西藏东部的波密-察隅地区位于雅鲁藏布大拐弯以东，是拉萨地体的南东向延伸部分，以怒江缝合带和雅鲁藏布缝合带为限(许志琴等，2007)。本区在构造上处于青藏高原地区物质南东向逃逸的关键部位，整个区域构造线及其两支缝合断裂在这里急转南下，构成整个青藏高原地区构造转折的一部分。尽管已有的区域地质调查表明本区的物质组成具有与拉萨地体中西部整体类似的特征，如具有类似的变质和沉积组成，中新生代岩浆活动广布等(潘桂棠等，2002)，但波密-察隅地区花岗岩的分布似乎更为广泛。对于该区花岗岩的成因，已有研究立足于年代学和同位素资料，并与拉萨地体中西部相对比，大致是认为贡日嘎布韧性断裂(DFgr) 沿线及其西南的(中) 新生代花岗岩应该对应拉萨地体中西部南侧的冈底斯岩浆带(图 1，中生代花岗岩尚未有报道)，而贡日嘎布韧性断裂东北的早白垩世花岗岩(伯舒拉岭岩浆带) 更可能是怒江特提斯洋南向俯冲闭合后拉萨-羌塘碰撞导致的地壳增厚或残留俯冲板片诱导大规模岩浆活动的产物(Chiu et al., 2009; 朱弟成等，2009)。这些认识考虑了南北两大洋及其后不同陆块碰撞的多重影响，有一定合理性。但笔者最近在伯舒拉岭岩浆带的中北部发现了晚侏罗世的花岗岩(图 1)，以时代和位置推论应该属于怒江洋向南俯冲岛弧的产物，不过其壳源属性与岛弧背景相矛盾。此前(Chiu et al., 2009) 等在该区也报道了198Ma的壳源型花岗岩，但迄今为止却没有与怒江洋俯冲相关的岛弧岩浆岩的发现和报道。这些新资料表明对波密-察隅地区岩浆作用及其大地构造过程的认识需要谨慎，可能还有一些未知的因素没有被揭示。

图 1

Fig. 1

图 1 波密-察隅地区区域地质图及本文样品位置 图中标注的年龄数据除本研究数据外(粉红色字体)，其余数据分别李化启(2011)，Chiu et al. (2009), 董永胜等(2011)，Pan et al. (2009), 以及董汉文未发表资料(64 Ma和62 Ma) 等，具体不一一注明 Fig. 1 Regional geological map of the Bomi-Chayu area and location of the testing samles

研究涉及的波密-察隅地区的区域地质简图如图 1，位于西藏东部的怒江缝合带和雅鲁藏布缝合带之间，其大面积分布的深变质片麻岩系念青唐古拉群\德玛拉群被认为是区域前寒武纪的变质基底沿然乌-察隅一线分布的新元古代-寒武纪波密群是一套绿片岩相的变碎屑岩夹火山岩，被看作是本区最后一期褶皱固化的基底物质(谢尧武等，2007)。零星分布的奥陶系与带状分布的泥盆系是一套灰岩为主的盖层沉积，C-P含砾砂板岩夹局部火山岩在该区中部大面积分布，中生代-早第三纪地层主要分布于区域北部的怒江一线或沿山间盆地沉积。区域内花岗岩分布广泛，几乎所有早中生代或前中生代的盖层和变质岩系都遭受了后期花岗岩的侵入破坏，其形成时代被认为主要集中在中新生代(Chiu et al., 2009; 朱弟成等，2009; 李化启，2011；Pan et al., 2012)。受印度-亚洲碰撞后大规模走滑造山及物质逃逸作用的影响，区内发育大规模的走滑断裂(图 1)，其贡日嘎布走滑断裂(DFgr) 和古玉走滑断裂(DFgy) 被认为是嘉黎断裂在该区的分支(Lee et al., 2003)，而嘉黎断裂是青藏高原南部最重要的走滑断裂之一。

关于怒江和雅鲁藏布两个缝合带的性质，多数观点认为南北两个洋盆于晚三叠世近同时打开，其中北洋盆于早白垩世闭合，而南洋盆则一直持续到新生代初期才最终消失(Yin and Harrison, 2000; 许志琴等, 2006, 2007)。两个大洋的发展演化及随后拉萨-羌塘、拉萨-印度的碰撞和后碰撞作用奠定了本区最后的物质组成和构造格局。

研究用的花岗岩样品分别为采自八宿西南侧的花岗闪长岩(ZD5-3-1) 和察隅北部的糜棱岩化片麻状花岗岩(XZ21-1-1，图 1)，在1:20万(云南省地质局区调队, 1995^①) 和1:25万(西藏自治区地质调查院, 2007^②) 地质图上察隅北部的糜棱岩化片麻状花岗岩均被划入深变质岩系念青唐古拉群\德玛拉群，但其变质程度并不深，只是受嘉黎断裂的东段分支--古玉断裂的影响，变形作用较强，因此藏东地区被认为是区域变质基底的念青唐古拉群\德玛拉群中应该有一部分浅变质强变形的年轻地质体没有被区分出来。

①云南省地质局区调队. 1995. 1:20万竹瓦根幅地质调查报告

②西藏自治区地质调查院. 2007. 1:25万察隅幅地质调查报告

花岗闪长岩样品呈中细粒半自形粒状结构，块状构造，主要矿物为斜长石约60%，石英约22%，角闪石约15%，钾长石少许，主要副矿物为磷灰石和锆石等。斜长石常具明显的环带结构，部分发生了绢云母化，角闪石则具脱水暗化特征，但整体受后期改造较小(图 2a)。察隅北侧的糜棱岩化花岗岩样品则变形较强，呈糜棱结构，定向构造，斑晶约占20%~25%，主要为钾长石和石英，基质粒度细小，以石英、长石和黑云母为主，副矿物有磷灰石、锆石、磁铁矿等。斑晶显示旋转变形特征，基质则表现为定向流动或环绕斑晶分布(图 2b)。

图 2

Fig. 2

图 2 波密-察隅地区晚侏罗世花岗岩的岩相学特征 (a)-花岗闪长岩；(b)-糜棱岩化片麻状花岗岩 Fig. 2 Photomicrograph of the granite samples

相关样品的地球化学分析在国家地质实验测试中心完成，全岩主量和微量元素结果见表 1和表 2，稀土元素MORB标准化配分图解和微量元素MORB标准化蛛网图基于路远发(2004)的GEOKIT软件生成，见图 3。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 波密-察隅地1E晚株罗世花岗岩样品的主量元素分析结果(wt%) Table 1 Representative analysis of the major elements of the Late Jurassic granite in the Bomi-Chayu region (wt%) 样品号 SiO2 Al2O3 CaO Fe2O3 FeO K2O MgO MnO Na2O P2O5 TiO2 CO2 H2O 总量 K2O/Na2O A/CNK XZ21-1-7 71.01 13.96 1.77 1.25 1.58 4.75 0.76 0.05 2.93 0.13 0.43 0.26 0.92 99.8 1.62 1.059 XZ21-1-1 71.6 13.7 1.62 1.11 1.53 5.06 0.71 0.04 2.89 0.12 0.38 0.21 0.98 99.95 1.75 1.04 ZD5-3.2 67.38 16.07 3.8 1.81 1.78 1.79 1.52 0.10 3.44 0.13 0.38 0.17 1.50 99.87 0.52 1.108

表 1 波密-察隅地1E晚株罗世花岗岩样品的主量元素分析结果(wt%) Table 1 Representative analysis of the major elements of the Late Jurassic granite in the Bomi-Chayu region (wt%)

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 波密-察隅地1E晚株罗世花岗岩样品的微量元素分析结果(×10-6) Table 2 Representative analysis of the REE and trace elements of the Late Jurassic granite in the Bomi-Chayu region (×10-6) 样品号 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Y ∑REE XZ21-1-7 37.5 76.5 8.87 34.2 7.77 0.87 7.40 1.13 5.95 1.14 3.33 0.43 2.73 0.4 32.3 188.2 XZ21-1-1 48.5 94.8 11.0 39.2 8.70 0.83 7.55 1.21 7.22 1.45 3.95 0.57 3.91 0.57 38.3 229.5 ZD5-3.2 38.0 71.8 7.47 25.3 4.79 0.87 4.78 0.79 4.53 0.90 2.84 0.41 2.78 0.43 27.6 165.7 样品号 Sr Rb Ba Th Ta Nb Zr Hf Se Cr U Ga Ge LREE/HREE (La/Yb)N δEu XZ21-1-7 64.6 179 513 36 1.85 16.1 256 7.09 7.18 11.7 4.5 18.3 1.47 7.36 16.76 0.34 XZ21-1-1 66.1 298 401 34.7 1.70 14.1 207 6.93 6.97 70.4 4.49 19.2 1.59 7.68 15.13 0.3 ZD5-3.2 464 82.4 217 22.6 1.95 20.4 183 5.32 9.42 10.1 3.14 19.7 2.28 8.49 16.68 0.55

表 2 波密-察隅地1E晚株罗世花岗岩样品的微量元素分析结果(×10-6) Table 2 Representative analysis of the REE and trace elements of the Late Jurassic granite in the Bomi-Chayu region (×10-6)

图 3

Fig. 3

图 3 波密-察隅地区晚侏罗世花岗岩的稀土元素配分图解和微量元素MORB标准化蛛网图 Fig. 3 Trace distribution patterns for the Late Jurassic granite in the Bomi-Chayu region

由表 1可知，尽管两类样品以SiO₂含量统计均落在酸性岩的范围内，A/CNK指数差别也不大，介于1.04~1.11之间，属于准铝至弱过铝质岩石，但花岗闪长岩和片麻状花岗岩的主量元素构成还是存在明显的区别。首先，片麻状花岗岩的硅、碱含量明显高于花岗闪长岩，而铝、钙、铁、镁等元素的含量则比花岗闪长岩低；其次，片麻状花岗岩富钾，K₂O/Na₂O值高达1.5以上，而花岗闪长岩则明显富钠，K₂O/Na₂O值仅为0.52。两类样品的主量元素含量明显与各自的矿物学组成有关，花岗闪长岩以高的斜长石含量和含角闪石为特征，相对基性；而片麻状花岗岩则以高含量的石英和钾长石为特征，更偏酸性，碱性元素含量也更高。这种矿物学和主量元素含量、特别是K₂O/Na₂O比值方面的差异可能预示着岩浆原岩成分的不同。在深成岩的TAS判别图上(图略)，两类样品分别落在花岗闪长岩和花岗岩的范围内。

需要说明的是，由于片麻状花岗样品经历了一定的变质变形，其K₂O、Na₂O含量可能会有所变化，但整体来看测量值仍与其岩性和矿物学组成相匹配，推测变质变形可能发生在一个相对均衡的空间内(如成分比较均一的岩体)，成分变化相对不大。

由微量元素测试数据表 2和图 3可以看出，不同样品的∑REE以及其它微量元素含量有一定差别，如花岗闪长岩样品的稀土总量要比片麻状花岗岩略低，并且前者的Sr含量远高于后者，而Rb、Th含量则相对又低，结合二者K₂O/Na₂O值的明显不同，反映二者的原岩在成分组成方面应有一定差异。但二者在稀土元素配分图和微量元素蛛网图上的变化趋势却是基本一致的，这种近乎一致的趋势线说明测试样品的岩浆源区在有差异的同时又存在一定的相似性。具体来说，稀土元素的配分曲线显示一致的右倾，三个地化样品的∑REE变化于165.7×10^-6~229.5×10^-6，LREE/HREE介于7.4~8.5，(La/Yb)_N=15.1~16.8，属轻稀土富集型，δEu变化于0.30~0.55之间，具中等的负Eu异常，微量元素配分模式图呈Rb、Th等的峰和Ba、P、Ti的谷等。

研究样品(花岗闪长岩样品ZD5-3-1和片麻状花岗岩样品XZ21-1-1) 的锆石LA-ICP-MS U-Pb原位定年在中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室完成。两个样品的的锆石均显示较典型的岩浆锆石特征(图 4)，多数为长柱状或短柱状，半自型-自型晶，环带清楚，表明片麻状花岗岩样品的变质变形对锆石的影响较小，变质程度较低。

图 4

Fig. 4

图 4 测年样品的代表性锆石CL图像特征 (a)-花岗闪长岩的代表性锆石特征；(b)-糜棱岩化片麻状花岗岩的代表性锆石特征 Fig. 4 CL images of reprehensive zircons for the Late Jurassic granite in the Bomi-Chayu region

锆石定年分析所用仪器为Finnigan Neptune型MC-ICP-MS及与之配套的NewwaveUP 213激光剥蚀系统。激光剥蚀所用斑束直径为25μm，频率为10Hz、能量密度约为2.5J/cm²，以He为载气。LA-MC-ICP-MS激光剥蚀采样采用单点剥蚀的方式，锆石U-Pb定年以锆石GJ-1为外标，U-Th含量以锆石M 127为外标进行校正。数据处理采用ICPMSDataCal程序(柳小明等, 2008)，锆石年龄谐和图用Isoplot 3.0程序获得，详细实验测试过程参见侯可军等(2009)。测试结果见表 3，年龄谱图见图 5。

表 3

Table 3

表 3(Table 3)

表 3 样品的锆石LA-ICP-MS U-Pb测试结果 Table 3 The results of zircon LA-ICP-MS U-Pb dating for samples Spots 206Pb/207Pb ±(1σ) 207Pb/235U ±(1σ) 206Pb/238 U ±(1σ) Th/U 207Pb/235U Age (Ma) 206Pb/238U Age (Ma) ZD5-3-1 ZD5-3-1-1 0.0492 0.0011 0.1604 0.0037 0.0237 0.0002 0.87 151±3 151±1 ZD5-3-1-2 0.0483 0.001 0.1528 0.0046 0.0227 0.0002 0.95 144±4 145±1 ZD5-3-1-3 0.0481 0.0015 0.1662 0.011 0.0238 0.0004 1.13 156±9 152±2 ZD5-3-1-4 0.0488 0.0007 0.1566 0.0021 0.0234 0.0002 0.85 148±2 149±1 ZD5-3-1-5 0.0613 0.0003 0.4065 0.0075 0.0478 0.0008 0.18 346±5 301±5 ZD5-3-1-6 0.0493 0.0018 0.1667 0.0077 0.0242 0.0002 0.81 157±7 154±1 ZD5-3-1-7 0.0495 0.0016 0.1637 0.0057 0.0239 0.0002 0.88 154±5 152±1 ZD5-3-1-8 0.05 0.0016 0.1665 0.0069 0.024 0.0002 1.04 156±6 153±1 ZD5-3-1-9 0.0471 0.0013 0.1531 0.0076 0.0232 0.0003 0.67 145±6 148±2 ZD5-3-1-10 0.0487 0.0016 0.1628 0.0092 0.0235 0.0003 0.99 153±8 149±2 ZD5-3-1-11 0.0492 0.0027 0.1745 0.018 0.0245 0.0004 0.91 163±15 156±2 XZ21-1-1 XZ21-1-1-1 0.0538 0.0015 0.1784 0.0046 0.0241 0.0002 0.36 167±4 153±1 XZ21-1-1-2 0.0497 0.0007 0.1647 0.0021 0.0241 0.0002 0.33 155±2 153±1 XZ21-1-1-3 0.0671 0.0008 1.2419 0.0115 0.1344 0.001 0.37 820±5 813±5 XZ21-1-1-4 0.0492 0.0009 0.1617 0.0027 0.0239 0.0002 1.23 152±2 152±1 XZ21-1-1-5 0.0494 0.0008 0.1613 0.0024 0.0237 0.0002 0.29 152±2 151±1 XZ21-1-1-6 0.0494 0.0011 0.165 0.0033 0.0242 0.0002 0.3 155±3 154±1 XZ21-1-1-7 0.0492 0.0012 0.1629 0.0038 0.024 0.0002 0.28 153±3 153±1 XZ21-1-1-8 0.0487 0.0007 0.1617 0.002 0.0241 0.0002 0.3 152±2 154±1 XZ21-1-1-9 0.0515 0.0017 0.1706 0.0055 0.0241 0.0002 0.49 160±5 153±2 XZ21-1-1-10 0.0495 0.0008 0.167 0.0024 0.0245 0.0002 0.45 157±2 156±1 XZ21-1-1-11 0.0576 0.0016 0.1976 0.0052 0.0249 0.0002 0.44 183±4 158±1

表 3 样品的锆石LA-ICP-MS U-Pb测试结果 Table 3 The results of zircon LA-ICP-MS U-Pb dating for samples

图 5

Fig. 5

图 5 波密-察隅地区晚侏罗世花岗岩的锆石年龄谱图 Fig. 5 Zircon age spectra diagram of magmatite samples in the Bomi-Chayu region

从测年结果(表 3、图 5) 可以看出，样品ZD5-3-1的锆石²⁰⁶Pb/²³⁸ U年龄除第五测点301±5Ma外，其余数值较均一，平均值为151±2Ma。该样品各测点的²³²Th/²³⁸U均大于0.1，除第五测点值0.18稍低外，其余测点介于0.67~1.13，反映岩浆锆石的典型特征，151±2Ma的平均年龄应为样品的成岩年龄。第五测点的锆石²⁰⁶Pb/²³⁸ U年龄及²³²Th/²³⁸U比值均与其它锆石显著不同，应为捕获或混入的锆石。样品XZ21-1-1含有一粒年龄为813±5 Ma (第三测点) 的早期锆石，有可能为捕获或后期污染的锆石，其它锆石的²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄介于151~158Ma，平均值为153±1Ma，代表该样品的成岩年龄，相应锆石的²³²Th/²³⁸U值介于0.28~1.23。

分析表明两个样品的成岩年龄分别为151Ma和153Ma，反映晚侏罗世的岩浆活动记录，这也是波密-察隅地区第一次精确确定有该时代的花岗岩存在。

相关样品的锆石Hf同位素测试在中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室Neptune多接收等离子质谱和New waveUP213紫外激光剥蚀系统(LA-MC-ICP-MS) 上进行，Hf同位素分析点选择在U-Pb分析点的相同部位或相同结构的临近部位，实验过程中采用He作为剥蚀物质载气，剥蚀直径采用55μm，测定时使用锆石国际标样GJ1作为参考物质。相关仪器运行条件及详细分析流程见侯可军等(2007)。

锆石Hf同位素分析结果列于表 4，ε_Hf(t)-t图解示于图 6。¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf初始比值和ε_Hf(t) 值根据岩浆岩样品的平均年龄计算，模式年龄是根据亏损幔源计算的(Griffin et al., 2000)。样品ZD5-3-1的¹⁷⁶Hf / ¹⁷⁷Hf及ε_Hf(t) 分别介于0.282412~0.282526和-5.5~-9.6，平均值分别为0.282462和-7.77。样品XZ21-1-1的¹⁷⁶Hf/ ¹⁷⁷Hf和ε_Hf(t) 分别为0.282396~0.282516和-5. 9~-10.1，平均值则为0.282463和-7.75。相应地，两个样品的Hf同位素地壳模式年龄(t_DM2) 也类似，整体介于1300~1500Ma之间，在1400Ma左右相对集中。

表 4

Table 4

表 4(Table 4)

表 4 样品的LA-ICP-MS锆石Hf同位素分析数据 Table 4 The results of zircon Hf isotope analysis for samples Spots 176Yb/177Hf 176Lu/177Hf 176Hf/177Hf ±(2σ) εHf(t) ±(2σ) tDM1(Ma) tDM2(Ma) fLu/Hf ZD5-3-1 Mean age=151Ma 1 0.082383 0.00147 0.282526 0.000014 -5.5 1.1 1040 1278 -0.96 2 0.039258 0.00078 0.282437 0.000014 -8.6 1.1 1145 1435 -0.98 3 0.081947 0.001486 0.282506 0.000013 -6.2 1.1 1069 1315 -0.96 4 0.091599 0.001683 0.28247 0.000012 -7.5 1.1 1126 1380 -0.95 5 0.068917 0.001241 0.28246 0.000014 -7.8 1.1 1126 1395 -0.96 6 0.051475 0.001005 0.282485 0.000013 -6.9 1.1 1085 1349 -0.97 7 0.070204 0.001439 0.282469 0.000013 -7.5 1.1 1120 1380 -0.96 8 0.045656 0.000863 0.282439 0.000013 -8.5 1.1 1145 1431 -0.97 9 0.08487 0.001763 0.282412 0.000013 -9.6 1.1 1211 1484 -0.95 10 0.083926 0.001693 0.282429 0.000012 -9 1.1 1185 1454 -0.95 11 0.073034 0.001494 0.282445 0.000014 -8.4 1.1 1156 1424 -0.96 XZ21-1-1 Mean age=153Ma 1 0.086506 0.001722 0.282469 0.000017 -7.5 1.2 1128 1381 -0.95 2 0.082528 0.001693 0.282452 0.000017 -8.1 1.2 1152 1412 -0.95 3 0.086756 0.001673 0.282491 0.000017 -6.8 1.2 1096 1342 -0.95 4 0.076414 0.00159 0.282512 0.000016 -6 1.2 1063 1303 -0.95 5 0.073624 0.001429 0.282476 0.000019 -7.3 1.2 1110 1368 -0.96 6 0.096654 0.001902 0.282396 0.000018 -10.1 1.2 1238 1513 -0.94 7 0.069709 0.001422 0.282451 0.000016 -8.1 1.2 1145 1413 -0.96 8 0.088031 0.001831 0.282516 0.000016 -5.9 1.2 1064 1297 -0.94 9 0.130567 0.003279 0.282427 0.000022 -9.2 1.3 1240 1464 -0.9 10 0.099934 0.002244 0.282412 0.000015 -9.6 1.2 1227 1486 -0.93 11 0.104677 0.002392 0.282495 0.000016 -6.7 1.2 1112 1338 -0.93

表 4 样品的LA-ICP-MS锆石Hf同位素分析数据 Table 4 The results of zircon Hf isotope analysis for samples

图 6

Fig. 6

图 6 锆石εHf(t)-U-Pb年龄图解 Fig. 6 Plots of εHf(t) vs. U-Pb ages

由分析结果可以看出，尽管两个样品的岩性不同，但却存在类似的Hf同位素组成和地壳模式年龄(t_DM2)，并且各样品测点的ε_Hf(t) 值波动幅度基本处于4个ε单位以内，属于数据测试所引起的误差变化范围(Wu et al., 2006)。结合两个样品的ε_Hf(t) 平均值-7.77和-7.75，基本可以确认研究涉及的晚侏罗世花岗岩属于地壳熔融成因，其原岩从地幔中分离出来的最初时代可能为1300~1500Ma，即藏东的波密-察隅地区在中元古代中期可能发生过大规模的地壳生长作用。

由前述可知，研究发现的晚侏罗世花岗闪长岩和片麻状花岗岩均为壳源岩浆活动的产物，但二者在矿物组成以及主量和微量元素含量方面又存在明显的差异。花岗闪长岩富钠、高锶且含角闪石的特征说明其源岩可能为富钠的中基性变质岩，而高钾、低锶的片麻状花岗岩则可能为钾含量较高的中酸性地壳熔融而成。特别是花岗闪长岩高锶、富铝的特点符合埃达克岩的部分特征(张旗等，2002)，不排除是该区地壳一定程度增厚的反映。本文对其源岩不做详细讨论，下面重点讨论该期花岗岩的构造意义。

与传统认识不同，藏东的波密-察隅地区未发现与怒江洋盆向南俯冲有关的岛弧型岩浆记录，相反，早、晚侏罗世的岩浆活动均表现了壳源特征。很明显，这难以用怒江洋三叠纪裂开，中晚侏罗世俯冲，早白垩世闭合的模式来解释。区域地质事实与传统认识的矛盾要求我们重新审视该区的构造格局和演化过程，本文探讨可能的机制如下：

首先，近年来拉萨地体中部的松多地区新发现了古特提斯阶段的高压榴辉岩(杨经绥等，2007) 和印支期的碰撞造山事件(李化启等，2008；Li et al., 2012)，拉萨地体内古特斯缝合带和印支期造山事件发现和研究的重要意义在于揭示了拉萨地体的解体(南、北拉萨地体之间存在一条新的界限)，示踪了古特提斯洋盆在拉萨地体中的存在以及南、北地块碰撞造山的新信息。那么，这期新发现的构造带和造山事件对波密-察隅地区有没有影响或留有相关地质记录？作为一种解释，我们可以认为本文讨论的早、晚侏罗世壳源花岗岩可以作为印支期造山事件后地壳增厚或伸展阶段岩浆活动的反映或继续，但新发现的印支期造山事件与怒江洋演化的关系及主次问题仍不明晰。

其次，尽管多数学者认为拉萨地体南北两侧的缝合带代表了中生代洋盆发展演化的遗迹，但仍有部分研究人员对此持有异议，如潘桂棠等(2006)认为怒江洋盆的初始发育时代可能要追溯到晚古生代。而雍永源和贾宝江(2000)则认为拉萨地体北侧的怒江缝合带代表的是一个由众多互不相通、时代早晚不同的狭窄洋盆组成的特殊海洋，并提出该特殊海洋的藏东部分于早侏罗世即已闭合，而那时该带的中、西段仍处于扩张状态，即怒江洋遵循一种由东向西剪式闭合加地体逐次拼贴的盆内聚敛消亡模式。雍永源和贾宝江(2000)的观点预示着怒江洋盆的藏东部分在早侏罗世时可能已经闭合，这可以很好的解释该区早、晚侏罗世壳源花岗岩的成因。同时，八宿-丁青等怒江构造带地区以及波密-察隅沿线中侏罗统与下伏地层的不整合(彭兴阶和陈应明, 2000, 王建平等，2002) 似乎也可以为早期造山事件的存在提供支持。

总之，尽管现有资料还不能确认研究涉及的晚侏罗世壳源花岗岩到底是和拉萨地体内新发现的印支期造山事件有关还是与雍永源和贾宝江(2000)强调的怒江缝合带东段的闭合有关，本研究都支持波密-察隅地区侏罗世的壳源花岗岩应该是早期构造事件的反映，地壳增厚或后期伸展可能是本次岩浆活动的可能机制，而和传统认为的怒江洋俯冲没有关系。虽然本文的资料还不足以讨论怒江洋的性质和演化过程，但在本区，怒江洋的确可能如雍永源和贾宝江(2000)分析的那样已经于早侏罗世闭合了。以此理解，波密-察隅地区早白垩世花岗岩浆活动的动力学机制也更可能取决于西南侧雅鲁藏布新特提斯洋的俯冲扰动。

概括本文取得的主要认识有：

(1) 确认西藏东部的波密-察隅地区存在晚侏罗世的花岗岩浆活动，地球化学和Hf同位素组成表明其为壳源成因，不符合该区传统认识的岛弧岩浆岩特征。

(2) 壳源岩浆活动和区域沉积学的证据支持波密-察隅地区应该发生过印支期或早中生代的造山事件，即该区可能早就具有增厚的地壳，其后该区大规模早白垩世岩浆活动的成因也更可能取决于西南部雅鲁藏布新特提斯洋的俯冲扰动。

需要说明的是，本文借助晚侏罗世花岗岩对波密-察隅地区中生代构造-岩浆事件的讨论仅立足于少数地质线索的新发现，有些探讨也未能深入，尚有很多不足和推论的成分，有关该区中生代构造演化的研究还需大量地质工作以及多学科的研究去证实。