北冈底斯带日土县-拉梅拉山口花岗岩体的岩石地球化学特征、锆石U-Pb测年及Hf同位素组成*

关俊雷　耿全如　王国芝　彭智敏　张璋　寇福德　丛峰　李娜

1. 中国地质调查局成都地质调查中心，成都　6100812. 成都理工大学地球科学学院，成都　6100593. 青海油田勘探开发研究院，敦煌　7360201.

对西藏西部日土县城以南-拉梅拉山口一带的花岗岩体开展了详细的岩相学、岩石地球化学和锆石U-Pb年代学及Hf同位素研究。所有样品铝饱和指数A/CNK集中在0.76～1.0之间，为准铝质类型。CIPW标准矿物组合为Q+Or+Ab+An+Di(或C)+Hy。在稀土元素配分图中呈现出右倾缓倾斜型的特征，轻稀土元素富集并出现较强的分馏作用，重稀土元素无分馏-轻微分馏。δEu在0.56～0.99范围之间，属于铕亏损型。大离子亲石元素出现分化，富集Rb、Pb、Th而亏损K、Ba，高场强元素Nb、Ta、Ti等明显亏损。获得钾长花岗岩、二长花岗岩及花岗闪长岩中岩浆结晶锆石的LA-ICP-MS U-Pb年龄分别为：79.4±0.4Ma、 81.0±0.5Ma和81.3±0.5Ma，结合锆石稀土元素和岩浆振荡环带特征及Th/U比值，上述年龄结果可代表岩石的结晶年龄，表明该套岩体为晚白垩世侵位的大型岩基。两件样品的锆石均具有正的Hf同位素初始比值εHf(t)，两阶段Hf模式年龄(tDM2)分别介于547.5～658.0Ma、523.4～710.2Ma之间。分析认为该套岩体的物质来源应该为富角闪石的下地壳，可能为幔源岩浆首先侵入到地壳基底岩石中形成新生地壳，然后在温度约为700～800℃之间、压力<8kbar且富含流体的影响下，这种既有新生地壳又有古老基底地壳构成的混合地壳发生部分熔融而形成。这一结论与野外宏观露头上岩体中大量发育暗色微粒包体等直接岩石学证据相佐证。结合区域构造演化及岩体所处的大地构造位置，该套花岗岩体应该形成于洋壳闭合时的碰撞造山过程，其形成与侵位与北侧班公湖-怒江结合带的构造演化有成因上的联系，是班公湖-怒江特提斯洋向南的俯冲碰撞的产物。

花岗岩体；锆石U-Pb测年；Hf同位素；晚白垩世；俯冲碰撞;西藏日土县

1　引言

青藏高原西部日土县与狮泉河之间广泛发育的中酸性花岗岩类，位于班公湖-怒江蛇绿混杂岩带与南侧的狮泉河-纳木错蛇绿混杂岩带之间，属北冈底斯带昂龙岗日-班戈岩浆弧的西段(耿全如等，2012a)。昂龙岗日花岗岩带主体出露于日土县城以南，西起克什米尔，经斯潘古尔、日土县日松乡至盐湖乡一带，在我国境内东西长达190km，南北宽一般约为25～30km，总面积达3315km2。由于构造位置特殊，该花岗岩带是研究班公湖-怒江洋盆与狮泉河-纳木错洋盆构造演化和成矿地质背景的理想区域。

日土县-拉梅拉山口一带出露的花岗岩体，属于昂龙岗日花岗岩带的西段(图1)，是冈底斯带中最大的侵入体之一(郭铁鹰等，1991)。从整体上看，日土县-拉梅拉山口一带花岗岩体的分布明显受到区域构造的控制，岩体走向延长及岩浆岩带的展布方向主要为北西西-南东东向。花岗岩体多为规模巨大的岩基，少数为岩株状；岩体时代跨越燕山早期至喜马拉雅中期(郭铁鹰等，1991；西藏自治区地质矿产勘查开发局，1993)。花岗岩的岩石类型包括：花岗闪长岩、英云闪长岩、二长花岗岩、石英闪长岩及钾长花岗岩等(西藏自治区地质矿产勘查开发局，1993)。在岩体西部热角附近，见到花岗闪长岩岩枝穿插于石英闪长岩中，并且在花岗闪长岩的内接触带见有石英闪长岩的捕虏体(郭铁鹰等，1991)。前人研究中根据岩石类型相互穿插关系及同位素年龄，将岩体划分出3个阶段：第一期次为花岗闪长岩体和英云闪长岩体侵位；第二期次主要为二长花岗岩体，具有斑状、似斑状结构；第三期次为钾长花岗岩(西藏自治区地质矿产勘查开发局，1993)。

由于研究程度较低，本区花岗岩体的时代、构造背景等尚需进一步深入研究。根据岩性差异及侵入关系，岩体中不同岩性岩体的形成时代可能有所不同，但一般认为岩体的形成及侵位时代应晚于早白垩世(西藏区域地质调查大队,1987*西藏区域地质调查大队. 1987. 中华人民共和国区域地质调查报告1:100万日土幅;江西省地质调查院,2004a*江西省地质调查院. 2004a. 中华人民共和国区域地质调查报告1:25万日土县幅, b*江西省地质调查院. 2004b. 中华人民共和国区域地质调查报告1:25万喀纳幅;西藏自治区地质矿产勘查开发局，1993)。根据岩体中不同岩性样品的同位素年代学测试，先后获得石英闪长岩(全岩K-Ar法，119.1Ma；黑云母K-Ar法，75Ma)、花岗闪长岩(K-Ar法，81.89Ma；锆石U-Pb法，56.8Ma)、闪长岩(黑云母K-Ar法，81.2±2.3Ma)及斑状黑云母闪长岩(黑云母K-Ar法，90.5±2.3Ma)等年龄(西藏区域地质调查大队,1987;江西省地质调查院,2004b;郭铁鹰等，1991)。根据岩体中不同岩石类型的全岩K-Ar法、黑云母K-Ar法等测试结果，将其时代划为燕山晚期，时代在83.94～124Ma之间(西藏自治区地质矿产勘查开发局，1993)。到目前为止，本区花岗岩体仍然缺乏高精度的锆石U-Pb同位素测年，同时也缺乏系统的岩石地球化学和构造成因环境的研究。

本文在野外地质调查工作的基础上，对日土县-拉梅拉山口一带的花岗岩体开展详细的岩相学、岩石地球化学、锆石U-Pb测年及Hf同位素等不同的测试研究工作，以确定其形成时代、构造背景及岩浆源区特征等，为研究班公湖-怒江结合带特提斯弧盆系演化提供约束。

2　区域地质背景

研究区位于西藏西部阿里地区的日土县城以南-拉梅拉山口一带，大地构造位置上处于北侧的班公湖-怒江蛇绿混杂岩带与南侧的狮泉河-纳木错蛇绿混杂岩带之间，属昂龙岗日岩浆弧带的西延部分(图1)。研究区中酸性侵入体岩性主要有二长花岗岩、钾长花岗岩、花岗闪长岩及石英闪长岩等。岩体围岩地层主要为上侏罗统的多仁组(J3d)、日松组(J3r)，并在围岩接触带中形成角岩化(图2a)。接触变质带宽度从数百米至数千米不等，一部分岩体保留有围岩顶盖，显示岩体剥蚀不深(西藏自治区地质矿产勘查开发局，1993)。

图1　青藏高原西部日土县以南区域地质略图(a,据耿全如等,2012b；b,据曲晓明等,2010；c,据邱瑞照等,2004)1-Q第四系松散沉积物；2-E1-2n牛堡组砂砾岩夹泥岩；3-K2j竟柱山组砂砾岩；4-K1o欧利组砂砾岩；5-K1l郎山组生物碎屑灰岩；6-K1d多尼组砂岩、灰岩夹火山岩；7-J3-K1s沙木罗组砂岩、钙质斑岩；8-JM1-2木嘎岗日群碎屑岩、灰岩及火山岩夹外来岩块；9-J2-3J接奴群板岩、砂岩夹砾岩；10-J2-3l拉贡塘组浊积岩；11-T3R1-2日干配错群灰岩夹砂岩；12-P2t吞龙共巴组碎屑岩、灰岩；13-Σ-ορm蛇绿混杂岩块；14-δο石英闪长岩；15-γδ花岗闪长岩；16-ηγ(黑云母)二长花岗岩；17-γ中酸性花岗岩；18-重要断裂；19-本文采样点Fig.1　Regional geological map of southern area of Ritu County,Tibet (a, after Geng et al., 2012b；b, after Qu et al., 2010；c, after Qiu et al., 2004)

图2　日土县以南-拉梅拉山口一带花岗岩体的野外宏观露头照片(a)-二长花岗岩体侵入于上侏罗统砂板岩地层中，围岩有角岩化；(b)-岩体中发育一组近直立的节理；(c)-二长花岗岩中发育的暗色微细粒闪长质包体；(d)-暗色细粒闪长质包体Fig.2　Outcrop of the granite in Ritu County-Lameila Pass area

花岗岩体露头发育良好，岩体新鲜蚀变弱，发育一组走向近东西向近直立的节理(图2b)。岩石呈浅灰白色，中粗粒花岗结构、似斑状结构，块状构造。矿物粒径在1～10mm不等，主要矿物组成为钾长石35%～50%、斜长石20%～35%、石英25%～30%、角闪石2%～8%、黑云母2%～5%，岩性主要为黑云二长花岗岩、黑云母钾长花岗岩等(图2c)。在二长花岗岩岩体中发育较多的浑圆状-次棱角状暗色细粒闪长质包体(图2c, d)，直径一般在15～50cm之间，最大者可达70cm以上。包体与岩体界限清晰，无混染或烘烤变质现象，显示二者为同源岩浆分异而成。花岗闪长岩体位于二长花岗岩体以南，由于风化剥蚀严重，两种岩体的界限、接触关系不详。岩石呈浅灰-灰白色，中细粒花岗结构、似斑状结构，块状构造。矿物粒度约1～2mm，成分以斜长石+石英+角闪石+黑云母为主，暗色矿物含量明显增多，与二长花岗岩体或钾长花岗岩差异明显。岩体中发育一组近东西走向的节理，产状近于直立；岩体与围岩接触关系不清(未见直接围岩)。

岩体的围岩地层主要为上侏罗统多仁组(J3d)和日松组(J3r)。1:25万日土县幅区调工作将日土地区斯潘古尔-龙门卡断裂带以南的原侏罗纪木嘎岗日岩群解体，新建上侏罗统多仁组、日松组(江西省地质调查院,2004a；欧阳克贵等，2005；谢国刚等，2009)。多仁组整合于中下侏罗统拉贡塘组(J1-2l)之上，为一套条纹条带微细粒石英砂岩组合，水平层理、平行层理发育。日松组整合于多仁组之上，总体为一套细碎屑岩夹透镜状灰岩组合，岩性以灰黑色细砂岩、(泥质)粉砂岩及黑灰色板岩等为主，被岩体侵入接触并发生角岩化。在沉积环境上，多仁组、日松组整体应该为一套陆棚边缘盆地-浅海陆棚相沉积，区域上被下白垩统多尼组(K1d)不整合覆盖(欧阳克贵等，2005；谢国刚等，2009)。

由于接触变质作用的影响，围岩普遍发生重结晶形成绢云母和黑云母。靠近岩体出现宽约10～15cm的辉石角岩带。岩体与围岩接触界限明显，接触面不规则，与围岩接触部位有各种形态的岩脉或岩枝穿插于围岩中(图2a)，由于受到岩体侵入的挤压作用，围岩比较破碎。在接触破碎带附近还可见到岩体中包含有围岩的捕虏体(角岩化的砂岩等)。

3　样品描述及分析方法

本文采样点位于日土县以南-拉梅拉山口之间的公路沿线，采样点编号及经纬度坐标分别为：D1042(N33°19′52.70″、E79°42′21.19″)、D1042-3(N33°17′22.67″、E79°41′42.58″)及D1044(N33°14′46.68″、E79°45′30.21″)。岩石薄片磨制在国土资源部西南矿产资源监督检测中心完成，在蔡司Axioskop40偏光显微镜下进行薄片鉴定、照相等。

D1042样品薄片下定名为中粗粒角闪黑云钾长花岗岩。岩石呈肉红色，中粗粒花岗结构，块状构造。主要矿物成分：钾长石40%±，石英35%±，斜长石20%～25%，黑云母约5%，角闪石约2%。钾长石的含量明显大于斜长石，成分主要为条纹长石，其次有微斜长石，主要呈他形粒状，分布杂乱。矿物晶粒粗大，一般在5～8mm之间，主要发育较细密的平行细条纹和较粗的沿裂隙分布的不规则条纹，为出溶条纹和交代条纹(图3a)，轻微发生绿泥石化。石英颗粒多为他形粒状，斜长石主要为更长石-钠更长石(An=10～25)，呈半自形晶体-他形粒状，粒径约在2～5mm之间，发育蠕虫结构。黑云母多数呈鳞片状，大小在1～3mm之间，多色性明显：Ng′=棕黄色，Np′=淡黄色。角闪石呈板柱状，单偏镜为浅绿色，含量较少。

D1042-3样品薄片下定名为似斑状中粗粒黑云二长花岗岩，侵位于多仁组、日松组地层中并形成角岩化。岩石呈浅肉红色-灰白色，中粗粒花岗结构、似斑状结构，块状构造。主要矿物成分：钾长石35%～40%，斜长石30%～35%，石英25%～30%。暗色矿物含量以黑云母为主，含量小于3%。此外还有少量磁铁矿、磷灰石、榍石等副矿物(图3b)。斑晶主要以钾长石为主，基质由细粒的钾长石、斜长石、石英等矿物组成。钾长石成分主要为条纹长石和正长石，呈他形粒状，粒径一般在2～7mm之间，最大可达12mm以上，晶体中可见包裹有斜长石、黑云母矿物等，在矿物颗粒边部多发生轻微的绿泥石化。斜长石多为An牌号在20～30之间的更长石，呈半自形板状-长柱状，粒径一般在1～3mm之间，基本未发生次生蚀变。石英多呈他形粒状，粒径一般在1～3mm之间。暗色矿物含量不足5%，以片状的黑云母为主，具多色性。

D1044样品薄片下定名为似斑状中细粒角闪黑云花岗闪长岩。岩石呈浅灰白色，中细粒花岗结构、似斑状结构，块状构造。主要矿物成分为：斜长石45%～50%，钾长石15%～20%，石英20%～25%，黑云母10%±，角闪石5%～8%，副矿物有榍石、磷灰石等(图3c)。斑晶为粗粒斜长石，基质由细粒斜长石、石英、钾长石及暗色矿物组成。斜长石主要是An在20～30的更长石，少数为An大于30的中更长石，呈半自形板状-他形粒状，粒径最大的可到5～7mm，一般约在1～5mm，基本未发生次生蚀变，少见黝帘石化及绢云母化；斑晶长石的环带明显，镜下可见具环带结构的斜长石交代具聚片双晶的斜长石(图3d)。钾长石成分基本为正长石，呈他形粒状，大小约在1～3mm，斜长石与钾长石颗粒接触附近可见蠕虫结构。石英多呈他形粒状，大小约在0.5～1mm。暗色矿物含量约占岩石的15%～20%，成分主要是黑云母，其次有角闪石。黑云母呈板状-鳞片状，大小在0.5～2mm。多色性明显：Ng′=暗褐色，Np′=淡黄色。角闪石呈半自形粒状、长柱状，一般都小于2mm，少量蚀变成黑云母，呈绿色、褐绿色等。

主量元素分析在国土资源部西南矿产资源监督检测中心完成，使用X射线荧光(XRF)光谱分析技术，测试仪器为AXIOS-X荧光光谱仪。微量元素含量分析在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室(GPMR)利用Agilent 7500a ICP-MS分析完成，详细的样品处理过程、分析精密度和准确度同Liuetal.(2008)。锆石分选在河北省廊坊市区调所实验室完成，U-Pb年代学制靶、透射光、反射光及阴极发光(CL)显微结构照相均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。锆石U-Pb年龄测定及微量元素分析、锆石原位Lu-Hf同位素分析均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成，前者使用仪器型号为Agilient 7500a LA-ICP-MS，激光束斑直径为32μm；后者为多接收电感耦合等离子体质谱仪MC-ICPMS，激光束斑直径为44μm，详见流程及测试手段详见Yuanetal.(2004，2008)。实验室中每分析5～6个样品点之后，分析2次91500标样。对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、样品Pb同位素比值、U-Pb表面年龄及微量元素含量数据处理等)采用软件ICPMSDataCal(ver7.2)完成，详细步骤和数据处理方法见Liuetal.(2008，2010a，b)。在数据处理过程中，标样的调试选择误差范围为：91500(1064Ma±10Ma，谐和度99%)、GJ-1(599Ma±10Ma，谐和度99%)。锆石加权平均年龄的计算及谐和图的绘制采用Isoplot软件(ver3.71，Ludwig，2003)，其中U放射性衰变常数(Decay-const.errs)不参与输出的结果数据计算(Wtd by data-pt errs only)。其他的仪器参数、测试条件以及仪器检出限等参见文献(柳小明等，2002；袁洪林等，2007；刘晔等，2007)。数据结果采用206Pb/238U年龄，其加权平均值的误差为1σ。锆石Hf同位素特征值计算所用的参数为：176Lu衰变常数λ=1.867×10-11a-1(Söderlundetal., 2004; 吴福元等, 2007)。球粒陨石(CHUR)的176Lu/177Hf=0.0332，176Hf/177Hf=0.282772(Blichert-Toft and Albarède，1997)；亏损地幔(DM)的176Lu/177Hf=0.0384，176Hf/177Hf=0.28325，fLu/Hf值为0.16(Griffinetal., 2000)；大陆平均地壳(CC)的176Lu/177Hf=0.015，fLu/Hf值为-0.55(Griffinetal., 2002)。

4　岩石地球化学特征

本文共完成8件岩石地球化学样品的分析，岩石主量元素、微量元素及主要岩石化学参数见表1所示。此外还引用前人(江西省地质调查院，2004a)研究分析数据11件 (限于篇幅，不在文中列举，但用于后续的分析与讨论)。不同岩性岩体的SiO2含量存在一定的差异性：花岗闪长岩的SiO2含量主要在63.90%～72.44%之间，石英闪长岩整体SiO2含量较低，在59.33%～65.17%之间，钾长花岗岩、二长花岗岩的SiO2含量主体在63.86%～75.27%之间。所有样品的全碱含量在4.68%～8.48%之间，全碱-硅分类图解中所有数据全部落于Irvine分界线下方的花岗岩、花岗闪长岩两个区域中。所有样品的碱饱和指数NK/A集中在0.43～0.88之间，铝饱和指数A/CNK集中在0.76～1.0之间，为准铝质类型；这一特征，在A/CNK-A/NK图解中表现的非常明显。根据计算的里特曼组合指数σ43，可以判断岩石的碱性程度。从表1中可以看出，所有样品的σ43指数在1.34～2.39之间，属里特曼划分的钙性-钙碱性岩类型(邱家骧，1985)。其中，σ43指数<3.3且>1.8的样品有15件，为狭义的钙碱性岩；<1.8的有4件，为钙性岩。岩石CIPW标准矿物组合为：Q+Or+Ab+An+Di(或C)+Hy，其中绝大多数样品含透辉石标准分子(Di，14件样品)，仅5件样品含刚玉标准分子(C)，属SiO2过饱和型，含透辉石标准分子的范围为0.23～9.47之间。整体来看，岩体显示为I型花岗岩的特征，具有壳幔混熔或壳源的特点(Barbarin, 1999)。

表1日土县-拉梅拉山口花岗岩体的主量(wt%)和微量元素(×10-6)分析结果

Table 1 Major (wt%) and trace (×10-6) elements analysis data of the granite samples in Ritu County-Lameila Pass area

样品号D1042HD1042-2HD1042-3HD1043HD1043-2HD1044HD1045HD1045-2H样品号D1042HD1042-2HD1042-3HD1043HD1043-2HD1044HD1045HD1045-2H岩性钾长花岗岩二长花岗岩花岗闪长岩石英闪长岩二长花岗岩岩性钾长花岗岩二长花岗岩花岗闪长岩石英闪长岩二长花岗岩SiO271.7670.1969.1069.3667.0565.5859.3363.86TiO20.330.500.510.510.710.720.870.60Al2O314.6214.6015.0215.0715.5816.0714.9515.92Fe2O30.160.230.240.240.340.340.560.36FeO1.432.112.152.183.033.085.053.24MnO0.030.040.040.040.060.050.100.06MgO0.621.141.331.191.842.045.772.80CaO1.922.673.022.823.494.197.264.51Na2O3.763.763.863.844.384.082.323.25K2O4.533.563.433.682.192.322.363.00P2O50.090.150.160.170.340.250.170.14烧失量0.400.560.480.360.480.640.601.78Total99.8399.7799.6199.7399.8699.7499.9699.92FeOT1.592.342.392.423.373.425.613.60Mg#0.410.470.500.470.500.520.650.59σ432.391.972.042.151.791.811.341.87NK/A0.760.690.670.680.610.570.430.54A/CNK1.000.980.970.980.980.950.760.95R123462449237123302301228424142327R25266346906617758731365951Q27.0726.6324.5424.4822.2520.0612.3218.62C0.270.050.000.060.480.000.000.00Or26.9521.2720.5121.9213.0613.8914.1218.14Ab32.0732.1533.0032.7537.3734.9419.8828.09An8.9912.4213.6912.9815.2718.9223.6820.45Di0.000.000.320.000.000.409.471.23Hy3.555.796.176.048.869.2617.5511.37Mt0.260.380.390.390.550.550.910.59Il0.630.970.990.971.371.391.671.16Ap0.210.350.370.390.790.580.390.32Li39.445.446.649.175.137.236.829.8Be2.041.922.212.082.811.581.671.72Sc4.096.366.235.816.888.1322.612.8V23.744.447.848.067.571.714976.0Cr8.0616.218.314.624.025.425568.2Co3.786.347.136.6610.410.924.413.3Ni8.6215.416.814.722.726.281.532.8Cu7.6020.316.815.320.032.348.919.8Zn26.837.038.738.558.851.559.843.1Ga15.917.017.517.521.218.916.717.0Rb17515115516015587.1117140Sr256300342361365480230297Y13.414.812.813.917.113.319.119.5Zr150164173198275101125142Nb15.316.815.216.022.813.711.915.0Mo0.410.430.460.570.560.280.320.38Sn2.482.402.252.052.401.832.553.23Cs8.677.9110.810.525.35.8511.810.1Ba487351354404150378296383La44.147.239.343.658.540.025.228.3Ce74.977.265.672.895.369.851.356.6Pr7.317.886.687.469.887.345.806.25Nd22.725.922.125.134.025.421.322.1Sm3.574.013.594.075.264.254.074.05Eu0.890.900.860.981.111.130.940.89Gd3.033.493.133.454.483.633.683.79Tb0.430.500.430.480.600.490.580.57Dy2.362.702.252.553.142.603.523.38Ho0.450.490.420.450.550.450.660.64Er1.281.451.241.351.661.271.941.94Tm0.200.220.190.190.230.180.270.28Yb1.361.421.191.381.571.171.841.91Lu0.200.210.190.200.230.180.280.27Hf4.184.094.285.396.822.653.363.98Ta1.701.561.361.441.990.980.881.33Tl0.800.670.680.730.740.390.520.58Pb18.917.918.719.514.813.820.917.1Th28.125.324.721.219.79.5010.912.7U2.124.154.673.633.851.772.162.01∑REE162.8173.5147.1164.0216.6157.9121.4131.0LREE153.5163.0138.1154.0204.1147.9108.6118.2HREE9.3110.479.0410.0612.469.9812.7612.77LREE/HREE16.4915.5715.2815.3016.3814.828.519.26δEu0.820.740.790.800.700.880.740.69δCe1.010.970.980.980.960.981.031.03(La/Sm)N7.727.346.846.696.955.873.864.37(Gd/Yb)N1.801.992.122.022.312.511.621.61

注：Mg#=Mg2+/(Mg2++TFe2+)；σ43=(K2O+Na2O)2/(SiO2-43)；碱饱和指数NK/A=(Na2O+K2O)/Al2O3；铝饱和指数A/CNK=Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)；R1=4Si-11(Na+K)-2(Ti+Fe)，R2=Al+2Mg+6Ca；CIPW标准矿物计算采用Kurt Hollocher编写的excel程序*Written by Kurt Hollocher, Geology Department, Union College, Schenectady, NY, 12308, hollochk@union.edu,网址：http://www.neiu.edu/～kbartels/bartels.htm；稀土元素球粒陨石标准值据Sun and McDonough(1989)数据；δEu=EuN/(SmN×GdN)1/2；δCe=CeN/(LaN×PrN)1/2

表2日土县-拉梅拉山口花岗岩体样品的锆石LA-ICP-MS U-Pb测年结果

Table 2LA-ICP-MS U-Pb analysis data of zircons from the granite samples in Ritu County-Lameila Pass

续表2

Continued Table 2

测点号同位素含量(×10-6)PbT232Th238UThU同位素比值同位素年龄(Ma)207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ谐和度D1044-053.461662000.830.09380.00650.16290.01130.01300.000315061311531083.11.940%D1044-063.811832170.840.07710.00560.12680.00760.01270.00031124146121781.51.760%D1044-077.513854410.870.06960.00850.12030.01340.01290.00029172531151282.71.567%D1044-088.252403220.750.20170.01100.44720.02850.01530.00032840893752097.92.2-18%D1044-097.851822570.710.23170.01870.49430.04360.01520.000330651294083097.41.9-23%D1044-1011.704776780.700.04770.00230.08470.00410.01290.000287.1111.182.53.982.41.499%D1044-113.591642110.770.07490.00560.12720.00890.01270.00031065151122881.51.660%D1044-1217.4892410600.870.04960.00200.08560.00350.01250.000217612783.43.279.91.195%D1044-1310.894886790.720.04530.00230.07880.00400.01260.0002error77.03.880.91.195%D1044-1416.448139280.880.05840.00260.10780.00510.01340.0002546100104585.71.380%D1044-157.681583620.440.12760.00580.24730.01030.01430.0002206580224891.81.316%D1044-165.292543160.800.06460.00430.11210.00770.01280.0002761143108782.31.573%D1044-174.272092400.870.07220.00530.13530.01070.01380.00039941501291088.22.162%D1044-185.702213300.670.07140.00480.12410.00750.01320.0003969135119784.51.666%D1044-198.313725270.710.06080.00400.10400.00660.01270.0002632143100681.41.379%D1044-203.791532350.650.07360.00630.12170.00880.01280.00031031172117882.11.665%D1044-2126.0990217540.510.04890.00200.08680.00370.01300.00021438884.63.583.01.298%D1044-2226.5111311780.950.12560.00350.24170.00650.01400.0001203950220589.40.915%D1044-231.2050.166.90.750.20460.03040.30320.02680.01290.000528652442692182.33.0-7%D1044-248.153574900.730.05470.00330.09410.00520.01280.000246713591.34.881.71.388%D1044-253.701351820.740.12130.01040.22070.01880.01370.000319761532031687.71.920%D1044-268.571492590.571.39731.34502.84892.75790.01290.0002error1369914.482.81.5-78%D1044-2721.6975614060.540.04410.00160.07630.00290.01250.0001errorerror74.72.780.00.993%D1044-287.583173790.840.11100.00710.19750.01150.01340.000218171161831085.81.627%D1044-2912.946897940.870.06380.00440.10880.00680.01270.0002744144105681.51.474%D1044-3012.296257510.830.05630.00300.09350.00450.01240.000246512190.84.279.21.286%

注：(1)表中数据为校正过背景、普通铅及分馏后的比值；(2)采用1σ标准偏差；(3)数据处理采用中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室数据处理软件(版本：ICPMSDataCal 7.2)

微量元素含量上，所有样品的大离子亲石元素含量出现分化，富集Rb、Pb、Th等而亏损K、Ba等；高场强元素Nb、Ta、Ti等明显亏损(图4)。所有样品的稀土元素总量中等，主要在47.17×10-6～233.9×10-6之间，平均值为145.9×10-6，低于上地壳平均值(210.3×10-6)及华南同熔型花岗岩的平均稀土总量(175.2×10-6；徐克勤等，1982)。轻重稀土比值LREE/HREE在7.0～16.69之间，整体表现出轻稀土富集而重稀土亏损的特征，表明岩体演化中曾出现中等至强烈的分异。通过稀土元素的球粒陨石标准化后计算相关稀土元素分馏参数，δEu整体在0.56～0.99范围之间，均小于1，属于铕亏损型；δCe整体在0.87～1.08范围之间，呈现出轻微亏损-轻微富集的特征，与δEu明显不同。反映LREE分馏程度的(La/Sm)N参数整体在3.36～7.72范围之间，反映HREE分馏程度的(Gd/Yb)N参数整体在1.35～3.30范围之间，显示岩浆岩体的轻重稀土均发生一定程度的轻度分馏，而轻稀土元素的分馏程度明显大于重稀土元素。在稀土元素配分图中(图4)，所有数据呈现出右倾缓倾斜型的特征，并出现轻微的负Eu异常特征。轻稀土元素富集并向右缓倾，显示出较强的分馏程度；而重稀土元素基本平缓，显示无分馏-轻微分馏。

图4　日土县-拉梅拉山口花岗岩体的球粒陨石标准化稀土元素配分图和原始地幔标准化微量元素蛛网图(标准化值据Sun and McDonough, 1989)样品号D1042至D1045-2为本文测试样品;829至2067_3引自江西省地质调查院(2004a)Fig.4　REE distribution patterns and trace elements spidegrams of the granite in Ritu County-Lameila Pass (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

图5　日土县南花岗岩体样品部分锆石的CL图像、U-Pb和Hf同位素测点编号、206Pb/238U年龄(Ma)和两阶段模式年龄(tDM2，Ma)红色圆圈为U-Pb年龄测点，直径为32μm；蓝色圆圈为Hf同位素测点，直径为44μmFig.5　Typical zircon U-Pb and Hf isotope analysis spot numbers, CL image, 206Pb/238U ages (Ma) and two stage crust model ages(tDM2, Ma)

5　锆石U-Pb测年结果及Hf同位素特征

通过详细对比分析锆石的透反射、阴极发光照片，选择锆石晶形相似、晶体形态完整、内部结构清晰且震荡环带发育的长柱状自形锆石颗粒，在无裂隙、无包裹体或杂质的干净部位打点测试。锆石LA-ICPMS U-Pb主要测点的阴极发光图像见图5，同位素分析结果见表2，锆石U-Pb年龄谐和图及锆石中稀土元素的球粒陨石标准化图见图6(限于篇幅，锆石中微量元素含量未在文中列出)。锆石Hf同位素主要测点的阴极发光图像见图5，Hf同位素分析结果见表3。

5.1　锆石晶体形貌及阴极发光照片特征

钾长花岗岩样品的锆石颗粒(D1042N，图5a)在显微镜下颜色近于无色，几乎全部是自形程度较好的长柱状锆石颗粒，形状相似，粒径多在100～150μm之间，最长可达200μm以上；长短轴比一般在3:1～4:1之间，少量的锆石颗粒长短轴比在2:1左右或达5:1以上。反射光下显示大多数锆石颗粒表面较为干净，部分锆石颗粒含有矿物包裹体、杂质或裂隙(裂纹)。此外，少数锆石颗粒内部结构复杂，含有残留核。核部残留锆石可见有岩浆锆石、变质锆石等不同成因，成因复杂。二长花岗岩样品的锆石颗粒(D1042-3N，图5b)在显微镜下颜色近于无色，几乎全部是长柱状自形晶体的锆石(断面呈八边形)，形状相似，粒径多在80～140μm之间；长短轴比一般在3:1～2:1之间，有极少量的长短轴比为1:1或4:1左右。反射光下显示大多数锆石颗粒表面干净，仅少量含有矿物包裹体、杂质或裂隙；透射光下鉴定矿物包裹体大多为针状或细长柱状的榍石、磷灰石矿物及不规则近等粒的磁铁矿颗粒。花岗闪长岩样品的锆石颗粒(D1044N，图5c)从显微镜下来看，颜色近于无色(或带极淡的暗红色调)，几乎全部是自形程度较好的长柱状锆石颗粒(部分已破碎)，形状相似，粒径多在100～150μm之间；长短轴比一般在3:1～4:1之间，少量的锆石颗粒长短轴比在2:1左右或达5:1以上。反射光下显示大多数锆石颗粒表面干净，仅很少量含有矿物包裹体、杂质或裂隙(裂纹)。

表3日土县-拉梅拉山口花岗岩体的的LA-ICP-MS锆石Lu-Hf同位素数据(D1042N年龄79.37±0.41Ma，D1042-3N年龄81.0±0.52Ma)

Table 3 LA-ICP-MS Lu-Hf isotope data of zircons from the granite samples in Ritu County-Lameila Pass (D1042N, D1042-3N, using 79.37±0.41Ma, 81.0±0.52Ma, respectively)

测点号176Hf177Hf2σ176Yb177Hf2σ176Lu177Hf2σεHf(0)2σεHf(t)2σtDM1(Ma)tDM2(Ma)1σfLu/HfD1042-10.2829380.0000070.0150270.0000710.0005700.0000025.871.067.581.06440.01547.725.48-0.98D1042-20.2829380.0000080.0170900.0000550.0006640.0000025.871.077.611.07441.07547.455.47-0.98D1042-30.2828780.0000080.0305460.0000800.0011230.0000023.751.065.471.06531.78657.896.58-0.97D1042-40.2828870.0000080.0208080.0000550.0008260.0000024.051.075.781.07515.64641.656.42-0.98D1042-50.2828800.0000100.0212940.0000140.0008260.0000003.821.085.561.08524.76653.416.53-0.98D1042-60.2829160.0000090.0217000.0000910.0008250.0000025.101.086.841.08473.59587.415.87-0.98D1042-70.2828870.0000110.0195130.0000230.0007540.0000014.071.105.811.10513.90640.476.40-0.98D1042-80.2829160.0000070.0243180.0000270.0009320.0000015.081.066.811.06475.73588.735.89-0.97D1042-90.2829060.0000080.0167880.0000180.0006090.0000014.731.076.481.07485.54605.826.06-0.98D1042-100.2828780.0000130.0421970.0000360.0014510.0000003.771.135.471.13535.87658.016.58-0.96D1042-110.2829330.0000120.0162820.0000260.0006290.0000015.701.117.451.11447.36556.045.56-0.98D1042-120.2828930.0000140.0237570.0000890.0009080.0000034.291.146.021.14507.28629.676.30-0.97D1042-3-010.2828980.0000050.0193160.0001750.0007380.0000064.471.046.211.04497.73619.806.20-0.98D1042-3-020.2828930.0000050.0274160.0001170.0010570.0000044.271.045.991.04509.97630.946.31-0.97D1042-3-030.2828900.0000050.0272600.0001070.0010990.0000044.171.045.891.04514.46636.076.36-0.97D1042-3-040.2829510.0000050.0066610.0000090.0002460.0000006.311.048.081.04418.77523.405.23-0.99D1042-3-050.2828980.0000060.0149600.0000340.0005600.0000014.451.056.201.05496.14620.266.20-0.98D1042-3-060.2828830.0000050.0227930.0000760.0008550.0000023.941.045.671.04520.39647.346.47-0.97D1042-3-070.2828860.0000060.0285660.0001820.0011060.0000064.021.055.741.05520.51643.716.44-0.97D1042-3-080.2829200.0000060.0140830.0000450.0005370.0000025.231.056.971.05465.15580.325.80-0.98D1042-3-090.2829210.0000050.0151850.0001790.0005910.0000065.281.047.031.04463.45577.415.77-0.98D1042-3-100.2828820.0000050.0227380.0000120.0008620.0000013.891.045.621.04522.53649.996.50-0.97D1042-3-110.2828900.0000050.0275480.0001530.0010260.0000054.181.045.901.04513.11635.426.35-0.97D1042-3-120.2828830.0000050.0221030.0000560.0008210.0000023.931.045.671.04520.30647.736.48-0.98D1042-3-130.2828500.0000060.0361170.0002170.0012940.0000062.741.054.451.05574.95710.237.10-0.96D1042-3-140.2828850.0000060.0306270.0000630.0011490.0000024.011.055.721.05521.77644.686.45-0.97D1042-3-150.2828520.0000050.0323270.0002330.0011550.0000092.841.044.561.04568.79704.727.05-0.97

5.2　锆石U-Pb年代学

阴极发光照片显示，测点锆石全部为较为清晰且均一的岩浆震荡环带(图5)，为典型的岩浆成因锆石(简平等, 2001; 吴元保和郑永飞, 2004; Simon and Nigel, 2007)。在去除由于不同程度Pb丢失造成明显不谐和的年龄数据(207Pb/235U和206Pb/238U年龄的谐和度较差)、成因难以解释或混合年龄(测试过程中聚焦问题或者误操作造成测点位于锆石核部与边部交界，形成混合年龄)的测点数据后，对剩余数据处理计算并求其加权平均年龄并作出谐和图。

对D1042N样品中的锆石进行了了25个测点的同位素测试(加权平均时排除3个点)，其U含量在407×10-6～1762×10-6之间，Th含量在227×10-6～1077×10-6之间，Th/U比值均大于0.41，多集中于0.5～0.8之间；校正后获得的206Pb/238U年龄介于77.0～82.6Ma之间，年龄数据比较集中(图6a)，在U-Pb一致曲线上均接近于谐和线，给出的加权平均年龄为79.4±0.4Ma(MSWD=1.07，n=22)。结合锆石稀土元素和岩浆振荡环带特征，上述年龄结果，应该代表岩石的结晶年龄。

图6　日土县-拉梅拉山口花岗岩体的锆石U-Pb年龄谐和图及稀土元素球粒陨石标准化图(标准化值据Sun and McDonough, 1989)Fig.6　Zircon U-Pb concordia diagrams and chondrite-normalized REE patterns of the granite in Ritu County-Lameila Pass (normalization values after Sun and McDonough,1989)

对D1042-3N样品中的锆石进行了18个测点的同位素测试(加权平均时排除4个点)，其U含量在244×10-6～3532×10-6之间，Th含量在198×10-6～2447×10-6之间，Th/U比值均大于0.44，多集中于0.5～0.8之间；校正后获得的206Pb/238U年龄介于79.9～82.8Ma之间，年龄数据比较集中(图6b)，在U-Pb一致曲线上均接近于谐和线，给出的加权平均年龄为81.0±0.5Ma(MSWD=2.5，n=14)。结合锆石稀土元素和岩浆振荡环带特征，上述年龄结果，应该代表岩石的结晶年龄。

根据财务管理原则以及企业具体的规章制度，财务会计核算的部分仅限于公司中的细微资金流动。这部分数据主要是为企业提供资金运用的数据参考。由此可见，大数据背景下的财务会计十分被动。在数据处理上，管理会计处于主导地位，不仅可以主动的提供企业财务信息，还在一定程度上带动了企业经济的发展。因此出现了财务会计向管理会计转型的现象。

对D1044N样品中的锆石进行了30个测点的同位素测试(加权平均时排除11个点)，其U含量在66.9×10-6～1754×10-6之间，Th含量在50.1×10-6～2321×10-6之间，Th/U比值均大于0.37，多集中于0.5～0.8之间；校正后获得的206Pb/238U年龄介于79.2～83.1Ma之间，年龄数据比较集中(图6c)，在U-Pb一致曲线上均接近于谐和线，给出的加权平均年龄为81.3±0.5Ma(MSWD=0.82，n=19)。结合锆石稀土元素和岩浆振荡环带特征，上述年龄结果，应该代表岩石的结晶年龄。

前人研究认为，日土县-拉梅拉山口一带的中酸性花岗岩体是一个多阶段侵入的复式岩基(郭铁鹰等，1991；西藏自治区地质矿产勘查开发局，1993)，侵位时代主要为燕山晚期-始新世。而本文通过高精度的LA-ICPMS锆石U-Pb测年发现，岩体中不同岩性的侵位结晶时代较为接近，其中花岗闪长岩与二长花岗岩侵位结晶年龄在误差范围内一致，分别为81.0±0.5Ma和81.3±0.5Ma，而钾长花岗岩体的侵位结晶时代稍晚，为79.4±0.4Ma。因此，该岩体的侵位结晶时代，主体应该在晚白垩世(是否存在后期岩体的穿插，如始新世，仍有待更深入研究)。

5.3　锆石的稀土元素特征

测试过程中，仪器在对锆石进行U-Th-Pb含量分析测试的同时，也给出锆石颗粒的稀土元素(微量元素)含量。其中D1042N样品所有测点的稀土含量在653.0×10-6～2203×10-6之间，重稀土含量总体较高，轻重稀土比值在0.05～0.63之间，轻稀土出现明显的正Ce异常及轻微-中等的负Eu异常。D1042-3N样品所有测点的稀土含量在1260×10-6～4096×10-6之间，稀土总量明显高于其它两件样品，重稀土含量总体较高，轻重稀土比值在0.04～0.20之间；轻稀土出现明显的正Ce异常及轻微-中等的负Eu异常。个别测点的轻稀土含量较高，可能是由于测点含有磷灰石矿物包体所致(Whitehouse and Kamber，2002；吴元保等，2004)。D1044N样品所有测点的稀土含量在675×10-6～2289×10-6之间(除一颗锆石的稀土元素含量较高，为4474×10-6外)，重稀土含量总体较高，轻重稀土比值在0.02～0.34之间，轻稀土出现明显的正Ce异常及轻微的负Eu异常。

从整体来看，所有样品中锆石的稀土元素总量较高。D1042-3N、D1044N两件样品中大多数测点的稀土元素总量大于1000×10-6，而D1042N样品的中大多数测点稀土总量在700×10-6～1200×10-6之间，平均值为1090×10-6。在稀土元素中重稀土元素明显富集，而轻稀土元素出现亏损；在用球粒陨石标准化的图解上显示出较陡左倾型图谱特征(图6)，重稀土元素从Gd到Yb呈现出递增式的特征。所有分析的数据均显示出明显的正Ce异常和轻微-中等的负Eu异常，这种特点与典型的岩浆锆石中的稀土元素组成特征是一致的(Corfuetal., 2003; 丛峰等, 2010; 耿元生和周喜文, 2011)。通常认为，稀土元素中Ce的正异常与其氧化后较其它轻稀土元素更易于进入锆石晶格，而Eu的负异常则与长石的结晶作用有关(Hoskin and Schaltegger, 2003; 耿元生和周喜文, 2011)。

5.4　锆石的Hf同位素特征

锆石Hf同位素主要测点的阴极发光图像见图5，所有测点的锆石Hf同位素测试结果见表3，εHf(t)值和两阶段模式年龄用岩体的谐和年龄计算。D1042Hf样品12个测点的176Lu/177Hf比值在0.000570～0.001451之间，平均值为0.000843；D1042-3Hf样品15个测点的176Lu/177Hf比值在0.000246～0.001294之间，平均值为0.000873。2件样品所有锆石的176Lu/177Hf比值均小于0.002，表明锆石在形成后具有极低的放射性成因Hf积累，因此所测定的176Hf/177Hf比值基本可以代表锆石结晶时体系的Hf同位素组成(吴福元等，2007)。D1042Hf样品的176Hf/177Hf在0.282880～0.282938之间，加权平均值为0.282907±0.000015，锆石Hf同位素初始比值εHf(t=79.4Ma)均为正值，介于5.47～7.61之间(平均值为6.41)，显示了较为均一的Hf同位素组成；单阶段“亏损地幔”Hf模式年龄(tDM1)介于440.0～535.9Ma之间，两阶段“地壳”Hf模式年龄(tDM2)介于547.5～658.0Ma之间(平均年龄为609.5Ma)。D1042-3Hf样品的176Hf/177Hf在0.282850～0.282951之间，加权平均值为0.282889±0.000011，锆石Hf同位素初始比值εHf(t=81.0Ma)均为正值，介于4.45～8.08之间(平均值为5.98)；单阶段“亏损地幔”Hf模式年龄(tDM1)介于418.8～575.0Ma之间，两阶段“地壳”Hf模式年龄(tDM2)介于523.4～710.2Ma之间(平均年龄为631.5Ma)。

6　讨论

6.1　构造背景分析

前人研究认为，岛弧岩浆作用过程会造成Nb、Ta、Ti等元素强烈亏损，而Rb、K、Sr、Pb等元素明显富集(Tuneretal., 1996; Milleretal., 1999; 莫宣学等, 2003)，但仍有一些研究认为碰撞-后碰撞火山岩、非俯冲带地壳环境亦具有上述特征。本文研究样品却呈现出明显的K、Ba、Ti、Nb等元素强烈亏损而Sr、Pb等元素略微富集的特征(图4)，与岛弧岩浆作用的特征存在较大的差异。在Pearceetal. (1984)、Pearce (1996)的花岗岩微量元素Y-Nb图解中，所有数据全部落于火山弧花岗岩+同碰撞花岗岩区(图7)；在Rb-(Y+Nb)图解中，所有样品落于后碰撞花岗岩与火山弧花岗岩相叠加的圆环区域，但位于火山弧花岗岩与同碰撞花岗岩的分界线附近(图7)。

图7　日土县-拉梅拉山口花岗岩体的的Y-Nb和Rb-(Y+Nb)图解(据Pearce et al., 1984; Pearce, 1996)△-本文数据；□-据江西省地质调查院，2004aFig.7　Y vs. Nb and Rb vs. Y+NB diagram of the granite in Ritu County-Lameila Pass (after Pearce et al.,1984; Pearce,1996)

由于构造判别图解存在一定的多解性，而花岗岩类研究的许多理论和判别图解思路来源于玄武岩的研究成果，亦存在较多的问题，能否用来判别花岗岩形成的构造环境也一直存在疑问(吴福元等，2007；张旗等，2007b, c)。对岩体形成构造背景的研究，还应将其纳入整个区域构造演化历程中来研究，才能得出正确、可信的结论。根据研究区的区域地质背景及岩体所处的大地构造位置，岩体北侧为班公湖-怒江蛇绿混杂岩带，南侧为狮泉河-纳木错蛇绿混杂岩带，向东与昂龙岗日-班戈岩浆弧带相接，日土县-拉梅拉山口一带这套晚白垩世花岗岩体的形成，是与其北侧班公湖-怒江洋盆的俯冲碰撞有关，还是与其南侧狮泉河-纳木错弧后洋盆的演化有关，或者与再向南的雅鲁藏布新特提斯洋壳向北的俯冲消减作用有关，还需要进一步分析。

如前所述，本文研究花岗岩样品比较一致的形成于晚白垩世时期，其微量元素组成与岛弧岩浆作用的特征存在较大的差异，这一特征与雅鲁藏布新特提斯洋壳在晚白垩世时期仍处于俯冲消减阶段的特征不符(潘桂棠等，2006)。同时，考虑到现今冈底斯中北部火山岩浆作用与南部雅鲁藏布结合带的空间距离至少在380km或更远(朱弟成等，2006，2008)，这就要求雅鲁藏布新特提斯洋壳向北的俯冲消减必须以非常平缓的角度进行，而目前已有的数据显示，冈底斯中北部大面积火山岩浆作用并不支持平板俯冲这一构造(朱弟成等，2006)。因此，本文研究的日土-拉梅拉山口一带的花岗岩体，应该不大可能与最南侧的雅鲁藏布新特提斯洋壳俯冲消减作用有关。

班公湖-怒江洋盆的打开时间、洋盆的属性、俯冲机制(俯冲时间、俯冲方向及俯冲带等)及碰撞闭合的时限等问题，一直青藏高原地质研究中争议的焦点。近年来的研究成果及越来越多岛弧型花岗岩的发现，较为一致的认为班公湖-怒江结合带存在双向俯冲(潘桂棠等，2004a，b；刘庆宏等，2004；廖六根等，2005；莫宣学等，2006；许荣科等，2007；曲晓明等，2010)，洋盆的俯冲时间主体开始于侏罗纪(早中侏罗世：Metcalfe，1998；中晚侏罗世：曲晓明等，2010；晚侏罗世：Kappetal., 2003；邱瑞照等，2004；莫宣学等，2006)。对于班公湖-怒江洋盆的闭合时间，晚侏罗世末-早白垩世碰撞闭合的认识得到众多学者的认可(Metcalfe, 1998; Kappetal., 2003; 潘桂棠等, 1997, 2004a; 陈国荣等, 2004a, b; 邱瑞照等, 2004; 莫宣学等, 2006; 曲晓明等, 2010)。近年来通过冈底斯带中生代岩浆活动的研究深入，很多学者认为冈底斯带中北部地区的岩浆活动与班公湖-怒江洋壳向南的俯冲有关(潘桂棠等，2006；朱弟成等，2006；莫宣学等，2005)。朱弟成等(2006，2009)通过对北冈底斯带火山岩的分布与地球化学、地壳厚度等的对比分析和横贯冈底斯中部南北向中生代岩浆岩大剖面的锆石Hf同位素极性变化研究，同样得出上述相似的结论。因此，日土-拉梅拉山口一带晚白垩世的花岗岩体，应该与其北侧班公湖-怒江洋盆碰撞闭合的构造演化有关。

6.2　岩体成因

1:25万日土县幅区调将日土县以南的侵入岩体划分为日土、沙尔达湖两个超单元，时代分别为晚白垩世和始新世(江西省地质调查院,2004a)。而本文工作发现，日土县-拉梅拉山口一带花岗岩体的锆石LA-ICPMS U-Pb同位素年龄，集中于80Ma左右，时代为晚白垩世。前人研究中亦曾获得二长花岗岩的87Sr/86Sr初始比值为0.7046，石英闪长岩的87Sr/86Sr初始比值为0.7047(江西省地质调查院,2004a)。从上述数据来看，从石英闪长岩到二长花岗岩的Sr同位素初始比值都比较低，显示出I型花岗岩的特点；结合其铝饱和指数A/CNK<1.0，及稀土曲线右倾斜的下凹型或浅V字型，绝大多数单元样品中的CIPW标准矿物含有透辉石Di分子，明显的K、Ba、Nb、Ti等元素强烈亏损而Sr、Pb等元素略微富集特征等，可以认定其成因类型为壳幔混熔或下地壳物质部分熔融所形成的I型花岗岩。

日土县-拉梅拉山口一带花岗岩体均具有相对较低的87Sr/86Sr初始比值(0.7046～0.7047)、正的εHf(t)以及相对年轻的地壳模式年龄(<1.0Ga)，指示岩浆来自于新生下地壳的部分熔融(杨志明等，2011)。岩石地球化学数据反映出岩体的物质来源于下地壳，并且受到更基性物质的混染作用。目前来看，研究区内这种新生下地壳应该是以班公湖-怒江结合带为代表的特提斯洋晚侏罗世末-早白垩世向南俯冲，诱发楔形地幔部分熔融产生玄武质岩浆，再底侵至拉萨地体地壳底部形成的新生地壳(杨志明等，2011；朱弟成等，2009)。而这一特征，可以得到Zhuetal.(2011)对拉萨地体最新研究成果的佐证。Zhuetal.(2011)研究将拉萨地体按其基底性质细分为南部拉萨地体、中部拉萨地体和北部拉萨地体，具有前寒武系(甚至太古代)结晶基底的中部拉萨地体才是真正的拉萨微陆块，其南北两侧均为新生地壳。因此，日土-拉梅拉山口一带花岗岩体的成因，应该是班公湖-怒江结合带向南俯冲形成的新生下部地壳的部分熔融。

6.3　岩浆源区性质

实验岩石学研究表明，玄武岩部分熔融产生的熔浆Mg#值要<45，Mg#值大于50则说明熔浆受到了比玄武岩更基性物质的混染。本文研究样品的Mg#值在0.41～0.65之间(平均为0.51)，大于玄武岩下地壳部分熔融形成岩石的Mg#值，因此可以推断熔浆受到了更基性物质的混染，这一特征与野外工作中所见岩体中普遍包含暗色闪长质包体的现象一致。而张旗等(2007a)研究认为，花岗岩中出露的闪长质暗色包体，代表着幔源岩浆与壳源岩浆混合的产物。从稀土元素组成来看，本文所有样品的轻、重稀土元素之间分异明显，而重稀土元素分异并不明显的特征，要求其物质来源应该为富角闪石的下地壳(杨志明等，2011)。岩石微量元素比值显示，Th/U比值在5.07～6.31之间(平均值为5.59)，接近于下地壳的Th/U比值6.0(Rudnick and Gao, 2003)；Nb/Ta比值在9.04～11.36之间(平均值为11.53)，稍高于下地壳的比值8.30(Rudnick and Gao, 2003)。Zr/Hf比值在35.75～40.36之间，平均值为38.07，略高于中国东部大陆地壳的37(Gaoetal., 1998; 高山等, 1999)。

锆石Hf同位素组成可以记录壳幔混合岩浆二端元的初始信息，其中具有低εHf(t)值的锆石代表了早期未受幔源组分影响时基底地壳熔融形成的岩浆成分，而εHf(t)值偏高的锆石则指示其经历过比较显著的壳幔岩浆混合过程(Griffinetal., 2002; Belousovaetal., 2006; Yangetal., 2007; Andersenetal., 2007; 邱检生等, 2008)。随着混合作用的进一步进行，壳幔岩浆相互混合逐渐达到均一化，因而εHf(t)值的变化范围也会逐渐变小(邱检生等，2008)。地幔组分参与花岗岩成岩过程的方式可能有两种情形，其一为幔源岩浆与其诱发的地壳物质部分熔融形成的长英质岩浆在地壳深部混合形成壳幔混源岩浆；另一种方式是幔源岩浆首先侵入到地壳基底岩石中形成新生地壳，然后在后期热事件的影响下，这种既有新生地壳又有古老基底地壳构成的混合地壳原岩发生部分熔融。本文两件样品中锆石的Hf同位素组成均具有正的εHf(t)值，且范围变化较小，与邱检生等(2008)研究样品εHf(t)值散布于正值与负值之间的大范围变化特征明显不同，因此本文样品的岩浆物质来源，应该与后一种壳幔混染模式相似(Pitcheretal., 1985; Wuetal., 2003)，而这一特征也得到野外宏观露头上岩体中大量发育暗色微粒包体等直接岩石学证据的佐证。

Ti元素的亏损，常被认为是可以指示岩浆源区富含流体的特征，负Eu、Sr异常则说明岩浆源区物质在发生部分熔融时斜长石等富Eu矿物有残留(曲晓明等，2001)。而前人研究表明，Nb、Ta等元素出现亏损而Y元素含量正常，显示岩浆源区存在较多的石榴石或角闪石残留(Pearceetal., 1979; 侯增谦等, 2003)。Sisson(1994)研究表明，根据不同HREE元素在石榴石和角闪石中分配系数的不同，可对岩浆源区特征进行限定：当石榴石为源区主要残留相时，形成的熔体具有倾斜的HREE配分模式，Y/Yb比值一般明显大于10；而当角闪石为源区主要残留相时，形成的熔体具有较为平坦的HREE配分模式，Y/Yb比值也接近于10(高永丰等，2003)。本文研究样品的Y/Yb比值在9.81～11.36之间，HREE具有基本无分馏或轻微分馏的特征，且具有平坦的HREE配分模式，表明岩浆源区残留相以角闪石相为主，基本不含石榴石(Defant and Drummond, 1990; Drummond and Defant, 1990)。

由此可以推断，日土县-拉梅拉山口一带的花岗岩体应该是由新生下地壳角闪岩相镁铁质岩石的部分熔融形成，源区富含流体的特征造成高场强元素Ti等的亏损，残留相矿物以角闪石为主，其次是斜长石。

6.4　部分熔融条件

如前所述，日土县-拉梅拉山口一带花岗岩体的侵位结晶时代，主体在晚白垩世。岩体中不同岩性的Al2O3/TiO2比值整体较低，在17.18～44.30之间，平均值为27.65，表明岩浆的形成温度相对较高(曹玉亭等，2010)。锆石中的Ti元素含量可用于Ti含量温度计，前人研究曾考虑SiO2活度、TiO2活度及压力等因素对温度变化的影响(Watson and Harrison, 2005; Ferry and Watson, 2007; 高晓英和郑永飞, 2011)。本文采用Watson and Harrison(2005)和Ferry and Watson(2007)两个不同温度计获得样品的锆石形成温度，其中后者计算中采用的αSiO2、αTiO2分别为1.0和0.7(高晓英和郑永飞，2011)。其中D1042N样品中锆石形成温度在673.4～849.0℃之间(平均值为728.8℃)，D1042-3N样品中锆石形成温度在689.8～826.8℃之间(平均值为766.2℃)，D1044N样品中锆石形成温度在673.7～849.3℃之间(平均值为749.3℃)。上述温度略低于前人根据不同岩石类型的岩体中石英矿物中的熔融包裹体测温结果(均一化温度在800～900℃之间；西藏自治区地质矿产勘查开发局，1993)。日土县-拉梅拉山口一带花岗岩体的岩浆源区残留相以角闪石相为主，其次为斜长石，基本不含石榴石，岩体的形成压力条件较低(Defant and Drummond, 1990; Drummond and Defant, 1990)；而Rappetal.(1991)的脱水熔融实验表明，当压力小于8kbar时，石榴子石相通常不会存在。因此，日土县-拉梅拉山口一带花岗岩体可能是在<8kbar的压力条件下产生的。综上，可推断日土县-拉梅拉山口一带的花岗岩体是在温度约为700～800℃之间，压力<8kbar的条件下，由下地壳角闪岩相镁铁质岩石在富含流体的环境下经部分熔融而形成。

综上认识，日土县-拉梅拉山口一带具有后碰撞花岗岩属性的中酸性侵入岩体，应该与其北侧班公湖-怒江结合带的构造演化有成因上的联系，推测岩体的形成与侵位与班公湖-怒江特提斯洋向南的俯冲碰撞作用有关。从区域构造演化上看，晚侏罗世-早白垩世班公湖-怒江残余洋盆的持续向南向北双向俯冲，羌塘地体与拉萨地体碰撞，造成班公湖-怒江结合带闭合，海水完全退出本区并进入陆内造山阶段，地层记录上表现为竟柱山组下部陆相磨拉石建造广泛整合于早期地层或岩体之上。班公湖-怒江结合带晚侏罗世末-白垩纪持续的向南俯冲消减、碰撞闭合，诱发幔源岩浆底侵至拉萨地体地壳底部形成新生地壳，然后研究区既有新生地壳又有古老基底地壳构成的混合地壳原岩发生部分熔融，同时期研究区应力机制的转换、逆冲断层的发育等条件，客观上也为岩体的形成和侵位提供了一定的约束条件。一方面，岩体中含有一定的暗色包体，岩石学、地球化学特征亦显示出壳幔混熔或壳源岩浆特征，显示岩体的形成可能与幔源岩浆的底侵作用有一定的关系。另一方面，Ti元素的强烈亏损表明岩浆源区富含流体的特征，流体的加入导致深部物理化学条件的改变，使得下地壳角闪岩相的岩石迅速发生部分熔融，然后沿北西西向区域断裂构造上涌并侵位。

7　结论

(1)日土县-拉梅拉山口一带的花岗岩体，不同岩性岩体之间SiO2含量存在一定的差异性。所有样品铝饱和指数A/CNK集中在0.76～1.0之间，为准铝质类型；里特曼σ43指数在1.34～2.39之间，属钙性-钙碱性岩类型。CIPW标准矿物组合为：Q+Or+Ab+An+Di(或C)+Hy，绝大多数样品含透辉石标准分子(Di)。

(2)所有样品的稀土元素总量较高，在稀土元素配分图中呈现出右倾缓倾斜型的特征：轻稀土元素富集并出现较强的分馏作用，重稀土元素无分馏-轻微分馏。δEu在0.56～0.99范围之间，属于铕亏损型。大离子亲石元素含量出现分化，富集Rb、Pb、Th等而亏损K、Ba等，高场强元素Nb、Ta、Ti等明显亏损。

(3)获得钾长花岗岩、二长花岗岩及花岗闪长岩中岩浆结晶锆石的LA-ICP-MS U-Pb加权平均年龄分别为：79.4±0.4Ma、 81.0±0.5Ma和81.3±0.5Ma，时代为晚白垩世。结合岩浆振荡环带及锆石稀土元素特征，上述年龄结果，应该代表岩石的结晶年龄，表明日土县-拉梅拉山口一带的花岗岩体主体为晚白垩世侵位的大型岩基。2件锆石样品(钾长花岗岩、二长花岗岩)均具有正的Hf同位素初始比值εHf(t)，两阶段Hf模式年龄(tDM2)分别介于547.5～658.0Ma、523.4～710.2Ma之间。

(4)岩石学、微量元素地球化学特征均显示岩体的物质来源应该为富角闪石的下地壳物质部分熔融，源区富含流体的特征造成高场强元素Ti等的亏损，残留相矿物以角闪石为主，其次是斜长石，基本不含石榴石。锆石的Hf同位素组成指示其成因可能为幔源岩浆首先侵入到地壳基底岩石中形成新生地壳，然后在温度约为700～800℃之间、压力<8kbar且富含流体的影响下，这种既有新生地壳又有古老基底地壳构成的混合地壳原岩发生部分熔融。这一结论与野外宏观露头上岩体中大量发育暗色微粒包体等直接岩石学证据相一致。

(5)结合班公湖-怒江结合带的构造演化及岩体所处的大地构造位置，该套花岗岩体具有后碰撞花岗岩性质，应该形成于洋壳闭合后的碰撞造山过程，其形成与侵位与北侧班公湖-怒江结合带的构造演化有成因上的联系，是班公湖-怒江特提斯洋向南的俯冲碰撞的产物。

致谢论文在成稿和修改过程中，得到了成都地质调查中心青藏高原地质研究室尹福光研究员、王保弟副研究员、王东兵工程师等多人的指点、帮助和支持；匿名审稿专家提出了宝贵的修改意见；在此一并致以诚挚的谢意。

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