引用本文
胡林, 徐刚, 刘大明. 冈底斯中段容果地区二长花岗岩锆石U-Pb年龄及其地球化学特征[J].中国地质调查, 2020,7(4): 67-75.
HU Lin, XU Gang, LIU Daming. Zircon U-Pb ages and geochemistry of the monzonitic granite in Rongguo area in Middle Gangdise Belt[J].Geological Survey of China, 2020,7(4): 67-75.  
doi: 10.19388/j.zgdzdc.2020.04.09
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冈底斯中段容果地区二长花岗岩锆石U-Pb年龄及其地球化学特征
胡林, 徐刚, 刘大明
四川省地质矿产勘查开发局川西北地质队,绵阳 621000

第一作者简介: 胡林(1986—),男,工程师,主要从事区域地质调查工作。Email: 276487709@qq.com。

收稿日期: 2019-07-31
基金资助: 中国地质调查局“西藏厅宫地区1:5万区域地质调查(编号: DD20160015)”项目资助
摘要

为确定容果地区二长花岗岩的形成时代、成因及其地质意义,对容果地区二长花岗岩进行了岩相学、LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄及地球化学研究。结果表明: 二长花岗岩中的锆石为岩浆成因,206Pb/238U年龄加权平均值为(69±1) Ma,侵入时代属于晚白垩世; 二长花岗岩中Al2O3含量为13.83%~14.41%,Na2O含量为3.68%~3.94%,K2O含量为4.28%~4.35%, K2O/Na2O为1.08~1.18,相对富钾,铝饱和指数A/CNK平均为1.02,属弱过铝质岩石; 微量元素特征表现为相对富集Rb、U、K等大离子亲石元素,亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素的特征。结合区域构造演化背景,可得出在80~69 Ma之间,该区的岩浆活动并未停止,仍然持续在发生,所生成的岩体是新特提斯洋壳俯冲的岩浆产物,形成于造山环境下,形成过程贯穿整个造山运动。

关键词: 二长花岗岩; 地球化学; LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄; 冈底斯
中图分类号:P588.121;P597.3 文献标志码:A 文章编号:2095-8706(2020)04-0067-09
Zircon U-Pb ages and geochemistry of the monzonitic granite in Rongguo area in Middle Gangdise Belt
HU Lin, XU Gang, LIU Daming
Northwestern Sichuan Geological Team, Bureau of Geology and Mineral Resources Exploration and Development of Sichuan Province, Mianyang 621000, China
Abstract

In order to determine the geochronology, petrogenesis and tectonic background of the monzonitic granite in Rongguo area, the authors conducted the research on petrology, LA-ICP-MS zircon U-Pb geochronology and geochemistry. The results show that the zircons from the monzonitic granite are of magmatic genesis, and the zircon206Pb/238U dating is (69±1) Ma, belonging to the Late Cretaceous. Al2O3, Na2O, K2O contents and K2O/Na2O ratio are 13.83%~14.41%, 3.68%~3.94%, 4.28%~4.35% and 1.08~1.18 respectively. The average aluminum saturation index (A/CNK) is 1.02, belonging to the weak peraluminous series. The rocks are enriched in LILE (Rb,U,K), strongly depleted in HFSE (Nb, Ta, Ti, etc.). Combined with the study of regional tectonics, the authors insisted that magma activity had not stopped from 80 to 69 Ma. The rock mass is the magmatic product of the subduction of the Neo-Tethys Ocean, forming in the orogenic environment during the whole orogenic movement period.

Keyword: monzonitic granite; geochemistry; LA-ICP-MS zircon U-Pb age; Gangdise
0 引言

岩浆岩是地壳生长、发展、再循环的地质见证, 对研究大陆地壳的形成、演化和区域岩浆成矿作用具有重要意义[1, 2, 3, 4]。冈底斯花岗岩带平行于雅鲁藏布江缝合带, 呈近东西展布, 长约2 000 km, 宽约100 km, 出露面积达11万km2, 构成了一个巨大的构造-岩浆岩带[5, 6], 带内广泛分布中— 新生代岩浆岩, 是研究冈底斯构造-岩浆演化的重要地区, 因而备受关注。有关冈底斯岩浆岩特别是花岗岩类的研究积累了大量的研究成果[7, 8, 9, 10, 11, 12], 极大地丰富了对冈底斯带地质演化的认识。但前人研究区域更多地集中在日喀则— 大竹卡— 曲水的G318国道沿线一带, 对于尼木县北侧容果地区的岩浆岩研究甚少。为补充和丰富这一地区的地质资料, 本文对容果地区的岩浆岩进行了同位素年代学和岩石地球化学研究, 探讨了其形成时代、地球化学特征、岩石成因以及地质意义。

1 研究区地质概况

研究区位于冈底斯岩浆带中段(图1(a)), 岩浆活动极为强烈, 造山带各演化阶段均有不同规模、不同类型、不同成因的岩浆岩形成, 出露面积约880 km2, 既有出露面积巨大的深成复式岩体, 又有巨厚的火山沉积地层[13, 14, 15, 16]。区内岩浆岩类型较多, 基性、中性和酸性岩浆岩均有出露, 其中以新生代火山岩以及中酸性侵入岩占主体, 在测区大面积分布(图1(b))。测区岩浆活动受构造控制十分明显, 构造控制着火山岩和侵入岩的空间展布, 岩浆活动具多期性, 岩浆活动时代从早白垩世— 中新世。

图1 研究区大地构造位置图(a)及地质简图(b)[5, 17]
JS.金沙江缝合带; BNS.班公湖— 怒江缝合带; YZS: 雅鲁藏布江缝合带; 1.第四系; 2.始新世帕那组; 3. 始新世年波组; 4.古新世典中组; 5.中新世花岗斑岩; 6. 始新世正长花岗岩; 7. 始新世二长花岗岩; 8. 始新世花岗闪长岩; 9.晚白垩世二长花岗岩; 10.脉动接触界线; 11.超动接触界线; 12.角度不整合接触界线; 13.实测断层; 14.逆断层及倾角; 15.年龄样采样位置; 16.岩石全分析样品采样位置Fig.1 Geotectonic position(a)and simplified geological map of the study area(b)[5, 17]

本次研究的二长花岗岩岩体位于尼木县北侧容果地区(图1(b)), 出露面积约7.39 km2, 侵入体呈岩株状产出, 林子宗群喷发岩不整合于其上, 被后期始新世及中新世中酸性侵入岩侵入, 由于受后期岩体的侵蚀, 形态不规则。

2 样品采集及分析测试方法
2.1 样品描述

本文研究的样品采自西藏自治区尼木县帕古乡帕普村容果北侧的山坡, 锆石年龄样采样位置见图1。在年龄样位置采取岩石全分析样品1件(YQ2), 该位置的南侧、北侧各采集岩石全分析样品1件, 分别为YQ3和YQ1, 所有样品均采自新鲜岩石。岩石新鲜面为灰色, 风化面为灰色、灰白色, 中— 细粒结构, 块状构造; 显微镜下, 岩石表面呈灰褐色, 新鲜面灰白色, 粗— 中粒、中— 细粒花岗结构, 块状构造。岩石由碱性长石(35%± )、石英(30%± )、斜长石(30%± )、黑云母(4%± )及金属矿物等组成, 矿物粒径主要集中在1~5 mm。

2.2 锆石U-Pb同位素分析方法

样品的破碎和锆石挑选由河北省廊坊区域地质调查所实验室完成; 锆石制靶、阴极发光照相及锆石U-Pb定年由北京科荟测试有限责任公司完成, 测试所用设备为德国耶拿公司生产的PQMSICP-MS电感耦合等离子体质谱仪和美国NWR193激光剥蚀系统, 激光能量和剥蚀直径可调, 束斑直径为25 μ m, 数据处理采用ICPMSDATACAL10.7软件, 具体分析条件及流程详见参考文献[18]。

2.3 岩石地球化学分析方法

地球化学分析在成都矿产资源检测中心完成, 其中主量元素测试采用XRF玻璃熔片法、容量法、ICP-AES法, 稀土和微量元素采用ICP-AES、ICP-MS法, 分析精度和准确度符合要求。测试分析具体的实验原理、分析步骤和测试条件详见参考文献[19]。

3 分析结果
3.1 锆石U-Pb年龄

锆石阴极发光(CL)图像(图2)结果显示: 锆石大多晶形较好, 局部可见被溶蚀, 呈不规则短柱状或长柱状; 锆石颗粒大小约为100 μ m, 长宽比在1:1~1:3之间; 锆石晶体内部结构清晰, 可以看出具明显的环带韵律结构特征; Th/U值为0.9~3.1, 为典型的岩浆成因的锆石特征[20, 21]。样品测试结果(表1)显示, 测点04、06、12、14和18谐和度较低, 剩余16个测点206Pb/238U年龄在70.8~59.3 Ma之间, 在谐和图上投点均落在谐和线上或附近(图3), 年龄加权平均值为(69± 1) Ma(MSWD=0.30, n=16), 代表该二长花岗岩体形成时代, 即晚白垩世。

图2 测区二长花岗岩锆石阴极发光图像Fig.2 CL images of zircon from the monzonitic granite

表1 测区二长花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果 Tab.1 La-ICP-MS zircon U-Pb isotopic compositions and dating results of the monzonitic granite

图3 测区二长花岗岩锆石U-Pb谐和年龄(左)及加权平均年龄(右)Fig.3 U-Pb concordia diagram (left) and weighted average age (right) of zircon from the monzonitic granite

3.2 地球化学分析

3.2.1 主量元素特征

根据分析结果(表2)可知: 本次研究的侵入岩岩石SiO2含量为71.39%~72.67%, 平均为72.03%, 属典型的酸性岩类; Al2O3含量为13.83%~14.41%, 平均为14.12%; MgO含量为0.47%~0.53%, 平均为0.51%; Na2O含量为3.68%~3.94%, 平均为3.81%; K2O含量为4.28%~4.35%, 平均为4.32%; 全碱(Na2O+K2O)含量为8.03%~8.22%; K2O/Na2O为1.08~1.18, 相对富钾。其CIPW标准矿物组合为Q+An+Ab+Or+C+Hy, 未见Di分子。里特曼指数σ 平均为2.27, 小于3.3, 为钙碱性岩石; 其铝饱和指数A/CNK平均为1.02, 属弱过铝质岩石。在花岗岩类TAS分类图解中, 样品均落入花岗岩区域, 与镜下鉴定结果基本一致(图4左)。而在K2O-SiO2图解中样品投点落入高钾钙碱性区域(图4右)。

表2 测区二长花岗岩主量元素、微量元素和稀土元素分析结果 Tab.2 Major elements, trace elements and REE compositions of the monzonitic granite

图4 二长花岗岩TAS分类图(左)和K2O -SiO2图解(右)[22, 23]Fig.4 TAS classification diagram(left) and K2O-SiO2 diagram(right) of the monzonitic granite[22, 23]

3.2.2 稀土和微量元素特征

分析结果(表2)显示, 测区侵入岩稀土元素总量(∑ REE含量)为103.35× 10-6~175.76× 10-6, 平均为136.02× 10-6, 总体在稀土元素分配型式图上(图5左)表现为轻稀土富集的右倾曲线, LREE含量为86.30× 10-6~158.43× 10-6, 平均为119.31× 10-6, HREE含量为15.74× 10-6~17.33× 10-6, 平均为16.71× 10-6, LREE/HREE为5.06~9.14, (La/Yb)N为5.99~10.54, 说明轻稀土和重稀土元素分异程度较明显。δ Eu为0.44~0.83, 平均为0.61, 铕负异常特征明显。δ Ce为0.81~0.94, 说明岩浆在演化过程中仅有极少量的Ce3+转化为Ce4+, 岩浆在演化的过程中应该处于一种相对还原的环境。

图5 测区侵入岩稀土元素配分型式(左)和微量元素蛛网图(右)[24]Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns(left) and primitive mantle normalized trace elements spider diagram (right) of the monzonitic granite[24]

根据分析结果(表2)显示, 测区侵入岩微量元素特征表现为相对富集Rb、U、K等大离子亲石元素, 亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素(图5右)。Sr具有明显的负异常, 可能与斜长石有关; P和Ti的亏损主要与岩石中磷灰石和钛铁矿等关系密切, 而Ti、Nb、Ta亏损的主要原因可能为地幔楔受到流体交代作用而发生部分熔融, 与残留金红石及榍石有关。Sr和Yb元素是岩浆中2个非常有意义的地球化学指标, 张旗等[25]以Sr含量为400× 10-6和Yb含量为2× 10-6为标志, 划分4类花岗岩, 对形成的源区深度问题进行了讨论。所采样品在Sr-Yb图解(图6)中投点, 均落入低Sr高Yb型花岗岩区域, 说明其形成压力较低(< 0.8或1.0 GPa), 可能是在正常地壳厚度下形成的。

图6 花岗岩Sr-Yb分类图解[25]Fig.6 Sr-Yb classification diagram of the granite[25]

4 讨论
4.1 形成时代

冈底斯早白垩世花岗岩发现较少, 而晚白垩世侵入岩出露广泛。据纪伟强等[26]2009年统计冈底斯129个侵入岩锆石年龄, 其中白垩纪年龄主要集中在109~80 Ma之间。Wen等[27]认为冈底斯在80~68 Ma之间岩浆存在宁静期, 认为在这个时期冈底斯岩基停止了岩浆活动。但最近研究表明冈底斯在80~68 Ma之间并不存在宁静期, 如得明顶花岗岩形成年龄为70.4 Ma[28], 门巴区晚白垩世花岗岩年龄在91.2~68.8 Ma[29], 桑日花岗岩年龄在67.3~65.3 Ma[30]等, 形成了大量的晚白垩世年龄数据资料。1:25万拉萨幅区调[31]系统总结了前人在拉萨附近获得的晚白垩世侵入岩年龄为78.2~19.29 Ma, 认为普遍较新的年龄值可能与后期的热事件有关。但1:25万区调主要采用K-Ar法进行年龄测试, 精度不高, 导致年龄值不一, 且差距较大。

本次研究的晚白垩世侵入岩被后期始新世、中新世酸性侵入岩侵蚀, 同时被林子宗群帕那组火山喷发岩不整合覆盖, 从野外地质特征上可初步推测其形成于始新世之前。结合前人研究成果[26, 27, 28, 29, 30, 31]和本次区调获得的二长花岗岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素年龄(69± 1) Ma, 可知所测岩石为晚白垩世侵入岩形成时代。

4.2 岩石成因及源区

花岗岩分类较多, 目前以I、S、M和A型花岗岩为主。研究表明M型花岗岩的K2O含量一般小于1%, 测区K2O含量在4.28%~4.35%, 排除M型; 同时晚白垩世时期处于新特提斯洋壳俯冲过程中, 这与A型花岗岩的形成环境不符合, 因此不是A型花岗岩。测区晚白垩世侵入岩Mg#为28~30, 暗示岩浆成分中无明显的幔源组分。A/CNK指数是判断I型和S型花岗岩的重要标志, 晚白垩世侵入岩铝饱和指数A/CNK值平均为1.02, 小于1.1, 具有I型花岗岩的地球化学特征。在矿物组成上为由斜长石、钾长石及黑云母等组成, 缺乏白云母、堇青石等S型花岗岩的过铝质特征矿物, 显示出I型花岗岩的地化特征。实验研究表明, 磷灰石在I 型花岗岩中溶解度随着SiO2含量升高而降低, 而在S型花岗岩中趋势变化相反。测区P2O5含量随SiO2含量升高, 呈降低趋势, 呈明显负相关关系, 进一步表明具I型花岗岩的特征[32]。在A型与I型花岗岩Zr-SiO2与Ce-SiO2判别图中样品均落入I型花岗岩区域(图7)。综上所述, 测区晚白垩世侵入岩为I型花岗岩。

图7 测区侵入岩A型与I型花岗岩Zr-SiO2(左)与Ce-SiO2(右)判别图[32]Fig.7 Discrimination diagram of Zr-SiO2(left) and Ce-SiO2(right) of type A and I granites[32]

I型花岗岩是未经风化的火成岩部分熔融的产物, 其成因复杂, 可由地壳中的火成岩或变质岩部分熔融而来, 或者幔源的物质加入到沉积物中重熔而来。研究表明Rb/Sr和Th/Ta比值, 因它们的离子半径相近, 地球化学行为相似, 大体受同一种因素制约, 随着岩浆的喷发, 岩浆中的比值不会发生大的变化, 可以反演岩浆的源区特征。幔源岩浆Rb/Sr< 0.05, 幔壳混合源介于0.05~0.5之间, > 0.5者则以壳源为主, 晚白垩世侵入岩Rb/Sr值平均为0.97, 显示以壳源为主。同时Th/Ta值平均为16.0, 大于原始地幔和幔源成因岩石值2[33], 与上地壳值11.67[34]相近, 亦显示壳源的特征。此外研究表明, Nb/Ta及Eu/Sm值在岩浆分异中不会发生较大的分异, 可以指示岩浆源区的特征及演化, 幔源岩浆的Nb/Ta和Eu/Sm值分别为17.5± 2和0.03~0.23, 而壳源岩浆的Nb/Ta和Eu/Sm值分别为12~13和0.16~0.20[35]。测区侵入岩的Nb/Ta值为6.13~11.0(平均为9.20), 接近壳源岩浆; Eu/Sm值为0.14~0.26(平均为0.19), 介于地壳值和地幔值之间, 表明岩浆可能遭受过地幔物质的混染。Sm/Nd值可作为花岗岩的物质来源的判别标志[36], 各种沉积岩和壳层花岗岩的Sm/Nd值一般小于0.3, 地幔来源岩石的Sm/Nd值为0.260~0.375, 而大洋玄武岩的Sm/Nd值介于0.234~0.425之间, 测区侵入岩的Sm/Nd值为0.187~0.202, 与壳源花岗岩一致。另外在(La/Yb)N-δ Eu源区判别图[37](图8左)中, 2个样品落入壳源区, 1个样品落入了壳幔混源区; 在La/Yb-∑ REE 判别图[38](图8右)中, 投点落在沉积岩区, 显示来源于沉积岩部分熔融的特征; 在Hf-La/Th图解[39](图9)中, 样品投点落在了长英质、基性岩混合物源区, 并靠近酸性岛弧物源区。

图8 测区侵入岩稀土元素(La/Yb)N-δ Eu(左)及La/Yb-∑ REE源区判别图(右)[37, 38]Fig.8 (La/Yb)N-δ Eu (left) and La/Yb-∑ REE (right) diagram of the monzonitic granite[37, 38]

图9 测区侵入岩Hf-La/Th图解[39]Fig.9 Hf-La/Th diagram of the monzonitic granite[39]

综上所述, 测区侵入岩为典型的I型花岗岩, 物质来源于下地壳物质的部分熔融, 可能遭受了地幔物质的混染, 源区可能是长英质的火成岩。

4.3 构造背景分析

花岗质岩石可产出在多种构造环境, 如岛弧造山带、活动大陆边缘、大陆碰撞带、陆内造山带及大型逆冲断层带、大陆裂谷甚至大洋中脊等构造部位。测区二长花岗岩在R1-R2构造环境判别图解(图10)中, 样品全部落入同碰撞花岗岩内; 在Rb-(Y+Nb)构造环境判别图(图11左)中, 样品落在火山弧花岗岩区域内; 在Rb-(Yb+Ta)构造环境判别图(图11右)中, 样品投点均落在后碰撞花岗岩区域内。前人研究表明, 新特提斯洋壳自晚三叠世开始俯冲[37], 晚三叠世— 晚白垩世(205~80 Ma)拉萨地块南缘发育了连续的岩浆活动, 包括冈底斯岩基岩浆活动和同期的火山作用。期间, 早白垩世136.5 Ma和晚白垩世83~80 Ma分别发育了具有埃达克岩性质的岩浆岩, Wen等[27]认为在80~68 Ma间冈底斯岩基停止了岩浆活动。

图10 测区侵入岩R1-R2构造环境判别图解[40]
1.地幔斜长花岗岩; 2.破坏性活动板块边缘(板块碰撞前)花岗岩; 3.板块碰撞后隆起期花岗岩; 4.造山晚期花岗岩; 5.非造山期A型花岗岩; 6.同碰撞花岗岩; 7.造山期后A型花岗岩Fig.10 R1-R2 tectonic environment discrimination diagram of the monzonitic granite[40]

图11 测区侵入岩Rb-(Y+Nb)(左)和Rb-(Yb+Ta)(右)构造环境判别图[40]
syn-COLG.同碰撞花岗岩; WPG.板内花岗岩; VAG.火山弧花岗岩; ORG.洋中脊花岗岩Fig.11 Rb-(Y+Nb)(left) and Rb-(Yb+Ta)(right) tectonic environment discrimination diagrams of the monzontic granite[40]

本次在测区获得晚白垩世侵入岩年龄为(69± 1) Ma, 说明在80~69 Ma之间, 岩浆活动并未停止, 仍然持续在发生。综上所述, 该岩体是新特提斯洋壳俯冲的岩浆产物, 形成于造山环境下, 形成过程贯穿整个造山运动。

5 结论

(1)测得容果地区二长花岗岩LA-ICP-MS锆石206Pb/238U年龄为(69± 1) Ma(MSWD=0.30, n=16), 认为该岩石形成时代为晚白垩世。

(2)二长花岗岩主量元素特征表明, 该侵入岩为富钾、钙碱性、弱过铝质岩石, 其稀土元素表现为低稀土、负铕的特征, 微量元素特征表现为富集Rb、U、K等大离子亲石元素而亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素。

(3)根据二长花岗岩的地球化学特征分析认为, 该晚白垩世侵入岩为典型的I型花岗岩, 其物质来源于下地壳物质的部分熔融, 可能遭受了地幔物质的混染, 源区可能是长英质的火成岩; 结合区域构造演化背景, 认为该岩体是新特提斯洋壳俯冲的岩浆产物, 形成于造山环境下, 形成过程贯穿整个造山运动。

(责任编辑: 刘永权)

参考文献
[1] 董申保, 田伟. 花岗岩研究的反思[J]. 高校地质学报, 2007, 13(3): 353-361. [本文引用:1]
[2] 周遗军, 黄华盛. 论花岗岩的(金属)成矿专属性——兼论花岗岩与金矿床的成因关联[J]. 黄金地质, 1997, 3(4): 14-20. [本文引用:1]
[3] 褚慧力. 藏北阿里地区改则县雀康一带纳丁措组火山岩锆石U-Pb年龄和地球化学特征[J]. 中国地质调查, 2016, 3(6): 37-48. [本文引用:1]
[4] 陈宁, 王炬川, 杨涛, 等. 西昆仑上其汗地区火山岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄及构造意义[J]. 中国地质调查, 2016, 3(3): 21-28. [本文引用:1]
[5] 侯增谦, 赵志丹, 高永丰, 等. 印度大陆板片前缘撕裂与分段俯冲: 来自冈底斯新生代火山-岩浆作用证据[J]. 岩石学报, 2006, 22(4): 761-774. [本文引用:1]
[6] 董国臣, 莫宣学, 赵志丹, 等. 冈底斯岩浆带中段岩浆混合作用: 来自花岗杂岩的证据[J]. 岩石学报, 2006, 22(4): 835-844. [本文引用:1]
[7] 潘桂棠, 莫宣学, 侯增谦, 等. 冈底斯造山带的时空结构及演化[J]. 岩石学报, 2006, 22(3): 521-533. [本文引用:1]
[8] 朱弟成, 潘桂棠, 莫宣学, 等. 冈底斯中北部晚侏罗世—早白垩世地球动力学环境: 火山岩约束[J]. 岩石学报, 2006, 22(3): 534-546. [本文引用:1]
[9] 莫宣学, 董国臣, 赵志丹, 等. 西藏冈底斯带花岗岩的时空分布特征及地壳生长演化信息[J]. 高校地质学报, 2005, 11(3): 281-290. [本文引用:1]
[10] 朱弟成, 莫宣学, 赵志丹, 等. 西藏南部二叠纪和早白垩世构造岩浆作用与特提斯演化: 新观点[J]. 地学前缘, 2009, 16(2): 1-20. [本文引用:1]
[11] 朱弟成, 潘桂棠, 王立全, 等. 西藏冈底斯带中生代岩浆岩的时空分布和相关问题的讨论[J]. 地质通报, 2008, 27(9): 1535-1550. [本文引用:1]
[12] 葛良胜, 邓军, 杨立强, 等. 西藏冈底斯地块中新生代中酸性侵入岩浆活动与构造演化[J]. 地质与资源, 2006, 15(1): 1-10. [本文引用:1]
[13] Mo X X, Hou Z Q, Niu Y L, et al. Mantle contributions to crustal thickening during continental collision: evidence from Cenozoic igneous rocks in southern Tibet[J]. Lithos, 2007, 96(1/2): 225-242. [本文引用:1]
[14] 莫宣学, 赵志丹, 喻学惠, 等. 青藏高原新生代碰撞-后碰撞火成岩[M]. 北京: 地质出版社, 2009. [本文引用:1]
[15] Zhu D C, Zhao Z D, Niu Y L, et al. The Lhasa Terrane: record of a microcontinent and its histories of drift and growth[J]. Earth Planet Sci Lett, 2011, 301(1/2): 241-255. [本文引用:1]
[16] Ma X X, Xu Z Q, Chen X J, et al. The origin and tectonic significance of the volcanic rocks of the Yeba Formation in the Gangdese magmatic belt, South Tibet[J]. J Earth Sci, 2017, 28(2): 265-282. [本文引用:1]
[17] 西藏自治区地质矿产勘查开发局地热地质大队. 西藏厅宫地区H46E014002、H46E015001、H46E015002幅1: 5万区域地质调查[R]. 拉萨: 地热地质大队, 2019. [本文引用:1]
[18] Liu Y S, Hu Z C, Zong K Q, et al. Reappraisement and refinement of zircon U-Pb isotope and trace element analyses by LA-ICP-MS[J]. Chin Sci Bull, 2010, 55(15): 1535-1546. [本文引用:1]
[19] 侯振辉, 王晨香. 电感耦合等离子体质谱法测定地质样品中35种微量元素[J]. 中国科学技术大学学报, 2007, 37(8): 940-944. [本文引用:1]
[20] Corfu F, Hanchar J M, Hoskin P W O, et al. Atlas of zircon textures[J]. Rev Mineral Geochem, 2003, 53(1): 469-500. [本文引用:1]
[21] 吴元保, 郑永飞. 锆石成因矿物学研究及其对U-Pb年龄解释的制约[J]. 科学通报, 2004, 49(16): 1589-1604. [本文引用:1]
[22] Le Bas M, Le Maitre R W, Streckeisen A, et al. A chemical classification of volcanic rocks on the total alkali-silica diagram[J]. Journal of Petrology, 1986, 27(3): 745-750. [本文引用:1]
[23] Maniar P D, Piccoli P M. Tectonic discrimination granimids[J]. Geological Society of America Bulletin, 1989, 101: 635-643. [本文引用:1]
[24] Boynton W V. Cosmochemistry of the rare earth elements: meteoricstudies[J]. Rare Earth Element Geochemistry, 1984(2): 63-114. [本文引用:1]
[25] 张旗, 王焰, 李承东, 等. 花岗岩的Sr-Yb分类及其地质意义[J]. 岩石学报, 2006, 22(9): 2249-2269. [本文引用:1]
[26] 纪伟强, 吴福元, 钟孙霖, 等. 西藏南部冈底斯岩基花岗岩时代与岩石成因[J]. 中国科学D辑: 地球科学, 2009, 39(7): 849-871. [本文引用:2]
[27] Wen D R, Liu D Y, Chung S L, et al. Zircon SHRIMP U-Pb ages of the Gangdese batholith and implications for Neotethyan subduction in southern Tibet[J]. Chem Geol, 2008, 252(3/4): 191-201. [本文引用:3]
[28] 陈炜, 马昌前, 边秋娟, 等. 西藏冈底斯带中段以东得明顶地区晚白垩世花岗岩类锆石U-Pb年代学和地球化学证据[J]. 矿物岩石, 2010, 30(1): 83-92. [本文引用:2]
[29] 刘建兵, 那晓红, 张忠, 等. 冈底斯带门巴区晚白垩世花岗岩年代学、地球化学及构造背景[J]. 世界地质, 2012, 31(4): 638-647. [本文引用:2]
[30] 王珍珍, 刘栋, 赵志丹, 等. 冈底斯带南部桑日高分异I型花岗岩的岩石成因及其动力学意义[J]. 岩石学报, 2017, 33(8): 2479-2493. [本文引用:2]
[31] 西藏自治区地质调查院. 西藏1: 25万拉萨市、泽当镇、囊谦县、昌都县、江达县、贡觉县、八宿县、然乌区、芒康县、巴昔卡、巴沙(1/5)、察隅县、曼加得(1/7)、德钦县幅区调编图[R]. 拉萨: 西藏自治区地质调查院, 2007. [本文引用:2]
[32] 李献华, 李武显, 李正祥. 再论南岭燕山早期花岗岩的成因类型与构造意义[J]. 科学通报, 2007, 52(9): 981-991. [本文引用:1]
[33] Sun S S, McDonough W F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and proce-sses[J]. Geol Soc London Spec Pub, 1989, 42(1): 313-345. [本文引用:1]
[34] 高山, Rudnick R L, Carlson R W, 等. 华北克拉通岩石圈地幔置换作用和壳幔生长耦合的Re-Os同位素证据[J]. 地学前沿, 2003, 10(3): 61-67. [本文引用:1]
[35] Green M G, Sylvester P J, Buick R. Growth and recycling of early Archaean continental crust: geochemical evidence from the Coonterunah and Warrawoona Groups, Pilbara Craton, Australia[J]. Tectonophysics, 2000, 322(1/2): 69-88. [本文引用:1]
[36] 温春齐, 多吉. 矿床研究方法[M]. 成都: 四川科学技术出版社, 2009: 95. [本文引用:1]
[37] McLennan S M, Hemming S, McDaniel D K, et al. Geochemical approaches to sedimentation, provenance, and tectonics[J]. Spec Pap Geol Soc Amer, 1993, 284: 21-40. [本文引用:2]
[38] Floyd P A, Leveridge B E. Tectonic environment of the Devonian Gramscatho basin, south Cornwall: framework mode and geochemical evidence from turbiditic sand stones[J]. J Geol Soc, 1987, 144(4): 531-542. [本文引用:1]
[39] Ji W Q, Wu F Y, Chung S L, et al. Zircon U-Pb geochronology and Hf isotopic constraints on petrogenesis of the Gangdese batholith, southern Tibet[J]. Chem Geol, 2009, 262(3/4): 229-245. [本文引用:1]
[40] Pearce J A, Harris B W, Tindle A G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretations of granitic rocks[J]. J Petrol, 1984, 25: 956-983. [本文引用:1]