趙書槿 趙志丹 唐演 齊寧遠 孫昊 劉棟 王青 朱弟成

中國地質(zhì)大學(xué)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室，中國地質(zhì)大學(xué)(北京)地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京 100083

作為世界上占地面積最廣、形成年代最晚、平均海拔最高的高原，青藏高原一直是地質(zhì)研究的熱點地區(qū)，它被認為是由來自岡瓦納大陸的諸多地體向歐亞大陸不斷拼貼形成的(Deweyetal.,1988;Yin and Harrison,2000;許志琴等,2006a;Panetal.,2012;Zhuetal.,2013)。由于班公湖-怒江洋的俯沖消減和拉薩地體與羌塘地體的碰撞以及新特提斯洋的俯沖消減和印度大陸與歐亞大陸的碰撞，形成了拉薩地體中-新生代大規(guī)模的巖漿作用，這些巖漿巖出露面積占西藏巖漿巖面積的80%(莫宣學(xué)等，2005,2009)，因此，拉薩地體成為了近年來高原內(nèi)研究的熱點地區(qū)。岡底斯構(gòu)造-巖漿巖帶是高原內(nèi)中-新生代巖漿活動最強烈的地區(qū)，無論火山巖還是花崗巖類巖石都十分發(fā)育，發(fā)育的巖漿巖呈東西向展布，也稱為岡底斯巖基(Jietal.,2009)。

近年來前人對岡底斯巖基中-新生代的巖漿作用已有大量研究，但是對于晚三疊世-早侏羅世的巖漿活動成因，還存在爭議：一種觀點認為巖漿作用與新特提斯洋板片的北向俯沖有關(guān)(Chuetal.,2006;張宏飛等,2007;Jietal.,2009;Guoetal.,2013;Kangetal.,2014;Houetal.,2015;Mengetal.,2016b;Wangetal.,2017)，另一種觀點認為其形成與班公湖-怒江洋板片的南向俯沖有關(guān)(潘桂棠等,2006;Zhuetal.,2009a,2011a,2013)。本文選擇岡底斯巖基中部尼木地區(qū)的寄主花崗巖和暗色包體作為研究對象，進行了詳細的鋯石U-Pb年代學(xué)、Hf同位素以及全巖主微量研究，并結(jié)合文獻數(shù)據(jù)，揭示了巖石性質(zhì)和形成時代，進而探討其形成的大地構(gòu)造背景，豐富了岡底斯巖漿帶在尼木地區(qū)的演化歷史，為早侏羅世的巖漿作用提供新的證據(jù)。

1 地質(zhì)背景與樣品

青藏高原的主體部分從北向南依次為松潘-甘孜地體、羌塘地體、拉薩地體以及喜馬拉雅地體，這些地體依次以金沙江縫合帶(JSSZ)、班公湖-怒江縫合帶(BNSZ)和印度河-雅魯藏布江縫合帶(IYZSZ)為界(圖1a;Yin and Harrison,2000;Zhuetal.,2013)。拉薩地體分別以獅泉河-納木錯蛇綠混雜巖帶(SNMZ)和洛巴堆-米拉山斷裂帶(LMFZ)為界被劃分為北拉薩地體、中拉薩地體和南拉薩地體(圖1b)(Zhuetal.,2009a,b,2013)。

尼木地區(qū)所處的大地構(gòu)造位置為岡底斯巖基中段，南側(cè)以雅魯藏布江縫合帶(IYZSZ)與喜馬拉雅地體為界。尼木地區(qū)巖漿作用期次多、類型豐富，該區(qū)域出露眾多類型的巖漿巖，巖性主要包括不同期次的花崗質(zhì)巖石、英云閃長巖、石英閃長巖、輝長巖和暗色包體等(張宏飛等，2007；Mengetal.,2016b;陸天宇，2018;林蕾，2019)。本文采樣位置位于尼木大橋西側(cè)出露的侏羅紀(jì)花崗巖體(圖1c)，面積不足3km2,其北側(cè)地層為下侏羅統(tǒng)比馬組(Kangetal.,2014;冉夢蘭等,2017)。野外共采樣5件，其中，寄主二長花崗巖(圖2a，c)3件，主要礦物組成為石英(30%)、斜長石(35%)、鉀長石(25%)、黑云母(10%)；輝長質(zhì)包體(圖2b，d)2件，主要礦物組成為斜長石(55%)、角閃石(45%)。

圖1 青藏高原構(gòu)造單元圖及研究區(qū)地質(zhì)簡圖(a)青藏高原及拉薩地體構(gòu)造單元圖;(b)拉薩地體中生代巖漿巖分布簡圖(據(jù)Zhu et al.,2011a;唐演等，2019);(c)尼木地區(qū)地質(zhì)簡圖(據(jù)林蕾等,2018修改).JSSZ:金沙江縫合帶;LSSZ:龍木錯-雙湖縫合帶;BNSZ:班公湖-怒江縫合帶;IYZSZ:印度河-雅魯藏布江縫合帶;SNMZ:獅泉河-納木錯蛇綠混雜巖帶;LMF:洛巴堆-米拉山斷裂帶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

圖2 尼木寄主花崗巖與輝長質(zhì)包體的野外(a、b)及巖相學(xué)(c、d)照片(a)寄主花崗巖野外露頭；(b)輝長質(zhì)包體野外露頭；(c)寄主花崗巖；(d)輝長質(zhì)包體.Q-石英；Pl-斜長石；Kf-鉀長石；Ap-磷灰石；Hbl-角閃石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 測試方法

2.1 全巖主、微量元素測試

本文樣品在河北省廊坊市宇恒礦巖技術(shù)服務(wù)有限公司進行探針片磨制、200目粉末制備及單礦物挑選等樣品處理工作。全巖的主、微量元素測試均在武漢上譜分析科技有限責(zé)任公司分析測試中心完成。全巖主量元素分析儀器采用ZSX PrimusⅡ型波長色散X射線熒光光譜儀(XRF)測定，數(shù)據(jù)校正采用理論α系數(shù)法，測試相對標(biāo)準(zhǔn)偏差(RSD)<2%。全巖微量元素利用電感耦合等離子體質(zhì)譜(ICP-MS，Agilent7700)完成，分析精度優(yōu)于10%。具體實驗流程及原理見Liuetal.(2008)。

2.2 鋯石 U-Pb 年代學(xué)及 Hf 同位素分析

鋯石U-Pb定年和鋯石微量元素測試在中國地質(zhì)大學(xué)(北京)礦物激光微區(qū)分析實驗室(MILMA，Mineral Laser Microprobe Analysis Laboratory)應(yīng)用LA-ICP-MS測定。實驗中采用Wave193 UC型ArF準(zhǔn)分子激光器進行剝蝕取樣，Agilent7900四級桿型等離子質(zhì)譜儀測試離子信號強度。實驗過程中采用NIST610作為元素含量外標(biāo)，鋯石91500(Wiedenbecketal.,2004)作為U-Pb同位素比值外標(biāo)，鋯石GJ-1(Jacksonetal.,2004)和Plesovice(Slámaetal.,2008)作為未知樣品的數(shù)據(jù)質(zhì)量監(jiān)控標(biāo)樣來進行分析。采用ICPMSDataCal軟件(Liuetal.,2008,2009,2010；Huetal.,2012)進行數(shù)據(jù)離線處理，包括對樣品信號和空白信號的選擇、儀器靈敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年齡計算，普通鉛采用Andersen(2002)程序進行校正，鋯石年齡諧和圖采用Isoplot軟件(Ludwig，2001)進行繪制。

鋯石Hf同位素測試工作是在中國地質(zhì)大學(xué)(北京)礦物激光微區(qū)分析實驗室(Milma Lab)通過LA-MC-ICP-MS方法完成。實驗中采用NewWave193UC型ArF準(zhǔn)分子激光器進行剝蝕取樣，Thermal Fisher Neptune Plus多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜儀測試信號強度，激光束斑35μm。實驗過程中采用鋯石91500(Blichert-Toft,2008)作為Hf同位素比值外標(biāo)，鋯石Plesovice和GJ-1(Moreletal.,2008)作為未知樣品的數(shù)據(jù)質(zhì)量監(jiān)控標(biāo)來進行分析。數(shù)據(jù)處理采用Iolite軟件(Patonetal.,2011)。

3 分析結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb年代學(xué)和Hf同位素

本文對2件二長花崗巖巖石樣品(NM2001、NM2008)及1件輝長質(zhì)包體(NM2002)進行了鋯石U-Pb定年，結(jié)果見表1。年齡諧和圖和部分定年鋯石陰極發(fā)光圖像見圖3。2件二長花崗巖樣品中的鋯石均為自形-半自形柱狀或長柱狀，長度為100～200μm,長寬比為1:1～2:1，均具有明顯的震蕩環(huán)帶；鋯石Th/U比值為0.48～0.88，具有巖漿鋯石的特征(Hoskin and Schaltegger，2003)。輝長質(zhì)包體的鋯石晶型較好，長度為100～150μm，長寬比為1.5:1～2:1，也具有明顯的震蕩環(huán)帶；鋯石Th/U比值為0.56～1.19，具有巖漿鋯石的特征。此外，3個定年樣品的鋯石微量元素特征見表2、圖4，均顯示了明顯的Ce正異常和Eu負異常以及輕稀土(LREE)虧損、重稀土(HREE)極度富集的特征，也表明是巖漿成因的鋯石。

圖3 尼木花崗巖和輝長質(zhì)包體的鋯石U-Pb年齡諧和圖及陰極發(fā)光圖像Fig.3 Concordia diagrams and CL images of zircon from the Nyemo granites and gabbroic enclaves

圖4 尼木花崗巖和包體的鋯石球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分曲線圖(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)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)

續(xù)表1Continued Table 1

表2 尼木花崗巖和包體的鋯石微量元素(×10-6)Table 2 Zircon trace elements of the Nyemo granites and enclaves (×10-6)

續(xù)表2Continued Table 2

2件二長花崗巖樣品中，NM2001除去4個誤差較大的測點外，剩余12個有效測點的206Pb/238U年齡較集中，在185～193Ma之間，加權(quán)平均年齡為190±1.5Ma(MSWD=1.3)；NM2008除去5個誤差較大的測點外，剩余11個有效測點的206Pb/238U年齡集中在191～203Ma之間，加權(quán)平均年齡為197.4±2.0Ma(MSWD=2.7)。輝長質(zhì)包體NM2002除去9個誤差較大的測點外，剩余11個有效測點的206Pb/238U年齡集中在191～200Ma之間，加權(quán)年齡為195.8±2.1Ma(MSWD=2.2)。定年結(jié)果表明，在誤差范圍內(nèi)，輝長質(zhì)包體與寄主二長花崗巖有較一致的結(jié)晶年齡。

本文對參與定年的3個樣品進行了Lu-Hf同位素分析，測試結(jié)果見表3。二長花崗巖類鋯石的176Hf/177Hf比值為0.28305～0.28313,εHf(t)值為+13.9～+16.0，地幔模式年齡(tDM)為187～295Ma，地殼模式年齡(tDMC)為182～354Ma;輝長質(zhì)包體鋯石的176Hf/177Hf比值為0.28305～0.28311，εHf(t)值為+13.8～+16.0，地幔模式年齡(tDM)為206～292Ma，地殼模式年齡(tDMC)為213～346Ma。

表3 尼木花崗巖和包體的Hf同位素成分Table 3 Zircon Hf isotopic data of the Nyemo granites and enclaves

續(xù)表3Continued Table 3

3.2 主量與微量元素地球化學(xué)

樣品的主微量元素成分含量見表4，寄主二長花崗巖SiO2含量為73.72%～75.14%，Al2O3含量為13.20%～14.12%，F(xiàn)e2O3T含量為1.82%～1.85%，Mg#為37～38，全堿含量為6.92～7.40，里特曼指數(shù)(σ=(K2O+Na2O)2/(SiO2-43))為1.49～1.78，鋁飽和指數(shù)(A/CNK=Al2O3/(CaO+Na2O+K2O))為1.01～1.06，屬于弱過鋁質(zhì)高鉀鈣堿性系列巖石(圖5b,c)；輝長質(zhì)包體共2件樣品(NM2002、NM2009，表4)，SiO2含量分別為48.45%和46.20%，Al2O3含量為17.06%和14.96%,Fe2O3T含量為10.96%和11.62%,Mg#為53和62,全堿含量為4.6和3.2，里特曼指數(shù)為3.87和3.29,鋁飽和指數(shù)A/CNK為0.68和0.57,屬于準(zhǔn)鋁質(zhì)鈣堿性系列巖石(圖5b,c)。

表4 尼木花崗巖和包體的主量(wt%)和微量元素(×10-6)地球化學(xué)數(shù)據(jù)Table 4 Bulk-rock major (wt%)and trace (×10-6)elements of the Nyemo granites and enclaves

圖5 尼木花崗巖和包體的元素分類圖解(a)TAS圖解(底圖據(jù)Wilson,2001);(b)K2O-SiO2圖解(底圖據(jù)Peccerillo and Taylor,1976);(c)A/NK-A/CNK圖解(底圖據(jù)Maniar and Piccoli,1989).同巖體文獻數(shù)據(jù)引自張宏飛等,2007;林蕾,2019;Guo et al.,2013;Meng et al.,2016b.圖7、圖8文獻數(shù)據(jù)來源同此圖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

在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分曲線圖中(圖6a),二長花崗巖的輕稀土元素相對富集(ΣLREE=30.4×10-6～46.4×10-6)，重稀土元素相對虧損(ΣHREE=4.0×10-6～6.3×10-6),(La/Yb)N為4.82～11.95,δEu為1.00～1.54,1件樣品顯示Eu無異常,2件樣品顯示Eu正異常；輝長質(zhì)包體的輕稀土元素相對富集(ΣLREE=33.7×10-6～91.0×10-6)，重稀土元素相對虧損(ΣHREE=9.8×10-6～14.0×10-6)，(La /Yb)N為2.81～7.87,δEu為0.99～1.04,沒有顯示Eu異常。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蜘蛛圖中(圖6b)，二長花崗巖和輝長質(zhì)包體均顯示出富集K、U、Sr等大離子親石元素，虧損Nb、Ta、Ti等高場強元素的特征。

圖6 尼木花崗巖和包體的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖(a)及原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蜘蛛圖(b)(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough,1989)南拉薩早侏羅世巖漿巖數(shù)據(jù)引自楊志明等，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;邱檢生等，2015；王旭輝等，2018;熊秋偉等，2015；Hou et al.,2015;Xu et al.,2017,2019;董昕和張澤明，2013；曲曉明等，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 討論

4.1 寄主二長花崗巖的成因與源區(qū)性質(zhì)

早期研究提出可以用鋁飽和指數(shù)(A/CNK)等于1.1作為劃分I型和S型花崗巖的指標(biāo)(Chappell and White，1992)，這一指標(biāo)適用于未經(jīng)強烈結(jié)晶分異的花崗巖，而不適用于高分異花崗巖，在(K2O+Na2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)圖解中(圖7a)，本文樣品及同一地區(qū)其他同時代樣品均落入未分異花崗巖區(qū)域，因此可以利用A/CNK值來劃分花崗巖類型；I型花崗巖的A/CNK值通常小于1.1，而S型花崗巖的A/CNK值通常大于1.1，本文樣品的A/CNK值為1.01～1.06，均小于1.1(圖5c)，顯示I型花崗巖特征。研究表明，磷在準(zhǔn)鋁質(zhì)和弱過鋁質(zhì)熔體中的溶解度較低，且含量隨分異程度的增加而降低，但磷在強過鋁質(zhì)熔體中的溶解度較高，并隨分異程度的增加而含量升高(Pichavantetal.,1992)。因此，可以通過P2O5和SiO2的關(guān)系作為判別I型和S型花崗巖的有效方法。在P2O5-SiO2圖解中(圖7b)，本文樣品及同一地區(qū)其他同時代樣品的P2O5含量顯示出隨SiO2含量增加而降低的趨勢，顯示出I型花崗巖演化特征。在礦物學(xué)上，本文寄主二長花崗巖為弱過鋁質(zhì)，無典型的S型花崗巖富鋁礦物如剛玉、電氣石、堇青石、石榴石等(Zen，1986)。因此，綜合分析表明，本文寄主二長花崗巖屬于I型花崗巖。

圖7 尼木花崗巖成因判別圖解(a)(K2O+Na2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)圖解(據(jù)Whalen et al.,1987)；(b)P2O5-SiO2圖.FG-分異的長英質(zhì)花崗巖;OGT-未分異的 M、I、S 花崗巖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

本文二長花崗巖產(chǎn)于岡底斯巖基中段，顯示出富集輕稀土和大離子親石元素(K、U、Sr)，虧損高場強元素(Nb、Ta、Ti)的弧巖漿巖的地球化學(xué)特征(Pearceetal.,1995)；具有高度虧損的鋯石Hf同位素組成(εHf(t)值為+13.9～+16.0，地幔模式年齡(tDM)為187～295Ma)，這表明巖漿物質(zhì)來源于虧損地幔直接的部分熔融或者初生地殼的部分熔融(Jahnetal.,2000;Jietal.,2009)；通常認為，地幔的直接部分熔融是形成不了花崗質(zhì)巖漿的(Taylor and McLennan,1985)，地幔部分熔融只可能產(chǎn)生玄武質(zhì)熔體，大量含水時可以形成安山質(zhì)熔體，因此，地幔橄欖巖的部分熔融最多只能形成安山質(zhì)成分的巖漿(Hofmann,1988)。所以，本文花崗巖應(yīng)該是由初生地殼的部分熔融形成的。在該區(qū)匯聚板塊邊緣背景下，大洋板片俯沖到一定深度可以發(fā)生脫水交代上覆地幔楔，從而導(dǎo)致地幔楔的部分熔融并產(chǎn)生島弧巖漿作用，形成的基性或者中基性的巖漿可以直接噴出地表形成島弧火山巖，也可以通過巖漿底侵的方式加入到地殼淺部，形成初生地殼(Altherton and Perford,1993;Muiretal.,1995;Perford and Altherton,1996)，持續(xù)的巖漿底侵作用可以導(dǎo)致初生地殼因加溫而部分熔融形成酸性巖漿。這可以較好的解釋本文花崗巖具有的弧巖漿巖的地球化學(xué)特征和虧損的Hf同位素組成。

4.2 輝長質(zhì)包體成因

關(guān)于花崗巖體中的鎂鐵質(zhì)微粒包體(MMEs)的成因，以往的研究主要有如下觀點：(1)包體是寄主花崗巖巖漿源區(qū)部分熔融的難熔殘留物(Chappelletal.,1992;Chappell,1996;Whiteetal.,1999)；(2)包體是與寄主花崗巖同源巖漿早期分離結(jié)晶的礦物堆晶(Dodge and Kistler,1990;Donaireetal.,2005;Shellnuttetal.,2010)；(3)包體是幔源的基性巖漿和殼源的中酸性巖漿不完全混合的產(chǎn)物(Griffinetal.,2002;Peruginietal.,2003;Kocaketal.,2011;Liuetal.,2013)。在主量元素哈克圖解上(圖8)，包體和寄主花崗巖之間缺乏連續(xù)的演化關(guān)系，說明兩類巖石不太可能是同源巖漿的產(chǎn)物，因此本文中的包體不是寄主巖石同源巖漿分離結(jié)晶后的堆晶。野外觀察(圖2b)，包體與寄主巖石間的邊界并不光滑，這與巖漿混合中兩類不混溶巖漿的特征不一樣。巖相學(xué)觀察發(fā)現(xiàn)，包體中存在快速淬火形成的針狀磷灰石(圖2d)，因此暗示了包體與寄主巖之間只發(fā)生了塑性共存，說明其可能是殼源酸性巖漿與下地殼原巖混合的產(chǎn)物。此外，鋯石U-Pb定年結(jié)果表明(圖3)，盡管寄主花崗巖和包體的形成時間相近，但花崗巖體的年齡略晚于包體?；谝陨戏治?，我們認為，本文輝長質(zhì)包體極可能代表了侏羅紀(jì)形成的新生下地殼，即寄主巖石的巖漿源區(qū)。

圖8 尼木花崗巖和包體的哈克圖解Fig.8 Harker diagrams of the Nyemo granites and enclaves

輝長質(zhì)包體具有低硅(SiO2=46.20%～48.45%)，高鎂(MgO=6.14%～9.35%)的特征，Mg#為53～62，且不顯示明顯的Eu異常，指示其幔源原生巖漿的特征；鋯石εHf(t)值為+13.8～+16.0，地幔模式年齡(tDM)為206～292Ma，地殼模式年齡(tDMC)為213～346Ma，這些特征顯示其是從地幔部分熔融的產(chǎn)物；同時，包體位于岡底斯巖基中段，顯示與俯沖有關(guān)的富集輕稀土和K、U、Sr等大離子親石元素、虧損Nb、Ta、Ti等高場強元素的地球化學(xué)特征，因此，本文認為輝長質(zhì)包體原巖來自于俯沖的大洋板片脫水交代的地幔巖漿。此外，包體的Cr、Ni含量(28.8×10-6～232×10-6、30.3×10-6～140×10-6)明顯高于寄主花崗巖的Cr、Ni含量(1.27×10-6～4.13×10-6、1.01×10-6～1.19×10-6)，這也指示了包體的幔源特征。

4.3 區(qū)域動力學(xué)意義

對于岡底斯巖基中生代早期(晚三疊世-早侏羅世)巖漿作用的動力學(xué)背景目前仍存在爭議，主要有兩種觀點：(1)岡底斯巖基中生代早期(晚三疊世-早侏羅世)的巖漿作用與新特提斯洋板片的北向俯沖有關(guān)(Chuetal.,2006;張宏飛等,2007;Jietal.,2009;Guoetal.,2013;Kangetal.,2014;Houetal.,2015;Mengetal.,2016b;Wangetal.,2017)；(2)該時期的巖漿作用與班公湖-怒江洋板片的南向俯沖有關(guān)(潘桂棠等,2006;Zhuetal.,2009a,2011a,2013)。中生代和新生代時期的南北兩側(cè)大洋板片的俯沖以及隨后的拉薩-羌塘地體和拉薩-印度大陸碰撞使拉薩地體發(fā)生了明顯縮短，因此在三疊紀(jì)時期拉薩地體的南北向距離可能超過400～500km(Murphyetal.,1997)，岡底斯巖基距離南部縫合帶更近，受新特提斯洋板片北向俯沖的影響更大；此外，班公湖-怒江洋板片向南俯沖的時間可能為263Ma(Zhuetal.,2011a)，目前發(fā)現(xiàn)的岡底斯巖基中生代時期最早的巖漿巖為237Ma(Wangetal.,2016)，在這么短的時間里發(fā)生距離400～500km的巖漿活動不太合理，所以岡底斯巖基中生代早期的巖漿活動用新特提斯洋北向俯沖的解釋更合適。

本文的年代學(xué)數(shù)據(jù)表明尼木巖體侵位于195Ma左右，屬于早侏羅世巖漿活動的產(chǎn)物。近年來，在岡底斯巖基其他地區(qū)也發(fā)現(xiàn)了與尼木地區(qū)時代相近的晚三疊世-早侏羅世的巖漿作用記錄，包括烏郁地區(qū)的花崗巖(188.1±1.4Ma,Chuetal.,2006)；曲水巖體的花崗巖(229～225Ma,Mengetal.,2018)、角閃輝長巖(212～209Ma,Mengetal.,2016a)、高鎂安山巖(189Ma,Wangetal.,2018a);昌果火山巖體的玄武巖和安山巖(237～211Ma,Wangetal.,2016)；努馬巖體的花崗閃長巖和閃長巖(191～169Ma,Mengetal.,2016b)；桑日地區(qū)的安山巖(195Ma)和凝灰?guī)r(189Ma)(Kangetal.,2014)；東嘎地區(qū)的英云閃長巖和輝長巖(180～177Ma,邱檢生等，2015)等。在εHf(t)-年齡圖解中(圖9)，岡底斯巖基在早中生代表現(xiàn)正的εHf(t)值，指示了有虧損地幔或者初生地殼的物質(zhì)加入，這符合新特提斯洋板片在該時期俯沖的構(gòu)造背景。

圖9 岡底斯巖基鋯石εHf(t)-年齡圖解數(shù)據(jù)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;張宏飛等，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

根據(jù)以上分析，認為本文報道的尼木地區(qū)早侏羅世巖體是在新特提斯洋板片的北向俯沖背景下形成的。俯沖的大洋板片發(fā)生脫水產(chǎn)生的流體交代上覆地幔楔導(dǎo)致其發(fā)生部分熔融并產(chǎn)生島弧巖漿作用，形成的基性或者中基性的巖漿通過巖漿底侵的方式加入到地殼淺部，形成初生地殼，持續(xù)的巖漿底侵作用導(dǎo)致初生地殼因加溫而部分熔融形成酸性巖漿，從而形成了尼木地區(qū)早中生代時期的I型花崗巖。在俯沖背景下，幔源的基性巖漿底侵到地殼下部，輝長質(zhì)包體極可能代表了侏羅紀(jì)形成的新生下地殼，即寄主巖石的巖漿源區(qū)。

5 結(jié)論

(1)尼木地區(qū)的寄主二長花崗巖年齡為190±1.5Ma～197.4±2.0Ma，輝長質(zhì)包體年齡為195.8±2.1Ma，表明寄主花崗巖和包體近于同期侵位，為早侏羅世巖漿活動的產(chǎn)物。

(2)寄主二長花崗巖屬于弱過鋁質(zhì)高鉀鈣堿性系列的I型花崗巖，具有富集輕稀土和大離子親石元素、虧損高場強元素的弧巖漿巖特征，同時具有虧損的Hf同位素組成，可能來源于初生地殼的部分熔融；輝長質(zhì)包體屬于準(zhǔn)鋁質(zhì)鈣堿性系列巖石，顯示出與寄主巖相似的稀土元素、微量元素特征，可能代表了侏羅紀(jì)形成的新生下地殼，即寄主巖石的巖漿源區(qū)。

(3)尼木地區(qū)早中生代的巖漿作用可能與新特提斯洋板片的北向俯沖有關(guān)。