西藏措勤－赛利普地区新生代火山岩地球化学特征

岳相元 马润则 张 巨

（成都理工大学 地球科学学院，成都610059）

印度板块与亚洲大陆碰撞以后，在青藏高原雅鲁藏布江缝合带以北的广大地区出现大量碰撞后钙碱性、钾质、超钾质岩浆作用，尤其在藏南的拉萨地块近年来不断发现新生代火山岩出露点。这些岩石为揭示碰撞后高原岩石圈结构和演化、岩浆作用时空迁移所对应的深部作用以及高原隆升等提供重要的研究对象。前人对该地区的岩石学、地球化学和Sr、Nd同位素等的综合研究，比较一致地认为青藏高原火山岩岩浆源区具有富集地幔交代特征［1］；而对于导致这种富集源区的原因则有不同观点，例如认为是部分熔融事件之前存在的一个古老的孤立演化大陆下部岩石圈交代地幔［2］、向北俯冲于高原下部的印度北缘地壳物质加入到地幔［3］。本文在研究措勤－赛利普地区火山岩岩石学、同位素地球化学特征的基础上，探讨了岩浆来源及其成因，这对探索新生代以来高原岩石圈物质组成，揭示高原独特的壳－幔结构及相互作用方式具有一定的科学意义。

1 地质概况

措勤－赛利普盆地位于拉萨地块西部，两盆地之间为近南北向隆格尔山所隔。区内主要出露的地层的典中组（E1d）、年波组（E2n）、布嘎寺组（N1b）、赛利普组（N1s，图1）。措勤－赛利普盆地为新生代断陷盆地并被第四纪沉积物大面积覆盖，构造上受近东西向的昂拉仁错断裂带和北东向仁多断褶带控制［4－6］。典中组广泛分布于研究区南部大片地区，在保瓦家多－阿利－夺弄一带大面积出露，而在研究区北部仅有零星分布；年波组主要分布于研究区西北部仁青休不错至赛利普一带；布嘎寺组主要分布于措勤地区布嘎寺及赛利普地区捌千错一带；赛利普组火山岩集中分布于赛利普盆地及其周边，出露总面积约200 km2［4，5］。

图1 拉萨地块及措勤－赛利普地区新生代火山岩分布Fig.1 Geological sketch map of Lhasa block in Tibetan Plateau and Cuoqin－Sailipu volcanic rocks in the western Lhasa block，Tibet

据已有的年龄测定资料［7，8］，本区典中组火山岩形成时代为60.00～64.47Ma B.P.，年波组形成时代为56.51Ma B.P.，布嘎寺组形成时代为16.01～16.16Ma B.P.。赛利普组火山岩的40Ar－39Ar法［4］（全岩）同位素年龄为15.47±0.30 Ma，16.35±0.33Ma；K－Ar法（全岩）年龄为15.24±0.3Ma，属中新世。

2 岩石学特征

古新统典中组是区内新生代火山岩的主体，为一套中酸性火山岩组合，主要岩性为安山岩、流纹岩及安山质火山角砾岩、角砾凝灰岩。岩石为暗紫红色、绿灰色，块状构造，斑状结构，基质为安山结构、交织结构，斑晶含量（面积分数）15%～40%不等，主要成分为宽板状斜长石，少量绿泥石化角闪石；副矿物为磷灰石、磁铁矿。

始新统年波组岩性以英安岩、流纹岩、中酸性火山碎屑岩为主；上部见有粗面岩、粗面质晶屑凝灰岩。岩石为灰色，块状构造、杏仁状构造或流纹构造，斑状结构，基质微晶结构或球粒结构。斑晶成分主要为中－更长石（面积分数为8%～15%）及少量石英（面积分数为3%～5%）、假象角闪石；基质由长石、石英微粒组成。长石具不同程度绢云母化。含微量锆石、金属氧化物等副矿物。

中新统布嘎寺组主要由不同颜色、结构构造的安粗岩、粗面岩及其火山碎屑岩组成，少量玄武安粗岩及其火山碎屑岩。岩石为深灰色，块状构造，流面构造，其次为气孔状构造；斑状结构，斑晶含量（面积分数）15%～30%不等，常见斑晶成分为透长石、透辉石－普通辉石、黑云母、中更长石斑晶（面积分数＜5%）。其中透长石斑晶的面积分数多在10%～15%，粒径也较粗，可达2mm×5mm×7mm，其他斑晶多≤3mm。黑云母、角闪石斑晶常见暗化边结构，有时全部暗化，尤其角闪石，仅保留其假象；副矿物常见磷灰石等。

中新统赛利普组岩石类型包括黑云母橄榄安粗岩、黑云母辉石安粗岩、玻基黑云母橄榄安粗岩及少量橄榄玄武质安粗岩。岩石为灰色、紫红色及灰红色，斑状结构，基质间粒结构、间粒－间隐结构、微晶玻璃质结构，块状、气孔状及流动构造；斑晶的面积分数为10%～35%，粒经多0.3～4 mm，主要为黑云母（面积分数为5%～20%，具暗化边或全部暗化），普通辉石的面积分数为3%～12%，橄榄石的面积分数为2%～15%（部分伊丁石化），偶有透长石斑晶；基质粒经多＜0.3mm，主要由正长石（面积分数为15%～25%）、中更长石（10%～30%）、伊丁石化橄榄石（0%～15%）、辉石（5%～20%）、火山玻璃（0%～30%）、磷灰石和金属矿物（1%～2%）等组成。气孔的面积分数为0%～40%，大小0.5～10mm，仅边缘有少量薄膜状褐铁矿、方解石分布。

3 主元素和稀土元素地球化学特征

3.1 主量元素

本文主量元素和稀土元素测试分析的样品采集于冈底斯西段赛利普地区新生代火山熔岩，其中始新统年波组和中新统赛利普组火山岩样品的主量、稀土元素测试由四川省冶金地质勘察院测试中心完成，古新统典中组和中新统布嘎寺组火山岩样品主量元素测试由四川省地质矿产勘查开发局测试中心完成，稀土元素测试由成都理工大学应用核技术研究所完成。测试分析和有关参数计算结果见表1、表2。

研究区典中组、年波组火山岩SiO2的质量分数范围为47.58%～80.92%，火山碎屑岩的SiO2较相应的熔岩普遍偏高。全碱的质量分数在0.84%～10.80%之间，里特曼组合指数（σ）为0.07～5.35。其中，典中组火山岩σ＜3.3，属钙性及钙碱性岩石；年波组σ值变化范围略大，属钙碱性－弱碱性岩石，过饱和以及铝过饱和的正常类型岩石，个别为硅、碱过饱和类型。在SiO2－K2O图（图2）上，典中组样品多位于高钾钙碱性－钙碱性系列岩石区，年波组部分样品具有钾玄岩系列性质。布嘎寺组、赛利普组火山岩在化学成分上以明显富碱和高钾为特征，w（Na2O＋K2O）＝7.88%～13.76%，w（K2O）＝4.60%～11.90%；w（K2O）／w（Na2O）比值＞1.24，变化于1.24～9.74之间，并多在2.0以上，平均为3.58。SiO2的质量分数为44.50%～68.40%，主体为SiO2偏中性的岩石，极少量的基性、中酸性岩。在SiO2－K2O相关图中（图2），也全部位于钾玄岩系列区，并远离分界线。依据Foley et al.（1987）提出的超钾质岩石的定义［9］，研究区布嘎寺组、赛利普组火山岩应属钾质—超钾质火山岩。

表1 青藏高原西部赛利普地区新生代火山岩主量元素分析结果Table 1 Analysed results of major elements from Cenozoic volcanic rocks in the Sailipu area

表2 青藏高原西部赛利普地区新生代火山岩稀土元素分析结果Table 2 Analysed results of tombarthite elements from Cenozoic volcanic rocks in the Sailipu area

图2 措勤－赛利普地区新生代火山岩SiO2－K2O图Fig.2 SiO2vs K2O diagram for the Cenozoic volcanic rocks in the Cuoqin－Sailipu area

3.2 稀土元素

本区典中组、年波组火山岩在稀土元素组成上显示出一定的相似性，都具有轻稀土富集、明显的负铕异常（图3，图4），其中 LREE／HREE＝2.83～19.89，（La／Yb）n＝1.82～33.88，平均为7.41；δEu多介于0.5～1.00之间，其轻稀土部分的分馏程度大多高于重稀土部分。年波组与典中组火山岩稀土元素组成上的主要差别在于年波组中部分粗面岩、石英粗面岩的稀土元素总丰度和轻、重稀土分馏程度明显偏高，与岩石本身化学属性有关［7］。

图3 古新统典中组火山岩稀土元素配分型式图Fig.3 Chondrite－normalized REE patterns of the Paleogene Dianzhong volcanic rocks

图4 始新统年波组火山岩稀土元素配分型式图Fig.4 Chondrite－normalized REE patterns of the Eocene Nianbo volcanic rocks

图5 中新统布嘎寺组火山岩稀土元素配分型式图Fig.5 Chondrite－normalized REE patterns of the Miocene Bugasi volcanic rocks

图6 中新统赛利普组火山岩稀土元素配分型式图Fig.6 Chondrite－normalized REE patterns of the Miocene Sailipu volcanic rocks

中新统布嘎寺组、赛利普组火山岩表现为轻稀土强烈富集和程度不同的负铕异常（图5，图6），LREE／HREE及（La／Yb）n比值大多高达8.93～38.90 和 11.33～112.53；δEu＝0.30～0.96，平均为0.74：可能是由不同的源区岩石经不同程度的部分熔融作用所致［10］。措勤－赛利普地区和拉萨地块其他地区钾质－超钾质火山岩均具有相似的稀土配分型式，而青藏高原北部（羌塘－可可西里－西昆仑）地区超钾质岩石稀土模式［11］总体和拉萨地块相近，但 MREE含量略低于拉萨地块，HREE配分型式较拉萨地块平坦，不具有Eu的负异常，总体为平滑的右倾型。

4 同位素地球化学特征

4.1 锶同位素组成

研究区8件不同层位新生代火山岩样品的Sr、Nd同位素分析是2004年在中国科学院广州地球化学研究所同位素测试实验室测试完成。用瑞利法则进行分馏校正，Sr、Nd同位素丰度用同位素稀释法测定。详细分析流程和分析方法见参考文献［12］，分析结果见表3。表中εSr是火山岩的Sr同位素比值与标准样品比值的偏差，选择玄武质无球粒陨石的平均Sr同位素初始比值作为标准样品的Sr同位素初始值（0.698 990）［13］。典中组、年波组英安岩、安山岩3件样品数据值十分接近，平均εSr＝163.92，87Sr／86Sr＝0.710 448。布嘎寺组粗面岩的87Sr／86Sr、εSr在所有火山岩分析样品中最高，平均值分别达0.730 289、447.78。赛利普组安粗岩、响岩：虽然2件样品岩性不完全相同，但 εSr相 差 无 几，其 平 均87Sr／86Sr＝0.726 216，εSr＝389.50。

本区新生代火山岩的Sr同位素的变化规律非常清楚：在时代上由老到新，其87Sr／86Sr比值总体呈现增加趋势，但最晚期的赛利普组又略低于中新世布嘎寺组；在岩性上，是按由钙碱性中酸性火山岩→酸性火山岩→中基性的碱性火山岩和钾玄岩质火山岩→中性的钾玄岩质火山岩的顺序递增：说明岩性对同位素组成也有一定影响。

表3 措勤－赛利普地区新生代火山岩Sr、Nd同位素测定结果Table 3 Analysed results of Sr，Nd isotope from Cenozoic rocks in the Cuoqin－Sailipu area

4.2 钕同位素组成

参数εNd也有标准化的意义，其εNd代表了样品中Nd的初始值对球粒陨石均一同位素标准值的偏差。地球的Nd同位素均一标准值是用Juvinas无球粒陨石［13］来代表的，其143Nd／144Nd比值为0.512 638。火山岩的Nd同位素的变化与Sr同位素大致相反。

典中组、年波组中εNd值为－3.41～－6.73（143Nd／144Nd＝0.512 293～0.512 463）。布嘎寺组 粗 面 岩 的 εNd值 为 －11.24～ －11.98，143Nd／144Nd＝0.512 024～0.512 062，均高于赛利普组火山岩。赛利普组安粗岩、响岩的εNd值为－15.14～ －15.82，143Nd／144Nd＝0.511 827～0.511 862，均为本区火山岩中之最低。赛利普组火山岩的εSr值并不比布嘎寺组高，但却有着更低的εNd值（＜－15），这可能与源区Nd同位素组成的不均一性有关。

4.3 Sr－Nd同位素组成

Sr和Nd同位素结合使用，以比值图解（图7）的形式能直观地表达岩石成因的大量信息。无论是部分熔融还是结晶分异作用，由于分配系数的差异，熔体相中的元素Nd比Sr富集的趋势更加明显，结果导致这2对子体母体同位素的87Sr／86Sr值与143Nd／144Nd值呈负相关。本区新生代火山岩的Sr和Nd同位素成分投影点都分布在地幔主趋势线的右侧并远离地幔主趋势线。古近纪火山岩的87Sr／86Sr值和143Nd／144Nd值之间相关性不明显，其投影点的排列方向大致平行纵坐标；而新近纪布嘎寺组和赛利普组火山岩投影点呈现一定的正相关，与地幔主趋势线距离更远。典中组－年波组、布嘎寺组－赛利普组火山岩分别位于不同的区间，差别明显。其中，典中组和年波组的中酸性火山岩位于EMⅡ区域或其附近，且接近于青藏高原北部新生代火山岩范围［3］；布嘎寺组、赛利普组火山岩在图中则分布于另外一个明显低143Nd／144Nd和高87Sr／86Sr值的区域，大致处在EMⅡ的演化趋势上。

5 源区性质及岩浆成因

图7 措勤－赛利普地区火山岩143 Nd／144 Nd－87Sr／86Sr投影图Fig.7 143 Nd／144 Nd－87Sr／86Sr diagram of Cenozoic rocks in the Sailipu area

据De Paolo等人（1988）的研究［15］，锶同位素初始比值＜0.706的火山物质来源于地幔，0.706～0.710的物质来源于下地壳，＞0.710者来源于上地壳。对于Nd同位素组成，不同构造位置的火山岩有着不同的εNd值，现今上地幔的εNd＝＋12，而大陆地壳的平均值为－15；源自上地幔且未受地壳混染的岩浆其εNd≥0，否则可能有地壳物质的加入。该地区8件新生代火山岩同位素分析数据（表3）中，其87Sr／86Sr比值（近似于锶同位素初始比）远高于0.710，εNd值均低于0（从－3左右降低到－15以下），143Nd／144Nd比值也普遍小于地球的Nd同位素标准值（即无球粒陨石值0.512 638，代表未分异的球粒陨石地幔值）。表明其至少是源于曾遭受到地壳物质强烈混染作用的富集地幔，且从典中组、年波组→布嘎寺组→赛利普组，火山岩中地壳物质的贡献呈明显增加趋势。虽然赛利普组火山岩地壳成分混染比例很高，但岩石中发现有幔源橄榄岩包体、深源辉石岩包体、辉石巨晶，岩相学证据并不支持其源于上地壳的可能。据De Paolo等人（1988）的研究［15］，一个地区岩浆岩中最低的εNd值往往与区域基底岩石相当，表3中赛利普组火山岩样品极低的εNd值至少表明本区可能存在εNd＜－16的变质基底。

莫宣学等（2006）把拉萨地块碰撞—后碰撞岩浆作用划分为3种地球化学类型，即拉萨地块原地型、亲特提斯洋型和亲喜马拉雅型［3］。认为这3种岩浆作用类型受控于上述3种地球化学端元在其源区的比例及相互作用。其中，拉萨地块原地型与青藏高原北部地球化学省特征一致，亲特提斯洋型代表了与新特提斯洋俯冲消减及其后的再循环有关的岩浆作用，亲喜马拉雅型岩浆岩的Sr－Nd同位素特征则可能指示了喜马拉雅大陆地壳端元的参与。

冈底斯西段措勤赛利普地区碰撞－后碰撞岩浆岩同位素组成特征显示出具有拉萨地块原地型地球化学省特征的同时，又与青藏高原北部地球化学省特征不完全相同。措勤－赛利普地区碰撞－ 后 碰 撞 火 山 岩 的87Sr／86Sr＝0.710 352～0.732 268，εNd＝－3.41～－15.82，其地球化学类型明显不同于高原北部地球化学省，即87Sr／86Sr比值更高，而εNd更低，介于莫宣学等人划分的拉萨地块原地型与亲喜马拉雅型岩浆作用之间，表明印度大陆岩石圈向北俯冲过程中，拉萨地块比青藏高原北部（羌塘、可可西里、西昆仑）遭受印度大陆岩石圈古老地壳物质混染程度更高，融入有更多的印度板块基底成分。

6 结论

a.冈底斯西段措勤－赛利普地区古新世－始新世（65～41Ma B.P.）火山岩，主要为一套中酸性钙碱性－高钾钙碱性火山岩；中新世火山岩（22～15Ma B.P.）为一套钾质－超钾质火山岩。

b.本区新生代火山岩的Sr、Nd同位素组成与拉萨地块不同地段以及青藏高原北部地球化学省的地球化学特征不完全相同，不同类型的岩浆可能代表了后碰撞高原南部岩石圈减薄作用导致的岩石圈不同层次的岩石部分熔融的产物；新生代以来，印度大陆岩石圈向北俯冲过程中，拉萨地块比青藏高原北部（羌塘、可可西里、西昆仑）融入了更多的喜马拉雅大陆地壳端元成分。

c.措勤－赛利普地区中新世超钾质岩石的发现是揭示印度大陆板块向北俯冲并发生部分熔融的重要证据，即中新世早期印度大陆板块已经向北A型俯冲到拉萨地块西段的措勤－赛利普一带并发生部分熔融、岩石圈断离等作用。

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