西藏松多地区早侏罗世变质辉长岩的成因及其构造意义*

2019-11-13解超明段梦龙于云鹏王斌宋宇航张红雨

岩石学报 2019年10期

解超明段梦龙于云鹏王斌宋宇航张红雨

1. 吉林大学地球科学学院，长春 1300612. 东北亚矿产资源评价自然资源部重点实验室，长春 1300613. 中国地质大学，北京 1000831.

冈底斯构造-岩浆岩带作为青藏高原的重要组成部分，近东西向夹持于印度河-雅鲁藏布江结合带和班公湖-怒江结合带之间(图1a)，记录了特提斯洋俯冲消减、印度板块与欧亚板块碰撞、青藏高原隆升等一系列极其复杂的地质过程(肖序常和王军，1998；潘桂棠等，2006)。冈底斯中部松多榴辉岩的发现(杨经绥等，2006)，使松多地区的基础地质研究得到研究者的广泛关注(许志琴等，2013；Chengetal.，2015；Welleretal.，2016；Caoetal.，2017；Yuetal.，2018；Wangetal.，2019)。有学者认为拉萨地体中“松多-墨竹工卡”蛇绿岩和榴辉岩呈外来岩块群产出于松多岩组的浅变质岩系中，可能为异地推覆体(Liuetal.，2009；Zhang and Tang，2009)；随着研究者在松多地区陆续发现与古大洋演化相关的蛇绿岩(王斌等，2017)、二叠纪洋岛(Wangetal.，2019)、榴辉岩及其变质作用(杨经绥等，2006；Chengetal.，2015；李鹏等，2017)，逐渐揭示在松多地区可能存在一条晚古生代的古特斯缝合带，其闭合时代为晚三叠世末期(李化启等，2008)，但是关于其闭合后的构造-岩浆作用却未见报道，鲜有讨论。

冈底斯地区以发育巨型的构造-岩浆活动为特色，也被称之为冈底斯岩浆岩带，发育的岩浆作用至少可以划分出4个阶段：220～152Ma、109～80Ma、65～41Ma、33～13Ma(Jietal.，2012；Yuetal., 2018)，其中220～152Ma这一阶段的岩浆作用与古特提斯洋闭合、新特提斯洋开启、俯冲消减最密切相关，具有重要的科学意义(Chuetal.，2006; Zhuetal.，2008；朱弟成等，2008；Kangetal.，2014；董汉文等，2016)，但研究程度却相对较低。冈底斯晚三叠世-早侏罗世的岩浆活动主要集中分布于东段(图1b)，具有弧岩浆作用地球化学特征。黄丰等(2015)认为早侏罗世叶巴组和桑日群火山岩是雅鲁藏布江洋早期俯冲的岩浆产物。刘琦胜等(2006)根据冈底斯中部宁中早侏罗世白云母二长花岗岩的研究认为其属于冈底斯印支造山旋回晚期碰撞阶段的产物。也有学者推测具有侏罗纪岩浆作用可能形成于班公湖-怒江洋南向俯冲消减的结果(Gengetal.，2006)。更多学者倾向于冈底斯南缘在早侏罗世时期应处于雅鲁藏布江洋板片俯冲的构造背景(邱检生等，2015；董汉文等，2016；Yuetal., 2018)。

目前对冈底斯中部早侏罗世基性侵入岩体的研究相对较少，而花岗岩的地球化学数据解释常因其多解性难以限定和讨论成岩构造环境(张旗，2012)，所以对该期弧岩浆事件成因及构造背景仍不清楚，该归属于北部的班公湖-怒江洋？还是南部的雅鲁藏布江洋？亦或中部的松多古特提斯洋？还存在不同的认识。本文以冈底斯中部松多地区新发现的早侏罗世变质辉长岩为例，通过详细的岩石地球化学、锆石U-Pb 定年及锆石Hf同位素研究，探讨其岩石成因和构造背景，为冈底斯中部晚三叠世-早侏罗世构造-岩浆演化提供新的约束。

1 地质背景及样品描述

松多地区处于冈底斯中东部，沙莫勒-米拉山断裂带东段，位于南冈底斯地块与中冈底斯地块的交界部位(图1a，b)。研究区出露的地质单元主要包括：石炭-二叠系松多岩组、侏罗-白垩系火山-沉积地层、晚古生代蛇绿混杂岩、松多榴辉岩以及大面积分布的中-新生代岩浆岩(图1c)。其中石炭-二叠系松多岩组主体是一套小有序而大无序的构造地层，以陆源碎屑岩为主，夹少量碳酸盐岩的沉积岩系，主要岩性包括变质石英砂岩、白云母石英片岩、绢云石英片岩、二云(长石)石英片岩及少量黑云石英片岩组成。晚古生代蛇绿混杂岩岩石端元齐全，主要包括变质橄榄岩、堆晶辉长岩、辉长岩、玄武岩、斜长花岗岩等(王斌等，2017)。榴辉岩带近东西向展布，岩石呈包体形式产于松多岩组之中，主要岩性包括金红石榴辉岩、石英榴辉岩、角闪榴辉岩和多硅白云母榴辉岩等。现有研究表明，松多榴辉岩原岩为MORB型岩石(陈松永等，2007)，原岩可能形成于石炭-二叠纪(徐向珍等，2007)，变质年龄可能为晚二叠世(Chengetal.，2012，2015)。区内断裂构造十分发育，构造形迹以近东西向为主，具有多期次、脆性逆冲断裂构造发育的特点。

图1 冈底斯东段构造简图(a、b)及松多地区地质图(c)Fig.1 Sketch map of the eastern Gangdise belt (a, b) and geological map of the Sumdo area of Tibet showing the localities of Early Jurassic metamorphic gabbro (c)

本文研究的变质辉长岩分布于松多地区加色村以北，变质辉长岩呈岩脉状近南北向产出，虽然受后期片理化改造较强，但仍可见变质辉长岩与石炭-二叠系松多岩组变质砂岩的侵入接触界线(图2a)。岩石样品为灰绿色、灰黑色，块状构造(图2b)。岩相学观察发现，辉长岩已经发生了明显的角闪岩相-低绿片岩相变质作用改造，具有中粗粒变余辉长结构，主要矿物由角闪石(15%～20%)、斜长石(35%～40%)、绿泥石(25%～35%)、绿帘石(10%～15%)等矿物组成(图2c，d)。辉石蚀变较强烈，仅局部可见辉石假象，已基本蚀变为角闪石，角闪石也部分绿泥石化；斜长石，板柱状，普遍绿泥石化和钠黝帘石化；绿泥石，淡绿色(图2c)，定向排列，具有一级灰干涉色(图2d)；黝帘石呈阴影状集合体；绿帘石，粒状，短柱状，粒度在0.1～0.6mm之间，正高突起，具有姜黄色异常干涉色(图2d)。岩石中还含有少量石英颗粒，副矿物主要为磁铁矿。

2 分析方法

2.1 全岩地球化学测试

样品的无污染碎样在河北廊坊市(宇能)宇恒矿岩技术服务有限公司完成，将岩石样品用无污染碎样机精碎至小于5mm左右，选用无污染玛瑙球磨机磨至200目后送往地球化学分析实验室备用。全岩地球化学样品的主量元素、微量元素分析均在中国地质大学(北京)科学研究院实验中心完成。在超净实验室内使用电子天平上称取50mg样品，采用两酸(HNO3+HF)高压反应釜(Bomb)溶样方法进行样品的化学预处理，分析仪器为美国安捷伦公司生产Agilent7500a型等离子质谱仪，分析过程中使用美国地质调查局标样AGV2、W2、BHOV和中国地质测试中心岩石标样R1、R3进行分析质量检查和监控。

2.2 锆石U-Pb测年

锆石分选在在河北廊坊市(宇能)宇恒矿岩技术服务有限公司完成，采用常规粉碎、浮选和电磁选方法进行分选，最后在双目显微镜下挑纯。锆石阴极荧光图像分析(CL)在中国地质科学院电镜室的阴极荧光分析系统上完成。在中国地质大学(北京)地学实验中心进行了透射光和反射光显微照相及锆石LA-ICP-MS微区原位U-Pb同位素分析。分析时，测定部位的选取依据显微图像和阴极发光图像特点，选择无或者少包裹体的部位，尽可能避开裂纹部位；避免测定位置跨越不同世代的晶体区域，这些照片为数据解释提供依据。所使用的ICP-MS为美国Agilent科技有限公司的7500A ICP-MS，激光剥蚀系统为美国New Wave贸易有限公司，UP193SS型，深紫外(DUV)193nm、ArF准分子激光剥蚀系统。激光束斑直径为36μm，剥蚀采样时间为45s。实验中采用剥蚀物质载气为高纯度He，流速0.7L/min，用标准锆石91500为外标进行同位素比值校正(Wiedenbecketal.，1995)，用标准锆石TEM(417Ma)做监控盲样，元素含量以NIST612为外标进行标定，29Si作为内标，NIST612和NIST614做监控盲样。采用澳大利亚Glitter 4.4软件对同位素比值及元素含量计算进行处理(ver4.0，Macquarie University)(Ludwig，2003)，采用ISOPLOT 3.0软件绘制U-Pb谐和图和计算加权平均值(Yuanetal.，2004)。

2.3 锆石Hf同位素测试

锆石Hf同位素分析在北京科萃测试技术有限公司实验室利用激光剥蚀多接收器电感耦合等离子体质谱仪完成。激光进样系统为NWR213nm固体激光器，分析系统为多接收等离子体质谱仪(NEPTUNE plus)。检测环境：温度18～22℃，相对湿度<65%。仪器运行条件及分析方法详见文献(Huetal.，2012)。利用NWR213nm固体激光器对锆石进行剥蚀，激光剥蚀的斑束直径为40μm，能量密度为10～11J/cm2，频率为10Hz，激光剥蚀物质以高纯He为载气送入Neptune Plus (MC-ICPMS)，接收器配置与溶液进样方式相同。分析数据处理(包括对样品和空白信号的选择、同位素质量分馏校正)采用软件ICP MSD ata Cal(Liuetal.，2010)完成。

3 分析结果

3.1 全岩地球化学特征

在主量元素分析表(表1)中，变质辉长岩SiO2含量变化较大，具有较高的MgO、Fe2O3T、CaO含量。其中SiO2含量为45.56%～53.69%；MgO含量为6.04%～11.75%，Mg#为66～77，接近原生玄武质岩石(Mg#=70，Dupuy and Dostal，1984)；Fe2O3T含量为6.87%～9.53%；CaO含量为7.24%～11.76%。TiO2含量较低(0.77%～1.69%)。K2O+Na2O为4.52%～2.71%，K2O/Na2O<0.5；样品的Al2O3含量变化较大，为12.68%～18.64%；低P2O5(0.08%～0.33%)含量。

在稀土微量元素分析表(表1)中，岩石的稀土总量较低，∑REE介于32×10-6～91×10-6，均值为73×10-6，明显低于OIB(ΣREE=199×10-6)，而略高于E-MORB(ΣREE=49×10-6)稀土元素总量(Sun and McDonough，1989)。在球粒陨石标准化稀土元素配分图上，样品表现右倾平滑曲线(图3a)，显示轻稀土元素相对富集，重稀土元素元素比较平坦的分配模式。轻重稀土元素分异显著，(La/Yb)N=2.05～4.80，主要是轻稀土分馏((La/Sm)N=1.49～2.47)，重稀土分馏较弱或基本无分馏((Gd/Yb)N=1.20～1.67)。其中4件样品出现了较为明显的Eu负异常(δEu=0.57～0.73)，其他样品无Eu负异常。

松多变质辉长岩富集大离子亲石元素(LILE)(表1)，如Cs、Rb、Ba等，相容元素Cr、Ni含量变化较大，分别介于209×10-6～746×10-6和80×10-6～234×10-6；Co含量变化范围较小，介于29×10-6～56×10-6之间，总体与正常洋中脊玄武岩(N-MORB)含量相当(Co=47×10-6，Hofmann，1988)；在剔除活动元素组成的原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图3b)，富集高场强元素Nb、Ta等，并出现显著的Pb正异常。大部分样品的Nb(5.82×10-6～24.1×10-6)、Ta(0.34×10-6～1.47×10-6)、Zr(47.9×10-6～153×10-6)、Hf(1.23×10-6～3.56×10-6)等元素含量总体上略高于E-MORB而明显低于OIB含量(Sun and McDonough，1989)。总体上，样品的稀土配分模式和微量元素配分曲线与N-MORB存在显著差异，而介于E-MORB和OIB之间。

表1松多变质辉长岩地球化学组成(主量元素：wt%；稀土和微量元素：×10-6)

Table 1 Whole-rock geochemical compositions of the Sumdo metamorphic gabbro(Major elements: wt%; Teace elements: ×10-6)

样品号St1H1St1H 2St1H 3St1H 4St1H 5St1H 6St2H1St2H2St2H3St2H4St2H5St2H6St3H1St3H2St3H3St3H4St3H5St3H6SiO247.8049.33 51.30 51.51 49.67 46.21 50.85 48.80 49.94 48.49 45.56 48.22 50.67 50.56 46.79 53.69 50.19 49.55 TiO21.04 1.11 1.00 0.94 1.07 1.03 1.57 1.59 1.69 1.66 1.68 1.49 1.23 1.35 1.42 0.77 1.01 1.21 Al2O316.56 14.73 12.90 12.68 14.62 16.75 16.02 17.06 16.85 16.70 17.47 16.89 15.21 15.60 16.96 16.57 17.25 18.64 Fe2O3T9.53 8.77 8.38 8.39 8.25 8.62 8.61 8.89 8.60 8.32 8.70 9.47 8.31 8.74 8.85 6.87 8.19 7.20 MnO0.13 0.14 0.14 0.13 0.14 0.13 0.14 0.15 0.15 0.16 0.17 0.14 0.13 0.20 0.18 0.17 0.16 0.15 MgO10.38 11.60 11.75 11.05 11.06 10.60 7.82 7.84 7.76 8.25 8.15 7.76 10.00 8.77 9.49 6.04 8.47 7.65 CaO8.19 7.43 8.10 7.97 7.24 8.49 8.93 10.66 9.63 10.03 11.76 8.99 8.86 8.01 10.23 9.81 8.26 9.60 Na2O2.75 4.15 3.73 3.68 4.07 2.79 3.30 3.41 3.48 3.62 3.71 3.26 2.31 2.78 2.58 2.34 3.12 3.00 K2O0.09 0.14 0.22 0.22 0.13 0.10 1.22 0.43 0.78 0.87 0.45 1.24 0.41 1.46 1.43 0.49 0.72 1.07 P2O50.16 0.16 0.14 0.12 0.13 0.14 0.26 0.33 0.22 0.19 0.30 0.23 0.19 0.23 0.24 0.08 0.13 0.11 LOI3.45 2.26 2.02 2.58 2.90 4.47 1.32 1.04 1.04 1.31 1.46 1.70 2.63 2.28 2.02 3.33 2.61 2.14 Total100.07 99.82 99.67 99.26 99.28 99.33 100.04 100.20 100.14 99.59 99.40 99.39 99.9599.98100.19100.16100.11100.32Li23.5 17.5 15.1 13.4 9.3 7.6 39.2 28.8 33.8 22.4 16.5 18.9 25.4 33.4 29.5 25.5 36.0 23.9 P869 855 757663633591 13891673113511441335923109213581226451794551 K9021329 2310644 875 1537 11522 3904 7726905029115801 446417664 15224 5038 8692 10694 Sc38.5 39.1 35.6 34.5 32.0 27.9 39.6 39.9 41.1 34.6 35.1 35.4 39.5 45.9 43.8 32.6 46.7 38.6 Ti6408 7022 6446 6174 62965538934293641063089069044102388334103269770508077687652V203173154226174152218220243233237251227272261173264232Cr617632 654 746720711217216209255258245380311299270356286Mn9321033102711121211112410181082111312051326 1375102915741349129513221095Co50.5 52.3 46.8 54.0 55.6 46.8 35.5 36.2 36.4 39.2 40.2 40.1 44.4 42.9 36.4 30.8 40.5 28.6 Ni22221622723422522982.5 80.3 83.3 91.0 88.4 92.5 17413412684.3 10185.1 Cu34.2 42.0 23.9 35.7 42.0 22.8 51.6 46.9 43.3 55.5 49.7 45.1 59.0 209.8 64.0 9.0 16.4 10.3 Zn75.9 60.0 59.8 72.3 69.4 65.4 67.1 59.5 66.7 72.6 66.7 82.4 63.0 522.6 172.1 86.1 85.1 62.5 Ga18.5 11.4 11.1 17.1 10.1 9.4318.4 19.1 20.3 17.5 18.3 19.3 17.1 20.2 18.2 15.9 18.6 17.5 Rb44.2 51.7 70.3 2.162.485.8967.1 54.7 78.1 54.4 15.8 33.4 87.5 52.6 15.4 32.0 47.3 49.5 Sr10741066 863 266. 135 113542 511491624552630524606 539595490521Y25.9 21.7 19.7 24.5 19.6 17.0 28.2 27.8 27.8 26.5 26.3 26.8 24.0 27.0 26.6 16.5 25.5 22.2 Zr81.3 88.8 82.2 80.6 83.8 73.4 139127148141127153108 128 12148.0 79.0 62.6 Nb15.3 16.3 15.2 14.8 15.3 13.5 22.3 19.5 22.6 21.7 19.2 22.6 17.4 24.1 23.2 5.8 9.8 8.7

续表1

Continued Table 1

表2松多变质辉长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb分析结果

Table 2 LA-ICP-MS U-Pb analytical results for zircons from the Sumdo metamorphic gabbro

测点号ThU(×10-6)Th/U同位素比值年龄(Ma)207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ变质辉长岩(St1)1741100.680.05960.00130.78420.01680.09550.00115872758810588621083100.350.18560.002413.35480.17390.52160.005627041027051227062431021140.890.05020.00230.21630.01000.03130.000420284199819924961690.570.18430.002412.42800.16460.48890.00532692102637122566235295016461.790.05090.00070.22140.00320.03160.0003235162033200261251231.020.05020.00230.22060.00990.03190.0004203822028202272942551.150.05220.00140.22590.00580.03140.000429338207519928711140.620.05010.00240.21910.01030.03170.0004200872019201291751850.940.05010.00180.21620.00780.03130.00041986219971992101251840.680.04930.00160.21530.00670.03170.00041635119862012111211720.700.05260.00180.22720.00760.03130.00043135520861992123773081.220.04810.00130.20770.00570.03130.0004106431925199213861200.720.04900.00190.21290.00830.03150.00041496819672002142062710.760.05010.00120.21740.00530.03150.00041983520042002152112490.850.05000.00130.21470.00550.03110.00041963819751982162022650.760.05010.00120.21820.00540.03160.00042013620042002变质辉长岩(St2)11753250.540.05040.00130.20850.00550.03000.0004212391925191224033471.160.05240.00130.21980.00530.03040.0004304342024193232652631.010.29070.004728.19800.46090.70340.007934211334261634343041752940.590.05480.00140.23360.00590.03090.0004406352135196254204211.000.05470.00130.22840.00530.03030.0004400322094192261532690.570.05030.00150.22530.00670.03250.0004207472066206275506280.880.05070.00110.20630.00440.02950.0003228281904187281893430.550.05010.00130.22050.00550.03190.0004201372025202292625400.480.06130.00110.76100.01420.09010.00106492157585566变质辉长岩(St3)11832580.710.05010.00140.21810.00600.03160.000419941200520022991550.640.05020.00210.22150.00910.03200.0004203712038203332052450.840.05030.00590.22190.02560.03200.00052082622032120334421130.370.07270.00161.40660.03150.14030.001710052789213847953022091.450.05490.01730.29950.09440.03960.000940658526674250665246550.800.05370.00120.23580.00530.03180.0004359302154202271381420.980.05470.01560.25100.07120.03330.0007401532227582114

注：表中样品St1的测试点1、2、4，St2的测试点3、6、9及St3的测试点4、5、7未参与加权平均年龄计算

3.2 锆石U-Pb定年

3件变质辉长岩(St1、St2、St3)的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果见表2，相对应的锆石测点稀土元素分析结果见表3。锆石CL图像显示，锆石可以分为两类。一类锆石呈自形到半自形长柱状-板柱状，颗粒长径集中在150～200μm，长样品(St1)锆石的16个测点中有13个测点的206Pb/238U-207Pb/235U谐和性较好，测点数据在谐和曲线上成群分布，计算的206Pb/238U加权平均年龄为200±1Ma(图4a)，代表变质辉长岩的原岩时代，其中捕获锆石的206Pb/238U年龄为2706±24Ma、2566±23Ma、588±6Ma。样品(St2)锆石的9个测点中存在3颗捕获锆石，206Pb/238U年龄为3434±30Ma、556±6Ma、206±2Ma；其余测点计算的206Pb/238U加权平均年龄为195±6Ma(图4c)。样品(St3)锆石的7个测点中也存在3颗捕获锆石，206Pb/238U年龄为847±9Ma、250±6Ma、211±4Ma；其余测点计算的206Pb/238U加权平均年龄为202±2Ma(图4e)。3件变质辉长岩样品的锆石U-Pb定年结果在误差范围内基本一致，暗示辉长岩的岩浆结晶年龄为早侏罗世早期。

表3松多变质辉长岩锆石稀土元素分析结果(×10-6)

Table 3 The trace element compositions (×10-6) of the zircons from the Sumdo metamorphic gabbro

测点号LaCePrNdSmEuGdTbDyHoErTmYbLuSt1-10.048.620.061.042.550.2111.474.0745.5516.2067.9416.47184.5 44.86St1-20.039.250.040.812.570.5012.284.0948.3917.4673.7317.52194.7 47.71St1-30.059.060.051.002.190.7110.413.7248.7119.4092.1024.63296.0 78.34St1-40.0413.260.060.802.350.1711.684.7362.8124.97112.428.36326.5 79.65St1-50.3678.360.6912.4322.759.3496.8033.94428.8167.8796.1207.72394.8 706.0St1-60.038.260.030.681.370.597.352.7438.6815.8180.0823.37281.9 89.51St1-70.0412.680.142.575.081.6621.227.4994.9436.80171.744.49540.1 143.5St1-80.044.200.020.490.790.483.321.3117.857.3338.6711.91168.2 54.83St1-90.0312.000.132.394.671.3221.807.4493.4635.52162.341.15490.5 130.7St1-100.047.390.020.350.610.322.590.9112.465.3328.688.92131.8 42.33St1-110.337.360.080.600.650.262.470.9812.845.6628.919.06127.3 38.61St1-123.5521.010.967.518.202.2633.4811.79146.256.36251.762.74722.3 184.4St1-130.035.630.140.570.800.523.201.2316.046.8035.9111.14161.4 51.72St1-140.019.710.040.671.000.564.831.8926.5611.7862.8019.06274.2 84.91St1-150.0214.250.101.733.861.0519.196.8791.1036.71169.443.83528.7 136.9St1-160.0210.380.061.312.321.0610.563.8050.9220.32100.127.85364.2 107.1St2-10.0221.100.030.692.290.5415.086.4494.3740.50203.755.88706.8184.7St2-20.8539.850.313.275.562.3533.1713.23176.770.56336.1 88.721076 285.4 St2-30.0526.880.081.574.941.3131.4412.63179.475.18365.4 89.01880.1 318.5 St2-42.8323.931.054.473.630.6818.097.41103.742.88207.9 55.80688.5 179.0 St2-510.0043.833.0015.446.711.0122.868.94119.749.53244.9 67.55770.1 223.7 St2-60.1513.960.081.052.870.7016.596.9896.3738.80183.4 48.93580.1 152.3 St2-70.0436.340.081.834.990.9630.2112.49165.565.85310.0 80.97958.4 240.5 St2-80.0319.270.060.922.300.5414.776.4390.6438.00185.0 52.47643.7 169.0 St2-90.046.090.132.586.360.2326.368.5194.0229.95115.4 26.27265.6 64.37 St3-10.0310.430.051.192.051.039.583.5649.6020.32101.3 28.14377.7 110.1 St3-20.046.670.050.731.280.676.562.4632.4913.3366.84 19.14259.2 77.31 St3-30.0510.330.121.802.741.3411.714.2455.2821.48104.2 29.21385.2 107.7 St3-40.069.980.071.613.671.1215.875.2961.5221.6392.21 22.35267.9 65.63 St3-50.8013.090.444.084.021.4613.944.8064.7226.57134.5 36.31420.1 147.7 St3-60.0320.420.031.062.991.4617.346.8393.5439.88195.5 53.32616.9 200.2 St3-77.7718.831.456.912.220.726.302.1027.1911.2056.30 15.77195.4 63.92

注：表中样品St1的测试点1、2、4，St2的测试点3、6、9及St3的测试点4、5、7未参与锆石稀土元素球粒陨石标准化配分模式绘制轴/短轴比值为2︰1～4︰1，所测锆石具有明显的生长韵律环带(图4b, d, f)；这些锆石测点的Th和U含量变化范围较大，分别为71×10-6～2950×10-6和114×10-6～1646×10-6，相应Th/U范围为0.54～1.79，均大于0.4。锆石的稀土元素球粒陨石标准化配分模式以HREE相对富集和具有明显Ce正异常和Eu负异常为主要特征(图4b, d, f)，结合锆石存在生长韵律环带、较高的Th/U比值，表明这些锆石为典型的基性岩浆锆石成因(Hoskin and Black，2000)。另一类锆石数量较少，颗粒形态也偏小，主要呈现浑圆状，具有核幔边结构特点，具有岩浆生长环带，结合相对较高的Th/U值(0.35～1.45)，表明这部分锆石属于具有岩浆成因的捕获锆石。

图3 松多地区变质辉长岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)及原始地幔标准化微量元素蛛网图(b) 标准化值、OIB、N-MORB、E-MORB的数据据Sun and McDonough (1989). OIB-洋岛玄武岩；E-MORB-富集型洋脊玄武岩；N-MORB正常型洋脊玄武岩Fig.3 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (b) for the metamorphic gabbro in the Sumdo area

图4 松多变质辉长岩锆石206Pb/238U-207Pb/235U年龄关系图、锆石球粒陨石标准化稀土元素配分模式和典型锆石阴极发光照片实线圈为锆石U-Pb测试点位，虚线圈为锆石Lu-Hf同位素测试点位Fig.4 Zircon chondrite-normalized REE patterns, diagrams of 206Pb/238U-207Pb/235U relationship and representative CL images of the analyzed zircons in Sumdo metamorphic gabbro

表4松多变质辉长岩中锆石Lu-Hf同位素组成

Table 4 The Lu-Hf isotope compositions of the zircons from the Sumdo metamorphic gabbro

测点号年龄(Ma)176Yb177Hf2σ176Lu177Hf2σ176Hf177Hf2σεHf(0)εHf(t)tDM1(Ma)tDM2(Ma)fLu/HfSt1-11990.028147 0.000641 0.001011 0.000025 0.282707 0.000020 -2.3 1.9 774 1115 -0.97 St1-22000.024621 0.000513 0.000906 0.000015 0.282596 0.000022 -6.2 -1.9 927 1361 -0.97 St1-32020.027800 0.000166 0.000971 0.000006 0.282670 0.000022 -3.6 0.7 824 1195 -0.97 St1-41990.011846 0.000108 0.000512 0.000006 0.282605 0.000022 -5.9 -1.6 905 1339 -0.98 St2-12020.042079 0.000576 0.001475 0.000014 0.282764 0.000022 -0.3 3.9 701 988 -0.96 St2-11960.038506 0.000283 0.001358 0.000010 0.282736 0.000025 -1.3 2.8 7391053-0.96

3.3 锆石Hf同位素组成

样品锆石Hf同位素分析点位置和锆石U-Pb测点相对应，分析结果见表4。锆石176Lu/177Hf介于0.0005～0.0014，说明这些锆石在其形成之后，没有明显的放射性成因Hf的积累，所以本文测定的176Lu/177Hf比值应代表了锆石形成时体系Hf同位素组成(吴福元等，2007)。每个测点的εHf(t)值和模式年龄根据其U-Pb年龄计算。εHf(t)介于-1.9～3.9之间，单阶段模式年龄tDM1介于774～927Ma之间，二阶段模式年龄tDM2介于988～1361Ma之间。fLu/Hf为-0.96～-0.98，明显小于镁铁质(下地壳)及硅铝质地壳(上地壳)的fLu/Hf值(分别为-0.34和-0.72)，所以其二阶段模式年龄更能反映源区物质从亏损地幔被抽取的时间或源区物质在地壳的平均存留年龄(Amelinetal.，1999)。

图5 松多变质辉长岩Zr与主、微量元素(Ti、REE、Th、Nd、Nb、Ta)相关图Fig.5 Zr against selected major and trace elements (Ti，REE，Th，Nd，Nb，Ta) variation diagrams for the Sumdo metamorphic gabbro

图6 松多变质辉长岩Zr与主、微量元素(Sr、Rb、Cs、K、Na、Ca、Al、Pb)相关图Fig.6 Zr against selected major and trace elements (Sr，Rb，Cs，K，Na，Ca，Al，Pb) variation diagrams for the Sumdo metamorphic gabbro

图7 松多变质辉长岩Nb/Y-Zr/TiO2 (a，据Pearce, 1996)与Nb/Y-SiO2 (b，据Winchester and Floyd, 1997)图解Fig.7 Nb/Y vs. Zr/TiO2 (a, after Pearce, 1996) and Nb/Y vs. SiO2 (b, after Winchester and Floyd, 1997) diagrams for the Sumdo metamorphic gabbro

图8 松多变质辉长岩的地球化学判别图解 (a) 2Nb-Zr/4-Y图解(Meschede，1986)；(b) Nb/Yb-Th/Yb图解(Pearce，2008)；(c) Nb/Yb-TiO2/Yb图解(Pearce，2008).AI-板内碱性玄武岩；AⅡ-板内碱性玄武岩和板内拉斑玄武岩；B-富集型洋中脊玄武岩；C-板内拉斑玄武岩和火山弧玄武岩；D-正常型洋中脊玄武岩；OIB-洋岛玄武岩；N-MORB-正常型洋中脊玄武岩；E-MORB-富集型洋中脊玄武岩Fig.8 Geochemical discrimination diagrams for the Sumdo metamorphic gabbro

图9 松多变质辉长岩MgO-Cr (a)与MgO-Ni (b)图解Fig.9 MgO vs. Cr (a) and MgO vs. Ni (b) variation diagrams for the Sumdo metamorphic gabbro

4 讨论

4.1 变质作用对全岩组成的影响

本文变质辉长岩经历了后期角闪石化、绿泥石化等角闪岩相-绿片岩相的变质作用改造，所以在利用元素讨论岩石成因和源区性质之前要首先解读元素的活动性(Xuetal.，2001)。在变质过程中，稀土元素与高场强元素(Th、Nb、Ta、Zr、Hf、Y)是相对稳定的(Rolliso，1993；Kerrichetal.，1999)。利用元素与最不活动性元素Zr在双变量图中的相关性也可以准确判别岩石遭受变质改造的条件(Polatetal.，2009，2012)，相关系数R<0.75被认为是活动性元素，是判别元素活动性简便有效的方法(Polat and Hofmann，2003；刘平华等，2012)。松多变质辉长岩的元素Ti、REE、Th、Nd、Nb、Ta与Zr的相关性如图5所示，TiO2与Zr具有非常好的相关性，相关系数R=0.91；稀土元素La、Gd、Yb、Sm、Nd与Zr均具有较高的相关性(R分别为0.91、0.91、0.78、0.95、0.97)；高场强元素如Nb、Th、Ta与Zr也具有非常好的相关性(R分别为0.93、0.91、0.93)。其他微量元素Hf、U、Ni、Cr与Zr亦具有较高的相关性。上述元素与Zr的相关性分析表明，在变质过程中，这些元素基本保持稳定，无明显的迁移变化，代表变质辉长岩原岩的元素含量和特征；Cs、Ba和Pb与Zr也具有一定的相关性(R分别为0.70、0.71、0.64)，遭受了轻微影响而发生迁移，基本也保持和继承了原岩特征，所以上述元素可以用来恢复和探讨变质辉长岩的岩浆系列、岩石成因和源区性质。与稀土元素和高场强元素相比较，而大离子亲石元素常常是活动元素(Rolliso，1993；Kerrichetal.，1999)，大离子亲石元素(Sr、Rb)、主量元素(K、Na、Ca、Al)与Zr也没有明显的相关性(图6)，表明这些元素可能已经在变质作用过程中发生了迁移，所以这些强活动性的元素不宜用来讨论岩浆系列和岩石成因。

4.2 源区性质和岩石成因

由于变质作用的影响，K、Na等活动性元素已经发生了明显的迁移，因此本文选择没有发生显著变化的惰性组分对变质辉长岩进行原岩岩石系列的判别。在Nb/Y-Zr/TiO2(图7a)与Nb/Y-SiO2(图7b)分类图解中，松多变质辉长岩样品点落在亚碱性玄武岩和碱性玄武岩的交界区域。

松多变质辉长岩以高MgO(6.04%～11.75%)、高Fe2O3T(6.87%～9.53%)、高Mg#值(66～77)和富Na2O(2.31%～4.15%)为特征，并具有较高的Sc(28.0×10-6～46.7×10-6)、Co(28.6×10-6～55.6×10-6)、Ni(80.3×10-6～234.0×10-6)含量，表明其具有地幔的源区性质(Rapp and Watson，1995)。那么，是起源于岩石圈地幔还是软流圈地幔源区(Sklyarovetal.，2003；Zhao and Zhou，2007)？松多变质辉长岩的稀土总量较低，具有轻稀土元素相对富集，重稀土元素元素比较平坦的分配模式，同时富集大离子亲石元素(LILE，如Cs、Rb、Ba)，富集高场强元素Nb、Ta等，这与正常洋中脊玄武岩(N-MORB)具有亏损LREE、LILE特征的软流圈地幔存在显著差异(Sun and McDonough，1989)。样品的Nb/La(1.14～1.61)>1，Nb/U比值平均为53.9，与OIB和E-MORB的值相一致(Hofmann，1988)。蛛网图呈现介于OIB和E-MORB之间的平滑配分曲线(图3b)。在2Nb-Zr/4-Y图解(图8a)中，样品主要投在AII和富集型洋中脊玄武岩区域内；在Nb/Yb-Th/Yb图解(图8b)和Nb/Yb-TiO2/Yb图解(图8c)中，样品点投在地幔演化趋势中E-MORB和OIB过度区域。但考虑到辉长岩形成过程中很可能存在堆晶作用，其原始岩浆的成分应该更加接近OIB。上述特征暗示松多变质辉长岩原岩应起源于亏损岩石圈地幔的部分熔融。

锆石Hf同位素组成因其很少受到后期地质作用的影响，近年来成为探讨岩浆源区属性的重要约束(Griffinetal.，2000)。松多变质辉长岩中岩浆锆石的εHf(t)介于-1.9～3.9之间，显示出富集的锆石Hf同位素组成，进一步揭示其岩浆起源于亏损岩石圈地幔的部分熔融。松多变质辉长岩出现显著的Pb正异常，并在锆石中出现较多较老具有岩浆成因的捕获锆石，表明岩浆在上升侵位过程中可能发生了地壳物质的混染。由于在分离结晶和部分熔融过程中，总分配系数相同或相近的元素比值基本不受影响，所以常常用来检验地壳混染是否存在及其程度。通常认为高的(La/Sm)N值(>4.5)指示了地壳物质的混染(张永明等，2019)，松多变质辉长岩中(La/Sm)N值较低，并具有较高Mg#值(66～77)，而Nb、Ta也并未出现亏损，反而相对富集，这都表明岩浆演化过程中同化混染作用是有限的。

对于被下地壳物质改造的地幔源区部分熔融形成的岩石存在两种主要机制，即拆沉陆壳物质对岩浆源区的直接改造和岩浆上升侵位过程中被陆壳物质的同化混染(杨浩田等，2018)。这两种岩浆演化过程的本质区别在于，前者对岩浆源区的改造是地幔物质与地壳物质发生熔融并最终形成均一的元素-同位素地球化学体系，而后者是幔源岩浆上升侵位到地壳深度过程中同化混染了地壳物质，并导致岩浆的元素-同位素组成发生明显的变化(Yangetal.，2008 ；杨浩田等，2018)。而松多变质辉长岩中相容元素含量变化较大可能与岩浆结晶分异作用有关，如Cr 和Ni含量表现出较宽的变化范围(209×10-6～746×10-6和80×10-6～234×10-6)，表明岩浆在演化过程中存在不同程度的镁铁质矿物分离结晶。在MgO 与Cr 和Ni 的Harker图解中，Cr 和Ni与MgO具有强烈的正相关性(图9)，说明该区变质辉长岩原岩形成过程中存在明显的橄榄石、尖晶石和单斜辉石的分离结晶。个别样品中还出现了Eu的负异常，暗示在其源区也可能存在斜长石的残留。综上所述，改造松多变质辉长岩原岩亏损岩石圈地幔源区的壳源熔体可能主要来自于拆沉的古老下地壳物质的部分熔融，下地壳物质对幔源源区的改造应主要发生在岩浆源区。

图10 松多变质辉长岩Zr/Nb-Ce/Y图解Fig.10 Variation of Zr/Nb vs. Ce/Y for the Sumdo metamorphic gabbro

在地幔橄榄岩的熔融过程中稀土元素属于中等不相容元素(Johnson，1994)，一般其浓度不会受地幔亏损和流体混入的明显影响(Pearce and Peate，1995；Münker，2000)。如Sm、Yb和Ce、Y在尖晶石二辉橄榄岩体系中分配系数相近(McKenzie and O’Nions，1991；Deniel，1998)，当石榴石二辉橄榄岩发生低程度熔融时，常常出现HREE显著的分馏，由于溶体中Yb和Y的含量由于受控于残留的石榴石(Johnson，1994)，分配系数分别高于Sm和Ce，所以具有较低的Sm/Yb比值(1.26～1.91)和Ce/Y比值，以及相对于尖晶石二辉橄榄岩部分熔融较陡的演化趋势(图10；Deniel，1998)；而由尖晶石二辉橄榄岩部分熔融形成的岩浆往往具有HREE相对平坦的稀土配分特点(蓝江波等，2007)。因此松多变质辉长岩HREE相对平坦的稀土配分曲线(图3b)、低的(La/Yb)N值(2.06～4.81)、(La/Sm)N值(1.50～2.48)、(Gd/Yb)N值(1.21～1.67)和较低的(Ce/Y)N值(小于2)均表明其岩浆源区可能与角闪石的残留有关，而不存在石榴石。岩石中低(Tb/Yb)N比值(1.16～1.48，)，均值1.31，也表明其主要来源于含尖晶石二辉橄榄岩的部分熔融(Wangetal.，2002)。Deniel(1998)提出了以不活动高场强元素判别玄武质岩浆源区矿物组合的有效图解(图10)，本文样品均位于原始尖晶石相二辉橄榄岩和亏损尖晶石相二辉橄榄岩熔融源区之间，暗示其源区深度可能在70km左右(Lambert and Wyllie，1968)。

4.3 大地构造背景

冈底斯中东部早侏罗世存在较大规模火山-岩浆作用，是中生代冈底斯陆缘岩浆弧形成的重要时期(Chuetal.，2006；Zhuetal.,，2008；Jietal.，2012；Kangetal.，2014；董汉文等，2016；Yuetal., 2018)。除了本文报道的早侏罗世变质辉长岩外，在中冈底斯东部已经识别出多处早侏罗世的中酸性火山-岩浆作用(图1a)，但是对具有弧岩浆作用地球化学特征的成因及大地构造背景还存在不同的认识，该归属于“哪个洋”的弧？是北部的班公湖-怒江洋？还是南部的雅鲁藏布江洋？有学者推测叶巴组火山岩可能形成于班公湖-怒江洋南向俯冲消减的结果(Gengetal.，2006；耿全如等，2006)；班公湖-怒江大洋板片俯冲到南冈底斯以下，在板片回转作用下形成弧后拉张，从而使地幔和下地壳部分熔融，导致叶巴组及相关早侏罗世岩浆作用的出现(Zhuetal.，2008)。如果冈底斯南缘的侏罗系桑日群和叶巴组形成于班公湖-怒江洋南向俯冲而导致的弧后盆地环境，那么冈底斯南缘应该存在一些古老地壳，但是冈底斯南缘却以新生地壳为主(Zhuetal.，2011)；叶巴组分布范围现今距离班公湖-怒江缝合带至少在300km以上，而且在早白垩世冈底斯南部还曾经出现大规模的地壳缩短(England and Houseman，1986；Murphyetal.，1997)，所以在早侏罗世叶巴组产出的位置距离班公湖-怒江洋的位置更远，受到班公湖-怒江洋南向俯冲的影响更是不太可能(黄丰等，2015)。董彦辉等(2006)认为雅鲁藏布江洋开始俯冲的时代应在早中侏罗世或更早；雅鲁藏布江洋可能在早三叠世之前已经打开(王玉净等，2002；Chenetal.，2019)。在叶巴组火山岩南部还发育着大规模早侏罗世桑日群火山岩，最新研究表明叶巴组火山岩表现为典型的大陆边缘弧特征，而桑日群具有洋内弧火山岩，可能分别代表了雅鲁藏布江洋北向俯冲形成的陆缘弧和洋内弧(黄丰等，2015)。

近年来，松多古特提斯洋的发现和研究，为认识上述争论提供了新的思路。松多地区已经陆续发现了与古大洋演化相关的中二叠世蛇绿岩(王斌等，2017)、中二叠世洋岛(Wangetal.，2019)，证实了松多古特提斯洋的存在。大量有关榴辉岩及其变质作用的深入研究(杨经绥等，2006；Chengetal.，2015；李鹏等，2017)，也进一步揭示在松多地区存在以松多古特提斯洋北向俯冲闭合产物组成的缝合带，其闭合时代为晚三叠世末期(李化启等，2008)。李化启等(2008)通过对松多地区贡布帕拉韧性剪切带的构造解析研究，获得含白云母绿片岩40Ar/39Ar得年龄为230～220Ma，提出拉萨地块松多岩组经历了印支期造山事件的认识，并进一步指出这是松多古特提斯洋深俯冲之后南、北拉萨地体碰撞的结果。李化启等(2011)对松多地区的区域构造变形的深入研究，又获得糜棱质绿片岩和白云母石英片岩的白云母40Ar/39Ar同位素年龄为～220Ma，进一步证实该期地壳浅部构造变形事件的存在；与此同时，获得榴辉岩及退变榴辉岩中白云母和角闪石40Ar/39Ar同位素年龄为240～220Ma，代表榴辉岩的折返时代，不仅进一步表明冈底斯中部于220～240Ma经历过碰撞造山事件，同时还揭示出松多古特提斯洋在220Ma以后已经消失，南、北拉萨地体已经发生碰撞。碰撞后必然是地壳厚度减薄，处于伸展的构造背景(张旗，2012)。有研究表明，在陆陆碰撞之后10～15Ma俯冲消减到大陆之下的残余洋壳发生板片断离而逐渐下沉(van de Zedde and Wortel，2001)。如果松多地区在～220Ma发生了陆陆碰撞，那么持续俯冲的松多古特提斯洋壳便可能会在～200Ma左右发生板片断离和板片回返而引起弧后伸展，引发软流圈地幔上涌并发生减压熔融，在同时有俯冲板片提供流体或者俯冲组分的情况下，引发岩石圈地幔的部分熔融，从而有可能形成本文研究的变质辉长岩的岩浆源区。正是岩石圈地幔的部分熔融，由此产生的幔源岩浆能提供足够的热引起上覆古老的浅部地壳物质重熔，形成大规模的中酸性岩浆岩(张旗，2012)。已有大量研究表明，冈底斯中部确实存在晚三叠世-早侏罗世的花岗岩带，包括尼木县城以南的尼木花岗岩(205Ma、202Ma)(张宏飞等，2007)、南木林县折无巨斑状花岗岩(217Ma)(李才等，2003)、当雄南宁中地区白云母-二长花岗岩(190Ma)(刘琦胜等，2006)、松多地区的花岗闪长岩和二长花岗岩(215～190Ma)(和钟铧等，2006；Yuetal.，2018)，均为冈底斯南部晚三叠世-早侏罗世(217～190Ma)中酸性岩浆事件，该期恰好晚于松多地区记录的碰撞造山事件和榴辉岩折返退变时代约10～15Ma。综合本文变质辉长岩岩石成因和冈底斯地区晚三叠世-早侏罗世中酸性岩体的展布特征，这些花岗岩可能是和冈底斯中部曾发生过的印支期碰撞造山事件有关的晚碰撞或后碰撞花岗岩(李化启等，2011)。