htm 晨辰, 张志诚, 郭召杰, 等. 内蒙古达茂旗满都拉地区早二叠世基性岩的年代学、地球化学及其地质意义[J]. 中国科学: 地球科学, 2012, (3): 343-358. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-JDXK201203005.htm 陈志. 西藏改则地区仲岗洋岛火山-沉积序列与地球化学特征[D]. 成都理工大学硕士学位论文, 2016. 范建军, 李才, 彭虎, 等. 藏北龙木错-双湖-澜沧江板块缝合带发现晚石炭世—早二叠世洋岛型岩石组合[J]. 地质通报, 2014, 33(11): 1690-1695. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-ZQYD201411005.htm 冯庆来, 张世涛, 葛孟春, 等. 滇西北中甸地区哈工组放射虫及其构造古地理意义[J]. 地质科学, 2002, 37(1): 70-78. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DZKX200201008.htm 侯增谦, 侯立纬, 叶庆同, 等. 三江地区义敦岛弧构造-岩浆演化与火山成因块状硫化物矿床[M]. 北京: 地质出版社, 1995: 1-120. 侯增谦, 卢记仁, 李红阳, 等. 中国西南特提斯构造演化-幔柱构造控制[J]. 地球学报, 1996, 17(4): 439-453. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DQXB604.008.htm 侯增谦, 杨岳清, 王海平. 三江义敦岛弧碰撞造山过程与成矿系统[M]. 北京: 地质出版社, 2003: 1-235. 侯可军, 李延河, 田有荣. LA-MC-ICP-MS锆石微区原位U-Pb定年技术[J]. 矿床地质, 2009, 28(4): 481-492. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-KCDZ200904009.htm 李文昌. 西南"三江"多岛弧盆-碰撞造山成矿理论与勘查技术[M]. 北京: 地质出版社, 2010: 1-491. 李永森, 陈炳蔚, 周伟勤. 中国西南三江特提斯洋的演化及成矿作用[C]// 三江专著编辑委员会编. 青藏高原地质文集. 北京: 地质出版社, 1983, 15: 173-188. 刘宝田, 江耀明, 曲景川. 四川理塘—甘孜一带古洋壳的发现及其对板块构造的意义[C]//青藏高原地质文集(12). 北京: 地质出版社, 1983: 119-128. 梁信之, 谭庆鹄, 师常庆, 等. 1 : 20万新龙幅、禾尼乡幅、康定幅区域调查报告[R]. 四川省地质矿产局区域地质调查队四分队, 1984: 1-168. 罗建宁, 张正贵. 三江特提斯沉积地质与矿产[M]. 北京: 地质出版社, 1992: 1-186. 莫宣学, 路凤香, 沈上越. 三江特提斯火山作用与成矿[M]. 北京: 地质出版社, 1993: 1-267. 潘桂棠, 陈智梁, 李兴振, 等. 东特提斯地质构造形成演化[M]. 北京: 地质出版社, 1997: 1-218. 任飞, 尹福光, 孙洁, 等. 甘孜-理塘俯冲增生杂岩带中二叠世构造演化——来自龙蟠蛇绿岩年龄、地球化学的证据[J]. 地质通报, 2021, 40(6): 942-954. http://dzhtb.cgs.cn/gbc/ch/reader/view_abstract.aspx?file_no=20210610&flag=1 魏永峰, 罗森林. 甘孜-理塘结合带中部花岗岩的地质特征[J]. 四川地质学报, 2003, 23(1): 5-9. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-SCDB200301001.htm 严松涛, 秦蒙, 谭昌海, 等. 甘孜-理塘蛇绿混杂岩带中段晚古生代硅质岩的识别及其地质意义[J]. 地质学报, 2019a, 93(9): 2197-2208. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DZXE201909007.htm 严松涛, 秦蒙, 段阳海, 等. 四川理塘地区二叠纪洋岛型岩石组合的识别及其构造意义: 来自岩石学、地球化学和年代学证据[J]. 地质学报, 2019b, 93(2): 381-393. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DZXE201902007.htm 严松涛, 段阳海, 谭昌海, 等. 甘孜-理塘蛇绿混杂岩带中三叠世洋岛型岩石组合的识别及其构造意义——来自岩石学、地球化学和年代学证据[J]. 地球学报, 2019c, 40(6): 816-826. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DQXB201906005.htm 严松涛, 吴青松, 李虎, 等. 甘孜-理塘蛇绿混杂岩带中段理塘地区混杂岩物质组成及其洋盆演化史[J]. 中国地质, 2021, 48(6): 1875-1895. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DIZI202106015.htm 杨文强, 冯庆来, 刘桂春. 滇西北甘孜-理塘构造带放射虫地层、硅质岩地球化学及其构造古地理意义[J]. 地质学报, 2010, 84(1): 78-89. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DZXE201001004.htm 杨高学, 李永军, 佟丽莉, 等. 准噶尔盆地周缘蛇绿混杂岩中洋岛玄武岩的识别: 地幔柱的产物?[J]. 地质论评, 2015, 61(5): 1021-1031. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DZLP201505006.htm 张能德, 曹亚文, 廖远安, 等. 四川甘孜-理塘裂谷带地质与成矿[M]. 北京: 地质出版社, 1998: 1-119. 张世涛, 冯庆来, 王义昭. 甘孜-理塘构造带泥盆系的深水沉积[J]. 地质科技情报, 2000a, 19(3): 17-20. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DZKQ200003003.htm 张世涛, 冯庆来. 中甸地区三叠系的沉积混杂作用[J]. 云南地质, 2000b, 19(1): 1-7. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-YNZD200001000.htm 周斌, 闫全人, 邓莉, 等. 四川木里混杂带海山玄武岩辉石斑晶中的熔体包裹体: 甘孜-理塘古特提斯洋内热点与洋中脊相互作用的记录[J]. 岩石学报, 2020, 36(3): 925-947. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-YSXB202003017.htm 朱永峰, 徐新, 魏少妮, 等. 西准時尔克拉玛依OIB型枕状玄武岩地球化学及其地质意义研究[J]. 岩石学报, 2007, 23(7): 1739-1748. 朱弟成, 莫宣学, 王立全, 等. 新特提斯演化的热点与洋脊相互作用: 西藏南部晚侏罗世-早白垩世岩浆作用推论[J]. 岩石学报, 2008, 24(2): 225-237. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-YSXB200802006.htm
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