丁慧霞 張澤明＊＊ 向華 祁敏 茍正彬 雷恒聰

1.中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所，大陸構(gòu)造與動(dòng)力學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100037

2.中國(guó)地質(zhì)大學(xué)地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京 100083

1 引言

喜馬拉雅-青藏高原造山帶作為世界上最年輕、最壯觀的大陸碰撞造山帶，受到了地質(zhì)學(xué)者的廣泛關(guān)注(Yin and Harrison，2000)。位于青藏高原南部的拉薩地體(圖1a)，不僅經(jīng)歷了新生代印度與歐亞大陸的碰撞造山作用(Yin and Harrison，2000;Kapp et al.，2007;Mo et al.，2008;Chen et al.，2010;Tan et al.，2010;Hébert et al.，2012)，還經(jīng)歷了與新特提斯洋俯沖有關(guān)的安第斯型造山作用(Maluski et al.，1982;Allègre et al.，1984;Coulon et al.，1986;Copeland et al.，1995;Yin and Harrison，2000;Zhu et al.，2009a)，是研究大陸弧與大陸碰撞造山帶的典型地區(qū)?，F(xiàn)有拉薩地體的大多數(shù)研究多側(cè)重于新生代的變形、變質(zhì)、巖漿作用以及造山作用，為了解和認(rèn)識(shí)新生代的碰撞造山作用過(guò)程及青藏高原的隆升機(jī)制提供了重要信息。但其在印度與歐亞大陸碰撞之前的地質(zhì)演化歷史還沒(méi)有得到很好的約束。

圖1 青藏高原地質(zhì)簡(jiǎn)圖(a，據(jù)Zhu et al.，2008)和研究區(qū)地質(zhì)簡(jiǎn)圖(b)Fig.1 Simplified geological map of the Tibetan Plateau (a，after Zhu et al.，2008)and geological map of the studied area(b)

白堊紀(jì)時(shí)期的巖漿巖在拉薩地體廣泛分布(Zhu et al.，2009b，2011;Ma et al.，2013)，了解它們的成因和地球動(dòng)力學(xué)背景可以為拉薩地體在新生代碰撞之前的演化歷史提供信息。但是它們的成因機(jī)制還存在爭(zhēng)議，主要有以下幾種模型:(1)新特提斯洋巖石圈板片北向俯沖(Coulon et al.，1986;Wen et al.，2008;Zhu et al.，2009a;Zhang et al.，2012;Jiang et al.，2012;Ma et al.，2013;Jiang et al.，2014)、(2)新特提斯洋脊俯沖(Zhang et al.，2010b;管琪等，2010;Guo et al.，2013)、(3)班公-怒江洋南向俯沖(Zhu et al.，2009b，2011;張亮亮等，2010;Sui et al.，2013;Chen et al.，2014;Wu et al.，2014，2015)、(4)新特提斯洋脊俯沖導(dǎo)致的弧后伸展(Meng et al.，2014)以及(5)拉薩地體與羌塘地體碰撞引起加厚地殼的熔融(Xu et al.，1985;Pearce and Houjun，1988;Chiu et al.，2009)。本文對(duì)拉薩地體北部早白堊世晚期的基性-酸性火山巖進(jìn)行了巖石學(xué)、鋯石U-Pb年代學(xué)以及Hf 同位素的研究，并探討了它們的成因和動(dòng)力學(xué)模式，其成果為拉薩地體在印度與歐亞大陸碰撞之前的構(gòu)造演化提供了制約。

2 區(qū)域地質(zhì)背景和樣品特征

青藏高原是由多塊體組成的(Yin and Harrison，2000;Tapponnier et al.，2001;莫宣學(xué)等，2006)，從北到南依次為:松潘-甘孜雜巖，羌塘地體，拉薩地體和喜馬拉雅帶，它們之間分別為金沙江、班公湖-怒江和雅魯藏布江縫合帶(圖1a)。

作為青藏高原重要組成部分的拉薩地體，東西長(zhǎng)2500km，南北寬100～300km，并被分為北拉薩地體、中拉薩地體及南拉薩地體3 個(gè)部分(圖1a)(Pan et al.，2004;Zhu et al.，2012)。北拉薩地體由中三疊-白堊紀(jì)的沉積巖、大量早白堊世的火山巖和火山-沉積地層，以及白堊紀(jì)的花崗巖巖基組成(Pan et al.，2004;Zhu et al.，2011，2012)。中拉薩地體由前寒武紀(jì)的結(jié)晶基底(Lin et al.，2013;Xu et al.，2013)、寒武紀(jì)-二疊紀(jì)的沉積巖、晚侏羅世-早白堊世含豐富火山巖的沉積地層組成(Liu et al.，2004;Pan et al.，2004;Zhu et al.，2012;Chen et al.，2014)，局部還有中、新生代的變質(zhì)巖(Kapp et al.，2005;Dong et al.，2011a，b)。南拉薩地體以存在新生地殼(Mo et al.，2008;Ji et al.，2009;Zhu et al.，2011)和少量前寒武紀(jì)的結(jié)晶基底(Zhu et al.，2012)為特征，主要由白堊紀(jì)-第三紀(jì)的岡底斯巖基、第三紀(jì)的林子宗火山巖及少量在東部地區(qū)出露的三疊紀(jì)-白堊紀(jì)的火山-沉積巖組成(Pan et al.，2004;Zhu et al.，2012)。

研究區(qū)位于申扎縣東約50km 的扎扛附近，構(gòu)造上位于中拉薩地體北部(圖1b)。研究區(qū)出露一套奧陶紀(jì)-早白堊世的地層，古生代地層為連續(xù)沉積地層，所研究的早白堊世地層與古生代石炭紀(jì)地層呈斷層接觸。區(qū)域上，白堊紀(jì)地層與晚古生代地層呈斷層或不整合接觸(Coulon et al.，1986;潘桂棠等，2006;朱弟成等，2008b;Chen et al.，2014)。研究區(qū)白堊紀(jì)地層由流紋巖、粗面英安巖、火山碎屑巖、砂巖及少量安山玄武巖組成。所研究的白堊紀(jì)火山巖包括安山玄武巖、粗面英安巖和流紋巖。安山玄武巖呈斑狀結(jié)構(gòu)，斑晶為斜長(zhǎng)石和輝石，基質(zhì)呈間隱間粒結(jié)構(gòu)，細(xì)小的板條狀斜長(zhǎng)石搭成格架、內(nèi)充填玻璃(已脫?；癁殚L(zhǎng)英質(zhì)礦物)及微粒狀礦物(輝石和磁鐵礦)，基質(zhì)中的輝石已部分蝕變?yōu)榫G泥石(圖2a)。粗面英安巖為斑狀結(jié)構(gòu)，斑晶為斜長(zhǎng)石，基質(zhì)為石英、黑云母及斜長(zhǎng)石，斜長(zhǎng)石無(wú)規(guī)則排列，可見雙晶及環(huán)帶結(jié)構(gòu)(圖2b)。流紋巖為斑狀結(jié)構(gòu)，斑晶為石英和斜長(zhǎng)石，石英多被熔蝕，周圍常見球粒環(huán)繞，球粒由放射狀長(zhǎng)英質(zhì)礦物組成，基質(zhì)由細(xì)小的長(zhǎng)石、石英及少量由放射狀長(zhǎng)英質(zhì)礦物組成的球粒組成(圖2c，d)。

圖2 火山巖顯微鏡下照片(a)安山玄武巖樣品;(b)粗面英安巖樣品;(c、d)流紋巖Fig.2 Photomicrographs of the studied volcanics(a)andesitic basalt;(b)trachydacite;(c，d)rhyolite

3 分析方法

鋯石U-Pb 同位素定年在中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(武漢)地質(zhì)過(guò)程與礦產(chǎn)資源國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。測(cè)試儀器為L(zhǎng)A-ICP-MS，激光剝蝕系統(tǒng)為GeoLas 2005，ICP-MS 為Agilent 7500a。激光剝蝕斑束直徑為32μm，激光剝蝕深度為20～40μm。對(duì)分析數(shù)據(jù)的離線處理采用軟件ICPMSDataCal 完成。詳細(xì)的儀器操作條件見Liu et al.(2010)，同位素?cái)?shù)據(jù)結(jié)果處理使用ISOPLOT 軟件(Ludwig，2003)完成。

鋯石Hf 同位素測(cè)試在中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所國(guó)土資源部成礦作用與資源評(píng)價(jià)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室Neptune 多接收等離子質(zhì)譜和Newwave UP213 紫外激光剝蝕系統(tǒng)LA-MCICP-MS 上進(jìn)行，分析采用的激光束斑直徑為55μm。實(shí)驗(yàn)過(guò)程中采用氦氣作為剝蝕物質(zhì)載氣，鋯石標(biāo)準(zhǔn)GJ-1 作為參考，鋯石Lu-Hf 同位素測(cè)試點(diǎn)位于鋯石U-Pb 年齡測(cè)試點(diǎn)附近，采樣方式為單點(diǎn)剝蝕。相關(guān)儀器運(yùn)行條件及詳細(xì)分析流程見侯可軍等(2007)。分析過(guò)程中鋯石標(biāo)準(zhǔn)GJ-1 的176Hf/177Hf 測(cè)試加權(quán)平均值為0.282008 ± 25，與Elhlou et al.(2006)及侯可軍等(2007)所報(bào)道的參考值在誤差范圍內(nèi)一致。

所選的地球化學(xué)樣品是在詳細(xì)的野外地質(zhì)研究的基礎(chǔ)上，選擇無(wú)脈體、無(wú)蝕變(或蝕變?nèi)?的樣品。樣品無(wú)污染地粉碎至200 目以下。全巖化學(xué)成分分析在國(guó)家地質(zhì)實(shí)驗(yàn)測(cè)試中心完成。主量元素分析采用X-ray 熒光光譜法(Rigaku-3080)，分析精度優(yōu)于0.5%。微量元素Zr、Nb、V、Cr、Sr、Ba、Zn、Ni、Rb 和Y 使 用 與 測(cè) 試 主 量 元 素 不 同 的XRF 設(shè) 備(Rigaku-2100)進(jìn)行分析，分析精度優(yōu)于3%～5%。其他微量元素和稀土元素使用電感藕合等離子體質(zhì)譜進(jìn)行分析，當(dāng)元素含量大于1 ×10-6時(shí)，分析精度優(yōu)于1%～5%，當(dāng)元素含量小于1 ×10-6時(shí)，分析精度優(yōu)于5%～10%。

4 鋯石U-Pb 年代及Hf 同位素特征

4.1 鋯石U-Pb 年代

3 個(gè)粗面英安巖和7 個(gè)流紋巖的鋯石LA-ICP-MS 定年結(jié)果見表1，U-Pb 諧和圖和代表性鋯石的陰極發(fā)光圖像見圖3。

粗面英安巖中的鋯石為無(wú)色透明，自形-半自形短柱狀，長(zhǎng)約50～120μm，長(zhǎng)寬比約1∶1～2.2∶1。陰極發(fā)光圖像顯示，鋯石具典型的韻律環(huán)帶(圖3a-c)，屬于巖漿結(jié)晶成因。鋯石的Th/U 比值為0.41～1.60(表1)，也顯示出巖漿成因鋯石的特征(Hoskin and Schaltegger，2003;Corfu et al.，2003;吳元保和鄭永飛，2004)。3 個(gè)樣品獲得了近一致的鋯石U-Pb 年齡，分別為109.9 ±0.9Ma、110.2 ±1.1Ma 和109.2 ±0.9Ma(圖3a-c)。

圖3 粗面英安巖和流紋巖的鋯石U-Pb 諧和圖及代表性鋯石陰極發(fā)光圖像圓圈為U-Pb 年齡和Hf 同位素分析點(diǎn)Fig.3 Zircon U-Pb age concordia plots of the studied trachydacites and rhyolites，showing CL images of the representing zircon grainsThe circles indicate the locations of U-Pb dating and Hf isotopic analyses

表1 粗面英安巖與流紋巖LA-ICPMS 鋯石U-Pb 定年結(jié)果Table 1 LA-ICPMS zircon U-Pb data of the trachydacites and rhyolites

續(xù)表1Continued Table 1

續(xù)表1Continued Table 1

續(xù)表1Continued Table 1

圖4 粗面英安巖與流紋巖的鋯石εHf(t)與U-Pb 年齡圖Fig.4 Plots of εHf(t)versus zircon U-Pb ages of the studied trachydacites and rhyolites

圖5 巖石主量與微量元素成分圖(a)SiO2-Zr/TiO2圖(據(jù)Winchester and Floyd，1977);(b)Th-Co 圖(據(jù)Hastie et al.，2007);(c)Fe-number［Fe2O3T/(Fe2O3T +MgO)］-SiO2圖解(修改自Frost et al.，2001;Rajesh，2007);(d)(Na2O+K2O-CaO)-SiO2圖解(據(jù)Frost et al.，2001)Fig.5 Compositional variation diagrams of the studied rocks(a)SiO2 vs.Zr/TiO2(after Winchester and Floyd，1977);(b)Th vs.Co (after Hastie et al.，2007)diagrams;(c)Fe-number［Fe2O3T/(Fe2 O3T +MgO)］vs.SiO2(modified after Frost et al.，2001;Rajesh，2007);(d)modified alkali lime index (MALI)(Na2O+K2O-CaO)vs.SiO2 plots (after Frost et al.，2001)

流紋巖中的鋯石為淺黃色-無(wú)色，自形短柱-長(zhǎng)柱狀，長(zhǎng)約50～200μm，長(zhǎng)寬比約1∶1～4∶1，可見韻律環(huán)帶(圖3d-j)，屬于巖漿結(jié)晶成因。鋯石的Th/U 比值為0.29～1.76(大多為0.45～0.90)(表1)，也顯示出巖漿成因鋯石的特征。7個(gè)樣品獲得的鋯石U-Pb 年齡近于一致，分別為106.1 ±0.8Ma、107.9 ±0.8Ma、109.1 ±0.8Ma、108.3 ±0.4Ma、108.2±1.0Ma、107.7 ±0.7Ma 和109.6 ±0.9Ma(圖3d-j)。

4.2 Hf 同位素特征

粗面英安巖和流紋巖中代表性鋯石原位Hf 同位素分析結(jié)果見表2。3 個(gè)粗面英安巖中鋯石的34 個(gè)分析點(diǎn)獲得的(176Hf/177Hf)i值為0.282422～0.282812，εHf(t)為-10.2～+3.7(圖4)，相對(duì)應(yīng)的Hf 二階段模式年齡(tDM2)為923～1799Ma。7 個(gè)流紋巖中鋯石的108 個(gè)分析點(diǎn)獲得的(176Hf/177Hf)i值為0.282465～0.282908，εHf(t)為-8.7～+6.7(圖4)，相應(yīng)的Hf 二階段模式年齡(tDM2)為708～1702Ma。

5 巖石化學(xué)

所研究的安山玄武巖樣品及1 個(gè)粗面英安巖樣品具有高的CO2和H2O 含量(表3)，表明這些樣品很可能經(jīng)歷了蝕變作用。因此在對(duì)這些樣品進(jìn)行巖石分類和成因討論中沒(méi)有使用易活動(dòng)元素(如Rb、Ba、Sr、Na、K 等)，并將主量元素含量去CO2和H2O 后換算到100%。在SiO2-Zr/TiO2圖上，所研究的巖石分別落入安山巖、英安巖與粗面巖和堿性流紋巖過(guò)渡區(qū)、以及流紋巖區(qū)(圖5a)。綜合顯微鏡下觀察結(jié)果，我們認(rèn)為所研究的巖石應(yīng)分別為安山玄武巖、粗面英安巖和流紋巖。

續(xù)表2Continued Table 2

表3 全巖化學(xué)成分分析結(jié)果表(主量元素:wt%;稀土和微量元素:×10 -6)Table 3 Chemical compositions of the studied rocks (major elements:wt%;trace elements:×10 -6)

圖6 巖石原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(a、c、e)和球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素模式圖(b、d、f)(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough，1989)Fig.6 Primitive mantle-normalized trace element patterns (a，c，e)and chondrite-normalized REE patterns (b，d，f)of the studied rocks (normalized values after Sun and McDonough，1989)

安山玄武巖的SiO2、TiO2、Al2O3、MgO、Cr 和Ni 含量以及Mg#分別為51.42%、1.40%、16.33%、5.67%、87.4 ×10-6、38.5 ×10-6和57，為鈣堿性巖石(圖5b)。在微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化模式圖上，安山玄武巖富集Th、U 和Pb，且具有Nb 和Ta 負(fù)異常的特征(圖6a)。在稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化模式圖上，安山玄武巖的稀土元素配分曲線表現(xiàn)為較緩的右傾曲線(圖6b)，輕重稀土元素分餾不明顯((La/Yb)N=3.17)，Eu 負(fù)異常不明顯(δEu 為0.93)。

粗面英安巖的SiO2、TiO2和Al2O3含量分別為62.56%～67.92%、0.41%～0.63%、14.66%～15.13%，具有較低的MgO(0.33%～0.61%)、Cr(1.44 ×10-6～10.1 ×10-6)和Ni(0.35 ×10-6～2.50 ×10-6)含量及Mg#(13～14)，較高的K2O(3.15%～4.79%)和Zr 含量(365 ×10-6～567 ×10-6)。巖石的鋁飽和指數(shù)(A/CNK)為0.95～1.13，為偏鋁-過(guò)鋁質(zhì)巖石。在Frost et al.(2001)提出的花崗質(zhì)巖石分類圖解上，巖石為鐵質(zhì)(圖5c)和堿鈣性-堿性巖石(圖5d)。在微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化模式圖上，粗面英安巖富集Th、U、Pb、Zr和Hf，且具有Nb、Ta、P 和Ti 負(fù)異常的特征(圖6c)。在稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化模式圖上，所研究巖石的輕重稀土元素分餾明顯((La/Yb)N=7.11～9.41)，表現(xiàn)為明顯富集輕稀土，重稀土相對(duì)平坦，具弱的正Eu 異常(δEu 為1.11～1.19)(圖6d)。

流紋巖具有較高的SiO2(75.19%～77.87%)和K2O(3.93%～5.26%)含量及高的K2O/Na2O(0.91～1.58)、分異指數(shù)(DI 為96～98)和鋁飽和指數(shù)(A/CNK 為0.99～1.19)，為高分異的偏鋁-過(guò)鋁質(zhì)巖石?；贔rost et al.(2001)提出的花崗質(zhì)巖石分類圖解，所研究的巖石為鐵質(zhì)(除1 個(gè)樣品為鎂質(zhì))(圖5c)和鈣堿性-堿鈣性巖石(圖5d)。在微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化模式圖上，流紋巖樣品富集Rb、Th、U、K、Pb、Zr 和Hf，且具有強(qiáng)烈Ba、Nb、Ta、Sr、P、Eu 和Ti負(fù)異常的特征(圖6e)。在稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化模式圖上，流紋巖具有弱-明顯的輕重稀土元素分餾特征((La/Yb)N=2.39～6.83)，Eu 負(fù)異常明顯(δEu 為0.02～0.08;圖6f)。

6 巖石成因

6.1 安山玄武巖

由于研究區(qū)多為第四紀(jì)覆蓋，致使在野外調(diào)查時(shí)難以觀察到不同巖石之間的相互關(guān)系。但Zhu et al.(2009b)對(duì)區(qū)域上白堊紀(jì)火山巖的研究表明，酸性巖產(chǎn)于上部，而基性巖產(chǎn)于下部。Chen et al.(2014)認(rèn)為研究區(qū)附近的玄武巖具有與同時(shí)期中、酸性巖相似的年齡。因此，我們推測(cè)所研究的安山玄武巖與粗面英安巖和流紋巖也應(yīng)具有相同的結(jié)晶年齡，為早白堊世晚期。所研究的安山玄武巖與Chen et al.(2014)所報(bào)道的研究區(qū)附近同時(shí)期的玄武巖具有相似的地球化學(xué)特征(圖5b、圖6a，b)，表明它們可能具有相似的源區(qū)，因此將其與所研究的安山玄武巖一并討論。

所研究的安山玄武巖和同時(shí)代的鄰區(qū)玄武巖具有較高的Sm/Yb 和La/Sm 值，明顯高于地幔值(Aldanmaz et al.，2000)，且與石榴石+ 尖晶石二輝橄欖巖源區(qū)低-中等程度(～5%～30%)的部分熔融一致(圖7)。此外，這些巖石具有較低的Mg#(44～66)，以及低的Cr(27.2 ×10-6～529 ×10-6，僅有兩個(gè)樣品大于400 ×10-6)和Ni(14.9 ×10-6～152×10-6)含量，明顯偏離原生玄武質(zhì)巖漿范圍(Cr:300 ×10-6～500 ×10-6，Ni:300 ×10-6～400 ×10-6;Frey et al.，1978;Hess，1992)，表明它們的母巖漿經(jīng)歷了明顯的鎂鐵質(zhì)礦物的分離結(jié)晶作用。從Cr 與Ni 和V 圖解上可以看出，這些巖石的母巖漿經(jīng)歷了以斜方輝石為主的分離結(jié)晶作用(圖8a，b)。

研究區(qū)巖石具有島弧巖漿的性質(zhì)(圖6a)，且具有較高的Th/Ce(0.14)和Th/Nb 值(0.60)，與Sui et al.(2013)所報(bào)道的北拉薩地體玄武巖的特征一致。并且Sui et al.(2013)認(rèn)為這些巖石來(lái)自于受俯沖沉積物交代的地幔源區(qū)。在(Hf/Sm)PM-(Ta/La)PM圖解上(圖9)，所研究的巖石具有從OIB 到含水地幔來(lái)源的火山弧玄武巖的演變趨勢(shì)，也表明其源區(qū)與俯沖流體的交代作用有關(guān)(La Flèche et al.，1998;Li et al.，2009)。因此，我們認(rèn)為所研究的安山玄武巖很可能來(lái)源于交代巖石圈地幔源區(qū)(石榴石+尖晶石二輝橄欖巖)中等程度的部分熔融，并經(jīng)歷了以斜方輝石為主的分離結(jié)晶作用。

圖7 Sm/Yb 與La/Sm 圖解(據(jù)朱弟成等，2008a)Fig.7 Plot of Sm/Yb versus La/Sm (after Zhu et al.，2008a)

6.2 粗面英安巖和流紋巖

所研究的粗面英安巖和流紋巖為鐵質(zhì)(除1 個(gè)流紋巖樣品為鎂質(zhì))、鈣堿性-堿性巖石，與A 型花崗質(zhì)巖石特征一致(圖5c，d;Frost et al.，2001;Frost and Frost，2010)。而且它們富集高場(chǎng)強(qiáng)元素(如Zr)，在10000Ga/Al 與(Zr +Nb +Ce+Y)和Zr 圖解上落入A 型花崗質(zhì)巖石區(qū)域(圖10a，b;Whalen et al.，1987)。

地殼物質(zhì)的熔融是產(chǎn)生A 型花崗巖的一個(gè)重要方式，如英云閃長(zhǎng)巖和花崗質(zhì)巖石的部分熔融(Creaser et al.，1991;Pati?o Douce，1997;Frost and Frost，1997)或堿交代地殼物質(zhì)的部分熔融(Martin，2006)。Eyb(1992)根據(jù)A 型花崗巖的源區(qū)和構(gòu)造環(huán)境特征把它們分成2 種類型(A1和A2)，認(rèn)為A1型來(lái)自洋島玄武巖(OIB-like)源區(qū)，A2型由大陸地殼熔融產(chǎn)生。在Yb/Ta-Y/Nb 及Ce/Nb-Y/Nb 圖解上，研究區(qū)樣品均落入A2型巖石區(qū)域(圖10c，d)。而且，所研究的粗面英安巖和流紋巖具有較低的Nb/Ta(分別為13～14 和12～13)和較高的Th/U 值(分別為4 和5～7)，與大陸地殼值相近(Nb/Ta=12～13，Barth et al.，2000 和Th/U=6，Rudnick and Gao，2003)，表明這些巖石是殼源巖石部分熔融的產(chǎn)物。

粗面英安巖和流紋巖的εHf(t)值分別為-10.2～+3.7和-8.7～+6.7，相對(duì)應(yīng)的Hf 二階段模式年齡(tDM2)為923～1799Ma 和708～1702Ma，表明源區(qū)為古老的地殼巖石。所研究的巖石均為準(zhǔn)鋁質(zhì)-過(guò)鋁質(zhì)的鈣堿性-堿鈣性巖石(除1個(gè)英安巖樣品為堿性，圖5d)，F(xiàn)rost and Frost (2010)通過(guò)總結(jié)前人的巖石學(xué)實(shí)驗(yàn)成果認(rèn)為，具有該特征的A 型花崗質(zhì)巖石可以由英云閃長(zhǎng)巖和花崗閃長(zhǎng)巖部分熔融產(chǎn)生。因此我們認(rèn)為所研究的粗面英安巖和流紋巖的源巖應(yīng)為英云閃長(zhǎng)質(zhì)和花崗閃長(zhǎng)質(zhì)的巖石。另外，這些巖石的εHf(t)變化范圍較大，很可能是幔源巖漿加入的結(jié)果。

圖8 安山玄武巖和流紋巖的分離結(jié)晶圖解(a)Ni-Cr 圖解和(b)V-Cr 圖解(據(jù)Chen et al.，2014);(c)Ba-Eu/Eu* 圖解(據(jù)Ding et al.，2014)Fig.8 Plots showing crystal fractionation trends in the petrogenesis of andesitic basalt and andesitic basalt and rhyolites(a)Ni vs.Cr and (b)V vs.Cr (after Chen et al.，2014);(c)Ba vs.Eu/Eu* (after Ding et al.，2014)

圖9 安山玄武巖的(Hf/Sm)PM與(Ta/La)PM圖解(據(jù)La Flèche et al.，1998;標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough，1989)Fig.9 Plot of (Hf/Sm)PM vs.(Ta/La)PM(after La Flèche et al.，1998;normalized values after Sun and McDonough，1989)of the andesitic basalt and basalt

另外，所研究的流紋巖具有較高的SiO2(75.19%～77.87%)含量和DI(96～98)，以及極低的δEu(0.02～0.08)，在微量元素和稀土元素模式圖上，顯示出明顯Ba、Nb、Ta、Sr、P、Eu 和Ti 的負(fù)異常(圖6e，f)以及在δEu-Ba 圖上，樣品點(diǎn)呈水平展布的特征(圖8c)，表明研究區(qū)的流紋巖為高分異的A 型花崗質(zhì)巖石，經(jīng)歷了斜長(zhǎng)石、含Ti 礦物(鈦鐵礦和金紅石等)和磷灰石的分離結(jié)晶作用。

總之，我們認(rèn)為所研究的粗面英安巖和流紋巖來(lái)源于古老基底巖石(英云閃長(zhǎng)質(zhì)和花崗閃長(zhǎng)質(zhì)巖石)的部分熔融并有幔源巖漿的注入，流紋巖母巖漿形成后又經(jīng)歷了強(qiáng)烈分離結(jié)晶作用。

7 構(gòu)造背景

所研究的安山玄武巖與拉薩地體同時(shí)期的玄武巖(康志強(qiáng)等，2008;Sui et al.，2013;Chen et al.，2014;隋清霖，2014)富集Th、U 和Pb，具有Nb 和Ta 的負(fù)異常(圖6a)，顯示出島弧巖漿巖的特征(McCullochet and Gamble，1991;Pearce and Peate，1995;Tatsumi and Eggins，1995)。而且，這些巖石均具有較高的(La/Nb)PM(1.84～4.93)，也與島弧玄武巖特征一致(＞1;Kerr et al.，2000)。此外，在拉薩地體發(fā)育有早白堊世晚期鈣堿性的火山巖組合，包括玄武巖(康志強(qiáng)等，2010;Chen et al.，2014;本文)，安山巖(康志強(qiáng)等，2008，2010;隋清霖，2014)，英安巖(Zhu et al.，2011;Chen et al.，2014;本文)和流紋巖(Chen et al.，2014;本文)?，F(xiàn)有研究認(rèn)為這種鈣堿性火山巖組合一般形成在匯聚板塊邊界(路鳳香和桑隆康，2002)。

圖10 A 型花崗巖判別圖解(a、b，據(jù)Whalen et al.，1987;c、d，據(jù)Eby，1992)Fig.10 Discrimination diagrams of A-type granites (a，b，after Whalen et al.，1987;c，d，after Eby，1992)

圖11 構(gòu)造環(huán)境判別圖解(a)Zr/Y 與Zr 判別圖解(據(jù)Pearce and Norry，1979)，IAB-島弧玄武巖，MORB-洋中脊玄武巖，WPB-板內(nèi)玄武巖;(b)Ta/Hf 與Th/Hf 圖解(據(jù)汪云亮等，2001)，Ⅱ-板塊匯聚邊緣(Ⅱ1-大洋島弧玄武巖，Ⅱ2-陸緣島弧及陸緣火山弧玄武巖區(qū))，Ⅲ-大洋板內(nèi)玄武巖(洋島、海山玄武巖區(qū)及T-MORB、E-MORB 區(qū))，Ⅳ-大陸板內(nèi)玄武巖(Ⅳ1-陸內(nèi)裂谷及陸緣裂谷拉斑玄武巖區(qū)，Ⅳ2-陸內(nèi)裂谷堿性玄武巖區(qū)，Ⅳ3-大陸拉張或初始裂谷玄武巖區(qū))，Ⅴ-地幔柱玄武巖區(qū)Fig.11 Discrimination diagram for tectonic(a)Zr/Y vs.Zr discrimination diagram (after Pearce and Norry，1979):IAB =island-arc basalts;MORB =mid-ocean ridge basalts;and WPB =within-plate basalts;(b)Ta/Hf vs.Th/Hf diagram (after Wang et al.，2001):Ⅱ= Plate convergent margin basalts (Ⅱ1 = ocean island-arc basalts;Ⅱ2 = Continental margin island-arc + continental margin volcanic-arc basalts);Ⅲ= Oceanic within-plate basalts (oceanic island + sea mountain basalt+T-MORB+E-MORB);Ⅳ=Continental within-plate basalts (Ⅳ1 =Intracontinental rift+continental margin rift tholeiites;Ⅳ2 =Intracontinental rift alkali basalts;Ⅳ3 =Continental extensional zone/initial rift basalts);and Ⅴ=Mantle plume basalts

所研究的安山玄武巖具有較高的Zr/Y，與板內(nèi)玄武巖特征相似(圖11a)。從Th/Hf-Ta/Hf 圖解上可以看出，這些巖石形成于伸展環(huán)境(圖11b)。而且，所研究的粗面英安巖和流紋巖具有A 型花崗巖的特征，盡管研究表明A 型花崗巖可以形成于多種構(gòu)造環(huán)境中，但是現(xiàn)今普遍認(rèn)為在匯聚板塊邊緣出現(xiàn)的A 型花崗質(zhì)巖石形成于安第斯型造山作用過(guò)程中的伸展機(jī)制下(如，Smith et al.，1977;Stein et al.，1992;Bonin，2007;Zhao et al.，2008;Chen et al.，2014;Ding et al.，2014)。結(jié)合拉薩地體中北部地區(qū)出現(xiàn)的大量早白堊世晚期的巖漿巖以及有相關(guān)幔源物質(zhì)加入(Zhu et al.，2009b，2011)等事實(shí)，很可能說(shuō)明在早白堊世晚期存在與板片斷離、回轉(zhuǎn)、或拆沉有關(guān)的地幔熱異常事件(Kay and Mahlburg Kay，1993;隋清霖，2014)。

早白堊世時(shí)期，在拉薩地體的南北兩側(cè)分別有新特提斯洋和班公-怒江洋存在(Yin and Harrison，2000)。現(xiàn)有研究表明，新特提斯洋在侏羅紀(jì)時(shí)期已開始沿拉薩地體南緣北向俯沖(Yin and Harrison，2000;Chu et al.，2006;Zhang et al.，2012)，Zhang et al.(2012)認(rèn)為拉薩地體普遍發(fā)育的早白堊世-晚白堊世早期(135～100Ma)的巖漿作用與新特提斯洋板片回轉(zhuǎn)、斷離以及巖石圈拆沉作用有關(guān)。最近，Sui et al.(2013)和Chen et al.(2014)基于北拉薩地體和中拉薩地體早白堊世巖漿巖的εHf(t)值從北向南變小的趨勢(shì)(Zhu et al.，2011)，以及結(jié)合拉薩地體與羌塘地體碰撞時(shí)間與板片斷離的時(shí)空聯(lián)系，認(rèn)為拉薩地體中北部早白堊世晚期的巖漿作用與班公-怒江大洋巖石圈板片南向俯沖過(guò)程中發(fā)生的板片斷離有關(guān)。兩種模型均可以導(dǎo)致軟流圈物質(zhì)上涌和巖石圈伸展，誘發(fā)被交代的巖石圈地幔部分熔融形成玄武巖，同時(shí)幔源巖漿底侵造成古老地殼的熔融形成中酸性巖漿巖。

總之，我們認(rèn)為拉薩地體中北部的早白堊世巖漿巖形成在安第斯型造山作用過(guò)程中的伸展機(jī)制下，可能與新特提斯洋巖石圈板片沿拉薩地體南緣北向俯沖過(guò)程中發(fā)生的板片回轉(zhuǎn)、斷離以及巖石圈拆沉作用有關(guān)，也可能與班公-怒江大洋板片沿拉薩地體北緣南向俯沖過(guò)程中發(fā)生的板片斷離有關(guān)。

8 結(jié)論

(1)拉薩地體北部普遍發(fā)育早白堊世的安山玄武巖、粗面英安巖和流紋巖，其結(jié)晶年齡為106～113Ma。

(2)安山玄武巖為鈣堿性巖石，具有島弧玄武巖的特征。大部分粗面英安巖和流紋巖具有A 型花崗巖特征。粗面巖和流紋巖的鋯石εHf(t)分別為-10.2～+3.7 和-8.7～+6.7，相對(duì)應(yīng)的Hf 二階段模式年齡(tDM2)分別為923～1799Ma 和708～1702Ma。

(3)安山玄武巖為交代巖石圈地幔源區(qū)中等程度的部分熔融的產(chǎn)物，并經(jīng)歷了以斜長(zhǎng)輝石為主的結(jié)晶分離作用。粗面英安巖和流紋巖來(lái)源于古老基底巖石的部分熔融，并且有幔源巖漿的注入。流紋巖母巖漿形成后又經(jīng)歷了強(qiáng)烈分離結(jié)晶作用。

(4)拉薩地體中北部早白堊世巖漿巖形成于安第斯型造山作用過(guò)程中的伸展機(jī)制下，可能與新特提斯洋巖石圈板片沿拉薩地體南緣北向俯沖過(guò)程中發(fā)生的板片回轉(zhuǎn)、斷離以及巖石圈拆沉作用有關(guān)，也可能與班公-怒江洋巖石圈板片沿拉薩地體北緣南向俯沖過(guò)程中發(fā)生的板片斷離有關(guān)。

致謝 郭亮講師和馬緒宣博士對(duì)本文提出了寶貴意見;中國(guó)科學(xué)技術(shù)大學(xué)中國(guó)科學(xué)院殼幔物質(zhì)與環(huán)境重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室侯振輝老師在鋯石U-Pb 定年測(cè)試及分析過(guò)程中提供了幫助;姜洪穎、李旺超參與了鋯石U-Pb 定年和Hf 同位素分析測(cè)試工作;在此一并感謝!

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