冈瓦纳大陆北缘安第斯型造山带：藏北安多奥陶纪花岗岩锆石U-Pb年龄和地球化学证据*

2021-04-17胡培远翟庆国赵国春唐跃朱志才王伟吴昊

岩石学报 2021年2期

胡培远翟庆国赵国春唐跃朱志才王伟吴昊

1. 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 1000372. 香港大学地球科学系，香港3. 大陆动力学国家重点实验室，西北大学地质学系，西安 710069

图1 青藏高原中部构造划分简图(a)和安多地区区域地质简图(b)JSSZ-金沙江缝合带；LSSZ-龙木错-双湖-澜沧江缝合带；BNSZ-班公湖-怒江缝合带；IYZSZ-雅鲁藏布江缝合带.年龄资料引自李才等, 2008; 解超明等, 2010; Gehrels et al., 2011; Guynn et al., 2012; Zhang et al., 2012; Zhu et al., 2012; Hu et al., 2013, 2018a; Xie et al., 2013; Ding et al., 2015Fig.1 Simplified tectonic map of the central Tibetan Plateau (a) and geological map of the Amdo area (b)

青藏高原代表了冈瓦纳大陆的最北缘，是地球上最高的高原，其演化历史可以追溯到前寒武纪晚期，涉及到多个古洋盆的打开、俯冲和消亡以及多个陆块的裂离、漂移和拼贴过程(Zhangetal., 2014; Zhaietal., 2016; Huetal., 2018a, b, c, 2019a)，在全球构造地质学研究中处于特殊的地位。近年来，随着地质填图工作的全面覆盖以及测试分析手段的进步，青藏高原晚古生代-新生代的板块构造演化过程已经日趋清晰(Yin and Harrison, 2000; Zhuetal., 2011, 2012, 2013)，但是对于青藏高原前寒武纪-早古生代演化历史的认知程度仍然很低。究其原因，主要在于：(1)上古生界和中生界地层的大面积覆盖以及中生代岩浆岩的广泛发育掩盖了早期演化记录；(2)新生代高原隆升伴随的大规模构造运动严重改造了早期演化记录。尽管如此，青藏高原前寒武纪-早古生代演化历史是不能回避的关键问题。

拉萨地块大地构造位置上位于班公湖-怒江板块缝合带和雅鲁藏布江板块缝合带之间，地理位置上位于青藏高原中部，为组成青藏高原的主要板块之一(图1a)(Yin and Harrison, 2000; Metcalfe, 2013; Zhuetal., 2013; Lietal., 2018; Zhaoetal., 2018)。长期以来，拉萨地块上没有发现确切的埃迪卡拉纪-奥陶纪岩浆记录。然而，近几年的相关研究工作取得了突破性进展，在帮勒(Zhuetal., 2012)、仁错(计文化等, 2009; Gehrelsetal., 2011)、安多(Zhangetal., 2012; Xieetal., 2013)和八宿(李才等, 2008)地区陆续发现了埃迪卡拉纪-奥陶纪岩浆记录，从而为认识和重建青藏高原早期演化过程打开了新的窗口。然而，目前对这些岩石的研究程度依然较低，总体还处于野外描述和锆石定年阶段。虽然新近有学者开展了部分埃迪卡拉纪-寒武纪岩石的地球化学和同位素研究工作(Zhuetal., 2012; Zhangetal., 2012; Dingetal., 2015)，奥陶纪岩石的相关研究依然较少，成为认识青藏高原早期形成演化的瓶颈之一。本文报道了安多地区奥陶纪花岗岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年、岩石地球化学和锆石Hf同位素分析结果，在详细分析前人资料的基础上，揭示其岩浆源区特征以及构造背景，进而探讨青藏高原早期形成演化过程。

1 地质概况

前人研究表明，青藏高原存在多个东西向展布的地块，例如北羌塘、南羌塘、拉萨等(图1a)。这些地块被一系列东西向延伸的特提斯板块缝合带所分割，其中龙木错-双湖-澜沧江板块缝合带代表了冈瓦纳大陆与劳亚大陆的界线，因而位于该缝合带以南的南羌塘和拉萨地块被认为来自冈瓦纳大陆北缘(李才, 2008; Zhaietal., 2016; Huetal., 2019a)。安多微陆块夹持于南羌塘和拉萨地块之间。新近研究显示，安多微陆块的新元古代-早古生代岩浆-变质记录与拉萨地块较为类似，而与南羌塘地块区别明显(Huetal., 2018b)，因此本文倾向于认为安多微陆块是拉萨地块的一部分。

图2 安多地区奥陶纪花岗岩的野外露头照片(a)和显微镜下特征(b)MME-暗色微粒包体；Q-石英；Pl-斜长石；Kfs-钾长石；Bi-黑云母Fig.2 Field characteristics (a) and photomicrographs (b) of the Ordovician granites from the Amdo area

目前，在拉萨地块上已经发现了多处早古生代岩浆记录，分别位于帮勒、仁错、安多和八宿地区(图1)。Zhuetal. (2012)对帮勒地区的寒武纪火山岩进行了研究，发现它们具有双峰式的特征，主要为玄武岩和流纹岩，并且获得了492Ma的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果。计文化等(2009)、Huetal. (2013)和Dingetal. (2015)报道仁错地区存在寒武纪流纹岩，呈夹层状出露于变质沉积地层中。此外，在该地区还出露有埃迪卡拉纪的岩浆岩，主要为辉长岩、英云闪长岩和流纹岩(Huetal., 2018a)。安多和八宿地区的早古生代岩石主要为花岗岩，时代跨度为532～483Ma(解超明等, 2010; Guynnetal., 2012; Zhangetal., 2012; Xieetal., 2013; 李才等, 2008)。

安多地区中-新生代构造运动较为强烈，发育有多条东西向断裂。该地区出露的地层包括前寒武纪变质基底片麻岩、古生界、中生界和新生界，岩浆岩主要为侏罗-白垩纪蛇绿混杂岩和早古生代花岗岩，在中生界中可见较多中-酸性火山岩夹层。其中，早古生代花岗岩侵入于前寒武纪基底岩石之中，被中生代地层以角度不整合覆盖，与古生界多为断层接触关系。本文研究的花岗岩，出露于安多县城以南约25km，具细粒花岗结构，片麻状构造(图2a)。镜下鉴定结果显示，花岗岩主要矿物组成为石英(40%～50%)、钾长石(10%～15%)和斜长石(30%～35%)，黑云母含量较少(约5%)；副矿物有锆石、榍石等(图2b)。石英为不规则粒状，可见波状消光；斜长石为半自形-自形，普遍发育聚片双晶；钾长石为不规则板状，未见格子双晶；黑云母呈黄褐色，片状。部分斜长石和钾长石受后期蚀变影响，表面呈现浑浊状。此外，花岗岩中可见暗色微粒包体，呈浑圆状，直径为2～5cm(图2a)；呈不均匀分布，岩体内部相对较多(约20%)，边缘相对较少(约5%)；主要组成矿物为角闪石(～30%)、辉石(～35%)、斜长石(～30%)和少量石英(～5%)。

2 样品测试方法

锆石的分选在河北省区域地质调查院完成，采用常规的重液和磁选方法进行分选，最后在双目显微镜下挑纯。样品靶的制备在中国地质科学院地质研究所完成，制成的样品靶直径为25mm。锆石的阴极荧光图像分析在中国地质科学院地质研究所的阴极荧光分析系统(HITACH S-3000N型场发射环境扫描电镜和Gatan公司Chroma阴极荧光谱仪)上完成。样品的锆石U-Th测年在北京科荟测试技术有限公司完成，分析仪器为美国ESI公司生产的NWR 193nm激光剥蚀进样系统和德国AnlyitikJena公司生产的PQMS Elite型四级杆等离子体质谱仪联合构成的激光等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)。本次分析中激光器工作频率为10Hz；测试点束斑直径为25μm，剥蚀采样时间为45s，具体分析流程见侯可军等(2009)。锆石GJ-1(Jacksonetal., 2004)作为外部标准来校正分析过程中的同位素分馏；NIST610作为外部标准来获得分析点的Th和U的含量。锆石U-Pb年龄用ICPMSDataCal数据处理软件(Liuetal., 2010)计算获得，加权平均年龄的计算和谐和图的绘制采用ISOPLOT 3.0程序(Ludwig, 2003)。锆石Hf同位素分析在中国科学院地质与地球物理研究所Neptune多接收电感耦合等离子质谱仪(MC-ICPMS)和193nm激光取样系统上进行，仪器的运行条件及详细的分析过程参见Wuetal. (2006)。采用单点剥蚀模式，斑束固定为44μm。实验测定过程中，MUD标准锆石的176Hf/177Hf的测定结果是0.282505±21，与前人获得的结果一致(Wuetal., 2006)。

地球化学样品的主量元素、微量元素和稀土元素的分析均在北京科荟测试技术有限公司完成。主量元素采用X-射线荧光光谱仪(SHIMADZU XRF-1800)分析。微量元素和稀土元素的分析仪器为Analyticjena PQMS elite等离子质谱仪，实验室分析详细方法见相关参考文献(Huetal., 2019a)。

3 分析结果

3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学

花岗岩样品(17T658、17T665和17T612)中锆石具有较典型的岩浆振荡环带结构(图3)，且晶形比较完整，呈自形晶-半自形晶，长约100～200μm，长/宽比为1:2～1:3，显示出岩浆锆石的特点。锆石测点的Th含量为91×10-6～1778×10-6，U为118×10-6～1854×10-6，Th/U比值介于0.53和1.49之间(表1)，为典型的岩浆锆石(吴元保和郑永飞, 2004)。所有测点在U-Pb谐和图(图4)上集中落在谐和线上或其附近，表明锆石形成后U-Pb体系是基本封闭的，没有U或者Pb同位素的明显丢失或加入，测试结果真实可信。17T658样品中的24个测点、17T665样品中的20个测点和17T612样品中的18个测点分别获得了487±2Ma(2σ；MSWD=1.10)、481±5Ma(2σ；MSWD=4.00)和485±3Ma(2σ；MSWD=1.80)的206Pb/238U加权平均年龄，代表花岗岩的形成年龄，即奥陶纪早期。

图3 安多地区奥陶纪花岗岩中典型锆石的阴极荧光图像Fig.3 Cathodoluminescence images of typical zircons of the dated granite samples from the Amdo area

表1 安多地区奥陶纪花岗岩的锆石LA-ICP-MS U-Pb-Th分析结果

续表1

3.2 锆石Hf同位素

样品的锆石Hf同位素是在锆石U-Pb定年的同一颗锆石的相同部位或相同结构的邻近部位测定的，测试结果见表2。花岗岩中锆石的εHf(t)值介于-5.8和+0.6之间；二阶段Hf模式年龄(tDMC)变化范围为1432～1820Ma，平均值为1668Ma。

3.3 全岩地球化学

图4 安多地区奥陶纪花岗岩中锆石的U-Pb谐和图(a-c)和Hf同位素分析结果(d-f)Fig.4 U-Pb concordia diagrams (a-c) and Hf isotopic compositions (d-f) of the zircons from the Ordovician granites from the Amdo area

表2 安多地区奥陶纪花岗岩的锆石Hf同位素组成

续表2

表3 安多地区奥陶纪花岗岩的全岩主量(wt%)和微量(×10-6)元素含量分析结果

续表3

图5 安多地区奥陶纪花岗岩的SiO2-Zr/Ti图解 (a,据Winchester and Floyd, 1977)和Th-Co图解(b,据Hastie et al., 2007)寒武纪和埃迪卡拉纪I型花岗岩的数据引自Xie et al. (2013)和Hu et al. (2018a)；塞浦路斯斜长花岗岩的数据引自Freund et al. (2014)Fig.5 SiO2 vs. Zr/Ti (a, after Winchester and Floyd, 1977) and Th vs. Co (b, after Hastie et al., 2007) diagrams of the Ordovician granites from the Amdo areaThe data of Cambrian and Ediacaran I-type granites from Xie et al. (2013) and Hu et al. (2018a), the data of Cyprus plagiogranites from Freund et al. (2014)

图6 安多地区奥陶纪花岗岩的哈克图解Fig.6 Harker diagrams of the Ordovician granites from the Amdo area

图7 安多地区奥陶纪花岗岩的球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)寒武纪和埃迪卡拉纪I型花岗岩的数据引自Xie et al. (2013)和Hu et al. (2018a)Fig.7 Chondrite-normalized rare-earth element patterns (a) and primitive mantle-normalized spider diagrams (b) for the Ordovician granites from the Amdo area (normalization values after Sun and McDonough, 1989)The data of Cambrian and Ediacaran I-type granites from Xie et al. (2013) and Hu et al. (2018a)

4 讨论

4.1 变质和蚀变作用对元素成分的影响

虽然本次研究的花岗岩样品具有较低的烧失量(0.67%～0.90%)，镜下和野外观察结果表明它们受到了后期变质和蚀变作用的影响，样品中部分元素的的含量可能会发生迁移。通常认为，Zr是最稳定的元素之一，在变质和蚀变过程中，不易发生迁移。本文选择典型的活动元素(Rb、Sr、Ba、Na、K和Ca)、过渡元素(Mg、Fe和Co)和不活动元素(Ti、P和Ce)与Zr进行投图(部分元素的含量由其氧化物的含量代替)(图8)。结果显示，部分活动元素(Ba、Na和K)呈现离散状，说明其成分受到了后期变质和蚀变作用的改造。与此对应的是，其余活动元素和全部过渡和不活动元素均表现出与Zr的线性演化关系。因此，本次研究主要依据过渡和不活动元素以及部分活动元素(Rb、Sr和Ca)的含量来对样品进行岩石学分类和成因讨论。

图8 安多地区奥陶纪花岗岩中典型的活动元素、过渡元素和不活动元素与Zr的二元协变图解Fig.8 Plots of select mobile, immobile, and transition elements vs. Zr for the Ordovician granites from the Amdo area

4.2 岩石成因

依据地球化学特征和矿物组成，花岗岩可以分为I型、S型、M型和A型(Chappell and White, 1974)。本文研究的花岗岩具有较低的10000×Ga/Al比值(1.93～2.18)和锆石饱和温度(747～804℃，Watson and Harrison, 2005)，与A型花岗岩(10000×Ga/Al>2.7；锆石饱和温度>800℃)有明显差别。M型花岗岩是洋壳的组成部分，一般具有低Th的特点，例如塞浦路斯蛇绿岩中的斜长花岗岩(Freundetal., 2014)，与本文研究的花岗岩明显不同(图5b)。实验研究结果表明，在I型花岗岩浆(准铝质或弱过铝质)中，磷灰石的溶解度较低，容易达到过饱和而结晶分离，因而在岩浆分异过程中与SiO2含量呈负相关；然而，在S型花岗岩浆(强过铝质)中，磷灰石溶解度较高，不易结晶分离，常具有高的P2O5含量(>0.26%)，并且随SiO2含量的增加而增大(Wolf and London, 1994)。本文的数据显示，花岗岩具有较低的P2O5含量(0.04×10-6～0.09×10-6)，并且P2O5含量随着SiO2的增加而降低(图6e)，所以应当属于I型花岗岩。此外，通过矿物组成也可以区分S型和I型花岗岩；S型花岗岩以白云母、堇青石、石榴石等富铝矿物为特征，而I型花岗岩通常由石英、数量不等的斜长石和碱性长石、普通角闪石和黑云母组成，不含白云母。如前文所述，安多地区奥陶纪花岗岩的矿物组成与I型花岗岩更为相似。

4.3 构造环境

自20世纪70年代板块构造学说引入青藏高原构造研究领域以来，威尔逊旋回(Wilson cycle)被广泛应用于探索青藏高原的构造演化历史。威尔逊旋回是大陆岩石圈在水平方向上的彼此分离与拼合运动的一次全过程，即：大陆岩石圈由崩裂开始(胚胎期，如东非裂谷)、以裂谷为生长中心的雏形洋区渐次形成洋中脊(幼年期，如红海)、扩散出现洋盆进而成为大洋盆(成年期，如大西洋)，而后大洋岩石圈向两侧的大陆岩石圈下俯冲、消亡，洋壳进入地幔而重熔，从而洋盆缩小(衰退期，如太平洋)，随后洋中脊消失，仅剩残余洋盆(终了期，如地中海)，最后大陆渐次接近、碰撞，出现造山带，遂拼合成陆的过程(遗迹期，如雅鲁藏布江板块缝合带)(Wilson, 1966; Shirey and Richardson, 2011)。前人研究表明，I型花岗岩几乎可能形成于威尔逊旋回的每个阶段，因而需要结合区域地质背景来确定其形成的构造环境。

如果确定I型花岗质岩石形成于大陆地壳的熔融过程，其Sr/Y比值可以指示岩浆的起源深度(Chungetal., 2003; Houetal., 2004)。Huetal. (2018a)报道仁错地区存在埃迪卡拉纪的I型花岗岩(约572Ma)，具有高Sr/Y比值的特征，应当形成于增厚地壳的环境。Xieetal. (2013)则在安多地区识别出了寒武纪的I型花岗岩(505～517Ma)。对比埃迪卡拉纪-寒武纪I型花岗岩的地球化学资料可知，它们的Sr/Y比值随时间呈下降趋势(图9a)，与伸展环境中地壳的持续减薄过程相一致。与此对应的是，奥陶纪花岗岩的锆石εHf(t)值高于埃迪卡拉纪I型花岗岩(图9b)，指示有更多的幔源物质加入，与幔源岩浆上涌过程相一致。

大陆地壳伸展和幔源岩浆上涌过程，通常存在于威尔逊旋回中的胚胎期(大陆裂谷)、衰退期(弧后盆地)和终了期(后碰撞)阶段。前人报道拉萨地块上存在寒武纪钙碱性玄武岩(Zhuetal., 2012)和A2型花岗质岩石(Dingetal., 2015)，与大陆裂谷环境不符。在构造环境判别图解上(图10)，埃迪卡拉纪-奥陶纪I型花岗岩投点主要落于火山弧、同碰撞和后碰撞相关花岗岩区域，指示活动大陆边缘环境。此外，值得注意的是，在拉萨地块仁错地区存在寒武-奥陶纪角度不整合，强烈变形的寒武纪地层和下覆未变形的奥陶纪地层的产状呈近90°直交(李才等, 2010)，与弧后盆地环境不符。Huetal. (2019b)对寒武纪地层中的砂岩开展了碎屑锆石定年研究，并且依据Cawoodetal. (2012)的统计分析方法将其沉积环境解释为与碰撞相关(前陆盆地)。因此，本文推测安多地区奥陶纪花岗岩形成于后碰撞环境。

图9 安多地区埃迪卡拉纪-奥陶纪I型花岗岩中Sr/Y比值(a)和锆石εHf(t)值(b)与锆石U-Pb年龄的二元协变图解寒武纪I型花岗岩、埃迪卡拉纪I型花岗岩、寒武纪A2型花岗质岩石和寒武纪钙碱性玄武岩的数据分别引自Xie et al. (2013)、Hu et al. (2018a)、Ding et al. (2015)和Zhu et al. (2012)Fig.9 Plots of Sr/Y ratio (a) and zircon εHf(t) value (b) vs. zircon age for the Ediacaran-Ordovician I-type granites from the Lhasa terraneThe data of Cambrian I-type granites, Ediacaran I-type granites, Cambrian A2-type granitoids, and Cambrian calc-alkaline basalts from Xie et al. (2013), Hu et al. (2018a), Ding et al. (2015), and Zhu et al. (2012), respectively

4.4 对冈瓦纳大陆北缘构造演化历史的约束

如前文所述，拉萨地块被认为来自于冈瓦纳大陆北缘，因而与冈瓦纳大陆埃迪卡拉纪-奥陶纪构造演化历史关系密切。埃迪卡拉纪-奥陶纪是冈瓦纳大陆构造演化历史的一个重要阶段。在这一时期，泛非运动基本结束，东-西冈瓦纳大陆基本拼合完毕，这一事件同时也导致在冈瓦纳大陆边缘的洋壳俯冲作用(Meert, 2003; Cawood and Buchan, 2007; Cawoodetal., 2007)。已有的研究表明，东、西冈瓦纳大陆各微陆块的碰撞拼合时代为570～510Ma左右(Meert, 2003; Cawood and Buchan, 2007)。同时，冈瓦纳大陆南缘(即原太平洋边缘)由被动大陆边缘转化为活动大陆边缘，于580～550Ma开始俯冲消减(Cawood and Buchan, 2007)。然而，冈瓦纳大陆北缘(即原特提斯边缘)有没有转化为活动大陆边缘目前还没有统一的结论。本次研究在拉萨地块安多地区识别出了奥陶纪I型花岗岩，可能形成于后碰撞环境，从而为冈瓦纳大陆构造演化历史的提供了新的约束，即在埃迪卡拉纪-奥陶纪冈瓦纳大陆北缘应当为安第斯型活动大陆边缘，部分地区发育有外围陆块的拼贴。这一推断也得到了冈瓦纳大陆北缘其他陆块上地质资料的支持。土耳其(Gürsu, 2008, 2016; Gürsuetal., 2015)、伊朗(Moghadametal., 2015)、巴基斯坦(Zanchi and Gaetani, 2011; Qasimetal., 2015)、南羌塘(Huetal., 2015; Liuetal., 2019)、喜马拉雅(Wangetal., 2012; Gaoetal., 2019)、滇缅泰马(Sibumasu)(Wangetal., 2013)等地区均发现了相关的弧岩浆、变质变形记录或者沉积角度不整合，形成了一条超过5000km长的、沿冈瓦纳大陆北缘分布的安第斯型造山带。此外，值得注意的是，这一造山带具有“西早东晚”时空分布特征，即阿拉伯大陆北缘(601～522Ma)的相关记录明显早于印度-澳大利亚大陆北缘(512～462Ma)。拉萨地块的安第斯型造山记录(572～488Ma)与阿拉伯大陆北缘和印度-澳大利亚大陆北缘均可对比，指示拉萨地块可能位于阿拉伯北缘与印度北缘的过渡位置(Huetal., 2018a)(图11)。

图10 安多地区奥陶纪花岗岩的Nb-Y (a,据Pearce and Peate, 1995)、Rb-(Y+Nb) (b,据Pearce and Peate, 1995)和Rb-Hf-Ta (c,据Harris et al., 1986)构造环境判别图解寒武纪和埃迪卡拉纪I型花岗岩的数据引自Xie et al. (2013)和Hu et al. (2018a)Fig.10 Nb vs. Y (a, after Pearce and Peate, 1995), Rb vs. Y+Nb (b, after Pearce and Peate, 1995) and Rb-Hf-Ta (c, after Harris et al., 1986) plots the Ordovician granites from the Amdo areaThe data of Cambrian and Ediacaran I-type granites from Xie et al. (2013) and Hu et al. (2018a)

图11 冈瓦纳大陆北缘埃迪卡拉纪-早古生代安第斯型岩浆弧分布示意图(据Hu et al., 2018d)Fig.11 Reconstruction of Gondwana showing the Ediacaran-Ordovician Andean-type orogen along the northern Gondwana margin (after Hu et al., 2018d)