Discovery of the Late Triassic-Early Jurassic volcanic rocks of Xionglai Formation and constraint on the tectonic evolution of Zhikong-Sumdo Paleo-Tethyan orogen in the Riduo area of Tibet
-
摘要:
对拉萨地块东段日多地区新厘定的雄来组火山岩进行了岩石地球化学、锆石U-Pb定年及Lu-Hf同位素研究。研究区雄来组火山岩以中基性熔岩及火山碎屑岩占优势为特征。LA-ICP-MS锆石U-Pb测年获得安山岩和玄武安山岩的206Pb/238U年龄加权平均值为201.3±6.0 Ma和184.5±4.4 Ma，表明雄来组火山岩形成于晚三叠世—早侏罗世。其中，基性火山岩SiO2含量为48.53%~49.92%，MgO含量较高，为10.68%~11.43%，Mg#值平均为72.67，高Cr（224.7×10-6~347.8×10-6）和Ni（90.1×10-6~109.7×10-6）含量，富集大离子亲石元素Rb、Th、U、Sr和轻稀土元素，亏损高场强元素Nb、Ta、P、Ti；中性火山岩的SiO2含量为53.93%~60.54%，Al2O3含量为14.74%~16.12%，MgO含量为2.45%~8.12%，富集大离子亲石元素Rb、Th、U、K、Ba和轻稀土元素，亏损高场强元素Nb、Ta、P、Ti，锆石εHf（t）值介于-12.25~-3.64之间，二阶段模式年龄（tDMC）为1621~2004 Ma。岩石地球化学特征和构造环境判别图解均指示，雄来组火山岩形成于后碰撞的构造背景，基性火山岩起源于亏损岩石圈地幔的部分熔融，中性火山岩起源于古老下地壳物质的部分熔融，上升过程中受古老地壳混染，代表了直孔-松多古特提斯造山带后碰撞伸展背景作用下的岩浆响应。
Abstract:Zircon U-Pb dating, geochemical and Hf isotope analyses were carried out on the volcanic rocks of Xionglai Formation newly discovered in Riduo area, the eastern part of the Gangdese magmatic belt.The volcanic rocks of Xionglai Formation in Riduo area in the eastern part of Lhasa massif are mainly intermediate basic lava and pyroclastic rock.Zircon U-Pb dating of andesite and basaltic andesite yields weighted mean ages of 201.3 ±6.0 Ma and 184.5 ±4.4 Ma respectively, indicating that the Xionglai Formation volcanic rocks were formed in the Late Triassic-Early Jurassic.Geochemically, the basic volcanic rocks are characterized by low SiO2(48.53%~49.92%), high MgO(10.68%~11.43%), Mg#(72.67), Cr(224.7×10-6~347.8×10-6), and Ni(90.1×10-6~109.7×10-6), enriched in large ion lithophile elements(Rb, Th, U, Sr) and light rare earth elements(LREEs), and depleted in high field strength elements(Nb, Ta, P, Ti).The intermediate volcanic rocks are characterized by high SiO2(53.93%~60.54%), Al2O3(14.74%~16.12%), low MgO(2.45%~8.12%).They are enriched in light rare earth elements(LREEs), large ion lithophile elements(LILEs, e.g., Rb, Th, U and Ba), but depleted in high-field strength elements(e.g., Nb, Ta, P, Ti).Isotope analyses reveal that most samples have low zircon εHf(t) (-12.25~-3.64), and the values of tDMC range from 1621 Ma to 2004 Ma.Combining with regional geology, geochronological, geochemical and zircon Hf isotopic data, it is proposed that the Late Triassic-Early Jurassic volcanic rocks of Xionglai Formation were formed in post-collision tectonic setting as a magmatic response to post-collision and extension of Zhikong-Sumdo Paleo-Tethyan orogen.The basic volcanic rocks were derived from partial melting of a depleted lithospheric mantle, while the intermediate volcanic rocks were derived from partial melting of ancient lower crustal material and contaminated by ancient lower crust during ascending.
-
Keywords:
- Xionglai Formation /
- petrogenesis /
- post-collision /
- Riduo area /
- Late Triassic-Early Jurassic /
- Tibetan Plateau
-
青藏高原南部班公湖-怒江缝合带以南、雅鲁藏布缝合带以北的拉萨地块，是青藏高原中新生代岩浆活动期次最多、规模最大、岩浆类型最复杂的一个巨型构造岩浆岩带[1]，被认为是揭示特提斯洋演化、印度大陆与亚洲大陆碰撞以来青藏高原构造演化的重要地段[2]。杨经绥等[3]报道了拉萨地块东段松多榴辉岩，认为北拉萨地块和南拉萨地块之间存在松多洋，形成于中二叠世(261±5 Ma)，这一发现引起了地质学家的广泛关注[4-8]。针对松多洋新完成的1:5万地质填图，发现了与古大洋演化相关的中二叠世蛇绿岩、中二叠世洋岛、二叠纪岩浆弧、深海盆地沉积、直孔-松多高压/超高压变质带等，进一步证实了直孔-松多古特提斯洋的存在[9]①②，闭合时代为晚三叠世末期[10]。但是关于其闭合后与后碰撞有关的构造-岩浆作用鲜有报道。
本文以拉萨地块东段日多地区原叶巴组中新解体出的晚三叠世—早侏罗世雄来组为研究对象，通过详细的锆石U-Pb年代学、锆石Lu-Hf同位素和岩石地球化学研究，探讨了岩石成因与源区、构造背景，为冈底斯中部直孔-松多洋后碰撞阶段的构造-岩浆演化提供新的证据。
1. 区域地质背景与样品特征
拉萨地块位于班公湖-怒江缝合带以南、雅鲁藏布缝合带以北，其上发育巨大的花岗岩基和大量中—新生代火山岩，依据基底性质和沉积盖层的差异，以狮泉河-纳木错蛇绿混杂岩带(SNMZ)和洛巴堆-米拉山断裂(LMF)为界，可将其分为北、中、南3个部分[2, 11](图 1-a)。中拉萨地块带内以晚古生代火山-沉积地层和中生代—新生代岩浆岩的发育为特征[1, 11]。本次研究的雄来组即出露于中部拉萨地块的南缘(图 1-b)。
![]()
JSSZ—金沙江缝合带；LSSZ—龙木错—双湖缝合带；BNSZ—班公湖-怒江缝合带；SNMZ—狮泉河-纳木错蛇绿混杂岩带；LMF—洛巴堆- 米拉山断裂带；YZSZ—印度-雅鲁藏布江缝合带；STDS—藏南拆离系；1—第四系；2—新生代侵入岩；3—中生代侵入岩；4—辉绿玢岩；5—中新世火山岩；6—林子宗群火山岩；7—侏罗纪-白垩纪沉积地层；8—叶巴组火山岩；9—三叠纪-侏罗纪沉积地层；10—雄来组三段；11—雄来组二段；12—雄来组一段；13—二叠纪沉积地层；14—二叠纪洋岛；15—榴辉岩；16—石炭纪-二叠纪松多岩组；17—断层、地层界线；18—测年样位置及年龄；F1—洛巴堆-米拉山断裂带Figure 1. Tectonic position(a)and geological map(b)of Riduo area on the southern Lhasa terrane研究区位于拉萨地块东段日多地区(图 1-b)，洛巴堆-米拉山断裂(F1)以北大面积出露石炭纪—二叠纪松多岩组(CPs)，局部分布有二叠纪洋岛、直孔-松多榴辉岩①②；以南出露侏罗纪—白垩纪火山-沉积地层及中—新生代侵入岩。这些地质单元普遍被中—新生代岩浆岩覆盖或侵入破坏[11]③。
雄来组是从原叶巴组中新解体出的火山岩地层，分布于洛巴堆-米拉山断裂北侧，呈北西西向带状分布，出露面积约200 km2。该组底部以角度不整合上覆于晚古生代变质岩之上，未见顶。根据火山喷发旋回及岩性组合可划分为3个岩性段：一段为紫灰色砾岩、砂岩、粉砂质泥岩及少量英安岩；二段为灰绿色玄武岩、安山岩、玄武安山岩、火山角砾岩、凝灰岩夹凝灰质砂岩、细砂岩(图 2、图 3-a、b)；三段为紫红色砾岩、砂岩、凝灰色砂岩夹粉砂质泥岩。各段之间多呈整合接触，局部为断层接触①③。
![]()
图 2 日多地区雄来组火山岩地层剖面1—砾岩；2—玄武岩；3—玄武安山岩；4—安山岩；5—安山质凝灰岩；6—安山质角砾岩；7—断层；8—花岗斑岩脉；9—晚侏罗世二长花岗岩; 10—叶巴组；11—雄来组二段；12—雄来组一段Figure 2. Profile of Xionglai Formation volcanic rocks in the Riduo area![]()
图 3 日多地区雄来组火山岩野外露头(a、b)及显微特征(c、d)a—雄来组玄武岩逆冲推覆于甲拉浦组之上野外露头; b—安山岩露头近景照片；c—玄武岩正交偏光下照片；d—安山岩正交偏光下照片；Cpx—单斜辉石；Pl—斜长石；Am—角闪石Figure 3. Outcrop(a, b)and micrographs(c, d)of Xionglai Formation volcanic rocks in the Riduo area本次样品采自日多地区北部雄来组二段，野外露头新鲜，代表性岩性特征如下所述。玄武岩：具斑状结构，块状构造，由斑晶(25%)及基质(75%)组成。斑晶包括斜长石和单斜辉石，斜长石粒度为0.50~3.30 mm，呈半自形板状，晶面浑浊；单斜辉石粒度为0.25~2.25 mm，半自形柱状，具简单双晶、环带结构，解理发育(图 3-c)；基质主要由斜长石、绿帘石、绿泥石等组成。安山岩：具斑状结构，块状构造，由斑晶(20%)及基质(80%)组成。斑晶包括斜长石和角闪石，斜长石为拉长石及中长石，粒度为0.30~3.80 mm，聚片双晶、环带结构发育；角闪石粒度为0.20~0.75 mm，部分已绿泥石化，具闪石外形、假象结构；基质以细板状斜长石为主，具半定向排列(图 3-d)。
2. 分析方法
锆石分选由西安瑞石地质科技公司完成。采用常规的重液和磁选方法进行分选，在双目显微镜下挑选。在严格避免污染的条件下，将挑选出的锆石放置于环氧树脂中打磨，待锆石中心面露出后进行抛光，之后对处理好的样品进行反射光及阴极发光(CL)照相。LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。阴极发光照相采用美国Gatan公司的MonoCL3+X型阴极荧光探头。锆石测试点的选择通过发射光照片和阴极发光照片反复对比，避开内部裂隙和包体，以期获得较准确的年龄数据。锆石U-Pb同位素分析在四极杆ICP-MSElan6100DRC上进行测定。激光剥蚀系统是德国MicroLas公司生产的GeoLas200M。激光束斑直径为30 μm，激光脉冲10 Hz，能量32~36 mJ。同位素组成采用澳大利亚锆石标样GEMOC GJ-1为内标进行校正，采用锆石标样Plesovice为外标进行监控。采用Glitter 4.4软件对同位素比值及元素含量计算进行处理，采用Isoplot 4.0软件绘制U-Pb谐和图和计算年龄加权平均值。
锆石Lu-Hf同位素分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。采用配备193 nm激光Neptune多接收电感耦合等离子体质谱仪进行分析，分析过程中采用8 Hz的激光频率、100 mJ的激光强度和50 μm的激光束斑直径，以氦作为剥蚀物质的载气，采用标准锆石91500为外部标样。Hf同位素测定时采用176Lu/175Lu=0.02669和176Yb/172Yb=0.5886进行同量异位干扰校正测定样品的176Lu/177Hf和176Hf/177Hf值。锆石Hf二阶段模式年龄(tDMC)计算采用上地壳平均成分(0.008)计算，实验过程及数据处理方法见Yuan等[13]。
全岩地球化学样品的主量、微量元素分析在核工业二零三研究所分析测试中心完成。主量元素采用XRF法，在荷兰帕纳科制造的Ax-iosX射线光谱仪与测定，分析误差小于5%。微量元素测定采用ICP-MS法，在Thermo Fisher Scientific制造的XSERIESⅡ型电感耦合等离子体发射光谱仪上测定，分析误差一般小于5%。借助Geokit 2012程序[14]对稀土元素数据采用球粒陨石数据进行标准化[15]，并计算了主要稀土元素参数。
3. 分析结果
3.1 锆石U-Pb定年
本次从浅灰绿色安山岩(D2714/2)和灰绿色玄武安山岩(D2852/4)中挑选出的锆石颗粒呈浅黄色-无色透明，多呈自形长柱状，部分呈短柱状，长宽比为1:1~2:1，粒径为50~150 μm，阴极发光图像显示明显的岩浆锆石振荡环带结构(图 4-a)。锆石的Th/U值较高，介于0.23~1.92之间(平均1.10)(表 1)，总体显示岩浆成因锆石的特点。
![]()
图 4 日多地区雄来组火山岩锆石阴极发光(CL)图像(a)和U-Pb年龄谐和图(b、c)(实线圆圈标示U-Pb测点，虚线圆圈标示Lu-Hf测点)Figure 4. Zircon CL images(a)and U-Pb concordia diagrams(b, c)of Xionglai Formation volcanic rocks in Riduo area表 1 日多地区雄来组火山岩LA-ICP-MS锆石U-Th-Pb同位素分析结果Table 1. LA-ICP-MS U-Th-Pb isotopic data of zircons from Xionglai Formation volcanic rocks in the Riduo area分析点 含量/10-6 Th/U 同位素比值 年龄值/Ma Pb Th U 207Pb/206Pb 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 207Pb/206Pb 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 浅灰绿色安山岩 D2714/2-2 42 382 338 1.13 0.0507 0.0016 0.230 0.007 0.0331 0.0006 233 74 210 6 210 4 D2714/2-4 14 118 119 1.00 0.0500 0.0026 0.229 0.012 0.0336 0.0008 195 116 209 10 213 5 D2714/2-5 16 131 150 0.88 0.0509 0.0026 0.224 0.011 0.0324 0.0007 239 116 205 9 205 5 D2714/2-9 39 391 337 1.16 0.0500 0.0018 0.208 0.009 0.0302 0.0007 195 83 192 7 192 4 D2714/2-14 33 272 380 0.72 0.0498 0.0014 0.209 0.006 0.0305 0.0005 183 69 193 5 194 3 D2714/2-16 30 249 301 0.83 0.0507 0.0022 0.224 0.010 0.0322 0.0006 228 98 205 8 204 4 D2714/2-19 24 234 217 1.08 0.0510 0.0025 0.217 0.012 0.0308 0.0006 243 115 199 10 195 3 D2714/2-21 35 336 300 1.12 0.0518 0.0018 0.228 0.008 0.0321 0.0005 276 81 208 7 203 3 灰绿色玄武安山岩 D2852/4-1 56 537 467 1.15 0.0507 0.0020 0.213 0.007 0.0310 0.0007 233 95 196 6 196 4 D2852/4-3 28 230 351 0.65 0.0507 0.0019 0.210 0.009 0.0298 0.0004 228 92 193 8 189 3 D2852/4-9 39 411 325 1.26 0.0497 0.0018 0.196 0.008 0.0284 0.0004 189 82 182 7 181 3 D2852/4-11 41 190 830 0.23 0.0504 0.0013 0.190 0.006 0.0273 0.0006 213 90 177 5 174 4 D2852/4-12 59 669 359 1.86 0.0495 0.0019 0.202 0.008 0.0297 0.0005 172 91 187 7 188 3 D2852/4-13 20 201 200 1.01 0.0508 0.0018 0.194 0.006 0.0279 0.0007 232 88 180 5 177 4 D2852/4-14 61 660 440 1.50 0.0463 0.0015 0.188 0.007 0.0294 0.0006 13 74 175 6 187 4 D2852/4-15 29 325 237 1.37 0.0482 0.0016 0.180 0.009 0.0269 0.0007 109 77 168 8 171 5 D2852/4-18 43 519 434 1.19 0.0555 0.0028 0.232 0.034 0.0292 0.0028 432 110 212 28 186 17 D2852/4-19 31 283 311 0.91 0.0487 0.0025 0.198 0.011 0.0293 0.0005 200 119 184 9 186 3 D2852/4-24 56 667 348 1.92 0.0511 0.0028 0.206 0.012 0.0293 0.0006 243 128 190 10 186 4 D2852/4-30 33 333 310 1.08 0.0558 0.0025 0.230 0.014 0.0304 0.0018 456 96 210 12 193 11 对样品D2714/2和D2852/4分别选择了30颗完整锆石进行LA-ICP-MS U-Pb测年，其中样品D2714/2校正后有效测点为8个，这些有效测点给出的年龄数据点都位于谐和线上，206Pb/238U年龄加权平均值为201.3±6.0 Ma(图 4-b)；样品D2852/4校正后的有效测点为12个，这些有效测点给出的年龄数据点都位于谐和线上，206Pb/238U年龄加权平均值为184.5±4.4 Ma(图 4-c)。这2组测年数据说明，日多地区雄来组二段火山岩的形成时代为晚三叠世—早侏罗世。
3.2 锆石Hf同位素
本文对已测年样品D2714/2和D2852/4进行了锆石原位Hf同位素分析，分析结果见表 2。所有测试点均选取与U-Pb年代学测试点相同部位。测得2件样品176Lu/177Hf值变化于0.00080~0.00167之间，平均为0.00112，所有测点值均小于0.002，表明锆石在形成后放射成因Hf的积累较少，因此测得的176Hf/177Hf值可以代表其形成时体系的Hf同位素组成[16]。2件样品的fLu/Hf值为-0.98~-0.95，平均值为-0.97，明显小于镁铁质和硅铝质地壳的fLu/Hf值(分别为-0.34和-0.72)，故二阶段模式年龄更能反映源区物质从亏损地幔被抽取的时间或源区物质在地壳的平均存留年龄[17]。样品D2714/2的176Hf/177Hf值为0.28240~0.28255，εHf(t)值为-9.12~-3.64，二阶段模式年龄(tDMC)为1473~1810 Ma。样品D2852/4的176Hf/177Hf值为0.28231~0.28248，εHf(t)值为-12.25~-6.06，二阶段模式年龄(tDMC)为1621~2004 Ma。
表 2 日多地区雄来组火山岩锆石Hf同位素分析结果Table 2. Hf isotopic data of zircons from Xionglai Formation volcanic rocks in the Riduo area分析点 t/Ma 176Yb/177Hf 2σ 176Lu/177Hf 2σ 176Hf/177Hf 2σ εHf(0) εHf(t) 2σ tDM1/Ma tDMC/Ma fLu/Hf 浅灰绿色安山岩 D2714/2-2 210 0.020267 0.000116 0.000898 0.000005 0.282493 0.000017 -9.99 -5.52 0.62 1077 1593 -0.97 D2714/2-4 213 0.026444 0.000371 0.001005 0.000012 0.282441 0.000023 -11.84 -7.31 0.80 1153 1709 -0.97 D2714/2-5 205 0.028014 0.000157 0.001025 0.000008 0.282423 0.000017 -12.49 -8.12 0.60 1179 1754 -0.97 D2714/2-9 192 0.029734 0.000239 0.001063 0.000006 0.282399 0.000023 -13.33 -9.26 0.81 1214 1816 -0.97 D2714/2-14 194 0.032580 0.000282 0.001277 0.000018 0.282528 0.000018 -8.78 -4.70 0.65 1039 1529 -0.96 D2714/2-16 204 0.025603 0.000301 0.000926 0.000012 0.282403 0.000022 -13.17 -8.82 0.76 1203 1797 -0.97 D2714/2-19 195 0.019809 0.000262 0.000800 0.000009 0.282531 0.000027 -8.63 -4.45 0.96 1020 1514 -0.98 D2714/2-21 203 0.020292 0.000194 0.000873 0.000010 0.282546 0.000021 -8.10 -3.76 0.75 1001 1477 -0.97 灰绿色玄武岩山岩 D2852/4-1 196 0.026696 0.000569 0.001216 0.000029 0.282483 0.000019 -10.37 -6.22 0.67 1101 1627 -0.96 D2852/4-3 189 0.028899 0.000239 0.001222 0.000012 0.282332 0.000030 -15.71 -11.71 1.06 1314 1968 -0.96 D2852/4-9 181 0.025696 0.000282 0.001018 0.000007 0.282351 0.000025 -15.01 -11.17 0.89 1279 1928 -0.97 D2852/4-12 188 0.033197 0.000167 0.001302 0.000007 0.282317 0.000022 -16.26 -12.29 0.77 1338 2004 -0.96 D2852/4-13 177 0.029644 0.000213 0.001212 0.000009 0.282482 0.000040 -10.41 -6.67 1.42 1102 1641 -0.96 D2852/4-14 187 0.042585 0.000468 0.001673 0.000015 0.282346 0.000028 -15.28 -11.39 0.99 1313 1946 -0.95 D2852/4-18 186 0.042758 0.000787 0.001835 0.000031 0.282455 0.000029 -11.42 -7.58 1.02 1162 1705 -0.94 D2852/4-19 186 0.027427 0.000312 0.001125 0.000014 0.282314 0.000042 -16.34 -12.40 1.47 1336 2009 -0.97 D2852/4-24 186 0.031931 0.000395 0.001257 0.000011 0.282337 0.000030 -15.54 -11.61 1.07 1308 1959 -0.96 D2852/4-30 193 0.023403 0.000189 0.000957 0.000006 0.282354 0.000041 -14.91 -10.80 1.45 1273 1913 -0.97 3.3 全岩地球化学特征
雄来组火山岩样品的主量和微量元素分析结果见表 3。从表 3可以看出，玄武岩样品烧失量偏高(3.10%~6.16%)，说明样品经历了一定的蚀变，这与野外及镜下特征一致。故玄武岩样品的主量元素分析、计算和投图均使用经过烧失量校正后的数据。
表 3 日多地区雄来组火山岩主量、微量和稀土元素分析结果Table 3. Major, trace elements and REE compositions of Xionglai Formation volcanic rocks in the Riduo area样号 D2840/1 D0922/1 D2852/5 D2852/4 D2852/3 D7011/2 D7011/4 D7011/5 D7011/9 D2714/2 岩石名称 玄武岩 玄武安山岩 安山质凝灰岩 安山岩 SiO2 47.84 47.30 46.94 53.93 57.50 58.22 56.38 56.31 56.32 60.54 Al2O3 14.96 16.15 15.30 14.74 15.59 16.12 15.15 15.20 15.68 14.89 TFe2O3 9.25 9.49 8.82 7.39 8.09 8.34 8.61 8.57 8.31 8.42 MgO 10.95 10.41 10.09 8.12 3.48 2.64 5.09 5.30 5.68 2.45 CaO 8.14 9.31 7.70 6.88 6.13 6.36 7.99 8.33 8.21 5.32 Na2O 3.24 3.35 3.88 5.61 3.96 2.65 1.95 2.03 1.58 2.94 K2O 0.11 0.11 0.16 0.19 0.60 2.53 1.37 1.48 1.00 2.64 P2O5 0.16 0.14 0.11 0.11 0.25 0.22 0.17 0.17 0.18 0.22 MnO 0.16 0.16 0.19 0.12 0.18 0.12 0.15 0.15 0.15 0.15 TiO2 1.03 1.04 1.13 0.88 1.08 0.96 0.76 0.75 0.87 1.04 烧失量 4.30 3.10 6.16 2.38 2.94 1.73 1.98 1.56 1.76 0.73 总计 100.14 100.56 100.48 100.35 99.80 99.89 99.60 99.85 99.74 99.34 Mg# 73.40 71.88 72.72 71.92 50.06 42.45 57.94 59.04 61.43 40.41 ALK 3.35 3.46 4.04 5.80 4.56 5.18 3.32 3.51 2.58 5.58 σ 1.71 2.18 2.62 2.87 1.34 1.69 0.77 0.88 0.47 1.73 Rb 5.20 3.60 8.30 14.20 8.20 72.94 56.23 59.19 42.14 72.90 Ba 26.10 44.10 27.20 161.00 62.70 537.30 318.60 270.80 184.50 496.00 Th 2.97 1.25 0.75 1.52 2.70 7.42 6.13 5.28 4.47 9.98 U 0.61 0.29 0.50 0.47 0.63 1.53 1.53 1.39 0.76 2.07 Ta 0.48 0.62 0.38 0.38 0.67 0.76 0.57 0.53 0.57 1.51 Nb 5.14 5.11 3.02 4.56 4.31 11.24 6.79 8.35 7.11 10.80 Sr 248.90 357.70 306.00 289.00 264.00 443.50 380.70 410.40 390.60 375.00 P 698.21 610.93 480.02 480.02 1090.96 960.04 741.85 741.85 785.49 960.04 Hf 2.43 1.78 2.43 3.68 3.52 3.73 2.56 2.09 2.19 6.57 Zr 83.80 82.70 89.30 110.00 108.00 161.00 115.20 115.80 105.90 184.00 V 179.60 189.40 192.00 128.00 170.00 228.30 216.80 229.80 212.40 219.00 Sc 28.00 24.20 22.50 15.80 23.10 24.07 33.46 35.50 32.82 15.10 Cr 314.70 347.80 224.70 17.30 316.80 43.40 131.60 143.70 183.00 25.40 Co 42.00 44.60 33.70 14.00 32.60 20.49 29.21 29.77 28.94 19.30 Ni 96.60 109.70 90.10 6.79 107.00 19.90 37.70 39.90 35.00 9.47 La 9.56 10.30 5.45 9.08 11.20 25.01 16.80 18.08 16.49 32.80 Ce 21.00 21.70 13.60 20.80 26.40 50.66 34.09 38.06 33.93 63.80 Pr 2.73 2.97 2.26 3.00 3.98 5.68 3.87 4.04 3.88 7.57 Nd 11.80 13.10 11.20 13.40 18.70 22.27 15.62 16.50 15.67 29.20 Sm 3.38 3.41 3.11 3.35 4.64 4.62 3.32 3.44 3.48 5.47 Eu 1.15 1.27 1.13 0.96 1.64 1.34 0.94 0.97 1.09 1.35 Gd 2.98 3.66 3.25 3.35 4.72 4.86 3.36 3.44 3.51 5.02 Tb 0.54 0.65 0.65 0.63 0.89 0.71 0.51 0.51 0.54 0.81 Dy 3.05 3.55 4.14 3.96 5.64 4.07 2.96 2.98 3.12 4.70 Ho 0.73 0.85 0.85 0.80 1.16 0.84 0.62 0.58 0.64 0.93 Er 1.85 2.04 2.29 2.21 3.19 2.40 1.81 1.69 1.85 2.59 Tm 0.27 0.30 0.36 0.37 0.52 0.35 0.26 0.24 0.26 0.42 Yb 1.63 1.80 2.13 2.41 3.21 2.19 1.61 1.59 1.65 2.63 Lu 0.25 0.25 0.30 0.34 0.47 0.35 0.26 0.26 0.26 0.41 Y 19.50 21.30 23.70 22.80 33.20 21.61 15.88 19.06 16.20 26.50 ΣREE 60.92 65.85 50.72 64.66 86.36 125.35 86.03 92.38 86.37 157.70 LREE/HREE 4.39 4.03 2.63 3.60 3.36 6.95 6.55 7.18 6.30 8.00 (La/Yb)N 3.95 3.86 1.73 2.54 2.35 7.70 7.04 7.67 6.74 8.41 δEu 1.11 1.10 1.09 0.88 1.07 0.86 0.86 0.86 0.95 0.79 注：Mg# =(Mg2+ /(Mg2+ + Fe2+)；主量元素含量单位为%，微量和稀土元素含量单位为10-6 10件样品按硅、碱含量变化，可分为基性火山岩和中性火山岩2类。校正后基性火山岩的SiO2含量为48.53%~49.92%，全碱含量为3.50%~4.28%，Na2O/K2O值为24.25~30.45，显示富Na2O、贫K2O的特征；MgO含量为10.68%~11.43%，Mg#值平均为72.67，与原生玄武岩变化范围(Mg#=68~75)一致[18]。中性火山岩的SiO2含量为53.93%~60.54%，Al2O3含量为14.74%~16.12%，全碱含量为2.58%~5.80%，MgO含量为2.45%~8.12%。
所有样品的里特曼指数均小于3.3(σ=0.47~2.87)，说明均属钙碱性系列。在TAS图解(图 5-a)中，3件样品落入玄武岩区，4件落入玄武安山岩区，3件落入安山岩区，绝大多数样品均位于亚碱性系列区。在AFM图解(图 5-b)中，样品主体落入钙碱性系列区。
![]()
图 5 日多地区雄来组火山岩TAS(a)和AFM图解Figure 5. TAS(a)and AFM diagrams(b)of Xionglai Formation volcanic rocks in the Riduo area基性火山岩具有低的稀土元素总量(ΣREE =50.72×10-6~65.85×10-6)，略富集轻稀土元素(LREE/HREE=2.63~4.39)，相对亏损重稀土元素。在球粒陨石标准化稀土元素配分图上，样品表现为平缓右倾模式(图 6-a)，具弱正Eu异常(δEu=1.09~1.11)；轻、重稀土元素分馏较弱(LaN/YbN=1.73~3.95)，轻、重稀土元素内部分馏较弱或基本无分馏(LaN/SmN=1.10~1.90，GdN/YbN=1.24~1.64)。中性火山岩稀土元素总量变化较大(ΣREE =64.66×10-6~157.70×10-6)，富集轻稀土元素(LREE/HREE=3.36~8.00)，亏损重稀土元素。在球粒陨石标准化稀土元素配分图上，样品表现为右倾模式(图 6-a)，具弱负Eu异常(δEu=0.79~1.07，平均为0.90)；轻、重稀土元素分馏较明显(LaN/YbN=2.35~8.41)，且主要是轻稀土元素的分馏(LaN/SmN=1.70~3.77)，重稀土元素分馏较弱或基本无分馏(GdN/YbN=1.12~1.79)。
![]()
图 6 雄来组火山岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)及原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化数据据参考文献[15])Figure 6. Chondrite-normalized REE patterns(a)and primitive mantle(PM)-normalized multi-element patterns(b)of Xionglai Formation volcanic rocks在微量元素方面，雄来组火山岩总体显示富集大离子亲石元素Rb、Th、U、K，弱亏损Ba，但在含量及亏损富集程度上存在明显差异，中性火山岩大离子亲石元素含量约是基性火山岩的10倍，富集程度也高于基性火山岩，基性火山岩因后期发生蚀变，导致K含量偏低；高场强元素Nb、Ta、P、Ti亏损，具有明显的Nb-Ta槽特征(图 6-b)。
4. 讨论
4.1 形成时代
雄来组在唐加地区角度不整合于晚古生代变质岩之上①，在日多地区北部巴拉贡玛一带被早侏罗世花岗闪长岩(180.7±3.8 Ma，另文发表)侵入体破坏。本次在日多地区北部美青一带安山岩中获得锆石206Pb/238U年龄加权平均值为201.3±6.0 Ma(MSWD=3.5，n=8)，尼龙多一带玄武安山岩中获得锆石206Pb/238U年龄加权平均值为184.5±4.4 Ma(MSWD=3.2，n=12)，与唐加地区雄来组安山岩获得的年龄(209~192 Ma)大致相当①，表明雄来组中基性火山岩形成于晚三叠世—早侏罗世。
4.2 源区及岩石成因
雄来组玄武岩以高MgO(10.68%~11.43%)、高TFe2O3(9.35%~9.65%)、高Mg#(71.88~73.40)和富Na2O(3.38%~4.11%)为特征，并具有较高的Sc(22.5×10-6~28.0×10-6)、Co(33.7×10-6~44.6×10-6)、Ni(90.1×10-6~109.7×10-6)含量，表明具有地幔源区特征[19]。雄来组基性火山岩具高Mg#值(71.88~73.40)，与原生玄武岩变化范围(68~75)相当[18]，表明基性火山岩的岩浆未经历明显结晶分异作用。在La-La/Sm图解(图 7)中，雄来组火山岩总体演化趋势平行于部分熔融趋势线，表明岩石的地球化学特征受岩浆源区部分熔融的影响。
雄来组玄武岩的稀土元素总量较低，显示出轻稀土元素相对富集，重稀土元素较平坦的配分模式，同时富集大离子亲石元素(Rb、Th、U)，亏损高场强元素(Nb、Ta、P)，这与正常洋中脊玄武岩(N-MORB)具有亏损LREE、LILE特征的软流圈地幔存在显著差异[15]。雄来组玄武岩的La/Nb值为1.80~2.02，明显不同于软流圈地幔(La/Nb＜1.5)[20]。以上特征说明，来源于岩石圈地幔而非软流圈地幔。在Sm-Sm/Yb图解(图 8-a)和La/Sm-Sm/Yb图解(图 8-b)中，雄来组玄武岩投点落于石榴子石二辉橄榄岩与石榴子石+尖晶石二辉橄榄岩之间，暗示岩浆主要来源于石榴子石+尖晶石二辉橄榄岩源区的部分熔融。Dy/Yb值也是判断源区性质的重要指标，如果源区是石榴子石稳定区域，其熔体的Dy/Yb＞2.5；如果熔融作用在尖晶石稳定区域，则熔体的Dy/Yb＜1.5[21]。样品的Dy/Yb值为1.87~1.97，介于石榴子石与尖晶石稳定区之间，也说明岩浆为石榴子石+尖晶石二辉橄榄岩部分熔融形成。雄来组玄武岩原始地幔标准化的(Th/Nb)N值为2.05~4.85，Nb/La值为0.50~0.55，明显不同于没有受到软流圈(或地幔柱)混染的大陆玄武质岩石的比值((Th/Nb)N < 1，Nb/La≥1)[22]，代表了受到地壳混染玄武岩的鲜明特点。因此，雄来组玄武岩应起源于亏损岩石圈地幔的部分熔融，在上侵过程中受到陆壳物质混染。
![]()
图 8 雄来组玄武岩Sm-Sm/Yb(a)和La/Sm-Sm/Yb图解(b，据参考文献[22]修改)N-MORB—正常型大洋中脊玄武岩；E-MORB—富集型大洋中脊玄武岩；DDM—亏损的洋中脊玄武岩地幔；PM—原始地幔Figure 8. Sm-Sm/Yb(a)and La/Sm-Sm/Yb(b)diagrams of Xionglai Formation basalt雄来组中性火山岩具有弱Eu异常(δEu=0.79~1.07)，明显不同于由基性岩浆结晶分异作用形成的具明显负Eu异常的安山岩[23]。雄来组中性火山岩具有偏低的MgO含量(2.64%~5.68%，平均4.68%)，远低于由交代地幔的部分熔融形成的高镁安山岩(MgO＞8%)[24]，暗示不可能直接来自于地幔橄榄岩的部分熔融。同时，样品的Nd/Th=2.55~8.82(平均4.41)，Nb/Ta=6.39~15.75(平均11.5)，均明显低于幔源岩石(Nd/Th＞15，Nb/Ta≈22)，而与壳源岩石相近(Nd/Th≈3，Nb/Ta≈12)[25]。在t-εHf(t)图解(图 9-a)中，2件样品的测点均落在球粒陨石同位素Hf演化线下方，具有富集的锆石Hf同位素特征(εHf(t)=-12.25~-3.64，tDMC=2004~1473 Ma)(图 9-b)，表明中性火山岩岩浆源区应以古老下地壳物质为主。
![]()
图 9 雄来组火山岩锆石t-εHf(t)图解(a)及tDMC统计直方图(b)Figure 9. Diagram of εHf(t)-age (a)and histogram of tDMC(b)of Xionglai Formation volcanic rocks4.3 构造环境
雄来组基性火山岩Ta/Hf值(0.16~0.35)和Nb/Zr值(0.03~0.06)，明显大于板块汇聚边缘岛弧和陆缘弧玄武岩的比值(Ta/Hf＜0.1，Nb/Zr＜0.04)，而与板内玄武岩的比值相近(Ta/Hf＞0.1，Nb/Zr＞0.04)[26]。对于受到地壳混染的大陆板内玄武岩，其自身的Nb、Ta、Ti含量降低，不能反映岩石形成的构造环境及源区特征。因此，在使用含有这3种元素的构造判别图解时，样品点的位置会向Nb、Ta、Ti含量低的岛弧区域迁移；相反，若使用地壳混染对其浓度基本无影响的Zr和Y元素的构造判别图解时，便能够准确区分大陆板内和岛弧这2种构造环境的玄武岩[27]。雄来组基性火山岩具有较高的Zr含量(82.7×10-6~89.3×10-6)和较大的Zr/Y值(3.77~4.30)，显示为大陆玄武岩的特点(Zr＞70×10-6，Zr/Y＞3)[22]。样品在Zr-Zr/Y图解(图 10-a)中落入板内玄武岩区，在Ta/Yb-Th/Yb图解(图 10-b)中，主体落入板内玄武岩区域，进一步利用Th/Hf-Ta/Hf图解(图 10-c)，样品落入陆内裂谷区。研究区3件玄武岩样品的Na2O/K2O=24.25~30.45，在玄武岩的Na2O-K2O图解中落入钠质火山岩区域。Muller等[28]认为，由于钾质和钠质火山岩特殊的岩石化学和微量元素组成，需要用特殊的构造环境图解判别，在TiO2/Al2O3-Zr/Al2O3(图 10-d)图解中，样品点落入大陆弧和后碰撞弧区，利用Zr/TiO2-Ce/P2O5图解(图 10-e)进一步判别，样品点落入后碰撞弧构造区。
![]()
图 10 日多地区雄来组火山岩构造环境判别图解IAB—岛弧玄武岩；IAT—岛弧拉斑系列；ICA—岛弧钙碱系列；SHO—岛弧橄榄玄粗岩系列；WPB-板内玄武岩；MORB—洋中脊玄武岩；TH—拉斑玄武岩；TR—过渡玄武岩；ALK—碱性玄武岩；Ⅰ—板块发散边缘N-MORB区；Ⅱ—板块汇聚边缘(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(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Figure 10. Tectonic discrimination diagrams of Xionglai Formation volcanic rocks in the Riduo area将雄来组中性火山岩(n=8)的微量元素及比值与安第斯陆缘弧(厚地壳)、大陆岛弧(正常或较薄地壳)和大洋岛弧安山岩进行对比[23](表 4)。从表 4可以看出，研究区火山岩绝大多数微量元素含量及比值具有与大陆岛弧背景下的安山岩相当的特征。在Sc/Ni-La/Yb图解(图 10-f)中，样品点主体落入大陆边缘弧区域和附近。由此认为，雄来组中性火山岩很可能属于正常或较薄地壳背景下的大陆弧火山岩。
表 4 日多地区雄来组中性火山岩与不同构造环境安山岩微量元素及比值对比Table 4. Trace elements and ratios of intermediate volcanic rocks in the Riduo area in compared with features of andesite from various tectonic settings安山岩类别 Sc/10-6 Nb/10-6 Y/10-6 Zr/Y Ni/Co Sc/Cr Cr/V Hf/Yb Sc/Ni Ba/Rb Ba/Sr 安山岩(本文，n=8) 26 7.59 22.18 5.80 0.30 0.21 0.61 1.59 0.70 6.23 0.80 大陆弧 20 9.40 22.00 5.42 0.95 0.61 0.15 1.70 1.10 8.20 1.16 大洋弧 31 0.80 25.00 2.20 0.29 3.81 0.08 0.61 3.40 18.50 0.61 安第斯弧 17 10.00 15.00 14.60 1.41 0.36 0.64 3.42 0.60 10.00 1.05 多数学者认为，南拉萨地块上广泛分布的早中侏罗世叶巴组来源于新生地壳物质的部分熔融，由新特提斯洋的北向俯冲作用形成[12, 29-37]。王程等[38]认为，中拉萨地块达布拉地区晚三叠世岩浆作用在班公湖-怒江洋壳岩石圈南向俯冲过程中形成。于云鹏[39]结合最新区域调查成果认为，中拉萨地块晚三叠世早期达布拉、松多地区的岩浆作用形成于中、南拉萨地块碰撞后松多古特提斯洋板片断离引发的碰撞后伸展环境，晚三叠世末期—早侏罗世岩浆作用是在新特提斯洋的北向俯冲作用过程中形成。本次野外调查发现，位于南拉萨地块的叶巴组火山岩从早到晚至少经历了伸展、挤压、伸展3期构造变形过程[40]，而分布于中拉萨地块的雄来组火山岩仅发育后2期构造变形过程，其构造变形样式具较大差异。已有同位素地球化学研究表明，冈底斯岩浆带晚三叠世末期—早侏罗世岩浆岩锆石Hf同位素于中、南拉萨地块内存在明显差异，即“中负南正”[12, 29-37, 39]，揭示了不同的深部动力学过程。朱立东等①野外调查发现，雄来组火山岩底部为一套具磨拉石建造特征的砾岩，以角度不整合接触上覆于晚古生代变质岩之上，代表了造山期后快速隆升的产物，暗示雄来组火山岩可能是直孔-松多洋闭合后南、中拉萨地块碰撞后最早的岩浆活动记录。数值模拟实验表明，板片断离通常发生在陆陆碰撞后的10~25 Ma[41]，随后可引发持续10~20 Ma的岩浆活动[42]。解超明等[9]、李化启等[43]认为，直孔-松多古特提斯洋在220 Ma以后已经消失，之后南、中拉萨地块发生陆陆碰撞。这与本次研究认为的后碰撞环境中引发201~184 Ma岩浆活动周期的过程一致。因此，结合区域地质构造与雄来组火山岩的形成时代，笔者认为，晚三叠世末期—早侏罗世岩浆岩形成于松多洋闭合后南、中拉萨地块碰撞后伸展环境。
4.4 地球动力学过程分析
雄来组火山岩大地构造位置上位于中拉萨地体南缘。前人研究认为，中拉萨地块和南拉萨地块之间存在大洋，形成于中二叠世[3]。新完成的1:5万地质填图，进一步证实了直孔-松多洋的存在，并厘定了与二叠世古大洋演化相关的蛇绿岩、洋岛、岩浆弧、深海盆地沉积，以及高压/超高压变质带等[9, 43-44]①②。李化启等[43]获得榴辉岩及退变榴辉岩中白云母和角闪石40Ar /39Ar同位素年龄为240~220 Ma，代表榴辉岩的折返时代，表明冈底斯中部于240~220 Ma经历过碰撞造山事件，还揭示出直孔-松多古特提斯洋在220 Ma以后已经消失，之后南、中拉萨地块发生陆陆碰撞。碰撞后必然是地壳厚度的减薄，处于伸展的构造背景[45]。已有研究表明，在陆陆碰撞后10~15 Ma俯冲消减到大陆之下的残余洋壳发生板片断离而逐渐下沉[46]。如果直孔—松多地区在220 Ma左右发生了陆陆碰撞，那么持续俯冲的直孔-松多古特提斯洋壳便可能会在200 Ma左右发生板片断离和板片回返而产生伸展环境，引发软流圈地幔上涌并发生减压熔融，在俯冲板片提供流体或俯冲组分的情况下，引发岩石圈地幔的部分熔融，从而有可能形成雄来组玄武岩和松多地区变质辉长岩(202~195 Ma)[9]的岩浆源区。正是岩石圈地幔的部分熔融，由此产生的幔源岩浆能提供足够的热引起上覆古老的地壳物质重熔，形成大规模的中酸性岩浆岩活动(雄来组安山岩(209~184 Ma)①。综合以上信息，雄来组火山岩代表了直孔-松多古特提斯造山带后碰撞伸展背景作用下的岩浆响应。
5. 结论
(1) 岩石化学、岩石地球化学及同位素地球化学研究表明：雄来组火山岩属钙碱性岩石系列，富集大离子亲石元素和轻稀土元素，相对亏损高场强元素，显示雄来组玄武岩起源于亏损岩石圈地幔的部分熔融，在上侵过程中受到陆壳物质混染；雄来组中性火山岩的锆石εHf(t)值介于-12.25~-3.64之间，显示中性火山岩起源于古老下地壳物质的部分熔融。
(2) 日多地区雄来组火山岩形成于晚三叠世—早侏罗世(201~184 Ma)，代表了直孔-松多古特提斯造山带后碰撞伸展背景作用下的岩浆响应，反映了直孔-松多古特提斯造山带在晚三叠世—早侏罗世经历了后碰撞伸展作用。
致谢: 感谢成都地质调查中心李光明研究员、张林奎高级工程师、陕西省地矿局区研院韩芳林教授级高工、陕西省地质调查院李新林、边小卫教授级高工、西藏地勘局胡敬仁高级工程师和吉林大学解超明博士对野外工作的帮助和支持，感谢审稿专家对本文给予的指导。 -
![]()
图 1 拉萨地块南缘日多地区大地构造位置(a)及区域地质简图(b)(据参考文献[12]①③修改)
JSSZ—金沙江缝合带；LSSZ—龙木错—双湖缝合带；BNSZ—班公湖-怒江缝合带；SNMZ—狮泉河-纳木错蛇绿混杂岩带；LMF—洛巴堆- 米拉山断裂带；YZSZ—印度-雅鲁藏布江缝合带；STDS—藏南拆离系；1—第四系；2—新生代侵入岩；3—中生代侵入岩；4—辉绿玢岩；5—中新世火山岩；6—林子宗群火山岩；7—侏罗纪-白垩纪沉积地层；8—叶巴组火山岩；9—三叠纪-侏罗纪沉积地层；10—雄来组三段；11—雄来组二段；12—雄来组一段；13—二叠纪沉积地层；14—二叠纪洋岛；15—榴辉岩；16—石炭纪-二叠纪松多岩组；17—断层、地层界线；18—测年样位置及年龄；F1—洛巴堆-米拉山断裂带
Figure 1. Tectonic position(a)and geological map(b)of Riduo area on the southern Lhasa terrane
![]()
图 2 日多地区雄来组火山岩地层剖面
1—砾岩；2—玄武岩；3—玄武安山岩；4—安山岩；5—安山质凝灰岩；6—安山质角砾岩；7—断层；8—花岗斑岩脉；9—晚侏罗世二长花岗岩; 10—叶巴组；11—雄来组二段；12—雄来组一段
Figure 2. Profile of Xionglai Formation volcanic rocks in the Riduo area
![]()
图 3 日多地区雄来组火山岩野外露头(a、b)及显微特征(c、d)
a—雄来组玄武岩逆冲推覆于甲拉浦组之上野外露头; b—安山岩露头近景照片；c—玄武岩正交偏光下照片；d—安山岩正交偏光下照片；Cpx—单斜辉石；Pl—斜长石；Am—角闪石
Figure 3. Outcrop(a, b)and micrographs(c, d)of Xionglai Formation volcanic rocks in the Riduo area
![]()
图 4 日多地区雄来组火山岩锆石阴极发光(CL)图像(a)和U-Pb年龄谐和图(b、c)
(实线圆圈标示U-Pb测点，虚线圆圈标示Lu-Hf测点)
Figure 4. Zircon CL images(a)and U-Pb concordia diagrams(b, c)of Xionglai Formation volcanic rocks in Riduo area
![]()
图 5 日多地区雄来组火山岩TAS(a)和AFM图解
Figure 5. TAS(a)and AFM diagrams(b)of Xionglai Formation volcanic rocks in the Riduo area
![]()
图 6 雄来组火山岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)及原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化数据据参考文献[15])
Figure 6. Chondrite-normalized REE patterns(a)and primitive mantle(PM)-normalized multi-element patterns(b)of Xionglai Formation volcanic rocks
![]()
图 8 雄来组玄武岩Sm-Sm/Yb(a)和La/Sm-Sm/Yb图解(b，据参考文献[22]修改)
N-MORB—正常型大洋中脊玄武岩；E-MORB—富集型大洋中脊玄武岩；DDM—亏损的洋中脊玄武岩地幔；PM—原始地幔
Figure 8. Sm-Sm/Yb(a)and La/Sm-Sm/Yb(b)diagrams of Xionglai Formation basalt
![]()
图 9 雄来组火山岩锆石t-εHf(t)图解(a)及tDMC统计直方图(b)
Figure 9. Diagram of εHf(t)-age (a)and histogram of tDMC(b)of Xionglai Formation volcanic rocks
![]()
图 10 日多地区雄来组火山岩构造环境判别图解
IAB—岛弧玄武岩；IAT—岛弧拉斑系列；ICA—岛弧钙碱系列；SHO—岛弧橄榄玄粗岩系列；WPB-板内玄武岩；MORB—洋中脊玄武岩；TH—拉斑玄武岩；TR—过渡玄武岩；ALK—碱性玄武岩；Ⅰ—板块发散边缘N-MORB区；Ⅱ—板块汇聚边缘(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(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
Figure 10. Tectonic discrimination diagrams of Xionglai Formation volcanic rocks in the Riduo area
表 1 日多地区雄来组火山岩LA-ICP-MS锆石U-Th-Pb同位素分析结果
Table 1 LA-ICP-MS U-Th-Pb isotopic data of zircons from Xionglai Formation volcanic rocks in the Riduo area
分析点 含量/10-6 Th/U 同位素比值 年龄值/Ma Pb Th U 207Pb/206Pb 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 207Pb/206Pb 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 浅灰绿色安山岩 D2714/2-2 42 382 338 1.13 0.0507 0.0016 0.230 0.007 0.0331 0.0006 233 74 210 6 210 4 D2714/2-4 14 118 119 1.00 0.0500 0.0026 0.229 0.012 0.0336 0.0008 195 116 209 10 213 5 D2714/2-5 16 131 150 0.88 0.0509 0.0026 0.224 0.011 0.0324 0.0007 239 116 205 9 205 5 D2714/2-9 39 391 337 1.16 0.0500 0.0018 0.208 0.009 0.0302 0.0007 195 83 192 7 192 4 D2714/2-14 33 272 380 0.72 0.0498 0.0014 0.209 0.006 0.0305 0.0005 183 69 193 5 194 3 D2714/2-16 30 249 301 0.83 0.0507 0.0022 0.224 0.010 0.0322 0.0006 228 98 205 8 204 4 D2714/2-19 24 234 217 1.08 0.0510 0.0025 0.217 0.012 0.0308 0.0006 243 115 199 10 195 3 D2714/2-21 35 336 300 1.12 0.0518 0.0018 0.228 0.008 0.0321 0.0005 276 81 208 7 203 3 灰绿色玄武安山岩 D2852/4-1 56 537 467 1.15 0.0507 0.0020 0.213 0.007 0.0310 0.0007 233 95 196 6 196 4 D2852/4-3 28 230 351 0.65 0.0507 0.0019 0.210 0.009 0.0298 0.0004 228 92 193 8 189 3 D2852/4-9 39 411 325 1.26 0.0497 0.0018 0.196 0.008 0.0284 0.0004 189 82 182 7 181 3 D2852/4-11 41 190 830 0.23 0.0504 0.0013 0.190 0.006 0.0273 0.0006 213 90 177 5 174 4 D2852/4-12 59 669 359 1.86 0.0495 0.0019 0.202 0.008 0.0297 0.0005 172 91 187 7 188 3 D2852/4-13 20 201 200 1.01 0.0508 0.0018 0.194 0.006 0.0279 0.0007 232 88 180 5 177 4 D2852/4-14 61 660 440 1.50 0.0463 0.0015 0.188 0.007 0.0294 0.0006 13 74 175 6 187 4 D2852/4-15 29 325 237 1.37 0.0482 0.0016 0.180 0.009 0.0269 0.0007 109 77 168 8 171 5 D2852/4-18 43 519 434 1.19 0.0555 0.0028 0.232 0.034 0.0292 0.0028 432 110 212 28 186 17 D2852/4-19 31 283 311 0.91 0.0487 0.0025 0.198 0.011 0.0293 0.0005 200 119 184 9 186 3 D2852/4-24 56 667 348 1.92 0.0511 0.0028 0.206 0.012 0.0293 0.0006 243 128 190 10 186 4 D2852/4-30 33 333 310 1.08 0.0558 0.0025 0.230 0.014 0.0304 0.0018 456 96 210 12 193 11 
下载: 导出CSV
表 2 日多地区雄来组火山岩锆石Hf同位素分析结果
Table 2 Hf isotopic data of zircons from Xionglai Formation volcanic rocks in the Riduo area
分析点 t/Ma 176Yb/177Hf 2σ 176Lu/177Hf 2σ 176Hf/177Hf 2σ εHf(0) εHf(t) 2σ tDM1/Ma tDMC/Ma fLu/Hf 浅灰绿色安山岩 D2714/2-2 210 0.020267 0.000116 0.000898 0.000005 0.282493 0.000017 -9.99 -5.52 0.62 1077 1593 -0.97 D2714/2-4 213 0.026444 0.000371 0.001005 0.000012 0.282441 0.000023 -11.84 -7.31 0.80 1153 1709 -0.97 D2714/2-5 205 0.028014 0.000157 0.001025 0.000008 0.282423 0.000017 -12.49 -8.12 0.60 1179 1754 -0.97 D2714/2-9 192 0.029734 0.000239 0.001063 0.000006 0.282399 0.000023 -13.33 -9.26 0.81 1214 1816 -0.97 D2714/2-14 194 0.032580 0.000282 0.001277 0.000018 0.282528 0.000018 -8.78 -4.70 0.65 1039 1529 -0.96 D2714/2-16 204 0.025603 0.000301 0.000926 0.000012 0.282403 0.000022 -13.17 -8.82 0.76 1203 1797 -0.97 D2714/2-19 195 0.019809 0.000262 0.000800 0.000009 0.282531 0.000027 -8.63 -4.45 0.96 1020 1514 -0.98 D2714/2-21 203 0.020292 0.000194 0.000873 0.000010 0.282546 0.000021 -8.10 -3.76 0.75 1001 1477 -0.97 灰绿色玄武岩山岩 D2852/4-1 196 0.026696 0.000569 0.001216 0.000029 0.282483 0.000019 -10.37 -6.22 0.67 1101 1627 -0.96 D2852/4-3 189 0.028899 0.000239 0.001222 0.000012 0.282332 0.000030 -15.71 -11.71 1.06 1314 1968 -0.96 D2852/4-9 181 0.025696 0.000282 0.001018 0.000007 0.282351 0.000025 -15.01 -11.17 0.89 1279 1928 -0.97 D2852/4-12 188 0.033197 0.000167 0.001302 0.000007 0.282317 0.000022 -16.26 -12.29 0.77 1338 2004 -0.96 D2852/4-13 177 0.029644 0.000213 0.001212 0.000009 0.282482 0.000040 -10.41 -6.67 1.42 1102 1641 -0.96 D2852/4-14 187 0.042585 0.000468 0.001673 0.000015 0.282346 0.000028 -15.28 -11.39 0.99 1313 1946 -0.95 D2852/4-18 186 0.042758 0.000787 0.001835 0.000031 0.282455 0.000029 -11.42 -7.58 1.02 1162 1705 -0.94 D2852/4-19 186 0.027427 0.000312 0.001125 0.000014 0.282314 0.000042 -16.34 -12.40 1.47 1336 2009 -0.97 D2852/4-24 186 0.031931 0.000395 0.001257 0.000011 0.282337 0.000030 -15.54 -11.61 1.07 1308 1959 -0.96 D2852/4-30 193 0.023403 0.000189 0.000957 0.000006 0.282354 0.000041 -14.91 -10.80 1.45 1273 1913 -0.97
下载: 导出CSV
表 3 日多地区雄来组火山岩主量、微量和稀土元素分析结果
Table 3 Major, trace elements and REE compositions of Xionglai Formation volcanic rocks in the Riduo area
样号 D2840/1 D0922/1 D2852/5 D2852/4 D2852/3 D7011/2 D7011/4 D7011/5 D7011/9 D2714/2 岩石名称 玄武岩 玄武安山岩 安山质凝灰岩 安山岩 SiO2 47.84 47.30 46.94 53.93 57.50 58.22 56.38 56.31 56.32 60.54 Al2O3 14.96 16.15 15.30 14.74 15.59 16.12 15.15 15.20 15.68 14.89 TFe2O3 9.25 9.49 8.82 7.39 8.09 8.34 8.61 8.57 8.31 8.42 MgO 10.95 10.41 10.09 8.12 3.48 2.64 5.09 5.30 5.68 2.45 CaO 8.14 9.31 7.70 6.88 6.13 6.36 7.99 8.33 8.21 5.32 Na2O 3.24 3.35 3.88 5.61 3.96 2.65 1.95 2.03 1.58 2.94 K2O 0.11 0.11 0.16 0.19 0.60 2.53 1.37 1.48 1.00 2.64 P2O5 0.16 0.14 0.11 0.11 0.25 0.22 0.17 0.17 0.18 0.22 MnO 0.16 0.16 0.19 0.12 0.18 0.12 0.15 0.15 0.15 0.15 TiO2 1.03 1.04 1.13 0.88 1.08 0.96 0.76 0.75 0.87 1.04 烧失量 4.30 3.10 6.16 2.38 2.94 1.73 1.98 1.56 1.76 0.73 总计 100.14 100.56 100.48 100.35 99.80 99.89 99.60 99.85 99.74 99.34 Mg# 73.40 71.88 72.72 71.92 50.06 42.45 57.94 59.04 61.43 40.41 ALK 3.35 3.46 4.04 5.80 4.56 5.18 3.32 3.51 2.58 5.58 σ 1.71 2.18 2.62 2.87 1.34 1.69 0.77 0.88 0.47 1.73 Rb 5.20 3.60 8.30 14.20 8.20 72.94 56.23 59.19 42.14 72.90 Ba 26.10 44.10 27.20 161.00 62.70 537.30 318.60 270.80 184.50 496.00 Th 2.97 1.25 0.75 1.52 2.70 7.42 6.13 5.28 4.47 9.98 U 0.61 0.29 0.50 0.47 0.63 1.53 1.53 1.39 0.76 2.07 Ta 0.48 0.62 0.38 0.38 0.67 0.76 0.57 0.53 0.57 1.51 Nb 5.14 5.11 3.02 4.56 4.31 11.24 6.79 8.35 7.11 10.80 Sr 248.90 357.70 306.00 289.00 264.00 443.50 380.70 410.40 390.60 375.00 P 698.21 610.93 480.02 480.02 1090.96 960.04 741.85 741.85 785.49 960.04 Hf 2.43 1.78 2.43 3.68 3.52 3.73 2.56 2.09 2.19 6.57 Zr 83.80 82.70 89.30 110.00 108.00 161.00 115.20 115.80 105.90 184.00 V 179.60 189.40 192.00 128.00 170.00 228.30 216.80 229.80 212.40 219.00 Sc 28.00 24.20 22.50 15.80 23.10 24.07 33.46 35.50 32.82 15.10 Cr 314.70 347.80 224.70 17.30 316.80 43.40 131.60 143.70 183.00 25.40 Co 42.00 44.60 33.70 14.00 32.60 20.49 29.21 29.77 28.94 19.30 Ni 96.60 109.70 90.10 6.79 107.00 19.90 37.70 39.90 35.00 9.47 La 9.56 10.30 5.45 9.08 11.20 25.01 16.80 18.08 16.49 32.80 Ce 21.00 21.70 13.60 20.80 26.40 50.66 34.09 38.06 33.93 63.80 Pr 2.73 2.97 2.26 3.00 3.98 5.68 3.87 4.04 3.88 7.57 Nd 11.80 13.10 11.20 13.40 18.70 22.27 15.62 16.50 15.67 29.20 Sm 3.38 3.41 3.11 3.35 4.64 4.62 3.32 3.44 3.48 5.47 Eu 1.15 1.27 1.13 0.96 1.64 1.34 0.94 0.97 1.09 1.35 Gd 2.98 3.66 3.25 3.35 4.72 4.86 3.36 3.44 3.51 5.02 Tb 0.54 0.65 0.65 0.63 0.89 0.71 0.51 0.51 0.54 0.81 Dy 3.05 3.55 4.14 3.96 5.64 4.07 2.96 2.98 3.12 4.70 Ho 0.73 0.85 0.85 0.80 1.16 0.84 0.62 0.58 0.64 0.93 Er 1.85 2.04 2.29 2.21 3.19 2.40 1.81 1.69 1.85 2.59 Tm 0.27 0.30 0.36 0.37 0.52 0.35 0.26 0.24 0.26 0.42 Yb 1.63 1.80 2.13 2.41 3.21 2.19 1.61 1.59 1.65 2.63 Lu 0.25 0.25 0.30 0.34 0.47 0.35 0.26 0.26 0.26 0.41 Y 19.50 21.30 23.70 22.80 33.20 21.61 15.88 19.06 16.20 26.50 ΣREE 60.92 65.85 50.72 64.66 86.36 125.35 86.03 92.38 86.37 157.70 LREE/HREE 4.39 4.03 2.63 3.60 3.36 6.95 6.55 7.18 6.30 8.00 (La/Yb)N 3.95 3.86 1.73 2.54 2.35 7.70 7.04 7.67 6.74 8.41 δEu 1.11 1.10 1.09 0.88 1.07 0.86 0.86 0.86 0.95 0.79 注：Mg# =(Mg2+ /(Mg2+ + Fe2+)；主量元素含量单位为%，微量和稀土元素含量单位为10-6
下载: 导出CSV
表 4 日多地区雄来组中性火山岩与不同构造环境安山岩微量元素及比值对比
Table 4 Trace elements and ratios of intermediate volcanic rocks in the Riduo area in compared with features of andesite from various tectonic settings
安山岩类别 Sc/10-6 Nb/10-6 Y/10-6 Zr/Y Ni/Co Sc/Cr Cr/V Hf/Yb Sc/Ni Ba/Rb Ba/Sr 安山岩(本文，n=8) 26 7.59 22.18 5.80 0.30 0.21 0.61 1.59 0.70 6.23 0.80 大陆弧 20 9.40 22.00 5.42 0.95 0.61 0.15 1.70 1.10 8.20 1.16 大洋弧 31 0.80 25.00 2.20 0.29 3.81 0.08 0.61 3.40 18.50 0.61 安第斯弧 17 10.00 15.00 14.60 1.41 0.36 0.64 3.42 0.60 10.00 1.05
下载: 导出CSV
-
潘桂棠, 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): 3-15. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-YSXB200603001.htm Zhu D C, Zhao Z D, Niu Y L, et al. The origin and Pre-Cenozoic evolution of the Tibetan Plateau[J]. Gondwana Research, 2013, 23(4): 1429-1454.
杨经绥, 许志琴, 耿全如, 等. 中国境内可能存在一条新的高压/超高压(?) 变质带——青藏高原拉萨地体中发现榴辉岩带[J]. 地质学报, 2006, 80(12): 1787-1792. doi: 10.3321/j.issn:0001-5717.2006.12.001 许志琴, 杨经绥, 李文昌, 等. 青藏高原中的古特提斯体制与增生造山作用[J]. 岩石学报, 2013, 29(6): 1847-1860. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-YSXB201306002.htm Cheng H, Liu Y M, Vervoort J D, et al. Combined U-Pb, Lu-Hf, Sm-Nd and Ar-Ar multichronometric dating on the Bailang eclogite constrains the closure timing of the Paleo-TethysOcean in the Lhasa terrane, Tibet[J]. Gondwana Research, 2015, 28(4): 1482-1499. doi: 10.1016/j.gr.2014.09.017
Weller O M, St-Onge M R, Rayner N, et al. U-Pb zircon geochronology and phase equilibria modelling of a mafic eclogite from the Sumdo complex of south-east Tibet: Insights into prograde zircon growth and the assembly of the Tibetan plateau[J]. Lithos, 2016, 262: 729-741. doi: 10.1016/j.lithos.2016.06.005
Yu Y P, Xie C M, Fan J J, et al. Zircon U-Pb geochronology and geochemistry of Early Jurassic granodiorites in Sumdo area, Tibet: Constraints on petrogenesis and the evolution of the Neo-Tethyan Ocean[J]. Lithos, 2018, 320/321: 134-143. doi: 10.1016/j.lithos.2018.09.006
Wang B, Xie C M, Fan J J, et al. Genesis and tectonic setting of Middle Permian OIB-type mafic rocks in the Sumdo area, southern Lhasa terrane[J]. Lithos, 2019, 324/325: 429-438. doi: 10.1016/j.lithos.2018.11.015
解超明, 李才, 李光明, 等. 西藏松多古特提斯洋研究进展与存在问题[J]. 沉积与特提斯地质, 2020, 40(2): 1-13. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-TTSD202002002.htm 李化启, 蔡志慧, 陈松永, 等. 拉萨地体中的印支造山事件及年代学证据[J]. 岩石学报, 2008, 24(7): 1595-1604. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-YSXB200807016.htm 王立全, 潘桂堂, 丁俊, 等. 青藏高原及邻区地质图及说明书(1: 1 500 000)[M]. 北京: 地质出版社, 2013: 9-48. 韩奎, 周斌, 乔新星, 等. 拉萨地块南缘日多地区叶巴组火山岩地球化学、年代学、锆石Lu-Hf同位素特征及其地质意义[J]. 地质通报, 2018, 37(8): 1554-1570. http://dzhtb.cgs.cn/gbc/ch/reader/view_abstract.aspx?file_no=20180819&flag=1 Yuan H L, Gao S, Dai M N, et al. Simultaneous determinations of U-Pb age, Hf isotopes and trace element compositions of zircon by excimer laser ablation quadrupole and multiple collector ICP-MS[J]. Chemical Geology, 2008, 247: 100-117. doi: 10.1016/j.chemgeo.2007.10.003
路远发. GeoKit: 一个用VBA构建的地球化学工具软件包[J]. 地球化学, 2004, 33(5): 459-464. doi: 10.3321/j.issn:0379-1726.2004.05.004 Sun S S, McDonough W F. Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes[C]//Saunders A D, Norry M J. Magmatism in the Ocean Basins. Geological Society, London, Special Publicatin, 1989, 42(1): 313-345.
吴福元, 李献华, 郑永飞, 等. Lu-Hf同位素体系及其岩石学应用[J]. 岩石学报, 2007, 23(2): 185-220. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-YSXB200702002.htm Vervoort J D, Patchett P J, Gehrels G E, et al. Constraints on early earth differentiation from hafnium and neodymium isotopes[J]. Nature, 1996, 379: 624-627. doi: 10.1038/379624a0
Dupuy C, Dostal J. Trace element geochemistry of some continental tholeiites[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1984, 67(1): 61-69. doi: 10.1016/0012-821X(84)90038-4
Rapp R P, Watson E B. Dehydration melting of metabasalt at 8~32kbar: Implications for continental growth and crust-mantle recycling[J]. Journal of Petrology, 1995, 36(4): 891-931. doi: 10.1093/petrology/36.4.891
Huang Y M, Hawkesworth C, Smith I, et al. Geochemistry of Late Cenozoic Basaltic Volcanism in Northland and Coromandel New Zealand: Implications for Mantle Enrichment Processes[J]. Chemical Geology, 2000, 64(3/4): 219-238. http://www.sciencedirect.com/science/article/pii/S000925419900145X
Jiang Y H, Jiang S Y, Dai B Z, et al. Middle to Late Jurassic Felsic and Mafic Magmatism in Southern Hunan Province. Southeast China: Implications for a Continental Are to Rifting[J]. Lithos, 2009, 107(3/4): 185-204. http://www.sciencedirect.com/science/article/pii/S0024493708002296
夏林圻, 夏祖春, 李向民, 等. 中国中西部及邻区大陆板内火山作用[M]. 北京: 科学出版社, 2013. 徐夕生, 邱检生. 火成岩岩石学[M]. 北京: 科学出版社, 2010. Ringwood A E. Composition and Petrology of the Earth's Mantle[M]. New York: McGraw-Hill, 1975.
Bea F, Arzamastsev A, Montero P, et al. Aonmalous alkalin rocks of Soustov, Kola: evidence of mantle derived matasomatic fluids affecting crustal materials[J]. Contrib Mineral Petrol, 2001, 140: 554-566. doi: 10.1007/s004100000211
李永军, 李甘雨, 佟丽莉, 等. 玄武岩类形成的大地构造环境Ta、Hf、Th、La、Zr、Nb比值对比判别[J]. 地球科学与环境学报, 2015, 37(3): 14-21. doi: 10.3969/j.issn.1672-6561.2015.03.004 夏林圻, 夏祖春, 徐学义, 等. 利用地球化学方法判别大陆玄武岩和岛弧玄武岩[J]. 岩石矿物学杂志, 2007, 26(1): 77-87. doi: 10.3969/j.issn.1000-6524.2007.01.011 Muller D, Groves D I. Pottassic igneous rocks and associated gold-copper mineralization[M]. Berlin: Springer, 1997: 11-40.
付燕刚. 西藏拉萨地块南部新特提斯洋俯冲成岩成矿作用[D]. 中国地质科学院博士学位论文, 2017. 纪伟强, 吴福元, 锺孙霖, 等. 西藏南部冈底斯岩基花岗岩时代与岩石成因[J]. 中国科学(D辑), 2009, (7): 849-871. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-JDXK200907002.htm 孟元库. 藏南冈底斯中段南缘构造演化[D]. 中国地质科学院博士学位论文, 2016. Chu M F, Chung S L, Song B, et al. Zircon U-Pb and Hf isotope constraints on the Mesozoic tectonics and crustal evolution of southern Tibet[J]. Geology, 2006, 34(9): 745-748. doi: 10.1130/G22725.1
张宏飞, 徐旺春, 郭建秋, 等. 冈底斯南缘变形花岗岩锆石U-Pb年龄和Hf同位素组成: 新特提斯洋早侏罗世俯冲作用的证据[J]. 岩石学报, 2007, 23(6): 1347-1353. doi: 10.3969/j.issn.1000-0569.2007.06.011 曲晓波, 辛洪波, 徐文艺. 三个锆石U-Pb SHRIMP年龄对雄村特大型铜金矿容矿火成岩时代的重新厘定[J]. 矿床地质, 2007, 26: 512-518. doi: 10.3969/j.issn.0258-7106.2007.05.003 谭陈诚. 日喀则东嘎乡冈底斯岩体的形成年代及成因[D]. 中国地质大学(北京) 硕士学位论文, 2012. 邱检生, 王睿强, 赵姣龙, 等. 冈底斯中段早侏罗世辉长岩-花岗岩杂岩体成因及其对新特提斯构造演化的启示: 以日喀则东嘎岩体为例[J]. 岩石学报, 2015, 31(12): 3569-3580. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-YSXB201512005.htm 曾云川. 拉萨地块晚三叠世-晚侏罗纪岩浆-构造演化[D]. 中国科学院大学博士学位论文, 2017. 王程, 魏启荣, 刘小念, 等. 冈底斯印支晚期后碰撞花岗岩: 锆石U-Pb年代学及岩石地球化学证据[J]. 地球科学, 2014, 39(9): 1277-1288. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DQKX201409003.htm 于云鹏. 藏南松多地区二叠纪-侏罗纪岩浆作用及构造意义[D]. 吉林大学博士学位论文, 2020. 周斌, 潘亮, 韩奎, 等. 西藏拉萨-日多晚侏罗世-早白垩世盆地顺层剪切构造及其地质意义[J]. 沉积与特提斯地质, 2020, 40(2): 65-74. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-TTSD202002007.htm Hunen J V, Allen M B. Continental collision and slab break-off: a comparison of 3-D numerical models with observation[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2011, 302(1/2): 27-37.
Davies J H, Blanckenburg F. Slab breakoff: a model of lithosphere detachment and its test in the magmatism and deformation of collisional orogens[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1995, 129: 85-102. doi: 10.1016/0012-821X(94)00237-S
李化启, 许志琴, 杨经绥, 等. 拉萨地体内松多榴辉岩的同碰撞折返: 来自构造变形和40Ar-39Ar年代学的证据[J]. 地学前缘, 2011, 18(3): 66-78. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DXQY201103011.htm 王斌, 解超明, 李才, 等. 青藏高原松多地区温木朗蛇绿岩的发现及其地质意义[J]. 地质通报, 2017, 36(11): 2076-2081. doi: 10.3969/j.issn.1671-2552.2017.11.017 张旗. 碰撞与花岗岩-碰撞是构造事件, 不是构造环境[J]. 岩石矿物学杂志, 2012, 31(5): 745-749. doi: 10.3969/j.issn.1000-6524.2012.05.012 van de Zedde D M A, Wortel M J R. Shallow slab detachment as a transient source of heat at midlithospheric depths[J]. Tectonics, 2001, 20(6): 868-882. doi: 10.1029/2001TC900018
朱立东,王刚,杨文光,等.西藏唐加地区4幅1:5万区域地质调查成果报告.成都理工大学,2019. 解超明,于云鹏,董宇超,等.西藏松多地区4幅1:5万区域地质调查成果报告.吉林大学,2019. 周斌,韩奎,潘亮,等.西藏日多地区3幅1:5万区域地质调查成果报告.陕西省地质调查中心,2019. -
期刊类型引用(0)
其他类型引用(1)
计量
- 文章访问数: 2924
- HTML全文浏览量: 330
- PDF下载量: 1579
- 被引次数: 1
