青藏高原安多地块中生代高压变质作用的年代学研究

陆晓 林彦蒿

摘 要：安多微陆块位于青藏高原班公湖-怒江缝合带中段，具有不同于其北部的羌塘地体和南部的拉萨的地体的基底锆石年龄。文章对安多微陆块的基性高压麻粒岩和片麻岩进行了研究，发现其中生代的年龄信息分为：麻粒岩变质年龄为185 Ma，片麻岩变质年龄为175 Ma，分别代表麻粒岩相峰期变质作用时间和角闪岩相退变质期时间。P-T-t轨迹显示顺时针的变质过程（ITD）。这些结果说明，安多微陆块在中生代时期向北俯冲到羌塘地体之下50 km处，并随后折返至中地壳（20 km），抬升速率为3 mm/a。

关键词：高压变质作用；U-Pb锆石定年；安多微陆块；青藏高原

中图分类号：P5883 文献标识码：A 文章编号：1006-8937（2014）11-0143-10

青藏高原从北向南，依次被金沙江缝合带、班公湖-怒江缝合带、雅鲁藏布江缝合带划分为松潘-甘孜地体、羌塘地体、拉萨地体和喜马拉雅地体。其中，安多微陆块位于羌塘地体和拉萨地体之间，南北两侧均有班公湖-怒江洋的蛇绿混杂岩残留（潘桂棠等，2006），并且，安多地块与羌塘地体和拉萨地体具有截然不同的地质特征（张开均等，2009）（如图1所示）。作为班公湖—怒江缝合带的一个独立的微陆块，它对认识青藏高原早期的形成演化具有重要意义。关于安多地块的中生代时期的变质作用，目前的研究现状为：Xu（1985）最早对安多附近的片麻岩进行过定年研究，获得的锆石U-Pb年龄值为519±12 Ma以及上交点为531 Ma，下交点为171 Ma的年龄信息，并认为中生代变质作用发生在171 Ma；Guynn（2006，2012，2013）认为安多地块至少经历了高角闪岩相变质作用，变质年龄集中在180～170 Ma，变质峰期为178 Ma；张晓冉（2010）和张修政（2010）对安多基性麻粒岩进行研究，认为其经历了高压麻粒岩相甚至榴辉岩相变质作用和之后的角闪岩相退变质作用，变质峰期年龄为190 Ma，退变质期为180 Ma；Zhang（2012）和解超明（2013）在该地区片麻岩和麻粒岩中发现190～170 Ma的变质锆石。由此可见，安多地区的变质作用峰期时间还有待于进一步研究。

本文报道了安多地区高压麻粒岩及其围岩片麻岩中锆石的LA-ICP-MS U-Pb分析结果，以期为揭示安多微陆块的中生代变质作用峰期时间，以及安多陆块的构造演化提供同位素年代学约束。

1 地质背景和样品

1.1 地质背景

安多微陆块呈东西走向，由南北两条蛇绿混杂岩带挟持，以嘎弄-假玉日-尼玛区-下秋卡兵站断裂为南界、班公湖-怒江缝合带的主断裂为北界（如图1A所示）。发育一套以二长片麻岩为主体，夹斜长片麻岩及斜长角闪岩所组成的杂岩，并伴有中生代花岗岩侵入（Xu et al.，1985；Coward et al.，1988；BGTAR，2005；Guynn et al.，2006）。其中，早白垩世花岗岩主要分布在安多微陆块南部，大规模的早—中侏罗世花岗岩呈岩基状侵位于新元古界变质岩和古生界碎屑岩地层中（Guynn et al.，2006；刘敏等，2010，2011，2012）。

安多地块的结晶基底年龄大多集中在早古生代490～530 Ma和新元古代820～920Ma，多数学者认为其在泛非期和格林威尔期发生强烈造山作用，同时伴有较大规模的英云闪长岩和二长花岗岩的侵入，形成现在的结晶基底（Xu，1985，常承法，1992，王根厚，1996，张开均，2009；Guynn，2012；解超明2011；Zhang，2012；）。

1.2 样品岩相学特征

样品采集于安多微地块西北部，采样位置如图1B所示。这一地区的主要岩石类型包括片麻岩，麻粒岩，斜长角闪岩，片麻岩，片岩。在野外露头上，安多麻粒岩呈灰绿至灰黑色，肉眼可见淡红色的石榴子石，以及灰白色的石榴子石假晶（白眼圈）。

麻粒岩T11-36-5中（如图2A所示），在光学显微镜下，可见主要矿物有石榴子石（Grt）（～25%）、单斜辉石（Cpx）（～15%）、角闪石（Hbl）（～50%）、斜长石（Pl）（～5%），石榴子石内部出现单斜辉石、石英、角闪石等包裹体。麻粒岩发育“白眼圈”反应结构，出现了Hbl+Pl组成的后成合晶，并且斜长石没有出现在基质中，只存在于石榴石周围的“冠状体”内。从矿物组合和全岩地球化学表明，该麻粒岩为基性麻粒岩。麻粒岩T11-36-6中（如图2B所示），主要由角闪石（～90%）组成，基本无其他矿物，可能是由麻粒岩退变质形成，并且退变质完全。片麻岩T11-38-4中（如图2C所示）主要由长石（～40%）和石英（～45%）组成，有少量和黑云母和白云母，部分黑云母出现绿泥石化。

2 分析方法

锆石分析先用常规方法将样品粉碎，接着用浮选和电磁选方法进行分选，再在双目镜下挑选晶形和色泽良好、无裂隙的锆石颗粒，然后将它们粘贴在环氧树脂表面，待环氧树脂充分固化后，将锆石靶表面抛光，然后进行透射光、反射光和阴极发光顯微照相。

锆石阴极发光（CL）显微照相在北京锆年领航的Cameca电子探针仪器上完成，分析电压为15 kV，电流为4 nA。

锆石U-Pb 同位素定年在中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室利用LA-ICP-MS完成。激光剥蚀系统为GeoLas2005，ICP-MS系统为Agilent7 500 a。激光剥蚀斑束直径为32 μm，激光剥蚀深度为20～40 μm。对分析数据的离线处理采用软件ICPMSDataCal 完成。详细的仪器操作条件和数据处理方法同（Liu et al.2010 a，2010 b）。用Isoplot软件（ludwig，2003）计算谐和加权年龄以及绘图。（锆石U-Pb分析结果见附表1）

3 分析结果

麻粒岩（T11-36-5）中的锆石直径50-150μm，呈他形椭圆状，锆石的内部结构为无分带或弱分带结构。可见，安多麻粒岩锆石符合变质增生锆石的内部结构特征（如图3所示）。多数锆石有Eu 负异常，相应的δEu（δEu=2 Eu（N）/（Sm（N）+Gd（N）））=0.6～0.8，Th/U值介于0.01～0.08之间，属于常见变质锆石范围（<0.1），并明显低于岩浆锆石的Th/U比值（>0.4）（Vavra et al.，1996；Heaman et al.，1990；Rubatto et al.，1999）。在REE球粒陨石（Sun & McDonough，1989）标准化分配图中，表现出轻稀土亏损，HREE平坦，属于变质成因锆石（Hoskin & Ireland，2000），显示出与石榴子石平衡共生的变质锆石特征（Schaltegger et al.，1999；Whitehouse & Platt，2003；吴元保等，2003；Rubatto et al.，2003）。LA-ICP-

MS U-Pb（锆石LA-LCP-MS原位稀土元素分析结果见表2）。原位分析结果表明，麻粒岩（T11-36-5）中锆石岩浆核的17分析点给出的206 Pb/238 U年龄，在176～197 Ma之间，所获得的平均年龄为185.8±3.4Ma（如图3a所示）。

麻粒岩（T11-36-6）中的锆石直径50～150μm，呈他形椭圆状，锆石的内部结构为无分带或弱分带结构。可见，安多麻粒岩锆石符合变质增生锆石的内部结构特征（如图3b所示）。多数锆石有Eu 负异常，相应的δEu（δEu=2Eu（N）/（Sm（N）+ Gd（N）））=0.6～0.9，个别锆石出现Eu正异常，相应的δEu=1.1～1.3。Th/U值介于0.02～0.08之间，属于常见变质锆石范围（<0.1），并明显低于岩浆锆石的Th/U比值（>0.4）（Vavra et al.，1996；Heaman et al.，1990；Rubatto et al.，1999）。在REE 球粒陨石（Sun & McDonough，1989）标准化分配图中，表现出轻稀土亏损，HREE平坦，属于变质成因锆石，显示出与石榴子石平衡共生的变质锆石特征（Schaltegger et al.，1999；Whitehouse & Platt，2003；吴元保等，2003；Rubatto et al.，2003）。其中锆石岩浆核的13分析点给出了类似的206 Pb/238 U年龄，在164～188 Ma，所获得的平均年龄为177.9±4.2 Ma（如图4所示）。

片麻岩（T11-38-4）锆石直径50～150μm，呈长柱状，核部发育同心韵律环带，内部结构出现振荡环带结构和继承性锆石晶核，是变质继承锆石。其具有典型的岩浆结晶锆石特征，边部具有均匀较窄的增生边，由于增生边太窄无法对其进行年代学研究。Th/U介于0.05～0.08之间，可能是锆石在后期退变质过程中遭受溶蚀和重结晶的结果。稀土元素图显示，LREE亏损，HREE富集，说明即使有石榴石生成，也在退变质期间完全退变质，锆石有明显的Eu负异常，相应的δEu（δEu=2Eu（N）/（Sm（N）+Gd（N）））=0.1～0.2，说明富集斜长石。其中锆石岩浆核的10分析点给出了一致的206 Pb/238 U年龄，在161～185 Ma，所获得的平均年龄为174.2±5.0 Ma（如图4所示）。

4 讨 论

4.1 安多陆块深俯冲与早期折返时限

高压麻粒岩普遍形成于地壳加厚或热地壳俯冲进入岩石圈地幔等构造环境（OBrien & R？zler，2003；Brown，2006）。而顺时针近等温降压的PTt轨迹，通常被认为发育在大陆碰撞的环境（England & Thompson，1984；Thompson & England，1984；Harley，1989；Brown，1993；Zhao et al.， 2001）。

在本文研究的三个样品中，麻粒岩（T11-36-5）中锆石具有无分带或弱分带的内部结构、低Th/U比值，无Eu异常，在REE配分图上表现为较低的HREE含量以及平坦的重稀土配分型式等特征。表明其在与石榴子石平衡共生条件下形成，薄片中石榴子石很大，基本没有退变质边也证明这一点。因此，所选锆石应形成于高压麻粒岩峰期变质阶段，达到高压麻粒岩甚至榴辉岩相变质作用。由此所获得的加权平均年龄值185 Ma可以代表高压麻粒岩的峰期變质时间。麻粒岩（T11-36-6）中，镜下观察中没有石榴石，可认为完全经历了退变质，所以，177 Ma的变质年龄很可能是退变质时期的年龄，代表麻粒岩退变质时期的变质年龄。片麻岩（T11-38-4）中，镜下鉴定显示岩石主要由长石石英组成；锆石核部发育同心韵律环带，内部结构出现振荡环带结构和继承性锆石晶核，有明显的Eu负异常（δEu=0.1～0.2）。所以，174 Ma代表片麻岩的角闪岩相退变质年龄。由于片麻岩和麻粒岩样品在同一个地方采集，很可能片麻岩与麻粒岩经历了同样的变质作用阶段，即共同经历了185 Ma的麻粒岩峰期变质作用，175 Ma的角闪岩相退变质作用。

而现有的对安多地块中的片麻岩，角闪岩，麻粒岩的测年研究普遍认为安多地块中的中生代锆石年龄在190～170 Ma之间（Xu et al.，1985；白志达等，2005；Guynn et al.，2006，2012，2013；张晓冉2012，2013；Zhang2012；解超明2013）。其中，张晓冉（2013）获得了单个麻粒岩样品的变质年龄集中在190～180 Ma，并认为其中Eu正异常（1.01～1.20）的190 Ma的年龄是变质峰期的，达到斜长石消失的榴辉岩相，Eu负异常（0.67～0.99）的180Ma是退变质期的，是斜长石稳定存在的角闪岩相。但一般认为，Eu的负异常应至少小于0.6（Hermann J，2001；解超明，2013），才能被认为是角闪岩相变质作用。并且，这是从一个样品中挑选的锆石，Eu的负异常与正异常极有可能是因为分析误差所导致，而且样品中只在石榴石周围的退变质边中有斜长石存在，斜长石微小，不足以影响锆石内部的Eu。因此，应当将190～180 Ma的变质年龄认定为一个年龄，取平均值185 Ma，这与本文的变质峰期年龄一致。Guynn（2006，2012，2013）对安多的石榴石角闪岩和片麻岩进行研究，得到角闪岩相的变质作用的年龄集中在180～170 Ma之间，峰期175 Ma，这与本文的研究一致。并且，解超明（2013）用Ar-Ar法测定安多的黑云母片麻岩，其变质年龄在176～166 Ma之间，峰值170 Ma，由于Ar-Ar法的封闭温度较低，因此其年龄170 Ma应表明安多地块与羌塘地体碰撞结束的时刻。

綜上所述，安多地区经历了从190～170 Ma的地质事件，高压麻粒岩相变质峰期为185 Ma，角闪岩相变质期为175 Ma。

4.2 变质岩P-T-t轨迹及安多陆块抬升速率与构造演化

张晓冉（2010）通过电子探针测定矿物成分，并用相关的地质温度压力计对安多麻粒岩的峰期矿物组合石榴石+单斜辉石+角闪石，峰期后的退变质阶段的矿物组合角闪石+斜长石后成合晶以及基质中普遍发育的石榴石+角闪石研究得出，温度压力计高压麻粒岩相峰期T=860～920 ℃，P=14.6～15.6 kbar，退变质阶段T=550～670 ℃，P=5.2～6.5 kbar。这表明该区高压麻粒岩由峰期变质到角闪岩相退变质阶段经历了一个近等温减压的折返过程。PTt 轨迹表明片麻岩体的抬升经历了两个主要的阶段，一是从深部地壳层位（～50 km）快速抬升到浅部地壳（～20 km），二是从浅部地壳抬升到地表。麻粒岩峰期变质作用时间为185 Ma，晚期退变质作用时间为175 Ma，故抬升速率约为3 mm/a（如图5所示）。

因此可以认为，中生代时期（190～167 Ma），安多微陆块发生了强烈的构造事件以及高压麻粒岩的构造侵位，并与羌南板块的碰撞拼合。并且，由于黑云母的K-Ar 体系的封闭温度较低，此后的地质事件再也没有强到足以使该体系重新开放，即之后未发生较大规模的岩浆与变质事件。

5 结 语

①通过锆石U-Pb法获得的安多微陆块变质岩的变质年龄，安多地区的麻粒岩经历了185 Ma的峰期变质作用，与片麻岩一起经历了175 Ma的角闪岩相退变质作用。

②170～190 Ma的锆石U-Pb年龄表明了安多微陆块与南羌塘地体碰撞的时限。

③安多微陆块在中生代时期俯冲到羌塘地体之下50 km处，并随后折返至中地壳（20 km），平均抬升速率约为3 mm/a。

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