杨成业，冯佳佳，李玉彬,2,3，张金树，张 根，夏洋洋
(1. 西藏大学工学院， 西藏 拉萨 850000；
2. 成都理工大学 地球科学学院， 四川 成都 610059；
3. 西藏自治区地质调查院， 西藏 拉萨 850000)
青藏高原是现今地球上海拔最高的高原，常被称作 “地球的第三极”。青藏高原的形成与印度板块和欧亚板块碰撞作用有关，并且形成了地球上海拔最高、陆壳最厚的碰撞造山带，印度板块和欧亚板块碰撞造山过程的持续发展，其作用区域已不仅仅局限在广阔的青藏高原，还延伸至中国东部、东南亚、中亚乃至欧洲地区，影响了亚洲乃至全球的气候和环境变化，深入研究这一碰撞造山过程，对认识碰撞造山作用、陆内变形机制以及青藏高原隆升等一系列地学前沿问题具有非常重要的意义(吴福元等, 2008)。近年来, 在岩石学、构造地质学、地层学、地球化学以及地球物理学等多学科专家的共同努力下, 对印度板块和欧亚板块拼合过程的研究取得了重要的进展(莫宣学等, 2003；
侯增谦等, 2006, 2020; 许志琴等, 2011, 2016; 王椿镛等, 2016; 邹光富等, 2016; 莫宣学， 2020; 曾庆高等, 2020)。但是， 不同学者对印度板块和欧亚板块碰撞时限的认识还存在很大的分歧(朱日祥等, 2022)， 如通过古地磁研究结果限定的碰撞时间为65～20 Ma(Klootwijketal., 1992; van Hinsbergenetal., 2012)， 沉积学和古生物地层学研究所限定的碰撞时间为65～45 Ma(Rageetal., 1995; Rowley, 1998; Huetal., 2015)， 而岩浆岩研究限定的碰撞时间为70～45 Ma(纪伟强等, 2009；
莫宣学， 2011)。
本文基于基础地质调查、岩石学、年代学及地球化学等多方面的综合研究， 对位于拉萨地块北部拱尕岗地区的托龙石英二长斑岩进行了详细研究， 希望查明该岩体的形成时代和成因机制， 确定其形成的地球动力学背景， 进而为深入理解印度板块和欧亚板块碰撞造山过程提供重要依据。
青藏高原是由多个增生地块拼合而成， 各地体之间为缝合带， 从南到北分别为特提斯喜马拉雅地块、雅鲁藏布江缝合带、拉萨地块、班公湖-怒江缝合带、羌塘地块、龙木错-双湖缝合带、金沙江结合带、松潘-甘孜地块。其中拉萨地块位于雅鲁藏布江缝合带和班公湖-怒江缝合带中间， 因为南北缺少寒武纪结晶基底(史仁灯等, 2005; Dongetal., 2011; Zhuetal., 2012; 潘政等, 2020; 胡培远等, 2022)， 中部具有古老结晶基底(Zhuetal., 2009a， 2011)， 因此以洛巴堆-米拉山断裂带和狮泉河-纳木错缝合带为界， 将拉萨地块分为南、中、北3部分。本文研究的花岗岩体位于中拉萨地块东段， 地理位置为拉萨地块林周县中部江白多-拱尕岗一带， 呈岩株侵入到石炭系诺错组(C1-2n)、古近系帕那组(E2p)中(图1)， 岩体规模约38 km2。诺错组为粉砂质板岩夹砂岩、板岩、钙质板岩夹灰岩；
帕那组主体是以流纹质、英安质、粗面质(熔结)凝灰岩为主的火山碎屑岩。
图1 研究区地质简图
托龙岩体的岩石类型主要为石英二长斑岩， 整体呈青灰色-深灰色， 具斑状结构(图2)， 斑晶主要为斜长石(15%～20%)、钾长石(8%～10%)和黑云母(5%～8%)， 偶见角闪石和石英， 石英多为半自形。斜长石呈板状， 可见聚片双晶、环带结构， 偶见绢云母化；
钾长石呈板状， 可见简单双晶， 泥化较为发育；
黑云母多为片状， 多色性明显， 偶见绿泥石化。基质主要为长英质微晶和少量暗色矿物。
图2 托龙石英二长斑岩的野外 (a)、单偏光镜下(b、c)和正交偏光镜下(d)照片
本次研究对采自托龙岩体的5件新鲜的石英二长斑岩样品开展了全岩主量元素和微量元素地球化学分析， 并对其中1件样品(DX01)进行了锆石U-Pb 年代学和Hf同位素分析。
2.1 锆石U-Pb年代学与Hf同位素测试
2.2 全岩地球化学
全岩主量元素和微量元素均在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。全岩主量元素使用日本理学(Rigaku)生产的 ZSX Primus Ⅱ型波长色散X射线荧光光谱仪(XRF)进行测试， 数据校正采用理论α系数法， 测试相对标准偏差(RSD)<2%。全岩微量元素利用Agilent 7700e ICP-MS分析完成， 样品处理流程如下：
将200目样品置于105℃烘箱中烘干12 h；
准确称取粉末样品50 mg置于Teflon溶样弹中；
先后依次缓慢加入1 mL高纯HNO3和1 mL高纯HF；
将Teflon溶样弹放入钢套， 拧紧后置于190℃烘箱中加热24 h以上；
待溶样弹冷却， 开盖后置于140℃电热板上蒸干， 然后加入1 mL HNO3并再次蒸干；
加入1 mL高纯HNO3、1 mL MQ水和1 mL内标In(浓度为1×10-6)， 再次将Teflon溶样弹放入钢套， 拧紧后置于190℃烘箱中加热12 h以上；
将溶液转入聚乙烯料瓶中， 并用2% HNO3稀释至100 g以备ICP-MS测试。
3.1 锆石U-Pb年代学测试结果
托龙石英二长斑岩中的锆石多为短柱状晶体， 长宽比常介于1∶1～2∶1之间， 长度为50～150 μm， 且主要集中在100 μm左右， 在阴极发光图像上多具振荡环带、弱分带或无分带的特点(图3)， 显示出岩浆锆石的内部结构特征(吴元保等， 2004)。
图3 托龙石英二长斑岩样品DX01锆石阴极发光图像
托龙石英二长斑岩样品DX01的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测试结果见表1。
对样品DX01的23个测试点的分析结果显示， 锆石的Th、U含量较低， 分别为130×10-6～252×10-6和111×10-6～177×10-6， 平均值分别为177×10-6和145×10-6， 相应的Th/U值介于0.98～1.45之间， 平均值为1.21， 与典型的岩浆锆石Th/U值一致(吴元保等， 2004)。在锆石年龄谐和图上， 除两个测试点偏离谐和线外， 余下21个测试点均落在谐和线上或谐和线附近。测试点DX01-1的206Pb/238U年龄较老(61.0±2.1 Ma)， 余下20个测试点的206Pb/238U年龄介于52.2±1.4～48.3±1.3 Ma之间，206Pb/238U加权平均年龄为50.5±0.6 Ma (MSWD = 0.77)(图4)。
表1 托龙石英二长斑岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄测试结果
图4 托龙石英二长斑岩锆石U-Pb年龄图解
3.2 锆石Hf同位素测试结果
表2 托龙岩体锆石Hf同位素测试结果
图5 托龙石英二长斑岩DX01锆石Hf同位素图解
3.3 地球化学测试结果
托龙石英二长斑岩主量元素和微量元素测试结果见表3。托龙石英二长斑岩具有较高的SiO2含量和全碱(Na2O+K2O)含量， 分别介于66.71%～68.36%和9.48%～9.72%之间， 在 (Na2O+K2O)-SiO2图解上落入石英二长岩的范围内(图6a)。K2O含量较高， 明显高于Na2O含量， 分别为5.92%～6.33%和3.36%～3.56%， K2O/Na2O值为1.66～1.86， 在K2O-SiO2图解和K2O-Na2O图解中均落入钾玄岩系列范围内(图6b、6c)。Al2O3含量较高， 介于15.63%～16.43%， A/NK与A/CNK值分别为1.27～1.34和0.98～1.00， 主要落在准铝质系列范围内(图6d)。TFe2O3和MgO含量整体偏低， 分别介于2.51%～2.71%和0.66%～0.72%之间， 对应的Mg#值亦较低， 介于33～49之间。
图6 托龙石英二长斑岩的(Na2O+K2O) -SiO2 (a, Middlemost, 1994)、K2O-SiO2 (b， 据Peccerillo 和 Taylor, 1976)、K2O-Na2O (c， 据Turner等, 1996)和A/NK - A/CNK(d， 据Maniar和Piccoli, 1989)图解
表3 托龙石英二长斑岩主量元素(wB/%)及微量元素(wB/10-6)测试结果
托龙石英二长斑岩的稀土元素总量较高， 介于267×10-6～282×10-6之间。(La/Yb)N值也较高， 介于15.3～16.1之间， 这与其轻稀土元素富集、重稀土元素亏损的右倾型稀土元素配分模式特征一致(图7a)。具有较弱的Eu的负异常，δEu介于0.56～0.69之间。在微量元素蛛网图上(图7b)， 托龙石英二长斑岩富集Cs、Rb、K等大离子亲石元素和La、Ce等轻稀土元素， 亏损Nb、Ta、P、Ti等高场强元素， 且具有中等的Ba的负异常和较弱的Sr的负异常。
图7 托龙石英二长斑岩稀土元素配分图(a)和微量元素蛛网图(b)(球粒陨石和原始地幔数据出自Sun和McDonough, 1989)
4.1 形成时代
近年来高精度年代学研究成果显示， 拉萨地块岩浆岩整体上多形成于白垩纪-古近纪， 约65～40 Ma的岩浆活动最为强烈， 且在约50 Ma左右达到顶峰(莫宣学等， 2005, 2009；
Wenetal., 2008; 纪伟强等, 2009; Zhuetal., 2015; 孟元库等, 2022)。这一时期的岩浆岩在拉萨地块中南部广泛分布， 岩石类型多样， 镁铁质、中性、长英质的侵入岩和火山岩等多种岩石类型均有产出， 但以发育大规模的花岗岩和林子宗火山岩为特征(莫宣学, 2011, 2020)。
托龙石英二长斑岩锆石U-Pb年龄结果分为两组， 较老的61.0±2.1 Ma与林子宗火山岩典中组以及冈底斯带广泛分布的约60 Ma岩浆事件时间一致(侯增谦等, 2006; 董国臣等, 2021; 孟元库等, 2022)， 可能代表了捕获锆石的形成时代；
较年轻的50.4±0.6 Ma与林子宗火山岩帕那组以及冈底斯带最为发育的约50 Ma岩浆事件时间一致(纪伟强等, 2009; 莫宣学, 2020)， 代表了托龙石英二长斑岩的形成时代。
4.2 岩石类型划分
花岗岩的成因分类往往是花岗岩研究的基础之一， 最著名的是Chappell和White (1974) 提出按源区划分的I型和S型花岗岩分类方案， 其中 I型花岗岩的源区常为未风化的火成岩， 而S型花岗岩的源区则为沉积岩。Loiselle和Wones (1979)则从地球化学和构造环境的角度， 提出了具有贫水、适度碱性和产自非造山环境的A型花岗岩这一花岗岩类型。此外， Defant和Drummond(1990)提出埃达克岩这一术语， 指的是具有高Sr、低Y及富Al等地球化学特征的中酸性岩浆岩。
托龙岩体具较高的Y含量(28.9×10-6～30.1×10-6)和较低的Sr/Y值(12.0～17.0)， 与埃达克岩存在很大的差异(图8a)；
较低的104Ga/Al(2.12～2.18)及FeO*/MgO(3.29～3.65)值等特征， 也显示出其与A型花岗岩存在一定的差异(图8b)。托龙石英二长斑岩中可见黑云母及少量角闪石， 不发育白云母、堇青石及石榴子石等富铝矿物；
相应地， 其A/CNK值除样品DX01为1.00外， 其余样品均小于1， 为准铝质， CIPW计算结果也缺乏标准刚玉分子(表3)， 上述岩石学及地球化学特征均表明托龙岩体与S型花岗岩差异明显， 而与I型花岗岩的特征基本一致。此外， I型花岗岩的P2O5含量与SiO2含量呈负相关性， Y含量与Rb含量呈正相关性；
S型花岗岩的P2O5含量随SiO2含量的增加无降低趋势， Y含量随Rb含量的增加具明显的降低趋势(Lietal.， 2007)， 而托龙岩体的P2O5含量与SiO2含量整体上具有负相关性， Y含量则与Rb含量具有明显的正相关性(图8c、8d)， 进一步表明托龙石英二长斑岩属于I型花岗岩。
图8 托龙石英二长斑岩的Sr/Y-Y(a， 据Defant和Drummond, 1990)、FeO*/MgO-104 Ga/Al (b, 据Whalen等， 1987)、P2O5- SiO2(c)和Y-Rb(d)图解
4.3 岩石成因
对于高Si、低Mg的I型花岗岩， 如托龙岩体， 较低的MgO(0.66%～0.72%， 平均0.68%)、Cr(3.34×10-6～5.56×10-6， 平均4.58×10-6)、Co(2.61×10-6～3.11×10-6， 平均2. 85×10-6)、Ni(2.08×10-6～3.60×10-6， 平均2. 85×10-6)含量和Mg#值(33～49， 平均37)， 和与地幔平衡的高Mg#值的原生岩浆差异显著(Wilson, 1989)， 通常被认为可能是幔源岩浆结晶分异、壳幔岩浆混合或者壳源物质部分熔融的产物(Guoetal., 2011; Wangetal., 2014, 2017; Lewisetal., 2021)。
研究区内与托龙岩体共存的均为同时代的花岗岩和以巨厚层状流纹质(熔结)凝灰岩为主的帕那组， 缺乏与其共生的基性岩和中性岩， 研究区周缘如林周地区同样广泛发育以英安质-流纹质火山岩为主的帕那组以及花岗质侵入岩， 基性岩和中性岩非常有限。
此外， 帕那组中尽管存在少量的玄武质以及玄武安山质岩石， 但缺乏安山质岩石， 存在明显的成分间隔， 无法构成从基性经中性再到酸性的连续演化系列(莫宣学等, 2009; Zhuetal., 2015)， 因此， 托龙岩体的成因难以用幔源岩浆的结晶分异模式来解释。
壳幔岩浆混合模式同样无法解释托龙石英二长斑岩的成因。一是如上所述， 托龙岩体缺乏如拉萨地块南部广泛出露的与花岗岩伴生的基性端员， 岩体内也不发育如拉萨地块南部花岗岩中大量显示岩浆混合作用的暗色微粒包体(莫宣学, 2011; Maetal., 2017)；
二是矿物不发育如针状磷灰石以及具镶边的石英或钾长石等显示岩浆混合作用的典型结构(莫宣学, 2011; Maetal., 2017)；
三是Hf同位素组成非常均一， 不具备岩浆混合所具有的双峰式或多峰式Hf同位素组成特征(Wangetal., 2003; Liuetal., 2013)。
地壳源区通常可简单地分为变质火成岩和变质沉积岩两类源区， 分别与I型花岗岩和S型花岗岩对应。前已述及， 托龙石英二长斑岩中主要含钾长石、斜长石、石英、黑云母以及少量角闪石， 其A/CNK值多小于1， CIPW计算结果也显示出缺乏标准刚玉分子， 这些事实均表明其源岩不是变质沉积岩。在源区辨别图解上， 托龙石英二长斑岩也均落入角闪岩的部分熔融区内(图9)， 表明其可能是由变质中基性岩部分熔融形成的。此外， 托龙石英二长斑岩具有较低的εHf (t)值(加权平均值为-5.2)和较古老的地壳模式年龄tDMC(1 478～1 398 Ma)， 与拉萨地块南缘大量源自新生地壳的高达13的εHf (t)值的花岗岩存在明显的差异(纪伟强等, 2009; Houetal., 2015)， 显示出其主要来源于相对古老地壳物质的再造。
图9 托龙石英二长斑岩化学成分图解(据Kaygusuz等, 2008)
在哈克图解中， 随着SiO2含量的增高， CaO、Na2O及Al2O3含量整体上呈降低的趋势， 而K2O含量则具有明显的正相关关系(图10)， MgO及TFe2O3则没有明显的相关性， 表明岩浆演化过程中斜长石的分离结晶作用起主要控制作用。这与微量元素Sr和Ba含量与SiO2含量的负相关性、Rb含量与SiO2含量的正相关性一致， Eu的负异常与SiO2含量明显的负相关关系(图10)， 也进一步证实了斜长石的分离结晶作用。
图10 托龙石英二长斑岩Harker图解
4.4 构造背景
花岗岩的地球化学特征常常被用作与其形成的大地构造背景相联系， 如I型花岗岩多形成于俯冲至碰撞阶段，S型花岗岩一般形成于碰撞背景，A型花岗岩多指示伸展背景等， Pearce等(1984)和Harris等 (1986)进一步利用地球化学图解来判定花岗岩的形成环境。然而， 绝大部分拉萨地块的花岗岩在Pearce构造环境判别图解中落入火山弧环境中(纪伟强等, 2009)， 因而花岗岩的地球化学成分构造环境判别图解已基本被舍弃， 这主要是因为花岗岩的地球化学成分与构造背景之间并不存在直接的联系， 而往往与其源区成分以及后期的岩浆演化等方面存在很大的关系。
前已述及， 拉萨地块在约50 Ma存在明显的岩浆峰期， 不仅发育巨量的花岗质岩浆， 在拉萨地块南缘还伴有广泛的基性岩浆活动， 形成了强烈的岩浆混合， 且这些基性岩和酸性岩常常显示出非常亏损的Sr-Nd-Hf同位素组成。上述地质事实表明， 在约50 Ma可能存在明显的区域性构造转换， 造成了巨量的岩浆活动、广泛的壳幔岩浆混合以及地壳增生事件， 这一过程可能与新特提斯洋俯冲板片断离造成的软流圈上涌有关。托龙岩体的(La/Yb)N值介于15.3～16.1之间， 根据Profeta 等(2015)的地壳源区厚度计算公式， 其源区深度约为58～60 km， 而位于拉萨地块南缘约50 Ma的安岗、总训等岩体具有相似的较高的(La/Yb)N值(徐旺春， 2010)， 它们被证实具有相似的地壳源区深度， 这些事实表明在约50 Ma青藏高原的地壳厚度已增厚至约60 km。随着新特提斯洋的逐渐闭合以及随后的印度-亚洲大陆碰撞造山作用的持续进行， 青藏高原的地壳厚度逐渐增大， 新特提斯洋俯冲板片回转、断离造成的软流圈上涌， 导致了上覆岩石圈不同部位产生了广泛的熔融， 拉萨地块古老的中基性变质基底物质也在这一时期发生了部分熔融作用， 从而形成了托龙岩体。
4.5 对印度-欧亚板块碰撞时间的约束
尽管近年来对青藏高原的相关研究取得了丰富的成果(张玉泉等, 2000; 杨经绥等, 2002; 赵志丹等， 2006; 莫宣学等, 2009；
莫宣学， 2020; 梁银平等,2010; 侯增谦等, 2012, 2020; 谢冰晶等, 2013; 迟效国等, 2017; 周鹏等, 2019; 吴福元等, 2020; 董国臣等, 2021)， 但是对青藏高原地质演化的认识， 尤其是对印度大陆与欧亚大陆碰撞过程的认识， 还存在相当大的争议， 如Yin和Harrison(2000)综合了板块运动学、古地磁学、沉积学以及岩浆岩年代学等方面的证据， 认为印度板块与亚洲板块开始碰撞的时间可早至约70 Ma；
而Aitchison等(2007)则综合海相沉积的消失、磨拉石沉积的启动、俯冲相关钙碱性岩浆作用的结束等事件的时限， 认为印度与亚洲大陆的碰撞启动时间为约34 Ma， 这与Yin和Harrison(2000)等估计的碰撞时限相差达35 Ma。然而， 钙碱性岩浆作用可持续到中新世晚期(Huangetal., 2016), 用其确定印度-亚洲大陆的碰撞启动时间并不十分合理，此外大陆碰撞后残留海中的沉积作用仍会持续， 因而海相沉积的消失时间会晚于大陆碰撞的时间。莫宣学等(2007, 2011)依据林子宗火山岩与下伏二叠系-白垩系1 000多公里长的区域性角度不整合关系， 通过限定林子宗火山岩底部的最老时代， 判断雅鲁藏布洋闭合以及印度-亚洲大陆碰撞的开始时间为70～65 Ma；
许志琴等(2011)则提出不整合面能否代表大印度与亚洲大陆碰撞的时限还需要进一步探讨， 并通过喜马拉雅造山带东、西构造结及其外缘的走滑断裂的时代， 认为印度-亚洲板块的初始碰撞时代为53～45 Ma；
Hu等(2015)依据桑单林组碎屑物源由从印度物源向亚洲物源转变的时间， 将印度-亚洲大陆碰撞开始的时间确定为59±1 Ma；
Zhu等(2015)则根据大陆碰撞造成的俯冲板片回转以及后续的板片断离所形成的岩浆作用为标志， 认为印度-亚洲大陆碰撞的启动时间为约55 Ma。
自约65 Ma开始， 拉萨地块发育的岩浆活动具有从北向南的迁移趋势， 这被认为与新特提斯洋俯冲板片的回转有关(Wenetal., 2008; Zhuetal., 2017)；
拉萨地块在约50 Ma开始爆发巨量的岩浆活动， 本文研究的托龙岩体即形成于这一时期， 与此同时， 基性岩浆活动及其相伴的壳幔相互作用同样十分强烈， 林子宗火山岩也在这一时期广泛发育。这些大规模的岩浆活动以及壳幔相互作用， 被认为与新特提斯洋俯冲板片断离造成的软流圈上涌有关。模拟计算的结果进一步显示， 新特提斯洋板片的断离发生在印度-亚洲大陆初始碰撞之后不超过2 Ma(Zhuetal., 2017)， 这表明印度-亚洲大陆的初始碰撞发生在50 Ma以前。
通过对拉萨地块托龙石英二长斑岩系统的年代学、元素地球化学及Hf同位素研究， 本文得出以下认识：
(1)拉萨地块托龙石英二长斑岩的形成时代为50.5±0.6 Ma， 与拉萨地块岩浆活动峰期的时间一致。
(2)托龙石英二长斑岩具有较高的K2O含量和K2O/Na2O值以及较低的A/CNK值， 为准铝质、钾玄质岩石；
轻稀土元素富集，重稀土元素亏损， 具有弱的负Eu异常，富集大离子亲石元素，亏损高场强元素。
(3)托龙石英二长斑岩为I型花岗岩， 具有较低的εHf (t)值， 可能起源于古老的变质中基性岩的部分熔融， 并经历了斜长石的结晶分异作用。
(4)托龙石英二长斑岩形成于印度-欧亚板块碰撞引起的俯冲板片断离环境， 表明至少在50 Ma之前印度大陆与亚洲大陆就已开始发生碰撞。
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