西藏冈底斯带北缘波果日则地区A型花岗岩年代学、地球化学特征及其地质意义

史少飞,肖渊甫*,袁浩为,魏永峰,2,邱婵媛,江小强

(1.成都理工大学 地球科学学院,四川 成都 610059; 2.四川省地质矿产勘查开发局区域地质调查队,四川 成都 610213)

0 引 言

A型花岗岩最初定义为碱性(Alkaline)、贫水(Anhydrous)和非造山(Anorogenic)的花岗岩，以3个外文词的首字母“A”命名[1]，不涉及其成岩物质来源，以此区别于壳源的I型和S型花岗岩[2]。Eby等认为A型花岗岩在地球化学上以FeOT/MgO值高,K2O+Na2O含量高,Zr、Y、Nb及稀土元素(除Eu外)含量高，大离子不相容元素/高场强元素值、CaO含量、MgO/Al2O3值低为特征，使之明显区别于岛弧型花岗岩(特别是低的大离子不相容元素/高场强元素值)[3-4]。最重要的是，A型花岗岩能够反映特定的构造环境，其大部分形成于板内伸展阶段，少部分产于大陆碰撞后的造山带中，也可形成于弧后盆地等一些与俯冲有关的环境中[5]。吴锁平等通过统计国内30篇关于A型花岗岩的论文得出，A型花岗岩几乎全部形成于主体上的伸展体制或由挤压、剪切体制派生的局部拉张环境[6]。因此，A型花岗岩在地球动力学和大地构造研究方面具有重要的指示意义。

位于西藏冈底斯带北缘的班公湖—怒江缝合带是羌塘地块与拉萨地块的碰撞结合带，东西延伸超过2 000 km，南北宽度可达上百千米。因其宏大的规模及复杂性，学者们至今仍然对其白垩纪大规模岩浆活动的成因、班公湖—怒江洋盆的俯冲极性及洋盆闭合时间等相关基础地质问题存在较大的争议，尤其关于班公湖—怒江洋盆闭合时间。Kapp等通过分析班公湖—怒江缝合带西段狮泉河地区沉积相掩盖关系，认为班公湖—怒江洋盆闭合时间为晚侏罗世—早白垩世(约145 Ma)[7-8]；杜德道通过测得的申扎—班戈一带碰撞后A型花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄(109.6～113.7 Ma)，也认为班公湖—怒江中特提斯洋盆闭合时间应该在晚侏罗世末期—早白垩世[9]；而朱弟成等测得塔本仁蛇绿岩SHRIMP锆石U-Pb年龄为110 Ma，认为早白垩世晚期班公湖—怒江洋盆尚未彻底消亡，闭合时间应晚于早白垩世晚期[10-11]。对班公湖—怒江洋盆闭合时间的争论限制了冈底斯带乃至班公湖—怒江缝合带地质构造演化的研究，也限制了对该区域的找矿进展。

最近完成的西藏1∶50 000青龙乡4幅区域地质矿产调查项目获得了大量的野外地质资料和岩石年龄，发现并圈定了一批早白垩世侵入岩。本文以西藏冈底斯带北缘班公湖—怒江缝合带中段纳木错东岸波果日则地区出露的A型花岗岩为研究对象，通过野外地质调查、薄片鉴定、年代学和岩石地球化学等确定岩石的成因类型及形成时代，并讨论岩石形成的构造背景，以期能够对班公湖—怒江洋盆的闭合时间进行限定。

1 区域地质背景及岩石学特征

研究区位于西藏纳木湖乡波果日则地区，大地构造位置属班公湖—怒江缝合带中段和拉萨地块北缘(图1)[12]。地层缺失较多，出露单一，仅出露下白垩统卧荣沟组火山岩，出露面积约724.22 km2，第四系堆积覆盖严重。本文研究的A型花岗岩位于研究区南部，岩体呈NW向展布(图1)。A型花岗岩与下白垩统卧荣沟组火山岩之间为侵入接触关系，岩体具有高位侵入体的岩性和产状特征。野外采样点经纬度为(30°31′34.43″N,91°2′32.35″E)，岩性为浅灰色中—细粒黑云花岗斑岩，样品新鲜。

A型花岗岩岩性为中—细粒黑云花岗斑岩，具斑状结构和块状构造，主要由斑晶和基质组成(图2)。斑晶主要为石英(体积分数约为5%)、碱性长石(约7%)和少量斜长石(约3%)，溶蚀现象常见；基质以长英质(显微晶质结构)为主。

斑晶中，石英多为他形粒状，溶蚀现象明显，呈似圆状，不均匀分布；碱性长石由正长石及条纹长石组成，溶蚀现象多见，多呈半自形—自形板状，大小与石英颗粒相当，发生弱绿泥石化、黏土矿化，表面呈尘土状；斜长石由钠-更长石组成，呈自形板状，发生弱绢云母化、绿泥石化及较多的黏土矿化；黑云母呈绿色，少量发生绿帘石化。基质中，长英质以显微晶质结构为主，石英、长石呈微粒镶嵌粒状结构，发生弱绿泥石化、黏土矿化。

2 分析方法

锆石单矿物分选由四川省地质矿产勘查开发局华阳检测中心实验室完成。在西北大学大陆动力学国家重点实验室进行阴极发光(CL)图像采集及LA-ICP-MS锆石U-Pb 定年。采用标准锆石91500校正U-Pb同位素分馏。激光器为ArF 193 nm紫外准分子激光器，单脉冲能量为220 mJ，最高重复频率为20 Hz，能量密度可达20 J·cm-2，剥蚀直径为20 μm 左右。为了控制仪器的稳定性及测试精度，每测试 5 个未知样后测定 1 次标准样。数据处理采用 Glitter 4.0软件(MacQuarie University)和Isoplot 4.15软件[13]。锆石U-Pb同位素分析结果见表1。

主量、微量及稀土元素样品加工由四川省地质矿产勘查开发局华阳检测中心实验室完成。首先，将岩石样品洗净、烘干，用小型颚式破碎机破碎至粒度为5.0 mm左右；然后，用玛瑙研钵托盘在振动式碎样机中碎至200目以下。测试由国土资源部武汉矿产资源监督检测中心武汉综合岩矿测试中心完成。主量、微量和稀土元素分析采用AXIOS X射线荧光光谱仪、X Series2 等离子质谱仪、IRIS Intripid2XSPICP全谱直读光谱仪、ZEEnit600石墨炉原子吸收光谱仪、AFS-230E 原子荧光分光光度计，主量元素分析精度一般优于5%，微量元素分析精度一般优于10%。详细实验测试过程见文献[14]～[16]。主量、微量及稀土元素分析结果见表2。

3 结果分析

3.1 锆石U-Pb年龄

从西藏冈底斯带北缘波果日则地区A型花岗岩样品(编号为P07(18)TM)中选出15颗锆石进行LA-ICP-MS U-Pb定年，单颗粒锆石为柱状自形晶，长度为100～200 μm，长宽比为1.5∶1～3∶1，柱面发育，多数锆石表现出典型的岩浆韵律环带和明暗相间的条带结构，少数锆石内部结构复杂，具有残留核，为典型的岩浆锆石(图3)，岩浆锆石的Th/U值为0.42～0.72。样品的锆石分析点集中分布于年龄谐和曲线上或附近[图4(a)]，206Pb/238U加权平均年龄为(110.8±1.3)Ma(平均标准权重偏差(MSWD)为2.6)[图4(b)]，该年龄代表了A型花岗岩的岩浆结晶年龄或侵位年龄，岩石形成时代为早白垩世晚期。

3.2 岩石地球化学特征

3.2.1 主量元素

根据表2可以看出，样品SiO2含量(质量分数，下同)相对较高(70.61%～74.94%)，Al2O3含量较低(11.90%～13.79%)，K2O含量(4.96%～7.48%)高于Na2O含量(1.67%～3.49%)，全碱含量为7.08%～9.25%。在K2O-SiO2图解[图5(a)]中，样品落于钾玄岩系列。铝饱和指数A/CNK值为0.90～1.12(平均为1.04)，A/NK值为1.10～1.34(平均为1.17)，与S型花岗岩强烈富Al的特征相区别[18]；A/NK-A/CNK图解[图5(b)]中，样品落于弱过铝质和准铝质区域，显示铝质花岗岩的特征[19]。FeOT/MgO值(7.47～25.88)较高，与A型花岗岩具高FeOT/MgO值的特征[8]吻合。吴锁平等通过对比国内外A型花岗岩的地球化学特征[6]，认为国内A型花岗岩主量元素具有富SiO2、富碱、贫CaO和MgO的特点，本文研究的花岗岩具有高Si和低Al、Ca、Mg、Fe、Ti的特点，较高的FeOT/MgO值以及弱过铝质(A/CNK值为0.90～1.12)显示该花岗岩具有A型花岗岩的特征[6，22-23]，Na2O-K2O图解[图6 (a)]中，样品同样落在A型花岗岩区域。总体来说，主量元素分析显示波果日则地区花岗岩具有A型花岗岩的特征[13，24-25]。

Kfs为钾长石;Pl为斜长石;Bit为黑云母;Qr为石英

图3 锆石阴极发光图像及对应年龄

图4 锆石U-Pb年龄谐和曲线和年龄分布

表1 锆石U-Pb同位素分析结果

Tab.1 Analysis Results of Zircon U-Pb Isotope

分析点w(206Pb)/10-6w(232Th)/10-6w(238U)/10-6Th/U值207Pb/235U值206Pb/238U值207Pb/235U年龄/Ma206Pb/238U年龄/Ma151.96530.241 128.590.470.116 4±0.006 00.017 4±0.000 2112±6111±1235.12415.05905.500.460.124 0±0.006 60.017 8±0.000 2119±6114±2330.54296.31603.190.490.132 8±0.008 90.017 6±0.000 3127±8113±2434.12435.60828.740.530.128 0±0.006 70.017 4±0.000 2122±6111±1527.89273.81540.580.510.156 3±0.009 00.017 8±0.000 2147±8114±1641.87409.16878.810.470.103 4±0.006 10.017 1±0.000 2100±6110±2750.83552.331 145.740.480.100 7±0.005 20.017 0±0.000 297±5109±1863.92651.751 389.550.470.104 5±0.005 00.017 2±0.000 2101±5110±1941.52478.831 005.020.480.121 3±0.006 00.017 4±0.000 2116±5111±21034.77361.74776.600.470.138 4±0.007 50.017 6±0.000 3132±7113±21139.61554.921 126.900.490.112 1±0.005 10.017 1±0.000 2108±5109±11297.161 127.212 681.890.420.107 1±0.003 80.016 9±0.000 2103±3108±11337.09499.791 021.590.490.113 1±0.006 50.017 1±0.000 2109±6110±11441.14474.15947.980.500.127 4±0.006 70.017 4±0.000 2122±6111±11544.18463.95643.290.720.123 1±0.008 20.018 7±0.000 3118±7119±23

注：w(·)为元素或化合物含量。

表2 主量、微量及稀土元素分析结果

续表2

注：wtotal为主量元素总含量；wREE为稀土元素总含量；wLREE为轻稀土元素总含量；wHREE为重稀土元素总含量。

图(a)引自文献[20]；图(b)引自文献[21]

图(a)引自文献[27]；图(b)引自文献[8]

ws为样品含量;wc为球粒陨石含量;wp为原始地幔含量;同一图中相同线条对应不同样品

3.2.2 微量和稀土元素

根据原始地幔标准化微量元素蛛网图[图7(b)]可以看出，微量元素具有较好的规律性，表现为大离子亲石元素和高场强元素Rb、Th、U、K、Zr、Hf明显富集，而Ba、Sr、Nb、Ta、Ti明显亏损的特征，与岛弧花岗岩的特征相似[25]。部分样品较低的Sr含量((21.5～53.5)×10-6，平均为39.86×10-6)显示A型花岗岩的特征[23]。

样品稀土元素总含量比较高，为(179.80～370.29)×10-6，平均为262.18×10-6，明显高于上地壳平均值(210.10×10-6)[26]，同时也远高于国内I型(114.71×10-6)和S型(173.14×10-6)花岗岩[6]，(La/Yb)N值为5.36～8.70，轻、重稀土元素分馏明显。从A型花岗岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式[图7(a)]可以看出，轻稀土元素相对富集(LREE/HREE值平均为4.13)，Eu异常为0.28～0.61，平均为0.45，负异常明显，稀土元素配分模式表现为右倾的“海鸥”型。在FeOT/MgO-Zr+Nb+Ce+Y图解[图6(b)]中，样品全部落在A型花岗岩区域。明显的Eu负异常和典型右倾“海鸥”型稀土元素配分模式、高Rb(含量平均为312.24×10-6，大于250×10-6)及低Sr(平均为63.15×10-6)特征显示波果日则地区花岗岩为A型花岗岩[22-23，28-30]。此外，本文的A型花岗岩与解龙等报道的西藏北冈底斯扎独顶A型花岗岩[25]具有极相似的地球化学特征。综上所述，波果日则地区中—细粒黑云花岗斑岩是一个浅成相A型花岗岩。

4 讨 论

4.1 构造环境及地质意义

对A型花岗岩的构造环境虽然众说纷纭，但目前主流观点认为A型花岗岩形成于伸展的构造背景。Eby将A型花岗岩进一步细分为A1和A2两个亚类[31]，分别对应于洪大卫等的AA和PA亚类[32]。A1和A2型花岗岩各自代表不同的成因和构造环境：A1型花岗岩代表与洋岛、板内和裂谷带岩浆来源相同的地幔分异产物，其形成与裂谷或地幔柱热点有关，且侵位于大陆裂谷或板内构造环境；A2型花岗岩来源于大陆地壳或板下地壳，且与陆-陆碰撞或岛弧岩浆作用有关，代表碰撞后或造山后构造环境[31]。由于Y/Nb值和Yb/Ta值对于A型花岗岩而言较为稳定，一般将其作为A1和A2型花岗岩的分类标准。A1型花岗岩富Nb，而A2型花岗岩富Y，即Y/Nb值低于1.2时为A1型花岗岩，Y/Nb值高于1.2时为A2型花岗岩[3,31]，但它们的分类也要结合地质背景综合分析，不能一概而论。此外，King等还提出了铝质A型花岗岩的概念[33]，即具有高FeOT/(FeOT+MgO)值,富集高场强元素、稀土元素及Ga、Zn等元素，且以富铁含水镁铁质矿物和钛铁矿为特征的一类花岗岩，其形成于相对还原的地质环境，在地球化学特征、岩相学以及野外地质关系上均与过碱质花岗岩差异很大。对于A型花岗岩的分类，学术界仍旧存在分歧，但主要以Eby的分类方法[31]为主。总之，A型花岗岩反映了造山带陆-陆碰撞后的非挤压环境。

波果日则地区A型花岗岩在R2-R1图解[图8(a)]中落于同碰撞及造山后A型花岗岩区域，在Rb-Yb+Ta图解[图8(b)]中均落入后碰撞花岗岩区域，反映了造山作用后期松弛的伸展环境。本文沿用Eby的分类方法[31]，结合Ce/Nb-Y/Nb图解[图9(b)]，指示该A型花岗岩属于A2型，即碰撞后A型花岗岩，对应于洪大卫等的PA亚类[32]。这表明波果日则地区A型花岗岩为碰撞后岩石圈伸展背景下的产物，反映了在早白垩世晚期((110.8±1.3)Ma)，班公湖—怒江洋盆已经闭合，处于碰撞后的伸展环境。

图(a)中，1为地幔斜长花岗岩,2为板块碰撞前花岗岩,3为板块碰撞后隆起花岗岩,4为晚造山花岗岩,5为非造山A型花岗岩,6为同碰撞(S型)花岗岩,7为造山后A型花岗岩;图(a)引自文献[34]；图(b)引自文献[35]

图件引自文献[36]

4.2 岩石成因

A型花岗岩最早定义为碱性、贫水和非造山的花岗岩。Loiselle等研究认为A型花岗岩实质为低压条件下熔融的花岗岩[1,23]。Frost等通过总结前人大量的研究成果，认为A型花岗岩主要有4种不同的成因：①幔源拉斑质岩浆高度结晶分异或玄武质岩石部分熔融；②幔源玄武质岩浆高度结晶分异或部分熔融；③地壳岩石的部分熔融；④壳幔岩浆混合[37]。由此可见，A型花岗岩的形成和岩浆源区具有复杂性和多样性,因此，研究A型花岗岩的成因，需要综合岩相学、岩石地球化学和大地构造背景等多种因素。

波果日则地区A型花岗岩周围没有与之密切相关的基性岩，结合Nb亏损特征，可以基本排除其由幔源基性物质结晶分异形成的可能性[25]，因此，其极有可能形成于地壳岩石的部分熔融或者壳幔岩浆的混合作用。现有研究表明，冈底斯带在早白垩世发生了岩浆大爆发，而且在早白垩世，研究区周围发生了班戈岩体、雪如岩体等具有代表性的岛弧岩浆侵入事件；结合区内大量卧荣沟组酸性喷出岩的产出，推测A型花岗岩的岩浆源区可能接近岛弧岩浆岩的源区；同时，在Nb/Th-Nb图解[图9(a)]中，样品集中分布于火山弧附近，在Ce/Nb-Y/Nb图解[图9(b)]中，样品均落入A2型花岗岩区域，但是紧邻岛弧玄武岩区，表明该A型花岗岩的形成与地幔岩石圈有关。至于为何没有形成岛弧花岗岩而是形成A型花岗岩，笔者认为此时大地构造环境为碰撞后的伸展构造背景，而岛弧花岗岩形成于俯冲消减环境。对于那些俯冲的特征，根据微量元素地球化学特征，富Pb、贫Ba表明岩浆源区是受到沉积物熔体的交代，因为来自俯冲板片的交代组分中流体富Ba而沉积物熔体富Pb[38]，且A型花岗岩本身就意味着岩浆源区没有流体交代。从主量和微量元素特征来看，岩石Mg#值为6.44～19.27，远小于玄武岩部分熔融产生的熔体(Mg#值低于45)[39]，说明A型花岗岩未受到更为基性的物质混染；Th/U值为0.42～0.72(平均为0.50)，远低于下地壳的Th/U值(6.00)[40]；Nb/Ta值为2.67～15.80，平均为10.01，低于幔源岩浆Nb/Y值(约17)，接近中地壳Nb/Y值(16.5)[41]；A/MF-C/MF图解[图10(b)]显示A型花岗岩主要为地壳中变质泥岩部分熔融。由于缺乏相应的同位素分析，限制了本文对该A型花岗岩岩浆源区的认识，但可以合理推测波果日则地区A型花岗岩主要来源于中下地壳变质泥岩的部分熔融。

较低的Sr含量(平均为63.15×10-6)和明显的Eu负异常，指示源区部分熔融过程中有斜长石的残留，可能形成于中下地壳的低压环境[12]。大离子亲石元素和高场强元素Rb、Th、U、K、Zr、Hf明显富集，而Ba、Sr、Nb、Ta、Ti明显亏损，说明残留相中存在角闪石和含钛矿物相[42-43]。La/Sm-La图解[图10(a)]显示花岗岩在形成过程中发生了一定程度的分离结晶作用。当石榴石为主要残留相时，形成的熔体具有倾斜的重稀土元素配分模式，Y/Yb值一般明显大于10；而当角闪石为主要残留相时，形成的熔体具有平坦的重稀土元素配分模式，Y/Yb值接近10[46]。波果日则地区A型花岗岩Y/Yb值为5.00～10.23(平均为7.89，接近10)，较为平坦的重稀土元素配分模式[图7(a)]表明源区为以斜长石和角闪石为主的残留相[5]。

图(a)引自文献[44]；图(b)引自文献[45]

一般认为A型花岗岩形成于高温低压环境，与S型和I型花岗岩相比具有更高的成岩温度。为了明确波果日则地区A型花岗岩的高温属性，本文采用Watson的方法[47]估算其形成温度。根据锆石饱和温度可知岩浆形成温度较高，为822.30 ℃～936.81 ℃，平均为880.27 ℃，与曲晓明等获得的班公湖—怒江缝合带中段A型花岗岩形成温度(平均为833 ℃)[24]和解龙等获得的北冈底斯扎独顶A型花岗岩形成温度(平均为882 ℃)[25]相近。

前人研究认为，俯冲带能够为A型花岗岩的形成提供所需高温热源的最有利条件是软流圈，能使软流圈上涌的条件无非下地壳拆沉和俯冲大洋岩石圈拆沉两种[5，18，24，48]。结合研究区大地构造环境与岩浆源区的特征，笔者认为下地壳拆沉更符合区域构造背景。班公湖—怒江洋盆经历了从晚侏罗世—早白垩世的俯冲，到早白垩世晚期前(110 Ma)洋盆闭合，洋壳消失，发生陆-陆碰撞，直至A型花岗岩的形成，研究区大地构造环境进入碰撞后阶段。加厚下地壳拆沉致使热的软流圈物质上涌，充填拆沉后留下的空隙并加热上覆地壳变质泥岩，使其发生部分熔融，产生大量的中酸性岩浆，岩浆在形成过程中经历了一定程度的分离结晶作用，在源区形成以斜长石和角闪石为主的残留相，最终侵位于卧荣沟组中，形成A型花岗岩。

位于冈底斯带北缘的班公湖—怒江缝合带不仅俯冲方向存在争议，且与其相关的班公湖—怒江中特提斯洋盆的闭合时间也存在不同认识。关于该洋盆的俯冲闭合时间，朱弟成等认为其俯冲很可能开始于中二叠世末期，结束于早白垩世晚期[10,49]；杜德道等根据缝合带中段的碰撞后A型花岗岩，认为闭合时间约为晚侏罗世末期—早白垩世[9，24]，在晚白垩世早期进入后碰撞阶段(80～100 Ma)[24,50]；此外，韦少港等认为闭合时间应晚于早白垩世晚期[50]。本文报道的碰撞后A型花岗岩获得的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(110.8±1.3)Ma，表明在早白垩世晚期班公湖—怒江中特提斯洋盆已经闭合，班公湖—怒江缝合带在早白垩世晚期处于碰撞后的伸展环境，与前人研究确定的洋盆闭合时间[11，24，39，51-52]是一致的，即班公湖—怒江中特提斯洋盆闭合时间应该不晚于早白垩世晚期(约110 Ma)。

5 结 语

(1)西藏冈底斯带北缘波果日则地区A型花岗岩主量元素具有高Si和低Al、Ca、Mg、Fe、Ti,以及较高FeOT/MgO值和弱过铝质(A/CNK值为0.90～1.12)特征；微量和稀土元素中，大离子亲石元素和高场强元素Rb、Th、U、K、Zr、Hf明显富集，而Ba、Sr、Nb、Ta、Ti明显亏损，轻、重稀土元素分馏明显，具明显的Eu负异常(0.28～0.61，平均为0.45)和典型右倾“海鸥”型球粒陨石标准化稀土元素配分模式。地球化学特征表明其属于碰撞后伸展背景下的A2型花岗岩。

(2)波果日则地区A型花岗岩获得的LA-ICP-MS锆石U-Pb加权平均年龄为(110.8±1.3)Ma(MSWD值为2.6)，表明其形成或侵位时代为早白垩世晚期。

(3)在碰撞后环境下，加厚下地壳拆沉导致上地幔软流圈物质上涌并加热上覆地壳变质泥岩，使其发生部分熔融，最终侵入卧荣沟组中形成A型花岗岩，此时岩石圈处于伸展背景。

(4)推测班公湖—怒江洋盆至少在早白垩世晚期就已闭合。

成都理工大学赵涵博士在成文阶段提供了帮助和指导,在此表示感谢。