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超大陆的聚合和裂解是地球演化最基本的规律之一（Zhao Guochun et al.，2018）。通过研究超大陆，不仅可以探索地球早期形成、演化过程与动力学机制，还可以为有关矿产的形成与分布提供约束。罗迪尼亚是一个中—新元古代的超大陆，于1.1~0.9 Ga前拼合而成，750~600 Ma左右完全解体（Torsvik，2003; Goodge et al.，2008; Li Zhengxiang et al.，2008; Zheng Yongfei et al.，2008a，2008b）。近年来，罗迪尼亚超大陆的古地理重建和各陆块拼接方案一直是中外地球科学家关注和竞相研究的热点和前沿（Dalziel，1991; Hoffman，1991; Moores，1991; Torsvik，2003; Goodge et al.，2008; Li Zhengxiang et al.，2008）。拉伸纪（1000~720 Ma）是罗迪尼亚超大陆演化的关键时期，代表了该超大陆的初始裂解阶段。在这一时期，全球不同成因的岩浆事件存在相对有序的时空分布，主要表现为超大陆内部的岩石圈伸展和超大陆边缘的洋-陆俯冲过程（Collins and Pisarevsky，2005; Cawood et al.，2017），因而岩浆事件的对比研究可以为陆块的古地理位置提供约束。
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青藏高原位于阿尔卑斯-喜马拉雅巨型特提斯造山带的东段，是地球上最年轻和最高的高原（Yin An and Harrison，2000; Zhai Qingguo et al.，2013，2016）。随着近年来地质研究程度的提高，青藏高原古生代—中生代的板块构造演化过程已经日趋清晰（Yin An and Harrison，2000; 莫宣学等，2005; 潘桂棠等，2006; Zhu Dicheng et al.，2009a，2009b，2010，2011，2012，2013; Yang Tiannan et al.，2011，2014），但是对于青藏高原各陆块前寒武纪演化历史的认知程度仍然很低，各陆块在罗迪尼亚超大陆中的古地理位置仍不清楚。在青藏高原中—新生代的强烈构造运动过程中，大量的前寒武纪基底岩石被抬升、剥蚀，从而出露于地表。青藏高原上的拉伸纪岩石主要分布于拉萨地块和安多微陆块。前人已经对拉萨地块上的拉伸纪岩浆事件开展了较为系统的研究。与此对应的是，安多微陆块上虽然报道了多处拉伸纪岩浆岩，但是研究程度较低，前人研究多处于野外描述和定年研究阶段，缺少系统的岩石成因和构造背景研究，制约了对安多微陆块古地理亲缘性的探索。针对这一问题，本文以安多微陆块内拉伸纪花岗片麻岩为研究对象，对其进行详细的岩石学、锆石U-Pb年龄、全岩地球化学以及Sr-Nd-Hf同位素研究。在此基础上，探讨其岩石成因和构造背景，进而约束安多微陆块的前寒武纪演化过程及其在罗迪尼亚超大陆重建中的古地理位置。
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1 地质背景
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青藏高原是一个巨大的构造拼合体，其由多个地块或微地块、多条蛇绿混杂岩带以及多条造山带体系所组成（Yin An and Harrison，2000）。青藏高原大地构造格架划分出五条主缝合带，从北向南依次为: 康西瓦-玛沁-昆仑山缝合带、西金乌兰-金沙江缝合带、龙木错-双湖-澜沧江缝合带、班公湖-怒江缝合带和印度河-雅鲁藏布江缝合带。这些缝合带所划分的地块依次为巴颜喀拉-甘孜地块、羌北-昌都地块、羌南-保山地块、拉萨地块和喜马拉雅地块（图1a）。班公湖-怒江缝合带是青藏高原上一条重要的构造分界线，主要由蛇绿岩、洋岛、复理石岩片和微陆块等组成。安多微陆块是东西走向的巨大眼球状地体，其两侧均保留有班公湖-怒江洋残留的蛇绿混杂岩。
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青藏高原最具代表性的新元古代基底岩石为拉萨地块中—西部的念青唐古拉岩群和安多微陆块上的安多片麻岩。念青唐古拉岩群由李璞等（1955）所称的念青唐古拉片麻岩和那更拉片岩系演变而来，主要岩石类型为斜长角闪岩、花岗片麻岩、白云母石英片岩、石英岩等。早期的相关研究工作主要聚焦于念青唐古拉岩群中岩浆和变质事件的年代学研究，获得了897~660 Ma的岩浆结晶年龄和680~650 Ma的变质年龄（胡道功等，2005; Dong Xin et al.，2011; Zhang Zeming et al.，2012b）。近年来，国内学者对念青唐古拉岩群开展了较为精细的岩石成因和构造背景研究工作，从中识别出了以下4期岩浆-沉积-变质记录: 930~902 Ma裂谷岩浆-沉积记录（Hu Peiyuan et al.，2018c）、822~671 Ma岛弧岩浆-变质记录（Hu Peiyuan et al.，2018a，2018b; Zhou Xiang et al.，2019）、658~646 Ma碰撞型岩浆-变质记录（Zhang Zeming et al.，2012b; Hu Peiyuan et al.，2019a，2022）和572~500 Ma活动大陆边缘岩浆-沉积记录（Zhu Dicheng et al.，2012; Ding Huixia et al.，2015; Hu Peiyuan et al.，2018d，2019b，2021）。安多片麻岩以花岗片麻岩为主，也可见少量变质沉积岩和基性岩浆岩（Guynn et al.，2012; Zhang Zeming et al.，2012a）。前人已在安多片麻岩中识别出了拉伸纪花岗质岩浆记录，获得的锆石U-Pb年龄为910~799 Ma（Guynn et al.，2012; Zhang Zeming et al.，2012a; 王明等，2012; 解超明等，2014），但是其岩石成因和构造背景尚不清楚。
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图1 青藏高原中部构造划分简图（a）和安多地区区域地质简图（b）（据Hu Peiyuan et al.，2021）
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Fig.1 Simplified tectonic map of the central Tibetan Plateau (a) and geological map of the Amdo area (b)
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年龄资料引自Hu Peiyuan et al.，2018b（822 Ma，810~806 Ma）; Huang Xiaolong et al.，2008（783~767 Ma）; Li Xianhua et al.，2002b（803 Ma）; Zhang Zeming et al.，2012b（650 Ma）
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The data were quoted from Hu Peiyuan et al., 2018b (822 Ma, 810~806 Ma) ; Huang Xiaolong et al., 2008 (783~767 Ma) ; Li Xianhua et al., 2002b (803 Ma) ; Zhang Zeming et al., 2012b (650 Ma)
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本次重点研究安多微陆块上错日阿、朗木汀和茶昌地区前寒武纪花岗片麻岩的形成时代、岩石成因与构造背景，采样位置见图1b。错日阿花岗片麻岩岩体（样品18T514~519）呈岩株状产出，与前寒武纪副片麻岩围岩接触面不规则，可见明显侵入接触关系（图2a）。岩体受后期构造作用及风化影响，多破碎成不同规模的岩块。正交偏光显微镜下样品呈现中粗粒变晶结构，片麻状构造，有明显定向（图2b），矿物组成主要为石英（35%~40%）、斜长石（25%~30%）、正长石（25%~30%）、黑云母（5%~10%）和角闪石（2%~5%）（图2c）。石英多呈他形，粒度为0.5~3.0 mm，波状消光，发生了颗粒边界迁移重结晶作用；斜长石多呈板柱状，自形—半自形，部分发生蚀变现象，粒度为0.2~1.0 mm，可见聚片双晶；正长石为肉红色，自形—半自形，粒度为0.2~1.0 mm，角闪石呈长柱状，有两组近60°解理，干涉色为一级橙色到二级蓝绿色，自形—半自形，粒度为0.2~0.5 mm，与黑云母呈共生关系。朗木汀花岗片麻岩岩体（样品18T555~557）与茶昌花岗片麻岩岩体（样品18T584~589）出露面积较小，岩体与围岩接触部位被第四纪地层所覆盖（图2d），正交偏光显微镜下均为中粗粒变晶结构，片麻状构造，有明显定向（图2e）。矿物组成主要为石英（35%~40%）、微斜长石（15%~20%）、斜长石（10%~15%）、正长石（25%~30%）和黑云母（5%~10%）（图2f）。石英多呈他形，粒度为0.5~3.0 mm，波状消光；微斜长石多呈板柱状，自形—半自形，粒度为0.2~1.0 mm，可见格子双晶；斜长石多呈板柱状，自形—半自形，粒度为0.2~1.0 mm，可见聚片双晶；正长石为肉红色，自形—半自形，粒度为0.2~1.0 mm。
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图2 安多地区花岗片麻岩的野外露头照片（a、b、d、e）和显微镜正交偏光下照片（c、f）
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Fig.2 Photographs (a, b, d, e) and photomicrographs under crossed polarized light (c, f) of the granitic gneisses in the Amdo area
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（a）—错日阿花岗片麻岩与前寒武纪副片麻岩的侵入接触界线；（b）—花岗片麻岩的露头近景照片，显示受到了后期蚀变的影响；（c）—错日阿花岗片麻岩显微镜正交偏光下照片，部分长石可见蚀变现象；（d）—朗木汀和茶昌花岗片麻岩与围岩接触关系被第四纪地层所覆盖；（e）—朗木汀和茶昌花岗片麻岩的露头的典型照片，可见明显片麻状构造；（f）—朗木汀和茶昌花岗片麻岩的典型显微镜正交偏光下照片，矿物有明显定向; Q—石英；Pl—斜长石；aPl—蚀变斜长石；Bl—黑云母；Mc—微斜长石；Hb—角闪石
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(a) —boundary of the intrusive contact between Cuoria granite gneisses and Precambrian paragneisses; (b) —close-up photograph of an outcrop of granitic gneiss, showing that it has been affected by late alteration; (c) —under orthogonal polarization microscope, some feldspar can be seen alteration in Cuoria granite gneiss; (d) —contact relationship between Langmuting and Chachang granitic gneisses and surrounding rocks is covered by Quaternary strata; (e) —typical photographs of outcrops of Langmuting and Chachang granitic gneiss, showing distinct gneis-like structures; (f) —typical microscopically orthogonally polarized photographs of Langmuting and Chachang granitic gneiss, showing obvious mineral orientation; Q—quartz; Pl—plagioclase; aPl—altered plagioclase; Bl—biotite; Mc—microcline; Hb—hornblende
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续表1
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续表2
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2 样品测试方法
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锆石的分选在河北省区域地质调查院完成，采用常规的重液和磁选方法进行分选，最后在双目显微镜下挑纯。样品靶的制备在中国地质科学院地质研究所完成，制成的样品靶直径为25 mm。锆石的阴极荧光图像分析在中国地质科学院地质研究所的阴极荧光分析系统（HITACH S-3000N型场发射环境扫描电镜和 Gatan公司 Chroma阴极荧光谱仪）上完成。样品的锆石 U-Pb测年在北京科荟测试技术有限公司完成，分析仪器为美国 ESI公司生产的 NWR 193 nm激光剥蚀进样系统和德国 AnlyitikJena公司生产的 PQMS Elite型四级杆等离子体质谱仪联合构成的激光等离子体质谱仪（LA-ICP-MS）。本次分析中激光器工作频率为 10 Hz；测试点束斑直径为 25 μm，剥蚀采样时间为 45 s，具体分析流程见侯可军等（2009）。锆石 GJ-1（Jackson et al.，2004）作为外部标准来校正分析过程中的同位素分馏，获得的206Pb/238U平均年龄为600.3±7 Ma，与推荐值（599.8±1.7 Ma）在误差范围内保持一致。锆石U-Pb年龄用ICPMSDataCal数据处理软件（Liu Yongsheng et al.，2010）计算获得，加权平均年龄的计算和谐和图的绘制采用 ISOPLOT3.0程序（Ludwig，2003）。锆石 Hf同位素分析在中国科学院地质与地球物理研究所 Neptune多接收电感耦合等离子质谱仪（MC-ICPMS）和 193 nm激光取样系统上进行，仪器的运行条件及详细的分析过程参见 Wu Fuyuan et al.（2006）。采用单点剥蚀模式，斑束固定为 44 μm。实验测定过程中，MUD标准锆石的176Hf /177Hf的测定结果是 0.282505±21，与前人获得的结果一致（Wu Fuyuan et al.，2006）。全岩地球化学样品的主量元素、微量元素、稀土元素以及Sr-Nd同位素的分析均在北京科荟测试技术有限公司完成。主量元素采用 X-射线荧光光谱仪（SHIMADZU XRF-1800）分析。微量元素和稀土元素的分析仪器为 Analyticjena PQMS elite等离子质谱仪，实验室分析详细方法见相关参考文献（Hu Peiyuan et al.，2019a）。选择3个典型全岩样品（18T514、18T554、18T584）进行Sr-Nd同位素分析，采用的仪器是Thermo Fisher 公司的型号为Neptune Plus 的多接收电感耦合等离子体质谱仪（MC-ICP-MS）。
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3 分析结果
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3.1 锆石U-Pb年代学
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本文对3个样品中的锆石进行了U-Pb定年分析，测试结果见表1。花岗片麻岩样品中的锆石颗粒大部分相似，其长度范围为50~150 μm，长宽比为3∶1~2∶1。大多数锆石为透明、无色、自形颗粒，表现出规则的振荡环带，部分颗粒周围可见窄的浅色变质边（图3）。依据测点位置、获得的年龄和Th/U比值，可将锆石测点分为3组。第一组测点的206Pb/238U年龄约为800 Ma，其较高的Th/U比值（0.12~1.39；＞0.1）以及岩浆成因振荡环带的存在表明锆石为岩浆成因（吴元保和郑永飞，2004）。18T514、18T554和18T584样品中的该组锆石测点获得的206Pb/238U年龄加权平均值分别为801±4 Ma、802±10 Ma和801±5 Ma，代表了花岗片麻岩原岩的岩浆结晶年龄。第二组锆石年龄明显大于800 Ma（1863~1007 Ma），其Th/U＞0.1（0.2~1.16），位于锆石核部，应当为古老的继承锆石。第三组锆石年龄明显小于800 Ma（224~673 Ma），其Th/U＜0.1（0.06~0.09），推测其为后期变质年龄。
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3.2 锆石 Lu-Hf和全岩Sr-Nd同位素
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样品的锆石 Lu-Hf同位素是在锆石U-Pb定年的同一颗锆石的相同部位或相同结构的邻近部位测定的，测试结果见表2。样品中锆石的176Yb/177Hf和 176Lu/177Hf比值变化范围分别为0.019652~0.071097和0.000655~0.002413，176Lu/177Hf比值非常接近或小于0.002，表明这些锆石形成以后，基本没有明显的放射性成因Hf的积累，所测定的176Hf/177Hf比值可以代表其形成锆石时体系的Hf同位素组成（吴福元等，2007）。花岗片麻岩中锆石的εHf（t）值介于-9.4~+1.9之间；二阶段Hf模式年龄（tDMC）变化范围为1575~2289 Ma，平均值为1710 Ma。
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3 件全岩样品具有相似的全岩Sr-Nd同位素组成，初始87Sr/86Sr比值ISr分别为0.701279、0.698485和0.711274，εNd（t）值介于-4.8~-2.5之间，地壳模式年龄介于1757~1972 Ma之间，与锆石Hf地壳模式年龄相当。
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图3 安多花岗片麻岩中典型锆石的阴极荧光图像和锆石的U-Pb谐和图
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Fig.3 Cathodoluminescence images of representative zircon grains and U-Pb zircon concordia diagrams of the granitic gneisses in the Amdo area
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图中实线圈为锆石U-Pb年龄分析点，虚线圈为锆石Hf分析点
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The solidcircles are the zircon U-Pb age analysis spots, and the dashed circles are the zircon Hf analysis spots
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图4 安多花岗片麻岩的球粒陨石标准化稀土元素配分图（a）和原始地幔标准化微量元素蛛网图（b）（标准化值据Sun and McDonough，1989）
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Fig.4 Chondrite-normalized REE (a) and primitive mantle-normalized trace element (b) patterns of the granitic gneiss in the Amdo area (normalization values are after Sun and McDonough, 1989)
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3.3 全岩地球化学
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花岗片麻岩样品的主量元素和微量元素的分析结果见表4。将主量元素测试结果扣除烧失量作归一化处理后，样品含SiO273.61%~77.04%（为高硅特征），Al2O312.11%~14.33%，TiO20.13%~0.30%，TFe2O31.24%~2.40%。在哈克图解上，Al2O3、TiO2、TFe2O3、MgO、P2O5和 Zr均与 SiO2呈现负相关关系（图8）。在球粒陨石标准化的稀土元素模式图上，所有样品的曲线一致性较好，均表现为右倾的海鸥型，同时具有明显负 Eu异常（图4a）。在原始地幔标准化的微量元素蛛网图上，样品亏损Nb、Ta、Sr、Y和 Ti元素，富集 Th、Pb等元素（图4b）。值得注意的是，相对于错日阿花岗片麻岩（18T514-519；Zr+Ce+Nb+Y=121×10-6~174×10-6；TZr=731~747℃），朗木汀花岗片麻岩（18T555-557; Zr+Ce+Nb+Y=411×10-6~491×10-6；TZr=836~849℃）与茶昌花岗片麻岩（18T584-589; Zr+Ce+Nb+Y=315×10-6~424×10-6；TZr=786~818℃）具有较高的高场强元素含量和锆石饱和温度（TZr）。
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4 讨论
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4.1 变质和蚀变作用对元素成分的影响
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在变质和蚀变作用过程中，高场强元素和稀土元素是相对不活动的，而大离子亲石元素是易活动元素（Verma，1981; Hart and Staudigel，1982; Zhang Zhaochong et al.，2012）。由于安多花岗片麻岩经历了后期的变质作用改造，因此在利用全岩地球化学数据讨论其岩石成因和构造环境之前需探讨元素的活动性。为了评估变质作用和蚀变对活动元素组成的影响，本文选择典型的活动元素（Na、K、Ca和Rb）、过渡元素（Mg和Fe）和不活动元素（Zr、Th和Y）与LOI（烧失量）进行投图（部分元素的含量由其氧化物的含量代替）。结果显示，部分活动元素受到蚀变影响而表现出与LOI的线性关系（例如：Rb），不活动元素和过渡元素都没有受到影响（图5）。因此，本次研究主要依据过渡元素和不活动元素的含量来对样品进行岩石学分类和成因讨论。
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4.2 岩石成因
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花岗片麻岩样品具有变化的锆石εHf（t）值（-9.4~+1.9）和较为恒定的全岩εNd（t）值（-4.8~-3.4）。这种同位素组成有两种可能解释。① 样品具有均一的岩浆源区，Hf同位素成分差异是地壳深熔作用过程中不同高场强元素富集矿物参与熔融比例不同的结果。② 样品具有不均一的岩浆源区，其成因可能与壳-幔混合相关；锆石封闭温度较高，结晶于岩浆冷凝过程的早期，此时岩浆混合很可能尚不充分，因而锆石记录了不同岩浆混合端元的同位素成分，其中-9.4值可能来自富集的地壳端元，+1.9值则来自亏损的地幔端元；与此对应的是，全岩Nd同位素分析结果代表了岩浆充分混合之后的同位素成分。本文倾向于第二种解释，原因如下：① 前人研究表明，安多微陆块具有较古老的基底，其εHf（800 Ma）可达-10左右（Liu Deliang et al.，2017），虽然地壳深熔作用过程中不同高场强元素富集矿物参与熔融比例不同可以一定程度上改变εHf（t）值的范围，但不可能出现由富集到亏损的转变，即不应该出现正εHf（t）值的锆石；② 样品具有变化范围较大的Ni元素含量（1.36×10-6~8.11×10-6），其Mg#值[100×Mg2+/（Mg2++Fe2+）]（26.8~45）高于纯地壳熔体（图8；Jiang Yaohui et al.，2013），也指示花岗质岩浆形成过程中存在幔源岩浆的参与。
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图5 安多花岗片麻岩的典型活动元素（a、b、c、f），过渡元素（d、e）和不活动元素（g~i）与LOI的二元协变图解
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Fig.5 Plots of selected typical active elements (a, b, c, f) , transitional elements (d, e) and inactive elements (g~i) vs. loss on ignition (LOI) of the granitic gneisses in the Amdo area
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哈克图解表明，花岗质岩浆形成后可能经历了结晶分异过程（图7）。Al2O3随着SiO2的增加而减少，表明其发生了长石的结晶分异作用。岩浆演化过程中TiO2、TFe2O3和MgO的减少表明岩浆演化晚期结晶过程中Fe、Ti矿物发生结晶分异。如前文所述，P2O5含量降低应当与磷灰石分离有关。大多数样品的Zr随着SiO2的增加而不断减少，这表明在其岩浆中是饱和的，这也受分离结晶的控制。
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依据地球化学特征和矿物组成，花岗岩可以分为 I型、S型、M型和 A型（Chappell and White，1974）。M型花岗岩是洋壳的组成部分，一般具有低 Th的特点，与本文研究的花岗片麻岩明显不同（图4b）。P含量是区分I型和S型花岗岩的重要标准，因为磷灰石在金属铝和轻度过铝质岩浆（I型）中达到饱和，但磷灰石在强过铝质熔体（S型）中高度可溶（Wolf and London，1994）。本文研究的花岗片麻岩P2O5含量较低（0.02%~0.06%），其P2O5含量与SiO2含量呈负相关（图8），且岩石薄片观察到少量角闪石矿物颗粒（图2c），因而属于I型花岗岩。关于I型花岗岩的成因，目前主要有两种解释：① 地壳内变质火成岩的部分熔融作用（Chappell and White，1974）和 ② 地幔岩浆对沉积物质的改造，即混染结晶分异过程（Kemp et al.，2007）。如前文所述，同位素和地球化学资料指示这些花岗片麻岩样品成岩过程中有幔源岩浆的参与，因此本次研究倾向于第二种成因。此外，朗木汀花岗片麻岩（18T555-557）与茶昌花岗片麻岩（18T584-589）具有较高的高场强元素（Zr+Ce+Nb+Y）含量（＞350×10-6）（图6a）和锆石饱和温度（＞800℃），因而兼具A型花岗岩的特征。关于这一地球化学特征，一种解释是可能与结晶分异过程相关，但是我们排除了这一可能，原因在于：Zr+Nb+Ce+Y含量和Ga/Al比值均与SiO2呈负相关（图7g、h），也就是结晶分异降低了Zr+Nb+Ce+Y含量和Ga/Al比值，而不是升高。
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图6 安多花岗片麻岩的Zr+Ce+Nb+Y与10000×Ga/Al判别图及A型花岗岩构造判别图
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Fig.6 Zr+Ce+Nb+Y vs.10000×Ga/Al discrimination diagram of the granitic gneisses and tectonic discrimination diagrams of the A-type granite in the Amdo area
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数据资料引自Li Xianhua et al.，2002b; Huang Xiaolong et al.，2008; Hu Peiyuan et al.，2018b及其中参考文献
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The data were quoted from Li Xianhua et al., 2002b; Huang Xiaolong et al., 2008; Hu Peiyuan et al., 2018b and their references
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4.3 构造环境
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前人研究表明，I型花岗岩几乎可能形成于各种构造环境，但是A型花岗岩只形成于与伸展相关的构造背景。Eby（1990，1992）通过总结前人工作和分析大量典型构造背景下产出的A型花岗岩，将A型花岗岩划分为A1和 A2两种类型，其中A1型代表了一种非造山环境（anorogenic），在大陆裂谷时期或板内岩浆作用（如热点、地幔柱的活动）侵入；A2型形成的构造环境范围比较广泛，主要是后碰撞伸展环境（post-orogenic）。新近的研究成果表明A2型花岗岩也可以形成于岛弧环境，例如板片俯冲引起的岩石圈伸展环境（周红升等，2008；郭芳放等，2008；蒋少涌等，2008; Huang He et al.，2012）。
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如图6b所示，朗木汀与茶昌花岗片麻岩样品投图落入A2型的范围。由于A2型花岗岩形成的构造环境范围比较广泛，所以要确定其形成的构造环境必须与区域地质背景相结合。安多微陆块在构造位置上夹持在羌南-保山地块、拉萨地块和扬子板块之间，其新元古代演化历史与这些相邻陆块密切相关。前人在与安多微陆块相邻的拉萨地块（810~806 Ma）和扬子西缘地区（803~767 Ma）均发现了同时代的A2型花岗岩（Li Xianhua et al.，2002b; Huang Xiaolong et al.，2008; Hu Peiyuan et al.，2018b）。羌南-保山地块上虽然暂时没有发现同时代的A型花岗岩，但是在新元古代晚期火山岩中发现了大量的约800 Ma继承锆石（Wang Ming et al.，2015）。这些资料指示在我国西南地区存在规模巨大的一期约800 Ma岩浆事件。这一岩浆事件不仅包括本次研究识别出的安多花岗片麻岩，还包括大量与弧后拉张相关的岩浆记录，例如：Hu Peiyuan et al.（2018b）在拉萨地块上识别出了约822 Ma的变质基性岩，这些岩石兼具MORB（平缓的稀土元素和微量元素配分曲线）和岛弧岩浆岩（偏高的Th/Yb比值）的地球化学特征，符合弧后盆地岩浆岩的特征（图9）。类似的基性岩浆岩也出露于扬子西缘的盐边地区（图9；Sun Weihua et al.，2007; Zhou Meifu et al.，2006）。此外，Zhao Junhong et al.（2011）对扬子地块内部南华盆地沉积岩开展了精确的定年研究，结果显示南华盆地打开于约830~725 Ma，与扬子西缘的岛弧岩浆事件具有时间和空间上的一致性，很可能是一个弧后盆地，从而为中国西南地区存在约800 Ma弧后拉张事件提供了直接证据。与此对应的是，在中国西南地区并未发现近同时代的陆-陆碰撞事件。前人报道拉萨地块陆-陆碰撞成因的高压麻粒岩的峰期变质时代约为650 Ma（Zhang Zeming et al.，2012b）。受控于江南造山带的碰撞闭合，在扬子陆块上虽然发育约800 Ma的陆-陆碰撞事件，但是其岩浆记录主要位于扬子地块东部，远离安多微陆块（Zhang Chuanlin et al.，2013）。综上，本文倾向于将安多花岗片麻岩解释为弧后盆地环境。
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图7 安多地区花岗片麻岩的哈克图解
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Fig.7 Harker diagrams of the granitic gneisses in the Amdo area
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图8 安多花岗片麻岩的Mg#与SiO2判别图（据Jiang Yaohui et al.，2013）
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Fig.8 Mg# vs. SiO2 diagram of the granitic gneisses in the Amdo area (modified after Jiang Yaohui et al., 2013)
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4.4 安多微陆块古地理位置
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拉伸纪岩浆岩广泛分布于罗迪尼亚超大陆的几个大陆地块中，包括澳洲（Zhao Jianxin et al.，1994）、劳伦（Heaman et al.，1992; Milton et al.，2017; Cox et al.，2018）、华南（Li Xianhua et al.，2002a，2002b; Huang Xiaolong et al.，2008）、印度（例如，Torsvik et al.，2001; Singh et al.，2006; Wang Yuejun et al.，2018）和塔里木（Zhang Zhaochong et al.，2012; Wu Guanghui et al.，2018; Liao Fanxi et al.，2018）陆块。这些岩石与安多微陆块上同时代岩浆岩的对比为我们探索其前寒武纪起源提供了线索。
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罗迪尼亚超大陆内部的大多数拉伸纪岩浆岩都被认为形成于导致超大陆产生裂谷和破裂的超级地幔柱（Heaman et al.，1992; Zhao Jianxin et al.，1994; Li Zhengxiang et al.，1999; Li Xianhua et al.，2002a，2002b，2008; Frimmel et al.，2001; Shellnutt et al.，2004; Maruyama et al.，2007）。典型的岩浆岩以甘巴雷尔（Gunbarrel）岩浆事件（约780 Ma；Sandeman et al.，2014; Milton et al.，2017）、富兰克林（Franklin）大火成岩省（约720 Ma；Heaman et al.，1992; Cox et al.，2018）和盖尔德纳（Gairdner）岩墙群（约827 Ma；Zhao Jianxin et al.，1994）为代表（图10）。这些岩石主要是玄武质岩石，其特征是富集岩浆源区和明显受地壳混染（Zhao Jianxin et al.，1994; Milton et al.，2017; Cox et al.，2018），普遍具有明显右倾的稀土元素和微量元素配分曲线，在构造环境判别图中落入板内玄武岩区域（图9a~c）。本研究中的花岗片麻岩产生于岛弧环境，为与俯冲相关的岩浆作用，与罗迪尼亚超大陆内部的古地理位置不符。
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图9 安多周边地区基性岩与罗迪尼亚超大陆内部典型岩浆岩的球粒陨石标准化稀土元素配分图（a）和原始地幔标准化微量元素蛛网图（b）（标准化值据Sun and McDonough，1989）及构造环境判别图（c）（d）
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Fig.9 Chondrite-normalized REE (a) , primitive mantle-normalized trace element (b) (normalization values are after Sun and McDonough, 1989) and tectonic discrimination diagrams of the mafic rocks around the Amdo area and the typical magmatic rocks inside the Rodinia
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数据资料引自Zhao Jianxin et al.，1994; Zhou Meifu et al.，2006; Jöns and Schenk，2008; Milton et al.，2017; Cox et al.，2018; Liao Fanxi et al.，2018; Hu Peiyuan et al.，2018b
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The data were quoted from Zhao Jianxin et al., 1994; Zhou Meifu et al., 2006; Jöns and Schenk, 2008; Milton et al., 2017; Cox et al., 2018; Liao Fanxi et al., 2018; Hu Peiyuan et al., 2018b
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罗迪尼亚超大陆的分裂与其周围的洋壳俯冲有关（Li Zhengxiang et al.，1999; Li Xianhua et al.，2008; Cawood et al.，2017）。由于这些俯冲作用，在罗迪尼亚超大陆的西北缘发生了活跃的安第斯型造山运动（Torsvik et al.，1996; Meert and Torsvik，2003; Gregory et al.，2009; Bybee et al.，2010）。在印度西部（约769~762 Ma；Torsvik et al.，2001; Singh et al.，2006; Wang Yuejun et al.，2018）、塞舌尔（约809~748 Ma；Torsvik et al.，2001; Singh et al.，2006; Wang Yuejun et al.，2018）、马达加斯加（约850~700 Ma；Jöns and Schenk，2008; Archibald et al.，2016）和中国塔里木（约850 Ma；Wu Guanghui et al.，2018）均发现了拉伸纪安第斯型岩浆岩。尽管中国华南地块中广泛存在的新元古代双峰岩浆作用被认为与大陆裂谷环境有关（Li Xianhua et al.，2008），但在该地块中也发现了与拉伸纪安第斯型造山运动相关的岩浆作用（Zhou Meifu et al.，2002，2006; Du Lilin et al.，2014）。值得注意的是，由于超大陆边缘俯冲大洋板片的回撤，几个弧后盆地在约800 Ma时开启。典型的弧后盆地玄武岩出现在马达加斯加（约850~700 Ma；Jöns and Schenk，2008）和中国塔里木地区（约850 Ma；Liao Fanxi et al.，2018），它们普遍具有平缓的稀土元素和微量元素配分曲线，在构造环境判别图中落入MORB或者岛弧玄武岩区域，与中国西南地区约800 Ma弧后盆地基性岩类似（图9）。在弧后伸展构造背景下，马达加斯加（约790~780 Ma；Nédélec et al.，2016）、中国华南（约803~767 Ma；Li Xianhua et al.，2002b；Huang Xiaolong et al.，2008）和印度西部马拉尼（Malani; 约790~762 Ma；Wang Yuejun et al.，2018）形成了许多A2型花岗质岩石。这些花岗质岩石在地球化学上与本研究的同时代花岗片麻岩具有可比性，因此本文推测安多微陆块可能位于罗迪尼亚超大陆的西北边缘，靠近马达加斯加、塞舌尔和印度西部（图10）。
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图10 罗迪尼亚超大陆重建图（据Meert and Torsvik，2003）
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Fig.10 Reconstruction of Rodinia supercontinent showing the oceanic subduction system along the northwestern margin of Rodinia (modified after Meert and Torsvik, 2003)
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5 结论
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综合上述分析讨论，初步得出以下结论：
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（1）安多花岗片麻岩锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果为802~801 Ma，时代为拉伸纪。
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（2）地球化学特征显示，安多花岗片麻岩原岩属于I型花岗岩并兼具A型花岗岩的特征。不均一的锆石Hf和相对均一的全岩Nd同位素成分（εHf（t）=-9.4~+1.9；εNd（t）=-4.8~-3.4）以及古老的地壳模式年龄（2289~1575 Ma），指示岩石可能形成于幔源岩浆对元古宙地壳的改造，随后经历了广泛的结晶分异过程。
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（3）中国安多花岗片麻岩可能形成于弧后拉张环境，与马达加斯加、塞舌尔和印度西部的拉伸纪岩浆记录可对比，指示安多微陆块此时可能位于罗迪尼亚超大陆的西北边缘。
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致谢：感谢审稿人对本文提出的中肯的、建设性的修改意见；感谢朱志才、王伟和吴昊在野外考察过程中的帮助；全岩地球化学分析、锆石U-Pb定年和全岩Sr-Nd同位素分析得到了北京科荟测试技术有限公司孔德为工程师的帮助；锆石Hf同位素分析得到了中国科学院地质与地球物理研究所李娇实验师的帮助。在此一并致以衷心的感谢。
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摘要
罗迪尼亚超大陆的古地理重建和各陆块拼接方案一直是中外地球科学家关注和竞相研究的热点和前沿。目前，青藏高原各陆块的起源及其在罗迪尼亚超大陆中的古地理位置尚不清楚，岩浆事件的对比研究是解决这一问题的有效方法之一。本文报道了青藏高原中部安多微陆块的拉伸纪花岗片麻岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年、岩石地球化学和锆石Hf和全岩Sr-Nd同位素分析结果。这些花岗片麻岩的原岩形成于802~801 Ma，具有不均一的锆石Hf和相对均一的全岩Nd同位素成分(εHf(t)=-9.4~+1.9；εNd(t)=-4.8~-3.4)以及古老的地壳模式年龄(2289~1575 Ma)，可能形成于幔源岩浆对元古宙地壳的改造，随后经历了广泛的结晶分异过程。花岗片麻岩样品具有较低的P2O5含量，P2O5与SiO2含量呈负相关性，且含少量角闪石矿物，符合I型花岗岩的特征，其中部分样品具有较高的高场强元素含量(Zr+Ce+Nb+Y＞350×10-6)和锆石饱和温度(＞ 800℃)，因而兼具A型花岗岩的特征。综合前人研究成果与区域地质背景，中国安多地区拉伸纪花岗片麻岩可能形成于弧后盆地环境，与马达加斯加、塞舌尔和印度西部的同时代岩浆记录可以对比，从而为重建罗迪尼亚超大陆提供了新的依据。
Abstract
The paleogeographic reconstruction of Rodinia supercontinent and the scheme of blocks have always been the focus and frontier of earth scientists at home and abroad. At present, the origin and paleogeographic location in the Rodinia supercontinent of the blocks in the Qinghai-Tibet Plateau are not clear. The comparative study of magmatic events is one of the effective methods to solve this problem. In this paper, LA-ICP-MS zircon U-Pb dating, petrogeochemistry, and zircon Hf and whole-rock Sr-Nd isotopic analyses of the granitic gneisses from the Amdo microcontinent in the central Tibetan Plateau are reported. The protoliths of these granitic gneisses were formed at 802~801 Ma, have heterogeneous zircon Hf and homogeneous whole Nd isotopic compositions (εHf(t)=-9.4~+1.9; εNd(t)=-4.8~-3.4) and ancient crustal model ages (2289~1575 Ma), and were probably generated by melting of mantle-modified Proterozoic crust and subsequent extensive crystallization differentiation. All samples have low P2O5 contents, that is negatively correlated with SiO2 contents, and the samples contain a small amount of hornblende minerals, which is similar to those of I-type granite. Some rocks have high contents of high field strength elements (Zr+Ce+Nb+Y＞350×10-6) and zircon saturation temperature (＞800℃) of A-type granite affinitiy. Finally, we propose that the granitic gneisses were probably formed in a back-arc basin environment, and could be compared with coeval magmatic rocks in Madagascar, Seychelles, and western India. This work provides new information for reconstruction of the Rodinia supercontinent.
Keywords
Tibetan Plateau ； Amdo ； whole-rock geochemistry ； zircon U-Pb dating
