潘亮，周斌，鲁麟，韩奎，高峰，乔新星

(1.陕西省地质调查院，陕西 西安 710054；2.陕西省矿产地质调查中心，陕西 西安 710068)

冈底斯带是位于雅鲁藏布缝合带(YZSZ)与班公湖-怒江缝合带(BNSZ)之间近东西向长约2 500 km、南北宽150～300 km、面积达45×104 km2的巨型构造-岩浆带(朱弟成，2008)，其广泛发育的中—新生代岩浆岩记录了古、新特提斯洋俯冲和印度-欧亚大陆碰撞造山过程的重要地质信息，对于反演拉萨地块的地质演化意义重大。古新世—始新世的岩浆岩作为岗底斯带岩浆活动的重要产物，前人普遍认为具有弧岩浆特征 (莫宣学等，2003; Chung, et al.，2005; Wang, et al.，2015a)，但其成因和形成的地球动力学背景仍存在较多分歧，归纳起来主要有3点：①形成于新特提斯洋北向俯冲于欧亚大陆背景下的俯冲造弧阶段，而印度-欧亚大陆的碰撞在45 Ma之后才开始(Chung, et al.，2005；贾建称等，2005)。②形成于印度-欧亚大陆碰撞早期阶段的新特提斯洋俯冲向印度-欧亚大陆碰撞过渡的背景下，与残留的新特提斯洋壳部分熔融有关 (莫宣学等，2003；赵志丹等，2006)。③形成于印度-欧亚大陆碰撞背景下，俯冲的印度大陆板片交代富集的地幔楔导致其熔融, 产生具有岩浆弧地球化学特征的岩浆(侯增谦等，2006)。

此外，花岗岩是大陆地壳的重要组成部分，其作为区域构造岩浆演化的产物保留了丰富的地质信息，对研究大陆地壳的形成、演化过程具有重要意义(Zhu D C, et al.，2011)。林子宗群典中组火山岩及同期酸性侵入岩是冈底斯带东段典型的古新世岩浆岩组合。前人对林子宗群典中组火山岩的成因研究较为深入，对于古新世大量的同期花岗岩研究较少，而且报道以 I 型花岗岩为主(张洪亮等，2019；张泽明等，2019；李永鹏，2019)，S型花岗岩则鲜有报道。因此，笔者在西藏日多地区1∶5万区域地质调查项目工作和前人相关研究的基础上，以冈底斯带东段日多地区航木多岩体为研究对象，通过岩石地球化学、锆石U-Pb年代学、锆石Lu-Hf同位素研究等，探讨其成岩时代、岩石成因与构造背景，以期为古新世新特提斯洋俯冲消亡、印度-欧亚大陆碰撞的板块运动和地球动力学背景研究提供新的约束。

1 区域地质背景

研究区地处冈瓦纳大陆北缘，位于冈底斯带东段的墨竹工卡县日多地区，沙莫勒-麦拉-洛巴堆-米拉山断裂以南，雅鲁藏布江结合带以北(图1)。主要经历了松多古特提斯造山带后碰撞伸展、新特提斯洋的俯冲-闭合过程、印度大陆与亚洲大陆碰撞和青藏高原的整体隆升的发展与演化。从中生代以来，岩浆活动频繁，褶皱、断裂构造较发育，地质构造复杂，现今之盆山格局是由中新生代盆山演化而成。区内米拉山逆冲推覆带(F1)以北大面积出露低绿片岩相-低角闪岩相石炭—二叠系松多岩群(CPs)，沃卡脆韧性剪切带以南出露高绿片岩相-角闪岩相中新元古代念青唐古拉群(Pt2-3Nq)和早白垩世比麻组(K1b)火山-沉积岩，两者之间出露新早—中侏特提斯洋俯冲北向俯冲阶段形成的侏罗世叶巴组(J1-2y)海相火山岩，之上为晚侏罗世—白垩纪一套浅海陆棚相-滨岸相碳酸盐岩-碎屑岩沉积建造。这些地层普遍被古近纪欧-亚大陆碰撞阶段形成的林子宗群(E1-2L)火山岩角度不整合覆盖(Zhao ZD, et al.，2009；马元，2017；韩奎等，2018；周斌等，2018，2019；潘亮等，2018)。出露的侵入岩主要为中—新生代早中侏特提斯洋俯冲北向俯冲和欧-亚大陆碰撞阶段形成的花岗闪长岩、二长花岗岩及二长花岗斑岩等。

1.念青唐古拉岩群；2.松多岩群；3.叶巴组；4.包括多底沟组、林布宗组、楚木龙组、塔克那组和设兴组；5.比马组；6.林子宗群；7.第四系；8.晚三叠世二长花岗岩或花岗闪长岩；9.早侏罗世二长花岗岩或花岗闪长岩；10.晚白垩世花岗闪长岩；11.古新世二长花岗岩；12.始新世二长花岗岩或花岗闪长岩；13.断层；14.测年样品位置；JSSZ.金沙江缝合带；LSSZ.龙木错-双湖缝合带；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-米拉山断裂带；YZSZ.印度-雅鲁藏布江缝合带；STDS.藏南拆离系；F1.米拉山口逆冲推覆带；F2.沃卡脆韧性剪切带图1 (a)拉萨地块南缘日多地区大地构造位置图和(b)区域地质简图Fig.1 (a)Tectonic position and (b)geological map of Riduo area, Eastern Gangdise Belt

航木多岩体位于研究区中部航木多一带，呈岩基、岩株产出，岩体受区域构造控制，多呈东西向展布，出露总面积约为300 km2(图1)，岩性主要为二长花岗岩和二云二长花岗岩，其岩石学特征如下。

二长花岗岩：岩石呈灰色，细粒花岗结构、文象结构、似斑状结构，块状构造，粒径为0.06～1.2 mm，主要矿物成分为斜长石(35%)、钾长石(35%)、石英(25%)、黑云母(5%)。斜长石由更长石组成，呈半自形晶，双晶发育，晶体表面相对较干净，常被钾长石包裹或交代，集合体呈团块状；钾长石主要为条纹长石、正长石，半自形宽板状、不规则粒状，边缘呈锯齿状，部分晶体包裹斜长石等细小晶体，并交代之；部分与石英交生形成文象结构，集合体呈团块状；石英呈他形粒状，包裹斜长石，与钾长石交生呈文象结构，集合体呈团块状；黑云母呈片状，析出铁质，次生绿泥石化，杂乱分布(图2c)。

二云二长花岗岩：岩石呈浅灰色，中细粒结构,半自形粒状结构，块状构造，粒径为0.5～2.3 mm，岩石主要矿物成分有石英(20%)、碱性长石(45%)、斜长石(25%)、黑云母 (6%)、白云母(4%)。斜长石种属为更-中长石，斜长石次生变化强烈，绢云母化、高岭土化，条纹长石次生变化为泥化强烈；石英呈不规则粒状、他形，裂纹发育，见石英呈不规则脉状在条纹长石边部穿插生长(图2d)。

2 分析方法

笔者对航木多岩体开展岩石地球化学、锆石U-Pb年代学和锆石Lu-Hf同位素研究的样品采自实测地质剖面及主干路线中具代表性新鲜岩石。分别对8件二长花岗岩样品进行主、微量元素测试，对其中3件(D4042/2、D4195/5、D0019/2)二长花岗岩样品进行LA-ICP-MS锆石U-Pb测年、锆石Lu-Hf同位素分析。

2.1 主量和微量元素

主量和微量元素分析测试由核工业二〇三研究所分析测试中心完成，测试结果见表1。主量元素采用XRF法，在荷兰帕纳科制造的Ax-iosX射线光谱仪上测定，分析误差小于5%；经烧失量校正后，计算主要岩石地球化学指数。微量元素的测定采用ICP-MS法，在ThermoFisherScientific制造的XSERIESⅡ型电感耦合等离子体发射光谱仪上测定，分析误差一般小于5%；对稀土元素、微量元素数据采用球粒陨石、原始地幔数据(Boynton，1984；Sun S S, et al.，1989)进行标准化，并计算了主要稀土元素、微量元素参数。

2.2 LA-ICP-MS锆石U-Pb测年

样品锆石挑选由西安瑞石地质科技公司完成。LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素年龄分析由西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。将所挑选出的锆石放置于环氧树脂中进行打磨，待锆石中心面露出后进行抛光，之后对处理好的样品进行反射光及阴极发光(CL)照相。阴极发光照相采用美国Gatan公司的MonoCL3+X型阴极荧光探头获得。锆石测试点的选择通过发射光照片和阴极发光照片反复对比，避开内部裂隙和包体，以期获得较准确的年龄数据。锆石U-Pb同位素分析在四极杆ICP-MSElan6100DRC上进行测定。激光剥蚀系统是德国MicroLas公司生产的GeoLas200 M。激光束斑直径为30 μm，激光脉冲10 Hz，能量为32～36 MJ。同位素组成采用澳大利亚锆石标样GEMOC GJ-1作为内标进行校正，采用锆石标样Plesovice作为外部标样进行监控，并采用Glitter和Isoplot进行数据处理和作图。在进行年龄数据分析时，结合206Pb/238U计算锆石各测点数据的谐和性，剔除206Pb/238U年龄相对于207Pb/206Pb年龄偏差大于10%的测点数据。

2.3 锆石Lu-Hf同位素

锆石Lu-Hf同位素分析由西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。采用配备193 nm激光Neptune多接收电感耦合等离子体质谱仪进行分析，分析过程中采用8 Hz的激光频率、100 mJ的激光强度和50 μm的激光束斑直径，以氦作为剥蚀物质的载气，采用标准锆石91 500做外部标样。Hf同位素测定时采用176Lu/175Lu=0.026 69和176Yb/172Yb=0.588 6进行同量异位干扰校正测定样品的176Lu/177Hf和176Hf/177Hf值。锆石Hf二阶段模式年龄(tDM2)计算采用上地壳平均成分(0.008)计算，实验过程及数据处理方法见Yuan, et al. (2008)。

Pl.斜长石；Qtz.石英；Pth.条纹长石；Ep.绿帘石；Bt.黑云母；Ms.白云母图2 (a、b)日多地区航木多岩体野外照片和(c、d)镜下照片Fig.2 (a,b)Outcrop photos and (c,d) microscopic pictures of the Hangmuduo Granite in Riduo area

3 分析结果

3.1 主量、微量元素地球化学

8件二长花岗岩样品具高SiO2(72.23%～76.02%，平均为74.88%)、高铝Al2O3(12.73%～14.72%，平均为13.67%)、高K2O(2.19%～4.84%，平均为3.66%)，低MgO(0.01%～0.52%，平均为0.25%)、低TiO2(0.12%～0.24%，平均为0.18%)，Na2O/K2O值为0.57%～1.42%，ALK为6.01%～8.6%，分异指数DI为86.35%～95.02%等特点，显示岩石经历了结晶分异作用，大多数样品表现为高分异花岗岩。

在花岗岩类TAS分类图解(图3a)中，所有样品均投入花岗岩区。在SiO2-K2O图解(图3b)中，绝大部分样品投点位于高钾钙碱性系列，少部分样品投点位于钙碱性系列与高钾钙碱性系列的分界线附近。所有样品的里特曼指数均小于3.3(δ=1.1～2.53)，岩石均属钙碱性系列。样品铝饱和指数A/CNK=1.01～1.26，属铝质-过铝质花岗岩。在A/CNK-A/NK图解(图3c)中，所有样品投点均位于过铝质区域。

稀土元素球粒陨石标准化配分模式图(图4a)中，配分曲线总体呈右倾，稀土元素总量变化围较大，ΣREE=86.34×10-6～174.23×10-6(平均为119.39×10-6)，轻、重稀土元素比值ΣLREE/ΣHREE=7～11.51(平均值为8.55)，(La/Yb)N=6.22～13.08(平均值为8.83)，均表明轻稀土较重稀土富集，绝大部分样品的稀土元素分异程度较高。(La/Sm)N=3.75～5.84(平均值为4.69)，表明轻稀土元素内部也存在明显的分馏作用；而(Gd/Yb)N=1.1～1.67(平均值为1.35)，表明重稀土元素内部基本无分馏。δEu=0.31～0.93(平均值为0.68)整体显示为负异常，部分显示为强负Eu异常，反映在岩浆源区斜长石有残留或经历了分离结晶作用。稀土元素配分曲线走势基本一致，反映样品各单元元素相关性较好，为同源岩浆演化产物。

表1 日多地区航木多岩体主量元素(%)和微量元素(10-6)分析结果表Tab.1 Major element (%) and trace element (10-6) compositions of volcanic rocks of the Hangmuduo granite in Riduo area

续表1

图3 (a)日多地区航木多岩体花岗岩类TAS分类图解、(b)SiO2-K2O图解和(c)A/CNK-A/NK图解Fig.3 (a) Na2O+K2O-SiO2, (b)K2O-SiO2 and (c)A/CNK-A/NK diagram of the Hangmuduo granite in Riduo area

在微量元素原始地幔标准化蛛网图(图4b)中，曲线整体右倾，大离子亲石元素K、Rb、Th、U等相对富集，Ba、Sr等相对亏损，Nb、Ta、P、Ti等高场强元素相对亏损。Sr相对亏损，反映斜长石的分离结晶作用，这与Eu的负异常一致。Zr相对富集。样品中Nb、Ta亏损反映岩浆源区有壳源物质的混入，Ti、P的亏损指示可能岩浆起源于富集地幔或地壳岩石，也可能与磷灰石、钛铁矿的分离结晶密切相关。K的富集指示岩石是花岗质岩石或岛弧火山岩作用有关。蛛网图曲线上Rb-Th呈峰，Nb-Ta呈槽，则指示岩浆受到上地壳混染。不同样品微量元素相关性较好，曲线形态相似，反映为同源岩浆演化产物。

3.2 锆石U-Pb年代学

本次在3件花岗岩样品中挑选出的锆石颗粒呈浅黄色-无色透明，多呈自形长柱状，部分呈短柱状，长宽比约为2∶1～3∶1，粒径在50～150 μm。在阴极发光图像中，结晶程度较好，内部结构简单，显示明显的岩浆型锆石振荡环带结构(图5)。锆石的Th/U值为0.63～3.11(平均为1.14)(表2)，与岩浆锆石Th/U值(>0.1)相当 (Rubatto，2002)，表明3件二长花岗岩样品的锆石均为岩浆成因锆石。

图4 (a)日多地区航木多岩体稀土元素球粒陨石标准化配分模式图、(b)微量元素原始地幔标准化蛛网图(标准化值据Sun, et al. 1989)Fig.4 (a)Chondrite normalized REE-patterns diagram and (b)primitive mantle normalized spider diagram of the Hangmuduo granite in Riduo area

实线圆圈示U-Pb测点；虚线圆圈示Lu-Hf测点；数字代表测点号及年龄(Ma)图5 日多地区航木多岩体锆石阴极发光(CL)图像及测点位置示意图Fig.5 CL images and analyzing locations of zircons from the Hangmuduo granite in Riduo area

对样品D4042/2、D4195/5和D0019/2进行了 LA-ICP-MS锆石U-Pb测年，所有测点均位于锆石的振荡环带微区，在U-Pb谐和图中显示出良好的谐和性，年龄分布较为集中，并且较为均匀地分布于一致曲线上或附近，表明U-Pb 体系在锆石形成之后处于封闭状态。样品D4042/2有效测点为27个，206Pb/238U年龄值为62.1～62.9 Ma，加权平均值为(62.6±0.6) Ma(图6a)；样品D4195/5有效测点为28个，206Pb/238U年龄值为64.0～65.9 Ma，加权平均值为(64.9±0.7) Ma(图6b)；样品D0019/2有效测点为28个，206Pb/238U年龄值为61.0～63.8 Ma，加权平均值为(62.2±0.7) Ma(图6c)。3件样品锆石U-Pb定年结果在误差范围内一致，206Pb/238U加权平均年龄值代表岩浆结晶年龄在62.2～64.9 Ma，表明航木多岩体的形成时代为古新世。

图6 日多地区航木多岩体锆石U-Pb谐和图及206Pb/238U年龄加权平均值图Fig.6 Zircon concordia diagram and 206Pb/238U age weighted average value diagram from the Hangmuduo granite in Riduo area

3.3 锆石Lu-Hf同位素

本次在 LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学研究的基础上，对样品D4042/2、D4195/5和D0019/2三件样品进行了锆石原位Lu-Hf同位素分析，测试及相关计算结果见表3。所有测点均选取与锆石U-Pb年代学测试点相同部位(图5)。所有样品有效测点测得176Lu/177Hf值为0.000 75～0.001 97，小于0.002，表明岩浆锆石在航木多岩体形成之后基本没有明显的放射性成因的Hf积累，可用于该岩体的成因研究(Griffin, et al.，2002；吴福元等，2007)。所有样品测点的fLu/Hf值为-0.94～-0.98，平均值为0.96，明显小于硅铝质地壳(-0.72，Amelin, et al.，1999)和硅镁质地壳(-0.34，Vervoort, et al., 1999)，故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(Vervoort, et al.,1996；吴福元等，2007)。

样品D4042/2测得176Hf/177Hf值为0.283 04～0.282 43，εHf(t)值除10号测点为-10.64外，其余测点在6.38～10.79，二阶段模式年龄(tDM2)除10号测点为1 810 Ma外，其余测点在443～726 Ma；样品D4195/5测得176Hf/177Hf值为0.282 62～0.283 04，εHf(t)值除16号测点为-3.87外，其余测点在6.28～10.77；二阶段模式年龄(tDM2)除16号测点为1 381 Ma外，其余测点在446～734 Ma；样品D0019/2测得176Hf/177Hf值为0.282 802～0.282 878，εHf(t)值为2.37～5.05，二阶段模式年龄(tDM2)为811～982 Ma。

4 讨论

4.1 成岩时代

笔者通过日多地区1∶5万区域地质调查发现，航木多岩体侵位的最新地层为上白垩统，同时该岩体又侵入到晚白垩世乌斯江岩体(72.2～66.8 Ma，周斌等，2019)中，在日多地区来加嘎布一带该岩体被古新世典中组火山岩(57.4±1.4 Ma，周斌等，2019)角度不整合覆盖，反映航木多岩体侵位时代在晚白垩世之后、古新世晚期之前。

本次获得的日多地区航木多岩体3件二长花岗岩样品的锆石206Pb/238U年龄加权平均值分别为(62.6±0.6) Ma、(64.9±0.7) Ma和(62.2±0.7) Ma。同时，王海涛等(2019)在日多地区获得花岗岩锆石U-Pb年龄为(62.7 ± 0.5) Ma，与本次测年结果一致。此外，林子宗群典中组火山岩已积累了大量的高质量定年数据，前人认为典中组火山岩形成于69～60 Ma(董国臣等，2005；莫宣学等，2005，2009；李勇等，2018；Huang, et al.，2015；陈贝贝等，2016)。

因此，航木多岩体形成时代为古新世，为与林子宗群典中组火山岩同期的侵入相岩浆产物，同属于印度-欧亚大陆碰撞早期阶段的新特提斯洋俯冲向印度-欧亚大陆碰撞过渡的背景下的岩浆活动产物。

4.2 岩石成因与源区

过铝质岩类岩石被认为是同碰撞早期阶段地壳缩短的加压升温或后碰撞阶段地壳快速隆升和伸展拆离背景下因减压增温引起的部分熔融的结果(Shinjo R, et al.,2000)。花岗岩分类也一直是花岗岩类研究的主要问题，M、I、S 和 A 型是目前最常用的花岗岩成因分类方案。一般认为，在板块汇聚的构造环境下形成S型或I型花岗岩。研究区花岗岩在(K2O+Na2O)/(CaO-Zr+Nb+Ce+Y)岩浆岩成因类型判别图中(图7a)，大多数样品投入I、S、M型花岗岩区中。在TiO2-Zr岩浆岩成因类型判别图(图7b)中，所有样品均投入S型花岗岩区。CIPW标准矿物中所有样品均出现了刚玉分子，且含量均大于1%，且多数样品(二长二云花岗岩)镜下见到白云母(图2d)。利用Watson, et al. (2005)提出的全岩锆石饱和温度计算公式，得到航木多岩体锆石饱和温度为690～775 ℃，平均为737 ℃，接近S型花岗岩形成的平均温度(764 ℃)(Chappell B W, 1999)，明显小于A型花岗岩平均成岩温度(833 ℃)(Whalen, et al.，1987；张旗等，2007)和I型花岗岩的平均成岩温度(>900 ℃)(张旗等，2007)。因此，上述岩浆岩成因类型图解及特征参数均指示航木多岩体为S型花岗岩。

图7 (a)日多地区航木多岩体K2O+Na2O/CaO-Zr+Nb+Ce+Y图解和(b)TiO2-Zr图解Fig.7 (a)K2O+Na2O/CaO-Zr+Nb+Ce+Y and (b)TiO2-Zr diagram of the Hangmuduo granite in Riduo area

K/Rb值可以用来示踪岩浆演化特征，本次所有样品K/Rb=148～214(平均值为185),与地壳岩石其比值(150～350)(Taylor, et al.，1985)相近；Rb/Sr=0.38～4.66(平均值为1.86)，远大于起源于上地幔源区岩石的比值(0.027)；Nd/Th=0.92～1.67(平均值为1.31)，Nb/Ta=10.07～18.57(平均值为13.04)，都明显低于幔源岩石比值(Nd/Th>15，Nb/Ta≈22)(Bea, et al.,2001)，而与壳源岩石比值相近(Nd/Th≈3，Nb/Ta≈12)(Bea, et al.,2001)；样品La/Ta=18～45(平均值为29)，大多数样品较起源于岩石圈地幔或受其混染的岩浆La/Ta值下限值(25)高，表明岩浆源区受到了幔源(Lassiter, et al.，2013)或新生地壳物质的混染；样品Mg#=2～36(平均值为19)，与来源于地壳部分熔融的岩石一致(<40)(Atherton, et al.，1993)，表明其岩浆源区应以地壳物质为主。航木多岩体花岗岩与日多盆地碎屑岩微量和稀土元素地球化学特征一致(图4a、图4b)，指示日多盆地碎屑岩可能为航木多岩体花岗岩的源岩。

在花岗岩A/MF-C/MF图解(图8a)中，多数样品落入变质杂砂岩部分熔融区。在Rb/Sr-Rb/Ba图解(图8b)中，多数样品落在贫黏土源岩区。过铝质花岗岩CaO/Na2O值可以很好的指示岩浆源区的成分，贫斜长石、富黏土的泥质岩部分熔融产生的过铝质花岗岩 CaO/Na2O值一般小于0.3，富斜长石、贫黏土的砂屑岩熔融生成的过铝质花岗岩 CaO/Na2O值一般大于0.3(Skjerlie,et al.,1992)。航木多岩体CaO/Na2O值为0.1～0.46，也反映了岩浆源区由砂岩与泥质岩共同参与部分熔融形成。在La/Sm-La图解(图9)中，显示出航木多岩体源岩发生部分熔融，并伴随着不同程度的分离结晶作用。微量元素P、Ti相对亏损，Eu呈负异常，表明岩浆在形成过程中经历了磷灰石、钛铁矿、斜长石的分离结晶作用。

图8 (a)日多地区航木多岩体A/MF-C/MF图解和 (b) Rb/Ba-Rb/Sr图解Fig.8 (a) A/MF-C/MF and (b) Rb/Ba-Rb/Sr diagram of the Hangmuduo granite in Riduo area

图9 日多地区航木多岩体La/Sm-La图解Fig.9 La/Sm-La diagram of the Hangmuduo granite in Riduo area

本次获得航木多岩体的锆石εHf(t)变化范围较大，为-10.64～10.79，暗示岩浆在演化过程中有新的端元组分加入(吴福元等，2007)，但总体上仍具有适当亏损的Hf同位素特征(εHf(t)>0)，且低于亏损地幔值(20)，同时还有2个测点的εHf(t)为负值。在εHf(t)-t图解(图10a)中，3件样品各测点投图绝大部分落在球粒陨石和亏损地幔同位素Hf演化线之间，2个测点投点位于球粒陨石演化线下方的古拉萨结晶基底。3件样品tDM2变化范围较大，为443～1 810 Ma，其中2个测点的tDM2分别为1 381 Ma和1 810 Ma(>1Ga)，在tDM2统计直方图中(图10b)，以tDM2=550～750 Ma的频数较多，峰值在600～650 Ma，均远大于其对应的形成年齡。因此，以上特征均表明岩石为新生地壳部分熔融形成，同时有少量古老地壳物质加入(吴福元等，2007)。但是，一般认为新生地壳为基性玄武质岩石，其部分熔融应形成I型花岗岩，这似乎与主、微量元素特征及物源判别图解显示的航木多岩体主要由砂岩与泥质岩部分熔融形成的S型花岗岩相矛盾。

然而，早—中侏罗世时期(174.2～192.7 Ma)(董颜辉等，2006；耿全如等，2006；陈炜等，2009；魏友卿等，2017；熊秋伟等，2015；黄丰等，2015)新特提斯洋板片北向俯冲于拉萨地块南缘之下，在拉萨地块南缘形成了叶巴陆缘火山弧(黄丰等，2015；董颜辉等，2006；熊秋伟等，2015)。中侏罗世晚期在叶巴火山弧台地上形成了日多弧内局限盆地，其后晚侏罗—晚白垩世在盆地内快速沉积了火山弧来源的碎屑岩且具有近源堆积特征(潘亮等，2018；周斌等，2019)。一般认为岛弧来源的碎屑岩在俯冲带附近的海底沉积时间与岛弧的形成时间在几个百万年之内基本上是同期的(Hawkins JW，2003)。因此，这些碎屑岩沉积物与叶巴火山弧新生地壳具有相似的岩石学和地球化学特征，为新生地壳短期内再循环形成。航木多岩体花岗岩与日多盆地内的碎屑岩也具有相似的微量元素与稀土元素特征(图4)，表明日多盆地内的碎屑岩应为航木多岩体的源岩，这与A/MF-C/MF图解和Rb/Sr-Rb/Ba图解显示的源岩为砂岩和少量泥质岩是一致的。

图10 (a)日多地区航木多岩体εHf(t)-t图解(底图据吴福元等，2007;徐旺春,2010修改)和(b)tDM2统计直方图Fig.10 (a)Diagram of εHf(t)-t and (b)histogram of tDM2 for the Hangmuduo granite in Riduo area

综上所述，笔者认为研究区古新世航木多岩体花岗岩应为日多盆地内广泛出露的晚侏罗—晚白垩世碎屑岩及少量古拉萨结晶基底部分熔体形成的S型花岗岩且兼有新生地壳地球化学特征。

WPG.板内花岗岩；VAG.火山弧花岗岩；syn-COLG.同碰撞花岗岩；ORG.洋中脊花岗岩图11 (a)日多地区航木多岩Rb-Y+Nb图解和(b)Nb-Y图解Fig.11 (a) Rb-Y+Nb and (b)Nb-Y diagram of the Hangmuduo granite in Riduo area

4.3 构造环境

航木多岩体属弱过铝质-过铝质岩石、高钾钙碱性岩石系列。球粒陨石标准化稀土元素配分模式呈右陡倾、轻稀土富集型曲线，负Eu异常明显。在原始地幔蛛网图中，相对富集大离子亲石元素(LILE)Rb、K、Th、U等，相对亏损高场强元素(HFSE)Nb、Ta、P、Ti，与俯冲成因的火山弧岩浆岩地球化学特征相似(Pearce, et al.,1988)。在现代弧环境中, 板片流体的加入或俯冲沉积物的部分熔融可以使与俯冲有关的岩浆交代富集(Elburg M A, et al.,2002; Guo Z, et al.,2005; 白涛等，2019)。同时，在(Y+Nb)-Rb构造判别图解上有火山弧岩浆岩性质(Pearce J A, et al.,1984)(图11a)；在Y-Nb判别图解上，也显示为同碰撞-火山弧构造环境的产物(Pearce J A, et al.,1984)(图11b)，这与前人对南部拉萨地块古新世岩浆岩形成构造环境的认识一致(王立全等，2006；董铭淳等，2015；李洪梁等，2019；李永鹏，2019)。暗示新特提斯洋壳在古新世(65～60 Ma)时正从俯冲背景向碰撞造山转换，此时印度-欧亚大陆虽已发生碰撞，但连接在印度大陆前端的新特提斯板片并未完全消失，因此，形成的岩浆具有与火山弧相同的地球化学特征。

4.4 地球动力学背景

目前，根据地磁学、沉积岩岩石学、岩浆岩岩石学等不同学科从不同研究方向对印度-欧亚大陆碰撞时限作了较好的限定，多数学者认为主碰撞时间发生在65～40 Ma(莫宣学等，2003；H X M, et al.，2015)。本次在航木多岩体中获得的锆石U-Pb年龄为(62.6±0.6) Ma、(64.9±0.7) Ma和(62.2±0.7) Ma，时代属古新世早期，其岩浆作用发生在印度-欧亚大陆碰撞早期阶段的新特提斯洋俯冲向印度-欧亚大陆碰撞过渡的背景下。

侯增谦等(2006)认为古新世岩浆岩具有岩浆弧地球化学特征是由于俯冲的印度大陆板片因巨大的摩擦热向上覆交代富集的地幔楔传递导致其熔融。然而，即使在 70～60 Ma, 印度-欧亚大陆汇聚速率达到170 mm/a (Lee, et al., 1994)，从印度-欧亚大陆的初始碰撞时间(65 Ma)到航木多岩体的形成时间(62.2～64.9 Ma)，在3 Ma±时间内印度大陆板块不可能在日多地区下插至足够的深度导致其熔融产生岩浆作用。

因此，笔者认为航木多岩体形成于印度-欧亚大陆碰撞早期阶段的新特提斯洋俯冲向印度-欧亚大陆碰撞过渡的构造背景下。由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，是由于俯冲的新特提斯洋壳相对滞后于地幔源区引起的(莫宣学等，2001，李洪梁等，2019)，从而导致航木多岩体具有与区域上古新世林子宗群典中组火山岩一致的火山弧岩浆岩特征。

大量研究表明, 白云母花岗岩或二云母花岗岩主要定位于2个大陆岩石圈汇聚使地壳加厚的部位, 即大陆碰撞地壳加厚区(侯增谦等, 2006)。本次在航木多岩体中发现的大量二云二长花岗岩也进一步证明，距今62.2～64.9 Ma期间印度-欧亚大陆在日多地区已发生板块汇聚作用。由于俯冲和印度-欧亚大陆碰撞作用的持续进行，冈底斯南带发生了巨大的缩短增厚，强烈的褶皱变形、逆冲断裂及滑脱构造使原本位于上地壳的沉积物循环至中、下地壳参与部分熔融(图12)。

综上所述，古新世时期印度大陆急剧向北漂移，随着俯冲深度增加与压力增大，连接在印度大陆前端的新特提斯板片密度增大，浮力减小并逐渐下沉，使原来低角度消减的新特提斯洋板片发生回转，板片脱水带向海沟方向扩展。消减板片的陡立回转不仅会造成板块汇聚速率突然上升，同时导致楔形地幔区的地幔对流增强而且诱发软流圈物质上涌，底侵于南拉萨地块之下，使新生地壳发生部分熔融，在南拉萨地块形成大规模的林子宗群典中组火山岩和同构造的I型花岗岩。同时，在62.2～64.9 Ma，软流圈物质上涌致使日多盆地加厚地壳内部的具有新生地壳特征的富水低成熟度沉积岩及少量古拉萨结晶基底发生部分熔融，在日多地区形成少量以航木多岩体为代表的S型花岗岩。

5 结论

(1)采用LA-ICP-MS法分别获得3件锆石U-Pb同位素年龄加权平均值为(62.6±0.6) Ma、(64.9±0.7) Ma和(62.2±0.7) Ma，表明研究区航木多岩体形成于早古新世，为与林子宗群典中组火山岩晚期同源的侵入岩。

(2)航木多岩体为叶巴火山弧快速风化后在日多盆地内形成的具有类似新生地壳岩石学和地球化学特征的沉积物在同碰撞背景下发生部分熔融，并经历了结晶分异作用形成的S型花岗岩，同时还明显受到古老结晶基底的影响。

1.古新世花岗岩；2.特提斯西马拉雅；3.印度-雅鲁藏布江缝合带；4.班公湖-怒江缝合带；5.金沙江缝合带；6.滑脱带；7.逆冲断裂；8.褶皱图12 冈底斯带东段古新世构造-岩浆演化模式图(图a据马元，2007；图b据侯增谦等，2006)Fig.12 Paleocene tectonic-magmatic evolution pattern of the eastern Gangdise belt

(3)航木多岩体形成于印度-欧亚大陆碰撞早期阶段的新特提斯洋俯冲向印度-欧亚大陆碰撞过渡的构造背景下，属具火山弧岩浆岩地球化学特征的花岗岩，与残余的洋壳板片部分熔融有关。