于枫 侯增谦 赵志丹 郑远川 段连峰

1.中国地质大学地球科学与资源学院，北京 100083

2.中国地质科学院地质研究所，北京 100037

1 引言

青藏高原南部拉萨地块是新特提斯洋俯冲于亚洲板块之下形成的安第斯型活动大陆边缘的重要部分，广泛发育着渐新世-中新生代岩浆岩，并孕育了大量的金属矿产(Zhu et al.，2012;莫宣学，2009;Ji et al.，2009;Hou et al.，2004，2009，2013;Yang et al.，2009;Zheng et al.，2012;张松等，2012;刘云飞等，2012)。其中中新世斑岩系统作为大型超大型斑岩矿床的赋存体，受到了广泛的关注(Hou et al.，2013;Gao et al.，2010a;Xu et al.，2010;Li et al.，2011)。Hou et al.(2013)在对比拉萨地块东西部成矿与不成矿斑岩之后，对其成岩、成矿原因做出了深入的探讨，得出东部含矿斑岩是由增生的新生镁铁质下地壳部分熔融形成，西部不含矿的斑岩则源于古老地壳的重熔。然而，由于拉萨地块西部(E87°以西)已报道的中新世岩体数据有限(Gao et al.，2010a)，缺乏完整的地质学、同位素年代学、地球化学报道，这对西部不含矿斑岩的已有成因认识能否得到广泛认可造成了障碍。本文在区域地质调查及前人的基础上，对可能出露中新世不含矿斑岩的亚热南复式岩体进行了较为详细的野外观察和采样，查明了亚热南复式岩体的岩性构成，通过锆石原位LA-ICP-MS U-Pb 定年获得了其中中新世花岗斑岩始新世黑云母二长花岗岩年龄。本研究亦对该岩体进行了地球化学和岩石成因学的探讨，这为进一步了解拉萨地块不同中新世斑岩系统及成矿规律、印证拉萨地块西部不含矿斑岩的成因提供了重要的资料。

2 地质背景和样品描述

雅鲁藏布缝合带(IYZSZ)和班公湖怒江缝合带(BNSZ)作为南-北构造边界，共同限定了拉萨地块，并使之与北面的羌塘地块，以及南边的喜马拉雅带分隔开。洛巴堆-米拉山断裂(LMF)及狮泉河-纳木错蛇绿混杂岩带(SNMZ)又将拉萨地块进一步分解为由南至北的三个次级构造单元，即南部拉萨地块、中部拉萨地块和北部拉萨地块(图1a;Zhu et al.，2012)。研究区亚热南复式岩体位于拉萨地块西部，处于中部拉萨地块最南端与南部拉萨地块相接(图1a，b)。亚热南复式岩体围岩主要是始新世林子宗火山岩地层(典中组和帕那组)，岩体南部与白垩纪二长花岗岩呈侵入接触关系，局部被第四季沉积物覆盖(图1b)。该复式岩体出露面积约为20km2。亚热南复式岩体岩性并不均一，其中发育了黑云母二长花岗岩、花岗斑岩、闪长玢岩岩脉和流纹岩岩脉等多种岩性，本文对其中黑云母二长花岗岩和花岗斑岩占主要地位。在野外露头上来看，复式岩体主要以黑云母二长花岗岩为主，花岗斑岩以多岩株形式穿插于黑云母二长花岗岩内。黑云母二长花岗岩具有中粒似斑状结构，少数可见基性包体，块状构造，主要矿物可见钾长石、斜长石、石英及黑云母，矿物多自形至半自形。斜长石成板状，含量约为含40%～45%，粒度约为2～5mm，聚片双晶发育，亦可见卡钠复合双晶;钾长石粒度约为2～5mm，含量为30%～35%，可见卡氏双晶;石英为他形粒状，含量5%～10%，填充裂隙状分布;黑云母直约为0.2～2mm，含量约为5%，零散状分布，局部被绿泥石交代。花岗斑岩则具有典型的斑状结构，块状构造，斑晶主要为斜长石和石英。斜长石为自形-半自形，粒径一般1～2mm，少数2～5mm，含量约为20%;石英为半自形粒状，粒径2～4mm，含量10%～15%，常成熔圆状;黑云母成零星分布，含量少;基质为微晶结构，基质为钾长石、石英少见斜长石及黑云母，粒度0.01～0.05mm，含量为钾长石约50%、石英约20%，斜长石约为10%。

图1 青藏高原构造划分简图(a，据Hou et al.，2013;Zhu et al.，2012 修改)及亚热地区地质简图(b，据张计东等，2006①张计东，魏文通，郭金城，张振利，李广栋，冯桂星等.2006.中华人民共和国1∶250000 亚热幅区域地质调查报告;Hou et al.，2013 改绘)JSSZ-金沙江缝合带;BNSZ-班公湖-怒江缝合带;SNMZ-狮泉河-纳木错蛇绿混杂岩带;LMF-洛巴堆-米拉山断裂;IYZSZ-印度-雅鲁藏布缝合带Fig.1 Geological sketch map of tectonic outline of Tibetan Plateau (a，after Hou et al.，2013;Zhu et al.，2012)and simplified geological map of the Yare area (b，after Hou et al.，2013)JSSZ-Jinsha Suture Zone;BNSZ-Bangong Tso-Nujiang Suture Zone;SNMZ-Shiquan River-Nam Tso Ophiolitic Melange zone;LMFLuobadui-Mila Mountain Fault;IYZSZ-Indus-Yarlung Zangbo Suture Zone

表1 亚热南复式岩体锆石U-Pb 年龄数据Table1 U-Pb age data of zircons from southern Yare composite pluton

续表1Continued Table1

表2 亚热南复式岩体岩石样品主量元素(wt%)、CIPW 计算、微量元素及稀土元素(×10 -6)数据Table 2 Whole rock major element (wt%)，CIPW，trace element (×10 -6)data for southern Yare composite pluton

续表2Continued Table 2

3 分析方法

3.1 样品选取与处理流程

样品的锆石分选及无污染碎样工作委托廊坊宇能岩石矿物分选技术服务有限公司完成。均选取新鲜样品，去除风化面和表面污物，剔除非同期包裹体，而后进行机械破碎，锆石经手工淘洗、强磁选、电磁选、重液分选和双目镜下手工挑选程序获得;岩石粉末样品则经粗碎、细碎最终至小于200 目。

3.2 锆石U-Pb 同位素定年

挑选出的锆石经粘贴注胶制成环氧树脂样品靶，经过打磨抛光至使锆石露出中心，随后进行透射光、反射光及阴极发光(CL)显微照相。阴极发光显微照相在中国科学院地质与地球物理研究所电子探针实验室完成，扫描电镜加速电压为15kV。锆石的U-Pb 同位素定年在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室利用LA-ICP-MS 分析完成，激光剥蚀系统为GeoLas 2005，ICM-MS 为Agilent 7500a。激光束斑直径32μm，He 为载气、Ar 气为补偿气，工作电压为27.1kV，激光能量为29J/cm2。详尽的仪器操作过程和数据处理方法见Liu et al.(2008a，2010)。实验过程中采用91500 作为标样，每隔5 个数据点采用两个91500 点做为同位素分离校正。采用ICPMSDataCal 8.3 对获得数据进行离线处理(Liu et al.，2008b，2010)。普通铅校正采用Andersen (2002)进行校正。锆石U-Pb 年龄协和图的绘制及相关计算均采用Isoplot/Ex_ver3 (Ludwig，2003)。锆石UPb 定年数据见表1。

3.3 全岩主、微量元素

全岩主量元素测试是在中国科学院广州地球化学研究所采用Rigaku 公司ZSX100e 型X 射线荧光光谱仪(XRF)进行测定，测定经度优于5%，具体操作方法见Li et al.(2006)和Li et al.(2013)。全岩微量元素在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室利用溶解稀释法利用ICP-MS(Agilent 7500a)进行测定，精度优于5%～10%。测试中采用空白样(Blank)、USGS 国际标准物质AGV-2，BHVO-2，BCR-2 和GSR-1 作为校正及参考样品。详细的样品消解处理过程、分析精密度和准确度同Liu et al.(2008b)。岩石全岩主、微量元素测试结果见表2。

图2 亚热南复式岩体锆石U-Pb 年龄及CL 图像圆圈代表U-Pb 激光束斑位置，直径为32μmFig.2 U-Pb ages of zircons and CL images of southern Yare composite plutonThe circles refers to the locations of the laser ablation for zircon U-Pb analyses，diameter is 32μm

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb 定年

本文选择对亚热南部复式岩体选取出露最多的两类花岗岩类岩石作为定年对象，分别是黑云母二长花岗岩(11YR19)和花岗斑岩(11YR25、11YR35)。两类锆石阴极发光(CL)图像显示出相似的形态特征(图2b，d，f):均为自形长柱状锆石，粒径约为250～300μm，长宽比为2∶1～3∶1，并具有明显的同心振荡环带。黑云母二长花岗岩(11YR19)锆石未见明显的核部，花岗斑岩(11YR25、11YR35)有少量的锆石存在核部。两种岩性的锆石232Th、238U 含量变化范围较大，对应的Th/U 比值范围分别为0.77～3.49 和0.06～1.59。这些特征均表明两种岩性的锆石均为典型的岩浆锆石(Hoskin and Schaltegeer，2003)。

图3 亚热南复式岩体岩石分类图解(a)-TAS 图解(据Wilson，2001);(b)-K2O-Na2O 分类图解;(c)-A/NK-A/CNK 分类图(据Maniar and Piccoli，1989);(d)-K2O-SiO2图解(据Rickwood，1989).拉萨地块含矿斑岩与不含矿斑岩数据来自Hou et al.(2004，2013);Li et al.(2011);Xu et al.(2010);拉萨地块钾质火山岩数据来自Zhao et al.(2009);Chen et al.(2010a);Turner et al.(1996);Gao et al.(2010b);Ding et al.(2003)Fig.3 Diagram of southern Yare composite pluton(a)-TAS diagram (after Wilson，2001);(b)-K2O-Na2O diagram;(c)-A/NK-A/CNK diagram (after Maniar and Piccoli，1989);(d)-K2O-SiO2(after Rickwood，1989)

黑云母二长花岗岩(11YR19)锆石在经过剔除不协和年龄后，取得的206Pb/238U 加权平均年龄值为49.4 ± 0.9Ma(2σ，n=8;MSWD=1.03);花岗斑岩11YR25 及11YR35 经过同样处理后得到206Pb/238U 加权平均年龄的结果分别为16.5 ±1.0Ma(2σ，n =13，MSWD =2.50)和16.3 ±0.4Ma(2σ，n=12，MSWD=1.17)。

4.2 全岩主量元素

中新世花岗斑岩SiO2含量为62.2%～65.2%，始新世二长花岗岩SiO2含量为65.4%～69.5%。两种岩石总体显示出了富碱特征，其中中新世花岗斑岩K2O+Na2O 介于8.1%～9.2%之间，而始新世黑云母二长花岗岩分布介于8.2%～10.2%。两类岩石的TAS 图解(图3a)中，中新世花岗斑岩和始新世黑云母二长花岗岩投点大多落在了花岗岩-正长岩分区，绝大多数属于亚碱性系列但均接近于碱性-亚碱性系列分界线(Irvine and Baragar，1971)。两类岩石在K2O-Na2O图解(图3b)中均属于钾玄质岩石。在A/NK-A/CNK 图解(图3c)中显示，中新世斑岩主要属于准铝质(A/CNK ＜1)，而始新世黑云二长花岗岩属于准铝质-弱过铝质范围(A/CNK ＜1.1)。在K2O-SiO2关系图解(图3d)中，两种岩石均属于钾玄岩系列。

综合如上图解及野外定名，亚热南复式岩体中主要的两类侵入岩定名为(1)钾玄岩系列、准铝质花岗斑岩(中新世);(2)钾玄岩系列准铝质-弱过铝质黑云二长花岗岩。其中与拉萨地块中新世含矿、不含矿斑岩(Hou et al.，2013;Hou et al.，2004;Li et al.，2011;Xu et al.，2010)做对比，亚热复式岩体的中新世花岗斑岩与拉萨地块其他不含矿斑岩有一定的相关性，但显示出更低的SiO2含量，与近同时代的钾质火山岩(Zhao et al.，2009;Chen et al.，2010a;Turner et al.，1996;Gao et al.，2010b;Ding et al.，2003)有着较为相近的分布，同时与前人报道的该地岩体的样品有着较高的一致性(Gao et al.，2010a)。

图4 亚热南复式岩体稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图(a，标准化值据Boynton，1984)和微量元素原始地幔标准化配分曲线图(b，标准化值据Sun and McDonough，1989)数据来源及图例同图3Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns (a，normalization values after Boynton，1984)and primitive mantle-normalized trace element patterns (b，normalization values after Sun and McDonough，1989)for southern Yare composite plutonSymbols and data sources are in Fig.3

4.3 全岩微量元素

全岩球粒陨石标准化稀土元素配分图解详见图4a，花岗斑岩和黑云母二长花岗岩均有着轻稀土(LREE)富集，重稀土(HREE)相对亏损的特点，稀土元素配分曲线成右倾状。两种岩性均存在Eu 负异常，花岗斑岩具有相对弱的Eu 负异常(δEu=0.79～0.86)，黑云母二长花岗岩有比较强的Eu 负异常(δEu=0.61～0.78)。两种岩性的轻稀土(LREE)分异较为明显，轻稀土(LREE)的总量基本保持一致，而重稀土(HREE)分异程度相差较大，黑云母二长花岗岩的稀土配分虚线重稀土部分更趋于平缓，而花岗斑岩仍有较大程度分异(图4a)。对比拉萨地块其他中新世不含矿斑岩的球粒陨石标准化区域，亚热南复式岩体中中新世花岗斑岩的稀土总量(ΣREE)较高，均位于该区域的上部(图4a)，配分模式基本一致，而相比含矿斑岩区域，则显示出相对的富集重稀土(HREE)元素(图4a)。

在原始地幔标准化图解(图4b)中，亚热南复式岩体的两种主要岩性均显示出富集Th、U、Pb 等元素，相对亏损Nb、Ta 和Ti 等高场强元素(HFSE)。二者区别在于黑云母二长花岗岩显示出更亏损Zr 和Hf，而花岗斑岩则相对富集Sr。中新世花岗斑岩与拉萨地块其他地区中新世不含矿岩体对比可发现，二者具有一致的分配模式。

5 讨论

5.1 亚热南复式岩体岩浆起源

亚热南复式岩体从岩性组成上看，是以始新世黑云母二长花岗岩为主，其中穿插多株中新世花岗斑岩。始新世黑云母二长花岗岩为一套准铝质-弱过铝质亚碱性钾玄岩系列花岗岩，稀土元素配分图解(图4a)显示出弱的Eu 负异常，重稀土分异不明显的特征，其微量元素原始地幔标准化图解显示出其显著的Nb、Ta、Ti 的负异常，结合Sr/Y-Y 图解(图5a)和(La/Yb)N-YbN图解(图5b)中，黑云母二长花岗岩显示出的明显的岛弧岩浆岩性质可以判断此岩浆源区与俯冲环境有着明显关系，这与在岩体内可采集到的近同期中性岩脉所指示的环境相同(于枫等，未发表数据);结合主量元素中富含K 的特征，可能预示着该岩石起源于经俯冲过程形成的地幔楔混染后的中下地壳，后受热事件的影响而诱发部分熔融，并经历一定的结晶分异作用后形成。

中新世花岗斑岩显示出了具有较高(La/Yb)N值和较低的YbN、Sr/Y 比值特征，同时有较低的Al(≤16%)，这与前人报道过的西藏甲马地区低Sr 埃达克质岩石特征类似(Chung et al.，2003)。其稀土配分图解中轻重稀土分异较为明显((La/Yb)N=23.4～34.9)，重稀土(HREE)亏损，并没有明显的Eu 负异常(图4a、表2)。稀土配分曲线的中-重稀土分布平坦，可能暗示了该组岩石的岩浆源区为角闪岩相-榴辉岩相过度的深度，后期并未经历明显的结晶分异过程。结合如上特征，该套类埃达克质花岗斑岩可能起源于角闪石-石榴子石残留的加厚下地壳。

5.2 锆石U-Pb 年代学对岩石成因的约束

图5 亚热南复式岩体Sr/Y-Y 图解(a，据Defant and Drummond，1990)和(La/Yb)N-YbN图解(b，据Martin et al.，2005)Fig.5 Sr/Y vs.Y diagram (a，after Defant and Drummond，1990)and (La/Yb)N vs.YbN diagram (b，after Martin et al.，2005)of southern Yare composite pluton

黑云母石英二长花岗岩LA-ICP-MS 锆石原位定年206Pb/238U 加权平均年龄为49.4 ±1.0Ma，限定了该岩体的构造背景处于新特提斯洋北向欧亚大陆俯冲及之后的印度-亚洲大陆的陆-陆碰撞的大背景之下(Yin and Harrison，2000;Mo et al.，2008)，对比侯增谦等(2006a-c)对青藏高原碰撞造山过程的划分，将黑云母二长花岗岩成岩时代分入主碰撞大陆陆汇聚阶段。这与南拉萨地块已经报道的新生代大规模岩浆事件时间相一致(即～50Ma)，现有观点认为这种大规模岩浆活动与俯冲的新特提斯板片断离有关(Wen et al.，2008;Chung et al.，2009;Lee et al.，2009;董国臣等，2008)。同时期也存在着林子宗火山岩的大面积活动(莫宣学，2009;李皓揚，2007;Chen et al.，2010b)。对拉萨地块东部典型林子宗火山岩的研究已经显示出从下部典中组(～65Ma)钙碱性安山质到中部年波组(～54Ma)钙碱性-高钾钙碱性系列酸性质岩石再到上部帕那组(～50Ma)的高钾钙碱性-钾玄质岩石系列的这一朝向更加酸性、更加富碱的方向演化进程，及从早期明显陆缘弧火山向陆内典型后碰撞钾质火山演化的过程(莫宣学，2009)。而亚热南复式岩体中黑云母二长花岗岩的富K 特征，似乎也预示着该岩石成因环境可能是一种陆陆碰撞汇聚阶段的某次应力释放旋回的环境。结合岩浆源区的讨论，新特提斯洋板片断离引发软流圈上涌致使被地幔楔混染过的中下地壳重熔，随之经历了斜长石的分离结晶作用，是形成该套始新世黑云母二长花岗岩的可能岩石成因。

拉萨地块中新世斑岩系统与大陆碰撞成矿系统中的斑岩型Cu-Mo 矿床有着密切关系(Hou et al.，2001，2009;Qu et al.，2009;Yang et al.，2009)。亚热南复式岩体中中新世花岗斑岩处于后碰撞伸展动力背景(侯增谦等，2006c)之下，没有矿化痕迹，形成年代与驱龙(Yang et al.，2009)、甲马(Hou et al.，2004)等大型超大型矿床含矿斑岩成岩年代一致。这些斑岩体均受到南北向断裂带的控制(Hou et al.，2004)。成矿斑岩与不成矿斑岩均显示出了高(La/Yb)N比值和低YbN、Y 的特征(图5)，但可见含矿斑岩有这更高的Sr/Y 及更低Y，比不含矿斑岩显示出更强列的埃达克性质。Hou et al.(2013)在对含矿斑岩与不含矿斑岩的主量元素、微量元素及Sr-Nd-Hf 同位素的基础上，得出含矿斑岩是由增生的新生镁铁质下地壳部分熔融形成，而不含矿的斑岩岩浆则形成于古老地壳。在区域上，相邻的雄巴-邦巴-赛利普地区广泛出露了同时代钾质-超钾质火山岩(Miller et al.，1999;Zhao et al.，2009;Nomade et al.，2004;王保弟等，2008;刘栋等，2011);前人综合多种证据认为，拉萨地块西部的具有埃达克特征钾质火山岩应源于加厚下地壳的部分熔融。亚热南复式岩体中花岗斑岩的地球化学特征与同期同地区钾质火山岩性质相似，可能体现了从源区到动力学机制二者都有着密切的相关。综合如上所述，亚热南复式岩体中中新世花岗斑岩应形成于在印度-亚洲大陆陆陆碰撞所导致的地壳增厚后，某种动力学机制所引发的源于角闪-榴辉岩相的古老下地壳熔融，经断裂所致的应力减弱带侵入，而后在上地壳赋存固结成岩;这一观点与前人的观点(Hou et al.，2013)相一致。

6 结论

(1)本文首次报道了亚热南复式岩体中的黑云母二长花岗岩，花岗斑岩的岩石地球化学和锆石原位U-Pb 年代学数据。其中黑云二长花岗岩成岩年龄为约为49.4Ma，花岗斑岩的年龄约为16.4Ma。中新世类埃达克质斑岩的深入报道为进行拉萨地块东西部含矿、不含矿斑岩的对比及预示找矿规律提供了重要的资料。

(2)根据岩石地球化学分析，认为始新世黑云母二长花岗岩岩浆源区为曾被俯冲流体交代的地幔楔混染的中下地壳，而中新世花岗斑岩岩浆源区为古老地壳。

(3)结合年代学数据和区域动力学背景，限定了始新世黑云母二长花岗岩的岩石成因为新特提斯洋板片断离引发混染过的中下地壳发生熔融并结晶分异形成;而中新世花岗斑岩则由形成于某种动力学机制引发的古老下地壳熔融，而后侵位于上地壳。

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