藏南冈底斯岩基东段朗县杂岩早白垩世岩浆作用：新特提斯洋二次俯冲*

李广旭 曾令森 高利娥 高家昊 赵令浩, 2

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

冈底斯岩基的形成与新特提斯洋的俯冲有关系，冈底斯岩基保留的三叠纪至侏罗纪(244～145Ma)的岩浆作用均与新特提斯洋向北俯冲到拉萨地块下部有关(Chuetal., 2006; 纪伟强等, 2009; Jietal., 2009; Wangetal., 2016; Mengetal., 2016; Maetal., 2018, 2020; 王海涛等, 2020)。新特提斯洋最早的俯冲可追溯到三叠纪(244Ma)(Maetal., 2020)，尽管早期的俯冲过程存在洋陆俯冲(Wangetal., 2016)和洋内俯冲(Aitchisonetal., 2000; 韦栋梁等, 2007; Maetal., 2020)的争议，但新特提斯洋一直在俯冲。有关冈底斯岩基晚侏罗世-早白垩世(145～100Ma)的岩浆作用鲜有记录(Zhuetal., 2011)，新特提斯洋在该阶段的俯冲过程也就知之甚少。对于该时期的俯冲过程相继提出了新特提斯洋板片以低角度或平板俯冲模式(Coulonetal., 1986; Dingetal., 2003; Kappetal., 2003, 2005; Leieretal., 2007)或新特提斯洋板片的后撤模式(Daietal., 2021)。值得注意的是冈底斯岩基存在晚白垩世(90±5Ma)岩浆爆发，认为是新特提斯洋洋中脊的俯冲(Zhangetal., 2010; 管琪等, 2011; Zhengetal., 2014)、俯冲板片部分熔融(Jiangetal., 2012, 2014; 徐倩等, 2019a)、新特提斯洋俯冲板片的回卷(Maetal., 2013)。冈底斯岩基早白垩世岩浆作用的记录较少，仅在马门和立穷打地区报道了早白垩世的火山岩(Zhuetal., 2009a; Wangetal., 2016)以及朗县杂岩出露早白垩世闪长岩(王莉等, 2013)。与早期俯冲相关的岩浆作用的源区相比，该期岩浆的源区差异明显，表现为锆石Hf同位素和全岩Sr-Nd同位素组成明显不均一，变化范围大。因此，了解该期岩浆岩的地球化学特征、产出状态等有利于刻画新特提斯洋俯冲过程，新特提斯俯冲系统的运动学特征如何变化，即从低角度或平板俯冲形成的晚侏罗世零星岩浆作用到晚白垩世洋中脊俯冲或板片回撤导致的岩浆作用爆发如何过渡，其俯冲模式又是如何转变对解译新特提斯洋的俯冲过程尤为重要。

本文以朗县杂岩早白垩世的岩浆岩为研究对象，开展了锆石U-Pb年龄、全岩主量元素和微量元素研究，来确定该期岩浆作用的时限、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，着重探讨冈底斯岩基早白垩岩浆作用产生的地球动力学背景，提高对新特提洋俯冲过程的认识。

1 地质背景和样品

青藏高原自北向南由一系列构造地块组成，大致分为四地块三带的格局， 分别为松潘-甘孜地块、 羌塘地块、 拉萨地块和喜马拉雅地块，分别以金沙江缝合带(JSSZ)、班公湖-怒江缝合带(BNSZ)和印度河-雅鲁藏布江缝合带(IYZSZ)为界(图1a; Yin and Harrison, 2000)。其中，拉萨地块位于雅鲁藏布缝合带和班公湖-怒江缝合带之间，呈东西向展布，其长约2500km，宽约150～300km，是一条巨型的构造-岩浆岩带(图1a)。冈底斯岩基沿着拉萨地块的南缘呈东西向带状展布，雅鲁藏布江缝合带为其南部边界。冈底斯岩基是新特提斯洋向拉萨地块俯冲以及随后印度/欧亚板块碰撞的结果(Tapponnieretal., 1981)。冈底斯岩基主要由晚三叠世至始新世的钙碱质花岗岩组成(图1b; Debonetal., 1986; Chungetal., 2005; Wenetal., 2008a, b; Jietal., 2009, 2014; 曾令森等, 2017; 高家昊等, 2017, 2020; Maetal., 2018, 2020; Zhuetal., 2018; Huangetal., 2021; 王海涛等, 2020; Gaoetal., 2021)。出露的火山岩包括早-中侏罗世叶巴组火山岩(Zhuetal., 2008)，早侏罗世-早白垩世桑日群火山岩(Zhuetal., 2009b; 康志强等, 2010; Kangetal., 2014)以及晚白垩世-始新世(68～43Ma)林子宗群火山岩(图1b; Heetal., 2007; 李皓揚等, 2007)。新生代岩浆作用表现为钾质-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, 2019b; Xuetal., 2020b)。

图1 藏南冈底斯岩基东段朗县杂岩地质简图

研究区位于冈底斯岩基东段(拉萨地块东南缘)的朗县杂岩 (图1c)， 包含3个构造单元，从北向南依次为：冈底斯岩基、雅鲁藏布缝合带和特提斯喜马拉雅带(图1b)。朗县杂岩内出露少量晚侏罗世多底沟组、白垩纪朗县混杂岩和渐新世-中新世大竹卡组岩石。朗县杂岩中发育有多期岩浆作用，这些岩浆岩形成于不同时代且具有不同的地球化学特征，其岩性包括了基性、中性和酸性岩，主要包括晚泥盆世-早石炭世花岗岩和花岗闪长岩(Jietal., 2012a; 吴兴源等, 2013; 王莉等, 2013; 李广旭等, 2020)，早白垩世闪长岩(王莉等, 2013)，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)，零星发育的始新世花岗岩(Guanetal., 2012; Jietal., 2012b)。采样地点位于朗县县城东北部(图1c)，样品包括角闪辉长岩(T0568-16GB)、闪长岩(T0563-12G)、角闪石岩(T0568-2A)、花岗岩(T0563-10、T0563-3A、T0563-3C和T0563-LG3)、花岗片麻岩(T0882-GN)和镁铁质包体(T0568-16E1～E5)(图2；表1)，此外发育浅色脉体(T0568-16D)和花岗岩脉(T0568-13D)两种脉体(图2；表1)。基性和中性岩石以脉状或团块形式产出(图2a，灰色和浅灰色)，有的侵入到花岗岩中或以包体形式被花岗岩包裹，野外穿切关系复杂(图2a)，镁铁质包体的围岩为花岗岩；酸性岩以花岗岩和花岗片麻岩为主，其中花岗片麻岩可见明显的塑性变形特征，花岗岩则以岩体形式出露，岩脉与基性岩和中性岩纵横交错，偶见花岗岩脉切穿基性岩和花岗片麻岩(图2b)。

图2 朗县杂岩早白垩世岩浆岩野外露头(a、b)和显微照片(c-h)

表1 藏南冈底斯岩基朗县杂岩早白垩世研究样品主要信息

2 岩石学特征

角闪辉长岩(T0568-16GB)呈灰黑色，主要由角闪石(50%～55%)、基性斜长石(40%～45%)和少量黑云母(1%～2%)组成(图2c)，缺乏辉石类矿物，副矿物有榍石、磷灰石和锆石等，以榍石为主。角闪石呈半自形粒状(图2c)，多色性明显，部分颗粒弱绿泥石化；斜长石呈半自形板条状，具有明显的聚片双晶纹(图2c)，An值变化较大，以中性长石为主，种属主要为中长石，部分颗粒为更长石，其中多数颗粒与角闪石互嵌构成辉长结构，部分斜长石具有明显的绿帘石化。

闪长岩(T0563-12G)主要由斜长石(55%～60%)、石英(20%～25%)、角闪石(15%～20%)、黑云母(5%)和少量的锆石、榍石、磷灰石、绿帘石、褐帘石等组成。斜长石发育聚片双晶纹，可见明显的蚀变现象(图2d)；石英为他形粒状，粒度不均(图2d)。角闪石主要为绿色或褐色，半自形长柱状晶体(图2d)。

角闪石岩(T0568-2A)，主要由角闪石(90%～95%)、斜长石(3%～5%)组成，少量矿物为石英和黑云母。副矿物有锆石和磷灰石等。角闪石为绿色或褐色，半自形长柱状晶体；斜长石呈半自形板条状，具有明显的聚片双晶纹。

花岗岩(T0563-10、T0563-3A、T0563-3C和T0563-LG3)主要由钾长石、斜长石、石英和黑云母组成。斜长石具有明显的聚片双晶纹，发生明显的次生变化；石英形态不规则，大小不一，具波状消光。

花岗片麻岩(T0882-GN)，主要由钾长石(45%～50%)、石英(35%～40%)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)，无规则形状，波状消光(图2e)。钾长石具有明显的蚀变现象；黑云母呈针柱状，团簇分布(图2e)。

镁铁质包体(T0568-16E1～E5)主要由角闪石、斜长石和绿帘石组成，副矿物有榍石、锆石和磷灰石等。角闪石为绿色或褐色，半自形长柱状晶体，能谱分析定性为镁角闪石；斜长石颗粒较小，具有明显的熔蚀现象(图2f-h)，可见聚片双晶纹；绿帘石出现在斜长石边部。存在斜长石和石英的大晶不平衡结构(图2f)，角闪石和斜长石中发育有针状磷灰石(图2g-h)。

花岗岩脉(T0568-13D)主要由斜长石(60%～65%)、石英(25%～30%)、黑云母(2%)和少量的锆石、榍石、磷灰石、磁铁矿等组成。斜长石发育聚片双晶纹；石英为他形粒状，粒度不均。淡色脉体(T0568-16D)主要由斜长石(65%～70%)、石英(25%～30%)、黑云母(5%)和少量的锆石、榍石、磷灰石、磁铁矿等组成。斜长石发育聚片双晶纹；石英为他形粒状，粒度不均。

3 分析方法

3.1 全岩地球化学分析

为查明藏南冈底斯岩基东段朗县杂岩早白垩世岩浆岩的地球化学特征，样品的全岩主、微量元素的测试工作在自然资源部国家地质实验测试中心进行。主量元素利用XRF(X荧光光谱仪3080E)方法进行测试，分析精度为5%；微量和稀土元素(REE)采用等离子质谱仪(ICP-MS-Excell)分析完成，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

为确定朗县杂岩中各类岩浆岩的形成时代，通过手工挑选出研究样品中的锆石，经过制靶和抛光，在显微镜下进行透反射照相，进一步拍摄锆石的扫描电镜背散射(BSE)和阴极发光(CL)图像进行观察和选点。CL成像在中国地质科学院地质研究所北京离子探针中心完成；扫描电镜背散射(BSE)图像、透反射照相和锆石内部包裹体成分分析在中国地质科学院地质研究所自然资源部深部动力学重点实验室获得。结合透反射图像、CL图像和BSE图像中锆石的特征，避开裂隙发育部位，选取锆石中合适的点位进行U-Pb年龄测试。

为获得所研究样品的锆石U-Pb年龄，对朗县杂岩采集的10件样品(T0568-16GB1、T0568-16GB2、T0568-16E1-E4、T0568-16E5、T0563-12G、T0882-GN、T0563-10、T0563-LG3、T0568-13D和T0568-16D)进行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进行，所用仪器为德国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NEWWave公司生产的UP213nm，所用斑束直径为25μm，频率为10Hz，能量密度约为2.5J/cm2，以He为载气。U和Th含量以锆石标样M127(U=923×10-6；Th/U=0.475)为外标进行校正。在测试过程中，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。分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算)采用软件ICPMSDataCal完成(Liuetal., 2010)。对朗县杂岩中一件角闪石岩样品(T0568-2A)进行SHRIMP锆石U-Pb同位素定年，测试工作在北京离子探针中心进行，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

本文早白垩世样品的锆石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NewwaveUP213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U-Pb定年分析点位保持一致。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LaJolla，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

4.1.1 主量元素

基性岩石(角闪辉长岩T0568-16GB1和GB2)的SiO2含量分别为48.84%和48.04%(图3)，FeOT含量为9.23%和10.18%，MgO含量为4.76%和5.85%，Mg#为47.9和50.6，TiO2和MnO含量较低，分别<1.09%和<0.20%，Na2O含量为3.86%和3.20%(图4)、K2O含量为1.51%和1.99%(表2)，Na2O/K2O较高，均>1.0(2.56和1.61)，显示富钠特征(图3d)，CaO含量为8.98%和9.06%，Al2O3含量为18.92%和17.63%，TAS图解上显示为二长辉长岩，具有高钾钙碱性偏铝质的特征(图3b, c)。

图3 朗县杂岩早白垩世岩浆岩地球化学特征图解

表2 藏南冈底斯岩基朗县杂岩早白垩世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)

续表2

续表2

续表2

图4 朗县杂岩早白垩世岩浆岩哈克图解

镁铁质包体(T0568-16E1～E5)的SiO2含量为49.82%～55.13%，Na2O含量(2.70%～3.93%)较高，K2O含量(1.36%～1.92%)较低，Na2O/K2O较高，均>1.0(1.68～2.46)，也显示富钠特征(图3d)；CaO含量为6.53%～10.22%，FeOT含量为7.71%～9.43%，MgO含量(3.24%～7.96%)变化大，Mg#=42.8～60.1；Al2O3含量为14.89%～17.61%，铝饱和指数(A/CNK=0.62～0.86)(图3b)，具有高钾偏铝质特征(图3b, c)。

中性岩石可进一步划分为两组，第一组(闪长岩T0563-GR和角闪石岩T0568-2A)，SiO2含量(54.55%～55.05%)较低，Al2O3含量为17.04%～17.89%，铝饱和指数(A/CNK)为0.83～0.95，Na2O含量为2.90%～3.13%、K2O含量为1.31%～2.35%(图3c)，CaO含量为(5.76%～8.32%)，FeOT含量为6.15%～6.95%，MgO含量为4.25%～5.56%，Mg#=53.7～58.8，TiO2和MnO含量较低，分别为<0.98%和<0.16，为钙碱性弱过铝质-强过铝质辉长闪长岩(图3b, c)；第二组(闪长岩T563-12G)中SiO2含量较高(60.87%～62.93%)、Na2O含量为3.83%～4.00%、K2O含量为1.38%～1.66%(图3c)，CaO含量变化小(5.47%～5.97%)，FeOT含量为4.56%～4.95%，MgO含量为2.20%～2.65%，Mg#=46.3～48.8，TiO2和MnO含量较低，分别为<0.61%和<0.10%，Al2O3含量为16.57%～17.33%，铝饱和指数为0.89～0.92，为钙碱性偏铝质闪长岩(图3b, c)。

花岗岩(T0563-10、T0563-3A、T0563-3C和T0563-LG3)、花岗片麻岩(T0882-GN)和花岗岩脉(T0568-13D和T0568-16D)中SiO2含量为71.40%～75.56%，Na2O含量(0.06%～4.97%)和K2O含量(0.75%～7.71%)变化大(图3c)，CaO含量为0.57%～4.00%，花岗片麻岩的FeOT含量较高(2.04%～2.80%)，花岗岩和花岗岩脉的FeOT含量较低(0.16%～1.72%)，MgO的含量为0.08%～0.62%，TiO2和MnO含量较低，分别<0.33%和<0.13%，Al2O3含量为13.32%～16.35%，铝饱和指数为0.97～1.94，为高钾弱过铝质-强过铝质的花岗岩(图3b, c)。

4.1.2 稀土元素

基性岩(角闪辉长岩T0568-16GB1和GB2)具有较低的稀土总量(∑REE=171.9×10-6和186.8×10-6)，轻微富集轻稀土元素(LREE)((La/Gd)N=2.23和3.20)，重稀土元素(HREE)相对亏损((La/Yb)N=3.07和6.14)(图5a；表2)，具有较弱的Eu负异常(Eu/Eu*=0.81和0.82)，从Gd到Yb稀土分布平坦((Gd/Yb)N=1.38和1.92)，重稀土之间分馏不明显。

镁铁质包体(T0568-16E1～E5)稀土总量较低(∑REE=118.5×10-6～239.6×10-6)，轻微富集轻稀土元素((La/Gd)N=1.36～3.62)，重稀土元素相对亏损((La/Yb)N=1.17～6.40)(图5a；表2)，具有较弱的Eu负异常(Eu/Eu*=0.51～0.87)，从Gd到Yb稀土分布平坦((Gd/Yb)N=0.86～1.77)，重稀土之间分馏不明显。

中性岩样品的稀土总量较少(∑REE=56.1×10-6～139.4×10-6)，富集轻稀土元素((La/Gd)N=1.69～7.06)，亏损重稀土元素((La/Yb)N=2.07～17.38)(图5c；表2)，Eu无异常(Eu/Eu*=0.93～1.03)，从Gd到Yb稀土分布平坦((Gd/Yb)N=0.96～2.46)，重稀土之间分馏不明显。

酸性岩样品中花岗片麻岩(T0882-GN)具有较高的稀土总量(∑REE=167.2×10-6～800.6×10-6)，富集轻稀土元素((La/Gd)N=5.70～13.17)，亏损重稀土元素((La/Yb)N=7.48～24.94)(图5e；表2)，具有明显的Eu负异常(Eu/Eu*=0.20～0.58)，从Gd到Yb稀土分布较为平坦((Gd/Yb)N=1.31～2.12)，轻重稀土之间分馏较为明显；其余花岗岩和脉体具有较低的稀土总量(∑REE=26.3×10-6～144.2×10-6)，相对富集轻稀土元素((La/Gd)N=0.41～8.20)，除样品T0563-3A外，亏损重稀土元素((La/Yb)N=0.16～22.40)(图5e；表2)，从Gd到Yb稀土分布较为平坦((Gd/Yb)N=0.40～5.16)，部分样品显示Eu负异常(Eu/Eu*=0.20～0.55)，重稀土之间分馏较为明显。

4.1.3 微量元素

基性岩石(角闪辉长岩T0568-16GB1和GB2)富集大离子亲石元素(如K、Rb、Ba和Cs)和U，高场强元素Nb和Ti微弱亏损，Zr轻微亏损，但Hf无明显异常(图5b；表2)，Sr含量很高和Y含量相对较低，分别为926×10-6和756×10-6，Y含量为29.30×10-6和36.80×10-6，Sr/Y=25.16和25.80，Cr含量为8.13×10-6和12.90×10-6，Ni含量为19.20×10-6和26.20×10-6。

图5 朗县杂岩早白垩世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)

镁铁质包体(T0568-16E1～E5)同样富集大离子亲石元素(Cs和Rb)和U，高场强元素Nb和Ti微弱亏损，Zr亏损，但Hf无异常(图5b；表2)，Sr含量很高和Y含量相对较低，分别为420×10-6～653×10-6，Y含量为24.60×10-6～79.10×10-6，Sr/Y=5.31～22.48，Cr含量为8.84×10-6～187×10-6，Ni含量为5.50×10-6～46.10×10-6。

中性岩的微量元素具有一致的特征，大离子亲石元素变化微弱，高场强元素Nb和Ti微弱亏损，Zr和Hf无明显异常(图5d；表2)，Sr含量较高和Y含量相对较低，分别为406×10-6～518×10-6，Y含量为11.2×10-6～26.10×10-6，Sr/Y=16.25～41.25，Cr含量为25.80×10-6～107×10-6，Ni含量为16.50×10-6～84.60×10-6。

酸性岩样品富集大离子亲石元素(如Cs、Rb、K、Ba和Pb)，但Sr亏损；高场强元素Nb、Ta亏损，Ti强烈亏损，Zr和Hf无明显异常(图5f；表2)，其中花岗片麻岩Sr含量(39.4×10-6～53.7×10-6)较低，但Y含量较高(24.60×10-6～51.90×10-6)，Sr/Y=0.88～1.60，Cr含量为5.08×10-6～9.77×10-6，Ni含量为1.58×10-6～4.63×10-6；其余花岗岩样品Sr含量相对较高(110×10-6～410×10-6)而Y含量低(5.50×10-6～30.60×10-6)，Sr/Y=11.73～74.55，Cr含量为1.21×10-6～21.20×10-6，Ni含量为1.50×10-6～5.78×10-6。

4.2 锆石U-Pb年龄

本文对朗县杂岩共11件样品进行了锆石U-Pb定年，分析结果见表3和表4。

表3 冈底斯岩基东段朗县杂岩早白垩世岩浆岩LA-MC-ICP-MS 锆石U-Pb定年数据

续表3Continued Table 3测点号PbThU(×10-6)Th/U同位素比值年龄 (Ma)谐和度207Pb206Pb±1σ207Pb235U±1σ206Pb238U±1σ207Pb206Pb±1σ207Pb235U±1σ206Pb238U±1σ(%)T0568-16GB2角闪辉长岩-0130.6134.6189.60.710.048790.002130.140720.005860.020930.00044200.1125.0133.75.2133.52.8100%-024.316.3127.80.130.050030.002890.111480.006640.016160.00035194.5162.0107.36.1103.42.396%-0380.8118.8389.70.300.053680.000860.438110.010500.059180.00115366.737.0368.97.5370.67.1100%-046.831.0192.10.160.049200.002160.107640.004700.015870.00034166.8(60.2)103.84.3101.52.198%-054.618.2120.30.150.050100.003060.110590.006660.016020.00039198.2138.9106.56.1102.42.596%-0632.8175.9420.80.420.048320.001690.110210.004550.016540.00044122.383.3106.24.2105.82.8100%-078.142.4153.70.280.049200.002420.107120.005850.015790.00037166.8(27.8)103.35.4101.02.498%-0812.358.9198.50.300.050050.002230.110360.005320.016000.00050198.2101.8106.34.9102.33.296%-09205.1918.810360.890.048710.000940.137000.004260.020390.00052200.146.3130.43.8130.13.3100%-109.743.9113.90.390.055290.005200.124030.010070.016330.00064433.4189.8118.79.1104.44.188%-1190.3499.910290.490.048630.000990.107410.003470.016010.00044131.646.3103.63.2102.42.899%

表4 冈底斯岩基东段朗县杂岩早白垩世岩浆岩SHRIMP锆石U-Pb定年数据

4.2.1 基性岩、中性岩和镁铁质包体的锆石U-Pb年龄

基性岩(角闪辉长岩T0568-16GB1和GB2)、镁铁质包体(T0568-16E1-E4和T0568-16E5)和中性岩(闪长岩T563-12G和角闪石岩T0568-2A)中的锆石具相似特征，为长柱状或椭圆状，颗粒大小为150μm，发育振荡环带(图6a-f)，其中角闪辉长岩(T0568-16GB1)样品中锆石的Th和U含量变化范围为42.8×10-6～2369×10-6和229.8×10-6～1556×10-6，Th/U比值变化范围分别为0.12～2.17。测试分析30个点，剔除谐和度较低和误差较大的5测试点，其中12个点获得的206Pb/238U年龄变化较小，加权平均年龄为100.8±1.9Ma(12个分析点，MSWD=5.60)(图7a；表3)，剩余13个测点的206Pb/238U年龄变化于265.9～348.0Ma。另一件角闪辉长岩(T0568-16GB2)样品具有相似的Th、U含量变化和Th/U比值，测试分析30个点，剔除谐和度较低的1测试点，其中22个点获得的206Pb/238U年龄变化较小，加权平均年龄为103.6±1.1Ma(22个分析点，MSWD=0.97)(图7b；表3)，其中3个测点的206Pb/238U年龄变化于130.1～133.5Ma，4个测点的206Pb/238U年龄变化于280.2～370.6Ma(表3)。

图6 朗县杂岩早白垩世岩浆岩中锆石阴极发光图像(CL)和U-Pb定年结果(单位：Ma)

镁铁质包体(T0568-16E1-E4)中锆石的Th含量变化较小，但U含量变化较大，分别为56.1×10-6～790.3×10-6和238.7×10-6～10346×10-6，Th/U比值变化范围分别为0.02～1.00。测试分析30个点，其中11个点获得的206Pb/238U年龄变化较小，加权平均年龄为101.8±1.2Ma(11个分析点，MSWD=0.82)(图7c；表3)，其中3个点的年龄为95.3Ma、107.6Ma和96.3Ma，剩余16个测点的206Pb/238U年龄变化于268.6～370.0Ma(表3)。

镁铁质包体(T0568-16E5)中锆石的Th和U含量变化较大，分别为25.5×10-6～3272×10-6和345.9×10-6～2341×10-6，Th/U比值变化范围分别为0.04～1.51。测试分析30个点，其中26个点获得的206Pb/238U年龄变化较小，加权平均年龄为102.9±0.8Ma(26个分析点，MSWD=0.59)(图7d；表3)，剩余4个测点的206Pb/238U年龄变化于214.5～378.7Ma(表3)。

闪长岩(T563-12G)中的Th和U含量变化范围为20.7×10-6～238.9×10-6和29.6×10-6～172.1×10-6，Th/U比值变化范围分别为0.19～1.82。测试分析20个点，其中18个点获得的206Pb/238U年龄变化较小，加权平均年龄为97.6±0.3Ma(18个分析点，MSWD=0.37)(图7e；表3)，剩余2个测点给出的206Pb/238U年龄分别为94.7Ma和95.4Ma(表3)。

角闪石岩(T0568-2A)样品中锆石的Th和U含量变化范围为1188×10-6～2946×10-6和1046×10-6～2139×10-6，Th/U比值变化范围分别为1.01～1.48。测试分析15个点，其中9个点获得的206Pb/238U年龄变化较小，加权平均年龄为99.8±1.3Ma(9个分析点，MSWD=1.40)(图7f；表4)，剩余6个测点的206Pb/238U年龄变化于157.1～2352.1Ma，年龄较分散(表4)。

图7 朗县杂岩早白垩世岩浆岩锆石U-Pb年龄谐和图和年龄分布图

4.2.2 花岗岩脉和酸性岩的锆石U-Pb年龄

花岗岩脉(T0568-13D和T0568-16D)、酸性岩(花岗岩T0563-10和T0563-LG3)和花岗片麻岩(T0882-GN)中的锆石多为规则的长柱状，长宽比为2:1，具有明显的振荡环带，颗粒大小为100～150μm(图6g-k)。

花岗岩脉(T0568-13D)样品中锆石的Th和U含量变化范围为121.3×10-6～9124×10-6和240.2×10-6～8977×10-6，Th/U比值变化范围分别为0.11～1.47。测试分析20个点，剔除误差分析较大的5个点，其中11个点获得的206Pb/238U年龄变化较小，加权平均年龄为95.3±1.7Ma(11个分析点，MSWD=0.07)(图7g；表3)，4个点获得加权平均年龄为124.1±2.5Ma(4个分析点，MSWD=0.93)(图7g；表3)。

淡色脉体(T0568-16D)样品中锆石的Th和U含量变化范围为3.5×10-6～111.9×10-6和59.3×10-6～1772×10-6，Th/U比值变化范围分别为0.03～0.08。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113.2±2.4Ma(19个分析点，MSWD=0.69)(图7h；表3)，剩余1个测点给出的206Pb/238U年龄为330.5Ma(表3)。

花岗岩(T0563-10)中锆石的Th含量变化范围为30.8×10-6～1019×10-6，U变化范围很大251.1×10-6～5403×10-6，Th/U比值变化范围为0.02～1.21(表3)。测试分析24个点，剔除不谐和年龄及误差较大的2个分析点，大致分为两组年龄，其中12个点获得的206Pb/238U年龄变化较小且较年轻，加权平均年龄为99.4±0.5Ma(12个分析点，MSWD=0.31)(图7i)。8个点获得的206Pb/238U年龄较老，加权平均年龄为105.6±1.3Ma(8个分析点，MSWD=1.50)(图7i)。剩余2个测点给出的206Pb/238U年龄分别为115.6Ma和119.5Ma。

花岗岩(T0563-LG3)中锆石的Th和U含量变化较大，分别为25.7×10-6～1245×10-6和186.2×10-6～4122×10-6(表3)，Th/U比值变化范围为0.03～1.29(表3)。测试分析26个点，获得的206Pb/238U年龄变化范围较大，其中15个测点的206Pb/238U年龄变化于242.3～336.0Ma，年龄较分散。剩余11个测点的206Pb/238U年龄变化在谐和线～111Ma附近，加权平均年龄为111.3±0.7Ma(11个分析点，MSWD=0.47)(图7j；表3)。

花岗片麻岩(T0882-GN)中锆石的Th和U含量变化范围分别为21.4×10-6～582.3×10-6和49.1×10-6～667.3×10-6，Th/U比值变化范围为0.40～0.88(表3)。测试分析30个点，剔除不谐和年龄及误差较大的4个分析点，26个分析点获得的206Pb/238U年龄变化较小，获得加权平均年龄为117.7±1.4Ma(26个分析点，MSWD=0.35)(图7k；表3)。

上述11件样品的锆石U-Pb定年测试结果表明，朗县杂岩中出露的基性岩、中性岩和镁铁质包体的结晶年龄主要集中早白垩世晚期(100～104Ma)，年龄跨度较小。花岗岩脉和酸性岩获得的年龄变化较大(124～95Ma)，记录了～124Ma、～117Ma、113～111Ma和105～95Ma多阶段的岩浆作用。此外，样品中的部分锆石U-Pb定年测试结果显示具有较老的年龄(157.1～378.7Ma)，这些锆石为捕获或继承锆石，与朗县杂岩出露有古老地壳物质有关。

4.3 锆石Hf同位素

基性岩(角闪辉长岩T0568-16GB1)样品中锆石的Hf同位素特征如下：15个点的176Lu/177Hf值为0.000430～0.005113，176Hf/177Hf(t)值为0.282728～0.282883(表5)，εHf(t)值为+0.3～+5.7(图8a；表5)，平均值为+1.5，亏损地幔模式年龄(tDM)为543～830Ma(表5)。其中2个点获得的176Lu/177Hf值分别为0.001982和0.003221，176Hf/177Hf值分别为0.282681和0.282694，εHf(t)值分别为-1.3和-0.9(图8a；表5)。

镁铁质包体(T0568-16E1-E4)样品中锆石的Hf同位素组成为14个点的176Lu/177Hf值为0.000544～0.003827，176Hf/177Hf(t)值为0.282612～0.282836，εHf(t)=-3.9～+4.1(图8a；表5)，变化范围较大，亏损地幔模式年龄(tDM)为627～905Ma(表5)。

角闪石岩(T0568-2A)样品中6个点的176Lu/177Hf值为0.002116～0.008039，176Hf/177Hf(t)值为0.282958～0.283010，εHf(t)值为+8.8～+10.6(图8a；表5)，亏损地幔模式年龄(tDM)为356～487Ma(表5)。

酸性岩(花岗片麻岩(T0882-GN))样品中30个点的176Lu/177Hf值为0.000511～0.002146，176Hf/177Hf(t)值为0.282632～0.282802，εHf(t)值为-2.8～+3.2(图8a；表5)，变化范围较大，亏损地幔模式年龄(tDM)为652～873Ma(表5)。

表5 冈底斯岩基东段朗县杂岩早白垩世岩浆岩的锆石Hf同位素测试结果

续表5Continued Table 5测点号年龄(Ma)176Yb/177Hf2σ176Lu/177Hf2σ176Hf/177Hf2σ176Hf/177Hf(t)εHf(t)±2σtDM (Ma)tDMC (Ma)fsT0568-16E1-E4镁铁质包体-0199.00.0242910.0000970.0011080.0000030.2826140.0000300.282612-3.91.19051385-0.97-06102.00.0344880.0008100.0014600.0000320.2827430.0000250.2827400.70.97311095-0.96-11101.50.0950170.0012120.0038270.0000470.2828430.0000280.2828364.11.0627878-0.88-12105.90.0206830.0001510.0009140.0000070.2827390.0000220.2827370.60.87261099-0.97-1495.30.0259840.0000950.0011330.0000010.2826750.0000170.282673-1.90.68201250-0.97-1796.30.0344180.0002310.0014420.0000100.2826680.0000190.282665-2.10.78371267-0.96-18101.70.0268690.0002530.0011980.0000110.2826750.0000230.282673-1.70.88211247-0.96-22101.00.0230910.0000230.0009820.0000010.2826480.0000170.282646-2.70.68551307-0.97-23100.10.0185870.0002310.0009200.0000110.2827630.0000210.2827621.40.76911047-0.97-24107.60.0475060.0000780.0020360.0000030.2828070.0000260.2828033.00.9648948-0.94-25102.80.0270830.0001360.0013440.0000060.2827450.0000200.2827430.80.77251088-0.96-26104.40.0303480.0001180.0013870.0000050.2828080.0000250.2828063.00.9635945-0.96

花岗岩脉(T0568-13D)样品中18个点的176Lu/177Hf值为0.000908～0.006243，176Hf/177Hf(t)值为0.282703～0.282955，εHf(t)=0～+8.1(图8a；表5)，平均值为+3.8，亏损地幔模式年龄(tDM)为428～818Ma(表5)。其中1个点的176Lu/177Hf值为0.000926，176Hf/177Hf(t)值为0.282703，εHf(t)值为-0.1(表5)。

4.4 全岩Sr-Nd同位素

朗县杂岩样品的全岩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6，具体特征如下。

表6 冈底斯岩基东段朗县杂岩早白垩世岩浆岩的Sr-Nd同位素测试结果

基性岩(角闪辉长岩T0568-16GB1和GB2)的Rb和Sr含量分别为55.5×10-6和76.8×10-6，926×10-6和756×10-6，87Rb/86Sr比值为0.173和0.294(表6)；Sm和Nd含量分别为7.61×10-6～7.97×10-6和32.8×10-6～36.5×10-6，147Sm/144Nd比值为0.1403和0.1320(表6)。样品的初始87Sr/86Sr(t)同位素比值为0.705472和0.705712，εNd(t)分别为-0.8和-0.3(图8b, c；表6)。一阶段模式年龄为tDM1=1064～1223Ma，二阶段模式年龄为tDM2=932～974Ma(表6)。

镁铁质包体(T0568-16E1～E5)的Rb和Sr含量分别为49.2×10-6～77.8×10-6和420×10-6～653×10-6，Sm和Nd的含量为5.32×10-6～9.23×10-6和24.3×10-6～35.0×10-6，87Rb/86Sr比值(0.265～0.467)和147Sm/144Nd比值(0.1270～0.1651)均较低，样品的初始87Sr/86Sr(t)同位素比值为0.705768和0.706770(表6)，εNd(t)为-2.7～+1.5，平均值-1.0(图8b, c；表6)。一阶段模式年龄为tDM1=894～2086Ma，二阶段模式年龄为tDM2=783～1133Ma(表6)。

中性岩(T0568-2A和T0568-3B)的Rb和Sr含量分别为172×10-6和65.4×10-6，424×10-6和187×10-6，87Rb/86Sr比值分别为1.174和1.012。Sm和Nd的含量分别为3.43×10-6和3.71×10-6，14.1×10-6和12.6×10-6，147Sm/144Nd比值分别为0.1471和0.1780，样品的初始87Sr/86Sr(t)同位素比值为0.706504和0.706756，εNd(t)分别为+1.1和-1.2(图8b, c；表6)。一阶段模式年龄为tDM1=1112Ma和2497Ma，二阶段模式年龄为tDM2=818Ma和1022Ma(表6)。

酸性岩(T0568-10、T0568-3A和T0568-3C)的Rb和Sr含量为34.0×10-6～167×10-6和129×10-6～410×10-6，87Rb/86Sr比值(0.240～3.666)变化大，Sm和Nd的含量为0.62×10-6～4.41×10-6和3.0×10-6～27.7×10-6，147Sm/144Nd比值(0.0962～0.1237)变化较小，样品的初始87Sr/86Sr(t)同位素比值为0.708099和0.719250，εNd(t)=-8.3～-6.0(图8b, c；表6)。二阶段模式年龄为tDM2=1385～1586Ma。

淡色脉体(T0568-16D1和T0568-16D2)的Rb和Sr含量分别为70.0×10-6和30.2×10-6、385×10-6和330×10-6，87Rb/86Sr比值(0.526和0.265)较低，Sm和Nd的含量分别为2.20×10-6和0.75×10-6，6.9×10-6和3.8×10-6，147Sm/144Nd比值为0.1942和0.1184(图8b, c；表6)，样品的初始87Sr/86Sr(t)同位素比值为0.708904和0.708909，εNd(t)=-7.1和-6.6(图8b, c；表6)二阶段模式年龄为tDM2=1512Ma和1457Ma(表6)。

花岗岩脉(T0568-13D1和T0568-13D2)的Rb和Sr含量分别为66.1×10-6和134×10-6、288×10-6和217×10-6，87Rb/86Sr比值(0.664和1.787)变化较大，Sm和Nd的含量为1.85×10-6和1.93×10-6、8.6×10-6和8.1×10-6，147Sm/144Nd比值(0.1308和0.1449)变化小且较低，样品的初始87Sr/86Sr(t)同位素比值为0.707966和0.709027，εNd(t)=+0.1和+0.8(图8b, c；表6)。一阶段模式年龄为tDM1=944～1203Ma，二阶段模式年龄为tDM2=839～906Ma(表6)。

5 讨论

5.1 冈底斯岩基早白垩世岩浆作用

朗县杂岩中侵入岩的结晶年龄(124～95Ma)跨度较大。角闪辉长岩、镁铁质包体、角闪石岩和闪长岩主要形成于早白垩世晚期(104～100Ma)，花岗岩、花岗片麻岩和花岗岩脉记录了124～95Ma多阶段的岩浆作用过程，尤其是花岗岩脉(T0568-13D)中保留了早白垩世(124.1Ma)岩浆成因的锆石。结合文献数据(王莉等, 2013; Zhengetal., 2014; Dongetal., 2014)，朗县杂岩侵入岩保存了冈底斯岩基早白垩世(124～95Ma)连续的岩浆活动过程。

对冈底斯岩基各期岩浆作用的地球化学特征和年代学格架的总结和归纳表明，该岩基主要由晚三叠世-侏罗纪(205～152Ma)、白垩纪(109～80Ma)、古新世-始新世(64～41Ma)和渐新世-中新世(33～13Ma)岩浆岩组成(Jietal., 2009)。Zhuetal. (2009b)将其分为五期(190～175Ma、120～110Ma、100～80Ma、65～45Ma、25～10Ma)岩浆作用。张泽明等(2019)则划分为220～100Ma、100～80Ma、80～65Ma、65～40Ma、40～8Ma五期岩浆事件。无论哪种划分方案都存在晚白垩世和古新世-始新世的岩浆“爆发期”，分别对应于新特提斯洋大洋板片的大规模俯冲(Coulonetal., 1986)和印度与亚洲大陆之间的强烈碰撞(Tapponnieretal., 1981)。但是冈底斯岩基早白垩世早期(145～120Ma)岩浆岩的记录较为缺乏，认为是平板俯冲或低角度俯冲(Coulonetal., 1986; Dingetal., 2003; Kappetal., 2003, 2005; Leieretal., 2007)的结果或是新特提斯洋俯冲板片后撤导致的岩浆“静歇期”或“空白期”(Daietal., 2021)。王海涛等(2020)报道了米林地区晚侏罗世-早白垩世的辉长质片麻岩(具有E-MORB特征，εHf(t)=+9.9～+14.5，εNd(t)=+3.0～+4.1)和花岗质片麻岩(具有岛弧型岩浆岩的地球化学特征，是初生下地壳部分熔融形成(εHf(t)=+10.9～+15.1，εNd(t)=+4.1～+4.3)，认为是新特提斯洋早期俯冲作用终结的前兆。马门埃达克质安山岩和立穷打双峰式火山岩形成时代均为早白垩世(137～130Ma)(Zhuetal., 2009a; Wangetal., 2016)。朗县杂岩发育闪长岩(王莉等, 2013)，形成时代为早白垩世，具有较低的锆石Hf同位素组成(εHf(t)=+3.4～+6.9)。晚白垩世岩浆岩常包含继承或捕获的早白垩世锆石(～120Ma)(Wenetal., 2008a, b; Jietal., 2009; Zhengetal., 2014)。此外，日喀则弧前盆地碎屑沉积岩和雅鲁藏布江河流沉积物都含有大量的早白垩世(130～110Ma)碎屑锆石(Liangetal., 2008; Wuetal., 2010)。上述观测结果表明：冈底斯岩基的早白垩世岩浆作用要比已知的更为广泛。本研究在朗县杂岩中的花岗岩、淡色脉体和花岗片麻岩获得的锆石U-Pb年龄分别为111.3Ma、113.2Ma和117.7Ma，而基性-中性岩样品获得的锆石U-Pb年龄为103.6～97.6Ma，与Zhengetal. (2014)报道的年龄一致。冈底斯岩基早白垩世岩浆岩记录较少，但在中拉萨和北拉萨却发现了大量同时期的侵入岩和火山岩(Zhuetal., 2011)，在拉萨地块东南(八宿、然乌和波密)也发现了大量早白垩世(133～110Ma)的花岗岩(Chiuetal., 2009)。

综合以上信息，本文认为冈底斯岩基在早白垩世(140～110Ma)应存在大范围且连续的岩浆作用，其出露规模比目前观察到的露头更大更广泛。随着晚白垩世岩浆作用进一步爆发和相关造山过程的影响，大量的露头被抬升破坏或剥蚀殆尽。结合中拉萨和北拉萨的早白垩世岩浆作用，推测整个拉萨地块在该时期发生了规模巨大且广泛的岩浆作用，进一步表明早白垩世岩浆作用可能归因于一种特殊的地球动力学背景。

5.2 朗县杂岩早白垩世岩浆岩的岩石成因和岩浆来源

朗县杂岩中早白垩世岩浆岩的SiO2与Al2O3、TiO2、FeOT、MgO、MnO、CaO、P2O5的协变图表现出明显的线性负相关(图4a-g)，指示分离结晶或部分熔融作用的结果。锆石Hf同位素组成(最大可达13个ε单位)和全岩Sr-Nd同位素组成变化范围较大(图8a, b)，随着SiO2含量的增加εNd(t)明显降低(图8d)，与同时代的岩浆岩相比其岩浆源区明显不均一，暗示岩浆源区复杂。在Zr/Nb-Zr图解中早白垩世的基性岩、中性岩和酸性岩均显示出以部分熔融作用为主的趋势(图9a)，而La/Sm-La图解也表明了部分熔融作用，但花岗岩则具有分离结晶的趋势(图9b)，暗示部分熔融作用是早白垩世岩浆岩的主要形成机制但兼有分离结晶作用。微量元素特征显示部分中性岩和酸性岩具有高Sr和低Y的特征，在Sr/Y-Y和 (La/Yb)N/YbN图解中个别酸性岩显示出埃达克质亲缘性(图9c, d)，但多数样品分布于经典岛弧火山岩区域(图9c, d)，因此朗县早白垩世岩浆岩并不具有埃达克质岩浆的成因(王莉等, 2013; Zhengetal., 2014)。朗县杂岩早白垩世岩浆岩在锆石Hf同位素和全岩Sr-Nd同位素组成上具有较大差异，暗示其岩浆源区具有多样性，本文将分别对基性岩、中性岩、酸性岩(脉体)和镁铁质包体的岩石成因和岩浆源区进行分析和探讨。

图9 朗县杂岩早白垩世岩浆岩Zr/Nb-Zr (a, Geng et al., 2009)、La/Sm-La (b)、Sr/Y-Y (c, Defant and Drummond, 1990; Castillo et al., 1999)和(La/Yb)N-YbN (d, Martin, 1999) 关系图解

5.2.1 朗县杂岩镁铁质包体与岩浆混合作用

研究区内镁铁质包体的寄主岩石为花岗岩，在中-酸性岩石中发育的镁铁质包体可以揭示岩浆的来源、演化和形成机制，隐藏着深部岩浆作用过程的重要信息。前人对镁铁质包体的成因概括为3种：(1)残留体成因，镁铁质包体为花岗质岩浆源区难熔融的残余(残留)物质(Chappell and White, 1992; Chappell, 1996)；(2)同源成因，堆积成因或液态不混溶成因，堆积成因认为镁铁质包体在早期形成的岩浆中由结晶矿物堆积而成(Dodge and Kistler, 1990; Donaireetal., 2005)，液态不混溶成因表明镁铁质包体是中-酸性岩浆中不同组分相互扩散、岩浆熔离作用的结果(Watson, 1976; 朱永峰, 1995)；(3)岩浆混合成因，镁铁质包体是幔源岩浆底侵或内侵至下地壳，并诱发其熔融产生壳源岩浆，随后壳幔岩浆发生不完全混合的产物(Griffinetal., 2002; Peruginietal., 2003; 杨蓉等, 2017; Kocaketal., 2011; Liuetal., 2013)。

镁铁质包体与寄主花岗岩获得的锆石U-Pb年龄基本一致(～100Ma)，通常有残留体成因的包体形成年龄要早于寄主岩石，可排除其为源岩残留体的可能。本文包体的稀土总量较寄主岩石高，同时微量元素Ba亏损和较高的高场强元素(Nb、Ta、Zr、Hf、Ti)含量，这些特征暗示包体与寄主岩石为同源成因的可能性较小(邱检生等, 2015; 林蕾等, 2018)。镁铁质包体的下述特征指示其最有可能为幔源基性岩浆与其诱发地壳熔融形成的酸性岩浆经不均匀混合的产物，如：(1)镁铁质包体多呈椭球形或撕裂状等复杂形态，包体中可见较大的斜长石和石英晶体(图2f)，显示不平衡现象；(2)镁铁质包体富含角闪石，说明混合端元中的镁铁质岩浆水含量较高，这有利于其与花岗质岩浆之间发生混合作用(Grasset and Albarède, 1994)；(3)包体中发育针状磷灰石(图2g, h)，它们是高温的基性岩浆注入到低温的酸性岩浆房中淬冷结晶的产物，是成岩过程中存在岩浆混合作用的重要标志之一(Baxter and Feely, 2002; Karslietal., 2007)；(4)包体中的多数斜长石具有明显的熔蚀结构，也表明为岩浆混合作用的结果。

基性岩样品(角闪辉长岩T0568-16GB1)的εHf(t)=+0.3～+5.7(平均值+1.8)(图8a)，该样品的全岩Nd同位素组成εNd(t)=-0.8；另一件角闪辉长岩样品(T0568-16GB2)获得的εNd(t)=-0.3(图8b, c)，这些特征共同表明其岩浆源区具有富集地幔的特征，可作为镁铁质包体成因的基性端元；在主量元素上，基性岩、镁铁质包体、中性岩和酸性岩均表现出较好的线性相关关系，在Na2O/CaO-SiO2/CaO图解、Na2O/CaO-Al2O3/CaO图解、SiO2/MgO-Al2O3/MgO图解和FeOT-MgO图解中这些协变关系同样指示镁铁质包体最可能为岩浆混合成因(Langmuiretal., 1978)(图10a-d)。此外本文获得的朗县杂岩中镁铁质包体(T0568-16E1-E4)中锆石的Hf同位素组成变化较大，一部分εHf(t)=-9.3～-1.7，显示富集特征；一部分εHf(t)=+0.6～+4.1，显示亏损特征，变化范围可达13个ε单位；5个包体的εNd(t)=-2.7～+1.5，变化范围可达4个ε单位，这进一步说明为不同源区的岩浆混合。本文寄主花岗岩样品εNd(t)=-8.3，显示明显的富集特征，可以作为镁铁质包体成因的酸性端元。因此Sr-Nd-Hf同位素特征组成特征也支持镁铁质包体为岩浆混合成因。

图10 冈底斯岩基东段朗县杂岩镁铁质包体岩浆混合作用元素判别图解

综上所述，朗县杂岩花岗岩中的镁铁质包体应为基性岩浆与其诱发上部古老地壳熔融形成的花岗质岩浆经混合作用的产物。

5.2.2 朗县杂岩基性岩的成因和岩浆源区

基性岩样品具有较高的Al2O3含量(17.63%和18.92%)和FeOT含量(9.23%～10.18%)，较低的MgO含量(4.76%～5.85%)以及Mg#(48和50)，为高钾钙碱性偏铝质岩石。富集大离子亲石元素(如Cs、Rb、Ba和K)和U，高场强元素Nb、Ti、Zr和Hf轻微亏损，轻稀土元素轻微富集，较弱的Eu负异常(Eu/Eu*=0.81和0.82)，轻重稀土分异不明显，暗示形成于俯冲带环境，与朗县东部里龙乡报道的角闪辉长岩(97.5Ma)相似(管琪等, 2011)。重稀土元素(HREE)中的(Ho/Yb)N比值接近1.05，随着SiO2含量的增加(La/Sm)N无明显变化，而 (Dy/Yb)N则变化微弱，MREE和HREE富集，均表明存在角闪石的分离结晶作用。基性岩样品(角闪辉长岩T0568-16GB1)的εHf(t)=+0.3～+5.7(平均值+1.8)，亏损地幔模式年龄(tDM)=543～799Ma，显示其岩浆源区具有亏损地幔的特征。此外该样品的全岩Nd同位素组成εNd(t)=-0.8(图8b)，另一件角闪辉长岩样品(T0568-16GB2)获得的εNd(t)=-0.3(图8b)，两者的二阶段模式年龄tDM2=932～974Ma，与亏损地幔相比，εNd(t)明显降低，表明具有富集地幔的特征，岩浆源区明显不同于特提斯玄武岩、新特提斯洋蛇绿岩和叶巴组玄武岩(图8c)，基性岩样品Ba含量变化大，结合Nb/Y分布在较窄的范围，Th/Yb=0.93和1.81，均表明富集流体特征(Zhuetal., 2009a)。此外还具有较低的Nb/U(3.2和3.8)和略高Ce/Pb(4.8和7.0)比值与全球平均大洋沉积物(GLOSS)的比值(Nb/U=5.3和Ce/Pb=2.9，Plank and Langmuir, 1998)接近，但明显不同于洋中脊和洋岛玄武岩(Nb/U=47和Ce/Pb=27，Hofmannetal., 1986)，暗示其岩浆源区具有大量俯冲沉积物或流体的加入，说明来自俯冲沉积物对这些基性岩浆的形成贡献较高，俯冲沉积物约占23%(图8c)，因此，本文朗县基性岩为俯冲沉积物熔体和流体交代的地幔楔物质部分熔融的产物，经历了一定程度的角闪石分离结晶作用。

5.2.3 朗县杂岩中性岩的成因和岩浆源区

中性岩石可进一步划分为两组，第一组(闪长岩T0563-GR和角闪石岩T0568-2A)，与王莉等(2013)报道的早白垩世闪长岩(～122Ma)相似；第二组(闪长岩T563-12G)类似于本研究区发现的闪长岩(～103Ma)(Zhengetal., 2014)；两组的微量元素和稀土元素组成无明显区别，表现为富集大离子亲石元素，高场强元素Nb和Ti微弱亏损，Zr和Hf无明显异常，轻稀土元素富集，重稀土元素亏损。本文中性岩样品获得的年龄为97.6～99.8Ma，稍晚于基性岩(103.6～100.8Ma)，且两者主量元素具有较好的线性关系，此外样品(T0563-2A和T0563-3B)获得的全岩εNd(t)=+1.1和-1.2。角闪石岩(T0563-2A)获得的锆石εHf(t)=+8.8～+10.6(图8a；表5)，亏损地幔模式年龄(tDM)为483～602Ma(表5)，这些特征指示中性岩应为基性岩浆进一步演化形成。

5.2.4 朗县杂岩酸性岩和岩脉的成因及其岩浆源区

藏南冈底斯岩基出露的早白垩世晚期(120～100Ma)的花岗岩非常有限(Quidelleuretal., 1997)，但有一些同时代的基性-中性岩浆岩的报道，获得的锆石Hf同位素数据表明该时期的岩浆岩均具有正的εHf(t)值(+1.3～+16.5；平均值为+10.1)，变化范围可达15个ε单位，由新生地壳物质或洋壳的熔融形成(Wenetal., 2008a; Jietal., 2009; Zhengetal., 2014; Dongetal., 2014)。此外，同时代的花岗岩仅有个别测试点获得的锆石Hf同位素组成εHf(t)为+9.2～+13.8。本文获得的该时期花岗岩锆石Hf同位素和全岩Sr-Nd同位素组成略有不同。本文将朗县杂岩酸性岩和岩脉依据其锆石Hf同位素组成和全岩Sr-Nd同位素组成进一步划分为两类，第一类锆石εHf(t)和全岩εNd(t)变化小，包括样品(T0563-10、T0563-3A、T0563-3C和T0568-16D)；第二类锆石εHf(t)和全岩εNd(t)变化范围较大，包括样品(T0882-GN和T0568-13D)。

第一类花岗岩的全岩εNd(t)值为-8.3～-6.0，二阶段模式年龄为tDM2=1385～1586Ma；淡色脉体的全岩εNd(t)值分别为-7.1和-6.6，二阶段模式年龄为tDM2=1457～1512Ma，显示富集地幔特征，表明古老地壳物质对岩浆源区的贡献较多；第二类花岗岩的锆石εHf(t)值为-2.8～+3.2(图7c, d；表3)，变化范围较大，亏损地幔模式年龄(tDM)为652～873Ma；花岗岩脉(T0568-13D)的锆石εHf(t)=+0.4～+8.1，平均值+4.8，亏损地幔模式年龄(tDM)为428～818Ma；全岩εNd(t)值分别为+0.1和+0.8，二阶段模式年龄为tDM2=839～906Ma。表明岩浆源区不均一，暗示岩浆源区物质具有亏损地幔的特征但混入了古老地壳物质。已有研究表明在朗县杂岩中出露有石炭纪的花岗岩(Jietal., 2012a; 王莉等, 2013; 吴兴源等, 2013; Dongetal., 2014; 李广旭等, 2020)，这些花岗岩的锆石εHf(t)值为-8.6～-0.8，tDM模式年龄为1.5～1.9Ga，与本文的第一类花岗岩样品获得的二阶段模式年龄一致。本文早白垩世花岗岩与石炭纪花岗岩在稀土元素模式图和微量元素蛛网图中显示相同的变化特征，即富集轻稀土元素，亏损Nb、Ta并强烈亏损Ti，Zr和Hf无明显异常，显示弱过铝质-强过铝质特征。花岗片麻岩具有明显的Eu负异常(Eu/Eu*=0.20～0.58)，同时Sr明显亏损，表明经历了斜长石的分离结晶作用。第二类花岗岩和脉体的FeO和MgO含量高于第一类花岗岩，Eu异常较弱。王莉等(2013)在朗县报道了早白垩世(121.8Ma)的闪长岩，为俯冲板片释放的流体所交代的地幔楔的部分熔融的产物。本文花岗片麻岩(117.7Ma)获得的锆饱和温度较高(平均925℃)，高温和大量流体的存在为古老地壳物质的再熔融提供了条件。

综合以上特征，本文认为朗县杂岩第一类花岗岩是由古老地壳物质的再熔融形成；第二类花岗岩则是由富集流体的幔源岩浆和古老地壳物质熔融混合之后形成并经历了斜长石的分离结晶作用。

5.3 地球动力学背景：新特提斯洋俯冲的二次启动

重塑新特提斯洋俯冲过程主要依赖于冈底斯岩基出露的岩浆岩，早期冈底斯岩基的形成由新特提斯洋的北向俯冲所致(Chuetal., 2006; Jietal., 2009; Wangetal., 2016; Mengetal., 2016; Maetal., 2018, 2020; 王海涛等, 2020)，研究表明其最早期的俯冲记录可追溯到三叠纪(244Ma)(Maetal., 2020)。尽管存在洋陆俯冲(Wangetal., 2016)和洋内俯冲(Aitchisonetal., 2000; 韦栋梁等, 2007; Maetal., 2020)的争议，但新特提斯洋一直在俯冲(244～145Ma)，从三叠纪至白垩纪出露的岩浆岩均认为与其北向俯冲有关(Chuetal., 2006; 张宏飞等, 2007; Jietal., 2009; Kangetal., 2014; 邱检生等, 2015; Wangetal., 2016; Mengetal., 2016; Maetal., 2018; 王海涛等, 2020)。详细的俯冲过程一直模糊不清，俯冲过程持续了近100Myr之久，该阶段的俯冲认为是新特提斯洋大洋板片呈低角度俯冲或平板俯冲(Coulonetal., 1986; Dingetal., 2003; Kappetal., 2003, 2005; Leieretal., 2007)。冈底斯岩基岩浆岩的锆石Hf同位素组成自晚三叠世到白垩纪逐渐降低，从较均一接近亏损地幔(～200Ma)变化到不均一接近富集地幔(～100Ma)(Jietal., 2009; Zhuetal., 2011; 张泽明等, 2019)。新特提斯洋俯冲到一定阶段必然会出现转换或者过渡的关键节点。所以，新特提斯洋可能存在二次俯冲或俯冲重新起始(Subduction Re-initiation)(Zhangetal., 2019; Xuetal., 2020a)。

Zhuetal. (2009a)认为冈底斯岩基早白垩世岩浆活动(137Ma，马门埃达克岩)，其岩浆源区混入了俯冲沉积物和富集流体的特点，可能归因于一个独特的地球动力学过程。王莉等(2013)报道的早白垩世闪长岩(121Ma)同样具有富水(流体)的特征，为新特提斯洋北向俯冲过程中俯冲板片释放的流体所交代的地幔楔部分熔融的产物。Wangetal. (2016)在立穷打地区发现的早白垩世双峰式火山岩(137～130Ma)是由交代的上部地幔楔部分熔融形成，产生最初始的基性岩浆且被板片流体和沉积物熔体改造。随后基性熔体侵入到新生地壳，导致其部分熔融产生钙碱性流纹岩。我们发现早白垩世岩浆活动共同特点是具有富集流体的特征，但存在分歧的是新特提洋俯冲角度较陡(Zhuetal., 2009a; 王莉等, 2013)或平缓(Wangetal., 2016)。在米林报道的晚侏罗世-早白垩世的岩浆作用认为是新特提斯洋早期俯冲作用终结的前兆(王海涛等, 2020)。本文获得的朗县杂岩早白垩世(124～95Ma)的岩浆岩，表明该时期具有广泛的岩浆作用，岩浆源区复杂和岩浆混合作用强烈，同时具有大量俯冲沉积物和流体的参与。

综合以上信息，本文认为新特提斯洋在早期(240～144Ma)经历漫长的俯冲，由于俯冲阻力的不断加大，达到了临界点。在早白垩世时期(～120Ma)俯冲带发生跃迁或俯冲角度达到最大导致大量俯冲沉积物和流体沿俯冲带俯冲下去并交代地幔楔物质发生部分熔融，形成早白垩世的岩浆活动。这很有可能是新特提斯洋二次俯冲开始的标志。

6 结论

(1)早白垩世冈底斯岩基存在大范围的岩浆作用，其出露规模比目前观察到的露头更大更广。随着晚白垩世岩浆作用进一步爆发和相关造山过程的影响，使得大量的露头被抬升破坏或剥蚀殆尽。

(2)朗县杂岩基性岩为高钾钙碱性偏铝质岩石，富集大离子亲石元素，高场强元素Nb、Ti、Zr和Hf轻微亏损，暗示形成于俯冲带环境，为经沉积物熔体和流体交代地幔楔物质后部分熔融的产物且经历了角闪石分离结晶作用。中性岩形成时间略晚于基性岩，为基性岩浆进一步演化形成。

(3)朗县杂岩酸性岩(脉体)为高钾弱过铝质-强过铝质的花岗岩，一部分来源于古老地壳物质的再熔融，一部分是富集流体的幔源岩浆和古老地壳物质熔融混合之后形成。

(4)朗县杂岩的镁铁质包体中发现针状磷灰石、石英和斜长石大晶和熔蚀结构，其主量元素与寄主花岗岩具有较好的线性关系，同位素组成变化较大，均暗示明显的岩浆混合特征。寄主花岗岩作为镁铁质包体的酸性端元，而角闪辉长岩作为基性端元，为岩浆混合作用形成。

(5)新特提斯洋在早期(240～144Ma)经历漫长的俯冲，由于俯冲阻力的不断加大，达到了临界点。在早白垩世时期(～120Ma)俯冲带发生跃迁或俯冲角度达到最大导致大量俯冲沉积物和流体沿俯冲带俯冲下去，与发生部分熔融的地幔楔物质混合，形成早白垩世的岩浆活动。这很有可能是新特提斯洋二次俯冲开始的标志。

致谢感谢中国地质科学院地质研究所董昕研究员和中国科学院地质与地球物理研究所纪伟强副研究员的细致审稿，提出诸多建设性修改意见。