冈底斯岩浆弧东段沉积岩的晚白垩世变质作用及其构造意义*

李中尧 丁慧霞 袁玥 张泽明,2

1.中国地质大学(北京)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

青藏高原是由多块体、多岛弧经历多期聚合与碰撞拼贴形成的巨型复合造山带，其自北向南依次是以金沙江缝合带(JSSZ)、龙木措-双湖缝合带(LSSZ)、班公湖-怒江缝合带(BNSZ)、印度-雅鲁藏布江缝合带(ITYSZ)划分的松潘-甘孜地体、北羌塘地体、南羌塘地体、拉萨地体和喜马拉雅造山带(Yin and Harrison,2000;潘桂棠等,2004;许志琴等,2006,2011,2019)。位于青藏高原南部的拉萨地体经历了新特提斯洋向北俯冲的安第斯型造山作用和印度-欧亚大陆碰撞造山作用，是研究青藏高原形成与演化的关键地区(Yin and Harrison,2000;莫宣学等,2005;Panetal.,2012;Zhangetal.,2013,2015)。

位于拉萨地体南部的冈底斯岩浆弧形成于中生代新特提斯洋北向俯冲过程中，叠加了新生代的碰撞造山作用(莫宣学等,2005,2007;莫宣学和潘桂棠,2006;赵志丹等,2006;Wuetal.,2007,2010;Moetal.,2008;Guoetal.,2013;Liuetal.,2014;Panetal.,2016;Zhuetal.,2018)。因此，冈底斯岩浆弧是研究弧岩浆作用、大陆地壳生长与再造的天然实验室。

由于新生代晚期的大规模抬升和强烈剥蚀作用，在冈底斯岩浆弧东段广泛出露了大量的中、新生代变质岩和深成侵入岩。这些来自地壳深部的岩石为探讨冈底斯弧地壳的深部组成与生长再造提供了难得的机会。目前，尽管我们对冈底斯岩浆弧的研究已较为深入，但与世界上其它的岩浆弧相比，对冈底斯弧的下地壳组成和形成演化的研究还相对较少。本文对冈底斯岩浆弧东段米林田兴村附近的变沉积岩进行了岩石学和锆石U-Pb年代学研究，确定了其变质作用的条件与时间，探讨了变质作用发生的机制及其构造意义，为揭示冈底斯岩浆弧中-下地壳的组成、变质条件和时间在空间上的变化提供了重要约束。

1 地质背景和样品

拉萨地体由前寒武纪的结晶基底、古生代-中生代的沉积岩和古生代-新生代的岩浆岩组成(Xuetal.,1985,2013;潘桂棠等,2004,2006;Zhuetal.,2011;Zhangetal.,2012;Linetal.,2013;Huetal.,2018)。位于拉萨地体南部的冈底斯岩浆弧延长超过2000km，主要由中、新生代的冈底斯岩基和古近纪的林子宗火山岩系组成(图1a;Yin and Harrison,2000;潘桂棠等,2004;Chungetal.,2005;莫宣学等,2005;Zhuetal.,2011,2015,2018;Wangetal.,2016;Zhouetal.,2018)。

本文研究区位于冈底斯岩浆弧东段，即东喜马拉雅构造结西侧。这里包括三个构造单元，即北部的冈底斯弧、中部的印度-雅鲁藏布江缝合带和南部的喜马拉雅造山带。印度-雅鲁藏布江缝合带呈“几”字型分布(图1)，为一套蛇绿混杂岩，代表残余的新特提斯洋壳，变质程度为低角闪岩相，同时混杂有少量两侧地块的变质岩(耿全如等,2000,2004;张泽明等,2007,2009)。研究区东南部的喜马拉雅带以藏南拆离系为界可以划分为特提斯喜马拉雅和高喜马拉雅岩系。高喜马拉雅岩系，即南迦巴瓦杂岩，由中、高级变质岩和新生代的淡色花岗岩组成(Zhangetal.,2012;田作林等,2017)。南迦巴瓦杂岩的变质程度为高角闪岩相和麻粒岩相(Zhangetal.,2012;向华等,2013;刘凤麟和张立飞,2014;田作林等,2017)。特提斯喜马拉雅带变质程度较低，为绿片岩相到绿帘角闪岩相(Zhangetal.,2013)。

图1 青藏高原及冈底斯岩浆弧地质简图(a)和冈底斯岩浆弧东段地质简图(b)KSZ-昆仑缝合带；JSSZ-金沙江缝合带；LSSZ-龙木措-双湖缝合带；BNSZ-班公湖-怒江缝合带；IYSZ-印度-雅鲁藏布江缝合带.图中冈底斯岩浆弧变质岩变质条件及年龄据董昕等(2009,2012)，Zhang et al. (2010b,2013)；康东艳等(2019)；牛志祥(2019);牛志祥等(2019)；秦圣凯等(2019)；张宁(2019)；江媛媛等(2020)；张成圆等(2020)和Jiang et al. (2021)Fig.1 Sketched geological maps of the Tibetan Plateau and Gangdese arc (a)and the eastern Gangdese arc (b)

研究区西北部的冈底斯弧发育古生代-中生代沉积岩、侏罗纪火山岩、侏罗纪-白垩纪和古近纪花岗岩、晚白垩世的花岗闪长岩、晚白垩世和古新世-始新世的辉长岩和变沉积岩(Jietal.,2014;Zhuetal.,2017;Zhouetal.,2018;Zhangetal.,2020)。冈底斯岩浆弧东段的前渐新世岩石经历了不同程度的变质作用，广泛分布的中-高级变质岩包括各类片岩、片麻岩、斜长角闪岩、麻粒岩和大理岩。这些中-高级变质岩的变质作用发生在晚白垩世至始新世中、下地壳条件下，变质岩的原岩主要为组成冈底斯弧的中生代和早新生代岩浆岩，所以代表冈底斯岩浆弧东段的中、下地壳组成(董昕等,2009,2012;Zhangetal.,2010a,b,2013;Guoetal.,2011,2012;Xuetal.,2013;Palinetal.,2014)。

本文研究的变质沉积岩样品采集于米林县城西约30km的田兴村，位于冈底斯岩浆弧东段中-高级变质岩分布区的南部，即以前确定的角闪岩相与麻粒岩相变质带分界线附近(图1b;Zhangetal.,2020)。所研究的变沉积岩呈透镜状产于晚白垩世里龙岩基的变质辉长岩中。该透镜体宽约50m，主要由呈互层状的石榴夕线黑云片岩、含石榴钙硅酸盐岩、黑云斜长片麻岩和大理岩组成。

2 分析方法

矿物化学成分分析在中国地质科学院地质研究所应用JEOL JXA-8100电子探针(EPM)完成。采用5μm直径的探针，15kV的加速电压和20nA的电流并选取10s的峰期和背景时间，实验的分析误差在2%以内并采用SPI标准矿物校正。全岩主量元素分析在武汉上谱分析科技有限公司利用射线荧光光谱仪(型号为日本理学Primus Ⅱ)完成，分析精度优于5%。

锆石U-Pb同位素和微量元素分析在武汉上谱分析科技有限公司利用激光剥蚀-等离子体质谱仪(LA-ICP-MS，ICP-MS型号为Agilent 7700e)完成，误差分析在2%左右。LA-ICP-MS装置包括高能的激光器、光束传输系统、样品池和观测系统。据阴极发光图所示的锆石结构特征，采用32μm的激光束斑和5Hz的频率。实验过程中的分馏校正分别采用了标准锆石91500和玻璃标准物质NIST610作外标。时间分辨离线处理的样品信号为50s，空白信号为20～30s。对分析数据采用了基于Excel的ICPMSDataCal(V10.6)软件(Liuetal.,2010)完成离线处理，详细的仪器操作条件和数据处理方法见Liuetal.(2010)。U-Pb年龄谐和图和加权平均年龄计算利用了Isoplot/Ex_ver3(Ludwig,2003)程序完成。

3 岩相学和矿物化学

所研究的石榴夕线黑云片岩呈斑状变晶结构，片状构造。变斑晶为石榴石(12%)，粒度在2～7mm之间，变基质由斜长石(27%)、黑云母(22%)、石英(18%)和夕线石(14%)组成，含有少量钾长石(7%)，副矿物为钛铁矿。黑云母和夕线石定向分布构成片理(图2a,b)。石榴石变斑晶核部含有斜长石、石英和黑云母包体，部分石榴石边部呈港湾状，被细粒的黑云母、夕线石、斜长石、石英和钛铁矿替代。石榴夕线黑云片岩的矿物组合为石榴石+黑云母+斜长石+钾长石+石英+夕线石+钛铁矿。

图2 石榴夕线黑云片岩(a、b)、含石榴钙硅酸盐岩(c、d)、黑云斜长片麻岩(e)和大理岩(f)显微照片(a)石榴夕线黑云片岩(D630605)中石榴石为变斑晶，斜长石、黑云母、石英、夕线石和钾长石为变基质.红线为图3中石榴子石成分剖面的分析位置；(b)石榴夕线黑云片岩(D630605)的石榴石边部呈港湾状，被黑云母、夕线石和斜长石替代；(c)含石榴钙硅酸盐岩(D630603)中石榴石为变斑晶，斜长石、钾长石、石英、角闪石、单斜辉石、方解石和黑云母为变基质；(d)含石榴钙硅酸盐岩(D630606)由斜长石、钾长石、角闪石和单斜辉石组成；(e)黑云斜长片麻岩(D630602)由斜长石、石英、黑云母、角闪石、钾长石和白云母组成；(f)大理岩(D630601)由方解石和少量绿帘石组成.矿物代号：Grt-石榴石；Bt-黑云母；Mus-白云母；Pl-斜长石；Kfs-钾长石；Qz-石英；Cpx-单斜辉石；Amp-角闪石；Ep-绿帘石；Sill-夕线石；Ilm-钛铁矿Fig.2 Microphotographs of the garnet-sillimanite-biotite schist (a,b),garnet-bearing calc-silicate rock (c,d),biotite-plagioclase gneiss (e)and marble (f)

含石榴钙硅酸盐岩样品D630603呈斑状变晶结构，变基质为柱粒状变晶结构，块状构造。变斑晶为石榴石(13%)，粒径大约为2～5mm，变基质由斜长石(38%)、钾长石(16%)、石英(12%)组成，含有少量角闪石(8%)、单斜辉石(7%)、方解石(3%)和黑云母(2%)，副矿物为钛铁矿(图2c)。含石榴钙硅酸盐岩样品D630604呈柱粒状变晶结构，块状构造，主要由斜长石(40%)、石英(25%)组成，含有少量钾长石(8%)、黑云母(8%)、石榴石(5%)、角闪石(4%)、单斜辉石(3%)、方解石(3%)和白云母(<2%)，副矿物为钛铁矿。含石榴钙硅酸盐岩样品D630606呈斑状变晶结构，变基质为柱粒状变晶结构，块状构造。变斑晶为石榴石(8%)，粒径大约为2～4mm。变基质由斜长石(36%)、石英(24%)和钾长石(16%)组成，含有少量角闪石(8%)、单斜辉石(6%)、方解石(3%)和黑云母(3%)，副矿物为钛铁矿(图2d)。

黑云斜长片麻岩呈鳞片粒状变晶结构，片麻状构造，由斜长石(42%)、石英(30%)、黑云母(12%)，角闪石(7%)、钾长石(5%)和白云母(<2%)组成，副矿物为钛铁矿(图2e)。大理岩呈粒状变晶结构，块状构造。主要由方解石(97%)组成，含有少量绿帘石(2%)和副矿物钛铁矿(图2f)。

电子探针分析结果表明，石榴夕线黑云片岩中的变斑晶石榴石具有较高的铁铝榴石(Alm=0.615～0.677)和镁铝榴石(Prp=0.284～0.349)组分，以及较低的钙铝榴石(Grs=0.027～0.040)和锰铝榴石(Spe=0.003～0.006)组分(表1)。石榴石发育弱的成分环带，铁铝榴石组分从核部到边部略有增加，镁铝榴石组分从核部到边部略有降低，钙铝榴石组分在核部区域均匀，在边部区域有轻微增加，锰铝榴石组分基本不变(图3)。含石榴钙硅酸盐岩和黑云斜长片麻岩中角闪石的Si阳离子数为6.08～6.78(p.f.u.,O=23)，Ca阳离子数为1.67～1.92(p.f.u.,O=23)，Na阳离子数为0.30～0.47(p.f.u.,O=23)，K阳离子数为0.14～0.47(p.f.u.,O=23)，Mg/Mg+Fe2+=0.27～0.68(表2)。据角闪石分类定名方法(Leakeetal.,1997)，含石榴钙硅酸盐岩中的角闪石是铁镁钙闪石，黑云斜长片麻岩中的角闪石是镁闪石。石榴夕线黑云片岩、黑云斜长片麻岩和含石榴钙硅酸盐岩中的黑云母具有较大的成分变化，FeO含量为14.14%～27.75%，MgO为3.92%～11.92%，Ti阳离子数为0.12～0.22(p.f.u.,O=11)(表3)，其中石榴夕线黑云片岩和黑云斜长片麻岩中的黑云母是高铁镁云母，含石榴钙硅酸盐岩中的黑云母是高铁黑云母。石榴夕线黑云片岩中斜长石的An=0.28～0.31，为中长石和更长石，含石榴钙硅酸盐岩中斜长石的An=0.35～0.39，为中长石，黑云斜长片麻岩中斜长石的An=0.41～0.45，为中长石(表4)。

图3 石榴夕线黑云片岩中石榴石化学成分剖面图Alm-铁铝榴石；Prp-镁铝榴石；Grs-钙铝榴石；Spe-锰铝榴石Fig.3 Garnet compositional profile of the garnet-sillimanite-biotite schist

表1 冈底斯岩浆弧东段石榴夕线黑云片岩中石榴石的代表性电子探针分析结果(wt%)Table 1 Representative microprobe of garnet from garnet-sillimanite-biotite schist from the eastern Gangdese magmatic arc (wt%)

续表1Continued Table 1

表2 冈底斯岩浆弧东段含石榴钙硅酸盐岩和黑云斜长片麻岩中角闪石的代表性电子探针分析结果(wt%)Table 2 Representative microprobe analyses of amphibole from garnet-bearing calc-silicate rocks and biotite-plagioclase gneiss from the eastern Gangdese magmatic arc (wt%)

表3 冈底斯岩浆弧东段石榴夕线黑云片岩、含石榴钙硅酸盐岩和黑云斜长片麻岩中黑云母的代表性电子探针分析结果(wt%)Table 3 Representative microprobe analyses of biotite from garnet-sillimanite-biotite schist,garnet-bearing calc-silicate rocks and biotite-plagioclase gneiss from the eastern Gangdese magmatic arc (wt%)

续表3Continued Table 3

表4 冈底斯岩浆弧东段石榴夕线黑云片岩、含石榴钙硅酸盐岩和黑云斜长片麻岩中斜长石的代表性电子探针分析结果(wt%)Table 4 Representative microprobe analyses of plagioclase from garnet-sillimanite-biotite schist,garnet-bearing calc-silicate rocks and biotite-plagioclase gneiss from the eastern Gangdese magmatic arc (wt%)

4 变质作用P-T条件

4.1 地质温压计

本文采用石榴石-黑云母地质温度计(Holdaway,2000)和石榴石-黑云母-斜长石-石英地质压力计(Wuetal.,2004)(GB-BGPQ)，对石榴夕线黑云片岩(样品D630605)的变质条件进行了估算。选择岩石中变质斑晶石榴石核部、基质黑云母和斜长石的平均成分计算得到的变质温压条件是814℃和7.5kbar。

4.2 相平衡模拟

图4是在650～900℃和5～9kbar条件下计算出的P-T视剖面。如图所示，蓝晶石在小于760℃、大于6.7kbar的区域稳定；夕线石稳定范围大，除了在高温低压(即>800℃、<5.5kbar)以及蓝晶石稳定域不稳定外，在视剖面图其他区域皆稳定；黑云母稳定在小于860℃的区域内；石榴石在整个图中稳定；堇青石在温度大于750℃、压力小于7.0kbar的区域内稳定。体系的固相线位于775～800℃之间(图4)。P-T视剖面图显示了石榴石的XMg[=MgO/(MgO+FeO+CaO+MnO)]和XCa[=CaO/(MgO+FeO+CaO+MnO)]等值线(图4a)，以及熔体体积含量等值线(图4b)。石榴石的XMg等值线与温度轴近垂直，其数值随温度的升高而增加，XCa等值线具有正斜率，其数值随压力的升高而增加，熔体含量随温度的升高而增加。

图4 石榴夕线黑云片岩的P-T视剖面图图(a)中橙色与黄色细实线分别代表石榴石的XMg和XCa等值线;图(b)中红色细虚线为熔体体积等值线.两图中红色椭圆区域为岩石变质作用的温压条件范围Fig.4 P-T pseudosections for the garnet-sillimanite-biotite schist

在计算的温度与压力区间，石榴夕线黑云片岩矿物组合(Grt+Bt+Pl+Kfs+Qz+Sil+Ilm)稳定在787～865℃、6.3～9kbar和熔体存在的区域内(图4中红色字体标注的矿物组合区域)，相应的熔体体积含量为4%～8%。基于石榴石核部最高的XMg值(0.35)和相应的XCa值(0.003)的交点，以及石榴石核部最高XCa值(0.040)和相应XMg值(0.32)的交点，可得出的变质温、压条件约为810～820℃和6.4～7.8kbar(图4红色椭圆区域)。

结合温压计与相平衡模拟结果，石榴夕线黑云片岩的变质条件很可能在810～820℃和6.4～7.8kbar范围。这表明石榴夕线黑云片岩经历了中压麻粒岩相变质作用和部分熔融，熔体含量约占岩石体积的4%～8%。

5 锆石U-Pb年代学

对1个石榴夕线黑云片岩、3个含石榴钙硅酸盐岩和1个大理岩中的锆石进行了锆石阴极发光、U-Pb定年和微量元素分析，分析结果见表5和表6。锆石阴极发光图像(图5)显示，片岩、钙硅酸盐岩和大理岩中的锆石特点相似，形态上大多为半自形粒状，少部分为半自形柱状，长宽比约为 2.5:1。极少的锆石发育核-边结构，大部分锆石颗粒无继承核，但多具有一个较强发光的细边。除去继承核和细边部分的锆石结构域，即所定年的锆石结构域具有弱同心环状环带，或具有补丁状分带。

表5 石榴夕线黑云片岩、含石榴钙硅酸盐岩和大理岩中锆石U-Pb定年结果Table 5 Zircon U-Pb data for garnet-sillimanite-biotite schist,garnet-bearing calc-silicate rocks and marble

续表5Continued Table 5

表6 冈底斯岩浆弧东段石榴夕线黑云片岩、含石榴钙硅酸盐岩和大理岩中锆石的稀土元素分析结果(×10 -6)Table 6 The REE analysis of zircon for garnet-sillimanite-biotite schist,garnet-bearing calc-silicate rocks and marble from the eastern Gangdese magmatic arc (×10-6)

续表6Continued Table 6

续表6Continued Table 6

图5 石榴夕线黑云片岩(a)、含石榴钙硅酸盐岩(b-d)和大理岩(e)中锆石的阴极发光图像，示分析点位和年龄(Ma)Fig.5 Cathodoluminescence images of representative zircon grains,showing the analytical spots and related ages (Ma)from the garnet-sillimanite-biotite schist (a),garnet-bearing calc-silicate rocks (b-d)and marble (e)

锆石U-Pb谐和图见图6。5件样品共74个分析点均获得了谐和或近谐和的U-Pb年龄，其206Pb/238U年龄在92～79Ma之间。除去个别较大的和较小的分析点后，石榴夕线黑云片岩、含石榴钙硅酸盐岩和大理岩样品锆石的206Pb/238U加权平均年龄分别为86±1.1Ma(MSWD=2.00)、83±0.97Ma(MSWD=2.80)、83±0.70Ma(MSWD=0.86)、85±1.2Ma(MSWD=1.70)和87±0.79Ma(MSWD=1.90)。

图6 石榴夕线黑云片岩、含石榴钙硅酸盐岩和大理岩中锆石U-Pb谐和图(a、c、e)和球粒陨石标准化稀土元素配分模式(b、d、f，标准化值据Sun and McDonough,1989)Fig.6 U-Pb concordia diagram (a,c,e)and chondrite-normalized REE patterns (b,d,f,normalization values after Sun and McDonough,1989)of zircons from the garnet-sillimanite-biotite schist,garnet-bearing calc-silicate rocks and marble

所分析锆石结构域的Th/U值大都小于0.4，其中石榴夕线黑云片岩锆石的Th/U值为0.01～0.20，钙硅酸盐岩锆石的Th/U值为0.04～0.53，大理岩的Th/U值为0.01～0.05(图7)。锆石的球粒陨石标准化稀土元素配分图见图6。石榴夕线黑云片岩的锆石具有低的稀土元素含量，富集但平坦的重稀土元素配分模式，具有明显的Eu负异常。3个含石榴钙硅酸盐岩样品的锆石具有从弱到强分异的重稀土元素配分模式，具弱的Eu负异常。大理岩中的锆石具有很低的稀土元素含量，轻稀土元素多低于检出限，具有分异的稀土元素模式。

图7 石榴夕线黑云片岩、含石榴钙硅酸盐岩和大理岩中锆石的Th和U含量图Fig.7 Th and U diagram of zircons from the garnet-sillimanite-biotite schist,garnet-bearing calc-silicate rocks and marble

由于变质流体往往富集U而亏损Th，因此变质锆石多具有较低的Th/U值(Mojzsis and Harrison,2000;Hermann,2002;Rubatto,2002;Chenetal.,2015)。此外，在含石榴石的变质岩中，重稀土优先赋存于石榴石中，所以石榴石的生长和分解控制变质锆石的重稀土含量。石榴石生长过程中所形成的锆石具有低的重稀土含量，而在石榴石分解过程中生长的锆石具有高的重稀土含量(Rubatto,2002;吴元保和郑永飞,2004)。本文所研究的富石榴石岩石，如片岩和一个钙硅酸盐岩样品的锆石具有较低的Th/U值，较低的重稀土含量，平坦或弱分异的重稀土配分模式，表明所分析的锆石是变质成因的。对于不含或含少量石榴石的岩石，尽管其锆石具有分异的重稀土配分模式，但它们具有变质锆石特有的形态、环带和低的Th/U比，也是变质成因的。因此，5个样品获得的锆石年龄应代表岩石的变质作用时间，即这些沉积岩的变质作用发生在晚白垩世(87～83Ma)的新特提斯洋俯冲晚期。

6 讨论

6.1 冈底斯岩浆弧东段变质条件的空间变化

现有研究表明，冈底斯岩浆弧东段中-高级变质岩的变质作用发生在中、新生代，其原岩主要由中生代和早新生代的弧型岩浆岩组成。因此，这些变质岩代表冈底斯岩浆弧东段的中-下地壳组成(Zhangetal.,2020)。本文和现有研究表明，这些岩石的变质条件存在系统的空间变化。如图1b所示，在米林、扎西、江河汇流和孜热地区分布的变质岩为高压麻粒岩，峰期变质的温、压条件为740～830℃和9～10.5kbar，变质时代为90～41Ma(Zhangetal.,2010b,2013;Palinetal.,2014;康东艳等,2019;牛志祥,2019;牛志祥等,2019;秦圣凯等,2019;Tianetal.,2020;Xiaetal.,2019;Jiangetal.,2021)。上述地区西北部林芝地区经历了角闪岩相变质作用，变质条件为625～750℃和4～7.4kbar，变质年龄为72～49Ma(董昕等,2009,2012;江媛媛等,2020;张成圆等,2020)。在高压麻粒岩相分布区西南部的才巴村地区经历了角闪岩相变质作用，变质条件为720～750℃和5～6kbar，变质时间为79～74Ma(张宁,2019)。本文研究区位于高压麻粒岩分布区的西南部，所研究的石榴夕线黑云片岩经历了中压高温麻粒岩相变质作用，变质条件为810～820℃和6.4～7.8kbar，变质时间为87～83Ma。综合现有的研究成果，米林、扎西、江河汇流和孜热地区分布的高压麻粒岩代表冈底斯岩浆弧的下地壳，而该分布区的北部和西部的变质岩经历了中压麻粒岩相至角闪岩相变质作用，代表岩浆弧的中-下地壳。

6.2 冈底斯岩浆弧东段的中-下地壳组成

岩浆弧以幔源岩浆作用和新生地壳生长为特征(Miller and Snoke,2009)。冈底斯岩浆弧发育有大型花岗质岩基和同时代火山岩系。这些准铝质和钙碱质弧型岩浆岩具有亏损地幔的同位素组成，是新生的大陆地壳(Chuetal.,2006,2011;莫宣学等,2007;Moetal.,2008;Jietal.,2009;Wuetal.,2010;Zhuetal.,2011;Niuetal.,2013;Houetal.,2015;Zhouetal.,2018)。

本文和现有研究表明，冈底斯岩浆弧下地壳的高压麻粒岩分布区主要由里龙岩基辉长岩和闪长岩、古新世至始新世辉长岩和花岗岩变质形成的高压基性和长英质麻粒岩组成，含有少量的变质沉积岩。在北部的中-下地壳变质岩分布区，主要由古新世至始新世花岗岩变质形成的正片麻岩组成，含有较多的变质沉积岩。在西南部的中-下地壳变质岩分布区，主要由里龙岩基辉长岩、闪长岩和花岗岩变质形成的斜长角闪岩和正片麻岩组成，含少量的变质沉积岩(图1b)。由此可见，无论是冈底斯弧的下地壳，还是中-下地壳都有长英质变质岩和变质沉积岩产出。这与以前的研究结论是一致的，即大陆岩浆弧的下地壳主要由基性麻粒岩组成，但也含有丰富的长英质麻粒岩和变质沉积岩(Saleebyetal.,2003;Hackeretal.,2008,2011;Miller and Snoke,2009;DeBari and Greene,2011;Jagoutz and Schmidt,2012;Jagoutz and Kelemen,2015)。冈底斯岩浆弧中、下地壳的变质沉积岩主要由副片麻岩和片岩组成。这些相对富SiO2的沉积岩和长英质岩浆岩进入到岩浆弧的中、下地壳改变了新生地壳的组成和化学成分，很可能是导致岩浆弧中-下地壳由基性转变为中性成分的重要原因。

大陆岩浆弧上地壳的沉积岩进入到中-下地壳有三种机制(Chinetal.,2013)。第一种是岩浆弧地壳的底冲(Underthrusting)，即岩浆弧的上地壳岩石被底冲到下地壳；第二种机制是岩浆上升过程中的粘性回流导致岩体周转的上地壳沉积物向中、下地壳运移；第三种机制是底垫作用，俯冲的、或俯冲剥蚀下来的低密度沉积物在浮力作用下上升并底垫至岩浆弧的下地壳(Behnetal.,2011;Hackeretal.,2011;Guoetal.,2019)。

研究表明，在冈底斯岩浆弧下地壳分布区，即在米林和布久地区产出的变质沉积岩具有170～60Ma的继承碎屑锆石年龄(Xuetal.,2013;Zhangetal.,2015)。这些碎屑锆石年龄与冈底斯弧岩浆岩的年龄谱一致，很可能表明这些变质沉积岩是通过俯冲剥蚀作用运移到岩浆弧下地壳的弧前盆地沉积物。但是，冈底斯弧中-下地壳产出的大多数变质沉积岩具有3100～310Ma的碎屑锆石年龄范围，并具有1200～900Ma、650～500Ma和～320Ma的年龄峰值(董昕等,2009,2012)。这很可能说明，这些变质沉积岩并不是来源于弧前或弧后盆地，而更可能是拉萨地体的晚石炭系地层被底冲到岩浆弧中-下地壳后变质形成的。晚石炭世的沉积岩在冈底斯弧东段变质岩分布区的西北部广泛产出(图1b)。因此，本文认为冈底斯岩浆弧在晚白垩世处于挤压构造体制下，地壳的变形缩短和底冲是导致上地壳岩石进入下地壳的主要机制。此外，晚白垩世大体积幔源岩浆的增生导致了岩浆弧地壳的生长和加厚，也可以将岩浆岩中的沉积岩包体带入到深地壳。

6.3 冈底斯弧晚白垩世的构造演化

新特提斯洋岩石圈在晚三叠世开始向拉萨地体之下的俯冲形成了在冈底斯弧广泛分布的岩浆岩(Dingetal.,2003;Panetal.,2012;Mengetal.,2016;Wangetal.,2016)。冈底斯岩浆弧东段晚白垩世的岩浆、变质和深熔作用很可能发生在扩张的新特提斯洋洋中脊俯冲过程中(张泽明等,2009,2019;Zhangetal.,2010a,b,2014a,b;管琪等,2010;Guoetal.,2011,2013;Zhengetal.,2014;Zhuetal.,2018)。活动的洋中脊发生俯冲导致软流圈沿板片窗上涌，诱发了强烈的幔源岩浆作用，形成了大面积分布的里龙岩基(张泽明等,2009,2019;Zhangetal.,2010a,b)。大量幔源岩浆的增生使岩浆弧地壳发生了显著的生长和加厚(Zhangetal.,2014a;Guoetal.,2020)。在新特提斯洋中脊俯冲过后，将是年轻的大洋岩石圈发生俯冲。由于年轻的大洋岩石圈具有热、薄和低密度的特征，将发生平俯冲，导致岩浆弧地壳在挤压的环境下发生构造加厚(Guoetal.,2020;Zhangetal.,2021)。在这样的构造环境下，岩浆弧上地壳的沉积岩被底冲到加厚的中下地壳，发生高温变质作用和部分熔融。

冈底斯弧加厚下地壳的晚白垩世部分熔融形成了分布在上地壳的花岗岩(Tangetal.,2020;Dingetal.,2021;Zhangetal.,2021)。所形成的花岗岩具有亏损地幔的地球化学特征，表明其起源于新生下地壳的部分熔融(Jietal.,2014)。而且，这些晚白垩世的花岗岩具有高的 Sr/Y(47～450)和(La/Yb)N(6～38)比值，这说明其来源于加厚下地壳的部分熔融(Zhengetal.,2014;Tangetal.,2020;Dingetal.,2021)。因此，冈底斯岩浆弧中、下地壳的晚白垩世高温变质和部分熔融导致新生地壳在俯冲过程中发生了明显的再造。

7 结论

(1)冈底斯弧东段米林田兴村地区的变沉积岩经历了晚白垩世(87～83Ma)的中压麻粒岩相变质作用和部分熔融，变质作用的温、压条件为810～820℃和6.4～7.8kbar。

(2)岩浆弧中-下地壳含有少量变质沉积岩，其改变了新生弧地壳的组成。岩浆弧地壳在挤压构造环境下的底冲导致上地壳的沉积岩被构造埋藏到中-下地壳。

(3)岩浆弧的中-下地壳经历了晚白垩世的高温变质与部分熔融，形成了上地壳的花岗岩，表明岩浆弧的地壳在俯冲过程中发生了再造。

致谢感谢董汉文和田作林博士审阅全文，并提出重要修改意见。