中拉萨地块南缘孔隆晚白垩世火山岩成因及对地壳演化的约束

2021-02-16陈澍民贺前平张珍力吴绍安章志明

现代地质 2021年6期

陈澍民，缪宇，廖驾，贺前平，成明，张珍力，吴绍安，章志明

(1.中国地质调查局长沙自然资源综合调查中心，湖南长沙 410600；2.中国地质调查局昆明自然资源综合调查中心，云南昆明 650000)

0 引言

青藏高原经印度—亚洲陆陆碰撞隆升形成[1-2]，不断深入的研究逐渐揭示陆陆碰撞前其前缘板块拉萨地块的南北向缩短也是隆升的重要因素[3-17]；因此，拉萨地块成为近年来地学领域热门的研究对象。拉萨地块受北侧班公湖—怒江洋(下文简称班怒洋；可能是新特提斯洋的一部分)[18]及南侧新特提斯(雅鲁藏布)洋演化的双重影响，在中生代至古近纪(240～50 Ma)产生幕式岩浆作用，形成广泛展布的弧岩浆岩，记录了拉萨地块碰撞前的丰富历史[17,19]，因此拉萨地块也被称为冈底斯复合岩浆弧带。近年来，晚白垩世早期的岩浆岩在拉萨地块不断被发现[16,20]；其中，北部的岩浆活动集中于90～82 Ma，主要分布于申扎至狮泉河地区；南部的岩浆活动时间范围为93～76 Ma，主要分布于东段米林—朗县地区[14,21]。

本文总结了晚白垩世早期(100～80 Ma)拉萨地块岩浆岩数据，多数显示埃达克岩亲缘性；因时空展布的不同，它们的动力学机制和岩石成因存在显著差异。其中，动力学机制有4种认识：(1)新特提斯洋岩石圈向北平板俯冲/斜向俯冲、板片折返[6,21-22]；(2)班怒洋岩石圈向南俯冲、板片折返[4]；(3)班怒洋岩石圈和新特提斯洋岩石圈南北双向俯冲共同影响[12,15]；(4)拉萨—羌塘板块碰撞后板内弧上伸展、下地壳缩短[4,7,12-13,22]。根据距离两条缝合带的远近程度，普遍认为南拉萨地块受新特提斯洋俯冲演化影响，北拉萨地块受班公湖—怒江洋俯冲演化影响，而中拉萨地块则仍未形成有力观点。另一方面，岩石成因有3种认识：(1)板内环境或俯冲环境下，幔源玄武质岩浆底侵镁铁质下地壳导致部分熔融[13,21]；(2)加厚的新生下地壳拆沉/减薄、部分熔融，且多数受幔源物质混染[4,6,10-11,15,23]；(3)受上涌软流圈交代的岩石圈地幔上涌[22]。其中认识(2)可以根据不同源区和演化特征进一步分为3个观点，①含石榴石角闪岩相下地壳部分熔融，②下地壳部分熔融产生岩浆上涌过程中被低Sr、高Y特征浅部岩浆注入改造，以及③新生下地壳拆沉部分熔融、混合亏损地幔物质。虽然存在上述不同观点，但是基本形成了以下共识：晚白垩世，拉萨地块的中北部已从俯冲挤压环境逐渐演化至碰撞后的板内伸展环境，在晚白垩世早期，地壳缩短增厚，爆发了一次下地壳拆沉事件；而同期拉萨地块的中南部演化细节是否和拉萨地块的中北部相似，或是否受到中北部事件影响，仍缺乏精确约束[3]。

因此，本文在区域地质调查工作的基础上，选择中拉萨地块南缘的孔隆地区晚白垩世流纹质火山岩作为研究对象，通过锆石U-Pb年代学、岩石地球化学、Hf同位素研究，并与同期展布的岩浆岩进行对比，探讨该区域火山岩成因及其动力学机制，为晚白垩世早期拉萨地块中南部演化提供新的约束。

1 区域地质背景

青藏高原自南向北由特提斯喜马拉雅、拉萨、羌塘、松潘—甘孜等微陆块拼合而成[24](图1(a))。其中，拉萨地块夹持于北侧班公湖—怒江缝合带(BNSZ)与南侧雅鲁藏布缝合带(YZSZ)之间，以狮泉河—纳木错蛇绿混杂岩带(SNMZ)、洛巴堆—米拉山断裂带(LMF)为界，可进一步分为南、中、北三个亚地块(图1(a))。三个亚地块中，中拉萨地块具有古老的前寒武纪变质基底，南、北拉萨地块则为晚古生代完成拼贴的新生地壳[9,25-27]。拉萨地块白垩纪时期的主要地质记录为弧岩浆岩及海、陆相沉积序列；其中，弧岩浆岩主要分为120～80 Ma和68 Ma后两幕岩浆作用，呈弧花岗岩基及火山岩系产出[17,19,28]。拉萨地块晚白垩世发育有捷嘎组(K1-2j)、设兴组(K2s)、竟柱山组(K2j)及江巴组(K2j)4个地层单元[16,18,29]：(1)分布广泛的捷嘎组(K1-2j)，与下伏130～110 Ma的则弄群(J3-K1Z，地壳成因弧火山岩)连续沉积[20]，在措勤盆地与上覆竟柱山组(K2j)整合接触，在申扎地区与上覆林子宗群(EL，时代70～40 Ma，因地区不同有所差异)呈角度不整合接触，与林子宗群时代跨度较大；为一套火山岩(包含玄武岩、安山岩、英安岩)、碎屑岩夹灰岩的地质体，岩性丰富、相变显著、厚度巨大，所含海相灰岩是拉萨地块唯一跨入晚白垩世的海相层序。(2)东段林周地区的设兴组(K2s)，与下伏塔克那组(K1t)整合接触，与上覆林子宗群(EL)不整合接触，间断时间约33 Ma；主要岩性为滨海-河湖相的粉砂岩、泥页岩及砂岩组合。(3)竟柱山组(K2j，在措勤地区称为达雄组[5])以及同期的江巴组(K2j)广泛展布于班公湖—怒江缝合带南侧一线。竟柱山组为一套紫红色-灰绿色碎屑岩夹陆相火山岩的磨拉石建造，下伏于古近系牛堡组(E1-2n)，上覆于上白垩统郎山组(K1l)。郎山组圆笠虫泥质灰岩是竟柱山组沉积岩所含砾石的主要物源，标志着班怒洋盆俯冲闭合后，洋陆转换的完成。(4)江巴组在狮泉河地区层型剖面不整合于朗山组之上，为一套火山岩建造，岩性有熔结集块岩、玄武安山岩、英安质弱熔结角砾凝灰岩等；其K-Ar年龄为77.0～94.9 Ma，与竟柱山组层位相当[14]。

孔隆地区发育有晚古生代石炭纪至二叠纪连续而完整的稳定大陆边缘海相碎屑岩及碳酸盐岩，包括永珠组(C2y)、拉嘎组(C2P1l)、昂杰组(P1a)、下拉组(P2-3x)；整个中生代，研究区只局部出露有孔隆晚白垩世火山岩及伴生的麦多弄巴花岗闪长岩体(γ)，指示陆相火山的短时爆发；直至白垩纪—古近纪之交，火山-沉积盆地开始在研究区发育，记录了古近纪陆源碎屑岩建造日贡拉组(Er)及弧火山岩林子宗群(EL)，二者被分别认为是构造隆升剥蚀和陆陆碰撞的同碰撞、后碰撞长英质岩浆侵位的产物；中新世，局部发育超钾质火山岩布嘎寺组(N1b)(图1(b))。

2 样品及岩石学特征

孔隆晚白垩世火山岩出露面积约25 km2，与西侧麦多弄巴花岗闪长岩伴生，呈过渡关系，火山岩倾角较陡，底部为凝灰质砂岩(图2(a))。流纹质熔结凝灰岩样品采集自实测地层剖面(图2(a)和(b))，土黄-灰白色，具流纹质熔结凝灰结构，块状构造。火山碎屑主要为流纹岩岩屑，呈不规则状、椭圆状，少量含石英、长石斑晶，大小在0.1～8.0 mm之间，含量较少；晶屑为石英、斜长石、钾长石(透长石)，斜长石晶屑大小在0.3～2.0 mm之间，发生强烈的碳酸盐化和赤铁矿化，泥化现象微弱；玻屑被拉长，略呈流纹状定向排列。胶结物为<0.05 mm的火山灰，呈显微晶质状，压结式胶结，含量75%。副矿物有锆石、磷灰石，呈它形粒状、短条状，点状分布，粒径为0.01～1.20 mm(图2(c)和(d))。

图2 西藏孔隆晚白垩世火山岩露头及镜下照片Fig.2 Outcrops and thin-section microscopic photos of the Konglong volcanic rocks in Tibet(a)火山岩全景;(b)流纹质熔结凝灰岩;(c)岩屑、玻屑(+);(d)凝灰质(+)

3 分析方法

测年样品为流纹质熔结凝灰岩(PN-Q)，采样坐标N30°23′23.6″、E85°47′0.8″。将样品粉碎至300目后进行锆石挑选，制靶并抛光，采用LA-ICP-MS方法进行U-Pb同位素测试。测试在中国地质调查局天津地质调查中心实验室完成，使用仪器为RESOlution LR型号激光剥蚀进样系统及Agilent 7900型号电感耦合等离子体质谱仪。能量密度为3 J/cm2，激光剥蚀束斑直径29 μm，频率7 Hz；采用锆石标样91500和玻璃标样SRM 610作外标，Plešovice为监控标样。采用ICPMSDataCal软件处理数据，使用Glitter 4.4软件及Isoplot制图、计算[33]。

全岩元素地球化学分析样品选取了剖面中具有代表性、厚度最大的(英安)流纹质熔结凝灰岩(PN-Q、P20-1-DH)。在南京宏创地质勘查技术服务有限公司完成全岩地球化学分析。主量元素分析使用帕纳科AxiosMAX荧光仪，方法为X射线荧光光谱法(XRF)。样品处理过程为：将样品碎至200目并在烘箱中用105 ℃烘干3 h；称取0.5～1.0 g于恒重陶瓷坩埚中，于马弗炉中在1 000 ℃下灼烧90 min，冷却至400 ℃后转移至干燥皿中，称量计算烧失量；分别称取6.000 0 g(误差±0.3 mg)助熔剂与0.600 00 g(误差±0.3 mg)上述烘干样品在陶瓷坩埚中混匀，倒入XRF专用铂金坩埚中，置于熔样炉中在1 100 ℃熔融成玻璃片进行测定。精度和准确度满足GB/T14506.28—2010《硅酸盐岩石化学分析方法第28部分：16个主次成分量测定》及GB/T 14506.30—2010《硅酸盐岩石化学分析方法第30部分：44个元素量测定》要求。微量元素使用仪器为电感耦合等离子体质谱仪(ICP—MS)。样品消解过程为：称取40 mg全岩粉末置于聚四氟乙烯溶样弹中，加入0.5 ml浓硝酸与1.0 ml氢氟酸，密封后放入195 ℃烘箱消解。消解液被稀释后以雾化形式送入Agilent 7700x ICP-MS测定。采用USGS标样为质控盲样，固体含量>10×10-6的微量元素，偏离范围≤±10%；固体含量>50×10-6的微量元素，偏离范围≤±5%。

Hf同位素测试在中国地质调查局天津地质调查中心实验室完成。采用多接收器等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)和193nm准分子激光器联用技术，仪器为美国Thermo Fisher公司生产的NEP-TUNE和美国ESI公司生产的NEW WAVE 193nm FX ArF准分子激光器。选取锆石U-Pb测年同一位置，剥蚀直径40 μm，采用91500为锆石标样。采用179Hf/177Hf=0.732 5进行指数归一化校正。通过对175Lu和172Yb测定，采用剥蚀过程中βYb平均值对176Hf进行同质异位素的干扰校正[34]。

4 结果

4.1 锆石U-Pb年代学及Hf同位素

样品PN-Q中的锆石多呈自形-半自形，晶棱清晰，粒度在40 μm×80 μm～80 μm×200 μm范围之间；阴极发光图显示普遍具有明显的振荡生长环带特征，部分锆石还具有扇形分带，未见变质新生边(图3)。Th/U比值在0.54～1.04之间，均>0.4，具典型的岩浆锆石特征[35]。19个测点的206Pb/238U年龄变化于84.5～96.1 Ma，加权平均年龄为(88.0±1.7)Ma(MSWD=3.3)(表1)。该年龄可以解释为岩浆结晶年龄，表明其形成时代为晚白垩世早期。

图3 西藏孔隆晚白垩世火山岩锆石阴极发光(CL)图(a)与U-Pb谐和图和加权年龄(b)(CL图中实线圆为U-Pb测点，虚线圆为Hf测点)Fig.3 Zircon cathodoluminescence (CL)image (a)and U-Pb concordia ages and weighted-mean ages (b)for the Konglong volcanic samples in Tibet (solid circle in CL image denotes U-Pb analysis spot,dashed circle denotes Hf analysis spot)

表1 西藏孔隆晚白垩世火山岩(PN-Q)锆石U-Pb同位素数据Table 1 Zircon U-Pb isotopic data of the Late Cretaceous Konglong volcanic rocks (sample PN-Q)in Tibet

样品(PN-Q)19个锆石测点的176Yb/177Hf、176Lu/177Hf、176Hf/177Hf比值分别为0.000 6～0.001 2、0.025 7～0.051 4、0.282 424～0.282 565，εHf(t)=-10.2～-5.3。TDM1模式年龄为969～1 164 Ma，平均年龄1 095 Ma；TDM2模式年龄为1 492～1 804 Ma，平均年龄1 694 Ma(表2)。

表2 西藏孔隆晚白垩世火山岩锆石Hf同位素数据(样品PN-Q)Table 2 Zircon Hf isotopic data of the Late Cretaceous Konglong volcanic rocks (sample PN-Q)in Tibet

4.2 岩石地球化学特征

4.2.1 主量元素

主量元素分析结果见表3，P20-1-DH样品烧失量较低，介于0.98%～1.34%之间，未受到明显的蚀变影响；而PN-Q样品具有较高的烧失量，介于5.13%～5.49%之间，表明其遭受了明显的蚀变影响。传统的TAS图解及全碱图解通常是基于K、Na等活动性强的主量元素进行区分的，而这几种元素极易受到蚀变的影响，使用不活动元素图解如Nb/Y-Zr/TiO2、Co-Th图解分别代替TAS、K2O-SiO2图解，对于风化、热液蚀变等变质火山岩的辨识、分类更为可靠。需要指出的是，Co-Th图解从粗玄岩中区分高钾钙碱性系列、从安山岩中区分玄武安山岩或从流纹岩中区分英安岩，置信度一般约80%[36-37]。两组样品(PN-Q与P20-1-DH)扣除烧失量(LOI)后，SiO2含量(74.18%～76.66%)>63%，为酸性岩类；Mg#=8.73～25.73，平均值13.89。两件样品在Nb/Y-Zr/TiO2图解上，都落入流纹英安岩区域(图4(a))；在Co-Th图解中，两件样品都落入高钾钙碱性和超钾质系列(图4(b))。综上，孔隆晚白垩世火山岩属于弱蚀变的高钾钙碱性系列流纹英安质凝灰岩。

4.2.2 微量元素

微量元素数据(表3)显示，样品P20-1-DH和PN-Q均富集大离子亲石元素(LILE)Rb、Ba、K，强烈亏损高场强元素(HFSE)Nb、Ta、Ti、Hf，具显著的负δEu异常(0.10～0.15)特征。具有明显的Nb、Ta负异常及Pb正异常。稀土元素总量ΣREE=196.31×10-6～279.70×10-6，LREE=177.59×10-6～256.56×10-6，HREE=18.71×10-6～25.19×10-6，LREE/HREE值为9.41～11.09，反映LREE富集、HREE亏损。(La/Yb)N=11.45～14.04，反映轻、重稀土分馏明显。在YbN-(La/Yb)N、Y-Sr/Y图解中全部落入经典岛弧岩区域(图4(c)和(d))；结合Sr<400×10-6(89.9×10-6～99.5×10-6)、Y>19×10-6(24.2×10-6～37.9×10-6)以及Sr/Y<20(2.59～3.29)，与埃达克岩有明显差别[19]。

5 讨论

5.1 蚀变对地球化学特征的影响

孔隆晚白垩世火山岩受蚀变影响，发生了碳酸盐化和赤铁矿化(图2)，且样品PH-Q的烧失量较高(>3%)；因此，使用全岩地球化学数据时需先分析蚀变作用的影响，挑选可以代表原始岩浆的元素数据。元素行为与其离子势有关，低离子势、高离子势元素在溶液中分别倾向于作为水合阳离子、水合氧形式去除；而中等离子势元素倾向于保留在固体中，在蚀变作用中相对不活动。Zr、Hf、Nb、Ta、Y、Ti、Cr，除Eu以外的REE，以及Co、Ni、V、Th、Ga、Sc是在变质或蚀变作用中相对稳定的元素[37]；P在变质作用中轻微活动，但不足以大幅改变其在二元图解上的点分布，也可视为不活动元素。另外，MgO、全岩Fe/Mg比值倾向于保留新鲜原岩的特征值；大离子亲石元素Sr、Ba、Rb，主量元素氧化物CaO、Na2O和K2O在蚀变作用中易活动[37,39-40]。相对于样品P20-1-DH，蚀变明显的样品PN-Q的K2O、Al2O3和MnO含量相对较低，CaO明显较高，P2O5、TiO2、MgO则没有明显差别(表3)；大离子亲石元素Rb、Ba、Sr及轻稀土元素没有明显区别，只有U、Ce明显亏损，轻稀土元素Er、Tm、Yb、Lu微弱亏损(图5)。综上，在讨论中需回避Eu、Sr、Ba、Rb、Ca、Na、K、U、Ce等元素或对上述元素的计算结果考虑蚀变影响。

表3 西藏孔隆晚白垩世火山岩全岩地球化学分析结果Table 3 Whole-rock geochemical data of the Late Cretaceous Konglong volcanic rocks in Tibet

5.2 晶浆提取熔体模型

孔隆地区露头尺度存在多处花岗(闪长)岩向花岗斑岩、流纹岩、流纹质熔结凝灰岩渐变过渡的现象，它们的SiO2都超过65%，在同位素年龄上也十分接近[42-43]。孔隆火山岩与麦多弄巴花岗闪长岩伴生，麦多弄巴岩体U-Pb年龄为(82.45±0.42)Ma、(83.54±0.42)Ma(廖驾未发表数据)，孔隆火山岩锆石年龄最小为84.5 Ma(图3)，二者年龄非常接近。从高硅晶浆中提取熔体(crystal mush extraction)模型可以很好地解释这类伴生现象，即流纹质熔体在上地壳的最大堆积发生在大量的富硅晶浆中，稳定冷却结晶时最常形成花岗闪长质岩基，当残余熔体快速分离结晶时，常爆发形成富晶火成岩，如含斑流纹岩、凝灰质火山岩，它们来自同一个高结晶度(>40%)岩浆房，具有紧密的时空关联和相似的演化模式[44]。因此，孔隆火山岩和麦多弄巴岩体应分别源于同一晶浆中残余富矿物相冷却结晶和晶浆喷发形成的不同端元。晶浆提取熔体模型中，从核部到边缘Sr、Ba会亏损，相比麦多弄巴岩体，孔隆火山岩的Sr、Ba明显亏损(图5(a))，符合这一特征。孔隆火山岩本身Sr、Ba数据并不分散，与麦多弄巴岩体差别较大，更可能是因为晶浆提取于不同部位而非蚀变所致；其余元素则较为接近，微量元素原始地幔标准化蛛网图的演化曲线较为一致(图5(a))，认为孔隆火山岩和麦多弄巴岩体未受到陆源碎屑混入的影响，可以代表原始岩浆特征。

图5 西藏孔隆晚白垩世火山岩微量元素原始地幔标准化蛛网图(a)及稀土元素球粒陨石标准化配分模式图(b)(标准化数据据文献[41]，拉萨地块数据据文献[4,7-8,10-15,23]，麦多弄巴岩体数据未发表)Fig.5 Primitive-mantle-normalized trace element (a)and chondrite-normalized REE (b)patterns for the Late Cretaceous Konglong volcanic rocks (normalizing value from ref.[41];data of the Lhasa terrane after refs.[4,7-8,10-15,23];data of Maiduonongba granite are unpublished)

5.3 岩石成因

拉萨地块晚白垩世早期的岩浆岩多数显示高Sr、低Y的埃达克岩特征(表4)，而孔隆火山岩显示低Sr、高Y特征，与埃达克岩区别明显。对比同期拉萨地块岩浆活动，孔隆火山岩与北拉萨地块的Zhuogapu安山岩及雄梅流纹质火山岩的微量元素地球化学变化趋势较为相似(图5(a))。Zhuogapu安山岩被认为是下地壳局部拆沉部分熔融，岩浆上涌过程中，注入了高度分异的低含量Sr高含量Y的浅部地壳岩浆房，导致埃达克质原始岩浆被改造[7]；雄梅火山岩被认为是源于幔源玄武质岩浆底侵下地壳熔融，与雄梅埃达克岩共同代表了一期热隆伸展事件[14]。另外，距离研究区100 km同属中拉萨地块的措勤含铜双峰岩系无论是镁铁质还是长英质端元，都表现出高Mg#、高Sr、低Y的埃达克岩亲缘性[12]。孔隆火山岩南北周缘广泛存在埃达克岩，但其自身却缺乏埃达克岩特征。

表4 拉萨地块晚白垩世早期(100～80 Ma)岩浆作用对比Table 4 Correlation of the early Late Cretaceous (100-80 Ma)magmatism in the Lhasa terrane

元素地球化学数据(表3和图5)显示孔隆火山岩两件样品的主量元素与微量元素变化范围较小，具有较为一致的变化趋势。微量元素中明显亏损Ti、P元素，而Ti的主要化合物有钛铁矿、金红石及榍石，P化合物为磷灰石，可能代表了这些矿物的分离结晶、源区残留。Eu、Sr、Ba总体相对亏损，一是如前所述，晶浆提取形成的孔隆火山岩为边缘部分；二是分离结晶作用中，Eu相容的斜长石残留进入麦多弄巴岩体。Nb/Ta=9.1～11.2，平均值10.1，相对接近地壳平均值11.4，低于初始地幔平均值17.8[45-46]，指示源区主要来自壳源。由于Nb、Ta相容于角闪石[45]，可能是角闪石残留或通过分离结晶进入稍晚形成的麦多弄巴花岗闪长岩。同时，Nb/La平均值0.21，Nb/Ta平均值10.1，Mg#=8.73～25.73，而通常地幔中Nb/La≥1.2，Nb/Ta=19～37[47]，壳源Mg#<40[48]，指示火山岩地壳物质来源。Cr、Co、Ni的平均值分别为9.78×10-6、8.01×10-6、2.96×10-6，小于岩浆与地幔橄榄岩混染后地幔相容元素Cr、Co、Ni值[38]，指示火山岩形成可能未经过软流圈地幔混染，也不是源于俯冲洋壳板片的部分熔融。

锆石的Lu/Hf比值通常<0.002，因此176Lu衰变的176Hf可以忽略，176Hf/177Hf同位素比值基本代表了形成时期岩浆体系的Hf同位素组成，孔隆火山岩的εHf(t)=-5.3～-10.2，数据点基本落入球粒陨石演化线与下地壳演化线之间并靠近后者(图6)，表明样品相对于CHUR(球粒陨石均一储库)亏损放射性成因176Hf，指示有古老物质的循环改造，这与南、北拉萨地块同期岩浆岩差别明显。另一方面，两阶段模式年龄TDM2代表了锆石寄主岩石源区物质脱离亏损地幔进入地壳时间，大体反映地壳生长时间，TDM2(1 694 Ma)远大于结晶年龄(约88 Ma)，表明锆石寄主岩石源于古老下地壳深熔；而在中北部拉萨地块如雄梅江巴组流纹岩、Zhuogapu安山岩、Azhang英安流纹岩等岩浆岩的εHf值均大于0[4]，表现出新生下地壳及可能的幔源物质混染特征，与孔隆火山岩源区具有明显区别。

图6 拉萨地块晚白垩世火山岩t-εHf(t)图解(拉萨地块数据据文献[4,6-8,14,22-23])Fig.6 Plot of εHf(t)vs.age for the Late Cretaceous volcanic rocks in Lhasa terrane (Lhasa terrane data from refs.[4,6-8,14,22-23])

弧背景下流纹质岩通常由加厚地壳物质受地热异常部分熔融形成[49]；孔隆火山岩成分相对较均一，野外观察和同位素分析均未显示明显的同化混染与分离结晶(AFC)特征，也未显示经幔源混染的特征。另一方面，中拉萨地块以微陆块古老基底为特征，区别于南、北拉萨地块新生陆壳[27]，孔隆和门巴[23]的εHf(t)值印证了这一点。因此，孔隆火山岩应为古老的镁铁质下地壳直接深熔产生，经历钛铁矿、金红石、榍石和磷灰石源区残留及斜长石分离结晶后，进入来自同一储库的麦多弄巴岩体而形成。

5.4 动力学意义

在中生代的不同时期，拉萨地块受到北部班怒洋南向俯冲和南部新特提斯洋北向俯冲影响，产生了多幕岩浆活动，晚白垩世早期(100～80 Ma)为其中一幕峰期，形成了大量钙碱性弧岩浆岩[19]。班怒洋南向俯冲始于中二叠世，止于早白垩世末(113～100 Ma)，北拉萨地块东西向带状岩浆响应及εHf(t)值的显著变化记录了约113 Ma班怒洋俯冲板片的断离、折返，随后拉萨—羌塘大陆碰撞，北拉萨地块转为陆内环境[9,27,50]。而新特提斯洋壳的俯冲始于约145 Ma，大致止于印度—亚洲大陆碰撞(约59 Ma)后约52 Ma的新特提斯洋壳板片断离[2,26-27,51]。从构造演化的时间线来看，拉萨地块100～80 Ma岩浆活动的驱动力应为新特提斯洋壳北向俯冲；这一时期新特提斯洋中脊正持续俯冲至南拉萨地块之下[6,30]，在米林—朗县一带引起大量幔源岩浆响应[6,30-31]。同时期，拉萨地块北部发生地壳南北向缩短、增厚，引起局部下地壳拆沉[7,14-15]，这一事件引起的幔源玄武质岩浆上涌导致下地壳部分熔融，在拉萨地块中北部也引起了一系列岩浆响应(图7)。

图7 拉萨地块113～88 Ma地球动力学演化示意图(修改自文献[27])Fig.7 Schematic geodynamic evolution model of the Lhasa terrane during ca.113 to ca.88 Ma (modified after ref.[27])LMF.洛巴唯—米粒山断裂带；SNMZ.狮泉河—纳木错蛇绿混杂岩带；BNSZ.班公湖—怒江缝合带

孔隆晚白垩世火山岩位于中拉萨地块南缘洛巴堆—米拉山断裂(LMF)一线，(Y+Nb)-Rb及Yb-Ta图解(图8)显示其与拉萨地块其他岩浆共同具有俯冲背景下的弧火山岩特征；其岩石成因说明中拉萨地块南缘的古老陆壳有深熔岩浆活动。同期南拉萨地块东部米林—朗县出露大量幔源贡献度较高的岩浆岩(表4)，与孔隆同处于中拉萨地块南缘的门巴埃达克岩也有一定的幔源贡献值[23]，孔隆火山岩是唯一没有幔源贡献度的岩浆岩。拉萨地块北部εHf(t)值有从班公湖—怒江俯冲带向大陆方向降低的变化规律[27]，而南部从米林→门巴→孔隆，也有εHf(t)值降低、古老陆壳物质贡献增加的规律，可以合理解释为新特提斯洋俯冲前缘位置在南拉萨地块东部，而孔隆地区所在的拉萨地块中西部离前缘较远，地幔混染作用的范围大致从米林—朗县一带的俯冲前缘向大陆方向逐渐并减弱消失。从100～80 Ma拉萨地块的岩浆岩时空分布(图1)来看，南、北部岩浆活动各自存在集中爆发区，其中南部集中于米林—朗县一带，北部集中于尼玛一带，岩浆活动并未在中拉萨地块从南至北连续发生，显示二者应不受驱动力影响。综上，受新特提斯洋壳向北俯冲影响，孔隆地区发生幔源底侵、下地壳深熔，产生孔隆晚白垩世火山岩岩浆响应。

图8 拉萨地块晚白垩世火山岩(Y+Nb)-Rb(a)及Yb-Ta(b)构造环境图解 (底图据文献[52]) Fig.8 (Y+Nb)-Rb (a)and Yb-Ta (b)tectonic discrimination plots of the Late Cretaceous volcanic rocks in Lhasaterrane (base map after ref.[52])WPG.板内花岗岩；VAG.火山弧花岗岩；Syn-COLG.同碰撞花岗岩；ORG.大洋中脊斜长花岗岩；虚线代表异常洋中脊花岗岩组分上限；后碰撞花岗岩可投于除ORG的所有区域中；拉萨地块数据据文献[7,14,21]