藏南柳區(qū)礫巖的沉積環(huán)境及物源分析:對雅魯藏布縫合帶古近紀(jì)隆升的約束*

錢信禹 戴緊根 王成善 李亞林 葛玉魁 張佳偉

中國地質(zhì)大學(xué)生物地質(zhì)與環(huán)境地質(zhì)國家重點實驗室，地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京 100083

1 引言

研究造山帶剝蝕的過程和產(chǎn)物對于了解造山帶演化歷史具有重要的作用(Najman et al.，2000)。特別是來自造山帶內(nèi)的碎屑沉積記錄可以揭示造山帶的物質(zhì)和結(jié)構(gòu)特征及其形成和演化規(guī)律，在彌補(bǔ)造山帶本身由于后期構(gòu)造、變質(zhì)和剝蝕作用導(dǎo)致地記錄信息被掩蓋問題的同時成為了構(gòu)建造山帶與沉積盆地之間相互作用的紐帶(Cawood et al.，2003)。并且在進(jìn)一步對沉積物的物質(zhì)來源、形成過程以及對沉積環(huán)境的探討中能夠反演造山帶的形成和發(fā)展。

喜馬拉雅造山帶是典型的陸-陸碰撞造山帶，對其隆升歷史的研究可有助于理解陸-陸碰撞的過程。柳區(qū)礫巖沿著雅魯藏布江縫合帶東西向分布幾百千米，是喜馬拉雅造山帶早期隆升重要的沉積記錄。雖然對該套礫巖的研究由來已久，但是對于其形成時代、物源區(qū)和構(gòu)造屬性等認(rèn)識都存在很大分歧。根據(jù)古生物化石和孢粉化石的研究，確定其時代為始新世中晚期(45～35Ma)(Fang et al.，2006;Wei et al.，2011)，但據(jù)Ryan et al.(2012①Ryan，Peter and Jay 在2012 年美國地球物理學(xué)會(AGU)上提供的會議摘要(Provenance，Paleoaltimetry，and Tectonic Significance of the Liuqu Conglomerate，Southern Tibet))報道，他們發(fā)現(xiàn)了～23Ma的鋯石年齡，說明沉積時間可能更晚。有一些學(xué)者因為在研究中發(fā)現(xiàn)柳區(qū)礫巖中缺少岡底斯弧來源火成巖礫石，所以認(rèn)為柳區(qū)礫巖形成于印度和歐亞大陸碰撞之前，是印度大陸與特提斯洋內(nèi)島弧的碰撞產(chǎn)物(Aitchison et al.，2000;Davis et al.，2002)。然而大多數(shù)學(xué)者認(rèn)為其是在印度和歐亞大陸碰撞之后形成的(Wang et al.，2010;Chen，2004;Fang et al.，2006;Wei et al.，2011)，并在柳區(qū)礫巖中發(fā)現(xiàn)來自日喀則弧前盆地的碎屑鋯石成分(Wang et al.，2010)。

本文對柳區(qū)地區(qū)出露的柳區(qū)礫巖(圖1)展開了詳細(xì)的沉積學(xué)工作，主要應(yīng)用地層的沉積特征，巖相組合反應(yīng)的沉積環(huán)境以及對物源區(qū)的指示，來反演其沉積過程，并對藏南新生代早期隆升歷史提供約束。

2 區(qū)域地質(zhì)概況

雅魯藏布江縫合帶是印度與歐亞板塊俯沖-碰撞形成的，代表著特提斯洋最終的關(guān)閉(Gansser，1980;Aitchison et al.，2000)。其西端沿噶爾河與印度河蛇綠巖帶相接，東端延至雅魯藏布江峽谷地區(qū)，長度超過2000km，是青藏高原內(nèi)部最南端也是最年輕的縫合帶(Gansser，1977)，也是青藏高原南部最重要的大地構(gòu)造界線(Yin and Harrison，2000;Dai et al.，2013)，為板塊碰撞的構(gòu)造事件的研究提供了重要的依據(jù)(Gansser，1977;Yin and Harrison，2000)。從大構(gòu)造單元上來看，該縫合帶主要包括北部的岡底斯巖漿弧和日喀則弧前盆地以及南部的特提斯喜馬拉雅被動大陸邊緣沉積帶以及發(fā)育在中間的蛇綠巖帶(王成善和劉志飛，1999)。

縫合帶的南側(cè)為青藏高原南緣造山帶的四個構(gòu)造體系(蔡福龍等，2008)(圖1a)。特提斯喜馬拉雅南亞帶出露的巖性主要為碎屑巖和碳酸鹽巖，變形變質(zhì)程度弱(Willems et al.，1996);北亞帶由泥巖、砂巖夾薄層的灰?guī)r和硅質(zhì)巖組成，變形強(qiáng)(王成善等，2000;Ding，2003)。帶內(nèi)中東部發(fā)育早古生代的花崗巖和中新世的淺色花崗巖。高喜馬拉雅帶主要由一套高級變質(zhì)巖組成，以片麻巖為主，時代可追溯到寒武紀(jì)。小喜馬拉雅帶以淺變質(zhì)巖為主，時代為前寒武代到古生代。再往南，是次喜馬拉雅帶，是最主要的前陸盆地沉積區(qū)(Yin，2006)。

縫合帶北側(cè)的拉薩地塊局部出露中元古代-早寒武世結(jié)晶基底(Dewey et al.，1988)，蓋層主要成分為早古生代到古近紀(jì)的沉積巖和火成巖夾層。拉薩地塊南部為岡底斯基巖的變質(zhì)帶，成分為晚侏羅世-白堊紀(jì)的鈣堿性花崗巖體(Chu et al.，2006;Wen et al.，2008);北部為包括早白堊S 型花崗巖在內(nèi)的變質(zhì)帶(潘桂棠等，2004)。古近紀(jì)林子宗群火山巖廣布在拉薩地塊內(nèi)部，并且斷續(xù)的覆蓋在岡底斯基巖以及古生代和中生代的沉積序列之上(Mo et al.，2008)。日喀則弧前盆地，位于拉薩地塊的南部邊緣，成分為白堊系日喀則群、帕達(dá)那組和曲貝亞組的復(fù)理石和泥質(zhì)碳酸鹽的夾層以及古新統(tǒng)富含有孔蟲的措江頂群(Ding et al.，2003;Wang et al.，2012)。

圖1 研究區(qū)域地質(zhì)簡圖(a)西藏南部喜馬拉雅構(gòu)造簡圖;(b)日喀則地區(qū)地質(zhì)簡圖(據(jù)Wang et al.，2010 修改)，本文實測剖面見黃色框內(nèi)，而紅色框內(nèi)為Wang et al.(2010)的研究區(qū)，黃點代表本文的鋯石采樣點，紅點代表Wang et al.(2010)的鋯石采樣點Fig.1 The geological map of study area

沿著雅魯藏布江縫合帶產(chǎn)出多套礫巖，如加拉孜、秋烏、大竹卡和柳區(qū)礫巖(Harrison et al.，1993;Aitchison and Davis，2001)，都記錄著印度板塊和歐亞板塊碰撞過程中形成的沉積相和沉積特征，并一定程度上反映著這一時期的構(gòu)造運(yùn)動。本文主要針對柳區(qū)礫巖展開研究工作。柳區(qū)礫巖是厚層的碎屑沉積，沿著雅魯藏布江蛇綠巖帶近東西向產(chǎn)出，從目前所了解的出露情況來看，主要分布于日喀則地區(qū)，東起白朗縣，西至薩噶縣，長度約150km，向東有可能延伸到山南地區(qū)以及緬甸西部，向西在阿里地區(qū)以及克什米爾的拉達(dá)克地區(qū)均有零星分布(Aitchison et al.，2000;Davis et al.，2002;Wang et al.，2010)(圖1a)。

3 地層及沉積環(huán)境

本次研究選擇的剖面位置在距離日喀則市區(qū)西側(cè)直線距離78km 左右的拉孜縣柳區(qū)，剖面位置如圖1b 所示。剖面的起始位置為29°10＇37″N、88°05＇38″E，終點位置為29°09＇14″N、88°05＇17″E。盡管剖面未見頂?shù)祝撬鶞y剖面，恢復(fù)后的厚度約1750m，是已獲得的柳區(qū)群剖面中厚度較大的，能相對完整的代表柳區(qū)群的沉積序列。在該剖面北側(cè)，柳區(qū)礫巖與蛇綠巖呈斷層接觸;在剖面南部，柳區(qū)礫巖與特提斯喜馬拉雅淺變質(zhì)碎屑巖也呈斷層接觸。

圖2 柳區(qū)群實測剖面柱狀圖圖中巖相符號代表的意義見表1;圓餅圖表示所在層位的礫石統(tǒng)計結(jié)果;Lq12-X 表示2012 年在該剖面對應(yīng)砂巖層位采集的巖屑砂巖樣品，Lq14-X 表示2014 年在該剖面對應(yīng)礫巖層位采集的石英砂巖礫石樣品Fig.2 The measured stratigraphic section of Liuqu Group

表1 柳區(qū)礫巖的沉積巖巖相的描述及解釋(據(jù)Miall，1985;Uba et al.，2005)Table 1 Sedimentary facies of description and explanation of sedimentary facies of Liuqu conglomerate (after Miall，1985;Uba et al.，2005)

根據(jù)巖相及其組合特征，該剖面將分為上、中、下三段。有關(guān)柳區(qū)礫巖的沉積環(huán)境是建立在對該剖面的沉積學(xué)觀測基礎(chǔ)之上。具體巖相對應(yīng)的沉積過程和沉積環(huán)境見表1(Miall，1977，1985;Spalletti and Pi?ol，2005;Uba et al.，2005;DeCelles et al.，2007，2011)。

下段(2-6 層):厚約490m(圖2)。出露的主要巖性為紫紅色、灰綠色為主的粗碎屑厚層-巨厚層礫巖夾紫紅色薄層粉砂巖、泥巖。礫巖中碎屑成分多為棱角狀，礫級到巨礫級(圖3a，b)。局部呈現(xiàn)不明顯的正粒序，顆粒支撐或基質(zhì)支撐(圖3a，b)，礫巖的主要巖相為Gcm、Gmm、Gl(表1、圖2)。在具有粒序的顆粒支撐的礫巖單元中，發(fā)育上凹的侵蝕基底(圖2、圖3d)，在分選差的基質(zhì)膠結(jié)的礫巖單元中，有的以透鏡體產(chǎn)出。礫巖主要為厚層狀，局部夾在砂巖或泥巖中以透鏡體形式產(chǎn)出。這一段的砂巖主要為巖屑砂巖，細(xì)粒到粗粒，分選差，棱角狀(圖4a，b)，部分含有礫石，塊狀構(gòu)造，主要巖相為Sm、Sl(表1、圖2)。這種由分選差的礫巖相夾薄層的砂礫的巖相組合被認(rèn)為是沖積扇環(huán)境中近源的碎屑流沉積，其中凹陷內(nèi)的礫巖相指示著河道碎屑流沉積(Stanistreet and McCarthy，1993;Spalletti and Pi?ol，2005)。

中段(7-16 層):厚約816m(圖2)。出露的主要巖性為紫紅、暗紅色粗碎屑礫巖夾紫紅色薄層泥巖、粉砂巖。礫巖分選性差，磨圓度較好，顆粒支撐和基質(zhì)支撐均發(fā)育，多以透鏡體產(chǎn)出(圖3c)。此段礫巖的主要巖相為Gl、Gh、Gt(表1、圖2)。砂巖的粒度很粗，層厚向上先增大，又逐漸減小(圖2)，其中石英砂巖的含量增加，分選差，磨圓差(圖4c)。發(fā)育不明顯的槽狀交錯層理，礫石略定向排列(圖3f)。砂巖的主要巖相為Sm、St(表1、圖2)。該段泥巖的含量明顯增加，厚層和薄層均有產(chǎn)出，也發(fā)育泥巖和砂巖的互層，這種向上變細(xì)的序列，指示沉積過程中，水流的力度逐漸減弱。這種粒序的重復(fù)出現(xiàn)代表著該段發(fā)育在沖積扇遠(yuǎn)端的辮狀河沉積(Miall，1996)。

圖3 柳區(qū)礫巖的野外特征(a)分選差、次圓-次棱角狀、顆粒支撐的礫巖;(b)分選差、次棱角-棱角狀、基質(zhì)支撐的礫巖;(c)礫巖透鏡體;(d)下段礫巖與砂巖分布特征;中部發(fā)育上凹的侵蝕基底;(e)上段礫巖與砂巖互層;(f)礫巖的定向排列，顯示硅質(zhì)巖礫石來自北側(cè)蛇綠巖帶Fig.3 Field characteristics of the Liuqu conglomerate

上段(16-21 層):厚約448m(圖2)。該段主要產(chǎn)出層位為灰綠色、紫紅色礫巖夾薄層泥巖、粉砂巖。本段的特點是有較多的砂巖和泥巖互層，以及薄層的礫巖和砂巖的互層(圖3e)，局部礫巖呈透鏡體產(chǎn)出。上部與特提斯喜馬拉雅帶千枚質(zhì)板巖呈高角度逆沖接觸。礫巖的分選差，磨圓差，基質(zhì)支撐為主。這一段礫巖的主要巖相為Gmm、Gl(表1、圖2)。砂巖的層厚較中段有所增加，碎屑顆粒分選差，磨圓差，主要巖相為Sm、Sp(表1)。這種塊狀和板狀交錯層理的砂巖與泥巖互層，代表著低流態(tài)的水動力介質(zhì)，中間以夾層或透鏡體產(chǎn)出的分選差、磨圓差的礫巖代表著切割河道的沉積或漫到辮狀平原之上的泥石流的堆積(Miall，1996)。

圖4 柳區(qū)礫巖的鏡下照片Rs-放射蟲硅質(zhì)巖;Pl-斜長石;Lv-火山碎屑;Qp-多晶石英;Qm-單晶石英;Slate-板巖;phyllite-千枚巖Fig.4 The microscopic photos of Liuqu conglomerate

4 物源區(qū)分析方法

4.1 碎屑成分統(tǒng)計

礫巖可以提供較為完整的巖相信息，對近源分析有很好的效果(王成善和李祥輝，2003;趙紅格和劉池洋，2003)。查明礫巖的粒度、成分、百分含量的變化，是確定母巖性質(zhì)和物源方向的基本方法。因為礫巖主要分布在盆地的邊緣，接近于物源區(qū)，而礫石的成分可以直接反應(yīng)物源區(qū)母巖的成分。

而本次研究區(qū)出露的柳區(qū)礫巖是以近源的粗碎屑為主的沉積單元，并且沿著雅魯藏布江縫合帶產(chǎn)出。結(jié)合區(qū)域地質(zhì)情況，根據(jù)柳區(qū)群出露不同類型的礫石，能夠?qū)赡艿奈镌醋龀鲋甘尽Ｋ詫υ撈拭嫣囟▽游贿M(jìn)行礫巖的成分、粒度、磨圓進(jìn)行了統(tǒng)計。統(tǒng)計過程中在每一層位選擇1m2良好的露頭，每一點位統(tǒng)計～100 個礫徑為3～4cm 的礫石成分。礫石統(tǒng)計結(jié)果見表2。

砂巖的組分和結(jié)構(gòu)特征能直接反應(yīng)物源區(qū)和沉積盆地的構(gòu)造背景。通過對特定層位中砂巖的石英，長石和巖屑進(jìn)行統(tǒng)計，用Dickinson 三角圖解進(jìn)行投點。根據(jù)點的分布情況，進(jìn)一步來確定物源區(qū)的構(gòu)造背景(Dickinson and Seely，1979)。Dickinson 系統(tǒng)的總結(jié)了碎屑砂巖的成分與物源區(qū)、沉積盆地構(gòu)造背景之間的關(guān)系，并且劃分出了三個主要的板塊構(gòu)造環(huán)境和七個次級的物源區(qū)。共建立了Qt-F-L、Qm-FLt、Qp-Lv-Ls 和Qm-P-K 等判別模式圖，用以區(qū)分大陸塊的穩(wěn)定克拉通、上升基底地塊或侵蝕火山弧深成巖體、活動火山弧鏈、活動火山弧鏈或大陸邊緣、再旋回造山帶(Dickinson and Seely，1979;Dickinson et al.，1983，1986)。本次野外工作先后在砂巖層采集32 塊碎屑砂巖樣品(2012 年)，在礫巖層內(nèi)采集14 塊石英砂巖樣品(2014 年)，并磨制16 個碎屑砂巖薄片和4 個石英砂巖薄片，對應(yīng)層位見圖2。但通過鏡下觀察發(fā)現(xiàn)，大部分樣品蝕變嚴(yán)重。根據(jù)碎屑砂巖進(jìn)行物源分析的要求，蝕變與成巖作用會大大的影響反應(yīng)結(jié)果。所以，為了保證物源分析的結(jié)果的相對準(zhǔn)確性，大部分樣品未進(jìn)行碎屑顆粒的統(tǒng)計，選擇其中蝕變程度較輕的10 塊樣品，依照Ganzzi-Dickinson 柵格計數(shù)法進(jìn)行統(tǒng)計，所統(tǒng)計的顆粒均在0.0625mm 到2mm 之間，每件樣品統(tǒng)計的顆粒數(shù)在～300。分別對多晶石英(Qp)，單晶石英(Qm)、斜長石(P)、鉀長石(K)、沉積巖屑(Ls)、火山巖屑(Lv)以及變質(zhì)巖屑(Lm)進(jìn)行了統(tǒng)計。樣品整體上貧長石和火山巖屑。由于未見鉀長石，所以統(tǒng)計的長石統(tǒng)一以F 表示。樣品統(tǒng)計結(jié)果見表3。

表2 柳區(qū)礫巖礫石成分統(tǒng)計結(jié)果Table 2 The statistical result of gravel composition of Liuqu conglomerate

4.2 碎屑鋯石U-Pb 年齡分析

本論文所測試的碎屑鋯石采自于實測剖面的13 層(圖2)。樣品巖性為巖屑砂巖，重3.5kg，鏡下觀察，鋯石含量豐富。在廊坊市河北省地質(zhì)測繪院，經(jīng)過粉碎和壓磨后，通過重液和磁的方法進(jìn)行分選，所有選出的500 粒鋯石，均無磁性，且粒度＞25μm，然后手動轉(zhuǎn)移，用環(huán)氧樹脂黏貼制靶。靶上的鋯石拋光至一半的厚度，在進(jìn)行激光燒灼電感耦合等離子體質(zhì)譜法分析之前用反射光和透射光拍照。最后經(jīng)過電感耦合等離子質(zhì)譜(MC-ICP-MS)隨機(jī)挑選一個區(qū)域?qū)υ搮^(qū)域內(nèi)90 粒鋯石打點分析。鋯石U-Pb 年齡測試在南京大學(xué)內(nèi)生金屬礦床成礦機(jī)制研究國家重點實驗室完成。測試使用New Wave 213nm 激光取樣系統(tǒng)連接起來的Agilent 7500a ICP-MS 完成。分析過程中，激光束斑直徑采用25μm，頻率5Hz。樣品經(jīng)剝蝕后，有He 氣作為載體，再和Ar 氣混合后進(jìn)入ICP-MS 進(jìn)行分析。U-Pb 分餾根據(jù)澳大利亞鋯石標(biāo)樣GEMOC GJ-1(207Pb/206Pb age of 608.5 ±1.5Ma，Jackson et al.，2004)來校正，鋯石標(biāo)樣Mud Tank(intercept age of 732±5Ma，Black and Gulson，1978)作為內(nèi)標(biāo)，控制分析精度。每個測試流程的開頭和結(jié)尾分別測兩個GJ 標(biāo)樣，另外測試一個MT 標(biāo)樣和10 個待測樣品點。U-Pb 年齡和U、Th、Pb 的計數(shù)由Glitter 軟件(ver.4.4)(www.mq.edu.au/GEMOC)在線獲得。詳細(xì)的分析方法和流程類似于Griffin et al.(2004)及Jackson et al.(2004)。因為204Pb 的信號極低，以及載氣中204Hg 的干擾，該方法不能直接精確測其含量。因此使用嵌入Excel 的Compbcorr#3_15G 程序(Andersen，2002)來進(jìn)行普通鉛的校正。如果年齡小于1000Ma，使用測試206Pb/238U 作為鋯石的年齡，如果年齡大于1000Ma，則使用206Pb/207Pb作為鋯石的年齡。為了達(dá)到統(tǒng)計目的，大于1000Ma 的鋯石不諧和度控制在10%的范圍內(nèi)，小于1000Ma 的鋯石不諧和度控制在20%范圍內(nèi)。碎屑鋯石年齡結(jié)果見表4。將處理后的數(shù)據(jù)用Isoplot 繪圖，得到年齡數(shù)據(jù)的直方圖及頻率分布圖(圖5)。

圖5 柳區(qū)礫巖碎屑鋯石U-Pb 年齡分布圖Fig.5 Zircon U-Pb ages of detrital zircons from the Liuqu conglomerate

5 物源區(qū)分析結(jié)果

5.1 礫石成分分析

柳區(qū)礫巖的礫石成分主要包括硅質(zhì)巖、砂巖、板巖、千枚巖和基性-超基性巖。在不同的露頭處各礫石成分含量大不相同。剖面底部以硅質(zhì)巖和基性超基性巖為主，頂部以板巖和千枚巖為主，含量都在90%左右，各組分差異明顯。在剖面的第4、6、7、9 個層位進(jìn)行了詳細(xì)的礫石統(tǒng)計，詳細(xì)結(jié)果見表2，含量比例制作成餅圖見圖2。

從碎屑礫石的統(tǒng)計結(jié)果中發(fā)現(xiàn)，該套礫巖中硅質(zhì)巖變化范圍為54%～41%，基性-超基性巖變化范圍為11%～2%，兩者向南含量減少，其中基性-超基性巖主要為玄武巖，輝長巖和蛇紋石化的超基性巖。剖面向上，板巖、千枚巖含量增多，且從中段起(7 層)開始出現(xiàn)，含量達(dá)到25%～31%，砂巖變化范圍為40%～23%，整體向上含量減少，其中石英砂巖含量居多。

5.2 砂巖碎屑組分分析

巖屑砂巖中碎屑成分主要為石英和巖屑，以及少量的長石(圖4a，b，d)。碎屑砂巖的統(tǒng)計結(jié)果(表3)顯示，石英含量的變化范圍8%～30%，巖屑含量的變化范圍68%～90%以沉積巖屑為主，含變質(zhì)巖屑和少量的火山巖屑，其中沉積巖屑主要為砂、粉砂巖巖屑，粘土巖巖屑和硅質(zhì)巖巖屑，變質(zhì)巖屑主要為板巖和少量的千枚巖。長石含量＜2%。根據(jù)統(tǒng)計結(jié)果得到Dickinson 三角圖(圖6)。

柳區(qū)礫巖中的砂巖的平均碎屑組成為Qt∶F∶L =16∶1.3∶82.7，Qm∶F∶Lt=13∶1.4∶85.6(表3、圖6)，石英顆粒以單晶石英為主。巖屑占碎屑總量的82%～85%，其中沉積巖屑達(dá)82%～95%，變質(zhì)巖屑5%～15%，火山巖屑＜3%(表3、圖6)。

5.3 碎屑鋯石U-Pb 年齡

樣品Lq12-13 的測試結(jié)果顯示(表4)，有87 顆鋯石年齡是諧和的，這其中最年輕的年齡為82 ±1Ma，最老的年齡為3119 ±11Ma。按時代劃分，年齡位于元古代的鋯石顆粒有52 個，年齡范圍為546～2488Ma;位于早古生代的鋯石顆粒有27 個，年齡范圍為453～535Ma，主要集中在寒武紀(jì)和奧陶紀(jì);此外有6 顆鋯石年齡數(shù)據(jù)顯示位于太古代，時間范圍為2508～3119Ma，1 顆鋯石年齡顯示為白堊紀(jì)，1 顆鋯石年齡顯示為泥盆紀(jì)。

6 討論

6.1 物源分析

柳區(qū)礫巖中礫石的礫徑大多集中在1～20cm，少量達(dá)到1m 以上，磨圓較差，一般為次棱角狀，少數(shù)層位達(dá)到次圓-渾圓狀。礫巖的分選差，極低的成熟度指示近源堆積。根據(jù)成分和含量的變化，可認(rèn)為礫巖中硅質(zhì)巖，基性-超基性巖來自雅魯藏布江的蛇綠巖帶內(nèi)，因為柳區(qū)礫巖沿著該蛇綠巖帶分布，部分地區(qū)與蛇綠巖帶沉積接觸，而其他最近的縫合帶為北側(cè)班公湖-怒江縫合帶，不可能為其提供大礫徑的物源。而板巖和千枚巖是與柳區(qū)礫巖緊鄰的特提斯喜馬拉雅帶典型的巖石類型(王成善等，2000;Ding，2003)，所以特提斯喜馬拉雅帶是板巖和千枚巖最有可能的物源。但值得注意的是，僅從巖石特征很難對砂巖的物源區(qū)進(jìn)行限定，所以，對礫巖中的砂巖進(jìn)行了鏡下觀察(Lq14-13b1、Lq14-14b1)，發(fā)現(xiàn)一類石英顆粒較小，波狀消光，見裂紋以及長柱狀和針狀的包裹體，這是典型的變質(zhì)巖石英的特征，所以更有可能的物源區(qū)為南側(cè)的特提斯喜馬拉雅帶，另一類不具波狀消光的石英，一部分為渾圓狀的單晶石英或發(fā)育自生加大邊為特征，可判斷為再旋回石英，另一部分表面光澤，發(fā)育港狀溶蝕，是火山巖石英的特征，兩者更可能是北側(cè)岡底斯巖漿弧和日喀則弧前盆地提供的物源。所以砂巖具有雙物源區(qū)的來源，兩類石英顆粒比值約為2∶1。初步判斷南北兩側(cè)提供物源的比例約為2∶1。而從上段(17 層)起，石英砂巖薄片(Lq14-17b1、Lq14-20b1)顯示，大部分石英顆粒顯示變質(zhì)巖石英，只有少部分顯示為再旋回石英，所以該套礫巖的上段的主要物源為南側(cè)的特提斯喜馬拉雅帶。

圖6 柳區(qū)礫巖碎屑砂巖dickinson 三角圖Qm-單晶石英;Qp-多晶石英;Ls-沉積巖巖;Lv-火山巖巖屑;Lm-變質(zhì)巖巖屑;Qt=Qm+Qp;L=Lm+Lv+Ls;Lt=L+QpFig.6 The detrital sandstone composition dickinson triangle of Liuqu conglomerate

表3 柳區(qū)群碎屑砂巖統(tǒng)計結(jié)果Table 3 The statistical result of detrital sandstone of Liuqu Group

本文所得碎屑鋯石數(shù)據(jù)與Wang et al.(2010)在柳區(qū)另一個柳區(qū)礫巖剖面所得的數(shù)據(jù)(圖2)進(jìn)行對比(圖5)。結(jié)果顯示，對于80Ma、500Ma 的兩個峰值年齡以及450Ma 以后的碎屑鋯石年齡都有很好的對應(yīng)，而缺少200～400Ma 之間的年齡，Wang et al.(2010)與朗杰學(xué)群地層鋯石年齡(Aikman et al.，2008)對比，認(rèn)為這段期間的碎屑年齡更有可能來自朗杰學(xué)群。所以根據(jù)本次所得的碎屑鋯石年齡，并綜合Wang et al.(2010)的結(jié)論以及相關(guān)地體的鋯石年齡特征(Hu et al.，2010;Wu et al.，2010;Mo et al.，2009)，認(rèn)為發(fā)育在Wang et al.(2010)研究區(qū)出露的柳區(qū)礫巖(圖1)西北方向約6km 的該套礫巖的源區(qū)同樣包括南側(cè)特提斯喜馬拉雅帶和日喀則弧前盆地，而不能證明有來自朗杰學(xué)群的物源成分。

6.2 柳區(qū)礫巖的沉積模式及其對藏南古近紀(jì)剝露歷史的約束

關(guān)于柳區(qū)礫巖的沉積模式，主要有兩種動力學(xué)機(jī)制。第一種模式認(rèn)為柳區(qū)群是在印度-亞洲兩板塊碰撞之后形成的山前磨拉石建造(夏邦棟等，1999)，持這種觀點的學(xué)者認(rèn)為礫巖中的碎屑來源于日喀則弧前盆地和雅魯藏布江蛇綠巖帶。持另外觀點的學(xué)者(Aitchison et al.，2000;Davis et al.，2002)，因為沒有在礫巖的碎屑中發(fā)現(xiàn)來自日喀則弧前盆地和拉薩地體中的花崗巖成分，提出了該套礫巖是在兩板塊碰撞之前，印度板塊和特提斯洋內(nèi)島弧碰撞作用而形成的說法。

根據(jù)目前的研究狀況來看，對于印度和歐亞大陸碰撞的時間，廣泛而被大多數(shù)學(xué)者認(rèn)同的說法為65Ma(王成善和李祥輝，2003;Klootwijk et al.，1992;Bajpai，1999)，因為綜合考慮到板塊運(yùn)動速率的變化，印度和亞洲大陸生物群落的混合、沉積類型的轉(zhuǎn)變，深部巖漿活動以及印度大陸北緣沉積和地球化學(xué)變化等因素，所以結(jié)果較可靠。雖然柳區(qū)礫巖的沉積時代沒有準(zhǔn)確厘定，但大致被限定在始新世中晚期(45～35Ma)(Fang et al.，2006;Wei et al.，2011;韋立杰等，2009)，所以僅在時間上看，柳區(qū)礫巖是在板塊碰撞之后形成的。筆者認(rèn)為從各項數(shù)據(jù)，包括碎屑鋯石顯示的結(jié)果，無法排除物源來自日喀則弧前盆地和拉薩地塊的可能性。此外，本次研究中發(fā)現(xiàn)砂巖中的一些石英的顆粒為火山巖石英或再旋回石英，更有可能來自日喀則弧前盆地。所有上述證據(jù)更支持該套礫巖形成于板塊碰撞之后的說法。雖然柳區(qū)礫巖的沉積時代不確定，但由于其是緊隨在板塊碰撞之后形成的。所以該套礫巖的沉積演化記錄了印度-歐亞板塊碰撞的過程以及雅魯藏布江縫合帶的隆升(圖7)。

表4 柳區(qū)礫巖碎屑鋯石 U-Pb 同位素組分Table4 U-Pb isotopic compositions of detrital zircons from the Liuqu conglomerate

續(xù)表4Continued Table4

續(xù)表4Continued Table4

圖7 柳區(qū)礫巖的沉積演化模式圖中箭頭代表該方向為柳區(qū)礫巖沉積提供物源，箭頭的粗細(xì)和大小簡單的代表對物源的貢獻(xiàn)程度.(a)柳區(qū)礫巖上段的沉積過程;(b)柳區(qū)礫巖中段的沉積過程;(c)柳區(qū)礫巖下段的沉積過程Fig.7 The depositional model of the Liuqu conglomerate

印度-歐亞兩板塊碰撞之后，雅魯藏布江蛇綠巖帶和日喀則弧前盆地先隆升，或者相對隆升較快，為柳區(qū)礫巖的下段提供物源，此時特提斯喜馬拉雅并沒有或只有極少量的貢獻(xiàn)(如圖7c)。隨著俯沖過程的進(jìn)行，特提斯喜馬拉雅帶也隆升到一定高度，開始遭受剝蝕并提供物源，在柳區(qū)礫巖中的響應(yīng)為礫石成分中出現(xiàn)了板巖和千枚巖，對應(yīng)著柳區(qū)礫巖中段的形成。由于，礫巖中硅質(zhì)巖和基性-超基性巖的含量與板巖和千枚巖的含量之比約為2∶1(表2)，此時兩側(cè)對物源的貢獻(xiàn)比約為2∶1(如圖7b)，與石英砂巖中石英顆粒來源顯示的結(jié)果類似。而進(jìn)一步俯沖的結(jié)果導(dǎo)致，南側(cè)的特提斯喜馬拉雅帶隆升的幅度較大，成為了主要的物源，對應(yīng)著柳區(qū)礫巖上段的形成，礫巖中主要成分為板巖和千枚巖，而石英砂巖中大部分石英顆粒發(fā)育波狀消光，砂巖中變質(zhì)巖石英含量＞90%，說明此時作為下段和中段的火山巖石英和再旋回石英的物源提供受阻，代表著這段期間俯沖導(dǎo)致蛇綠巖帶相對于日喀則弧前盆地快速隆升而阻礙了后者向柳區(qū)礫巖提供物源，而本身仍為物源區(qū)，所以在上段中有硅質(zhì)巖礫石存在，甚至在某些層位含量很高(如圖7a)。

7 結(jié)論

通過對柳區(qū)礫巖的巖石地層學(xué)的研究，碎屑成分統(tǒng)計以及碎屑鋯石年代學(xué)分析，發(fā)現(xiàn)柳區(qū)礫巖主要由厚層的礫巖以及相對較薄層的砂巖和泥巖組成，礫石主要包括硅質(zhì)巖，基性-超基性巖，石英砂巖，巖屑砂巖，板巖以及千枚巖。巖相組合表示其形成于沖積扇和辮狀河環(huán)境。較大的礫徑和極低的成熟度反映近源堆積，加上碎屑顆粒統(tǒng)計的結(jié)果，石英砂巖中石英顆粒的來源以及碎屑鋯石年齡分析，得出該套礫巖最有可能的物源為北側(cè)的日喀則弧前盆地和南側(cè)的特提斯喜馬拉雅帶。礫石成分，巖屑砂巖中的碎屑成分以及不同來源石英砂巖顆粒，在各層位中的變化反應(yīng)源區(qū)對物源貢獻(xiàn)的變化，同時記錄了造山帶隆升的歷史。具體表現(xiàn)為，印度-歐亞板塊碰撞后，首先雅魯藏布江蛇綠巖帶和日喀則弧前盆地相對較快隆升，并遭受剝蝕為柳區(qū)礫巖的沉積提供初始的物源;隨著印度板塊的俯沖，特提斯喜馬拉雅帶開始隆升，成為了柳區(qū)礫巖的物源，主要提供板巖和千枚巖;進(jìn)一步的俯沖使得蛇綠巖帶大幅度隆升而阻礙了日喀則弧前盆地繼續(xù)為柳區(qū)礫巖提供物源，表現(xiàn)為研究區(qū)出露的柳區(qū)礫巖上段石英砂巖中缺少火山巖石英和再旋回的石英顆粒。

致謝 感謝王建剛博士對本文提出了許多建設(shè)性意見;感謝南京大學(xué)內(nèi)生金屬礦床成礦機(jī)制研究國家重點實驗室對鋯石測年工作的幫助。

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