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0 引言
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昌都—芒康盆地发育在昌都—思茅陆块，是一个重要的地质构造单元，位于澜沧江构造带与金沙江结合带之间，是东特提斯构造域的重要组成部分，构造线由近东西向急转为近南北向，形成了独特的地质构造特征（图1）（王倩等，2023）。区域地质演化历程非常漫长，从震旦纪开始，劳亚超大陆开始裂解，直至寒武纪时期，古特提斯洋基本形成。在奥陶纪时期，特提斯洋壳开始向北俯冲消减，导致北部塔里木地块和华北陆块向南增生。在晚二叠世以后，古特提斯洋停止扩张，而其南侧的冈瓦纳大陆却发生了裂解。这些因大陆裂解而产生的洋盆规模不大，很快就发生俯冲消减而消失。两侧的陆块（板块）发生碰撞，之间形成含蛇绿岩的增生杂岩带（缝合带）和碰撞造山带。这些复杂的地质构造成为了研究洋陆转换、盆山耦合、大陆隆升的理想场所（王成辉等，2011）。
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煌斑岩是一种浅成相暗色火成岩，其特点是含有大量暗色矿物斑晶。通常以岩脉或岩墙的形式出露，前人研究认为煌斑岩主要来源于地幔深部 （贾大成等，2002；姜耀辉等，2005；王凯等，2019；梁国科等，2020）。
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由于煌斑岩的成分特征和形成机制可以揭示岩浆活动和壳-幔相互作用的信息，因此被认为是了解地壳与岩石圈地幔的“窗口”和“探针”（孙万龙等，2022）。然而，目前对昌都地区煌斑岩的研究程度较低，同时缺乏地球化学及同位素年龄方面的系统研究。本文以昌都地区出露的煌斑岩脉为研究对象，通过全岩地球化学测试和锆石 U-Pb 同位素年龄，总结煌斑岩的岩石学和地球化学特征，探讨了其源区性质及形成的构造环境，以期为昌都—芒康地区始新世强烈岩浆活动的构造属性及地球动力学背景提供进一步的参考。
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1 地质背景和岩相学特征
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研究区位于青藏高原东部、三江流域中段北部，属藏东高山峡谷区。大地构造位置地处羌塘— 三江构造区的昌都—芒康盆地西北缘，昌都—芒康盆地位于昌都—思茅陆块上（图2），是一种新生代红色碎屑沉积盆地（李兴振等，1998）。该区域地层具有双层三盖的特征，其中双层包括元古宙结晶基底层和早古生代加里东褶皱软基底层；三盖则包括晚古生代盖层、中生代盖层和新生代盖层。以中生界三叠系、侏罗系分布最为广泛，变质程度较浅。构造特征表现为一系列北西、北东向逆断层及近东西向走滑断层，对地层改组作用明显；区内地层褶皱发育，造成地层在平面上具有齿状交错的出露特征，褶皱部位岩石变形强烈。岩浆活动微弱，岩浆岩种类较少，零星分布，岩性单一。区内侵入体呈岩株、岩脉状产出，岩性为正长斑岩、闪长玢岩，呈岩脉、岩株状沿北西向断裂或褶皱构造分布，对地层破坏程度较弱；根据项目最新成果并结合彭勇民等（1998）在研究区外围高吉正长斑岩体中测得 K-Ar 同位素年龄为 41. 0 Ma，将区内侵入体时代划分为第三纪始新世晚期，时代属于喜马拉雅期。
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图1 研究区大地构造位置示意图
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区内脉岩较发育，脉体走向主要有3组，即北西向、北东向及近东西向，出露以煌斑岩脉为主，其次为闪长玢岩脉、正长斑岩脉。煌斑岩脉主要侵入侏罗系汪布组中，汪布组是由一套河流相沉积的灰绿色、紫红色长石砂岩、泥质粉砂岩、紫红色泥页岩组成。
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煌斑岩样品采集自西藏自治区昌都市卡若区日通乡日通村桥头附近（31° 22′10.60″N，97° 13′11.78″E）（图3）。煌斑岩以脉状形式沿着断裂带的方向出现，岩脉走向大约为 340°，倾角较大，近直立，为简单的单脉，脉长数十米，脉宽 1~2 m。侵入至侏罗系汪布组长石石英细砂岩中，脉宽1~2 m（图4a）。岩石风化面为灰褐色，新鲜面则为暗褐色，具有典型的煌斑结构和块状构造，且含杏仁状围岩捕掳体（图4b），呈大小不等的棱角状，表示煌斑岩脉同化了围岩，发生了混染作用。暗色矿物含量较高且自形程度较好，主要为黑云母（10%）、角闪石 （15%）、辉石（10%）；基质为正长石、斜长石，含量大约为 55%，含有少量的橄榄石及其他副矿物，含量为5%～10%，部分岩体见强烈黄铁矿化。
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2 测试方法
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锆石 U-Pb 同位素体系的封闭温度较高，通常不会受到各种地质作用的影响而发生扰动。因此，利用LA-ICP-MS技术测定锆石U-Pb年龄可以反映较为真实的岩浆岩形成时代。本次研究对其中的 10 个岩石样品进行了地球化学分析，并对其中的 3 个样品进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb测年。
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煌斑岩样品在室内挑选新鲜、蚀变较弱的样品后，经过碎样处理后进行岩石地球化学分析。主微量元素测试在国土资源部西南矿产资源监督检测中心完成。岩石地球化学数据处理及作图采用 Geokit软件（路远发，2004）。
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本次研究过程中，北京锆年领航科技有限公司负责挑选、制靶和阴极发光扫描电镜（CL-SEM）工作。首先将采集的样品进行破碎、研磨和筛分，得到粒径适当的岩石颗粒。挑选出形态规整、颜色较浅、大小适中的锆石颗粒，并将其制成直径约 1 cm 的样品靶。然后对锆石样品进行显微照相，反射光可以观察到锆石晶体表面的形态和纹理，透射光可以观察到锆石晶体内部的结构和颜色变化。并使用阴极发光扫描电镜进行图像分析锆石晶体内部的结构和颜色变化，以及晶体表面的形态和纹理等信息。最终，挑选具有明显韵律环带结构且无裂纹的锆石进行测试。
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图2 昌都地区地层分区图（据秦覃，2010修改）
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Ⅰ—冈底斯—喜马拉雅构造地层大区；Ⅱ—羌塘—三江构造地层大区；Ⅰ1—班公湖—怒江地层区；Ⅱ1—南羌塘—左贡地层区；Ⅱ2—澜沧江地层区；Ⅱ3—昌都—思茅地层区；Ⅰ1-1—嘉玉桥—察瓦龙地层分区；Ⅱ1-1—类乌齐—左贡地层分区；Ⅱ2-1—北澜沧江地层分区；Ⅱ3-1—俄让—竹卡地层分区；Ⅱ3-2—昌都—芒康地层分区；Ⅱ4—西金乌兰—金沙江地层区；Ⅱ4-1—岗托—西渠河地层分区；Ⅱ5—德格—中甸地层区；Ⅱ5-1—德格—白玉地层分区
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本次研究中的LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素测试分析均在国土资源部西南矿产资源监督检测中心完成。使用 ICPMSDataCal 数据处理程序计算样品的同位素比值及元素含量。将锆石 U-Pb数据输入到Isoplot3程序中（Ludwig，2003），绘制U-Pb谐和图、年龄分布频率图以及计算年龄加权平均值。
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3 测试结果
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3.1 地球化学特征
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3.1.1 主量元素地球化学特征
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煌斑岩脉岩石主量元素分析结果见表1，岩石 CIPW 标准矿物参数特征见表2。岩石 SiO2含量为 41.18%~66.95%，平均为 52.37%；K2O 含量为 1.35%~7.44%；Na2O 含量为 0. 09%~4.16%；总碱量普遍高，全碱含量（ALK=1.87%~9.50%），个别样品碱质含量较低，K2O/Na2O 为 0.33~31.41，其中 5 个样品比值远远大于1。这些煌斑岩脉岩石总体具有富碱高钾及较高的 CaO（1.65%~13.72%）特征。 AFM 图解中显示绝大多数样品落入钙碱性系列区域（图5a），AR=1.17~2.14，SiO2-AR 图解中显示绝大多数样品落入碱性—钙碱性系列区域（图5b）。 SiO2-K2O 图解上显示绝大多数样品落入和靠近高钾钙碱性系列区域（图5c）。岩石 Al2O3普遍较高 （10.77%~16.86%），平均为 13.87%，A/CNK=0.41~2.68，仅一个样品大于1.1，平均为0.8，表现为偏铝质特征，在 A/CNK－A/NK 图解中（图5d），绝大多数样品落入准铝质区域。在国际地科联推荐的岩浆岩 TAS分类图中（图6a），煌斑岩大部分样品落入钙碱性煌斑岩范围；在路凤香等（1991）提出的煌斑岩进一步分类图解中（图6b），3 件样品落入弱钾质煌斑岩范围，4件样品落入钾质煌斑岩范围。因此，本次研究的煌斑岩属钙碱性系列、弱钾质—钾质煌斑岩。
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3.1.2 微量元素地球化学特征
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煌斑岩脉岩石稀土元素分析结果显示（表3、表4），其∑REE介于405.19×10-6~1049.68×10-6，LREE介于 378.29×10-6~1001.61×10-6，HREE 介于 21.87× 10-6~48. 07×10-6，LREE/HREE 介于 14. 06~63. 06， （La/Yb）N=26.84~63. 06。表明煌斑岩的稀土元素分馏明显，轻稀土元素富集，重稀土元素亏损。这种分布特征可能与岩浆来源区域的特殊成分有关，也可能与岩浆的分离结晶过程有关。根据稀土元素球粒陨石标准化配分曲线来看（图7a），稀土元素分配模式整体右倾，表现出轻稀土元素富集而重稀土元素亏损，轻、重稀土中度分异的特征。此外，样品的 δEu 值为 0.81~1. 02，没有明显的富集或亏损现象，表明在岩浆演化过程中未发生明显的斜长石分离结晶作用，具有幔源特征（雷玮琰等，2013）。
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图3 研究区地质图
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图4 煌斑岩脉照片（a）和脉中捕掳体（b）
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由原始地幔标准化的微量元素蜘蛛图可以看出 （图7b），Rb、Ba、La、U等大离子亲石元素明显富集，而 Nb、Ti、Hf等高场强元素和P相对亏损。这表明岩石具有俯冲带幔源岩石的成分特征（王治华等，2010）。
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图5 AFM图解（a，底图据Irvine and Baragar，1971）、AR-SiO2图解（b，底图据Wright，1969）、花岗岩类SiO2-K2O图解（c，底图据Rickwood，1989）、花岗岩类A/CNK-A/NK图解（d，底图据Maniar and Piccoli，1989）
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3.2 锆石U-Pb年龄
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根据本次研究结果，煌斑岩中的锆石晶形较为完整，多为粒状或短柱状，并显示出典型的岩浆震荡生长环带，他的形成与岩浆的流动和混合有关，通常发生在火山岩的形成过程中（吴元保和郑永飞，2004）（图8）。本次研究在煌斑岩脉中采集了 3 个同位素测年样品（TK4-1、TK4-5、TK4-7），测试数据分别见表5、表6、表7，样品Th/U值为0.40~2.13，均大于 0.1，为典型的岩浆成因锆石。3 个样品锆石206Pb/238U 加权平均年龄分别为（36. 05±0.29）Ma、 （35.89±0.32）Ma、（37.67±0.16）Ma（图9），基本代表岩体的岩浆结晶时代，据此将研究区煌斑岩脉体形成时代归属为始新世。
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图6 煌斑岩TSA分类图（a，底图据Rock Nicholas，1987）和K/（K＋Na）-K/Al图解（b，底图据路凤香等，1991）
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CAL—钙碱性煌斑岩；AL—碱性煌斑岩；UML—超基性煌斑岩；LL—钾镁煌斑岩
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Ⅰ—钠质煌斑岩；Ⅰ1—弱钾质煌斑岩；Ⅱ—钾质煌斑岩；Ⅲ—超钾质煌斑岩；Ⅳ—过铝质煌斑岩；Ⅴ—钾镁煌斑岩
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图7 煌斑岩稀土元素球粒陨石标准化配分曲线（a）和微量元素原始地幔标准化蜘蛛图（b）
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（球粒陨石数据据Boynton，1984；原始地幔标准化值据Sun and Mcdonough，1989）
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研究证明西藏地区的新生代构造岩浆演化历史可以分为 3 个时期（侯增谦等，2006）：主碰撞期 （65～41 Ma，古新世至始新世）、碰撞晚期（40～26 Ma，始新世至渐新世）和碰撞期后（约25 Ma至今，中新世及更晚）。根据本次研究结果，煌斑岩的形成时期为晚碰撞期，形成时间与所处三江成矿带系列中其他地区成矿期具有相似性（张弢等，2013）。其形成主要与板块碰撞过程中的壳幔源岩浆作用和挤压抬升造山作用有关。
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4 煌斑岩的成因分析及环境判别
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根据 Rock Nicholas（1987）分类，本区煌斑岩属于钙碱性煌斑岩类（图6a）。进一步根据路凤香等 （1991）对煌斑岩的分类，可归入弱钾质—钾质煌斑岩区（图6b）。通过构造环境判别图分析（图10，图11），发现煌斑岩均落在活动造山环境岛弧钙碱性岩浆中。
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图8 锆石阴极发光带圈点图
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a—TK4-1样品；b—TK4-5样品；c—TK4-7样品
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稀土配分模式为右倾的轻稀土富集型。此外，岩石样品中相对富含 Sr，且没有明显的 Eu 负异常。这可能是由于起源岩石中Ti含量较低，或者起源岩石熔融程度较低，导致 Ti 不易进入熔体（Green and Pearson，1987）。另外，成岩岩浆中含有地壳物质的参与，也可能导致 Ti 的亏损。煌斑岩在成岩过程中，通常会受到广泛的地壳混染影响，地壳混染通常会导致岩浆中富集大离子亲石元素和亏损高场强元素的特征（Rock Nicholas，1991）。La 在地壳中广泛存在，而 Nb 则相对较少（Varne，1985）。因此，当岩浆与地壳物质发生混合作用时，La会大量加入岩浆中，而 Nb则相对较少。这会导致岩浆中 La/Nb 比值的升高。本次研究发现，煌斑岩 La/Nb 比值为 3.5~16.9，也表明在成岩过程中受到了地壳混染。同时，围岩捕虏体（图4b）的存在也说明岩浆在上升过程中很可能受到了地壳物质的混染。李昌年 （1992）研究认为：原始地幔的Zr/Nb比值为18，而亏损地幔的 Zr/Nb 比值则大于 18，富集地幔和过渡地幔的 Zr/Nb 比值均小于 18。研究区煌斑岩的 Zr/Nb 比值平均值为23.8，这表明其主要热源来源于亏损地幔。
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俯冲作用导致地幔物质与地壳物质发生混合作用（Rock Nicholas，1991）。煌斑岩不相容元素特有的 Nb-Ti 负异常分配模式可用于判别俯冲环境。研究区煌斑岩中 Nb和 Ti的亏损反映了研究区存在俯冲作用，在俯冲作用下，煌斑岩受到一定程度的地壳物质混染，导致大离子亲石元素富集，高场强元素亏损。
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综上所述，本文认为昌都地区煌斑岩脉为造山环境岛弧岩浆岩，煌斑岩形成模式为“俯冲-隆升” 模式。具体来说可能是研究区位于澜沧江构造带 （羌塘—三江复合板块北缘）与金沙江结合带之间的走滑深大断裂构造带，其发生的大规模水平错移会导致局部区域发生俯冲现象，从而将下部陆壳推入断裂带上涌的岩石圈地幔中。上涌的软流圈亏损地幔加热了地壳物质，导致部分熔融，混染了部分岩石圈地幔物质，便形成了具壳幔混合源区特征的煌斑岩岩浆。这些岩浆在地壳上冷却凝固，形成了煌斑岩。与其他煌斑岩形成机制相比，这种机制的煌斑岩具有壳幔混合源区的特征，同时，这也说明了研究区的地质构造背景和演化历史，为进一步研究该区域的地质演化提供了重要的参考。
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图9 煌斑岩脉锆石U-Pb年龄谐和图
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a—TK4-1样品；b—TK4-5样品；c—TK4-7样品
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5 结论
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（1）用LA-ICP-MS方法获得昌都地区煌斑岩脉锆石206Pb/238U 权平均年龄分别为（36. 05±0.29）Ma、 （35.89±0.32）Ma、（37.67±0.16）Ma，该年龄值基本代表岩体的岩浆结晶时代，据此将研究区煌斑岩脉体形成时代归属为始新世。
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（2）煌斑岩脉属于钙碱性系列的弱钾质—钾质煌斑岩，富含轻稀土元素，亏损重稀土元素，无明显负 Eu异常。此外，岩石中 Rb、Ba、La、U等大离子亲石元素明显富集，而Nb、Ti、Hf等高场强元素相对亏损。这些特征表明该岩石的成分类似于俯冲带幔源岩石，这也与该区域的地质构造背景和演化历史相符合。
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（3）煌斑岩脉为造山环境岛弧岩地壳混染浆岩，其形成模式为“俯冲-隆升”模式。研究区位于澜沧江构造带与金沙江结合带之间的走滑深大断裂构造带，其发生的大规模水平错移会导致局部区域发生俯冲现象，从而将下部陆壳推入断裂带上涌的岩石圈地幔中。上涌的软流圈亏损地幔加热了地壳物质，导致部分熔融，便形成了具壳幔混合源区特征的煌斑岩。
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图10 Hf/3-Th-Nb/16图解（底图据Wood，1980）
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图11 Nb/Zr-Th/Zr图（a）和TiO2-P2O5/TiO2图（b）（底图据Chalapathi et al.，2014）
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参考文献
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Boynton W V. 1984. Cosmochemistry of the rare earth elements： Meteorite Studies［M］. Developments in Geochemistry. Amsterdam： Elsevier， 63-114.
-
Chalapathi Rao N V， Kumar A， Sahoo S， Dongre A N， Talukdar D. 2014. Petrology and petrogenesis of Mesoproterozoic lamproites from the Ramadugu fi eld， NW margin of the Cuddapah basin， Eastern Dharwar craton， southern India［J］. Lithos， 196/197： 150 ‒168.
-
Green T H， Pearson N J. 1987. An experimental study of Nb and Ta partitioning between Ti-rich minerals and silicate liquids at high pressure and temperature［J］. Geochimica et Cosmochimica Acta， 51（1）： 55‒62.
-
Irine T N， Baragar W R N. 1971. A guide to the chemical classifica⁃ tion of the common volcanic rocks［J］. Canadian Journal of Earth Science， 8（5）： 523‒548.
-
Ludwig K R. 2003. User’s manual for isoplot3. 0， a geochronological toolkit for Microsoft Excel［M］. Berkely： Berkely Geochronologi⁃ cal Center Special Publication， 4： 25‒32.
-
Maniar P D， Piccoli P M. 1989. Tectonic discrimination of granitoids ［J］. Geological Society of America Bulletin， 101（5）： 635‒643.
-
Rickwood P C. 1989. Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and minor elements［J］. Lithos， 22（4）： 247 ‒263.
-
Rock Nicholas M S. 1987. The nature and origin of lamprophyres： an overview［J］. Geological Society， London， Special Publications， 30（1）： 191‒226.
-
Rock Nicholas M S. 1991. Lamprophyres［M］. Glasgow： Blackie， 1-285.
-
Sun S S， Mcdonough W F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts： Implications for mantle composition and processes ［J］. Geological Society Special Publication， 42（1）： 313‒345.
-
Varne R. 1985. Ancient subcontinental mantle： A source for K-rich orogenic volcanics［J］. Geology， 13（6）： 405‒408.
-
Wood D A. 1980. The application of a Th-Hf-Nb diagram to problems of tectomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of the British Tertiary volcanic provinic［J］. Earth Planetary Science Letters， （50）： 11‒30.
-
Wright J B. 1969. A simple alkalinity ratio and its application to ques⁃ tions of non-orogenic granite genesis［J］. Geological Magazine. 106（4）： 370‒384.
-
侯增谦， 莫宣学， 杨志明， 王安建， 潘桂棠， 曲晓明， 聂凤军 . 2006. 青藏高原碰撞造山带成矿作用： 构造背景、时空分布和主要类型［J］. 中国地质， （2）： 340‒351.
-
贾大成， 胡瑞忠， 卢焱， 谢桂青 . 2002. 湘东北蕉溪岭富钠煌斑岩地球化学特征［J］. 岩石学报， （4）： 459‒467.
-
姜耀辉， 蒋少涌， 赵葵东， 倪培， 凌洪飞， 刘敦一. 2005. 辽东半岛煌斑岩 SHRIMP锆石 U-Pb年龄及其对中国东部岩石圈减薄开始时间的制约［J］. 科学通报， （19）： 115‒122.
-
雷玮琰， 施光海， 刘迎新 . 2013. 不同成因锆石的微量元素特征研究进展［J］. 地学前缘， 20（4）： 273‒284.
-
李昌年. 1992. 构造岩浆判别的地球化学方法及其讨论［J］. 地质科技情报， 3： 73‒78， 84.
-
李兴振， 杜德勋， 王义昭 . 1998. 盆山转换及其成矿作用——以昌都—思茅盆地和金沙江—哀牢山带为例［J］. 特提斯地质， （0）： 5‒20.
-
梁国科， 吴祥珂， 蔡逸涛， 唐维 . 2020. 桂北罗城地区云煌岩成因 ——地球化学及 U-Pb 年龄约束［J］. 地质通报， 39（Z1）： 267 ‒278.
-
路凤香， 舒小辛， 赵崇贺 . 1991. 有关煌斑岩分类的建议［J］. 地质科技情报， （S1）： 55‒62.
-
路远发 . 2004. GeoKit： 一个用 VBA 构建的地球化学工具软件包 ［J］. 地球化学， （5）： 459‒464.
-
彭勇民， 潘桂棠， 罗建宁 . 1998. 昌都盆地碱性岩的稀土元素地球化学特征——以高吉岩体为例［J］. 特提斯地质， （0）： 101 ‒108.
-
秦覃. 2010. 玉龙式斑岩型铜（钼）矿床找矿方向研究［D］. 成都： 成都理工大学.
-
孙万龙， 韩奎， 鲁麟， 薛旭平， 王明志， 贾忠胜， 刘能， 孟磊， 刘坤， 田科. 2022. 南秦岭镇安西部晚三叠世煌斑岩脉地球化学特征及其对构造环境的指示［J］. 地质通报， 41（11）： 1982‒1995.
-
王成辉， 唐菊兴， 侯可军， 高一鸣， 陈建平， 郝金华， 应立娟， 章奇志， 刘耀文， 凡韬. 2011. 西藏玉龙铜钼矿区斑岩体Hf同位素特征及其地质意义［J］. 矿床地质， 30（2）： 292‒304.
-
王凯， 胡海燕， 刘坤鹏 . 2019. 北秦岭西段普洛河地区煌斑岩脉地球化学特征及成岩构造环境［J］. 矿产勘查， 10（12）： 2906‒ 2912.
-
王倩， 张晓鹏， 曲为贵， 赵鹏， 刘仕刚. 2023. 西藏昌都地块多金属成矿带控矿因素与找矿方向初探［J］. 新疆有色金属， 46（2）： 36‒39.
-
王治华， 郭晓东， 葛良胜， 陈祥， 徐涛， 范俊杰. 2010. 云南大坪金矿区煌斑岩的地球化学特征及成因探讨［J］. 岩石矿物学杂志， 29（4）： 355‒366.
-
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， （16）： 1589‒1604.
-
张弢， 沈忠义， 吕晓宏， 王保国 . 2013. 云南马厂箐铜钼矿床碱性杂岩体期次划分及LA-ICP-MS锆石U-Pb定年［J］. 矿产勘查， 4（6）： 662‒670.
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摘要
煌斑岩是反映深部构造-岩浆作用和源区地球化学性质的良好地质体。本文对昌都—芒康盆地西北缘出露的煌斑岩脉进行系统研究，煌斑岩中锆石U-Pb同位素年龄通过LA-ICP-MS测定，得到其206Pb/238U加权平均年龄分别为（36. 05±0. 29）Ma、（35. 89±0. 32）Ma、（37. 67±0. 16）Ma，该年龄值基本代表岩体的岩浆结晶时代，据此将研究区煌斑岩脉体形成时代归属为始新世。地球化学分析表明，煌斑岩属于钙碱性弱钾质—钾质系列，具有大离子亲石元素和轻稀土元素富集，高场强元素和稀土元素亏损的成分特征。综合分析表明煌斑岩具有俯冲带幔源岩石的成分特征，属于“俯冲-隆升”模式下新生代构造岩浆演化碰撞晚期构造环境的岛弧岩浆岩。在始新世（35~37 Ma）澜沧江构造带与金沙江结合带之间的走滑深大断裂构造带发生的大规模水平错移，导致局部区域发生俯冲，上涌的软流圈亏损地幔加热了地壳物质，导致其部分熔融，形成煌斑岩。
Abstract
Lamprophyres are good geological proxy for the deep tectonic magmatism and geochemical proper- ties of the source region. In this paper， the lamprophyre veins exposed in the northwestern margin of Changdu-Mangkang Basin were systematically studied. Zircon U-Pb isotopes of the lamprophyre were determined by LA-ICP-MS， and the 206Pb/238U ages of the lamprophyres were （36. 05±0. 29） Ma，（35. 89±0. 32） Ma， and （37. 67±0. 16） Ma， respectively. These ages essentially represented the magmatic crystallization age of rock body， therefore， the formation age of lamprophyre vein body in the survey area was attributed to the Eocene. Geochemical analysis showed that lamprophyre belonged to the calc-alkali weak-potassic series， with compositional features of enrich- ment of large ion lithophile elements and light rare earth elements， and depletion of heavy high field strength ele- ments and rare earth elements. Comprehensive analysis indicated that the lamprophyre had the composition characteristics of mantle source rocks in the subduction zone， and belonged to island arc magmatic rocks in the late tectonic environment of Cenozoic tectono magmatic evolution and collision under the "subduction uplift" model. The large-scale horizontal displacement of the strike slip deep fault structural belt between the Lancang River tectonic belt and the Jinsha River junction belt in the Eocene （about 35-37 Ma） led to local subduction， and the upwelling Asthenosphere depleted mantle heated the crustal material， leading to partial melting， forming the lamprophyre.
