2016, Vol. 32
2. 吉林大学地球科学学院, 长春 130061;
3. 中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029
2. College of Earth Science, Jilin University, Changchun 130061, China;
3. Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China
近二十年的研究成果表明，龙木错-双湖-澜沧江板块缝合带代表了青藏高原范围内古特提斯洋闭合的残迹(李才，2008)。在该缝合带沿线，已经发现了多出蛇绿岩的信息，如角木日地区的二叠纪蛇绿岩(翟庆国等，2004)，果干加年山和桃形湖等地的奥陶纪-石炭纪蛇绿岩(Zhai et al., 2010，2013b，2015; 李才等，2008; 吴彦旺等，2009; 胡培远等，2009)。另外，在双湖地区发现了晚泥盆世法门期和二叠纪-三叠纪放射虫硅质岩(朱同兴等，2006)，这些研究资料显示，羌塘中部地区古特提斯洋的演化时限为早古生代-早中生代。此外，羌塘中部印支期高压变质带(Li，1997; Li et al., 2006; Bao et al., 1999; Kapp et al., 1999，2000; Xia et al., 2001; 李才等，2002; Zhai et al., 2011a，b)和同碰撞-后碰撞花岗岩的确立(黄小鹏等，2007; 胡培远等，2010)，将该古特提斯洋碰撞闭合的时代限制在晚三叠世。这些研究成果为羌塘中部地区古特提斯洋的打开和闭合的时限提供了初步制约，然而一个大洋的形成→扩张→萎缩→碰撞闭合的演化历史，是一个漫长而复杂的地质过程，该大洋的演化过程依然存在很多空白，尚有许多地质问题没有解决，如：古特提斯洋由扩张转为消减的时代、洋壳俯冲消减的机制等。
通常认为，花岗岩与大地构造环境之间存在密切的关系(张旗等，2007)。在大洋演化过程中，洋壳的俯冲消减必然导致洋盆的萎缩，最终导致洋盆的闭合。在这一过程中可以形成多种类型的花岗岩，并且最终残留于板块缝合带中。对这些花岗岩的构造环境进行探索可以为古大洋的演化提供约束。A型花岗岩是一种较为特殊的花岗岩类型，形成于地壳伸展减薄的构造背景，具有特殊的构造意义(张旗等，2012)。新近在羌塘中部冈玛错地区识别出一个A型花岗岩岩体，本文试图通过对该岩体的全岩地球化学、同位素年代学以及锆石Hf同位素的研究，揭示其岩浆源区特征以及构造背景，从而为羌塘中部古特提斯洋演化研究提供新资料。
2 地质概况冈玛错位于改则县城北约200km(图 1a)，地处龙木错-双湖-澜沧江板块缝合带中西段。区内断裂构造发育，主要以东西向断裂为主，并且表现为一系列的大型南向逆冲断裂(图 1b)。区内出露的地层时代主要为晚古生代，岩石总体变质程度较低，大面积分布的是冈瓦纳相上石炭统-下二叠统展金组(C2-P1z)，而在冈玛错以东的地区出露有扬子型的上石炭统日湾茶卡组(C1r)和望果山组(C1w)。望果山组为一套弧火山岩组合，岩性主要为玄武岩、安山岩和英安岩等，其中安山岩的锆石U-Pb定年结果为346~350Ma(Jiang et al., 2015)，而日湾茶卡组为整合于望果山组之上的一套浅水台型石灰岩和碎屑岩沉积，产丰富的蜓、珊瑚和腕足类等化石(姜建军等，1991)。该地区的蛇绿混杂岩在驼背岭和黑脊山一带露头较好，岩石端元也比较齐全，主要岩石类型为蛇纹岩、堆晶辉长岩、斜长花岗岩、枕状玄武岩和硅质岩，时代主要为奥陶纪(Zhai et al., 2010)和石炭纪(Zhai et al., 2013b)。区内还出露有高压变质带，岩性包括榴辉岩、大理岩和石榴石白云母片岩，为羌塘中部高压变质带的一部分，记录了扬子板块与冈瓦纳板块俯冲碰撞以及折返的过程(李才，2008)。本文研究的花岗岩体出露于冈玛错以南约5km处，四周均被古近系康托组以角度不整合覆盖。岩石手标本总体呈肉红色(图 2a)，具细粒花岗结构，块状构造。经镜下鉴定，室内定名为钾长花岗岩，主要矿物组成为石英(25%~30%)、碱性长石(35%~45%)和斜长石(20%~25%)；碱性长石主要为条纹长石，与石英相互交生，发育显微文象结构；斜长石主要为钠长石，普遍发育聚片双晶；副矿物有锆石、磷灰石、褐帘石和榍石等(图 2b)。
 | 图 1 青藏高原构造划分简图(a)和羌塘中部冈玛错地区地质简图(b) 1-古近系和第四系；2-上石炭统-下二叠统展金组(C2-P1z)；3-下石炭统日湾茶卡组(C1r)；4-下石炭统望果山组(C1w)；5-蛇绿混杂岩；6-高压变质带；7-早石炭世花岗岩；8-断层；9-同位素年龄 Fig. 1 Simplified tectonic map of the Tibetan Plateau(a) and geological sketch map of the Gangmacuo area in the central Qiangtang(b) |
 | 图 2 冈玛错钾长花岗岩的野外露头照片(a)和镜下照片(b) Q-石英；Pl-斜长石；Kfs-碱性长石 Fig. 2 Field characteristic(a) and photomicrograph(b)of Gangmacuo K-feldspar granites |
锆石U-Pb测年样品中锆石的分选在河北省区域地质调查院完成，采用常规的重液和磁选方法进行分选，最后在双目显微镜下挑纯。样品靶的制备在中国地质科学院地质研究所完成，制成的样品靶直径为25mm。样品靶打磨时，需要将大多数锆石颗粒中心部位暴露出来，然后抛光，待下一步的工作。锆石的阴极荧光图像分析在北京大学物理学院电镜室的阴极荧光分析系统(FEI公司生产的Quatan 200F型场发射环境扫描电镜+Gatan公司Mono CL3阴极荧光谱仪)上完成，分析方法和条件参阅参考文献(陈莉等，2005)。
花岗岩样品的锆石U-Th-Pb分析在中国地质大学地学实验中心元素地球化学研究室完成，分析仪器为美国New Wave Research Inc.公司生产的193nm激光剥蚀进样系统(UP 193SS)和美国AGILENT科技有限公司生产的Agilent 7500a型四级杆等离子体质谱仪联合构成的激光等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)。本次分析193nm激光器工作频率为10Hz，剥蚀物质载气为高纯度He气，流量为0.7L/min；Angilent等离子质谱仪工作条件：冷却气(Ar)流量1.13L/min；测试点束斑直径为36mm，剥蚀采样时间为45s，具体分析流程见Yuan et al.(2004)。锆石91500(Wiedenbeck et al., 1995)作为外部标准来校正分析过程中的同位素分馏，NIST610作为外部标准来获得分析点的Th和U的含量，普通Pb的校正采用Anderson(2002)的方法进行。锆石U-Pb年龄用澳大利亚Glitter 4.4数据处理软件计算获得，加权平均年龄的计算和谐和图的绘制采用ISOPLOT 3.0程序(Ludwig et al., 2003)。
原位微区锆石Hf同位素比值测试在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室(GPMR)利用激光剥蚀多接收杯等离子体质谱仪(LA-MC-ICP-MS)完成。激光剥蚀系统为GeoLas 2005(Lambda Physik，德国)，MC-ICP-MS为Neptune Plus(Thermo Fisher Scientific，德国)。采用单点剥蚀模式，斑束固定为44μm。详细仪器操作条件和分析方法可参照Hu et al.(2012)。分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、同位素质量分馏校正)采用软件ICPMSDataCal(Liu et al., 2010)完成。
地球化学样品的主量元素、微量元素和稀土元素的分析均在中国地质大学(北京)地学实验中心。主量元素采用X-射线荧光光谱仪(XRF-1500)分析。微量元素和稀土元素化学预处理采用两酸(HNO3+HF)高压反应釜溶样方法，分析仪器为Agilent 7500a型等离子质谱仪，实验室分析详细方法见参考文献(Han et al., 2007)。
4 分析结果 4.1 锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学本文对样品中30个锆石进行了U-Pb分析，测试结果见表 1。锆石阴极荧光照片显示，样品中锆石具有较典型的岩浆振荡环带结构(图 3a)，且晶形比较完整，呈自形晶-半自形晶，长约50~100μm，长/宽比为12~13，显示出岩浆锆石的特点，未见继承的老核。锆石测点的Th含量为67×10-6~340×10-6，U为100×10-6~324×10-6，Th、U含量呈现出较好的正相关关系，Th/U比值介于0.58和1.05之间，为典型的岩浆锆石(吴元保和郑永飞，2004)。其中7号测点的三组年龄明显不一致，并且207Pb/206Pb>207Pb/235U>206Pb/238U，明显发生了较强的放射性铅丢失，可能是受到了后期热事件的影响，余下的测点在U-Pb协和图(图 3b)上集中落在协和线上或其附近，获得352.4±2.4Ma的206Pb/238U加权平均年龄，代表钾长花岗岩的岩浆结晶年龄，即早石炭世。
 | 表 1 冈玛错钾长花岗岩的锆石LA-ICP-MS U-Pb-Th分析结果 Table 1 LA-ICP-MS U-Pb-Th data for zircons from Gangmacuo K-feldspar granites |
 | 图 3 冈玛错钾长花岗岩中典型锆石的阴极荧光图像及其206Pb/238U年龄和εHf(t)值(a)和锆石的U-Pb谐和图(b)实线圈和虚线圈分别代表了LA-ICP-MS U-Pb测年和Hf同位素分析的测点位置 Fig. 3 CL images and 206Pb/238U ages of typical zircons(a) and U-Pb zircon concordia diagram(b)of Gangmacuo K-feldspar granites |
样品的锆石Lu-Hf同位素是在锆石U-Pb定年的同一颗锆石的相同部位或相同结构的临近部位测定的，共选取典型锆石分析了16个测点，测点位置和测试结果分别见图 3a和表 2。样品中锆石的176Yb/177Hf和176Lu/177Hf比值变化范围分别为0.008840~0.107934和0.000229~0.002443，176Lu/177Hf比值非常接近或小于0.002，表明这些锆石形成以后，基本没有明显的放射性成因Hf的积累，所测定的176Hf/177Hf比值可以代表其形成锆石时体系的Hf同位素组成(吴福元等，2007)。根据每个锆石的U-Pb年龄计算，εHf(t)值介于+4.40和+12.14之间(图 4)，变化范围较大；二阶段Hf模式年龄(tDM2)变化范围为549~985Ma，平均值为769Ma。
| 表 2 冈玛错钾长花岗岩的锆石Hf同位素组成 Table 2 Hf isotopic compositions for zircons of Gangmacuo K-feldspar granites |
 | 图 4 冈玛错钾长花岗岩中锆石的εHf(t)分布直方图 Fig. 4 εHf(t)spectra diagram of zircons in Gangmacuo K-feldspar granites |
主量元素分析表明(表 3)，所有样品均表现为高硅、富碱、贫铝、贫钙和弱过铝质的特征，其中SiO2含量为74.17%~77.88%；Al2O3为10.50%~11.98%；K2O+Na2O为5.74%~7.24%，K2O/Na2O比值为0.53~0.71；MgO含量为0.23%~0.36%，CaO为0.59%~2.07%；A/CNK变化于0.87~1.06之间，NK/A变化于0.79~0.92之间。在SiO2-K2O图上，样品投点落在钙碱性系列区(图 5a)。在A/CNK-A/NK铝饱和指数图解(图 5b)上，多数样品点均落在准铝质花岗岩区域内，只有1个样品点落在过铝质的区域。所有样品的碱度率AR在2.68~4.10之间，与铝质A型花岗岩相似(2.70~4.60)(刘昌实等，2003)，FeOT/MgO比值为4.35~7.32，高于全球典型的I型(2.27)、S型(2.38)和M型(2.37)花岗岩的FeOT/MgO值(Whalen et al., 1987)。
| 表 3 冈玛错钾长花岗岩的全岩地球化学分析结果(主量元素:wt%；稀土和微量元素:×10-6) Table 3 Concentrations of major elements and trace elements of Gangmacuo K-feldspar granites(major elements: wt%; trace elements: ×10-6) |
 | 图 5 冈玛错钾长花岗岩的SiO2-K2O图解(a)和A/CNK-A/NK铝饱和指数图解(b) Fig. 5 SiO2 vs. K2O diagram(a) and A/CNK vs. A/NK diagram(b)of Gangmacuo K-feldspar granites |
样品的ΣREE总体含量较低，在223×10-6~283×10-6之间，LREE相对HREE元素富集，LREE/HREE比值为3.44~4.60，平均4.15。在稀土元素球粒陨石标准化模式图(图 6a)上，所有样品的曲线一致性较好，均表现为右倾的海鸥型，(La/Yb)N比值为2.67~3.82，同时具有弱到中性负Eu异常，Eu/Eu*比值为0.45~0.51。在岩石微量元素原始地幔标准化蛛网图(图 6b)上，样品略微亏损Nb、Ta、Ba元素，强烈亏损Ti、P和Sr元素，富集Zr、Hf、Rb、Th和U等元素。
 | 图 6 冈玛错钾长花岗岩的球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough， 1989) Fig. 6 Chondrite-normalized REE patterns(a) and primitive mantle-normalized trace element patterns(b)of Gangmacuo K-feldspar granites(normalization values after Sun and McDonough， 1989) |
花岗岩的分类及其成因一直是地质学界的一个研究热点。花岗岩通常被分为I型、S型、M型和A型，前三种主要根据其源岩性质划分，A型花岗岩则是一类具有特殊的地球化学特征以及特定构造背景的花岗岩。冈玛错钾长花岗岩富SiO2(>75%)、贫Al2O3(<12%)，亏损Sr、Eu、Ti和P等元素，高10000Ga/Al比值(3.12~4.14)，REE配分曲线呈现燕式分布和明显的负Eu异常，在A型花岗岩的判别图解中(Whalen et al., 1987)(图 7)，样品全部落入A型花岗岩的区域内。这些特征与A型花岗岩和高分异的I型花岗岩比较类似，明显不同于S型和M性的花岗岩，因为S型花岗岩通常为强过铝质的，而M型花岗岩则一般具有低K2O(通常<1%)的特点。
 | 图 7 冈玛错钾长花岗岩的Nb、FeOT/MgO与10000Ga/Al判别图和(Na2O+K2O)/CaO、FeOT/MgO与Zr+Nb+Ce+Y判别图(底图据Whalen et al., 1987) Fig. 7 Nb，FeOT/MgO vs. 10000Ga/Al and (Na2O+K2O)/CaO，FeOT/MgO vs. Zr+Nb+Ce+Y discrimination diagrams of Gangmacuo K-feldspar granites(base map after Whalen et al., 1987) |
A型花岗岩和高分异的I型花岗岩相对比较难以区分。王强等(2000)提出了区分高分异I型花岗岩和A型花岗岩的几个标准：(1)A型花岗岩全铁(FeOT)含量高，一般大于1.00%，而高分异的I型花岗岩一般小于1.00%；(2)高分异的的I型花岗岩具有高的Rb含量，大于270×10-6，并且具有相对低的Ba、Sr、Zr+Nb+Ce+Y、Ga含量和10000Ga/Al值；(3)高分异I型花岗岩的形成温度较低(均值764℃)，而A型花岗岩一般较高，通常大于800℃，实验岩石学也证明了这一特点(Skjerlie and Johnston， 1992; Clemens et al., 1986)。如前所述，冈玛错钾长花岗岩具有较高的全铁(FeOT)含量(1.59%~1.93%，平均1.79%)、较低的Rb含量(64×10-6~83×10-6，平均74×10-6)和较高的Ba、Zr+Nb+Ce+Y和10000Ga/Al值(变化范围分别为337×10-6~523×10-6、561×10-6~730×10-6和3.12~4.14)，明显不符合高分异I型花岗岩的特征，而与A型花岗岩更为相似。样品的形成温度可以通过锆石饱和温度计来估算，因为锆石是花岗岩中结晶较早的矿物，锆石中锆的分配系数受温度控制较为明显，其锆石饱和温度可以近似为岩浆结晶温度。依据Waston and Harrison(1983)的公式，用岩石主要元素和Zr含量计算得到样品的锆石饱和温度在857~898℃，与A型花岗岩形成于高温条件这一特征相吻合。同时，样品中锆石的阴极荧光图像显示并没有继承的锆石核，与一般的S型或I型花岗岩常见的继承核明显不同，这也从矿物学上反应了熔体的高温特征。此外，Whalen et al.(1987)提出可以利用Rb/Ba-(Zr+Ce+Y)的判别图解来区分A型花岗岩与分异的I型花岗岩，分异的I型花岗岩具有明显的负相关性，而A型花岗岩则具有分散的特征。虽然后来李小伟等(2010)提出这一图解只适用于区分未分异或分异不明显的A型花岗岩与分异的其他类型花岗岩，但是本文的研究的样品都具有较高的Zr含量(363×10-6~508×10-6，全部大于200×10-6)，属于未分异或者分异不明显的范畴，因而该图解应该是适用的，并且投点结果(图略)符合A型花岗岩的特点。上述讨论表明本文研究的钾长花岗岩应当属于A型花岗岩。
A型花岗岩传统上是指一套具有三A特征，即碱性(Alkaline)、贫水(Anhydrous)和非造山(Anorogenic)的碱性花岗岩类(Loiselle and Wones， 1979)。后来，A型花岗岩的概念又得到了越来越多的扩展。Bonin(2007)提出，A型花岗岩是指在Frost et al.(2001)花岗岩分类方案中属于铁质，碱性-碱钙性，准铝质、弱过铝质或过碱质的一大类岩石，对碱性的要求不再严格。冈玛错钾长花岗岩的K2O含量(平均2.63%)相对于典型的A型花岗岩(通常为4%~6%)偏低，但是在Frost et al.(2001)花岗岩分类方案中落入铁质、碱钙性区域内(图略)，如果按照Bonin(2007)的建议仍然可以归为A型花岗岩。刘昌实等(2003)将A型花岗岩划分成过碱性(AAG)和铝质(ALAG)两类，其中AAG型花岗岩为碱性或过碱性，通常含有铁橄榄石、钙铁辉石、霓石、钠闪石、钠铁闪石等镁铁质矿物，而ALAG型花岗岩则为准铝质-弱过铝质的，以含碱性长石和斜长石两类长石矿物为主，不一定含有碱性暗色矿物。冈玛错钾长花岗岩为准铝质-弱过铝质，所有样品的碱度率AR在铝质A型花岗岩的范围内(2.70~4.60)(刘昌实等，2003)，并且成岩矿物主要为石英、碱性长石和斜长石，应当属于铝质A型花岗岩(ALAG)。
5.2 构造环境Eby(1990，1992)在总结前人工作和分析大量典型构造背景下产出的A型花岗岩的基础上，把A型花岗岩划分为A1和A2两种类型，其中A1型代表了一种非造山环境(anorogenic)，在大陆裂谷时期或板内岩浆作用(如热点、地幔柱的活动)侵入；A2型形成的构造环境范围比较广泛，主要是后碰撞伸展环境(post-orogenic)。新近的研究成果表明A2型花岗岩也可以形成于岛弧环境，例如板片俯冲引起的岩石圈伸展环境(周红升等，2008; 郭芳放等，2008; 蒋少涌等，2008)。Eby(1992)同时也提出了可以运用Y-Nb-Ce、Y-Nb-Ga×3三角图解来判别A1型和A2型花岗岩，但是其前提是用于判别的样品在Pearce et al.(1984)的判别图解中均落在“板内环境”区，同时还要落入Whalen et al.(1987)提出的相关图解中A型花岗岩的范围。由图 7和图 8a，b可见，冈玛错钾长花岗岩是满足这些前提条件的，因而可以利用Eby(1992)提出的图解来判定冈玛错钾长花岗岩的岩石成因类型。由图 8c，d可见所有样品投点均落在A2型花岗岩区域。
 | 图 8 冈玛错钾长花岗岩的构造环境判别图解(a，b，据Pearce et al., 1984；c，d，据Eby，1992；e，f，据Verma et al., 2012) WPG-板内花岗岩；VAG-火山弧花岗岩；Syn-COLG-同碰撞花岗岩；ORG-洋脊花岗岩；CA-陆缘弧环境；IA-岛弧环境；CR-板内裂谷环境；Col-板块碰撞环境 Fig. 8 Tectonic discrimination diagrams of Gangmacuo K-feldspar granites(a，b，after Pearce et al., 1984; c，d，after Eby，1992; e，f，after Verma et al., 2012) |
由于A2型花岗岩形成的构造环境范围比较广泛，所以要确定其形成的构造环境必须与区域地质背景相结合。冈玛错钾长花岗岩出露于羌南-保山板块北侧、龙木错-双湖-澜沧江板块缝合带内，并且区域内与蛇绿岩、高压变质带等相伴产出，在时空分布上明显受到古特提斯洋演化的制约，形成的构造背景也应当与此有关。如果冈玛错钾长花岗岩形成于后造山或造山后的环境，其年龄应该稍晚于古特提斯洋的闭合时代，但是沉积地层(李才等，2007)、高压变质带(董永胜等，2009; 张修政等，2010)和碰撞型花岗岩(Kapp et al., 2000; 黄小鹏等，2007; 胡培远等，2010)的研究成果表明，羌塘中部的古特提斯洋闭合于晚三叠世，而且目前也已经有了二叠纪的蛇绿岩的报道(翟庆国等，2004; 吴彦旺等，2010)，因此冈玛错钾长花岗岩不可能形成于后造山或造山后的环境。与此对应的是，Zhai et al.(2013b)报道羌塘中部果干加年山地区和桃形湖地区出露有早石炭世的蛇绿岩，并且具有洋中脊型和SSZ型的双重地球化学特征，表明古特提斯洋在早石炭世存在一定规模的洋盆。同时，在果干加年山地区(施建荣等，2009)和黑脊山地区(胡培远等，待刊)的蛇绿岩中都发现了具有岛弧花岗岩特征的早石炭世花岗岩侵入体，研究区内望果山组弧火山岩也获得了340~350Ma的安山岩年龄(Jiang et al., 2015)，说明在早石炭世古特提斯洋很有可能处于板块消减阶段。关于俯冲消减的极性，Zhai et al.(2013a)对沿龙木错-双湖-澜沧江板块缝合带北侧分布的那底岗日组火山岩进行了系统的年代学和地球化学研究，认为羌塘中部古特提斯洋壳的俯冲消减是向北进行的。此外，古地磁数据表明，藏东滇西地区的古特提斯洋盆在志留纪打开，并且早泥盆世末(约390Ma)达到最大宽度(李朋武等，2009)，说明在390Ma左右古特提斯洋壳已经开始消减。虽然古地磁资料为藏东滇西地区，但是与羌塘同属一个构造带，其演化历史应当是基本同步的。在Verma et al.(2012)新近提出的酸性岩构造环境判别图上，样品投点落入陆缘弧(CA)区(图 8e，f)。上述资料表明冈玛错钾长花岗岩可能形成于活动大陆边缘的弧内或弧后的拉张环境。最近，吴彦旺(2013)探讨了羌塘中部地区早石炭世蛇绿岩的成因，认为其主要形成于弧后盆地环境，因而本文倾向于认为冈玛错钾长花岗岩形成于古特提斯洋壳对羌北-昌都板块北向俯冲引起的陆缘弧后拉张环境。
5.3 岩浆源区Hf同位素分析结果表明，本文报道的A型花岗岩的εHf(t)值为+4.40~+12.14，Hf同位素变化范围高于数据测试过程中所引起的变化范围，因此，该花岗岩中锆石具有正的、不均一的Hf同位素组成。由于锆石的Hf同位素比值不会随着部分熔融或分离结晶变化，因此锆石的Hf同位素的不均一性很可能指示更具有放射性成因Hf的幔源和有相对较少放射性成因Hf的壳源这两种端元之间的相互作用(Bolhar et al., 2008)。陆缘弧后拉张环境下，玄武岩底侵造成上覆的下地壳岩石发生部分熔融形成长英质岩浆，继而发生地幔岩浆与长英质岩浆的岩浆混合作用(蒋少涌等，2008)，可能正是这种混合作用导致了样品中锆石具有不均一的Hf同位素组成。此外，样品中锆石的二阶段Hf模式年龄为549~985Ma，平均值为769Ma，时代为新元古代。前人对扬子板块中碎屑锆石的Hf同位素的研究结果表明，新元古代的碎屑锆石普遍具有正的εHf(t)值，原因在于有一系列大规模的岩浆活动，比如910~890Ma左右扬子和华夏板块的拼合导致洋壳俯冲形成了具有高εHf(t)的岩浆岩，随后在830~795Ma和780~745Ma还有两期地幔柱事件(谢士稳等，2009)。该花岗岩很可能是起源于这些新元古代形成的新生地壳。另外，如前文所述，冈玛错钾长花岗岩属于钠质花岗岩，其K2O/Na2O比值为0.53~0.71，说明其源岩很可能具有低钾的特点。综合上述分析，本文报道的A型花岗岩可能形成于壳-幔混合作用，其中幔源端元应当是陆缘弧后拉张环境下上涌的地幔岩浆，而壳源端元则可能是新元古代形成的新生地壳。
5.4 构造意义冈玛错钾长花岗岩是龙木错-双湖-澜沧江板块缝合带上首次发现的A型花岗岩。这一发现进一步确认了羌塘中部古特提斯洋存在早石炭世陆缘弧后拉张，从而增进了对该地区古特提斯洋演化历史的认识。蛇绿岩的年龄资料表明，羌塘中部地区的古特提斯洋在早古生代已经打开(Zhai et al., 2010; 李才等，2008; 王立全等，2008; 吴彦旺等，2009; 胡培远等，2009; Hu et al., 2014; Wang et al., 2015)；在390~358Ma，古特提斯洋壳以低角度向羌北-昌都板块俯冲消减，形成了沿龙木错-双湖-澜沧江板块缝合带北侧分布的望果山组弧火山岩(Jiang et al., 2015)(图 9)；在350Ma左右，在重力牵引下俯冲板片的倾角增大，造成岩浆带向海洋方向迁移(Zhu et al., 2009)，形成了350Ma左右的岛弧花岗岩(施建荣等，2009; 胡培远等，2013)，与此同时，俯冲板片的后退引起陆缘弧后拉张和软流圈上涌，形成了早石炭世的弧后盆地蛇绿岩(吴彦旺，2013)；在陆缘弧后拉张的伸展环境下，底侵的幔源岩浆造成上覆的新元古代新生地壳发生部分熔融形成长英质岩浆；这些长英质岩浆与幔源岩浆发生混合作用，从而形成了本文研究的A型花岗岩(图 9)；随后，洋壳的俯冲消减一直持续至晚二叠世-中三叠世，形成了沿龙木错-双湖-澜沧江板块缝合带北侧分布的那底岗日组火山岩(翟庆国和李才，2007; Zhai et al., 2013a)；古特提斯洋最终闭合于中晚三叠世，形成了羌塘中部地区的高压变质带(Li，1997; Li et al., 2006; Bao et al., 1999; Kapp et al., 1999，2000; Xia et al., 2001; 李才等，2002; Zhai et al., 2011a，b)和碰撞型花岗岩(黄小鹏等，2007; 胡培远等，2010)。
 | 图 9 冈玛错钾长花岗岩的形成构造演化模式 Fig. 9 Cartoons showing the petrogenesis of Gangmacuo K-feldspar granites |
综合上述分析讨论，初步得出以下结论：
(1)冈玛错钾长花岗岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年的结果为352.4±2.4Ma，时代为早石炭世。
(2)地球化学特征显示，冈玛错钾长花岗岩为A型花岗岩，进一步划分属于A2亚类，是龙木错-双湖-澜沧江板块缝合带上首次发现的A型花岗岩。结合区域上前人的研究成果，其可能形成于古特提斯洋壳对羌北-昌都板块北向俯冲引起的陆缘弧后拉张环境。
(3)锆石Hf同位素分析结果显示，冈玛错钾长花岗岩具有正的、不均一的同位素组成，可能形成于壳-幔混合作用，其中幔源端元应当是陆缘弧后拉张环境下上涌的地幔岩浆，而壳源端元则可
致谢 参加野外工作的还有董永胜教授、徐锋老师、杨韩涛老师，以及吴浩，范建军等同学。锆石样品制备、阴极发光照相、LA-ICP-MS U-Pb定年和全岩地球化学分析得到了北京地质大学地学实验中心苏犁教授的帮助。在此一并致以衷心的感谢。
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