青藏高原拉薩地體北部早白堊世火山巖的成因及意義*

丁慧霞 張澤明＊＊ 向華 祁敏 茍正彬 雷恒聰

1.中國地質(zhì)科學院地質(zhì)研究所，大陸構(gòu)造與動力學國家重點實驗室，北京 100037

2.中國地質(zhì)大學地球科學與資源學院，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，為了解和認識新生代的碰撞造山作用過程及青藏高原的隆升機制提供了重要信息。但其在印度與歐亞大陸碰撞之前的地質(zhì)演化歷史還沒有得到很好的約束。

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

白堊紀時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力學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。但是它們的成因機制還存在爭議，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)。本文對拉薩地體北部早白堊世晚期的基性-酸性火山巖進行了巖石學、鋯石U-Pb年代學以及Hf 同位素的研究，并探討了它們的成因和動力學模式，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 個部分(圖1a)(Pan et al.，2004;Zhu et al.，2012)。北拉薩地體由中三疊-白堊紀的沉積巖、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的結(jié)晶基底(Lin et al.，2013;Xu et al.，2013)、寒武紀-二疊紀的沉積巖、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)和少量前寒武紀的結(jié)晶基底(Zhu et al.，2012)為特征，主要由白堊紀-第三紀的岡底斯巖基、第三紀的林子宗火山巖及少量在東部地區(qū)出露的三疊紀-白堊紀的火山-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-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地層呈斷層接觸。區(qū)域上，白堊紀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)，斑晶為斜長石和輝石，基質(zhì)呈間隱間粒結(jié)構(gòu)，細小的板條狀斜長石搭成格架、內(nèi)充填玻璃(已脫?；癁殚L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)，斑晶為斜長石，基質(zhì)為石英、黑云母及斜長石，斜長石無規(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)，斑晶為石英和斜長石，石英多被熔蝕，周圍常見球粒環(huán)繞，球粒由放射狀長英質(zhì)礦物組成，基質(zhì)由細小的長石、石英及少量由放射狀長英質(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 同位素定年在中國地質(zhì)大學(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室完成。測試儀器為LA-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。對分析數(shù)據(jù)的離線處理采用軟件ICPMSDataCal 完成。詳細的儀器操作條件見Liu et al.(2010)，同位素數(shù)據(jù)結(jié)果處理使用ISOPLOT 軟件(Ludwig，2003)完成。

鋯石Hf 同位素測試在中國地質(zhì)科學院礦產(chǎn)資源研究所國土資源部成礦作用與資源評價重點實驗室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 上進行，分析采用的激光束斑直徑為55μm。實驗過程中采用氦氣作為剝蝕物質(zhì)載氣，鋯石標準GJ-1 作為參考，鋯石Lu-Hf 同位素測試點位于鋯石U-Pb 年齡測試點附近，采樣方式為單點剝蝕。相關(guān)儀器運行條件及詳細分析流程見侯可軍等(2007)。分析過程中鋯石標準GJ-1 的176Hf/177Hf 測試加權(quán)平均值為0.282008 ± 25，與Elhlou et al.(2006)及侯可軍等(2007)所報道的參考值在誤差范圍內(nèi)一致。

所選的地球化學樣品是在詳細的野外地質(zhì)研究的基礎(chǔ)上，選擇無脈體、無蝕變(或蝕變?nèi)?的樣品。樣品無污染地粉碎至200 目以下。全巖化學成分分析在國家地質(zhì)實驗測試中心完成。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 試 主 量 元 素 不 同 的XRF 設(shè) 備(Rigaku-2100)進行分析，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)譜進行分析，當元素含量大于1 ×10-6時，分析精度優(yōu)于1%～5%，當元素含量小于1 ×10-6時，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 個粗面英安巖和7 個流紋巖的鋯石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色透明，自形-半自形短柱狀，長約50～120μm，長寬比約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-無色，自形短柱-長柱狀，長約50～200μm，長寬比約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 個粗面英安巖中鋯石的34 個分析點獲得的(176Hf/177Hf)i值為0.282422～0.282812，εHf(t)為-10.2～+3.7(圖4)，相對應的Hf 二階段模式年齡(tDM2)為923～1799Ma。7 個流紋巖中鋯石的108 個分析點獲得的(176Hf/177Hf)i值為0.282465～0.282908，εHf(t)為-8.7～+6.7(圖4)，相應的Hf 二階段模式年齡(tDM2)為708～1702Ma。

5 巖石化學

所研究的安山玄武巖樣品及1 個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。因此在對這些樣品進行巖石分類和成因討論中沒有使用易活動元素(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，我們認為所研究的巖石應分別為安山玄武巖、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 巖石原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖(a、c、e)和球粒隕石標準化稀土元素模式圖(b、d、f)(標準化值據(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準化模式圖上，安山玄武巖富集Th、U 和Pb，且具有Nb 和Ta 負異常的特征(圖6a)。在稀土元素球粒隕石標準化模式圖上，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準化模式圖上，粗面英安巖富集Th、U、Pb、Zr和Hf，且具有Nb、Ta、P 和Ti 負異常的特征(圖6c)。在稀土元素球粒隕石標準化模式圖上，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準化模式圖上，流紋巖樣品富集Rb、Th、U、K、Pb、Zr 和Hf，且具有強烈Ba、Nb、Ta、Sr、P、Eu 和Ti負異常的特征(圖6e)。在稀土元素球粒隕石標準化模式圖上，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)多為第四紀覆蓋，致使在野外調(diào)查時難以觀察到不同巖石之間的相互關(guān)系。但Zhu et al.(2009b)對區(qū)域上白堊紀火山巖的研究表明，酸性巖產(chǎn)于上部，而基性巖產(chǎn)于下部。Chen et al.(2014)認為研究區(qū)附近的玄武巖具有與同時期中、酸性巖相似的年齡。因此，我們推測所研究的安山玄武巖與粗面英安巖和流紋巖也應具有相同的結(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)所報道的研究區(qū)附近同時期的玄武巖具有相似的地球化學特征(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)所報道的北拉薩地體玄武巖的特征一致。并且Sui et al.(2013)認為這些巖石來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 到含水地幔來源的火山弧玄武巖的演變趨勢，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，我們認為所研究的安山玄武巖很可能來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)。而且它們富集高場強元素(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 型花崗巖的一個重要方式，如英云閃長巖和花崗質(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)，認為A1型來自洋島玄武巖(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，相對應的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鋁質(zhì)-過鋁質(zhì)的鈣堿性-堿鈣性巖石(除1個英安巖樣品為堿性，圖5d)，F(xiàn)rost and Frost (2010)通過總結(jié)前人的巖石學實驗成果認為，具有該特征的A 型花崗質(zhì)巖石可以由英云閃長巖和花崗閃長巖部分熔融產(chǎn)生。因此我們認為所研究的粗面英安巖和流紋巖的源巖應為英云閃長質(zhì)和花崗閃長質(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;標準化值據(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 的負異常(圖6e，f)以及在δEu-Ba 圖上，樣品點呈水平展布的特征(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，我們認為所研究的粗面英安巖和流紋巖來源于古老基底巖石(英云閃長質(zhì)和花崗閃長質(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期的玄武巖(康志強等，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(康志強等，2010;Chen et al.，2014;本文)，安山巖(康志強等，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程中的伸展機制下(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，很可能說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)?，F(xiàn)有研究表明，新特提斯洋在侏羅紀時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(Zhu et al.，2011)，以及結(jié)合拉薩地體與羌塘地體碰撞時間與板片斷離的時空聯(lián)系，認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程中發(fā)生的板片斷離有關(guān)。兩種模型均可以導致軟流圈物質(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程中的伸展機制下，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，相對應的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)歷了以斜長輝石為主的結(jié)晶分離作用。粗面英安巖和流紋巖來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程中的伸展機制下，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本文提出了寶貴意見;中國科學技術(shù)大學中國科學院殼幔物質(zhì)與環(huán)境重點實驗室侯振輝老師在鋯石U-Pb 定年測試及分析過程中提供了幫助;姜洪穎、李旺超參與了鋯石U-Pb 定年和Hf 同位素分析測試工作;在此一并感謝!

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