3690 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2013,29(11) 所形成的构造薄弱带上侵, 沿 STDS 主拆离断层分布 所以洛扎淡色花岗岩形成于 STDS 启动所引起的地壳伸展 快速隆起背景下, 构造减压所导致的变质岩中白云母的脱水熔融 关键词 Hf 同位素 ; 锆石 U P

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1 /2013/029(11) ActaPetrologicaSinica 岩石学报 藏南洛扎地区淡色花岗岩锆石 U Pb 年龄 Hf 同位素 地球化学与岩石成因 1 黄春梅 1 赵志丹 1 朱弟成 1 刘栋 1 黄玉 1 董铭淳 2 胡兆初 2 郑建平 HUANGChunMei 1,ZHAOZhiDan 1,ZHUDiCheng 1,LIUDong 1,HUANGYu 1,DONGMingChun 1,HUZhaoChu 2 andzhengjianping 1 1 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室, 中国地质大学地球科学与资源学院, 北京 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室, 中国地质大学地球科学学院, 武汉 StateKeyLaboratoryofGeologicalProcesesandMineralResources,andSchoolofEarthScienceandResources,ChinaUniversityofGeosciences, Beijing100083,China 2 StateKeyLaboratoryofGeologicalProcesesandMineralResources,andFacultyofEarthSciences,ChinaUniversityofGeosciences,Wuhan ,China 收稿, 改回. HuangCM,ZhaoZD,ZhuDC,LiuD,HuangY,DongMC,HuZC andzhengjp 2013 Geochemistry,zirconU Pb chronologyandhfisotopeofluozhaleucogranite,southerntibet:implicationforpetrogenesis ActaPetrologicaSinica,29 (11): Abstract TheLuozhaMioceneleucograniteintrusivewhosezirconU Pbageis17 7Maislocatedintheeasternpartofhigh Himalayanleucogranitebelt.Luozhaleucogranitesarehigh Kcalc alkalineandstronglyperaluminous(a/cnk>1 1),including tourmalinebearingmuscoviteleucogranitesandtourmalinebearingtwo micaleucogranites.thesio 2 andal 2 O 3 oftheserocksrange from72 75% to74 62%,14 45% to15 48%,respectively.Theseleucogranitesareslightrightincline,showingthefractionation betweenlreeandhree,anddisplaystronglynegativeeuanomalies(eu/eu =0 57),enrichmentsinLILE,andlackofHFSE. ThehighRb/Sr(>4)andlowCaO/Na 2 O(0 19~0 26)indicatethesourceoftheLuozhaleucograniteispelite.The( 87 Sr/ 86 Sr) t, ε Nd (t)andε Hf (t)are ~ ,-13 4~-12 9and-13 9~-7 5respectively,whichimplythecrustalorigin.But thelargevariationrangeofε Hf (t)suggestthemagmasourceofleucograniteiscomplex.luozhaleucogranitesaregeneratedduringthe STDSactivitythatresultinginthedecompresiondehydrationmeltingofmuscoviteinmetapelite.Therefore,thesemeltsintrudedup alongtheweakenedpartofstdsandlocatedaroundstdsundersetingsofcrustextensionandrapidplateauuplift. Keywords ZirconHfisotope;ZirconU Pbage;Geochemistry;HighHimalaya;Leucogranite;SouthernTibet 摘要洛扎岩体位于高喜马拉雅淡色花岗岩带的东部, 锆石 U Pb 测年显示其形成年龄为 17 7Ma 洛扎岩体的岩性主要为电气石二云母花岗岩和电气石白云母花岗岩, 岩石富硅 (SiO 2 为 73% ~75%) 富钾 (K 2 O 为 3 9% ~4 9%), 强过铝 (Al 2 O 3 为 14 5% ~15 5%,A/CNK 大于 1 1), 属于高钾钙碱性系列的强过铝淡色花岗岩 岩石具有明显的轻重稀土分异和 Eu 负异常 (Eu/Eu =0 57), 强烈富集大离子亲石元素, 相对亏损高场强元素 岩石具有高 Rb/Sr(>4) 低 CaO/Na 2 O(0 19~0 26) 的特征, 指示了其源岩为泥质岩石 ( 87 Sr/ 86 Sr) t 和 ε Nd (t) 值的变化范围分别为 ~ 和 -13 4~-12 9; 锆石的 ε Hf (t) 变化范围为 -13 9~-7 5, 其较大的变化范围暗示了洛扎淡色花岗岩源区具有不均一性 洛扎岩体可能的构造 岩石成因是, 藏南拆离系的启动使深部减压, 致使变泥质岩中的白云母发生脱水熔融而形成淡色花岗岩岩浆 岩浆通过 STDS 本文受国家 973 项目 (2011CB CB421002) 国家自然科学基金项目 ( ) 中国地质调查局工作项目 ( ) 深部探测技术与实验研究专项课题 (Sinoprobe 04 02) 长江学者和创新团队发展计划 (IRT1083) 111 计划 (B07011) 和中国地质大学 ( 北京 ) 优秀导师基金 ( ) 联合资助. 第一作者简介 : 黄春梅, 女,1990 年生, 硕士生, 矿物学, 岩石学, 矿床学专业,E mail:huangchunmei_cugb@163.com 通讯作者 : 赵志丹, 男,1968 年生, 博士, 教授, 岩石学和地球化学专业,E mail:zdzhao@cugb.edu.cn

2 3690 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2013,29(11) 所形成的构造薄弱带上侵, 沿 STDS 主拆离断层分布 所以洛扎淡色花岗岩形成于 STDS 启动所引起的地壳伸展 快速隆起背景下, 构造减压所导致的变质岩中白云母的脱水熔融 关键词 Hf 同位素 ; 锆石 U Pb 年龄 ; 地球化学 ; 高喜马拉雅 ; 淡色花岗岩 ; 藏南中图法分类号 P ;P597 3 印度板块和欧亚板块在大约 70~50Ma 发生的陆陆碰撞作用造就了全球最年轻 规模最大高原, 其中在喜马拉雅带形成了巨大的淡色花岗岩带 (YinandHarison,2000), 这些淡色花岗岩是研究喜马拉雅造山带构造 岩浆演化历史的重要 岩石探针 ( 莫宣学等,2003), 因此引起众多学者的关注, 并取得了很多成果 (HarisandMasey,1994;Harisonet al,1997,1998;zhangetal,2004; 张宏飞等,2005;Guo andwilson,2012;visonaetal,2012) 然而, 有关这些淡色花岗岩的成因依然存在如下争议 :(1) 淡色花岗岩的岩浆源区是什么? 由于喜马拉雅淡色花岗岩显示非常富集的 Nd Hf 同位素成分, 被认为是由高喜马拉雅结晶岩系发生深熔作用而形成 (Zhangetal,2004; 杨晓松和金振民,2001), 杨晓松等人的实验结果支持高喜马拉雅的淡色花岗岩来自于结晶岩系中黑云斜长片麻岩的部分熔融作用 ( 杨晓松等, 2001); 同时一些学者则认为高喜马拉雅结晶岩系中的含蓝晶石变泥质岩为岩浆源区 (Denieletal,1987;Harisand Inger,1992;HarisandMasey,1994), 还有学者认为喜马拉雅淡色花岗岩是由低喜马拉雅和高喜马拉雅岩系发生混合而成 (LeFortetal,1987;VisonàandLombardo,2002;Guo andwilson,2012), 其中 GuoandWilson(2012) 认为喜马拉雅中新世淡色花岗岩是由 2% ~19% 的低喜马拉雅流体参与所形成的变质交代源区再经过 7% ~16% 的部分熔融所形成 (2) 淡色花岗岩的形成条件是什么? 目前国内外学者一般认为淡色花岗岩形成于压力较低 (Searleetal,2010; Visonàetal,2012) 温度也较低 (HarisandMasey,1994; Zhangetal,2004; 张宏飞等,2005) 的环境, 其中根据夕线石包裹红柱石和堇青石的现象提出喜马拉雅淡色花岗岩形成于近等压的进变质熔融作用 (VisonàandLombardo, 2002), 同时由于出现红柱石, 喜马拉雅淡色花岗岩形成压力应小于 400MPa(Visonàetal,2012) (3) 喜马拉雅淡色花岗岩的形成模式是什么? 目前主要包括流体参与的深熔作用 (LeFortetal,1987;Harisetal,1993; Pati odouceandharis,1998) 减压熔融 (Harisand Massey,1994;Davidsonetal,1997) 和剪切摩擦生热和放射性同位素生热所导致的过热熔融 (Harisonetal, 1997,1998,1999;VisonaandLombardo,2002) 这三种模式, 但理论计算表明单纯的地壳放射性元素生热和摩擦剪切生热都很难产生大规模的岩浆作用 ( 石耀霖和王其允,1997;NabelekandLiu,2004) 上述结果表明对淡色花岗岩的成因, 仍然需要从矿物学 岩石学和地球化学的角度开展进一步的研究 本文选取高喜马拉雅淡色花岗岩带中的洛扎岩体, 进行 了锆石 U Pb 定年和 Hf 同位素测试以及岩石元素和 Sr Nd 同位素分析, 试图进一步揭示淡色花岗岩的岩石特征 源区组成和形成机制 1 地质背景和样品 喜马拉雅构造带是印度大陆北缘的被动大陆边缘, 其自北向南又可分为特提斯喜马拉雅 高喜马拉雅 低喜马拉雅以及西瓦里克前陆盆地等四个构造单元 ( 图 1)(Yinand Harison,2000;Hodges,2000;Yin,2006) 特提斯喜马拉雅主要为寒武 新生代早期的沉积岩系, 为印度大陆被动陆缘的碎屑与碳酸盐建造, 部分地段岩石经历过低级变质作用和强烈变形作用的改造, 它夹持于南侧的正断层藏南拆离系 (SouthernTibetanDetachmentSystem,STDS) 和雅鲁藏布缝合带 (Indus YalungZangboSutureZone,IYSZ) 之间 高喜马拉雅位于 STDS 以南, 它主要由两套岩石组成, 其一为原岩为泥质岩 镁铁质岩 钙硅酸岩的角闪岩相副变质岩系 ; 其二为泛非期 (~500Ma) 或更早侵位的花岗岩 ( 现已变质为花岗片麻岩, 例如岗巴岩体,Quigleyetal,2008) 低喜马拉雅与高喜马拉雅被低角度的主中央逆冲断层 (MainCentralThrust, MCT) 分隔开来, 它位于海拔较低的喜马拉雅山前, 主要由低级到未变质的前寒武纪 古生代岩石组成 低喜马拉雅沿南侧的主边界逆冲断层 (MainBoundaryThrust,MBT) 逆冲在西瓦里克前陆盆地沉积之上, 西瓦里克群前陆盆地沉积属于新生代沉积产物 淡色花岗岩主要沿近东西向分布于特提斯喜马拉雅和高喜马拉雅带上, 构成了世界上最大的淡色花岗岩带 特提斯喜马拉雅淡色花岗岩 (THL) 主要呈岩株侵位于特提斯穹窿之中, 而高喜马拉雅淡色花岗岩 (HHL) 主要紧靠 STDS 呈不连续产出于高喜马拉雅结晶基底上部 (Searleetal,1997;Schneideretal,1999;Visonaand Lombardo,2002) 本文研究区位于高喜马拉雅东端的洛扎地区 ( 图 1), 区内分布了大量电气石花岗岩, 岩性包括电气石二云母花岗岩和电气石白云母花岗岩 其中电气石二云母花岗岩为中粗粒 不等粒结构, 局部可见云母定向排列, 矿物以石英 钾长石 斜长石 白云母 黑云母为主, 含少量的磷灰石 锆石 石榴子石 独居石 磷钇矿等副矿物, 少数含有磁铁矿等 ; 镜下石英具有波状消光现象, 斜长石可见聚片双晶及卡氏双晶, 部分可见环带, 钾长石可见文象结构和包含结构 白云母局部可见由于构造应力作用而造成的塑性变形现象 ( 图 2a, b) 电气石白云母花岗岩具有相似的结构和构造, 矿物组成

3 黄春梅等 藏南洛扎地区淡色花岗岩锆石 Ｕ Ｐｂ年龄 Ｈｆ同位素 地球化学与岩石成因 ３６９１ 图 １ 喜马拉雅造山带淡色花岗岩分布图 据 Ｇ ｄｗ ｓ ２ ０ １ ２修改 ＹＺＳ Ｚ 雅鲁藏布缝合带 ＧＫＴ 吉隆 康马逆冲断裂带 ＳＴＤＳ 藏南拆离系 ＭＣＴ 主中央逆冲断层 ＭＢＴ 主边界逆冲断层 ＭＦＴ 主前锋逆冲断层 Ｆ １ Ｓ ｋ ｈ ｍ ｐ ｆ ｈ Ｈ ｍ ｙ ｍ ｄ ｆ ｄ ｆ Ｇ ｄｗ ｓ ２ ０ １ ２ ＹＺＳ Ｚ Ｙ Ｚ ｂｓ Ｚ ＧＫＴ Ｇｙ Ｋ ｍ Ｔｈ ｓ ｆ ｓ ｙ ｓ ｍ Ｓ ＴＤＳ Ｓ ｈ Ｔ ｂ Ｄ ｈｍ Ｓ ｙ ｓ ｍ ＭＣＴ Ｍ Ｃ Ｔｈ ｓ ＭＢＴ Ｍ Ｂ ｄ ｙｔｈ ｓ ＭＦＴ Ｍ Ｆ Ｔｈ ｓ 图 ２ 电气石二云母花岗岩 ｂ 和电气石白云母花岗岩 ｄ 的野外及显微照片 Ｆ ２ Ｐｈ ｐ ｈ ｓｓ ｈ ｗ ｐ ｄｍ ｓ ｆ ｓ ｆ ｈ ｍ ｂ ｗ ｍ ｂ ｄ ｍ ｂ ｍ ｓ ｖ ｄ 以斜长石 钾长石 石英 电气石 白云母为主 含少量磷灰 可见长石蚀变而形成 的 绢 云 母 化 图 ２ ｄ 电 气 石 呈 石 锆石 石榴子石等 副 矿 物 镜 下 斜 长 石 呈 厚 板 状 可 见 长柱状 深棕色 长 ３ ６ｍｍ 表 面 具 有 裂 纹 有 一 定 的 多 聚片双晶和卡纳复合双晶 双 晶 有 时 可 见 扭 折 现 象 局 部 色性

4 3692 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2013,29(11) 2 分析方法 2 1 主 微量元素野外采集样品经挑选较新鲜部分碎至 200 目, 在中国地质大学 ( 北京 ) 地质过程与矿产资源国家重点实验室完成主量元素 在中国地质大学 ( 武汉 ) 地质过程与矿产资源国家重 点实验室完成微量元素测定 主量元素采用 LeemanLabs Inc 公司 Prodigy 型全谱直读型发射光谱仪 (ICP AES) 测定, 分析精度优于 5%, 微量元素采用 Agilent7500a 等离子体质谱仪 (ICP MS) 测定, 分析精度优于 5% ~10% 微量元素测试详细的样品处理过程 分析精密度和准确度见 Liuetal (2008) 主 微量元素测试结果见表 1 表 1 洛扎淡色花岗岩主量元素 (wt%) 和微量元素 ( 10-6 ) 数据 Table1 Major(wt%)andtraceelement( 10-6 )dataoftheluozhaleucogranite 样品号 LZH1101 LZH1102 LZH1103 LZH1107 LZH1111 LZH1113 岩性 电气石白云母花岗岩 电气石二云母花岗岩 SiO TiO Al 2 O Fe 2 O3 T MnO MgO CaO Na 2 O K 2 O P 2 O LOI Total Sc V Cr Co Ni Cu Zn Ga Rb Sr Y Zr Nb Cs Ba La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Hf Ta Pb

5 黄春梅等 : 藏南洛扎地区淡色花岗岩锆石 U Pb 年龄 Hf 同位素 地球化学与岩石成因 3693 续表 1 ContinuedTable1 样品号 LZH1101 LZH1102 LZH1103 LZH1107 LZH1111 LZH1113 岩性电气石白云母花岗岩电气石二云母花岗岩 Th U A/CNK Rb/Sr (La/Yb) N Eu/Eu T Zr ( ) Rb/ 86 Sr Sr/ 86 Sr ( 87 Sr/ 86 Sr) t Sm/ 144 Nd Nd/ 144 Nd ε Nd (0) ε Nd (t) t DM2 (Ga) 注 :A/CNK=Al 2 O 3 /(CaO+Na 2 O+K 2 O) 摩尔比, 锆石饱和温度 (T Zr ) 计算方法据 WatsonandHarison(1983) 同位素的时间校正中使用公式 : ( 87 Sr/ 86 Sr) t =( 87 Sr/ 86 Sr) 样品 + 87 Rb/ 86 Sr (е λt -1),λ= a -1, 87 Rb/ 86 Sr=Rb/Sr 2 981;( 143 Nd/ 144 Nd) t =( 143 Nd/ 144 Nd) 样品 Sm/ 144 Nd (е λt -1), 147 Sm/ 144 Nd=Sm/Nd [ ( 143 Nd/ 144 Nd) 样品 ];ε Nd (t)=[( 143 Nd/ 144 Nd) 样品 (t)/( 143 Nd/ 144 Nd) CHUR (t)-1] 10 4,( 143 Nd/ 144 Nd) CHUR (t)= (е λt -1);t DM2 为二阶段模式年龄, 参数见 KetoandJacobsent(1987) 数据处理采用 ICPMSDataCal 程序 (Liuetal,2010), 测量过 2 2 Sr Nd 同位素全岩 Sr Nd 同位素的化学分离在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成, 测试在天津地质矿产研究所同位素实验室利用 Triton 热电离质谱仪 (TIMS) 完成, 测定的 87 Sr/ 86 Sr 和 143 Nd/ 144 Nd 比值分别采用 87 Sr/ 86 Sr= 和 143 Nd/ 144 Nd= 进行质量分馏校正, 分析期间 Sr 国际标准 NBS987 给出 87 Sr/ 86 Sr= ± (2σ,n= 5),Nd 国际标准 LRIG 给出 143 Nd/ 144 Nd= ± (2σ,n=5), 实验室监控标准 BCR 2 给出 87 Sr/ 86 Sr = ± (2σ,n=6), 143 Nd/ 144 Nd= ± (2σ,n=6), 详细的 Sr Nd 同位素分析流程见 Niu etal (2012) 本文 Sr Nd 同位素结果见表 锆石 U Pb 定年和 Hf 同位素用常规方法挑选的锆石制成环氧树脂样品靶, 经过打磨抛光使锆石露出中心后进行透射光 反射光和阴极发光 (CL) 显微照相 阴极发光在中国科学院地质与地球物理研究所电子探针实验室完成, 加速电压为 15kV 锆石 U Pb 同位素定年在中国地质科学院矿产资源研究所使用 Finnigan Neptune 型 LA MC ICP MS 及与之配套的 NewwaveUP213 激光剥蚀系统完成 激光剥蚀所用斑束直径为 25μm, 频率为 10Hz, 能量密度约为 2 5J/cm 2,He 为载气 207 Pb/ 206 Pb 206 Pb/ 238 U 207 Pb/ 235 U 的测试精度 (2σ) 均为 2% 左右 锆石 U Pb 定年以锆石 GJ 1 为外标, 测试过程中在每测定 5~7 个样品前后重复测定两个锆石 GJ 1 对样品进行校正, 并测量一个锆石 Plesovice, 观察仪器的状态以保证测试的精确度 程中绝大多数分析点 206 Pb/ 204 Pb>1000, 未进行普通铅校正 锆石年龄谐和图用 Isoplot3 0 程序获得 详细测试方法参见侯可军等 (2009), 测试结果见表 2 锆石 Hf 同位素测试的剥蚀直径为 55μm, 使用锆石国际标样 GJ 1 和 Plesovice 作为参考物质,Hf 分析点与 U Pb 定年分析点一致 Hf 同位素分析流程详见侯可军等 (2007), 测试结果见表 3 3 实验结果 3 1 主 微量元素洛扎淡色花岗岩均具有富硅 (SiO 2 为 72 75% ~ 74 62%) 富铝 (Al 2 O 3 为 14 45% ~15 48%), 铝饱和指数 (A/CNK) 为 1 1~1 2, 属强过铝质花岗岩 ( 图 3a), 根据 CIPW 标准矿物计算, 标准刚玉分子含量均大于 1%, 说明样品中 Al 2 O 3 过饱和 ( 表 1), 这些与样品中含有大量富铝的原生矿物 ( 如白云母 电气石 ) 一致 但相比于喜马拉雅带以及冈底斯带的淡色花岗岩, 洛扎淡色花岗岩的 Al 2 O 3 含量略偏低 K 2 O+Na 2 O 含量较高 (8 11% ~8 92%), 洛扎淡色花岗岩属于高钾钙碱性系列 ( 图 3b) 洛扎淡色花岗岩的稀土元素表现为轻稀土明显富集, 轻重稀土分异明显,(La/Yb) N 平均值为 23 5( 图 4a); 具有明显的 Eu 负异常 (Eu/Eu =0 57) 样品强烈富集 Rb U Pb K 等大离子亲石元素, 相对亏损 Nb Ta Zr Ti 等高场强元素 ( 图 4b) 与冈底斯淡色花岗岩相对比, 洛扎淡色花岗岩的稀土总量较低, 在整个喜马拉雅带上对比, 洛扎淡色花岗岩稀土含量偏少, 且重稀土亏损更明显 ( 图 4a,b)

6 3694 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2013,29(11) 表 2 洛扎淡色花岗岩锆石 U Pb 年龄数据 Table2 ZirconsU PbisotopedataoftheLuozhaleucogranite 含量 ( 10-6 ) 同位素比值 年龄 (Ma) 测点号 Pb Th U Th/U 207 Pb 206 Pb 1σ 207 Pb 235 U 1σ 206 Pb 238 U 1σ 207 Pb 206 Pb 1σ 207 Pb 235 U 1σ 206 Pb 238 U 1σ LZH LZH LZH LZH LZH LZH LZH LZH LZH LZH LZH LZH LZH LZH LZH LZH LZH LZH LZH LZH 表 3 洛扎淡色花岗岩锆石 Hf 同位素数据 Table3 ZirconHfisotopedataofLuozhaleucogranite 测点号 Age(Ma) 176 Yb/ 177 Hf 176 Lu/ 177 Hf 176 Hf/ 177 Hf 2σ ( 176 Hf/ 177 Hf) i ε Hf (0) ε Hf (t) t DM1 (Ma) t DM2 (Ma) f Lu/Hf LZH LZH LZH LZH LZH LZH LZH LZH LZH LZH LZH LZH LZH LZH LZH LZH LZH LZH LZH 注 : 同位素校正公式 :ε Hf (t)=10 4 {[( 176 Hf/ 177 Hf) 样品 -( 176 Lu/ 177 Hf) 样品 (е λt -1)]/{[( 176 Hf/ 177 Hf) CHUR (0)-( 176 Lu/ 177 Hf) CHUR (t) (е λt -1)]-1},t DM1 =1/λ ln{1+[( 176 Hf/ 177 Hf) 样品 -( 176 Hf/ 177 Hf) DM ]/[( 176 Lu/ 177 Hf) 样品 -( 176 Lu/ 177 Hf) DM ]},f Lu/Hf =( 176 Lu/ 177 Hf) 样品 /( 176 Lu/ 177 Hf) CHUR -1, 其中 λ= a -1,( 176 Lu/ 177 Hf) CHUR =0 0332,( 176 Hf/ 177 Hf) CHUR (0)= ,( 176 Lu/ 177 Hf) DM =0 0384,( 176 Hf/ 177 Hf) DM = ;t 为结晶年龄

7 黄春梅等 : 藏南洛扎地区淡色花岗岩锆石 U Pb 年龄 Hf 同位素 地球化学与岩石成因 3695 图 3 洛扎淡色花岗岩 A/NK A/CNK 图解 (a, 据 Maetal,1989) 和 SiO 2 K 2 O 图解 (b, 据 LeMaitre,2002) 喜马拉雅淡色花岗岩数据引自张宏飞等 (2005) 和 GuoandWilson(2012); 冈底斯淡色花岗岩引自翟庆国等 (2005) 和张宏飞等 (2007) Fig 3 TheA/NK A/CNK diagram (a,aftermaetal,1989)andsio 2 K 2 O diagram (b,afterlemaitre,2002)ofthe leucograniteinluozha Datasource:HimalayanleucogranitefromZhangetal.(2005),GuoandWilson(2012);GangdeseleucogranitefromZhaietal.(2005),Zhanget al.(2007);otherdatafromthiswork 图 4 洛扎淡色花岗岩稀土元素球粒陨石标准化 (a) 和微量元素原始地幔标准化配分图 (b)( 标准化值据 Sunand McDonough,1989) 阴影显示的文献数据来源同图 3 Fig 4 Plotsofchondrite nomalizedree(a)andprimitivemantle normalizedtraceelements(b)fortheluozhaleucogranite (normalizingdataaftersunandmcdonough,1989) ThedatasourcesofshadedaresameasFig 3 16 个测点数据代表本次岩浆事件, 这 16 个分析点的 Th/U 3 2 锆石 U Pb 年龄为 0 06~0 1, 明显低于典型岩浆锆石, 其 Th/U 比值一般大本文对电气石白云母花岗岩 (LZH1101) 进行了 U Pb 定于 0 4( 吴元保和郑永飞,2004) 获得的年龄介于 17 3~ 年 锆石多呈长柱状, 颗粒大小具有较大的差别, 长度介于 17 9Ma 之间, 加权平均年龄值为 17 7±0 1Ma(2σ),MSWD 220~90μm 之间, 长宽比为 1 2~1 3, 颗粒较大的锆石多为 0 83, 代表了洛扎电气石白云母花岗岩的结晶年龄 另外 3 含有继承锆石, 锆石发育震荡环带 ( 图 5), 其中本次岩浆事个测点 Th/U 含量较高, 在 0 09~2 15 之间,2 个年龄为古生代件的锆石具有比较细密的环带, 明显区别于包裹在锆石中央年龄,1 个为新元古代年龄, 可能为来源于古老基底的继承锆石 的早期岩浆锆石 ( 例如图 5 中的 430Ma 和 743Ma) 样品 LZH1101 共完成 20 点分析 ( 图 6), 除 14 号点偏离 3 3 锆石 Hf 同位素数据谐和线较远, 予以剔除外, 其余点几乎都位于谐和线上, 其中将样品 LZH1101 中 U Pb 分析得到的年龄谐和率达到

8 3696 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2013,29(11) t DM2 的变化范围为 1 58~2 0Ga 3 4 Sr Nd 同位素所分析的 3 个淡色花岗岩样品以 t=18ma 经过年龄校正后,( 87 Sr/ 86 Sr) t 和 ε Nd (t) 值分别为 ~ 和 -13 4~ -12 9,Nd 同位素二阶段模式年龄为 1 88~ 1 92Ga( 表 1) 三个样品的 Sr Nd 初始同位素比值变化不大, 表明样品应为同源, 岩石相对较高 Sr 初始比值和较低的 ε Nd (t) 值, 说明岩浆应来源于古老地壳, 这与前述 Hf 同位素结果一致 4 讨论 图 5 洛扎淡色花岗岩的代表性锆石阴极发光图像 Fig 5 RepresentativeCLimagesofzirconsfrom Luozha leucograntes 90% 的点进行了锆石 Hf 同位素测试, 共测试了 19 个点 样品的 176 Hf/ 177 Hf 值变化范围为 ~ , 其中上述的平均年龄为 17 7±0 1Ma 的 16 颗岩浆事件的锆石 ε Hf (t) 的变化范围为 -13 9~-7 5( 图 7a,b), 说明淡色花岗岩的岩浆来自于富集源区, 而变化较大的 ε Hf (t) 值 ( 大于 6 个单位 ), 可能暗示了岩浆并非来源于均一源区 176 Lu/ 177 Hf 值为 ~ ,Hf 亏损地幔两阶段模式年龄 4 1 喜马拉雅带淡色花岗岩的时代早期研究发现喜马拉雅淡色花岗岩的年龄主要为中新世, 但近年研究也发现了时代为渐新世 始新世的年龄, 其中特提斯喜马拉雅东段也拉香波 确定 打拉等地, 获得了 42Ma 左右的淡色花岗岩结晶年龄 ( 戚学祥等,2008;Zenget al,2011); 在特提斯喜马拉雅西段仲巴 萨嘎交界处获得了 44 8±2 6Ma 的淡色花岗岩体年龄 (Dingetal,2005), 因此特提斯喜马拉雅淡色花岗岩年龄跨度为 44~10Ma 之间 ( 张宏飞等,2005); 在高喜马拉雅, 吉隆地区发现同变形花岗岩具有约 34Ma 的形成年龄 ( 杨雄英等,2009), 综合起来高喜马拉雅淡色花岗岩的形成时代跨度为 34~12Ma(Sch rer etal,1986;harisandmasey,1994;harisetal,1995; Harisonetal,1997) 本文获得的洛扎淡色花岗岩 17 7± 0 1Ma 的年龄, 属于中新世的淡色花岗岩的主要形成期 4 2 岩石形成的温度和压力锆石广泛存在于花岗质岩石中, 锆石的 Zr 饱和温度计是限定地壳深熔成因的花岗岩的重要工具 (Watsonand 图 6 洛扎地区淡色花岗岩锆石 U Pb 年龄谐和图 Fig 6 U PbconcordiadiagramsoftheLuozhaleucogranites

9 黄春梅等 : 藏南洛扎地区淡色花岗岩锆石 U Pb 年龄 Hf 同位素 地球化学与岩石成因 3697 图 7 洛扎淡色花岗岩锆石 ε Hf (t) t 图 (a) 和 ε Hf (t) 变化频数图 (b) Fig 7 Plotsofε Hf (t) t(a)andhistogramofε Hf (t)(b)oftheluozhaleucogranite 图 8 洛扎淡色花岗岩的 SiO 2 T Zr 图引用数据及图例同图 3 Fig 8 PlotsofzirconT Zr againstwholerocksio 2 contentof Luozhaleucogranite ThedatasourcesandlegendsaresameasFig 3 Harison,1983) 锆石是花岗质岩浆体系中较早结晶的副矿物, 因而可以认为锆石饱和温度可近似代表花岗质岩石近液相线的温度 (Kingetal,1997) 锆石中 Zr 的分配系数对温度十分敏感, 而其他因素对其没有明显影响 (Mileretal, 2003), 根据前人的 Zr 溶解度实验结果表明, 锆石在岩浆中的溶解度满足方程 (WatsonandHarision,1983): InD Zircon/Melt zr ={-3 8-[0 85(M-1)]}+12900/T Zircon/Melt 其中 D zr 是 Zr 在锆石和岩浆中浓度的比值,T 为绝对温度,M 是阳离子含量的比值, 由公式 (Na+K+2Ca)/(Al Si) 来计算 研究表明如果岩浆中 Zr 不饱和,Zr 饱和温度计所给出的 Zr 饱和温度 (T Zr ) 为初始岩浆温度的下限 ; 而如果岩浆中 Zr 达到饱和状态, 所给出的 Zr 饱和温度为初始岩浆温度的上限 (Mileretal,2003) 如果已知成分及 Zr 含量, 可以根 据公式来计算锆饱和温度 (Mileretal,2003): T Zr =12900/[ M+Ln(496000/Zr melt )] 依据上述公式计算, 获得洛扎淡色花岗初始岩浆温度为 650~693 ( 表 1 图 8), 其中电气石白云母花岗岩 ( 平均温度为 669 ) 与电气石二云母花岗岩 ( 平均温度为 671 ) 未显示明显区别 由于锆石 CL 图显示, 锆石多具有继承锆石, 说明岩浆中 Zr 已经达到了饱和状态 (Harisonetal,2007), 所以, 锆饱和温度计所给出的温度是初始岩浆温度的上限, 也就是说, 岩浆的初始温度不超过 650~693 从整个喜马拉雅带上来看, 洛扎淡色花岗岩的初始岩浆温度相对较低, 而冈底斯带的淡色花岗岩形成的温度高于喜马拉雅淡色花岗岩 花岗岩的形成受熔体 矿物相平衡的制约 ( 邓晋福等, 2004), 根据样品岩相学观察, 石英与碱性长石颗粒大小相当, 说明它们大致是同时结晶的, 因此它们形成时必定位于同结线上 根据 Qz Ab Or 图 ( 图 9), 洛扎淡色花岗岩在形成时的压力大致为 2~4kb, 这与 Visonàetal (2012) 根据高喜马拉雅淡色花岗岩中红柱石的出现得到的红柱石淡色花岗岩形成压力为小于 4kb 的结果相一致 根据压力可推断洛扎淡色花岗岩侵位深度不超过约 12km, 属于上地壳范围 4 3 淡色花岗岩的源区一般认为, 高喜马拉雅淡色花岗岩为高喜马拉雅结晶岩系中云母片岩或副片麻岩类的深熔作用的产物 (Harisand Inger,1992;Harisonetal,1999; 郭素淑和李曙光,2007) 洛扎地区淡色花岗岩的铝饱和指数 (A/CNK) 均大于或等于 1 1, 且根据 CIPW 标准矿物计算, 标准刚玉 (C) 分子含量均大于 1%, 属于强过铝质花岗岩, 根据 Barbarin 对花岗岩类的划分, 应属于含白云母过铝质花岗岩 (MPG)(Barbarin, 1999) 过铝质花岗岩的 CaO 与 Na 2 O 含量与其源岩密切相关, 其比值的差异反映了源岩中泥质含量的高低 (Chappel

10 3698 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2013,29(11) 图 9 洛扎淡色花岗岩形成压力的 Q Ab Or 相图 ( 据邓晋福,1987) 引用数据及图例同图 3 Fig 9 TheQ Ab Orphasediagram oftheleucogranitein Luozha(afterDeng,1987) ThedatasourcesandlegendsaresameasFig 3 图 11 洛扎淡色花岗岩 Sr Nd 同位素成分数据来源 : 冈底斯地块片岩和片麻岩 特提斯沉积岩系和高喜马拉雅结晶岩系 :Ahmadetal (2000);Richardsetal (2005); Zhangetal (2004);Zhangetal (2010);Zhuetal (2009a); Kingetal (2011), 朱弟成等 (2009); 杨晓松等 (2001) 特提斯喜马拉雅淡色花岗岩 : 张宏飞等 (2004); 洛扎淡色花岗岩 : GuoandWilson(2012) Fig 11 PlotsofisotopesofSragainstNd ofluozha leucogranite Datasources: Schistandgneisesfrom Gangdisearea, Tethyan SedimentarySeriesandHighHimalayancrystalineSeriesarefrom Ahmadetal (2000);Richardsetal (2005);Zhangetal (2004,2010);Zhuetal (2009a,b);Kingetal (2011)and Yangetal (2001);TethyanHimalayanleucogranites:Zhangetal (2004);Luozhaleucogranite:GuoandWilson(2012) 图 10 洛扎淡色花岗岩 Rb/Ba Rb/Sr 图 ( 据 Sylvester, 1998) 引用数据及图例同图 3 Fig 10 Plot of Rb/Ba vs Rb/Sr of the Luozha leucogranite(aftersylvester,1998) ThedatasourcesandlegendsaresameasFig 3 andwhite,1992) 实验岩石学证明, 与富斜长石贫泥质的砂质源岩形成的熔体比较, 贫斜长石富泥质的源岩形成的过铝质熔体趋向于具有更低的 CaO/Na 2 O 比值 (Pati odouce andjohnston,1991;skjerlieandjohnston,1996), 因此泥质源岩形成的过铝质花岗岩的 CaO/Na 2 O 比值要低于砂质源岩 形成的过铝质花岗岩, 一般要小于 0 3(Sylvester,1998) 根据计算, 洛扎淡色花岗岩的 CaO/Na 2 O 比值在 0 19~0 26 之间, 小于 0 3, 推测其源岩可能为泥质岩 除了 CaO 与 Na 2 O 对源岩具有一定指示作用外, 微量元素 Rb Ba Sr 主要富集于云母和长石中,Rb/Ba Rb/Sr 体系也是反映源岩性质的重要参数 (Sylvester,1998) 本文 6 个淡色花岗岩样品均属于泥质来源, 与前述推测结果一致 ( 图 10) 尽管洛扎淡色花岗岩的源岩主要来自于泥质源区, 但是其 ε Hf (t) 变化范围超过了 6 个单位, 这暗示了岩浆源区可能经历过类似于岩浆混合的过程 (Jietal,2009; 朱弟成等, 2009), 也可能代表了源区泥质岩石在同位素特征上是不均一的 本文将可能的泥质源区包括特提斯喜马拉雅的沉积岩 冈底斯地块片岩和片麻岩以及高喜马拉雅结晶岩系的 Sr Nd 同位素资料综合起来 ( 时间校正到 18Ma) 表示在图 11 中 本文 3 个样品和文献的 4 个洛扎淡色花岗岩样品主要落在高喜马拉雅结晶岩系区域, 表明喜马拉雅淡色花岗岩的源岩主要为高喜马拉雅结晶岩系中的变泥质岩 但是从图

11 黄春梅等 : 藏南洛扎地区淡色花岗岩锆石 U Pb 年龄 Hf 同位素 地球化学与岩石成因 3699 (Harisetal,1995), 这也进一步证实洛扎淡色花岗岩是在缺乏流体相的条件下, 变泥质源岩中的白云母发生脱水熔融而产生 本文前文获得了洛扎淡色花岗岩形成温度为 650~ 693 压力为 2~4kb, 与电气石淡色花岗岩在不饱和水的岩浆中结晶的压力 ( 约 3~4kb,IngerandHaris,1993) 一致 因此洛扎淡色花岗岩应是在上地壳浅部通过变泥质岩源岩中白云母脱水熔融形成的岩浆结晶后形成的 图 12 洛扎淡色花岗岩全岩 Rb/Sr Ba 图 ( 据张宏飞等, 2005) Mu(VA) 缺乏蒸汽相的白云母熔融反应 ;Bi(VA) 缺乏蒸汽相的黑云母熔融反应 ;Mu(VP) 饱和蒸汽相的白云母熔融反应 引用数据及图例同图 3 Fig 12 Rb/Sr Bavs Badiagram fortheleucogranitein Luozha(afterZhangetal,2005) ThedatasourcesandlegendsaresameasFig 3 11 中可以看到, 喜马拉雅带的基底岩石确实具有较为宽泛的 Sr Nd 同位素成分范围, 同时也可以发现, 洛扎淡色花岗岩前文述及的较大的 Hf 同位素成分变化, 也与高喜马拉雅基底岩石成分的不均一特征是一致的 4 4 淡色花岗岩的形成机制高喜马拉雅淡色花岗岩被认为是在缺乏外加流体条件下, 源岩中白云母或黑云母的脱水反应导致的脱水熔融作用形成的 (HarisandInger,1992;Harisetal,1995;Pati o DouceandHaris,1998;VielzeuandSchmidt,2001) 实验表明, 在其他条件相同的情况下, 白云母分解温度低于黑云母的分解温度 (Pati odouceandharis,1998) 根据上文的 Zr 饱和温度计算, 洛扎淡色花岗形成温度较低, 更可能是白云母脱水反应, 而微量元素模拟和实验研究发现, 高喜马拉雅淡色花岗岩主要是白云母脱水熔融产生的 (IngerandHaris, 1993;Pati odouceandharis,1998) 根据 Rb/Sr Ba 图解 ( 图 12) 可得, 喜马拉雅淡色花岗岩的 Rb/Sr 与 Ba 没有呈现正的相关性, 表明洛扎淡色花岗岩也是由白云母脱水熔融产生 洛扎淡色花岗岩具有较高的 Rb/Sr 比值 (Rb/Sr>4), 高 Rb/Sr 比值的原因是由于岩石中富集 Rb 的同时, 强烈的亏损 Sr( 含量仅为 ~ ) 由于 Rb 主要赋存于云母类矿物中, 而 Sr 主要赋存于斜长石中, 已有研究表明在有自由流体参与的地壳部分熔融过程中, 长石熔融量将远远大于云母, 例如, 在水饱和情况下, 矿物组合白云母 + 斜长石 + 石英反应产生的熔体的 Rb/Sr 比值仅大于 构造动力学意义高喜马拉雅淡色花岗岩形成的构造背景一直以来都是争论的焦点 张金阳等人认为高喜马拉雅淡色花岗岩主要沿 STDS 的主要拆离断层分布指示了基底的隆升 ( 张金阳和廖群安,2004); 杨晓松等人倾向于认为淡色花岗岩是碰撞造山后地壳伸展导致的快速隆升和减压熔融的产物 ( 杨晓松等,2001) HarisandMasey(1994) 认为高喜马拉雅淡色花岗岩的形成与位于 MCT 和 STDS 之间的高喜马拉雅构造楔的迅速折返造成的减压环境有关 由于淡色花岗岩是源于自身含水矿物分解导致的部分熔融, 其形成的温度和压力成为决定性因素 上文述及, 洛扎淡色花岗岩的结晶时的条件是 650~693 和 2~4kb 的温压条件, 而岩石发生部分熔融作用的条件一定不低于上述的岩石结晶的稳压条件 对于印度板块北缘的喜马拉雅造山带来说, 高于 650~693 中 上地壳的温度如何形成的? 是 MCT 剪切摩擦的构造生热 地壳岩石放射性同位素衰变产热 还是岩石圈拆沉引起的软流圈上涌的深部热源? 其中岩石圈拆沉作用应是发生在地壳显著加厚之后的减薄过程, 喜马拉雅地区依然具有加厚的地壳, 且目前野外依然无法找到与淡色花岗岩密切相关的幔源岩浆作用, 因此不存在岩石圈减薄和软流圈上涌作用的证据 ; 而理论计算表明单纯的地壳内放射性元素生热和摩擦剪切生热很难产生大规模的岩浆作用 ( 石耀霖和王其允,1997;NabelekandLiu,2004) 因此, 淡色花岗岩原生岩浆在含水矿物脱水的同时, 压力减小就是十分必要的条件 已有研究表明 STDS 强烈活动的时间为 17~20Ma(Copelandetal,1987;HubbardandHarison, 1989,Hodgesetal,1992) STDS 的启动不仅使深部压力减小, 还为岩浆提供了良好上侵的通道, 这也同时解释了高喜马拉雅淡色花岗岩主要沿 STDS 主拆离断层分布的特征 洛扎淡色花岗岩的结晶年龄为 17 7Ma, 正好处于 STDS 强烈活动的时期 同时 17~20Ma 也是该地区快速隆起的时期, 平均隆起速率大于 2mm/a(SearleandGodin,2003) 从构造 岩浆的角度综合考察,STDS 的活动促使了高喜马拉雅地区的快速隆起, 产生淡色花岗岩, 使喜马拉雅地区从挤压背景过渡到了伸展垮塌背景 因此洛扎淡色花岗岩形成于 STDS 启动之后, 地壳伸展 快速隆起背景下的含水矿物分解和构造减压熔融作用过程

12 3700 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2013,29(11) 5 结论 (1) 洛扎淡色花岗的结晶年龄为 17 7Ma, 岩石为强过铝质高钾钙碱性花岗岩, 强烈富集 U Pb 等大离子亲石元素, 相对亏损 Nb Ta Zr Ti 等高场强元素, 具有较高的 Rb/Sr 比值和较低 CaO/Na 2 O 比值,( 87 Sr/ 86 Sr) t 和 ε Nd (t) 值分别为 ~ 和 -13 4~-12 9,ε Hf (t) 为 -13 9~ -7 5 (2) 洛扎淡色花岗岩的源岩具有不均一性, 但高喜马拉雅结晶岩系应是其主要的源区 (3) 洛扎淡色花岗岩的形成与 STDS 的启动密切相关, 它是伸展背景下白云母脱水熔融作用形成的酸性岩浆在上地壳条件下 沿着 STDS 侵位形成的 References AhmadT,HarisN,BickleM,ChapmanH,BunburyJandPrinceC 2000 Isotopicconstraintsonthestructuralrelationshipsbetweenthe LeserHimalayanSeriesandtheHighHimalayanCrystalineSeries, GarhwalHimalaya BuletinoftheGeologicalSocietyofAmerica, 112(3): BarbarinB 1999 Genesisofthetwomain typesofperaluminous granitoid Geology,24(4): ChappelBW andwhiteajr 1992 IandS typegranitesinthelachlan foldbelt EarthSci,83:1-26 CopelandPandHarisonTM 1987 Constraintsontheageofnormal faulting,northfaceofm T Everest:ImplicationsforOligocene Mioceneuplift Eos Trans AGU,68:1444 Davidson C, Grujic DE, Holister LS and Schmid SM 1997 Metamorphicreactionsrelatedtodecompresionandsynkinematic intrusionofleucogranite,high Himalayan Crystalines, Bhutan JournalofMetamorphicGeology,15(5): DengJF 1987 PhaseEquilibrium ofrockandpetrogenesis Wuhan: WuhanColegeofGeologyPres(inChinese) DengJF,LuoZH,SuSG,MoXX,YuBS,LaiXY andchenhw Petrogenesis,TectonicSetingandMineralization.Beijing: GeologicalPublishingHouse(inChinese) DenielC,VidalPandFernandezA 1987 IsotopicstudyoftheManaslu granite(himalaya,nepal):inferencesontheageandsourceof Himalayanleucogranites ContributionstoMineralogyandPetrology, 96(1):78-92 DingL, Kapp P and Wan XQ 2005 Paleocene eocenerecord of ophioliteobductionandinitialindia Asiacolision,southcentral Tibet Tectonic,24(3):TC3001,doi: /2004TC GuoSSandLiSG 2007 Petrologicalandgeochemicalconstraintsonthe originofleucogranites EarthScienceFrontiers,14(6): (inchinesewithenglishabstract) GuoZFandWilsonM 2012 TheHimalayanleucogranites:Constraints onthenatureoftheircrustalsourceregionandgeodynamicseting GondwanaResearch,22(2): HarisNBW andingers 1992 Traceelementmodelingofpelite derived granites Contrib Mineral Petrol,110(1):46-56 HarisN,MaseyJandIngerS.1993.Theroleoffluidsintheformation ofhigh Himalayan leucogranites. 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13 黄春梅等 : 藏南洛扎地区淡色花岗岩锆石 U Pb 年龄 Hf 同位素 地球化学与岩石成因 3701 Implicationsofzirconsaturationtemperaturesandpreservationof inheritance Geology,31(6): MoXX,ZhaoZD,DengJF,DongGC,ZhouS,GuoTY,ZhangSQand WangLL 2003 ResponseofvolcanismtotheIndia Asiacolision EarthScienceFrontiers,10(3): (inchinesewith Englishabstract) NabelekPI,LiuM 2004 Petrologicandthermalconstraintsonthe originofleucogranitesincolisionalorogens Transactionsofthe RoyalSocietyofEdinburgh:EarthSciences,95(1-2):73-85 NiuXL,ChenB,LiuAK,SuzukiKandMaX 2012 Petrologicaland Sr Nd Os isotopic constraints on the origin of the Fanshan ultrapotasiccomplexfrom thenorthchinacraton Lithos,149: Pati odouceae andjohnstonad 1991 Phaseequilibriaandmelt productivityinthepeliticsystem:implicationsfortheoriginof peraluminousgranitoidsandaluminousgranulites Contrib Mineral Petrol,107(2): Pati odouceae and HarisN 1998 Experimentalconstraintson Himalayananatexis JournalofPetrology,39(4): QiXX,ZengLS,MengXJ,XuZQandLiTF 2008 ZirconSHRIMP U 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