胡培遠(yuǎn) 翟慶國 趙國春 唐躍 王海濤 朱志才 王偉 吳昊

1. 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 1000372. 香港大學(xué)地球科學(xué)系，香港3. 大陸動力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，西北大學(xué)地質(zhì)學(xué)系，西安 7100691.

圖1 青藏高原中部構(gòu)造劃分簡圖 NGSZ-北岡底斯縫合帶；BNSZ-班公湖-怒江縫合帶；IYZSZ-雅魯藏布江縫合帶Fig.1 Simplified tectonic map of the central Tibetan Plateau

青藏高原是地球上最大最高的高原，其演化歷史涉及到多個特提斯洋盆的打開、俯沖和消亡以及多個微陸塊的裂離、漂移和拼貼過程(Yin and Harrison, 2000; Metcalfe, 2013; Zhuetal., 2013)，并且至今仍然處于活動狀態(tài)，因此在構(gòu)造地質(zhì)學(xué)研究中處于特殊的地位。拉薩地塊位于青藏高原中部，大地構(gòu)造位置上夾持于班公湖-怒江和雅魯藏布江縫合帶之間，是組成青藏高原的主體地塊之一(Yin and Harrison, 2000; Zhangetal., 2012a; Yangetal., 2009; Chenetal., 2009)。傳統(tǒng)觀點(diǎn)認(rèn)為，拉薩地塊起源于印度大陸東北緣(Yin and Harrison, 2000; Gehrelsetal., 2011; Guoetal., 2017)或者澳大利亞大陸北緣(Audley-Charles, 1983; Allègre, 1984; Zhuetal., 2011)。然而，新近在拉薩地塊中部識別出了一條古特提斯板塊縫合帶——北岡底斯板塊縫合帶(圖1)，其巖石組合包括蛇綠混雜巖、島弧巖漿巖和榴輝巖等(Yangetal., 2009; Chenetal., 2009; Chengetal., 2012; Caoetal., 2017)。因此，拉薩地塊可以被進(jìn)一步劃分為北拉薩和南拉薩兩個地塊，它們的起源和早期構(gòu)造演化歷史有必要重新考慮。

近年來，有學(xué)者對南拉薩地塊的前寒武紀(jì)演化歷史開展了較為系統(tǒng)的研究，結(jié)果表明該陸塊起源于印度大陸東北緣(Linetal., 2013; Xuetal., 2013; Guoetal., 2017)。然而，北拉薩地塊的起源依然存有爭議。目前主要有以下兩種不同觀點(diǎn)：(1)南、北拉薩地塊具有類似的前寒武紀(jì)演化歷史，均起源于印度大陸東北緣(Yin and Harrison, 2000; Gehrelsetal., 2011; Guoetal., 2017)；(2)南、北拉薩地塊具有不同的前寒武紀(jì)演化歷史，其中北拉薩地塊可能起源于澳大利亞大陸北緣(Ferrarietal., 2008; Zhuetal., 2011)或者東非造山帶北段(Zhangetal., 2012a; Huetal., 2018a, b, c)。前寒武紀(jì)巖漿和變質(zhì)事件的區(qū)域?qū)Ρ仁墙鉀Q這一分歧的有效方法之一。

圖2 納木錯西緣地區(qū)區(qū)域地質(zhì)簡圖 前人年齡(單位：Ma)資料引自張修政等(2013); Hu et al. (2005, 2018b, c); Dong et al. (2011); Zhang et al. (2012a)Fig.2 Geological map of the western Nam Tso area

念青唐古拉巖群自提出以來一直被認(rèn)為是北拉薩地塊古老變質(zhì)基底的典型代表(李璞, 1955)。從東部的工布江達(dá)、到中部的納木錯西緣和念青唐古拉山，再到西部的日土地區(qū)，念青唐古拉巖群大致覆蓋了整個北拉薩地塊(圖1)。同時(shí)，念青唐古拉巖群中包含較多的基性巖(Huetal., 2005; 胡培遠(yuǎn)等, 2016)，這為探討其形成的構(gòu)造環(huán)境提供了較好的素材。本文試圖通過對納木錯西緣地區(qū)念青唐古拉巖群中新元古代中期變質(zhì)輝長巖和花崗片麻巖的全巖地球化學(xué)、同位素年代學(xué)以及鋯石Hf同位素的研究，揭示其巖漿源區(qū)特征以及構(gòu)造背景，從而為探索拉薩地塊的起源提供新資料。

1 地質(zhì)概況

前人研究表明，在青藏高原中部地區(qū)存在3個地塊，分別為南羌塘、北拉薩和南拉薩地塊(Yin and Harrison, 2000; Yangetal., 2009; Zhangetal., 2012a)。這些地塊被班公湖-怒江和北岡底斯板塊縫合帶分隔。同時(shí)，在班公湖-怒江縫合帶內(nèi)部還有一個相對較小的陸塊——安多微陸塊，夾持于蛇綠巖帶內(nèi)(Zhangetal., 2012b; Xieetal., 2013; 解超明等, 2014;王明等, 2012; 辜平陽等, 2012)。安多片麻巖(Guynnetal., 2012)、念青唐古拉巖群(胡培遠(yuǎn)等, 2016)和林芝巖群(Linetal., 2013)分別代表了安多微陸塊、北拉薩地塊和南拉薩地塊的前寒武紀(jì)基底(圖1)。

念青唐古拉巖群由李璞(1955)所稱的念青唐古拉片麻巖和那更拉片巖系演變而來，主要由三部分巖石組成：(1)副片麻巖，以片巖為主，主要巖石類型為白云母石英片巖、白云母石英巖、長石石英巖、黑云母石英片巖等；(2)正片麻巖，原巖以基性巖和酸性巖為主，包含少量的中性巖，主要巖石類型為變質(zhì)輝長巖(斜長角閃巖)和花崗片麻巖；(3)后期侵入脈體，廣泛分布于副片麻巖和正片麻巖中，以花崗質(zhì)巖石為主，也可見少量的輝長巖，變質(zhì)變形程度較弱(胡道功等, 2003; Huetal., 2005; 胡培遠(yuǎn)等, 2016)。

雖然念青唐古拉巖群廣泛分布于工布江達(dá)、納木錯西緣、念青唐古拉山、日土等地區(qū)，但是不同地區(qū)的研究程度差別較大。在工布江達(dá)和日土地區(qū)，念青唐古拉巖群主要出露于高山峽谷區(qū)，開展研究工作十分困難，研究程度很低；同時(shí)，這兩個地區(qū)位于拉薩地塊的邊緣位置，能否代表拉薩地塊的基底性質(zhì)尚未可知。在念青唐古拉山一帶，雖然出露有較大規(guī)模的片麻巖系，但是曾有學(xué)者在這一地區(qū)的正片麻巖中獲得了古新世的巖漿結(jié)晶年齡(64～59Ma)(胡道功等, 2003)，從而對該地區(qū)念青唐古拉巖群的時(shí)代提出了質(zhì)疑。目前，念青唐古拉巖群中確切的新元古代構(gòu)造巖漿記錄主要集中于納木錯西緣地區(qū)。Huetal. (2005)曾在納木錯西緣念青唐古拉巖群中識別出了新元古代拉斑玄武巖和花崗巖，其中拉斑玄武巖的繼承鋯石給出1766～988Ma的中元古代年齡，而花崗巖則獲得了748Ma和787Ma的諧和年齡；張修政等(2013)報(bào)道該地區(qū)的念青唐古拉巖群中存在E-MORB型斜長角閃巖(約758Ma)和近同時(shí)代的弧巖漿巖(約742～731Ma)；Dongetal. (2011)報(bào)道念青唐古拉巖群中斜長角閃巖的原巖形成于850Ma左右；Huetal. (2018b, c)在鄰近地區(qū)報(bào)道了822～760Ma的弧后盆地巖漿巖；Zhangetal. (2012a)在納木錯西緣念青唐古拉巖群中發(fā)現(xiàn)了基性高壓麻粒巖，認(rèn)為其原巖形成時(shí)代在897～886Ma左右，并且具有類似于N-MORB的地球化學(xué)特征；最近，這一900Ma左右的N-MORB型基性巖漿事件得到了進(jìn)一步的確認(rèn)(胡培遠(yuǎn)等, 2016; Huetal., 2018d; Zengetal., 2018)。

圖4 納木錯西緣地區(qū)變質(zhì)輝長巖(a)和花崗片麻巖(b)中典型鋯石的陰極熒光圖像(年齡單位：Ma)Fig.4 CL images of typical zircons of the dated meta-gabbro (a) and granitic gneiss (b) samples from the western Nam Tso area (age unit: Ma)

本文研究的變質(zhì)輝長巖和花崗片麻巖侵入于念青唐古拉巖群副片麻巖中，出露于仁錯東南約20km，納木錯以西約45km(圖2)。巖相學(xué)觀察發(fā)現(xiàn)，輝長巖發(fā)生了較為明顯的角閃巖相變質(zhì)作用，輝石部分已經(jīng)變質(zhì)成為角閃石，但是仍可見殘余的輝長結(jié)構(gòu)(圖3a)；巖石礦物組合以斜長石(40%～45%)、角閃石(30%～35%)和輝石(25%～30%)為主(圖3b)，此外還有少量綠簾石、鈦鐵礦、榍石、磁鐵礦等，未見石榴石；礦物粒度為0.1～0.6mm?；◢徠閹r總體呈灰白色(圖3c)，具細(xì)粒花崗結(jié)構(gòu)，片麻狀構(gòu)造。經(jīng)鏡下鑒定，主要礦物組成為石英(40%～50%)和斜長石(35%～55%)，鉀長石含量較少(<5%)；斜長石主要為鈉長石，普遍發(fā)育聚片雙晶；副礦物有鋯石、磷灰石、褐簾石和榍石等(圖3d)。

2 樣品測試方法

鋯石U-Pb測年樣品中鋯石的分選在河北省區(qū)域地質(zhì)調(diào)查院完成，采用常規(guī)的重液和磁選方法進(jìn)行分選，最后在雙目顯微鏡下挑純。樣品靶的制備在中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所完成，制成的樣品靶直徑為25mm。鋯石的陰極熒光圖像分析在中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所的陰極熒光分析系統(tǒng)(HITACH S-3000N型場發(fā)射環(huán)境掃描電鏡和Gatan公司Chroma陰極熒光譜儀)上完成。樣品的鋯石U-Th-Pb分析在北京科薈測試技術(shù)有限公司完成，分析儀器為美國ESI公司生產(chǎn)的NWR 193nm激光剝蝕進(jìn)樣系統(tǒng)和德國AnlyitikJena公司生產(chǎn)的PQMS Elite型四級桿等離子體質(zhì)譜儀聯(lián)合構(gòu)成的激光等離子體質(zhì)譜儀(LA-ICP-MS)。本次分析193nm激光器工作頻率為10Hz；測試點(diǎn)束斑直徑為25μm，剝蝕采樣時(shí)間為45s，具體分析流程見侯可軍等(2009)。鋯石GJ-1(Jacksonetal., 2004)作為外部標(biāo)準(zhǔn)來校正分析過程中的同位素分餾；NIST610作為外部標(biāo)準(zhǔn)來獲得分析點(diǎn)的Th和U的含量。鋯石U-Pb年齡用ICPMSDataCal數(shù)據(jù)處理軟件(Liuetal., 2010)計(jì)算獲得，加權(quán)平均年齡的計(jì)算和諧和圖的繪制采用ISOPLOT 3.0程序(Ludwig, 2003)。鋯石Hf同位素分析在中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所Neptune多接收電感耦合等離子質(zhì)譜儀(MC-ICPMS)和193nm激光取樣系統(tǒng)上進(jìn)行， 儀器的運(yùn)行條件及詳細(xì)的分析過程參見Wuetal. (2006)。采用單點(diǎn)剝蝕模式，斑束固定為44μm。實(shí)驗(yàn)測定過程中，MUD標(biāo)準(zhǔn)鋯石的176Hf/177Hf的測定結(jié)果是0.282505±21，與前人獲得的結(jié)果一致(Wuetal., 2006)。地球化學(xué)樣品的主量元素、微量元素和稀土元素的分析均在國家地質(zhì)實(shí)驗(yàn)測試中心。主量元素采用X-射線熒光光譜儀(PW4400)分析。微量元素和稀土元素的分析儀器為X-series等離子質(zhì)譜儀，實(shí)驗(yàn)室分析詳細(xì)方法見相關(guān)參考文獻(xiàn)(Zhaietal., 2016)。

表1納木錯西緣新元古代中期巖漿巖的鋯石LA-ICP-MSU-Pb-Th分析結(jié)果

Table 1 LA-ICP-MS U-Pb-Th data for zircons from the Middle Neoproterozoic magmatic rocks in the western Nam Tso area

測點(diǎn)號含量(×10-6)Pb232Th238UTh/U同位素比值年齡(Ma)207Pb/206Pb207Pb/235U206Pb/238U207Pb/206Pb207Pb/235U206Pb/238U比值1σ比值1σ比值1σ年齡1σ年齡1σ年齡1σ16T160 變質(zhì)輝長巖 30°49.128′N、90°01.946′E1.1271091610.680.06430.00101.05400.02420.11890.00247503373112724142.122761400.540.06340.00091.03290.02470.11790.00247242772012719143.1301051880.560.06400.00081.04380.02410.11830.00267432772612721154.1341292120.610.06390.00071.03730.02170.11790.00247391972311718145.1341402130.660.06750.00171.08200.04050.11580.00248545474520707146.1341302040.640.06290.00081.02660.01810.11870.0021703287179723127.1381342410.560.06500.00091.05150.02200.11730.002177622773011715128.121711320.540.06490.00101.06560.02900.11900.00297723373714725169.1261141530.750.06590.00111.07000.02180.11800.0018120037739117191110.128761760.430.06500.00111.06000.02630.11930.003177234734137271811.1281161760.660.06400.00091.04530.02380.11910.002773931727127251512.119691180.580.06600.00111.06970.02670.11750.002380634739137161313.1271271680.760.06600.00091.07180.02410.11810.002580630740127191414.1351362070.660.06560.00101.05990.02120.11750.002379436734107161315.1241001430.700.06390.00101.04460.02070.11860.001973935726107231116.140592700.220.06640.00081.07610.02350.11760.002582031742117171417.123961370.700.06490.00121.05790.02600.11800.002177239733137191218.1291111760.630.06400.00091.04500.02140.11790.001874325726117191119.124741480.500.06350.00101.03950.02250.11850.002072436724117221120.1401362460.550.06460.00101.05910.02200.11860.002076131733117231121.1371352280.590.06430.00091.04730.02710.11890.003975034728137242316T097 花崗片麻巖 30°48.297′N、90°0.404′E1.11093226970.460.06450.00071.07180.02300.12040.00237671874011733132.117443711210.390.06500.00091.07240.03200.11930.00287762974016726163.1872925300.550.06520.00101.07060.02060.11920.00217833173910726124.11555299280.570.06370.00061.06100.02040.12110.00257311473410737145.1641873900.480.06470.00071.06700.01680.11950.001576524737872896.1491452970.490.06420.00071.06840.02200.12070.00257502073811735157.124731470.50.06470.00101.07000.02800.11970.00247653373914729148.118261911040.560.06410.00071.06740.02490.12100.00287432373712736169.1762564710.540.06470.00081.06710.02370.12060.003376526737127341910.11466288720.720.06350.00071.06260.02450.12140.002672424735127391511.11266847320.930.06420.00071.06620.02450.12080.003074622737127351712.116350310270.490.06460.00091.06420.02180.12120.003976128736117382213.11184137380.560.06470.00061.07140.02370.12020.002776520739127321614.11074086340.640.06490.00051.07530.01930.12010.00227721774197311215.11304358020.540.06540.00081.06600.02960.11990.005178726737157302916.11114266690.640.06470.00071.07650.02240.12040.002376522742117331317.11214826960.690.06470.00071.07420.02110.11990.002076523741107301118.11384378210.530.06550.00241.06890.03040.12040.004179177738157332419.11194847100.680.06470.00081.06590.02560.12070.004776527737137352720.11012026550.310.06460.00091.07060.04080.12000.0044761297392073025

圖5 納木錯西緣地區(qū)變質(zhì)輝長巖(a)和花崗片麻巖(b)的鋯石的U-Pb諧和圖Fig.5 U-Pb zircon concordia diagrams of the dated meta-gabbro (a) and granitic gneiss (b) samples from the western Nam Tso area

圖6 納木錯西緣地區(qū)變質(zhì)輝長巖和花崗片麻巖的SiO2-Zr/Ti (a)、Th-Co (b)、FeOT/MgO-SiO2 (c)和Nb/Th-Nb/La (d)圖解(底圖據(jù)Winchester and Floyd, 1977; Hastie et al., 2007; Miyashiro, 1974; Li et al., 2006) 塞浦路斯斜長花崗巖的數(shù)據(jù)引自Freund et al. (2014)Fig.6 SiO2 vs. Zr/Ti (a), Th vs. Co (b), FeOT/MgO vs. SiO2 (c) and Nb/Th vs. Nb/La (d) diagrams of the meta-gabbro and granitic gneiss samples from the western Nam Tso area (base map after Winchester and Floyd, 1977; Hastie et al., 2007; Miyashiro, 1974; Li et al., 2006)

表2納木錯西緣新元古代中期巖漿巖的鋯石Hf同位素組成

Table 2 Hf isotopic compositions for zircons of the Middle Neoproterozoic magmatic rocks in the western Nam Tso area

測點(diǎn)號年齡(Ma)176Yb177Hf2σ176Lu177Hf2σ176Hf177Hf2σ176Hf177HfiεHf(0)εHf(t)2σtDM (Ma)tCDM (Ma)fLu/Hf16T1601.17240.0061110.0001740.0003030.0000080.2825990.0000180.282595-6.19.70.69081023-0.992.17190.0038570.0000090.0001950.0000000.2825560.0000190.282553-7.78.10.79661121-0.993.17210.0033930.0000260.0001710.0000010.2825410.0000160.282539-8.27.70.69851152-0.994.17180.0037850.0000300.0001950.0000010.2825770.0000170.282574-6.98.80.69371074-0.995.17070.0038820.0000180.0001950.0000010.2825840.0000210.282581-6.78.80.79271066-0.996.17230.0043340.0000470.0002240.0000030.2825350.0000160.282532-8.47.50.69951165-0.997.17150.0050520.0000110.0002530.0000010.2825800.0000160.282576-6.88.90.69341071-0.998.17250.0028620.0000560.0001490.0000030.2825180.0000150.282516-9.06.90.510171201-1.009.17190.0047890.0000670.0002360.0000030.2825570.0000150.282554-7.68.20.59641118-0.9910.17270.0595990.0008750.0025760.0000270.2825010.0000210.282466-9.65.20.811101312-0.9211.17250.0416380.0006940.0016440.0000260.2825800.0000140.282558-6.88.40.59681106-0.9512.17160.0023640.0000110.0001200.0000000.2825600.0000160.282558-7.58.20.69581110-1.0013.17190.0041310.0000610.0002100.0000030.2825610.0000160.282558-7.58.30.69591109-0.9914.17160.0056830.0000380.0002810.0000020.2825400.0000200.282536-8.27.50.79901160-0.9915.17230.0101910.0008130.0005570.0000490.2825580.0000180.282551-7.68.10.79711123-0.9816T0971.17330.0366620.0003520.0015560.0000140.2823150.0000180.282294-16.2-0.70.613431691-0.953.17260.0355540.0005860.0015210.0000240.2822790.0000160.282258-17.4-2.20.613931775-0.954.17370.0462160.0005710.0019540.0000250.2822910.0000150.282264-17.0-1.70.513921754-0.945.17280.0344660.0005290.0014530.0000230.2823110.0000170.282291-16.3-1.00.613461701-0.967.17290.0357950.0009820.0014880.0000420.2821950.0000280.282307-15.9-0.40.713191665-0.968.17360.0279200.0001440.0011800.0000050.2823230.0000190.282219-18.8-3.31.114491856-0.959.17340.0381080.0002980.0015210.0000130.2822400.0000320.282278-16.6-1.30.613691725-0.9510.17390.0412480.0003800.0017690.0000150.2823030.0000160.282315-15.20.10.513201641-0.9411.17350.0482960.0001010.0020000.0000050.2823430.0000150.282271-17.1-1.50.513711741-0.9612.17380.0439360.0005980.0018490.0000220.2823140.0000140.282303-15.7-0.30.513351668-0.9413.17320.0304900.0001790.0012870.0000070.2822890.0000130.282324-15.10.30.512991624-0.9514.17310.0439350.0006200.0018400.0000260.2823290.0000140.282286-16.3-1.10.613571710-0.9515.17300.0361090.0003690.0015030.0000170.2823450.0000140.282319-15.20.10.613121638-0.9516.17330.0399000.0006430.0017220.0000290.2823100.0000160.282289-16.2-0.90.513561703-0.94

3 分析結(jié)果

3.1 鋯石LA-ICP-MS U-Pb年代學(xué)

陰極熒光照片顯示，變質(zhì)輝長巖樣品(16T160)中鋯石粒度為60～120μm，多具有弱環(huán)帶或補(bǔ)丁狀結(jié)構(gòu)(圖4a)。21個LA-ICP-MS U-Pb分析點(diǎn)的Th含量為59×10-6～140×10-6，U含量為118×10-6～270×10-6，Th/U比值為0.22～0.76 (表1)，與典型巖漿成因鋯石相似(吳元保和鄭永飛, 2004)。所有分析點(diǎn)的U-Pb同位素年齡在誤差范圍內(nèi)諧和，206Pb/238U年齡的變化范圍為707～727Ma(表1)，206Pb/238U年齡加權(quán)平均值為720±6Ma(2σ；MSWD=0.10)(圖5a)，相當(dāng)于新元古代中期，代表了變質(zhì)輝長巖的巖漿結(jié)晶年齡。

花崗片麻巖樣品中鋯石具有較典型的巖漿振蕩環(huán)帶結(jié)構(gòu)(圖4b)，且晶形比較完整，呈自形晶-半自形晶，長約50～150μm，長寬比為1:2～1:3，顯示出巖漿鋯石的特點(diǎn)。鋯石測點(diǎn)的Th含量為73×10-6～684×10-6，U為147×10-6～1121×10-6，Th、U含量呈現(xiàn)出較好的正相關(guān)關(guān)系，Th/U比值介于0.31～0.93之間(表1)，為典型的巖漿鋯石(吳元保和鄭永飛, 2004)。所有測點(diǎn)在U-Pb諧和圖(圖5b)上集中落在諧和線上或其附近，獲得732±7Ma(2σ；MSWD=0.06)的206Pb/238U加權(quán)平均年齡，代表花崗片麻巖的原巖形成年齡，即新元古代中期。

表3納木錯西緣新元古代中期巖漿巖的全巖地球化學(xué)分析結(jié)果(主量元素:wt%；稀土和微量元素:×10-6)

Table 3 Concentrations of major elements (wt%) and trace elements (×10-6) of the Middle Neoproterozoic magmatic rocks in the western Nam Tso area

樣品號16T16017T08217T08317T08417T08516T09716T09816T09916T10016T10116T102巖性變質(zhì)輝長巖花崗片麻巖SiO251.2152.7049.7949.1751.8275.3976.7476.2176.7176.1875.71TiO20.500.570.430.350.630.190.170.170.170.180.18Al2O316.4217.1115.4014.0914.2914.0613.7413.7313.9914.0613.95Fe2O3T7.235.826.446.6210.691.481.100.970.881.001.12MnO0.100.080.100.110.150.020.010.010.010.010.02MgO8.117.489.8510.807.470.540.460.840.110.140.54CaO11.7610.8113.8513.619.780.490.370.380.340.480.44Na2O2.953.912.101.413.666.995.946.406.675.986.75K2O0.600.630.521.420.590.410.770.530.490.890.36P2O50.050.060.040.030.050.060.030.050.040.060.06LOL1.221.111.312.040.810.761.200.890.931.030.93Total100.15100.2799.8299.6599.95100.39100.53100.18100.34100.01100.06Li4.784.016.578.434.301.811.284.021.903.230.14Be0.480.970.620.090.251.681.591.080.842.140.91Sc35.539.037.652.447.62.572.462.732.202.042.21V18018217317324810.911.810.610.711.614.9Cr50.083.828921233.31.752.532.041.791.801.78Co33.528.037.142.046.01.971.351.421.001.571.88Ni62.984.817515555.91.232.481.651.572.522.02Ga14.914.612.311.214.813.114.313.713.813.711.4Rb23.825.024.710818.719.838.333.119.841.818.1Sr15116212310414148.247.850.637.856.534.7Zr34.344.124.115.323.0151145130134159141Nb2.772.441.380.831.567.048.256.879.058.877.56Cs0.390.350.882.420.250.240.280.240.170.260.15Ba36.555.634.394.649.660.489.248.744.396.725.3Ta0.210.210.130.090.140.921.100.890.671.860.95Pb9.397.502.894.383.053.162.752.042.475.523.15Th0.920.850.370.250.3624.926.724.218.930.016.1U0.570.280.130.080.113.032.071.552.012.981.97Hf1.041.410.820.540.844.484.243.843.944.754.00Y11.010.69.048.1212.49.447.576.5910.106.877.58La3.143.782.301.452.1821.019.831.126.329.521.3Ce6.997.725.303.435.6242.039.646.843.649.130.9Pr0.940.980.710.500.843.813.394.714.855.113.32Nd4.404.433.402.574.2812.110.717.515.116.711.7Sm1.261.261.060.851.401.801.732.162.532.781.81Eu0.510.540.430.360.590.480.310.430.370.440.37Gd1.731.611.451.201.841.561.601.522.052.301.49Tb0.310.300.270.230.350.270.220.220.330.330.25Dy2.001.931.701.472.321.671.441.291.761.591.37Ho0.420.410.370.320.500.350.270.240.340.270.25Er1.281.231.120.931.491.060.830.691.030.740.75Tm0.200.180.150.130.210.180.130.110.160.100.11Yb1.311.201.010.881.441.120.850.710.950.660.65Lu0.200.180.150.130.220.180.150.120.160.120.13

圖7 納木錯西緣地區(qū)變質(zhì)輝長巖和花崗片麻巖的哈克圖解Fig.7 Harker diagrams of the meta-gabbro and granitic gneiss samples from the western Nam Tso area

圖8 納木錯西緣地區(qū)變質(zhì)輝長巖(a、b)和花崗片麻巖(c、d)的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖 N-MORB=正常洋中脊型玄武巖；E-MORB=富集型洋中脊玄武巖；IAB=島弧玄武巖. 標(biāo)準(zhǔn)化值、N-MORB和E-MORB數(shù)據(jù)引自Sun and McDonough (1989)；IAB數(shù)據(jù)引自Pearce and Peate (1995)Fig.8 Chondrite-normalized rare-earth element patterns and primitive mantle-normalized spider diagrams for the meta-gabbro (a, b) and granitic gneiss (c, d) samples from the western Nam Tso area

圖9 納木錯西緣地區(qū)變質(zhì)輝長巖和花崗片麻巖的V-Ti (a)、Hf-Th-Ta (b)、Th/Yb-Nb/Yb (c)和Nb-Y (d)構(gòu)造環(huán)境判別圖解(底圖據(jù)Li et al., 2015; Pearce and Peate, 1995)Fig.9 V vs. Ti (a), Hf-Th-Ta (b), Th/Yb vs. Nb/Yb (c) and Nb vs. Y (d) diagrams of the meta-gabbro and granitic gneiss samples from the western Nam Tso area (base map after Li et al., 2015; Pearce and Peate, 1995)

圖10 北拉薩地塊及其鄰區(qū)的元古代-早古生代主要構(gòu)造巖漿-變質(zhì)事件的時(shí)空分布(據(jù)Hu et al., 2018c)Fig.10 Condensed timetable of major Proterozoic-Early Paleozoic geological events in the North Lhasa terrane and its adjacent regions in the Gondwana (after Hu et al., 2018c)

3.2 鋯石Hf同位素

3.3 全巖地球化學(xué)

變質(zhì)輝長巖和花崗片麻巖樣品的主量和微量元素的分析結(jié)果見表3。鏡下和野外觀察結(jié)果表明變質(zhì)輝長巖受到了后期變質(zhì)作用的影響，樣品中大離子親石元素(例如K、Rb、Sr和Ba等)的含量可能會發(fā)生遷移。因此，本次研究主要依據(jù)高場強(qiáng)元素(例如Ti、Nb、Ta、Zr和Hf等)、稀土元素和過渡元素(例如V、Fe和Mn等)的含量來對樣品進(jìn)行巖石學(xué)分類和成因討論。

變質(zhì)輝長巖樣品具有較均一的SiO2含量，變化范圍集中在50.38%～53.15%之間(去燒失量歸一化處理之后，下同)。在SiO2-Zr/Ti(圖6a)和FeOT/MgO-SiO2(圖6c)巖石分類圖上，樣品投點(diǎn)落入亞堿性鈣堿性玄武巖區(qū)域。樣品的稀土元素(REE)總體含量在14.5×10-6～25.8×10-6之間。樣品具有變化的Mg#值(62～79)；Fe2O3T(圖7b)、TiO2(圖7c)和V(圖7f)與Mg#呈現(xiàn)負(fù)相關(guān)關(guān)系，而Ni(圖7d)和Cr(圖7e)與Mg#具有正相關(guān)關(guān)系。在粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素球配分圖(圖8a)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(圖8b)上，所有樣品的曲線一致性較好，均表現(xiàn)為平坦的曲線，兼具Nb、Ta和Ti負(fù)異常，未見明顯的Eu異常(Eu/Eu*=1.06～1.16)。

所有花崗片麻巖樣品均表現(xiàn)出高硅的特征(SiO2含量為75.67%～77.26%)。在Th-Co圖解上，樣品投點(diǎn)落在高鉀鈣堿性系列區(qū)(圖6b)。樣品的ΣREE總體含量較低，在223×10-6～283×10-6之間，輕稀土元素(LREE)相對重稀土元素(HREE)富集，LREE/HREE比值為1.73～2.66。在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖(圖8c)上，所有樣品的曲線一致性較好，均表現(xiàn)為右傾的海鷗型，(La/Yb)N比值為13.4～32.1，同時(shí)具有明顯負(fù)Eu異常，Eu/Eu*比值為0.50～0.88。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(圖8d)上，樣品虧損Nb、Ta和Ti元素，富集Zr、Hf和Th元素。

4 討論

4.1 巖石成因

4.1.1 變質(zhì)輝長巖

變質(zhì)輝長巖樣品的成分類似于亞堿性鈣堿性玄武巖(圖6c)，并且虧損Nb、Ta和Ti元素(圖8b)，表現(xiàn)出了島弧親緣性(Pearce and Peate, 1995)。在洋殼消減過程中，Th表現(xiàn)出活動性，而Nb表現(xiàn)出不活動性，因此，Th/Nb比值可以用來驗(yàn)證俯沖消減事件是否存在(Pearce, 2014)。在Th/Yb-Nb/Yb圖解上(圖9c)，變質(zhì)輝長巖具有相對較高的Th/Nb比值，高于MORB-OIB地幔演化線；這一地球化學(xué)特征與島弧玄武巖類似(Pearce, 2014)。雖然地殼混染過程也可以形成類似的地球化學(xué)特征，但是這些樣品并沒有在Nb/Th-Nb/La圖解(圖6d)上表現(xiàn)出相關(guān)的特征。在V-Ti(圖9a)和Hf-Th-Ta(圖9b)構(gòu)造環(huán)境判別圖解上，變質(zhì)輝長巖樣品投點(diǎn)均落在島弧玄武巖上，進(jìn)一步確定了這一島弧親緣性。考慮到變質(zhì)輝長巖中鋯石具有較高的εHf(t)值(+5.2～+9.7)，這些巖石應(yīng)當(dāng)是源自俯沖環(huán)境下相對虧損的地幔楔(Wuetal., 2006; Pearce and Peate, 1995)。

變質(zhì)輝長巖樣品具有變化的Mg#值(62～79)，表明它們可能經(jīng)歷一定程度的結(jié)晶分異作用。Fe2O3T(圖7b)、TiO2(圖7c)和V(圖7f)與Mg#呈現(xiàn)負(fù)相關(guān)關(guān)系，指示巖漿演化晚期存在含F(xiàn)e、Ti礦物的結(jié)晶分異。Ni(圖7d)和Cr(圖7e)與Mg#具有正相關(guān)關(guān)系，與橄欖石和/或輝石的分異一致。值得注意的是，Al2O3與Mg#沒有表現(xiàn)出線性關(guān)系，表明長石的結(jié)晶分異作用不明顯。

4.1.2 花崗片麻巖

花崗質(zhì)巖石通常被分為I型、S型、M型和A型，前三種主要根據(jù)其源巖性質(zhì)劃分，A型花崗巖則是一類具有特殊的地球化學(xué)特征以及特定構(gòu)造背景的花崗巖。M型花崗巖是洋殼的組成部分，一般具有低Th的特點(diǎn)，例如塞浦路斯蛇綠巖中的斜長花崗巖(Freundetal., 2014)，與本文研究的花崗片麻巖明顯不同(圖6b)。A型花崗巖普遍具有較高的10000Ga/Al比值(>2.7)和高場強(qiáng)元素含量(Zr+Nb+Ce+Y>250×10-6)，也與本文研究的花崗片麻巖(10000Ga/Al=1.53～1.95；Zr+Nb+Ce+Y=187×10-6～224×10-6)具有明顯差別。實(shí)驗(yàn)研究表明，在準(zhǔn)鋁質(zhì)到弱過鋁質(zhì)的I型花崗巖漿中，磷灰石的溶解度很低，磷灰石容易達(dá)到過飽和而結(jié)晶分離，在巖漿分異過程中隨SiO2的增加而降低；而在強(qiáng)過鋁質(zhì)S型花崗巖漿中，磷灰石溶解度變化趨勢與此相反，常具有高的P2O5含量(>0.26%)，并且隨鋁飽和指數(shù)的增加而增大(Wolf and London, 1994)。本文的數(shù)據(jù)顯示，花崗片麻巖具有較低的P2O5含量(0.03×10-6～0.06×10-6)，并且P2O5含量隨著SiO2的增加而降低(圖7i)，所以應(yīng)當(dāng)屬于I型花崗質(zhì)巖石。

4.2 對北拉薩地塊起源的約束

前人工作已在北拉薩地塊上識別出了新元古代弧巖漿記錄。張修政等(2013)報(bào)道北拉薩地塊永珠地區(qū)的念青唐古拉巖群中存在近同時(shí)代的弧巖漿巖(約742 Ma)；Huetal. (2018b, c)在鄰近地區(qū)報(bào)道了822～760Ma的弧后盆地巖漿巖。本文研究的變質(zhì)輝長巖形成于新元古代中期(約720Ma)洋殼俯沖消減過程。同時(shí)，花崗片麻巖的原巖形成于732Ma左右，為I型花崗質(zhì)巖石，并且在Nb-Y構(gòu)造環(huán)境判別圖解中投點(diǎn)落入同碰撞和火山弧花崗巖區(qū)(圖9d)，與變質(zhì)輝長巖的形成時(shí)代和構(gòu)造環(huán)境相似。這些變質(zhì)輝長巖和花崗片麻巖代表了北拉薩地塊上最年輕的新元古代弧巖漿記錄，從而為探索北拉薩地塊的起源提供了新的約束。

近年來，大量碎屑鋯石數(shù)據(jù)表明，南拉薩地塊起源于印度大陸東北緣(Guoetal., 2017)。雖然有學(xué)者認(rèn)為南、北拉薩地塊在前寒武紀(jì)是連接在一起的(Yin and Harrison, 2000; Gehrelsetal., 2011; Guoetal., 2017)，但是南拉薩地塊的前寒武紀(jì)林芝巖群與北拉薩地塊的念青唐古拉巖群具有完全不一致的物質(zhì)組成(圖10)。林芝巖群中包含1780Ma、1343～1276Ma和1250Ma的花崗質(zhì)巖石，分別與哥倫比亞超大陸邊緣巖漿弧、哥倫比亞超大陸裂解和羅迪尼亞超大陸聚合相關(guān)(Xuetal., 2013; Linetal., 2013)。這些花崗質(zhì)巖石在1117Ma和618Ma左右發(fā)生了變質(zhì)，可能與印度-澳大利亞格林威爾期造山事件和新元古代晚期Kuunga造山帶相關(guān)(Linetal., 2013)。與此形成鮮明對比的是，念青唐古拉巖群中沒有中元古代的巖漿或者變質(zhì)記錄。念青唐古拉巖群主要包含新元古代早期N-MORB型基性巖(925～850Ma; 胡培遠(yuǎn)等, 2016; Zhangetal., 2012a; Dongetal., 2011)、新元古代中期島弧巖漿巖和變質(zhì)巖(822～660Ma; 張修政等, 2013; Dongetal., 2011; Huetal., 2018b, c)和新元古代中期碰撞型高壓麻粒巖(650 Ma; Zhangetal., 2012a)。此外，北拉薩地塊上存在大規(guī)模的埃迪卡拉紀(jì)-早古生代安第斯型巖漿弧(Zhuetal., 2012; Huetal., 2013, 2018a; Dingetal., 2015)，而南拉薩地塊上并沒有可以與之對比的巖漿記錄。因此，南、北拉薩地塊應(yīng)該具有不同的前寒武紀(jì)演化歷史。

如果北拉薩地塊不是起源于印度大陸東北緣，目前有另外兩個假說：(1)澳大利亞大陸北緣(Ferrarietal., 2008; Zhuetal., 2011)和(2)東非造山帶北段(Zhangetal., 2012a; Huetal., 2018a)。東非造山帶記錄了莫桑比克洋的漫長演化歷史(從1080Ma以前到600Ma左右; Merdithetal., 2017; Moleetal., 2018)。北拉薩地塊上的新元古代早期N-MORB型基性巖與莫桑比克洋的洋殼時(shí)代一致(Fritzetal., 2013; Huetal., 2018d)。新元古代中期島弧巖漿巖和變質(zhì)巖(張修政等, 2013; Dongetal., 2011; Huetal., 2018b, c, 2019; 本文報(bào)道)也與東非造山帶中的巖石可以對比(圖10)。然而，澳大利亞大陸缺少這些巖漿和變質(zhì)記錄，所以北拉薩地塊應(yīng)當(dāng)起源于東非造山帶北段。

雖然安多微陸塊位于班公湖-怒江縫合帶內(nèi)部，但是傳統(tǒng)觀點(diǎn)仍然將其視作北拉薩地塊的一部分(Xuetal., 1985)。近年來，有學(xué)者對這一觀點(diǎn)提出了質(zhì)疑。Guynnetal. (2013)指出安多微陸塊可能與南羌塘地塊更具有親緣性。解超明等(2014)提出安多微陸塊可能來源于揚(yáng)子地塊。安多片麻巖的主要組成巖石為新元古代早-中期(920～800Ma; Guynnetal., 2012; Zhangetal., 2012b; 解超明等, 2014;辜平陽等, 2012)和早古生代(532～488Ma; Guynnetal., 2012; Xieetal., 2013)的巖漿巖。這些早古生代巖漿巖的成因爭議較小，通常認(rèn)為其與岡瓦納大陸北緣的早古生代安第斯型巖漿弧相關(guān)(Guynnetal., 2012; Xieetal., 2013)。新元古代早-中期巖漿巖的成因爭議較大。解超明等(2014)和辜平陽等(2012)認(rèn)為安多微陸塊上的新元古代早-中期玄武質(zhì)巖石和A型花崗巖形成于大陸裂谷環(huán)境，與羅迪尼亞超大陸的裂解相關(guān)。然而，Zhangetal. (2012b)在安多微陸塊上識別出了同時(shí)代的弧巖漿巖。Huetal. (2018b)指出弧后盆地環(huán)境可以解釋同時(shí)代島弧型和裂解型巖漿巖的共存現(xiàn)象。如圖10所示，安多微陸塊的前寒武紀(jì)-早古生代巖漿記錄與南羌塘和揚(yáng)子地塊區(qū)別明顯，但是與北拉薩地塊可以對比。因此，本文傾向于認(rèn)為安多微陸塊與北拉薩地塊具有類似的前寒武紀(jì)演化歷史。

5 結(jié)論

綜合上述分析討論，得出以下初步結(jié)論：

(1)北拉薩地塊念青唐古拉巖群中變質(zhì)輝長巖和花崗片麻巖的原巖形成時(shí)代分別為720±6 Ma和732±7Ma，相當(dāng)于新元古代中期。

(2)變質(zhì)輝長巖為亞堿性鈣堿性系列，具有Nb、Ta和Ti負(fù)異常，與島弧玄武巖類似。變質(zhì)輝長巖中鋯石具有較高的εHf(t)值(+5.2～+9.7)，應(yīng)當(dāng)是源自俯沖環(huán)境下相對虧損的地幔楔?；◢徠閹r為I型花崗質(zhì)巖石，并且具有較為均一的鋯石εHf(t)值(-3.3～+0.3)，可能形成于地殼內(nèi)古元古代變質(zhì)火成巖的部分熔融作用。

(3)念青唐古拉巖群中的前寒武紀(jì)巖漿和變質(zhì)記錄與東非造山帶的活動時(shí)限較為一致，因而北拉薩地塊可能與東非造山帶具有親緣性。

致謝感謝張拴宏研究員和另外一位審稿人對本文提出的中肯的、建設(shè)性的修改意見。

謹(jǐn)以此文祝賀肖序常院士九十華誕，感謝肖先生多年來對我們的教導(dǎo)、關(guān)心和大力支持，敬祝肖先生生日快樂、健康長壽！