2013, Vol. 29
2. 中国地质科学院矿产资源研究所，北京 100037;
3. 中国地质科学院地质研究所，北京 100037
, YANG ZhuSen2
, HOU ZengQian3, ZHENG YuanChuan1, LIU YingChao3, TIAN ShiHong2, FU Qiang3, FEI Fan1
2. Institute of Mineral Resources, CAGS, Beijing 100037, China;
3. Institute of Geology, CAGS, Beijing 100037, China
青藏高原，这一世界屋脊，不仅被誉为探索地球的天然实验室，而且更是我国矿产资源的重要产地。其中冈底斯斑岩成矿带即驱龙-厅宫-邦铺斑岩铜钼成矿带位于南拉萨地体(图 1a)，长达350km，宽约50km(侯增谦等，2001)。众多学者对冈底斯斑岩成矿带中典型矿床进行的详细解剖表明(孟祥金等, 2005, 2006；侯增谦等，2007；杨志明等, 2008a, b ，2011；杨志明和侯增谦, 2009; 唐菊兴等，2010；王焕等，2011；罗茂澄等，2012;Yang et al., 2009；Hou et al., 2009, 2011; Hou and Cook, 2009)，区内矿床主要形成于印度亚洲大陆处于后碰撞伸展的环境，成岩成矿年龄集中于12~18Ma。近来Zheng et al.(2012a)在冈底斯南部明则矿区发现了形成于30Ma的斑岩Mo-Cu成矿作用，该矿床的成矿地质背景、岩浆源区和成矿作用均与中新世冈底斯斑岩铜矿带相似。
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图 1 青藏高原造山带成矿区带图(a, 据Zheng et al., 2012a修改)和邦铺矿区地质简图(b, 底图据周雄，2012) Fig. 1 Geological map of metallogenic belt in Tibetan orogenic belt (a, modified after Zheng et al., 2012a) and of Bangpu deposit (b, base map after Zhou, 2012) |
系统的岩石地球化学研究业已证明(曲晓明等，2001；Hou et al., 2012a, b )，冈底斯成矿带内的含矿斑岩以碱性-钙碱性为主，且均具埃达克质岩属性，并认为岩浆应源自加厚下地壳的部分熔融(侯增谦等, 2003, 2012；Qu et al., 2004, 2007)。与含矿岩浆同期的埃达克质岩浆遍布整条冈底斯带(Hou et al., 2012a, b ；Zheng et al., 2012a, b )，下地壳发生如此广泛和大规模的部分熔融，若仅通过地壳内部机制实现是极难理解的，因而对于产于87°以西的埃达克质岩浆，大多数研究者认为同期源自地幔的钾质-超钾质岩浆可能为其形成提供了大量的热能；然而，钾质-超钾质岩浆在87°以东则尚未见有报道(胡文洁，2012；孙晨光，2007；Zhao et al., 2009)，冈底斯东段后碰撞阶段广泛的埃达克质岩浆的热源问题仍未很好解决。
目前冈底斯斑岩铜矿带东段在后碰撞环境下尚缺乏独立基性端元岩浆存在的报道，仅在局部岩体内发现镁铁质包体。Zheng et al.(2012a)在明则含矿斑岩中发现了大量镁铁质包体，认为其源自拉萨地体岩石圈地幔的部分熔融，并为埃达克质岩浆的形成提供了热源。虽然前人针对赋存于中酸性岩浆里的镁铁质包体做过大量研究，然而由于镁铁质包体与寄主岩石通常会发生强烈的化学交换作用，通过包体来限定地幔性质存在一定的局限性。独立的基性岩则不存在这个问题，它受到中酸性岩浆的混染程度小，更好地保存了基性岩浆的原始特征，因而能更准确地反映地幔端元性质，使我们更深刻地了解区域岩浆的形成机制，为探讨深部动力学演化过程提供依据。本文报道的邦铺辉绿玢岩呈独立脉体产出，其发现为限定地幔性质、岩浆活动时期、以及探索地幔物质对区域岩浆活动及成矿的影响提供了机会。
2 矿区地质邦铺矿床位于西藏特提斯构造域冈底斯念青唐古拉地体中南部。矿区岀露地层较为简单，除第四系外，主要有下二叠统洛巴堆组(P1l)灰岩和古近纪典中组(E1d)火山岩。典中组地层与洛巴堆组地层之间以断层接触(周雄，2009)。矿区侵入岩比较发育，约占矿区总面积的50%以上。岩体多数呈大规模的侵入体产出，也有的呈小型的岩枝、岩脉产出。岩浆岩主要包括：二长花岗斑岩、花岗斑岩、花岗闪长斑岩、黑云母二长花岗岩、闪长玢岩及辉绿玢岩等(图 1b)。Mo-Cu含矿斑岩主要为二长花岗斑岩及闪长玢岩。通过对邦铺矿区11个钻孔的详细编录，发现邦铺斑岩钼铜矿床具有典型斑岩矿床的蚀变分带特征，从中心向外围依次为：黑云母化带、硅化带、绢云母化带以及青磐岩化带，粘土化多呈补丁状分布于硅化带及青磐岩化带中。
辉绿玢岩主要分布在矿区的东北部，并呈岩脉状产出于典中组火山岩中(图 1b)，出露面积约0.23km2，未见与其它岩体有穿插关系。岩体总体较为新鲜，未发生明显的热液蚀变，说明辉绿玢岩成岩作用发生于邦铺斑岩成矿作用之后。
3 样品采集及分析方法 3.1 采样位置及样品特征本文用于测试的样品采自邦铺矿区东北部，经纬度坐标分别为29°53′52.7″N，91°56′12.9″E，具体位置如图 1b所示。共采集辉绿玢岩10块，挑选5块蚀变较弱的进行全岩化学分析，其余的均用于挑选锆石。
辉绿玢岩：风化面呈灰绿-墨绿色，新鲜面呈绿色(图 2a)，斑状结构，块状构造，主要组成矿物为辉石和斜长石。斑晶以斜长石为主，约占10%。基质主要为辉石(45%)、斜长石(40%)，以及少量隐晶质矿物(5%)。在显微镜下，板状的斜长石及板柱状的辉石较为杂乱地分布(图 2b)，仅在局部见典型的辉绿结构。部分样品有轻微的蚀变，蚀变矿物主要为阳起石、绿泥石、方解石。
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图 2 邦铺辉绿玢岩岩石学特征 Pl-斜长石；Pyr-辉石 Fig. 2 Petrological characteristics of the diabase porphyrite in Bangpu deposit Pl-plagioclase; Pyr-pyroxene |
测试的岩石样品通过手标本及镜下鉴定，选取较新鲜无污染的样品碎至200目，送至国家地质实验测试中心进行主微量元素测定。主量元素的分析是在荷兰帕纳科公司Axios波长色散X射线荧光光谱仪(XRF)上完成，微量元素的分析则在ICP-MS上完成。
3.3 锆石U-Pb定年锆石样品的分离和挑选由廊坊市地岩矿物分选有限公司完成。锆石制靶及阴极发光图像由北京锆石领航科技有限公司完成。将待测锆石置于玻璃板上用无色透明环氧树脂固定，待环氧树脂充分固化后，将靶上的锆石粗磨、细磨至约一半使锆石中心部位暴露并抛光；样品经反射光和透射光照相后，用阴极发光(CL)扫描电镜进行图像分析，然后清洗镀金待测。根据阴极发光图像分析确定单颗粒锆石的成因类型，选择待测点。测定时选择颗粒较大、较自形、清晰的锆石，尽量避开裂纹和包裹体。
LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb定年测试分析在中国地质科学院矿产资源研究所MC-ICP-MS实验室完成，锆石定年分析所用仪器为Finnigan Neptune型MC-ICP-MS及与之配套的Newwave UP 213激光剥蚀系统。激光剥蚀所用束斑直径为25μm，频率为10Hz，能量密度约为2.5J/cm2，以He为载气。数据处理采用ICPMSDataCal程序(Liu et al., 2010)，测量过程中绝大多数分析点206Pb/204Pb>1000, 未进行普通铅校正，204Pb由离子计数器检测，204Pb含量异常高的分析点可能受包体等普通Pb的影响，对204Pb含量异常高的分析点在计算时剔除，锆石年龄谐和图用Isoplot 3.0程序获得。详细实验测试过程可参见侯可军等(2009) 。样品分析过程中，Plesovice标样作为未知样品的分析结果为336.5±1.1Ma(n=3, 2σ)，对应的年龄推荐值为337.13±0.37(2σ)(Sláma et al., 2008)，两者在误差范围内完全一致。
3.4 锆石原位Hf同位素分析锆石Hf同位素测试同样是在中国地质科学院矿产资源研究所MC-ICP-MS实验室进行。所用仪器为Finnigan Neptune型MC-ICP-MS及与之配套的Newwave UP 213激光剥蚀系统，分析时激光束斑直径为55μm，分析点为已经打过U-Pb年龄并且粒径较大的锆石，相关分析流程见侯可军等(2007) 。Hf亏损地幔模式年龄(tDM)的计算采用现今的亏损地幔176Hf/177Hf=0.28325和176Lu/177Hf=0.0384(Vervoort and Blichert-Toft, 1999)。
4 分析测试结果 4.1 常量元素组成邦铺辉绿玢岩的主微量元素分析结果如表 1所示。在辉绿玢岩五个样品中，BP12-3-1-2烧失量大于6%，因而常量元素结果不予考虑。其余四块样品SiO2含量变化于48.39%~50.08%之间，(K2O+Na2O)为3.27%~3.82%，平均为3.50%；Al2O3含量为14.89%~15.46%，平均为15.16%。MgO的含量为7.92%~9.12%，Mg#值为61.72~64.79，TiO2变化于0.79%~1.14%之间。在TAS全碱图(图 3a)和不活泼元素比值的Zr/TiO2-Nb/Y图解(图 3b)中，邦铺辉绿玢岩样品均落于亚碱性系列玄武岩区域内。
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表 1 邦铺辉绿玢岩主量元素(wt%)及微量元素(×10-6)分析结果 Table 1 Major (wt%) and trace element (×10-6) analyze results of the diabase porphyrite in Bangpu deposit |
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图 3 邦铺辉绿玢岩SiO2-(K2O+Na2O)图解(a, 底图据Irvine and Baragar, 1971)和Nb/Y-Zr/TiO2图解(b, 底图据Cox et al., 1979) Fig. 3 SiO2-(K2O+Na2O) diagram (a, after Irvine and Baragar, 1971) and Nb/Y-Zr/TiO2 diagram (b, after Cox et al., 1979) of the diabase porphyrite in Bangpu deposit |
邦铺辉绿玢岩稀土总量∑REE较为均一，其值为44.93×10-6~67.58×10-6，平均53.24×10-6。轻重稀土分馏不明显，LREE/HREE=2.79~3.12，(La/Yb)N=2.03~2.33，显示为弱右倾型的稀土配分模式(图 4a)。δEu变化范围为1.00~1.12，显示微弱的正Eu异常。在原始地幔标准化的微量元素比值蛛网图(图 4b)上，邦铺辉绿玢岩富集Sr、Ba、U，强烈亏损Rb、K等元素。相容元素Ni、Cr含量平均值分别为89×10-6和256×10-6，相对于原生玄武岩浆范围(Ni=300×10-6~400×10-6，Cr=300×10-6~500×10-6；Frey et al., 1978)较低。
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图 4 邦铺辉绿玢岩及达孜玄武岩、驱龙闪长质包体、赛利普超钾质岩和查加寺钾质岩平均值的稀土元素球粒陨石标准化图解(a)和微量元素原始地幔标准化图解(b)(球粒陨石和原始地幔值据Sun and McDonough, 1989) 达孜玄武岩数据引自Gao et al. (2008) ；驱龙闪长质包体数据引自杨志明 (2008) ；赛利普数据孙晨光等(2007) ；查加寺数据胡文洁等(2012) Fig. 4 Chondrite-normalized rare earth element patterns (a) and primitive-mantle-normalized trace element patterns (b) of the Bangpu diabase porphyrite and of the average values of the Dazi basalt, Qulong diorite enclave, Sailipu ultrapotassic rock and Chajiasi potassic rock (chondrite and primitive mantle values after Sun and McDonough, 1989) Data of Dazi basalt from Gao et al. (2008) ; Qulong diorite enclaves from Yang (2008) ; Sailipu from Sun et al. (2007) ; Chajiasi from Hu et al. (2012) |
用于测试的锆石多数呈长柱状或短柱状，长宽比介于1：1~2：1之间，粒径变化范围为40~100μm。锆石自形程度较好，大部分锆石呈现白色或浅灰色，也有少数锆石呈黑色。如阴极发光(CL)图像(图 5a)所示，绝大多数锆石发育密集震荡环带，具有岩浆成因锆石的典型特征(吴元保和郑永飞，2004)，还有一些锆石呈黑色，不见震荡环带。
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图 5 邦铺辉绿玢岩锆石阴极发光图像(a)和U-Pb年龄和谐图(b) Fig. 5 Cathodoluminescence images (a) and U-Pb concordia diagram (b) of zircons from the diabase porphyrite in Bangpu deposit |
邦铺辉绿玢岩共完成了18个锆石点的测试，其中10个点为锆石有效点。岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析结果见表 2。锆石中U含量变化于304.9×10-6~2435×10-6之间，平均值为1799×10-6；Th则变化于822.6×10-6~3580×10-6之间，平均值为1210×10-6；Th/U比值变化于1.07~3.46之间，远大于0.1，属于岩浆成因锆石(Belousova et al., 2002；吴元保和郑永飞，2004)。利用Isoplot3(Ludwig，2003)程序进行了谐和曲线投影和206Pb/238U加权平均年龄的计算。结果表明，在207Pb/235U-206Pb/238U谐和图上(图 5b)，所有分析点都集中在一致线及其附近的一个很小区域内，等时线年龄为14.46±0.38Ma(其中MSWD=2.0，n=10)，表明辉绿玢岩岩脉形成于新生代，与成矿年龄14.92Ma(周雄，2012)近于一致。
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表 2 邦铺矿床辉绿玢岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测试数据 Table 2 LA-ICP-MS zircon dating result of the diabase porphyrite in Bangpu deposit |
对邦铺辉绿玢岩中晶形较大的10颗已经进行了U-Pb定年的锆石进行了Lu-Hf同位素分析，分析结果如表 3所示。10个测点的176Lu/177Hf比值基本都小于0.002，显示锆石在形成后具有极少的放射成因Hf的积累，因此所测定的176Hf/177Hf比值可以代表锆石结晶时体系的Hf同位素组成(Amelin et al., 1999)。176Hf/177Hf比值分布于0.282851~0.282960之间，平均值为0.282897，εHf(t)值为3.1~7.0，平均值为4.7，单阶段Hf模式年龄tDM为512Ma，二阶段Hf模式年龄tDMC为797Ma，fLu/Hf平均值为-0.95。
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表 3 邦铺矿床辉绿玢岩锆石Lu-Hf同位素原位分析结果 Table 3 LA-ICP-MS in situ zircon Lu-Hf isotopic analytical results of the diabase porphyrite in Bangpu deposit |
邦铺矿区地表岩体面积出露较广，约占矿区总面积的50%左右。含矿岩体为二长花岗斑岩及闪长玢岩。二长花岗斑岩锆石U-Pb年龄为16.23±0.19Ma(罗茂澄等，2011)，闪长玢岩锆石U-Pb年龄为14.96±0.16Ma(Wang et al., 2012)，二者与成矿年龄即辉钼矿Re-Os年龄15.32±0.79Ma(孟祥金等，2003)在误差范围内一致。邦铺辉绿玢岩成岩年龄为14.46±0.38Ma，与成矿年龄近于一致，说明辉绿玢岩的成岩作用与邦铺矿床成矿存在着密不可分的联系。邦铺辉绿玢岩年龄的精确测定表明14Ma左右在青藏高原存在有幔源岩浆的活动，并产生了独立的基性端元，这也表明幔源物质对冈底斯斑岩成矿带矿床的成矿发挥了不可替代的作用。
5.2 岩浆作用及其源区探讨邦铺辉绿玢岩SiO2含量较低，介于48.39%~50.08%之间，Mg#变化于61.72~64.79之间，接近于原生玄武质岩浆的范围。但其Cr、Ni含量相对于原生玄武质岩浆较低，说明邦铺辉绿玢岩经历了一定程度的橄榄石、单斜辉石等镁铁质矿物的分离结晶。岩石稀土元素分配曲线呈平缓的右倾形式，轻重稀土分异不明显，无明显的负Eu异常，表明岩浆分离结晶的程度并不强，可以近似认为辉绿玢岩是岩浆源区平衡部分熔融的产物。所以，我们可以根据辉绿玢岩的岩石地球化学特征来示踪岩浆源区。
在YbN-(La/Yb)N(图 6a)及Y-Sr/Y(图 6b)图解中，邦铺辉绿玢岩五个样品都不具备埃达克岩的属性，而冈底斯斑岩铜矿带的含矿斑岩均位于埃达克岩的区域内(图 6)，这都说明辉绿玢岩的源区与中新世同斑岩铜矿成矿相关的埃达克质斑岩不一致，不可能起源于碰撞加厚的新生下地壳。驱龙与邦铺同属于冈底斯斑岩铜矿带，空间距离上相距不到40km，是一超大型的斑岩Cu-Mo矿床。在驱龙出露一些闪长质的包体，其锆石U-Pb年龄为19.5±0.4Ma(杨志明，2008)，如此相近的距离及相似的年龄使我们更加去关注它们在成因上的联系，以及是否起源于相同的源区？在微量元素配分图解(图 4b)上，邦铺辉绿玢岩与驱龙闪长质包体均显示出弧岩浆的特征，富集Ba、Sr、U等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素，但驱龙闪长质包体强烈的稀土分异特征(图 4a)与邦铺辉绿玢岩明显不同。驱龙闪长质包体较高的Sr/Y及La/Yb比值，以及相对明显的MREE和HREE分异特征表明发生弱石榴石角闪岩化的新生下地壳是其形成的最理想源区(杨志明，2008)。这也再次证明邦铺辉绿玢岩不可能由新生下地壳部分熔融而形成。
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图 6 邦铺辉绿玢岩YbN-(La/Yb)N (a)和Y-Sr/Y (b)图解(底图据侯增谦等，2007) 冈底斯斑岩成矿带含矿斑岩数据引自Hou et al., 2009 Fig. 6 YbN vs. (La/Yb)N (a) and Y vs. Sr/Y (b) diagrams of the diabase porphyrite in Bangpu deposit(after Hou et al., 2007) Data of ore-bearing porphyries in the Gangdese porphyry copper metallogenic belt are from Hou et al., 2009 |
邦铺辉绿玢岩稀土总量较低，平均值为53.24×10-6，(Ce/Yb)N平均值为2.08，与地球平均值(1.15)接近；(La/Yb)N变化于2.03~2.33之间，平均值为2.24，反映幔源原始岩浆的特征。由于Nb、Zr、Y这三种元素在地幔-玄武质熔浆间的总分配系数近于1，又由于它们的不活动性，不受交代、蚀变或风化作用的影响，因而可以基本上代表源区地幔的成分。在Nb-Zr-Y(图 7a, b)图解中，邦铺辉绿玢岩落在亏损地幔的端元内，显示出亏损地幔的源区特征。邦铺辉绿玢岩属于过铝质岩石，Th/Nb、Ba/Th、Zr/Nb及Ba/La的平均值分别为0.72、75.59、53.89、9.48，显示出壳幔源混合的特征，说明源区岩浆在成岩过程中受到一定程度地壳物质的混染。同时邦铺辉绿玢岩176Hf/177Hf比值平均值为0.282897，并且具有较高的εHf(t)值，其平均值为4.7，与矿区含矿的二长花岗斑岩(εHf(t)平均值为4.5)相似(图 8)，接近亏损地幔Hf同位素组成，进一步表明辉绿玢岩具有亏损地幔的源区特征。
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图 7 邦铺辉绿玢岩Zr-Nb (a)和Zr-Y (b)图解(底图据赵振华, 1997) Fig. 7 Zr vs. Nb (a) and Zr vs. Y (b) diagrams of the diabase porphyrite in Bangpu deposit (after Zhao, 1997) |
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图 8 邦铺辉绿玢岩的Hf同位素组成和锆石U-Pb年龄作图(底图据杨志明，2008) Fig. 8 Plot of εHf(t) versus U-Pb ages of zircons from the diabase porphyrite in Bangpu deposit (after Yang, 2008) |
为了更好地限定岩浆的源区特征，把邦铺辉绿玢岩与达孜玄武岩、后碰撞期的钾质-超钾质岩(赛利普、查加寺)做以对比研究。达孜玄武岩具有较高的Mg含量，Mg#较高，介于53~77之间，K2O含量低，绝大部分小于0.5%，Al2O3变化于14.38%~17.99%之间(Gao et al., 2008)，这些均与邦铺辉绿玢岩高Mg、Fe，低K的特征一致。邦铺辉绿玢岩的稀土配分模式与达孜玄武岩较为一致(图 4a)，曲线平缓，轻重稀土分异不明显。微量元素原始地幔标准化曲线相差不大(图 4b)，相较于达孜火山岩，邦铺辉绿玢岩Th亏损不明显，Nb、Ta分离，这是地壳物质混染的结果。二者Cr、Ni含量均较高，Pb较富集，具备岛弧玄武岩的特征。现在普遍被接受的观点是，达孜玄武岩源区为软流圈地幔，并受到俯冲沉积物的混染。邦铺辉绿玢岩与达孜玄武岩(40~38Ma)虽然成岩年龄相差很大，但相似的地球化学特征不能否认它们源区的一致性。所以邦铺辉绿玢岩应来自于上涌软流圈地幔的熔融，并受到了一定地壳物质的混染。
现在普遍认为，后碰撞的钾质-超钾质岩多显示富集地幔的特征，其源区可能是交代富集上地幔低度部分熔融的产物(胡文洁等，2012；孙晨光等，2007)。在图 4中可见，赛利普和查加寺岩石具有相似的稀土和微量元素配分模式，类似于埃达克岩的成分特征，较强的轻重稀土分异特征及高的Sr/Y比值、低的MgO、Y含量明显不同于邦铺辉绿玢岩的岩石地化特征。钾质-超钾质岩浆绝大部分分布在87°以西的区域，这也证明在后碰撞伸展阶段东西地幔性质的不一致性。
5.3 成岩构造背景及区域构造岩浆演化利用微量元素进行构造岩浆判别是构造背景分析中的一种有效手段，但构造背景存在多种制约因素，所以我们选取多种元素综合判别成岩的构造环境，希望可以真实还原当时的构造演化过程。在Hf-Th-Ta(图 9a)和Zr-Ti图解(图 9b)中，五个点均落入岛弧拉斑玄武岩的范围内；在Zr-Zr/Y图解(图 9c)中，岩石也全部落在火山弧玄武岩中，结合岩石地球化学特征，说明邦铺辉绿玢岩虽形成于大陆碰撞后伸展的环境，但其源区岩浆地球化学特征与岛弧岩浆岩类似。
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图 9 邦铺辉绿玢岩Hf/3-Th-Ta图解(a)、Zr-Ti图解(b)和Zr-Zr/Y图解(c) (底图据赵振华, 1997) Fig. 9 Hf/3-Th-Ta diagram (a), Zr-Ti diagram (b) and Zr-Zr/Y diagram (c) of the diabase porphyrite in Bangpu deposit (after Zhao, 1997) |
65Ma之前，新特提斯洋壳板片向欧亚大陆下俯冲，大约在65Ma左右，新特提斯洋结束俯冲，印度大陆与欧亚大陆开始强烈碰撞(图 10a)。65~40Ma之间，新特提斯洋片与印度岩石圈地幔一起向拉萨地体下俯冲，在重力或其它的作用力下，发生俯冲洋壳板片的回卷及印度岩石圈地幔的断离与回返，软流圈物质上涌，带来的热量导致特提斯洋片部分熔融，最终形成至今大面积分布的冈底斯花岗岩基和林子宗火山岩，强烈的碰撞也使地壳大幅度增厚(图 10b)。40~25Ma，俯冲的印度板片发生拆沉(40Ma)，软流圈物质上涌，一部分软流圈物质部分熔融直接上升至地表，最终形成达孜火山岩；另一部分则底垫于加厚的岩石圈之下，传递软流圈的热量，使地壳及岩石圈地幔(新生下地壳)的地热梯度增高，最终部分熔融形成冈底斯南亚带的具埃达克性质的岩石、镁铁质的包体及钾质超钾质岩(图 10c)。25~8Ma，印度板片继续向北俯冲，并且推动已经拆沉的岩石圈地幔继续向北迁移，到达了冈底斯中亚带的位置；当上涌的软流圈部分熔融并直接上升至近地表时，形成邦铺辉绿玢岩，上升过程中受到来自地壳物质的混染；而当热的软流圈提供热量，导致岩石圈地幔及新生的下地壳部分熔融时，则形成冈 底斯斑岩铜矿带广泛分布的埃达克质斑岩、驱龙的闪长质包体以及钾质 超钾质岩等(图 10d)。~8Ma，印度板片继续向北俯冲，直至班公湖-怒江缝合带，不再有上涌的软流圈提供热量，后碰撞期的岩浆活动也即终止(图 10e, Zheng et al., 2012a, b )。
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图 10 印度-亚洲碰撞造山带构造岩浆演化示意图 Fig. 10 Schematic illustrations of magma-structure evolution of Indian-Asian convergent zone |
(1) 邦铺辉绿玢岩富Mg、Fe，亏损K，轻重稀土分异不明显。锆石U-Pb年龄为14.46±0.38Ma，εHf(t)的平均值为4.7，接近于亏损地幔Hf同位素组成，表明邦铺辉绿玢岩主要源自具亏损性质地幔的部分熔融。
(2) 邦铺辉绿玢岩属于典型的弧岩浆岩，其岩石地球化学特征与达孜玄武岩具有高度的一致性，说明二者具有相同的源区，即由于印度板片发生断离，软流圈物质上涌并部分熔融而形成。其成岩年龄的差距是印度板片向北俯冲到不同位置的结果。邦铺辉绿玢岩在成岩过程中受到一定程度地壳物质的混染。
(3) 邦铺辉绿玢岩呈独立脉体产出，其较好地保存了岩浆的原始特征，因而岩浆可以作为后碰撞期岩浆演化的基性端元，从而为限定地幔性质、岩浆活动时期、以及探索地幔物质对区域岩浆活动及对成矿的影响提供了机会。
致谢 感谢国家测试中心邓月金老师在主微量测试中提供的帮助。中国地质科学院矿产资源研究所MC-ICP-MS实验室侯可军、郭春丽老师在锆石U-Pb及Hf同位素测试中给予了指导。梁维、张雄、徐玉涛等参与了野外的工作。感谢赵志丹老师和董国臣老师提出的宝贵建议！| [] | Amelin Y, Lee DC, Halliday AN, Robert TP. 1999. Nature of the Earth's earliest crust from hafnium isotopes in single detrital zircons. Nature, 399(6733): 252–255. DOI:10.1038/20426 |
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