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0 引言
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青藏高原是由不同时期不同大陆块体拼贴形成的，从北到南，青藏高原主要由近东西向的松潘 —甘孜、羌塘和拉萨地块组成（Chung et al.，2005）。其中羌塘地块位于青藏高原腹地，夹持于西金乌兰 —金沙江—红河缝合带与班公湖—怒江缝合带之间，其构造属性与演化历史一直备受关注（黄继钧， 2001；李才等，2007；王根厚等，2009）。对于班公湖 —怒江洋，众多学者认为其闭合时限为白垩世（朱弟成等，2006），意味着在晚白垩世之后，班公湖— 怒江缝合带以北区域进入了碰撞造山演化阶段，而在羌塘地块北缘晚白垩世—古近纪阶段岩浆岩出露较少，且研究区所在的唐古拉北坡区域平均海拔在 5300 m 以上，长期以来被视为人类生存的禁区，区内地质研究程度也相对较为薄弱。唐古拉山北坡查肖玛地区的花岗斑岩作为青藏高原大陆腹地北羌塘地块北缘的古近纪古新世早期的岩浆活动产物，可能记录了研究区在古近纪早期的构造演化相关信息，对于了解研究区内的构造背景及构造演化具有重要意义。本文对查肖玛地区的日阿巴亚楼花岗斑岩进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学和岩石地球化学方面的研究，查明了岩石成因、岩浆来源以及成岩构造背景，意在为青藏高原在新生代时期的构造演化方面提供一定地质佐证。
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1 地质背景
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日阿巴亚楼花岗斑岩位于青海省西南部唐古拉山北坡查肖玛地区日阿巴亚楼的南侧，构造位置处于北羌塘地块北缘。研究区地层出露简单，大面积出露中侏罗统雀莫错组和布曲组，沟壑地带分布有少量全新统冰川冰水堆积物和沼泽堆积物（图1）。中侏罗统雀莫错组在研究区仅出露上段地层，主要为一套由含粉砂质泥岩、泥质黏土岩与石英砂岩、岩屑石英砂岩等碎屑岩组成的粗细相间韵律性沉积，岩石中发育平行层理、水平层理、交错层理、重荷模等构造。布曲组根据岩石组合分为上、中、下段，下段岩性为灰色中层状细晶灰岩、微晶灰岩、生物碎屑灰岩等，局部见夹有青灰色钙质粉砂岩，属灰岩建造；中段总体为一套粉砂岩建造，主要岩性为紫红色薄层状粉砂质泥岩与青灰色钙质粉砂岩互层，夹有紫红色细粒长石石英砂岩，长石石英砂岩中见砂纹层理、对称波痕等构造，粉砂岩中见水平层理；上段岩性以灰色中—厚层状微晶灰岩、细晶灰岩为主，夹中层状生屑灰岩，砂屑及粉屑灰岩等，属灰岩建造。全新世冰水堆积物主要由泥砂、砾石及冰川组成；沼泽堆积物由淤泥、腐植泥组成。
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研究区岩浆岩活动不强烈，仅在研究区内出露 2 处岩体，岩性分别为二长花岗岩和花岗斑岩（图1）。其中二长花岗岩成岩年龄为（62.79±0.52）Ma （李勇和李亚林，2015），呈透镜状侵入于中侏罗统布曲组中，出露面积约1.13 km2，中粗粒半自形粒状结构，块状构造，岩石主要由钾长石、斜长石、石英组成，其次含少量黑云母，榍石及金属矿物。花岗斑岩呈椭圆形小岩株状侵入于中侏罗统雀莫错组上岩段地层中，出露面积约2.97 km2，岩石颜色为灰色，具斑状结构，块状构造。岩石主要由斑晶和基质两部分组成。斑晶主要由石英、斜长石、钾长石、黑云母组成。
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研究区内褶皱不发育，仅发育一系列平行展布的北西向断层，断层性质以逆断层为主，断层经过处断层角砾岩、断层泥发育，且岩石层面见有明显的擦痕。
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2 岩相学特征
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本文研究的花岗斑岩颜色为灰色，斑状结构，块状构造。斑晶主要由石英、斜长石、钾长石、黑云母组成，基质为长英质。斜长石呈半自形柱粒状，部分呈他形粒状，聚片双晶发育，裂纹发育，表面较新鲜，粒度大小为 0.35~2.75 mm，较均匀分布于基质中，约占岩石总体的 4% 左右。钾长石为他形粒状，粒度大小为0.65~3.50 mm，可见卡式双晶，表面发生轻微的黏土化，较均匀分布于基质中，约占岩石总体的 11% 左右。石英多具熔蚀结构，呈熔蚀状、港湾状和不规则状，整体外形较圆润，表面干净，部分颗粒可见裂纹，裂纹间被基质充填，粒度大小为 0.50~2.40 mm，较均匀分布于基质中，约占岩石总体的 17%。黑云母呈鳞片状，褐色，一组极完全解理发育，颗粒新鲜，零星分布于岩石中，约占岩石总体的2%（图2）。
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图1 研究区地质简图
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1—全新统冰川及冰水堆积物；2—全新统沼泽堆积层；3—中侏罗统雀莫错组上段；4—中侏罗统布曲组下段；5—中侏罗统布曲组中段； 6—中侏罗统布曲组上段；7—花岗斑岩；8—二长花岗岩；9—断层；10—采样位置
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IBS—印度河—雅鲁藏布江缝合带；BNS—班公湖—怒江缝合带；LSLS—龙木措—双湖—澜沧江缝合带；XJS—西金乌兰—金沙江缝合带； AF—阿尔金缝合带；KQS—康西瓦—昆南—玛沁缝合带
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3 样品采集及分析方法
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3.1 样品采集
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本文研究样品采自于日阿巴亚楼花岗斑岩中，共采集锆石 U-Pb 定年样品 1 件（DP3TW2）、岩石地球化学样品 2件（DP3GS1、DP3GS2），样品均采自于野外露头的新鲜无风化岩石，采样坐标为 33° 15′03″N，92°00′29″E。
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图2 日阿巴亚楼花岗斑岩野外露头照片（a）和显微照片（b）
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3.2 锆石U-Pb分析
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所有实验均在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。LA-ICP-MS 分析时首先在样品中分选出锆石，在双目镜下挑选无色透明的、晶形较好的颗粒，用环氧树脂进行固定并抛光，使锆石内部暴露，然后分别进行 CL 显微照相和了 LA-ICP-MS 分析。该项实验分析仪器为 Elan 6100DRC 型四极杆质谱仪和Geolas200M型激光剥蚀系统，激光器为193 nm ArF 准分子激光器。激光剥蚀斑束直径为 30 μm。样品的同位素比值和元素含量数据处理采用 GLITTER 4. 0程序并采用 Andersen（2002）软件对测试数据进行普通铅校正，年龄计算和成图采用 ISOPLOT 程序。测试前以锆石阴极发光照片和反射光照片为依据，根据实验目的，在锆石上选取合适的位置进行测试。
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3.3 岩石地球化学分析
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岩石地球化学测试在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。全岩的主量和微量元素利用日本理学 PrimusⅡ X 射线荧光光谱仪（XRF）分析完成。首先将 200 目样品置于 105℃烘箱中烘干 12 h 后，称取 1. 0 g 烘干样品置于恒重陶瓷坩埚中，在 1000℃马弗炉中灼烧 2 h，取出待冷却至室温再称量，计算烧失量。然后分别称取 6. 0 g 助熔剂 （Li2B4O7 ∶LiBO2 ∶LiF=9∶2∶1）、0.6 g 样品、0.3 g 氧化剂（NH4NO3）置于铂金坩埚中，在1150℃熔样炉中熔融14 min，取出坩埚转移到耐火砖上冷却，然后将玻璃片取出进行后续的XRF测试。
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微量元素利用Agilent 7700e ICP-MS分析完成。首先将 200 目样品置于 105℃烘箱中烘干 12 h 后，准确称取粉末样品 50 mg 置于 Teflon 溶样弹中。然后先后依次缓慢加入 1 mL 高纯 HNO3和 1 mL 高纯 HF，将Teflon溶样弹放入钢套，拧紧后置于190℃烘箱中加热 24 h 以上。待溶样弹冷却，开盖后置于 140℃电热板上蒸干，然后加入1 mL HNO3并再次蒸干。加入 1 mL 高纯 HNO3、1 mL MQ 水和 1 mL 内标 In（浓度为 1×10-6），再次将 Teflon 溶样弹放入钢套，拧紧后置于190℃烘箱中加热12 h以上。最后将溶液转入聚乙烯料瓶中，并用 2% HNO3稀释至 100 g 再进行后续的ICP-MS测试。
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4 分析结果
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4.1 锆石U-Pb年代学
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本次测试挑选的锆石均为浅黄色—无色透明，多呈短柱状—长柱状（图3a），锆石晶形较好。所测点的锆石具有明显的震荡环带，Th/U 值为 0.18～0.67，平均值为 0.38（表1），具有岩浆锆石的特点 （吴元保和郑永飞，2004）。本次锆石LA-ICP-MS测年共完成 20个测试点，其中 4个测点（2、3、4、13）谐和度较低，剩余16个测点较为集中的分布在谐和线上，显示出良好的谐和性（图3b），表明锆石在形成其 U-Pb 体系一直保持在封闭状态，基本没有 Pb 的丢失。206Pb/238U 加权平均年龄值为（64.46±0.60） Ma（MSDW=0.31），代表花岗斑岩的岩浆结晶年龄为古近纪古新世。
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图3 DP3TW2锆石阴极发光图像及测点编号（a）和U-Pb锆石年龄协和图（b）
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4.2 主量元素
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花岗斑岩样品具较高的 SiO2 含量（75.66%～77.72%），全碱含量（Na2O+K2O=6.60%～8.81%）， Na2O 含量为 3.55%～5.27%，K2O 含量为 1.33%～5.26%，变化较大，可能是由于样品含钾长石斑晶导致成分差异所引起。K2O/Na2O 为 0.25～1.48，MgO 含量为 0.16%，Al2O3 含量为 12.23%～12.37%（表2），里特曼指数 σ =1.25～2.38，Mg# 值为 34.1～40.8。在 SiO2-（Na2O+K2O）图解中（图4a），样品投点落入亚碱性花岗岩区域内。A/CNK 值为 0.94～1. 04，平均值为 0.99，在 A/CNK-A/NK 判别图解中样品均落入准-弱过铝质区域。综上所述，主量元素特征显示日阿巴亚楼花岗斑岩属钙碱性准铝-弱过铝质系列（图4b）。
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图4 日阿巴亚楼岩体SiO2-（Na2O+K2O）图解（a，据Wilson，1989）和A/CNK-A/NK图解（b，据Maniar and Piccoli，1989）
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4.3 稀土元素
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岩石稀土元素总量（Σ REE）范围为 101.71× 10-6～250.92×10-6。球粒陨石标准化配分曲线显示其明显富集轻稀土元素、亏损重稀土元素，呈右倾趋势（图5a）。δEu=0.50～0.88，具有弱的负 Eu 异常，说明岩浆可能经历一定的斜长石结晶分离或者源区残留有斜长石。
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4.4 微量元素
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样品的原始地幔标准化微量元素蛛网图中（图5b），样品富集大离子亲石元素（如 Rb，K）和活泼的不相容元素（如 Th，U）等，相对亏损高场强元素（如 Nb、Ta、P、Ti），Nb、Ta和Ti具负异常，Ba元素也呈现出负异常，其亏损特性可能是钾长石、黑云母等矿物的分离结晶的结果（刘燊等，2003）。
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图5 稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图（a，球粒陨石数据Boynton，1984）和微量元素原始地幔标准化微量元素蜘蛛图 （b，原始地幔数据据Sun and McDonough，1989）
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5 讨论
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5.1 岩石成因
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日阿巴亚楼花岗斑岩样品K2O含量高于1%，且区内无大面积同时代基性岩相伴生，故可排除其为 M 型花岗岩。日阿巴亚楼花岗斑岩未见有石榴石、堇青石等S型花岗岩所具有的代表性矿物及碱性暗色矿物等A型花岗岩的标志矿物（吴福元等，2007）。样品具有较低的P2O5，平均值为0.25%，且随SiO2含量增加而减小，但是 S 型花岗岩往往具有高 P2O5含量（均值为 0.14%），且其含量随着分异程度的增强而增加（Chappell and White，1992）。指示日阿巴亚楼花岗斑岩不是S型花岗岩和A型花岗岩。日阿巴亚楼花岗斑岩的 FeOT /MgO 比值（平均值为 3.94），远低于世界A型花岗岩的平均值（22.84），但接近于一般 I 型花岗岩（2.27）（Whalen et al.，1987），说明该花岗斑岩属I型花岗岩。
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目前对于 I型花岗岩成因，主要有 3 种观点：地幔玄武质岩浆分离结晶（Soesoo，2000）、壳幔物质混合（邱检生等，2008）和下地壳（Rudnick，1995）或新生地壳（Wu et al.，2003）部分熔融，但地球上巨量花岗岩体的形成大多与地壳岩石的部分熔融相关 （Collins et al.，1982；王德滋和周新民，2002）。日阿巴亚楼花岗斑岩具有较高的 SiO2、碱含量（Na2O+ K2O）和 A/CNK 值，较低的 Cr、Ni 含量，富集 Rb、Th、 Ba、Cs等大离子亲石元素（LILE），亏损 Nb、Ta、Ti等高场强元素（HFSE），在球粒陨石标准化稀土元素配分图和微量元素原始地幔标准化蛛蛛图上，花岗斑岩与地壳具有近似的配分模式，指示花岗斑岩来自于地壳的部分熔融（Rudnick and Gao，2003）。花岗斑岩的Nb/Ta比值为7.91～9.24，平均值为8.58，远低于幔源岩浆的 17.5±2，接近于地壳岩浆的比值 （11～12）（Sun and McDonough，1989；晁温馨等， 2017），也十分接近下地壳的值（8.3，张成立等， 2008）。La/Nb比值（0.61～3. 04，平均值为 1.82）接近大陆地壳平均值 2.2。Th/Nb 比值（1.19～2.23，平均值为1.71）高于大陆地壳平均值0.44。总体上微量元素特征集中反映了花岗斑岩的岩浆来自于地壳的部分熔融。岩石中 CaO/Na2O 比值主要依赖于斜长石/黏土比值，在泥质岩源岩中该比值低（贫斜长石），而在杂砂岩中该比值高（贫黏土）。本文研究的花岗斑岩具有较高的 SiO2、Na2O 含量，CaO/ Na2O 值为 0.19～0.24，小于 0.3（＜0.3 为泥质岩石熔融，＞0.3为砂屑岩石熔融（肖庆辉等，2002；钟长汀等，2007）），指示岩浆可能主要来自于地壳中变泥质成分的部分熔融。
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Sisson（1994）研究表明，重稀土元素在石榴石和角闪石中具有不同的分配系数，如果源区为角闪石残留，具有平坦的HREE配分模式，源区残留为石榴石时，具倾斜的 HREE 配分模式。日阿巴亚楼花岗斑岩的HREE配分曲线向右倾斜，且Y/Yb比值较低，为 8.27～8.32，表明岩浆源区残留相主要为角闪石。在提出的花岗岩 Sr-Yb 分类图解中（图6a），样品落入低 Sr 高 Yb 型区域，也印证了残留相中缺少石榴石，主要为角闪岩。岩体的K/Rb比值为146～158，低于岩浆岩平均值 230，说明岩浆演化程度较高（曾令森和高利娥，2017）。岩石P、Ti、K等元素亏损及弱的负Eu异常，可能指示岩浆形成过程中发生了一定程度的长石、磷灰石及钛铁矿等矿物的分离结晶作用。综合上述，日阿巴亚楼花岗斑岩的岩母岩浆来源于地壳的部分熔融，经过一定程度分离结晶作用而形成日阿巴亚楼花岗斑岩。
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图6 Sr-Yb分类图解（a，底图据张旗等，2022）和Sr/Y-Y图解（b，底图据Castillo，2006）
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Ⅰ—高Sr低Yb型；Ⅱ—低Sr低Yb型；Ⅲ—高Sr高Yb型；Ⅳ—低Sr高Yb型；Ⅴ—非常低Sr高Yb型
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5.2 构造环境
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资料显示，羌北地区上石炭统到上二叠统出露范围较广，以稳定的台型碳酸盐沉积为主，随着研究区南侧的龙木措—双湖缝合带的闭合，羌北中生代盆地演化开始（李才，2008）。晚三叠世印支运动使西金乌兰—金沙江褶皱造山活动达到高潮，与此同时，随着班公湖—怒江洋打开，羌塘地块向北运动并沿西金乌兰—金沙江一线向北俯冲，羌南地区处于被动陆缘斜坡环境，羌北地区处于周缘前陆盆地环境（黄继钧，2000；张锋等，2010）。晚侏罗世— 早白垩世，由于班公错—怒江洋由东向西逐渐闭合，拉萨地体向北俯冲于羌塘地体之下，加之昆仑地体向南仰冲，羌塘地体结束了海相沉积，并引起羌塘地体的缩短、加厚及地形隆起。丁林和来庆洲 （2003）也指出，羌塘地体作为青藏高原的核部，在侏罗纪末已产生明显的陆壳增生和加厚。白志达等（2009）通过对安多地区粗面岩研究，也指出晚白垩世时期羌塘地块与拉萨地块已成为统一的陆块，并具有加厚的陆壳。晚白垩世以来，由于印度洋的扩张加速了新特提斯洋的消亡，新特提斯洋壳在晚白垩世向北俯冲至班公错—怒江缝合带，受阻于岩石圈巨厚的较“软”的羌塘地体，在拉萨地体形成冈底斯岛弧带，同时，强大的陆内汇聚作用，促使羌塘地区进一步发生挤压造山作用，地壳缩短，岩石圈增厚（段志明等，2005）。
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岩石圈地幔可以通过拆沉或底侵作用增厚或减薄加厚的岩石圈地壳底部亦可沿“壳-幔混合层” 发生某种形式的快速剥离或平流减薄作用。大量的幔源岩浆上侵和在 Moho 面附近的底侵作用及 “壳-幔混合层”的快速剥离或平流减薄作用将更有利于下地壳遭受热侵蚀形成融熔体，而大量的幔源岩浆屯积，亦将诱发大规模变质作用和壳内熔融 （赖绍聪，1999）。另外，众多学者认为印度-亚洲大陆碰撞的启动时间约 65 Ma 是最具可能性的（王成善等，1999；朱弟成等，2004；夏林圻等，2009），该事件的远程效应可能会导致羌塘地区进一步发生挤压缩短和加厚作用，更好地封闭壳幔岩浆池，使底侵岩浆有更充分条件与陆壳物质相互作用（邓晋福等，1996），包括壳幔岩石的熔融作用，幔源岩浆与壳源岩浆的物质交换以及岩浆结晶分离作用等。本文研究的日阿巴亚楼花岗斑岩富集 Rb、Th、U、K 等大离子亲石元素，亏损 Nb、Ta、Ti 等高场强元素，具有弧岩浆岩特征，在Sr/Y-Y图解中样点也落入弧岩浆岩区域（图6b）。但其母岩浆不存在幔源岩浆混染作用，不同于俯冲板片部分熔融成因的花岗岩 （Liu et al.，2019）。在（Y+Nb）-Rb 图解中样点落入后碰撞区域，在 R1-R2图解中显示花岗斑岩形成于碰撞造山晚期的环境（图7）。结合区域构造演化，由于拉萨地块和羌塘地块的碰撞，加上印度板块向拉萨地块俯冲的远程效应，使羌塘地块增厚达到榴辉岩相，岩石密度的增高使地壳不稳定产生拆沉作用，导致地幔上涌减压部分熔融形成镁铁质岩浆，这些热的镁铁质岩浆底侵地壳使其部分熔融，形成了羌塘地体唐古拉山坡查肖玛地区花岗斑岩。
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图7 （Y+Nb）-Rb图解（a，底图据Pearce et al.，1984）和R1-R2图解（b，底图据Batchelor et al.，1986）
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6 结论
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（1）查肖玛地区日阿巴亚楼花岗斑岩锆石 U-Pb LA-ICP-MS 年龄为（64.46±0.60）Ma，成岩时代为古近纪古新世早期。
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（2）日阿巴亚楼花岗斑岩属钙碱性准铝-弱过铝质系列，形成于后碰撞构造环境，为班公湖—怒江洋闭合后印度板块向拉萨板块俯冲的远程效应，导致岩石圈拆沉形成的镁铁质岩浆底侵地壳使其部分熔融的产物。
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参考文献
-
Boynton W V. 1984. Geochemistry of the rare earth elements： Meteorite studies［C］∥Henderson P（ed. ）. Rare Earth Element Geochemistry．Amsterdam Elsevier， 63–114．
-
Castillo P R. 2006. An overview of adakites petrogenesis［J］．Chinese Science Bulletin， 51： 257–268．
-
Chappell B W， White A J R. 1992. I-and S-type granites in the Lachland Fold Belt［J］． Transactions of the Royal Society of Edinburgh： Earth Sciences， 83： 1–26．
-
Chung S L， Chu M F， Zhang Y Q， Xie Y W， Lo C H， Lee T Y， Lan C Y， Li X H， Zhang Q， Wang Y Z. 2005. Tibetan tectonic evolution inferred from spatial and temporal variations in post-collisional magmatism［J］. Earth Science Review， 68（3/4）： 173–196.
-
Collins W J， Beams S D， White A J R， Chappell B W. 1982. Nature and origin of A-type granites with particular reference to south – eastern Australia［J］．Contributions to Mineralogy and Petrology， 80： 189–200．
-
Liu Y M， Wang M， Li C， Li S Z， Xie C M， Zeng X W， Liu J H. 2019. Late Cretaceous tectono-magmatic activity in the Nize region， central Tibet： Evidence for lithospheric delamination beneath the Qiangtang-Lhasa collision zone［J］．International Geology Review， 61： 562–583．
-
Maniar P D， Piccoli P M. 1989. Tectonic discrimination in of granitoids ［J］．Geological Society of America Bulletin， 101（5）： 635–643．
-
Pearce J A， Harris N B W， Tindle A G. 1984. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks［J］. Journal of Petrology， 25（4）： 956–983.
-
Rudnick R L. 1995. Making continental crust［J］. Nature， 378（7）： 571–578.
-
Rudnick R L， Gao S. 2003. Composition of the continental crust ［M］．∥Elsevier-Pergamon， Oxford， 1–64．
-
Sisson T W. 1994. Hornblende-melt trace-element partitioning measured by ionmicroprobe［J］. Chemical Geology， 117（1-4）： 331–334.
-
Soesoo A. 2000. Fractional crystallization of mantle-derived melts as a mechanism for some I-type granite petrogenesis： An example from Lachlan Fold Belt， Australia［J］. Journal of the Geological Society， 157（1）： 135–149.
-
Sun S S， McDonough W F. 1989. Chemicao and isotopic systematics of oceanic basalts： Implications for mantle composition and processes ［J］. Geological Society of Special Publication， 42（1）： 313–345.
-
Whalen J B， Currie K L， Chappell B W. 1987. A-type granites： Geochemical characteristics discrimination and petrogeneisis［J］． Contributions to Mineralogy and Petrology， 95（4）： 407–419．
-
Wilson M. 1989. Igneous Petrogenesis［M］． London： Springer， 295 –323．
-
Wu F Y， Jahn B， Wilde S A， Lo C H， Yui T， Lin Q， Ge W C， Sun D Y. 2003. Highly fractionated I-type granites in NE China （Ⅱ）： Isotopic geochemistry and implications for crustal growth in the Phanerozoic［J］. Lithos， 67（3/4）： 191–204.
-
白志达， 徐德斌， 陈梦军， 孙立新 . 2009. 西藏安多地区粗面岩的特征及其锆石 SHRIMP U-Pb 定年［J］. 地质通报， 28（9）： 1229– 1235.
-
Batchelor R A， Bowden P， 李昌平 . 1986. 利用多阳离子参数对花岗岩系作成因解释［J］. 基础地质译丛， 61（4）： 36–45.
-
晁温馨， 李碧乐， 杨文龙， 彭勃， 宁传奇， 高雄伟 . 2017. 羌塘沱沱河地区多才玛二长岩 SHRIMP锆石 U-Pb年代学及岩石地球化学 ［J］. 世界地质， 36（3）： 691–700.
-
邓晋福， 赵海岭， 莫宣学， 吴宗絮， 罗照华. 1996. 中国大陆根柱构造 ——大陆动力学的钥匙［M］．北京： 地质出版社， 17–20.
-
丁林， 来庆洲. 2003. 冈底斯地壳碰撞前增厚及隆升的地质证据： 岛弧拼贴对青藏高原隆升及扩展历史的制约［J］. 科学通报， 48 （4）： 836–842.
-
段志明， 李勇， 张毅， 李亚林 . 2005. 藏北唐古拉山木乃中生代末花岗岩地球化学特征及其构造环境意义［J］. 矿物岩石， 25（1）： 52 –57.
-
黄继钧. 2000. 羌塘盆地性质及构造演化［J］. 地质力学学报， 6（4）： 58–66.
-
黄继钧 . 2001. 羌塘盆地基底构造特征［J］. 地质学报， 75（3）： 333 –337.
-
赖绍聪 . 1999. 青藏高原北部新生代火山岩成因机制［J］．岩石学报， 15（1）： 98–104.
-
李才， 翟庆国， 董永胜， 曾庆高， 黄晓鹏. 2007. 青藏高原龙木措—双湖板块缝合带与羌塘古特提斯洋演化记录［J］. 地质通报， 26 （1）： 13–21.
-
李才. 2008. 青藏高原龙木措—双湖—澜沧江板块缝合带研究二十年［J］. 地质论评， 54（1）： 105–119.
-
李勇， 李亚林. 2015. 中华人民共和国区域地质调查报告（1∶250000 温泉兵站幅）［M］. 北京： 地质出版社.
-
刘燊， 胡瑞忠， 迟效国， 李才， 冯彩霞， 王天武 . 2003. 羌塘岩带碰撞后超钾质火山岩地球化学特征及成因探讨［J］. 大地构造与成矿学， 27（2）： 167–175.
-
邱检生， 肖娥， 胡建， 徐夕生， 蒋少涌， 李真. 2008. 福建北东沿海高分异I型花岗岩的成因： 年代学地球化学和Nd-Hf同位素制约［J］. 岩石学报， 24（11）： 2468–2484.
-
王成善， 刘志飞， 李祥辉， 万晓樵 . 1999. 西藏日喀则弧前盆地与雅鲁藏布江缝合带［M］. 北京： 地质出版社.
-
王德滋， 周新民. 2002. 中国东南部晚中生代花岗质火山-侵入杂岩成因与地壳演化［M］. 北京： 科学出版社.
-
王根厚， 韩芳林， 杨运军， 李元庆， 崔江利. 2009. 藏北羌塘中部晚古生代增生杂岩的发现及其地质意义［J］. 地质通报， 28（9）： 1181 –1187.
-
吴福元， 李献华， 杨进辉， 郑永飞 . 2007. 花岗岩成因研究的若干问题［J］．岩石学报， 23（6）： 1217–1238．
-
吴元保， 郑永飞. 2004. 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， 49（16）： 1589–1604.
-
夏林圻， 马中平， 李向民， 夏祖春， 徐学义. 2009. 青藏高原古新世— 始新世早期（65～40 Ma）火山岩——同碰撞火山作用的产物 ［J］. 西北地质， 42（3）： 1–25.
-
肖庆辉， 邓晋福， 马大铨， 等. 2002. 花岗岩研究思维与方法［M］. 北京： 地质出版社， 1–294.
-
张成立， 王涛， 王晓霞. 2008. 秦岭造山带早中生代花岗岩成因及其构造环境［J］. 高校地质学报， 14（3）： 304–316.
-
张锋， 王辉， 刘池洋. 2010. 羌塘盆地中生代构造属性［J］. 中国煤炭地质， 22（4）： 1674–1803.
-
张旗， 原杰， 焦守涛， 王振， 王跃， 陈万峰， 袁方林， 李晓彬 . 2022. 花岗岩三级分类刍议［J］. 矿物岩石地球化学通报， 42（3）： 657 –667.
-
曾令森， 高利娥 . 2017. 喜马拉雅碰撞造山带新生代地壳深熔作用与淡色花岗岩［J］. 岩石学报， 33（5）： 1420–1444.
-
钟长汀， 邓晋福， 万渝生， 毛德宝， 李惠民. 2007. 华北克拉通北缘中段古元古代造山作用的岩浆记录： S型花岗岩地球化学特征及锆石SHRIMP年龄［J］. 地球化学， 36（6）： 633–637.
-
朱弟成， 潘桂堂， 莫宣学， 段丽萍， 廖忠礼. 2004. 印度大陆和欧亚大陆的碰撞时代［J］. 地球科学进展， 19（4）： 564–571.
-
朱弟成， 潘桂棠， 莫宣学， 王立全， 廖忠礼， 赵志丹， 董国臣， 周长勇 . 2006. 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， 22（3）： 534–546.
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摘要
日阿巴亚楼花岗斑岩位于北羌塘北缘查肖玛地区，本文对其进行了锆石 U-Pb 年代学、全岩地球化学测试。结果表明，锆石U-Pb年龄为（64. 46±0. 60）Ma，说明岩石形成于早古新世早期。花岗斑岩具有高硅、富碱（K2O+Na2O=6. 60%~8. 81%），贫 MgO、TFe2O3和 CaO，为钙碱性准铝—弱过铝质系列。岩石富集 Ba、 Rb、Th和U等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta和Ti等高场强元素，球粒陨石标准化稀土元素配分模式为右倾型，重稀土元素配分模式相对平坦，具有弱的Eu负异常，属I型花岗岩。岩体母岩浆来源于拆沉作用形成的镁铁质岩浆底侵地壳后部分熔融的产物，形成于后碰撞构造环境。
Abstract
The Riabayalou granite porphyry is located in the Chaxiaoma area， the northern margin of northern Qiangtang. The geochronology and whole-rock geochemistry of the granite porphyry show that the zircon U-Pb age is （64. 46±0. 60）Ma， indicating that the rock mass were formed in the early Paleocene. The granite porphyry is high in silicon， rich in alkali（K2O+Na2O=6. 60%-8. 81%）， poor in MgO， TFe2O3 and CaO， and belongs to the calc-alkaline aluminum-weak peralumin series. The rocks are rich in large ion lithophile elements and active incompatible elements such as Ba， Rb， Th and U， and depleted in high field strength elements such as Nb， Ta and Ti. The chondrite standardized rare earth element partition pattern is right-leaning type， and the HERR partition pattern is relatively flat with weak Eu negative anomaly， belonging to type I granite. The parent magma of the granite porphyry from the partial melting that penetrated the crust and formed in the post-collision tectonic environment.
