2020, Vol. 36
在四川西南部木里地区，发育一条宽数十千米的晚古生代-早中生代混杂堆积带，位于一个大地构造上十分重要的部位(李继亮和张绍宗, 1985)。该混杂堆积带向西与理塘火山弧的弧前消减杂岩相接，南侧与扬子板块以木里断裂为界(李继亮和张绍宗, 1985)。在洛吉-瓦厂一带的该混杂堆积带中曾报道有蓝片岩岩块就位于晚二叠世含放射虫硅质岩基质中(沙绍礼, 1988)。陈俊瑾等(2012)研究揭示，这一带的镁铁质岩块有大洋板内玄武岩和洋中脊玄武岩两类。洛吉县拉坡里、司家沟和张家等处的蛇绿岩时代为二叠纪晚期-三叠纪早期(邹金汐等, 2011)，与蓝片岩块记录的高压变质事件(沙绍礼, 1988)时代大体一致。虽然研究程度很低，但上述结果表明，木里混杂堆积带是一条由俯冲作用形成的混杂带或增生杂岩，本文简称其为“木里混杂带”。李继亮和张绍宗(1985)认为木里混杂带是扬子板块与理塘弧沟系之间的消减杂岩，是洋壳消减殆尽而相互碰撞的结合带，代表了一个属于古特提斯的洋盆关闭，即甘孜-理塘(或松潘-甘孜)古特提斯分支洋盆的闭合。
甘孜-理塘(松潘-甘孜)构造带也是地学界长期以来的一个研究热点。前人普遍认为，甘孜-理塘(松潘-甘孜)构造带是一个晚三叠世由甘孜-理塘(松潘-甘孜)洋向西俯冲形成的弧沟系统(侯增谦等, 2004; Roger et al., 2008; 吴涛, 2015; 曾强等, 2017)。但有关甘孜-理塘(松潘-甘孜)洋盆的打开时间和机制一直存在着争议。有研究者认为，甘孜-理塘洋是晚二叠世(~260Ma)峨眉山地幔柱岩浆活动使中咱微陆块从扬子板块西缘裂离出去而形成的(莫宣学等, 1993; 潘桂棠等, 1997; Song et al., 2004; Xiao et al., 2004; He et al., 2007)。也有学者认为，甘孜-理塘(松潘-甘孜)洋盆是二叠纪至早三叠世时期金沙江洋盆向东俯冲而形成的一个弧后洋盆(Reid et al., 2005; Roger et al., 2008, 2010)。但是，自李继亮和张绍宗(1985)初步研究确定木里混杂带后，迄今未见有后续的深入工作，有关木里混杂带和甘孜-理塘(松潘-甘孜)洋的关系需做更深入细致的调查研究。
大洋板块俯冲过程中，不同尺度和性质的外来块体，如蛇绿岩(大洋岩石圈残片)、海山、洋岛、洋底高原、岛弧或者其他性质的外来块体会被构造卷入混杂带中(Cloos, 1993; Wakita, 2015)。仅就玄武岩而言，混杂带中有不同类型玄武岩，如OIB型、E-MORB型和N-MORB型玄武岩，多为N-MORB型玄武岩(Doubleday et al., 1994; Collins and Robertson 1997; Wakita, 2015)。研究表明，海山、洋岛或洋底高原OIB型和E-MORB型玄武岩的形成主要与地幔柱岩浆活动有关(Morgan, 1972; Hanan et al., 1986; Herbrich et al., 2016)，在俯冲过程中被刮削下来就位于混杂带中。目前，对这些OIB型和E-MORB型玄武岩成因的认识主要基于全岩主量和微量元素或全岩同位素地球化学分析。全岩成分只保留了经历复杂地质过程之后的“混合成分”，有关岩石起源方面的重要信息已经部分或全部消失(任钟元等, 2018)，难以真正反映初始岩浆源区特征和成因。熔体包裹体是矿物在生长或结晶过程中捕获的硅酸盐液滴(droplet)，它保留了原生岩浆及其源区性质等方面的重要信息(Roedder, 1965, 1984; Halter et al., 2002; Zajacz and Halter, 2007; 任钟元等, 2018)，是研究OIB型和E-MORB型玄武岩的重要载体。
在野外调查基础上，通过详细显微岩相学观察，我们发现四川木里混杂带中的海山玄武岩单斜辉石斑晶中寄存有大量熔体包裹体。利用EPMA和LA-ICPMS原位测试技术，本文对熔体包裹体及其寄主的辉石斑晶的地球化学组成进行了详细测试分析，深入探讨了熔体包裹体及海山玄武岩的成因。本文结果为研究甘孜-理塘(松潘-甘孜)古特提斯分支洋的发育时代、洋壳组成多样性提供了新证据，更重要的是为比较研究现代与古代大洋地幔柱活动的差异性提供了具体实例，同时也有助于我们理解和认识研究区及邻区复杂多样的镁铁岩块的成因和构造就位。
1 地质背景及样品组构特征木里混杂带位于扬子板块西缘(图 1a)，与扬子板块以木里逆冲断裂带为界(图 1b)。木里混杂带向西与洛吉蛇绿混杂带(邹金汐等, 2011)和红都-蜀山蛇绿混杂带(李文昌等, 2010)相连，共同构造成理塘晚二叠世-三叠纪初的弧前消减带(李继亮和张绍宗, 1985)的南延部分，整体上呈东西向弧形展布。木里混杂带内断裂发育，包括近东西向逆冲断裂、近南北向和北西-南东向走滑逆冲断裂。
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图 1 区域大地构造纲要图(a)和木里地区地质简图(b, 据四川省地质矿产局, 1971①, 1975②, 1984③; 云南省地质矿产局, 1982④) AF-哀牢山断裂；ATF-阿尔金断裂；GL-甘孜-理塘断裂；LMS-龙门山褶冲带；LYJ-龙木错-玉树-金沙江断裂；MAK-慕士塔格-阿尼玛卿断裂；NB-若尔盖地块；XSHF-鲜水河断裂；ZZ-中咱地块；F1-木里断裂；F2-甘孜-理塘断裂；F3-瓦厂-丽江断裂.年龄数据来源：东昆仑弧据Yang et al., 1996; 杨经绥等, 2005; 王秉璋等, 2009; 萨马妥加弧据王毅智等, 2007; 雍拥等, 2011; 江达-维西弧据周慧文等, 2008; Gao et al., 2010; 张万平等, 2011; 义敦弧据侯增谦等, 2001; 曾普胜等, 2004; 张万平等, 2011 Fig. 1 Sketch map showing the relationship of the Muli subduction mélange to adjacent areas (a) and simplified geological map in the Muli area (b) |
① 四川省地质矿产局. 1971. 1:200000贡岭幅地质图及说明书.四川省地质矿产局区域地质调查队测绘
② 四川省地质矿产局. 1975. 1:200000金矿幅地质图及说明书.四川省地质局第一区域地质测量队测制
③ 四川省地质矿产局. 1984. 1:200000盐源幅地质图及说明书.四川省地质局第一区域地质测量队测制
④ 云南省地质矿产局. 1982. 1:200000永宁幅地质图及说明书.云南省地质局区域地质调查队测制
1/20万区域地质调查工作将木里地区及邻区地层划分为前寒武系、下寒武统、下奥陶统、下志留统、上古生界石炭系和二叠系以及三叠系(四川省地质矿产局, 1971, 1975, 1984;云南省地质矿产局, 1982)。我们野外地质调查表明，木里地区及邻区的地层系统实际上是一套混杂堆积(图 2)。按照基质成分差异，木里混杂带由浊积岩混杂堆积(基质为浊积岩)、蛇绿岩混杂堆积(基质为MORB型枕状熔岩)、碳酸盐岩混杂堆积(碳酸盐岩帽+枕状熔岩基座组合，含斜坡滑塌堆积)和硅质岩混杂堆积(基质为含放射虫远洋硅质岩和硅质泥岩)等不同类型的混杂岩等构成(图 2)。不同类型混杂堆积之间没有观察到渐变过渡的接触关系，而是以逆冲断层相接触(图 2)，断层倾向在325°~42°的范围内变化，倾角范围为30°~55°，少量为倾向150°~210°、倾角47°~55°的反向逆冲断层。
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图 2 西秋实测剖面图(A-A’)和后所实测剖面图(B-B’)(剖面位置见图 1b) Fig. 2 Cross-sections cutting two seamount blocks in the Muli subduction mélange, locations are shown in Fig. 1b |
不同类型混杂岩中的构造块体存在差别，总体上块体类型包括蛇纹石化超镁铁岩块、辉石岩块、辉长-辉绿岩块、枕状熔岩块、硅质岩块和灰岩块等不同性质的外来块体(图 2、图 3、图 4a-e)。基质普遍变形强烈，其中浊积岩基质中可见鲍马序列(图 3、图 4f、图 5a)。局部可见较大规模的增生楔斜坡盆地(图 3、图 5b-d)和海沟滑塌堆积(图 3、图 6e-h)。木里混杂带海山岩石组合由枕状玄武岩基座与碳酸盐岩“帽子”构成(图 4g, h)，二者间常沉积有富含凝灰质的钙质砂砾岩，之上沉积内碎屑灰岩(图 3、图 5f、图 6a-d)。其中，在测点21处见一层海山枕状熔岩上覆于凝灰质砂岩之上，底部发育厚约十几厘米的烘烤边(图 5e)。在测点21处还可一套海山斜坡滑塌堆积，滑塌体由含火山岩角砾成分的角砾灰岩构成(图 5g, h)。
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图 3 不同调查点地层柱状图 点16处为发育Bouma序列的浊积岩，以Tabce和Tce组合为主；点19处为一套斜坡盆地(或背驮盆地)沉积序列，以近源的富含火山成分的粗碎屑岩沉积为特征，含凝灰岩层；点21与点23为同一海山块体.点21处为发育于海山斜坡滑塌堆积之上的枕状熔岩层，枕状熔岩底面发育厚约20cm烘烤边；点23处为海山枕状熔岩之上的富含火山成分的钙质碎屑岩及其上的碳酸盐岩，代表了一套海山型孤立碳酸盐岩台地的内潟湖沉积.点25处为一套海沟滑塌堆积. HR(B)-高起伏底面；MT(D)-块体搬运沉积 Fig. 3 Stratigraphic columns at different observation spots along the cross-section A-A' |
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图 4 木里混杂带野外露头照片(Ⅰ) (a)点1处超镁铁岩蛇纹石化后产生的石棉；(b)点18处枕状玄武岩；(c)点9处粗面玄武岩；(d)点23处玄武岩基质包裹灰岩块体透镜体；(e)点34处远洋薄层状含放射虫硅质岩；(f)点36处富含凝灰岩层的海沟浊积岩；(g)点54处海山岩石组合，下部灰绿色者为海山枕状玄武岩，上部浅色者为碳酸盐岩沉积或碳酸盐岩帽，玄武岩样品HS5采集于此处；(h)点52处海山岩石组合(玄武岩与碳酸盐岩帽)，玄武岩样品HS2采集于此处 Fig. 4 Field photographs (Ⅰ) showing compositions of the Muli mélange |
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图 5 木里混杂带野外露头照片(Ⅱ) (a)点16处野外露头照片，连续段的鲍马序列；(b)点19处背驮盆地(增生楔斜坡盆地)序列，板状斜层理；(c)含锰泥岩砾石淋滤后呈棱角状空洞；(d)点19向北粒度逐渐变细的砂砾岩；(e)点21处野外露头照片，海山枕状熔岩与下伏凝灰质砂岩之间的烘烤边；(f)海山枕状熔岩火上的泥岩与砂砾岩接触；(g、h)含火山岩成分的角砾灰岩，海山斜坡滑塌堆积 Fig. 5 Field photographs (Ⅱ) showing compositions of the Muli mélange |
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图 6 木里混杂带野外露头照片(Ⅲ) 点23处海山岩石组合：(a、b)海山枕状熔岩之上的砂砾岩及上覆灰岩接触关系；(c)放大的海山枕状熔岩与上覆砂砾岩关系；(d)砂砾岩之上的内碎屑灰岩.点25处海沟滑塌堆积：(e)含锰泥岩滑来块体；(f)含锰泥砾岩；(g)角砾灰岩滑来块体；(h)角砾灰岩滑来块体组构. Lv-熔岩角砾；Lch-硅质岩角砾；Lm-灰岩角砾；Lsed-浊积岩角砾 Fig. 6 Field photographs (Ⅲ) showing compositions of the Muli mélange |
露头上，海山玄武岩呈深绿色或灰绿色，绿泥石化蚀变强烈。显微镜下观察，海山玄武岩具斑状结构，发育气孔-杏仁构造，气孔多被方解石和绿泥石充填。主要斑晶矿物相为单斜辉石(40%)，呈自形板状六边形，最大粒径可达2mm(图 7a, b)。少量斜长石斑晶，溶蚀强烈并发育次生包裹体，未见可识别的原生熔体包裹体。基质主要是针状或者柱状微晶斜长石(10%)，含少量磷灰石微晶，偶见铁钛氧化物。在西秋剖面点9见一处粗面玄武岩块体，上下与硅质岩呈断层接触(图 2)。具粗面结构(图 7c, d)，斑晶主要是单斜辉石(~80%)，少量为磷灰石(< 5%)。辉石呈六边形或柱状自形晶，粒径为0.5~2.0mm。磷灰石斑晶呈长柱状，最长可达2.0mm。磷灰石与单斜辉石斑晶呈镶嵌状关系。基质为近定向排列的微晶斜长石，含少量辉石微晶(图 7d)。这套富磷灰石的粗面玄武岩可能也是海山火山基座的组成部分。
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图 7 枕状玄武岩、粗面玄武岩和熔体包裹体显微组构特征 (a)枕状玄武岩样品HS2；(b)枕状玄武岩样品HS5；(c、d)富含磷灰石的粗面玄武岩样品ZB1；(e)熔体包裹体光学显微镜照片；(f)熔体包裹体BSE照片.Ap-磷灰石；Bubble-收缩气泡；Cpx-单斜辉石；Cal-方解石；MI-熔体包裹体；Mt-磁铁矿；M-基质. a-c单偏光，e和d左半部分正交偏光，d右半部分单偏光 Fig. 7 Microphotographs and BSE image showing the compositions and textures of seamount basalt, trachybasalt and melt inclusions hosted in clinopyroxene phenocrysts |
熔体包裹体多数随机分布在海山玄武岩的单斜辉石斑晶中，少量沿着单斜辉石生长环带分布，外形多不规则，大小20~50μm。绝大多数熔体包裹体都发生了脱玻化，主要是由树枝状的子矿物微晶、玻璃质和收缩气泡组成的多相包裹体，偶见磁铁矿等子矿物(图 7e, f)。熔体包裹体与寄主矿物之间的界限清晰完整，未见熔体包裹体捕获后与寄主矿物反应形成的边界层和破裂现象，反映了岩浆的快速上升冷却过程，表明熔体包裹体被捕获之后与寄主矿物几乎没有物质交换和能量交换过程。这些熔体包裹体保存了初始岩浆的成分。
2 分析方法 2.1 电子探针单斜辉石斑晶主量元素测试和背散射照像在合肥工业大学资源与环境工程学院JOEL JXA-8203电子探针(EPMA)室完成。实验条件15kV电压加速，20nA电子束电流，5μm电子束直径，和10~20s计数时间。
2.2 激光剥蚀电感耦合等离子体质谱单个熔体包裹体元素分析技术与传统的方法(EPMA和SIMS)不一样。本文采用LA-ICPMS直接在探针片上分析单个熔体包裹体，再根据单斜辉石/玄武质熔体之间的Fe-Mg分配系数比值KdFe-Mg恒定，对熔体包裹体元素组成进行定量计算(Liu et al., 2008)。在满足精度要求的前提下，与传统的方法(EPMA和SIMS)相比较，LA-ICPMS在分析单个熔体包裹体时有不受矿物相控制、无需对包裹体均一化预处理、包裹体不必暴露至表面就能够直接准确分析化学成分复杂的多相熔体包裹体元素组成的优点(Zajacz and Halter, 2007; 张春来等, 2011)。上述优点大大增加了在同一张探针片或者同一矿物中可测熔体包裹体的数量，在统计学上更能够减小分析误差，全面反应岩浆源区的信息。
熔体包裹体测试在合肥工业大学资源与环境工程学院矿床成因与勘查技术研究中心(OEDC)矿物微区分析实验室用LA-ICPMS完成。激光为PhotonMachine公司的Analyte HE(激光源为相干公司的Compex102F)，ICP-MS为Agilent 7900。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度，两者在进入ICP之前通过一个T型接头混合。为提高熔体包裹体的信噪比，本次分析采用的剥蚀池体积为8cm3。激光斑束直径为32~60μm，具体选择原则为激光斑束稍大于整个熔体包裹体。剥蚀过程中样品表面的激光能量为10mJ/cm2，激光频率为10Hz。分析过程中采用人工合成硅酸盐玻璃标样NIST SRM610作为外部标准，每隔个5样品间插一个标样，对仪器状态进行控制和校正。每个样品的分析信号包括20s的空白信号和80s的混合信号。测试序列首尾剥蚀USGS标准玻璃(BCR-2G、BHVO-2G、BIR-1G)作为校正外标。利用USGS标准物质作为多外标校正分析无水硅酸盐的主元素误差优于5%，微量元素误差5%~10%，且符合正态分布(Liu et al., 2008)。利用LA-ICPMS测试熔体包裹体时，部分寄主矿物会被一起剥蚀，ICP-MS检测得到包裹体和部分寄主矿物的混合信号。因此，对包裹体定量时需要将寄主矿物从混合信号中扣除，得到熔体包裹体中各元素的含量(张春来等, 2011; 孙贺, 2014)。
2.3 激光烧蚀多接收器电感耦合等离子体质谱法磷灰石U-Pb测年磷灰石U-Pb同位素定年工作中磷灰石原位微区LA-MC-ICP-MS所使用的多接收器电感耦合等离子体质谱仪为美国Thermo Fisher公司生产的NEPTUNE，其离子光学通路采用能量聚焦和质量聚焦的双聚焦设计，并采用动态变焦将质量色散扩大至17%。激光器为美国ESI公司生产的NEW WAVE 193nm FX ArF准分子激光器，波长193nm，脉冲宽度小于4ns，束斑直径使用50μm，脉冲频率1~200Hz连续可调，激光输出功率15J/cm2。实验前对靶上磷灰石样品进行反射光、透射光、阴极发光或电子背散射等图像分析。根据磷灰石矿物的成像分析，选择没有包裹体、避开有裂隙的部位进行测定，尽可能减少普通铅影响。选择好点位之后，利用193nm FX激光器对磷灰石矿物表面进行预剥蚀，激光剥蚀物质以He为载气送入MC-ICP-MS，进行磷灰石U-Pb同位素测定。采用磷灰石标准SDG对分析过程中的U、Pb同位素分馏进行校正(周红英等, 2012; 许雅雯等, 2015)。利用NIST612玻璃标样作为外标计算磷灰石样品的Pb、U、Th含量。最后数据的处理采用ICPMSDataCal程序(Liu et al., 2008)和Isoplot程序(Ludwig, 2003)进行分析和作图。
3 分析结果 3.1 熔体包裹体本文分析了2个玄武岩样品(HS5和HS2)中的共计20个熔体包裹体的主量和微量元素及其寄主矿物(34个单斜辉石斑晶)的主量元素，分析结果见表 1和表 2。
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表 1 木里混杂带海山玄武岩熔体包裹体主量(wt%)和微量元素含量(×10-6) Table 1 Concentrations of major elements (wt%) and trace elements (×10-6) of the melt inclusions in seamount basalts in the Muli mélange |
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表 2 木里混杂带海山玄武岩单斜辉石斑晶主量元素组成(wt%) Table 2 Contents of major elements (wt%) of MI-hosted clinopyroxene phenocrysts in seamount basalts in the Muli melange |
分析结果显示，玄武岩样品HS5中的熔体包裹体SiO2含量为53.46%~41.89%(平均45.80%，下同)，MgO含量为7.03%~3.70%(4.94%)，镁指数Mg#=46.98~42.49(45.13)(Mg#=100×Mg2+/(Mg2++Fe2+))，TiO2含量为2.60%~1.53%(2.09%)，Na2O+K2O含量为8.42%~4.77%(6.50%)。玄武岩样品HS2中的熔体包裹体SiO2含量为49.19%~35.87%(45.23%)，MgO含量为12.04%~6.45%(8.26)，镁指数Mg#=74.90~49.50(56.60)，TiO2含量为3.39%~1.21%(2.17%)，Na2O+K2O含量为3.72%~1.22%(2.68%)。
就SiO2含量而言，2个样品中的熔体包裹体均属于玄武岩成分范围，但是，样品HS2中的熔体包裹体的MgO含量和镁指数明显高于样品HS5中熔体包裹体的，而全碱含量则明显低于样品HS5中熔体包裹体的。在Nb/Y-Zr/TiO2×0.0001岩石分类图解中(图 8)，样品HS5中的熔体包裹体均落入碱性玄武岩区域，而样品HS2中的熔体包裹体则落入亚碱性玄武岩区域，显示了不同的岩石类型和成因。
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图 8 熔体包裹体Zr/TiO2×0.0001-Nb/Y图解(底图据Winchester and Floyd, 1977) Fig. 8 Discrimination diagram of Zr/TiO2×0.0001 vs. Nb/Y for the melt inclusions (base map after Winchester and Floyd, 1977) |
样品HS5中的熔体包裹体稀土元素总量较高(平均488.3×10-6)，轻稀土显著富集，(La/Yb)N=12.24~34.07，呈现明显的右倾型稀土配分模式(图 9a)，稀土配分曲线落在了夏威夷OIB玄武岩范围内(Spengler and Garica, 1988)，显示了与夏威夷OIB型玄武岩相同的地球化学特征。样品HS2中的熔体包裹体稀土元素总量低(平均190.8×10-6)，稀土配分模式也呈右倾型(图 9a)，但轻稀土富集程度相对较低，(La/Yb)N=4.79~9.83，稀土配分曲线落在了南大西洋近脊E-MORB海山玄武岩范围内(Hoernle et al., 2011)，显示了与南大西洋近脊E-MORB海山玄武岩相同的地球化学特征。
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图 9 熔体包裹体球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989) 数据来源：南大西洋近脊E-MORB海山玄武岩据Hoernle et al., 2011；夏威夷OIB玄武岩据Spengler and Garcia, 1988 Fig. 9 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element diagrams (b) for the melt inclusions (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
总体上，样品HS5和HS2中的熔体包裹体的稀土分馏特征明显，尤其是重稀土分馏，暗示原始岩浆来源深度大，残留相矿物主要是石榴子石。原始地幔标准化图解中(图 9b)，富集其他不相容元素，无明显Ta的负异常，显示弱的Nb和Ti的负异常，类似于Kurai和Agardag增生楔中OIB玄武岩(Safonova et al., 2009)。此外，熔体包裹体的相容元素Ni和Cr的含量(样品HS2的平均Ni=120.1×10-6，Cr=770.7×10-6；样品HS5的平均Ni=96.89×10-6，Cr=197.9×10-6；表 1)明显偏离了原生玄武岩岩浆范围(Ni=300~400×10-6，Cr=300~500×10-6，Frey et al., 1978; Hess, 1992)，说明经历了镁铁质矿物的分离结晶，与MgO含量较低一致。但是，差异的稀土和微量元素地球化学特征揭示，样品HS5和HS2具有不同的岩浆成因。
3.2 辉石斑晶分析结果显示(表 2)，熔体包裹体寄主矿物——辉石斑晶具有高的CaO含量(21.87%~23.68%)，均为单斜辉石。Mg#值的变化范围为69.22~82.81，端元组分Wo值在45.38~52.08范围内，En值在33.96~44.01范围内，Fs值在8.98~15.21范围内。在Wo-En-Fs三角分类图中(图略)，属于透辉石亚类(冒福根等, 2015)。
3.3 磷灰石U-Pb测年木里混杂带中海山粗面玄武岩中含大量磷灰石(图 7c, d)，CL图像(图 10)显示，从粗面玄武岩中分离出来的磷灰石斑晶多为长柱状，具有弱的环带结构或者无环带结构，总体表现了岩浆成因的磷灰石特征。本文对从粗面玄武岩样品ZB1中分离出来磷灰石测试了41个点(表 3)，并计算年龄。将测试结果不进行普通Pb扣除而直接投图，会形成一条不一致线，不一致线与谐和线的下交点代表样品的形成年龄(孙金凤和杨进辉, 2009)。在Tera-Wasserburg协和图上磷灰石数据可以投在一条拟合很好的不一致线上(图 10)，获得下交点年龄为302±11Ma(MSWD=2.0，n=41)，代表了粗面玄武岩的形成年龄。这一测年结果与火山岩基座之上碳酸盐岩中科化石Pseudostaffella zhaerwaensis(303.7~298.9Ma)的极为时代一致，表明木里混杂带中的海山块体形成于石炭纪末-二叠纪初。
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图 10 粗面玄武岩中磷灰石原位微区Tera-Wasserburg U-Pb图解 Fig. 10 Tera-Wasserburg plot for apatite from trachybasalt by LA-MC-ICP-MS |
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表 3 海山粗面玄武岩中的磷灰石U-Pb同位素测年结果 Table 3 U-Pb analyses for apatites from seamount trachybasalt in the Muli subduction melange |
Morgan (1972)就提出，OIB型大洋玄武岩的形成与地幔柱岩浆活动有关，即这些岩浆来自更热、地球化学成分富集的深部地幔物质。E-MORB玄武岩岩浆源区被认为是地幔柱岩浆混合了N-MORB亏损地幔(Schilling et al., 1985)。来自软流圈地幔岩浆TiO2含量平均为1.27%左右(Sun and McDonough, 1989)，与深部地幔物质活动有关的岩浆的TiO2含量一般大于2%(朱弟成等, 2008)。而地壳岩石和它们部分熔融体的TiO2含量较低，平均为0.72%(Rudnick and Gao, 2003)。本文分析的木里混杂带海山玄武岩(样品HS5和HS2)分别表现了OIB和E-MORB型微量元素地球化学特征，其TiO2含量(平均2.09%和2.17%)均大于2，暗示木里混杂带海山玄武岩与地幔柱岩浆活动有关。
Fitton et al. (1997)在研究冰岛地幔柱与大西洋洋中脊相互作用时提出，ΔNb值(ΔNb=1.74+log(Nb/Y)-1.92×log(Zr/Y))不受熔融程度、分离结晶、地壳混染和蚀变的影响，可作为一个判别源区特征的基本参数：N-MORB亏损地幔源区的ΔNb < 0，地幔柱源区的ΔNb>0。即可以利用ΔNb来判断玄武岩的岩浆成因。如表 1所示，样品HS5中的熔体包裹体的ΔNb值几乎都大于0，而样品HS2中的熔体包裹体的ΔNb值既有大于0的也有小于0的。在Zr/Y-Nb/Y玄武岩成因判别图中(图 11)，除1个熔体包裹外，其他11个样品HS5中的熔体包裹体都落入地幔柱岩浆源区。3个样品HS2中的熔体包裹体落入地幔柱岩浆源区、5个落入N-MORB岩浆源区。这表明玄武岩样品HS5形成与地幔柱轴部岩浆活动密切有关，而玄武岩样品HS2可能是地幔柱与洋中脊相互作用的产物。
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图 11 熔体包裹体Nb/Y-Zr/Y图解(据Fitton et al., 1997) Fig. 11 Discrimination diagram of Zr/Y vs. Nb/Y for the melt inclusions (after Fitton et al., 1997) |
Pearce (2008)研究指出，玄武岩Th/Nb比值可以判别玄武岩形成的构造背景，而Ti/Yb比值可以判断玄武质岩浆的熔融压力和温度。木里混杂带玄武岩熔体包裹体具有较高的Th/Yb和Ti/Yb比值，在Th/Yb-Nb/Yb图解中(图 12a)，样品HS2中的熔体包裹体落在了冰岛熔岩区域附近(Koornneef et al., 2012)，表明地幔柱岩浆源区与亏损地幔发生过相互作用，如冰岛(Schilling, 1985)、Cocos板块海山群(Herbrich et al., 2015)、加拉帕戈斯群岛(Herbrich et al., 2016)和南大西洋近脊海山(Hoernle et al., 2011)等。样品HS5中的熔体包裹体落在了日喀则海山玄武岩和夏威夷OIB玄武岩区域内，表明岩浆来自富集源区，是地幔柱轴部岩浆活动的产物(Xia et al., 2008; Portnyagin, 2009; 赖绍聪等, 2010)；另外，样品HS2中的熔体包裹体的Nb/Yb比值较低，在Nb/Yb-TiO2/Yb图解中(图 12b)，样品HS2中的熔体包裹体落在了冰岛熔岩区域内，有从洋岛拉斑玄武岩向洋中脊玄武岩的演化趋势，显示E-MORB玄武岩特征，也反映了热点-洋中脊相互作用；样品HS5中的熔体包裹体同样落在了日喀则海山玄武岩和夏威夷碱性玄武岩区域，显示出OIB玄武岩特征。
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图 12 熔体包裹体Th/Yb-Nb/Yb图解(a)和TiO2/Yb-Nb/Yb图解(b)(据Pearce, 2008) 数据来源：夏威夷OIB玄武岩据Spengler and Garcia, 1988；日喀则海山玄武岩据Xia et al., 2008; 冰岛熔岩据Koornneef et al., 2012 Fig. 12 Discrimination diagrams of Th/Yb vs. Nb/Yb (a) and TiO2/Yb vs. Nb/Yb (b) for the melt inclusions (after Pearce, 2008) |
地幔柱源区是核幔边界或者660km不连续面的地幔柱物质与古老大洋洋壳及深海沉积物、古老大陆地壳和大陆岩石圈等混合形成的(Hofmann and White, 1982; Hofmann, 1988; Sun and McDonough, 1989; 刘飞等, 2013)，因此地幔柱源区是不均一的。White (1985)和Zindler and Hart (1986)识别出地幔柱源区三个地幔端元，EM1(古老下地壳或岩石圈地幔再循环返回地幔)、EM2(大陆地壳沉积物俯冲再循环返回地幔)是两种富集成分和HIMU(蚀变洋壳再循环/脱水俯冲洋壳再循环)。Sr-Nd-Pb同位素数据表明，在洋岛玄武岩中普遍存在一种称之为FOZO的组分，位于下地幔(Hart et al., 1992; Hauri et al., 1994)。Weaver (1991)认为以同位素特征定义的地幔端元具有某些共同的微量元素特征，因此可以通过微量元素将其区别。原始地幔标准化图解中(图 9a)显示，样品HS2和HS5中的熔体包裹体有弱的Nb和Ti的负异常，同时在Th/Yb-Nb/Yb图解中(图 12a)，样品点整体上偏离了MORB-OIB范围，表明玄武岩可能受到弱的地壳混染或者源区混合了循环地壳(Green, 1995; Safonova et al., 2009; Saunders et al., 1988)。但是，样品HS2和HS5中的熔体包裹体有高的La/Yb比值(分别平均27.96和11.49)，明显高于典型N-MORB(0.8~2.0)，而与夏威夷玄武岩和南大西洋洋岛玄武岩(5~20)相近(Condie, 1997)。在Th/Ta-La/Yb图解中(图 13a)，样品HS5中的熔体包裹体落在了富集端元附近，表明岩浆源区是多种富集组分(EMI、EM2和HIMU)按照不同比例混合。样品HS2中的熔体包裹体落在了混合作用线和下地壳(LC)附近，表明源区是EMI或者HIMU捕获了DM(N-MORB亏损地幔)，且源区有循环下地壳的成分，排除了地壳混染的影响。与典型受到地壳混染的岛弧和弧后盆地玄武岩(Dampare et al., 2008; Manya andMaboko, 2008)相比，样品HS5和HS2中的熔体包裹体未见明显Nb的负异常(图 9a)，且(La/Nb)PM>(Th/Nb)PM，也排除了地壳混染(Safonova, 2008)。然而，形成在薄的岩石圈之上或者靠近洋中脊的年轻海山同样也会显示Nb的负异常(Regelous et al., 2003)，因此可以认为样品HS5和HS2未受到地壳混染的影响。另外，野外地质调查揭示，样品HS5和HS2所在的海山玄武岩块与浊积岩混杂堆积、蛇绿岩混杂堆积、和硅质岩混杂堆积(基质为远洋硅质岩和硅质泥岩)等不同类型混杂岩呈构造叠置关系，共同构成了木里俯冲混杂带，这表明样品HS5和HS2玄武岩形成大洋板内环境，而非地壳混染的岛弧和弧后盆地构造环境。原始地幔标准化图解中(图 9b)，OIB型玄武岩(样品HS5)弱的Ti负异常可能反映了Ti相容的深部稳定矿物分馏，如金红石和钙钛矿(Polat et al., 1999; Safonova et al., 2009)。
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图 13 熔体包裹体源区特征(a, 据Condie, 1997)和源区矿物组成与熔融程度图解(b, 据Deniel, 1998) DM-亏损地幔；PM-原始地幔；LC-下地壳；UC-上地壳；HIMU-高U/Pb比值的地幔源区；EM1和EM2-富集地幔源区 Fig. 13 Discrimination diagrams of Th/Ta vs. La/Yb (a, after Condie, 1997) and Ce/Y vs. Zr/Nb for the melt inclusions (b, after Deniel, 1998) |
源区矿物熔融控制稀土元素的分馏特征，如石榴子石二辉橄榄岩发生低程度熔融时，所生成的岩浆常具有稀土元素显著分馏特征，尤其是重稀土分馏更加强烈(Bloomer et al., 1989)，因此Ce/Y比值较高。Deniel (1998)提出可以用不活动高场强元素(Zr、Nb、Ce和Y)图解有效地判别玄武岩源区矿物相的组合。样品HS5和HS2中的熔体包裹体具有高的Ce/Y比值(平均4.63和2.02)，重稀土分馏特征显著。在Zr/Nb-Ce/Y图解中(图 13b)，大多数落入了亏损地幔石榴子石二辉橄榄岩和原始地幔石榴子石二辉橄榄岩熔融源区线之间，表明岩浆源区是石榴子石二辉橄榄岩低程度熔融。一般而言，岩石圈厚度控制了熔融时的压力，熔融压力进而又控制了熔融程度，即熔融压力或者熔体平衡的最终深度都随着岩石圈厚度的增加而增加(牛耀龄, 2010)，岩石圈厚度的变化控制软流圈熔体的分布和矿物组成进而影响玄武岩的微量元素组成(Ellam, 1992)。样品HS5和HS2玄武岩中的熔体包裹体岩浆源区都是石榴子石稳定域低程度熔融，而样品HS5玄武岩中的熔体包裹体具有异常高的Ce/Y比值(平均4.63)，表明其熔融程度更低，熔融压力或者熔体平衡的最终深度更大，即样品HS5玄武岩形成在相对厚的岩石圈之上，样品HS2玄武岩形成在薄的岩石圈之上。
4.3 海山构造环境与形成时代木里混杂带海山玄武岩富集轻稀土和不相容元素，无明显的Nb、Ta和Ti的负异常，显示出OIB和E-MORB玄武岩特征。在Zr-Zr/Y玄武岩形成环境判别图解(图 14a)中，几乎所有的样品都落在了板内玄武岩区域。此外，造岩矿物的化学组成取决于岩浆源区的化学组成和结晶环境，因此可以通过对矿物化学成分分析来识别母岩浆类型进而判断形成环境(Streck, 2008; 邹金汐等, 2012; 杨照耀和蒋少涌, 2015)。Nisbet and Pearce (1977)提出可以根据单斜辉石的TiO2、MnO、Na2O含量或F1、F2参数判断母岩生成的构造环境。由图 14b可知，玄武岩HS5所有的样品点都落入了板内玄武岩区域，绝大多数玄武岩HS2落入在板内玄武岩区域，极少数点落在了岛弧玄武岩区域，可能是由于岛弧物质俯冲进入下地幔到达地幔柱源区，随地幔柱上升到大洋形成海山玄武岩。综上所述，木里混杂带海山玄武岩形成于大洋板内环境，表现了热点-洋中脊相互作用特征。即位于扩张中轴部位的地幔柱首先与周围亏损地幔发生物质和能量交换，在地幔柱轴部形成OIB玄武岩，向洋中脊过渡为E-MORB玄武岩，在洋中脊处形成N-MORB玄武岩(郭安林等, 2006)。
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图 14 熔体包裹体(a, 据Pearce and Norry, 1979)和单斜辉石斑晶(b, 据Nisbet and Pearce, 1977)构造背景判别图解 IAB-岛弧玄武岩；MORB-洋中脊玄武岩；OFB-大洋玄武岩；VAB-火山弧玄武岩；WPA-板内碱性玄武岩；WPB-板内玄武岩；WPT-板内拉斑玄武岩 Fig. 14 Discrimination diagrams of Zr vs. Zr/Y for the melt inclusions (a, after Pearce and Norry, 1979) and F1 vs. F2 for clinoproxene phenocrysts (b, after Nisbet and Pearce, 1977) |
木里混杂带北部理塘地区，严松涛等(2019 a, b)发现了一套达森隆洼岩组洋岛型岩石组合，洋岛玄武岩锆石U-Pb年龄为271±10Ma，硅质岩岩块中发现了大量的晚古生代牙形石和放射虫化石。杨文强等(2010)在滇西北甘孜-理塘构造带生物成因硅质岩中发现了大量的放射虫及竹节石生物化石，放射虫自中泥盆世到中三叠世均有分布，竹节石时代为中泥盆世。区域资料显示，木里混杂带海山火山岩基座之上的碳酸盐岩地层中发育丰富科化石，包括中二叠统Wordian阶(268.8~265.1Ma)的科化石Neoschwageria sp.、下二叠统Asselian阶(298.9~295.0Ma)的科化石Triticites planoseptus和上石炭统Gzhelian(303.7~298.9Ma)的科化石Pseudostaffella zhaerwaensis等(四川省地质矿产局, 1971, 1975, 1984;云南省地质矿产局, 1982)。镜下岩相学观察表明，海山基座粗面玄武岩中含大量磷灰石(图 7c, d)，激光剥蚀多接收等离子体质谱法测得磷灰石U-Pb年龄为302±11Ma。这一测年结果与火山岩基座之上碳酸盐岩中科化石Pseudostaffella zhaerwaensis(303.7~298.9Ma)的时代极为一致，确切无疑地表明木里混杂带中的海山块体形成于石炭纪末-二叠纪初。另外，这一测年结果和化石时代也与甘孜县城南“七公里水电站”附近的蛇绿岩中堆晶辉长岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄(292±4Ma; 闫全人等, 2005)非常一致。结合区域地质资料和前人的研究表明，甘孜-理塘(松潘-甘孜)古特提斯分支洋及其中的大洋地幔柱至少在石炭纪末-二叠纪初就已经发育，远早于晚二叠世(~260Ma)峨眉山地幔柱活动(He et al., 2007)。弧后盆地和岛弧玄武岩普遍受到地壳混染的影响(Manya and Maboko, 2008)。木里混杂带玄武岩单斜辉石和熔体包裹体研究结果表明，样品HS5和HS2玄武岩形成于大洋板内环境，没有受到地壳混染的影响，因此甘孜-理塘(松潘-甘孜)古特提斯洋也不是由于二叠纪-早三叠世时期金沙江洋盆向东俯冲形成的一个弧后局限洋盆(Reid et al., 2005; Roger et al., 2008, 2010)。
5 结论对赋存于单斜辉石斑晶中的熔体包裹体的详细分析表明，木里混杂带中具有OIB和E-MORB两类海山玄武岩。虽然其岩浆源区均为石榴子石二辉橄榄岩低程度熔融，且形成于大洋板内环境，但OIB型玄武岩是由地幔柱轴部岩浆活动形成，E-MORB型玄武岩则是热点(地幔柱)与洋中脊相互作用的产物。磷灰石U-Pb测年结果揭示，木里混杂带中的海山形成于石炭纪末-二叠纪初(302±11Ma)，与海山碳酸盐帽中的科化石Pseudostaffella zhaerwaensis时代一致。这一方面表明甘孜-理塘(松潘-甘孜)古特提斯分支洋在石炭纪末或更早时期就已经发育，显然与晚二叠世(~260Ma)峨眉山地幔柱活动无关。另一方面也暗示了甘孜-理塘(松潘-甘孜)古特提斯分支洋洋壳生长方式的多样性，既有由洋中脊形成的MORB型洋壳，也有由地幔柱轴部岩浆活动形成的OIB型海山，还有由热点(地幔柱)与洋中脊相互作用形成的E-MORB型海山。这就可以科学合理地解释洛吉-瓦厂一带木里混杂带中蛇绿岩块、大洋板内玄武岩和洋中脊玄武岩等不同类型超镁铁/镁铁质岩块的成因或来源。就位于洛吉-瓦厂一带晚二叠世含放射虫硅质岩中的蓝片岩表明，甘孜-理塘(松潘-甘孜)古特提斯分支洋在晚二叠世时期就已经在俯冲消亡。在二叠纪末和三叠纪初，扬子板块与理塘弧沟系的消减杂岩由于洋壳消减殆尽而相互碰撞，并拼合在一起，使一个属于古特提斯的大洋盆地闭合。但甘孜-理塘(松潘-甘孜)古特提斯分支洋何时打开、何时开始俯冲消减、其中的地幔柱与现代大洋地幔柱异同的比较，仍需做进一步研究工作。
致谢 合肥工业大学资源与环境工程学院孙贺博士、汪方跃副研究员和王娟博士、天津地质调查中心周红英研究员等在实验测试过程中给与的指导和大力帮助。两位审稿人和编辑部俞良军博士对本文提出了许多建设性修改意见。在此一并表示衷心的感谢。
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