西藏多龙矿集区早白垩世美日切错组火山岩成因

2019-07-24石洪召李玉昌黄瀚霄李光明张林奎马东方李玉彬

成都理工大学学报（自然科学版） 2019年4期

石洪召, 李玉昌, 黄瀚霄, 刘洪, 黄勇, 李光明, 张林奎, 马东方, 李玉彬

(1.中国地质调查局成都地质调查中心，成都 610081；2.西藏自治区地质矿产勘查开发局第五地质大队，青海格尔木 816000；3.西藏自治区地质矿产勘查开发局地质调查院，拉萨 850000)

图1 西藏多龙矿集区区域地质图Fig.1 Regional geological map of the Duolong ore concentration area(B图据祝向平等[29]修改)Q.第四系; N1k.上渐新统康托组; K1m.下白垩统美日切错组; J2s.中侏罗统色哇组; J1q.下侏罗统曲色组; T3r.上三叠统日干配错组。1.花岗闪长斑岩; 2.花岗斑岩;3.断层; 4.不整合接触界线; 5.辉绿岩; 6.全岩地球化学及同位素样品取样位置

多龙矿集区位于西藏阿里地区改则县北西方向约90 km处(图1-A)，是西藏首个以斑岩型-浅成低温热液型铜金成矿作用为特色的世界级铜金矿矿集区，目前已发现多不杂、波龙等多个超大型斑岩型铜金矿床和铁格隆南超大型浅成低温热液型铜金矿床[1-9]。近年来，多龙矿集区中的中酸性斑岩体成岩成矿时代、地球化学特征、深部壳幔作用过程及其成矿作用的研究均取得了重要进展，但矿集区内火山岩的研究却相对滞后。

美日切错组(K1m)最初指发育于西藏双湖县美日切错湖北部的一套中、基性火山岩，后经重新取样分析，建组地的美日切错组火山岩实际上为始新世鱼鳞山组高钾火山岩[10]。因此，现在的美日切错组是指早白垩世的一套陆相火山岩。李金祥等[1]和Li等[5]以多不杂斑岩型铜矿床的成矿时代为节点，将矿区内的火山岩分为成矿期前火山岩、成矿同期火山岩和成矿滞后型火山岩，并将成矿期前的火山岩归为下白垩统美日切错组。然而，成矿期前的火山岩大多为增生杂岩中的基性岩和超基性岩块，它们是班公湖-怒江特提斯洋北向俯冲过程中的洋岛残片[11-12]。目前，大部分学者将覆盖于增生杂岩和中酸性侵入岩之上的不规则状、瘤状和带状的陆相火山岩归为美日切错组。李金祥等[1]和Li等[5]通过锆石U-Pb年代学、岩石地球化学和同位素地球化学研究，对其中的玄武安山岩和安山岩的源区及成因进行了初步探讨，认为所研究的火山岩属于成矿滞后型火山岩，该火山岩具有岛弧火山岩性质，其形成与班公湖-怒江特提斯洋北向俯冲作用有关；王勤等[13]对美日切错组中的安山岩进行了地球化学约束，认为安山岩具有活动大陆边缘火山岩的性质；Wei等[6]和韦少港等[7]对安山岩和流纹岩开展了锆石U-Pb年代学、岩石地球化学和同位素地球化学研究，认为火山岩具有岛弧岩浆岩的特点，是班公湖-怒江特提斯洋俯冲板片断离的产物。总体上看，美日切错组陆相火山岩为一套中性、基性、酸性的火山岩组合。目前对该套火山岩地球化学研究仍不系统，火山岩的岩石成因和形成的构造环境仍然需要进一步的探讨。鉴于此，为进一步明确多龙矿集区内美日切错组陆相火山岩的喷发时间、成因机制和动力学背景，本文在野外地质调查和前人研究基础上，选择了多龙矿集区不同地理位置、不同类型的火山岩开展系统的地球化学研究，并对其中的安山岩进行了锆石U-Pb年龄测定。

1 地质背景

班公湖-怒江缝合带(BNSZ)横亘于西藏中部，是羌塘地块和拉萨地块的分界线，也可能是冈瓦纳大陆的北界[14-16]。缝合带北侧的羌塘地块又以龙木错-双湖缝合带为界，可进一步划分为南羌塘地块和北羌塘地块，且南北羌塘地块不属于同一地块[16-17]。南羌塘地块受班公湖-怒江特提斯洋构造演化的影响，主体为侏罗纪海相盆地，具有弧后盆地的性质，其南缘局部地段具有增生楔混杂带特征[12,16]。受班公湖-怒江特提斯洋北向俯冲消减的影响，在晚侏罗世末—早白垩世初，羌塘地块南缘发生了较大规模的中酸性岩浆侵位事件，在尼玛县虾别错，改则县多龙、热那错，革吉县扎普以及日土五峰尖、拉热拉新等地都保留有该时期的岩浆记录[1,18-26]。该时期的中酸性岩浆岩属于I型花岗岩，具有与岛弧俯冲型岩浆岩相似的地球化学特征，其中部分岩体同时具备埃达克岩的地球化学特征[1,27]。此外，在早白垩世晚期，羌塘地块和拉萨地块发生碰撞，南向俯冲板片断离同时在拉萨地块北部和羌塘地块南缘诱发了不同程度的岩浆活动[6,21,28]。

多龙矿集区大地构造位置处于羌塘地块南缘(图1-A)，出露的地层有上三叠统日干配错组(T3r)、下侏罗统曲色组(J1q)和中侏罗统色哇组(J2s)、下白垩统美日切错组(K1m)、上渐新统康托组(E3k)及第四系(Q)(图1-B)。其中，曲色组、色哇组为一套总体无序、局部有序的非史密斯地层，其岩石组合为细碎屑岩、枕状玄武岩、辉绿岩墙等，具有增生楔混杂带的特征[11]。在早白垩世(约120 Ma B.P.)，中酸性岩浆沿NE-SW方向构造侵位于曲色组、色哇组增生杂岩中，形成波龙等斑岩型铜金矿床，并伴有同时期的火山岩(图1-B)。侵位的中酸性岩体主要岩性为花岗闪长岩，属于钾玄岩系列-高钾钙碱性系列岩石，具有岛弧花岗岩特征，是俯冲洋壳重熔的产物；同时期的火山岩以玄武岩和玄武安山岩为主，属于岛弧火山岩，受岩浆侵位的影响，具有不同程度的蚀变。其中玄武岩具有高Nb的特征，被认为是俯冲板片流体交代弧下地幔熔融的产物[1,5]。大部分学者将多龙矿集区内与花岗闪长岩空间位置基本一致、下伏于康托组陆相磨拉石建造、上覆于曲色组和色哇组增生杂岩的火山岩归为美日切错组(图1-B)。该套火山岩呈暗灰-紫红色，不规则状、瘤状和带状，柱状节理构造，属于一套陆相火山岩，由下往上可分为3个岩性段：第一岩性段为灰绿色、紫灰色的玄武岩、安山岩、流纹岩等，其中以安山岩为主体；第二岩性段为灰绿色、紫灰色的英安质火山角砾岩、流纹质火山碎屑岩；第三岩性段为灰绿色、紫灰色的安山质火山角砾岩、火山集块岩，属于一套中基性的火山碎屑岩：表明火山活动以溢流相开始，以爆发相结束。

2 样品特征

安山岩SHRIMP锆石U-Pb测试年龄的样品(样品编号RN1)采于多龙矿集区的荣那地区，采样点坐标为东经83°30′35″，北纬32°53′05″。用于岩石地球化学分析的火山岩样品采于多龙矿集区不同斑岩型矿床上覆的美日切错组，其中玄武岩3件，安山岩4件，流纹岩4件，采样位置见图1-B。本次采集的样品新鲜，无矿化蚀变，脉体不发育(图2-A)。

玄武岩：灰黑色-灰绿色，斑状结构、气孔状构造。斑晶主要为角闪石和斜长石，少量普通辉石；斑晶直径0.3～4 mm，面积分数约为15%；基质主要由细粒的斜长石微晶、辉石及磁铁矿颗粒组成，具间粒结构、间隐结构。斜长石微晶杂乱分布，粒间充填有辉石和磁铁矿颗粒等。

安山岩：紫红色，安山结构、斑状结构，气孔状构造。斑晶主要为斜长石、角闪石和石英，面积分数约为30%。斑晶中斜长石呈半自形粒状和板状，有清晰的卡钠复合双晶，角闪石被铁质所交代，石英斑晶发育熔蚀边。基质的面积分数约为70%，具交织结构，主要由微晶斜长石、石英组成。其中微晶斜长石有明显的定向排列(图2-A、B、C)。

流纹岩：紫红色，斑状结构，流纹构造。斑晶面积分数约为10%，以石英、长石为主。其中石英斑晶呈半自形粒状，边缘被熔蚀，粒径多为2.0 mm，面积分数约为5%；斜长石斑晶为他形粒状，具有聚片双晶，粒径1.00 mm，属钠-更长石，面积分数约为5%。基质由石英和长石组成，面积分数约为90%。镜下可见玻璃质脱玻化形成的长英质矿物集合体呈断续纹带状及条带状分布(图2-D)。

玄武质安山岩：灰黑色-灰绿色，安山结构、气孔状构造。斑晶主要为辉石和斜长石(图2-E、F)，颗粒直径为0.3～3 mm，面积分数约为15%；基质主要为斜长石和石英，具定向排列。岩石绿帘石化、碳酸盐化较为普遍，局部见少量金属矿物(图2-E、F)。

图2 多龙矿集区美日切错组火山岩照片Fig.2 Field picture and microphotographs of Meiriqiecuo Formation volcanic rocks in Duolong ore concentration area(A)安山岩标本; (B,C)安山岩,正交偏光; (D)流纹岩,正交偏光; (E,F)玄武安山岩,正交偏光。Pl.斜长石; Hb.角闪石; Qz.石英; Px.辉石

3 测试方法

锆石分选在河北省廊坊市诚信地质服务有限公司完成。透射光、反射光和阴极发光(CL)照片在中国地质科学院矿产资源研究所拍摄。锆石SHRIMP U-Pb同位素分析在北京离子探针中心SHRIMP-Ⅱ仪器上进行。测试条件为：一次离子流强度约3～5 nA，加速电压约10 kV，离子束斑直径约30 μm。采用RSES锆石标样TEMORA进行元素间的分馏校正，运用锆石标样SL13(572 Ma,wU=238×10-6)标定样品的U、Th 、Pb 含量，详细实验流程和数据处理见文献[31]，根据实测的204Pb值校正普通铅，单个数据点的分析误差均为1σ，采用206Pb/238U年龄，其加权平均值为95%置信度。年龄计算和图件处理采用ISOPLOT程序[32]完成。

火山岩样品地球化学分析是在西南冶金地质测试中心完成。选取新鲜的样品手工破碎至1～5 mm后，用5%硝酸和5%盐酸在超声波清洗仪中清洗，样品烘干后粉碎至200目用于岩石地球化学分析。主元素用AXIOS-X荧光光谱仪完成，分析精度(质量分数)优于5%。痕量元素和稀土元素分析采用NexION 300x ICP-MS 等离子体质谱仪，其相对标准偏差小于5%。详细的测试方法和分析流程参见文献[33]。

4 分析结果

美日切错组安山岩(NR1)锆石SHRIMP U-Pb测试结果和火山岩全岩地球化学分析数据分别列于表1和表2。部分锆石CL图像和分析位置及测试结果见图3。

4.1 锆石U-Pb年代学

安山岩的锆石颜色以无色-浅黄色为主，具有完整的柱状、长柱状晶形，长宽比大多为2∶1，LOI为烧失量；Mg#=100×Mg2+/(Mg2++TFe2+)；A/CNK= Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)。

表1 多龙矿集区美日切错组安山岩的锆石SHRIMP U-Pb分析结果Table 1 SHRIMP zircon U-Pb dating results of Meiriqiecuo Formation andesite in the Duolong ore concentration area

图3 多龙矿集区美日切错组安山岩样品(RN1)阴极发光照片及部分分析点位置Fig.3 Cathodoluminescence images of zircons from Meiriqiecuo Formation andesite in the Duolong ore concentration area

样号NN3NN4RN4RN2RN3DB2RN5TG1GG1DB3DB4岩石名称玄武岩玄武岩玄武岩安山岩安山岩安山岩安山岩流纹岩流纹岩流纹岩流纹岩采样位置拿若拿若荣那荣那荣那地保那木岗荣那铁格隆尕尔勤地保那木岗地保那木岗SiO251.4952.6249.9260.4560.9561.0560.3271.1672.6869.7769.02TiO21.111.021.090.880.860.840.980.430.200.340.36Al2O316.0914.3616.1316.7416.3516.5117.0014.0212.2215.1515.38Fe2O37.555.337.625.945.735.556.862.603.412.232.48FeO1.553.331.420.390.330.330.350.200.050.150.01MnO0.120.170.130.090.090.080.120.040.070.060.13MgO6.247.906.961.882.392.241.610.270.840.410.65CaO9.439.419.224.544.174.213.662.361.111.591.40Na2O2.933.053.113.823.943.773.843.622.993.202.88K2O1.301.091.122.792.682.802.904.154.515.595.59P2O50.200.190.230.250.240.240.230.130.0520.140.12LOI1.420.962.302.112.122.241.590.581.180.941.61Total99.4399.4399.2599.8699.8599.8699.4699.5699.3199.5799.63Na2O+K2O4.234.144.236.596.626.576.747.777.508.798.47K2O/Na2O0.440.360.360.730.680.740.761.151.511.751.94A/CNK0.690.620.700.960.960.981.060.951.031.071.15Mg#61.0767.0963.8140.7447.7446.8734.1118.2336.1028.5037.82Sc30.1229.1331.3016.4115.2214.8114.424.1910.732.522.42V22618519813913312411228152418Cr203.0284.63202.9820.2116.7314.8319.327.523.511.921.42Co34.5339.8336.9218.9317.9417.8341.213.213.731.431.69Ni92.2315586.7219.8418.1416.9124.424.119.522.331.59Rb28624120113113105155162181186Sr424354422417381391353332119367393Y21.921.820.921.522.923.517.511.026.815.316.4Zr129126111169171179190158341178181Nb4.986.034.4111.6312.1212.1311.7412.1116.7212.1311.34Ba2441722455475695654707281576863105La19.1114.8117.1230.9331.9431.5230.7343.1140.6231.4430.91Ce42.0233.2336.7259.4361.2459.5250.1376.6184.7357.9158.54Pr5.234.234.726.957.127.046.388.129.976.836.83Nd21.8218.1320.3426.3526.9126.6223.4325.1436.6224.1324.33Sm4.924.254.565.185.325.334.353.867.134.214.22Eu1.581.361.421.341.351.341.441.021.081.091.08Gd4.974.474.965.035.135.193.922.976.193.413.57Tb0.740.690.690.720.750.780.590.420.940.490.51Dy4.274.034.294.364.634.653.352.255.212.742.88Ho0.870.840.880.890.930.940.710.461.140.590.63Er2.422.392.562.582.792.821.891.283.281.691.77Tm0.380.380.370.370.390.420.290.210.540.270.28Yb2.282.312.262.442.732.691.941.313.631.731.87Lu0.350.360.350.420.410.430.290.210.610.280.32Hf2.712.722.964.474.634.665.324.519.414.014.12Ta0.420.610.290.820.830.780.971.031.191.010.92Th4.923.274.5311.1310.3410.129.8211.1313.5210.2310.21U1.490.871.092.492.482.412.762.232.213.183.11Nb/La0.260.410.260.380.380.380.380.280.410.390.37Zr/Y5.9010.35.317.867.477.6210.9114.3212.7011.6011.10LaN/YbN6.024.595.439.098.398.4011.4123.628.0313.0111.92δEu0.970.950.910.790.780.771.050.870.490.850.83LREE/HREE5.824.905.187.767.537.348.9817.318.3711.2110.62

且发育规则的岩浆震荡环带(图3)。锆石wTh/wU值为0.62～1.16，反映其岩浆成因的特点。对安山岩14颗锆石进行了U-Pb同位素分析，测点都选择在震荡环带结构清晰的部位(图3)。本次测试的14个分析点206Pb/238U表面年龄在105.1～115.7 Ma，在误差范围内比较一致，其加权平均值为111.1±1.4 Ma(MSWD=1.6, 图4)，该年龄代表了火山岩的喷发年龄。

4.2 岩石地球化学特征

美日切错组火山岩岩石组合为玄武岩、安山岩、玄武安山岩和流纹岩(图5-A)。玄武岩和安山岩的SiO2质量分数(w)为49.92%～61.05%，Na2O>K2O，Al2O3质量分数较高(14.36%～17.00%)，TiO2质量分数低(0.84%～1.11%)；流纹岩的SiO2质量分数为69.02%～72.68%，K2O>Na2O，Al2O3质量分数为12.22%～15.38%(表2)。火山岩属于钾质岩类，在K2O-SiO2图解上(图5-B)，酸性岩落在了高钾钙碱性系列和钾玄岩系列区域，基性岩主要落在钙碱性系列区，而中性岩则完全落入高钾钙碱性系列区。在A/NK-A/CNK图解上(图5-C)，玄武岩和安山岩均具有准铝质特征，而流纹岩则具有过铝质特征。

图4 多龙矿集区美日切错组安山岩锆石SHRIMP U-Pb谐和图与206Pb/238U年龄加权平均年龄Fig.4 Zircon SHRIMP U-Pb concordia diagram and 206Pb/238U weighted average age of Meiriqiecuo Formation andesite in the Duolong ore concentration area

图5 多龙矿集区美日切错组火山岩选择性地球化学图解Fig.5 Selected geochemical plots of Meiriqiecuo volcanic rocks in the Duolong ore concentration area(A)作图方法据文献[34]; (B)作图方法据文献[35]; (C)作图方法据文献[36]; (D,E)作图方法据文献[37]; (F)作图方法据文献[38]; (H)作图方法据文献[39]。本文之外的样品数据来自文献[5-7]和[13]

美日切错组火山岩样品稀土元素总质量分数为113.21×10-6～177.91×10-6，LREE/HREE值为4.90～17.31，LaN/YbN值为4.59～23.60，δEu值为0.49～1.05。从球粒陨石标准化稀土元素配分曲线图来看，美日切错组火山岩样品的中稀土与重稀土分馏较弱(图6-A)。在原始地幔标准化痕量元素蛛网图上，美日切错组火山岩具有富集大离子亲石元素(Rb、Ba、K)，亏损高场强元素(Nb、Ta、P、Ti)和重稀土元素的特征(图6-B)。

图6 多龙矿集区美日切错组火山岩球粒陨石标准化稀土元素配分曲线图和原始地幔标准化痕量元素蛛网图Fig.6 Chondrite-normalized REE pattern and primitive mantle-normalized trace element spider diagram for the volcanic rocks of Meiriqiecuo Formation in the Duolong ore concentration area(A)球粒陨石标准化值据文献[40]; (B)原始地幔标准化值据文献[41]

5 讨论

5.1 火山岩成岩时代

多龙地区自古生代以来发生了多期次的岩浆活动。最早的岩浆记录是在多龙矿集区尕尔勤发现的枕状玄武岩，该玄武岩多为侏罗系海相沉积地层中的岩块，具有E-MORB的地球化学特征，其SHRIMP锆石U-Pb年龄为298±11 Ma，被认为是早二叠世班公湖-怒江特提斯洋初始裂解时期大规模火山活动的产物[42]。早白垩世初期，在多不杂矿床的西北部和铁格隆地区发育大量辉绿岩脉(图1-B)，辉绿岩的40Ar/39Ar同位素年龄为141 Ma[29]，其成因可能与班公湖-怒江特提斯洋北向俯冲作用有关；到了早白垩世中期(约120 Ma B.P.)，班公湖-怒江特提斯洋持续向北俯冲，多龙地区岩浆活动逐渐增强，多阶段中酸性斑岩体侵位于曲色组增生杂岩中，形成多不杂、波龙等斑岩型铜金矿床和铁格隆南浅成低温热液型铜金矿床[1,12,43]。与此同时，中酸性侵入岩体还伴生大量的火山岩，如曲色组中的流纹岩以及多不杂高Nb玄武岩等[1]。美日切错组陆相火山岩以角度不整合覆盖在曲色组、色哇组增生杂岩之上，或者超覆于早白垩世中酸性侵入岩体[7,13]。从地质体接触关系来看，该期火山作用的早期记录应不早于早白垩世中期。

目前关于多龙地区美日切错组的年龄已有大量精确数据约束。王勤等[13]获得了荣那安山岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为110.1±0.7 Ma；Li等[5]在多不杂北采集的安山岩年龄为105.2±1.3 Ma；韦少港等[7]在铁格隆南获得的美日切错组安山岩成岩年龄为108.2±2.6 Ma，拿若流纹岩成岩年龄为109.3±2.2 Ma；Wei等[6]在多龙矿集区西部采集的玄武安山岩和安山岩的年龄集中在108.2～113 Ma，流纹岩成岩年龄为109 Ma。本文获得的荣那安山岩SHRIMP锆石U-Pb加权平均年龄为111.1±1.4 Ma(MSWD=1.6)，此结果与前人在多龙地区获得的美日切错组火山岩年龄基本一致，代表该火山岩成岩时期为早白垩世。由此可见，美日切错组火山活动集中于113～105 Ma B.P.，晚于多龙矿集区中酸性含矿斑岩的侵位时间(约120 Ma B.P.)。研究表明，美日切错组火山活动并不孤立存在，拉萨地块中、北部和羌塘地块南缘均存在该时期的岩浆活动[21]。拉萨地块中、北部的去申拉组火山岩、盐湖南双峰式火山岩以及羌塘地块南缘的热那错双峰式火山岩均是该时期火山活动事件的典型代表[21,44]。

5.2 岩石成因

岩浆岩的岩石组合能够有效表征大地构造环境或板块边界的性质[45-46]。以安山岩为主体的玄武岩、安山岩、英安岩、流纹岩的火山岩组合常表征岛弧环境；而以安山岩、英安岩和流纹岩为主体，并含有少量玄武岩的火山岩组合常出现在大陆边缘弧环境[45]。近年来的研究表明，陆-陆碰撞造山早期的火成岩组合也可以与大陆边缘弧岩石组合相似，如西藏林子宗群火山岩[45]。再从岩石组合特征来看，多龙矿集区早白垩世陆相火山岩主要岩石类型为玄武岩、玄武安山岩、安山岩和流纹岩，这与安第斯型大陆边缘弧环境火山岩的岩石组合相似，但也不排除它们形成于陆-陆碰撞造山早期环境。美日切错组火山岩属于钾质火成岩，由于其富K、亏损高场强元素，运用Ti-Zr等单一构造环境判别图解不能有效确定其形成的构造环境，只有综合运用多个图解才能有效确定火山岩的形成环境。研究表明，运用Zr/Al2O3-TiO2/Al2O3图解能将产于板内环境、洋弧和陆缘弧环境的钾质火成岩区分开；如果钾质火山岩形成于陆缘弧环境，则可采用Ce/P2O5-Zr/TiO2图解进一步判别它的构造环境是大陆弧还是后碰撞弧；如果火山岩构造环境是洋弧，则可运用Zr/Al2O3-P2O5/Al2O3判别出火山岩是形成于早期洋弧还是晚期洋弧[46]。鉴于此，本文采用Zr/Al2O3-TiO2/Al2O3图解(图5-D)识别出美日切错组火山岩属于陆缘弧环境；结合Ce/P2O5-Zr/TiO2图解(图5-E)进一步确定火山岩形成于大陆弧环境。其中安山岩属于高钾钙碱性系列岩石，明显不同于以低钾、中钾钙碱性火山岩为主的传统岛弧火山岩，而与秘鲁南部和智利北部的中安第斯火山岩[48]具有很强的相似性。在安山岩的La/Yb-Sc/Ni图解中(图5-F)，安山岩样品均落在安第斯型活动大陆边缘范围内或附近。因此，美日切错组火山岩与安第斯型活动陆缘火山岩具有亲缘性。

美日切错组火山岩富集轻稀土和大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素，这与岛弧俯冲消减的火山岩地球化学特征相似。然而，大陆横向增生致使陆壳混染的板内岩浆作用也能产生类似岛弧岩浆岩的微量稀土元素特征[49]。美日切错组火山岩的不相容元素丰度较低，与稀土元素配分曲线变化趋势一致，明显不同于陆壳混染后的火山岩不相容元素丰度普遍增高的特点[50]；此外，火山岩La/Nb值变化范围小(2.43～3.88)，在La/Nb-La/Sm图解中(图5-I)也不具备正相关关系，这表明岩浆在上升过程中受到陆壳物质混染的可能性较小。利用岩浆的结晶分异作用也很难解释火山岩的成因，因为火山岩的稀土元素在球粒陨石标准化稀土元素配分曲线图上有着相似的配分模式，但流纹岩和安山岩均不具备比玄武岩更加分异的稀土元素配分模式；其次，在哈克图解上(图略)，火山岩的多个元素的演化趋势演化不一致，这说明岩浆并没有发生强烈的结晶分异作用。在La/Sm-La图解(图5-G)中，火山岩均显示出部分熔融成因的特点。

实验岩石学研究表明，玄武岩部分熔融产生的熔浆Mg#值一般小于40，Mg#值高于40说明熔浆受到了比玄武岩更基性物质的混染[51]。玄武岩和安山岩的Mg#值变化范围为40.74～63.80，高于基性下地壳熔融产生的熔浆Mg#值，表明它们可能不是下地壳镁铁质岩石部分熔融形成，其中玄武岩Mg#值明显高于安山岩，可能是玄武岩源区受到了更基性物质混染。玄武岩和安山岩Nb、Ta、Ti等元素的亏损，可能是由于源区残留有金红石、钛铁矿等矿物；其大离子亲石元素富集和高场强元素亏损，较弱的负δCe异常以及高Sr低Nd的特征，可能与消减沉积物的加入有关[7]。在Ba/La-Th/Yb图解(图5-H)中也显示岩浆源区明显有消减沉积物的加入。Dy/Yb比值也是判断源区特征的重要地球化学指标，如果岩浆源区是含石榴石的地幔源区，其熔体的 Dy/Yb>2.5；如果熔融作用发生在尖晶石地幔源区，其熔体的Dy/Yb<2.5[52]。美日切错组的中、基性岩Dy/Yb变化范围为1.70～1.90，表明它们均源自岩石圈地幔尖晶石二辉橄榄岩。由此可见，有消减沉积物参与的地幔楔源区部分熔融可能是美日切错组中、基性火山岩的成因，这也得到了玄武岩和安山岩Sr-Nd同位素和锆石Hf同位素研究结果的支持。研究表明，玄武岩和安山岩Sr-Nd同位素组成相似，它们均具有较低的εNd值(-1.7～-4.0)和较高的87Sr/86Sr值(0.705 4～0.707 2)，显示它们有相似的岩浆源区，均来自于岩石圈地幔[5-7]。不同的是，安山岩的Sr-Nd同位素组成显示源区有更多的地壳物质加入[5]。安山岩的初始176Hf/177Hf值为 0.282 798～0.282 926，εHf(t)变化于+3.4～+8.0之间，其对应的第二阶段亏损地幔模式年龄为666～956 Ma，暗示它们可能直接起源于亏损地幔橄榄岩的部分熔融[5-6]。

幔源岩浆加热导致地壳物质脱水重熔和基性岩浆经历结晶分异、地壳混染作用均可形成流纹岩。较大面积出露的安山岩和较少玄武岩、流纹岩露头显示流纹岩不可能是中基性岩浆高度演化形成的，最有可能的来源是地壳的部分熔融。流纹岩富集大离子亲石元素和轻稀土元素，高K2O/Na2O值、Rb/Sr值和Ti/Zr值，以及明显低于玄武岩部分熔融产生的岩浆Mg#值(18.23～37.82)，显示流纹岩为陆壳岩石部分熔融的产物。其次，在La/Sm-La图上(图5-G)，La和La/Sm值表现出部分熔融的趋势。因此，流纹岩可能来源于岛弧区上覆地壳的部分熔融，这也与前人的流纹岩Sr-Nd同位素和锆石Hf同位素研究结果相吻合。流纹岩的(87Sr/86Sr)i值为0.705 0～0.705 2，(143Sr/144Sr)i值为 0.512 558～0.512 564，εNd值为1.18～1.29，对应的t2DM值为802～809 Ma；锆石εHf(t)为+11.6～+15.5：这些特征表明流纹岩是新生玄武岩部分熔融形成，而玄武岩则源于古老的亏损地幔[5-7]。鉴于此，流纹岩可能为新生下地壳镁铁质岩石部分熔融所形成。

5.3 地球动力学背景

班公湖-怒江缝合带在中生代经历了班公湖-怒江特提斯洋俯冲消减和羌塘地块、拉萨地块碰撞造山等阶段。由于缺乏系统的岩石学、地球化学、年代学等地质资料，班公湖-怒江特提斯洋俯冲极性以及闭合的准确时限尚存争议[16,44,53]，因而导致羌塘地块南缘早白垩世花岗岩成因认识存在分歧。主要观点为：①班公湖-怒江特提斯洋岩石圈的北向俯冲过程中洋壳部分熔融的产物[1,8,12,16]；②班公湖-怒江特提斯洋残余洋壳板片的浅部断离(或者拆沉)背景下，新生地壳物质的重熔[21]；③拉萨地块-羌塘地块碰撞后增厚地壳重熔的产物[27]。

目前主流观点认为，班公湖-怒江特提斯洋盆在晚侏罗世-早白垩世发生双向俯冲，洋盆从东往西剪刀式逐渐闭合[16,53]。李金祥等[1]发现多龙矿集区内约120 Ma B.P.的含矿花岗闪长斑岩与高Nb玄武岩共生，属于典型的岛弧构造背景，认为此时中特提斯洋盆仍然没有关闭；Kapp等[18]发现的改则红层沉积物下层火山岩角闪石的40Ar/39Ar年龄为116±2 Ma，上层火山岩中全岩40Ar/39Ar年龄为107±1 Ma，指示改则地区开始非海相的沉积是在早白垩世中期；双湖县南部塔仁本洋岛火山岩[54]以及改则县仲岗洋岛火山岩[55]形成时间约为110 Ma B.P.，具有洋岛玄武岩特征，认为该期火山岩的构造环境为大洋板块内的洋岛环境，而此时班公湖-怒江特提斯洋仍然没有关闭。美日切错组火山岩地球化学特征具有典型岛弧岩浆性质，且形成时间约为110 Ma B.P.，这表明班公湖-怒江特提斯洋在该时期仍未关闭，拉萨地块与羌塘地块碰撞时间应晚于早白垩世中期。