2014, Vol. 30
2. 大陆构造与动力学国家重点实验室, 中国地质科学院地质研究所, 北京 100037;
3. 中国地质大学, 北京 100083;
4. Department of Geosciences, Eberhard Karls University Tübingen, Tübingen D-72074;
5. 中国科学院广州地球化学研究所, 广州 510640
2. State Key Laboratory of Continental Tectonics and Dynamics, Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
3. China University of Geosciences, Beijing 100083, China;
4. Department of Geosciences, Eberhard Karls University Tübingen, Tübingen D-72074, Germany;
5. Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510604, China
1 引言
在藏北羌塘中部，有一近东西向延长达500km的山脉产出，被称为羌中隆起(吴瑞忠等，1986)，大体将羌塘一分为二，这就是南、北羌塘的由来(图 1)。长期以来，对羌中隆起的构造属性及其演化过程的认识截然不同，争论不休。吴瑞忠等(1986)最早将出露于羌中隆起一带的变质杂岩称为阿木岗群，由下至上，再细分为片麻岩段、石英岩段、绿片岩段和硅质岩段，认为这些变质杂岩构成了羌塘盆地前泥盆纪变质基底。黄继钧(2001)进一步阐述了羌塘盆地具有双层结构，即“结晶硬基底”和“变质软基底”。王国芝和王成善(2001)对羌塘基底变质岩系进行了解体，认为果干加年日(山)群年龄为1111Ma，戈木日群大于1111Ma，戈木日群和果干加年日(山)群均属于元古宙变质基底。李曰俊等(1997)则认为该套变质岩是晚三叠世的构造混杂岩，不能作为羌塘地块的变质基底，这一观点得到了李才(2003)的支持。与此变质岩带相伴，还常有基性-超基性岩块产出，最近在吴瑞忠等(1986)称为绿片岩相变质杂岩带中发现了以低温榴辉岩、石榴石蓝闪石片岩为代表的低温高压变质杂岩(李才等，2006; Kapp et al., 2000，2003; Zhang et al., 2006; Liu et al., 2011)，并且羌中隆起两侧的沉积地层、古生物面貌差异较大，因此许多学者认为该隆起应代表了一重要的古板块边界(李才等，1987; Zhang et al., 2001)：北羌塘地块属欧亚陆块，南羌塘地块则亲冈瓦纳大陆，龙木错-双湖缝合带代表了冈瓦纳大陆之北界。但这一观点争议颇大，例如Yin and Harrison(2000)、Kapp et al. (2000，2003)等认为该区的变质杂岩系从北侧200km之外的金沙江缝合带低角度南向俯冲所形成的高压变质杂岩，然后从羌塘中部拆离剥露出来，南、北羌塘属同一构造单元，羌中隆起则类似弧后盆地。最近，Pullen et al. (2008)修正了该模型，不再强调长距离低角度俯冲，转而提出了该变质杂岩系岛弧岩石南向俯冲于南侧羌塘地块之下的观点，但依然强调该变质杂岩系从弧后盆地处，羌塘地块中部拆离剥露、仍然坚持南、北羌塘同属一构造单元等观点，认为金沙江缝合带才是冈瓦纳大陆之北界(Gehrels et al., 2011; Pullen et al., 2011)。潘桂棠等学者则认为羌中隆起混杂岩具有典型的蛇绿构造混杂岩特征，是青藏高原内部规模最大、最壮观的古洋壳遗迹，南羌塘不是独立地块，而是一巨型增生杂岩带，其北侧的龙木错-双湖-澜沧江带与其南侧的班公湖-怒江缝合带同属一巨型缝合带的不同分支，共同代表了冈瓦纳大陆的北界(潘桂棠等，2012; Pan et al., 2012)。本文报道南羌塘块体北缘的奥陶纪平行不整合面，确定该不整合面下伏的浅变质石英砂岩为寒武纪沉积岩，暂命名为荣玛组，试图为丰富当前研究程度较低的羌塘地块的认识提供新的科学依据。
 | 图 1 藏北羌塘荣玛地质简图，右下角插图示意研究区的大地构造位置(据Liu et al., 2011; Zhao et al., 2014修改)LST-拉萨地体；SQT-南羌塘地体；NQT-北羌塘地体；HM-喜马拉雅地体；IYS-雅鲁藏布江缝合带；BNS-班公湖-怒江缝合带；LSS-龙木错-双湖缝合带；XJS-西金乌兰-金沙江缝合带Fig. 1 Simplified geological map of Rongma，northern Tibet(modified after Liu et al., 2011; Zhao et al., 2014) |
研究区位于藏北高原尼玛县荣玛乡(图 1)。区内广泛出露增生杂岩、荣玛组浅变质石英砂岩、中、上奥陶统塔石山组石英砂岩和泥灰岩、晚古生代粉砂岩、新近纪康托组紫红色磨拉石等岩石单元(图 1)。印支期花岗斑岩侵位于荣玛组浅变质石英砂岩之中(Zhao et al., 2014)。增生杂岩为一套完全无序的构造混杂岩，可根据岩相，将增生杂岩进一步细分为：镁铁质、超镁铁质岩石，如枕状熔岩、辉长岩、蛇纹岩等岩石、印支期的高压低温变质杂岩，如石榴蓝片岩、蓝片岩(李才等，2006; Pullen et al., 2008; Liu et al., 2011)、绿片岩相变质杂岩，如深灰色细粒二云母石英片岩、绿泥石二云母石英片岩、硅质岩、大理岩等岩石类型。空间上绿片岩相变质杂岩分布较广，吴瑞忠等(1986)称其为阿木岗群中的绿片岩段。这套绿片岩相变质岩韧性变形强烈，常发育紧闭褶皱、无根褶皱等，与荣玛组浅变质石英砂岩、奥陶系塔石山组岩石构造并置在一起(图 2、图 3)。荣玛组是本文暂命名的岩石地层单元，以中、厚层状浅变质石英砂岩为主，其中夹有薄层泥灰岩，顶部与中、晚奥陶统塔石山组直接接触(图 2、图 4)。这套浅变质石英砂岩空间上出露广泛，东起双湖，西至改则北部的鲁谷地区，在东西长达近500km、南北宽约50km范围内均有出露。吴瑞忠等(1986)称其为阿木岗群的石英岩段。在本研究区内(图 2)，荣玛组的浅变质石英砂岩常呈中、厚层状产出，岩石变形较强，但依然可根据其中所夹薄层泥灰岩，恢复其原始层理。塔石山组是吉林大学地质调查研究院(2005)在125万区域地质调查期间新建立的一个岩石地层单元，建组地点为塔石山(图 1)。在塔石山一带，塔石山组出露面积约20km2，呈断块产出于晚古生代地层中(图 1)。因为断层发育，未见该组底部。该组中上部的泥灰岩、碳酸盐岩地层中常含有鹦鹉螺类角石化石，因此被归入中、晚奥陶世地层(吉林大学地质调查研究院，2005)。在荣玛乡附近(图 1、图 2)，塔石山组地层出露更佳，底部为角砾岩层，厚约20m。底砾岩之上为钙质粉砂岩，整合接触(图 5)。钙质粉砂岩之上多为石英粉砂岩、细砂岩夹薄层泥灰岩，向上，泥灰岩、碳酸盐岩、钙质粉砂岩逐渐增多，而石英砂岩含量则下降。在该地区的塔石山组中、上部的泥灰岩、碳酸盐岩中同样常可见鹦鹉螺类角石化石(图 5)。虽然塔石山组的沉积岩变形也较强，灰岩中的角石化石发生了明显的塑性流变，横截面发育典型的S-C组构，岩石层理常被S1替代，但还是可以根据石英砂岩中的泥灰岩夹层恢复原始层理。根据原始层理面判断，上部的塔石山组与下伏荣玛组之间的地层产状是平行的(图 5)。研究区内未见石炭-二叠系沉积岩与奥陶系地层直接接触，从笔者所填地质图的图面关系推测为断层接触(图 2)，新近纪康托组则大角度不整合于奥陶系和石炭-二叠系粉砂岩之上(图 2)。
 | 图 2 藏北南羌塘荣玛乡温泉地质简图(位置详见图 1)Fig. 2 Geological sketch map of Rongma area，northern Tibet(location sees Fig. 1) |
 | 图 3 绿片岩相变质杂岩与浅变质石英砂岩构造并置关系图中红线代表走滑断层接触面，红色圆圈指示走滑方向，拍摄地点位于图 2中黄色三角形处Fig. 3 Structure juxtaposed relationship between greenschist facies metamorphic rocks(left) and Rongma low-grade metamorphic quartz s and stones(right) |
 | 图 4 藏北南羌塘荣玛乡奥陶纪不整合面地质剖面图NT71306-荣玛组浅变质石英砂岩;NT71305-塔石山组底砾岩，NT71304、NT71303-塔石山组下部石英砂岩Fig. 4 Geological cross-section of Ordovician unconformity in Rongma area，northern Tibet |
 | 图 5 藏北南羌塘荣玛乡寒武-奥陶纪地层宏观照片(a)-塔石山组底砾岩与上覆石英粉砂岩整合接触;(b)-中、上奥陶统含角石化石的泥灰岩;(c)-塔石山组底砾岩与下伏荣玛组浅变质石英砂岩平行不整合接触，红线指示接触面;(d)-塔石山组底砾岩宏观照片，以下伏浅变质石英砂岩角砾为主Fig. 5 Photos of Cambrian-Ordovician strata in Rongma area，northern Tibet |
3 不整合面地质特征
该不整合位于尼玛县荣玛乡之西约3km(图 1、图 2)，其剖面岩性特征从上到下依次为(图 4)：
不整合面上覆塔石山组地层：上部为中厚层状石英粉砂岩、细砂岩夹薄层泥灰岩和页岩，厚度大于50m，倾角在10°~20°之间。石英砂岩主要由石英组成，有少量白云母、自形-半自形锆石和电气石等矿物，颗粒粒径一般为0.1~0.2mm(图 6)。下部为一套灰白色钙质粉砂岩夹灰白色砂质页岩、泥灰岩，厚约30m，底部与底砾岩整合接触。目前未能在塔石山组下部岩层中发现可辨识的化石。
 | 图 6 藏北南羌塘荣玛乡奥陶纪不整合面上下岩石显微照片(a)-不整合面上覆塔石山组石英砂岩显微照片(正交偏光);(b)-塔石山组底砾岩显微照片(单偏光);(c)-不整合面下伏荣玛组浅变质石英砂岩显微照片(正交偏光)，基质已部分变质为绢云母和绿泥石Fig. 6 Photomicrographs of rocks above and beneath the unconformity in Rongma area，northern Tibet，respectively |
底砾岩：底砾岩厚度约为20m，砾石成分单一，以不整合面下伏的石英岩角砾为主，如灰白色中、粗粒浅变质石英砂岩(图 5d)，有少量白色石英脉。砾石多呈椭圆状-次棱角状产出，具有一定的磨圆度，分选性较好。直径一般为3~12cm，较大的砾石可超过20cm(图 5d)。该砾石层序清楚(图 5c)，由下往上砾石的粒径逐渐变小，胶结物多为碳酸盐矿物(图 5d、图 6b)。砾石层理面平行上、下沉积岩的原始层理面(图 5a)，据此判断为沉积角砾岩，不是断层角砾岩。
不整合面之下伏荣玛组地层：以灰白色，灰黄色浅变质石英砂岩为主，上与塔石山组之底砾岩接触(图 2、图 4和图 5)，下未见底。未能在此套石英砂岩找到可辨识的化石。显微镜下，浅变质石英砂岩为近等粒结构，块状构造，碎屑物主要包括石英、长石和少量的云母(图 6c)。其中石英含量占75%左右，粒度在0.05~0.5mm。在正交偏光下，常见石英颗粒具有波状消光特征，反映石英颗粒变形较强。长石含量介于5%~10%之间，包括斜长石和微斜长石(图 6c)。其中，斜长石粒度约为0.1mm，微斜长石粒度大约为0.25mm，由此推测其为近源沉积岩。胶结物以泥质为主，次为碳酸盐。泥质胶结物多变质成细粒的绢云母、绿泥石等矿物。副矿物可见自形-半自形锆石(图 6c)。
4 分析方法
本次分析样品共4件，分别为不整合面下伏荣玛组浅变质石英砂岩(NT71306)，不整合面之上塔石山组底砾岩(NT71305)和石英砂岩(NT71303、NT71304)(图 4)，样品坐标为32°58′40″N，86°35′20″E。锆石的分选工作在国土资源部河北省地质矿产局廊坊实验室完成，样品粉碎后经常规浮选、磁选和重液分选后分离出锆石。在双目镜下挑选出形态较为完整，没有明显裂痕和包裹体的锆石，制备锆石微区定年样品靶。在开始锆石U-Pb测试之前，先开展锆石反射光和阴极发光(CL)分析工作，查明锆石样品的内部结构、确定待测年锆石的类型和测年位置。
在中国地质科学院矿产资源研究所，采用配备OXFORD MiniCL阴极发光谱仪的JXA-8800R电子探针完成锆石阴极发光照相。在广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室，使用Resonetics公司生产的RESOlution M-50激光剥蚀系统和Agilent 7500a型的ICP-MS联机期，完成LA-ICP-MS锆石U-Pb及微量元素分析。用美国国家标准计算研究院人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST610进行仪器校正，使仪器达到最佳的灵敏度、最小的氧化物产率(CeO/Ce<3%)和最低的背景值。标样为TEMORA锆石，激光剥蚀直径约为33μm，频率8Hz。具体分析过程详见涂湘林等(2011)。采用ICPMSDataCal(Liu et al., 2008)完成测试数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算)。采用Isoplot(Ver3.0)(Ludwig et al., 2003)完成锆石年龄谐和图和频率图的制作。分析数据详见电子版附表 1。
 | 表 1 荣玛组变质石英砂岩(NT71306)和塔石山组沉积岩(NT71303、NT71304、NT71305)碎屑锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄Appendix Table 1 Detrital zircon LA-ICP-MS U-Pb age of the low-grade metamorphic quartz s and stones(sample NT71306)from Rongma Formation and of the sedimentary rocks(sample NT71303，NT71304，NT71305)from Tashishan Formation |
5 锆石测年结果
不整合面下伏荣玛组浅变质石英砂岩中的锆石多呈长轴状，次为近等轴状和椭圆状，粒度大小通常在80~180μm。在阴极发光图像中，大多数锆石具有振荡环带(图 7a，b)，晶型保存完整，反映它们应为岩浆锆石。少数锆石存在暗色的变质增生边(图 7a)。本次工作对该浅变质石英砂岩样品(NT71306)的123颗锆石进行了128个数据点分析，其中有5粒大颗粒锆石分别测试了核部与暗色边部。分析结果表明这些锆石的Th、U含量和Th/U比值变化极大，分别为0.6×10-6~674.7×10-6，23.9×10-6~856.8×10-6和0.01~2.42，但Th/U比值普遍大于0.1(附表 1)。浅变质石英砂岩中的碎屑锆石年龄分布范围为527~3340Ma(图 8a)。最年轻的碎屑锆石年龄为527±7Ma(图 8a)，谐和度为96%，最老年龄为3340±33Ma，其谐和度为96%。
 | 图 7 藏北荣玛乡奥陶纪不整合面上、下碎屑岩中碎屑锆石阴极发光图(a、b)-荣玛组浅变质石英砂岩碎屑锆石阴极发光图;(c、d)-塔石山组石英砂岩碎屑锆石阴极发光图.锆石普遍具有振荡环带，部分锆石存在变质增生边，少数锆石具有明显的磨圆.红色圆圈指示锆石测年位置，括号外和内的数字分别为数据点编号与206Pb/238U年龄值Fig. 7 Cathodoluminescence images of detrital zircons from the rocks under and above the unconformity in Rongma area，northern Tibet，respectively |
 | 图 8 藏北南羌塘荣玛乡奥陶纪不整合面上、下碎屑岩中的碎屑锆石U-Pb谐和图Fig. 8 Detrital zircon concordia diagrams for clastic rocks under and above the unconformity in Rongma area，northern Tibet，respectively |
不整合面上覆塔石山组石英砂岩、底砾岩中的锆石多呈等柱状和长柱状，少部分呈椭圆状，粒径大小变化悬殊，为60~200μm。阴极发光图像同样显示大多数锆石具有振荡环带(图 7c，d)。部分锆石同样具有暗色变质增生边，少数锆石颗粒内部相对较亮，且无振荡环带(图 7d)。对此3个样品(NT71303、NT71304、NT71305)的302颗锆石进行了311个数据点分析，其中有9粒大颗粒锆石分别分析了核部与边部暗色增生边。结果表明这些锆石的Th、U含量和Th/U比值变化也比较大，分别为1.2×10-6~281.5×10-6，28.0×10-6~1391.7×10-6和0.01~3.32，Th/U比值普遍大于0.1(附表 1)。塔石山组沉积岩碎屑锆石年龄分布范围为471~3552Ma(图 8b)，最年轻的碎屑锆石年龄为471±6Ma，谐和度为95%；最老年龄为3552±26Ma，谐和度为99%。与荣玛组浅变质石英砂岩碎屑锆石相比，最大的不同是：塔石岩组底砾岩、下部的石英砂岩中均出现了年龄为470~480Ma的锆石颗粒群(图 8b)，阴极发光进一步表明年龄为470~480Ma的锆石主要来源于结晶岩，其它年龄段的碎屑锆石则非常相似(图 7c，d)。
6 讨论
Pullen et al. (2008)和董春艳等(2011)曾对本文研究区(图 2)附近的浅变质石英砂岩开展了碎屑锆石年代学研究工作。本文结果与前人结果高度相似，进一步表明本文工作区与邻区的荣玛组浅变质石英砂岩中碎屑锆石来源一致，因此本文结合Pullen et al. (2008)的323个数据点和董春艳等(2011)的145个数据点，重新计算近600个数据点的年龄分布频率图，从而获得荣玛乡浅变质石英砂岩碎屑锆石年龄频率分布图(图 9)，该图清楚地显示了碎屑锆石存在525~700Ma、885~1100Ma、2350~2580Ma三个年龄范围，其中615Ma、980Ma和2485Ma的年龄峰值最为明显(图 9)。不整合面之上，300余粒塔石山组石英砂岩中的碎屑锆石则存在470~520Ma、580~800Ma、950~1100Ma三个年龄变化范围，其中500Ma、585Ma、800Ma和985Ma的年龄峰值显著(图 9)。不整合面上、下石英砂岩碎屑锆石频率分布样式差异比较大，主要差别表现为下伏岩石的碎屑锆石没有出现年龄小于525Ma的锆石，且年龄频率图在小于620Ma区间的样式完全不同，充分反映了这两套沉积砂岩形成时间不同，存在沉积间断。在阴极发光图像(图 7)中，虽有少数锆石有一定程度的磨圆，但大多数锆石为自形半自形，具有典型的岩浆振荡环带，表明锆石主要来源于结晶岩的物源区，并且搬运距离不远(图 7)。需要指出的是，从阴极发光图像与测年结果看，不整合面上覆塔石山组石英砂岩中的碎屑锆石与Pullen et al. (2011)、胡培远等(2010)报道的结晶岩中的锆石非常相似，他们所报道的结晶岩分别位于本文研究区西侧100km和西北侧约50km(图 11)，这反映了塔石山组石英砂岩中的碎屑锆石很可能来自周边“泛非”晚期的结晶岩，同时还表明“泛非运动”晚期所形成的结晶杂岩在奥陶纪时已折返至地表之上，遭受风化和剥蚀，为区内中、上奥陶统石英砂岩等沉积岩的形成提供物质来源，因此推测在这个时期存在一个古隆起或山脉，类似现今的羌中隆起。
 | 图 9 藏北南羌塘荣玛乡奥陶纪不整合面上、下碎屑岩中的碎屑锆石年龄频率图 不整合面下伏浅变质石英砂岩碎屑锆石年龄频率图，由本文实测128个数据、Pullen et al. (2008)323个数据和董春艳等(2011)145个数据组成；不整合面上覆石英砂岩碎屑锆石年龄频率图，本文实测数据.当年龄≤1200Ma时，采用206Pb/238U年龄，反之采用207Pb/206Pb年龄Fig. 9 Detrital zircon age frequency diagram for clastic rocks under and above the unconformity in Rongma area，northern Tibet，respectively |
 | 图 10 青藏高原及东部邻区早古生代地层对比尼泊尔地层据Gehrels et al., 2003，2011;花岗岩年龄据Schärer，1983; Johnson et al., 2001.聂拉木地层据朱同兴等，2003；中国科学院青藏高原综合科学考察队，1984;结晶岩年龄据许志琴等，2005；Liu et al., 2007a.康马地层据周志广等，2004;花岗岩年龄据许志琴等，2005；Lee et al., 2000.申扎地层据中国科学院青藏高原综合科学考察队，1984；计文化等，2009;结晶岩年龄据Gehrels et al., 2011；计文化等，2009.芒市据蔡志慧等，2013.保山地层据黄勇等，2012；谭雪春等，1982;花岗岩年龄据宋述光等，2007.荣玛地层据吉林大学地质调查研究院，2005和本文;花岗岩年龄据Pullen et al., 2011；胡培远等，2010.三岔口地层据夏军等，2006.长蛇山地区地层据吉林大学地质调查研究院，2005和本文.芒康地区地层据中国科学院青藏高原综合科学考察队，1984.昆明地区地层据方润森等，2000；张举等，2013.乐山地区地层据许海龙等，2012.各区地理位置详见图 11Fig. 10 Stratigraphic correlation in Tibetan regions |
 | 图 11 青藏高原大地构造单元及早古生代造山事件记录 1-Baig et al., 1988；2-Garzanti et al., 1986；3-Miller et al., 2001；4-Valdiya et al., 1995；5-Gehrels et al., 2003；6-朱同兴等，2003；7-尹集祥等，1974；8、9-周志广等，2004；10-Gehrels et al., 2011；11-黄勇等，2012；12-蔡志慧等，2013；13-吉林大学地质调查研究院，2005和本文；14-夏军等，2006；15-吉林大学地质调查研究院，2005和本文；16、17-中国科学院青藏高原综合科学考察队，1984；18-Miller et al., 2001；Spencer et al., 2012；19-Decelles et al., 1998；20-Godin et al., 2001；21-Gehrels et al., 2003；22-许志琴等，2005；Liu et al., 2007a；23-Schärer et al., 1983；Johnson et al., 2001；24-Lee et al., 2000；25-董昕等，2009；26-Liu et al., 2007b；27-张泽明等，2008；28-Gehrels et al., 2011；29-解超明等，2010；Guynn et al., 2012；30-宋述光等，2007；31-蔡志慧等，2013；32-董美玲等，2012；刘琦胜等，2012；Liu et al., 2009；33-Pullen et al., 2011；34-胡培远等，2010；35-方润森等，2000；张举等，2013；36-许海龙等，2012. LST-拉萨地体；SQT-南羌塘地体；NQT-北羌塘地体；HM-喜马拉雅造山带；IYS-雅鲁藏布江缝合带；BNS-班公湖-怒江缝合带；LSS-龙木错-双湖缝合带；XJS-西金乌兰-金沙江缝合带Fig. 11 Tectonic units and records of the Early Paleozoic orogenic events in Tibetan regions |
前已指出，由于荣玛组浅变质石英砂岩中没有发现化石，长期以来对其形成时代争议较大(李才，2003)，这导致了人们对南羌塘块体构造属性的认识尚不清晰明了，因此本文试图探讨荣玛组浅变质石英砂岩的形成时代。本文与前人的近600粒碎屑锆石测年结果表明荣玛组浅变质石英砂岩的最大沉积年龄为527±7Ma。不整合面之上石英砂岩的最大沉积年龄为471±6Ma。因此，荣玛组浅变质石英砂岩的形成时代应介于527±7Ma与471±6Ma之间。另一独立的证据是：据笔者实地调查，Pullen et al. (2011)报道的锆石U-Pb年龄介于471~476Ma的正片麻岩，实质是韧性变形较强的二云母花岗岩，该强变形二云母花岗岩位于本文研究区之西侧约100km。笔者关于该二云母花岗岩的未刊锆石U-Pb年龄数据与Pullen et al. (2011)报道的数据一致。该二云母花岗岩的围岩即为荣玛组的变质石英砂岩。此外，最近Zhao et al. (2014)也报道了一个强变形花岗岩侵位于荣玛组浅变质石英砂岩的案例，该强变形花岗岩位于本研究区西北侧约30km，其锆石结晶年龄为471Ma。这充分证明了荣玛组浅变质石英砂岩的形成时代应介于527±7Ma和476Ma之间。考虑石英砂岩形成之后，尚须经历埋藏、压实以及浅变质作用等作用之后，才易于被花岗岩侵位，因此南羌塘块体北部的荣玛组沉积岩最可能形成于寒武纪中、晚期。荣玛组沉积岩与其上覆之塔石山组石英砂岩之间则存在明显的沉积间断，两者之间为平行不整合关系。
青藏高原及东部邻区早古生代地层对比见图 10和图 11。早古生代区域地质对比发现，大体仍以现今的羌中隆起为界，南、北区域的地质特征差异颇大(图 10、图 11)：从南部的喜马拉雅块体至北部的南羌塘块体，再东至滇西的保山块体，寒武-奥陶之交均发生了显著的沉积间断(图 10)：下伏的寒武系与上覆奥陶系之间多为假整合，局部为角度不整合(谭雪春等，1982; 中国科学院青藏高原综合科学考察队，1984; 朱同兴等，2003; 周志广等，2004; 吉林大学地质调查研究院，2005; 计文化等，2009; 黄勇等，2012; 蔡志慧等，2013; Gehrels et al., 2003，2011)。块体内部，则广泛发育460~510Ma的岩浆活动(图 10、图 11)，花岗岩常常侵位于寒武系地层内(图 10、图 11)(许志琴等，2005; 宋述光等，2007; 计文化等，2009; 胡培远等，2010; 蔡志慧等，2013; Schärer et al., 1983; Johnson et al., 2001; Liu et al., 2007a，b; Pullen et al., 2011; Gehrels et al., 2011)。中、晚奥陶世以来，这些地区则连续接受沉积作用，没有发生明显的沉积间断，岩浆活动微弱。与此相对应，东部的滇东地区、四川盆地等地区，寒武、奥陶纪则为连续沉积，不存在明显的沉积间断(图 10)(方润森等，2000；许海龙等，2012；张举等，2013)，但在早奥陶世之后，却常发生沉积间断，多缺失上奥陶统、志留系和下泥盆统地层(图 10)(中国科学院青藏高原综合科学考察队，1984；方润森等，2000；吉林大学地质调查研究院，2005；夏军等，2006；许海龙等，2012；张举等，2013)。上覆地层多为中上泥盆统磨拉石，大角度不整合覆盖在下奥陶统地层之上(图 10)，这些地区不发育460~510Ma的岩浆事件，相反却经历了加里东运动(图 10、图 11)。区域对比充分表明，早在寒武-奥陶纪之交，南羌塘块体就与北羌塘块体就有显著的地质差异(图 10、图 11)，充分反映了这两块体的大地构造属性完全不同。南羌塘块体与其南侧的拉萨、喜马拉雅，及其东部的保山块体有大地构造的亲缘性，均经历了约500Ma左右的晚泛非运动，参与了冈瓦纳超级大陆的形成过程。在中、晚奥陶世时，很可能由于冈瓦纳超级大陆的裂解，海水上侵，形成中上奥陶统海相沉积地层，平行不整合于寒武系地层之上。北羌塘块体则亲扬子块体，经历了强烈的加里东褶皱造山运动。这表明有一古大洋在寒武奥陶纪之交，就分隔开了南、北羌塘块体。
7 结论
(1)南羌塘荣玛组浅变质石英砂岩形成于寒武纪中晚期，与上覆中、上奥陶统塔石山组为平行不整合接触。
(2)中、上奥陶统塔石山组物源多来自本地“泛非运动”晚期所形成的结晶岩，反映“泛非运动”晚期所形成的变质杂岩在奥陶纪早期就已折返至地表之上，遭受剥蚀。即在奥陶纪时，就有类似现今羌中隆起的古山脉，为中、上奥陶统沉积地层的形成提供物质来源。
(3)在寒武-奥陶纪之交，南、北羌塘块体被一古大洋分隔开，各自独立演化。
致谢 野外调查承蒙袁国礼教授、梁晓博士和郑艺龙博士的大力支持与帮助；廖含英女士帮助完成反射光照相、陈振宇博士帮助完成阴极发光照相、孙卫东研究员帮助完成锆石定年分析；张斌硕士帮助完成图表制作；两位审稿人的审阅提升了本文；在此一并表示衷心感谢。
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