西藏拉萨地块革吉石英闪长岩及镁铁质微粒包体成因及其对班—怒特提斯洋晚侏罗世构造演化的启示

2019-10-23彭勃李宝龙赵拓飞周磊秦广洲

世界地质 2019年3期

彭勃，李宝龙，赵拓飞，周磊，秦广洲

1.中国地质科学院矿产资源研究所，北京 100037；2.自然资源部深地资源成矿作用与矿产预测重点实验室，北京 100037；3.吉林大学地球科学学院，长春 130061；4.四川省地质矿产勘查开发局化探队, 四川德阳 618000;5.成都理工大学地球科学学院，成都 610059

0 引言

近年来，随着藏北一大批大型--超大型斑岩--矽卡岩--浅成低温热液型矿床的发现[1--3]，班公湖—怒江结合带(简称班—怒带)成为了青藏高原矿产勘查与地质研究的热点地区，一些关键的地质问题得以深入研究[4--8]，由于班公湖—怒江特提斯洋(简称班—怒洋)本身复杂的构造演化历史，至今仍有许多重要的地质问题存有争议，尤其是初始俯冲时间、俯冲极性、闭合过程及时限等方面的认识不统一。其中有关俯冲极性的认识，北向俯冲的观点得到了大多数学者的支持，班—怒带北部的南羌塘地块发育较为连续的中侏罗世—早白垩世的火山--岩浆作用，被认为是班—怒洋北向俯冲作用的响应[6, 9]；但是否同时发生南向俯冲成为了争议较大的热点问题。随着拉萨地块中北部岩浆岩、蛇绿岩以及洋岛的深入研究，越来越多的学者认为班—怒洋可能存在着南向俯冲[10--11]，多数证据体现在早白垩世，其中蛇绿岩和洋岛的研究表明早白垩世洋盆仍具有相当规模[4], 拉萨地块中北部存在着140～110 Ma之间比较连续的火山--岩浆作用[12]。然而研究表明班—怒洋至少在中--晚侏罗世已经发生初始俯冲[5, 13]，为何在班—怒带南缘的拉萨地块中北部缺失大规模侏罗纪的岩浆记录，值得进一步研究。

最新1∶50 000的区域地质调查工作中，在班—怒带南缘的革吉地区新识别出一套中--晚侏罗世的中酸性侵入岩，而1∶250 000的区调资料将这套侵入岩划归为早白垩世，因此该岩浆岩带形成时代的精确厘定，对重新认识班—怒带南缘的构造演化具有重要意义。本文以拉萨地块中北部的革吉石英闪长岩及其镁铁质微粒包体为重点研究对象，开展岩体地质及岩相学、岩石地球化学和全岩Sr--Nd同位素的精细研究，探讨岩浆源区及成岩过程，结合拉萨地块中北部构造演化的研究成果，对这套中--晚侏罗世侵入岩的岩石成因及动力学背景提供新的约束。

1 区域地质背景

革吉岩体大地构造位置处于班—怒带西段南缘，拉萨地块中北部(图1)。最新1∶50 000区域地质调查工作对革吉地区地层进行了重新划分，主要包括多仁组(K1dr)、多尼组(K1d)、郎山组(K1l)、竞柱山组(K2j)和邦巴组(E2-3b)。区域构造主要为北西西向至近东西向展布的大型断裂带，由北向南依次为纳屋错断裂带、盐湖断裂带、吓拉错断裂带、聂耳错断裂带和邦巴断裂带(图2)，革吉岩体就位于聂尔错断裂以南。区域岩浆岩较为发育，多呈大型的花岗质岩基产出，除革吉岩体之外，还包括昂龙岗日、阿翁错、怕阿及盐湖等大型岩体(图2)，岩石类型主要为花岗闪长岩、二长花岗岩、花岗斑岩和白云母花岗岩等。

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—纳木错混杂岩带；LMF.洛巴堆—米拉山断裂带；IYZSZ.印度—雅鲁藏布江缝合带；NL.北拉萨地块；CL.中拉萨地块；SL.南拉萨地块。图1 青藏高原地理位置(a)和构造分区(b)[14] 以及拉萨地块地质图(c) [15] (年龄数据见文献[11, 16--19])Fig.1 Geographic map (a) and tectonic framework (b)[14] of Tibetan plateau and geological sketch map of Lhasa terrane (c)[15]

2 岩体及岩相学特征

革吉岩体分布于革吉县城正北约15 km处(32°35′15″N， 81°11′35″E)，呈东西向平行于狮泉河蛇绿混杂岩带在其以南展布，出露长约18 km，宽约5 km，出露面积约90 km2(图2)，岩体成分单一，为单个石英闪长岩侵入体，岩体边缘出现细粒冷凝边，由岩体边缘向中部，矿物颗粒具由小变大的趋势，局部地方尚见细小岩枝贯入围岩中。1∶250 000区域地质调查资料认为其形成时代为早白垩世，通过最新1∶50 000区域地质调查工作发现该岩体中普遍发育暗色的镁铁质微粒包体，包体形态较为复杂，并与寄主岩石界线截然，主要呈椭圆状、透镜状(图3a)，少数呈棱角状(图3b)，直径从数毫米到数十厘米不等。

寄主岩性为石英闪长岩，灰白色，中粗粒结构，块状构造，主要由斜长石(40%～50%)、角闪石(30%～40%)和石英(15%～20%)等组成(图3c，d)。斜长石为自形--半自形长板状，粒度为0.02～1 mm，发育聚片双晶，内部绢云母化，亦可见部分石英包裹斜长石微晶(图3c)。角闪石呈自形--半自形片状或柱状，可见两组斜交解理。

镁铁质微粒包体呈灰黑色，在矿物结构特征上与寄主石英闪长岩明显不同，具较高的角闪石含量和更低的石英含量，矿物颗粒更细小，主要由角闪石(50%～60%)、斜长石(30%～40%)及少量石英(5%～10%)组成(图3e，f)，单偏光下角闪石主要呈褐色--黄绿色，自形--半自形的细粒状(图3e)。可见斜长石斑晶，粒度明显大于镁铁质矿物颗粒，发育环带结构和熔蚀结构(图3f)。

1.蛇绿岩；2.火山角砾岩; 3.安山玄武岩; 4.英安岩; 5.流纹岩; 6.粗面岩; 7.晚侏罗世花岗闪长岩; 8.晚侏罗世石英闪长岩; 9.早白垩世花岗闪长岩; 10.晚白垩世花岗岩; 11.晚白垩世黑云母花岗岩; 12.晚白垩世二长花岗岩; 13.晚白垩世碱长花岗岩; 14.早白垩世闪长岩；15.古近纪花岗斑岩; 16.古近纪白岗岩; 17.中新统雄巴组; 18.始--渐新统邦巴组; 19.下白垩统多尼组; 20.下白垩统捷嘎组; 21.下白垩统多仁组；22.断裂带；F1.纳屋错断裂带; F2.盐湖断裂带; F3.吓拉错断裂带; F4.聂耳错断裂带; F5.邦巴断裂带。图2 革吉地区岩浆岩分布略图[1] Fig.2 Simplied geological map showing distribution of magmatic rocks in Geji area

Am.角闪石； Pl.斜长石；Q.石英。图3 革吉岩体石英闪长岩和镁铁质微粒包体典型野外及显微照片Fig.3 Representative field photographs and photomicrographs of quartz diorite and mafic microgranular enclaves from Geji pluton

3 分析方法

3.1 锆石U--Pb定年

锆石制靶及阴极发光显微照相(CL图像)在北京锆年领航科技有限公司完成。锆石LA--ICP--MS U--Pb同位素定年测试在吉林大学东北亚矿产资源评价国土资源部重点实验室完成。激光剥蚀系统为德国COMPEx公司生产的GeoLasPro型193 nm ArF准分子激光器。测试数据的校正、处理和年龄计算等采用软件Glitter完成，具体实验测试过程参见文献[20]。

3.2 岩石地球化学

岩石地球化学分析在北京燕都中实测试技术有限公司完成，测试流程：将岩石样品粗碎至厘米级块体，选取无蚀变或弱蚀变的新鲜样品用纯化水冲洗干净，烘干并粉碎至200目以备测试使用。

主量元素测试将粉末样品称量后加Li2B4O7(1∶8)助熔剂混合，使用融样机加热至1 150℃使其在金铂坩埚中熔融成均一玻璃片体后，使用XRF(Zetium, PANalytical)测试。测试结果数据误差优于1%。

微量元素测试将200目粉末样品称量并置放入聚四氟乙烯溶样罐并加入HF+HNO3，在干燥箱中将高压消解罐保持在190℃温度72 h后，取出经过赶酸并将溶液定容为稀溶液上机测试。测试使用ICP--MS(M90, analytikjena)完成，所测数据根据监控标样GSR--2显示误差<5%，部分挥发性元素及极低含量元素的分析误差<10%。

3.3 全岩Sr--Nd同位素

全岩Sr--Nd同位素分析在北京燕都中实测试技术有限公司完成，分析流程：准确称取0.25 g粉末样品于Teflon焖罐内，加入0.5 ml HNO3和1.5 ml HF，190℃封闭加热消解48 h，160℃赶除HF，加入3 ml 1∶1 HNO3，150℃密闭复溶6 h，定容至25 g。取适量样品溶液离心，取上清液蒸干，调节酸度，分别使用SR特效树脂分离纯化Sr，获得含Sr样品溶液。取适量样品溶液离心，取上清液蒸干，调节酸度，分别使用LN特效树脂分离纯Nd，获得含Nd样品溶液。使用Thermo Fisher Scientific多接收电感耦合等离子体质谱仪Neptune Plus MC--ICP--MS分别测定87Sr/86Sr值和143Nd/144Nd值，根据88Sr/86Sr值(8.373 209)和143Nd/144Nd值(0.721 8)，按照指数规律对测定的87Sr/86Sr值和143Nd/144Nd值进行在线质量分馏校正。87Sr/86Sr值和143Nd/144Nd值的不确定度为2σ。

4 分析结果

4.1 锆石U--Pb年代学

本次研究对革吉石英闪长岩及镁铁质微粒包体进行锆石U--Pb定年，通过阴极发光、透射光和反射光的研究表明，大多数锆石自形程度较高，发育明显且狭窄的震荡环带，显示岩浆锆石特征(图4)。测试结果(表1)显示，石英闪长岩和镁铁质微粒包体中锆石的Th/U值分别为0.62～1.46和0.59～1.66，均>0.4，与岩浆成因锆石特征相一致[21]。

图4 革吉石英闪长岩和镁铁质微粒包体中锆石典型CL图像及相应206Pb/238U年龄Fig.4 CL photos and 206Pb/238U ages for zircon from quartz diorite and mafic microgranular enclaves from Geji pluton

4.1.1 寄主石英闪长岩

石英闪长岩21个测点的206Pb/238U年龄值变化较大，介于153～1 288 Ma之间，其中两颗锆石的206Pb/238U年龄值为232±6 Ma(测点11)和201±5 Ma(测点20)，一颗锆石的206Pb/238U年龄值为1 288±12 Ma(测点21)，该锆石具有明显的继承核。其余18个测点较为集中，多数落在谐和线及其附近，获得206Pb/238U加权平均年龄为153±2 Ma (MSWD=0.19,n=18)(图5a)，代表了石英闪长岩的结晶年龄。

4.1.2 镁铁质微粒包体

镁铁质微粒包体获得年龄较为一致，15颗锆石的206Pb/238U年龄值介于146～151 Ma之间，测点均位于U--Pb谐和线及其附近，年龄加权平均值为150±2 Ma(MSWD=0.21，n=15)(图5b)，属于晚侏罗世，该年龄与寄主石英闪长岩形成时代在误差范围内是一致的，代表了同期岩浆事件的产物。

表1 革吉石英闪长岩及镁铁质微粒包体LA--ICP--MS锆石U--Pb定年结果

Table 1 Zircon U--Pb dating results obtained by LA--ICP--MS for quartz diorite and mafic microgranular enclaves from Geji pluton

样品编号含量/10-6ThUTh/U同位素比值年龄/Ma207Pb/235U1σ206Pb/238U1σ208Pb/232Th1σ207Pb/235U1σ206Pb/238U1σ208Pb/232Th1σ寄主石英闪长岩GJYT--01114.4185.00.620.164490.007970.024130.000630.007580.00025155715441535GJYT--02108.0144.40.750.167150.009020.024150.000640.007410.00025157815441495GJYT--03101.1151.90.670.164240.007590.024170.000620.007880.00024154715441595GJYT--04188.8224.90.840.166220.006490.024090.000600.007770.00020156615441574GJYT--05245.3265.30.920.167080.007090.024140.000610.007650.00021157615441544GJYT--06110.9131.00.850.164250.008450.024050.000630.007850.00024154715341585GJYT--0798.7147.50.670.168990.009010.024090.000640.007810.00027159815441575GJYT--08150.7216.20.700.170980.006500.023310.000570.007600.00021160614941534GJYT--09249.0249.31.000.165960.006610.024020.000600.007240.00019156615341464GJYT--10315.6318.10.990.161700.005770.024170.000580.007580.00018152515441534GJYT--11101.9127.90.800.375690.013660.036600.000910.016190.000413241023263258GJYT--1299.8139.30.720.157280.007130.024150.000610.008010.00023148615441615GJYT--13250.2297.90.840.169160.007020.023400.000580.007280.00020159614941474GJYT--14154.3230.40.670.160810.006230.024140.000590.007550.00020151515441524GJYT--1597.0129.20.750.174860.008440.023920.000610.007800.00024164715241575GJYT--16303.7353.20.860.163720.005690.024070.000570.007620.00018154515341544GJYT--17133.5157.30.850.161030.006910.024170.000600.008010.00021152615441614GJYT--18161.8222.50.730.166580.006150.024110.000580.007600.00020156515441534GJYT--19129.8154.80.840.164420.007220.024070.000590.007810.00021155615341574GJYT--20325.9584.20.560.269230.007440.031590.000730.007460.00018242620151504GJYT--21325.9584.21.463.056160.047430.221180.002280.066160.00159142212128812129530镁铁质微粒包体GJBT--0195.2111.70.850.164900.009250.023690.000630.007730.00025155815141565GJBT--02669.9402.51.660.165570.006400.023320.000570.007360.00018156614941484GJBT--03560.2422.61.330.161760.005410.023640.000570.007510.00018152515141514GJBT--04105.5177.80.590.179360.009170.022850.000610.008220.00029168814641656GJBT--05146.5184.40.790.170770.007660.023560.000590.007830.00022160715041584GJBT--06275.1379.20.730.168180.005730.023560.000570.007660.00019158515041544GJBT--07427.5415.51.030.167140.005330.023630.000560.007590.00018157515141534GJBT--08132.1162.30.810.157980.007350.023640.000600.007450.00022149615141504GJBT--0991.2105.50.860.152700.009950.023650.000660.008000.00028144915141616GJBT--10132.3178.90.740.158140.006900.023680.000590.007380.00021149615141494GJBT--11124.7130.70.950.162320.010460.023690.000660.007850.00029153915141586GJBT--12134.6145.90.920.162410.007980.023570.000610.007610.00021153715041534GJBT--13106.4120.10.890.165200.010120.022850.000640.006820.00025155914641375GJBT--14131.4139.30.940.162650.009000.023670.000630.007130.00023153815141445GJBT--1596.4138.50.700.166130.008050.023690.000610.007570.00024156715141535

图5 革吉石英闪长岩及镁铁质微粒包体的锆石U--Pb年龄谐和图Fig.5 Concordia diagram of zircon U--Pb ages of quartz diorite and mafic microgranular enclaves from Geji pluton

4.2 地球化学特征

4.2.1 主量元素特征

表2 革吉石英闪长岩及镁铁质微粒包体主量元素(10-2)、微量和稀土元素(10-6)分析结果

续表2

样品号GJYT--Y1GJYT--Y2GJYT--Y3GJYT--Y4GJYT--Y5GJBT--Y1GJBT--Y2GJBT--Y3岩石类型寄主石英闪长岩镁铁质微粒包体Pr6.035.506.066.205.9911.9914.1211.91Nd25.2520.9726.3326.0523.2947.4057.5250.48Sm4.843.465.234.904.239.2212.0910.16Eu0.930.841.000.960.961.722.091.75Gd4.673.845.044.954.428.8911.199.17Tb0.790.540.830.810.691.421.961.59Dy4.293.314.464.303.817.9911.068.96Ho0.900.630.910.910.761.662.151.78Er2.581.842.662.622.164.716.335.17Tm0.360.290.380.370.320.720.980.76Yb2.261.842.472.302.074.806.255.04Lu0.340.290.360.340.320.710.930.73REE128.51118.65129.29133.33128.98214.89264.88214.68δEu0.600.710.600.600.680.580.550.55(La/Sm)N3.194.572.613.173.801.901.871.63LREE112.32106.07112.17116.74114.44183.98224.03181.48HREE16.1912.5717.1216.5914.5430.9140.8533.20LREE/HREE6.948.446.557.047.875.955.485.47(La/Yb)N7.399.296.007.308.433.953.923.56Li29.7432.0734.7435.7530.1717.5320.5917.40Be1.521.771.611.651.641.502.001.45Sc25.1319.1324.7723.5922.6734.6447.9938.40V152.16134.29145.51144.28144.35178.57220.52182.61Mn975.27878.80939.95977.11961.342632.122460.742394.31Co19.1217.4617.7617.8118.5135.7246.5831.81Ni22.7019.2817.6821.7617.11119.17122.8164.01Cu17.1418.3015.8015.8016.4414.0013.2614.17Zn76.3573.0773.3875.7871.28128.17147.27124.46Ga15.8515.8915.7916.2516.7216.1522.1416.48Rb91.9266.4844.1851.1373.9548.0255.7539.45Sr213.51217.94228.38221.67217.65148.17238.70182.33Y23.4516.4224.0722.7219.9442.4455.6044.74Zr120.40122.91195.88117.49105.2763.34100.6298.82Nb8.567.698.288.438.379.9512.049.25Mo0.350.230.240.360.310.461.920.45Cd0.120.110.120.110.130.250.270.25Ba269.46245.03303.60268.67275.99109.68228.82138.05Hf3.283.365.013.312.862.473.562.93Ta0.730.770.740.780.780.780.880.60W0.700.610.430.590.620.430.610.34Tl0.410.330.220.260.350.210.240.19Pb12.7120.0814.8215.4815.419.0616.2611.09Bi0.080.090.080.130.110.100.240.16Th9.898.657.2010.709.933.417.882.23U0.981.070.911.351.120.771.180.65Nb/Ta11.709.9311.2210.8210.6612.8213.7015.40Zr/Hf0.020.010.020.010.010.030.020.03Tzr(℃) 621.47625.00614.54624.15617.88

注：锆石饱和温度Tzr(℃) ={12 900/[ln Dzr(熔体)+ 0.85 M+2.95]}-273, M=(Na+K+2Ca)/(Si×Al)，据文献[22]。

图6 革吉岩体石英闪长岩和镁铁质微粒包体TAS(a)、SiO2-K2O(b)、A/CNK-A/NK(c)和AFM(Alk-Fe-Mg)(d)图解Fig.6 Plots of TAS(a), SiO2-K2O(b),A/CNK-A/NK(c)and AFM(Alk-Fe-Mg)(d)of quartz diorite and mafic microgranular enclaves from Geji pluton

4.2.2 微量元素特征

寄主石英闪长岩稀土总量为118.65×10-6～133.33×10-6，轻重稀土分馏显著(LREE/HREE=6.55～8.44), 富集轻稀土元素，具弱至中等程度的负Eu异常(δEu=0.60～0.71) (图7a)，(La/Yb)N=6.00～9.29；而镁铁质微粒包体稀土元素总量较高 (214.68×10-6～ 264.88×10-6)，轻重稀土分馏不明显(LREE/HREE=5.47～5.95)，具中等程度的Eu负异常(δEu=0.55～0.58) (图7a)，(La/Yb)N=3.56～3.95。

在微量元素原始地幔标准化图解中(图7b)，寄主石英闪长岩富集Rb、Th、U、K等元素，相对亏损Nb、Ta、P、Ti等元素，镁铁质微粒包体与寄主石英闪长岩具有相似的微量元素分配曲线，但总体上微粒包体Nb、Ta、Zr和Hf等元素含量更低(图7b)。

4.3 全岩Sr--Nd同位素

本次研究对革吉岩体石英闪长岩及镁铁质微粒包体样品进行了全岩Sr--Nd同位素分析，测试结果列于表3，石英闪长岩样品87Sr/86Sr值变化范围较小，为0.716 125～0.716 667，计算的初始值(87Sr/86Sr)i为0.714 2～0.715 2，143Nd/144Nd值为 0.511 843～0.511 941，计算的初始值(143Nd/144Nd)i为0.511 7～0.511 8，εNd(t)值为-12.0～-14.0；相比之下，镁铁质微粒包体的Sr--Nd同位素组成变化较大，87Sr/86Sr值为0.714 924～0.715 861，计算的初始值(87Sr/86Sr)i为0.712 9～0.714 4，143Nd/144Nd值为 0.511 865～0.511 975，计算的初始值(143Nd/144Nd)i为0.511 7～0.511 9，εNd(t)值为-11.4～-13.8。

图7 革吉石英闪长岩及镁铁质微粒包体球粒陨石标准化稀土模式配分图(a)(标准化值据[23])和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值据[24])Fig.7 Chondrite-normalized REE distribtution patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (b) for quartz diorite and mafic microgranular enclaves from Geji pluton

样品号87Rb/86Sr87Sr/86Sr2σ(87Sr/86Sr)iSm/10-6Nd/10-6147Sm/144Nd143Nd/144Nd2σ(143Nd/144Nd)iεNd(t)寄主石英闪长岩GJYT--Y20.8830.7161250.0000120.71423.4620.970.09970.5118980.0000100.5118-12.5GJYT--Y30.5600.7161120.0000140.71495.2326.330.12010.5118430.0000070.5117-14.0GJYT--Y40.6680.7166670.0000140.71524.9026.050.11360.5119410.0000090.5118-12.0镁铁质微粒包体GJBT--Y10.9380.7149240.0000110.71299.2247.400.11760.5119750.0000100.5119-11.4GJBT--Y20.6760.7158610.0000130.714412.0957.520.12700.5118650.0000070.5117-13.8GJBT--Y30.6260.7156730.0000120.714310.1650.480.12160.5119320.0000070.5118-12.3

5 讨论

5.1 镁铁质微粒包体成因

一般认为，镁铁质微粒包体具有4种成因模式：①镁铁质围岩的捕虏体[25--26]；②镁铁质矿物的堆晶体[27--30]；③部分熔融过程中的难溶残留体[31--33]；④镁铁质岩浆与长英质岩浆发生机械混合作用的结果[34--35]。

本文研究的革吉镁铁质微粒包体与寄主石英闪长岩大多呈截然接触(图3a, b)，具有典型的半自形--他形粒状岩浆结晶结构(图3e, f)，可以排除同源岩浆或寄主岩浆早期形成的堆晶体。本次获得的镁铁质微粒包体与寄主石英闪长岩在微量元素地球化学特征与全岩的Sr--Nd同位素组成上较为相近，可能暗示了源区难溶残留体的成因模式，但是镁铁质微粒包体与寄主石英闪长岩的锆石U--Pb年龄在误差范围内是一致的，表明为同期岩浆作用形成的产物，而且镁铁质微粒包体并未发生热变质作用，也未见继承锆石，这些特征与难熔残留体和围岩捕虏体的成因模式明显不同。因此笔者认为镁铁质微粒包体为岩浆发生机械混合作用的产物，可能为注入到长英质岩浆中尚未均一化的镁铁质岩浆团块。

革吉镁铁质微粒包体主要呈椭圆状、透镜状或棱角状，不均匀分布于寄主石英闪长岩中，未显示出固态变形，可能是由于在混入同时期的中酸性岩浆的过程中发生塑性拉伸所致。包体矿物颗粒细小，可见斜长石斑晶及石英，指示温度较高的镁铁质岩浆注入温度相对较低的长英质岩浆中时快速冷凝并捕获了寄主岩浆中早期形成的长英质矿物。

地球化学特征方面，包体具有更低的SiO2(49.68%～53.09%)和更高的MgO含量(7.59%～8.94%)，Mg#值为56～59，包体中Ni(64.01×10-6～122.8×10-6)和Cr(425.93×10-6～532.02×10-6)含量明显高于寄主岩，且接近原始地幔(Cr = 300×10-6～500×10-6， Ni>300×10-6)，指示源区存在显著幔源物质的贡献。在Harker图解中(图8)，部分主量元素显示镁铁质微粒包体与寄主石英闪长岩拟合形成线性趋势，指示了二元混合特征，CaO/Al2O3-K2O/MgO(图9a)和Al2O3/CaO-Na2O/CaO(图9b)图解分别显示出曲线和线性的相关性，具岩浆混合的趋势[36]。在稀土元素配分曲线上，镁铁质微粒包体的配分曲线要高于寄主石英闪长岩，排除了同源岩浆演化形成的可能，这是因为在岩浆演化过程中，晚阶段的岩浆通常具有更高的稀土总量，因此镁铁质微粒包体和寄主石英闪长岩来源于两种不连续演化的岩浆源区。

图8 革吉石英闪长岩及镁铁质微粒包体Harker图解Fig.8 Harker diagrams of quartz diorite and mafic microgranular enclaves from Geji pluton

图9 革吉石英闪长岩及镁铁质微粒包体元素比值协变图Fig.9 Element correlation diagrams of quartz diorite and mafic microgranular enclaves from Geji pluton

镁铁质微粒包体具有绝对值较大的负εNd(t)值(-11.4～-13.8)，表明原始岩浆可能直接来源于富集地幔，或者为亏损地幔遭受了强烈的地壳混染，然而后期的地壳混染无法产生Zr--Hf的负异常[37]，指示包体中的幔源组分可能直接来源于富集地幔。结合岩相学和地球化学的特征，革吉镁铁质微粒包体可能为富集地幔来源的镁铁质岩浆与壳源岩浆在源区发生混合作用的结果。

5.2 寄主石英闪长岩成因

革吉寄主石英闪长岩可见角闪石，无原生白云母、堇青石和石榴子石等过铝质特征矿物，具有相对低的A/CNK值(0.89～0.96)，排除S型花岗岩的可能。P2O5的含量很低(<0.20%)，且与SiO2含量存在明显的负相关性，10 000 Ga/Al值较低(1.94～2.08)，且具有相对低的锆石饱和温度(615～ 624℃) (表2)，以上特征明显不同于A型花岗岩，而与典型的I型花岗岩相似，结合主量元素特征，将寄主石英闪长岩厘定为钙碱性准铝质的I型花岗岩。

相比于镁铁质微粒包体，革吉石英闪长岩具有更高的SiO2(59.65%～61.03%)及相对低的Cr，Ni含量，样品微量元素原始比值的变化范围(La/Nb=2.96～3.38, Th/Nb=0.87～1.27, Th/La=0.32～0.42, Rb/Sr=0.19～0.43)明显不同于原始地幔的平均值(La/Nb=0.94, Th/Nb=0.177, Th/La=0.125, Rb/Sr=0.034)，而是相对接近大陆地壳的平均值(La/Nb=2.2, Th/Nb=0.44, Th/La=0.204, Rb/Sr=0.35[38--39])，表明原始岩浆可能主体为壳源。然而革吉石英闪长岩中发育大量的镁铁质微粒包体，具有较高的MgO含量(3.83%～4.26%)和Mg#值(54～55)，结合前文包体岩浆源区的探讨，石英闪长岩母岩浆应存在富集地幔来源熔体的加入，因为纯玄武岩的部分熔融通常无法匹配如此高的Mg#值[40]。寄主石英闪长岩样品具有较负的εNd(t)值(-14～-12)，与镁铁质微粒包体相似，表明两种岩浆经历了较高程度的同位素平衡，由图10可见，样品落点接近代表拉萨地块古老基底熔体的S型花岗岩变化范围，石英闪长岩中含有形成时代较老的继承锆石，因此寄主石英闪长岩很可能为古老地壳物质发生熔融并与富集地幔来源的幔源熔体发生混合形成的。

用于混合计算的端元：新生地壳(以～130 Ma盐湖玄武岩为代表[41])：(87Sr/86Sr)i = 0.7042, εNd(t)=3.8, εHf(t) =12.9, Sr=528×10-6 , Nd=13.5×10-6; 拉萨基底熔体(以宁中强过铝花岗岩样品08DX17为代表[11]): (87Sr/86Sr)i=0.740 2, εNd(t)=-15.4, Sr=131×10-6, Nd=43.40×10-6。图10 革吉石英闪长岩及镁铁质微粒包体(87Sr/86Sr)i- εNd(t) 图解[42]Fig.10 Plot of (87Sr/86Sr)i -εNd(t) of quartz diorite and mafic microgranular enclaves from Geji pluton

5.3 动力学背景

区域上最新的研究表明，在拉萨地块北部广泛发育中--晚侏罗世的中酸性侵入岩，形成时代为172～146 Ma(表4)，大多分布于狮泉河蛇绿混杂岩带内及其以南地区。对于拉萨地块北部这期岩浆事件形成的构造背景，主要有3种观点：① Slainajap洋(狮泉河洋)洋壳的南向俯冲[43]；② 南部新特提斯洋的北向低角度或平板俯冲[9, 44]；③ 班公湖—怒江特提斯洋的南向俯冲[8, 11, 16, 45--46]。

本文获得的革吉石英闪长岩及镁铁质微粒包体年龄分别为150 Ma和153 Ma，属晚侏罗世。地球化学特征显示石英闪长岩样品属于钙碱性准铝质的I型花岗岩，镁铁质微粒包体属于拉斑系列的基性岩。微量元素富集Rb、K、Th、U等元素和轻稀土元素(LREE)，亏损Nb、Ta、Zr、Hf、P、Ti等元素，与俯冲带弧岩浆岩地球化学特征相似。岩浆源区中有显著富集地幔组分的贡献，寄主石英闪长岩也具有较低的锆石饱和温度(615～625℃)，表明源区部分熔融温度相对较低。由于富集地幔本身较“冷”，较难发生熔融，很可能有流体的加入促使地幔源区的熔融，结合区域上广泛发育的一套同时期的钙碱性岩石组合，笔者认为革吉岩体的形成可能与俯冲背景下流体的加入密切相关。

表4 拉萨地块中北部西段晚侏罗世岩浆岩的年龄数据汇总表

对于Slainajap洋南向俯冲的观点，认为狮泉河蛇绿混杂岩带代表了一个独立大洋，目前已报道最早的狮泉河蛇绿岩形成时代为190 Ma，可能代表了洋盆打开扩张的时间[48]，而狮泉河南缘的最早弧岩浆岩的记录为170 Ma[45]，两者时代相差较小，通常在20 Ma期间内完成由扩张到消减的转化，难以形成独立宽阔的Slainajap洋盆，而且班公湖—怒江蛇绿岩带仅仅距狮泉河蛇绿岩带以北20～30 km，即使拉萨地块在早白垩世发生60%的缩短增厚[49]，也很难在近同期打开两个独立的洋盆，并发生南向的俯冲消减，这是因为洋壳俯冲产生的弧岩浆通常需要俯冲120～150 km[50]，因此革吉岩体不太可能是由Slainajap洋洋壳南向俯冲作用形成的。

新特提斯洋北向低角度或平板俯冲会形成较为宽泛的弧岩浆岩带，并且由俯冲带到陆缘再到陆内，弧岩浆作用的形成时代具有由早到晚的趋势，但近年来的研究表明在拉萨地块南部发育中侏罗世到早白垩世的弧岩浆作用[16, 47]，代表了新特提斯洋由南向北的连续俯冲作用，表明中--晚侏罗世新特提斯洋洋壳可能尚未俯冲至拉萨地块北部，故将革吉岩体的形成归结为新特提斯洋洋壳的北向俯冲是不恰当的。

拉萨地块中北部发育一套中--晚侏罗世钙碱性岩浆岩，呈NE-SW向展布，在时间和空间上均与班公湖—怒江特提斯洋南向俯冲作用耦合，说明班—怒带南缘中晚侏罗世—早白垩世俯冲作用的连续性。但是早白垩世岩浆岩主要分布在狮泉河蛇绿混杂岩带以北，这与持续南向俯冲作用，岩浆岩形成时代由北向南变新的趋势不符，表明中--晚侏罗世岩浆活动并不直接由洋壳的南向俯冲作用而形成。前人研究认为狮泉河蛇绿混杂岩带为多岛弧盆系统[51]，闭合的过程为岛弧造山作用，并通过闪长岩墙锆石U--Pb年龄确定了狮泉河蛇绿混杂岩带由扩张向俯冲消减的时间为168～163 Ma[48]，与区域上中--晚侏罗世岩浆弧形成的最早时限相近。因此，笔者认为狮泉河蛇绿混杂岩带可能为班公湖—怒江特提斯洋向南俯冲形成的弧、弧后或弧间盆地和边缘海盆地等多岛弧盆系统。中--晚侏罗世，由于受到班公湖—怒江特提斯洋南向俯冲作用的影响，在靠近古拉萨地块一侧发生了弧--陆软碰撞，形成中--晚侏罗世钙碱性岩浆岩；至晚侏罗世—早白垩世早期，狮泉河岛弧盆系统拼贴到古拉萨地块之上，弧--陆软碰撞停止，主俯冲带向北迁移，从而形成早白垩世连续的火山--岩浆作用。综上所述，革吉岩体可能形成于班公湖—怒江特提斯洋南向俯冲的体制下，狮泉河多岛弧盆系统与古拉萨地块发生弧--陆软碰撞的构造背景，俯冲的流体交代地幔发生部分熔融，从而形成富水的镁铁质岩浆，底侵至壳幔边界，促使拉萨地块古老地壳物质的重熔并形成长英质岩浆，镁铁质岩浆与长英质岩浆发生不同比例的混合形成革吉石英闪长岩及镁铁质微粒包体。