西藏冈底斯带花岗岩的时空分布特征及地壳生长演化信息

西藏冈底斯带花岗岩的时空分布特征及地壳生长演化信息
2005年9月,第11卷,第3期,281-290页高校地质学报Sep te mber 2005,Vol .11,No .3,p281-290Geol ogical Journal of China Universities
西藏冈底斯带花岗岩的时空分布特征
及地壳生长演化信息
莫宣学
1,2
,董国臣2,赵志丹
1,2
,周肃
1,2
,王亮亮2,邱瑞照3,张风琴
2
(1.地质过程与矿产资源国家重点实验室(中国地质大学),北京100083;2.中国地质大学(北京)
地球科学与资源学院,北京100083;3.中国地质调查局发展研究中心,北京100037)
摘要:花岗岩是大陆特有的重要组成部分,同时与矿产资源有密切的关系。

西藏花岗岩约占西藏自治区面积的
12%,其中,80%分布在冈底斯岩浆岩带。

在空间上,冈底斯花岗岩带大致可以分为3个亚带:北带、中带和南带;
在时间上,以印度—亚洲大陆碰撞事件为标尺,可将青藏高原构造-岩浆事件划分为碰撞前(>65Ma )、碰撞期
(65～45Ma )、后碰撞(<45M a )3大阶段。

在这3个阶段中,冈底斯带都产生了具有各自特点的花岗岩构造-岩
浆类型。

冈底斯花岗岩类的形成演化与新特提斯班公湖-怒江洋及雅鲁藏布洋的形成演化,有密切的关系。

因此,其岩石的Nd,Sr 同位素资料,对地壳生长与演化有重要的指示意义。

冈底斯南带的大部分地区的
花岗岩,均具有εNd (t )(+)值(+1.64～+5.21),模式年龄t D M 也很年青(<500Ma ),具有初生(juvenile )地壳的特征。

在花岗岩成因中地幔物质有重要的贡献。

而冈底斯中带、北带及南带西段的花岗岩类以εNd (t )(-)值为特征(-5
.3～-17.3),模式年龄t D M 有两组值1.2Ga 及2.0～2.5Ga,暗示这些地区的地壳具有古元古代—中元古代基底在花岗
岩成因中,地壳组分具有主要贡献。

关键词:西藏;冈底斯带;花岗岩;地壳生长与演化;构造岩浆事件
中图分类号:P588.121 文献标识码:A 文章编号:1006-7493(2005)03-281-10
收稿日期:2005-08-10;修回日期:2005-08-31
基金项目:国家重点基础研究计划(2002CB412600)项目;国家自然科学基金项目(40172025;40103003;49802005;49772107);国土资源部西
藏专项计划(2003009)项目的资助。

作者简介:莫宣学,中国地质大学(北京)教授,岩石学专业,长期从事青藏高原及“三江”地区的构造-岩浆岩-印度-成矿研究。

花岗岩是大陆特有的重要组成部分,花岗岩浆作用是大陆地壳形成与演化的重要过程,同时与矿产资源有密切的关系。

花岗岩的重要性在青藏高原表现得更为明显。

仅以西藏部分来说,花岗岩的分布面积就达到了14万km 2
,约占西藏自治区面积的12%。

在西藏花岗岩类岩石中,蕴含着关于青藏高原大陆地壳成因、演化与现状的宝贵信息,而且,大量与花岗岩类有关的矿产资源正在被勘查开发,将会成为西藏经济的一个重要支柱。

青藏高原所包含的广大地区,经历过前特提斯(或原特提斯)、古特提斯、新特提斯、特别是印度—亚洲大陆碰撞等多个阶段的地质事件,因此,花岗岩也是多期、多成因的。

在青藏高原上最醒目的有3个花岗岩带:冈底斯晚中生代—新生代(为主)花岗岩带、东昆仑古生代—早中生代(为主)花岗岩带、
“三江”(金沙江—澜沧江—怒江)晚古生代—早中
生代(为主)花岗岩带。

本文重点讨论冈底斯花岗岩带、特别是其中与印度—亚洲碰撞有关的花岗岩,以及主碰撞带地壳生长的信息。

1 花岗岩的时空分布
冈底斯带(也称为拉萨地块)是夹持于班公湖-怒江蛇绿岩带(BNSZ )与雅鲁藏布蛇绿岩带(YZSZ )之间的一条巨型构造-岩浆岩带(图1),东西长约2500km ,南北宽100～300km 。

西藏境内80%的岩浆岩都集中在该带内。

花岗岩类与火山岩
类的出露面积大致相等,各约11万k m 2。

该带东部绕过雅鲁藏布大拐弯呈近南北向,进入缅甸北部,向西与印度、巴基斯坦的拉达克、科希斯坦相连。

关于冈底斯花岗岩带的研究,在20世纪特别是
282高校地质学报11卷3期
80～90年代,就有许多成果问世。

如,金成伟与周
云生(1978)、涂光炽等(1981)、张玉泉等(1981)、中
国科学院青藏高原综合科学考察队(1981)、金成伟与许荣华(1984)、许荣华与金成伟(1984)、Xu 等(1985)、Gari épy 等(1985)、Debon 等(1983,1986)、Harris 等
(1988)、刘国惠等(1990)、黄怀曾等
(1993)、西藏自治区地质矿产局(1993)、莫宣学等(1995)①、江万等(1999),从不同的角度对冈底斯带
花岗岩类进行了研究,勾画出了该岩带的总貌,为后来的研究打下了良好的基础。

近年来,中国地质调查局组织开展的1∶25万区域地质调查,覆盖了整个冈底斯花岗岩带,发现了许多重要现象(参阅《地质通报》2004年第23卷第5,6期;《沉积与特提斯地质》2005年第25卷第1,2期;以及潘桂棠等,2004)。

侯增谦及其同事们对冈底斯含铜斑岩及斑岩矿床进行了系统的研究,认为这些含矿斑岩具有埃达克岩的地球化学特征(侯增谦等,2003;Hou et al .,2004)。

Chung 等(2003)亦认同。

中国地质大
学研究小组最近的工作,在冈底斯花岗岩带的同位素年代学、岩浆
底侵与岩浆混合作用、碰撞起始时间、花岗岩与成矿等方面,也有了新的认识(Mo et al .,2005a;Dong et al .,in p ress;Zhou et al .,2004)。

①
莫宣学,郭铁鹰,何科昭,等.1995.青藏高原构造演化、隆升与岩浆热事件若干问题研究.地质矿产部八五科技项目成果研究报告,113pp.
冈底斯花岗岩带大致可以分为3个亚带(图1):北带(Ⅰ)、中带(Ⅱ)和南带(Ⅲ)。

从宏观上看,各带的岩石类型和时代都有差别,但是各带之间并无截然的界线,花岗岩分布也可有少量重叠。

北带:大致位于班公湖—东巧—怒江缝合带(BNSZ )以南,狮泉河—申扎—嘉黎一线以北,相当于潘桂棠等(2004)所划分的昂龙岗日—班戈—腾冲带。

岩石类型有英云闪长岩、花岗闪长岩、黑云母二长花岗岩、石英二长岩、黑云母花岗岩及强过铝质二云母花岗岩。

侵位时代大致在170～75Ma 之间,但主要集中在130～100Ma 。

产状主要是岩基和岩株,侵位于古生代至中生代的不同地层中。

从岩石化学特点来看,中、西段与东段不同。

前两者主要显示Ⅰ型花岗岩的特征,在空间上与同时期钙碱性火山岩共生且含有较多暗色岩石包体。

强过铝质二云母花岗岩小岩体(145～74Ma )在数量上较少。

而东段(高黎贡—腾梁地区)则主要为强过铝质S 型花岗岩,基本不含暗色包体,不发育与花岗岩共生的同时期火山岩。

一般认为,北带花岗岩的形成与班公湖—怒江洋向南俯冲消减以及羌塘—拉萨陆块碰撞有关。

中带:大致位于潘桂棠等(2004)划分的革吉—措勤弧后盆地带和隆格尔—工布江达断隆带上,主要分布晚喜马拉雅期花岗岩类小岩体(<40Ma ),伴有后碰撞期钾质-超钾质火山岩(<25Ma ),与南、北亚带并无截然的界线。

80年代中法联合科考
队将其称为“北部小岩体带”(Debon et al .,1983)。

岩石类型以黑云母正长花岗岩、二长花岗岩为主,常含粗大钾长石斑晶,侵入地层最高可达第三系林子宗群、乌郁群。

但在该亚带分布的含白云母花岗岩却年龄较老(如罗扎、宁中,详见后述)。

最近李才等(2003)还发现,该带有印支期花岗岩存在,如217±3.4Ma (锆石U 2Pb 年龄)的罗扎巨斑花岗闪长岩体,认为是古特提斯闭合造山历史的痕迹。

南带:位于隆格尔—工布江达断隆带以南地区,是冈底斯花岗岩带的主体,主要由岩基及大的复合岩体构成,并有同时代大规模中酸性火山岩带相伴,二者共占冈底斯岩浆岩带总面积的60%以上。

该带主要由4类岩石构成:俯冲型花岗岩类(127～70Ma )、同碰撞花岗岩类(约65～45Ma )、同碰撞—后
碰撞强过铝花岗岩(约56～8Ma,主要在该带北侧
及东、西段)、含铜斑岩带(约18～12Ma ),在出露面积上以前二者为主。

俯冲型花岗岩类,主要为花岗闪长岩、石英闪长岩、二长花岗岩,在整个带均有分布,但以东段、西段为主。

常形成矽卡岩型铁、铜、铅、锌矿床。

其形成时间为约127～70Ma,近年来获得了若干较准确的同位素年龄(如锆石SHR I M P U 2Pb 年龄),但总的来说对其研究较少,需要加强。

同碰撞花岗岩类,是近年来冈底斯带研究最多的花岗岩,以展布于谢通门—南木林—尼木—曲水一带的曲水岩基为典型代表。

岩石类型多样,从中基性到酸性都有,以花岗闪长岩、石英闪长岩、石英二长岩、二长花岗岩为主,含有丰富的暗色铁镁质微粒包体及其它岩浆混合作用标志。

特别醒目的是,在冈底斯花岗岩带的最南缘,呈东西向断续出露着一条辉长岩—辉绿岩—辉石岩小岩体带。

它在空间
3
82 3期莫宣学等:西藏冈底斯带花岗岩的时空分布特征及地壳生长演化信息
上,与中国国土资源航空物探遥感中心发现和报道的,分布于雅鲁藏布蛇绿岩带以北并与之平行的航磁异常带(熊盛青等,2001)吻合。

被认为岩浆底侵作用的产物。

作者在曲水北到谢通门之间约200 k m范围成套地采集辉长岩/辉绿岩、花岗岩类寄主岩及其中的暗色铁镁质微粒包体样品,进行了锆石SHR I M P U2Pb同位素定年,获得47～52.5Ma 的年龄范围(主要在50Ma左右),表明岩浆底侵与岩浆混合左右基本上是同时发生的(Mo et al.,2005; Dong et al.,in p ress)。

含铜矿斑岩体,侵入在上述俯冲型及碰撞型大花岗岩体或中-新生代
火山岩中,受东西向与南北向两组断裂控制,形成近东西向展布的斑岩带。

现在已经勘查揭露的含矿斑岩带有450km长,30～50 k m宽,其中有若干重要的Cu2Mo,Cu2Au,Cu2Fe矿床,如驱龙、甲马、冲江、雄村—洞嘎等。

含矿斑岩主要为二长花岗斑岩、石英二长斑岩、正长花岗斑岩,具有埃达克岩的地球化学特征(侯增谦等,2003; Hou et al.,2004;Chung et al.,2003)。

锆石SHR I M P U2Pb同位素定年表明,斑岩形成年龄为12～18Ma (高峰为15Ma);辉钼矿Re2O s同位素定年厘定,成矿年龄为14.5～16.8Ma(Hou et al.,2004;Rui et al.,2003)。

一般认为,这类斑岩体及相关矿床形成于印—亚碰撞后的一次大规模的伸展事件,与南北走向的“裂谷”(地堑)系有成因联系。

强过铝花岗岩类岩石,在冈底斯带已发现15个岩体(多数为小岩体),主要为含白云母花岗岩,其中常含铁铝榴石,有时可见黑电气石、红柱石(廖忠礼,2003)。

在整个西藏未见到澳大利亚拉克兰造山带特征的堇青石型强过铝花岗岩,说明西藏强过铝花岗岩总体上形成于相对高压低温、厚地壳的环境。

与喜马拉雅带淡色花岗岩集中于20～10Ma不同,冈底斯带含白云母花岗岩形成于较宽的年龄范围(从侏罗纪到新近纪),且有多期活动的特点,大致分布在4个年龄段:(1)196～189Ma(白云母K2 A r年龄,吴珍汉等,2003),如当雄以南的宁中岩体,可能与古特提斯的闭合、碰撞有关;(2)145～74 Ma,分布在北亚带及中亚带,典型的岩体如南木林县的罗扎白云母花岗岩体(锆石U2Pb年龄133.9±0.9Ma,翟庆国等,2005)、班戈岩体(黑云母K2A r 年龄110～145Ma,刘振声等,1994)、德姆拉岩体(白云母K2A r年龄79Ma,张玉泉,1981)等,可能与班公湖—怒江洋的闭合及羌塘—拉萨陆块碰撞有关;(3)56～50Ma,主要分布在羊八井、察隅、朗县等地,可能对应于印度—亚洲大陆碰撞期;(4)35～8Ma(高峰期24～18Ma),主要分布在察隅、桑日、林芝、日土等地,相当于印度—亚洲大陆后碰撞期,与喜马拉雅带淡色花岗岩主要活动期对应。

应当特别指出,冈底斯—念青唐古拉构造-岩浆岩带不仅有南北的分带,而且在东西方向上也有差异,如在花岗岩类侵入体与火山岩的比例上,在剥蚀深度上、在火成岩的时代和地球化学特点上都已显示了不同,值
得注意。

冈底斯—念青唐古拉地区自中生代(特别自白垩纪)以来,一直是青藏高原岩浆活动和地热活动最活跃的地区,为成矿作用提供了十分有利的条件,现代成矿作用至今还在进行。

2 构造-岩浆事件序次
印度—亚洲大陆碰撞是青藏高原地区中、新生代以来最重要的地质事件,对于青藏高原的形成起了决定性的作用。

因此,本文以印度—亚洲大陆碰撞事件为标尺,将青藏高原构造-岩浆作用划分为碰撞前、碰撞期、后碰撞3大阶段。

图2是冈底斯带构造-岩浆事件序次示意图。

2.1 碰撞前的构造-岩浆事件
青藏高原是在东特提斯演化发展的基础上形成的。

关于特提斯演化阶段的划分有许多方案,本文采用国际上比较通用的古特提斯与新特提斯方案。

研究表明(钟大赉等,1998;莫宣学等,1993),川滇藏古特提斯洋形成于早石炭世,闭合碰撞于三叠纪末,主要涉及班公湖—怒江以北广大地区。

班公湖—怒江洋及雅鲁藏布洋属于新特提斯阶段的洋盆,它们闭合后形成的缝合带分别成为冈底斯带(拉萨地块)的北界和南界。

冈底斯岩浆岩带的形成演化与班公湖—怒江洋及雅鲁藏布洋的形成演化,有密切的关系。

2.1.1 班公湖—怒江洋的形成演化及相应的冈底
斯岩浆岩
班公湖—怒江洋准确的打开时间,尚无定论。

但从班公湖—怒江蛇绿岩中火山岩的最老的同位素年龄191Ma(辉长岩S m2Nd全岩-矿物内部等时线,邱瑞照等,2004)及地层关系来判断,其打开时间似不晚于晚三叠世。

从冈底斯北带俯冲型火山岩
482高校地质学报11卷3期
70Ma以后时段的比例尺放大了1倍;横坐标表示时间(Ma),纵坐标表示空间相对位置,上北下南(资料来源:见正文)。

(W hile the abscissa rep resents ages(inMa),the ordinate shows the s patial l ocati ons.The scale of the abscissa after70Ma was en2 larged by t w o ti m es.The upward in the figure is t owards the north.Data s
ource:see the text.)
图2 冈底斯带构造-岩浆事件序次示意图
Fig.2 A cart oon showing the sequence of tect ono2mag matic events in the Gangdese
与花岗岩的时代判断,其俯冲开始时间约在170Ma 左右。

班公湖—怒江洋的闭合时间,可能自晚侏罗世开始,早白垩世末(约99Ma)完成(郭铁鹰等, 1991;邱瑞照,2002),因为可以见到蛇绿岩局部被晚侏罗统地层不整合覆盖,普遍被晚白垩统地层不整合覆盖。

从冈底斯北带和中带出露的强过铝含白云母花岗岩(形成于碰撞—后碰撞环境)的年龄145～74Ma来看,这一推论也是合理的。

2.1.2 雅鲁藏布洋的形成演化及相应的冈底斯岩浆岩
雅鲁藏布洋的打开时间,过去很长一段时间都用日喀则附近蛇绿岩的形成年龄(120Ma左右)来代表。

然而,近年来的研究却揭示出多组年龄值的存在。

例如,测得东段罗布莎蛇绿岩中辉长辉绿岩墙S m2Nd矿物内部等时线年龄177Ma(Zhou et al.,2002),西段昂仁辉长岩S m2Nd 矿物内部等时线年龄166Ma、休古嘎布辉长岩墙的S m2Nd矿物内部等时线年龄173Ma(周肃2002)。

还获得了阿里地区达吉翁蛇绿岩上部硅质岩中放射虫时代,为早白垩世(为主)和中侏罗世,当穷—休古嘎布放射虫硅质岩中放射虫时代为晚三叠世(莫宣学、郭铁鹰等采样,王玉净鉴定)。

这些资料虽然还不能确切地厘定雅鲁藏布洋的最早打开时间,但至少可以说明其不晚于晚三叠世,而且可能在不同区段并不完全相同。

雅鲁藏布洋板块自中侏罗世开始向北俯冲于拉萨地块之下,形成了冈底斯带中侏罗世叶巴组及晚侏罗世—早白垩世桑日群俯冲型火山岩系,及俯冲型花岗岩类(127～70Ma)。

约65～70Ma前,雅鲁藏布洋开始闭合,印度—亚洲大陆开始碰撞。

2.2 同碰撞构造-岩浆事件
许多证据表明,印度—亚洲大陆起始碰撞的时间在西藏不晚于65Ma,完成碰撞的时间约在40～45Ma(Yin and Harris on,2000;Mo et al.,2002;W an et al.,2002;D ing et al.,2005)。

从岩浆岩的证据来看,已经厘定在冈底斯广泛分布的林子宗火山岩为同碰撞性质的火山岩
(40A r/39A r年龄65～43Ma, Zhou et al.,2004;董国臣,2002),冈底斯带内林子宗火山岩与下伏地层之间巨大区域性不整合年龄的上限为65Ma,这个年龄代表印度—亚洲大陆起始碰撞的时间(莫宣学等,2003)。

同时,还厘定了约65～45Ma冈底斯同碰撞花岗岩类,确定了发生在582
3期莫宣学等:西藏冈底斯带花岗岩的时空分布特征及地壳生长演化信息
碰撞期50Ma左右的岩浆底侵与岩浆混合作用(Mo et al.,2005a;Dong et al.,in p ress),以及56～50 Ma碰撞期的强过铝花岗岩事件。

从沉积和地层古生物的证据来看,穿过白垩系/第三系界线在沉积相和生物群上都发生了截然变化。

例如,在藏南仲巴、岗巴,K/Tr界线为巨大的不整合面,古近纪陆相砾岩和砂岩覆于晚白垩世滨海台地相碳酸盐岩之上,不整合面两侧的生物群明显不同(W an et al., 2002)。

李国彪(2004)厘定藏南最高海相层在晚始新世Bartanian早期(约40Ma)。

D ing等(2005)发现了标志印-亚碰撞事件的约65Ma的藏南前陆盆地的存在。

以这个时限为标尺,作者将冈底斯带及整个青藏高原的构造-岩浆事件划分为3大阶段:碰撞前(早于65Ma),同碰撞(65～45Ma),后碰撞(晚于45Ma)。

2.3 后碰撞构造-岩浆事件
大致从40～45Ma开始,青藏高原进入了后碰撞(post2collisi onal)期。

在冈底斯带,40～26Ma期间几乎是一个岩浆活动的间歇期。

只在30Ma左右有零星的源于中上地壳的强过铝花岗岩开始活动,至24～18Ma达到高潮。

从25～10Ma,自西向东依次发生了源于陆下岩石圈(SCLM)的钾质—超钾质火山活动。

18～12Ma发生了来源于加厚下地壳或早先的俯冲洋壳的埃达克质含铜斑岩事件。

这3个准同时的后碰撞构造-岩浆事件,主要都发生在20～10Ma。

这也是南北向“裂谷”(地堑)发育的时期。

同时,也是藏南拆离系(ST DS)与高喜马拉雅淡色花岗岩活动的高峰期。

对产生这些事件的地球动力学机制有各种看
法,如板片断离(Maheo et al., 2002)、热对流侵蚀(Turner et al.,1996)、横向地幔流(Fl ower et al.,2001;Mo et al.,2005b,in p ress)等,但还没有一致的意见。

3 花岗岩Nd2Sr同位素组成所蕴含的地壳生长与演化信息
已有的冈底斯花岗岩类岩石Nd,Sr同位素数据,尽管还不够多,而且样品分布不均匀,却蕴藏着十分有用的关于地壳生长-演化的信息,提供了冈底斯带地壳类型和特点的一个概貌。

图3是冈底斯不同地点、不同时代花岗岩类岩石的ε
N d
(t)-87Sr/86Sr(i)关系图解。

其中的数据来自目前能够收集到的公开发表的文献、博士论文及我们研究组若干未发表的资料。

为了对比,图中标注了东昆仑印支期花岗岩、林子宗火山岩及青藏高原不同部分的后碰撞火山岩的Nd,Sr同位素成分范围。

用雅鲁藏布蛇绿岩中MORB性质的玄武岩/辉绿岩的同位素成分代表MORB端元,用高喜马拉雅结晶基底及淡色花岗岩的同位素成分代表中上大陆地壳及E M2端元。

图中还标注了Depaol o(1988)的图911与912中的原始岛弧(p ri m itive arc)、地幔趋势线(man2 tle assay)及不同年龄的基底的等εNd(t)水平线。

从图3可以得到以下重要信息。

(1)冈底斯南带的大部分地区(中段和东段),不论是碰撞前(俯冲型)花岗岩(如仁布花岗闪长岩,82Ma)还是碰撞期花岗岩(如曲水花岗岩基,47～5215Ma),均具有ε
Nd
(t)(+)值(+1164～+5121)。

后碰撞期12～18Ma的斑岩,也多具
ε
N d
(t)(+)值,最高可达+5152,少数具ε
Nd
(t) (-)值,也多在～215以内。

花岗岩类岩石的
ε
N d
(t)值,与伴生的底侵岩浆产物辉长岩/辉绿岩(+2134～+8156)及林子宗火山岩下部典中组(+ 3124～+110)相似。

它们的87Sr/86Sr(i)初始值都在01704～01706之间。

这些花岗岩的N d2Sr同位素成分点在图3中靠近地幔趋势线及MORB端元,说明在花岗岩成因中地幔物质有重要的贡献。

它们的模式年龄t
D M
也很年青(<500M a)。

以上特征,与中亚造山带(Jahn et al.,2000)、美国西部中生代Sierra N avada与半岛山脉岩基带(D epa2 ol o,1981)、加拿大科第勒拉造山带(Sam son et al.,1989)等相似,是初生(juvenile)地壳的特征。

这些花岗岩的成因,或者是由于年青的、从地幔分异不久、极不成熟的地壳的部分熔融,甚至可能就是侏罗—白垩纪新特提斯洋壳俯冲形成的年青岛弧或陆缘弧地壳部分熔融的结果;或者是地幔物质通过岩浆底侵-岩浆混合作用大量进入地壳的结果。

究竟哪种机制更为可能,还需要进一步的研究。

然而,至少可以说,冈底斯南带中、东段大规模初生陆壳的出现,为造山带环境显生宙大陆地壳生长,提供了又一个重要范例。

(2)冈底斯中带,以及冈底斯南带西段花岗岩
类,具有ε
Nd
(t)(-)值。

如冈底斯中带西段的江
巴、邦巴、雄巴岩体,年龄为170～144Ma,ε
N d
(t)值
682高校地质学报11卷3期
冈底斯带不同地区花岗岩类的同位素比值数据分别引自江万等(1999)、邱瑞照(2002)、Hou 等(2004)及赵志丹、莫宣学
(未发表资料),成分点用不同符号表示。

图中"地幔趋势线"、"原始岛弧"及不同年龄的基底的等εNd (t )水平线,引自Depaol o (1988);雅
鲁藏布蛇绿岩中玄武岩、喜马拉雅基底及淡色花岗岩,以及青藏高原不同部分的碰撞-后碰撞火山岩的
同位素成分范围,引自Mo 等(2005b,in p ress );东昆仑花岗岩成分范围,引自刘成东(2004)。

(The is ot op ic data for the granit oids in vari ous parts of the Gangdese were cited fr om Jiang et al .(1999),Q iu (2002),Hou et al .(2004)and Zhao &Mo (unpublished data ),res pectively .The ranges of is ot op ic values f or "mantle array","p ri m itive arc"and horizontal εNd (t )is ogra m s showing the base ments in vari ous ages in the figure were cited fr om Depaol o (1988);those for basalt/di 2abase in the Yarlung Zangbo ophi olite,the H i m alayan basement and leucogranite,and the collisi onal/post 2collisi onal volcanic r ocks in vari ous parts of the Tibetan Plateau fr om Mo et al .(2005b,in p ress );The is ot op ic values for granites in eastern Kunlun fr om L iu (2004))
图3 冈底斯带花岗岩类岩石的εNd (t )-
87
Sr/86
Sr (i )关系图
Fig .3 Pl ot of εNd (t )versus
87
Sr/86Sr (i )for granit oids in the Gangdese 为-7.41～-17.34(赵志丹、张风琴未发表资料;张
①
张风琴.2004.西藏冈底斯南带和北带两类花岗岩的地球化学特征及地质意义.硕士学位论文,中国地质大学(北京),63pp.
风琴,2004①
);中段念青唐古拉片麻状花岗岩,年龄8.63～9.80Ma (吴珍汉等,2003),εN d (t )值-513～-613(许荣华等,1990);中段乌郁巨斑状花岗斑岩,年龄10Ma,εNd (t )值-6.9～-8.3(莫宣学、周肃、赵志丹未发表
数据)。

冈底斯南带的冈仁波齐花岗岩,年龄60Ma,εN d (t )值-6.7(邱瑞照,2002)。

冈底斯北带花岗岩类的Nd,Sr 同位素数据很少,且出现了矛盾情况:东段班戈花岗岩体,121Ma,εN d (t )值
-6.0(许荣华等,1990);西段日土南正长花岗岩年龄80Ma,εNd (t )值+5.7,这两处花岗岩的εN d (t )值,出现如此大的差别的原因尚不清楚。

从大多数数据来看,冈底斯中带、北带及南带西
段的花岗岩类以εNd (t )
(-)值为特征(-5.3～-1713),模式年龄t D M 有两组值1
.2Ga 及2.0～2.57
82 3期莫宣学等:西藏冈底斯带花岗岩的时空分布特征及地壳生长演化信息
Ga。

在一些火山岩的SHR I M P测年中,也多次发现这些年龄信息(廖忠礼,2003;江万,个人通讯)。

这表明,这些地区的地壳具有古元古代—中元古代基底。

在花岗岩成因中,地壳组分具有主要贡献。

(3)由此看来,冈底斯带存在着两类地壳,一类是年青的初生地壳,分布在冈底斯南带的主体部分;另一类是经过多次再循环形成的成熟的古元古代—中元古代地壳,分布在冈底斯中带、北带及南带西段。

从这些不同的地壳源区,形成了具不同Nd-Sr 同位素组成特点的花岗岩。

这些关于地壳源区的信息,虽然还是概略的,但对于理解冈底斯带的地球动力学条件,有着重要的意义。

应当以此为起点,进行更深入的、特别是定量的研究。

致谢:王德滋院士鼓励作者完成本文,在学术上给予宝贵指导并审定文稿;西藏自治区国土资源厅、西藏自治区地质矿产局、特别是西藏第二地质队对作者的野外工作给予了长期的帮助;北京离子探针中心(SHR I M P)在精确同位素测年方面对作者给予了有力的支持;对此,谨此以衷心的感谢。

参考文献[R e fe re nce s]:
Chung S L,L iu D Y,J i J Q,et al.2003.Adakites fr om continental col2 lisi on z ones:Melting of thickened l ower crust beneath s
outhern Ti2 bet.Geology,31(11):10211024.
Debon F,Le Fort P,Sheppard S M F,et al.1986.The four p lut onic belts of the Transhi m alaya-H i m alaya:a che m ical,m ineral ogical, is ot op ic and chr onol ogical synthesis al ong a Tibet-Nepal secti on.
J.Petrology,27:219250.
Debon F,Sonet J,L iu G H,et al.1983.Che m ical2m ineral ogical typol o2 gy and Rb2Sr dating of the three p lut onic belts in s outhern Tibet.
Terra C ogn ita,3:265.
Depaol o D J.1981.A neody m ium and str ontium is ot op ic study of the Mes oz oic calc2alkaline granitic batholiths of Sierra Nevada and Pen2 insular Ranges,California.J.G eophys.R es.,86:10470
10488.
Depaol o D J.1988.Neody m ium Is ot ope Geoche m istry.Berlin:Sp ringer -Verlag,187pp.
D ing L,Kapp P,W an X.2005.Paleocene-Eocene record of ophi olite
obducti on and initial I ndia-A sia collisi on,s outh2central Tibet.
Tecton ics(in p ress).
董国臣.2002.西藏林周盆地林子宗火山岩及其所含的印度—亚洲碰撞信息.博士学位论文.中国地质大学(北京),134pp. [Dong G C.2002.L inziz ong Volcanic Rocks in L inzhou Basin,Tibet and I m p licati ons for I ndia-A sia Continental Collisi on.Ph. D.D is2 sertati on,China University of Geosciences,Beijing,134pp]
Fl owerM,Russ o R,Ta maki K,et al.2001.Mantle contam inati on and the I zu-Bonin-Mariana(I B M)’high2tide mark’;evidence for mantle extrusi on caused by T ethyan cl。