西藏蓬錯地區(qū)高鎂流紋質巖石的發(fā)現(xiàn)及對班公湖-怒江洋演化的指示意義*

李海峰 劉治博 陳偉 王楠 王嘉星 張開江 李發(fā)橋 王超

1. 中國地質大學地球科學與資源學院，北京 1000832. 中國地質科學院礦產資源研究所，北京 1000373. 成都理工大學地球科學學院，成都 6100591.

班公湖-怒江結合帶(簡稱班-怒帶)是青藏高原最重要的結合帶之一，南北兩側分別被南羌塘和拉薩地體約束，記錄了班公湖-怒江洋的演化歷史。然而對于班-怒帶核心的問題的研究卻始終沒有得到很好的約束，例如班怒洋的打開時限，班怒洋的俯沖極性，以及俯沖和碰撞的時限等都存在較大的爭議(Allégreetal., 1984; Yin and Harrison, 2000; Kappetal., 2003; Lietal., 2006; 潘桂棠等, 2006; Shietal., 2007; Zhuetal., 2011a,b; 胡培遠等, 2014)。這些爭議的存在推動了研究的進展，同時也說明研究的局限性。高鎂安山巖作為一種代表洋殼俯沖的特殊巖石，具有獨特的地球化學性質和構造背景指示意義，近年來對其研究方興未艾(Kay, 1978; Tatsumi, 2006; Tatsumi and Ishizaka, 1982; Cameronetal., 1983; Le Maitre, 1989; Crawford, 1989; Le Bas, 2000; Rogersetal., 1985; Saundersetal., 1987; Bloomer and Hawkins, 1987; Defant and Drummond, 1990; Kameietal., 2004; 鄧晉福等, 2007, 2010; Qian and Hermann, 2010)。Tatsumi (1982)把Bonin島的boninite和Setouchi火山帶的高鎂安山巖統(tǒng)稱為HMAs(高鎂安山巖類)；Kameietal. (2004)將埃達克(Adak)島的埃達克巖(Kay, 1978; Defant and Drummond, 1990)，巴哈(Baja)半島的巴哈巖(Rogersetal., 1985; Saundersetal., 1987)，日本四國東北部贊岐(Sanuki)地區(qū)的贊岐巖(Tatsumi, 2006)和玻安(Bonin)島的玻安巖(Bloomer and Hawkins, 1987)統(tǒng)稱為高鎂安山巖(HMA)。然而高鎂安山巖的識別和厘定也隨之出現(xiàn)多重標準，其中依據MgO(%)和鎂值(Mg值=Mg/Mg+Fe2++Fe3+，均為分子數)兩個指標最為主流(Tatsumi and Ishizaka, 1982; Cameronetal., 1983; Le Maitre, 1989; Crawford, 1989; Le Bas, 2000)。但這兩個標準并不能有效的統(tǒng)一，也就是說當MgO含量高時，鎂值并不一定高，反之也亦然；這就為我們識別高鎂安山巖系列帶來了難度。鄧晉福等(2007, 2010) 基于對實驗巖石學成果(Hirose, 1997; Falloon and Danyushevsky, 2000)并總結和歸納眾多地區(qū)高鎂安山巖特征(Tatsumi, 1982; Tayloretal., 1994; Shimodaetal., 1998)提出：識別高鎂安山巖時必須同時運用SiO2-MgO系統(tǒng)和 SiO2-FeO/MgO(或鎂值)兩套參數。隨著研究的深入，高鎂安山巖不再是一類巖石的名稱，而是一組(或一系列)巖石，通常包括玄武安山巖、安山巖，甚至英安巖以及對應的侵入巖(鄧晉福等, 2010)。本次在西藏班公湖-怒江結合帶中段班戈蓬錯地區(qū)首次發(fā)現(xiàn)的具有富硅、高鎂(2.64%～3.46%)特征的流紋英安巖和流紋巖(SiO2=70.5%～74.7%，有別于傳統(tǒng)意義上的高鎂英安巖，其SiO2一般小于66%，介于安山巖與英安巖過渡區(qū)域)，本文同時應用兩套判別體系驗證均符合高鎂安山巖特征。在收集同一地區(qū)高鎂安山巖資料的基礎上，結合本次獲得的鋯石U-Pb年齡、Lu-Hf同位素以及全巖地球化學判別了巖石形成時代、物源以及地球化學特征和成巖地質背景，探討了與同一地區(qū)高鎂安山巖的成因聯(lián)系。這種特殊巖石的發(fā)現(xiàn)不僅完善了高鎂巖石家族體系(高鎂玄武巖、高鎂安山巖、高鎂英安巖和高鎂流紋巖)，同時也為研究班怒洋演化提供了詳實的證據。

1 地質背景

青藏高原自北向南由金沙江、龍木措-雙湖、班公湖-怒江和印度-雅魯藏布江縫合帶所焊接的松潘-甘孜、北羌塘、南羌塘、拉薩和喜馬拉雅地塊所組成(Allégreetal., 1984; Yin and Harrison, 2003; Lietal., 2006; Shietal., 2007; Zhuetal., 2011a, b, 2013; 胡培遠等, 2014; 丁林等, 2017)。其中班公湖-怒江縫合帶東西延伸2000余千米，是藏北最重要的結合帶之一(Deweyetal., 1988; Zhuetal., 2013; Shietal., 2007; Wangetal., 2014; Fanetal., 2015)，同時研究程度也較低。班公錯-怒江結合帶中段具備多島洋特點，即由多個小洋盆構成，不同小洋盆間以不同的且相互獨立的微陸塊相隔(潘桂棠等, 2006)；其中東卡錯微陸塊(Dongkacuo Microcontinent, DMC)位于班公湖-怒江結合帶中段明顯變寬的部位(圖1a)，南北兩側分別為白拉蛇綠巖帶和安多蛇綠巖帶所夾持(西藏自治區(qū)地質調查院,2002[注]西藏自治區(qū)地質調查院.2002. 1:250000班戈幅(H46C001001)區(qū)域地質調查報告;湖北省地質調查院,2015[注]湖北省地質調查院.2015. 1:50000班戈江錯地區(qū)(H46E002003、H46E002004、H46E003003 H46E003004、H46E004003、H46E004004)6幅區(qū)域地質礦產調查報告)(圖1b)。研究區(qū)內發(fā)育古生代地層，其中中上泥盆統(tǒng)查果羅馬組(D2-3cg)主要分布在微陸塊的南側邊緣，下志留統(tǒng)東卡組(S1d)和下二疊統(tǒng)下拉組(P1x)主要出露在微陸塊內部(圖1b)；很顯然這些古生代的地層不可能是在班怒洋打開之后才在洋盆內部或大陸邊緣沉積，這進一步證實白拉蛇綠巖帶和安多蛇綠巖帶所限定的小地體為一微陸塊。DMC內發(fā)育較多的中生代地層，包括上三疊統(tǒng)確哈拉群(T3q)、上侏羅統(tǒng)希胡群(J3x)、上中侏羅統(tǒng)木嘎崗日群(J1-2m)、中上侏羅統(tǒng)接奴群(J2-3jn)、中上侏羅統(tǒng)拉貢塘組(J2-3l)、上侏羅統(tǒng)沙木羅組(J3s)、下白堊統(tǒng)去申拉組(K1q)以及上白堊統(tǒng)敬柱山組(K2j)。研究區(qū)被近東西向斷裂控制。除DMC南北兩側出露的侏羅紀蛇綠巖片，還有少量侏羅紀超鐵鎂質巖片主要分布在蓬錯地區(qū)；研究區(qū)發(fā)育大量的早白堊世花崗質巖石。侏羅紀火山巖主要呈夾層產出在接奴群中，包括安山巖，安山質含角礫凝灰熔巖、熔結凝灰?guī)r，英安巖和少量流紋巖。李小波等(2015)在蓬錯地區(qū)接奴群中首次識別出晚侏羅世(163.3±1.7Ma)具有活動大陸邊緣特征的高鎂安山巖(SiO2=61.4%～63.4%；MgO=5.3%～77%)，并認為蓬錯高鎂安山巖形成于與班公湖-怒江洋殼俯沖消減有關的活動大陸邊緣(安第斯型)環(huán)境。

圖1 青藏高原構造格架圖(a)、班公湖-怒江縫合帶地質示意圖(b)及研究區(qū)地質圖(c)BNSZ=班公湖-怒江縫合帶；SNMZ=獅泉河-納木錯混雜帶；IYZSZ=印度-雅魯藏布江縫合帶；NRMC=聶榮微陸塊；DMC=東卡錯微陸塊.數據引自李小波等, 2015Fig.1 Tectonic framework of the Tibetan Plateau showing the Bangong-Nujiang suture zone (a), geological sketch maps of the Bangong-Nujiang suture zone (BNSZ) (b) and the study area (c)

圖2 構造-地層剖面圖1-第四系殘坡積物；2-礫巖；3-構造角礫巖；4-灰?guī)r；5-砂屑灰?guī)r；6-硅質灰?guī)r；7-砂巖；8-粉砂巖；9-二長花崗斑巖；10-流紋英安巖；11-流紋巖；12-含角礫的流紋質晶屑凝灰熔巖；13-流紋斑巖；14-板巖；15-高嶺土化；16-蛇紋石化；17-孔雀石化；18-構造透鏡體；19-地層界線；20-產狀；21-逆斷層；22-推測斷層；23-鋯石樣品采樣位置Fig.2 Tectonic stratigraphic section

2 樣品采集和實驗方法

2.1 樣品采集

本次野外工作中在蓬錯地區(qū)發(fā)現(xiàn)數層流紋巖、流紋英安巖(流紋質熔巖)呈夾層(或互層)產出于一套以中細粒砂巖和泥質粉砂巖為主的碎屑巖中(Lietal., 2018)(圖2)，最初認為這套水動力較弱的碎屑巖為木嘎崗日群(J1-2M)，野外調查和研究認為木嘎崗日群作為一種深水沉積產物(請注意，并不一定是深海環(huán)境)很難出現(xiàn)具有陸相噴發(fā)特征的流紋巖夾層；因此我們認為這套碎屑巖很可能形成于水動力較弱的后濱沉積環(huán)境中，這與接奴群和拉貢塘組的沉積環(huán)境不謀而合，而拉貢塘組主要發(fā)育于班公湖怒江縫合帶南緣，且研究區(qū)內廣泛發(fā)育接奴群，并結合火山巖年齡(～160Ma)，我們在此把這套含大量火山巖夾層的碎屑巖厘定為接奴群(J2-3jn)。本次野外工作選取火山巖發(fā)育、地層出露較好的蓬錯地區(qū)進行剖面測量并選取典型的樣品測試分析。實測剖面描述如下(圖2)：

7 墨綠色輝橄巖，蛇紋石化發(fā)育，片理化明顯，與第6層呈斷層接觸，接觸帶構造透鏡體發(fā)育，透鏡體為輝橄巖(圖2a, b)。>14.8m

6 硅質灰?guī)r為主，局部夾砂屑灰?guī)r；灰?guī)r中見明顯孔雀石化。該層巖石總體破碎，基巖出露較差，推測與下伏地層為整合接觸。23.1m

5 淺灰白-淺黃色流紋巖、流紋英安巖夾流紋斑巖，流紋構造明顯，局部高嶺土化明顯，產狀為318°∠40°(圖2c)。55.6m

4 為一層構造破碎帶，構造角礫成分主要為流紋巖和含角礫的晶屑凝灰熔巖，角礫呈次棱角狀-次圓狀，為低角度逆沖推翻構造所致(圖2d)。4.2m

3 淺灰白色流紋巖、流紋巖英安巖、淺黃灰色流紋質含角礫晶屑凝灰熔巖與深灰色砂質板巖和黃灰色粉砂質板巖的互層(圖2e)，其中可見寬約8m蝕變較強的淺黃灰色花崗質侵入體，暫定二長花崗斑巖(109Ma，未刊數據)。流紋巖單層厚度約2.5～3m，局部可見流紋斑巖，侵入體兩側產狀為320°∠38°和320°∠42°，該層由中間向兩側角礫含量具有增加的趨勢，為噴發(fā)旋回所致，流紋巖頂部和底部均具明顯劈理化；凝灰熔巖單層厚度約4m，角礫主要為流紋巖、可見少量硅質巖角礫；板巖單層厚度較小約20～30cm，劈理化發(fā)育，劈理產狀為351°∠56°，局部構造置換。49.6m

2 流紋巖，風化面為灰黃色，新鮮面灰白色，可見流紋構造；為推測斷層接觸。9.7m

1 灰黑色夾灰黃色粉砂質板巖，局部夾礫巖，粗砂巖，礫巖發(fā)育劈理化，礫巖分選磨圓較差；產狀304°∠51°。25.3m未見底(第四系覆蓋)。

圖3 典型流紋質巖石巖相照片(a)手標本可見流紋構造；(b)長石斑晶，部分具聚片雙晶；(c)黑云母斑晶，沿解理蝕變析出鐵質礦物；(d)白云母Fig.3 Typical photos of rhyolitic rocks

JM和17D010均為典型的流紋質巖石，具明顯的流紋構造(圖3a)，斑晶主要為長石、石英和黑云母，以及極少量的白云母。長石斑晶較為新鮮，僅局部可見微弱的高嶺土化，單偏光下無色透明，部分可見聚片雙晶；正交偏光下多為一級灰干涉色，少量可達一級黃白(圖3b)。黑云母在斑晶和基質中均有出現(xiàn)，其中黑云母斑晶風化褪色呈淺黃褐色，具明顯的多色性，二級橙黃-紫紅干涉色，黑云母經蝕變析出鐵質，普遍可見沿解理方向被石英、長石和白云母充填和交代的現(xiàn)象(圖3c)；基質中黑云母非常細小，光學特征不可鑒。鏡下可見少量的白云母斑晶，粒度多在0.5～1mm左右，極完全節(jié)理，單偏光下呈無色或淺綠-淺褐色，可見二級頂-三級藍綠干涉色(圖3d)；電子探針鑒定發(fā)現(xiàn)白云母斑晶中包裹少量的金紅石和磷灰石。基質中也發(fā)育一些細粒的蝕變白云母(或絹云母)(圖3b)，干涉色為二級紫紅。

2.2 實驗方法

鋯石挑選、制靶、拍照工作由廣州市拓巖檢測技術有限公司完成，巖石經過粉碎后經淘洗、重力富集后，再經過磁選和密度分選，在雙目鏡下挑選晶型、透明度和色澤都較好的鋯石顆粒，純度達到99%以上；置于環(huán)氧樹脂表面固定，磨致鋯石最大晶面后經拋光進行陰極發(fā)光(CL)圖像拍攝。鋯石U-Pb和Lu-Hf同位素分析在國家地質實驗測試中心利用fs-LA-MC-ICP-MS分析完成。飛秒激光剝蝕系統(tǒng)(fs-LA)為ASI J200；MC-ICP-MS為Thermo Scientific Neptune Plus，分析誤差小于5%；以標準鋯石91500和Plesovice與樣品鋯石交叉分析對儀器飄逸進行外部監(jiān)控。詳細的儀器參數和分析流程見Zhouetal. (2018)。鋯石樣品的U-Pb年齡諧和圖繪制和年齡加權平均計算采用Isoplot/Ex_ver3(Ludwig, 2003)完成。

巖石地球化學測試在澳實分析檢測(廣州)有限公司完成。主量元素分析檢測儀器為荷蘭產熒光光譜儀(XRF)，型號為Philips PW2404，使用的試劑為50%偏硼酸鋰與50%四硼酸鋰混合熔劑。檢測程序為先將樣品粉碎至200目左右，試樣煅燒后加入試劑助熔，充分混合后加入放置在自動熔煉儀上，使其在1000℃以上熔融；熔融物倒出以后形成扁平玻璃片，在用X熒光光譜儀分析。微量元素檢測儀器為美國產電感耦合等離子體質譜儀(ICP-MS)，型號為Perkin Elmer Elan 9000，使用的試劑為偏硼酸鋰與四硼酸鋰加熱后的混合熔劑。檢測程序為將200目左右的試樣加入到偏硼酸鋰/四硼酸鋰熔劑中，均勻混合，在1025℃以上溫度的熔爐中完全熔化。溶液冷卻后，使用硝酸、鹽酸、氫氟酸定容，再使用等離子體質譜儀分析。各項元素的分析檢測下限為0.01%，誤差小于5%。

圖4 蓬錯高鎂流紋質巖石鋯石陰極發(fā)光照片及U-Pb協(xié)和圖Fig.4 CL images and U-Pb concordia diagrams of zircons from the high-Mg rhyolitic rocks in the Peng Tso area

電子探針分析于中國地質科學院礦產資源研究所和中國地質大學(北京)電子探針室完成。分析儀器為JXA-8230型電子探針，測試加速電壓為15kV，電流為20nA，束斑直徑為5μm，收集時間20s，所有被測元素使用天然硫化物和金屬國家標樣進行校正，分析精度優(yōu)于2%。

3 實驗結果

3.1 鋯石U-Pb年齡

本文共選取1件流紋巖樣品(JM)和1件流紋英安巖樣品(17D010)進行LA-ICP-MS鋯石測試分析，采樣位置如圖2所示，實驗結果見表1和圖4。17D010和JM兩件樣品中的鋯石均具典型中酸性鋯石特有的清晰平直的震蕩環(huán)帶(圖4a, c)；Th/U比值分別為0.8～2.3和0.3～2.2，均大于0.1，為典型的巖漿鋯石(Belousovaetal., 2002; Hoskin and Schaltegger, 2003)。在進行測試分析之前通過顯微鏡下觀察排除裂隙發(fā)育和含有包裹體的鋯石顆粒，并用稀釋的HNO3和純酒精清洗鋯石顆粒表面以去除可能的污染物。本次共對流紋英安巖樣品選取16個鋯石顆粒測試分析獲取有效點15個，在206Pb/238U-207Pb/235U諧和圖上(圖4b)，數據分析點基本上分布于諧和曲線上或在其附近一個較小的區(qū)域內，得到的鋯石206Pb/238U加權平均年齡為161.5±0.5Ma(MSWD=1.6, n=15)。樣品JM的15測點和諧度均大于95%，并且在206Pb/238U-207Pb/235U諧和圖上(圖4d)分布集中，獲得鋯石206Pb/238U加權平均年齡為163.5±0.5Ma(MSWD=1.3, n=15)(Lietal., 2018)。2件流紋質巖石獲得的年齡與李小波等(2015)在同一區(qū)域獲得的高鎂安山巖年齡(163.3±1.7Ma)在誤差范圍內完全一致，指示可能為同一次巖漿活動的產物。

3.2 鋯石Lu-Hf同位素分析

在原有鋯石U-Pb測試的顆粒中選取部分進行Lu-Hf同位素分析(表2)，分析結果顯示：樣品17D010的15個鋯石Hf同位素(176Hf/177Hf)i和εHf(t)分別為0.282386～0.282469和-10.1～-7.2，顯示相對均一的Hf同位素組成，對應的兩階段Hf模式年齡分別為tDM=1152～1258Ma、t2DM=1665～1850Ma；樣品JM的10個鋯石Hf同位素(176Hf/177Hf)i和εHf(t)分別為0.282416～0.282468和-9.0～-7.1，對應的單階段Hf模式年齡介于1116～1223Ma之間，二階段Hf模式年齡介于1666～1781Ma之間。這與李小波等(2015)在蓬錯地區(qū)接奴群高鎂安山巖中獲得的εHf(t)值(-8.5～-6.7)一致，并結合二者成巖時代，指示高鎂安山巖與本文中報道的流紋質巖石可能不僅是同一次巖漿活動的產物，而且具有相同的物質來源。

表1蓬錯高鎂流紋質巖石LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素分析結果

Table 1 U-Pb isotopic composition of the zircons from the high-Mg rhyolitic rocks in the Peng Tso area as measured by LA-ICP-MS technique

Spot No.ThU(×10-6)Th/UCommon-Pb corrected isotopic ratiosCommon-Pb corrected isotopic ages (Ma)207Pb206Pb±1σ207Pb235U±1σ206Pb238U±1σ207Pb206Pb±1σ207Pb235U±1σ206Pb238U±1σConcord.JM流紋巖-1243.1 164.2 1.480.04940.00070.17770.00310.02610.0003164.939.8166.12.7166.11.999%-2627.4 616.5 1.020.04910.00040.17390.00210.02570.0002150.115.7162.81.8163.31.599%-3163.9 110.1 1.490.04170.00580.17170.03070.02550.0003162.614.7160.926.6162.52.199%-4745.5 329.6 2.260.04900.00080.17530.00320.02590.0002150.132.4164.02.7164.71.299%-5671.0 353.0 1.900.04870.00100.17400.00440.02580.0002200.150.0162.93.8164.01.099%-6189.1 135.2 1.400.04940.00090.17460.00320.02560.0001168.640.7163.42.8163.00.799%-7245.0 197.4 1.240.04900.00040.17330.00180.02560.0001164.720.4162.31.6163.10.799%-8218.1 142.9 1.530.04900.00070.17290.00250.02560.0001166.426.9162.02.2163.00.799%-9263.7 142.2 1.860.04950.00160.17780.00570.02610.0002172.380.5166.24.9166.21.599%-10402.2 214.8 1.870.04890.00060.17350.00230.02570.0001142.725.0162.42.0163.90.799%-11563.1 269.2 2.090.04930.00070.17580.00280.02580.0001164.933.3164.52.4164.30.799%-12496.5 335.2 1.480.04910.00100.17380.00440.02550.0001150.148.1162.73.8162.30.899%-13347.2 418.9 0.830.04970.00020.17460.00090.02550.0001189.07.4163.40.7162.30.699%-14418.9 209.6 2.000.04740.00350.17450.01430.02580.000277.9161.1163.312.3164.31.099%-15441.9 258.8 1.710.05020.00070.17870.00290.02580.0001211.229.6166.92.5164.20.798%17D010流紋英安巖-168.92 206.4 0.330.04970.00030.17360.00110.02530.0001189.013.0162.51.0161.30.699%-2318.1 186.3 1.710.04910.00020.17250.00100.02550.0001153.811.1161.60.8162.30.699%-3969.7 478.9 2.020.04930.00010.17350.00080.02550.0001164.90.9162.40.6162.40.699%-4611.9 321.9 1.900.04940.00150.17300.00590.02530.0001168.668.5162.05.1160.80.899%-5326.0 250.1 1.300.04920.00020.17110.00110.02520.0001166.87.4160.30.9160.60.799%-6245.0 137.2 1.790.05040.00040.17510.00170.02520.0001213.018.5163.81.5160.40.897%-7510.1 272.8 1.870.04990.00020.17510.00110.02540.0001190.811.1163.81.0162.00.798%-8533.8 270.8 1.970.04900.00060.17260.00280.02540.0001150.127.8161.62.4162.00.799%-9201.4 129.9 1.550.04930.00070.17170.00280.02520.0001161.233.3160.92.4160.70.799%-10595.0 321.9 1.850.04890.00040.17240.00170.02560.0001142.720.4161.51.4162.80.699%-11587.1 319.6 1.840.04930.00130.17290.00530.02530.0001166.863.0161.94.6161.30.899%-12149.2 149.3 1.000.04990.00140.17260.00530.02500.0002190.866.7161.64.6159.31.098%-132512 2209 1.140.08410.00110.28800.00390.02490.00031295.324.2257.03.1158.21.962%-14539.4 419.1 1.290.04980.00120.17350.00420.02490.0003184.253.5162.53.6158.82.198%-15309.2 297.7 1.040.04830.00130.16920.00470.02540.0004111.462.8158.84.1161.92.398%-16633.7 517.2 1.230.05210.00120.17990.00420.02550.0003291.050.0168.03.6162.32.197%

注：去除單點和諧度小于95%鋯石數據

表2蓬錯高鎂流紋質巖石鋯石Hf同位素組成

Table 2 Zircon Hf isotopic compositions of the high-Mg rhyolitic rocks in the Peng Tso area

Spot No.年齡(Ma)176Yb/177Hf176Lu/177Hf176Hf/177Hf(176Hf/177Hf)iεHf(0)εHf(t)tDM (Ma)t2DM (Ma)f(Lu/Hf)sJM流紋巖-31620.066260.002040.282470.28247-10.5-7.211311667-0.94-51640.060030.001830.282460.28245-11.1-7.711491704-0.94-71630.067030.002060.282440.28243-11.8-8.411831747-0.94-91660.039520.001250.282420.28242-12.4-8.911841781-0.96-101640.048420.001480.282470.28247-10.6-7.111161666-0.96-111640.088970.002680.282430.28242-12.2-8.912191774-0.92-121620.048450.001460.282420.28242-12.4-9.011871779-0.96-131620.044410.001340.282450.28244-11.4-8.011461721-0.96-141640.091090.002680.282430.28242-12.3-9.012231781-0.92-151640.051700.001520.282440.28243-11.8-8.411671744-0.9517D010流紋英安巖-11610.052060.001530.282410.28241-12.7-9.312031802-0.95-21620.105380.002300.282430.28242-12.1-8.812041769-0.93-31620.046710.001600.282440.28243-11.8-8.411691745-0.95-41610.076480.002360.282390.28239-13.4-10.112581850-0.93-51610.088930.001980.282430.28243-12.0-8.711911764-0.94-61600.072270.001840.282410.28241-12.7-9.412131805-0.94-71620.052150.002090.282450.28244-11.4-8.011671721-0.94-81620.102370.001570.282400.28239-13.2-9.812231833-0.95-91610.080370.003050.282420.28241-12.6-9.412501806-0.91-101630.056470.001420.282430.28242-12.2-8.811781768-0.96-111610.081600.002200.282400.28240-13.0-9.712361824-0.93-121590.069150.002610.282450.28245-11.3-8.011791718-0.92-141590.064340.002090.282410.28240-12.9-9.712311823-0.94-151620.072300.001550.282420.28241-12.5-9.111941787-0.95-161620.053250.002890.282480.28247-10.4-7.211521665-0.91

圖5 蓬錯流紋質巖石分類圖解(a) NaO+K2O-SiO2 (Le Bas et al., 1986),堿性和亞堿性分界線據Irvine and Baragar (1971); (b) SiO2-Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977).主量元素為去除燒失量換算到100%;圖6、圖9和圖11圖例同此圖Fig.5 Classification diagram for the volcanic rocks in the Peng Tso area

表3蓬錯高鎂流紋質巖石主量(wt%)、微量和稀土(×10-6)元素分析數據

Table 3 Major (wt%), trace and rare earth (×10-6) element data for the high-Mg rhyolitic rocks in the Peng Tso are

樣品號17D010-217D010-517D010-317D010-417D010-617D010-7巖性流紋巖流紋英安巖SiO272.9273.1269.4467.9570.5169.41TiO20.350.360.370.420.370.40Al2O314.3814.7515.5517.1515.9116.60Fe2O31.771.842.151.961.731.71MnO0.070.060.080.060.060.06MgO2.582.343.373.193.032.87CaO0.420.370.550.460.440.43Na2O3.321.804.702.382.272.10K2O1.722.591.102.752.472.81P2O50.060.060.060.060.060.06LOI2.182.552.122.982.792.82FeO1.331.21.691.441.301.27Na2O+K2O5.174.525.965.334.95.09Mg#78.078.680.478.181.180.7DI81.9979.2676.5180.8578.277.99La6736.861.469.856.372.2Ce127.570.7123131.5111140.5Pr14.27.721313.9511.914.9Nd49.327.345.946.242.252.4Sm8.575.258.298.737.669.41Eu1.510.861.461.611.471.74Gd6.934.366.97.346.567.5Tb1.090.761.081.211.051.19Dy6.664.916.746.946.357.18Ho1.361.031.421.441.311.46Er3.793.164.114.053.784.26Tm0.560.50.620.610.570.64Yb3.713.333.944.043.794.15Lu0.590.570.660.650.610.62Y39.629.8394036.540.8Rb12117772.1185175202Ba375619256655555639Th35.333.23538.534.338U5.164.036.575.835.095.21Nb21.719.92324.721.623.9Ta1.71.71.71.91.92Pb35.346.63941.528.335.1Sr231168.5309212201201P280270290340290330Zr350320327377335364Hf8.788.49.78.69.2Ti0.220.220.220.260.220.25La/Sm7.827.017.4187.357.67∑REE292.8 278.5 298.1 167.3 254.6 318.2 LREE268.1 253.1 271.8 148.6 230.5 291.2 HREE24.7 25.5 26.3 18.6 24.0 27.0LREE/HREE10.9 9.94 10.3 7.98 9.60 10.8 (La/Yb)N13.0 11.2 12.4 7.9310.7 12.5 δEu0.580.570.60.530.620.61δCe0.961.020.970.981.000.99

注：Mg#=100×Mg2+/(Mg2++TFe2+)；下角N代表球粒隕石標準化，標準化數據據Sun and McDonough (1989)

3.3 地球化學特征

蓬錯地區(qū)流紋巖地球化學分析結果見表3。6件流紋質巖石SiO2的含量為70.5%～75.2%，Al2O3的含量為14.7%～17.8%，TiO2的含量為0.36%～0.44%，均具有高鎂含量(2.4%～3.5%)、Mg#值(69.4～75.7)的特征。圖5a顯示所有的樣品均為亞堿性系列，5件高鎂安山巖(李小波等, 2015)有1件投圖在安山巖區(qū)域，4件分布在安山巖和英安巖過渡區(qū)域；其中6件流紋質巖石有1件投圖在英安巖范圍，2件均投圖于堿性-亞堿性線下方的流紋巖區(qū)域，其余3件分布在英安巖和流紋巖過渡區(qū)域。在SiO2-Zr/TiO2圖解中(圖5b)，與主量元素投圖結果一致，4件樣品落入流紋英安巖區(qū)域，2件樣品落入流紋巖區(qū)域。主量元素顯示蓬錯地區(qū)富鎂火山巖中MgO、FeOT和TiO2與SiO2具有明顯負相關關系，F(xiàn)eOT與MgO具有顯著正相關關系(圖6)；指示巖石在形成過程中經歷了富含鐵、鎂、鈦等元素礦物的結晶分異作用。

圖7a顯示蓬錯流紋質巖石與高鎂安山巖具有一致的右傾型稀土配分曲線，均富集輕稀土，虧損重稀土；都具有弱負銪異常(δEu流紋巖=0.53～0.58；δEu流紋英安巖=0.57～0.62；δEu高鎂安山巖=0.59～0.75)。在原始地幔標準化微量元素蜘蛛網圖解(圖7b)中，所有樣品富集Rb、Th、U等大離子親石元素(LILE)，相對虧損 Nb、Ta、Ti等高場強元素(HSFE)，并具有明顯的Sr負異常特征。

3.4 流紋質巖石造巖礦物電子探針分析

為鑒定蓬錯地區(qū)高鎂、富硅特殊的流紋質巖石的鎂元素賦存狀態(tài)，我們對該巖石中斑晶和基質礦物均做電子探針分析(表4)。并且實驗結果顯示白云母(斑晶和基質)中明顯富SiO2(47.9%～52.6%)和MgO(1.4%～4.0%)的特征。黑云母具有明顯富硅(33.8%～46.9%)、富鋁(16.9%～31.7%)、富鎂(9.2%～20.0%)、低鐵(0.7%～8.7%)的特征。鏡下鑒定發(fā)現(xiàn)黑云母發(fā)生較明顯的蝕變現(xiàn)象，除可見鐵質礦物沿解理面析出外，還可見白云母，長石等礦物沿黑云母顆粒邊緣或解理面交代現(xiàn)象；暗示黑云母明顯富硅、富鋁特征可能是由于白云母交代作用導致；同理局部黑云母被完全交代形成的白云母(斑晶和基質)和/或絹云母(基質)仍保留黑云母富鎂的特征，這也合理的解釋了為什么白云母具有富鎂、富鐵的現(xiàn)象。在云母礦物主要元素關系圖解上(圖8)，MgO、FeOT、K2O與SiO2具有顯著的負線性關系，MgO與FeOT呈正相關關系；并且四種不同產狀的云母(黑云母斑晶、基質，白云母斑晶、基質)各種主量成分并沒有明顯間斷，這不僅指示黑云母與白云母具有成因聯(lián)系，還表明存在連續(xù)的過渡相礦物，這取決于白云母對黑云母的交代程度?？赡艿幕瘜W反應如下：

圖6 蓬錯地區(qū)火山巖化學變化圖解Fig.6 Chemical variation diagrams for the volcanic rocks in the Peng Tso area

圖7 蓬錯地區(qū)火山巖球粒隕石標準化稀土元素配分模式圖(a)和原始地幔標準化微量元素蛛網圖(b)(標準化值據Sun and McDonough, 1989)Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized spider diagram (b) for volcanic rocks around Peng Tso area (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

蓬錯地區(qū)流紋質巖石長石斑晶以鈉長石為主，含有極少量鉀長石；其中鈉長石An分子多為2.3%～6.4%，僅有1個點位An分子大于10%(12.2%)，為奧長石。

4 討論

4.1 蓬錯地球富鎂流紋質巖石形成時代和成因

接奴群火山巖以玄武安山巖-安山巖-英安巖-流紋巖為主，含有大量的火山巖碎屑(朱弟成等, 2008)，多整合產出在一套雜色砂巖、礫巖、粉砂質泥巖及粉砂巖中(Pearce and Mei, 1988; Kappetal., 2005; 李小波等, 2015)。根據本次鋯石測年結果顯示，流紋巖和流紋英安巖206Pb/238U鋯石加權平均年齡分別為163.5±0.5Ma和161.5±0.5Ma，為中晚侏羅世火山巖，這與李小波等(2015)在同一地區(qū)接奴群中高鎂安山巖獲得鋯石年齡(163.3±1.7Ma)在誤差范圍內完全一致，表明為同一次巖漿活動的產物。

鄧晉福等(2010)提出低鐵鈣堿性趨勢是識別高鎂安山巖(HMA)和鎂安山巖(MA)的必要條件，在此基礎之上，再同時使用SiO2-MgO參數系統(tǒng)和SiO2-FeO/MgO參數系統(tǒng)識別HMA和MA，并不是僅依靠單獨的一個MgO值或單獨的一個FeO/MgO值(或Mg值)。圖9a顯示蓬錯地區(qū)火山巖均具有強鈣堿性(CA)趨勢，符合HMA和MA基本特征。在SiO2-MgO關系圖中(圖9b)，MgO的含量隨SiO2升高具有降低的趨勢；SiO2-MgO關系圖中的PQ和RS線表明HMA和MA的MgO(%)的最低值依賴于SiO2(%)，而不是一個固定不變數值；這近一步指示只有在給定SiO2含量前提下，利用MgO含量來區(qū)分HMA、MA和非MA才具備實際意義。如表5和圖9b所示當給定SiO2含量為70%時，MgO大于0.8%可定為“鎂安山巖”，蓬錯地區(qū)流紋質巖石具有更高的SiO2(70.5%～75.2%)和MgO(2.4%～3.5%)，顯然符合“鎂安山巖”特征；然而是否能夠達到“高鎂安山巖”范疇，在Hirose (1997)和Falloon and Danyushevsky (2000)巖石學實驗中并沒有給出SiO2大于60%高鎂安山巖時MgO的最低值。由表5不難看出在給定SiO2為52%、55%、60%時，HMA對應的MgO最低值均沒有超過MA對應值的兩倍，并且具有一定規(guī)律，基于此我們應用數學算法得出HMA和MA最低MgO的關系，經驗證可以與已有數據完美的匹配，具體計算公式如下：

表4蓬錯高鎂流紋質巖石礦物電子探針分析結果(wt%)

Table 4 Electron microprobe analyses of the high-mg rhyolitic rocks in Peng Tso area (wt%)

MineralSpot No.SiO2TiO2Al2O3FeOMnOMgOCaONa2OK2O白云母基質斑晶17D010-8-Q2-147.90.133.11.70.14.00.10.58.617D010-8-Q2-449.90.134.80.40.01.70.10.49.517D010-8-Q2-350.10.035.20.30.01.40.10.59.217D010-9-Q1-150.50.034.60.50.01.50.20.37.3JM2-Q2-151.80.128.31.50.02.30.00.09.4JM2-Q2-251.90.129.21.10.02.20.00.19.8JM2-Q2-652.20.428.51.60.02.30.00.09.6JM2-Q2-752.60.228.91.50.02.20.00.09.7JM2-Q1-351.20.127.21.40.02.80.00.09.7黑云母基質斑晶17D010-9-Q3-240.01.026.65.20.212.60.10.24.117D010-9-Q3-344.60.028.13.50.19.20.10.45.517D010-9-Q3-435.10.024.06.50.216.10.30.32.017D010-9-Q1-433.80.025.58.10.220.00.20.11.517D010-9-Q1-241.80.028.34.60.112.10.20.53.717D010-9-Q1-343.30.031.13.90.110.90.10.24.4d010-6-146.90.131.70.71.69.50.00.14.4d010-6-244.80.331.22.22.211.10.00.14.617D010-8-Q1-334.62.719.68.50.418.50.10.11.617D010-8-Q2-137.42.021.17.40.216.10.20.02.117D010-8-Q2-234.41.520.58.70.319.20.10.01.417D010-8-Q2-236.80.027.66.00.215.20.10.13.717D010-8-Q1-239.51.523.76.20.214.80.20.13.817D010-8-Q1-141.01.623.65.70.213.50.10.14.2鈉長石斑晶17D010-8-Q1-167.70.019.80.00.00.00.811.40.217D010-8-Q1-267.30.019.10.00.00.01.311.60.017D010-9-Q2-167.20.020.70.00.00.01.311.40.017D010-9-Q3-167.60.021.20.00.00.01.611.00.1JM1-Q1-168.80.019.20.00.00.00.311.70.2JM1-Q1-268.70.018.70.00.00.00.312.00.1JM1-Q1-367.60.019.60.00.00.00.311.90.1JM1-Q2-268.60.018.90.00.00.00.511.80.1JM1-Q2-168.40.019.00.00.00.00.411.90.1JM2-Q1-168.50.119.00.00.00.00.511.90.1鉀長石斑晶JM2-Q1-264.10.017.40.10.00.00.00.215.1

圖8 流紋質巖石云母礦物化學變化圖解Fig.8 Chemical variation diagrams for the mica of the rhyolitic rocks

MgO(%)(HMA)=[1.5556+0.05216×(SiO2(%)-52)] ×MgO(%)(MA)。

圖9 高鎂安山巖和鎂安山巖的SiO2-FeOT/MgO圖(a)和SiO2-MgO圖(b)(據鄧晉福等, 2010修改)CA=鈣堿性系列；TH=拉斑系列；實線PQ和RS分別為HMA/MA與MA/非MA的邊界，紅色虛線代表通過模擬計算得到的HMA/MA邊界(模擬公式見正文)，豎虛線表示SiO2=52%Fig.9 SiO2 vs. FeOT/MgO diagram (a) and SiO2 vs. MgO diagram (b) of high-Mg andesite and Mg andesite (modified after Deng et al., 2010)

圖10 蓬錯地區(qū)火山巖La-La/Sm (a, Allègre and Minster, 1978)和Rb-Sr (b,據Sami et al., 2018修改)圖解Fig.10 La vs. La/Sm (a, after Allègre and Minster, 1978) and (b) Rb vs.Sr (b, modified after Sami et al., 2018) diagrams for volcanic rocks around Peng Tso area

通過模擬計算得出在給定SiO2為70%時，高鎂安山巖MgO最低值為2.0%，很顯然蓬錯地區(qū)流紋質巖石為“高鎂安山巖”。鄧晉福等(2010)強調HMA和MA是一組具體的巖石，不是某一具體巖石的名稱，即HMA常包括常用巖石學分類中的玄武安山巖、安山巖，甚至英安巖及其對應的侵入巖。然而這一觀點的提出是基于當時僅有少量相對低硅(63.7%～64.4%)高鎂英安巖的報道(汪洋, 2010)，并沒有考慮到類似于蓬錯地區(qū)富硅(70.5%～72.8%)高鎂流紋巖和流紋英安巖的存在的可能；很顯然這類酸性巖石(SiO2>65%)如果也稱為高鎂安山巖或鎂安山巖無疑為讀者理解增加困難， 也違背了早期以SiO2含量和基本造巖礦物分類命名的初衷。因此，本文提出傳統(tǒng)的高鎂安山巖和鎂安山巖仍為一個巖石序列，包括玄武安山巖、安山巖、相對低鎂的英安巖(SiO2<65%)以及對應的侵入巖；而對于類似蓬錯地區(qū)所出露的富硅高鎂的流紋巖(SiO2=74.7%～75.2%)和流紋質英安巖(70.5%～72.8%)建議統(tǒng)稱為高鎂流紋質巖石或鎂流紋質巖石以作為與高鎂安山巖和鎂安山巖的區(qū)分，其中不足之處謹請各位讀者批評指正。

表5給定SiO2(wt%)下HMA和MA的MgO (wt%)最低值(wt%)(據鄧晉福等，2010)

Table 5 The suggested lowest value of MgO (wt%) for HMA and MA at the given value of SiO2(wt%) (after Dengetal., 2010)

SiO252556062.56567.570MgO(HMA)7.06.05.7MgO(MA)4.53.52.92.5210.8模擬計算結果7.06.05.75.34.52.42.0

注：模擬計算公式見正文

高鎂安山巖(HMA)和高鎂閃長巖(HMδ)是識別弧環(huán)境的一種特征巖類，發(fā)育于弧、弧前和弧后，但高鎂安山巖是指那些相比典型島弧安山巖具有更高的MgO(>5%)和更低的FeOT/MgO(<1.5)，以及Al2O3(<16%)和CaO(<10%)為特征的安山巖(Tatsumi, 2001)，因此高鎂安山巖具有獨特的地球動力學意義。但高鎂安山巖的成分復雜，包含地幔源區(qū)組分和(或)洋殼物質(蝕變玄武質洋殼、洋殼沉積物流體和/或熔體)，俯沖陸殼沉積物(熔體和/或流體)，以及拆沉下地殼熔體?，F(xiàn)階段研究表明高鎂安山巖有如下三種成因：1)由于板片脫水作用造成地幔組分的部分熔融(Tatsumi, 1981; Tatsumi and Hanyu, 2003; Wood and Turner, 2009)；2)板片熔體(埃達克巖)交代地幔橄欖巖發(fā)生部分熔融(Kelemen, 1995; Kameietal., 2004; Wangetal., 2011)；3)俯沖沉積物或蝕變洋殼部分熔融形成的熔體與地幔橄欖巖相互作用形成高鎂安山巖質巖漿(Tatsumi and Hanyu, 2003)。李小波等(2015)研究指出蓬錯高鎂安山巖不具有埃達克巖特征，表明不具有板片熔體的特征；并且蓬錯高鎂安山巖具有高負且均一的εHf(t)值，暗示有俯沖沉積物質的加入，因此排除了前兩種可能成因。然而對于類似蓬錯地區(qū)高鎂流紋質巖石此前并沒有報道，為探討蓬錯高鎂安山巖和高鎂流紋質巖石是否具有成因上的聯(lián)系，我們將收集的高鎂安山巖數據和本次實驗獲得的結果投圖在La-La/Sm圖像中(圖10a)，結果顯示高鎂安山巖巖漿演化過程中以部分熔融為主，這與李小波等(2015)觀點一致；而高鎂流紋質巖石以結晶分異為主，指示蓬錯高鎂流紋質巖石可能是由高鎂安山巖巖漿經結晶分異作用形成。圖10b顯示高鎂安山質巖漿可能經歷角閃石相礦物的結晶形成高鎂流紋質巖漿，并在后期成巖過程中結晶分異出部分黑云母，這與鏡下鑒定可見黑云母斑晶的事實一致。蓬錯高鎂安山巖與高鎂流紋質巖石SiO2-MgO、SiO2-FeOT、SiO2-TiO2和MgO-FeOT具有極好的線性關系(圖6)，進一步表明巖漿演化過程中析出了部分富含鐵、鎂、鈦等元素的礦物，如黑云母、角閃石、鐵-鈦氧化物等。結合鋯石年代學、Hf同位素以及巖石地球化學特征，我們認為蓬錯地區(qū)高鎂安山巖和高鎂流紋質巖石為同一次巖漿活動的產物，并且高流紋質巖石繼承了高鎂安山巖高Mg，高Mg#等特征，為高鎂安山質巖漿經歷角閃石為主的礦物相結晶分異形成。

圖11 蓬錯長英質火山巖An-Ab-Or分類圖解(據O’Connor, 1965)T1=英云閃長巖、T2=奧長花崗巖、G1=花崗閃長巖、G2=花崗巖(狹義)、QM=石英二長巖Fig.11 An-Ab-Or classification diagram (after O’Connor, 1965) for volcanic rocks around Peng Tso area

4.2 蓬錯高鎂流紋質巖石形成的構造環(huán)境及對班-怒帶演化的指示

圖12 蓬錯火山巖La/Yb-Th/Yb(a,據Condie, 1989)和Rb/Zr-Nb(b,據Brown et al., 1984)島弧巖漿作用成熟度構造圖解Fig.12 La/Yb vs. Th/Yb (after Condie, 1989) and Rb/Zr vs. Nb (after Brown et al., 1984) tectonomagmatic diagrams of heart maturity for for volcanic rocks around Peng Tso area

蓬錯高鎂巖石地球化學數據顯示具有典型的弧火山巖特征，即富集Rb、Th、U等大離子親石元素(LILE)，相對虧損 Nb、Ta、Ti等高場強元素(HSFE)。An-Ab-Or圖解是基于化學成分計算標準礦物對長英質巖石的分類，可以有效的區(qū)分英云閃長巖、奧長花崗巖、花崗閃長巖和花崗巖(狹義)。如圖11所示6件流紋質巖石中有2件投圖在奧長閃長巖(T2)區(qū)域，4件為狹義的花崗巖(G2)；并且顯示由安山巖-流紋巖具有石英二長巖(QM)-G2-T2的演化趨勢。奧長花崗巖作為英云閃長巖的淺色變種(當暗色礦物M<10%時)(Barker, 1979)，是TTG組合(英云閃長巖-奧長花崗巖-花崗閃長巖)中一類重要的巖石，具重要的重要的指示意義。Pitcher (1993)在總結科迪勒拉活動大陸邊緣火成巖組合研究成果時指出,向洋一側分布輝長巖-閃長巖-英云閃長巖(包括淺色變種)-花崗閃長巖組合；內陸一側分布花崗閃長巖-花崗巖組合。鄧晉福等(2007)提出奧長花崗巖長發(fā)育于大陸邊緣巖漿弧靠內陸一側的內帶環(huán)境。La/Yb-Th/Yb圖解(圖12a)進一步指示蓬錯高鎂巖石(安山巖、流紋英安巖、流紋巖)形成與大陸邊緣弧環(huán)境，并且具有初始陸弧向成熟陸弧過渡的正常陸弧特征(圖12b)?；诖?，我們認為蓬錯高鎂流紋質巖石是形成與洋殼俯沖有關并且有俯沖沉積物質和地幔組分參與的陸源弧環(huán)境，由高鎂安山質巖漿經歷角閃石、黑云母等礦物相結晶分異作用形成(見上述)。

圖13 蓬錯地區(qū)高鎂質巖石成因模式以及侏羅紀(～165Ma)班公湖-怒江洋演化模式圖NL=北拉薩地體；DMC=東卡錯微陸塊；NQT/NR=南羌塘地體/聶榮微陸塊；BLO=白拉小洋盆；ADO=安多小洋盆；BNO=班公湖-怒江洋；Hb=角閃石；Bi & Ms=黑云母和白云母；γ=花崗質侵入巖Fig.13 Genetic model of high magnesian rocks and Bangong-Nujiang evolution pattern in the Jurassic around Peng Tso area

圖1所示，蓬錯地區(qū)在大地構造位置上處于南羌塘和北拉薩地塊所限定的班公湖-怒江縫合帶內部變寬部位，由南向北包括白拉蛇綠巖帶、東巧蛇綠帶以及安多蛇綠巖帶，且蓬錯高鎂質巖石具有陸緣弧性質，這很難直接由班-怒洋南向俯沖至北拉薩地塊之下或北向俯沖至南羌塘地塊之下的主動大陸邊緣環(huán)境中形成。并結合安多蛇綠巖帶和白拉蛇綠巖帶所限定的區(qū)域發(fā)育有大量志留系、泥盆系地層(圖1b)，我們認為班-怒洋在演化過程可能存在多個微陸塊的裂解和拼貼，其中最為典型的實例就是聶榮微陸塊和嘉玉橋微陸塊(Guynnetal., 2006, 2012, 2013)。盡管有以上證據支持東卡錯微陸塊的存在，但可能因后期埋藏作用并沒有發(fā)現(xiàn)類似于聶榮微陸塊和嘉玉橋微陸塊所出露的大量的新元古代-寒武紀結晶基底和變質核雜巖(Guynnetal., 2006)，仍需要更多的證據支持該微陸塊的存在。本次野外工作在該區(qū)域采集3件侏羅紀-白堊紀花崗質巖石也具有明顯偏負的εHf(t)值(-22～-5)(李海峰，未刊數據)，這與Houetal. (2015)通過Hf同位素填圖得出的結果一致，進一步支持該區(qū)具有因埋藏作用而沒有出露的古老結晶基底的存在。對于東卡錯微陸塊(DMC)的形成可能具有多種成因：1)可能類似于聶榮微陸塊，由于班-怒洋殼向大陸俯沖由于弧后拉張裂解出來(Allégreetal., 1984; Guynnetal., 2006; Zhangetal., 2008)，對于DMC的親緣性本文由于證據有限不作探討；2)可能類似于現(xiàn)今東非裂谷具有東西兩條裂谷帶一樣(Fontijnetal., 2013; Cortietal., 2018)，并且兩條裂谷現(xiàn)今已形成坦桑尼亞(Tanzania)-烏干達(Uganda)(TU)透鏡狀微陸塊的雛形；班公湖-怒江洋可能具有一樣的地質背景，而聶榮、嘉玉橋以及東卡錯微陸塊可能和TU微陸塊一樣在大洋裂解過程中形成；3)可能類似與Zhuetal. (2011b)提出拉薩地體來源于澳大利亞一樣，聶榮、嘉玉橋以及東卡錯微陸塊可能是在班怒洋演化過程中從其他地區(qū)因轉換斷層漂移過來。

但無論是哪種成因哪種形式，基于DMC均有完整蛇綠巖帶(套)出露指示南北兩側在班怒洋演化過程中都有俯沖和碰撞作用的發(fā)生；結合本文報道的DMC發(fā)育的高鎂質巖石具有陸源弧特征，我們提出了在中晚侏羅世蓬錯地區(qū)具有兩種演化模式(圖13)。如圖13a所示，在～165Ma，DMC北側的安多小洋盆因班-怒洋整體閉合趨勢而發(fā)生南向俯沖，洋殼沉積物熔體與地幔組分發(fā)生交代作用并噴發(fā)地表形成高鎂安山巖(李小波等, 2015)；而在局部構造發(fā)育較弱區(qū)域，高鎂安山質巖漿并沒有直接噴出，而是經歷角閃石等礦物相的結晶分異形成富鎂的流紋質巖漿，后受淺部構造控制噴發(fā)地表形成高鎂流紋質巖石(圖13c)。也可能是由DMC南側的白拉小洋盆北向俯沖至DMC之下形成的這套高鎂質巖石(圖13b)。

5 結論

(1)蓬錯高鎂流紋質巖石鋯石U-Pb年齡顯示為中-侏羅世晚火山活動產物，為首次發(fā)現(xiàn)并報道的具有富硅、高鎂特征的流紋英安巖和流紋巖。

(2)Hf同位素結果和地球化學特征指示蓬錯高鎂質流紋質巖石可能是形成于與班公湖-怒江洋演化過白拉小洋盆北向俯沖至東卡錯微陸塊之下或安多小洋盆南向俯沖至東卡錯微陸塊之下的主動大陸邊緣環(huán)境中，并由洋殼沉積物熔體與地幔組分發(fā)生交代作用形成的母巖漿后經角閃石相礦物的結晶分異形成。

(3)蓬錯高鎂流紋質巖石富鎂礦物為黑云母和白云母，可見白云母交代黑云母，并存在過渡相礦物。該類巖石的發(fā)現(xiàn)彌補了原有高鎂巖石家族體系(高鎂玄武巖、高鎂安山巖)缺少高鎂流紋質巖石的空白。

(4)高鎂流紋質巖石比高鎂安山巖更為罕見，其出現(xiàn)亦具有指示洋殼俯沖的大地構造背景。

致謝鋯石U-Pb定年以及Lu-Hf同位素得到了國家地質實驗測試中心李超副研究員的大力支持和耐心指導；匿名審稿人對本文提出了諸多寶貴意見和建議；貴刊主編和編輯認真評閱本文；在此一并深表衷心的感謝！