东喜马拉雅构造结泥质高压麻粒岩的锆石和独居石定年与地质意义*

芦维瑞 张泽明,2 李文坛 安文涛 任宏飞 郭明明 王迪 吴双鹏

1.中国地质大学地球科学与资源学院，北京 100083 2.中国地质科学院地质研究所，北京 100037

喜马拉雅造山带形成在新生代印度与亚洲大陆碰撞过程中(Dewey and Bird,1970;Yin and Harrison,2000)。喜马拉雅造山带东、西两端的南迦巴瓦构造结和南迦帕尔巴特构造结处于大陆碰撞的前缘位置，此处的岩石经历了强烈的变质、变形和快速抬升，是研究碰撞造山与高原隆升的理想场所(丁林等,1995;钟大赉和丁林,1996;张进江等,2003)。南迦巴瓦构造结核部出露有大量高压麻粒岩，其代表印度大陆俯冲后折返上来的物质，记录了喜马拉雅造山带的形成与演化历史。

前人对南迦巴瓦杂岩中的高压麻粒岩进行了较多的锆石U-Pb年代学研究，获得了许多不同的年龄，由此对这些高压麻粒岩的变质与部分熔融时间、持续过程，以及高压麻粒岩和南迦巴瓦杂岩的成因给出了不同的解释(Ding and Zhong,1999;Dingetal.,2001;Liuetal.,2007;Zhangetal.,2010,2012,2015,2018,2021;Xuetal.,2010;Suetal.,2012;Zengetal.,2012;刘凤麟和张立飞,2014;Pengetal.,2018;Tianetal.,2019,2020;Kangetal.,2020)。但是，所获得的不同年龄能否表明，南迦巴瓦地区的麻粒岩具有不同的形成演化历史还需要深入研究。特别需要对定年矿物(如锆石和独居石)的内部结构和微区成分进行深入分析，对原位定年结果进行合理解释。本文对6个泥质高压麻粒岩(蓝晶石榴黑云片岩)中的锆石和独居石进行系统的内部结构、U-(Th)-Pb同位素和微量元素分析，以求揭示这些岩石中定年矿物的内部结构、微区成分和年龄特征，约束岩石的变质、深熔时间和持续过程。本文研究表明，所研究样品中的锆石和独居石具有相似的内部结构，但由于不同结构域生长宽度和分析点大小的限制，无法对全部结构域进行分析，进而使3个样品获得了较大的变质与深熔年龄范围，而另外3个样品获得了年轻、且较小的变质与深熔年龄范围。综合已有的资料，笔者认为南迦巴瓦杂岩中的高压麻粒岩很可能具有相同的长期变质与深熔历史。但由于定年矿物结晶能力的差异和分析方法的限制，笔者认为不能从某些样品中获得全部变质年龄信息。

1 地质背景

位于青藏高原南部的喜马拉雅造山带由四个构造单元组成，从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系列，它们之间分别为藏南拆离系(STDS)、主中央逆冲断裂(MCT)和主边界逆冲断裂(MBT)(图1a;Yin and Harrison,2000)。特提斯喜马拉雅岩系北以印度-雅鲁藏布江缝合带(ITSZ)为界，南以藏南拆离系为界。ITSZ代表印度与亚洲大陆之间新特提斯洋盆的残留。STDS是一条在向南剪切的逆冲断层基础上重新活动的向北下滑正断层(许志琴等,2021)。特提斯喜马拉雅岩系由印度大陆北缘的古生代至中生代浅变质沉积岩所组成(Yinetal.,1999;Guillotetal.,2008;Zhangetal.,2014)。藏南拆离系之下的高喜马拉雅岩系为造山带的核部，是俯冲至亚洲大陆之下而后折返上来的印度大陆地壳，由高级变质岩和淡色花岗岩组成。低喜马拉雅岩系主要由元古代的沉积岩和岩浆岩组成。

图1 喜马拉雅造山带(a)以及东喜马拉雅构造结(b)地质简图(据Zhang et al.,2021修改)Fig.1 Sketch geological maps of the Himalayan orogen (a)and Eastern Himalayan Syntaxis (b)(modified after Zhang et al.,2021)

东喜马拉雅构造结主要由三个岩石构造单元组成，分别为拉萨地体、印度-雅鲁藏布江缝合带和喜马拉雅带。喜马拉雅带包括特提斯喜马拉雅岩系和高喜马拉雅结晶岩系(图1b)。高喜马拉雅结晶岩系，即南迦巴瓦杂岩经历了早期的高压麻粒岩相变质作用和晚期的麻粒岩相至角闪岩相退变质作用，主要由混合岩化的正片麻岩、副片麻岩、片岩、斜长角闪岩、钙硅酸岩和大理岩组成(Liu and Zhong,1997;Burgetal.,1998;Ding and Zhong,1999;Zhangetal.,2012)。Zhangetal.(2012)研究表明，正片麻岩具有晚元古代至早古生代的原岩年龄，斜长角闪岩的原岩为1645～1590Ma的岩浆岩，钙硅酸盐具有早古生代(～538Ma)的变质年龄，副片麻岩中的碎屑锆石获得了从新太古代到早古生代的四组年龄峰值(2490Ma、1640Ma、990Ma和480Ma)。在高喜马拉雅结晶岩系内的西侧保存有典型的泥质、长英质和基性高压麻粒岩(图1b)。泥质高压麻粒岩(蓝晶石石榴石黑云母片岩)和基性高压麻粒岩(石榴石单斜辉石麻粒岩)呈薄层或透镜体状产于长英质高压麻粒岩(蓝晶石石榴石片麻岩)中。这些高压麻粒岩在折返过程中经历了强烈的退变质作用，基性高压麻粒岩常退变为石榴斜长角闪岩，表现为石榴石和单斜辉石含量减少，而角闪石和斜长石含量增加(Kangetal.,2020;Zhangetal.,2021)。泥质和长英质高压麻粒岩退变质为含夕线石石榴石的片岩和片麻岩，表现为石榴石和蓝晶石被夕线石、斜长石和黑云母等矿物替代(Zhangetal.,2010,2015;向华等,2013;Tianetal.,2016,2019,2020)。

本文所研究的样品采自米林东北方向约30km的巴嘎沟(图1b)。该地区出露的岩石类型有蓝晶石榴黑云片岩、蓝晶石榴片麻岩、石榴石单斜辉石麻粒岩、石榴斜长角闪岩和蓝晶石榴石英岩等。其中，片岩多呈薄层状夹于片麻岩中或与片麻岩互层，石榴石单斜辉石麻粒岩和石榴斜长角闪岩多呈透镜体产于片麻岩中，石英岩常与片岩和片麻岩互层产出。这些岩石多由浅色体和暗色体构成，表明其经历了强烈的部分熔融。泥质和长英质麻粒岩中浅色体主要由石英、长石和石榴石组成，暗色体主要由石榴石、蓝晶石、长石、石英和黑云母组成。石榴石单斜辉石麻粒岩中的浅色体主要由石英、斜长石和石榴石组成，暗色体主要由石榴石、单斜辉石、角闪石、石英和黑云母组成。

2 岩相学

本文所研究的6个蓝晶石榴黑云片岩样品均具斑状变晶结构，片状构造，由石英(25%～35%)、石榴石(15%～20%)、蓝晶石(10%～20%)、黑云母(10%～15%)、钾长石(10%～15%)、斜长石(5%～10%)、夕线石(3%～5%)、白云母(1%～5%)、石墨(1%～5%)和副矿物金红石、钛铁矿、锆石及独居石组成(图2)。定向分布的蓝晶石、黑云母以及长石和石英条带构成片理(图2)。大颗粒的石榴石和蓝晶石为变斑晶，其它矿物为变基质。石榴石变斑晶核部含有石英、斜长石、黑云母和金红石包裹体(图2a)。蓝晶石变斑晶含有石英和黑云母包裹体(图2b,e)。部分石榴石边部被斜长石+黑云母+石英的后成合晶冠状体所替代，蓝晶石被夕线石部分替代、金红石被钛铁矿物部分替代(图2d)。因此，蓝晶石榴黑云片岩至少保留有两期矿物组合，峰期矿物组合为石榴石+蓝晶石+斜长石+钾长石+黑云母+石英+金红石，退变质矿物组合为石榴石+夕线石+斜长石+钾长石+黑云母+石英+钛铁矿。本文所使用的矿物代号据Whitney and Evans (2010)。

图2 蓝晶石榴黑云片岩显微照片(a-f)蓝晶石榴黑云片岩均由石榴石、蓝晶石、黑云母、石英、钾长石、斜长石、石墨、夕线石、白云母、金红石和钛铁矿组成.定向分布的蓝晶石、黑云母、石英和长石条带构成片理.(a、d、e)变斑晶石榴石含有金红石、钛铁矿、石英和黑云母包裹体.(b、c、e)蓝晶石内部含有石英和黑云母包裹体.(a、b、d、e)变斑晶石榴石边部部分被夕线石+黑云母+斜长石+石英的后成合晶冠状体所替代.(d)蓝晶石被夕线石部分替代.矿物代号：Grt-石榴石；Ky-蓝晶石；Sil-夕线石；Bt-黑云母；Ms-白云母；Pl-斜长石；Kfs-钾长石；Qz-石英；Rt-金红石；Gr-石墨；Ilm-钛铁矿Fig.2 Photomicrographs of the kyanite garnet biotite schists(a-f)the kyanite garnet biotite schist is composed of garnet,kyanite,biotite,quartz,K-feldspar,plagioclase,graphite,sillimanite,muscovite,rutile and ilmenite.Directionally distributed kyanite,biotite,quartz and feldspar bands form the schistosity.(a,d,e)the porphyroblastic garnet contains rutile,ilmenite,quartz and biotite inclusions.(b,c,e)the kyanite contains quartz and biotite inclusions.(a,b,d,e)the edge of porphyroblastic garnet is partially replaced by the symplectitic coronas of sillimanite+biotite+plagioclase+quartz.(d)the kyanite is partially replaced by sillimanite

3 分析方法

锆石和独居石U-(Th)-Pb同位素和微量元素含量的测定在中国地质科学院地质研究所矿物/包裹体微区分析实验室使用激光剥蚀-电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICPMS)完成。激光剥蚀平台采用NWR193uc型193nm深紫外激光剥蚀进样系统(Elemental Scientific Lasers，美国)，配备双体积样品池(Two Volume 2)。质谱仪采用Agilent 7900型电感耦合等离子体质谱仪(Agilent，美国)，仪器的详细操作流程和分析方法见于超等(2019)。

采用激光束斑直径50μm、剥蚀频率10Hz、能量密度3.5J/cm2的激光条件，用扫描速度3μm/s的速度线扫描剥蚀NIST 612，调节气流以获得高的信号强度(238U～5×105cps)、低的氧化物产率(ThO/Th<0.2%)。再选用100μm、能量密度10J/cm2激光，以3μm/s的速度线扫描NIST 610，对待测元素进行P/A调谐。锆石和独居石样品固定在环氧树脂靶上，抛光后在超纯水中超声清洗，分析前用纯甲醇擦拭样品表面。采用5个激光脉冲对每个剥蚀区域进行预剥蚀(剥蚀深度～0.3μm)，以去除样品表面可能的污染。在束斑直径25μm、剥蚀频率5Hz、能量密度2J/cm2的激光条件下分析样品。数据处理采用Iolite程序(Patonetal.,2010)，锆石以91500作为主标，GJ-1作为副标，每隔10～12个样品点分析2个91500标样及一个GJ-1标样。独居石以44069作为主标，Trebilcock作为副标，每隔10～12个样品点分析2个44069标样及一个Trebilcock标样(Aleinikoffetal.,2006;Tomascaketal.,1996)。通常采集20秒的气体空白，35～40秒的信号区间进行数据处理，按指数方程进行深度分馏校正(Patonetal.,2010)。锆石以NIST 610作为外标，91Zr作为内标计算微量元素含量。独居石以NIST 610作为外标，140Ce作为内标计算微量元素含量。使用Isoplot/Ex_ver3(Ludwig,2003)进行锆石和独居石谐和图绘制。

4 锆石和独居石U-(Th)-Pb定年及微量元素

4.1 锆石U-Pb定年及微量元素

本文对6个片岩样品中的锆石进行了U-Pb同位素和微量元素原位分析，分析结果见表1、表2，代表性锆石的阴极发光(CL)图像见图3。这些样品中的锆石均为半自形的短柱状，长80～150μm，宽30～100μm。在CL图像中可以看到，6个样品的锆石具有相同的核-幔-边结构，即由继承碎屑核+变质(深熔)幔+变质(深熔)边组成(图3)。某些锆石颗粒缺少继承核，由变质(深熔)幔+变质(深熔)边组成。锆石的继承核为不规则状，多具韵律环带，强发光。锆石的幔部发光最暗，为半自形短柱状、多具弱的补丁状或韵律状环带。锆石边部具有较强的发光，弱的补丁状分带，或无分带(图3)。

表1 蓝晶石榴黑云片岩中锆石U-Pb定年结果Table 1 Zircon U-Pb dating data of the kyanite garnet biotite schists

续表1Continued Table 1

续表1Continued Table 1

表2 蓝晶石榴黑云片岩中锆石微量元素含量(×10-6)Table 2 Trace element contents of zircons from the kyanite garnet biotite schists (×10-6)

续表2Continued Table 2

续表2Continued Table 2

图3 片岩中锆石阴极发光图像和分析点位置及相应年龄(Ma)Fig.3 Cathodoluminescence (CL)images of zircons from the schists,showing the locations of analyzed spots and relevant ages (Ma)

片岩样品T19-13-5、T19-13-16和T19-25-5中的锆石具有较宽(>50μm)的幔部和边部。本次分析采用的分析束斑直径为25μm，这些锆石的幔和边均可进行分析。这3个样品锆石幔部和边部获得的206Pb/238U年龄分别是39.6～31.6Ma和26.8～17.3Ma、40.8～32.0Ma和28.3～18.6Ma、38.1～31.3Ma和28.4～18.8Ma(图4)。另外3个片岩样品(T19-13-3、T19-13-29、T19-25-8)中锆石的边部较宽，可以进行分析，而幔部较窄(<35μm)，不能进行分析。这3个样品锆石边部获得的206Pb/238U年龄分别是22.0～17.0Ma、20.9～16.9Ma和22.2～16.6Ma(图5)。由此可见，6个样品的锆石边部给出了相似的年轻年龄，在28.4～16.6Ma之间。3个样品的锆石幔部也给出了相近但较老的年龄，在40.8～31.3Ma之间。

锆石边部的Th和U含量分别为7.4×10-6～29.1×10-6和262×10-6～1162×10-6，其Th/U比值为0.008～0.059，而幔部的Th和U含量分别为4.0×10-6～30.4×10-6和487×10-6～3140×10-6，Th/U比值为0.006～0.020(表1)。球粒陨石标准化稀土元素配分图显示，锆石边部具有较弱分异、平坦甚至亏损的重稀土模式，具有比幔部更明显的负Eu异常(图4、图5)。总体上，随着年龄的减小，锆石的Th/U比值增加，负Eu异常更加明显(即Eu/Eu*减小；图6)。

图4 蓝晶石榴黑云片岩锆石U-Pb谐和图(a、c、e)和球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(b、d、f，标准化值据Sun and McDonough,1989)(I)Fig.4 Zircon U-Pb concordia diagrams (a,c,e)and chondrite-normalized REE patterns (b,d,f,normalization values after Sun and McDonough,1989)of the schists (I)

图5 蓝晶石榴黑云片岩锆石U-Pb谐和图(a、c、e)和球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(b、d、f，标准化值据Sun and McDonough,1989)(Ⅱ)Fig.5 Zircon U-Pb concordia diagrams (a,c,e)and chondrite-normalized REE patterns (b,d,f,normalization values after Sun and McDonough,1989)of the schists (Ⅱ)

图6 蓝晶石榴黑云片岩锆石U-Pb年龄与Th/U(a)和Eu/Eu*(b)变化图Fig.6 Diagrams of U-Pb ages versus Th/U (a)and Eu/Eu* (b)of zircon from the schists

4.2 独居石U-Th-Pb定年及微量元素

本文对4个蓝晶石榴黑云片岩样品中的独居石进行了U-Th-Pb同位素和微量元素分析，分析结果见表3、表4。4个样品中的独居石具有相似特征，多为粒状，50～150μm，在背散射电子图像(BSE)上显示出补丁状分带(图7)。一个片岩样品(T19-13-5)中的独居石获得了38.1～17.5Ma的较宽208Pb/232Th年龄范围，而其它3个样品中独居石(T19-13-3、T19-13-29、T19-25-8)获得了较年轻、且较小的208Pb/232Th年龄范围，分别26.0～18.8Ma、22.3～16.9Ma和26.4～19.4Ma(图8)。独居石的HREE和Y含量分别为28×10-6～1045×10-6、606×10-6～13780×10-6，Th/U比值和Eu/Eu*变化较大，分别为2.67～40.72和0.17～0.47(表3和表4；图9)。球粒陨石标准化的稀土元素配分图显示，独居石轻稀土富集、重稀土亏损，具负Eu异常(图8)。随着年龄的减小，独居石的HREE和Y含量、Eu/Eu*减小，而Th/U比值增加(图9)。

图7 蓝晶石榴黑云片岩独居石背散射电子图像和分析点位置及相应年龄(Ma)Fig.7 Backscattered electron images of monazite from the schists,showing the locations of analyzed spots and relevant ages (Ma)

图8 蓝晶石榴黑云片岩独居石U-Th-Pb谐和图(a、c、e、g)和球粒陨石标准化稀土元素配分图(b、d、f、h，标准化值据 Sun and McDonough,1989)Fig.8 Monazite U-Th-Pb concordia diagrams (a,c,e,g)and chondrite-normalized REE patterns (b,d,f,h,normalization values after Sun and McDonough,1989)

图9 蓝晶石榴黑云片岩独居石Th-Pb年龄与HREE(a)、Y(b)、Th/U(c)和Eu/Eu*(d)变化图Fig.9 Diagrams of Th-Pb ages versus HREE (a),Y (b),Th/U (c)and Eu/Eu* (d)of monazite from the schists

5 讨论

东喜马拉雅构造结的高喜马拉雅岩系，即南迦巴瓦杂岩，含有典型的高压麻粒岩。基性高压麻粒岩由石榴石+单斜辉石+斜长石+石英+金红石组成(Zhong and Ding,1996;刘凤麟和张立飞,2014;Zhangetal.,2018,2021;Kangetal.,2020)。泥质和长英质高压麻粒岩由石榴石+蓝晶石+斜长石+钾长石+黑云母+石英+金红石组成(Liu and Zhong,1997;Ding and Zhong,1999;Zhangetal.,2010,2015;Guilmetteetal.,2011;向华等,2013;Tianetal.,2019,2020)。这些高压麻粒岩的峰期变质条件在800～900℃和14～16kbar，经历了低压麻粒岩相退变质作用，具有顺时针型变质作用P-T轨迹(Dingetal.,2001;Guilmetteetal.,2011;刘凤麟和张立飞,2014;Zhangetal.,2015,2018,2021;Tianetal.,2016,2019;Kangetal.,2020)。研究表明，这些高压麻粒岩在进变质过程中都经历了强烈的脱水熔融，基性麻粒岩主要是角闪石的脱水熔融(Kangetal.,2020;Zhangetal.,2021)，而泥质和长英质麻粒岩是白云母和黑云母的脱水熔融(Ding and Zhong,1999;向华等,2013;Zhangetal.,2015;Tianetal.,2019,2020)。基性高压麻粒岩的熔融反应是：角闪石+石英±斜长石=石榴石+熔体±单斜辉石(Kangetal.,2020)，泥质高压麻粒岩的熔融反应是：白云母+黑云母+石英=石榴石+蓝晶石+钾长石+熔体(向华等,2013)。石榴石、蓝晶石和钾长石是反应的生成物，即转熔相。在退变质过程中，石榴石、蓝晶石和钾长石与残留的熔体发生反应，形成夕线石、斜长石、黑云母和石英。本文所研究的岩石为典型的泥质高压麻粒岩，峰期矿物组合为石榴石+蓝晶石+斜长石+钾长石+黑云母+石英+金红石。这些片岩中含有大量的石榴石和蓝晶石，表明其经历了强烈的部分熔融和熔体丢失。这些岩石也经历了麻粒岩相退变质作用和残留熔体结晶过程，表现为石榴石和蓝晶石被夕线石、斜长石、黑云母和石英替代(图2)。

对于南迦巴瓦地区高压麻粒岩的变质时代，已经进行了一些锆石U-Pb定年研究，但不同的研究者给出了不同的变质年龄或不同的变质年龄范围。对于高压基性麻粒岩，Dingetal.(2001)获得了44.0～11.0Ma年龄，Pengetal.(2018)获得了29.7～8.2Ma的变质年龄，Zhangetal.(2018)获得了39～11Ma年龄，Kangetal.(2020)获得了40.2～10.3Ma年龄。对于泥质和长英质高压麻粒岩，Liuetal.(2007)获得了34.5～22.0Ma年龄，Zhangetal.(2010)获得了39.9～16.3Ma年龄，Suetal.(2012)获得了26.7～17.5Ma年龄，Zhangetal.(2012)获得了32.7～8.1Ma年龄，Zhangetal.(2015)获得了43.9～7.2Ma年龄，Tianetal.(2020)获得了49.7～13.0Ma年龄范围。

综上可见，大多数研究者从南迦巴瓦地区高压麻粒岩的锆石中获得了较宽的变质年龄范围(Dingetal.,2001;Zhangetal.,2015,2018;Tianetal.,2020;Kangetal.,2020)，而少数研究者获得了相对较窄的变质年龄范围(Liuetal.,2007;Suetal.,2012;Pengetal.,2018)。本文的研究结果表明，高压泥质麻粒岩中的锆石具有核+幔+边结构(图3)。锆石的细小核部多为不规则状，具有不同的环带，应为继承的碎屑核。锆石幔部和边部多为半自形短柱状、多具弱的韵律状或补丁状分带，具有低的HREE(21×10-6～168×10-6)和Y(84×10-6～775×10-6)含量，低的Th/U比值(0.006～0.059；表1、表2)，具负Eu异常，平坦、弱分异或亏损的HREE配分模式(图4、图5)。这些是高压麻粒岩中变质和深熔锆石的典型特征(Rubatto,2002;Corfuetal.,2003;Zhangetal.,2010,2015,2021;Rubattoetal.,2013;Tayloretal.,2016;Dingetal.,2021a,b)。因此，所研究高压泥质麻粒岩中的锆石是由继承的碎屑核+变质(深熔)幔+变质(深熔)边组成。所研究样品中的独居石在BSE图中显示出补丁状分带，其HREE和Y含量、Th/U比值、Eu/Eu*分别为28×10-6～1045×10-6、606×10-6～13780×10-6、2.67～40.72和0.17～0.47(表3、表4)，球粒陨石标准化的稀土元素配分图显示出轻稀土富集、重稀土亏损以及负Eu异常(图8)。这些也是泥质麻粒岩中变质独居石的典型特征(Rubattoetal.,2013;Dingetal.,2021a)。

表3 蓝晶石榴黑云片岩中独居石U-Th-Pb定年结果Table 3 Monazite U-Th-Pb dating data of the kyanite garnet biotite schists

续表3Continued Table 3

续表3Continued Table 3

表4 蓝晶石榴黑云片岩中独居石微量元素含量(×10-6)Table 4 Trace element contents of monazites from the kyanite garnet biotite schists (×10-6)

续表4Continued Table 4

值得注意的是，所研究片岩中锆石的幔部和边部域的发育宽度是不同的，有的较宽(>50μm)，采用常规的原位定年技术(分析点大小在24～35μm)可以定年，而有的比较窄(<30μm)，不能进行定年。所研究的6个样品中有3个样品的锆石具有较宽的幔部和边部(T19-13-5、T19-13-16、T19-25-5)，从其幔部获得了类似、且较老的年龄范围，从其边部获得了类似、但年轻的年龄范围(图4、表1)。因此，3个样品的幔部和边部年龄合在一起具有类似且宽的年龄范围，分别为39.6～17.3Ma、40.8～18.6Ma和38.1～18.8Ma。另外3个样品锆石的幔部较窄，不能进行定年，其从较宽的边部获得了与前3个样品锆石边部类似的年轻年龄范围，分别是22.0～17.0Ma、20.9～16.9Ma和22.2～16.6Ma(图5、表1)。因此，笔者认为所研究的6个样品很可能具有相同的变质年龄范围，但由于其中3个样品中锆石的幔部发育较窄，不能进行原位定年，只获得了较小的锆石边部年龄。笔者推测，锆石幔部生长的较窄，不能进行定年是导致以前从南迦巴瓦高压麻粒岩中获得较小变质年龄的原因。即记录了年轻年龄的锆石域生长在岩石的变质作用较晚期，所获得的年龄并不说明岩石没有经历更早的变质作用。

现有的研究表明，如果对研究区高压麻粒岩中的锆石进行系统的内部结构分析，识别出足够进行原位定年宽度的变质幔和变质边，分别进行定年，就可以获得较大的变质年龄范围。比如，Tianetal.(2020)从高压泥质麻粒岩中获得了49.7～25.11Ma的幔部年龄，26.9～13.0Ma的边部年龄，Zhangetal.(2021)从高压基性麻粒岩浅色体中的锆石中获得了41.5～35.6Ma的幔部年龄，34.6～15.3Ma的边部年龄。因此，现有和以前研究结果很可能说明，南迦巴瓦地区的高压麻粒岩具有类似的长期变质过程。

本文对4个片岩中的独居石进行定年也获得了不同的年龄范围。样品T19-13-5获得了较宽锆石年龄范围(39.6～17.3Ma)，其独居石也给出了类似的较宽变质年龄范围(38.1～17.5Ma，图8)。而另外只能获得锆石边部年龄的3个样品(T19-13-3、T19-13-29和T19-25-8)，其独居石也给出了与锆石边部类似的较小年龄范围(26.0～18.8Ma、22.3～16.9Ma和26.4～19.4Ma，图8)。这很可能说明，在锆石幔部域不发育的片岩样品中，其独居石在同时期也基本上没有生长，所以不能获得较老的变质年龄。

在高级变质和部分熔融过程中，定年副矿物锆石和独居石的生长行为受多种因素影响，如副矿物在岩石中的结构位置、主要造岩矿物的稳定性和变质作用P-T轨迹(Watsonetal.,1989;Roberts and Finger,1997;Beaetal.,2006)、副矿物自身生长行为和溶解动力学(Bea,1996;Watson,1996;Kelseyetal.,2008)、部分熔融程度、熔体化学和熔体提取速率(Watson and Harrison,1983;Wattetal.,1996;Rubattoetal.,2001;Stepanovetal.,2012)、晶体大小分布以及奥斯特瓦尔德(Ostwald)熟化(Nemchin and Bodorkos,2000;Nemchinetal.,2001)。有些研究认为在整个变质、部分熔融和熔体结晶过程中锆石和独居石都可以生长(Williams,2001;Rubattoetal.,2013)，而另一些研究认为锆石和独居石在某些变质和熔融阶段不能生长，如在冷却过程中由于熔体的排出使得源区强烈亏损Zr和LREE(Yakymchuk and Brown,2014;王伟等,2014)。尽管本文所研究的片岩具有相同的矿物组成和类似的演化历史，但它们具有不同的矿物含量和不同的残留熔体含量，即反应物与生成物的体积比是不同的，熔体的提取比率是不同的，这些差异很可能是导致不同片岩中锆石和独居石生长行为不同的原因。

对高级变质和深熔岩石中锆石和独居石定年的结果如何进行解释，即所获得年龄是代表岩石的进变质、峰期，还是退变质时间？是熔融时间，还是熔体结晶时间？进变质、退变质、部分熔融和熔体结晶持续的时间是多少？这是喜马拉雅造山带高喜马拉雅岩系研究的重要内容。锆石和独居石是高级变质岩中常见的副矿物，将锆石和独居石不同结构域获得的年龄和微量元素含量变化与岩石的变质反应过程联系起来，可以对所获年龄的地质意义做出合理解释(Degelingetal.,2001;Hermann and Rubatto,2003;Whitehouse and Platt,2003;Rubattoetal.,2006;Harley and Kelly,2007;Baldwin and Brown,2008;Yakymchuk and Brown,2014,2019;Yakymchuketal.,2018;Dingetal.,2021a,b)。

对南迦巴瓦地区基性高压麻粒岩的锆石已经进行了定年和微量元素分析，建立了锆石内部结构、矿物微量元素成分与年龄之间的成因关系。如Zhangetal.(2018)研究表明，高压基性麻粒岩中锆石由变质核+变质边组成，其核部具有相对低的HREE含量、平坦到弱分异的HREE模式，表明变质核是与石榴石同时生长的，所获得的39～22Ma年龄代表麻粒岩的进变质和部分熔融持续时间；而锆石变质边具相对高的HREE含量、明显分异的HREE模式，应是形成在石榴石的分解过程中，所获得的22～11Ma年龄应代表麻粒岩的退变质和熔体结晶时间。Zhangetal.(2021)对高压基性麻粒岩浅色体中锆石的研究表明，随着年龄的减小，相应分析点的HREE和Y含量降低，而MREE和Th/U比值升高。这表明锆石幔部和边部形成在石榴石生长、角闪石分解和熔融过程中。结合高压基性麻粒岩进变质过程中矿物相含量变化，认为42～20Ma年龄代表高压基性麻粒岩早期进变质与深熔作用的持续时间。

Dingetal.(2021a)对喜马拉雅造山带东端错那地区泥质和长英质麻粒岩中获得了可变的锆石和独居石年龄，从46Ma到40Ma，独居石的HREE和Y含量减小，而Eu/Eu*增加，将其解释为石榴石的生长和斜长石的分解；从40Ma到13Ma，独居石的HREE和Y含量增加，而Eu/Eu*减小，将其解释为石榴石分解和斜长石生长。从40Ma到18Ma，锆石的HREE和Y含量增加，而Eu/Eu*减小，解释为石榴石的分解和斜长石的生长。结合高压麻粒岩变质过程中石榴石和斜长石含量的变化，作者认为所研究麻粒岩的早期进变质发生在～50Ma，部分熔融开始于42～40Ma，熔体结晶发生在24～18Ma。Dingetal.(2021b)对喜马拉雅造山带中段亚东地区高压泥质麻粒岩和浅色体中锆石的研究显示，从32Ma到24Ma，锆石的Th和Th/U比值明显增加，HREE和Y轻微增加，将这些变化分别解释为熔体含量增加以及石榴石扩散再平衡或轻微分解；从22Ma到19Ma，锆石的Th/U比值、Y和HREE含量增加，而Eu/Eu*减小，将这些变化分别解释为熔体含量继续增加、石榴石分解以及斜长石的生长；从19Ma到13Ma，锆石Th/U比值减小、Y和HREE明显增加，认为是熔体结晶和伴随的石榴石快速分解过程。因此，Dingetal.(2021b)认为32～24Ma代表高压麻粒岩早期进变质和部分熔融持续时间、22～19Ma代表近等温降压过程、19～13Ma代表熔体结晶阶段。这两个关于泥质和长英质高压麻粒岩的研究表明，在进变质与部分熔融过程中，由于石榴石和斜长石(+钾长石)的生长和熔体含量的增加，使得锆石和独居石的HREE和Y含量减少，Eu/Eu*值减小，而Th/U比值增加。相反，在这些高压麻粒岩的退变质和熔体结晶过程中，由于石榴石的分解、斜长石的生长，锆石和独居石的HREE和Y含量增加，Eu/Eu*值减小。

本文和现有研究均表明，南迦巴瓦地区的高压泥质麻粒岩经历了强烈的部分熔融，在部分熔融过程中，石榴石、钾长石和蓝晶石是转熔相。相反，在退变质和熔体结晶过程中，石榴石和钾长石分解，斜长石明显增加。本文所研究片岩中锆石幔部和边部具有低的HREE(21×10-6～168×10-6)和Y(84×10-6～775×10-6)含量(表2)，平坦、弱分异或亏损的HREE配分模式(图4、图5)，这表明锆石的幔部和边部都是与石榴石同时生长的。而且，随着年龄的减小，锆石的Th/U比值增加，Eu异常更加明显，独居石的HREE和Y含量、Eu/Eu*减小，Th/U比值增加(图6、图9)。这表明随着年龄的减小，石榴石、钾长石、熔体的体积是增加的。因此，锆石和独居石所给出的从～41Ma到～17Ma年龄范围代表片岩的进变质与部分熔融的持续时间。

本文所研究片岩中锆石和独居石给出的长期进变质和深熔作用持续时间与以前的研究结果基本一致。如从南迦巴瓦基性麻粒岩中获得了39～22Ma(Zhangetal.,2018)，40～20Ma(Kangetal.,2020)和42～20Ma(Zhangetal.,2021)的进变质与部分熔融持续时间。因此，笔者认为南迦巴瓦地区的高压麻粒岩均经历了～20Ma的长期进变质与深熔过程。另外，喜马拉雅造山带中、东段的高级变质岩中也获得了类似的长期变质和深熔过程(Rubattoetal.,2013;Dingetal.,2021a,b)。这表明高喜马拉雅结晶岩系具有类似的变质与深熔过程。

6 结论

本文对南迦巴瓦地区出露的典型高压泥质麻粒岩-蓝晶石榴黑云片岩中的锆石和独居石进行了系统的内部结构、U-(Th)-Pb定年和微量元素研究，得出如下结论：

(1)蓝晶石榴黑云片岩中的锆石均由继承碎屑核+变质(深熔)幔+变质(深熔)边组成。3个样品的锆石幔部给出了相近的较老年龄(40.8～31.3Ma)，边部获得了相近的年轻年龄(28.4～17.3Ma)。另3个样品的锆石幔较窄，不能进行定年，从其边部获得了较年轻的年龄范围(22.2～16.6Ma)。一个样品的独居石获得了较宽年龄范围38.1～17.5Ma，另外3个样品的独居石获得了较窄的年龄范围(26.4～16.9Ma)。笔者认为这些片岩很可能具有相同的变质时间，但由于某些样品中的锆石和独居石在早期变质过程中形成的结晶域太窄或缺失，只获得了它们的较晚变质年龄。

(2)所研究的蓝晶石榴黑云片岩经历了从～41Ma到～17Ma的长期进变质与部分熔融过程。笔者推测南迦巴瓦地区的高压麻粒岩具有相同的和长期持续的高温变质与深熔过程，喜马拉雅造山带中、东段的高级变质岩经历了相近的长期演化历史。

致谢感谢李小伟和杜瑾雪老师审阅全文，并提出重要的修改意见。感谢董昕、田作林、丁慧霞和向华老师的指导与帮助。江媛媛、秦圣凯、张成圆和张荣辉同学参加了野外工作。感谢于超博士、康东艳和李中尧同学在数据处理过程中的帮助。