岩石构造组合(Petrotectonic Assemblage)是指表示板块边界或特定的板块内部环境特征的岩石组合(Dickinson, 1971)^[1]。由于构造作用和岩浆作用的复杂性, 岩浆岩特点和构造环境之间的对应关系也会出现复杂的情况。在同一构造环境中产生多种岩浆岩组合的情况是常见的, 而在不同构造环境中出现具类似特点的岩浆岩组合的情况也不乏其例。因此, 必须进行综合的、全面的岩石构造组合分析, 才是正确的途径。

冈底斯构造岩浆带位于班公湖—怒江缝合带和雅鲁藏布江缝合带之间, 岩浆岩的发育不仅与北侧班公湖—怒江特提斯洋的形成、发展及消亡过程密切相关, 也与雅鲁藏布新特提斯洋壳向北俯冲、碰撞紧紧相联。2000年开始, 作者在1:25万措勤幅地质调查中详细的研究了冈底斯构造岩浆带中段措勤地区的火山岩与侵入岩的时空关系、成因和形成的地球动力学背景, 并系统采集了同位素测年样品, 将岩浆活动划分为燕山早期、燕山晚期、喜马拉雅早期、喜马拉雅中晚期和喜马拉雅晚期5个岩浆旋回^{[1 ~ 2]}, 对应于从洋盆扩张→俯冲消减→碰撞隆升→陆内断陷的一级构造旋回^[1]。根据岩浆岩的时空分布、产状、岩石学和地球化学特征以及形成的构造环境, 冈底斯山中段措勤地中新生代岩浆岩可划分为6种岩石构造组合: ①弧间扩张型组合; ②洋岛型蛇绿岩组合; ③岛弧与陆缘弧型组合; ④碰撞型组合; ⑤陆内俯冲、碰撞型组合; ⑥陆内拉张型组合。

1.   燕山早期岩浆岩构造组合

1.1   弧间扩张型岩石组合

岩浆岩构造组合为:弧间扩张盆地蛇绿岩组合, 弧间盆地边缘钙碱性英安岩—流纹岩组合, 弧间盆地斜坡钙碱性玄武岩—玄武安山岩组合。

弧间扩张盆地蛇绿岩组合:位于卡马—麦堆一带, 是狮泉河—纳木错蛇绿混杂岩带的一部分。蛇绿岩以构造残片侵位于中—上侏罗统地层中, 其上被下白垩统郎山组灰岩不整合覆盖。蛇绿岩构造残片由强蛇纹石化、强硅化、强碳酸盐化、片理化超基性岩、辉长岩、辉绿岩、紫红色硅质岩组成。变质超基性岩中除残余矿物铬尖晶石外, 全由次生矿物蛇纹石、方解石、白云石、菱镁矿、石英等组成, 变质超基性岩仍然保持较高的MgO含量(35.41 % ~ 39.91 %)和镁铁比值。MgO (MgO +FeO +Fe₂O₃)=0.85 ~ 0.88^[3], 与世界典型蛇绿岩中方辉橄榄岩和纯橄榄岩(0.85 ~ 0.86)较为接近^[3]。相容元素Cr、Co、Ni含量均较高, 亲石元素及稀土元素含量极低^[3], 是残余地幔的组成部分。与北侧班公湖—怒江缝合带上的洞错蛇绿岩大同小异, 其形成时代应为早、中侏罗世, 晚侏罗世末发生构造侵位^[3]。

弧间盆地边缘钙碱性英安岩—流纹岩组合:分布于卡马—麦堆以南的尺布下玛—日翁布及八尔巴—字岗一带的接奴群滨浅海相碎屑岩夹灰岩地层中。以英安质、流纹质火山碎屑岩为主夹少量熔岩, 玻屑凝灰岩发育。该套火山岩与区域上拉贡塘组中者可以对比, 具岛弧型钙碱性火山岩组合特点。

弧间盆地斜坡钙碱性玄武岩—玄武安山岩组合:分布于卡马—麦堆一带, 产出层位为中—上侏罗统接奴群, 为基性—中基性熔岩, 层厚数十米至200余米, 与千枚状板岩、粉砂质板岩、片理化砂岩、灰岩等共生。该套火山岩在岩石化学、稀土及微量元素地球化学特征上具有钙碱性火山岩性质, 喷发背景为弧后盆斜坡环境。

1.2   洋岛型蛇绿岩组合

分布在阿索一带, 从下往上由蛇纹岩→堆晶辉长岩→均质辉长岩和席状岩墙→基性熔岩→放射虫硅质岩、砂岩、基性熔岩、硅质板岩、绿片岩组成(图 1)。据1:25万措勤县幅区域地质调查报告, 其形成时代为晚侏罗世至早白垩世^[3], 代表了发育不成熟的弧后盆地洋壳, 记录了该小洋盆发展过程中的岩浆作用。

图  1  蛇绿岩地质剖面

1.砂岩; 2.放射虫硅质岩; 3.均质辉长岩; 4.堆晶辉长质; 5.席状岩墙; 6.蛇纹岩; 7.基性熔岩; 8.硅质板岩; 9.绿片岩; 10.构造混杂岩; 11.强变形带; 12.断层

Figure  1.  Geological profile of ophiolite suite

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基性熔岩产于蛇绿岩层序的上部, 与放射虫硅质岩共生, 岩石类型有玄武岩、细碧岩、斑岩, 局部出现安山岩, 发育枕状构造和球颗构造, 显示了海底水下喷溢的特点。岩石化学特征表现出岛弧拉斑玄武岩系列→碱性玄武岩系列→钙碱性系列演化的特点, 富集大离子亲石元素。岩石组合受班公湖—怒江俯冲带控制。

2.   燕山晚期岩浆岩构造组合

2.1   岛弧与陆缘弧型组合

岛弧与陆缘弧型岩石组合是班公湖—怒江洋壳向南俯冲的结果。俯冲期岩浆活动主要发生于早白垩世—晚白垩世早期^{[1 ~ 2, 4]}, 以发育钙碱性岩套为特征。冈底斯北面大部分火山岩和侵入岩属于俯冲期岩浆系列, 同位素年龄在75 ~ 135Ma之间^{[1 ~ 2]}。岩浆来源于壳幔区, 岩浆活动受EW向构造控制, 火山喷发具海相、海陆交互相特点, 以中心式喷发为主, 并具中心—裂隙式喷发, 侵入岩呈断裂扩张式被动上侵, 岩浆成分具中基性→中酸性→酸碱性方向的演化趋势。

钙碱性—高钾钙碱性玄武岩—安山岩—英安岩—流纹岩组合:火山岩以典型岛弧型钙碱性火山岩组合为主, 局部出现拉斑玄武岩系列及钾玄岩系列, 属海陆交互相至浅海相喷发环境。岩性多为安山岩、英安岩、流纹岩, 少量玄武安山岩、玄武岩, 偶有橄榄粗面玄武岩、玄武粗安岩。岩石化学特征主要显示为钙碱性系列, 玄武岩为碱性玄武岩系列, 晚期向高钾钙碱性系列转化, 稀土元素及微量元素特征与岛弧安山岩相类似, 反映为火山弧环境, 并显示出岛弧由不成熟向成熟发展。垂向上总的演化趋势是由酸性→中酸性→中基性→基性→中酸性; 横向上岩性、岩相变化较大, 其中具有钾玄岩系列性质的橄榄粗面玄武岩、玄武粗安岩仅见于此期火山岩带的南侧, 在一定程度上显示了俯冲带火山岩的成分极性。

Ⅰ型闪长岩—石英闪长岩—英云闪长岩—花岗闪长岩—二长花岗岩组合:包括江让构造岩浆亚带和达雄—邦多构造岩浆亚带(图 2), 岩石类型为石英闪长岩→花岗闪长岩→钾长花岗岩→花岗斑岩系列, 并见闪长岩、石英闪长岩、英云闪长岩、花岗闪长岩和二长花岗岩为主要岩石组合, 以岩株或岩基产出, 均以被动方式侵位于P₂x、K₁Z、K₁d、K₁l地层中, 接触变质作用发育。侵入体边缘常见围岩捕虏体或残留顶盖, 岩石单元之间呈脉动或涌动接触, 常含有微细粒暗色包体(图 3、图 4)。侵入岩和火山岩在岩石地球化学特征上极为类似, 多为硅酸过饱和的铝过饱和至正常类型岩石, 属钙碱性—高钾钙碱性系列, σ < 3.3, K >Na, A/CNK < 1.1。具不同程度的LREE富集型稀土配分形式, LREE分馏程度明显高于HREE, 弱至明显的负铕异常; 与原始地幔相比, 大多数中酸性岩石显示富Rb、Th、K和亏损Ba、Ta、Sr、P、Ti的特点^{[2 ~ 3, 5]}。

图  2  研究区侵入岩分布图

Figure  2.  Distribution map of intrusive rocks in study area

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图  3  花岗闪长岩(K₁γδ²)中闪长质包体

Figure  3.  Dioritic enclosures in granodiorite (K₁γδ²)

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图  4  花岗闪长岩(K₁γδ²)与二长花岗岩呈脉动接触

Figure  4.  Pulsed contact between granodiorite (K₁γδ²)and monzonitic

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在时间上, 由早至晚, 岩石系列由钙碱性系列(或碱性玄武岩系列) →高钾钙碱性系列转化, 为偏铝质或弱过铝质岩石, 主要元素和微量元素判别多属火山弧环境, 晚期向后碰撞环境转化。

2.2   碰撞型组合

主要分布在布母松绒构造岩浆亚带和达雄—邦多构造岩浆亚带, 是俯冲作用结束伴随弧—弧或弧—陆碰撞导制壳幔部分熔融的结果。甲布地区和母松绒地区是由不同结构特点的钾长花岗岩和二长花岗岩构成, 从中粗粒→中粒似斑状→细粒似斑状→细粒演化, 并见花岗斑岩和花岗细晶岩脉在岩体周边产出, 没有同期火山岩伴生。此类花岗岩出露较少, 主要见于甲布和布母松绒地区半环状复式岩基中, 不同岩石单元之间表现为脉动或涌动接触; 多种方法测得岩体同位素年龄范围为65 ~ 73Ma^{[1 ~ 2, 4]}。岩体周围与P₂x、K₁Z、K₁d、K₁l¹、K₁l²不同地层呈侵入接触关系(图 5), 岩体边部, 见围岩捕虏体或围岩残留顶盖, 岩体内部, 暗色微粒包体极少且为二长质包体。化学成分上高钾低钙, K₂O >Na₂O, A/CNK接近或略大于1.1, σ < 3.3, 属高钾钙碱性系列过铝质花岗岩。稀土及微量元素组成特征不同于研究区俯冲期Ⅰ型花岗岩, 主要表现为Sr、Ba、Ti较低, 而K、Rb、Th、U、Ta更为富集。稀土元素分配模式呈明显的LREE富集和明显的负铕异常, 重稀土元素分馏程度最低。

图  5  石英闪长岩与下拉灰岩侵入接触素描图

1.白云岩; 2.白云质大理岩; 3.透灰石矽卡岩; 4.方柱石矽卡岩

Figure  5.  Sketch of intrusive contact between quartz diorite and limestone

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3.   喜马拉雅早期岩浆岩构造组合(陆内俯冲、碰撞型组合)

钙碱性—高钾钙碱性安山岩—英安岩—流纹岩组合:喜马拉雅早期火山岩见于江让乡和麦嘎乡一带, 属林子宗群, 厚度>4000m, 为一套含有大量火山碎屑岩的英安质、流纹质为主夹有玄武岩、安山岩和粗面岩的火山岩组合, 属钙碱性—高钾钙碱性系列。稀土分配模式为LREE富集型, 具明显的负铕异常, LREE分馏程度明显高于HREE; 微量元素原始地幔标准化配分曲线显示大离子亲石元素Rb、Ba、K及放射性生热元素Th、U的强烈富集, Sr、Ta、P、Ti则相对亏损。稀土和微量元素组成特点均类似于现代岛弧或活动大陆边缘火山岩, 是新特提斯大洋板块向北俯冲过程中火山活动较晚阶段的产物。同位素年龄63.9 ~ 61.0Ma^{[2 ~ 3, 5]}。潜火山岩岩石类型有花岗闪长斑岩、英安玢岩、花岗斑岩、流纹斑岩, 呈小岩株或瘤状产出。深成岩体岩石类型为二长花岗岩, 含有较多的暗色闪长质包体(图 6), 多呈大的岩株或岩基产出, 少数呈小岩瘤状产出。早期成因类型为Ⅰ型, 晚期为A型, 岩石化学和地球化学特征和林子宗群十分相似, 岩石化学判别为钙碱性—高钾钙碱性系列, 微量元素判别多属火山弧环境, 晚期向碰撞环境过渡, 具有双重性特点, 指示岩浆形成过程中的多源供给方式和成因上的构造叠加机制, 岩浆成分具有由中性→中酸性→酸碱性演化规律。它们的形成与喜马拉雅时期, 雅鲁藏布江洋块继续向北俯冲有关。

图  6  二长花岗岩中发育大量闪长质包体

Figure  6.  Dioritic enclosures developed in monzonitic granite

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俯冲—碰撞期Ⅰ型闪长岩—花岗闪长岩—二长花岗岩组合:包括布母松绒构造岩浆亚带(图 2), 此类型侵入岩出露零星、规模较小, 面积只有20km²左右。主要呈独立的小岩株侵位仲巴县以北地区典中组火山岩地层中。其次, 在夏康坚南西侧、雪上勒以西下白垩统则弄群上部地层中也有发育。主要岩性为闪长玢岩、花岗闪长玢岩、角闪黑云二长花岗岩及少量钾长花岗岩。花岗岩中含角闪石和黑云母, 副矿物有磁铁矿、磷灰石、锆石、榍石等。岩石化学和稀土、微量元素地球化学特征与区内燕山晚期同类花岗岩相近, 也与则弄群及典中组中酸性钙碱火山岩大体相当。据同位素年龄和围岩时代, 推测此期侵入岩就位时间在60 ~ 35Ma之间^{[2, 5]}。

4.   喜马拉雅中晚期岩浆岩构造组合(陆内拉张型组合)

该岩浆岩构造组合, 为研究区内首次发现, 同位素年龄分别为27.14Ma、15.8 ~ 15.9Ma, 即喜马拉雅中、晚期岩浆岩^{[2 ~ 3, 5]}。

碰撞后陆内拉张型碱性正长岩组合:出露于布嘎寺北西附近, 面积约1.2km², 由不同粒度的角闪霓辉正长岩、方钠石霓辉正长岩组成, 以正长石为主要矿物成分, 不含石英、斜长石; 暗色矿物主要为霓辉石及钠透闪石及比例不等的普通辉石、富钠黑云母。副矿物为磷灰石、榍石、钛铁矿为主, 次为锆石、磷钇矿等。岩石化学成分具高钾、富碱特征, Alk > 11 %, K₂O >8 %, K₂O/Na₂O >2, 里特曼指数σ>9, CIPW标准矿物成分中出现1 % ~ 6 %的霞石分子; 为SiO₂极不饱和的铝正常型或碱过饱和型岩石, 属超钾质的碱性—过碱性系列, 总体上属于碱性正长岩亚类。

碰撞后陆内拉张型钾玄质玄武粗安岩—粗安岩—粗面岩组合:主要分布于布嘎寺周围, 少量见于贝布加布扎及达娃错东侧。以熔岩为主夹火山碎屑岩及少量沉积火山碎屑岩, 产状平缓, 不整合于二叠系、白垩系地层之上。主要岩石组合为粗安岩、粗面岩及少量玄武粗安岩, 偶有白榴石玄武粗安岩或响岩质碱玄岩。普遍含透长石、普通辉石—透辉石、黑云母斑晶(图 7), 有时出现斜长石、橄榄石、白榴石、角闪石斑晶。熔岩中偶尔可见数厘米大小的浑圆状正长岩包体。火山岩在化学成分上与渐新世正长岩相似, 大部分岩石Alk=8.07 % ~ 10.28 %, K₂O=4.60 % ~ 7.07 %且K₂O/Na₂O比值多为1.24 ~ 2.20;σ=3.63 ~ 8.05, 属SiO₂弱过饱和及铝正常型的钾玄岩系列。

图  7  气空状黑云母粗面岩中黑云母斑晶(正交2.5 ×4)

Figure  7.  Vesicular biotite phenocryst in trachyte

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陆内拉张型玄武岩组合:分布于西藏自治区仲巴县麦嘎乡境内, 平面上, 火山岩呈孤立露头零星分布在麦嘎乡政府NEE方向约5km的湖泊北岸斜坡上, 出露面积约0.45km², 火山岩不整合于二叠系昂杰组(CP₁a)碎屑岩和微固结的湖积之上(图 8)。类型为橄榄玄武粗安岩、碱玄岩、碱玄质响岩。该套火山岩为碱性岩系, 钾质类型。化学成分与中国同类火山岩平均化学成分对比, SiO₂、MgO、K₂O含量偏高, 而FeO、TiO₂、Na₂O、CaO含量偏低, 具富硅和高钾的特点。稀土总量高, 轻稀土分馏强, 重稀土分馏相对较弱。微量元素较同类岩石相对富Sr、Ba、Zr、Rb、Th、Hf、Sn等元素, 而Ag、Cu、Mo、Hg等元素丰度相对偏低。其原生岩浆应源于地幔, 但在形成过程中发生过一定程度的分异或同化混染作用^{[2, 5]}。

图  8  第四纪火山岩覆盖于湖积物之上

Figure  8.  Lacustrine deposits overlaid by Quaternary volcanic rocks

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5.   岩浆作用之地球动力学机制

研究区的岩浆岩是冈底斯—念青唐古拉构造岩浆岩带的重要组成部分。岩浆岩的发育不仅与北侧班公湖—怒江特提斯洋的形成、发展及消亡过程密切相关, 也与雅鲁藏布新特提斯洋壳向北俯冲、碰撞紧紧相关联。我们的研究表明:研究区内火山岩与侵入岩在时空上相互联系, 并显示从洋盆扩张→俯冲消减→碰撞隆升→陆内断陷的一级构造旋回之特点。根据岩浆岩的时空分布和成生联系, 再结合区域构造事件, 可将岩浆活动划分为燕山早期、燕山晚期、喜马拉雅早期、喜马拉雅中晚期和喜马拉雅晚期五个岩浆旋回, 每一个岩浆旋回都记录了其形成的地球动力学背景信息(表 1)。

表  1  冈底斯中段措勤地区岩浆作用与区域构造演化的关系^[5]

Table  1.  Relation of Magma Generation and Tectonic Evolution in Cuoqin Area of middle segment of Mt.Gangdise

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5.1   燕山期岩浆作用及地球动力学

燕山期岩浆作用与班公—怒江特提斯洋的形成、发展及消亡历史密切相关。在研究区内的岩石记录为中—晚侏罗世至白垩纪大量火山岩以及同期或略后的侵入岩。

尽管对班公湖—怒江缝合带中蛇绿岩成因、形成时间、所代表的地质构造意义等尚存在不同看法, 但从区域资料看, 班公—怒江特提斯洋及该弧后洋盆的扩张应在中侏罗世及其之前(J₁-J₂?), 并在晚侏罗世中后期开始向南俯冲, 于K₁中早期基本闭合。依据是, 弧后盆地南缘(中仓南侧)的接奴群(J₂-₃J)上部开始出现钙碱性火山弧型安山岩—流纹岩组合, 洋盆内沉积物本身遭受强烈变形及弱变质后, 其上被郎山组(K₁l)灰岩所超覆。而在研究区内拉清—夏康坚以南广大地区的郎山组之下尚发育有2000 ~ 4000m厚度不等的则弄群(K₁Z), 其下部火山弧型钙碱性火山岩累计厚度达1000m以上。早白垩世早期则弄群火山岩形成之时, 也正是该带发生构造变形和蛇绿岩构造侵位的时期。燕山晚期(K), 岩浆活动以大规模的中酸性岩浆岩的侵入和喷发开始, 形成了江让构造岩浆亚带和达雄—邦多构造岩浆亚带的俯冲型花岗岩。火山活动不是北侧接奴群上部火山弧型火山作用简单的继续, 空间上明显向南转移, 主要沿着夏康坚—拉清以南发育, 并于早白垩世早期最为强烈, 构成了以火山熔岩、火山碎屑岩为主的则弄群下部; 此后喷发强度减弱, 爆发强度增大, 早白垩世末—晚白垩世基本平息。

此期火山岩总体属活动大陆边缘或岛弧钙碱性—高钾钙碱性火山岩组合, 且具有从酸性→中酸性→中基性→基性→中酸性的演化趋势。由于班公湖—怒江特提斯洋壳向南的俯冲, 除了在其南侧引发大规模火山弧型钙碱性—高钾钙碱性系列火山喷发外, 火山弧靠大陆一侧的塔若错北岸一带可能因陆壳厚度较大等原因还发育部分钾玄质火山岩。

此期间花岗岩类以Ⅰ型闪长岩—石英闪长岩—英云闪长岩—花岗闪长岩—二长花岗岩为主要组合的侵入岩, 少量辉长岩。从时间上看侵入作用较火山作用略为偏后, 持续时间更长, 具多阶段性。中酸性侵入岩的化学属性与同期岛弧型钙碱性火山岩相类似, 成因类型主要属于板块消减带有关的Ⅰ型花岗岩或壳—幔混源的ACG型花岗岩。

燕山晚期岩浆活动以大规模火山喷发作用开始, 以钾长花岗岩的侵入作用而告结束; 从早到晚, 火山活动渐弱, 侵入作用渐强, 岩浆成分总体向富硅、富碱方向演化。燕山晚期岩浆岩的发育受控于班公—怒江洋盆向南俯冲消减、碰撞和雅鲁藏布江洋盆相继向北俯冲碰撞的双重制约。这一地球动力学过程在冈底斯—念青唐古拉北部的纳木错—申扎—措勤—革吉地区形成了一条规模宏大的陆缘岩浆弧; 在中部和南部形成了由燕山晚期中酸性侵入岩构成的江让构造岩浆亚带和布母松绒岩浆亚带。

5.2   喜马拉雅早期岩浆作用及地球动力学

随着班公湖—怒江洋在早白垩世中晚期俯冲作用的不断减弱及最终关闭, 区内火山活动逐趋平静。古新世开始, 由于雅鲁藏布洋壳持续向北俯冲和软碰撞的加剧, 随后, 在冈底斯南侧发生陆内俯冲, 并在冈底斯中部和北部产生碰撞作用的远程效应, 使研究区中部的措勤、南部的中卢古—孔隆一丁再次发生较大规模的钙碱性火山喷发活动及随后的小规模侵入作用。形成了古近纪林子宗群火山岩和侵位于其中的少量中酸性侵入岩。

该期火山岩为一套典型的火山弧型中酸性—基性—中酸性—酸性火山岩组合, 属陆相中心式—裂隙式喷发, 同位素年龄63.9 ~ 46.22 Ma^{[2 ~ 3, 5]}。岩石地球化学特征与燕山晚期钙碱性系列中、酸性火山岩有类似之处, 与分布在冈底斯—念青唐古拉东部林周、拉萨、羊八井、麻江及申扎等地区林子宗群下部的中酸性火山岩可以对比。

该期侵入岩滞后于火山岩就位, 主要见有闪长玢岩、花岗闪长玢岩及二长花岗岩。属于壳—幔混合源、钙碱性系列的Ⅰ型或ACG类花岗岩, 岩石地球化学特征与林子宗群火山岩十分相似, 它们共同构成了冈底斯岩浆弧的一部分, 是雅鲁藏布新特提斯大洋板块向北大规模俯冲并在陆内产生大规模俯冲的产物。

据前人研究, 雅鲁藏布江洋盆的扩张始于晚侏罗世^[4]。最近研究成果表明:在拉孜地区雅鲁藏布江洋盆中新发现了早三叠、中三叠、晚三叠放射虫硅质岩^[6], 说明此洋的打开时间并不象有人认为的那样始于晚三叠世—早中侏罗世。可能存在多次开与合, 亦可能存在多岛洋的格局和多次的俯冲。无论如何, 晚侏罗世—早白垩世应是洋盆发育的全盛期, 白垩纪晚期—始新世, 新特提斯洋逐步关闭, 至始新世中期结束最后的海相沉积。

5.3   喜马拉雅中晚期岩浆作用及地球动力学

研究区内喜马拉雅期岩浆旋回始于渐新世止于更新世末, 可进一步划分为中—晚期和晚期两个阶段(表 1); 与整个藏北高原已经发现的钾玄岩系列岩浆岩的形成时间可以对比^[2]。

古近纪渐新世(35 ~ 36Ma)起, 双向俯冲和碰撞持续作用, 使地壳相互叠置加厚, 引起地幔拆沉、陆内裂陷。在20 ~ 16 Ma时, 冈底斯带近南北向堑垒式构造格局形成。在这种构造背景及地球动力学机制下, 高钾钙碱性岩系—钾玄岩系—超钾质碱性岩系组合在冈底斯定位形成^{[2, 5]}。

目前已普遍认识到青藏高原新生代富钾火山岩(高钾钙碱性岩系—钾玄岩系—超钾质碱性火山岩)是大陆碰撞造山后期岩浆作用的产物, 同位素地质学资料表明富钾岩浆来源于高原陆壳下同化了大量地壳物质的富集地幔^[7]或岩石圈下部壳—幔混合层的低度部分熔融^[8]。但对于其形成的构造背景却有着不同认识。有的人将其归因于陆内俯冲挤压环境和陆内裂谷拉张环境^{[8 ~ 9]}; 有的人认为与早期高原地壳和岩石圈的加厚及后期岩石圈底部拆离作用引起的隆升和陆内裂陷有关系^[7]; 还有的人认为其形成与陆内不同方向的俯冲有关^{[10 ~ 13]}。

印度与欧亚板块的碰撞大约在60 ~ 45Ma期间, 而始新世中期即45Ma左右是印—欧大陆主体碰撞的高峰, 它彻底结束了青藏高原地区的海相沉积, 从此进入了真正意义上的陆内俯冲和全面隆升阶段。印度地壳俯冲进入班公湖—怒江缝合线以北的高原地幔及软流圈, 高原地壳和岩石圈不断加厚隆升的同时, 高原北部及其腹地深部的地幔受到大量洋壳沉积物及陆壳物质广泛交代而形成为富集地幔。随后, 尤其渐新世以来, 受到东西向拉张的影响^[14], 使冷而重的高原岩石圈地幔底部发生拆沉, 热而轻的软流圈地幔上涌、减压, 产生局部熔融, 富集地幔部分熔融程度的不同能够导致超钾质及钾质岩浆的产生。热的软流圈的快速上升不仅可以抵消地表的塌陷和下降, 甚至还会使高原进一步抬升并同时加大地壳上部的拉伸作用^[15]。岩浆的喷发或侵入活动则受到高原北部及其腹地一些基底深大断裂和地壳上部拉张型断陷盆地的控制。但也不排除在高原周边如西昆仑—可可西里等地, 因塔里木陆块向高原岩石圈之下的A型俯冲, 或因走滑拉分作用产生新生代高钾钙碱性和钾玄岩系列火山岩的可能^{[16 ~ 17]}。事实上, 如果从更广泛的地球动力学背景考虑, 高原岩石圈深部拆沉和上部裂陷作用与晚新生代以来印度块体向北以及塔里木块体向南的陆内俯冲作用有着密不可分的关系^{[18 ~ 19]}, 都是高原岩石圈构造演化机制的一部分。措勤地区及整个高原中北部新生代富钾火山活动正是在这种动力学背景下发生的, 是陆—陆碰撞后岩石圈演化的产物。

据1:25万措勤县幅和1:25万措勤区幅区域地质调查报告, 大约在10Ma^{[3, 5]}, 随着超钾质及钾质岩浆的运移定位, 地壳的均衡效应达到高峰, 正孕育着近东西向的大型走滑, 在8Ma走滑达到高潮^[5], 形成了一系列近东西向展布的山间湖盆, 进而拉开了湖盆沉积史。湖盆的沉积经历了泛湖期后, 冈底斯进入了快速的隆升时期, 部分北西西向的左行走滑下切到地幔, 导致上地幔部分熔融岩浆上升, 喷出地表形成了第四纪火山岩组合^{[5, 20]}。从MgO/Al₂O₃-GPa与矿物组合关系图上(图 9), 求出平衡结晶的压力为1.8GPa。按1GPa ≈33km计算, 火山岩岩浆房的深度约为59.4km。第四纪火山岩的喷出后宣告了青藏高原构造岩浆演化的彻底谢幕。此后, 青藏高原进入了不均衡的块段隆升史, 冰川大量后退, 湖泊快速萎缩, 河流急剧下切, 多级阶地形成。大自然塑造了一幅神秘而壮丽的青藏高原画卷!

图  9  MgO/Al₂O₃-压力与矿物组合关系

MgO/Al₂O₃为WB %比值(据French, etc, 1981)

Figure  9.  MgO/Al₂O₃ vs pressure diagram

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