田雅楠,魏友卿,孟元库,王珍珍

(山东科技大学 地球科学与工程学院,山东 青岛 266590)

拉萨地块是青藏高原中生代以来岩浆动最频繁、规模最大且岩浆岩类型最复杂的一条构造-岩浆岩带。关于拉萨地块的起源及其与冈瓦纳、罗迪尼亚超大陆在分裂前具体位置的探讨可以追溯到上世纪八十年代。拉萨地块石炭—二叠纪冰碛岩中碎屑锆石年代学和Hf同位素研究表明,拉萨地块起源于澳大利亚西北缘,东段代表了中澳大利亚大陆的北部,西段代表了澳大利亚克拉通的西部边界[1-2]。然而,Gehrels等却得出不同结论,认为拉萨地块起源于印度北缘[3]。另外,对雅鲁藏布缝合带杂岩和印度大陆北缘三叠纪被动大陆边缘沉积地层的碎屑锆石研究也支持拉萨地块和印度大陆的亲缘性[4]。近年来,对拉萨地块中部仁错地区出露的念青唐古拉群变质岩系的研究认为,拉萨地块新元古代的岩浆-沉积-变质记录与莫桑比克洋的演化时限一致,推测拉萨地块是新元古代早期从非洲大陆裂解出来,且新元古代晚期位于东非造山带北段[5-7]。因此,拉萨地块起源的争议仍然存在,原因是对其基底特征的研究存在很大的局限性。

在研究拉萨地块侏罗系叶巴组火山岩喷发年代的过程中,笔者发现玄武岩中携带大量早于其喷发时代的锆石捕掳晶。与沉积岩中无法确定物源的碎屑锆石相比,这些捕获锆石直接来自于深部地壳,对于了解深部地壳提供了重要信息,被视为深部地壳的重要“探针”。本研究对叶巴组玄武岩锆石捕掳晶进行了年代学和微量元素特征研究,提出对拉萨地块基底特征和构造演化历史的新认识。

1 地质概况和样品信息

青藏高原作为地球上三大主要造山带之一,包含大量不同时代和构造背景的岩浆岩,这些岩石记录了青藏高原的构造演化过程,如大陆增生、洋陆交互作用、大陆碰撞和造山[8]。拉萨地块是青藏高原内的一条透镜状岩浆-构造带,东西向延伸约2 500 km,南北向宽度约100～300 km(图1)。根据基底性质和沉积盖层性质不同,将拉萨地块划分为南、中和北三个亚地块[9-10]。也有学者将中拉萨地块和北拉萨地块合称为“北拉萨地块”[5-6]。拉萨地块具有独特的地质特征,古老结晶基底主要分布于中拉萨地块和北拉萨地块的部分区域,而南拉萨地块和北拉萨地块的北部边缘则以新生陆壳为主[9,11]。叶巴组为一套侏罗系火山-沉积地层,主要分布于南拉萨地块东部达孜县至加查县一带,呈透镜状展布,东西向延伸超过250 km,中部宽度约30 km,两侧逐渐变薄。该地层中的火山岩呈双峰式分布,主要由厚约3 000 km的玄武-玄武安山岩以及厚约2 000～7 000 km的英安-流纹质熔岩和火山碎屑岩组成。沉积岩主要包括砂岩、粉砂岩、硅质岩和灰岩。整体上,叶巴组大部分呈强烈的片理化,变质程度达到绿片岩相。研究表明,叶巴组火山岩主要喷发于早—中侏罗世,集中在192～168 Ma[12]。

JSSZ—金沙江缝合带;LSSZ—龙木措-双湖缝合带;BNSZ—班公湖-怒江缝合带;SNMZ—永珠-纳木错缝合带;LMF—洛巴堆-米拉山断裂;IYZSZ—印度河-雅鲁藏布缝合带;底图修改自文献[12]

研究样品叶巴组玄武岩采自拉萨市达孜区。样品普遍经历了绿片岩相变质作用,外观呈黑绿-灰绿色(图2(a)、图2(b)),具有块状构造和变余斑状结构(图2(c)、图2(d))。样品表面发育气孔和杏仁构造,且许多孔隙被碳酸盐岩填充(图2(b))。斑晶主要由斜长石、少量橄榄石和单斜辉石组成,部分橄榄石原生斑晶发生伊丁石化(图2(e)、图2(f)),玄武岩中见直径0.5～2.0 mm的橄榄石捕掳体。单斜辉石呈变余斑晶结构(图2(c)、图2(d))。部分斜长石斑晶发生碳酸盐化,显示高级白干涉色,正交偏光下可见双晶结构(图2(d))。基质绿泥石化,并有磁铁矿颗粒析出(图2(c))。

(a)野外露头照片;(b)样品照片;(c)单偏光显微照片,斜长石和单斜辉石变余斑晶;(d)正交偏光照片;(e)橄榄石斑晶,部分伊丁石化,基质绿泥石化;(f)正交偏光照片,含橄榄石斑晶;英文缩写:Ol—橄榄石;Pl—斜长石;Cpx—单斜辉石;Mag—磁铁矿;Chl—绿泥石;Idd—伊丁石

2 分析方法

对所采集样品进行锆石U-Pb年代学分析。样品的处理包括锆石分选、制靶以及锆石U-Pb年代学、微量元素测试。

2.1 锆石分选和制靶

锆石的单矿物分选在河北省廊坊市地质测绘研究所完成,操作步骤:①将样品风化外表去除并清洗干净,用切割机将岩石切成小块,随后用颚式破碎机进行粗碎;②将颚式破碎机刚玉鄂板间距调到最大,倒入碎玻璃清理,用高压气枪将刚玉鄂板多次吹扫,再用镊子夹棉球蘸酒精多次擦拭,保证缝隙之间、刚玉鄂板接触面没有灰尘及残余样品颗粒、粉末;③用保鲜袋套住样品接收盒,将岩块放入破碎机反复破碎至50目(270 μm);④经过重力分选、磁力分选和重液三重分选后,用双目镜手动挑选出锆石单矿物颗粒。

锆石制靶在北京凯德正科技有限公司完成,操作步骤:首先在双目镜下把锆石颗粒粘在双面胶上,再用无色透明的环氧树脂靶固定,等待约一周时间环氧树脂固化后再对其表面进行打磨抛光处理,直至均匀暴露锆石内部结构为止。为了精确分析锆石类型,本研究对锆石靶进行常规透射光、反射光与阴极发光(catho-doluminescence,CL)图像的采集。常规透反射图像采集在山东科技大学利用光学显微镜完成。CL图像在北京锆年领航科技有限公司完成,用Leo4500型扫描电子显微镜拍摄。拍摄过程中分析电压控制在15 kV,并随锆石发光强度随时调整分析电流值。

2.2 锆石U-Pb年代学和微量元素

锆石U-Pb同位素年代学和微量元素测试在中国地质大学(武汉)地质过程与资源国家重点实验室,采用激光剥蚀电感耦合等离子体质谱(laser ablation-inductively coupled plasma mass spectrometry,LA-ICP-MS)方法同步完成。电感耦合等离子质谱仪(inductively coupled plasma mass spectrometry,ICP-MS)型号为Agilent 7500a,配备GeoLas2005激光剥蚀系统。灵敏度调节选择氦气作为载气并辅以氩气作为补偿气,两种气体在被引导进入ICP-MS前通过T型管混合,同时加入少许氩气以提高测试的灵敏度、最大程度降低检出限,改善分析精密度[13]。每个锆石点位分析周期为80 s,其中前30 s为背景信号监测、残留样品和杂质排空过程,该过程激光不启动;后50 s为激光剥蚀样品信号采集。数据采集完毕后,运用ICPMSDataCal软件[14]对所采集的数据进行离线分析处理,包括样品信号积分区间和背景值信号区间的选择、仪器灵敏度校正以及U-Th-Pb同位素比值分析和年龄计算过程。积分区间选择不小于40 s。锆石U-Pb同位素分析选择标准锆石91500作为外标来监测同位素分馏,插入频率为每6个样品点中插入2个91500,并运用线性内插法校正与分析时间相关的同位素比值漂移。标准样品PLE作为未知样品插入91500之后进行分析以检测数据的准确性。锆石微量元素采用NIST610作为外标校正。激光和质谱仪的具体分析参数见表1。

表1 LA-ICP-MS分析参数

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年代学

叶巴组玄武岩锆石U-Pb分析结果见表2。本研究将年龄大于1 000 Ma的锆石采用207Pb/206Pb年龄,小于1 000 Ma的采用206Pb/238U年龄。共获得捕获锆石年龄54个,年龄范围在206～3 315 Ma,年龄分布直方图见图3。其中50个测点年龄谐和度大于90%,年龄谐和图见图4。核密度分布计算结果显示(图3红色曲线),样品呈现三个年龄峰值,分别为210、552和1 043 Ma。

表2 叶巴组玄武岩捕获锆石U-Pb定年分析结果

图3 叶巴组玄武岩捕获锆石年龄直方图

图4 叶巴组玄武岩捕获锆石年龄谐和图

3.2 锆石微量元素

叶巴组玄武岩锆石的微量元素测试结果见表3。玄武岩样品的Th含量为24×10-6～624×10-6,平均198×10-6;U含量60×10-6～2 029×10-6,平均309×10-6。除1个点位外其他样品的Th/U比值均大于0.1。玄武岩样品的球粒陨石标准化[15]的稀土元素配分图(图5)显示轻稀土亏损、重稀土富集的特征,其中La含量极低(平均0.34×10-6),普遍小于10倍球粒陨石;稀土元素(rare earth element,REE)总量平均为1 135×10-6,略低于叶巴组英安岩(平均1 526×10-6)。Ce显示强烈的正异常,Eu显示轻微至强烈的负异常。

表3 叶巴组玄武岩捕获锆石微量元素分析结果

图5 锆石球粒陨石标准化稀土元素配分图

4 讨论

4.1 锆石形态及其成因

玄武岩样品中的锆石分选较差,粒度较小,粒径30～100 μm。根据CL图(图6),可大致将锆石形态分为三类:第一类(I)锆石呈浑圆状,磨圆较好,粒径30～50 μm,颗粒存在明显震荡环带结构,见明显磨损和熔蚀现象,说明并非由玄武质岩浆直接结晶形成的;第二类(II)锆石呈板状结构,磨圆较差,晶棱明显,长宽比约3∶1,长边约100 μm,具明显环带结构,尽管该类锆石具岩浆锆石特征,但存在于酸性岩浆岩中,与典型的基性岩锆石特征不同,后者通常不具环带结构,分选和磨圆度均很差,可能直接捕获自岩浆岩;第三类(III)锆石呈厚板状,长宽比约1∶1,磨圆中等,粒径30～80 μm,部分颗粒可见明显继承核,该类锆石常见于高级变质岩或S型花岗岩中。根据锆石形态,叶巴组玄武岩中的锆石并非典型基性岩锆石特征,锆石的大小、内部结构与形态、分选和磨圆度均差别较大。叶巴组玄武岩样品的锆石形态类似于沉积岩的碎屑锆石,其年龄与玄武岩喷发年龄无关。

图6 叶巴组玄武岩锆石捕掳晶阴极发光图

4.2 锆石源岩与地壳性质

锆石的微量元素组成在一定程度上反映了其源岩特征。不同类型岩浆具有不同的微量元素含量,而锆石结晶过程记录了与之平衡的岩浆系统的特征。因此,通过对比锆石的微量元素组成,可以初步推测其可能的源岩类型,尤其对于失去母岩的捕获锆石以及碎屑锆石,该方法尤为重要。在叶巴组玄武岩中,捕获锆石普遍具有高Th/U比值(图7)、极低的La含量、富集重稀土元素、亏损轻稀土元素,同时具强烈的Ce正异常和Eu负异常等特征。此外,捕获锆石的稀土元素配分曲线与其同期喷发的英安岩结晶锆石类似(图5(a))。捕获锆石的轻稀土元素(light rare earth element,LREE)总量与REE总量均较低,与岩浆结晶锆石相同。需要注意的是,因热液携带较高浓度的LREE,因此从热液中结晶或受热液改造的锆石普遍具有较高的LREE总量。

图7 叶巴组玄武岩锆石捕掳晶Th-U二元协变图解

岩石地球化学特征表明,叶巴组形成于俯冲环境,很可能是新特提斯洋在侏罗纪向北俯冲至拉萨地块之下形成的弧后伸展环境的产物[12]。相较于近同期喷发的拉萨地块南缘具有洋内弧特征的早侏罗世桑日群玄武岩[16],叶巴组玄武岩具有相对富集的Nd-Hf同位素特征,暗示其在喷发至地表之前受到了地壳物质混染的影响,这与其中包含大量锆石捕掳晶的现象吻合。为了判断叶巴组玄武岩锆石捕掳晶的源岩类型,本研究对Belousova等[17]提出的树形图方法稍作改进(图8),并利用改进后的方法对锆石进行源岩判别。相对于其他判别锆石源岩的二元协变图解,树形图方法在判别过程中考虑了更多的元素种类。采用该方法判别来自金伯利岩和花岗岩类的锆石准确度较高,分别达89%与80%[17],但在判别锆石具体来自哪一类花岗岩时准确性较低。文献[17]根据Ce/Ce*比值来区分花岗岩类与碱性正长岩类,但本研究发现,已有的英安岩锆石微量元素数据均分布在碱性正长岩的范围内。因此,本研究将不同SiO2含量范围的花岗岩以及碱性正长岩的类别进行了合并,统称为“花岗岩类”(图8)。采用树形图法对玄武岩锆石捕掳晶的判别结果显示,在54颗锆石中,48颗判别为花岗岩类锆石,2颗判别为正长岩类锆石,4颗判别为基性岩锆石。与沉积岩中碎屑锆石不同,玄武岩中锆石捕掳晶的源岩判别不需要考虑诸如源区风化及沉积物搬运条件等因素,其特征仅由岩浆所经过的地壳结构和特征决定。花岗岩类锆石的高占比暗示了早侏罗世南拉萨地块已存在一定规模的花岗质地壳,该发现为探究南拉萨地块的地壳特征提供了重要信息。

图8 锆石源岩类型树形判别图

同位素地球化学特征显示,南拉萨地块自三叠纪以来的岩浆岩普遍具有岛弧特征及亏损的Sr-Nd-Hf同位素,因此部分学者认为南拉萨地块是由洋壳俯冲引发的弧岩浆增生形成的,其基底为亏损的新生地壳[10-11]。叶巴组玄武岩中锆石捕掳晶绝大多数来自花岗质的母岩,暗示了早侏罗世大规模酸性地壳的存在。这一推断亦与叶巴组中大量喷发的英安-流纹质火山岩的现象吻合。由于锆石的结晶记录了与之平衡的岩浆元素特征,学者们对不同成因类型(I-S-A)花岗岩的锆石元素特征开展研究。Wang等[18]在对青藏高原南部典型的I型和S型花岗岩锆石研究发现,I型花岗岩锆石以低Pb含量和高NbN/PbN比值为特征,而S型花岗岩的Pb含量相对较高。来自花岗岩类母岩的叶巴组玄武岩锆石捕掳晶具有相对较低的NbN/PbN比值(图9(a),平均0.49),暗示了其母岩可能为S型花岗岩;而叶巴组英安岩结晶锆石具有更高的NbN/PbN比值(图9(a),平均1.73)。锆石Ti温度计[19]显示,锆石捕掳晶整体温度较低,平均750 ℃,低于英安岩锆石结晶温度838 ℃(图9(b))。以上结果表明,早侏罗世南拉萨地块深部可能存在大量由沉积岩深熔形成的、具有S型特征的花岗质地壳。由于南拉萨地块普遍缺失中三叠统及更早的沉积地层,除东部林芝地区出露的林芝岩群以外[7],亦少见古老高级变质岩系出露,本研究为南拉萨地块三叠纪以前变质基底的存在提供了新的线索。

图9 锆石成因判别小提琴图

4.3 年代学与构造意义

锆石捕掳晶的U-Pb年龄为南拉萨地壳特征提供了年代学约束。测试结果显示,三个年龄峰值210、552和1 043 Ma代表了拉萨地块三次主要的岩浆热事件和花岗质岩浆作用。捕获锆石210 Ma的峰值暗示了南拉萨地块存在广泛的三叠纪岩浆活动,而叶巴组砂岩的碎屑锆石中并未见到该年龄段的峰值出现(图10),这意味着早侏罗世南拉萨地块处于地槽坳陷阶段,三叠纪岩石并未经历大规模的剥蚀。中侏罗世到早白垩世,受到班怒洋闭合以及拉萨-羌塘地块碰撞作用的影响,地槽发展为造山阶段,地壳发生褶皱抬升,三叠纪碎屑锆石开始大规模出现于下白垩统楚木龙组沉积岩中[20],而侏罗纪碎屑锆石的数量较少,表明南拉萨地块在经历了三叠纪岩浆活动高峰期之后,在早侏罗世强度开始减弱,到中—晚侏罗世达到低谷,形成了稳定的地台。南拉萨地块在三叠纪—侏罗纪形成一个地槽旋回。叶巴组火山岩则在地槽喷发沉积后,在后续的地块碰撞中经过挤压褶皱并沉降入地下一定深度,避免了后期的风化剥蚀而保存下来。相反,三叠纪岩浆弧在后期几乎被剥蚀殆尽,只能在白垩纪碎屑锆石记录中保留其存在的证据。

叶巴组碎屑锆石数据引自Wei等[20];拉萨地块石炭—二叠纪地层和澳大利亚西南部碎屑锆石数据引自文献[9];非洲现代河流碎屑锆石数据引自文献[21]

研究发现,叶巴组玄武岩捕获锆石与叶巴组砂岩具有共同的550 Ma峰值年龄簇。值得注意的是,拉萨地块中部出露的石炭—二叠纪冰碛岩中碎屑锆石同样包含该峰值的年龄簇,暗示了拉萨地块广泛存在埃迪卡拉纪晚期的岩浆活动。不仅如此,拉萨地块南部的特提斯喜马拉雅地块、北部的羌塘地块沉积地层的碎屑锆石均出现峰值550 Ma的年龄簇[2,4]。埃迪卡拉纪末期,冈瓦纳超大陆已基本完成聚合,并在超大陆北部边缘形成了俯冲带[10]。该段年龄特征可能是由于埃迪卡拉纪晚期原特提斯洋俯冲至冈瓦纳大陆北缘引发的大规模安第斯型弧岩浆作用的结果[10,22]。研究发现,这一岩浆弧并非同期形成,西特提斯(土耳其、伊朗)边缘较早而东部(羌塘、印度、澳大利亚)较晚。因拉萨地块北部岩浆记录跨度相对较大,与东西两部分特提斯边缘缺乏辨识度,因此有学者将拉萨地块置于原特提斯域中部东非造山带的位置[22]。因岩浆岩记录相对局部,或许不能反映该时期岩浆活动总体年龄分布特征,而沉积岩中的碎屑锆石是体现更广泛和全面的样本,更具有参考价值。本研究整理了埃迪卡拉纪末期至古生代早期原特提斯北部边缘代表性陆块碎屑锆石650～450 Ma年龄段的数据(图11),结果显示现代非洲河流[21](代表原特提斯域的西段)具有最老的年龄中位数585 Ma,而澳大利亚西部[9](代表原特提斯域东段)具有最年轻的年龄中位数527 Ma,符合“西早东晚”的特征。位于具有印度陆块亲缘性的南羌塘地块[9]具有相对较老的年龄中位数572 Ma,而特提斯喜马拉雅地块(558 Ma)和拉萨地块(石炭—二叠纪556 Ma,叶巴组砂岩554 Ma)则具有相对一致的年龄中位数。以上数据暗示了青藏高原各地块在埃迪卡拉纪晚期冈瓦纳超大陆的相对位置:南羌塘地块相对偏西,特提斯喜马拉雅地块和拉萨地块位置接近,相对偏东。这一推断也与前人研究特提斯喜马拉雅地块朗杰学群得出的与拉萨地块具有亲缘性的结论吻合[4]。本研究的锆石捕掳晶在该年龄段样本数相对较少(650～450 Ma共16颗),得出的年龄中位数(547 Ma)略低于碎屑锆石(共180颗),且四分位距范围相对偏大,但总体与拉萨地块中的碎屑锆石特征基本一致。叶巴组锆石捕掳晶数据亦暗示了拉萨地块在该年龄段碎屑锆石的峰值很可能并非由冈瓦纳大陆中部Kuunga造山带(580～530 Ma)剥蚀而来。

图中数据点代表年龄的中位数,误差线代表四分位距;数据来源同图10

拉萨地块沉积岩碎屑锆石中1 170 Ma的峰值并未出现在叶巴组玄武岩捕获锆石中,暗示了该年龄阶段的锆石可能不代表拉萨地块的基底特征,可能来自其他地块的剥蚀。部分学者[2,9]将其物源解释为来自澳大利亚西南部的Albany-Fraser造山带(图10),并将拉萨地块在晚新元古代—早古生代的古地理位置与澳大利亚大陆相连。本研究中的1 045 Ma峰值在拉萨地块已报道的古生代—中生代碎屑锆石年龄谱(图10)中并未体现,可能代表了尚未剥蚀出露的中元古代结晶基底。该基底年龄与非洲河流沉积物碎屑锆石对应(图10),暗示了拉萨地块在中元古代时期与非洲大陆具有亲缘性,该推论得到了新元古代岩浆-变质记录资料的支持[22]。新元古代早期,拉萨地块自非洲大陆裂解,经由莫桑比克洋的俯冲消减,埃迪卡拉纪末期(约650～560 Ma)位于冈瓦纳大陆北缘澳大利亚西部。自此莫桑比克洋关闭,冈瓦纳大陆拼合完成。此后冈瓦纳大陆北缘受到原特提斯洋俯冲作用的影响,形成一系列“西早东晚”的岩浆事件。

5 结论

本研究对拉萨地块南部叶巴组玄武岩中锆石捕掳晶开展U-Pb年代学和微量元素分析,得到以下结论。

1) 叶巴组玄武岩锆石捕掳晶的微量元素特征显示,该锆石主要捕获自花岗质岩石,少量捕获自中基性岩石。

2) 捕获自花岗质岩石的锆石与S型花岗岩的结晶锆石具有类似的特征,暗示了拉萨地块南部存在大规模酸性变质沉积地壳。

3) 捕获锆石年龄分布为210、552和1 043 Ma三个峰值,分别对应拉萨地块三叠纪的弧岩浆活动、原特提斯洋向冈瓦纳大陆北缘的俯冲事件以及中元古代与非洲大陆的亲缘性。