赵书槿 赵志丹 唐演 齐宁远 孙昊 刘栋 王青 朱弟成

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

作为世界上占地面积最广、形成年代最晚、平均海拔最高的高原，青藏高原一直是地质研究的热点地区，它被认为是由来自冈瓦纳大陆的诸多地体向欧亚大陆不断拼贴形成的(Deweyetal.,1988;Yin and Harrison,2000;许志琴等,2006a;Panetal.,2012;Zhuetal.,2013)。由于班公湖-怒江洋的俯冲消减和拉萨地体与羌塘地体的碰撞以及新特提斯洋的俯冲消减和印度大陆与欧亚大陆的碰撞，形成了拉萨地体中-新生代大规模的岩浆作用，这些岩浆岩出露面积占西藏岩浆岩面积的80%(莫宣学等，2005,2009)，因此，拉萨地体成为了近年来高原内研究的热点地区。冈底斯构造-岩浆岩带是高原内中-新生代岩浆活动最强烈的地区，无论火山岩还是花岗岩类岩石都十分发育，发育的岩浆岩呈东西向展布，也称为冈底斯岩基(Jietal.,2009)。

近年来前人对冈底斯岩基中-新生代的岩浆作用已有大量研究，但是对于晚三叠世-早侏罗世的岩浆活动成因，还存在争议：一种观点认为岩浆作用与新特提斯洋板片的北向俯冲有关(Chuetal.,2006;张宏飞等,2007;Jietal.,2009;Guoetal.,2013;Kangetal.,2014;Houetal.,2015;Mengetal.,2016b;Wangetal.,2017)，另一种观点认为其形成与班公湖-怒江洋板片的南向俯冲有关(潘桂棠等,2006;Zhuetal.,2009a,2011a,2013)。本文选择冈底斯岩基中部尼木地区的寄主花岗岩和暗色包体作为研究对象，进行了详细的锆石U-Pb年代学、Hf同位素以及全岩主微量研究，并结合文献数据，揭示了岩石性质和形成时代，进而探讨其形成的大地构造背景，丰富了冈底斯岩浆带在尼木地区的演化历史，为早侏罗世的岩浆作用提供新的证据。

1 地质背景与样品

青藏高原的主体部分从北向南依次为松潘-甘孜地体、羌塘地体、拉萨地体以及喜马拉雅地体，这些地体依次以金沙江缝合带(JSSZ)、班公湖-怒江缝合带(BNSZ)和印度河-雅鲁藏布江缝合带(IYZSZ)为界(图1a;Yin and Harrison,2000;Zhuetal.,2013)。拉萨地体分别以狮泉河-纳木错蛇绿混杂岩带(SNMZ)和洛巴堆-米拉山断裂带(LMFZ)为界被划分为北拉萨地体、中拉萨地体和南拉萨地体(图1b)(Zhuetal.,2009a,b,2013)。

尼木地区所处的大地构造位置为冈底斯岩基中段，南侧以雅鲁藏布江缝合带(IYZSZ)与喜马拉雅地体为界。尼木地区岩浆作用期次多、类型丰富，该区域出露众多类型的岩浆岩，岩性主要包括不同期次的花岗质岩石、英云闪长岩、石英闪长岩、辉长岩和暗色包体等(张宏飞等，2007；Mengetal.,2016b;陆天宇，2018;林蕾，2019)。本文采样位置位于尼木大桥西侧出露的侏罗纪花岗岩体(图1c)，面积不足3km2,其北侧地层为下侏罗统比马组(Kangetal.,2014;冉梦兰等,2017)。野外共采样5件，其中，寄主二长花岗岩(图2a，c)3件，主要矿物组成为石英(30%)、斜长石(35%)、钾长石(25%)、黑云母(10%)；辉长质包体(图2b，d)2件，主要矿物组成为斜长石(55%)、角闪石(45%)。

图1 青藏高原构造单元图及研究区地质简图(a)青藏高原及拉萨地体构造单元图;(b)拉萨地体中生代岩浆岩分布简图(据Zhu et al.,2011a;唐演等，2019);(c)尼木地区地质简图(据林蕾等,2018修改).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;IYZSZ:印度河-雅鲁藏布江缝合带;SNMZ:狮泉河-纳木错蛇绿混杂岩带;LMF:洛巴堆-米拉山断裂带Fig.1 Tectonic subdivision of the Tibetan Plateau and geological map of the study area(a)tectonic framework of the Tibetan Plateau and the Lhasa Terrane in the context of the Tibetan Plateau;(b)simplified Mesozoic magmatic rocks distribution of the Lhasa Terrane (after Zhu et al.,2011a;Tang et al.,2019);(c)geological sketch map of Nyemo (modified after Lin et al.,2018).JSSZ:Jinsha suture zone;BNSZ:Bangong-Nujiang suture zone;SNMZ:Shiquan River-Nam Tso Mélange Zone;LMF:Luobadui-Milashan Fault;IYZSZ:Indus-Yarlung Zangbo Suture Zone

图2 尼木寄主花岗岩与辉长质包体的野外(a、b)及岩相学(c、d)照片(a)寄主花岗岩野外露头；(b)辉长质包体野外露头；(c)寄主花岗岩；(d)辉长质包体.Q-石英；Pl-斜长石；Kf-钾长石；Ap-磷灰石；Hbl-角闪石Fig.2 Field (a,b)and petrographical (c,d)photos of granitoids and gabbroic enclaves in Nyemo(a)host granite outcrop;(b)gabbroic enclave outcrop;(c)host granite;(d)gabbroic enclave.Q-quartz;Pl-plagioclase;Kf-K-feldspar;Ap-apatite;Hbl-hornblende

2 测试方法

2.1 全岩主、微量元素测试

本文样品在河北省廊坊市宇恒矿岩技术服务有限公司进行探针片磨制、200目粉末制备及单矿物挑选等样品处理工作。全岩的主、微量元素测试均在武汉上谱分析科技有限责任公司分析测试中心完成。全岩主量元素分析仪器采用ZSX PrimusⅡ型波长色散X射线荧光光谱仪(XRF)测定，数据校正采用理论α系数法，测试相对标准偏差(RSD)<2%。全岩微量元素利用电感耦合等离子体质谱(ICP-MS，Agilent7700)完成，分析精度优于10%。具体实验流程及原理见Liuetal.(2008)。

2.2 锆石 U-Pb 年代学及 Hf 同位素分析

锆石U-Pb定年和锆石微量元素测试在中国地质大学(北京)矿物激光微区分析实验室(MILMA，Mineral Laser Microprobe Analysis Laboratory)应用LA-ICP-MS测定。实验中采用Wave193 UC型ArF准分子激光器进行剥蚀取样，Agilent7900四级杆型等离子质谱仪测试离子信号强度。实验过程中采用NIST610作为元素含量外标，锆石91500(Wiedenbecketal.,2004)作为U-Pb同位素比值外标，锆石GJ-1(Jacksonetal.,2004)和Plesovice(Slámaetal.,2008)作为未知样品的数据质量监控标样来进行分析。采用ICPMSDataCal软件(Liuetal.,2008,2009,2010；Huetal.,2012)进行数据离线处理，包括对样品信号和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算，普通铅采用Andersen(2002)程序进行校正，锆石年龄谐和图采用Isoplot软件(Ludwig，2001)进行绘制。

锆石Hf同位素测试工作是在中国地质大学(北京)矿物激光微区分析实验室(Milma Lab)通过LA-MC-ICP-MS方法完成。实验中采用NewWave193UC型ArF准分子激光器进行剥蚀取样，Thermal Fisher Neptune Plus多接收电感耦合等离子体质谱仪测试信号强度，激光束斑35μm。实验过程中采用锆石91500(Blichert-Toft,2008)作为Hf同位素比值外标，锆石Plesovice和GJ-1(Moreletal.,2008)作为未知样品的数据质量监控标来进行分析。数据处理采用Iolite软件(Patonetal.,2011)。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年代学和Hf同位素

本文对2件二长花岗岩岩石样品(NM2001、NM2008)及1件辉长质包体(NM2002)进行了锆石U-Pb定年，结果见表1。年龄谐和图和部分定年锆石阴极发光图像见图3。2件二长花岗岩样品中的锆石均为自形-半自形柱状或长柱状，长度为100～200μm,长宽比为1:1～2:1，均具有明显的震荡环带；锆石Th/U比值为0.48～0.88，具有岩浆锆石的特征(Hoskin and Schaltegger，2003)。辉长质包体的锆石晶型较好，长度为100～150μm，长宽比为1.5:1～2:1，也具有明显的震荡环带；锆石Th/U比值为0.56～1.19，具有岩浆锆石的特征。此外，3个定年样品的锆石微量元素特征见表2、图4，均显示了明显的Ce正异常和Eu负异常以及轻稀土(LREE)亏损、重稀土(HREE)极度富集的特征，也表明是岩浆成因的锆石。

图3 尼木花岗岩和辉长质包体的锆石U-Pb年龄谐和图及阴极发光图像Fig.3 Concordia diagrams and CL images of zircon from the Nyemo granites and gabbroic enclaves

图4 尼木花岗岩和包体的锆石球粒陨石标准化稀土元素配分曲线图(标准化值据Sun and McDonough,1989)Fig.4 Chondrite-normalized REE diagrams of zircon from the Nyemo granites and enclaves(normalization values after Sun and McDonough,1989)

续表1Continued Table 1

表2 尼木花岗岩和包体的锆石微量元素(×10-6)Table 2 Zircon trace elements of the Nyemo granites and enclaves (×10-6)

续表2Continued Table 2

2件二长花岗岩样品中，NM2001除去4个误差较大的测点外，剩余12个有效测点的206Pb/238U年龄较集中，在185～193Ma之间，加权平均年龄为190±1.5Ma(MSWD=1.3)；NM2008除去5个误差较大的测点外，剩余11个有效测点的206Pb/238U年龄集中在191～203Ma之间，加权平均年龄为197.4±2.0Ma(MSWD=2.7)。辉长质包体NM2002除去9个误差较大的测点外，剩余11个有效测点的206Pb/238U年龄集中在191～200Ma之间，加权年龄为195.8±2.1Ma(MSWD=2.2)。定年结果表明，在误差范围内，辉长质包体与寄主二长花岗岩有较一致的结晶年龄。

本文对参与定年的3个样品进行了Lu-Hf同位素分析，测试结果见表3。二长花岗岩类锆石的176Hf/177Hf比值为0.28305～0.28313,εHf(t)值为+13.9～+16.0，地幔模式年龄(tDM)为187～295Ma，地壳模式年龄(tDMC)为182～354Ma;辉长质包体锆石的176Hf/177Hf比值为0.28305～0.28311，εHf(t)值为+13.8～+16.0，地幔模式年龄(tDM)为206～292Ma，地壳模式年龄(tDMC)为213～346Ma。

表3 尼木花岗岩和包体的Hf同位素成分Table 3 Zircon Hf isotopic data of the Nyemo granites and enclaves

续表3Continued Table 3

3.2 主量与微量元素地球化学

样品的主微量元素成分含量见表4，寄主二长花岗岩SiO2含量为73.72%～75.14%，Al2O3含量为13.20%～14.12%，Fe2O3T含量为1.82%～1.85%，Mg#为37～38，全碱含量为6.92～7.40，里特曼指数(σ=(K2O+Na2O)2/(SiO2-43))为1.49～1.78，铝饱和指数(A/CNK=Al2O3/(CaO+Na2O+K2O))为1.01～1.06，属于弱过铝质高钾钙碱性系列岩石(图5b,c)；辉长质包体共2件样品(NM2002、NM2009，表4)，SiO2含量分别为48.45%和46.20%，Al2O3含量为17.06%和14.96%,Fe2O3T含量为10.96%和11.62%,Mg#为53和62,全碱含量为4.6和3.2，里特曼指数为3.87和3.29,铝饱和指数A/CNK为0.68和0.57,属于准铝质钙碱性系列岩石(图5b,c)。

表4 尼木花岗岩和包体的主量(wt%)和微量元素(×10-6)地球化学数据Table 4 Bulk-rock major (wt%)and trace (×10-6)elements of the Nyemo granites and enclaves

图5 尼木花岗岩和包体的元素分类图解(a)TAS图解(底图据Wilson,2001);(b)K2O-SiO2图解(底图据Peccerillo and Taylor,1976);(c)A/NK-A/CNK图解(底图据Maniar and Piccoli,1989).同岩体文献数据引自张宏飞等,2007;林蕾,2019;Guo et al.,2013;Meng et al.,2016b.图7、图8文献数据来源同此图Fig.5 Whole-rock major element classification diagrams of the Nyemo granite and enclave(a)Total alkali vs.silica diagram (after Wilson,2001);(b)K2O vs.SiO2 diagram (after Peccerillo and Taylor,1976);(c)A/NK vs.A/CNK diagram (after Maniar and Piccoli,1989).Data sources:Zhang et al.,2007;Lin,2019;Guo et al.,2013;Meng et al.,2016b.Literature data sources in Fig.7 and Fig.8 are the same as this figure

在球粒陨石标准化稀土元素配分曲线图中(图6a),二长花岗岩的轻稀土元素相对富集(ΣLREE=30.4×10-6～46.4×10-6)，重稀土元素相对亏损(ΣHREE=4.0×10-6～6.3×10-6),(La/Yb)N为4.82～11.95,δEu为1.00～1.54,1件样品显示Eu无异常,2件样品显示Eu正异常；辉长质包体的轻稀土元素相对富集(ΣLREE=33.7×10-6～91.0×10-6)，重稀土元素相对亏损(ΣHREE=9.8×10-6～14.0×10-6)，(La /Yb)N为2.81～7.87,δEu为0.99～1.04,没有显示Eu异常。在原始地幔标准化微量元素蜘蛛图中(图6b)，二长花岗岩和辉长质包体均显示出富集K、U、Sr等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素的特征。

图6 尼木花岗岩和包体的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蜘蛛图(b)(标准化值据Sun and McDonough,1989)南拉萨早侏罗世岩浆岩数据引自杨志明等，2008；Zhu et al.,2011a;Meng et al.,2016b;Chen et al.,2019;Chu et al.,2006;Guo et al.,2013;Kang et al.,2014;Lang et al.,2019b,2020;Liu et al.,2018a;Wang et al.,2018a,2019;Wei et al.,2017;Xie et al.,2018;邱检生等，2015；王旭辉等，2018;熊秋伟等，2015；Hou et al.,2015;Xu et al.,2017,2019;董昕和张泽明，2013；曲晓明等，2007Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns (a)and primitive mantle-normalized trace-element spidergrams (b)of the Nyemo granite and enclave (normalizing data after Sun and McDonough,1989)Data sources of magmatic rocks in southern Lhasa subterrane are from Yang et al.,2008;Zhu et al.,2011a;Meng et al.,2016b;Chen et al.,2019;Chu et al.,2006;Guo et al.,2013;Kang et al.,2014;Lang et al.,2019b,2020;Liu et al.,2018a;Wang et al.,2018a,2019;Wei et al.,2017;Xie et al.,2018;Qiu et al.,2015;Wang et al.,2018;Xiong et al.,2015;Hou et al.,2015;Xu et al.,2017,2019;Dong and Zhang,2013;Qu et al.,2007

4 讨论

4.1 寄主二长花岗岩的成因与源区性质

早期研究提出可以用铝饱和指数(A/CNK)等于1.1作为划分I型和S型花岗岩的指标(Chappell and White，1992)，这一指标适用于未经强烈结晶分异的花岗岩，而不适用于高分异花岗岩，在(K2O+Na2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)图解中(图7a)，本文样品及同一地区其他同时代样品均落入未分异花岗岩区域，因此可以利用A/CNK值来划分花岗岩类型；I型花岗岩的A/CNK值通常小于1.1，而S型花岗岩的A/CNK值通常大于1.1，本文样品的A/CNK值为1.01～1.06，均小于1.1(图5c)，显示I型花岗岩特征。研究表明，磷在准铝质和弱过铝质熔体中的溶解度较低，且含量随分异程度的增加而降低，但磷在强过铝质熔体中的溶解度较高，并随分异程度的增加而含量升高(Pichavantetal.,1992)。因此，可以通过P2O5和SiO2的关系作为判别I型和S型花岗岩的有效方法。在P2O5-SiO2图解中(图7b)，本文样品及同一地区其他同时代样品的P2O5含量显示出随SiO2含量增加而降低的趋势，显示出I型花岗岩演化特征。在矿物学上，本文寄主二长花岗岩为弱过铝质，无典型的S型花岗岩富铝矿物如刚玉、电气石、堇青石、石榴石等(Zen，1986)。因此，综合分析表明，本文寄主二长花岗岩属于I型花岗岩。

图7 尼木花岗岩成因判别图解(a)(K2O+Na2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)图解(据Whalen et al.,1987)；(b)P2O5-SiO2图.FG-分异的长英质花岗岩;OGT-未分异的 M、I、S 花岗岩Fig.7 Geochemical classifacation diagrams of Nyemo granites(a)(K2O+Na2O)/CaO vs.(Zr+Nb+Ce+Y)(after Whalen et al.,1987);(b)P2O5 vs.SiO2 diagram.FG-Fractionated felsic granites;OGT-unfractionated M-，I-and S-type granites

本文二长花岗岩产于冈底斯岩基中段，显示出富集轻稀土和大离子亲石元素(K、U、Sr)，亏损高场强元素(Nb、Ta、Ti)的弧岩浆岩的地球化学特征(Pearceetal.,1995)；具有高度亏损的锆石Hf同位素组成(εHf(t)值为+13.9～+16.0，地幔模式年龄(tDM)为187～295Ma)，这表明岩浆物质来源于亏损地幔直接的部分熔融或者初生地壳的部分熔融(Jahnetal.,2000;Jietal.,2009)；通常认为，地幔的直接部分熔融是形成不了花岗质岩浆的(Taylor and McLennan,1985)，地幔部分熔融只可能产生玄武质熔体，大量含水时可以形成安山质熔体，因此，地幔橄榄岩的部分熔融最多只能形成安山质成分的岩浆(Hofmann,1988)。所以，本文花岗岩应该是由初生地壳的部分熔融形成的。在该区汇聚板块边缘背景下，大洋板片俯冲到一定深度可以发生脱水交代上覆地幔楔，从而导致地幔楔的部分熔融并产生岛弧岩浆作用，形成的基性或者中基性的岩浆可以直接喷出地表形成岛弧火山岩，也可以通过岩浆底侵的方式加入到地壳浅部，形成初生地壳(Altherton and Perford,1993;Muiretal.,1995;Perford and Altherton,1996)，持续的岩浆底侵作用可以导致初生地壳因加温而部分熔融形成酸性岩浆。这可以较好的解释本文花岗岩具有的弧岩浆岩的地球化学特征和亏损的Hf同位素组成。

4.2 辉长质包体成因

关于花岗岩体中的镁铁质微粒包体(MMEs)的成因，以往的研究主要有如下观点：(1)包体是寄主花岗岩岩浆源区部分熔融的难熔残留物(Chappelletal.,1992;Chappell,1996;Whiteetal.,1999)；(2)包体是与寄主花岗岩同源岩浆早期分离结晶的矿物堆晶(Dodge and Kistler,1990;Donaireetal.,2005;Shellnuttetal.,2010)；(3)包体是幔源的基性岩浆和壳源的中酸性岩浆不完全混合的产物(Griffinetal.,2002;Peruginietal.,2003;Kocaketal.,2011;Liuetal.,2013)。在主量元素哈克图解上(图8)，包体和寄主花岗岩之间缺乏连续的演化关系，说明两类岩石不太可能是同源岩浆的产物，因此本文中的包体不是寄主岩石同源岩浆分离结晶后的堆晶。野外观察(图2b)，包体与寄主岩石间的边界并不光滑，这与岩浆混合中两类不混溶岩浆的特征不一样。岩相学观察发现，包体中存在快速淬火形成的针状磷灰石(图2d)，因此暗示了包体与寄主岩之间只发生了塑性共存，说明其可能是壳源酸性岩浆与下地壳原岩混合的产物。此外，锆石U-Pb定年结果表明(图3)，尽管寄主花岗岩和包体的形成时间相近，但花岗岩体的年龄略晚于包体。基于以上分析，我们认为，本文辉长质包体极可能代表了侏罗纪形成的新生下地壳，即寄主岩石的岩浆源区。

图8 尼木花岗岩和包体的哈克图解Fig.8 Harker diagrams of the Nyemo granites and enclaves

辉长质包体具有低硅(SiO2=46.20%～48.45%)，高镁(MgO=6.14%～9.35%)的特征，Mg#为53～62，且不显示明显的Eu异常，指示其幔源原生岩浆的特征；锆石εHf(t)值为+13.8～+16.0，地幔模式年龄(tDM)为206～292Ma，地壳模式年龄(tDMC)为213～346Ma，这些特征显示其是从地幔部分熔融的产物；同时，包体位于冈底斯岩基中段，显示与俯冲有关的富集轻稀土和K、U、Sr等大离子亲石元素、亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素的地球化学特征，因此，本文认为辉长质包体原岩来自于俯冲的大洋板片脱水交代的地幔岩浆。此外，包体的Cr、Ni含量(28.8×10-6～232×10-6、30.3×10-6～140×10-6)明显高于寄主花岗岩的Cr、Ni含量(1.27×10-6～4.13×10-6、1.01×10-6～1.19×10-6)，这也指示了包体的幔源特征。

4.3 区域动力学意义

对于冈底斯岩基中生代早期(晚三叠世-早侏罗世)岩浆作用的动力学背景目前仍存在争议，主要有两种观点：(1)冈底斯岩基中生代早期(晚三叠世-早侏罗世)的岩浆作用与新特提斯洋板片的北向俯冲有关(Chuetal.,2006;张宏飞等,2007;Jietal.,2009;Guoetal.,2013;Kangetal.,2014;Houetal.,2015;Mengetal.,2016b;Wangetal.,2017)；(2)该时期的岩浆作用与班公湖-怒江洋板片的南向俯冲有关(潘桂棠等,2006;Zhuetal.,2009a,2011a,2013)。中生代和新生代时期的南北两侧大洋板片的俯冲以及随后的拉萨-羌塘地体和拉萨-印度大陆碰撞使拉萨地体发生了明显缩短，因此在三叠纪时期拉萨地体的南北向距离可能超过400～500km(Murphyetal.,1997)，冈底斯岩基距离南部缝合带更近，受新特提斯洋板片北向俯冲的影响更大；此外，班公湖-怒江洋板片向南俯冲的时间可能为263Ma(Zhuetal.,2011a)，目前发现的冈底斯岩基中生代时期最早的岩浆岩为237Ma(Wangetal.,2016)，在这么短的时间里发生距离400～500km的岩浆活动不太合理，所以冈底斯岩基中生代早期的岩浆活动用新特提斯洋北向俯冲的解释更合适。

本文的年代学数据表明尼木岩体侵位于195Ma左右，属于早侏罗世岩浆活动的产物。近年来，在冈底斯岩基其他地区也发现了与尼木地区时代相近的晚三叠世-早侏罗世的岩浆作用记录，包括乌郁地区的花岗岩(188.1±1.4Ma,Chuetal.,2006)；曲水岩体的花岗岩(229～225Ma,Mengetal.,2018)、角闪辉长岩(212～209Ma,Mengetal.,2016a)、高镁安山岩(189Ma,Wangetal.,2018a);昌果火山岩体的玄武岩和安山岩(237～211Ma,Wangetal.,2016)；努马岩体的花岗闪长岩和闪长岩(191～169Ma,Mengetal.,2016b)；桑日地区的安山岩(195Ma)和凝灰岩(189Ma)(Kangetal.,2014)；东嘎地区的英云闪长岩和辉长岩(180～177Ma,邱检生等，2015)等。在εHf(t)-年龄图解中(图9)，冈底斯岩基在早中生代表现正的εHf(t)值，指示了有亏损地幔或者初生地壳的物质加入，这符合新特提斯洋板片在该时期俯冲的构造背景。

图9 冈底斯岩基锆石εHf(t)-年龄图解数据引自Meng et al.,2016a,b,2018;Chen et al.,2019;Chu et al.,2006;Lang et al.,2020;Wang et al.,2016,2019a;Xie et al.,2018;Lang et al.,2018,2019a;Ma et al.,2017c,2018;Tang et al.,2015;Yin et al.,2017;张宏飞等，2007；林蕾，2019Fig.9 Plot of zircon εHf(t)vs.ages from the Gangdese batholithData sources:Meng et al.,2016a,b,2018;Chen et al.,2019;Chu et al.,2006;Lang et al.,2020;Wang et al.,2016,2019a;Xie et al.,2018;Lang et al.,2018,2019a;Ma et al.,2017c,2018;Tang et al.,2015;Yin et al.,2017;Zhang et al.,2007;Lin,2019

根据以上分析，认为本文报道的尼木地区早侏罗世岩体是在新特提斯洋板片的北向俯冲背景下形成的。俯冲的大洋板片发生脱水产生的流体交代上覆地幔楔导致其发生部分熔融并产生岛弧岩浆作用，形成的基性或者中基性的岩浆通过岩浆底侵的方式加入到地壳浅部，形成初生地壳，持续的岩浆底侵作用导致初生地壳因加温而部分熔融形成酸性岩浆，从而形成了尼木地区早中生代时期的I型花岗岩。在俯冲背景下，幔源的基性岩浆底侵到地壳下部，辉长质包体极可能代表了侏罗纪形成的新生下地壳，即寄主岩石的岩浆源区。

5 结论

(1)尼木地区的寄主二长花岗岩年龄为190±1.5Ma～197.4±2.0Ma，辉长质包体年龄为195.8±2.1Ma，表明寄主花岗岩和包体近于同期侵位，为早侏罗世岩浆活动的产物。

(2)寄主二长花岗岩属于弱过铝质高钾钙碱性系列的I型花岗岩，具有富集轻稀土和大离子亲石元素、亏损高场强元素的弧岩浆岩特征，同时具有亏损的Hf同位素组成，可能来源于初生地壳的部分熔融；辉长质包体属于准铝质钙碱性系列岩石，显示出与寄主岩相似的稀土元素、微量元素特征，可能代表了侏罗纪形成的新生下地壳，即寄主岩石的岩浆源区。

(3)尼木地区早中生代的岩浆作用可能与新特提斯洋板片的北向俯冲有关。