班公湖-怒江結合帶東段早石炭世洋殼殘片及其古特提斯意義*

王冬兵 王保弟 潘桂棠 羅亮 唐淵

1. 中國地質調查局成都地質調查中心，成都 610081

2. 中國自然資源航空物探遙感中心，北京 100083

青藏高原是地球上海拔最高、面積最大、最年輕的地形地貌單元，地質構造上是由來源于北方勞亞大陸和南方岡瓦納大陸的多個塊體組成的復雜拼合體，記錄了多重特提斯洋(Changetal., 1989; Metcalfe, 2013)或一個特提斯主大洋和多個弧后洋盆(Panetal., 2012; 潘桂棠等, 2013)的開啟、擴張和閉合過程，是板塊構造理論、洋-陸轉換動力學及大陸動力學研究的理想實驗室(eng?r, 1979; Deweyetal., 1989; Stampfli and Borel, 2002; Zhuetal., 2013; Kapp and DeCelles, 2019; 吳福元等, 2020)。班公湖-怒江結合帶是青藏高原眾多結合帶之一，其近東西向展布于青藏高原中部，分隔著羌塘和拉薩地塊，是特提斯研究的關鍵和熱點地區。自20世紀80年代以來(潘桂棠等, 1983)，前人在該帶開展了大量研究，在蛇綠巖、次深海-深海復理石、放射蟲硅質巖、洋島、高壓變質巖、成礦作用及上覆蓋層沉積巖等方面取得了大量成果(Zhouetal., 1997; 王玉凈等, 2002a; 邱瑞照等, 2004; Kappetal., 2007; Shietal., 2008; Fanetal., 2014, 2017; Wangetal., 2016; Lietal., 2019)。盡管如此，現今關于班公湖-怒江洋盆的開啟時間、俯沖極性、俯沖增生與碰撞轉換過程、閉合時代及其與龍木錯-雙湖帶的時空關系等還遠未達成一致認識(范建軍, 2016; Lietal., 2019, 2020; 劉一鳴等, 2019; Shietal., 2020)。就班公湖-怒江洋盆的開啟時間而言，就存在前石炭紀(王建平, 2003; 吳根耀, 2006; 蔣光武等, 2009; Panetal., 2012; Zhuetal., 2013)、早二疊世冰期結束后至中二疊世以前的期間(張以春等, 2019)、晚二疊世末期以前(范建軍等, 2018)、晚二疊世(～260Ma)(Fanetal., 2014, 2017; Lietal., 2019)、早-中侏羅世(宋揚等, 2019)等多種不同認識。而關于其代表的洋盆屬性，部分學者認為班公湖-怒江洋是一條獨立的、存在于中生代的洋盆，稱其為中特提斯(Metcalfe, 2013)或新特提斯(吳福元等, 2020)。部分學者認為其是青藏高原主大洋最終消亡的殘跡，其與北側的龍木錯-雙湖結合帶、南羌塘共同構成對接帶，代表存在于早古生代至白堊紀期間的大洋(Panetal., 2012)。由此可見，班公湖-怒江洋盆早期演化是認識和重建班公湖-怒江洋及青藏高原特提斯洋盆系統的關鍵因素。

班公湖-怒江結合帶東段安多、八宿地區蛇綠巖帶分為南、北兩個亞帶，中間圍限有聶榮和嘉玉橋兩個獨特的地質單元。關于兩者的構造屬性或蘊含的地質意義，不同學者有不同認識和命名(潘桂棠等, 2013)。有學者將它們命名為微地塊(Xieetal., 2013)，認為來源于南羌塘地塊，具有岡瓦納型基底，曾經漂移在班公湖-怒江洋內(Zhangetal., 2008; Lietal., 2017)。也有學者稱它們為殘余弧地塊，系班公湖-怒江洋內的古生代島狀殘余弧斷塊(潘桂棠等, 2013)。本文稱為嘉玉橋殘余弧地塊，獨特的構造位置并出露古生代海相“地層”，使得其是研究班公湖-怒江特提斯洋演化的重要窗口。最近本研究在藏東八宿怒江大橋-邦達地區嘉玉橋巖群中發現了早石炭世正常洋中脊型玄武巖(N-MORB)。在詳細的野外觀察基礎上，對其開展了鋯石U-Pb定年和地球化學研究，探討了其時代和成因，為嘉玉橋巖群的構造屬性和班公湖-怒江特提斯洋早石炭世演化提供了重要約束。

1 區域地質背景

現今青藏高原地質構造格架是由多條前新生代結合帶與其間的地塊組成的巨型拼合體(圖1)。班公湖-怒江結合帶位于青藏高原中部，西起班公湖，向東經過改則、安多，在丁青開始向南東轉至八宿、碧土一帶，東西向延長2000km，南北寬8～50km(圖1)。該帶由一系列不同時代、不同物質成分和不同來源的巖塊和基質巖石混雜組成，主要巖石有蛇綠巖、次深海-深海復理石、放射蟲硅質巖、洋島型玄武巖+灰巖組合等(范建軍等, 2018; 潘桂棠等, 2013)。班公湖-怒江結合帶西段(班公湖-改則-色哇)、中段(尼瑪、東巧、安多至索縣)、東段(丁青-八宿)蛇綠巖同位素年齡和放射蟲時代主要為侏羅紀(李紅生, 1988; 王希斌等, 1987; Wangetal., 2016)。該帶也存在晚二疊世-早三疊世的蛇綠巖、洋島、放射蟲硅質巖等信息，在碧土硅質巖中還發現有晚石炭世放射蟲(圖1)。班公湖-怒江結合帶東段德極國組(J2)、中-東段沙木羅組(J3-K1)和中西段竟柱山組(K2)不整合覆蓋在蛇綠混雜巖帶之上，通常被用來限定相應區段的閉合時間(王立全等, 2013)。

圖1 青藏高原地質構造格架同位素年齡引自黃啟帥等(2005), 王保弟等(2015), Dong et al. (2016), Fan et al. (2018), 武勇等(2018)和韋少港等(2019)；化石資料引自王玉凈等(2002b)和吳根耀(2006)

嘉玉橋殘余弧地塊位于班公湖-怒江結合帶東段，北東側以丁青-邦達斷裂帶為界，西南側以洛隆-八宿斷裂帶為限，夾持于傳統所稱的丁青蛇綠巖與八宿蛇綠巖之間(圖1和圖2)。該帶內最老構造地層為中-新元古界卡窮巖群(Pt2-3K)，主要為由黑云斜長片麻巖、斜長角閃巖、變粒巖及大理巖等組成的一套中深變質巖系，包含大小不一的榴閃巖、退變榴輝巖巖塊(Zhangetal., 2008)。卡窮巖群的時代還需要有更可靠的年齡數據支撐。嘉玉橋巖群/巖系是嘉玉橋殘余弧地塊的主體。嘉玉橋巖群由李璞等(1959)命名的“嘉玉橋巖系”演變而來，指呈北西-南東向出露于洛隆縣嘉玉橋到八宿縣怒江橋一帶的以片巖、大理巖為主的大套變質巖。最初命名的“嘉玉橋巖系”包括下部片巖夾薄層大理巖和上部薄-厚層結晶灰巖與片巖互層，時代暫定為前寒武紀-早古生代。隨著1:20萬和1:25萬區域地質調查的開展，在對其解體的基礎上，不同工作者給予了不同命名。現今在不同區域地質調查報告中所稱的惜機卡巖組(Pz2xj)、瞎絨曲巖組(Pz2x)、怒江巖組(Pz2n)、邦達巖組(Pz2b)、錯絨溝口巖組(Pz2c)都是嘉玉橋巖群/巖系的組成部分(圖2)。惜機卡巖組主要為片巖和大理巖組合。瞎絨曲巖組(Pz2x)為大套大理巖和結晶灰巖。怒江巖組(Pz2n)以片巖為主，夾大理巖。邦達巖組(Pz2b)主要為千枚狀板巖、板巖、變質砂巖、中薄層結晶灰巖，夾玄武巖、大理巖巖塊。錯絨溝口巖組(Pz2c)主要為板巖、變質細砂巖，夾大理巖巖塊。不同巖組以構造面理或斷層接觸，現今疊置關系不代表原始上下層位關系。對其時代有前震旦紀、晚震旦世、古生代、前石炭紀、泥盆紀-二疊紀、晚古生代等多種不同認識(何世平等, 2012; 及其中文獻)。俄學巖組(CPe)分布于同卡鄉俄學雄一帶，為一套中低綠片巖相變質的硅泥質巖、基性火山巖。孟阿雄巖群(T3M)為一套紫紅色礫屑灰巖、白云巖、白云質灰巖。羅冬巖群(T3J1L)以砂泥質為基質的構造混雜巖，夾基性巖、硅質巖巖塊。瓦達巖組(T3J1w)由板巖、千枚巖、變砂巖組成基質，混雜有超基性巖、大理巖塊。馬里組(J2m)為一套紅色礫巖、砂巖、泥巖組合，不整合于在嘉玉橋巖群之上。多尼組(K1d)為一套海陸交互相含煤地層，主要為砂巖、頁巖，局部發育安山質火山巖。宗白群(EZ)為一套紫紅-紅色山間磨拉石建造。嘉玉橋殘余弧地塊還發育有侏羅紀和白堊紀花崗巖，未變質變形，侵位于嘉玉橋巖系中。

圖2 藏東班公湖-怒江結合帶東段地質圖化石資料引自王克勇(1998)

2 野外地質及巖石特征

藏東八宿怒江大橋-根要一帶出露一套以灰-黑色板巖、灰色薄-中層狀結晶灰巖、灰色變質細砂巖為主的巖石，夾有大量玄武巖、結晶灰巖、大理巖巖塊。野外露頭差的地段和零星基巖露頭上顯示巖石板理傾向北東方向，似乎是一套“單斜”地層，測得的兩個板理面產狀為55°∠43°、53°∠46°。而在出露良好的露頭上，可以見到大量形態非常完整的緊閉褶皺，其軸面亦傾向北東，產狀為52°∠40°(圖3a)。板巖內發育有厘米級巖性差異層，軟弱層內發育劈理，劈理與“層面”銳交角指示上層面向上運動，既顯示該觀察點是一個正常層或翼，也反映由北東向南西逆沖的運動方向(圖3b)。這些宏觀褶皺特征和小構造形跡顯示出強烈的擠壓和向南西逆沖構造。灰-黑色板巖、薄-中層狀板巖和結晶灰巖組合、板巖與變質細砂巖組合構成基質巖石(圖3a-c)。玄武巖和大理巖是最常見的巖塊，呈大小不等的構造透鏡體、塊體產于基質巖石之中。在根要附近一個約800m的連續剖面上，可見到6個4～10m寬的玄武巖巖塊，長軸方向與巖石主要構造面產狀一致(圖3d)。根要村寨正上方，一個玄武巖巖塊與其圍巖的接觸關系非常清楚(圖3e)，接觸面平滑(圖3f)，具有滑動特征，而且還可見有石英脈體析出(圖3g)。可見厘米級的玄武巖巖塊，完全包裹在基質巖石中，不能延伸(圖3h)。這些特征反映玄武巖巖塊與其圍巖為構造接觸。還可見規模不等的結晶灰巖、大理巖巖塊或透鏡體產于基質巖石中，巖塊大者為千米級，小者為米級(圖3i)。

本研究選擇兩個較大的玄武巖巖塊和其中一個巖塊的圍巖進行了研究。玄武巖呈灰綠色、塊狀構造(圖3d, e)，顯微鏡下具間粒-間隱結構(圖4a)。主要組成礦物為斜長石(50%～55%)和單斜輝石(45%)組成(圖4a)。斜長石呈半自形-近半自形細長板狀，少量呈板條狀，粒徑0.1～0.9mm，大部分雜亂狀排列，少量搭成格架狀，具黝簾石化、絹云母化、綠泥石化等。局部見板條狀斜長石、單斜輝石呈穿插交生狀或集合體呈放射狀排列。單斜輝石呈他形柱狀、粒狀，主要填隙于斜長石粒間，局部見輝石與板條狀斜長石呈穿插交生狀或集合體呈放射狀排列。不透明礦物呈粒狀、板狀等，零散狀定向分布，已蝕變為白太石假像。次生礦物有少量黝簾石、絹云母、綠泥石、鈉長石等。圍巖為變質鈣質粉砂質細砂巖(圖3c)，呈灰色，具似板狀構造，變余粉砂質細砂結構(圖4b)。巖石主要由砂粒(50%～55%)、方解石(35%～40%)、粘土礦物(5%～10%)、鐵炭質(少量)組成。砂粒由巖屑、石英、長石構成，定向明顯，大小主要為0.05～0.15mm的細砂，少部分為<0.05mm的粉砂。粘土質礦物主要為隱晶-顯微鱗片狀粘土礦物構成，受輕微變質作用影響已變為顯微鱗片狀絹云母，直徑一般<0.08mm，集合體多顯線紋狀等連續定向分布，多具褐鐵礦化。鐵炭質呈黑色塵點狀，與粘土質混雜在一起定向分布。方解石呈他形粒狀，粒徑一般0.02～0.15mm，與砂粒混雜狀定向分布。

圖4 嘉玉橋巖群玄武巖(a)及其圍巖(b)顯微結構特征

3 分析方法

鋯石分選在廊坊市誠信地質服務公司完成。將鋯石顆粒粘貼在環氧樹脂表面制成鋯石樣品靶，打磨樣品靶，使鋯石的中心部位暴露出來，然后進行拋光。對鋯石進行反射光、透射光顯微照相和陰極發光(CL)圖像分析，最后根據反射光、透射光及鋯石CL圖像選擇代表性的鋯石顆粒和區域進行U-Pb測年。

鋯石U-Pb同位素定年和微量元素含量在武漢上譜分析科技有限責任公司利用LA-ICP-MS同時分析完成。詳細的儀器參數和分析流程見Zongetal. (2017)。GeolasPro激光剝蝕系統由COMPexPro 102 ArF 193nm準分子激光器和MicroLas光學系統組成，ICP-MS型號為Agilent 7700e。激光剝蝕過程中采用氦氣作載氣、氬氣為補償氣以調節靈敏度，二者在進入ICP之前通過一個T型接頭混合，激光剝蝕系統配置有信號平滑裝置(Huetal., 2015)。本次分析的激光束斑和頻率分別為32μm和5Hz。U-Pb同位素定年和微量元素含量處理中采用鋯石標準91500和玻璃標準物質NIST610作外標分別進行同位素和微量元素分餾校正。每個時間分辨分析數據包括大約20～30s空白信號和50s樣品信號。對分析數據的離線處理(包括對樣品和空白信號的選擇、儀器靈敏度漂移校正、元素含量及U-Pb同位素比值和年齡計算)采用軟件ICPMSDataCal(Liuetal., 2008, 2010)完成。鋯石樣品的U-Pb年齡諧和圖繪制和年齡加權平均計算采用Isoplot/Ex_ver3(Ludwig, 2003)完成。

全巖主量元素含量分析在自然資源部西南礦產資源監督檢測中心采用XRF玻璃熔餅法完成，分析的儀器為AXIOS-X-熒光光譜儀。巖石粉末樣品的主量元素分析前進行燒失量分析。然后將巖石粉末樣品熔融制餅，并標記樣品名稱以備測試。對中國標準參考物質GSR-3的分析結果表明，主量元素分析精度和準確度均優于4%。全巖微量元素含量在武漢上譜分析科技有限責任公司利用Agilent 7700e ICP-MS分析完成。用于ICP-MS分析的樣品處理如下：(1)將200目樣品置于105℃烘箱中烘干12小時；(2)準確稱取粉末樣品50mg置于Teflon 溶樣彈中；(3)先后依次緩慢加入1mL高純HNO3和1mL高純HF；(4)將Teflon溶樣彈放入鋼套，擰緊后置于190℃烘箱中加熱24小時以上；(5)待溶樣彈冷卻，開蓋后置于140℃電熱板上蒸干，然后加入1mL HNO3并再次蒸干；(6)加入1mL高純HNO3、1mL MQ水和1mL內標In(濃度為1×10-6)，再次將Teflon溶樣彈放入鋼套，擰緊后置于190℃烘箱中加熱12小時以上；(7)將溶液轉入聚乙烯料瓶中，并用2% HNO3稀釋至100g以備ICP-MS測試。實驗過程中，對美國地質調查局(USGS)標準參考物質BCR-2、BHVO-2和AGV-1的分析結果表明，微量元素分析精度和準確度一般優于5%。

全巖Sr-Nd同位素前處理和測試由武漢上譜分析科技有限責任公司完成。Sr-Nd同位素分析采用德國Thermo Fisher Scientific公司的MC-ICP-MS(Neptune Plus)。BCR-2(玄武巖)(USGS)和AGV-2(安山巖)被選擇作為流程監控標樣。BCR-2和AGV的87Sr/86Sr分析測試值分別為0.705006±7(2SD)和0.703964±9(2SD)，與推薦值0.705012±20和0.703988±13(2SD) (Zhang and Hu, 2020) 在誤差范圍內一致。BCR-2和AGV的143Nd/144Nd分析測試值分別為0.521644±4(2SD)和0.521789±4(2SD)，與推薦值0.512626±8和0.512787±7(2SD)在誤差范圍內一致 (Zhang and Hu, 2020)。數據表明，實驗流程可以對樣品進行有效分離，分析準確度和精密度滿足高精度的Nd同位素分析。

4 分析結果

4.1 鋯石U-Pb年齡

從兩個較大的玄武巖巖塊中分別采集樣品約10kg，其中一件(20NJ01-1)分選出鋯石顆粒約200粒，另一件未分選出鋯石。鋯石呈淺黃色， 多為短柱狀、 長柱狀，顆粒較小，長軸一般小于100μm，部分長柱狀顆粒長軸長100～150μm。鋯石陰極發光(CL)圖像顯示板狀、無分帶，或弱的巖漿環帶，無核-邊結構(圖5a)。選擇20顆鋯石進行分析，其中2個分析點諧和度差，其余18分析點諧和度高，分布在諧和線上，Th/U比值為0.4～1.4，206Pb/238U年齡加權平均值為338±2Ma(MSWD=2，n=18)(表1和圖6a)。

圖5 嘉玉橋巖群測年樣品的鋯石陰極發光(CL)圖像

表1 嘉玉橋巖群玄武巖及其圍巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡

續表1Continued Table 1測點號(×10-6)ThUTh/U同位素比值年齡(Ma)207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ諧和度備注223718780.420.08310.00152.28810.05520.19810.0027127236.3120917.1116514.696%231842650.690.20150.002914.61990.23340.52510.0048283824.1279115.3272120.297%241687420.230.10110.00153.86820.05580.27680.0015165627.8160711.715757.997%252015880.340.06200.00170.70050.01910.08180.000767657.453911.45074.493%263175750.550.07090.00141.55660.03140.15900.001395436.195312.59517.599%277566631.140.07020.00161.49220.03450.15380.001393350.992714.19227.099%28105910740.990.05840.00150.69500.01740.08630.000954655.553610.55345.199%291575040.310.24570.003821.48220.35640.63210.0055315725.8316116.2315821.899%30122211561.060.16130.002510.07020.16550.45120.0038246926.5244115.3240016.898%312324690.500.10190.00183.93430.07430.27890.0023165933.6162115.3158611.497%324617970.580.09850.00153.76830.05990.27630.0019159828.2158612.815729.899%331485410.270.07070.00161.43110.03260.14640.001394746.390213.68817.297%342323290.710.07720.00171.93590.04480.18120.0018112844.4109415.510749.898%352182730.800.05910.00220.70350.02550.08670.000956981.554115.25365.399%36146917620.830.10580.00164.51490.06800.30790.0023172926.7173412.6173011.299%377155621.270.07590.00171.83780.03920.17510.0014110044.4105914.010407.998%385907020.840.07260.00151.61390.03110.16090.0015100641.197612.19628.598%392045710.360.11520.00185.02210.08150.31480.0026188334.1182313.8176412.896%4088.17180.120.07590.00121.80470.02730.17180.0012109231.510479.910226.997%4161114700.420.07000.00121.48790.02450.15350.001192934.192510.09216.299%4278510650.740.09100.00143.14200.04940.24930.0018145629.5144312.114359.399%43100013220.760.09950.00153.88490.06130.28220.0025161727.9161112.8160312.699%443958970.440.07270.00141.63850.03440.16280.0016100645.498513.29728.898%452946090.480.12830.00226.66600.12520.37520.0039207625.0206816.6205418.499%4610822454.410.16550.003010.20070.18360.44580.0038251329.5245316.7237617.196%4767012530.530.07210.00111.74120.02870.17440.001399127.6102410.710377.398%4813039481.370.05900.00140.65720.01540.08080.000756549.15139.55014.197%491909290.200.07190.00121.56830.02690.15750.001098334.495810.69435.698%50100.67180.140.05580.00160.66400.01820.08630.000845661.151711.15334.796%514946390.770.06000.00180.72320.01990.08760.000961163.055311.75415.297%524647470.620.13150.00207.01800.11070.38570.0032212027.0211414.1210314.899%531362670.510.20070.002915.01470.21870.54140.0043283223.5281614.0278918.299%5425716770.150.08360.00122.48460.04610.21440.0024128327.2126813.5125212.998%5526715160.180.07300.00121.57220.03030.15540.0014101730.695912.09317.697%5619811860.170.07030.00121.39880.02390.14420.0013100033.388810.18687.397%5796011580.830.06990.00131.51760.02900.15720.001392437.593811.79417.199%583114830.640.07820.00172.06820.04500.19190.0015115144.4113814.911318.399%592112910.720.07580.00191.78370.04350.17080.0015108948.9104015.910178.497%6031213790.230.07590.00121.81190.02890.17290.0013110031.5105010.510287.297%6123012190.190.06760.00121.19410.02310.12760.001185739.879810.77746.296%622377750.310.10970.00154.73370.06700.31190.0021179525.5177311.9175010.598%632145140.420.08000.00162.17630.04620.19680.0023119838.4117314.8115812.298%6473.53080.240.07890.00202.03310.05140.18720.0020116951.9112717.2110610.898%

圖6 嘉玉橋巖群測年樣品鋯石U-Pb年齡諧和圖和年齡頻分布圖

變質鈣質粉砂質細砂巖(20NJ02-1)作為圍巖代表，從約10kg樣品中分選出鋯石大于1000粒。鋯石多數呈淺黃色，顆粒較小，大多數長軸小于100μm，磨圓度非常好(圖5b)，與碎屑鋯石特征一致。鋯石陰極發光(CL)圖像顯示大多數鋯石具有單一的內部結構，有不同程度的巖漿結晶環帶，少部分有殘留核。隨機選擇鋯石進行U-Th-Pb同位素測定，分析結果列于表1。87個分析點具有非常高的諧和度(全部大于90%，絕大部分大于96%)，均落在諧和曲線上或附近(圖6b)，Th/U比值全部大于0.1，年齡分布在3157～500Ma的較寬范圍內(年齡結果大于1200Ma時采用207Pb/206Pb年齡，其余采用206Pb/238U年齡)。87個年齡值在頻分布圖上形成多個組/峰，其中太古宙有～3.2Ga、～2.8Ga、～2.5Ga三組(圖6c)，但每組鋯石較少。元古宙有～2.1Ga、1.9～1.4Ga、～1.3Ga、～1.1Ga、1283Ma、1074～742Ma、599Ma多個組/峰(圖6c)，但主要集中在1.9～1.4Ga和1074～742Ma兩個組/峰，而且這兩組內部年齡較連續，統計學上無明顯分組現象。最年輕的鋯石集中在541～500Ma，統計學上可以分為541～531Ma和513～500Ma兩個組。

4.2 全巖元素組成

玄武巖樣品的主量、微量元素原始分析數據列于表2。文中涉及的主量元素含量、特征參數描述和作圖，均使用扣除燒失量后100%歸一化的值。玄武巖的SiO2含量為48.74%～51.38%，MgO含量為8.34%～10.35%，Fe2O3T含量為9.75%～12.22%，TiO2含量為0.80%～1.06%，Al2O3含量為13.87%～15.28%，全堿(Na2O+K2O)含量為3.11%～5.04%，Mg#為57～64，Na2O/K2O比值為4～88。在不活動元素巖石Nb/Y-Zr/TiO2分類圖解(Winchester and Floyd, 1977)中落在亞堿性玄武巖(圖7a)，在火山巖TAS分類圖解落于亞堿性玄武巖區域(圖略)。在不活動元素Y-Zr圖解(Ross and Bédard, 2009)中落于拉斑玄武巖系列(圖7b)，而在SiO2-K2O圖解中，部分落于低鉀拉斑玄武巖系列，部分落在低鉀拉斑系列與鈣堿性系列交界處(圖略)。主量元素反映出玄武質、貧堿、富鈉、中等富鎂及拉斑玄武巖系列的特征。

表2 嘉玉橋巖群玄武巖主量(wt%)和微量(×10-6)元素組成

續表2

玄武巖的稀土總量∑REE=23.7×10-6～34.6×10-6，平均值為28.6×10-6，遠低于洋島玄武巖(OIB=198.96×10-6)的含量，也低于富集型洋中脊玄武巖(E-MORB=49.09×10-6)，與正常洋脊玄武巖(N-MORB=39.11×10-6)含量相似(Sun and McDonough, 1989)。玄武巖輕、重稀土元素 (La/Yb)N比值為0.35～0.50，平均值為0.40，顯示輕稀土虧損；δEu為0.81～1.02，平均值為0.93，表明微弱的Eu負異常。在球粒隕石標準化稀土元素配分圖上，顯示為輕稀土左傾、重稀土(兩分法)平直、無明顯Eu異常的一條曲線，與N-MORB曲線一致(圖7c)。在原始地幔標準化微量元素蛛網圖解上，高場強元素Nb、Ta、Zr、Hf無異常，Rb和Ba明顯富集，U微弱富集，Sr既有正異常也有負異常，其余元素總體顯示為一條類似于N-MORB的曲線(圖7d)。

圖7 嘉玉橋巖群玄武巖地球化學圖解

4.3 全巖Sr-Nd同位素

玄武巖全巖Sr-Nd同位素數據列于表3。4件樣品的87Sr/86Sr和143Nd/144Nd測試值分別為0.709672～0.724454和0.513153～0.513201。87Rb/86Sr和147Sm/144Nd的比值利用Rb、Sr、Sm和Nd測試值回算，初始同位素比值計算采用t=338Ma。初始(87Sr/86Sr)i比值為0.707181～0.709794，初始εNd(t)值+7.4～+8.5。

表3 嘉玉橋巖群玄武巖Sr-Nd同位素組成

5 討論

5.1 玄武巖形成時代

一般情況下，玄武巖和輝綠巖由于硅不飽和、Zr含量低及冷卻速率快等因素很難結晶出鋯石。因而，絕大多數情況下從玄武巖和輝綠巖分選不出鋯石，即使分選出極少量鋯石，也會是大小、 形態及內部結構各異， 年齡也不一致，反映其不是巖漿自身結晶出的鋯石。盡管如此，還是有零星可信的玄武巖鋯石年齡報道(Zhangetal., 2010; Yuetal., 2011)。本次采集了兩件玄武巖樣品進行挑選鋯石，其中一件沒有分選出鋯石，而樣品20NJ01-1分選出大約200粒鋯石，同樣反映低的鋯石產率。研究的鋯石具有以下幾個特征：(1)較自形、無磨圓，外部形態和內部結構較均一，不同于碎屑鋯石；(2)鋯石為板狀或微弱的巖漿環帶，具有高的Th、U含量和高的Th/U比值(0.4～1.4)，與基性巖漿結晶鋯石特征相似(Wu and Zheng, 2004)；(3)隨機分析20顆鋯石均獲得相近的單顆粒年齡(其中兩個分析點諧和度低，未參加計算)。這些特征反映它們是基性巖漿自身結晶鋯石。因此，我們認為206Pb/238U年齡加權平均年齡338±2Ma代表玄武巖形成時代。此外，嘉玉橋巖群有可靠的早石炭世化石資料(圖2)，研究的玄武巖作為巖塊賦存其中，從包裹關系看，亦反映該早石炭世年齡比較可靠。

5.2 玄武巖巖石成因

5.2.1 蝕變及地殼同化混染評估

玄武巖全巖主量元素燒失量為2.89%～4.33%，顯微鏡下可見礦物蝕變，表明巖石受到了蝕變影響。海水蝕變能夠顯著增加Rb、Ba、U、Sr等活動性元素含量(Kelleyetal., 2003; Staudigeletal., 1996)，在微量元素蛛網圖上(圖7d)，Rb和Ba明顯富集，U有一定程度富集，部分樣品Sr正異常，沒有Nb、Ta虧損，應是海水蝕變作用的結果。全巖εNd(t)同位素值較一致，而87Sr/86Sr(i)值變化相對較大，相對地幔演化線，明顯向右偏移(圖8)，反映其可能受到海水蝕變影響。

圖8 嘉玉橋巖群玄武巖Sr-Nd同位素特征

基性巖漿在儲存和上升過程中常會受到殼源物質混染，以下多重證據表明研究的玄武巖無或沒有受到明顯的地殼物質混染：(1)微量元素蛛網圖上Nb和Ta相對相鄰元素無負異常(圖7d)；(2)玄武巖具有低的Th/Ce(0.028～0.047)和Th/La(0.07～0.14)，明顯低于陸殼的Th/Ce(～0.15)和Th/La(～0.30)(Taylor and Mclennan, 1995; Plank, 2005)；(3)與軟流圈地幔來源的基性巖(如MORB)相比，地殼物質具有更低的Nb/Ta、Sm/Nd、MgO和εNd(t)值，更高的Th/La、La/Sm和SiO2值，MgO或Mg#與Nb/Ta、Sm/Nd比值的正相關性及MgO或Mg#與Th/La、La/Sm比值的負相關性可以指示地殼物質混染(Wangetal., 2013)，然而未發現有相關性(圖9)；(4)全巖εNd(t)值一致(+7.4～+8.5)；(5)未發現繼承性或捕獲鋯石。

圖9 嘉玉橋巖群玄武巖地殼同化混染判別圖解

綜上，玄武巖有一定程度的蝕變，無或沒有明顯的殼源混染，除蝕變過程中活動元素(Rb、Ba、U、Sr等)外，不活動元素、相容元素、Nd同位素等能夠代表其自身性質。

5.2.2 巖石成因

研究的玄武巖為低鉀拉斑系列，稀土元素球粒隕石標準化圖解和微量元素蛛網圖解上總體顯示為類似于N-MORB的特征，不同于富集型洋中脊玄武巖(E-MORB)和弧后盆地玄武巖(BABB)，指示其具有虧損的地幔源區(圖7c, d)。玄武巖初始εNd(t)值較正且均一(+7.4～+8.5)，均落在N-MORB范圍(White and Klein, 2014)，并與雅魯藏布江蛇綠巖(Xu and Castillo, 2004; 劉飛等, 2013)、蝕變洋殼(Staudigeletal., 1996)的值相近，亦指示來自虧損地幔(圖8)。在La/Sm-La圖解上(圖略)，樣品顯示出明顯的正相關，表明巖石主要受控于部分熔融作用。Aldanmazetal. (2000)利用不同礦物對輕、中、重稀土元素具有不同的分配系數，開發了La-La/Sm和Sm-Sm/Yb圖解用于模擬源區和熔融條件。利用這些圖解綜合判斷玄武巖最可能是尖晶石相二輝橄欖巖經過約15%的部分熔融形成(圖10)。在2×Nb-Zr/4-Y(Meschede, 1986)(圖11a)和Hf/3-Th-Ta(Wood, 1980)(圖11b)圖解中，玄武巖落于正常洋中脊玄武巖與島弧拉斑玄武巖重疊區，前者在同一個區，后者為兩者交界處。而在Y/15-La/10-Nb/8圖解(圖11c)和Nb/Yb-Th/Yb圖解(圖11d)中，均落在N-MORB區內或附近。綜上，本文認為研究的玄武巖形成于大洋中脊環境，由虧損的尖晶石相二輝橄欖巖部分熔融形成，代表洋殼殘片。

圖10 嘉玉橋巖群中玄武巖La-La/Sm (a)和Sm-Sm/Yb (b)圖解(據Aldanmaz et al., 2000)

圖11 嘉玉橋巖群中玄武巖巖塊構造環境判別圖解

5.3 嘉玉橋巖群時代及其屬性

嘉玉橋巖群的時代有前震旦紀、晚震旦世、古生代、前石炭紀、泥盆紀-二疊紀、晚古生代等多種不同認識。嘉玉橋巖群始于“嘉玉橋巖系”，關于其時代主要來自化石資料。李璞等(1959)命名的“嘉玉橋巖系”未獲化石，依據區域對比時代暫定為前寒武紀-早古生代。饒榮標等(1983)在嘉玉橋巖群近頂部大理巖中采獲石炭紀珊瑚和腹足類化石，確定其時代接近于石炭紀。艾長興和陳炳蔚(1986)在嘉玉橋群中發現早二疊世的孢子組合，認為主要時代為早二疊世，但不能排除有石炭系及更老的地層存在。王克勇(1998)基于1:20萬察雅、左貢幅區調工作在八宿怒江橋-邦達一帶的嘉玉橋巖群變質巖發現許多可靠的大化石和微體化石(圖2)，認為嘉玉橋巖群主要為下石炭統，少量上泥盆統，以及少量疑似的下二疊統。何世平等(2012)從八宿縣巴兼村一帶嘉玉橋巖群上部大理巖中所夾含石榴子石綠片巖鋯石上交點年齡為566±27Ma，將其原巖形成時代限定為晚震旦世。實際上，該鋯石外部形態、內部結構與基性巖鋯石相差較大，也未見變質結構，鋯石很可能不是基性巖漿結晶出的，上交點年齡亦不能代表其原始形成時代。

本文對怒江大橋至根要村寨一帶邦達巖組變質鈣質粉砂質細砂巖進行了碎屑鋯石U-Pb定年。從約10kg樣品中分選出鋯石大于1000粒，反映其鋯石副礦物含量低。鋯石磨圓明顯，顯示出較遠的搬運距離和較強的磨蝕作用(圖5b)。單顆粒鋯石年齡分布在非常寬的范圍，為3157～500Ma。這些年齡形成多個群組，有～3.2Ga、～2.8Ga、～2.5Ga、～2.1Ga、1.4～1.9Ga、～1.3Ga、～1.1Ga、1283Ma、1074～742Ma、599Ma，但主要集中在1.9～1.4Ga和1074～742Ma兩個組(圖6c)。最年輕一組鋯石年齡為513～500Ma，指示其最大沉積時限不早于該年齡范圍。八宿怒江大橋-邦達一帶的邦達巖組灰巖中含牙形石Polygmthuspurus，Protognathodus，Spathognathoduscf.stabilis等，千枚巖中含孢粉化石。牙形石Polygmthuspurus是Sulcata帶上部至Sandbergi帶中常見化石，后兩者是早石炭世地層中常見化石分子；孢粉化石被鑒定為泥盆-石炭紀、早石炭世晚期(王克勇, 1998)。錯絨溝口巖組變質細砂巖、變質粉砂巖內含具有鑒定意義的腕足類化石Neospirifer，Syringothyris，Spirifer，Rhynchonellids，以及雙殼化石Andonychiidae，他們都屬于早石炭世(王克勇, 1998)。綜合基質巖石中化石資料和碎屑鋯石U-Pb年齡數據，認為邦達-怒江大橋一帶的嘉玉橋巖群的原始沉積時代為早石炭世。碎屑鋯石中未包含早古生代至泥盆紀年齡信息，很可能是由于其沉積水體較深，離早古生代至泥盆紀物源較遠的原因。

嘉玉橋巖群曾被認為是結晶基底巖石(夏代祥和劉世坤, 1997)或岡底斯北緣晚震旦世-寒武紀陸緣裂谷巖石(何世平等, 2012)。嘉玉橋巖群具有基質和巖塊的構造特征。基質巖石中原始層理大多數已消失，總體表現為板理、千枚理等，局部保留有不同規模的褶皺構造。八宿怒江大橋-根要村寨一帶宏觀褶皺軸特征和小構造形跡顯示出強烈的擠壓和向南西逆沖(圖3a, b)。野外所見的巖性差異層層面產狀與板理產狀一致，不代表其是原始沉積層理，而是由于強烈擠壓形成緊閉、同斜褶皺，兩翼近似平行的結果(圖3a, d)。玄武巖巖塊或透鏡體一般未見明顯變質，而灰巖巖塊已變質為結晶灰巖或大理巖，部分細晶大理巖巖塊中可見無根鉤狀、腸狀、不規則狀褶皺。基質巖石主要是灰色-黑色板巖、變質粉砂-細砂質及薄-中層狀結晶灰巖組合，原巖建造為泥-灰質巖石組合，沉積水體相對較深。玄武巖為N-MORB型，代表洋殼殘片，形成于類似于大洋中脊的深水環境。結晶灰巖/大理巖巖塊原巖亦沉積于海相環境，特別是薄層的灰巖與泥巖組合，也反映相對較深水的沉積環境。這些特征表明嘉玉橋巖群不是結晶基底巖石，也不是陸緣裂谷巖石。根據嘉玉橋巖群原巖建造和構造特征，認為嘉玉橋巖群是一套俯沖增生雜巖，其基質巖石和玄武巖巖塊均為石炭紀，可能是早石炭世俯沖增生雜巖。但由于缺乏構造形變質年齡約束，不能排除是石炭紀以后的構造事件形成的，即構造就位時間還有待進步限定。

5.4 班公湖-怒江特提斯洋早期演化

班公湖-怒江結合帶內的蛇綠巖、次深海-深海復理石、硅質巖等在班公湖、洞錯、東巧、丁青、八宿、碧土等地出露較好，其中的輝長巖和放射蟲時代主要集中在早-中侏羅世(160～190Ma)(王希斌等, 1987; 李紅生, 1988; 曲曉明等, 2010; Wangetal., 2016)。隨著研究的深入，班公湖-怒江結合帶在放射蟲硅質巖、變質巖原巖、洋島、蛇綠巖等方面獲得較多前侏羅紀的時代信息(圖2)。放射蟲方面，丁青蛇綠巖帶硅質巖中存在晚三疊世放射蟲(王玉凈等, 2002b)。變質巖方面，洞錯蛇綠巖帶中基性麻粒巖原巖時代為254Ma(王保弟等, 2015)，N-MORB型榴輝巖和洋島型(OIB)型榴輝巖原巖時代分別為260Ma和242Ma(Dongetal., 2016)。洋島方面，改則洞錯洋島型玄武巖年齡為239Ma和242Ma(Fanetal., 2018)。蛇綠巖方面，洞錯蛇綠巖中輝長巖時代為223Ma(武勇等, 2018)，改則縣多龍俯沖型蛇綠巖中輝長巖時代為252Ma，班公湖MORB型蛇綠巖Re-Os年齡為254Ma(黃啟帥等, 2005)。這些數據表明班公湖-怒江洋的演化時間遠早于侏羅紀，部分學者根據這些年齡信息推測班公湖-怒江洋最早演化可追索至晚二疊世(Fanetal., 2017; 范建軍等, 2018; Lietal., 2019)。最近，張以春等(2019)通過對班公湖-怒江洋兩側的拉薩地塊和南羌塘的古生物地理和地層層序對比，限定其打開時間為早二疊世冰期結束后至中二疊世以前的期間。

藏東碧土蛇綠巖帶中硅質巖含有晚石炭世放射蟲(吳根耀, 2006)，其向南接昌寧-孟連古特提斯結合帶，向北延伸有不同認識。吳根耀(2006)認為其向北接青海南部的格拉丹冬和藏北的龍木錯-雙湖縫合線，而蔣光武等(2009)認為碧土蛇綠巖帶是班公湖-怒江帶的一部分，是羌塘-三江地層大區與岡底斯-喜馬拉雅地層大區的分界線。潘桂棠等(2013)綜合編圖成果也將碧土蛇綠巖與怒江帶蛇綠巖相連。本文根據藏東八宿、左貢一帶構蛇綠巖及其他巖石的帶狀分布和構造延伸，將碧土蛇綠巖與怒江帶蛇綠巖相接。基于這種認識，班公湖-怒江結合帶東段已存在石炭紀洋盆信息。嘉玉橋巖群夾于班公湖-怒江南、北兩條蛇綠巖亞帶之間，原巖主體是早石炭世海相半深水-深水建造(王克勇, 1998)。本研究從嘉玉橋巖群中識別出338±2Ma的洋殼殘片。這些信息共同指示在早石炭世時班公湖-怒江洋已經存在，班公湖-怒江洋的打開會更早。

部分學者認為班公湖-怒江結合帶是特提斯主大洋最終消亡的帶，其與龍木錯-雙湖結合帶及兩者之間的南羌塘增生弧盆系，共同構成特提斯大洋消失的巨型對接帶，代表寒武紀-中生代連續演化的主大洋，即“大班怒帶”模型(Panetal., 2012; 潘桂棠等, 2013)。而部分學者基于班公湖-怒江結合帶與龍木錯-雙湖結合帶在空間、演化時間方面的不同，認為班公湖-怒江結合帶一條獨立的結合帶(Lietal., 2019; 宋揚等, 2019)。本研究并不能徹底解決這一分歧，但是研究顯示班公湖-怒江洋在早石炭世已存在，無疑地為確定“大班怒帶”模型增添了新的證據。

6 結論

(1)藏東八宿怒江大橋至邦達一帶嘉玉橋巖群內的玄武巖鋯石U-Pb年齡為338±2Ma，代表玄武巖形成時代；玄武巖圍巖碎屑鋯石U-Pb年齡范圍為3157～500Ma，最年輕一組年齡為513～500Ma，限定其沉積時代不早于該年齡范圍。

(2)玄武巖受海水蝕變作用導致Rb、Ba、U、Sr元素和(87Sr/86Sr)i同位素有不同程度的富集，其余元素和εNd(t)同位素具有典型N-MORB型地球化學特征。玄武巖是由虧損地幔中尖晶石相二輝橄欖巖部分熔融形成，代表洋殼殘片。

(3)八宿怒江大橋至邦達一帶嘉玉橋巖群是一套俯沖增生雜巖，其基質巖石和玄武巖塊體形成于早石炭世，構造就位時間有待進一步限定。

(4)班公湖-怒江東段洋盆在早石炭世(338±2Ma)已存在成熟洋殼，該洋盆打開時間可能會更早。

致謝感謝兩位審稿人和俞良軍常務副主編在本文審稿、出版編輯過程中提出的寶貴修改意見。