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    北喜马拉雅佩枯花岗岩年代学、成因机制及其构造意义

    王晓先 张进江 王佳敏

    王晓先, 张进江, 王佳敏, 2016. 北喜马拉雅佩枯花岗岩年代学、成因机制及其构造意义. 地球科学, 41(6): 982-998. doi: 10.3799/dqkx.2016.082
    引用本文: 王晓先, 张进江, 王佳敏, 2016. 北喜马拉雅佩枯花岗岩年代学、成因机制及其构造意义. 地球科学, 41(6): 982-998. doi: 10.3799/dqkx.2016.082
    Wang Xiaoxian, Zhang Jinjiang, Wang Jiamin, 2016. Geochronology and Formation Mechanism of the Paiku Granite in the Northern Himalaya, and Its Tectonic Implications. Earth Science, 41(6): 982-998. doi: 10.3799/dqkx.2016.082
    Citation: Wang Xiaoxian, Zhang Jinjiang, Wang Jiamin, 2016. Geochronology and Formation Mechanism of the Paiku Granite in the Northern Himalaya, and Its Tectonic Implications. Earth Science, 41(6): 982-998. doi: 10.3799/dqkx.2016.082

    北喜马拉雅佩枯花岗岩年代学、成因机制及其构造意义

    doi: 10.3799/dqkx.2016.082
    基金项目: 

    国家自然科学基金项目 41172176

    国家自然科学基金项目 41402175

    中国地震局地壳应力研究所中央级公益性科研院所基本科研业务专项项目 ZDJ2014-09

    详细信息
      作者简介:

      王晓先(1986-),男,助理研究员,博士,从事构造地质研究.E-mail: xiaoxianwang@pku.edu.cn

    • 中图分类号: P54

    Geochronology and Formation Mechanism of the Paiku Granite in the Northern Himalaya, and Its Tectonic Implications

    • 摘要: 北喜马拉雅花岗岩位于特提斯喜马拉雅的中部,对其研究不仅有助于认识和理解碰撞造山过程中地壳物质的熔融行为和机制, 而且对探讨部分熔融作用与相关构造的关系也具有重要意义.通过对北喜马拉雅佩枯花岗岩开展系统的LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb年代学和地球化学研究,结果表明佩枯花岗岩的结晶时间较长,从23.9 Ma持续到16.5 Ma,并记录了22.3±0.6 Ma和17.3±0.3 Ma两期深熔作用.全岩地球化学分析结果显示,佩枯花岗岩具有高含量的SiO2(71.87%~75.56%)、Al2O3(13.57%~15.49%)和K2O(3.34%~4.59 %),以及高的K2O/Na2O比值(1.02~1.39) 和A/CNK值(1.21~1.23),属于高钾钙碱性过铝质花岗岩.岩石强烈富集大离子亲石元素Rb和放射性生热元素Th、U,亏损Ba、Nb、Sr、Zr等元素;轻重稀土元素分馏较强((La/Yb)N=10.76~16.60),几乎无或弱的负Eu异常(δEu=0.76~0.97).样品的(87Sr/86Sr)i值和εNd(t)值变化范围分别为0.736 184~0.741 258和-14.6~-14.3,与大喜马拉雅变质沉积岩的Sr-Nd同位素组成一致,表明其源岩可能为大喜马拉雅变质沉积岩.样品(87Sr/86Sr)i值较低而Sr浓度较高,且随着Ba浓度的增加,Rb/Sr比值基本不变,与水致白云母部分熔融的特征和趋势一致,表明佩枯花岗岩是水致白云母部分熔融的产物,部分熔融作用可能与藏南拆离系的活动密切相关.
    • 图 1  喜马拉雅造山带中东段地质简图

      Figure 1.  Geological sketch of the central and eastern Himalayan orogen

      GT.冈底斯逆冲断裂;RZBT.仁布-泽当反冲断层;GCT.大反冲断层;YGR.亚东-谷露裂谷;STDS.藏南拆离系;MCT.主中央逆冲断裂;MBT.主边界逆冲断裂;MFT.主前锋逆冲断裂;NHGD.北喜马拉雅片麻岩穹窿;据王晓先等(2015)修改

      图 2  北喜马拉雅佩枯错穹窿地质图

      Figure 2.  Geological sketch of the Paiku Co dome in northern Himalaya

      图 3  佩枯错穹窿核部花岗岩野外和显微照片

      Figure 3.  Photographs and photomicrographs of the granites in the core of Paiku Co dome

      a.斑状花岗岩手标本照片;b.斑状花岗岩矿物组合,正交偏光;c.糜棱岩化二云母花岗岩露头照片;d.糜棱岩化二云母花岗岩矿物组合;Qtz.石英;Kfs.钾长石;Pl.斜长石;Bi.黑云母;Mus.白云母,正交偏光

      图 4  佩枯花岗岩样品代表性锆石CL图像

      Figure 4.  Representative CL images of the zircons from Paiku granite

      图 5  佩枯花岗岩锆石U-Pb年龄谐和图(a,b)、分布(c)及北喜马拉雅花岗岩年龄统计(d)

      Figure 5.  Zircon U-Pb concordia diagram (a, b), distribution (c) of the Paiku granite, and statistics of U-Pb ages of the northern Himalayan granites (d)

      图 6  佩枯花岗岩的K2O-SiO2(a)、A/NK-A/CNK(b)关系及原始地幔标准化蛛网图(c)和球粒陨石标准化稀土元素配分模式(d)

      Figure 6.  The K2O-SiO2 relations (a), A/NK-A/CNK relations (b), Chondrite-normalized REE patterns (c) and primitive mantle-normalized trace element spider diagram (d) of the Paiku granites

      原始地幔和球粒陨石标准化值据Sun and McDough(1989)

      图 7  佩枯花岗岩的(87Sr/86Sr)i-εNd(t)关系

      Figure 7.  Relations of (87Sr/86Sr)i-εNd(t) from the Paiku granites

      Sr-Nd同位素数据来自Ahmad et al.(2000)Miller et al.(2001)Richards et al.(2005)张宏飞等(2005)Zeng et al.(2011)Guo and Wilson(2012)Gao and Zeng(2014)

      图 8  佩枯花岗岩和喜马拉雅造山带内花岗岩的Sr-(87Sr/86Sr)i(a)和Ba-Rb/Sr(b)关系

      Figure 8.  Relations of Sr-(87Sr/86Sr)i (a) and Ba-Rb/Sr (b) from the Paiku granites

      Sr和87Sr/86Sr数据来自Harrison et al.(1999)张宏飞等(2005)Guo and Wilson(2012)Gao and Zeng(2014);Mus(VP).饱和蒸汽相的白云母熔融蚀变;Mus(VA).缺乏蒸汽相的白云母熔融蚀变;Bi(VA).缺乏蒸汽相的黑云母熔融蚀变

      表 1  佩枯花岗岩LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb定年分析数据

      Table 1.  Zircon LA-MC-ICP-MS U-Pb analytical data of the Paiku granite

      分析点号 Th
      (10-6)
      U
      (10-6)
      Th/U 同位素比值 表观年龄(Ma)
      207Pb/235U ±1σ 206Pb/238U ±1σ 208Pb/232Th ±1σ 207Pb/235U ±1σ 206Pb/238U ±1σ 208Pb/232Th ±1σ
      PKC-21-01 131.3 527.9 0.25 0.597 30 0.052 95 0.074 17 0.005 58 0.018 23 0.002 51 475.5 33.7 461.2 33.5 365.1 49.9
      PKC-21-02 19.1 850.3 0.02 0.018 03 0.001 48 0.002 70 0.000 20 0.000 88 0.000 31 18.1 1.5 17.4 1.3 17.9 6.2
      PKC-21-03 297.6 371.1 0.80 0.600 38 0.046 91 0.077 03 0.005 80 0.017 12 0.002 03 477.5 29.8 478.3 34.7 343.1 40.3
      PKC-21-04 43.6 533.8 0.08 0.021 69 0.002 13 0.003 06 0.000 24 0.001 00 0.000 19 21.8 2.1 19.7 1.5 20.3 3.7
      PKC-21-05 62.7 803.9 0.08 0.022 32 0.002 86 0.003 43 0.000 29 0.001 01 0.000 40 22.4 2.8 22.1 1.9 20.4 8.1
      PKC-21-06 54.9 814.8 0.07 0.017 53 0.001 51 0.002 66 0.000 20 0.000 87 0.000 23 17.6 1.5 17.1 1.3 17.6 4.6
      PKC-21-07 34.2 834.7 0.04 0.017 19 0.002 73 0.002 70 0.000 20 0.001 79 0.000 91 17.3 2.7 17.4 1.3 36.2 18.3
      PKC-21-08 17.1 850.0 0.02 0.020 95 0.004 89 0.003 28 0.000 25 0.000 95 0.001 19 21.1 4.9 21.1 1.6 19.2 24.1
      PKC-21-09 11.1 855.1 0.01 0.022 95 0.001 89 0.003 55 0.000 27 0.000 66 0.000 63 23.0 1.9 22.9 1.8 13.3 12.7
      PKC-21-10 310.0 318.6 0.97 0.892 43 0.070 70 0.100 70 0.007 80 0.023 09 0.003 59 647.7 38.0 618.5 45.7 461.4 70.9
      PKC-21-11 70.5 962.3 0.07 0.017 64 0.001 40 0.002 65 0.000 20 0.000 56 0.000 07 17.8 1.4 17.1 1.3 11.2 1.5
      PKC-21-12 100.3 1 069.2 0.09 0.017 52 0.001 43 0.002 62 0.000 20 0.000 83 0.000 11 17.6 1.4 16.8 1.3 16.7 2.2
      PKC-21-13 50.9 819.0 0.06 0.016 63 0.001 49 0.002 66 0.000 20 0.000 54 0.000 17 16.7 1.5 17.1 1.3 10.8 3.5
      PKC-21-14 130.4 1 523.6 0.09 0.018 08 0.001 72 0.002 87 0.000 22 0.000 54 0.000 07 18.2 1.7 18.5 1.4 10.9 1.4
      PKC-21-15 9.7 456.4 0.02 0.022 42 0.001 91 0.003 44 0.000 26 0.003 89 0.000 71 22.5 1.9 22.1 1.7 78.5 14.2
      PKC-21-16 20.6 844.9 0.02 0.024 41 0.002 11 0.003 71 0.000 29 0.001 35 0.000 30 24.5 2.1 23.9 1.9 27.2 6.2
      PKC-21-17 24.6 844.5 0.03 0.017 75 0.001 50 0.002 81 0.000 22 0.000 87 0.000 21 17.9 1.5 18.1 1.4 17.5 4.3
      PKC-21-18 80.6 889.1 0.09 0.017 29 0.001 37 0.002 65 0.000 20 0.000 70 0.000 08 17.4 1.4 17.1 1.3 14.1 1.7
      PKC-21-19 55.3 814.6 0.07 0.017 02 0.001 42 0.002 63 0.000 20 0.000 50 0.000 09 17.1 1.4 16.9 1.3 10.1 1.9
      PKC-21-20 30.9 837.7 0.04 0.016 84 0.002 70 0.002 68 0.000 20 0.003 09 0.000 56 17.0 2.7 17.2 1.3 62.3 11.3
      PKC-21-21 30.3 839.5 0.04 0.016 29 0.001 70 0.002 56 0.000 19 0.001 28 0.000 31 16.4 1.7 16.5 1.2 25.9 6.4
      PKC-21-22 23.8 840.6 0.03 0.023 83 0.003 70 0.003 68 0.000 28 0.005 20 0.000 95 23.9 3.7 23.7 1.8 104.8 19.0
      PKC-21-23 25.8 841.0 0.03 0.022 54 0.002 44 0.003 37 0.000 25 0.001 04 0.000 59 22.6 2.4 21.7 1.6 20.9 11.9
      PKC-21-24 61.3 808.2 0.08 0.017 60 0.001 60 0.002 70 0.000 20 0.000 85 0.000 13 17.7 1.6 17.4 1.3 17.1 2.6
      PKC-21-25 106.6 1 362.3 0.08 0.017 09 0.001 42 0.002 76 0.000 21 0.001 27 0.000 13 17.2 1.4 17.8 1.3 25.7 2.6
      PKC-21-26 180.8 1 904.5 0.09 0.018 05 0.001 52 0.002 82 0.000 21 0.001 28 0.000 20 18.2 1.5 18.2 1.4 25.9 4.1
      PKC-21-27 145.4 515.9 0.28 0.595 98 0.045 46 0.076 22 0.005 72 0.021 50 0.001 74 474.7 28.9 473.5 34.3 430.0 34.4
      PKC-21-28 86.7 742.1 0.12 0.102 78 0.007 96 0.013 48 0.001 04 0.004 96 0.000 41 99.3 7.3 86.3 6.6 100.1 8.2
      PKC-21-29 92.3 740.1 0.12 0.105 88 0.008 54 0.013 50 0.001 07 0.001 93 0.000 19 102.2 7.8 86.4 6.8 38.9 3.9
      PKC-21-30 35.6 830.4 0.04 0.023 28 0.003 09 0.003 34 0.000 26 0.003 15 0.000 67 23.4 3.1 21.5 1.6 63.6 13.5
      PKC-21-31 140.6 759.9 0.19 0.175 33 0.013 99 0.025 45 0.001 99 0.000 53 0.000 45 164.0 12.1 162.0 12.5 10.6 9.1
      PKC-21-32 42.3 823.8 0.05 0.021 95 0.002 97 0.003 47 0.000 31 0.002 71 0.000 79 22.0 3.0 22.3 2.0 54.7 15.9
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      表 2  佩枯花岗岩全岩主量元素、微量元素和Sr-Nd同位素分析数据

      Table 2.  Whole-rock major elements, trace elements and Sr-Nd isotopes of the Paiku granites

      样品号 PKC-15 PKC-16 PKC-17 PKC-18 PKC-19 PKC-20
      SiO2 71.87 72.53 73.58 74.94 75.04 75.51
      Al2O3 15.49 15.22 14.69 13.85 13.78 13.57
      Fe2O3 1.39 1.45 1.39 1.33 1.32 1.25
      CaO 1.18 1.28 1.27 1.16 1.29 1.21
      MgO 0.46 0.49 0.47 0.45 0.43 0.42
      K2O 4.59 3.95 3.70 3.84 3.34 3.41
      Na2O 3.30 3.51 3.49 3.07 3.28 3.18
      TiO2 0.18 0.19 0.18 0.17 0.17 0.17
      P2O5 0.11 0.11 0.10 0.10 0.10 0.09
      MnO 0.03 0.03 0.03 0.02 0.02 0.02
      LOI 1.30 1.20 1.10 1.00 1.20 1.10
      Sum 99.89 99.92 99.93 99.92 99.93 99.92
      A/NK 1.49 1.51 1.51 1.50 1.53 1.52
      A/CNK 1.23 1.23 1.22 1.22 1.21 1.22
      CaO/Na2O 0.36 0.36 0.36 0.38 0.39 0.38
      K2O/Na2O 1.39 1.13 1.06 1.25 1.02 1.07
      Be 9.0 4.0 6.0 4.0 5.0 4.0
      Sc 3.0 3.0 3.0 3.0 3.0 3.0
      V 20.0 21.0 15.0 13.0 15.0 16.0
      Ba 764.0 558.0 429.0 518.0 377.0 419.0
      Co 3.0 2.6 2.2 2.2 2.1 2.1
      Cs 7.2 7.2 8.5 8.4 8.2 8.3
      Ga 16.2 17.3 16.0 15.2 14.6 15.6
      Hf 2.4 2.1 2.1 2.7 2.5 2.8
      Nb 4.5 5.6 3.7 3.2 4.8 4.1
      Rb 193.0 183.2 166.7 174.2 161.7 159.4
      Sr 202.4 182.7 160.2 165.9 168.3 166.5
      Ta 0.4 0.5 0.7 0.6 0.6 0.4
      Th 9.6 8.6 7.4 8.0 8.8 8.4
      U 1.8 1.9 1.3 2.0 1.7 1.5
      Zr 79.3 75.4 67.3 78.6 78.5 78.2
      Pb 4.0 3.6 3.7 4.3 3.3 2.9
      Zn 39.0 44.0 42.0 40.0 41.0 39.0
      Y 11.6 14.2 10.3 11.5 11.2 12.9
      La 20.30 20.70 17.60 19.90 20.60 19.50
      Ce 43.10 44.00 35.80 39.10 40.50 40.30
      Pr 4.88 4.75 4.23 4.50 4.58 4.71
      Nd 16.50 20.90 17.30 15.20 17.70 15.70
      Sm 3.97 3.99 3.50 3.64 3.85 3.78
      Eu 1.17 0.99 0.85 0.90 0.84 0.94
      Gd 3.20 3.14 2.64 2.80 2.67 3.07
      Tb 0.49 0.49 0.42 0.41 0.40 0.48
      Dy 2.62 2.62 1.87 2.67 2.28 2.64
      Ho 0.41 0.48 0.45 0.38 0.42 0.47
      Er 1.38 1.49 0.96 0.98 1.04 1.30
      Tm 0.18 0.22 0.14 0.16 0.15 0.19
      Yb 0.97 1.04 1.06 0.86 1.03 1.30
      Lu 0.13 0.17 0.17 0.13 0.15 0.19
      Rb/Sr 0.95 1.00 1.04 1.05 0.96 0.96
      LREE 89.92 95.33 79.28 83.24 88.07 84.93
      HREE 9.38 9.65 7.71 8.39 8.14 9.64
      TREE 99.30 104.98 86.99 91.63 96.21 94.57
      (La/Sm)N 3.30 3.35 3.25 3.53 3.45 3.33
      (Gd/Yb)N 2.73 2.50 2.06 2.69 2.14 1.95
      (La/Yb)N 15.01 14.28 11.91 16.60 14.35 10.76
      δEu 0.97 0.83 0.82 0.83 0.76 0.82
      TZr 742 739 730 745 744 745
      87Rb/86Sr 2.69 2.83 2.71 2.70
      87Sr/86Sr 0.737 396 0.736 868 0.741 913 0.741 426
      (87Sr/86Sr)i 0.736 746 0.736 184 0.741 258 0.740 773
      147Sm/144Nd 0.15 0.12 0.14 0.15
      143Nd/144Nd 0.511 900 0.511 893 0.511 889 0.511 884
      εNd(t) -14.3 -14.4 -14.5 -14.6
      tDM2 1 982 1 996 2 002 2 007
      注:主量元素单位为%,微量元素单位为10-6;LOI为烧失量,单位为%;TZr单位为℃;tDM2单位为Ma;A/NK=摩尔Al2O3/(Na2O+K2O),A/CNK=摩尔Al2O3/(CaO+Na2O+K2O);δEu=2EuN/(SmN+GdN),其中N为球粒陨石标准化值(据Sun and McDnough, 1989).TZr={12 900/[ln(496 000/MZr)+0.85M+2.95]}-273.15,其中MZr为熔体中Zr含量,令Si+Al+Fe+Mg+Ca+Na+K+P=1(原子分数),M=(2Ca+K+Na)/(Si×Al)(Watson and Harrison, 1983).87Rb/86Sr和147Sm/144Nd通过ICP-MS测试的微量元素Rb,Sr,Sm和Nd计算所得,计算公式为87Rb/86Sr=Rb/Sr×2.981,147Sm/144Nd=Sm/Nd×[0.531 497+0.142 521×(143Nd/144Nd)s].(87Sr/86Sr)i=(87Sr/86Sr)s+(87Rb/86Sr)(eλt-1),(143Nd/144Nd)i=(143Nd/144Nd)s+(147Sm/144Nd)(eλt-1);εNd(t)=[(143Nd/144Nd)s/(143Nd/144Nd)CHUR-1]×104fSm/Nd=(147Sm/144Nd)CHUR-1.(143Nd/144Nd)CHUR=0.512 638,(147Sm/144Nd)CHUR=0.196 7,(143Nd/144Nd)DM=0.513 15,(147Sm/144Nd)DM=0.213 7;λRb=1.42×10-12/a(Steiger and Jäger, 1977),λSm=6.54×10-12/a(Lugmair and Marti, 1978);下标s代表样品实测值;二阶段模式年龄tDM2的计算见Jahn et al.(1999).
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    出版历程
    • 收稿日期:  2015-12-16
    • 刊出日期:  2016-06-14

    北喜马拉雅佩枯花岗岩年代学、成因机制及其构造意义

      作者简介: 王晓先(1986-),男,助理研究员,博士,从事构造地质研究.E-mail: xiaoxianwang@pku.edu.cn
    • 1. 中国地震局地壳应力研究所,北京 100085
    • 2. 中国地震局地壳动力学重点实验室,北京 100085
    • 3. 北京大学地球与空间科学学院,北京 100871
    • 4. 北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室,北京 100871
    基金项目:  国家自然科学基金项目 41172176国家自然科学基金项目 41402175中国地震局地壳应力研究所中央级公益性科研院所基本科研业务专项项目 ZDJ2014-09

    摘要: 北喜马拉雅花岗岩位于特提斯喜马拉雅的中部,对其研究不仅有助于认识和理解碰撞造山过程中地壳物质的熔融行为和机制, 而且对探讨部分熔融作用与相关构造的关系也具有重要意义.通过对北喜马拉雅佩枯花岗岩开展系统的LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb年代学和地球化学研究,结果表明佩枯花岗岩的结晶时间较长,从23.9 Ma持续到16.5 Ma,并记录了22.3±0.6 Ma和17.3±0.3 Ma两期深熔作用.全岩地球化学分析结果显示,佩枯花岗岩具有高含量的SiO2(71.87%~75.56%)、Al2O3(13.57%~15.49%)和K2O(3.34%~4.59 %),以及高的K2O/Na2O比值(1.02~1.39) 和A/CNK值(1.21~1.23),属于高钾钙碱性过铝质花岗岩.岩石强烈富集大离子亲石元素Rb和放射性生热元素Th、U,亏损Ba、Nb、Sr、Zr等元素;轻重稀土元素分馏较强((La/Yb)N=10.76~16.60),几乎无或弱的负Eu异常(δEu=0.76~0.97).样品的(87Sr/86Sr)i值和εNd(t)值变化范围分别为0.736 184~0.741 258和-14.6~-14.3,与大喜马拉雅变质沉积岩的Sr-Nd同位素组成一致,表明其源岩可能为大喜马拉雅变质沉积岩.样品(87Sr/86Sr)i值较低而Sr浓度较高,且随着Ba浓度的增加,Rb/Sr比值基本不变,与水致白云母部分熔融的特征和趋势一致,表明佩枯花岗岩是水致白云母部分熔融的产物,部分熔融作用可能与藏南拆离系的活动密切相关.

    English Abstract

    • 喜马拉雅造山带是新生代印度-欧亚大陆碰撞-汇聚的产物,在碰撞的中晚期(晚始新世-中新世)地壳物质发生强烈的深熔作用(Le Fort,1975Searle et al., 1997Harrison et al., 1999Searle and Godin, 2003Lee et al., 2004Zhang et al., 2004Zeng et al., 2009, 2011, 2014高利娥等,2013Gao and Zeng, 2014Liu et al., 2014吴福元等,2015),形成了两条延伸数千公里的花岗岩带,即北喜马拉雅花岗岩带和大喜马拉雅淡色花岗岩带,这些花岗岩/淡色花岗岩主要沿碰撞造山过程形成的伸展构造分布(Harrison et al., 1997Searle et al., 2003Annen et al., 2006Cottle et al., 2007Lee and Whitehouse, 2007Yang et al., 2009Kellett et al., 2010Larson et al., 2010Leloup et al., 2010Sachan et al., 2010Chambers et al., 2011Liu et al., 2012Yan et al., 2012),并与造山带的演化过程关系密切,是研究造山作用中晚期深部构造-岩浆活动的重要“岩石探针”(莫宣学等,2003).

      北喜马拉雅花岗岩带位于特提斯喜马拉雅(THS)的中部,由一系列出露于北喜马拉雅片麻岩穹窿(NHGD)核部的不连续分布的花岗岩体组成,自西向东包括昌果、佩枯错、麻布迦、萨迦、拉轨岗日、然巴、雅拉香波等岩体.近年来,许多学者对这些岩体进行了大量的年代学研究发现,北喜马拉雅花岗岩形成时间跨度较大,如东部的雅拉香波穹窿中二云母花岗岩年龄可达44~43 Ma(Zeng et al., 2009),而然巴穹窿中淡色花岗岩的年龄仅为7.6 Ma(Liu et al., 2014),但绝大多数岩体的年龄集中于26~13 Ma(Harrison et al., 1997Zhang et al., 2004Aoya et al., 2005Lee et al., 2006Kawakami et al., 2007Lee and Whitehouse, 2007Larson et al., 2010Leloup et al., 2010Mitsuishi et al., 2012Yan et al., 2012高利娥等,2013Gao et al., 2013Lederer et al., 2013Gao and Zeng, 2014).虽然对于北喜马拉雅花岗岩的形成时代已经有了较为准确的厘定,但有关花岗岩的成因问题仍然存在不少的争议.目前,争议的焦点集中在以下两方面.(1) 花岗岩的源区.绝大部分学者认为花岗岩来自大喜马拉雅结晶杂岩(GHC)中变质沉积岩的部分熔融(Zhang et al., 2004张宏飞等,2005Gao et al., 2013Gao and Zeng, 2014);而Zeng et al.(2009)基于对雅拉香波穹窿中花岗岩的Sr-Nd同位素研究,认为其源区为增厚地壳中的角闪岩,并有少量变质泥岩参与;谢克家等(2010)通过对打拉淡色花岗岩的研究,认为其可能是下地壳基性物质部分熔融的产物.(2) 花岗岩的形成机制.大多数的喜马拉雅花岗岩主要来自白云母部分熔融这一结论已基本无异议(Harris et al., 1995Harrison et al., 1997, 1998Patiño Douce and Harris, 1998),但导致白云母部分熔融的触发因素还具有较大的争议,如 Le Fort et al.(1987)认为水等流体的加入可能是导致部分熔融的主要因素,但是Harris and Inger(1992)通过实验岩石学研究发现,在无外来流体的情况下,部分熔融也可以发生;而Harris and Massey(1994)Davidson et al.(1997)认为造山过程中相关的伸展构造发生活动导致的构造减压是部分熔融的主要触发因素;后期Visonà and Lombardo(2002)提出断裂活动过程中的剪切摩擦生热和放射性同位素生热可以导致部分熔融,但理论计算表明,单纯的剪切摩擦生热和地壳放射性生热元素生热很难产生大规模的岩浆作用(Nabelek and Liu, 2004).由此可见,北喜马拉雅花岗岩的成因问题仍然需要进一步的研究,尤其是来自岩石学、地球化学、同位素地球化学等方面的约束.

      本次研究采集喜马拉雅造山带中段的佩枯花岗岩样品,在进行精确的LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb年代学分析的基础上,开展全岩主量元素、微量元素和Sr-Nd同位素地球化学分析,从而厘定花岗岩的结晶年龄,并探讨其源区和源岩、成因机制以及构造意义.

      • 狭义的喜马拉雅造山带指雅鲁藏布江缝合带与主前锋逆冲断裂(MFT)之间、由新生代印度-欧亚大陆碰撞形成的强烈变形、变质带.造山带自北向南发育一系列北倾的断裂,包括藏南拆离系(STDS)、主中央逆冲断裂(MCT)、主边界逆冲断裂(MBT)和MFT;被这些断裂分隔的岩石-构造单元自北向南依次为THS、GHC、LHS和西瓦里克前陆盆地沉积(SS)(图 1).其中,最北部的THS主要由早古生代到始新世的、经历极低级变质的碎屑岩和碳酸盐岩组成(Brookfield,1993张克信等,2015),在其中部自西向东分布一系列片麻岩穹窿——NHGD,是北喜马拉雅伸展构造的重要组成部分(张进江,2007),其核部多出露新生代淡色花岗岩或二云母花岗岩,称为北喜马拉雅花岗岩带(Yin,2006);GHC位于STDS和MCT之间,为中高级变质结晶杂岩(Aikman et al., 2008),其上部靠近STDS处发育大量的淡色花岗岩体,形成延伸数千公里的花岗岩带,即大喜马拉雅淡色花岗岩带(Yin, 2006, 图 1);LHS位于MCT和MBT之间,由碎屑沉积岩和低级变质岩组成(Brookfield,1993);SS位于MBT和MFT之间,主要为中新世-早更新世的海相和陆相沉积.

        图  1  喜马拉雅造山带中东段地质简图

        Figure 1.  Geological sketch of the central and eastern Himalayan orogen

        佩枯错穹窿位于THS中部的吉隆地区(图 1),详细的野外地质填图结果表明,佩枯错穹窿由分布于佩枯错湖两侧的东、西两部分组成,并出露与其他典型穹窿(如雅拉香波穹窿和然巴穹窿)(张进江等,2007Guo et al., 2008)相似的构造-岩石组成.本文研究区聚焦于湖西侧部分,根据出露岩石的变质-变形程度可将穹窿划分为核-幔-边3个构造层(图 2),其中核部主要由斑状花岗岩(图 3a, 3b)和糜棱岩化二云母花岗岩(图 3c, 3d)组成,靠近岩体的局部地区发育矽卡岩和钙质片岩,且有后期的淡色花岗岩脉侵入钙质片岩中;幔部主要由中级变质沉积岩组成,如十字石-石榴石二云母片岩、红柱石-十字石二云母片岩等;边部为低级变质和未变质的THS,主要岩石类型包括千枚岩、板岩、灰岩、泥页岩等.

        图  2  北喜马拉雅佩枯错穹窿地质图

        Figure 2.  Geological sketch of the Paiku Co dome in northern Himalaya

        图  3  佩枯错穹窿核部花岗岩野外和显微照片

        Figure 3.  Photographs and photomicrographs of the granites in the core of Paiku Co dome

        本次研究中进行锆石U-Pb年代学、地球化学和Sr-Nd同位素分析的样品均采集自穹窿核部的斑状花岗岩体中(图 2).岩石整体呈灰白色,中粗粒斑状结构,斑晶为粗大的钾长石,粒径为3~8 mm(图 3a);显微镜下观察主要矿物包括石英(40%)、钾长石(35%)、斜长石(10%)、白云母(10%)和少量的黑云母(5%)(图 3b).

      • 从样品PKC-21中笔者挑选出锆石单矿物,对其进行LA-MC-ICP-MS U-Pb定年.锆石用常规方法分选,并在双目镜下挑纯.将锆石置于环氧树脂中,然后磨制约一半暴露出锆石内部,用于阴极发光研究及随后的LA-MC-ICP-MS U-Pb分析.锆石阴极荧光照相(CL图像)在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室的扫描电镜室完成.锆石LA-MC-ICP-MS U-Pb同位素测试在天津地质矿产研究所同位素实验室进行,所用仪器为Thermo Fisher公司生产的Neptune型多接收器等离子体质谱仪(MC-ICP-MS),并结合美国ESL公司生产的UP193-FX ArF准分子激光器,激光剥蚀束斑直径为35 μm,激光能量密度为2.5 J·cm-2,频率为10 Hz,激光剥蚀物质以He为载气送入Neptune的电感耦合等离子体.GJ-1作为外部锆石年龄标准进行U-Pb同位素分馏校正(Black et al., 2003Jackson et al., 2004).在测试过程中,每测定7个样品点前后重复测试两次锆石标样GJ-1.数据的离线处理采用ICPMSDataCal程序(Liu et al., 2010)完成,锆石年龄谐和图用Isoplot/Ex(3.0) 程序(Ludwig,2003)获得.

      • 野外采集样品经挑选较新鲜、无蚀变的部分碎至200目,在加拿大ACME实验室完成全岩主量元素和微量元素测定.主量元素采用电感耦合等离子体发射光谱仪(ICP-ES)测定,分析精度优于5%;微量元素采用Agilent 7500a型电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)测定,分析精度优于5%~10%.

      • Rb、Sr、Sm和Nd同位素的分离和提纯在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成,Sr、Nd同位素比值的测定在天津地质矿产研究所热电离质谱仪TRITON上完成.同位素比值测试过程中,90°扇形磁分析器的有效半径为81 cm,加速电压为10 kV时分析质量数为3~320 u,分辨率大于450(10%峰谷定义);灵敏度大于3 ion/100 μmol或1/500,丰度灵敏度≤10×10-9,具体实验原理和流程见濮巍等(2004).在样品测试过程中,所测定的JNDI Nd同位素标样和NBS-987 Sr标样的Nd-Sr同位素值分别为143Nd/144Nd=0.512 107±0.000 004(2σ)和87Sr/86Sr=0.710 265±0.000 004(2σ).

      • 佩枯斑状花岗岩样品PKC-21的锆石阴极发光图像(图 4)显示,锆石颗粒呈自形-半自形,长柱状,棱角清晰,粒径为150~250 μm,长宽比为2:1~3:1.多数锆石具有核-幔-边结构,核部和幔部为继承锆石,其中核部较小,色调灰暗;幔部形状不规则,色调灰白,多数发育岩浆震荡环带,少数锆石幔部色调不均一;边部宽度为40~60 μm,色调黑暗并发育密集的韵律生长环带(图 4),表明为岩浆成因.少数锆石仅发育核-边结构,核部色调较亮,可见微弱的震荡环带(图 4).本次研究选择锆石边部色调较暗的韵律生长环带进行LA-MC-ICP-MS U-Pb同位素测定.

        图  4  佩枯花岗岩样品代表性锆石CL图像

        Figure 4.  Representative CL images of the zircons from Paiku granite

        笔者对样品PKC-11共进行了32个点位分析,其中28个分析点位于锆石边部的韵律环带上,另外4个分析点位于锆石幔部的震荡环带上,测试数据列于表 1.位于锆石幔部的4个分析点其U和Th含量分别为318.6×10-6~527.9×10-6和131.3×10-6~310.0×10-6,Th/U比值较高,为0.25~0.97,在U-Pb年龄谐和图中,3个分析点位于谐和线上且年龄较集中,其206Pb/238U表观年龄为478.3~461.2 Ma,加权平均年龄为471±19 Ma(MSWD=0.3),与喜马拉雅造山带中早古生代花岗岩年龄(王晓先等,2011Wang et al., 2012)以及GHC变质沉积岩中碎屑锆石的峰值年龄(Zhu et al., 2011)一致,笔者推测继承锆石来自早古生代的花岗岩,经风化剥蚀作用而沉积于GHC变质沉积岩内,最终通过深熔作用进入新生代花岗岩.边部28个分析点的U和Th含量分别为456.4×10-6~1 904.5×10-6和9.7×10-6~180.8×10-6,Th/U比值为0.01~0.19,剔除3个Th/U比值大于0.10的分析点,其余25点Th/U比值均不大于0.10,且发育暗色的韵律生长环带,属于典型深熔作用成因的锆石(Wu and Zheng, 2004).在U-Pb年龄谐和图中,24个分析点位于谐和线上,其206Pb/238U表观年龄为23.9~16.5 Ma(图 5),暗示较长时间的深熔作用,24个分析点可分为两组(图 5b5c):第一组共9个分析点,其年龄为23.9~21.1 Ma,加权平均年龄为22.3±0.6 Ma(MSWD=1.2);第二组共15个分析点,其年龄范围为18.5~16.5 Ma,加权平均年龄为17.3±0.3 Ma(MSWD=0.7).两组年龄记录了两期深熔作用,而17.3±0.3 Ma(MSWD=0.7) 代表了佩枯花岗岩最终的结晶年龄.

        分析点号 Th
        (10-6)
        U
        (10-6)
        Th/U 同位素比值 表观年龄(Ma)
        207Pb/235U ±1σ 206Pb/238U ±1σ 208Pb/232Th ±1σ 207Pb/235U ±1σ 206Pb/238U ±1σ 208Pb/232Th ±1σ
        PKC-21-01 131.3 527.9 0.25 0.597 30 0.052 95 0.074 17 0.005 58 0.018 23 0.002 51 475.5 33.7 461.2 33.5 365.1 49.9
        PKC-21-02 19.1 850.3 0.02 0.018 03 0.001 48 0.002 70 0.000 20 0.000 88 0.000 31 18.1 1.5 17.4 1.3 17.9 6.2
        PKC-21-03 297.6 371.1 0.80 0.600 38 0.046 91 0.077 03 0.005 80 0.017 12 0.002 03 477.5 29.8 478.3 34.7 343.1 40.3
        PKC-21-04 43.6 533.8 0.08 0.021 69 0.002 13 0.003 06 0.000 24 0.001 00 0.000 19 21.8 2.1 19.7 1.5 20.3 3.7
        PKC-21-05 62.7 803.9 0.08 0.022 32 0.002 86 0.003 43 0.000 29 0.001 01 0.000 40 22.4 2.8 22.1 1.9 20.4 8.1
        PKC-21-06 54.9 814.8 0.07 0.017 53 0.001 51 0.002 66 0.000 20 0.000 87 0.000 23 17.6 1.5 17.1 1.3 17.6 4.6
        PKC-21-07 34.2 834.7 0.04 0.017 19 0.002 73 0.002 70 0.000 20 0.001 79 0.000 91 17.3 2.7 17.4 1.3 36.2 18.3
        PKC-21-08 17.1 850.0 0.02 0.020 95 0.004 89 0.003 28 0.000 25 0.000 95 0.001 19 21.1 4.9 21.1 1.6 19.2 24.1
        PKC-21-09 11.1 855.1 0.01 0.022 95 0.001 89 0.003 55 0.000 27 0.000 66 0.000 63 23.0 1.9 22.9 1.8 13.3 12.7
        PKC-21-10 310.0 318.6 0.97 0.892 43 0.070 70 0.100 70 0.007 80 0.023 09 0.003 59 647.7 38.0 618.5 45.7 461.4 70.9
        PKC-21-11 70.5 962.3 0.07 0.017 64 0.001 40 0.002 65 0.000 20 0.000 56 0.000 07 17.8 1.4 17.1 1.3 11.2 1.5
        PKC-21-12 100.3 1 069.2 0.09 0.017 52 0.001 43 0.002 62 0.000 20 0.000 83 0.000 11 17.6 1.4 16.8 1.3 16.7 2.2
        PKC-21-13 50.9 819.0 0.06 0.016 63 0.001 49 0.002 66 0.000 20 0.000 54 0.000 17 16.7 1.5 17.1 1.3 10.8 3.5
        PKC-21-14 130.4 1 523.6 0.09 0.018 08 0.001 72 0.002 87 0.000 22 0.000 54 0.000 07 18.2 1.7 18.5 1.4 10.9 1.4
        PKC-21-15 9.7 456.4 0.02 0.022 42 0.001 91 0.003 44 0.000 26 0.003 89 0.000 71 22.5 1.9 22.1 1.7 78.5 14.2
        PKC-21-16 20.6 844.9 0.02 0.024 41 0.002 11 0.003 71 0.000 29 0.001 35 0.000 30 24.5 2.1 23.9 1.9 27.2 6.2
        PKC-21-17 24.6 844.5 0.03 0.017 75 0.001 50 0.002 81 0.000 22 0.000 87 0.000 21 17.9 1.5 18.1 1.4 17.5 4.3
        PKC-21-18 80.6 889.1 0.09 0.017 29 0.001 37 0.002 65 0.000 20 0.000 70 0.000 08 17.4 1.4 17.1 1.3 14.1 1.7
        PKC-21-19 55.3 814.6 0.07 0.017 02 0.001 42 0.002 63 0.000 20 0.000 50 0.000 09 17.1 1.4 16.9 1.3 10.1 1.9
        PKC-21-20 30.9 837.7 0.04 0.016 84 0.002 70 0.002 68 0.000 20 0.003 09 0.000 56 17.0 2.7 17.2 1.3 62.3 11.3
        PKC-21-21 30.3 839.5 0.04 0.016 29 0.001 70 0.002 56 0.000 19 0.001 28 0.000 31 16.4 1.7 16.5 1.2 25.9 6.4
        PKC-21-22 23.8 840.6 0.03 0.023 83 0.003 70 0.003 68 0.000 28 0.005 20 0.000 95 23.9 3.7 23.7 1.8 104.8 19.0
        PKC-21-23 25.8 841.0 0.03 0.022 54 0.002 44 0.003 37 0.000 25 0.001 04 0.000 59 22.6 2.4 21.7 1.6 20.9 11.9
        PKC-21-24 61.3 808.2 0.08 0.017 60 0.001 60 0.002 70 0.000 20 0.000 85 0.000 13 17.7 1.6 17.4 1.3 17.1 2.6
        PKC-21-25 106.6 1 362.3 0.08 0.017 09 0.001 42 0.002 76 0.000 21 0.001 27 0.000 13 17.2 1.4 17.8 1.3 25.7 2.6
        PKC-21-26 180.8 1 904.5 0.09 0.018 05 0.001 52 0.002 82 0.000 21 0.001 28 0.000 20 18.2 1.5 18.2 1.4 25.9 4.1
        PKC-21-27 145.4 515.9 0.28 0.595 98 0.045 46 0.076 22 0.005 72 0.021 50 0.001 74 474.7 28.9 473.5 34.3 430.0 34.4
        PKC-21-28 86.7 742.1 0.12 0.102 78 0.007 96 0.013 48 0.001 04 0.004 96 0.000 41 99.3 7.3 86.3 6.6 100.1 8.2
        PKC-21-29 92.3 740.1 0.12 0.105 88 0.008 54 0.013 50 0.001 07 0.001 93 0.000 19 102.2 7.8 86.4 6.8 38.9 3.9
        PKC-21-30 35.6 830.4 0.04 0.023 28 0.003 09 0.003 34 0.000 26 0.003 15 0.000 67 23.4 3.1 21.5 1.6 63.6 13.5
        PKC-21-31 140.6 759.9 0.19 0.175 33 0.013 99 0.025 45 0.001 99 0.000 53 0.000 45 164.0 12.1 162.0 12.5 10.6 9.1
        PKC-21-32 42.3 823.8 0.05 0.021 95 0.002 97 0.003 47 0.000 31 0.002 71 0.000 79 22.0 3.0 22.3 2.0 54.7 15.9

        表 1  佩枯花岗岩LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb定年分析数据

        Table 1.  Zircon LA-MC-ICP-MS U-Pb analytical data of the Paiku granite

        图  5  佩枯花岗岩锆石U-Pb年龄谐和图(a,b)、分布(c)及北喜马拉雅花岗岩年龄统计(d)

        Figure 5.  Zircon U-Pb concordia diagram (a, b), distribution (c) of the Paiku granite, and statistics of U-Pb ages of the northern Himalayan granites (d)

      • 佩枯花岗岩具有较高的SiO2(71.87%~75.51%)、Al2O3(13.57%~15.49%)和K2O(3.34%~4.59%)含量;样品的K2O/Na2O比值较高,为1.02~1.39(表 2),在K2O-SiO2图解中,样品落在高钾钙碱性系列中(图 6a);样品A/CNK值为1.21~1.23,均大于1.10,在A/NK-A/CNK图解中,全部位于过铝质区域中(图 6b).总体来看,佩枯花岗岩属于高钾钙碱性过铝质花岗岩.

        样品号 PKC-15 PKC-16 PKC-17 PKC-18 PKC-19 PKC-20
        SiO2 71.87 72.53 73.58 74.94 75.04 75.51
        Al2O3 15.49 15.22 14.69 13.85 13.78 13.57
        Fe2O3 1.39 1.45 1.39 1.33 1.32 1.25
        CaO 1.18 1.28 1.27 1.16 1.29 1.21
        MgO 0.46 0.49 0.47 0.45 0.43 0.42
        K2O 4.59 3.95 3.70 3.84 3.34 3.41
        Na2O 3.30 3.51 3.49 3.07 3.28 3.18
        TiO2 0.18 0.19 0.18 0.17 0.17 0.17
        P2O5 0.11 0.11 0.10 0.10 0.10 0.09
        MnO 0.03 0.03 0.03 0.02 0.02 0.02
        LOI 1.30 1.20 1.10 1.00 1.20 1.10
        Sum 99.89 99.92 99.93 99.92 99.93 99.92
        A/NK 1.49 1.51 1.51 1.50 1.53 1.52
        A/CNK 1.23 1.23 1.22 1.22 1.21 1.22
        CaO/Na2O 0.36 0.36 0.36 0.38 0.39 0.38
        K2O/Na2O 1.39 1.13 1.06 1.25 1.02 1.07
        Be 9.0 4.0 6.0 4.0 5.0 4.0
        Sc 3.0 3.0 3.0 3.0 3.0 3.0
        V 20.0 21.0 15.0 13.0 15.0 16.0
        Ba 764.0 558.0 429.0 518.0 377.0 419.0
        Co 3.0 2.6 2.2 2.2 2.1 2.1
        Cs 7.2 7.2 8.5 8.4 8.2 8.3
        Ga 16.2 17.3 16.0 15.2 14.6 15.6
        Hf 2.4 2.1 2.1 2.7 2.5 2.8
        Nb 4.5 5.6 3.7 3.2 4.8 4.1
        Rb 193.0 183.2 166.7 174.2 161.7 159.4
        Sr 202.4 182.7 160.2 165.9 168.3 166.5
        Ta 0.4 0.5 0.7 0.6 0.6 0.4
        Th 9.6 8.6 7.4 8.0 8.8 8.4
        U 1.8 1.9 1.3 2.0 1.7 1.5
        Zr 79.3 75.4 67.3 78.6 78.5 78.2
        Pb 4.0 3.6 3.7 4.3 3.3 2.9
        Zn 39.0 44.0 42.0 40.0 41.0 39.0
        Y 11.6 14.2 10.3 11.5 11.2 12.9
        La 20.30 20.70 17.60 19.90 20.60 19.50
        Ce 43.10 44.00 35.80 39.10 40.50 40.30
        Pr 4.88 4.75 4.23 4.50 4.58 4.71
        Nd 16.50 20.90 17.30 15.20 17.70 15.70
        Sm 3.97 3.99 3.50 3.64 3.85 3.78
        Eu 1.17 0.99 0.85 0.90 0.84 0.94
        Gd 3.20 3.14 2.64 2.80 2.67 3.07
        Tb 0.49 0.49 0.42 0.41 0.40 0.48
        Dy 2.62 2.62 1.87 2.67 2.28 2.64
        Ho 0.41 0.48 0.45 0.38 0.42 0.47
        Er 1.38 1.49 0.96 0.98 1.04 1.30
        Tm 0.18 0.22 0.14 0.16 0.15 0.19
        Yb 0.97 1.04 1.06 0.86 1.03 1.30
        Lu 0.13 0.17 0.17 0.13 0.15 0.19
        Rb/Sr 0.95 1.00 1.04 1.05 0.96 0.96
        LREE 89.92 95.33 79.28 83.24 88.07 84.93
        HREE 9.38 9.65 7.71 8.39 8.14 9.64
        TREE 99.30 104.98 86.99 91.63 96.21 94.57
        (La/Sm)N 3.30 3.35 3.25 3.53 3.45 3.33
        (Gd/Yb)N 2.73 2.50 2.06 2.69 2.14 1.95
        (La/Yb)N 15.01 14.28 11.91 16.60 14.35 10.76
        δEu 0.97 0.83 0.82 0.83 0.76 0.82
        TZr 742 739 730 745 744 745
        87Rb/86Sr 2.69 2.83 2.71 2.70
        87Sr/86Sr 0.737 396 0.736 868 0.741 913 0.741 426
        (87Sr/86Sr)i 0.736 746 0.736 184 0.741 258 0.740 773
        147Sm/144Nd 0.15 0.12 0.14 0.15
        143Nd/144Nd 0.511 900 0.511 893 0.511 889 0.511 884
        εNd(t) -14.3 -14.4 -14.5 -14.6
        tDM2 1 982 1 996 2 002 2 007
        注:主量元素单位为%,微量元素单位为10-6;LOI为烧失量,单位为%;TZr单位为℃;tDM2单位为Ma;A/NK=摩尔Al2O3/(Na2O+K2O),A/CNK=摩尔Al2O3/(CaO+Na2O+K2O);δEu=2EuN/(SmN+GdN),其中N为球粒陨石标准化值(据Sun and McDnough, 1989).TZr={12 900/[ln(496 000/MZr)+0.85M+2.95]}-273.15,其中MZr为熔体中Zr含量,令Si+Al+Fe+Mg+Ca+Na+K+P=1(原子分数),M=(2Ca+K+Na)/(Si×Al)(Watson and Harrison, 1983).87Rb/86Sr和147Sm/144Nd通过ICP-MS测试的微量元素Rb,Sr,Sm和Nd计算所得,计算公式为87Rb/86Sr=Rb/Sr×2.981,147Sm/144Nd=Sm/Nd×[0.531 497+0.142 521×(143Nd/144Nd)s].(87Sr/86Sr)i=(87Sr/86Sr)s+(87Rb/86Sr)(eλt-1),(143Nd/144Nd)i=(143Nd/144Nd)s+(147Sm/144Nd)(eλt-1);εNd(t)=[(143Nd/144Nd)s/(143Nd/144Nd)CHUR-1]×104fSm/Nd=(147Sm/144Nd)CHUR-1.(143Nd/144Nd)CHUR=0.512 638,(147Sm/144Nd)CHUR=0.196 7,(143Nd/144Nd)DM=0.513 15,(147Sm/144Nd)DM=0.213 7;λRb=1.42×10-12/a(Steiger and Jäger, 1977),λSm=6.54×10-12/a(Lugmair and Marti, 1978);下标s代表样品实测值;二阶段模式年龄tDM2的计算见Jahn et al.(1999).

        表 2  佩枯花岗岩全岩主量元素、微量元素和Sr-Nd同位素分析数据

        Table 2.  Whole-rock major elements, trace elements and Sr-Nd isotopes of the Paiku granites

        图  6  佩枯花岗岩的K2O-SiO2(a)、A/NK-A/CNK(b)关系及原始地幔标准化蛛网图(c)和球粒陨石标准化稀土元素配分模式(d)

        Figure 6.  The K2O-SiO2 relations (a), A/NK-A/CNK relations (b), Chondrite-normalized REE patterns (c) and primitive mantle-normalized trace element spider diagram (d) of the Paiku granites

        在原始地幔标准化微量元素蛛网图中,佩枯花岗岩显示Rb、Th和U的正异常以及Ba、Nb、Sr和Zr的负异常(图 6c).样品稀土元素总量(TREE)为86.99×10-6~104.98×10-6,相对富集轻稀土元素(LREE),亏损重稀土元素(HREE),(La/Yb)N值为10.76~16.60,表明轻、重稀土元素分馏程度较强;在球粒陨石标准化的稀土元素配分模式图中(图 6d),显示为右倾型的稀土分布曲线,几乎无或较弱的负Eu异常,δEu值为0.76~0.97.

      • 样品全岩Sr和Nd同位素测试结果列于表 2.经过t=17.3 Ma年龄校正后的4件样品的(87Sr/86Sr)i值较高,为0.736 184~0.741 258;εNd(t)值较低,为-14.6~-14.3,Sr-Nd同位素初始比值变化不大.Nd同位素二阶段亏损地幔模式年龄为2 007~1 982 Ma,暗示佩枯花岗岩可能来自于古老地壳的重熔.

      • 北喜马拉雅花岗岩的形成时代一直是喜马拉雅造山带新生代岩浆作用研究的焦点和热点.早期的年代学研究表明花岗岩结晶年龄主要集中于晚渐新世-早中新世(26~13 Ma)(Harrison et al., 1997Zhang et al., 2004Aoya et al., 2005Lee et al., 2006Kawakami et al., 2007Lee and Whitehouse, 2007Larson et al., 2010Leloup et al., 2010Mitsuishi et al., 2012Yan et al., 2012高利娥等,2013Gao et al., 2013Lederer et al., 2013Gao and Zeng, 2014).然而,近几年随着测年技术的提升,大量高质量的年代学数据被相继报道,如在THS东部,前人获得的雅拉香波-打拉-确当花岗岩的年龄为44~43 Ma(Aikman et al., 2008戚学祥等,2008Zeng et al., 2009);在中部的麻布迦穹窿中淡色花岗岩年龄为10 Ma(Kali et al., 2010);在然巴穹窿中,Liu et al.(2014)获得的迄今为止最小的花岗岩年龄为7.6 Ma.这些年龄数据不断地改写淡色花岗岩的年龄跨度,随着更多高精度的年代学数据的发表,北喜马拉雅花岗岩的时代需要重新评估.本文佩枯花岗岩中锆石U-Pb年龄分布在23.9~16.5 Ma,此年龄范围与近年来发表的北喜马拉雅花岗岩的年龄数据十分吻合,且相对集中的2个年龄区间(23.9~21.1 Ma和18.5~16.5 Ma)也与吴福元等(2015)统计所获得的北喜马拉雅花岗岩的年龄峰一致(图 5d),暗示研究区存在较长时间的、多期次的深熔作用.

      • 北喜马拉雅花岗岩的源区和源岩是目前争议较大的话题,现有的研究表明,多数岩体为复合岩体(Gao et al., 2013),由不同类型的花岗岩组成,它们在Sr-Nd同位素组成上表现出的差异,源自源岩部分熔融过程中发生不同的熔融反应(Patiño Douceand Harris,1998Knesel and Davidson, 2002),或岩浆不同演化程度的产物(吴福元等,2015),但岩浆均来自同一源区.总体来看,喜马拉雅花岗岩可能的源区包括GHC变质沉积岩(Daniel et al., 1987Harris and Inger, 1992Harris and Massey, 1994Harrison et al., 1999)、LHS变质沉积岩(Le Fort et al., 1987)、THS角闪岩或基性岩(Zeng et al., 2009谢克家等,2010)等.佩枯花岗岩主要的矿物组成为石英、钾长石、斜长石、白云母和黑云母,且云母的含量较高,在地球化学特征上表现为较高的SiO2和Al2O3含量,相对富集大离子亲石元素Rb及放射性生热元素Th和U,亏损Ba、Nb、Sr、Zr等元素,A/CNK值均大于1.1,显示过铝质的特征,这些特征表明佩枯花岗岩为壳源S型花岗岩.另外,样品具有较高的(87Sr/86Sr)i值(0.736 184~0.741 258) 和较低的εNd(t)值(-14.6~-14.3),Nd同位素二阶段亏损地幔模式年龄tDM2为2 007~1 982 Ma,暗示岩浆来自古老大陆地壳的重熔.为进一步探讨花岗岩可能的源岩,笔者将佩枯花岗岩样品的Sr、Nd同位素成分与可能的源岩包括GHC变质沉积岩、LHS变质沉积岩和THS片麻岩,以及北喜马拉雅花岗岩样品进行综合对比((87Sr/86Sr)i值和εNd(t)值统一以t=17 Ma计算),并表示在图 7中.对比结果显示,4件样品的Sr、Nd同位素成分均落入GHC变质沉积岩区域中,且其Nd同位素二阶段亏损地幔模式年龄(2 007~1 982 Ma)与GHC变质沉积岩中碎屑锆石2 000 Ma的峰值年龄一致(Ahmad et al., 2000Miller et al., 2001Richards et al., 2005).结合地球化学特征,笔者推测岩浆可能来自GHC变质沉积岩的部分熔融,但要准确限定其源岩,仍然需要更多的来自实验岩石学和地球化学方面的证据.

        图  7  佩枯花岗岩的(87Sr/86Sr)i-εNd(t)关系

        Figure 7.  Relations of (87Sr/86Sr)i-εNd(t) from the Paiku granites

      • 喜马拉雅造山带内26~13 Ma的花岗岩为典型的S型花岗岩,多数是源岩通过白云母脱水熔融产生的(Harris et al., 1995Harrison et al., 1997, 1998Patiño Douce and Harris, 1998Zhang et al., 2004King et al., 2011).与白云母脱水熔融形成的花岗岩相比,佩枯花岗岩具有完全不同的地球化学组成,其Sr含量较高,而Rb/Sr比值和(87Sr/86Sr)i值相对较低,造成这一结果的可能因素包括熔体形成时部分熔融机制的差异或熔体侵位过程中围岩的混染作用,但考虑到样品Sr、Nd同位素相对均一,不随Rb、Sr含量的变化而变化,因此可以排除围岩混染的影响.

        Knesel and Davidson(2002)对GHC变质沉积岩进行部分熔融实验研究发现,源岩早期在无水条件下发生白云母脱水熔融,形成一套低Sr、高(87Sr/86Sr)i值的淡色花岗岩;后期随着含水流体的加入,源岩发生水致部分熔融,形成一套高Sr、低(87Sr/86Sr)i值的花岗岩.笔者搜集已经发表的分布于不同地区的花岗岩的Sr和87Sr/86Sr数据(Harrison et al., 1999张宏飞等,2005Guo and Wilson, 2012Gao and Zeng, 2014),统一以t=17 Ma进行重新计算并绘制于图 8a中.从图 8a中可以看出,不同地区的花岗岩样品分布在a1和a2两个截然不同的区域中,其中a1区域内花岗岩具有低的Sr含量(10×10-6~80×10-6)和高的(87Sr/86Sr)i值(>0.75),对应于部分熔融实验中无水条件下白云母脱水熔融形成的熔体;而a2区域中花岗岩具有高的Sr含量(>50×10-6)和低的(87Sr/86Sr)i值(<0.75),对应于部分熔融实验中水致部分熔融形成的熔体(图 8a).佩枯花岗岩具有高的Sr含量(160.2×10-6~202.4×10-6)和相对较低的(87Sr/86Sr)i值(0.736 184~0.741 258),在Sr-(87Sr/86Sr)i图中落入水致部分熔融的a2区域内(图 8a),笔者推测其可能是源岩水致部分熔融的产物.

        图  8  佩枯花岗岩和喜马拉雅造山带内花岗岩的Sr-(87Sr/86Sr)i(a)和Ba-Rb/Sr(b)关系

        Figure 8.  Relations of Sr-(87Sr/86Sr)i (a) and Ba-Rb/Sr (b) from the Paiku granites

        实验岩石学研究(Patiño Douce and Harris, 1998Knesel and Davidson, 2002)和理论计算(Zeng et al., 2005, 2011)表明,随着温压条件和含水量的变化,变质沉积岩在无水或含水条件下发生从白云母到黑云母的递进部分熔融,形成性质各异、具有复杂Rb-Sr成分的花岗质熔体(Harris and Massey, 1994).因此,人们可以利用熔体Rb-Sr系统关系来探讨部分熔融类型.佩枯花岗岩样品显示较高的Sr含量、较低的Rb含量和Rb/Sr比值(<1.1),在图 8b中,表现为与其他地区花岗岩(萨迦淡色花岗岩除外)截然不同的变化趋势:随着Ba浓度的增加,样品的Rb/Sr比值基本保持不变,这一特征与水致白云母部分熔融的趋势线相吻合(Inger and Harris, 1993).在变质沉积岩中,Rb主要赋存于云母中,而Sr主要赋存于长石中,且云母具有较高的87Sr/86Sr同位素组成和Rb/Sr比值,与白云母脱水熔融相比,水致部分熔融会将残余相中长石带入熔体,形成的熔体具有较高的Ca、Sr含量,较低的Rb含量和87Sr/86Sr值,由于大量长石参与部分熔融,导致熔体中Eu负异常不明显;除此之外,相对于白云母脱水熔融(720~770 ℃),水致部分熔融可以在较低的温度下(<750 ℃)进行(Inger and Harris, 1993).佩枯花岗岩显示出较高的CaO(1.18%~1.29%)、Sr (160.2×10-6~202.4×10-6)含量,较低的Rb含量(159.4×10-6~193.0×10-6)、Rb/Sr比值(0.95~1.05)、(87Sr/86Sr)i值(0.736 184~0.741 258),几乎无或弱的负Eu异常(δEu=0.76~0.97),与水致白云母部分熔融形成的熔体的地球化学特征吻合.另外,锆石是花岗质岩浆体系中较早结晶的副矿物,且锆石中Zr的分配系数对温度极其敏感,而其他因素对其没有明显影响(Miller et al., 2003),因而锆石饱和温度可近似代表熔体温度.笔者经计算,佩枯花岗岩样品的锆石饱和温度为730~745 ℃,与水致白云母部分熔融形成的熔体温度一致.基于以上对佩枯花岗岩地球化学特征和熔体温度的分析,笔者推测其可能的熔融机制为水致白云母部分熔融.

      • 喜马拉雅造山带发育年龄跨度较大、类型多样的花岗岩组合,它们的形成与印度-欧亚大陆碰撞之后的不同陆内构造过程相联系,反映了不同的构造背景和动力学过程.其中,始新世-渐新世的二云母花岗岩/淡色花岗岩主要出露于NHGD,如雅拉香波穹窿(43 Ma,Zeng et al., 2011)、麻布迦穹窿(35 Ma;Lee and Whitehouse, 2007)、萨迦穹窿(28.1 Ma;King et al., 2011)、然巴穹窿(44 Ma和28 Ma;Liu et al., 2014)等,这些花岗岩的结晶时代与喜马拉雅变质岩进变质时代(Catlos et al., 2002Cottle et al., 2009)相同,是逆冲增厚条件下地壳深熔作用的产物(Aikman et al., 2008Zeng et al., 2011, 2014),熔体的产生导致地壳弱化,并强烈影响着与STDS相关的中下地壳的伸展拆离,被认为是触发STDS启动的重要因素(Yang et al., 2009).另一类为中新世(26~13 Ma)的淡色花岗岩(吴福元等,2015),其在THS和GHC均有分布,且沿相关的拆离断层(如STDS)或NHGD内剪切带出露,其结晶时代与喜马拉雅峰期变质时代一致,这类淡色花岗岩与碰撞后地壳伸展背景下大喜马拉雅构造楔的迅速折返/快速隆升导致的减压熔融有关(Harris and Massey, 1994Yang et al., 2001).在13 Ma之后,喜马拉雅地区还发育一期花岗岩,其年龄集中于13~7 Ma(Edwards and Harrison, 1997Wu et al., 1998Kali et al., 2010Liu et al., 2014),这类花岗岩的共同特点是发育在NSTR的下盘,其形成和侵位可能与NSTR活动有关(Kali et al., 2010Mitsuishi et al., 2012吴中海等,2015).

        喜马拉雅花岗岩源自含水矿物(如白云母)分解导致的部分熔融,温度和压力在这一过程中是主要的控制因素.理论计算表明佩枯花岗岩的锆石饱和温度为730~745 ℃,属于低温部分熔融温度的范畴,地壳物质要发生低温部分熔融,压力减小是必要条件,而STDS的启动不仅可以使深部压力减小,还为岩浆提供了良好的上侵通道,因此,花岗岩的形成可能与其密切相关.前人研究表明,STDS向北向下延伸并以拆离断层或剪切带形式在NHGD中出露(Lee et al., 2000, 2004张进江等,2007),因此STDS剪切带内和NHGD内的深熔作用和变形作用在时代上应该是一致的.本文研究区南部的吉隆地区STDS剪切带内同构造淡色花岗岩记录了36 Ma的深熔作用(Yang et al., 2009),在佩枯错穹窿,Gao et al.(2013)也获得了33.6 Ma的深熔作用年龄,在吉隆地区,36.0~33.6 Ma的深熔作用可能是导致地壳构造体制由逆冲增厚转化为伸展减薄的重要因素,并开启了STDS的活动(Yang et al., 2009Zhang et al., 2012),随着STDS的持续伸展,深部物质快速折返,导致后期更大规模的减压熔融.有证据表明吉隆地区STDS在18.7 Ma之后仍在继续活动(Wang et al., 2013),而本文佩枯花岗岩的最终结晶年龄为17.3±0.3 Ma(MSWD=0.7),与南部STDS活动时代基本一致.野外填图结果表明,佩枯花岗岩体边缘遭受变形作用改造,发育与围岩产状一致的糜棱面理或片麻理,宏-微观构造均指示向北伸展拆离的特征,与STDS的运动学性质吻合.此外,整个岩体形态呈椭圆形(图 2),明显受近EW向的剪切带控制和约束.基于上述分析,笔者认为佩枯花岗岩的形成与STDS有关,STDS的活动不但导致了初始的构造减压熔融,而且为同时期其他地质作用过程形成的流体(如变质作用脱水和部分熔融脱水)渗入源区提供运输通道,进而触发较大规模的水致部分熔融和岩浆侵位,最终形成佩枯花岗岩.

      • (1) 佩枯花岗岩锆石U-Pb年龄为23.9~16.5 Ma,较集中的两组加权平均年龄分别为22.3±0.6 Ma(MSWD=1.2) 和17.3±0.3 Ma(MSWD=0.7),其暗示了较长时间的、多期次的深熔作用.

        (2) 佩枯花岗岩为高钾钙碱性过铝质花岗岩,岩石强烈富集大离子亲石元素Rb及放射性生热元素Th和U,亏损Ba、Nb、Sr、Zr等元素,轻重稀土元素分异较强,几乎无或弱的负Eu异常;(87Sr/86Sr)iεNd(t)值分别为0.736 184~0.741 258和-14.6~-14.3,Nd同位素二阶段亏损地幔模式年龄tDM2为2 007~1 982 Ma.

        (3) 佩枯花岗岩的源岩为GHC变质沉积岩,是源岩发生水致白云母部分熔融的产物,部分熔融作用可能与STDS伸展拆离导致的构造减压密切相关.

    参考文献 (100)

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