藏北尼瑪?shù)貐^(qū)白堊紀(jì)巖漿巖對班公湖-怒江縫合帶演化的制約*

王偉 翟慶國 胡培遠(yuǎn) 唐躍 朱志才 吳昊

自然資源部深部動(dòng)力學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所, 北京 100037

洋盆的消減閉合與陸-陸碰撞是古縫合帶形成的重要階段。這個(gè)過程往往伴隨著多樣性的巖漿活動(dòng)，這些活動(dòng)記錄了洋陸轉(zhuǎn)換的關(guān)鍵信息。通過對巖漿巖進(jìn)行巖相學(xué)、年代學(xué)、地球化學(xué)和同位素研究，我們可以深入了解洋盆閉合和陸-陸碰撞過程。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

青藏高原主要位于中國西藏自治區(qū)內(nèi)，地處特提斯構(gòu)造域的東段。高原上分布多個(gè)近東西向的縫合帶和板塊。班公湖-怒江縫合帶作為班公湖-怒江特提斯洋的殘余，南北分割羌塘和拉薩板塊(圖1a)。它西起班公湖，向東經(jīng)過改則、丁青和怒江等地，并沿東南方向延伸，全長超過2000km。該縫合帶主要由蛇綠巖和復(fù)理石沉積組成。蛇綠巖主體形成于侏羅紀(jì)，多數(shù)表現(xiàn)出與俯沖相關(guān)的SSZ型特征(史仁燈，2007；Liuetal., 2016；Wangetal., 2016)。木嘎崗日群普遍出露在縫合帶內(nèi)，主要由砂巖、頁巖和玄武巖組成，代表了班公湖-怒江特提斯洋在中生代時(shí)期半深海-深海沉積(Fanetal., 2015；Huangetal., 2015；Zengetal., 2016a)。前人研究表明，班公湖-怒江特提斯洋可能在二疊-侏羅紀(jì)打開，并在侏羅-白堊紀(jì)發(fā)生雙向俯沖(Yin and Harrison, 2000；Zhuetal., 2011, 2016；Panetal., 2012；Metcalfe, 2013；Caoetal., 2016；Lietal., 2016；Liuetal., 2016；Wangetal., 2016)?？p合帶及其兩側(cè)廣泛發(fā)育侏羅-白堊紀(jì)巖漿巖，這些巖漿活動(dòng)記錄了班公湖-怒江特提斯洋消減閉合以及板塊碰撞的過程，是重塑古縫合帶演化的重要窗口(Suietal., 2013；Chenetal., 2014, 2015；Lietal., 2014；Wangetal., 2014, 2018, 2020；Wuetal., 2015, 2019a, b; Caoetal., 2016；Fanetal., 2016；Haoetal., 2016；Zengetal., 2016b；Zhuetal., 2016；Huetal., 2017；Liuetal., 2017; Yietal., 2018)。

研究區(qū)地處西藏尼瑪縣，大地構(gòu)造位于羌塘板塊南緣和拉薩板塊北部(圖1b，c)。區(qū)域內(nèi)未見蛇綠巖露頭。北部研究區(qū)主要出露地層為中下侏羅統(tǒng)木嘎崗日群(J1-2M)和上侏羅統(tǒng)索瓦組(J3s；圖1b)。木嘎崗日群含有砂巖、灰?guī)r以及枕狀玄武巖。索瓦組主要由中薄層狀灰?guī)r組成，代表了近濱淺海環(huán)境。索瓦組與木嘎崗日群呈斷層接觸關(guān)系。南部研究區(qū)出露的地層有志留-石炭紀(jì)地層、下白堊統(tǒng)朗山組(K1l)和上白堊統(tǒng)竟柱山組(K2j；圖1c)。志留-石炭紀(jì)地層包括中上志留統(tǒng)扎弄俄瑪組(S2-3z)、下泥盆統(tǒng)達(dá)爾東組(D1d)、中上泥盆統(tǒng)查果拉瑪組(D2-3c)和下石炭統(tǒng)永珠組(C1y)。朗山組地層中發(fā)育大量生物碎屑灰?guī)r，灰?guī)r中可見圓笠蟲化石。竟柱山組與朗山組斷層接觸，代表一套磨拉石沉積，由礫巖、砂巖和火山巖組成。夾層英安巖鋯石U-Pb年齡為91Ma，表明竟柱山組沉積時(shí)代為晚白堊世早期(Wangetal., 2014)。同時(shí)，北部和南部研究區(qū)廣泛分布中酸性侵入體，這些巖石后期侵入到古老地層中，形成時(shí)代為早白堊世到晚白堊世(Kappetal., 2007；Wangetal., 2014；Yangetal., 2018, 2019)。

圖1 青藏高原大地構(gòu)造簡圖(a，據(jù)Zhai et al., 2016)、蝦別錯(cuò)地區(qū)地質(zhì)簡圖(b)和張乃錯(cuò)地區(qū)地質(zhì)簡圖(c)引用年齡數(shù)據(jù)來自Kapp et al.(2007)，Yang et al.(2018)和Wang et al.(2014)Fig.1 Tectonic framework of the Tibet Plateau(a, modified after Zhai et al., 2016)，geological sketch maps of the Xiabie Co area(b)and the Zhangnai Co area(c)

圖2 西藏蝦別錯(cuò)和張乃錯(cuò)地區(qū)花崗巖與包體野外和顯微照片Amp-角閃石；Bi-黑云母；Or-正長石；Pl-斜長石；Q-石英Fig.2 Field photographs and microphotographs of the granites and enclaves in the Xiabie Co and Zhangnai Co areas, Tibet

本次研究的白堊紀(jì)巖漿巖以侵入巖為主，分別出露在尼瑪縣北部蝦別錯(cuò)和南部張乃錯(cuò)附近。蝦別錯(cuò)巖體以花崗巖為主，侵入到上侏羅統(tǒng)索瓦組地層(圖1b)。巖石遭受風(fēng)化剝蝕，多呈圓柱體(圖2a)?；◢弾r里發(fā)育暗色包體，兩者呈截然型接觸(圖2c)。寄主巖石巖性為含黑云母二長花崗巖，礦物組成為黑云母(10%)、斜長石(25%)、正長石(30%)和石英(35%)。礦物粒徑一般在0.1～0.5mm(圖2b)。包體野外直徑10～30cm，形態(tài)各異，多呈橢圓狀；巖性為石英閃長巖，含有黑云母(5%)、石英(10%)、角閃石(15%)和斜長石(70%)。礦物粒徑在0.5～3mm之間(圖2d)。張乃錯(cuò)花崗巖侵入到志留-石炭紀(jì)地層中(圖1c)，巖性為含黑云母二長花崗巖(圖2e)，造巖礦物為黑云母(10%)、斜長石(25%～30%)、正長石(25%～30%)和石英(35%)。礦物粒徑為0.5～3mm。鏡下結(jié)果顯示，所有巖石經(jīng)歷了不同程度的蝕變作用(綠泥石化和碳酸巖化)。

2 分析方法

2.1 鋯石U-Pb分析

鋯石分選在河北省區(qū)域地質(zhì)調(diào)查研究所完成。鋯石透、反射光照片和陰極發(fā)光圖像采集在中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所完成。鋯石U-Pb定年在北京科薈測試技術(shù)有限公司完成。利用LA-ICP-MS系統(tǒng)對鋯石開展U-Pb同位素分析，詳細(xì)測試過程和儀器運(yùn)行條件可參考侯可軍等(2009)。激光剝蝕直徑為25μm，能量為6.25J/cm2，脈沖頻率為8Hz。鋯石標(biāo)準(zhǔn)GJ-1作為外標(biāo)進(jìn)行同位素分餾校正。采用軟件ICPMSDataCal 8.0進(jìn)行U-Th-Pb同位素比值漂移、元素含量校正和U-Th-Pb同位素比值及年齡計(jì)算(Liuetal., 2010)。鋯石U-Pb 年齡諧和圖繪制和加權(quán)平均年齡計(jì)算均采用Isoplot 3.0完成(Ludwig, 2003)。

2.2 鋯石Lu-Hf同位素分析

鋯石Lu-Hf同位素測試在北京科薈測試技術(shù)有限公司完成。測試儀器為Neptune Plus多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜儀與213nm激光剝蝕系統(tǒng)構(gòu)成的LA-MC-ICP-MS。Lu-Hf同位素分析點(diǎn)位與U-Pb測年點(diǎn)位重合或相鄰。具體分析過程見Wuetal.(2006)。分析過程中采用的束斑直徑為45μm，剝蝕能量為10～11J/cm2，脈沖頻率為10Hz。標(biāo)準(zhǔn)鋯石GJ-1作為外標(biāo)，監(jiān)測儀器運(yùn)行穩(wěn)定性。本次實(shí)驗(yàn)過程中獲得的GJ-1標(biāo)樣測試值為0.282006±4(2SD,n=90)，這與推薦值在誤差范圍內(nèi)一致(Moreletal., 2008)。

2.3 全巖地球化學(xué)分析

全巖主量和微量元素分析在北京科薈測試技術(shù)有限公司完成。主量元素分析采用熔片X熒光光譜法(XRF)，儀器為SHIMADZU公司生產(chǎn)的XRF-1800型X射線熒光光譜儀。樣品燒失量(LOI)的測定采用馬弗爐加熱燒失法。微量元素分析利用等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS)完成。測試過程中將樣品粉末烘干，稱取約40mg加入HF和HNO3溶解，再密封到高壓釜中，放至烘箱內(nèi)190℃加熱48小時(shí)。蒸干后的樣品加入HNO3再次密封到高壓釜中，轉(zhuǎn)移至烘箱內(nèi)加熱烘干。冷卻后，用濃HNO3充分溶解樣品，并送至ICP-MS測定微量元素。分析結(jié)果誤差一般小于5%。

3 測試結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb年齡

本次研究對3件侵入巖樣品(蝦別錯(cuò)花崗巖(18T329)及包體(18T335)和張乃錯(cuò)花崗巖(18T357))進(jìn)行了鋯石U-Pb定年，測試分析結(jié)果見圖3和表1。在陰極發(fā)光圖像里，鋯石多呈長柱狀、半自形-自形晶體，發(fā)育巖漿振蕩環(huán)帶。鋯石長度在100～200μm之間，長寬比1:1～3:1(圖3)。分析結(jié)果顯示，鋯石中Th含量為214×10-6～4373×10-6，U含量為353×10-6～3498×10-6，Th/U比值為0.26～1.87。上述這些特征表明鋯石均為典型的巖漿成因鋯石(Hoskin and Schaltegger, 2003)。

蝦別錯(cuò)花崗巖和包體具有相似的206Pb/238U加權(quán)平均年齡，分別為122±1Ma(18T329；n=21，MSWD=0.016)和121±1Ma(18T335;n=18, MSWD=0.045)(圖3a，b)。張乃錯(cuò)花崗巖樣品(18T357)獲得鋯石206Pb/238U加權(quán)平均年齡為97±1Ma(18T357；n=19, MSWD=0.035)(圖3c)。上述結(jié)果表明這些巖體形成于早白堊世到晚白堊世(122～97Ma)。

本課程的總體設(shè)計(jì)思路是，通過對高職鐵道工程技術(shù)專業(yè)培養(yǎng)目標(biāo)，與企業(yè)合作，對企業(yè)中橋隧施工工作要求及橋隧檢查和養(yǎng)護(hù)工作任務(wù)進(jìn)行調(diào)研，并對其崗位職業(yè)能力進(jìn)行分析，確定課程三大目標(biāo)，安排課程內(nèi)容，以項(xiàng)目引領(lǐng)，以任務(wù)驅(qū)動(dòng)，構(gòu)建課程體系。結(jié)合工作任務(wù)及過程，安排知識的講授，突出課程講授內(nèi)容的實(shí)用性和針對性；以學(xué)生/學(xué)徒職業(yè)能力培養(yǎng)為核心，工學(xué)結(jié)合，“教學(xué)做”一體，精心組織教學(xué)；在考核設(shè)計(jì)時(shí)，建立與職業(yè)崗位能力培養(yǎng)相適應(yīng)的考評體系，輔助以網(wǎng)絡(luò)手段，與職業(yè)能力相結(jié)合，實(shí)行過程的考核評價(jià)。

3.2 鋯石Lu-Hf同位素

對3件鋯石樣品開展Lu-Hf同位素分析，結(jié)果見表2。蝦別錯(cuò)花崗巖和包體具有相似的鋯石Hf同位素組成。其中花崗巖鋯石176Hf/177Hf比值為0.282767～0.282902，εHf(t)值為+2.4～+7.0，對應(yīng)二階段tDM2模式年齡為731～1023Ma(圖4)。包體鋯石176Hf/177Hf值范圍在0.282783～0.282843之間，εHf(t)值+3.0～+5.1，對應(yīng)tDM2模式年齡為854～989Ma(圖4)。張乃錯(cuò)花崗巖鋯石176Hf/177Hf比值為0.282779～ 0.282884，εHf(t)值為+2.2～+6.0，二階段tDM2模式年齡為779～1016Ma(圖4)。

表1 西藏蝦別錯(cuò)和張乃錯(cuò)花崗巖與包體鋯石U-Pb定年結(jié)果

續(xù)表1

圖3 西藏蝦別錯(cuò)和張乃錯(cuò)花崗巖與包體鋯石U-Pb年齡諧和圖、代表性鋯石陰極發(fā)光(CL)圖像和加權(quán)平均年齡圖鋯石CL圖像里實(shí)線和虛線圓圈分別代表鋯石U-Pb測年位置和Hf同位素測試位置Fig.3 Zircon U-Pb concordia diagrams, representative CL images, and weighted average age diagrams of the granites and enclaves in the Xiabie Co and Zhangnai Co areas, Tibet

表2 西藏蝦別錯(cuò)和張乃錯(cuò)花崗巖與包體鋯石Hf同位素分析結(jié)果

圖4 西藏蝦別錯(cuò)和張乃錯(cuò)花崗巖與包體鋯石U-Pb年齡-εHf(t)值圖解Fig.4 Plot of U-Pb ages vs. εHf(t) values for granites and enclaves in the Xiabie Co and Zhangnai Co areas, Tibet

3.3 主量和微量元素

所有樣品全巖地球化學(xué)測試結(jié)果見表3。測試樣品具有較低的燒失量(0.29%～ 0.91%)，表明采集的樣品新鮮。在下文討論過程中，所有樣品主量元素重新標(biāo)準(zhǔn)化為無燒失量百分比。

蝦別錯(cuò)花崗巖具有較高SiO2(71.32%～72.96%)、Al2O3(14.02%～15.09%)，K2O(4.39%～4.81%)和Na2O(3.77%～4.32%)以及較低CaO(1.51%～1.77%)、MgO(0.46%～0.54%)和P2O5(0.07%～0.09%)含量(圖5)。在TAS和K2O-SiO2圖解里，所有樣品點(diǎn)均落入花崗巖區(qū)域，并表現(xiàn)出高鉀鈣堿性特征(圖6a，b)。樣品A/CNK值為0.99～1.01，屬于準(zhǔn)鋁質(zhì)到弱過鋁質(zhì)系列(圖6c)。原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖上，所有樣品富集Rb、Th、U和Pb，虧損Ba、Nb、Sr和Ti等元素(圖7a)。該花崗巖相對富集輕稀土((La/Yb)N=4.59～8.26)，并表現(xiàn)出明顯的Eu負(fù)異常(Eu/Eu*=0.35～0.46)。

表3 西藏蝦別錯(cuò)和張乃錯(cuò)花崗巖與包體全巖主量(wt%)和微量元素(×10-6)組成

續(xù)表3

續(xù)表3

圖5 西藏蝦別錯(cuò)和張乃錯(cuò)花崗巖與包體Harker圖解黃色區(qū)域代表了研究區(qū)白堊紀(jì)巖漿巖，數(shù)據(jù)引自Wang et al. (2014)和Yang et al. (2018, 2019)，圖6、圖7和圖8同F(xiàn)ig.5 The Harker diagrams of the granites and enclaves in the Xiabie Co and Zhangnai Co areas, Tibet

圖6 西藏蝦別錯(cuò)和張乃錯(cuò)花崗巖與包體(Na2O+K2O)-SiO2(a，Le Bas et al., 1986)、K2O-SiO2(b，LeMaitre, 2002)和A/NK-A/CNK(c，Le Maitre, 1989)圖解Fig.6 (Na2O+K2O) vs. SiO2(a, Le Bas et al., 1986), K2O vs. SiO2(b, LeMaitre, 2002), and A/NK vs. A/CNK(c, Le Maitre, 1989)diagrams of the granites and enclaves in the Xiabie Co and Zhangnai Co areas, Tibet

圖7 西藏蝦別錯(cuò)和張乃錯(cuò)花崗巖與包體原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(a、c)和球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖解(b、d)(標(biāo)準(zhǔn)化值來自Sun and McDonough，1989)Fig.7 Primitive-normalized multi-element spider diagrams (a, c) and chondrite-normalized REE diagrams(b, d)of the granites and enclaves in the Xiabie Co and Zhangnai Co areas, Tibet(normalizing values from Sun and McDonough, 1989)

與蝦別錯(cuò)寄主花崗巖相比，包體樣品具有較低SiO2(62.80%～63.88%)和K2O(1.75%～2.71%)含量，較高Al2O3(15.80%～16.11%)、Na2O(4.66%～5.07%)、CaO(4.16%～4.69%)、MgO(2.55%～2.85%)和P2O5(0.17%～0.18%)含量(圖5)。這些樣品點(diǎn)落入閃長巖至花崗閃長巖區(qū)域中，表現(xiàn)出中鉀鈣堿性特征(圖6a，b)。A/CNK值(0.84～ 0.90)偏低，屬于準(zhǔn)鋁質(zhì)系列(圖6c)。樣品的微量元素分布與寄主花崗巖相似，富集Rb、Th、U和Pb，虧損Ba、Nb、Sr和Ti等元素(圖7a)。在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土配分曲線圖里，這些包體同樣表現(xiàn)出輕、重稀土分異((La/Yb)N= 4.45～10.23)和Eu負(fù)異常(Eu/Eu*= 0.29～0.64；圖7b)。但值得注意的是，部分樣品具有微弱Ce負(fù)異常(Ce/Ce*=0.70～0.94)。

張乃錯(cuò)花崗巖具有高含量SiO2(76.30%～78.18%)、Al2O3(12.15%～12.81%)、Na2O(3.73%～3.99%)、K2O(4.51%～4.95%)和CaO(4.16%～4.69%)。MgO(0.07% ～0.16%)和P2O5(0.01%～0.03%)含量普遍偏低(圖5)。張乃錯(cuò)花崗巖表現(xiàn)出高鉀鈣堿性特征，屬于弱過鋁質(zhì)系列(A/CNK=1.01～1.04；圖6b，c)。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖中，樣品富集Rh、Th、U和Pb，虧損Ba、Nb、Sr和Ti等元素(圖7c)。稀土配分曲線圖上，Eu具有明顯負(fù)異常(Eu/Eu*=0.01～0.07)。同時(shí)，一些樣品也表現(xiàn)出Ce異常(Ce/Ce*=0.74～1.41；圖7d)。

4 討論

4.1 區(qū)域白堊紀(jì)巖漿巖

班公湖-怒江縫合帶及其兩側(cè)廣泛分布早-晚白堊世巖漿巖，這些巖漿巖成為探索班公湖-怒江特提斯洋演化的重要線索。本次工作在尼瑪縣周邊獲得了花崗巖形成年齡為122～97Ma，指示巖漿活動(dòng)發(fā)生在早白堊世至晚白堊世時(shí)期。同期巖漿作用在研究區(qū)也有報(bào)道，如蝦別錯(cuò)和張乃錯(cuò)附近出露的花崗巖體，其鋯石U-Pb年齡為118～100Ma(Kappetal., 2007；Yangetal., 2018, 2019)。這些花崗巖均屬于高分異花崗巖。此外，Wangetal. (2014)在張乃錯(cuò)附近竟柱山組里報(bào)道了～91Ma安山巖和英安巖，這些火山巖具有高M(jìn)gO (2.8%～5.9%)，并表現(xiàn)出埃達(dá)克巖親緣性。在研究區(qū)西側(cè)阿索地區(qū)也出露白堊紀(jì)巖漿巖，其中包括早白堊世高鎂閃長巖(128～124Ma)、A2型花崗巖(117～115Ma)和晚白堊世埃達(dá)克質(zhì)花崗閃長斑巖(89～88Ma；Liuetal., 2019；Luoetal., 2019；Wangetal., 2020)。總的來說，研究區(qū)及其周緣在白堊世發(fā)育成分多樣的中酸性巖漿巖，這些巖漿活動(dòng)為重塑班公湖-怒江特提斯洋俯沖至閉合過程提供重要資料。

4.2 巖石成因

4.2.1 蝦別錯(cuò)花崗巖和包體

地球化學(xué)特征表明，蝦別錯(cuò)花崗巖屬于I型花崗巖：(1)SiO2和P2O5呈負(fù)相關(guān)關(guān)系(圖5i；Wuetal., 2003)；(2)較低的A/CNK值(0.99～1.01；圖6c；Chappell and White 1974)；(3)低Zr和Zr+Nb+Ce+Y含量以及FeOT/MgO比值(圖8a；Whalenetal., 1987)。I型花崗巖一般可由幔源基性巖漿結(jié)晶分異、殼源物質(zhì)部分熔融或殼幔巖漿混合形成(Turneretal., 1992；Chappell, 1999；Collins and Richards, 2008；Pankhurstetal., 2013)。區(qū)域內(nèi)未廣泛出露基性巖漿巖，因此結(jié)晶分異成巖的可能性不大。蝦別錯(cuò)花崗巖鋯石具有正的εHf(t)值(+2.4～+7.0；圖4)，暗示其可能由新生地殼部分熔融形成。同時(shí)，我們也觀察到εHf(t)值變化范圍較大，并且花崗巖中發(fā)育有暗色包體，這些特征表明蝦別錯(cuò)花崗巖可能是殼幔巖漿混合作用的產(chǎn)物。對包體進(jìn)行深入分析，諸多證據(jù)表明巖漿混合作用在花崗巖和包體形成過程中發(fā)揮了重要作用。

已有研究表明花崗巖中暗色包體可來源于：(1)寄主花崗巖早期堆晶產(chǎn)物(Shellnuttetal., 2010)；(2)花崗巖源區(qū)難以熔融的殘留物(Chappelletal., 1987)；(3)花崗質(zhì)巖漿對圍巖的捕擄體(Chappelletal., 2012)；(4)幔源鎂鐵質(zhì)巖漿加入到花崗質(zhì)巖漿后混合的產(chǎn)物(Vernon, 1984；Peruginietal., 2003；Feeleyetal., 2008)。在第一個(gè)模型里，包體通常具有堆晶結(jié)構(gòu)，其礦物粒徑與寄主巖相近(Didier and Barbarin, 1991)。然而蝦別錯(cuò)石英閃長質(zhì)包體不發(fā)育堆晶結(jié)構(gòu)，包體礦物粒徑(0.5～3mm)明顯大于寄主花崗巖礦物粒徑(0.1～0.5mm)。第二個(gè)模型中，包體具有變質(zhì)巖或沉積巖的結(jié)構(gòu)構(gòu)造特征(Chappell and White, 1992)。但是蝦別錯(cuò)包體形態(tài)一般為橢圓形，鏡下礦物具有典型的巖漿巖結(jié)構(gòu)，表明該包體并非源區(qū)殘留物(圖2c，d)。同時(shí)，在寄主花崗巖和包體接觸邊界未發(fā)現(xiàn)烘烤現(xiàn)象，說明包體并不是圍巖的捕擄體。所以，蝦別錯(cuò)包體最有可能是幔源鎂鐵質(zhì)巖漿加入到花崗質(zhì)巖漿后混合的產(chǎn)物。包體具有較高的Mg#值(51～55)、Cr(33×10-6～43×10-6)和Ni(18×10-6～25×10-6)含量，暗示其來源于地幔。寄主花崗巖和包體造巖礦物中均含有黑云母、斜長石和石英，并且包體中出現(xiàn)平衡礦物石英，很可能是巖漿混合的結(jié)果。在Harker圖解里兩者CaO、MgO、TiO2、Al2O3、MgO和P2O5等氧化物與SiO2呈線性關(guān)系(圖5)，表明寄主花崗巖和包體之間發(fā)生一定程度的混合作用(楊高學(xué)等，2009)。相似的微量元素分布以及Hf同位素特征(寄主花崗巖εHf(t)值：+2.4～+7.0；包體εHf(t)值：+3.0～+5.1)也表明寄主花崗巖和包體之間可能發(fā)生過成分交換(圖4、圖7a，b)。在FeOT-MgO圖解中，兩者成分顯現(xiàn)出混合趨勢(圖8b；Zorpietal., 1991)。綜合以上特征，蝦別錯(cuò)包體可能是幔源巖漿與花崗質(zhì)熔體混和的產(chǎn)物。因此，巖漿混合作用在蝦別錯(cuò)寄主花崗巖和包體形成過程中扮演主要角色。

圖8 西藏蝦別錯(cuò)和張乃錯(cuò)花崗巖與包體(FeOT/MgO)-(Zr+Nb+Ce+Y)(a，Whalen et al., 1987)、FeOT-MgO(b，Zorpi et al., 1991)、(La/Yb)N-La(c，Wu et al., 2003)、Nb/Ta-Nb(d，Ballouard et al., 2016)和Y/Ho-Zr/Hf(e，Bau, 1996)圖解Fig.8 FeOT/MgO vs. Zr+Nb+Ce+Y(a，Whalen et al., 1987)，F(xiàn)eOT vs. MgO(b，Zorpi et al., 1991)，(La/Yb)N vs. La(c，Wu et al., 2003)，Nb/Ta vs. Nb(d，Ballouard et al., 2016)and Y/Ho vs. Zr/Hf(e，Bau, 1996)diagrams of the granites and enclaves in the Xiabie Co and Zhangnai Co areas, Tibet

4.2.2 張乃錯(cuò)花崗巖

4.2.3 稀土異常

在稀土配分曲線圖里，蝦別錯(cuò)包體和張乃錯(cuò)花崗巖均表現(xiàn)出不規(guī)則的稀土元素分布特征，如Ce正負(fù)異常(Ce/Ce*=0.70～1.41；圖7b，d)。樣品TE1,3值在0.92～1.05之間，低于稀土四分組效應(yīng)的標(biāo)準(zhǔn)(1.1；Irber, 1999)。對于巖漿巖里出現(xiàn)稀土不規(guī)則分布特征，目前有以下多個(gè)解釋：(1)地表風(fēng)化作用(Takahashietal., 2002；Maetal., 2007)；(2)流體與熔體相互作用(Bau, 1996；Irber, 1999；Zhaoetal., 2002；Veksleretal., 2005)；(3)副礦物結(jié)晶分異(Zhao and Cooper, 1993；Pan and Breaks, 1997)；和(4)繼承原巖的稀土異常(Neal and Taylor, 1989；Shimizuetal., 1992；Shaoetal., 2015；Bellotetal., 2018)。研究的樣品均具有較低的燒失量(0.29%～0.91%)，未經(jīng)歷明顯的風(fēng)化作用。一般高度演化的巖石會受熱液蝕變而出現(xiàn)稀土異常，這些異常歸因于巖漿熔體與熱液相互作用(Zhaoetal., 2002)。此時(shí)，高演化的巖漿熔體Nb/Ta值一般小于5(Ballouardetal., 2016)，并具有明顯偏離球粒隕石的Y/Ho和Zr/Hf比值(Bau, 1996)。蝦別錯(cuò)包體和張乃錯(cuò)花崗巖樣品Nb/Ta值在7～11之間(圖8d)。Y/Ho和Zr/Hf比值分別為24～26和21～40，樣品均落入球粒隕石區(qū)域及附近(圖8e)。以上特征說明蝦別錯(cuò)包體和張乃錯(cuò)花崗巖形成于純?nèi)垠w系統(tǒng)，不存在熱液和熔體相互作用的過程。高分異花崗巖稀土元素分布由副礦物主導(dǎo)(吳福元等，2007)，副礦物結(jié)晶分異可能會導(dǎo)致稀土異常。然而，Rayleigh分異模型表明副礦物的結(jié)晶分異過程會導(dǎo)致出現(xiàn)不合理的礦物組分含量，并且模型結(jié)果并未獲得與之相對應(yīng)的稀土異常(Bau, 1996；Irber, 1999)。此外，蝦別錯(cuò)包體不屬于高分異花崗巖(圖8a)，但其也表現(xiàn)出稀土異常特征。因此，我們認(rèn)為研究樣品的稀土異?，F(xiàn)象可能與副礦物結(jié)晶分異過程無關(guān)。已有研究顯示一些物源(如風(fēng)化古土壤和海相沉積物)具有不規(guī)則的REE分布特征，這些物質(zhì)加入到源區(qū)參與巖漿作用會使形成的巖漿巖具有類似的REE分布((Holeetal., 1984；Neal and Taylor, 1989；Bellotetal., 2018；Yangetal., 2018)。古土壤和海相沉積物均具有明顯的Ce正負(fù)異常，該特征在蝦別錯(cuò)包體和張乃錯(cuò)花崗巖中也同樣存在。研究樣品雖具有正的εHf(t)值(+2.4～+7.0)，但其部分二階段模式年齡相對較老(可至1016Ma)。因此，我們認(rèn)為研究樣品源區(qū)可能混入這些古老循環(huán)物質(zhì)并繼承了它們的稀土特征。

4.3 構(gòu)造背景

班公湖-怒江縫合帶及其兩側(cè)發(fā)育白堊紀(jì)巖漿巖，該期巖漿作用與班公湖-怒江特提斯洋南-北雙向俯沖和之后拉薩-羌塘板塊碰撞有關(guān)(Zhuetal., 2016)。然而，班公湖-怒江特提斯洋在早白堊世時(shí)期是否完全閉合依舊處于爭論中。部分學(xué)者認(rèn)為班公湖-怒江特提斯洋在早白堊世時(shí)期尚未完全閉合，現(xiàn)有資料證據(jù)如早白堊世蛇綠巖(～132Ma洞錯(cuò)蛇綠巖；鮑佩聲等，2007)、洋島(～116Ma仲崗洋島和～108Ma塔仁本洋島；朱弟成等，2006；Fanetal., 2014)、半深海-深海沉積(～118Ma 扎嘎組；Fanetal., 2015)和俯沖相關(guān)的巖漿作用(Wangetal., 2020)。另外學(xué)者根據(jù)區(qū)域地層接觸關(guān)系、海相到陸相的沉積轉(zhuǎn)變以及碰撞背景深熔的花崗巖等認(rèn)為班公湖-怒江特提斯洋在晚侏羅-早白堊世時(shí)期發(fā)生閉合，羌塘和拉薩板塊發(fā)生碰撞(汪明州和董得源，1984；Deweyetal., 1988；Yin and Harrison, 2000；Kappetal., 2007；Maetal., 2017)。

蝦別錯(cuò)早白堊世花崗巖(～122Ma)大地構(gòu)造位于羌塘板塊南緣，可能形成于班公湖-怒江特提斯洋北向俯沖或閉合背景?；◢弾r中出現(xiàn)暗色包體，表明幔源物質(zhì)在成巖過程中作出重要貢獻(xiàn)。已有研究成果顯示，班公湖-怒江縫合帶及其附近早白堊世巖漿巖普遍具有正的εHf(t)值，并且部分巖石中也發(fā)育暗色包體(Zhuetal., 2009, 2011；Haoetal., 2016)。這些巖漿活動(dòng)被解釋為是由幔源巖漿底侵作用導(dǎo)致的。同時(shí)，尼瑪?shù)貐^(qū)沉積地層由海相過渡到非海相發(fā)生在125～118Ma，表明此時(shí)班公湖-怒江特提斯洋經(jīng)歷閉合的過程(Kappetal., 2007)。在鄰區(qū)阿索，俯沖背景下形成的高鎂閃長巖(128～124Ma)和拉薩-羌塘板塊碰撞背景下形成的A2型花崗巖(117～115Ma)也限定了班公湖-怒江特提斯洋的閉合時(shí)間為124 ～117Ma(Wangetal., 2020)。因此，我們認(rèn)為蝦別錯(cuò)早白堊世花崗巖(～122Ma)應(yīng)形成于大洋閉合的過程(圖9)。由于洋殼密度較大而發(fā)生下沉，最終引發(fā)地幔流和幔源基性巖漿的底侵(Zhuetal., 2016)。

張乃錯(cuò)晚白堊世花崗巖(～97Ma)地處拉薩地塊北部，其形成應(yīng)與班公湖-怒江特提斯洋南向俯沖或拉薩-羌塘板塊碰撞相關(guān)。如前文所述，在早白堊世晚期，班公湖-怒江特提斯洋已經(jīng)發(fā)生閉合，拉薩和羌塘板塊發(fā)生碰撞。研究區(qū)分布的晚白堊世陸相磨拉石沉積(竟柱山組)也表明該時(shí)期大洋已經(jīng)閉合，區(qū)域進(jìn)入陸內(nèi)演化階段(Panetal., 2012；Wangetal., 2014；Wuetal., 2019b)。持續(xù)的碰撞擠壓可導(dǎo)致地殼增厚并發(fā)生局部熔融(Chenetal., 2015；Sunetal., 2015)。該認(rèn)識得到了研究區(qū)及鄰區(qū)晚白堊世巖漿活動(dòng)的響應(yīng)，如新生地殼發(fā)生部分熔融形成了～97Ma張乃錯(cuò)花崗巖和增厚地殼來源的～90Ma埃達(dá)克巖(圖9；Wangetal., 2014；Liuetal., 2019；Luoetal., 2019)。

圖9 西藏尼瑪?shù)貐^(qū)白堊紀(jì)巖漿巖(122～97Ma)地球動(dòng)力學(xué)背景示意圖Fig.9 Schematic illustrations showing the geodynamic settings of the Cretaceous magmatic rocks (122～97Ma) in the Nyima area, Tibet

本文研究的花崗質(zhì)巖漿巖約束了白堊紀(jì)時(shí)期班公湖-怒江縫合帶的演化過程。在早白堊世中晚期，南-北向俯沖的班公湖-怒江特提斯洋發(fā)生閉合，此時(shí)洋殼巖石圈下沉引發(fā)幔源基性巖漿底侵。底侵作用不僅提供了充足的熱量，也讓幔源物質(zhì)加入到巖漿房中參與成巖過程，導(dǎo)致蝦別錯(cuò)花崗巖(～122Ma)發(fā)育暗色包體并具有較虧損的鋯石Hf同位素組成。在晚白堊世早期，隨著洋盆閉合以及拉薩-羌塘板塊的持續(xù)碰撞，地殼逐漸增厚。巖漿活動(dòng)以地殼部分熔融為主，形成張乃錯(cuò)花崗巖(～97Ma)和伴生的埃達(dá)克巖。因此，區(qū)域上122～97Ma巖漿活動(dòng)是班公湖-怒江縫合帶從洋盆閉合到南北兩側(cè)板塊擠壓碰撞的響應(yīng)。

5 結(jié)論

(1)尼瑪?shù)貐^(qū)蝦別錯(cuò)花崗巖和包體形成于早白堊世(122～121Ma)，張乃錯(cuò)花崗巖形成于晚白堊世(97Ma)。

(2)蝦別錯(cuò)花崗巖和包體是殼幔物質(zhì)混合作用的產(chǎn)物，形成于班公湖-怒江特提斯洋閉合過程；張乃錯(cuò)花崗巖來源于新生地殼，后期經(jīng)歷高度結(jié)晶分異作用，形成于洋盆閉合后拉薩與羌塘板塊碰撞過程。

(3)班公湖-怒江特提斯洋在早白堊世時(shí)期發(fā)生閉合。尼瑪白堊紀(jì)巖漿作用記錄了縫合帶從洋盆閉合到拉薩-羌塘板塊擠壓碰撞的演變過程。

致謝感謝項(xiàng)目組成員在野外和室內(nèi)實(shí)驗(yàn)工作中給予了無私幫助；兩位審稿人詳細(xì)審閱了本文并提出寶貴的修改意見，在此表示感謝。