魏永峰,肖倩茹,吳建鑫,肖淵甫,楊劍紅,林美英成都理工大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院,成都,610059;

2)四川省地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開(kāi)發(fā)局區(qū)域地質(zhì)調(diào)查隊(duì), 成都, 610213;

3)自然資源部四川木里難選冶金礦野外科學(xué)觀測(cè)研究站, 四川木里, 615800

內(nèi)容提要: 早侏羅世庫(kù)局OIB型玄武巖分布于北喜馬拉雅帶東端，其作為夾層產(chǎn)出于早侏羅統(tǒng)普普嘎組下部層位，圍巖為粉砂質(zhì)板巖、泥巖。代表性樣品玄武巖的LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年顯示，鋯石24個(gè)分析點(diǎn)的n(206Pb)/n(238U)年齡為115.2～240.9 Ma，n(206Pb)/n(238U)加權(quán)平均年齡為190.8 ±1.2 Ma(n=16，MSWD=3.6)，為早侏羅世早期，代表了巖漿的結(jié)晶時(shí)代。地球化學(xué)特征表明，巖石具有低K2O、中MgO及高TiO2、P2O5、TFeO特征，(La/Yb)N為4.4～10.3，δEu=0.89～1.07，富集Rb、Ba、Th等大離子親石元素及Nb、Ta、Zr、Hf、Ti等高場(chǎng)強(qiáng)元素，為大陸邊緣裂谷背景的具有OIB型地球化學(xué)特征的拉斑玄武巖。庫(kù)局OIB型玄武巖與含石榴子石、尖晶石二輝橄欖巖部分熔融(Gt > Sp)有關(guān)，顯示出巖石圈地幔物質(zhì)的印記。巖石成因模式可以解釋為正在孕育的地幔柱誘導(dǎo)的上涌軟流圈物質(zhì)與巖石圈地幔物質(zhì)混合后在拉張背景下發(fā)生減壓熔融的產(chǎn)物，這種地幔熱柱或熱點(diǎn)可能與Kerguelen熱點(diǎn)的早期活動(dòng)有聯(lián)系，巖漿演化過(guò)程中發(fā)生了橄欖石和單斜輝石的分離結(jié)晶作用，在侵位過(guò)程中遭受了一定程度下地殼混染。早侏羅世庫(kù)局OIB型玄武巖的發(fā)現(xiàn)填補(bǔ)了北喜馬拉雅帶東端早侏羅世巖漿活動(dòng)記錄，為認(rèn)識(shí)特提斯喜馬拉雅帶中段早侏羅世構(gòu)造演化提供基礎(chǔ)資料。

特提斯喜馬拉雅帶位于印度河—雅魯藏布江縫合帶以南，高喜馬拉雅結(jié)晶巖系以北，是印度大陸的組成部分。自古生代以來(lái)沉積了一套海相沉積序列，以三疊系、侏羅系、白堊系泥砂巖、砂頁(yè)巖、碳質(zhì)板巖和泥灰?guī)r為主，被認(rèn)為是大印度北緣晚三疊世以來(lái)被動(dòng)大陸邊緣的典型代表(余光明和王成善，1990；吳福元等，2020)。帶內(nèi)發(fā)育二疊紀(jì)—白堊紀(jì)以基性玄武巖為主的火山巖夾層(潘桂棠等，2002；朱弟成等，2003，2004，2006a；侯晨陽(yáng)，2017；黃勇等，2018)，是古生代中晚期至晚白堊世大陸裂解背景下的產(chǎn)物(Yin An and Harrison，2000；黃勇等，2018)，為研究特提斯喜馬拉雅構(gòu)造演化過(guò)程以及板塊裂解提供了天然媒介。以吉隆—定日—崗巴—洛扎斷裂為界，進(jìn)一步將特提斯喜馬拉雅分為拉軌崗日帶(北帶)和北喜馬拉雅帶(南帶)(圖1a)。1∶25萬(wàn)區(qū)域地質(zhì)調(diào)查資料????????顯示，北喜馬拉雅帶內(nèi)中生代三疊紀(jì)—白堊紀(jì)主要為一套較穩(wěn)定被動(dòng)邊緣盆地中的濱淺海相碳酸鹽巖—碎屑巖沉積序列，該時(shí)期火山活動(dòng)遷移至北側(cè)的拉崗日被動(dòng)陸緣盆地中(潘桂棠等，2013)，僅在卡達(dá)地區(qū)發(fā)現(xiàn)有白堊紀(jì)火山巖夾層(侯晨陽(yáng)，2017；黃勇等，2018)，火山活動(dòng)較弱。本文報(bào)道的早侏羅世OIB型玄武巖發(fā)現(xiàn)于北喜馬拉雅帶，在該帶內(nèi)，迄今對(duì)于早侏羅世火山巖漿活動(dòng)鮮有報(bào)道，同時(shí)由于缺乏系統(tǒng)的巖石學(xué)、地球化學(xué)和年代學(xué)研究，對(duì)其性質(zhì)的認(rèn)識(shí)比較模糊，致使該(火山巖)地層時(shí)代歸屬差異較大，造成了地層區(qū)劃時(shí)，北喜馬拉雅地層分區(qū)東延一直懸而未決，并成為長(zhǎng)期的爭(zhēng)論焦點(diǎn)。本文試圖在野外調(diào)查的基礎(chǔ)上，根據(jù)鋯石U-Pb年齡，結(jié)合地球化學(xué)特征，探討早侏羅世OIB型玄武巖的成因和大地構(gòu)造背景，為認(rèn)識(shí)特提斯喜馬拉雅帶中段早侏羅世構(gòu)造演化提供基礎(chǔ)資料。

圖1 藏南構(gòu)造單元?jiǎng)澐值刭|(zhì)簡(jiǎn)圖(a) (據(jù)潘桂棠等，2013)及庫(kù)局地區(qū)地質(zhì)簡(jiǎn)圖(b) (據(jù)注釋?)Fig. 1 Geologicalsketch of structural unit division in southern Tibet(a；after Pan Guitang et al.，2013&)and Geological sketch of Kuju area(b；after the note ?)

1 地質(zhì)概況及樣品

北喜馬拉雅帶處于藏南拆離系(STDS)以北，吉隆—定日—崗巴—洛扎斷裂以南。帶內(nèi)前寒武紀(jì)地層緊鄰STDS附近零星分布，為韌性剪切帶糜梭巖，寒武系變質(zhì)砂板巖及千枚巖夾灰?guī)r、變質(zhì)砂巖，代表“泛非變質(zhì)基底”沉積蓋層。古生代奧陶紀(jì)—泥盆紀(jì)時(shí)期為被動(dòng)大陸邊緣盆地中一套穩(wěn)定的以淺海相碳酸鹽巖為主夾碎屑巖的沉積序列，石炭系為一套濱淺海相碎屑相沉積。晚古生代二疊紀(jì)為被動(dòng)邊緣裂解序列，所發(fā)育的玄武巖、安山玄武巖和火山角礫具有大陸拉斑玄武巖特點(diǎn)，形成于與北側(cè)岡底斯島弧有關(guān)的弧后擴(kuò)張區(qū)陸緣裂陷盆地構(gòu)造環(huán)境。中生代三疊紀(jì)—白堊紀(jì)主要為一套較穩(wěn)定被動(dòng)邊緣盆地中的濱淺海相碳酸鹽巖—碎屑巖沉積序列。古近系屬于前陸盆地中的濱淺海碎屑巖—碳酸鹽巖堆積，其形成與北側(cè)雅魯藏布江洋盆消亡、岡底斯島弧帶碰撞型火山巖的發(fā)育過(guò)程相一致。新近系為一套河湖相磨拉石建造(潘桂棠等，2013)。受區(qū)域伸展拆離構(gòu)造影響，帶內(nèi)還分布有一系列深成侵入巖和變質(zhì)沉積巖所構(gòu)成的變質(zhì)核雜巖體(Zhang Jinjiang et al.，2012)。

本文樣品采自西藏山南地區(qū)洛扎縣邊巴鄉(xiāng)—錯(cuò)那縣庫(kù)局鄉(xiāng)，坐標(biāo)為91°22′～91°40′E、28°01′～28°07′N(圖1b)，1∶5萬(wàn)區(qū)域地質(zhì)調(diào)查成果顯示地層為早侏羅統(tǒng)普普嘎組，該組下部為粉砂質(zhì)板巖、泥巖為主，夾少量細(xì)砂巖、玄武巖(圖2a)；上部為灰?guī)r、砂屑灰?guī)r、鮞粒灰?guī)r與板巖互層，灰?guī)r中產(chǎn)豐富的菊石化石，與上覆層中侏羅統(tǒng)聶聶雄拉組呈整合接觸，區(qū)域上平行不整合?或整合?于上三疊統(tǒng)德日榮組之上。研究區(qū)夾層火山巖出露寬度3～50 m，長(zhǎng)度50～3000 m，近東西向呈條帶狀展布。火山巖石類型主要為玄武巖，氣孔—杏仁狀構(gòu)造(圖2b、c)，玄武巖鏡下呈斑狀結(jié)構(gòu)(圖2d)，斑晶含量為2%～5%，主要為斜長(zhǎng)石，少量單斜輝石；基質(zhì)為間粒結(jié)構(gòu)，主要由斜長(zhǎng)石、單斜輝石、杏仁體及少量金屬礦物組成。樣品均發(fā)生了較明顯的鈉黝簾石化、碳酸酸化、綠泥石化、泥化等蝕變作用，部分斜長(zhǎng)石已全部蝕變?yōu)榉浇馐?、絹云母集合體，僅剩斜長(zhǎng)石晶形。

圖2 西藏山南地區(qū)洛扎縣邊巴鄉(xiāng)—錯(cuò)那縣庫(kù)局鄉(xiāng)OIB型玄武巖露頭及鏡下照片F(xiàn)ig. 2 Outcrops and microscopic photographs for the OIB-type basalt in Kuju area, southern Xizang(Tibet)Am—杏仁體(由方解石、石英、綠泥石集合體填充)；Pl—斜長(zhǎng)石(多蝕變?yōu)殁c黝簾石、方解石、絹云母等集合體)；Cpx—單斜輝石(次閃石化)Am—amygdala(filled with calcite，quartz and chlorite aggregate)；Pl—plagioclase(Most of them are altered into the assemblage of zoisite，calcite and sericite)；Cpx—Clinopyroxene(amphibolization)

2 樣品處理與分析方法

鋯石單礦物分選由四川華陽(yáng)巖礦測(cè)試中心完成，陰極發(fā)光(CL)圖像采集及鋯石U-Pb定年在南京宏創(chuàng)地質(zhì)勘查技術(shù)服務(wù)有限公司微區(qū)分析實(shí)驗(yàn)室使用激光剝蝕—電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(LA-ICP-MS)完成。激光剝蝕平臺(tái)采用Resolution SE型193 nm深紫外激光剝蝕進(jìn)樣系統(tǒng)(Applied Spectra，美國(guó))，配備S155型雙體積樣品池。質(zhì)譜儀采用Agilent 7900型電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(Agilent，美國(guó))。詳細(xì)的調(diào)諧參數(shù)見(jiàn)Thompson 等(2018)，鋯石樣品固定在環(huán)氧樹(shù)脂靶上，拋光后在超純水中超聲清洗，分析前用分析級(jí)甲醇擦拭樣品表面。采用5個(gè)激光脈沖對(duì)每個(gè)剝蝕區(qū)域進(jìn)行預(yù)剝蝕(剝蝕深度～0.3 μm)，以去除樣品表面可能的污染。在束斑直徑30 μm、剝蝕頻率5 Hz、能量密度2 J/cm2的激光條件下分析樣品。數(shù)據(jù)處理采用Iolite程序(Paton et al.，2010)，鋯石91500作為校正標(biāo)樣，GJ-1作為監(jiān)測(cè)標(biāo)樣，每隔10～12個(gè)樣品點(diǎn)分析2個(gè)91500標(biāo)樣及一個(gè)GJ-1標(biāo)樣。通常采集20 s的氣體空白，35～40 s的信號(hào)區(qū)間進(jìn)行數(shù)據(jù)處理，按指數(shù)方程進(jìn)行深度分餾校正(Paton et al.，2010)。以NIST 610 作為外標(biāo)，91Zr作為內(nèi)標(biāo)計(jì)算微量元素含量。本次實(shí)驗(yàn)過(guò)程中測(cè)定的91500(1061.5±3.2 Ma，2σ)、GJ-1 (604±6 Ma，2σ)年齡在不確定范圍內(nèi)與推薦值一致。主量元素、稀土及微量元素樣品加工由華陽(yáng)地礦檢測(cè)中心實(shí)驗(yàn)室完成，測(cè)試由國(guó)土資源部武漢礦產(chǎn)資源監(jiān)督檢測(cè)中心湖北省地質(zhì)實(shí)驗(yàn)測(cè)試中心采用雙道原子熒光儀(型號(hào)：AFS-820)、電感耦合等離子體質(zhì)譜儀 (型號(hào)：X2)、等離子發(fā)射光譜儀(型號(hào)：ICAP6300)、一米平面光柵攝譜儀(型號(hào)：CCD-I)等完成，分析精度優(yōu)于5%。

3 分析結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb年齡

鋯石U-Pb測(cè)年樣品(KD4104)采自西藏山南地區(qū)錯(cuò)那縣庫(kù)局鄉(xiāng)南西，其地理位置為91°19′03″E、28°01′40″N，見(jiàn)圖1b。樣品選取24顆鋯石進(jìn)行LA-ICP-MS法U-Pb測(cè)年，分析鋯石均為無(wú)色—淺黃色透明，顆粒形狀規(guī)則，長(zhǎng)柱狀自形晶，粒徑多為80～120 μm，長(zhǎng)寬比為2～3。CL圖像表現(xiàn)出典型的巖漿韻律環(huán)帶和明暗相間的條帶結(jié)構(gòu)(圖3)，Th/U 值為0.19～1.53，均大于0.1，Th、U間具良好正相關(guān)，說(shuō)明他們與巖漿結(jié)晶作用有關(guān)，屬典型的巖漿成因鋯石(Moeller et al.，2003)，可代表巖石成巖年齡。該鋯石特征與花崗質(zhì)巖鋯石相似，在早侏羅世時(shí)期，特提斯喜馬拉雅帶除下—早侏羅統(tǒng)日當(dāng)組有安山巖(王立全等，2013)及玄武巖?夾層外，均未見(jiàn)火山—巖漿活動(dòng)記錄，更沒(méi)有花崗質(zhì)巖的報(bào)道，加之后文分析早侏羅世時(shí)這里的陸殼已經(jīng)變得很薄，由此可見(jiàn)該巖漿鋯石不可能是圍巖或者混染過(guò)程中捕獲的花崗質(zhì)巖鋯石，而應(yīng)該是拉張背景減壓條件下形成的玄武巖鋯石，但其形成機(jī)理尚需進(jìn)一步研究。獲得的24個(gè)測(cè)點(diǎn)數(shù)據(jù)見(jiàn)表1，從測(cè)試年齡數(shù)據(jù)的分布范圍來(lái)看，大致可以得到兩組比較集中的年齡(圖4a)，其中5個(gè)測(cè)點(diǎn)(6、7、10、13、16)n(206Pb)/n(238U)年齡介于213.6～225.2 Ma，在置信度95%時(shí)，給出的加權(quán)平均值為221.5±5.0 Ma(n=5，MSWD=4.0)，該年齡可能為巖漿上侵過(guò)程中捕獲的早期圍巖的巖漿鋯石，可能與特提斯喜馬拉雅帶的三疊紀(jì)裂谷作用有關(guān)(朱弟成等，2006a)；18個(gè)測(cè)點(diǎn)(1～5、8～9、11～12、14～15、18～24)n(206Pb)/n(238U)年齡介于186.1～194.6 Ma，除測(cè)點(diǎn)2、8外，在置信度95%時(shí)，給出的加權(quán)平均值為190.8 ±1.2 Ma(n=16，MSWD=3.6)，見(jiàn)圖4b，時(shí)代為早侏羅世，可代表玄武巖漿結(jié)晶年齡。另外17號(hào)測(cè)點(diǎn)年齡數(shù)據(jù)為115.2 ±1.0 Ma，可能暗示其遭受后期巖漿熱事件的影響(吳福元等，2020)。

圖3 西藏山南地區(qū)洛扎縣邊巴鄉(xiāng)—錯(cuò)那縣庫(kù)局鄉(xiāng)OIB型玄武巖鋯石陰極發(fā)光(CL)圖像Fig. 3 Cathodoluminescences(CL)images of zircons for the OIB-type basalt in Kuju area, southern Xizang(Tibet)

圖4 西藏山南地區(qū)洛扎縣邊巴鄉(xiāng)—錯(cuò)那縣庫(kù)局鄉(xiāng)OIB型玄武巖鋯石U-Pb年齡諧和圖Fig. 4 Concordia diagrams of zircons for the OIB-type basalt in Kuju area, southern Xizang(Tibet)

3.2 巖石地球化學(xué)特征

庫(kù)局玄武巖的主量元素、微量及稀土分析結(jié)果見(jiàn)表2。

本文測(cè)試的玄武巖樣品燒失量大于2.80%，均發(fā)生了蝕變作用，在利用主元素氧化物分析數(shù)據(jù)識(shí)別火山巖的巖類、環(huán)境判別及巖石成因討論時(shí)，首先去掉燒失量，其余的主元素氧化物分析數(shù)據(jù)重新?lián)Q算成100%(鄧晉福等，2015a)，即干條件下(鄧晉福等，2015b)進(jìn)行。樣品SiO2含量介于40.83%～51.99%，具有較明顯的低K2O(0.02%～0.70%，平均0.40%)、中MgO(3.69%～6.92%，平均5.51%)和高TiO2(2.28%～3.45%，平均3.06%)、P2O5(0.32%～0.54%，平均0.43%)、TFeO(10.29%～11.61%，平均10.95%)特征。樣品均具有FeO含量大于Fe2O3含量的特征，說(shuō)明后期蝕變及氧化作用不是造成全鐵含量偏高的主要原因，較高Fe含量代表的應(yīng)是源區(qū)特點(diǎn)，指示庫(kù)局玄武巖的巖漿源區(qū)具有高壓特征(Lassiter and DePaolo，1997)。巖石Mg#值為40.7～54.7，均低于原生巖漿范圍(Mg#=68～75；Wilson，1989)，指示庫(kù)局玄武巖經(jīng)歷了較高程度的結(jié)晶分異。利用蝕變火山巖Nb/Y—Zr/TiO2分類圖解(圖5a)進(jìn)行判斷，研究庫(kù)局玄武巖主要屬亞堿性玄武巖，樣品在AFM圖解(圖5b)中，主要落入為拉斑玄武巖系列范圍。玄武巖較高的Ti、Fe、P含量與洋島玄武巖(OIB)相似。

圖5 西藏山南地區(qū)洛扎縣邊巴鄉(xiāng)—錯(cuò)那縣庫(kù)局鄉(xiāng)OIB型玄武巖Nb/Y—Zr/TiO2分類圖解(a)(據(jù)Winchester and Floyd，1977)和AFM圖解(b) (據(jù)Irvine and Barager，1971)Fig. 5 Nb/Y—Zr/TiO2 diagram(a) (after Winchester and Floyd，1977)and FAM diagram(b) (after Irvine and Barager，1971)for the OIB-type basalt in Kuju area, southern Xizang(Tibet)

庫(kù)局玄武巖的稀土元素總量偏高，為132.26×10-6～253.86×10-6(平均188.75×10-6)，δEu為0.89～1.07，異常不明顯，顯示巖漿未發(fā)生明顯的斜長(zhǎng)石結(jié)晶分異作用，與巖相學(xué)觀察一致。(La/Yb)N值為4.4～10.3，其稀土配分曲線呈略右傾的輕稀土富集模式，除部分樣品具有更高的HREE豐度外，與OIB玄武巖、夏威夷堿性玄武巖具有相似性，與峨眉山高Ti玄武巖及被認(rèn)為是Kerguelen熱點(diǎn)活動(dòng)有關(guān)的Rajmahal堿性玄武巖相比庫(kù)局玄武巖LREE豐度更低(圖6a)。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖(圖6b)上，富集Rb、Ba、Th等大離子親石元素及Nb、Ta、Zr、Hf、Ti等高場(chǎng)強(qiáng)元素，明顯區(qū)別于不相容元素虧損的洋中脊玄武巖，同時(shí)區(qū)別于與俯沖作用有關(guān)的匯聚板塊邊緣的島弧、活動(dòng)陸緣巖漿弧火山巖特征，顯示出與OIB玄武巖、夏威夷堿性玄武巖相似的不平滑鋸齒狀特征。庫(kù)局玄武巖與峨眉山高Ti玄武巖比較，后者Th、Nb、Ta等元素豐度略高，與Rajmahal堿性玄武巖相比后者則表現(xiàn)為更高的Ba、Sr、P等豐度。

圖6 西藏山南地區(qū)洛扎縣邊巴鄉(xiāng)—錯(cuò)那縣庫(kù)局鄉(xiāng)OIB型玄武巖稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分布曲線(a)和微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖(b)Fig. 6 Chondrite-normalized REE pattern(a)and primitive mantle-normalized trace element spider diagram(b)for the OIB-type basalt in Kuju area, southern Xizang(Tibet)數(shù)據(jù)來(lái)源：原始地幔、球粒隕石、OIB、E-MORB、N-MORB數(shù)據(jù)來(lái)自Sun and McDonough(1989)；峨眉山高Ti玄武巖、低Ti玄武巖(肖龍等，2003)；麗江苦橄巖、麗江玄武巖(張招崇等，2004)；Rajmahal堿性玄武巖(Kent et al.，2000)、夏威夷堿性玄武巖和夏威夷拉斑玄武巖(http://georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc/Entry.html)Data sources：Primitive mantle，Chondrite，OIB，E-MORB，N-MORB(Sun and McDonough，1989)；Emeishan high-Ti，low-Ti basalts(Xiao Long et al.，2003&)；Picrite and basalt in Lijiang(Zhang Zhaochong et al.，2004&)；Rajmahal alkali basalt(Kent et al.，2000)；Hawaiian tholeiites，Hawaiian alkaline basalts (http://georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc/Entry.html)

4 討論

4.1 玄武巖年齡對(duì)火山巖地層時(shí)代的約束

早侏羅世玄武巖是從研究區(qū)拉康組中重新厘定出的。最早，該地層被1∶100萬(wàn)拉薩幅(1979)歸屬于晚三疊統(tǒng)。1983年，王乃文先生將分布于洛扎以南至中國(guó)與不丹邊境的淺變質(zhì)地層命名為拉康組，時(shí)代疑為T(mén)3或K1(晚三疊世或早白堊世)，其后余靜賢重新對(duì)地層中的孢粉進(jìn)行鑒定后認(rèn)為應(yīng)屬于白堊紀(jì)早期。2002年，安微地調(diào)院1∶25萬(wàn)洛扎幅?在其中采獲豐富的小型特化菊石，時(shí)代為早白堊世貝利阿斯期—阿普特期，而將地層時(shí)代歸屬于早白堊世。2004年，云南省地質(zhì)調(diào)查院1∶25萬(wàn)隆子縣幅?分別在其底部和中上部采獲大量雙殼和菊石，并根據(jù)巖性特征和化石，以下部斷層為界，劃分出下部上三疊統(tǒng)曲龍共巴組，上部下白堊統(tǒng)拉康組。侯晨陽(yáng)(2017)在研究區(qū)東側(cè)卡達(dá)一帶拉康組中上部夾層玄武巖中獲得SHRIMP U-Pb年齡140.7±2.4 Ma、140.7±4.5 Ma，時(shí)代為早白堊世，但地層底部年齡未能得到很好的約束。黃勇等(2018)在同一地區(qū)玄武巖中獲得SHRIMP U-Pb年齡為92.1±1.2 Ma，時(shí)代為晚白堊世。Zhu Dicheng 等(2008)報(bào)道的拉康組輝綠巖墻的侵位時(shí)代為144.7±2.4 Ma，表明該地層形成時(shí)代應(yīng)早于144.7±2.4 Ma。以上研究成果可能有兩種解釋：其一，該(火山巖)地層時(shí)代跨度較大；其二，構(gòu)造、地層層序尚未完全查清，地層歸屬存有疑義。筆者等在區(qū)域上尚未見(jiàn)及有如此大的時(shí)代跨度地層出露，故傾向于第二種解釋，同時(shí)認(rèn)為將拉康組時(shí)代定義為早白堊世是合理的。

對(duì)于本文研究的賦火山巖地層，在下部夾層玄武巖中獲得鋯石U-Pb年齡為190.8 ±1.2 Ma，與同地層中獲得多肋花冠菊石Coronicerasmulticostatum(J1)、帕氏菊石(未定種)?Partrchicerassp.、太陽(yáng)菊石科?Sonnilniidae等化石時(shí)代吻合，時(shí)代為早侏羅世，而非早白堊世。根據(jù)巖性組合???、沉積構(gòu)造、古生物組合特征(朱同興等，2005)，結(jié)合地層接觸關(guān)系、巖漿鋯石U-Pb年齡，認(rèn)為該火山巖地層可以與同帶早侏羅世普普嘎組地層對(duì)比，為不引起較大的混亂，應(yīng)從1∶25萬(wàn)洛扎幅、隆子縣幅原定的拉康組中區(qū)別出來(lái)認(rèn)識(shí)。

4.2 構(gòu)造背景及意義

由于庫(kù)局玄武巖受到了不同程度蝕變作用的影響，所以筆者等選用對(duì)蝕變作用具有較高穩(wěn)定性的不相容元素并結(jié)合火山巖產(chǎn)出的沉積環(huán)境，來(lái)識(shí)別其產(chǎn)出的構(gòu)造環(huán)境。在Zr—TiO2圖解(圖7a)中，庫(kù)局玄武巖均落入板內(nèi)環(huán)境；在Ta/Hf—Th/Hf圖解(圖7b)中，庫(kù)局玄武巖主要落入大洋板內(nèi)洋島、海山、T-MORB、E-MORB—地幔柱玄武巖區(qū)；利用La—La/Nb和Nb—Nb/Th圖解可以有效地對(duì)島弧玄武巖、洋中脊玄武巖和洋島玄武巖進(jìn)行識(shí)別(李曙光，1993)，在La—La/Nb圖解(圖7c)和Nb—Nb/Th圖解(圖7d)中，庫(kù)局玄武巖均落入洋島玄武巖范圍。特別指出的是大陸玄武巖不管是否遭受地殼或巖石圈混染，他們都具有較高的Zr含量(>70×10-6)和Zr/Y值(>3)(夏林圻等，2007)，庫(kù)局玄武巖Zr含量(>245×10-6)和Zr/Y值(>4)，綜合認(rèn)為庫(kù)局玄武巖產(chǎn)出于與洋島玄武巖類似的板內(nèi)構(gòu)造背景。

圖7 西藏山南地區(qū)洛扎縣邊巴鄉(xiāng)—錯(cuò)那縣庫(kù)局鄉(xiāng)OIB型玄武巖不活動(dòng)元素的構(gòu)造環(huán)境判別圖解Fig. 7 Tectonic discrimination diagram based on immobile trace elements for the OIB-type basalt in Kuju area, southern Xizang(Tibet)在圖7a(Pearce，1982)中：WPB—板內(nèi)玄武巖；MORB—洋中脊玄武巖；VAB—火山弧玄武巖．在圖7b(汪云亮等，2001)中：Ⅰ—板塊發(fā)散邊緣N-MORB區(qū)；Ⅱ—板塊匯聚邊緣玄武巖區(qū)(Ⅱ1—大洋島弧玄武巖區(qū)；Ⅱ2—陸緣島弧及陸緣火山弧玄武巖區(qū))；Ⅲ—大洋板內(nèi)洋島、海山玄武巖區(qū)及T-MORB、E-MORB區(qū)；Ⅳ—大陸板內(nèi)玄武巖區(qū)(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—大陸拉張帶(或初始裂谷)玄武巖區(qū))；Ⅴ—地幔熱柱玄武巖區(qū)．圖7c、d(李曙光，1993)In Fig. 7a(Pearce，1982)：WPB—Within-Plate Basalt；MORB—Mid-Ocean Ridge Basalt；VAB—Volcanic Arc Basalt．In Fig. 7b(Wang Yunliang et al.，1982&)：Ⅰ—N-MORB area at the edge of plate divergence；Ⅱ—Basalt area at the edge of the convergent plate (Ⅱ1—Ocean Island Arc Basalt；Ⅱ2—Continental Margin Island Arc and Continental Margin Volcanic Arc Basalt Area)；Ⅲ—Ocean Island， seamount basalt area and T-MORB， E-MORB area；Ⅳ—Continental intraplate basalt area (Ⅳ1—Intracontinental rift valley and continental rift valley basalt area；Ⅳ2—Intracontinental Rift Alkaline Basalt Area；Ⅳ3—Continental extension zone (or initial rift) basalt area；Ⅴ—Mantle plume basalt area．Fig. 7c、d(Li Shuguang，1993)

吉隆—定日—崗巴—洛扎斷裂經(jīng)歷了復(fù)雜的構(gòu)造發(fā)展過(guò)程?。在岡瓦納古大陸邊緣形成和青藏特提斯裂解階段，它控制了北喜馬拉雅和拉軌崗日的構(gòu)造古地理面貌和沉積環(huán)境。從寒武紀(jì)至泥盆紀(jì)，北喜馬拉雅處于岡瓦納北部古大陸邊緣的陸緣淺海沉積環(huán)境，而拉軌崗日為古隆起，缺失沉積地層。到石炭紀(jì)和早二疊世，拉軌崗日也發(fā)生沉陷，與南側(cè)的北喜馬拉雅連通構(gòu)成統(tǒng)一的海域。從晚二疊世開(kāi)始，拉軌崗日與北喜馬拉雅再度發(fā)生分異，北喜馬拉雅相對(duì)較穩(wěn)定，而拉軌崗日垂向運(yùn)動(dòng)加劇，晚二疊世的隆起和三疊紀(jì)至侏羅紀(jì)的拗陷可能是通過(guò)吉隆—定日—崗巴—洛扎斷層來(lái)調(diào)節(jié)，當(dāng)時(shí)該斷層為正斷層，可能還有同沉積斷層的性質(zhì)。研究區(qū)早侏羅統(tǒng)普普嘎組主要為粉砂質(zhì)板巖、泥巖為主，夾少量細(xì)砂巖、玄武巖；上部為灰?guī)r、砂屑灰?guī)r、鮞?；?guī)r與板巖互層。這種巖石組合明顯不同于洋島環(huán)境下由底部洋島玄武巖和上部泥質(zhì)沉積物(如碳酸鹽和硅質(zhì)巖)組成的二元結(jié)構(gòu)特征，暗示普普嘎組玄武巖雖然具有OIB型地球化學(xué)特征，但可能并非形成于洋島環(huán)境?；緦有蚍治霰砻髌掌崭陆M為一套形成于濱岸—陸棚—開(kāi)闊臺(tái)地沉積環(huán)境。據(jù)此我們傾向性認(rèn)為庫(kù)局OIB型玄武巖很可能形成于淺?！懪铩_(kāi)闊臺(tái)地環(huán)境下的裂谷背景中，早侏羅世時(shí)這里的陸殼已經(jīng)變得很薄。新生代初期隨著印度和亞洲的碰撞新特提斯洋關(guān)閉(吳福元等，2020)，地殼大規(guī)?？s短，特提斯沉積普遍發(fā)生強(qiáng)烈的褶皺作用和斷裂作用，先期在特提斯裂解過(guò)程中形成的控盆正斷層發(fā)生反轉(zhuǎn)，變成由北向南運(yùn)動(dòng)的逆沖斷層。

4.3 巖漿源區(qū)性質(zhì)與地殼混染

不相容元素因其具有相似的分配系數(shù)，所以其比值不受分離結(jié)晶作用的影響，并且在地幔物質(zhì)部分熔融過(guò)程中只有很小的變化，常用來(lái)指示源區(qū)特征(Taylor and MeClennan，1985)。由于來(lái)自巖石圈地幔熔體的Fe含量要比來(lái)自深部地幔熔體中的低(Lassiter and DePaolo，1997；張招崇等，2004)，并且本文庫(kù)局玄武巖的高TFeO含量(10.95%)可比于麗江苦橄巖和與之伴生的玄武巖(張招崇等，2004)，因此，其高TFeO含量指示了來(lái)源于壓力較高的深部地幔成因。王登紅(1998)研究指出，與地幔熱柱有關(guān)的玄武巖(如OIB)Nb豐度一般>10×10-6、Ti/V的值為50～100，本文玄武巖的高Nb豐度15.1～41.0×10-6(平均為31.0×10-6)、Ti/V值為60～95(平均為74)，以及在稀土元素配分模式圖(圖6a)和微量元素蛛網(wǎng)圖上(圖6b)與地幔熱柱或熱點(diǎn)產(chǎn)物(如峨眉山高鈦玄武巖等)之間的相似地球化學(xué)特征，均暗示庫(kù)局玄武巖與OIB具有明顯的親緣性，也暗示其源區(qū)存在與OIB來(lái)源有關(guān)的軟流圈地幔物質(zhì)，這種認(rèn)識(shí)得到一系列判別圖解(圖7b、c、d)的支持。

來(lái)自深部地幔物質(zhì)的巖漿具有低的La/Ta值(一般在8～15)，而受到巖石圈地?；烊竞笤摫戎祵⒀杆僭黾樱话阍?5以上，但La/Sm值變化不大，但是如果混染了地殼物質(zhì)，則La/Sm值將迅速增高，一般在5以上(Lassiter and DePaolo，1997；張招崇等，2004)，庫(kù)局玄武巖La/Ta=10.5～27.4，La/Sm=2.6～3.7，除了暗示其源區(qū)不同于單純的深部地幔物質(zhì)外，還暗示它們沒(méi)有受到明顯的地殼混染。(Th/Ta)PM、(La/Nb)PM值可以較為有效地識(shí)別玄武巖中地殼物質(zhì)的貢獻(xiàn)，起源于地幔熱柱的玄武巖，其(Th/Ta)PM、(La/Nb)PM值均小于1(Neal et al.，2002)。庫(kù)局玄武巖(Th/Ta)PM=0.3～1.2、(La/Nb)PM=0.7～1.8，明顯遠(yuǎn)離中上地殼物質(zhì)分布區(qū)(圖8a)，其中4個(gè)樣品的(Th/Ta)PM、(La/Nb)PM值均小于1，并位于夏威夷拉斑玄武巖范圍；各有1件樣品位于沒(méi)有或很少受到巖石圈地?；虻貧の镔|(zhì)混染的麗江玄武巖(張招崇等，2004)、Rajmahal玄武巖(Kent et al.，2000)范圍；僅有一件玄武巖(KD0032)樣品位于下地殼附近，暗示庫(kù)局玄武巖為沒(méi)有或很少受到巖石圈地?；虻貧の镔|(zhì)混染的玄武巖，可能與下地殼有一定聯(lián)系，但受到中上地殼物質(zhì)混染的可能性很小。Nb/Th與Ti/Yb的值能夠有效地識(shí)別出玄武巖中的地殼物質(zhì)和陸下巖石圈地幔物質(zhì)的貢獻(xiàn)(Li Xianhua et al.，2002)，5件玄武巖樣品具有相對(duì)恒定的Nb/Th值，投點(diǎn)于夏威夷堿性玄武巖與MORB之間(圖8b)，并沒(méi)有顯示陸下巖石圈地幔物質(zhì)加入的趨勢(shì)，然而KD4114樣品投入了峨眉山高Ti玄武巖區(qū)，峨眉山高Ti玄武巖很可能與地幔柱—巖石圈相互作用有關(guān)(Xu Yigan et al.，2001；Xiao Long et al.，2004)，這可能說(shuō)明巖石圈地幔物質(zhì)的貢獻(xiàn)也是不能忽略的。樣品KD0032投點(diǎn)于下地殼附近，似乎顯示出有下地殼物質(zhì)加入的特征，很可能受到了一定程度下地殼物質(zhì)混染；該樣品Th/Ta的值為2.46，接近來(lái)自原始地幔的Th/Ta(±2.3；Sun and McDonough，1989)，暗示地殼物質(zhì)組分混染較輕微，可能是由于巖漿粘度較小或地殼減薄，在快速上涌過(guò)程中沒(méi)有來(lái)得及與陸殼發(fā)生深度混染，這與上文討論玄武巖產(chǎn)出的構(gòu)造環(huán)境一致，同時(shí)也解釋了巖石中含有早期巖漿鋯石的原因；值得關(guān)注的是地幔中如果存在循環(huán)地殼也能造成Th/Ta、La/Ta和Nb/Th的變化，但從鏡下觀察鋯石沒(méi)有熔蝕，為巖漿鋯石，鋯石n(206Pb)/n(238U)年齡最大為225.2 Ma，沒(méi)有發(fā)現(xiàn)古老的殘留鋯石年齡，暗示存在循環(huán)地殼的可能性不大。

圖8 西藏山南地區(qū)洛扎縣邊巴鄉(xiāng)—錯(cuò)那縣庫(kù)局鄉(xiāng)OIB型玄武巖地殼混染判別圖解Fig. 8 Discrimination diagram of crustal contamination of OIB type basalt in Kuju area, southern Xizang(Tibet)底圖(朱弟成等，2006b)．?dāng)?shù)據(jù)來(lái)源：原始地幔(PM，Sun and McDonough，1989)；巖石圈地幔(SCLM，McDonough，1990)；N-MORB，E-MORB(Sun and McDonough，1989)；UC、MC、LC分別代表上部、中部和下部地殼(Rudnick et al.，2003)；未受地殼混染(URB)的和受地殼混染(MRB)的Rajmahal玄武巖(Kent et al.，2000)；峨眉山高Ti、低Ti玄武巖(Xu Yigang et al.，2001；Xiao Long et al.，2004)；夏威夷拉斑玄武巖(HTB)和夏威夷堿性玄武巖(HAB)暗色巖*；與Kerguelen有關(guān)的OIB火成巖(Zhu Dicheng et al.，2007)；其他玄武巖數(shù)據(jù)同圖6Base map(Zhu Dicheng et al.，2006&b)．Data sources：Primitive mantle(PM，Sun and McDonough，1989)；Lithosphere mantle(SCLM，McDonough，1990)；N-MORB，E-MORB(Sun and McDonough，1989)；Upper(UC)，middle crust(MC)and lower crust(LC)(Rudnick et al.，2003)；Unmodified(URB)and modified(MRB)Rajmahal basalts(Kent et al.，2000)；Emeishan high-Ti，low-Ti basalts(Xu Yigang et al.，2001；Xiao Long et al.，2004)；Hawaiian tholeiites(HTB)，Hawaiian alkaline basalts(HAB)and Deccan Traps data*；與Kerguelen有關(guān)的OIB火成巖(Zhu Dicheng et al.，2007)；other basalts data are same as Fig. 6

4.4 分離結(jié)晶作用

庫(kù)局玄武巖無(wú)明顯Eu異常，表明這些玄武巖無(wú)明顯斜長(zhǎng)石的分離結(jié)晶。玄武巖結(jié)晶程度較好，有斑狀結(jié)構(gòu)，所分析樣品的MgO含量低于6.92%，Mg#低于54.7，相容元素Ni(41.9×10-6～152×10-6)、Cr(46.2×10-6～224×10-6)含量較低且變化范圍大，明顯低于原生玄武巖漿范圍(Ni，300×10-6～400×10-6)；Cr，300×10-6～500×10-6)，這些玄武巖如此低的MgO、Cr、Ni含量，似乎不僅僅是部分熔融的結(jié)果，同化混染和分離結(jié)晶可能也起了作用。由于下地殼MgO、Cr含量均較高(分別為7.24%、215×10-6；Rudnick and Gao，2003)，玄武巖低MgO、Cr含量似乎與下地殼同化混染的關(guān)系不大，應(yīng)主要由分離結(jié)晶作用引起。庫(kù)局玄武巖的Cr、Ni與MgO含量之間弱的正相關(guān)關(guān)系表明可能存在橄欖石和輝石的分離結(jié)晶(圖9a、b)；而CaO含量與CaO/Al2O3的正相關(guān)性(圖9c)則指示了單斜輝石的結(jié)晶分異。造成庫(kù)局玄武巖MgO、Cr含量低的原因可能是由于巖漿過(guò)程中Cr對(duì)尖晶石、斜方輝石、單斜輝石和石榴子石等礦物都是相容元素，巖漿過(guò)程中發(fā)生了這些礦物相的分離結(jié)晶，這種推測(cè)得到了巖石學(xué)的印證，所有玄武巖中極少橄欖石，說(shuō)明在地殼深處發(fā)生過(guò)橄欖石等鐵鎂礦物的分離結(jié)晶，而橄欖石的少量結(jié)晶就會(huì)使殘余巖漿中的MgO、Cr含量大大降低。

圖9 西藏山南地區(qū)洛扎縣邊巴鄉(xiāng)—錯(cuò)那縣庫(kù)局鄉(xiāng)OIB型玄武巖Harker圖解Fig. 9 Harker diagrams for the OIB-type basalt in Kuju area, southern Xizang(Tibet)

4.5 巖石成因

現(xiàn)代大洋島嶼玄武巖的研究表明，OIB型地幔源區(qū)的產(chǎn)生3種成因模式：① 地幔熱柱源區(qū)兩種不同組分的混合；② 相對(duì)虧損的地幔物質(zhì)與同位素存在明顯區(qū)別的軟流圈地幔在上升過(guò)程中混合；③ 由軟流圈地幔與巖石圈原始地?；旌?Hart et al.，1992)。此3種成因模式均說(shuō)明地幔柱構(gòu)造條件和軟流圈地幔上涌是形成OIB型地幔源區(qū)的主要制約因素(Jia Dacheng et al.，2004)。由上文討論可知，庫(kù)局OIB型玄武巖形成于淺?！懪铩_(kāi)闊臺(tái)地環(huán)境下的裂谷背景，其玄武巖漿中疊加有巖石圈組分，庫(kù)局OIB型玄武巖在Zr/Nb—Ce/Y圖解上(圖10a)樣品投點(diǎn)雖不集中，但處于虧損尖晶石二輝橄欖巖低程度部分熔融線附近的趨勢(shì)較為明顯，在La/Sm—Sm/Yb圖解上(圖10b)同樣顯示出OIB玄武巖起源于含石榴子石、尖晶石二輝橄欖巖部分熔融(Gt > Sp)(Lassiter and DePaolo，1997)。因此，庫(kù)局OIB型玄武巖的成因可以解釋為地幔柱誘導(dǎo)的上涌軟流圈物質(zhì)與巖石圈地幔物質(zhì)混合后在不同程度的拉張背景下發(fā)生減壓熔融的產(chǎn)物，在上侵過(guò)程中受到了一定程度的下地殼物質(zhì)混染。這種成因模式可以用裂谷帶之下上涌的地幔物質(zhì)由于傳導(dǎo)作用而變冷的成因模式或正在孕育的地幔柱模式來(lái)解釋(朱弟成等，2006a)。

圖10 西藏山南地區(qū)洛扎縣邊巴鄉(xiāng)—錯(cuò)那縣庫(kù)局鄉(xiāng)OIB型玄武巖Zr/Nb—Ce/Y圖解(a) (據(jù)Deniel，1998)和La/Sm—Sm/Yb圖解(b) (Lassiter and DePaolo，1997)Fig. 10 Zr/Nb—Ce/Y diagram(a) (after Deniel，1998)and La/Sm—Sm/Yb diagram(b) (after Lassiter and DePaolo，1997)of OIB-type basalt in Kuju area, southern Xizang(Tibet)

特提斯喜馬拉雅帶廣泛發(fā)育晚古生代至中生代碎屑巖地層及同期火山巖漿活動(dòng)記錄，并以早白堊世期間發(fā)生的巖漿作用規(guī)模最為宏大(Sciunnach and Garzanti，1997；Garzanti et al.，1999；王根厚等，2000；朱弟成等，2004，2006a；侯晨陽(yáng)，2017；黃勇，2018；張大文等，2019)，此研究說(shuō)明特提斯喜馬拉雅帶至少?gòu)氖俊B紀(jì)就開(kāi)始的伸展裂陷作用，并一直到晚白堊世，這一發(fā)生在岡瓦納大陸的裂解事件先后形成古特提斯、新特提斯和印度洋(吳福元等，2020)。Kent(1991)根據(jù)大印度、西澳大利亞和南極洲的地貌地特征認(rèn)為，東岡瓦納大陸最后裂解前的150 Ma的時(shí)間跨度內(nèi)，其巖石圈下面可能存在一個(gè)正在長(zhǎng)期孕育的地幔柱。由于早白堊世火山巖具OIB型板內(nèi)玄巖特征，且與同期的澳大利亞西部的Bunbury玄武巖相似(朱弟成等，2005；Zhu Dicheng et al.，2008；夏瑛等，2012)，因此部分學(xué)者將這期火山巖漿活動(dòng)與Kerguelen地幔柱活動(dòng)和東岡瓦納古大陸構(gòu)造裂解聯(lián)系起來(lái)(Zhu Dicheng et al.，2007；朱弟成等，2009；Liu Zheng et al.，2015；侯晨陽(yáng)，2017)?？紤]到北喜馬拉雅帶東端在古地理位置上屬于大印度北東緣，在130 Ma以前，其構(gòu)造重建位置接近澳大利亞北西邊緣的南極洲(Jan Golonka，2000)，因此，我們傾向性認(rèn)為利用長(zhǎng)期孕育的地幔柱模式來(lái)解釋北喜馬拉雅帶東端具有OIB型早侏羅世火山巖漿作用可能更有吸引力。盡管巖石圈—軟流圈物質(zhì)循環(huán)促進(jìn)大陸增生(楊文采，2019；楊文采等，2019)、“幔源物質(zhì)上涌”(王志等，2021)等深部動(dòng)力學(xué)模式的研究已得到重大進(jìn)展，但對(duì)于定量評(píng)價(jià)地幔柱在大陸裂解過(guò)程中的貢獻(xiàn)，及其地幔柱導(dǎo)致大陸裂解的機(jī)制還有待查明。

5 結(jié)論

(1)在北喜馬拉雅帶東端拉康組中厘定出一套早侏羅世含玄武巖沉積地層。從玄武巖中獲得190.8 ±1.2 Ma鋯石 U-Pb 年齡，時(shí)代為早侏羅世早期，代表了巖漿的結(jié)晶年齡，為其圍巖地層時(shí)代的判定及區(qū)域?qū)Ρ忍峁┝舜_切的年齡依據(jù)。

(2)地球化學(xué)特征表明，巖石具有較明顯的低K2O、中MgO和高TiO2、P2O5、TFeO特征，(La/Yb)N為4.4～10.3，δEu=0.89～1.07，其稀土配分曲線呈略右傾的輕稀土富集模式，在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖上，富集Rb、Ba、Th等大離子親石元素及Nb、Ta、Zr、Hf、Ti等高場(chǎng)強(qiáng)元素，與OIB玄武巖、夏威夷堿性玄武巖相似，它們屬大陸邊緣裂谷背景的具有OIB型地球化學(xué)特征的拉斑玄武巖。

(3)玄武巖顯示出巖石圈地幔物質(zhì)的印記，與含石榴子石、尖晶石二輝橄欖巖部分熔融(Gt > Sp)有關(guān)。巖石成因模式可以正在孕育的地幔柱誘導(dǎo)的上涌軟流圈物質(zhì)與巖石圈地幔物質(zhì)混合后在拉張背景下發(fā)生減壓熔融的產(chǎn)物，巖漿演化過(guò)程中發(fā)生了橄欖石和單斜輝石的分離結(jié)晶作用，在侵位過(guò)程中可能遭受了一定程度下地殼混染。

致謝：成文過(guò)程中得到了四川省地礦局區(qū)域地質(zhì)調(diào)查隊(duì)同志們的野外工作支持，鋯石U-Pb測(cè)年得到了南京宏創(chuàng)地質(zhì)勘查技術(shù)服務(wù)有限公司微區(qū)分析實(shí)驗(yàn)室的大力支持，審稿專家和章雨旭研究員對(duì)稿件提出了寶貴的修改意見(jiàn)，在此一并表示誠(chéng)摯的感謝!

注 釋/Notes

? 河北省地質(zhì)調(diào)查院區(qū)調(diào)所，石家莊經(jīng)濟(jì)學(xué)院．2003．1∶25萬(wàn)薩嘎縣幅、吉隆縣幅(國(guó)內(nèi)部分)區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報(bào)告．

? 成都地質(zhì)礦產(chǎn)研究所．2002．1∶25萬(wàn)聶拉木縣幅區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報(bào)告．

? 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(武漢)區(qū)域地質(zhì)調(diào)查研究院．2003．1∶25萬(wàn)定結(jié)縣幅、陳塘區(qū)幅(國(guó)內(nèi)部分)區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報(bào)告．

? 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)地質(zhì)調(diào)查研究院． 2005．1∶25萬(wàn)江孜縣幅、亞?wèn)|縣幅(中國(guó)部分)區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報(bào)告(上、下)．

? 安徽省地質(zhì)調(diào)查院．2002．1∶25萬(wàn)洛扎縣幅區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報(bào)告．

? 云南省地質(zhì)調(diào)查院．2004．1∶25萬(wàn)隆子縣幅區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報(bào)告．

? 云南省地質(zhì)調(diào)查院．2004．1∶25萬(wàn)扎日區(qū)幅區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報(bào)告．

? 云南省地質(zhì)調(diào)查院．2004．1∶25萬(wàn)錯(cuò)那縣幅、濟(jì)羅幅幅遙感解譯地質(zhì)報(bào)告．

? 西藏自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開(kāi)發(fā)局區(qū)域地質(zhì)調(diào)查大隊(duì)．2018．1∶5萬(wàn)邊壩幅、哈熱幅、扎西康沙幅、庫(kù)局幅區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報(bào)告．

(The literature whose publishing year followed by a “&” is in Chinese with English abstract; The literature whose publishing year followed by a “#” is in Chinese without English abstract)

鄧晉福，劉翠，馮艷芳，肖慶輝，狄永軍，蘇尚國(guó)，趙國(guó)春，段培新，戴蒙．2015a．關(guān)于火成巖常用圖解的正確使用：討論與建議．地質(zhì)論評(píng)，61(4)：717～734．

鄧晉福，馮艷芳，狄永軍，劉翠，肖慶輝，蘇尚國(guó)，趙國(guó)春，孟斐，馬帥，姚圖．2015b．巖漿弧火成巖構(gòu)造組合與洋陸轉(zhuǎn)換．地質(zhì)論評(píng)，61(3)：473～485．

侯晨陽(yáng)．2017．特提斯喜馬拉雅帶拉康組火山巖鋯石年代學(xué)、地球化學(xué)特征及地質(zhì)意義．導(dǎo)師：楊天水．北京：中國(guó)地質(zhì)大學(xué)碩士學(xué)位論文：1～54．

黃勇，梁維，張林奎，李光明，黃春梅，夏祥標(biāo)，董隨亮，吳建陽(yáng)．2018．特提斯喜馬拉雅—印度地體初始裂解：來(lái)自藏南地區(qū)晚白堊世OIB型玄武巖的證據(jù)．地球科學(xué)，43(8)：2651～2663．

李曙光．1993．蛇綠巖生成構(gòu)造環(huán)境的Ba—Th—Nb—La判別圖．巖石學(xué)報(bào)，9(2)：146～157．

潘桂棠，丁俊，王立全，莊育勛，王全海，翟剛毅，王大可．2002．青藏高原區(qū)域地質(zhì)調(diào)查重要新進(jìn)展．地質(zhì)通報(bào)，21(11)：787～793．

潘桂棠，王立全，張萬(wàn)年，王保弟，等編著．2013．青藏高原及鄰區(qū)大地構(gòu)造圖及說(shuō)明書(shū)(1∶500000)．北京：地質(zhì)出版社: 106～107．

王登紅．1998．地幔柱及其成礦作用．北京：地震出版社: 96～115．

王根厚，梁定益，劉文燦，董文彤，王世洪．2000．藏南海西期以來(lái)伸展運(yùn)動(dòng)及伸展作用．現(xiàn)代地質(zhì)，14(2)：133～139．

王立全，潘桂棠，丁俊，姚冬生，等編著．2013．青藏高原及鄰區(qū)地質(zhì)圖及說(shuō)明書(shū)(1∶500000)．北京：地質(zhì)出版社: 45～47．

汪云亮，張成江，修淑芝．2001．玄武巖類形成的大地構(gòu)造環(huán)境的Th/Hf—Ta/Hf圖解判別．巖石學(xué)報(bào)，17(3)：413～421．

王志，王劍，付修根．2021．青藏高原東緣—揚(yáng)子特提斯構(gòu)造域深部結(jié)構(gòu)與地殼形變研究．地質(zhì)論評(píng)，67(1)：1～12．

吳福元，萬(wàn)博，趙亮，肖文交，朱日祥．2020．特提斯地球動(dòng)力學(xué). 巖石學(xué)報(bào), 36(6)：1627～1674．

夏林圻，夏祖春，徐學(xué)義，李向民，馬中平．2007．利用地球化學(xué)方法判別大陸玄武巖和島弧玄武巖．巖石礦物學(xué)雜志，26(1)：77～89．

夏瑛，朱弟成，趙志丹，王青，袁四化，陳越，莫宣學(xué)．2012．藏東南措美大火成巖省中OIB型鎂鐵質(zhì)巖的全巖地球化學(xué)和鋯石Hf同位素．巖石學(xué)報(bào)，28(5)：1588～1602．

肖龍，徐義剛，梅厚鈞，沙紹禮．2003．云南賓川地區(qū)峨眉山玄武巖地球化學(xué)特征：巖石類型及隨時(shí)間演化規(guī)律．地質(zhì)科學(xué)，38(4)：478～494．

楊文采．2019．巖石圈—軟流圈物質(zhì)循環(huán)促進(jìn)大陸增生的新方式．地質(zhì)論評(píng)，65(5)：1039～1053．

楊文采，瞿辰，任浩然，黃聯(lián)捷，胥頤，于常青，劉曉宇．2019．青藏高原軟流圈與特提斯洋板塊俯沖．地質(zhì)論評(píng)，65(3)：521～532．

余光明，王成善．1990．西藏特提斯沉積地質(zhì)．北京：地質(zhì)出版社．

張大文，顏茂都．2019．印度與歐亞大陸碰撞時(shí)限的古地磁研究進(jìn)展與問(wèn)題．地質(zhì)論評(píng)，65(5)：1251～1268．

張招崇，王福生，郝艷麗，Mahoney J J．2004．峨眉山大火成巖省中苦橄巖與其共生巖石的地球化學(xué)特征及其對(duì)源區(qū)的約束．地質(zhì)學(xué)報(bào)，78(2)：171～180．

朱弟成，莫宣學(xué)，趙志丹， 牛耀齡，潘桂棠，王立全，廖忠禮. 2009．西藏南部二疊紀(jì)和早白堊世構(gòu)造巖漿作用與特提斯演化：新觀點(diǎn)．地學(xué)前緣，16(2)：1～20．

朱弟成，潘桂棠，莫宣學(xué)，廖忠禮，江新勝，王立全．2003．特提斯喜馬拉雅二疊紀(jì)—白堊紀(jì)中—基性火山巖研究進(jìn)展．地質(zhì)科技情報(bào)，22(2)：6～12．

朱弟成，潘桂棠，莫宣學(xué)，廖忠禮，江新勝，王立全．2004．藏南特提斯喜馬拉雅帶中段二疊紀(jì)—白堊紀(jì)的火山活動(dòng)(I)：分布特點(diǎn)及其意義．地質(zhì)通報(bào)，23(7)：645～654．

朱弟成，潘桂棠，莫宣學(xué)，廖忠禮，江新勝，王立全，趙志丹．2005．特提斯喜馬拉雅帶中段桑秀組玄武巖的地球化學(xué)和巖石成因．地球化學(xué)，34(1)：7～19．

朱弟成，潘桂棠，莫宣學(xué)，王立全，趙志丹，廖忠禮，耿全如，董國(guó)臣．2006b．青藏高原中部中生代OIB型玄武巖的識(shí)別：年代學(xué)、地球化學(xué)及其構(gòu)造環(huán)境．地質(zhì)學(xué)報(bào)，80(9)：1312～1328．

朱弟成，潘桂棠，莫宣學(xué)，趙志丹，廖忠禮，王立全，江新勝．2006a．特提斯喜馬拉雅帶中段東部三疊紀(jì)火山巖的地球化學(xué)和巖石成因．巖石學(xué)報(bào)，22(4)：804～816．

朱同興，周銘魁，馮心濤，鄒光富，李建忠，莊忠海，江新勝，王劍，陳永明，潘忠習(xí)．2005．西藏喜馬拉雅北坡顯生宙多重地層及盆地演化．北京：地質(zhì)出版社．

Deng Jinfu，Liu Cui，F(xiàn)eng Yanfang，Xiao Qinghui，Di Yongjun，Su Shangguo，Zhao Guochun，Duan Peixin，Dai Meng．2015a&．On the correct application in the common igneous petrological diagrams： Discussion and suggestion．Geological Review，61(4)：717～734．

Deng Jinfu，F(xiàn)eng Yanfang，Di Yongjun，Liu Cui，Xiao Qinghui，Su Shanguo，Zhao Guochun，Meng Fei，Ma Shuai，Yao Tu．2015b&．Magmatic arc and ocean—continent transition： Discussion． Geological Review，61(3)：473～485．

Deniel C．1998．Geochemical and isotopic(Sr,Nd,Pb)evidence for plume—lithosphere interaction in the genesis of Grande Comore magmas(Indian Ocean)．Chem. Geol.，144(3～4)：28l～303．

Elliott T，Plank T，Zindler A，White W and Bourdon B．1997．Element transport from slab to volcanic front at the Mariana arc．Journal of Geophysical Research，102：14991～15019．

Garzanti E，Le Fort P and Sciunnach D．1999．First report of Lower Permian basalts in South Tibet ：tholeiitic magmatism during break～up and incipient opening of Neotethys．Journal of Asian Earth Sciences，17：533～546．

Hart S R，Hauri E H，Oschmann L A and Whitehead J．1992．Mantle plumes and entrainment：isotopic evidence．Science，256：517～520．

Hou Chenyang．2017&．Zircon SHRIMP U-Pb Age and Geochemistry of the Lakang Formation Volcanic Rocks in the Tethyan Himalaya．Dissertation Supervisor：Yang Tianshui．Beijing：A dissertation submitted to China University of Geosciences for Master Degree：1～54．

Huang Yong，Liang Wei，Zhang Linkui，Li Guangming，Huang Chunmei，Xiao Xiangbiao，Dong Suiliang，Wu Jianyang．2018&．The initial break-up between Tethyan—Himalaya and Indian Terrane：Evidences from Late Cretaceous OIB-type basalt in southern Tibet． Earth Science，43(8)：2651～2663．

Irvine T N and Barager W R A．1971．A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks．Canadian Journal of Earth Sciences，8：523～548．

Jan Golonka．2000．Cambrian—Neogene Plate Tectonic Maps．Wydawnictwa Uniwersytetu Jagiellonskiego，Kraków: 1～125．

Jia Dacheng，Hu Ruizhong，Lu Yan，Xie Guiqing and Qiu Xuelin．2004．Characteristics of the mantle source region of sodium lamprophyres and petrogenetic tectonic setting in northeastern Hunan，China．Science in China Series D——Earth Sciences，47(6)：559～569．

Kent W，Saunders A D，Kempton P D and Ghose N C．2000．Rajmahal basalts， eastern India：Mantle sources and melt distribution at a volcanic rifted margin．In：Mahoney J J and Coffin M F. eds. Large Igneous Provinces；Continental，Oceanic，and Planetary Flood Volcanism. Washington DC: American Geophysical Union Monograph， 100: 145～182．

Kent R W．1991．Lithospheric uplift in eastern Gondwana：Evidence for a long-lived mantle plume system ? Geology，19：19～23．

Lassiter J C，Depaolo D J. 1997．Plume/lithosphere interaction in the generation of continental and oceanic flood basalts：Chemical and isotopic constraints．In：Mahoney J J，Coffin M F．eds. Large Igneous Provinces：Continental，Oceanic and Planetary Flood Volcanism．Geophysical Monograph Series，100：335～355．

Li Shuguang．1993&．Ba—Th—Nb—La diagrams used to identify tectonic environments of ophiolite． Acta Petrologica Sinica，9(2)：146～157．

Li Xianhua，Li Zhengxiang，Zhou Hanwen，Liu Ying．2002．U-Pb zircon geochronology， geochemistry and Nd isotopic study of Neoproterozoic bimodal volcanic rocks in the Kangdian Rift of South China： implications for the initial rifting of Rodinia．Precambrian Research，113：135～154

Liu Zheng，Zhou Qing，Lai Yang，Qing Chengshi，Li Yingxu，Wu Jianyang，Xia Xiangbiao．2015．Petrogenesis of the Early Cretaceous Laguila bimodal intrusive rocks from the Tethyan Himalaya：Implications for the break-up of Eastern Gondwana．Lithos，236～237：190～202．

McDonough W F．1990．Contraints on the composition of the continental lithospheric mantle． Earth and Planetary Science Letters，101：1～18．

Moeller A，Brien P J O，Kennedy A，Kr?ner A．2003．Linking growth episodes of zircon and metamorphic textures to zircon chemistry：An example from the ultrahigh temperature granulites of Rogaland(SW Norway)．Geological Society London Special Publications，220(1)：65～81．

Neal C R，Mahoney J，Chazey W. 2002．Mantle sources and the highly variable role of continental lithosphere in basalt petrogenesis of the Kerguelen Plateau and Broken Ridge LIP：Results from ODP Leg 183．Journal of Petrology，43(7)：1177～1205．

Pan Guitang，Ding Jun，Wang Liquan，Zhuang Yuxun，Wang Quanhai，Zhai Gangyi，Wang Dake．2002#．Important new progress in regional geological survey of Qinghai—Tibet Plateau． Geological Bulletin of China，23(1)：12～19．

Pan Guitang，Wang Liquan，Zhang Wannian，Wang Baodi．2013#．The Geotectonic Map and Instructions of the Qinghai—Tibet Plateau and Adjacent Areas(1∶500000)．Beijing：Geological Publishing House: 106～107．

Paton C，Woodhead J D，Hellstrom J C，Hergt J M，Greig A, Maas R．2010．Improved laser ablation U-Pb zircon geochronology through robust downhole fractionation correction．Geochemistry Geophysics Geosystems，11： Q0AA06．

Pearce J A．1982．Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries．In：Thorpe R S. ed. Andesites. Hoboken: Wiley: 528～548．

Rudnick R L, Gao S．2003．The composition of the continental crust，In：Rudnick R L. ed．The Crust: Vol．3. Holland H D, Turekian K K. eds． Treatise on Geochemistry. Oxford: Elsevier—Pergamon: 1～64．

Sciunnach D and Garzanti E．1997．Detrital chromian spinels record tectono～magmatic evolution from Carboniferous rifting to Permian spreading in Neotethys(India，Nepal and Tibet)．In：Messiga B and Tribuzio R. eds. From rifting to drifting in present-day and fossil ocean basins．Ofioliti，22(1)：101～110．

Sun S S，McDonough W F．1989．Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts：Implications for mantle composition and processes．In: Saunders A D and Norry M J. eds．Magmatism in the Ocean Basins．Geological Society，Special Publication，42：313～345．

Taylor S R and McLennan S．1985．The Continental Crust：Its Composition and Evolution(Vol.54)．Boston：Blackwell Scientific Publication: 209～230．

Thompson J，Meffre S and Danyushevsky L．2018．Impact of air，laser pulse width and fluence on U-Pb dating of zircons by LA-ICPMS．Journal of Analytical Atomic Spectrometry，33：221～230．

Wang Denghong．1998#．Mantle Plume and Mineralization．Beijing：Earthquake Publishing House: 96～115．

Wang Genhou，Liang Dingyi，Liu Wencan，Dong Wentong，Wang Shihong．2000&．Extensional movement and extending action in southern Tibet since Hercynian．Geoscience，14(2)：133～139．

Wang Yunliang，Zhang Chengjiang and Xiu Shuzhi．2001&．Th/Hf—Ta/Hf identification of tectonic setting of basalts．Acta Petrologica Sinica，17(3)：413～421．

Wang Zhi，Wang Jian，F(xiàn)u Xiugen．2021&．Deep structure and crustal deformation in the Tethys tectonic domain of the eastern Xizang(Tibetan) margin—Yangtze Platform．Geological Review，67(1)：1～12．

Weaver B L．1991．The origin of ocean island basalt end-member composition：Trace element and isotopic constraints． Earth and Planetary Science Letters，104：381～397．

Winchester J A and Floyd P A. 1977．Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements．Chemical Geology，20：325～345．

Wilson M. 1989．Igneous Petrogenesis：A Global Tectonic Approach．London: Chapman & Hall，

Wu Fuyuan，Wang Bo，Zhao Liang，Xiao Lijiao and Zhu Rixiang．2020．Tethyan geodynamics．Acta Petrologica Sinica，36(6)：1627～1674．

Xia Linqi，Xia Zuchun，Xu Xueyi，Li Xiangmin and Ma Zhongping．2007&．The discrimination between continental basalt and island arc basalt based on geochemical method． Acta Petrologica et Mineralogica，26(1)：77～89．

Xia Yin，Zhu Dicheng，Zhao Zhidan，Wang Qing，Yuan Sihua，Chen Yue and Mo Xuanxue．2012&．Whole-rock geochemistry and zircon Hf isotope of the OIB-type mafic rocks from the Comei Large Igneous Province in southeastern Tibet．Acta Petrologica Sinica，28(5)：1588～1602．

Xiao Long，Xu Yigang，Mei Houjun，Sha Shaoli．2003&．Geochemistry of Emeishan flood basalts at Binchuan area，SW China，rock types and temporal evolution．Chinese Journal Geology，38(4)：478～494．

Xiao Long，Xu Yigang，Mei Houjun, Zheng Yongfei，He Bin，Pirajno F．2004．Distinct mantle sources of low-Ti and high-Ti basalts from the western Emeishan large igneous province， SW China： Implications for plume—lithosphere interaction． Earth and Planetary Science Letters，228：525～546．

Xu Yigang，Chung Sunlin，Jahn Bor-ming，Wu G．2001．Petrologic and geochemical constraints on the petrogenesis of Permian—Triassic Emeishan flood basalts in southwestern China．Lithos，58：145～168．

Yang Wencai．2019&．A new mode for continental accretion induced by interaction between the lithosphere and asthenosphere．Geological Review，65(5)：1039～1053．

Yang Wencai，Qu Chen，Ren Haoran，Huang Lianjie，Xu Yi，Yu Changqing，Liu Xiaoyu．2019&．The asthenosphere of the Qinghai—Xizang(Tibetan)Plateau and subduction of the Tethys Ocean．Geological Review，65(3)：521～532．

Yin An，Harrison T M. 2000．Geologic evolution of the Himalayan—Tibetan Orogen．Annual Review of Earth and Planetary Sciences，28(1)：211～280．

Yu Guangming，Wang Chengshan．1990#．Sedimentary Geology of Tethys，Tibet．Beijing：Geological Publishing House．

Zhang Dawen，Yan Maodu．2019&．Paleomagnetic constraints on the onset of India—Eurasia collision：A synthesis．Geological Review，65(5)：1251～1268．

Zhang Jinjiang，Santosh M，Wang Xiaoxian，Guo Lei，Yang Xiongying，Zhang Bo．2012．Tectonics of the Northern Himalaya since the India—Asia Collision．Gondwana Research，21(4)：939～960．

Zhang Zhaochong，Wang Fusheng，Hao Yanli，Mahoney J J．2004&．Geochemistry of the picrites and associated basalts from the Emeishan Large Igneous Basalt Province and constraints on their source region．Acta Geologica Sinica， 78(2)：171～180．

Zhu Dicheng，Pan Guitang，Mo Xuanxue，Liao Zhongli，Jiang Xinsheng，Wang Liquan．2003&．Advances on the study of Intermediate—basic volcanic rocks from Permian to Cretaceous in Tethyan Himalaya．Geological Science and Technology Information，22(2)：6～12．

Zhu Dicheng，Pan Guitang，Mo Xuanxue，Liao Zhongli，Jiang Xinsheng，Wang Liquan．2004&．Permian to Cretaceous volcanic activities in the central segment of the Tethyan Himalaya(1)：Distribution characteristics and significance．Geological Bulletin of China，23(7)：645～654．

Zhu Dicheng，Pan Guitang，Mo Xuanxue，Liao Zhongli，Jiang Xinsheng，Wang Liquan，Zhao Zhidan．2005&．Geochemistry and petrogenesis of the Sangxiu Formation basalts in the central segment of Tethyan Himalaya．Geochimica，34(1)：7～19．

Zhu Dicheng，Pan Guitang，Mo Xuanxue，Zhao Zhidan，Liao Zhongli，Wang Liquan，Jiang Xinsheng．2006a&．Geochemistry and petrogenesis of the Triassic volcanic rocks in the east—central segment of Tethyan Himalaya．Acta Petrologica Sinica，22(4)：804～816．

Zhu Dicheng，Pan Guitang，Mo Xuanxue，Wang liquan，Zhao Zhidan，Liao Zhongli，Geng Quanru，Dong Guochen．2006b&．Identification for the Mesozoic OIB-type basalts in central Qinghai—Tibetan Plateau：Geochronology，geochemistry and their tectonic setting．Acta Geologica Sinica，80(9)：1312～1328．

Zhu Dicheng，Pan Guitang，Mo Xuanxue，Liao Zhongli，Jiang Xinsheng，Wang Liquan，Zhao Zhidan．2007．Petrogenesis of volcanic rocks in the Sangxiu Formation， central segment of Tethyan Himalaya： A probable example of plume—lithosphere interaction．Journal of Asian Earth Sciences，29: 320～335．

Zhu Dicheng，Mo Xuanxue，Pan Guitang，Zhao Zhidan，Dong Guochen，Shi Yuruo，Liao Zhongli，Wang Liquan，Zhou Changyong．2008．Petrogenesis of the earliest Early Cretaceous mafic rocks from the Cona area of the eastern Tethyan Himalaya in south Tibet： Interaction between the incubating Kerguelen plume and the eastern Greater India lithosphere?Lithos，100(1～4)：147～173．

Zhu Dicheng，Mo Xuanxue，Zhao Zhidan，Niu Yaoling，Pan Guitang，Wang Liquan，Liao Zhongli．2009&．Permian and Early Cretaceous tectonomagmatism in southern Tibet and Tethyan evolution：New perspective．Earth Science Frontiers，16(2)：1～20．

Zhu Tongxing，Zhou Mingkui，F(xiàn)eng Xintao，Zou Guangfu，Li Jianzhong，Zhuang Zhonghai，Jiang Xinsheng，Wang Jian，Chen Yongming，Pan Zhongxi．2005#．Multiple Strata and Basin Evolution in the Phanerozoic Era on the Northern Slope of the Himalayas，Tibet．Beijing：Geological Publishing House．