冈底斯西段麻木早白垩世岩浆岩岩石成因及地质意义

2022-05-30杨竹森徐培言赵晓燕夏文杰杨晓旭

岩石矿物学杂志 2022年3期

刘畅，杨竹森，徐培言，赵晓燕，夏文杰，杨晓旭

(1.中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，北京 100083；2.中国地质科学院矿产资源研究所，北京 100037；3.北京师范大学环境演变与自然灾害教育部重点实验室，北京 100091)

青藏高原以其连续发育至今的大陆聚合过程、清楚明确的板块边界、由蛇绿混杂岩带分割的多个地块以及规模大、时代新、类型多、保存好的矿床特点，成为系统研究大陆成矿作用、创新大陆碰撞成矿理论的绝佳地区(Yin and Harrison,2000；侯增谦等，2006a；Hou and Cook，2009；许志琴等，2011；Zhuetal.,2013)。位于青藏高原南部的拉萨地块经历了从冈瓦纳大陆裂解、向北漂移及与羌塘地体碰撞拼贴等一系列过程，导致了班公湖-怒江洋在白垩纪早期关闭，并最终经历印度-亚洲大陆碰撞过程促使了青藏高原的形成(Deweyetal.,1988；Zhangetal.,2004；Kappetal.,2005，2007；Zhuetal.,2011a，2016)。伴随拉萨地块与羌塘地块碰撞拼贴、印亚大陆碰撞以及班公湖-怒江和雅鲁藏布江新特提斯洋的俯冲消减等过程，拉萨地块内发生了强烈的岩浆活动，形成了中生代和新生代大规模的岩浆岩(莫宣学等，2005；Moetal.,2007)。

前人对于拉萨地块中生代岩浆作用已有一定程度的研究，对于班-怒洋的洋壳俯冲与关闭的演化过程提出了诸多模型(Zhuetal.,2009a；姜昕等，2010；刘敏等，2011；李小波等，2015；Caoetal.,2016；Wangetal.,2017；闫晶晶等，2017)。主流观点认为，班-怒洋自晚侏罗世以来发生了南北的双向俯冲，随后关闭并促成拉萨地块与羌塘地块的对接，板片在经历回转期后于113±5 Ma前后发生断离(Zhuetal.,2009a)，期间受到班-怒洋南向俯冲的影响，在拉萨地块上发生了强烈的碰撞拼贴造山和大规模的岩浆作用。然而，对于东西跨度约1 500 km的班-怒洋缝合带来说，俯冲极性的判断一直伴随着许多争议，需要大量的地质证据进行约束，而相比研究程度较高的中东部，近年来对冈底斯西段中生代岩浆作用的研究较少。为了完善晚古生代到中生代的岩浆岩分布范围并补充新的地质证据，笔者实地考察了拉萨地块西段革吉县西南未经研究和开发的麻木铅锌矿化区内的两套岩浆岩，经初步研究与分析，这两套岩浆岩分别为花岗斑岩(117.6 Ma)和流纹质晶屑凝灰岩(119.7 Ma)(刘畅等，2021)，有别于之前认为的新生代岩体及地层。本文对这两套岩浆岩进行了岩石学、岩石地球化学、锆石微量元素和Hf同位素地球化学分析，并在此基础上结合前人的研究资料，探讨了其岩浆源区及岩石成因，试图对拉萨地块西段中部晚侏罗世-早白垩世构造岩浆演化过程提供新的依据。

1 地质背景与样品特征

青藏高原自北向南包括松潘-甘孜-可可西里地块、羌塘地块、拉萨地块和喜马拉雅地块以及分割其间的金沙江缝合带、班公湖-怒江缝合带和雅鲁藏布江缝合带(Deweyetal.,1988；Yin and Harrison,2000)。其中拉萨地块也称作冈底斯带，位于西藏南部，介于班公湖-怒江缝合带(BNSZ)和雅鲁藏布江缝合带(IYSZ)之间，整体呈东西向展布，西起狮泉河，向东沿冈底斯-念青唐古拉山脉至伯舒拉岭，是一个长约2 500 km、南北最宽处可达300 km的狭长地质单元(Molnaretal.,1993；Murphyetal.,1999)。拉萨地块作为一条巨型构造岩浆岩带，其构造演化受到中生代特提斯洋壳俯冲和弧陆碰撞以及新生代陆陆碰撞等一系列地质作用的控制(Xuetal.,1985；Harrisetal.,1990)，既是中生代羌塘-拉萨地块碰撞和安第斯型活动大陆边缘，又是新生代印亚大陆碰撞的主体场所(Kirsteinetal.,2000；朱弟成等，2009)。整个拉萨地块上发育有晚古生代-中生代广泛的侵入岩和火山沉积岩(图1a)。依据拉萨地块在沉积盖层、变质基底和岩浆活动方面的差异，以狮泉河-纳木错蛇绿杂岩带和洛巴堆-米拉山断裂为界，划分出具有前寒武纪结晶基底的中冈底斯带(中拉萨地块)和两侧具有新生下地壳的南、北冈底斯带(南、北拉萨地块)(Zhuetal.,2011b；Houetal.,2015)。此外，拉萨地块在地层沉积、岩浆活动和成矿作用等方面，都存在明显的东西向差异性和分段性，大致以许如错-当若雍错裂谷(85°E)和那曲-谷露裂谷(90°E)为界，分为西段、中段和东段，但在深部地壳结构上的分界线偏西(侯增谦等，2006b，2008；Houetal.,2015)。

麻木研究区位于中冈底斯西段革吉县西南，其所处区域属于冈底斯-腾冲地层区的隆格尔-南木林地层分区(陈清泉，1993)。前人认为麻木研究区内火山岩地层均为古新统典中组(张振利，2006)(1)张振利.2006.亚热幅H44C001003普兰县幅H44C002003国内部分1∶25万区域地质调查报告.，但下伏于下白垩统捷嘎组灰岩的一套火山岩地层明显不同于东北部角度不整合于捷嘎组灰岩之上的典中组安山岩和安山质火山碎屑岩(图1b)。这套有差异的地层为巨厚层火山岩，下部为强硅化、粘土化的灰白色凝灰岩，中部为紫红色、灰黑色含斜长石斑晶安山岩与灰色流纹质晶屑凝灰岩互层，上部为浅紫红色流纹岩与浅灰色流纹质晶屑凝灰岩(含有火山角砾)互层，顶部夹有凝灰质砂岩，普遍发育一组产状为255°∠80°的透入性劈理，且中部的灰色流纹质晶屑凝灰岩锆石U-Pb年龄为119.7 Ma，据此将其厘定为上侏罗统-下白垩统则弄群(刘畅等，2021)。此外区内沟谷广泛分布第四系冲洪积砾石层。区内主要构造形迹为一条北西西向的逆断层，产状为210°∠75°，破碎带宽5～10 m，由构造透镜体和碎裂岩组成，沿破碎带发生较强的硅化和粘土化。区内侵入岩为花岗斑岩，呈岩株状，出露面积约为1 km2，锆石U-Pb年龄为117.6 Ma(刘畅等，2021)，呈岩株状沿北西西向断裂两侧产出，局部穿切有绿帘石细脉。在花岗斑岩与捷嘎组灰岩的外接触带，发育由石榴子石、钙铁辉石、阳起石、绿帘石、石英、方解石组成的矽卡岩，其中有磁铁矿、黄铁矿、方铅矿、闪锌矿和黄铜矿化。用于测试的花岗斑岩、流纹质晶屑凝灰岩样品的采样位置、样品特征及分析项目见表1。

表1 麻木样品采样位置、样品特征及分析项目一览表Table 1 Summary of sample sampling location,sample characteristics and analytical methods in Mamu

花岗斑岩作为矽卡岩型铅锌矿的成矿岩体(图1b)呈岩株状产出，对岩石的手标本进行切面剖光后观察，颜色呈浅灰色，斑状结构，斑晶含量约30%，粒度0.5～2.0 mm，由石英、钾长石以及少量黑云母组成，基质隐晶质(图2a)。图2b中可以看到石英斑晶呈碎裂状，钾长石斑晶发生部分粘土化，呈板状自形，可见卡氏双晶，黑云母斑晶形状为片状，在正交偏光下呈黄绿色至浅黄褐色的多色性；图2c中可以更清楚地观察到部分石英边缘具有溶蚀港湾。

图1 拉萨地块白垩纪岩浆岩分布图(a，据Zhu et al.,2019)和麻木研究区地质图(b)Fig.1 Distribution map of Cretaceous magmatic rocks in Lhasa Terrane(a,modified from Zhu et al.,2019)and geological map of Mamu study area(b)BNSZ—班公湖-怒江缝合带；IYSZ—印度-雅鲁藏布缝合带；LMF—洛巴堆-米拉山断裂带；SNMZ—狮泉河-纳木错混杂岩带；NLS—北拉萨地块；CLS—中拉萨地块；SLS—南拉萨地块；1—第四系；2—典中组火山岩；3—捷嘎组灰岩；4—则弄群火山岩；5—晚白垩世花岗岩类；6—矽卡岩型铅锌矿体；7—采样点；8—逆断层；9—不整合接触BNSZ—Bangong-Nujiang suture zone；IYSZ—India-Yarlung Zangbo suture zone；LMF—Luobadui-Milashan fault zone；SNMZ—Shiquanhe-Namco ophiolitic belt；NLS—north Lhasa Terrane；CLS—central Lhasa Terrane；SLS—southern Lhasa Terrane；1—Quaternary；2—Dianzhong Formation volcanic rocks；3—Jiega Formation limestone；4—Zenong Group volcanic rocks；5—Late Cretaceous granitoids；6—skarn orebody；7—sampling points；8—reverse fault；9—unconformity contact

流纹质晶屑凝灰岩所在的火山岩地层普遍具有一定的蚀变，选取蚀变最弱的中部露头进行样品采集，所采集的样品呈灰绿色，凝灰结构，块状构造，主要由晶屑、火山尘和少量岩屑组成(图2d)。图2e中的晶屑均呈碎棱角状，且部分棱角已经熔融圆化，晶屑含量约为10%，主要由石英(20%)、长石(30%)和少量黑云母(5%)组成；而从图2f中不难发现岩石整体仍具有一定程度的硅化，溶蚀港湾现象普遍。

图2 麻木花岗斑岩手标本(a)、显微镜正交偏光照片(b、c)和流纹质晶屑凝灰岩手标本(d)、显微镜正交偏光照片(e、f)Fig.2 Granite porphyry hand specimen(a),microscope cross-polarized light photographs(b,c)and rhyolitic crystal tuff hand specimen(d),microscope cross-polarized light photographs(e,f)in MamuQtz—石英；Kf—钾长石；Pl—斜长石；Bt—黑云母Qtz—quartz；Kf—K-feldspar；Pl—plagioclase；Bt—biotite

2 分析方法

岩石的主、微量及稀土元素测试在核工业北京地质研究院完成。将野外采集的新鲜无蚀变、未风化的样品进行预处理粉碎，制备成200目的岩石粉末进行测试。主量元素的分析方法使用X射线荧光熔片法(XRF)，激发电压可达50 kV。针对Fe元素不同价态的测定，实验室首先通过化学滴定法测得Fe2O3的含量，再从总铁中将其去除，得到FeO的含量。微量、稀土元素采用电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS)进行分析，在此过程中不断用标样对测试样品进行校对，由此相对标准偏差可保持在小于10%的标准内(Liuetal.,2008)。

锆石年代学以及微量元素测定在中国地质科学院地质研究所矿物/包裹体微区分析实验室完成。使用激光剥蚀-电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)进行测试，束斑直径30 μm，剥蚀频率5 Hz，激光能量密度2 J/cm2，数据处理采用Iolite程序。锆石Hf同位素测试在中国地质科学院国家测试中心完成。利用Neptune plus型多接收等离子体质谱仪进行测试。采用Coherent Geolas Pro型激光剥蚀，测试束斑选取标准为20 μm×40 μm，依据锆石原位微区Hf同位素详细测试流程选取15～18个点备用(李艳广等，2015)。分析点每达到10个样品测点，随即分析两次锆石标准GJ-1和191500作为监控，根据实验室标准，本次实验GJ-1的测试精准度为0.282 45～0.282 49(2σ)，191500的测试精准度为0.282 24～0.282 32(2σ)(Mengetal.,2014；侯可军等，2017)。

为了排除晶屑凝灰岩作为火山喷发岩可能包裹进其他岩屑杂质的影响，对这些锆石进行了筛选，首先作为流纹质酸性火山岩，其应发育有较多的岩浆岩锆石，将不具备环带特征的锆石除去，又删除掉谐和性不好的测点后，留下了充足的、符合加权年龄误差范围的年代学数据，这些测点所在的锆石理应为凝灰岩原始岩浆中发育的锆石，年代学数据的分析和锆石Hf同位素的测定均是在这些锆石上进行的。详细可见刘畅等(2021)。

3 全岩主、微量元素特征

对花岗斑岩的5件样品和流纹质晶屑凝灰岩的3件样品进行了岩石主微量元素含量分析，分析结果见表2。

表2 麻木花岗斑岩和流纹质晶屑凝灰岩全岩主量(wB/%)、微量元素(wB/10-6)分析结果Table 2 Analysis of major(wB/%)and trace(wB/10-6)elements in granite porphyry and rhyolitic crystal tuff in Mamu

3.1 主量元素

花岗斑岩的主量元素SiO2含量为73.42%～76.64%；(Na2O+K2O)含量为6.11%～6.84%；K2O/Na2O值为5.16～19.34，变化范围较大，且比值大于2；Al2O3的含量为11.73%～14.05%；MgO的含量为0.28%～0.70%；TiO2的含量为0.12%～0.20%。铝饱和指数A/CNK值范围是1.32～2.01，A/NK值介于1.71～2.21之间，属于过铝质岩石。在TAS图解(图3a)中落于花岗岩区域内；在K2O-SiO2图(图3b)中被划在钾玄岩系列区域。

流纹质晶屑凝灰岩的SiO2含量为77.78%～80.98%，可能与其具有一定的硅化相关(图2e、2f)；(Na2O+K2O)含量为5.21%～5.83%；K2O/Na2O值为17.61～28.92，变化较大，且比值大于2；Al2O3的含量为9.86%～11.84%；MgO的含量为0.45%～0.54%；TiO2的含量为0.10%～0.11%。铝饱和指数A/CNK值是1.80～1.98，A/NK值介于1.89～2.03之间，属于过铝质岩石。样品在TAS图解图上落于花岗岩区域内(图3a)；在K2O-SiO2图(图3b)中落在高钾钙碱质系列区域。

图3 麻木花岗斑岩、流纹质晶屑凝灰岩与冈底斯中东段Pb-Zn成矿岩体的主量元素图解Fig.3 Schematic diagram of major elements of granite porphyry,rhyolitic crystal tuff in Mamu and Pb-Zn ore-forming intrusions in the middle section of Gangdesea—TAS图解(底图据Middlemost,1994)；b—K2O-SiO2图解(底图据Le Maitre,1989；Rickwood,1989)；文献数据来自于纪现华等(2012)；王保弟等(2012)；张林奎等(2012)；付强等(2014，2015)；马旺等(2015)a—TAS diagram (base map according to Middlemost,1994)；b—K2O-SiO2 diagram (base map according to Le Maitre,1989;Rickwood,1989)；literature data from Ji Xianhua et al.(2012)；Wang Baodi et al.(2012)；Zhang Linkui et al.(2012)；Fu Qiang et al.(2014,2015)；Ma Wang et al.(2015)

3.2 微量及稀土元素

由表2可见，花岗斑岩的稀土元素总量∑REE变化范围是206.41×10-6～285.76×10-6，平均为253.41×10-6，高于地壳岩浆平均值164×10-6；LREE为187.06×10-6～258.66×10-6，HREE为19.35×10-6～34.50×10-6，LREE/HREE为6.90～10.35。δEu为0.44～0.74，(La/Yb)N值为6.90～11.32，(Gd/Yb)N值为1.08～1.45，(La/Sm)N值为4.71～5.44。稀土元素球粒陨石标准化曲线呈总体右倾(图4a)，轻稀土元素富集，中稀土元素略亏损，重稀土元素平坦，有明显的中等程度Eu负异常。微量元素蛛网图(图4b)中显示大离子亲石元素Rb、Th、U略富集，而高场强元素Nb、Ta、Ti、P强烈亏损，此外Pb强烈富集，Sr强烈亏损。

流纹质晶屑凝灰岩的稀土元素总量∑REE变化范围是140.36×10-6～175.81×10-6，LREE为123.33×10-6～156.61×10-6，HREE为17.04×10-6～19.20×10-6，LREE/HREE为7.24～8.16。δEu为0.39～0.45。(La/Yb)N值为6.52～7.07；(Gd/Yb)N值为0.86～1.02；(La/Sm)N值为4.56～5.52。除稀土元素总含量略低于花岗斑岩外，稀土元素球粒陨石标准化曲线与花岗斑岩相似，总体呈右倾型(图4a)，仅轻重稀土元素分馏程度略低于花岗斑岩，Eu负异常比花岗斑岩更明显。从微量元素蛛网图(图4b)中可以明显看出流纹质晶屑凝灰岩具有与花岗斑岩十分相似的微量元素特征，仅部分微量元素含量低于花岗斑岩，Ba负异常相对明显，Pb正异常相对不明显。

图4 麻木花岗斑岩、流纹质晶屑凝灰岩稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图(a，球粒陨石数据来自于Boynton,1984)和微量元素原始地幔标准化配分曲线图(b，标准化值据Sun and McDonough,1989)Fig.4 Chondrite-normalized rare earth element pattern (a,chondrite data according to Boynton,1984)and primitive mantle-normalized trace element spider diagram (b,normalized values according to Sun and McDonough,1989)of granite porphyry and rhyolitic crystal tuff in Mamu

4 锆石微量及Hf同位素

4.1 锆石微量

花岗斑岩和流纹质晶屑凝灰岩样品的锆石稀土与微量元素分析测试数据见表3。花岗斑岩锆石的∑REE变化范围是624.37×10-6～2 043.38×10-6，LREE为11.58×10-6～39.83×10-6，HREE为611.22×10-6～2 018.30×10-6，LREE/HREE为0.01～0.04；δEu为0.03～0.22，平均为0.11<0.95，为负异常；δCe为55.79～146.36，平均为91.38>1.05，为正异常。

表3 麻木花岗斑岩和流纹质晶屑凝灰岩锆石稀土与微量元素分析结果 wB/10-6Table 3 Analytical results of rare earth and trace elements of zircons from granite porphyry and rhyolitic crystal tuff in Mamu

流纹质晶屑凝灰岩锆石的∑REE变化范围是588.51×10-6～1 919.54×10-6，LREE为10.28×10-6～30.53×10-6，HREE为577.00×10-6～1 889.01×10-6，LREE/HREE为0.01～0.02；δEu为0.07～0.23，平均为0.11<0.95，为负异常；δCe为26.71～148.83，平均为94.42>1.05，为正异常。

花岗斑岩和流纹质晶屑凝灰岩的锆石均呈现出明显的Eu负异常和Ce正异常，具有亏损LREE并逐步富集HREE的左倾配分模式(图5a、5b)，显示出典型的岩浆锆石稀土元素配分模式。利用锆石微量数据进行投图，在Th-Pb图中，花岗斑岩和流纹质晶屑凝灰岩的数据点全部落入I型花岗岩区域内(图5c)，在lg(U/Yb)-lg(Nb/Yb)图中，又全部分布在大陆弧型区域内(图5d)。

图5 麻木花岗斑岩和流纹质晶屑凝灰岩的锆石稀土元素配分图(a、b)，I、S型花岗岩锆石微量元素成分Th-Pb判别图(c，底图据赵志丹等，2018)和锆石微量元素lg(U/Yb)-lg(Nb/Yb)判别图(d，底图据赵志丹等，2018)Fig.5 Zircon REE distribution diagram(a,b),zircon trace element Th-Pb discriminant diagram of I-and S-type granites(c,the base map is based on Zhao Zhidan et al.,2018)and zircon trace element lg(U/Yb)-lg(Nb/Yb)discriminant diagram(d,the base map is based on Zhao Zhidan et al.,2018)of granite porphyry and rhyolitic crystal tuff in Mamu

4.2 锆石Hf同位素

花岗斑岩的17颗锆石Hf同位素分析点数据见表4，数据显示176Yb/177Hf为0.017 451～0.068 524，176Hf/177Hf值为0.282 432～0.282 605。176Lu/177Hf为0.000 698～0.002 567(平均值为0.001 325)，除1号测点外全部小于0.002，说明锆石中177Hf的质量数远远大于176Lu及其衰变而成的176Hf的质量之和，故可用176Hf/177Hf值近似代表176Hf/177Hf初始值(吴福元等，2007)。结合各测点对应的U-Pb年龄计算得到εHf(t)值的范围为-9.57～-3.43(加权平均值为-7.48)，亏损地幔模式年龄tDM为1 173～917 Ma(平均值为1 086 Ma)，地壳模式年龄tDM2为1 774～1 388 Ma(平均值为1 644 Ma)。

表4 麻木花岗斑岩和流纹质晶屑凝灰岩锆石Hf同位素分析结果Table 4 Zircon Hf isotopic analysis of granite porphyry and rhyolitic crystal tuff in Mamu

流纹质晶屑凝灰岩的16颗锆石Hf同位素分析点的176Yb/177Hf为0.019 416～0.062 767，176Hf/177Hf值为0.282 453～0.282 568。176Lu/177Hf为0.000 776～0.002 396(平均值为0.001393)，绝大部分小于0.002，故可用176Hf/177Hf值近似代表176Hf/177Hf初始值(吴福元等，2007)。利用各测点的U-Pb年龄计算得到εHf(t)为-8.79～-4.80(加权平均值为-7.66)，亏损地幔模式年龄tDM为1 153～1 005 Ma(平均值为1 097 Ma)，地壳模式年龄tDM2为1 727～1 477 Ma(平均值为1 657 Ma)。

利用麻木花岗斑岩、晶屑凝灰岩锆石的Hf同位素数据进行εHf(t)和U-Pb年龄的投图(图6)，结合前人的数据进行分析，麻木研究区花岗斑岩和流纹质晶屑凝灰岩与白垩纪亚贵拉石英斑岩εHf(t)介于-21.5～-7.8以及洞中拉花岗斑岩εHf(t)介于-19.7～-10.6的特征相似(高一鸣等，2011)，而不同于纳如松多、查个勒、勒青拉、龙马拉等主碰撞期Pb-Zn矿床成矿岩体εHf(t)值有正有负的特征(纪现华等，2012；王保弟等，2012；付强等，2014；马旺等，2015)。

图6 麻木花岗斑岩、流纹质晶屑凝灰岩锆石εHf(t)与U-Pb年龄图[底图据朱弟成等(2008)，数据来自于高一鸣等(2011)；纪现华等(2012)；王保弟等(2012)；付强等(2014)；马旺等(2015)]Fig.6 Zircon εHf(t)and U-Pb age diagram of granite porphyry and rhyolitic crystal tuff in Mamu(the base map is modified from Zhu Dicheng et al.,2008;data according to Gao Yiming et al.,2011;Ji Xianhua et al.,2012;Wang Baodi et al.,2012;Fu Qiang et al.,2014;Ma Wang et al.,2015)

5 讨论

5.1 岩石成因及源区性质

花岗斑岩的全岩数据投图显示，在锆石微量元素Th-Pb图解(图5c)中，数据点也全部落入I型花岗岩区域内；全岩的磷元素含量较低(P2O5含量为0.02%～0.06%<0.2%)，且P2O5与SiO2负相关(图7a)，显示出一定的I型花岗岩特征(邓晋福等，2004)，但花岗斑岩的微量元素分离结晶作用图解表明(图8)，岩浆经历了角闪石、黑云母、锆石、斜长石和钾长石等矿物的分离结晶，暗示了分离结晶的岩浆大规模上升侵位，从而形成了似斑状花岗斑岩的岩株，说明岩浆经历了高程度的分异过程，在此前提下，结合花岗斑岩过铝质的特点以及白云母矿物的存在，不能将其直接定义为I型花岗岩。在不同构造背景岩石锆石微量元素lg(U/Yb)-lg(Nb/Yb)判别图(图5d)中，花岗斑岩属于大陆弧型岩浆岩，其具有富集大离子亲石元素(LILE)、亏损高场强元素(HFSE)的特征，且根据Nb与SiO2的无负相关性(图7b)特征，可推断其并未由于金红石等富含高场强元素的矿物的分离结晶而导致高场强元素(HFSE)亏损(纪伟强等，2009)，综合证据表明，花岗斑岩为大陆弧型岩浆岩。花岗斑岩属于典型的酸性岩浆岩，而其主量元素数据落在钾玄岩系列，综合其高SiO2(73.42%～76.64%)、贫Fe2O3(1.45%～3.47%)、高Al2O3(11.73%～14.05%)、低TiO2(0.12%～0.20%<1.3%)以及富集P、Rb、Sr、Ba、Pb、LREE且与K2O线性相关等特点(图7c、7d)，应将其归为钾玄质岩石。钾玄质岩石起源于与俯冲相关的富钾和大离子亲石元素交代地幔，结合岩石中锆石的εHf(t)范围为-9.57～-3.43(加权平均值为-7.48)，均小于0，以及MgO(0.28%～0.70%)、Cr(8.81×10-6～18.00×10-6)、Ni(1.25×10-6～3.75×10-6)含量较高的特点，得出其可能来源于地壳岩石的部分熔融，并有地幔物质的加入，作为矽卡岩型铅锌矿的成矿岩体，与拉萨地块东部的很多同类型矿床的成矿岩体表征一致(王立强，2014；段志明等，2015；龚雪婧等，2018)。根据公式fLu/Hf=(176Lu/177Hf)测试值/0.033 2-1计算得到fLu/Hf的范围为-0.098～-0.092，明显小于镁铁质地壳的-0.34和硅铝质地壳的-0.72，因此可选用地壳模式年龄tDM2为1 774～1 388 Ma(平均值为1 644 Ma)来代表源区物质从亏损地幔中抽取的时间(Amelinetal.,2000)。

图7 麻木花岗斑岩和晶屑凝灰岩P2O5-SiO2判别图解(a)、花岗斑岩Nb-SiO2判别图解(b)、花岗斑岩(c)和晶屑凝灰岩(d)的Rb、LREE-K2O判别图Fig.7 P2O5-SiO2 discriminant diagram of granite porphyry and crystalline tuff (a),Nb-SiO2 discriminant diagram of granite porphyry (b)Rb,LREE-K2O discriminant diagram of granite porphyry (c)and rhyolitic crystal tuff (d)in Mamu

流纹质晶屑凝灰岩与花岗斑岩性质十分相似，同样属于过铝钾玄质岩石，利用锆石微量元素Th-Pb图解(图5c)和锆石微量元素lg(U/Yb)-lg(Nb/Yb)判别图(图5d)进行归类，显示流纹质晶屑凝灰岩属于大陆弧型花岗岩。εHf(t)范围为-8.79～-4.80(加权平均值为-7.66)，均小于0，且具有较高的MgO(0.45%～0.54%)、Cr(11.40%～18.40×10-6)、Ni(1.50～4.23×10-6)含量，说明其可能来源于地壳岩石的部分熔融，并有地幔物质的加入。地壳模式年龄tDM2为1 727～1 477 Ma(平均值为1 657 Ma)，结合其与花岗斑岩的锆石结晶年龄十分相近且主微量元素特征极其相似的现象，推测花岗斑岩和流纹质晶屑凝灰岩分别为同一期岩浆作用的侵入岩和喷出岩。

5.2 深部动力学过程

对于拉萨地块晚侏罗世-早白垩世的深部动力学过程，一般认为，拉萨地块中北部以及羌塘地块产出的岩浆作用分别由雅鲁藏布江和班公湖-怒江新特提斯洋北向俯冲引起(Coney and Reynolds,1977；Dingetal.,2003；Zhangetal.,2004；Kappetal.,2005,2007；Decellesetal.,2007)，而大量的岩浆岩证据表明，拉萨地块南部和北部存在着几乎同期的晚侏罗世-早白垩世岩浆作用，并未显示由南向北逐渐变化的时空分布规律(Zhuetal.,2009b；Pullenetal.,2011；Zhuetal.,2011a；Lietal.,2014；Wangetal.,2017)。仅靠拉萨地块南侧单一的雅鲁藏布江洋壳平坦低角度俯冲似乎很难形成这样的现象，所以，对于拉萨地块中北部的岩浆作用，应注重班公湖-怒江缝合带南向俯冲的观点进行考量。前人对于拉萨地块岩浆岩的年代学研究资料显示，拉萨地块北部的岩浆作用活动时间范围多是160～150 Ma，中部的岩浆作用活动时间范围多是140～130 Ma(Zhuetal.,2009b；姜昕等，2010；Zhuetal.,2013，2016)，本次的研究区位于中拉萨地块南缘，花岗斑岩和流纹质晶屑凝灰岩分别形成于117.6 Ma和119.7 Ma(刘畅等，2021)，符合由北向南递减的时空变化规律，而拉萨和羌塘地块的钙碱性弧岩浆岩没有显示出从南拉萨到北拉萨再到南羌塘的时空变化规律。综合起来，研究区内形成花岗斑岩和流纹质晶屑凝灰岩的岩浆作用可能处于班公湖-怒江缝合带向南俯冲的背景下(Allégreetal.,1984；Gutscheretal.,2000；Suietal.,2013)。拉萨地块古老基底的富集地幔在早白垩世时期俯冲的班公湖-怒江板片流体的作用下发生熔融(Chiuetal.,2009)，并伴随着板片的回转(Zhuetal.,2009b；陈越等，2010)，软流圈物质的上涌，混入了更多的亏损地幔物质或新生地壳物质，使其Mg、Cr、Ni元素含量变高(表2)，这些物质被俯冲板片释放的流体交代并熔融形成基性岩浆，作用于下地壳，使得拉萨地块古老地壳物质发生重融(朱弟成等，2009)，并与基性岩浆发生一定程度的岩浆混合作用，在下地壳底部发生MASH作用形成中酸性岩浆，随后岩浆大规模上升侵位形成浅部岩浆房，随着挥发分不断释放，造成岩浆爆发(李万伦，2011；史大年等，2012)，从而在119.7 Ma左右形成则弄群火山岩地层(刘畅等，2021)；岩浆房受冷收缩，分异出挥发分和成矿流体，流体发生运移侵位，经历了不同程度的角闪石、钾长石和斜长石等矿物的分离结晶(图8)，最终形成花岗斑岩岩体，并在此过程中与围岩发生强烈的接触交代作用，在围岩内形成蚀变与矿化(刘畅等，2021)，深部过程卡通图如图9所示。