藏南柳区砾岩的沉积环境及物源分析:对雅鲁藏布缝合带古近纪隆升的约束*

钱信禹 戴紧根 王成善 李亚林 葛玉魁 张佳伟

中国地质大学生物地质与环境地质国家重点实验室，地球科学与资源学院，北京 100083

1 引言

研究造山带剥蚀的过程和产物对于了解造山带演化历史具有重要的作用(Najman et al.，2000)。特别是来自造山带内的碎屑沉积记录可以揭示造山带的物质和结构特征及其形成和演化规律，在弥补造山带本身由于后期构造、变质和剥蚀作用导致地记录信息被掩盖问题的同时成为了构建造山带与沉积盆地之间相互作用的纽带(Cawood et al.，2003)。并且在进一步对沉积物的物质来源、形成过程以及对沉积环境的探讨中能够反演造山带的形成和发展。

喜马拉雅造山带是典型的陆-陆碰撞造山带，对其隆升历史的研究可有助于理解陆-陆碰撞的过程。柳区砾岩沿着雅鲁藏布江缝合带东西向分布几百千米，是喜马拉雅造山带早期隆升重要的沉积记录。虽然对该套砾岩的研究由来已久，但是对于其形成时代、物源区和构造属性等认识都存在很大分歧。根据古生物化石和孢粉化石的研究，确定其时代为始新世中晚期(45～35Ma)(Fang et al.，2006;Wei et al.，2011)，但据Ryan et al.(2012①Ryan，Peter and Jay 在2012 年美国地球物理学会(AGU)上提供的会议摘要(Provenance，Paleoaltimetry，and Tectonic Significance of the Liuqu Conglomerate，Southern Tibet))报道，他们发现了～23Ma的锆石年龄，说明沉积时间可能更晚。有一些学者因为在研究中发现柳区砾岩中缺少冈底斯弧来源火成岩砾石，所以认为柳区砾岩形成于印度和欧亚大陆碰撞之前，是印度大陆与特提斯洋内岛弧的碰撞产物(Aitchison et al.，2000;Davis et al.，2002)。然而大多数学者认为其是在印度和欧亚大陆碰撞之后形成的(Wang et al.，2010;Chen，2004;Fang et al.，2006;Wei et al.，2011)，并在柳区砾岩中发现来自日喀则弧前盆地的碎屑锆石成分(Wang et al.，2010)。

本文对柳区地区出露的柳区砾岩(图1)展开了详细的沉积学工作，主要应用地层的沉积特征，岩相组合反应的沉积环境以及对物源区的指示，来反演其沉积过程，并对藏南新生代早期隆升历史提供约束。

2 区域地质概况

雅鲁藏布江缝合带是印度与欧亚板块俯冲-碰撞形成的，代表着特提斯洋最终的关闭(Gansser，1980;Aitchison et al.，2000)。其西端沿噶尔河与印度河蛇绿岩带相接，东端延至雅鲁藏布江峡谷地区，长度超过2000km，是青藏高原内部最南端也是最年轻的缝合带(Gansser，1977)，也是青藏高原南部最重要的大地构造界线(Yin and Harrison，2000;Dai et al.，2013)，为板块碰撞的构造事件的研究提供了重要的依据(Gansser，1977;Yin and Harrison，2000)。从大构造单元上来看，该缝合带主要包括北部的冈底斯岩浆弧和日喀则弧前盆地以及南部的特提斯喜马拉雅被动大陆边缘沉积带以及发育在中间的蛇绿岩带(王成善和刘志飞，1999)。

缝合带的南侧为青藏高原南缘造山带的四个构造体系(蔡福龙等，2008)(图1a)。特提斯喜马拉雅南亚带出露的岩性主要为碎屑岩和碳酸盐岩，变形变质程度弱(Willems et al.，1996);北亚带由泥岩、砂岩夹薄层的灰岩和硅质岩组成，变形强(王成善等，2000;Ding，2003)。带内中东部发育早古生代的花岗岩和中新世的浅色花岗岩。高喜马拉雅带主要由一套高级变质岩组成，以片麻岩为主，时代可追溯到寒武纪。小喜马拉雅带以浅变质岩为主，时代为前寒武代到古生代。再往南，是次喜马拉雅带，是最主要的前陆盆地沉积区(Yin，2006)。

缝合带北侧的拉萨地块局部出露中元古代-早寒武世结晶基底(Dewey et al.，1988)，盖层主要成分为早古生代到古近纪的沉积岩和火成岩夹层。拉萨地块南部为冈底斯基岩的变质带，成分为晚侏罗世-白垩纪的钙碱性花岗岩体(Chu et al.，2006;Wen et al.，2008);北部为包括早白垩S 型花岗岩在内的变质带(潘桂棠等，2004)。古近纪林子宗群火山岩广布在拉萨地块内部，并且断续的覆盖在冈底斯基岩以及古生代和中生代的沉积序列之上(Mo et al.，2008)。日喀则弧前盆地，位于拉萨地块的南部边缘，成分为白垩系日喀则群、帕达那组和曲贝亚组的复理石和泥质碳酸盐的夹层以及古新统富含有孔虫的措江顶群(Ding et al.，2003;Wang et al.，2012)。

图1 研究区域地质简图(a)西藏南部喜马拉雅构造简图;(b)日喀则地区地质简图(据Wang et al.，2010 修改)，本文实测剖面见黄色框内，而红色框内为Wang et al.(2010)的研究区，黄点代表本文的锆石采样点，红点代表Wang et al.(2010)的锆石采样点Fig.1 The geological map of study area

沿着雅鲁藏布江缝合带产出多套砾岩，如加拉孜、秋乌、大竹卡和柳区砾岩(Harrison et al.，1993;Aitchison and Davis，2001)，都记录着印度板块和欧亚板块碰撞过程中形成的沉积相和沉积特征，并一定程度上反映着这一时期的构造运动。本文主要针对柳区砾岩展开研究工作。柳区砾岩是厚层的碎屑沉积，沿着雅鲁藏布江蛇绿岩带近东西向产出，从目前所了解的出露情况来看，主要分布于日喀则地区，东起白朗县，西至萨噶县，长度约150km，向东有可能延伸到山南地区以及缅甸西部，向西在阿里地区以及克什米尔的拉达克地区均有零星分布(Aitchison et al.，2000;Davis et al.，2002;Wang et al.，2010)(图1a)。

3 地层及沉积环境

本次研究选择的剖面位置在距离日喀则市区西侧直线距离78km 左右的拉孜县柳区，剖面位置如图1b 所示。剖面的起始位置为29°10＇37″N、88°05＇38″E，终点位置为29°09＇14″N、88°05＇17″E。尽管剖面未见顶底，但是所测剖面，恢复后的厚度约1750m，是已获得的柳区群剖面中厚度较大的，能相对完整的代表柳区群的沉积序列。在该剖面北侧，柳区砾岩与蛇绿岩呈断层接触;在剖面南部，柳区砾岩与特提斯喜马拉雅浅变质碎屑岩也呈断层接触。

图2 柳区群实测剖面柱状图图中岩相符号代表的意义见表1;圆饼图表示所在层位的砾石统计结果;Lq12-X 表示2012 年在该剖面对应砂岩层位采集的岩屑砂岩样品，Lq14-X 表示2014 年在该剖面对应砾岩层位采集的石英砂岩砾石样品Fig.2 The measured stratigraphic section of Liuqu Group

表1 柳区砾岩的沉积岩岩相的描述及解释(据Miall，1985;Uba et al.，2005)Table 1 Sedimentary facies of description and explanation of sedimentary facies of Liuqu conglomerate (after Miall，1985;Uba et al.，2005)

根据岩相及其组合特征，该剖面将分为上、中、下三段。有关柳区砾岩的沉积环境是建立在对该剖面的沉积学观测基础之上。具体岩相对应的沉积过程和沉积环境见表1(Miall，1977，1985;Spalletti and Piñol，2005;Uba et al.，2005;DeCelles et al.，2007，2011)。

下段(2-6 层):厚约490m(图2)。出露的主要岩性为紫红色、灰绿色为主的粗碎屑厚层-巨厚层砾岩夹紫红色薄层粉砂岩、泥岩。砾岩中碎屑成分多为棱角状，砾级到巨砾级(图3a，b)。局部呈现不明显的正粒序，颗粒支撑或基质支撑(图3a，b)，砾岩的主要岩相为Gcm、Gmm、Gl(表1、图2)。在具有粒序的颗粒支撑的砾岩单元中，发育上凹的侵蚀基底(图2、图3d)，在分选差的基质胶结的砾岩单元中，有的以透镜体产出。砾岩主要为厚层状，局部夹在砂岩或泥岩中以透镜体形式产出。这一段的砂岩主要为岩屑砂岩，细粒到粗粒，分选差，棱角状(图4a，b)，部分含有砾石，块状构造，主要岩相为Sm、Sl(表1、图2)。这种由分选差的砾岩相夹薄层的砂砾的岩相组合被认为是冲积扇环境中近源的碎屑流沉积，其中凹陷内的砾岩相指示着河道碎屑流沉积(Stanistreet and McCarthy，1993;Spalletti and Piñol，2005)。

中段(7-16 层):厚约816m(图2)。出露的主要岩性为紫红、暗红色粗碎屑砾岩夹紫红色薄层泥岩、粉砂岩。砾岩分选性差，磨圆度较好，颗粒支撑和基质支撑均发育，多以透镜体产出(图3c)。此段砾岩的主要岩相为Gl、Gh、Gt(表1、图2)。砂岩的粒度很粗，层厚向上先增大，又逐渐减小(图2)，其中石英砂岩的含量增加，分选差，磨圆差(图4c)。发育不明显的槽状交错层理，砾石略定向排列(图3f)。砂岩的主要岩相为Sm、St(表1、图2)。该段泥岩的含量明显增加，厚层和薄层均有产出，也发育泥岩和砂岩的互层，这种向上变细的序列，指示沉积过程中，水流的力度逐渐减弱。这种粒序的重复出现代表着该段发育在冲积扇远端的辫状河沉积(Miall，1996)。

图3 柳区砾岩的野外特征(a)分选差、次圆-次棱角状、颗粒支撑的砾岩;(b)分选差、次棱角-棱角状、基质支撑的砾岩;(c)砾岩透镜体;(d)下段砾岩与砂岩分布特征;中部发育上凹的侵蚀基底;(e)上段砾岩与砂岩互层;(f)砾岩的定向排列，显示硅质岩砾石来自北侧蛇绿岩带Fig.3 Field characteristics of the Liuqu conglomerate

上段(16-21 层):厚约448m(图2)。该段主要产出层位为灰绿色、紫红色砾岩夹薄层泥岩、粉砂岩。本段的特点是有较多的砂岩和泥岩互层，以及薄层的砾岩和砂岩的互层(图3e)，局部砾岩呈透镜体产出。上部与特提斯喜马拉雅带千枚质板岩呈高角度逆冲接触。砾岩的分选差，磨圆差，基质支撑为主。这一段砾岩的主要岩相为Gmm、Gl(表1、图2)。砂岩的层厚较中段有所增加，碎屑颗粒分选差，磨圆差，主要岩相为Sm、Sp(表1)。这种块状和板状交错层理的砂岩与泥岩互层，代表着低流态的水动力介质，中间以夹层或透镜体产出的分选差、磨圆差的砾岩代表着切割河道的沉积或漫到辫状平原之上的泥石流的堆积(Miall，1996)。

图4 柳区砾岩的镜下照片Rs-放射虫硅质岩;Pl-斜长石;Lv-火山碎屑;Qp-多晶石英;Qm-单晶石英;Slate-板岩;phyllite-千枚岩Fig.4 The microscopic photos of Liuqu conglomerate

4 物源区分析方法

4.1 碎屑成分统计

砾岩可以提供较为完整的岩相信息，对近源分析有很好的效果(王成善和李祥辉，2003;赵红格和刘池洋，2003)。查明砾岩的粒度、成分、百分含量的变化，是确定母岩性质和物源方向的基本方法。因为砾岩主要分布在盆地的边缘，接近于物源区，而砾石的成分可以直接反应物源区母岩的成分。

而本次研究区出露的柳区砾岩是以近源的粗碎屑为主的沉积单元，并且沿着雅鲁藏布江缝合带产出。结合区域地质情况，根据柳区群出露不同类型的砾石，能够对可能的物源做出指示。所以对该剖面特定层位进行砾岩的成分、粒度、磨圆进行了统计。统计过程中在每一层位选择1m2良好的露头，每一点位统计～100 个砾径为3～4cm 的砾石成分。砾石统计结果见表2。

砂岩的组分和结构特征能直接反应物源区和沉积盆地的构造背景。通过对特定层位中砂岩的石英，长石和岩屑进行统计，用Dickinson 三角图解进行投点。根据点的分布情况，进一步来确定物源区的构造背景(Dickinson and Seely，1979)。Dickinson 系统的总结了碎屑砂岩的成分与物源区、沉积盆地构造背景之间的关系，并且划分出了三个主要的板块构造环境和七个次级的物源区。共建立了Qt-F-L、Qm-FLt、Qp-Lv-Ls 和Qm-P-K 等判别模式图，用以区分大陆块的稳定克拉通、上升基底地块或侵蚀火山弧深成岩体、活动火山弧链、活动火山弧链或大陆边缘、再旋回造山带(Dickinson and Seely，1979;Dickinson et al.，1983，1986)。本次野外工作先后在砂岩层采集32 块碎屑砂岩样品(2012 年)，在砾岩层内采集14 块石英砂岩样品(2014 年)，并磨制16 个碎屑砂岩薄片和4 个石英砂岩薄片，对应层位见图2。但通过镜下观察发现，大部分样品蚀变严重。根据碎屑砂岩进行物源分析的要求，蚀变与成岩作用会大大的影响反应结果。所以，为了保证物源分析的结果的相对准确性，大部分样品未进行碎屑颗粒的统计，选择其中蚀变程度较轻的10 块样品，依照Ganzzi-Dickinson 栅格计数法进行统计，所统计的颗粒均在0.0625mm 到2mm 之间，每件样品统计的颗粒数在～300。分别对多晶石英(Qp)，单晶石英(Qm)、斜长石(P)、钾长石(K)、沉积岩屑(Ls)、火山岩屑(Lv)以及变质岩屑(Lm)进行了统计。样品整体上贫长石和火山岩屑。由于未见钾长石，所以统计的长石统一以F 表示。样品统计结果见表3。

表2 柳区砾岩砾石成分统计结果Table 2 The statistical result of gravel composition of Liuqu conglomerate

4.2 碎屑锆石U-Pb 年龄分析

本论文所测试的碎屑锆石采自于实测剖面的13 层(图2)。样品岩性为岩屑砂岩，重3.5kg，镜下观察，锆石含量丰富。在廊坊市河北省地质测绘院，经过粉碎和压磨后，通过重液和磁的方法进行分选，所有选出的500 粒锆石，均无磁性，且粒度＞25μm，然后手动转移，用环氧树脂黏贴制靶。靶上的锆石抛光至一半的厚度，在进行激光烧灼电感耦合等离子体质谱法分析之前用反射光和透射光拍照。最后经过电感耦合等离子质谱(MC-ICP-MS)随机挑选一个区域对该区域内90 粒锆石打点分析。锆石U-Pb 年龄测试在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成。测试使用New Wave 213nm 激光取样系统连接起来的Agilent 7500a ICP-MS 完成。分析过程中，激光束斑直径采用25μm，频率5Hz。样品经剥蚀后，有He 气作为载体，再和Ar 气混合后进入ICP-MS 进行分析。U-Pb 分馏根据澳大利亚锆石标样GEMOC GJ-1(207Pb/206Pb age of 608.5 ±1.5Ma，Jackson et al.，2004)来校正，锆石标样Mud Tank(intercept age of 732±5Ma，Black and Gulson，1978)作为内标，控制分析精度。每个测试流程的开头和结尾分别测两个GJ 标样，另外测试一个MT 标样和10 个待测样品点。U-Pb 年龄和U、Th、Pb 的计数由Glitter 软件(ver.4.4)(www.mq.edu.au/GEMOC)在线获得。详细的分析方法和流程类似于Griffin et al.(2004)及Jackson et al.(2004)。因为204Pb 的信号极低，以及载气中204Hg 的干扰，该方法不能直接精确测其含量。因此使用嵌入Excel 的Compbcorr#3_15G 程序(Andersen，2002)来进行普通铅的校正。如果年龄小于1000Ma，使用测试206Pb/238U 作为锆石的年龄，如果年龄大于1000Ma，则使用206Pb/207Pb作为锆石的年龄。为了达到统计目的，大于1000Ma 的锆石不谐和度控制在10%的范围内，小于1000Ma 的锆石不谐和度控制在20%范围内。碎屑锆石年龄结果见表4。将处理后的数据用Isoplot 绘图，得到年龄数据的直方图及频率分布图(图5)。

图5 柳区砾岩碎屑锆石U-Pb 年龄分布图Fig.5 Zircon U-Pb ages of detrital zircons from the Liuqu conglomerate

5 物源区分析结果

5.1 砾石成分分析

柳区砾岩的砾石成分主要包括硅质岩、砂岩、板岩、千枚岩和基性-超基性岩。在不同的露头处各砾石成分含量大不相同。剖面底部以硅质岩和基性超基性岩为主，顶部以板岩和千枚岩为主，含量都在90%左右，各组分差异明显。在剖面的第4、6、7、9 个层位进行了详细的砾石统计，详细结果见表2，含量比例制作成饼图见图2。

从碎屑砾石的统计结果中发现，该套砾岩中硅质岩变化范围为54%～41%，基性-超基性岩变化范围为11%～2%，两者向南含量减少，其中基性-超基性岩主要为玄武岩，辉长岩和蛇纹石化的超基性岩。剖面向上，板岩、千枚岩含量增多，且从中段起(7 层)开始出现，含量达到25%～31%，砂岩变化范围为40%～23%，整体向上含量减少，其中石英砂岩含量居多。

5.2 砂岩碎屑组分分析

岩屑砂岩中碎屑成分主要为石英和岩屑，以及少量的长石(图4a，b，d)。碎屑砂岩的统计结果(表3)显示，石英含量的变化范围8%～30%，岩屑含量的变化范围68%～90%以沉积岩屑为主，含变质岩屑和少量的火山岩屑，其中沉积岩屑主要为砂、粉砂岩岩屑，粘土岩岩屑和硅质岩岩屑，变质岩屑主要为板岩和少量的千枚岩。长石含量＜2%。根据统计结果得到Dickinson 三角图(图6)。

柳区砾岩中的砂岩的平均碎屑组成为Qt∶F∶L =16∶1.3∶82.7，Qm∶F∶Lt=13∶1.4∶85.6(表3、图6)，石英颗粒以单晶石英为主。岩屑占碎屑总量的82%～85%，其中沉积岩屑达82%～95%，变质岩屑5%～15%，火山岩屑＜3%(表3、图6)。

5.3 碎屑锆石U-Pb 年龄

样品Lq12-13 的测试结果显示(表4)，有87 颗锆石年龄是谐和的，这其中最年轻的年龄为82 ±1Ma，最老的年龄为3119 ±11Ma。按时代划分，年龄位于元古代的锆石颗粒有52 个，年龄范围为546～2488Ma;位于早古生代的锆石颗粒有27 个，年龄范围为453～535Ma，主要集中在寒武纪和奥陶纪;此外有6 颗锆石年龄数据显示位于太古代，时间范围为2508～3119Ma，1 颗锆石年龄显示为白垩纪，1 颗锆石年龄显示为泥盆纪。

6 讨论

6.1 物源分析

柳区砾岩中砾石的砾径大多集中在1～20cm，少量达到1m 以上，磨圆较差，一般为次棱角状，少数层位达到次圆-浑圆状。砾岩的分选差，极低的成熟度指示近源堆积。根据成分和含量的变化，可认为砾岩中硅质岩，基性-超基性岩来自雅鲁藏布江的蛇绿岩带内，因为柳区砾岩沿着该蛇绿岩带分布，部分地区与蛇绿岩带沉积接触，而其他最近的缝合带为北侧班公湖-怒江缝合带，不可能为其提供大砾径的物源。而板岩和千枚岩是与柳区砾岩紧邻的特提斯喜马拉雅带典型的岩石类型(王成善等，2000;Ding，2003)，所以特提斯喜马拉雅带是板岩和千枚岩最有可能的物源。但值得注意的是，仅从岩石特征很难对砂岩的物源区进行限定，所以，对砾岩中的砂岩进行了镜下观察(Lq14-13b1、Lq14-14b1)，发现一类石英颗粒较小，波状消光，见裂纹以及长柱状和针状的包裹体，这是典型的变质岩石英的特征，所以更有可能的物源区为南侧的特提斯喜马拉雅带，另一类不具波状消光的石英，一部分为浑圆状的单晶石英或发育自生加大边为特征，可判断为再旋回石英，另一部分表面光泽，发育港状溶蚀，是火山岩石英的特征，两者更可能是北侧冈底斯岩浆弧和日喀则弧前盆地提供的物源。所以砂岩具有双物源区的来源，两类石英颗粒比值约为2∶1。初步判断南北两侧提供物源的比例约为2∶1。而从上段(17 层)起，石英砂岩薄片(Lq14-17b1、Lq14-20b1)显示，大部分石英颗粒显示变质岩石英，只有少部分显示为再旋回石英，所以该套砾岩的上段的主要物源为南侧的特提斯喜马拉雅带。

图6 柳区砾岩碎屑砂岩dickinson 三角图Qm-单晶石英;Qp-多晶石英;Ls-沉积岩岩;Lv-火山岩岩屑;Lm-变质岩岩屑;Qt=Qm+Qp;L=Lm+Lv+Ls;Lt=L+QpFig.6 The detrital sandstone composition dickinson triangle of Liuqu conglomerate

表3 柳区群碎屑砂岩统计结果Table 3 The statistical result of detrital sandstone of Liuqu Group

本文所得碎屑锆石数据与Wang et al.(2010)在柳区另一个柳区砾岩剖面所得的数据(图2)进行对比(图5)。结果显示，对于80Ma、500Ma 的两个峰值年龄以及450Ma 以后的碎屑锆石年龄都有很好的对应，而缺少200～400Ma 之间的年龄，Wang et al.(2010)与朗杰学群地层锆石年龄(Aikman et al.，2008)对比，认为这段期间的碎屑年龄更有可能来自朗杰学群。所以根据本次所得的碎屑锆石年龄，并综合Wang et al.(2010)的结论以及相关地体的锆石年龄特征(Hu et al.，2010;Wu et al.，2010;Mo et al.，2009)，认为发育在Wang et al.(2010)研究区出露的柳区砾岩(图1)西北方向约6km 的该套砾岩的源区同样包括南侧特提斯喜马拉雅带和日喀则弧前盆地，而不能证明有来自朗杰学群的物源成分。

6.2 柳区砾岩的沉积模式及其对藏南古近纪剥露历史的约束

关于柳区砾岩的沉积模式，主要有两种动力学机制。第一种模式认为柳区群是在印度-亚洲两板块碰撞之后形成的山前磨拉石建造(夏邦栋等，1999)，持这种观点的学者认为砾岩中的碎屑来源于日喀则弧前盆地和雅鲁藏布江蛇绿岩带。持另外观点的学者(Aitchison et al.，2000;Davis et al.，2002)，因为没有在砾岩的碎屑中发现来自日喀则弧前盆地和拉萨地体中的花岗岩成分，提出了该套砾岩是在两板块碰撞之前，印度板块和特提斯洋内岛弧碰撞作用而形成的说法。

根据目前的研究状况来看，对于印度和欧亚大陆碰撞的时间，广泛而被大多数学者认同的说法为65Ma(王成善和李祥辉，2003;Klootwijk et al.，1992;Bajpai，1999)，因为综合考虑到板块运动速率的变化，印度和亚洲大陆生物群落的混合、沉积类型的转变，深部岩浆活动以及印度大陆北缘沉积和地球化学变化等因素，所以结果较可靠。虽然柳区砾岩的沉积时代没有准确厘定，但大致被限定在始新世中晚期(45～35Ma)(Fang et al.，2006;Wei et al.，2011;韦立杰等，2009)，所以仅在时间上看，柳区砾岩是在板块碰撞之后形成的。笔者认为从各项数据，包括碎屑锆石显示的结果，无法排除物源来自日喀则弧前盆地和拉萨地块的可能性。此外，本次研究中发现砂岩中的一些石英的颗粒为火山岩石英或再旋回石英，更有可能来自日喀则弧前盆地。所有上述证据更支持该套砾岩形成于板块碰撞之后的说法。虽然柳区砾岩的沉积时代不确定，但由于其是紧随在板块碰撞之后形成的。所以该套砾岩的沉积演化记录了印度-欧亚板块碰撞的过程以及雅鲁藏布江缝合带的隆升(图7)。

表4 柳区砾岩碎屑锆石 U-Pb 同位素组分Table4 U-Pb isotopic compositions of detrital zircons from the Liuqu conglomerate

续表4Continued Table4

续表4Continued Table4

图7 柳区砾岩的沉积演化模式图中箭头代表该方向为柳区砾岩沉积提供物源，箭头的粗细和大小简单的代表对物源的贡献程度.(a)柳区砾岩上段的沉积过程;(b)柳区砾岩中段的沉积过程;(c)柳区砾岩下段的沉积过程Fig.7 The depositional model of the Liuqu conglomerate

印度-欧亚两板块碰撞之后，雅鲁藏布江蛇绿岩带和日喀则弧前盆地先隆升，或者相对隆升较快，为柳区砾岩的下段提供物源，此时特提斯喜马拉雅并没有或只有极少量的贡献(如图7c)。随着俯冲过程的进行，特提斯喜马拉雅带也隆升到一定高度，开始遭受剥蚀并提供物源，在柳区砾岩中的响应为砾石成分中出现了板岩和千枚岩，对应着柳区砾岩中段的形成。由于，砾岩中硅质岩和基性-超基性岩的含量与板岩和千枚岩的含量之比约为2∶1(表2)，此时两侧对物源的贡献比约为2∶1(如图7b)，与石英砂岩中石英颗粒来源显示的结果类似。而进一步俯冲的结果导致，南侧的特提斯喜马拉雅带隆升的幅度较大，成为了主要的物源，对应着柳区砾岩上段的形成，砾岩中主要成分为板岩和千枚岩，而石英砂岩中大部分石英颗粒发育波状消光，砂岩中变质岩石英含量＞90%，说明此时作为下段和中段的火山岩石英和再旋回石英的物源提供受阻，代表着这段期间俯冲导致蛇绿岩带相对于日喀则弧前盆地快速隆升而阻碍了后者向柳区砾岩提供物源，而本身仍为物源区，所以在上段中有硅质岩砾石存在，甚至在某些层位含量很高(如图7a)。

7 结论

通过对柳区砾岩的岩石地层学的研究，碎屑成分统计以及碎屑锆石年代学分析，发现柳区砾岩主要由厚层的砾岩以及相对较薄层的砂岩和泥岩组成，砾石主要包括硅质岩，基性-超基性岩，石英砂岩，岩屑砂岩，板岩以及千枚岩。岩相组合表示其形成于冲积扇和辫状河环境。较大的砾径和极低的成熟度反映近源堆积，加上碎屑颗粒统计的结果，石英砂岩中石英颗粒的来源以及碎屑锆石年龄分析，得出该套砾岩最有可能的物源为北侧的日喀则弧前盆地和南侧的特提斯喜马拉雅带。砾石成分，岩屑砂岩中的碎屑成分以及不同来源石英砂岩颗粒，在各层位中的变化反应源区对物源贡献的变化，同时记录了造山带隆升的历史。具体表现为，印度-欧亚板块碰撞后，首先雅鲁藏布江蛇绿岩带和日喀则弧前盆地相对较快隆升，并遭受剥蚀为柳区砾岩的沉积提供初始的物源;随着印度板块的俯冲，特提斯喜马拉雅带开始隆升，成为了柳区砾岩的物源，主要提供板岩和千枚岩;进一步的俯冲使得蛇绿岩带大幅度隆升而阻碍了日喀则弧前盆地继续为柳区砾岩提供物源，表现为研究区出露的柳区砾岩上段石英砂岩中缺少火山岩石英和再旋回的石英颗粒。

致谢 感谢王建刚博士对本文提出了许多建设性意见;感谢南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室对锆石测年工作的帮助。

Aikman AB，Harrison TM and Ding L.2008.Evidence for Early(＞44Ma) Himalayan crustal thickening， Tethyan Himalaya，southeastern Tibet.Earth and Planetary Science Letters，274(1-2):14-23

Aitchison JC，Zhu BD，Davis AM，Liu JB，Luo H，Malpas JG，McDermid IRC，Wu H，Ziabrev SV and Zhou MF.2000.Remnants of a Cretaceous intra-oceanic subduction system within the Yarlung-Zangbo suture (southern Tibet).Earth and Planetary Science Letters，183(1-2):231-244

Aitchison JC and Davis AM.2001.Orogenic conglomerates indicate timing of collision in Tibet.16thHimalaya-Karakorum-Tibet workshop.Journal of Asian Earth Sciences，19(3A):1-2

Andersen T.2002.Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report204Pb.Chemical Geology，192(1):59-79

Bajpai S.1999.Paleontological constrains on the timing of India-Asia contact:Evidence from peninsular India and Ladakh Himalaya.In:Terra Nostra，14thHimalaya-Karakorarn-Tibet Workshop，2:12

Black LP and Gulson BL.1978.The age of the mud tank carbonatite，strangways range，northern territory.BMR Journal of Australian Geology and Geophysics，3(3):227-232

Cai FL，Ding L，Zhang QH，Xu XX，Yue YH，Zhang LY and Xu Q.2008.Provenance and tectonic evolution of the Yalu-Zangbo peripheral foreland basin.Acta Petrologica Sinica，24(3):430-446 (in Chinese with English abstract)

Cawood PA，Nemchin AA，Freeman M and Sircombe K.2003.Linking source and sedimentary basin:Detrital zircon record of sediment flux along a modem river system and implications for provenance studies.Earth and Planetary Science Letters，210(1-2):259-268

Chen OK.2004.Miocene collision related conglomerates，South Tibet.Master Degree Thesis.Hong Kong:The University of Hong Kong，36-47

Chu MF，Chung SL，Song BA，Suzanne YO，Norman JP，Ji JQ and Da JW.2006.Zircon U-Pb and Hf isotope constraints on the Mesozoic tectonics and crustal evolution of southern Tibet.Geology，34(9):745-748

Dai JG，Wang CS，Ali P，Santosh M，Li YL and Ge YK.2013.Rapid forearc spreading between 130 and 120Ma: Evidence from geochronology and geochemistry of the Xigaze ophiolite，southern Tibet.Lithos，172-173:1-16

Davis AM，Aitchison JC，Zhu BD，Luo H and Zyabrev S.2002.Paleogene island arc collision-related conglomerates，Yalung-Tsangpo suture zone，Tibet.Sedimentary Geology，150(3-4):247-273

DeCelles PG，Quade J，Kapp P，Fan MJ，Dettman DL and Ding L.2007.High and dry in central Tibet during the Late Oligocene.Earth and Planetary Science Letters，253(3-4):389-401

DeCelles PG，Kapp P，Quade J and Gehrels GE.2011.Oligocene-Miocene Kailas basin，southwestern Tibet:Record of post collisional upper-plate extension in the Indus-Yarlung suture zone.Geological Society of America Bulletin，123(7-8):1337-1362

Dewey JF，Sharkleton RR and Chang CF.1988.The tectonic evolution of the Tibetan Plateau.Philosophical Transactions of the Royal Society(Series A)，327(1594):313-330

Dickinson WR and Seely DR.1979.Structure and stratigraphy of forearc regions.American Association of Petroleum Geologists Bulletin，63:2-31

Dickinson WR，Beard LS，Brakenridge GR，Erjavec JL and Ferguson RC.1983.Provenance of North American Phanerozoic sandstones in relation to tectonic setting.Geological Society of American Bulletin，94(2):222-235

Dickinson WR，Lawton TF and Inman KF.1986.Sandstone detrital modes，central Utah foreland region: Stratigraphic record of Cretaceous-Paleogene tectonic evolution.Journal of Sedimentary Petrology，56(2):276-293

Ding L.2003.Paleocene deep-water sediments and radiolarian faunas:Implications for evolution of Yarlung-Zangbo foreland basin，southern Tibet.Science in China (Series D)，46(1):84-96

Ding L，Kapp P，Zhong DL and Deng WM.2003.Cenozoic volcanism in Tibet: Evidence for a transition from oceanic to continental subduction.Journal of Petrology，44(10):1833-1865

Fang AM，Yan Z，Liu XH，Pan YS，Li JL，Yu LJ and Huang FX.2006.The age of the plant fossil assemblage in the Liuqu conglomerate of southern Tibet and its tectonic significance.Progress in Natural Science，16(1):55-64

Gansser A.1977.The great suture zone between Himalaya and Tibet:A preliminary account.Colloque Internation au du Centre National de la Recherche Scientifique，268:181-191

Gansser A.1980.The significance of the Himalayan Suture zone.Tectonophysics，62(1-2):37-40，43-52

Griffin WL，Belousova EA，Shee SR，Pearson NJ and O’Reilly SY.2004.Archean crustal evolution in the northern Yilgarn Craton:UPb and Hf:Isotope evidence from detrital zircons.Precambrian Research，131(3-4):231-282

Harrison TM，Copeland P，Hall SA，Quade J，Burner S，Ojha TP and Kidd WSF.1993.Isotopic preservation of Himalayan/Tibetan uplift，denudation，and climate histories of two molasse deposits.The Journal of Geology，101(2):157-175

Hu XM，Jansa L，Chen L，Griffin WL，O’Reilly SY and Wang JG.2010.Provenance of Lower Cretaceous Wölong volcaniclastics in the Tibetan Tethyan Himalaya:Implications for the final breakup of Eastern Gondwana.Sedimentary Geology，223(3-4):193-205

Jackson SE，Pearson NJ，Griffin WL and Belousova EA.2004.The application of laserablation-inductively coupled plasma-mass spectrometry to in situ U-Pb zircon geochronology.Chemical Geology，211(1-2):47-69

Klootwijk CT，Gee JS，Peirce JW，Smith GM and MaFadden PL.1992.An early India-Asia constrains from Ninety East Ridge，ODP Leg 121.Geology，20(5):395-398

Miall AD.1977.A review of the braided-river depositional environment.Earth-Science Reviews，13(1):1-62

Miall AD.1985.Architectural-element analysis:A new method of facies analysis applied to fluvial deposits.Earth-Science Reviews，22(4):261-308

Miall AD.1996.The Geology of Fluvial Deposits:Sedimentary Facies，Basin Analysis， and Petroleum Geology.Berlin: Springer-Verlag，583

Mo XX，Niu YL，Dong GC，Zhao ZD，Hou ZQ，Zhou S and Ke S.2008.Contribution of syncollisional felsic magmatism to continental crust growth:A case study of the Paleogene Linzizong volcanic succession in southern Tibet.Chemical Geology，250(1-4):49-67

Mo XX，Dong GC，Zhao ZD，Zhu DC，Zhou S and Niu YL.2009.Mantle input to the crust in southern Gangdese，Tibet，during the Cenozoic:Zircon Hf isotopic evidence.Journal of Earth Science，20(2):241-249

Najman Y， Bickle M and Chapman H.2000.Early Himalayan exhumation:Isotopic constraints from the Indian foreland basin.Terro Nova，12(1):28-34

Pan GT，Ding J，Yao DS and Wang LQ.2004.Geological Map (1 ∶1500000)of Qinghai-Xizang (Tibetan) Plateau and Adjacent Areas.Chengdu:Chengdu Cartographic Publishing House，1-133(in Chinese)

Spalletti LA and Piñol FC.2005.From alluvial fan to playa:An Upper Jurassic ephemeral fluvial system，Neuquén Basin，Argentina.Gondwana Research，8(3):363-383

Stanistreet IG and McCarthy TS.1993.The Okavango fan and classification of subaerial fan systems.Sedimentary Geology，85(1-4):115-133

Uba CE，Heubeck C and Hulka C.2005.Facies analysis and basin architecture of the Neogene Subandean synorogenic wedge，southern Bolivia.Sedimentary Geology，180(3-4):91-123

Wang CH and Liu ZF.1999.Xigaze Forearc Basin and the Yarlungzangbo Suture Zone.Beijing:Geological Publishing House，195-200 (in Chinese)

Wang CS，Li XH，Wan XQ and Tao R.2000.The Cretaceous in Gyangze，southern Xizang (Tibet):Redefined.Acta Geologica Sinica，74(2):97-107 (in Chinese with English abstract)

Wang CS and Li XH.2003.Sedimentary Basin Analysis Principle and Method.Beijing:Higher Education Press，80-116 (in Chinese)Wang CS，Li XH and Hu XM.2003.Age of initial collision of India with Asia:Review and constrains from sediments in southern Tibet.Acta Geologica Sinica，77 (1):16- 24 (in Chinese with English abstract)

Wang CS，Li XH，Liu ZF，Li YL，Jansa L，Dai JG and Wei YS.2012.Revision of the Cretaceous-Paleogene stratigraphic framework，facies architecture and provenance of the Xigaze forearc basin along the Yarlung Zangbo suture zone.Gondwana Research，22:415-433

Wang JG，Hu XM，Wu FY and Jansa L.2010.Provenance of the Liuqu Conglomerate in southern Tibet:A Paleogene erosional record of the Himalayan-Tibetan orogen.Sedimentary Geology，231(3-4):74-84

Wei LJ，Liu XH，Yan FH，Mai SH，Zhou XJ，Li GW and Liu XB.2009.Discovery and preliminary study on palynofossils from the Paleogene Liuqu conglomerates in southern Xizang (Tibet).Acta Micropalaeontologica Sinica，26(3):249-260 (in Chinese)

Wei LJ，Liu XH，Yan FH，Mai SH，Li GW，Liu XB and Zhou XJ.2011.Palynological evidence sheds new light on the age of the Liuqu conglomerates in Tibet and its geological significance.Science China(Earth Sciences)，54(6):901-911

Wen DR，Liu DY，Chung SL，Chu MF，Ji JQ，Zhang Q，Song B，Lee TY，Yeh MW and Lo CH.2008.Zircon SHRIMP U-Pb ages of the Gangdese batholith and implications for Neotethyan subduction in southern Tibet.Chemical Geology，252(3-4):191-201

Willems H，Zhou Z，Zhang B and Gräfe KU.1996.Stratigraphy of the Upper Cretaceous and lower tertiary strata in the Tethyan Himalayas of Tibet (Tingri area，China).International Journal of Earth Sciences，85(4):723-754

Wu FY，Ji WQ，Liu CZ and Chung SL.2010.Detrital zircon U-Pb and Hf isotopic data from the Xigaze fore-arc basin:Constraints on Transhimalayan magmatic evolution in southern Tibet.Chemical Geology，271(1-2):13-25

Xia BD，Zhang KJ，Kong QY and Lin HM.1999.Three molasses belts within the Qinghai-Tibet Plateau and their tectonic implications.Earth Science Frontiers，6(3):173-180 (in Chinese with English abstract)

Yin A and Harrison TM.2000.Geologic evolution of the Himalayan-Tibetan orogen.Annual Review of Earth and Planetary Sciences，28:211-280

Yin A.2006.Cenozoic tectonic evolution of the Himalayan Orogen as constrained by along-strike variation of structural geometry，exhumation history， and foreland sedimentation.Earth-Science Reviews，76(1-2):1-131

Zhao HG and Liu CY.2003.Approaches and prospects of provenance analysis.Acta Geologica Sinica，21(3):410-415 (in Chinese with English abstract)

附中文参考文献

蔡福龙，丁林，张清海，徐晓霞，岳雅慧，张利云，许强.2008.雅鲁藏布江周缘前陆盆地物源分析及构造演化.岩石学报，24(3):430-446

潘桂棠，丁俊，姚冬生，王立全.2004.青藏高原及邻区地质图(1∶1500000 附说明书).成都:成都地图出版社，1-133

王成善，刘志飞.1999.西藏日喀则弧前盆地与雅鲁藏布江缝合带.北京:地质出版社，195-200

王成善，李祥辉，万晓樵，陶然.2000.西藏南部江孜地区白垩系的厘定.地质学报，74(2):97-107

王成善，李祥辉.2003.沉积盆地分析原理与方法.北京:高等教育出版社，80-116

王成善，李祥辉，胡修棉.2003.再论印度-亚洲大陆碰撞的启动时间.地质学报，77(1):16-24

韦立杰，刘小汉，严富华，麦学舜，周学君，李广伟，刘小兵.2009.藏南古近系柳区砾岩孢粉化石的发现及初步研究.微体古生物学报，26(3):249-260

夏邦栋，张开均，孔庆友，林鹤鸣.1999.青藏高原内部三条磨拉石带的确定及其构造意义.地学前缘，6(3):173-180

赵红格，刘池洋.2003.物源分析方法及研究进展.沉积学报，21(3):410-415