喜马拉雅造山带亚东地区多期构造热事件——锆石和独居石U-Th-Pb年代学证据

董 昕，田作林

(自然资源部深地动力学重点实验室， 中国地质科学院 地质研究所， 北京 100037)

喜马拉雅造山带位于青藏高原南部，由印度与亚洲大陆的新生代碰撞和汇聚作用形成，是世界上最年轻且仍在活动的碰撞造山带。由于没有受到后期构造热事件的叠加和改造，它是研究造山作用的天然实验室。位于造山带核部的大喜马拉雅岩系主要由中高级变质岩组成，其记录了印度大陆地壳俯冲至下地壳底部并折返的信息，是揭示碰撞造山带构造演化的关键，是国内外地质学家研究的焦点。近20年来，大喜马拉雅岩系新生代变质作用的研究取得了重要进展(如Kohn， 2014和其中参考文献)。但是，大喜马拉雅岩系的原岩、物质组成和构造归属仍存在诸多争议。基于寒武纪-奥陶纪岩浆作用的大量报道(Johnsonetal., 2001; Milleretal., 2001; Gehrelsetal., 2003, 2006a, 2006b; 许志琴等， 2005; Cawood and Buchan, 2007; Cawoodetal., 2007; 张泽明等, 2008; 王晓先等，2011; Wangetal., 2012; Zhangetal., 2012a; 高利娥等, 2015)，通常认为，喜马拉雅造山带普遍经历了泛非期造山作用，该期岩浆岩是大喜马拉雅岩系原岩的主要组成部分，但是其构造环境还存在陆-陆碰撞或洋壳俯冲等争论。此外，随着部分基性(Cottleetal., 2009)和中酸性(Ding and Zhang, 2016; Wangetal., 2017)高级变质岩约800 Ma原岩的报道，新元古代的岩浆热事件也逐渐引起学者们关注。但是，相较于古生代岩浆作用，新元古代岩浆岩由于出露规模小、报道少，其研究程度还相对较低。

本文对出露于亚东地区大喜马拉雅岩系的花岗质片麻岩进行了锆石和独居石U-Th-Pb年代学、锆石Hf同位素和全岩主微量地球化学研究，欲为喜马拉雅造山带的物质组成和演化历史提供了进一步的限定。

1 地质背景和样品

喜马拉雅造山带位于青藏高原南部，由印度与亚洲大陆的新生代碰撞和汇聚作用形成。从北至南，造山带主要由特提斯喜马拉雅岩系(THS)、大喜马拉雅岩系(GHS)和小喜马拉雅岩系(LHS)3个构造单元组成(图1，Yin and Harrison, 2000)。通常认为特提斯喜马拉雅岩系由晚元古代至中生代沉积岩系组成，未变质至低角闪岩相变质，其北界为印度-雅鲁藏布缝合带，代表了印度与亚洲大陆之间的新特提斯洋残留，其南界为一系列剪切带和脆性断层组成的藏南拆离系(STD)。位于藏南拆离系之下的大喜马拉雅岩系，是造山带的核心部分，由元古宙至古生代的沉积岩系和不同类型的岩浆岩组成，经历了麻粒岩相到榴辉岩相变质作用，并伴随着广泛的部分熔融。位于主中央逆冲断裂(MCT)之下的小喜马拉雅岩系主要由元古宙的沉积岩系和岩浆岩组成，经历了绿片岩相到角闪岩相变质作用(Kohn， 2014)。此外，喜马拉雅造山带发育两条淡色花岗岩带，一条位于大喜马拉雅岩系上部，另一条位于特提斯喜马拉雅岩系中部(图1， 吴福元等， 2015； 王晓先等， 2016)。

研究区亚东位于喜马拉雅造山带中南部，出露岩石主要包括特提斯喜马拉雅岩系、大喜马拉雅岩系和侵入其中的淡色花岗岩。其中，特提斯喜马拉雅岩系包括寒武系至古近系始新统的全部地层。刘文灿等(2004)报道该区存在寒武纪地层，但由于出露面积小、构造变形复杂，未进行深入调查，至今没有确切的寒武纪化石依据，缺乏年代学证据。大喜马拉雅岩系包括片麻岩、片岩、石榴辉石岩/石榴角闪岩、石英岩、大理岩和钙硅酸盐岩，岩石普遍经历了部分熔融作用和混合岩化。刘文灿等(2004)将分布在亚东地区的大喜马拉雅岩系划分为两部分：上部主要为变质表壳岩组合，相当于聂拉木岩群；下部以混合岩和片麻岩为主，命名为亚东岩群。二者原岩时代均为前寒武纪，未做进一步划分。早期研究表明，亚东地区的变质岩经历了角闪岩相的变质作用(张祥信等， 2005)。而最近的研究表明，亚东地区的泥质岩经历了高压-高温麻粒岩相变质作用(峰期温、压条件为800～845℃、1.2～1.4 GPa)和近等温降压退变质过程，泥质麻粒岩可能经历了长期的部分熔融作用，从约31 Ma持续到20 Ma，熔体体积可达30%(Zhangetal., 2017)。

图 1 喜马拉雅造山带中部地质简图[据Grujic等( 2011)修改]Fig. 1 Geological map of the central Himalayan orogenic belt (after Grujic et al., 2011)

本文样品采自亚东地区大喜马拉雅岩系的最上部，包括含石榴石花岗质片麻岩(92-1)和含石榴石淡色花岗岩(92-2)。在露头处可见，含石榴石花岗质片麻岩发生部分熔融，形成的浅色体平行岩石片麻理，宽约1～5 cm不等；含石榴石淡色花岗岩与含石榴石花岗质片麻岩共同发生了变形(图2)。

显微镜下观察发现，含石榴石花岗质片麻岩具鳞片粒状变晶结构，主要由斜长石、钾长石和石英组成，并含有少量黑云母、石榴石和磷灰石以及锆石、独居石等副矿物(图3)。显微结构特征表明，岩石发生了部分熔融，证据包括： ① 石榴石边部通常呈不规则状，部分被黑云母、石英和斜长石替代(图3a～3c)，可能代表了降温过程中熔融反应的逆反应(Grt+Kfs+melt=Bt+Pl+Qz; 魏春景等，2016; Zhangetal., 2017)； ② 长石颗粒呈半自形-他形，具有非常小的二面角(图3c、3d)； ③ 斜长石和石英构成蠕虫结构，是之前熔体的结晶产物(图3b、3c)； ④ 钾长石具有非常小的二面角，填充在斜长石和石英之间，代表了曾经存在的熔体假像(图3d)(Holness and Clemens, 1999; Holness and Sawyer, 2008; Yuetal., 2015)。

图 2 亚东地区花岗质片麻岩的野外照片Fig. 2 Field views of the granitic gneisses from the Yadong area

图 3 样品92-1的显微照片Fig. 3 Photomicrographs of sample 92-1

含石榴石淡色花岗岩具花岗变晶结构，主要由斜长石、钾长石和石英组成，并含有少量黑云母、石榴石和磷灰石(图4)。斜长石和石英构成的蠕虫体围绕在大颗粒的钾长石边部(图4a)，可能代表之前形成的熔体(Bartolietal., 2013; Zhangetal., 2017)。石榴石被斜长石、黑云母和石英替代(图4b)。岩相学观察表明，样品均发生了部分熔融，经历了高角闪岩相至麻粒岩相的变质作用。因此，含石榴石淡色花岗岩(92-2)也应该定名为含石榴石花岗质片麻岩，为了与样品92-1相区别，本文暂称之为含石榴石淡色花岗岩。

图 4 样品92-2的显微照片Fig. 4 Photomicrographs of sample 92-2

本文所使用矿物代号据Whitney 和Evans (2010)。

2 分析方法

全岩主、微量元素化学成分分析在国家地质实验测试中心完成。主量元素采用XRF(X-ray fluorescence)方法进行测定，分析精度优于5%。微量元素采用等离子质谱仪ICP-MS(inductively coupled plasma mass spectrometry)方法进行测定，含量大于10×10-6的元素测试精度为5%，而小于10×10-6的元素测试精度为10 %。

锆石阴极发光成像在中国地质科学院地质研究所大陆动力学实验室完成。锆石LA-ICP-MS U-Pb和微量元素分析在武汉上谱分析科技有限责任公司利用LA-ICP-MS同时分析完成。详细的仪器参数和分析流程见Zong 等(2017)。GeolasPro激光剥蚀系统由COMPexPro 102 ArF 193 nm准分子激光器和MicroLas光学系统组成，ICP-MS型号为Agilent 7700e。本次分析的激光束斑和频率分别为32 μm和5 Hz。每个时间分辨分析数据包括大约20～30 s空白信号和50 s样品信号。定年、微量元素含量测试和处理中采用锆石标准91500和玻璃标准物质NIST610作为外标分别进行同位素和微量元素分馏校正。对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Pb同位素比值和年龄计算)采用软件ICPMSDataCal (Liuetal., 2008, 2010)完成。测试过程中标样91500测试点的206Pb/238U加权平均年龄分别为1 062.5±5.4 Ma (n=18, MSWD = 0.093)和1 062.5±6.5 Ma (n=14, MSWD=0.20)。锆石样品的U-Pb年龄谐和图绘制和年龄加权平均计算采用Isoplot/Ex_ver3 (Ludwig, 2003) 完成。

锆石Hf同位素比值测试在武汉上谱分析科技有限责任公司利用激光剥蚀多接收杯等离子体质谱(LA-MC-ICP-MS)完成。激光剥蚀系统为Geolas HD (Coherent), MC-ICP-MS为Neptune Plus (Thermo Fisher Scientific)。采用单点剥蚀模式，束斑为44 μm。详细仪器操作条件和分析方法可参照Hu 等(2015)。分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、同位素质量分馏校正)采用软件ICPMSDataCal (Liuetal., 2010) 完成。分析过程中锆石标准91500的176Hf/177Hf 测试加权平均值为0.282 308 1±0.000 006 1(2σ，n=10)。计算初始176Hf/177Hf值时，Lu的衰变常数采用1.865×10-11/a(Schereretal., 2001)，εHf(t)值计算时采用球粒陨石Hf同位素值176Lu/177Hf = 0.033 6，176Hf/177Hf = 0.282 785(Bouvieretal., 2008)。在Hf的地幔模式年龄计算中，亏损地幔176Hf/177Hf现在值采用0.283 25，176Lu/177Hf值采用0.038 4(Griffinetal., 2000)，地壳模式年龄计算时采用平均地壳的176Lu/177Hf=0.015(Griffinetal., 2002)。

独居石背散射(BSE)图像在中国地质科学院地质研究所大陆动力学实验室完成。独居石U-Th-Pb同位素定年和微量元素分析在武汉上谱分析科技有限责任公司利用LA-ICP-MS同时分析完成。GeolasPro激光剥蚀系统由COMPexPro 102 ArF 193 nm准分子激光器和MicroLas光学系统组成，ICP-MS型号为Agilent 7700e。本次分析的激光束斑直径和频率分别为16 μm和1 Hz。每个时间分辨分析数据包括大约20～30 s空白信号和50 s样品信号。测试和处理中采用独居石标准物质44069和玻璃标准物质NIST610作为外标分别进行同位素和微量元素分馏校正。对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算)采用软件ICPMSDataCal (Liuetal., 2008, 2010)完成。两个样品测试过程中标样44069测试点的208Pb/232Th加权平均年龄分别为425.0±1.2 Ma (n=20, MSWD = 0.55) 和425.0±1.4 Ma (n=12, MSWD=1.06)。独居石样品的U-Th-Pb年龄谐和图绘制和年龄加权平均计算采用Isoplot/Ex_ver3 (Ludwig, 2003) 完成。独居石是富Th元素矿物，由于年轻的独居石中230Th衰变致使206Pb过剩，导致206Pb/238U年龄比真实年龄老(Schärer, 1984)。因此，本文采用独居石208Pb/232Th的加权平均年龄。

3 全岩主、微量元素地球化学

全岩地球化学分析结果表明，含石榴石花岗质片麻岩(92-1)的原岩为酸性岩，SiO2含量为68.04%，Al2O3含量为16.94%，CaO含量为3.80%，全碱含量为5.64%(表1)，在侵入岩的TAS图解中(Middlemost, 1994)，落入花岗闪长岩区域(图略)。含石榴石淡色花岗岩(92-2)SiO2含量为74.43%，Al2O3含量为13.56%，CaO含量为1.47%，全碱含量为7.35%(表1)，在TAS图解中(Middlemost, 1994)，落入花岗岩区域(图略)。

表 1 全岩主量(wB/%)和微量(wB/10-6)元素化学成分分析结果Table 1 Whole rock major (wB/%) and trace (wB/10-6) element compositions

在球粒陨石标准化图解上，含石榴石花岗质片麻岩(92-1)和含石榴石淡色花岗岩(92-2)轻、重稀土元素(HREE)分馏显著[(La/Yb)N=11.36和18.60，图5a]，前者具有明显的Eu元素负异常(δEu=0.34)，后者具弱的Eu元素负异常(δEu=0.75)；原始地幔标准化图解上，两个样品均具有大离子亲石元素Rb的正异常，高场强元素Nb、Ta、P和Ti的负异常(图5b)。

图 5 亚东地区花岗质片麻岩的稀土元素球粒陨石标准化图解(a)和微量元素原始地幔标准化图解(b)Fig. 5 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace elements spidergrams (b) of the granitic gneisses from the Yadong area 球粒陨石和原始地幔数据标准化值据Sun和 McDonough (1989)，错那～800 Ma花岗质岩石微量元素数据引自Ding 等(2016)和Wang 等(2017)；吉隆～440 Ma花岗质岩石微量元素数据引自高利娥等(2015)Normalization values after Sun and McDonough, 1989； data of ～800 Ma Cona granitic rocks after Ding et al., 2016 and Wang et al., 2017; data of ～440 Ma Gyirong granitic rocks after Gao Li’e et al., 2015

4 锆石U-Pb年代学、稀土元素和Hf同位素特征

对含石榴石花岗质片麻岩(92-1)和含石榴石淡色花岗岩(92-2)进行了锆石LA-ICP-MS U-Pb定年和稀土元素含量分析，测试结果见表2和表3。

样品92-1中的锆石半自形-自形长柱状，无色，颗粒长径约为100～200 μm。阴极发光图像表明，锆石具有核-边结构，核部具有岩浆锆石典型的振荡环带；边部较窄(<10 μm)，不具环带(图6a)。分析

表 3 锆石LA-ICP-MS 稀土元素分析结果wB/10-6Table 3 Rare earth element compositions of zircon grains

-表示低于检出限。

图 6 亚东地区花岗质片麻岩中代表性锆石的阴极发光图像Fig. 6 CL images of representative zircon grains of the granitic gneisses from the Yadong area

结果表明，岩浆锆石核部获得24个谐和的年龄点，206Pb/238U年龄范围为808～794 Ma(表2)，加权平均年龄为801.3±2.6 Ma (MSWD=0.24，图7a)，Th/U值范围为0.02～0.42(表2)。锆石核部的稀土元素配分模式图表现为轻稀土元素亏损，重稀土元素富集，具明显的Ce元素正异常和Eu元素负异常(图7b)，稀土元素总量较高，范围为1 126 × 10-6～3 197 × 10-6(表3)。含石榴石花岗质片麻岩样品92-1中的锆石核部Hf同位素分析结果表明，锆石核部的初始176Hf/177Hf值非常相似，范围为0.281 816～0.281 936(表4)，相应的εHf(t)值为-16.4～-12.2(表4、图8)，地壳Hf模式年龄为3.11～2.79 Ga(表4、图8)。

图 7 亚东地区花岗质片麻岩中锆石的U-Pb年龄谐和图(a和c)和稀土元素球粒陨石标准化图解(b和d)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)Fig. 7 Zircon U-Pb age concordia diagrams (a and c) and chondrite-normalized REE patterns (b and d) of the granitic gneisses from the Yadong area (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

样品92-2中的锆石半自形-自形长柱状，无色，颗粒长径约为100～200 μm。阴极发光图像表明，锆石具有核-幔-边结构，核部成因复杂，为形状不规则的继承性锆石，部分具有振荡环带，部分具有海绵状分带；幔部表现为具弱振荡环带、暗色的发光特征；边部表现为不具环带、发光更暗的特征(图6b)。分析结果表明，锆石幔部获得13个谐和的年龄点，206Pb/238U年龄范围为449～428 Ma(表2)，加权平均年龄为440.4±3.5 Ma(MSWD = 2.2，图7c)；锆石边部获得11个近谐和的年龄点，206Pb/238U年龄范围为18.7～16.3 Ma，加权平均年龄为16.84±0.44 Ma(MSWD=9.7，图7c)。锆石幔部和边部的稀土元素配分模式图均表现为轻稀土元素亏损、重稀土元素富集，幔部较边部具有更显著的Eu元素负异常(图7d)和含量更高的重稀土元素总量(表3)以及高的Th/U值(幔部Th/U值范围为0.020～0.042，边部为0.001～0.007)。

表 4 锆石Hf同位素组成Table 4 Hf isotopic data of zircon grains

图 8 亚东地区～800 Ma花岗质片麻岩的锆石εHf (t)-U-Pb年龄图解(插图为锆石的地壳Hf模式年龄直方图)Fig. 8 Diagram of zircon εHf (t) values versus U-Pb ages of ～800 Ma granitic gneiss from the Yadong area (the inserted is zircon crustal-model ages histogram)

5 独居石U-Th-Pb年代学和微量元素特征

本文对含石榴石花岗质片麻岩(92-1)和含石榴石淡色花岗岩(92-2)进行了独居石LA-ICP-MS U-Th-Pb定年和微量元素分析，测试结果见表5和表6。样品92-1中的独居石呈无色至浅黄色， 粒径约为80～200 μm。 背散射图像显示，大多数独居石包含两个不同的发光域，部分颗粒均匀无分带(图9b)。分析结果表明，获得的40个分析点无论发光强弱或均匀，其208Pb/232Th年龄均较集中，范围为17.0～16.0 Ma(表5)，加权平均年龄为16.42 ± 0.08 Ma(MSWD = 2.8，图9a)。稀土元素配分模式图均表现为轻稀土元素富集，重稀土元素亏损，具有显著的Eu元素负异常(图9b)。除年龄值外，发光不同的域在微量元素含量上也没有系统差别。分析点具有可变的HREE总量(681 × 10-6～2 018 × 10-6)和Y元素含量(6 744 × 10-6～18 313× 10-6)(表6)。

表 5 独居石LA-ICP-MS U-Th-Pb定年结果Table 5 Monazite LA-ICP-MS U-Th-Pb data for spot analysis

续表 5 Continued Table 5

表 6 独居石LA-ICP-MS 微量元素分析结果wB/10-6Table 6 Trace element compositions of monazite grains

续表 6 Continued Table 6

样品92-2中独居石无色，粒径约为50～150 μm。背散射图像显示，大多数独居石无环带结构，发光均匀(图9d)。分析结果表明，24个分析点的208Pb/232Th年龄均较集中，范围为16.8～16.0 Ma(表5)，加权平均年龄为16.41 ± 0.10 Ma(MSWD=2.4，图9c)。稀土元素配分模式图均表现为轻稀土元素富集，重稀土元素亏损，具有显著的Eu元素负异常(图9d)。分析点具有强烈变化的HREE总量(232 × 10-6～4 080 × 10-6)和Y元素含量(2 148 × 10-6～30 928 × 10-6)(表6)。

图 9 亚东地区花岗质片麻岩中独居石的U-Pb年龄谐和图(a和c)和稀土元素球粒陨石标准化图解(b和d)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)Fig. 9 Monazite U-Th-Pb age concordia diagrams (a and c) and chondrite-normalized REE patterns (b and d) of the granitic gneisses from the Yadong area (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

6 讨论与结论

6.1 年代学解释

通过锆石和独居石定年，本次样品获得了多期年龄： ～800 Ma、～440 Ma和～16 Ma。下文将对这3期年龄进行地质学解释。

根据锆石的内部结构和微量元素特征，含石榴石花岗质片麻岩(92-1)中的锆石具有核-边结构，锆石边部较窄(<10 μm)无法进行测试，锆石核部具有岩浆锆石典型的振荡环带，稀土元素配分模式图中重稀土元素陡峭，含量较高，具有显著的Eu元素负异常，此外Th/U值较高(大于0.01，图10)，上述特征均表明锆石核部为岩浆成因(Hoskin and Schaltegger, 2003)，因此，获得的206Pb/238U加权平均年龄～801 Ma为含石榴石花岗质片麻岩原岩的结晶年龄。含石榴石淡色花岗岩(92-2)中的锆石具有核-幔-边结构，核部为成因复杂的继承性锆石，幔部具振荡环带，由于发光较暗不明显，在稀土元素配分模式图中，锆石幔部的重稀土元素陡峭，较锆石边部含量高，具有明显的Eu元素负异常，此外Th/U值较高(大于0.01， 图10)，说明锆石幔部为岩浆成因(Hoskin and Schaltegger, 2003)，所获得的206Pb/238U加权平均年龄～440 Ma为含石榴石淡色花岗岩的形成年龄；样品92-2的锆石边部不具环带，发光较幔部更暗，稀土元素配分模式图中可见重稀土元素含量逐渐变化(由于测试点数量有限，未见与年龄值明显趋势)，且不具明显的Eu元素负异常，此外Th/U值较低(小于0.01， 图10)，说明锆石边部为变质成因(Rubatto, 2002)，因此，获得的206Pb/238U加权平均年龄～16 Ma为含石榴石淡色花岗岩的变质年龄。

图 10 亚东地区花岗质片麻岩中锆石的Th/U值-U-Pb年龄图解Fig. 10 Diagrams of zircon Th/U ratios versus U-Pb ages of the granitic gneisses from the Yadong area

含石榴石花岗质片麻岩(92-1)和含石榴石淡色花岗岩(92-2)中的独居石，尽管部分在BSE图像中具有不同的发光分带，但是，分析结果表明，不同的发光区域在微量元素含量(例如Th、U和Y元素)和定年结果上没有明显差别。通常，BSE图像中高原子系数的元素较低原子系数的元素发光明亮(例如Gibsonetal., 2004)，通过BSE图像区分独居石的成分环带实际上反映的是晶体的平均原子序数差异。由于独居石中含有大量的Th元素(高原子序数元素，Z=90)，因此BSE图像中的环带应该主要反映Th元素的分布特征。然而，BSE图像中的环带也会被其他元素(例如U元素，Z=92； Ce元素，Z=58； La元素，Z=57)强烈影响(Gibsonetal., 2004)。此外，由于BSE图像反映的是平均原子序数的显著不同，当平均原子序数的改变低于测试体系的灵敏度时，BSE图像也有可能无法有效地揭示独居石内部成分改变的分布特征(Williamsetal., 2007)。已有部分研究也表明BSE图像的环带与年龄结果缺乏相关性(Cocherieetal., 1998; Rubattoetal., 2001)。分析结果表明，本文样品中的独居石轻稀土元素富集且一致，重稀土元素亏损且分散，Y元素含量随年龄变小而增加(图11)，说明独居石的形成与石榴石的分解有关，而石榴石的分解通常发生在退变质降温过程中，与岩相学观察到的石榴石与熔体的逆反应一致。此外，样品具有明显的Eu元素负异常，说明独居石形成过程中有长石类矿物共同生长(例如Beaetal., 1994; Pyleetal., 2001)，上述特征表明样品中的独居石形成于退变质熔体结晶过程中，获得的208Pb/232Th加权平均年龄～16.4 Ma代表退变质年龄。

根据年代学研究结果，本文推测晚新元古代(～800 Ma)形成的花岗闪长岩(92-1)被早志留世(～440 Ma)花岗岩(92-2)侵入，二者在中新世(～16 Ma)发生角闪岩相-麻粒岩相的变质作用，并经历部分熔融过程。

图11 亚东地区花岗质片麻岩中独居石的Y元素含量-U-Th-Pb年龄图解Fig. 11 Diagrams of monazite Y content versus U-Th-Pb ages of the granitic gneisses from the Yadong area

6.2 多期构造热事件

本文和已有的研究表明，青藏高原-喜马拉雅带广泛存在新元古代的岩浆热事件。本文采自亚东地区大喜马拉雅岩系中的含石榴石花岗质片麻岩(92-1)结晶年龄为新元古代的801 Ma，原岩为钙碱性花岗闪长岩，样品具有显著的Eu元素负异常说明岩石经历了长石的分离结晶作用，锆石Hf同位素组成一致，εHf(t)值均为负值(-16.4～-12.2)，地壳Hf模式年龄平均为2.97 Ga，说明它们的原岩来自古老下地壳物质的部分熔融。除此之外，大喜马拉雅西段Black Mountain地区～823 Ma的花岗质片麻岩(DiPietro and Isachsen, 2001)、Peshawar地区～816 Ma的结晶基底(Ahmadetal., 2013)，中东段不丹、中国错那地区855～808 Ma的眼球状花岗片麻岩(Thimmetal., 1999; Richardsetal., 2006; Ding and Zhang, 2016; Wangetal., 2017)以及东段Hapoli地区的～837 Ma的正片麻岩(Yinetal., 2010)都有报道，小喜马拉雅Chor地区也有823 Ma的花岗闪长岩报道(Singhetal., 2002)。此外，印度Malani火成岩省的岩浆作用年龄也为～800 Ma(Gregoryetal., 2009)，拉萨地体安多地区(Zhangetal., 2012b)和纳木错地区(Dongetal., 2011)也存在同期的岩浆事件。除上述地区外，新元古代的岩浆作用在全球包括澳大利亚东南缘、扬子、华夏地块和Laurentia大陆也广泛发育，最具有代表性的就是在大陆裂谷环境中形成的基性侵入岩，通常认为这期岩浆作用与导致罗迪尼亚超大陆裂解的地幔柱活动有关(图12， Heamanetal., 1992; Zhaoetal., 1994; Parketal., 1995; Lietal., 1999, 2002, 2006, 2008; Frimmeletal., 2001; Shellnuttetal., 2004; Maruyamaetal., 2007; Wangetal., 2009)。然而，也有研究表明部分新元古代的岩浆作用，包括产出在Seychelles、E.Madagascar和印度西北部Malani以及拉萨地体安多和纳木错地区的岩浆岩，形成于大陆弧构造环境，与活动大陆边缘的安第斯型造山作用有关(Torsviketal., 1996; Tuckeretal., 2001; Meert and Torsvik, 2003; Rinoetal., 2008; Gregoryetal., 2009; Bybeeetal., 2010；Dongetal., 2011; Zhangetal., 2012b)。本文采自亚东地区大喜马拉雅岩系的含石榴石花岗质片麻岩与错那地区同期的花岗岩类具有相似的弧花岗质岩石地球化学特征，具有高场强元素Nb、Ta、P和Ti的负异常，无Zr、Hf元素的负异常(图5b)。因此，本文认为大喜马拉雅的新元古代岩浆作用与安第斯型造山作用有关，但是，相关的认识还需要进一步的研究工作来证明。

图 12 罗迪尼亚超大陆～800 Ma裂解示意图[据Li 等(2008)修改]Fig. 12 Schematic diagram showing the ～800 Ma breakup of Rodinia (after Li et al., 2008)

通常认为，喜马拉雅带具有印度大陆亲缘性，起源于东冈瓦纳大陆，经历了广泛的泛非期造山作用。冈瓦纳大陆的拼合过程并不是一蹴而就的，而是经历了一系列造山过程，统称为泛非造山作用(570～520 Ma)。其中，东冈瓦纳大陆包括澳大利亚、印度、马达加斯加、东南极和卡拉哈利地块(Rogers and Santosh, 2003; Cawoodetal., 2007)，它们的拼合过程包括卡拉哈利、马达加斯加和印度地块之间的Kuunga造山作用(560～530 Ma)以及澳大利亚-马达加斯加和印度地块之间的Pinjarra造山作用(560～520 Ma)。随着冈瓦纳大陆的拼合，其周缘开始形成新的俯冲带和增生造山作用，冈瓦纳大陆周缘转变为活动大陆边缘，南部边缘由于原太平洋的俯冲，形成从澳大利亚东部、新西兰、南极洲、南非到美洲西南海岸的Terra-Australis造山带(530～490 Ma)；北部边缘由于原特提斯洋的俯冲，在印度地块北部形成Bhimphedian造山带(530～470 Ma)(Cawoodetal., 2007)。已有研究表明，青藏高原保存了大量的泛非期及其周缘造山记录，包括：① 喜马拉雅带和拉萨地体中发育的古生代寒武-奥陶纪的岩浆事件(Cawoodetal., 2007; Lee and Whitehouse, 2007; Liuetal., 2007; Quigleyetal., 2008; 郭亮等，2008；Dongetal., 2010; Zhangetal., 2012a; Zhuetal., 2012)和变质事件(Kohnetal., 2004; Gehrelsetal., 2006a, 2006b; Zhangetal., 2012a)；② 喜马拉雅带和拉萨地体的地层中含有大量～500 Ma的碎屑锆石(DeCelles, 2000; Hodges, 2000; Gehrelsetal., 2006a, Dongetal., 2010; Myrowetal., 2010; Gehrelsetal., 2011; Guoetal., 2012; Lietal., 2014)；③ 喜马拉雅带、中拉萨地体申扎和滇西地区早古生代与前寒武纪地层的角度不整合接触(Funakawa, 2001; Milleretal., 2001; 李才等， 2010； 黄勇等， 2012； 蔡志慧等， 2013)。本文采自亚东地区的含石榴石淡色花岗岩(92-2)形成年龄为440 Ma，考虑到洋壳俯冲到陆陆碰撞可以持续150 Ma(新特提斯洋俯冲始于～200 Ma，到印度-欧亚大陆碰撞～55 Ma)，认为这期岩浆作用可能是冈瓦纳周缘安第斯型造山作用的延续。此外，志留纪的岩浆作用在喜马拉雅带的吉隆地区也有报道，高利娥等(2015)认为这期志留纪的岩浆-变质热事件是东冈瓦纳大陆北缘与周缘微陆块陆-陆碰撞作用的产物。

野外观察表明，本文采自亚东地区大喜马拉雅岩系的新元古代花岗质片麻岩(92-1)和早志留世淡色花岗岩(92-2)共同发生变形，均含有厘米级的浅色体，镜下可观察到熔体假像等结构，说明研究样品经历了高角闪岩相-麻粒岩相的变质作用，并发生了部分熔融。锆石和独居石U-Th-Pb年代学研究表明，样品92-1中的锆石保留了变质边部，得到了16.8 Ma的变质(退变质)年龄。两个样品中独居石记录了16.4 Ma的退变质年龄。这期变质年龄在喜马拉雅造山带有广泛报道(张泽明等， 2017)，通常认为28～13 Ma是喜马拉雅造山过程中大喜马拉雅岩系的退变质折返时间(Zeigeretal., 2015)。最近研究表明，大喜马拉雅岩系内部由不同的构造岩片组成，其变质和部分熔融时间很可能是不同的，例如部分学者认为尼泊尔地区的大喜马拉雅岩系，从上部到下部构造层位，变质与部分熔融时间是逐渐减小的(Kohn, 2014; Wangetal., 2016)。Zhang 等(2017) 的研究表明，亚东地区的泥质麻粒岩在从约31 Ma到20 Ma的进变质/峰期变质过程中经历了部分熔融。而本文采自亚东地区的花岗质片麻岩记录了约16 Ma的退变质时间，说明或者亚东地区的大喜马拉雅岩系经历了快速的折返过程，或者亚东地区的大喜马拉雅岩系内部存在不同的构造岩片。

综上所述，大喜马拉雅岩系不仅记录了新生代碰撞造山作用，还记录了新元古代与罗迪尼亚超大陆形成演化相关的岩浆热事件以及古生代冈瓦纳大陆拼合后的周缘安第斯型造山作用。

致谢中国地质科学院地质研究所梁凤华博士在实验过程中和苟正彬博士、刘国威硕士在野外样品采集中提供了帮助，两位匿名评审人提出了宝贵意见，在此一并表示感谢！