楊成業(yè) 李玉彬 張金樹 張 根

（1.西藏大學工學院 拉薩 850000；2.成都理工大學地球科學學院 成都 610059；3.西藏自治區(qū)地質(zhì)調(diào)查院 拉薩 850000）

作為地球的“第三極”，青藏高原是世界上最新、最高及最大的高原，是新特提斯洋閉合后通過印度板塊和歐亞板塊碰撞作用而成的，形成了地球上海拔最高、陸殼最厚的陸—陸碰撞造山帶——喜馬拉雅造山帶，是理解板塊構(gòu)造理論和特提斯域地質(zhì)演化的天然實驗室。特提斯喜馬拉雅帶位于喜馬拉雅碰撞造山帶的北緣，具有OIB型特征的早白堊世基性巖漿作用廣泛發(fā)育，同時伴有A型花崗巖，因而顯示出雙峰式巖漿活動特征，代表了伸展構(gòu)造背景下的巖漿作用產(chǎn)物（Zhu et al.，2009；朱弟成等，2013；Liu et al.，2015a；呂 曉 春 等，2016；Huang et al.，2018；Ma et al.，2018；Tian et al.，2019）。此外，這些OIB型基性巖也常常被認為是東岡瓦納大陸裂解的標志（Zhou et al.，2018；Olierook et al.，2019；Zeng et al.，2019；Lian et al.，2021）。但前人對這些巖石形成的大地構(gòu)造背景仍存在明顯爭論，部分學者認為特提斯喜馬拉雅帶內(nèi)早白堊世廣泛的巖漿作用與Kerguelen地幔柱的發(fā)育有關（Zhu et al.，2008；Direen et al.，2017；Zhou et al.，2018；Lian et al.，2021）；另一種觀點則認為此過程與Kerguelen地幔柱沒有必然的聯(lián)系，可能是裂谷作用等伸展體系下的產(chǎn)物（Zeng et al.，2019）。

本文基于野外地質(zhì)調(diào)查、巖相學、年代學及地球化學等資料對位于特提斯喜馬拉雅帶東段北緣浪卡子地區(qū)的卡龍巖體進行了詳細研究，確定了該巖體的時代與成因，并與特提斯喜馬拉雅帶內(nèi)其他OIB型基性巖對比，探索了其形成的大地構(gòu)造環(huán)境與板塊動力機制，這為深入理解早白堊世特提斯喜馬拉雅帶巖漿作用的動力機制提供重要依據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

青藏高原是由多個增生地塊拼合而成，各地體之間為縫合帶，從南到北分別為：特提斯喜馬拉雅地塊、雅魯藏布江縫合帶、拉薩地塊、班公湖—怒江縫合帶、羌塘地塊、金沙江結(jié)合帶、松潘—甘孜地塊。其中雅魯藏布江縫合帶是晚白堊—第三紀新特提斯洋閉合后形成的在拉薩地塊與喜馬拉雅地塊之間的縫合帶，其內(nèi)發(fā)育大量蛇綠巖套。特提斯喜馬拉雅地塊是位于喜馬拉雅結(jié)晶巖帶與印度雅魯藏布江縫合帶之間的一個地質(zhì)構(gòu)造單元（葛玉魁等，2016），平均寬度300 km，該帶以大面積出露前寒武系變質(zhì)巖和發(fā)育從奧陶紀—新近紀基本連續(xù)的海相地層為特色，根據(jù)大地構(gòu)造相的差異自北而南分為北喜馬拉雅特提斯沉積盆地、高喜馬拉雅基地雜巖帶和低喜馬拉雅被動陸緣盆地（圖1）。研究區(qū)位于特提斯—喜馬拉雅構(gòu)造域一級構(gòu)造單元之喜馬拉雅板片的中段，主體屬于北喜馬拉雅被動陸緣—褶沖帶，位于羊卓雍錯—哲古錯斷陷盆地內(nèi)，北為雅魯藏布江板塊結(jié)合帶，南為高喜馬拉雅結(jié)晶巖帶。區(qū)域構(gòu)造主要有近EW向和近SN向兩組，近EW向是研究區(qū)主要控盆、控巖構(gòu)造，控制著中生代中基性巖漿的侵入和噴發(fā)。

圖1 藏南區(qū)域地質(zhì)簡圖Fig.1 Regional geological map of the South Tibet

2 巖體地質(zhì)與分析方法

卡龍輝長巖地處藏南特提斯喜馬拉雅帶東段北緣浪卡子地區(qū)，位于羊卓雍措的東部，呈小巖株侵入到三疊系涅如組（T3n）和侏羅系日當組（J1r）、陸熱組（J1-2l）中（圖2），大小約35 km2。涅如組為一套深海相黑色炭質(zhì)板巖夾厚層粉細砂巖及微晶灰?guī)r透鏡體，日當組為盆地過渡帶—濱海潮坪的黑色頁巖、細砂巖、長石石英砂巖。輝長巖區(qū)域上呈近東西向帶狀分布，且多呈脈狀產(chǎn)于近東西向構(gòu)造帶內(nèi)或其旁側(cè)上三疊統(tǒng)—侏羅系地層中。輝長巖多呈灰綠色，輝長結(jié)構(gòu)（圖3），主要礦物為斜長石和普通輝石，可見少量石英。斜長石呈板條狀，多為半自形，可見聚片雙晶，絹云母化和鈉黝簾石化發(fā)育，含量約45%～55%；普通輝石，呈短柱狀，多為半自形，斜消光，局部發(fā)育綠泥石化，含量約40%～45%；石英少量（＜5%），它形粒狀，無解理；副礦物主要有鋯石、磷灰石及鈦鐵礦等，巖石局部還發(fā)育較弱的碳酸鹽化。

圖2 研究區(qū)地質(zhì)圖Fig.2 Geological map of the study area

圖3 卡龍輝長巖的代表性野外照片（a）和顯微照片（b）Fig.3 Representative field photograph（a）and photomicrograph（b）of the Kalong gabbro

樣品的全巖地球化學、全巖同位素和鋯石U-Pb年齡等的測試均在武漢上普分析科技有限責任公司完成。樣片加工成200目左右的粉末，主量元素分析儀器為日本理學（Rigaku）生產(chǎn)的ZSX PrimusⅡ型波長色散X射線熒光光譜儀（XRF），數(shù)據(jù)校正采用理論α系數(shù)法，測試相對標準偏差（RSD）＜2%。微量和稀土元素分析儀器為Agilent 7700e ICP-MS，詳細的樣品消解處理過程、分析精密度和準確度同Liu et al.（2008b）。Sr-Nd同位素分析采用美國Thermo Fisher Scientific公司的MC-ICP-MS（Neptune Plus）開展實驗，實驗流程對樣品進行有效分離，分析準確度和精密度滿足高精度同位素分析要求。

鋯石U-Pb同位素定年采用LA-ICP-MS分析完成。激光剝蝕過程中采用氦氣作載氣、氬氣為補償氣以調(diào)節(jié)靈敏度，二者在進入ICP之前通過一個T型接頭混合，激光剝蝕系統(tǒng)配置有信號平滑裝置。本次分析的激光束斑為32μm。U-Pb同位素定年處理中采用鋯石標準91500作外標進行同位素分餾校正。每個時間分辨分析數(shù)據(jù)包括大約20～30 s空白信號和50 s樣品信號。對分析數(shù)據(jù)的離線處理（包括對樣品和空白信號的選擇、儀器靈敏度漂移校正、元素含量及U-Pb同位素比值和年齡計算）采用軟件ICPMSDataCal完成。鋯石樣品的U-Pb年齡諧和圖繪制和年齡加權(quán)平均計算采用Isoplot/Ex_ver3完成。

3 測試結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb年齡測試結(jié)果

卡龍巖體鋯石LA-ICP-MSU-Pb定年結(jié)果見表1、圖4。

表1 卡龍輝長巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年數(shù)據(jù)Table 1 LA-ICP-MSzircon U-Pb isotopic data of the Kalong gabbros

樣品20YH09中大部分鋯石透明、自形，主體介于40～100μm，長寬比為1∶1～2∶1，在CL圖像上多具有無分帶、弱分帶以及振蕩環(huán)帶的特點（圖4）。鋯石的Th/U比值介于1.03～1.73，與巖漿鋯石一致（Wu and Zheng，2004）。12個測試點中10個鋯石的206Pb/238U年 齡 介 于133.6±2.1 Ma～139.3±1.5 Ma，加 權(quán) 平 均 年 齡 為136.6±1.4 Ma（MSWD=1.4），代表了樣品20YH09的結(jié)晶年齡（圖4）；余下兩個測試點的206Pb/238U年齡分別為2 219±14 Ma、2 250±17 Ma，代表了捕獲鋯石的年齡。

圖4 卡龍輝長巖U-Pb鋯石諧和圖解及代表CL圖像Fig.4 U-Pb zircon concordia diagrams and representative CL images of the Kalong gabbro

3.2 元素地球化學測試結(jié)果

卡龍巖體主量元素和微量元素測試結(jié)果見表2。所有樣品的燒失量介于2.00%～3.59%之間，平均值為2.73%，表明樣品的地球化學成分受蝕變作用的影響不是十分強烈?？堓x長巖的SiO2含量基本一致，為49.72%～50.84%。全堿（Na2O+K2O）含量介于3.74%～4.55%之間，在TAS圖解上，均落在玄武巖的區(qū)域內(nèi)（圖5a），在不活動元素SiO2-Zr/TiO2巖石分類圖解上，均落入亞堿性玄武巖的區(qū)域內(nèi)（圖5b）?？堓x長巖的TiO2含量均高于2.5%（介于3.08%～4.14%），與峨眉山高Ti玄武巖的特征一致（Xu et al.，2001；Hou et al.，2011）；MgO含量較低而TFeO含量較高，分別介于4.67%～5.74%、11.32%～11.56%之間，導致樣品的Mg#值較低，介于42～47，平均值為44，均明顯低于原生巖漿的Mg#值（Wilson，1989），表明卡龍巖體經(jīng)歷了一定程度的結(jié)晶分異作用。

圖5 卡龍輝長巖（Na2O+K 2O）-SiO2（a.Middlemost and Middlemost，1994）和SiO2-Zr/TiO2（b.Winchester and Floyd，1977）關系圖Fig.5 Plots of（Na2O+K2O）-SiO2（a，after Middlemost and Middlemost，1994）and SiO2-Zr/TiO2（b，after Winchester and Floyd，1977）for the Kalong gabbro

表2 卡龍輝長巖主元素/%、微量元素和稀土元素/×10-6分析結(jié)果數(shù)據(jù)Table 2 Major element/%，trace and REE element/×10-6 compositions of the Kalong gabbros

續(xù)表2

卡龍巖體的稀土元素含量較高，總量ΣREE介于136×10-6～202×10-6，平均值為178×10-6。其稀土分布特征與大洋中脊玄武巖（MORB）差異明顯（圖6a），而與洋島玄武巖（OIB）相似（Sun and McDonough，1989），輕稀土富集、重稀土虧損，在稀土元素配分模式圖呈右傾型分布特點，樣品的（La/Yb）N比值介于6.01～8.54，平均值分別為7.91；無Eu的負異常，δEu介于1.00～1.08，平均值分別為1.04。

圖6 卡龍輝長巖的稀土元素模式（a）和蜘蛛圖（b）Fig.6 REE patterns（a）and spidergrams（b）of the Kalong gabbro

在微量元素蛛網(wǎng)圖上（圖6b），具弱的Nb、Ta和Ti的正異常，這與弧玄武巖明顯的Nb、Ta和Ti負異常存在非常大的差異，而與OIB型玄武巖的微量元素特征一致；樣品具有弱的Sr、P的負異常。Ti含量較高，無Ti的負異常，這也與弧玄武巖的Ti負異常特征存在很大的差異；卡龍巖體具有較高的Ti和Nb含量、較低的V含量，均落入OIB型玄武巖的范疇內(nèi)（圖7）。

圖7 卡龍巖體Ti/1000-V圖解（a.底圖據(jù)Shervais，1982），Nb-Nb/Th圖解（b.底圖據(jù)李曙光，1993）Fig.7 Plots of Ti/1000-V（a，after Shervais，1982），Nb-Nb/Th（b，after Li，1993）

3.3 同位素地球化學測試結(jié)果

卡龍巖體Sr、Nd同位素測試結(jié)果見表3和圖8。87Sr/86Sr、143Nd/144Nd比值分別為0.706 2～0.706 3、0.512 619～0.512 677。整體上，卡龍巖體具有較低的Sr同位素初始值ISr（0.706 1～0.706 2）和較高的εNd（t）值（0.61～1.79）。

表3 卡龍輝長巖Sr，Nd同位素數(shù)據(jù)Table 3 Sr，Nd isotopic composition of the Kalong gabbros

圖8 卡龍輝長巖的εNd（t）-I Sr圖（Kerguelen地幔柱范圍據(jù)Direen et al.，2017）Fig.8 Plots ofεNd（t）-I Sr for the Kalong gabbro（fields of Kerguelen plume from Direen et al.，2017）

4 討 論

位于藏南特提斯喜馬拉雅帶東段北緣浪卡子地區(qū)的卡龍輝長巖，具有典型的輝長結(jié)構(gòu)，主要由普通輝石和斜長石組成。定年結(jié)果表明其形成于早白堊世，鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡為136.6±1.4 Ma?？堓x長巖具有高的TiO2含量，弱的Nb、Ta正異常，以及輕稀土富集、重稀土虧損的右傾型稀土分布特征，與OIB的地球化學特征完全一致，在玄武巖分類圖解中也均落入OIB的范圍內(nèi)。其較低的ISr以及較高的εNd（t）值，也與特提斯喜馬拉雅帶上典型的OIB型基性巖以及Kerguelen地幔柱的同位素組成一致。

4.1 卡龍輝長巖的形成時代

卡龍巖體形成于136.6±1.4 Ma，這與特提斯喜馬拉雅帶早白堊世OIB型基性巖的時代一致（Jiang et al.，2006；Zhu et al.，2007，2009；朱弟成等，2013；任沖等，2014；王亞瑩等，2016；Wei et al.，2017；Shi et al.，2018；Lian et al.，2021）。特提斯喜馬拉雅帶OIB型基性巖開始于晚侏羅世末—早白堊世初期（～145 Ma）（Zhu et al.，2008；Huang et al.，2018；Shi et al.，2018；丁楓等，2020），與拉康組的形成時代基本一致（Shi et al.，2018；Bian et al.，2019），結(jié)束于～125 Ma（董磊等，2019），與桑秀組晚期的形成時間基本一致（Ma et al.，2016）。這一時期，雙峰式巖漿活動及A型花崗巖亦有發(fā)育（Liu et al.，2015a；Huang et al.，2018；Ma et al.，2018；Zhou et al.，2018；Tian et al.，2019），其形成時代的峰期亦與卡龍OIB型輝長巖一致。

4.2 巖石成因

（1）形成過程

前已述及，卡龍巖體普遍出現(xiàn)不同程度的泥化、絹云母化及綠泥石化等，最高燒失量如樣品20YH11-3可達3.59%，均顯示其后期遭受一定程度蝕變作用的改造。因而在利用地球化學屬性來約束其成因之前，要排除蝕變作用的改造影響。除樣品YH09-4和YH11-1具有相對較高的K2O和Rb含量外，其他樣品中的K2O和Rb含量都非常低，且與燒失量之間存在較明顯的線性關系；而稀土元素REE（如La、Sm等）和高場強元素HFSE（如Th、Nb等）與燒失量之間則不存在相關性（圖略），且在稀土元素配分圖和微量元素蛛網(wǎng)圖上，不同樣品間也具有一致的元素分布模式（圖6），這表明REE和HFSE可以用來限定卡龍巖體的形成過程。

卡龍巖體具有較低的La/Nb、Th/Nb、Th/La比值，在（La/Nb）PM-（Th/Nb）PM以及（Th/Ta）PM-（La/Nb）PM辨別圖解上（圖9a、圖9b），與地殼組成差異明顯，而與OIB玄武巖性質(zhì)相似，均落入大洋玄武巖的區(qū)域，這一特征表明卡龍巖體在形成過程中基本沒有受地殼組分的影響。在MgO-ISr圖解和MgO-εNd（t）圖解中，ISr和εNd（t）值隨MgO的減小基本不變，同樣顯示出地殼混染作用對卡龍巖體的形成影響有限。

圖9 卡龍輝長巖的（La/Nb）PM（-Th/Nb）PM（a.Frey et al.，2002）和（Th/La）PM-（La/Nb）PM（b.Klein and Karsten，1995）圖解UC.上地殼；MC.中地殼；LC.下地殼（數(shù)據(jù)據(jù)Rudnick and Gao，2003）Fig.9 Plots of（La/Nb）PM（-Th/Nb）PM（a，F(xiàn)rey et al.，2002）；（Th/La）PM-（La/Nb）PM（b，Klein and Karsten，1995）for the Kalong gabbro

親濕巖漿元素和其與親巖漿元素的比值的協(xié)變圖解，如La-La/Sm、La-La/Zr圖解，可以對成巖過程進行區(qū)分（趙振華，2016）。卡龍巖體的La/Sm、La/Zr比值隨La含量的變化基本不變，指示了分離結(jié)晶作用在卡龍巖體的形成過程中起到了支配作用（圖10a、圖10b）?？垘r體較低的Mg#值（42～47）和Cr（49.3×10-6～70.7×10-6）、Ni（22.5×10-6～46.3×10-6）含量，與原始巖漿（Mg#＞68，Cr＞1 000×10-6，Ni＞400×10-6）差異顯著，Sc、Co含量與MgO含量呈現(xiàn)明顯的正相關性，亦表明其經(jīng)歷了橄欖石、輝石等鎂鐵質(zhì)礦物的結(jié)晶分異作用?？垘r體中Sr、Al2O3含量與MgO含量之間并沒有呈現(xiàn)明顯的相關性，這表明斜長石的分離結(jié)晶作用在成巖過程中的影響有限，這與卡龍輝長巖無Eu的負異常的特點一致。

圖10 卡龍輝長巖的La-La/Sm圖（a）和La-La/Zr圖（b）Fig.10 Plots of La-La/Sm（a）and La-La/Zr（b）for the Kalong gabbro

（2）地幔源區(qū)

卡龍巖體的ISr和εNd（t）值隨Mg#的減小基本不變，這表明在其在地殼中受圍巖混染作用的影響有限，其同位素組成可以代表其地幔源區(qū)的同位素特征。在Sr-Nd同位素圖解中（圖8），卡龍輝長巖的同位素組成落入Kerguelen地幔柱范圍內(nèi)，且與夏瑛等（2012）估算的代表特提斯喜馬拉雅帶OIB型基性巖的措美大火成巖省的同位素組成（ISr=0.704 7，εNd（t）=1.5）亦比較接近，因而卡龍輝長巖與特提斯喜馬拉雅帶其他早白堊世OIB型基性巖一致，同樣代表了Kerguelen地幔柱物質(zhì)部分熔融的產(chǎn)物。

4.3 大地構(gòu)造意義

洋島玄武巖（OIB）是大洋盆地內(nèi)部廣泛發(fā)育的巖漿作用，是板內(nèi)巖漿作用的典型代表，在大陸裂谷系統(tǒng)內(nèi)也發(fā)育有類似OIB地球化學特征的基性巖，因而其常常被作為板內(nèi)構(gòu)造背景的標志。此外，俯沖環(huán)境下弧后伸展作用形成的裂谷等環(huán)境亦可以形成與弧巖漿巖共生的OIB型巖漿巖（Ferrari et al.，2001；Yang et al.，2015；Liu et al.，2017；Gao et al.，2018，2021）。值得注意的是，特提斯喜馬拉雅帶并不發(fā)育與早白堊世初期的OIB基性巖共生的弧巖漿巖，排除了其形成于俯沖環(huán)境的可能，在構(gòu)造環(huán)境判別圖解中（圖11），也都大多落入板內(nèi)環(huán)境，因此我們認同特提斯喜馬拉雅帶早白堊世初期的OIB基性巖形成于板內(nèi)環(huán)境。

圖11 卡龍輝長巖構(gòu)造背景判別圖解Fig.11 Tectonic setting discrimination diagrams for Kalong gabbros

朱弟成等（2013）提出的代表特提斯喜馬拉雅帶早白堊世OIB型巖漿活動的措美大火成巖省最初被認為主要發(fā)生在134～130 Ma，峰期～132 Ma，且局限于特提斯喜馬拉雅帶東段的羊卓雍錯西岸、卡達村、措美和瓊結(jié)等地。隨著研究的不斷深入，越來越多的早白堊世OIB型基性巖被發(fā)現(xiàn)，特提斯喜馬拉雅帶已報道的最早的OIB型基性巖形成于晚侏羅末期—早白堊世初期（～145 Ma）（Zhu et al.，2008；Huang et al.，2018；Shi et al.，2018；丁楓等，2020），結(jié)束于～125 Ma（董磊等，2019）。此外，早白堊世OIB型基性巖不僅在特提斯喜馬拉雅帶東段廣泛分布，在特提斯喜馬拉雅帶中、西段亦有發(fā)育（Wei et al.，2017；Lian et al.，2021），雅魯藏布縫合帶也同樣發(fā)育有這一時期的OIB型 基 性 巖（Xia et al.，2008；Bezard et al.，2011；張 萬 平 等，2011；Dai et al.，2012；Liu et al.，2015b），因此早白堊世OIB型基性巖并不局限于最初認為的特提斯喜馬拉雅帶東段的羊卓雍錯西岸、卡達村、措美和瓊結(jié)等地，而是在特提斯喜馬拉雅帶和雅魯藏布縫合帶廣泛分布。朱弟成等（2013）通過應用Putirka（2005）和Herzberg et al.（2007）模型對與錯那OIB型鎂鐵質(zhì)巖（具有成因關系的苦橄玢巖母巖漿）計算結(jié)果表明，其形成時地幔潛溫約為1 560℃～1 570℃，這與夏威夷熱點和峨眉山大火成巖省苦橄巖計算的地幔潛溫相近，證實了特提斯喜馬拉雅帶早白堊世OIB型巖漿作用所代表的措美大火成巖省起源于地幔柱。近年來的年代學和地球化學研究結(jié)果也顯示，特提斯喜馬拉雅帶早白堊世OIB型基性巖與Kerguelen地幔柱具有成因上的密切關系（Zhu et al.，2005，2008；裘碧波等，2010；夏瑛等，2012；朱弟成等，2013；Liu et al.，2015a；王亞瀅等，2016；Wei et al.，2017；Zhou et al.，2018；Tian et al.，2019；Lian et al.，2021）。

地幔柱作用可以誘發(fā)大陸的裂解（Li et al.，2010；Zhang et al.，2012；Lu et al.，2020），東岡瓦納大陸的裂解也常常被認為是由Kerguelen地幔柱作用導致的（Zhu et al.，2008；Direen et al.，2017；Zhou et al.，2018；Lian et al.，2021）?？圤IB型輝長巖形成于136.6±1.4 Ma，這與代表卡東岡瓦納大陸裂解的Bunbury玄武巖（137～136 Ma）和大洋磁異常數(shù)據(jù)（136 Ma）的時代完全一致（Davis et al.，2016；Olierook et al.，2016），均代表了Kerguelen地幔柱環(huán)境下東岡瓦納大陸裂解的產(chǎn)物。綜上所述，Kerguelen地幔柱于～145 Ma在特提斯喜馬拉雅帶啟動，在近20 Ma時間內(nèi)形成了包含卡龍輝長巖在內(nèi)的措美大火成巖省，同時啟動了東岡瓦納大陸的裂解進程（圖12）。

圖12 特提斯喜馬拉雅帶早白堊世OIB型基性巖形成模式圖（據(jù)Olierook et al.，2019修改）Fig.12 Inferred model for formation of Early Cretaceous OIB-type basic rocks in Tethyan Himalaya（modified after Olierook et al.，2019）

5 結(jié) 論

（1）卡龍輝長巖位于藏南特提斯喜馬拉雅帶浪卡子地區(qū)，呈小巖株侵入到三疊系—侏羅系地層中，LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為136.6±1.4 Ma，形成于早白堊世早期。

（2）卡龍輝長巖落入亞堿性玄武巖的范圍內(nèi)，較高的TiO2含量與峨眉山大火成巖省高Ti玄武巖的特征一致；稀土元素配分模式圖呈右傾型分布特點，輕稀土富集、重稀土虧損，無Eu的負異常；在微量元素蛛網(wǎng)圖上，具弱的Nb、Ta和Ti的正異常，上述特征與洋島玄武巖（OIB）的地球化學特征一致；卡龍輝長巖整體上具有較低的ISr和較高的εNd（t）值，與代表特提斯喜馬拉雅帶OIB型基性巖的措美大火成巖省的同位素組成。

（3）卡龍巖體的地球化學特征顯示了其屬于OIB型輝長巖，與特提斯喜馬拉雅帶措美大火成巖省廣泛的OIB型基性巖的地球化學屬性一致，均代表了Kerguelen地幔柱的產(chǎn)物。