藏北雙湖地區早白堊世晚期贊宗錯安山巖：青藏高原早期隆升的時間約束*

胡懿靈 劉治博 王根厚 宋揚 袁國禮 鄭明 邵華勝

1. 中國地質大學地球科學與資源學院，北京 1000832. 中國地質科學院礦產資源研究所，北京 100037

圖1 研究區大地構造位置圖(a,據Li et al., 2013)和地質簡圖(b)Fig.1 The tectonic setting map (a, after Li et al., 2013) and geological sketch map (b) of the study area

班公湖-怒江縫合帶位于青藏高原中部，是南羌塘地塊和拉薩地塊的分界線，延伸近2000km(圖1a)(Deweyetal., 1988; Yin and Harrison, 2000; 潘桂棠等, 2004)，也是一條重要的成礦帶(Linetal., 2019; Songetal., 2018; Wangetal., 2018; Xieetal., 2017)。班公湖-怒江洋(班-怒洋)的閉合與碰撞造山是青藏中部白堊紀時期重要的地質事件(Guynnetal., 2006; Kappetal., 2005; Murphyetal., 1997)。有關班公湖-怒江縫合帶(班-怒帶)的形成與青藏高原隆升演化之間的關系還存在爭議。盡管部分學者認為青藏高原的隆升始于新生代(ca.50～60Ma)的印度板塊和歐亞板塊碰撞(Deweyetal., 1988; Zhangetal., 2002, 2004)，但是另一部分學者則認為晚侏羅世-早白堊世南羌塘地塊與拉薩地塊的碰撞造山對于青藏高原隆升具有重要的意義(Kappetal., 2003, 2005; 王成善等, 2004)。研究顯示，在印度板塊和歐亞板塊碰撞之前青藏高原中部已經發生大規模的地殼縮短、增厚以及隆升(Kappetal., 2003, 2005; Murphyetal., 1997; Volkmeretal., 2007; Yin and Harrison, 2000; 王成善等, 2004)。研究表明西藏中部上白堊統海相地層在拉薩-羌塘碰撞事件中發生強烈縮短(Burg and Chen, 1984; Murphyetal., 1997; Volkmeretal., 2007)，在晚白堊世-古近紀期間(100～50Ma)拉薩地塊發生了高達40%的地殼縮短量(Kappetal., 2003)。此外，地球化學研究也顯示青藏高原初始隆升始于晚白堊世早期(<100Ma)(Lietal., 2013; Zhaoetal., 2008)。對鐵格隆南的礦床剝蝕研究表明，羌塘南緣在120～110Ma之間已經快速隆升為古高原(楊超等, 2014; 唐菊興等, 2016)。因此，尋找和研究與青藏高原隆升過程相關的晚侏羅-早白堊世的物質記錄顯得尤為重要。

中性巖是研究地質歷史時期地殼增厚及隆升的重要物質記錄(Chapmanetal., 2015; Mantle and Collins, 2008; Profetaetal., 2015)。在青藏高原隆升過程的研究中，相關研究也得以應用(Zhuetal., 2017)。其中安山巖作為典型中性巖得到廣泛研究。例如，依布茶卡地區粗面安山巖的研究表明西藏北部在43～28Ma之間發生過地殼縮短與加厚(Dingetal., 2007)，雙湖枕頭崖地區安山巖的研究表明其起源于加厚的下地殼重熔(Laietal., 2003)，果根錯地區安山巖地球化學研究證實青藏高原中部在晚白堊世早期(～80Ma)發生明顯的地殼加厚、高原隆升(Lietal., 2013)。

圖2 贊宗錯安山巖露頭照片(a)和顯微照片(b)Fig.2 Field photograph (a) and microphotograph (b) of Zanzong Co andesite (Sample α-gs1)

晚侏羅-早白堊世的碰撞所致的高原隆升與班-怒洋的閉合時代有緊密聯系。盡管利用班-怒帶上碰撞期安山巖研究高原隆升的報道較少(Huetal., 2017; Lietal., 2013)，不同學者、不同地區研究所得結果不同，例如高原早期隆升的時限、地殼增生機制、地區間差異。但大量發育的安山巖為相關研究提供了可能的更多物質記錄。贊宗錯地區位于班-怒帶中段北部(圖1a)，廣泛分布有安山巖，產于白堊紀陸相紅色碎屑巖系中，是探討班-怒帶閉合對高原早期隆升的影響的重要物質記錄及窗口。

本文在野外詳細調查的基礎上，對雙湖縣多瑪鄉贊宗錯地區安山巖，開展了鋯石U-Pb定年、全巖地球化學、Sr-Nd-Pb同位素地球化學和鋯石Hf同位素等相關研究，通過分析其形成年代、巖漿演化、巖石成因，探討白堊紀班-怒帶中段大洋閉合、陸陸碰撞對早期隆升的影響，尤其是早期隆升時間的限制。

1 地質背景與樣品采集

研究區位于班公湖-怒江縫合帶中段北部，色林錯北東，贊宗錯地區(圖1a, b)。研究區屬崩則錯-贊宗錯混雜巖帶，地質體多受南北向逆沖推覆構造改造。區內主要出露侏羅紀、白堊紀地層，第四系覆蓋面積較大；巖漿巖主要有侏羅紀蛇綠混雜巖、白堊紀玄武巖、白堊紀安山巖、白堊紀酸性巖漿巖(圖1b)，其中本文的研究對象安山巖為下白堊統去申拉組火山巖夾層(K1q)。

樣品采集點位于贊宗錯東南約8km(圖1b)，屬下白堊統去申拉組(K1q)，巖性主要為安山巖、安山質火山碎屑巖以及紫紅色碎屑巖，為陸相紅層的夾層，屬陸相噴發火山巖(圖2a)。本文共采集16件樣品，經緯度坐標為32°10′59.47″N、89°39′49.30″E，。樣品為斑狀-基質似交織結構，塊狀構造。斑晶總含量15%，主要為斜長石(55%～60%)、角閃石(40%～45%)。斜長石半自形板狀(0.3～1mm)，星散狀分布，局部蝕變。角閃石半自形柱狀，暗化強烈，呈假象產出。副礦物有磁鐵礦、磷灰石(圖2b)。

2 分析方法

2.1 LA-ICPMS鋯石U-Pb

樣品加工以及挑選鋯石在河北省欣航測繪院進行。樣品破碎至80～120目之后除去比重輕的礦物，再以浮選、磁選挑選出鋯石，在雙目鏡下挑選色澤、晶形較好且透明度高的鋯石繼而用環氧樹脂進行制靶，再用陰極發光(CL)顯微照相排查裂隙、殘留核及包裹體，選擇測量點。

鋯石U-Pb年齡測試在中國地質科學院地質研究所進行。LA-MC-ICP-MS為美國ThermoFisher公司NeptunePlus型多接收等離子體質譜儀，采用美國Coherent公司生產的GeoLasPro193nm激光剝蝕系統。激光剝蝕束斑直徑為32μm，頻率10Hz，能量密度大約為2.5J/cm2，載氣為He。鋯石年齡的計算以國際標準鋯石91500和GJ-1為外標，實驗室測定值分別是206Pb/238U=1065.6±3.5Ma和206Pb/238U=607±2.8Ma，與前人發表的結果在誤差范圍較一致(侯可軍等, 2009)。測試結果用ICPMSDataCal軟件計算(Liuetal., 2010)，鉛校正未進行，之后用Isoplot(Ludwig, 2003)軟件完成年齡計算及圖件繪制。具體分析的步驟和數據的處理過程參見文獻(Gaoetal., 2002; 侯可軍等, 2009; 柳小明等, 2002)。

2.2 全巖地球化學分析

圖3 樣品α-gs1 (a)和樣品α-gs2 (b)的鋯石CL圖像、測年點Fig.3 CL images showing the internal structure of the analyzed zircon grains from samples α-gs1 (a) and α-gs2 (b)

圖4 樣品α-gs1 (a、b)和樣品α-gs2 (c、d)的鋯石U-Pb年齡諧和圖和加權平均年齡圖Fig.4 U-Pb concordia diagrams and weighted average ages of zircons for samples α-gs1 (a, b) and α-gs2 (c, d)

主量、微量元素分析在中國地質大學(北京)科學研究院完成，主量元素分析以飛利浦PW2404X射線熒光光譜儀完成，按照GB/T 14506.28—93硅酸鹽巖石化學分析方法X射線熒光光譜法測定。微量元素和稀土元素采用FinniganMaT ELEMENT型等離子體質譜儀(ICP-MS)進行分析，采用DZ/T 0223—2001電感耦合等離子體質譜方法。測試過程簡要介紹如下：稱取50mg粉末狀樣品放于PTFE溶樣器中，每個樣品加入1mL的HF(38%)和0.5mL的HNO3(68%)，而后蒸干溶液，除掉大部分的硅；加入1mL的HF和0.5mL的HNO3，置于190℃烘干箱中加熱12h。冷卻后再加入1mL濃度為0.5μg/mL的Rh內標溶液，加熱到約150℃蒸干溶液；加入1mL的HNO3并蒸干，并再加一次HNO3進行蒸干；用8mL 40%的HNO3提取最終的殘留物，密封溶樣器，將其放入110℃烘干箱中加熱3h，冷卻之后，加入去離子水將溶液稀釋到100mL。檢測標樣為美國地質調查局標準樣AGV-2和中國地質測試中心巖石標樣GSR-3、GSR-1，Li、P、K分析誤差介于<15%，Ni、Co、Cr、Sc分析誤差介于<10%，其它元素<5%。

從16件樣品中挑選8件樣品用作全巖Sr-Nd-Pb同位素分析，分析在中國科學院廣州地球化學研究所同位素地球化學實驗室進行，Sr和Nd同位素比值采用MC-ICP-MS分析，儀器為GVI公司IsoProbe型MC-ICPMS主機和New Wave公司LUV-213激光探針進樣系統。樣品為小于180目的粉末，用1:1的HF+HNO3在Teflon容器中低溫溶解，再利用AG 50W×8(H+)陽離子交換柱和P507萃淋樹脂提取出純凈的Rb、Sr、Nd和Sm。分別用87Sr/86Sr=0.1194和146Nd/144Nd=0.7219對87Sr/86Sr和143Nd/144Nd的測定比值進行標準化，以2σ給出分析誤差。JB-3標準樣品6次測量平均值143Nd/144Nd=0.513049±0.00001，BCR-2標準樣6次測定平均值為87Sr/86Sr=0.705013±0.000018。

進行Pb同位素測定，先稱重100mg樣品粉末至于Teflon容器中，并在140℃溫度下溶解于HNO3+HF混合物達72h。再將溶液蒸發干，加入2mL濃HNO3，在140℃的熱板上加熱24h，再次蒸發至干，而后加入2mL HCl，在140℃的熱板上再次加熱24h。最后溶解在0.8M HBr溶液中使Pb純化。通過陰離子交換技術(AG1X8，200-400樹脂處理)將稀釋的HBr作為洗脫劑分離和純化Pb。Pb同位素分析標準物質分別為JB-3標樣(4次測量平均值206Pb/204Pb=18.2949±0.0004，207Pb/204Pb=15.5318±0.0004，以及208Pb/204Pb=38.2367±0.0021)和BCR-2標樣(3次測量平均值206Pb/204Pb=18.7622±0.0012，207Pb/204Pb=15.6225±0.0006，以及208Pb/204Pb=38.7250±0.0039)。詳細的分析程序請參考(Baker and Waight, 2002)。

表1贊宗錯安山巖鋯石LA-ICP-MSU-Pb測年結果

Table 1 LA-ICPMS U-Pb results of zircon from Zanzong Co andesite

測點號ThU(×10-6)Th/U同位素比值年齡(Ma)207Pb/206Pb1σ207Pb/235U1σ207Pb/238U1σ206Pb/238U1σα-gs1-032293370.680.04930.00180.11970.00420.01800.00021151α-gs1-062713760.720.04920.00170.12180.00420.01800.00021151α-gs1-082943840.770.04930.00160.12020.00390.01790.00021141α-gs1-093404020.850.04900.00160.12000.00380.01780.00021141α-gs1-103604770.750.04840.00150.12100.00390.01810.00021151α-gs1-163935600.700.04790.00130.11730.00300.01800.00021151α-gs1-174005450.730.04900.00140.12180.00340.01820.00021161α-gs1-193674120.890.04800.00160.11980.00390.01820.00021161α-gs1-203273960.830.04830.00140.12140.00350.01830.00021171α-gs1-216718050.830.04810.00130.11730.00310.01780.00021141α-gs1-224555810.780.04740.00130.11800.00310.01820.00021161α-gs1-232894300.670.05010.00150.12180.00370.01780.00021141α-gs1-254235480.770.04960.00130.11970.00310.01780.00021131α-gs1-314685900.790.05010.00110.12280.00280.01780.00021141α-gs1-322063730.550.05030.00150.12530.00370.01840.00021182α-gs1-343754260.880.04870.00160.11910.00370.01790.00021141α-gs1-355166270.820.04910.00130.11940.00310.01780.00021141α-gs1-364395130.850.04980.00130.12380.00320.01810.00021161α-gs1-403344570.730.05050.00150.12280.00370.01790.00021151α-gs1-415957650.780.04890.00120.11970.00290.01810.00021152α-gs1-462864080.700.04990.00140.12220.00350.01790.00031152α-gs1-473454980.690.04820.00140.11970.00340.01820.00021161α-gs1-493965270.750.04810.00130.11840.00320.01800.00021151α-gs1-509428001.180.04860.00120.11820.00290.01780.00021141α-gs2-046656970.950.04870.00110.12410.00300.01860.00031192α-gs2-054055400.750.04930.00130.12240.00310.01830.00031172α-gs2-093704300.860.04960.00140.12020.00330.01780.00031142α-gs2-124895480.890.04830.00120.11770.00280.01780.00021141α-gs2-132063530.580.04880.00150.11890.00370.01790.00021151α-gs2-147487461.000.04820.00110.11730.00270.01770.00021131α-gs2-153895150.760.04880.00130.11720.00310.01760.00021131α-gs2-163834860.790.04840.00130.11790.00300.01800.00021151α-gs2-172524110.610.05010.00140.11880.00310.01750.00021121α-gs2-192594080.630.04920.00140.11950.00340.01780.00021141α-gs2-217298290.880.04800.00110.11530.00260.01750.00021121α-gs2-232914500.650.04940.00140.11710.00320.01740.00021111α-gs2-284275610.760.04830.00140.11680.00340.01760.00021131α-gs2-312384150.570.04860.00140.11570.00330.01750.00021121α-gs2-325496510.840.05010.00120.12650.00320.01860.00031192α-gs2-332944740.620.05000.00140.11980.00330.01790.00031142α-gs2-343755550.680.04810.00130.11500.00310.01750.00021121α-gs2-351923300.580.04860.00170.11630.00380.01770.00031132α-gs2-363014430.680.04840.00150.11620.00350.01760.00021131α-gs2-382794240.660.04830.00150.11770.00340.01780.00021141

圖5 贊宗錯安山巖Zr/TiO2-Nb/Y圖解(a,據Winchester and Floyd, 1977)和Th-Co圖解(b,據Hastie et al., 2007)Fig.5 Classifications diagrams of Zr/TiO2 vs. Nb/Y after (a, after Winchester and Floyd, 1977) and Th vs. Co (b, after Hastie et al., 2007) for Zanzong Co andesite

2.3 鋯石Hf同位素分析

鋯石Hf同位素分析工作在中國科學院廣州地球化學研究所同位素地球化學國家重點實驗室進行，使用的儀器設備為Resonetics RESOlution M-50-LR激光器和Neptune Plus MC-ICP-MS。分析點為鋯石U-Pb分析的同一點，束斑大小為60μm，脈沖頻率為8Hz。具體的儀器條件和數據采集細節見(Wangetal., 2015)。分析中，標準鋯石(Penglai)176Hf/177Hf和176Lu/177Hf比值分別為0.282906±0.000013(2σ，n=25)和0.000443423，與Penglai標準鋯石推薦的176Hf/177Hf比值(0.282906±0.000016, 2σ, n=117)在誤差范圍內一致(Lietal., 2010)。

3 分析結果

3.1 鋯石U-Pb年代學

對α-gs1、α-gs2兩件年齡樣品進行了鋯石U-Pb年齡測試，測試結果如表1。

樣品鋯石多為長、短柱狀，半自形-自形晶形，大多數鋯石具有明顯的巖漿震蕩環帶，部分鋯石顯示核邊結構(圖3)。α-gs1樣品鋯石的Th/U比值為0.19～1.18，均值為0.77；α-gs2樣品鋯石的Th/U比值為0.57～1.30，均值為0.77。二者均顯示典型的巖漿鋯石特征(Hoskin and Black, 2000)。除去繼承核年齡點和諧和度不好的數據點，2件樣品分別有24、20個數據點單點諧和度>95%，均落在一致曲線上或附近(圖4a, c)。2件樣品的加權平均年齡分別為115±0.51Ma(MSWD=0.83)，113.44±0.88Ma(MSWD=2.0)(圖4b, d)。

3.2 全巖地球化學分析及Sr-Nd同位素

16件贊宗錯安山巖樣品主微量元素分析結果見表2。

16件樣品中，α-HX2，α-HX3，α-HX5，α-HX8，α-HX11五件樣品發生不同程度的蝕變，故而Ba、K、Na、Rb、Sr、U等活動性元素不宜用作相關解釋和判別，一般認為蝕變過程中高場強元素(Nb、Ta、Zr、Hf等)、相容性元素(Cr、Ni)和稀土元素受到的影響較小，可用作討論巖石類型和成因(Hastieetal., 2007; Winchester and Floyd, 1977)。其余11件樣品較為新鮮。去除燒失量計算到100%后，16件樣品SiO2含量為61.36%～74.74%，K2O+Na2O含量為4.32%～8.82%，均值為6.98%。樣品Al2O3含量較高，為9.99%～16.65%，均值14.90%。MgO含量較低，為0.16%～2.22%，同時具有較低的Mg#值(6～52，均值36.8)。A/CNK指數在0.305～1.067，均值為0.831。在Zr/TiO2-Nb/Y圖解中，樣品落入安山巖-粗面安山巖范圍內(圖5a)，在Th-Co圖解中，樣品也大部分落入中性巖范圍內，屬高鉀鈣堿性系列(圖5b)。

贊宗錯安山巖∑REE=78.87×10-6～143.6×10-6，∑LREE=70.07×10-6～131.3×10-6，∑HREE=10.75×10-6～26.20×10-6。富集輕稀土元素，(La/Yb)N=9.44～25.5，Eu顯示為正異常(δEu=1.45～1.67)(圖6a)。原始地幔標準化微量元素蛛網圖中(圖6b)，樣品富集大離子親石元素(Rb、Ba、Sr等)，虧損高場強元素(Zr、Hf、Nb、Ta、Ti等)。特別的是，贊宗錯安山巖與西藏中北部依布茶卡粗面安山巖(Dingetal., 2007)、枕頭崖安山巖(Laietal., 2003)、果根錯安山巖(Lietal., 2013)有著類似的稀土配分模式，但稀土總量偏低。

贊宗錯安山巖8件Sr-Nd-Pb同位素樣品的Sr-Nd-Pb同位素分析結果見表2。贊宗錯安山巖樣品的(87Sr/86Sr)i為0.7069～0.7079，(143Nd/144Nd)i為0.5123～0.5124，εNd(t)為-3.56～-1.40，Nd同位素二階模式年齡tDM2為1023.9～1200.1Ma。樣品初始Pb同位素特征：(206Pb/204Pb)t=18.6470～18.7170，(207Pb/204Pb)t=15.6829～15.7041，(208Pb/204Pb)t=38.8801～39.0793。

3.3 鋯石Hf同位素

對α-gs1樣品進行鋯石原位Hf同位素分析(表3)，176Yb/177Hf和176Lu/177Hf比值范圍分別為：0.050662～0.12236和0.000991～0.002063，176Lu/177Hf比值絕大部分小于0.002，表明這些鋯石在形成后基本沒有放射性成因Hf的積累，故而測定的176Hf/177Hf能代表形成時的Hf同位素組成(Wuetal., 2006)。樣品鋯石的176Hf/177Hf為0.282601～0.282874，εHf(t)值基本為零值附近的較小正負值(-3.66～6.05)。樣品鋯石Hf模式年齡較古老，tDM=539.0～946.3Ma，tDMC=785.3～1402.2Ma。

4 討論

4.1 巖漿源區和巖石成因

安山質巖漿的起源主要有：1)長英質巖漿和鎂鐵質巖漿的混合或者長英質的上地殼物質受到鎂鐵質巖漿的同化混染作用(Boettcher, 1973)；2)俯沖洋殼板片和上覆沉積物的重熔(Boettcher, 1973; Groveetal., 2002; Grove and Kinzler, 1986)；3)拆沉作用相關的幔源玄武巖漿底侵作用造成鎂鐵質下地殼重熔(Kuno, 1968; Boettcher, 1973)。

第一種，地幔橄欖巖的局部熔融通常產生玄武質熔體，玄武質熔體與地殼酸性巖漿的混合可以形成安山質巖漿。利用Sr-Nd-Pb同位素和鋯石Hf同位素可以判別是否發生巖漿混合作用。贊宗錯安山巖表現出較統一的稀土元素和微量元素配分模式(圖6)，有著較穩定的(87Sr/86Sr)i值(0.7069～0.7079)，同時εNd(t)值變化范圍較小(-3.56～-1.40)。通常，巖漿巖的鋯石有不同的類型和形貌特點(Yangetal., 2007)。贊宗錯安山巖樣品中的鋯石多為自形或半自形，發育有良好的震蕩環帶(圖3)，同時采集兩個年齡樣品測年結果基本相同(圖4)。上述特征與巖漿混合成因相矛盾，因此排除贊宗錯安山巖是巖漿混合的產物，推斷是來自單一巖漿源區。在87Sr/86Sr-La/Nb圖解中(圖7a)，隨著87Sr/86Sr比值增大，贊宗錯安山巖樣品的La/Nb比值變化不明顯，表明上述的單一巖漿源區具有源區混合特性(Chietal., 2005)。

此外，贊宗錯安山巖的176Lu/177Hf比值與εHf(t)之間沒有表現出任何相關性(圖7b)，表明上地殼物質混染沒有對Lu/Hf比值造成影響，排除了巖漿上升過程中嚴重的上地殼物質混染。同時，這些火山巖樣品的 Sr-Nd同位素均未與SiO2含量表現出明顯的相關性(圖8a, b)，更進一步證實上陸殼物質混染在贊宗錯安山巖成因中作用很小。因此排除贊宗錯安山巖是上地殼長英質物質受鎂鐵質巖漿同化混染作用的產物，證實樣品的Sr-Nd-Pb同位素和鋯石Hf同位素特征能夠真正地反映巖漿源區的性質。

在87Sr/86Sr-La/Nb圖解中(圖7a)，有1個樣品點偏離了主要趨勢，表明巖漿巖演化過程中發生了一定的分離結晶(Chietal., 2005)。贊宗錯安山巖具有較低的Mg#值(6～52，均值36.8)和較低的相容元素濃度(Cr、Ni)，亦暗示巖漿演化過程中受到了較弱的分離結晶作用影響。較低的Sc含量(3.634×10-6～14.00×10-6)表明單斜輝石分離結晶，Sr和Ba的負異常表明斜長石分離結晶(圖6b)。贊宗錯安山巖中含有一定的斜長石斑晶，地球化學解釋與巖石學特征較為吻合。可以利用強不相容元素與中等不相容元素的比值進一步判別部分熔融與分離結晶趨勢(Allègre and Minster, 1978)。本文利用強不相容元素Th與中等不相容元素Sm和Zr，以及強不相容元素La與Sm，來評估贊宗錯安山巖的部分熔融趨勢(圖9)，如圖，贊宗錯安山巖在Th/Zr-Th圖解、Th/Sm-Th圖解以及La/Sm-La圖解中均表現出良好的線性趨勢，表明贊宗錯安山巖來自源區物質的部分重熔。

表3贊宗錯安山巖鋯石Hf同位素分析結果

Table 3 Hf isotopic data for zircons from Zanzong Co andesite

測點號Age(Ma)176Yb/177Hf176Lu/177Hf176Hf/177HfSEεHf(0)εHf(t)tDM(Ma)tDMC(Ma)fLu/Hfα-gs1-11110.0740000.0014980.2826640.000012-3.80-1.39843.21258.4-0.95α-gs1-21120.1042370.0020110.2826010.000015-6.03-3.66946.31402.2-0.94α-gs1-31150.0861290.0017230.2826970.000016-2.66-0.27801.91187.1-0.95α-gs1-41160.0506620.0009910.2827260.000015-1.630.81745.31118.3-0.97α-gs1-51160.0781150.0015310.2826380.000012-4.74-2.34881.91318.2-0.95α-gs1-61150.0731180.0014530.2826670.000013-3.72-1.31839.01253.2-0.96α-gs1-71140.0718540.0013630.2827520.000014-0.721.70715.81061.8-0.96α-gs1-81140.1053980.0019530.2826660.000013-3.74-1.36851.01256.6-0.94α-gs1-91140.0867420.0016100.2826430.000013-4.56-2.16876.41307.0-0.95α-gs1-101150.0731500.0013520.2827220.000012-1.770.65758.11128.8-0.96α-gs1-111140.0787100.0014330.2827240.000015-1.680.73756.11123.4-0.96α-gs1-121150.0703630.0012950.2827150.000014-2.000.42766.21143.2-0.96α-gs1-131230.0750560.0013670.2826940.000014-2.77-0.35798.61192.2-0.96α-gs1-141190.1091930.0019810.2826920.000016-2.84-0.46814.71199.4-0.94α-gs1-151150.0925440.0016050.2826900.000015-2.91-0.51809.41202.2-0.95α-gs1-161150.0954030.0016780.2826680.000016-3.70-1.30843.01252.5-0.95α-gs1-171160.1155520.0019130.2826560.000017-4.10-1.72864.71279.0-0.94α-gs1-181140.1222360.0020630.2826540.000019-4.17-1.80871.31284.4-0.94α-gs1-191160.0595440.0011630.2827770.0000140.192.63675.41003.0-0.96α-gs1-201170.0811180.0015910.2828150.0000161.513.91629.7921.1-0.95α-gs1-211140.0733760.0013990.2827710.000014-0.042.38689.21019.0-0.96α-gs1-221160.1057190.0020020.2827360.000017-1.261.11750.71099.6-0.94α-gs1-231140.0789470.0015170.2828000.0000150.993.40649.6954.1-0.95α-gs1-241140.0957080.0018290.2826510.000016-4.28-1.90870.31290.3-0.94α-gs1-251130.0772030.0014960.2827620.000016-0.352.06703.71039.4-0.95α-gs1-261150.1063040.0019840.2827800.0000150.292.66686.71000.8-0.94α-gs1-271210.0748330.0014140.2827060.000014-2.340.07782.51165.5-0.96α-gs1-281220.0974580.0017960.2827070.000016-2.290.09788.51164.1-0.95α-gs1-293310.0773120.0014050.2827230.000016-1.730.68757.71126.7-0.96α-gs1-301690.0917420.0016990.2827310.000013-1.450.94752.11110.0-0.95α-gs1-311140.0529240.0010180.2826420.000015-4.58-2.14863.61305.8-0.97α-gs1-331180.0791070.0016010.2828100.0000161.353.75636.4931.5-0.95α-gs1-341140.0715370.0013480.2827420.000015-1.071.35729.91084.4-0.96α-gs1-381150.0542490.0010520.2827660.000015-0.232.22690.31029.3-0.97α-gs1-391170.0546270.0010230.2827800.0000170.272.71669.9997.5-0.97α-gs1-421200.0953540.0018040.2827920.0000170.703.09666.5973.9-0.95α-gs1-431210.0975290.0017740.2826700.000016-3.61-1.22841.71247.6-0.95α-gs1-461150.0511570.0010040.2827930.0000120.763.21649.9966.1-0.97α-gs1-471160.0859130.0016110.2827180.000014-1.900.50768.61138.1-0.95α-gs1-481150.0745540.0014340.2828080.0000151.263.68637.2936.4-0.96α-gs1-491150.0676600.0012460.2828740.0000173.626.05539.0785.3-0.96α-gs1-501140.0982570.0017510.2827910.0000140.673.06666.8975.5-0.95

注：εHf(t)=104×{[(176Hf/177Hf)m-(176Lu/177Hf)m×(eλt-1)]/[(176Hf/177Hf)CHUR(0)-(176Lu/177Hf)CHUR(t)×(eλt-1)]-1}，tDM=1/λ×ln{1+[(176Hf/177Hf)S-(176Hf/177Hf)DM]/[(176Lu/177Hf)S-(176Lu/177Hf)DM]}，tDMC=tDM-(tDM-t)×[(fCC-fm)/(fCC-fDM)]，fLu/Hf=(176Lu/177Hf)m/(176Lu/177Hf)CHUR-1，其中λ=1.867×10-11a-1；(176Lu/177Hf)m和(176Hf/177Hf)m為樣品測量值；(176Lu/177Hf)CHUR(t)=0.0332，(176Hf/177Hf)CHUR(0)=0.282772；(176Lu/177Hf)DM=0.0384，(176Hf/177Hf)DM=0.28325，(176Hf/177Hf)平均地殼=0.015；fCC=(176Hf/177Hf)平均地殼/(176Lu/177Hf)CHUR-1；fm=fLu/Hf；fDM=(176Lu/177Hf)DM/(176Lu/177Hf)CHUR-1

圖7 贊宗錯安山巖87Sr/86Sr-La/Nb圖解(a)和176Lu/177Hf-εHf(t)圖解(b)Fig.7 Plots of 87Sr/86Sr vs. La/Yb (a) and 176Lu/177Hf vs. εHf(t) (b) for the Zanzong Co andesite

圖8 贊宗錯安山巖εNd(t)-SiO2圖解(a)和(87Sr/86Sr)i-SiO2圖解(b)Fig.8 Plots of εNd(t) vs. SiO2 (a) and (87Sr/86Sr)i vs. SiO2 (b) for the Zanzong Co andesite

圖9 贊宗錯安山巖部分熔融-分離結晶選擇性判別圖解Fig.9 Selected geochemical plots of the Zanzong Co andesite

通過上述討論，初步推斷贊宗錯安山巖起源于單一巖漿源，該單一巖漿源具有源區混合的特征；巖漿的成因以部分熔融作用為主，巖漿演化過程中受到一定的但不明顯的分離結晶作用，其次，巖漿演化過程中，幾乎沒有受到上地殼物質的混染。

第二種，贊宗錯安山巖SiO2含量為61.36%～74.74%，K2O+Na2O含量為4.32%～8.82%，均值為6.98%。在Zr/TiO2-Nb/Y圖解中，樣品落入安山巖-粗面安山巖范圍內，在Th-Co圖解中，樣品大部分落入高鉀鈣堿性系列&橄欖粗玄巖系列范圍內(圖5b)。鈣堿性火山巖長期以來一般解釋為匯聚型板塊邊界中與俯沖相關的弧火山巖。其次，大離子親石元素(如Rb、Ba、Th等)的富集，高場強元素(Nb、Ta、Ti等)的虧損，以及輕稀土相對于重稀土富集的稀土配分模式(圖6a)，暗示著贊宗錯安山巖與島弧型火山巖有著類似之處(Condie, 2005; Pearceetal., 1984)。另一方面較高的La/Nb比值(2.44～4.08)，進一步突出了與俯沖相關的弧火山巖特征。那么贊宗錯安山巖可能是班公湖-怒江洋殼與上覆沉積物俯沖、重熔的產物。

然而，如果贊宗錯安山巖起源于俯沖板片和上覆沉積物重熔，而未遭受嚴重的地殼混染，樣品應當有類似于大洋中脊玄武巖(MORB)的Sr-Nd-Pb同位素組成(Lietal., 2013)(εNd(t)≈10)(Defant and Drummond, 1990)，贊宗錯安山巖卻有著截然不同的同位素特征(εNd(t)=-3.56～-1.40；(87Sr/86Sr)i=0.7069～0.7079)。樣品的Ce/Pb比值為3.42～8.46，Nb/U比值為2.64～5.23，均遠小于大洋玄武巖(MORB和OIB)(Hofmannetal., 1986)。而且，現代的弧火山巖一般(87Sr/86Sr)i=0.703～0.704(Hawkesworthetal., 1993)，與贊宗錯安山巖的同位素特征不同。故而排除贊宗錯安山巖是俯沖洋殼板片和上覆沉積物重熔產物的可能性。

第三種，巖石圈的拆沉，導致軟流圈物質上涌、鎂鐵質下地殼重熔，能產生安山質巖漿(Bonin, 2004; Lustrino, 2005; Tatsumietal., 2008)。新生代的枕頭崖安山巖(Laietal., 2003)、依布茶卡粗面安山巖(Dingetal., 2007)以及果根錯安山巖(Lietal., 2013)即與這種過程相關。贊宗錯安山巖與上述巖石具有相似的稀土元素和微量元素配分模式(圖6a, b)。而εHf(t)值基本為零值附近的較小正負值(-3.66～6.05)，說明幔源物質和殼源物質都有參與。在(87Sr/86Sr)i-εNd(t)圖解中(圖10)，贊宗錯安山巖樣品點位于下地殼區域和地幔區域分界線附近，暗示著巖石起源于軟流圈地幔和下地殼，而以下地殼物質為主。在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解中(圖11a)分布于Ⅱ型富集地幔區域，靠近下地殼區域，208Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解中(圖11b)，贊宗錯安山巖樣品分布于DUPAL異常區，亦靠近下地殼，綜合Pb同位素圖解分析，贊宗錯安山巖Pb同位素表現出近似于下地殼的特征，同時有一定的富集地幔物質加入。

圖10 贊宗錯安山巖εNd(t)-(87Sr/86Sr)i圖解Fig.10 Plot of εNd(t) vs. (87Sr/86Sr)i diagram for the Zanzong Co andesite and other related rocks in the Tibet Plateau

圖11 贊宗錯安山巖207Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解(a)和208Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解(b)(底圖據Li et al., 2013修改)Fig.11 Plots of 207Pb/204Pb vs. 206Pb/204Pb (a) and 208Pb/204Pb vs. 206Pb/204Pb (b) for the Zanzong Co andesite and other related rocks in the Tibet Plateau (base map modified after Li et al., 2013)

通過上述的討論，可知贊宗錯安山巖是鎂鐵質下地殼加厚、重熔的產物，是班-怒帶中段乃至青藏高原中部早白堊世晚期地殼加厚的物質記錄之一。

4.2 大地構造意義

通常情況下，碰撞事件發生，大規模的地殼水平運動將導致地殼垂向加厚，地殼加厚的初始時間應當晚于或接近于碰撞時間(宋鴻林等, 2013)。因此，拉薩地塊和南羌塘地塊的碰撞時間是理解青藏高原中部早白堊世晚期地殼初始加厚時限的關鍵。盡管部分學者認為班公湖-怒江縫合帶閉合時代較晚，在早白堊世晚期或之后(Fanetal., 2015; Liuetal., 2014; Zhang, 2004)。但是普遍認為其閉合時代為晚侏羅世-早白堊世(Deweyetal., 1988; Kappetal., 2005, 2007; Quetal., 2012; Xuetal., 1985; Yin and Harrison, 2000; Zhuetal., 2011, 2016)。研究發現，陸相的白堊系紅層與下伏海相地層之間存在角度不整合(Kappetal., 2005; Panetal., 2012; Zhangetal., 2002, 2012)，尼瑪縣附近在早白堊世出現邊緣海沉積相向河流相沉積轉化(Kappetal., 2005, 2007)，以及廣泛發育的上白堊統磨拉石建造(Panetal., 2012)，上述證據都表明拉薩地塊-南羌塘地塊碰撞事件發生在晚白堊世之前。另外，班公湖-怒江縫合帶上約109～113Ma的板內A型花崗巖的發現(Quetal., 2012)，以及拉薩地塊北緣大規模的～113Ma巖漿巖的研究結果(Zhuetal., 2011)，都指示了南羌塘地塊與拉薩地塊在早白堊世晚期進入碰撞環境。因此，可以推斷班公湖-怒江洋中段在早白堊世晚期閉合消亡，且發生南羌塘-拉薩地塊碰撞事件。而本文贊宗錯安山巖的成巖年代為約113～115Ma，與碰撞時代極為接近，代表了班公湖-怒江縫合帶碰撞后的初期地殼加厚的年代學記錄，其形成與碰撞后的巖石圈拆沉作用相關。

上文有關去申拉組(K1q)贊宗錯安山巖的研究表明，在早白堊世晚期西藏中部發生了地殼加厚、下地殼重熔，贊宗錯安山巖的形成與該時期的碰撞后的巖石圈拆沉相關(Bird, 1979; Bonin, 2004; Lustrino, 2005)。

通過以上討論，結合區域地質研究成果，歸納出與下地殼加厚，進而發生下地殼重熔，甚至高原早期隆升相關的班公湖-怒江縫合帶中段區域巖漿-構造事件模型如下：

(1)晚侏羅世-早白堊世之間(>120Ma)(圖12a)，班公湖-怒江洋殼向北俯沖，導致南羌塘地塊在早白堊世形成島弧火山巖(Zhangetal., 2012)。

圖12 贊宗錯地區火山巖巖漿-構造事件模型簡圖Fig.12 Simplified model for the magma-tectonic events based on Zanzong Co andesite

(2)早白堊世晚期(約120Ma前后)，洋殼俯沖結束，拉薩-南羌塘地塊發生碰撞(圖12b)。導致西藏中部發生地殼縮短、加厚(如(Murphyetal., 1997)推測有約3～4km的海拔抬升)。

(3)早白堊世晚期(約120Ma)開始，地殼增厚、下地殼重熔，隨著巖石圈地幔的拆沉作用，形成了贊宗錯等地區的安山巖(圖12c)。該過程導致了青藏高原中部地殼加厚與相關的巖漿活動，致使西藏中部在早白堊世晚期開始不斷隆升。故，早白堊世晚期的贊宗錯安山巖為拉薩地塊和羌塘地塊的碰撞造山后的產物，與高原早期隆升相關，其形成時代有效的限制了青藏高原中部的早期隆升時限。

5 結論

(1)贊宗錯安山巖的鋯石U-Pb測年結果為：115.00±0.51Ma(MSWD=0.83)、113.44±0.88Ma(MSWD=2.0)，同班公湖-怒江縫合帶中廣泛分布的晚白堊世中酸性火山巖較為一致。

(2)贊宗錯安山巖巖性主要為安山巖-粗面安山巖。地球化學、年代學以及區域地質背景表明，贊宗錯安山巖屬高鉀鈣堿性系列。Sr-Nd-Pb和鋯石Hf同位素數據表明，贊宗錯安山巖起源于巖石圈拆沉作用下，幔源玄武質巖漿底侵或上涌，造成的下地殼重熔。

(3)贊宗錯安山巖的巖石成因學研究表明該安山巖是地殼增厚的物質記錄，其形成年代與拉薩-南羌塘地塊碰撞時間接近，代表了青藏高原中部早期隆升的時間，為高原隆升提供了初始時間約束。

致謝感謝班公湖-怒江成礦帶銅多金屬礦資源基地調查項目組在野外調查和樣品采集過程中的幫助。特別感謝中國地質大學(北京)高金漢教授在野外工作和論文撰寫中的指導。1:5萬贊宗錯區域地質調查項目組的任宏磊、陳科衡、趙振洋同志在野外工作中提供了幫助；中國地質大學(北京)的李典、唐宇、李超在成文過程中給出了寶貴意見；二位審稿人提出了寶貴的修改意見；在此一并表示感謝。