The discovery of Nb-rich volcanic rock of the Qushenla Formation in Yema area of the western segment of Bangong Co-Nujiang suture in Tibet and its implications
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摘要:
以班公湖-怒江缝合带西段的去申拉组玄武岩和安山岩为研究对象，进行了岩石锆石测年和地球化学研究。测年结果显示，安山岩形成于108.5±1.5Ma，属于早白垩世晚期。岩石地球化学特征表明，野马去申拉组玄武岩Nb含量为10.5×10-6~11.1×10-6，Al2O3含量为17.63%~17.96%(平均值17.74%)，属于富Nb高铝玄武岩，为中钾钙碱性系列；安山岩属于高钾钙碱性系列岩石。野马火山岩轻、重稀土元素分异明显，其中玄武岩稀土元素总量为119.20×10-6~120.49×10-6，(La/Yb)N值为5.17~5.53；安山岩稀土元素总量为179.97×10-6~184.75×10-6，(La/Yb)N值为13.83~15.12；二者在微量元素上表现出不同程度的富集轻稀土元素和大离子亲石元素，Nb、Ta、Ti等高场强元素相对亏损，具低Cr、Ni，高Sr、Nb、Zr含量，发育岛弧火山岩相关特征。其岩浆源区受俯冲流体的影响较大，后经历了不同程度的铁镁矿物的结晶分离作用。综合分析认为，野马去申拉组火山岩可能形成于弧后盆地构造环境下，是班公湖-怒江特提斯洋岩石圈南向俯冲过程中板片断离导致软流圈地幔上涌，诱发弧后拉张背景下的直接岩浆响应。
Abstract:The volcanic rocks from Qushenla Formation in Yema area is located in the west segment of Bangong Co-Nujiang suture zone, in reverse fault contact with the diabase slice of Bangong Co-Nujiang opiolite melange belt in the north. In this paper, detailed LA-ICP-MS zircon U-Pb dating geochronological and element geochemical studies were carried out for the basalt and andesite in the Qushenla Formation. The U-Pb dating of zircon from andesite yielded a weighted average age of 108.5±1.5Ma, indicating that the andesites were formed at the middle-late stages of Early Cretaceous. Lithogeochemical characteristics show that the Nb-rich basalts in Yema area are characterized by obvious enrichment of Nb and Al2O3, with the values of Nb being 10.5×10-6~11.1×10-6 and Al2O3 being 17.63%~17.96%, averaging 17.74%, suggesting Nb-rich, high-alumina basalt of calc alkaline series. The andesites belong to high-K calc alkaline series. All the volcanic rocks in Yama area are characterized by enriched LREE and relatively depleted HREE. The total REE of basalts are 119.20×10-6~120.49×10-6, with (La/Yb)N from 5.17 to 5.53, and the ∑REE of andesites are 179.97×10-6~184.75×10-6 and their (La/Yb)N range from 13.83 to 15.12. On primitive mantle-normalized trace element diagrams, the basalts and andesite display different degrees of enrichment of LIFEs (e.g., Rb, U, K), relative depletion of HFSE (Nb, Ta, Ti) with high content of Sr, Nb, Zr but low content of Cr, Ni, similar to features of island arc rocks. The magma source region was mainly influenced by the subduction fluid and underwent different degrees of fractionation crystallization of femic minerals with uplifting. A comprehensive study shows that the basalt and andesite of Qushenla Formation in Yema area were probably formed in the backarc tectonic rocks, which might have been the direct magma response to slab break-off caused by asthenosphere upwelling back-arcextension during the southward subduction of Bangong Co-Nujiang Tethyan Ocean at the late stage of Early Cretaceous.
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Keywords:
- Nb-rich basalt /
- andesite /
- back-arc basin /
- Qushenla Formation /
- Bangong Co-Nujiang suture zone
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班公湖-怒江缝合带西起班公湖，向东经改则、尼玛、丁青等地，沿怒江进入滇西，在西藏境内长达2800km，北接羌南-保山地块，南与冈底斯造山带相邻[1-2]。该缝合带作为青藏高原众多缝合带的组成部分，一直受到国内外众多学者的广泛关注。限于班公湖-怒江缝合带自身复杂的构造演化历史和藏北地区恶劣的自然环境，以及极其艰苦的野外工作条件，有关缝合带自身的许多关键基础地质问题存在诸多争议，而班公湖-怒江特提斯洋中生代汇聚消减及时空过程更是争论的焦点之一，区域上班公湖-怒江缝合带两侧分布的大面积早白垩世火山岩(如去申拉组、多尼组)为该缝合带在中生代的构造演化提供了重要的研究资料。虽然前人对沿班公湖-怒江缝合带中东部分布的白垩纪火山岩开展了部分研究[3-9]，但对于班-怒缝合带西段的早白垩世火山岩，特别是对缝合带以南的早白垩世富Nb火山岩的研究资料较缺乏。笔者在实施地质调查专项西藏日土县昂龙岗日地区1:5万区域地质调查项目时，首次在班-怒缝合带西段南侧去申拉组内部厘定了富Nb玄武岩和安山岩，通过年代学和岩石地球化学研究，分析其岩石成因和构造环境，探讨其深部动力学过程，为缝合带西段班-怒特提斯洋在中生代的构造演化和地球动力学研究提供了新的地质依据和研究资料。
1. 地质背景及岩石学特征
研究区去申拉组火山岩位于班公湖-怒江缝合带西段(图 1-a)南侧，南与北冈底斯造山带昂龙岗日火山岩浆弧相邻。区域内主要出露侏罗系、白垩系、古近系及第四系沉积物，其中以白垩系和侏罗系分布面积最广(图 1-b)。区内断裂构造发育，主要为北西向和东西向，次为北东向，构成区内的基本构造格架。区内大规模岩浆活动以白垩纪中基性火山岩和酸性花岗岩为主，如野马沟及邻区江玛—赛登地区大面积分布的去申拉组中基性火山岩及南部的早白垩世阿翁错复式花岗岩体。
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研究区去申拉组火山岩的岩性组成为玄武岩、安山岩及安山质火山角砾岩，部分地段发育绿帘石化、绿泥石化、褐铁矿化等类型蚀变，向北与班怒缝合带呈逆断层接触(图 2)，往南被第四系沉积物覆盖。
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图 2 野马去申拉组中基性火山岩剖面Figure 2. The section of intermediate basic volcanic rocks of Qushenla Formation, Yema area辉石玄武岩：新鲜面呈青灰色，斑状结构，块状构造(图 3-a)。斑晶由辉石和斜长石构成(图 3-b)，含量为35%~40%，多呈自形-半自形粒状产出，分布较均匀，其中辉石自形程度好于斜长石。斜长石斑晶含量为25%~30%，粒径约1mm；辉石斑晶含量占15%~20%，粒径多小于1mm。局部见褐铁矿化、绿泥石化、绿帘石化等蚀变。
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图 3 野马去申拉组火山岩野外及镜下特征a—玄武岩野外特征；b—安山岩野外特征；c—玄武岩镜下特征；d—安山岩镜下特征；Px—辉石；Pl—斜长石；Am—角闪石Figure 3. Representative photographs and microphotographs of volcanic rocks from Qushenla Formation, Yema area角闪安山岩：新鲜面呈深灰色，斑状结构，块状构造(图 3-c)。斑晶由角闪石、斜长石及辉石(图 3-d)组成，含量为40%~45%，粒径小于1mm，自形-半自形者居多。斜长石斑晶含量为15%~25%，角闪石斑晶含量占10%~15%，分布较均匀。
2. 样品制备及分析方法
用于锆石U-Pb测年和元素分析的样品主要采于西藏革吉县盐湖乡野马地区地表基岩露头，岩石较新鲜。
样品破碎及锆石分选在河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成。锆石阴极发光(CL)照相和LA-ICP-MS分析在武汉上谱科技有限公司测试完成。CL照相在JEOL-JXA-8100电子探针仪器上拍摄，锆石U-Pb同位素和微量元素含量分析采用Micro Las公司的GeoLas2005准分子激光剥蚀系统在美国Agilent公司的Agilent7500a型ICP-MS仪器上进行。锆石年龄以国际标准锆石91500为外标，以GJ-1为内标样品。激光束斑直径32μm，分析方法见参考文献[11]。单个数据点误差为1σ，样品年龄加权平均值置信度为2σ，置信水平为95%。
主量和微量元素分析在澳实分析检测集团广州澳实矿物实验室进行。主量元素由荷兰生产的Axios仪器利用荧光光谱分析仪(XRF)测试分析；微量和稀土元素分析采用电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)分析。主量元素分析偏差优于5%，微量元素分析偏差优于10%。
3. 年代学特征
本次工作采集了1件去申拉组安山岩样品进行锆石U-Pb年龄分析。分析结果如表 1所示。分选出来的锆石晶体形态及大小较一致，多呈柱状自形晶，环带结构发育(图 4)，属于岩浆成因锆石。各锆石具有较高的Th/U值(多在0.4以上)，也显示出岩浆锆石的特征[12]。分析样品锆石并进行数据处理。剔除不谐和年龄点外，有19个测点均分布于U-Pb谐和线上或其附近，具有较好的群落性，其206Pb/238U年龄加权平均值为108.5±1.5Ma(图 4)，属于早白垩世晚期，与区域上去申拉组火山岩的年龄分布范围一致[13-16]。
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图 4 野马去申拉组安山岩岩浆锆石阴极发光(CL)图像和U-Pb谐和图Figure 4. CL images and U-Pb concordia diagrams of zircons in andesite from Qushenla Formation, Yema area表 1 野马去申拉组安山岩LA-ICP-MS锆石Th-U-Pb分析结果Table 1. LA-ICP-MS zircon U-Th-Pb analytical results of andesite from Qushenla Formation, Yema area测点号 元素含量/10-6 238U/232Th 207Pb/206Pb 207Pb/235U 206Pb/238U 207Pb/206Pb 207Pb/235U 206Pb/238U PbTotal 232Th 238U 比值 比值 ±1σ 比值 ±1σ 比值 ±1σ 年龄/Ma ±1σ 年龄/Ma ±1σ 年龄/Ma ±1σ PM4N1-03 16.9 1404 557 0.42 0.0512 0.0027 0.1218 0.0063 0.0173 0.0003 250 124 117 6 110 2 PM4N1-04 2.91 160 116 0.76 0.0475 0.0054 0.1056 0.0099 0.0165 0.0004 72 248 102 9 105 3 PM4N1-05 5.21 318 209 0.69 0.0549 0.0048 0.1236 0.0098 0.0166 0.0004 409 192 118 9 106 2 PM4N1-06 3.30 174 136 0.83 0.0502 0.0050 0.1136 0.0097 0.0174 0.0004 211 206 109 9 111 3 PM4N1-08 4.74 291 186 0.68 0.0491 0.0041 0.1144 0.0090 0.0170 0.0004 154 185 110 8 109 2 PM4N1-09 8.60 617 299 0.51 0.0440 0.0036 0.1051 0.0082 0.0175 0.0002 174 159 102 8 112 2 PM4N1-12 20.0 1892 601 0.33 0.0498 0.0029 0.1136 0.0065 0.0165 0.0002 183 139 109 6 105 2 PM4N1-13 3.56 176 151 0.90 0.0516 0.0053 0.1134 0.0103 0.0163 0.0004 333 237 109 9 104 2 PM4N1-14 14.6 1133 508 0.47 0.0487 0.0027 0.1107 0.0059 0.0164 0.0003 132 130 107 5 105 2 PM4N1-15 8.72 566 315 0.62 0.0465 0.0037 0.1068 0.0076 0.0172 0.0003 33 172 103 7 110 2 PM4N1-16 5.66 329 228 0.73 0.0560 0.0044 0.1300 0.0096 0.0168 0.0004 454 144 124 9 107 2 PM4N1-17 4.18 254 156 0.65 0.0537 0.0051 0.1224 0.0092 0.0171 0.0004 361 215 117 8 109 3 PM4N1-18 19.7 1620 610 0.42 0.0500 0.0027 0.1159 0.0062 0.0168 0.0003 195 131 111 6 108 2 PM4N1-19 5.23 282 206 0.78 0.0535 0.0047 0.1179 0.0090 0.0166 0.0004 350 169 113 8 106 2 PM4N1-20 103 10565 2471 0.25 0.0506 0.0015 0.1248 0.0037 0.0177 0.0002 233 67 119 3 113 1 PM4N1-21 2.15 104 85.7 0.86 0.0537 0.0064 0.1212 0.0118 0.0180 0.0006 361 264 116 11 115 4 PM4N1-22 2.17 115 85.8 0.78 0.0491 0.0072 0.1061 0.0139 0.0169 0.0006 154 311 102 13 108 3 PM4N1-23 11.56 882 413 0.51 0.0544 0.0038 0.1230 0.0080 0.0164 0.0003 387 159 118 7 105 2 PM4N1-24 6.79 451 261 0.60 0.0470 0.0039 0.1096 0.0088 0.0170 0.0003 50 189 106 8 108 2 4. 地球化学特征
4.1 主量元素
野马玄武岩SiO2含量为49.76%~50.99%(表 2)，平均值为50.34%，属于玄武质岩石范围；Al2O3含量为17.63%~17.96%，平均值为17.74%；MgO含量为4.12%~4.18%，平均值为4.27%；CaO含量为9.30%~ 9.82%，平均值为9.59%；FeO含量为2.61%~2.99%，平均值为2.79%；碱性元素的总含量(Na2O+K2O)为4.28%~4.69%，平均值为4.45 %，但Na2O含量明显高于K2O，表现出富Na2O贫K2O的特点；TiO2含量为1.75%~1.82%，平均值为1.79%，全部样品均高于岛弧拉斑玄武岩(TiO2=0.80%[17]), 但低于洋岛拉斑玄武岩(TiO2=2.63% [17]); P2O5含量为0.33%~0.36%，平均值为0.34 %，与洋中脊玄武岩的P2O5含量(0.09%)有明显的差异。烧失量(LOI)为1.02%~1.40%，表明岩石基本未遭受或仅遭受了极低程度的蚀变。Mg#值为44.96~46.84。在Nb/Y-Zr/TiO2图解上位于安山岩/玄武岩区域(图 5-a)，在SiO2-K2O图解上属中钾钙碱性系列(图 5-b)。
表 2 野马玄武岩和安山岩主量、微量和稀土元素组成Table 2. Major elements, trace elements and REE composition of the basalt and andesite, Yema area岩性 玄武岩 安山岩 样号 PM4ZH1 PM4ZH2 PM4ZH3 PM4ZH4 PM4ZH5 PM4ZH6 PM4ZH7 PM4ZH8 PM4ZH9 Al2O3 17.96 17.66 17.72 17.63 18.34 17.2 17.05 17.08 17.06 BaO 0.05 0.04 0.03 0.03 0.07 0.06 0.07 0.07 0.08 CaO 9.82 9.3 9.67 9.57 4.05 4.92 4.78 5.24 4.29 TFe2O3 10.07 9.5 10.08 9.99 6.32 6.2 6.38 6.28 6.37 K2O 0.91 1.11 1.21 0.84 2.68 2.42 2.74 2.28 2.7 MgO 4.48 4.13 4.35 4.12 2.54 2.83 2.84 3.46 2.9 MnO 0.16 0.17 0.21 0.2 0.14 0.15 0.16 0.2 0.17 Na2O 3.37 3.58 3.25 3.53 5.59 4.81 4.85 4.48 5.24 P2O5 0.34 0.36 0.33 0.33 0.25 0.25 0.26 0.26 0.25 SiO2 49.76 50.99 50.27 50.32 58.55 58.69 58.09 57.99 59.01 TiO2 1.82 1.75 1.82 1.78 0.98 0.97 1.02 1.02 1 FeO 2.77 2.61 2.99 2.8 1.74 2.25 2.19 2.3 2.14 烧失量 1.4 1.33 1.02 1.31 1.1 1.6 1.65 1.47 1.46 总计 100.14 99.92 99.96 99.65 100.61 100.1 99.89 99.83 100.53 Rb 14.7 18.9 26.6 15.7 72.3 68.1 84.4 65.1 79.9 K 1310 1100 1600 1650 1470 1460 1650 1020 1371.111 Ba 361 339 280 292 646 562 649 583 741 Th 3.96 4.02 3.93 3.92 9.62 9.59 9.31 9.47 9.02 U 1.01 1.04 0.98 1.02 2.21 2.28 2.25 2.63 2.31 Nb 10.7 11.1 10.5 11 41.9 41.7 41 41.6 40.9 Sr 604 638 568 620 631 628 676 687 708 Nd 23.3 23.5 23.3 23 27.8 27.2 27.9 28 27.6 P 1450 1510 1470 1460 1100 1080 1120 1110 1070 Zr 139 143 139 139 247 246 241 243 240 Hf 3.9 3.9 3.8 3.7 6 5.8 5.6 5.8 5.5 Sm 5.58 5.71 5.73 5.58 5.18 4.94 5.1 5 5.03 Ti 10600 10300 10700 10500 5900 5800 6100 6000 5800 Ta 0.7 0.7 0.7 0.7 2.6 2.6 2.6 2.5 2.4 La 20.7 20.9 20.4 20.7 46 45.3 44.7 45.3 43.7 Ce 43.3 43.7 43.2 43.3 81.1 80.7 78.9 80.3 79.4 Pr 5.65 5.7 5.7 5.66 8.59 8.43 8.47 8.53 8.41 Nd 23.3 23.5 23.3 23 27.8 27.2 27.9 28 27.6 Sm 5.58 5.71 5.73 5.58 5.18 4.94 5.1 5 5.03 Eu 1.8 1.85 1.81 1.88 1.56 1.51 1.51 1.49 1.54 Gd 5.85 5.8 5.91 5.75 4.27 4.1 4.2 4.24 4.39 Tb 0.91 0.89 0.92 0.86 0.67 0.62 0.63 0.64 0.64 Dy 5.31 5.23 5.34 5.2 3.84 3.6 3.67 3.65 3.73 Ho 1.03 1.06 1.04 1.04 0.73 0.68 0.71 0.7 0.72 Er 2.9 2.82 2.91 2.85 2.23 2.02 2.17 2.07 2.07 Tm 0.4 0.41 0.41 0.41 0.31 0.29 0.3 0.3 0.3 Yb 2.7 2.55 2.56 2.61 2.15 2.02 2.08 2.02 2.13 Lu 0.37 0.37 0.38 0.36 0.32 0.3 0.31 0.31 0.31 U 1.01 1.04 0.98 1.02 2.21 2.28 2.25 2.63 2.31 注：主量元素含量单位为%，微量和稀土元素为10-6 ![]()
野马安山岩SiO2含量为57.99%~59.01%(表 2)，平均值为58.47%；Al2O3含量为17.05%~18.34%，平均值为17.35%；MgO含量为2.54%~3.46%，平均值为2.91%；CaO含量为4.05%~5.34%，平均值为4.66%；FeO含量为1.74%~2.30%，平均值为2.12%；碱性元素的总含量(Na2O+K2O)为6.76%~8.27%，平均值为7.56%；TiO2含量为0.97%~1.02%，平均值为1.00 %；烧失量为1.10%~1.65%，表明岩石基本未遭受或仅遭受了较低程度的蚀变。Mg#值介于44.32~52.18之间。在Nb/Y-Zr/TiO2图解上位于安山岩区域(图 5-a)，在SiO2-K2O图解上属高钾钙碱性系列(图 5-b)。
4.2 稀土和微量元素
野马玄武岩稀土元素总量ΣREE为119.20× 10-6~120.49 × 10-6，平均值为119.78 × 10-6，LREE/ HREE值在5.1~5.3之间，(La/Yb)N值介于5.17~5.53之间，(La/Sm)N值介于2.24~2.33之间，轻、重稀土元素分异明显。δEu值在0.94~1.01之间，基本不表现出Eu异常，表明在岩浆演化结晶过程中基本未经历斜长石的结晶分离作用。
安山岩稀土元素总量为179.97×10-6~184.75× 10-6，平均值为181.93 × 10-6，LREE/HREE值在11.59~12.33之间，(La/Yb)N值介于13.83~15.12之间，(La/Sm)N值介于5.46~5.77之间，轻、重稀土元素分异明显。δEu在0.97~1.00之间，基本不表现出Eu异常，表明其亦未经历斜长石的分离结晶过程。
在球粒陨石标准化稀土元素图解(图 6-a)上，玄武岩和安山岩均表现为轻稀土元素富集右倾的特征，但安山岩稀土元素富集程度明显高于玄武岩。在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图 6-b)上，野马去申拉组安山岩和玄武岩表现出类似的微量元素分布特征。其中，安山岩相对富集Rb、U等大离子亲石元素及元素Zr、Hf，相对亏损Nb、Ta、P、Ti等元素，Ti/V值为41.7~43.3，Ni含量为7×10-6~9×10-6，Cr含量为11×10-6~14×10-6，Sr含量为631×10-6~ 708×10-6，Sr/Y值为29.9~34.7。玄武岩相对富集Ba、U、Th、K、Sr等大离子亲石元素，相对亏损Rb、P、Ti元素，Ti/V值为34.9~37.2，Ni含量为8×10-6~ 10×10-6，Cr含量为13×10-6~17×10-6，Sr含量为568× 10-6~638×10-6，Sr/Y为20.5~23.1，Zr含量为139× 10-6~143×10-6，Zr/Y值为4.98~5.18。总体而言，研究区野马去申拉组火山岩表现出不同程度的轻稀土元素和大离子亲石元素富集，高场强元素Nb、Ta、P、Ti等相对亏损，低Cr、Ni，高Sr的特征，与岛弧火山岩浆产物特征相似。
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图 6 去申拉组火山岩稀土元素球粒陨石标准化配分图(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)(标准化数据据参考文献[21])Figure 6. Chondrite-normalized REE patterns (a) of primitive mantle-normalized trace element patterns (b) for volcanic rocks of Qushenla Formation5. 讨论
5.1 岩石成因类型与源区特征
野马玄武岩SiO2含量为49.76%~50.99%，平均值为50.34%，属于玄武质岩石范围；Al2O3含量为17.63% ~17.96%，平均值为17.74%；MgO含量为4.12%~4.18%，平均值为4.27%；属于高铝玄武岩范畴(SiO2低于54%，Al2O3大于16.5%，MgO低于7% [22]), 属于典型的岛弧岩石类型之一[23]。Sajona等[24-25]研究认为，典型的富Nb玄武岩相对于正常的岛弧玄武岩，发育较高的Nb(大于7×10-6)和TiO2含量(1%~2%)，在原始地幔标准化微量元素蛛网图上显示弱的Nb、Ta负异常。研究区野马玄武岩Nb含量在10.5×10-6~11.1×10-6之间，具有较高的Nb/ La和Nb/U值，TiO2含量为1.75%~1.82%，P2O5含量为0.33%~0.36%，在微量元素蛛网图上也表现出弱的Nb、Ta异常，亦表现出富Nb玄武岩的地球化学特征；野马安山岩Nb含量在40.9×10-6~41.9×10-6之间，远高于区域上同类型岩石[5-7, 16]，与北羌塘杂多[26]、新疆北山柳园[27]和北天山[28]、西准噶尔巴尔努克[29]等地产出的富Nb玄武岩特征类似。在TiO2- P2O5图解(图 7-a)和Nb-Nb/U图解(图 7-b)上均位于富Nb玄武岩区域。以上特征表明，研究区玄武岩属于富Nb的高铝玄武岩，是俯冲带内典型的岩石类型之一。
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中基性火山岩浆在喷发穿过岩石圈时，常经历地壳混染作用，可能会对其岩石地球化学特征产生影响。壳源同化混染作用可以通过微量元素比值(如Nb/La、Th/Ta、La/Sm等)与Mg#的关系进行评估，因为地壳混染程度的增加可以导致样品随着Mg#值的增加Nb/La值降低[32-33]。在Mg#-Nb/La图解(图 8-a)上，Nb/La值随Mg#值的降低没有明显变化，显示研究区去申拉组火山岩没有遭受显著地壳物质的混染。此外，去申拉组火山岩具有较低的Rb/Ba值(0.04~0.50)、Rb/Sr值(0.02~0.31)和高的Ti/Y值(90.5~386)，进一步排除其受到显著壳源物质混染的可能性[33-34]，这可能与上覆地壳较差的成熟度和较小的地壳厚度有关[3, 7]。
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图 8 野马去申拉组中基性火山岩Harker图解Figure 8. Harker diagrams for the intermediate basic volcanic rocks of Qushenla Formation, Yema area区内玄武岩的Cr(4×10-6~106×10-6)和Ni含量(7×10-6~50×10-6)及Mg#值(33~54)均远低于原始岩浆(Cr=300×10-6~500×10-6，Ni=300×10-6~400×10-6，Mg#=68~76)[35]，说明其经历了不同程度的橄榄石、铬铁矿等矿物的结晶分离作用[16, 36]。在Harker图解上，随着SiO2的升高，MgO逐渐降低，显示正常的岩浆演化规律(图 8-b)。Cr-Ni图解(图 8-c)显示，区内野马玄武岩和安山岩未经历单斜辉石的结晶分离过程。在Mg#-CaO/Al2O3图解(图 8-d)上，野马玄武岩显示橄榄石结晶分离趋势，与其低Cr和Ni含量相呼应，而斜长石的结晶分离作用不明显，在球粒陨石标准化稀土元素上没有明显的负Eu异常，说明该组火山岩没有发生明显的斜长石分离结晶作用，与镜下观察结果较一致。
已有研究显示，岛弧火山岩的岩浆源区主要为受到俯冲洋壳、泥质沉积物俯冲过程中析出的流体交代的地幔楔[37]。此外，俯冲洋壳发生熔融形成的熔体也可以对上覆地幔楔进行交代，进而影响岛弧原始岩浆的形成过程[38]。在俯冲环境下，地幔楔发生部分熔融时，由于金红石、榍石等矿物的残留使产生的岩浆亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素而与其他不相容元素发生分离。在地幔楔中，元素Zr、Hf在俯冲板片析出的流体中具有比俯冲熔体更低的溶解度，而元素Nd、Sm在流体中则具有较高的溶解度，因此可利用上述元素地球化学行为的差异性区分岩浆源区是来源于熔体交代还是流体交代[39]。在(Ta/La)PM-(Hf/Sm)PM图解(图 9-a)上，研究区去申拉组玄武岩均位于俯冲流体交代地幔范围，指示岩浆主要来源于受俯冲流体交代地幔的部分熔融，受俯冲熔体交代作用的影响较小，而安山岩的岩浆源区则相对受到一定程度的熔体交代作用，故在Ba/ La-La/Yb图解(图 9-b)上分布在更靠近板片熔体的区域。在Ba/La-La/Yb图解(图 9-b)上，去申拉组玄武岩均投在远离沉积物和板片熔体而靠近亏损地幔的成分区，暗示其岩浆源区受板片熔体和消减沉积物的影响不大，而是受到俯冲板片的含水流体影响，这在Ba-Nb/Y图解(图 9-c)和Th/Yb-Sr/ Nd图解(图 9-d)上得到了较好的印证，与班怒带研究区东部盐湖乡[8]和文布当桑乡[7]的去申拉组基性火山岩类似。
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5.2 构造环境
研究区去申拉组火山岩主体为一套中-高钾钙碱性系列中基性火山岩，具有典型的岛弧火山岩特征，在微量元素La/Yb-La构造判别图(图 10-a)上也显示出岛弧玄武岩的特点。研究认为，岛弧玄武岩与弧后盆地玄武岩相比具有更低的Nb、Zr、V、Ti等元素含量[44-45]，其Nb含量普遍低于2×10-6[37, 46]。研究区野马去申拉组火山岩Nb元素含量远高于此值，暗示其可能并非直接形成于典型的岛弧环境。在火山岩V-Ti/1000(图 10-b)和La/Nb-Y图解(图 10-c)上，野马玄武岩和安山岩均落入弧后盆地构造环境区，与世界上一些典型的岩浆源区受俯冲熔体或流体交代的弧后盆地环境下产出的玄武岩特征相似(图 10-d)[37, 47-49]，也与区内去申拉组北侧班怒蛇绿岩带内基性辉绿岩块反映的构造环境一致(另文发表)。上述特征表明，野马地区去申拉组玄武岩和安山岩可能形成于早白垩世晚期俯冲岛弧的弧后盆地构造环境，属于洋壳消减诱发弧后扩张背景下的岩浆产物，可能与洋壳岩石圈板片断离有关[8, 50-52]。从其空间位置看，野马富Nb玄武岩和安山岩发育在班公湖-怒江缝合带南侧(图 1-b)，与蛇绿岩残片呈断层接触(图 2)，安山岩锆石U-Pb年龄为108.5±1.5Ma，表明班公湖-怒江特提斯洋在早白垩世晚期还处于南向俯冲阶段，班-怒特提斯洋的闭合时间应晚于108Ma。
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5.3 地球动力学背景
关于班公湖-怒江缝合带南部中生代大规模岩浆作用的动力学背景，国内外众多学者一直存在较大的争议。其中一种经典模式是，这些大规模的岩浆活动与藏南雅鲁藏布江新特提斯洋岩石圈的北向俯冲作用有关[53-57]。然而中北冈底斯带内分布的火山岩与南部不雅江缝合带的空间距离至少有380km以上[3]，其俯冲须以极低角度或平板式的方式进行。研究表明，该类型俯冲作用要么在俯冲洋壳的前缘形成埃达克质岩石组合[58]，要么受隔热层的影响而不能发生消减有关的岛弧岩浆作用。这与雅江缝合带和班-怒缝合带之间中北冈底斯地块内广泛发育的早白垩世岩浆岩矛盾[3, 51, 59]。目前越来越多的学者倾向于认为，班公湖-怒江缝合带南侧的早白垩世火山岩浆活动可能与班-怒特提斯洋岩石圈的南向俯冲有关[3-4, 6-9]，在俯冲过程中发生了板片断离[8-9, 16, 60-61]。Von Blanckenburg等[62]认为，板片断离一般发生在洋盆消失、陆-陆碰撞的初始阶段：当陆-陆碰撞作用发生时，高密度大洋岩石圈持续向下俯冲的过程中，低密度大陆岩石圈则受浮力影响不能发生向下的俯冲作用而与大洋岩石圈断离。大洋岩石圈板片断离作用则将导致软流圈上涌[61]。软流圈上涌将诱发岛弧和岛弧后方的地幔楔发生补充性对流循环，形成弧后拉张作用，进而演化为弧后盆地的构造环境[43]。与此同时，软流圈地幔上涌则导致更多的亏损地幔成分参与到中酸性岩浆岩及火山岩中，表现出正的εNd(t)值[7-8]；或发生岩浆混合作用而在花岗质岩石中形成大量的暗色包体[61]。笔者在野外工作过程中，在研究区南部阿翁错复式花岗岩体内部发现的大量暗色包体(项目内部资料)也印证了深源地幔物质的参与。综合班公湖-怒江缝合带早白垩世岩浆作用演化及研究区火山岩的特点，野马去申拉组中基性火山岩是班公湖-怒江特提斯洋岩石圈南向俯冲过程中板片断离导致软流圈地幔上涌，诱发弧后拉张背景下的岩浆产物。
6. 结论
(1)野马去申拉组安山岩LA-ICP-MS锆石UPb年龄为108.5±1.5Ma(MSWD=2.8，2σ)，属于早白垩世晚期。
(2)野马去申拉组玄武岩属于富Nb高铝玄武岩，岩石属于中钾钙碱性系列；安山岩属高钾钙碱性系列岩石。岩石轻、重稀土元素分异明显，富集轻稀土元素和大离子亲石元素，亏损高场强元素，具有典型的岛弧火山岩特征。玄武岩岩浆源区受俯冲流体的影响较大，安山岩岩浆源区还部分受到熔体富集的影响。
(3)野马去申拉组火山岩形成于弧后盆地构造环境，是班公湖-怒江特提斯洋岩石圈南向俯冲过程中板片断离导致软流圈地幔上涌诱发弧后拉张背景下的直接岩浆响应。
致谢: 感谢野外工作过程中四川地调院西藏昂龙岗日1:5万区域地质调查项目组其他成员的热心帮助；感谢审稿专家提出的宝贵修改意见和建议。 -
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图 2 野马去申拉组中基性火山岩剖面
Figure 2. The section of intermediate basic volcanic rocks of Qushenla Formation, Yema area
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图 3 野马去申拉组火山岩野外及镜下特征
a—玄武岩野外特征；b—安山岩野外特征；c—玄武岩镜下特征；d—安山岩镜下特征；Px—辉石；Pl—斜长石；Am—角闪石
Figure 3. Representative photographs and microphotographs of volcanic rocks from Qushenla Formation, Yema area
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图 4 野马去申拉组安山岩岩浆锆石阴极发光(CL)图像和U-Pb谐和图
Figure 4. CL images and U-Pb concordia diagrams of zircons in andesite from Qushenla Formation, Yema area
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图 6 去申拉组火山岩稀土元素球粒陨石标准化配分图(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)
(标准化数据据参考文献[21])
Figure 6. Chondrite-normalized REE patterns (a) of primitive mantle-normalized trace element patterns (b) for volcanic rocks of Qushenla Formation
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图 8 野马去申拉组中基性火山岩Harker图解
Figure 8. Harker diagrams for the intermediate basic volcanic rocks of Qushenla Formation, Yema area
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表 1 野马去申拉组安山岩LA-ICP-MS锆石Th-U-Pb分析结果
Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Th-Pb analytical results of andesite from Qushenla Formation, Yema area
测点号 元素含量/10-6 238U/232Th 207Pb/206Pb 207Pb/235U 206Pb/238U 207Pb/206Pb 207Pb/235U 206Pb/238U PbTotal 232Th 238U 比值 比值 ±1σ 比值 ±1σ 比值 ±1σ 年龄/Ma ±1σ 年龄/Ma ±1σ 年龄/Ma ±1σ PM4N1-03 16.9 1404 557 0.42 0.0512 0.0027 0.1218 0.0063 0.0173 0.0003 250 124 117 6 110 2 PM4N1-04 2.91 160 116 0.76 0.0475 0.0054 0.1056 0.0099 0.0165 0.0004 72 248 102 9 105 3 PM4N1-05 5.21 318 209 0.69 0.0549 0.0048 0.1236 0.0098 0.0166 0.0004 409 192 118 9 106 2 PM4N1-06 3.30 174 136 0.83 0.0502 0.0050 0.1136 0.0097 0.0174 0.0004 211 206 109 9 111 3 PM4N1-08 4.74 291 186 0.68 0.0491 0.0041 0.1144 0.0090 0.0170 0.0004 154 185 110 8 109 2 PM4N1-09 8.60 617 299 0.51 0.0440 0.0036 0.1051 0.0082 0.0175 0.0002 174 159 102 8 112 2 PM4N1-12 20.0 1892 601 0.33 0.0498 0.0029 0.1136 0.0065 0.0165 0.0002 183 139 109 6 105 2 PM4N1-13 3.56 176 151 0.90 0.0516 0.0053 0.1134 0.0103 0.0163 0.0004 333 237 109 9 104 2 PM4N1-14 14.6 1133 508 0.47 0.0487 0.0027 0.1107 0.0059 0.0164 0.0003 132 130 107 5 105 2 PM4N1-15 8.72 566 315 0.62 0.0465 0.0037 0.1068 0.0076 0.0172 0.0003 33 172 103 7 110 2 PM4N1-16 5.66 329 228 0.73 0.0560 0.0044 0.1300 0.0096 0.0168 0.0004 454 144 124 9 107 2 PM4N1-17 4.18 254 156 0.65 0.0537 0.0051 0.1224 0.0092 0.0171 0.0004 361 215 117 8 109 3 PM4N1-18 19.7 1620 610 0.42 0.0500 0.0027 0.1159 0.0062 0.0168 0.0003 195 131 111 6 108 2 PM4N1-19 5.23 282 206 0.78 0.0535 0.0047 0.1179 0.0090 0.0166 0.0004 350 169 113 8 106 2 PM4N1-20 103 10565 2471 0.25 0.0506 0.0015 0.1248 0.0037 0.0177 0.0002 233 67 119 3 113 1 PM4N1-21 2.15 104 85.7 0.86 0.0537 0.0064 0.1212 0.0118 0.0180 0.0006 361 264 116 11 115 4 PM4N1-22 2.17 115 85.8 0.78 0.0491 0.0072 0.1061 0.0139 0.0169 0.0006 154 311 102 13 108 3 PM4N1-23 11.56 882 413 0.51 0.0544 0.0038 0.1230 0.0080 0.0164 0.0003 387 159 118 7 105 2 PM4N1-24 6.79 451 261 0.60 0.0470 0.0039 0.1096 0.0088 0.0170 0.0003 50 189 106 8 108 2 
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表 2 野马玄武岩和安山岩主量、微量和稀土元素组成
Table 2 Major elements, trace elements and REE composition of the basalt and andesite, Yema area
岩性 玄武岩 安山岩 样号 PM4ZH1 PM4ZH2 PM4ZH3 PM4ZH4 PM4ZH5 PM4ZH6 PM4ZH7 PM4ZH8 PM4ZH9 Al2O3 17.96 17.66 17.72 17.63 18.34 17.2 17.05 17.08 17.06 BaO 0.05 0.04 0.03 0.03 0.07 0.06 0.07 0.07 0.08 CaO 9.82 9.3 9.67 9.57 4.05 4.92 4.78 5.24 4.29 TFe2O3 10.07 9.5 10.08 9.99 6.32 6.2 6.38 6.28 6.37 K2O 0.91 1.11 1.21 0.84 2.68 2.42 2.74 2.28 2.7 MgO 4.48 4.13 4.35 4.12 2.54 2.83 2.84 3.46 2.9 MnO 0.16 0.17 0.21 0.2 0.14 0.15 0.16 0.2 0.17 Na2O 3.37 3.58 3.25 3.53 5.59 4.81 4.85 4.48 5.24 P2O5 0.34 0.36 0.33 0.33 0.25 0.25 0.26 0.26 0.25 SiO2 49.76 50.99 50.27 50.32 58.55 58.69 58.09 57.99 59.01 TiO2 1.82 1.75 1.82 1.78 0.98 0.97 1.02 1.02 1 FeO 2.77 2.61 2.99 2.8 1.74 2.25 2.19 2.3 2.14 烧失量 1.4 1.33 1.02 1.31 1.1 1.6 1.65 1.47 1.46 总计 100.14 99.92 99.96 99.65 100.61 100.1 99.89 99.83 100.53 Rb 14.7 18.9 26.6 15.7 72.3 68.1 84.4 65.1 79.9 K 1310 1100 1600 1650 1470 1460 1650 1020 1371.111 Ba 361 339 280 292 646 562 649 583 741 Th 3.96 4.02 3.93 3.92 9.62 9.59 9.31 9.47 9.02 U 1.01 1.04 0.98 1.02 2.21 2.28 2.25 2.63 2.31 Nb 10.7 11.1 10.5 11 41.9 41.7 41 41.6 40.9 Sr 604 638 568 620 631 628 676 687 708 Nd 23.3 23.5 23.3 23 27.8 27.2 27.9 28 27.6 P 1450 1510 1470 1460 1100 1080 1120 1110 1070 Zr 139 143 139 139 247 246 241 243 240 Hf 3.9 3.9 3.8 3.7 6 5.8 5.6 5.8 5.5 Sm 5.58 5.71 5.73 5.58 5.18 4.94 5.1 5 5.03 Ti 10600 10300 10700 10500 5900 5800 6100 6000 5800 Ta 0.7 0.7 0.7 0.7 2.6 2.6 2.6 2.5 2.4 La 20.7 20.9 20.4 20.7 46 45.3 44.7 45.3 43.7 Ce 43.3 43.7 43.2 43.3 81.1 80.7 78.9 80.3 79.4 Pr 5.65 5.7 5.7 5.66 8.59 8.43 8.47 8.53 8.41 Nd 23.3 23.5 23.3 23 27.8 27.2 27.9 28 27.6 Sm 5.58 5.71 5.73 5.58 5.18 4.94 5.1 5 5.03 Eu 1.8 1.85 1.81 1.88 1.56 1.51 1.51 1.49 1.54 Gd 5.85 5.8 5.91 5.75 4.27 4.1 4.2 4.24 4.39 Tb 0.91 0.89 0.92 0.86 0.67 0.62 0.63 0.64 0.64 Dy 5.31 5.23 5.34 5.2 3.84 3.6 3.67 3.65 3.73 Ho 1.03 1.06 1.04 1.04 0.73 0.68 0.71 0.7 0.72 Er 2.9 2.82 2.91 2.85 2.23 2.02 2.17 2.07 2.07 Tm 0.4 0.41 0.41 0.41 0.31 0.29 0.3 0.3 0.3 Yb 2.7 2.55 2.56 2.61 2.15 2.02 2.08 2.02 2.13 Lu 0.37 0.37 0.38 0.36 0.32 0.3 0.31 0.31 0.31 U 1.01 1.04 0.98 1.02 2.21 2.28 2.25 2.63 2.31 注：主量元素含量单位为%，微量和稀土元素为10-6
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-
潘桂堂, 莫宣学, 侯增谦, 等.冈底斯造山带的时空结构及演化[J].岩石学报, 2006, 22(3):521-533. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98200603001 耿全如, 潘桂堂, 王立全, 等.班公湖-怒江、羌塘地块特提斯演化与成矿地质背景[J].地质通报, 2011, 30(8):1261-1274. http://dzhtb.cgs.cn/gbc/ch/reader/view_abstract.aspx?file_no=20110813&flag=1 朱弟成, 潘桂堂, 莫宣学, 等.冈底斯中北部晚侏罗世-早白垩世地球动力学环境:火山岩约束[J].岩石学报, 2006, 22(3):534-546. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98200603002 朱弟成, 莫宣学, 赵志丹, 等.西藏冈底斯带措勤地区则弄群火山岩锆石U-Pb年代学格架及构造意义[J].岩石学报, 2008, 24(3):401-412. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98200803001 李金祥, 李光明, 秦克章, 等.班公湖带多不杂富金斑岩铜矿床斑岩-火山岩的地球化学特征与时代:对成矿构造背景的制约[J].岩石学报, 2008, 24(3):531-543. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98200803013 康志强, 许继峰, 王保弟, 等.拉萨地块北部白垩纪多尼组火山岩的地球化学:形成的构造环境[J].地球科学-中国地质大学学报, 2009, 34(1):89-104. doi: 10.3321/j.issn:1000-2383.2009.01.009 康志强, 许继峰, 王保弟, 等.拉萨地块北部去申拉组火山岩:班公湖-怒江特提斯洋南向俯冲的产物?[J].岩石学报, 2010, 26(10):3106-16. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98201010022 Sui Q L, Wang Q, Zhu D C, et al. Compositional diversity of ca. 110Ma magmatism in the northern Lhasa Terrane, Tibet:Implications for the magmatic origin and crustal growth in a continent-continent collision zone[J]. Lithos, 2013, 168:144-159. https://www.researchgate.net/publication/256806817_Compositional_diversity_of_ca_110_Ma_magmatism_in_the_northern_Lhasa_Terrane_Tibet_Implications_for_the_magmatic_origin_and_crustal_growth_in_a_continent-continent_collision_zone
Zhu D C, Li S M, Cawood P A, et al. Assembly of the Lhasa and Qiangtang terranes in central Tibet by divergent double subduction[J]. Lithos, 2015, 245:7-17. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=be4c438f22b463f182154e4494786812
Zhang K, Xia B, Wang G, et al. Early Cretaceous stratigraphy, depositional environments, sandstone provenance, and tectonic setting of central Tibet, western China[J]. Geological Society of America Bulletin, 2004, 116(9):1202-1222. doi: 10.1130/B25388.1
Liu Y S, Hu Z C, Cao S, et al. In Situ Analysis of Major and Trace Elments of Anhydrous Minerals by LA-ICP-MS without Applying an Internal Standard[J]. Chemical Geology, 2008, 257(1/2):34-43. http://cn.bing.com/academic/profile?id=f10fa454267bcd9d2c140163950f1005&encoded=0&v=paper_preview&mkt=zh-cn
Hoskin P W, Black L P. Metamorphic zircon formation by solid, state recrystallization of protolith igneous zircon[J]. Journal of Metamorphic Geology, 2000, 18(4):423-439. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=20f7cb4f6d72be021ecb081c5fa74229
李伟.西藏改则地区去申拉组火山岩地球化学特征及锆石年代学制约[D].中国地质大学(北京)硕士学位论文, 2012. http://cdmd.cnki.com.cn/Article/CDMD-11415-1012364960.htm 于枫.西藏冈底斯盐湖南部花岗岩的岩石学、地球化学与成因[D].中国地质大学(北京)硕士学位论文, 2012. http://cdmd.cnki.com.cn/article/cdmd-11415-2010085574.htm 马义明.拉萨地块早白垩世火山岩古地磁学和年代学研究对亚洲南缘的古地理限制[D].中国地质大学(北京)硕士学位论文, 2013. http://cdmd.cnki.com.cn/Article/CDMD-11415-1013272977.htm 隋清霖.西藏拉萨地块盐湖地区早白垩世岩浆岩年代学、岩石成因及构造意义[D].中国地质大学(北京)硕士学位论文, 2014. http://cdmd.cnki.com.cn/Article/CDMD-11415-1014239465.htm Wilson M. Igneous Petrogenesis[M]. London:Unwin Hyman, 1989:101-149.
Winchester J A, Floyd P A. Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements[J]. Chemical Geology, 1977, 20:325-343. doi: 10.1016/0009-2541(77)90057-2
Peccerillo A, Taylor S R. Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, northern Turkey[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1976, 58(1):63-81. doi: 10.1007/BF00384745
Streckeisen A, Bonin B, Le Bas M J, et al. Igneous Rocks:a classification and glossary of terms[M]. Oxford:Cambridge University Press, 2005:1-256.
Sun S S, McDonough W F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts:implications for mantle composition and processes[J]. Geological Society, London, Special Publications, 1989, 42(1):313-345. doi: 10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19
Crawford A J, Falloon T J, Eggins S. The origin of island arc high alumina basalts[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1987, 97:417-430. doi: 10.1007/BF00372004
徐夕生, 邱检生.火成岩岩石学[M].北京:科学出版社, 2010:1-346. Sajona F G, Maury R C, Bellon H, et al. Initiation of subduction and the generation of slab melt in western and eastern Mindanao Philippines[J]. Geology, 1993, 21(11):1007-1010. doi: 10.1130/0091-7613(1993)021<1007:IOSATG>2.3.CO;2
Sajona F G, Maury R C, Bellon H, et al. High field strength element enrichment of Pliocene-Pleistocene island arc basalts, Zamrboanga Peninsula, western Mindanao (Philippines)[J]. Journal of Petrology, 1996, 37(3):693-726. doi: 10.1093/petrology/37.3.693
Zhang H R, Yang T N, Hou Z Q, et al. Evonian Nb-enriched basalts and andesites of north-central Tibet:Evidence for the early subduction of the Paleo-Tethyan oceanic crust beneath the North Qiangtang Block[J]. Tectonophysics, 2016, 682:96-107. doi: 10.1016/j.tecto.2016.06.009
Mao Q G, Xiao W J, Fang T H, et al. Late Ordovician to early Devonian adakites and Nb-enriched basalts in the Liuyuan area, Beishan, NW China:Implications for early Paleozoic slab-melting and crustal growth in the southern Altaids[J]. Gondwana Research, 2012, 22:534-553. doi: 10.1016/j.gr.2011.06.006
Wang Q, Wyman D A, Zhao Z H, et al. Petrogenesis of Carboniferous adakites and Nb-enriched arc basalts in the Alataw area, northern Tianshan Range (western China):Implications for Phanerozoic crustal growth in the Central Asia orogenic belt[J]. Chemical Geology, 2007, 236:42-64. doi: 10.1016/j.chemgeo.2006.08.013
李永军, 沈锐, 王冉, 等.新疆西准噶尔巴尔努克早石炭世富Nb岛弧玄武岩的发现及其地质意义[J].岩石学报, 2014, 30(12):3501-3511. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98201412002 Defant M J, Xu J F, Kepezhinskas P. Adakite:some variations on a theme[J]. Acta Petrologica Sinica, 2002, 18:129-142. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98201002023
Kepezhinskas P K, Defant M J, Drummond M S. Progressive enrichment of island arc mantle by melt-peridotite interaction inferred from Kamchatka xenoliths[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1996, 60:1217-1229. doi: 10.1016/0016-7037(96)00001-4
Rogers R D, Kárason H, Van der Hilst R D. Epeirogenic uplift above a detached slab in northern Central America[J]. Geology, 2002, 30(11):1031-1034. doi: 10.1130/0091-7613(2002)030<1031:EUAADS>2.0.CO;2
Lassiter J C, DePaolo D J. Plume/lithosphere interaction in the generation of continental and oceanic flood basalts:chemical and isotopic constraints[J]. Geophysical Monograph-American Geophysical Union, 1997, 100(1):335-356. http://cn.bing.com/academic/profile?id=2c194009ec9424dd6ac8a6f8094da612&encoded=0&v=paper_preview&mkt=zh-cn
Tuner S, Arnaud N, Liu J. Post-collisional, shoshonitic volcanism on the Tibetan plateau:implications for convective thinning of the lithosphere and the source of ocean island basalts[J]. Journal of Petrology, 1996, 37:45-71. doi: 10.1093/petrology/37.1.45
Frey F A, Green D H, Roy S D. Integrated models of basalt petrogenesis:a study of quartz tholeiites to olivine melilitites from South Eastern Australia utilizing geochemical and experimental petrological data[J]. Journal of Petrology, 1978, 19(3):463-513. doi: 10.1093/petrology/19.3.463
Jung S, Masberg P. Major-and trace-element systematics and isotope geochemistry of Cenozoic mafic volcanic rocks from the Vogelsberg (central Germany):constraints on the origin of continental alkaline and tholeiitic basalts and their mantle sources[J]. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 1998, 86(1):151-177. http://cn.bing.com/academic/profile?id=ad6dc3b2394d3845d0bab4a8fddb1385&encoded=0&v=paper_preview&mkt=zh-cn
Pearce J A, Peate D W. Tectonic implications of the composition of volcanic arc magmas[J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 1995, 23(1):251-285. doi: 10.1146/annurev.ea.23.050195.001343
Scaillet B, Prouteau G. Oceanic slab melting and mantle metasomatism[J]. Science Progress, 2001, 84:335-354. doi: 10.3184/003685001783238943
La Flèche M R, Camiré G, Jenner G A. Geochemistry of postAcadian, Carboniferous continental intraplate basalts from the Maritimes Basin, Magdalen Islands, Québec, Canada[J]. Chemical Geology, 1998, 149:115-136.
Woodhead J D, Eggins S M, Johnson R W. Magma genesis in the New Britain island arc:further insights into melting and mass transfer processes[J]. Journal of Petrology, 1998, 39(9):1641-1668. doi: 10.1093/petroj/39.9.1641
Floyd P A, Kelling G, Gökçen S L, et al. Geochemistry and tectonic environment of basaltic rocks from the Misis ophiolitic mélange, south Turkey[J]. Chemical Geology, 1991, 89(3/4):263-280.
Sandeman H A, Hanmer S, Tella S, et al. Petrogenesis of Neoarchaean volcanic rocks of the MacQuoid supracrustal belt:a backarc setting for the northwestern Hearne subdomain, western Churchill Province, Canada[J]. Precambrian Research, 2006, 144(1):140-165. https://www.researchgate.net/publication/248450744_Petrogenesis_of_Neoarchaean_volcanic_rocks_of_the_MacQuoid_supracrustal_belt_A_back-arc_setting_for_the_northwestern_Hearne_subdomain_western_Churchill_Province_Canada
Taylor B. Martinez F. Back-arc basin basalt systematics[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2003, 210(3):481-497. http://d.old.wanfangdata.com.cn/NSTLQK/NSTL_QKJJ025576863/
Gamble J A, Wright I C, Woodhead J D, et al. Arc and backarc geochemistry in the southern Kermadec arc-Ngatoro Basin and off shore Taupo Volcanic Zone, SW Pacific[J]. Geological Society, London, Special Publications, 1994, 81:193-212. doi: 10.1144/GSL.SP.1994.081.01.11
Woodhead J D, Eggins S M, Gamble J A. High field strength and transition element systematics in island arc and back-arc basin basalts:Evidence for multi-phase melt extraction and a depleted mantle wedge[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1993, 114:491-504. doi: 10.1016/0012-821X(93)90078-N
Martin H, Smithies R H, Rapp R, et al. An overview of adakite, tonalite-trondhjemite-granodiorite (TTG), and sanukitoid:Relationships and some implications for crustal evolution[J]. Lithos, 2005, 79(1/2):1-24. http://cn.bing.com/academic/profile?id=7371dfa5724c0893c0b1241c8ad6e418&encoded=0&v=paper_preview&mkt=zh-cn
Gribble R F, Stern R J, Bloomer S H, et al. MORB mantle and subduction components interact to generate basalts in the southern Mariana Trough back-arc basin[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1996, 60:2153-2166. doi: 10.1016/0016-7037(96)00078-6
Wang Y J, Zhao G C, Fan W M, et al. LA-ICP-MS U-Pb zircon geochronology and geochemistry of Paleoproterozoic mafic dykes from western Shandong Province:Implications for back-arc basin magmatism in the Eastern Block, North China Craton[J]. Precambrian Research, 2007, 154:107-124. doi: 10.1016/j.precamres.2006.12.010
Fan W M, Wang Y J, Zhang A M, et al. Permian arc-back-arc basin development along the Ailaoshan tectonic zone:Geochemical, isotopic and geochronological evidence from the Mojiang volcanic rocks, Southwest China[J]. Lithos, 2010, 119(3):553-568. http://cn.bing.com/academic/profile?id=4ea77730cd2e221637452dac3e2b4003&encoded=0&v=paper_preview&mkt=zh-cn
Zhu D C, Mo X X, Niu Y, et al. Geochemical investigation of Early Cretaceous igneous rocks along an east-west traverse throughout the central Lhasa Terrane, Tibet[J]. Chemical Geology, 2009, 268:298-312. doi: 10.1016/j.chemgeo.2009.09.008
Zhu D C, Zhao Z D, Niu Y, et al. The Lhasa Terrane:record of a microcontinent and its histories of drift and growth[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2011, 301:241-255. doi: 10.1016/j.epsl.2010.11.005
Shervais J W. Ti-V plots and the petrogenesis of modern and ophiolitic lavas[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1982, 59(1):101-118. doi: 10.1016/0012-821X(82)90120-0
Kapp P, Yin A, Harrison T M, et al. Cretaceous-Tertiary shortening, basin development, and volcanism in central Tibet[J]. Geological Society of America Bulletin, 2005, 117:865-878. doi: 10.1130/B25595.1
Kapp P, De Celles P G, Gehrels G E, et al. Geological records of the Lhasa-Qiangtang and Indo-Asian collisions in the Nima area of central Tibet[J]. Geological Society of America Bulletin, 2007, 119:917-932. doi: 10.1130/B26033.1
Decelles P G, Kapp P, Ding L, et al. Late Cretaceous to middle Tertiary basin evolution in the central Tibetan Plateau:Changing environments in response to tectonic partitioning, aridification, and regional elevation gain[J]. Geological Society of American Bulletin, 2007, 119:654-680. doi: 10.1130/B26074.1
Coulon C, Maluski H, Bollinger C, et al. Mesozoic and Cenozoic volcanic rocks from central and southern Tibet:39Ar-40Ar dating, petrological characteristics and geodynamical significance[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1986, 79:281-302. doi: 10.1016/0012-821X(86)90186-X
马国林, 岳雅慧.西藏拉萨地块北部白垩纪火山岩及其对冈底斯岛弧构造演化的制约[J].岩石矿物学杂志, 2010, 29(5):525-538. doi: 10.3969/j.issn.1000-6524.2010.05.008 Gutscher M A, Maury R, Eissen J P, et al. Can slab melting be caused by flat subduction?[J]. Geology, 2000, 28(6):535-538. doi: 10.1130/0091-7613(2000)28<535:CSMBCB>2.0.CO;2
Ji W Q, Wu F Y, Chung S L, et al. Zircon U-Pb geochronology and Hf isotopic constraints on petrogenesis of the Gangdese batholith, southern Tibet[J]. Chemical Geology, 2009, 262:229-245. doi: 10.1016/j.chemgeo.2009.01.020
陈越, 朱弟成, 赵志丹, 等.西藏北冈底斯巴木错安山岩的年代学、地球化学及岩石成因[J].岩石学报, 2010, 26(7):2193-2206. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98201007020 张亮亮, 朱弟成, 赵志丹, 等.西藏申扎早白垩世花岗岩类:板片断离的证据[J].岩石学报, 2011, 27(7):1938-1948. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98201107003 Von Blanckenburg F, Davis J H. Slab break off:A model for syncollisional magmatism and tectonics in the Alps[J]. Tectonics, 1995, 14:120-131. doi: 10.1029/94TC02051
四川省地质调查院.革吉县幅1: 25万地质图. 2004. -
期刊类型引用(6)
1. 吴建亮，廖芝华，白云，王波，秦宇龙，刘文，徐云峰，张彤，景阳，熊昌利. 班公湖-怒江缝合带西段昂龙岗日地区中新世岩浆作用. 岩石矿物学杂志. 2024(05): 1251-1267 . 
百度学术
2. Chuanyang Lei，Liqiang Wang，Juxing Tang，Wei Li，Teng Gao，Huayun Yuan. Origin of Qushenla Formation Volcanic Rocks in the Nawucuo Area, Northern Tibet, and Constraints on the Subduction Polarity of the Bangong-Nujiang Tethys Ocean. Journal of Earth Science. 2023(02): 467-486 . 必应学术
3. 刘飞，李观龙，薄容众，杨经绥. 班公湖-怒江洋的扩张脊俯冲：宗白增生杂岩中侏罗世辉长岩脉地球化学和Sr-Nd同位素特征. 地质通报. 2021(08): 1247-1264 . 本站查看
4. 曾庆高，王保弟，西洛郎杰，毛国正，刘海永，刘恭喜. 西藏的缝合带与特提斯演化. 地球科学. 2020(08): 2735-2763 . 百度学术
5. 尹滔，张伟，尹显科，裴亚伦. 西藏江玛地区闪长玢岩锆石U-Pb年龄、地球化学特征及其地质意义. 地球科学. 2020(11): 4128-4142 . 百度学术
6. 肖永春，马超，于琪，刘振宇. 西藏色哇地区中新生代构造演化史讨论. 吉林地质. 2020(04): 51-59 . 百度学术
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