胡培遠 翟慶國 趙國春 唐躍 朱志才 王偉 吳昊

1. 自然資源部深地動力學重點實驗室，中國地質科學院地質研究所，北京 1000372. 香港大學地球科學系，香港3. 大陸動力學國家重點實驗室，西北大學地質學系，西安 710069

圖1 青藏高原中部構造劃分簡圖(a)和安多地區(qū)區(qū)域地質簡圖(b)JSSZ-金沙江縫合帶；LSSZ-龍木錯-雙湖-瀾滄江縫合帶；BNSZ-班公湖-怒江縫合帶；IYZSZ-雅魯藏布江縫合帶.年齡資料引自李才等, 2008; 解超明等, 2010; Gehrels et al., 2011; Guynn et al., 2012; Zhang et al., 2012; Zhu et al., 2012; Hu et al., 2013, 2018a; Xie et al., 2013; Ding et al., 2015Fig.1 Simplified tectonic map of the central Tibetan Plateau (a) and geological map of the Amdo area (b)

青藏高原代表了岡瓦納大陸的最北緣，是地球上最高的高原，其演化歷史可以追溯到前寒武紀晚期，涉及到多個古洋盆的打開、俯沖和消亡以及多個陸塊的裂離、漂移和拼貼過程(Zhangetal., 2014; Zhaietal., 2016; Huetal., 2018a, b, c, 2019a)，在全球構造地質學研究中處于特殊的地位。近年來，隨著地質填圖工作的全面覆蓋以及測試分析手段的進步，青藏高原晚古生代-新生代的板塊構造演化過程已經日趨清晰(Yin and Harrison, 2000; Zhuetal., 2011, 2012, 2013)，但是對于青藏高原前寒武紀-早古生代演化歷史的認知程度仍然很低。究其原因，主要在于：(1)上古生界和中生界地層的大面積覆蓋以及中生代巖漿巖的廣泛發(fā)育掩蓋了早期演化記錄；(2)新生代高原隆升伴隨的大規(guī)模構造運動嚴重改造了早期演化記錄。盡管如此，青藏高原前寒武紀-早古生代演化歷史是不能回避的關鍵問題。

拉薩地塊大地構造位置上位于班公湖-怒江板塊縫合帶和雅魯藏布江板塊縫合帶之間，地理位置上位于青藏高原中部，為組成青藏高原的主要板塊之一(圖1a)(Yin and Harrison, 2000; Metcalfe, 2013; Zhuetal., 2013; Lietal., 2018; Zhaoetal., 2018)。長期以來，拉薩地塊上沒有發(fā)現(xiàn)確切的埃迪卡拉紀-奧陶紀巖漿記錄。然而，近幾年的相關研究工作取得了突破性進展，在幫勒(Zhuetal., 2012)、仁錯(計文化等, 2009; Gehrelsetal., 2011)、安多(Zhangetal., 2012; Xieetal., 2013)和八宿(李才等, 2008)地區(qū)陸續(xù)發(fā)現(xiàn)了埃迪卡拉紀-奧陶紀巖漿記錄，從而為認識和重建青藏高原早期演化過程打開了新的窗口。然而，目前對這些巖石的研究程度依然較低，總體還處于野外描述和鋯石定年階段。雖然新近有學者開展了部分埃迪卡拉紀-寒武紀巖石的地球化學和同位素研究工作(Zhuetal., 2012; Zhangetal., 2012; Dingetal., 2015)，奧陶紀巖石的相關研究依然較少，成為認識青藏高原早期形成演化的瓶頸之一。本文報道了安多地區(qū)奧陶紀花崗巖的LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年、巖石地球化學和鋯石Hf同位素分析結果，在詳細分析前人資料的基礎上，揭示其巖漿源區(qū)特征以及構造背景，進而探討青藏高原早期形成演化過程。

1 地質概況

前人研究表明，青藏高原存在多個東西向展布的地塊，例如北羌塘、南羌塘、拉薩等(圖1a)。這些地塊被一系列東西向延伸的特提斯板塊縫合帶所分割，其中龍木錯-雙湖-瀾滄江板塊縫合帶代表了岡瓦納大陸與勞亞大陸的界線，因而位于該縫合帶以南的南羌塘和拉薩地塊被認為來自岡瓦納大陸北緣(李才, 2008; Zhaietal., 2016; Huetal., 2019a)。安多微陸塊夾持于南羌塘和拉薩地塊之間。新近研究顯示，安多微陸塊的新元古代-早古生代巖漿-變質記錄與拉薩地塊較為類似，而與南羌塘地塊區(qū)別明顯(Huetal., 2018b)，因此本文傾向于認為安多微陸塊是拉薩地塊的一部分。

圖2 安多地區(qū)奧陶紀花崗巖的野外露頭照片(a)和顯微鏡下特征(b)MME-暗色微粒包體；Q-石英；Pl-斜長石；Kfs-鉀長石；Bi-黑云母Fig.2 Field characteristics (a) and photomicrographs (b) of the Ordovician granites from the Amdo area

目前，在拉薩地塊上已經發(fā)現(xiàn)了多處早古生代巖漿記錄，分別位于幫勒、仁錯、安多和八宿地區(qū)(圖1)。Zhuetal. (2012)對幫勒地區(qū)的寒武紀火山巖進行了研究，發(fā)現(xiàn)它們具有雙峰式的特征，主要為玄武巖和流紋巖，并且獲得了492Ma的LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年結果。計文化等(2009)、Huetal. (2013)和Dingetal. (2015)報道仁錯地區(qū)存在寒武紀流紋巖，呈夾層狀出露于變質沉積地層中。此外，在該地區(qū)還出露有埃迪卡拉紀的巖漿巖，主要為輝長巖、英云閃長巖和流紋巖(Huetal., 2018a)。安多和八宿地區(qū)的早古生代巖石主要為花崗巖，時代跨度為532～483Ma(解超明等, 2010; Guynnetal., 2012; Zhangetal., 2012; Xieetal., 2013; 李才等, 2008)。

安多地區(qū)中-新生代構造運動較為強烈，發(fā)育有多條東西向斷裂。該地區(qū)出露的地層包括前寒武紀變質基底片麻巖、古生界、中生界和新生界，巖漿巖主要為侏羅-白堊紀蛇綠混雜巖和早古生代花崗巖，在中生界中可見較多中-酸性火山巖夾層。其中，早古生代花崗巖侵入于前寒武紀基底巖石之中，被中生代地層以角度不整合覆蓋，與古生界多為斷層接觸關系。本文研究的花崗巖，出露于安多縣城以南約25km，具細?；◢徑Y構，片麻狀構造(圖2a)。鏡下鑒定結果顯示，花崗巖主要礦物組成為石英(40%～50%)、鉀長石(10%～15%)和斜長石(30%～35%)，黑云母含量較少(約5%)；副礦物有鋯石、榍石等(圖2b)。石英為不規(guī)則粒狀，可見波狀消光；斜長石為半自形-自形，普遍發(fā)育聚片雙晶；鉀長石為不規(guī)則板狀，未見格子雙晶；黑云母呈黃褐色，片狀。部分斜長石和鉀長石受后期蝕變影響，表面呈現(xiàn)渾濁狀。此外，花崗巖中可見暗色微粒包體，呈渾圓狀，直徑為2～5cm(圖2a)；呈不均勻分布，巖體內部相對較多(約20%)，邊緣相對較少(約5%)；主要組成礦物為角閃石(～30%)、輝石(～35%)、斜長石(～30%)和少量石英(～5%)。

2 樣品測試方法

鋯石的分選在河北省區(qū)域地質調查院完成，采用常規(guī)的重液和磁選方法進行分選，最后在雙目顯微鏡下挑純。樣品靶的制備在中國地質科學院地質研究所完成，制成的樣品靶直徑為25mm。鋯石的陰極熒光圖像分析在中國地質科學院地質研究所的陰極熒光分析系統(tǒng)(HITACH S-3000N型場發(fā)射環(huán)境掃描電鏡和Gatan公司Chroma陰極熒光譜儀)上完成。樣品的鋯石U-Th測年在北京科薈測試技術有限公司完成，分析儀器為美國ESI公司生產的NWR 193nm激光剝蝕進樣系統(tǒng)和德國AnlyitikJena公司生產的PQMS Elite型四級桿等離子體質譜儀聯(lián)合構成的激光等離子體質譜儀(LA-ICP-MS)。本次分析中激光器工作頻率為10Hz；測試點束斑直徑為25μm，剝蝕采樣時間為45s，具體分析流程見侯可軍等(2009)。鋯石GJ-1(Jacksonetal., 2004)作為外部標準來校正分析過程中的同位素分餾；NIST610作為外部標準來獲得分析點的Th和U的含量。鋯石U-Pb年齡用ICPMSDataCal數(shù)據處理軟件(Liuetal., 2010)計算獲得，加權平均年齡的計算和諧和圖的繪制采用ISOPLOT 3.0程序(Ludwig, 2003)。鋯石Hf同位素分析在中國科學院地質與地球物理研究所Neptune多接收電感耦合等離子質譜儀(MC-ICPMS)和193nm激光取樣系統(tǒng)上進行，儀器的運行條件及詳細的分析過程參見Wuetal. (2006)。采用單點剝蝕模式，斑束固定為44μm。實驗測定過程中，MUD標準鋯石的176Hf/177Hf的測定結果是0.282505±21，與前人獲得的結果一致(Wuetal., 2006)。

地球化學樣品的主量元素、微量元素和稀土元素的分析均在北京科薈測試技術有限公司完成。主量元素采用X-射線熒光光譜儀(SHIMADZU XRF-1800)分析。微量元素和稀土元素的分析儀器為Analyticjena PQMS elite等離子質譜儀，實驗室分析詳細方法見相關參考文獻(Huetal., 2019a)。

3 分析結果

3.1 LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學

花崗巖樣品(17T658、17T665和17T612)中鋯石具有較典型的巖漿振蕩環(huán)帶結構(圖3)，且晶形比較完整，呈自形晶-半自形晶，長約100～200μm，長/寬比為1:2～1:3，顯示出巖漿鋯石的特點。鋯石測點的Th含量為91×10-6～1778×10-6，U為118×10-6～1854×10-6，Th/U比值介于0.53和1.49之間(表1)，為典型的巖漿鋯石(吳元保和鄭永飛, 2004)。所有測點在U-Pb諧和圖(圖4)上集中落在諧和線上或其附近，表明鋯石形成后U-Pb體系是基本封閉的，沒有U或者Pb同位素的明顯丟失或加入，測試結果真實可信。17T658樣品中的24個測點、17T665樣品中的20個測點和17T612樣品中的18個測點分別獲得了487±2Ma(2σ；MSWD=1.10)、481±5Ma(2σ；MSWD=4.00)和485±3Ma(2σ；MSWD=1.80)的206Pb/238U加權平均年齡，代表花崗巖的形成年齡，即奧陶紀早期。

圖3 安多地區(qū)奧陶紀花崗巖中典型鋯石的陰極熒光圖像Fig.3 Cathodoluminescence images of typical zircons of the dated granite samples from the Amdo area

表1 安多地區(qū)奧陶紀花崗巖的鋯石LA-ICP-MS U-Pb-Th分析結果

續(xù)表1

3.2 鋯石Hf同位素

樣品的鋯石Hf同位素是在鋯石U-Pb定年的同一顆鋯石的相同部位或相同結構的鄰近部位測定的，測試結果見表2?；◢弾r中鋯石的εHf(t)值介于-5.8和+0.6之間；二階段Hf模式年齡(tDMC)變化范圍為1432～1820Ma，平均值為1668Ma。

3.3 全巖地球化學

圖4 安多地區(qū)奧陶紀花崗巖中鋯石的U-Pb諧和圖(a-c)和Hf同位素分析結果(d-f)Fig.4 U-Pb concordia diagrams (a-c) and Hf isotopic compositions (d-f) of the zircons from the Ordovician granites from the Amdo area

表2 安多地區(qū)奧陶紀花崗巖的鋯石Hf同位素組成

續(xù)表2

表3 安多地區(qū)奧陶紀花崗巖的全巖主量(wt%)和微量(×10-6)元素含量分析結果

續(xù)表3

圖5 安多地區(qū)奧陶紀花崗巖的SiO2-Zr/Ti圖解 (a,據Winchester and Floyd, 1977)和Th-Co圖解(b,據Hastie et al., 2007)寒武紀和埃迪卡拉紀I型花崗巖的數(shù)據引自Xie et al. (2013)和Hu et al. (2018a)；塞浦路斯斜長花崗巖的數(shù)據引自Freund et al. (2014)Fig.5 SiO2 vs. Zr/Ti (a, after Winchester and Floyd, 1977) and Th vs. Co (b, after Hastie et al., 2007) diagrams of the Ordovician granites from the Amdo areaThe data of Cambrian and Ediacaran I-type granites from Xie et al. (2013) and Hu et al. (2018a), the data of Cyprus plagiogranites from Freund et al. (2014)

圖6 安多地區(qū)奧陶紀花崗巖的哈克圖解Fig.6 Harker diagrams of the Ordovician granites from the Amdo area

圖7 安多地區(qū)奧陶紀花崗巖的球粒隕石標準化稀土元素配分圖(a)和原始地幔標準化微量元素蛛網圖(b)(標準化值據Sun and McDonough, 1989)寒武紀和埃迪卡拉紀I型花崗巖的數(shù)據引自Xie et al. (2013)和Hu et al. (2018a)Fig.7 Chondrite-normalized rare-earth element patterns (a) and primitive mantle-normalized spider diagrams (b) for the Ordovician granites from the Amdo area (normalization values after Sun and McDonough, 1989)The data of Cambrian and Ediacaran I-type granites from Xie et al. (2013) and Hu et al. (2018a)

4 討論

4.1 變質和蝕變作用對元素成分的影響

雖然本次研究的花崗巖樣品具有較低的燒失量(0.67%～0.90%)，鏡下和野外觀察結果表明它們受到了后期變質和蝕變作用的影響，樣品中部分元素的的含量可能會發(fā)生遷移。通常認為，Zr是最穩(wěn)定的元素之一，在變質和蝕變過程中，不易發(fā)生遷移。本文選擇典型的活動元素(Rb、Sr、Ba、Na、K和Ca)、過渡元素(Mg、Fe和Co)和不活動元素(Ti、P和Ce)與Zr進行投圖(部分元素的含量由其氧化物的含量代替)(圖8)。結果顯示，部分活動元素(Ba、Na和K)呈現(xiàn)離散狀，說明其成分受到了后期變質和蝕變作用的改造。與此對應的是，其余活動元素和全部過渡和不活動元素均表現(xiàn)出與Zr的線性演化關系。因此，本次研究主要依據過渡和不活動元素以及部分活動元素(Rb、Sr和Ca)的含量來對樣品進行巖石學分類和成因討論。

圖8 安多地區(qū)奧陶紀花崗巖中典型的活動元素、過渡元素和不活動元素與Zr的二元協(xié)變圖解Fig.8 Plots of select mobile, immobile, and transition elements vs. Zr for the Ordovician granites from the Amdo area

4.2 巖石成因

依據地球化學特征和礦物組成，花崗巖可以分為I型、S型、M型和A型(Chappell and White, 1974)。本文研究的花崗巖具有較低的10000×Ga/Al比值(1.93～2.18)和鋯石飽和溫度(747～804℃，Watson and Harrison, 2005)，與A型花崗巖(10000×Ga/Al>2.7；鋯石飽和溫度>800℃)有明顯差別。M型花崗巖是洋殼的組成部分，一般具有低Th的特點，例如塞浦路斯蛇綠巖中的斜長花崗巖(Freundetal., 2014)，與本文研究的花崗巖明顯不同(圖5b)。實驗研究結果表明，在I型花崗巖漿(準鋁質或弱過鋁質)中，磷灰石的溶解度較低，容易達到過飽和而結晶分離，因而在巖漿分異過程中與SiO2含量呈負相關；然而，在S型花崗巖漿(強過鋁質)中，磷灰石溶解度較高，不易結晶分離，常具有高的P2O5含量(>0.26%)，并且隨SiO2含量的增加而增大(Wolf and London, 1994)。本文的數(shù)據顯示，花崗巖具有較低的P2O5含量(0.04×10-6～0.09×10-6)，并且P2O5含量隨著SiO2的增加而降低(圖6e)，所以應當屬于I型花崗巖。此外，通過礦物組成也可以區(qū)分S型和I型花崗巖；S型花崗巖以白云母、堇青石、石榴石等富鋁礦物為特征，而I型花崗巖通常由石英、數(shù)量不等的斜長石和堿性長石、普通角閃石和黑云母組成，不含白云母。如前文所述，安多地區(qū)奧陶紀花崗巖的礦物組成與I型花崗巖更為相似。

4.3 構造環(huán)境

自20世紀70年代板塊構造學說引入青藏高原構造研究領域以來，威爾遜旋回(Wilson cycle)被廣泛應用于探索青藏高原的構造演化歷史。威爾遜旋回是大陸巖石圈在水平方向上的彼此分離與拼合運動的一次全過程，即：大陸巖石圈由崩裂開始(胚胎期，如東非裂谷)、以裂谷為生長中心的雛形洋區(qū)漸次形成洋中脊(幼年期，如紅海)、擴散出現(xiàn)洋盆進而成為大洋盆(成年期，如大西洋)，而后大洋巖石圈向兩側的大陸巖石圈下俯沖、消亡，洋殼進入地幔而重熔，從而洋盆縮小(衰退期，如太平洋)，隨后洋中脊消失，僅剩殘余洋盆(終了期，如地中海)，最后大陸漸次接近、碰撞，出現(xiàn)造山帶，遂拼合成陸的過程(遺跡期，如雅魯藏布江板塊縫合帶)(Wilson, 1966; Shirey and Richardson, 2011)。前人研究表明，I型花崗巖幾乎可能形成于威爾遜旋回的每個階段，因而需要結合區(qū)域地質背景來確定其形成的構造環(huán)境。

如果確定I型花崗質巖石形成于大陸地殼的熔融過程，其Sr/Y比值可以指示巖漿的起源深度(Chungetal., 2003; Houetal., 2004)。Huetal. (2018a)報道仁錯地區(qū)存在埃迪卡拉紀的I型花崗巖(約572Ma)，具有高Sr/Y比值的特征，應當形成于增厚地殼的環(huán)境。Xieetal. (2013)則在安多地區(qū)識別出了寒武紀的I型花崗巖(505～517Ma)。對比埃迪卡拉紀-寒武紀I型花崗巖的地球化學資料可知，它們的Sr/Y比值隨時間呈下降趨勢(圖9a)，與伸展環(huán)境中地殼的持續(xù)減薄過程相一致。與此對應的是，奧陶紀花崗巖的鋯石εHf(t)值高于埃迪卡拉紀I型花崗巖(圖9b)，指示有更多的幔源物質加入，與幔源巖漿上涌過程相一致。

大陸地殼伸展和幔源巖漿上涌過程，通常存在于威爾遜旋回中的胚胎期(大陸裂谷)、衰退期(弧后盆地)和終了期(后碰撞)階段。前人報道拉薩地塊上存在寒武紀鈣堿性玄武巖(Zhuetal., 2012)和A2型花崗質巖石(Dingetal., 2015)，與大陸裂谷環(huán)境不符。在構造環(huán)境判別圖解上(圖10)，埃迪卡拉紀-奧陶紀I型花崗巖投點主要落于火山弧、同碰撞和后碰撞相關花崗巖區(qū)域，指示活動大陸邊緣環(huán)境。此外，值得注意的是，在拉薩地塊仁錯地區(qū)存在寒武-奧陶紀角度不整合，強烈變形的寒武紀地層和下覆未變形的奧陶紀地層的產狀呈近90°直交(李才等, 2010)，與弧后盆地環(huán)境不符。Huetal. (2019b)對寒武紀地層中的砂巖開展了碎屑鋯石定年研究，并且依據Cawoodetal. (2012)的統(tǒng)計分析方法將其沉積環(huán)境解釋為與碰撞相關(前陸盆地)。因此，本文推測安多地區(qū)奧陶紀花崗巖形成于后碰撞環(huán)境。

圖9 安多地區(qū)埃迪卡拉紀-奧陶紀I型花崗巖中Sr/Y比值(a)和鋯石εHf(t)值(b)與鋯石U-Pb年齡的二元協(xié)變圖解寒武紀I型花崗巖、埃迪卡拉紀I型花崗巖、寒武紀A2型花崗質巖石和寒武紀鈣堿性玄武巖的數(shù)據分別引自Xie et al. (2013)、Hu et al. (2018a)、Ding et al. (2015)和Zhu et al. (2012)Fig.9 Plots of Sr/Y ratio (a) and zircon εHf(t) value (b) vs. zircon age for the Ediacaran-Ordovician I-type granites from the Lhasa terraneThe data of Cambrian I-type granites, Ediacaran I-type granites, Cambrian A2-type granitoids, and Cambrian calc-alkaline basalts from Xie et al. (2013), Hu et al. (2018a), Ding et al. (2015), and Zhu et al. (2012), respectively

4.4 對岡瓦納大陸北緣構造演化歷史的約束

如前文所述，拉薩地塊被認為來自于岡瓦納大陸北緣，因而與岡瓦納大陸埃迪卡拉紀-奧陶紀構造演化歷史關系密切。埃迪卡拉紀-奧陶紀是岡瓦納大陸構造演化歷史的一個重要階段。在這一時期，泛非運動基本結束，東-西岡瓦納大陸基本拼合完畢，這一事件同時也導致在岡瓦納大陸邊緣的洋殼俯沖作用(Meert, 2003; Cawood and Buchan, 2007; Cawoodetal., 2007)。已有的研究表明，東、西岡瓦納大陸各微陸塊的碰撞拼合時代為570～510Ma左右(Meert, 2003; Cawood and Buchan, 2007)。同時，岡瓦納大陸南緣(即原太平洋邊緣)由被動大陸邊緣轉化為活動大陸邊緣，于580～550Ma開始俯沖消減(Cawood and Buchan, 2007)。然而，岡瓦納大陸北緣(即原特提斯邊緣)有沒有轉化為活動大陸邊緣目前還沒有統(tǒng)一的結論。本次研究在拉薩地塊安多地區(qū)識別出了奧陶紀I型花崗巖，可能形成于后碰撞環(huán)境，從而為岡瓦納大陸構造演化歷史的提供了新的約束，即在埃迪卡拉紀-奧陶紀岡瓦納大陸北緣應當為安第斯型活動大陸邊緣，部分地區(qū)發(fā)育有外圍陸塊的拼貼。這一推斷也得到了岡瓦納大陸北緣其他陸塊上地質資料的支持。土耳其(Gürsu, 2008, 2016; Gürsuetal., 2015)、伊朗(Moghadametal., 2015)、巴基斯坦(Zanchi and Gaetani, 2011; Qasimetal., 2015)、南羌塘(Huetal., 2015; Liuetal., 2019)、喜馬拉雅(Wangetal., 2012; Gaoetal., 2019)、滇緬泰馬(Sibumasu)(Wangetal., 2013)等地區(qū)均發(fā)現(xiàn)了相關的弧巖漿、變質變形記錄或者沉積角度不整合，形成了一條超過5000km長的、沿岡瓦納大陸北緣分布的安第斯型造山帶。此外，值得注意的是，這一造山帶具有“西早東晚”時空分布特征，即阿拉伯大陸北緣(601～522Ma)的相關記錄明顯早于印度-澳大利亞大陸北緣(512～462Ma)。拉薩地塊的安第斯型造山記錄(572～488Ma)與阿拉伯大陸北緣和印度-澳大利亞大陸北緣均可對比，指示拉薩地塊可能位于阿拉伯北緣與印度北緣的過渡位置(Huetal., 2018a)(圖11)。

圖10 安多地區(qū)奧陶紀花崗巖的Nb-Y (a,據Pearce and Peate, 1995)、Rb-(Y+Nb) (b,據Pearce and Peate, 1995)和Rb-Hf-Ta (c,據Harris et al., 1986)構造環(huán)境判別圖解寒武紀和埃迪卡拉紀I型花崗巖的數(shù)據引自Xie et al. (2013)和Hu et al. (2018a)Fig.10 Nb vs. Y (a, after Pearce and Peate, 1995), Rb vs. Y+Nb (b, after Pearce and Peate, 1995) and Rb-Hf-Ta (c, after Harris et al., 1986) plots the Ordovician granites from the Amdo areaThe data of Cambrian and Ediacaran I-type granites from Xie et al. (2013) and Hu et al. (2018a)

圖11 岡瓦納大陸北緣埃迪卡拉紀-早古生代安第斯型巖漿弧分布示意圖(據Hu et al., 2018d)Fig.11 Reconstruction of Gondwana showing the Ediacaran-Ordovician Andean-type orogen along the northern Gondwana margin (after Hu et al., 2018d)

5 結論

綜合上述分析討論，初步得出以下結論：

(1)LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年結果表明，安多地區(qū)存在早奧陶世花崗巖，形成時代為487±2Ma、481±5Ma和485±3Ma。

(2)花崗巖為I型花崗巖，具有不均一的鋯石εHf(t)值(-5.8～+0.6)，可能形成于殼源和幔源巖漿的混合作用，隨后經歷了廣泛的結晶分異過程。拉薩地塊的埃迪卡拉紀-奧陶紀I型花崗巖具有Sr/Y比值降低和鋯石εHf(t)值升高的演化趨勢，指示伸展環(huán)境下的幔源巖漿上涌過程。

(3)綜合前人研究成果可知，安多地區(qū)奧陶紀花崗巖可能形成于后碰撞環(huán)境，與埃迪卡拉紀-奧陶紀岡瓦納大陸北緣的洋殼俯沖和陸塊拼貼相關。

致謝鋯石U-Pb定年得到了中國地質科學院礦產資源研究所侯可軍副研究員的幫助；鋯石Hf同位素分析得到了中國科學院地質與地球物理研究所李嬌實驗師的幫助；兩位審稿人對本文提出的中肯的、建設性的修改意見。在此一并致以衷心的感謝。