西藏改則地區(qū)沙木羅組中早白堊世晚期閃長玢巖的發(fā)現(xiàn)：班公湖-怒江特提斯洋北向俯沖板片折返事件的響應(yīng) *

李發(fā)橋 唐菊興 張靜 宋揚(yáng) 李海峰 林彬 王楠

1. 中國地質(zhì)大學(xué)地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京 100083 2. 中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所，自然資源部成礦作用與資源評價重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100037

作為板塊構(gòu)造運(yùn)動最重要的表現(xiàn)形式之一，大洋俯沖是研究古大洋演變和古老造山帶形成的關(guān)鍵(Stern, 2002)。通常來說，大洋俯沖事件導(dǎo)致在俯沖帶之上的活動大陸邊緣形成由安山巖-英安巖-流紋巖系列和少量玄武巖等弧火山巖組成的大陸弧巖漿作用(鄭永飛等, 2015)。而且大洋俯沖事件通常會經(jīng)歷長期的演變過程，從俯沖伊始到最終大洋的閉合，俯沖板片會經(jīng)歷初始俯沖、俯沖板片折返和斷離、俯沖角度的變化等過程，與之響應(yīng)的巖漿事件也會發(fā)生復(fù)雜的改變(DeCellesetal., 2009)。板片俯沖過程中發(fā)生脫水作用形成一系列弧巖漿作用(Syracuse and Abers, 2006)，加之巖漿弧在后期的地質(zhì)作用中容易保留下來，因此其時空分布特點(diǎn)可以指示并復(fù)原俯沖過程中的運(yùn)動學(xué)和動力學(xué)特征(李世民, 2018)。而對弧巖漿的類型等的判別可以指示其來源于俯沖沉積物(如Tatsumi, 2006)或俯沖洋殼(Defant and Drummond, 1990)等不同的源區(qū)特征。因此弧巖漿巖的研究對于還原俯沖帶演化過程有著重要的意義。

班公湖-怒江縫合帶(BNSZ，以下簡稱班-怒帶)分布于青藏高原中部(圖1a)，代表班公湖-怒江特提斯洋(以下簡稱班-怒洋)的殘余遺跡(Yin and Harrison, 2000)。班-怒帶西段一系列與中酸性巖漿巖組合有關(guān)的斑巖-淺成低溫?zé)嵋盒豌~多金屬礦床的發(fā)現(xiàn)，例如形成于班-怒洋北向俯沖背景下的多龍礦集區(qū)等(唐菊興等, 2016, 2017; Linetal., 2019; Songetal., 2018)，使得班-怒帶成為近年來的研究熱點(diǎn)。前人對于班-怒洋的演化研究已經(jīng)進(jìn)行了數(shù)十年，以沉積地層及古生物、島弧火山巖、洋島玄武巖、蛇綠混雜巖等研究對象開展了詳細(xì)的討論(Kappetal., 2007; Shietal., 2008; Yangetal., 2009; Lietal., 2009; Panetal., 2012; Zhuetal., 2013; Gengetal., 2016; 許志琴等, 2016)，但許多問題仍懸而未決。例如，學(xué)者們對于班-怒洋的開合時間、俯沖極性等有著不同的看法，認(rèn)為班-怒洋初始裂解于石炭紀(jì)時期(Zhuetal., 2013)或二疊紀(jì)至早侏羅世、早白堊紀(jì)世(Wangetal., 2016; Fanetal., 2018; Lietal., 2019b)。班-怒洋的最終閉合可能發(fā)生于中-晚侏羅世(Maetal., 2017; Lietal., 2017a, 2019b)到晚白堊世(Kappetal., 2007; Zhangetal., 2012; Suietal., 2013; Fanetal., 2018)。傳統(tǒng)觀點(diǎn)認(rèn)為班-怒洋的俯沖極性以北向俯沖為主(Yin and Harrison, 2000; Guynnetal., 2006; Liuetal., 2017;唐菊興等, 2016; Zhangetal., 2017; Linetal., 2019; 宋揚(yáng)等, 2019)，而近年來越來越多的學(xué)者們提出班-怒洋存在雙向(向南、向北)的俯沖模式(Zhuetal., 2013, 2016; Lietal., 2018; Maetal., 2020)。以上爭議勢必造成了班-怒帶兩側(cè)晚侏羅世-早白堊世巖漿作用成因機(jī)制的多解性，眾多學(xué)者認(rèn)為研究區(qū)北側(cè)(圖1)發(fā)育的晚侏羅世-早白堊世巖漿作用屬于班-怒洋向北俯沖的產(chǎn)物(Kappetal., 2003; 唐菊興等2016; Lietal., 2013, 2016; Dingetal., 2017; Linetal., 2017a, b)，其中多龍礦集區(qū)的成礦構(gòu)造動力學(xué)背景亦存在著正常俯沖(Lietal., 2013)和俯沖板片折返(林彬等, 2019)兩種模式。而位于多龍礦集區(qū)南側(cè)改則縣地區(qū)的閃長玢巖成巖時的俯沖階段和深部動力學(xué)過程仍缺乏詳細(xì)的刻畫，這對該地區(qū)成礦作用的約束非常重要。本文對班-怒帶西段北緣改則縣地區(qū)上侏羅-下白堊統(tǒng)沙木羅組地層中的閃長玢巖開展了地質(zhì)年代學(xué)、元素和同位素地球化學(xué)等方面的研究，對其巖石成因、構(gòu)造地質(zhì)背景及深部地球動力學(xué)過程等進(jìn)行了探討，旨在為班-怒洋北向俯沖深部過程與成礦作用的關(guān)系進(jìn)行詳細(xì)刻畫，并為班-怒洋的演化提供新的證據(jù)。

圖1 研究區(qū)大地構(gòu)造位置及地質(zhì)簡圖(a)青藏高原大地構(gòu)造格架(據(jù)宋揚(yáng)等, 2014; 唐菊興等, 2017修改; 年齡數(shù)據(jù)源自雷傳揚(yáng)等, 2018; 劉文等, 2019及其中參考文獻(xiàn))；(b)藏西北大地構(gòu)造格架及巖漿巖分布地質(zhì)簡圖(據(jù)劉文等, 2019修改)；(c)研究區(qū)地質(zhì)簡圖(底圖據(jù)Huang et al., 2017修改). YZSZ-雅魯藏布江結(jié)合帶；BNSZ-班公湖-怒江結(jié)合帶；JSSZ-金沙江結(jié)合帶；KLSZ-昆侖結(jié)合帶；LSSZ-龍木措-雙湖結(jié)合帶；SNMS-獅泉河-納木錯混雜巖帶. 1-第四系；2-新近系康托組；3-古近系納丁錯組；4-上侏羅統(tǒng)-下白堊統(tǒng)沙木羅組；5-上三疊-下侏羅統(tǒng)木嘎崗日巖群；6-閃長玢巖；7-藏西北巖漿分布；8-藏西北沙木羅組分布；9-主縫合帶；10-斷層；11-地名；12-采樣點(diǎn)Fig.1 Sketch tectonic map and geological map of the study area(a) sketch tectonic map of the Tibetan Plateau (after Song et al., 2014; Tang et al., 2017. Data of ages from Liu et al., 2019 and therein references); (b) sketch tectonic map of the North Tibet and the distribution of magmatic rocks (after Liu et al., 2019); (c) sketch geological map of study area (modified after Huang et al., 2017). YZSZ-Yarlung Zangbo Suture Zone; BNSZ-Bangongco-Nujiang Suture Zone; JSSZ-Jinsha Suture Zone; KLSZ-Kunlun Suture Zone; LSSZ-Longmu Co-Shuanghu Suture zone; SNMZ-Shiquan River-Namu Co Suture zone. 1-Quaternary; 2-Neogene Kangtuo Fm.; 3-Paleogene Nadingcuo Fm.; 4-Upper Jurassic to Lower Cretaceous Shamuluo Fm.; 5-Upper Triassic to Lower Jurassic Mugagangri Group; 6-diorite porphyrites; 7-the distribution of magmatism in Northwest Tibet; 8-the distribution of Shamuluo Fm. in Northwest Tibet; 9-main suture zone; 10-faults; 11-county; 12-locations of samples

1 區(qū)域及研究區(qū)地質(zhì)概況

班-怒帶作為西藏三大板塊縫合帶之一(圖1a)，同樣也是西藏四大成礦帶之一(其余為岡底斯、北喜馬拉雅和三江成礦帶)(唐菊興等, 2019)，屬于南側(cè)拉薩地體和北側(cè)羌塘地體的分界線。班-怒帶西端以班公湖為起點(diǎn)，向東經(jīng)改則、丁青和嘉玉橋等到八宿，東西跨度大于2000km，以改則和丁青縣為界分為西、中、東段(強(qiáng)巴扎西等, 2016)。該縫合帶主要由侏羅紀(jì)的蛇綠巖和中生代的木嘎崗日群復(fù)理石沉積建造組成，其中蛇綠巖主要表現(xiàn)出與俯沖有關(guān)的SSZ型(Shietal., 2008; Wangetal., 2016)，木嘎崗日群主要發(fā)育有半深海-深海環(huán)境沉積的砂巖、頁巖以及少量的玄武巖(Fanetal., 2015; Zengetal., 2016)。帶內(nèi)另發(fā)育晚侏羅-早白堊世的巖漿巖及沉積地層等。

圖2 西藏改則地區(qū)閃長玢巖野外(a、b)、手標(biāo)本(c、d)及鏡下(e、f)照片Hb-角閃石；Chl-綠泥石；Cal-方解石；Pl-斜長石Fig.2 The field (a, b)，hand specimen (c, d) and microscope (e, f) photos of diorite porphyrite in Gaize area, TibetHb-hornblende; Chl-chlorite; Cal-calcite; Pl-plagioclase

研究區(qū)位于班-怒帶內(nèi)西段改則縣西北約20km，大地構(gòu)造位于羌塘地體南緣和拉薩地體北緣(圖1)。區(qū)內(nèi)發(fā)育地層主要包括上三疊統(tǒng)-下侏羅統(tǒng)木嘎崗日巖群(Τ3J1M)、上侏羅統(tǒng)-下白堊統(tǒng)沙木羅組(J3K1s)、古近系納丁錯組(En)、新近系康托組(Nk)以及第四系沉積物和殘坡積物(Q)等(圖1c)。木嘎崗日巖群主要是一套復(fù)理石建造，巖性主要包括粉砂質(zhì)板巖和變質(zhì)長石石英砂巖；沙木羅組主要含有一套弱變形的碎屑巖，含灰?guī)r夾層，不整合覆蓋于木嘎崗日巖群和蛇綠巖之上；納丁錯組為一套火山巖建造，巖性主要包括玄武巖、火山角礫巖、凝灰?guī)r等，以斷層方式逆沖推覆于南側(cè)沙木羅地層之上(圖1c)；康托組巖性主要為一套砂巖、礫巖，角度不整合覆蓋于納丁錯組之上。研究區(qū)中酸性侵入巖發(fā)育較少，但研究區(qū)北側(cè)以及多龍礦集區(qū)區(qū)域發(fā)育大量中生代巖漿活動(圖1b)。區(qū)內(nèi)NWW向斷裂發(fā)育，為一系列北傾的逆沖斷層，是班-怒洋盆北向俯沖留下的構(gòu)造痕跡。

本次研究的閃長玢巖呈巖脈侵位于沙木羅組碎屑巖中，近東西走向，出露面積較小，與圍巖有著明顯的接觸界線，野外觀察無顯著的烘烤邊或冷凝邊結(jié)構(gòu)(圖2a, b)。本文研究采集了新鮮的樣品，手標(biāo)本樣品未發(fā)現(xiàn)明顯的蝕變和風(fēng)化現(xiàn)象，亦無脈體發(fā)育，呈灰黑色，斑狀結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造，基質(zhì)為顯微晶質(zhì)結(jié)構(gòu)(圖2c, d)。斑晶含量約占10%，雜亂分布，局部礦物發(fā)育一定程度的定向性，主要由角閃石(±8%)和斜長石(±2%)組成，其中角閃石可見發(fā)育明顯的兩階段，早期呈深綠色，被后期淡綠色角閃石所穿切(圖2e)，發(fā)育暗化邊，呈自形程度較高的長柱狀或六邊形狀，粒徑大小不均，最小0.2mm，最大可達(dá)5mm以上，部分角閃石發(fā)生局部綠泥石化蝕變；斜長石多為橢圓狀，表面較臟，部分可見環(huán)帶發(fā)育，少數(shù)礦物發(fā)育方解石化和泥化蝕變。其中基質(zhì)占比約90%，以斜長石為主，發(fā)育較少的石英礦物和角閃石微晶，并發(fā)育以鋯石和磷灰石為主的副礦物，可見磷灰石以嵌晶結(jié)構(gòu)發(fā)育于角閃石中。巖體邊緣相發(fā)育圍巖捕虜體，肉眼觀察無明顯反應(yīng)邊，而鏡下可觀察到捕虜體邊緣發(fā)育薄層的暗色烘烤邊，捕虜體由斜長石、石英等巖屑組成，多發(fā)生綠泥石、泥質(zhì)等蝕變(圖2f)。

圖3 西藏改則地區(qū)閃長玢巖鋯石U-Pb年齡諧和圖(a)和年齡頻率分布直方圖(b)及117～126Ma段(c)、399～412Ma段(d)、728～762Ma段(e)年齡諧和圖及加權(quán)平均年齡圖Fig.3 The concordia plots (a) and the frequency distribution histogram (b) of all zircons with the concordia plots and weight mean ages of stages of 117～126Ma (c), 399～412Ma (d) and 728～762Ma (e) of zircons from diorite porphyrites in Gaize area, Tibet

圖4 西藏改則地區(qū)閃長玢巖鋯石的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式圖(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989；I、S、A型花崗巖范圍據(jù)趙志丹等, 2018)Fig.4 Chondrite-normalized REEs patterns of zircons from diorite porphyrites in Gaize area, Tibet (normalized values from Sun and McDonough, 1989; the distributions of I-, S-, A-type granites are based on Zhao et al., 2018)

2 測試方法

2.1 鋯石U-Pb年齡及微量元素

用于鋯石測年的樣品(18GZD04)采自地表閃長玢巖露頭新鮮樣品，采樣位置如圖1c所示。鋯石單礦物分選及CL拍照在廣州拓巖檢測技術(shù)有限公司完成，將破碎至80～120目的樣品粉末進(jìn)行淘洗，以去除較輕的礦物，最后利用磁選和浮選兩種方法分選出鋯石礦物顆粒，挑選晶形和色澤較好、通透程度高的鋯石顆粒進(jìn)行環(huán)氧樹脂制靶，用陰極發(fā)光(CL)顯微鏡照相觀察其內(nèi)部結(jié)構(gòu)并拍照，選點(diǎn)測試時避開內(nèi)部礦物包裹體、裂痕進(jìn)行圈點(diǎn)。鋯石激光剝蝕等離子體質(zhì)譜(LA-ICP-MS)U-Pb同位素測年實(shí)驗(yàn)在中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源所自然資源部成礦作用與資源評價重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。使用RESOlution S-155激光剝蝕系統(tǒng)對礦物進(jìn)行剝蝕，利用BRUKER auroa M90電感耦合等離子體質(zhì)譜儀對剝蝕出的成分開展測試，載氣為氦氣，補(bǔ)充氣體為氬氣，在進(jìn)入ICP-MS之前與氮?dú)饣旌嫌赥形連接器。使用直徑為30μm的激光束斑進(jìn)行剝蝕，頻率為10Hz，測試之前進(jìn)行0.5s的預(yù)剝蝕清潔鋯石表面，每次分析采集約20s的背景值后再采集40s作為數(shù)據(jù)值。鋯石年齡計算時的外標(biāo)為國際標(biāo)準(zhǔn)鋯石GJ-1和91500。用ICP-MS-DataCal程序計算測試結(jié)果(Liuetal., 2010)，未進(jìn)行鉛校正，利用Excel中的Isoplot程序完成平均年齡計算及諧和圖繪制(Ludwig, 2003)。詳細(xì)的分析步驟和數(shù)據(jù)處理過程可參考文獻(xiàn)(侯可軍和袁順達(dá), 2010)。

2.2 全巖主微量元素

樣品采集位置與鋯石U-Pb測年位置相同，樣品新鮮，無蝕變和風(fēng)化作用影響。在廣州拓巖檢測技術(shù)有限公司完成樣品200目碎樣工作，在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測試中心完成全巖主微量元素測試。參照GB/T14506.28-93硅酸鹽巖石化學(xué)分析方法X射線熒光光譜法，在飛利浦PW2404X射線熒光光譜儀上完成了主量元素的測試分析。采用DZ/T0223-2001電感耦合等離子體質(zhì)譜方法在Finnigan MAT ELEMENT型高分辨率等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS)上測定微量元素和稀土元素，大致過程為：每個樣品稱取50mg樣品粉末置于PTFE溶樣器皿中，分別加入1mL濃度38%的HF和0.5mL濃度68%的HNO3，蒸干溶液以除掉大部分的硅。再次加入與第一次濃度一致的1mL的HF和0.5mL的HNO3，放置在190℃烘箱中加熱12小時。冷卻后加入1mL濃度為0.5μg/mL的Rh內(nèi)標(biāo)溶液，加熱至約150℃蒸干溶液，并再重復(fù)兩次以上冷卻步驟。用8mL HNO3(濃度40%)提取最終的殘留物，重新密封溶樣器，將其放入110℃烘箱中加熱3h冷卻之后，加入去離子水將溶液稀釋至100mL。

2.3 全巖Sr-Nd-Pb同位素

全巖Sr-Nd-Pb同位素測試分析在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測試研究中心完成，采用ISOPROBE-T熱電離質(zhì)譜儀開展測試，其中Rb-Sr條件為單帶，M+，質(zhì)量分餾用86Sr/88Sr=0.1194校正，標(biāo)準(zhǔn)測量結(jié)果為：NBS987=0.710250±7，實(shí)驗(yàn)室流程本底：Rb=2×10-10g，Sr=2×10-10g；Sm-Nd條件為三帶，M+，質(zhì)量分餾用146Nd/144Nd=0.7129校正，標(biāo)準(zhǔn)測量結(jié)果為：JMC143Nd/144Nd=0.512109±3。全流程本底Sm、Nd<50pg；Pb同位素測定用磷酸硅膠將樣品置于錸帶上，用靜態(tài)接收方式測量Pb同位素比值。NBS981未校正結(jié)果：208Pb/206Pb=2.164940±15，207Pb/206Pb=0.914338±7，204Pb/206Pb=0.0591107±2，全流程本底Pb<100pg。

3 測試結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb年齡及微量元素

本次工作對閃長玢巖樣品中晶型完好、環(huán)帶清晰的50顆鋯石進(jìn)行了鋯石U-Pb測年，結(jié)果如表1和圖3所示。CL圖像顯示，鋯石呈灰黑色，少數(shù)呈灰白色；大部分發(fā)育震蕩環(huán)帶結(jié)構(gòu)，較少發(fā)育扇形結(jié)構(gòu)，極少數(shù)發(fā)育有變質(zhì)邊結(jié)構(gòu)(圖3)。鋯石形態(tài)可分為兩類：第一類呈柱狀的自形晶形態(tài)，粒徑50～150μm，長寬比3:1～2:1；第二類為磨圓較好，呈次圓狀-圓狀發(fā)育，長寬比2:1～1:1，粒徑為50～100μm。鋯石的Th/U=0.01～2.81，均值0.71，遠(yuǎn)大于0.1，絕大部分具有巖漿成因鋯石特征(吳元保和鄭永飛, 2004)。

所有測試鋯石年齡均未明顯偏離諧和線(圖3a)，表明了有效的鋯石測年結(jié)果。放射成因的207Pb在年輕鋯石積累較少，因此當(dāng)鋯石測試計算年齡<1000Ma時選用206Pb/238U年齡作為其結(jié)晶年齡，當(dāng)>1000Ma時選用207Pb/235U年齡。測試結(jié)果顯示，閃長玢巖鋯石U-Pb年齡介于117～2488Ma之間，集中分布于5個年齡段(圖3b)，分別為(1)：117～126Ma階段(占比12%)，表現(xiàn)出明顯的峰值120Ma，該階段顯示出較為諧和的年齡，加權(quán)平均年齡為120.4±3.2Ma(圖3c)；(2)：214～302Ma階段，該階段無明顯的峰值；(3)：399～412Ma階段(占比16%)，峰值為406Ma，亦發(fā)育較為諧和的年齡，加權(quán)平均年齡為405.6±4.8Ma(圖3d)；(4)：728～762Ma階段(占比14%，峰值736Ma)，年齡較諧和，加權(quán)平均年齡為736±9.4Ma(圖3e)；(5)：1736～2488Ma階段無峰值。最新鋯石年齡為117Ma，因此將閃長斑巖成巖年齡限制在早白堊世中期。

表1 西藏改則地區(qū)閃長玢巖(樣品18GZD04)鋯石U-Pb年齡測年結(jié)果

圖5 西藏改則地區(qū)閃長玢巖(Na2O+K2O)-SiO2 (a)和K2O-SiO2 (b)圖解(底圖據(jù)Middlemost, 1994)Fig.5 The diagrams of (Na2O+K2O) vs. SiO2 (a) and K2O vs. SiO2 (b) of diorite porphyrites in Gaize area, Tibet (base maps after Middlemost, 1994)

圖6 西藏改則地區(qū)閃長玢巖球粒隕石標(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)Fig.6 Chondrite-normalized REEs patterns (a) and primitive-normalized trace-elements spider diagrams (b) of the diorite porphyrites in Gaize area, Tibet (normalizing values from Sun and McDonough, 1989)

在進(jìn)行鋯石U-Pb測年的同時開展了鋯石原位微量元素測試實(shí)驗(yàn)，分析結(jié)果如表2所示，整體上鋯石稀土元素總含量變化范圍較大，介于138×10-6～1972×10-6之間，平均值為672×10-6，∑LREE介于0.33×10-6～119.1×10-6之間，∑HREE變化范圍為132.2×10-6～1965×10-6。鋯石的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式表現(xiàn)出明顯的巖漿鋯石特征(圖4)，即強(qiáng)烈的左傾趨勢，顯著富集重稀土和虧損輕稀土，且輕重稀土元素分餾明顯，并具有明顯的Ce正異常和不同程度的Eu負(fù)異常。各個年齡階段鋯石稀土元素特征較均一，但相互間表現(xiàn)出一定的差異，尤其閃長玢巖結(jié)晶階段(圖4a)鋯石的稀土配分模式圖與其他較老年齡的鋯石(圖4a-c)相比表現(xiàn)出明顯的差異，即相對于其他年齡段(Eu/Eu*=0.02～0.71，平均值0.27)，117～126Ma年齡段(點(diǎn)序號19、23、42、44、47、48)的鋯石Eu元素負(fù)異常程度較弱(Eu/Eu*=0.68～0.89，平均值0.78)。原始測試數(shù)據(jù)利用Geo-fO2_V0.2軟件計算(Lietal., 2019a)，其中Zr元素未測試，取固定值49600×10-6(Lietal., 2019a)，原巖數(shù)據(jù)取7件閃長玢巖樣品全巖地球化學(xué)數(shù)據(jù)的平均值。結(jié)果顯示，鋯石微量元素Ti地質(zhì)溫度介于638～908℃之間(均值767℃)，其中巖體結(jié)晶年齡段(117～126Ma)鋯石Ti地質(zhì)溫度介于761～844℃之間(均值810℃)。Eu/Eu*值介于0.01～1.01之間，117～126Ma年齡段的Eu/Eu*=0.77～1.01；Ce/Ce*值介于1～1463之間，117～126Ma年齡段的Ce/Ce*=32.7～192.7。

表3 西藏改則地區(qū)閃長玢巖全巖主量(wt%)、微量(×10-6)分析結(jié)果

3.2 全巖主微量元素

全巖主微量元素測試分析結(jié)果見表3。改則地區(qū)閃長玢巖SiO2含量為58.35%～59.40%(平均值為58.79%)，顯示中性巖類特征，以及較高的Al2O3(16.39%～16.67%)、全堿(Na2O+K2O=5.79%～8.12%)、FeOT(6.00%～6.41%)和CaO(4.40%～6.12%)，較低的MgO(2.15%～2.53%)和P2O5含量(0.31～0.32)。其K2O/Na2O<1(0.66～0.91)，呈富鈉貧鉀特征。Mg#介于0.39～0.41之間，均值0.40。A/CNK<1(0.86～0.90)，屬于準(zhǔn)鋁質(zhì)系列。(Na2O+K2O)-SiO2及K2O-SiO2圖解(圖5a, b)顯示閃長玢巖樣品落入閃長巖-二長巖區(qū)域，表現(xiàn)出高鉀鈣堿性特征。

稀土元素分布特征較為均一(圖6)，稀土元素總含量介于189.5×10-6～202.2×10-6之間，平均值為195.4×10-6。LREE/HREE=8.30～9.04(均值8.82)，(La/Yb)N介于9.20～10.62(均值9.99)，輕重稀土分餾現(xiàn)象顯著。圖6a顯示其屬于富集輕稀土、虧損重稀土的右傾型稀土配分模式，重稀土趨勢較為平坦，Eu負(fù)異常不明顯或較弱(δEu=0.80～0.95)。微量元素蛛網(wǎng)圖顯示(圖6b)，閃長玢巖富集大離子親石元素Ba、Sr以及高場強(qiáng)元素Th、U、Ce、Zr等，虧損Rb、K、Pb、Nb、Ta、P、Ti等。

3.3 全巖Sr-Nd-Pb同位素

全巖Sr-Nd同位素和Pb同位素分析結(jié)果分別見表4和表5。87Sr/86Sr測試比值介于0.705864～0.706328之間，高于原始地?，F(xiàn)代值(0.7045, Depaolo and Wasserburg, 1979)，143Nd/144Nd比值為0.512336～0.512453，低于原始地?，F(xiàn)代值(0.512638, Jacobson and Wasserburg, 1980)。利用前文獲得的閃長玢巖最年輕年齡段加權(quán)平均年齡120.4Ma計算Sr、Nd同位素初始比值，結(jié)果顯示，(87Sr/86Sr)i=0.7053～0.7059，(143Nd/144Nd)i=0.51225～0.51236，fSm/Nd值介于-0.45～-0.40之間，Nd同位素二階段模式年齡tDM2集中于1.1～1.3Ga，εNd(t)=-4.6～-2.4(均值-3.6)。閃長玢巖測試的206Pb/204Pb比值為18.666～18.830，207Pb/204Pb=15.612～15.644，208Pb/204Pb=38.844～39.047。同樣的，經(jīng)加權(quán)平均年齡120.4Ma計算后的(206Pb/204Pb)t、(207Pb/204Pb)t、(208Pb/204Pb)t值分別為18.535～18.568、15.605～15.636、38.628～38.744。

表5 西藏改則地區(qū)閃長玢巖Pb同位素組成

圖7 西藏改則地區(qū)閃長玢巖Ce-SiO2 (a,底圖據(jù)Collins et al., 1982)和A/MF-C/MF (b)圖解(底圖據(jù)Altherr et al., 2000)A/MF=Al2O3/(MgO+FeOT)，C/MF=CaO/(MgO+FeOT)Fig.7 The Ce vs. SiO2 (a, base map after Collins et al., 1982) and A/MF vs. C/MF (b, base map after Altherr et al., 2000) diagrams of the diorite porphyrites in Gaize area, Tibet

圖8 西藏改則地區(qū)閃長玢巖Sr/Y-Y圖解(底圖據(jù)Defant and Drummond, 1990)Fig.8 The Sr/Y vs. Y diagram of diorite porphyrite in Gaize area, Tibet (base map after Defant and Drummond, 1990)

4 討論

4.1 閃長玢巖成巖年齡

本文采集的閃長玢巖呈巖脈出露于上侏羅統(tǒng)-下白堊統(tǒng)沙木羅巖屑長石石英砂巖中，前人對改則地區(qū)沙木羅地層中發(fā)育的碎屑鋯石研究發(fā)現(xiàn)，其沉積年齡大于130Ma(Huangetal., 2017; Lietal., 2017b)。而閃長玢巖挑選出的鋯石顯示出碎屑鋯石特征，類型較為復(fù)雜(圖3)，鋯石U-Pb測試結(jié)果(圖3a, b)顯示出較大的年齡變化范圍(117～2488Ma)，主要集中于5個階段，即117～126Ma(峰值120Ma)、214～302Ma(無峰值)、399～412Ma(峰值406Ma)、728～762Ma(峰值736Ma)、1736～2488Ma(無峰值)，其中大于200Ma的年齡分布特征與沙木羅組中碎屑鋯石年齡分布范圍一致，加之巖體邊緣相中發(fā)育的沙木羅組地層捕虜體現(xiàn)象(圖2)，證實(shí)了這些捕虜鋯石來源于沙木羅地層。而其所在最年輕階段(117～126Ma)年齡較為諧和，加權(quán)平均年齡為120.4Ma±3.4Ma，明顯小于改則地區(qū)沙木羅組地層最小沉積年齡130Ma(Huangetal., 2017; Lietal., 2017b)，因此可以代表閃長玢巖的結(jié)晶年齡，即改則地區(qū)沙木羅組地層中發(fā)育的閃長玢巖形成于早白堊世中期(120.4±3.2Ma)，前人首次在該組地層中發(fā)現(xiàn)的閃長玢巖成巖于103.5±1.4Ma(雷傳揚(yáng)等, 2018)，因此本文報道的閃長玢巖為首次在沙木羅地層中發(fā)現(xiàn)的早白堊世中期巖漿活動。

4.2 巖石成因及巖漿源區(qū)

圖9 西藏改則地區(qū)閃長玢巖Th/Hf-Th (a)和(87Sr/86Sr)i-SiO2 (b)圖解Fig.9 The diagrams of Th/Hf vs. Th (a) and (87Sr/86Sr)i vs. SiO2 (b) of diorite porphyrites in Gaize area, Tibet

西藏改則地區(qū)沙木羅組發(fā)育的閃長玢巖有著較低的A/CNK比值(0.86～0.90)和P2O5含量(0.31%～0.32%)，不含有堇青石、白云母等過鋁質(zhì)標(biāo)型礦物，因此不屬于S型花崗巖類別；其1000×Ga/Al=2.19～2.48(均值2.38)，小于2.6，因此可以排除A型花崗巖類別；CIPW計算所得分異指數(shù)(Differentiation Index)介于59.33～69.31之間(均值63.55)，從而排除高分異花崗巖類別。改則地區(qū)閃長玢巖含有大量I型花崗巖的標(biāo)志礦物角閃石，測試樣品全部落入Ce-SiO2圖解中的I型花崗巖類別范圍內(nèi)，大部分均落入A/MF-C/MF圖解中的基性巖部分熔融區(qū)域，與上文提到的前人首次在沙木羅組地層中發(fā)現(xiàn)的閃長玢巖(雷傳揚(yáng)等, 2018)屬于相同的成因類別(圖7)，即均為I型花崗質(zhì)巖石類型。巖漿鋯石的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式圖同樣佐證了本文閃長玢巖屬于I型花崗巖質(zhì)巖石類型(圖3a)。

本文閃長玢巖高Y含量(28.4×10-6～30.8×10-6)，低La/Yb比值(12.83～14.81)，高(87Sr/86Sr)i值(0.7053～0.7059)，非常低的Cr(9.70×10-6～20.80×10-6)、Ni(6.05×10-6～8.70×10-6)含量，均與埃達(dá)克質(zhì)巖地球化學(xué)特征有明顯的差異。Sr/Y-Y圖解顯示閃長玢巖樣品均落入經(jīng)典島弧型巖石范圍內(nèi)(圖8)，暗示本文閃長玢巖為典型的島弧型中性巖漿巖，與研究區(qū)北部約80km處多龍礦集區(qū)中廣泛發(fā)育的弧巖漿巖類似(唐菊興等, 2016)。前人對弧環(huán)境形成的中酸性巖漿巖開展了大量研究工作，并總結(jié)出三類成因機(jī)制：(1)俯沖板片的部分熔融(Martinetal., 2005; Defant and Drummond, 1990; Castillo, 2012)；(2)幔源玄武質(zhì)巖漿的分離結(jié)晶(Annen and Sparks, 2002; Groveetal., 2003)；(3)幔源玄武質(zhì)巖漿與殼源長英質(zhì)巖漿的混合，及殼?；旌献饔?Richards, 2003; Kempetal., 2007; Chiaradiaetal., 2011)。

圖10 西藏改則地區(qū)閃長玢巖Sr-Nd-Pb同位素組成(底圖據(jù)Lin et al., 2018)DMM-虧損型地幔；HIUH-異常高238U/204Pb型地幔；EMⅠ-富集Ⅰ型地幔；EMⅡ-富集Ⅱ型地幔(引自Zindler and Hart, 1986; Norman and Leeman, 1989).數(shù)據(jù)來源：雅魯藏布MORB引自Hou et al., 2004；玉龍引自Jiang et al., 2006；岡底斯、藏北引自吳偉中等, 2013多龍礦集區(qū)數(shù)據(jù)引自林彬等, 2019；雄村數(shù)據(jù)引自Hou et al., 2015；安第斯弧巖漿引自Rabbia et al., 2017；全球平均俯沖沉積物引自Petford and Atherton, 1998Fig.10 The Sr-Nd-Pb isotopic compositions of diorite porphyrites in Gaize area, Tibet (base map after Lin et al., 2018)DMM-Depleted MORB Mantle; HIUH-High 238U/204Pb Mantle; EMⅠ-type Ⅰ enriched Mantle; EMⅡ-type Ⅱ enriched Mantle (after Zindler and Hart, 1986; Norman and Leeman, 1989); Data sources: Yarlung Zangbo MORB (Hou et al., 2004); Yulong (Jiang et al., 2006); Gangdese and North Tibet (Wu et al., 2013); Duolong (Lin et al., 2019); Xiongcun (Hou et al., 2015); Andean arc magma (Rabbia et al., 2017); Global Average subduction sediments (Petford and Atherton, 1998)

圖11 西藏改則地區(qū)閃長玢巖Th/Ce-Th/Sm圖解(a,底圖據(jù)Martin, 1999)和Th/Yb-Sr/Nd圖解(b,底圖據(jù)Woodhead et al., 1998)Fig.11 The diagrams of Th/Ce vs. Th/Sm (a, base map after Martin, 1999) and Th/Yb vs. Sr/Nd (b, base map after Woodhead et al., 1998) of diorite porphyrites in Gaize area, Tibet

前人研究認(rèn)為俯沖板片一般不會發(fā)生部分熔融，但在含水的洋殼俯沖過程中可以發(fā)生部分熔融，即年輕的大洋巖石圈發(fā)生低角度緩慢俯沖時，洋殼物質(zhì)可以發(fā)生飽和水或脫水熔融，基性巖部分熔融形成埃達(dá)克巖(張澤明等, 2020)。但目前沒有證據(jù)表明班-怒洋洋殼于早白堊世發(fā)生了低角度的俯沖作用(Zhuetal., 2019)，且本文閃長玢巖無埃達(dá)克巖特征(圖8)，因此排除了俯沖板片部分熔融的成因機(jī)制。強(qiáng)親巖漿元素(如Ta、Th、La、Ce)會在巖漿發(fā)生分離結(jié)晶作用過程中發(fā)生富集，而親巖漿元素(如Zr、Hf、Sm)的豐度也幾乎同步上升(Allègre and Minster, 1978)。因此若發(fā)生巖漿的分離結(jié)晶作用，強(qiáng)親巖漿與親巖漿元素的比值應(yīng)為常數(shù)；而在部分熔融過程中，親巖漿元素進(jìn)入熔體的速率要小于強(qiáng)親巖漿巖元素，因此在巖漿發(fā)生部分熔融作用時，強(qiáng)親巖漿元素/親巖漿元素應(yīng)呈逐漸上升趨勢。強(qiáng)親巖漿元素(Th)-親巖漿元素(Hf)比值關(guān)系圖(圖9a)顯示，本文閃長玢巖成巖過程以部分熔融為主，可能涉及輕微的分離結(jié)晶作用。斜長石的分離結(jié)晶作用發(fā)生在巖漿鋯石結(jié)晶前和結(jié)晶過程可能會導(dǎo)致鋯石中Eu元素的負(fù)異常(Hoskin and Ireland, 2000)，閃長玢巖結(jié)晶年齡段(117～126Ma)的鋯石δEu(Eu/Eu*)=0.77～1.01(均值0.88)，顯示輕微或無負(fù)異常，表明巖漿結(jié)晶過程斜長石的分離結(jié)晶作用不明顯。加之研究區(qū)附近無同時代大規(guī)?；詭r漿巖出露，且閃長玢巖稀土配分模式圖未出現(xiàn)“四分組”模式效應(yīng)(圖6a)，分異指數(shù)(DI)較低(59.33～69.31)，綜合以上判斷，可以排除幔源玄武質(zhì)巖漿的分離結(jié)晶成因機(jī)制。利用實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)方法，前人證明了形成于玄武質(zhì)巖石部分熔融作用的巖漿巖Mg#值往往低于0.4，有地幔組份參與形成的巖漿巖Mg#值則大于0.4(Rapp and Watson, 1995)。本文閃長玢巖Mg#=0.39～0.41(均值0.40)，表明玄武質(zhì)巖漿部分熔融是其主要的成因，源區(qū)可能有極少部分地幔組份的加入。加之SiO2與(87Sr/86Sr)i無明顯的正比例關(guān)系(圖9b)，暗示地殼物質(zhì)的混染作用不明顯。Sr-Nd同位素組成特征(圖10a)顯示閃長玢巖樣品落入古老下地殼、富集地幔和虧損地幔形成的三角區(qū)域，與多龍礦集區(qū)巖漿巖范圍一致。Pb同位素組成顯示樣品落入EMⅡ與MORB演化線之間(圖10b)，并位于EMⅡ范圍附近。一般認(rèn)為，EMⅡ型地幔與俯沖及陸殼再循環(huán)的殼幔相互作用有關(guān)(Sun and McDonough, 1989; Weaver, 1991)，即板片熔體或流體與富集地幔發(fā)生了混合作用，表明源區(qū)可能為俯沖作用下的新生玄武質(zhì)下地殼。Th/Ce-Th/Sm圖解顯示(圖11a)，樣品均沿俯沖沉積物交代混合曲線分布，表明巖漿源區(qū)有少量沉積物熔體組份的參與(<5%)，小于晚期(103.5Ma)侵入于沙木羅組的閃長玢巖沉積物殘余比例(6.5%～8%, 雷傳揚(yáng)等, 2018)。而Th/Yb-Sr/Nd圖解中(圖11b)顯示本文閃長玢巖源區(qū)流體主要為板片來源，與晚期閃長玢巖的洋底沉積物來源明顯不同(雷傳揚(yáng)等, 2018)。前人研究認(rèn)為，因Nd可溶解在沉積物熔體中，造成εNd(t)值的降低(Hawkesworthetal., 1993; Pearce and Peate, 1995; Kesseletal., 2005)，本文閃長玢巖εNd(t)值介于-4.6～-2.4之間(均值-3.6)，證實(shí)了源區(qū)沉積物熔體的存在。

源區(qū)殘留斜長石將會引起中酸性巖漿熔體中Eu元素的負(fù)異常(Rollinson, 1993)，本文樣品δEu值介于0.80～0.95之間(均值0.88)，顯示輕微負(fù)Eu異常(圖6a)，表明源區(qū)無或殘留極少的斜長石等富Eu礦物。研究表明，Nb、Ta元素虧損而Y不虧損可能表明巖漿源區(qū)殘留較多的石榴子石或角閃石(Pearce and Norry, 1979; 侯增謙等, 2003)，本文樣品具有Nb、Ta虧損和Y不虧損的特征，表明源區(qū)可能殘留石榴子石或角閃石。根據(jù)HREE在石榴石和角閃石中分配系數(shù)的不同可對源區(qū)殘留相進(jìn)一步區(qū)分，呈現(xiàn)出傾斜的HREE配分模式，Y/Yb比值明顯大于10，則殘留相以石榴石為主；若具有較平坦的HREE配分模式，且Y/Yb比值接近于10，則以角閃石為主要?dú)埩粝?Defant and Drummond, 1990; 高永豐等, 2003)。改則地區(qū)閃長玢巖有著較為平坦的HREE配分模式(圖6a)，且Y/Yb值介于8.55～9.57之間(均值9.14)，表明其源區(qū)殘留相以角閃石為主。綜上所述，本文認(rèn)為改則地區(qū)閃長玢巖形成于新生玄武質(zhì)下地殼的部分熔融，源區(qū)殘留相以角閃石為主，并有少量沉積物組份的參與(<5%)，巖漿演化過程中分離結(jié)晶和地殼混染作用不明顯。

4.3 地球動力學(xué)背景及意義

利用地球化學(xué)微量元素判別巖漿巖成巖構(gòu)造環(huán)境時會存在多解性，因此我們運(yùn)用多種微量元素結(jié)合同位素、鋯石微量元素判別圖解綜合對改則地區(qū)閃長玢巖的成巖構(gòu)造環(huán)境進(jìn)行解譯。高場強(qiáng)微量元素具有穩(wěn)定、不活潑的特性，受到后期風(fēng)化、蝕變等地質(zhì)作用的影響較小，能夠一定程度上反映巖漿源區(qū)特征，Th/Yb-Ta/Yb和Th/Yb-Nb/Yb圖解(圖12a, b)均顯示閃長玢巖屬于大陸邊緣島弧構(gòu)造背景。如上文所述，鋯石礦物由于其封閉溫度高、穩(wěn)定性高、抗后期地質(zhì)作用改造能力強(qiáng)等特性，可以較準(zhǔn)確的反映巖漿巖成巖構(gòu)造背景(趙志丹等, 2018)。前人通過大數(shù)據(jù)分析處理，在已知構(gòu)造背景情況下，總結(jié)出利用鋯石原位微量元素進(jìn)行判別成巖構(gòu)造背景的圖解(Carleyetal., 2014; Grimesetal., 2015)，并得到了有效的應(yīng)用。本文閃長玢巖鋯石礦物微量元素U/Yb-Hf和U/Yb-Nb/Yb圖解(圖12c, d)顯示，所測試樣品均落入大陸弧范圍內(nèi)，暗示其大陸島弧性質(zhì)。相比全巖主微量元素，全巖Pb同位素性質(zhì)穩(wěn)定，受到外界環(huán)境影響較小(唐攀等, 2016)，Pb同位素判別圖解顯示所測試樣品均落入造山帶范圍甚至造山帶集中區(qū)域(圖12e, f)，與多龍礦集區(qū)Pb同位素分布特征一致，暗示與多龍礦集區(qū)有著相同的成巖構(gòu)造背景，即形成于俯沖造山背景下。綜上所訴，本文利用高場強(qiáng)微量元素比值、鋯石微量元素比值以及全巖Pb同位素構(gòu)造環(huán)境判別圖解綜合認(rèn)為，改則地區(qū)閃長玢巖形成于俯沖造山背景下大陸弧環(huán)境。

區(qū)域上來講，本文閃長玢巖侵位于晚侏羅-早白堊世的淺海陸架和碳酸鹽巖臺地環(huán)境中沉積的沙木羅組地層中(圖1b)(Chenetal., 2004; Xieetal., 2010)。Lietal. (2017b)通過對本文研究區(qū)沙木羅組的沉積記錄、碎屑鋯石開展物源分析等研究認(rèn)為沙木羅組有兩種可能的沉積模式：(1)形成于殘余海盆，班-怒洋盆的俯沖已經(jīng)結(jié)束，沒有明顯的地殼縮短但仍存在殘余海盆，此時南羌塘地體高于拉薩地體，拉薩地體的碎屑無法越過未填充的前陸盆地，因此沙木羅組沉積物源主要來自羌塘地體；(2)形成于溝槽斜坡盆地，此時班-怒洋仍在北向俯沖，全部來源于南羌塘地體的沉積物不整合覆蓋于俯沖雜巖(木嘎崗日巖群)和蛇綠巖之上。研究區(qū)北側(cè)多龍斑巖-淺成低溫?zé)嵋盒豌~多金屬礦集區(qū)內(nèi)發(fā)育的早白堊世(128～106Ma)火山巖、中酸性侵入巖均形成于大洋板片折返作用下的陸緣弧環(huán)境(唐菊興等, 2016; 林彬等, 2019; Linetal., 2019)，即表明早白堊世班-怒洋仍在北向俯沖。雷傳揚(yáng)等(2018)對革吉縣北阿翁錯地區(qū)沙木羅組地層中首次發(fā)現(xiàn)的閃長玢巖開展了地質(zhì)年代學(xué)和元素地球化學(xué)研究，提出該巖體形成于班-怒洋北向俯沖于羌塘地體的構(gòu)造背景下，即103.5Ma時班-怒洋西段仍未完全閉合。綜上我們認(rèn)為在120.4Ma時侵位于改則地區(qū)沙木羅組地層中的閃長玢巖成巖于班-怒洋北向俯沖造山背景下的大陸弧環(huán)境，由于俯沖板片發(fā)生折返引起。侵位于沙木羅組的120.4Ma與103.5Ma閃長玢巖均成巖于相同的構(gòu)造環(huán)境中，但兩者深部動力學(xué)背景卻有所不同：革吉地區(qū)沙木羅組地層中侵位的閃長玢巖(103.5Ma)源區(qū)物質(zhì)中的海洋沉積物組份明顯多于改則地區(qū)閃長玢巖(120.4Ma)(圖11a)，暗示著北向俯沖板片角度變大加速了軟流圈地幔物質(zhì)上涌速度，使得更多的俯沖板片上覆沉積物熔融從而導(dǎo)致了源區(qū)沉積物組份占比的增加，加之革吉地區(qū)閃長玢巖鋯飽和溫度(759～775℃，均值763℃，數(shù)據(jù)自雷傳揚(yáng)等，2018)明顯高于改則地區(qū)閃長玢巖(726～742℃，均值732℃)的現(xiàn)象可證明以上推論，暗示120.4～103.5Ma時，班-怒洋板片俯沖角度繼續(xù)增大，板片前端折返繼續(xù)進(jìn)行(圖13)。

圖13 班-怒帶西段早白堊世成巖、成礦動力學(xué)機(jī)制模式圖(據(jù)林彬等, 2019修改)Fig.13 Dynamic model in Early Cretaceous of diagenesis and mineralization of the western section of BNSZ (modified after Lin et al., 2019)

4.4 成礦地質(zhì)意義

青藏高原發(fā)育的多龍礦集區(qū)(韋少港等, 2016)、驅(qū)龍礦床(Yangetal., 2015)以及朱諾礦床(Sunetal., 2018, 2021)等多個著名的斑巖型銅礦床的形成均與閃長質(zhì)巖石有所關(guān)聯(lián)，因此閃長質(zhì)巖石作為一種與成礦密切相關(guān)的巖石類型，其含礦性研究有重要的地質(zhì)意義。研究區(qū)北側(cè)多龍礦集區(qū)含礦侵入巖與本文閃長玢巖具有同樣的成巖時代、構(gòu)造背景及相似位置的巖漿源區(qū)(林彬等, 2019)，兩者宿命卻天差地別，隨著鐵格隆南這一西藏首例千萬噸級斑巖-淺成低溫?zé)嵋盒偷V床以及拿若等礦床的發(fā)現(xiàn)(方向等, 2014; 唐菊興等, 2016)，前者一躍成為世界級斑巖-淺成低溫?zé)嵋盒豌~多金屬礦集區(qū)，并被劃為全國28個對國民經(jīng)濟(jì)具有重要價值的礦區(qū)之一(《全國礦產(chǎn)資源規(guī)劃(2016—2020年)》)，而處于縫合帶內(nèi)北緣的改則縣附近地區(qū)卻尚未發(fā)現(xiàn)有較大潛力的成礦靶區(qū)。

除了成礦圍巖條件、成礦后的保存等因素，本文認(rèn)為改則地區(qū)閃長玢巖的時空分布和巖漿源區(qū)氧化還原性特征成為其未成礦的眾多因素之二：(1)120.4Ma時，多龍礦集區(qū)位于俯沖板片前端，隨著俯沖作用的進(jìn)行，俯沖板片前端持續(xù)發(fā)生脫水作用和部分熔融，較輕的長英質(zhì)等物質(zhì)不斷析出并以熔體的形式上侵，使得板片前端比重逐漸增大，加之班-怒洋南側(cè)冷的高密度大洋板片發(fā)生裂解和斷離，由于“蹺蹺板”原理，導(dǎo)致北側(cè)大洋板片由于重力原因發(fā)生下沉和折返，地幔物質(zhì)加速上涌，板片流體交代上覆地幔發(fā)生部分熔融形成玄武質(zhì)巖漿；基性巖漿繼而發(fā)生底侵作用至下地殼，發(fā)生MASH作用，其形成的中酸性巖漿巖攜帶金屬礦物上侵至增生帶中最終形成了多龍礦集區(qū)(圖13;林彬等, 2019)。而位于班-怒帶北緣的同時代發(fā)育的改則地區(qū)閃長玢巖近乎位于俯沖板片后端根部(圖13)，其俯沖角度相對較小，板片及上覆沉積物熔融程度較弱，且源區(qū)幔源物質(zhì)加入較少，形成的中酸性巖漿規(guī)模較小，因此無法攜帶巨量金屬上侵至淺部并成礦。(2)大量研究表明，含礦巖體常具有較高的Ce4+/Ce3+比值特征，反映了含礦巖漿具有更高的氧逸度，而前人研究證實(shí)巖漿攜帶S的能力與氧逸度呈正相關(guān)關(guān)系，而巖漿中S的含量直接決定著其是否成礦(Paratetal., 2008; Botcharnikovetal., 2011)。Ce元素在鋯石中含有Ce3+、Ce4+兩種價態(tài)，由于后者半徑更接近Zr4+，因此鋯石表現(xiàn)為顯著的正Ce異常，當(dāng)熔體/流體更氧化時，Ce以4價為主，會替代更多的Zr4+，因此鋯石的Ce4+/Ce3+比值可作為反應(yīng)鋯石結(jié)晶時熔體(或流體)氧逸度大小的標(biāo)志(Trailetal., 2012; Ballardetal., 2002)。盡管存在部分鋯石微量元素?zé)o法有效識別含礦與貧礦巖體的實(shí)例(Sunetal., 2021)，但前人對多龍礦集區(qū)含礦/不含礦巖體鋯石微量元素進(jìn)行了一系列研究，結(jié)果顯示多龍礦集區(qū)含礦和貧礦巖體的鋯石微量有著明顯的差別，并且認(rèn)為多龍礦集區(qū)含礦巖體形成于相對較高的氧逸度環(huán)境，可將Ce4+/Ce3+>300作為巖體成礦的地球化學(xué)標(biāo)志(李云強(qiáng)等, 2020)，與智利北部斑巖型銅礦的含礦巖體的鋯石Ce4+/Ce3+比值下限一致(Ce4+/Ce3+>300, Ballardetal., 2002)。而本文研究區(qū)臨近多龍礦集區(qū)且具有相同的構(gòu)造背景和成巖時代，因此判斷該地區(qū)閃長玢巖鋯石微量元素可能會成為判斷含礦性的有效指標(biāo)，其結(jié)晶階段(117～126Ma)鋯石微量元素Ce4+/Ce3+介于30.7～192.7之間(表2)，遠(yuǎn)低于300，暗示改則地區(qū)閃長玢巖源區(qū)氧逸度較低，未達(dá)到成礦的條件。

如上文所述，班-怒洋殼北向俯沖板片在120.4～103.5Ma時仍在持續(xù)發(fā)生折返作用，俯沖角度變大，使得形成于103.5Ma的閃長玢巖源區(qū)沉積物組份增加。主成礦期約為120Ma的多龍礦集區(qū)成礦動力學(xué)機(jī)制發(fā)育位置同樣的向南位移(圖13)。因此本文推測改則縣地區(qū)120Ma至班-怒洋俯沖結(jié)束的時間內(nèi)與俯沖背景有關(guān)的成礦事件應(yīng)發(fā)育于多龍礦集區(qū)與改則縣閃長玢巖發(fā)育位置之間。但是否成礦還應(yīng)考慮如構(gòu)造、圍巖、后期保存等多種條件的影響。

5 結(jié)論

(1)改則地區(qū)侵位于沙木羅組地層中的閃長玢巖成巖于120.4Ma，為首次于沙木羅組發(fā)現(xiàn)該時代的巖漿活動。

(2)通過元素地球化學(xué)、鋯石微量元素分布特征等判斷本文閃長玢巖屬于I型花崗巖類，具有明顯的島弧型巖石特征，結(jié)合其全巖Sr-Nd-Pb同位素組成特征分析得出其成巖于新生玄武質(zhì)下地殼的部分熔融，源區(qū)以角閃石為主要?dú)埩粝?，并有少量沉積物組份的參與，巖漿演變過程中分離結(jié)晶和地殼混染作用不明顯。

(3)改則地區(qū)閃長玢巖形成于由班-怒洋北向俯沖板片折返作用引起的大陸弧環(huán)境，而相較之下，革吉地區(qū)103.5Ma的閃長玢巖源區(qū)具有更多的沉積物組份和更高的成巖溫度，暗示120.4～103.5Ma階段班-怒洋板片俯沖角度繼續(xù)增大，板片前端折返作用繼續(xù)進(jìn)行。

(4)在現(xiàn)有數(shù)據(jù)分析下，本文認(rèn)為閃長玢巖未成礦的原因主要有兩點(diǎn)：120.4Ma時該巖體成巖于班-怒洋俯沖板片后端根部，俯沖角度相對較小，板片及上覆沉積物熔融程度較弱，且源區(qū)幔源物質(zhì)加入較少，可形成的中酸性巖漿規(guī)模較小，因此無法攜帶巨量金屬上侵至淺部并成礦；閃長玢巖源區(qū)具有較低的氧逸度，源區(qū)無法為成礦提供足夠的S。相較于革吉地區(qū)閃長玢巖深部動力學(xué)成巖背景，我們認(rèn)為120Ma至俯沖作用結(jié)束的時間內(nèi)與俯沖背景有關(guān)的成礦事件應(yīng)發(fā)育于改則地區(qū)與多龍礦集區(qū)之間，但是否見礦還應(yīng)考慮構(gòu)造、圍巖、后期保存等條件的影響。

致謝感謝中鋁西藏金龍礦業(yè)股份有限公司為筆者的野外工作提供的大力支持；感謝王嘉星、張開江、王超等在野外采樣、拍照等過程中的幫助；特別感謝兩位審稿專家提出的富有建設(shè)性的寶貴意見和期刊編輯老師的修改。