2015, Vol. 31
2. 中化地质矿山总局福建地质勘查院, 福州 350013
, WANG GenHou1
, GUO ZhiWen2, LIANG Xiao1, YUAN GuoLi1, WANG HanDong1, HUANG Bo1, HE YaDong1
2. Fujian Geological Exploration Institute of CHEMCHINA Geology & Mine Bureau, Fuzhou 350013, China
羌塘盆地是我国陆域内面积最大的海相沉积盆地，以其独特的地质构造格局和潜在矿产资源前景引起了国内外许多学者的关注。由于该区地处高原腹地，是研究程度最低的地区，长期以来对该盆地大地构造属性争议不休。在羌塘盆地以中央的羌塘隆起为界，将羌塘盆地分为南、北羌塘块体(图 1a)。关于南、北块体的构造属性前人有三种观点：一种观点认为，南、北羌塘块体均属冈瓦纳大陆的一部分，均具有泛非基底，北侧的金沙江缝合带为冈瓦纳大陆之北界(Yin and Harrison， 2000; Kapp et al., 2003; Gehrels et al., 2011; Pullen et al., 2008，2011，2014)；另一种观点则强调南羌塘块体属于冈瓦纳大陆体系，北羌塘块体则亲扬子块体，其间的龙木错-双湖缝合带才是冈瓦纳大陆之北界，为一级构造边界(李才，1987; Zhang et al., 2001; 李才等，2008; 刘焰等，2011; 杨耀等，2014; Zhao et al., 2014)；第三种观点则认为，南羌塘块体是一巨型增生杂岩，班公湖-怒江缝合带为冈瓦纳北界(潘桂堂等，2012)。存在争议的重要原因是羌塘盆地的基底属性长期悬而未决。部分学者认为羌塘盆地存在前寒武纪基底，且还可再细分为上、下两层，下部为刚性的“结晶基底”，上部为变质 的“塑性基底”(王成善等，1987；王国芝等，2001；黄继均等，2001；彭智敏等，2011)。李才(2008)在此“变质基底”中发现晚古生代化石，认为羌塘盆地不存在前寒武纪基底。Pullen et al.(2011)、Zhao et al.(2014)认为南羌塘都古尔花岗片麻岩(474~476Ma)、冈塘错西花岗片麻岩(472Ma)是南羌塘盆地的泛非基底(图 1a)；王根厚等(2009)、Liang et al.(2012)则认为南羌塘为印支期增生楔，其下部不存在大规模的结晶基底。何世平等(2013)在东部玉树地区宁多岩群中获得的碎屑锆石最小年龄为1044±30Ma，侵入宁多岩群的片麻状花岗岩年龄为991±4Ma，因此认为羌塘地区还是存在前寒武纪基底。
 | 图 1 藏北羌塘玛依岗地区日地质简图(据Liang et al., 2012修改)
(a)南羌塘地区早-中奥陶世岩浆岩分布；(b)玛依岗日地区地质简图.JSS-金沙江缝合带；LSS-龙木错-双湖缝合带；BNS-班公湖-怒江缝合带. Ph-千枚岩；ss-变质石英砂岩；ls-大理岩；β-玄武岩、变质玄武岩；ν-辉长岩、辉绿岩Fig. 1 Simplified geological map of Mayigangri，northern Tibet(modified after Liang et al., 2012 |
大量的研究与区域地质调查证实了班公湖-怒江缝合带以南的基底为泛非基底(潘桂棠等， 1997，2002，2004a，b; DeCelles et al., 2000;许志琴等，2005; 宋述光等，2007; Gawood et al., 2007; 李才等，2008; Zhu et al., 2013)。在该缝合带以北，胡培远等(2010)在羌塘中部蜈蚣山识别出早古生代的花岗片麻岩，其锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄为464.6±4.8Ma，认为该年龄记录了羌南-保山块体内的泛非晚期的构造事件，而北羌塘块体内还未发现有该期构造活动的记录。在玛依岗日北侧的俄久卖一带发现了包括高级变质岩的杂岩体(谭富文等，2008)，是目前唯一发现于羌中隆起北侧的高级变质岩，成为探讨藏北高原地壳演化过程的重要窗口，受到广泛关注。基于该变质杂岩锆石SHRIMP U-Pb年代学研究，谭富文等(2008，2009)认为1780~1666Ma为该变质杂岩的峰期变质年龄，羌塘盆地具有前寒武纪结晶基底。但刘通等(2013)不赞同此观点，他们将此变质杂岩区分为副片麻岩(含夕线石的片麻岩)和正片麻岩(不含夕线石的片麻岩)，根据正片麻岩中具有核-幔-边结构的锆石U-Pb年龄，认为正变质岩峰期变质作用发生于207Ma前后，羌塘盆地基底成型于晚三叠世。相同的研究对象，相似的研究手段，却得出截然不同的认识，因此本文拟在详实的15万区域地质调查的基础之上，重新解剖此套变质杂岩，试图澄清事实，丰富藏北无人区的地质认识。
2 地质概况
羌塘盆地夹持于南部的冈底斯-念青唐古拉陆块与北部的可可西里-巴颜喀拉陆块之间，其北界为西金乌兰-金沙江断裂缝合带，其南界为班公湖-怒江断裂缝合带。本文研究区位于羌塘盆地中部的玛依岗日，为羌中隆起与北羌塘块体的结合部位(图 1a)。研究区南部广泛出露增生杂岩、早古生代浅变质岩和新生代陆相沉积。北侧为北羌塘沉积盖层，包括晚二叠世-中生代浅海相沉积和新生代陆相沉积(图 1b)。增生杂岩为一套整体无序、局部有序的构造混杂岩，包括印支期的高压低温变质岩，如蓝片岩、榴辉岩(李才，1997; Pullen et al., 2008; 翟庆国等，2009; 刘焰等，2011)；浅变质且具复理石性质的深海-半深海陆源碎屑沉积岩，如粉砂质板岩、变质石英砂岩等；海山、洋壳残片，如蛇绿岩套(翟庆国等，2010)、大理岩和枕状玄武岩等。北羌塘晚二叠世-中生代浅海相沉积岩可再细分为：上二叠统热觉茶卡组砂岩、粉砂岩夹生屑灰岩；下三叠统康鲁组含细砾粗砂岩、岩屑砂岩，硬水泉组鲕粒、豆粒灰岩、钙质泥岩、中细砂岩；中三叠统康南组钙质粉砂岩、硅质岩和瘤状灰岩；上侏罗统索瓦组砂屑灰岩、泥晶灰岩。整体上构成海陆交互相-海相-海陆交互相的旋回。白垩纪之后，羌塘大部地区都已抬升为陆地，形成了以阿布山组和康托组紫红色磨拉石为代表的陆相沉积岩。
俄久卖变质杂岩产出于增生杂岩与北羌塘沉积盖层之间，呈北西西向带状产出，出露宽度10~200m，延伸约4km(图 2)。遥感图像中杂岩平行一大型断裂分布(图 2)。由于后期近北东-南西向走滑断层的错动，杂岩带呈透镜状产出。实测剖面(图 3)表明杂岩北侧以低角度正断层与北羌塘早-中三叠世硬水泉组(T1-2)灰岩断层接触，断层倾向北北东(图 2、图 3、图 4a)，由于后期褶皱效应的叠加，断层产状有所起伏。断层上盘硬水泉组灰岩主要为细晶灰岩、生屑灰岩和鲕粒灰岩，其中的化石与波痕等保存良好，该岩石只在与杂岩体接触部位遭受了变形作用，形成断层角砾岩带，角砾砾径主要介于5~10cm之间，并发育一系列近直立的节理面，节理面中充填铁质含量较高的红色方解石脉。该断裂下盘岩石则具明显的糜棱岩化现象，长石斑晶拉长、拉断、旋转，形成碎斑系，其他矿物则明显被搓碎。随着与断层距离增大，糜棱岩化明显减弱。上、下盘岩石均叠加了后期轴线近东西向的褶皱作用，杂岩由南向北显示先背斜后向斜。在断层角砾岩中发育小型擦痕，指示上盘向南运动，应是褶皱形成过程中，由于挤压作用导致构造反转形成的逆断层。杂岩南侧为康托组(E3k)砾岩，产状近水平，砾岩中含大量(变质)杂岩的砾石，由此判断其与杂岩为不整合接触关系。淡色花岗岩脉以平行片麻理的方向侵位于杂岩体中(图 3)。
 | 图 2 俄久卖片地区地质简图 EJ-俄久卖杂岩体；T1-早三叠世康鲁组；T1-2-早中三叠世硬水泉组；E3-晚始新世康托组；Q-第四系；A-A’为剖面详见图 3Fig. 2 Geological sketch map of Ejiumai area |
 | 图 3 俄久卖变质杂岩地质剖面图 EJ-俄久卖变质杂岩；T1-2-早-中三叠世硬水泉组；E3-晚始新世康托组；左上角三维立体图放大显示淡色花岗岩脉近平行片麻理侵位于杂岩体之中Fig. 3 The cross section of the metamorphic complex in Ejiumai area |
 | 图 4 俄久卖变质杂岩露头照片 (a)变质杂岩露头景观，北侧为硬水泉组，南侧为变质杂岩，二者以低角度正断层接触；(b)细粒夕线石片麻岩，淡色花岗岩脉侵位其中；(c)中粒片麻状花岗岩Fig. 4 The outcrop photos of the metamorphic complex in Ejiumai area |
3 岩石学与矿物学特征
俄久卖杂岩包括夕线石片麻岩、片麻状花岗岩，淡色花岗岩侵入其中(图 2、图 3、图 4b，c)，此外还有少量矽卡岩(方柱阳起岩)和大理岩。由于变形强烈，除淡色花岗岩外，上述各岩性之间没有识别出明显的相互穿插关系，多以断层接触(图 2、图 3)。
夕线石片麻岩为粒状变晶结构，片麻状构造，斜长石(35%)、钾长石(20%~25%)、石英(25%)构成浅色条带，黑云母(5%~10%)、夕线石(<10%)则形成暗色条带(图 5a)，少量石榴子石平行片麻理产出。变斑晶以斜长石、钾长石为主，其中含有较多无序的包裹体(图 5b)。
 | 图 5 俄久卖杂岩代表性显微镜照片 (a)石榴子石平行片麻理分布；(b)含有黑云母包裹体的斜长石；(c)片麻状花岗岩保留花岗结构；(d)片麻状花岗岩中的蠕虫结构；(e)糜棱岩化花岗岩；(f)二云母花岗岩.Qz-石英；Bt-黑云母；Gr-石榴子石；Pl-斜长石；Do-白云母Fig. 5 The microscope photos of the metamorphic complex rocks in Ejiumai area |
片麻状花岗岩具不等粒半自形结构，花岗结构，片麻状构造(图 5c)，主要由斜长石(60%~65%)、钾长石(少量)、石英(20%~25%)和黑云母(15%)组成，含石榴子石。变斑晶以斜长石为主，多呈自形板状，局部被钾长石蚕食状交代，可见蠕虫结构(图 5d)，矿物颗粒间接触界线较平直，且无胶结物充填，黑云母定向排列。
淡色岗岩类包括二云母花岗岩、糜棱岩化含电气石伟晶岩和弱糜棱岩化含电气石花岗岩等。岩石主要由斜长石(~35%)、钾长石(0~35%)、石英(20%~25%)和黑云母(10%~20%)组成，含有少量白云母、电气石、石榴子石等矿物。斜长石近半自形板状产出，常具绢云母化、高岭土化等现象，少数颗粒边缘被搓碎(图 5e)；钾长石近半自形板状-他形粒状，一般0.1~1.0mm，个别达3.0mm，高岭土化，可见其轻微交代斜长石。岩石内部可见碳酸盐脉。
矽卡岩类主要为方柱阳起岩，由阳起石(45%)、方柱石(40%)，其次为石英(10%)和方解石(5%)组成。阳起石他形柱状、粒状，大小一般为0.1~0.7mm，较少部分1~6mm；方柱石他形柱状、粒状，大小一般0.1~0.5mm，少量0.5~0.9mm，石英、方解石堆状或脉状零散分布。大理岩主要由方解石组成(90%)，含有少量白云母(<10%)。
4 分析方法
利用中国地质大学(北京)科学研究院实验中心带正交偏光的奥林巴斯光学显微镜和日本EPMA-1600型电子探针开展岩石微观研究，岩石常、微量元素分析是由河北省区域地质矿产调查研究所实验室分别采用X射线荧光谱法(XRF)、化学滴定法和等离子体质谱法(ICP-MS)完成。
在河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成锆石单矿物的分选，按宋彪等(2002)描述的方法制作锆石SHRIMP分析靶，然后再开展反射光、透射光与阴极发光的分析与研究工作，进一步筛选锆石颗粒。SHRIMP分析由中国地质科学院北京离子探针中心完成，测试流程同Compston et al.(1992)。采用SQUID和ISOPLOT软件处理原始测试数据。LA-ICP-MS分析由中国地质大学(北京)实验室完成，激光剥蚀系统为美国New Wave公司的UP193SS型、深紫外(DUV)193nm、ArF 准分子激光剥蚀系统，激光束斑直径约为36μm。ICP-MS为美国Agilent科技有限公司的7500a型仪器。实验中采用载气He，流速0.7L/min，年龄计算时以标准锆石91500为外标进行同位素比值校正，用标准锆石TEM(417Ma)做监控盲样，元素含量以国际标样NIST610为外标，Si为内标计算，NIST612和NIST614做监控盲样。中国地质大学(北京)张红雨等人采用Glitter 4.4和ISOPLOT软件处理原始测试数据。
5 地球化学特征
本次研究分析了5个片麻状花岗岩，4个淡色花岗岩和4个夕线石片麻岩的常、微量元素特征(表 1)。
| 表 1 俄久卖地区代表性的夕线石片麻岩、片麻状花岗岩和淡色花岗岩主量(wt%)、微量(×10-6)元素成分 Table 1 The major(wt%) and trace(×10-6)elements composition of sillimanite gneiss，gneissic granite and leucogranite in Ejiumai |
片麻状花岗岩中SiO2含量为64.04%~71.86%，平均为68.4%；Al2O3为13.93%~16.98%，MgO为0.67%~2.77%，平均为1.47%；TiO2为0.31%~0.72%，平均为0.46%；K2O为2.8%~4.12%，K2O/Na2O=0.73~1.66；P2O5为0.1%~0.42%，平均为0.26%。从以上岩石化学特征来看，片麻状花岗岩具有富铝、富碱，贫钛、磷的特征。CIA(100×Al2O3/(Al2O3+CaO+Na2O+K2O))指数为48.35~53.1，明显低于页岩等典型的沉积岩(Nesbitt，1982)。在硅碱图解中主要落在花岗闪长岩和花岗岩中(图 6a)。稀土总量相对较高(∑REE=129.1×10-6~266.7×10-6)，显示明显的轻重稀土分异，(La/Yb)N较高(6.65~12.2)，配分型式为右倾曲线(图 6b)。
 | 图 6 俄久卖片麻状花岗岩、淡色花岗岩硅碱图解(a，据Middlemost，1994; Irvine et al., 1971)和球粒陨石标准化稀土元素配分图(b，标准化数值据Sun and McDonough， 1989) 实心方块为淡色花岗岩，实心圆为片麻状花岗岩，空心圆为片麻状花岗岩刘通等(2013)Fig. 6 Alkali-silica discrimination diagrams(a，after Middlemost，1994; Irvine et al., 1971) and chondirite-normalized REE patterns(b，normalizing values after Sun and McDonough， 1989)of gneissic granite and leucogranite in Ejiumai area |
淡色花岗岩SiO2含量较高(绝大多数高于73%)，Al2O3为12.51%~16.78%，TiO2为0.01%~0.65%，MgO为0.05%~2.65%，K2O、Na2O含量较高(K2O+Na2O=6.91%~11.13%)，P2O5为0.028%~0.042%。具有富硅、富铝、富钾，贫钛、磷的特征。A/CNK(Al2O3/(CaO+Na2O+K2O))介于0.94~1之间，显示铝质花岗岩特征。在硅碱图解中主要落在花岗岩中(图 6a)。淡色花岗岩稀土元素总量较低(∑REE=26.17×10-6~140.2×10-6)，轻稀土富集，重稀土相对亏损((La/Yb)N为2.56~18.8)，配分型式为右倾曲线(图 6b)。
夕线石片麻岩SiO2含量变化较大(47.52%~76.06%)，Al2O3含量较高，为13.39%~18.9%，TiO2为0.02%~1.65%，CaO为0.92%~9.65%，MgO为0.17%~6.62%，K2O+Na2O为3.31%~10.34%。整体上看，除了铝含量较高，钛含量较低，其他成分含量均具有较大波动。稀土总量相对较低(∑REE=34.43×10-6~217.5×10-6)，显示轻微的轻稀土富集特征((La/Yb)N平均值为2.7)。 6 锆石U-Pb年龄s
本次研究对1件片麻状花岗岩(样品号：P7-1)和2件淡色花岗岩(糜棱岩化电气石微晶岩，样品号：P7-4；糜棱岩化含电气石花岗岩，样品号：P7-11)开展了锆石U-Pb年代学研究工作。
片麻状花岗岩中的锆石多呈无色，个别颗粒略带浅黄色，半自形到他形柱状，部分具浑圆状外型，颗粒长径100~160μm，长宽比在1:1~3:1之间。在阴极发光图像中，锆石为灰白色，振荡环带明显，通常不具有暗色的变质增生边，部分锆石中振荡环带被改造加厚或变模糊(图 7a)。对片麻状花岗岩中的25颗锆石分别进行了25个测试点分析，分析结果表明这些锆石的Th、U含量和Th/U变化范围较大，分别为41×10-6~526×10-6，55×10-6~1629×10-6和0.14~1.19。其206Pb/238U年龄14个测点年龄介于449.7~498.5Ma，其中10个测点的加权平均年龄为476.6±4.8Ma(图 8a)。9个锆石年龄分布于635.6~2900Ma之间(大于1000Ma者，则取207Pb/206Pb年龄值)，应为继承锆石。另2个年龄517.1Ma、382.5Ma则可能为混合年龄(表 2)。
 | 图 7 俄久卖片麻状花岗岩(P7-1)和淡色花岗岩(P7-4)中部分锆石阴极发光图 P7-1锆石发育振荡环带(a)，P7-4锆石具明显核-幔-边结构(b).白色圆圈指示锆石测年位置，括号内、外数字分别为测试点编号和206Pb/238U年龄值Fig. 7 Cathodoluminescence images of zircons from gneissic granite(P7-1) and leucogranite(P7-4)in Ejiumai area |
 | 图 8 俄久卖片麻状花岗岩(P7-1)和淡色花岗岩(P7-4)中的锆石U-Pb谐和图及加权平均年龄Fig. 8 Concordia diagrams and weighted mean ages of zircons from gneissic granite(P7-1) and leucogranite(P7-4)in Ejiumai area |
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| 表 2 俄久卖片麻状花岗岩(P7-1)及淡色花岗岩(P7-4)锆石SHRIMP U-Pb年龄 Table 2 SHRIMP U-Pb dating of zircons from gneissic granite(P7-1) and leucogranite(P7-4)in Ejiumai area |
淡色花岗岩锆石自形到半自形长柱状，少数为短柱状，粒径100~200μm，长宽比在1.51~41之间。阴极发光图像显示，锆石具明显的核-幔-边结构，核部为灰白色，浑圆状，部分锆石核部还具有溶蚀港湾结构；幔部亮度较高，具有典型的岩浆锆石振荡环带；边部还可再细分为两部分：内侧为灰黑色均匀分布或具弱振荡环带，外侧为灰色均匀窄边，具有面状生长带或扇形环带(图 7b、图 9)。个别锆石没有发育核-幔-边结构，内部形态呈冷杉叶页状。
 | 图 9 俄久卖淡色花岗岩(P7-11)中部分锆石阴极发光图 多数锆石具明显核-幔-边结构，仅个别锆石具有冷杉叶结构，白色圆圈指示锆石测年位置，括号内、外数字分别为测试点编号和206Pb/238U年龄值Fig. 9 Cathodoluminescence images of zircons from leucogranite(P7-11)in Ejiumai area |
采用SHRIMP对淡色花岗岩P7-4中锆石测年，共分析了15个测试点。其中核部获得了2个802.7Ma、847.3Ma古老年龄，测试点Th/U分别为0.55和0.26，但其普通铅过小，可能经历Pb丢失事件，舍弃不用。由于幔部U含量太高，未能获得可信的幔部年龄值。边部外侧年龄值分布于188.5~221.7Ma之间(275.6±5.9Ma的年龄应为混合年龄)，其中188.7~189.8Ma分布于一致线上，3个测试点平均年龄值为189.4±1.1Ma(图 8b)，边部所有测试点Th/U≤0.01(表 2)。
由于锆石U的含量太高，因此采用LA-ICP-MS对另一件淡色花岗岩(P7-11)锆石测年，并同时获得各测试点微量元素含量，共分析45个测试点。锆石核部的U和Th含量相对较低，分别在87.2×10-6~220.2×10-6和437.3×10-6~825.8×10-6之间，Th/U=0.18~0.35，206Pb/238U年龄变化范围较大，8个样品点分布于541±8Ma~2052±25Ma之间(表 3)，没有形成谐和年龄。锆石幔部(图 9a)U含量低、Th含量高，Th/U比较小，分别为18.15×10-6~122.08×10-6和497.2×10-6~1705.7×10-6之间，Th/U=0.02~0.17。在谐和图上，17个点分布于400±6Ma~482±7Ma之间，其中3个样品形成463.7±7.5Ma的加权平均年龄(图 10a)。锆石边部内侧(图 9b)同样也是U含量低，Th含量高，分别在54.28×10-6~308.6×10-6和1244.4×10-6~2093.6×10-6之间，Th/U=0.06~0.35。13个测试点206Pb/238U年龄集中，分布于200±3Ma~225±3Ma之间，其中9个点形成214.6±2Ma的加权平均年龄(图 10b)。另有7个点分布于239~371Ma之间，可能为混合年龄。
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| 表 3 俄久卖淡色花岗岩(P7-11)锆石La-ICP-Ms U-Pb年龄 Table 3 La-ICP-Ms U-Pb dating of zircons from leucogranite(P7-11)in Ejiumai area |
 | 图 10 俄久卖淡色花岗岩(P7-11)中的锆石U-Pb谐和图及加权平均年龄Fig. 10 Concordia diagrams and weighted mean ages of zircons from leucogranite(P7-11)in Ejiumai area |
一般认为火成岩成因的锆石其Th/U比值在0.1~1的范围内(陈岳龙等，2004;雷玮琰等，2013)。片麻状花岗岩P7-1中的锆石阴极发光图像中振荡环带明显，且测试点Th/U绝大多数在0.1~1之间，为典型岩浆锆石特征，因而476.6±4.8Ma的年龄值可能代表了片麻状花岗岩结晶年龄。淡色花岗岩P7-11中锆石的幔部在阴极发光图像中也具有明显的振荡环带，且稀土元素配分图显示岩浆锆石特征(图 11)，表明这些测试点所获得的463.7±7.5Ma为岩浆锆石的结晶年龄。该样品边部内侧显示变质重结晶作用形成的灰色均匀分布特征或指示岩浆作用的弱振荡环带(图 8a，b)，Th/U比值较低(给出范围多数小于0.1)。这些特征共同在边部存在，表明淡色花岗岩源岩在该时期发生了高级变质作用，并伴随部分熔融作用，因而在边部获得的214.6±2Ma 代表了淡色花岗岩 的结晶年龄，冷杉叶状锆石所获得211±3Ma的年龄也说明这点(图 9b-35.1;吴元保和郑永飞，2004)。P7-4锆石测试点为灰色的增生边，相应Th/U均小于等于0.01，因而189±1Ma也应代表另一期淡色花岗岩的结晶年龄。淡色花岗岩幔部具有与片麻状花岗岩较一致的岩浆锆石年龄，表明淡色花岗岩为片麻状花岗岩部分熔融形成。
 | 图 11 俄久卖淡色花岗岩(P7-11)中的锆石幔部稀土元素配分图(标准化数值据Sun and McDonough， 1989) 不同标记符号代表不同测试点Fig. 11 Chondrite-normalized REE patterns of zircons mantles from leucogranite(P7-11)in Ejiumai area(normalizing values after Sun and McDonough， 1989) |
淡色花岗岩呈脉状侵入夕线石片麻岩和片麻状花岗岩中，产状平行片麻理且变形极弱。此外，片麻状花岗岩与淡色花岗岩在哈克图解上具有良好的相关性(图 12)，且片麻状花岗岩Eu为负异常(δEu=2×EuN/(SmN+GdN)=0.56~0.97)，淡色花岗岩Eu主要表现为不同程度的正异常(δEu=0.94、1.16、5.4、5.94)，这可能与发生深熔作用时，长石熔解再结晶有关(图 6b)。以上几点也都表明淡色花岗岩可能为片麻状花岗岩经脱水熔融产生。
 | 图 12 俄久卖片麻状花岗岩、淡色花岗岩类哈克图解 实心方块为淡色花岗岩，实心圆为片麻状花岗岩，空心圆为片麻状花岗岩刘通等(2013)Fig. 12 Harker diagrams of Ejiumai gneissic granite and leucogranite |
在微量元素原始地幔标准化蛛网图(图 13a)上片麻状花岗岩和淡色花岗岩均显示为大离子亲石元素Rb、Ba、Th和Pb相对富集，而高场强元素Nb、Ta、Ti和P较亏损，表明淡色花岗岩可能继承了片麻状花岗岩的弧火山岩特征。淡色花岗岩SiO2含量较高(绝大多数高于73%)，Al2O3为12.51%~16.78%，K2O+Na2O=6.91%~11.13%，稀土元素总量较低(∑REE=26.17×10-6~140.2×10-6)，与典型淡色花岗岩一致(郭素淑和李曙光，2007)。在Th、Hf和Yb等元素上，不同样品有所变化，可能与邻近夕线石片麻岩有关。Rb-(Y+Nb)图解则分别指示出了片麻状花岗岩与淡色花岗岩的形成环境(图 13b)。12个片麻状花岗岩样品有10个投在火山弧环境，一个投在与板内环境交界，另一个投在与同碰撞交界位置；4个淡色花岗岩样品，3个投在同碰撞环境，一个投在板内岩浆岩环境。对两个SiO2含量较高的夕线石片麻岩样品进行砂岩的(K2O/Na2O)-SiO2图解(Irvine et al., 1971)判别，结果显示其形成于活动陆缘环境，这与片麻状花岗岩的形成环境相配套。
 | 图 13 俄久卖片麻状花岗岩、淡色花岗岩微量元素原始地幔标准化蛛网图(a，标准化数值据Sun and McDonough， 1989)及Rb-(Y+Nb)图解(b，据Forster et al., 1997) 实心方块为淡色花岗岩，实心圆为片麻状花岗岩，空心圆为片麻状花岗岩刘通等(2013)Fig. 13 Chondrite-normalized REE patterns(a，normalizing values after Sun and McDonough， 1989) and Rb-(Y+Nb)diagram(b，after Forster et al., 1997)for Ejiumai gneissic granite and leucogranite |
476.6±4.8Ma与463.7±7.5Ma在误差范围内一致，应代表同期构造事件，而214.6±2Ma与189±1Ma可能也是同一构造事件的产物。上述分析表明俄久卖变质杂岩主要受早-中奥陶世和晚三叠世-早侏罗世两期构造事件影响。片麻状花岗岩形成于早-中奥陶世的活动陆缘的火山弧环境，而淡色花岗岩则形成于晚三叠世-早侏罗世的同碰撞环境。
冈瓦纳大陆是在新元古代末至古生代初经过泛非造山运动而联合组成的超级大陆，大量的花岗岩研究及地质填图资料证实班公湖-怒江缝合带以南的基底为泛非基底(潘桂棠等， 1997，2002，2004a，b; DeCelles et al., 2000;解超明等，2000;许志琴等，2005; 宋述光等，2007; Gawood et al., 2007; 李才等，2008)。俄久卖片麻状花岗岩中获得了约472~463Ma的古老年龄，与冈瓦纳大陆泛非运动晚期的年龄接近，是增生杂岩北侧首次发现泛非运动的年龄记录，并且这一年龄可以与印度板块内部及喜马拉雅造山带中发育大量同时代的花岗质岩石相对比(DeCelles et al., 2000; Gehrels et al., 2003)。Pullen et al.(2011)在冈玛错以南地区识别出早奥陶世花岗片麻岩，获得476~474Ma的锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄；Zhao et al.(2014)在冈塘错西识别出早-中奥陶世花岗片麻岩472.6±3.2Ma的锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄；胡培远等(2010)在蜈蚣山花岗片麻岩的捕获锆石获得464.5±4.8Ma的锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄，均与俄久卖片麻状花岗岩中发现的泛非运动晚期年龄一致。在增生杂岩带南侧(都古尔花岗片麻岩)、内部(冈塘错西部、蜈蚣山、戈木日西花岗片麻岩)和北缘(俄久卖片麻岩)均有出露，表明南羌塘块体确实存在泛非晚期运动的记录。而北羌塘块体迄今为止没有发现该时期的年龄记录，也表明俄久卖变质杂岩更可能来源于南羌塘。
此外，在果干加年山识别出蛇绿岩堆晶辉长岩具有461±7Ma的锆石SHRIMP年龄(王立全等，2008)，在桃形错识别出蛇绿岩堆晶辉长岩具有460±8Ma、467±4Ma的锆石SHRIMP年龄(吴彦旺等，2010; 翟庆国等，2010)，这些中奥陶世的堆晶辉长岩被认为代表了青藏高原中部地区原-古特提斯洋扩张过程中早期的岩浆作用事件(王立全等，2008)；而区内有化石记录的最老地层为中奥陶统的塔石山组(李才，2008;董春艳等，2011)，为一套浅变质的浅海陆缘碎屑沉积和碳酸盐台地沉积。从而羌塘中部在早-中奥陶世，既有主动大陆边缘的火山弧沉积，又有被动大陆边缘的浅海相沉积；既有俯冲形成的火山弧花岗岩，又有扩张形成的堆晶辉长岩，可能的解释是当时的南羌塘盆地并非一个统一的块体。
已有资料表明南、北羌塘地块在印支期实现闭合，时间为晚三叠世诺利期(张开均和唐显春等，2009；耿全如等，2011)。Kapp et al.(2000)、翟庆国等(2009)对区内蓝岭蓝片岩的蓝闪石、钠质闪石和多硅白云母进行氩-氩年代学测试，获得221.4~227.3Ma的变质年龄。而Zhao et al.(2014)对冈塘错花岗岩的分析表明，同碰撞环境的中细粒花岗岩形成于222.6±6.6Ma，而碰撞后伸展环境的中粗粒花岗岩则形成与214.4±4Ma。表明龙木错-双湖洋于220Ma左右完成俯冲，进入碰撞时期(董永胜等，2010)。本文在淡色花岗岩获得的214.6±2Ma锆石U-Pb年龄与同碰撞地球化学特征，与冈塘错花岗岩基本一致，应为同期产物，是冈瓦纳大陆与欧亚大陆碰撞事件的物质记录。Yin and Harrison(2000)、Kapp et al.(2000)指出羌塘中部晚三叠世-早侏罗世在碰撞背景下同时存在逆冲作用和拆离作用，两种断层相互切割，本文于淡色花岗岩中获得的214.6±2Ma、189±1Ma的年龄应是该期构造事件的年龄记录，该期运动也导致变质杂岩和淡色花岗岩普遍糜棱岩化。
8 结论
(1)俄久卖地区片麻状花岗岩主要结晶于463~476Ma期间，它是泛非运动晚期南羌塘地区中酸性岩浆作用的产物，地球化学显示形成于火山弧环境。
(2)早古生代花岗岩在印支运动期间又经历深埋作用，发生部分熔融作用，形成晚三叠世-早侏罗世(214.6±2.0Ma~189±1Ma)淡色花岗岩。
(3)俄久卖变质岩作为迄今为止唯一一处出露于增生杂岩带北缘的高级变质岩，获得的片麻状花岗岩463~476Ma的年龄，进一步证明了泛非运动影响范围的北界至少可以延伸到南羌塘北部。
致谢 感谢韩芳林教授级高工、杨运军高工野外的指导和帮助。野外调查和采样过程中得到冈玛日项目组的大力帮助，赵中宝和牛文超在变质杂岩成因方面给予很好的建议；魏华夏和王泉在野外生活上诸多照顾；中国地质大学(北京)科学院苏犁老师、张红雨老师，中国地质科学院SHRIMP实验室董春燕老师、马铭株同学，河北省区域地质矿产调查研究所实验室等在实验测试方面给予很大帮助；二位审稿老师为文章提出许多宝贵的意见；在此一并表示诚挚的感谢。
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