班公湖-怒江结合带东段早石炭世洋壳残片及其古特提斯意义*

2021-11-22王冬兵王保弟潘桂棠罗亮唐渊

岩石学报 2021年10期

王冬兵王保弟潘桂棠罗亮唐渊

1. 中国地质调查局成都地质调查中心，成都 610081

2. 中国自然资源航空物探遥感中心，北京 100083

青藏高原是地球上海拔最高、面积最大、最年轻的地形地貌单元，地质构造上是由来源于北方劳亚大陆和南方冈瓦纳大陆的多个块体组成的复杂拼合体，记录了多重特提斯洋(Changetal., 1989; Metcalfe, 2013)或一个特提斯主大洋和多个弧后洋盆(Panetal., 2012; 潘桂棠等, 2013)的开启、扩张和闭合过程，是板块构造理论、洋-陆转换动力学及大陆动力学研究的理想实验室(engör, 1979; Deweyetal., 1989; Stampfli and Borel, 2002; Zhuetal., 2013; Kapp and DeCelles, 2019; 吴福元等, 2020)。班公湖-怒江结合带是青藏高原众多结合带之一，其近东西向展布于青藏高原中部，分隔着羌塘和拉萨地块，是特提斯研究的关键和热点地区。自20世纪80年代以来(潘桂棠等, 1983)，前人在该带开展了大量研究，在蛇绿岩、次深海-深海复理石、放射虫硅质岩、洋岛、高压变质岩、成矿作用及上覆盖层沉积岩等方面取得了大量成果(Zhouetal., 1997; 王玉净等, 2002a; 邱瑞照等, 2004; Kappetal., 2007; Shietal., 2008; Fanetal., 2014, 2017; Wangetal., 2016; Lietal., 2019)。尽管如此，现今关于班公湖-怒江洋盆的开启时间、俯冲极性、俯冲增生与碰撞转换过程、闭合时代及其与龙木错-双湖带的时空关系等还远未达成一致认识(范建军, 2016; Lietal., 2019, 2020; 刘一鸣等, 2019; Shietal., 2020)。就班公湖-怒江洋盆的开启时间而言，就存在前石炭纪(王建平, 2003; 吴根耀, 2006; 蒋光武等, 2009; Panetal., 2012; Zhuetal., 2013)、早二叠世冰期结束后至中二叠世以前的期间(张以春等, 2019)、晚二叠世末期以前(范建军等, 2018)、晚二叠世(～260Ma)(Fanetal., 2014, 2017; Lietal., 2019)、早-中侏罗世(宋扬等, 2019)等多种不同认识。而关于其代表的洋盆属性，部分学者认为班公湖-怒江洋是一条独立的、存在于中生代的洋盆，称其为中特提斯(Metcalfe, 2013)或新特提斯(吴福元等, 2020)。部分学者认为其是青藏高原主大洋最终消亡的残迹，其与北侧的龙木错-双湖结合带、南羌塘共同构成对接带，代表存在于早古生代至白垩纪期间的大洋(Panetal., 2012)。由此可见，班公湖-怒江洋盆早期演化是认识和重建班公湖-怒江洋及青藏高原特提斯洋盆系统的关键因素。

班公湖-怒江结合带东段安多、八宿地区蛇绿岩带分为南、北两个亚带，中间围限有聂荣和嘉玉桥两个独特的地质单元。关于两者的构造属性或蕴含的地质意义，不同学者有不同认识和命名(潘桂棠等, 2013)。有学者将它们命名为微地块(Xieetal., 2013)，认为来源于南羌塘地块，具有冈瓦纳型基底，曾经漂移在班公湖-怒江洋内(Zhangetal., 2008; Lietal., 2017)。也有学者称它们为残余弧地块，系班公湖-怒江洋内的古生代岛状残余弧断块(潘桂棠等, 2013)。本文称为嘉玉桥残余弧地块，独特的构造位置并出露古生代海相“地层”，使得其是研究班公湖-怒江特提斯洋演化的重要窗口。最近本研究在藏东八宿怒江大桥-邦达地区嘉玉桥岩群中发现了早石炭世正常洋中脊型玄武岩(N-MORB)。在详细的野外观察基础上，对其开展了锆石U-Pb定年和地球化学研究，探讨了其时代和成因，为嘉玉桥岩群的构造属性和班公湖-怒江特提斯洋早石炭世演化提供了重要约束。

1 区域地质背景

现今青藏高原地质构造格架是由多条前新生代结合带与其间的地块组成的巨型拼合体(图1)。班公湖-怒江结合带位于青藏高原中部，西起班公湖，向东经过改则、安多，在丁青开始向南东转至八宿、碧土一带，东西向延长2000km，南北宽8～50km(图1)。该带由一系列不同时代、不同物质成分和不同来源的岩块和基质岩石混杂组成，主要岩石有蛇绿岩、次深海-深海复理石、放射虫硅质岩、洋岛型玄武岩+灰岩组合等(范建军等, 2018; 潘桂棠等, 2013)。班公湖-怒江结合带西段(班公湖-改则-色哇)、中段(尼玛、东巧、安多至索县)、东段(丁青-八宿)蛇绿岩同位素年龄和放射虫时代主要为侏罗纪(李红生, 1988; 王希斌等, 1987; Wangetal., 2016)。该带也存在晚二叠世-早三叠世的蛇绿岩、洋岛、放射虫硅质岩等信息，在碧土硅质岩中还发现有晚石炭世放射虫(图1)。班公湖-怒江结合带东段德极国组(J2)、中-东段沙木罗组(J3-K1)和中西段竟柱山组(K2)不整合覆盖在蛇绿混杂岩带之上，通常被用来限定相应区段的闭合时间(王立全等, 2013)。

图1 青藏高原地质构造格架同位素年龄引自黄启帅等(2005), 王保弟等(2015), Dong et al. (2016), Fan et al. (2018), 武勇等(2018)和韦少港等(2019)；化石资料引自王玉净等(2002b)和吴根耀(2006)

嘉玉桥残余弧地块位于班公湖-怒江结合带东段，北东侧以丁青-邦达断裂带为界，西南侧以洛隆-八宿断裂带为限，夹持于传统所称的丁青蛇绿岩与八宿蛇绿岩之间(图1和图2)。该带内最老构造地层为中-新元古界卡穷岩群(Pt2-3K)，主要为由黑云斜长片麻岩、斜长角闪岩、变粒岩及大理岩等组成的一套中深变质岩系，包含大小不一的榴闪岩、退变榴辉岩岩块(Zhangetal., 2008)。卡穷岩群的时代还需要有更可靠的年龄数据支撑。嘉玉桥岩群/岩系是嘉玉桥残余弧地块的主体。嘉玉桥岩群由李璞等(1959)命名的“嘉玉桥岩系”演变而来，指呈北西-南东向出露于洛隆县嘉玉桥到八宿县怒江桥一带的以片岩、大理岩为主的大套变质岩。最初命名的“嘉玉桥岩系”包括下部片岩夹薄层大理岩和上部薄-厚层结晶灰岩与片岩互层，时代暂定为前寒武纪-早古生代。随着1:20万和1:25万区域地质调查的开展，在对其解体的基础上，不同工作者给予了不同命名。现今在不同区域地质调查报告中所称的惜机卡岩组(Pz2xj)、瞎绒曲岩组(Pz2x)、怒江岩组(Pz2n)、邦达岩组(Pz2b)、错绒沟口岩组(Pz2c)都是嘉玉桥岩群/岩系的组成部分(图2)。惜机卡岩组主要为片岩和大理岩组合。瞎绒曲岩组(Pz2x)为大套大理岩和结晶灰岩。怒江岩组(Pz2n)以片岩为主，夹大理岩。邦达岩组(Pz2b)主要为千枚状板岩、板岩、变质砂岩、中薄层结晶灰岩，夹玄武岩、大理岩岩块。错绒沟口岩组(Pz2c)主要为板岩、变质细砂岩，夹大理岩岩块。不同岩组以构造面理或断层接触，现今叠置关系不代表原始上下层位关系。对其时代有前震旦纪、晚震旦世、古生代、前石炭纪、泥盆纪-二叠纪、晚古生代等多种不同认识(何世平等, 2012; 及其中文献)。俄学岩组(CPe)分布于同卡乡俄学雄一带，为一套中低绿片岩相变质的硅泥质岩、基性火山岩。孟阿雄岩群(T3M)为一套紫红色砾屑灰岩、白云岩、白云质灰岩。罗冬岩群(T3J1L)以砂泥质为基质的构造混杂岩，夹基性岩、硅质岩岩块。瓦达岩组(T3J1w)由板岩、千枚岩、变砂岩组成基质，混杂有超基性岩、大理岩块。马里组(J2m)为一套红色砾岩、砂岩、泥岩组合，不整合于在嘉玉桥岩群之上。多尼组(K1d)为一套海陆交互相含煤地层，主要为砂岩、页岩，局部发育安山质火山岩。宗白群(EZ)为一套紫红-红色山间磨拉石建造。嘉玉桥残余弧地块还发育有侏罗纪和白垩纪花岗岩，未变质变形，侵位于嘉玉桥岩系中。

图2 藏东班公湖-怒江结合带东段地质图化石资料引自王克勇(1998)

2 野外地质及岩石特征

藏东八宿怒江大桥-根要一带出露一套以灰-黑色板岩、灰色薄-中层状结晶灰岩、灰色变质细砂岩为主的岩石，夹有大量玄武岩、结晶灰岩、大理岩岩块。野外露头差的地段和零星基岩露头上显示岩石板理倾向北东方向，似乎是一套“单斜”地层，测得的两个板理面产状为55°∠43°、53°∠46°。而在出露良好的露头上，可以见到大量形态非常完整的紧闭褶皱，其轴面亦倾向北东，产状为52°∠40°(图3a)。板岩内发育有厘米级岩性差异层，软弱层内发育劈理，劈理与“层面”锐交角指示上层面向上运动，既显示该观察点是一个正常层或翼，也反映由北东向南西逆冲的运动方向(图3b)。这些宏观褶皱特征和小构造形迹显示出强烈的挤压和向南西逆冲构造。灰-黑色板岩、薄-中层状板岩和结晶灰岩组合、板岩与变质细砂岩组合构成基质岩石(图3a-c)。玄武岩和大理岩是最常见的岩块，呈大小不等的构造透镜体、块体产于基质岩石之中。在根要附近一个约800m的连续剖面上，可见到6个4～10m宽的玄武岩岩块，长轴方向与岩石主要构造面产状一致(图3d)。根要村寨正上方，一个玄武岩岩块与其围岩的接触关系非常清楚(图3e)，接触面平滑(图3f)，具有滑动特征，而且还可见有石英脉体析出(图3g)。可见厘米级的玄武岩岩块，完全包裹在基质岩石中，不能延伸(图3h)。这些特征反映玄武岩岩块与其围岩为构造接触。还可见规模不等的结晶灰岩、大理岩岩块或透镜体产于基质岩石中，岩块大者为千米级，小者为米级(图3i)。

本研究选择两个较大的玄武岩岩块和其中一个岩块的围岩进行了研究。玄武岩呈灰绿色、块状构造(图3d, e)，显微镜下具间粒-间隐结构(图4a)。主要组成矿物为斜长石(50%～55%)和单斜辉石(45%)组成(图4a)。斜长石呈半自形-近半自形细长板状，少量呈板条状，粒径0.1～0.9mm，大部分杂乱状排列，少量搭成格架状，具黝帘石化、绢云母化、绿泥石化等。局部见板条状斜长石、单斜辉石呈穿插交生状或集合体呈放射状排列。单斜辉石呈他形柱状、粒状，主要填隙于斜长石粒间，局部见辉石与板条状斜长石呈穿插交生状或集合体呈放射状排列。不透明矿物呈粒状、板状等，零散状定向分布，已蚀变为白太石假像。次生矿物有少量黝帘石、绢云母、绿泥石、钠长石等。围岩为变质钙质粉砂质细砂岩(图3c)，呈灰色，具似板状构造，变余粉砂质细砂结构(图4b)。岩石主要由砂粒(50%～55%)、方解石(35%～40%)、粘土矿物(5%～10%)、铁炭质(少量)组成。砂粒由岩屑、石英、长石构成，定向明显，大小主要为0.05～0.15mm的细砂，少部分为<0.05mm的粉砂。粘土质矿物主要为隐晶-显微鳞片状粘土矿物构成，受轻微变质作用影响已变为显微鳞片状绢云母，直径一般<0.08mm，集合体多显线纹状等连续定向分布，多具褐铁矿化。铁炭质呈黑色尘点状，与粘土质混杂在一起定向分布。方解石呈他形粒状，粒径一般0.02～0.15mm，与砂粒混杂状定向分布。

图4 嘉玉桥岩群玄武岩(a)及其围岩(b)显微结构特征

3 分析方法

锆石分选在廊坊市诚信地质服务公司完成。将锆石颗粒粘贴在环氧树脂表面制成锆石样品靶，打磨样品靶，使锆石的中心部位暴露出来，然后进行抛光。对锆石进行反射光、透射光显微照相和阴极发光(CL)图像分析，最后根据反射光、透射光及锆石CL图像选择代表性的锆石颗粒和区域进行U-Pb测年。

锆石U-Pb同位素定年和微量元素含量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Zongetal. (2017)。GeolasPro激光剥蚀系统由COMPexPro 102 ArF 193nm准分子激光器和MicroLas光学系统组成，ICP-MS型号为Agilent 7700e。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度，二者在进入ICP之前通过一个T型接头混合，激光剥蚀系统配置有信号平滑装置(Huetal., 2015)。本次分析的激光束斑和频率分别为32μm和5Hz。U-Pb同位素定年和微量元素含量处理中采用锆石标准91500和玻璃标准物质NIST610作外标分别进行同位素和微量元素分馏校正。每个时间分辨分析数据包括大约20～30s空白信号和50s样品信号。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。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。

全岩主量元素含量分析在自然资源部西南矿产资源监督检测中心采用XRF玻璃熔饼法完成，分析的仪器为AXIOS-X-荧光光谱仪。岩石粉末样品的主量元素分析前进行烧失量分析。然后将岩石粉末样品熔融制饼，并标记样品名称以备测试。对中国标准参考物质GSR-3的分析结果表明，主量元素分析精度和准确度均优于4%。全岩微量元素含量在武汉上谱分析科技有限责任公司利用Agilent 7700e ICP-MS分析完成。用于ICP-MS分析的样品处理如下：(1)将200目样品置于105℃烘箱中烘干12小时；(2)准确称取粉末样品50mg置于Teflon 溶样弹中；(3)先后依次缓慢加入1mL高纯HNO3和1mL高纯HF；(4)将Teflon溶样弹放入钢套，拧紧后置于190℃烘箱中加热24小时以上；(5)待溶样弹冷却，开盖后置于140℃电热板上蒸干，然后加入1mL HNO3并再次蒸干；(6)加入1mL高纯HNO3、1mL MQ水和1mL内标In(浓度为1×10-6)，再次将Teflon溶样弹放入钢套，拧紧后置于190℃烘箱中加热12小时以上；(7)将溶液转入聚乙烯料瓶中，并用2% HNO3稀释至100g以备ICP-MS测试。实验过程中，对美国地质调查局(USGS)标准参考物质BCR-2、BHVO-2和AGV-1的分析结果表明，微量元素分析精度和准确度一般优于5%。

全岩Sr-Nd同位素前处理和测试由武汉上谱分析科技有限责任公司完成。Sr-Nd同位素分析采用德国Thermo Fisher Scientific公司的MC-ICP-MS(Neptune Plus)。BCR-2(玄武岩)(USGS)和AGV-2(安山岩)被选择作为流程监控标样。BCR-2和AGV的87Sr/86Sr分析测试值分别为0.705006±7(2SD)和0.703964±9(2SD)，与推荐值0.705012±20和0.703988±13(2SD) (Zhang and Hu, 2020) 在误差范围内一致。BCR-2和AGV的143Nd/144Nd分析测试值分别为0.521644±4(2SD)和0.521789±4(2SD)，与推荐值0.512626±8和0.512787±7(2SD)在误差范围内一致 (Zhang and Hu, 2020)。数据表明，实验流程可以对样品进行有效分离，分析准确度和精密度满足高精度的Nd同位素分析。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb年龄

从两个较大的玄武岩岩块中分别采集样品约10kg，其中一件(20NJ01-1)分选出锆石颗粒约200粒，另一件未分选出锆石。锆石呈浅黄色，多为短柱状、长柱状，颗粒较小，长轴一般小于100μm，部分长柱状颗粒长轴长100～150μm。锆石阴极发光(CL)图像显示板状、无分带，或弱的岩浆环带，无核-边结构(图5a)。选择20颗锆石进行分析，其中2个分析点谐和度差，其余18分析点谐和度高，分布在谐和线上，Th/U比值为0.4～1.4，206Pb/238U年龄加权平均值为338±2Ma(MSWD=2，n=18)(表1和图6a)。

图5 嘉玉桥岩群测年样品的锆石阴极发光(CL)图像

表1 嘉玉桥岩群玄武岩及其围岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄

续表1Continued Table 1测点号(×10-6)ThUTh/U同位素比值年龄(Ma)207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ谐和度备注223718780.420.08310.00152.28810.05520.19810.0027127236.3120917.1116514.696%231842650.690.20150.002914.61990.23340.52510.0048283824.1279115.3272120.297%241687420.230.10110.00153.86820.05580.27680.0015165627.8160711.715757.997%252015880.340.06200.00170.70050.01910.08180.000767657.453911.45074.493%263175750.550.07090.00141.55660.03140.15900.001395436.195312.59517.599%277566631.140.07020.00161.49220.03450.15380.001393350.992714.19227.099%28105910740.990.05840.00150.69500.01740.08630.000954655.553610.55345.199%291575040.310.24570.003821.48220.35640.63210.0055315725.8316116.2315821.899%30122211561.060.16130.002510.07020.16550.45120.0038246926.5244115.3240016.898%312324690.500.10190.00183.93430.07430.27890.0023165933.6162115.3158611.497%324617970.580.09850.00153.76830.05990.27630.0019159828.2158612.815729.899%331485410.270.07070.00161.43110.03260.14640.001394746.390213.68817.297%342323290.710.07720.00171.93590.04480.18120.0018112844.4109415.510749.898%352182730.800.05910.00220.70350.02550.08670.000956981.554115.25365.399%36146917620.830.10580.00164.51490.06800.30790.0023172926.7173412.6173011.299%377155621.270.07590.00171.83780.03920.17510.0014110044.4105914.010407.998%385907020.840.07260.00151.61390.03110.16090.0015100641.197612.19628.598%392045710.360.11520.00185.02210.08150.31480.0026188334.1182313.8176412.896%4088.17180.120.07590.00121.80470.02730.17180.0012109231.510479.910226.997%4161114700.420.07000.00121.48790.02450.15350.001192934.192510.09216.299%4278510650.740.09100.00143.14200.04940.24930.0018145629.5144312.114359.399%43100013220.760.09950.00153.88490.06130.28220.0025161727.9161112.8160312.699%443958970.440.07270.00141.63850.03440.16280.0016100645.498513.29728.898%452946090.480.12830.00226.66600.12520.37520.0039207625.0206816.6205418.499%4610822454.410.16550.003010.20070.18360.44580.0038251329.5245316.7237617.196%4767012530.530.07210.00111.74120.02870.17440.001399127.6102410.710377.398%4813039481.370.05900.00140.65720.01540.08080.000756549.15139.55014.197%491909290.200.07190.00121.56830.02690.15750.001098334.495810.69435.698%50100.67180.140.05580.00160.66400.01820.08630.000845661.151711.15334.796%514946390.770.06000.00180.72320.01990.08760.000961163.055311.75415.297%524647470.620.13150.00207.01800.11070.38570.0032212027.0211414.1210314.899%531362670.510.20070.002915.01470.21870.54140.0043283223.5281614.0278918.299%5425716770.150.08360.00122.48460.04610.21440.0024128327.2126813.5125212.998%5526715160.180.07300.00121.57220.03030.15540.0014101730.695912.09317.697%5619811860.170.07030.00121.39880.02390.14420.0013100033.388810.18687.397%5796011580.830.06990.00131.51760.02900.15720.001392437.593811.79417.199%583114830.640.07820.00172.06820.04500.19190.0015115144.4113814.911318.399%592112910.720.07580.00191.78370.04350.17080.0015108948.9104015.910178.497%6031213790.230.07590.00121.81190.02890.17290.0013110031.5105010.510287.297%6123012190.190.06760.00121.19410.02310.12760.001185739.879810.77746.296%622377750.310.10970.00154.73370.06700.31190.0021179525.5177311.9175010.598%632145140.420.08000.00162.17630.04620.19680.0023119838.4117314.8115812.298%6473.53080.240.07890.00202.03310.05140.18720.0020116951.9112717.2110610.898%

图6 嘉玉桥岩群测年样品锆石U-Pb年龄谐和图和年龄频分布图

变质钙质粉砂质细砂岩(20NJ02-1)作为围岩代表，从约10kg样品中分选出锆石大于1000粒。锆石多数呈浅黄色，颗粒较小，大多数长轴小于100μm，磨圆度非常好(图5b)，与碎屑锆石特征一致。锆石阴极发光(CL)图像显示大多数锆石具有单一的内部结构，有不同程度的岩浆结晶环带，少部分有残留核。随机选择锆石进行U-Th-Pb同位素测定，分析结果列于表1。87个分析点具有非常高的谐和度(全部大于90%，绝大部分大于96%)，均落在谐和曲线上或附近(图6b)，Th/U比值全部大于0.1，年龄分布在3157～500Ma的较宽范围内(年龄结果大于1200Ma时采用207Pb/206Pb年龄，其余采用206Pb/238U年龄)。87个年龄值在频分布图上形成多个组/峰，其中太古宙有～3.2Ga、～2.8Ga、～2.5Ga三组(图6c)，但每组锆石较少。元古宙有～2.1Ga、1.9～1.4Ga、～1.3Ga、～1.1Ga、1283Ma、1074～742Ma、599Ma多个组/峰(图6c)，但主要集中在1.9～1.4Ga和1074～742Ma两个组/峰，而且这两组内部年龄较连续，统计学上无明显分组现象。最年轻的锆石集中在541～500Ma，统计学上可以分为541～531Ma和513～500Ma两个组。

4.2 全岩元素组成

玄武岩样品的主量、微量元素原始分析数据列于表2。文中涉及的主量元素含量、特征参数描述和作图，均使用扣除烧失量后100%归一化的值。玄武岩的SiO2含量为48.74%～51.38%，MgO含量为8.34%～10.35%，Fe2O3T含量为9.75%～12.22%，TiO2含量为0.80%～1.06%，Al2O3含量为13.87%～15.28%，全碱(Na2O+K2O)含量为3.11%～5.04%，Mg#为57～64，Na2O/K2O比值为4～88。在不活动元素岩石Nb/Y-Zr/TiO2分类图解(Winchester and Floyd, 1977)中落在亚碱性玄武岩(图7a)，在火山岩TAS分类图解落于亚碱性玄武岩区域(图略)。在不活动元素Y-Zr图解(Ross and Bédard, 2009)中落于拉斑玄武岩系列(图7b)，而在SiO2-K2O图解中，部分落于低钾拉斑玄武岩系列，部分落在低钾拉斑系列与钙碱性系列交界处(图略)。主量元素反映出玄武质、贫碱、富钠、中等富镁及拉斑玄武岩系列的特征。

表2 嘉玉桥岩群玄武岩主量(wt%)和微量(×10-6)元素组成

续表2

玄武岩的稀土总量∑REE=23.7×10-6～34.6×10-6，平均值为28.6×10-6，远低于洋岛玄武岩(OIB=198.96×10-6)的含量，也低于富集型洋中脊玄武岩(E-MORB=49.09×10-6)，与正常洋脊玄武岩(N-MORB=39.11×10-6)含量相似(Sun and McDonough, 1989)。玄武岩轻、重稀土元素 (La/Yb)N比值为0.35～0.50，平均值为0.40，显示轻稀土亏损；δEu为0.81～1.02，平均值为0.93，表明微弱的Eu负异常。在球粒陨石标准化稀土元素配分图上，显示为轻稀土左倾、重稀土(两分法)平直、无明显Eu异常的一条曲线，与N-MORB曲线一致(图7c)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图解上，高场强元素Nb、Ta、Zr、Hf无异常，Rb和Ba明显富集，U微弱富集，Sr既有正异常也有负异常，其余元素总体显示为一条类似于N-MORB的曲线(图7d)。

图7 嘉玉桥岩群玄武岩地球化学图解

4.3 全岩Sr-Nd同位素

玄武岩全岩Sr-Nd同位素数据列于表3。4件样品的87Sr/86Sr和143Nd/144Nd测试值分别为0.709672～0.724454和0.513153～0.513201。87Rb/86Sr和147Sm/144Nd的比值利用Rb、Sr、Sm和Nd测试值回算，初始同位素比值计算采用t=338Ma。初始(87Sr/86Sr)i比值为0.707181～0.709794，初始εNd(t)值+7.4～+8.5。

表3 嘉玉桥岩群玄武岩Sr-Nd同位素组成

5 讨论

5.1 玄武岩形成时代

一般情况下，玄武岩和辉绿岩由于硅不饱和、Zr含量低及冷却速率快等因素很难结晶出锆石。因而，绝大多数情况下从玄武岩和辉绿岩分选不出锆石，即使分选出极少量锆石，也会是大小、形态及内部结构各异，年龄也不一致，反映其不是岩浆自身结晶出的锆石。尽管如此，还是有零星可信的玄武岩锆石年龄报道(Zhangetal., 2010; Yuetal., 2011)。本次采集了两件玄武岩样品进行挑选锆石，其中一件没有分选出锆石，而样品20NJ01-1分选出大约200粒锆石，同样反映低的锆石产率。研究的锆石具有以下几个特征：(1)较自形、无磨圆，外部形态和内部结构较均一，不同于碎屑锆石；(2)锆石为板状或微弱的岩浆环带，具有高的Th、U含量和高的Th/U比值(0.4～1.4)，与基性岩浆结晶锆石特征相似(Wu and Zheng, 2004)；(3)随机分析20颗锆石均获得相近的单颗粒年龄(其中两个分析点谐和度低，未参加计算)。这些特征反映它们是基性岩浆自身结晶锆石。因此，我们认为206Pb/238U年龄加权平均年龄338±2Ma代表玄武岩形成时代。此外，嘉玉桥岩群有可靠的早石炭世化石资料(图2)，研究的玄武岩作为岩块赋存其中，从包裹关系看，亦反映该早石炭世年龄比较可靠。

5.2 玄武岩岩石成因

5.2.1 蚀变及地壳同化混染评估

玄武岩全岩主量元素烧失量为2.89%～4.33%，显微镜下可见矿物蚀变，表明岩石受到了蚀变影响。海水蚀变能够显著增加Rb、Ba、U、Sr等活动性元素含量(Kelleyetal., 2003; Staudigeletal., 1996)，在微量元素蛛网图上(图7d)，Rb和Ba明显富集，U有一定程度富集，部分样品Sr正异常，没有Nb、Ta亏损，应是海水蚀变作用的结果。全岩εNd(t)同位素值较一致，而87Sr/86Sr(i)值变化相对较大，相对地幔演化线，明显向右偏移(图8)，反映其可能受到海水蚀变影响。

图8 嘉玉桥岩群玄武岩Sr-Nd同位素特征

基性岩浆在储存和上升过程中常会受到壳源物质混染，以下多重证据表明研究的玄武岩无或没有受到明显的地壳物质混染：(1)微量元素蛛网图上Nb和Ta相对相邻元素无负异常(图7d)；(2)玄武岩具有低的Th/Ce(0.028～0.047)和Th/La(0.07～0.14)，明显低于陆壳的Th/Ce(～0.15)和Th/La(～0.30)(Taylor and Mclennan, 1995; Plank, 2005)；(3)与软流圈地幔来源的基性岩(如MORB)相比，地壳物质具有更低的Nb/Ta、Sm/Nd、MgO和εNd(t)值，更高的Th/La、La/Sm和SiO2值，MgO或Mg#与Nb/Ta、Sm/Nd比值的正相关性及MgO或Mg#与Th/La、La/Sm比值的负相关性可以指示地壳物质混染(Wangetal., 2013)，然而未发现有相关性(图9)；(4)全岩εNd(t)值一致(+7.4～+8.5)；(5)未发现继承性或捕获锆石。

图9 嘉玉桥岩群玄武岩地壳同化混染判别图解

综上，玄武岩有一定程度的蚀变，无或没有明显的壳源混染，除蚀变过程中活动元素(Rb、Ba、U、Sr等)外，不活动元素、相容元素、Nd同位素等能够代表其自身性质。

5.2.2 岩石成因

研究的玄武岩为低钾拉斑系列，稀土元素球粒陨石标准化图解和微量元素蛛网图解上总体显示为类似于N-MORB的特征，不同于富集型洋中脊玄武岩(E-MORB)和弧后盆地玄武岩(BABB)，指示其具有亏损的地幔源区(图7c, d)。玄武岩初始εNd(t)值较正且均一(+7.4～+8.5)，均落在N-MORB范围(White and Klein, 2014)，并与雅鲁藏布江蛇绿岩(Xu and Castillo, 2004; 刘飞等, 2013)、蚀变洋壳(Staudigeletal., 1996)的值相近，亦指示来自亏损地幔(图8)。在La/Sm-La图解上(图略)，样品显示出明显的正相关，表明岩石主要受控于部分熔融作用。Aldanmazetal. (2000)利用不同矿物对轻、中、重稀土元素具有不同的分配系数，开发了La-La/Sm和Sm-Sm/Yb图解用于模拟源区和熔融条件。利用这些图解综合判断玄武岩最可能是尖晶石相二辉橄榄岩经过约15%的部分熔融形成(图10)。在2×Nb-Zr/4-Y(Meschede, 1986)(图11a)和Hf/3-Th-Ta(Wood, 1980)(图11b)图解中，玄武岩落于正常洋中脊玄武岩与岛弧拉斑玄武岩重叠区，前者在同一个区，后者为两者交界处。而在Y/15-La/10-Nb/8图解(图11c)和Nb/Yb-Th/Yb图解(图11d)中，均落在N-MORB区内或附近。综上，本文认为研究的玄武岩形成于大洋中脊环境，由亏损的尖晶石相二辉橄榄岩部分熔融形成，代表洋壳残片。

图10 嘉玉桥岩群中玄武岩La-La/Sm (a)和Sm-Sm/Yb (b)图解(据Aldanmaz et al., 2000)

图11 嘉玉桥岩群中玄武岩岩块构造环境判别图解

5.3 嘉玉桥岩群时代及其属性

嘉玉桥岩群的时代有前震旦纪、晚震旦世、古生代、前石炭纪、泥盆纪-二叠纪、晚古生代等多种不同认识。嘉玉桥岩群始于“嘉玉桥岩系”，关于其时代主要来自化石资料。李璞等(1959)命名的“嘉玉桥岩系”未获化石，依据区域对比时代暂定为前寒武纪-早古生代。饶荣标等(1983)在嘉玉桥岩群近顶部大理岩中采获石炭纪珊瑚和腹足类化石，确定其时代接近于石炭纪。艾长兴和陈炳蔚(1986)在嘉玉桥群中发现早二叠世的孢子组合，认为主要时代为早二叠世，但不能排除有石炭系及更老的地层存在。王克勇(1998)基于1:20万察雅、左贡幅区调工作在八宿怒江桥-邦达一带的嘉玉桥岩群变质岩发现许多可靠的大化石和微体化石(图2)，认为嘉玉桥岩群主要为下石炭统，少量上泥盆统，以及少量疑似的下二叠统。何世平等(2012)从八宿县巴兼村一带嘉玉桥岩群上部大理岩中所夹含石榴子石绿片岩锆石上交点年龄为566±27Ma，将其原岩形成时代限定为晚震旦世。实际上，该锆石外部形态、内部结构与基性岩锆石相差较大，也未见变质结构，锆石很可能不是基性岩浆结晶出的，上交点年龄亦不能代表其原始形成时代。

本文对怒江大桥至根要村寨一带邦达岩组变质钙质粉砂质细砂岩进行了碎屑锆石U-Pb定年。从约10kg样品中分选出锆石大于1000粒，反映其锆石副矿物含量低。锆石磨圆明显，显示出较远的搬运距离和较强的磨蚀作用(图5b)。单颗粒锆石年龄分布在非常宽的范围，为3157～500Ma。这些年龄形成多个群组，有～3.2Ga、～2.8Ga、～2.5Ga、～2.1Ga、1.4～1.9Ga、～1.3Ga、～1.1Ga、1283Ma、1074～742Ma、599Ma，但主要集中在1.9～1.4Ga和1074～742Ma两个组(图6c)。最年轻一组锆石年龄为513～500Ma，指示其最大沉积时限不早于该年龄范围。八宿怒江大桥-邦达一带的邦达岩组灰岩中含牙形石Polygmthuspurus，Protognathodus，Spathognathoduscf.stabilis等，千枚岩中含孢粉化石。牙形石Polygmthuspurus是Sulcata带上部至Sandbergi带中常见化石，后两者是早石炭世地层中常见化石分子；孢粉化石被鉴定为泥盆-石炭纪、早石炭世晚期(王克勇, 1998)。错绒沟口岩组变质细砂岩、变质粉砂岩内含具有鉴定意义的腕足类化石Neospirifer，Syringothyris，Spirifer，Rhynchonellids，以及双壳化石Andonychiidae，他们都属于早石炭世(王克勇, 1998)。综合基质岩石中化石资料和碎屑锆石U-Pb年龄数据，认为邦达-怒江大桥一带的嘉玉桥岩群的原始沉积时代为早石炭世。碎屑锆石中未包含早古生代至泥盆纪年龄信息，很可能是由于其沉积水体较深，离早古生代至泥盆纪物源较远的原因。

嘉玉桥岩群曾被认为是结晶基底岩石(夏代祥和刘世坤, 1997)或冈底斯北缘晚震旦世-寒武纪陆缘裂谷岩石(何世平等, 2012)。嘉玉桥岩群具有基质和岩块的构造特征。基质岩石中原始层理大多数已消失，总体表现为板理、千枚理等，局部保留有不同规模的褶皱构造。八宿怒江大桥-根要村寨一带宏观褶皱轴特征和小构造形迹显示出强烈的挤压和向南西逆冲(图3a, b)。野外所见的岩性差异层层面产状与板理产状一致，不代表其是原始沉积层理，而是由于强烈挤压形成紧闭、同斜褶皱，两翼近似平行的结果(图3a, d)。玄武岩岩块或透镜体一般未见明显变质，而灰岩岩块已变质为结晶灰岩或大理岩，部分细晶大理岩岩块中可见无根钩状、肠状、不规则状褶皱。基质岩石主要是灰色-黑色板岩、变质粉砂-细砂质及薄-中层状结晶灰岩组合，原岩建造为泥-灰质岩石组合，沉积水体相对较深。玄武岩为N-MORB型，代表洋壳残片，形成于类似于大洋中脊的深水环境。结晶灰岩/大理岩岩块原岩亦沉积于海相环境，特别是薄层的灰岩与泥岩组合，也反映相对较深水的沉积环境。这些特征表明嘉玉桥岩群不是结晶基底岩石，也不是陆缘裂谷岩石。根据嘉玉桥岩群原岩建造和构造特征，认为嘉玉桥岩群是一套俯冲增生杂岩，其基质岩石和玄武岩岩块均为石炭纪，可能是早石炭世俯冲增生杂岩。但由于缺乏构造形变质年龄约束，不能排除是石炭纪以后的构造事件形成的，即构造就位时间还有待进步限定。

5.4 班公湖-怒江特提斯洋早期演化

班公湖-怒江结合带内的蛇绿岩、次深海-深海复理石、硅质岩等在班公湖、洞错、东巧、丁青、八宿、碧土等地出露较好，其中的辉长岩和放射虫时代主要集中在早-中侏罗世(160～190Ma)(王希斌等, 1987; 李红生, 1988; 曲晓明等, 2010; Wangetal., 2016)。随着研究的深入，班公湖-怒江结合带在放射虫硅质岩、变质岩原岩、洋岛、蛇绿岩等方面获得较多前侏罗纪的时代信息(图2)。放射虫方面，丁青蛇绿岩带硅质岩中存在晚三叠世放射虫(王玉净等, 2002b)。变质岩方面，洞错蛇绿岩带中基性麻粒岩原岩时代为254Ma(王保弟等, 2015)，N-MORB型榴辉岩和洋岛型(OIB)型榴辉岩原岩时代分别为260Ma和242Ma(Dongetal., 2016)。洋岛方面，改则洞错洋岛型玄武岩年龄为239Ma和242Ma(Fanetal., 2018)。蛇绿岩方面，洞错蛇绿岩中辉长岩时代为223Ma(武勇等, 2018)，改则县多龙俯冲型蛇绿岩中辉长岩时代为252Ma，班公湖MORB型蛇绿岩Re-Os年龄为254Ma(黄启帅等, 2005)。这些数据表明班公湖-怒江洋的演化时间远早于侏罗纪，部分学者根据这些年龄信息推测班公湖-怒江洋最早演化可追索至晚二叠世(Fanetal., 2017; 范建军等, 2018; Lietal., 2019)。最近，张以春等(2019)通过对班公湖-怒江洋两侧的拉萨地块和南羌塘的古生物地理和地层层序对比，限定其打开时间为早二叠世冰期结束后至中二叠世以前的期间。

藏东碧土蛇绿岩带中硅质岩含有晚石炭世放射虫(吴根耀, 2006)，其向南接昌宁-孟连古特提斯结合带，向北延伸有不同认识。吴根耀(2006)认为其向北接青海南部的格拉丹冬和藏北的龙木错-双湖缝合线，而蒋光武等(2009)认为碧土蛇绿岩带是班公湖-怒江带的一部分，是羌塘-三江地层大区与冈底斯-喜马拉雅地层大区的分界线。潘桂棠等(2013)综合编图成果也将碧土蛇绿岩与怒江带蛇绿岩相连。本文根据藏东八宿、左贡一带构蛇绿岩及其他岩石的带状分布和构造延伸，将碧土蛇绿岩与怒江带蛇绿岩相接。基于这种认识，班公湖-怒江结合带东段已存在石炭纪洋盆信息。嘉玉桥岩群夹于班公湖-怒江南、北两条蛇绿岩亚带之间，原岩主体是早石炭世海相半深水-深水建造(王克勇, 1998)。本研究从嘉玉桥岩群中识别出338±2Ma的洋壳残片。这些信息共同指示在早石炭世时班公湖-怒江洋已经存在，班公湖-怒江洋的打开会更早。

部分学者认为班公湖-怒江结合带是特提斯主大洋最终消亡的带，其与龙木错-双湖结合带及两者之间的南羌塘增生弧盆系，共同构成特提斯大洋消失的巨型对接带，代表寒武纪-中生代连续演化的主大洋，即“大班怒带”模型(Panetal., 2012; 潘桂棠等, 2013)。而部分学者基于班公湖-怒江结合带与龙木错-双湖结合带在空间、演化时间方面的不同，认为班公湖-怒江结合带一条独立的结合带(Lietal., 2019; 宋扬等, 2019)。本研究并不能彻底解决这一分歧，但是研究显示班公湖-怒江洋在早石炭世已存在，无疑地为确定“大班怒带”模型增添了新的证据。