苟正彬 张泽明 董昕 丁慧霞 向华 雷恒聪 李旺超 唐磊

GOU ZhengBin1，2，ZHANG ZeMing1＊＊，DONG Xin1，DING HuiXia1，XIANG Hua1，LEI HengCong3，LI WangChao3 and TANG Lei3

1. 中国地质科学院地质研究所，大陆构造与动力学国家重点实验室，北京 100037

2. 中国地质大学地球科学学院，武汉 430074

3. 中国地质大学地球科学与资源学院，北京 100083

1. State Key Laboratory of Continental Tectonic and Dynamics，Institute of Geology，Chinese Academy of Geological Sciences，Beijing 100037，China

2. Faculty of Earth Sciences，China University of Geosciences，Wuhan 430074，China

3. School of Earth Science and Resources，China University of Geosciences，Beijing 100083，China

2015-06-07 收稿，2015-09-06 改回.

1 引言

位于喜马拉雅造山带核部的高级变质岩形成于印度与欧亚板块的碰撞过程中，是研究板块构造和大陆造山作用的理想对象，为大家所普遍关注(Rowley，1996;Yin and Harrison，2000;DeCelles et al.，2001;Ding et al.，2001;Mo et al.，2008;Hébert et al.，2012;Zhang et al.，2013，2014，2015)。最近的研究表明，造山带核部的高喜马拉雅结晶岩系经历了早古生代的构造热事件，普遍发育早古生代的花岗岩(Gehrels et al.，2003;Cawood and Buchan，2007;Cawood et al.，2007;董昕等，2009;时超等，2010;Wang et al.，2012a;Zhu et al.，2012;彭智敏等，2014;Ding et al.，2015)。尽管对这些发生在冈瓦纳大陆北缘的早古生代岩浆作用已经做了大量的研究，但对于它们的特征和成因还存在争议。此外，这些岩浆岩是形成在冈瓦纳大陆聚合引起的碰撞造山过程中(潘晓萍等，2012;Ding et al.，2015)，还是与原特提斯洋向冈瓦纳大陆北缘俯冲导致的安第斯型造山有关也存在争议(Kusky et al.，2003;Cawood et al.，2007;董美玲等，2012;蔡志慧等，2013;Zhang et al.，2013)。以往的研究表明，花岗岩中锆石的εHf(t)值均为负值，由此获得古老的Hf 二阶段模式年龄(tDM2)。因此，大家都认为它们是古老地壳物质部分熔融的产物(辜平阳等，2013;张士贞等，2014)，目前还没有早古生代初生地壳部分熔融所形成花岗岩的报道。但是，Zhu et al. (2012)在拉萨地体中发现了490Ma 的基性岩，其锆石的εHf(t)值为高的正值，表明确实有早古生代的初生地壳物质。如果冈瓦纳大陆北缘经历了早古生代的安第斯型造山作用，就应该有由初生下地壳部分熔融形成的I 型花岗岩形成。本文通过对藏南亚东地区高喜马拉雅结晶岩系中早古生代花岗质片麻岩的岩石学、锆石U-Pb 年代学以及Hf 同位素研究，揭示出这些岩石的地球化学特征，识别出了由古老地壳部分熔融形成的S 型花岗岩和由初生下地壳部分熔融形成的I 型花岗岩，为冈瓦纳大陆北缘的早古生代造山作用提供了新的信息。

2 区域地质背景和样品特征

青藏高原自北向南依次为松潘-甘孜杂地体、羌塘地体、拉萨地体和喜马拉雅地体(Yin and Harrison，2000)，它们之间依次为金沙江、班公湖-怒江和雅鲁藏布江缝合带。喜马拉雅地体包含四个近平行的构造单元，从南到北依次为:次喜马拉雅单元、低喜马拉雅岩系、高喜马拉雅结晶岩系和特提斯喜马拉雅系列。它们之间分别以主边界逆冲断裂、主中央逆冲断裂和藏南拆离断裂为界(图1a)(Yin and Harrison，2000;许志琴等，2005)。次喜马拉雅单元由中新世到更新世的磨拉石组成。低喜马拉雅单元主要由一系列浅变质沉积岩组成，夹杂变质火山岩和眼球状片麻岩。高喜马拉雅结晶岩系是一个约30km 厚的中、高级变质岩系，主要由一套经历了角闪岩相-麻粒岩相变质的变质沉积岩和花岗质片麻岩组成，发育有少量的新生代花岗岩(Yin and Harrison，2000)。花岗质片麻岩的原岩年龄为早古生代(许志琴等，2005;张泽明等，2008，2013)。特提斯喜马拉雅带主要由低级变质的沉积岩组成，带内发育一系列的片麻岩穹窿和淡色花岗岩(Zeng et al.，2011;Hou et al.，2012)。

研究区位于藏南亚东县附近，构造上处于高喜马拉雅结晶岩系的上部构造层位(图1b)。该地区的高喜马拉雅结晶岩系主要由花岗质片麻岩(正片麻岩)、副片麻岩(变沉积岩)、泥质麻粒岩以及少量大理岩和钙硅酸岩组成。在印度与欧亚大陆的碰撞造山过程中，高喜马拉雅结晶岩系中的早古生代花岗岩与表壳岩一起遭受新生代的高级变质、部分熔融和强烈的变形改造。因此，由花岗岩转变而成的花岗质片麻岩发育片麻状构造和深熔脉体(图2a)。本文所研究的样品20-1 采于中印边界(GPS 坐标为27°25.9'N，88°53.7'E)，样品28-2 和34-1 采自亚东县城西北方向约10km 的汤嘎西木(27°33.8'N，88°55.2'E 和27°34.4'N，88°54.8'E;图1b)。混合岩化花岗质片麻岩由浅色的脉体和暗色的残留体组成，浅色体具鳞片粒状变晶结构，主要由石英(30% ～35%)、斜长石(20% ～25%)、钾长石(30% ～35%)和少量黑云母(3% ～5%)组成(图2b-d)。样品20-1 和34-1 中含有少量白云母(图2b，c)，样品28-2 中含少量角闪石(图2d)。定向分布的云母和角闪石，以及拉长的长石、石英或其集合体条带构成片麻理。

3 测试方法

图1 青藏高原南部地质简图(a，据Guo and Wilson，2012)和亚东地质简图(b)Fig.1 Simplified geological map of the southern Tibetan Plateau (a，after Guo and Wilson，2012)and geological map of the Yadong area (b)

图2 早古生代花岗质片麻岩野外照片及显微照片Fig.2 Photomicrographs of outcrops and photomicrographs of the Early Paleozoic granitic gneisses in Yadong area

全岩主量和微量元素化学成分分析在国家地质实验测试中心完成。主量元素分析采用X-ray 荧光光谱法(XRF)，仪器型号Rigaku-3080，精度优于0.5%，其中FeO 采用容量滴定法。微量元素Zr、Nb、V、Cr、Sr、Ba、Zn、Ni、Rb 和Y 使用与测试主量元素不同的XRF 设备(Rigaku-2100)进行分析，分析精度优于3% ～5%。其他微量元素和稀土元素采用电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS)，当元素含量大于1 ×10-6时，分析精度优于1% ～5%，当元素含量小于1 ×10-6时，分析精度优于5% ～10%。

锆石U-Pb 同位素定年在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成。测试仪器为LA-ICP-MS，激光剥蚀系统为GeoLas 2005，ICP-MS 为Agilent 7500a。激光剥蚀斑束直径为32μm，激光剥蚀深度为20 ～40μm。对分析数据的离线处理采用软件ICPMSDataCal 完成。详细的仪器操作条件见Liu et al. (2010)，同位素数据结果处理使用ISOPLOT 软件(Ludwig，2003)完成。

锆石Hf 同位素测试在中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室Neptune 多接收等离子质谱和Newwave UP213 紫外激光剥蚀系统LA-MCICP-MS 上进行，分析采用的激光束斑直径为55μm。实验过程中采用氦气作为剥蚀物质载气，锆石标准GJ-1 作为参考，锆石Lu-Hf 同位素测试点位于锆石U-Pb 年龄测试点附近，采样方式为单点剥蚀。相关仪器运行条件及详细分析流程见侯可军等(2007)。分析过程中锆石标准GJ-1 的176Hf/177Hf 测试加权平均值为0.282008 ± 25，与Elhlou et al.(2006)及侯可军等(2007)所报道的参考值在误差范围内一致。

4 岩石化学

本文所研究的3 件花岗质片麻岩和已发表的亚东地区、邻近的拉轨岗日片麻岩穹窿中的早古生代花岗质片麻岩共10 件样品一起讨论。它们的主量和微量元素成分分析结果已列于表1。这些早古生代花岗质片麻岩的SiO2含量为68.04% ～76.55%，Al2O3含量为11.94% ～16.14%，全碱含量为5.32% ～7.64%，但FeO、MgO、MnO 和TiO2含量较低。岩石的里特曼指数(σ)为1.25 ～1.96，属钙性-钙碱性系列(图3a)。这些花岗质片麻岩可分为两类:第一类包括本文样品20-1 和拉轨岗日样品L1 和L2，它们的K2O/Na2O 为1.27 ～2.02，铝饱和指数(A/CNK)为1.14 ～1.19，CIPW 刚玉分子数大于1，属钾质过铝质岩石。第二类为本文的另2个样品和亚东地区已经发表的5 个样品，它们的K2O/Na2O为0.56 ～0.87，A/CNK 为1.04 ～1.08，CIPW 刚玉分子数小于1(表1)，为钠质和弱过铝质岩石(图3b)。

表1 早古生代花岗质片麻岩的主量元素(wt%)和微量元素(×10 -6)分析结果Table 1 Major (wt%)and trace (×10 -6)element composition of the Early Paleozoic granitic gneisses

图3 花岗质片麻岩Na2O+K2O-CaO 与SiO2 图解(a，据Frost et al.，2001)和A/NK-A/CNK 图解(b，据Maniar and Piccoli，1989)Fig.3 (Na2O+K2O-CaO)vs. SiO2 plot (a，after Frost et al.，2001)and A/NK vs. A/CNK diagram (b，after Maniar and Piccoli，1989)of the granitic gneisses

所研究的早古生代花岗质片麻岩具有较高的稀土总量(106.2 ×10-6～481.3 ×10-6)，在稀土元素球粒陨石标准化配分模式图中，轻重稀土元素分馏明显，轻稀土明显富集，(La/Sm)N比值为2.81 ～5.37，(La/Yb)N比值为5.16 ～26.5，Eu/Eu*介于0.32 ～0.84 之间，明显的负Eu 异常(图4a)。在原始地幔标准化的微量元素蛛网图上，表现为富集大离子亲石元素Rb，相对亏损Nb、Ta、P 和Ti 等高场强元素(图4b)。

5 锆石U-Pb 定年和Hf 同位素

5.1 锆石U-Pb 年龄

3 件花岗质片麻岩样品的锆石具有类似的特征，呈长柱状，长约100 ～300μm，长宽比为2 ～3。阴极发光图像显示这些锆石普遍具有核-边结构，即具有一个发育振荡环带的岩浆核和一个暗发光的5 ～10μm 的增生边(图5)。样品20-1锆石岩浆核14 个分析点给出的206Pb/238U 谐和年龄在464 ～491Ma 之间(表2)。样品28-2 锆石岩浆核13 个分析点的206Pb/238U 年龄为470 ～512Ma 之间;样品34-1 锆石岩浆核13 个分析点的206Pb/238U 年龄介于455 ～501Ma 之间。这些分析点具有较高的Th/U 比值(表2)，稀土元素球粒陨石标准化配分曲线表现为明显的HREE 富集，Ce 正异常，Eu 负异常的特点(图6 和表3)，为典型岩浆锆石的特征(Rubatto and Scambelluri，2003);个别锆石显示了偏低的Th/U 比值，可能与部分重结晶作用有关(Hoskin and Schaltegger，2003;He et al.，2013)。由于这些花岗岩经历了新生代的高级变质作用，锆石的同位素体系很可能发生了部分重置，导致部分分析点的年龄变年轻(Geisler et al.，2007)，其Th/U 比值也会变小(表2)。因此，所获得的最大年龄，即491Ma、512Ma 和501Ma 很可能代表三个花岗质片麻岩样品的原岩结晶年龄。大多数变质增生边较窄，无法进行定年分析。少数较宽的变质增生边获得了约25Ma 的谐和年龄，表明花岗质片麻岩经历了新生代变质作用。

图4 稀土元素配分图(a，球粒陨石标准值据Taylor and McLennan，1985)和微量元素蛛网图(b，原始地幔标准值据Sun and McDonough，1989)数据来源同图3Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns (a，chondrite values after Taylor and McLennan，1985)and primitive mantlenormalized trace element patterns (b，primitive mantle values after Sun and McDonough，1989)Data source are the same as in Fig.3

表2 研究区花岗质片麻岩LA-ICPMS 锆石U-Pb 定年结果Table 2 LA-ICPMS zircon U-Pb data of the Early Paleozoic granitic gneisses

表3 亚东地区早古生代花岗质片麻岩锆石稀土元素分析表(×10 -6)Table 3 Zircon REE data of the Early Paleozoic granitic gneisses from the Yadong (×10 -6)

图5 典型锆石阴极发光图像实线圆圈为U-Pb 年龄分析点，虚线圆圈为Hf 同位素分析点Fig.5 Cathodoluminescence images of zirconsThe actual line circles and dotted line circles indicate the locations of U-Pb dating and Hf isotopic analyses，respectively

5.2 Hf 同位素特征

对3 个样品中锆石的岩浆核进行了原位Hf 同位素分析(表4)。其中样品20-1 的14 个分析点获得的(176Hf/177Hf)i值为0.282248 ～0.282480，εHf(t)为-8.1 ～+0.1(图7)，相对应的Hf 二阶段模式年龄(tDM2)为1440 ～1959Ma。样品28-2 的13 个分析点获得的(176Hf/177Hf)i值为0.282305 ～0.282413，εHf(t)为-5.9 ～-2.1(图7)，相对应的tDM2为1585 ～1826Ma。样品34-1 的13 个分析点获得的(176Hf/177Hf)i值为0.282333 ～0.282661，εHf(t)为-4.8 ～+6.7(图7)，对应的tDM2为1028 ～1762Ma(表4)。

6 讨论与结论

6.1 喜马拉雅带的早古生代岩浆作用

较早期的研究表明，亚东地区的矽线石榴黑云斜长片麻岩是早古生代(512Ma)花岗岩变质作用的产物(许志琴等，2005)。后来的研究也表明，亚东地区花岗质片麻岩的原岩年龄约为500Ma(Liu et al.，2006;时超等，2010)。本研究进一步证明亚东地区花岗质片麻岩的原岩年龄为491 ～512Ma。这些结果都表明，亚东地区广泛发育早古生代的花岗岩。

近年来的研究表明，喜马拉雅岩系中普遍存在早古生代的岩浆岩。如尼泊尔高喜马拉雅岩系中的花岗片麻岩的原岩年龄为470 ～502Ma(Godin et al.，2001;Johnson et al.，2001;Gehrels et al.，2003;Cawood and Buchan，2007)。印度北部高喜马拉雅岩系中也报道了约500Ma 的花岗片麻岩(Jäger et al.，1971;Miller et al.，2001;Spencer et al.，2012)。喜马拉雅东构造结高喜马拉雅结晶岩系中的正片麻岩的原岩年龄为490 ～500Ma(张泽明等，2008，2013)。西藏吉隆高喜马拉雅岩系中的二云二长片麻岩的原岩年龄为474 ～514Ma(许志琴等，2005;王晓先等，2011;Wang et al.，2012a;蔡志慧等，2013)。在特提斯喜马拉雅岩系的片麻岩穹窿中也普遍存在原岩为早古生代的花岗质片麻岩。如康马穹窿中的花岗质片麻岩的原岩年龄为495 ～515Ma(Lee et al.，2000;Wang et al.，2012a)，雅拉香波穹窿中的花岗片麻岩的原岩年龄为488 ～496Ma(Zeng et al.，2011;Wang et al.，2012a;Gao and Zeng，2014)，拉轨岗日穹窿中的花岗片麻岩的原岩年龄为514Ma(辜平阳等，2013)。这些研究表明，印度大陆北缘经历了强烈的早古生代岩浆作用。

6.2 岩石成因

岩石化学分析结果表明，所研究的早古生代花岗岩可分为两类，第一类的Na2O 含量＜3%，K2O/Na2O ＞1，A/CNK ＞1.1;第二类的Na2O 含量＞3%，K2O/Na2O ＜1，A/CNK ＜1.1(表1 和图3)。前者显示S 型花岗岩的成分特征，后者显示I 型花岗岩的成分特征(Chappell and White，1974，1992)。第一类S 型花岗岩的岩浆锆石具有显著的Eu 负异常(表3、图6)，为S 型花岗岩中锆石的典型特征(Wang et al.，2012b)。S 型花岗岩中的锆石具有较低的176Hf/177Hf 初始比值和负的εHf(t)值，对应的Hf 二阶段模式年龄为1440 ～1959Ma(图7、表4)，表明它源于古老变质沉积岩的部分熔融。一个I 型花岗岩中的锆石具有较分散的εHf(t)值(-4.8～+6.7)，但大多数为正值，相应的Hf 二阶段模式年龄为1028 ～1762Ma(图7、表4)，这很可能表明它是早古生代初生地壳部分熔融的产物，但受到了源于古老表壳岩部分熔融形成的熔体的混染(Liu et al. ，2009;Gagnevin et al.，2011)。另一个I 型花岗岩的锆石具有相对集中的负的εHf(t)值，相应的Hf 二阶段模式年龄为1585 ～1826Ma，很可能是古元古代岩浆岩部分熔融的产物。近年来在青藏高原喜马拉雅带、拉萨地体和南羌塘地区陆续发现了古元古代(1600 ～2000Ma)的岩浆岩(Gehrels et al.，2003;Liu et al.，2009;王晓先等，2011;Zhang et al.，2014;彭智敏等，2014)。这些岩石很可能是青藏高原南部早古生代花岗岩的原岩。

表4 亚东早古生代花岗质片麻岩中的锆石Lu-Hf 同位素组成Table 4 Lu-Hf isotopic data of zircon grains of Early Paleozoic granitic gneisses from Yadong

图6 锆石U-Pb 谐和曲线和稀土元素配分曲线(球粒陨石标准值据Taylor and McLennan，1985)Fig.6 U-Pb concordia diagrams and chondrite-normalized REE patterns of zircons (chondrite values after Taylor and McLennan，1985)

图7 亚东早古生代花岗质片麻岩的锆石εHf(t)与U-Pb年龄图Fig.7 Plots of εHf(t)vs. zircon U-Pb ages of the Early Paleozoic granitic gneisses from the Yadong

亚东地区的早古生代I 花岗岩具有较高的稀土含量，其球粒陨石标准化配分模式表现为LREE 富集和HREE 亏损，Eu 负异常(图4a)，微量元素原始地幔标准化配分模式均显出Nb、Ta、P 和Ti 的负异常(图4b)，指示岩浆弧花岗岩的地球化学特征(Garzanti et al.，1986;Zhang et al.，2013)。在Pearce et al.(1984)的花岗岩构造环境判别图解上，亚东地区的I 型花岗岩均落在岛弧花岗岩或岛弧-同碰撞花岗岩区(图8)。这些都表明亚东地区的I 型花岗岩形成在岩浆弧构造环境。

6.3 构造意义

图8 I 型花岗质片麻岩构造环境判别图解(据Pearce et al.，1984)Fig.8 Diagrams of the tectonic setting for Early Paleozoic Itype granitic gneisses (after Pearce et al.，1984)

泛非造山作用是冈瓦纳大陆聚合过程中陆-陆碰撞的结果，主要发生在520 ～570Ma(Cawood and Buchan，2007)。早期研究认为，冈瓦纳大陆北缘的早古生代岩浆岩是泛非造山作用的产物，与冈瓦纳大陆聚合有关(McWilliams，1981;许志琴等，2005;李才等，2010)。然而，越来越多的研究表明，青藏高原南部，包括拉萨地体和羌塘地体中的早古生代岩浆作用发生在495 ～515Ma，是冈瓦纳大陆聚合之后的安第斯型造山作用的产物(Gansser，1964;Collins，2002;Kusky et al.，2003;Cawood et al.，2007;张泽明等，2013;王晓先等，2011;蔡志慧等，2013;Zhang et al.，2013)。下列证据进一步表明这套花岗岩形成在安第斯型造山作用过程中:(1)与超大陆汇聚有关的泛非造山作用主要发生在冈瓦纳大陆内部，其边缘并没有受到碰撞造山作用的影响(Cawood et al.，2007;王晓先等，2011);(2)如上所述，早古生代花岗岩多具有弧岩浆岩的特征;(3)冈瓦纳大陆北缘陆续有早古生代基性岩的报道(Brookfield，1993;Miller et al.，2001;Visonà et al.，2010;潘晓萍等，2012;杨学俊等，2012)。Zhu et al.(2012)在拉萨地体中发现了490Ma 的起源于亏损地幔的基性火山岩，并认为其形成于俯冲洋壳断离构造环境。

以往的研究认为，青藏高原南部的早古生代岩浆岩大多具有负的锆石εHf(t)值(Cawood et al.，2007;董美玲等，2012;Wang et al.，2013;Dong et al.，2013;辜平阳等，2013;张士贞等，2014)，因此，大家都认为它们是古老地壳物质部分熔融的产物。本文第一次报道了早古生代花岗岩具有正的锆石εHf(t)值，它们很可能是早古生代的初生地壳物质部分熔融的产物。

本研究表明，亚东及邻区的早古生代花岗岩包括I 型和S型花岗岩。I 型花岗岩的广泛发育，进一步证明了早古生代花岗岩为安第斯造山作用的产物。而且，I 型和S 型花岗岩的同时存在也被认为是增生造山作用的重要标志(Chappell and White，1992;Collins，2002;Kemp et al.，2009;Zhang et al.，2013)。

致谢 中国地质科学院矿产资源研究所郭春丽、侯可军副研究员在实验中提供了指导;中国地质科学院地质研究所田作林博士在文章撰写中提供了帮助;中国地质科学院地质研究所于胜尧副研究员和马绪宣博士对本文提出了宝贵意见;在此一并感谢!

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