西藏蓬错地区高镁流纹质岩石的发现及对班公湖-怒江洋演化的指示意义*

李海峰 刘治博 陈伟 王楠 王嘉星 张开江 李发桥 王超

1. 中国地质大学地球科学与资源学院，北京 1000832. 中国地质科学院矿产资源研究所，北京 1000373. 成都理工大学地球科学学院，成都 6100591.

班公湖-怒江结合带(简称班-怒带)是青藏高原最重要的结合带之一，南北两侧分别被南羌塘和拉萨地体约束，记录了班公湖-怒江洋的演化历史。然而对于班-怒带核心的问题的研究却始终没有得到很好的约束，例如班怒洋的打开时限，班怒洋的俯冲极性，以及俯冲和碰撞的时限等都存在较大的争议(Allégreetal., 1984; Yin and Harrison, 2000; Kappetal., 2003; Lietal., 2006; 潘桂棠等, 2006; Shietal., 2007; Zhuetal., 2011a,b; 胡培远等, 2014)。这些争议的存在推动了研究的进展，同时也说明研究的局限性。高镁安山岩作为一种代表洋壳俯冲的特殊岩石，具有独特的地球化学性质和构造背景指示意义，近年来对其研究方兴未艾(Kay, 1978; Tatsumi, 2006; Tatsumi and Ishizaka, 1982; Cameronetal., 1983; Le Maitre, 1989; Crawford, 1989; Le Bas, 2000; Rogersetal., 1985; Saundersetal., 1987; Bloomer and Hawkins, 1987; Defant and Drummond, 1990; Kameietal., 2004; 邓晋福等, 2007, 2010; Qian and Hermann, 2010)。Tatsumi (1982)把Bonin岛的boninite和Setouchi火山带的高镁安山岩统称为HMAs(高镁安山岩类)；Kameietal. (2004)将埃达克(Adak)岛的埃达克岩(Kay, 1978; Defant and Drummond, 1990)，巴哈(Baja)半岛的巴哈岩(Rogersetal., 1985; Saundersetal., 1987)，日本四国东北部赞岐(Sanuki)地区的赞岐岩(Tatsumi, 2006)和玻安(Bonin)岛的玻安岩(Bloomer and Hawkins, 1987)统称为高镁安山岩(HMA)。然而高镁安山岩的识别和厘定也随之出现多重标准，其中依据MgO(%)和镁值(Mg值=Mg/Mg+Fe2++Fe3+，均为分子数)两个指标最为主流(Tatsumi and Ishizaka, 1982; Cameronetal., 1983; Le Maitre, 1989; Crawford, 1989; Le Bas, 2000)。但这两个标准并不能有效的统一，也就是说当MgO含量高时，镁值并不一定高，反之也亦然；这就为我们识别高镁安山岩系列带来了难度。邓晋福等(2007, 2010) 基于对实验岩石学成果(Hirose, 1997; Falloon and Danyushevsky, 2000)并总结和归纳众多地区高镁安山岩特征(Tatsumi, 1982; Tayloretal., 1994; Shimodaetal., 1998)提出：识别高镁安山岩时必须同时运用SiO2-MgO系统和 SiO2-FeO/MgO(或镁值)两套参数。随着研究的深入，高镁安山岩不再是一类岩石的名称，而是一组(或一系列)岩石，通常包括玄武安山岩、安山岩，甚至英安岩以及对应的侵入岩(邓晋福等, 2010)。本次在西藏班公湖-怒江结合带中段班戈蓬错地区首次发现的具有富硅、高镁(2.64%～3.46%)特征的流纹英安岩和流纹岩(SiO2=70.5%～74.7%，有别于传统意义上的高镁英安岩，其SiO2一般小于66%，介于安山岩与英安岩过渡区域)，本文同时应用两套判别体系验证均符合高镁安山岩特征。在收集同一地区高镁安山岩资料的基础上，结合本次获得的锆石U-Pb年龄、Lu-Hf同位素以及全岩地球化学判别了岩石形成时代、物源以及地球化学特征和成岩地质背景，探讨了与同一地区高镁安山岩的成因联系。这种特殊岩石的发现不仅完善了高镁岩石家族体系(高镁玄武岩、高镁安山岩、高镁英安岩和高镁流纹岩)，同时也为研究班怒洋演化提供了详实的证据。

1 地质背景

青藏高原自北向南由金沙江、龙木措-双湖、班公湖-怒江和印度-雅鲁藏布江缝合带所焊接的松潘-甘孜、北羌塘、南羌塘、拉萨和喜马拉雅地块所组成(Allégreetal., 1984; Yin and Harrison, 2003; Lietal., 2006; Shietal., 2007; Zhuetal., 2011a, b, 2013; 胡培远等, 2014; 丁林等, 2017)。其中班公湖-怒江缝合带东西延伸2000余千米，是藏北最重要的结合带之一(Deweyetal., 1988; Zhuetal., 2013; Shietal., 2007; Wangetal., 2014; Fanetal., 2015)，同时研究程度也较低。班公错-怒江结合带中段具备多岛洋特点，即由多个小洋盆构成，不同小洋盆间以不同的且相互独立的微陆块相隔(潘桂棠等, 2006)；其中东卡错微陆块(Dongkacuo Microcontinent, DMC)位于班公湖-怒江结合带中段明显变宽的部位(图1a)，南北两侧分别为白拉蛇绿岩带和安多蛇绿岩带所夹持(西藏自治区地质调查院,2002[注]西藏自治区地质调查院.2002. 1:250000班戈幅(H46C001001)区域地质调查报告;湖北省地质调查院,2015[注]湖北省地质调查院.2015. 1:50000班戈江错地区(H46E002003、H46E002004、H46E003003 H46E003004、H46E004003、H46E004004)6幅区域地质矿产调查报告)(图1b)。研究区内发育古生代地层，其中中上泥盆统查果罗马组(D2-3cg)主要分布在微陆块的南侧边缘，下志留统东卡组(S1d)和下二叠统下拉组(P1x)主要出露在微陆块内部(图1b)；很显然这些古生代的地层不可能是在班怒洋打开之后才在洋盆内部或大陆边缘沉积，这进一步证实白拉蛇绿岩带和安多蛇绿岩带所限定的小地体为一微陆块。DMC内发育较多的中生代地层，包括上三叠统确哈拉群(T3q)、上侏罗统希胡群(J3x)、上中侏罗统木嘎岗日群(J1-2m)、中上侏罗统接奴群(J2-3jn)、中上侏罗统拉贡塘组(J2-3l)、上侏罗统沙木罗组(J3s)、下白垩统去申拉组(K1q)以及上白垩统敬柱山组(K2j)。研究区被近东西向断裂控制。除DMC南北两侧出露的侏罗纪蛇绿岩片，还有少量侏罗纪超铁镁质岩片主要分布在蓬错地区；研究区发育大量的早白垩世花岗质岩石。侏罗纪火山岩主要呈夹层产出在接奴群中，包括安山岩，安山质含角砾凝灰熔岩、熔结凝灰岩，英安岩和少量流纹岩。李小波等(2015)在蓬错地区接奴群中首次识别出晚侏罗世(163.3±1.7Ma)具有活动大陆边缘特征的高镁安山岩(SiO2=61.4%～63.4%；MgO=5.3%～77%)，并认为蓬错高镁安山岩形成于与班公湖-怒江洋壳俯冲消减有关的活动大陆边缘(安第斯型)环境。

图1 青藏高原构造格架图(a)、班公湖-怒江缝合带地质示意图(b)及研究区地质图(c)BNSZ=班公湖-怒江缝合带；SNMZ=狮泉河-纳木错混杂带；IYZSZ=印度-雅鲁藏布江缝合带；NRMC=聂荣微陆块；DMC=东卡错微陆块.数据引自李小波等, 2015Fig.1 Tectonic framework of the Tibetan Plateau showing the Bangong-Nujiang suture zone (a), geological sketch maps of the Bangong-Nujiang suture zone (BNSZ) (b) and the study area (c)

图2 构造-地层剖面图1-第四系残坡积物；2-砾岩；3-构造角砾岩；4-灰岩；5-砂屑灰岩；6-硅质灰岩；7-砂岩；8-粉砂岩；9-二长花岗斑岩；10-流纹英安岩；11-流纹岩；12-含角砾的流纹质晶屑凝灰熔岩；13-流纹斑岩；14-板岩；15-高岭土化；16-蛇纹石化；17-孔雀石化；18-构造透镜体；19-地层界线；20-产状；21-逆断层；22-推测断层；23-锆石样品采样位置Fig.2 Tectonic stratigraphic section

2 样品采集和实验方法

2.1 样品采集

本次野外工作中在蓬错地区发现数层流纹岩、流纹英安岩(流纹质熔岩)呈夹层(或互层)产出于一套以中细粒砂岩和泥质粉砂岩为主的碎屑岩中(Lietal., 2018)(图2)，最初认为这套水动力较弱的碎屑岩为木嘎岗日群(J1-2M)，野外调查和研究认为木嘎岗日群作为一种深水沉积产物(请注意，并不一定是深海环境)很难出现具有陆相喷发特征的流纹岩夹层；因此我们认为这套碎屑岩很可能形成于水动力较弱的后滨沉积环境中，这与接奴群和拉贡塘组的沉积环境不谋而合，而拉贡塘组主要发育于班公湖怒江缝合带南缘，且研究区内广泛发育接奴群，并结合火山岩年龄(～160Ma)，我们在此把这套含大量火山岩夹层的碎屑岩厘定为接奴群(J2-3jn)。本次野外工作选取火山岩发育、地层出露较好的蓬错地区进行剖面测量并选取典型的样品测试分析。实测剖面描述如下(图2)：

7 墨绿色辉橄岩，蛇纹石化发育，片理化明显，与第6层呈断层接触，接触带构造透镜体发育，透镜体为辉橄岩(图2a, b)。>14.8m

6 硅质灰岩为主，局部夹砂屑灰岩；灰岩中见明显孔雀石化。该层岩石总体破碎，基岩出露较差，推测与下伏地层为整合接触。23.1m

5 浅灰白-浅黄色流纹岩、流纹英安岩夹流纹斑岩，流纹构造明显，局部高岭土化明显，产状为318°∠40°(图2c)。55.6m

4 为一层构造破碎带，构造角砾成分主要为流纹岩和含角砾的晶屑凝灰熔岩，角砾呈次棱角状-次圆状，为低角度逆冲推翻构造所致(图2d)。4.2m

3 浅灰白色流纹岩、流纹岩英安岩、浅黄灰色流纹质含角砾晶屑凝灰熔岩与深灰色砂质板岩和黄灰色粉砂质板岩的互层(图2e)，其中可见宽约8m蚀变较强的浅黄灰色花岗质侵入体，暂定二长花岗斑岩(109Ma，未刊数据)。流纹岩单层厚度约2.5～3m，局部可见流纹斑岩，侵入体两侧产状为320°∠38°和320°∠42°，该层由中间向两侧角砾含量具有增加的趋势，为喷发旋回所致，流纹岩顶部和底部均具明显劈理化；凝灰熔岩单层厚度约4m，角砾主要为流纹岩、可见少量硅质岩角砾；板岩单层厚度较小约20～30cm，劈理化发育，劈理产状为351°∠56°，局部构造置换。49.6m

2 流纹岩，风化面为灰黄色，新鲜面灰白色，可见流纹构造；为推测断层接触。9.7m

1 灰黑色夹灰黄色粉砂质板岩，局部夹砾岩，粗砂岩，砾岩发育劈理化，砾岩分选磨圆较差；产状304°∠51°。25.3m未见底(第四系覆盖)。

图3 典型流纹质岩石岩相照片(a)手标本可见流纹构造；(b)长石斑晶，部分具聚片双晶；(c)黑云母斑晶，沿解理蚀变析出铁质矿物；(d)白云母Fig.3 Typical photos of rhyolitic rocks

JM和17D010均为典型的流纹质岩石，具明显的流纹构造(图3a)，斑晶主要为长石、石英和黑云母，以及极少量的白云母。长石斑晶较为新鲜，仅局部可见微弱的高岭土化，单偏光下无色透明，部分可见聚片双晶；正交偏光下多为一级灰干涉色，少量可达一级黄白(图3b)。黑云母在斑晶和基质中均有出现，其中黑云母斑晶风化褪色呈浅黄褐色，具明显的多色性，二级橙黄-紫红干涉色，黑云母经蚀变析出铁质，普遍可见沿解理方向被石英、长石和白云母充填和交代的现象(图3c)；基质中黑云母非常细小，光学特征不可鉴。镜下可见少量的白云母斑晶，粒度多在0.5～1mm左右，极完全节理，单偏光下呈无色或浅绿-浅褐色，可见二级顶-三级蓝绿干涉色(图3d)；电子探针鉴定发现白云母斑晶中包裹少量的金红石和磷灰石。基质中也发育一些细粒的蚀变白云母(或绢云母)(图3b)，干涉色为二级紫红。

2.2 实验方法

锆石挑选、制靶、拍照工作由广州市拓岩检测技术有限公司完成，岩石经过粉碎后经淘洗、重力富集后，再经过磁选和密度分选，在双目镜下挑选晶型、透明度和色泽都较好的锆石颗粒，纯度达到99%以上；置于环氧树脂表面固定，磨致锆石最大晶面后经抛光进行阴极发光(CL)图像拍摄。锆石U-Pb和Lu-Hf同位素分析在国家地质实验测试中心利用fs-LA-MC-ICP-MS分析完成。飞秒激光剥蚀系统(fs-LA)为ASI J200；MC-ICP-MS为Thermo Scientific Neptune Plus，分析误差小于5%；以标准锆石91500和Plesovice与样品锆石交叉分析对仪器飘逸进行外部监控。详细的仪器参数和分析流程见Zhouetal. (2018)。锆石样品的U-Pb年龄谐和图绘制和年龄加权平均计算采用Isoplot/Ex_ver3(Ludwig, 2003)完成。

岩石地球化学测试在澳实分析检测(广州)有限公司完成。主量元素分析检测仪器为荷兰产荧光光谱仪(XRF)，型号为Philips PW2404，使用的试剂为50%偏硼酸锂与50%四硼酸锂混合熔剂。检测程序为先将样品粉碎至200目左右，试样煅烧后加入试剂助熔，充分混合后加入放置在自动熔炼仪上，使其在1000℃以上熔融；熔融物倒出以后形成扁平玻璃片，在用X荧光光谱仪分析。微量元素检测仪器为美国产电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)，型号为Perkin Elmer Elan 9000，使用的试剂为偏硼酸锂与四硼酸锂加热后的混合熔剂。检测程序为将200目左右的试样加入到偏硼酸锂/四硼酸锂熔剂中，均匀混合，在1025℃以上温度的熔炉中完全熔化。溶液冷却后，使用硝酸、盐酸、氢氟酸定容，再使用等离子体质谱仪分析。各项元素的分析检测下限为0.01%，误差小于5%。

图4 蓬错高镁流纹质岩石锆石阴极发光照片及U-Pb协和图Fig.4 CL images and U-Pb concordia diagrams of zircons from the high-Mg rhyolitic rocks in the Peng Tso area

电子探针分析于中国地质科学院矿产资源研究所和中国地质大学(北京)电子探针室完成。分析仪器为JXA-8230型电子探针，测试加速电压为15kV，电流为20nA，束斑直径为5μm，收集时间20s，所有被测元素使用天然硫化物和金属国家标样进行校正，分析精度优于2%。

3 实验结果

3.1 锆石U-Pb年龄

本文共选取1件流纹岩样品(JM)和1件流纹英安岩样品(17D010)进行LA-ICP-MS锆石测试分析，采样位置如图2所示，实验结果见表1和图4。17D010和JM两件样品中的锆石均具典型中酸性锆石特有的清晰平直的震荡环带(图4a, c)；Th/U比值分别为0.8～2.3和0.3～2.2，均大于0.1，为典型的岩浆锆石(Belousovaetal., 2002; Hoskin and Schaltegger, 2003)。在进行测试分析之前通过显微镜下观察排除裂隙发育和含有包裹体的锆石颗粒，并用稀释的HNO3和纯酒精清洗锆石颗粒表面以去除可能的污染物。本次共对流纹英安岩样品选取16个锆石颗粒测试分析获取有效点15个，在206Pb/238U-207Pb/235U谐和图上(图4b)，数据分析点基本上分布于谐和曲线上或在其附近一个较小的区域内，得到的锆石206Pb/238U加权平均年龄为161.5±0.5Ma(MSWD=1.6, n=15)。样品JM的15测点和谐度均大于95%，并且在206Pb/238U-207Pb/235U谐和图上(图4d)分布集中，获得锆石206Pb/238U加权平均年龄为163.5±0.5Ma(MSWD=1.3, n=15)(Lietal., 2018)。2件流纹质岩石获得的年龄与李小波等(2015)在同一区域获得的高镁安山岩年龄(163.3±1.7Ma)在误差范围内完全一致，指示可能为同一次岩浆活动的产物。

3.2 锆石Lu-Hf同位素分析

在原有锆石U-Pb测试的颗粒中选取部分进行Lu-Hf同位素分析(表2)，分析结果显示：样品17D010的15个锆石Hf同位素(176Hf/177Hf)i和εHf(t)分别为0.282386～0.282469和-10.1～-7.2，显示相对均一的Hf同位素组成，对应的两阶段Hf模式年龄分别为tDM=1152～1258Ma、t2DM=1665～1850Ma；样品JM的10个锆石Hf同位素(176Hf/177Hf)i和εHf(t)分别为0.282416～0.282468和-9.0～-7.1，对应的单阶段Hf模式年龄介于1116～1223Ma之间，二阶段Hf模式年龄介于1666～1781Ma之间。这与李小波等(2015)在蓬错地区接奴群高镁安山岩中获得的εHf(t)值(-8.5～-6.7)一致，并结合二者成岩时代，指示高镁安山岩与本文中报道的流纹质岩石可能不仅是同一次岩浆活动的产物，而且具有相同的物质来源。

表1蓬错高镁流纹质岩石LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析结果

Table 1 U-Pb isotopic composition of the zircons from the high-Mg rhyolitic rocks in the Peng Tso area as measured by LA-ICP-MS technique

Spot No.ThU(×10-6)Th/UCommon-Pb corrected isotopic ratiosCommon-Pb corrected isotopic ages (Ma)207Pb206Pb±1σ207Pb235U±1σ206Pb238U±1σ207Pb206Pb±1σ207Pb235U±1σ206Pb238U±1σConcord.JM流纹岩-1243.1 164.2 1.480.04940.00070.17770.00310.02610.0003164.939.8166.12.7166.11.999%-2627.4 616.5 1.020.04910.00040.17390.00210.02570.0002150.115.7162.81.8163.31.599%-3163.9 110.1 1.490.04170.00580.17170.03070.02550.0003162.614.7160.926.6162.52.199%-4745.5 329.6 2.260.04900.00080.17530.00320.02590.0002150.132.4164.02.7164.71.299%-5671.0 353.0 1.900.04870.00100.17400.00440.02580.0002200.150.0162.93.8164.01.099%-6189.1 135.2 1.400.04940.00090.17460.00320.02560.0001168.640.7163.42.8163.00.799%-7245.0 197.4 1.240.04900.00040.17330.00180.02560.0001164.720.4162.31.6163.10.799%-8218.1 142.9 1.530.04900.00070.17290.00250.02560.0001166.426.9162.02.2163.00.799%-9263.7 142.2 1.860.04950.00160.17780.00570.02610.0002172.380.5166.24.9166.21.599%-10402.2 214.8 1.870.04890.00060.17350.00230.02570.0001142.725.0162.42.0163.90.799%-11563.1 269.2 2.090.04930.00070.17580.00280.02580.0001164.933.3164.52.4164.30.799%-12496.5 335.2 1.480.04910.00100.17380.00440.02550.0001150.148.1162.73.8162.30.899%-13347.2 418.9 0.830.04970.00020.17460.00090.02550.0001189.07.4163.40.7162.30.699%-14418.9 209.6 2.000.04740.00350.17450.01430.02580.000277.9161.1163.312.3164.31.099%-15441.9 258.8 1.710.05020.00070.17870.00290.02580.0001211.229.6166.92.5164.20.798%17D010流纹英安岩-168.92 206.4 0.330.04970.00030.17360.00110.02530.0001189.013.0162.51.0161.30.699%-2318.1 186.3 1.710.04910.00020.17250.00100.02550.0001153.811.1161.60.8162.30.699%-3969.7 478.9 2.020.04930.00010.17350.00080.02550.0001164.90.9162.40.6162.40.699%-4611.9 321.9 1.900.04940.00150.17300.00590.02530.0001168.668.5162.05.1160.80.899%-5326.0 250.1 1.300.04920.00020.17110.00110.02520.0001166.87.4160.30.9160.60.799%-6245.0 137.2 1.790.05040.00040.17510.00170.02520.0001213.018.5163.81.5160.40.897%-7510.1 272.8 1.870.04990.00020.17510.00110.02540.0001190.811.1163.81.0162.00.798%-8533.8 270.8 1.970.04900.00060.17260.00280.02540.0001150.127.8161.62.4162.00.799%-9201.4 129.9 1.550.04930.00070.17170.00280.02520.0001161.233.3160.92.4160.70.799%-10595.0 321.9 1.850.04890.00040.17240.00170.02560.0001142.720.4161.51.4162.80.699%-11587.1 319.6 1.840.04930.00130.17290.00530.02530.0001166.863.0161.94.6161.30.899%-12149.2 149.3 1.000.04990.00140.17260.00530.02500.0002190.866.7161.64.6159.31.098%-132512 2209 1.140.08410.00110.28800.00390.02490.00031295.324.2257.03.1158.21.962%-14539.4 419.1 1.290.04980.00120.17350.00420.02490.0003184.253.5162.53.6158.82.198%-15309.2 297.7 1.040.04830.00130.16920.00470.02540.0004111.462.8158.84.1161.92.398%-16633.7 517.2 1.230.05210.00120.17990.00420.02550.0003291.050.0168.03.6162.32.197%

注：去除单点和谐度小于95%锆石数据

表2蓬错高镁流纹质岩石锆石Hf同位素组成

Table 2 Zircon Hf isotopic compositions of the high-Mg rhyolitic rocks in the Peng Tso area

Spot No.年龄(Ma)176Yb/177Hf176Lu/177Hf176Hf/177Hf(176Hf/177Hf)iεHf(0)εHf(t)tDM (Ma)t2DM (Ma)f(Lu/Hf)sJM流纹岩-31620.066260.002040.282470.28247-10.5-7.211311667-0.94-51640.060030.001830.282460.28245-11.1-7.711491704-0.94-71630.067030.002060.282440.28243-11.8-8.411831747-0.94-91660.039520.001250.282420.28242-12.4-8.911841781-0.96-101640.048420.001480.282470.28247-10.6-7.111161666-0.96-111640.088970.002680.282430.28242-12.2-8.912191774-0.92-121620.048450.001460.282420.28242-12.4-9.011871779-0.96-131620.044410.001340.282450.28244-11.4-8.011461721-0.96-141640.091090.002680.282430.28242-12.3-9.012231781-0.92-151640.051700.001520.282440.28243-11.8-8.411671744-0.9517D010流纹英安岩-11610.052060.001530.282410.28241-12.7-9.312031802-0.95-21620.105380.002300.282430.28242-12.1-8.812041769-0.93-31620.046710.001600.282440.28243-11.8-8.411691745-0.95-41610.076480.002360.282390.28239-13.4-10.112581850-0.93-51610.088930.001980.282430.28243-12.0-8.711911764-0.94-61600.072270.001840.282410.28241-12.7-9.412131805-0.94-71620.052150.002090.282450.28244-11.4-8.011671721-0.94-81620.102370.001570.282400.28239-13.2-9.812231833-0.95-91610.080370.003050.282420.28241-12.6-9.412501806-0.91-101630.056470.001420.282430.28242-12.2-8.811781768-0.96-111610.081600.002200.282400.28240-13.0-9.712361824-0.93-121590.069150.002610.282450.28245-11.3-8.011791718-0.92-141590.064340.002090.282410.28240-12.9-9.712311823-0.94-151620.072300.001550.282420.28241-12.5-9.111941787-0.95-161620.053250.002890.282480.28247-10.4-7.211521665-0.91

图5 蓬错流纹质岩石分类图解(a) NaO+K2O-SiO2 (Le Bas et al., 1986),碱性和亚碱性分界线据Irvine and Baragar (1971); (b) SiO2-Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977).主量元素为去除烧失量换算到100%;图6、图9和图11图例同此图Fig.5 Classification diagram for the volcanic rocks in the Peng Tso area

表3蓬错高镁流纹质岩石主量(wt%)、微量和稀土(×10-6)元素分析数据

Table 3 Major (wt%), trace and rare earth (×10-6) element data for the high-Mg rhyolitic rocks in the Peng Tso are

样品号17D010-217D010-517D010-317D010-417D010-617D010-7岩性流纹岩流纹英安岩SiO272.9273.1269.4467.9570.5169.41TiO20.350.360.370.420.370.40Al2O314.3814.7515.5517.1515.9116.60Fe2O31.771.842.151.961.731.71MnO0.070.060.080.060.060.06MgO2.582.343.373.193.032.87CaO0.420.370.550.460.440.43Na2O3.321.804.702.382.272.10K2O1.722.591.102.752.472.81P2O50.060.060.060.060.060.06LOI2.182.552.122.982.792.82FeO1.331.21.691.441.301.27Na2O+K2O5.174.525.965.334.95.09Mg#78.078.680.478.181.180.7DI81.9979.2676.5180.8578.277.99La6736.861.469.856.372.2Ce127.570.7123131.5111140.5Pr14.27.721313.9511.914.9Nd49.327.345.946.242.252.4Sm8.575.258.298.737.669.41Eu1.510.861.461.611.471.74Gd6.934.366.97.346.567.5Tb1.090.761.081.211.051.19Dy6.664.916.746.946.357.18Ho1.361.031.421.441.311.46Er3.793.164.114.053.784.26Tm0.560.50.620.610.570.64Yb3.713.333.944.043.794.15Lu0.590.570.660.650.610.62Y39.629.8394036.540.8Rb12117772.1185175202Ba375619256655555639Th35.333.23538.534.338U5.164.036.575.835.095.21Nb21.719.92324.721.623.9Ta1.71.71.71.91.92Pb35.346.63941.528.335.1Sr231168.5309212201201P280270290340290330Zr350320327377335364Hf8.788.49.78.69.2Ti0.220.220.220.260.220.25La/Sm7.827.017.4187.357.67∑REE292.8 278.5 298.1 167.3 254.6 318.2 LREE268.1 253.1 271.8 148.6 230.5 291.2 HREE24.7 25.5 26.3 18.6 24.0 27.0LREE/HREE10.9 9.94 10.3 7.98 9.60 10.8 (La/Yb)N13.0 11.2 12.4 7.9310.7 12.5 δEu0.580.570.60.530.620.61δCe0.961.020.970.981.000.99

注：Mg#=100×Mg2+/(Mg2++TFe2+)；下角N代表球粒陨石标准化，标准化数据据Sun and McDonough (1989)

3.3 地球化学特征

蓬错地区流纹岩地球化学分析结果见表3。6件流纹质岩石SiO2的含量为70.5%～75.2%，Al2O3的含量为14.7%～17.8%，TiO2的含量为0.36%～0.44%，均具有高镁含量(2.4%～3.5%)、Mg#值(69.4～75.7)的特征。图5a显示所有的样品均为亚碱性系列，5件高镁安山岩(李小波等, 2015)有1件投图在安山岩区域，4件分布在安山岩和英安岩过渡区域；其中6件流纹质岩石有1件投图在英安岩范围，2件均投图于碱性-亚碱性线下方的流纹岩区域，其余3件分布在英安岩和流纹岩过渡区域。在SiO2-Zr/TiO2图解中(图5b)，与主量元素投图结果一致，4件样品落入流纹英安岩区域，2件样品落入流纹岩区域。主量元素显示蓬错地区富镁火山岩中MgO、FeOT和TiO2与SiO2具有明显负相关关系，FeOT与MgO具有显著正相关关系(图6)；指示岩石在形成过程中经历了富含铁、镁、钛等元素矿物的结晶分异作用。

图7a显示蓬错流纹质岩石与高镁安山岩具有一致的右倾型稀土配分曲线，均富集轻稀土，亏损重稀土；都具有弱负铕异常(δEu流纹岩=0.53～0.58；δEu流纹英安岩=0.57～0.62；δEu高镁安山岩=0.59～0.75)。在原始地幔标准化微量元素蜘蛛网图解(图7b)中，所有样品富集Rb、Th、U等大离子亲石元素(LILE)，相对亏损 Nb、Ta、Ti等高场强元素(HSFE)，并具有明显的Sr负异常特征。

3.4 流纹质岩石造岩矿物电子探针分析

为鉴定蓬错地区高镁、富硅特殊的流纹质岩石的镁元素赋存状态，我们对该岩石中斑晶和基质矿物均做电子探针分析(表4)。并且实验结果显示白云母(斑晶和基质)中明显富SiO2(47.9%～52.6%)和MgO(1.4%～4.0%)的特征。黑云母具有明显富硅(33.8%～46.9%)、富铝(16.9%～31.7%)、富镁(9.2%～20.0%)、低铁(0.7%～8.7%)的特征。镜下鉴定发现黑云母发生较明显的蚀变现象，除可见铁质矿物沿解理面析出外，还可见白云母，长石等矿物沿黑云母颗粒边缘或解理面交代现象；暗示黑云母明显富硅、富铝特征可能是由于白云母交代作用导致；同理局部黑云母被完全交代形成的白云母(斑晶和基质)和/或绢云母(基质)仍保留黑云母富镁的特征，这也合理的解释了为什么白云母具有富镁、富铁的现象。在云母矿物主要元素关系图解上(图8)，MgO、FeOT、K2O与SiO2具有显著的负线性关系，MgO与FeOT呈正相关关系；并且四种不同产状的云母(黑云母斑晶、基质，白云母斑晶、基质)各种主量成分并没有明显间断，这不仅指示黑云母与白云母具有成因联系，还表明存在连续的过渡相矿物，这取决于白云母对黑云母的交代程度。可能的化学反应如下：

图6 蓬错地区火山岩化学变化图解Fig.6 Chemical variation diagrams for the volcanic rocks in the Peng Tso area

图7 蓬错地区火山岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized spider diagram (b) for volcanic rocks around Peng Tso area (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

蓬错地区流纹质岩石长石斑晶以钠长石为主，含有极少量钾长石；其中钠长石An分子多为2.3%～6.4%，仅有1个点位An分子大于10%(12.2%)，为奥长石。

4 讨论

4.1 蓬错地球富镁流纹质岩石形成时代和成因

接奴群火山岩以玄武安山岩-安山岩-英安岩-流纹岩为主，含有大量的火山岩碎屑(朱弟成等, 2008)，多整合产出在一套杂色砂岩、砾岩、粉砂质泥岩及粉砂岩中(Pearce and Mei, 1988; Kappetal., 2005; 李小波等, 2015)。根据本次锆石测年结果显示，流纹岩和流纹英安岩206Pb/238U锆石加权平均年龄分别为163.5±0.5Ma和161.5±0.5Ma，为中晚侏罗世火山岩，这与李小波等(2015)在同一地区接奴群中高镁安山岩获得锆石年龄(163.3±1.7Ma)在误差范围内完全一致，表明为同一次岩浆活动的产物。

邓晋福等(2010)提出低铁钙碱性趋势是识别高镁安山岩(HMA)和镁安山岩(MA)的必要条件，在此基础之上，再同时使用SiO2-MgO参数系统和SiO2-FeO/MgO参数系统识别HMA和MA，并不是仅依靠单独的一个MgO值或单独的一个FeO/MgO值(或Mg值)。图9a显示蓬错地区火山岩均具有强钙碱性(CA)趋势，符合HMA和MA基本特征。在SiO2-MgO关系图中(图9b)，MgO的含量随SiO2升高具有降低的趋势；SiO2-MgO关系图中的PQ和RS线表明HMA和MA的MgO(%)的最低值依赖于SiO2(%)，而不是一个固定不变数值；这近一步指示只有在给定SiO2含量前提下，利用MgO含量来区分HMA、MA和非MA才具备实际意义。如表5和图9b所示当给定SiO2含量为70%时，MgO大于0.8%可定为“镁安山岩”，蓬错地区流纹质岩石具有更高的SiO2(70.5%～75.2%)和MgO(2.4%～3.5%)，显然符合“镁安山岩”特征；然而是否能够达到“高镁安山岩”范畴，在Hirose (1997)和Falloon and Danyushevsky (2000)岩石学实验中并没有给出SiO2大于60%高镁安山岩时MgO的最低值。由表5不难看出在给定SiO2为52%、55%、60%时，HMA对应的MgO最低值均没有超过MA对应值的两倍，并且具有一定规律，基于此我们应用数学算法得出HMA和MA最低MgO的关系，经验证可以与已有数据完美的匹配，具体计算公式如下：

表4蓬错高镁流纹质岩石矿物电子探针分析结果(wt%)

Table 4 Electron microprobe analyses of the high-mg rhyolitic rocks in Peng Tso area (wt%)

MineralSpot No.SiO2TiO2Al2O3FeOMnOMgOCaONa2OK2O白云母基质斑晶17D010-8-Q2-147.90.133.11.70.14.00.10.58.617D010-8-Q2-449.90.134.80.40.01.70.10.49.517D010-8-Q2-350.10.035.20.30.01.40.10.59.217D010-9-Q1-150.50.034.60.50.01.50.20.37.3JM2-Q2-151.80.128.31.50.02.30.00.09.4JM2-Q2-251.90.129.21.10.02.20.00.19.8JM2-Q2-652.20.428.51.60.02.30.00.09.6JM2-Q2-752.60.228.91.50.02.20.00.09.7JM2-Q1-351.20.127.21.40.02.80.00.09.7黑云母基质斑晶17D010-9-Q3-240.01.026.65.20.212.60.10.24.117D010-9-Q3-344.60.028.13.50.19.20.10.45.517D010-9-Q3-435.10.024.06.50.216.10.30.32.017D010-9-Q1-433.80.025.58.10.220.00.20.11.517D010-9-Q1-241.80.028.34.60.112.10.20.53.717D010-9-Q1-343.30.031.13.90.110.90.10.24.4d010-6-146.90.131.70.71.69.50.00.14.4d010-6-244.80.331.22.22.211.10.00.14.617D010-8-Q1-334.62.719.68.50.418.50.10.11.617D010-8-Q2-137.42.021.17.40.216.10.20.02.117D010-8-Q2-234.41.520.58.70.319.20.10.01.417D010-8-Q2-236.80.027.66.00.215.20.10.13.717D010-8-Q1-239.51.523.76.20.214.80.20.13.817D010-8-Q1-141.01.623.65.70.213.50.10.14.2钠长石斑晶17D010-8-Q1-167.70.019.80.00.00.00.811.40.217D010-8-Q1-267.30.019.10.00.00.01.311.60.017D010-9-Q2-167.20.020.70.00.00.01.311.40.017D010-9-Q3-167.60.021.20.00.00.01.611.00.1JM1-Q1-168.80.019.20.00.00.00.311.70.2JM1-Q1-268.70.018.70.00.00.00.312.00.1JM1-Q1-367.60.019.60.00.00.00.311.90.1JM1-Q2-268.60.018.90.00.00.00.511.80.1JM1-Q2-168.40.019.00.00.00.00.411.90.1JM2-Q1-168.50.119.00.00.00.00.511.90.1钾长石斑晶JM2-Q1-264.10.017.40.10.00.00.00.215.1

图8 流纹质岩石云母矿物化学变化图解Fig.8 Chemical variation diagrams for the mica of the rhyolitic rocks

MgO(%)(HMA)=[1.5556+0.05216×(SiO2(%)-52)] ×MgO(%)(MA)。

图9 高镁安山岩和镁安山岩的SiO2-FeOT/MgO图(a)和SiO2-MgO图(b)(据邓晋福等, 2010修改)CA=钙碱性系列；TH=拉斑系列；实线PQ和RS分别为HMA/MA与MA/非MA的边界，红色虚线代表通过模拟计算得到的HMA/MA边界(模拟公式见正文)，竖虚线表示SiO2=52%Fig.9 SiO2 vs. FeOT/MgO diagram (a) and SiO2 vs. MgO diagram (b) of high-Mg andesite and Mg andesite (modified after Deng et al., 2010)

图10 蓬错地区火山岩La-La/Sm (a, Allègre and Minster, 1978)和Rb-Sr (b,据Sami et al., 2018修改)图解Fig.10 La vs. La/Sm (a, after Allègre and Minster, 1978) and (b) Rb vs.Sr (b, modified after Sami et al., 2018) diagrams for volcanic rocks around Peng Tso area

通过模拟计算得出在给定SiO2为70%时，高镁安山岩MgO最低值为2.0%，很显然蓬错地区流纹质岩石为“高镁安山岩”。邓晋福等(2010)强调HMA和MA是一组具体的岩石，不是某一具体岩石的名称，即HMA常包括常用岩石学分类中的玄武安山岩、安山岩，甚至英安岩及其对应的侵入岩。然而这一观点的提出是基于当时仅有少量相对低硅(63.7%～64.4%)高镁英安岩的报道(汪洋, 2010)，并没有考虑到类似于蓬错地区富硅(70.5%～72.8%)高镁流纹岩和流纹英安岩的存在的可能；很显然这类酸性岩石(SiO2>65%)如果也称为高镁安山岩或镁安山岩无疑为读者理解增加困难， 也违背了早期以SiO2含量和基本造岩矿物分类命名的初衷。因此，本文提出传统的高镁安山岩和镁安山岩仍为一个岩石序列，包括玄武安山岩、安山岩、相对低镁的英安岩(SiO2<65%)以及对应的侵入岩；而对于类似蓬错地区所出露的富硅高镁的流纹岩(SiO2=74.7%～75.2%)和流纹质英安岩(70.5%～72.8%)建议统称为高镁流纹质岩石或镁流纹质岩石以作为与高镁安山岩和镁安山岩的区分，其中不足之处谨请各位读者批评指正。

表5给定SiO2(wt%)下HMA和MA的MgO (wt%)最低值(wt%)(据邓晋福等，2010)

Table 5 The suggested lowest value of MgO (wt%) for HMA and MA at the given value of SiO2(wt%) (after Dengetal., 2010)

SiO252556062.56567.570MgO(HMA)7.06.05.7MgO(MA)4.53.52.92.5210.8模拟计算结果7.06.05.75.34.52.42.0

注：模拟计算公式见正文

高镁安山岩(HMA)和高镁闪长岩(HMδ)是识别弧环境的一种特征岩类，发育于弧、弧前和弧后，但高镁安山岩是指那些相比典型岛弧安山岩具有更高的MgO(>5%)和更低的FeOT/MgO(<1.5)，以及Al2O3(<16%)和CaO(<10%)为特征的安山岩(Tatsumi, 2001)，因此高镁安山岩具有独特的地球动力学意义。但高镁安山岩的成分复杂，包含地幔源区组分和(或)洋壳物质(蚀变玄武质洋壳、洋壳沉积物流体和/或熔体)，俯冲陆壳沉积物(熔体和/或流体)，以及拆沉下地壳熔体。现阶段研究表明高镁安山岩有如下三种成因：1)由于板片脱水作用造成地幔组分的部分熔融(Tatsumi, 1981; Tatsumi and Hanyu, 2003; Wood and Turner, 2009)；2)板片熔体(埃达克岩)交代地幔橄榄岩发生部分熔融(Kelemen, 1995; Kameietal., 2004; Wangetal., 2011)；3)俯冲沉积物或蚀变洋壳部分熔融形成的熔体与地幔橄榄岩相互作用形成高镁安山岩质岩浆(Tatsumi and Hanyu, 2003)。李小波等(2015)研究指出蓬错高镁安山岩不具有埃达克岩特征，表明不具有板片熔体的特征；并且蓬错高镁安山岩具有高负且均一的εHf(t)值，暗示有俯冲沉积物质的加入，因此排除了前两种可能成因。然而对于类似蓬错地区高镁流纹质岩石此前并没有报道，为探讨蓬错高镁安山岩和高镁流纹质岩石是否具有成因上的联系，我们将收集的高镁安山岩数据和本次实验获得的结果投图在La-La/Sm图像中(图10a)，结果显示高镁安山岩岩浆演化过程中以部分熔融为主，这与李小波等(2015)观点一致；而高镁流纹质岩石以结晶分异为主，指示蓬错高镁流纹质岩石可能是由高镁安山岩岩浆经结晶分异作用形成。图10b显示高镁安山质岩浆可能经历角闪石相矿物的结晶形成高镁流纹质岩浆，并在后期成岩过程中结晶分异出部分黑云母，这与镜下鉴定可见黑云母斑晶的事实一致。蓬错高镁安山岩与高镁流纹质岩石SiO2-MgO、SiO2-FeOT、SiO2-TiO2和MgO-FeOT具有极好的线性关系(图6)，进一步表明岩浆演化过程中析出了部分富含铁、镁、钛等元素的矿物，如黑云母、角闪石、铁-钛氧化物等。结合锆石年代学、Hf同位素以及岩石地球化学特征，我们认为蓬错地区高镁安山岩和高镁流纹质岩石为同一次岩浆活动的产物，并且高流纹质岩石继承了高镁安山岩高Mg，高Mg#等特征，为高镁安山质岩浆经历角闪石为主的矿物相结晶分异形成。

图11 蓬错长英质火山岩An-Ab-Or分类图解(据O’Connor, 1965)T1=英云闪长岩、T2=奥长花岗岩、G1=花岗闪长岩、G2=花岗岩(狭义)、QM=石英二长岩Fig.11 An-Ab-Or classification diagram (after O’Connor, 1965) for volcanic rocks around Peng Tso area

4.2 蓬错高镁流纹质岩石形成的构造环境及对班-怒带演化的指示

图12 蓬错火山岩La/Yb-Th/Yb(a,据Condie, 1989)和Rb/Zr-Nb(b,据Brown et al., 1984)岛弧岩浆作用成熟度构造图解Fig.12 La/Yb vs. Th/Yb (after Condie, 1989) and Rb/Zr vs. Nb (after Brown et al., 1984) tectonomagmatic diagrams of heart maturity for for volcanic rocks around Peng Tso area

蓬错高镁岩石地球化学数据显示具有典型的弧火山岩特征，即富集Rb、Th、U等大离子亲石元素(LILE)，相对亏损 Nb、Ta、Ti等高场强元素(HSFE)。An-Ab-Or图解是基于化学成分计算标准矿物对长英质岩石的分类，可以有效的区分英云闪长岩、奥长花岗岩、花岗闪长岩和花岗岩(狭义)。如图11所示6件流纹质岩石中有2件投图在奥长闪长岩(T2)区域，4件为狭义的花岗岩(G2)；并且显示由安山岩-流纹岩具有石英二长岩(QM)-G2-T2的演化趋势。奥长花岗岩作为英云闪长岩的浅色变种(当暗色矿物M<10%时)(Barker, 1979)，是TTG组合(英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩)中一类重要的岩石，具重要的重要的指示意义。Pitcher (1993)在总结科迪勒拉活动大陆边缘火成岩组合研究成果时指出,向洋一侧分布辉长岩-闪长岩-英云闪长岩(包括浅色变种)-花岗闪长岩组合；内陆一侧分布花岗闪长岩-花岗岩组合。邓晋福等(2007)提出奥长花岗岩长发育于大陆边缘岩浆弧靠内陆一侧的内带环境。La/Yb-Th/Yb图解(图12a)进一步指示蓬错高镁岩石(安山岩、流纹英安岩、流纹岩)形成与大陆边缘弧环境，并且具有初始陆弧向成熟陆弧过渡的正常陆弧特征(图12b)。基于此，我们认为蓬错高镁流纹质岩石是形成与洋壳俯冲有关并且有俯冲沉积物质和地幔组分参与的陆源弧环境，由高镁安山质岩浆经历角闪石、黑云母等矿物相结晶分异作用形成(见上述)。

图13 蓬错地区高镁质岩石成因模式以及侏罗纪(～165Ma)班公湖-怒江洋演化模式图NL=北拉萨地体；DMC=东卡错微陆块；NQT/NR=南羌塘地体/聂荣微陆块；BLO=白拉小洋盆；ADO=安多小洋盆；BNO=班公湖-怒江洋；Hb=角闪石；Bi & Ms=黑云母和白云母；γ=花岗质侵入岩Fig.13 Genetic model of high magnesian rocks and Bangong-Nujiang evolution pattern in the Jurassic around Peng Tso area

图1所示，蓬错地区在大地构造位置上处于南羌塘和北拉萨地块所限定的班公湖-怒江缝合带内部变宽部位，由南向北包括白拉蛇绿岩带、东巧蛇绿带以及安多蛇绿岩带，且蓬错高镁质岩石具有陆缘弧性质，这很难直接由班-怒洋南向俯冲至北拉萨地块之下或北向俯冲至南羌塘地块之下的主动大陆边缘环境中形成。并结合安多蛇绿岩带和白拉蛇绿岩带所限定的区域发育有大量志留系、泥盆系地层(图1b)，我们认为班-怒洋在演化过程可能存在多个微陆块的裂解和拼贴，其中最为典型的实例就是聂荣微陆块和嘉玉桥微陆块(Guynnetal., 2006, 2012, 2013)。尽管有以上证据支持东卡错微陆块的存在，但可能因后期埋藏作用并没有发现类似于聂荣微陆块和嘉玉桥微陆块所出露的大量的新元古代-寒武纪结晶基底和变质核杂岩(Guynnetal., 2006)，仍需要更多的证据支持该微陆块的存在。本次野外工作在该区域采集3件侏罗纪-白垩纪花岗质岩石也具有明显偏负的εHf(t)值(-22～-5)(李海峰，未刊数据)，这与Houetal. (2015)通过Hf同位素填图得出的结果一致，进一步支持该区具有因埋藏作用而没有出露的古老结晶基底的存在。对于东卡错微陆块(DMC)的形成可能具有多种成因：1)可能类似于聂荣微陆块，由于班-怒洋壳向大陆俯冲由于弧后拉张裂解出来(Allégreetal., 1984; Guynnetal., 2006; Zhangetal., 2008)，对于DMC的亲缘性本文由于证据有限不作探讨；2)可能类似于现今东非裂谷具有东西两条裂谷带一样(Fontijnetal., 2013; Cortietal., 2018)，并且两条裂谷现今已形成坦桑尼亚(Tanzania)-乌干达(Uganda)(TU)透镜状微陆块的雏形；班公湖-怒江洋可能具有一样的地质背景，而聂荣、嘉玉桥以及东卡错微陆块可能和TU微陆块一样在大洋裂解过程中形成；3)可能类似与Zhuetal. (2011b)提出拉萨地体来源于澳大利亚一样，聂荣、嘉玉桥以及东卡错微陆块可能是在班怒洋演化过程中从其他地区因转换断层漂移过来。

但无论是哪种成因哪种形式，基于DMC均有完整蛇绿岩带(套)出露指示南北两侧在班怒洋演化过程中都有俯冲和碰撞作用的发生；结合本文报道的DMC发育的高镁质岩石具有陆源弧特征，我们提出了在中晚侏罗世蓬错地区具有两种演化模式(图13)。如图13a所示，在～165Ma，DMC北侧的安多小洋盆因班-怒洋整体闭合趋势而发生南向俯冲，洋壳沉积物熔体与地幔组分发生交代作用并喷发地表形成高镁安山岩(李小波等, 2015)；而在局部构造发育较弱区域，高镁安山质岩浆并没有直接喷出，而是经历角闪石等矿物相的结晶分异形成富镁的流纹质岩浆，后受浅部构造控制喷发地表形成高镁流纹质岩石(图13c)。也可能是由DMC南侧的白拉小洋盆北向俯冲至DMC之下形成的这套高镁质岩石(图13b)。

5 结论

(1)蓬错高镁流纹质岩石锆石U-Pb年龄显示为中-侏罗世晚火山活动产物，为首次发现并报道的具有富硅、高镁特征的流纹英安岩和流纹岩。

(2)Hf同位素结果和地球化学特征指示蓬错高镁质流纹质岩石可能是形成于与班公湖-怒江洋演化过白拉小洋盆北向俯冲至东卡错微陆块之下或安多小洋盆南向俯冲至东卡错微陆块之下的主动大陆边缘环境中，并由洋壳沉积物熔体与地幔组分发生交代作用形成的母岩浆后经角闪石相矿物的结晶分异形成。

(3)蓬错高镁流纹质岩石富镁矿物为黑云母和白云母，可见白云母交代黑云母，并存在过渡相矿物。该类岩石的发现弥补了原有高镁岩石家族体系(高镁玄武岩、高镁安山岩)缺少高镁流纹质岩石的空白。

(4)高镁流纹质岩石比高镁安山岩更为罕见，其出现亦具有指示洋壳俯冲的大地构造背景。

致谢锆石U-Pb定年以及Lu-Hf同位素得到了国家地质实验测试中心李超副研究员的大力支持和耐心指导；匿名审稿人对本文提出了诸多宝贵意见和建议；贵刊主编和编辑认真评阅本文；在此一并深表衷心的感谢！