喜馬拉雅造山帶亞東地區(qū)多期構(gòu)造熱事件
——鋯石和獨(dú)居石U-Th-Pb年代學(xué)證據(jù)

董 昕，田作林

(自然資源部深地動力學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 中國地質(zhì)科學(xué)院 地質(zhì)研究所， 北京 100037)

喜馬拉雅造山帶位于青藏高原南部，由印度與亞洲大陸的新生代碰撞和匯聚作用形成，是世界上最年輕且仍在活動的碰撞造山帶。由于沒有受到后期構(gòu)造熱事件的疊加和改造，它是研究造山作用的天然實(shí)驗(yàn)室。位于造山帶核部的大喜馬拉雅巖系主要由中高級變質(zhì)巖組成，其記錄了印度大陸地殼俯沖至下地殼底部并折返的信息，是揭示碰撞造山帶構(gòu)造演化的關(guān)鍵，是國內(nèi)外地質(zhì)學(xué)家研究的焦點(diǎn)。近20年來，大喜馬拉雅巖系新生代變質(zhì)作用的研究取得了重要進(jìn)展(如Kohn， 2014和其中參考文獻(xiàn))。但是，大喜馬拉雅巖系的原巖、物質(zhì)組成和構(gòu)造歸屬仍存在諸多爭議?；诤浼o(jì)-奧陶紀(jì)巖漿作用的大量報道(Johnsonetal., 2001; Milleretal., 2001; Gehrelsetal., 2003, 2006a, 2006b; 許志琴等， 2005; Cawood and Buchan, 2007; Cawoodetal., 2007; 張澤明等, 2008; 王曉先等，2011; Wangetal., 2012; Zhangetal., 2012a; 高利娥等, 2015)，通常認(rèn)為，喜馬拉雅造山帶普遍經(jīng)歷了泛非期造山作用，該期巖漿巖是大喜馬拉雅巖系原巖的主要組成部分，但是其構(gòu)造環(huán)境還存在陸-陸碰撞或洋殼俯沖等爭論。此外，隨著部分基性(Cottleetal., 2009)和中酸性(Ding and Zhang, 2016; Wangetal., 2017)高級變質(zhì)巖約800 Ma原巖的報道，新元古代的巖漿熱事件也逐漸引起學(xué)者們關(guān)注。但是，相較于古生代巖漿作用，新元古代巖漿巖由于出露規(guī)模小、報道少，其研究程度還相對較低。

本文對出露于亞東地區(qū)大喜馬拉雅巖系的花崗質(zhì)片麻巖進(jìn)行了鋯石和獨(dú)居石U-Th-Pb年代學(xué)、鋯石Hf同位素和全巖主微量地球化學(xué)研究，欲為喜馬拉雅造山帶的物質(zhì)組成和演化歷史提供了進(jìn)一步的限定。

1 地質(zhì)背景和樣品

喜馬拉雅造山帶位于青藏高原南部，由印度與亞洲大陸的新生代碰撞和匯聚作用形成。從北至南，造山帶主要由特提斯喜馬拉雅巖系(THS)、大喜馬拉雅巖系(GHS)和小喜馬拉雅巖系(LHS)3個構(gòu)造單元組成(圖1，Yin and Harrison, 2000)。通常認(rèn)為特提斯喜馬拉雅巖系由晚元古代至中生代沉積巖系組成，未變質(zhì)至低角閃巖相變質(zhì)，其北界為印度-雅魯藏布縫合帶，代表了印度與亞洲大陸之間的新特提斯洋殘留，其南界為一系列剪切帶和脆性斷層組成的藏南拆離系(STD)。位于藏南拆離系之下的大喜馬拉雅巖系，是造山帶的核心部分，由元古宙至古生代的沉積巖系和不同類型的巖漿巖組成，經(jīng)歷了麻粒巖相到榴輝巖相變質(zhì)作用，并伴隨著廣泛的部分熔融。位于主中央逆沖斷裂(MCT)之下的小喜馬拉雅巖系主要由元古宙的沉積巖系和巖漿巖組成，經(jīng)歷了綠片巖相到角閃巖相變質(zhì)作用(Kohn， 2014)。此外，喜馬拉雅造山帶發(fā)育兩條淡色花崗巖帶，一條位于大喜馬拉雅巖系上部，另一條位于特提斯喜馬拉雅巖系中部(圖1， 吳福元等， 2015； 王曉先等， 2016)。

研究區(qū)亞東位于喜馬拉雅造山帶中南部，出露巖石主要包括特提斯喜馬拉雅巖系、大喜馬拉雅巖系和侵入其中的淡色花崗巖。其中，特提斯喜馬拉雅巖系包括寒武系至古近系始新統(tǒng)的全部地層。劉文燦等(2004)報道該區(qū)存在寒武紀(jì)地層，但由于出露面積小、構(gòu)造變形復(fù)雜，未進(jìn)行深入調(diào)查，至今沒有確切的寒武紀(jì)化石依據(jù)，缺乏年代學(xué)證據(jù)。大喜馬拉雅巖系包括片麻巖、片巖、石榴輝石巖/石榴角閃巖、石英巖、大理巖和鈣硅酸鹽巖，巖石普遍經(jīng)歷了部分熔融作用和混合巖化。劉文燦等(2004)將分布在亞東地區(qū)的大喜馬拉雅巖系劃分為兩部分：上部主要為變質(zhì)表殼巖組合，相當(dāng)于聶拉木巖群；下部以混合巖和片麻巖為主，命名為亞東巖群。二者原巖時代均為前寒武紀(jì)，未做進(jìn)一步劃分。早期研究表明，亞東地區(qū)的變質(zhì)巖經(jīng)歷了角閃巖相的變質(zhì)作用(張祥信等， 2005)。而最近的研究表明，亞東地區(qū)的泥質(zhì)巖經(jīng)歷了高壓-高溫麻粒巖相變質(zhì)作用(峰期溫、壓條件為800～845℃、1.2～1.4 GPa)和近等溫降壓退變質(zhì)過程，泥質(zhì)麻粒巖可能經(jīng)歷了長期的部分熔融作用，從約31 Ma持續(xù)到20 Ma，熔體體積可達(dá)30%(Zhangetal., 2017)。

圖 1 喜馬拉雅造山帶中部地質(zhì)簡圖[據(jù)Grujic等( 2011)修改]Fig. 1 Geological map of the central Himalayan orogenic belt (after Grujic et al., 2011)

本文樣品采自亞東地區(qū)大喜馬拉雅巖系的最上部，包括含石榴石花崗質(zhì)片麻巖(92-1)和含石榴石淡色花崗巖(92-2)。在露頭處可見，含石榴石花崗質(zhì)片麻巖發(fā)生部分熔融，形成的淺色體平行巖石片麻理，寬約1～5 cm不等；含石榴石淡色花崗巖與含石榴石花崗質(zhì)片麻巖共同發(fā)生了變形(圖2)。

顯微鏡下觀察發(fā)現(xiàn)，含石榴石花崗質(zhì)片麻巖具鱗片粒狀變晶結(jié)構(gòu)，主要由斜長石、鉀長石和石英組成，并含有少量黑云母、石榴石和磷灰石以及鋯石、獨(dú)居石等副礦物(圖3)。顯微結(jié)構(gòu)特征表明，巖石發(fā)生了部分熔融，證據(jù)包括： ① 石榴石邊部通常呈不規(guī)則狀，部分被黑云母、石英和斜長石替代(圖3a～3c)，可能代表了降溫過程中熔融反應(yīng)的逆反應(yīng)(Grt+Kfs+melt=Bt+Pl+Qz; 魏春景等，2016; Zhangetal., 2017)； ② 長石顆粒呈半自形-他形，具有非常小的二面角(圖3c、3d)； ③ 斜長石和石英構(gòu)成蠕蟲結(jié)構(gòu)，是之前熔體的結(jié)晶產(chǎn)物(圖3b、3c)； ④ 鉀長石具有非常小的二面角，填充在斜長石和石英之間，代表了曾經(jīng)存在的熔體假像(圖3d)(Holness and Clemens, 1999; Holness and Sawyer, 2008; Yuetal., 2015)。

圖 2 亞東地區(qū)花崗質(zhì)片麻巖的野外照片F(xiàn)ig. 2 Field views of the granitic gneisses from the Yadong area

圖 3 樣品92-1的顯微照片F(xiàn)ig. 3 Photomicrographs of sample 92-1

含石榴石淡色花崗巖具花崗變晶結(jié)構(gòu)，主要由斜長石、鉀長石和石英組成，并含有少量黑云母、石榴石和磷灰石(圖4)。斜長石和石英構(gòu)成的蠕蟲體圍繞在大顆粒的鉀長石邊部(圖4a)，可能代表之前形成的熔體(Bartolietal., 2013; Zhangetal., 2017)。石榴石被斜長石、黑云母和石英替代(圖4b)。巖相學(xué)觀察表明，樣品均發(fā)生了部分熔融，經(jīng)歷了高角閃巖相至麻粒巖相的變質(zhì)作用。因此，含石榴石淡色花崗巖(92-2)也應(yīng)該定名為含石榴石花崗質(zhì)片麻巖，為了與樣品92-1相區(qū)別，本文暫稱之為含石榴石淡色花崗巖。

圖 4 樣品92-2的顯微照片F(xiàn)ig. 4 Photomicrographs of sample 92-2

本文所使用礦物代號據(jù)Whitney 和Evans (2010)。

2 分析方法

全巖主、微量元素化學(xué)成分分析在國家地質(zhì)實(shí)驗(yàn)測試中心完成。主量元素采用XRF(X-ray fluorescence)方法進(jìn)行測定，分析精度優(yōu)于5%。微量元素采用等離子質(zhì)譜儀ICP-MS(inductively coupled plasma mass spectrometry)方法進(jìn)行測定，含量大于10×10-6的元素測試精度為5%，而小于10×10-6的元素測試精度為10 %。

鋯石陰極發(fā)光成像在中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所大陸動力學(xué)實(shí)驗(yàn)室完成。鋯石LA-ICP-MS U-Pb和微量元素分析在武漢上譜分析科技有限責(zé)任公司利用LA-ICP-MS同時分析完成。詳細(xì)的儀器參數(shù)和分析流程見Zong 等(2017)。GeolasPro激光剝蝕系統(tǒng)由COMPexPro 102 ArF 193 nm準(zhǔn)分子激光器和MicroLas光學(xué)系統(tǒng)組成，ICP-MS型號為Agilent 7700e。本次分析的激光束斑和頻率分別為32 μm和5 Hz。每個時間分辨分析數(shù)據(jù)包括大約20～30 s空白信號和50 s樣品信號。定年、微量元素含量測試和處理中采用鋯石標(biāo)準(zhǔn)91500和玻璃標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)NIST610作為外標(biāo)分別進(jìn)行同位素和微量元素分餾校正。對分析數(shù)據(jù)的離線處理(包括對樣品和空白信號的選擇、儀器靈敏度漂移校正、元素含量及U-Pb同位素比值和年齡計算)采用軟件ICPMSDataCal (Liuetal., 2008, 2010)完成。測試過程中標(biāo)樣91500測試點(diǎn)的206Pb/238U加權(quán)平均年齡分別為1 062.5±5.4 Ma (n=18, MSWD = 0.093)和1 062.5±6.5 Ma (n=14, MSWD=0.20)。鋯石樣品的U-Pb年齡諧和圖繪制和年齡加權(quán)平均計算采用Isoplot/Ex_ver3 (Ludwig, 2003) 完成。

鋯石Hf同位素比值測試在武漢上譜分析科技有限責(zé)任公司利用激光剝蝕多接收杯等離子體質(zhì)譜(LA-MC-ICP-MS)完成。激光剝蝕系統(tǒng)為Geolas HD (Coherent), MC-ICP-MS為Neptune Plus (Thermo Fisher Scientific)。采用單點(diǎn)剝蝕模式，束斑為44 μm。詳細(xì)儀器操作條件和分析方法可參照Hu 等(2015)。分析數(shù)據(jù)的離線處理(包括對樣品和空白信號的選擇、同位素質(zhì)量分餾校正)采用軟件ICPMSDataCal (Liuetal., 2010) 完成。分析過程中鋯石標(biāo)準(zhǔn)91500的176Hf/177Hf 測試加權(quán)平均值為0.282 308 1±0.000 006 1(2σ，n=10)。計算初始176Hf/177Hf值時，Lu的衰變常數(shù)采用1.865×10-11/a(Schereretal., 2001)，εHf(t)值計算時采用球粒隕石Hf同位素值176Lu/177Hf = 0.033 6，176Hf/177Hf = 0.282 785(Bouvieretal., 2008)。在Hf的地幔模式年齡計算中，虧損地幔176Hf/177Hf現(xiàn)在值采用0.283 25，176Lu/177Hf值采用0.038 4(Griffinetal., 2000)，地殼模式年齡計算時采用平均地殼的176Lu/177Hf=0.015(Griffinetal., 2002)。

獨(dú)居石背散射(BSE)圖像在中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所大陸動力學(xué)實(shí)驗(yàn)室完成。獨(dú)居石U-Th-Pb同位素定年和微量元素分析在武漢上譜分析科技有限責(zé)任公司利用LA-ICP-MS同時分析完成。GeolasPro激光剝蝕系統(tǒng)由COMPexPro 102 ArF 193 nm準(zhǔn)分子激光器和MicroLas光學(xué)系統(tǒng)組成，ICP-MS型號為Agilent 7700e。本次分析的激光束斑直徑和頻率分別為16 μm和1 Hz。每個時間分辨分析數(shù)據(jù)包括大約20～30 s空白信號和50 s樣品信號。測試和處理中采用獨(dú)居石標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)44069和玻璃標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)NIST610作為外標(biāo)分別進(jìn)行同位素和微量元素分餾校正。對分析數(shù)據(jù)的離線處理(包括對樣品和空白信號的選擇、儀器靈敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年齡計算)采用軟件ICPMSDataCal (Liuetal., 2008, 2010)完成。兩個樣品測試過程中標(biāo)樣44069測試點(diǎn)的208Pb/232Th加權(quán)平均年齡分別為425.0±1.2 Ma (n=20, MSWD = 0.55) 和425.0±1.4 Ma (n=12, MSWD=1.06)。獨(dú)居石樣品的U-Th-Pb年齡諧和圖繪制和年齡加權(quán)平均計算采用Isoplot/Ex_ver3 (Ludwig, 2003) 完成。獨(dú)居石是富Th元素礦物，由于年輕的獨(dú)居石中230Th衰變致使206Pb過剩，導(dǎo)致206Pb/238U年齡比真實(shí)年齡老(Sch?rer, 1984)。因此，本文采用獨(dú)居石208Pb/232Th的加權(quán)平均年齡。

3 全巖主、微量元素地球化學(xué)

全巖地球化學(xué)分析結(jié)果表明，含石榴石花崗質(zhì)片麻巖(92-1)的原巖為酸性巖，SiO2含量為68.04%，Al2O3含量為16.94%，CaO含量為3.80%，全堿含量為5.64%(表1)，在侵入巖的TAS圖解中(Middlemost, 1994)，落入花崗閃長巖區(qū)域(圖略)。含石榴石淡色花崗巖(92-2)SiO2含量為74.43%，Al2O3含量為13.56%，CaO含量為1.47%，全堿含量為7.35%(表1)，在TAS圖解中(Middlemost, 1994)，落入花崗巖區(qū)域(圖略)。

表 1 全巖主量(wB/%)和微量(wB/10-6)元素化學(xué)成分分析結(jié)果Table 1 Whole rock major (wB/%) and trace (wB/10-6) element compositions

在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化圖解上，含石榴石花崗質(zhì)片麻巖(92-1)和含石榴石淡色花崗巖(92-2)輕、重稀土元素(HREE)分餾顯著[(La/Yb)N=11.36和18.60，圖5a]，前者具有明顯的Eu元素負(fù)異常(δEu=0.34)，后者具弱的Eu元素負(fù)異常(δEu=0.75)；原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化圖解上，兩個樣品均具有大離子親石元素Rb的正異常，高場強(qiáng)元素Nb、Ta、P和Ti的負(fù)異常(圖5b)。

圖 5 亞東地區(qū)花崗質(zhì)片麻巖的稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化圖解(a)和微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化圖解(b)Fig. 5 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace elements spidergrams (b) of the granitic gneisses from the Yadong area 球粒隕石和原始地幔數(shù)據(jù)標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun和 McDonough (1989)，錯那～800 Ma花崗質(zhì)巖石微量元素數(shù)據(jù)引自Ding 等(2016)和Wang 等(2017)；吉隆～440 Ma花崗質(zhì)巖石微量元素數(shù)據(jù)引自高利娥等(2015)Normalization values after Sun and McDonough, 1989； data of ～800 Ma Cona granitic rocks after Ding et al., 2016 and Wang et al., 2017; data of ～440 Ma Gyirong granitic rocks after Gao Li’e et al., 2015

4 鋯石U-Pb年代學(xué)、稀土元素和Hf同位素特征

對含石榴石花崗質(zhì)片麻巖(92-1)和含石榴石淡色花崗巖(92-2)進(jìn)行了鋯石LA-ICP-MS U-Pb定年和稀土元素含量分析，測試結(jié)果見表2和表3。

樣品92-1中的鋯石半自形-自形長柱狀，無色，顆粒長徑約為100～200 μm。陰極發(fā)光圖像表明，鋯石具有核-邊結(jié)構(gòu)，核部具有巖漿鋯石典型的振蕩環(huán)帶；邊部較窄(<10 μm)，不具環(huán)帶(圖6a)。分析

表 3 鋯石LA-ICP-MS 稀土元素分析結(jié)果wB/10-6Table 3 Rare earth element compositions of zircon grains

-表示低于檢出限。

圖 6 亞東地區(qū)花崗質(zhì)片麻巖中代表性鋯石的陰極發(fā)光圖像Fig. 6 CL images of representative zircon grains of the granitic gneisses from the Yadong area

結(jié)果表明，巖漿鋯石核部獲得24個諧和的年齡點(diǎn)，206Pb/238U年齡范圍為808～794 Ma(表2)，加權(quán)平均年齡為801.3±2.6 Ma (MSWD=0.24，圖7a)，Th/U值范圍為0.02～0.42(表2)。鋯石核部的稀土元素配分模式圖表現(xiàn)為輕稀土元素虧損，重稀土元素富集，具明顯的Ce元素正異常和Eu元素負(fù)異常(圖7b)，稀土元素總量較高，范圍為1 126 × 10-6～3 197 × 10-6(表3)。含石榴石花崗質(zhì)片麻巖樣品92-1中的鋯石核部Hf同位素分析結(jié)果表明，鋯石核部的初始176Hf/177Hf值非常相似，范圍為0.281 816～0.281 936(表4)，相應(yīng)的εHf(t)值為-16.4～-12.2(表4、圖8)，地殼Hf模式年齡為3.11～2.79 Ga(表4、圖8)。

圖 7 亞東地區(qū)花崗質(zhì)片麻巖中鋯石的U-Pb年齡諧和圖(a和c)和稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化圖解(b和d)(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)Fig. 7 Zircon U-Pb age concordia diagrams (a and c) and chondrite-normalized REE patterns (b and d) of the granitic gneisses from the Yadong area (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

樣品92-2中的鋯石半自形-自形長柱狀，無色，顆粒長徑約為100～200 μm。陰極發(fā)光圖像表明，鋯石具有核-幔-邊結(jié)構(gòu)，核部成因復(fù)雜，為形狀不規(guī)則的繼承性鋯石，部分具有振蕩環(huán)帶，部分具有海綿狀分帶；幔部表現(xiàn)為具弱振蕩環(huán)帶、暗色的發(fā)光特征；邊部表現(xiàn)為不具環(huán)帶、發(fā)光更暗的特征(圖6b)。分析結(jié)果表明，鋯石幔部獲得13個諧和的年齡點(diǎn)，206Pb/238U年齡范圍為449～428 Ma(表2)，加權(quán)平均年齡為440.4±3.5 Ma(MSWD = 2.2，圖7c)；鋯石邊部獲得11個近諧和的年齡點(diǎn)，206Pb/238U年齡范圍為18.7～16.3 Ma，加權(quán)平均年齡為16.84±0.44 Ma(MSWD=9.7，圖7c)。鋯石幔部和邊部的稀土元素配分模式圖均表現(xiàn)為輕稀土元素虧損、重稀土元素富集，幔部較邊部具有更顯著的Eu元素負(fù)異常(圖7d)和含量更高的重稀土元素總量(表3)以及高的Th/U值(幔部Th/U值范圍為0.020～0.042，邊部為0.001～0.007)。

表 4 鋯石Hf同位素組成Table 4 Hf isotopic data of zircon grains

圖 8 亞東地區(qū)～800 Ma花崗質(zhì)片麻巖的鋯石εHf (t)-U-Pb年齡圖解(插圖為鋯石的地殼Hf模式年齡直方圖)Fig. 8 Diagram of zircon εHf (t) values versus U-Pb ages of ～800 Ma granitic gneiss from the Yadong area (the inserted is zircon crustal-model ages histogram)

5 獨(dú)居石U-Th-Pb年代學(xué)和微量元素特征

本文對含石榴石花崗質(zhì)片麻巖(92-1)和含石榴石淡色花崗巖(92-2)進(jìn)行了獨(dú)居石LA-ICP-MS U-Th-Pb定年和微量元素分析，測試結(jié)果見表5和表6。樣品92-1中的獨(dú)居石呈無色至淺黃色， 粒徑約為80～200 μm。 背散射圖像顯示，大多數(shù)獨(dú)居石包含兩個不同的發(fā)光域，部分顆粒均勻無分帶(圖9b)。分析結(jié)果表明，獲得的40個分析點(diǎn)無論發(fā)光強(qiáng)弱或均勻，其208Pb/232Th年齡均較集中，范圍為17.0～16.0 Ma(表5)，加權(quán)平均年齡為16.42 ± 0.08 Ma(MSWD = 2.8，圖9a)。稀土元素配分模式圖均表現(xiàn)為輕稀土元素富集，重稀土元素虧損，具有顯著的Eu元素負(fù)異常(圖9b)。除年齡值外，發(fā)光不同的域在微量元素含量上也沒有系統(tǒng)差別。分析點(diǎn)具有可變的HREE總量(681 × 10-6～2 018 × 10-6)和Y元素含量(6 744 × 10-6～18 313× 10-6)(表6)。

表 5 獨(dú)居石LA-ICP-MS U-Th-Pb定年結(jié)果Table 5 Monazite LA-ICP-MS U-Th-Pb data for spot analysis

續(xù)表 5 Continued Table 5

表 6 獨(dú)居石LA-ICP-MS 微量元素分析結(jié)果wB/10-6Table 6 Trace element compositions of monazite grains

續(xù)表 6 Continued Table 6

樣品92-2中獨(dú)居石無色，粒徑約為50～150 μm。背散射圖像顯示，大多數(shù)獨(dú)居石無環(huán)帶結(jié)構(gòu)，發(fā)光均勻(圖9d)。分析結(jié)果表明，24個分析點(diǎn)的208Pb/232Th年齡均較集中，范圍為16.8～16.0 Ma(表5)，加權(quán)平均年齡為16.41 ± 0.10 Ma(MSWD=2.4，圖9c)。稀土元素配分模式圖均表現(xiàn)為輕稀土元素富集，重稀土元素虧損，具有顯著的Eu元素負(fù)異常(圖9d)。分析點(diǎn)具有強(qiáng)烈變化的HREE總量(232 × 10-6～4 080 × 10-6)和Y元素含量(2 148 × 10-6～30 928 × 10-6)(表6)。

圖 9 亞東地區(qū)花崗質(zhì)片麻巖中獨(dú)居石的U-Pb年齡諧和圖(a和c)和稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化圖解(b和d)(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)Fig. 9 Monazite U-Th-Pb age concordia diagrams (a and c) and chondrite-normalized REE patterns (b and d) of the granitic gneisses from the Yadong area (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

6 討論與結(jié)論

6.1 年代學(xué)解釋

通過鋯石和獨(dú)居石定年，本次樣品獲得了多期年齡： ～800 Ma、～440 Ma和～16 Ma。下文將對這3期年齡進(jìn)行地質(zhì)學(xué)解釋。

根據(jù)鋯石的內(nèi)部結(jié)構(gòu)和微量元素特征，含石榴石花崗質(zhì)片麻巖(92-1)中的鋯石具有核-邊結(jié)構(gòu)，鋯石邊部較窄(<10 μm)無法進(jìn)行測試，鋯石核部具有巖漿鋯石典型的振蕩環(huán)帶，稀土元素配分模式圖中重稀土元素陡峭，含量較高，具有顯著的Eu元素負(fù)異常，此外Th/U值較高(大于0.01，圖10)，上述特征均表明鋯石核部為巖漿成因(Hoskin and Schaltegger, 2003)，因此，獲得的206Pb/238U加權(quán)平均年齡～801 Ma為含石榴石花崗質(zhì)片麻巖原巖的結(jié)晶年齡。含石榴石淡色花崗巖(92-2)中的鋯石具有核-幔-邊結(jié)構(gòu)，核部為成因復(fù)雜的繼承性鋯石，幔部具振蕩環(huán)帶，由于發(fā)光較暗不明顯，在稀土元素配分模式圖中，鋯石幔部的重稀土元素陡峭，較鋯石邊部含量高，具有明顯的Eu元素負(fù)異常，此外Th/U值較高(大于0.01， 圖10)，說明鋯石幔部為巖漿成因(Hoskin and Schaltegger, 2003)，所獲得的206Pb/238U加權(quán)平均年齡～440 Ma為含石榴石淡色花崗巖的形成年齡；樣品92-2的鋯石邊部不具環(huán)帶，發(fā)光較幔部更暗，稀土元素配分模式圖中可見重稀土元素含量逐漸變化(由于測試點(diǎn)數(shù)量有限，未見與年齡值明顯趨勢)，且不具明顯的Eu元素負(fù)異常，此外Th/U值較低(小于0.01， 圖10)，說明鋯石邊部為變質(zhì)成因(Rubatto, 2002)，因此，獲得的206Pb/238U加權(quán)平均年齡～16 Ma為含石榴石淡色花崗巖的變質(zhì)年齡。

圖 10 亞東地區(qū)花崗質(zhì)片麻巖中鋯石的Th/U值-U-Pb年齡圖解Fig. 10 Diagrams of zircon Th/U ratios versus U-Pb ages of the granitic gneisses from the Yadong area

含石榴石花崗質(zhì)片麻巖(92-1)和含石榴石淡色花崗巖(92-2)中的獨(dú)居石，盡管部分在BSE圖像中具有不同的發(fā)光分帶，但是，分析結(jié)果表明，不同的發(fā)光區(qū)域在微量元素含量(例如Th、U和Y元素)和定年結(jié)果上沒有明顯差別。通常，BSE圖像中高原子系數(shù)的元素較低原子系數(shù)的元素發(fā)光明亮(例如Gibsonetal., 2004)，通過BSE圖像區(qū)分獨(dú)居石的成分環(huán)帶實(shí)際上反映的是晶體的平均原子序數(shù)差異。由于獨(dú)居石中含有大量的Th元素(高原子序數(shù)元素，Z=90)，因此BSE圖像中的環(huán)帶應(yīng)該主要反映Th元素的分布特征。然而，BSE圖像中的環(huán)帶也會被其他元素(例如U元素，Z=92； Ce元素，Z=58； La元素，Z=57)強(qiáng)烈影響(Gibsonetal., 2004)。此外，由于BSE圖像反映的是平均原子序數(shù)的顯著不同，當(dāng)平均原子序數(shù)的改變低于測試體系的靈敏度時，BSE圖像也有可能無法有效地揭示獨(dú)居石內(nèi)部成分改變的分布特征(Williamsetal., 2007)。已有部分研究也表明BSE圖像的環(huán)帶與年齡結(jié)果缺乏相關(guān)性(Cocherieetal., 1998; Rubattoetal., 2001)。分析結(jié)果表明，本文樣品中的獨(dú)居石輕稀土元素富集且一致，重稀土元素虧損且分散，Y元素含量隨年齡變小而增加(圖11)，說明獨(dú)居石的形成與石榴石的分解有關(guān)，而石榴石的分解通常發(fā)生在退變質(zhì)降溫過程中，與巖相學(xué)觀察到的石榴石與熔體的逆反應(yīng)一致。此外，樣品具有明顯的Eu元素負(fù)異常，說明獨(dú)居石形成過程中有長石類礦物共同生長(例如Beaetal., 1994; Pyleetal., 2001)，上述特征表明樣品中的獨(dú)居石形成于退變質(zhì)熔體結(jié)晶過程中，獲得的208Pb/232Th加權(quán)平均年齡～16.4 Ma代表退變質(zhì)年齡。

根據(jù)年代學(xué)研究結(jié)果，本文推測晚新元古代(～800 Ma)形成的花崗閃長巖(92-1)被早志留世(～440 Ma)花崗巖(92-2)侵入，二者在中新世(～16 Ma)發(fā)生角閃巖相-麻粒巖相的變質(zhì)作用，并經(jīng)歷部分熔融過程。

圖11 亞東地區(qū)花崗質(zhì)片麻巖中獨(dú)居石的Y元素含量-U-Th-Pb年齡圖解Fig. 11 Diagrams of monazite Y content versus U-Th-Pb ages of the granitic gneisses from the Yadong area

6.2 多期構(gòu)造熱事件

本文和已有的研究表明，青藏高原-喜馬拉雅帶廣泛存在新元古代的巖漿熱事件。本文采自亞東地區(qū)大喜馬拉雅巖系中的含石榴石花崗質(zhì)片麻巖(92-1)結(jié)晶年齡為新元古代的801 Ma，原巖為鈣堿性花崗閃長巖，樣品具有顯著的Eu元素負(fù)異常說明巖石經(jīng)歷了長石的分離結(jié)晶作用，鋯石Hf同位素組成一致，εHf(t)值均為負(fù)值(-16.4～-12.2)，地殼Hf模式年齡平均為2.97 Ga，說明它們的原巖來自古老下地殼物質(zhì)的部分熔融。除此之外，大喜馬拉雅西段Black Mountain地區(qū)～823 Ma的花崗質(zhì)片麻巖(DiPietro and Isachsen, 2001)、Peshawar地區(qū)～816 Ma的結(jié)晶基底(Ahmadetal., 2013)，中東段不丹、中國錯那地區(qū)855～808 Ma的眼球狀花崗片麻巖(Thimmetal., 1999; Richardsetal., 2006; Ding and Zhang, 2016; Wangetal., 2017)以及東段Hapoli地區(qū)的～837 Ma的正片麻巖(Yinetal., 2010)都有報道，小喜馬拉雅Chor地區(qū)也有823 Ma的花崗閃長巖報道(Singhetal., 2002)。此外，印度Malani火成巖省的巖漿作用年齡也為～800 Ma(Gregoryetal., 2009)，拉薩地體安多地區(qū)(Zhangetal., 2012b)和納木錯地區(qū)(Dongetal., 2011)也存在同期的巖漿事件。除上述地區(qū)外，新元古代的巖漿作用在全球包括澳大利亞東南緣、揚(yáng)子、華夏地塊和Laurentia大陸也廣泛發(fā)育，最具有代表性的就是在大陸裂谷環(huán)境中形成的基性侵入巖，通常認(rèn)為這期巖漿作用與導(dǎo)致羅迪尼亞超大陸裂解的地幔柱活動有關(guān)(圖12， Heamanetal., 1992; Zhaoetal., 1994; Parketal., 1995; Lietal., 1999, 2002, 2006, 2008; Frimmeletal., 2001; Shellnuttetal., 2004; Maruyamaetal., 2007; Wangetal., 2009)。然而，也有研究表明部分新元古代的巖漿作用，包括產(chǎn)出在Seychelles、E.Madagascar和印度西北部Malani以及拉薩地體安多和納木錯地區(qū)的巖漿巖，形成于大陸弧構(gòu)造環(huán)境，與活動大陸邊緣的安第斯型造山作用有關(guān)(Torsviketal., 1996; Tuckeretal., 2001; Meert and Torsvik, 2003; Rinoetal., 2008; Gregoryetal., 2009; Bybeeetal., 2010；Dongetal., 2011; Zhangetal., 2012b)。本文采自亞東地區(qū)大喜馬拉雅巖系的含石榴石花崗質(zhì)片麻巖與錯那地區(qū)同期的花崗巖類具有相似的弧花崗質(zhì)巖石地球化學(xué)特征，具有高場強(qiáng)元素Nb、Ta、P和Ti的負(fù)異常，無Zr、Hf元素的負(fù)異常(圖5b)。因此，本文認(rèn)為大喜馬拉雅的新元古代巖漿作用與安第斯型造山作用有關(guān)，但是，相關(guān)的認(rèn)識還需要進(jìn)一步的研究工作來證明。

圖 12 羅迪尼亞超大陸～800 Ma裂解示意圖[據(jù)Li 等(2008)修改]Fig. 12 Schematic diagram showing the ～800 Ma breakup of Rodinia (after Li et al., 2008)

通常認(rèn)為，喜馬拉雅帶具有印度大陸親緣性，起源于東岡瓦納大陸，經(jīng)歷了廣泛的泛非期造山作用。岡瓦納大陸的拼合過程并不是一蹴而就的，而是經(jīng)歷了一系列造山過程，統(tǒng)稱為泛非造山作用(570～520 Ma)。其中，東岡瓦納大陸包括澳大利亞、印度、馬達(dá)加斯加、東南極和卡拉哈利地塊(Rogers and Santosh, 2003; Cawoodetal., 2007)，它們的拼合過程包括卡拉哈利、馬達(dá)加斯加和印度地塊之間的Kuunga造山作用(560～530 Ma)以及澳大利亞-馬達(dá)加斯加和印度地塊之間的Pinjarra造山作用(560～520 Ma)。隨著岡瓦納大陸的拼合，其周緣開始形成新的俯沖帶和增生造山作用，岡瓦納大陸周緣轉(zhuǎn)變?yōu)榛顒哟箨戇吘?，南部邊緣由于原太平洋的俯沖，形成從澳大利亞東部、新西蘭、南極洲、南非到美洲西南海岸的Terra-Australis造山帶(530～490 Ma)；北部邊緣由于原特提斯洋的俯沖，在印度地塊北部形成Bhimphedian造山帶(530～470 Ma)(Cawoodetal., 2007)。已有研究表明，青藏高原保存了大量的泛非期及其周緣造山記錄，包括：① 喜馬拉雅帶和拉薩地體中發(fā)育的古生代寒武-奧陶紀(jì)的巖漿事件(Cawoodetal., 2007; Lee and Whitehouse, 2007; Liuetal., 2007; Quigleyetal., 2008; 郭亮等，2008；Dongetal., 2010; Zhangetal., 2012a; Zhuetal., 2012)和變質(zhì)事件(Kohnetal., 2004; Gehrelsetal., 2006a, 2006b; Zhangetal., 2012a)；② 喜馬拉雅帶和拉薩地體的地層中含有大量～500 Ma的碎屑鋯石(DeCelles, 2000; Hodges, 2000; Gehrelsetal., 2006a, Dongetal., 2010; Myrowetal., 2010; Gehrelsetal., 2011; Guoetal., 2012; Lietal., 2014)；③ 喜馬拉雅帶、中拉薩地體申扎和滇西地區(qū)早古生代與前寒武紀(jì)地層的角度不整合接觸(Funakawa, 2001; Milleretal., 2001; 李才等， 2010； 黃勇等， 2012； 蔡志慧等， 2013)。本文采自亞東地區(qū)的含石榴石淡色花崗巖(92-2)形成年齡為440 Ma，考慮到洋殼俯沖到陸陸碰撞可以持續(xù)150 Ma(新特提斯洋俯沖始于～200 Ma，到印度-歐亞大陸碰撞～55 Ma)，認(rèn)為這期巖漿作用可能是岡瓦納周緣安第斯型造山作用的延續(xù)。此外，志留紀(jì)的巖漿作用在喜馬拉雅帶的吉隆地區(qū)也有報道，高利娥等(2015)認(rèn)為這期志留紀(jì)的巖漿-變質(zhì)熱事件是東岡瓦納大陸北緣與周緣微陸塊陸-陸碰撞作用的產(chǎn)物。

野外觀察表明，本文采自亞東地區(qū)大喜馬拉雅巖系的新元古代花崗質(zhì)片麻巖(92-1)和早志留世淡色花崗巖(92-2)共同發(fā)生變形，均含有厘米級的淺色體，鏡下可觀察到熔體假像等結(jié)構(gòu)，說明研究樣品經(jīng)歷了高角閃巖相-麻粒巖相的變質(zhì)作用，并發(fā)生了部分熔融。鋯石和獨(dú)居石U-Th-Pb年代學(xué)研究表明，樣品92-1中的鋯石保留了變質(zhì)邊部，得到了16.8 Ma的變質(zhì)(退變質(zhì))年齡。兩個樣品中獨(dú)居石記錄了16.4 Ma的退變質(zhì)年齡。這期變質(zhì)年齡在喜馬拉雅造山帶有廣泛報道(張澤明等， 2017)，通常認(rèn)為28～13 Ma是喜馬拉雅造山過程中大喜馬拉雅巖系的退變質(zhì)折返時間(Zeigeretal., 2015)。最近研究表明，大喜馬拉雅巖系內(nèi)部由不同的構(gòu)造巖片組成，其變質(zhì)和部分熔融時間很可能是不同的，例如部分學(xué)者認(rèn)為尼泊爾地區(qū)的大喜馬拉雅巖系，從上部到下部構(gòu)造層位，變質(zhì)與部分熔融時間是逐漸減小的(Kohn, 2014; Wangetal., 2016)。Zhang 等(2017) 的研究表明，亞東地區(qū)的泥質(zhì)麻粒巖在從約31 Ma到20 Ma的進(jìn)變質(zhì)/峰期變質(zhì)過程中經(jīng)歷了部分熔融。而本文采自亞東地區(qū)的花崗質(zhì)片麻巖記錄了約16 Ma的退變質(zhì)時間，說明或者亞東地區(qū)的大喜馬拉雅巖系經(jīng)歷了快速的折返過程，或者亞東地區(qū)的大喜馬拉雅巖系內(nèi)部存在不同的構(gòu)造巖片。

綜上所述，大喜馬拉雅巖系不僅記錄了新生代碰撞造山作用，還記錄了新元古代與羅迪尼亞超大陸形成演化相關(guān)的巖漿熱事件以及古生代岡瓦納大陸拼合后的周緣安第斯型造山作用。

致謝中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所梁鳳華博士在實(shí)驗(yàn)過程中和茍正彬博士、劉國威碩士在野外樣品采集中提供了幫助，兩位匿名評審人提出了寶貴意見，在此一并表示感謝！