孟元庫,許志琴,陳希節(jié),馬緒宣,賀振宇,張雪松

(1.中國地質(zhì)科學(xué)院 地質(zhì)研究所 大陸構(gòu)造與動力學(xué)國家重點實驗室,北京 100037;2.內(nèi)蒙古地質(zhì)礦產(chǎn)勘查院,內(nèi)蒙古 呼和浩特 010010)

0 引言

印度-亞洲大陸之間的碰撞作用是新生代地質(zhì)演化歷史上最為重要的一次地質(zhì)事件,對其碰撞過程及巖石學(xué)記錄的研究一直是國際地學(xué)研究的熱點(Xu et al.,2013)。巖漿巖作為研究青藏高原演化最好的窗口和探針,一方面不但能示蹤高原深部物質(zhì)的來源,另一方面可以為造山帶構(gòu)造演化提供依據(jù),因此構(gòu)成了青藏高原大陸動力學(xué)研究的理想對象。隨著新特提斯洋的俯沖、消減到最后印度-亞洲大陸的碰撞造山,在其整個過程中,高原發(fā)生了廣泛而強烈的巖漿活動,形成了遍布高原且以中-酸性巖漿為主的巖漿帶——岡底斯巖漿帶(Gangdise Magmatic Belt,GMB)(莫宣學(xué),2011a,2011b)。西藏岡底斯巖漿帶在大地構(gòu)造上位于雅江縫合帶(Indus Yarlung Tsangpo Suture,IYTS)和班公湖-怒江縫合帶(Bangong Co-Nujiang Suture,BNS)之間,為一條東西長約2500 km,南北寬 100~300 km 的巨型巖漿弧帶(莫宣學(xué)等,2009)。它的東部繞過雅魯藏布江大拐彎,向南進(jìn)入緬甸北部,西部達(dá)到巴基斯坦北部的拉達(dá)克-科西斯坦地區(qū),再沿 NWW 向進(jìn)入阿富汗(Yin and Harrison,2000;潘桂棠等,2006;莫宣學(xué)等,2009;莫宣學(xué),2011a,2011b;許志琴等,2011;董漢文等,2013,2014)。岡底斯巖漿帶以發(fā)育巨大的花崗巖基和中-新生代火山巖為特征,是青藏高原最為重要的巖漿巖帶。該帶自北向南可以分為北、中、南三個亞帶,其中南亞帶為岡底斯巖漿帶的主體,即狹義的岡底斯帶,主要由大型花崗巖基和巖株組成(莫宣學(xué)等,2009),巖石類型主要以中-酸性巖漿巖為主,夾雜有基性、超基性巖,巖石組合較為豐富。其中,花崗巖類構(gòu)成了岡底斯巖漿帶的主體,是岡底斯巖漿弧研究的重點和熱點。然而,花崗巖通常被認(rèn)為是地殼的產(chǎn)物,是組成地殼主要的巖石類型,但是也有不少花崗巖類是幔源巖漿的結(jié)晶分異和部分熔融形成的,因此研究花崗巖具體成因能夠為揭開殼幔相互作用及地殼生長提供很好的依據(jù),為大洋板塊俯沖提供最直接的巖石學(xué)證據(jù)(陳建林等,2003)。然而關(guān)于新特提斯洋關(guān)閉和印度–歐亞大陸碰撞的時限問題仍然存在爭論,時限跨度較大,從70~34 Ma,均得到不同學(xué)者的支持(Garzanti et al.,1987;Searle et al.,1987;Dewey et al.,1989;Rowley,1998;Yin and Harrison,2000;Mo et al.,2002;Aitchison et al.,2007;許志琴等,2011),這些研究結(jié)果主要基于巖石學(xué)、沉積學(xué)以及古地磁學(xué)等。為了更好的為印度-亞洲大陸碰撞時限提供更多的年代學(xué)證據(jù),我們從巖石學(xué)的角度出發(fā),在前人研究的基礎(chǔ)上,運用鋯石U-Pb年代學(xué)(geochronology)和Lu-Hf同位素示蹤技術(shù),討論岡底斯中段謝同門復(fù)式巖體始新世巖漿作用的時限及其對地殼生長的意義。

1 區(qū)域地質(zhì)背景及樣品特征

岡底斯巖漿帶是研究新特提斯洋俯沖碰撞最佳的天然實驗室,其形成和發(fā)展過程記錄了雅魯藏布江新特提斯洋殼向北俯沖直至印度與亞洲大陸碰撞、碰撞后伸展過程的巖漿和構(gòu)造演化事件(潘桂棠等,2006;Ji et al.,2009;紀(jì)偉強等,2009;莫宣學(xué),2011a,2011b;陳希節(jié)等,2014)。岡底斯巖漿帶自北向南分為三個亞帶:南帶(即狹義的岡底斯帶),位于獅泉河-隆格爾-措麥斷裂以南,雅江縫合帶以北,是岡底斯巖漿帶中巖漿最為集中的地區(qū);中帶位于噶爾-永珠-嘉黎-波密斷裂以南,獅泉河-隆格爾-措麥斷裂以北;北帶主要位于斑公湖-怒江縫合帶以南,噶爾-永珠-嘉黎-波密斷裂以北(莫宣學(xué)等,2009)。南岡底斯帶是岡底斯巖漿弧的主體,主要出露以巖基和巖株為主的大型花崗巖帶以及大規(guī)模同碰撞中-酸性火山巖帶(林子宗火山巖),兩者共占岡底斯巖漿弧總面積的 60%以上(莫宣學(xué)等,2009;莫宣學(xué),2011a,2011b)。其中,主要以白堊紀(jì)到古近紀(jì)的花崗巖類分布最為廣泛,為南帶的主體,是研究新特提斯洋俯沖、消減、碰撞最為理想的野外實驗室。

研究區(qū)位于岡底斯巖漿帶南亞帶(狹義的岡底斯帶)中段的謝通門地區(qū),毗鄰日喀則市區(qū),交通比較便利。區(qū)內(nèi)主要出露有上白堊統(tǒng)比馬組(K2b)、昂仁組(K2a)和花崗巖類。花崗巖類以巖基或巖株狀產(chǎn)出,主要包括花崗閃長巖、二長花崗巖、堿性花崗巖和黑云母花崗巖,以及少量石英閃長巖和英云閃長巖等。本文所研究的三件樣品(xy911采樣點坐標(biāo)位置:N29°26′57″,E88°20′29″;xy957 采樣點坐標(biāo):N29°26′44″,E88°26′03″;xy961 采 樣 點 坐 標(biāo) :N29°21′40″,E88°33′42″)均緊鄰雅魯藏布江縫合帶(圖1)。三個花崗巖體野外特征較為相似,均為中-粗粒半自形到自形結(jié)構(gòu),塊狀構(gòu)造,總體顏色較淺。鏡下特征主要為:樣品 xy961主要礦物為石英20%~25%,斜長石35%~40%,鉀長石30%~35%,黑云母<5%,角閃石5%(圖2);樣品xy957主要由石英25%,斜長石 40%,鉀長石 25%,角閃石 5%,黑云母 5%(圖2);樣品 xy961主要由石英 25%~30%,斜長石 25%~30%,鉀長石 35%~45%,角閃石 5%,黑云母<5%(圖2)。石英多為無色它形粒狀,少數(shù)呈灰黃色,正低突起;斜長石為板狀、柱狀,具有典型的聚片雙晶;鉀長石呈板狀,發(fā)育卡式雙晶;角閃石主要為普通角閃石,粒度較小,長柱狀,斷面呈六邊形,具有典型的火成巖原生角閃石的特點;黑云母呈鱗片狀,多色性十分清楚(圖2)。副礦物主要為鋯石、磁鐵礦、磷灰石等。巖石有輕微的蝕變,主要表現(xiàn)為少量黑云母的綠泥石化和斜長石的絹云母化。

2 分析方法

將所測試的花崗巖樣品首先粉碎,按照重力和磁選的方法進(jìn)行初步分選,然后在雙目鏡下進(jìn)行進(jìn)一步挑選,選出晶形較好、透明度和色澤度好、沒有微小裂隙或破裂的鋯石,將選好的鋯石粘在環(huán)氧樹脂上制靶,拋光后進(jìn)行透射光、反射光和陰極發(fā)光掃描電鏡照相(CL images)。CL照相是在中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所大陸構(gòu)造與動力學(xué)國家重點實驗室高分辨掃描電鏡-陰極發(fā)光儀器完成。最后根據(jù)CL圖像選擇環(huán)帶較為發(fā)育的鋯石進(jìn)行 LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年。
鋯石U-Pb同位素測年和Hf同位素分析在南京大學(xué)內(nèi)生金屬礦床成礦機制研究國家重點實驗室完成。U-Pb年齡測定在New Wave公司生產(chǎn)的UP213型激光剝蝕系統(tǒng)、Agilent 7500a 型ICP-MS上完成。剝蝕物質(zhì)的載氣為He氣,然后將剝蝕物通過直徑為3 mm 的PVC塑料管傳送到ICP-MS,在進(jìn)入ICP-MS前與Ar氣進(jìn)行混合,形成He-Ar混合氣。本次試驗的光斑直徑為35 μm。樣品的處理采用Glitter軟件,并且對Pb同位素進(jìn)行普通Pb矯正,具體操作見Liu et al.(2010a,2010b)。鋯石年齡諧和圖的繪制采用ISOPLOT程序完成(Ludwig,2001)。
在鋯石U-Pb年齡分析的基礎(chǔ)上,對三個樣品進(jìn)行了鋯石微區(qū)Hf同位素分析,在Nu Plasma HR多接收器電感耦合等離子質(zhì)譜儀(MC-ICP-MS)上進(jìn)行,激光束斑為35 μm,實驗中采用He氣作為剝蝕物質(zhì)載氣。本次實驗的鋯石標(biāo)樣 91500的176Hf/177Hf值為0.282314±20,該值與目前用溶液法獲得數(shù)值在誤差范圍內(nèi)相一致(Woodhead et al.,2004)。詳細(xì)的實驗操作流程和原理可以參見相關(guān)方面的文獻(xiàn)(Wu et al.,2006)。

圖1 日喀則地區(qū)地質(zhì)簡圖及采樣位置(據(jù)拉孜-日喀則幅1∶25萬地質(zhì)圖修改)Fig.1 Simplified geological map of the Xigaze area and sampling locations

3 分析結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb年齡

鋯石半自形到自形,顆粒大小從70~120 μm不等,晶形為短柱狀到長柱狀,長寬比為 1∶1~3∶1,可見明顯的巖漿韻律環(huán)帶,部分鋯石內(nèi)部發(fā)育暗色包體(圖3)。此外,Th/U比值均大于0.4,并且從邊部到核部Th、U含量有減少的趨勢,顯示典型的巖漿鋯石特點(鮑學(xué)昭,1998;Hoskin and Black,2000;李長民,2009)。在U-Pb年齡諧和圖上,三個巖體的樣品均落在諧和曲線上或者諧和曲線附近(圖4),表明鋯石沒有發(fā)生明顯的普通Pb丟失。對三組樣品進(jìn)行年代學(xué)分析,去除掉年齡不諧和的測試點,對剩下的測點進(jìn)行加權(quán)平均計算,獲得的年齡分別為:xy911=43.5±0.6 Ma(n=18,MSWD=2.6);xy957=44.9±0.5 Ma(n=24,MSWD=1.3);xy961=48.3±1.4 Ma(n=14,MSWD=2.4);這三個花崗巖樣品的年齡分別代表了謝同門復(fù)式巖體的侵位結(jié)晶年齡。測試結(jié)果見表1。

3.2 Hf同位素分析

Lu-Hf同位素體系是近些年來快速發(fā)展起來的一種同位素定年和地球化學(xué)示蹤技術(shù),在鑒別巖漿來源和巖漿作用過程中具有十分廣泛的應(yīng)用(Wu et al.,2006;吳福元等,2007)。特別是鋯石Hf同位素是判斷花崗巖是否是在巖漿混染作用下形成的有效方法(Yang et al.,2007),能夠為花崗巖的物源和成因機制提供制約(章榮清等,2010)。此外,Lu-Hf同位素體系適用于鋯石等礦物原位分析的特征,使其應(yīng)用范圍大大拓寬。鋯石是中-酸性巖漿巖中常見的副礦物,而且具有高的Hf含量(0.5%~2%),因此是Hf同位素分析的理想礦物(Wu et al.,2006;吳福元等,2007)。鋯石中具有低的Lu含量和Lu/Hf比值,表明鋯石在形成后沒有明顯的放射性成因Hf的積累,所測定的176Hf/177Hf比值基本代表其形成時體系的Hf同位素組成(Griffin et al.,2002),從而為討論其成因提供重要的信息(Patchett et al.,1981;Knudsen et al.,2001;Kinny and Maas,2003)。三個樣品的Hf同位素測試結(jié)果見表2。

樣品 xy911所測試的 19個點 Hf同位素較為一致,176Hf/177Hf比值在0.282628~0.282808之間,εHf(t)值介于-5.10~0.35,峰值在-2~1之間,二階段模式年齡 tDM2在 978~1382 Ma之間,平均值為1142 Ma;樣品xy957所測的23個Hf同位素一致性較好,176Hf/177Hf比值在0.282765~0.282965之間,εHf(t)值介于 0.23~7.31,峰值在 5.5左右,二階段模式年齡tDM2在622~1073 Ma之間,平均值為764 Ma;樣品xy961所測的20個Hf同位素也具有很好的一致性,176Hf/177Hf比值在0.282496~0.282920之間,εHf(t)值介于 2.12~5.82,平均值為 4.695,二階段模式年齡tDM2在720~956 Ma之間,平均值為792 Ma。

表1 謝通門復(fù)式巖體LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年結(jié)果Table 1 LA-ICP-MS analytical results for zircons from the Xaitongmion granites

續(xù)表1：

圖4 謝通門復(fù)式巖體LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡諧和圖Fig.4 Concordia diagrams of zircons from the Xaitongmoin granites

4 侵入深度分析

角閃石的電子探針成分分析在中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所大陸構(gòu)造與動力學(xué)國家重點實驗室完成。所用的實驗儀器型號為JXA-8100,工作時加速電壓為20 kv,束流為1×10-8A,束斑直徑為10 μm。測試結(jié)果見表3。

Hammarstrom and Zen (1986)首先提出了鋁在角閃石中的壓力計,隨后科學(xué)家們根據(jù)實驗數(shù)據(jù)以及經(jīng)驗值對該壓力計進(jìn)行了修正和標(biāo)定,給出了計算鈣堿性花崗質(zhì)巖石的侵入深度計算公式:

表2 研究區(qū)始新世謝通門復(fù)式巖體LA-ICP-MS鋯石Hf同位素分析結(jié)果Table 2 Zircon Hf isotopic compositions of the Eocene granites from Xaitongmoin of the Gangdise mountains

續(xù)表2：

表3 謝通門巖體角閃石電子探針分析結(jié)果(%)Table 3 Chemical composition (%) of hornblendes in the Xaitongmoin granites

(1) HZH:P(±3.0 kbar)=5.03AlT-3.92(Hammarstrom and Zen,1986);(2) HH:P(±1.0 kbar)=5.64AlT–4.76(Hollister et al.,1987);(3) JRH:P(±0.5 kbar)=4.28AlT–3.54(Johnson and Rutherford,1989);(4) SH:P(±0.6 kbar)=4.76AlT–3.01(Schmidt,1992)。

角閃石這四個壓力計中JRH給出的壓力相對較低(曾令森等,2007),其他三個壓力計在計算范圍內(nèi)給出的壓力基本相近。在壓力大于2 kbar時,溫度的影響基本可以忽略(Hollister et al.,1987;Zen,1989),根據(jù)上述的壓力計可以較為合理的給出花崗質(zhì)巖體最終侵位的深度。結(jié)合地球化學(xué)數(shù)據(jù)(表4)和前人的研究成果(Dong et al.,2005;徐旺春,2010),區(qū)內(nèi)花崗巖均為鈣堿性-堿性花崗巖,所以滿足角閃石壓力計的計算條件。在本論文中,我們選擇SH壓力計進(jìn)行岡底斯中段花崗巖巖體侵位深度的計算。

我們對三個樣品,選取晶形較好的角閃石進(jìn)行電子探針分析,每個樣品分析 4~5個探針點,主要選取角閃石的邊部來分析 Al含量的變化(圖5)。選擇角閃石邊部主要是因為:核部的Al含量總比邊部高,在巖漿上侵過程中,角閃石的結(jié)晶生長具有一定的跨度,較早形成的角閃石核部壓力要比邊部高,因此,角閃石邊部的Al含量更能反映巖體最后的侵位深度(曾令森等,2007)。

根據(jù)角閃石中邊部的鋁含量,按照地殼巖石密度是 2700 kg/m3來計算,應(yīng)用鋁在角閃石中的壓力計估算了謝通門復(fù)式巖體的侵位深度。數(shù)據(jù)結(jié)果表明:xy911樣品的壓力范圍為2.65~2.99 kbar,平均為2.88 kbar,侵位深度范圍為10.02~11.11 km,平均值為 10.89 km(圖6a);xy957樣品的壓力范圍從2.18~2.71 kbar,平均為 2.52 kbar,侵入深度范圍為8.58~10.24 km,平均為 9.53 km(圖6b);樣品xy961共測試了5個點,其中10號點由于操作不慎,致使該數(shù)據(jù)值偏離其真實值,在此舍棄掉。其余四個數(shù)據(jù)的壓力范圍為2.18~2.75 kbar,平均值為2.48 kbar,深度范圍從 8.24~10.39 km,平均值為 9.36 km(圖6c)。由此可見,巖體的侵位深度為中-上地殼,為中深成侵入相,這和野外的觀察(中粗粒結(jié)構(gòu))以及侵入關(guān)系接觸相吻合。

圖5 研究區(qū)花崗巖的BSE圖像Fig.5 BSE images of the target area

5 討論

5.1 年代學(xué)及地球化學(xué)特征

隨著高精度U-Pb定年技術(shù)的不斷成熟,岡底斯巖漿弧花崗巖積累了大量的年代學(xué)數(shù)據(jù)。通過對這些年代學(xué)數(shù)據(jù)進(jìn)行統(tǒng)計分析,將岡底斯巖漿活動分為205~152 Ma,109~80 Ma,65~41 Ma,33~13 Ma四個期次(紀(jì)偉強等,2009;Ji et al.,2009)。本次研究所獲得的三個巖體年齡位于第三個階段,處于岡底斯巖漿活動最為活躍的時期,該時期花崗巖類構(gòu)成了岡底斯巖漿弧的主體,其中在50 Ma前后巖漿活動達(dá)到了頂峰(Wen et al.,2008;Ji et al.,2009;紀(jì)偉強等,2009)。

表4 研究區(qū)花崗巖主量(%)和微量(μg/g)元素含量表Table 4 Major (%) and trace (μg/g) element compositions of the granites from the study area

圖6 岡底斯謝通門巖體侵入深度分布圖Fig.6 Intrusion depth distributions of the Xaitongmoin granites in the Gangdise magmatic belt

岡底斯中段謝通門花崗巖體 LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年結(jié)果分別為43.5 Ma、44.9 Ma和48.3 Ma,代表了兩期巖漿事件均為喜馬拉雅期,48.3 Ma代表了較早一期的巖漿事件,43.5 Ma和44.9 Ma為后期的巖漿事件,表明岡底斯中段謝通門地區(qū)在早始新世的巖漿活動為多期次的侵入,代表了一個巖漿活動的活躍期。樣品表現(xiàn)出 I型花崗巖的地球化學(xué)屬性(圖7)。在微量元素圖解上可以看出謝通門巖體和整個岡底斯巖漿弧形具有相似的地球化學(xué)特征,即具有中等程度的輕、重稀土分異,稀土元素配分曲線以明顯的負(fù)Eu異常為特征(圖8a);在微量元素蜘網(wǎng)圖上,樣品富集 Rb、Th、U、K等大離子親石元素以及輕稀土元素,相對虧損高場強元素Nb、Ta、P、Ti等,Zr和Hf異常不顯著(圖8b),具有弧巖漿的地球化學(xué)特征。由于印度-亞洲大陸碰撞的大致時間在 55 Ma,因此該時期巖漿并不代表新特提斯洋一直持續(xù)俯沖。而始新世巖漿作用和印度-亞洲大陸的碰撞密切相關(guān),因此多數(shù)學(xué)者認(rèn)為該時期的巖漿作用是陸陸碰撞的產(chǎn)物(Wen et al.,2008;Ji et al.,2009;紀(jì)偉強等,2009;莫宣學(xué)等,2009)。

5.2 巖漿作用及其構(gòu)造意義

鋯石的 Hf同位素能有效的反映巖漿的來源及成因類型(Griffin et al.,2002)。實驗巖石學(xué)證明,在比較寬的條件下都可以產(chǎn)生花崗質(zhì)熔體(吳才來等,2014),熔體的成分和初始熔融物質(zhì)的類型、熔融的溫壓以及含水礦物的含量等具有密切的關(guān)系(Jogvan et al.,2006;吳才來等,2014),比如硬砂巖的熔融可以產(chǎn)生中到強富鋁的花崗閃長巖或花崗巖熔體,泥質(zhì)巖部分熔融可以產(chǎn)生強烈的富鉀和富鋁的熔體,玄武質(zhì)巖石的部分熔融通常和云英質(zhì)-奧長-花崗閃長質(zhì)熔體有關(guān)(吳才來等,2014)。因此,花崗質(zhì)熔體只要在源巖含水時經(jīng)過部分熔融就可以形成。其中樣品xy911的εHf(t)值主要以負(fù)值為主,并且Hf同位素模式年齡的平均值為1142 Ma,為晚中元古代,反映了它們的源巖以古老地殼的部分熔融為主,同時有少量幔源或者新生地殼物質(zhì)的加入,為典型的殼?；旌闲汀＿@說明南拉薩地體中可能零星分布有古老的結(jié)晶基底或者有中拉薩地體古老的物質(zhì)剝蝕進(jìn)入了南邊的岡底斯帶,并且通過混合的方式進(jìn)入到了古新世-始新世花崗巖中,使得岡底斯帶中的εHf(t)值顯著降低,因此,部分地區(qū)的 εHf(t)值有可能為負(fù),這也和Dong et al.(2010)、徐旺春(2010)和朱弟成等(2012)等取得的認(rèn)識相一致。樣品 xy957具有正的εHf(t)值,平均值為5.07,對應(yīng)Hf同位素二階段模式年齡的平均值為764 Ma,表明巖漿源區(qū)以幔源或新生地殼物質(zhì)為主,可能有少量古老地殼物質(zhì)的加入。樣品xy961的εHf(t)值均為正值,均值為4.7,對應(yīng)的 Hf二階段模式年齡平均值 792 Ma,與樣品xy957在誤差范圍內(nèi)一致。因此,可以看出,樣品xy961和樣品 xy957具有相似的的 εHf(t)值以及 Hf同位素二階段模式年齡(圖9b),表明幔源物質(zhì)對謝通門復(fù)式巖體巖漿源有重要貢獻(xiàn)。xy911具有相對較小 εHf(t)值,結(jié)合侵入深度研究結(jié)果,一個重要原因可能是xy911侵位深度相對xy957和xy961來說相對較淺(圖6),可能與侵位過程中有更多古老的中上地殼物質(zhì)的加入有關(guān)。

圖7 岡底斯南段謝通門及鄰區(qū)花崗巖類 A/CNK-A/NK圖解Fig.7 A/CNK vs.A/NK diagram for the granites from Xaitongmoin and the adjacent areas in Southern Gangdise

圖8 岡底斯南段謝通門及鄰區(qū)花崗巖類稀土元素配分模式圖(a)和及微量元素蜘網(wǎng)圖(b)(球粒隕石值據(jù) Boyton,1984;原始地幔數(shù)值據(jù)Sun and McDonough,1989)Fig.8 Chondrite normalized REE patterns (a) and trace element spider diagram (b) for the granites from Xaitongmoin and the adjacent areas in Southern Gangdise

研究區(qū)三件花崗巖樣品的Lu-Hf分析結(jié)果表明,謝通門復(fù)式巖體的特征為:具有較高的176Hf/177Hf比值和相對年輕的Hf同位素二階段模式年齡(0.764 Ga、0.792 Ga和 1.142 Ga)(表 2),并且所有鋯石的εHf(t)值均在虧損地幔(depleted mantle)線以下,且大多數(shù)鋯石的 εHf(t)值為正值,表明了花崗巖的源巖以新生地殼的部分熔融為主或地幔物質(zhì)參與了整個巖漿事件,在此過程之中,也混有少量拉薩地體古老的殼源物質(zhì)(圖9a)。

結(jié)合前人在謝通門地區(qū)所做的工作(Dong et al.,2005;Wen et al.,2008),可以看出該區(qū)的巖漿活動具有多期性,從 43.5~52.5 Ma,代表了巖漿活動的高峰期。前人主要認(rèn)為該時期的巖漿活動是新特提斯洋板片發(fā)生斷離引起軟流圈物質(zhì)上涌,導(dǎo)致中上地殼發(fā)生部分熔融而形成了該期的巖漿活動(Wen et al.,2008;Ji et al.,2009;李忠海,2014)。謝通門巖體以及西邊的曲水巖基中均發(fā)育有大量的同時期暗色包體(Dong et al.,2005;Mo et al.,2005;莫宣學(xué)等,2009),也印證了這一認(rèn)識。此外,在岡底斯巖漿帶的最南緣,也陸續(xù)出露著一條基性-超基性小巖體帶,SHRIMP鋯石U-Pb年齡為47~53 Ma,也被認(rèn)為是巖漿底侵的產(chǎn)物(Dong et al.,2005;Mo et al.,2005)。謝通門花崗巖形成的時限和岡底斯中段大規(guī)模底侵作用時間(40~52 Ma)相對應(yīng)(董國臣等,2011),屬于始新世早期。從而得出,始新世早期岡底斯發(fā)生的大規(guī)模的基性巖漿底侵和巖漿混合作用,是這期巖漿事件的最主要成因,從而形成了巨大的岡底斯構(gòu)造巖漿帶。

圖9 謝通門巖體鋯石εHf(t)值與U-Pb年齡關(guān)系圖(a)和鋯石εHf(t)值頻率分布與模式年齡直方圖(b)Fig.9 Plot of εHf(t) vs.zircon U-Pb ages (a),and histogram of εHf(t) and Hf model ages (b) for the Xaitongmoin granites

雖然始新世的花崗巖類在地球化學(xué)特征上與中生代俯沖成因的花崗巖類很相似,均顯示為島弧型花崗巖的特征(紀(jì)偉強等,2009;徐旺春,2010),但是關(guān)于該時期花崗巖類的成因目前沒有爭論,一致認(rèn)為該時期的巖漿是印度-亞洲大陸碰撞的產(chǎn)物。研究區(qū)的三件花崗巖樣品雖然以正的 εHf(t)值為主,但還有部分花崗巖(xy911)具有較低的 εHf(t)值或出現(xiàn)負(fù)值(圖9a),這很可能是玄武質(zhì)巖漿底侵上涌過程中混染了拉薩地體中的古老的殼源物質(zhì)所導(dǎo)致,這些殼源物質(zhì)很可能由中部拉薩地體遷移而來(Dong et al.,2010;徐旺春,2010;朱弟成等,2012)。因此,謝通門復(fù)式巖體的成因很可能是基性巖漿的上涌導(dǎo)致初生地殼物質(zhì)發(fā)生部分熔融,在部分熔融的過程中,混合了拉薩地體古老的殼源物質(zhì),由于混合作用的不均一性,導(dǎo)致了謝通門地區(qū)巖石的 εHf(t)值具有較大的差異性。

大量的巖石學(xué)證據(jù)、古地磁、古生物、沉積等證據(jù)揭示,印度-亞洲大陸的碰撞從55 Ma開始,一直持續(xù)到現(xiàn)在。而岡底斯新生代巖漿大爆發(fā)期以及巖漿混合作用發(fā)生的時代與印度-亞洲大陸碰撞的時間相對一致(43.5~52.5 Ma),間接地說明了始新世的巖漿作用和碰撞作用具有密切的關(guān)系(董國臣等,2011)。由此可見,印度-亞洲大陸碰撞改變了岡底斯巖漿帶新生代的構(gòu)造環(huán)境,大陸的直接碰撞,使得新特提斯洋俯沖板片的阻力加大,在后期演化中板片回轉(zhuǎn)、斷離,引起了地幔巖的部分熔融(圖10)。始新世初期,岡底斯中西段的曲水-日喀則-獅泉河一帶遭受到了玄武質(zhì)巖漿底侵(Anderson,1976;董國臣等,2011),使得中上地殼發(fā)生熔融而形成了花崗質(zhì)熔體,在始新世早期巖漿上侵,并伴隨混合巖化作用,形成了研究區(qū)及鄰區(qū)規(guī)模巨大的巖漿構(gòu)造帶。

圖10 拉薩地體早新生代構(gòu)造演化模式圖(據(jù)紀(jì)偉強等修改,2009)Fig.10 Early Cenozoic geotectonic evolution model of the Lhasa terrane

6 結(jié)論

通過對岡底斯中段謝同門復(fù)式巖體的研究,本文得出以下幾點認(rèn)識:

(1) 通過LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年,獲得了岡底斯中段謝通門復(fù)式花崗巖體的侵位年齡為43.5±0.63 Ma、44.9±0.51 Ma以及 48.3±1.4 Ma,屬于印度-亞洲大陸碰撞峰期時形成的花崗巖。

(2) 鋯石 Hf同位素研究表明,謝通門復(fù)式巖體中鋯石的 εHf(t)值以正值為主,少數(shù)為負(fù)值,反映了復(fù)式巖體以新生地殼的部分熔融為主,在這過程中混合有拉薩地體古老的殼源物質(zhì)。

(3) 三個巖體的侵入深度分別為9.36 km、9.53 km和10.89 km,為中深成侵入相。

(4) 岡底斯巖漿帶中段謝通門始新世巖漿活動很可能和印度-亞洲大陸的碰撞有關(guān),是碰撞峰期階段的巖漿活動的產(chǎn)物。該時期花崗質(zhì)巖石的形成和新特提斯洋板片的回轉(zhuǎn)、斷離有關(guān)。

致謝:野外工作得到了西藏礦業(yè)公司巴登珠教授級高級工程師的幫助;中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所陳建林副研究員對稿件提出了意見和建議,使得文章的質(zhì)量得到了提升;鋯石測年和 Lu-Hf同位素分析得到南京大學(xué)武兵老師和宴雄碩士的幫助,在此一并表示感謝。

鮑學(xué)昭,李慧民,陸松年.1998.鋯石微區(qū)拉曼光譜研究及成因標(biāo)型意義.地質(zhì)科學(xué),22(4):454–462.

陳建林,郭原生,付善明.2003.花崗巖研究進(jìn)展-ISMA花崗巖分類綜述.甘肅地質(zhì)學(xué)報,13(1):67–72.

陳希節(jié),許志琴,孟元庫,賀振宇.2014.岡底斯中段中新世埃達(dá)克質(zhì)巖漿作用的年代學(xué)、地球化學(xué)及Sr-Nd-Hf同位素制約.巖石學(xué)報,30(8):2253–2268.

董國臣,莫宣學(xué),趙志丹,朱弟成,謝許峰,董美玲.2011.岡底斯帶西段那木如巖體始新世巖漿作用及構(gòu)造意義.巖石學(xué)報,27(7):1983–1992.

董漢文,許志琴,李源,劉釗,李忠海.2013.南迦巴瓦構(gòu)造結(jié)墨脫地區(qū)高Sr/Y花崗巖的成因:地球化學(xué)、鋯石U-Pb年代學(xué)及Hf同位素約束.巖石學(xué)報,29(6):2013–2023.

董漢文,許志琴,李源,劉釗.2014.東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)墨脫地區(qū)晚三疊世深熔作用的U-Pb年代限定.大地構(gòu)造與成礦學(xué),38(2):398–407.

紀(jì)偉強,吳福元,鍾孫霖,劉傳周.2009.西藏南部岡底斯巖基花崗巖時代與巖石成因.中國科學(xué)(D輯),39(7):849–871.

李長民.2009.鋯石成因礦物學(xué)與鋯石微區(qū)定年綜述.地質(zhì)調(diào)查與研究,33(3):161–174.

李忠海.2014.大陸俯沖-碰撞-折返的動力學(xué)數(shù)值模擬研究綜述.中國科學(xué)(D輯),44(5):817–841.

莫宣學(xué).2011a.巖漿與巖漿巖:地球深部“探針”與演化記錄.自然雜志,33 (5):255–259.

莫宣學(xué).2011b.巖漿作用與青藏高原演化.高校地質(zhì)學(xué)報,17(3):351–367.

莫宣學(xué),趙志丹,喻學(xué)惠,董國臣,李佑國,周肅,廖忠禮.2009.青藏高原新生代碰撞-后碰撞火成巖.北京:地質(zhì)出版社:1–5.

潘桂棠,莫宣學(xué),侯增謙,朱弟成,王立全,李光明,廖忠禮.2006.岡底斯造山帶的時空結(jié)構(gòu)及演化.巖石學(xué)報,22(3):521–533.

吳才來,郜源紅,雷敏,秦海鵬,劉春花,李名則,Frost B R and Wooden J L.2014.南阿爾金茫崖地區(qū)花崗巖類鋯石SHRIMP U-Pb定年、Lu-Hf同位素特征及巖石成因.巖石學(xué)報,30(8):2297–2323.

吳福元,李獻(xiàn)華,鄭永飛,高山.2007.Lu-Hf同位素體系及其巖石學(xué)應(yīng)用.巖石學(xué)報,23(2):185–217.

徐旺春.2010.西藏岡底斯花崗巖類鋯石U-Pb年年齡和Hf同位素組成的空間變化及其地質(zhì)意義.武漢:中國地質(zhì)大學(xué)博士學(xué)位論文:67–78.

許志琴,楊經(jīng)綏,李海兵,嵇少丞,張澤明,劉焰.2011.印度-亞洲碰撞大地構(gòu)造.地質(zhì)學(xué)報,85(1):1–33.

曾令森,陳晶,陳振宇,劉靜,梁鳳華,高利娥.2007.山東石島花崗巖復(fù)合巖體的侵位深度與蘇魯超高壓變質(zhì)巖的快速折返機制及動力學(xué)效應(yīng).巖石學(xué)報,23(12):3171–3179.

章榮清,陸建軍,朱金初,姚 遠(yuǎn),高劍峰,陳衛(wèi)鋒,招湛杰.2010.湘南荷花坪花崗斑巖鋯石LA-MC-ICP-MS U-Pb年齡、Hf同位素制約及地質(zhì)意義.高校地質(zhì)學(xué)報,16(4):436–447.

朱弟成,趙志丹,牛耀齡,王青,Yildirim Dilek,董國臣,莫宣學(xué).2012.拉薩地體的起源和古生代構(gòu)造演化.高校地質(zhì)學(xué)報,18(1):1–15.

Aitchison J C,Ali J R and Davis A M.2007.When and where did India and Asia collide? Journal of Geophysical Research (B Solid Earth),112(B5):51–70.

Anderson A T.1976.Magma mixing:Petrological process and volcanological tool.Journal of Volcanology and Geothermal Research,1:3–33.

Blichert-Toft J and Albarède F.1997.The Lu-Hf isotope geochemistry of chondrites and the evolution of the mantle-crust system.Earth and Planetary Science Letters,148:243–258.

Boynton W V.1984.Geochemistry of the rare earth elements:Meteorite studies // Henderson P.Rare Earth Element Geochemistry.Amsterdam:Elsevier:63–114.

Chu N C,Taylor R N,Chavagnac V,Nesbitt R W,Boella R M,Milton J A,German C R,Bayong and Burtonk.2002.Hf isotope ratio analysis using multi-collector inductively coupled plasma mass spectrometry:An evaluation of isobaric interference corrections.Journal of Analytical Atomic Spectrometry,17:1567–1574.

Dewey J F,Cande S and Pitman W C.1989.Tectonic evolution of the India-Eurasia collision zone.Eclogae Geologicae Helvetiae,82(3):717–734.

Dong G C,Mo X X,Zhao Z D,Guo T Y,Wang L L and Chen T.2005.Geochronologic constraints by SHRIMP II zircon U-Pb dating on magma underplating in the Gangdise belt following India-Eurasia collision.Acta Geologica Sinica,79(6):787–794.

Dong X,Zhang Z M and Santosh M.2010.Zircon U-Pb chronology of the Nyingtri group,southern Lhasa Terrane,Tibetan plateau:Implications for Grenvillian and Pan-African Provenance and Mesozoic-Cenozoic Metamorphism.Journal of Geology,118:677–690.

Garzanti E,Baud A and Mascle G.1987.Sedimentary record of the northward flight of India and its collision with Eurasia (Ladakh Himalaya,India).Geodinamica Acta(Paris),1(4-5):297–312.

Griffin W L,Wang X,Jackson S E,Pearson N J,O’Reilly S Y,Xu X and Zhou X.2002.Zircon chemistry and magma mixing,SE China:In situ analysis of Hf isotopes,Tonglu and Pingtan igneous complexes.Lithos,61:237–269.

Hammarstrom J M and Zen E A.1986.Aluminum inhornblende:An empirical igneous geobarometer.American Mineralogist,71:1297–1313.

Hollister L S,Grissoin G C,Peters E K,Stowell H H and Sisson V B.1987.Confirmation of the empirical correlation of Al-in-hornblende with pressure of solidification of calc-alkaline plutons.American Mineralogist,72:231–239.

Hoskin P W and Black L P.2000.Metamorphic zircon formation by solid-state recrystallization of protolith igneous zircon.Journal of Metamorphic Geology,18(4):423–439.

Ji W Q,Wu F Y,Chung S L,Li J X and Liu C Z.2009.Zircon U-Pb geochronology and Hf isotopic constraints on petrogenesis of the Gangdese batholith,southern Tibet.Chemical Geology,262:229–245.

Jogvan O,Muntener O,Burg J P,Ulmer P and Jagoutz E.2006.Lower continental crust formation through focused flow in km-scale melt conduits:The zoned ultramafic bodies of the Chilas complex in the Kohistan island arc (NW Pakistan).Earth and Planetary Science Letters,242(3-4):320–342.

Johnson M C and Rutherford M J.1989.Experimental calibration of the aluminum-in-hornblende geobarometer with application to Long Valley caldera(California) volcanic rocks.Geology,17:837–841.

Kinny P D and Maas R.2003.Lu-Hf and Sm-Nd isotope system in zircon // Hanchar J M and Hoskin P W O.Zircon.Reviews in Mineralogy and Geochemistry,53:327–341.

Knudsen T L,Griffin W L,Hartz E H,Andresen A and Jackson S E.2001.In-situ hafnium and lead isotope analyses of detrital zircons from the Devonian sedimentary basin of NE Greenland:A record of repeated crustal reworking.Contributions to Mineralogy and Petrology,141:83–94.

Liu Y S,Gao S,Hu Z C,Gao C G,Zong K Q and Wang D B.2010a.Continental and oceanic crust recycling-induced melt-peridotite interactions in the Trans-North China Orogen:U-Pb dating,Hf isotopes and trace elements in zircons from mantle xenoliths.Journal of Petrology,51(1-2):537–571.

Liu Y S,Hu Z C,Zong K Q,Gao C G,Gao S,Xu J and Chen H H.2010b.Reappraisement and refinement of zircon U-Pb isotope and trace element analyses by LA-ICPMS.Chinese Science Bulletin,55(15):1535–1546.

Ludwig K R.2001.Users manual for Isoplot/Ex rev.2.49.Berkeley Geochronology Centre Special Publication.

Mo X X,Dong G C,Zhao Z D,Guo T Y,Wang L L and Chen T.2005.Timing of magma mixing in the Gangdise magmatic belt during the India-Asia collision:Zircon SHRIMP U-Pb dating.Acta Geologica Sinica,79(1):66-76.

Mo X X,Zhao Z D,Zhou S,Dong G C,Guo T and Wang L.2002.Evidence for timing of theinitiation of India-Asia collision from igneous rocks in Tibet.AGU Fall Meeting Abstract.

Patchett P J,Kouvo O,Hedge C E and Tatsumote M.1981.Evolution of continental crust and mantle heterogeneity:Evidence from Hf isotopes.Contributions to Mineralogy and Petrology,78:279–297.

Rowley D B.1998.Minimum age of initiation of collision between India and Asia north of the Everest based on the subsidence history of the Zhepure Mountain section.Journal of Geology,106:229–235.

Schmidt M W.1992.Amphibole composition in tonalite as a function of pressure:An experimental calibration of the Al-in-hornblende barometer.Contributions to Mineralogy and Petrology,110:304–310.

Searle M P,Windley B F,Coward M P,Cooper D J W,Rex A J and Rex D C.1987.The closing of Tethys and the tectonics of the Himalaya.Geological Society of America Bulletin,98(6):678–701.

S?derlund U,Patchett P J,Jeffrey D V and Clark E I.2004.The176Lu decay constant determined by Lu-Hf and U-Pb isotope systematics of Precambrian mafic intrusions.Earth and Planetary Science Letters,219(3-4):311–324.

Sun S S and McDonough W F.1989.Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts:Implications for mantle composition and process // Saunders A D and Norry M J.Magmatism in the Ocean Basins.Geological Society,London,Specail Publicaitons,42(1):313-345.

Vervoort J D and Blichert-Toft J.1999.Evolution of the depleted mantle:Hf isotope evidence from juvenile rocks through time.Geochimica et Cosmochimica Acta,63:533–556.

Wen D R,Liu D Y,Chung S L,Chu M F,Ji J Q,Zhang Q,Song B,Lee T Y,Yeh M W and Lo C H.2008.Zircon SHRIMP U-Pb ages of the Gangdese Batholith and implications for Neo-tethyan subduction in southern Tibet.Chemical Geology,252(3-4):191–201.

Woodhead J,Hergt J,Shelley M,Eggins S and Kemp R.2004.Zircon Hf-isotope analysis with an excimer laser,depth profiling,ablation of complex geometries and concomitant age estimation.Chemical Geology,209:121–135.

Wu F Y,Yang Y H,Xie L W,Yang J H and Xu P.2006.Hf isotopic compositions of the standard zircons and baddeleyites used in U-Pb geochronology.Chemical Geology,234:105–126.

Xu Z Q,Wang Q,Pêcher A,Liang F H,Qi X X,Cai Z H and Cao H.2013.Orogen-parallel ductile extension and extrusion of the Greater Himalaya in the late Oligocene and Miocene.Tectonics,32(2):191–215.

Yang J H,Wu F Y,Wilde S A,Simo A W,Xie L W,Yang Y H and Liu X M.2007.Tracing magma mixing in granite genesis:In situ U-Pb dating and Hf-isotope analysis of zircons.Contributions to Mineralogy and Petrology,153(2):177–190.

Yin A and Harrison T M.2000.Geologic evolution of the Himalayan-Tibetan orogeny.Annual Reviews of Earth and Planet Science Letters,28:211–280.

Zen E A.1989.Plumbing the depths of batholiths.American Journal of Science,289:1137–1157.