楊成業(yè)，馮佳佳，李玉彬,2,3，張金樹，張 根，夏洋洋

(1. 西藏大學(xué)工學(xué)院， 西藏 拉薩 850000； 2. 成都理工大學(xué) 地球科學(xué)學(xué)院， 四川 成都 610059； 3. 西藏自治區(qū)地質(zhì)調(diào)查院， 西藏 拉薩 850000)

青藏高原是現(xiàn)今地球上海拔最高的高原，常被稱作 “地球的第三極”。青藏高原的形成與印度板塊和歐亞板塊碰撞作用有關(guān)，并且形成了地球上海拔最高、陸殼最厚的碰撞造山帶，印度板塊和歐亞板塊碰撞造山過程的持續(xù)發(fā)展，其作用區(qū)域已不僅僅局限在廣闊的青藏高原，還延伸至中國東部、東南亞、中亞乃至歐洲地區(qū)，影響了亞洲乃至全球的氣候和環(huán)境變化，深入研究這一碰撞造山過程，對認識碰撞造山作用、陸內(nèi)變形機制以及青藏高原隆升等一系列地學(xué)前沿問題具有非常重要的意義(吳福元等, 2008)。近年來, 在巖石學(xué)、構(gòu)造地質(zhì)學(xué)、地層學(xué)、地球化學(xué)以及地球物理學(xué)等多學(xué)科專家的共同努力下, 對印度板塊和歐亞板塊拼合過程的研究取得了重要的進展(莫宣學(xué)等, 2003； 侯增謙等, 2006, 2020; 許志琴等, 2011, 2016; 王椿鏞等, 2016; 鄒光富等, 2016; 莫宣學(xué)， 2020; 曾慶高等, 2020)。但是， 不同學(xué)者對印度板塊和歐亞板塊碰撞時限的認識還存在很大的分歧(朱日祥等, 2022)， 如通過古地磁研究結(jié)果限定的碰撞時間為65～20 Ma(Klootwijketal., 1992; van Hinsbergenetal., 2012)， 沉積學(xué)和古生物地層學(xué)研究所限定的碰撞時間為65～45 Ma(Rageetal., 1995; Rowley, 1998; Huetal., 2015)， 而巖漿巖研究限定的碰撞時間為70～45 Ma(紀偉強等, 2009； 莫宣學(xué)， 2011)。

本文基于基礎(chǔ)地質(zhì)調(diào)查、巖石學(xué)、年代學(xué)及地球化學(xué)等多方面的綜合研究， 對位于拉薩地塊北部拱尕崗地區(qū)的托龍石英二長斑巖進行了詳細研究， 希望查明該巖體的形成時代和成因機制， 確定其形成的地球動力學(xué)背景， 進而為深入理解印度板塊和歐亞板塊碰撞造山過程提供重要依據(jù)。

1 地質(zhì)背景

青藏高原是由多個增生地塊拼合而成， 各地體之間為縫合帶， 從南到北分別為特提斯喜馬拉雅地塊、雅魯藏布江縫合帶、拉薩地塊、班公湖-怒江縫合帶、羌塘地塊、龍木錯-雙湖縫合帶、金沙江結(jié)合帶、松潘-甘孜地塊。其中拉薩地塊位于雅魯藏布江縫合帶和班公湖-怒江縫合帶中間， 因為南北缺少寒武紀結(jié)晶基底(史仁燈等, 2005; Dongetal., 2011; Zhuetal., 2012; 潘政等, 2020; 胡培遠等, 2022)， 中部具有古老結(jié)晶基底(Zhuetal., 2009a， 2011)， 因此以洛巴堆-米拉山斷裂帶和獅泉河-納木錯縫合帶為界， 將拉薩地塊分為南、中、北3部分。本文研究的花崗巖體位于中拉薩地塊東段， 地理位置為拉薩地塊林周縣中部江白多-拱尕崗一帶， 呈巖株侵入到石炭系諾錯組(C1-2n)、古近系帕那組(E2p)中(圖1)， 巖體規(guī)模約38 km2。諾錯組為粉砂質(zhì)板巖夾砂巖、板巖、鈣質(zhì)板巖夾灰?guī)r； 帕那組主體是以流紋質(zhì)、英安質(zhì)、粗面質(zhì)(熔結(jié))凝灰?guī)r為主的火山碎屑巖。

圖1 研究區(qū)地質(zhì)簡圖

托龍巖體的巖石類型主要為石英二長斑巖， 整體呈青灰色-深灰色， 具斑狀結(jié)構(gòu)(圖2)， 斑晶主要為斜長石(15%～20%)、鉀長石(8%～10%)和黑云母(5%～8%)， 偶見角閃石和石英， 石英多為半自形。斜長石呈板狀， 可見聚片雙晶、環(huán)帶結(jié)構(gòu)， 偶見絹云母化； 鉀長石呈板狀， 可見簡單雙晶， 泥化較為發(fā)育； 黑云母多為片狀， 多色性明顯， 偶見綠泥石化?；|(zhì)主要為長英質(zhì)微晶和少量暗色礦物。

圖2 托龍石英二長斑巖的野外 (a)、單偏光鏡下(b、c)和正交偏光鏡下(d)照片

2 樣品采集和實驗方法

本次研究對采自托龍巖體的5件新鮮的石英二長斑巖樣品開展了全巖主量元素和微量元素地球化學(xué)分析， 并對其中1件樣品(DX01)進行了鋯石U-Pb 年代學(xué)和Hf同位素分析。

2.1 鋯石U-Pb年代學(xué)與Hf同位素測試

2.2 全巖地球化學(xué)

全巖主量元素和微量元素均在武漢上譜分析科技有限責(zé)任公司完成。全巖主量元素使用日本理學(xué)(Rigaku)生產(chǎn)的 ZSX Primus Ⅱ型波長色散X射線熒光光譜儀(XRF)進行測試， 數(shù)據(jù)校正采用理論α系數(shù)法， 測試相對標準偏差(RSD)<2%。全巖微量元素利用Agilent 7700e ICP-MS分析完成， 樣品處理流程如下： 將200目樣品置于105℃烘箱中烘干12 h； 準確稱取粉末樣品50 mg置于Teflon溶樣彈中； 先后依次緩慢加入1 mL高純HNO3和1 mL高純HF； 將Teflon溶樣彈放入鋼套， 擰緊后置于190℃烘箱中加熱24 h以上； 待溶樣彈冷卻， 開蓋后置于140℃電熱板上蒸干， 然后加入1 mL HNO3并再次蒸干； 加入1 mL高純HNO3、1 mL MQ水和1 mL內(nèi)標In(濃度為1×10-6)， 再次將Teflon溶樣彈放入鋼套， 擰緊后置于190℃烘箱中加熱12 h以上； 將溶液轉(zhuǎn)入聚乙烯料瓶中， 并用2% HNO3稀釋至100 g以備ICP-MS測試。

3 測試結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb年代學(xué)測試結(jié)果

托龍石英二長斑巖中的鋯石多為短柱狀晶體， 長寬比常介于1∶1～2∶1之間， 長度為50～150 μm， 且主要集中在100 μm左右， 在陰極發(fā)光圖像上多具振蕩環(huán)帶、弱分帶或無分帶的特點(圖3)， 顯示出巖漿鋯石的內(nèi)部結(jié)構(gòu)特征(吳元保等， 2004)。

圖3 托龍石英二長斑巖樣品DX01鋯石陰極發(fā)光圖像

托龍石英二長斑巖樣品DX01的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡測試結(jié)果見表1。 對樣品DX01的23個測試點的分析結(jié)果顯示， 鋯石的Th、U含量較低， 分別為130×10-6～252×10-6和111×10-6～177×10-6， 平均值分別為177×10-6和145×10-6， 相應(yīng)的Th/U值介于0.98～1.45之間， 平均值為1.21， 與典型的巖漿鋯石Th/U值一致(吳元保等， 2004)。在鋯石年齡諧和圖上， 除兩個測試點偏離諧和線外， 余下21個測試點均落在諧和線上或諧和線附近。測試點DX01-1的206Pb/238U年齡較老(61.0±2.1 Ma)， 余下20個測試點的206Pb/238U年齡介于52.2±1.4～48.3±1.3 Ma之間，206Pb/238U加權(quán)平均年齡為50.5±0.6 Ma (MSWD = 0.77)(圖4)。

表1 托龍石英二長斑巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡測試結(jié)果

圖4 托龍石英二長斑巖鋯石U-Pb年齡圖解

3.2 鋯石Hf同位素測試結(jié)果

表2 托龍巖體鋯石Hf同位素測試結(jié)果

圖5 托龍石英二長斑巖DX01鋯石Hf同位素圖解

3.3 地球化學(xué)測試結(jié)果

托龍石英二長斑巖主量元素和微量元素測試結(jié)果見表3。托龍石英二長斑巖具有較高的SiO2含量和全堿(Na2O+K2O)含量， 分別介于66.71%～68.36%和9.48%～9.72%之間， 在 (Na2O+K2O)-SiO2圖解上落入石英二長巖的范圍內(nèi)(圖6a)。K2O含量較高， 明顯高于Na2O含量， 分別為5.92%～6.33%和3.36%～3.56%， K2O/Na2O值為1.66～1.86， 在K2O-SiO2圖解和K2O-Na2O圖解中均落入鉀玄巖系列范圍內(nèi)(圖6b、6c)。Al2O3含量較高， 介于15.63%～16.43%， A/NK與A/CNK值分別為1.27～1.34和0.98～1.00， 主要落在準鋁質(zhì)系列范圍內(nèi)(圖6d)。TFe2O3和MgO含量整體偏低， 分別介于2.51%～2.71%和0.66%～0.72%之間， 對應(yīng)的Mg#值亦較低， 介于33～49之間。

圖6 托龍石英二長斑巖的(Na2O+K2O) -SiO2 (a, Middlemost, 1994)、K2O-SiO2 (b， 據(jù)Peccerillo 和 Taylor, 1976)、K2O-Na2O (c， 據(jù)Turner等, 1996)和A/NK - A/CNK(d， 據(jù)Maniar和Piccoli, 1989)圖解

表3 托龍石英二長斑巖主量元素(wB/%)及微量元素(wB/10-6)測試結(jié)果

托龍石英二長斑巖的稀土元素總量較高， 介于267×10-6～282×10-6之間。(La/Yb)N值也較高， 介于15.3～16.1之間， 這與其輕稀土元素富集、重稀土元素虧損的右傾型稀土元素配分模式特征一致(圖7a)。具有較弱的Eu的負異常，δEu介于0.56～0.69之間。在微量元素蛛網(wǎng)圖上(圖7b)， 托龍石英二長斑巖富集Cs、Rb、K等大離子親石元素和La、Ce等輕稀土元素， 虧損Nb、Ta、P、Ti等高場強元素， 且具有中等的Ba的負異常和較弱的Sr的負異常。

圖7 托龍石英二長斑巖稀土元素配分圖(a)和微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(球粒隕石和原始地幔數(shù)據(jù)出自Sun和McDonough, 1989)

4 討論

4.1 形成時代

近年來高精度年代學(xué)研究成果顯示， 拉薩地塊巖漿巖整體上多形成于白堊紀-古近紀， 約65～40 Ma的巖漿活動最為強烈， 且在約50 Ma左右達到頂峰(莫宣學(xué)等， 2005, 2009； Wenetal., 2008; 紀偉強等, 2009; Zhuetal., 2015; 孟元庫等, 2022)。這一時期的巖漿巖在拉薩地塊中南部廣泛分布， 巖石類型多樣， 鎂鐵質(zhì)、中性、長英質(zhì)的侵入巖和火山巖等多種巖石類型均有產(chǎn)出， 但以發(fā)育大規(guī)模的花崗巖和林子宗火山巖為特征(莫宣學(xué), 2011, 2020)。

托龍石英二長斑巖鋯石U-Pb年齡結(jié)果分為兩組， 較老的61.0±2.1 Ma與林子宗火山巖典中組以及岡底斯帶廣泛分布的約60 Ma巖漿事件時間一致(侯增謙等, 2006; 董國臣等, 2021; 孟元庫等, 2022)， 可能代表了捕獲鋯石的形成時代； 較年輕的50.4±0.6 Ma與林子宗火山巖帕那組以及岡底斯帶最為發(fā)育的約50 Ma巖漿事件時間一致(紀偉強等, 2009; 莫宣學(xué), 2020)， 代表了托龍石英二長斑巖的形成時代。

4.2 巖石類型劃分

花崗巖的成因分類往往是花崗巖研究的基礎(chǔ)之一， 最著名的是Chappell和White (1974) 提出按源區(qū)劃分的I型和S型花崗巖分類方案， 其中 I型花崗巖的源區(qū)常為未風(fēng)化的火成巖， 而S型花崗巖的源區(qū)則為沉積巖。Loiselle和Wones (1979)則從地球化學(xué)和構(gòu)造環(huán)境的角度， 提出了具有貧水、適度堿性和產(chǎn)自非造山環(huán)境的A型花崗巖這一花崗巖類型。此外， Defant和Drummond(1990)提出埃達克巖這一術(shù)語， 指的是具有高Sr、低Y及富Al等地球化學(xué)特征的中酸性巖漿巖。

托龍巖體具較高的Y含量(28.9×10-6～30.1×10-6)和較低的Sr/Y值(12.0～17.0)， 與埃達克巖存在很大的差異(圖8a)； 較低的104Ga/Al(2.12～2.18)及FeO*/MgO(3.29～3.65)值等特征， 也顯示出其與A型花崗巖存在一定的差異(圖8b)。托龍石英二長斑巖中可見黑云母及少量角閃石， 不發(fā)育白云母、堇青石及石榴子石等富鋁礦物； 相應(yīng)地， 其A/CNK值除樣品DX01為1.00外， 其余樣品均小于1， 為準鋁質(zhì)， CIPW計算結(jié)果也缺乏標準剛玉分子(表3)， 上述巖石學(xué)及地球化學(xué)特征均表明托龍巖體與S型花崗巖差異明顯， 而與I型花崗巖的特征基本一致。此外， I型花崗巖的P2O5含量與SiO2含量呈負相關(guān)性， Y含量與Rb含量呈正相關(guān)性； S型花崗巖的P2O5含量隨SiO2含量的增加無降低趨勢， Y含量隨Rb含量的增加具明顯的降低趨勢(Lietal.， 2007)， 而托龍巖體的P2O5含量與SiO2含量整體上具有負相關(guān)性， Y含量則與Rb含量具有明顯的正相關(guān)性(圖8c、8d)， 進一步表明托龍石英二長斑巖屬于I型花崗巖。

圖8 托龍石英二長斑巖的Sr/Y-Y(a， 據(jù)Defant和Drummond, 1990)、FeO*/MgO-104 Ga/Al (b, 據(jù)Whalen等， 1987)、P2O5- SiO2(c)和Y-Rb(d)圖解

4.3 巖石成因

對于高Si、低Mg的I型花崗巖， 如托龍巖體， 較低的MgO(0.66%～0.72%， 平均0.68%)、Cr(3.34×10-6～5.56×10-6， 平均4.58×10-6)、Co(2.61×10-6～3.11×10-6， 平均2. 85×10-6)、Ni(2.08×10-6～3.60×10-6， 平均2. 85×10-6)含量和Mg#值(33～49， 平均37)， 和與地幔平衡的高Mg#值的原生巖漿差異顯著(Wilson, 1989)， 通常被認為可能是幔源巖漿結(jié)晶分異、殼幔巖漿混合或者殼源物質(zhì)部分熔融的產(chǎn)物(Guoetal., 2011; Wangetal., 2014, 2017; Lewisetal., 2021)。

研究區(qū)內(nèi)與托龍巖體共存的均為同時代的花崗巖和以巨厚層狀流紋質(zhì)(熔結(jié))凝灰?guī)r為主的帕那組， 缺乏與其共生的基性巖和中性巖， 研究區(qū)周緣如林周地區(qū)同樣廣泛發(fā)育以英安質(zhì)-流紋質(zhì)火山巖為主的帕那組以及花崗質(zhì)侵入巖， 基性巖和中性巖非常有限。 此外， 帕那組中盡管存在少量的玄武質(zhì)以及玄武安山質(zhì)巖石， 但缺乏安山質(zhì)巖石， 存在明顯的成分間隔， 無法構(gòu)成從基性經(jīng)中性再到酸性的連續(xù)演化系列(莫宣學(xué)等, 2009; Zhuetal., 2015)， 因此， 托龍巖體的成因難以用幔源巖漿的結(jié)晶分異模式來解釋。

殼幔巖漿混合模式同樣無法解釋托龍石英二長斑巖的成因。一是如上所述， 托龍巖體缺乏如拉薩地塊南部廣泛出露的與花崗巖伴生的基性端員， 巖體內(nèi)也不發(fā)育如拉薩地塊南部花崗巖中大量顯示巖漿混合作用的暗色微粒包體(莫宣學(xué), 2011; Maetal., 2017)； 二是礦物不發(fā)育如針狀磷灰石以及具鑲邊的石英或鉀長石等顯示巖漿混合作用的典型結(jié)構(gòu)(莫宣學(xué), 2011; Maetal., 2017)； 三是Hf同位素組成非常均一， 不具備巖漿混合所具有的雙峰式或多峰式Hf同位素組成特征(Wangetal., 2003; Liuetal., 2013)。

地殼源區(qū)通常可簡單地分為變質(zhì)火成巖和變質(zhì)沉積巖兩類源區(qū)， 分別與I型花崗巖和S型花崗巖對應(yīng)。前已述及， 托龍石英二長斑巖中主要含鉀長石、斜長石、石英、黑云母以及少量角閃石， 其A/CNK值多小于1， CIPW計算結(jié)果也顯示出缺乏標準剛玉分子， 這些事實均表明其源巖不是變質(zhì)沉積巖。在源區(qū)辨別圖解上， 托龍石英二長斑巖也均落入角閃巖的部分熔融區(qū)內(nèi)(圖9)， 表明其可能是由變質(zhì)中基性巖部分熔融形成的。此外， 托龍石英二長斑巖具有較低的εHf (t)值(加權(quán)平均值為-5.2)和較古老的地殼模式年齡tDMC(1 478～1 398 Ma)， 與拉薩地塊南緣大量源自新生地殼的高達13的εHf (t)值的花崗巖存在明顯的差異(紀偉強等, 2009; Houetal., 2015)， 顯示出其主要來源于相對古老地殼物質(zhì)的再造。

圖9 托龍石英二長斑巖化學(xué)成分圖解(據(jù)Kaygusuz等, 2008)

在哈克圖解中， 隨著SiO2含量的增高， CaO、Na2O及Al2O3含量整體上呈降低的趨勢， 而K2O含量則具有明顯的正相關(guān)關(guān)系(圖10)， MgO及TFe2O3則沒有明顯的相關(guān)性， 表明巖漿演化過程中斜長石的分離結(jié)晶作用起主要控制作用。這與微量元素Sr和Ba含量與SiO2含量的負相關(guān)性、Rb含量與SiO2含量的正相關(guān)性一致， Eu的負異常與SiO2含量明顯的負相關(guān)關(guān)系(圖10)， 也進一步證實了斜長石的分離結(jié)晶作用。

圖10 托龍石英二長斑巖Harker圖解

4.4 構(gòu)造背景

花崗巖的地球化學(xué)特征常常被用作與其形成的大地構(gòu)造背景相聯(lián)系， 如I型花崗巖多形成于俯沖至碰撞階段，S型花崗巖一般形成于碰撞背景，A型花崗巖多指示伸展背景等， Pearce等(1984)和Harris等 (1986)進一步利用地球化學(xué)圖解來判定花崗巖的形成環(huán)境。然而， 絕大部分拉薩地塊的花崗巖在Pearce構(gòu)造環(huán)境判別圖解中落入火山弧環(huán)境中(紀偉強等, 2009)， 因而花崗巖的地球化學(xué)成分構(gòu)造環(huán)境判別圖解已基本被舍棄， 這主要是因為花崗巖的地球化學(xué)成分與構(gòu)造背景之間并不存在直接的聯(lián)系， 而往往與其源區(qū)成分以及后期的巖漿演化等方面存在很大的關(guān)系。

前已述及， 拉薩地塊在約50 Ma存在明顯的巖漿峰期， 不僅發(fā)育巨量的花崗質(zhì)巖漿， 在拉薩地塊南緣還伴有廣泛的基性巖漿活動， 形成了強烈的巖漿混合， 且這些基性巖和酸性巖常常顯示出非常虧損的Sr-Nd-Hf同位素組成。上述地質(zhì)事實表明， 在約50 Ma可能存在明顯的區(qū)域性構(gòu)造轉(zhuǎn)換， 造成了巨量的巖漿活動、廣泛的殼幔巖漿混合以及地殼增生事件， 這一過程可能與新特提斯洋俯沖板片斷離造成的軟流圈上涌有關(guān)。托龍巖體的(La/Yb)N值介于15.3～16.1之間， 根據(jù)Profeta 等(2015)的地殼源區(qū)厚度計算公式， 其源區(qū)深度約為58～60 km， 而位于拉薩地塊南緣約50 Ma的安崗、總訓(xùn)等巖體具有相似的較高的(La/Yb)N值(徐旺春， 2010)， 它們被證實具有相似的地殼源區(qū)深度， 這些事實表明在約50 Ma青藏高原的地殼厚度已增厚至約60 km。隨著新特提斯洋的逐漸閉合以及隨后的印度-亞洲大陸碰撞造山作用的持續(xù)進行， 青藏高原的地殼厚度逐漸增大， 新特提斯洋俯沖板片回轉(zhuǎn)、斷離造成的軟流圈上涌， 導(dǎo)致了上覆巖石圈不同部位產(chǎn)生了廣泛的熔融， 拉薩地塊古老的中基性變質(zhì)基底物質(zhì)也在這一時期發(fā)生了部分熔融作用， 從而形成了托龍巖體。

4.5 對印度-歐亞板塊碰撞時間的約束

盡管近年來對青藏高原的相關(guān)研究取得了豐富的成果(張玉泉等, 2000; 楊經(jīng)綏等, 2002; 趙志丹等， 2006; 莫宣學(xué)等, 2009； 莫宣學(xué)， 2020; 梁銀平等,2010; 侯增謙等, 2012, 2020; 謝冰晶等, 2013; 遲效國等, 2017; 周鵬等, 2019; 吳福元等, 2020; 董國臣等, 2021)， 但是對青藏高原地質(zhì)演化的認識， 尤其是對印度大陸與歐亞大陸碰撞過程的認識， 還存在相當(dāng)大的爭議， 如Yin和Harrison(2000)綜合了板塊運動學(xué)、古地磁學(xué)、沉積學(xué)以及巖漿巖年代學(xué)等方面的證據(jù)， 認為印度板塊與亞洲板塊開始碰撞的時間可早至約70 Ma； 而Aitchison等(2007)則綜合海相沉積的消失、磨拉石沉積的啟動、俯沖相關(guān)鈣堿性巖漿作用的結(jié)束等事件的時限， 認為印度與亞洲大陸的碰撞啟動時間為約34 Ma， 這與Yin和Harrison(2000)等估計的碰撞時限相差達35 Ma。然而， 鈣堿性巖漿作用可持續(xù)到中新世晚期(Huangetal., 2016), 用其確定印度-亞洲大陸的碰撞啟動時間并不十分合理，此外大陸碰撞后殘留海中的沉積作用仍會持續(xù)， 因而海相沉積的消失時間會晚于大陸碰撞的時間。莫宣學(xué)等(2007, 2011)依據(jù)林子宗火山巖與下伏二疊系-白堊系1 000多公里長的區(qū)域性角度不整合關(guān)系， 通過限定林子宗火山巖底部的最老時代， 判斷雅魯藏布洋閉合以及印度-亞洲大陸碰撞的開始時間為70～65 Ma； 許志琴等(2011)則提出不整合面能否代表大印度與亞洲大陸碰撞的時限還需要進一步探討， 并通過喜馬拉雅造山帶東、西構(gòu)造結(jié)及其外緣的走滑斷裂的時代， 認為印度-亞洲板塊的初始碰撞時代為53～45 Ma； Hu等(2015)依據(jù)桑單林組碎屑物源由從印度物源向亞洲物源轉(zhuǎn)變的時間， 將印度-亞洲大陸碰撞開始的時間確定為59±1 Ma； Zhu等(2015)則根據(jù)大陸碰撞造成的俯沖板片回轉(zhuǎn)以及后續(xù)的板片斷離所形成的巖漿作用為標志， 認為印度-亞洲大陸碰撞的啟動時間為約55 Ma。

自約65 Ma開始， 拉薩地塊發(fā)育的巖漿活動具有從北向南的遷移趨勢， 這被認為與新特提斯洋俯沖板片的回轉(zhuǎn)有關(guān)(Wenetal., 2008; Zhuetal., 2017)； 拉薩地塊在約50 Ma開始爆發(fā)巨量的巖漿活動， 本文研究的托龍巖體即形成于這一時期， 與此同時， 基性巖漿活動及其相伴的殼幔相互作用同樣十分強烈， 林子宗火山巖也在這一時期廣泛發(fā)育。這些大規(guī)模的巖漿活動以及殼幔相互作用， 被認為與新特提斯洋俯沖板片斷離造成的軟流圈上涌有關(guān)。模擬計算的結(jié)果進一步顯示， 新特提斯洋板片的斷離發(fā)生在印度-亞洲大陸初始碰撞之后不超過2 Ma(Zhuetal., 2017)， 這表明印度-亞洲大陸的初始碰撞發(fā)生在50 Ma以前。

5 結(jié)論

通過對拉薩地塊托龍石英二長斑巖系統(tǒng)的年代學(xué)、元素地球化學(xué)及Hf同位素研究， 本文得出以下認識：

(1)拉薩地塊托龍石英二長斑巖的形成時代為50.5±0.6 Ma， 與拉薩地塊巖漿活動峰期的時間一致。

(2)托龍石英二長斑巖具有較高的K2O含量和K2O/Na2O值以及較低的A/CNK值， 為準鋁質(zhì)、鉀玄質(zhì)巖石； 輕稀土元素富集，重稀土元素虧損， 具有弱的負Eu異常，富集大離子親石元素，虧損高場強元素。

(3)托龍石英二長斑巖為I型花崗巖， 具有較低的εHf (t)值， 可能起源于古老的變質(zhì)中基性巖的部分熔融， 并經(jīng)歷了斜長石的結(jié)晶分異作用。

(4)托龍石英二長斑巖形成于印度-歐亞板塊碰撞引起的俯沖板片斷離環(huán)境， 表明至少在50 Ma之前印度大陸與亞洲大陸就已開始發(fā)生碰撞。