西藏桑耶寺西松卡村古新世石英闪长岩锆石U-Pb定年和Lu-Hf同位素组成及其构造意义

时间：2024-05-22

邓科，袁仁华，何林武，张泽国，董玉杰，陈守关，辛堂

(西藏自治区地质矿产勘查开发局第五地质大队，青海格尔木 816099)

0 引言

青藏高原属于由多微陆块经过多期拼合作用形成了一系列沟—弧—盆体系[1-4]，以雅鲁藏布江缝合带、班公湖-怒江缝合带和金沙江缝合带为界，由南向北分别为喜马拉雅地块、拉萨地块、羌塘地块[5](图1a)。拉萨地块是一条近东西向延伸的巨型构造-岩浆岩带，即冈底斯带(图1b)，也是揭示印度与亚洲大陆碰撞的最重要的地区，其中广泛发育的俯冲—碰撞—碰撞后岩浆作用记录了这一地区从特提斯洋俯冲消减到印度大陆陆内俯冲的全过程[6-11]。

古新世—始新世是冈底斯岩浆活动最为剧烈的时期，该期花岗岩构成冈底斯基岩的主体[12]。关于其岩石成因与动力学机制尚存在不同意见，存在多种模型和解释。朱弟成等[13-15]、潘桂棠等[7]、莫宣学等[6]认为，冈底斯岩浆活动是雅鲁藏布江洋向北和班—怒洋向南俯冲消减共同作用的结果。黄俊平等[16]认为，冈底斯岩浆岩带花岗岩是新特提斯洋壳至少两次俯冲消亡的结果或是多次俯冲—碰撞的结果。Dewye等[17]、Coulon等[18]、Ding等[19]认为，冈底斯带是晚燕山期—喜山期火山-岩浆弧带，是新特提斯洋壳一次向北俯冲消亡、陆陆碰撞作用的产物。Scharer等[12]认为，岩浆活动与特提斯俯冲有关[12]。

本文笔者对桑耶寺西松卡村一带出露的石英闪长岩进行了详细的调查工作，基于岩石学、岩石地球化学、同位素年代学等分析研究，力图对该区中酸性侵入岩时代归属及构造环境提供新的依据与认识。

1 地质概况

冈底斯岩浆弧是夹持于班公湖—怒江缝合带(BNSZ)和雅鲁藏布缝合带(YZSZ)之间一条近东西向的巨型构造-岩浆带(图1a—图1b)，东西长约2500 km，南北宽约150～300 km，面积约4.5×105 km2[7]；依据出露火山岩的形成时代，冈底斯岩浆弧被划分为南冈底斯带和北冈底斯带[18]。

图1 研究区大地构造位置图及地质简图(据西藏地勘局第五地质大队地勘院资料修改, 2019)Fig.1 Map showing geotectonic position and geology of the study area1.第四系；2.中三叠统昌果组一段；3.古新统-始新统典中组；4.古新世石英闪长岩(δοE1)；5.晚白垩世石英二长闪长岩；6.晚白垩世花岗闪长岩；7.晚白垩世二长花岗岩；8.U-Pb测年及岩石化学样品采样位置BNSZ.班公湖—怒江缝合带；JSSZ.金沙江缝合带；YZSZ.雅鲁藏布江结合带

研究区地处南冈底斯带，侵入体广泛分布于雅鲁藏布江结合带北侧，是南冈底斯岩浆弧南缘的重要组成部分，受特提斯洋盆的演化控制，大部分岩体呈近EW向带状分布，晚白垩世—始新世岩浆活动较为强烈(图1b—图1c)。

石英闪长岩(δοE1)主要出露于松卡村北侧(图1c)，近EW向展布，呈岩株状产出，出露面积约9.57 km2。岩体侵入于中三叠统昌果组、晚白垩世石英二长闪长岩及晚白垩世花岗闪长岩之中，部分被第四系覆盖。岩体中脉体较为发育，主要有闪长岩脉、闪长岩脉及花岗质脉体，包体亦较为发育，主要为灰黑色闪长质包体。

石英闪长岩岩石风化面呈黄灰色(图2a)，新鲜面呈灰白色(图2b)，中粒结构，块状构造，岩石由斜长石、钾长石、石英、黑云母、角闪石组成(图2c—图2d)。斜长石呈半自形板状，约占65%，粒度2.0～5.0 mm，聚片双晶、环带发育，不均匀轻绢云母化，少帘石化，杂乱分布；钾长石呈它形粒状，约占5%，粒度0.5～2.0 mm，格子双晶发育，具高岭土化，零星分布。石英呈他形粒状，约占10%，粒度0.5～3.0 mm，强带状、不均匀消光，填隙状或杂乱分布。黑云母呈叶片状，约占10%，片径0.2～3.0 mm，褐色，部分交代角闪石，轻绿泥石化杂乱分布。角闪石呈半自形柱状，约占10%；粒度0.2～3.0 mm，褐绿色，核部次闪石化、绿帘石化，多被黑云母交代，杂乱分布。

图2 石英闪长岩野外地质特征(a,b)及镜下特征(c,d)Fig.2 Field geological characteristics (a,b) and microscopic characteristics (c,d) of quartz diorite

2 样品及测试方法

在松卡村—多旺利一带的石英闪长岩中采集主量、微量元素分析样品共5件，单样重1.5 kg。在松卡村北侧出露规模较大的石英闪长岩岩株中选择岩体出露较好、远离接触带边部、蚀变较弱的岩石采集同位素样品1件(样号PM06TW1)，重约25 kg。

主量、微量元素测试工作由河北省区域地质调查院实验室完成，制样过程中利用切乔特公式计算粗碎、中碎、细碎3个过程中用四分法缩分至需要的质量并保留相应的副样。主量元素采用碱烧法制备样品，使用AxiosmaxX射线荧光光谱仪分析测试，相对误差不大于2%，烧失量、H2O+和H2O-采用P1245电子分析天平完成。稀土元素和微量元素的分析采用酸溶法制备样品，稀土元素和多数微量元素使用电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS X Serise2)测试，Zr、Ti、K等元素在X射线荧光光谱仪(Axiosmax X)上测试，分析精度高于5%～10%，详细测试方法参见文献[21]。

锆石单矿物分选、锆石的制靶及CL照相均在河北省区域地质调查院实验室完成。将完整的典型锆石置于DEVCON环氧树脂中，待固结后抛磨，使锆石内部充分暴露后进行锆石的反射光和透射光及阴极发光照相。

锆石U-Pb定年采用LA-ICP-MS法，在北京科荟测试技术有限公司进行。同位素分析测试仪器为+Jena PQMS多接收等离子体质谱仪，激光剥蚀系统为New wave 193，实验过程中的激光剥蚀束斑直径为32 μm，剥蚀深度为20～40 μm。锆石年龄计算采用国际标准锆石95100作为外标，元素含量采用美国国家标准物质局人工合成硅酸盐玻璃NIST610作为外标，29Si作为内标元素进行校正。样品的同位素比值和元素含量数据处理采用ICPMS Datacal软件，并采用Anderson软件对测试数据进行普通铅校正，年龄计算及谐和图采用ISOPLOT 2.49软件完成。

锆石Lu-Hf同位素分析在北京科荟测试技术有限公司进行。利用LA-ICP-MS系统对经过锆石U-Pb测试的同一测点进行了Hf同位素组成测试。Lu-Hf同位素分析激光进样系统为NWR 213 nm固体激光器，分析系统为多接收等离子体质谱仪(NEPTUNE plus)，采用He作为剥蚀物质载气，激光束直径为55 μm，激光脉冲频率为4～6 Hz。本次分析过程中使用锆石国际标样Mud tank作为外标。Mud tank的176Hf/177Hf值为0.282537±15。仪器分析条件和数据获取方法见文献[22-23]。

3 测试分析结果

3.1 岩石地球化学特征

(1)岩石化学特征

西藏桑耶寺西松卡村5件石英闪长岩样品的全岩化学测试结果见表1。

石英闪长岩5件样品的w(SiO2)=55.22%～63.69%，平均59.04%；w(Al2O3)=16.97%～18.33%，平均为17.49%；ALK值为4.46～6.56，平均5.39；w(K2O)/w(Na2O)为0.24～0.62，平均0.46。里特曼指数σ为1.55～2.04，平均1.77，碱度指数KN/A=0.37～0.55，碱度率(A.R.)为1.42～1.89，表明岩石属钙碱性岩。A/NK=1.81～2.68，A/CNK=0.89～0.98，表明岩石属准铝质。岩浆分异指数DI=44.43～68.12，固结指数SI=13.46～23.23，指示岩浆分异程度中等。镁铁指数MF=67.81～72.06与长英指数FL=37.77～60.11，说明岩浆分离结晶作用程度中等。

在TAS图解(图3a)中样品落入花岗闪长岩、闪长岩及辉长闪长岩区域内，为亚碱性岩系，综合室内薄片及野外特征综合定名为石英闪长岩；w(K2O)—w(SiO2)图解(图3b)中，样品投点均落于钙碱性系列区；A.R.图解(图3c)中，样品全部落于钙碱性岩石区；铝饱和指数图解(图3d)反映岩石属准铝质。

图3 岩石地球化学图解(据文献[24])Fig.3 Geochemical plot of the rocka.TAS图解；b.K-Si图解；c.A.R.图解；d.铝饱和指数图解

综上，松卡村石英闪长岩的岩石化学特征显示，该岩体为钠质岩石，具有富铝特征，属准铝质钙碱性系列[24]。

(2)稀土及微量元素地球化学特征

松卡村5件石英闪长岩样品的微量元素和稀土元素测试结果见表1。

表1 石英闪长岩地球化学组成及主要地球化学参数Table 1 Geochemical composition and main geochemical parameters of quartz diorite

图4 始新世石英闪长岩稀土元素配分曲线(据文献[28])Fig4 REE pattern of Eocene quartz diorite图5 始新世石英闪长岩微量元素蛛网图(据文献[29])Fig.5 Trace element spider diagram of Eocene quartz diorite

5件石英闪长岩稀土元素总量(包括Y元素)值w(ΣREE)=76.49×10-6～117.18×10-6，平均为94.17×10-6，明显低于上地壳稀土总量(210×10-6)，高于下地壳稀土总量(74×10-6)[25]；轻重稀土含量比值w(LREE)/w(HREE)=2.21～3.31[26]，w(La)N/w(Yb)N值为4.38～6.65，轻稀土富集明显；δEu值为0.92～1.15，Eu异常不明显；w(La)N/w(Sm)N=2.67～3.78，w(Gd)N/w(Yb)N=1.03～1.30，显示轻稀土较重稀土分馏强烈。稀土配分曲线(图4)为LREE富集的右倾型。

5件石英闪长岩样品的微量元素球粒陨石标准化的蛛网图见图5。岩体相对富集大离子亲石元素Rb、Ba、Th、U、K，显著亏损高场强元素Ta、Nb、Ti，显示出与板块俯冲作用有关的岩浆岩特征[27]。

3.2 锆石U-Pb年龄

本次工作在石英闪长岩采集1件同位素样品(样号PM06TW1)，样品锆石阴极发光(CL)影像与U-Pb谐和年龄图见图6，测试分析数据见表2。

本次实验测试晶形较好的12颗锆石共分析了12个测点。测试的锆石样品在CL图像上显示，大多数锆石为长柱状，震荡环带发育(图6a)，w(Th)/w(U)值均在0.48～0.94之间，具明显岩浆锆石特征(>0.1)。12个测点的206Pb/238U年龄值范围为62 Ma—68 Ma(表2)，获得加权平均年龄为65.0 Ma±1.2 Ma(图6b—图6c)，能够代表该样品的结晶年龄。

图6 石英闪长岩锆石CL影像(a)及U-Pb谐和年龄图(b, c)(样号PM06TW1)Fig.6 CL image of zircon (a) and U-Pb concordance age diagram (b,c) of quartz diorite

表2 石英闪长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果Table 2 LA-ICP-MS dated zircon U-Pb ages of quartz diorite

综上，结合野外地质关系，将松卡村石英闪长岩侵位时代厘定为古新世。

3.3 锆石Hf同位素特征

本次对已做锆石U-Pb定年的样品进行了Lu-Hf同位素测试，其同位素组成见表3。

表3 古新世侵入岩锆石Hf同位素组成Table 3 Zircon Hf isotopic composition of Paleocene intrusive rocks

样品的176Yb/177Hf为0.019031～0.041770，176Lu/177Hf为0.000894～0.001795，176Hf/177Hf为0.282995～0.283107，显著亏损Hf同位素组成。εHf(t)值均为正值，变化于9.3～13.3之间。

单阶段Hf模式年龄(tDM1)变化于207.1 Ma—370.2 Ma之间，平均为288.3 Ma；二阶段Hf模式年龄(tDM2)变化于288.8 Ma—544.1 Ma之间，平均为418.4 Ma，大于侵入体形成年龄[30]。

4 讨论

(1)构造环境

Pearce J A等[31]提出元素Ta、Yb、Rb等是区分洋中脊花岗岩类(ORG)、板内花岗岩类(WPG)、火山弧花岗岩类(VAG)和同碰撞花岗岩类(Syn-COLG)最为有效的判据。岩石地球化学显示，古新世石英闪长岩属准铝质钙碱性系列，无明显Eu异常，相对富集大离子亲石元素Rb、Ba、Th、U、K，显著亏损高场强元素Ta、Nb、Ti，地球化学特征与岛弧花岗岩非常相似，表明岩浆源区受到了俯冲板片流体或熔体的交代作用的影响。在构造分析w(Yb+Ta)—w(Rb)、w(Yb)—w(Ta)、w(Y)—w(Nb)图解中(图7a—图7c)，样品集中落入岛弧花岗岩区；在R1—R2图解，样品均落入板块碰撞前区域(图7d)，进一步表明古新世侵入岩形成于板块碰撞前的挤压俯冲构造体制内。综上所述，笔者认为松卡村石英闪长岩体形成于挤压俯冲的陆缘弧构造环境。

图7 构造环境判别图解(据文献[31])Fig.7 Tectonic setting discrimination diagrama.岩石w(Rb)—w(Y+Ta)图解；b.岩石w(Ta)—w(Yb)图解；c.岩石w(Nb)—w(Y)图解；d.岩石R2—R1图解

(2)岩石成因

松卡村石英闪长岩w(Rb)/w(Sr)值为0.03～0.11，平均为0.07，高于上地幔平均值(0.025)，显著低于大陆地壳平均值(0.24)；w(Nb)/w(Ta)值为10.30～15.22，平均为12.35，明显低于幔源岩石(17.5±2)，接近陆壳岩石(11±)；w(Zr)/w(Hf)值为24.99～32.71，平均值为28.80，略低于壳源岩石(33±)。松卡村石英闪长岩Hf同位素εHf(t)值变化于9.3～13.3之间，单阶段模式年龄集中在207.1 Ma—370.2Ma之间，大于其岩体形成年龄。在εHf(t)—t图解中，所有数据点均落入球粒陨石与亏损地幔之间(图8)，表明岩浆源区来自于二叠纪—三叠纪(单阶段模式年龄)从亏损地幔中新增生的年轻地壳。以上表明，岩体成岩物质为壳幔混合源，且主要来自于新生地壳；由于俯冲作用导致深部幔源岩浆底侵至壳幔结合处，使得新生下地壳局部熔融，并混合了部分幔源物质[30]。

图8 古新世侵入岩εHf(t)—t图解Fig.8 Diagram of Paleocene intrusive rocks εHf(t)—t