藏南冈底斯岩基东段晚白垩世早期朗县杂岩的岩石成因和深部地球动力学过程*

2021-11-29李广旭曾令森赵令浩高利娥高家昊

岩石学报 2021年11期

李广旭曾令森赵令浩高利娥高家昊

1.自然资源部深部动力学重点实验室，中国地质科学院地质研究所，北京 100037 2.中国地质科学院国家地质实验测试中心，北京 100037

冈底斯岩基保存着有关新特提斯洋俯冲、大洋俯冲到大陆碰撞的转换及碰撞后岩浆作用的丰富记录(Wenetal.,2008a,b;Zhuetal.,2011,2019;Jietal.,2009,2014;Kapp and DeCelles,2019;Xuetal.,2020及其中参考文献)，为深入了解弧岩浆系统长期演化机制及其深部动力学过程提供了重要机会。与其他时间段相比，冈底斯岩基保存了大量的晚白垩世岩浆作用的记录，该时间段被认为是冈底斯岩基岩浆重要的“爆发”期(Wenetal.,2008a,b;Jietal.,2009;Zhuetal.,2019)。刻画该时间段岩浆作用的岩石学和地球化学特征是检验现有有关新特提斯洋的俯冲过程和大陆碰撞前的动力学背景模型的基础。冈底斯岩基晚白垩世岩浆岩出露较广泛，主要以侵入岩的形式紧靠且大面积分布于雅鲁藏布缝合带北侧(图1)岩石类型包括辉长岩、辉绿岩、闪长岩、英云闪长岩、花岗闪长岩和花岗岩(Jietal.,2009,2014;管琪等,2010,2011;Maetal.,2013a,b,c;Zhangetal.,2014;Xuetal.,2015;叶丽娟等,2015;唐演等,2019;徐倩等,2019b;Wangetal.,2021;高家昊等,2017,2020及其中参考文献)，多数基性和中酸性岩石含紫苏辉石，部分岩石具有高Sr/Y比的特征(Wenetal.,2008a,b;Jietal.,2009;Zhangetal.,2010;Maetal.,2013a,b,c;康志强等,2010;管琪等,2011;高家昊等,2017,2020;曾令森等,2017;徐倩等,2019b)。对于该时期的岩石成因和地球动力学背景提出了多种模式，包括：平板俯冲导致增厚下地壳部分熔融(Wenetal.,2008a,b)、大洋俯冲板片的部分熔融(Jiangetal.,2012,2014;徐倩等,2019b)、洋中脊俯冲(管琪等,2010;Zhangetal.,2010;Zhengetal.,2014)或板片回卷使得软流圈上涌引起岩浆“爆发”(Maetal.,2013b)。这些模型都有各自的合理性，但仍然需要更多的地质证据来检验，例如以缺乏早白垩世的岩浆作用记录为依据提出的新特提斯洋平板俯冲模式(Coulonetal.,1986;Dingetal.,2003;Kappetal.,2003,2005;Leieretal.,2007)，与冈底斯岩基发现的早白垩世岩浆作用记录不符(Zhuetal.,2009a;Wuetal.,2010;王莉等,2013;王海涛等,2020;李广旭等,2021)。洋中脊俯冲模式对于解释特殊类型的岩石如紫苏花岗岩更合理，但可能不具备普适性(叶丽娟等,2015)。冈底斯岩基晚白垩世早期岩浆岩成因的多样性和复杂性以及动力学机制值得进一步深究和探讨。

图1 藏南冈底斯岩基东段朗县杂岩地质简图(a)青藏高原大地构造单元划分图(据Zhu et al.,2011修改)；(b)拉萨地块地质简图(据Chung et al.,2009修改),锆石U-Pb数据引自Zhu et al.,2011,2015,2019及其文中参考文献；(c)冈底斯岩基中东部地质简图(据成都地质矿产研究所,2004修改).JSSZ-金沙江缝合带；BNSZ-班公湖-怒江缝合带；IYZSZ-印度河-雅鲁藏布江缝合带Fig.1 Simplified geological map of Langxian Complex in the eastern part of Gangdese batholith,Southern Tibet(a)geological sketch map of tectonic outline of the Tibetan Plateau (after Zhu et al.,2011);(b)geological map of the Lhasa block (after Chung et al.,2009),data source of zircon U-Pb from Zhu et al.,2011,2015,2019 and references therein;(c)geological map of the studied area (after CIGMR,2004).JSSZ-Jinsha Suture Zone;BNSZ-Bangong-Nujiang Suture Zone;IYZSZ-Indus-Yarlung Zangbo Suture Zone

本文以朗县杂岩晚白垩世早期的岩浆岩为研究对象，开展锆石U-Pb年龄、全岩主要元素和微量元素研究，系统整理和对比已有的研究数据，进一步确定晚白垩世早期岩浆作用的性质、地球化学特征和岩石成因，借助锆石Hf同位素和全岩Sr-Nd同位素示踪岩浆源区，梳理清楚其岩石类型多样性的原因，着重探讨冈底斯晚白垩世早期岩浆作用形成的地球动力学背景。

1 地质背景和样品

拉萨地块是青藏高原的重要组成部分，夹持于羌塘地块和喜马拉雅地块之间，南北以雅鲁藏布江缝合带和班公湖-怒江缝合带为构造界限，为一条整体呈东西向展布的巨型构造-岩浆岩带(图1a;Yin and Harrison,2000;Zhuetal.,2011)。拉萨地块依据狮泉河-纳木错混杂岩带(SNMZ)和洛巴堆-米拉山断裂带(LMF)进一步划分为北拉萨地块、中拉萨地块和南拉萨地块(图1a;Zhuetal.,2011)，其中，南拉萨地块主要由冈底斯岩基组成。冈底斯岩基的形成与新特提斯洋的北向俯冲(Wenetal.,2008a,b;Jietal.,2009;纪伟强等,2009;张泽明等,2019;徐倩等,2019b;高家昊等,2017,2020及其中参考文献)、印度/欧亚板块碰撞(Tapponnieretal.,1981;莫宣学等,2003;Chungetal.,2005)和碰撞后的深部动力学过程有关(Zhaoetal.,2009;Guo and Wilson,2019;Xuetal.,2020)。冈底斯岩基在漫长且复杂的演化过程中形成了各种类型的岩浆岩(Debonetal.,1986;Chungetal.,2005;Wenetal.,2008a,b;Jietal.,2009;张泽明等,2019;Maetal.,2018,2020)。火山岩主要包括早-中侏罗世叶巴组火山岩(图1b;Zhuetal.,2008;Liuetal.,2018)，早侏罗世-早白垩世桑日群火山岩(图1b;Zhuetal.,2009b;Kangetal.,2014)以及晚白垩世-始新世(68～43Ma)林子宗群火山岩(图1b;Heetal.,2007)。侵入岩主要包括辉长岩、辉绿岩、闪长岩、花岗闪长岩和花岗岩(Jietal.,2009,2014;管琪等,2010,2011;Maetal.,2013a,b,c;Zhangetal.,2014;Xuetal.,2015;叶丽娟等,2015;徐倩等,2019b;高家昊等,2017,2020及其中参考文献)。晚三叠世-早白垩世侵入岩出露相对较少，以晚白垩世和新生代侵入岩为主，晚白垩世侵入岩的岩石类型丰富且出露范围广(图1c;Wenetal.,2008a,b;Jietal.,2009,2014;Zhangetal.,2010;黄玉等,2010;管琪等,2010,2011;Zhuetal.,2011;Maetal.,2013a,b,c)而新生代的侵入岩则以钾质-超钾质岩浆岩(Zhaoetal.,2009;Guo and Wilson,2019)和高Sr/Y比中-酸性岩浆岩(Chungetal.,2003,2005;Houetal.,2004,2015;徐倩等,2019a;Xuetal.,2020)为特征。

朗县杂岩位于冈底斯岩基东段(朗县县城)(图1c)，研究区从北向南出露3个构造单元，包括冈底斯岩基、雅鲁藏布江缝合带和特提斯喜马拉雅带(图1b)。朗县杂岩内的沉积地层包括少量晚侏罗世多底沟组、白垩纪朗县混杂岩和渐新世-中新世大竹卡组(李广旭等,2020,2021)。朗县杂岩保存和记录多期岩浆作用过程，各期岩浆活动形成的岩浆岩主要包括泥盆纪-石炭纪花岗岩和花岗闪长岩(Jietal.,2012a;吴兴源等,2013;王莉等,2013;Dongetal.,2014;李广旭等,2020)，早白垩世闪长岩、花岗岩和岩脉(王莉等,2013;李广旭等,2021)，晚白垩世闪长岩、镁铁质包体和花岗岩(Quidelleuretal.,1997;Wenetal.,2008a,b;管琪等,2010;Zhengetal.,2014;李广旭等,2021)，还出露始新世花岗岩(Guanetal.,2012;Jietal.,2012b)。此外在朗县杂岩南部还发育一套“磨拉石”单元，即朗县砾岩，属于“冈仁波齐砾岩”的一部分(Aitchisonetal.,2002;董汉文等,2016)。朗县砾岩主要由基质和砾石组成，均遭受了强烈的剪切变形。砾石主要由花岗岩(冈底斯岩基侵入岩)、火山岩和钾玄武玻璃等组成，部分粒度可达几米。砾石明显被剪切拉长，呈透镜状，指示向北逆冲的运动，年代学研究表明其物源主要为冈底斯岩基(董汉文等,2016)。

采样地点位于朗县县城东部，样品包括：闪长岩(T0938-G、T0760-13S和T0760-15S)(图2a,c)、花岗闪长岩(T0884)(图2b)、花岗岩和花岗岩脉(T0883-LG和T0938-D)(图2a)，为晚白垩世早期侵入到朗县杂岩中，这些中酸性的侵入岩是朗县复式杂岩体的组成部分。闪长岩(T0760-13S和T0760-15S)出露于剪切带中(图2c)，具有明显的剪切变形。样品花岗岩砾石(T1075-2和T1075-3)采自朗县砾岩中，以巨型砾石的形式存在且遭受了强烈的变形(图2d)。花岗岩脉(T0938-D)呈东西走向切穿围岩(图2a)。

图2 朗县杂岩晚白垩世早期岩浆岩野外露头(a)闪长岩和花岗岩脉；(b)花岗闪长岩；(c)闪长岩(剪切变形)；(d)朗县砾岩中花岗岩砾石Fig.2 Field photos of early Late Cretaceous magmatic rocks in Langxian Complex(a)diorites and granite dikes;(b)granodiorites;(c)shear deformed diorite;(d)granite gravel

2 岩石学特征

闪长岩(T0938-G)主要由斜长石(55%～60%)和角闪石(30%～35%)组成，含少量黑云母(～5%)和石英(～3%)(图3a)，副矿物以榍石为主，少量磷灰石和锆石。角闪石呈半自形粒状，为黄褐色或绿色(图3a)，有时可见石英充填其中；斜长石呈半自形板条状，颗粒较大(>1mm)，具有明显的聚片双晶纹(图3a)，部分斜长石蚀变为绢云母。黑云母为淡褐色，片状，分布于角闪石边部。石英为他形，大小不一，具波状消光。

图3 朗县杂岩晚白垩世早期岩浆岩显微照片(a)闪长岩；(b)剪切变形的闪长岩；(c)花岗闪长岩；(d)花岗岩；(e)花岗岩脉；(f)花岗岩砾石.Q-石英；Pl-斜长石；Bt-黑云母；Hbl-角闪石Fig.3 Microphotographs of early Late Cretaceous magmatic rocks in Langxian Complex(a)diorite;(b)shear deformed diorite;(c)granodiorites;(d)granite;(e)granitic vein;(f)granite gravel.Q-quartz;Pl-plagioclase;Bt-biotite;Hbl-hornblende;Ap-apatite

闪长岩(T0760-13S)主要由斜长石(50%～55%)、石英(20%～25%)、角闪石(15%～20%)、黑云母(5%)、方解石(5%)和少量的锆石、榍石、磷灰石等组成(图3b)。所有矿物均发生强烈的剪切变形，具明显的定向性。斜长石破碎，可见明显的蚀变现象，蚀变为碳酸岩矿物(图3b)；石英为他形粒状，粒度不均，呈条带状，可见波状消光(图3d)；角闪石主要为绿色或褐色，半自形长柱状晶体，部分蚀变为绿帘石。

花岗闪长岩(T0884)主要由石英(45%～50%)、斜长石和钾长石(35%～40%)、角闪石和黑云母(10%～15%)组成(图3c)，副矿物有榍石、锆石和磷灰石等。石英为他形，颗粒较大，具波状消光。斜长石形态不规则，具有明显的熔蚀现象(图3c)，钾长石可见条纹或出溶现象；角闪石主要为绿色，半自形长柱状晶体，多数发生蚀变但可见原有晶形(图3c)，蚀变为绿帘石。黑云母为褐色，片状。

花岗岩和花岗岩脉(T0883-LG和T0938-D)主要由斜长石和钾长石(50%～60%)、石英(30%～35%)和黑云母(1%～5%)组成，偶见角闪石。副矿物包括锆石和磷灰石等。斜长石呈半自形板条状，具有明显的聚片双晶纹。石英无规则形状，波状消光(图3d,e)。

花岗岩砾石(T1075-2和T1075-3)的矿物组成和结构相似，主要由斜长石和钾长石(45%～50%)、石英(40%～45%)和黑云母(3%～5%)组成。副矿物有锆石、榍石和磷灰石等。石英颗粒较大(500μm)，不规则，波状消光(图3f)。钾长石具有明显的蚀变现象，黑云母呈团簇分布(图3f)。

3 分析方法

3.1 全岩地球化学分析

为了解藏南冈底斯岩基东段朗县杂岩中晚白垩世早期岩浆岩的全岩元素地球化学特征，在自然资源部国家地质实验测试中心开展了研究样品的全岩元素组成的测试工作。主量元素利用X荧光光谱仪3080E(XRF)进行分析测试，测试分析精度为5%；微量和稀土元素(REE)利用等离子质谱仪(ICP-MS-Excell)进行测试，对于含量大于10×10-6的元素，分析精度为5%，含量小于10×10-6的元素，精度为10%，样品中个别含量低的元素测试误差大于10%。

3.2 锆石U-Pb定年

为确定朗县杂岩中晚白垩世早期岩浆岩的形成时代，通过对研究样品进行粉碎并手工挑选锆石，利用锆石U-Pb法进行测年。具体流程见李广旭等(2020,2021)。

朗县杂岩采集的4件研究样品(T0760-13S、T0884、T1075-2和T1075-3)的LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb定年测试工作在中国地质科学院矿产资源研究所成矿作用与资源评价重点实验室完成，测试仪器为德国Finnigan公司生产的Neptune型激光多接收等离子体质谱(LA-MC-ICPMS)。激光剥蚀系统采用美国NEW Wave公司生产的UP213nm，激光斑束直径为25μm，频率为10Hz，能量密度约为2.5J/cm2，以He为载气。以锆石标样M127(U=923×10-6;Th/U=0.475)为外标进行U和Th含量校正。在具体测试过程中，每测定10个样品点前后重复测量两次锆石标样GJ-1和一次锆石标样Plesovice。利用软件ICPMSDataCal完成数据的处理(Liuetal.,2010)。

朗县杂岩2件研究样品(T0760-15S和T0883-LG)的锆石U-Pb定年分析在国家地质实验测试中心LA-ICP-MS实验室完成。激光剥蚀-电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)分析设备由NEW WAVE esi 193nm激光剥蚀系统和Thermo ELMENT XR扇形磁场高分辨质谱仪组成。激光剥蚀系统以He作为剥蚀物质传输载气，激光斑束直径为25μm，频率为10Hz，输出能量约为8mJ；单点分析包括气体背景采集时间20s，激光剥蚀锆石信号采集时间40s及剥蚀后吹扫时间20s。每10个未知样品点分析插入国际标准锆石样品91500(2点)及Plesovice(1点)。同位素比值数据处理采用GLITTER(Version 4.0)完成，年龄计算采用ISOPLOT进行。

朗县杂岩中一件闪长岩(T0938-G)和一件花岗岩脉(T0938-D)利用SHRIMP锆石U-Pb定年方法进行测试分析，在北京离子探针中心完成相关测试工作，所用仪器为高分辨率、高灵敏度离子探针SHRIMP II。分析时所用标样为TEM锆石，每测定3个样品点，进行一次标样测定，以便及时校正，保障测试精度。数据分析处理和年龄计算等利用ISOPLOT程序(Ludwig,2003)。

3.3 锆石Hf同位素测试

样品的锆石Hf同位素测试工作在中国地质科学院矿产资源研究所自然资源部成矿作用与资源评价重点实验室完成。实验相关仪器为Neptune多接收等离子质谱和Newwave UP213紫外激光剥蚀系统(LA-MC-ICP-MS)，实验过程中以He作为剥蚀物质载气，剥蚀直径采用40μm，测试过程中使用锆石国际标样GJ1和Plesovice作为参考物质，测试分析点与锆石U-Pb定年测试点位保持一致。相关仪器运行条件及详细分析流程见侯可军等(2007)。分析过程中锆石标准GJ1和Plesovice的176Hf/177Hf测试加权平均值分别为0.282007±0.000007(2σ，n=36)和0.282476±0.000004(2σ，n=27)，均在误差范围内。

3.4 全岩Sr-Nd同位素测试

对朗县杂岩采集的样品进行Rb-Sr和Sm-Nd同位素分析，具体测试工作在中国科学技术大学放射性同位素地球化学实验室完成，实验采用同位素稀释法，利用热电离质谱仪MAT-26分析测试完成。其中样品的化学分离纯化在净化实验室完成。Sr和Nd同位素比值分析结果分别采用86Sr/88Sr=0.1194和146Nd/144Nd=0.7219进行质量分馏标准化校正。在分析样品的过程中，Sr同位素监测标样采用NBS987，测定值为87Sr/86Sr=0.710249±0.000012(2σ，n=38)，Nd同位素监测标样为La Jolla，测定值为143Nd/144Nd=0.511869±0.000006(2σ，n=25)。实验过程中具体的分析方法和流程参见Chenetal.(2002,2007)。依据已获得的朗县杂岩中样品的锆石U-Pb定年结果，分别计算初始Sr和Nd同位素比值。

4 数据及结果

4.1 全岩地球化学特征

4.1.1 主量元素特征

表1 冈底斯岩基朗县杂岩晚白垩世早期岩浆岩全岩地球化学数据(主量元素：wt%；稀土和微量元素：×10-6)Table 1 Whole rock geochemical data of early Late Cretaceous magmatic rocks from Langxian Complex in the Gangdese batholith (Major elements:wt%;Trace elements:×10-6)

续表1Continued Table 1

图4 朗县杂岩晚白垩世早期岩浆岩地球化学特征文献数据引自Zhang et al.,2014;管琪等,2010,2011;Jiang et al.,2012,2014;Ji et al.,2014;Ma et al.,2013a,b,c;Zheng et al.,2014;Xu et al.,2015;叶丽娟等,2015;徐倩等,2019b;高家昊等,2020；图6、图9、图10同Fig.4 Covariation diagram of selected major oxides of Al2O3,TiO, MgO,MnO,CaO,P2O5,Na2O against SiO2 in early Late Cretaceous magmatic rocks of Langxian ComplexLiterature data after Zhang et al.,2014;Guan et al.,2010,2011;Jiang et al.,2012,2014;Ji et al.,2014;Ma et al.,2013a,b,c;Zheng et al.,2014;Xu et al.,2015,2019;Ye et al.,2015;Gao et al.,2020;also in Fig.6,Fig.9 and Fig.10

图5 冈底斯岩基东段朗县杂岩晚白垩世早期岩浆岩地球化学特征图解(a)TAS分类图解(据Middlemost,1994)；(b)A/CNK-A/NK图解(据Maniar and Piccoli,1989)；(c)SiO2-K2O图解(据Rollinson,1993)；(d)SiO2-Na2O/K2O图解Fig.5 Geochemical diagrams of early Late Cretaceous magmatic rocks in Langxian Complex of Gangdese batholiths(a)Total alkalis vs.silica diagram (after Middlemost,1994);(b)A/NK vs.A/CNK diagram for the granitic rocks (after Maniar and Piccoli,1989);(c)K2O vs.SiO2 diagram for classification of rock series (after Rollinson,1993)(d)SiO2 vs.Na2O/K2O diagram

4.1.2 微量元素特征

闪长岩(T0938-G)富集大离子亲石元素(如Cs、Rb和Pb)，Sr微弱亏损；高场强元素Th和U富集，Nb和Zr轻微亏损，但Hf无明显异常(图6；表1)；Ti微弱亏损。Sr含量较高(430×10-6～503×10-6)，Y含量较低(19.3×10-6～22.4×10-6)，Sr/Y=19.2～26.0，Cr含量为13.3×10-6～32.0×10-6，Ni含量为13.3×10-6～18.5×10-6(表1)。

闪长岩(T0760-13S)同样富集大离子亲石元素(如Cs、Rb和Pb)，Sr微弱亏损；高场强元素Th和U富集，Nb亏损，Zr和Hf无异常(表1、图6)，Sr含量高和Y含量较低，分别为406×10-6～535×10-6和13.3×10-6～24.0×10-6，Sr/Y=22.3～36.9，Cr含量为26.1×10-6和27.6×10-6，Ni含量为14.6×10-6～18.7×10-6(表1)。

花岗闪长岩(T0884)明显富集大离子亲石元素(如Cs、Rb、K、Ba和Pb)和高场强元素Th和U，Nb亏损，Zr和Hf无明显异常，Ti强烈亏损，(表1、图6)，Sr和Y含量分别为396×10-6～423×10-6和16.3×10-6～21.2×10-6，Sr/Y=18.7～26.0，Cr含量为22.8×10-6和52.8×10-6，Ni含量为13.0×10-6～23.5×10-6(表1)。

图6 朗县杂岩晚白垩世早期岩浆岩球粒陨石标准化稀土元素模式图(a)和原始地幔标准化微量元素蜘蛛图(b)(标准化值据McDonough and Sun,1995)Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns (a)and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (b)of early Late Cretaceous magmatic rocks of Langxian Complex (normalization values after McDonough and Sun,1995)

花岗岩(T0938-D和T0883-LG)富集大离子亲石元素(如Cs、Rb、K、Ba和Pb)和高场强元素(如Th和U)；高场强元素Nb、Ta亏损，Ti强烈亏损，Zr无明显异常，Hf正异常(表1、图6)，具有微弱Eu负异常(Eu/Eu*=0.88～1.12)；Sr和Y含量较低分别为155×10-6～168×10-6和Y含量为2.80×10-6～4.97×10-6，Sr/Y=33.8～55.4。Cr含量为1.18×10-6～10.1×10-6，Ni含量较低为1.27×10-6～3.83×10-6(表1)；

花岗岩砾石(T1075)微量元素具有相似的特征，高场强元素Nb亏损，Ti强烈亏损，Zr无明显异常，Hf正异常(表1、图6)，Eu负异常(Eu/Eu*=0.35和0.40)(表1)，其Sr含量为115×10-6和132×10-6，Y含量为21.1×10-6和18.4×10-6，Sr/Y=5.5和7.2。Cr含量为2.03×10-6和3.26×10-6，但花岗岩砾石样品中Ni含量偏高为12.1×10-6和13.6×10-6(表1)；

4.1.3 稀土元素特征

闪长岩(T0938-G)和闪长岩(T0760-13S)具有相似的稀土分布特征，稀土总量为∑REE=91.0×10-6～141.8×10-6，样品轻微富集轻稀土元素，重稀土元素相对亏损(表1、图6)，从Gd-Yb稀土分布平坦，具有较弱的负Eu异常(Eu/Eu*=0.70～0.95)，轻重稀土分异不明显(图6)。

花岗闪长岩(T0884)具有较高的稀土总量∑REE=131.3×10-6～148.9×10-6，样品轻微富集轻稀土元素，重稀土元素相对亏损(表1、图6)，从Gd-Yb稀土分布平坦，具有弱的负Eu异常(Eu/Eu*=0.61～0.66)，轻重稀土分异不明显(图6)。

花岗岩(T0938-D和T0883-LG)稀土总量较低∑REE=39.0×10-6～59.4×10-6，样品富集轻稀土元素，亏损重稀土元素(表1、图6)，从Gd-Yb稀土分布较为平坦，具有微弱Eu负异常(Eu/Eu*=0.88～1.12)，轻重稀土分异较为明显(图6)。

花岗岩砾石(T1075)稀土总量较高∑REE=138.5×10-6和170.3×10-6，样品富集轻稀土元素，亏损重稀土元素(表1、图6)，从Gd-Yb稀土分布较为平坦，花岗岩砾石具有明显的Eu负异常(Eu/Eu*=0.35和0.40)，轻重稀土分异明显(图6)。

4.2 锆石U-Pb年龄

本文对朗县杂岩中8件样品进行了锆石U-Pb定年，分析结果见表2和表3。

表2 冈底斯岩基东段朗县杂岩晚白垩世早期岩浆岩SHRIMP锆石U-Pb定年数据Table 2 SHRIMP zircon U-Pb analytical results of early Late Cretaceous magmatic rocks from Langxian Complex in the Gangdese batholith,southern Tibet

表3 冈底斯岩基东段朗县杂岩晚白垩世早期岩浆岩LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb定年数据Table 3 LA-MC-ICP-MS zircon U-Pb analytical results of early Late Cretaceous magmatic rocks from Langxian Complex in the Gangdese batholith,southern Tibet

续表3Continued Table 3

闪长岩(T0938-G)中的锆石为长柱状或板状，长宽比为2:1，粒度为200μm，为宽板状(图7a)，锆石的Th和U含量变化范围分别为76.1×10-6～702.9×10-6和131.7×10-6～1426×10-6，Th/U比值变化范围分别为0.41～1.23(表2)。测试分析12个点，加权平均年龄为92.4±1.4Ma(12个分析点，MSWD=1.30)(图8a)。

闪长岩(T0760-13S和T0760-15S)中的锆石具有相似特征，发育振荡环带，粒度较小(100μm)(图7b,c)。Th含量变化范围分别为133.2×10-6～896.4×10-6和59.9×10-6～1681×10-6，U含量变化范围为119.2×10-6～3466×10-6和92.0×10-6～1341×10-6，Th/U比值变化范围分别为0.26～1.30和0.56～1.51(表3)。T0760-13S样品测试分析20个点，206Pb/238U年龄变化较小，剔除一个不谐和年龄，加权平均年龄为86.9±1.9Ma(19个分析点，MSWD=1.30)(图8b、表3)。T0760-15S样品测试分析25个点，剔除2个谐和度较低的测试点，206Pb/238U年龄进一步划分为两组，较年轻的加权平均年龄为87.3±0.9Ma(15个分析点，MSWD=0.76)(图8c、表3)，较老的加权平均年龄为94.2±1.5Ma(7个分析点，MSWD=0.40)(图8c、表3)，此外一个测试点获得的年龄为103.1±2.1Ma。

图7 朗县杂岩晚白垩世早期岩浆岩中锆石阴极发光图像(CL)和U-Pb定年结果(Ma)实线圆圈代表年龄测试分析点，虚线圆圈代表Hf同位素测试分析点Fig.7 Cathodoluminescence (CL)images and U-Pb (Ma)analysis on zircon grains in early Late Cretaceous magmatic rocks of Langxian Complex of eastern Gangdese batholithSolid and dashed circles show the locations of U-Pb dating and Hf analyses,respectively

图8 朗县杂岩晚白垩世早期岩浆岩锆石U-Pb年龄谐和图和年龄分布图Fig.8 U-Pb concordia and age distribution diagrams for zircon in early Late Cretaceous magmatic rocks of Langxian Complex of eastern Gangdese batholith

花岗闪长岩(T0884)中的锆石为长柱状，发育振荡环带(图7d)，Th和U含量变化范围较小，分别为312.6×10-6～942.8×10-6和278.7×10-6～684.3×10-6，Th/U比值为0.59～1.70(表3)。样品测试分析20个点，其中19个点获得的206Pb/238U年龄变化较小，加权平均年龄为87.5±0.3Ma(19个分析点，MSWD=0.24)(图8d、表3)，剩余1个测点给出的206Pb/238U年龄为91.5±0.7Ma(表3)。

花岗岩脉(T0883-LG)样品锆石为长柱状，长宽比为2:1，颗粒大小为200μm，具明显的振荡环带(图7e)，Th和U含量变化分别为70.2×10-6～4715×10-6和114.4×10-6～4163×10-6，Th/U比值为0.09～1.59(表3)。测试分析30个点，去掉谐和度较低的3个测试点，剩余27个点获得的206Pb/238U年龄变化较小，加权平均年龄为91.9±0.7Ma(27个分析点，MSWD=0.59)(图8e、表3)。

花岗岩脉(T0938-D)样品锆石为长柱状，长宽比为2:1，颗粒大小为150μm，具振荡环带(图7f)，Th和U含量变化分别为87.0×10-6～574.8×10-6和259.5×10-6～1265×10-6，Th/U比值为0.26～2.20(表2)。测试分析12个点，其中10个点获得的206Pb/238U年龄变化较小，加权平均年龄为88.6±3.3Ma(10个分析点，MSWD=5.40)(图8f、表2)，其中2个测点的206Pb/238U年龄分别为241.9Ma和1353.0Ma(表2)。

花岗岩砾石(T1075-2和T1075-3)中锆石同样发育振荡环带(图7g,h)，Th和U含量变化均很大，Th含量变化范围分别为597.6×10-6～2292×10-6和188.5×10-6～2194×10-6，U含量变化范围分别为795.9×10-6～2947×10-6和910.5×10-6～2225×10-6，Th/U比值为0.59～1.08和0.16～1.15(表3)。样品T1075-2和T1075-3获得的206Pb/238U年龄变化较小，年龄集中在谐和线～90Ma附近，加权平均年龄分别为91.2±0.9Ma(20个分析点，MSWD=0.04)和90.5±1.0Ma(18个分析点，MSWD=0.05)(图8g,h)。样品T1075-3有两个测试点获得的年龄为116.1Ma和366.4Ma(表3)。

上述8件样品的锆石U-Pb定年测试结果表明，朗县杂岩中出露的闪长岩、花岗闪长岩岩和花岗岩(脉体)的结晶年龄集中晚白垩世早期(94～87Ma)。闪长岩(T0760-15S)记录了～94Ma和～87Ma两个阶段的岩浆作用。此外，朗县杂岩存在古老地壳物质，部分样品中获得的锆石U-Pb定年结果显示具有较老的年龄记录，这些锆石为捕获或继承锆石。

4.3 锆石Hf同位素特征

表4 冈底斯岩基东段朗县杂岩晚白垩世早期岩浆岩的锆石Hf同位素测试结果Table 4 Analysis results of zircon Hf isotopic compositions of early Late Cretaceous magmatic rocks in Langxian Complex,eastern Gangdese

续表4Continued Table 4

图9 朗县杂岩晚白垩世早期岩浆岩εHf(t)-年龄(a)、εNd(t)-87Sr/86Sr (b)、εHf(t)-εNd(t)(c)和εNd(t)-SiO2 (d)关系图解资料来源：叶巴组玄武岩，Zhu et al.,2008；特提斯玄武岩，Mahoney et al.,1998；新特提斯洋蛇绿岩及样品DZ98-1G(Nd=6.66×10-6，εNd(t)=8.9，Sr=180.7×10-6，87Sr/86Sr(t)=0.70354)，Mahoney et al.,1998;Xu and Castillo,2004;Zhang et al.,2005；印度洋深海沉积物及样品V28-343(Nd=23.05×10-6，εNd(t)=-9.3，Sr=119×10-6，87Sr/86Sr(t)=0.71682)，Othman et al.,1989Fig.9 Plots of εHf(t)vs.U-Pb age (a),εNd(t)vs.87Sr/86Sr(t)(b),εHf(t)vs.εNd(t)(c)and εNd(t)vs.SiO2 (d)for early Late Cretaceous magmatic rocks of Langxian Complex of eastern Gangdese batholithData resources:Yeba Formation basalt,Zhu et al.,2008;Tethyan basalt,Mahoney et al.,1998;Neo-Tethys ophiolites DZ98-1G (Nd=6.66×10-6,εNd(t)=8.9,Sr=180.7×10-6,87Sr/86Sr(t)=0.70354),Mahoney et al.,1998;Xu and Castillo,2004;Zhang et al.,2005;Indian Ocean pelagic sediment V28-343 (Nd=23.05×10-6,εNd(t)=-9.3,Sr=119×10-6,87Sr/86Sr(t)=0.71682),Othman et al.,1989

朗县杂岩中的闪长岩和花岗闪长岩具有较高且正的锆石Hf同位素组成，但花岗岩样品的锆石Hf同位素组成则偏低，变化范围较大，总体显示随着SiO2的升高而降低。早期和晚期(92Ma和87Ma)的闪长岩锆石Hf同位素基本一致，但晚期花岗岩闪长岩则偏低。早期和晚期的花岗岩锆石Hf同位素组成变化较小。

4.4 全岩Sr-Nd同位素特征

朗县杂岩中样品的全岩Sr-Nd同位素比值根据样品测得的加权平均年龄计算。全岩Sr-Nd同位素组成数据见表5，具体特征如下：

表5 冈底斯岩基东段朗县杂岩晚白垩世早期岩浆岩的全岩Sr-Nd同位素测试结果Table 5 Analysis results of whole-rock Sr-Nd isotopic compositions of early Late Cretaceous magmatic rocks in Langxian Complex,eastern Gangdese

闪长岩(T0883-4和T0883-5)的Rb和Sr含量分别为83.6×10-6和97.1×10-6，501×10-6和491×10-6，Rb/Sr比值为0.483和0.572；Sm和Nd的含量分别为3.76×10-6和4.47×10-6和20.3×10-6和20.9×10-6，Sm/Nd比值为0.1120和0.1293(表5)。样品的初始87Sr/86Sr(t)同位素比值为0.704384和0.704374，εNd(t)分别为+3.2和+2.7(图9b,d、表5)。一阶段模式年龄为tDM1为595Ma和745Ma，二阶段模式年龄为tDM2为627Ma和676Ma(表5)。

花岗闪长岩(T0884-1和T0884-2)的Rb和Sr含量分别为160×10-6和185×10-6和396×10-6和403×10-6，Sm和Nd的含量为4.92×10-6和5.05×10-6和25.5×10-6和25.7×10-6，Rb/Sr比值较高(1.169～1.328)，Sm/Nd比值较低(均为0.1)，样品的初始87Sr/86Sr(t)同位素比值为0.704631和0.704596(表5)，εNd(t)均为+2.7(图9b,d、表5)。一阶段模式年龄为tDM1为662Ma和673Ma，二阶段模式年龄均为tDM1=672Ma(表5)。

花岗岩(T0883-2)的Rb和Sr含量分别为161×10-6和155×10-6，Rb/Sr比值为3.005。Sm和Nd的含量为1.22×10-6和8.82×10-6，Sm/Nd比值为0.0836，样品的初始87Sr/86Sr(t)同位素比值为0.704490，εNd(t)为+0.8(图9b,d、表5)。一阶段模式年龄为tDM1=632Ma，二阶段模式年龄为tDM2=816Ma(表5)。

5 讨论

5.1 冈底斯岩基晚白垩世早期岩浆作用的特点

冈底斯岩基晚白垩世(100～73Ma)岩浆作用非常广泛且强烈，其峰期岩浆作用出现在95～85Ma之间，被认为是“岩浆爆发”事件(Wenetal.,2008a,b;纪伟强等,2009;Zhangetal.,2010;黄玉等,2010;管琪等,2010,2011;Zhuetal.,2011;Maetal.,2013a,b,c;Jietal.,2014)。该时间段的岩浆岩是冈底斯岩基的主要组成部分，自西向东出露在南木林、尼木、曲水、拉萨、松卡、正嘎、朗县、里龙和米林等地区(Wenetal.,2008a,b;纪伟强等,2009;管琪等,2010,2011;Maetal.,2013a)。集中分布在冈底斯岩基的东部(朗县至米林地区)(Quidelleuretal.,1997;Zhangetal.,2010;管琪等,2010,2011;Zhuetal.,2011;Maetal.,2013a,b,c;Zhengetal.,2014;高家昊等,2020)，一部分出露于冈底斯岩基中部的拉萨-南木林一带(Jietal.,2009,2014;黄玉等,2010;叶丽娟等,2015;Xuetal.,2015;高家昊等,2017;徐倩等,2019b)(图1c)。通过系统汇总已报道的冈底斯岩基晚白垩世岩浆岩的数据，将晚白垩世岩浆作用进一步划分为早期和晚期，早期(100～85Ma)以中基性镁铁质岩浆作用为主(Quidelleuretal.,1997;Zhangetal.,2010;管琪等,2010,2011;Zhuetal.,2011;Maetal.,2013a,b,c;Zhengetal.,2014;叶丽娟等,2015;Xuetal.,2015;徐倩等,2019b;高家昊等,2020)；晚期(85～73Ma)岩浆作用主要为中酸性岩浆作用(Jietal.,2009,2014;黄玉等,2010;管琪等,2011;叶丽娟等,2015;Xuetal.,2015)。在岩石类型上早期(100～85Ma)岩浆活动比晚期(85～73Ma)丰富。

冈底斯岩基晚白垩世早期(100～85Ma)岩浆岩类型较丰富，主要由中基性岩石(镁铁质岩石)组成，包括苏长岩、辉长-辉绿岩、角闪石岩、闪长岩、石英闪长岩和花岗闪长岩(Wenetal.,2008a;管琪等,2010,2011;Maetal.,2013a,b,c;Zhengetal.,2014;Jietal.,2014;Xuetal.,2015;叶丽娟等,2015;徐倩等,2019b;高家昊等,2020)，此外还出露紫苏花岗岩(Zhangetal.,2010;Maetal.,2013b)和不同成因的埃达克质岩浆岩，例如埃达克质紫苏花岗岩(洋中脊或俯冲洋壳部分熔融成因)(Zhangetal.,2010;Maetal.,2013b)、埃达克质闪长岩和花岗闪长岩(熔体交代俯冲洋壳部分熔融成因)(Jiangetal.,2012,2014;Zhengetal.,2014;徐倩等,2019b)、埃达克质花岗岩(增厚镁铁质下地壳部分熔融成因)(Wenetal.,2008a;管琪等,2010)和埃达克质闪长岩和花岗闪长岩(角闪石为主的分离结晶作用成因)(Xuetal.,2015)。

总体来讲，冈底斯岩基晚白垩世的岩浆岩以较大岩体的形式广泛出露于拉萨地块南部，各种岩浆岩的年龄跨度非常小且呈“爆发”式产出，其持续时间近30Myr，岩浆作用的形式复杂多样，表现为规模大、岩浆源区不均一、多种形成机制和岩石类型丰富等。朗县杂岩中的闪长岩、花岗闪长岩和花岗岩的锆石U-Pb年龄数据表明该杂岩存在晚白垩世岩浆作用，属于冈底斯岩基晚白垩世“岩浆爆发”时期的产物，进一步说明晚白垩世岩浆活动非常活跃。

5.2 岩石成因和岩浆源区

朗县杂岩晚白垩世早期闪长岩具有正的全岩εNd(t)(+3.2/+2.7)和较低的初始87Sr/86Sr(t)(0.704384和0.704374)同位素比值(图9b)，同时两件闪长岩样品的锆石εHf(t)=+8.3～+13.2(图9a)。花岗闪长岩获得了一致的全岩εNd(t)(均为+2.7)，初始87Sr/86Sr(t)为0.704631和0.704596(图9b)，锆石εHf(t)为+8.7～+10.8(图9a)。闪长岩和花岗闪长岩具有相似的Sr-Nd-Hf同位素特征(图9a,b)，此外主量元素随着SiO2含量的增加具有连续的演化趋势(图4)，闪长岩和花岗闪长岩的具有相似的微量元素组成均富集LREE、LILE和HFSE(图5)，表明两者具有相同或相似的岩浆源区，即来自于亏损的地幔源区，但锆石εHf(t)变化范围在5个ε单位以及明显偏低的全岩εNd(t)暗示源区组成的不均一性(图9a,b)。岩浆源区的不均一很有可能是受到来自地壳物质或沉积物派生的流体的混染所致，这些特征与已报道的冈底斯岩基的晚白垩世早期岩浆岩基本一致(Wenetal.,2008a;管琪等,2010,2011;Jiangetal.,2012,2014;Maetal.,2013a,b,c;Zhangetal.,2010;Zhengetal.,2014;Jietal.,2014;Xuetal.,2015;叶丽娟等,2015;高家昊等,2020)，因此具有亏损性质的地幔楔是其可能的岩浆源区。

样品的全岩εNd(t)与SiO2含量之间没有明显的线性关系(图9d)，表明这些岩浆岩未受地壳混染的影响。闪长岩和花岗岩闪长岩具有较低的Nb/U(1.9～3.7)和Ce/Pb(2.6～4.4)比值，与全球平均大洋沉积物的比值(Nb/U=5.3和Ce/Pb=2.9，Plank and Langmuir,1998)接近，同时Th/Yb和Th/Sm显示正相关关系，显示沉积物熔体特征(图10f)。以雅鲁藏布江蛇绿岩和印度洋深海沉积物为两个端元进行混合模拟计算(新特提斯洋蛇绿岩及样品DZ98-1G(Nd=6.66×10-6，εNd(t)=+8.9，Sr=180.7×10-6，87Sr/86Sr(t)=0.70354)，Mahoneyetal.,1998;Xu and Castillo,2004;Zhangetal.,2005；印度洋深海沉积物及样品V28-343(Nd=23.05×10-6，εNd(t)=-9.3，Sr=119×10-6，87Sr/86Sr(t)=0.71682)，Othmanetal.,1989)，计算结果表明大约需要12%的深海沉积物混入亏损地幔才可以实现本文闪长岩和花岗闪长岩的Sr-Nd同位素组成特征(图9b)。此外Sr-Nd和Hf同位素发生了解耦(图9c)，通常发生解耦的原因是在俯冲过程中有流体参与，这是因为流体本身携带LREE和LILE的能力强于HFSE。所以，被流体交代的地幔楔更容易保留较多的非放射性成因的Nd，而高场强且非放射性成因的Hf很难保留，从而导致Sr-Nd和Hf同位素发生解耦(Pearceetal.,1999)。在Mg#-SiO2图解中位于板片流体富集区域(图10e)，共同表明其源区可能经受过俯冲板片流体和沉积物熔体的交代作用。本文闪长岩和花岗闪长岩样品的SiO2和TiO2、Al2O3、MnO、MgO、CaO、P2O5的协变图表现出明显的线性负相关，指示分离结晶或部分熔融作用(图4)。在Zr/Nd-Zr和La/Sm-La图解中显示以部分熔融作用为主(图10a,b)；在Sr/Y-Y和(La/Yb)N-YbN判别图中均显示为正常的弧岩浆岩成因(图10c,d)。

图10 朗县杂岩晚白垩世早期岩浆岩Zr/Nb-Zr (a，Geng et al.,2009)、La/Sm-La (b)、Sr/Y-Y (c，Defant and Drummond,1990;Castillo et al.,1999)、(La/Yb)N-YbN (d，Martin,1999)、Mg#-SiO2 (e，Rapp et al.,1999)和Th/Yb-Th/Sm (f，Guo et al.,2007)关系图解Fig.10 Plots of Zr/Nb vs.Zr diagram (a,Geng et al.,2009),La/Sm vs.La (b),Sr/Y vs.Y diagram (c,Defant and Drummond,1990;Castille et al.,1999),(La/Yb)N vs.YbN (d,Martin,1999),Mg# vs.SiO2 (e,Rapp et al.,1999)and Th/Yb vs.Th/Sm (f,Guo et al.,2007)for the early Late Cretaceous magmatic rocks of Langxian Complex of eastern Gangdese batholith

闪长岩和花岗闪长岩在微量元素组成等方面略有区别，包括1)闪长岩具有相对较高的石榴子石相容元素Sc(≥11.9×10-6)；2)锆饱和温度显示闪长岩(平均值为702℃)明显低于花岗闪长岩(平均值为773℃)；3)花岗闪长岩具有较高的Th含量和稀土总量；4)花岗闪长岩明显亏损Ti，Eu负异常(Eu/Eu*=0.61～0.66)，暗示存在富Ti矿物和斜长石的分离结晶作用。以上差异暗示闪长岩和花岗闪长岩的岩浆源区形成深度不同且源区受板片流体和沉积物熔体交代的程度也有所区别。

综合以上信息，朗县杂岩中出露的晚白垩世早期闪长岩和花岗闪长岩是受俯冲板片流体和大洋沉积物熔体共同交代的地幔楔部分熔融形成，闪长岩岩浆源区深度较浅，受板片流体的交代较多，花岗闪长岩岩浆源区深度较深，受沉积物熔体交代程度较高，之后经历了富Ti矿物和斜长石的分离结晶作用。

本文将朗县杂岩晚白垩世早期花岗岩依据其主量和微量元素组成进一步划分为两类，第一类花岗岩(T1075-2和T1075-3)属于低钾钙碱性系列，Na2O含量高(4.81%和4.58%)、K2O含量低(1.49%和1.18%)(图5c)，Na2O/K2O较高，均>3(图5d)；稀土总量较高，具有明显的Eu负异常(Eu/Eu*=0.35和0.40)；Sr/Y低(5.45和7.17)(表2)。该类花岗岩的主量元素与闪长岩和花岗闪长岩具有较好的线性演化关系(图4)，可以由上述的闪长岩和花岗闪长岩岩浆进一步演化形成。

第二类花岗岩(T0938-D和T0883-LG)属于高钾钙碱性系列，Na2O含量低(2.58%～2.67%)、K2O含量高(5.64%～5.94%)(图5c)，Na2O/K2O较低，均<1；铝饱和指数(A/CNK=1.01～1.02)，刚玉分子数为0.38%～0.53%，稀土总量较低，具有非常弱的Eu负异常(Eu/Eu*=0.88～1.12)，此外Sr/Y(33.8～55.4)较高(表2)，还发现有角闪石矿物，总体显示I型花岗岩的特征。该类花岗岩的稀土总量明显低于本文的中酸性岩浆岩，不符合同一岩浆体系稀土元素丰度越到酸性岩越高的演化趋势，因此不可能是其进一步分异演化形成，表明其岩浆源区不同与第一类花岗岩。锆石Hf同位素特征显示εHf(t)=+4.1～+10.8，亏损地幔模式年龄(tDM)为330～610Ma；此外全岩εNd(t)(+0.8)明显偏低(图9a,b)，一阶段模式年龄为tDM1=632Ma。综合以上信息，第二类花岗岩(脉)为幔源基性岩浆底侵到新生的下地壳导致其部分熔融形成。

5.3 地球动力学背景

冈底斯岩基晚白垩世早期强烈的岩浆作用形成于新特提斯洋北向俯冲的大背景下(Wenetal.,2008a,b;Zhangetal.,2010,2014;管琪等,2010,2011;Jiangetal.,2012,2014;Jietal.,2009,2014;Maetal.,2013a,b,c;Zhengetal.,2014;Xuetal.,2015;叶丽娟等,2015;唐演等,2019;徐倩等,2019b;Wangetal.,2021;高家昊等,2017,2020)，但是具体的俯冲过程或动力学机制主要存在三种不同的模式：(1)新特提斯洋平板(低角度)俯冲(Coulonetal.,1986;Wenetal.,2008a,b)，通常平板俯冲会导致地幔楔物质被挤出使得在俯冲带中地幔楔物质变少，因而较难产出幔源的基性岩浆(Gutscher and Peacock,2003;Kayetal.,2005;Li and Li,2007;Ramos and Folguera,2009)，这与晚白垩世早期报道的大量基性岩浆岩不符(管琪等,2010,2011;Maetal.,2013a,b,c;Jietal.,2014;Zhangetal.,2014;Xuetal.,2015;叶丽娟等,2015;高家昊等,2020)；(2)新特提斯洋洋脊俯冲(Zhangetal.,2010;管琪等,2011;Zhangetal.,2014)，该模式对于解释具有高温特征的埃达克质紫苏花岗岩较为合理，但晚白垩世早期岩浆作用近平行于雅鲁藏布江缝合带呈东西向带状展布同时并没有向北迁移的趋势，与洋脊俯冲模型的预测不符;(3)俯冲的新特提斯洋板片回撤(Maetal.,2013a,b;叶丽娟等,2015)，该模式较合理的解释了晚白垩世时期强烈的岩浆作用和出露的各种类型的岩浆岩，但未深入考虑冈底斯岩基早白垩世的岩浆作用及其动力学背景。

在考虑晚白垩世早期岩浆作用的动力学机制时，早白垩世的构造背景也值得参考，越来越来多的证据表明冈底斯岩基存在早白垩世岩浆作用(Zhuetal.,2009a;Wuetal.,2010;王莉等,2013;王海涛等,2020;李广旭等,2021)，该时期新特提斯洋的俯冲角度较陡且有大量流体和沉积物的参与(Zhuetal.,2009a;王莉等,2013;王海涛等,2020;李广旭等,2021)。此外，拉萨地块岩浆作用由北向南整体显示逐渐年轻的趋势(Zhuetal.,2011)；在早白垩世日喀则弧前盆地形成时具有强烈的伸展作用(曾令森等,2017)，表明在新特提斯洋北向俯冲过程中经历了海沟后撤(曾令森等,2017;Kapp and DeCelles,2019)。综合以上信息，新特提斯洋板片在早白垩世以高角度俯冲，晚白垩世早期其俯冲深度达到临界点，由于重力和浮力等因素开始发生板片回撤或海沟后撤(Chungetal.,2005;Maetal.,2013a)，回撤过程中导致其自身发生减压熔融形成基性原始母岩浆，伴随着软流圈物质上涌，使得经混合熔流体(大洋沉积物+板片流体)交代过的上覆地幔楔和增厚下地壳发生部分熔融，形成了晚白垩世一系列具有亏损特征的中基性和埃达克质岩浆岩；同时软流圈地幔的上涌和对流提供了足够的热并导致俯冲洋壳的部分熔融从而形成埃达克质紫苏花岗岩。随后这些中基性的岩浆进一步侵位到下地壳后导致其发生部分熔融并发生不同程度的分离结晶作用，形成了具有新生地壳性质的花岗质岩石。