劉洪 李光明 李文昌,3 黃瀚霄 李佑國 歐陽淵 張向飛 周清

1. 中國地質(zhì)調(diào)查局成都地質(zhì)調(diào)查中心, 成都 610081 2. 成都理工大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院, 成都 610059 3. 昆明理工大學(xué)國土資源工程學(xué)院, 昆明 650093

青藏高原是全球最為年輕的碰撞造山帶，它是開展地球動力學(xué)研究的最佳場所。它由一系列近東西走向的地塊(微地塊)和蛇綠巖混雜帶所組成(圖1a)(潘桂棠等, 2001, 2004, 2020; Lietal., 2016, 2017b, 2020, 2021;李文昌和江小均, 2020; 莫宣學(xué), 2020; 朱同興等, 2020; 王立全等, 2021; 張克信等, 2021; 鄭有業(yè)等, 2021)，由北至南包括：松潘-甘孜地塊(SG)、羌塘地塊(QT)、拉薩地塊(LS)和喜馬拉雅地塊(HM)(圖1a)。這些地塊和縫合帶受特提斯洋的俯沖和陸-陸碰撞的影響而發(fā)育大量的巖漿巖和礦產(chǎn)資源(侯增謙等, 2008; 楊志明等, 2008; Lietal., 2011; 李光明等, 2011; 宋揚(yáng)等, 2013; 趙希良等, 2013; 蔡青龍等, 2015; 耿全如等, 2015; Huangetal., 2017, 2021a; 劉洪等, 2017, 2018; 唐菊興, 2019; Caoetal., 2020)，因而備受地質(zhì)工作者們的關(guān)注。拉薩地塊(LS)又名岡底斯地塊、念青唐古拉地塊，北臨班公湖-怒江縫合帶(BNS)，南接印度河-雅魯藏布縫合帶(YZSZ)(Ding and Lai, 2003; 楊志明等, 2011; 解超明等, 2020; 李光明等, 2021; 耿全如等, 2021)，它又被獅泉河-納木錯蛇綠巖混雜帶(SNS)和洛巴堆-米拉山斷裂帶(LMF)分割為北拉薩地塊(NL)、中拉薩地塊(CL)和南拉薩地塊(SL)三個次級單元(圖1b)(楊經(jīng)綏等, 2007; 潘桂棠等, 2009; 彭建華等, 2013; Huangetal., 2020; 劉洪等, 2020)。班公湖-怒江縫合帶(BNS)是拉薩地塊(LS)北部重要的構(gòu)造帶，它是特提斯大洋的殘留遺跡(Guynnetal., 2013; 許志琴等, 2013; Huangetal., 2018; 劉洪等, 2021a)，對其地球動力學(xué)背景的研究為我們探索特提斯洋在中生代演化史提供了一個重要的窗口。班公湖-怒江結(jié)合帶(BNS)從東向西延伸大于1500km，以復(fù)理石、混雜巖和分段蛇綠巖碎片為特征(Panetal., 2012)。一些學(xué)者認(rèn)為班公湖-怒江洋盆在晚二疊世打開，洋殼俯沖于早-中侏羅世(Yin and Harrison, 2000; Tapponnieretal., 2001)，但由于該地區(qū)構(gòu)造特征的復(fù)雜性及宏大的規(guī)模，班公湖-怒江洋的閉合時限至今仍存在較大的爭議(Xuetal., 2015; 劉洪等, 2016, 2018; Huetal., 2017; Lietal., 2017a;Wuetal., 2018)。

圖1 研究區(qū)地質(zhì)簡圖(a)中國大地構(gòu)造簡圖(據(jù)劉洪等, 2015修改)；(b)岡底斯地質(zhì)簡圖(據(jù)劉洪等, 2019a, 2021b修改)；(c)控錯地區(qū)地質(zhì)簡圖(據(jù)Liu et al., 2018a修改). 1-第四系；2-上白堊統(tǒng)竟珠山組砂礫巖；3-下白堊統(tǒng)郎山組生物碎屑石灰?guī)r夾粉砂巖；4-下白堊統(tǒng)多尼組砂巖、石灰?guī)r和火山巖；5-中二疊統(tǒng)下拉組石灰?guī)r；6-石炭系永珠組砂巖、頁巖、石灰?guī)r；7-中-上泥盆統(tǒng)長蛇湖組砂巖夾石灰?guī)r；8-下泥盆統(tǒng)達(dá)爾東組石灰?guī)r；9-晚白堊世中酸性巖；10-早白堊世正長花崗巖；11-早白堊世堿性長石花崗巖；12-斷層；13-采樣位置. NL-北拉薩地塊； SNS-獅泉河-納木錯蛇綠巖混雜帶；CL-中拉薩地塊；LMF-洛巴堆-米拉山斷裂帶；SL-南拉薩地塊. 數(shù)據(jù)來源：i區(qū)(解龍等, 2015); ii區(qū)(Li et al., 2020); iii區(qū)(王欣欣等, 2021); iv區(qū)(Qu et al., 2012; Chen et al., 2014); v區(qū)(史少飛等，2019)Fig.1 Geological maps of the research area(a) tectonic map of China (modified after Liu et al., 2015); (b) tectonic map of Gangdise (modified after Liu et al., 2019a, 2021b); (c) Geological map of the Kong Co (modified after Liu et al., 2018). 1-Quaternary; 2-Upper Cretaceous Jingzhushan Fm.: sandstone and conglomerate; 3-Lower Cretaceous Langshan Fm.: bioclastic limestone with siltstone; 4-Lower Cretaceous Duoni Fm.: Sandstone, limestone and volcanic rock; 5-Middle Permian Xiala Fm.: limestone; 6-Carboniferous Yongzhu Fm.: sandstone, shale and limestone; 7-Middle Upper Devonian Changshehu Fm. sandstone intercalated with limestone; 8-Lower Devonian dardong Fm. Limestone; 9-Early Cretaceous intermediate acid rock; 10-Early Cretaceous syenogranite; 11-Early Cretaceous alkali feldspar granite; 12-fault; 13-sampling positions. NL-Northern Lhasa Subterrane; SNS-Shiquanhe-Namuco Ophiolite Melange Zone; CL-Central Lhasa Subterrane; LMF-Luobadui-Milashan Fault Zone; SL-Southern Lhasa Subterrane. Data resources: i area (Xie et al., 2015); ii area (Li et al., 2020); iii area (Wang et al., 2021); iv area (Qu et al., 2012; Chen et al., 2014); v area (Shi et al., 2019)

近年來，在拉薩地塊中北部相繼發(fā)現(xiàn)了一系列白堊紀(jì)巖漿活動(曲曉明等, 2004; 黃瀚霄等, 2012; Wangetal., 2014; Guoetal., 2015; Zhengetal., 2015; 彭智敏等, 2015; 張志等, 2017; 高順寶等, 2021)，這一巖漿事件的研究為探索班公湖-怒江洋的演化史提供了詳細(xì)的素材。然而，關(guān)于這一巖漿作用的地球動力學(xué)背景存在許多爭論：一些學(xué)者認(rèn)為它與新特提斯洋向北俯沖有關(guān)(Coulonetal., 1986; Matte, 1996; 秦臻等, 2019)；也有一些學(xué)者認(rèn)為它是班公湖-怒江洋向南俯沖期間發(fā)生板片斷離引發(fā)的構(gòu)造巖漿事件(Lietal., 2020)；還有學(xué)者認(rèn)為它們是羌塘地塊和拉薩地塊碰撞階段巖漿作用的產(chǎn)物(Zhuetal., 2013; 王保弟等, 2013)。

巖漿巖的源區(qū)、形成過程和巖石組合的研究為探索巖漿巖形成時的構(gòu)造環(huán)境提供了重要而有效的信息，特別是關(guān)于特殊巖石類型，如A型花崗巖、埃達(dá)克巖和板內(nèi)玄武巖，這可以為區(qū)域地質(zhì)演化提供重要證據(jù)(Huppert and Sparks, 1988; Wilson, 1989; Martin, 1999)。而近些年在中拉薩地塊北緣發(fā)現(xiàn)的一系列早白堊世A型花崗巖(Quetal., 2012; Chenetal., 2014; 解龍等, 2015; 史少飛等, 2019; Lietal., 2020; 王欣欣等, 2021)，為我們研究班公湖-怒江洋在早白堊世的演化提供了良好的對象。在中拉薩地塊北部尼瑪縣控錯地區(qū)，我們新發(fā)現(xiàn)了早白堊世A型花崗巖(圖1c)，并對其進(jìn)行了地球化學(xué)、LA-ICP-MS鋯石U-Pb地質(zhì)年代學(xué)、鋯石Lu-Hf同位素地球化學(xué)和全巖Rb-Sr-Sm-Nd-Pb同位素地球化學(xué)分析，精確限定其時代歸屬，探討了其形成機(jī)制、母巖漿源區(qū)和形成的大地構(gòu)造背景，進(jìn)而豐富對拉薩地塊中北部早白堊世A型巖漿作用動力學(xué)背景的認(rèn)識。

圖2 控錯巖體野外和鏡下巖相學(xué)特征照片(a)野外宏觀特征；花崗巖細(xì)粒相(b)和中粗粒相(c)野外露頭特征；細(xì)粒相(d)和中粗粒相(e)單偏光(-)和正交偏光(+)顯微鏡下照片. D1d-下泥盆統(tǒng)達(dá)爾東組石灰?guī)r等；χργK1-白堊世花崗巖體；Qz-石英；Kfs-鉀長石；Pl-斜長石；Bt-黑云母；Hb-角閃石Fig.2 Field photographs and photomicrographs illustrating the petrographic characteristics of the Kong Co granite(a) the field outcrop of the Kong Co granite; the field outcrops of the fine-grained facies (b) and the medium-coarse grained facies (c) in granite; microphotographs under plane polarized light (-) and perpendicular polarized light (+) of the fine-grained facies (d) and the medium-coarse grained facies (e) in granite. D1d-Lower Devonian Daerdong Fm. limestone, etc; χργ K1-Cretaceous granite; Qz-quartz; Kfs-K-feldspar; Pl-plagioclase; Bt-biotite; Hb-hornblende

1 地質(zhì)概況及巖體特征

研究區(qū)位于中拉薩地塊北緣的尼瑪縣控錯地區(qū)(圖1c)，北臨獅泉河-納木錯蛇綠巖混雜帶。研究區(qū)地質(zhì)條件較為復(fù)雜，整體構(gòu)造線呈NW-SE向，此外還存在碰撞后伸展作用形成的S-N向構(gòu)造。區(qū)內(nèi)沿NE-NW方向又可進(jìn)一步劃分為三個構(gòu)造單元，依次為北拉薩地塊、獅泉河-納木措湖蛇綠巖混雜帶以及中拉薩地塊(圖1c)。區(qū)域出露的地層主要為上白堊統(tǒng)竟珠山組(K2j)砂礫巖，下白堊統(tǒng)郎山組(K1l)生物碎屑石灰?guī)r夾粉砂巖、多尼組(K1d)砂巖、石灰?guī)r和火山巖，中二疊統(tǒng)下拉組(P2x)石灰?guī)r，石炭系永珠組(C1-2y)砂巖、頁巖、石灰?guī)r，中-上泥盆統(tǒng)長蛇湖組(D2-3c)砂巖夾石灰?guī)r，下泥盆統(tǒng)達(dá)爾東組(D1d)石灰?guī)r等。其中達(dá)爾東組為一套以深灰色薄層石灰?guī)r、生物碎屑石灰?guī)r、泥石灰?guī)r為主的地層體，含豐富的竹節(jié)石Nowakiaacuaria帶及腕足類、珊瑚、苔蘚蟲、三葉蟲及海百合等，為深水盆地相沉積(圖1c)。研究區(qū)白堊紀(jì)巖漿活動強(qiáng)烈，出露的侵入巖主要為中酸性巖體，包括早白堊(～105Ma)和晚白堊世(～90Ma)兩期(圖1c)，這些巖漿巖以復(fù)式巖株、巖脈的形式侵位于竟柱山組和下拉組地層中(Liuetal., 2018a; 王欣欣等, 2021)。此外，研究區(qū)還有報道了～90Ma和～102Ma的中酸性巖漿活動(Luoetal., 2019; Zengetal., 2020)，地殼熔融隨著時間的推移由深變淺，從而為其伸展背景提供了重要證據(jù)。

控錯早白堊世A型花崗巖體(χργK1)侵入到下泥盆統(tǒng)達(dá)爾東組石灰?guī)r中，出露面積約10km2(圖1c)。該巖體的巖性主要為堿性長石花崗巖(圖1, 圖2a-c)，呈灰白色，具有細(xì)粒相和中粗粒相兩種巖相(圖2b, c)，這兩種巖相呈漸變過渡的接觸關(guān)系。主要造巖礦物有石英(35%±)(圖2d, e)，呈無色，他形粒狀，部分顆粒較為渾圓；鉀長石(55%±)，主要為條紋長石(圖2d, e)，半自形的寬板狀，順條紋有次生塵化現(xiàn)象，部分條紋長石與石英構(gòu)成文象結(jié)構(gòu)，部分條紋長石內(nèi)包裹有斜長石小礦物，可見凈邊結(jié)構(gòu)；斜長石(5%±)，呈無色，半自形板狀，表面輕微次生塵化，鏡下觀察計算的牌號為5±，長石類型主要為鈉長石(酸性斜長石)。同時含少量黑云母、角閃石等透明礦物，以及磁鐵礦等暗色礦物。巖體和圍巖的接觸帶發(fā)育明顯的矽卡巖化，接觸帶內(nèi)還普遍可見孔雀石化、黃銅礦化、絹云母化、黃鐵礦化和磁鐵礦化等熱液蝕變現(xiàn)象，附近有曲桑格勒和控錯等矽卡巖銅礦化點(diǎn)。

圖3 控錯花崗巖石學(xué)圖解(a) QAP圖解；(b) K2O-SiO2 圖解(Peccerillo and Taylor, 1976; Middlemost, 1985)；(c) A/NK-A/CNK圖解(Maniar and Piccoli, 1989)；(d)球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖解(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù) Boynton, 1984; (e)原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and MchDonough, 1989). 數(shù)據(jù)來源：i區(qū)據(jù)Qu et al., 2012; Chen et al., 2014; 解龍等, 2015; Li et al., 2020; 王欣欣等, 2021. ii區(qū)據(jù)Zhu et al., 2011; 余紅霞等, 2011; Liu et al., 2018a; Ouyang et al., 2017; Dai et al., 2020.圖7、圖8數(shù)據(jù)來源同此圖Fig.3 Petrological plots of Kong Co granite(a) QAP plot; (b) K2O vs. SiO2 plot (Peccerillo and Taylor, 1976; Middlemost, 1985); (c) A/NK vs. A/CNK plot (Maniar and Piccoli, 1989); (d) chondrite-normalized REE patterns (normalization values after Boynton, 1984); (e) mantle-normalized multi-element diagrams (normalization values after Sun and MchDonough, 1989). Data sources: i area after Qu et al. (2012), Chen et al. (2014), Xie et al. (2015), Li et al. (2020), Wang et al. (2021); ii area after Zhu et al. (2011), Yu et al. (2011), Liu et al. (2018a), Ouyang et al. (2017), Dai et al. (2020). Data resources also in Fig.7 and Fig.8

2 樣品及分析方法

8件樣品分散采集自控錯花崗巖體，采樣位置為31°28′01″N、87°31′15″E附近，其中KC01～KC05采自花崗巖細(xì)粒相，KC06～KC08采自花崗巖粗粒相。所有樣品均進(jìn)行了野外及手標(biāo)本觀察、薄片鑒定及全巖主量和微量元素分析，對其中2件樣品(KC05、KC08)進(jìn)行了鋯石U-Pb年代學(xué)分析和Lu-Hf同位素分析，5件樣品進(jìn)行了Rb-Sr、Sm-Nd和Pb同位素測試。

主量和微量元素分析在中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點(diǎn)實(shí)驗室(GPMR)分別利用X射線熒光光譜儀(XRF)和Agilent 7700e ICP-MS分析完成，使用的國際標(biāo)樣為AGV-2、BHVO-2、BCR-2和RGM-2。鋯石的分選、背散射電子拍攝、鋯石陰極發(fā)光圖像分析、鋯石U-Pb同位素定年和微量元素含量在武漢上譜分析科技有限責(zé)任公司利用LA-ICP-MS同時分析完成，GeolasPro激光剝蝕系統(tǒng)由COMPexPro 102 ArF 193nm準(zhǔn)分子激光器和MicroLas光學(xué)系統(tǒng)組成，ICP-MS型號為Agilent 7500a，內(nèi)標(biāo)位國際鋯石標(biāo)樣91500(1062±4Ma)，詳細(xì)的儀器參數(shù)和分析流程見Zongetal. (2017)。本次分析的激光束斑為32μm。對分析數(shù)據(jù)的離線處理采用軟件ICPMSDataCal (Liuetal., 2008, 2010)完成。鋯石原位微區(qū)Lu-Hf同位素測試?yán)肗eptune型LA-MC-ICP-MS和Geolas Pro型激光剝蝕系統(tǒng)聯(lián)用的方法完成的，詳細(xì)測試流程可參照Mengetal. (2014)。測試束斑直徑為32μm，所有測試位置與U-Pb定年點(diǎn)位相同或靠近。國際鋯石標(biāo)樣GJ-1(0.282030±40(2σ))作為Lu-Hf同位素測試的監(jiān)控。Rb-Sr、Sm-Nd、Pb同位素分析在武漢上譜分析科技有限責(zé)任公司利完成。同位素分析采用ISOPROBE-T熱電離質(zhì)譜計，單帶，M+，可調(diào)多法拉第接收器接收。質(zhì)量分餾用86Sr/88Sr=0.1194校正，標(biāo)準(zhǔn)測量結(jié)果：NBS987，0.710250±7，JMC，143Nd/144Nd=0.512109±3，NBS 981,208Pb/206Pb=2.164940±15,207Pb/206Pb=0.914338±7，204Pb/206Pb=0.0591107±2。

表1 控錯巖體主量(wt%)和微量(×10-6)元素分析結(jié)果

圖4 控錯花崗巖鋯石的典型CL圖像(a、d)、協(xié)和年齡(b、e)和稀土元素特征(c、f)Fig.4 Cathodoluminescence (CL) images of zircon grains (a, d), concordia diagrams zircon measuring point (b, e) and chondrite-normalized REE patterns (c, f) from Kong Co granite

圖5 εHf(t)-U-Pb 年齡圖解(底圖據(jù)Blichert-Toft and Albarède, 1997; Amelin et al., 1999; Griffin et al., 2000, 2002; 吳福元等, 2007)數(shù)據(jù)來源：i區(qū)據(jù)Qu et al., 2012; Chen et al., 2014; 解龍等, 2015; Li et al., 2020; 王欣欣等, 2021; ii 區(qū)據(jù)Zhu et al., 2011; 余紅霞等, 2011; 王保弟等, 2012; Meng et al., 2014; Hou et al., 2015; Cao et al., 2021Fig.5 εHf(t) vs. U-Pb ages plot of zircons from Kong Co granite (Base map after Blichert-Toft and Albarède, 1997; Amelin et al., 1999; Griffin et al., 2000, 2002; Wu et al., 2007)Data resources: i area after Qu et al., 2012; Chen et al., 2014; Xie et al., 2015; Li et al., 2020; Wang et al., 2021; ii area after Zhu et al., 2011; Yu et al., 2011; Wang et al., 2012; Meng et al., 2014; Hou et al., 2015; Cao et al., 2021

圖6 控錯巖體Rb-Sr、Sm-Nd (a, b,底圖據(jù)Zindler and Hart, 1986; Wilson, 1989; Miller et al., 1999)和Pb (c，底圖據(jù)朱炳泉，1998)圖解Fig.6 Discrimination plots of Rb vs. Sr and Sm vs. Nd (a, b, base map after Zindler and Hart, 1986; Wilson, 1989; Miller et al., 1999) and Pb (c, base map after Zhu, 1998) of Kong Co granite

3 分析結(jié)果

3.1 全巖主量元素及微量元素

巖石主量、微量元素測試分析結(jié)果顯示(表1)，控錯花崗巖具有高硅 (SiO2=76.75%～77.51%，平均77.27%)、高鉀(K2O=4.61%～4.85%，平均4.77%)、高堿(K2O+Na2O=8.24%～8.57%，平均8.44%)，低鈣(CaO=0.28%～0.48%，平均0.35%)、低鎂(MgO=0.11%～0.16%，平均0.13%)和中等的鋁含量(Al2O3=11.79%～12.22%，平均12.09%), 里特曼指數(shù)(σ)為1.96～2.15，平均2.08，屬于高鉀鈣堿性-鉀玄巖系列過渡的堿性長石花崗巖(圖3a, b)。A/NK值為1.06～1.09，A/CNK值為1.01～1.04，顯示微弱的過鋁質(zhì)巖石特征(圖3c)。這種從堿性礦物到鋁質(zhì)礦物的共生也出現(xiàn)在中拉薩地塊其他早白堊世A型花崗巖體中(圖1b, 圖3c; Quetal., 2012; Chenetal., 2014; 解龍等, 2015; Lietal., 2020; 王欣欣等, 2021)。鎂鐵指數(shù)(Mg#)為14.92～23.09(平均20.18)，分異系數(shù)(DI)為95.50～96.90(平均96.33)，指示巖石分異程度較高。計算得到的控錯花崗巖鋯石飽和溫度為平均875～910℃，平均891℃，表明控錯巖體結(jié)晶于較高的溫度環(huán)境。

與中拉薩地塊其它A型花崗巖特征相似?？劐e花崗巖稀土元素總量偏高(ΣREE=85.58×10-6～146.0×10-6，平均113.0×10-6)，輕重稀土元素比值中等(LREE/HREE=2.38～3.15，平均2.96)，(La/Yb)N=1.09～3.15，平均1.86，表明輕稀土富集，而重稀土輕微的虧損，具有明顯的負(fù)Eu 異常(δEu=0.04～0.09，平均0.06)，輕微的Ce正異常(δCe=0.04～0.09，平均0.06)，在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素分布型式圖中(圖3d)中，各個樣品變化趨勢一致，具有向右緩傾的“V型”曲線特征(圖3d)。從原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(圖3e)中，可以看出，包括控錯巖體在內(nèi)的中拉薩地塊A型花崗巖明顯相對富集Rb、Th、U、K、Ta、Ce、Nd、Zr、Hf、Sm、Y、Yb和Lu等元素，明顯相對虧損Ba、Nb、Sr、P、Eu和Ti。

3.2 鋯石U-Pb年齡及Lu-Hf同位素組成

對控錯花崗巖CK05(細(xì)粒堿性長石花崗巖)和CK08(中粗粒堿性長石花崗巖)兩個樣品中挑取的鋯石進(jìn)行了U-Pb年代學(xué)、微量元素及Lu-Hf同位素測試，測點(diǎn)都選擇在韻律環(huán)帶結(jié)構(gòu)清晰的部位，分析位置和結(jié)果見圖4、表2、圖5、表3和表4。從控錯堿性長石花崗巖體樣品中提取的鋯石具有相似的特征，大多為長度為100～300μm的短柱狀晶體。它們的CL圖像顏色較深，振蕩帶密集(圖4a, d)，其均勻的紋理、完整的晶體形狀和相對較高的Th/U比(0.34～1.23，平均0.63)等典型巖漿鋯石特征(Grimesetal., 2007)，以及明顯的巖漿鋯石稀土配分區(qū)線(Hoskin, 2005)，表明所研究的鋯石主要為花崗巖結(jié)晶過程中形成巖漿鋯石，此外，部分鋯石樣品可能發(fā)生了一定程度的熱液蝕變作用，導(dǎo)致少量測點(diǎn)顯示熱液鋯石稀土元素的特征(圖4f)。

KC05號樣品共測試了16個分析點(diǎn)，其206Pb/238U表面年齡在100.3～110.2Ma之間，其加權(quán)平均值為104.9±1.4Ma(MSWD=1.5)(圖4、表2)，KC08號樣品共測試了19個分析點(diǎn)206Pb/238U表面年齡在100.7～109.4Ma之間，其加權(quán)平均值為104.6±1.3Ma(MSWD=1.3)(圖4、表2)，兩個樣品的鋯石年齡代表了控錯花崗巖的結(jié)晶年齡，并與Rb-Sr等時線年齡為104.8±4.3Ma(MSWD=0.6)在誤差范圍內(nèi)一致(圖6)。因此，控錯地區(qū)的巖漿活動時間應(yīng)該是早白堊世(約105Ma)。

在鋯石U-Pb年代學(xué)測試和微量元素測試的基礎(chǔ)上，對KC05和KC08樣品的部分年代學(xué)測點(diǎn)開展了Lu-Hf同位素測試?？劐e花崗巖鋯石176Yb/177Hf值為0.020226～0.056663，平均0.036282(表4)，176Lu/177Hf 變化于0.000804～0.002239，平均0.001416，176Hf/177Hf值為0.282831～0.282891，平均0.282856。根據(jù)對應(yīng)鋯石年齡計算的εHf(0)主要分布于2.08～4.20之間，平均為5.15，εHf(t)值為正值(4.26～6.38，平均5.15，圖5、表4)，二階段模式年齡(tDM2)為757～889Ma，平均833Ma(圖5、表4)。

圖7 控錯巖體巖石成因圖解(a, b,底圖據(jù) Whalen et al., 1987; c-f,底圖據(jù)Eby, 1992)Fig.7 Discrimination diagrams of genetic types of Kong Co granite (a, b, base maps after Whalen et al., 1987; c-f, base maps after Eby, 1992)

3.3 Rb-Sr、Sm-Nd、Pb同位素

控錯花崗巖類的Rb-Sr、Sm-Nd、Pb同位素含量見表5，87Rb/86Sr和87Sr/86Sr分別為91.1801～147.565(平均值為116.547)和0.8768～0.9538(平均值為0.9051)；計算得到的 (87Sr/86Sr)t為0.7194～0.7407(平均值為0.7313)，獲得Rb-Sr等時線年齡為104.8±4.3Ma(MSWD=0.6)(圖6)，與鋯石U-Pb年齡相在一致。147Sm/144Nd和143Nd/144Nd分別為 0.1778～0.1912(平均值為0.1831)和0.5125～0.5125(平均值為0.5125)；計算得到的(143Nd/144Nd)t、εNd(t)分別為 0.512340～0.512352(平均值為0.512346)和-3.39～-3.00(平均值為-3.24)。206Pb /204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/204Pb分別為18.948～19.043(平均值為18.991)、15.715～15.728(平均值為15.721)和39.419～39.449(平均值為39.347)；(206Pb /204Pb)t、(207Pb /204Pb)t和(208Pb /204Pb)t分別為18.792～18.845(平均值為18.823)、15.708～15.718(平均值為15.713)和38.870～38.037(平均值為39.979)。

表4 控錯巖體LA-ICP-MS 鋯石 Lu-Hf 同位素

4 討論

4.1 巖石類型厘定

圖8 控錯巖體構(gòu)造判別圖解(a,b,底圖據(jù) Pearce et al., 1984; c-e,底圖據(jù) et al., 2007; f,底圖據(jù)Grimes et al., 2007)Fig.8 Tectonic discriminant diagrams of Kong Co granite (a, b, base maps after Pearce et al., 1984; c-e, base maps after al., 2007; f, base map after Grimes et al., 2007)

A型花崗巖在礦物組成上以出現(xiàn)堿性暗色礦物(如鈉閃石、鐵黑云母、鈉質(zhì)輝石等)為特征，在化學(xué)組成上具有低Al2O3(～12.40%)、低CaO(～0.75%)、低MgO(～0.20%)、低A/NK值(～1.08)、高Ca/Al及高含量的高場強(qiáng)元素(HFSE)(鄧晉福等, 2009)?？劐e花崗巖富含鉀長石(55%±)，存在黑云母和角閃石等富鉀礦物(圖2)，在主量元素組成上具有高鉀(K2O=4.61%～4.85%，平均4.77%)，高堿(K2O+Na2O=8.24%～8.57%，平均8.44%)，低鋁(Al2O3=11.79%～12.22%，平均0.35%)，低鈣(CaO=0.28%～0.48%，平均0.35%)，和低鎂(MgO=0.11%～0.16%，平均12.09%)的特征(圖3、表1)，在鋁指數(shù)上表現(xiàn)為弱的過鋁質(zhì)特征(A/NK值為1.06～1.09，A/CNK值為1.01～1.04)(圖3、表1)，這些特與典型的A性花崗巖礦物和主量元素組成特征(Whalenetal., 1987; 鄧晉福等, 2009)相似。在微量和稀土元素方面(圖3、表1)，控錯花崗巖具有明顯的負(fù)Eu 異常(δEu=0.04～0.09，平均0.06)，Ce異常不明顯，輕稀土略富集于重稀土(LREE/HREE=2.38～3.15, 平均2.96)，在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖中(圖3d)中，具有向右緩傾的“V型”曲線特征(圖3d)，同時控錯花崗巖富含Rb、Th、U、Pb、Zr和Hf，相對虧損Nb、Ta、Ti、P、Ba和Sr，在微量和稀土元素組成上具有A型花崗巖的特征(Whalenetal., 1987; Eby, 1990)，并明顯相近于中拉薩地塊上報道的早白堊世A型花崗巖(圖3)，而有別于中拉薩晚白堊世I型花崗巖(圖3)。在FeOT/MgO(5.61～10.22，平均7.26)、10000Ga/Al(2.78～2.56，平均2.84)和Zr(91×10-6～145×10-6，平均112×10-6)等花崗巖成因類型判別指標(biāo)上(圖7a, b)，控錯花崗巖均表現(xiàn)出A型花崗巖的特征(Eby, 1992)，并與中拉薩地塊上報道的其它早白堊世A型花崗巖非常相似(圖7a, b)。S型花崗巖平均溫度為～764℃，I型花崗巖平均溫度為～781℃，而A型花崗巖的形成溫度比S型和I型的更高(Kingetal., 1997; 張旗等, 2008)。全巖鋯飽和溫度計(Watson and Harrison, 2005)計算出控錯巖體的形成溫度(Tzr)為 875～910℃(平均890℃)，鋯石Ti溫度計(Schiller and Finger, 2019)計算出控錯巖體鋯石的結(jié)晶溫度為848～919℃(平均890℃)，符合A型花崗巖的形成溫度范圍。綜上所述，我們認(rèn)為，控錯早白堊世堿性長石花崗巖為A型花崗巖。

A型花崗巖通常被定義為具有非造山期的、堿性的和無水的等特點(diǎn)，然而，隨著研究的進(jìn)一步發(fā)展，學(xué)者們發(fā)現(xiàn)A型花崗巖不僅在地幔柱或熱點(diǎn)型環(huán)境中形成，而且也可以在后造山構(gòu)造環(huán)境中形成(Eby, 1990)。因此，巖石學(xué)家們根據(jù)A型花崗巖的巖石學(xué)和地球化學(xué)特征，以及其物質(zhì)來源和構(gòu)造背景的差異，將其分為A1型和A2型兩個亞類(Eby, 1992)，其中A1型的微量元素含量類似于大洋洲玄武巖(OIB)，被認(rèn)為產(chǎn)于非造山環(huán)境(大陸裂谷或板內(nèi)環(huán)境)，而A2型花崗巖的微量元素含量類似于大陸地殼物質(zhì)和島弧玄武巖(IAB)，被認(rèn)為產(chǎn)于同碰撞/碰撞后環(huán)境。A1型花崗巖具有很低的Y/Nb和Rb/Nb比值(Eby, 1992)，而A2型花崗巖則相反，具有較高Y/Nb和Rb/Nb比值。與中拉薩地塊已報道早白堊世晚期(～105Ma)A型花崗巖相似，控錯花崗巖具有出較高的Rb(373×10-6～506×10-6，平均429×10-6)和Y(50.2×10-6～55.0×10-6，平均51.0×10-6)元素含量和相對較低的Nb(24.6×10-6～33.9×10-6，平均28.6×10-6)元素含量，較高Y/Nb值(2.29～4.97, 平均3.57)和Rb/Nb(11.6～18.2, 平均15.2)，在三角圖解上落于A2型花崗巖的區(qū)域(表1、圖7c-f)，在構(gòu)造環(huán)境判別圖上它們落于碰撞后花崗巖的范圍(圖8a, b)。因此，我們認(rèn)為控錯巖體為弱過鋁質(zhì)的高鉀鈣堿性-鉀玄巖系列的A2型堿性長石花崗巖。

圖9 控錯巖體Rb-Sr-Ba-Eu結(jié)晶分異定量計算圖Kfs-鉀長石；Pl-斜長石；Bt-黑云母；Amp-角閃石Fig.9 Quantitatively fractional crystllization diagrams with Rb-Sr-Ba-Eu of Kong Co graniteKfs-potassium feldspar; Pl-plagioclase; Bt-biotite; Amp-amphibole

圖10 控錯巖體形成環(huán)境示意圖(a)據(jù)Zhu et al., 2016; Ma et al., 2014; Wang et al., 2016修改；(b)據(jù)Cao et al., 2019修改. QT-羌塘地塊； BNS-班公湖-怒江結(jié)合帶；NL-北拉薩地塊； SNS-獅泉河-納木錯蛇綠巖混雜帶；CL-中拉薩地塊；LMF-洛巴堆-米拉山斷裂帶；SL-南拉薩地塊Fig.10 Sketch maps showing the formation environments of Kong Co granite(a) modified after Zhu et al., 2016; Ma et al., 2014; Wang et al., 2016; (b) modified after Cao et al., 2019). QT-Qiangtang Terrane; BNS-Bangong-Nujiang Suture Zone; NL-Northern Lhasa Subterrane; SNS-Shiquanhe-Namuco Ophiolite Melange Zone; CL-Central Lhasa Subterrane; LMF-Luobadui-Milashan Fault Zone; SL-Southern Lhasa Subterrane

4.2 巖石成因探討

通常認(rèn)為A型花崗巖可由多種來源的巖漿形成，主要包括：①殘余富F或Cl下地殼麻粒巖的部分熔融(Collinsetal., 1982; Whalenetal., 1987; Kingetal., 1997; Yangetal., 2006)；②淺地殼內(nèi)英云閃長巖或花崗閃長巖材料的低壓脫水熔融(深度<15km)(Skjerlie and Johnston, 1992)；③玄武質(zhì)巖石的部分熔融(Wuetal., 2002, 2018)；④地幔源鎂鐵質(zhì)巖漿分離結(jié)晶-同化混染作用(AFC)直接形成(Sparks and Marshall, 1986; Foland and Allen, 1991; Turneretal., 1992)；⑤地幔源熔體和地殼熔體的相互作用形成(Kerr and Fryer, 1993)。實(shí)驗巖石學(xué)表明，來自殘余富氟源的熔體中通常MgO含量大于TiO2，且具有強(qiáng)過鋁質(zhì)(Creaseretal., 1991; Dooley and Patio Douce, 1996)。與中拉薩地塊中其他早白堊世A型花崗巖一樣，控錯巖體具有較高的TiO2/MgO值(0.51～0.68，平均0.66)和弱過鋁質(zhì)特征，因此，中拉薩地塊中這些早白堊世A型花崗巖并非源自殘余富F或Cl下地殼麻粒巖材料的部分熔融(排除了上述①的可能性)?？劐e花崗巖和中拉薩地塊已報道的其他A型花崗巖的Ce/Pb、Ce、Nb/Th和Nb特征上，均表現(xiàn)為弧火山巖的親緣性(圖8c, d)，同時Rb-Sr、Sm-Nd, Pb同位素上顯示出存在幔源組分的特征(圖6)，因此控錯巖花崗巖不可能由純地殼來源(包括淺地殼和下地殼)形成，排除了上述②和③的可能性?？劐e花崗巖具有高硅 (SiO2=76.75%～77.51%，平均77.27%)的特征，幔源鎂鐵質(zhì)巖漿衍生的高硅巖石涉及巨大規(guī)模的幔源鎂鐵質(zhì)巖漿巖分離結(jié)晶作用(Wilson, 1993)。在控錯地區(qū)，并沒有大規(guī)模的晚白堊世鎂鐵質(zhì)巖漿巖活動的報道，因此控錯花崗巖由AFC過程直接形成的可能性不大。

對于控錯A型花崗巖的成因，我們傾向于用地幔源熔體和地殼熔體的相互作用來解釋，主要證據(jù)如下：①控錯花崗巖為弱過鋁質(zhì)的堿性長石花崗巖，這種從堿性礦物到鋁質(zhì)礦物的共生也出現(xiàn)在中拉薩地塊其他早白堊世A型花崗巖體(圖1b、圖3c; Quetal., 2012; 解龍等, 2015; Lietal., 2020; 王欣欣等, 2021)，以及阿根廷北部的A型花崗巖中(Shellnutt and Zhou, 2007)，其形成可能與殼幔相互作用和沉積物熔融有關(guān)。②控錯巖體及中拉薩地塊其他早白堊世A型花崗巖體在Rb/Y-Nb圖解上顯示出地殼混染的趨勢(圖8e)，控錯鋯石的U、Yb、Hf和Y同位素顯示出地殼來源鋯石的特征(圖8f)，而地殼內(nèi)富含高場強(qiáng)元素副礦物的熔融可產(chǎn)生含有控錯花崗質(zhì)巖漿這樣高濃度Zr、Ce、Y和Ga的巖漿(Kerr and Fryer, 1993)，此外在微量元素蛛網(wǎng)圖中Nb出于處于的低谷，NbN=34.5～47.6(平均40.1)，也表明該花崗巖具有地殼組分(Barthetal., 2000)；③在U-Pb年齡-εHf(t)關(guān)系圖解(圖5)上，控錯樣品點(diǎn)落在球粒隕石均一儲庫(CHUR)和地幔演化線之間，并與中拉薩地塊其他早白堊世花崗巖相具有相似的源區(qū)，正的鋯石εHf(t)值(2.9～9.9，平均6.25)、相對年輕的鋯石Hf地殼模式年齡(tDM2=529～994Ma，平均567Ma)、相對低的全巖Rb/Y和Nb/Y值(Rb/Y=7.24～10.54，Nb/Y=0.48～0.71)(表2)，和較高的全巖Ce/Pb值(0.97～1.75)(表2、圖8d)指示控錯花崗巖來源于新生地殼(圖5、表5)，并且有地幔物質(zhì)參與(圖5)；④(87Sr/86Sr)ⅰ、εNd(t)同位素特征(圖6b)，顯示為地幔和下地殼的混合，Pb同位素特征(圖6c, d)上，控錯花崗巖類樣品主要落在班公湖-怒江蛇綠巖以及地殼與地?；旌系你U的區(qū)域內(nèi)。

一般認(rèn)為元素的虧損是由某種富集該元素的礦物結(jié)晶分異引起(Chappell and White, 1992; Chappell, 1999; Wuetal., 2003)，控錯花崗巖類虧損Ba、Nb、Sr、P、Eu和Ti，指示其母巖漿經(jīng)歷了顯著的鐵鎂礦物、富鈦礦物、富磷礦物等的分離結(jié)晶作用。同時，主要氧化物(FeOT、Al2O3、CaO、MgO、P2O5和TiO2)和Sr等元素與SiO2負(fù)相關(guān)性(圖9)指示長石類礦物、鐵鎂礦物(如角閃石和黑云母)、含磷礦物(如磷灰石)和含鈦(如鈦鐵礦、鈦礦和金紅石)礦物的分離結(jié)晶，表明在該花崗巖形成過程中發(fā)生了明顯的晶體分餾。這一點(diǎn)得到了分離結(jié)晶定量建模的支持(圖9)，它表明控錯花崗巖可以解釋為從分異程度最高的樣品(KC06)代表的假定母巖漿成分開始，控錯花崗巖漿按照70%鉀長石+1%斜長石+9%黑云母+20%角閃石的比例分離結(jié)晶(圖10)。總之，控錯早白堊世A型花崗巖最有可能由通過幔源鎂鐵質(zhì)巖漿和初生下地殼再熔融產(chǎn)生的熔體之間的相互作用形成，并在侵位之前經(jīng)歷了顯著的分離結(jié)晶。

4.3 構(gòu)造環(huán)境分析

前文已分析，控錯花崗巖與中拉薩地塊已報道早白堊世晚期(～105Ma)A型花崗巖一樣，均屬于與陸陸碰撞相關(guān)的A2型花崗巖，他們最有可能由通過幔源鎂鐵質(zhì)巖漿和初生下地殼再熔融產(chǎn)生的熔體之間的相互作用形成，而地幔物質(zhì)在碰撞后過程中參與成巖作用的主要方式被認(rèn)為包括板片撕裂和下地殼拆離等(Houetal., 2004)。如前文所述，拉薩地體北部和中部廣泛發(fā)育的這一系列早白堊世巖漿作用的地球動力學(xué)背景存在爭議，一部分學(xué)者認(rèn)為其與雅魯藏布新特提斯洋洋殼板片向北俯沖有關(guān)，也有一部分學(xué)者則認(rèn)為其形成于班公湖-怒江洋的洋殼板片的向南俯沖或板片斷離作用，還有一部分學(xué)者認(rèn)為它們是羌塘地塊和拉薩地塊碰撞后巖漿作用的產(chǎn)物。

一些學(xué)者認(rèn)為，雅魯藏布新特提斯洋向北俯沖涉及低角度俯沖和俯沖角度的增加以及板片回撤事件觸發(fā)了西藏中部白堊紀(jì)巖漿噴發(fā)(Zhangetal., 2004, 2012)。在低角度俯沖模型中，早期俯沖角較小，相應(yīng)的巖漿作用較少。然而，近年來在拉薩地體南部發(fā)現(xiàn)了廣泛的侏羅紀(jì)-白堊紀(jì)巖漿作用(Wenetal., 2008; Zhuetal., 2009; Huangetal., 2019; 劉洪等, 2019b, c)，這與洋殼板片低角度俯沖模型相反。其他一些學(xué)者認(rèn)為，雅魯藏布新特提斯洋向北俯沖是正常的深俯沖，板塊撕裂事件觸發(fā)了早白堊世巖漿噴發(fā)(Daietal., 2015)。考慮到拉薩地體在白堊紀(jì)之后經(jīng)歷了顯著的地殼縮短，早白堊世晚期，北部巖漿弧與南部雅魯藏布新特提斯洋俯沖帶之間的距離超過600km(Murphyetal., 1997; Kappetal., 2005)，這很難用正常俯沖模型來解釋。因此我們認(rèn)為，早白堊世控錯巖體的形成，與雅魯藏布新特提斯洋的演化不相關(guān)。最近對獅泉河-納木錯蛇綠巖混雜帶的研究表明，該混雜帶是班怒-洋俯沖期間形成的弧后洋盆(Zhuetal., 2011; Xuetal., 2014; Zengetal., 2018)，其小規(guī)模和快速演化意味著該洋盆地中的俯沖作用與拉薩地體中北部的大規(guī)模巖漿活動不相關(guān)(Zhuetal., 2008)。

目前班公湖-怒江洋盆關(guān)閉的確切時間和俯沖方向等問題仍存在爭論(Volkmeretal., 2007; 陳奇等, 2007; 高順寶等, 2011; 李光明等, 2011; Lietal., 2014；Wangetal., 2016; Huangetal., 2021b, 2021c; Liuetal., 2021)：一些學(xué)者認(rèn)為，班公湖-怒江洋盆在早侏羅世向北俯沖于羌塘地塊之下，而拉薩和羌塘地塊最有可能在140～130Ma發(fā)生弧-弧“軟”碰撞(宋揚(yáng)等, 2019)；同時，拉薩地塊北部尼瑪?shù)貐^(qū)在具有125～118Ma海相向非海相轉(zhuǎn)變的記錄(Kappetal., 2007)、大約在110Ma 就已經(jīng)為陸內(nèi)環(huán)境(Zhuetal., 2009, 2011)，這意味著拉薩和羌塘地塊在此之前已經(jīng)發(fā)生了“軟”碰撞；也有學(xué)者研究認(rèn)為，薩地塊中部申扎周圍約113Ma 的大規(guī)模巖漿活動，是向南俯沖的班公湖-怒江洋板塊斷裂的產(chǎn)物(Chenetal., 2014)；同時還有學(xué)者提供了早白堊世早期(138～134Ma)，班公湖-怒江洋尚未徹底閉合的重要證據(jù)(Zengetal., 2021)；此外，大面積分布的竟柱山組(K2j)磨拉石的報道(潘桂棠等, 2006)，也暗示在早白堊世晚期以來，拉薩地塊北緣已經(jīng)進(jìn)入了陸陸碰撞的階段。盡管這些研究存在很大的分歧，但可以認(rèn)為在早白堊世晚期，拉薩地塊北緣出于碰撞環(huán)境。

班公湖-怒江洋兩側(cè)廣泛發(fā)育的中生代中酸性巖漿作用在白堊紀(jì)表現(xiàn)出寬泛的εHf(t)值范圍(圖5)，從早白堊世早期到早白堊世晚期(～105Ma)，εHf(t)從負(fù)值陡然上升到正值，巖漿的地幔貢獻(xiàn)組分增加，從早白堊世晚期(～105Ma)到晚白堊世(～65Ma)，εHf(t)則有所下降，甚至到達(dá)負(fù)值，巖漿的地幔貢獻(xiàn)組分有所減少，表明早白堊世晚期存在地幔物質(zhì)加入到巖漿源區(qū)的事件，這可能碰撞后與板片窗口的打開密切相關(guān)。當(dāng)?shù)貧は路酱嬖诎迤皶r，將產(chǎn)生一系列相應(yīng)的特殊伸展巖組合，包括雙峰火山巖、A型花崗巖、板內(nèi)玄武巖和埃達(dá)克巖。在中拉薩地塊北部，已報到了與伸展相關(guān)的早白堊世晚期(～105Ma)碰撞巖漿作用事件(Quetal., 2012; 吳浩等，2014; Wuetal., 2015a, b；解龍等, 2015; Lietal., 2020; 王欣欣等, 2021)，包括塊玄武巖、埃達(dá)克巖、雙峰火山巖以及A型花崗巖。這些花崗巖的高Ce/Pb比值、正的εHf(t)值、相對年輕的鋯石Hf地殼模式年齡，地幔和下地殼混合(87Sr/86Sr)ⅰ、εNd(t)、Pb同位素特征提供了源于地幔源熔體和新生地殼熔體證據(jù)。這與該地區(qū)的同期伸展相關(guān)巖漿作用一致，并提供了存在板片窗的進(jìn)一步證據(jù)。

因此，中拉薩地塊中北部早白堊世晚期的巖漿作用既不可能是雅魯藏布新特提斯洋殼板片平板俯沖或洋脊俯沖的產(chǎn)物，也不可能是班公湖-怒江洋片南向俯沖消減直接的產(chǎn)物，而更可能是班公湖-怒江洋板片俯沖消減閉合之后羌塘-拉薩地塊碰撞過程中板片斷離的產(chǎn)物。早白堊世晚期，羌塘-拉薩地塊碰撞作用下，俯沖板片的斷離形成板片窗，引起地幔物質(zhì)通過板片窗上涌和上覆巖石圈內(nèi)的伸展，幔源熔體與新生地殼熔體相互作用而形成了中拉薩地塊中北部一系列的A型花崗巖(圖10)。

5 結(jié)論

(1)控錯花崗巖結(jié)晶年齡為～105Ma，為早白堊世晚期弱過鋁質(zhì)的高鉀鈣堿性-鉀玄巖系列的A2型堿性長石花崗巖。

(2)控錯花崗巖形成于羌塘-拉薩地塊碰撞作用下，俯沖板片的斷離后，軟流圈上涌誘發(fā)的地殼部分熔融，并經(jīng)歷了顯著的以鉀長石和角閃石為主的分離結(jié)晶作用。

致謝研究工作得到中國地質(zhì)調(diào)查局成都地質(zhì)調(diào)查中心曹華文副研究員、王藝云副研究員、黃勇工程師、張騰蛟工程師，中國地質(zhì)大學(xué)(北京)張靜教授、曾云川副教授、吳君毅碩士生和紀(jì)旋碩士生，成都理工大學(xué)趙銀兵副教授、李樋博士生的幫助，在此一并表示衷心感謝。