楊成業(yè)，馮佳佳，李玉彬,2,3，張金樹(shù)，張 根，夏洋洋

(1. 西藏大學(xué)工學(xué)院， 西藏 拉薩 850000； 2. 成都理工大學(xué) 地球科學(xué)學(xué)院， 四川 成都 610059； 3. 西藏自治區(qū)地質(zhì)調(diào)查院， 西藏 拉薩 850000)

青藏高原是現(xiàn)今地球上海拔最高的高原，常被稱(chēng)作 “地球的第三極”。青藏高原的形成與印度板塊和歐亞板塊碰撞作用有關(guān)，并且形成了地球上海拔最高、陸殼最厚的碰撞造山帶，印度板塊和歐亞板塊碰撞造山過(guò)程的持續(xù)發(fā)展，其作用區(qū)域已不僅僅局限在廣闊的青藏高原，還延伸至中國(guó)東部、東南亞、中亞乃至歐洲地區(qū)，影響了亞洲乃至全球的氣候和環(huán)境變化，深入研究這一碰撞造山過(guò)程，對(duì)認(rèn)識(shí)碰撞造山作用、陸內(nèi)變形機(jī)制以及青藏高原隆升等一系列地學(xué)前沿問(wèn)題具有非常重要的意義(吳福元等, 2008)。近年來(lái), 在巖石學(xué)、構(gòu)造地質(zhì)學(xué)、地層學(xué)、地球化學(xué)以及地球物理學(xué)等多學(xué)科專(zhuān)家的共同努力下, 對(duì)印度板塊和歐亞板塊拼合過(guò)程的研究取得了重要的進(jìn)展(莫宣學(xué)等, 2003； 侯增謙等, 2006, 2020; 許志琴等, 2011, 2016; 王椿鏞等, 2016; 鄒光富等, 2016; 莫宣學(xué)， 2020; 曾慶高等, 2020)。但是， 不同學(xué)者對(duì)印度板塊和歐亞板塊碰撞時(shí)限的認(rèn)識(shí)還存在很大的分歧(朱日祥等, 2022)， 如通過(guò)古地磁研究結(jié)果限定的碰撞時(shí)間為65～20 Ma(Klootwijketal., 1992; van Hinsbergenetal., 2012)， 沉積學(xué)和古生物地層學(xué)研究所限定的碰撞時(shí)間為65～45 Ma(Rageetal., 1995; Rowley, 1998; Huetal., 2015)， 而巖漿巖研究限定的碰撞時(shí)間為70～45 Ma(紀(jì)偉強(qiáng)等, 2009； 莫宣學(xué)， 2011)。

本文基于基礎(chǔ)地質(zhì)調(diào)查、巖石學(xué)、年代學(xué)及地球化學(xué)等多方面的綜合研究， 對(duì)位于拉薩地塊北部拱尕崗地區(qū)的托龍石英二長(zhǎng)斑巖進(jìn)行了詳細(xì)研究， 希望查明該巖體的形成時(shí)代和成因機(jī)制， 確定其形成的地球動(dòng)力學(xué)背景， 進(jìn)而為深入理解印度板塊和歐亞板塊碰撞造山過(guò)程提供重要依據(jù)。

1 地質(zhì)背景

青藏高原是由多個(gè)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、龍木錯(cuò)-雙湖縫合帶、金沙江結(jié)合帶、松潘-甘孜地塊。其中拉薩地塊位于雅魯藏布江縫合帶和班公湖-怒江縫合帶中間， 因?yàn)槟媳比鄙俸浼o(jì)結(jié)晶基底(史仁燈等, 2005; Dongetal., 2011; Zhuetal., 2012; 潘政等, 2020; 胡培遠(yuǎn)等, 2022)， 中部具有古老結(jié)晶基底(Zhuetal., 2009a， 2011)， 因此以洛巴堆-米拉山斷裂帶和獅泉河-納木錯(cuò)縫合帶為界， 將拉薩地塊分為南、中、北3部分。本文研究的花崗巖體位于中拉薩地塊東段， 地理位置為拉薩地塊林周縣中部江白多-拱尕崗一帶， 呈巖株侵入到石炭系諾錯(cuò)組(C1-2n)、古近系帕那組(E2p)中(圖1)， 巖體規(guī)模約38 km2。諾錯(cuò)組為粉砂質(zhì)板巖夾砂巖、板巖、鈣質(zhì)板巖夾灰?guī)r； 帕那組主體是以流紋質(zhì)、英安質(zhì)、粗面質(zhì)(熔結(jié))凝灰?guī)r為主的火山碎屑巖。

圖1 研究區(qū)地質(zhì)簡(jiǎn)圖

托龍巖體的巖石類(lèi)型主要為石英二長(zhǎng)斑巖， 整體呈青灰色-深灰色， 具斑狀結(jié)構(gòu)(圖2)， 斑晶主要為斜長(zhǎng)石(15%～20%)、鉀長(zhǎng)石(8%～10%)和黑云母(5%～8%)， 偶見(jiàn)角閃石和石英， 石英多為半自形。斜長(zhǎng)石呈板狀， 可見(jiàn)聚片雙晶、環(huán)帶結(jié)構(gòu)， 偶見(jiàn)絹云母化； 鉀長(zhǎng)石呈板狀， 可見(jiàn)簡(jiǎn)單雙晶， 泥化較為發(fā)育； 黑云母多為片狀， 多色性明顯， 偶見(jiàn)綠泥石化?；|(zhì)主要為長(zhǎng)英質(zhì)微晶和少量暗色礦物。

圖2 托龍石英二長(zhǎng)斑巖的野外 (a)、單偏光鏡下(b、c)和正交偏光鏡下(d)照片

2 樣品采集和實(shí)驗(yàn)方法

本次研究對(duì)采自托龍巖體的5件新鮮的石英二長(zhǎng)斑巖樣品開(kāi)展了全巖主量元素和微量元素地球化學(xué)分析， 并對(duì)其中1件樣品(DX01)進(jìn)行了鋯石U-Pb 年代學(xué)和Hf同位素分析。

2.1 鋯石U-Pb年代學(xué)與Hf同位素測(cè)試

2.2 全巖地球化學(xué)

全巖主量元素和微量元素均在武漢上譜分析科技有限責(zé)任公司完成。全巖主量元素使用日本理學(xué)(Rigaku)生產(chǎn)的 ZSX Primus Ⅱ型波長(zhǎng)色散X射線(xiàn)熒光光譜儀(XRF)進(jìn)行測(cè)試， 數(shù)據(jù)校正采用理論α系數(shù)法， 測(cè)試相對(duì)標(biāo)準(zhǔn)偏差(RSD)<2%。全巖微量元素利用Agilent 7700e ICP-MS分析完成， 樣品處理流程如下： 將200目樣品置于105℃烘箱中烘干12 h； 準(zhǔn)確稱(chēng)取粉末樣品50 mg置于Teflon溶樣彈中； 先后依次緩慢加入1 mL高純HNO3和1 mL高純HF； 將Teflon溶樣彈放入鋼套， 擰緊后置于190℃烘箱中加熱24 h以上； 待溶樣彈冷卻， 開(kāi)蓋后置于140℃電熱板上蒸干， 然后加入1 mL HNO3并再次蒸干； 加入1 mL高純HNO3、1 mL MQ水和1 mL內(nèi)標(biāo)In(濃度為1×10-6)， 再次將Teflon溶樣彈放入鋼套， 擰緊后置于190℃烘箱中加熱12 h以上； 將溶液轉(zhuǎn)入聚乙烯料瓶中， 并用2% HNO3稀釋至100 g以備ICP-MS測(cè)試。

3 測(cè)試結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb年代學(xué)測(cè)試結(jié)果

托龍石英二長(zhǎng)斑巖中的鋯石多為短柱狀晶體， 長(zhǎng)寬比常介于1∶1～2∶1之間， 長(zhǎng)度為50～150 μm， 且主要集中在100 μm左右， 在陰極發(fā)光圖像上多具振蕩環(huán)帶、弱分帶或無(wú)分帶的特點(diǎn)(圖3)， 顯示出巖漿鋯石的內(nèi)部結(jié)構(gòu)特征(吳元保等， 2004)。

圖3 托龍石英二長(zhǎng)斑巖樣品DX01鋯石陰極發(fā)光圖像

托龍石英二長(zhǎng)斑巖樣品DX01的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡測(cè)試結(jié)果見(jiàn)表1。 對(duì)樣品DX01的23個(gè)測(cè)試點(diǎn)的分析結(jié)果顯示， 鋯石的Th、U含量較低， 分別為130×10-6～252×10-6和111×10-6～177×10-6， 平均值分別為177×10-6和145×10-6， 相應(yīng)的Th/U值介于0.98～1.45之間， 平均值為1.21， 與典型的巖漿鋯石Th/U值一致(吳元保等， 2004)。在鋯石年齡諧和圖上， 除兩個(gè)測(cè)試點(diǎn)偏離諧和線(xiàn)外， 余下21個(gè)測(cè)試點(diǎn)均落在諧和線(xiàn)上或諧和線(xiàn)附近。測(cè)試點(diǎn)DX01-1的206Pb/238U年齡較老(61.0±2.1 Ma)， 余下20個(gè)測(cè)試點(diǎn)的206Pb/238U年齡介于52.2±1.4～48.3±1.3 Ma之間，206Pb/238U加權(quán)平均年齡為50.5±0.6 Ma (MSWD = 0.77)(圖4)。

表1 托龍石英二長(zhǎng)斑巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡測(cè)試結(jié)果

圖4 托龍石英二長(zhǎng)斑巖鋯石U-Pb年齡圖解

3.2 鋯石Hf同位素測(cè)試結(jié)果

表2 托龍巖體鋯石Hf同位素測(cè)試結(jié)果

圖5 托龍石英二長(zhǎng)斑巖DX01鋯石Hf同位素圖解

3.3 地球化學(xué)測(cè)試結(jié)果

托龍石英二長(zhǎng)斑巖主量元素和微量元素測(cè)試結(jié)果見(jiàn)表3。托龍石英二長(zhǎng)斑巖具有較高的SiO2含量和全堿(Na2O+K2O)含量， 分別介于66.71%～68.36%和9.48%～9.72%之間， 在 (Na2O+K2O)-SiO2圖解上落入石英二長(zhǎng)巖的范圍內(nèi)(圖6a)。K2O含量較高， 明顯高于Na2O含量， 分別為5.92%～6.33%和3.36%～3.56%， K2O/Na2O值為1.66～1.86， 在K2O-SiO2圖解和K2O-Na2O圖解中均落入鉀玄巖系列范圍內(nèi)(圖6b、6c)。Al2O3含量較高， 介于15.63%～16.43%， A/NK與A/CNK值分別為1.27～1.34和0.98～1.00， 主要落在準(zhǔn)鋁質(zhì)系列范圍內(nèi)(圖6d)。TFe2O3和MgO含量整體偏低， 分別介于2.51%～2.71%和0.66%～0.72%之間， 對(duì)應(yīng)的Mg#值亦較低， 介于33～49之間。

圖6 托龍石英二長(zhǎng)斑巖的(Na2O+K2O) -SiO2 (a, Middlemost, 1994)、K2O-SiO2 (b， 據(jù)Peccerillo 和 Taylor, 1976)、K2O-Na2O (c， 據(jù)Turner等, 1996)和A/NK - A/CNK(d， 據(jù)Maniar和Piccoli, 1989)圖解

表3 托龍石英二長(zhǎng)斑巖主量元素(wB/%)及微量元素(wB/10-6)測(cè)試結(jié)果

托龍石英二長(zhǎng)斑巖的稀土元素總量較高， 介于267×10-6～282×10-6之間。(La/Yb)N值也較高， 介于15.3～16.1之間， 這與其輕稀土元素富集、重稀土元素虧損的右傾型稀土元素配分模式特征一致(圖7a)。具有較弱的Eu的負(fù)異常，δEu介于0.56～0.69之間。在微量元素蛛網(wǎng)圖上(圖7b)， 托龍石英二長(zhǎng)斑巖富集Cs、Rb、K等大離子親石元素和La、Ce等輕稀土元素， 虧損Nb、Ta、P、Ti等高場(chǎng)強(qiáng)元素， 且具有中等的Ba的負(fù)異常和較弱的Sr的負(fù)異常。

圖7 托龍石英二長(zhǎng)斑巖稀土元素配分圖(a)和微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(球粒隕石和原始地幔數(shù)據(jù)出自Sun和McDonough, 1989)

4 討論

4.1 形成時(shí)代

近年來(lái)高精度年代學(xué)研究成果顯示， 拉薩地塊巖漿巖整體上多形成于白堊紀(jì)-古近紀(jì)， 約65～40 Ma的巖漿活動(dòng)最為強(qiáng)烈， 且在約50 Ma左右達(dá)到頂峰(莫宣學(xué)等， 2005, 2009； Wenetal., 2008; 紀(jì)偉強(qiáng)等, 2009; Zhuetal., 2015; 孟元庫(kù)等, 2022)。這一時(shí)期的巖漿巖在拉薩地塊中南部廣泛分布， 巖石類(lèi)型多樣， 鎂鐵質(zhì)、中性、長(zhǎng)英質(zhì)的侵入巖和火山巖等多種巖石類(lèi)型均有產(chǎn)出， 但以發(fā)育大規(guī)模的花崗巖和林子宗火山巖為特征(莫宣學(xué), 2011, 2020)。

托龍石英二長(zhǎng)斑巖鋯石U-Pb年齡結(jié)果分為兩組， 較老的61.0±2.1 Ma與林子宗火山巖典中組以及岡底斯帶廣泛分布的約60 Ma巖漿事件時(shí)間一致(侯增謙等, 2006; 董國(guó)臣等, 2021; 孟元庫(kù)等, 2022)， 可能代表了捕獲鋯石的形成時(shí)代； 較年輕的50.4±0.6 Ma與林子宗火山巖帕那組以及岡底斯帶最為發(fā)育的約50 Ma巖漿事件時(shí)間一致(紀(jì)偉強(qiáng)等, 2009; 莫宣學(xué), 2020)， 代表了托龍石英二長(zhǎng)斑巖的形成時(shí)代。

4.2 巖石類(lèi)型劃分

花崗巖的成因分類(lèi)往往是花崗巖研究的基礎(chǔ)之一， 最著名的是Chappell和White (1974) 提出按源區(qū)劃分的I型和S型花崗巖分類(lèi)方案， 其中 I型花崗巖的源區(qū)常為未風(fēng)化的火成巖， 而S型花崗巖的源區(qū)則為沉積巖。Loiselle和Wones (1979)則從地球化學(xué)和構(gòu)造環(huán)境的角度， 提出了具有貧水、適度堿性和產(chǎn)自非造山環(huán)境的A型花崗巖這一花崗巖類(lèi)型。此外， Defant和Drummond(1990)提出埃達(dá)克巖這一術(shù)語(yǔ)， 指的是具有高Sr、低Y及富Al等地球化學(xué)特征的中酸性巖漿巖。

托龍巖體具較高的Y含量(28.9×10-6～30.1×10-6)和較低的Sr/Y值(12.0～17.0)， 與埃達(dá)克巖存在很大的差異(圖8a)； 較低的104Ga/Al(2.12～2.18)及FeO*/MgO(3.29～3.65)值等特征， 也顯示出其與A型花崗巖存在一定的差異(圖8b)。托龍石英二長(zhǎng)斑巖中可見(jiàn)黑云母及少量角閃石， 不發(fā)育白云母、堇青石及石榴子石等富鋁礦物； 相應(yīng)地， 其A/CNK值除樣品DX01為1.00外， 其余樣品均小于1， 為準(zhǔn)鋁質(zhì)， CIPW計(jì)算結(jié)果也缺乏標(biāo)準(zhǔn)剛玉分子(表3)， 上述巖石學(xué)及地球化學(xué)特征均表明托龍巖體與S型花崗巖差異明顯， 而與I型花崗巖的特征基本一致。此外， I型花崗巖的P2O5含量與SiO2含量呈負(fù)相關(guān)性， Y含量與Rb含量呈正相關(guān)性； S型花崗巖的P2O5含量隨SiO2含量的增加無(wú)降低趨勢(shì)， Y含量隨Rb含量的增加具明顯的降低趨勢(shì)(Lietal.， 2007)， 而托龍巖體的P2O5含量與SiO2含量整體上具有負(fù)相關(guān)性， Y含量則與Rb含量具有明顯的正相關(guān)性(圖8c、8d)， 進(jìn)一步表明托龍石英二長(zhǎng)斑巖屬于I型花崗巖。

圖8 托龍石英二長(zhǎng)斑巖的Sr/Y-Y(a， 據(jù)Defant和Drummond, 1990)、FeO*/MgO-104 Ga/Al (b, 據(jù)Whalen等， 1987)、P2O5- SiO2(c)和Y-Rb(d)圖解

4.3 巖石成因

對(duì)于高Si、低Mg的I型花崗巖， 如托龍巖體， 較低的MgO(0.66%～0.72%， 平均0.68%)、Cr(3.34×10-6～5.56×10-6， 平均4.58×10-6)、Co(2.61×10-6～3.11×10-6， 平均2. 85×10-6)、Ni(2.08×10-6～3.60×10-6， 平均2. 85×10-6)含量和Mg#值(33～49， 平均37)， 和與地幔平衡的高M(jìn)g#值的原生巖漿差異顯著(Wilson, 1989)， 通常被認(rèn)為可能是幔源巖漿結(jié)晶分異、殼幔巖漿混合或者殼源物質(zhì)部分熔融的產(chǎn)物(Guoetal., 2011; Wangetal., 2014, 2017; Lewisetal., 2021)。

研究區(qū)內(nèi)與托龍巖體共存的均為同時(shí)代的花崗巖和以巨厚層狀流紋質(zhì)(熔結(jié))凝灰?guī)r為主的帕那組， 缺乏與其共生的基性巖和中性巖， 研究區(qū)周緣如林周地區(qū)同樣廣泛發(fā)育以英安質(zhì)-流紋質(zhì)火山巖為主的帕那組以及花崗質(zhì)侵入巖， 基性巖和中性巖非常有限。 此外， 帕那組中盡管存在少量的玄武質(zhì)以及玄武安山質(zhì)巖石， 但缺乏安山質(zhì)巖石， 存在明顯的成分間隔， 無(wú)法構(gòu)成從基性經(jīng)中性再到酸性的連續(xù)演化系列(莫宣學(xué)等, 2009; Zhuetal., 2015)， 因此， 托龍巖體的成因難以用幔源巖漿的結(jié)晶分異模式來(lái)解釋。

殼幔巖漿混合模式同樣無(wú)法解釋托龍石英二長(zhǎng)斑巖的成因。一是如上所述， 托龍巖體缺乏如拉薩地塊南部廣泛出露的與花崗巖伴生的基性端員， 巖體內(nèi)也不發(fā)育如拉薩地塊南部花崗巖中大量顯示巖漿混合作用的暗色微粒包體(莫宣學(xué), 2011; Maetal., 2017)； 二是礦物不發(fā)育如針狀磷灰石以及具鑲邊的石英或鉀長(zhǎng)石等顯示巖漿混合作用的典型結(jié)構(gòu)(莫宣學(xué), 2011; Maetal., 2017)； 三是Hf同位素組成非常均一， 不具備巖漿混合所具有的雙峰式或多峰式Hf同位素組成特征(Wangetal., 2003; Liuetal., 2013)。

地殼源區(qū)通?？珊?jiǎn)單地分為變質(zhì)火成巖和變質(zhì)沉積巖兩類(lèi)源區(qū)， 分別與I型花崗巖和S型花崗巖對(duì)應(yīng)。前已述及， 托龍石英二長(zhǎng)斑巖中主要含鉀長(zhǎng)石、斜長(zhǎng)石、石英、黑云母以及少量角閃石， 其A/CNK值多小于1， CIPW計(jì)算結(jié)果也顯示出缺乏標(biāo)準(zhǔn)剛玉分子， 這些事實(shí)均表明其源巖不是變質(zhì)沉積巖。在源區(qū)辨別圖解上， 托龍石英二長(zhǎng)斑巖也均落入角閃巖的部分熔融區(qū)內(nèi)(圖9)， 表明其可能是由變質(zhì)中基性巖部分熔融形成的。此外， 托龍石英二長(zhǎng)斑巖具有較低的εHf (t)值(加權(quán)平均值為-5.2)和較古老的地殼模式年齡tDMC(1 478～1 398 Ma)， 與拉薩地塊南緣大量源自新生地殼的高達(dá)13的εHf (t)值的花崗巖存在明顯的差異(紀(jì)偉強(qiáng)等, 2009; Houetal., 2015)， 顯示出其主要來(lái)源于相對(duì)古老地殼物質(zhì)的再造。

圖9 托龍石英二長(zhǎng)斑巖化學(xué)成分圖解(據(jù)Kaygusuz等, 2008)

在哈克圖解中， 隨著SiO2含量的增高， CaO、Na2O及Al2O3含量整體上呈降低的趨勢(shì)， 而K2O含量則具有明顯的正相關(guān)關(guān)系(圖10)， MgO及TFe2O3則沒(méi)有明顯的相關(guān)性， 表明巖漿演化過(guò)程中斜長(zhǎng)石的分離結(jié)晶作用起主要控制作用。這與微量元素Sr和Ba含量與SiO2含量的負(fù)相關(guān)性、Rb含量與SiO2含量的正相關(guān)性一致， Eu的負(fù)異常與SiO2含量明顯的負(fù)相關(guān)關(guān)系(圖10)， 也進(jìn)一步證實(shí)了斜長(zhǎng)石的分離結(jié)晶作用。

圖10 托龍石英二長(zhǎng)斑巖Harker圖解

4.4 構(gòu)造背景

花崗巖的地球化學(xué)特征常常被用作與其形成的大地構(gòu)造背景相聯(lián)系， 如I型花崗巖多形成于俯沖至碰撞階段，S型花崗巖一般形成于碰撞背景，A型花崗巖多指示伸展背景等， Pearce等(1984)和Harris等 (1986)進(jìn)一步利用地球化學(xué)圖解來(lái)判定花崗巖的形成環(huán)境。然而， 絕大部分拉薩地塊的花崗巖在Pearce構(gòu)造環(huán)境判別圖解中落入火山弧環(huán)境中(紀(jì)偉強(qiáng)等, 2009)， 因而花崗巖的地球化學(xué)成分構(gòu)造環(huán)境判別圖解已基本被舍棄， 這主要是因?yàn)榛◢弾r的地球化學(xué)成分與構(gòu)造背景之間并不存在直接的聯(lián)系， 而往往與其源區(qū)成分以及后期的巖漿演化等方面存在很大的關(guān)系。

前已述及， 拉薩地塊在約50 Ma存在明顯的巖漿峰期， 不僅發(fā)育巨量的花崗質(zhì)巖漿， 在拉薩地塊南緣還伴有廣泛的基性巖漿活動(dòng)， 形成了強(qiáng)烈的巖漿混合， 且這些基性巖和酸性巖常常顯示出非常虧損的Sr-Nd-Hf同位素組成。上述地質(zhì)事實(shí)表明， 在約50 Ma可能存在明顯的區(qū)域性構(gòu)造轉(zhuǎn)換， 造成了巨量的巖漿活動(dòng)、廣泛的殼幔巖漿混合以及地殼增生事件， 這一過(guò)程可能與新特提斯洋俯沖板片斷離造成的軟流圈上涌有關(guān)。托龍巖體的(La/Yb)N值介于15.3～16.1之間， 根據(jù)Profeta 等(2015)的地殼源區(qū)厚度計(jì)算公式， 其源區(qū)深度約為58～60 km， 而位于拉薩地塊南緣約50 Ma的安崗、總訓(xùn)等巖體具有相似的較高的(La/Yb)N值(徐旺春， 2010)， 它們被證實(shí)具有相似的地殼源區(qū)深度， 這些事實(shí)表明在約50 Ma青藏高原的地殼厚度已增厚至約60 km。隨著新特提斯洋的逐漸閉合以及隨后的印度-亞洲大陸碰撞造山作用的持續(xù)進(jìn)行， 青藏高原的地殼厚度逐漸增大， 新特提斯洋俯沖板片回轉(zhuǎn)、斷離造成的軟流圈上涌， 導(dǎo)致了上覆巖石圈不同部位產(chǎn)生了廣泛的熔融， 拉薩地塊古老的中基性變質(zhì)基底物質(zhì)也在這一時(shí)期發(fā)生了部分熔融作用， 從而形成了托龍巖體。

4.5 對(duì)印度-歐亞板塊碰撞時(shí)間的約束

盡管近年來(lái)對(duì)青藏高原的相關(guān)研究取得了豐富的成果(張玉泉等, 2000; 楊經(jīng)綏等, 2002; 趙志丹等， 2006; 莫宣學(xué)等, 2009； 莫宣學(xué)， 2020; 梁銀平等,2010; 侯增謙等, 2012, 2020; 謝冰晶等, 2013; 遲效國(guó)等, 2017; 周鵬等, 2019; 吳福元等, 2020; 董國(guó)臣等, 2021)， 但是對(duì)青藏高原地質(zhì)演化的認(rèn)識(shí)， 尤其是對(duì)印度大陸與歐亞大陸碰撞過(guò)程的認(rèn)識(shí)， 還存在相當(dāng)大的爭(zhēng)議， 如Yin和Harrison(2000)綜合了板塊運(yùn)動(dòng)學(xué)、古地磁學(xué)、沉積學(xué)以及巖漿巖年代學(xué)等方面的證據(jù)， 認(rèn)為印度板塊與亞洲板塊開(kāi)始碰撞的時(shí)間可早至約70 Ma； 而Aitchison等(2007)則綜合海相沉積的消失、磨拉石沉積的啟動(dòng)、俯沖相關(guān)鈣堿性巖漿作用的結(jié)束等事件的時(shí)限， 認(rèn)為印度與亞洲大陸的碰撞啟動(dòng)時(shí)間為約34 Ma， 這與Yin和Harrison(2000)等估計(jì)的碰撞時(shí)限相差達(dá)35 Ma。然而， 鈣堿性巖漿作用可持續(xù)到中新世晚期(Huangetal., 2016), 用其確定印度-亞洲大陸的碰撞啟動(dòng)時(shí)間并不十分合理，此外大陸碰撞后殘留海中的沉積作用仍會(huì)持續(xù)， 因而海相沉積的消失時(shí)間會(huì)晚于大陸碰撞的時(shí)間。莫宣學(xué)等(2007, 2011)依據(jù)林子宗火山巖與下伏二疊系-白堊系1 000多公里長(zhǎng)的區(qū)域性角度不整合關(guān)系， 通過(guò)限定林子宗火山巖底部的最老時(shí)代， 判斷雅魯藏布洋閉合以及印度-亞洲大陸碰撞的開(kāi)始時(shí)間為70～65 Ma； 許志琴等(2011)則提出不整合面能否代表大印度與亞洲大陸碰撞的時(shí)限還需要進(jìn)一步探討， 并通過(guò)喜馬拉雅造山帶東、西構(gòu)造結(jié)及其外緣的走滑斷裂的時(shí)代， 認(rèn)為印度-亞洲板塊的初始碰撞時(shí)代為53～45 Ma； Hu等(2015)依據(jù)桑單林組碎屑物源由從印度物源向亞洲物源轉(zhuǎn)變的時(shí)間， 將印度-亞洲大陸碰撞開(kāi)始的時(shí)間確定為59±1 Ma； Zhu等(2015)則根據(jù)大陸碰撞造成的俯沖板片回轉(zhuǎn)以及后續(xù)的板片斷離所形成的巖漿作用為標(biāo)志， 認(rèn)為印度-亞洲大陸碰撞的啟動(dòng)時(shí)間為約55 Ma。

自約65 Ma開(kāi)始， 拉薩地塊發(fā)育的巖漿活動(dòng)具有從北向南的遷移趨勢(shì)， 這被認(rèn)為與新特提斯洋俯沖板片的回轉(zhuǎn)有關(guān)(Wenetal., 2008; Zhuetal., 2017)； 拉薩地塊在約50 Ma開(kāi)始爆發(fā)巨量的巖漿活動(dòng)， 本文研究的托龍巖體即形成于這一時(shí)期， 與此同時(shí)， 基性巖漿活動(dòng)及其相伴的殼幔相互作用同樣十分強(qiáng)烈， 林子宗火山巖也在這一時(shí)期廣泛發(fā)育。這些大規(guī)模的巖漿活動(dòng)以及殼幔相互作用， 被認(rèn)為與新特提斯洋俯沖板片斷離造成的軟流圈上涌有關(guān)。模擬計(jì)算的結(jié)果進(jìn)一步顯示， 新特提斯洋板片的斷離發(fā)生在印度-亞洲大陸初始碰撞之后不超過(guò)2 Ma(Zhuetal., 2017)， 這表明印度-亞洲大陸的初始碰撞發(fā)生在50 Ma以前。

5 結(jié)論

通過(guò)對(duì)拉薩地塊托龍石英二長(zhǎng)斑巖系統(tǒng)的年代學(xué)、元素地球化學(xué)及Hf同位素研究， 本文得出以下認(rèn)識(shí)：

(1)拉薩地塊托龍石英二長(zhǎng)斑巖的形成時(shí)代為50.5±0.6 Ma， 與拉薩地塊巖漿活動(dòng)峰期的時(shí)間一致。

(2)托龍石英二長(zhǎng)斑巖具有較高的K2O含量和K2O/Na2O值以及較低的A/CNK值， 為準(zhǔn)鋁質(zhì)、鉀玄質(zhì)巖石； 輕稀土元素富集，重稀土元素虧損， 具有弱的負(fù)Eu異常，富集大離子親石元素，虧損高場(chǎng)強(qiáng)元素。

(3)托龍石英二長(zhǎng)斑巖為I型花崗巖， 具有較低的εHf (t)值， 可能起源于古老的變質(zhì)中基性巖的部分熔融， 并經(jīng)歷了斜長(zhǎng)石的結(jié)晶分異作用。

(4)托龍石英二長(zhǎng)斑巖形成于印度-歐亞板塊碰撞引起的俯沖板片斷離環(huán)境， 表明至少在50 Ma之前印度大陸與亞洲大陸就已開(kāi)始發(fā)生碰撞。