北喜马拉雅带早侏罗世OIB型玄武岩发现：锆石U-Pb年龄、地球化学及岩石成因

魏永峰,肖倩茹,吴建鑫,肖渊甫,杨剑红,林美英成都理工大学地球科学学院,成都,610059;

2)四川省地质矿产勘查开发局区域地质调查队, 成都, 610213;

3)自然资源部四川木里难选冶金矿野外科学观测研究站, 四川木里, 615800

内容提要: 早侏罗世库局OIB型玄武岩分布于北喜马拉雅带东端，其作为夹层产出于早侏罗统普普嘎组下部层位，围岩为粉砂质板岩、泥岩。代表性样品玄武岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年显示，锆石24个分析点的n(206Pb)/n(238U)年龄为115.2～240.9 Ma，n(206Pb)/n(238U)加权平均年龄为190.8 ±1.2 Ma(n=16，MSWD=3.6)，为早侏罗世早期，代表了岩浆的结晶时代。地球化学特征表明，岩石具有低K2O、中MgO及高TiO2、P2O5、TFeO特征，(La/Yb)N为4.4～10.3，δEu=0.89～1.07，富集Rb、Ba、Th等大离子亲石元素及Nb、Ta、Zr、Hf、Ti等高场强元素，为大陆边缘裂谷背景的具有OIB型地球化学特征的拉斑玄武岩。库局OIB型玄武岩与含石榴子石、尖晶石二辉橄榄岩部分熔融(Gt > Sp)有关，显示出岩石圈地幔物质的印记。岩石成因模式可以解释为正在孕育的地幔柱诱导的上涌软流圈物质与岩石圈地幔物质混合后在拉张背景下发生减压熔融的产物，这种地幔热柱或热点可能与Kerguelen热点的早期活动有联系，岩浆演化过程中发生了橄榄石和单斜辉石的分离结晶作用，在侵位过程中遭受了一定程度下地壳混染。早侏罗世库局OIB型玄武岩的发现填补了北喜马拉雅带东端早侏罗世岩浆活动记录，为认识特提斯喜马拉雅带中段早侏罗世构造演化提供基础资料。

特提斯喜马拉雅带位于印度河—雅鲁藏布江缝合带以南，高喜马拉雅结晶岩系以北，是印度大陆的组成部分。自古生代以来沉积了一套海相沉积序列，以三叠系、侏罗系、白垩系泥砂岩、砂页岩、碳质板岩和泥灰岩为主，被认为是大印度北缘晚三叠世以来被动大陆边缘的典型代表(余光明和王成善，1990；吴福元等，2020)。带内发育二叠纪—白垩纪以基性玄武岩为主的火山岩夹层(潘桂棠等，2002；朱弟成等，2003，2004，2006a；侯晨阳，2017；黄勇等，2018)，是古生代中晚期至晚白垩世大陆裂解背景下的产物(Yin An and Harrison，2000；黄勇等，2018)，为研究特提斯喜马拉雅构造演化过程以及板块裂解提供了天然媒介。以吉隆—定日—岗巴—洛扎断裂为界，进一步将特提斯喜马拉雅分为拉轨岗日带(北带)和北喜马拉雅带(南带)(图1a)。1∶25万区域地质调查资料❶❷❸❹❺❻❼❽显示，北喜马拉雅带内中生代三叠纪—白垩纪主要为一套较稳定被动边缘盆地中的滨浅海相碳酸盐岩—碎屑岩沉积序列，该时期火山活动迁移至北侧的拉岗日被动陆缘盆地中(潘桂棠等，2013)，仅在卡达地区发现有白垩纪火山岩夹层(侯晨阳，2017；黄勇等，2018)，火山活动较弱。本文报道的早侏罗世OIB型玄武岩发现于北喜马拉雅带，在该带内，迄今对于早侏罗世火山岩浆活动鲜有报道，同时由于缺乏系统的岩石学、地球化学和年代学研究，对其性质的认识比较模糊，致使该(火山岩)地层时代归属差异较大，造成了地层区划时，北喜马拉雅地层分区东延一直悬而未决，并成为长期的争论焦点。本文试图在野外调查的基础上，根据锆石U-Pb年龄，结合地球化学特征，探讨早侏罗世OIB型玄武岩的成因和大地构造背景，为认识特提斯喜马拉雅带中段早侏罗世构造演化提供基础资料。

图1 藏南构造单元划分地质简图(a) (据潘桂棠等，2013)及库局地区地质简图(b) (据注释❾)Fig. 1 Geologicalsketch of structural unit division in southern Tibet(a；after Pan Guitang et al.，2013&)and Geological sketch of Kuju area(b；after the note ❾)

1 地质概况及样品

北喜马拉雅带处于藏南拆离系(STDS)以北，吉隆—定日—岗巴—洛扎断裂以南。带内前寒武纪地层紧邻STDS附近零星分布，为韧性剪切带糜梭岩，寒武系变质砂板岩及千枚岩夹灰岩、变质砂岩，代表“泛非变质基底”沉积盖层。古生代奥陶纪—泥盆纪时期为被动大陆边缘盆地中一套稳定的以浅海相碳酸盐岩为主夹碎屑岩的沉积序列，石炭系为一套滨浅海相碎屑相沉积。晚古生代二叠纪为被动边缘裂解序列，所发育的玄武岩、安山玄武岩和火山角砾具有大陆拉斑玄武岩特点，形成于与北侧冈底斯岛弧有关的弧后扩张区陆缘裂陷盆地构造环境。中生代三叠纪—白垩纪主要为一套较稳定被动边缘盆地中的滨浅海相碳酸盐岩—碎屑岩沉积序列。古近系属于前陆盆地中的滨浅海碎屑岩—碳酸盐岩堆积，其形成与北侧雅鲁藏布江洋盆消亡、冈底斯岛弧带碰撞型火山岩的发育过程相一致。新近系为一套河湖相磨拉石建造(潘桂棠等，2013)。受区域伸展拆离构造影响，带内还分布有一系列深成侵入岩和变质沉积岩所构成的变质核杂岩体(Zhang Jinjiang et al.，2012)。

本文样品采自西藏山南地区洛扎县边巴乡—错那县库局乡，坐标为91°22′～91°40′E、28°01′～28°07′N(图1b)，1∶5万区域地质调查成果显示地层为早侏罗统普普嘎组，该组下部为粉砂质板岩、泥岩为主，夹少量细砂岩、玄武岩(图2a)；上部为灰岩、砂屑灰岩、鲕粒灰岩与板岩互层，灰岩中产丰富的菊石化石，与上覆层中侏罗统聂聂雄拉组呈整合接触，区域上平行不整合❶或整合❸于上三叠统德日荣组之上。研究区夹层火山岩出露宽度3～50 m，长度50～3000 m，近东西向呈条带状展布。火山岩石类型主要为玄武岩，气孔—杏仁状构造(图2b、c)，玄武岩镜下呈斑状结构(图2d)，斑晶含量为2%～5%，主要为斜长石，少量单斜辉石；基质为间粒结构，主要由斜长石、单斜辉石、杏仁体及少量金属矿物组成。样品均发生了较明显的钠黝帘石化、碳酸酸化、绿泥石化、泥化等蚀变作用，部分斜长石已全部蚀变为方解石、绢云母集合体，仅剩斜长石晶形。

图2 西藏山南地区洛扎县边巴乡—错那县库局乡OIB型玄武岩露头及镜下照片Fig. 2 Outcrops and microscopic photographs for the OIB-type basalt in Kuju area, southern Xizang(Tibet)Am—杏仁体(由方解石、石英、绿泥石集合体填充)；Pl—斜长石(多蚀变为钠黝帘石、方解石、绢云母等集合体)；Cpx—单斜辉石(次闪石化)Am—amygdala(filled with calcite，quartz and chlorite aggregate)；Pl—plagioclase(Most of them are altered into the assemblage of zoisite，calcite and sericite)；Cpx—Clinopyroxene(amphibolization)

2 样品处理与分析方法

锆石单矿物分选由四川华阳岩矿测试中心完成，阴极发光(CL)图像采集及锆石U-Pb定年在南京宏创地质勘查技术服务有限公司微区分析实验室使用激光剥蚀—电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)完成。激光剥蚀平台采用Resolution SE型193 nm深紫外激光剥蚀进样系统(Applied Spectra，美国)，配备S155型双体积样品池。质谱仪采用Agilent 7900型电感耦合等离子体质谱仪(Agilent，美国)。详细的调谐参数见Thompson 等(2018)，锆石样品固定在环氧树脂靶上，抛光后在超纯水中超声清洗，分析前用分析级甲醇擦拭样品表面。采用5个激光脉冲对每个剥蚀区域进行预剥蚀(剥蚀深度～0.3 μm)，以去除样品表面可能的污染。在束斑直径30 μm、剥蚀频率5 Hz、能量密度2 J/cm2的激光条件下分析样品。数据处理采用Iolite程序(Paton et al.，2010)，锆石91500作为校正标样，GJ-1作为监测标样，每隔10～12个样品点分析2个91500标样及一个GJ-1标样。通常采集20 s的气体空白，35～40 s的信号区间进行数据处理，按指数方程进行深度分馏校正(Paton et al.，2010)。以NIST 610 作为外标，91Zr作为内标计算微量元素含量。本次实验过程中测定的91500(1061.5±3.2 Ma，2σ)、GJ-1 (604±6 Ma，2σ)年龄在不确定范围内与推荐值一致。主量元素、稀土及微量元素样品加工由华阳地矿检测中心实验室完成，测试由国土资源部武汉矿产资源监督检测中心湖北省地质实验测试中心采用双道原子荧光仪(型号：AFS-820)、电感耦合等离子体质谱仪 (型号：X2)、等离子发射光谱仪(型号：ICAP6300)、一米平面光栅摄谱仪(型号：CCD-I)等完成，分析精度优于5%。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年龄

锆石U-Pb测年样品(KD4104)采自西藏山南地区错那县库局乡南西，其地理位置为91°19′03″E、28°01′40″N，见图1b。样品选取24颗锆石进行LA-ICP-MS法U-Pb测年，分析锆石均为无色—浅黄色透明，颗粒形状规则，长柱状自形晶，粒径多为80～120 μm，长宽比为2～3。CL图像表现出典型的岩浆韵律环带和明暗相间的条带结构(图3)，Th/U 值为0.19～1.53，均大于0.1，Th、U间具良好正相关，说明他们与岩浆结晶作用有关，属典型的岩浆成因锆石(Moeller et al.，2003)，可代表岩石成岩年龄。该锆石特征与花岗质岩锆石相似，在早侏罗世时期，特提斯喜马拉雅带除下—早侏罗统日当组有安山岩(王立全等，2013)及玄武岩❾夹层外，均未见火山—岩浆活动记录，更没有花岗质岩的报道，加之后文分析早侏罗世时这里的陆壳已经变得很薄，由此可见该岩浆锆石不可能是围岩或者混染过程中捕获的花岗质岩锆石，而应该是拉张背景减压条件下形成的玄武岩锆石，但其形成机理尚需进一步研究。获得的24个测点数据见表1，从测试年龄数据的分布范围来看，大致可以得到两组比较集中的年龄(图4a)，其中5个测点(6、7、10、13、16)n(206Pb)/n(238U)年龄介于213.6～225.2 Ma，在置信度95%时，给出的加权平均值为221.5±5.0 Ma(n=5，MSWD=4.0)，该年龄可能为岩浆上侵过程中捕获的早期围岩的岩浆锆石，可能与特提斯喜马拉雅带的三叠纪裂谷作用有关(朱弟成等，2006a)；18个测点(1～5、8～9、11～12、14～15、18～24)n(206Pb)/n(238U)年龄介于186.1～194.6 Ma，除测点2、8外，在置信度95%时，给出的加权平均值为190.8 ±1.2 Ma(n=16，MSWD=3.6)，见图4b，时代为早侏罗世，可代表玄武岩浆结晶年龄。另外17号测点年龄数据为115.2 ±1.0 Ma，可能暗示其遭受后期岩浆热事件的影响(吴福元等，2020)。

图3 西藏山南地区洛扎县边巴乡—错那县库局乡OIB型玄武岩锆石阴极发光(CL)图像Fig. 3 Cathodoluminescences(CL)images of zircons for the OIB-type basalt in Kuju area, southern Xizang(Tibet)

图4 西藏山南地区洛扎县边巴乡—错那县库局乡OIB型玄武岩锆石U-Pb年龄谐和图Fig. 4 Concordia diagrams of zircons for the OIB-type basalt in Kuju area, southern Xizang(Tibet)

3.2 岩石地球化学特征

库局玄武岩的主量元素、微量及稀土分析结果见表2。

本文测试的玄武岩样品烧失量大于2.80%，均发生了蚀变作用，在利用主元素氧化物分析数据识别火山岩的岩类、环境判别及岩石成因讨论时，首先去掉烧失量，其余的主元素氧化物分析数据重新换算成100%(邓晋福等，2015a)，即干条件下(邓晋福等，2015b)进行。样品SiO2含量介于40.83%～51.99%，具有较明显的低K2O(0.02%～0.70%，平均0.40%)、中MgO(3.69%～6.92%，平均5.51%)和高TiO2(2.28%～3.45%，平均3.06%)、P2O5(0.32%～0.54%，平均0.43%)、TFeO(10.29%～11.61%，平均10.95%)特征。样品均具有FeO含量大于Fe2O3含量的特征，说明后期蚀变及氧化作用不是造成全铁含量偏高的主要原因，较高Fe含量代表的应是源区特点，指示库局玄武岩的岩浆源区具有高压特征(Lassiter and DePaolo，1997)。岩石Mg#值为40.7～54.7，均低于原生岩浆范围(Mg#=68～75；Wilson，1989)，指示库局玄武岩经历了较高程度的结晶分异。利用蚀变火山岩Nb/Y—Zr/TiO2分类图解(图5a)进行判断，研究库局玄武岩主要属亚碱性玄武岩，样品在AFM图解(图5b)中，主要落入为拉斑玄武岩系列范围。玄武岩较高的Ti、Fe、P含量与洋岛玄武岩(OIB)相似。

图5 西藏山南地区洛扎县边巴乡—错那县库局乡OIB型玄武岩Nb/Y—Zr/TiO2分类图解(a)(据Winchester and Floyd，1977)和AFM图解(b) (据Irvine and Barager，1971)Fig. 5 Nb/Y—Zr/TiO2 diagram(a) (after Winchester and Floyd，1977)and FAM diagram(b) (after Irvine and Barager，1971)for the OIB-type basalt in Kuju area, southern Xizang(Tibet)

库局玄武岩的稀土元素总量偏高，为132.26×10-6～253.86×10-6(平均188.75×10-6)，δEu为0.89～1.07，异常不明显，显示岩浆未发生明显的斜长石结晶分异作用，与岩相学观察一致。(La/Yb)N值为4.4～10.3，其稀土配分曲线呈略右倾的轻稀土富集模式，除部分样品具有更高的HREE丰度外，与OIB玄武岩、夏威夷碱性玄武岩具有相似性，与峨眉山高Ti玄武岩及被认为是Kerguelen热点活动有关的Rajmahal碱性玄武岩相比库局玄武岩LREE丰度更低(图6a)。在原始地幔标准化蛛网图(图6b)上，富集Rb、Ba、Th等大离子亲石元素及Nb、Ta、Zr、Hf、Ti等高场强元素，明显区别于不相容元素亏损的洋中脊玄武岩，同时区别于与俯冲作用有关的汇聚板块边缘的岛弧、活动陆缘岩浆弧火山岩特征，显示出与OIB玄武岩、夏威夷碱性玄武岩相似的不平滑锯齿状特征。库局玄武岩与峨眉山高Ti玄武岩比较，后者Th、Nb、Ta等元素丰度略高，与Rajmahal碱性玄武岩相比后者则表现为更高的Ba、Sr、P等丰度。

图6 西藏山南地区洛扎县边巴乡—错那县库局乡OIB型玄武岩稀土元素球粒陨石标准化配分布曲线(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)Fig. 6 Chondrite-normalized REE pattern(a)and primitive mantle-normalized trace element spider diagram(b)for the OIB-type basalt in Kuju area, southern Xizang(Tibet)数据来源：原始地幔、球粒陨石、OIB、E-MORB、N-MORB数据来自Sun and McDonough(1989)；峨眉山高Ti玄武岩、低Ti玄武岩(肖龙等，2003)；丽江苦橄岩、丽江玄武岩(张招崇等，2004)；Rajmahal碱性玄武岩(Kent et al.，2000)、夏威夷碱性玄武岩和夏威夷拉斑玄武岩(http://georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc/Entry.html)Data sources：Primitive mantle，Chondrite，OIB，E-MORB，N-MORB(Sun and McDonough，1989)；Emeishan high-Ti，low-Ti basalts(Xiao Long et al.，2003&)；Picrite and basalt in Lijiang(Zhang Zhaochong et al.，2004&)；Rajmahal alkali basalt(Kent et al.，2000)；Hawaiian tholeiites，Hawaiian alkaline basalts (http://georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc/Entry.html)

4 讨论

4.1 玄武岩年龄对火山岩地层时代的约束

早侏罗世玄武岩是从研究区拉康组中重新厘定出的。最早，该地层被1∶100万拉萨幅(1979)归属于晚三叠统。1983年，王乃文先生将分布于洛扎以南至中国与不丹边境的浅变质地层命名为拉康组，时代疑为T3或K1(晚三叠世或早白垩世)，其后余静贤重新对地层中的孢粉进行鉴定后认为应属于白垩纪早期。2002年，安微地调院1∶25万洛扎幅❺在其中采获丰富的小型特化菊石，时代为早白垩世贝利阿斯期—阿普特期，而将地层时代归属于早白垩世。2004年，云南省地质调查院1∶25万隆子县幅❻分别在其底部和中上部采获大量双壳和菊石，并根据岩性特征和化石，以下部断层为界，划分出下部上三叠统曲龙共巴组，上部下白垩统拉康组。侯晨阳(2017)在研究区东侧卡达一带拉康组中上部夹层玄武岩中获得SHRIMP U-Pb年龄140.7±2.4 Ma、140.7±4.5 Ma，时代为早白垩世，但地层底部年龄未能得到很好的约束。黄勇等(2018)在同一地区玄武岩中获得SHRIMP U-Pb年龄为92.1±1.2 Ma，时代为晚白垩世。Zhu Dicheng 等(2008)报道的拉康组辉绿岩墙的侵位时代为144.7±2.4 Ma，表明该地层形成时代应早于144.7±2.4 Ma。以上研究成果可能有两种解释：其一，该(火山岩)地层时代跨度较大；其二，构造、地层层序尚未完全查清，地层归属存有疑义。笔者等在区域上尚未见及有如此大的时代跨度地层出露，故倾向于第二种解释，同时认为将拉康组时代定义为早白垩世是合理的。

对于本文研究的赋火山岩地层，在下部夹层玄武岩中获得锆石U-Pb年龄为190.8 ±1.2 Ma，与同地层中获得多肋花冠菊石Coronicerasmulticostatum(J1)、帕氏菊石(未定种)?Partrchicerassp.、太阳菊石科?Sonnilniidae等化石时代吻合，时代为早侏罗世，而非早白垩世。根据岩性组合❶❷❸、沉积构造、古生物组合特征(朱同兴等，2005)，结合地层接触关系、岩浆锆石U-Pb年龄，认为该火山岩地层可以与同带早侏罗世普普嘎组地层对比，为不引起较大的混乱，应从1∶25万洛扎幅、隆子县幅原定的拉康组中区别出来认识。

4.2 构造背景及意义

由于库局玄武岩受到了不同程度蚀变作用的影响，所以笔者等选用对蚀变作用具有较高稳定性的不相容元素并结合火山岩产出的沉积环境，来识别其产出的构造环境。在Zr—TiO2图解(图7a)中，库局玄武岩均落入板内环境；在Ta/Hf—Th/Hf图解(图7b)中，库局玄武岩主要落入大洋板内洋岛、海山、T-MORB、E-MORB—地幔柱玄武岩区；利用La—La/Nb和Nb—Nb/Th图解可以有效地对岛弧玄武岩、洋中脊玄武岩和洋岛玄武岩进行识别(李曙光，1993)，在La—La/Nb图解(图7c)和Nb—Nb/Th图解(图7d)中，库局玄武岩均落入洋岛玄武岩范围。特别指出的是大陆玄武岩不管是否遭受地壳或岩石圈混染，他们都具有较高的Zr含量(>70×10-6)和Zr/Y值(>3)(夏林圻等，2007)，库局玄武岩Zr含量(>245×10-6)和Zr/Y值(>4)，综合认为库局玄武岩产出于与洋岛玄武岩类似的板内构造背景。

图7 西藏山南地区洛扎县边巴乡—错那县库局乡OIB型玄武岩不活动元素的构造环境判别图解Fig. 7 Tectonic discrimination diagram based on immobile trace elements for the OIB-type basalt in Kuju area, southern Xizang(Tibet)在图7a(Pearce，1982)中：WPB—板内玄武岩；MORB—洋中脊玄武岩；VAB—火山弧玄武岩．在图7b(汪云亮等，2001)中：Ⅰ—板块发散边缘N-MORB区；Ⅱ—板块汇聚边缘玄武岩区(Ⅱ1—大洋岛弧玄武岩区；Ⅱ2—陆缘岛弧及陆缘火山弧玄武岩区)；Ⅲ—大洋板内洋岛、海山玄武岩区及T-MORB、E-MORB区；Ⅳ—大陆板内玄武岩区(Ⅳ1—陆内裂谷及陆缘裂谷拉斑玄武岩区；Ⅳ2—陆内裂谷碱性玄武岩区；Ⅳ3—大陆拉张带(或初始裂谷)玄武岩区)；Ⅴ—地幔热柱玄武岩区．图7c、d(李曙光，1993)In Fig. 7a(Pearce，1982)：WPB—Within-Plate Basalt；MORB—Mid-Ocean Ridge Basalt；VAB—Volcanic Arc Basalt．In Fig. 7b(Wang Yunliang et al.，1982&)：Ⅰ—N-MORB area at the edge of plate divergence；Ⅱ—Basalt area at the edge of the convergent plate (Ⅱ1—Ocean Island Arc Basalt；Ⅱ2—Continental Margin Island Arc and Continental Margin Volcanic Arc Basalt Area)；Ⅲ—Ocean Island， seamount basalt area and T-MORB， E-MORB area；Ⅳ—Continental intraplate basalt area (Ⅳ1—Intracontinental rift valley and continental rift valley basalt area；Ⅳ2—Intracontinental Rift Alkaline Basalt Area；Ⅳ3—Continental extension zone (or initial rift) basalt area；Ⅴ—Mantle plume basalt area．Fig. 7c、d(Li Shuguang，1993)

吉隆—定日—岗巴—洛扎断裂经历了复杂的构造发展过程❸。在冈瓦纳古大陆边缘形成和青藏特提斯裂解阶段，它控制了北喜马拉雅和拉轨岗日的构造古地理面貌和沉积环境。从寒武纪至泥盆纪，北喜马拉雅处于冈瓦纳北部古大陆边缘的陆缘浅海沉积环境，而拉轨岗日为古隆起，缺失沉积地层。到石炭纪和早二叠世，拉轨岗日也发生沉陷，与南侧的北喜马拉雅连通构成统一的海域。从晚二叠世开始，拉轨岗日与北喜马拉雅再度发生分异，北喜马拉雅相对较稳定，而拉轨岗日垂向运动加剧，晚二叠世的隆起和三叠纪至侏罗纪的拗陷可能是通过吉隆—定日—岗巴—洛扎断层来调节，当时该断层为正断层，可能还有同沉积断层的性质。研究区早侏罗统普普嘎组主要为粉砂质板岩、泥岩为主，夹少量细砂岩、玄武岩；上部为灰岩、砂屑灰岩、鲕粒灰岩与板岩互层。这种岩石组合明显不同于洋岛环境下由底部洋岛玄武岩和上部泥质沉积物(如碳酸盐和硅质岩)组成的二元结构特征，暗示普普嘎组玄武岩虽然具有OIB型地球化学特征，但可能并非形成于洋岛环境。基本层序分析表明普普嘎组为一套形成于滨岸—陆棚—开阔台地沉积环境。据此我们倾向性认为库局OIB型玄武岩很可能形成于浅海—陆棚—开阔台地环境下的裂谷背景中，早侏罗世时这里的陆壳已经变得很薄。新生代初期随着印度和亚洲的碰撞新特提斯洋关闭(吴福元等，2020)，地壳大规模缩短，特提斯沉积普遍发生强烈的褶皱作用和断裂作用，先期在特提斯裂解过程中形成的控盆正断层发生反转，变成由北向南运动的逆冲断层。

4.3 岩浆源区性质与地壳混染

不相容元素因其具有相似的分配系数，所以其比值不受分离结晶作用的影响，并且在地幔物质部分熔融过程中只有很小的变化，常用来指示源区特征(Taylor and MeClennan，1985)。由于来自岩石圈地幔熔体的Fe含量要比来自深部地幔熔体中的低(Lassiter and DePaolo，1997；张招崇等，2004)，并且本文库局玄武岩的高TFeO含量(10.95%)可比于丽江苦橄岩和与之伴生的玄武岩(张招崇等，2004)，因此，其高TFeO含量指示了来源于压力较高的深部地幔成因。王登红(1998)研究指出，与地幔热柱有关的玄武岩(如OIB)Nb丰度一般>10×10-6、Ti/V的值为50～100，本文玄武岩的高Nb丰度15.1～41.0×10-6(平均为31.0×10-6)、Ti/V值为60～95(平均为74)，以及在稀土元素配分模式图(图6a)和微量元素蛛网图上(图6b)与地幔热柱或热点产物(如峨眉山高钛玄武岩等)之间的相似地球化学特征，均暗示库局玄武岩与OIB具有明显的亲缘性，也暗示其源区存在与OIB来源有关的软流圈地幔物质，这种认识得到一系列判别图解(图7b、c、d)的支持。

来自深部地幔物质的岩浆具有低的La/Ta值(一般在8～15)，而受到岩石圈地幔混染后该比值将迅速增加，一般在25以上，但La/Sm值变化不大，但是如果混染了地壳物质，则La/Sm值将迅速增高，一般在5以上(Lassiter and DePaolo，1997；张招崇等，2004)，库局玄武岩La/Ta=10.5～27.4，La/Sm=2.6～3.7，除了暗示其源区不同于单纯的深部地幔物质外，还暗示它们没有受到明显的地壳混染。(Th/Ta)PM、(La/Nb)PM值可以较为有效地识别玄武岩中地壳物质的贡献，起源于地幔热柱的玄武岩，其(Th/Ta)PM、(La/Nb)PM值均小于1(Neal et al.，2002)。库局玄武岩(Th/Ta)PM=0.3～1.2、(La/Nb)PM=0.7～1.8，明显远离中上地壳物质分布区(图8a)，其中4个样品的(Th/Ta)PM、(La/Nb)PM值均小于1，并位于夏威夷拉斑玄武岩范围；各有1件样品位于没有或很少受到岩石圈地幔或地壳物质混染的丽江玄武岩(张招崇等，2004)、Rajmahal玄武岩(Kent et al.，2000)范围；仅有一件玄武岩(KD0032)样品位于下地壳附近，暗示库局玄武岩为没有或很少受到岩石圈地幔或地壳物质混染的玄武岩，可能与下地壳有一定联系，但受到中上地壳物质混染的可能性很小。Nb/Th与Ti/Yb的值能够有效地识别出玄武岩中的地壳物质和陆下岩石圈地幔物质的贡献(Li Xianhua et al.，2002)，5件玄武岩样品具有相对恒定的Nb/Th值，投点于夏威夷碱性玄武岩与MORB之间(图8b)，并没有显示陆下岩石圈地幔物质加入的趋势，然而KD4114样品投入了峨眉山高Ti玄武岩区，峨眉山高Ti玄武岩很可能与地幔柱—岩石圈相互作用有关(Xu Yigan et al.，2001；Xiao Long et al.，2004)，这可能说明岩石圈地幔物质的贡献也是不能忽略的。样品KD0032投点于下地壳附近，似乎显示出有下地壳物质加入的特征，很可能受到了一定程度下地壳物质混染；该样品Th/Ta的值为2.46，接近来自原始地幔的Th/Ta(±2.3；Sun and McDonough，1989)，暗示地壳物质组分混染较轻微，可能是由于岩浆粘度较小或地壳减薄，在快速上涌过程中没有来得及与陆壳发生深度混染，这与上文讨论玄武岩产出的构造环境一致，同时也解释了岩石中含有早期岩浆锆石的原因；值得关注的是地幔中如果存在循环地壳也能造成Th/Ta、La/Ta和Nb/Th的变化，但从镜下观察锆石没有熔蚀，为岩浆锆石，锆石n(206Pb)/n(238U)年龄最大为225.2 Ma，没有发现古老的残留锆石年龄，暗示存在循环地壳的可能性不大。

图8 西藏山南地区洛扎县边巴乡—错那县库局乡OIB型玄武岩地壳混染判别图解Fig. 8 Discrimination diagram of crustal contamination of OIB type basalt in Kuju area, southern Xizang(Tibet)底图(朱弟成等，2006b)．数据来源：原始地幔(PM，Sun and McDonough，1989)；岩石圈地幔(SCLM，McDonough，1990)；N-MORB，E-MORB(Sun and McDonough，1989)；UC、MC、LC分别代表上部、中部和下部地壳(Rudnick et al.，2003)；未受地壳混染(URB)的和受地壳混染(MRB)的Rajmahal玄武岩(Kent et al.，2000)；峨眉山高Ti、低Ti玄武岩(Xu Yigang et al.，2001；Xiao Long et al.，2004)；夏威夷拉斑玄武岩(HTB)和夏威夷碱性玄武岩(HAB)暗色岩*；与Kerguelen有关的OIB火成岩(Zhu Dicheng et al.，2007)；其他玄武岩数据同图6Base map(Zhu Dicheng et al.，2006&b)．Data sources：Primitive mantle(PM，Sun and McDonough，1989)；Lithosphere mantle(SCLM，McDonough，1990)；N-MORB，E-MORB(Sun and McDonough，1989)；Upper(UC)，middle crust(MC)and lower crust(LC)(Rudnick et al.，2003)；Unmodified(URB)and modified(MRB)Rajmahal basalts(Kent et al.，2000)；Emeishan high-Ti，low-Ti basalts(Xu Yigang et al.，2001；Xiao Long et al.，2004)；Hawaiian tholeiites(HTB)，Hawaiian alkaline basalts(HAB)and Deccan Traps data*；与Kerguelen有关的OIB火成岩(Zhu Dicheng et al.，2007)；other basalts data are same as Fig. 6

4.4 分离结晶作用

库局玄武岩无明显Eu异常，表明这些玄武岩无明显斜长石的分离结晶。玄武岩结晶程度较好，有斑状结构，所分析样品的MgO含量低于6.92%，Mg#低于54.7，相容元素Ni(41.9×10-6～152×10-6)、Cr(46.2×10-6～224×10-6)含量较低且变化范围大，明显低于原生玄武岩浆范围(Ni，300×10-6～400×10-6)；Cr，300×10-6～500×10-6)，这些玄武岩如此低的MgO、Cr、Ni含量，似乎不仅仅是部分熔融的结果，同化混染和分离结晶可能也起了作用。由于下地壳MgO、Cr含量均较高(分别为7.24%、215×10-6；Rudnick and Gao，2003)，玄武岩低MgO、Cr含量似乎与下地壳同化混染的关系不大，应主要由分离结晶作用引起。库局玄武岩的Cr、Ni与MgO含量之间弱的正相关关系表明可能存在橄榄石和辉石的分离结晶(图9a、b)；而CaO含量与CaO/Al2O3的正相关性(图9c)则指示了单斜辉石的结晶分异。造成库局玄武岩MgO、Cr含量低的原因可能是由于岩浆过程中Cr对尖晶石、斜方辉石、单斜辉石和石榴子石等矿物都是相容元素，岩浆过程中发生了这些矿物相的分离结晶，这种推测得到了岩石学的印证，所有玄武岩中极少橄榄石，说明在地壳深处发生过橄榄石等铁镁矿物的分离结晶，而橄榄石的少量结晶就会使残余岩浆中的MgO、Cr含量大大降低。

图9 西藏山南地区洛扎县边巴乡—错那县库局乡OIB型玄武岩Harker图解Fig. 9 Harker diagrams for the OIB-type basalt in Kuju area, southern Xizang(Tibet)

4.5 岩石成因

现代大洋岛屿玄武岩的研究表明，OIB型地幔源区的产生3种成因模式：① 地幔热柱源区两种不同组分的混合；② 相对亏损的地幔物质与同位素存在明显区别的软流圈地幔在上升过程中混合；③ 由软流圈地幔与岩石圈原始地幔混合(Hart et al.，1992)。此3种成因模式均说明地幔柱构造条件和软流圈地幔上涌是形成OIB型地幔源区的主要制约因素(Jia Dacheng et al.，2004)。由上文讨论可知，库局OIB型玄武岩形成于浅海—陆棚—开阔台地环境下的裂谷背景，其玄武岩浆中叠加有岩石圈组分，库局OIB型玄武岩在Zr/Nb—Ce/Y图解上(图10a)样品投点虽不集中，但处于亏损尖晶石二辉橄榄岩低程度部分熔融线附近的趋势较为明显，在La/Sm—Sm/Yb图解上(图10b)同样显示出OIB玄武岩起源于含石榴子石、尖晶石二辉橄榄岩部分熔融(Gt > Sp)(Lassiter and DePaolo，1997)。因此，库局OIB型玄武岩的成因可以解释为地幔柱诱导的上涌软流圈物质与岩石圈地幔物质混合后在不同程度的拉张背景下发生减压熔融的产物，在上侵过程中受到了一定程度的下地壳物质混染。这种成因模式可以用裂谷带之下上涌的地幔物质由于传导作用而变冷的成因模式或正在孕育的地幔柱模式来解释(朱弟成等，2006a)。

图10 西藏山南地区洛扎县边巴乡—错那县库局乡OIB型玄武岩Zr/Nb—Ce/Y图解(a) (据Deniel，1998)和La/Sm—Sm/Yb图解(b) (Lassiter and DePaolo，1997)Fig. 10 Zr/Nb—Ce/Y diagram(a) (after Deniel，1998)and La/Sm—Sm/Yb diagram(b) (after Lassiter and DePaolo，1997)of OIB-type basalt in Kuju area, southern Xizang(Tibet)

特提斯喜马拉雅带广泛发育晚古生代至中生代碎屑岩地层及同期火山岩浆活动记录，并以早白垩世期间发生的岩浆作用规模最为宏大(Sciunnach and Garzanti，1997；Garzanti et al.，1999；王根厚等，2000；朱弟成等，2004，2006a；侯晨阳，2017；黄勇，2018；张大文等，2019)，此研究说明特提斯喜马拉雅带至少从石炭—二叠纪就开始的伸展裂陷作用，并一直到晚白垩世，这一发生在冈瓦纳大陆的裂解事件先后形成古特提斯、新特提斯和印度洋(吴福元等，2020)。Kent(1991)根据大印度、西澳大利亚和南极洲的地貌地特征认为，东冈瓦纳大陆最后裂解前的150 Ma的时间跨度内，其岩石圈下面可能存在一个正在长期孕育的地幔柱。由于早白垩世火山岩具OIB型板内玄岩特征，且与同期的澳大利亚西部的Bunbury玄武岩相似(朱弟成等，2005；Zhu Dicheng et al.，2008；夏瑛等，2012)，因此部分学者将这期火山岩浆活动与Kerguelen地幔柱活动和东冈瓦纳古大陆构造裂解联系起来(Zhu Dicheng et al.，2007；朱弟成等，2009；Liu Zheng et al.，2015；侯晨阳，2017)。考虑到北喜马拉雅带东端在古地理位置上属于大印度北东缘，在130 Ma以前，其构造重建位置接近澳大利亚北西边缘的南极洲(Jan Golonka，2000)，因此，我们倾向性认为利用长期孕育的地幔柱模式来解释北喜马拉雅带东端具有OIB型早侏罗世火山岩浆作用可能更有吸引力。尽管岩石圈—软流圈物质循环促进大陆增生(杨文采，2019；杨文采等，2019)、“幔源物质上涌”(王志等，2021)等深部动力学模式的研究已得到重大进展，但对于定量评价地幔柱在大陆裂解过程中的贡献，及其地幔柱导致大陆裂解的机制还有待查明。

5 结论

(1)在北喜马拉雅带东端拉康组中厘定出一套早侏罗世含玄武岩沉积地层。从玄武岩中获得190.8 ±1.2 Ma锆石 U-Pb 年龄，时代为早侏罗世早期，代表了岩浆的结晶年龄，为其围岩地层时代的判定及区域对比提供了确切的年龄依据。

(2)地球化学特征表明，岩石具有较明显的低K2O、中MgO和高TiO2、P2O5、TFeO特征，(La/Yb)N为4.4～10.3，δEu=0.89～1.07，其稀土配分曲线呈略右倾的轻稀土富集模式，在原始地幔标准化蛛网图上，富集Rb、Ba、Th等大离子亲石元素及Nb、Ta、Zr、Hf、Ti等高场强元素，与OIB玄武岩、夏威夷碱性玄武岩相似，它们属大陆边缘裂谷背景的具有OIB型地球化学特征的拉斑玄武岩。

(3)玄武岩显示出岩石圈地幔物质的印记，与含石榴子石、尖晶石二辉橄榄岩部分熔融(Gt > Sp)有关。岩石成因模式可以正在孕育的地幔柱诱导的上涌软流圈物质与岩石圈地幔物质混合后在拉张背景下发生减压熔融的产物，岩浆演化过程中发生了橄榄石和单斜辉石的分离结晶作用，在侵位过程中可能遭受了一定程度下地壳混染。

致谢：成文过程中得到了四川省地矿局区域地质调查队同志们的野外工作支持，锆石U-Pb测年得到了南京宏创地质勘查技术服务有限公司微区分析实验室的大力支持，审稿专家和章雨旭研究员对稿件提出了宝贵的修改意见，在此一并表示诚挚的感谢!

注 释/Notes

❶ 河北省地质调查院区调所，石家庄经济学院．2003．1∶25万萨嘎县幅、吉隆县幅(国内部分)区域地质调查报告．

❷ 成都地质矿产研究所．2002．1∶25万聂拉木县幅区域地质调查报告．

❸ 中国地质大学(武汉)区域地质调查研究院．2003．1∶25万定结县幅、陈塘区幅(国内部分)区域地质调查报告．

❹ 中国地质大学(北京)地质调查研究院． 2005．1∶25万江孜县幅、亚东县幅(中国部分)区域地质调查报告(上、下)．

❺ 安徽省地质调查院．2002．1∶25万洛扎县幅区域地质调查报告．

❻ 云南省地质调查院．2004．1∶25万隆子县幅区域地质调查报告．

❼ 云南省地质调查院．2004．1∶25万扎日区幅区域地质调查报告．

❽ 云南省地质调查院．2004．1∶25万错那县幅、济罗幅幅遥感解译地质报告．

❾ 西藏自治区地质矿产勘查开发局区域地质调查大队．2018．1∶5万边坝幅、哈热幅、扎西康沙幅、库局幅区域地质调查报告．

(The literature whose publishing year followed by a “&” is in Chinese with English abstract; The literature whose publishing year followed by a “#” is in Chinese without English abstract)

邓晋福，刘翠，冯艳芳，肖庆辉，狄永军，苏尚国，赵国春，段培新，戴蒙．2015a．关于火成岩常用图解的正确使用：讨论与建议．地质论评，61(4)：717～734．

邓晋福，冯艳芳，狄永军，刘翠，肖庆辉，苏尚国，赵国春，孟斐，马帅，姚图．2015b．岩浆弧火成岩构造组合与洋陆转换．地质论评，61(3)：473～485．

侯晨阳．2017．特提斯喜马拉雅带拉康组火山岩锆石年代学、地球化学特征及地质意义．导师：杨天水．北京：中国地质大学硕士学位论文：1～54．

黄勇，梁维，张林奎，李光明，黄春梅，夏祥标，董随亮，吴建阳．2018．特提斯喜马拉雅—印度地体初始裂解：来自藏南地区晚白垩世OIB型玄武岩的证据．地球科学，43(8)：2651～2663．

李曙光．1993．蛇绿岩生成构造环境的Ba—Th—Nb—La判别图．岩石学报，9(2)：146～157．

潘桂棠，丁俊，王立全，庄育勋，王全海，翟刚毅，王大可．2002．青藏高原区域地质调查重要新进展．地质通报，21(11)：787～793．

潘桂棠，王立全，张万年，王保弟，等编著．2013．青藏高原及邻区大地构造图及说明书(1∶500000)．北京：地质出版社: 106～107．

王登红．1998．地幔柱及其成矿作用．北京：地震出版社: 96～115．

王根厚，梁定益，刘文灿，董文彤，王世洪．2000．藏南海西期以来伸展运动及伸展作用．现代地质，14(2)：133～139．

王立全，潘桂棠，丁俊，姚冬生，等编著．2013．青藏高原及邻区地质图及说明书(1∶500000)．北京：地质出版社: 45～47．

汪云亮，张成江，修淑芝．2001．玄武岩类形成的大地构造环境的Th/Hf—Ta/Hf图解判别．岩石学报，17(3)：413～421．

王志，王剑，付修根．2021．青藏高原东缘—扬子特提斯构造域深部结构与地壳形变研究．地质论评，67(1)：1～12．

吴福元，万博，赵亮，肖文交，朱日祥．2020．特提斯地球动力学. 岩石学报, 36(6)：1627～1674．

夏林圻，夏祖春，徐学义，李向民，马中平．2007．利用地球化学方法判别大陆玄武岩和岛弧玄武岩．岩石矿物学杂志，26(1)：77～89．

夏瑛，朱弟成，赵志丹，王青，袁四化，陈越，莫宣学．2012．藏东南措美大火成岩省中OIB型镁铁质岩的全岩地球化学和锆石Hf同位素．岩石学报，28(5)：1588～1602．

肖龙，徐义刚，梅厚钧，沙绍礼．2003．云南宾川地区峨眉山玄武岩地球化学特征：岩石类型及随时间演化规律．地质科学，38(4)：478～494．

杨文采．2019．岩石圈—软流圈物质循环促进大陆增生的新方式．地质论评，65(5)：1039～1053．

杨文采，瞿辰，任浩然，黄联捷，胥颐，于常青，刘晓宇．2019．青藏高原软流圈与特提斯洋板块俯冲．地质论评，65(3)：521～532．

余光明，王成善．1990．西藏特提斯沉积地质．北京：地质出版社．

张大文，颜茂都．2019．印度与欧亚大陆碰撞时限的古地磁研究进展与问题．地质论评，65(5)：1251～1268．

张招崇，王福生，郝艳丽，Mahoney J J．2004．峨眉山大火成岩省中苦橄岩与其共生岩石的地球化学特征及其对源区的约束．地质学报，78(2)：171～180．

朱弟成，莫宣学，赵志丹， 牛耀龄，潘桂棠，王立全，廖忠礼. 2009．西藏南部二叠纪和早白垩世构造岩浆作用与特提斯演化：新观点．地学前缘，16(2)：1～20．

朱弟成，潘桂棠，莫宣学，廖忠礼，江新胜，王立全．2003．特提斯喜马拉雅二叠纪—白垩纪中—基性火山岩研究进展．地质科技情报，22(2)：6～12．

朱弟成，潘桂棠，莫宣学，廖忠礼，江新胜，王立全．2004．藏南特提斯喜马拉雅带中段二叠纪—白垩纪的火山活动(I)：分布特点及其意义．地质通报，23(7)：645～654．

朱弟成，潘桂棠，莫宣学，廖忠礼，江新胜，王立全，赵志丹．2005．特提斯喜马拉雅带中段桑秀组玄武岩的地球化学和岩石成因．地球化学，34(1)：7～19．

朱弟成，潘桂棠，莫宣学，王立全，赵志丹，廖忠礼，耿全如，董国臣．2006b．青藏高原中部中生代OIB型玄武岩的识别：年代学、地球化学及其构造环境．地质学报，80(9)：1312～1328．

朱弟成，潘桂棠，莫宣学，赵志丹，廖忠礼，王立全，江新胜．2006a．特提斯喜马拉雅带中段东部三叠纪火山岩的地球化学和岩石成因．岩石学报，22(4)：804～816．

朱同兴，周铭魁，冯心涛，邹光富，李建忠，庄忠海，江新胜，王剑，陈永明，潘忠习．2005．西藏喜马拉雅北坡显生宙多重地层及盆地演化．北京：地质出版社．

Deng Jinfu，Liu Cui，Feng Yanfang，Xiao Qinghui，Di Yongjun，Su Shangguo，Zhao Guochun，Duan Peixin，Dai Meng．2015a&．On the correct application in the common igneous petrological diagrams： Discussion and suggestion．Geological Review，61(4)：717～734．

Deng Jinfu，Feng Yanfang，Di Yongjun，Liu Cui，Xiao Qinghui，Su Shanguo，Zhao Guochun，Meng Fei，Ma Shuai，Yao Tu．2015b&．Magmatic arc and ocean—continent transition： Discussion． Geological Review，61(3)：473～485．

Deniel C．1998．Geochemical and isotopic(Sr,Nd,Pb)evidence for plume—lithosphere interaction in the genesis of Grande Comore magmas(Indian Ocean)．Chem. Geol.，144(3～4)：28l～303．

Elliott T，Plank T，Zindler A，White W and Bourdon B．1997．Element transport from slab to volcanic front at the Mariana arc．Journal of Geophysical Research，102：14991～15019．

Garzanti E，Le Fort P and Sciunnach D．1999．First report of Lower Permian basalts in South Tibet ：tholeiitic magmatism during break～up and incipient opening of Neotethys．Journal of Asian Earth Sciences，17：533～546．

Hart S R，Hauri E H，Oschmann L A and Whitehead J．1992．Mantle plumes and entrainment：isotopic evidence．Science，256：517～520．

Hou Chenyang．2017&．Zircon SHRIMP U-Pb Age and Geochemistry of the Lakang Formation Volcanic Rocks in the Tethyan Himalaya．Dissertation Supervisor：Yang Tianshui．Beijing：A dissertation submitted to China University of Geosciences for Master Degree：1～54．

Huang Yong，Liang Wei，Zhang Linkui，Li Guangming，Huang Chunmei，Xiao Xiangbiao，Dong Suiliang，Wu Jianyang．2018&．The initial break-up between Tethyan—Himalaya and Indian Terrane：Evidences from Late Cretaceous OIB-type basalt in southern Tibet． Earth Science，43(8)：2651～2663．

Irvine T N and Barager W R A．1971．A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks．Canadian Journal of Earth Sciences，8：523～548．

Jan Golonka．2000．Cambrian—Neogene Plate Tectonic Maps．Wydawnictwa Uniwersytetu Jagiellonskiego，Kraków: 1～125．

Jia Dacheng，Hu Ruizhong，Lu Yan，Xie Guiqing and Qiu Xuelin．2004．Characteristics of the mantle source region of sodium lamprophyres and petrogenetic tectonic setting in northeastern Hunan，China．Science in China Series D——Earth Sciences，47(6)：559～569．

Kent W，Saunders A D，Kempton P D and Ghose N C．2000．Rajmahal basalts， eastern India：Mantle sources and melt distribution at a volcanic rifted margin．In：Mahoney J J and Coffin M F. eds. Large Igneous Provinces；Continental，Oceanic，and Planetary Flood Volcanism. Washington DC: American Geophysical Union Monograph， 100: 145～182．

Kent R W．1991．Lithospheric uplift in eastern Gondwana：Evidence for a long-lived mantle plume system ? Geology，19：19～23．

Lassiter J C，Depaolo D J. 1997．Plume/lithosphere interaction in the generation of continental and oceanic flood basalts：Chemical and isotopic constraints．In：Mahoney J J，Coffin M F．eds. Large Igneous Provinces：Continental，Oceanic and Planetary Flood Volcanism．Geophysical Monograph Series，100：335～355．

Li Shuguang．1993&．Ba—Th—Nb—La diagrams used to identify tectonic environments of ophiolite． Acta Petrologica Sinica，9(2)：146～157．

Li Xianhua，Li Zhengxiang，Zhou Hanwen，Liu Ying．2002．U-Pb zircon geochronology， geochemistry and Nd isotopic study of Neoproterozoic bimodal volcanic rocks in the Kangdian Rift of South China： implications for the initial rifting of Rodinia．Precambrian Research，113：135～154

Liu Zheng，Zhou Qing，Lai Yang，Qing Chengshi，Li Yingxu，Wu Jianyang，Xia Xiangbiao．2015．Petrogenesis of the Early Cretaceous Laguila bimodal intrusive rocks from the Tethyan Himalaya：Implications for the break-up of Eastern Gondwana．Lithos，236～237：190～202．

McDonough W F．1990．Contraints on the composition of the continental lithospheric mantle． Earth and Planetary Science Letters，101：1～18．

Moeller A，Brien P J O，Kennedy A，Kröner A．2003．Linking growth episodes of zircon and metamorphic textures to zircon chemistry：An example from the ultrahigh temperature granulites of Rogaland(SW Norway)．Geological Society London Special Publications，220(1)：65～81．

Neal C R，Mahoney J，Chazey W. 2002．Mantle sources and the highly variable role of continental lithosphere in basalt petrogenesis of the Kerguelen Plateau and Broken Ridge LIP：Results from ODP Leg 183．Journal of Petrology，43(7)：1177～1205．

Pan Guitang，Ding Jun，Wang Liquan，Zhuang Yuxun，Wang Quanhai，Zhai Gangyi，Wang Dake．2002#．Important new progress in regional geological survey of Qinghai—Tibet Plateau． Geological Bulletin of China，23(1)：12～19．

Pan Guitang，Wang Liquan，Zhang Wannian，Wang Baodi．2013#．The Geotectonic Map and Instructions of the Qinghai—Tibet Plateau and Adjacent Areas(1∶500000)．Beijing：Geological Publishing House: 106～107．

Paton C，Woodhead J D，Hellstrom J C，Hergt J M，Greig A, Maas R．2010．Improved laser ablation U-Pb zircon geochronology through robust downhole fractionation correction．Geochemistry Geophysics Geosystems，11： Q0AA06．

Pearce J A．1982．Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries．In：Thorpe R S. ed. Andesites. Hoboken: Wiley: 528～548．

Rudnick R L, Gao S．2003．The composition of the continental crust，In：Rudnick R L. ed．The Crust: Vol．3. Holland H D, Turekian K K. eds． Treatise on Geochemistry. Oxford: Elsevier—Pergamon: 1～64．

Sciunnach D and Garzanti E．1997．Detrital chromian spinels record tectono～magmatic evolution from Carboniferous rifting to Permian spreading in Neotethys(India，Nepal and Tibet)．In：Messiga B and Tribuzio R. eds. From rifting to drifting in present-day and fossil ocean basins．Ofioliti，22(1)：101～110．

Sun S S，McDonough W F．1989．Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts：Implications for mantle composition and processes．In: Saunders A D and Norry M J. eds．Magmatism in the Ocean Basins．Geological Society，Special Publication，42：313～345．

Taylor S R and McLennan S．1985．The Continental Crust：Its Composition and Evolution(Vol.54)．Boston：Blackwell Scientific Publication: 209～230．

Thompson J，Meffre S and Danyushevsky L．2018．Impact of air，laser pulse width and fluence on U-Pb dating of zircons by LA-ICPMS．Journal of Analytical Atomic Spectrometry，33：221～230．

Wang Denghong．1998#．Mantle Plume and Mineralization．Beijing：Earthquake Publishing House: 96～115．

Wang Genhou，Liang Dingyi，Liu Wencan，Dong Wentong，Wang Shihong．2000&．Extensional movement and extending action in southern Tibet since Hercynian．Geoscience，14(2)：133～139．

Wang Yunliang，Zhang Chengjiang and Xiu Shuzhi．2001&．Th/Hf—Ta/Hf identification of tectonic setting of basalts．Acta Petrologica Sinica，17(3)：413～421．

Wang Zhi，Wang Jian，Fu Xiugen．2021&．Deep structure and crustal deformation in the Tethys tectonic domain of the eastern Xizang(Tibetan) margin—Yangtze Platform．Geological Review，67(1)：1～12．

Weaver B L．1991．The origin of ocean island basalt end-member composition：Trace element and isotopic constraints． Earth and Planetary Science Letters，104：381～397．

Winchester J A and Floyd P A. 1977．Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements．Chemical Geology，20：325～345．

Wilson M. 1989．Igneous Petrogenesis：A Global Tectonic Approach．London: Chapman & Hall，

Wu Fuyuan，Wang Bo，Zhao Liang，Xiao Lijiao and Zhu Rixiang．2020．Tethyan geodynamics．Acta Petrologica Sinica，36(6)：1627～1674．

Xia Linqi，Xia Zuchun，Xu Xueyi，Li Xiangmin and Ma Zhongping．2007&．The discrimination between continental basalt and island arc basalt based on geochemical method． Acta Petrologica et Mineralogica，26(1)：77～89．

Xia Yin，Zhu Dicheng，Zhao Zhidan，Wang Qing，Yuan Sihua，Chen Yue and Mo Xuanxue．2012&．Whole-rock geochemistry and zircon Hf isotope of the OIB-type mafic rocks from the Comei Large Igneous Province in southeastern Tibet．Acta Petrologica Sinica，28(5)：1588～1602．

Xiao Long，Xu Yigang，Mei Houjun，Sha Shaoli．2003&．Geochemistry of Emeishan flood basalts at Binchuan area，SW China，rock types and temporal evolution．Chinese Journal Geology，38(4)：478～494．

Xiao Long，Xu Yigang，Mei Houjun, Zheng Yongfei，He Bin，Pirajno F．2004．Distinct mantle sources of low-Ti and high-Ti basalts from the western Emeishan large igneous province， SW China： Implications for plume—lithosphere interaction． Earth and Planetary Science Letters，228：525～546．

Xu Yigang，Chung Sunlin，Jahn Bor-ming，Wu G．2001．Petrologic and geochemical constraints on the petrogenesis of Permian—Triassic Emeishan flood basalts in southwestern China．Lithos，58：145～168．

Yang Wencai．2019&．A new mode for continental accretion induced by interaction between the lithosphere and asthenosphere．Geological Review，65(5)：1039～1053．

Yang Wencai，Qu Chen，Ren Haoran，Huang Lianjie，Xu Yi，Yu Changqing，Liu Xiaoyu．2019&．The asthenosphere of the Qinghai—Xizang(Tibetan)Plateau and subduction of the Tethys Ocean．Geological Review，65(3)：521～532．

Yin An，Harrison T M. 2000．Geologic evolution of the Himalayan—Tibetan Orogen．Annual Review of Earth and Planetary Sciences，28(1)：211～280．

Yu Guangming，Wang Chengshan．1990#．Sedimentary Geology of Tethys，Tibet．Beijing：Geological Publishing House．

Zhang Dawen，Yan Maodu．2019&．Paleomagnetic constraints on the onset of India—Eurasia collision：A synthesis．Geological Review，65(5)：1251～1268．

Zhang Jinjiang，Santosh M，Wang Xiaoxian，Guo Lei，Yang Xiongying，Zhang Bo．2012．Tectonics of the Northern Himalaya since the India—Asia Collision．Gondwana Research，21(4)：939～960．

Zhang Zhaochong，Wang Fusheng，Hao Yanli，Mahoney J J．2004&．Geochemistry of the picrites and associated basalts from the Emeishan Large Igneous Basalt Province and constraints on their source region．Acta Geologica Sinica， 78(2)：171～180．

Zhu Dicheng，Pan Guitang，Mo Xuanxue，Liao Zhongli，Jiang Xinsheng，Wang Liquan．2003&．Advances on the study of Intermediate—basic volcanic rocks from Permian to Cretaceous in Tethyan Himalaya．Geological Science and Technology Information，22(2)：6～12．

Zhu Dicheng，Pan Guitang，Mo Xuanxue，Liao Zhongli，Jiang Xinsheng，Wang Liquan．2004&．Permian to Cretaceous volcanic activities in the central segment of the Tethyan Himalaya(1)：Distribution characteristics and significance．Geological Bulletin of China，23(7)：645～654．

Zhu Dicheng，Pan Guitang，Mo Xuanxue，Liao Zhongli，Jiang Xinsheng，Wang Liquan，Zhao Zhidan．2005&．Geochemistry and petrogenesis of the Sangxiu Formation basalts in the central segment of Tethyan Himalaya．Geochimica，34(1)：7～19．

Zhu Dicheng，Pan Guitang，Mo Xuanxue，Zhao Zhidan，Liao Zhongli，Wang Liquan，Jiang Xinsheng．2006a&．Geochemistry and petrogenesis of the Triassic volcanic rocks in the east—central segment of Tethyan Himalaya．Acta Petrologica Sinica，22(4)：804～816．

Zhu Dicheng，Pan Guitang，Mo Xuanxue，Wang liquan，Zhao Zhidan，Liao Zhongli，Geng Quanru，Dong Guochen．2006b&．Identification for the Mesozoic OIB-type basalts in central Qinghai—Tibetan Plateau：Geochronology，geochemistry and their tectonic setting．Acta Geologica Sinica，80(9)：1312～1328．

Zhu Dicheng，Pan Guitang，Mo Xuanxue，Liao Zhongli，Jiang Xinsheng，Wang Liquan，Zhao Zhidan．2007．Petrogenesis of volcanic rocks in the Sangxiu Formation， central segment of Tethyan Himalaya： A probable example of plume—lithosphere interaction．Journal of Asian Earth Sciences，29: 320～335．

Zhu Dicheng，Mo Xuanxue，Pan Guitang，Zhao Zhidan，Dong Guochen，Shi Yuruo，Liao Zhongli，Wang Liquan，Zhou Changyong．2008．Petrogenesis of the earliest Early Cretaceous mafic rocks from the Cona area of the eastern Tethyan Himalaya in south Tibet： Interaction between the incubating Kerguelen plume and the eastern Greater India lithosphere?Lithos，100(1～4)：147～173．

Zhu Dicheng，Mo Xuanxue，Zhao Zhidan，Niu Yaoling，Pan Guitang，Wang Liquan，Liao Zhongli．2009&．Permian and Early Cretaceous tectonomagmatism in southern Tibet and Tethyan evolution：New perspective．Earth Science Frontiers，16(2)：1～20．

Zhu Tongxing，Zhou Mingkui，Feng Xintao，Zou Guangfu，Li Jianzhong，Zhuang Zhonghai，Jiang Xinsheng，Wang Jian，Chen Yongming，Pan Zhongxi．2005#．Multiple Strata and Basin Evolution in the Phanerozoic Era on the Northern Slope of the Himalayas，Tibet．Beijing：Geological Publishing House．