西藏汤白矿区下白垩统比马组砂岩地球化学特征：对冈底斯南缘构造演化的启示*

2019-08-01杨宗耀胡古月肖洪天王鹰赵晓彦

岩石学报 2019年7期

杨宗耀胡古月肖洪天王鹰赵晓彦

1. 西南交通大学地球科学与环境工程学院，成都 6117562. 中国地质科学院矿产资源研究所，自然资源部成矿作用与资源评价重点实验室，北京 1000373. 成都理工大学地球科学学院，成都 610059

地球表面的演化是一个伴随海陆变迁、碰撞造山等地质作用过程的复杂行为，火山-侵入岩是来自地球内部的记录，而沉积岩则是地表地质作用所留下来的产物，地表无处不在的风化、剥蚀、搬运和沉积使地球往事均以记忆残片的形式保存在沉积岩中，物源分析就是要研究这些保留下来的痕迹。自沉积岩的成分是其物源区构造背景的记录这一概念(Blatt, 1967; Dickinson, 1970)被提出以来，物源分析方法在19世纪70年代开始萌芽，最初是对沉积岩中副矿物研究来推测母岩性质，研究程度及可靠性较低。至20世纪80年代，鉴于岩石地球化学及砂岩碎屑组分统计等方法的飞速发展，使得物源分析方法得到了进一步完善，业已成为一门各学科结合的综合研究领域。目前，物源分析方法主要有地球化学法(Bhatia, 1983, 1985；Bhatia and Crook, 1986；Roser and Korsch, 1986, 1988; McLennan and Taylor, 1991; McLennanetal., 1993)、碎屑骨架法(Dickinson and Suczek, 1979; Valloni and Maynard, 1981; Ingersolletal., 1984)、同位素法(McCulloch and Wasserburg, 1978; Tayloretal., 1983; Gray and Zeitler, 1997)、重矿物法(Morton, 1987; Morton and Hallsworth, 1999)和沉积岩相研究法(Pettijohnetal., 1972)。沉积岩成岩影响因素较多，各种研究方法都有其应用条件和局限性，但其中以地球化学方法和同位素年代学应用最广。物源分析时应注意将多种方法相结合，综合判别，同时还应该考虑构造抬升、剥蚀作用和化学风化等构造和沉积作用对物源区判定的影响，才能得出合理的结论。本文运用地球化学方法对西藏拉萨地体南缘汤白矿区的比马组(K1b)火山-沉积岩中的砂岩开展物源研究，解剖其物源成分，探讨砂岩形成的大地构造背景，结合早-中侏罗世雄村组(J1-2x)砂岩研究成果(杨宗耀等，2017)，进一步约束拉萨地体南缘新特提斯洋俯冲阶段的构造演化过程。

1 地质背景

研究区位于滇藏地层大区之冈底斯-腾冲地层区南部与喜马拉雅地层区北部的交接位置，广泛发育中、新生界地层，局部出露前震旦系和古生界地层(图1)。由中生界区域地层柱状图(图2)可见，研究区中生界地层可看出由老至新包括中-下侏罗统雄村组(J1-2x)、上侏罗统麻木下组(J3m)，上侏罗-下白垩统林布宗组(J3K1l)、比马组(K1b)、下白垩统楚木龙组(K1c)、塔克那组(K1t)、上白垩统设兴组(K2s)，其他地层还包括有上白垩统-古新统旦师庭组(K2-Ed)及古新统典中组(E1d)、始新统年波组(E2n)、帕那组(E2p)、秋乌组(E2q)、渐新统日贡拉组(E3r)、渐新统-中新统大竹卡组(E3-N1d)、中新统芒乡组(N1m)、上新统嘎扎村组(N2g)、宗当村组(N2z)。因此，研究区地层整体上为一套受特提斯洋演化及印度-亚洲陆陆碰撞背景下形成的火山岩和火山沉积岩组合，局部经历低级变质作用，具有海相向陆相过渡的地层学特征。

本次样品采集于汤白矿区南缘，雅鲁藏布缝合带北侧，雄村矿区以东约15km处(图1a)的下白垩统比马组(K1b)火山-沉积地层。地层中的火山岩相主要包括玄武安山岩、安山岩、英安岩和条带状变质凝灰岩等；沉积岩相为灰白色中层砂岩夹薄层状粉砂岩和页岩。该套火山-沉积岩普遍受中-低级变质作用，可能与主碰撞期挤压作用相关。研究区岩浆活动强烈，出露中、新生代岩浆岩，主要包括早侏罗世角闪石英闪长斑岩(J1)、晚白垩世黑云母花岗岩(K2)、中新世黑云母二长花岗岩(N1)以及始新世辉绿岩脉、煌斑岩脉和花岗斑岩脉等。研究区主要发育断裂构造，呈近东西向、近南北向和北西向。由于研究区同时为汤白矿区，目前由地表探矿工程控制3条主矿体(1号、2号和3号)，主要赋存于早侏罗世角闪石英闪长斑岩中(图1b)。

图1 汤白矿区地质简图(据唐菊兴等，2005修改[注]唐菊兴，李志军，董树义等. 2005. 西藏日喀则市汤白铜矿地质勘查报告. 成都: 成都理工大学)

1-第四系；2-下白垩统比马组火山-沉积岩；3-早侏罗世角闪石英闪长斑岩；4-晚白垩世黑云母花岗岩；5-中新世黑云母二长花岗岩；6-始新世辉绿岩脉；7-始新世煌斑岩脉；8-始新世花岗斑岩脉；9-逆断层；10-平移断层；11-推测断层；12-探矿工程及其编号；13-矿体；14-剖面位置

Fig.1 Geological map of the Tangbai district

1-Quaternary; 2-Lower Cretaceous Bima Formation volcanic-sedimentary rocks; 3-Early Jurassic hornblende quartz diorite porphyry; 4-Late Cretaceous biotite granite; 5-Miocene biotite monzonitic granite; 6-Eocene diabase dyke; 7-Eocene lamprophyre dyke; 8-Eocene granite porphyry dyke; 9-reverse fault; 10-strike-slip fault; 11-infered fault; 12-exploration trench and its number; 13-orebody; 14-stratigraphic profile

2 样品测试方法

本次研究在野外露头上共采集12件样品。样品经粗碎、中碎、细碎三阶段并研磨至200目以下，其中，粗碎、中碎、细碎损耗率分别小于3%、5 %、7%, 缩分误差小于3%，加工过程均在无污染环境中完成。样品的主量元素、微量元素和稀土元素测试工作在西南冶金地质测试中心完成，工作环境温度为19℃，湿度为54%。主量元素测试分析采用X射线荧光光谱法(XRF)，仪器为荷兰帕纳科Axios X荧光射线光谱仪，检测依据GB/T14506.28-2010和DZG20-02，分析误差小于5%。微量元素和稀土元素的测定采用等离子发射光谱法、质谱法和X荧光法，仪器为iCAP6300全谱仪、Axios X荧光仪和NexIon 300x ICP-MS，检测标准为DZG20-02和DZG20-06。首先称取40mg研磨样品和3个国家标准(GRS1、GRS2、GRS3)样品置于溶样弹中并用酸溶法制成溶液, 然后在ICP-MS上进行测定。NexIon 300x ICP-MS仪器的检测精度为：含量大于10×10-6的元素分析误差小于5%；含量小于10×10-6的元素分析误差小于10%。

3 沉积学及岩相特征

由采样剖面(图3)可见，本次研究采集的汤白矿区比马组砂岩以火山岩夹层形式产出。整体上，地层由凝灰质、安山质火山岩厚层夹浅海相碳酸盐岩或碎屑沉积岩构成，且碳酸盐岩在砂岩下部，产状较陡，显示轻微变质作用。碳酸盐岩初始沉积环境为高盐度环境下，阳光充足的的浅海相或湖相环境 (Wilson, 1975)。因此，剖面中碳酸盐岩和砂岩以薄层状产出的沉积相表明其初始沉积环境可能为浅海相和陆相交替出现的边缘海或为平均海平面附近的陆坡环境。同时，比马组(K1b)下伏的上侏罗统麻木下组(J3m)地层则主要沉积一套碳酸盐岩，反映了稳定的海相沉积环境。在晚侏罗世至早白垩世期间，雄村岛弧有向北侧拉萨地体不断靠近的趋势。

图3 汤白矿区比马组剖面图及采样位置1-英安岩；2-安山岩；3-灰岩；4-晶屑凝灰岩；5-大理岩；6-砂质板岩；7-砂岩；8-凝灰岩；9-火山角砾岩；10-碳质板岩夹砂岩；11-岩层产状；12-采样地点及编号Fig.3 Stratigraphic profile of the Bima Formation in Tangbai district, showing the sample positions1-dacite; 2-andesite; 3-limestone; 4-crystal tuff; 5-marble; 6-sandy slate; 7-sandstone; 8-tuff; 9-volcanic breccia; 10-carbonaceous slate and sandstone interbedding; 11-rock stratum occurrence; 12-sample position and its number

图4 汤白矿区比马组砂岩显微镜下特征Qm-单晶石英；Qp-多晶石英；Lv-火山岩岩屑；Cal-方解石；Pl-斜长石；Ser-绢云母Fig.4 Microphotographs of the Bima formation sandstones in Tangbai districtQm-single crystal quartz；Qp-polycrystalline quartz；Lv-volcanic lithic；Cal-calcite；Pl-plagioclase；Ser-sericite

汤白比马组砂岩镜下可见大量长石碎屑，双晶明显(图4f-l)；部分样品含有极高的CaCO3胶结物(图4a-d)，出现CaCO3胶结物含量差异较大的原因是成岩时期环境的变化，可能受制于不同时期喷发的火山岩、火山灰性质或沉积相。整体上，碎屑含量约70%，其中石英50%和长石20%；岩屑含量约30%呈棱角状和次棱角状。石英碎屑多为单晶颗粒，极少见多晶石英碎屑，无次生加大现象，不太可能是再旋回石英碎屑。另外，石英单矿物具有港湾状熔蚀边缘，表面干净光洁等喷出岩石英的典型岩相学特征。填隙物约占整体砂岩的30%，其中：杂基约占填隙物的70%，多为细粒长英质矿物、粘土矿物、少量铁质重矿物；胶结物约占填隙物的30%，为方解石等钙质胶结物、石英及云母等硅酸盐胶结物。其次碎屑分选差，磨圆度低，水动力条件较弱且搬运距离近。汤白比马组砂岩杂基含量高，结构成熟度低，以富含长石和岩屑为特征，且比雄村组砂岩更富长石，这是活动岩浆弧成因砂岩典型特征(Dickinsonetal., 1983; 杜利林等，2013)，物源推测主要为火山岩。

4 岩石地球化学特征

4.1 主量元素特征

表1汤白矿区比马组砂岩全岩元素地球化学组成(主量元素：wt%；稀土和微量元素：×10-6)

Table 1 Whole-rock geochemical compositions of Bima Formation sandstones from Tangbai district (major elements: wt%; trace elements: ×10-6)

样品号D11-1D11-2D11-3D11-4D11-5D11-6D22-1D22-2D22-3D22-4D22-5D22-6SiO266.0769.0866.4664.9667.1666.0967.2364.2759.5162.8968.5260.16TiO20.470.390.440.480.490.480.370.410.380.360.330.37Al2O316.9515.2417.3117.1516.9517.1716.0617.5618.5817.8913.4417.9Fe2O30.650.880.110.810.330.440.240.761.140.870.580.98FeO3.813.144.074.013.083.673.843.082.653.112.913.2MnO0.110.110.110.110.10.110.120.110.160.140.20.16MgO1.741.701.712.121.331.571.721.681.191.281.441.20CaO2.723.013.122.283.193.222.912.377.266.376.287.38Na2O1.401.611.581.231.641.522.973.382.942.842.312.77K2O1.991.191.632.252.191.981.812.481.611.160.991.23P2O50.090.080.100.090.100.090.100.130.130.120.100.12LOI3.343.052.793.852.903.081.973.073.752.532.483.81Total99.3699.4899.4399.3499.4699.4199.3499.3299.3199.5699.5899.30La15.0910.6614.7814.9313.8414.2315.4714.6213.5515.629.7217.06Ce27.9519.4727.1427.7625.4526.4328.6526.925.1228.5417.6232.46Pr3.172.293.163.172.923.133.243.032.933.271.983.83Nd12.738.9512.7312.9411.5012.3412.8811.8212.1913.618.0416.33Sm2.361.682.462.372.022.412.292.112.512.631.593.48Eu0.910.690.900.900.800.910.820.721.141.170.671.59Gd2.301.672.302.301.992.292.212.002.562.761.693.59Tb0.400.280.390.390.350.390.350.320.460.490.290.65Dy2.161.572.142.091.842.201.921.792.622.921.673.87Ho0.460.330.440.450.410.470.410.390.590.660.350.88Er1.330.981.291.321.141.331.201.171.741.971.052.59Tm0.230.180.220.220.200.230.220.190.300.340.180.47Yb1.401.091.321.271.241.441.351.241.842.131.132.82Lu0.190.150.180.180.170.200.200.190.280.310.160.40Y12.719.6212.2112.2511.2113.2511.6410.9817.6020.2011.0026.57Ag0.330.350.090.050.040.550.220.070.050.090.120.12As83.303.182.001.624.6171.949.307.493.351.515.601.94Sb2.200.650.310.250.5012.233.352.860.430.530.440.53Ba371.8222.7316.0397.9426.3327.7372.9479.4323.4181.4141.0176.7Be1.011.091.160.970.931.071.021.001.361.270.861.36Bi0.480.130.090.090.060.540.150.080.100.110.100.10Cd0.091.350.220.110.061.300.430.160.130.540.340.17Co10.5711.2910.1810.038.439.7113.5511.679.619.009.708.68Cr21.0521.9819.0017.1916.9819.7612.2810.8110.5612.3011.2318.02Cs2.201.491.982.552.352.444.555.735.004.363.294.35Cu39.0216.2218.3826.4517.4123.3246.7015.519.7421.5613.3922.34Ga16.1012.5418.0616.8616.3516.8214.9214.9820.3219.9611.9522.08Ge0.930.820.990.930.901.050.870.791.451.441.071.55

续表1

Continued Table 1

样品号D11-1D11-2D11-3D11-4D11-5D11-6D22-1D22-2D22-3D22-4D22-5D22-6Hf3.833.133.524.203.603.923.283.843.002.962.802.90In0.060.100.050.040.030.100.040.030.060.080.060.07Li40.9040.8542.1950.7538.1238.4554.9151.5941.1939.8136.7740.28Mo5.473.074.582.863.395.214.080.462.173.040.863.97Nb7.356.358.217.597.778.447.918.999.228.226.609.19Ni7.546.976.175.455.486.756.676.335.496.245.286.36Pb23.30123.720.7013.1012.50128.357.1029.2015.2033.5042.7023.20Rb42.1523.0530.7541.8839.8948.7660.8158.7436.7932.7728.8642.24Sc9.187.549.8610.488.3210.319.028.088.278.686.889.70Se0.120.060.080.120.070.100.090.030.050.090.040.06Sn2.743.051.931.841.545.802.851.241.891.873.101.82Sr336.9389.4395.3280.5382.6385.6255.0238.7467.6452.8356.6475.1Ta0.620.530.670.650.620.700.680.770.800.710.530.81Te0.060.080.050.060.060.140.820.270.080.250.190.20Th3.312.923.183.313.374.033.713.212.862.942.373.22Tl0.330.220.310.390.400.460.440.530.400.360.300.41U0.990.920.941.070.871.251.721.131.161.250.971.40V87.3870.3785.4099.8694.7091.2572.3275.0184.8979.8362.9483.63W1.011.321.091.160.971.091.011.181.000.820.711.15Zn43.3152.857.256.436.4143.778.061.743.763.966.447.4Zr138.1116.3130.2149.6132.7145.4107.8125.9112.0111.0100.0113.4Fe2OT34.894.374.635.273.754.514.514.184.094.333.814.54SiO2/Al2O33.904.533.843.793.963.854.193.663.203.525.103.36K2O/Na2O1.420.741.031.831.331.300.610.730.550.410.430.44K2O/Al2O30.120.080.090.130.130.120.110.140.090.060.070.07Al2O3/TiO236.0738.8739.0535.8234.9236.1543.6142.3548.3049.8241.0048.87CIA(%)666365686263586049524649ICV0.790.810.760.800.750.780.900.830.950.921.140.99ΣREE70.6849.9869.4570.363.8568.0271.2266.5167.8376.4346.1690.03LREE62.2143.7461.1662.0856.5359.4663.3559.2057.4564.8539.6274.75HREE8.476.258.298.227.328.567.877.3010.3811.586.5415.28LREE/HREE7.347.007.387.557.726.958.058.115.545.606.064.89(La/Yb)N7.727.048.048.468.037.068.208.445.285.256.164.34δEu1.181.251.131.161.201.171.101.061.361.321.251.36δCe0.940.920.930.940.930.930.940.940.930.930.930.94Zr/Hf36.0537.1737.0035.6136.8737.132.8832.837.3337.5135.739.11Cr/Ni2.793.153.083.153.102.931.841.711.921.972.132.83Sr/Ba0.911.751.250.700.901.180.680.501.452.502.532.69V/(V+Ni)0.920.910.930.950.950.930.920.920.940.930.920.93Nb/Ta11.9011.9212.2211.5912.4511.9811.7011.6911.5511.6012.4911.30

图5 汤白矿区比马组砂岩主量元素Haker图解Fig.5 Haker diagrams of major elements for the Bima Formation sandstones in Tangbai district

在砂岩log(SiO2/Al2O3)-log(Na2O/K2O)岩石地球化学分类图解中(图6a)，汤白比马组砂岩位于杂砂岩区域，并有向岩屑砂岩转换的趋势。Crook(1974)将杂砂岩按石英含量分为贫石英杂砂岩(石英<15%；平均SiO2约58%；K2O/Na2O<<1)、中等含量石英杂砂岩(石英15%～65%；平均SiO2约68%～74%；K2O/Na2O<1)和富石英杂砂岩(石英>65%；平均SiO2约89%；K2O/Na2O>1)三大类。汤白比马组砂岩石英含量约35%，SiO2平均65.2%，在Na2O-K2O图解中(图6b)，属于中等-富石英杂砂岩范畴。

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汤白比马组砂岩SiO2/Al2O3比值在3.20～5.10之间，变化小，成熟度低。与雄村组砂岩相比(杨宗耀等，2017)，富SiO2而贫Al2O3，表明硅质矿物含量较高，而云母及铝硅酸盐粘土矿物含量较低，遭受风化作用弱。K2O/Al2O3比值为0.06～0.14，表明砂岩粘土矿物主要为高岭石和蒙脱石，中碱性长石含量较少(Coxetal., 1995)，相比于雄村组砂岩较高的K2O/Na2O比值(0.81～7.21)，汤白比马组砂岩为0.41～1.83，反映了一个相对稳定的后期风化过程。Girtyetal.(1996)认为Al2O3/TiO2比值一定程度上可反映砂岩物源区特征，Al2O3/TiO2比值为34.92～49.82，其物源区为安山质岩浆弧。

图6 汤白矿区比马砂岩岩石地球化学分类图解(a, 据Pettijohn et al., 1972; b, 据Asiedu et al., 2000)Fig.6 Geochemistry classification diagrams of the Bima Formation sandstones in Tangbai district (a, after Pettijohn et al., 1972; b, after Asiedu et al., 2000)

Wedepohl(1969)研究指出上地壳由大约21%石英、41%斜长石和21%钾长石组成，所以长石类矿物在上地壳风化过程中扮演着十分重要的角色，其含量丰富，并与风化作用具有密切关系。上地壳的风化是一个长石退化伴随粘土矿物形成的过程，钾、纳、钙从长石矿物中流失导致硅铝质矿物在风化产物中堆积。Nesbitt and Young(1982)提出CIA用以衡量岩石风化程度：

CIA=[Al2O3/(Al2O3+CaO*+Na2O+K2O)×100]

CaO*=molCaO-molCO2(cc)-0.5molCO2(dol)-10/3×molP2O5(ap)

cc=方解石；dol=白云石；ap=磷灰石

其中氧化物是以克分子量形式参与计算，公式中CaO*仅表示岩石中由硅酸盐形成的CaO，而由碳酸盐(方解石、白云石)和磷酸盐产生的CaO则不计算在内。Fedoetal.(1995)给出了CaO*的详细计算步骤，但在实验过程中由碳酸盐产生的CO2无法测量，所以在计算过程中仅排除磷酸盐产生的CaO。汤白比马组砂岩CIA值为46%～68%之间，表明其遭受风化程度很低。一般情况下，砂岩遭受风化产生粘土矿物，其CIA值多在70%左右，不太可能出现低于50%的情况，平均上地壳CIA值约47%，CIA值为45%～55%代表未遭受风化(McLennan, 1993)，而汤白比马组砂岩出现了部分样品CIA低于50%，在A-CN-K图解中位于斜长石-钾长石线之下，且全部小于70%，这是受砂岩中大量CaCO3胶结物所致(图4a-d)，其大大提高了CaO*值从而使CIA大低于实际值。A-CN-K图解中(图7)CIA投影值与计算结果(表1)一致，风化趋势线相对于A-CN边略向右偏移，表明晚期风化作用可能带入了少量钾，其反向延长位于安山岩附近，并有部分靠近辉绿岩，表明其物源区可能为安山质岩石，部分可能混入少量基性岩成分。

图7 汤白比马组砂岩主量元素A-CN-K图解(据McLennan et al., 1993; Fedo et al., 1995)1-辉绿岩；2-安山岩；3-花岗闪长岩；4-花岗岩；5-A型花岗岩；6- 紫苏花岗岩；7-钾长花岗岩；8-微斜长石Fig.7 A-CN-K diagram of the sandstones in Tangbai district (after Mclennan et al., 1993; Fedo et al., 1995)1-diabase; 2-andesite; 3-granodiorite; 4-granite; 5-A-type granite; 6-charnockite; 7-moyite; 8- microcline

4.2 稀土元素特征

在岩浆或流体演化过程中，Ni、Co等相容元素多进入矿物相或残留相，而不相容元素(如大部分大离子亲石性元素)则更倾向于进入熔体相，因此稀土、微量元素以有别于主量元素的方式记录着不同地质活动。

汤白比马组砂岩稀土元素特征(表1)显示：稀土总量(ΣREE)为46.16×10-6～90.03×10-6之间，平均值为67.54×10-6。其中轻稀土含量(ΣLREE)为39.62×10-6～74.75×10-6，平均值为58.70×10-6；重稀土含量(ΣHREE)为6.25×10-6～15.28×10-6，平均值为8.84×10-6；轻稀土元素和重稀土元素比值(LREE/HREE)为4.89～8.11，平均6.85； (La/Yb)N比值为4.66～6.20，平均比值为7.00。整体上，汤白比马组砂岩稀土总量与该地区侏罗纪火山-侵入岩稀土总量相似，比雄村组砂岩(杨宗耀等，2017)低约15.00×10-6，暗示其物源区岩石相较于雄村组偏基性。其次，富含石英质矿物的沉积岩会表现出ΣREE下降的稀土地球化学行为(Haskinetal., 1966; Nance and Taylor, 1976)，这可能是导致汤白比马组砂岩除Eu外各稀土元素及总量比平均上地壳(Taylor and McClennan, 1985)低约0.5倍，但其稀土配分图(图8)仍与上地壳一致的原因。

稀土元素球粒陨石标准化配分模式(图8a)表现为轻稀土富集的右倾模式，与后太古宙平均页岩相似。δEu值为1.06～1.36，平均值1.21，Eu呈明显的正异常，这是由于砂岩有中大量斜长石碎屑(图4f-l)。δCe为0.92～0.94之间，平均0.93，具弱δCe负异常，但相较于雄村组砂岩略高，表明其受海水作用较弱。在稀土元素澳大利亚后太古宙(PAAS)标准化模式图(图8c)中，汤白比马组砂岩与大陆岛弧具有一致的配分模式曲线，且与大洋岛弧配分模式有明显区别，表现为轻稀土元素相对富集。

4.3 微量元素特征

球粒陨石标准化微量元素蛛网图中(图8d)，汤白比马组砂岩亏损Th、Nb、P、Ce、Ti等高场强元素，具有岛弧火山岩特征。Cr/Ni比值为1.71～3.15，说明物源区镁铁质或超镁铁质岩石含量极低(Bauluzetal., 2000)。在地壳尺度上，微量元素中Zr多赋存于锆石中，且大部分重稀土元素及微量元素受锆石影响，而锆石中Zr/Hf比值介于30～40(Muralietal., 1983)，汤白砂岩Zr/Hf值为32.8～39.11，说明其Zr、Hf元素含量受碎屑锆石控制。对照上地壳Nb/Ta比值约为12的数据结果(Barthetal., 2000)，汤白比马组砂岩Nb/Ta比值为11.3～12.49，平均11.87的地球化学特征表明砂岩中Nb、Ta元素可能主要来源于上地壳岩石单元。

Sr和Ba等碱土金属元素的化学性质相近，但在陆相、海-陆交替相及海相等不同环境中的富集程度具有微弱的差异(邓平，1993；刘刚和周东升，2007)。根据蓝先洪等(1987)对中国珠三角地区沉积物中Sr和Ba元素的含量特征研究结果，陆相为Sr小于60×10-6、Ba小于300×10-6，而海相为Sr大于160×10-6、Ba大于400×10-6，海陆两相之间的差异明显。汤白比马组砂岩Sr含量为238.7×10-6～475.1×10-6，平均Sr约368.0×10-6，表现为海相沉积特征；Ba含量141.0×10-6～479.4×10-6，平均Ba约311.4×10-6，且其中有4个样品Ba含量小于300×10-6，6个样品Ba含量介于300×10-6和400×10-6之间，2个样品Ba含量大于400×10-6，因此更倾向于具有海陆交替相特征。其次，Sr/Ba比值能反映沉积环境的古盐度特征，一般认为盐度高的海相环境沉积物Sr/Ba比值一般大于1，而淡水沉积物Sr/Ba比值多小于1(蓝先洪等，1987)。汤白比马组砂岩Sr/Ba比值为0.50～2.69，同样反映汤白比马组砂岩沉积于海陆交替相，结合结合沉积环境和沉积相分析，比马组砂岩应该是形成于海陆交替相。

沉积物中与有机质密切相关的V和Ni元素含量是判断沉积环境的重要指标，其含量取决于沉积物中生物导致的氧化还原反应(Lewan and Maynard, 1982; Lewan,1984)。Tribovillardetal.(2006)的研究表明U、V和Mo在氧化环境中相比于还原环境具有更高的溶解度，因此还原环境中的沉积物更富集U、V和Mo元素，并同与生物有机质分解有关的Ni、Cu、Zn、Cd元素统称为氧化还原反应敏感微量元素，可作为恢复古环境的指针。Hatch and Leventhal(1992)基于以上原理将页岩全岩V、Ni关系与DOP(Degree of Pyritization)进行对比研究，结果表明V/(V+Ni)比值与DOP具有明显正相关关系，而DOP值又是环境中O2和H2S含量的指示，并以此来判定氧化、还原环境(Raiswell and Berner, 1985; Leventhal and Taylor, 1990)。当V/(V+Ni)>0.60时反映水体为还原环境，V/(V+Ni)<0.60则为氧化环境(Zhou and Jiang, 2009; Lanetal., 2017)，随着V/(V+Ni)值得增大，其贫氧程度逐渐增加，当V/(V+Ni)>0.84时，为极度厌氧环境并伴随H2S出现(Hatch and Leventhal, 1992)。汤白比马组砂岩V/(V+Ni)值为0.91～0.95，表明其沉积环境为极度厌氧的还原环境。

5 讨论

5.1 源区母岩成分

本次研究的汤白矿区比马组砂岩是作为薄层状火山岩的夹层产出，具有分选性差、磨圆度低等磨拉石建造特征。同时，其沉积物的来源多为同时期喷发的火山岩，同时掺杂有原地早期岩石的部分剥蚀成分。砂岩的化学组成严格受物源区控制，受后期交代作用影响不大，可代表原始沉积物的化学成分，能有效的示踪物源区岩石组合特征。

5.2 构造背景探讨

图9 汤白比马组砂岩主量元素物源组成判别图解(据Roser and Korsch, 1988)Fig.9 Major elements composition discriminatory plots for the provenance of the sandstones in Tangbai district (after Roser and Korsch, 1988)

图10 汤白比马组砂岩微量元素物源组成判别图解(a,据Gu et al., 2002; b,据Floyd and Leveridge, 1987) Fig.10 Trace elements composition discriminatory plots for the provenance of the sandstones in Tangbai district (a, after Gu et al., 2002; b, after Floyd and Leveridge, 1987)

图11 汤白矿区比马组砂岩主量元素构造判别图解(a, 据Toulkeridis et al., 1999; b, 据Kroonenberg, 1994)OIA-大洋岛弧；CIA大陆岛弧；ACM-活动大陆边缘；PM-被动大陆边缘；BAS-玄武岩；AND-安山岩；GRA-花岗岩；AG-杂砂岩Fig.11 Tectonic setting discrimination diagrams based on the major elements for Bima Formation sandstones in Tangbai district (a, after Toulkeridis et al., 1999; b, after Kroonenberg, 1994)OIA-ocean island arc; CIA-continental island arc; ACM-active continental margin; PM-passive margin; BAS-basalt; AND-andesite; AG-Archaean greywacke

不稳定微量元素(La、Th、Y、Zr、Ti、Co、Ni等)在后期风化沉积成岩过程中不容易发生改变，利用这些元素相互之间的关系建立图解来反应砂岩沉积时期的物源环境及构造环境是非常有代表性的Bhatia and Crook (1986)。在La-Th-Sc、Th-Sc-Zr/10、Th-Co-Zr /10图解(图14)中，汤白比马组砂岩样品均落入大陆岛弧区域，且与La/SC-Ti/Zr图解(图15)反映结果一致，样品集中表明微量元素判别具有更高的可信度。其次，在与雄村组砂岩样品对比研究中，可见从比马组砂岩到雄村组砂岩具有从大洋岛弧到大陆岛弧演化的趋势。

图12 汤白比马组砂岩构造判别图解(据Kumon and Kiminami, 1994; b, 数据来源于Bhatia, 1983)IIA-不成熟岛弧；EIA-演化的岛弧；MMA-成熟的岩浆弧Fig.12 Al2O3/SiO2 vs. tectonic setting discrimination diagram (after Kumon and Kiminami, 1994; b, data from Bhatia, 1983)IIA-immature island arc; EIA-evolved island arc; MMA-mature magmatic arc

图13 汤白比马组砂岩SiO2/Al2O3-K2O/Na2O构造判别图解(据Roser and Korsch, 1986)A1-岛弧构造背景；A2-演化的岛弧背景；ACM-活动大陆边缘；PM-被动大陆边缘Fig.13 SiO2/Al2O3 vs. K2O/Na2O tectonic setting discrimination diagram (after Roser and Korsch, 1986)A1-arc setting; A2-evolved arc setting; ACM-active continental margin; PM-passive margin

5.3 构造演化探讨

新特提斯洋的构造演化模式一直是印度-亚洲大陆汇聚、碰撞过程中的一个焦点，早期关于新特提斯洋的研究表明其打开的时间最早可追溯至石炭纪至早二叠纪期间(Deweyetal., 1988; Pogueetal., 1992; Garzanti, 1999)，于晚侏罗世之后开始俯冲(Honeggeretal., 1982; Van der Vooetal., 1999)，虽然近年来关于碰撞的大量研究发表，但在碰撞时间上仍然存在较多争议，主要集中在古新世-始新世约70～34Ma(Patriat and Achache, 1984; Rowley, 1996; Dingetal., 2005; Leechetal., 2005; Aitchisonetal., 2007a; Caietal., 2011; Huetal., 2016)，之后发生印度-亚洲大陆碰撞并开始之后全球最大规模的造山运动(Yin and Harrison, 2000)。

关于雄村岛弧的年代学(Tangetal., 2015)研究表明，相对于早白垩世泽当和Kohistan-Dras洋内弧(Aitchisonetal., 2000, 2007b; McDermidetal., 2002; Bignoldetal., 2006; Garridoetal., 2006)，雄村地区洋内俯冲的时间可提前至早侏罗世。尽管在泽当地区仍存在洋内弧(Aitchisonetal., 2000; Kapp and DeCelles, 2019)和陆缘弧(Zhangetal., 2014; Dingetal., 2016; Huetal., 2016; Wangetal., 2016, 2017)的争议，但雄村超大斑岩型铜(金)矿床在矿床地质特征、含矿斑岩地球化学、成矿元素组合等方面都与世界上典型洋内俯冲成因斑岩型矿床相似(Tangetal., 2015)。其次，杨宗耀等(2017)对雄村矿区侏罗系砂岩的研究表明其物源成分并无拉萨地体古老成分的加入，更进一步证实了雄村洋内岛弧的存在。

图14 汤白比马组砂岩La-Th-Sc (a)、Th-Sc-Zr/10 (b)、Th-Co-Zr/10 (c)构造判别图解(据Bhatia and Crook, 1986)OIA-大洋岛弧；CIA大陆岛弧；ACM-活动大陆边缘；PM-被动大陆边缘Fig.14 Tectonic setting discrimination diagrams of La-Th-Sc (a), Th-Sc-Zr/10 (b), Th-Co-Zr/10 (c) for the sandstones in Tangbai district (after Bhatia and Crook, 1986)OIA-ocean island arc; CIA-continental island arc; ACM-active continental margin; PM-passive margin

图15 汤白比马组砂岩La/Sc-Ti/Zr构造环境判别图解(据Bhatia and Crook,1986)OIA-大洋岛弧；CIA大陆岛弧；ACM-活动大陆边缘；PM-被动大陆边缘Fig.15 Tectonic setting discrimination diagram of La/Sc vs. Ti/Zr for the sandstones in Tangbai district (after Bhatia and Crook, 1986)OIA-ocean island arc; CIA-continental island arc; ACM-active continental margin; PM-passive margin

图16 中生代新特提斯洋造演化模式Fig.16 Tectonic evolution of the Neo-Tethys in Mesozoic

Van der Vooetal. (1999)认为在晚侏罗世时期新特提斯洋仍处于扩张阶段，在早白垩世开始洋内俯冲和安第斯型俯冲于拉萨地体之下，随后洋内俯冲与印度大陆之间的洋壳率先俯冲消减，致使早先形成的洋内岛弧拼贴于印度大陆北缘，并进一步向拉萨地体汇聚。然而最新研究认为拉萨地体南缘沿雅鲁藏布缝合带展布的叶巴组火山是雅鲁藏布新特提斯洋开始俯冲于拉萨地体之下的证据(Zhuetal., 2008; Weietal., 2017; Liuetal., 2018)，表明雅鲁藏布新特提斯洋不晚于早侏罗世便开始俯冲于拉萨地体之下(图16)，其出现表明新特提斯洋洋壳已经开始北向俯冲。目前关于叶巴组火山岩的年代学资料表明其最早形成于190Ma(Zhuetal., 2008)，略晚于洋内俯冲开始的时间195Ma(Tangetal., 2015)，但我们认为新特提斯洋壳发生洋内俯冲的时间应晚于其俯冲于拉萨地体之下，所以还有更老的叶巴组岩浆活动没有发现。总的来说，新特提斯洋的北向俯冲应不晚于早侏罗世。

杨宗耀等(2017)认为在早-中侏罗世时期雄村-汤白地区为大洋岛弧环境，但从本文中比马组砂岩所表现的陆缘弧性质的地球化学特来看，白垩世时期雄村-汤白火山弧可能已经完全拼贴到拉萨地体南缘(图16)，而并非印度大陆北缘的沉积物。以桑日群为代表的的岩浆活动并没有停止，否则这一时期应为被动大陆边缘环境，这也与Panetal. (2012)所提出的演化模式一致。