高喜马拉雅构造带是藏南地区变形、变质程度最高的新生代造山带，但迄今未报道过新生代火山活动，仅在雅江缝合带及其以北地区发现了新生代火山的活动(Mo et al., 2007; Chen et al., 2015)。近年我们在定日县东南部卡穷村山谷、波嘠错山谷及附近扎嘠曲河段发现了大量火山弹，火山熔岩，具有烘烤边的变质围岩与熔岩的粘合体。这些火山岩的铁含量极高(65.7%～67.5%)，SiO2极不饱和(18.8%～29.7%)，玻璃基质中钾质很高，属于罕见的超基性富铁火山岩。这类极富铁火山岩在世界上极为罕见，仅智利北部的埃尔拉科(El Laco Volcanic Complex)基鲁纳型(Kiruna type)磁铁矿火山岩(magnetite volcanic rocks)与之相似。近年来许多学者通过同位素测试分析认为是后期热液作用的产物(Park, 1961; Ruiz et al., 1965, 1968; Sillitoe and Burrows, 2002; Naranjo et al., 2010; Dare, 2014; Sarah, 2014; Rojas et al., 2018)。此外，瑞典北部诺博登省的基鲁纳地区的基鲁纳铁矿(Nyström and Henríquez, 1994)，以及加拿大西北部大熊湖(Great Bear Lake)岩浆岩带的磁铁矿的构造背景相似也与之有可比性(Hildebrand, 1986)。但瑞典的基鲁纳铁矿成矿年代是前寒武纪(Nyström and Henríquez, 1994)，智利铁矿的成矿年龄是5～2Ma(Rojas et al., 2018)，加拿大磁铁矿则是与早古生代绿岩带的变质过程有关(Hildebrand, 1986)。而高喜马拉雅富铁火山岩的初步年代学测试却是晚新生代。该晚新生代超基性富铁火山岩的发现，将为进一步揭示青藏高原新生代形成演化和地球动力学提供新的重要信息。

1 地质背景及样品采集

藏南定日县卡穷村一带(珠穆朗玛峰附近)的火山弹出露区位于肉切村群(扎西惹嘠组)与下奥陶统甲村大理岩系之间的藏南拆离系(STDS)南侧(下盘)(图1)。出露岩性包括大理岩，层状泥质、砂质灰岩，钙质页岩，黑云片岩、黑云石英片岩，二云片岩、黑云斜长片麻岩和薄层石英岩，条带状混合岩、混合岩化夕线石榴黑云片岩、黑云石英片岩和夕线石榴黑云斜长片麻岩(李德威等, 2003)。区域构造简单，总体处于自南向北俯冲的巨型韧性剪切带中，主剪切面的面理经后期构造作用呈低角度叠加斜歪不对称褶皱。在这些片麻岩中报道了峰期变质年龄约14～15Ma的榴辉岩(Wang et al., 2015)，并广泛分布高压基性麻粒岩或退变榴辉岩的构造残留体，其锆石U-Pb年龄为14～18Ma(李德威等, 2003; 刘树文等, 2005; 丁自耕等, 2018)。火山岩及火山岩与围岩粘合体呈条带状沿河谷散布于卡穷山谷及波嘎错山谷流水1级阶地上(图1)，少量散布于接近流水的坡积物上。火山弹及火山岩块出露密度极不均匀，常呈断续出现的团窝状富集带，最密集地段每平方米可见到数十块。山谷下游流水注入扎嘎曲，从卡穷山口及波嘎错山谷向扎嘎曲下游方向数十千米，在右岸一级阶地及较低坡积物上亦可见散布的火山弹及火山熔岩块。从火山岩分布特征及富集带的地形地物特点，可确定火山事件后火山岩经历过冰川运移及后来的流水搬运过程。虽然经过长时间多种手段的区域性大范围搜索，却始终未在火山岩分布区域的上游发现任何火山机构。

火山弹呈新鲜深棕色，多呈绳状，巧克力状及碎块状。火山弹个体大小不一，多数直径介于2～20cm，密集气孔构造发育，内部常见围岩捕虏体。部分火山弹呈爆炸状，显示其从空中直接落入水中或者软雪层中(图2a, b)。火山熔岩块体较大，常呈暗棕色(图2c)，表面具绳状构造，内部流动构造亦明显(图2d)。常见熔岩覆盖、黏贴围岩(片麻岩)(图2e)，围岩可见典型的接触烘烤边,熔岩明显切割围岩的区域片麻理(图2f)。

2 岩相学与矿物化学特征

火山岩显示玻基斑状结构，主要由淡黄色铁橄榄石斑晶(40%～50%)，不透明铁氧化物晶体(30%～40%)，褐色玻璃基质(5%～10%)，并发育大小不一的气孔(图3a, b)。铁橄榄石斑晶(Fe-ol)自形-半自形，晶体尺度多数20～50μm×50～80μm，呈长板条状(图3c, d)。不透明氧化铁(opq)晶体以不规则水滴状，长条串珠状镶嵌于橄榄石大晶体及褐黑色火山玻璃(gls)基质中，晶体局部边缘港湾构造发育。部分细小水滴状氧化铁晶体密集排列，局部长板条状氧化铁晶体在铁橄榄石及火山玻璃中组成鱼刺结构。较大氧化铁晶体内部可见两或三组细小板条状氧化铁及三氧化二铁晶体密集排列，组成的60°斜交或垂直交叉的网格的纹理结构(图3d)。少量他形自然铁颗粒零散分布于氧化铁与铁橄榄石之间。在较大的铁橄榄石晶体中局部有少量最早晶出的铁尖晶石自形晶体，分布不均匀。玻璃基质中亦不均匀分布细小长条状钙铁辉石及铁石榴石骸晶，呈密集束状排列，形成典型的鬣刺和鱼刺结构(图3e, f)。气孔多为空洞状，部分充填玉髓，方解石及各种围岩岩屑及晶屑。

样品矿物成分在中国科学院青藏高原研究所用电子探针上进行分析完成(EPMA，型号：JEOL JXA-8230)。实验条件为：加速电压15kV；束流3×10-8Å; 束斑1μm； 采样ZAF校正方法，结果见表1。代表性的矿物化学成分探针分析结果显示橄榄石成分为铁橄榄石，以富铁贫镁和低硅为特征，铁橄榄石的全FeO含量为65.7%～67.5%，SiO2含量为29.4%～30.5%，MgO含量均小于1.0%(表1)。基质玻璃成分以富钾贫镁为特征，其K2O含量分布不均匀，变化在5.2%～7.1%之间，最高可达10.9%，几乎不含MgO，但Na2O含量较低，均低于1.0%(表1)。铁氧化物全铁含量为96.9%～98.5%。根据火山岩岩石结构和主要矿物成分，岩石初步定名为超基性富铁火山岩。

图1 高喜马拉亚地质图及火山岩分布(据李德威等, 2003*李德威, 张雄华, 廖群安等. 2003. 1:250000定结幅、陈塘区幅区域地质调查报告)

Fig.1 Geological map of High Himalaya and distribution of volcanic rocks

表1 火山岩代表性矿物电子探针成分分析结果(wt%)

Table 1 Representative EPMA compositions of minerals in volcanic rocks (wt%)

表2 火山岩主量元素分析结果(wt%)

Table 2 Major element analysis results of volcanic rocks (wt%)

3 地球化学特征

3.1 分析方法

火山岩全岩主量和微量元素化学分析是在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室完成。主量元素分析采用碱熔玻璃XRF法分析完成，分析精度优于1%～5%；微量元素分析采用酸溶法，用PEElan6000型ICP-MS仪器测定分析，分析精度优于2%～5%，具体分析流程参阅刘颖和刘海臣(1996)。

3.2 地球化学特征

火山岩的主量元素化学分析结果显示以非常富铁和强烈硅不饱和为特征，其SiO2含量为16.0%～29.7%，Fe2O3T含量为56.2%～84.8%，CaO含量约为1.4%～10.4%，Al2O3含量为2.2%～5.9%，MgO含量较低，约为0.26%～0.72%，TiO2含量约为0.10%～0.26%，K2O含量约为0.50%～1.0%，Na2O含量为0.10%～0.30%。代表样品分析结果如下表2。

微量元素分析结果(表3)中稀土元素球粒陨石标准化的REE配分型式显示右倾型，轻重稀土分异明显，具有明显的Eu负异常(δEu=0.61～0.62)，以及轻稀土明显富集等特点，其稀土总量∑REE似乎偏低，约为132.0×10-6～145.7×10-6。在微量元素原始地幔标准化的蜘蛛网图中，大离子亲石元素(LILEs)Th和U等强烈富集，高场强元素(HFSEs)Nb和Ta及Ti元素相对亏损，Sr元素具有明显的负异常(图4)。这些特征反映了一个经历过消减俯冲过程的信息(Pearce, 1982)。以上微量元素地球化学特征和近年来报道的我国海南岛及巴西钾玄质岩石的微量元素地球化学特征非常一致(谢才富等, 2006; Ferreira et al., 2015)，说明该火山岩为硅极不饱的超基性富铁火山岩。

4 讨论与结论

4.1 火山喷发时间限定

火山岩表面新鲜，而且沿河谷散布于流水I级阶地及附近坡积物地表，说明属于比较年轻的火山活动。虽然在野外没有找到相应的火山机构露头，但火山岩中常见各种围岩捕虏体，可以清楚观察到火山岩与围岩片麻岩存在明确的切割关系，表明火山喷发应该晚于区域片麻理形成发生的时间。在该区片麻岩中分布着一些榴辉岩及退变榴辉岩的构造残留体，它们的锆石U-Pb年龄表明其峰期高压变质作用的时间为14～15Ma，对应地壳发生的增厚达到65km(Wang et al., 2015; 丁自耕等, 2018)。如果区域片麻理和高压变质与变形作用时间上对应并且一致，那么该次钾质火山作用发生的时间很可能发生于高喜马拉雅地壳发生碰撞增厚作用后的陆内伸展环境。由于火山岩分布范围有限，且明显切割围岩片麻岩的片麻理，推测该次火山活动可能属于裂隙式爆发，且规模不大。

表3 火山弹微量元素分析结果(×10-6)

Table 3 Trace element analysis results of volcanic rocks (×10-6)

4份火山岩样品(火山玻璃基质)在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室选送了进行K/Ar年龄测定。实验方法：前处理应用红外分光光度计进行样品纯度和杂质鉴定，去离子水和丙酮超声清洗样品之后进行测试。钾含量测量：采用锂内标钠缓冲火焰光度计法，本次测量所用标样2个：(1)房山花岗闪长岩体黑云母，样品号ZBH-25，钾含量标准值为7.60%，实测值7.60%。(2)腾冲芒棒玄武岩，样品号TC-18，钾含量标准值1.04%，实测值1.01%。氩含量测量：采用RGA10质谱计，稀释法静态测量。标样：ZBC，本实验室所采用的标准值为50.1Ma，5件实测值平均为50.5Ma。计算过程中的标准值采用桑海清等(2006)。计算所用参数：衰变常数λ=5.543×10-10/y，40K/∑K=1.167×10-4。质谱仪型号(测氩)：VSS-RGA-10(1986年)，火焰光度计型号(测钾)：6400。数据处理软件为龚俊峰和季建清所编写K-Ar Data Processing 1.0。获得火山活动的年龄分别为40.18Ma、4.76Ma、7.25Ma、6.84Ma(表4)。实验中发现钾元素分布极不均匀，因此获得的年龄值比较分散，尤其其中40.18Ma的年龄值应当剔除(钾含量过低)，因而火山活动的时间段应当介于7.25～4.76Ma。

在澳大利亚墨尔本大学地球科学学院的低温热年代实验室选用由熔岩包裹的围岩(片麻岩)样品开展了磷灰石裂变径迹 (AFT) 分析。磷灰石矿物选自被熔岩包裹的片麻岩(图2f)，主要通过传统的碎样、重液、磁选分选方法。磷灰石颗粒被嵌入环氧树脂做成样靶，进行抛光。将抛光后的样靶用5M的HNO3在21℃下蚀刻20秒。随后，利用蔡司Axio Imager M1m显微镜以及墨尔本大学开发的裂变径迹软件Trackwork，选取剖光面平行晶体C轴、径迹分布均匀的颗粒，进行径迹统计。磷灰石的238U含量是利用激光原位LA-ICP-MS分析法获得(结果见图5)。该实验室是采用NewWave UP213 Nd:YAG激光(其中激光能量为2.0J/cm2，频率5Hz，光斑30μm)和Agilent 7700X四级杆质谱仪进行分析。裂变径迹年龄利用方程：(Hasebe et al., 2004)计算获得的，其中t为裂变径迹年龄，ρs为自发径迹密度，Cu为238U的含量，λD为238U总衰变常数(1.55125×10-10yr-1, Jaffeyet al., 1971)，ξ为2.010×10-3，是利用标样计算所得，相对应于传统外探测法的zeta值。具体实验和年龄方法可参看Gleadow et al. (2015)。

实验结果：该熔岩包裹的片麻岩样品共分析26个单颗粒年龄，其P(χ2)为43%(>5%)，通过P(χ2)检验(Galbraith, 1981)，说明该样年龄为完全代表热重置年龄，其汇年龄为2.04±0.21Ma(表5)。由于该片麻岩是被火山熔岩所包裹，该岩石的冷却年龄可以代表火山的冷却年龄。同时，考虑到火山岩快速喷发地表，冷却相对较快，因此，一般火山岩的冷却年龄可以代表其喷发年龄。综合上述两种手段的年龄结果，我们认为火山活动的年龄介于2～4Ma比较合理。

表4 火山岩K-Ar测年数据结果

Table 4 K-Ar dating results of volcanic rocks

表5 磷灰石裂变径迹计算结果

Table 5 Calculation results of apatite fission track

注：LA-ICP-MS测定的238U含量(含标准偏差)，中心年龄采样RadialPlotter计算(Vermeesch, 2009)

4.2 大地构造意义

具有特殊地球化学特征的超基性富铁火山作用一般与板块俯冲、碰撞，以及陆-陆碰撞后的陆内伸展环境有关。如智利、加拿大和瑞典的基鲁纳型火山岩型磁铁矿都是产生于一级构造带上(Hildebrand, 1986; Nyström and Henríquez, 1994; Rojas et al., 2018)。尤其智利超大规模的埃尔拉科磁铁矿带与太平洋板块的俯冲作用密切相关(Dare, 2014; Rojas et al., 2018)。藏南高喜马拉雅高级变质带特殊的超基性富铁火山岩本身分布于藏南拆离系南侧的巨大韧性剪切带与南北向裂谷的交汇处，显然与强烈的构造运动密切相关(Liu et al., 2012)。岩石主要由铁橄榄石、氧化铁及富钾玻璃基质组成，具有玻基斑状结构及鬣刺构造，全岩成分具有强烈硅不饱和和极端富铁的特征。地球化学分析表明其大离子亲石元素Th和U等强烈富集，高场强元素Nb和Ta及Ti元素相对亏损，Sr元素具有明显的负异常，同样指示了一个与消减俯冲有关的地球化学特征。

结合相关地化数据以及加拿大、智利等类似岩石成因，我们推测该富铁的超基性火山岩可能是由于高喜马拉雅地壳在陆-陆碰撞地壳增厚之后的陆内伸展作用，进而产生地壳深大断裂及深裂谷，同时伴随的快速减压诱发富铁原岩在深部发生熔融并沿由裂隙喷发而形成的。因此，该富铁超基性火山岩提供了高喜马拉雅构造带在新生代经历碰撞后发生伸展作用的火山岩岩石学证据。此外，高喜马拉雅火山岩具有非常富铁和强烈硅不饱和特征，指示其原岩也有可能是富铁的岩石如前寒武条带状铁建造(BIF)重融所致(江博明私人交流, 2016)；近年也有人认为智利拉科磁铁矿不一定是直接的火山喷溢成因，而是深部古老的沉积变质型铁矿层在更新世岩浆活动时被重熔、产生高温热液蚀变，富集于先存的围岩安山岩中(Sarah et al., 2014)。此外，根据不混溶理论，高喜马拉雅的火山岩也很可能是不混溶作用的产物(Hou et al., 2017, 2018)，需要进行深入的研究。尽管富铁超基性火山作用的岩浆源和大地构造背景目前仍存在争论，但这种岩浆活动与板块边缘的深源过程有关或形成于陆-陆碰撞后的陆内伸展环境则是一致的看法。无论是同俯冲-碰撞的活动大陆边缘弧地壳物质的部分熔融，还是碰撞后的陆内构造伸展背景，都说明高喜马拉雅构造带具有板块构造聚合带的性质。

致谢 感谢中国科学院青藏高原研究所谢静在电子探针矿物成分分析方面的帮助，中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室在岩石地球化学分析测试方面的帮助。在研究过程中，与江博明，李继亮，翟明国，徐义刚，侯增谦，牛耀龄，曾令森，王强，黄小龙，张传林和王选策等进行过非常有益的讨论，肖文交研究员、刘焰研究员、刘晓春研究员和张招崇教授对本文进行了仔细审阅并提出修改意见。在此一并表示衷心感谢！

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