2019, Vol. 35
2. 中国地质科学院国家地质实验测试中心, 北京 100037
2. National Research Center for Geoanalysis, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China
冈底斯岩基是拉萨地块的重要组成部分，保存了早古生代至新生代岩浆作用的记录(Schäarer et al., 1984; Le Fort, 1988; Chung et al., 2003; Hou et al., 2004; Mo et al., 2007; Wen et al., 2008a, b；Ji et al., 2009a, b；Zhu et al., 2011; Zhang et al., 2012；王莉等，2012)，是了解岛弧岩石圈分异、演化和再造动力学机理的良好野外实验室。在弧岩浆作用过程中，俯冲板片脱水作用和部分熔融作用都可影响俯冲带上盘地幔楔，导致地幔楔的矿物组成、地球化学性质和部分熔融行为发生重大变化，形成具有特殊地球化学特征的弧岩浆岩(Pearce et al., 2005)。其中，俯冲板片部分熔融是形成高Sr/Y比值中酸性岩浆的重要机制之一(Defant and Drummond, 1990)，在此机制下所形成的熔体与地幔楔的相互作用及其地球化学效应是俯冲带研究的重要课题之一(Sen and Dunn, 1994; Rapp et al., 1999)。
大量的研究已揭示：冈底斯岩基发育不同时代的高Sr/Y比(埃达克质)岩浆岩，其中高硅埃达克岩(HSA)(SiO2>60%)比较普遍(Chung et al., 2003；张宏飞等，2007；Zhu et al., 2009; Zhang et al., 2010)，而低硅埃达克岩(LSA) (SiO2 < 60%)比较少见(王莉等，2012; Jiang et al., 2014)。虽然增厚下地壳部分熔融(Chung et al., 2003; Hou et al., 2004; Wen et al., 2008a, b；Zeng et al., 2011; Guan et al., 2012)和岩浆分异作用(王莉等，2012)是形成高硅埃达克岩的主要机制，但在俯冲带环境，高硅埃达克岩通常代表被地幔橄榄岩混染的大洋板片熔融体，而低硅埃达克岩代表来自板片部分熔融体交代的地幔橄榄岩部分熔融产生的熔体(Defant and Drummond, 1990；Atherton and Petford, 1993；Kay et al., 1993; Kelemen, 1995; Rapp et al., 1999; Martin et al., 2005, 2009)。在部分低硅埃达克岩中，高镁安山岩(Mg#>40)是揭示俯冲板片是否部分熔融及其板片熔体与地幔楔相互作用程度的重要岩石探针。
目前普遍认为除了较年轻(< 40Ma)的高Sr/Y比闪长岩-花岗岩外，冈底斯带出露的高Sr/Y岩浆岩形成于相似的大地构造背景，即形成于新特提斯洋北向俯冲过程中，但对白垩纪高Sr/Y值岩浆作用究竟代表着增厚下地壳部分熔融(Wen et al., 2008a, b)还是洋脊俯冲背景下的大洋板片熔融(Zhang et al., 2010)仍存在不同认识。冈底斯岩基南缘发育大量的中基性岩石，其中部分岩石具有高镁安山岩的特征，为刻画冈底斯南缘白垩纪高Sr/Y比岩石的地球化学特征，揭示这些岩石所代表的构造岩浆过程提供了重要证据。
在野外观测和系统采样的基础上，本文对山南地区松卡岩体闪长岩和花岗岩样品(T1098)进行锆石U-Pb定年、全岩元素和同位素(Sr和Nd同位素)测试分析，来确定松卡岩体闪长岩和花岗岩的形成时代和地球化学特征，揭示其岩浆过程和成因机制。
1 地质背景和样品描述青藏高原由北向南包括松潘-甘孜、羌塘、拉萨和喜马拉雅地块，分别由金沙江、班公-怒江和雅鲁藏布江缝合带分隔(Yin and Harrison, 2000; Chung et al., 2005)。冈底斯带即位于拉萨地块的南缘，经历了新特提斯洋打开、俯冲以及印度与欧亚大陆碰撞的全过程，保存了很好的中生代岩浆记录。特提斯洋的向北俯冲导致大量以安第斯型冈底斯岩基为代表的岩浆和主要位于拉萨地体南缘的相应喷出岩的产生。松卡岩体即位于西藏山南地区扎囊县桑耶镇松卡村，冈底斯带南缘的东段(图 1)，新特提斯洋向北俯冲形成的岛弧岩浆岩带中，毗邻雅鲁藏布江缝合带，岩体主要由花岗闪长岩和少量花岗岩及镁铁质闪长岩组成。其中，雅鲁藏布江缝合带北邻欧亚板块的拉萨地块、南接印度板块的喜马拉雅构造带，是大体沿雅鲁藏布江河谷分布的一套被构造活动改造过的连续分布的蛇绿杂岩带，为印度次大陆与欧亚大陆新生代早期碰撞并使新特提斯洋沿之闭合的部位，被认为是新特提斯洋的残留(Nicolas et al., 1981; Tapponnier et al., 1981)。
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图 1 藏南拉萨地体地质简图(a, 据Chung et al., 2005, 2009；Hou et al., 2015修改)和扎囊地区地质简图(b, 据Jiang et al., 2014) Fig. 1 Simplified geological maps of southern Tibet (a, modified after Chung et al., 2005, 2009; Hou et al., 2015) and Zhanang area (b, after Jiang et al., 2014) |
松卡岩体所处的泽当-贡嘎地区发育有丰富的晚白垩世-早新生代岩浆岩，包含了由玄武质安山岩、安山岩、安山质角砾岩和少量英安岩以及其它侵入岩组成的岛弧火山岩和火山碎屑岩(Aitchison et al., 2000)，为详细研究与大洋俯冲有关的过程提供了良好的记录。
本文所采样品为松卡村西松卡岩体中的粗粒闪长岩(T1098-A1~A7)、细粒闪长岩(T1098-B1~B7)和花岗岩脉(T1098-C1~C2)，样品均较新鲜。其中，粗粒闪长岩与细粒闪长岩的颜色和粒度差别显著：粗粒闪长岩呈现灰色，粒度在5~7mm左右；细粒闪长岩则呈深灰色，粒度在1~2mm左右，两者具有明显的界线(图 2a)。灰白色花岗岩则呈脉状出露于闪长岩中(图 2b, c)，并在该采样点处见有角闪石伟晶出露(图 2d)。粗粒闪长岩和细粒闪长岩具有相似的矿物组合，包括斜长石(55%~60%)、角闪石(20%~25%)和少量的石英(5%~10%)、黑云母(5%~10%)以及副矿物磷灰石(图 3b, e)和榍石(图 3c)等，并且两者的角闪石都可见环带结构(图 3a, d, e)，但两者在黑云母含量上有一定的差异——细粒闪长岩比粗粒闪长岩具有稍多的黑云母。粗粒闪长岩和细粒闪长岩镜下多见角闪石颗粒中包裹小的长石颗粒或角闪石颗粒镶嵌于长石中，且其接触部位无反应边，角闪石与黑云母伴生的现象也较为发育。花岗岩则主要由石英(25%~30%)、斜长石(20%~25%)、钾长石(25%~30%)和黑云母(10%~15%)以及副矿物锆石等组成(图 3f)，其中黑云母以不规则形状镶嵌于长石和石英中，并且其接触部位无反应边发生。
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图 2 松卡岩体闪长岩和花岗岩脉野外地质照片 Fig. 2 Field photographs showing the diorite and granite dikes of the Songka pluton |
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图 3 松卡岩体闪长岩和花岗岩显微照片 (a-c)粗粒闪长岩；(d、e)细粒闪长岩；(f)花岗岩. Hbl-角闪石；Pl-斜长石；Ap-磷灰石；Tnt-榍石；Kf-钾长石；Bt-黑云母；Qtz-石英 Fig. 3 Microphotographs showing the diorite and granite of the Songka pluton (a-c) coarse diorite; (d, e) fine-grained diorite; (f) granite. Hbl-hornblende; Pl-plagioclase; Ap-apatite; Tnt-titanite; Kf-K-feldspar; Bt-biotite; Qtz-quartz |
为了确定松卡岩体中闪长岩和花岗岩脉的年龄，对松卡岩体代表性粗粒闪长岩(T1098-A)、细粒闪长岩(T1098-B)和花岗岩脉(T1098-C)三件样品进行LA-MC-ICPMS锆石U-Pb定年。从所测样品中手工挑选出锆石，经过制靶和抛光后，进行阴极发光(CL)和扫描电镜背散射(BSE)成像观察，揭示锆石的内部结构。阴极发光成像在中国地质科学院地质研究所北京离子探针中心进行，BSE图像和锆石内部包裹体的成分测试在中国地质科学院地质研究所自然资源部深部动力学重点实验室进行。通过阴极发光和BSE图像来观察锆石不同生长域的差异特征，选取合适的锆石U-Pb测试点。锆石U-Pb同位素定年测试在中国地质科学院矿产资源研究所成矿作用与资源评价重点实验室进行，所用仪器为德国Finnigan公司生产的Neptune型激光多接收等离子体质谱(LA-MC-ICPMS)。激光剥蚀系统采用美国NEW Wave公司生产的UP213nm, 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。U和Th含量以锆石标样M127(U=923×10-6；Th/U=0.475)为外标进行校正。在测试过程中，每测定10个样品点前后重复测量两次锆石标样GJ-1和一次锆石标样Plesovice。分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算)采用软件ICPMSDataCal完成(Liu et al., 2010)，锆石年龄谐和图用Isoplot 3.0程序获得。分析结果见表 1。
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表 1 松卡闪长岩和花岗岩的LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb定年数据 Table 1 LA-MC-ICP-MS zircon U-Pb analytical results of the diorite and granite from the Songka pluton |
为确定松卡岩体闪长岩和花岗岩的元素地球化学特征，本次研究在野外系统采样、再经过室内样品制备的基础上，在自然资源部国家地质实验测试中心进行了样品全岩主、微量元素组成的测试分析。主量元素采用XRF(X荧光光谱仪3080E)方法进行分析，分析精度为5%；微量元素和稀土元素(REE)采用等离子质谱仪(ICP-MS-Excell)进行分析，含量大于10×10-6的元素测试精度为5%，而小于10×10-6的元素测试精度为10%，个别在样品中含量低的元素测试误差大于10%。分析结果见表 2。
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表 2 松卡闪长岩和花岗岩元素地球化学组成(主量元素：wt%；稀土和微量元素：×10-6) Table 2 Bulk-rock geochemical compositions of the diorite and granite from Songka pluton (major elements: wt%; trace elements: ×10-6) |
样品的Rb-Sr和Sm-Nd同位素分析在中国科学技术大学放射性同位素地球化学实验室进行，采用同位素稀释法，利用热电离质谱仪MAT-26测试完成。样品的化学分离纯化在净化实验室完成。Sr和Nd同位素比值分析结果分别采用86Sr/88Sr=0.1194和146Nd/144Nd=0.7219进行质量分馏标准化校正。在分析样品期间，Sr同位素监测标样为NBS987，测定值为87Sr/86Sr=0.710249±0.000012(2σ，n=38)，Nd同位素监测标样为La Jolla，测定值为143Nd/144Nd=0.511869±0.000006(2σ，n=25)。详细的分析方法和流程参见Chen et al.(2002, 2007)。根据各类岩石样品锆石的U-Pb定年结果，分别计算初始Sr和Nd同位素比值，分析结果见表 3。
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表 3 松卡闪长岩和花岗岩的Sr和Nd同位素组成 Table 3 Sr and Nd isotope compositions of the diorite and granite from Songka pluton |
在粗粒闪长岩样品T1098-A中，锆石多为短柱状，具有宽板状韵律环带，个别具有窄的生长边，部分边部具有较弱的振荡韵律环带(图 4)。测试结果表明，所测锆石的U和Th含量变化较大，变化范围分别为172.6×10-6~2173×10-6和199.1×10-6~4958×10-6，Th/U比值较高，为0.83~3.51(表 1)。选取谐和度高的锆石(>95%)来进行年龄计算，获得的206Pb/238U年龄变化较小，在92.8 ~100.1Ma之间，集中在谐和线的~96.7Ma附近，加权平均年龄为96.7±1.1Ma(17个分析点，MSWD=1.5)(图 5)。典型的生长韵律环带和较高的Th/U比值都表明该年龄为粗粒闪长岩T1098-A的结晶年龄。
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图 4 松卡闪长岩和花岗岩的锆石阴极发光图像 Fig. 4 Cathodoluminescence images of zircons from diorite and granite of Songka pluton |
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图 5 松卡粗粒闪长岩(a、b)、细粒闪长岩(c、d)和花岗岩(e、f)的锆石U-Pb年龄谐和图和年龄分布图 Fig. 5 U-Pb concordia and age distribution diagrams for zircon from coarse diorite (a, b), fine-grained diorite (c, d) and granite (e, f) from the Songka pluton |
在细粒闪长岩样品T1098-B中，锆石分为两种类型，大多数锆石为短柱状，具宽板状韵律环带；个别锆石边部具有明显的振荡环带(图 4)。测试结果表明，所测锆石点的U和Th含量变化也较大，分别在193.8×10-6~1763×10-6和74.8×10-6~3756×10-6之间，Th/U比值较高，在0.94~3.25之间(仅1个样品为0.24)(表 1)。我们选取谐和度大于95%的锆石进行年龄计算，获得的206Pb/238U年龄变化范围为94.9~107.4Ma，集中在谐和线的96.6Ma附近，加权平均年龄为96.6±0.8Ma(11个分析点，MSWD=1.02)(图 5)。高Th/U比值和典型的韵律环带表明它们为岩浆成因锆石，代表了样品T1098-B的结晶年龄。
在花岗岩脉样品T1098-C中，锆石多为短柱状，并具有清晰的韵律环带(图 4)。测试结果表明，所测锆石的U和Th含量变化较大，变化范围分别为165.9×10-6~1167×10-6和139.9×10-6~1673×10-6，Th/U比值较高，在0.78~1.84之间(表 1)。选取谐和度较高(≥95%)的锆石进行年龄计算，获得的206Pb/238U年龄变化较小，在91.6~95.4Ma之间变化，集中在谐和线的92.6Ma附近，加权平均年龄为92.6±0.7Ma(13个分析点，MSWD=0.74)(图 5)。高的Th/U比值和明显的韵律环带，表明它们为岩浆成因锆石，代表了样品T1098-C的结晶年龄。
上述结果表明：在测试误差范围内，粗粒和细粒闪长岩的结晶时代相似，为97Ma；侵入闪长岩的花岗岩脉形成时间较晚，为93Ma。
3.2 全岩地球化学特征为了解松卡闪长岩和花岗岩脉的地球化学特征，分析其岩石成因，对这些样品的全岩元素地球化学组成进行了测试，分析结果见表 2。
3.2.1 主量元素在主量元素组成特征上(表 2、图 6)，粗粒闪长岩样品SiO2含量为52.52%~56.19%，Al2O3含量的变化范围为14.40%~15.72%，TiO2含量较低为0.83%~1.33%，具有高的MgO(5.36%~6.83%)含量和Mg#(55.6~63.3)值，Na2O/K2O(1.82~2.05)比值较高，均大于1，表明该粗粒闪长岩样品为高镁富钠闪长岩。与粗粒闪长岩相比，细粒闪长岩样品具有相似的SiO2(53.32%~57.21%)和TiO2(0.95%~1.13%)含量，稍高的Al2O3(15.56%~17.67%)但稍低的MgO(3.14%~5.66%)含量和Mg#(46.4~59.0)值，Na2O/K2O比值为1.21~2.23，同样为高镁富钠闪长岩。与上述闪长岩相比，花岗岩脉SiO2含量较高，为76.30%~76.56%，Al2O3(12.35%~12.40%)、TiO2(0.14%)、MgO(0.18%~0.19%)和Mg#(30.6~31.5)值都较低，Na2O/K2O(0.48~0.49)比值也较低，表明该花岗岩为富钾花岗岩。
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图 6 松卡闪长岩和花岗岩主量元素Al2O3(a)、TiO2(b)、MgO(c)、Na2O(d)与SiO2之间的协变图 俯冲环境的高镁安山岩数据来源：Wood and Turner, 2009；Tatsumi and Ishizaka, 1982 Fig. 6 Co-variation diagrams of Al2O3(a), TiO2(b), MgO (c), Na2O (d) versus SiO2 for diorite and granite from the Songka pluton Data sources of high-Mg andesites from subduction environment: Wood and Turner, 2009; Tatsumi and Ishizaka, 1982 |
在微量元素组成上，松卡粗粒闪长岩与细粒闪长岩具有以下相似的特征：(1)均显示富集大离子亲石元素LILE(如Cs、Rb、K、Sr等)，相对亏损高场强元素HFSE(如Nb、Ta、Ti等)，具有明显的Nb和Ta负异常，但较弱的Zr和Hf负异常(图 7a)；(2)高Sr(粗粒闪长岩：576×10-6~922×10-6，细粒闪长岩：647×10-6~1246×10-6)，低Y(粗粒闪长岩：12.7×10-6~17×10-6，细粒闪长岩：15.2×10-6~19.6×10-6)和Yb(粗粒闪长岩：1.06×10-6~1.47×10-6，细粒闪长岩：1.23×10-6~1.78 ×10-6)和高Sr/Y(粗粒闪长岩：39.9~67.3，细粒闪长岩：38.4~80.4)比值，以及较低且均匀的La/Yb(粗粒闪长岩：11.4~15.4，细粒闪长岩：12.6~16.8)比值(图 8a, b)。但在Cr和Ni含量上有所不同，粗粒闪长岩具有高的Cr(50.1×10-6~133×10-6)和Ni(35.7×10-6~63.4×10-6)含量，而细粒闪长岩的Cr、Ni含量较低且变化较大，变化范围分别为9.82×10-6~74.6×10-6和9.85×10-6~38.3×10-6(图 8c)。虽然这些闪长岩具有高Sr/Y比特征，但与高Ba-Sr闪长岩相比(Tarney and Jones, 1994；Fowler et al., 2008; 王亚莹等，2017；Wang et al., 2018)，它们的Ba含量较低(<300×10-6)(表 2)。和闪长岩相比，花岗岩也显示富集大离子亲石元素(如Cs、Rb、K等)，亏损高场强元素(如Nb、Ta、Ti、P等)的特征，并且相比闪长岩更加亏损Ti和P(图 7a)。与闪长岩相比，花岗岩的Sr含量明显较低，为88.8×10-6~95.6×10-6，Sr/Y比值也较低，小于12.0。
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图 7 松卡闪长岩和花岗岩的原始地幔标准化微量元素蛛网图(a)和球粒陨石稀土元素配分图(b)(标准化数值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 7 Primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (a) and chondrite-normalized REE patterns (b) of the diorite and granite from Songka pluton (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
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图 8 松卡闪长岩和花岗岩的Sr/Y-Y(a，底图据Castillo et al., 1999)、(La/Yb)N-YbN(b，底图据Martin, 1999)和Cr-Ni(c)关系图 Fig. 8 Diagrams showing relationships of Sr/Y vs. Y (a, after Castillo et al., 1999), (La/Yb)N vs. YbN (b, after Martin, 1999) and Cr vs. Ni (c) for diorite and granite from the Songka pluton |
在稀土元素组成上，松卡粗粒闪长岩和细粒闪长岩同样表现出相似的特征：(1)样品均具有轻重稀土分馏明显，富集轻稀土元素(LREE)而亏损重稀土元素(HREE)(粗粒闪长岩：(La/Yb)N=8.15~11.1，细粒闪长岩：(La/Yb)N=9.07~11.8)(图 7b)，但HREE配分模式相对平坦(粗粒闪长岩：(Ho/Yb)N=1.22~1.36，细粒闪长岩：(Ho/Yb)N =1.18~1.35)；和(2)微弱Eu负异常到无Eu异常(粗粒闪长岩：Eu/Eu*=0.93~1.03，细粒闪长岩：Eu/Eu*=0.89~1.03)。与闪长岩相比，花岗岩具有轻重稀土分馏更明显((La/Yb)N=17.4~66.2)，且明显亏损中稀土元素(MREE)及Eu负异常显著(Eu/Eu*=0.43~0.56)等特征(图 7b)。
3.3 Sr-Nd同位素地球化学特征为确定松卡岩体闪长岩和花岗岩的Sr-Nd同位素组成特征，对3件粗粒闪长岩、2件细粒闪长岩和2件花岗岩样品进行了Sr和Nd同位素分析，分析结果见表 3，Sr-Nd的同位素系统关系见图 9，图中投影点的大小大于分析误差。
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图 9 松卡闪长岩εNd(t)-87Sr/86Sr(t)关系图解 数据来源：91 Ma松卡埃达克质岩(Jiang et al., 2014)；雅鲁藏布江蛇绿岩(牛晓露等，2006；Xu and Castillo, 2004；Zhang et al., 2005)；藏南俯冲板片来源的埃达克质岩(Zhu et al., 2009；Jiang et al., 2012；Jiang et al., 2014)；藏南增厚镁铁质下地壳来源的埃达克质岩(Wen et al., 2008b；Jiang et al., 2014)；AR9(Sr=131×10-6，87Sr/86Sr(t)=0.703039，Nd=9.46×10-6，εNd(t)=+9.6；牛晓露等，2006)；印度洋深海沉积物V28-343(Sr=119×10-6，87Sr/86Sr(t)=0.71682，Nd=23.05×10-6，εNd(t)=-9.3；Othman et al., 1989) Fig. 9 εNd(t) vs. 87Sr/86Sr(t) isotope systematics of diorite from Songka pluton Data sources: 91Ma adakitic rocks from Songka pluton (Jiang et al., 2014); Yarlung Tsangpo ophiolites (Niu et al., 2006; Xu and Castillo, 2004; Zhang et al., 2005); subducted slabs-derived adakitic rocks in southern Tibet (Zhu et al., 2009; Jiang et al., 2012; Jiang et al., 2014); thickened mafic lower crust-derived adakitic rocks in southern Tibet (Wen et al., 2008b; Jiang et al., 2014); AR9 (Sr=131×10-6, 87Sr/86Sr(t)=0.703039, Nd=9.46×10-6, εNd(t)=+9.6;Niu et al., 2006); Indian Ocean pelagic sediment V28-343(Sr=119×10-6, 87Sr/86Sr(t)=0.71682, Nd=23.05×10-6, εNd(t)=-9.3;Othman et al., 1989) |
粗粒闪长岩具有较低的Rb(32.9×10-6~50.9×10-6)但较高的Sr(576×10-6~922×10-6)含量，较低的Sm(3.6×10-6~4.98×10-6)和Nd(16.3×10-6~21.6×10-6)含量，以及较低的Rb/Sr(0.036~0.084)和Sm/Nd(0.211~0.234)比值；初始Sr同位素比值87Sr/86Sr(t)较低，为0.704164~0.704230，但Nd同位素比值较高，εNd(t)在+4.6~+6.6之间。和粗粒闪长岩相比，细粒闪长岩具有相对较高的Rb(41.7×10-6~72.6×10-6)、Sr(647×10-6~1246×10-6)和Sm(4.27×10-6~5.62×10-6)、Nd(18.8×10-6~26.7×10-6)含量，以及相似的Rb/Sr(0.038~0.110)和稍低的Sm/Nd(0.202~0.227)比值；初始Sr同位素比值87Sr/86Sr(t)与粗粒闪长岩较一致，为0.704226~0.704239，εNd(t)变化范围为+6.5~+8.8。相比之下，花岗岩脉具有比闪长岩更高的Rb(104×10-6~105×10-6)和更低的Sr(88.8×10-6~95.6×10-6)、Sm(1.31×10-6~1.66×10-6)和Nd(9.65×10-6~16.7×10-6)含量，以及较高的Rb/Sr(1.09~1.18)和较低的Sm/Nd(0.099~0.136)比值；初始Sr同位素比值稍高，为0.704601~0.704628，Nd同位素比值也较高，εNd(t)为+7.5~+7.8。
4 岩石成因 4.1 闪长岩成因松卡岩体的粗粒和细粒闪长岩的结晶年龄相似，并且具有相似的主微量和稀土元素以及Sr-Nd同位素地球化学特征，表明其可能来自于相似源区，具有相似的成因机制。
松卡粗粒闪长岩和细粒闪长岩都具有高镁、高Cr和Ni含量以及高Sr/Y比值等特征，但相比之下，粗粒闪长岩具有更高的MgO含量、Mg#值和Cr、Ni含量，以及稍低的Sr/Y比值，因此粗粒闪长岩可能更接近原始岩浆特征，而细粒闪长岩代表演化程度较高的岩浆(图 8c)。粗粒闪长岩和细粒闪长岩样品均具有较为平坦的HREE配分模式(图 7b)，Y/Yb比值也接近于10，表明其源区残留相主要为角闪石(高永丰等，2003)。与俯冲带高镁安山岩相比，松卡闪长岩与高镁安山岩具有相似的地球化学特征(图 6c)，均为中基性高镁岩石。前人实验研究表明，从玄武质岩石演化到高镁安山质岩石需要增加SiO2和MgO含量，而消耗残留体中的单斜辉石是导致熔体中SiO2和MgO含量增加的关键过程之一(Kushiro，1972；Wood and Turner, 2009)，因此，松卡闪长岩在其生成过程中可能消耗了源区单斜辉石，并在源区残留角闪石。在富含水岩浆分异系列中，全岩的Al2O3/TiO2和Sr/Y比值会随着SiO2的增加而上升，但在含水少或不含水的岩浆分异系列中，这些比值随着SiO2的增加而保持平坦或下降(Loucks, 2000, 2014)，松卡闪长岩的Al2O3/TiO2和Sr/Y比值与SiO2呈正相关关系(图 10a, b)，表明其形成于富含水的岩浆系统中，经历了消耗源区单斜辉石并在源区残留角闪石的含水岩浆演化过程。
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图 10 松卡闪长岩Al2O3/TiO2-SiO2(a)、Sr/Y-SiO2(b)、Zr/Nb-Zr(c)(底图据Geng et al., 2009)、和Mg#-SiO2(d, 底图据Rapp et al., 1999)关系图 数据来源：121Ma朗县闪长岩(王莉等，2013)；91Ma松卡埃达克质岩(Jiang et al., 2014) Fig. 10 Diagrams showing relationship of Al2O3/TiO2 vs. SiO2 (a), Sr/Y vs. SiO2 (b), Zr/Nb vs. Zr (c) (after Geng et al., 2009) and Mg# vs. SiO2 (d, after Rapp et al., 1999) for diorite from Songka pluton Data sources: 121Ma diorite from Langxian(Wang et al., 2013); 91Ma adakitic rocks from Songka pluton(Jiang et al., 2014) |
松卡村西的松卡岩体晚白垩世闪长岩(粗粒闪长岩和细粒闪长岩)具有富钠贫钾，高Sr含量和Sr/Y比值以及低Y含量并且亏损重稀土元素的特点，在Sr/Y-Y和La/Yb-Yb图解(图 8a, b)中样品基本落入埃达克岩区域，显示了该松卡晚白垩世闪长岩具有埃达克质岩的特征。形成上述特征的过程主要包括：(1)加厚下地壳部分熔融(Chung et al., 2003; Hou et al., 2004; Wang et al., 2005)；(2)拆沉或俯冲大陆下地壳部分熔融(Wang et al., 2006; Wang et al., 2008b；姜子琦等, 2011)；(3)玄武质母岩浆分离结晶作用(Castillo et al., 1999; Macpherson et al., 2006; Castillo, 2012)；以及(4)俯冲洋壳部分熔融(Defant and Drummond, 1990；Rapp et al., 1999; Defant et al., 2002; Martin et al., 2005；Escuder et al., 2007)等。
首先，可排除松卡埃达克质闪长岩的加厚下地壳熔融来源。加厚镁铁质下地壳部分熔融产生的埃达克质岩石通常具有低MgO含量或Mg#值(< 40)以及低Cr、Ni含量的特征(Atherton and Petford, 1993；Sen and Dunn, 1994；Rapp and Watson, 1995；Rapp et al., 1999)。He et al.(2011)通过对大别山高Sr/Y花岗岩类研究指出，加厚镁铁质下地壳部分熔融形成的岩石不但具有较高的Sr/Y、Sr/CaO、(Dy/Yb)N、(La/Yb)N和Nb/Ta比值，并且这些比值之间存在显著的正相关关系。相比之下，松卡闪长岩具有高的MgO(3.14%~6.83%)含量和Mg#(46.4~63.3)值，以及变化较大并且多数样品较高的Cr(9.82×10-6~133×10-6)、Ni(9.85×10-6~63.4×10-6)含量，上述比值之间也不存在正相关关系。此外，在松卡闪长岩εNd(t)-87Sr/86Sr(t)关系图解(图 9)中可以看出，松卡闪长岩并未落入藏南增厚镁铁质下地壳来源的埃达克质岩区域内。因此，以上特征表明松卡埃达克质闪长岩并非由加厚镁铁质下地壳部分熔融产生。
其次，可以排除松卡埃达克质闪长岩是拆沉或俯冲的大陆下地壳部分熔融作用产生的熔体来源。拆沉或俯冲下地壳来源的埃达克质岩石通常具有负εNd(t)值和较高的Sr同位素比值(Xu et al., 2002, 2010; Wang et al., 2006, 2008b)。松卡闪长岩显示出正的εNd(t)和较低的87Sr/86Sr(t)值，与上述机制形成的熔体特征差异较大，与拆沉或俯冲大陆下地壳部分熔融体不一致。该闪长岩形成(97Ma)时期处于新特提斯洋壳向欧亚大陆下俯冲时期，未有大陆岩石圈俯冲的记录，因此可排除拆沉或俯冲大陆下地壳部分熔融作用的成因机制。
此外，由玄武质母岩浆分离结晶产生的岩浆岩一般呈现从玄武质岩石到残留岩浆衍生的长英质岩石的SiO2含量变化较大的连续成分趋势(Castillo et al., 1999; Macpherson et al., 2006)，而松卡闪长岩的SiO2含量变化范围较小，为54.27%~57.21%，与上述特征不符。在Zr/Nb-Zr图解(图 10c)中，松卡闪长岩样品显示出了部分熔融而非分离结晶的趋势，也表明分离结晶作用不是该类岩石的主要成因机制。
板片熔体与上覆地幔楔的相互作用是高Mg和高Sr/Y比中性岩石的重要机制(Sen and Dunn, 1994；Kelemen，1995；Rapp and Watson, 1995; Rapp et al., 1999；Wood and Turner, 2009)。大量的研究已表明，藏南冈底斯带白垩纪岩浆作用(100~80Ma)是新特提斯洋向北俯冲的结果(Wen et al., 2008a, b；Ji et al., 2009a, b; Zhu et al., 2011; Jiang et al., 2014; 高家昊等，2017)。松卡闪长岩的富集LILE、亏损HFSE(Nb、Ta、Zr、Hf)等特征，与弧岩浆岩特征一致。松卡闪长岩具有高Mg，高Sr/Y比，较高的Cr和Ni含量，以及较低Sr但较高的Nd同位素组成，与俯冲板片熔体-地幔楔相互作用形成的岩浆岩的地球化学特征相似(Escuder et al., 2007; Wang et al., 2008a)，可能代表着俯冲新特提斯洋壳部分熔融产生的熔体与地幔楔相互作用形成的产物。在Sr-Nd同位素系统特征上(图 9)，松卡闪长岩大部分落入了藏南俯冲板片来源的埃达克质岩区域内，个别落入了雅鲁藏布江蛇绿岩范围内。以雅鲁藏布江蛇绿岩和印度洋深海沉积物分别作为玄武质洋壳端元和新特提斯洋沉积物成分端元进行双组份混合模拟计算(高利娥等，2009)，结果表明约有90%洋壳和约8%海洋沉积物的贡献，因此推测97Ma松卡闪长岩是由新特提斯洋壳和少量海洋沉积物部分熔融派生熔体在上升过程中与上覆地幔楔发生相互作用产生的岩浆所形成。除了本文报道的闪长岩外，该岩体还包含91Ma的闪长岩(Jiang et al., 2014)，与较年轻的岩石相比(图 9和图 10d)，97Ma的松卡闪长岩具有更高的εNd(t)和Mg#值，更接近白垩纪雅鲁藏布江蛇绿岩，需要更多的地幔物质参与。
在SiO2-Mg#关系图(图 10d)中，松卡闪长岩均位于板片熔体(1~4GPa)与高镁安山岩和高镁埃达克岩之间，更靠近高镁安山岩。松卡闪长岩具有比板片熔体(1~4GPa)更高的Mg#值，更接近与亏损地幔橄榄岩反应的板片熔体区域，与源自经历流体交代的地幔楔的朗县早白垩纪闪长岩(王莉等，2013)相重合。另外，和典型埃达克岩(Defant et al., 1992)相比，该岩体具有较高的石榴子石相容元素Sc(≥12.5×10-6)、Y(≥12.7×10-6)和HREE，以及地幔相容元素Cr(多数≥50.1×10-6)、Ni(多数≥25.9×10-6)和Co(≥23.1×10-6)，指示熔体—地幔橄榄岩相互作用深度较浅，低于石榴子石稳定深度。上述特征表明松卡闪长岩并非单一的板片熔体，而是经历了不同程度的板片熔体与上覆地幔楔相互作用的产物。
4.2 花岗岩成因松卡花岗岩稍晚于松卡闪长岩，具有低的Sr同位素比值(0.704601~0.704628)和高的Nd同位素比值(+7.5~+7.8)；显示出明显的P、Ti和Eu负异常(图 7a, b)，可能是由具有亏损地幔特征的中基性岩浆经过分离结晶作用演化而来(图 8c)(Castillo et al., 1999；Jiang et al., 2014)。Sr和Eu在斜长石中分配系数较高，斜长石分离结晶作用是导致残留花岗质岩浆呈现Sr和Eu负异常的主要因素，可能为松卡花岗岩具有Sr和Eu负异常的主要原因；此外，花岗岩具有明显亏损MREE的特征，推测是角闪石分离结晶的结果(Castillo et al., 1999)。因此，松卡花岗岩代表着具有亏损地幔特征的中基性岩浆经历斜长石+角闪石分离结晶作用后的残留岩浆。
5 结论(1) 藏南松卡岩体闪长岩(粗粒闪长岩和细粒闪长岩)和花岗岩的锆石U-Pb定年结果显示它们的结晶年龄分别为97Ma和93Ma，形成于晚白垩世，与新特提斯洋向北俯冲事件有关。
(2) 松卡晚白垩世闪长岩具有高Sr、低Y和高Sr/Y比的特点，显示出埃达克质岩石的特征；具有高MgO含量和Mg#值，为高镁安山岩；以及较低的87Sr/86Sr(t)(0.704164~0.704239)和高的εNd(t)(+4.6~+8.8)值，代表与地幔楔相互作用过的俯冲新特提斯洋壳和少量海洋沉积物部分熔融形成的岩浆。松卡晚白垩世花岗岩呈脉状出露于闪长岩中，具有较高的SiO2含量和P、Ti、Eu负异常，同样具有较低的87Sr/86Sr(t)(0.704601~0.704628)和较高的εNd(t)(+7.5~+7.8)值，代表具有亏损地幔特征的中基性岩浆演化的产物。
(3) 与91Ma松卡埃达克质岩石相比，97Ma松卡埃达克质闪长岩的形成具有更多地幔物质的参与。
致谢 感谢吴才来研究员和戚学祥研究员仔细审阅稿件，并提出众多建设性修改意见。
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