董铭淳 赵志丹＊＊ 朱弟成 刘栋 董国臣 莫宣学 胡兆初 刘勇胜 邹子昊

1.中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室，地球科学与资源学院，北京 100083

2.中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室，地球科学学院，武汉 430074

3.奥尔巴尼高级中学，奥尔巴尼，CA 94706

1 引言

青藏高原冈底斯带(拉萨地块)是揭示印度-欧亚大陆碰撞机制的重要研究区域，多年来受到地质学界的广泛关注。自中生代以来，冈底斯带发育的大规模岩浆作用(尤以冈底斯南部花岗岩质岩浆作用为主)，更是成为特提斯洋俯冲和大陆碰撞有关的深部作用过程的“岩石探针”(莫宣学等，2003)，为探讨俯冲-碰撞以及高原隆升等构造演化及壳幔作用等地球动力学问题提供了很好的研究途径(McDermid et al.，2002)。印度-欧亚大陆碰撞的整个过程经历较宽的时间间隔(Yin and Harrison，2000;Flower et al.，2001;Mo et al.，2006)。近年研究普遍认为，在主碰撞带内，印度-欧亚大陆碰撞开始的时间为70～65Ma(莫宣学等，2003;Ding et al.，2005;Zhu et al.，2011)，到40Ma 左右完成，这段时间为同碰撞阶段;40Ma 之后则称后碰撞阶段(Yin and Harrison，2000;Mo et al.，2002，2007，2008，2009;Zhou et al.，2004;Dong et al.，2005;Zhao et al.，2009)。而在冈底斯南部，主要的岩浆活动于120Ma 左右开始，至约50Ma 达到顶峰(Mo et al.，2005，2009;Dong et al.，2005;Chu et al.，2006;Wen et al.，2008a，b;Chiu et al.，2009;Ji et al.，2009a;Lee et al.，2009)。在50Ma 左右冈底斯南部发生的大规模岩浆作用，其成因被认为是新特提斯洋岩石圈的北向俯冲及其伴随的岩浆底侵(under-plating)、壳幔混合作用及岩浆混合的结果(Mo et al.，2005，2007，2008，2009;Dong et al.，2005)，可以归结为新特提斯洋板片的“回卷(rollback)”或“断离(breakoff)”模型(Chung et al.，2005;Chu et al.，2006;Wen et al.，2008b;Ji et al.，2009a，b;Lee et al.，2009;Zhu et al.，2011)。

林子宗火山岩(林子宗群)是一套以中酸性火山岩为主的、局部夹有沉积岩的陆相火山岩，与下伏的设兴组地层呈不整合接触。它在时间上跨越了白垩世末到始新世，空间上覆盖了南部拉萨地块从东部拉萨地区到西部措勤地区，以蕴含了从特提斯洋北向俯冲到印度-欧亚大陆碰撞的重要信息而受到关注(Zhang et al.，1997;董国臣，2002;莫宣学等，2003，2007，2009;莫宣学和潘桂棠，2006;周肃等，2004;Zhou et al.，2004;董国臣等，2005;Mo et al.，2007，2008;李皓揚等，2007;Lee et al.，2009;He et al.，2007;Chen et al.，2010)。林子宗火山岩系自下而上分为3 个组(典中组、年波组、帕那组)，并且可细分为8 个岩性段(董国臣，2002;董国臣等，2005)。已有Ar-Ar 定年结果表明，典中组为64.4～60Ma、年波组为54.07Ma、帕那组为48.7～43.9Ma(周肃等，2004;Zhou et al.，2004)，之后获得的锆石U-Pb 与Ar-Ar 定年结果基本一致(李皓揚等，2007;Lee et al.，2009;He et al.，2007)，Chen et al.(2014)进一步应用Ar-Ar 方法获得了林子宗火山岩各组的形成时代(典中组64～60Ma、年波组60～50Ma、帕那组50～44Ma)。从拉萨地块东西向对比看，林子宗火山岩存在区域上岩石类型与成分差异性和发育时代的穿时性，西部地区更发育酸性的年波组和帕那组，且时代略早(于枫等，2010;谢冰晶等，2013;付文春等，2014;鲍春辉等，2014)。

林子宗火山岩被认为是印度-欧亚大陆碰撞的火山岩响应，而林子宗群底部与下伏地层的不整合关系则可能代表了陆-陆碰撞事件，即典中组底部年龄可能代表区域上大陆初始碰撞时间，65Ma 以来的林子宗火山作用，显示了滞后的特提斯洋洋壳俯冲以及过渡到碰撞过程中，南部拉萨地块陆壳加厚的过程(莫宣学等，2003，2007，2009;莫宣学和潘桂棠，2006;Mo et al.，2007，2008)。

发育在林周盆地的林子宗火山岩研究程度较高，但是对于侵入到林子宗火山岩各层中的脉岩的研究则较少。岳雅慧和丁林(2006)对林子宗火山岩地层中一套始新世基性岩脉的研究结果表明，岩脉具有低硅、高镁、高钾、高碱特征，稀土和微量元素呈现陆缘火山弧的特征，40Ar/39Ar 角闪石单矿物年龄为52.9Ma;该基性岩脉的形成与新特提斯洋岩石圈向欧亚大陆俯冲过程中的回转、断离有关，是软流圈地幔流体与先前被俯冲带流体交代过的上覆岩石圈地幔的部分熔融产物的混合。王立全等(2006)获得林周盆地花岗斑岩锆石SHRIMP 年龄为58.7Ma，认为该花岗斑岩体是65Ma 开始的印度-欧亚大陆碰撞早期阶段，由于地壳缩短的加压升温引起“岛弧带”地壳岩石部分熔融作用的产物，与林子宗火山岩和冈底斯中新世花岗斑岩都有所差异。本文将报道对林周盆地侵入于林子宗火山岩各层的中酸性脉岩的更为系统的岩石学、年代学和地球化学研究结果，进一步探讨印度-欧亚大陆碰撞过程中脉岩的特征、产出时代、源区特征和岩石成因等问题。

2 区域地质背景和样品

2.1 拉萨地块构造与岩浆作用

冈底斯岩浆带泛指夹持于北部的班公湖-怒江缝合带(BNSZ)和南部的印度河-雅鲁藏布缝合带(YZSZ)之间拉萨地块，该带东西绵延长达2500km 左右，面积达45 万平方千米，它是青藏高原岩浆岩分布最为广泛的地区，岩浆活动以中生代-新生代为主(Yin and Harrison，2000;潘桂棠等，2004，2006;Zhu et al.，2011)。在构造上，冈底斯岩浆带又可分成三个亚带，即以洛巴堆-米拉山断裂(LMF)和狮泉河-纳木错蛇绿岩带(SNMZ)这两条构造线为界限，由南向北将拉萨地块分为南部冈底斯带(即狭义的冈底斯带)、中部冈底斯带(包括传统的冈底斯弧背断隆带和中冈底斯带)和北部冈底斯带(Zhu et al.，2011)。整个冈底斯带广泛分布着中生代的岩浆活动，而南部冈底斯带则主要分布着白垩纪-第三纪的岩浆活动，这些岩浆活动是新特提斯洋壳北向俯冲过渡到印度-欧亚大陆碰撞过程的记录(Chung et al.，2003，2005;Hou et al.，2004;Mo et al.，2005;侯增谦等，2006;朱弟成等，2006;张宏飞等，2007;Zhao et al.，2009;Chu et al.，2011;莫宣学，2011;Zhu et al.，2011)。北冈底斯带以新生地壳为主，岩浆岩以白垩统中钾钙碱性岛弧火山岩及同一时期的花岗岩类为代表。中部冈底斯以前寒武系的古老结晶基底为特征，主要发育大量酸性火山岩和火山碎屑岩(朱弟成等，2006，2008a，b;Zhu et al.，2011)。在南冈底斯带，岩浆活动以古新世-始新世的林子宗火山岩为最典型代表。另外，在西起狮泉河地区，东到拉萨羊八井地区出露的中新世碰撞后钾质-超钾质岩石(8～25Ma，赵志丹等，2006)蕴含着印度-欧亚大陆后碰撞过程中的重要信息(Miller et al.，1999;Williams et al.，2001，2004;Zhao et al.，2001，2009;Ding et al.，2003;赵志丹等，2006)。南冈底斯岩基以北、拉萨地块中部谢通门-尼木-驱龙-墨竹工卡一带产出的中新世含矿埃达克岩(12～18Ma，Gao et al.，2003;Chung et al.，2003;Hou et al.，2004)由于揭示了俯冲板片或加厚陆壳下部的部分熔融作用与成矿作用也成为区域上重要岩石类型。

2.2 林周盆地林子宗火山岩

图1 西藏林周盆地地质简图(a)青藏高原及冈底斯构造单元划分地质简图(据朱弟成等，2009 修改)，BNSZ-班公湖-怒江缝合带;SNMZ-狮泉河-纳木错蛇绿混杂岩带;GLCF-噶尔-隆格尔-措麦断裂带;LMF-洛巴堆-米拉山断裂带;YZSZ-雅鲁藏布缝合带;NG-北冈底斯;GRUB-冈底斯;(b)林周盆地地质简图(据董国臣，2002 修改)Fig.1 Geological map of Linzhou Basin，Tibet(a)index map of tectonic outline of the Gangdese and Tibetan Plateau (after Zhu et al.，2009);(b)geological sketch map of Linzhou Basin，Tibet (after Dong，2002)

林周盆地内主要发育两套地层，一套是发育于白垩纪末-古新世到始新世中期林子宗火山岩系，另一套为白垩纪沉积岩系(设兴组、塔克那组、楚木组)(董国臣，2002;Zhou et al.，2004;董国臣等，2005;岳雅慧和丁林，2006)。林子宗火山岩系不整合覆盖在白垩统设兴组构造变形的砂岩之上(图1)。盆地内林子宗火山岩系发育比较完全，由老到新，自下而上，划分为3 个组，分别为典中组、年波组和帕那组，该盆地也是林子宗火山岩最初的命名地。林子宗火山岩总体属钙碱性系列，但自火山岩系底部至顶部，岩石系列由钙碱性系列转变为高钾钙碱性系列，之后又演变为钾玄武岩系列。下部典中组以安山岩、玄武安山岩为主，向上到年波组和帕那组，则包括玄武粗安岩、钾玄岩、安粗岩、歪长粗面岩、英安岩、流纹岩及其相应的火山碎屑岩(董国臣，2002;董国臣等，2005)。本文主要讨论林周盆地中酸性脉岩，它们在盆地中呈小规模岩株、岩脉的形式出露。其中被认为与碰撞过程相关的花岗斑岩体分布于林周火山沉积盆地的西缘(王立全等，2006)。研究区出露脉岩岩株、岩脉共十个，大部分侵入于典中组1 段和2 段地层中，也有部分侵入年波组中。

2.3 样品岩相学特征

图2 林周脉岩样品显微照片(a)花岗斑岩;(b)花岗斑岩，含有石英脉;(c)黑云花岗斑岩;(d)花岗斑岩，石英的港湾状熔蚀.Qtz-石英;Kfs-钾长石;Bt-黑云母.正交偏光下Fig.2 Photo of micrographs of the medium-acidic dykes in Linzhou Basin(a)granite porphyry;(b)granite porphyry with quartz veins;(c)biotite granite porphyry;(d)granite porphyry.Qtz-quartz;Kfs-Kfeldspars;Bt-boitite.Under cross-polarized light

本文对林周盆地的林子宗火山岩内部发育的各类脉岩进行了详细野外工作和采样。这些脉岩主要呈岩墙、岩脉、岩株等浅成侵入体的形式发育在林子宗火山岩各个组内。采样地点主要为林周县强噶乡典中村、那噶棍巴、年波村、冲噶乡和八学乡。采样范围约为N29°54.9＇～N29°58.2＇，E91°01.9＇～E91°11.9＇，共采集脉岩样品11 件，采样位置见图1。岩石主要呈斑状结构，对典型样品的详细显微结构描述如下。

样品LZ1105，花岗斑岩(图2a)，呈灰白色，斑状结构，斑晶熔蚀现象明显，斑晶粒度0.8～1.5mm，含量20%左右。斑晶矿物主要为石英(65%)和钾长石(25%)，基质为隐晶质。

样品LZ1107，花岗斑岩(图2b)，呈灰白色，斑状结构，斑晶体积分数约5%，斑晶粒度0.5～1.5mm。斑晶中的主要矿物为石英(40%)、钾长石(40%)和斜长石(20%)，基质绝大部分为隐晶质，少部分围绕在斑晶周围的呈现微晶。见穿插的石英脉体。

样品LZ1111，黑云花岗斑岩(图2c)，呈浅灰色，斑状结构，斑晶粒度0.8～2mm，斑晶含量约40%，斑晶主要矿物为石英(40%)和钾长石(50%)，次要矿物为黑云母(10%)，基质为微晶-隐晶质。

样品LZ1112，石英斑岩(图2d)，呈灰白色，斑状结构，斑晶粒度0.8～2.5mm，含量35%左右，斑晶的主要矿物中石英占绝大部分，约为90%。石英呈现浑圆或熔蚀为港湾，可见少量发生次生变化的钾长石。

综合样品的岩石学特征为:岩石以斑状结构、块状构造为主，斑晶中主要矿物为石英和长石类(玢岩中主要矿物为角闪石和斜长石)，次要矿物以黑云母最常见。斑晶粒度集中在0.8～1.5mm，含量5%～40%。基质主要呈现隐晶质，也见微晶。常见斑晶矿物的熔蚀结构。

3 分析方法

主量元素分析在中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成，采用Leeman Labs.Inc 公司Prodigy 型全谱直读型发射光谱仪(ICP-AES)测定，分析精度优于5%。微量元素分析在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成测定，采用Agilent7500a 等离子体质谱仪(ICP-MS)测定，测试过程中，对每10 个样品选取1 个进行重复测定，共测定4 份标准样(AGV-2，BHVO-2，BCR-2，GSR-1)来监测测试精度，分析精度优于5%～10%。

锆石U-Pb 测试是在北京大学地球与空间科学学院造山带与地壳演化教育部重点实验室进行。将样品粉碎后淘洗，采用电磁分选和重液分选后，在双目镜下挑选无明显裂痕且晶形较好的锆石，将其均匀粘贴于双面胶带凹槽内，制成环氧树脂样品靶，打磨抛光并使其露出近中心部位，进行反射光、透射光和阴极发光显微照相。激光剥蚀使用的是德国相干公司(Coherent)准分子激光器COMPex Pro102，激光条件为:激光束斑32μm，激光能量密度20J/cm2，频率5Hz，使用纯度为99.999%的He 作为载气将激光剥蚀出来的物质带入等离子体质谱。质谱分析采用美国安捷伦科技有限公司电感耦合等离子体质谱仪Agilent ICP-MS 7500ce，功率1500W，冷却气15L/min，辅助气1L/min，载气0.96L/min，积分时间49Ti、207Pb 为50ms，204Pb、206Pb、208Pb、232Th、238U 为20ms，其余同位素为10ms。信号采集时间共75s，采集信号前先用激光剥蚀3s 以去除样品表面可能存在的污染，在进行15s 的空白信号采集后开始触发激光采集样品信号。数据处理先应用西澳大学的Glitter 软件获得微量元素含量及U-Pb 同位素比值，微量元素的含量以Si 元素为内标，以NIST 610 为外标;U-Pb 谐和年龄是根据同位素比值应用Ludwig(2001)的Isoplot 程序得到的。

锆石Hf 同位素测试在中国科学院地质与地球物理研究所Nepture 多接收器电感藕合等离子质谱仪(MC-ICP-MS)和193nm 激光取样系统上进行，分析时激光束直径为45～60μm，激光脉冲频率为6～8Hz，测定时用锆石国际标样91500 作为外标。仪器运行条件和详细分析流程参见吴福元等(2007)。

4 分析结果

4.1 主量和微量元素地球化学

主量元素结果见表1。进行脉岩的全碱-硅含量计算后的投图结果表明(图3a)，除了一个样品为闪长玢岩(LZ1108)外，其余均为花岗斑岩类;岩石全部属于亚碱性系列岩石;除了一个样品为偏铝质(LZ1112，花岗斑岩，A/CNK=0.86)外，其余样品均为过铝质(A/CNK ＞1.1，图3b)。岩石的钾质特征变化较大，跨越了钙碱性、高钾钙碱性到钾玄质的范围(图3b)。从本文测年结果看，上述主量元素的变化与产出时间没有明显的变化规律。若对比这些脉岩与林子宗火山岩各组成分(图4)，闪长玢岩与典中组成分系统相当，而其他酸性花岗斑岩类脉岩的成分与年波组和帕那组相同。

表1 林周盆地脉岩主量和微量元素地球化学成分Table 1 Bulk-rock major and trace element of the medium-acidic dykes in Linzhou Basin

图3 林周盆地脉岩主量元素成分图(a)全碱-硅含量图(底图据Wilson，2001);(b)铝饱和度图Fig.3 Major element plots of the dykes in Linzhou Basin，Tibet(a)Total alkalis vs.silica (after Wilson，2001);(b)A/NK vs.A/CNK

图4 林周盆地脉岩与林子宗火山岩成分对比图(a)全碱-硅含量图(据Le Maitre，2002);(b)钾-硅含量图(据Rickwood，1989).林周盆地林子宗火山岩数据引自董国臣(2002)，措麦区林子宗火山岩引自于枫等(2010)Fig.4 Major element plots showing the comparison between the dykes in Linzhou basin with the Linzizong volcanic rocks in Linzhou basin and Cuomai area(a)the total alkalis versus silica (TAS)(after Le Maite，2002);(b)K2O-SiO2 plot (after Rickwood，1989).The data of Linzizong volcanics from Linzhou basin are after Dong (2002);and that from Cuomai area are after Yu et al.(2010)

微量元素结果见表1。样品的稀土元素总量(ΣREE 值)为67.9 ×10-6～242.2 ×10-6，重稀土约为球粒陨石的10～20 倍(18 ×10-6～51 ×10-6)，而轻稀土含量较高(46 ×10-6～191 ×10-6)，呈现明显的轻重细土分馏作用。除闪长玢岩具有较弱Eu 负异常((Eu =0.84)，其余样品具有中等到强的Eu 负异常((Eu=0.36～0.76)。本文获得的脉岩稀土元素特征(图5a)与已有研究(王立全等，2006)一致，且与林子宗火山岩中与脉岩时代比较接近的年波组的稀土元素成分特征较为相似。脉岩的微量元素总体上具有相对富集Rb、Ba、Th、K 等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、P、Ti 等高场强元素的特点(表1、图5b)，脉岩也强烈富集Pb，反映了大陆地壳物质明显参与的特征。微量元素的成分与已有数据(王立全等，2006)接近，且与年波组岩石成分也比较一致(董国臣，2002)。

4.2 锆石U-Pb 年龄

本文选取了林周盆地脉岩样品中的4 个花岗斑岩和1个黑云闪长玢岩共5 个样品进行了锆石U-Pb 年龄测定，数据见表2，锆石阴极发光图像和年龄谐和图见图6。样品的锆石多为长柱状晶型，自形程度很好，颗粒较大，宽度可达60～80μm，长度可达80～200μm，长宽比约为1.5∶1～4∶1。测试样品锆石的阴极发光图像显示它们晶型完好，大多数具有典型的振荡环带，显示出明显的岩浆锆石特征。锆石的稀土元素测定结果显示，锆石的U 含量为91 ×10-6～5492×10-6，Th 含量为58 ×10-6～4003 ×10-6，对应的Th/U 值为0.2～1.7，表明所测定的锆石均为岩浆锆石(Hoskin and Schaltegger，2003)。

表2 西藏林周盆地中酸性脉岩锆石U-Pb 定年数据Table 2 Zircons U-Pb data of the intermediate-acid dykes from Linzhou Basin，Tibet

续表2Continued Table 2

续表2Continued Table 2

图5 林周盆地中酸性脉岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a，标准化值据Boynton，1984)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b，标准化值据Sun and McDonough，1989)林周盆地林子宗火山岩数据引自董国臣(2002);文献数据引自王立全等(2006)Fig.5 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 the intermediate-acid dykes in Linzhou BasinThe data of Nianbo Formation are from Dong (2002);Literature data from Wang et al.(2006)

样品LZ1104(花岗斑岩，图6a)的23 个测点年龄比较集中，均落入谐和曲线上或者附近，206Pb/238U 加权平均年龄为55.1 ±0.6Ma(MSWD =1.70)。样品LZ1106(花岗斑岩，图6b)的16 个测点，剔除离群年龄(256Ma，可能是继承锆石)后，15 个测点206Pb/238U 加权平均年龄为57.8 ± 0.3Ma(MSWD=0.30)。样品LZ1108(黑云闪长玢岩，图6c)31 个测点年龄比较集中，均落入谐和曲线上或者附近，206Pb/238U加权平均年龄为62.4 ± 0.6Ma(MSWD = 0.65)。样品LZ1110(花岗斑岩，图6d)的21 个测点获得206Pb/238U 加权平均年龄为61.1 ±0.2Ma(MSWD=4.60)。样品LZ1113(花岗斑岩，图6e)17 个测点中，剔除离群年龄(189Ma，可能是继承锆石)后，获得加权平均年龄为59.8 ± 0.3Ma(MSWD =3.50)。

本文结果表明，林周盆地产出的中酸性脉岩的年龄集中在55.1～62.4Ma，该时代与林周盆地发育的典中组火山岩晚期喷发时代和年波组时代比较接近。

4.3 锆石Hf 同位素

本文在测定5 个脉岩样品的锆石U-Pb 年龄的基础上，又测定了每个测点的原位Hf 同位素，共计获得86 个测点的Hf 同位素数据(表3、图6f)。5 件样品的176Yb/177Hf 的范围是0.0198～0.1679，176Lu/177Hf 的 范 围 是0.000836～0.006728，其中绝大部分测试点的176Lu/177Hf 值小于0.002，锆石在形成后基本没有明显的放射性成因Hf 的积累。花岗斑岩(LZ1104)εHf(t)范围是+1.5～+7.1，地壳模式年龄(tDMC)范围是637.9～1043.6Ma;花岗斑岩LZ1106 的εHf(t)范围是+ 4.1～ + 7.6，地壳模式年龄范围是650.6～872.3Ma;LZ1110 花岗斑岩的εHf(t)范围是+4.8～+10.4，地壳模式年龄范围是466.3～832.6Ma;LZ1113 二长花岗斑岩的εHf(t)范围是-1.1～+7.7(仅一个点的εHf(t)值为负)，地壳模式年龄范围是645.1～1213.7Ma。中性脉岩黑云闪长玢岩LZ1108 的εHf(t)范围是+5.1～+7.6，地幔模式年龄范围是430.6～530.8Ma。

表3 西藏林周盆地地区中酸性脉岩锆石Hf 同位素数据Table 3 Hf isotopic data for zircons of the medium-acidic dykes in the Linzhou Basin of Tibet

续表3Continued Table 3

因此，总体看林周脉岩86 个Hf 同位素数据，仅有一个样品εHf(t)值为负，εHf(t)最大值为+10.4，平均值为+5.9，这表明脉岩与林子宗火山岩具有近似的Hf 同位素组成，都显示了岩石中含有较多幔源组分。另外，测定的5 个样品都显示了Hf 同位素的不均一性，其中闪长玢岩εHf(t)值变化为2.5 个单位，而其余斑岩样品的εHf(t)值变化为3.5～8.8个单位。可能暗示了一个成分不均一的岩浆源区。

5 讨论

5.1 林周脉岩产出年代

图6 林周盆地脉岩锆石U-Pb 年龄谐和图(a-e)、阴极发光(CL)图像(a-e)和锆石Hf 同位素成分图(f)林子宗火山岩据李皓扬等(2007);南拉萨花岗岩基据黄玉等(2010);当雄辉长岩及花岗杂岩据赵志丹等(2011)Fig.6 Zircon U-Pb concordia diagrams (a-e)，CL images (a-e)and Hf isotope plots (f)of the dykes from Linzhou Basin，Tibet Literature data after Li et al.(2007)，Huang et al.(2010)，and Zhao et al.(2011)

如前文所述，本文获得林周盆地酸性脉岩侵入时间为55.1～61.1Ma、中性脉岩的侵入时间为62.4Ma(图6)。林周盆地林子宗火山岩已有较多的定年结果(莫宣学等，2003;董国臣，2002;周肃等，2004;Lee et al.，2009;Chen et al.，2014)，结合林子宗火山岩各个组的定年数据，认为火山岩形成时代为，典中组64～60Ma、年波组60～50Ma、帕那组50～44Ma。以上研究成果表明林子宗火山岩的形成时限基本厘定，本文获得的酸性脉岩(花岗斑岩)的时代(55.1～61.1Ma)跨越了典中组和年波组的时代，在时代和成分上总体与年波组更为接近，而中性的闪长玢岩(62.4Ma)则在成分和时代上都与早期的典中组一致。目前发现的斑岩的时代均早于林子宗群顶部的帕那组的产出时代。

结合其他研究结果，王立全等(2006)获得花岗斑岩年龄为58.7 ±1Ma，岳雅慧和丁林(2006)测定的基性岩脉年龄为52.9Ma，也接近本文获得的年龄范围。因此，伴随林子宗火山岩产出的过程中，存在同期(主要是与年波组同时)的脉岩产出，且具有相同的成分特征。

5.2 林周脉岩产出的构造环境

前文提到，林周盆地中酸性脉岩的侵入时间与陆-陆同碰撞时期基本同期，结合脉岩的产出位置可明显看出这些脉岩的形成受到印度-欧亚大陆碰撞的构造背景控制。从本文样品与王立全等(2006)对比的微量元素成分图解(图5b)可以看出，它们的微量元素呈现较好的一致性，都显示明显的富集大离子亲石元素和亏损高场强元素的特征，反映了与俯冲作用有关的火成岩过程(Pearce et al.，1984;Condie，2001;莫宣学等，2003)，已有研究指出与这些脉岩早期产出近于同期的典中组和年波组火山岩都显示了明显的大陆边缘弧火山岩特征(莫宣学等，2003)。另外，岳雅慧和丁林(2006)报道的林周盆地基性岩脉也显示了明显的弧火山岩特征。但需要注意的是，这些证据并不能直接证明本文脉岩也直接形成于俯冲作用环境，而是归因于碰撞作用是在俯冲作用的基础上发生的，是俯冲作用的延伸和转化，因此碰撞作用开始阶段产出的岩浆岩带有岛弧性质也很好理解，应属于“滞后”的岛弧火山岩。

另一重要问题是，这些脉岩普遍具有很高的铝饱和指数(A/CNK ＞1.1，图3b)，显示了强过铝质特征。一般认为，铝质或过铝质岩类的出现是同碰撞早期阶段地壳缩短的升温加压或后碰撞阶段地壳快速隆升和伸展拆离的背景下因减压增温引起的部分熔融造成的结果(Harris et al.，1986;Sylvester，1998;Guillot and Le Fort，1995)。但是根据林周盆地中酸性脉岩的定年结果的约束并结合其地球化学特征，本文认为这些脉岩应该是在开始于65Ma 的印度欧亚大陆陆-陆碰撞的初期由于地壳缩短加压增温引起的部分熔融的作用结果。莫宣学等(2003)提出，典中组火山岩的地球化学特征表明地壳物质对岩浆的影响已经相当明显，特别是到年波组和帕那组火山岩中钾玄岩的出现，是陆内岩浆作用的重要标志。在林周脉岩中可以看到已经有少量钾玄岩系列出现(图4b)，这也是林周脉岩形成于碰撞构造环境的一个证据。

5.3 岩石成因及源区性质

在林周脉岩与碰撞相关斑岩(王立全等，2006)稀土元素球粒陨石标准化配分图(图4a)中，样品呈现出较为明显的Eu 负异常。通常认为，产生Eu 负异常的原因与斜长石在岩浆中的分离结晶，或在地壳源区部分熔融过程中作为难熔残余相存在有关(Rollison，1993)。本文认为，林周盆地脉岩的形成源于中基性岩浆的分离结晶作用的可能性很小。莫宣学等(2003)提出，林子宗火山岩中长英质岩石占主要部分，特别是最晚期的帕那组流纹质熔结凝灰岩厚度超过2000m，且大面积地分布在冈底斯带中。这样巨量的炽热火山灰流在相对短的时间内喷发，很难解释为基性岩浆的结晶分异作用的残余，因此陆壳的重熔及岩浆混合作用可能起着更为重要的作用，或者为岩浆混合作用(Dong et al.，2005;董国臣等，2008;莫宣学等，2009)、或者为幔源物质大规模注入和新生地壳的形成(莫宣学等，2009)。本文的脉岩也可能是陆壳重熔和岩浆混合作用的产物，有关林周盆地脉岩成因的主要证据归纳如下:

图7 林周脉岩岩浆混合趋势图(底图据Zorpi et al.，1991)Fig.7 Magma mixing trend diagram of the dykes in Linzhou Basin (after Zorpi et al.，1991)

林周盆地脉岩主量元素特征指示了岩浆混合作用的趋势。从FeOT-MgO 图解(图7)中，也可以明显看到，样品点呈现的趋势远离分离结晶的趋势线，而趋近于岩浆混合作用的趋势线。本文获得的林周脉岩5 个Hf 同位素数据进一步支持存在幔源组分加入导致的岩浆混合作用过程，一是样品εHf(t)最大值为+10.4(平均为+5.9)，表明脉岩与林子宗火山岩都显示了岩石中含有较多的幔源组分，二是5 个样品都显示了Hf 同位素的，尤其是花岗斑岩的εHf(t)值变化均超过3 个ε 单位(3.5～8.8)，变化最大的达到了8.8 个ε 单位，这意味着极度富硅的组分可能来自于新生下地壳的低度熔融，或者为同位素已经均一化的岩浆混合体系中极端富硅的部分。与上述岩石同时出现的岩浆混合作用在冈底斯带南缘已经得到了充分的证明。冈底斯南部大量存在的镁铁质侵入体及花岗岩中明显的岩浆混合证据(Mo et al.，2005，2007，2008，2009;Dong et al.，2005)，也证实了冈底斯岩浆带基性岩浆底侵作用和岩浆混合作用的存在。这是发生在冈底斯南缘的岩浆作用过程，其源区物质应为幔源组分比例很高的岛弧性质的下地壳物质的部分熔融形成的。作为对比，在空间上向北，即使为同时期的岩浆作用，例如中部拉萨地块的基性辉长岩和酸性花岗岩类却εHf(t)值都显示负值(图6f)，这显示了富集组分的出现，说明了古老地壳基底对岩浆作用的控制是主要的(赵志丹等，2011)。因此，本文的林周盆地脉岩与同时期的年波组酸性岩石应有近似的岩石源区物质组成和成因。

5.4 地球动力学演化

在印度和欧亚板块碰撞之前，新特提斯洋岩石圈板片以较低平角度向欧亚大陆发生俯冲，并由此形成了拉萨地体内碰撞前典型的陆缘弧火山岩(约120～65Ma，Zhu et al.，2013)。在此之后，大洋岩石圈密度较高，由于重力效应，俯冲的新特提斯洋岩石圈发生回转(岳雅慧和丁林，2006)，引起欧亚大陆下软流圈地幔发生扰动上涌(底侵)，作用于上覆欧亚板块，形成了林子宗早期典中组火山岩(Mo et al.，2007，2008;Lee et al.，2009)。这一过程中(俯冲末期-碰撞初期)，岛弧性质岩浆的底侵作用是形成大面积巨量火山作用的最重要物源和热源，在新特提斯洋板块的俯冲过程中，已经产生一定量基性岩浆，加之软流圈地幔的扰动，在大陆开始碰撞时，已经在莫霍面附近积聚了相当规模的底侵基性岩浆，并由此积聚大量的热量，大量的热足以使陆壳发生熔融，并产生大量的酸性岩浆作用。上升的底侵岩浆与酸性岩浆在这个过程中发生岩浆混合作用，可形成典中组安山质岩浆岩(以及本文同时代的闪长玢岩)和后期连续的年波组酸性火山岩(以及本文的大量同时期酸性脉岩)。

由于俯冲的新特提斯洋岩石圈的密度大于其后的与之相连的印度大陆的密度，使得这种俯冲作用可以持续进行，并由于这种矛盾，在新特提斯洋岩石圈和印度大陆之间形成强烈的拉张应力，即新特提斯洋岩石圈在继续俯冲拖拽的同时，印度大陆岩石圈有着反方向运动的趋势。如果用这种模型，则可以很好的解释在林子宗火山岩在每个喷发旋回末期的基性演化趋势(莫宣学等，2003;董国臣，2002)，即在短暂的拉张条件下，基性的岩浆可以沿应力薄弱裂隙侵入火山岩当中。也可以解释本文的中性脉岩的出现和岩浆混合作用。岳雅慧和丁林(2006)认为，源自地幔的玄武质岩浆充填张裂隙形成的幔源基性岩脉及同期拉张盆地沉积指示冈底斯带在古新世-始新世(55～50M)时期发生了一次平行于造山带的伸展作用，也是此模型成立的一个证据。

6 结论

(1)林周盆地侵入到林子宗火山岩中的酸性脉岩(花岗斑岩)的年龄为55.1～61.1Ma;中性的闪长玢岩为62.4Ma;脉岩的时代和主微量元素成分总体与年波组更为接近，总体显示了强过铝质、富钾的特征。

(2)脉岩的锆石εHf(t)范围为-1.1～+10.4，平均为+5.9，花岗斑岩的εHf(t)值变化范围达3.5～8.8 个单位，显示了Hf 同位素较大不均一性，表明脉岩继承了幔源的Hf 同位素特征组分，支持岩石形成中可能存在岩浆混合作用。

(3)林周盆地内中酸性脉岩的形成受印度欧亚大陆的俯冲到陆-陆碰撞的过渡过程控制，并与岛弧基性岩浆底侵作用引起的上地壳部分熔融和岩浆混合作用有关，脉岩与林子宗火山岩具有相同的岩石成因。

致谢 秦红老师在主量元素分析、马芳和李小伟在锆石UPb 定年、杨岳衡博士和张亮亮博士在锆石Hf 同位素实验中给予了帮助;赵晓岚和黄春梅参与了部分实验测试工作;纪伟强博士、曾令森研究员提出了宝贵的审稿意见;俞良军博士精心编辑此文;作者一并表示感谢。

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