青藏高原安多地塊中生代高壓變質(zhì)作用的年代學(xué)研究

陸曉 林彥蒿

摘 要：安多微陸塊位于青藏高原班公湖-怒江縫合帶中段，具有不同于其北部的羌塘地體和南部的拉薩的地體的基底鋯石年齡。文章對(duì)安多微陸塊的基性高壓麻粒巖和片麻巖進(jìn)行了研究，發(fā)現(xiàn)其中生代的年齡信息分為：麻粒巖變質(zhì)年齡為185 Ma，片麻巖變質(zhì)年齡為175 Ma，分別代表麻粒巖相峰期變質(zhì)作用時(shí)間和角閃巖相退變質(zhì)期時(shí)間。P-T-t軌跡顯示順時(shí)針的變質(zhì)過(guò)程（ITD）。這些結(jié)果說(shuō)明，安多微陸塊在中生代時(shí)期向北俯沖到羌塘地體之下50 km處，并隨后折返至中地殼（20 km），抬升速率為3 mm/a。

關(guān)鍵詞：高壓變質(zhì)作用；U-Pb鋯石定年；安多微陸塊；青藏高原

中圖分類號(hào)：P5883 文獻(xiàn)標(biāo)識(shí)碼：A 文章編號(hào)：1006-8937（2014）11-0143-10

青藏高原從北向南，依次被金沙江縫合帶、班公湖-怒江縫合帶、雅魯藏布江縫合帶劃分為松潘-甘孜地體、羌塘地體、拉薩地體和喜馬拉雅地體。其中，安多微陸塊位于羌塘地體和拉薩地體之間，南北兩側(cè)均有班公湖-怒江洋的蛇綠混雜巖殘留（潘桂棠等，2006），并且，安多地塊與羌塘地體和拉薩地體具有截然不同的地質(zhì)特征（張開(kāi)均等，2009）（如圖1所示）。作為班公湖—怒江縫合帶的一個(gè)獨(dú)立的微陸塊，它對(duì)認(rèn)識(shí)青藏高原早期的形成演化具有重要意義。關(guān)于安多地塊的中生代時(shí)期的變質(zhì)作用，目前的研究現(xiàn)狀為：Xu（1985）最早對(duì)安多附近的片麻巖進(jìn)行過(guò)定年研究，獲得的鋯石U-Pb年齡值為519±12 Ma以及上交點(diǎn)為531 Ma，下交點(diǎn)為171 Ma的年齡信息，并認(rèn)為中生代變質(zhì)作用發(fā)生在171 Ma；Guynn（2006，2012，2013）認(rèn)為安多地塊至少經(jīng)歷了高角閃巖相變質(zhì)作用，變質(zhì)年齡集中在180～170 Ma，變質(zhì)峰期為178 Ma；張曉冉（2010）和張修政（2010）對(duì)安多基性麻粒巖進(jìn)行研究，認(rèn)為其經(jīng)歷了高壓麻粒巖相甚至榴輝巖相變質(zhì)作用和之后的角閃巖相退變質(zhì)作用，變質(zhì)峰期年齡為190 Ma，退變質(zhì)期為180 Ma；Zhang（2012）和解超明（2013）在該地區(qū)片麻巖和麻粒巖中發(fā)現(xiàn)190～170 Ma的變質(zhì)鋯石。由此可見(jiàn)，安多地區(qū)的變質(zhì)作用峰期時(shí)間還有待于進(jìn)一步研究。

本文報(bào)道了安多地區(qū)高壓麻粒巖及其圍巖片麻巖中鋯石的LA-ICP-MS U-Pb分析結(jié)果，以期為揭示安多微陸塊的中生代變質(zhì)作用峰期時(shí)間，以及安多陸塊的構(gòu)造演化提供同位素年代學(xué)約束。

1 地質(zhì)背景和樣品

1.1 地質(zhì)背景

安多微陸塊呈東西走向，由南北兩條蛇綠混雜巖帶挾持，以嘎弄-假玉日-尼瑪區(qū)-下秋卡兵站斷裂為南界、班公湖-怒江縫合帶的主斷裂為北界（如圖1A所示）。發(fā)育一套以二長(zhǎng)片麻巖為主體，夾斜長(zhǎng)片麻巖及斜長(zhǎng)角閃巖所組成的雜巖，并伴有中生代花崗巖侵入（Xu et al.，1985；Coward et al.，1988；BGTAR，2005；Guynn et al.，2006）。其中，早白堊世花崗巖主要分布在安多微陸塊南部，大規(guī)模的早—中侏羅世花崗巖呈巖基狀侵位于新元古界變質(zhì)巖和古生界碎屑巖地層中（Guynn et al.，2006；劉敏等，2010，2011，2012）。

安多地塊的結(jié)晶基底年齡大多集中在早古生代490～530 Ma和新元古代820～920Ma，多數(shù)學(xué)者認(rèn)為其在泛非期和格林威爾期發(fā)生強(qiáng)烈造山作用，同時(shí)伴有較大規(guī)模的英云閃長(zhǎng)巖和二長(zhǎng)花崗巖的侵入，形成現(xiàn)在的結(jié)晶基底（Xu，1985，常承法，1992，王根厚，1996，張開(kāi)均，2009；Guynn，2012；解超明2011；Zhang，2012；）。

1.2 樣品巖相學(xué)特征

樣品采集于安多微地塊西北部，采樣位置如圖1B所示。這一地區(qū)的主要巖石類型包括片麻巖，麻粒巖，斜長(zhǎng)角閃巖，片麻巖，片巖。在野外露頭上，安多麻粒巖呈灰綠至灰黑色，肉眼可見(jiàn)淡紅色的石榴子石，以及灰白色的石榴子石假晶（白眼圈）。

麻粒巖T11-36-5中（如圖2A所示），在光學(xué)顯微鏡下，可見(jiàn)主要礦物有石榴子石（Grt）（～25%）、單斜輝石（Cpx）（～15%）、角閃石（Hbl）（～50%）、斜長(zhǎng)石（Pl）（～5%），石榴子石內(nèi)部出現(xiàn)單斜輝石、石英、角閃石等包裹體。麻粒巖發(fā)育“白眼圈”反應(yīng)結(jié)構(gòu)，出現(xiàn)了Hbl+Pl組成的后成合晶，并且斜長(zhǎng)石沒(méi)有出現(xiàn)在基質(zhì)中，只存在于石榴石周圍的“冠狀體”內(nèi)。從礦物組合和全巖地球化學(xué)表明，該麻粒巖為基性麻粒巖。麻粒巖T11-36-6中（如圖2B所示），主要由角閃石（～90%）組成，基本無(wú)其他礦物，可能是由麻粒巖退變質(zhì)形成，并且退變質(zhì)完全。片麻巖T11-38-4中（如圖2C所示）主要由長(zhǎng)石（～40%）和石英（～45%）組成，有少量和黑云母和白云母，部分黑云母出現(xiàn)綠泥石化。

2 分析方法

鋯石分析先用常規(guī)方法將樣品粉碎，接著用浮選和電磁選方法進(jìn)行分選，再在雙目鏡下挑選晶形和色澤良好、無(wú)裂隙的鋯石顆粒，然后將它們粘貼在環(huán)氧樹脂表面，待環(huán)氧樹脂充分固化后，將鋯石靶表面拋光，然后進(jìn)行透射光、反射光和陰極發(fā)光顯微照相。

鋯石陰極發(fā)光（CL）顯微照相在北京鋯年領(lǐng)航的Cameca電子探針儀器上完成，分析電壓為15 kV，電流為4 nA。

鋯石U-Pb 同位素定年在中國(guó)地質(zhì)大學(xué)（武漢）地質(zhì)過(guò)程與礦產(chǎn)資源國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室利用LA-ICP-MS完成。激光剝蝕系統(tǒng)為GeoLas2005，ICP-MS系統(tǒng)為Agilent7 500 a。激光剝蝕斑束直徑為32 μm，激光剝蝕深度為20～40 μm。對(duì)分析數(shù)據(jù)的離線處理采用軟件ICPMSDataCal 完成。詳細(xì)的儀器操作條件和數(shù)據(jù)處理方法同（Liu et al.2010 a，2010 b）。用Isoplot軟件（ludwig，2003）計(jì)算諧和加權(quán)年齡以及繪圖。（鋯石U-Pb分析結(jié)果見(jiàn)附表1）

3 分析結(jié)果

麻粒巖（T11-36-5）中的鋯石直徑50-150μm，呈他形橢圓狀，鋯石的內(nèi)部結(jié)構(gòu)為無(wú)分帶或弱分帶結(jié)構(gòu)。可見(jiàn)，安多麻粒巖鋯石符合變質(zhì)增生鋯石的內(nèi)部結(jié)構(gòu)特征（如圖3所示）。多數(shù)鋯石有Eu 負(fù)異常，相應(yīng)的δEu（δEu=2 Eu（N）/（Sm（N）+Gd（N）））=0.6～0.8，Th/U值介于0.01～0.08之間，屬于常見(jiàn)變質(zhì)鋯石范圍（<0.1），并明顯低于巖漿鋯石的Th/U比值（>0.4）（Vavra et al.，1996；Heaman et al.，1990；Rubatto et al.，1999）。在REE球粒隕石（Sun & McDonough，1989）標(biāo)準(zhǔn)化分配圖中，表現(xiàn)出輕稀土虧損，HREE平坦，屬于變質(zhì)成因鋯石（Hoskin & Ireland，2000），顯示出與石榴子石平衡共生的變質(zhì)鋯石特征（Schaltegger et al.，1999；Whitehouse & Platt，2003；吳元保等，2003；Rubatto et al.，2003）。LA-ICP-

MS U-Pb（鋯石LA-LCP-MS原位稀土元素分析結(jié)果見(jiàn)表2）。原位分析結(jié)果表明，麻粒巖（T11-36-5）中鋯石巖漿核的17分析點(diǎn)給出的206 Pb/238 U年齡，在176～197 Ma之間，所獲得的平均年齡為185.8±3.4Ma（如圖3a所示）。

麻粒巖（T11-36-6）中的鋯石直徑50～150μm，呈他形橢圓狀，鋯石的內(nèi)部結(jié)構(gòu)為無(wú)分帶或弱分帶結(jié)構(gòu)。可見(jiàn)，安多麻粒巖鋯石符合變質(zhì)增生鋯石的內(nèi)部結(jié)構(gòu)特征（如圖3b所示）。多數(shù)鋯石有Eu 負(fù)異常，相應(yīng)的δEu（δEu=2Eu（N）/（Sm（N）+ Gd（N）））=0.6～0.9，個(gè)別鋯石出現(xiàn)Eu正異常，相應(yīng)的δEu=1.1～1.3。Th/U值介于0.02～0.08之間，屬于常見(jiàn)變質(zhì)鋯石范圍（<0.1），并明顯低于巖漿鋯石的Th/U比值（>0.4）（Vavra et al.，1996；Heaman et al.，1990；Rubatto et al.，1999）。在REE 球粒隕石（Sun & McDonough，1989）標(biāo)準(zhǔn)化分配圖中，表現(xiàn)出輕稀土虧損，HREE平坦，屬于變質(zhì)成因鋯石，顯示出與石榴子石平衡共生的變質(zhì)鋯石特征（Schaltegger et al.，1999；Whitehouse & Platt，2003；吳元保等，2003；Rubatto et al.，2003）。其中鋯石巖漿核的13分析點(diǎn)給出了類似的206 Pb/238 U年齡，在164～188 Ma，所獲得的平均年齡為177.9±4.2 Ma（如圖4所示）。

片麻巖（T11-38-4）鋯石直徑50～150μm，呈長(zhǎng)柱狀，核部發(fā)育同心韻律環(huán)帶，內(nèi)部結(jié)構(gòu)出現(xiàn)振蕩環(huán)帶結(jié)構(gòu)和繼承性鋯石晶核，是變質(zhì)繼承鋯石。其具有典型的巖漿結(jié)晶鋯石特征，邊部具有均勻較窄的增生邊，由于增生邊太窄無(wú)法對(duì)其進(jìn)行年代學(xué)研究。Th/U介于0.05～0.08之間，可能是鋯石在后期退變質(zhì)過(guò)程中遭受溶蝕和重結(jié)晶的結(jié)果。稀土元素圖顯示，LREE虧損，HREE富集，說(shuō)明即使有石榴石生成，也在退變質(zhì)期間完全退變質(zhì)，鋯石有明顯的Eu負(fù)異常，相應(yīng)的δEu（δEu=2Eu（N）/（Sm（N）+Gd（N）））=0.1～0.2，說(shuō)明富集斜長(zhǎng)石。其中鋯石巖漿核的10分析點(diǎn)給出了一致的206 Pb/238 U年齡，在161～185 Ma，所獲得的平均年齡為174.2±5.0 Ma（如圖4所示）。

4 討 論

4.1 安多陸塊深俯沖與早期折返時(shí)限

高壓麻粒巖普遍形成于地殼加厚或熱地殼俯沖進(jìn)入巖石圈地幔等構(gòu)造環(huán)境（OBrien & R？zler，2003；Brown，2006）。而順時(shí)針近等溫降壓的PTt軌跡，通常被認(rèn)為發(fā)育在大陸碰撞的環(huán)境（England & Thompson，1984；Thompson & England，1984；Harley，1989；Brown，1993；Zhao et al.， 2001）。

在本文研究的三個(gè)樣品中，麻粒巖（T11-36-5）中鋯石具有無(wú)分帶或弱分帶的內(nèi)部結(jié)構(gòu)、低Th/U比值，無(wú)Eu異常，在REE配分圖上表現(xiàn)為較低的HREE含量以及平坦的重稀土配分型式等特征。表明其在與石榴子石平衡共生條件下形成，薄片中石榴子石很大，基本沒(méi)有退變質(zhì)邊也證明這一點(diǎn)。因此，所選鋯石應(yīng)形成于高壓麻粒巖峰期變質(zhì)階段，達(dá)到高壓麻粒巖甚至榴輝巖相變質(zhì)作用。由此所獲得的加權(quán)平均年齡值185 Ma可以代表高壓麻粒巖的峰期變質(zhì)時(shí)間。麻粒巖（T11-36-6）中，鏡下觀察中沒(méi)有石榴石，可認(rèn)為完全經(jīng)歷了退變質(zhì)，所以，177 Ma的變質(zhì)年齡很可能是退變質(zhì)時(shí)期的年齡，代表麻粒巖退變質(zhì)時(shí)期的變質(zhì)年齡。片麻巖（T11-38-4）中，鏡下鑒定顯示巖石主要由長(zhǎng)石石英組成；鋯石核部發(fā)育同心韻律環(huán)帶，內(nèi)部結(jié)構(gòu)出現(xiàn)振蕩環(huán)帶結(jié)構(gòu)和繼承性鋯石晶核，有明顯的Eu負(fù)異常（δEu=0.1～0.2）。所以，174 Ma代表片麻巖的角閃巖相退變質(zhì)年齡。由于片麻巖和麻粒巖樣品在同一個(gè)地方采集，很可能片麻巖與麻粒巖經(jīng)歷了同樣的變質(zhì)作用階段，即共同經(jīng)歷了185 Ma的麻粒巖峰期變質(zhì)作用，175 Ma的角閃巖相退變質(zhì)作用。

而現(xiàn)有的對(duì)安多地塊中的片麻巖，角閃巖，麻粒巖的測(cè)年研究普遍認(rèn)為安多地塊中的中生代鋯石年齡在190～170 Ma之間（Xu et al.，1985；白志達(dá)等，2005；Guynn et al.，2006，2012，2013；張曉冉2012，2013；Zhang2012；解超明2013）。其中，張曉冉（2013）獲得了單個(gè)麻粒巖樣品的變質(zhì)年齡集中在190～180 Ma，并認(rèn)為其中Eu正異常（1.01～1.20）的190 Ma的年齡是變質(zhì)峰期的，達(dá)到斜長(zhǎng)石消失的榴輝巖相，Eu負(fù)異常（0.67～0.99）的180Ma是退變質(zhì)期的，是斜長(zhǎng)石穩(wěn)定存在的角閃巖相。但一般認(rèn)為，Eu的負(fù)異常應(yīng)至少小于0.6（Hermann J，2001；解超明，2013），才能被認(rèn)為是角閃巖相變質(zhì)作用。并且，這是從一個(gè)樣品中挑選的鋯石，Eu的負(fù)異常與正異常極有可能是因?yàn)榉治稣`差所導(dǎo)致，而且樣品中只在石榴石周圍的退變質(zhì)邊中有斜長(zhǎng)石存在，斜長(zhǎng)石微小，不足以影響鋯石內(nèi)部的Eu。因此，應(yīng)當(dāng)將190～180 Ma的變質(zhì)年齡認(rèn)定為一個(gè)年齡，取平均值185 Ma，這與本文的變質(zhì)峰期年齡一致。Guynn（2006，2012，2013）對(duì)安多的石榴石角閃巖和片麻巖進(jìn)行研究，得到角閃巖相的變質(zhì)作用的年齡集中在180～170 Ma之間，峰期175 Ma，這與本文的研究一致。并且，解超明（2013）用Ar-Ar法測(cè)定安多的黑云母片麻巖，其變質(zhì)年齡在176～166 Ma之間，峰值170 Ma，由于Ar-Ar法的封閉溫度較低，因此其年齡170 Ma應(yīng)表明安多地塊與羌塘地體碰撞結(jié)束的時(shí)刻。

綜上所述，安多地區(qū)經(jīng)歷了從190～170 Ma的地質(zhì)事件，高壓麻粒巖相變質(zhì)峰期為185 Ma，角閃巖相變質(zhì)期為175 Ma。

4.2 變質(zhì)巖P-T-t軌跡及安多陸塊抬升速率與構(gòu)造演化

張曉冉（2010）通過(guò)電子探針測(cè)定礦物成分，并用相關(guān)的地質(zhì)溫度壓力計(jì)對(duì)安多麻粒巖的峰期礦物組合石榴石+單斜輝石+角閃石，峰期后的退變質(zhì)階段的礦物組合角閃石+斜長(zhǎng)石后成合晶以及基質(zhì)中普遍發(fā)育的石榴石+角閃石研究得出，溫度壓力計(jì)高壓麻粒巖相峰期T=860～920 ℃，P=14.6～15.6 kbar，退變質(zhì)階段T=550～670 ℃，P=5.2～6.5 kbar。這表明該區(qū)高壓麻粒巖由峰期變質(zhì)到角閃巖相退變質(zhì)階段經(jīng)歷了一個(gè)近等溫減壓的折返過(guò)程。PTt 軌跡表明片麻巖體的抬升經(jīng)歷了兩個(gè)主要的階段，一是從深部地殼層位（～50 km）快速抬升到淺部地殼（～20 km），二是從淺部地殼抬升到地表。麻粒巖峰期變質(zhì)作用時(shí)間為185 Ma，晚期退變質(zhì)作用時(shí)間為175 Ma，故抬升速率約為3 mm/a（如圖5所示）。

因此可以認(rèn)為，中生代時(shí)期（190～167 Ma），安多微陸塊發(fā)生了強(qiáng)烈的構(gòu)造事件以及高壓麻粒巖的構(gòu)造侵位，并與羌南板塊的碰撞拼合。并且，由于黑云母的K-Ar 體系的封閉溫度較低，此后的地質(zhì)事件再也沒(méi)有強(qiáng)到足以使該體系重新開(kāi)放，即之后未發(fā)生較大規(guī)模的巖漿與變質(zhì)事件。

5 結(jié) 語(yǔ)

①通過(guò)鋯石U-Pb法獲得的安多微陸塊變質(zhì)巖的變質(zhì)年齡，安多地區(qū)的麻粒巖經(jīng)歷了185 Ma的峰期變質(zhì)作用，與片麻巖一起經(jīng)歷了175 Ma的角閃巖相退變質(zhì)作用。

②170～190 Ma的鋯石U-Pb年齡表明了安多微陸塊與南羌塘地體碰撞的時(shí)限。

③安多微陸塊在中生代時(shí)期俯沖到羌塘地體之下50 km處，并隨后折返至中地殼（20 km），平均抬升速率約為3 mm/a。

參考文獻(xiàn)：

[1] Coward M P，Kidd W F，Yun P，et al.The structure of the 1985 Tibet Geotraverse，Lhasa to Golmud[J].Philosophical Tr-

ansactions of the Royal Society London A，1988， （327）.

[2] Guynn JH，Kapp P，Gehrels G，et al.U-Pb geochronology of basement rocks in centralTibet and paleogeographic implica-

tions[J].Journal of Asian Earth Sciences，2012，（1）.

[3] Guynn JH，Kapp P，Pullen A，et al.Tibetan basement rocks near

Amdo reveal “missing”Mesozoic tectonism along the Bangong

suture，central Tibet[J].Geology，2006，（6）.

[4] Heaman L M，Bowins R，Crocket J.The chemical composition of igneous zircon suites：Implications for geochemical tracer studies[J].Geochimica et Cosmochimica Acta，1990，（54）.

[5] Hermann J，Rubatto D，Korsakov A.Multiple zircon growth du- ring fast exhumation of diamondiferous，deeply subducted c-

ontinental crust（Kokchetav Massif，Kazakhstan）[J].Contrib Min-

eral Petrol， 2001， （141）.

[6] Hoskin P O，Ireland T.Rare earth element chemistry of zircon and its use as a provenance indicator[J].Geology，2000，（28）.

[7] Liu Y S，Gao S，Hu Z C，et al.Continental and oceanic crust recycling-induced melt-peridotite interactions in the Trans-

North China Orogen：U-Pb dating，Hf isotopes and trace ele-

ments in zircons of mantle Xenoliths[J].Journal of petrology 2010，（51）.

[8] Liu Y S，Hu Z C，Zong K Q，et al.Reappraisement and refi-

nement of zircon U-Pb isotope and trace element analy-

ses by LA-ICP-MS[J].Chinese Science Bulletin，2010，（55）.

[9] Rubatto D，Gebauer D，Compagnoni R.Dating of eclogite-facies zircons：The age of Alpine metamorphism in the Sesia-Lanzo Zone （Western Alps）[J].Earth and Planetary Science Letters， 1999，（167）.

[10] Rubatto D，Williams I S.Imageing，trace element geochemistry and mineral inclusions：Linking U-Pb ages with metamorp-

hic conditions[J].EOS，2000，（21）.

[11] Rubatto D，Gebauer D.Use of cathodoluminescence for U-Pb zircon dating by IOM Microprobe：Some examples from the western Alps[J].Cathodoluminescence in Geoscience，Spring-

er-Verlag Berlin Heidelberg，Germany，2000，（373）.

[12] Rubatto D.Zircon trace element geochemistry：Partitioning

with garnet and the link between U-Pb ages and metamo-

rphism[J].Chemical Geology，2002，（184）.

[13] Rubatto D，Hermann J.Zircon formation during fluid circula-

tion in eclogites （Monviso，Western Alps）：Implications for Zr

and Hf budget in subduction zones[J].Geochimica et Cos-

mochimica Acta，2003，（67）.

[14] Rubatto D，Liati A，Gebauer D.Dating UHP metamorphism[J].

EMU Notes in Mineralogy，2003，（5）.

[15] Schaltegger U，F(xiàn)anning C M，Gunther D，et al. Growth，anneal-

ing and recrystllization of zircon and preservation of monaz-

ite in high-grade metamorphism：Conventional and in-situ U-Pb isotope，cathodoluminescence and microchemical evide-

nce[J].Contributions to Mineralogy and Petrology，1999，（134）.

[16] Sun S S，McDonough W F.Chemical and isotopic systemati-

cs of oceanic basalt：implications for mantle composition and

processes.In：Saunders A D，Norry M J，eds[J].Magmatism in

the Ocean Basins.London：Geol Soc Spec Pub，1989，（42）.

[17] Vavra G，Gebauer D，Schmid R，et al.Multiple zircon growth and recrystallization during polyphase Late Carboniferous to Triassic metamorphism in granulites of the Ivrea Zone （Sou-

thern Alps）：An ion microprobe （SHRIMP） study[J].Contributi-

ons to Mineralogy and Petrology，1996，（122）.

[18] Vavra G，Schmid R，Gebauer D.Internal morphology，habit and U-Th-Pb microanalysis of amphibole to granulite facies zir-

con：Geochronology of the Ivren Zone （Southern Alps）[J].Con-

tributions to Mineralogy and Petrology，1999，（134）.

[19] Vavra G，Gebauer D， Schmid R，et al.Multiple zircon growth and recrystallization during polyphase Late Carboniferous to Triassic metamorphism in granulites of the Ivrea Zone （Sout

hern Alps）：An ion microprobe（SHRIMP） study.Contributions to Mineralogy and Petrology，1996，（122）.

[20] Whitehouse M J，Platt J P.Dating high-grade metamorphis-

mconstraints from rare-earth elements in zircons and garnet.

Contributions to Mineralogy and Petrology，2003，（145）.

[21] Wilde SA，Zhou XH，Nemchin AA，et al.Mesozoic crustma-

ntle interaction beneath the North China craton：a conseque-

nce of the dispersal of Gondwanaland and accretion of Asia[J].Geology，2003，（31）.

[22] Wu FY，Lin JQ，Wilde SA，et al.Nature and sig-nificance of the Early Cretaceous giantigneous event in Eastern China[J].Earth and Planetary Science Let-ters，2005，（233）.

[23] Hawkesworth CJ，Kemp AIS.Evolution of the con-tinental

crust[J].Nature，2006，（443）.

[24] Xu R H， Sch rer U， Allègre C J.Magmatism and metam-

orphism in the Lhasa block（Tibet）：A chronological study.J

Geol，1985，（93）.

[25] Zhang Z M， et al. Tectonic Evolution of the Amdo Terrane，

Central Tibet： Petrochemistry and Zircon U-Pb Geochrono-

logy. The Journal of Geology，2012，（120）.

[26] Zhang X R，et al.Early Jurassic high-pressure metamorphism

of the Amdo terrane，Tibet：Constraints from zircon U Pb ge-

ochronology of mafic granulites[M].Gondwana Research，In P-

ress，2013.

[27] 白志達(dá)，徐德斌，張緒教，等.西藏安多縣幅1：25萬(wàn)區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報(bào)告[M].北京：地質(zhì)出版社，2005.

[28] 徐貴忠，常承法.大陸巖石圈構(gòu)造與資源[M].北京：海洋出版社，1992.

[29] 劉敏，趙志丹，管琪，等.西藏聶榮微陸塊早侏羅世中期花崗巖及其包體的巖漿混合成因：鋯石LAICPMSUPb定年和Hf同位素證據(jù)[J].巖石學(xué)報(bào)，2011，（7）.

[30] 劉敏，朱弟成，趙志丹，等.藏北聶榮地區(qū)早侏羅世末期的巖漿混合作用及構(gòu)造意義[J].巖石學(xué)報(bào)，2010，（10）.

[31] 劉敏.青藏高原中部聶榮微陸塊侏羅紀(jì)早期富堿侵入巖的巖石成因及構(gòu)造意義[D].北京：中國(guó)地質(zhì)大學(xué)，2012.

[32] 潘桂棠，李興振，王立全，等.青藏高原及鄰區(qū)大地構(gòu)造單元初步劃分[J].地質(zhì)通報(bào)，2002，（11）.

[33] 潘桂棠，莫宣學(xué)，侯增謙.等.岡底斯造山帶的時(shí)空結(jié)構(gòu)及演化[J].巖石學(xué)報(bào)，2006，（3）.

[34] 沈其韓.推薦一個(gè)系統(tǒng)的礦物縮寫表[J].巖石礦物學(xué)，2009， （28）.

[35] 王根厚.西藏他念他翁山鏈構(gòu)造變形及演化[M].北京：地質(zhì)出版社，1996.

[36] 吳福元，李獻(xiàn)華，鄭永飛，等.Lu-Hf同位素體系及其巖石學(xué)應(yīng)用[J].巖石學(xué)報(bào)，2007，（2）.

[37] 吳元保，陳道公，夏群科，等.大別山黃土嶺麻粒巖中鋯石LAM-ICP-MS 微區(qū)微量元素分析和Pb-Pb定年[J].中國(guó)科學(xué)（D輯）：地球科學(xué)，2003，（33）.

[38] 吳元保，鄭永飛.鋯石成因礦物學(xué)研究及其對(duì)U-Pb年齡解釋的制約[J].科學(xué)通報(bào)，2004，（49）.

[39] 西藏自治區(qū)地質(zhì)調(diào)查院（BGTAR）.中華人民共和國(guó)區(qū)域地質(zhì)調(diào)查專題報(bào)告[R].藏北聶榮變質(zhì)地體（塊）物質(zhì)組成與構(gòu)造演化（1：250000）-那曲縣幅，2005.

[40] 解超明，李才，蘇犁，等.青藏高原安多高壓麻粒巖同位素年代學(xué)研究[J].巖石學(xué)報(bào)，2013，（3）.

[41] 張開(kāi)均，唐顯春.青藏高原腹地榴輝巖研究進(jìn)展及其地球動(dòng)力學(xué)意義[J].科學(xué)通報(bào)，2009，（54）.

[42] 張曉冉，史仁燈，黃啟帥，等.青藏高原安多高壓基性麻粒巖的發(fā)現(xiàn)及其地質(zhì)意義[J].科學(xué)通報(bào)，2010，（55）.

[43] 張修政，董永勝，解超明，等.安多地區(qū)高壓麻粒巖的發(fā)現(xiàn)及其意義.巖石學(xué)報(bào)，2010，（7）.

[44] 朱弟成，潘桂棠，王立全，等.西藏岡底斯帶侏羅紀(jì)巖漿作用的時(shí)空分布及構(gòu)造環(huán)境[J].地質(zhì)通報(bào)，2008，（4）.