西藏中拉萨地块门巴花岗闪长岩成因及深部动力学过程

Petrogenesis and Geodynamic Processes of the Mamba Granodiorite, Central Lhasa Block, Xizang

摘要

为了探讨拉萨地块晚白垩世岩浆作用的深部动力学机制，对中拉萨地块南缘门巴花岗闪长岩开展了岩相学、年代学、岩石地球化学及矿物化学研究. LA-ICP-MS锆石U-Pb定年表明门巴花岗闪长岩侵位于晚白垩世（83.2 Ma±0.9 Ma）. 岩石地球化学特征显示门巴花岗闪长岩为埃达克质岩石，电子探针数据揭示斜长石属于中-奥长石（An：16.2~34.7）. 综合分析本文认为门巴花岗闪长岩的母岩浆为幔源镁铁质岩浆底侵诱发加厚下地壳熔融并与之发生混合作用的结果. 结合晚白垩世岩浆岩成岩环境及时空分布特征，认为拉萨地块南部晚白垩世岩浆作用主要受新特提斯洋脊俯冲控制，软流圈地幔沿洋中脊裂隙板片窗上涌诱引了南拉萨地块南缘晚白垩世大规模岩浆作用，而软流圈物质沿切割洋中脊的转换断层撕裂板片窗上涌诱发了近似垂直前者分布的小规模板内岩浆作用.

关键词

拉萨地块 / 晚白垩世 / 埃达克质岩石 / 岩浆混合 / 洋脊俯冲 / 板片窗 / 岩石学

Key words

Lhasa block / Late Cretaceous / adakitic rock / magma mixing / ridge subduction / slab window / petrology

0 引言

拉萨地块南部（南拉萨地块及中拉萨地块南缘）发育的巨型岩浆岩带保存了晚古生代到新生代岩浆岩，这些岩浆岩记录了西藏南部新特提斯洋开启、扩张、俯冲消减及闭合消亡等一系列重要地质事件，是重现新特提斯洋演化过程的重要载体（Zhu et al.，2013， 2019；Lang et al.，2019， 2020；Wang et al.，2019， 2020，2021，，2022a，2022b）. 大量年代学研究表明晚白垩世（100~80 Ma）岩浆活动是拉萨地块南部冈底斯岩浆带最主要的岩浆爆发期之一（Ma et al.，2013a；Zhu et al.，2019），该时期形成的岩浆岩分布广泛、类型复杂，主要包括辉长岩、闪长岩、英云闪长岩、花岗闪长岩、花岗岩以及安山质-英安质火山岩等各种岩石类型，构成了一个长达500 km，宽约100 km的岩浆带（图1b、表1）. 近年来对拉萨地块南部晚白垩世岩浆作用开展了大量研究，普遍认为这期岩浆事件与新特提斯洋壳北向俯冲消减作用有关（Zhang et al.，2010；Ma et al.，2013a；Zhu et al.，2019），但是对其深部动力学过程目前仍然存在颇多争议，主要存在以下观点和模型，如新特提斯洋壳正常角度的稳定俯冲（Chu et al.，2006；Ji et al.，2009）、新特提斯洋板片回转（Ma et al.，2013a， 2015）、新特提斯洋脊俯冲（Zhang et al.，2010；Zhu et al.，2019）等.

作为拉萨地块南部晚白垩世岩浆作用研究的一部分（图1b），本文在对中拉萨地块南缘门巴花岗闪长岩开展野外调查的基础上，进一步系统地开展岩相学、年代学、岩石地球化学及矿物地球化学研究，旨在查明这套岩石的成因，同时综合前人的研究成果，对拉萨地块南部晚白垩世岩浆作用的深部动力学过程提供新的见解及约束.

1 地质背景及样品特征

拉萨地块位于青藏高原南部，南北分别以雅鲁藏布江缝合带（IYS）和班公湖-怒江缝合带（BNS）为界，是一条近东西向的巨型构造-岩浆带，东西长约2 500 km，南北宽约150~300 km（图1a；Zhu et al.，2013）. 根据其内部蛇绿岩分布及区域性深大断裂，拉萨地块又可以分为3个次级单元，从北向南依次为北拉萨地块、中拉萨地块和南拉萨地块（Zhu et al.，2013）. 北拉萨地块缺乏古老岩石，主要由三叠系-白垩系地层构成；另外，早白垩世火山岩也广泛出露在北拉萨地块西段（Zhu et al.，2013）. 中拉萨地块作为一个古老的微陆块，保留了前寒武纪至新生代的地质记录，前寒武纪岩石以念青唐古拉岩群中出露的角闪岩相和麻粒岩相变质岩为代表. 晚古生代变沉积岩在中拉萨地块广泛分布，局部被中-新生代岩体侵入或火山岩覆盖. 南拉萨地块与北拉萨地块总体相似，主体由新生地壳组成，在东段可能局部保留了前寒武的结晶基底（Dong et al.，2010）. 南拉萨地块发育强烈的岩浆活动，这些岩浆岩构成了冈底斯岩浆带的主体. 南拉萨地块岩浆活动主要分布在5个时期（Wang et al.，2021）：晚泥盆世-早石炭世、晚三叠世-中侏罗世、晚白垩世、古新世-始新世、渐新世-中新世. 第一期岩浆作用可能记录了拉萨地块从冈瓦纳大陆裂解事件（Wang et al.，2020），第二、三期岩浆事件记录了新特提斯洋壳北向俯冲消减（Zhu et al.，2019；Wang et al.，2021， 2022b），第四期岩浆事件可能与印度-欧亚大陆碰撞初期新特提斯洋板片回转或断离有关（Zhu et al.，2019；董咪等，2022），第五期岩浆事件可能与后碰撞岩石圈拆沉有关（Zhao et al.，2009；张士贞等，2020）.

本次研究样品采自西藏墨竹工卡县门巴乡东南侧花岗闪长岩体（图1c）. 在大地构造位置上，该岩体位于中拉萨地块南缘（图1b）. 门巴花岗闪长岩侵位于一套晚古生代变沉积岩中（图1c），其主要由变石英砂岩、云母石英片岩构成. 门巴花岗闪长岩出露面积约100 km²，野外观察显示门巴花岗闪长岩整体呈灰白色，组构清晰，为块状构造及巨斑结构，巨型斑晶主要由斜长石和钾长石组成（图2a、2b）；此外还可在花岗闪长岩中观察到大小不等镁铁质暗色包体（图2c）. 野外及显微观察表明门巴花岗闪长岩主要由石英（20%~25%）、斜长石（40%~45%）、钾长石（15%~20%）组成，同时还包含少量的角闪石（5%~10%）和黑云母（5%~10%）（图2d、2e）. 镁铁质暗色包体具有细晶结构，主要由斜长石、角闪石、黑云母及少量辉石构成，其矿物成分与闪长岩相当，故定名为闪长玢岩；此外在暗色包体中可以观察到大量细针状磷灰石（图2f）.

2 分析方法

2.1　锆石U-Pb定年

锆石分选、制靶、照相在北京锆年领航科技有限公司完成，首先对样品进行破碎、淘洗、电磁与重液分选，之后在双目镜下挑选出粒度大、晶型好锆石制成靶样，然而参照锆石阴极发光及透反射光图像，选择锆石颗粒表面无裂隙、内部环带清晰的位置开展测试. 锆石U-Pb定年在中国地质科学院矿产资源研究所自然资源部成矿作用与资源评价重点实验室完成. 锆石U-Pb定年采用LA-ICP-MS法，同位素分析测试仪器为Finnigan Neptune型MC-ICP-MS，激光剥蚀系统为NewwaveUP 213，激光剥蚀所用斑束直径为25 μm，频率为10 Hz，剥蚀深度为30~50 μm，能量密度约为2.5 J/cm²，以He作为剥蚀物质载气. 实验过程中，以锆石GJ-1作为外标校正锆石年龄，外标结果为（600.5±8.2） Ma（n=8；MSWD=0.19）；以锆石Plesovice作为监控标样，测试结果为（342.4±5.3） Ma（n=4；MSWD=0.59），详细的实验测试流程见侯可军等（2009）. 采用ICPMSDataCal 9.0软件完成数据离线处理（Liu et al.，2008），运用Isoplot 3.0程序完成谐和图绘制及加权平均年龄计算（Ludwig，2003）.

2.2　全岩主微量测试

由于花岗闪长岩包含巨型斜长石和钾长石斑晶，因此在选择主微量测试样品时，首先挑选斑晶分布均匀的样品；其次用于粉粹的手标本应尽可能的大（直径大于20 cm），尽量消除因为斑晶分布不均而带来的误差. 本次全岩主量、微量元素分析在南京聚谱检测科技有限公司完成. 主量元素测试采用X射线荧光光谱法（XRF），在荷兰帕纳科Axios X荧光仪完成，分析误差小于3%. 微量元素测试采用电感耦合等离子体质谱法（ICP-MS），在Finnigan Element ICP-MS仪器上完成，将样品研磨并用酸溶法制成溶液，然后在等离子质谱仪上进行测定，并用标准溶液进行校正，含量大于10×10^-6的元素分析误差小于5%，而含量小于10×10^-6的元素分析误差小于10%.

2.3　斜长石电子探针分析

电子探针分析在武汉上谱分析科技有限公司完成，使用仪器为日本电子（JEOL）JXA-8230型电子探针仪. 测试条件采用加速电压15 kV，束流2×10^-8 A，束斑直径1~2 μm. 本实验中采用ZAF修正法作为校正公式，各元素采用SPI公司的标准矿物进行标定，根据元素丰度不同，分析精度一般优于1%~5%.

3 结果

3.1　锆石U-Pb年龄

门巴花岗闪长岩定年样品（SD05）中的锆石颗粒结晶良好，多为自形或半自形，呈短柱状；锆石粒径介于100~200 μm之间，长宽比介于1∶1~2∶1之间. 在阴极发光图像上，绝大多数锆石颗粒显示出均一的结构，且具有明显的结晶环带；部分锆石颗粒显示出核-边结构，边部同样显示出清晰的结晶环带（图3）. 本次测试点均选自锆石具有清晰结晶环带的区域，所测数据中，锆石中的U、Th含量分别为1 873×10^-6~4 176×10^-6和1 162×10^-6~1 904×10^-6，Th/U比值介于1.39~2.30之间（表2），表明它们均属于典型的岩浆锆石（Hoskin and Black，2000）. 本次共获得21个有效数据，其²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄分布较集中，在80.3~86.6 Ma之间变化（表2）. 在锆石U-Pb谐和图中均落在谐和线上，²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄为（83.2±0.9） Ma（MSWD=0.9）（图3），该年龄值代表了花岗闪长岩的结晶年龄.

3.2　岩石地球化学特征

本次获得门巴花岗闪长岩的主微量数据见表3. 花岗闪长岩样品具有中等含量的SiO₂，介于61.71%~67.02%之间；中等的Al₂O₃含量，介于14.90%~15.77%；较低含量的MgO，介于1.24%~2.87%之间；Na₂O+K₂O含量介于7.31%~8.69%. Mg^#值为43~48，A/CNK值为0.89~0.99，属于准铝质岩石. 在（Na₂O+K₂O）-SiO₂岩石类型判别图解中（图4a），大部分样品位于花岗闪长岩区域，与野外观察和镜下鉴定结果相符合，在（Na₂O+K₂O-CaO）-SiO₂图解中，样品主要位于钙碱性区域（图4b）.

门巴花岗闪长岩的稀土元素总量较高（表3），稀土总量为（∑REE）为141×10^-6~286×10^-6，平均值195×10^-6. 其中轻稀土含量（∑LREE）为134×10^-6~271×10^-6，平均值186×10^-6；重稀土含量（∑HREE）为7.06×10^-6~14.55×10^-6，平均值9.38×10^-6；（La/Yb）_N比值较高，介于28~40之间，平均值32. 稀土元素球粒陨石标准化配分图显示（图5a），轻重稀土分馏明显，呈右倾趋势. δEu为0.82~0.99，平均值0.90，Eu呈微弱负异常（图5a）.

门巴花岗闪长岩微量元素分析结果见表3. 微量元素原始地幔标准化蛛网图显示出其分配模式整体向右倾斜，相对富集大离子亲石元素（LILEs：如Rb、Th）和相对亏损高场强元素（HFSEs：如Nb、Ta和Ti）（图5b）. 另外花岗闪长岩样品具有较高的Sr含量（716×10^-6~850×10^-6）、较低的Y（8.82×10^-6~18.47×10^-6）和Yb（0.81×10^-6~1.68×10^-6）含量，同时具有较高Sr/Y比值，介于42~96之间，显示出埃达克岩的地球化学属性，在Sr/Y-Y图解中，绝大部分样品位于埃达克岩区域（图4c）.

3.3　斜长石地球化学特征

本次对花岗闪长岩中3颗（SD05a、SD05b、SD05c）结晶环带清晰的斜长石开展了电子探针分析，共获得42个数据点（表4）. 斜长石颗粒SD05a的SiO₂含量为58.65%~62.82%，Na₂O含量为7.49%~9.38%，K₂O含量为0.28%~0.65%，CaO含量为4.28%~6.88%；斜长石成分An值介于19.9~32.8之间（图6a）. 斜长石颗粒SD05b的SiO₂质量百分数为57.71%~64.70%，Na₂O质量分数为7.21%~9.56%，K₂O质量分数为0.29%~0.60%，CaO质量分数为3.42%~7.24%；斜长石成分An值为16.2~34.7（图6b）. 斜长石颗粒SD05c的SiO₂、Na₂O、K₂O和CaO的质量百分数分别介于58.46%~64.37%、7.62%~9.47%、0.32%~0.64%、3.71%~6.46%之间，An值介于17.4~31.2之间（图6c）. 3颗斜长石成分大致相当，在长石分类图解中主要位于奥长石和中长石的范围内（图7）.

4 讨论

4.1　晚白垩岩浆作用

晚白垩世（100~80 Ma）岩浆岩在拉萨地块南部广泛分布（图1b），但其又主要出露在南拉萨地块南缘，平行于雅鲁藏布缝合带展布，且集中分布在米林至南木林一带（图1b），它们代表一个晚白垩世“岩浆大爆发（magmatic flare-up）”事件. 南拉萨地块南缘晚白垩世岩浆岩类型复杂，包含基性-中性-酸性侵入岩（表1；Zhang et al.，2010；Ma et al.，2013a， 2013b）和安山质及英安质火山岩（表1；Zhang et al.，2019），它们共同构成一个长达500km的岩浆弧（图1b）. 此外，Ma et al.（2015）在南拉萨地块北缘也报道了晚白垩世辉绿岩脉（图1b）. 近年来，在中部拉萨地块南部也报道了少量的晚白垩世岩浆岩，主要分布东段门巴一带，主要为花岗闪长岩及镁铁质暗色包体（图1b；Meng et al.，2014；Liu et al.，2019）. 以往锆石U-Pb年代学研究表明，上述岩体及火山岩的形成时间主要集中于100~80 Ma（表1）. 本文对门巴花岗闪长岩开展了LA-ICP-MS锆石U-Pb测年，获得其成岩年龄为83.2 Ma，表明其侵位时代为晚白垩世，与拉萨地块南部以往报道的晚白垩世岩浆作用时间一致，表明它们属于同一时期岩浆作用的产物.

4.2　岩石成因

门巴花岗闪长岩样品具有中等SiO₂（61.71%~67.02%）、高Sr（716×10^-6~850×10^-6）、低Y（8.82×10^-6~18.47×10^-6）和Yb（0.81×10^-6~1.6×10^-6）含量及高Sr/Y（49~96）比值，同时在Sr/Y-Y图解中，样品位于埃达克岩区域（图4c），因此，地球化学特征表明门巴花岗闪长岩为埃达克质岩石. 埃达克（质）岩石最先被报道在阿留申Adad岛，早期被认为起源于年轻的（<25 Ma）、热的洋壳部分熔融，为大洋俯冲消减环境的产物（Defant and Drummond，1990）. 然而，随着研究深入，发现埃达克质岩石并非大洋俯冲消减环境中的特定产物，其还可以形成于陆内环境（Xu et al.，2002）. 此外，其母岩浆源区及成岩作用方式也存在多样化，除俯冲洋壳部分熔融之外（Defant and Drummond，1990），还包括加厚/拆沉铁镁质下地壳部分熔融（Atherton and Petford，1993；Xu et al.，2002）、俯冲的大陆地壳部分熔融（Wang et al.，2008）、玄武质岩浆的分异结晶作用（Castillo et al.，1999；Macpherson et al.，2006）、长英质岩浆和玄武质岩浆的混合作用（Streck et al.，2007）. 下面将讨论门巴花岗闪长岩样品最可能的成岩作用方式.

门巴花岗闪长岩样品具有相对富集的锆石Hf［ε_Hf（t）=-7.5~-0.3］及全岩Sr-Nd［（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i =0.706 6~0.706 7、ε_Nd（t）=-5.7~-4.1］同位素特征（Meng et al.，2014），其显著不同于南拉萨地块南缘起源于洋壳部分熔融的埃达克岩［（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i=0.704 2~0.704 3、ε_Nd（t）=+2.4~+4.0、ε_Hf（t）=+10.1~+15.8，Ma et al.，2013a］，表明形成门巴花岗闪长岩母岩浆不可能直接起源于洋壳部分熔融. 实验岩石学研究表明起源于加厚下地壳部分熔融的岩浆通常具有较低的MgO含量和Mg^#值（<40；Rapp and Watson，1995），然而门巴花岗闪长岩的Mg^#值（43~48）高于起源单一下地壳部分熔融的岩浆，同时门巴花岗闪长岩样品的Sr-Nd-Hf同位素成分［（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i =0.706 6~0.706 7、ε_Nd（t）=-5.7~-4.1、ε_Hf（t）=-7.5~-0.3；Meng et al.，2014］相对于中拉萨地块内起源于下地壳部分熔融的岩浆的同位素组成具有更加亏损［（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i =0.717 4~0.720 9、ε_Nd（t）=-9.5~-9.1、ε_Hf（t）=-20.1~-4.3；Wang et al.，2022a］，因此也排除了形成门巴花岗闪长岩的母岩浆直接起源于单一加厚下地壳部分熔融的可能. 考虑到印度大陆俯冲发生在印度-欧亚大陆碰撞之后（~55 Ma；Zhu et al.，2019），因此也排除了门巴花岗闪长岩起源于俯冲大陆地壳部分熔融的可能. 亲湿岩浆元素（H）与亲岩岩浆元素（M）浓度比值对亲湿岩浆元素浓度作图，可以有效的鉴别成岩过程中的部分熔融、分异结晶和岩浆混合（Schiano et al.，2010），在Th/Nd-Th图解中（图8a），门巴花岗闪长岩展现出岩浆混合的趋势而非分异结晶；同时在1/V-Rb/V图解中也未显示出分异结晶的趋势（图8b）. 另外，通过幔源玄武质岩浆经高压分异结晶作用形成的埃达克质岩石通常涉及石榴石相的结晶分异，由于Yb对石榴石是强相容元素，因此石榴石的结晶分异势必导致残余岩浆的Yb含量降低、Dy/Yb比值升高. 在Dy/Yb-SiO₂图解中（图8c），Dy/Yb比值相对恒定，未见随SiO₂含量增加而升高的现象，因此排除门巴花岗闪长岩通过幔源玄武质岩浆经高压结晶分异而形成. 在低压环境中涉及角闪石结晶分异通常会导致残余熔体中稀土亏损（如Sm），从而导致演化熔体形成的岩浆岩Zr/Sm比值随SiO₂增加而升高，但是门巴花岗闪长岩并未显示出这种特征（图8d），因此也排除门巴花岗闪长岩在低压环境通过角闪石的分异结晶作用而形成. 因此，本文认为门巴花岗闪长岩母岩浆最可能通过长英质岩浆和镁铁质岩浆的混合作用形成，证据如下.

（1）岩石学及矿物学证据：野外调查发现门巴花岗岩闪长岩中具有大量大小不一的镁铁质暗色包体（图2a），暗色包体的出现是岩浆发生混合作用的重要证据（董国臣等，2006）. 另外，岩相学观察发现暗色包体中的磷灰石晶形呈细针状（图2f），细针状磷灰石被认为是形成于岩浆快速降温的淬冷过程，因此暗色包体中细针状磷灰石的出现也指示了岩浆岩源区发生过高温镁铁质岩浆和低温长英质岩浆的混合过程.

（2）岩石地球化学证据：镁铁质暗色包体与寄主花岗闪长岩在主量元素成分上呈现连续过渡的变化特征（图4a，4b），同时在稀土元素配分模式图上，二者表现出一致的配分模式（图5a），也反映了岩浆混合作用（董国臣等，2006）. 高的Mg^#值（43~48）也指示了存在幔源镁铁质岩浆底侵随之发生岩浆混合. 另外，微量元素模拟也支持岩浆混合作用的观点（图8a，8b）. 最重要的是门巴花岗闪长岩具有中等富集的Sr-Nd-Hf同位素组分（Meng et al.，2014），支持了岩浆源区发生了壳-幔岩浆相互混合作用.

（3）矿物化学证据：高An斜长石通常结晶于偏基性岩浆环境，相反，低An斜长石通常结晶于偏酸性岩浆环境. 本次研究获得花岗闪长岩中3颗斜长石An值从核部到边部总体显示出相似的变化趋势. 斜长石核部均具有较低的An值，然后An值陡然升高，随后An值在较小的范围内波动变化，最后斜长石边缘An值逐渐降低（图6）. 斜长石结晶的早期An值陡然变化，可能记录了岩浆源区成分发生显著变化，揭示斜长石结晶的早期岩浆房经历了铁镁质岩浆的注入，导致岩浆成分向基性端元变化；在斜长石结晶晚期的岩浆房，由于缺乏铁镁质岩浆的注入，伴随岩浆演化以及温度、压力降低，晚期结晶的斜长石边缘的An逐渐降低.

结合岩石学、矿物学、岩石地球化学及矿物化学等多方面的证据，本文认为门巴埃达克岩质花岗闪长岩母岩浆起源于幔源镁铁质岩浆与壳源长英质岩浆混合源区. 对于壳-幔岩浆混合成因的埃达克质岩石，其埃达克岩质地球化学属性（即高Sr、低Y含量、高Sr/Y比值）通常继承于壳源岩浆端元（Streck et al.，2007），而非幔源岩浆端元. 门巴花岗闪长岩中的暗色包体具有较低的Sr/Y比值也排除了门巴花岗闪长岩的埃达克质属性继承于幔源岩浆的可能性（图4c）. 因此榴辉岩化的下地壳拆沉进入地幔发生部分熔融（Xu et al.，2002）和地幔岩浆底侵诱发加厚下地壳熔融并随之混合（Hou et al.，2004）均可以用于解释门巴埃达克质花岗闪长岩母岩浆的成因. 下地壳拆沉进入地幔很难引起地幔岩浆温度显著降低，从而在镁铁质暗色包体中难以形成细针状磷灰石；而当幔源岩浆底侵注入下地壳岩浆房时，温度快速降低发生淬冷作用，从而在暗色包体中形成细针状磷灰石. 另外，前人对塔克那组沉积相分析表明晚白垩世时期（95~70 Ma）中拉萨南缘发育褶皱逆冲带，构造缩短导致地壳显著增厚（Leier et al.，2007）. 综上所述，本文倾向认为地幔玄武质岩浆底侵诱发加厚下地壳部分熔融并随之与其混合，形成了门花岗闪长岩的母岩浆.

4.3　成岩模式

晚白垩世岩浆岩（100~80 Ma）广泛分布在拉萨地块南部的南木林至米林一带，构成了一个长达500 km、宽约100 km的岩浆带（图1b），然而诱发拉萨地块南部晚白垩世大规模岩浆作用的深部动力学机制一直以来备受争议. 在以往的研究中，普遍认为拉萨地块南缘晚白垩世岩浆作用受控于新特提斯洋的俯冲作用，但是多种大洋板块俯冲样式被提议用于解释该时期的岩浆事件：主要包括大洋板片正常角度俯冲（Chu et al.，2006；Ji et al.，2009）、板片回转（Ma et al.，2013a， 2015）及洋脊俯冲（Zhang et al.，2010；Zhu et al.，2019）等.

大洋板片正常角度俯冲模式最早由Chu et al.（2006）提出用于解释南拉萨地块南缘晚白垩世岩浆作用，但是在随后的研究中，发现南拉萨地块南缘在晚白垩世期间（100~80 Ma）爆发了大规模岩浆作用，然而在随后的白垩纪末期（80~70 Ma）是岩浆作用的静宁期（Zhu et al.，2019）. 大洋板片正常俯冲模型应该产生连续的岩浆作用，然而这与在南拉萨地块南缘所观察的岩浆作用事件不符，因此大洋板片正常俯冲模式逐渐被淘汰用于解释南拉萨地块南缘晚白垩世岩浆作用. 随着南拉萨地块南缘晚白垩世大规模岩浆事件被发现，大洋板片回转模型被提议解释该时期的岩浆作用（Ma et al.，2013a），板片回转发生的前提条件是板片先前俯冲角度为低角度，然而在日喀则蛇绿岩中识别的早白垩世（130~120 Ma）岩浆作用表明晚白垩世之前的大洋板片为陡俯冲而非平板（低角度）俯冲（Dai et al.，2013），因此晚白垩世时期不具备发生大洋板片回转的前提条件. 另一方面板片回转作用通常会诱引岩浆作用向海沟方向迁移，然而事实上，拉萨地块南部100~80 Ma时期的岩浆作用逐渐往北迁移（图1b；Zhu et al.，2019），因此拉萨地块南缘的岩浆作用不太可能受板片回转模型控制. 洋脊俯冲模型允许软流圈地幔沿洋脊裂隙板片窗上涌，携带的大量热导致上覆地幔及洋壳部分熔融产生大规模的岩浆作用，因此，该模型能够很好解释南拉萨地块南缘的大规模的岩浆作用（图1b；Zhu et al.，2019）. 里龙和米林一带出露的紫苏花岗岩及其围岩遭受高温麻粒岩相变质作用暗示其形成于一种贫水、高温或超高温环境（Zhang et al.，2010），是高温岩浆通过板片窗上涌的重要证据；同时南拉萨地块南缘发育大量埃达克岩的可能诱因为热的软流圈物质通过洋脊裂隙板片窗上涌诱引上覆洋壳发生部分熔融（Zhang et al.，2010， 2019）. 因此南拉萨地块南缘晚白垩世岩浆作用的可能诱发机制为新特提斯洋脊俯冲. 然而中拉萨地块门巴花岗闪长岩位于南拉萨地块南缘晚白垩世岩浆岩带北侧约100 km处，是否仍受新特提斯洋脊俯冲控制呢？

南拉萨地块北缘以及中拉萨地块晚白垩世岩浆岩的成岩模式在以往的研究中也被涉及，主要存在两种观点：洋脊俯冲（Liu et al.，2019）和板片回转诱引的弧后伸展（Meng et al.，2014；Ma et al.，2015）. Liu et al.（2019）认为形成门巴花岗闪长岩的母岩浆起源于新特提斯洋壳部分熔融，因此认为其成岩模式与南拉萨地块南缘晚白垩世岩浆作用的动力学模式一致，为洋脊俯冲的产物. 然而综合野外观察、岩相学、地球化学及同位素证据，本文及Meng et al.（2014）一致认为门巴埃达克岩质花岗闪长岩的母岩浆起源于壳-幔混合岩浆源区. 另外考虑到中拉萨地块晚白垩世岩浆作用分布较为局限，并未像南拉萨地块那样呈东西向带状展布，因此很难用洋脊俯冲模型解释. 另外，Meng et al.（2014）发现门巴花岗闪长岩中的镁铁质暗色包体为钾玄质岩石，类似于碱性岩的地球化学特征（图4b），结合其具有高Zr含量和Zr/Y比值，暗示其形成于一个局部伸展地质环境，Meng et al.（2014）归因这样的一个环境为弧后伸展环境. 此外，Ma et al.（2015）在南拉萨地块北缘拉萨东侧达孜一带识别92 Ma 辉绿岩脉（图1b），Sr-Nd-Hf-O同位素揭示其起源于岩石圈地幔和软流圈地幔混合源区，因此，达孜辉绿岩脉也被认为形成于新特提斯洋板片回转诱引的弧后伸展环境. 通常板片回转诱引软流圈物质上涌导致上覆地幔和岩石圈部分熔融产生强烈的岩浆作用，且这些岩浆岩应该平行海沟（或岩浆弧）展布（Liu et al.，2016）. 如果门巴花岗闪长岩和达孜辉绿岩脉形成于板片回转诱引的弧后伸展环境，那么同时期的岩浆岩应该在中拉萨地块及南拉萨地块北缘广泛分布，且呈东西向展布；然而事实相反，该时期中拉萨地块及南拉萨地块北缘的岩浆作用不仅微弱，而且近乎垂直海沟或南拉萨地块南缘岩浆弧分布（图1b），这样的分布很难采用弧后伸展模型来解释.

以往大量研究普遍支持南拉萨地块南缘晚白垩世大规模岩浆作用是洋脊俯冲的产物（图9 ；Zhang et al.，2010， 2019；Zhu et al.，2019），当洋脊与海沟近于平行，洋脊可能会被近似直交的转换断层错断，伴随俯冲的持续，转换断层作为板块的薄弱带同样可以发生撕裂形成板片窗，从而在上覆板块形成近似垂直洋脊延伸方向的局部伸展带并伴随相应的板内岩浆作用的发生（图9；Ma et al.，2012；马本俊等，2015；McLeod et al.，2022）. 南拉萨地块北缘达孜一带辉绿岩脉和中拉萨地块门巴花岗闪长岩规模较弱，均被认为形成板内伸展环境（Meng et al.，2014；Ma et al.，2015）；此外，Wanget al.（2021）在南拉萨地块南缘晚白垩世岩浆弧中的措杰林区域识别出A型花岗岩，同样被认为形成于伸展环境（图1b）. 措杰林A型花岗岩、达孜辉绿岩脉及门巴花岗闪长岩共同构成了一个近似垂直海沟方向的板内伸展岩浆岩带（图1b）. 小规模板内岩浆活动出现在俯冲带通常归因于特定的构造环境，如弧后伸展、板片断离或板片撕裂（Gorring and Kay，2001；Rosenbaum et al.，2008；Gianni et al.，2019；McLeod et al.，2022）. 考虑拉萨地块南部小规模板内伸展岩浆岩带近似垂直海沟的时空分布特征，本文提议措杰林A型花岗岩、达孜辉绿岩脉和门巴花岗闪长岩的形成与伴随洋脊俯冲的转换断层撕裂造成的板片窗有关（图9）.

综上所述，拉萨地块南部晚白垩世岩浆作用受控于新特提斯洋脊俯冲作用，热的软流圈地幔物质沿洋脊裂隙板片窗上涌诱发了南拉萨地块南缘大规模岩浆事件，而软流圈物质沿切割洋中脊的转换断层撕裂板片窗上涌诱发了近似垂直前者分布的小规模板内伸展岩浆作用（图9）.

5 结论

（1）中拉萨地块门巴花岗闪长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为（83.2±0.9） Ma，表明其侵位于晚白垩世.

（2）地球化学特征显示门巴花岗闪长岩为埃达克质岩石，其母岩浆起源于幔源镁铁质岩浆与加厚下地壳熔体混合源区.

（3）拉萨地块南缘晚白垩世岩浆作用主要受新特提斯洋脊俯冲控制，其中中拉萨地块门巴花岗闪长岩的形成与伴随洋脊俯冲的转换断层撕裂形成的板片窗有关.

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基金资助

四川省科技计划项目(2020JDJQ0042)

国家自然科学基金项目(41972084)

成都理工大学珠峰科学研究计划(2020ZF11407)

西北大学大陆动力学国家重点实验室开放基金(18LCD04)

自然资源部深地资源成矿作用与矿产预测重点实验室开放基金(ZS1911)

中国地质调查局项目(DD20190167;DD20160346)