拉薩地塊北緣早白堊世晚期地殼生長: 來自改則亞多～106 Ma侵入巖的證據

董 瀚, 茍國寧, 齊 玥, 段 凱, 張志平, 吳 勇,焦世文, 郝露露, 陳福坤, 王 強

(1.甘肅省地礦局 第三地質礦產勘查院, 甘肅 蘭州 730050; 2.中國科學院 廣州地球化學研究所, 同位素地球化學國家重點實驗室, 廣東 廣州 510640; 3.中國科學院大學, 北京 100049; 4.中國科學技術大學 地球與空間科學學院, 殼幔物質與環境重點實驗室, 安徽 合肥 230026)

拉薩地塊北緣早白堊世晚期地殼生長: 來自改則亞多～106 Ma侵入巖的證據

董 瀚1*, 茍國寧2,3*, 齊 玥2,3, 段 凱1, 張志平1, 吳 勇1,焦世文1, 郝露露2,3, 陳福坤4, 王 強2

(1.甘肅省地礦局 第三地質礦產勘查院, 甘肅 蘭州 730050; 2.中國科學院 廣州地球化學研究所, 同位素地球化學國家重點實驗室, 廣東 廣州 510640; 3.中國科學院大學, 北京 100049; 4.中國科學技術大學 地球與空間科學學院, 殼幔物質與環境重點實驗室, 安徽 合肥 230026)

北部拉薩地塊晚中生代的地殼生長時間和機制存在爭論。本文報道了北部拉薩地塊的改則亞多侵入體的年代學、地球化學資料。改則亞多侵入體形成于早白堊世晚期(～106 Ma), 其巖石類型包括二長閃長巖、閃長巖、花崗閃長斑巖、花崗斑巖。巖石屬于鈣堿性系列巖石, 顯示輕稀土富集, Nb和重稀土虧損, 其中花崗閃長斑巖、花崗斑巖顯示了埃達克質巖的地球化學特征。主體巖石樣品具有一致的εNd(t) (2.65～1.42)和(87Sr/86Sr)i(0.7045～0.7049)。二長閃長巖、閃長巖由俯沖流體交代的地幔橄欖巖熔融產生的玄武質巖漿經過地殼混染和分離結晶作用形成。花崗閃長斑巖、花崗斑巖由增厚的新底侵玄武質下地殼熔融形成。早白堊世晚期(118～105 Ma), 俯沖的班公湖–怒江特提斯洋巖石圈板片后撤過程中, 誘發軟流圈上涌, 導致其上覆地幔熔融或其自身發生減壓熔融, 來自虧損地幔的島弧巖漿連續底侵加入到北部拉薩地塊的地殼或噴出地表, 導致了該區在晚中生代的地殼生長。

地殼生長; 底侵; 板片后撤; 拉薩地塊; 青藏

0 引 言

大陸地殼的生長是當前國際地質研究的熱點科學問題之一(Hawkesworth and Kemp, 2006)。一般認為大陸地殼在前寒武紀(特別是太古宙)已經形成,但最近的許多研究揭示出, 在澳大利亞、北美、中亞造山帶和拉薩地塊南部等也存在顯生宙地殼生長(DePaolo, 1981; Collins, 1998; Jahn et al., 2000; Chu et al., 2006; Mo et al., 2008; Ji et al., 2009; Zhu et al., 2011; Tang et al., 2012; Ma et al., 2013a, 2013b)。其中,南部拉薩地塊岡底斯地區的地殼生長被認為與中生代–早新生代新特提斯洋向北的俯沖以及印度–歐亞大陸的碰撞有關(Chu et al., 2006; Mo et al., 2008; Ji et al., 2009; Zhu et al., 2011; Ma et al., 2013a, 2013b)。最近, 一些研究報道在北部拉薩地塊也存在晚中生代的地殼生長(Zhu et al., 2011; Sui et al., 2013)。但是,對該區晚中生代地殼生長的時間還缺乏可靠的年齡約束。另外, 該區晚中生代地球深部動力學過程是與大洋巖石圈俯沖(如, Kapp et al., 2005, 2007; Decelles et al., 2007; 康志強等, 2008, 2009, 2010;朱弟成等, 2009; 劉偉等, 2010; 馬國林和岳雅慧, 2010; 高順寶等, 2011)、俯沖大洋板片的斷離(Zhu et al., 2009, 2011; 陳越等, 2010; 張亮亮等, 2010, 2011;黃玉等, 2012; 張曉倩等, 2012; Sui et al., 2013; Chen et al., 2014)、弧后伸展(Decelles et al., 2007; Zhang et al., 2012; Meng et al., 2014)或碰撞后的拆沉(Wang et al., 2014)有關, 也存在激烈的爭論。

拉薩地塊北緣存在大面積晚中生代火山巖和侵入巖(圖 1a), 伴隨這些巖石也出露了一些金屬礦床(如拔拉扎斑巖銅鉬礦)(余紅霞等, 2011; 王保弟等, 2013)。因此, 這些晚中生代巖漿巖具有重要的動力學和成礦意義。我們的工作在拉薩地塊北部的改則縣西部亞多地區確定了一些早白堊世晚期的侵入巖,其中改則亞多巖體形成于～106 Ma, 并包含有新生地殼組分。本次研究將報道該巖體的地質學、巖石學、年代學和地球化學特征, 并探討其成因、形成的動力學機制及其與拉薩地塊北部地殼生長的關系。

1 區域地質和巖石特征

青藏高原從北往南, 主要包括昆侖–柴達木、松潘–甘孜–可可西里、羌塘、拉薩和喜馬拉雅地塊, 其中羌塘、拉薩被認為是班公湖–怒江特提斯洋在晚中生代閉合拼貼而形成(Yin and Harrision, 2000)。拉薩地塊最近被分為南、中、北三個地塊(Zhu et al., 2011, 2013)。中新生代的巖漿巖在拉薩地塊非常發育, 其中南部地塊主要是岡底斯巖基和中新生代的火山巖(Ji et al., 2009; Zhu et al., 2011), 中部拉薩地塊主要包含早白堊世則弄群組火山巖和一些侵入巖(康志強等, 2008; 朱弟成等, 2008; Zhu et al., 2009; 劉偉等, 2010; 馬國林和岳雅慧, 2010; 高順寶等, 2011;張曉倩等, 2012; Chen et al., 2013), 北部拉薩地塊主要包含早白堊世多尼組、去申拉組火山巖和侵入巖(康志強等, 2009, 2010; 陳越等, 2010; 李奮其等, 2010; 張亮亮等, 2010, 2011; 彭智敏等, 2010; 黃玉等, 2012; Sui et al., 2013)以及一些晚白堊世的火山巖和侵入巖(馬國林和岳雅慧, 2010; 余紅霞等, 2011; 王保弟等, 2013; Wang et al., 2014)。

改則亞多巖體位于北部拉薩地塊, 地理位置屬于改則縣西部亞多地區(圖 1a)。該區在 1∶250000的物瑪圖幅中主要為日松組、多仁組火山–沉積地層,但在新的1∶50000崗嘎幅中, 根據時代和巖性特征,將日松組多仁組修改為早白堊世多尼組, 在多尼組火山巖–沉積地層中新發現一些侵入體(圖1b)。其中,亞多巖體出露面積約 2 km2, 侵位于早白堊世多尼組火山–沉積地層中, 呈小型巖瘤產出(圖2)。巖體巖石類型包括二長閃長巖、閃長巖、花崗閃長斑巖和花崗斑巖等。

圖1 拉薩地塊(a, 修改自Zhu et al., 2011)和改則亞多侵入體(b)地質圖Fig.1 Sketch geological map of the Lhasa Block (a) and the Yaduo intrusion in the Gaize area (b)

圖2 改則亞多閃長巖和多尼組砂巖野外接觸關系圖Fig.2 Field contact relationship between the Yaduo diorite and the sandstone of the Duoni Formation in the Gaize area

二長閃長巖呈半自形粒柱狀結構, 塊狀構造,主要礦物組成有斜長石(～60%)、角閃石(30%～35%)、鉀長石(2%～5%), 石英(＜2%), 和少量副礦物金屬礦物、磷灰石和榍石等。閃長巖具半自形粒柱狀結構,塊狀構造, 主要礦物組成為: 斜長石(～63%)、角閃石(24%)、鉀長石(7%)、石英(4%), 和少量副礦物金屬礦物、磷灰石和榍石等。花崗閃長斑巖具斑狀結構,塊狀構造, 主要由斑晶 14%(斜長石～10%、角閃石～4%)、基質 86%(斜長石～70%, 石英～12%, 角閃石～4%, 磷灰石和金屬礦物微晶等)組成。花崗斑巖具斑狀結構, 塊狀構造; 由斑晶4%(斜長石4%), 基質96%(斜長石～77%, 石英～18%, 1%磷灰石、鋯石和金屬礦物微晶)。

2 分析方法

主量元素和微量元素分析測試在國土資源部武漢礦產資源監督檢測中心完成。主量元素利用X射線熒光光譜法測定, 分析相對誤差一般小于2%。微量元素分析在電感耦合等離子質譜儀(ICP-MS)上進行, 相對誤差一般小于2%～5%。

鋯石 U-Pb同位素組成在國土資源部中南礦產資源監督檢測中心完成。激光剝蝕系統為德國MicroLas公司生產的 GeoLas200M, 激光剝蝕斑束直徑為30 μm, 頻率為6 Hz。數據采集選用一個質量峰一點的跳峰方式(peak jumping), 單點停留時間(dwell time)分別設定 20 ms(204Pb,206Pb,207Pb和208Pb)和10 ms(Th和U)。數據處理采用GLITTER(ver 4.0, Macquarie University)程序, 年齡計算時以91500作外標, 各樣品的加權平均年齡計算及諧和圖的繪制采用Isoplot (ver 2.49)。

Sr-Nd同位素的化學分離純化在中國科學技術大學殼幔物質與環境重點實驗室完成, 比值測試在中國科學院廣州地球化學研究所同位素地球化學國家重點實驗室完成。Sr同位素和REE分離純化在裝有5 mL AG50W-X12交換樹脂的石英交換柱中完成, Nd同位素的分離純化在裝有1.7 mL Teflon粉末的石英交換柱中完成。同位素比值的測試在 MC-ICP-MS進行, 所有測量的143Nd/144Nd和87Sr/86Sr比值分別用146Nd/144Nd=0.7219和86Sr/88Sr= 0.1194校正。在本次分析過程中, Sr同位素標準樣品NBS987的87Sr/86Sr=0.710256±8, Nd同位素標準樣品JNdi-1143Nd/144Nd=0.512108±6。

3 分析結果

3.1 鋯石U-Pb年齡

本次研究選取二長閃長巖樣品(PM16-10)(GPS: N32°25′38.07″, E83°30′20.35″)為測年對象。通過詳細對比分析鋯石的透反射、陰極發光照片, 選擇鋯石晶形相似、晶體形態完整、內部結構清晰的長柱狀自形鋯石顆粒, 進行同位素測試, 測試結果見表1。對樣品進行了14個測點的測試,206Pb/238U年齡變化在 101～110 Ma, 由于具有很低的207Pb含量導致測試結果不準, 這使得數據點在207Pb/235U-206Pb/238U 諧和圖上(圖 3)表現為沿水平方向不同程度的偏離諧和線, 但這種偏離并不影響206Pb/238U的年齡, 因此206Pb/238U年齡仍可代表巖體的結晶年齡, 14個測點的加權平均年齡為 106.3±1.5 Ma(MSWD= 2.9, n=14), 表明改則亞多巖體形成于早白堊世晚期。

表1 改則亞多閃長巖鋯石U-Pb年代學測試結果Table 1 U-Pb dating results of the zircon from the Yaduo diorite in the Gaize area

圖3 改則亞多侵入巖鋯石U-Pb年齡和代表性鋯石陰極發光(CL)圖像Fig.3 U-Pb concordia diagram and CL imagines of zircon from the Yaduo intrusive rock in the Gaize area

3.2 地球化學特征

亞多侵入巖的主量、微量元素和Sr-Nd同位素組成見表2。巖石的SiO2為50.25%～74.26%(表2), 從基性到酸性的巖石都有。在 SiO2-(K2O+Na2O)侵入巖定名圖解(Middlemost, 1994)(圖 4a)中, 亞多侵入巖的巖石類型包括二長閃長巖、閃長巖、花崗閃長(斑)巖和花崗(斑)巖, 屬于亞堿性的鈣堿性系列巖石(圖 4a～b)。巖石富鈉(K2O/Na2O=0.22～0.54), 除一個樣品(PM16-10)的Mg#較高(54)外, 其余樣品的Mg#均較低(14～48)。

亞多侵入巖都顯示了輕稀土元素富集, Nb和重稀土元素虧損(圖 5), 但不同的巖石略微有些差異: (1)二長閃長巖、閃長巖顯示了較為一致的稀土微量元素特征, 相對花崗閃長斑巖和花崗斑巖, 總體上具有相對高的稀土元素特別是重稀土元素含量(圖5a, b); (2)閃長巖具有最高的稀土元素含量, 并具有負Sr和微弱的負Eu異常(δEu=0.89, 圖5a); (3)花崗閃長斑巖和花崗斑巖也顯示了較為一致的稀土和微量元素特征, 并有明顯重稀土元素的虧損, 花崗閃長斑巖具有微弱的正–無Eu、Sr異常(δEu=1.08), 花崗斑巖具有最低稀土微量元素含量, 無 Eu和負 Sr異常(δEu=1.02)(圖5c, d)。

改則亞多侵入巖普遍具有正的εNd(t) (2.65～1.42)和低的Nd模式年齡(tDM=0.67～0.80 Ga)(表2, 圖6)。除一個二長閃長巖樣品(PM16-3)具有略微高的(87Sr/86Sr)i外(0.7052), 其余的樣品具有比較一致低的(87Sr/86Sr)i(0.7045～0.7049)(表2, 圖6)。總體上, 二長閃長巖、閃長巖的εNd(t)(2.65～2.32)比花崗閃長斑巖和花崗斑巖的(1.76～1.42)略高。

4 討 論

4.1 巖漿演化與起源

從Harker圖解(圖7)可以看出, 亞多侵入巖的成分可以分成兩種演化趨勢: 二長閃長巖、閃長巖為一個演化趨勢, 花崗閃長斑巖、花崗斑巖為另外一個演化趨勢。

對于亞多二長閃長巖、閃長巖, 相容元素(如Cr、Ni)、中等不相容元素(如Sr)和Sr/Y隨著SiO2的增長而明顯降低(圖 7a～c, g), 而不相容元素(如 La,Yb和 Y等)隨著SiO2的增長而明顯上升(圖7d～f, h),暗示這些巖石來自于同一幔源原始巖漿并經歷了分離結晶作用。由于斜長石一般富集Sr和Eu, 結合閃長巖具有負Sr和微弱的負Eu異常(圖5a～b)以及較高的 SiO2, 表明二長閃長巖、閃長巖的形成過程中其原始巖漿經歷了斜長石的分離作用。二長閃長巖、閃長巖的相容元素(如Cr、Ni)隨著SiO2的增長而明顯降低可能與鎂鐵質礦物(橄欖石、輝石或角閃石)的分離結晶有關。二長閃長巖、閃長巖普遍顯示了較低的Mg#值(43～54)(表2, 圖8b), 暗示這些巖石并不是由幔源原始漿結晶形成的(Tatsumi and Eggins, 1995)。在Mg#-SiO2的圖解中(圖8b), 這些巖石與幔源原始巖漿的地殼混染和分離結晶(AFC)趨勢一致,暗示這些巖石是幔源原始巖漿經過地殼AFC過程后

形成的。二長閃長巖、閃長巖一致顯示富集大離子親石元素和輕稀土, 虧損Nb、Ta(圖5), 類似于典型島弧型巖漿, 暗示其原始巖漿的地幔源區受到了俯沖流體的交代作用(Tatsumi and Eggins, 1995)。亞多二長閃長巖、閃長巖具有正的εNd(t)和低的(87Sr/86Sr)i值, 與北部拉薩地塊同期早白堊世晚期的玄武質火山巖類似(圖6), 暗示亞多早白堊世鎂鐵質巖石的原始巖漿起源于俯沖流體交代的虧損地幔源區。

表2 改則亞多侵入巖主量(%)、微量元素(×10-6)和同位素組成Table 2 Major (%), trace element (×10-6) concentrations and isotope compositions of the Yaduo intrusive rocks in the Gaize area

續表2:

圖4 SiO2-(K2O+Na2O)(a, 據Middlemost, 1994)和SiO2-K2O (b, 據Peccerillo and Taylor, 1976)圖解Fig.4 SiO2vs. K2O+Na2O (a) and SiO2vs. K2O (b) diagrams

圖5 球粒隕石標準化的稀土元素分配圖解(a、c)和原始地幔標準化的微量元素蛛網圖(b、d)(球粒隕石和原始地幔標準化數值據Sun and McDonough, 1989)。Fig.5 Chondrite-normalized rare earth element patterns (a, c) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (b, d)

圖6 Nd-Sr同位素圖解Fig.6 Nd vs. Sr isotope diagram

亞多花崗閃長斑巖、花崗斑巖具有高的SiO2(61.87%～74.26%)、Al2O3(14.86%～16.72%)和高的Sr/Y(26～60)和La/Yb(24～41), 以及低的Y(6.37×10-6～7.66×10-6)和Yb(0.59×10-6～0.71×10-6)含量(表2), 顯示其具有埃達克質巖石的地球化學特征(圖 8a)。盡管樣品點有限, 但樣品的演化趨勢展示了二者成分的親緣性。除了 Sr、La和 La/Yb、Sr/Y隨著 SiO2的增長有顯著降低外(圖 7c～d, g～h), 相容元素(如Cr、Ni)、不相容元素(如Yb、Y)隨著SiO2的增長而沒有明顯變化(圖 7a～b, e～f)。結合花崗閃長斑巖具有微弱的正–無 Eu、Sr異常, 而花崗斑巖具有最低稀土和微量元素含量, 無Eu和負Sr異常(圖5)以及低的Sr含量(167×10-6), 暗示花崗閃長斑巖、花崗斑巖在形成過程中沒有斜長石的分離結晶作用, 但在晚期階段少量斜長石的分離結晶作用不能排除。這些巖石與班公湖–怒江縫合帶中洞錯蛇綠巖中基性熔巖Nd-Sr同位素組成很接近(圖6), 因此其由俯沖洋殼熔融形成的可能性是存在的。但在 Sr/Y-Y和Mg#-SiO2的圖解(圖8b)中, 改則亞多花崗閃長巖、花崗巖成分顯示了同變玄武巖在高壓(1.0～3.0 GPa)下實驗熔體一致的成分特征, 暗示這些巖石由俯沖洋殼熔融形成的可能性較小, 而更可能由增厚的榴輝質下地殼熔融形成, 且產生的巖漿在晚期經歷了微量斜長石的分離結晶作用。亞多花崗閃長巖和花崗巖也具有正的 εNd(t)和低的(87Sr/86Sr)i值, 與北部拉薩地塊同期早白堊世晚期的玄武質火山巖、鎂鐵質侵入巖(如亞多二長閃長巖、閃長巖)的類似(圖 6),暗示其最有可能由新底侵增厚的玄武質下地殼熔融形成。

圖7 主微量元素成分的Harker圖解Fig.7 Harker diagrams for major and trace elements

圖8 巖漿巖的Sr/Y-Y圖解(a, 據Defant and Drummond et al., 1993)和Mg#-SiO2圖解(b, 據Wang et al., 2006)Fig.8 Sr/Y vs. Y (a) and Mg#vs. SiO2(b) diagrams for the magmatic rocks

4.2 巖石形成的深部動力學機制和地殼生長

拉薩地塊分布許多晚中生代的巖漿巖(圖 1a),其中南部拉薩地塊的晚中生代巖漿巖形成于島弧環境, 被認為與雅江新特提斯洋巖石圈的俯沖有關(Chu et al., 2006; Mo et al., 2008; Ji et al., 2009; Zhu et al., 2011; Ma et al., 2013a, 2013b)。中北部拉薩地塊巖漿巖形成在兩個主要的時期: (1)早白堊世(143～105 Ma), 巖石主要包括中部拉薩地塊的則弄群和北部拉薩地塊的多尼組、去申拉組火山巖以及兩個區域的侵入巖等(康志強等, 2008, 2009; 朱弟成等, 2008; Zhu et al., 2009, 2011; 陳越等, 2010; 李奮其等, 2010; 馬國林和岳雅慧, 2010; 彭智敏等, 2010;張亮亮等, 2010, 2011; 高順寶等, 2011; 黃玉等, 2012; 張曉倩等, 2012; Sui et al., 2013; Chen et al., 2014), 是中北部拉薩地塊巖漿的主要形成時期, 且該期巖漿在110 Ma為高峰期(Zhu et al., 2009, 2011); (2)晚白堊世早期(100～80 Ma), 北部拉薩地塊零星出露尼瑪組火山巖和中北部地塊少量侵入巖(馬國林和岳雅慧, 2010; 高順寶等, 2011; 王保弟等, 2013; Meng et al., 2014; Wang et al., 2014)。由于早白堊世(140～105 Ma)是中北部拉薩地塊巖漿的主要形成時期,且本文研究的亞多也形成于早白堊世(～106 Ma), 因此, 本文主要討論該期巖漿巖形成的動力學背景和深部機制。

對于中部和北部拉薩地塊晚中生代早白堊世巖漿巖形成的構造背景, 目前存在不同的認識: 第一種模式, 認為其與雅江新特提斯洋巖石圈向北平坦俯沖有關(Kapp et al., 2005, 2007; Decelles et al., 2007; 馬國林和岳雅慧, 2010)或與由俯沖導致的弧后伸展有關(Decelles et al., 2007; Zhang et al., 2012; Meng et al., 2014); 第二種模式, 認為其與班公湖–怒江特提斯洋巖石圈向南俯沖有關(康志強等, 2008, 2009, 2010; 朱弟成等, 2009; 劉偉等, 2010); 第三種模式, 認為其與向南俯沖的班公湖–怒江特提斯洋板片的斷離有關(Zhu et al., 2009, 2011; 陳越等, 2010; 張亮亮等, 2010, 2011; 黃玉等, 2012; 張曉倩等, 2012; Sui et al., 2013; Chen et al., 2014)。據估計,中北部拉薩地塊火山巖與南部雅魯藏布縫合帶的空間距離在新生代以前至少有380 km 或更遠(朱弟成等, 2009)。在這種情況下, 如果要雅江新特提斯洋巖石圈向北俯沖形成岡底斯中北部的火山巖漿活動,將要求俯沖板片以平坦俯沖的形式進行。由于平坦的俯沖將導致靠近縫合帶位置處軟流圈地幔楔的消失(Gutscher et al., 2000), 這將使得中南部拉薩地塊的早白堊世巖漿巖缺失。然而, 目前的情況是, 在南部拉薩地塊, 仍然有許多早白堊世的巖漿巖出露(Ji et al., 2009; Zhu et al., 2011)。因此, 第一種模式似乎不能完全解釋拉薩地塊整體早白堊世巖漿巖的成因。目前, 越來越多的研究者趨向接受中北部拉薩地塊或至少北部拉薩地塊早白堊世的巖漿巖可能與班公湖–怒江特提斯洋巖石圈向南俯沖(康志強等, 2008, 2009, 2010; 朱弟成等, 2009; 劉偉等, 2010)或俯沖班公湖–怒江特提斯洋板片的斷離有關(Zhu et al., 2009, 2011; 陳越等, 2010; 張亮亮等, 2010, 2011;黃玉等, 2012; 張曉倩等, 2012; Sui et al., 2013; Chen et al., 2014)。一般認為, 板片斷離的發生在洋盆消失、陸陸初始碰撞的階段: 由于俯沖大洋巖石圈的密度大于大陸巖石圈的密度, 當陸陸碰撞發生的時候, 俯沖大洋巖石圈由于高密度繼續向下俯沖, 而大陸巖石圈由于低密度導致浮力作用不能向深部俯沖, 于是向下俯沖的高密度大洋巖石圈將會與不能向下俯沖的大陸巖石圈分離, 即板片斷離(Von Blanckenburgand Davis, 1995)。板片斷離過程將導致軟流圈上涌, 誘發巖漿爆發(Von Blanckenburgand Davis, 1995)。但是, 最近的一些研究顯示, 班公湖–怒江洋盆可能在晚中生代發生了雙向俯沖(Zhu et al., 2015; Hao et al., 2015), 向北俯沖到南部拉薩地塊之下, 向南俯沖到北部拉薩地塊之下, 并可能持續到晚白堊世, 導致拉薩地塊北部和羌塘南部出現大量晚中生代的弧巖漿作用(Hao et al., 2015)。這暗示,早白堊世晚期, 拉薩地塊北部和羌塘南部還未發生碰撞(Zhang et al., 2014; Hao et al., 2015), 因此, 在早白堊世晚期發生板片斷離的可能性很小(Hao et al., 2015)。另外, 年代學研究顯示, 早白堊世早期(143～120 Ma)的巖漿主要出現在中部拉薩地塊, 早白堊世晚期(118～105 Ma)主峰期巖漿則在中北部拉薩地塊都出現(康志強等, 2008, 2009; 朱弟成等, 2008; Zhu et al., 2009, 2011; 陳越等, 2010; 李奮其等, 2010; 馬國林和岳雅慧, 2010; 彭智敏等, 2010;張亮亮等, 2010, 2011; 高順寶等, 2011; 黃玉等, 2012; 張曉倩等, 2012; Sui et al., 2013; Chen et al., 2014; Zhu et al., 2015; Hao et al., 2015)。這樣的巖漿巖的時空遷移規律似乎也很難用簡單用第二、三種模式來解釋。

近年來, 俯沖大洋板片的后撤(roll back)被廣泛用于揭示巖漿弧向海溝遷移的特點(Wang et al., 2012; Ma et al., 2013a, 2013b)。因此, 我們認為中北部拉薩地塊早白堊世巖漿巖的時空分布規律可以用向南俯沖的班公湖–怒江特提斯洋巖石圈后撤模式來解釋: 早白堊世早期(143～120 Ma), 班公湖–怒江特提斯洋巖石圈以相對低角度俯沖, 在中部拉薩地塊下形成軟流圈地幔楔, 誘發該期弧巖漿巖的產生;早白堊世晚期(118～105 Ma), 俯沖的班公湖–怒江特提斯洋巖石圈板片后撤, 軟流圈上涌, 導致軟流圈上覆地幔熔融, 在中北部拉薩地塊形成了廣泛分布的早白堊世晚期巖漿巖。特別是在晚白堊世晚期,在靠近俯沖帶的拉薩地塊北部邊緣, 由于板片后撤導致的軟流圈強烈上涌誘發上覆地幔熔融或其本身可能發生減壓熔融, 導致有較多的虧損地幔組分進入到巖漿中。因此, 北部拉薩地塊早白堊世晚期(118～105 Ma)的很多巖漿巖(如, 多尼組、去申拉組)都顯示了正的εNd(t)(0.32～5.29)(圖6)(康志強等, 2010; Sui et al., 2013)。本文報道的亞多侵入巖中, 二長閃長巖、閃長巖的εNd(t)(2.65～2.32)略微比埃達克質花崗閃長斑巖、花崗斑巖的(1.76～1.42)高。我們認為,俯沖的班公湖-怒江特提斯洋巖石圈板片后撤過程中, 來自軟流圈地幔楔或其上覆地幔的島弧巖漿巖的一部分通過 AFC過程侵位于地殼淺處(如亞多二長閃長巖、閃長巖)或噴出地表; 另外一部分地幔來源的玄武質巖漿底侵于下地殼中, 隨著底侵作用的不斷加強, 地殼不斷增厚, 同時持續新底侵的玄武質巖漿會導致新形成的增厚玄武質下地殼發生熔融,產生的埃達克質巖漿上升, 最后形成了亞多埃達克質花崗閃長斑巖、花崗斑巖。因此, 早白堊世晚期(118～105 Ma), 俯沖的班公湖-怒江特提斯洋巖石圈板片后撤過程導致虧損地幔來源的島弧巖漿連續加入到北部拉薩地塊的地殼中或噴出地表, 導致了該區在晚中生代的地殼生長。

5 結 論

改則亞多侵入體形成于早白堊世晚期(～106 Ma)。其巖石類型包括二長閃長巖、閃長巖、花崗閃長斑巖、花崗斑巖, 其中二長閃長巖、閃長巖幔源來的玄武質巖漿經過AFC過程形成, 花崗閃長巖、花崗巖具有埃達克質巖的特征, 由增厚新底侵玄武質下地殼熔融形成。早白堊世晚期(118～105 Ma), 俯沖的班公湖–怒江特提斯洋巖石圈板片后撤, 誘發軟流圈上涌, 導致其上覆地幔熔融或其自身發生減壓熔融, 來自虧損地幔的島弧巖漿連續加入到北部拉薩地塊的地殼或噴出地表, 導致了該區在晚中生代的地殼生長。

致謝: 成都地質礦產研究所王寶弟博士、桂林理工大學康志強博士仔細審閱了稿件, 并提出了寶貴的建議。Sr-Nd同位素分析得到了中國科學技術大學肖平老師的幫助。在此一并表示感謝。

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Late Early Cretaceous Crustal Growth in Northern Lhasa Block: Evidence from ca. 106 Ma Intrusive Rocks in the Yaduo Area, Gerze County

DONG Han1＊, GOU Guoning2,3＊, QI Yue2,3, DUAN Kai1, ZHANG Zhiping1, WU Yong1, JIAO Shiwen1, HAO Lulu2,3, CHEN Fukun4and WANG Qiang2
(1. The Third Geological and Mineral Resource Survey Institute, Geology and Mineral Bureau of Gansu Province, Lanzhou 730050, Gansu, China; 2. State Key Laboratory of Isotope Geochemistry, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 3. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 4. Key Laboratory of Crust-Mantle Materials and Environments, School of Earth and Space Sciences, University of Science and Technology of China, Hefei 230026, Anhui, China)

The time and mehanism for Late Mesozoic crustal growth in the northern Lhasa Block are controversial. This study presents zircon U-Pb age and whole-rock geochemical data for the Yaduo intrusion. The Yaduo intrusive rocks were generated in the Late Early Cretaceous (ca. 106 Ma), and consist of monzodiorite, diorite, granodiorite porphyry, and granite porphyry. They are calc-alkaline, and characterized by enrichment of light rare earth element and depletion of Nb and heavy rare earth element, and constant εNd(t) (2.65 - 1.42) and (87Sr/86Sr)i(0.7045 - 0.7049) values. We suggest that the monzodiorite and diorites were generated by crustal assimilation and fractional crystallization of basaltic magmas derived from metasomatized mantle peridotites. The granodiorite and granite porphyries are geochemically similar to the adakites. They were derived from partial melting of the thickened and newly underplated basaltic lower crust. In the late stage of Early Cretacous (118 - 105 Ma), the roll-back of subducted Bangong-Nujiang Tethyan oceanic lithospheric slab triggered the upwelling of asthenosphere, which caused the partial melting of overlying mantle or decompressional melting of the subducting slab. The continuous underplating as well as the eruption of depleted mantle-derived magmas in northern Lhasa caused the Late Mesozoic crustal growth.

crustal growth; underplating; slab roll back; Lhasa; Tibet

P595; P597

A

1001-1552(2016)06-1226-013

2015-04-09; 改回日期: 2015-08-14

項目資助: 西藏改則縣崗嘎地區1∶5萬(I44E022022、I44E022023、I44E023022、I44E023023)4幅區域地質礦產調查; 國家重點研發計劃課題(2016YFC0600407)、中國科學院戰略性先導科技專項(B類) (XDB03010600)、國家自然科學基金重點項目(41630208), 廣東省項目(2014TX01Z079)、中國科學院廣州地球化學研究所項目(GIGCAS135項目135TP201601)聯合資助。

董瀚(1970–), 男, 高級工程師, 從事地質和礦產勘探方向研究。茍國寧(1988–), 男, 博士研究生, 巖石地球化學專業。Email: gouguoning@gig.ac.cn