青藏高原北部的巴颜喀拉-松潘甘孜地体 (多简称松潘-甘孜地体), 也有学者称之松潘-甘孜盆地或造山带, 因其巨量三叠系复理石杂岩而备受国内外学者关注。但是, 对松潘-甘孜地体的构造属性及其中三叠系复理石杂岩构造成因的解释一直存在很大争议。20世纪40年代, Huang (1945)首先提出松潘-甘孜地体是一个始于晚古生代、终于早中生代 (或印支期) 的地槽褶皱带。后根据1960~80年代区域地质调查和其他专项研究成果, 学者将松潘-甘孜地体重新界定为北古特提斯 (Northern Paleotethys) 的一部分, 为东冈瓦纳大陆裂解的产物 (黄汲清等, 1984; 黄汲清, 1984; 黄汲清和陈炳蔚, 1987)。但也有研究者认为并不曾存在象松潘-甘孜地体这样规模巨大的古特提斯洋，如王小春 (1999, 2000) 就提出只有该地体中部的鲜水河断裂一线是一个由扬子板块西缘大陆裂谷作用形成的、狭长的中二叠世-三叠纪有限小洋盆。很显然, 这种看法受到了仅见少量二叠纪-早三叠世超镁铁质/铁镁质杂岩沿鲜水河断裂道孚-炉霍段剥蚀和出露的地质现象的局限, 因为绝大部分含大洋岩石圈的基底杂岩 (Mooney et al., 2005) 可能已被俯冲或拆离作用从上覆三叠系复理石杂岩中构造移除了 (Weislogel, 2008; Zhang, 2001)。较普遍地, 松潘-甘孜地体被认为是一个位于东昆仑弧与其外侧义敦岛弧杂岩之间的弧后盆地, 是由古特提斯大洋岩石圈向北俯冲引起的弧后扩张作用将前缘弧 (Frontal Arc) 从劳亚大陆南缘拉裂出来而形成的 (Burchfiel et al., 1995; Chang, 2000; Du et al., 1999; Gu, 1994; Hsü et al., 1995; Klimetz, 1983; Reid et al., 2005; Watson et al., 1987; Yang et al., 2011)。然而, 紧贴松潘-甘孜地体北南两侧发育的、由俯冲混杂带以及时空上与之配套的弧盆系统 (图 1a, b), 如北侧的慕士塔格-东昆仑-阿尼玛卿蛇绿混杂带 (MKA) 和东昆仑弧 (284~243Ma; Yang et al., 1996; 潘桂棠等, 2001, 2002, 2004; 杨经绥等, 2005; 王秉璋等, 2009; Roger et al., 2010; de Sigoyer et al., 2014), 南侧的龙木错-玉树蛇绿混杂带 (LYJ) 和开心岭-萨玛绥加日弧 (276~239Ma; 潘桂棠等, 2001, 2002, 2004; 尹福光等, 2006; 王毅智等, 2007; 雍拥等, 2011)、甘孜-理塘蛇绿混杂带 (GL) 和义敦弧盆系统 (263~239Ma; 陈炳蔚等, 1987; 侯增谦等, 2001; 莫宣学等, 2001; 潘桂棠等, 2001, 2002, 2004; 曾普胜等, 2004; 闫全人等, 2005, 2006; Yan et al., 2005; 尹福光等, 2006; Reid et al., 2005, 2007; Roger et al., 2010; 张万平等, 2011; Yang et al., 2011, 2012)、金沙江蛇绿混杂带 (LYJ) 和江达-维西-德钦弧盆系统 (288~246Ma; 黄汲清和陈炳蔚, 1987; 王立全等, 1999; Wang et al., 2000; 潘桂棠等, 2001, 2002, 2004; 尹福光等, 2006; 周慧文等, 2008; Jian et al., 2009; 高睿等, 2010; 张万平等, 2011; Zi et al., 2012a, b) 等地质事实揭示, 二叠纪-中三叠世期间, 松潘-甘孜古特提斯洋具有向南和向北的双向俯冲极性 (Weislogel et al., 2010; de Sigoyer et al., 2014), 这显然不支持“松潘-甘孜地体是弧后盆地”的假说。杨宗让 (2002)将松潘-甘孜地体解译为一个石炭纪-三叠纪时期的、由古特提斯洋壳沿柴达木地块南缘向北俯冲形成的弧前盆地, 但这种看法难以解释慕士塔格-东昆仑-阿尼玛卿蛇绿混杂带 (MKA) 横亘于东昆仑弧与松潘-甘孜地体之间 (图 1b) 这一地质事实, 因为不可能在弧前盆地内发育一条俯冲混杂带。另一个被广泛援引的是“残余洋盆”模式, 即松潘-甘孜地体被认为是古特提斯的残余洋盆 (Nie et al., 1993, 1994; Yin and Harrison, 2000; Zhou and Graham, 1993, 1996)。通过与全球最大的两个活动型沉积扇系统 (Bengal and Indus Fan Systems) 比较, Ingersoll et al.(1995, 2003) 又将松潘-甘孜地体进一步解释为两个最大的古代类残余洋盆 (Ancient Analogous Remnant Ocean) 之一, 该残余洋盆的急剧缩短是由基墨里大陆链 (Cimmerian Continental Chain) 在印支造山期快速增生拼贴到劳亚板块南缘而造成的 (Harrowfield and Wilson, 2000)。还有学者认为根本不曾有过松潘-甘孜古特提斯洋盆，如Meng et al. (2005)提出:晚古生代-中三叠世早期松潘-甘孜地体和四川盆地均为秦岭古特提斯洋南侧的、华南板块北部被动大陆边缘的组成部分, 二者被龙门山裂谷 (或坳拉槽) 所界分, 中三叠世晚期开始受中国南北陆块碰撞的强烈影响而演变为周缘前陆盆地。

图 1

Fig. 1

图 1 松潘-甘孜地体及邻区大地构造简图 (a, 据潘桂棠等, 2002; 许志琴等, 2006; 尹福光等, 2006; Yan et al., 2014, 2015资料综合)、松潘-甘孜地体东部及邻区区域地质构造简图 (b, 据潘桂棠等, 2004简化)、研究区地质构造图 (c, 据青海省地质矿产局, 1989①; 四川省地质矿产局, 1986②简化) 和野外露头及实测地质剖面图 (d, 据黄仕华等, 2006的资料实测修正) ATF=阿尔金断裂; BK=碧口岛弧地体; BN=班公湖-怒江蛇绿混杂带 (或缝合带, 下同); BYSG=巴颜喀拉-松潘甘孜地体 (简称松潘-甘孜地体); CQ=中祁连地块; GL=甘孜-理塘蛇绿混杂带; LMS=龙门山; LYJ=龙木错-玉树-金沙江蛇绿混杂带; MKA=慕士塔格-东昆仑-阿尼玛卿蛇绿混杂带; MWFT=玛曲-武都 (现名陇南) 褶冲带; NQ=北祁连早古生代造山带; NSFB=若尔盖-松潘前陆盆地; QM=祁曼塔格早古生代造山带; QN=柴北缘早古生代造山带; SQ=南祁连早古生代造山带; XSHF=鲜水河断裂; XJF=小江断裂; ZZ=中咱微地块.断裂编号与名称: F1=玛多-久治断裂, F2=班玛-马尔康断裂, F3=西玛多利断裂, F4=长沙贡玛断裂, F5=曲麻莱-石渠断裂 (向东可能与鲜水河断裂相接), F6=阿坝-理县断裂, F7=龙日坝断裂 Sketch map showing the relationship of the Songpan-Ganzi terrane to the surrounding areas (a, modified after Pan et al., 2002; Xu et al., 2006; Yin et al., 2006; Yan et al., 2014, 2015), simplified geologic maps of the eastern portion of the Songpan-Ganzi terrane (b, modified after Pan et al., 2004) and working area of this study (c) and carefully examined cross-section along a drainage (d, modified after Huang et al., 2006)

①青海省地质矿产局. 1989. 1 200000达日县幅地质图及说明书

②四川省地质矿产局. 1986. 1 200000长沙贡玛幅地质图及说明书

与上述观点或假说迥异的, 松潘-甘孜地体另被认为是板块汇聚造山的产物。如Şengör (1984, 1987, 1990) 提出该地块并非古特提斯残余洋盆, 而是一个全球最大的非并置缝合带 (Non-Appositional Suture)，其中的巨量三叠系复理石杂岩代表了被碰撞锁限的俯冲增生杂岩中的大洋物质 (Oceanic material in collision-locked subduction-accretion complexes)。Yong et al. (2003)进一步指出该非并置缝合带是晚三叠世卡尼期 (237~227Ma) 伴随松潘-甘孜古特提斯洋快速关闭而形成的。Burtman and Samygin (2001)给出了一个与前人截然不同的解释:松潘-甘孜地体是康西瓦-松潘岛弧 (Kurgovat-Songpan Island Arc) 的一部分, 是由瓦切-金沙江古特提斯洋 (Vanch-Jinsha Paleotethys Ocean) 在三叠纪期间俯冲闭合形成的, 而后者则是早石炭世开始的东冈瓦纳大陆裂解的产物。换言之, Burtman and Samygin (2001)认为松潘-甘孜地体是一条增生造山带。尽管潘桂棠等 (2001)和徐强等 (2003)仍坚信松潘-甘孜地体的盆地属性, 但他们将其解释为扬子板块被动大陆边缘向西俯冲形成的周缘前陆盆地。众所周知, 周缘前陆盆地 (Peripheral Foreland Basin) 是碰撞造山的标志性产物。潘桂棠等 (2001)和徐强等 (2003)的解释显然缺少碰撞造山证据的支持:扬子板块被动大陆边缘向西俯冲于哪个板块之下并与之碰撞?显然不可能是羌塘地块, 而南北中国陆块碰撞是不会在其侧翼产生周缘前陆盆地的。籍此, 王二七 (2004)将松潘-甘孜地体解释为一个与南北中国陆块碰撞造山作用耦合的侧陆或侧翼盆地 (Flank Basin)。结合深部构造特点 (高锐等, 2006) 和大地构造位置, 通过详细沉积学调查和构造变形分析, 李继亮等 (2007)将位于松潘-甘孜地体东北隅的若尔盖-松潘盆地 (图 1a) 研究确定为三叠纪碰撞造山时期扬子板块北部边缘的周缘前陆盆地, 该盆地东西长度大体上与玛曲-武都 (现名陇南) 前陆褶冲带 (图 1a中MWFT) 的长度相当, 明显不同于将整个松潘-甘孜地体视为周缘前陆盆地的模式 (Meng et al., 2005)。这也表明, 即便如多数研究者所坚信的松潘-甘孜地体是一个盆地, 但它也不是一个单一构造成因的盆地。最近工作显示, 松潘-甘孜地块是古特提斯洋闭合过程中形成的增生造山楔 (Accretionary Orogenic Wedge)。de Sigoyer et al. (2014)认为该增生造山楔由松潘-甘孜古特提斯洋于三叠纪 (250~210Ma) 南北双向俯冲作用形成, 而Roger et al. (2010)则认为该增生造山楔是松潘-甘孜古特提斯洋在二叠纪-中三叠世时期向北单向俯冲的产物, 晚三叠世-早侏罗世该增生造山楔持续向南褶冲变形, 并被第三纪以来的南北向构造挤压和近东西向走滑作用所叠加和改造。相较其他模式或假说, de Sigoyer et al. (2014)提出的双向俯冲的增生造山楔模式更符合松潘-甘孜地体南北两侧发育二叠纪-中三叠世俯冲建造的地质事实。

然而, 无论松潘-甘孜地体是被动大陆边缘裂谷盆地、弧后盆地还是残余洋盆, 是全球最大的非并置缝合带、增生造山带还是增生造山楔, 除广泛分布的三叠系复理石杂岩外, 迄今为止未见报道有可靠的地质证据可用来详细刻画该地体的组成和构造过程。诚如有学者将其喻为中国的“地质百慕大”(许志琴等, 1992) 或“地质之迷 (A Paradox in Geology)” (Pan et al., 2001), 松潘-甘孜地体及其中的三叠系复理石杂岩的构造成因仍是一个悬而未决的问题。很大程度上, 这是因为三叠系复理石杂岩的基底以及卷入复理石杂岩中的超镁铁质/镁铁质岩块的构造属性、时代及其与围岩的关系尚不清楚。1/20万区域地质调查工作提供的线索显示, 在松潘-甘孜地体中部 (青海达日县桑日麻乡附近, 33°45′21″N、98°53′37″E) 的上三叠统中含有少量火山岩夹层 (四川省地质矿产局, 1986; 青海省地质矿产局, 1989)。但我们详细野外调查结果显示, 这些火山岩并非前人所认为的是上三叠统中的火山岩夹层 (四川省地质矿产局, 1986; 青海省地质矿产局, 1989; 黄仕华和刘汉强, 2006)，而是被构造肢解并卷入到强烈变形的复理石杂岩中的岩块, 是探究松潘-甘孜三叠系复理石杂岩的组成、时代和形成构造环境等的窗口之一。在详细观测这些火山岩的显微岩石组构基础上, 我们对其全岩地球化学特征、单矿物Sr-Nd同位素组成以及锆石U-Pb年代等进行了系统测试, 精确测定了其形成时代, 深入分析了其岩浆源区和构造成因, 并探讨了松潘-甘孜地体的组成、构造属性和演化过程。所提新认识虽为本文蟠华, 但相比于天机之巧也只是管窥而已, 唯以飨同行读者。

松潘-甘孜地体位于青藏高原北部, 被昆仑造山带、羌塘-昌都地块和扬子地块等不同大构造单元围限 (图 1a)。具体地, 松潘-甘孜地体北与慕士塔格-东昆仑-阿尼玛卿蛇绿混杂带 (MKA) 相接 (图 1b), 该俯冲混杂带及其北侧的东昆仑弧构筑了一个二叠纪-早三叠世 (284~243Ma) 的俯冲系统。南与龙木错-玉树-金沙江蛇绿混杂带 (LYJ) 和甘孜-理塘蛇绿混杂带 (GL) 相连, 这两条俯冲混杂带的南侧分别是萨玛绥加日-开心岭弧盆系统、江达-维西-德钦弧盆系统和义敦弧盆系统, 沿羌塘-昌都地块北缘呈弧形断续展布。其中, 甘孜-理塘蛇绿混杂带最初被认为是弧后扩张盆地 (张之孟和金蒙, 1979; 李春昱等, 1980), 也曾被解释为龙木错-玉树-金沙江蛇绿混杂带的分支 (黄汲清, 1984; 黄汲清等, 1984; 黄汲清和陈炳蔚, 1987)。但更多后续详细工作揭示, 该构造带是由羌塘-昌都地块外侧的南向俯冲作用所形成的蛇绿混杂带 (刘宝田等, 1982; 王连城等, 1985; 邹光富等, 1994; 江元生, 1996; 莫宣学等, 2001; 姚学良和兰艳, 2001; 潘桂棠等, 2001, 2002, 2004; 尹福光等, 2006; 闫全人等, 2005, 2006; Yan et al., 2005)。松潘-甘孜地体向西延伸部分被阿尔金走滑断裂切割 (Pan, 1996), 东与扬子地块以龙门山褶皱-冲断带为界 (许志琴等, 1992, 2006; Pan, 1996)。

松潘-甘孜地体内出露的沉积物主要是中-上三叠统海相浊积岩复理石, 局部上三叠统已变为海陆过渡相和陆相湖泊沉积。如沿新都桥-雅江公路 (G318国道) 断面, 我们曾在上三叠统两河口组上段 (T₃ln³) 观测到含大量侧羽叶 (苏铁目植物) 化石和海相瓣腮类化石混存的海陆过渡相浅灰绿色碎屑岩和潮坪相薄层泥灰岩 (30°03′18″N、101°27′31″E)。下三叠统海相浊积岩复理石主要见于松潘-甘孜地体北部, 沿慕士塔格-东昆仑-阿尼玛卿蛇绿混杂带南侧呈东西向展布 (图 1b)。松潘-甘孜地体南部, 沿鲜水河断裂的道孚-炉霍段出露少量下三叠统, 岩性为单层厚2~6cm的、互层状的黑色泥岩和杂色硅质岩 (薄片中见放射虫化石), 属典型的大洋盆地沉积物。这暗示大面积分布的中-上三叠统复理石杂岩之下埋藏有已被构造肢解、移置的早三叠世或更老的大洋岩石圈残块。但由于出露有限, 下三叠统的区域分布、组成及变化特点等尚不清楚。松潘-甘孜地体内花岗质岩浆活动主要集于晚三叠世-早侏罗世 (228±2Ma~185±3Ma; Roger et al., 2004; 胡健民等, 2005; Zhang et al., 2006, 2007; Xiao et al., 2007; Weislogel, 2008; Cai et al., 2010; Yuan et al., 2010)。其中, 早期 (228±2Ma~204±7Ma) 花岗岩浆活动与三叠系强烈褶皱变形在时间上重叠或是在非常短时间内相继发生的 (Huang et al., 2003a; 胡健民等, 2005), 晚期 (199±3Ma~185±3Ma) 花岗岩浆则广泛侵入变形的中-上三叠统浊积岩复理石中。新生代花岗岩浆活动仅见于被鲜水河断裂所穿切的折多山岩体 (18±0.3Ma; 闫全人等, 2006)。不同时代和性质的超镁铁质/铁镁质岩主要以构造岩块形式沿松潘-甘孜地体南北两侧的蛇绿混杂带出露, 内部则主要沿鲜水河断裂带零星出露, 遭受了强烈的剪切变形并且构造卷入到强烈片理化的中-下三叠统深色泥质岩中, 暗示这些超镁铁质/铁镁质岩块是在鲜水河断裂活动过程中构造剥蚀和出露就位的。

倾向北东的逆冲断裂和褶皱是松潘-甘孜地体内主要的构造样式和变形形迹。其中, 著名的鲜水河断裂是一条总体走向N40°~45°W、倾向NE、倾角60°~70°的逆冲兼具左行走滑活动的断裂 (许志琴等, 1992), 东端与扬子地块西缘的近南北向小江走滑断裂相接, 向西可能与曲麻莱-石渠断裂相接 (图 1a)。地球物理探测揭示, 鲜水河断裂是一条地壳结构分界断裂, 两侧表现了明显的结构和物性 (V_p) 差异 (王椿镛和韩渭宾等, 2003; 王椿镛和吴建平等, 2003)。这种断裂两侧的结构和物性差异是否是由该断裂中新世 (确切地是18Ma) 以来的逆冲-走滑活动所产生, 尚无法定论。但据王小春 (1999, 2000) 的分析, 鲜水河断裂可能早在中二叠世就已发育存在, 那么其中新世以来的活动应是继承性活动。除鲜水河断裂外, 松潘-甘孜地体内还发育一系列走向NW的区域性断裂, 它们向北西延伸交汇并最终并入慕士塔格-东昆仑-阿尼玛卿蛇绿混杂带南缘断裂 (图 1a)。有趣的是, 这些断裂向东南延伸均未切穿龙门山褶冲带, 部分断裂与鲜水河断裂交汇。

在本文研究区, 除上-中三叠统浊积岩复理石外, 还发育一系列受断裂构造控制的、规模较小的第三纪盆地 (图 1c), 堆积了陆相紫红色砾岩、砂砾岩和砂岩, 与中-上三叠统地层呈角度不整合接触关系。这些第三纪小盆地的发育受控于走向NW、NNE和NNW三组断裂。其中, NNE和NNW走向两组断裂明显切错中-上三叠统地层以及走向NW倾向NE的断裂和褶皱构造, 二者构成的共轭断裂组指示第三纪以来松潘-甘孜地体经受了近南北向构造挤压作用。在本文研究区还出露有少量火山岩, 裹于强烈褶皱和冲断变形的三叠系浊积岩复理石中 (图 1d), 冲断变形以向SW方向冲覆的断裂活动为主。

沿本文实测地质剖面可见两处火山岩露头 (图 1d), 其中规模较大的一个火山岩露头中还可见少量杂砂岩和沉凝灰岩夹层。新鲜火山岩呈浅灰色, 具斑状结构和杏仁构造, 富含深灰色棱角状火山岩岩屑 (图 2a)。硅质杏仁体呈圆-浑圆状、乳白色、结构致密, 大小为0.5~1.5 mm, 杏仁边缘发育由相对粗粒的放射状石英微晶构成的外壳 (图 2b)。斑晶包括斜长石、黑云母和角闪石。斜长石是主要的斑晶矿物相, 晶粒粗大, 最大约1.5×3.0mm, 呈板状自形晶, 内部呈现因重熔作用而形成的玻璃质麻点状结构, 边部具熔蚀环边结构 (图 2c)。黑云母和角闪石斑晶粒径相对较小且粒度不一 (图 2c, d), 偶可见少量与板状斜长石近于等粒或粒度略大的角闪石 (图 2e) 和黑云母斑晶 (图 2f)。角闪石简单双晶呈长条状或板状, 横截面呈六边形或菱形, 两组解理清晰, 具多色性, 蚀变显著并发育暗化边 (图 2d)。偶见十字形贯穿双晶辉石, 辉石呈放射状交叉生长, 与粒度较小的角闪石构成联斑结构 (图 2e)。黑云母呈自形-半自形晶, 沿解理绿泥石化蚀变强烈或被溶蚀成港湾状, 发育显著的暗化边 (图 2b, c, f)。基质由微晶斜长石、黑云母、角闪石、不规则石英和少量辉石组成, 副矿物有磷灰石、磁铁矿和锆石等。显微岩相学特征表明, 沿实测地质剖面出露的两处火山岩夹层的岩性均为斑状安山岩, 富含棱角状火山岩岩屑 (图 2a) 暗示了多期安山质火山喷发活动。安山岩中的杂砂岩夹层主要是岩屑杂砂岩, 以富含粗粒的、棱角状安山岩屑为显著特点, 火山岩屑最高含量约40% (图 2g), 其次为棱角-次棱角形石英颗粒, 粒度小于火山岩屑。另见少量粒度较小的沉积岩屑以及角闪石、黑云母和长石等矿物晶体碎片。沉凝灰岩由微细粒石英和相对较粗的火山岩屑组成, 含少量矿物晶屑或碎片 (图 2h)。石英和火山岩岩屑沿长轴方向呈平行排列, 未见明显构造变形迹象, 平行纹理应是沉凝灰岩的原始沉积层理。

图 2

Fig. 2

图 2 岩石野外露头和显微组构照片 (a) 新鲜安山岩块野外露头, 岩石具斑状结构和杏仁构造, 斑晶为板状自形晶斜长石, 深绿色硅质杏仁体呈浑圆状, 见粒度明显大于斜长石斑晶和硅质杏仁体的棱角状火山岩屑; (b-f) 不同组构特征的斑状安山岩显微岩相特征 (b、c单偏光; d-f正交偏光); (g) 富火山岩屑杂砂岩显微组构 (正交偏光); (h) 凝灰岩显微组构 (正交偏光).详见正文描述.Bi-黑云母; Hb-角闪石; Ls-沉积岩屑; Lv-火山岩屑; Pl-斜长石; Px-辉石; Q-石英 Fig. 2 Photographs showing the structures, compositions and textures of the andesites

二处安山岩露头共采集24件样品用以各项测试分析 (图 1c, d)。全岩地球化学分析在中国地质科学院国家地质测试中心进行。主量元素含量用X荧光光谱仪 (XRF/3080E) 测定, 分析误差小于2%。全铁以Fe₂O₃^T形式测定, 氧化亚铁 (FeO) 含量用重铬酸钾单独滴定, 分析误差小于10%, 氧化铁 (Fe₂O₃) 含量由公式Fe₂O₃=Fe₂O₃^T-1.11134×FeO计算确定。除元素钒 (V) 用高分辨全谱直读电感耦合等离子体发射光谱仪 (ICP-AES) 测定外, 其他稀土和微量元素含量均用电感耦合等离子体质谱仪 (ICP-MS/X系列) 测定。丰度大于10×10^-6的元素的分析误差小于5%, 丰度小于10×10^-6的元素的分析误差小于8%, 过渡金属元素的分析误差约为10 %。分析结果见表 1。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 松潘-甘孜地块中部安山岩及其富火山质岩屑杂砂岩和沉凝灰岩夹层全岩地球化学分析结果 (主量元素:wt%；稀土和微量元素:×10-6) Table 1 Abundances of major (wt%) and trace (×10-6) elements of the andesites, graywackes and tuffs 样品号 SRM1 SRM2 SRM3 SRM4 SRM5 SRM6 SRM8 SRM9 SRM10 SRM11 SRM12 SRM14 SRM7 SRM15 SRM17 SRM18 SRM19 SRM20 SRM21 SRM22 SRM23 SRM24 岩性 富火山岩屑杂砂岩 沉凝灰岩 杏仁/斑状安山岩 SiO2 78.94 74.97 69.80 72.94 71.78 73.89 73.79 68.31 72.90 76.02 66.30 66.29 66.25 76.17 59.46 61.85 59.75 56.41 62.18 62.01 60.17 59.99 TiO2 0.48 0.47 0.61 0.72 0.56 0.46 0.83 0.57 0.46 0.54 0.43 0.65 0.40 0.17 0.70 0.58 0.69 0.81 0.58 0.56 0.59 0.57 Al2O3 9.41 9.80 12.42 13.23 12.58 11.04 12.82 11.48 12.57 10.48 10.25 13.32 17.00 14.22 16.37 16.44 16.46 14.88 16.15 15.93 13.43 17.13 Fe2O3 0.90 0.88 0.91 0.75 1.72 0.76 0.64 1.13 0.95 1.25 0.81 1.42 0.97 1.46 2.08 2.02 1.76 1.94 2.24 1.81 0.96 1.60 FeO 2.17 2.39 2.91 3.20 2.73 2.54 3.18 2.53 2.39 2.12 1.98 3.02 2.17 0.74 3.61 2.82 3.83 5.66 2.75 2.93 2.86 3.65 MnO 0.05 0.08 0.06 0.05 0.06 0.09 0.06 0.06 0.06 0.05 0.09 0.08 0.05 0.02 0.08 0.06 0.08 0.15 0.09 0.07 0.15 0.08 MgO 1.10 1.06 2.11 1.38 1.38 1.02 1.32 2.56 1.30 1.12 1.69 2.48 1.26 0.21 3.08 2.90 3.08 5.24 3.08 3.14 2.56 3.67 CaO 1.11 2.97 2.45 0.73 1.58 2.89 1.06 3.60 1.42 1.38 7.10 3.37 4.01 0.75 4.92 3.85 4.68 6.58 4.11 5.90 9.05 4.90 Na2O 2.15 2.70 2.64 2.64 2.75 4.02 3.01 2.92 3.33 2.85 2.88 3.14 3.10 0.09 3.81 2.69 3.73 1.74 3.69 2.51 2.10 3.66 K2O 1.33 1.08 2.15 2.39 1.67 0.61 1.92 1.66 1.53 1.25 1.31 1.69 2.90 0.40 1.27 2.62 1.40 3.16 2.11 2.17 1.51 1.74 P2O5 0.09 0.09 0.15 0.14 0.13 0.10 0.15 0.14 0.11 0.10 0.11 0.19 0.11 0.06 0.17 0.12 0.16 0.28 0.12 0.12 0.12 0.14 H2O+ 1.88 1.68 2.64 1.44 2.84 1.59 1.12 2.52 2.18 2.04 2.34 2.72 1.36 5.10 3.06 3.22 3.06 3.00 2.44 2.18 2.82 2.82 CO2 0.09 2.14 1.54 0.09 0.43 1.42 0.09 2.48 0.34 0.26 5.22 2.23 0.17 0.34 1.28 1.37 0.86 0.09 0.17 0.17 4.20 0.09 LOI 2.09 3.49 3.52 1.28 3.19 2.80 1.03 4.52 2.68 2.35 6.80 4.47 1.40 5.35 3.84 4.12 3.93 2.60 2.27 2.26 6.50 2.79 Total 101.79 103.80 103.91 100.98 103.40 103.23 101.02 104.48 102.22 101.81 107.31 105.07 101.15 105.08 103.73 104.66 103.47 102.54 101.98 101.76 107.02 102.83 Mg# 18 40 44 38 42 46 45 41 44 K2O/ Na2O 4.44 0.33 0.97 0.38 1.82 0.57 0.86 0.72 0.48 A\CNK 7.30 0.99 1.15 1.02 0.81 1.02 0.92 0.62 1.02 σ 0.00 1.49 1.99 1.60 2.01 2.35 1.34 0.67 2.02 La 32.2 27.3 49.8 47.8 29.7 28.6 57.4 43.2 27.5 30.2 34.0 59.4 39.8 37.6 31.4 20.5 32.3 46.0 23.5 22.7 33.2 37.0 Ce 64.4 54.4 99.6 94.5 59.4 63.1 111 86.3 56.2 62.2 65.7 114 75.7 83.3 62.9 43.3 62.0 91.5 48.2 46.3 66.0 69.8 Pr 7.26 6.58 11.5 11.4 7.14 6.82 13.1 10.3 6.57 7.18 7.76 13.5 8.01 9.47 7.23 5.01 7.34 10.8 5.67 5.26 7.67 7.52 Nd 27.8 24.6 42.5 40.4 27.0 25.5 48.0 36.6 24.5 27.0 29.5 50.8 27.3 33.7 27.9 19.8 26.8 41.9 21.8 20.8 29.3 25.9 Sm 4.94 4.65 7.09 7.71 5.06 4.82 8.61 6.28 4.75 5.02 5.57 9.03 4.37 6.59 5.37 3.72 5.29 7.98 4.40 4.23 5.69 4.56 Eu 1.04 1.10 1.44 1.30 0.93 1.11 1.53 1.35 0.98 1.14 1.12 1.83 0.98 1.41 1.30 0.96 1.36 1.82 0.98 0.98 1.31 1.27 Gd 4.27 4.60 5.96 5.96 4.28 4.35 7.05 5.34 3.74 4.58 4.37 7.00 2.70 5.53 4.86 3.19 4.72 6.95 3.85 3.56 4.93 3.72 Tb 0.66 0.71 0.78 0.91 0.68 0.71 0.96 0.79 0.59 0.61 0.63 0.90 0.33 0.80 0.63 0.44 0.61 1.07 0.53 0.48 0.68 0.42 Dy 3.90 3.76 4.34 5.03 4.04 4.31 5.50 4.49 3.55 3.61 3.56 4.91 1.70 4.83 3.28 2.36 3.23 6.04 2.77 2.54 3.86 2.51 Ho 0.72 0.78 0.81 1.01 0.81 0.85 1.10 0.85 0.64 0.72 0.67 0.94 0.31 0.88 0.60 0.43 0.59 1.19 0.55 0.51 0.82 0.51 Er 2.41 2.22 2.70 3.14 2.35 2.41 3.34 2.65 2.08 2.14 1.99 2.76 0.88 2.49 1.65 1.25 1.67 3.79 1.74 1.33 2.36 1.38 Tm 0.31 0.30 0.36 0.43 0.33 0.33 0.50 0.33 0.31 0.29 0.26 0.40 0.11 0.32 0.21 0.15 0.21 0.48 0.21 0.20 0.32 0.19 Yb 2.14 2.17 2.28 2.79 2.22 2.32 3.32 2.47 2.03 2.14 1.69 2.51 0.79 2.09 1.40 1.04 1.39 3.16 1.39 1.31 2.07 1.34 Lu 0.28 0.29 0.32 0.43 0.30 0.32 0.51 0.39 0.28 0.36 0.25 0.35 0.11 0.32 0.21 0.17 0.21 0.46 0.19 0.16 0.29 0.19 ΣREE 152.3 133.5 229.5 222.8 144.2 145.6 261.9 201.3 133.7 147.2 157.1 268.3 163.1 189.3 148.9 102.3 147.7 223.1 115.8 110.4 158.5 156.3 ΣREEN 61 53 91 89 57 58 104 80 53 58 62 107 65 75 59 41 59 89 46 44 63 62 L/H 9 8 12 10 9 8 11 11 9 9 11 13 23 10 11 10 11 9 9 10 9 14 (La/Yb)N 11 9 16 12 10 9 12 13 10 10 14 17 36 13 16 14 17 10 12 12 12 20 δEu 0.68 0.72 0.66 0.56 0.59 0.73 0.58 0.69 0.69 0.71 0.67 0.68 0.81 0.69 0.76 0.83 0.81 0.73 0.71 0.75 0.74 0.91 Ba 263 190 565 519 757 148 426 352 272 216 233 389 727 390 900 1103 950 1305 868 567 1065 680 Rb 61.0 46.8 90.2 97.0 68.9 29.1 80.3 76.9 66.2 56.2 57.8 72.5 98.8 37.3 42.3 93.9 48.3 118 84.2 74.9 53.3 61.5 Sr 159 283 199 119 122 181 163 304 108 171 487 246 338 53.0 564 426 553 516 437 335 677 397 Y 20.8 21.4 20.5 24.8 21.0 22.5 27.8 23.0 18.3 19.6 19.6 23.8 7.50 25.7 15.1 10.8 14.8 32.5 14.8 13.0 22.9 13.1 Zr 180 189 311 450 212 209 652 250 151 245 164 270 122 190 120 99.1 153 144 103 97.7 129 124 Nb 7.98 7.09 12.0 12.0 8.92 7.86 12.9 11.2 8.30 9.03 8.12 12.1 7.29 27.3 10.4 6.44 10.2 16.1 6.77 5.98 11.6 6.39 Th 11.5 8.96 15.7 14.6 9.20 9.07 20.0 12.6 8.30 10.2 8.37 13.7 14.9 15.4 8.25 7.47 8.15 11.8 7.55 7.32 8.51 13.1 Pb 4.93 6.60 10.6 10.0 15.6 18.1 11.8 14.6 17.9 4.70 6.48 8.41 23.2 11.4 16.3 13.5 16.1 15.1 16.9 5.31 7.90 11.4 Ga 11.6 10.6 15.6 15.7 13.3 10.9 14.4 14.6 13.8 11.9 11.6 16.4 17.1 12.6 18.9 18.6 18.3 16.1 19.7 17.0 17.7 17.5 Cu 12.6 9.61 12.1 12.0 13.9 14.8 8.54 12.0 12.3 11.2 10.5 19.4 2.59 15.4 6.28 26.9 6.60 17.3 8.13 3.64 4.68 4.62 Ni 15.6 18.3 22.7 23.6 25.6 15.7 20.7 23.5 20.9 20.1 21.4 30.5 4.40 23.7 12.0 16.2 13.3 15.4 12.1 11.8 31.7 17.3 V 59.1 49.7 70.2 82.3 59.3 48.3 71.9 67.1 54.7 58.0 48.7 74.5 13.1 6.87 85.6 85.2 83.6 171 100 83.6 76.6 68.2 Cr 43.8 42.3 54.3 76.7 49.9 46.4 95.7 45.4 40.3 47.5 43.1 63.2 5.47 8.26 82.2 65.4 83.0 163 81.1 82.5 60.3 143 Hf 4.30 4.84 8.47 11.3 5.67 5.67 15.0 6.62 3.98 6.10 4.14 7.18 3.69 5.52 3.66 3.13 3.98 3.40 2.92 2.97 3.31 3.55 Cs 2.50 1.78 2.62 7.31 2.89 0.57 6.30 2.18 2.39 2.27 1.94 2.49 1.90 9.93 2.42 3.45 2.41 0.70 3.98 2.17 1.53 1.54 Sc 7.32 7.51 11.1 12.0 9.27 7.06 10.7 10.8 8.06 7.27 8.21 12.6 5.95 2.72 16.2 15.0 16.5 33.0 19.3 15.7 12.0 16.0 Ta 0.54 0.55 0.88 0.84 0.62 0.59 0.92 0.73 0.55 0.65 0.56 0.89 0.53 2.37 0.65 0.50 0.58 0.88 0.45 0.42 0.72 0.39 Co 7.75 7.28 9.33 9.73 10.1 5.74 8.84 10.5 9.53 8.17 8.77 9.15 5.24 5.37 13.7 10.0 13.7 20.0 10.7 10.4 10.7 15.8 Li 20.9 22.0 22.7 43.7 27.3 20.4 39.8 20.7 23.0 20.9 17.9 33.0 29.4 263 70.5 41.4 76.5 49.0 45.8 20.3 35.9 75.1 U 1.49 1.73 1.84 2.26 2.02 1.48 2.66 1.57 1.60 2.01 1.25 2.05 2.28 2.07 1.67 1.67 1.67 2.05 1.43 1.42 1.74 1.18 Sr/Y2.1 37.4 39.4 37.4 15.9 29.5 25.8 29.6 30.3 Note: Fe2O3=measured Fe2O3T-1.11134×measured FeO; ACNK=molar Al2O3/(CaO+Na2O+K2O); Mg#=100×Mg2+/(Mg2++Fe2+).里特曼指数 (碱度)σ=(K2O+Na2O)2/(SiO2-43). N=normalized to chondrite values (Sun and McDonough, 1989)

表 1 松潘-甘孜地块中部安山岩及其富火山质岩屑杂砂岩和沉凝灰岩夹层全岩地球化学分析结果 (主量元素:wt%；稀土和微量元素:×10-6) Table 1 Abundances of major (wt%) and trace (×10-6) elements of the andesites, graywackes and tuffs

用以U-Pb测年的锆石选自SRM20、SRM21和SRM23等3件安山岩样品。锆石U-Pb年龄数据是在中国地质科学院地质研究所北京离子探针中心的网络虚拟实验室、通过SHRIMP远程共享控制系统 (SHRIMP Remote Operation System, SROS) 远程控制位于澳大利亚Curtin理工大学 (Curtin University of Techonology) 的SHRIMP Ⅱ仪器而获得的。SHRIMP远程共享控制系统 (SROS) 由北京离子探针中心、中国计量科学研究院和吉林大学共同研发, 可以实现通过Internet公共网络, 远程控制SHRIMP Ⅱ仪器, 远程选取样品待测点和实时远程实验数据输出打印等功能。锆石阴极发光图像用以确定单颗粒锆石晶体的形态、结构特征、生长历史以及标定测点。分析过程中, 一次离子流为4.5nA、10kV的O^-2, 离子束直径约25~30μm, 质量分辨率5000 (~1%峰高)。采用跳峰扫描记录Zr₂O⁺、²⁰⁴Pb⁺、²⁰⁷Pb⁺、²⁰⁸Pb⁺、U⁺、Th⁺、ThO⁺、UO⁺和背景值等9个离子束峰值, 每5次扫描记录一次平均值。应用标样M257 (561.3Ma, U=840×10^-6) 标定所测样品的U、Th和Pb含量, 用标样TEM (417Ma) 标定所测样品的年龄。数据处理采用Isoplot程序 (Ludiwig, 2001) 处理。普通Pb一般根据实测²⁰⁴Pb及Cumming-Richard模式铅成分校正。单点分析误差为1σ, ²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄加权平均值误差为95%置信度误差2σ。锆石U-Pb测年数据见表 2。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 松潘-甘孜地块中部安山岩SHRIMP锆石U-Pb测年结果 Table 2 Results of SHRIMP zircon U-Pb analyses from the andesites Spot No. 206Pbc U Th Th/U 206Pb* (×10-6) ±% ±% ±% Age (Ma) Description of analyzed spot (%) (×10-6) ±1σ ±1σ SRM20-1.1 0.1837 1022 36 0.04 29.6 0.05033 1.8 0.2328 2.7 0.03354 2.0 213.9 4.2 417 37 Outer oscillitory zoning domain -1.2 0.1837 1252 79 0.07 36.5 0.05072 1.8 0.2365 2.7 0.03382 2.0 215.2 4.2 364 39 Central oscillitory zoning domain -2.1 0.1837 1645 98 0.06 47.7 0.05134 1.8 0.2372 2.7 0.03352 2.0 214.2 4.2 524 35 Euhedral zircon showing typical oscillitory zone -3.1 0.1837 931 38 0.04 27.1 0.05031 1.9 0.2338 2.8 0.03370 2.0 214.9 4.3 419 39 Euhedral zircon showing typical oscillitory zone -4.1 0.1823 188 81 0.44 7.88 0.05080 3.9 0.3350 4.6 0.04790 2.3 307.0 7.0 779 63 Irregular xenocryst showing no oscillitory zone -4.2 0.1837 1353 81 0.06 39.7 0.05115 1.6 0.2388 2.6 0.03386 2.0 216.5 4.2 535 31 Oscillitory zone around xenocryst -5.1 0.1838 223 1 0.01 6.32 0.04460 7.0 0.1960 7.4 0.03192 2.3 209.1 4.8 953 87 Irregular & patchy domain in oscillitory zone -5.2 0.1837 1309 75 0.06 38.0 0.05105 1.6 0.2366 2.5 0.03362 2.0 214.1 4.2 405 33 Oscillitory zone around xenocryst -6.1 0.1791 842 32 0.04 58.9 0.11745 0.8 1.3150 2.2 0.08120 2.0 504.3 9.8 1939 14 Irregular xenocryst showing homogenous structure -6.2 0.1837 1906 102 0.06 55.5 0.05211 1.4 0.2418 2.4 0.03366 2.0 214.9 4.2 516 26 Oscillitory zone around xenocryst -7.1 0.1782 509 517 1.05 39.5 0.06238 1.3 0.7790 2.4 0.09060 2.0 558.0 11 610 30 Irregular xenocryst showing homogenous structure -7.2 0.1837 1062 48 0.05 31.0 0.05010 4.3 0.2300 4.7 0.03327 2.0 215.0 4.2 791 67 Oscillitory zone around xenocryst -8.1 0.1837 1060 101 0.10 31.2 0.05154 1.7 0.2426 2.6 0.03414 2.0 217.3 4.3 407 35 Oscillitory zone around xenocryst -8.2 0.1572 251 164 0.68 66.1 0.11512 0.8 4.8700 2.3 0.30690 2.1 1725 32 1878 15 Subrounded xenocryst showing homogenous structure -9.1 0.1837 873 45 0.05 25.6 0.04920 2.2 0.2285 3.0 0.03366 2.1 216.2 4.4 607 38 Light & sub-euhedral xenocryst showing weak oscillitory zone -9.2 0.1837 903 55 0.06 26.1 0.04934 1.8 0.2326 2.6 0.03419 2.0 213.5 4.3 488 39 Oscillitory zone around xenocryst -10.1 0.1838 2537 224 0.09 74.9 0.05180 1.9 0.2389 2.8 0.03346 2.0 217.8 4.2 351 37 Oscillitory zone around xenocryst -10.2 0.1585 169 250 1.53 42.5 0.11430 1.5 4.6900 2.8 0.29740 2.3 1657 34 1690 31 Light & subrounded xenocryst showing weak oscillitory zone SRM21-1.1 0.1837 786 31 0.04 22.8 0.05050 2.2 0.2337 3.0 0.03358 2.1 214.3 4.3 448 43 Oscillitory zone around xenocryst -1.2 0.1785 385 2921 7.83 29.1 0.17890 1.0 2.5330 2.3 0.10270 2.1 543.0 11 730 35 Irregular xenocryst showing oscillitory zone -2.1 0.1838 678 22 0.03 19.4 0.05100 2.3 0.2324 3.1 0.03302 2.1 211.1 4.3 513 45 Euhedral zircon showing typical oscillitory zone -3.1 0.1565 243 194 0.83 65.5 0.11084 0.8 4.7900 2.3 0.31310 2.1 1756 33 1810 15 Sub-euhedral xenocryst showing oscillitory zone -3.2 0.1838 870 40 0.05 25.0 0.05010 2.1 0.2297 2.9 0.03328 2.1 212.4 4.3 428 41 Oscillitory zone around xenocryst -4.1 0.1837 682 28 0.04 20.0 0.04880 2.4 0.2278 3.2 0.03383 2.1 216.7 4.4 506 44 Euhedral zircon showing typical oscillitory zone -5.1 0.1836 618 19 0.03 18.8 0.04970 2.5 0.2404 3.3 0.03509 2.1 224.4 4.7 501 46 Sub-euhedral xenocryst showing homogenous structure -5.2 0.1837 611 23 0.04 17.9 0.04920 2.5 0.2292 3.3 0.03379 2.1 216.4 4.4 516 47 Oscillitory zone around xenocryst -6.1 0.1791 1107 565 0.53 77.3 0.06021 1.0 0.6750 2.2 0.08130 2.0 503.8 9.6 604 22 Irregular xenocryst showing weak oscillitory xone -6.2 0.1837 1105 53 0.05 32.6 0.04881 1.8 0.2301 2.7 0.03419 2.0 217.7 4.3 315 38 Oscillitory zone around xenocryst -7.1 0.1790 192 197 1.06 13.5 0.05090 3.1 0.5650 3.8 0.08050 2.2 509.0 11 838 48 Light & irregular xenocryst showing homogenous structure -7.2 0.1838 909 36 0.04 26.1 0.05086 1.9 0.2327 2.8 0.03318 2.0 211.7 4.2 439 38 Oscillitory zone around xenocryst -8.1 0.1468 331 233 0.73 117 0.15231 0.5 8.6600 2.1 0.41260 2.1 2228 39 2377 8.6 Light & sub-euhedral xenocryst showing weak oscillitory zone -8.2 0.1838 1472 137 0.10 42.0 0.05273 1.8 0.2403 2.7 0.03306 2.0 210.4 4.1 444 38 Oscillitory zone around xenocryst -9.1 0.1837 1118 77 0.07 32.5 0.04981 1.7 0.2307 2.6 0.03359 2.0 214.3 4.2 407 35 Central oscillitory zoning domain -9.2 0.1838 1363 67 0.05 39.5 0.04980 1.9 0.2302 2.7 0.03352 2.0 213.6 4.2 367 39 Outer oscillitory zoning domain -10.1 0.1742 387 211 0.56 43.9 0.07145 1.2 1.3000 2.4 0.13200 2.1 799.0 15 956 24 Sub-euhedral xenocryst showing oscillitory zone -10.2 0.1837 1523 76 0.05 44.5 0.04991 1.5 0.2334 2.5 0.03392 2.0 215.9 4.2 328 31 Oscillitory zone around xenocryst -11.1 0.1837 1709 219 0.13 50.3 0.05142 1.3 0.2423 2.4 0.03417 2.0 217.1 4.2 344 29 Oscillitory zone around xenocryst -11.2 0.1738 168 161 0.99 19.6 0.06980 2.0 1.2970 3.0 0.13480 2.2 818.0 17 1018 38 Light & subrounded xenocryst showing homogenous structure -12.1 0.1568 298 188 0.65 79.3 0.11184 0.7 4.7900 2.2 0.31070 2.1 1742 32 1811 13 Light & sub-euhedral xenocryst showing oscillitory zone -12.2 0.1838 1488 125 0.09 42.9 0.04863 1.5 0.2244 2.5 0.03346 2.0 213.0 4.2 275 31 Oscillitory zone around xenocryst -13.1 0.1808 273 12 0.05 15.0 0.05690 2.4 0.4970 3.3 0.06330 2.2 400.1 8.4 818 43 Irregular xenocryst showing oscillitory zone -13.2 0.1837 925 117 0.13 27.1 0.04938 1.9 0.2632 2.8 0.03965 2.0 216.4 4.4 403 43 Oscillitory zone around xenocryst -14.1 0.1819 614 615 1.03 27.6 0.05787 1.7 0.4180 2.6 0.05240 2.0 329.2 6.6 539 36 Subrounded grain showing oscillitory zone -15.1 0.1461 1075 941 0.9 389 0.17139 0.3 10.0300 2.0 0.42430 2.0 2264 37 2512 46 Subrounded grain showing oscillitory zone -16.1 0.1569 164 133 0.84 43.5 0.11320 1.0 4.8300 2.4 0.30910 2.2 1736 34 1846 18 Subrounded grain showing oscillitory zone SRM23-1.1 0.1837 827 150 0.19 24 0.05010 2.1 0.2321 2.9 0.03361 2.0 214.6 4.3 449 41 Euhedral zircon showing oscillitory zone -2.1 0.1837 465 195 0.43 13.8 0.04560 3.3 0.2138 3.9 0.03397 2.1 219.6 4.6 660 51 Euhedral zircon showing oscillitory zone -3.1 0.1828 269 21 0.08 9.96 0.03770 25 0.1820 25 0.03497 2.3 272.1 6.0 2775 63 Oscillitory zone around an embayed and patchy domain -3.2 0.1835 1362 226 0.17 42.4 0.06260 1.9 0.2952 2.7 0.03423 2.0 229.4 4.4 1747 16 Embayed and patchy domain -4.1 0.1825 389 102 0.27 15.6 0.05730 2.2 0.3600 3.0 0.04553 2.1 293.4 5.9 1074 33 Oscillitory zone around xenocryst -4.2 0.146 120 111 0.96 43.4 0.14530 3.3 8.4100 5.6 0.42000 4.6 2268 88 2335 54 Subrounded xenocryst showing weak oscollitory zone -5.1 0.1838 231 101 0.45 6.67 0.05290 3.2 0.2423 3.9 0.03322 2.2 212.9 4.6 661 59 Euhedral zircon showing typical oscillitory zone -6.1 0.1837 762 107 0.14 22.7 0.05137 1.7 0.2439 2.6 0.03444 2.0 219.8 4.3 505 34 Euhedral zircon showing typical oscillitory zone -7.1 0.1837 314 210 0.69 9.2 0.05120 2.7 0.2396 3.4 0.03394 2.1 216.3 4.5 440 54 Euhedral zircon showing typical oscillitory zone -8.1 0.1772 1211 41 0.04 105 0.06131 0.7 0.8500 2.1 0.10060 2.0 621.0 12 794 14 Subrounded grain showing oscillitory zone -9.1 0.1838 504 36 0.07 14.2 0.05260 2.7 0.2364 3.4 0.03261 2.0 207.8 4.2 458 56 Embayed & patchy domain surounded by oscillitory zone -10.1 0.1786 735 497 0.7 54.4 0.05410 7.7 0.5960 8.0 0.08000 2.0 533.0 10 1833 62 Sub-euhedral xenocryst showing oscillitory zone -11.1 0.1827 287 120 0.43 11.1 0.05350 2.4 0.3270 3.3 0.04430 2.3 282.3 6.4 660 44 Subrounded xenocryst showing weak oscollitory zone -11.2 0.1837 1083 310 0.3 31.5 0.06630 2.5 0.3047 3.2 0.03332 2.0 214.8 4.2 1181 40 Oscillitory zone around xenocryst -12.1 0.1837 805 318 0.41 23.9 0.05117 1.6 0.2430 2.5 0.03445 2.0 219.2 4.3 393 33 Euhedral zircon showing typical oscillitory zone -13.2 0.1832 525 378 0.74 17.5 0.04938 1.9 0.2632 2.8 0.03865 2.0 246.1 4.9 409 38 Oscillitory zone around xenocryst -13.1 0.1540 529 367 0.72 154 0.11799 0.4 5.5400 2.1 0.34060 2.0 1883 33 1877 7.6 Dark & rounded xenocryst showing weak oscillitory zone -14.1 0.1833 315 181 0.59 10.3 0.04880 2.5 0.2533 3.3 0.03765 2.1 239.9 4.9 395 50 Euhedral zircon showing oscillitory zone -15.1 0.1832 1956 2154 1.14 66.1 0.05714 1.1 0.3078 2.2 0.03907 1.9 248.6 4.7 685 21 Rounded xenocryst -15.2 0.1837 446 86 0.2 13.2 0.04990 4.3 0.2340 4.8 0.03396 2.1 218.6 4.4 690 72 Oscillitory zone around xenocryst -16.2 0.1704 58 16 0.29 8.46 0.07010 2.3 1.6340 3.4 0.16890 2.4 1015 23 1125 42 Light & irregular xenocryst showing homogenous structre -16.1 0.1838 1869 180 0.1 54 0.04994 1.0 0.2316 2.2 0.03364 1.9 213.4 4.1 211 23 Oscillitory zone around xenocryst -17.1 0.1823 82 92 1.15 3.42 0.05450 4.2 0.3580 4.9 0.04770 2.4 304.7 7.3 819 71 Subrounded grain showing weak oscillitory xone -18.1 0.1838 501 129 0.27 14.4 0.04920 2.1 0.2268 2.9 0.03341 2.0 212.9 4.3 348 44 Euhedral zircon showing oscillitory zone -19.1 0.1838 2250 850 0.39 64.8 0.05216 1.7 0.2406 2.6 0.03345 2.0 212.4 4.1 346 37 Euhedral zircon showing oscillitory zone -20.1 0.1837 1114 527 0.49 32.6 0.05299 1.3 0.2486 2.4 0.03402 2.0 215.6 4.2 318 29 Euhedral zircon showing oscillitory zone -21.1 0.1837 1484 734 0.51 43.3 0.05351 1.1 0.2510 2.2 0.03402 2.0 215.4 4.1 307 25 Euhedral zircon showing oscillitory zone -22.1 0.1836 252 105 0.43 7.65 0.05270 4.2 0.2510 4.8 0.03450 2.3 224.1 5.1 1006 60 Subrounded xenocryst showing oscillitory zone -22.2 0.1837 536 253 0.49 15.9 0.05110 2.7 0.2399 3.4 0.03408 2.1 218.4 4.5 615 49 Outer homogenous domain around xenocryst -23.1 0.1838 278 123 0.46 8.03 0.05390 4.0 0.2450 4.6 0.03288 2.3 213.2 4.8 981 59 Euhedral zircon showing homogenous structure -24.1 0.1837 831 346 0.43 24.7 0.05210 2.7 0.2468 3.4 0.03436 2.0 219.0 4.4 478 55 Light & euhedral xenocryst showing oscillitory zone -24.2 0.1838 937 74 0.08 26.9 0.05110 3.0 0.2335 3.6 0.03315 2.0 212.2 4.2 557 55 Oscillitory zone around xenocryst -25.1 0.1761 694 892 1.33 67.1 0.07185 1.1 1.1190 2.3 0.11290 2.0 688.0 13 910 23 Sub-euhedral xenocryst showing weak oscillitory zone -25.2 0.1836 3285 296 0.09 101 0.05155 1.1 0.2523 2.3 0.03549 2.0 226.5 4.4 511 22 Dark & oscillitory zone around xenocryst -26.1 0.1835 3478 245 0.07 108 0.05239 1.2 0.2580 2.3 0.03571 1.9 228.7 4.4 658 21 Euhedral zircon showing oscillitory zone -27.1 0.1836 1781 1364 0.79 53.5 0.05460 3.0 0.2619 3.6 0.03479 2.0 221.4 4.3 539 62 Euhedral zircon showing oscillitory zone -28.1 0.1836 1387 780 0.58 41.5 0.05560 2.4 0.2659 3.1 0.03465 2.0 220.5 4.4 566 49 Euhedral zircon showing oscillitory zone -29.1 0.1837 1120 84 0.08 33.3 0.05010 2.9 0.2364 3.6 0.03421 2.1 219.4 4.5 586 52 Oscillitory zone around xenocryst -29.2 0.1834 114 34 0.31 3.68 0.01840 32 0.0830 32 0.03260 3.0 236.8 7.0 2058 68 Light & rounded xenocryst showing very weak oscillitory zone -30.1 0.1836 1276 125 0.1 38.1 0.05090 2.0 0.2400 2.9 0.03421 2.0 220.4 4.4 755 33 Euhedral zircon showing oscillitory zone -31.1 0.1837 422 138 0.34 12.4 0.04680 7.9 0.2130 8.2 0.03304 2.2 216.1 4.7 988 100 Euhedral zircon showing oscillitory zone -32.1 0.1835 799 297 0.38 24.6 0.05260 4.4 0.2570 4.8 0.03544 2.1 227.0 4.6 663 79 Euhedral zircon showing oscillitory zone -33.1 0.1837 1404 657 0.48 41.9 0.05345 1.2 0.2561 2.3 0.03476 2.0 220.1 4.3 325 28 Euhedral zircon showing oscillitory zone Bote: Errors are 1-sigma; Pbc and Pb* indicate the common and radiogenic portions, respectively. Common Pb corrected using measured 204Pb

表 2 松潘-甘孜地块中部安山岩SHRIMP锆石U-Pb测年结果 Table 2 Results of SHRIMP zircon U-Pb analyses from the andesites

用以分析Sr和Nd同位素组成的斜长石选自SRM20~24等5件安山岩样品。Sr和Nd同位素分析在中国地质科学院地质研究所同位素实验室进行。Sr同位素以及Sm、Nd、Rb和Sr的元素含量用固体同位素质谱仪 (MAT262) 测定, Nd同位素用多接收等离子质谱仪 (Nu Plasam HR MC-ICP-MS) 测定。实验过程中, Sm和Nd的本底值均小于5×10^-11g, Rb和Sr的本底值范围为1×10^-9~1×10^-10g, 两个同实验标准测定结果为NBS987 SrCO₃ ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0.710247±12 (2σ) 和JMC Nd₂O₃ ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.511126±12 (2σ)。Sr和Nd同位素质量分馏分别用⁸⁸Sr/⁸⁶Sr=8.37521和¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd=0.7219校正, Sm/Nd和Rb/Sr比值的分析误差均低于0.1%。分析结果见表 3。

表 3

Table 3

表 3(Table 3)

表 3 松潘-甘孜地块中部安山岩斜长石Sr-Nd同位素分析结果 Table 3 Sr and Nd isotopes of the plagioclases isolated from the andesites 样品号 Age (Ma) Rb Sr ±2σ Sm Nd ±2σ εNd(t) fSm/Nd tDM1(Ma) (×10-6) (×10-6) SRM20 214.1 145.6 550.7 0.7655 0.712484 15 0.804 5.182 0.09381 0.512170 5 0.710153 0.512039 -6.32 -0.52 1245 SRM21 212.3 179.4 962.6 0.5391 0.708948 14 1.651 10.12 0.09868 0.512349 5 0.707320 0.512212 -2.98 -0.50 1061 SRM22 212.3 85.49 493.6 0.5013 0.711213 16 0.531 3.691 0.08698 0.512186 14 0.709699 0.512065 -5.85 -0.56 1159 SRM23 213.4 96.31 526.8 0.5291 0.712093 14 1.883 12.96 0.08789 0.512199 12 0.710487 0.512076 -5.60 -0.55 1151 SRM24 213.4 67.66 201.6 0.9716 0.712275 13 0.657 4.292 0.09265 0.512208 10 0.709326 0.512079 -5.56 -0.53 1185 Note: The ages (Ma) used for calculating the εNd(t) and (87Sr/86Sr)i are after SHRIMP zircon U-Pb analyses in this study. Parameters: 147Sm/144NdCHUR=0.1967; 143Nd/144NdCHUR=0.512638; 147Sm/144NdDM=0.2137; 143Nd/144NdDM=0.51315 (Peucat et al., 1988); λSm=6.54×10-12, λRb=1.42×10-11 (Lugmair et al., 1978)

表 3 松潘-甘孜地块中部安山岩斜长石Sr-Nd同位素分析结果 Table 3 Sr and Nd isotopes of the plagioclases isolated from the andesites

全岩地球化学测试结果 (表 1) 显示, 除样品SRM15外, 采自二处安山岩的样品展现了典型的中性火山岩的硅质组分 (56.41%~62.18% SiO₂), TiO₂含量 (0.56%~0.81%) 明显低于岛弧火山岩的平均丰度 (~1.12% TiO₂, Condie, 1997)。FeO和MgO含量均较低, 分别为2.75%~3.83%和2.56%~3.67%。低的Mg^#值 (38~46) 暗示了这些安山岩样品来自高度演化的岩浆, 样品SRM21的Mg^#值 (=46) 最大, 可能与该样品相对地其他样品更富辉石斑晶 (十字形贯穿双晶辉石; 图 2e) 有关。不同样品的Al₂O₃含量变化较大 (13.43%~17.13%), 铝饱指数 (A/CNK=0.62~1.15) 显示这些岩石样品既有弱过铝质的也有准铝质的, 反映了安山质岩浆组分的不均一性。除样品SRM20富钾 (K₂O/Na₂O=1.82) 外, 其他安山岩样品显示了富钠贫钾特点 (K₂O/Na₂O=0.33~0.97)。碱度 (即里特曼指数) 显示这些样品既有钙性的 (σ=0.62~0.99) 也有狭义钙碱性的 (σ=1.99~2.35)。另一显著特征是所有安山岩样品均具有较高含量的结构水 (2.18%~5.10% H₂O⁺), 这可能主要是由安山岩中大量的含水矿物如角闪石和黑云母斑晶 (图 2b, f) 引起的。样品SRM15显示了异常高的SiO₂ (76.17%), 这是由该样品富硅质杏仁体 (图 2b) 引起的。并且, 这种额外的硅质成分加入可能还导致了其他主量元素的异常, 如非常低的TiO₂ (0.17%)、FeO (0.74%)、MgO (0.21%)、CaO (0.75%) 和异常高的A/CNK (7.30) 和K₂O/Na₂O (4.44)。沉凝灰岩样品SRM7的SiO₂含量 (66.25 %) 略高于安山岩的。Al₂O₃、Na₂O和K₂O的含量也略高于安山岩的平均值 (表 1), 其他主量元素的丰度则略低于安山岩的。富安山岩屑杂砂岩的SiO₂含量 (66.29%~78.94%) 明显高于安山岩的, 而Al₂O₃、FeO、MgO和CaO等的平均丰度值则明显低于安山岩的, 其他主量元素丰度均值大致与安山岩的相似, 与安山岩样品相近的结构水含量 (2.08% H₂O⁺) 可能主要是由岩石中富角闪石和黑云母斑晶的安山岩屑 (图 2g) 引起的。

图 3

Fig. 3

图 3 安山岩、杂砂岩和沉凝灰岩稀土配分模式图和微量元素蛛网图 (标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 3 Chondrite-normalized REE patterns and primitive-mantle-normalized multi-trace element diagrams for the andesites, tuff and graywackes enriched volcanic clasts (normalizing values are after Sun and McDonough, 1989)

安山岩样品稀土总量较高 (102.3×10^-6~223.1 ×10^-6), 是球粒陨石的40~90倍 (表 1), 轻稀土 (LREE) 和重稀土 (HREE) 分异明显 (LREE/HREE=9~14, 平均10), 轻稀土显著富集 ((La/Yb)_N=10~20, 平均14), 呈现明显的右倾型稀土元素配分形式 (图 3a)。如岩相学特征所反映的, 低的δEu值 (0.69~0.91, 平均0.78) 表明安山质岩浆的分离结晶作用较强, 斜长石分异程度较高, 结晶分离出了大量的斜长石斑晶作为安山岩的主斑晶相, 因此在稀土配分图上展示明显的Eu负异常。初始地幔标准化微量元素蛛网图上 (图 3b), 除杏仁状安山岩样品SRM15外, 其他安山岩样品的大离子亲石元素 (LILE, 如Sr、K、Rb、Ba和Th) 显著富集, 相对于LREE显著亏损Ta、Nb和Ti, 轻微亏损Zr和Hf等高场强元素 (HFSE)。而杏仁状安山岩样品SRM15则表现了明显低的LILE (Sr、K和Ba) 和相对LREE轻微亏损HFSE (Ti除外), 这可能同样与外来硅质成分 (杏仁体) 的加入以及与之伴随的流体淋滤作用有密切关系。

沉凝灰岩展示了与安山岩十分相似的稀土和微量元素特征 (图 3a, b)。但相较安山岩, 凝灰岩的轻重稀土分异更加显著 (LREE/HREE=23, (La/Yb)_N=36)。Eu呈非常弱的负异常 (δEu=0.81), 这可能与沉凝灰岩中斜长石晶屑含量较低有关。总体上, 沉凝灰岩展示了与安山岩相同的地球化学特征, 表明沉凝灰岩夹层应是安山质岩浆喷发的产物。

富安山岩屑的杂砂岩稀土总量 (133.5×10^-6~268.3×10^-6) 是球粒陨石的50~110倍, 明显高于安山岩和沉凝灰岩, 但其轻重稀土分异程度 (平均LREE/HREE=10) 和轻稀土富集程度 (平均 (La/Yb)_N=12) 与安山岩的一致。球粒陨石标准化稀土元素配分形式标准化稀土配分形式呈现明显的右倾型, 具有明显的Eu负异常 (图 3c)。很显然, 杂砂岩及其他碎屑沉积岩类是绝无可能发生斜长石结晶分离的, 而其所展现出的较高程度的斜长石分异 (δEu=0.56~0.73) 应该是由大量安山岩屑中的斜长石结晶分离造成的。杂砂岩的微量元素地球化学特征与安山岩略有不同, 相对LREE明显亏损Ta、Nb和Ti, 但轻微富集Zr和Hf等高场强元素 (图 3d)。相较于安山岩, 杂砂岩明显亏损Ba。

阴极发光图像显示, 从3件安山岩样品 (SRM20、SRM21和SRM23) 中分选出的锆石颗粒在外形上大体可分为两类:自形晶锆石、浑圆状或不规则状锆石 (图 4)。自形晶锆石呈长柱状, 长约130~600μm, 长宽比约3:1~5:1。浑圆状或不规则状锆石大小不一, 边缘圆滑, 显示了明显的磨蚀特征, 可能是安山质岩浆上升喷出过程中从围岩三叠系复理石杂岩中捕获的碎屑锆石。从3件样品中共选获219粒这种类型的锆石, 其中少数颗粒外围还发育非常薄的浅色增生边。另外, 部分棱角尖锐的半自形晶锆石或碎片 (如图 4A-5, -6、图 4B-3, -7、图 4C-4, -11, -12, -13), 可能是选矿碎样过程中机械破碎造成的。内部结构上, 绝大多数锆石发育典型的岩浆锆石的振荡环带结构, 而且有相当数量的锆石晶粒还显示了“核-幔结构”, 即柱状自形晶锆石中宽厚的振荡环带包裹不同形态和结构的继承性锆石捕晶。有的继承性锆石捕晶呈现清晰的振荡环带结构, 有的呈现弱振荡环带结构, 还一些则无振荡环带并呈现均一结构的特点。振荡环带一般呈现较深的暗色调, 而继承性锆石捕晶则显示不同程度的亮或浅色调, “核-幔”界线清晰。最显著的特征是这些从安山岩中分离出来的锆石表现了多年龄层次的“核-幔结构”关系。3个样品共88个测点给出了三类明显不同的年龄: (1) 继承性锆石捕晶的单点²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄为2268±88Ma~216.2±4.4Ma, 其中含9个浑圆状或不规则状碎屑锆石, 年龄值为2264±37Ma~239.9±4.9Ma; (2) 环绕继承性锆石捕晶的振荡环带的年龄为293.4±5.9Ma~210.4±4.1Ma; (3) 还有4个特殊测点, 即发育于振荡环带内呈港湾状的、具不均匀补片状结构的晶域, 其年龄分别为209.1±4.8Ma (对应的振荡环带年龄214.1±4.2Ma; 图 4A-6)、229.4±4.4Ma (对应的振荡环带年龄272.1±6Ma; 图 4C-5)、207.8±4.2Ma (对应的振荡环带未测年; 图 4C-14) 和210.4±4.1Ma (对应的振荡环带未测年, 振荡环带包裹的锆石捕晶年龄为2228±39Ma), 且均为不谐和年龄。

图 4

Fig. 4

图 4 锆石阴极发光 (CL) 图像 Fig. 4 CL images showing the external appearences and internal textures of zircon grains in the andesites

对选自安山岩样品SRM20的锆石共进行了18个点的U-Pb年代学分析。6个继承性锆石捕晶 (或核) 的年龄为1725±32Ma~216.2±4.4Ma (表 2), 11个环绕继承性锆石捕晶的振荡环带的年龄为217.8±4.2Ma~13.5±4.3Ma。其中, 216.2±4.4Ma是由振荡环带 (213.5±4.3Ma) 包裹的继承性锆石捕晶的年龄 (图 4A-4), 与其它3个含更老捕晶 (1725±32Ma, 图 4A-1; 1657±34Ma; 307±7Ma) 的单颗粒锆石的年龄 (216.5±4.2Ma、217.3±4.3Ma、217.8±4.2Ma) 相同。根据阴极发光图像展示的不同年龄锆石的结构关系, 上述4个年龄为216~217Ma的继承性锆石捕晶或锆石单晶均是被样品SRM20捕获的, 其²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄217.0±2.1Ma (图 5a) 定义了一次早期岩浆事件。其余8个测点的²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄214.5±1.5Ma是安山岩样品SRM20的形成年龄。总体上, 样品SRM20表现了3个年龄层次锆石的“核-幔结构”或捕虏关系。测点SRM20-5.1所在晶域呈港湾状并具不均匀补片状结构 (图 4A-6), 其年龄 (209.1±4.8Ma) 明显小于该晶域所处的振荡环带的年龄 (214.1±4.2Ma) 且严重偏离谐和线 (图 5a)。分析该测点所在晶域可能是由原具振荡环带结构的岩浆锆石后期经流体淋滤和再沉淀形成的, 其年龄不具任何实际地质意义。

图 5

Fig. 5

图 5 锆石U-Pb谐和曲线 Fig. 5 SHRIMP zircon U-Pb concordia plots for the samples discussed in the text

对选自样品SRM21的锆石共进行了27个点的U-Pb年代学分析。13个继承性锆石捕晶的年龄为2228±39Ma~224.4±4.7Ma, 其中3粒浑圆状碎屑锆石的年龄为2264±37Ma~329.2±6.6Ma (表 2)。13个环绕继承性锆石捕晶的振荡环带测点的年龄为217.7±4.3Ma~210.4±4.1Ma, 包含2个明显不同的年龄群, 其²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄分别是216.9±1.9Ma和212.9±1.4Ma (图 5b)。根据不同年龄锆石的结构关系 (图 4b), 这2个年龄显然记录了两次安山质岩浆活动事件。212.9±1.4Ma是形成安山岩样品SRM21的岩浆事件的年龄, 在误差范围内与形成样品SRM20的岩浆作用时代 (214.5±1.5Ma) 一致。而216.9±1.9Ma则是被这次岩浆作用所捕获的更老的岩浆事件记录, 在误差范围内与记录于样品SRM20中的早期岩浆事件时代 (217.0±2.1Ma) 相同。阴极发光图像 (图 4B-8) 显示, 216Ma左右的安山质岩浆活动可能捕获了更老的岩浆作用产物 (224.7±4.7Ma)。总体上样品SRM21表现了4个年龄层次锆石的“核-幔结构”或捕虏关系。不谐和年龄210.4±4.1Ma是由振荡环带内具有补片状结构的晶域给出的。

对选自样品SRM23的粒锆石共进行了43个点的U-Pb年代学分析。15个继承性锆石捕晶的年龄为2268±88Ma~219.0±4.4Ma, 其中含6粒年龄为612±12Ma~239.9±4.9Ma浑圆状碎屑锆石。26个振荡环带测点的年龄为228.7±4.4Ma~212.2±4.2Ma (表 2), 包含3个明显不同的年龄群, 其²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄分别为226.7±2.3Ma、219.1±1.3Ma和213.8±1.4Ma (图 5c)。根据不同年龄锆石的结构关系 (图 4C), 样品SRM23给出的3个不同加权平均年龄代表了三次安山质岩浆喷发事件。在误差范围内, 最后一次岩浆事件的年龄与样品SRM20和SRM21的成岩年龄相同。最早的 (226.7±2.3Ma) 岩浆事件与记录于样品SRM21中的 (224.4±4.7Ma) 一致。2个具振荡环带结构的锆石单晶的年龄为216.3±4.5Ma (测点7.1) 和216.1±4.7Ma (测点31.1), 与样品SRM10和SRM21中所记录的早期岩浆事件的年代一致。总体上样品SRM23表现了4个年龄层次锆石的“核-幔结构”或捕虏关系。2个具补片状晶域给出的不谐和年龄为229.4±4.4Ma (图 4C-5) 和207.8±4.2Ma (图 4C-14)。

以上SHRIMP锆石U-Pb测年结果表明, 本文研究的两处安山岩层是同期岩浆活动的产物。对全部测年数据的综合处理结果显示, 这两处安山岩层所记录的岩浆活动主要发生于晚三叠世210~222Ma期间 (图 5d)。根据锆石结构特征或不同年龄锆石的捕虏关系, 可计算获得3个综合的²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄: 219.7±1.3Ma、216.6±1.2Ma和213.7±0.9Ma, 与单件样品所测定的岩浆事件年龄完全对应和一致, 表明在安山质岩浆活动峰期发生了3次脉动式火山喷发事件。同时测年结果显示, 可能还有一次早于峰期岩浆作用的喷发事件发生于226.8±1.9Ma。总之, 本文研究安山岩共记录了4次发生于晚三叠世诺列期的岩浆活动, 最后一次岩浆活动 (213.7±0.9Ma) 形成了本文研究的安山岩夹层。这些岩浆事件明显地表现出了多年龄层次的叠加关系, 即晚期岩浆活动捕虏和同化早期不同年龄阶段的岩浆作用产物。另一方面, 大量元古代至中三叠世继承性锆石捕晶以及来自三叠系围岩的碎屑锆石捕晶 (2268±88Ma~236.8±7.0Ma) 也暗示安山质岩浆是由复杂地壳物质部分熔融形成。

经本文实测年龄校正的斜长石Sr和Nd同位素分析结果 (表 3) 显示, 安山岩斜长石斑晶的初始锶比值⁸⁷Sr/⁸⁶Sr_(t)=0.707319~0.710485, 非常分散。如显微岩相特征所展示的, 斜长石斑晶内部可见因重熔作用而形成的玻璃质麻点状结构, 边部具熔蚀环边结构 (图 2c, d, f)。因此, 不同样品间明显差异的初始锶比值可能与这种安山质岩浆喷出过程中的斜长石重熔作用有关。与之形成鲜明对比的是, 斜长石斑晶的初始钕比值¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd_(t)=0.512039~0.512212, 比较集中和均一。总体上, 负的ε_Nd(t) 值 (-6.32~-2.98) 表明本文研究的安山岩来自富集的岩浆源区。但样品SRM21的ε_Nd(t) 值 (-2.98) 明显高于其他4个安山岩样品的ε_Nd(t) 值 (-6.32~-5.56), 可能与该样品相对其他样品更富辉石斑晶 (十字形贯穿双晶辉石; 图 2e) 有关。这也强烈暗示安山质岩浆源自铁镁质和长英质组分等的不均匀部分熔融, 或是受到了铁镁质组分的高度混染。如前文 (4.3小节) 所述, 2个安山岩块均含有大量前寒武纪 (2268±88Ma~543±11Ma)、古生代 (533±10Ma~272.1±6.0Ma, 多为晚古生代329.2±6.6Ma~272.1±6.0Ma) 和早-中三叠世 (248.6±4.7Ma~236.81±7.0Ma) 的锆石捕晶, 表明安山岩浆可能主要源自长英质壳源组分的部分熔融, 与不均匀ε_Nd(t) 值所反映的安山质岩浆源区特点十分契合。

显微岩相学特征和地球化学分析结果显示, 松潘-甘孜地体中部三叠系浊积岩复理石中的两处火山岩均为斑状安山岩, 具有典型的中性岩浆的硅含量 (56.41%~62.18% SiO₂, 样品SRM15除外)。但是, 两处火山岩露头, 甚至是同一露头的不同样品, 表现了高度不均匀的组构特征。首先, 表现最明显的是斑晶矿物相差异。总体上, 板状斜长石、具暗化边的黑云母与角闪石是主斑晶矿物相, 但也有样品 (如SRM21) 中含有与角闪石构成联斑结构的十字形贯穿双晶辉石斑晶 (图 2e)。这种不同露头乃至同一露头不同样品间斑晶矿物相的显著差异反映了形成安山质岩浆的部分熔融组分是非常不均匀的。其次, 这种不均匀性在主量和微量元素地球化学特征方面也表现明显。本文所分析测试的9件安山岩样品都具有较高含量的结构水 (2.18%~3.22% H₂O⁺), 样品SRM15因富含硅质杏仁体而导致异常高的H₂O⁺ (5.10%) 除外。很显然, 这与斑状安山岩富含黑云母和角闪石等含水矿物有关, 而本质上这种富水特征反映了安山质岩浆可能是由富水壳源物质部分熔融形成的。铝饱指数 (A/CNK) 显示安山岩样品既有准铝质的 (0.62~0.99, 表 1) 也有弱过铝质的 (1.02~1.15), 碱度 (即里特曼指数) 显示这些样品既有钙性的 (0.62~0.99) 也有狭义钙碱性的 (1.99~2.35), 这些事实进一步揭示了两个露头安山岩的岩浆组分是高度不均一的。同样地, 不均一的Mg^#值 (38~46, 样品SRM15除外)、长石分异程度 (δEu=0.69~0.91)、总稀土含量 (ΣREE_N=41~89) 以及轻稀土富集程度 ((La/Yb)_N=10~20) 和Sr/Y比值 (15.9~39.4) 等特征揭示了两处安山岩层是来自高度演化的、组分存在明显差异的岩浆。尤其是, 显著不均一的ε_Nd(t) 值 (-6.32~-2.98) 则清楚地表明安山质岩浆来源于不均匀壳源物质的部分熔融。如样品SRM21中发育其他样品所没有的十字形贯穿双晶辉石斑晶, 且具有最大的Mg^#值 (46) 和ε_Nd(t) 值 (-2.98), 暗示该样品很可能是由超镁铁质/铁镁质岩石和长英质岩石部分熔融、混合的岩浆结晶分离产物。

对3件样品的全部88个U-Pb测年数据的综合处理结果显示, 本文研究的两处火山岩层所反映的安山质岩浆活动峰期为222~210Ma (图 5d), 即晚三叠世诺列期。其中最晚的也是形成本文研究的两处安山岩层的岩浆喷发事件发生于213.7±0.9Ma, 在误差范围内与单件样品的测年结果 (图 5a-c) 完全一致。这次岩浆作用还捕获和记录了分别发生于216.6±1.2Ma、219.7±1.3Ma和226.8±1.9Ma (图 5d) 的3次岩浆活动, 表明在晚三叠世诺列期安山质岩浆喷发活动是脉动式的。另外, 晚三叠世诺列期安山质岩浆活动还捕获了大量早-中三叠世 (248.6±4.7Ma~236.81±7.0Ma)、石炭纪-早二叠世 (329.2±6.6Ma~272.1±6.0Ma)、早-中寒武世 (503.8±9.6Ma~543±11Ma) 以及前寒武纪 (558±11Ma~2268±88Ma) 等不同时代的继承性锆石捕晶或单晶颗粒。锆石结构特征及其测年结果显示, 从两处安山岩层3件样品中选出的锆石展示了不同年龄层次的锆石捕虏或“核-幔结构”关系 (图 4、图 5a-c), 这进一步表明形成安山质岩浆的部分熔融物质是高度不均一的, 与差异的岩石组构、不均匀的地球化学特征和同位素组成等所反映的安山质岩浆来自不均匀壳源物质部分熔融的事实可相互印证。

在构造环境判别图上, 本文分析的9件安山岩样品投入安山弧 (图 6a) 或造山安山岩范畴 (图 6b), 12件富火山碎屑杂砂岩样品则落入大陆岛弧或活动陆缘区域 (图 6c, d)。结合锆石U-Pb测年结果分析可知, 本文研究的两处安山岩层代表了一个晚三叠世诺列期的安山质岩浆弧, 时代上明显晚于松潘-甘孜地体南北两侧的岩浆弧 (图 1a)。因此, 它们不可能是由后期构造作用从松潘-甘孜地体南北两侧的岩浆弧中远距离构造移置而来并卷入三叠系浊积岩复理石中的。更重要的是, 本文研究确定的安山弧揭示了一个前人未曾观测到的地质事实:即在晚三叠世诺列期 (226.8±1.9Ma~213.7±0.9Ma), 松潘-甘孜地体内部仍然发育与俯冲作用密切相关的岩浆活动。姑且不论其俯冲极性是向南还是向北的, 但可以肯定的是松潘-甘孜地体在这一时期并非如多数学者所认为的是一个快速收缩闭合的古特提斯洋盆, 也不是残余的古特提斯洋盆, 而是一个构造组成复杂的地体。既包含有如Burtman and Samygin (2001)推测的以及本文实测确定的岛弧成分, 也有如前人分析推断的含大洋物质的俯冲增生杂岩 (Şengör, 1984, 1987, 1990; Roger et al., 2010; de Sigoyer et al., 2014), 还有已被构造肢解、移置和埋藏的大洋岩石圈残片 (Mooney et al., 2005; Weislogel, 2008; Roger et al., 2010; de Sigoyer et al., 2014)。

图 6

Fig. 6

图 6 安山岩及杂砂岩构造环境判别图 (a, 据Condie, 1986; b, 据Gill, 1981; c、d, 据Bhatia and Crook, 1986) Fig. 6 Discrimination disgrams of Th/Yb vs. La/Yb (a, after Condie, 1986), Th vs. La (b, after Gill, 1981), Sc-Th-Zr/10 and Th-La-Sc (c, d, after Bhatia and Crook, 1986) for the andesites and graywackes

岩石组构、地球化学特征、同位素组成及其岩浆源区等的高度不均一性表明, 本文研究确定的晚三叠世诺列期安山弧不同于典型的活动陆缘安山弧。如前文所述, 发育十字形贯穿双晶辉石斑晶、具最大的Mg^#值 (46) 和ε_Nd(t) 值 (-2.98) 等特征表明, 样品SRM21很可能是由超镁铁/铁镁质组分和长英质岩石部分熔融、混合的岩浆结晶分离产物。在俯冲增生造山环境下, 最可能的超镁铁/铁镁质组分是构造卷入到增生楔中的洋壳残片, 这也可能就是Gill (1981)所强调的俯冲大洋岩石圈与造山安山岩 (Orogenic Andesite, 图 6b) 的成因联系。另外, 安山岩捕获的大量浑圆状碎屑锆石单晶年龄 (2268±88Ma~236.8±7.0Ma) 与松潘-甘孜三叠系复理石杂岩中的碎屑锆石年龄谱 (2500~230Ma; Weislogel, 2008; Weislogel et al., 2006, 2010) 极为一致, 这进一步指示还有俯冲增生楔的主体--复理石基质也发生了部分熔融。因此, 本文认为:位于松潘-甘孜地块中部的晚三叠世弧型安山岩代表了一个发育在俯冲增生楔 (又称俯冲混杂带或增生杂岩) 之上的岩浆弧。李继亮 (1992a, b) 将这种成因的岩浆弧定义为增生弧。不同于洋内弧和活动陆缘安山弧, 增生弧是“岩浆弧与混杂带的共性体”(李继亮, 1992a, b)。本文工作揭示:这种“共性体”主要表现为岩浆来自增生楔物质 (包括复理石基质以及构造卷入其中的洋壳残片等超镁铁/镁铁质组分) 的高度不均匀混熔。很显然, 这与经典的“岛弧拉斑玄武质岩浆以及钙碱系列岩浆是源于俯冲带之上的地幔楔水致部分熔融”模式 (Nicholls and Ringwood, 1973) 不同。这是因为在俯冲混杂带的侧向长程增生过程中, 俯冲地幔楔不可能紧跟在消减带之上 (李继亮, 1992a, b; 李继亮等, 1999), 所以增生弧的岩浆来源难以用俯冲地幔楔水致部分熔融机制或模式解释。而增生楔中大型逆冲推覆断裂的摩擦热或韧性剪切带的剪切热可能是引起增生楔物质部分熔融的主因 (Molnar and England, 1990; 李继亮等, 1999; 李继亮, 2004)。Şengör (1992)把具有这种现象的造山带, 即发育有增生弧的造山带, 称为阿尔泰型造山带。据研究, 我国华南 (李继亮, 1993)、藏南 (郝杰等, 1995) 和天山 (李继亮等, 1999) 等地有类似造山带发育。

构造变形形式指示, 松潘-甘孜三叠系复理石杂岩下部存在多个倾向NE的逆冲滑脱断层 (许志琴等, 1992)。地球物理测量结果揭示倾向NE的鲜水河断裂是一条地壳结构分界断裂, 两侧表现了明显的结构和物性 (V_P) 差异 (王椿镛和韩渭宾等, 2003; 王椿镛和吴建平等, 2003)。该断裂北侧 (上盘) 发育一系列同倾向 (NE) 但倾角较缓的、埋深0~15km的不连续片状高速体 (6.0~6.4km/s), 南侧 (下盘) 则为结构相对完整的、埋深2.2~15km的高速体 (6.0~6.4km/s), 物性上相当于大洋岩石圈的辉绿岩层 (6.1km/s) 和均质辉长岩层 (6.5km/s)。据王小春 (1999, 2000) 的研究, 鲜水河断裂可能早在中二叠世就已发育存在。结合地质特征与地球物理数据进一步分析, 鲜水河断裂很可能是一条晚三叠世时期俯冲增生楔的底界主剪切带或主拆离滑脱断层, 被中新世 (或18Ma) 以来的走滑-逆冲活动所继承。上盘同倾向 (NE)、缓倾斜的不连续片状高速体可能是被逆冲滑脱断层肢解、构造移置的大洋岩石圈残片 (Mooney et al., 2005; Weislogel, 2008), 而下盘结构相对完整的高速体可能是被上盘俯冲增生杂岩片体构造覆掩的大洋岩石圈残余 (Şengör, 1984, 1987, 1990; Roger et al., 2010; de Sigoyer et al., 2014)。沿鲜水河断裂发现的10~15km深度的糜棱岩残片 (许志琴等, 1992) 则暗示, 由增生楔底界主剪切带及其内部逆冲滑脱断层在晚三叠世的活动而导致的部分熔融发生于中地壳层次 (胡健民等, 2005), 与模拟计算的16km部分熔融深度 (压力6kbar温度670~690℃; Huang et al., 2003b; Weller et al., 2013) 是一致的。研究显示, 伴随松潘-甘孜古特提洋在晚三叠世期间的快速收缩, 俯冲增生杂岩的构造增厚幅度达5~15km (de Sigoyer et al., 2014) 或更厚 (Roger et al., 2010)。因此, 在中地壳深度 (10~15km) 发生部分熔融的仍是增生楔物质, 包括富水海相复理石基质以及构造卷入其中超镁铁质/镁铁质岩块或岩片。这一推论被前文所述的增生弧安山岩富含黑云母和角闪石等含水矿物、高结构水含量 (2.18%~3.22% H₂O⁺) 以及不均匀发育辉石斑晶等事实所证实。除底界主剪切带及内部逆冲滑脱断层活动导致的增生楔物质部分熔融外, 增生杂岩的大规模构造增厚和俯冲板片后退 (de Sigoyer et al., 2014) 等引起的增温可能加强了增生楔物质部分熔融。另外, 由松潘-甘孜地体与扬子地块间捩断层 (Tear Fault) 引起的软流圈上隆增温和幔源岩浆注入 (de Sigoyer et al., 2014) 可能对松潘-甘孜地体东部壳源物质部分熔融的影响更为显著。

前人工作显示, 早中生代松潘-甘孜地体内发育两期 (228±2Ma~204±7Ma和199±3Ma~185±3Ma) 花岗岩浆活动 (Roger et al., 2004; 胡健民等, 2005; Zhang et al., 2006, 2007; Xiao et al., 2007; Weislogel, 2008; Cai et al., 2010; Yuan et al., 2010)。其中, 早期岩浆活动与三叠系地层强烈褶皱变形在时间上重叠或是在非常短时间内相继发生的事实 (Huang et al., 2003a; 胡健民等, 2005) 表明, 早期 (即诺列期) 花岗岩浆不可能由地壳增厚引起的部分熔融形成, 因为地壳增厚导致的部分熔融一般滞后20~30Myr (胡健民等, 2005)。与增生弧安山岩捕获的碎屑锆石单晶和继承性锆石核一样, 早期花岗岩结晶锆石中大量浑圆状或不规则状碎屑锆石核 (2410±48Ma~236±3Ma; 胡健民等, 2005) 指示松潘-甘孜三叠系复理石杂岩发生了同构造变形的部分熔融 (胡健民等, 2005), 形成以富含角闪石和黑云母 (少量白云母) 为特征 (胡健民等, 2005) 的过铝质S型花岗岩小型侵入体 (de Sigoyer et al., 2014)。这些过铝质S型花岗岩不仅具有与增生弧安山岩相似的Sr-Nd同位素特征, 而且还显示了与松潘-甘孜三叠系海相浊积岩具有高度亲缘性, 沿亏损地幔和三叠系海相浊积岩混熔曲线 (de Sigoyer et al., 2014) 分布, 且主要分布于三叠系海相浊积岩端元区 (图 7)。由此分析, 松潘-甘孜地体内晚三叠世诺列期安山岩与同期的过铝质S型花岗岩均为增生弧岩浆活动产物。岩浆主体由增生楔基质即三叠系复理石杂岩部分熔融形成, 过铝质S型花岗岩浆中的亏损地幔端元组分 (胡健民等, 2005; de Sigoyer et al., 2014) 和安山岩浆中的超镁铁/铁镁质组分则是源于增生楔中洋壳残片的部分熔融或是受其高度混染。在松潘-甘孜地体东部与扬子地块的过渡部位, 还发育I型或高钾钙碱性花岗岩 (胡健民等, 2005) 及高钾碱性花岗岩 (Zhang et al., 2006, 2007; Xiao et al., 2007; Yuan et al., 2010; de Sigoyer et al., 2014)。与同期过铝质S型花岗岩和本文研究的安山岩明显不同的是, 它们表现了与扬子地块西缘新元古代花岗岩具有高度亲缘性 (图 7), 可能是由两个地块间捩断层 (Tear Fault) 引起的软流上隆增温和幔源岩浆注入从而造成新元古代花岗岩和三叠系海相浊积岩不均匀混熔所形成的 (de Sigoyer et al., 2014)。

图 7

Fig. 7

图 7 εNd(t)-87Sr/86Sr(t)同位素相关图 过铝质S型花岗岩据胡健民等 (2005)和de Sigoyer et al. (2014); 高钾钙碱性花岗岩据胡健民等 (2005)、de Sigoyer et al. (2014)、Xiao et al. (2007)、Yuan et al. (2010)和Zhang et al. (2006); 高钾碱性花岗岩据胡健民等 (2005)、de Sigoyer et al. (2014)、Yuan et al. (2010)和Zhang et al. (2007); 松潘-甘孜三叠系海相浊积岩和古生界变沉积岩据de Sigoyer et al. (2014); 扬子地块西缘新元古代花岗岩据de Sigoyer et al. (2014)、Roger et al. (1995)和Zhou et al. (2002). ①②③④分别代表亏损地幔与西扬子克拉通、亏损地幔与松潘-甘孜沉积物、bulk Earth与西扬子克拉通、西扬子克拉通与松潘-甘孜沉积物混熔的计算曲线 (de Sigoyer et al., 2014) Fig. 7 Plots of εNd(t) vs. 87Sr/86Sr(t) for the andesites

前人研究显示, 松潘-甘孜地体东北隅的若尔盖-松潘盆地是一个位于扬子地块西北缘陆壳基底之上的中-晚三叠世 (拉丁期-诺列期) 前陆盆地 (王椿镛和韩渭宾等, 2003; 王椿镛和吴建平等, 2003; 高锐等, 2006; 李继亮等, 2007), 其碎屑传输方向总体向南并且具有从早 (拉丁期) 到晚 (诺列期) 沉积中心向南迁移的沉积相变特点 (Weislogel et al., 2010)。时间上, 该前陆盆地开始年代与东昆仑弧 (284~243Ma, 图 1a) 和西秦岭弧地体 (248~234Ma; 强娟, 2007; 郭安林等, 2009; Guo et al., 2012; 闫臻等, 2012; Yan et al., 2014, 2015) 的结束时限相当, 但明显早于本文确定的晚三叠世增生弧 (226.8±1.9Ma~213.7±0.9Ma)。从大地构造相单元的时空配置关系分析, 若尔盖-松潘前陆盆地是西秦岭弧地体与扬子地块北部被动陆缘碰撞形成的周缘前陆盆地。但是, 萨玛绥加日-开心岭弧和义敦弧在中三叠世末 (~239Ma, 图 1a) 停止活动后, 在松潘-甘孜地体南缘并未发育周缘前陆盆地。松潘-甘孜地体南北两侧不对称发育前陆褶冲带和前陆盆地、内部发育晚三叠世诺列期增生弧安山岩和过铝质S型花岗岩 (胡健民等, 2005; de Sigoyer et al., 2014) 等事实表明, 松潘-甘孜古特提斯洋在中三叠世拉丁期-晚三叠世诺列期是持继向北俯冲的, 而非在中三叠世末就已结束俯冲 (Harrowfield and Wilson, 2000; Yong et al., 2003)。位于义敦岛弧与中咱微地块之间保存相对完整的义敦弧后盆地 (邹光富等, 1994; 江元生, 1996; 侯增谦等, 2001; 潘桂棠等, 2001, 2002, 2004; 闫全人等, 2005, 2006; Yan et al., 2005; 尹福光等, 2006) 明确指示, 义敦岛弧并未与中咱微地块碰撞, 因而也就没有在其北南两侧分别形成周缘前陆盆地和弧后前陆盆地以及伴生的褶皱冲断带, 这很可能是由古特提斯洋壳持继向北俯冲产生的缓冲效应所造成的。

若尔盖-松潘周缘前陆盆地的确定 (李继亮等, 2007) 再次表明, 松潘-甘孜地体并不是一个具有统一构造成因的地质体。据已有数据资料分析, 该地块至少是由两个构造体组成:叠覆于扬子地块西北缘陆壳基底之上的拉丁期-诺列期若尔盖-松潘前陆盆地、二叠纪-三叠纪 (288~213Ma) 演化的松潘-甘孜古特提斯大洋。如前文所述, 后者在诺列期已经演化为宽阔的增生楔杂岩或增生造山楔 (Şengör, 1984, 1987, 1990; Roger et al., 2010; de Sigoyer et al., 2014), 其上发育以造山安山岩和过铝质S型花岗岩为特色的增生弧, 局部还残存有大洋盆地以及被构造移置和埋藏的洋壳残片 (Mooney et al., 2005; Weislogel, 2008; Roger et al., 2010; de Sigoyer et al., 2014)。尽管Meng et al. (2005)认为松潘-甘孜地体和四川盆地均为秦岭古特提斯洋南侧的华南地块北部被动大陆边缘组成部分, 但他们似乎也注意到了两者之间的较大差异, 因此提出龙门山裂谷或坳拉槽来构造界分二者。若尔盖-松潘前陆盆地的沉积相变特点和碎屑传输方向 (Zhou and Graham, 1996; 李继亮等, 2007; Weislogel, 2008; Weislogel et al., 2010) 以及人工地震测量结果 (王椿镛和韩渭宾等, 2003) 等指示, 走向NW的理县-阿坝断裂 (图 1a的F₆) 是控制若尔盖-松潘前陆盆地发育的翼断裂 (Flank Fault), 可能就是de Sigoyer et al. (2014)所指出的中-晚三叠世时期界分扬子地块与松潘-甘孜地体的捩断层 (Tear Fault)。该捩断层很可能是由扬子地块从早三叠世开始的顺时针旋转 (Meng et al., 2005) 使其被动陆缘次大陆岩石圈 (Subcontinental Lithosphere) 与古特提斯大洋岩石圈 (Oceanic Lithosphere) 撕裂而形成的。

因基底构造属性差异, 松潘-甘孜地体不同部分的构造过程及组成各具特色。图 8a-d展示了沿横截面A-B (位置见图 1a) 的松潘-甘孜古特提斯大洋构造演化过程。松潘-甘孜古特提斯大洋岩石圈近乎同时地向羌塘-昌都地块和柴达木地块之下俯冲 (图 8a)。向北向柴达木地块的俯冲作用 (284~243Ma) (Yang et al., 1996; 杨经绥等, 2005; 王秉璋等, 2009; Roger et al., 2010; de Sigoyer et al., 2014) 营造了慕士塔格-东昆仑-阿尼玛卿蛇绿混杂带 (MKA) 和东昆仑弧。向南向羌塘-昌都地块的俯冲作用相对较复杂。首先, 在横向上俯冲开始与结束都存在明显时差。在羌塘-昌都地块东部江达-维西-德钦一线, 俯冲作用发生于288~246Ma期间 (王立全等, 1999; Wang et al., 2000; 周慧文等, 2008; Jian et al., 2009; 高睿等, 2010; 张万平等, 2011; Zi et al., 2012a, b), 营造了玉树-金沙江蛇绿混杂带和江达-维西-德钦弧盆系统。在中西部萨玛妥加日-开心岭一线, 俯冲作用发生于276~239Ma (潘桂棠等, 2001; 王毅智等, 2007; 雍拥等, 2011), 营造了开心岭-萨玛绥加日弧盆系统及其北侧的龙木错蛇绿混杂带。其次, 纵向上晚期 (263~239Ma) 在羌塘-昌都地块外侧又发育了洋内俯冲作用 (陈炳蔚等, 1987; 侯增谦等, 2001; 曾普胜等, 2004; 闫全人等, 2005, 2006; Reid et al., 2005, 2007; Roger et al., 2010; 张万平等, 2011; Yang et al., 2011, 2012), 营造了甘孜-理塘蛇绿混杂带、义敦岛弧和弧后盆地 (图 8b, c)。现有数据资料表明, 松潘-甘孜古特提斯大洋大体是在246~239Ma期间结束其南向俯冲作用的，而向北的俯冲则持续至213Ma左右 (图 8d)。如前文所述, 由增生楔物质部分熔融形成的增生弧型安山岩和过铝质S型花岗岩揭示, 晚三叠世诺列期 (227~208.5Ma) 是松潘-甘孜增生楔大规模向南侧向加宽、逆冲推覆加厚和强烈剪切熔融的时期。而令人困惑的是:为何在卡尼期 (237~227Ma) 该增生楔处于构造岩浆活动平静期？另外, 地球物理探测揭示, 沿鲜水河断裂在其深部分布有6.6km/s和7.6~7.7km/s的异常高速体 (王椿镛和韩渭宾等, 2003; 王椿镛和吴建平等, 2003), 相当于大洋岩石圈的3A层 (6.5~6.8km/s) 和3B层 (7.0~7.7km/s), 即均质辉长岩层、堆晶辉长岩层和蛇纹石化地幔岩 (Auzende et al., 1989)。在地面地质调查中, 我们发现橄榄岩、层状辉长岩 (276±6Ma) 以及枕状熔岩等以构造岩块形式沿鲜水河断裂带出露 (本文作者待刊数据)。据此, 本文认为这些异常高速体是诺列期被鲜水河主剪切滑脱断层拆离出来的古特提斯大洋岩石圈的组分, 主剪切带南侧 (或下盘) 结构相对完整的高速体 (6.0~6.4km/s) 及其上沉积盖层 (王椿镛和韩渭宾等, 2003; 王椿镛和吴建平等, 2003) 可能是松潘-甘孜古特提斯洋最后的孑余部分 (图 8d)。

图 8

Fig. 8

图 8 松潘-甘孜古特提斯洋构造演化模式图 GL=甘孜-理塘蛇绿混杂带; LYJ=龙木错-玉树-金沙江蛇绿混杂带; MKA=慕士塔格-东昆仑-阿尼玛卿蛇绿混杂带; MWFT=玛曲-武都褶冲带; NSFB=若尔盖-松潘前陆盆地 Fig. 8 Cartoons showing the evolution of the Songpan-Ganzi paleo-Tethys ocean

图 8e-h展示了沿横截面C-D (位置见图 1) 的松潘-甘孜古特提斯大洋与扬子地块过渡部位的构造演化过程。其中松潘-甘孜古特提斯大洋向南的俯冲作用及其构造过程与截面A-B所展示的一致。不同的是, 向北俯冲作用是由扬子地块外缘的大洋岩石圈向南祁连早古生代增生型地体 (Yan et al., 2015) 之下俯冲体现的 (图 8g), 营造了西秦岭弧 (248~234Ma; 强娟, 2007; 郭安林等, 2009; Guo et al., 2012; 闫臻等, 2012; Yan et al., 2014, 2015), 并且与截面A-B所展示的松潘-甘孜古特提斯洋向北的俯冲作用 (图 8a, b) 存在明显时差。在大约234Ma, 西秦岭弧与扬子地块北部被动陆缘发生弧陆碰撞, 若尔盖-松潘周缘前陆盆地开始发育 (李继亮等, 2007)。原来发育于西秦岭弧南侧的弧前盆地和俯冲增生楔已被该前陆盆地和与之配套的玛曲-武都 (现名陇南) 前陆褶皱冲断带构造湮灭掉了, 这可能是慕士塔格-东昆仑-阿尼玛卿蛇绿混杂带与勉略构造带虽为同一板块缝合带 (李春昱等, 1978, 1980) 但又中断的原因。另一显著差异在于:在扬子地块外缘大洋岩石圈向北俯冲前的早三叠世, 由于扬子地块的顺时针旋转 (Meng et al., 2005) 而使其次大陆岩石圈与松潘-甘孜古特提斯大洋岩石圈发生撕裂 (图 8e, f), 形成了分割扬子地块与松潘-甘孜古特提斯洋的捩断层 (de Sigoyer et al., 2014)。俯冲时差暗示, 扬子地块次大陆岩石圈与古特提斯大洋岩石圈可能在早二叠世 (~284Ma) 就已开始撕裂。在西秦岭弧与扬子地块被动陆缘碰撞后, 该捩断层则成为制约拉丁期-诺列期若尔盖-松潘周缘前陆盆地发育的翼断裂, 即地球物理测量 (王椿镛和韩渭宾等, 2003) 所指示的走向NW的理县-阿坝断裂。同时, 该捩断裂也是诺列期约束松潘-甘孜增生楔向南侧向生长加宽、逆冲推覆变形与增厚的边界断裂 (图 8h)。除西秦岭弧与扬子地块北部被动陆缘发生弧陆碰撞外, 在松潘-甘孜古特提斯洋演化过程中并未见发生其它类型的碰撞事件。因此, 松潘-甘孜增生楔, 或学界普遍称谓的三叠系复理石杂岩, 并非如Şengör (1984, 1987, 1990) 所认为的是被碰撞锁限的俯冲增生杂岩。

(1) 位于松潘-甘孜地体中部的两处安山岩形成于增生弧环境, 是增生楔物质 (包括复理石基质和大洋岩石圈残片等) 不均匀部分熔融、结晶分离产物。与亏损地幔和三叠系海相浊积岩具有高度的Nd同位素亲缘性表明, 增生弧岩浆主要由增生楔的复理石基质部分熔融形成, 其中的亏损地幔端元组分则源于增生楔中大洋岩石圈残片等超镁铁/铁镁质的部分熔融。

(2) 松潘-甘孜地体不是一个单一构造成因的地质体, 至少由二叠纪-三叠纪演化的古特提斯大洋和以陆壳为基底的中-晚三叠世周缘前陆盆地两部分构成, 不同部分的演化过程和构造组成各具特色。前者为松潘-甘孜地体的主体, 主要由增生楔杂岩组成, 其上发育增生弧, 局部残存古特提斯大洋盆地及被构造移置的洋壳残片。后者为西秦岭弧地体与扬子地块北部被动陆缘碰撞的产物。

(3) 增生弧安山质岩浆喷发时代 (226.8±1.9Ma~213.7±0.9Ma) 以及广泛发育的同期同源过铝质S型花岗岩侵入活动 (228±2Ma~204±7Ma) 表明, 松潘-甘孜古特提斯洋快速或急剧缩短发生于晚三叠世诺列期, 其时鲜水河断裂可能为增生楔的底界主剪切滑脱断层, 将松潘-甘孜地体的主体部分进一步二分。主剪切带北侧或上盘为大规模向南侧向生长加宽和逆冲推覆加厚的增生楔杂岩, 因强烈剪切作用增生楔物质部分熔融形成增生弧。南侧或下盘可能是结构相对完整的、残余的古特提斯洋盆。沿鲜水河断裂带出露的橄榄岩、辉长岩和枕状熔岩等构造岩块, 是由主剪切滑脱断层拆离出来的古特提斯大洋岩石圈组分。