中拉薩地塊南緣孔隆晚白堊世火山巖成因及對地殼演化的約束

陳澍民，繆 宇，廖 駕，賀前平，成 明，張珍力，吳紹安，章志明

(1.中國地質(zhì)調(diào)查局 長沙自然資源綜合調(diào)查中心，湖南 長沙 410600；2.中國地質(zhì)調(diào)查局 昆明自然資源綜合調(diào)查中心，云南 昆明 650000)

0 引 言

青藏高原經(jīng)印度—亞洲陸陸碰撞隆升形成[1-2]，不斷深入的研究逐漸揭示陸陸碰撞前其前緣板塊拉薩地塊的南北向縮短也是隆升的重要因素[3-17]；因此，拉薩地塊成為近年來地學(xué)領(lǐng)域熱門的研究對象。拉薩地塊受北側(cè)班公湖—怒江洋(下文簡稱班怒洋；可能是新特提斯洋的一部分)[18]及南側(cè)新特提斯(雅魯藏布)洋演化的雙重影響，在中生代至古近紀(jì)(240～50 Ma)產(chǎn)生幕式巖漿作用，形成廣泛展布的弧巖漿巖，記錄了拉薩地塊碰撞前的豐富歷史[17,19]，因此拉薩地塊也被稱為岡底斯復(fù)合巖漿弧帶。近年來，晚白堊世早期的巖漿巖在拉薩地塊不斷被發(fā)現(xiàn)[16,20]；其中，北部的巖漿活動(dòng)集中于90～82 Ma，主要分布于申扎至獅泉河地區(qū)；南部的巖漿活動(dòng)時(shí)間范圍為93～76 Ma，主要分布于東段米林—朗縣地區(qū)[14,21]。

本文總結(jié)了晚白堊世早期(100～80 Ma)拉薩地塊巖漿巖數(shù)據(jù)，多數(shù)顯示埃達(dá)克巖親緣性；因時(shí)空展布的不同，它們的動(dòng)力學(xué)機(jī)制和巖石成因存在顯著差異。其中，動(dòng)力學(xué)機(jī)制有4種認(rèn)識(shí)：(1)新特提斯洋巖石圈向北平板俯沖/斜向俯沖、板片折返[6,21-22]；(2)班怒洋巖石圈向南俯沖、板片折返[4]；(3)班怒洋巖石圈和新特提斯洋巖石圈南北雙向俯沖共同影響[12,15]；(4)拉薩—羌塘板塊碰撞后板內(nèi)弧上伸展、下地殼縮短[4,7,12-13,22]。根據(jù)距離兩條縫合帶的遠(yuǎn)近程度，普遍認(rèn)為南拉薩地塊受新特提斯洋俯沖演化影響，北拉薩地塊受班公湖—怒江洋俯沖演化影響，而中拉薩地塊則仍未形成有力觀點(diǎn)。另一方面，巖石成因有3種認(rèn)識(shí)：(1)板內(nèi)環(huán)境或俯沖環(huán)境下，幔源玄武質(zhì)巖漿底侵鎂鐵質(zhì)下地殼導(dǎo)致部分熔融[13,21]；(2)加厚的新生下地殼拆沉/減薄、部分熔融，且多數(shù)受幔源物質(zhì)混染[4,6,10-11,15,23]；(3)受上涌軟流圈交代的巖石圈地幔上涌[22]。其中認(rèn)識(shí)(2)可以根據(jù)不同源區(qū)和演化特征進(jìn)一步分為3個(gè)觀點(diǎn)，①含石榴石角閃巖相下地殼部分熔融，②下地殼部分熔融產(chǎn)生巖漿上涌過程中被低Sr、高Y特征淺部巖漿注入改造，以及③新生下地殼拆沉部分熔融、混合虧損地幔物質(zhì)。雖然存在上述不同觀點(diǎn)，但是基本形成了以下共識(shí)：晚白堊世，拉薩地塊的中北部已從俯沖擠壓環(huán)境逐漸演化至碰撞后的板內(nèi)伸展環(huán)境，在晚白堊世早期，地殼縮短增厚，爆發(fā)了一次下地殼拆沉事件；而同期拉薩地塊的中南部演化細(xì)節(jié)是否和拉薩地塊的中北部相似，或是否受到中北部事件影響，仍缺乏精確約束[3]。

因此，本文在區(qū)域地質(zhì)調(diào)查工作的基礎(chǔ)上，選擇中拉薩地塊南緣的孔隆地區(qū)晚白堊世流紋質(zhì)火山巖作為研究對象，通過鋯石U-Pb年代學(xué)、巖石地球化學(xué)、Hf同位素研究，并與同期展布的巖漿巖進(jìn)行對比，探討該區(qū)域火山巖成因及其動(dòng)力學(xué)機(jī)制，為晚白堊世早期拉薩地塊中南部演化提供新的約束。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

青藏高原自南向北由特提斯喜馬拉雅、拉薩、羌塘、松潘—甘孜等微陸塊拼合而成[24](圖1(a))。其中，拉薩地塊夾持于北側(cè)班公湖—怒江縫合帶(BNSZ)與南側(cè)雅魯藏布縫合帶(YZSZ)之間，以獅泉河—納木錯(cuò)蛇綠混雜巖帶(SNMZ)、洛巴堆—米拉山斷裂帶(LMF)為界，可進(jìn)一步分為南、中、北三個(gè)亞地塊(圖1(a))。三個(gè)亞地塊中，中拉薩地塊具有古老的前寒武紀(jì)變質(zhì)基底，南、北拉薩地塊則為晚古生代完成拼貼的新生地殼[9,25-27]。拉薩地塊白堊紀(jì)時(shí)期的主要地質(zhì)記錄為弧巖漿巖及海、陸相沉積序列；其中，弧巖漿巖主要分為120～80 Ma和68 Ma后兩幕巖漿作用，呈弧花崗巖基及火山巖系產(chǎn)出[17,19,28]。拉薩地塊晚白堊世發(fā)育有捷嘎組(K1-2j)、設(shè)興組(K2s)、竟柱山組(K2j)及江巴組(K2j)4個(gè)地層單元[16,18,29]：(1)分布廣泛的捷嘎組(K1-2j)，與下伏130～110 Ma的則弄群(J3-K1Z，地殼成因弧火山巖)連續(xù)沉積[20]，在措勤盆地與上覆竟柱山組(K2j)整合接觸，在申扎地區(qū)與上覆林子宗群(EL，時(shí)代70～40 Ma，因地區(qū)不同有所差異)呈角度不整合接觸，與林子宗群時(shí)代跨度較大；為一套火山巖(包含玄武巖、安山巖、英安巖)、碎屑巖夾灰?guī)r的地質(zhì)體，巖性豐富、相變顯著、厚度巨大，所含海相灰?guī)r是拉薩地塊唯一跨入晚白堊世的海相層序。(2)東段林周地區(qū)的設(shè)興組(K2s)，與下伏塔克那組(K1t)整合接觸，與上覆林子宗群(EL)不整合接觸，間斷時(shí)間約33 Ma；主要巖性為濱海-河湖相的粉砂巖、泥頁巖及砂巖組合。(3)竟柱山組(K2j，在措勤地區(qū)稱為達(dá)雄組[5])以及同期的江巴組(K2j)廣泛展布于班公湖—怒江縫合帶南側(cè)一線。竟柱山組為一套紫紅色-灰綠色碎屑巖夾陸相火山巖的磨拉石建造，下伏于古近系牛堡組(E1-2n)，上覆于上白堊統(tǒng)郎山組(K1l)。郎山組圓笠蟲泥質(zhì)灰?guī)r是竟柱山組沉積巖所含礫石的主要物源，標(biāo)志著班怒洋盆俯沖閉合后，洋陸轉(zhuǎn)換的完成。(4)江巴組在獅泉河地區(qū)層型剖面不整合于朗山組之上，為一套火山巖建造，巖性有熔結(jié)集塊巖、玄武安山巖、英安質(zhì)弱熔結(jié)角礫凝灰?guī)r等；其K-Ar年齡為77.0～94.9 Ma，與竟柱山組層位相當(dāng)[14]。

孔隆地區(qū)發(fā)育有晚古生代石炭紀(jì)至二疊紀(jì)連續(xù)而完整的穩(wěn)定大陸邊緣海相碎屑巖及碳酸鹽巖，包括永珠組(C2y)、拉嘎組(C2P1l)、昂杰組(P1a)、下拉組(P2-3x)；整個(gè)中生代，研究區(qū)只局部出露有孔隆晚白堊世火山巖及伴生的麥多弄巴花崗閃長巖體(γ)，指示陸相火山的短時(shí)爆發(fā)；直至白堊紀(jì)—古近紀(jì)之交，火山-沉積盆地開始在研究區(qū)發(fā)育，記錄了古近紀(jì)陸源碎屑巖建造日貢拉組(Er)及弧火山巖林子宗群(EL)，二者被分別認(rèn)為是構(gòu)造隆升剝蝕和陸陸碰撞的同碰撞、后碰撞長英質(zhì)巖漿侵位的產(chǎn)物；中新世，局部發(fā)育超鉀質(zhì)火山巖布嘎寺組(N1b)(圖1(b))。

2 樣品及巖石學(xué)特征

孔隆晚白堊世火山巖出露面積約25 km2，與西側(cè)麥多弄巴花崗閃長巖伴生，呈過渡關(guān)系，火山巖傾角較陡，底部為凝灰質(zhì)砂巖(圖2(a))。流紋質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r樣品采集自實(shí)測地層剖面(圖2(a)和(b))，土黃-灰白色，具流紋質(zhì)熔結(jié)凝灰結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造。火山碎屑主要為流紋巖巖屑，呈不規(guī)則狀、橢圓狀，少量含石英、長石斑晶，大小在0.1～8.0 mm之間，含量較少；晶屑為石英、斜長石、鉀長石(透長石)，斜長石晶屑大小在0.3～2.0 mm之間，發(fā)生強(qiáng)烈的碳酸鹽化和赤鐵礦化，泥化現(xiàn)象微弱；玻屑被拉長，略呈流紋狀定向排列。膠結(jié)物為<0.05 mm的火山灰，呈顯微晶質(zhì)狀，壓結(jié)式膠結(jié)，含量75%。副礦物有鋯石、磷灰石，呈它形粒狀、短條狀，點(diǎn)狀分布，粒徑為0.01～1.20 mm(圖2(c)和(d))。

圖2 西藏孔隆晚白堊世火山巖露頭及鏡下照片F(xiàn)ig.2 Outcrops and thin-section microscopic photos of the Konglong volcanic rocks in Tibet(a)火山巖全景;(b)流紋質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r;(c)巖屑、玻屑(+);(d)凝灰質(zhì)(+)

3 分析方法

測年樣品為流紋質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r(PN-Q)，采樣坐標(biāo)N30°23′23.6″、E85°47′0.8″。將樣品粉碎至300目后進(jìn)行鋯石挑選，制靶并拋光，采用LA-ICP-MS方法進(jìn)行U-Pb同位素測試。測試在中國地質(zhì)調(diào)查局天津地質(zhì)調(diào)查中心實(shí)驗(yàn)室完成，使用儀器為RESOlution LR型號(hào)激光剝蝕進(jìn)樣系統(tǒng)及Agilent 7900型號(hào)電感耦合等離子體質(zhì)譜儀。能量密度為3 J/cm2，激光剝蝕束斑直徑29 μm，頻率7 Hz；采用鋯石標(biāo)樣91500和玻璃標(biāo)樣SRM 610作外標(biāo)，Ple?ovice為監(jiān)控標(biāo)樣。采用ICPMSDataCal軟件處理數(shù)據(jù)，使用Glitter 4.4軟件及Isoplot制圖、計(jì)算[33]。

全巖元素地球化學(xué)分析樣品選取了剖面中具有代表性、厚度最大的(英安)流紋質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r(PN-Q、P20-1-DH)。在南京宏創(chuàng)地質(zhì)勘查技術(shù)服務(wù)有限公司完成全巖地球化學(xué)分析。主量元素分析使用帕納科AxiosMAX熒光儀，方法為X射線熒光光譜法(XRF)。樣品處理過程為：將樣品碎至200目并在烘箱中用105 ℃烘干3 h；稱取0.5～1.0 g于恒重陶瓷坩堝中，于馬弗爐中在1 000 ℃下灼燒90 min，冷卻至400 ℃后轉(zhuǎn)移至干燥皿中，稱量計(jì)算燒失量；分別稱取6.000 0 g(誤差±0.3 mg)助熔劑與0.600 00 g(誤差±0.3 mg)上述烘干樣品在陶瓷坩堝中混勻，倒入XRF專用鉑金坩堝中，置于熔樣爐中在1 100 ℃熔融成玻璃片進(jìn)行測定。精度和準(zhǔn)確度滿足GB/T14506.28—2010《硅酸鹽巖石化學(xué)分析方法 第28部分：16個(gè)主次成分量測定》及GB/T 14506.30—2010《硅酸鹽巖石化學(xué)分析方法 第30部分：44個(gè)元素量測定》要求。微量元素使用儀器為電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP—MS)。樣品消解過程為：稱取40 mg全巖粉末置于聚四氟乙烯溶樣彈中，加入0.5 ml濃硝酸與1.0 ml氫氟酸，密封后放入195 ℃烘箱消解。消解液被稀釋后以霧化形式送入Agilent 7700x ICP-MS測定。采用USGS標(biāo)樣為質(zhì)控盲樣，固體含量>10×10-6的微量元素，偏離范圍≤±10%；固體含量>50×10-6的微量元素，偏離范圍≤±5%。

Hf同位素測試在中國地質(zhì)調(diào)查局天津地質(zhì)調(diào)查中心實(shí)驗(yàn)室完成。采用多接收器等離子體質(zhì)譜儀(MC-ICP-MS)和193nm準(zhǔn)分子激光器聯(lián)用技術(shù)，儀器為美國Thermo Fisher公司生產(chǎn)的NEP-TUNE和美國ESI公司生產(chǎn)的NEW WAVE 193nm FX ArF準(zhǔn)分子激光器。選取鋯石U-Pb測年同一位置，剝蝕直徑40 μm，采用91500為鋯石標(biāo)樣。采用179Hf/177Hf=0.732 5進(jìn)行指數(shù)歸一化校正。通過對175Lu和172Yb測定，采用剝蝕過程中βYb平均值對176Hf進(jìn)行同質(zhì)異位素的干擾校正[34]。

4 結(jié) 果

4.1 鋯石U-Pb年代學(xué)及Hf同位素

樣品PN-Q中的鋯石多呈自形-半自形，晶棱清晰，粒度在40 μm×80 μm～80 μm×200 μm范圍之間；陰極發(fā)光圖顯示普遍具有明顯的振蕩生長環(huán)帶特征，部分鋯石還具有扇形分帶，未見變質(zhì)新生邊(圖3)。Th/U比值在0.54～1.04之間，均>0.4，具典型的巖漿鋯石特征[35]。19個(gè)測點(diǎn)的206Pb/238U年齡變化于84.5～96.1 Ma，加權(quán)平均年齡為(88.0±1.7)Ma(MSWD=3.3)(表1)。該年齡可以解釋為巖漿結(jié)晶年齡，表明其形成時(shí)代為晚白堊世早期。

圖3 西藏孔隆晚白堊世火山巖鋯石陰極發(fā)光(CL)圖(a)與U-Pb諧和圖和加權(quán)年齡(b)(CL圖中實(shí)線圓為U-Pb測點(diǎn)，虛線圓為Hf測點(diǎn))Fig.3 Zircon cathodoluminescence (CL)image (a)and U-Pb concordia ages and weighted-mean ages (b)for the Konglong volcanic samples in Tibet (solid circle in CL image denotes U-Pb analysis spot,dashed circle denotes Hf analysis spot)

表1 西藏孔隆晚白堊世火山巖(PN-Q)鋯石U-Pb同位素?cái)?shù)據(jù)Table 1 Zircon U-Pb isotopic data of the Late Cretaceous Konglong volcanic rocks (sample PN-Q)in Tibet

樣品(PN-Q)19個(gè)鋯石測點(diǎn)的176Yb/177Hf、176Lu/177Hf、176Hf/177Hf比值分別為0.000 6～0.001 2、0.025 7～0.051 4、0.282 424～0.282 565，εHf(t)=-10.2～-5.3。TDM1模式年齡為969～1 164 Ma，平均年齡1 095 Ma；TDM2模式年齡為1 492～1 804 Ma，平均年齡1 694 Ma(表2)。

表2 西藏孔隆晚白堊世火山巖鋯石Hf同位素?cái)?shù)據(jù)(樣品PN-Q)Table 2 Zircon Hf isotopic data of the Late Cretaceous Konglong volcanic rocks (sample PN-Q)in Tibet

4.2 巖石地球化學(xué)特征

4.2.1 主量元素

主量元素分析結(jié)果見表3，P20-1-DH樣品燒失量較低，介于0.98%～1.34%之間，未受到明顯的蝕變影響；而PN-Q樣品具有較高的燒失量，介于5.13%～5.49%之間，表明其遭受了明顯的蝕變影響。傳統(tǒng)的TAS圖解及全堿圖解通常是基于K、Na等活動(dòng)性強(qiáng)的主量元素進(jìn)行區(qū)分的，而這幾種元素極易受到蝕變的影響，使用不活動(dòng)元素圖解如Nb/Y-Zr/TiO2、Co-Th圖解分別代替TAS、K2O-SiO2圖解，對于風(fēng)化、熱液蝕變等變質(zhì)火山巖的辨識(shí)、分類更為可靠。需要指出的是，Co-Th圖解從粗玄巖中區(qū)分高鉀鈣堿性系列、從安山巖中區(qū)分玄武安山巖或從流紋巖中區(qū)分英安巖，置信度一般約80%[36-37]。兩組樣品(PN-Q與P20-1-DH)扣除燒失量(LOI)后，SiO2含量(74.18%～76.66%)>63%，為酸性巖類；Mg#=8.73～25.73，平均值13.89。兩件樣品在Nb/Y-Zr/TiO2圖解上，都落入流紋英安巖區(qū)域(圖4(a))；在Co-Th圖解中，兩件樣品都落入高鉀鈣堿性和超鉀質(zhì)系列(圖4(b))。綜上，孔隆晚白堊世火山巖屬于弱蝕變的高鉀鈣堿性系列流紋英安質(zhì)凝灰?guī)r。

4.2.2 微量元素

微量元素?cái)?shù)據(jù)(表3)顯示，樣品P20-1-DH和PN-Q均富集大離子親石元素(LILE)Rb、Ba、K，強(qiáng)烈虧損高場強(qiáng)元素(HFSE)Nb、Ta、Ti、Hf，具顯著的負(fù)δEu異常(0.10～0.15)特征。具有明顯的Nb、Ta負(fù)異常及Pb正異常。稀土元素總量ΣREE=196.31×10-6～279.70×10-6，LREE=177.59×10-6～256.56×10-6，HREE=18.71×10-6～25.19×10-6，LREE/HREE值為9.41～11.09，反映LREE富集、HREE虧損。(La/Yb)N=11.45～14.04，反映輕、重稀土分餾明顯。在YbN-(La/Yb)N、Y-Sr/Y圖解中全部落入經(jīng)典島弧巖區(qū)域(圖4(c)和(d))；結(jié)合Sr<400×10-6(89.9×10-6～99.5×10-6)、Y>19×10-6(24.2×10-6～37.9×10-6)以及Sr/Y<20(2.59～3.29)，與埃達(dá)克巖有明顯差別[19]。

5 討 論

5.1 蝕變對地球化學(xué)特征的影響

孔隆晚白堊世火山巖受蝕變影響，發(fā)生了碳酸鹽化和赤鐵礦化(圖2)，且樣品PH-Q的燒失量較高(>3%)；因此，使用全巖地球化學(xué)數(shù)據(jù)時(shí)需先分析蝕變作用的影響，挑選可以代表原始巖漿的元素?cái)?shù)據(jù)。元素行為與其離子勢有關(guān)，低離子勢、高離子勢元素在溶液中分別傾向于作為水合陽離子、水合氧形式去除；而中等離子勢元素傾向于保留在固體中，在蝕變作用中相對不活動(dòng)。Zr、Hf、Nb、Ta、Y、Ti、Cr，除Eu以外的REE，以及Co、Ni、V、Th、Ga、Sc是在變質(zhì)或蝕變作用中相對穩(wěn)定的元素[37]；P在變質(zhì)作用中輕微活動(dòng)，但不足以大幅改變其在二元圖解上的點(diǎn)分布，也可視為不活動(dòng)元素。另外，MgO、全巖Fe/Mg比值傾向于保留新鮮原巖的特征值；大離子親石元素Sr、Ba、Rb，主量元素氧化物CaO、Na2O和K2O在蝕變作用中易活動(dòng)[37,39-40]。相對于樣品P20-1-DH，蝕變明顯的樣品PN-Q的K2O、Al2O3和MnO含量相對較低，CaO明顯較高，P2O5、TiO2、MgO則沒有明顯差別(表3)；大離子親石元素Rb、Ba、Sr及輕稀土元素沒有明顯區(qū)別，只有U、Ce明顯虧損，輕稀土元素Er、Tm、Yb、Lu微弱虧損(圖5)。綜上，在討論中需回避Eu、Sr、Ba、Rb、Ca、Na、K、U、Ce等元素或?qū)ι鲜鲈氐挠?jì)算結(jié)果考慮蝕變影響。

表3 西藏孔隆晚白堊世火山巖全巖地球化學(xué)分析結(jié)果Table 3 Whole-rock geochemical data of the Late Cretaceous Konglong volcanic rocks in Tibet

5.2 晶漿提取熔體模型

孔隆地區(qū)露頭尺度存在多處花崗(閃長)巖向花崗斑巖、流紋巖、流紋質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r漸變過渡的現(xiàn)象，它們的SiO2都超過65%，在同位素年齡上也十分接近[42-43]?？茁』鹕綆r與麥多弄巴花崗閃長巖伴生，麥多弄巴巖體U-Pb年齡為(82.45±0.42)Ma、(83.54±0.42)Ma(廖駕未發(fā)表數(shù)據(jù))，孔隆火山巖鋯石年齡最小為84.5 Ma(圖3)，二者年齡非常接近。從高硅晶漿中提取熔體(crystal mush extraction)模型可以很好地解釋這類伴生現(xiàn)象，即流紋質(zhì)熔體在上地殼的最大堆積發(fā)生在大量的富硅晶漿中，穩(wěn)定冷卻結(jié)晶時(shí)最常形成花崗閃長質(zhì)巖基，當(dāng)殘余熔體快速分離結(jié)晶時(shí)，常爆發(fā)形成富晶火成巖，如含斑流紋巖、凝灰質(zhì)火山巖，它們來自同一個(gè)高結(jié)晶度(>40%)巖漿房，具有緊密的時(shí)空關(guān)聯(lián)和相似的演化模式[44]。因此，孔隆火山巖和麥多弄巴巖體應(yīng)分別源于同一晶漿中殘余富礦物相冷卻結(jié)晶和晶漿噴發(fā)形成的不同端元。晶漿提取熔體模型中，從核部到邊緣Sr、Ba會(huì)虧損，相比麥多弄巴巖體，孔隆火山巖的Sr、Ba明顯虧損(圖5(a))，符合這一特征?？茁』鹕綆r本身Sr、Ba數(shù)據(jù)并不分散，與麥多弄巴巖體差別較大，更可能是因?yàn)榫{提取于不同部位而非蝕變所致；其余元素則較為接近，微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖的演化曲線較為一致(圖5(a))，認(rèn)為孔隆火山巖和麥多弄巴巖體未受到陸源碎屑混入的影響，可以代表原始巖漿特征。

圖5 西藏孔隆晚白堊世火山巖微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖(a)及稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分模式圖(b)(標(biāo)準(zhǔn)化數(shù)據(jù)據(jù)文獻(xiàn)[41]，拉薩地塊數(shù)據(jù)據(jù)文獻(xiàn)[4,7-8,10-15,23]，麥多弄巴巖體數(shù)據(jù)未發(fā)表)Fig.5 Primitive-mantle-normalized trace element (a)and chondrite-normalized REE (b)patterns for the Late Cretaceous Konglong volcanic rocks (normalizing value from ref.[41];data of the Lhasa terrane after refs.[4,7-8,10-15,23];data of Maiduonongba granite are unpublished)

5.3 巖石成因

拉薩地塊晚白堊世早期的巖漿巖多數(shù)顯示高Sr、低Y的埃達(dá)克巖特征(表4)，而孔隆火山巖顯示低Sr、高Y特征，與埃達(dá)克巖區(qū)別明顯。對比同期拉薩地塊巖漿活動(dòng)，孔隆火山巖與北拉薩地塊的Zhuogapu安山巖及雄梅流紋質(zhì)火山巖的微量元素地球化學(xué)變化趨勢較為相似(圖5(a))。Zhuogapu安山巖被認(rèn)為是下地殼局部拆沉部分熔融，巖漿上涌過程中，注入了高度分異的低含量Sr高含量Y的淺部地殼巖漿房，導(dǎo)致埃達(dá)克質(zhì)原始巖漿被改造[7]；雄梅火山巖被認(rèn)為是源于幔源玄武質(zhì)巖漿底侵下地殼熔融，與雄梅埃達(dá)克巖共同代表了一期熱隆伸展事件[14]。另外，距離研究區(qū)100 km同屬中拉薩地塊的措勤含銅雙峰巖系無論是鎂鐵質(zhì)還是長英質(zhì)端元，都表現(xiàn)出高M(jìn)g#、高Sr、低Y的埃達(dá)克巖親緣性[12]。孔隆火山巖南北周緣廣泛存在埃達(dá)克巖，但其自身卻缺乏埃達(dá)克巖特征。

表4 拉薩地塊晚白堊世早期(100～80 Ma)巖漿作用對比Table 4 Correlation of the early Late Cretaceous (100-80 Ma)magmatism in the Lhasa terrane

元素地球化學(xué)數(shù)據(jù)(表3和圖5)顯示孔隆火山巖兩件樣品的主量元素與微量元素變化范圍較小，具有較為一致的變化趨勢。微量元素中明顯虧損Ti、P元素，而Ti的主要化合物有鈦鐵礦、金紅石及榍石，P化合物為磷灰石，可能代表了這些礦物的分離結(jié)晶、源區(qū)殘留。Eu、Sr、Ba總體相對虧損，一是如前所述，晶漿提取形成的孔隆火山巖為邊緣部分；二是分離結(jié)晶作用中，Eu相容的斜長石殘留進(jìn)入麥多弄巴巖體。Nb/Ta=9.1～11.2，平均值10.1，相對接近地殼平均值11.4，低于初始地幔平均值17.8[45-46]，指示源區(qū)主要來自殼源。由于Nb、Ta相容于角閃石[45]，可能是角閃石殘留或通過分離結(jié)晶進(jìn)入稍晚形成的麥多弄巴花崗閃長巖。同時(shí)，Nb/La平均值0.21，Nb/Ta平均值10.1，Mg#=8.73～25.73，而通常地幔中Nb/La≥1.2，Nb/Ta=19～37[47]，殼源Mg#<40[48]，指示火山巖地殼物質(zhì)來源。Cr、Co、Ni的平均值分別為9.78×10-6、8.01×10-6、2.96×10-6，小于巖漿與地幔橄欖巖混染后地幔相容元素Cr、Co、Ni值[38]，指示火山巖形成可能未經(jīng)過軟流圈地幔混染，也不是源于俯沖洋殼板片的部分熔融。

鋯石的Lu/Hf比值通常<0.002，因此176Lu衰變的176Hf可以忽略，176Hf/177Hf同位素比值基本代表了形成時(shí)期巖漿體系的Hf同位素組成，孔隆火山巖的εHf(t)=-5.3～-10.2，數(shù)據(jù)點(diǎn)基本落入球粒隕石演化線與下地殼演化線之間并靠近后者(圖6)，表明樣品相對于CHUR(球粒隕石均一儲(chǔ)庫)虧損放射性成因176Hf，指示有古老物質(zhì)的循環(huán)改造，這與南、北拉薩地塊同期巖漿巖差別明顯。另一方面，兩階段模式年齡TDM2代表了鋯石寄主巖石源區(qū)物質(zhì)脫離虧損地幔進(jìn)入地殼時(shí)間，大體反映地殼生長時(shí)間，TDM2(1 694 Ma)遠(yuǎn)大于結(jié)晶年齡(約88 Ma)，表明鋯石寄主巖石源于古老下地殼深熔；而在中北部拉薩地塊如雄梅江巴組流紋巖、Zhuogapu安山巖、Azhang英安流紋巖等巖漿巖的εHf值均大于0[4]，表現(xiàn)出新生下地殼及可能的幔源物質(zhì)混染特征，與孔隆火山巖源區(qū)具有明顯區(qū)別。

圖6 拉薩地塊晚白堊世火山巖t-εHf(t)圖解(拉薩地塊數(shù)據(jù)據(jù)文獻(xiàn)[4,6-8,14,22-23])Fig.6 Plot of εHf(t)vs.age for the Late Cretaceous volcanic rocks in Lhasa terrane (Lhasa terrane data from refs.[4,6-8,14,22-23])

弧背景下流紋質(zhì)巖通常由加厚地殼物質(zhì)受地?zé)岙惓２糠秩廴谛纬蒣49]；孔隆火山巖成分相對較均一，野外觀察和同位素分析均未顯示明顯的同化混染與分離結(jié)晶(AFC)特征，也未顯示經(jīng)幔源混染的特征。另一方面，中拉薩地塊以微陸塊古老基底為特征，區(qū)別于南、北拉薩地塊新生陸殼[27]，孔隆和門巴[23]的εHf(t)值印證了這一點(diǎn)。因此，孔隆火山巖應(yīng)為古老的鎂鐵質(zhì)下地殼直接深熔產(chǎn)生，經(jīng)歷鈦鐵礦、金紅石、榍石和磷灰石源區(qū)殘留及斜長石分離結(jié)晶后，進(jìn)入來自同一儲(chǔ)庫的麥多弄巴巖體而形成。

5.4 動(dòng)力學(xué)意義

在中生代的不同時(shí)期，拉薩地塊受到北部班怒洋南向俯沖和南部新特提斯洋北向俯沖影響，產(chǎn)生了多幕巖漿活動(dòng)，晚白堊世早期(100～80 Ma)為其中一幕峰期，形成了大量鈣堿性弧巖漿巖[19]。班怒洋南向俯沖始于中二疊世，止于早白堊世末(113～100 Ma)，北拉薩地塊東西向帶狀巖漿響應(yīng)及εHf(t)值的顯著變化記錄了約113 Ma班怒洋俯沖板片的斷離、折返，隨后拉薩—羌塘大陸碰撞，北拉薩地塊轉(zhuǎn)為陸內(nèi)環(huán)境[9,27,50]。而新特提斯洋殼的俯沖始于約145 Ma，大致止于印度—亞洲大陸碰撞(約59 Ma)后約52 Ma的新特提斯洋殼板片斷離[2,26-27,51]。從構(gòu)造演化的時(shí)間線來看，拉薩地塊100～80 Ma巖漿活動(dòng)的驅(qū)動(dòng)力應(yīng)為新特提斯洋殼北向俯沖；這一時(shí)期新特提斯洋中脊正持續(xù)俯沖至南拉薩地塊之下[6,30]，在米林—朗縣一帶引起大量幔源巖漿響應(yīng)[6,30-31]。同時(shí)期，拉薩地塊北部發(fā)生地殼南北向縮短、增厚，引起局部下地殼拆沉[7,14-15]，這一事件引起的幔源玄武質(zhì)巖漿上涌導(dǎo)致下地殼部分熔融，在拉薩地塊中北部也引起了一系列巖漿響應(yīng)(圖7)。

圖7 拉薩地塊113～88 Ma地球動(dòng)力學(xué)演化示意圖(修改自文獻(xiàn)[27])Fig.7 Schematic geodynamic evolution model of the Lhasa terrane during ca.113 to ca.88 Ma (modified after ref.[27])LMF.洛巴唯—米粒山斷裂帶；SNMZ.獅泉河—納木錯(cuò)蛇綠混雜巖帶；BNSZ.班公湖—怒江縫合帶

孔隆晚白堊世火山巖位于中拉薩地塊南緣洛巴堆—米拉山斷裂(LMF)一線，(Y+Nb)-Rb及Yb-Ta圖解(圖8)顯示其與拉薩地塊其他巖漿共同具有俯沖背景下的弧火山巖特征；其巖石成因說明中拉薩地塊南緣的古老陸殼有深熔巖漿活動(dòng)。同期南拉薩地塊東部米林—朗縣出露大量幔源貢獻(xiàn)度較高的巖漿巖(表4)，與孔隆同處于中拉薩地塊南緣的門巴埃達(dá)克巖也有一定的幔源貢獻(xiàn)值[23]，孔隆火山巖是唯一沒有幔源貢獻(xiàn)度的巖漿巖。拉薩地塊北部εHf(t)值有從班公湖—怒江俯沖帶向大陸方向降低的變化規(guī)律[27]，而南部從米林→門巴→孔隆，也有εHf(t)值降低、古老陸殼物質(zhì)貢獻(xiàn)增加的規(guī)律，可以合理解釋為新特提斯洋俯沖前緣位置在南拉薩地塊東部，而孔隆地區(qū)所在的拉薩地塊中西部離前緣較遠(yuǎn)，地?；烊咀饔玫姆秶笾聫拿琢帧士h一帶的俯沖前緣向大陸方向逐漸并減弱消失。從100～80 Ma拉薩地塊的巖漿巖時(shí)空分布(圖1)來看，南、北部巖漿活動(dòng)各自存在集中爆發(fā)區(qū)，其中南部集中于米林—朗縣一帶，北部集中于尼瑪一帶，巖漿活動(dòng)并未在中拉薩地塊從南至北連續(xù)發(fā)生，顯示二者應(yīng)不受驅(qū)動(dòng)力影響。綜上，受新特提斯洋殼向北俯沖影響，孔隆地區(qū)發(fā)生幔源底侵、下地殼深熔，產(chǎn)生孔隆晚白堊世火山巖巖漿響應(yīng)。

圖8 拉薩地塊晚白堊世火山巖(Y+Nb)-Rb(a)及Yb-Ta(b)構(gòu)造環(huán)境圖解 (底圖據(jù)文獻(xiàn)[52]) Fig.8 (Y+Nb)-Rb (a)and Yb-Ta (b)tectonic discrimination plots of the Late Cretaceous volcanic rocks in Lhasaterrane (base map after ref.[52])WPG.板內(nèi)花崗巖；VAG.火山弧花崗巖；Syn-COLG.同碰撞花崗巖；ORG.大洋中脊斜長花崗巖；虛線代表異常洋中脊花崗巖組分上限；后碰撞花崗巖可投于除ORG的所有區(qū)域中；拉薩地塊數(shù)據(jù)據(jù)文獻(xiàn)[7,14,21]

6 結(jié) 論

(1)中拉薩地塊南緣孔隆晚白堊世流紋質(zhì)火山巖成巖年齡為(88.0±1.7)Ma。

(2)孔隆晚白堊世火山巖由古老的鎂鐵質(zhì)下地殼深熔、未經(jīng)幔源物質(zhì)混染，經(jīng)歷鈦鐵礦、金紅石、榍石和磷灰石源區(qū)殘留及斜長石分離結(jié)晶而形成。

(3)印亞大陸碰撞前，以新特提斯洋殼北向俯沖為動(dòng)力學(xué)機(jī)制，在拉薩地塊中南部發(fā)生從米林→門巴→孔隆方向幔源貢獻(xiàn)度逐漸減弱的巖漿響應(yīng)。

致謝：向野外工作期間給予支持和幫助的武警黃金第十一支隊(duì)技術(shù)干部朱振華、王家浩、巴桑達(dá)瓦、丹真次旦致謝；向?qū)ξ恼绿岢鰧氋F修改意見的劉家軍教授、徐德明研究員、曾云川副教授致謝。