北羌塘北缘多彩三叠纪高硅花岗岩的成因及其构造意义

2022-12-04马昌前赵少卿

岩石矿物学杂志 2022年6期

徐雨，刘彬，马昌前，孙洋，赵少卿，黄坚，严溶，董欢

(1. 长江大学地球科学学院，湖北武汉 430100； 2. 中国地质大学(武汉) 地质过程与矿产资源国家重点实验室，湖北武汉 430074； 3. 中国地质大学(武汉) 地球科学学院，湖北武汉 430074)

高硅花岗岩(SiO2质量分数≥70%)一直以来是国内外研究的热点，不仅可以作为判断大陆地壳成分成熟度的有效指标，并且能够为示踪大陆地壳形成与生长过程提供重要线索(Hildreth， 1979； Glazneretal.， 2008； Lee and Morton， 2015； Wuetal.， 2017)。近年来国内外大量研究发现，高硅花岗岩由于富集不相容元素而与稀有金属矿化(如Li、Be、Nb、Ta、W和Sn等)紧密相关，因此也能为揭示稀有金属元素富集成矿机制提供非常关键的信息(Lee and Morton， 2015； Liu Cetal.， 2020； Wuetal.， 2020； Chenetal.， 2021； Shuaietal.， 2021)。高硅花岗岩往往与发生深熔作用的地壳物质相关联，其成分的多样性受控于多种因素，包括不同的源区成分、变化的熔融环境(温度、压力/深度、水和氧逸度等)、部分熔融和分离结晶过程、围岩混染、岩浆混合、残余不混溶和转熔矿物挟带(peritectic assemblage entrainment)等(DePaolo， 1981； Chappelletal.， 1987； Patio， 1999； Clemens and Stevens， 2012； Lee and Morton， 2015； Luoetal.， 2015)。由于地壳组分具有显著的异质性，垂向成分变化较大，尤其俯冲带中大量地表沉积物和上地壳物质被输送到中下地壳，这对准确识别与示踪高硅花岗质岩浆的源区组成带来了极大的挑战。此外，高硅花岗岩的形成过程也经历了相当复杂的演化历史。Garcia-Arias和Stevens(2017)将其岩浆演化机制归纳为两大类：其中一类是由岩浆源区直接控制，包括残余不混溶和转熔矿物挟带；另一类是由岩浆源区之后的演化过程控制，包括岩浆混合、围岩混染和分离结晶过程。不难看出，这些成因机制贯穿岩浆从源区形成到最终就位的全过程，究竟是哪一个(或几个)因素对塑造高硅花岗岩的成分变化特征起到决定性作用仍值得开展深入的研究。

青藏高原中部地区出露了大量三叠纪中酸性岩浆活动(包括高硅花岗质岩浆)，但是对于这些岩浆的起源、演化机制及其地球动力学背景仍缺乏深入的认识。例如，三叠纪花岗质岩浆活动究竟是起源于北羌塘前寒武纪变质基底物质熔融，还是与可可西里-巴颜喀拉-松潘-甘孜(HBSG)三叠纪浊积岩的部分熔融有关(de Sigoyeretal.， 2014； Pengetal.， 2014； Taoetal.， 2014； Liuetal.， 2021)？针对这一问题，本次选择北羌塘北缘多彩高硅花岗岩为研究对象，通过开展岩石学、锆石U-Pb年代学、岩石地球化学和Sr-Nd同位素等综合研究，深入剖析高硅花岗岩的源区组成、成因机制及其构造背景等，进而为理解高硅花岗岩的形成机制和青藏高原中部晚三叠世板块构造演化提供新线索。

1 区域地质背景与岩相学特征

北羌塘地体和可可西里-巴颜喀拉-松潘-甘孜(HBSG)地体是青藏高原中部的重要组成部分，二者的分界线是甘孜-理塘缝合带(图1)。HBSG地体呈倒三角状，北边以阿尼玛卿-昆仑缝合带为界，南边以金沙江缝合带西段为界，东南边以甘孜-理塘缝合带为界，东边为龙门山断裂带(Sheetal.， 2006； Liuetal.， 2021)。前人研究认为， HBSG地体并非单一构造成因的地质体，主要由松潘-甘孜古特提斯洋在三叠纪时期快速收缩形成的巨厚复理石沉积组成(de Sigoyeretal.， 2014)，其沉积物源主要来自羌塘地体、大别-秦岭造山带和昆仑造山带(Zhangetal.， 2012)。此外，该地体中广泛发育晚三叠世-早侏罗世岩浆活动。前人研究发现HBSG地体存在具有华南亲缘性的陆壳基底(Huangetal.， 2003)，但目前尚未有直接证据揭示残余洋壳的存在(de Sigoyeretal.， 2014；夏磊等， 2017)。北羌塘地体的北部以金沙江缝合带西段、甘孜-理塘缝合带为界与HBSG地体相连，东部以金沙江缝合带南段为界与义敦岛弧相连，南部则以龙木错-双湖缝合带为界与南羌塘地体相连。该地体主要由古生代-中生代碎屑岩、碳酸盐岩、火山岩夹层和前寒武纪变质基底(1 044～991 Ma)组成(Yangetal.， 2012；何世平等， 2013； Zhangetal.， 2013)。过去的研究在北羌塘地体中识别出两套与俯冲相关的岩浆活动。其中，晚泥盆世-早三叠世弧岩浆岩(380～248 Ma)主要分布于北羌塘中南部杂多、囊谦一带，主要由安山岩、英安岩、流纹岩和花岗质岩组成，其形成很可能与龙木错-双湖古特提斯洋北向俯冲有关(Yangetal.， 2011； Zhangetal.， 2016)；而晚三叠世弧岩浆岩(230～208 Ma)出露于北羌塘北缘治多到玉树一带，岩石类型包括石英闪长岩、安山岩和流纹岩，其形成则主要与甘孜-理塘古特提斯洋南向俯冲有关(Yangetal.， 2012；张洪瑞等， 2013)。

图1 青藏高原大地构造简图(a)和青藏高原中部研究区主要地层及三叠纪岩浆岩分布简图(b)

本文研究的多彩花岗岩位于北羌塘北缘的治多-玉树混杂带内，出露面积约为30 km2，该岩体侵入到治多-玉树混杂岩和三叠纪花岗闪长岩中(图2)，岩性主要为黑云母花岗岩，局部为含石榴子石花岗岩。样品地理坐标为东经95°37.120′，北纬33°42.514′。黑云母花岗岩(r-2)具有细粒花岗结构，块状构造(图3a)。岩石样品的主要矿物为碱性长石(35%～40%，体积分数)、石英(～35%)、斜长石(10%～15%)和黑云母(～10%)，副矿物为锆石、磷灰石等。斜长石呈自形-半自形板柱状，粒径为0.4～1 mm，发育聚片双晶和卡-钠复合双晶。石英为他形粒状，部分颗粒内部可见波状消光。碱性长石为微斜长石，呈他形-半自形板柱状，粒径约为0.5～1 mm(图3b)。黑云母呈棕色自形-半自形片状，少量绿泥石化(图3b)。局部出现的含石榴子石花岗岩(Gtr-4)具有中细粒花岗结构，块状构造。该花岗岩样品主要矿物为石榴子石(5%～10%)、碱性长石(30%～40%)、斜长石(15%～25%)和石英(～30%)，副矿物为不透明金属矿物、锆石、磷灰石等。野外露头显示该花岗岩中石榴子石分布不均匀，呈棕红或褐色，局部聚集成石榴子石团块(图3c)。显微镜下观察，石榴子石呈椭圆不规则状，粒径为1～2 mm，内含石英和不透明金属矿物(图3d)。碱性长石呈他形-半自形板柱状，粒径为1～3 mm，具有卡氏双晶和嵌晶结构，其内部包裹斜长石、石英等矿物。碱性长石主要为条纹长石，其中钠长石出溶条纹较为细小(图3d)。斜长石为半自形-他形，粒径为0.5～1 mm，发育聚片双晶和卡纳复合双晶，部分斜长石局部绢云母化。石英以他形粒状为主，少量石英被碱性长石包裹。

图2 多彩花岗岩地质简图(青海省地质调查院， 2006)(1)青海省地质调查院. 2006. 1∶25万治多县幅(I46C003004)区域地质调查报告.

图3 多彩花岗岩的野外和显微镜下照片

2 测试方法

在岩相学分析基础上，对多彩花岗岩岩体中新鲜的黑云母花岗岩和含石榴子石花岗岩进行全岩碎样，挑选典型岩石样品(r-4)进行锆石U-Pb同位素定年。锆石先用常规的重液和磁选方法进行分选，最后在双目镜下挑纯制靶。锆石U-Pb分析是在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室使用激光剥蚀电感耦合等离子质谱仪(LA-ICP-MS)完成。详细的仪器操作条件和数据处理方法见文献(Liuetal.， 2008， 2010)。普通铅的校正使用Andersen(2002)编写的软件完成，锆石U-Pb谐和图和206Pb/238U加权平均年龄主要采用Ludwig(2000)编写的ISOPLOT程序(Ver3.23)完成。

全岩主量元素分析是在湖北省地质实验研究所武汉综合岩矿测试中心完成，氧化物测定采用X射线荧光光谱法，FeO用氢氟酸、硫酸溶样和重铬酸钾法滴定容量法测定，H2O的测定采用重量法， CO2的测定采用非水滴定法，分析精度均为1%(H2O除外)。全岩稀土和微量元素分析是在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室(GPMR)利用Agilent 7500a ICP-MS分析完成。详细的样品消解处理过程、分析精密度和准确度同Liu等(2008)。全岩Sr-Nd同位素分析在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成。先称取Sr-Nd同位素测试的样品50 mg，装入溶样弹，并加入HNO3+HF混合酸，密封放入烘箱溶解(190℃， 48 h)。溶好的样液进行二次分离和纯化Sr、Nd。将制备好的二次Sr和Nd样品用热电离同位素质谱仪(TIMS， Triton T1)进行Sr和Nd同位素测定。详细的样品前处理和仪器测试流程详见文献Gao 等(2004)。

3 测试结果

3.1 锆石U-Pb年龄

多彩黑云母花岗岩代表性样品(r-4)中锆石U-Pb同位素和锆石微量元素测试结果分别见表1和表2。锆石阴极发光图像中大部分锆石呈半自形短柱状，长约40～130 μm，长宽比为1∶1～ 3∶1，可见明显的韵律震荡环带(图4b)。锆石稀土元素总量为1 495×10-6～8 155×10-6，具有明显的Ce正异常(δCe=1.3～82.6)和Eu负异常(δEu=0.06～0.23)。其稀土元素球粒陨石标准化配分模式呈现出明显左倾， HREE相对富集(图4c)。这些锆石的微量元素组成和REE分布型式均符合岩浆锆石的特征。测定结果显示，其中的13个测点具有相对高的Th/U值(0.15～0.56)，并且给出了相对一致的206Pb/238U年龄(221～215 Ma；图4a)。加权平均年龄为219±2 Ma(MSWD=0.28)，代表了多彩花岗岩的结晶年龄。其余4个测点具有较老的206Pb/238U年龄(263～259 Ma)，很可能为岩浆上升侵位捕获的古老继承锆石的年龄。

图4 多彩花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄谐和图(a)、阴极发光图像(b)和锆石稀土元素球粒陨石标准化分布图(c，球粒陨石标准化值据Sun and McDonough， 1989)

表1 青藏高原中部多彩花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄

表2 青藏高原中部多彩花岗岩锆石微量元素含量 wB/10-6

3.2 元素地球化学特征

多彩花岗岩样品的全岩主量、微量元素测试结果和相关计算参数列于表3。样品的烧失量(LOI)相对较低(<2%)，表明后期蚀变和风化作用对样品的影响可以忽略不计。两种不同岩性的多彩花岗岩样品主量元素组成相近，都具有较高的SiO2含量(72.08%～74.66%)和全碱(K2O+Na2O)含量(6.44%～8.69%)， K2O/Na2O值为0.80～1.59。在TAS图解和硅碱图中(图5a、5b)，样品落入花岗岩区域且均位于亚碱性区域(SA)，为钙碱性-高钾钙碱性系列。样品MgO含量较低(0.04%～0.21%)， Mg#值为6～16，显示铁质花岗岩成分特征(图5c)。岩石样品相对富铝， Al2O3含量为13.58%～15.30%，铝饱和指数(A/CNK)为1.05～1.17，总体上显示弱过铝质-强过铝质的特征(图5d)。

表3 多彩花岗岩全岩主量(wB/%)、微量元素(wB/10-6) 组成

多彩含石榴子石花岗岩和黑云母花岗岩样品在稀土和微量元素组成上有所差异。含石榴子石花岗岩样品的稀土元素总量较高(267.3×10-6～331.7×10-6)，明显富集重稀土元素(LREE/HREE=0.58～1.86)，并且具有显著的Eu负异常(δEu=0.09～0.11)。

而黑云母花岗岩样品的稀土元素总量相对较低(148.0×10-6～190.6×10-6)，显著富集轻稀土元素、亏损重稀土元素(LREE/HREE=2.32～7.42)，并且有明显Eu负异常(δEu=0.24～0.57)。在微量元素原始地幔标准化蛛网图上(图6b)，多彩花岗岩样品富集大离子亲石元素(例如Rb、U和K)，但亏损高场强元素(例如Nb、Ta、Ti和P)。含石榴子石花岗岩相对于黑云母花岗岩更加亏损Ba、Nb、Ta、Ti和P，而Y、Yb和Lu则更加富集。

图6 多彩花岗岩样品的稀土元素球粒陨石标准化分布图(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)[球粒陨石和原始地幔标准化值分别据Taylor and McLennan(1985)和Sun and McDonough(1989)]

3.3 全岩Sr-Nd同位素

岩石Sr-Nd同位素样品测试结果及相关计算参数列于表4。测试样品及引用数据的Sr、Nd同位素初始比值以215 Ma为基准来进行计算。岩石样品87Sr/86Sr初始比值(ISr)为0.708 4，εNd(t)值为-8.12～-7.36，两阶段模式年龄(t2DM)为1.65～1.59 Ga，明显低于北羌塘前寒武纪变质基底中元古代片麻岩和晚三叠世S型花岗岩的t2DM年龄(2.3～1.87 Ga； Taoetal.， 2014)。εNd(t)-ISr和εNd(t)-t2DM投图结果显示(图7)，样品均落入HBSG地体三叠纪浊积岩区域(Sheetal.， 2006； Zhang K Jetal.， 2007； de Sigoyeretal.， 2014)，而与北羌塘前寒武纪变质基底中元古代片麻岩和晚三叠世S型花岗岩的Sr-Nd同位素组成明显不同(Taoetal.， 2014)。

表4 青藏高原中部多彩花岗岩全岩Sr-Nd同位素组成

4 讨论

4.1 岩石成因

花岗岩成因分类中最具影响力的是MISA分类方案(Chappell and White， 1974， 2001)。其中， M型花岗岩很罕见，主要是形成于洋中脊新生洋壳之中的斜长花岗岩，它具有极低的K2O(<1.9%)和Rb(<48×10-6)含量，并且几乎不含钾长石(Coleman and Peterman， 1975； Saitoetal.， 2004)。多彩高硅花岗岩具有较高的K2O(2.91%～5.08%)和Rb(126.3×10-6～201.8×10-6)含量，并且具有相对富集的Sr-Nd同位素组成[εNd(t)值为-8.12～-7.36]和古老的t2DM模式年龄(1.65～1.59 Ga)，这些特征明显不同于M型花岗岩。A型花岗岩通常包含碱性暗色矿物，并且具有较高的10 000×Ga/Al值(>2.6)和Zr+Nb+Ce+Y含量(> 350 ×10-6； Whalenetal.， 1987)。多彩花岗岩样品的10 000×Ga/Al值(2.17～2.57；平均值为2.34)和Zr+Nb+Ce+Y含量(182×10-6～323×10-6；平均值为242×10-6)均低于典型A型花岗岩，同时也不含碱性暗色矿物。因此，研究区样品也不符合A型花岗岩的特征。多彩高硅花岗岩显示弱过铝质-强过铝质特征(A/CNK=1.05～1.17)、较高的K2O/Na2O值(0.8～1.59)和相对富集的Sr-Nd同位素组成(图7)， CIPW标准矿物中刚玉分子含量为0.81～2.14(除样品Gtr-2外，其余均大于1)，并且包含黑云母和石榴子石等富铝矿物，这些特征都与S型花岗岩类似(Chappell and White，1974， 2001； Sylvester， 1998)。此外，样品在Zr-SiO2图解和ACF图解中均落入S型花岗岩区域内(图8； Watson and Harrison， 1983； Chappell and White， 1992)，进一步表明多彩高硅花岗岩很可能具有与S型花岗岩类似的成分演化趋势。

图8 多彩花岗岩样品的Zr vs. SiO2图解(a， Watson and Harrison， 1983)和ACF图解(b， Chappell and White， 1992)

高硅花岗岩通常认为是由纯地壳物质发生深熔作用(部分熔融)的结果，与地壳演化过程紧密相关(Clemens and Stevens， 2012; 王孝磊， 2017)。多彩花岗岩样品具有相对高的CaO/Na2O值(0.12～0.79；平均值为0.45)，与单纯由变泥质岩熔融形成的花岗质熔体成分(CaO/Na2O<0.3； Sylvester， 1998)存在较大差别。在基于实验岩石学资料构筑的判别图解中，样品主要落入变杂砂岩和/或变安山岩熔体成分范围内(图9)。

图9 多彩花岗岩样品成分与各类源岩部分熔融实验结果对比(据Altherr and Siebel， 2002修改)

近年来的研究揭示，北羌塘三叠纪中酸性岩浆的源区存在两个潜在的地壳端员，即北羌塘前寒武纪变质基底和HBSG地体中三叠纪浊积岩(Liuetal.， 2021)。北羌塘变质基底具有冈瓦纳亲缘性，其南缘的晚三叠世岩浆活动与龙木错-双湖古特提斯洋盆演化的后碰撞阶段相关，具有较老的Nd模式年龄和较低的εNd(t)值(Pengetal.， 2014； Taoetal.， 2014)。而北羌塘北缘晚三叠世岩浆活动则与甘孜-理塘洋向南俯冲有关， HBSG地体三叠纪浊积岩被俯冲带输送到北羌塘之下发生部分熔融，产生的熔体εNd(t)值跨度较大且Nd模式年龄相对较年轻(Sheetal.， 2006； Zhangetal.， 2012； de Sigoyeretal.， 2014)。多彩高硅花岗岩εNd(t)值和t2DM明显不同于北羌塘前寒武纪变质基底中元古代片麻岩和晚三叠世S型花岗岩，而与HBSG地体三叠纪浊积岩相当(图7)。此外，其Sr-Nd同位素组成也与北羌塘北缘三叠纪中性岩(227±2 Ma)成分存在一定区别(杨凯等， 2020)，进一步判断多彩花岗岩更符合变杂砂岩源区部分熔融的结果。

图7 多彩花岗岩样品的 εNd(t) vs. ISr图解(a)和εNd(t) vs. t2DM图解(b)

目前对于高硅花岗岩的形成机制主要包括以下两种模型： ① 由成熟度较高的中、下地壳岩石直接部分熔融，不经历明显的分异过程(Searleetal.， 2009； Glazner， 2014)； ② 经过多次岩浆-晶体分离过程从深部岩浆房抽取到浅部地壳中形成(Annenetal.， 2006； Bachmann and Bergantz， 2008； Lee and Morton， 2015)。前人研究认为，全岩的Zr/Hf和Nb/Ta值可视为花岗质岩浆结晶分异程度的标志(Ballouardetal.， 2016；吴福元等， 2017)。多彩高硅花岗岩具有较低的Nb/Ta值(4～6.6)和Zr/Hf值(17～23.5)，可与华南佛冈高分异花岗岩(Nb/Ta=3.6～15.3， Zr/Hf=17.3～38.9；陈璟元等， 2015)和喜马拉雅淡色花岗岩(Nb/Ta=2.0～5.6， Zr/Hf=19.1～23.9；刘志超等， 2020)等的成分进行类比。此外，多彩花岗岩显示较高的分异指数(DI=81～93)，进一步指示其可能经历了较高程度的结晶分异。研究表明，锆石的微量元素变化可以用来指示分离结晶作用的影响，随着岩浆结晶分异程度的增加，锆石的Hf含量会逐渐升高(Barth and Wooden， 2010； Claiborneetal.， 2010)。多彩花岗岩中的岩浆锆石的Hf含量相对较高，其Ti、Th/U和δEu随Hf含量的升高而降低， (Yb/Gd)N随Hf含量的升高而升高(图10)，这些变化规律均符合分离结晶的趋势。通常来说，经历了高度分异演化的花岗岩的碱性长石多为微斜长石或富Rb钾长石，斜长石的含量相对较低并且其成分上相对富钠(吴福元等， 2017)。多彩花岗岩暗色矿物含量很低，可与典型淡色花岗岩特征类比，岩相学研究表明其中的碱性长石主要为微斜长石和条纹长石，斜长石相对较少并且相对富钠，暗示着其经历了较高程度的结晶分异作用(吴福元等， 2017)。多彩花岗岩样品具有较低的CaO、MgO、FeOT和TiO2含量，其岩浆锆石的Ti、δEu与Hf含量之间呈正相关趋势(图10)，表明其形成过程中可能经历了斜长石、黑云母和Fe-Ti氧化物等矿物的分离结晶。

图10 多彩花岗岩岩浆锆石的Hf含量与微量元素组成变化图解

4.2 深部地球动力学背景分析

青藏高原中部的可可西里-巴颜喀拉-松潘-甘孜(HBSG)地体呈倒三角形，由于其具有复杂的演化历史和动力学机制，素有“中国地质百慕大”之称(许志琴等， 1991)。研究区处于HBSG地体南部与北羌塘地体北缘的过渡位置，通过对该区三叠纪岩浆事件的深入解剖，能为揭示青藏高原中部板块构造演化历史及成矿作用提供关键证据。本文系统统计了目前已报道的北羌塘北缘和HBSG地体中三叠纪岩浆活动的记录(图11；表5)，可以发现北羌塘北缘的岩浆活动的时代主要集中于240～198 Ma，峰值大约在216 Ma，岩性分布从镁铁质岩到长英质岩均有涉及。而HBSG地体中岩性主要为中酸性岩类，镁铁质岩极少，这些岩浆岩的年龄分布于230～188 Ma，峰值年龄大约为210 Ma(图11)。北羌塘北缘玉树地区中三叠世蛇绿岩中镁铁质岩石的年龄为239～232 Ma，表明该时期甘孜-理塘洋盆仍处于扩张阶段(Liuetal.， 2016)。目前已经在沱沱河地区识别出了一套埃达克质岩-高镁安山岩-富Nb玄武岩，指示至少在229 Ma甘孜-理塘洋向南俯冲至北羌塘地体之下(Wangetal.， 2008)。古地磁证据显示洋盆最终关闭可能发生在213～204 Ma(Songetal.， 2015)。Yang 等(2012)对研究区及周缘已发生明显变形的中酸性岩体中的变质矿物开展40Ar-39Ar年代学分析，进一步限定碰撞事件的时间约为201～193 Ma。因此，可以确定本文研究的多彩高硅花岗岩(219±2 Ma)形成于一个以俯冲作用为主导的构造环境中。最近， Liu 等(2021)的研究揭示青藏高原中部三叠纪高镁安山质岩呈幕式分布的特点，并且识别出229～219 Ma、218～217 Ma和215～209 Ma三幕岩浆作用。其中，第一幕(229～219 Ma)主要为埃达克质高镁闪长岩，与年轻的洋壳俯冲板片熔融有关(Wangetal.， 2008)；而后两幕(218～217 Ma和215～209 Ma)主要为赞岐质高镁闪长岩，是由板片回撤导致软流圈上涌而形成(Liuetal.， 2021)。另外根据区域已有年代学数据对比结果可以确定，研究区晚三叠世中酸性岩浆岩(包括多彩高硅花岗岩)的结晶年龄与后两幕岩浆作用的分布时间存在明显的重合(图11)。因此，俯冲板片回撤背景下幔源岩浆底侵供热很可能是造成这一时期变杂砂岩发生高温熔融进而形成多彩高硅花岗岩的关键因素。

图11 北羌塘北缘和可可西里-巴颜喀拉-松潘-甘孜地体三叠纪岩浆岩锆石U-Pb年龄分布图(年龄数据见表5)

表5 北羌塘北缘和可可西里-巴颜喀拉-松潘-甘孜地体三叠纪岩浆岩锆石U-Pb年龄数据

续表5 Continued Table 5

此外，综合区域上最新的多学科研究成果，可以判断青藏高原中部北羌塘北缘在三叠纪时期经历了如下的构造-岩浆演化过程。239～232 Ma处于甘孜-理塘古特提斯洋盆扩张时期，形成了查涌-歇武具有MORB/OIB亲缘性的蛇绿混杂岩(Liuetal.， 2016)；至少从229 Ma开始，甘孜-理塘洋向南俯冲，形成埃达克质岩、赞岐质高镁安山岩、富Nb玄武岩以及具有正εNd(t)值的英安岩(Wangetal.， 2008；刘彬等， 2016； Liuetal.， 2021)；约219 Ma，伴随着板块俯冲的持续进行，洋壳发生大量榴辉岩化，进而导致板片回撤。在这一地球动力学背景下产生赞岐质高镁闪长岩、高硅花岗岩(本文)和其他中酸性岩浆岩(Tanetal.， 2020； Liuetal.， 2021)； 201～193 Ma，北羌塘北缘及其周缘处于一个与碰撞有关的背景中，研究区及周缘中酸性岩发生不同程度的变质或者变形作用，例如玉树糜棱岩化石英闪长岩(张洪瑞等， 2013)。