古特提斯洋俯冲碰撞在南羌塘的岩浆岩证据:西藏荣玛乡冈塘错花岗岩*

李静超 赵中宝 郑艺龙 袁国礼＊＊ 梁晓 王根厚 刘曦

LI JingChao1，ZHAO ZhongBao1，ZHENG YiLong1，YUAN GuoLi1＊＊，LIANG Xiao1，WANG GenHou1 and LIU Xi2

1. 中国地质大学地球科学与资源学院，北京 100083

2. 北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室，北京 100871

1. School of Earth Sciences and Resources，China University of Geosciences，Beijing 100083，China

2. Key Laboratory of Orogenic Belts and Crustal Evolution，Ministry of Education of China，Peking University，Beijing 100871，China

2014-09-16 收稿，2014-12-26 改回.

图1 研究区大地构造位置及地质简图(a)青藏高原大地构造背景示意图(据吉林大学地质调查研究院，2005 修改①吉林大学地质调查研究院.2005. 1∶25 万玛依岗日幅地质图);(b)研究区地质简图(据中国地质大学(北京)地质调查研究院，2012②中国地质大学(北京)地质调查研究院.2012. 1∶5 万角木日幅地质图修改)Fig.1 The tectonic setting (a)and geological sketch map (b)of the study area

青藏高原是由从冈瓦纳大陆裂解出来的微陆块依次拼接到欧亚大陆南缘形成的(Metcalfe，2013;Yin and Harrison，2000;Zhao et al.，2014)。从南至北，喜马拉雅板块与冈底斯板块由雅鲁藏布江缝合带分隔，冈底斯板块与羌塘板块由班公湖-怒江缝合带分隔，羌塘板块与巴颜喀拉-甘孜板块则由金沙江缝合带分隔(图1a)。

羌塘板块位于青藏高原中部，是研究古特提斯构造演化及青藏高原早期形成问题的关键地区(李才，1987，2003;李才等，2005;王根厚等，2007;万天丰，2003)。李才(1987)提出了“龙木错-双湖-澜沧江板块缝合带与石炭纪-二叠纪冈瓦纳北界”的观点，该观点把羌塘分为了南北羌塘两个部分。其主要依据是南北羌塘在晚古生代古生物面目不同，南羌塘属于冷水动物群，而北羌塘属于暖水动物区系(Zhai et al.，2011)。同时，广泛分布于羌塘中部的俯冲杂岩和高压变质岩为南北羌塘之间的龙木-错双湖缝合带的存在提供了重要的证据(Liu et al.，2011;Zhang et al.，2006)。另一些学者则认为，羌塘中部高压变质带是金沙江带向南低角度长距离俯冲到羌塘底部，上地壳伸展导致的蓝片岩折返所致(Kapp et al.，2000，2003)，羌塘中部不存在缝合带。他们还进一步认为南北羌塘古地理区系的区别源于二叠纪全球的冰期事件(Pullen and Kapp，2014)。

尽管北羌塘的基底属性尚不清楚，但前人研究表明南羌塘存在寒武纪的冈瓦纳基底(Lu et al.，2013;Zhao et al.，2014;杨耀等，2014)。羌塘中部广泛存在的俯冲杂岩被认为是在古特提洋闭合晚期仰冲到南羌塘基底之上的增生杂岩(Zhao et al.，2014)。侵入到羌塘杂岩中部的晚三叠世(Kapp et al.，2003)的花岗岩基，则被认为是俯冲板片拆沉的结果(胡培远等，2012)。

研究区位于龙木错-双湖缝合带的南侧，具有空间分布的独特性，即分布于俯冲-造山带中，形成过程具有明显的“集成性”(王根厚等，2009;Liang et al.，2012)。其中分布有晚三叠世冈塘错花岗岩，本文拟通过对该岩体的研究以指示古特提斯洋的俯冲所致龙木错-双湖缝合带的存在，且为理解俯冲后的碰撞及伸展作用提供重要信息。

1 区域地质背景及岩体特征

1.1 区域地质背景

冈塘错花岗岩体位于西藏自治区尼玛县荣玛乡北部，侵位于寒武纪基底和石炭-二叠纪的增生杂岩带中(Zhao et al.，2014)。东邻蓝岭蓝闪石片岩高压变质带，东侧发育有角木日蛇绿岩带(Zhai et al.，2007)(图1b)。李才等(1995)将这类构造混杂岩称为“构造掺合体”，认为其与龙木错-双湖缝合带闭合的俯冲作用有关。蓝片岩高压变质带很早就在高原腹地被发现，为古特提斯洋壳的俯冲作用产物(李才，1987;姚宗富，1988;胡克等，1995;鲍佩声等，1999;邓希光等，2000)。

1.2 岩体特征

冈塘错花岗岩体主要分布在研究区内的冈塘错以西、黑石山以北的冈塘山(图1b)。岩体总体上呈东西向延伸，研究区内出露面积约260km2。岩体与上覆晚古生代雪水河岩群杂岩(C2-Ph)呈侵入接触关系，雪水河岩群与岩体的接触带发生热接触变质作用且有变质晕现象。岩体主要由中粗粒巨斑状黑云母二长花岗岩和含电气石中细粒斑状二云母二长花岗岩两种岩石类型组成。中粗粒为母体，中细粒为包体，包体大小不一，从数厘米到数十厘米。两种类型的花岗岩接触界面比较清晰，并非侵入接触(图2a，b)。

1.3 矿物学特征

图2 冈塘错花岗岩体露头照片Fig.2 Photographs of Gangtang-co granite outcrop

图3 冈塘错花岗岩薄片显微照片(a)钾长石巨斑晶;(b)中粗粒巨斑状黑云母二长花岗岩的基质;(c)包裹在黑云母中的副矿物;(d)含电气石中细粒二云母二长花岗岩. Ms-白云母;Kfs-钾长石;Pl-斜长石;Bt-黑云母;Perthite-条纹长石;Zrn-锆石;Ap-磷灰石;Q-石英;Tur-电气石Fig.3 Micro-photographs of Gangtang-co granite slices

中粗粒巨斑状黑云母二长花岗岩，斑晶主要有石英(25%)，斜长石(30%)，钾长石(35%)，白云母和黑云母(10%);副矿物主要为磷灰石和锆石(图3a-c)。巨斑晶主要由条纹长石组成，呈他形粒状-自形板状，大小2 ～50mm，杂乱分布，有轻微高岭土化，顺着环带平行镶嵌有板条状斜长石、片状黑云母，局部交代斜长石。基质主要由斜长石、钾长石(条纹长石、微斜长石)、石英、黑云母构成，杂乱分布，矿物颗粒平均粒径大小约0.2 ～2mm。斜长石呈半自形板状，环带构造及聚片双晶发育，核部有时可见绢云母化，局部被钾长石呈蠕虫、净边交代;石英呈他形粒状，可见波状消光;黑云母呈叶片状，局部被白云母交代，局部出现绿泥石化。此类花岗岩中的基质中黑云母边缘不齐整，多有溶蚀结构、港湾构造、波状消光，可见其击像和压像，推测为继承黑云母。

含电气石中细粒二云母二长花岗岩，主要斑晶矿物有石英(35%)、斜长石(30%)、钾长石(20%)、白云母(10%)、副矿物有电气石(5%)、磷灰石和锆石(图3d)。石英颗粒小于0.1mm;斜长石轻微蚀变，可见聚片双晶;钾长石以条纹长石为主，颗粒较小，呈他形分布于矿物颗粒之间;电气石为自形针柱状;白云母和黑云母呈片状，黑云母多为自形，波状消光，击像和压像可见，表明其受到应力且快速的变形。

2 LA-ICP-MS 定年

选取样品中粗粒花岗岩(GANG-1)和中细粒花岗岩(GANG-2)作为锆石激光探针年龄分析对象，通过CL 和BSE图像分析，选择测点位置，然后采用激光剥蚀等离子体分析技术(LA-ICP-MS)对锆石进行微区原位单点U-Pb 同位素定年。锆石U-Pb 年龄测定和微量元素分析在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室进行。激光束斑直径为32μm。实验中采用He 作为剥蚀物质的载气，锆石91500 作为外标，NIST610 作为内标，分析方法及仪器参数类似于Yuan et al.(2004)。锆石测定点的同位素比值、U-Pb 表面年龄和U-Th-Pb 含量计算采用GLITTER 程序。采用Andersen(2002)的方法对普通Pb 进行校正，并采用ISOPLOT 程序进行锆石加权平均年龄计算及谐和图的绘制。同位素比值和年龄误差为1σ(表1)。

表1 中粗粒花岗岩(GANG-1)和中细粒花岗岩(GANG-2)中的锆石LA-ICP-MS U-Pb 分析数据Table 1 LA-ICP-MS U-Pb dating data of the coarse-medium grained granite (GANG-1)and the fine-medium grained granite(GANG-2)

表2 冈塘错花岗岩体的主量元素(wt%)和微量元素(×10 -6)分析结果Table 2 Analysis result of major element (wt%)and trace element (×10 -6)data of Gangtang-co granite

图4 中粗粒花岗岩(GANG-1)(a)和中细粒花岗岩(GANG-2)(b)锆石阴极发光照片和LA-ICP-MS 测点位置图Fig.4 Cathode luminescence photos and dating spots of zircons in the coarse-medium grained granite (GANG-1)(a)and in the fine-medium granite (GANG-2)(b)

本次实验中粗粒花岗岩共选取24 个锆石，共有28 个测点;中细粒花岗岩总共选了19 个锆石，共有19 个测点。所测锆石均为透明、柱状，晶形较好，发育良好的岩浆型韵律环带结构的岩浆成因锆石(图4a，b)。边部和核部均有打点，分析结果见表1。

将实验测定的208Pb/206Pb 比值和Th/U 比值作图，如实验点偏离线性，则说明U、Th 的封闭体系不成立(陈道公等，2001)。中粗粒花岗岩GANG-1-01，02，17，26 打点时打到细小包体，GANG-1-09，10，14，21 的信号波动较大，不予采用。GANG-1-03，06，07，08，18，22，23，28 的普通铅含量过高，大于10×10-6，也不予采用，普通铅含量过高是导致锆石CL 图像过黑的主要原因。中细粒花岗岩GANG-2-02，05，15，16 的值是协和的，但锆石CL 图像过白，且208Pb/206Pb 比值和Th/U比值作图偏离线性，可能是源于Th 的丢失，也不予采用。而GANG-2-06，09，11，12，13，14，18 则同样是因为普通铅过高，远大于10 ×10-6，而使测试结果不准，不予采用。其余锆石Th/U 比值均大于0.1，Th 与U 成正相关性，该特征表示为岩浆类型的锆石(Belousova et al.，2002;Claesson et al.，2000)。通过对协和线上最集中的数据点进行206Pb/238U 加权平均计算，中粗粒花岗岩锆石测年结果为214.4 ±4.0Ma(MSWD =5.4，2σ)(图5b)，中细粒花岗岩锆石测年结果为222.2 ±6.6Ma(MSWD=5.5，2σ)(图5c)，结果均代表岩体的结晶年龄。

3 地球化学特征

3.1 主量元素特征

冈塘错花岗岩体的主量元素分析结果列于表2。中粗粒花岗岩和中细粒花岗岩的主量元素特征差别不大。SiO2含量均在65.96% ～74.60%，Al2O3含量在14.12% ～15.34%，A/CNK=1.00 ～1.24(图6)，具过铝质花岗岩的特征;Na2O+K2O = 5.62% ～8.37%，含量中等，K2O/Na2O = 0.52 ～1.85;NK/A=0.53 ～0.78，里特曼指数σ=1.40 ～2.58，均小于3.3，为钙碱性。从主量元素的特征分析，冈塘错两类花岗岩均具有过铝质钙碱性花岗岩的特征。

表3 两类花岗岩的微量元素对比Table 3 The contrast of trace element between two granites

3.2 稀土与微量元素特征

冈塘错岩体中粗粒和中细粒花岗岩在微量元素方面有较大的差异。

由表2、表3 可以看出冈塘错中粗粒花岗岩体的稀土元素总量相对较高，∑REE 为238.9 ×10-6～388.9 ×10-6。在稀土元素球粒陨石标准化配分模式图上(图7a)，富集轻稀土元素(LREE)，轻重稀土元素(LREE/HREE)分馏很明显。因此具有相对较高的(La/Yb)N比值(15.0 ～27.7)，Eu 具有很明显的负异常，δEu =0.35 ～0.57。稀土元素球粒陨石标准化配分模式整体呈右倾海鸥型。在微量元素原始地幔标准化蛛网图上(图7b)，Nb、Ba、Sr、Ti 出现较大的亏损，Rb、Th、K、P 具有明显的正异常。

由表2、表3 可以看出冈塘错中细粒花岗岩体的稀土元素总量相对较低，∑REE 为30.1 ×10-6～44.6 ×10-6，在稀土元素球粒陨石标准化配分模式图上(图7a)，富集轻稀土元素(LREE)，轻重稀土元素(LREE/HREE)分馏不太明显。具有相对较低的(La/Yb)N比值(1.7 ～4.7)，Eu 具有很明显的负异常，δEu=0.34 ～0.67，在微量元素原始地幔标准化蛛网图上(图7b)，Nb、Ba、Sr、Ti 出现较大的亏损，Rb、U、K、P、Hf 具有明显的正异常。

图5 中粗粒花岗岩(GANG-1)(a、b)与中细粒花岗岩(GANG-2)(c)LA-ICP-MS U-Pb 同位素协和图Fig.5 Zircon LA-ICP-MS U-Pb isotopic concordia plots for zircons from the coarse-medium grained granite (GANG-1)(a，b)and the fine-medium grained granite (GANG-2)(c)

图6 A/NK-A/CNK 图解(据Maniar and Piccoli，1989)Fig.6 A/NK-A/CNK diagram (after Maniar and Piccoli，1989)

4 讨论

4.1 构造背景

Sylvester(1998)对强过铝质S 型花岗岩做了系统阐述，指出典型S 型花岗岩是指含白云母、堇青石、石榴子石等矿物的强过铝质花岗岩类岩石，其A/CNK ＞1.1，刚玉标准分子大于1%。强过铝质S 型花岗岩的形成与大陆碰撞造山作用密切相关，因此近年来S 型花岗岩的研究引起了越来越多学者的重视。过铝质花岗岩的形成环境较复杂(林广春和马昌前，2003;宋子新和钱祥麟，1996)，既可形成于挤压体制下(陆陆碰撞的峰期)，也可形成于伸展环境(紧跟着同碰撞峰期后的后碰撞环境)(邓晋福等，1994)。S 型花岗岩具有明确的构造意义，是造山作用由汇聚向伸展过渡的标志(邓晋福等，2004)。肖庆辉等(2002)也指出过铝质花岗岩不仅产出于同碰撞阶段，也可出现在后碰撞的走滑和伸展垮塌阶段。

冈塘错中细粒花岗岩含有大量的电气石，A/CNK ＞1.2，刚玉标准分子为2.40% ～3.42%，该花岗岩为典型的强过铝质S 型花岗岩。在Pearce(1996)的Rb-Y+Nb 构造判别图解(图8a)和Rb/30-Hf-Ta×3 图解(图8b)中，中细粒花岗岩落入同碰撞区域。该花岗岩体位于龙木错-双湖缝合带南缘，而龙木错-双湖带是三叠纪末期一条重要的缝合带(李才等，2008)，在岩体东部蓝岭出露有高压蓝片岩，表明该地区可能是俯冲碰撞造山带的一部分(Kapp et al.，2003;邓希光等，2000;李才等，2006)。结合区域地质背景，可以推断出中细粒花岗岩形成于同碰撞时的挤压剪切环境或伴随的逆掩构造所影响的造山带，它应该是龙木错-双湖错缝合带在碰撞阶段的岩浆岩记录。

图7 球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)与原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough，1989)Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns (a)and trace element spider diagrams (b)(normalized values after Sun and McDonough，1989)

图8 花岗岩的Rb-Y+Nb 构造判别图解(a，据Pearce，1996)和Rb/30-Hf-Ta×3 构造判别图解(b，据Harris et al.，1986)Fig.8 Rb-Y + Nb diagrams (a，after Pearce，1996)and Rb/30-Hf-Ta ×3 diagrams (b，after Harris et al.，1986)for the tectonic interpretation of granitic rocks

中粗粒花岗岩的矿物组成中含有白云母、黑云母等过铝质矿物，且含碱性长石、斜长石，CIPW 标准矿物计算结果刚玉含量达1.84% ～3.04%，大于1%;A/CNK =1.00 ～1.09，为过铝质，属于含白云母过铝质花岗岩。近年来研究表明，含白云母过铝质花岗岩形成于加厚地壳的环境中，属壳幔混源(Liegeois，1998;Eby，1990;林 广 春 和 马 昌 前，2003;Barbarin，1999)。在Pearce(1996)的环境判别图解(图8a)和Rb/30-Hf-Ta×3 图解(图8b)中，中粗粒花岗岩同时落入同碰撞和后碰撞的区域。曲永贵等(2003)指出该区在晚三叠世之后又有新一轮的地壳伸展，Fu et al.(2010)发现羌塘地体在晚三叠世有裂谷作用形成的火山岩。结合区域地质背景，中粗粒花岗岩可能形成于碰撞后期的地壳伸展作用。

4.2 岩石成因

Nb 元素亏损反映花岗岩源岩为大陆壳性质(李昌年，1992)，所有样品的稀土配分图和微量元素蛛网图基本平行，显示了同源演化的特征。两种岩石样品均具有较为明显的Eu 负异常，可能与斜长石在源区的残余有关。

一般认为Al2O3/TiO2大于100 且CaO/Na2O 小于0.3时表明其源区为泥质沉积岩，并且形成的初始熔融温度在875℃以下(Sylvester，1998;肖庆辉等，2002;汪洋和邓晋福，2002)。冈塘错中细粒花岗岩除Ghx-WL1 一个样品外Al2O3/TiO2为181.6 ～929.2 远大于100，而CaO/Na2O 为0.13 ～0.18，表明中细粒花岗岩源于泥质源区且形成的初始熔融温度小于850℃。用锆石饱和温度计(Watson and Harrison，1983)，计算其形成的温度约684 ～717℃。

中粗粒花岗岩除一个样品GHX-WL2 外Al2O3/TiO2比值为21.2 ～31.6 ＜100，CaO/Na2O 的值为0.6 ～1.2 ＞0.3，说明了中粗粒花岗岩和中细粒花岗岩的成因有较大的差别。张锋等(2009)对该中粗粒巨斑状花岗岩的斑晶进行二长石温度计测温得出核部为954℃，边部为774℃。用锆石饱和温度计(Watson and Harrison，1983)计算得其形成的温度约775 ～830℃，属较高温的花岗岩，单靠剪切生热及放射性热已不大可能(Sylvester，1998)。

综上，中细粒花岗岩形成于初始熔融温度较低的泥质源区，而中粗粒花岗岩的初始熔融温度较高。中细粒花岗岩比中粗粒花岗岩明显的亏损LREE、Ba、Th 、Sr、Zr、Ti 等大离子亲石元素，根据他们的包裹关系推测可能是中粗粒花岗岩对中细粒花岗岩再熔融的萃取作用所致。

4.3 对区域构造的指示意义

中细粒花岗岩为典型的强过铝质S 型花岗岩，而S 型花岗岩代表成熟地壳的重熔，说明南羌塘在晚三叠世已有较成熟的陆壳存在，预示了古特提斯洋俯冲的结束。

冈塘错花岗岩侵入于南羌塘基底和石炭-二叠纪的杂岩中，杂岩系所涉及的整体时空范畴往往是“单向有限”的，类似数学上的“半序空间”，也就是说，杂岩系通常有比较确切的时代上限(王根厚等，2009)。因此，岩体的侵位时间限定了研究区杂岩形成的时代上限，为晚三叠世(～215Ma)，其中中粗粒花岗岩锆石测年结果为214.4 ±4.0Ma，中细粒花岗岩锆石测年结果为222.2 ±6.6Ma。该时限约束了古特提斯洋演化的结束年代。李才等(2007)通过高压变质矿物的定年结果和果干加年山蛇绿混杂岩上覆岩层时代的确定认为古特提斯演化至220Ma 左右结束，宋春彦等(2012)通过对羌塘晚三叠世古地磁数据的研究亦确定了羌塘盆地南、北坳陷在晚三叠世诺利期已经是一个统一的地块。

Kapp et al.(2003)测得的冈塘错花岗岩体年龄约为210±5Ma，胡培远等(2010)在果干加年山东测得一处210.3 ±2.6Ma 的花岗岩体，其在本松错北测得蜈蚣山花岗岩体的结晶年龄为印支期(胡培远等，2012)，Zhai et al.(2013)在羌北发现了223 ～219Ma 的闪长岩体，胡培远等(2014)在果干加年山测得一处花岗闪长岩体的年龄为225.1 ±2.4Ma，张修政等(2014)修正了红脊山地区香桃湖岩体形成于晚三叠世(210.9 ～212.6Ma)。对比以上前人对本区域侵入岩年龄数据的研究，冈塘错花岗岩体的形成亦属于晚三叠世羌塘中部大规模岩浆活动。

综上，中细粒花岗岩形成于晚三叠世龙木错-双湖缝合带的俯冲挤压剪切环境或伴随的逆掩构造所影响的造山带环境;而中粗粒花岗岩形成于紧随其后的拉张松弛环境，来自玄武岩浆的底侵注入对形成造山带“高温”强过铝质花岗岩岩浆起着重要的作用(Barbarin，1999;Williamson et al.，1996)。在相差约10Ma 的时间里，几乎相同的源区，形成了高压到高温两种不同成因类型的花岗岩，指示了该区在晚三叠世经历了由强烈挤压环境向伸展底侵环境的快速转换，在区域上指示了古特提斯洋俯冲后的碰撞及拆沉过程(Soesoo et al.，1997;Shi et al.，2004;Lu et al.，2013)，同时也合理的解释了南羌塘增生杂岩中花岗岩的存在。

5 结论

(1)冈塘错中粗粒花岗岩和中细粒花岗岩锆石LA-ICPMS 年龄分别为214.4 ±4.0Ma 和222.2 ±6.6Ma，它们侵入于基底及二叠纪杂岩中，岩体的侵位时间限定了杂岩形成和岩体就位的时间上限为晚三叠世。

(2)冈塘错花岗岩体由中粗粒花岗岩和中细粒花岗岩两部分组成，中细粒花岗岩以包体形式赋存在中粗粒花岗岩中。中细粒花岗岩为含电气石二云母二长花岗岩，为强过铝质S 型花岗岩其形成于同碰撞环境并具有较低的形成温度，推测中细粒花岗岩形成于龙木错-双湖缝合带的同碰撞时的挤压剪切过程中。中粗花岗岩为巨斑状黑云母二长花岗岩，同时为含白云母过铝质花岗岩。其形成于紧随的后碰撞环境且具有较高的形成温度，推测中粗粒花岗岩则形成于碰撞后紧随的岩石圈拆沉伸展环境。

(3)冈塘错两种成因类型不同的花岗岩指示了该地区的构造环境在晚三叠经历了由强烈挤压向伸张底侵的快速转换，而这种转换可以解释为俯冲晚期的碰撞与拆沉。

致谢 野外调查和采样过程中得到冈玛日项目组成员的大力帮助，在此表示诚挚的感谢。

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