特提斯喜马拉雅错那洞穹隆成因机制研究:来自构造变形与独居石U-Pb年代学的制约

王连峰, 徐 扛, 李智勇, 王 强, 蒋映德*

特提斯喜马拉雅错那洞穹隆成因机制研究:来自构造变形与独居石U-Pb年代学的制约

王连峰1, 2, 3, 徐 扛1, 2, 3, 李智勇1, 2, 3, 王 强1, 2, 蒋映德1, 2*

(1. 中国科学院 广州地球化学研究所, 同位素地球化学国家重点实验室, 广东 广州 510640; 2. 中国科学院深地科学卓越创新中心, 广东 广州 510640; 3. 中国科学院大学, 北京 100049)

为厘清错那洞穹隆的成因机制, 本文开展了详细的变质变形演化及独居石U-Pb年代学研究, 结果表明错那洞地区发育了两期主要构造变形。早期变形以发育近水平变质面理为特征, 而晚期变形以普遍发育轴向近东西的褶皱和高角度轴面劈理为特征。变质岩相学表明, 早期面理伴随云母、石榴石、十字石等巴罗型特征变质矿物组合的发育, 暗示地壳埋深加厚的进变质演化过程; 而晚期变质面理则表现为长石、石英及云母的重结晶和重定向排列, 无更高级变质矿物的发育, 具剥露的退变质演化特征。伴随晚期变形, 穹隆南侧核部与边部转换带发育一向南伸展的韧性剪切带, 而在穹隆东西两侧分别发育具有右行及左行的水平走滑断层, 表明穹隆边部相对于核部向南伸展拆离的剪切变形。独居石U-Pb年代学结果表明穹隆中淡色花岗岩的形成年龄约为19.9±1.0 Ma, 而穹隆核部石榴石‒十字石云母片岩为19.3±2.2 Ma, 后者为晚期面理的形成时间。综合区域已有研究成果, 指出错那洞地区早期变形发生在中‒晚始新世, 可能与该时期印度‒亚洲板块碰撞而产生的地壳垂向显著增厚相关; 而第二期变形可能与中新世藏南拆离系活动的背景下, 中上地壳发生南北向巨量缩短并伴随深部地壳物质经构造挤出在浅部地壳形成穹隆有关。

特提斯喜马拉雅; 错那洞穹隆; 构造变形; 独居石U-Pb年龄; 穹隆成因

0 引 言

中‒新生代以来, 印度板块与欧亚板块碰撞形成了举世瞩目的青藏高原‒喜马拉雅造山带。该造山带以其复杂的构造活动, 分布广泛的岩浆作用及快速隆升的地质历史为显著特点, 是地球上至今仍在活动的最年轻的巨型大陆碰撞造山带(Burg et al., 1984; Hodges et al., 1998; Yin and Harrison, 2000; 张进江等, 2011)。根据喜马拉雅造山带的构造活动特征, 研究者们将其划分为4个构造地质单元, 由北向南依次是特提斯喜马拉雅、高喜马拉雅、低喜马拉雅和次喜马拉雅, 并分别被近似平行于造山带走向的藏南拆离系(STDS)、主中央逆冲断层(MCT)和主边界逆冲断层(MBT)所分隔(图1a)(Burg and Chen, 1984; Burchfiel et al., 1992; Brookfield, 1993; Lee et al., 2000; Yin and Harrison, 2000; Spratt et al., 2005; Langille et al., 2010)。虽然对喜马拉雅造山带的形成和演化还存在诸多不同看法, 但学者们普遍认同该造山带构造演化至少经历了3个主要阶段(Harrison et al., 1995; Zhang and Guo, 2007; Leloup et al., 2010; Sachan et al., 2010; Zhang et al., 2012): 第一阶段主要表现为南北向的巨量水平挤压缩短以及地壳的显著垂直增厚, 并伴随有增温升压的进变质作用(Vance and Harris, 1999; 张泽明等, 2017, 2018); 第二阶段以渐新世‒中新世藏南拆离系活动及大量淡色花岗岩就位为特征, 被认为是大陆碰撞后南北向地壳水平伸展所致(Hodges, 1998; Lee et al., 2000, 2011; King et al., 2010; Xu et al., 2011, 2013; Gao et al., 2017); 第三阶段为中新世以来一系列垂直造山带走向的南北向裂谷系的发育, 暗示此时构造体制转变为东西向地壳伸展, 并伴随深部地壳物质的侧向逃逸(莫宣学等, 2007; Webb et al., 2007; 金胜等, 2010; Gao and Zeng, 2014)。其中, 特提斯喜马拉雅位于雅鲁藏布江缝合带与藏南拆离系之间, 其内以发育有近东西向呈串珠状、带状分布的片麻岩穹隆为主要特征, 形成了特提斯喜马拉雅独具特色的地质构造单元——北喜马拉雅片麻岩穹隆群(NHGD)(图1a)。片麻岩穹隆广泛分布于全球不同类型造山带中, 是中下地壳热动力学作用产生、往往与岩浆作用(或混合岩作用)密切相关的一种穹隆状构造(Eskola, 1949)。典型的片麻岩穹隆通常可以划分为核部、幔部和边部三部分, 并由核部至边部展示出较好的变质分带特征(许志琴和马绪宣, 2015)。片麻岩穹隆形成机制的研究已经成为重塑各类造山带的重要窗口。其成因模式主要有: 岩浆底辟、造山垮塌环境下的部分熔融地壳底辟上升、地壳伸展拆离后的均衡反弹、造山带深部地壳构造挤出以及拆离变质核杂岩等(Fletcher, 1972; Burg and Chen, 1984; Chen et al., 1990; Buck, 1991; Brun et al., 1994; Calvert et al., 1999; Vanderhaeghe et al., 1999; Teyssier and Whitney, 2002; Lee et al., 2004; Wagner et al., 2010)。

北喜马拉雅片麻岩穹隆群的形成与喜马拉雅‒青藏高原碰撞造山过程密切相关, 记录了造山过程中大量的构造变形和变质演化信息, 是反演喜马拉雅地区新生代碰撞造山作用过程的理想载体, 已成为近年来学术界关注的焦点之一(Chen et al., 1990; Lee et al., 2000, 2004, 2006; Lee and Whitehouse, 2007; Leech, 2008; Zeng et al., 2014; 高利娥等, 2017)。研究者们关于北喜马拉雅片麻岩穹隆群的物质来源和形成时代已开展了深入研究, 普遍认为这些片麻岩穹隆是其下伏高喜马拉雅结晶岩系岩石的出露(Zhang et al., 2004; Aoya et al., 2005; 高利娥等, 2013; 吴福元等, 2015; 林彬等, 2016; 王晓先等, 2016)。片麻岩穹隆中广泛出露的淡色花岗岩往往展示出与高喜马拉雅结晶岩系岩石相似的Sr-Nd同位素组成, 这一特征被认为是淡色花岗岩来自高喜马拉雅结晶岩系部分熔融产物的又一佐证(Harrison et al., 1997; Patiño Douce and Harris, 1998)。在年代学研究方面, 北喜马拉雅片麻岩穹隆中淡色花岗岩的时代跨度可以从始新世(约46 Ma)(Ding et al., 2005; 戚学祥等, 2008; Hou et al., 2012)追溯到中新世(约8 Ma)(刘志超, 2013)。据此, 学者们主张特提斯喜马拉雅造山带存在长期持续的地壳深融过程。虽然有关北喜马拉雅穹隆带的岩石组成和年代学特征日趋清晰, 但是有关穹隆形成机制的认识上却存在分歧, 导致对特提斯喜马拉雅造山带内部构造演化难以达成共识。

位于特提斯喜马拉雅东部的错那洞穹隆就是一个典型实例。学者们从不同的视角给出了不同的穹隆成因工作模型。Fu et al. (2016)报道了错那洞穹隆中分布有不同方向的线理, 并将其划分为4期次, 分别与喜马拉雅造山带所记录的印度‒亚洲板块初始碰撞、藏南拆离系活动及中上南北向伸展、喜马拉雅造山带东西向伸展及穹隆就位后的构造垮塌相对应。由于缺乏年代学制约, 这一表观运动学方向的差异是否能与区域长期构造演化相耦合仍需深究。研究者们尝试从穹隆内部淡色花岗岩的年代学信息来探讨其成因。如Fu et al. (2018)因淡色花岗岩的锆石U-Pb年龄(17.5～15.6 Ma)与围岩白云母Ar-Ar年龄(16.5～14.8 Ma)均与上文所述的区域第三阶段演化(即因中新世青藏高原‒喜马拉雅造山带上地壳东西向伸展构造)同期, 将错那洞穹隆的形成对应于此阶段构造演化。其后, Fu et al. (2020)以及张志等(2020)发现错那洞穹隆中的淡色花岗岩形成始于渐新世(约34 Ma), 时代上与同时期藏南拆离系的活动相重叠。据此提出, 错那洞穹隆的形成先受控于渐新世喜马拉雅造山带南北向地壳水平伸展, 而后又经历中新世中上地壳东西向伸展构造的改造, 并把穹隆形成归因于伸展拆离作用与岩浆底辟共同作用的结果。截至当前, 这些研究发现为理解错那洞穹隆形成提供了重要资料, 但是相关工作模型尚难以相互验证, 究其原因, 是缺乏对穹隆及其围岩变质变形特征耦合研究。为了进一步厘清错那洞穹隆的成因机制, 本文对其开展了详细的野外构造观察, 地质填图, 岩相学观察以及独居石U-Pb年代学研究, 对理解错那洞穹隆就位及特提斯喜马拉雅造山带片麻岩穹隆成因具有重要的参考意义。

图1 喜马拉雅造山带(a, 据Liu et al., 2014)和特提斯喜马拉雅造山带东段(b, 据Fu et al., 2016)地质简图

1 地质背景

喜马拉雅造山带是新生代印度板块与欧亚板块碰撞形成的具有复杂结构的弧形地质体(许志琴等, 1999)。由于造山作用相对年轻以及良好的野外露头, 它已成为学者们研究陆‒陆碰撞造山作用的天然实验室(Yin and Harrison, 2000; 张进江, 2007; 吴福元等, 2015)。特提斯喜马拉雅位于造山带的最北缘, 其内主要发育有藏南拆离系, 南北向裂谷以及一些呈串珠状、带状分布的片麻岩穹隆(图1a)。典型的片麻岩穹隆从西往东主要有马拉山、拉轨冈日、麻布加、萨嘎、康帕、康马、然巴以及雅拉香波等(Lee et al., 2000, 2004, 2006; Quigley et al., 2006; 郭磊等, 2008; Langille et al., 2010; 辜平阳等, 2013; Gao and Zeng, 2014)。

错那洞穹隆位于北喜马拉雅片麻岩穹隆带的东部, 距离雅拉香波穹隆以南约40 km, 藏南拆离系以北约20 km。该区域构造样式复杂, 在错那洞穹隆北侧约30 km发育绒布‒谷堆逆冲断层, 其南侧约12 km是洛扎逆冲断层, 穹隆东西两侧还发育有近南北向的错那走滑断层(图1b)。研究区出露的地层主要是侏罗系和白垩系, 少量三叠系, 其中侏罗系包括下侏罗统日当组(J1)、下‒中侏罗统路热组(J1-2)和中侏罗统遮拉组(J2), 白垩系主要是下白垩统拉康组(K1), 三叠系在穹隆的东部仅出露上三叠统涅如组(T3)(图2)。

根据变质作用及变形特征的显著差异, 错那洞穹隆可以分成边部和核部两个主要的岩石构造单元, 两者之间被一条宽约1 km的韧性剪切带所隔。边部地质单元主要由未变质砂岩、板岩或者低级变质程度的千枚岩构成(图2a、c, 3a、b), 其中板岩中以泥质成分为主, 具有板状构造, 而千枚岩则可见许多细粒的绢云母呈定向排列。核部主要为变质较强的石榴石‒十字石片岩、片麻岩(图3c), 主体是含电气石石榴石淡色花岗岩体, 其中石榴石‒十字石云母片岩具斑状变晶结构, 片状构造。手标本可见大量的十字石变斑晶发育有双晶结构, 石榴石变斑晶呈粒状, 基质矿物主要是云母类矿物。穹隆主体淡色花岗岩呈中粒花岗结构, 块状构造, 主要矿物包括石英、斜长石、白云母、石榴石、电气石以及少量的黑云母, 副矿物包括锆石、独居石等(图3d、e、f)。此外, 区域内还发育多条伟晶岩脉, 切穿穹隆的核部和边部围岩。

图2 错那洞穹隆构造地质简图(据王晓先等, 2016)

2 构造变形特征

本次研究对错那洞穹隆及其围岩开展了野外地质观测、填图和构造变形分析。研究区主要发育有两期变质面理(S1、S2, 图2)。早期面理S1平行于沉积层理S0, 在研究区广泛分布。在第二期变形中, S1面理受到晚期构造的叠加改造, 形成轴向近东西的倒转至直立、宽缓至紧闭褶皱F2, 局部区域伴随有透入性S2面理的发育(图2)。下文将从穹隆边部低级变质单元、核–边转换区韧性剪切带及核部高级变质单元依次描述其变质变形特征。

2.1 穹隆边部

错那洞穹隆的边部主要为未变质或者弱变质的板岩及千枚岩。板岩中富砂质与富泥质原始沉积成分层(S0)仍普遍可见。千枚岩中发育一期平行于成分层S0的变质面理S1。显微镜下可见该面理主要由细粒绢云母定向排列而成。在第二期变形中, 区域内S0或S1面理被不同程度改造, 在绝大部分区域, 形成走向近东西向的直立或倒转褶皱F2(图2a、c, 4a)。这些褶皱枢纽均较平缓, 暗示早期S0或者S1面理原始产状近水平。值得注意的是, 在穹隆的东南侧, F2褶皱为斜歪倾伏褶皱, 轴面倾向南东, 近似平行于围岩与穹隆中心花岗岩的边界(图2a、b, 4b)。这一特征可能暗示穹隆中心花岗岩体的存在对该区域第二期变形组构发育的影响, 说明穹隆中花岗岩应在第二期变形之前或者与之同期就位, 从而造成围岩的变形特征受控于或者协调于其与花岗岩的边界。与广泛发育的F2褶皱相比, 透入性S2面理仅在局部区域可见, 它们均平行于F2轴面, 表现出往南或者往北倾斜。显微镜下, 穹隆边部低级变质岩中常见S1面理中云母发生褶皱变形, 部分云母颗粒发生旋转和重结晶并逐渐平行于F2轴面(图4c、d)。

矿物代号: St. 十字石; Grt. 石榴石; Tur. 电气石; Pl. 斜长石; Ms. 白云母; Q. 石英。

2.2 穹隆核‒边转换区韧性剪切带

错那洞穹隆边部与核部以一条宽度约为1 km的高角度韧性剪切带相隔(图2)。该剪切带主要在穹隆南侧及西南侧出露。在剪切带中可见云母片岩内发育透入性高角度S2面理, 并伴随S-C组构的普遍发育(图5a、b)。镜下S-C组构中可见拉长的石英以及长石等矿物集合体, 而C面理由云母类等片状矿物的定向排列构成(图5c), 展示出上部向南伸展的运动学特征。同时, 在S2面理上可见向南倾伏的高角度矿物拉伸线理L2(图5d)。综合这些特征, 可以得出穹隆南缘剪切带具有向南伸展的构造特征。在穹隆的东西两侧发育有近南北向走滑断裂带。前人研究指出东侧断裂带展示出右行特征, 而西侧断裂带展示出左行特征。本文对西侧断裂带做了更进一步的构造变形观测, 发现断裂带内发育有近水平矿物拉伸线理, 以低角度向北北西方向倾伏(图5e)。此外, 在此走滑断裂带内也发育有典型的S-C组构, 指示左行的运动学特征(图5f)。

2.3 穹隆核部

错那洞穹隆的核部主要由淡色花岗岩以及石榴石‒十字石云母片岩组成。石榴石‒十字石云母片岩中可见大量石榴石以及十字石变斑晶, 粒径从几毫米至数厘米不等。石榴石‒十字石片岩中以普遍发育透入性S2面理为特征, 相反, 早期S1面理在露头尺度上则少见。显微镜下可见, 细粒的白云母、相对粗粒的黑云母及钛铁矿定向排列形成S2面理(图6a、b), 而粗粒的石榴石及十字石变斑晶则发生不同程度旋转, 部分变斑晶边部展示出蚀变特征。变斑晶中普遍存在矿物包裹体, 主要为石英、白云母以及钛铁矿等, 定向排列明显, 且与变斑晶外部S2呈高角度相交, 可能代表了早期S1面理。换句话说, 石榴石、十字石是在早期面理中生长而被晚期变形所改造。基于此, 推测S1面理是伴随着石榴石‒十字石矿物的生长, 属进变质作用过程。相比之下, S2面理主要以重结晶或者重新定向的长石、石英及细粒云母为特征, 展示出相对弱的变质条件, 可能对应于减温降压的退变质作用过程。

(a) 穹隆边部早期面理S1平行于沉积层理并被F2所改造, 形成走向近东西向的倒转褶皱F2; (b) 穹隆南东侧面理S1被F2强烈褶皱, F2轴面倾向南东; (c, d) 穹隆边部早期面理S1由云母定向排列所构成, 在F2褶皱变形中, 云母颗粒发生旋转和重结晶并逐渐平行于F2轴面面理。

(a) 穹隆南侧透入性面理S2发育, 产状近直立; (b) 穹隆南侧云母片岩发生强烈剪切形成典型的S-C组构; (c) 显微镜下云母片岩的S-C组构; (d) 穹隆南侧云母片岩中发育向南倾伏的高角度矿物拉伸线理L2; (e) 穹隆西侧千枚岩中发育近北北西向的水平线理L2; (f) 穹隆西侧千枚岩中石英集合体呈透镜体状发育, 与富泥质成分层构成S-C组构, 指示左行的运动学方向。

3 独居石U-Pb年代学研究

在前人工作基础上, 本次研究对错那洞穹隆核部淡色花岗岩开展了独居石年代学研究。同时, 对穹隆核部石榴石十字石云母片岩开展了独居石原位U-Pb定年。

3.1 淡色花岗岩独居石单矿物U-Pb定年方法

淡色花岗岩岩石样品破碎和独居石单矿物挑选在河北省廊坊区域地质矿产调查研究所实验室完成。新鲜样品经破碎后采用浮选和磁选方法分选出独居石, 然后在双目镜下挑选出晶形、色泽较好、透明度较高的独居石颗粒, 最后将其制成环氧树脂靶。样品制靶, 相关的反射光、透射光和背散射图像的拍摄, 以及独居石U-Pb定年均在武汉上谱分析科技有限公司完成。测试仪器为LA-ICP-MS, 激光剥蚀系统(LA)为GeoLas 2005, ICP-MS为Agilent 7700。测试过程中, 结合反射光、透射光以及背散射图像, 选取无裂隙、无矿物包裹体以及残留核的位置进行分析, 激光束斑直径为16 μm。每个测试点的背景采集时间为20秒, 样品信号采集时间为65秒。采用独居石44069(Aleinikoff et al., 2006)作为外标物质。数据处理用ICPMSDataCal9.0 (Liu et al., 2009), 年龄谐和曲线的绘制采用ISOPLOT3.2。相关测试结果见表1。

穹隆核部石榴石‒十字石云母片岩岩相学特征, 表明石榴石、十字石与D1同期, 而S2面理以云母类重新定向排列(或者重结晶)为特征, 无更高级变质矿物生成。

表1 错那洞穹隆淡色花岗岩独居石单矿物U-Pb定年数据

3.2 石榴石‒十字石云母片岩独居石原位U-Pb定年方法

石榴石‒十字石云母片岩磨制成薄片并在显微镜下观察其显微构造特征。结合扫描电镜(SEM)及能谱分析(EDS)确定独居石在岩石薄片中位置, 对其开展原位U-Pb定年。独居石U-Pb同位素分析测试工作在武汉上谱分析科技有限公司LA-ICP-MS实验室完成, 实验选取的激光束斑直径为16 μm。具体的测试过程、原始数据处理以及年龄谐和曲线的绘制也与上述独居石单矿物定年测试相同。具体结果见表2。

3.3 分析结果

3.3.1 淡色花岗岩年龄

本次测试独居石样品来自错那洞穹隆核部的含电气石石榴石花岗岩。在透射显微镜下独居石呈灰白色, 多呈短柱状, 半自形‒它形, 长度介于100～250 μm之间。背散射(BSE)图像显示其具有生长成分环带特征(图7a), 本次实验对该样品中的24颗独居石进行了U-Pb定年。由于测试的是较为年轻的地质体样品, 普通Pb含量较高, 因此选择了Tera-Wasserburg谐和图解法绘制年龄谐和曲线, 以避免普通铅和元素分馏效应对年龄结果的影响(郝爽等, 2016)。在Tera-Wasserburg谐和图解中(图7b), 测试数据得到的下交点的年龄为19.9±1.0 Ma(MSWD=2.3), 代表了错那洞含电气石石榴石花岗岩的结晶年龄。

表2 错那洞穹隆石榴石‒十字石云母片岩独居石原位U-Pb定年数据

图7 错那洞穹隆含石榴石淡色花岗岩中独居石CL图像(a)及U-Pb年龄谐和图(b)

3.3.2 云母片岩中独居石原位U-Pb年龄

石榴石‒十字石云母片岩中的独居石在基质中大量分布, 展示了定向排列, 以其长轴平行于S2面理方向为特征(图8a)。独居石多呈半自形到它形, 粒度较小, 粒径一般在40 μm左右, 在背散射(BSE)照片中, 具有极高的亮度(图8a)。对独居石颗粒进行原位U-Pb定年, 同样采用了Tera-Wasserburg谐和图解法, 获得其下交点年龄为19.3±2.2 Ma(MSWD=2.1) (图8b), 与错那洞含电气石石榴石花岗岩的年龄相似。

4 讨 论

4.1 错那洞穹隆变质变形特征

错那洞穹隆无论是其边部的板岩、千枚岩还是其核部的石榴石‒十字石云母片岩均发育了一组透入性变质面理, 代表了区域早期构造的产物。其中, 核部的石榴石‒十字石云母片岩显微岩相特征显示, 早期变质面理伴随着石榴石、十字石等典型巴罗型变质矿物的发育(图6a、b), 表明早期的变质面理为典型的中压型(或者巴罗型)变质作用的产物。其变质作用应该以同时升温升压的进变质作用为特征, 往往与地壳持续埋深相关(England and Thompson, 1984; Brown and Johnson, 2018)(图9a、b)。值得注意的是, 前人在穹隆核部的云母片岩及片麻岩中还报道有蓝晶石和矽线石等典型巴罗型变质矿物(丁慧霞等, 2019; Fu et al., 2020)。这些特征都指示了错那洞核部剥露的片岩及片麻岩记录了早期变质变形过程中地壳垂直增厚的重要信息。相比之下, 第二期变形以S1面理被不同程度改造、主要形成走向近东西向的宽缓至紧闭褶皱F2为特征, 并伴随近东西向高角度轴面面理(S2)的发育。这与前人发现在北喜马拉雅带内地层广泛发育轴向近东西向复式褶皱一致(Huangfu et al., 2016), 均指示第二期面理的发育受控于近南北向地壳的水平缩短。另一方面, S2面理的变质矿物发育特征主要以石英、长石及云母的重结晶或者重新定向为特征, 展示出相对弱的变质条件, 可能对应于减温降压的退变质作用过程, 常见于变质地体的剥露和抬升(图9a、c)。这也表明错那洞区域在第二期变形过程中, 伴随地壳的水平缩短而发生深部物质的构造抬升和剥露。值得注意的是, 错那洞穹隆南部韧性剪切带向南伸展及穹隆两侧沿走滑断层而发生围岩物质相对穹隆主体的向南伸展剪切构造。这与Fu et al. (2020)报道的穹隆核部物质相对于边部物质存在显著的向北构造挤出的特征相匹配, 且和区域第二期变形的运动学特征相协调, 表明穹隆的就位与该区域第二期缩短变形密切相关。

4.2 错那洞穹隆年代学特征

错那洞含电气石石榴石淡色花岗岩的独居石U-Pb定年结果为19.9±1.0 Ma, 代表了该花岗岩的结晶年龄, 表明其为中新世岩浆活动的结果。这一结果和错那洞穹隆中淡色花岗岩已有的锆石U-Pb年代学结果(集中在21～18 Ma之间)(表3)在误差范围内一致。此外, 还有部分学者指出, 错那洞穹隆岩浆活动可以持续到16 Ma。例如, Fu et al. (2018)和Xie et al. (2018)对错那洞穹隆核部淡色花岗岩进行锆石U-Pb定年, 定年结果分别为17.5～15.6 Ma以及16.0 Ma; 黄春梅等(2018)对错那洞穹隆核部含石榴石二云母花岗岩进行锆石U-Pb定年, 结果表明其结晶年龄为16.7 Ma; 张林奎等(2018)对错那洞穹隆核部含石榴石电气石花岗岩进行锆石U-Pb定年, 获得206Pb/238U谐和年龄为16.8～15.9 Ma; Cao et al. (2020)对错那洞未变形的白云母花岗岩进行锆石U-Pb定年, 表明其结晶年龄为15.5 Ma。由此可见, 错那洞穹隆中淡色花岗岩的形成时代主要分布在21～16 Ma (表3)。

图8 错那洞穹隆石榴石‒十字石云母片岩中独居石BSE图像(a)及U-Pb年龄谐和图(b)

(a) 石榴石‒十字石片岩变质面理发育的温度‒压力演化轨迹推测。典型的巴罗型变质梯度(20 ℃/km)及相关变质带温压条件据Jiang et al., 2019; (b, c) 错那洞穹隆中不同变形期次变质矿物发育特征。

表3 错那洞穹隆年代学数据统计表

丁慧霞等(2019)在错那洞穹隆围岩中的石榴石‒十字石(蓝晶石)云母片岩内, 发现有典型的变质成因锆石, 其U-Pb年龄主要集中在约38 Ma, 被认为是云母片岩峰期变质年龄。张林奎等(2019)在错那洞核部的花岗质片麻岩中也发现了变质成因锆石, 其U-Pb定年结果为37.7±0.5 Ma。而高利娥等(2017)所报道的17.3 Ma的变质年龄, 与研究区第二期变形事件的年龄(19.3 Ma)较为接近, 可能指示了其为该时期变质作用的年龄。近期研究发现, 北喜马拉雅穹隆中高级变质围岩普遍记录了巴罗型进变质过程, 以发育典型的十字石、蓝晶石片岩为特征, 且均记录了始新世的变质年龄, 时代在50～40 Ma之间(Lee and Whitehouse, 2007; Zhang et al., 2015; Ding et al., 2016a, 2016b; 丁慧霞等, 2019; 李志泰, 2020), 与错那洞已报道的变质年龄类似。基于此, 我们认为研究区已报道的晚始新世(约38 Ma)变质年龄近似代表了含石榴石‒十字石片岩的峰期变质时代。基于石榴石和十字石为同一期的早期变形生长, 推测第一期变形至少持续至始新世晚期。根据含十字石、

蓝晶石片岩中发育少许47～38 Ma的变质锆石边(丁慧霞等, 2019), 可能代表早期变质面理进变质过程的时代, 推测研究区早期变形可能发生在中‒晚始新世。本次研究的位于云母片岩基质中独居石的年龄为19.3±2.2 Ma, 与上述变质峰期年龄显著不同。鉴于所测定的独居石均在S2面理中, 该年龄可能代表石榴石‒十字石片岩退变质年龄, 因与第二期面理发育密切相关, 代表了第二期变形的活动时间。此外, 部分学者对错那洞穹隆围岩中的云母片岩以及同变形的伟晶岩、糜棱片岩开展了Ar-Ar年代学研究, 表明穹隆围岩中晚期变形年龄主要为16.6～13.9 Ma (Fu et al., 2018; 付建刚等, 2018, 2020; Cao et al., 2020; Xie et al., 2020)。考虑到独居石U-Pb同位素定年系统比富钾矿物K-Ar同位素定年系统具有更高的封闭温度, 本次研究获得的独居石U-Pb年龄与研究区已存的Ar-Ar年龄可能分别记录了同期(第二期)变形事件早、晚抬升‒冷却阶段。稍老的独居石年龄可能代表了S2面理的初始形成时代, 而后因岩浆及构造作用变强, 发生深部物质垂向上涌而冷却的时代则被稍年轻的Ar-Ar年龄记录。这也暗示着在穹隆就位过程中, 其南侧剪切带角度也可能发生了变化, 由最初可能为一角度稍缓剪切带而转变为一高角度向南伸展的剪切带。这一推断, 与北喜马拉雅穹隆中常发育缓倾剪切带相符合, 如雅拉香波穹隆(张进江等, 2007)。

4.3 错那洞穹隆成因机制探讨

本次研究表明, 穹隆主体的淡色花岗岩的结晶年龄与错那洞穹隆核部片岩所记录的第二期变形的活动时代与同期, 说明其形成与区域第二期变形密切相关。构造变形观测表明错那洞穹隆的就位是在区域第二期变形过程中南北向地壳水平缩短背景下, 深部物质北向构造抬升形成的, 且这一看法也得到了穹隆核部石榴石‒十字石云母片岩变质‒变形演化轨迹的支持。董汉文等(2017)以及Xie et al. (2018)通过对错那洞穹隆已有年代学综合分析, 提出错那洞穹隆淡色花岗岩在19～15 Ma经历了快速抬升、冷却的过程。这些均说明错那洞区域在中新世经历了复杂的变质‒变形、淡色花岗岩就位以及穹隆形成的过程。在综合考虑区域研究成果的基础上, 将错那洞地区构造演化概括为两个重要阶段: 第一阶段为中‒晚始新世(约47～38 Ma), 以发育早期巴罗型变质面理为特征, 暗示地壳不断增厚的过程; 第二阶段为早‒中中新世(约19～15 Ma), 以发育区域东西向褶皱伴随花岗岩‒片岩深部快速构造挤出成穹隆为特征, 可能对应区域南北向地壳水平缩短(图10a、b)。

特提斯喜马拉雅带中诸多出露的中高级变质均记录了一期地壳不断埋深和加厚的地质过程, 且相关变质作用峰期时代多集中于中‒晚始新世, 与错那洞地区巴罗型变质作用同期(Lee and Whitehouse, 2007; Zhang et al., 2015; Ding et al., 2016a, 2016b; 丁慧霞等, 2019; 李志泰, 2020)。同期的相同类型变质作用在南部的高喜马拉雅造山带中也被广泛报道(Kali et al., 2010; Donaldson et al., 2013; Wang et al., 2015)。这些结果表明不论是特提斯喜马拉雅还是高喜马拉雅造山带, 均存在始新世地壳埋深加厚过程。这一过程可能对应于印度‒亚洲板块初始碰撞而产生显著的地壳垂向增厚过程(Lee et al., 2000, 2004)。关于藏南拆离系的研究, 普遍认为其活动时间在35～13 Ma(Lee and Whitehouse, 2007; Zhang and Guo, 2007; 张进江等, 2011; Schultz et al., 2017)。本次研究所揭示的第二期变形中紧闭褶皱及构造抬升很可能就是此大地构造背景下, 与位于藏南拆离系之上中上地壳发生南北向巨量缩短及构造抬升有关。在该地质过程中, 深部地壳物质(以片麻岩及花岗岩熔体为主)受构造挤压收缩发生垂向构造挤出, 与之相匹配是穹隆周围物质沿穹隆边部发生伸展拆离。在这一共同机制的作用下, 来自深部的片麻岩及花岗岩熔体则易于在浅部地壳形成穹隆状构造。类似的成因机制, 在欧洲华力西造山带片麻岩穹隆成因研究中也常有报道(Štípská et al., 2008; Aguilar et al., 2015)。

GDB. 冈底斯岩基; ITSZ. 雅鲁藏布江缝合带; GCT. 大反转逆冲断层; THS. 特提斯喜马拉雅岩系; Yardoi. 雅拉香波穹隆; CND. 错那洞穹隆; STDS. 藏南拆离系; GHS. 高喜马拉雅岩系; MCT. 主中央断层; LHS. 低喜马拉雅岩系; MBT. 主边界断层。巴罗型变质带: grt. 石榴石带; st. 十字石带; ky. 蓝晶石带。

5 结 论

(1) 错那洞地区存在两期主要构造‒热演化事件, 其中早期事件以发育平缓巴罗型变质面理的构造埋深为特征, 而第二期事件则以发育区域东西向褶皱的南北向构造缩短并伴随深部花岗岩‒片麻岩的构造挤出在浅部形成穹隆为特征。

(2) 独居石U-Pb年代学研究指出错那洞穹隆核部淡色花岗岩的形成年龄与区域第二期变质面理发育同期, 均为中新世(约19 Ma)。

(3) 结合区域已有资料, 错那洞早期变形发生在中‒晚始新世, 可能与该时期印度‒亚洲板块碰撞而产生的地壳垂向显著增厚相关; 而与第二期变形相关的东西向褶皱及花岗岩‒片麻岩穹隆的形成, 可能与中新世藏南拆离系活动的背景下, 中上地壳发生南北向巨量缩短及构造抬升有关。

致谢:课题组李志泰和舒坦在实验以及论文写作过程中给予了大力帮助; 两位匿名审稿人仔细审阅本文, 并提出了建设性的修改意见, 使文章质量得到显著提升, 在此一并表示衷心的感谢！

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Formation of the Cuonadong Dome, Tethyan Himalaya:Constraints from Petro-structural Observations and Monazite U-Pb Geochronology

WANG Lianfeng1, 2, 3, XU Kang1, 2, 3, LI Zhiyong1, 2, 3, WANG Qiang1, 2, JIANG Yingde1, 2*

(1. State Key Laboratory of Isotope Geochemistry, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 2. CAS Center for Excellence in Deep Earth Science, Guangzhou510640, Guangdong, China; 3. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China)

The underlying mechanism accounting for the formation of the Cuonadong Dome remains obscure due to the lack of detailed investigations on the tectonic-metamorphic history of the dome and its associated metamorphic envelops. In order to fill this research gap, detailed petro-structural analysis and monazite U-Pb geochronological studies were carried out for the Cuonadong Dome. On the basis of structural investigations, two prominent episodes of deformation were identified, designated as D1and D2. The first episode of deformation (D1) is characterized by the formation an ubiquitous sub-horizontal metamorphic foliation (S1) whereas the second one (D2) is marked by the widespread nearly west-east-trending close to open F2folds in association with spaced high-angle axial plane cleavages S2. Metamorphic petrographic analysis revealed that the S1foliations developed in the metamorphic envelope and in the core of the dome are up to biotite zone and staurolite zone conditions, respectively. Petro-structural analysis shows that biotite, garnet and staurolite index minerals grew synchronously with the S1metamorphic foliations, suggesting D1was probably associated with prograde Barrovian-type metamorphism and thus points to a progressive burial history. In contrast, during the D2event, the S1assemblage was affected by the F2folding but remained stable, except for some quartz, feldspar and mica grains aligned parallel to the S2foliations, which could represent re-orientated S1assemblage or newly grew S2assemblage. These features suggest that the S2fabric probably corresponded with a retrograde evolution, implying an exhumation process. Besides, a prominent ductile shear zone developed syntectonically with D2along the southern flank of the dome, as a transition zone separating the metamorphic envelop and the core of the dome. Meanwhile, the dextral and sinistral strike-slip movements developed along the eastern and western flanks of the dome, respectively. These features collectively suggest that the exhumation of the dome was associated with top-to-north shearing. Monazite U-Pb dating of (tourmaline) garnet-bearing leucogranite yielded a crystallization age of 19.9±1.0 Ma, suggestive of a Miocene magmatism in the region.U-Pb monazite dating of the garnet-staurolite mica-schist from the core of the dome gave an age of 19.3±2.2 Ma, overlapping with the age of the leucogranite. Taken the regional available age data into account, the monazite U-Pb age data from the mica-schist can be interpreted as the time of D2. Combined with regional available data, our study suggests that (1) the D1deformation had activated at least since Middle-to-Late Eocene in association with significant crustal thickening, which represents an exemplification of the initial India-Asia collision; (2) the D2event that was responsible for the F2folding and formation of the Cuonadong Dome, was probably connected with the development of the Southern Tibetan Detachment System (STDS) in the Miocene, which might lead to the massive north-south shortening and significant tectonic extrusion.

Tethyan Himalayan; Cuonadong Dome; deformation; monazite U-Pb age; dome formation

2021-02-01;

2021-04-02

第二次青藏高原科学考察研究计划(STEP)(2019QZKK0702)资助。

王连峰(1993–), 男, 硕士研究生, 构造地质学专业。E-mail: wanglianfeng@gig.ac.cn

蒋映德(1982–), 男, 研究员, 主要从事造山带构造变形与变质演化研究。E-mail: jiangyd@gig.ac.cn

P542; P597

A

1001-1552(2022)02-0253-019