王連峰, 徐 扛, 李智勇, 王 強(qiáng), 蔣映德*

特提斯喜馬拉雅錯(cuò)那洞穹隆成因機(jī)制研究:來(lái)自構(gòu)造變形與獨(dú)居石U-Pb年代學(xué)的制約

王連峰1, 2, 3, 徐 扛1, 2, 3, 李智勇1, 2, 3, 王 強(qiáng)1, 2, 蔣映德1, 2*

(1. 中國(guó)科學(xué)院 廣州地球化學(xué)研究所, 同位素地球化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 廣東 廣州 510640; 2. 中國(guó)科學(xué)院深地科學(xué)卓越創(chuàng)新中心, 廣東 廣州 510640; 3. 中國(guó)科學(xué)院大學(xué), 北京 100049)

為厘清錯(cuò)那洞穹隆的成因機(jī)制, 本文開(kāi)展了詳細(xì)的變質(zhì)變形演化及獨(dú)居石U-Pb年代學(xué)研究, 結(jié)果表明錯(cuò)那洞地區(qū)發(fā)育了兩期主要構(gòu)造變形。早期變形以發(fā)育近水平變質(zhì)面理為特征, 而晚期變形以普遍發(fā)育軸向近東西的褶皺和高角度軸面劈理為特征。變質(zhì)巖相學(xué)表明, 早期面理伴隨云母、石榴石、十字石等巴羅型特征變質(zhì)礦物組合的發(fā)育, 暗示地殼埋深加厚的進(jìn)變質(zhì)演化過(guò)程; 而晚期變質(zhì)面理則表現(xiàn)為長(zhǎng)石、石英及云母的重結(jié)晶和重定向排列, 無(wú)更高級(jí)變質(zhì)礦物的發(fā)育, 具剝露的退變質(zhì)演化特征。伴隨晚期變形, 穹隆南側(cè)核部與邊部轉(zhuǎn)換帶發(fā)育一向南伸展的韌性剪切帶, 而在穹隆東西兩側(cè)分別發(fā)育具有右行及左行的水平走滑斷層, 表明穹隆邊部相對(duì)于核部向南伸展拆離的剪切變形。獨(dú)居石U-Pb年代學(xué)結(jié)果表明穹隆中淡色花崗巖的形成年齡約為19.9±1.0 Ma, 而穹隆核部石榴石?十字石云母片巖為19.3±2.2 Ma, 后者為晚期面理的形成時(shí)間。綜合區(qū)域已有研究成果, 指出錯(cuò)那洞地區(qū)早期變形發(fā)生在中?晚始新世, 可能與該時(shí)期印度?亞洲板塊碰撞而產(chǎn)生的地殼垂向顯著增厚相關(guān); 而第二期變形可能與中新世藏南拆離系活動(dòng)的背景下, 中上地殼發(fā)生南北向巨量縮短并伴隨深部地殼物質(zhì)經(jīng)構(gòu)造擠出在淺部地殼形成穹隆有關(guān)。

特提斯喜馬拉雅; 錯(cuò)那洞穹隆; 構(gòu)造變形; 獨(dú)居石U-Pb年齡; 穹隆成因

0 引 言

中?新生代以來(lái), 印度板塊與歐亞板塊碰撞形成了舉世矚目的青藏高原?喜馬拉雅造山帶。該造山帶以其復(fù)雜的構(gòu)造活動(dòng), 分布廣泛的巖漿作用及快速隆升的地質(zhì)歷史為顯著特點(diǎn), 是地球上至今仍在活動(dòng)的最年輕的巨型大陸碰撞造山帶(Burg et al., 1984; Hodges et al., 1998; Yin and Harrison, 2000; 張進(jìn)江等, 2011)。根據(jù)喜馬拉雅造山帶的構(gòu)造活動(dòng)特征, 研究者們將其劃分為4個(gè)構(gòu)造地質(zhì)單元, 由北向南依次是特提斯喜馬拉雅、高喜馬拉雅、低喜馬拉雅和次喜馬拉雅, 并分別被近似平行于造山帶走向的藏南拆離系(STDS)、主中央逆沖斷層(MCT)和主邊界逆沖斷層(MBT)所分隔(圖1a)(Burg and Chen, 1984; Burchfiel et al., 1992; Brookfield, 1993; Lee et al., 2000; Yin and Harrison, 2000; Spratt et al., 2005; Langille et al., 2010)。雖然對(duì)喜馬拉雅造山帶的形成和演化還存在諸多不同看法, 但學(xué)者們普遍認(rèn)同該造山帶構(gòu)造演化至少經(jīng)歷了3個(gè)主要階段(Harrison et al., 1995; Zhang and Guo, 2007; Leloup et al., 2010; Sachan et al., 2010; Zhang et al., 2012): 第一階段主要表現(xiàn)為南北向的巨量水平擠壓縮短以及地殼的顯著垂直增厚, 并伴隨有增溫升壓的進(jìn)變質(zhì)作用(Vance and Harris, 1999; 張澤明等, 2017, 2018); 第二階段以漸新世?中新世藏南拆離系活動(dòng)及大量淡色花崗巖就位為特征, 被認(rèn)為是大陸碰撞后南北向地殼水平伸展所致(Hodges, 1998; Lee et al., 2000, 2011; King et al., 2010; Xu et al., 2011, 2013; Gao et al., 2017); 第三階段為中新世以來(lái)一系列垂直造山帶走向的南北向裂谷系的發(fā)育, 暗示此時(shí)構(gòu)造體制轉(zhuǎn)變?yōu)闁|西向地殼伸展, 并伴隨深部地殼物質(zhì)的側(cè)向逃逸(莫宣學(xué)等, 2007; Webb et al., 2007; 金勝等, 2010; Gao and Zeng, 2014)。其中, 特提斯喜馬拉雅位于雅魯藏布江縫合帶與藏南拆離系之間, 其內(nèi)以發(fā)育有近東西向呈串珠狀、帶狀分布的片麻巖穹隆為主要特征, 形成了特提斯喜馬拉雅獨(dú)具特色的地質(zhì)構(gòu)造單元——北喜馬拉雅片麻巖穹隆群(NHGD)(圖1a)。片麻巖穹隆廣泛分布于全球不同類(lèi)型造山帶中, 是中下地殼熱動(dòng)力學(xué)作用產(chǎn)生、往往與巖漿作用(或混合巖作用)密切相關(guān)的一種穹隆狀構(gòu)造(Eskola, 1949)。典型的片麻巖穹隆通常可以劃分為核部、幔部和邊部三部分, 并由核部至邊部展示出較好的變質(zhì)分帶特征(許志琴和馬緒宣, 2015)。片麻巖穹隆形成機(jī)制的研究已經(jīng)成為重塑各類(lèi)造山帶的重要窗口。其成因模式主要有: 巖漿底辟、造山垮塌環(huán)境下的部分熔融地殼底辟上升、地殼伸展拆離后的均衡反彈、造山帶深部地殼構(gòu)造擠出以及拆離變質(zhì)核雜巖等(Fletcher, 1972; Burg and Chen, 1984; Chen et al., 1990; Buck, 1991; Brun et al., 1994; Calvert et al., 1999; Vanderhaeghe et al., 1999; Teyssier and Whitney, 2002; Lee et al., 2004; Wagner et al., 2010)。

北喜馬拉雅片麻巖穹隆群的形成與喜馬拉雅?青藏高原碰撞造山過(guò)程密切相關(guān), 記錄了造山過(guò)程中大量的構(gòu)造變形和變質(zhì)演化信息, 是反演喜馬拉雅地區(qū)新生代碰撞造山作用過(guò)程的理想載體, 已成為近年來(lái)學(xué)術(shù)界關(guān)注的焦點(diǎn)之一(Chen et al., 1990; Lee et al., 2000, 2004, 2006; Lee and Whitehouse, 2007; Leech, 2008; Zeng et al., 2014; 高利娥等, 2017)。研究者們關(guān)于北喜馬拉雅片麻巖穹隆群的物質(zhì)來(lái)源和形成時(shí)代已開(kāi)展了深入研究, 普遍認(rèn)為這些片麻巖穹隆是其下伏高喜馬拉雅結(jié)晶巖系巖石的出露(Zhang et al., 2004; Aoya et al., 2005; 高利娥等, 2013; 吳福元等, 2015; 林彬等, 2016; 王曉先等, 2016)。片麻巖穹隆中廣泛出露的淡色花崗巖往往展示出與高喜馬拉雅結(jié)晶巖系巖石相似的Sr-Nd同位素組成, 這一特征被認(rèn)為是淡色花崗巖來(lái)自高喜馬拉雅結(jié)晶巖系部分熔融產(chǎn)物的又一佐證(Harrison et al., 1997; Pati?o Douce and Harris, 1998)。在年代學(xué)研究方面, 北喜馬拉雅片麻巖穹隆中淡色花崗巖的時(shí)代跨度可以從始新世(約46 Ma)(Ding et al., 2005; 戚學(xué)祥等, 2008; Hou et al., 2012)追溯到中新世(約8 Ma)(劉志超, 2013)。據(jù)此, 學(xué)者們主張?zhí)靥崴瓜柴R拉雅造山帶存在長(zhǎng)期持續(xù)的地殼深融過(guò)程。雖然有關(guān)北喜馬拉雅穹隆帶的巖石組成和年代學(xué)特征日趨清晰, 但是有關(guān)穹隆形成機(jī)制的認(rèn)識(shí)上卻存在分歧, 導(dǎo)致對(duì)特提斯喜馬拉雅造山帶內(nèi)部構(gòu)造演化難以達(dá)成共識(shí)。

位于特提斯喜馬拉雅東部的錯(cuò)那洞穹隆就是一個(gè)典型實(shí)例。學(xué)者們從不同的視角給出了不同的穹隆成因工作模型。Fu et al. (2016)報(bào)道了錯(cuò)那洞穹隆中分布有不同方向的線理, 并將其劃分為4期次, 分別與喜馬拉雅造山帶所記錄的印度?亞洲板塊初始碰撞、藏南拆離系活動(dòng)及中上南北向伸展、喜馬拉雅造山帶東西向伸展及穹隆就位后的構(gòu)造垮塌相對(duì)應(yīng)。由于缺乏年代學(xué)制約, 這一表觀運(yùn)動(dòng)學(xué)方向的差異是否能與區(qū)域長(zhǎng)期構(gòu)造演化相耦合仍需深究。研究者們嘗試從穹隆內(nèi)部淡色花崗巖的年代學(xué)信息來(lái)探討其成因。如Fu et al. (2018)因淡色花崗巖的鋯石U-Pb年齡(17.5～15.6 Ma)與圍巖白云母Ar-Ar年齡(16.5～14.8 Ma)均與上文所述的區(qū)域第三階段演化(即因中新世青藏高原?喜馬拉雅造山帶上地殼東西向伸展構(gòu)造)同期, 將錯(cuò)那洞穹隆的形成對(duì)應(yīng)于此階段構(gòu)造演化。其后, Fu et al. (2020)以及張志等(2020)發(fā)現(xiàn)錯(cuò)那洞穹隆中的淡色花崗巖形成始于漸新世(約34 Ma), 時(shí)代上與同時(shí)期藏南拆離系的活動(dòng)相重疊。據(jù)此提出, 錯(cuò)那洞穹隆的形成先受控于漸新世喜馬拉雅造山帶南北向地殼水平伸展, 而后又經(jīng)歷中新世中上地殼東西向伸展構(gòu)造的改造, 并把穹隆形成歸因于伸展拆離作用與巖漿底辟共同作用的結(jié)果。截至當(dāng)前, 這些研究發(fā)現(xiàn)為理解錯(cuò)那洞穹隆形成提供了重要資料, 但是相關(guān)工作模型尚難以相互驗(yàn)證, 究其原因, 是缺乏對(duì)穹隆及其圍巖變質(zhì)變形特征耦合研究。為了進(jìn)一步厘清錯(cuò)那洞穹隆的成因機(jī)制, 本文對(duì)其開(kāi)展了詳細(xì)的野外構(gòu)造觀察, 地質(zhì)填圖, 巖相學(xué)觀察以及獨(dú)居石U-Pb年代學(xué)研究, 對(duì)理解錯(cuò)那洞穹隆就位及特提斯喜馬拉雅造山帶片麻巖穹隆成因具有重要的參考意義。

圖1 喜馬拉雅造山帶(a, 據(jù)Liu et al., 2014)和特提斯喜馬拉雅造山帶東段(b, 據(jù)Fu et al., 2016)地質(zhì)簡(jiǎn)圖

1 地質(zhì)背景

喜馬拉雅造山帶是新生代印度板塊與歐亞板塊碰撞形成的具有復(fù)雜結(jié)構(gòu)的弧形地質(zhì)體(許志琴等, 1999)。由于造山作用相對(duì)年輕以及良好的野外露頭, 它已成為學(xué)者們研究陸?陸碰撞造山作用的天然實(shí)驗(yàn)室(Yin and Harrison, 2000; 張進(jìn)江, 2007; 吳福元等, 2015)。特提斯喜馬拉雅位于造山帶的最北緣, 其內(nèi)主要發(fā)育有藏南拆離系, 南北向裂谷以及一些呈串珠狀、帶狀分布的片麻巖穹隆(圖1a)。典型的片麻巖穹隆從西往東主要有馬拉山、拉軌岡日、麻布加、薩嘎、康帕、康馬、然巴以及雅拉香波等(Lee et al., 2000, 2004, 2006; Quigley et al., 2006; 郭磊等, 2008; Langille et al., 2010; 辜平陽(yáng)等, 2013; Gao and Zeng, 2014)。

錯(cuò)那洞穹隆位于北喜馬拉雅片麻巖穹隆帶的東部, 距離雅拉香波穹隆以南約40 km, 藏南拆離系以北約20 km。該區(qū)域構(gòu)造樣式復(fù)雜, 在錯(cuò)那洞穹隆北側(cè)約30 km發(fā)育絨布?谷堆逆沖斷層, 其南側(cè)約12 km是洛扎逆沖斷層, 穹隆東西兩側(cè)還發(fā)育有近南北向的錯(cuò)那走滑斷層(圖1b)。研究區(qū)出露的地層主要是侏羅系和白堊系, 少量三疊系, 其中侏羅系包括下侏羅統(tǒng)日當(dāng)組(J1)、下?中侏羅統(tǒng)路熱組(J1-2)和中侏羅統(tǒng)遮拉組(J2), 白堊系主要是下白堊統(tǒng)拉康組(K1), 三疊系在穹隆的東部?jī)H出露上三疊統(tǒng)涅如組(T3)(圖2)。

根據(jù)變質(zhì)作用及變形特征的顯著差異, 錯(cuò)那洞穹隆可以分成邊部和核部?jī)蓚€(gè)主要的巖石構(gòu)造單元, 兩者之間被一條寬約1 km的韌性剪切帶所隔。邊部地質(zhì)單元主要由未變質(zhì)砂巖、板巖或者低級(jí)變質(zhì)程度的千枚巖構(gòu)成(圖2a、c, 3a、b), 其中板巖中以泥質(zhì)成分為主, 具有板狀構(gòu)造, 而千枚巖則可見(jiàn)許多細(xì)粒的絹云母呈定向排列。核部主要為變質(zhì)較強(qiáng)的石榴石?十字石片巖、片麻巖(圖3c), 主體是含電氣石石榴石淡色花崗巖體, 其中石榴石?十字石云母片巖具斑狀變晶結(jié)構(gòu), 片狀構(gòu)造。手標(biāo)本可見(jiàn)大量的十字石變斑晶發(fā)育有雙晶結(jié)構(gòu), 石榴石變斑晶呈粒狀, 基質(zhì)礦物主要是云母類(lèi)礦物。穹隆主體淡色花崗巖呈中?；◢徑Y(jié)構(gòu), 塊狀構(gòu)造, 主要礦物包括石英、斜長(zhǎng)石、白云母、石榴石、電氣石以及少量的黑云母, 副礦物包括鋯石、獨(dú)居石等(圖3d、e、f)。此外, 區(qū)域內(nèi)還發(fā)育多條偉晶巖脈, 切穿穹隆的核部和邊部圍巖。

圖2 錯(cuò)那洞穹隆構(gòu)造地質(zhì)簡(jiǎn)圖(據(jù)王曉先等, 2016)

2 構(gòu)造變形特征

本次研究對(duì)錯(cuò)那洞穹隆及其圍巖開(kāi)展了野外地質(zhì)觀測(cè)、填圖和構(gòu)造變形分析。研究區(qū)主要發(fā)育有兩期變質(zhì)面理(S1、S2, 圖2)。早期面理S1平行于沉積層理S0, 在研究區(qū)廣泛分布。在第二期變形中, S1面理受到晚期構(gòu)造的疊加改造, 形成軸向近東西的倒轉(zhuǎn)至直立、寬緩至緊閉褶皺F2, 局部區(qū)域伴隨有透入性S2面理的發(fā)育(圖2)。下文將從穹隆邊部低級(jí)變質(zhì)單元、核–邊轉(zhuǎn)換區(qū)韌性剪切帶及核部高級(jí)變質(zhì)單元依次描述其變質(zhì)變形特征。

2.1 穹隆邊部

錯(cuò)那洞穹隆的邊部主要為未變質(zhì)或者弱變質(zhì)的板巖及千枚巖。板巖中富砂質(zhì)與富泥質(zhì)原始沉積成分層(S0)仍普遍可見(jiàn)。千枚巖中發(fā)育一期平行于成分層S0的變質(zhì)面理S1。顯微鏡下可見(jiàn)該面理主要由細(xì)粒絹云母定向排列而成。在第二期變形中, 區(qū)域內(nèi)S0或S1面理被不同程度改造, 在絕大部分區(qū)域, 形成走向近東西向的直立或倒轉(zhuǎn)褶皺F2(圖2a、c, 4a)。這些褶皺樞紐均較平緩, 暗示早期S0或者S1面理原始產(chǎn)狀近水平。值得注意的是, 在穹隆的東南側(cè), F2褶皺為斜歪傾伏褶皺, 軸面傾向南東, 近似平行于圍巖與穹隆中心花崗巖的邊界(圖2a、b, 4b)。這一特征可能暗示穹隆中心花崗巖體的存在對(duì)該區(qū)域第二期變形組構(gòu)發(fā)育的影響, 說(shuō)明穹隆中花崗巖應(yīng)在第二期變形之前或者與之同期就位, 從而造成圍巖的變形特征受控于或者協(xié)調(diào)于其與花崗巖的邊界。與廣泛發(fā)育的F2褶皺相比, 透入性S2面理僅在局部區(qū)域可見(jiàn), 它們均平行于F2軸面, 表現(xiàn)出往南或者往北傾斜。顯微鏡下, 穹隆邊部低級(jí)變質(zhì)巖中常見(jiàn)S1面理中云母發(fā)生褶皺變形, 部分云母顆粒發(fā)生旋轉(zhuǎn)和重結(jié)晶并逐漸平行于F2軸面(圖4c、d)。

礦物代號(hào): St. 十字石; Grt. 石榴石; Tur. 電氣石; Pl. 斜長(zhǎng)石; Ms. 白云母; Q. 石英。

2.2 穹隆核?邊轉(zhuǎn)換區(qū)韌性剪切帶

錯(cuò)那洞穹隆邊部與核部以一條寬度約為1 km的高角度韌性剪切帶相隔(圖2)。該剪切帶主要在穹隆南側(cè)及西南側(cè)出露。在剪切帶中可見(jiàn)云母片巖內(nèi)發(fā)育透入性高角度S2面理, 并伴隨S-C組構(gòu)的普遍發(fā)育(圖5a、b)。鏡下S-C組構(gòu)中可見(jiàn)拉長(zhǎng)的石英以及長(zhǎng)石等礦物集合體, 而C面理由云母類(lèi)等片狀礦物的定向排列構(gòu)成(圖5c), 展示出上部向南伸展的運(yùn)動(dòng)學(xué)特征。同時(shí), 在S2面理上可見(jiàn)向南傾伏的高角度礦物拉伸線理L2(圖5d)。綜合這些特征, 可以得出穹隆南緣剪切帶具有向南伸展的構(gòu)造特征。在穹隆的東西兩側(cè)發(fā)育有近南北向走滑斷裂帶。前人研究指出東側(cè)斷裂帶展示出右行特征, 而西側(cè)斷裂帶展示出左行特征。本文對(duì)西側(cè)斷裂帶做了更進(jìn)一步的構(gòu)造變形觀測(cè), 發(fā)現(xiàn)斷裂帶內(nèi)發(fā)育有近水平礦物拉伸線理, 以低角度向北北西方向傾伏(圖5e)。此外, 在此走滑斷裂帶內(nèi)也發(fā)育有典型的S-C組構(gòu), 指示左行的運(yùn)動(dòng)學(xué)特征(圖5f)。

2.3 穹隆核部

錯(cuò)那洞穹隆的核部主要由淡色花崗巖以及石榴石?十字石云母片巖組成。石榴石?十字石云母片巖中可見(jiàn)大量石榴石以及十字石變斑晶, 粒徑從幾毫米至數(shù)厘米不等。石榴石?十字石片巖中以普遍發(fā)育透入性S2面理為特征, 相反, 早期S1面理在露頭尺度上則少見(jiàn)。顯微鏡下可見(jiàn), 細(xì)粒的白云母、相對(duì)粗粒的黑云母及鈦鐵礦定向排列形成S2面理(圖6a、b), 而粗粒的石榴石及十字石變斑晶則發(fā)生不同程度旋轉(zhuǎn), 部分變斑晶邊部展示出蝕變特征。變斑晶中普遍存在礦物包裹體, 主要為石英、白云母以及鈦鐵礦等, 定向排列明顯, 且與變斑晶外部S2呈高角度相交, 可能代表了早期S1面理。換句話說(shuō), 石榴石、十字石是在早期面理中生長(zhǎng)而被晚期變形所改造?；诖? 推測(cè)S1面理是伴隨著石榴石?十字石礦物的生長(zhǎng), 屬進(jìn)變質(zhì)作用過(guò)程。相比之下, S2面理主要以重結(jié)晶或者重新定向的長(zhǎng)石、石英及細(xì)粒云母為特征, 展示出相對(duì)弱的變質(zhì)條件, 可能對(duì)應(yīng)于減溫降壓的退變質(zhì)作用過(guò)程。

(a) 穹隆邊部早期面理S1平行于沉積層理并被F2所改造, 形成走向近東西向的倒轉(zhuǎn)褶皺F2; (b) 穹隆南東側(cè)面理S1被F2強(qiáng)烈褶皺, F2軸面傾向南東; (c, d) 穹隆邊部早期面理S1由云母定向排列所構(gòu)成, 在F2褶皺變形中, 云母顆粒發(fā)生旋轉(zhuǎn)和重結(jié)晶并逐漸平行于F2軸面面理。

(a) 穹隆南側(cè)透入性面理S2發(fā)育, 產(chǎn)狀近直立; (b) 穹隆南側(cè)云母片巖發(fā)生強(qiáng)烈剪切形成典型的S-C組構(gòu); (c) 顯微鏡下云母片巖的S-C組構(gòu); (d) 穹隆南側(cè)云母片巖中發(fā)育向南傾伏的高角度礦物拉伸線理L2; (e) 穹隆西側(cè)千枚巖中發(fā)育近北北西向的水平線理L2; (f) 穹隆西側(cè)千枚巖中石英集合體呈透鏡體狀發(fā)育, 與富泥質(zhì)成分層構(gòu)成S-C組構(gòu), 指示左行的運(yùn)動(dòng)學(xué)方向。

3 獨(dú)居石U-Pb年代學(xué)研究

在前人工作基礎(chǔ)上, 本次研究對(duì)錯(cuò)那洞穹隆核部淡色花崗巖開(kāi)展了獨(dú)居石年代學(xué)研究。同時(shí), 對(duì)穹隆核部石榴石十字石云母片巖開(kāi)展了獨(dú)居石原位U-Pb定年。

3.1 淡色花崗巖獨(dú)居石單礦物U-Pb定年方法

淡色花崗巖巖石樣品破碎和獨(dú)居石單礦物挑選在河北省廊坊區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查研究所實(shí)驗(yàn)室完成。新鮮樣品經(jīng)破碎后采用浮選和磁選方法分選出獨(dú)居石, 然后在雙目鏡下挑選出晶形、色澤較好、透明度較高的獨(dú)居石顆粒, 最后將其制成環(huán)氧樹(shù)脂靶。樣品制靶, 相關(guān)的反射光、透射光和背散射圖像的拍攝, 以及獨(dú)居石U-Pb定年均在武漢上譜分析科技有限公司完成。測(cè)試儀器為L(zhǎng)A-ICP-MS, 激光剝蝕系統(tǒng)(LA)為GeoLas 2005, ICP-MS為Agilent 7700。測(cè)試過(guò)程中, 結(jié)合反射光、透射光以及背散射圖像, 選取無(wú)裂隙、無(wú)礦物包裹體以及殘留核的位置進(jìn)行分析, 激光束斑直徑為16 μm。每個(gè)測(cè)試點(diǎn)的背景采集時(shí)間為20秒, 樣品信號(hào)采集時(shí)間為65秒。采用獨(dú)居石44069(Aleinikoff et al., 2006)作為外標(biāo)物質(zhì)。數(shù)據(jù)處理用ICPMSDataCal9.0 (Liu et al., 2009), 年齡諧和曲線的繪制采用ISOPLOT3.2。相關(guān)測(cè)試結(jié)果見(jiàn)表1。

穹隆核部石榴石?十字石云母片巖巖相學(xué)特征, 表明石榴石、十字石與D1同期, 而S2面理以云母類(lèi)重新定向排列(或者重結(jié)晶)為特征, 無(wú)更高級(jí)變質(zhì)礦物生成。

表1 錯(cuò)那洞穹隆淡色花崗巖獨(dú)居石單礦物U-Pb定年數(shù)據(jù)

3.2 石榴石?十字石云母片巖獨(dú)居石原位U-Pb定年方法

石榴石?十字石云母片巖磨制成薄片并在顯微鏡下觀察其顯微構(gòu)造特征。結(jié)合掃描電鏡(SEM)及能譜分析(EDS)確定獨(dú)居石在巖石薄片中位置, 對(duì)其開(kāi)展原位U-Pb定年。獨(dú)居石U-Pb同位素分析測(cè)試工作在武漢上譜分析科技有限公司LA-ICP-MS實(shí)驗(yàn)室完成, 實(shí)驗(yàn)選取的激光束斑直徑為16 μm。具體的測(cè)試過(guò)程、原始數(shù)據(jù)處理以及年齡諧和曲線的繪制也與上述獨(dú)居石單礦物定年測(cè)試相同。具體結(jié)果見(jiàn)表2。

3.3 分析結(jié)果

3.3.1 淡色花崗巖年齡

本次測(cè)試獨(dú)居石樣品來(lái)自錯(cuò)那洞穹隆核部的含電氣石石榴石花崗巖。在透射顯微鏡下獨(dú)居石呈灰白色, 多呈短柱狀, 半自形?它形, 長(zhǎng)度介于100～250 μm之間。背散射(BSE)圖像顯示其具有生長(zhǎng)成分環(huán)帶特征(圖7a), 本次實(shí)驗(yàn)對(duì)該樣品中的24顆獨(dú)居石進(jìn)行了U-Pb定年。由于測(cè)試的是較為年輕的地質(zhì)體樣品, 普通Pb含量較高, 因此選擇了Tera-Wasserburg諧和圖解法繪制年齡諧和曲線, 以避免普通鉛和元素分餾效應(yīng)對(duì)年齡結(jié)果的影響(郝爽等, 2016)。在Tera-Wasserburg諧和圖解中(圖7b), 測(cè)試數(shù)據(jù)得到的下交點(diǎn)的年齡為19.9±1.0 Ma(MSWD=2.3), 代表了錯(cuò)那洞含電氣石石榴石花崗巖的結(jié)晶年齡。

表2 錯(cuò)那洞穹隆石榴石?十字石云母片巖獨(dú)居石原位U-Pb定年數(shù)據(jù)

圖7 錯(cuò)那洞穹隆含石榴石淡色花崗巖中獨(dú)居石CL圖像(a)及U-Pb年齡諧和圖(b)

3.3.2 云母片巖中獨(dú)居石原位U-Pb年齡

石榴石?十字石云母片巖中的獨(dú)居石在基質(zhì)中大量分布, 展示了定向排列, 以其長(zhǎng)軸平行于S2面理方向?yàn)樘卣?圖8a)。獨(dú)居石多呈半自形到它形, 粒度較小, 粒徑一般在40 μm左右, 在背散射(BSE)照片中, 具有極高的亮度(圖8a)。對(duì)獨(dú)居石顆粒進(jìn)行原位U-Pb定年, 同樣采用了Tera-Wasserburg諧和圖解法, 獲得其下交點(diǎn)年齡為19.3±2.2 Ma(MSWD=2.1) (圖8b), 與錯(cuò)那洞含電氣石石榴石花崗巖的年齡相似。

4 討 論

4.1 錯(cuò)那洞穹隆變質(zhì)變形特征

錯(cuò)那洞穹隆無(wú)論是其邊部的板巖、千枚巖還是其核部的石榴石?十字石云母片巖均發(fā)育了一組透入性變質(zhì)面理, 代表了區(qū)域早期構(gòu)造的產(chǎn)物。其中, 核部的石榴石?十字石云母片巖顯微巖相特征顯示, 早期變質(zhì)面理伴隨著石榴石、十字石等典型巴羅型變質(zhì)礦物的發(fā)育(圖6a、b), 表明早期的變質(zhì)面理為典型的中壓型(或者巴羅型)變質(zhì)作用的產(chǎn)物。其變質(zhì)作用應(yīng)該以同時(shí)升溫升壓的進(jìn)變質(zhì)作用為特征, 往往與地殼持續(xù)埋深相關(guān)(England and Thompson, 1984; Brown and Johnson, 2018)(圖9a、b)。值得注意的是, 前人在穹隆核部的云母片巖及片麻巖中還報(bào)道有藍(lán)晶石和矽線石等典型巴羅型變質(zhì)礦物(丁慧霞等, 2019; Fu et al., 2020)。這些特征都指示了錯(cuò)那洞核部剝露的片巖及片麻巖記錄了早期變質(zhì)變形過(guò)程中地殼垂直增厚的重要信息。相比之下, 第二期變形以S1面理被不同程度改造、主要形成走向近東西向的寬緩至緊閉褶皺F2為特征, 并伴隨近東西向高角度軸面面理(S2)的發(fā)育。這與前人發(fā)現(xiàn)在北喜馬拉雅帶內(nèi)地層廣泛發(fā)育軸向近東西向復(fù)式褶皺一致(Huangfu et al., 2016), 均指示第二期面理的發(fā)育受控于近南北向地殼的水平縮短。另一方面, S2面理的變質(zhì)礦物發(fā)育特征主要以石英、長(zhǎng)石及云母的重結(jié)晶或者重新定向?yàn)樘卣? 展示出相對(duì)弱的變質(zhì)條件, 可能對(duì)應(yīng)于減溫降壓的退變質(zhì)作用過(guò)程, 常見(jiàn)于變質(zhì)地體的剝露和抬升(圖9a、c)。這也表明錯(cuò)那洞區(qū)域在第二期變形過(guò)程中, 伴隨地殼的水平縮短而發(fā)生深部物質(zhì)的構(gòu)造抬升和剝露。值得注意的是, 錯(cuò)那洞穹隆南部韌性剪切帶向南伸展及穹隆兩側(cè)沿走滑斷層而發(fā)生圍巖物質(zhì)相對(duì)穹隆主體的向南伸展剪切構(gòu)造。這與Fu et al. (2020)報(bào)道的穹隆核部物質(zhì)相對(duì)于邊部物質(zhì)存在顯著的向北構(gòu)造擠出的特征相匹配, 且和區(qū)域第二期變形的運(yùn)動(dòng)學(xué)特征相協(xié)調(diào), 表明穹隆的就位與該區(qū)域第二期縮短變形密切相關(guān)。

4.2 錯(cuò)那洞穹隆年代學(xué)特征

錯(cuò)那洞含電氣石石榴石淡色花崗巖的獨(dú)居石U-Pb定年結(jié)果為19.9±1.0 Ma, 代表了該花崗巖的結(jié)晶年齡, 表明其為中新世巖漿活動(dòng)的結(jié)果。這一結(jié)果和錯(cuò)那洞穹隆中淡色花崗巖已有的鋯石U-Pb年代學(xué)結(jié)果(集中在21～18 Ma之間)(表3)在誤差范圍內(nèi)一致。此外, 還有部分學(xué)者指出, 錯(cuò)那洞穹隆巖漿活動(dòng)可以持續(xù)到16 Ma。例如, Fu et al. (2018)和Xie et al. (2018)對(duì)錯(cuò)那洞穹隆核部淡色花崗巖進(jìn)行鋯石U-Pb定年, 定年結(jié)果分別為17.5～15.6 Ma以及16.0 Ma; 黃春梅等(2018)對(duì)錯(cuò)那洞穹隆核部含石榴石二云母花崗巖進(jìn)行鋯石U-Pb定年, 結(jié)果表明其結(jié)晶年齡為16.7 Ma; 張林奎等(2018)對(duì)錯(cuò)那洞穹隆核部含石榴石電氣石花崗巖進(jìn)行鋯石U-Pb定年, 獲得206Pb/238U諧和年齡為16.8～15.9 Ma; Cao et al. (2020)對(duì)錯(cuò)那洞未變形的白云母花崗巖進(jìn)行鋯石U-Pb定年, 表明其結(jié)晶年齡為15.5 Ma。由此可見(jiàn), 錯(cuò)那洞穹隆中淡色花崗巖的形成時(shí)代主要分布在21～16 Ma (表3)。

圖8 錯(cuò)那洞穹隆石榴石?十字石云母片巖中獨(dú)居石BSE圖像(a)及U-Pb年齡諧和圖(b)

(a) 石榴石?十字石片巖變質(zhì)面理發(fā)育的溫度?壓力演化軌跡推測(cè)。典型的巴羅型變質(zhì)梯度(20 ℃/km)及相關(guān)變質(zhì)帶溫壓條件據(jù)Jiang et al., 2019; (b, c) 錯(cuò)那洞穹隆中不同變形期次變質(zhì)礦物發(fā)育特征。

表3 錯(cuò)那洞穹隆年代學(xué)數(shù)據(jù)統(tǒng)計(jì)表

丁慧霞等(2019)在錯(cuò)那洞穹隆圍巖中的石榴石?十字石(藍(lán)晶石)云母片巖內(nèi), 發(fā)現(xiàn)有典型的變質(zhì)成因鋯石, 其U-Pb年齡主要集中在約38 Ma, 被認(rèn)為是云母片巖峰期變質(zhì)年齡。張林奎等(2019)在錯(cuò)那洞核部的花崗質(zhì)片麻巖中也發(fā)現(xiàn)了變質(zhì)成因鋯石, 其U-Pb定年結(jié)果為37.7±0.5 Ma。而高利娥等(2017)所報(bào)道的17.3 Ma的變質(zhì)年齡, 與研究區(qū)第二期變形事件的年齡(19.3 Ma)較為接近, 可能指示了其為該時(shí)期變質(zhì)作用的年齡。近期研究發(fā)現(xiàn), 北喜馬拉雅穹隆中高級(jí)變質(zhì)圍巖普遍記錄了巴羅型進(jìn)變質(zhì)過(guò)程, 以發(fā)育典型的十字石、藍(lán)晶石片巖為特征, 且均記錄了始新世的變質(zhì)年齡, 時(shí)代在50～40 Ma之間(Lee and Whitehouse, 2007; Zhang et al., 2015; Ding et al., 2016a, 2016b; 丁慧霞等, 2019; 李志泰, 2020), 與錯(cuò)那洞已報(bào)道的變質(zhì)年齡類(lèi)似?；诖? 我們認(rèn)為研究區(qū)已報(bào)道的晚始新世(約38 Ma)變質(zhì)年齡近似代表了含石榴石?十字石片巖的峰期變質(zhì)時(shí)代?；谑袷褪质癁橥黄诘脑缙谧冃紊L(zhǎng), 推測(cè)第一期變形至少持續(xù)至始新世晚期。根據(jù)含十字石、

藍(lán)晶石片巖中發(fā)育少許47～38 Ma的變質(zhì)鋯石邊(丁慧霞等, 2019), 可能代表早期變質(zhì)面理進(jìn)變質(zhì)過(guò)程的時(shí)代, 推測(cè)研究區(qū)早期變形可能發(fā)生在中?晚始新世。本次研究的位于云母片巖基質(zhì)中獨(dú)居石的年齡為19.3±2.2 Ma, 與上述變質(zhì)峰期年齡顯著不同。鑒于所測(cè)定的獨(dú)居石均在S2面理中, 該年齡可能代表石榴石?十字石片巖退變質(zhì)年齡, 因與第二期面理發(fā)育密切相關(guān), 代表了第二期變形的活動(dòng)時(shí)間。此外, 部分學(xué)者對(duì)錯(cuò)那洞穹隆圍巖中的云母片巖以及同變形的偉晶巖、糜棱片巖開(kāi)展了Ar-Ar年代學(xué)研究, 表明穹隆圍巖中晚期變形年齡主要為16.6～13.9 Ma (Fu et al., 2018; 付建剛等, 2018, 2020; Cao et al., 2020; Xie et al., 2020)?？紤]到獨(dú)居石U-Pb同位素定年系統(tǒng)比富鉀礦物K-Ar同位素定年系統(tǒng)具有更高的封閉溫度, 本次研究獲得的獨(dú)居石U-Pb年齡與研究區(qū)已存的Ar-Ar年齡可能分別記錄了同期(第二期)變形事件早、晚抬升?冷卻階段。稍老的獨(dú)居石年齡可能代表了S2面理的初始形成時(shí)代, 而后因巖漿及構(gòu)造作用變強(qiáng), 發(fā)生深部物質(zhì)垂向上涌而冷卻的時(shí)代則被稍年輕的Ar-Ar年齡記錄。這也暗示著在穹隆就位過(guò)程中, 其南側(cè)剪切帶角度也可能發(fā)生了變化, 由最初可能為一角度稍緩剪切帶而轉(zhuǎn)變?yōu)橐桓呓嵌认蚰仙煺沟募羟袔А＿@一推斷, 與北喜馬拉雅穹隆中常發(fā)育緩傾剪切帶相符合, 如雅拉香波穹隆(張進(jìn)江等, 2007)。

4.3 錯(cuò)那洞穹隆成因機(jī)制探討

本次研究表明, 穹隆主體的淡色花崗巖的結(jié)晶年齡與錯(cuò)那洞穹隆核部片巖所記錄的第二期變形的活動(dòng)時(shí)代與同期, 說(shuō)明其形成與區(qū)域第二期變形密切相關(guān)。構(gòu)造變形觀測(cè)表明錯(cuò)那洞穹隆的就位是在區(qū)域第二期變形過(guò)程中南北向地殼水平縮短背景下, 深部物質(zhì)北向構(gòu)造抬升形成的, 且這一看法也得到了穹隆核部石榴石?十字石云母片巖變質(zhì)?變形演化軌跡的支持。董漢文等(2017)以及Xie et al. (2018)通過(guò)對(duì)錯(cuò)那洞穹隆已有年代學(xué)綜合分析, 提出錯(cuò)那洞穹隆淡色花崗巖在19～15 Ma經(jīng)歷了快速抬升、冷卻的過(guò)程。這些均說(shuō)明錯(cuò)那洞區(qū)域在中新世經(jīng)歷了復(fù)雜的變質(zhì)?變形、淡色花崗巖就位以及穹隆形成的過(guò)程。在綜合考慮區(qū)域研究成果的基礎(chǔ)上, 將錯(cuò)那洞地區(qū)構(gòu)造演化概括為兩個(gè)重要階段: 第一階段為中?晚始新世(約47～38 Ma), 以發(fā)育早期巴羅型變質(zhì)面理為特征, 暗示地殼不斷增厚的過(guò)程; 第二階段為早?中中新世(約19～15 Ma), 以發(fā)育區(qū)域東西向褶皺伴隨花崗巖?片巖深部快速構(gòu)造擠出成穹隆為特征, 可能對(duì)應(yīng)區(qū)域南北向地殼水平縮短(圖10a、b)。

特提斯喜馬拉雅帶中諸多出露的中高級(jí)變質(zhì)均記錄了一期地殼不斷埋深和加厚的地質(zhì)過(guò)程, 且相關(guān)變質(zhì)作用峰期時(shí)代多集中于中?晚始新世, 與錯(cuò)那洞地區(qū)巴羅型變質(zhì)作用同期(Lee and Whitehouse, 2007; Zhang et al., 2015; Ding et al., 2016a, 2016b; 丁慧霞等, 2019; 李志泰, 2020)。同期的相同類(lèi)型變質(zhì)作用在南部的高喜馬拉雅造山帶中也被廣泛報(bào)道(Kali et al., 2010; Donaldson et al., 2013; Wang et al., 2015)。這些結(jié)果表明不論是特提斯喜馬拉雅還是高喜馬拉雅造山帶, 均存在始新世地殼埋深加厚過(guò)程。這一過(guò)程可能對(duì)應(yīng)于印度?亞洲板塊初始碰撞而產(chǎn)生顯著的地殼垂向增厚過(guò)程(Lee et al., 2000, 2004)。關(guān)于藏南拆離系的研究, 普遍認(rèn)為其活動(dòng)時(shí)間在35～13 Ma(Lee and Whitehouse, 2007; Zhang and Guo, 2007; 張進(jìn)江等, 2011; Schultz et al., 2017)。本次研究所揭示的第二期變形中緊閉褶皺及構(gòu)造抬升很可能就是此大地構(gòu)造背景下, 與位于藏南拆離系之上中上地殼發(fā)生南北向巨量縮短及構(gòu)造抬升有關(guān)。在該地質(zhì)過(guò)程中, 深部地殼物質(zhì)(以片麻巖及花崗巖熔體為主)受構(gòu)造擠壓收縮發(fā)生垂向構(gòu)造擠出, 與之相匹配是穹隆周?chē)镔|(zhì)沿穹隆邊部發(fā)生伸展拆離。在這一共同機(jī)制的作用下, 來(lái)自深部的片麻巖及花崗巖熔體則易于在淺部地殼形成穹隆狀構(gòu)造。類(lèi)似的成因機(jī)制, 在歐洲華力西造山帶片麻巖穹隆成因研究中也常有報(bào)道(?típská et al., 2008; Aguilar et al., 2015)。

GDB. 岡底斯巖基; ITSZ. 雅魯藏布江縫合帶; GCT. 大反轉(zhuǎn)逆沖斷層; THS. 特提斯喜馬拉雅巖系; Yardoi. 雅拉香波穹隆; CND. 錯(cuò)那洞穹隆; STDS. 藏南拆離系; GHS. 高喜馬拉雅巖系; MCT. 主中央斷層; LHS. 低喜馬拉雅巖系; MBT. 主邊界斷層。巴羅型變質(zhì)帶: grt. 石榴石帶; st. 十字石帶; ky. 藍(lán)晶石帶。

5 結(jié) 論

(1) 錯(cuò)那洞地區(qū)存在兩期主要構(gòu)造?熱演化事件, 其中早期事件以發(fā)育平緩巴羅型變質(zhì)面理的構(gòu)造埋深為特征, 而第二期事件則以發(fā)育區(qū)域東西向褶皺的南北向構(gòu)造縮短并伴隨深部花崗巖?片麻巖的構(gòu)造擠出在淺部形成穹隆為特征。

(2) 獨(dú)居石U-Pb年代學(xué)研究指出錯(cuò)那洞穹隆核部淡色花崗巖的形成年齡與區(qū)域第二期變質(zhì)面理發(fā)育同期, 均為中新世(約19 Ma)。

(3) 結(jié)合區(qū)域已有資料, 錯(cuò)那洞早期變形發(fā)生在中?晚始新世, 可能與該時(shí)期印度?亞洲板塊碰撞而產(chǎn)生的地殼垂向顯著增厚相關(guān); 而與第二期變形相關(guān)的東西向褶皺及花崗巖?片麻巖穹隆的形成, 可能與中新世藏南拆離系活動(dòng)的背景下, 中上地殼發(fā)生南北向巨量縮短及構(gòu)造抬升有關(guān)。

致謝:課題組李志泰和舒坦在實(shí)驗(yàn)以及論文寫(xiě)作過(guò)程中給予了大力幫助; 兩位匿名審稿人仔細(xì)審閱本文, 并提出了建設(shè)性的修改意見(jiàn), 使文章質(zhì)量得到顯著提升, 在此一并表示衷心的感謝！

丁慧霞, 李文壇, 江媛媛. 2019. 喜馬拉雅造山帶東段錯(cuò)那洞片麻巖穹窿的變質(zhì)作用及構(gòu)造意義. 巖石學(xué)報(bào), 35(2): 312–324.

董漢文, 許志琴, 孟元庫(kù), 易治宇. 2017. 藏南錯(cuò)那洞淡色花崗巖年代學(xué)研究及其對(duì)藏南拆離系活動(dòng)時(shí)間的限定. 巖石學(xué)報(bào), 33(12): 3741–3752.

付建剛, 李光明, 王根厚, 張林奎, 梁維, 張小瓊, 焦彥杰, 董隨亮. 2020. 西藏錯(cuò)那洞穹窿同構(gòu)造矽卡巖特征及相關(guān)鈹鎢錫稀有金屬礦化的成礦時(shí)代. 吉林大學(xué)學(xué)報(bào)(地球科學(xué)版), 50(5): 1304–1322.

付建剛, 李光明, 王根厚, 張林奎, 梁維, 張志, 董隨亮, 黃勇. 2018. 北喜馬拉雅E-W向伸展變形時(shí)限: 來(lái)自藏南錯(cuò)那洞穹隆Ar-Ar年代學(xué)證據(jù). 地球科學(xué), 43(8): 2638–2650.

高利娥, 曾令森, 王莉, 侯可軍, 郭春麗, 唐索寒. 2013. 藏南馬拉山高鈣二云母花崗巖的年代學(xué)特征及其形成機(jī)制. 巖石學(xué)報(bào), 29(6): 1995–2012.

高利娥, 高家昊, 趙令浩, 侯可軍, 唐索寒. 2017. 藏南拿日雍錯(cuò)片麻巖穹窿中新世淡色花崗巖的形成過(guò)程: 變泥質(zhì)巖部分熔融與分離結(jié)晶作用. 巖石學(xué)報(bào), 33(8): 2395–2411.

辜平陽(yáng), 何世平, 李榮社, 時(shí)超, 董增產(chǎn), 査顯鋒, 吳繼蓮, 王軼. 2013. 藏南拉軌崗日變質(zhì)核雜巖核部花崗質(zhì)片麻巖的地球化學(xué)特征及構(gòu)造意義. 巖石學(xué)報(bào), 29(3): 756–768.

郭磊, 張進(jìn)江, 張波. 2008. 北喜馬拉雅然巴穹隆的構(gòu)造、運(yùn)動(dòng)學(xué)特征、年代學(xué)及演化. 自然科學(xué)進(jìn)展, 18(6): 640–650.

郝爽, 李惠民, 李國(guó)占, 耿建珍, 周紅英, 肖志斌, 崔玉榮, 涂家潤(rùn). 2016. LA-ICP-MS測(cè)定錫石U-Pb同位素年齡時(shí)兩種普通鉛扣除方法的原理及適用性比較. 地質(zhì)通報(bào), 35(4): 622–632.

黃春梅, 李光明, 張志, 梁維, 黃勇, 張林奎, 付建剛. 2018. 藏南錯(cuò)那洞淡色花崗巖成因: 來(lái)自全巖地球化學(xué)和鋯石U-Pb年齡的約束. 地學(xué)前緣, 25(6): 182– 195.

金勝, 魏文博, 汪碩, 葉高峰, 鄧明, 譚捍東. 2010. 青藏高原地殼高導(dǎo)層的成因及動(dòng)力學(xué)意義探討——大地電磁探測(cè)提供的證據(jù). 地球物理學(xué)報(bào), 53(10): 2376– 2385.

李志泰. 2020. 藏南然巴地區(qū)變質(zhì)變形作用與淡色花崗巖成因研究. 廣州: 中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所碩士學(xué)位論文.

林彬, 唐菊興, 鄭文寶, 冷秋鋒, 林鑫, 王藝云, 孟展, 唐攀, 丁帥, 徐云峰, 袁梅. 2016. 西藏錯(cuò)那洞淡色花崗巖地球化學(xué)特征、成巖時(shí)代及巖石成因. 巖石礦物學(xué)雜志, 35(3): 391–406.

劉志超. 2013. 喜馬拉雅然巴淡色花崗巖時(shí)代與成因. 北京: 中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所博士學(xué)位論文.

莫宣學(xué), 趙志丹, 鄧晉福, 喻學(xué)惠, 羅照華, 董國(guó)臣. 2007. 青藏新生代鉀質(zhì)火山活動(dòng)的時(shí)空遷移及向東部玄武巖省的過(guò)渡: 殼幔深部物質(zhì)流的暗示. 現(xiàn)代地質(zhì), (2): 255–264.

戚學(xué)祥, 曾令森, 孟祥金, 許志琴, 李天福. 2008. 特提斯喜馬拉雅打拉花崗巖的鋯石SHRIMP U-Pb定年及其地質(zhì)意義. 巖石學(xué)報(bào), 24(7): 1501–1508.

王曉先, 張進(jìn)江, 閆淑玉, 劉江. 2016. 藏南錯(cuò)那淡色花崗巖LA-MC-ICP-MS鋯石U-Pb年齡、巖石地球化學(xué)及其地質(zhì)意義. 地質(zhì)通報(bào), 35(1): 91–103.

吳福元, 劉志超, 劉小馳, 紀(jì)偉強(qiáng). 2015. 喜馬拉雅淡色花崗巖. 巖石學(xué)報(bào), 31(1): 1–36.

許志琴, 馬緒宣. 2015. 中國(guó)大陸顯生宙俯沖型、碰撞型和復(fù)合型片麻巖穹窿(群). 巖石學(xué)報(bào), 31(12): 3509–3523.

許志琴, 楊經(jīng)綏, 姜枚, 李海兵. 1999. 大陸俯沖作用及青藏高原周緣造山帶的崛起. 地學(xué)前緣, 6(3): 139–151.

張進(jìn)江. 2007. 北喜馬拉雅及藏南伸展構(gòu)造綜述. 地質(zhì)通報(bào), 26(6): 639–649.

張進(jìn)江, 郭磊, 張波. 2007. 北喜馬拉雅穹隆帶雅拉香波穹隆的構(gòu)造組成和運(yùn)動(dòng)學(xué)特征. 地質(zhì)科學(xué), 42(1): 16–30.

張進(jìn)江, 楊雄英, 戚國(guó)偉, 王德朝. 2011. 馬拉山穹窿的活動(dòng)時(shí)限及其在藏南拆離系——北喜馬拉雅片麻巖穹窿形成機(jī)制的應(yīng)用. 巖石學(xué)報(bào), 27(12): 3535–3544.

張林奎, 李光明, 曹華文, 張志, 付建剛, 夏祥標(biāo), 董隨亮, 梁維, 黃勇. 2019. 藏南錯(cuò)那洞花崗質(zhì)片麻巖鋯石年齡、Hf同位素及其對(duì)原特提斯洋演化的啟示. 中國(guó)地質(zhì), 46(6): 1312–1335.

張林奎, 張志, 李光明, 董隨亮, 夏祥標(biāo), 梁維, 付健剛, 曹華文. 2018. 特提斯喜馬拉雅錯(cuò)那洞穹隆的巖石組合、構(gòu)造特征與成因. 地球科學(xué), 43(8): 2664–2683.

張澤明, 董昕, 丁慧霞, 田作林, 向華. 2017. 喜馬拉雅造山帶的變質(zhì)作用與部分熔融. 巖石學(xué)報(bào), 33(8): 2313– 2341.

張澤明, 康東艷, 丁慧霞, 田作林, 董昕, 秦圣凱, 穆虹辰, 李夢(mèng)梅. 2018. 喜馬拉雅造山帶的部分熔融與淡色花崗巖成因機(jī)制. 地球科學(xué), 43(1): 82–98.

張志, 李光明, 張林奎, 董隨亮, 梁維, 付健剛, 黃勇, 曹華文, 夏祥標(biāo). 2020. 藏南錯(cuò)那洞穹隆早漸新世含綠柱石花崗偉晶巖的成因機(jī)制及其地質(zhì)意義. 沉積與特提斯地質(zhì), 40(2): 18–34.

Aguilar C, Liesa M, ?típská P, Schulmann K, Mu?oz J A, Casas J M. 2015. P-T-t-d evolution of orogenic middle crustof the Roc de Frausa Massif (Eastern Pyrenees): A result of horizontal crustal flow and Carboniferous doming?, 33(3): 273–294.

Aleinikoff J N, Schenck W S, Plank M O, Srogi L, Fanning C M, Kamo S L, Bosbyshell H. 2006. Deciphering igneous and metamorphic events in high-grade rocks of the Wilmington Complex, Delaware: Morphology, cathodoluminescence and backscattered electron zoning, and SHRIMP U-Pb geochronology of zircon and monazite., 118(1–2): 39– 64.

Aoya M, Wallis S R, Terada K, Lee J, Kawakami T, Wang Y and Heizler M. 2005. North-south extension in the Tibetan crust triggered by granite emplacement., 33(11): 853–856.

Brookfield M E. 1993. The Himalayan passive margin from Precambrian to Cretaceous times., 84(1–4): 1–35.

Brown M, Johnson T. 2018. Secular change in metamorphism and the onset of global plate tectonics., 103(2): 181–196.

Brun J P, Sokoutis D, Driessche J V D. 1994. Analogue modeling of detachment fault systems and core complexes., 22(4): 319–322.

Buck W R. 1991. Modes of continental lithospheric extension., 96(B12): 20161–20178.

Burchfiel B C, Chen Z, Hodges K V, Liu Y, Royden L H, Deng C, Xu J. 1992. The South Tibetan detachment system, Himalayan Orogen: Extension contemporaneous with and parallel to shortening in a collisional mountain belt., 269: 1–41.

Burg J P, Chen G M. 1984. Tectonics and structural zonation of southern Tibet, China., 311(5983): 219–223.

Burg J P, Guiraud M, Chen G M, Li G C. 1984. Himalayan metamorphism and deformations in the North HimalayanBelt (southern Tibet, China)., 69(2): 391–400.

Calvert A T, Gans P B, Amato J M. 1999. Diapiric ascent and cooling of a sillimanite gneiss dome revealed by40Ar/39Ar thermochronology: The Kigluaik Mountains, Seward Peninsula, Alaska.,,, 154(1): 205–232.

Cao H W, Li G M, Zhang Z, Zhang L K, Dong S L, Xia X B, Liang W, Fu J G, Huang Y, Xiang A P, Qing C S, Dai Z W, Pei Q M, Zhang Y H. 2020. Miocene Sn polymetallic mineralization in the Tethyan Himalaya, southeastern Tibet: A case study of the Cuonadong deposit., 119: 1–16.

Chen Z, Liu Y, Hodges K V, Burchfiel B C, Royden L H, Deng C. 1990. The Kangmar Dome: A metamorphic corecomplex in southern Xizang (Tibet)., 250(4987): 1552–1556.

Ding H X, Zhang Z M, Dong X, Tian Z L, Xiang H, Mu H C, Gou Z B, Shui X F, Li W C, Mao L J. 2016a. Early Eocene (c. 50 Ma) collision of the Indian and Asian continents: Constraints from the North Himalayan metamorphic rocks, southeastern Tibet., 435: 64–73.

Ding H X, Zhang Z M, Hu K M, Dong X, Xiang H, Mu H C. 2016b.paths of the North Himalayan metamorphic rocks: Implications for the Himalayan orogeny., 683: 393–404.

Ding L, Kapp P, Wan X Q. 2005. Paleocene-Eocene record of ophiolite obduction and initial India-Asia collision, south central Tibet., 24(3), TC3001.

Donaldson D G, Webb A A G, Menold C A, Kylander-Clark A R C, Hacker B R. 2013. Petrochronology of Himalayan ultrahigh-pressure eclogite., 41(8): 835–838.

England P C, Thompson A B. 1984. Pressure-temperature- time paths of regional metamorphism: I. Heat transfer during the evolution of regions of thickened continental crust., 25(4): 894–928.

Eskola P E. 1949. The problem of mantled geniss domes., 104: 461–476.

Fletcher R C. 1972. Application of a mathematical model to the emplacement of mantled gneiss domes., 272(3): 197–216.

Fu J G, Li G M, Wang G H, Huang Y, Zhang L K, Dong S L, Liang W. 2016. First field identification of the Cuonadong dome in southern Tibet: Implications for EW extension of the North Himalayan gneiss dome., 106(5): 1581–1596.

Fu J G, Li G M, Wang G H, Zhang L K, Liang W, Zhang X Q, Jiao Y J, Dong S L, Huang Y. 2020. Structural analysis of sheath folds and geochronology in the Cuonadong Dome, southern Tibet, China: New constraints on the timing of the South Tibetan detachment system and its relationship to North Himalayan Gneiss Domes., 32(4): 300–323.

Fu J G, Li G M, Wang G H, Zhang L K, Liang W, Zhang X Q, Jiao Y J, Huang Y. 2021. Structural and thermochronologic constraints on skarn rare-metal mineralization in the Cenozoic Cuonadong Dome, Southern Tibet., 205: 1–13.

Fu J G, Li G M, Wang G H, Zhang L K, Liang W, Zhang Z, Zhang X Q, Huang Y. 2018. Synchronous granite intrusion and E–W extension in the Cuonadong dome, southern Tibet, China: Evidence from field observations and thermochronologic results., 107(6): 2023–2041.

Gao L E, Zeng L S. 2014. Fluxed melting of metapelite and the formation of Miocene high-CaO two-mica granites in the Malashan gneiss dome, southern Tibet., 130: 136–155.

Gao L E, Zeng L S, Asimow P D. 2017. Contrasting geochemical signatures of fluid-absent versus fluid-fluxed melting of muscovite in metasedimentary sources: The Himalayan leucogranites., 45(1): 39–42.

Harrison M T, Lovera O M, Grove M. 1997. New insights into the origin of two contrasting Himalayan granite belts., 25(10): 899.

Harrison T M, Mckeegan K D, Lefort P. 1995. Detection of inherited monazite in the Manaslu leucogranite by208Pb-232Th ion microprobe dating: Crystallization age and tectonic implications., 133(3–4): 271–282.

Hodges K V. 1998. The thermodynamics of Himalayan orogenesis.,,, 138(1): 7–22.

Hou Z Q, Zheng Y C, Zeng L S, Gao L E, Huang K X, Li W, Li Q Y, Fu Q, Liang W, Sun Q Z. 2012. Eocene- Oligocene granitoids in southern Tibet: Constraints on crustal anatexis and tectonic evolution of the Himalayan orogen., 349–350: 38–52.

Huangfu P P, Wang Y J, Li Z H, Fan W M, Zhang Y. 2016. Effects of crustal eclogitization on plate subduction/ collision dynamics: Implications for India-Asia collision., 27(5): 727–739.

Jiang Y D, Schulmann K, Sun M, Weinberg R F, ?típská P, Li P F, Zhang J, Chopin F, Wang S, Xia X P, Xiao W J. 2019. Structural and geochronological constraints on Devonian suprasubduction tectonic switching, Permian collisional dynamics in the Chinese Altai, Central Asia., 38(1): 253–280.

Kali E, Leloup P H, Arnaud N, Maheo G, Liu D, Boutonnet E, Woerd J V D, Liu X, Liu-Zeng J, Li H. 2010. Exhumation history of the deepest central Himalayan rocks, Ama Drime range: Key pressure-temperature- deformation-time constraints on orogenic models., 29(2): 1–31.

King J, Harris N, Argles T, Parrish R, Zhang H. 2010. Contribution of crustal anatexis to the tectonic evolutionof Indian crust beneath southern Tibet., 123(1–2): 218–239.

Langille J, Lee J, Hacker B, Seward G. 2010. Middle crustal ductile deformation patterns in southern Tibet: Insights from vorticity studies in Mabja Dome., 32(1): 70–85.

Lee J, Whitehouse M J. 2007. Onset of mid-crustal extensional flow in southern Tibet: Evidence from U/Pb zircon ages., 35(1): 45–48.

Lee J, Hacker B, Wang Y. 2004. Evolution of North Himalayan gneiss domes: Structural and metamorphic studies in Mabja Dome, southern Tibet., 26(12): 2297–2316.

Lee J, Hacker B R, Dinklage W S, Wang Y, Gans P, Calvert A, Wan J, Chen W, Blythe A E, McClelland W. 2000. Evolution of the Kangmar Dome, southern Tibet: Structural, petrologic, and thermochronologic constraints., 19(5): 872–895.

Lee J, Hager C, Wallis S R, Stockli D F, Whitehouse M J, Aoya M, Wang Y. 2011. Middle to late Miocene extremely rapid exhumation and thermal reequilibration in the Kung Co rift, southern Tibet., 30(2), TC2007.

Lee J, Mcclelland W, Wang Y, Blythe A, Mcwilliams M. 2006. Oligocene-Miocene middle crustal flow in southernTibet: Geochronology of Mabja Dome.,,, 268(1): 445–469.

Leech M. 2008. Does the Karakoram fault interrupt mid- crustal channel flow in the western Himalaya?, 276(3–4): 314–322.

Leloup P H, Mahéo G, Arnaud N, Kali E, Boutonnet E, Liu D Y, Liu X H, Li H B. 2010. The South Tibet detachment shear zone in the Dinggye area Time constraints on extrusion models of the Himalayas., 292(1–2): 1–16.

Liu Y S, Gao S, Hu Z C, Gao C G, Zong K Q, Wang D B. 2010. Continental and oceanic crust recycling-induced melt-peridotite Interactions in the Trans-North China Orogen: U-Pb dating, Hf isotopes and trace elements in zircons from mantle xenoliths., 51(1–2): 537–571.

Liu Z C, Wu F Y, Ji W Q, Wang J G, Liu C Z. 2014. Petrogenesis of the Ramba leucogranite in the Tethyan Himalaya and constraints on the channel flow model., 208–209: 118–136.

Pati?o Douce A E, Harris N. 1998. Experimental constraints on Himalayan anatexis., 39(4): 689–710.

Quigley M, Yu L J, Liu X H, Wilson C J L, Sandiford M, Phillips D. 2006.40Ar/39Ar thermochronology of the Kampa Dome, southern Tibet: Implications for tectonic evolution of the North Himalayan gneiss domes., 421(3-4): 269–297.

Sachan H K, Kohn M J, Saxena A, Corrie S L. 2010. The Malari leucogranite, Garhwal Himalaya, northern India: Chemistry, age, and tectonic implications., 122(11-12): 1865–1876.

Schultz M H, Hodges K V, Ehlers T A, Soest M V, Wartho J A. 2017. Thermochronologic constraints on the slip history of the South Tibetan detachment system in the Everest region, southern Tibet., 459: 105–117.

Spratt J E, Jones A G, Nelson K D, Unsworth M J. 2005. Crustal structure of the India-Asia collision zone, southern Tibet, from INDEPTH MT investigations., 150(1–3): 227–237.

?típská P, Schulmann K, Powell R. 2008. Contrasting metamorphic histories of lenses of high-pressure rocks and host migmatites with a flat orogenic fabric (Bohemian Massif, Czech Republic): A result of tectonic mixing within horizontal crustal flow?, 26(6): 623–646.

Teyssier C, Whitney D L. 2002. Gneiss domes and orogeny., 30(12): 1139–1142.

Vance D, Harris N. 1999. Timing of prograde metamorphism in the Zanskar Himalaya., 27(5): 395–398.

Vanderhaeghe O, Teyssier C, Wysoczanski R. 1999. Structural and geochronological constraints on the role of partial melting during the formation of the Shuswap metamorphic core complex at the latitude of the Thor-Odin dome, British Columbia., 36(6): 917–943.

Wagner T, Lee J, Hacker B R, Seward G. 2010. Kinematics and vorticity in Kangmar Dome, southern Tibet: Testing midcrustal channel flow models for the Himalaya., 29, TC6011.

Wang J M, Zhang J J, Wei C J, Rai S M, Wang M, Qian J H. 2015. Characterising the metamorphic discontinuity across the Main Central Thrust Zone of eastern-central Nepal., 101(1): 83–100.

Webb A A G, Yin A, Harrison T M, Célérier J, Burgess W P. 2007. The leading edge of the Greater Himalayan Crystalline complex revealed in the NW Indian Himalaya: Impli-cations for the evolution of the Himalayan orogen., 35(10): 955–958.

Xie J J, Qiu H N, Bai X J, Zhang W F, Wang Q, Xia X P. 2018. Geochronological and geochemical constraints on the Cuonadong leucogranite, eastern Himalaya., 37(3): 347–359.

Xie L, Tao X Y, Wang R C, Wu F Y, Liu C, Liu X, Li X C, Zhang R Q. 2020. Highly fractionated leucogranites in the eastern Himalayan Cuonadong dome and related magmatic Be-Nb-Ta and hydrothermal Be-W-Sn mineralization., 354–355, 105286.

Xu Z Q, Wang Q, Pêcher A, Liang F H, Qi X X, Cai Z H, Li H Q, Zeng L S, Cao H. 2013. Orogen-parallel ductile extension and extrusion of the Greater Himalaya in the late Oligocene and Miocene., 32(2): 191–215.

Xu Z Q, Yang J S, Li H B, Ji S C, Liu Y. 2011. On the tectonics of the India-Asia collision., 85(1): 1–33.

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

Yin A, Harrison T M. 2000. Geologic evolution of the Himalayan Tibetan orogen., 28: 211–280.

Zeng L S, Gao L E, Tang S H, Hou K J, Guo C L, Hu G Y. 2014. Eocene magmatism in the Tethyan Himalaya, southern Tibet.,,, 412(1): 287–316.

Zhang H F, Harris N, Parrish R, Kelley S, Zhang L, Rogers N, Argles T, King J. 2004. Causes and consequences of protracted melting of the mid-crust exposed in the North Himalayan antiform., 228(1–2): 195–212.

Zhang J J, Guo L. 2007. Structure and geochronology of the southern Xainza-Dinggye rift and its relationship to the south Tibetan detachment system., 29(5–6): 722–736.

Zhang J J, Santosh M, Wang X X, Guo L, Yang X Y, Zhang B. 2012. Tectonics of the northern Himalaya since the India-Asia collision., 21(4): 939– 960.

Zhang Z M, Xiang H, Dong X, Ding H X, He Z Y. 2015. Long-lived high-temperature granulite-facies metamorphism in the Eastern Himalayan orogen, south Tibet., 212–215: 1–15.

Formation of the Cuonadong Dome, Tethyan Himalaya:Constraints from Petro-structural Observations and Monazite U-Pb Geochronology

WANG Lianfeng1, 2, 3, XU Kang1, 2, 3, LI Zhiyong1, 2, 3, WANG Qiang1, 2, JIANG Yingde1, 2*

(1. State Key Laboratory of Isotope Geochemistry, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 2. CAS Center for Excellence in Deep Earth Science, Guangzhou510640, Guangdong, China; 3. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China)

The underlying mechanism accounting for the formation of the Cuonadong Dome remains obscure due to the lack of detailed investigations on the tectonic-metamorphic history of the dome and its associated metamorphic envelops. In order to fill this research gap, detailed petro-structural analysis and monazite U-Pb geochronological studies were carried out for the Cuonadong Dome. On the basis of structural investigations, two prominent episodes of deformation were identified, designated as D1and D2. The first episode of deformation (D1) is characterized by the formation an ubiquitous sub-horizontal metamorphic foliation (S1) whereas the second one (D2) is marked by the widespread nearly west-east-trending close to open F2folds in association with spaced high-angle axial plane cleavages S2. Metamorphic petrographic analysis revealed that the S1foliations developed in the metamorphic envelope and in the core of the dome are up to biotite zone and staurolite zone conditions, respectively. Petro-structural analysis shows that biotite, garnet and staurolite index minerals grew synchronously with the S1metamorphic foliations, suggesting D1was probably associated with prograde Barrovian-type metamorphism and thus points to a progressive burial history. In contrast, during the D2event, the S1assemblage was affected by the F2folding but remained stable, except for some quartz, feldspar and mica grains aligned parallel to the S2foliations, which could represent re-orientated S1assemblage or newly grew S2assemblage. These features suggest that the S2fabric probably corresponded with a retrograde evolution, implying an exhumation process. Besides, a prominent ductile shear zone developed syntectonically with D2along the southern flank of the dome, as a transition zone separating the metamorphic envelop and the core of the dome. Meanwhile, the dextral and sinistral strike-slip movements developed along the eastern and western flanks of the dome, respectively. These features collectively suggest that the exhumation of the dome was associated with top-to-north shearing. Monazite U-Pb dating of (tourmaline) garnet-bearing leucogranite yielded a crystallization age of 19.9±1.0 Ma, suggestive of a Miocene magmatism in the region.U-Pb monazite dating of the garnet-staurolite mica-schist from the core of the dome gave an age of 19.3±2.2 Ma, overlapping with the age of the leucogranite. Taken the regional available age data into account, the monazite U-Pb age data from the mica-schist can be interpreted as the time of D2. Combined with regional available data, our study suggests that (1) the D1deformation had activated at least since Middle-to-Late Eocene in association with significant crustal thickening, which represents an exemplification of the initial India-Asia collision; (2) the D2event that was responsible for the F2folding and formation of the Cuonadong Dome, was probably connected with the development of the Southern Tibetan Detachment System (STDS) in the Miocene, which might lead to the massive north-south shortening and significant tectonic extrusion.

Tethyan Himalayan; Cuonadong Dome; deformation; monazite U-Pb age; dome formation

2021-02-01;

2021-04-02

第二次青藏高原科學(xué)考察研究計(jì)劃(STEP)(2019QZKK0702)資助。

王連峰(1993–), 男, 碩士研究生, 構(gòu)造地質(zhì)學(xué)專(zhuān)業(yè)。E-mail: wanglianfeng@gig.ac.cn

蔣映德(1982–), 男, 研究員, 主要從事造山帶構(gòu)造變形與變質(zhì)演化研究。E-mail: jiangyd@gig.ac.cn

P542; P597

A

1001-1552(2022)02-0253-019