藏南林周盆地設(shè)興組砂巖及其中玄武巖夾層的地球化學(xué)與成因*

邢莉圓 趙志丹 齊寧遠(yuǎn) 唐演 劉棟 佟鑫 王青 朱弟成

地質(zhì)過(guò)程與礦產(chǎn)資源國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，中國(guó)地質(zhì)大學(xué)地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京 100083

印度與亞歐大陸的匯聚過(guò)程受控于新特提斯洋的俯沖消減，經(jīng)歷了較長(zhǎng)的時(shí)間間隔(Kappetal.,2005;王二七,2017)。近30年研究成果認(rèn)為印度-亞歐大陸初始碰撞時(shí)間最早為65～63Ma，普遍認(rèn)識(shí)集中于65～55Ma(丁林等,2017)。主碰撞帶印度-雅魯藏布縫合帶兩側(cè)在碰撞前后的構(gòu)造-巖漿-沉積活動(dòng)對(duì)于研究碰撞過(guò)程及殼幔物質(zhì)演化具有重要意義，該碰撞帶以北著名的岡底斯巖漿帶是青藏高原巖漿巖分布最廣泛的地區(qū)，主要的巖漿活動(dòng)發(fā)生在中-新生代(Yin and Harrison,2000;潘桂棠等,2006;Zhuetal.,2013)。主碰撞帶北側(cè)與其距離最近的是南部拉薩地塊，大面積分布于該地塊上的林子宗火山巖與下伏地層之間的接觸關(guān)系為區(qū)域不整合，該不整合因與新特提斯洋殼的最后俯沖及印度-亞歐大陸的碰撞有密切關(guān)系而備受關(guān)注(莫宣學(xué)等,2009)。林子宗火山巖下不整合接觸的主要層位是上白堊統(tǒng)設(shè)興組碎屑沉積巖，其層位特殊性同樣對(duì)碰撞前新特提斯洋演化與洋殼俯沖具有重要意義。

前人對(duì)上白堊統(tǒng)設(shè)興組沉積巖的研究區(qū)多位于南部拉薩地塊的堆龍德慶縣馬鄉(xiāng)及林周盆地，研究?jī)?nèi)容多為沉積巖的年代學(xué)、沉積物來(lái)源及沉積構(gòu)造背景。Leieretal.(2007a)研究得到設(shè)興組最年輕的碎屑鋯石年齡為105±2Ma，用以限制最老的沉積年齡；井天景(2014)對(duì)馬鄉(xiāng)設(shè)興組砂巖的研究得到最年輕的鋯石年齡集中在88～81Ma，因此沉積上限為81Ma，研究結(jié)果也表明設(shè)興組的源巖形成于活動(dòng)大陸邊緣；陳貝貝(2017)研究得到林周盆地上白堊統(tǒng)強(qiáng)烈變形的時(shí)代為78～72Ma，砂巖物源主要來(lái)自南部的岡底斯島弧及早期沉積的變質(zhì)沉積巖。Weietal.(2020)根據(jù)林周盆地中生代碎屑沉積巖的年代學(xué)研究提出了碰撞前拉薩地體南緣地殼生長(zhǎng)的弧盆演化過(guò)程。隨著設(shè)興組紅層中火山巖夾層的發(fā)現(xiàn)，部分學(xué)者通過(guò)火山巖夾層的年代學(xué)研究，對(duì)設(shè)興組的沉積時(shí)代進(jìn)行了更精確的限定。李曉雄等(2015)通過(guò)對(duì)出露于林周盆地典中村設(shè)興組頂部紅層中的玄武巖夾層的研究，得到玄武巖斜長(zhǎng)石Ar-Ar年齡為90±2Ma，暗示該時(shí)期設(shè)興組仍未結(jié)束沉積。Caoetal.(2017)對(duì)設(shè)興組紅層中玄武巖夾層的年代學(xué)研究結(jié)果表明，K-Ar年齡在75～68Ma范圍內(nèi)，暗示設(shè)興組發(fā)生強(qiáng)烈褶皺變形的時(shí)代應(yīng)在68Ma之后。不同學(xué)者對(duì)設(shè)興組沉積巖的年代學(xué)研究結(jié)果存在差異可能是由于樣品分布的區(qū)域較廣或者研究區(qū)部分地層已經(jīng)發(fā)生了倒轉(zhuǎn)。

本文對(duì)藏南林周盆地那瑪村南部小路旁設(shè)興組砂巖及那嘎寺南部剖面設(shè)興組中的玄武巖夾層開(kāi)展了巖石學(xué)、地球化學(xué)及年代學(xué)研究，試圖限制晚白堊紀(jì)設(shè)興組砂巖的沉積物物質(zhì)來(lái)源、構(gòu)造背景及沉積上限年齡，判別設(shè)興組玄武巖夾層的巖漿性質(zhì)及形成的構(gòu)造環(huán)境，反演林周盆地乃至南部拉薩地塊在印度-亞歐大陸碰撞前的構(gòu)造、巖漿活動(dòng)，提供俯沖時(shí)期的演化證據(jù)。

1 地質(zhì)背景與樣品

青藏高原從南到北可劃分為喜馬拉雅、拉薩、羌塘和松潘-甘孜四個(gè)構(gòu)造單元(圖1a；朱弟成等，2012)，劃分的界線分別是印度河-雅魯藏布縫合帶(IYSZ)、班公湖-怒江縫合帶(BNSZ)和金沙江縫合帶(JSSZ)。許多學(xué)者研究得到拉薩地塊是從岡瓦納大陸分離出來(lái)的構(gòu)造塊體，它與北部的羌塘地體在白堊紀(jì)早期的碰撞致使班公湖-怒江特提斯洋閉合(Deweyetal.,1988;Kappetal.,2005;Zhuetal.,2011a,2013,2016)，后來(lái)拉薩地塊與向北漂移的印度大陸的碰撞又導(dǎo)致新生代早期新特提斯洋的閉合(Moetal.,2008;Jietal.,2009)。拉薩地塊從南到北劃分為南部拉薩地體(SL)、中部拉薩地體(CL)和北部拉薩地體(NL)三個(gè)小構(gòu)造單元，之間的界線分別為洛巴堆-米拉山斷裂(LMF)、獅泉河-納木錯(cuò)蛇綠巖帶(SNMZ)。

北部拉薩地體具有新生地殼的特征，存在從中三疊統(tǒng)到白堊系的沉積蓋層，有豐富的早白堊世火山巖和同期花崗巖類(lèi)(朱弟成等,2006;Zhuetal.,2013)；中部拉薩地體含有元古代和太古代結(jié)晶基底，是一個(gè)古老的微陸塊(Zhuetal.,2011b)；南部拉薩地體包含新生地殼和少量前寒武紀(jì)結(jié)晶基底，主要地層(或地體)為部分侏羅紀(jì)-晚白堊紀(jì)沉積地層、白堊紀(jì)-古近紀(jì)岡底斯巖基和古新世-始新世林子宗火山巖，主要是中生代島弧側(cè)向加積作用增生到具有基底的拉薩地塊之上形成的(朱弟成等,2009)，南部拉薩地塊分布廣泛的巖漿、沉積活動(dòng)很好地記錄了由新特提斯洋殼北向俯沖過(guò)渡到印度-亞歐大陸碰撞的過(guò)程(Houetal.,2004;Chungetal.,2005;Moetal.,2005;Zhaoetal.,2009)。

本文研究區(qū)位于拉薩北部的林周盆地(圖1b,c)，采樣剖面分別位于林周縣那瑪村小路旁(圖2a)和那嘎寺南坡(圖2d)。設(shè)興組沉積巖樣品為紫紅色雜砂巖和灰綠色含礫雜砂巖，發(fā)育有交錯(cuò)層理及次生黃鐵礦。在那嘎寺以南剖面設(shè)興組砂巖的近頂部，有厚度不均一的呈多層韻律分布的玄武巖夾層，沿傾向存在尖滅，出露面積有限，野外考察僅見(jiàn)到玄武巖夾層與設(shè)興組紅層的下接觸面存在烘烤邊、冷凝邊，據(jù)此判斷該玄武巖是隨時(shí)代自然噴發(fā)而不是后期侵入的，即非巖脈。玄武巖樣品蝕變較為嚴(yán)重，氣孔不發(fā)育，可見(jiàn)較少杏仁體。

圖1 研究區(qū)地質(zhì)圖(a)青藏高原構(gòu)造劃分圖(據(jù)朱弟成等,2012)，IYSZ-印度河-雅魯藏布縫合帶；BNSZ-班公湖-怒江縫合帶；JSSZ-金沙江縫合帶；LMF-洛巴堆-米拉山斷裂；SNMZ-獅泉河-納木錯(cuò)蛇綠巖帶；(b)南部拉薩地體中生代巖漿、沉積活動(dòng)分布簡(jiǎn)圖，其中標(biāo)注的年齡據(jù)Meng et al.(2014) 及其中的文獻(xiàn)；(c)研究區(qū)地質(zhì)簡(jiǎn)圖(據(jù)謝堯武等,2007(1)謝堯武等.2007.1:25萬(wàn)拉薩幅區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報(bào)告)，K1l-林布宗組；K1c-楚木龍組；K1t-塔克那組；K2s-設(shè)興組；E1d-典中組；E2n-年波組；E2p-帕那組Fig.1 Geological maps of the study area

鏡下觀察到砂巖碎屑顆粒以石英和長(zhǎng)石為主(圖2b,c)，碎屑顆粒的分選和磨圓程度均較差，雜基支撐，雜基成分多為火山碎屑；鏡下觀察到玄武巖碳酸鹽化較為嚴(yán)重(圖2e,f)，輝石斑晶為粒狀或短柱狀，呈星散狀分布，已發(fā)生綠泥石化、方解石化，部分界限模糊不清或消失，蝕變礦物綠泥石圍繞斜長(zhǎng)石呈殘斑狀分布，長(zhǎng)石斑晶多呈粒狀或板狀，部分已發(fā)生絹云母化，斜長(zhǎng)石微晶和輝石微晶構(gòu)成主要的基質(zhì)成分，間隱結(jié)構(gòu)，副礦物為磁鐵礦等。本文研究的樣品情況見(jiàn)表1。

圖2 林周盆地樣品野外及鏡下照片(a)那瑪村小路旁采樣剖面；(b、c)砂巖鏡下照片；(d)那嘎寺南部采樣剖面；(e、f)玄武巖夾層鏡下照片F(xiàn)ig.2 Field and microscopic photos of Linzhou samples(a) roadside sampling section of Nama village;(b,c) sandstone mirror images;(d) sampling section south of Nagar temple;(e,f) mirror images of basaltic interlayers

表1 林周盆地樣品采樣位置及巖石類(lèi)型匯總表Table 1 Summary table of sampling locations and rock types in Linzhou basin

2 測(cè)試方法

本文年齡樣品在北京鋯年領(lǐng)航科技有限公司進(jìn)行鋯石制靶、透反射圖像與陰極發(fā)光(CL)圖像的拍攝。在中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)地質(zhì)過(guò)程與礦產(chǎn)資源國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室利用LA-ICP-MS進(jìn)行鋯石U-Pb同位素定年和微量元素含量分析，用NewWave 193UC型ArF準(zhǔn)分子激光器進(jìn)行剝蝕取樣，Agilent 7900四級(jí)桿型等離子質(zhì)譜儀測(cè)試離子信號(hào)強(qiáng)度，實(shí)驗(yàn)過(guò)程中元素含量外標(biāo)采用NIST 610，U-Pb同位素比值外標(biāo)采用鋯石91500(Wiedenbecketal.,2004)，鋯石GJ-1(Jacksonetal.,2004)和Plesovice(Slámaetal.,2008)作為未知樣品的數(shù)據(jù)質(zhì)量監(jiān)控標(biāo)進(jìn)行分析。實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)使用ICPMSDataCal9.7軟件離線處理，處理流程包括選擇樣品信號(hào)和空白信號(hào)、儀器靈敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年齡計(jì)算(Liuetal.,2008,2010a,b;Huetal.,2012)，普通鉛采用Andersen (2002)程序進(jìn)行校正，利用Isoplot插件(Ludwig,2001)進(jìn)行碎屑鋯石年齡圖譜的繪制。在中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所巖石圈演化國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室采用多接收等離子體質(zhì)譜實(shí)驗(yàn)儀完成鋯石原位Hf同位素測(cè)試，MC-ICP-MS儀器型號(hào)為Neptune Plus，激光剝蝕系統(tǒng)型號(hào)為AnalyteG2，激光斑束直徑為60μm，具體的分析流程和數(shù)據(jù)校正方法見(jiàn)Wuetal.(2006)。

3 分析結(jié)果

3.1 設(shè)興組砂巖的元素地球化學(xué)

表2 設(shè)興組砂巖及玄武巖夾層的主量(wt%)和微量(×10-6)元素?cái)?shù)據(jù)表Table 2 Whole-rock major elements (wt%) and trace elements (×10-6) composition of sandstones and basaltic interlayers from Shexing Formation

圖3 設(shè)興組砂巖Lg(Na2O/K2O)-Lg(SiO2/Al2O3) 圖解(底圖據(jù)魏友卿，2017修改)文獻(xiàn)數(shù)據(jù)引自唐演未發(fā)表數(shù)據(jù)及魏友卿(2017)，圖4、圖11、圖12同F(xiàn)ig.3 Lg(Na2O/K2O) vs.Lg(SiO2/Al2O3) diagram of sandstones in Shexing Formation (base map modified after Wei,2017)References data from Tang (unpublished) and Wei (2017),also in Fig.4,Fig.11 and Fig.12

微量元素方面，設(shè)興組砂巖的∑LREE值為76.02×10-6～98.27×10-6，平均值為87.15×10-6；∑HREE值為29.81×10-6～37.45×10-6，平均值為33.63×10-6；∑REE為105.8×10-6～135.7×10-6，平均值為120.8×10-6。研究表明，上地殼來(lái)源的稀土元素特征為富集輕稀土、虧損重稀土((Dy/Yb)N=1.06)、負(fù)Eu異常等(Eu/Eu*=0.65)(Taylor and McLennan,1985)。從樣品的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式圖中可以看出(圖4a)，設(shè)興組砂巖表現(xiàn)為較高的LREE/HREE值(2.55～2.62)和較高的(La/Yb)N值(7.00～7.68，上地殼(La/Yb)N=9.78)，輕重稀土元素存在明顯的分餾，同時(shí)樣品具有弱的Eu負(fù)異常(Eu/Eu*=0.84～0.86)，顯示與上地殼稀土元素含量相似的特征，因此初步推斷設(shè)興組沉積巖的母巖為上地殼巖石。

圖4 設(shè)興組砂巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式圖(a)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b) (標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough,1989;上地殼數(shù)值來(lái)自Rollinson,1993)Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace-element spidergrams (b) of sandstones from Shexing Formation (normalizing data after Sun and McDonough,1989;the upper crust data from Rollison,1993)

3.2 設(shè)興組玄武巖的元素地球化學(xué)

設(shè)興組玄武巖夾層的主量、微量元素?cái)?shù)據(jù)見(jiàn)表2。樣品燒失量在8.39%～11.81%之間，CaO含量較高(7.51%～11.85%)，符合薄片鏡下觀察到的樣品碳酸鹽化嚴(yán)重的現(xiàn)象。將本文4件樣品進(jìn)行扣除LOI的計(jì)算，結(jié)果顯示除LZ1707的SiO2為58%，屬于玄武安山巖外，剩余樣品的SiO2在49%～53%的范圍內(nèi)，均屬于玄武巖。火山弧巖漿的含水量較高，容易導(dǎo)致熔體解聚從而產(chǎn)生氧化條件，使這種環(huán)境下的Fe-Ti氧化物比其他構(gòu)造環(huán)境的巖漿更早結(jié)晶，這樣形成的鐵鎂質(zhì)巖石受到Fe-Ti氧化物堆晶作用的影響，不能真實(shí)地反映源區(qū)特征，為避免這種影響，本文利用Th-Co分類(lèi)圖判別巖石類(lèi)型，在圖5a中玄武巖夾層屬于高鉀鈣堿性的玄武巖-玄武安山巖系列；在Zr/TiO2-Nb/Y圖(圖5b)中，本文火山巖樣品屬于堿性-亞堿性玄武巖系列。

圖5 設(shè)興組玄武巖夾層分類(lèi)圖解(a) Th-Co分類(lèi)圖(據(jù)Hastie et al.,2007)；(b) Zr/TiO2-Nb/Y分類(lèi)圖(據(jù)Winchester and Floyd,1977)；文獻(xiàn)數(shù)據(jù)引自李曉雄(2014)及唐演未發(fā)表數(shù)據(jù),典型安第斯玄武巖數(shù)據(jù)據(jù)Kelemen et al.(2007),圖6、圖17同F(xiàn)ig.5 Classification diagrams of basaltic interlayers in Shexing Formation(a) Th vs.Co classification diagram (after Hastie et al.,2007);(b) Zr/TiO2 vs.Nb/Y classification diagram (after Winchester and Floyd,1977);references data from Li (2014) and Tang (unpublished),data of typical Andean basalt from Kelemen et al.(2007),also in Fig.6 and Fig.17

玄武巖樣品具有較高的稀土元素總量且變化范圍較大(∑REE=149.6×10-6～327.1×10-6，平均值為271.5×10-6)。從樣品的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式圖可以看出(圖6a)曲線整體右傾((La/Yb)N=22.29～35.84)，其中玄武安山巖樣品(LZ1707)的稀土元素含量整體較低。本文玄武巖輕稀土元素富集，重稀土元素嚴(yán)重虧損，具有弱的Eu負(fù)異常(Eu/Eu*=0.89～0.93)。從樣品原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(圖6b)可以看出，本文玄武巖顯著虧損Nb、Ta等高場(chǎng)強(qiáng)元素，富集Ba、Th、U、Pb等大離子親石元素。Nb、Ta、Ti一般標(biāo)志著巖石與弧火山巖有親緣性(朱弟成等,2006)。本文的玄武巖、玄武安山巖與典型的安第斯弧玄武巖具有相似的微量元素特征(圖6)，初步推斷其具有弧巖漿類(lèi)似成因。

圖6 玄武巖夾層球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式圖(a,標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Boynton,1984)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b,標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough,1989)OIB、E-MORB、N-MORB數(shù)據(jù)據(jù)Sun and McDonough (1989)Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns (a,normalizing data after Boynton,1984) and primitive mantle-normalized trace-element spidergrams (b,normalizing data after Sun and McDonough,1989) of basaltic interlayers in Shexing FormationOIB,E-MORB,N-MORB data after Sun and McDonough (1989)

3.3 設(shè)興組砂巖和玄武巖鋯石U-Pb年代學(xué)、Hf同位素

本文對(duì)設(shè)興組砂巖和玄武巖各2件樣品進(jìn)行了鋯石U-Pb定年，年齡數(shù)據(jù)見(jiàn)電子版附表1。挑選鋯石測(cè)點(diǎn)時(shí)忽略大小、形態(tài)和結(jié)構(gòu)的差異，隨機(jī)挑選，得到的碎屑鋯石年齡具有統(tǒng)計(jì)意義。年齡結(jié)果中大于1000Ma的鋯石采用207Pb/206Pb年齡，小于1000Ma的采用206Pb/238U年齡。據(jù)前文判斷，玄武巖為順層噴發(fā)至設(shè)興組砂巖中的夾層，鏡下也觀察到玄武巖與砂巖中的鋯石具有相似特征：明顯的震蕩環(huán)帶、形態(tài)和大小各異，又由于基性的玄武巖形成環(huán)境下較少有鋯石結(jié)晶，因此本文認(rèn)為玄武巖中沒(méi)有代表結(jié)晶年齡的鋯石，均為巖漿上升時(shí)從砂巖中捕獲的鋯石，因此將玄武巖中的鋯石同碎屑鋯石一并討論。鋯石顆粒粒徑在75～300μm之間，形狀主要為長(zhǎng)柱狀，長(zhǎng)寬比為1:1～3:1，自形程度高。大部分鋯石保留了指示巖漿成因的清晰的震蕩環(huán)帶。多樣的形態(tài)和復(fù)雜的磨圓程度暗示碎屑鋯石復(fù)雜的來(lái)源。鋯石Th含量的平均值為173.3×10-6，U含量平均值為306.6×10-6，Th/U比值為0.57(>0.4)，表現(xiàn)出巖漿鋯石的典型特征(Belousovaetal.,2002)。部分鋯石陰極發(fā)光照片見(jiàn)圖7。

圖7 設(shè)興組砂巖及玄武巖夾層部分鋯石的CL圖像、U-Pb定年點(diǎn)位及Hf同位素測(cè)試點(diǎn)位紅色線圈為砂巖中鋯石測(cè)試點(diǎn)位，黃色線圈為玄武巖中鋯石測(cè)試點(diǎn)位;實(shí)線圈為U-Pb年齡測(cè)試點(diǎn)位，虛線圈為Hf同位素測(cè)試點(diǎn)位Fig.7 Zircon CL images,U-Pb dating points and Hf isotope test points of sandstones and basaltic interlayers from Shexing FormationThe red circle is the zircon test point in sandstone,the yellow circle is the zircon test point in basalt;the solid circle is the U-Pb age test point and the dashed circle is the zircon Hf isotope test point

在設(shè)興組砂巖樣品中共獲得229顆碎屑鋯石的有效年齡，包括54顆中生代鋯石、32顆古生代鋯石及143顆前寒武紀(jì)鋯石。其中中生代鋯石存在99Ma、104Ma、135Ma、142Ma、169Ma的幾個(gè)峰值，其中最年輕的鋯石年齡為98Ma，另外，有5顆獲得99Ma、100Ma、101Ma的相近年齡的鋯石。古生代鋯石具有366Ma、450Ma、511Ma左右的幾個(gè)峰值，前寒武紀(jì)鋯石年齡分布較為分散，在910Ma、1171Ma處出現(xiàn)小峰值。從本文碎屑鋯石的年齡分布頻率直方圖(圖8)可以看出，碎屑鋯石年齡分布范圍較廣(98～3082Ma)，其中<200Ma的鋯石存在較多峰值，>200Ma的頻率分布曲線也顯示出多個(gè)連續(xù)的峰形。設(shè)興組碎屑鋯石最年輕的年齡為98Ma，該年齡可以約束最老的沉積年齡，表明沉積至少發(fā)生在98Ma之后。玄武巖樣品共獲得了44個(gè)有效鋯石年齡，包含12顆中生代鋯石，7顆古生代鋯石和25顆前寒武紀(jì)鋯石，玄武巖中最年輕的鋯石年齡為110Ma，如前所述，它不代表巖漿本身形成的時(shí)代，但是可以幫助限制玄武巖噴發(fā)是在110Ma之后發(fā)生的。

圖8 設(shè)興組碎屑鋯石年齡頻率分布直方圖Fig.8 Age frequency distributions of detrital zircons from Shexing Formation

本文對(duì)參與定年實(shí)驗(yàn)的砂巖及玄武巖樣品各1件進(jìn)行了鋯石原位Hf同位素分析，數(shù)據(jù)見(jiàn)電子版附表2。獲得有效數(shù)據(jù)點(diǎn)92個(gè)，鋯石測(cè)點(diǎn)的176Lu/177Hf比值在0.0002～0.0033之間，均小于0.1002，說(shuō)明鋯石形成后幾乎沒(méi)有放射性成因的Hf積累，初始176Hf/177Hf可以代表鋯石形成時(shí)的176Hf/177Hf，用于地球化學(xué)示蹤(吳福元等,2007)。在砂巖樣品的68個(gè)有效測(cè)點(diǎn)中，初始176Hf/177Hf為0.281007～0.282963，εHf(t)值為-60.0～22.2，其中45個(gè)測(cè)點(diǎn)的εHf(t)為負(fù)值，23個(gè)測(cè)點(diǎn)的εHf(t)為正值，中生代鋯石中年齡為98Ma、120Ma、142Ma、181Ma、194Ma的鋯石顯示正的εHf(t)值。Hf同位素地殼模式年齡tDMC為591～3953Ma，地幔模式年齡為tDM=404～3101Ma。玄武巖樣品的24個(gè)有效測(cè)點(diǎn)中，初始176Hf/177Hf為0.281296～0.282768，εHf(t)值為-38.8～28.6，其中17個(gè)測(cè)點(diǎn)的εHf(t)為負(fù)值，7個(gè)測(cè)點(diǎn)的εHf(t)為正值，tDMC為680～2661Ma，tDM=530～3909Ma。本文砂巖和玄武巖一致的Hf同位素測(cè)試結(jié)果進(jìn)一步表明玄武巖鋯石的捕獲成因，另外，跨度較大的εHf(t)值暗示設(shè)興組鋯石復(fù)雜的物質(zhì)來(lái)源。

4 討論

4.1 設(shè)興組時(shí)代

早期的研究根據(jù)不同剖面所產(chǎn)化石結(jié)合所處層位，得出整個(gè)設(shè)興組是在晚白堊世沉積的，晚白堊世晚期時(shí)沉積結(jié)束(王乃文等,1983)。之后的研究都將設(shè)興組的時(shí)代定于晚白堊世(72～100Ma)(井天景,2014;陳貝貝,2017)。設(shè)興組頂部砂巖中順層產(chǎn)出的火山巖夾層的年齡信息可以很好地幫助限制設(shè)興組的沉積時(shí)代(李曉雄,2014;李曉雄等,2015;曹勇,2015;陳貝貝,2017)。

本文設(shè)興組砂巖的碎屑鋯石中最年輕的U-Pb年齡為98Ma，表明設(shè)興組的沉積年齡上限是98Ma，玄武巖中最年輕的鋯石年齡為110Ma，說(shuō)明玄武巖的噴發(fā)發(fā)生在110Ma之后。分布廣泛的碎屑鋯石年齡指示物源區(qū)的復(fù)雜性和沉積的連續(xù)性，年齡分布特別集中的98～200Ma說(shuō)明該段時(shí)間內(nèi)碎屑鋯石源區(qū)發(fā)育了比較連續(xù)的巖漿活動(dòng)，產(chǎn)物被剝蝕成林周盆地的源區(qū)，例如99Ma、104Ma、135Ma、142Ma、169Ma等幾個(gè)峰值均可在附近地區(qū)找到潛在物源(Chuetal.,2006;Guynnetal.,2006;耿全如等,2006;張宏飛等,2007a;Zhuetal.,2008;姜昕等,2010)，因?yàn)槔_地體晚白堊世巖漿作用規(guī)模巨大，其中南部拉薩地塊集中在100～137Ma，中部拉薩地塊集中于95～145Ma(朱弟成等,2008)。年齡在300～500Ma之間的鋯石為古生代基底鋯石，具有更古老年齡的物質(zhì)來(lái)自再循環(huán)造山帶，如1100Ma左右的鋯石年齡與岡底斯帶上念青唐古拉群變質(zhì)原巖的年齡相當(dāng)(許榮華等,1986)。

通過(guò)設(shè)興組樣品碎屑鋯石U-Pb年齡密度曲線與拉薩地塊已有曲線特征的對(duì)比，可以推斷研究區(qū)可能的物源區(qū)(圖9)。本文設(shè)興組>500Ma的年齡分布峰形與日喀則弧前盆地中碎屑巖的峰形不同，兩者存在物源差異，符合二者構(gòu)造背景不同的特征。根據(jù)不同地塊>500Ma的碎屑鋯石年齡分布圖譜的對(duì)比，設(shè)興組與拉薩地塊具有基本相同的峰值，說(shuō)明設(shè)興組與拉薩地塊有較強(qiáng)的親緣性，在更大的范圍內(nèi)，設(shè)興組物源區(qū)與澳大利亞陸塊具有相似特征，暗示拉薩地塊與澳大利亞陸塊的親緣性(Zhuetal.,2011a)。

圖9 設(shè)興組與鄰近地區(qū)>500Ma的碎屑鋯石年齡圖譜對(duì)比(據(jù)Zhu et al.,2011a)Fig.9 Ages of detrital zircons earlier than 500Ma from Shexing Formation and those from neighboring areas (after Zhu et al.,2011a)

4.2 設(shè)興組沉積物物質(zhì)來(lái)源

在U-Pb定年的基礎(chǔ)上，Hf同位素可以區(qū)分給定年齡的鋯石形成的源區(qū)性質(zhì)。直接或間接來(lái)自幔源巖石的鋯石εHf(t)為正值，Hf同位素模式年齡與其結(jié)晶年齡相近；古老地殼通過(guò)深熔作用形成的巖石中鋯石的εHf(t)通常為負(fù)值，Hf同位素模式年齡遠(yuǎn)大于其形成年齡。研究顯示，岡底斯巖漿帶包含大量三疊紀(jì)到早第三紀(jì)花崗巖，高176Hf/177Hf比值、正εHf(t)值、年輕的地幔模式年齡是該巖基鋯石的Hf同位素特征，具有新生地殼來(lái)源的特征(Chuetal.,2006;張宏飛等,2007a;Wenetal.,2008)；岡底斯巖基北部的中、北部拉薩地塊深成帶中的中生代花崗巖的176Hf/177Hf比值較低、具有負(fù)的εHf(t)值和古老的鋯石Hf同位素地殼模式年齡(tDMC=1.1～2.5Ga)，表明其來(lái)自古老地殼物質(zhì)的重熔(Chuetal.,2006;和鐘鏵等,2006;張宏飛等,2007b;Lietal.,2009)。在本文中大部分中生代鋯石記錄了負(fù)的εHf(t)值，在圖10a中投入拉薩地塊區(qū)域，在圖10b中投入中部拉薩地塊區(qū)域，大部分鋯石負(fù)的εHf(t)值和古老的地殼模式年齡，指示物源區(qū)主要為中部拉薩地塊。朱弟成等(2009)的研究顯示中岡底斯帶早白堊世巖漿作用持續(xù)時(shí)間長(zhǎng)(143～102Ma)，在110Ma左右存在巖漿大爆發(fā)現(xiàn)象，據(jù)年齡與Hf同位素特征推斷本文砂巖物源就是中部拉薩地塊該時(shí)期的巖漿作用產(chǎn)物。除此之外有小部分中生代鋯石顯示正的εHf(t)值，這些點(diǎn)落入岡底斯巖基及周?chē)鷧^(qū)域，例如峰值為99Ma的碎屑鋯石顯示正的εHf(t)值，為南部拉薩地體晚白堊世弧火山巖風(fēng)化剝蝕后近源沉積的產(chǎn)物。年齡>500Ma的鋯石多具有負(fù)的εHf(t)值，結(jié)合年代學(xué)研究認(rèn)為該部分鋯石來(lái)源于再循環(huán)造山帶。綜合上面的討論，南部拉薩地塊上白堊統(tǒng)設(shè)興組的物源區(qū)有三處：中部拉薩地塊的花崗巖、南部岡底斯巖漿弧以及拉薩地塊早期沉積巖石的再循環(huán)，其中中部拉薩地塊是主要物源區(qū)。

圖10 林周盆地樣品不同年齡階段的碎屑鋯石 εHf(t)對(duì)U-Pb年齡圖(底圖據(jù)Wu et al.,2010)日喀則弧前盆地?cái)?shù)據(jù)據(jù)Wu et al.(2010)，馬鄉(xiāng)設(shè)興組砂巖數(shù)據(jù)據(jù)魏友卿(2017)Fig.10 εHf(t) vs.U-Pb age diagrams of detrital zircons at different ages from Linzhou basin samples (base map after Wu et al.,2010)Data of Xigaze fore-arc basin after Wu et al.(2010),sandstone data of Shexing Formation in Maxiang after Wei (2017)

4.3 設(shè)興組沉積的物源類(lèi)型及構(gòu)造環(huán)境

沉積物在風(fēng)化、剝蝕、搬運(yùn)、成巖的過(guò)程中，不同主、微量元素的含量會(huì)因其本身穩(wěn)定性不同而發(fā)生變化，導(dǎo)致不同元素選擇性地賦存于不同礦物中，有研究總結(jié)了沉積物從風(fēng)化剝蝕到成巖過(guò)程中的元素特性(Bhatia and Crook,1986)，例如Al、Fe、Ti、Mg、Sc、V、Co等元素通常賦存在巖屑、輝石和綠簾石中，稀土元素、高電價(jià)離子(如Th、U、Nb和Zr)和大半徑離子(如Rb和Pb)元素通常賦存在云母和重礦物中。碎屑沉積巖的分選作用會(huì)導(dǎo)致主要礦物(如石英)和部分副礦物(如鋯石、磷灰石、獨(dú)居石、榍石等)的富集，從而使全巖部分主量元素(如P2O5、TiO2)與微量元素(如REE、Th、U、Zr、Hf和Nb)含量發(fā)生變化(Feng and Kerrich,1990;McLennanetal.,1990;Fralick and Kronberg,1997)。部分富Ti和V的暗色礦物如輝石、角閃石和不透明氧化物在沉積物的循環(huán)中容易被分解，而鋯石、磷灰石、獨(dú)居石等富Zr,Th,La的副礦物對(duì)風(fēng)化作用有較強(qiáng)的抗性，在沉積循環(huán)中容易保留和富集，因此Zr/TiO2和La/V的比值對(duì)沉積過(guò)程和巖屑的性質(zhì)具有重要指示意義(Roser and Korsch,1986;Roseretal.,1996;Dingle and Lavelle,1998)。相比長(zhǎng)石類(lèi)、暗色礦物和巖屑類(lèi)物質(zhì)，石英在沉積物的風(fēng)化和分選中更容易被保留下來(lái)，所以高的SiO2/Al2O3比值被認(rèn)為是沉積巖成分成熟的體現(xiàn)，未蝕變的火成巖從基性到酸性具有的SiO2/Al2O3比值為3～5，而碎屑沉積巖通常會(huì)因?yàn)槭⒌母患笥诖酥?，通常大?(Zhangetal.,2004)，設(shè)興組砂巖樣品具有較高的SiO2/Al2O3比值(4.1、5.0)，是相對(duì)成熟的沉積巖。

雖然碎屑物質(zhì)在成巖過(guò)程中因受到改造而使全巖主、微量元素含量發(fā)生變化，但包括稀土元素在內(nèi)的穩(wěn)定元素的比值(如Th/Sc、La/Sc、Zr/Sc、La/Co等)卻較少受到以上過(guò)程的影響(Bhatia and Crook,1986)，這些元素的特征仍受控于物源區(qū)母巖類(lèi)型、風(fēng)化、分選、成巖作用和元素在溶液中的化學(xué)性質(zhì)等多種因素，因此對(duì)設(shè)興組砂巖進(jìn)行地球化學(xué)成分特別是不活潑微量元素的分析研究，可有效地判斷其源區(qū)巖性特征、構(gòu)造背景及演化、盆地性質(zhì)等。

研究發(fā)現(xiàn)，不同構(gòu)造環(huán)境下沉積的物源類(lèi)型不同(Bhatia and Crook,1986)，洋內(nèi)弧和大陸弧代表匯聚板塊邊緣，這種構(gòu)造背景下沉積巖的母巖通常為具有不成熟島弧特征的火山巖，活動(dòng)大陸邊緣如安第斯型大陸邊緣，相關(guān)的沉積盆地均具有較厚且隆起的陸殼，沉積物通常為具有成熟巖漿弧特征的火山巖，被動(dòng)大陸邊緣則沉積有再循環(huán)造山帶及克拉通內(nèi)部的古老基底和變質(zhì)沉積巖等物質(zhì)。不同構(gòu)造環(huán)境下沉積物的母巖，可以通過(guò)微量元素地球化學(xué)方法進(jìn)行識(shí)別。如前所述，La、Th、Co、Ta、Zr、Ti等元素的比值不易受到風(fēng)化作用的影響，在沉積物再循環(huán)過(guò)程中也基本保持穩(wěn)定，可以用來(lái)示蹤母巖特征(Wronkiewicz and Condie,1987)。Bhatia and Crook (1986)提出通過(guò)La-Th-Sc、Th-Zr-Co和Th-Sc-Zr三元圖來(lái)判別源區(qū)的沉積環(huán)境，間接反映母巖性質(zhì)。在圖11a,c中本文樣品均落入大陸弧范圍內(nèi)，其母巖為具有巖漿弧性質(zhì)的火山巖，雖然樣品在圖11b中的投點(diǎn)靠近洋內(nèi)弧環(huán)境，但因?yàn)榱种芘璧氐奈恢?、地層的連續(xù)性和鏡下觀察的證據(jù)，本文樣品不太可能沉積于大洋環(huán)境，而是接受了不成熟巖漿弧中基性火山巖碎屑的原地堆積。除此之外Bhatia and Crook (1986)還建立了砂巖物源區(qū)和構(gòu)造環(huán)境的Ti/Zr-La/Sc地球化學(xué)判別圖解，該圖解劃分了大陸弧、大洋島弧、活動(dòng)陸緣和被動(dòng)陸緣四種砂巖形成的構(gòu)造環(huán)境，在圖12a中本文砂巖主要具有大陸弧物源區(qū)的特點(diǎn)，與主量元素展示的物源區(qū)構(gòu)造背景吻合。

圖11 設(shè)興組砂巖構(gòu)造背景判別三元圖(據(jù)Bhatia and Crook,1986)Fig.11 Ternary diagrams for distinguishing the sandstones’ tectonic background of Shexing Formation (after Bhatia and Crook,1986)

圖12 設(shè)興組砂巖構(gòu)造背景及源區(qū)性質(zhì)判別圖(a) Ti/Zr-La/Sc判別圖(據(jù)Bhatia and Crook,1986)；(b) La/Yb-∑REE判別圖(據(jù)Allegre and Minster,1978)Fig.12 Diagrams for distinguishing sandstones’ tectonic background and fragments source of Shexing Formation(a) Ti/Zr vs.La/Sc diagram (after Bhatia and Crook,1986);(b) La/Yb vs.∑REE diagram (after Allegre and Minster,1978)

基性巖具有較低的LREE/HREE值且無(wú)Eu異常，長(zhǎng)英質(zhì)巖石通常具有較高的LREE/HREE和Eu負(fù)異常。本文研究的砂巖樣品具有高的LREE/HREE值(2.55～2.62)且存在Eu負(fù)異常(Eu/Eu*=0.84～0.86)，推測(cè)本文砂巖來(lái)源于長(zhǎng)英質(zhì)源區(qū)，在La/Yb-∑REE圖(圖12b)中設(shè)興組砂巖均落入花崗巖區(qū)范圍內(nèi)。從另一角度看，研究表明中性斜長(zhǎng)巖一般有Eu正異常(1.01

除全巖主微量元素外，沉積巖中的碎屑鋯石微量元素也可以用來(lái)識(shí)別鋯石母巖類(lèi)型和成因，區(qū)分巖漿、變質(zhì)、成礦等深部作用過(guò)程(趙志丹等,2018)，示蹤沉積物源區(qū)，進(jìn)行古地理重建。如前所述，玄武巖中的鋯石均為捕獲鋯石，同砂巖中的鋯石一并討論。鋯石微量元素?cái)?shù)據(jù)見(jiàn)電子版附表3。4個(gè)定年樣品鋯石的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式圖(圖13a-f)中虧損輕稀土，極度富集重稀土，存在正Ce異常和負(fù)Eu異常，具有巖漿鋯石的典型特征。Wangetal.(2012)研究總結(jié)了典型的I、S、A型花崗巖的微量元素特征，其中I型花崗巖中的鋯石以低Pb含量(<25×10-6)，高(Nb/Pb)N(1.4～17.8)為特征；S型花崗巖中的鋯石具有高Pb含量(4×10-6～161×10-6)和低(Nb/Pb)N(0.4～8.6)，同時(shí)高度負(fù)Eu異常(0.03～0.3)；A型花崗巖中的鋯石具有二者的過(guò)渡特征。本文設(shè)興組的碎屑鋯石Pb含量為2.6×10-6～220×10-6，(Nb/Pb)N為0.02～26.8，但大部分小于7.4，比較接近S型花崗巖的特征，球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖以及Th-Pb、(Nb/Pb)N-Eu/Eu*圖(圖14)均可以看出本文碎屑鋯石與Wangetal.(2012)研究中的S型花崗巖鋯石特征相似，小部分也顯示I型花崗巖鋯石的特征。

圖13 林周盆地樣品鋯石球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough,1989)I、S、A型花崗巖稀土元素?cái)?shù)據(jù)據(jù)Wang et al.(2012)Fig.13 Chondrite-normalized REE patterns of samples from Linzhou basin (normalizing data after Sun and McDonough,1989)Data of trace elements in I,S,A type granite after Wang et al.(2012)

圖14 I、S、A型花崗巖鋯石微量元素成分差異圖解(底圖據(jù)Wang et al.,2012)Fig.14 Diagrams of trace element composition differences of I,S,A type granite zircons (base map after Wang et al.,2012)

Schulzetal.(2006)分析并總結(jié)了產(chǎn)出于板內(nèi)、火山弧、洋中脊等不同構(gòu)造背景的玄武巖鋯石的微量元素特征。在Th/U-Y、Lu/Hf-Y圖中(圖15a,b)，本文玄武巖中的鋯石大部分落入或靠近火山弧的范圍，小部分為板內(nèi)構(gòu)造背景。Grimesetal.(2007)給出了判別大陸鋯石和洋殼鋯石的 U/Yb-Hf、U/Yb-Y圖解，設(shè)興組碎屑鋯石幾乎全部落入大陸地殼鋯石的范圍內(nèi)(圖15c-d)，說(shuō)明這些鋯石起源于大陸地殼，特別地在U/Yb-Hf中大部分鋯石落入了島弧鋯石范圍內(nèi)(圖15c)，進(jìn)一步說(shuō)明這部分鋯石具有島弧成因。綜上分析，設(shè)興組源巖形成于大陸環(huán)境并與弧巖漿作用有關(guān)，形成于活動(dòng)大陸邊緣。

圖15 不同構(gòu)造背景鋯石微量元素判別圖解玄武巖鋯石Th/U-Y (a)和Lu/Hf-Y (b)判別圖(據(jù)Schulz et al.,2006)；碎屑鋯石U/Yb-Hf (c)和U/Yb-Y (d)判別圖(據(jù)Grimes et al.,2007)Fig.15 Discriminant diagrams of trace elements in zircon from different tectonic backgroundsTh/U vs.Y (a) and Lu/Hf vs.Y (b) discriminant diagrams of zircons from basalts (after Schulz et al.,2006);U/Yb vs.Hf (c) and U/Yb vs.Y (d) discriminant diagrams of detrital zircons (after Grimes et al.,2007)

晚白堊世，拉薩地體內(nèi)部發(fā)育有一系列的由新特提斯洋北向俯沖引發(fā)的弧后盆地(Zhangetal.,2004,2012;Mengetal.,2014;Maetal.,2015)，這些盆地的發(fā)展始于晚侏羅世-早白堊世，一直到印度-亞歐大陸碰撞前，南部拉薩地體發(fā)育連續(xù)的沉積地層，包括上侏羅統(tǒng)-下白堊統(tǒng)林布宗組、下白堊統(tǒng)楚木龍組和塔克那組、上白堊統(tǒng)設(shè)興組。據(jù)前人研究，早白堊世拉薩地體可能因與羌塘地體的軟碰撞(Zhuetal.,2013,2016)而整體呈現(xiàn)出北高南低但較為平緩的地形地貌，來(lái)自北部的河流貫穿拉薩地體流向南部(Leieretal.,2007b)，先后經(jīng)由弧后盆地、弧前盆地匯入新特提斯洋，并從中北部攜帶了具有負(fù)εHf(t)特征的鋯石沉積于弧后盆地；到晚白堊世，新特提斯洋板片發(fā)生洋脊俯沖(Zhangetal.,2010)，大量幔源物質(zhì)加入致使拉薩地體南側(cè)迅速隆升，地殼加厚，古水流方向變?yōu)橛赡舷虮?，弧后盆地由風(fēng)化強(qiáng)烈的低緩物源區(qū)轉(zhuǎn)變?yōu)槟蟼?cè)快速隆升的以物理風(fēng)化為主、化學(xué)風(fēng)化較弱的物源區(qū)，北側(cè)的物源被南側(cè)的隆升阻斷，快速的隆升伴隨著剝蝕速率的加快；到晚白堊世晚期，拉薩地體南側(cè)的巖漿弧基本被剝蝕殆盡，具有負(fù)εHf(t)特征的中生代碎屑物質(zhì)重新加入。設(shè)興組處于岡底斯弧的弧后盆地，存在早期河流攜帶來(lái)的中部拉薩地體的古老地殼再循環(huán)鋯石，后來(lái)南部岡底斯巖基快速隆升、剝蝕，沉積于弧后盆地，在岡底斯巖漿弧快要?jiǎng)兾g殆盡時(shí)，北部拉薩地體的物源重新加入，形成本文設(shè)興組砂巖。中部拉薩地體物源為主，南部拉薩物源較少，說(shuō)明本文設(shè)興組的沉積晚于南部岡底斯巖漿弧的隆升，在年代學(xué)上本文也沒(méi)有獲得類(lèi)似前人研究得到的比較年輕的來(lái)源于岡底斯巖漿弧的峰值為88Ma的鋯石年齡，進(jìn)一步說(shuō)明了主要物源不是岡底斯巖基。

Wuetal.(2010)在日喀則弧前盆地沉積巖的研究中發(fā)現(xiàn)和以上類(lèi)似的沉積過(guò)程，早期自北向南的河流切穿岡底斯山脈流入弧前盆地，帶來(lái)中北拉薩的古老地殼再循環(huán)物質(zhì)，南部岡底斯巖漿弧隆升階段，北側(cè)的物源被南部的隆升阻斷，日喀則弧前盆地完全失去εHf(t)<0的中生代鋯石信息，晚期巖漿弧被剝蝕殆盡，具有負(fù)εHf(t)特征的中生代碎屑鋯石重新出現(xiàn)在日喀則弧前盆地中。

通過(guò)物源區(qū)性質(zhì)及沉積作用條件和過(guò)程的綜合分析，結(jié)合全巖主、微量元素及各類(lèi)圖解結(jié)果，設(shè)興組頂部的巖性為雜砂巖，其母巖為上地殼長(zhǎng)英質(zhì)酸性巖源區(qū)，形成的構(gòu)造背景為活動(dòng)大陸邊緣的大陸弧，是拉薩地體南部岡底斯巖漿弧隆升后期將要?jiǎng)兾g殆盡時(shí)，北部拉薩地體的物質(zhì)重新加入，經(jīng)歷沉積、成巖形成的，次要物源區(qū)為南部拉薩地體的岡底斯巖漿弧。

4.4 設(shè)興組玄武巖夾層的成因

4件玄武巖樣品的MgO含量為4.98%～8.33%，平均值為6.33%，與前人提出的原始玄武巖漿的MgO≥8%(McKenzie and Bickle,1988)相比較??；Cr含量為115×10-6～395×10-6，平均值279.3×10-6；Ni含量為115×10-6～369×10-6，平均值235.8×10-6，與Hess (2013)提出的原生玄武質(zhì)巖漿(Cr：300×10-6～500×10-6；Ni：300×10-6～400×10-6)相比變化范圍大。本文玄武巖與原生玄武質(zhì)巖漿的元素含量差別暗示本文玄武巖巖漿可能經(jīng)歷了后期演化作用，如分離結(jié)晶等。研究表明，與下地殼部分熔融有關(guān)的巖漿產(chǎn)物的Mg#一般小于40(Atherton and Petford,1993)，本文樣品的Mg#變化于63～70之間，平均值為67，據(jù)此推斷它們不太可能是由下地殼鐵鎂質(zhì)巖石部分熔融產(chǎn)生的。樣品具有較高的Th豐度(5.29×10-6～8.44×10-6，平均值7.25×10-6)，暗示它們很可能與中上地殼物質(zhì)(Th分別為6.5×10-6，10.5×10-6)的同化混染有關(guān)(Rudnicketal.,2003)。

設(shè)興組玄武巖噴發(fā)于海相環(huán)境，已遭受不同程度的蝕變，燒失量較高，因此活潑的大離子親石元素如Rb、Ba、Na、K的帶入帶出導(dǎo)致這些元素不能用于巖石系列判別，抗蝕變的高場(chǎng)強(qiáng)元素和不活潑元素如Ti、Zr、Y、Nb、Ce、Ga、Sc在不同巖漿系列和構(gòu)造背景中富集程度不同，在復(fù)雜的后期變質(zhì)過(guò)程中通?？梢员３衷械呢S度(Pearce and Norry,1979)，因此可以用來(lái)識(shí)別巖石成分。Cann (1970)提出了一個(gè)較有效的檢驗(yàn)蝕變巖石元素穩(wěn)定性的方法，即將一個(gè)穩(wěn)定元素作為橫軸，被檢驗(yàn)元素作為縱軸，若兩個(gè)元素是高度不相容且穩(wěn)定的，則同源樣品在二元圖中可以給出一個(gè)接近統(tǒng)一的趨勢(shì)。Zr作為風(fēng)化蝕變過(guò)程中極其穩(wěn)定的元素，通常被用來(lái)檢驗(yàn)其他不相容元素的移動(dòng)性(Rollandetal.,2009)，本文也用Zr作檢驗(yàn)元素，樣品數(shù)據(jù)顯示Zr和Th、La、Yb、Sm之間存在線性關(guān)系(圖16)，說(shuō)明后期蝕變作用對(duì)這些元素的影響可忽略不計(jì)，可有效地用來(lái)解釋和判斷玄武巖成因。

圖16 元素在蝕變過(guò)程中的穩(wěn)定性檢驗(yàn)圖文獻(xiàn)數(shù)據(jù)引自李曉雄(2014)Fig.16 Diagrams that verifies the stability of an element during alterationReferences data from Li (2014)

地幔巖的部分熔融程度和玄武質(zhì)巖漿的分離結(jié)晶程度不會(huì)使Nb/Y、Zr/Y比值發(fā)生變化，因此Nb/Y、Zr/Y比值能夠?yàn)槭聚櫾磪^(qū)特征提供有效證據(jù)，F(xiàn)ittonetal.(1998)提出了基于Nb/Y、Zr/Y比值的巖漿源區(qū)判別公式：δNb=log(Nb/Y)+1.74-1.92×log(Zr/Y)，δNb>0則說(shuō)明巖漿與地幔柱源區(qū)有關(guān)，δNb<0說(shuō)明巖漿源區(qū)與虧損地幔有關(guān)，本文玄武巖δNb<0的計(jì)算結(jié)果說(shuō)明巖漿源區(qū)與虧損地幔有關(guān)。

基性巖漿作用表現(xiàn)出的地球化學(xué)特征對(duì)構(gòu)造背景極為敏感，因此可以根據(jù)基性巖的某些地球化學(xué)參數(shù)揭示巖石產(chǎn)出的構(gòu)造背景。Ti、Zr為高場(chǎng)強(qiáng)元素，離子位能較低，一般不會(huì)隨著巖石的風(fēng)化、蝕變及變質(zhì)作用發(fā)生遷移，同時(shí)巖漿的分離結(jié)晶和同化混染作用對(duì)Ti、Zr的影響不明顯(Pearce,1982)，本文玄武巖樣品在TiO2-Zr構(gòu)造背景劃分圖中全部落入火山弧玄武巖區(qū)域(圖17a)，在(Hf/Sm)PM-(Ta/La)PM圖解(圖17b)中(La Flècheetal.,1998)落入被含水流體交代的地幔源區(qū)弧玄武巖的范圍內(nèi)，說(shuō)明源巖來(lái)自地幔，結(jié)合林周盆地所處的特殊地理位置與晚白堊世的噴發(fā)時(shí)限，是印度大陸向亞歐大陸下俯沖時(shí)期巖石圈地幔被俯沖流體交代后部分熔融產(chǎn)生的弧玄武巖。

圖17 玄武巖構(gòu)造背景分類(lèi)圖解(a) TiO2-Zr分類(lèi)圖解(據(jù)Pearce,1982)；(b) (Hf/Sm)PM-(Ta/La)PM圖解(據(jù)La Flèche et al.,1998)；(c) Th/Yb-Ta/Yb圖解(據(jù)Perfit et al.,1980)；(d) Th/Yb-Nb/Yb圖解(據(jù)Pearce and Peate,1995)Fig.17 Diagrams of basalt tectonic background classification(a) TiO2 vs.Zr classification diagram (after Pearce,1982);(b) (Hf/Sm)PM vs.(Ta/La)PM diagram (after La Flèche et al.,1998);(c) Th/Yb vs.Ta/Yb diagram (after Perfit et al.,1980);(d) Th/Yb vs.Nb/Yb diagram (after Pearce and Peate,1995)

島弧巖漿一般通過(guò)如下過(guò)程產(chǎn)生：洋殼俯沖到一定深度時(shí)脫水形成的俯沖帶流體進(jìn)入地幔楔，導(dǎo)致地幔巖石部分熔融形成島弧巖漿。Ti、Nb、Ta的虧損是島弧構(gòu)造環(huán)境的重要標(biāo)志之一，原因有如下幾種：(1)俯沖流體上升交代地幔楔時(shí)，在流體中溶解度很低的Ti、Nb、Ta等高場(chǎng)強(qiáng)元素進(jìn)入角閃石，使角閃石發(fā)生沉淀，使得流體更加虧損Nb、Ta，由此形成的島弧巖漿虧損Nb、Ta，即源區(qū)存在角閃石殘留或經(jīng)過(guò)角閃石的分離結(jié)晶會(huì)導(dǎo)致派生巖漿的Nb/Ta比值降低；(2)地幔巖中的Ti、Nb、Ta的主要礦物是金紅石，實(shí)驗(yàn)資料顯示，金紅石在80～100km以上的深度范圍是穩(wěn)定的，因而在島弧巖漿形成的溫壓條件下，Ti、Nb、Ta保留在殘余相金紅石等礦物中，很少進(jìn)入熔體，致使島弧巖漿虧損Ti、Nb、Ta；(3)地幔源區(qū)在形成島弧玄武巖之前曾發(fā)生部分熔融形成高Nb/Ta比值的熔體，殘余地幔組分的Nb/Ta比值就變得虧損。研究區(qū)附近出露的堆晶成因的角閃輝長(zhǎng)巖(澤當(dāng)巖體)具有非常低的Nb/Ta比值(6.6～7.1;Zhangetal.,2014)，說(shuō)明角閃石并非控制該地區(qū)玄武巖Nb/Ta比值低的主要因素，本文玄武巖高場(chǎng)強(qiáng)元素虧損的原因可能是后兩者。如上所述，俯沖帶系統(tǒng)中玄武巖與Nb、Ta有關(guān)的比值就可以在一定程度上代表地幔虧損的程度(Egginsetal.,1997;Elliottetal.,1997;Leatetal.,2003)。

在俯沖環(huán)境中Ta、Yb會(huì)被保留在板片中，另一些元素會(huì)被流體和/或熔融物轉(zhuǎn)移到地幔楔中(Pearce and Peate,1995)，因此這兩個(gè)元素相關(guān)的比值可以作為鑒別火山巖源區(qū)的特征數(shù)據(jù)。在Th/Yb-Ta/Yb圖中(Perfitetal.,1980)(圖17c)，玄武巖夾層樣品均落入島弧玄武巖的范圍內(nèi)，屬于活動(dòng)大陸邊緣(陸緣弧)區(qū)域，這種地球化學(xué)特征同樣暗示設(shè)興組玄武巖形成于俯沖環(huán)境，與虧損地幔源區(qū)及陸殼物質(zhì)參與有密切成因關(guān)系。Yb是不活潑元素，行為類(lèi)似于不相容元素，Th/Yb在部分熔融與分離結(jié)晶作用過(guò)程中將保持不變，Nb/Yb與此類(lèi)似(Pearce,1983;Rollinson,1993)，本文玄武巖樣品在Th/Yb-Nb/Yb構(gòu)造判別圖(圖17d)中均位于或靠近大陸弧范圍，說(shuō)明形成于大陸弧環(huán)境。

俯沖物質(zhì)加入并交代地幔楔還會(huì)造成由此形成的島弧玄武巖富集大離子親石元素。含水流體可以攜帶來(lái)自大洋板片的大離子親石元素至地幔楔，但如上所述，高場(chǎng)強(qiáng)元素的水溶性極低，它們會(huì)被留在板片中或者在地幔楔熔融過(guò)程中保存在殘余礦物中，地幔楔熔體可攜帶大離子親石元素，加上含水流體從俯沖板片攜帶來(lái)的大離子親石元素，共同為島弧玄武巖富集大離子親石元素做出貢獻(xiàn)。

本文玄武巖樣品在Hf-Th-Nb和Ti-Zr-Y構(gòu)造背景劃分圖中投影點(diǎn)集中(圖18a,b)，均處于島弧鈣堿性玄武巖范圍，與微量元素巖石分類(lèi)得到的結(jié)論相同，在Hf-Th-Ta構(gòu)造背景劃分圖(圖18c)(Pearce and Norry,1979)中樣品均落入火山弧的范圍內(nèi)。

圖18 玄武巖構(gòu)造背景判別圖(a) Hf-Th-Nb劃分圖(據(jù)Wood,1980;夏林圻等,2007)；(b) Ti-Zr-Y劃分圖(據(jù)Pearce and Norry,1979)；(c) Hf-Th-Ta劃分圖(據(jù)Wood,1980;夏林圻等,2007)Fig.18 Diagrams of basalt tectonic background classification(a) Hf-Th-Nb diagram (after Wood,1980;Xia et al.,2007);(b) Ti-Zr-Y diagram (after Pearce and Norry,1979);(c) Hf-Th-Ta diagram (after Wood,1980;Xia et al.,2007)

以上構(gòu)造背景分析充分說(shuō)明設(shè)興組玄武巖產(chǎn)生于火山弧環(huán)境下，據(jù)此推斷新特提斯洋俯沖時(shí)期的構(gòu)造活動(dòng)過(guò)程如下：新特提斯洋巖石圈在印度-歐亞大陸碰撞之前向北俯沖，產(chǎn)生的俯沖帶流體誘使大陸巖石圈地幔(地幔楔)發(fā)生部分熔融，產(chǎn)生設(shè)興組玄武巖，此后進(jìn)入陸內(nèi)俯沖。綜上，林周盆地設(shè)興組砂巖中玄武巖夾層形成于新特提斯洋的俯沖島弧環(huán)境下，是俯沖消減階段產(chǎn)生的地幔楔部分熔融的產(chǎn)物。

4.5 南部拉薩地塊白堊紀(jì)構(gòu)造巖漿演化

綜合前人研究及本文地球化學(xué)、年代學(xué)研究結(jié)果，得到如下的藏南中生代構(gòu)造-巖漿演化歷史及特提斯演化過(guò)程：早白堊世早期羌塘和古特提斯洋南部的拉薩地塊發(fā)生初始碰撞，觸發(fā)雅魯藏布新特提斯洋殼的向北俯沖，期間產(chǎn)生俯沖洋殼熔融成因的早白堊世埃達(dá)克質(zhì)火山巖(137Ma)(Zhuetal.,2009)，深部軟流圈物質(zhì)從大洋巖石圈斷離處進(jìn)入地幔楔，導(dǎo)致地幔物質(zhì)的減壓熔融、上覆拉薩微陸塊的古老基底物質(zhì)或增厚的地殼物質(zhì)發(fā)生帶狀重熔，在110Ma左右形成地幔物質(zhì)顯著增加的帶狀巖漿大爆發(fā)(朱弟成等,2009)。隨后，中、北拉薩地塊進(jìn)入陸內(nèi)背景，南部地區(qū)由于雅魯藏布新特提斯洋殼巖石圈北向俯沖，繼續(xù)發(fā)生以桑日群火山巖(朱弟成等,2006)和岡底斯巖基(103～80Ma)(Wenetal.,2008)為代表的弧巖漿作用，主要發(fā)育為陸緣火山弧及弧間盆地，該時(shí)期拉薩地塊短縮變形并顯著抬升，在南緣形成一個(gè)安第斯型造山帶，隨后又發(fā)生快速的風(fēng)化、剝蝕、地殼減薄。

沉積構(gòu)造方面，侏羅紀(jì)晚期至白堊紀(jì)早期，拉薩地體內(nèi)部發(fā)育有一系列由新特提斯洋向北俯沖引發(fā)的弧后盆地，這一構(gòu)造背景已經(jīng)被巖漿巖與沉積巖的研究證明(Zhangetal.,2004,2012;Mengetal.,2014;Maetal.,2015)，這些盆地是具有活動(dòng)大陸邊緣大陸弧性質(zhì)的盆地，自盆地形成后至印度-亞歐大陸碰撞前，南部拉薩地體發(fā)育連續(xù)的沉積地層，說(shuō)明了沉積活動(dòng)的連續(xù)性。早白堊世由于拉薩與羌塘的碰撞和中拉薩110Ma左右的帶狀巖漿大爆發(fā)，拉薩地體整體呈現(xiàn)出北高南低但較為平緩的地形地貌，自北向南的河流攜帶具有負(fù)εHf(t)特征的鋯石先后沉積于弧后、弧前盆地，典型的弧后盆地是林周盆地，典型的弧前盆地是日喀則盆地，到晚白堊世，新特提斯洋板片發(fā)生洋脊俯沖(Zhangetal.,2010)，大量幔源物質(zhì)加入致使拉薩地體南側(cè)迅速隆升，地殼加厚，此時(shí)拉薩地塊南高北低，北側(cè)的物源被南側(cè)的隆升阻斷，弧后盆地經(jīng)歷了以中部拉薩地體為主要物源轉(zhuǎn)變?yōu)橐阅喜繉姿箮r漿弧為主要物源的快速剝蝕、搬運(yùn)，到晚白堊世晚期，南側(cè)的巖漿弧基本被剝蝕殆盡，具有負(fù)εHf(t)特征的中生代碎屑物質(zhì)重新加入。林周盆地設(shè)興組(晚于98Ma)與上覆的林子宗火山巖(底部約為65Ma)之間呈大約33Ma的構(gòu)造間斷，可能代表了岡底斯弧的碰撞之前的隆升剝蝕過(guò)程。

設(shè)興組處于岡底斯弧的弧后盆地位置，先后經(jīng)歷了以中部拉薩地體為主要物源-南部拉薩地體為主要物源-中部拉薩地體物質(zhì)重新加入的物源變化。本文砂巖處于設(shè)興組最后沉積的層位，以中部拉薩地體為主要物源，來(lái)自中拉薩早白堊世的帶狀巖漿大爆發(fā)，少量南部拉薩地塊來(lái)源的鋯石是安第斯型島弧俯沖作用產(chǎn)生的巖漿，設(shè)興組沉積時(shí)林周盆地所在的拉薩地塊南緣為安第斯型大陸邊緣，處于新特提斯洋殼北向俯沖消減的階段，晚白堊世晚期，新特提斯洋巖石圈在印度-亞歐大陸碰撞之前向北俯沖，俯沖帶流體誘發(fā)地幔楔發(fā)生部分熔融，產(chǎn)生設(shè)興組玄武巖(圖19)。

圖19 林周盆地晚白堊世構(gòu)造演化示意圖Fig.19 Schematic map of Late Cretaceous tectonic evolution in Linzhou basin

5 結(jié)論

(1)林周盆地設(shè)興組頂部的雜砂巖源巖多具有S型花崗巖的特征，少部分具有I型花崗巖的特征。源區(qū)物質(zhì)年齡集中在98～200Ma，最年輕的鋯石為98Ma，指示沉積是在98Ma之后發(fā)生的，中部拉薩地塊為設(shè)興組提供主要物源，南部拉薩地塊為次要物源區(qū)。

(2)設(shè)興組晚白堊世處于夾持在南部岡底斯弧與中部拉薩地塊之間的弧后盆地，經(jīng)歷了中部拉薩地體與岡底斯巖漿弧物源輸入。砂巖是晚白堊世岡底斯巖漿帶隆升、快速剝蝕后中北部拉薩地塊物質(zhì)加入并沉積形成的。

(3)設(shè)興組玄武巖和玄武安山巖為高鉀鈣堿性玄武巖系列巖石，是俯沖背景下被含水流體交代的巖石圈地幔部分熔融產(chǎn)生的大陸弧玄武巖，與虧損地幔源區(qū)及地殼物質(zhì)參與有成因聯(lián)系。

(4)晚白堊世時(shí)期，林周盆地位于岡底斯巖漿弧北部，林周盆地設(shè)興組(晚于98Ma)與上覆的林子宗火山巖(底部約為65Ma)之間呈大約33Myr的構(gòu)造間斷，可能代表了岡底斯弧的碰撞之前的隆升剝蝕過(guò)程。

致謝感謝兩位審稿人提出的寶貴修改意見(jiàn)。