弧后盆地的时空分布和火山-沉积作用

（一）勉戈弧后扩张盆地

勉戈弧后扩张盆地地处昌台火山弧的西部，盆地东缘是由中下三叠统层纹状砂板岩系构成的地垒；盆地西缘以盖玉-日雨断裂为界，与中咱地块（逆冲岩片）相隔。该弧后盆地向北延至白玉孔马寺以北地区，向南抵达巴塘义敦附近，再南被燕山期花岗岩侵入体破坏。弧后盆地的扩张中心位于孔马寺—勉戈—农都柯一线，沿扩张中心发育双峰式火山活动，形成高钾的流纹岩-钾玄岩（shoshonite）组合，年龄为213.7Ma（胡世华等，1992），表明勉戈弧后盆地形成于晚三叠世诺利中晚期。

（二）勉戈弧后盆地的火山作用

1.火山旋回与时空分布

该弧后盆地中发育的火山岩属上三叠统勉戈组。该组由侯立纬（1983）命名。火山沉积岩系的层位与以前划分的拉纳山组（T₃l²）相当。火山岩系北起白玉县登龙乡，南至独龙沟，宽约5～10km，沿走向延伸约120km，呈NNW向带状延伸，与昌台火山弧平行展布。该火山岩系由上下两段组成：下段为玄武质熔岩和玄武质凝灰岩，体积不大，延伸不远，集中分布于勉戈、拉巴沟等地；上段为酸性火山岩系，由下部英安质熔岩、英安质碎屑岩和上部以流纹质熔结凝灰岩为主的流纹质岩系构成。酸性火山岩系规模远大于基性岩系，厚达数百米，并被黑色板岩系整合覆盖。总体上，弧后区以双峰式火山活动为重要特征。

与东侧主弧带火山岩相比，弧后盆地中的火山活动明显逊色，但它又有较鲜明的独特性，特别是与成矿作用关系十分密切的酸性火山岩更具有特色。

2.岩石学与地球化学

（1）岩相学特征

流纹质火山岩 分布广泛，总体以火山碎屑岩为主。火山岩以块状构造为主，气孔构造也十分发育，普遍具斑状结构，斑晶主要为石英，在有些地段岩石中还出现斜长石和黑云母。由于成岩后还经历了绿片岩相变质作用，因此基质中玻屑等碎屑物质还发生了不同程度的脱玻化和重结晶，大量生成绢云母和石英，变余碎屑与重结晶石英之间常具明显的交代关系。岩石中的副矿物有磷灰石、锆石、磁铁矿、电气石等。

玄武质岩石 是勉戈弧后盆中双峰火山岩系的基性端员，岩石为间粒—间片结构，由斜长石、辉石、磁铁矿、玻璃基质和少许碱性长石组成。斜长石板柱多已蚀变为钠长石。碱性长石呈填隙状，具高—中三斜正长石的光性结构。辉石均已蚀变，仅残留假象。玻璃基质多已绿泥石化。

（2）主要元素地球化学

流纹质岩系 以酸度高，碱质（特别是K₂ O）含量变化大为特点（表1-12）。w（SiO₂ ）从66.77%至91.54%；全碱w（K₂O+Na₂O）从0.24%至6.14%。在硅碱图上（图1-54），它们都位于亚碱性区。硅-碱呈负相关变化，反映了本区弧后岩浆作用的特殊性。扩张盆地中不同的火山岩层位，K₂O含量差别悬殊[w（K₂O）为0.06%～3.91%]，导致岩浆类型颇为复杂。基性岩从低K拉斑玄武岩系列变化到高K钙碱性岩系，说明它们虽然都是在伸展构造背景下形成的，但不同层位最初的构造裂陷条件还有显著差异。其中含矿基性火山岩具低钾拉斑玄武岩特点，矿区外围的火山岩则与岛弧主弧带火山岩相似，属高钾钙碱性系列。流纹质火山岩Al₂ O₃含量变化也较大，从1.92%至16.39%，但都含标准刚玉分子（2.1%～12.5%），说明岩浆均为过铝质。CaO含量除在农都柯矿区外围的火山岩中较高外[w（CaO）为0.91%～1.79%]，其他地区的总体含量均偏低，一般在0.11%～0.67%之间。FeO^*和MgO含量分别为0.24%～2.0%和0.05%～0.93%，属低含量范畴。TiO₂含量在不同矿区差异明显，盆地北段孔马寺矿区最高，在0.28%～0.76%，农都柯矿区较低，在0.03%～0.13%。这类火山岩具很高的分异指数（82.5～93.1），反映岩浆经历了充分的分异演化。图1-55表明了弧后盆地不同区段不同层位流纹质火山岩主要氧化物随SiO₂的演变特点，Al₂ O₃、TiO₂和SiO₂表现出良好的负相关关系，表明在整个弧后盆地中酸性岩浆演化明显受含TiO₂、Al₂O₃矿物结晶分离支配。不同矿区相关趋势斜率不同则是分离相TiO₂、Al₂O₃含量上的差异造成的，或者说在它们的演化过程中发生了不同的含TiO₂、Al₂ O₃矿物分离。CaO和SiO₂在农都柯矿区呈陡的负相关，说明有含CaO矿物分离。FeO^*和SiO₂总体上显示负相关，说明含FeO^*矿物的分离在整个扩张盆地的岩浆作用中是比较普遍的。

图1-54 勉戈弧后盆地流纹质岩系的硅-碱图

基性玄武质岩石 岩石的w（SiO₂）介于48%～49%间，以低TiO₂［w（TiO₂）为1.0%～1.1%］、高K₂O［w（K₂O）>4.0%］、高P₂O₅［w（P₂O₅）为0.5%～0.8%］和w（K₂O）>w（Na₂O）为特征。蚀变过程中相对稳定组分P₂O₅与K₂O呈正相关关系，反映岩石的高K₂O含量是玄武岩的内在特征。在硅-碱图和w（SiO₂）-w（Sc/TiO₂+10Sc/Y）图中，基性玄武岩均位于碱性区内，表明其属碱性系列（侯增谦，1988；侯增谦等，1995）。又据w（K₂O）＞w（Na₂O）的基本特点和Ba与K₂O呈正相关关系判断，这套玄武岩属典型的钾玄岩系列（shoshoninite series）。勉戈钾玄岩与裂谷环境的相应岩石相比，化学特性明显不同，后者高TiO₂（2.6%）、低Al₂O₃（10.78%）和Na₂O（1.77%），而与岛弧钾玄岩相比，成分基本相当，均以高K₂O、高P₂O₅、低TiO₂为特征，表明其属岛弧钾玄岩（莫宣学等，1993）。

图1-55 勉戈弧后盆地和板内酸性火山岩氧化物与SiO₂变异图

（3）微量元素地球化学

由于地球化学性质的差别，不同微量元素在各种地质作用过程中会产生强烈分馏，最终使一些化学性质相似的元素在特定的环境中优先富集或亏损。因此，在岛弧岩浆作用中，通过对不同微量元素（表1-12）在火山岩中的富集和亏损特点的深入研究，使我们能够对不同源区的参与情况及相互作用机理进行探讨。

在岛弧造山环境中，不相容的大离子亲石元素（Rb、Sr、Ba、Th等）主要有两个源区：一个是已经存在的长英质地壳；另一个是由洋底沉积物俯冲后释放出来的流体相。就这两个源区而言，后者对Ba、Rb的富集比前者要强烈得多。在此背景下，本区火山岩中大离子亲石元素（LILE）的一个共同特点是Rb的富集。除农都柯矿区的部分样品外，Ba大多表现为相对亏损，这是与主弧带火山岩的一个明显的差异，反映着这些火山岩离俯冲带较远，受俯冲板片释放的流体组分影响较小。

与亲石元素不同，高场强元素（包括Nb、Ta、Zr、Tf等）以活动性差、不相容性高为特点。它们主要赋存在地幔源区，俯冲组分中含量很少。在（图1-56）中，本区火山岩总体表现为高场强元素富集，Nb、Ta仅有微弱亏损，与主弧火山岩中出现的强烈的Nb、Ta谷明显不同。除Nb、Ta、Zr、Hf的总体富集外，另一明显特点是本区火山岩都不同程度地存在Sr、P、Ti亏损（图1-56）。这种分布特点可能是斜长石、磷灰石、钛磁铁矿等矿物分离所造成的。

表1-12 义敦岛弧弧后火山岩常量元素、微量元素、稀土元素分析结果

图1-56 义敦岛弧弧后盆地酸性火山岩微量元素标准化分布曲线

稀土元素（REE）在弧后扩张盆地的火山作用中可能有两种源区（图1-57）：一种以明显亏损重稀土为特点，稀土总量低（∑REE在40.93×10^-6～65.11×10^-6之间），轻重稀土分馏明显［w（La）/w（Yb）=14.51～70.05］，负Eu异常微弱（δEu为0.59～0.84）。这种源区构成了农都柯和孔马寺两个矿区的赋矿火山岩。另一种源区以重稀土相对富集、稀土总量较高（∑REE在93.81×10^-6～149.68×10^-6之间）、轻重稀土分馏较弱［w（La）/w（Yb）=6.22～29.34］为特点，负Eu异常较前一种源区显著（δEu=0.67～0.78）。这种源区均代表着两个矿区外围不含矿的火山岩，而当来自这种源区的火山岩与含矿火山岩系直接接触时显示出不同程度的矿化。

图1-57 义敦岛弧弧后盆地酸性火山岩稀土元素标准化分布模式

勉戈钾玄岩的稀土元素配分型式为轻稀土强烈富集型（图1-58），其富集程度与钙碱性玄武岩类似。w（Yb）变化于1.47×10^-6～1.50×10^-6与钙碱性玄武岩的Yb含量接近，明显低于前岛弧期的各类玄武岩。岩石强烈富集Rb、K、Ba、Sr，显示岛弧玄武岩的地球化学特征（侯增谦等，1995）。

图1-58 勉戈弧后盆地区钾玄岩的REE配分模式

（三）勉戈弧后盆地的沉积作用

1.沉积分布与特征

勉戈弧后盆地的沉积岩系以勉戈组为代表。该组分上下两段：下段底部为不连续的砾岩，与下伏岩层呈超覆不整合接触，下部为复成分砾岩、千枚状板岩夹灰岩，中上部为流纹质和钾玄质火山岩，其中的流纹质岩石由流纹岩、流纹质熔结凝灰岩和凝灰岩构成，是浅成低温热液矿床的含矿主岩；上段为灰黄色—黑灰色板岩夹薄—厚层状石英岩屑砂岩，其中的砂岩常具底面印模，产出稳定。

2.沉积环境与沉积相

勉戈组下段底砾岩主体分布于勉戈与昌台间的基底高地周围，砾石成分变化大，有石英质砾岩、多成分砾岩和火山质砾岩，砾岩类型与其下伏岩系密切相关，形成于快速拉张断陷盆地边缘。

勉戈组上段由3种类型沉积岩构成，包括断陷盆地沉积、风暴沉积和浊流沉积。

盆地沉积为比较薄的细—粉砂岩与板岩互层，具水平层理和小型沙纹交错层理，含深水型双壳类生物组合（胡世华等，1992），沉积环境为火山海岭前缘盆地。

风暴沉积为单层相对较厚的互层砂板岩系，砂体呈层状-透镜状，层内见浪成交错层。岩层底面印模发育。浊流沉积较常见，每一韵律中下部单元的块状砂岩具有向上变细的粒序变化，底面槽模发育。

图1-59展示了弧后扩张盆地的火山-沉积相序。火山岩形成于拉张环境，堆积于断陷盆地边部，断陷盆地下部充填流纹质层凝灰岩，向上变为盆地碎屑岩和泥岩沉积，盆地边部出现滨岸砾岩。随着盆地达到风暴浪基面以上，盆地内部出现风暴沉积和由风暴触发的浊流沉积，最上部接触细碎屑和泥质沉积。

图1-59 勉戈弧后扩张盆地的火山-沉积相序块断对比示意图

（四）万绒-青达柔弧后扩张盆地和沉积作用

该扩张盆地地处乡城火山弧西侧，北起青达柔，南抵万绒，长达几十公里。该弧后盆地是在早期强烈拉张形成的洋盆基础上发育而来的。在弧后盆地内部，主要沉积有图姆沟（呷村）组和喇嘛亚组碎屑岩系，基本无或很少火山活动。

晚三叠世早期，万绒-青达柔地区在拉张环境形成了一系列堑、垒相间的构造地貌，目前至少可以识别出两个地堑式海槽。西侧的海槽与中咱碳酸盐岩台地相接，为一陡峭的界线。

从古地貌特征看，该盆地应相当台地与洋生弧之间的半掀式地堑盆地。在深水环境的泥沙质沉积中有许多大小不等的塌落古生代外来碳酸盐岩块，被称为泥砾混杂岩（张之孟等，1979）。向东除了基性火山岩外，出露的大部分为板岩和砂岩、岩屑砂岩、砾岩、含锰硅质岩及少量灰岩夹层，这些岩石组合特征说明本区总体为较深的沉积环境，以边缘发育重力碎屑流及深水硅质、钙硅质、铁锰质等为特征。东侧的海槽位于木鱼一带，亦含少量古生代外来体。在斜坡火山角砾岩之上，为深水盆地浊流沉积。

晚三叠世卡尼晚期，万绒—青达柔一带已基本无火山活动，成为乡城火山岛弧的弧后盆地。其东部为中酸性凝灰质沉积，代表靠近火山岛弧。西部主要为细粒陆源碎屑沉积，由灰黑—黑色板岩、千枚状板岩、粉砂岩、砂岩、硅质岩和结晶灰岩组成，代表深水盆地沉积。盆地中主要有远火山碎屑相、盆地浊积岩相等。

至晚三叠世诺利期，该弧后盆地已明显变浅，主要由含砾砂岩、岩屑砂岩、板岩等组成，在万绒等地含植物碎片，并夹煤线，说明此时该盆地已变为浅水或海陆交互环境。