藏南東部麻瑪溝地區(qū)早古生代與中新世巖漿作用及其意義*

邸英龍 曾令森 張立飛 高利娥

1. 自然資源部深地動力學重點實驗室，中國地質(zhì)科學院地質(zhì)研究所，北京 100037 2. 北京大學地球與空間科學學院，北京 100871

喜馬拉雅造山帶的崛起是印度-歐亞大陸碰撞造山作用的結果，并伴隨著廣泛的高級變質(zhì)作用和地殼深熔作用(Allégreetal., 1984; Hodges, 2000; Yin and Harrison, 2000; 吳福元等, 2015; Zengetal., 2011, 2015; Gaoetal., 2017; Wangetal., 2015, 2017a; 曾令森和高利娥, 2017; Zheng and Wu, 2018)。在新生代碰撞之前，印度大陸是岡瓦納大陸的一部分，喜馬拉雅地塊位于東岡瓦納大陸的北緣。了解印度大陸北緣的物質(zhì)和構造屬性有助于甄別哪些特征是歐亞大陸與印度大陸碰撞的產(chǎn)物，哪些是在碰撞之前就存在的繼承性構造(Beaumontetal., 2001; Zengetal., 2009; DeCellesetal., 2004; Gehrelsetal., 2006a, 2011; Zhangetal., 2012; Palinetal., 2018; van Hinsbergenetal., 2019; Gaoetal., 2019)。了解碰撞前喜馬拉雅地塊的物質(zhì)組成、結構和來源，有助于解譯新生代變質(zhì)作用的性質(zhì)和地殼深熔作用的源區(qū)組成，有助于岡瓦納古大陸的重建(DeCellesetal., 2000; Milleretal., 2001; Gehrelsetal., 2006b, 2011; 許志琴等, 2005; Cawoodetal., 2007; Lietal., 2010; Zhangetal., 2012; Wangetal., 2017; Martin, 2017; Palinetal., 2018; Gaoetal., 2019)。

現(xiàn)今的喜馬拉雅造山帶(或喜馬拉雅地塊)由北向南主要分為特提斯喜馬拉雅沉積巖系(Tethyan Himalayan Sequence, THS)、高喜馬拉雅結晶巖系(Greater Himalayan Crystalline Sequence, GHCS)、低喜馬拉雅巖系(Lesser Himalayan Sequence, LHS)和次喜馬拉雅巖系(Sub-Himalayan Sequence, SHS)等四個構造單元，它們之間分別被藏南拆離系(South Tibetan Detachment System, STDS)、主中央逆沖斷層(Main Central Thrust, MCT)和主邊界逆沖斷層(Main boundary Thrust, MBT)所分隔(圖1)。喜馬拉雅地塊包含大量原巖年齡為晚元古代到早古生代的花崗質(zhì)片麻巖(Collins and Pisarevsky, 2005; 許志琴等, 2005; Gehrelsetal., 2006a, 2011; Cawoodetal., 2007; Zengetal., 2011, 2012; Wangetal., 2013b; Mottrametal., 2014; Gao and Zeng, 2014; 高利娥等, 2015; Liuetal., 2016; 丁慧霞等, 2017; Martin, 2017; Gaoetal., 2019; Yoshidaetal., 2019)，表明了喜馬拉雅地體在碰撞前經(jīng)歷過較廣泛的晚元古代到早古生代構造巖漿事件。除此之外，在印度北部、喜馬拉雅造山帶和拉薩地塊內(nèi)都發(fā)育寒武系與奧陶系角度不整合接觸(DeCellesetal., 2000; Myrowetal., 2003, 2010, 2016, 2018; Liuetal., 2019; Gehrelsetal., 2006b, 2011; Longetal., 2011; McQuarrieetal., 2008, 2013; Hughesetal., 2019)。早古生代巖漿作用記錄和構造角度不整合都指示岡瓦納大陸北緣在早古生代發(fā)生過一期重要的構造事件。不同學者們提出了不同的模型，來解釋印度大陸北緣與相鄰地塊的構造演化關系，歸結起來主要有兩類模型：第一類模型是安第斯型俯沖模型(Gehrelsetal., 2006b, 2011; Cawoodetal., 2007; Palinetal., 2018)，認為印度大陸北緣在早古生代由被動陸緣轉(zhuǎn)變?yōu)橹鲃雨懢?，原特提斯洋向南俯沖，發(fā)生增生造山作用。奧陶紀之后又轉(zhuǎn)為被動陸緣，形成寒武系-奧陶系角度不整合。另一些學者雖然提出了稍微不同的模型(Zhuetal., 2012; Wangetal., 2016; Martin, 2017; Yoshidaetal., 2019)，但都是在該模型的基礎之上提出的，主要差異在鄰區(qū)地塊的空間方位和構造背景。第二類模型是被動陸緣演化模型(Brookfield, 1993; Mottrametal., 2014; Liuetal., 2019, 2020)，認為從晚元古代末期到早古生代，印度大陸北緣沒有經(jīng)歷過原特提斯洋的俯沖，一直處于被動陸緣狀態(tài)，認為在該時期的巖漿-構造事件與裂谷閉合或者巖石圈減薄相關。為了探究晚元古代和早古生代巖漿-構造事件成因，本次研究采集了喜馬拉雅造山帶東部錯那縣麻瑪溝地區(qū)的花崗片麻巖和淡色花崗巖，開展了鋯石SHRIMP U-Pb定年和主、微量元素測試，結合前人數(shù)據(jù)來探討晚元古代到早古生代印度大陸北緣構造演化過程。

圖1 喜馬拉雅造山帶地質(zhì)簡圖(據(jù)Guillot et al., 2008; Zeng et al., 2011; Zhang et al., 2017修改)圖中年齡數(shù)據(jù)來源于表3Fig.1 Simplified geological map of Himalayan orogen (modified after Guillot et al., 2008; Zeng et al., 2011; Zhang et al., 2017)Age data in Fig.1 from Table 3

1 地質(zhì)背景及樣品描述

喜馬拉雅造山帶的四個構造單元中，THS和LHS為淺變質(zhì)或未變質(zhì)的大陸邊緣相沉積巖系(Myrowetal., 2003, 2016; Gehrelsetal., 2011; Hughesetal., 2019)。其中THS 整體上以海相沉積為主，并夾有少量陸相碎屑沉積，并且寒武系-奧陶系角度不整合普遍存在(周志廣等, 2004; Myrowetal., 2018)，典型剖面有Zanskar、Spiti和康馬地區(qū)等。而LHS中陸相和過渡相沉積占大部分，少部分為淺海碳酸鹽相，也存在寒武系-奧陶系不整合，如Ambar和Swabi地區(qū)(Myrowetal., 2018)。在巴基斯坦和蘇丹局部地區(qū)的寒武系與晚于奧陶系的更年輕地層不整合接觸(Longetal., 2011; Myrowetal., 2016)。SHS為喜馬拉雅造山帶的前陸盆地，除了上部少量新生代沉積外，下部地層與LHS相似(Thakuretal., 2007)，但是除了巴基斯坦的Salt Range地區(qū)，沿造山帶走向的其他地區(qū)都還沒有發(fā)現(xiàn)有寒武系地層出露，而Salt Range和印度克拉通北部的Rajasthan地區(qū)都存在寒武系-二疊系不整合接觸(Hughesetal., 2019)。GHCS的變質(zhì)程度普遍達到了角閃巖相以上，阻礙了原生層序的劃分，在該構造單元的來源上的認識存在較大分歧(DeCellesetal., 2000; 張澤明等, 2008a, b; Myrowetal., 2003, 2010, 2016, 2018; Hughesetal., 2019)。GHCS的劃分方法有多種(Wangetal., 2013a)，本文參照更為簡便的Le Fort (1975)的劃分方法，即GHCS按照變質(zhì)程度和礦物共生組合等特征由下到上劃分成三組，組-1為含藍晶石-石榴石變泥質(zhì)巖、混合巖和石英巖；組-2主要為含石榴子石-透輝石大理巖和鈣硅酸鹽類；組-3為含夕線石變長英質(zhì)巖，夾雜少量鈣硅酸鹽類，并且含有大量正片麻巖。

本次研究的采集的樣品為STDS以南的GHCS組-3花崗片麻巖類和淡色花崗巖，采樣地點位于錯那縣南部的麻瑪溝地區(qū)(圖2)；STDS以北為錯那裂谷帶，廣泛分布近東西走向的輝綠巖脈(Wangetal., 2018)和規(guī)模不等的淡色花崗巖體(高利娥等, 2012; 王曉先等, 2016; 石卿尚等, 2017)。MM15系列樣品為含石榴子石花崗片麻巖，MMG-LG和T0713為淡色花崗巖?；◢徠閹r(MM15)的主要礦物為石英、鉀長石、斜長石、黑云母、石榴子石和少量白云母(圖3a, b)，其中黑云母定向，斜長石、鉀長石和石榴子石呈半定向結構，在野外露頭上顯示出片麻狀構造特征。其中黑云母半自形-他形結構，多呈長柱狀或條狀，部分形態(tài)不規(guī)則的顆粒生長在斜長石周圍；斜長石和鉀長石為半自形-他形的板狀結構，且鉀長石顆粒相對較大；石榴子石他形粒狀結構，裂隙發(fā)育。由于該巖體與圍巖共同經(jīng)歷了高級變質(zhì)作用事件，因此二者的邊界難以準確界定。

圖2 西藏南部錯那地區(qū)地質(zhì)簡圖(據(jù)丁慧霞等, 2017修改)Fig.2 Simplified geological map of the Cona area, South Tibet (modified after Ding et al., 2017)

圖3 麻瑪溝花崗片麻巖(a、b)和淡色花崗巖(c、d)顯微照片(a、b)為樣品MM15；(c)為樣品MMG-LG；(d)為樣品T0713. Gt-石榴子石；Kf-鉀長石；Pl-斜長石；Bi-黑云母；Q-石英Fig.3 Microphotographs of the granitic gneiss (a, b) and the leucogranite (c, d) from the Mama Valley(a, b) Sample MM15; (c) Sample MMG-LG; (d) Sample T0713. Gt-garnet; Kf-K-feldspar; Pl-plagioclase; Bi-biotite; Q-quartz

淡色花崗巖(MMG-LG和T0713)產(chǎn)狀為脈體，斜切圍巖的片理或片麻理。2條脈體除了鉀長石顆粒大小不同外，其他礦物組合、結構和含量均相同，都為含石榴子石淡色花崗巖(圖3c, d)。主要礦物為石英、鉀長石、斜長石、石榴子石和少量云母，石榴子石大部分為他形粒狀結構，其核部包裹鉀長石、石英等礦物，所有礦物沒有明顯的定向，表明這些脈體沒有受到明顯的構造變形的影響。樣品MMG-LG中的鉀長石大小相對不均一，為0.01～1mm之間；樣品T0713中的鉀長石顆粒大小相對均一，大部分顆粒位于0.1～0.5mm之間。從巖相學上，花崗片麻巖和淡色花崗巖明顯不同，前者黑云母含量較多，石榴子石含量較少，而淡色花崗巖反之。

2 分析方法

2.1 主微量元素測試

樣品的全巖主微量元素測試在自然資源部國家地質(zhì)實驗測試中心進行，其中主量元素通過X射線熒光法(XRF)進行測定，儀器型號為Rigaku-3080，分析精度優(yōu)于5%；微量元素利用等離子質(zhì)譜儀(ICP-MS)進行分析，儀器型號為Finigan ELEMENT 2 ICP-MS，其分析精度可保持在5%～10%。

2.2 鋯石SHRIMP U-Pb年齡

鋯石同位素年齡測試和鋯石靶的制作在北京離子探針中心進行，采用高分辨率二次離子探針質(zhì)譜儀(SHRIMPⅡ)進行測定，離子源為氧源，粒子流強度為4nA，束斑直徑約為25μm×15μm，儀器質(zhì)量分辨率為5000。鋯石標樣采用M257(U：846×10-6)和TEM(417Ma)雙標樣標定，分別標定U含量和年齡。樣品測定時，每測定5個樣品點進行一次標樣測定，每個測試點之間最短為180秒，用以測定后通道內(nèi)的清洗。鋯石靶的制作流程可參見宋彪等(2002)。

3 分析結果

3.1 主量元素特征

兩種巖石中，淡色花崗巖(MM15)的SiO2(73.94%～75.08%)、Na2O(3.41%～4.12%)、K2O(4.02%～5.55%)含量最高，TiO2(0.01%～0.22%)、FeO+Fe2O3(0.44%～1.59%)、MgO(0.11%～0.35%)、CaO(0.53%～1.31%)含量最低，并具有較高的Al2O3(13.44%～14.51%)，K2O/Na2O(1.14～1.44)和A/CNK(1.08～1.13)比值都較高，表明該巖石為富鉀過鋁質(zhì)花崗巖(表1、圖4)。

表1 麻瑪溝花崗巖和變泥質(zhì)巖主量(wt%)及微量(×10-6)元素數(shù)據(jù)

圖4 麻瑪溝花崗片麻巖和淡色花崗巖主量元素關系圖解Fig.4 Major element diagrams for the granitic gneisses and the leucogranites from the Mama Valley

花崗片麻巖(T0713、MMG-LG)，SiO2含量在72.44%～74.60%之間，具有較高的Al2O3(12.63%～13.48%)、Na2O(2.58%～2.85%)、K2O(4.02%～4.73%)和較低的TiO2(0.27%～0.30%)、FeO+Fe2O3(2.90%～3.18%)、MgO(0.56%～0.63%)、CaO(1.42%～1.67%)含量，其K2O/Na2O比值很高，位于1.50～1.83之間，A/CNK值在1.09～1.11之間，也屬于富鉀過鋁質(zhì)花崗巖(表1、圖4)。

3.2 微量元素特征

花崗片麻巖的球粒隕石標準化稀土元素曲線右傾(圖5a)，其富集程度低于A型花崗巖的平均值，且具有較低的 (La/Yb)N(4.30～5.89)比值，較大的Eu負異常(Eu/Eu*=0.28～0.36)；從微量元素(表1、圖5b、圖6)中可看出，這些樣品富集Cs(6.33×10-6～7.01×10-6)、Rb(229×10-6～264×10-6)、Th(25.9×10-6～31.8×10-6)、U(5.6×10-6～7.61×10-6)、Pb(35.1×10-6～47.6×10-6)、Nb(11.4×10-6～12.6×10-6)、Ta(1.33×10-6～1.64×10-6)，虧損Sr(56.7×10-6～62.8×10-6)。

圖5 麻瑪溝花崗片麻巖和淡色花崗巖的球粒隕石標準化稀土元素配分圖(a, 標準化值據(jù)Anders and Grevesse, 1989)和原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖(b, 標準化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)A型花崗巖數(shù)據(jù)引自Wu et al. (2002)，圖6同F(xiàn)ig.5 Chondrite-normalized REE patterns (a, normalization values after Anders and Grevesse, 1989) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (b, normalization values after Sun and McDonough, 1989) for the granitic gneisses and the leucogranites from the Mama ValleyData of A-type granite from Wu et al. (2002), also in Fig.6

淡色花崗巖的稀土元素含量變化較大(圖5a)，其REE標準化曲線形態(tài)各異，富集程度不及花崗片麻巖和A型花崗巖。MMG-LG呈現(xiàn)出右傾趨勢((La/Yb)N=12.79)，且具有較明顯的Eu負異常(Eu/Eu*=0.63)，相對富集輕稀土元素(LREE)，虧損重稀土元素(HREE)。T0713-15-LG的REE標準化曲線為近水平((La/Yb)N=1.02)，較明顯的Eu負異常(Eu/Eu*=0.52)。T0713的REE標準化曲線總體右傾((La/Yb)N=2.46～4.69)，具微弱的Eu正異常(Eu/Eu*=1.17～1.18)和Ce負異常(Ce/Ce*=0.87～0.88)，LREE和HREE相對富集，而中稀土(MREE)相對虧損。淡色花崗巖的微量元素(圖6)含量總體上也富集Cs(1.38×10-6～15.5×10-6)、Rb(150×10-6～353×10-6)、U(1.29×10-6～16×10-6)、Pb(31×10-6～87.4×10-6)，但相對虧損Th(0.15×10-6～16.2×10-6)、Nb(1.57×10-6～12.8×10-6)、Ta(0.07×10-6～2.22×10-6)、Sr(9.75×10-6～96.3×10-6)。

3.3 鋯石U-Pb年代學特征

3.3.1 花崗片麻巖(MM15)

花崗片麻巖樣品的鋯石顆粒(圖7a)為長柱狀，其長軸/短軸的值在2～7之間，平均值約為3.5，自形-半自形結構，鋯石CL圖像顯示內(nèi)部呈韻律環(huán)帶結構，顯示巖漿鋯石的特征，部分鋯石的邊部顏色比核部更深，說明到鋯石結晶后期U、Th含量增加。部分顆粒邊部均勻無韻律環(huán)帶，可能代表了后期變質(zhì)作用的結果。從結構來看，鋯石內(nèi)部的韻律環(huán)帶部分記錄了該巖石的結晶年齡，而邊部分可能是記錄了該巖體后期變質(zhì)作用的年齡，但邊部太窄，小于SHRIMP束斑大小，無法獲取有地質(zhì)意義的年齡。對該樣品，選擇了20顆鋯石，進行了27點測試(表2)，測試結果顯示這些鋯石的U(208×10-6～11945×10-6)和Th(49×10-6～506×10-6)的含量變化較大，具有高U效應，Th/U比值在0.04～0.61之間，206Pb/238U年齡除了點6.1(937Ma)和17.2(279.4Ma)外，集中在481.8～541.5Ma之間(圖8a)。點6.1的鋯石為繼承鋯石，其Th/U比值為0.18，鋯石核為新元古代的巖漿鋯石，點17.2可能是鋯石的環(huán)帶部分與反應邊的混合年齡，因此其年齡遠小于平均年齡，剔除這2個點后的加權平均年齡為500.7±4.5Ma(N=25，MSWD=1.9)。所有的點均位于或近似位于諧和線上，沒有明顯的Pb丟失，為諧和年齡，代表該巖體的巖漿結晶年齡。

3.3.2 淡色花崗巖(MMG-LG)

淡色花崗巖樣品的鋯石顆粒形態(tài)與花崗片麻巖類似(圖7b)，均為長柱狀，長軸/短軸的值為1～5.5之間，平均值約為3.0，半自形-他形結構，CL圖像顯示其內(nèi)部結構也普遍具有韻律環(huán)帶結構，且邊部的環(huán)帶變暗。但與花崗片麻巖的鋯石不同的是，該樣品的部分鋯石顆粒發(fā)育核-幔-邊結構或核-邊結構。其中核部為具有環(huán)帶結構的巖漿鋯石，為鋯石的主體部分，U(322×10-6～4061×10-6)和Th(32×10-6～1257×10-6)含量變化較大(表2)，Th/U比值在0.01～0.66之間，206Pb/238U年齡除了點1.2(427.5Ma)和13.1(238.1Ma)離群外，集中在488.5～512.6Ma之間(圖8c, d)。點1.2和13.1的年齡均小于平均年齡，推測為核部與慢部(或邊部)的混合年齡，將兩點的年齡剔除后，核部的加權平均年齡為498.6±3.4Ma(N=16，MSWD=0.88)，所有的點都位于或近似位于諧和線上，為諧和年齡，無明顯的Pb丟失。CL圖像顯示鋯石的幔部無環(huán)帶，呈現(xiàn)出較均勻的深灰色調(diào)，U(2539×10-6～4194×10-6)和Th(10×10-6～89×10-6)含量變化相對較小，無明顯高U效應，Th/U比值很低，在0.001～0.03之間，但絕大多數(shù)的值為0.01，這是淡色花崗巖中結晶鋯石的通性(曾令森等, 2019)，206Pb/238U年齡集中在15.7～25.1Ma之間，但是年齡數(shù)據(jù)比較分散(圖8b)，給出的加權年齡無太大意義，需要結合相鄰淡色花崗巖的年齡數(shù)據(jù)進行討論(見下文討論部分)。該樣品鋯石的邊部無環(huán)帶或不明顯的環(huán)帶，總體上邊部顯示灰色的亮邊，與暗灰色的幔部區(qū)別開來，邊部厚度很小，個別鋯石顆粒出現(xiàn)了邊部而幔部不發(fā)育，還有極少的鋯石出現(xiàn)了幔部而邊部不發(fā)育，而核部幾乎出現(xiàn)在每顆鋯石中，且占鋯石顆粒的主要部分，控制著鋯石再生長過程中的大致的幾何形狀，有些鋯石可見核部被幔部侵蝕成港灣狀(例如圖7b的前兩顆鋯石)。因此我們判斷核部為繼承鋯石，其年齡代表淡色花崗巖形成之前的巖漿作用事件；幔部和邊部為淡色花崗巖巖漿結晶作用的產(chǎn)物，其中幔部為結晶峰期時形成，而邊部為結晶末期形成。

表2 麻瑪溝花崗片麻巖和淡色花崗巖鋯石SHRIMP U-Pb年齡

續(xù)表2

圖7 麻瑪溝花崗片麻巖和淡色花崗巖樣品的鋯石陰極發(fā)光圖像圓圈代表激光剝蝕位置，數(shù)字代表年齡(Ma)；括號內(nèi)數(shù)字代表晶面符號Fig.7 Cathodoluminescence (CL) image of the zircon grains for granitic gneiss and leucogranite from Mama ValleyThe circles stand for the ablated locations by laser, the numbers stand for age (Ma); the numbers in brackets are symbol of crystal face

圖8 麻瑪溝花崗片麻巖(a)和淡色花崗巖(b-d)的鋯石U-Pb年齡諧和圖Fig.8 Zircon U-Pb Concordia diagram for the granite gneiss (a) and the leucogranite (b-d) from Mama Valley

4 討論

4.1 麻瑪溝地區(qū)早古生代巖漿作用事件

4.1.1 鋯石形態(tài)與年代學分析

利用CL圖像，我們可以觀察鋯石晶面中錐面的發(fā)育情況(Pupin, 1980; Vavra, 1990, 1993; Lietal., 2014)，如果鋯石顆粒發(fā)育(101)錐面，則鋯石尖端角度較大，呈鈍角或近直角形態(tài)，如果(211)錐面發(fā)育，則鋯石尖端呈銳角。由于CL圖像為二維圖像，鋯石的柱面類型不容易區(qū)分，但是可以觀察其長軸/短軸的比值。通過對比，花崗片麻巖(MM15)和淡色花崗巖(MMG-LG)樣品中的鋯石形態(tài)相近(圖7)，主要表現(xiàn)為：長軸/短軸比值相近，其平均值在3～3.5之間；鋯石晶面發(fā)育相近，兩種鋯石均發(fā)育(101)錐面，(211)錐面發(fā)育較差。Pupin (1980)利用花崗巖中的鋯石形態(tài)對其進行成因分類，主要分成殼源的過鋁質(zhì)淡色花崗巖、二長花崗巖、花崗閃長巖，殼?；旌闲偷膩唹A性、鈣堿性花崗巖，和幔源的堿性、拉斑玄武系列的花崗巖。樣品中的鋯石形態(tài)特征符合殼源成分的過鋁質(zhì)花崗巖，與巖石的化學成分分類相吻合，表明花崗片麻巖從巖漿作用開始到現(xiàn)在，雖然經(jīng)歷過較強烈的變質(zhì)作用，但其全巖主量元素成分變化不大。而淡色花崗巖中的鋯石核部占有很大比重，控制了增生后鋯石的整體形態(tài)，因此花崗片麻巖中的鋯石與淡色花崗巖中的鋯石核部形態(tài)相近。

麻瑪溝的花崗片麻巖加權平均年齡為500.7Ma(圖8a)；淡色花崗巖繼承鋯石的加權平均年齡為498.6Ma(圖8c, d)。這些年齡與前人報道的印度大陸北緣的早古生代巖漿事件相吻合(Cawoodetal., 2007; Zhuetal., 2012; Gaoetal., 2019)，為同一期構造巖漿事件的產(chǎn)物。從鋯石的形態(tài)學分類可看出麻瑪溝地區(qū)花崗片麻巖和淡色花崗巖都屬于造山型的過鋁質(zhì)花崗巖，而非巖石圈減薄過程中產(chǎn)生的鈣堿性或堿性火成巖。

4.1.2 地球化學分析

雖然目前精準判別花崗巖的構造環(huán)境仍有困難(Pitcher, 1997; 吳福元等, 2007)，但不同構造環(huán)境下的花崗巖總體上還是具有明顯的差異性(吳福元等, 2007; 舒良樹和王博, 2019)。本文的兩種花崗巖都屬于過鋁質(zhì)花崗巖，部分非造山和造山后花崗巖也會出現(xiàn)過鋁質(zhì)特征(Pitcher, 1997; Wuetal., 2002; 吳福元等, 2007)，但其微量元素特征能夠較好地區(qū)分過鋁質(zhì)花崗巖是否是造山型過鋁質(zhì)花崗巖。例如非造山的A型花崗巖比造山型過鋁質(zhì)花崗巖的U、Th、Sr和Ba含量要低，具有更高的Zr、Hf和Nb/Ta比值，(圖5b、圖6；Wuetal., 2002)，通常具有非常顯著的Eu負異常和較高(La/Yb)N比值，與麻瑪溝花崗片麻巖的稀土配分曲線差異較大(圖5a)。進一步地，在新元古代早期(約800Ma)也發(fā)生過大規(guī)模的巖漿作用時間，普遍認為是Rodinia超大陸裂解的產(chǎn)物(Singhetal., 2002; Ding and Zhang, 2016; Wangetal., 2016, 2017b; 王一偉等, 2016; Spenceretal., 2019; 董昕和田作林, 2019)，這些新元古代巖漿巖的鋯石Th/U比值明顯高于本文早古生代花崗巖的數(shù)據(jù)(圖9)，說明二者的形成環(huán)境不同。上述分析表明，早古生代過鋁質(zhì)花崗巖可能是造山型過鋁質(zhì)花崗巖，不是拉張環(huán)境下的非造山特征，支持前文所述的安第斯型俯沖模型。

圖9 麻瑪溝花崗片麻巖和淡色花崗巖鋯石U-Th/U圖解800Ma的數(shù)據(jù)來源于Wang et al. (2017)，其他數(shù)據(jù)來源于表2Fig.9 Diagram of U vs. Th/U for zircon from granitic gneiss and leucogranite from Mama ValleyExcept for the data of 800Ma after Wang et al. (2017), others are from Table 2

4.2 喜馬拉雅晚元古代-早古生代巖漿巖展布及其意義

喜馬拉雅造山帶保存著大量的晚元古代-早古生代巖漿作用的紀錄(圖1、表3)，分布于THS、GHCS和LHS等三個構造單元，從東構造節(jié)的南迦巴瓦地區(qū)到西部的巴基斯坦地區(qū)均有出露。如前所述，印度大陸北緣早古生代巖漿作用可能是原特提斯洋俯沖作用的結果，在俯沖作用發(fā)生之前，印度大陸與原特提斯洋是被動陸緣的連接模式(Cawoodetal., 2007; Zhuetal., 2012; Gaoetal., 2019)。因此，在新元古代到早古生代期間，其板塊邊緣必定發(fā)生了從離散狀態(tài)到會聚狀態(tài)的構造轉(zhuǎn)換，從而導致原特提斯洋開始向印度大陸俯沖，那么，相對于印度大陸，原特提斯洋初始俯沖是正向俯沖，還是從一側俯沖后逐漸擴展到另一側？針對該問題，筆者整理了喜馬拉雅造山帶晚元古代-早古生代花崗巖年齡數(shù)據(jù)(表3)，發(fā)現(xiàn)從喜馬拉雅造山帶西部到東部(圖10)，除了Kaplas地區(qū)的花崗巖外，其他花崗巖的年齡均勻變大的趨勢，如圖10中黃色箭頭線所示，從約470Ma增大到510Ma左右，間隔約40Myr，預示著東部的巖漿活動要早于西部，原特提斯洋初始俯沖從東部開始，并逐漸向西部擴展。印度大陸北緣在經(jīng)歷巖漿作用的同時必然也經(jīng)歷了強烈的變質(zhì)作用事件，GHCS內(nèi)的變質(zhì)巖可能會殘留早古生代變質(zhì)作用的痕跡。

表3 喜馬拉雅造山帶的花崗巖鋯石U-Pb年齡數(shù)據(jù)

圖10 喜馬拉雅造山帶花崗巖鋯石U-Pb年齡分布圖數(shù)據(jù)來源于表3Fig.10 Zircon U-Pb age of granite from the Himalayan orogenThe data is from Table 3

4.3 麻瑪溝淡色花崗巖形成機制及源巖

4.3.1 形成機制

喜馬拉雅造山帶中新世淡色花崗巖分布廣泛，在THS和GHCS構造單元內(nèi)均有出露，構成喜馬拉雅造山帶新生代花崗巖的主體部分(吳福元等, 2015; 曾令森和高利娥, 2017)，其形成機制主要有兩種(Inger and Harris, 1992; Gaoetal., 2014; 曾令森和高利娥, 2017)：

(1)白云母脫水熔融：22Ms+7Pl+8Qz=25Melt+5Kf+5Sil+2Bt

(2)水致白云母熔融：9Ms+15Pl+7Qz+xH2O=31Melt

其中Ms為白云母，Pl為斜長石，Qz為石英，Melt為熔體，Kf為鉀長石，Sil為夕線石，Bt為黑云母。

如上文所述，麻瑪溝淡色花崗巖的結晶年齡在15.7～25.1Ma之間，為了探討其形成機制，本文整理了鄰近的三個淡色花崗巖體(亞馬榮淡色花崗、錯那洞淡色花崗巖和雅拉香波淡色花崗巖)年齡(圖11)和Ba-Rb/Sr關系數(shù)據(jù)(圖12)。這四套淡色花崗巖近似位于同一經(jīng)度，最南端為麻瑪溝淡色花崗巖，最北端為雅拉香波淡色花崗巖，其中麻瑪溝和亞馬榮為高喜馬拉雅淡色花崗巖，而錯那洞和雅拉香波為THS單元內(nèi)與穹窿構造相伴生的淡色花崗巖。

圖11 麻瑪溝、亞馬榮、錯那洞和雅拉香波的中新世淡色花崗巖的鋯石U-Pb加權年齡分布數(shù)據(jù)來源：亞馬榮據(jù)Aikman et al. (2008)和石卿尚等(2017)；錯那洞據(jù)Fu et al. (2018)；雅拉香波據(jù)曾令森等(2019)Fig.11 Zircon U-Pb weighted average ages for the Miocene leucogranite from the Mama Valley, Yamarong, Conadong and Yardoi Data source: the Yamarong from Aikman et al. (2008) and Shi et al. (2017); the Conadong from Fu et al. (2018); the Yardoi from Zeng et al. (2019)

圖12 麻瑪溝、亞馬榮、錯那洞和雅拉香波的中新世淡色花崗巖的Ba-Rb/Sr圖解數(shù)據(jù)來源：亞馬榮據(jù)石卿尚等(2017)；錯那洞據(jù)Xie et al. (2018)和黃春梅等(2018)；雅拉香波據(jù)曾令森等(2019)Fig.12 Ba vs. Rb/Sr diagram for the Miocene leucogranite from the Mama Valley, Yamarong, Conadong and Yardoi Data source: the Yamarong from Shi et al. (2017); the Conadong from Xie et al. (2018) and Huang et al. (2018); the Yardoi from Zeng et al. (2019)

根據(jù)整理的年齡數(shù)據(jù)(圖11)可知，該地區(qū)的淡色花崗巖至少可分為5個期次，分別為1(～23Ma)、2(～20.5Ma)、3(～19Ma)、4(～17Ma)和5(～14Ma)，其中第一期在錯那洞和雅拉香波淡色花崗巖中不發(fā)育，說明中新世淡色花崗巖巖漿可能在GHCS地區(qū)先形成，隨后才在THS地區(qū)出現(xiàn)，但是熱源并不是從南向北逐漸擴展，因為后四個期次大部分中新世淡色花崗巖中都能見到(曾令森和高利娥, 2017; Gaoetal., 2017)，因此至今大部分學者認為GHCS和THS地區(qū)的中新世淡色花崗巖的成因機制相似(吳福元等, 2015; 石卿尚等, 2017; 王曉先等, 2016)。Ba-Rb/Sr系統(tǒng)關系(圖12)顯示四個區(qū)域的淡色花崗巖為主要為白云母脫水熔融的產(chǎn)物(Inger and Harris, 1993; Patio Douce and Harris, 1998; 黃春梅等, 2018)，但不排除部分淡色花崗巖為水致白云母熔融成因(Le Fort, 1975; Gao and Zeng, 2014; Gaoetal., 2017)。麻瑪溝、亞馬榮、錯那洞和雅拉香波位于南北走向的錯那裂谷帶中，其成因機制主要為白云母脫水熔融，在鄰近區(qū)域也發(fā)現(xiàn)了水致白云母熔融成因的18Ma左右的淡色花崗巖體(高利娥等, 待發(fā)表數(shù)據(jù))，因此喜馬拉雅中新世淡色花崗巖可能是兩種形成機制共同作用的結果，并導致其巖漿活動至少有五個期次。

4.3.2 淡色花崗巖的源巖

大量野外和實驗數(shù)據(jù)表明，喜馬拉雅造山帶絕大多數(shù)淡色花崗巖的源巖為變沉積巖。與沉積巖中碎屑鋯石普遍具有分散的年齡特征不同，麻瑪溝淡色花崗巖的繼承鋯石年齡非常集中(圖8c, d)，更像巖漿巖中的鋯石年齡特征。同時，麻瑪溝淡色花崗巖的鋯石與本文報道的花崗片麻巖的鋯石形態(tài)特征相近(圖7)，因此我們推測麻瑪溝淡色花崗巖的源巖可能是晚元古代-早古生代花崗質(zhì)片麻巖。

與多數(shù)變泥質(zhì)巖相比，晚元古代-早古生代花崗巖的原巖白云母含量明顯較低，即使發(fā)生白云母脫水部分熔融作用，形成的巖漿規(guī)模有限。與喜馬拉雅造山帶其他地區(qū)的中新世淡色花崗巖相比，麻瑪溝淡色花崗巖的(La/Yb)N比值較低，具更顯著的Eu負異常(圖5a)，但K2O/Na2O比值和K2O等主量元素含量相近(圖4)。如果麻瑪溝淡色花崗巖的源區(qū)為晚元古代-早古生代花崗質(zhì)片麻巖白云母脫水熔融的產(chǎn)物，那么這些脈狀產(chǎn)出的淡色花崗巖可能代表花崗質(zhì)片麻巖低度部分熔融的產(chǎn)物。

5 結論

本文通過對錯那縣麻瑪溝的花崗片麻巖和淡色花崗巖進行鋯石SHRIMP U-Pb年齡和全巖成分的研究，并結合前人的數(shù)據(jù)，有如下認識：

(1)本次研究得出麻瑪溝花崗片麻巖和淡色花崗巖中繼承鋯石的結晶年齡分別為500.7±4.5Ma和498.6±3.4Ma，屬于早古生代巖漿作用的產(chǎn)物。

(2)通過巖石主量元素和鋯石形態(tài)可知，麻瑪溝花崗片麻巖和淡色花崗巖均為過鋁質(zhì)花崗巖，并相對富集Cs、Rb、U、Pb，虧損Zr、Hf、Nb/Ta等與非造山型或造山后花崗巖區(qū)別開來，屬于造山型花崗巖，由此推知在早古生代期間印度大陸北緣為俯沖匯聚型大陸邊緣。

(3)結合前人數(shù)據(jù)推知，從晚元古代末期開始，印度大陸北緣從被動陸緣轉(zhuǎn)變?yōu)橹鲃雨懢墸赡軓臇|部開始俯沖，并逐漸向西部擴展，形成自東向西的俯沖模式。

(4)麻瑪溝淡色花崗巖可能為晚元古代-早古生代花崗巖低程度部分熔融的產(chǎn)物。結合前人數(shù)據(jù)，推測喜馬拉雅中新世淡色花崗巖可能為白云母脫水熔融和水致白云母熔融共同作用的結果，并導致其巖漿活動至少有五個期次。

致謝感謝中國地質(zhì)科學院地質(zhì)研究所董昕副研究員和中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所王佳敏副研究員審閱稿件，并提出諸多建設性意見和建議。