冈底斯中段谢通门县查布中新世埃达克质岩石成因及其地质意义

2020-10-28洪宇飞王睿强温定军李艳芳

高校地质学报 2020年5期

洪宇飞，，王睿强，温定军，徐航，李艳芳

南京大学地球科学与工程学院,内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室，南京210023

西藏拉萨地块南部发育一条巨型岩浆岩带（即冈底斯岩浆岩带），带内广泛分布中、新生代岩浆岩，它们的形成与新特提斯洋板片的俯冲消减、印度—亚洲大陆的碰撞和后碰撞事件密切相关（Wen et al.,2008;Zhu et al.,2015,2019），记录了青藏高原的形成与演化，以及壳幔相互作用和地壳生长加厚等重要信息，因而历来是青藏高原造山带中备受关注的研究对象。

近年来的研究发现，在冈底斯带岩浆岩中发育有小体积但时间跨度较广的埃达克质岩石，它们呈东西向平行分布于印度河—雅鲁藏布江缝合带北侧，主要形成于新特提斯洋板片的俯冲阶段（136～76 Ma,Wen et al.,2008;Zheng et al.,2014;Zhu et al.,2009）和后碰撞阶段（26～9 Ma，Chung et al.,2003;Hou et al.,2004;Zheng et al.,2012a;Jiang et al.,2014）。目前对新特提斯洋板片俯冲阶段形成的埃达克质岩普遍认为起源于俯冲洋壳的部分熔融（Zhu et al.,2009;Jiang et al.,2012），但对印—亚碰撞后伸展阶段埃达克质岩石的成因则存在广泛争议，先后提出过多种观点，如：增厚下地壳熔融（Hou et al.,2004;Mo et al.,2008）、拆沉下地壳熔融（Chung et al.,2009）、俯冲印度大陆地壳的熔融（Xu et al.,2010）等。因此，加深对这一时段埃达克质岩石成因的研究，无疑有助于深化冈底斯带岩浆作用深部过程与动力学机制的认识。

查布岩体构造上处于冈底斯岩浆岩带中段，以往区调资料①西藏自治区地质矿产厅区域地质调查大队.1997.1:20万谢通门幅地质图.显示，该岩体均由中新世黑云母二长花岗岩组成（图1）。但最新的定年结果表明，该岩体主体应形成于始新世（～52 Ma，作者未刊资料），中新世的岩石仅限于岩体内局部呈浅成相或次火山岩相产出的岩瘤或小岩株体，且这些浅成相—次火山岩相的花岗质火山—侵入体具有埃达克质岩石的地球化学组成特征。为此，本文以这期埃达克质岩石为对象，开展了系统的岩相学、地质年代学、岩石地球化学以及Sr-Nd-Hf同位素组成的系统研究，以期进一步丰富和深化冈底斯带构造—岩浆作用的认识。

1 地质概况及岩石学特征

青藏高原是一个自新元古代以来经历了“多洋(海)盆、多俯冲、多碰撞和多造山”长期动力学过程而形成的巨型复合碰撞造山拼贴体（许志琴等，2007；2011）。该拼贴体以印度河—雅鲁藏布江缝合带（IYZSZ）、班公湖—怒江缝合带（BNSZ）和金沙江缝合带（JSSZ）为界,自南向北可分为喜马拉雅带、拉萨地块、羌塘地块和松潘—甘孜复理石杂岩带（图1a;Zhu et al.,2011），其中，拉萨地块夹持于班公湖—怒江缝合带和印度河—雅鲁藏布江缝合带之间。依据基底—盖层性质差异，Zhu等（2011）分别以洛巴堆—米拉山断裂（LMF）和狮泉河-纳木错蛇绿混杂岩带(SNMZ)为界，将拉萨地块进一步划分为南拉萨地块（SL，即狭义的冈底斯带）、中拉萨地块（CL）和北拉萨地块（NL）三部分（图1a）。南部拉萨地块是青藏高原岩浆岩最集中的地区，以产出大规模的冈底斯岩基和同碰撞林子宗组火山岩为特征（图1b;莫宣学等,2005;Ji et al.,2009;Zhu et al.,2015,2019），其中冈底斯岩基沿印度河—雅鲁藏布江缝合带北侧呈近东西向展布，长度超过1500 km，南北宽20～60 km，主要由钙碱性花岗质岩石组成，此外，尚有少量辉长岩、辉长闪长岩等基性和中基性岩石，形成时代自晚三叠世一直延续到中新世（纪伟强等，2009），记录了新特提斯洋板片俯冲及随后印度—欧亚大陆碰撞和后碰撞的全过程。

图1 青藏高原构造格架（a,据Zhu et al.,2011修改）、冈底斯带岩浆岩分布（b,据Chung et al.,2009修改）和查布岩体地质简图（c,据谢通门幅1:20万地质图①西藏自治区地质矿产厅区域地质调查大队.1997.1:20万谢通门幅地质图.修改）Fig.1 Schematic geological map showing tectonic framework of the Tibetan Plateau(a,after Zhu et al.,2011),distribution of magmatic rocks in the Gangdese belt(b,after Chung et al.,2009),and the Chabu granite pluton(c)

查布岩体位于冈底斯带中段谢通门县北侧约35 km处，呈NNE展布，出露面积约400 km2，西侧为雪拉普康日雪山，海拔达6310 m；中部为河沟所截接，并为第四系所覆盖（图1c）。岩体南部和东部主要侵入始新世二长花岗岩中，北部侵入早白垩世楚木龙组（K1C）砂岩—粉砂岩和古新世典中组（K2E1d）火山岩中，西部为第四系所覆盖（图1c）。该岩体主体岩性为中粗粒黑云母二长花岗岩，以往区调资料①认为该岩体形成于中新世，但最新的定年结果表明，查布岩体主体应形成于始新世（～52 Ma；作者未刊资料），中新世的岩石仅限于查布乡南、北二侧呈浅成相或次火山岩相产出的小岩株体或岩瘤，出露面积＜15 km2（图1c），其中浅成相的小岩株体见于南部加拉山和北部所勒附近，岩性为黑云母二长花岗斑岩；次火山岩体紧邻查布乡南侧产出，岩性为英安斑岩。这些浅成相—次火山岩相的花岗质火山-侵入体具有埃达克质岩石的地球化学组成特征。

黑云母二长花岗斑岩呈斑状结构，手标本上可见钾长石巨斑（图2a），它们应是在岩浆中长时间持续结晶生长的产物（Winkler and Schultes,1982;Chambers et al.,2020）。镜下观察其斑晶矿物有斜长石（30%～35%）、碱性长石（25%～30%）和石英（20%～25%），铁镁矿物可见角闪石（～5%）和黑云母（5%～8%），副矿物以榍石和钛铁氧化物居多，并可见锆石和磷灰石。基质主要由石英和碱性长石组成，二者常呈文像交生，构成典型的花斑结构（图2b,c），反映其定位深度较浅（Tsusue and Liu,1987）。斑晶斜长石多呈半自形晶，发育聚片双晶，部分斑晶可见环带结构（图2b）；斑晶碱性长石主要为微纹长石；角闪石多呈柱状半自形晶，干涉色I级黄（图2c）；黑云母呈片状，部分发生白云母化。

与黑云母二长花岗斑岩相比，英安斑岩的粒度明显偏细，但也显示斑状结构（图2d）。镜下观察其斑晶矿物主要为石英（15%～20%）、斜长石（40%～45%）和碱性长石（10%～15%），铁镁矿物主要为黑云母（8%～10%）和角闪石(～5%)，副矿物主要有锆石、榍石、磷灰石等。其基质粒度明显偏细，主要由霏细状的石英、斜长石和碱性长石微晶组成。斑晶石英可见被熔蚀成港湾状或筛孔状（图2e），黑云母和角闪石等含水铁镁矿物部分被暗化（图2e），部分斜长石斑晶发育环带结构，角闪石可见简单双晶（图2f）。斑晶石英被熔蚀及含水铁镁矿物暗化等现象反映岩石定位深度极浅，应为次火山岩相。

图2 查布中新世埃达克质岩石的野外(a,d)和岩相学显微照片(b,c,e,f)Fig.2 Field pictures(a,d)and microphotographs(b,c,e,f)of the Miocene adakitic rocks in Chabu

2 样品与测试方法

2.1 锆石U-Pb年龄与Hf同位素组成分析

本次研究选取查布埃达克质岩石的三件典型样品（TB-22、TB-25和19TB-3）进行锆石U-Pb年龄与Hf同位素组成测定，其中TB-22和TB-25为浅成相的黑云母二长花岗斑岩，19TB-3为次火山岩相的英安斑岩，样品的采样位置示于图1c，经纬度坐标列于表1。

锆石样品的制备是首先对全岩样品进行破碎、淘洗、磁选和重液分离，挑选出锆石精样，然后在双目镜下选择晶型好、透明度高、粒径较大的颗粒排列于双面胶上，并注入环氧树脂，待固结后细磨至锆石颗粒中心露出，并抛光制成样品靶。锆石U-Pb年龄测定前先进行阴极发光（CL）照相，以了解被测锆石的内部结构，并作为分析时选点的依据。CL照相、LA-ICP-MS U-Pb年龄和Hf同位素组成测定均在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室进行。

CL照相采用安装有Gatan Mono CL阴极荧光探头的扫描电镜（JEOL JSM-7000F）完成。锆石U-Pb年龄测定采用GeoLas Pro 193 nm激光剥蚀系统取样，实验过程中以He气作为剥蚀物质的载气，与Ar气混合后将剥蚀物质传送到Thermofisher ICAP RQ型ICP-MS中进行分析，激光脉冲重复频率为5 Hz，熔蚀孔径为32 mm，剥蚀时间为60 s，背景测量时间为40 s。U-Pb分馏根据澳大利亚锆石标样GEMOC/GJ-1（207Pb/206Pb年龄为608.5±1.5 Ma;Jackson et al.,2004）来校正，采用锆石标样Mud Tank（732±5 Ma;Black and Gulson,1978）以控制分析准确度。U-Pb年龄和U、Th、Pb的计数由Glitter（ver.4.4）软件获得，详细的分析方法和流程类似于Jackson等（2004）。铅校正采用ComPb Corr#3-15G程序（Andersen,2002）处理，U-Pb谐和图的绘制由Isoplot程序（Ludwig,2001）完成。

在锆石U-Pb年龄测定的基础上，结合CL图像，在其剥蚀区原位或附近进行Hf同位素组成测定，测试仪器为New Wave UP193激光剥蚀系统及Thermo Nepture Plus多接收等离子质谱，以氦气作为载气，剥蚀时间约26 s，束斑直径44μm，频率8 Hz，测试所用标样为锆石91500及MT，本次测试获得二个标样的176Hf/177Hf比值分别为0.282302±0.000012（n=17,2σ）和0.282490±0.000006（n=20,2σ），与推荐值在误差范围内一致（Griffin et al.,2007）。

2.2 全岩元素地球化学组成测定

本次研究选取查布埃达克质岩石的五件样品（TB-22、TB-25、TB-27、19TB-2、19TB-3）进行了全岩元素地球化学组成测定，其中TB-22和TB-25二件样品为浅成相的黑云母二长花岗斑岩，其余三件样品为次火山岩相的英安斑岩。TB-22、TB-25和TB-27三件样品的主量元素组成在南京大学现代分析中心采用瑞士生产的ARL9800XP+型X射线荧光光谱仪测定，分析精度优于5%。19TB-2和19TB-3二件样品的主量元素及所有样品的微量元素均在武汉上谱分析科技有限责任公司分析测试中心完成，主量元素采用波长色散X射线荧光光谱仪（ZSXPrimusⅡ）测定，测试精度优于5%。微量元素利用Agilent 7700e ICP-MS分析，详细的样品制备与分析流程见Liu等（2008），对USGS国际标准样品（BHVO-2）的测定结果表明，样品测定值和推荐值的相对误差小于10%，且绝大多数在5%以内。

2.3 全岩Sr-Nd同位素组成分析

本次研究选取查布埃达克质岩石的浅成相黑云母二长花岗斑岩（TB-22）和次火山岩相英安斑岩（TB-24）各一件样品进行全岩Sr-Nd同位素组成分析。测试在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成，首先将样品烘干后称取50 mg，溶解于HF+HNO3的混合酸中，采用Bio Rad50WX8阳离子交换树脂分离提纯出Sr和Nd。Sr同位素组成采用Thermo Finnigan公司的Triton TI热电离质谱仪（TIMS）进行分析，Nd同位素组成采用Thermofisher Neptune Plus型多接收等离子体质谱仪（MC-ICP-MS）进行分析，详细的分离和测定流程见濮巍等（2004；2005）。Sr、Nd同位素比值分别采用86Sr/88Sr=0.1194、146Nd/144Nd=0.7219进行质量分馏校正。本次实验过程中测定的标样NIST SRM 987的87Sr/86Sr=0.710221±0.000006(2σ)，标样JNDi-1的143Nd/144Nd=0.512096±0.000006(2σ)，均与相应标样的推荐值（分别为0.710259±0.000013和0.512115±0.000007;Weis et al.,2006;Tanaka et al.,2000）在误差范围内一致。

3 结果

3.1 锆石U-Pb年龄

表1列出了三件被测样品的锆石U-Pb同位素定年结果，代表性被测锆石颗粒的阴极发光（CL）图像及测定点位和相应的206Pb/238U视年龄示于图3，图4为年龄谐和图。

被测锆石为无色—淡褐色，透明—半透明，均呈棱柱状自形晶。TB-22样品的锆石粒度相对较粗，长径主要变化于150～250μm，而TB-25和19TB-3样品的锆石粒度略细，长径多变化于100～200μm，它们的长宽比均主要介于1.5:1～3:1。在CL图像上，被测锆石均显示出清晰的振荡环带结构（图3），且Th/U比值均大于0.40（表1），表明它们均为典型的岩浆结晶锆石（Corfu et al.,2003;Wu and Zheng,2004）。对黑云母二长花岗斑岩二件样品（TB-22和TB-25）分别获得12个和19个有效测试点数据，在206Pb/238U-207Pb/235U谐和图上，这些数据点均投影在谐和线上（图4a，b），表明被测锆石未遭受明显的后期热事件的影响。它们的206Pb/238U年龄分别介于15.2～17.0 Ma和13.7～14.9 Ma之间，经计算获得的206Pb/238U年龄统计权重平均值分别为16.3±0.3 Ma(MSWD=1.0,2σ)和14.3±0.2 Ma(MSWD=0.9,2σ)，表明黑云母二长花岗斑岩的成岩年龄为14.3～16.3 Ma。对英安斑岩样品（19TB-3）获得13个有效测试点数据，在206Pb/238U-207Pb/235U谐和图上，这些数据点也均落在谐和线上（图4c），其206Pb/238U年龄介于12.6～13.3 Ma之间，经计算获得的206Pb/238U年龄统计权重平均值为12.8±0.1 Ma（MSWD=0.95，2σ），代表英安斑岩的成岩年龄。

表1 查布中新世埃达克质岩石锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果Table 1 Zircon LA-ICP-MS U-Pb dating results of the Miocene adakitic rocks in Chabu

图3 查布中新世埃达克质岩石代表性被测锆石的阴极发光图像、LA-ICP-MS分析点位及206Pb/238U视年龄Fig.3 CL images,localities of the points for LA-ICP-MS measurements and the 206Pb/238U apparent ages of representative detected zircons from the Miocene adakitic rocks in Chabu

图4 查布中新世埃达克质岩石锆石U-Pb谐和图Fig.4 U-Pb concordia diagrams of zircons from the Miocene adakitic rocks in Chabu

上述定年结果表明，查布埃达克质岩石的成岩年龄介于13～16 Ma，次火山岩相的英安斑岩较之浅成相的黑云母二长花岗斑岩年龄略低，它们均为中新世岩浆活动的产物。其他学者在区内也获得了相似的成岩年龄，如Xu等（2010）报道了～14 Ma的花岗岩和花岗斑岩年龄，Yang等（2016）报道了15.5～16.4 Ma的埃达克质斑岩体年龄，这些年龄均落在前人报道的冈底斯带高Sr/Y岩石的年龄范围内（26～10 Ma；Chung et al.,2003;Hou et al.,2004）。

3.2 元素地球化学

表2列出了查布埃达克质岩石代表性样品的主量、微量和稀土元素测定结果及经计算所得的有关参数。

3.2.1 主量元素

主量元素组成上，查布埃达克质岩石的SiO2为67.15%～69.58%，分异指数（D.I）变化于79.1～86.0，说明岩石经历了一定程度的分异演化。其全碱含量（K2O+Na2O）为7.85%～9.50%，在SiO2-K2O+Na2O关系图上，样品点均位于亚碱性系列区（图5a）。岩石相对富钾（K2O=3.42%～4.81%，K2O/Na2O=0.77～1.03），在SiO2-K2O关系图上，样品点主要落在高钾钙碱性岩系区，个别黑云母二长花岗斑岩样品点落在橄榄玄粗岩系区（图5b）。铝含量相对较低，Al2O3=15.10%～16.22%，A/NKC值变化于0.91～1.03，碱铝比值（AKI值）为0.68～0.82，在A/NKC-AKI图解中，主要投影在亚碱准铝和亚碱弱过铝区（图5c）。岩石相对贫镁、铁（MgO=0.74%～1.36%，Mg#=47.0～51.2，Fe2O3T=2.04%～3.04%），钛、磷含量均较低（TiO2=0.32%～0.46%，P2O5=0.12%～0.18%），上述主量元素特征总体与Barbarin（1999）总结的活动大陆边缘钙碱性I型花岗岩相似，也符合Defant等（1990）最初提出的埃达克岩的主量元素特征（SiO2≥56%，Al2O3≥15%，MgO通常低于3%）。黑云母二长花岗斑岩较之英安斑岩相对富碱，特别是K2O含量较高（图5b），这与其矿物组合中钾长石斑晶较多的特点一致。

图5 查布中新世埃达克质岩的主量元素关系图解Fig.5 Major element variation diagrams of the Miocene adakitic rocks in Chabu

3.2.2 稀土和微量元素

查布中新世埃达克质岩石的稀土总量（∑REE）变化于118.2×10-6～197.9×10-6；强烈富轻稀土，LREE/HREE=18.53～25.88，(La/Yb)N=28.95～51.53；岩石铕负异常不显著（δEu=0.71～0.80），相对于球粒陨石标准化配分型式呈右倾型，其稀土元素特征与冈底斯带中新世（26～10 Ma）由加厚下地壳熔融形成的埃达克质岩（Chung et al.,2003;Hou et al.,2004）相似，也可与同时期（～14 Ma）因印—亚俯冲而进入拉萨地块之下的印度地壳部分熔融形成的帕古埃达克岩（Xu et al.,2010）相对比（图6a）。

图6 查布中新世埃达克质岩石稀土元素配分曲线（a）及微量元素蛛网图（b）Fig.6 Chondrite-normalized REE distribution patterns(a)and primitive mantle-normalized trace element spidergrams(b)of the Miocene adakitic rocks in Chabu

微量元素组成上，查布中新世埃达克质岩富大离子亲石元素（如Cs、Rb、Th、U），贫高场强元素（如Nb、Ta、P、Ti等，图6b），表现出与俯冲作用有关弧岩浆岩的典型特征（Davidson et al.,1991;Saunders et al.,1991）。岩石的基性场元素（V、Cr、Co、Ni）含量较低，富Sr（572×10-6～816×10-6）、贫Y（7.06×10-6～7.79×10-6）和Yb（0.60×10-6～0.67×10-6)，Sr/Y比值高，其中英安斑岩的Sr/Y比值（90.2～104.8）较之黑云母二长花岗斑岩（78.9～87.4）更高（表2），在Sr/Y-Y和（La/Yb）N-YbN图解中，它们均落在埃达克岩区（图7a,b），其总体特征与前人报道的冈底斯带埃达克质岩（Chung et al.,2003;Hou et al.,2004;Guo et al.,2007b）相似。

表2 查布中新世埃达克质岩石代表性样品化学组成及主要地球化学参数Table 2 Chemical compositions and predominant geochemical parameters of representative samples from the Miocene adakitic rocks in Chabu

图7 查布中新世埃达克质岩石Sr/Y-Y（a）和(La/Yb)N-YbN（b）关系图（底图据Defant and Drummond,1990）Fig.7 Sr/Y-Y(a)and(La/Yb)N-YbN(b)plots of the Miocene adakitic rocks in Chabu

3.3 全岩Sr-Nd同位素

表3列出了查布埃达克质岩石浅成相黑云母二长花岗斑岩（TB-22）和次火山岩相英安斑岩（TB-24）的全岩Sr-Nd同位素组成测定结果及相关参数。由表中数据可看出，它们的（87Sr/86Sr）i比值为0.706347～0.707584，εNd(t)值为-4.15～-7.33，二阶段Nd模式年龄（TDM2）为1.17～1.43 Ga，这一Sr-Nd同位素组成较冈底斯岩基中生代和古新世—始新世花岗岩明显富集，如据纪伟强等（2009）总结，冈底斯岩基中生代花岗岩具有低的(87Sr/86Sr)i比值（0.7041～0.7048）和正的εNd(t)值（0.9～5.5）；古新世—始新世花岗岩的(87Sr/86Sr)i比值介于0.7035～0.7049之间，εNd(t)值介于2.4～8.5之间，它们总体具有新生地壳亏损的Sr-Nd同位素组成特征。查布中新世埃达克质岩石(87Sr/86Sr)i比值偏高，εNd(t)值为明显的负值，反映其成岩应有显著古老地壳组分参与。

表3 查布埃达克质岩石全岩Sr-Nd同位素组成Table 3 Whole-rock Sr-Nd isotopic compositions of the Miocene adakitic rocks in Chabu

3.4 锆石Hf同位素

本文对查布埃达克质岩石二件浅成相黑云母二长花岗斑岩样品（TB-22、TB-25）进行了系统的Hf同位素组成测定，表4列出了测试结果及根据年龄计算的有关参数，图8为它们的εHf(t)值及二阶段Hf模式年龄的频数分布图。由图表资料可看出，查布黑云母二长花岗斑岩二件样品的锆石εHf(t)值分别为-0.45～7.78（图8a）和-5.99～4.30（图8b），TDM2(Hf)值分别为744～1128 Ma（图8c）及823～1480 Ma（图8d）。它们较冈底斯带中生代花岗岩的εHf(t)值（17.6～10.2，纪伟强等，2009）明显偏低，二阶段Hf模式年龄明显偏老，部分样品点的εHf(t)值出现明显负值，且εHf(t)值的变化范围也较大，反映其源区与中生代花岗岩源区普遍亏损且相对均一的特点明显有别，而应有更为复杂的源区组成，负的锆石εHf(t)值指示其岩浆形成过程中应有古老陆壳组分的贡献。

图8 查布中新世埃达克质岩石的锆石εHf(t)值和二阶段Hf模式年龄（T DM2）频数分布图Fig.8 Histograms of zirconεHf(t)values and two-stage Hf model ages(T DM2)for the Miocene adakitic rocks in Chabu

4 讨论

4.1 埃达克质岩石成因

埃达克岩（adakite）这一概念最早由Defant等（1990）提出，其最初含义是指由俯冲大洋板片部分熔融形成的一套岛弧火山岩和侵入岩组合。由于这类岩石首次发现并被确认于阿留申群岛中的埃达克岛（Adak Island），因而称之为埃达克岩。Defant和Drummond（1990）的原始定义认为这套岩石具有以下特征，即：（1）主要为一套中酸性岩组合，矿物组合以斜长石和角闪石为主，并可见黑云母、辉石和不透明矿物；（2）地球化学组成上，它们的SiO2≥56%、Al2O3≥15%、通常MgO＜3%（很少高于6%）；低Y（≤18×10-6）和HREE（Yb≤1.9×10-6）、高Sr/Y、La/Yb比值；（3）产出构造环境上，它们形成于岛弧环境，是由年轻的（≤25 Ma）的热俯冲洋壳部分熔融形成。然而，经过近30年的发展，埃达克岩的含义已明显拓展，其成因不仅限于俯冲大洋板片的熔融，Castillo（2006）将具有埃达克岩地球化学组成特征但不是由俯冲大洋板片熔融形成的火成岩统称为“埃达克质（adakitic）岩”，对其成因众多学者也相继提出了多种模式，如：加厚玄武质下地壳部分熔融（Chung et al.,2003;Wang et al.,2005）、拆沉下地壳的部分熔融（Kay and Kay,1993;Zhang et al.,2010）、俯冲大陆地壳部分熔融（Wang et al.,2008;Xu et al.,2010）、玄武质岩浆低压或高压下的分离结晶（Castillo et al.,1999;Macpherson et al.,2006）和岩浆混合成因（Guo et al.,2007a）等。埃达克质岩可以形成于多种地球动力学环境,如俯冲带、陆—陆碰撞带、板内伸展环境等（王强等，2008；许继峰等，2014）。

如前所述，查布黑云母二长花岗斑岩和英安斑岩的SiO2＞56%（67.15%～69.58%），Al2O3＞15%（15.10%～16.22%），MgO＜3%（0.74%～1.36%），富Sr（572×10-6～816×10-6），贫Y（7.06×10-6～7.60×10-6）和Yb(0.60×10-6～0.67×10-6)，且Sr/Y（78.9～104.8）及（La/Yb）N（28.95～51.53）比值高，符合埃达克岩的地球化学组成特征，为此，本文将它们归之为埃达克质岩。近年来，在冈底斯岩浆岩带相继识别出众多小体积的埃达克质岩石，它们呈东西向平行于印度河—雅鲁藏布江缝合带展布，形成时间跨度较广（136～9 Ma），纵贯新特提斯洋板片的俯冲及之后印—亚陆陆碰撞的整个过程。目前对新特提斯洋板片俯冲阶段形成的埃达克质岩普遍认为起源于俯冲洋壳的部分熔融（Zhu et al.,2009;Jiang et al.,2012），而对印—亚碰撞后伸展阶段埃达克质岩的成因则存在多种观点，如：由碰撞加厚的新生玄武质下地壳部分熔融形成（Mo et al.,2008;Hou et al.,2004)；由新生的镁铁质下地壳因碰撞加厚发生拆沉后经部分熔融形成（Chung et al.,2009）；由俯冲至拉萨地块之下的印度大陆下地壳部分熔融形成（Xu et al.,2010;姜子琦等,2011）等。

表4 查布中新世埃达克质岩石的锆石Hf同位素组成Table 4 Zircon Hf isotopic compositions of the Miocene adakitic rocks in Chabu

查布埃达克质岩形成于13～16 Ma，属印—亚碰撞后伸展阶段岩浆活动的产物，因此，它们不可能起源于新特提斯洋俯冲板片的部分熔融。基于冈底斯带主体是由增厚的初生地壳组成，多数学者认为该岩带渐新世—中新世的埃达克质岩是由增厚的镁铁质下地壳部分熔融（Hou et al.,2004;Guan et al.,2012;Zheng et al.,2012a），或是由增厚的镁铁质下地壳发生拆沉后经部分熔融形成（Chung et al.,2009）。由于加厚下地壳拆沉部分熔融形成的埃达克质岩浆在上升过程中会与地幔橄榄岩发生相互作用，使得其常富镁（MgO＞1.5%，Mg#＞50），相对低硅（SiO2:56%～68%），并具有较高的Cr、Ni含量(Wang et al.,2006;Zhang et al.,2010），而查布埃达克质岩明显富硅（SiO2=67.15%～69.58%），镁含量较低（MgO=0.74%～1.36%），其Cr、Ni含量低于拆沉下地壳部分熔融形成的埃达克质岩（图9），因此，它们也不大可能起源于拆沉下地壳的部分熔融。

查布埃达克质岩的Sr-Nd同位素组成与冈底斯岩带渐新世—中新世由加厚下地壳部分熔融形成的埃达克质岩及林子宗群火山岩也存在一定差别，(87Sr/86Sr)i偏高，εHf(t)值偏低（图10）；锆石εHf(t)值散布范围大，并出现明显负值，表明它们不可能单纯起源于增厚的初生镁铁质下地壳的部分熔融，成岩过程中应有富集的古老陆壳组分参与。由于南部拉萨地块的前寒武结晶基底主要分布在东喜马拉雅构造结一带（Dong et al.,2010;Xu et al.,2013;Zhang et al.,2008;Pan et al.,2014），它们极可能是中拉萨地块古老基底向构造结地区的南向延伸（Ji et al.,2017），而查布埃达克质岩位于南部拉萨地块的中段，因此，其富集的古老陆壳组分不可能来自拉萨地块的古老结晶基底，而最可能来源于因印—亚俯冲而进入拉萨地块之下的印度陆壳。众多学者对拉萨地块南缘始新世—中新世岩浆岩的研究也指出有深俯冲的印度陆壳物质参与成岩，如Hou等（2012）在雅鲁藏布缝合带与藏南拆离系之间报道了一套始新世—渐新世（46～30 Ma）的埃达克岩，认为是增厚的印度地壳深熔后与冈底斯中部地壳熔体混合成因。姜子琦等（2011）在冈底斯东段南缘报道了30 Ma埃达克质侵入岩，认为主要是由早渐新世向北俯冲到拉萨地块下部的印度下地壳部分熔融形成。

图9 查布中新世埃达克质岩的Cr-SiO2、Ni-SiO2关系图Fig.9 Cr-SiO2 and Ni-SiO2 plots of the Miocene adakitic rocks in Chabu

图10 查布中新世埃达克质岩石的(87Sr/86Sr)i-εNd(t)关系图Fig.10 (87Sr/86Sr)i-εNd(t)plot of the Miocene adakitic rocks in Chabu

为进一步证实查布埃达克质岩成岩过程中有印度地壳物质参与，本文对其Sr-Nd同位素组成进行了二元混合模拟。Zhu等（2007,2008）认为，措美大火成岩省中出露的长英质火山岩可能来源于受地幔柱活动影响而发生深熔作用的印度陆块，为此，选择(87Sr/86Sr)i=0.7260，εNd(t)=-13.5，Sr=126×10-6，Nd=68×10-6（Zhu et al.,2007）作为印度地壳端元；冈底斯东段的达孜—甲马基性火山岩被认为是南冈底斯亏损源区火山作用的地表响应（高永丰等，2006），本文选取其中最亏损的样品作为增厚初生镁铁质下地壳端元（(87Sr/86Sr)i=0.7051，εHf(t)=4.1，Sr=240×10-6，Nd=11.3×10-6）。然后按简单的二元混合模型拟合混合曲线，可以看出查布埃达克质岩石的投影点位于混合线上，印度地壳参与成岩的比例为12%～22%（图10）。因此，查布中新世埃达克质岩应为增厚的初生镁铁质下地壳部分熔融岩浆与深俯冲而进入拉萨地块之下的印度古老地壳部分熔融形成岩浆经混合作用的产物。

4.2 地质意义

查布中新世埃达克质岩富大离子亲石元素（如Rb、Th、U），贫高场强元素（如Ti、Nb、Ta），具有“弧”型岩浆岩的微量元素分布模式（图6b），这种特征既可以形成于典型的俯冲带，也可以由“弧”型岩浆岩源区部分熔融产生（Zheng et al.,2015）。尽管对印—亚陆陆碰撞起始时间的认识存在广泛分歧，但最新的研究成果表明二大板块碰撞起始时间为55～59 Ma（Hu et al.,2015;Zhu et al.,2015）。Zhu等（2015）结合冈底斯带～51 Ma的岩浆大爆发事件，以及大致同期发生的印—亚汇聚速率降低等地质事实，进一步将新特提洋板片断离的时间大致限定在～53 Ma。查布埃达克质岩石的成岩年龄为13～16 Ma，明显晚于新特提斯洋板片的俯冲—断离时间，属后碰撞花岗岩类，在花岗岩类构造环境判别图解上，其样品点也均投影于后碰撞花岗岩区域（图11），因此，它们所表现出的“弧”型岩浆岩地球化学特征并不指示其形成于大洋板片的俯冲消减环境，而应是新特提斯洋俯冲过程中形成的具“弧”型岩浆岩特征的初生地壳部分熔融所致。

图11 查布中新世埃达克质岩构造环境判别图Fig.11 Tectonic discrimination diagrams of the Miocene adakitic rocks in Chabu

由于镁铁质下地壳的熔融需要较高的温度（＞1000℃，Rapp et al.,1995），而地壳加厚和中下地壳的放射性元素生热一般很难达到这一温度。Zheng（2012b）认为，在大陆碰撞俯冲过程中，俯冲大陆地壳板片析出的富水流体/熔体会交代上覆大陆岩石圈地幔楔，并降低其固相线温度，进而诱发其部分熔融产生玄武质岩浆，这一玄武质岩浆底侵带来的热量可以诱发先期因新特提斯洋板片俯冲底垫加厚的初生下地壳的部分熔融，同时与因印—亚俯冲而进入拉萨地块之下的印度古老陆壳熔融产生的熔体混合，进而形成了查布埃达克质岩。由于俯冲大陆地壳释放的流体/熔体量远低于大洋地壳俯冲带，导致大陆俯冲带之上的岩浆作用强度明显低于洋—陆俯冲带（郑永飞等，2013）。与冈底斯带新特提斯洋板片断离期（～51 Ma）形成的巨量花岗岩相比，查布中新世埃达克质岩所占面积很小（＜15 km2），这与大陆板片俯冲诱发岩浆作用强度明显较弱的特点一致。综上所述，查布埃达克质岩的发现一方面确证中新世时期，印度陆壳已俯冲至拉萨地块之下，并参与岩石的形成。另一方面也说明幔源岩浆的底侵不仅存在于新特提斯洋板片的俯冲阶段，在其之后的印—亚陆陆碰撞过程中也存在因俯冲陆壳析出流体/熔体而诱发的幔源岩浆底侵作用，即幔源岩浆的底侵作用应贯穿于冈底斯岩基的整个形成过程。