藏南浪卡子地區(qū)卡龍輝長巖的時代、成因及其大地構(gòu)造意義*

楊成業(yè) 李玉彬 張金樹 張 根

（1.西藏大學(xué)工學(xué)院 拉薩 850000；2.成都理工大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院 成都 610059；3.西藏自治區(qū)地質(zhì)調(diào)查院 拉薩 850000）

作為地球的“第三極”，青藏高原是世界上最新、最高及最大的高原，是新特提斯洋閉合后通過印度板塊和歐亞板塊碰撞作用而成的，形成了地球上海拔最高、陸殼最厚的陸—陸碰撞造山帶——喜馬拉雅造山帶，是理解板塊構(gòu)造理論和特提斯域地質(zhì)演化的天然實驗室。特提斯喜馬拉雅帶位于喜馬拉雅碰撞造山帶的北緣，具有OIB型特征的早白堊世基性巖漿作用廣泛發(fā)育，同時伴有A型花崗巖，因而顯示出雙峰式巖漿活動特征，代表了伸展構(gòu)造背景下的巖漿作用產(chǎn)物（Zhu et al.，2009；朱弟成等，2013；Liu et al.，2015a；呂 曉 春 等，2016；Huang et al.，2018；Ma et al.，2018；Tian et al.，2019）。此外，這些OIB型基性巖也常常被認(rèn)為是東岡瓦納大陸裂解的標(biāo)志（Zhou et al.，2018；Olierook et al.，2019；Zeng et al.，2019；Lian et al.，2021）。但前人對這些巖石形成的大地構(gòu)造背景仍存在明顯爭論，部分學(xué)者認(rèn)為特提斯喜馬拉雅帶內(nèi)早白堊世廣泛的巖漿作用與Kerguelen地幔柱的發(fā)育有關(guān)（Zhu et al.，2008；Direen et al.，2017；Zhou et al.，2018；Lian et al.，2021）；另一種觀點則認(rèn)為此過程與Kerguelen地幔柱沒有必然的聯(lián)系，可能是裂谷作用等伸展體系下的產(chǎn)物（Zeng et al.，2019）。

本文基于野外地質(zhì)調(diào)查、巖相學(xué)、年代學(xué)及地球化學(xué)等資料對位于特提斯喜馬拉雅帶東段北緣浪卡子地區(qū)的卡龍巖體進(jìn)行了詳細(xì)研究，確定了該巖體的時代與成因，并與特提斯喜馬拉雅帶內(nèi)其他OIB型基性巖對比，探索了其形成的大地構(gòu)造環(huán)境與板塊動力機(jī)制，這為深入理解早白堊世特提斯喜馬拉雅帶巖漿作用的動力機(jī)制提供重要依據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

青藏高原是由多個增生地塊拼合而成，各地體之間為縫合帶，從南到北分別為：特提斯喜馬拉雅地塊、雅魯藏布江縫合帶、拉薩地塊、班公湖—怒江縫合帶、羌塘地塊、金沙江結(jié)合帶、松潘—甘孜地塊。其中雅魯藏布江縫合帶是晚白堊—第三紀(jì)新特提斯洋閉合后形成的在拉薩地塊與喜馬拉雅地塊之間的縫合帶，其內(nèi)發(fā)育大量蛇綠巖套。特提斯喜馬拉雅地塊是位于喜馬拉雅結(jié)晶巖帶與印度雅魯藏布江縫合帶之間的一個地質(zhì)構(gòu)造單元（葛玉魁等，2016），平均寬度300 km，該帶以大面積出露前寒武系變質(zhì)巖和發(fā)育從奧陶紀(jì)—新近紀(jì)基本連續(xù)的海相地層為特色，根據(jù)大地構(gòu)造相的差異自北而南分為北喜馬拉雅特提斯沉積盆地、高喜馬拉雅基地雜巖帶和低喜馬拉雅被動陸緣盆地（圖1）。研究區(qū)位于特提斯—喜馬拉雅構(gòu)造域一級構(gòu)造單元之喜馬拉雅板片的中段，主體屬于北喜馬拉雅被動陸緣—褶沖帶，位于羊卓雍錯—哲古錯斷陷盆地內(nèi)，北為雅魯藏布江板塊結(jié)合帶，南為高喜馬拉雅結(jié)晶巖帶。區(qū)域構(gòu)造主要有近EW向和近SN向兩組，近EW向是研究區(qū)主要控盆、控巖構(gòu)造，控制著中生代中基性巖漿的侵入和噴發(fā)。

圖1 藏南區(qū)域地質(zhì)簡圖Fig.1 Regional geological map of the South Tibet

2 巖體地質(zhì)與分析方法

卡龍輝長巖地處藏南特提斯喜馬拉雅帶東段北緣浪卡子地區(qū)，位于羊卓雍措的東部，呈小巖株侵入到三疊系涅如組（T3n）和侏羅系日當(dāng)組（J1r）、陸熱組（J1-2l）中（圖2），大小約35 km2。涅如組為一套深海相黑色炭質(zhì)板巖夾厚層粉細(xì)砂巖及微晶灰?guī)r透鏡體，日當(dāng)組為盆地過渡帶—濱海潮坪的黑色頁巖、細(xì)砂巖、長石石英砂巖。輝長巖區(qū)域上呈近東西向帶狀分布，且多呈脈狀產(chǎn)于近東西向構(gòu)造帶內(nèi)或其旁側(cè)上三疊統(tǒng)—侏羅系地層中。輝長巖多呈灰綠色，輝長結(jié)構(gòu)（圖3），主要礦物為斜長石和普通輝石，可見少量石英。斜長石呈板條狀，多為半自形，可見聚片雙晶，絹云母化和鈉黝簾石化發(fā)育，含量約45%～55%；普通輝石，呈短柱狀，多為半自形，斜消光，局部發(fā)育綠泥石化，含量約40%～45%；石英少量（＜5%），它形粒狀，無解理；副礦物主要有鋯石、磷灰石及鈦鐵礦等，巖石局部還發(fā)育較弱的碳酸鹽化。

圖2 研究區(qū)地質(zhì)圖Fig.2 Geological map of the study area

圖3 卡龍輝長巖的代表性野外照片（a）和顯微照片（b）Fig.3 Representative field photograph（a）and photomicrograph（b）of the Kalong gabbro

樣品的全巖地球化學(xué)、全巖同位素和鋯石U-Pb年齡等的測試均在武漢上普分析科技有限責(zé)任公司完成。樣片加工成200目左右的粉末，主量元素分析儀器為日本理學(xué)（Rigaku）生產(chǎn)的ZSX PrimusⅡ型波長色散X射線熒光光譜儀（XRF），數(shù)據(jù)校正采用理論α系數(shù)法，測試相對標(biāo)準(zhǔn)偏差（RSD）＜2%。微量和稀土元素分析儀器為Agilent 7700e ICP-MS，詳細(xì)的樣品消解處理過程、分析精密度和準(zhǔn)確度同Liu et al.（2008b）。Sr-Nd同位素分析采用美國Thermo Fisher Scientific公司的MC-ICP-MS（Neptune Plus）開展實驗，實驗流程對樣品進(jìn)行有效分離，分析準(zhǔn)確度和精密度滿足高精度同位素分析要求。

鋯石U-Pb同位素定年采用LA-ICP-MS分析完成。激光剝蝕過程中采用氦氣作載氣、氬氣為補(bǔ)償氣以調(diào)節(jié)靈敏度，二者在進(jìn)入ICP之前通過一個T型接頭混合，激光剝蝕系統(tǒng)配置有信號平滑裝置。本次分析的激光束斑為32μm。U-Pb同位素定年處理中采用鋯石標(biāo)準(zhǔn)91500作外標(biāo)進(jìn)行同位素分餾校正。每個時間分辨分析數(shù)據(jù)包括大約20～30 s空白信號和50 s樣品信號。對分析數(shù)據(jù)的離線處理（包括對樣品和空白信號的選擇、儀器靈敏度漂移校正、元素含量及U-Pb同位素比值和年齡計算）采用軟件ICPMSDataCal完成。鋯石樣品的U-Pb年齡諧和圖繪制和年齡加權(quán)平均計算采用Isoplot/Ex_ver3完成。

3 測試結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb年齡測試結(jié)果

卡龍巖體鋯石LA-ICP-MSU-Pb定年結(jié)果見表1、圖4。

表1 卡龍輝長巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年數(shù)據(jù)Table 1 LA-ICP-MSzircon U-Pb isotopic data of the Kalong gabbros

樣品20YH09中大部分鋯石透明、自形，主體介于40～100μm，長寬比為1∶1～2∶1，在CL圖像上多具有無分帶、弱分帶以及振蕩環(huán)帶的特點（圖4）。鋯石的Th/U比值介于1.03～1.73，與巖漿鋯石一致（Wu and Zheng，2004）。12個測試點中10個鋯石的206Pb/238U年 齡 介 于133.6±2.1 Ma～139.3±1.5 Ma，加 權(quán) 平 均 年 齡 為136.6±1.4 Ma（MSWD=1.4），代表了樣品20YH09的結(jié)晶年齡（圖4）；余下兩個測試點的206Pb/238U年齡分別為2 219±14 Ma、2 250±17 Ma，代表了捕獲鋯石的年齡。

圖4 卡龍輝長巖U-Pb鋯石諧和圖解及代表CL圖像Fig.4 U-Pb zircon concordia diagrams and representative CL images of the Kalong gabbro

3.2 元素地球化學(xué)測試結(jié)果

卡龍巖體主量元素和微量元素測試結(jié)果見表2。所有樣品的燒失量介于2.00%～3.59%之間，平均值為2.73%，表明樣品的地球化學(xué)成分受蝕變作用的影響不是十分強(qiáng)烈?？堓x長巖的SiO2含量基本一致，為49.72%～50.84%。全堿（Na2O+K2O）含量介于3.74%～4.55%之間，在TAS圖解上，均落在玄武巖的區(qū)域內(nèi)（圖5a），在不活動元素SiO2-Zr/TiO2巖石分類圖解上，均落入亞堿性玄武巖的區(qū)域內(nèi)（圖5b）?？堓x長巖的TiO2含量均高于2.5%（介于3.08%～4.14%），與峨眉山高Ti玄武巖的特征一致（Xu et al.，2001；Hou et al.，2011）；MgO含量較低而TFeO含量較高，分別介于4.67%～5.74%、11.32%～11.56%之間，導(dǎo)致樣品的Mg#值較低，介于42～47，平均值為44，均明顯低于原生巖漿的Mg#值（Wilson，1989），表明卡龍巖體經(jīng)歷了一定程度的結(jié)晶分異作用。

圖5 卡龍輝長巖（Na2O+K 2O）-SiO2（a.Middlemost and Middlemost，1994）和SiO2-Zr/TiO2（b.Winchester and Floyd，1977）關(guān)系圖Fig.5 Plots of（Na2O+K2O）-SiO2（a，after Middlemost and Middlemost，1994）and SiO2-Zr/TiO2（b，after Winchester and Floyd，1977）for the Kalong gabbro

表2 卡龍輝長巖主元素/%、微量元素和稀土元素/×10-6分析結(jié)果數(shù)據(jù)Table 2 Major element/%，trace and REE element/×10-6 compositions of the Kalong gabbros

續(xù)表2

卡龍巖體的稀土元素含量較高，總量ΣREE介于136×10-6～202×10-6，平均值為178×10-6。其稀土分布特征與大洋中脊玄武巖（MORB）差異明顯（圖6a），而與洋島玄武巖（OIB）相似（Sun and McDonough，1989），輕稀土富集、重稀土虧損，在稀土元素配分模式圖呈右傾型分布特點，樣品的（La/Yb）N比值介于6.01～8.54，平均值分別為7.91；無Eu的負(fù)異常，δEu介于1.00～1.08，平均值分別為1.04。

圖6 卡龍輝長巖的稀土元素模式（a）和蜘蛛圖（b）Fig.6 REE patterns（a）and spidergrams（b）of the Kalong gabbro

在微量元素蛛網(wǎng)圖上（圖6b），具弱的Nb、Ta和Ti的正異常，這與弧玄武巖明顯的Nb、Ta和Ti負(fù)異常存在非常大的差異，而與OIB型玄武巖的微量元素特征一致；樣品具有弱的Sr、P的負(fù)異常。Ti含量較高，無Ti的負(fù)異常，這也與弧玄武巖的Ti負(fù)異常特征存在很大的差異；卡龍巖體具有較高的Ti和Nb含量、較低的V含量，均落入OIB型玄武巖的范疇內(nèi)（圖7）。

圖7 卡龍巖體Ti/1000-V圖解（a.底圖據(jù)Shervais，1982），Nb-Nb/Th圖解（b.底圖據(jù)李曙光，1993）Fig.7 Plots of Ti/1000-V（a，after Shervais，1982），Nb-Nb/Th（b，after Li，1993）

3.3 同位素地球化學(xué)測試結(jié)果

卡龍巖體Sr、Nd同位素測試結(jié)果見表3和圖8。87Sr/86Sr、143Nd/144Nd比值分別為0.706 2～0.706 3、0.512 619～0.512 677。整體上，卡龍巖體具有較低的Sr同位素初始值ISr（0.706 1～0.706 2）和較高的εNd（t）值（0.61～1.79）。

表3 卡龍輝長巖Sr，Nd同位素數(shù)據(jù)Table 3 Sr，Nd isotopic composition of the Kalong gabbros

圖8 卡龍輝長巖的εNd（t）-I Sr圖（Kerguelen地幔柱范圍據(jù)Direen et al.，2017）Fig.8 Plots ofεNd（t）-I Sr for the Kalong gabbro（fields of Kerguelen plume from Direen et al.，2017）

4 討 論

位于藏南特提斯喜馬拉雅帶東段北緣浪卡子地區(qū)的卡龍輝長巖，具有典型的輝長結(jié)構(gòu)，主要由普通輝石和斜長石組成。定年結(jié)果表明其形成于早白堊世，鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡為136.6±1.4 Ma?？堓x長巖具有高的TiO2含量，弱的Nb、Ta正異常，以及輕稀土富集、重稀土虧損的右傾型稀土分布特征，與OIB的地球化學(xué)特征完全一致，在玄武巖分類圖解中也均落入OIB的范圍內(nèi)。其較低的ISr以及較高的εNd（t）值，也與特提斯喜馬拉雅帶上典型的OIB型基性巖以及Kerguelen地幔柱的同位素組成一致。

4.1 卡龍輝長巖的形成時代

卡龍巖體形成于136.6±1.4 Ma，這與特提斯喜馬拉雅帶早白堊世OIB型基性巖的時代一致（Jiang et al.，2006；Zhu et al.，2007，2009；朱弟成等，2013；任沖等，2014；王亞瑩等，2016；Wei et al.，2017；Shi et al.，2018；Lian et al.，2021）。特提斯喜馬拉雅帶OIB型基性巖開始于晚侏羅世末—早白堊世初期（～145 Ma）（Zhu et al.，2008；Huang et al.，2018；Shi et al.，2018；丁楓等，2020），與拉康組的形成時代基本一致（Shi et al.，2018；Bian et al.，2019），結(jié)束于～125 Ma（董磊等，2019），與桑秀組晚期的形成時間基本一致（Ma et al.，2016）。這一時期，雙峰式巖漿活動及A型花崗巖亦有發(fā)育（Liu et al.，2015a；Huang et al.，2018；Ma et al.，2018；Zhou et al.，2018；Tian et al.，2019），其形成時代的峰期亦與卡龍OIB型輝長巖一致。

4.2 巖石成因

（1）形成過程

前已述及，卡龍巖體普遍出現(xiàn)不同程度的泥化、絹云母化及綠泥石化等，最高燒失量如樣品20YH11-3可達(dá)3.59%，均顯示其后期遭受一定程度蝕變作用的改造。因而在利用地球化學(xué)屬性來約束其成因之前，要排除蝕變作用的改造影響。除樣品YH09-4和YH11-1具有相對較高的K2O和Rb含量外，其他樣品中的K2O和Rb含量都非常低，且與燒失量之間存在較明顯的線性關(guān)系；而稀土元素REE（如La、Sm等）和高場強(qiáng)元素HFSE（如Th、Nb等）與燒失量之間則不存在相關(guān)性（圖略），且在稀土元素配分圖和微量元素蛛網(wǎng)圖上，不同樣品間也具有一致的元素分布模式（圖6），這表明REE和HFSE可以用來限定卡龍巖體的形成過程。

卡龍巖體具有較低的La/Nb、Th/Nb、Th/La比值，在（La/Nb）PM-（Th/Nb）PM以及（Th/Ta）PM-（La/Nb）PM辨別圖解上（圖9a、圖9b），與地殼組成差異明顯，而與OIB玄武巖性質(zhì)相似，均落入大洋玄武巖的區(qū)域，這一特征表明卡龍巖體在形成過程中基本沒有受地殼組分的影響。在MgO-ISr圖解和MgO-εNd（t）圖解中，ISr和εNd（t）值隨MgO的減小基本不變，同樣顯示出地殼混染作用對卡龍巖體的形成影響有限。

圖9 卡龍輝長巖的（La/Nb）PM（-Th/Nb）PM（a.Frey et al.，2002）和（Th/La）PM-（La/Nb）PM（b.Klein and Karsten，1995）圖解UC.上地殼；MC.中地殼；LC.下地殼（數(shù)據(jù)據(jù)Rudnick and Gao，2003）Fig.9 Plots of（La/Nb）PM（-Th/Nb）PM（a，F(xiàn)rey et al.，2002）；（Th/La）PM-（La/Nb）PM（b，Klein and Karsten，1995）for the Kalong gabbro

親濕巖漿元素和其與親巖漿元素的比值的協(xié)變圖解，如La-La/Sm、La-La/Zr圖解，可以對成巖過程進(jìn)行區(qū)分（趙振華，2016）。卡龍巖體的La/Sm、La/Zr比值隨La含量的變化基本不變，指示了分離結(jié)晶作用在卡龍巖體的形成過程中起到了支配作用（圖10a、圖10b）?？垘r體較低的Mg#值（42～47）和Cr（49.3×10-6～70.7×10-6）、Ni（22.5×10-6～46.3×10-6）含量，與原始巖漿（Mg#＞68，Cr＞1 000×10-6，Ni＞400×10-6）差異顯著，Sc、Co含量與MgO含量呈現(xiàn)明顯的正相關(guān)性，亦表明其經(jīng)歷了橄欖石、輝石等鎂鐵質(zhì)礦物的結(jié)晶分異作用?？垘r體中Sr、Al2O3含量與MgO含量之間并沒有呈現(xiàn)明顯的相關(guān)性，這表明斜長石的分離結(jié)晶作用在成巖過程中的影響有限，這與卡龍輝長巖無Eu的負(fù)異常的特點一致。

圖10 卡龍輝長巖的La-La/Sm圖（a）和La-La/Zr圖（b）Fig.10 Plots of La-La/Sm（a）and La-La/Zr（b）for the Kalong gabbro

（2）地幔源區(qū)

卡龍巖體的ISr和εNd（t）值隨Mg#的減小基本不變，這表明在其在地殼中受圍巖混染作用的影響有限，其同位素組成可以代表其地幔源區(qū)的同位素特征。在Sr-Nd同位素圖解中（圖8），卡龍輝長巖的同位素組成落入Kerguelen地幔柱范圍內(nèi)，且與夏瑛等（2012）估算的代表特提斯喜馬拉雅帶OIB型基性巖的措美大火成巖省的同位素組成（ISr=0.704 7，εNd（t）=1.5）亦比較接近，因而卡龍輝長巖與特提斯喜馬拉雅帶其他早白堊世OIB型基性巖一致，同樣代表了Kerguelen地幔柱物質(zhì)部分熔融的產(chǎn)物。

4.3 大地構(gòu)造意義

洋島玄武巖（OIB）是大洋盆地內(nèi)部廣泛發(fā)育的巖漿作用，是板內(nèi)巖漿作用的典型代表，在大陸裂谷系統(tǒng)內(nèi)也發(fā)育有類似OIB地球化學(xué)特征的基性巖，因而其常常被作為板內(nèi)構(gòu)造背景的標(biāo)志。此外，俯沖環(huán)境下弧后伸展作用形成的裂谷等環(huán)境亦可以形成與弧巖漿巖共生的OIB型巖漿巖（Ferrari et al.，2001；Yang et al.，2015；Liu et al.，2017；Gao et al.，2018，2021）。值得注意的是，特提斯喜馬拉雅帶并不發(fā)育與早白堊世初期的OIB基性巖共生的弧巖漿巖，排除了其形成于俯沖環(huán)境的可能，在構(gòu)造環(huán)境判別圖解中（圖11），也都大多落入板內(nèi)環(huán)境，因此我們認(rèn)同特提斯喜馬拉雅帶早白堊世初期的OIB基性巖形成于板內(nèi)環(huán)境。

圖11 卡龍輝長巖構(gòu)造背景判別圖解Fig.11 Tectonic setting discrimination diagrams for Kalong gabbros

朱弟成等（2013）提出的代表特提斯喜馬拉雅帶早白堊世OIB型巖漿活動的措美大火成巖省最初被認(rèn)為主要發(fā)生在134～130 Ma，峰期～132 Ma，且局限于特提斯喜馬拉雅帶東段的羊卓雍錯西岸、卡達(dá)村、措美和瓊結(jié)等地。隨著研究的不斷深入，越來越多的早白堊世OIB型基性巖被發(fā)現(xiàn)，特提斯喜馬拉雅帶已報道的最早的OIB型基性巖形成于晚侏羅末期—早白堊世初期（～145 Ma）（Zhu et al.，2008；Huang et al.，2018；Shi et al.，2018；丁楓等，2020），結(jié)束于～125 Ma（董磊等，2019）。此外，早白堊世OIB型基性巖不僅在特提斯喜馬拉雅帶東段廣泛分布，在特提斯喜馬拉雅帶中、西段亦有發(fā)育（Wei et al.，2017；Lian et al.，2021），雅魯藏布縫合帶也同樣發(fā)育有這一時期的OIB型 基 性 巖（Xia et al.，2008；Bezard et al.，2011；張 萬 平 等，2011；Dai et al.，2012；Liu et al.，2015b），因此早白堊世OIB型基性巖并不局限于最初認(rèn)為的特提斯喜馬拉雅帶東段的羊卓雍錯西岸、卡達(dá)村、措美和瓊結(jié)等地，而是在特提斯喜馬拉雅帶和雅魯藏布縫合帶廣泛分布。朱弟成等（2013）通過應(yīng)用Putirka（2005）和Herzberg et al.（2007）模型對與錯那OIB型鎂鐵質(zhì)巖（具有成因關(guān)系的苦橄玢巖母巖漿）計算結(jié)果表明，其形成時地幔潛溫約為1 560℃～1 570℃，這與夏威夷熱點和峨眉山大火成巖省苦橄巖計算的地幔潛溫相近，證實了特提斯喜馬拉雅帶早白堊世OIB型巖漿作用所代表的措美大火成巖省起源于地幔柱。近年來的年代學(xué)和地球化學(xué)研究結(jié)果也顯示，特提斯喜馬拉雅帶早白堊世OIB型基性巖與Kerguelen地幔柱具有成因上的密切關(guān)系（Zhu et al.，2005，2008；裘碧波等，2010；夏瑛等，2012；朱弟成等，2013；Liu et al.，2015a；王亞瀅等，2016；Wei et al.，2017；Zhou et al.，2018；Tian et al.，2019；Lian et al.，2021）。

地幔柱作用可以誘發(fā)大陸的裂解（Li et al.，2010；Zhang et al.，2012；Lu et al.，2020），東岡瓦納大陸的裂解也常常被認(rèn)為是由Kerguelen地幔柱作用導(dǎo)致的（Zhu et al.，2008；Direen et al.，2017；Zhou et al.，2018；Lian et al.，2021）?？圤IB型輝長巖形成于136.6±1.4 Ma，這與代表卡東岡瓦納大陸裂解的Bunbury玄武巖（137～136 Ma）和大洋磁異常數(shù)據(jù)（136 Ma）的時代完全一致（Davis et al.，2016；Olierook et al.，2016），均代表了Kerguelen地幔柱環(huán)境下東岡瓦納大陸裂解的產(chǎn)物。綜上所述，Kerguelen地幔柱于～145 Ma在特提斯喜馬拉雅帶啟動，在近20 Ma時間內(nèi)形成了包含卡龍輝長巖在內(nèi)的措美大火成巖省，同時啟動了東岡瓦納大陸的裂解進(jìn)程（圖12）。

圖12 特提斯喜馬拉雅帶早白堊世OIB型基性巖形成模式圖（據(jù)Olierook et al.，2019修改）Fig.12 Inferred model for formation of Early Cretaceous OIB-type basic rocks in Tethyan Himalaya（modified after Olierook et al.，2019）

5 結(jié) 論

（1）卡龍輝長巖位于藏南特提斯喜馬拉雅帶浪卡子地區(qū)，呈小巖株侵入到三疊系—侏羅系地層中，LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為136.6±1.4 Ma，形成于早白堊世早期。

（2）卡龍輝長巖落入亞堿性玄武巖的范圍內(nèi)，較高的TiO2含量與峨眉山大火成巖省高Ti玄武巖的特征一致；稀土元素配分模式圖呈右傾型分布特點，輕稀土富集、重稀土虧損，無Eu的負(fù)異常；在微量元素蛛網(wǎng)圖上，具弱的Nb、Ta和Ti的正異常，上述特征與洋島玄武巖（OIB）的地球化學(xué)特征一致；卡龍輝長巖整體上具有較低的ISr和較高的εNd（t）值，與代表特提斯喜馬拉雅帶OIB型基性巖的措美大火成巖省的同位素組成。

（3）卡龍巖體的地球化學(xué)特征顯示了其屬于OIB型輝長巖，與特提斯喜馬拉雅帶措美大火成巖省廣泛的OIB型基性巖的地球化學(xué)屬性一致，均代表了Kerguelen地幔柱的產(chǎn)物。