班公湖-怒江缝合带西段沙木罗组泥质岩地球化学特征及意义

2019-02-14吴建亮尹显科雷传扬

岩石矿物学杂志 2019年1期

刘文，吴建亮，尹显科，雷传扬，王波

(四川省地质调查院，四川成都 610081)

班公湖-怒江缝合带(下文简称班怒带)西起印控克什米尔地区，在中国西藏境内经班公湖、改则、东巧、丁青等地呈弧形转向东南，沿着怒江延伸到滇西，东西向延伸2 000余千米，南北宽十几至近百千米(Changetal., 1986; 王希斌等， 1987； Yin and Harrison, 2000)，是一条规模巨大、地质构造复杂的构造带，对探讨青藏高原特提斯洋的构造演化具有重要意义(潘桂棠等，2006)。班-怒特提斯洋盆的构造演化引起了众多学者的广泛关注，至今对其一些基础地质问题还存在许多争议，如俯冲时间与俯冲极性、闭合时间等。关于班-怒特提斯洋的开合时限，至少存在以下观点： ① Zhu等(2013)认为班-怒特提斯洋盆晚二叠世(约260 Ma)开始向南俯冲，晚三叠世(约210 Ma)开始双向俯冲，早白垩世早期(约140 Ma)仅向南俯冲，直至晚白垩世(约80 Ma)已完全闭合，而黄启帅等(2012)通过对班公湖MOR型蛇绿岩年代学的研究，认为晚二叠世至早三叠世班公湖-怒江特提斯洋正开始裂解。 ② 杜道德等(2011)提出班公湖中特提斯洋盆存在双向俯冲，洋盆向北俯冲发生在晚侏罗世(142.15±0.35 Ma)，向南的俯冲发生在早白垩世(134.07±0.77 Ma)，两者相差约8 Ma，向北俯冲的时限与Kapp等(2003)的观点大体一致。 ③ 邱瑞照等(2004)认为班-怒特提斯洋盆中侏罗世开始向南俯冲，俯冲过程伴随洋内弧的形成和地幔橄榄岩、玻安岩、岛弧拉斑玄武岩的空间共生，洋盆最终在早白垩世末期封闭。 ④ 梁桑等(2017)认为班-怒特提斯洋盆西段早侏罗世开始北向俯冲，中侏罗世(约160 Ma)达到峰期，晚侏罗世演化成南北双向俯冲，俯冲持续到早白垩世，直到晚白垩世洋盆彻底关闭。

沙木罗组在班怒带分布广泛，形成于晚侏罗世至早白垩世，记录了班-怒特提斯洋演化的重要信息。前人对沙木罗组的岩性组合、岩相特征以及火山岩夹层的年代学研究取得了一定成果，但对沙木罗组泥质岩元素地球化学方面的研究较少。例如，谢冰晶等(2010)在班怒带西段发现了沙木罗组，为一套以滨浅海为特征、以碎屑岩为主夹少量碳酸盐岩的沉积建造。陈国荣等(2004)在班戈地区发现沙木罗组角度不整合覆盖于木嘎岗日群之上，进而确定了班怒带的闭合时限。岩石地球化学是研究沉积岩的物源、沉积物的分选与成岩过程、重建沉积盆地的古气候与古构造环境以及探讨陆壳的组成与演化的重要手段(Bhatia and Crook, 1986; Naqvietal., 1988; Condie, 1993； McLennanetal., 1993; Banerjee and Bhattacharya, 1994)。由于大多数泥质岩形成于特定的构造环境，其微量元素、稀土元素的地球化学特征可反映源区母岩的物质组成和构造背景(Cox and Lowe, 1995)。成分变化指数(ICV)可用于衡量碎屑岩原始成分的变化，判断碎屑岩是代表初始沉积的产物还是源于再循环的产物，衡量沉积岩的物源及成熟度(Coxetal., 1995)。化学蚀变指数(CIA)可以很好地评价长石向粘土矿物(如高岭石)转化的程度，是化学蚀变强度的评价指标，可用于重建古气候( Nesbitt and Young, 1982; Scheffleretal., 2006; Liuetal., 2007; Passchier and Krissek, 2008; Yangetal., 2008)。本文在西藏日土县昂龙岗日地区3幅区域地质调查的基础上，运用元素地球化学手段，研究班怒带西段沙木罗组的物源及风化作用，重建沉积盆地的构造背景，为班-怒特提斯洋西段的俯冲时限研究提供新的证据。

1 区域地质特征

1.1 地质概况

研究区位于西藏革吉县北约70 km处，大地构造位置处于班怒带西段南缘，北接羌塘-“三江”转换构造伸展带，南抵冈底斯主俯冲造山带。自晚古生代以来，研究区经历了大洋扩张、俯冲、弧-陆(弧)碰撞造山、高原隆升等多阶段多期次的构造演化过程，形成了以北西向构造为主体，多方向、多期次构造并存的复杂构造格局(图1)。区内出露的地层包括上三叠统—侏罗系东巧蛇绿岩群(T3JD.)、下侏罗统—中侏罗统木嘎岗日岩群(J1-2M.)、上侏罗统—下白垩统沙木罗组(J3K1s)、下白垩统去申拉组(K1q)、上白垩统竟柱山组(K2j)、古近系牛堡组(E1-2n)和美苏组(E2m)、新近系唢呐湖组(Ns)、第四系(Qh)。东巧蛇绿岩群构造变形强烈，主要出露超基性、基性岩块，呈透镜状产出。木嘎岗日岩群为一套复理石建造，主要为变质岩屑长石砂岩、粉砂质泥质岩。去申拉组为一套碎屑岩-火山岩建造，下部以碎屑岩为主，上部以基性火山岩为主，夹两层泥质硅质岩。竟柱山组为一套红色磨拉石建造，主要为紫红色砾岩、含砾砂岩、砂岩，夹粉砂岩、泥质岩。牛堡组、唢呐湖组为一套碎屑岩建造。美苏组为一套基性-中性-酸性-碱性火山熔岩建造。区内受岩浆岩活动影响强烈，主要表现为白垩纪、古近纪中酸性侵入岩呈岩基产出，古近纪火山岩呈层状产出。区内断裂较发育，以NW向为主，NNW向次之。NW向断裂断层面总体北倾，倾角中等，为一系列逆冲断层，是班怒带北向俯冲留下的构造痕迹。NNW向断裂为右行走滑断裂，断裂切割了古近系，它们可能是碰撞造山期后走滑调整阶段的产物，将先期断层切割错位，区域上形成北北西向走滑拉分盆地。

图 1 研究区地质图Fig.1 Geological map of the study areaa—青藏高原大地构造格架图(据Zhang et al., 2004)： ①—昆仑缝合带； ②—金沙江缝合带； ③—双湖缝合带； ④—班公湖-怒江缝合带； ⑤—雅鲁藏布江缝合带； b—研究区地质简图[据江西省地质调查研究院(2004)[注]江西省地质调查研究院. 2004. 1∶25万日土县幅地质图. 和四川省地质调查院(2003)[注]四川省地质调查院. 2003. 1∶25万革吉县幅地质图. 修改]： 1—第四系； 2—唢呐湖组； 3—美苏组； 4—牛堡组； 5—去申拉组； 6—沙木罗组； 7—木嘎岗日群； 8—东巧蛇绿岩群； 9—渐新世正长花岗岩； 10—晚白垩世正长花岗岩； 11—晚白垩世花岗岩； 12—早白垩世花岗闪长岩； 13—早白垩世闪长岩； 14—闪长玢岩脉； 15—石英二长闪长岩脉； 16—平行不整合； 17—角度不整合界线； 18—区域性断裂； 19—一般断裂； 20—性质不明断层； 21—平移断层； 22—实测剖面位置a—sketch tectonic map of the Tibetan Plateau (after Zhang et al., 2004): ①—Kunlun suture; ②—Jinshajiang suture; ③—Shuanghu suture; ④—Bangong Co-Nujiang suture; ⑤—Yarlung Zangbo suture; b—geological map of the study area (after Jiangxi Geological Survey, 2004) [注]江西省地质调查研究院. 2004. 1∶25万日土县幅地质图. and Sichuan Geological Survey, 2003)[注]四川省地质调查院. 2003. 1∶25万革吉县幅地质图. : 1—Quaternary; 2—Suonahu Formation; 3—Meisu Formation; 4—Niubao Formation; 5—Qushenla Formation; 6—Shamuluo Formation; 7— Muggar Kangri Group; 8—Dongqiao ophiolite Group; 9—Oligocene syenogranite; 10—Late Cretaceous syenogranite; 11—Late Cretaceous granite; 12—Early Cretaceous granodiorite; 13—Early Cretaceous diorite; 14—diorite-porphyrite vein; 15—quartz monzodiorite vein; 16—parallel unconformity; 17—angular unconformity; 18—regional fault; 19—general fault; 20—unknown fault; 21—strike-slip fault; 22—sampling location

1.2 实测地质剖面

测区沙木罗组分布广泛，沿班怒带南侧呈北西-南东向展布，与相邻地层常呈断层接触。笔者在测区亚卓一带开展了沙木罗组野外实测剖面，剖面起点坐标：N81°20′30″，E33°00′00″，剖面基岩出露良好，顶界与去申拉组呈平行不整合接触，底界被牛堡组角度不整合覆盖(图2a)。剖面特征简述如下：

沙木罗组整体受变形变质作用影响小，岩石原岩组构清晰可见，为一套以泥质岩、粉砂质泥质岩、岩屑石英砂岩等为主的深水斜坡相碎屑岩建造，岩屑石英砂岩中发育水平层理。该组基本层序可划分为3类：基本层序A由灰色粉砂质泥质岩、灰色-深灰色泥质岩不等厚韵律互层，层序厚度约20～70 m；基本层序B由青灰色中-薄层状岩屑石英砂岩、灰色-深灰色泥质岩组成，具有下粗上细的正粒序，层序厚度约50 m；基本层序C由青灰色中层状岩屑石英砂岩、青灰色薄层状岩屑石英砂岩和灰色-深灰色泥质岩组成的三元层序结构组成，具有较明显的下粗上细的正粒序，层序厚度约60～90 m(图2b)。

本文样品PM16-1～PM16-12均采自沙木罗组实测剖面，按照从剖面底部到顶部逐层采样的原则进行样品采集，岩性为泥质岩(图2c～2e)。岩石呈灰色-深灰色，泥质结构，薄-中层状构造。岩石主要由泥质组分和粉砂质组分组成，可见少量金属矿物(<1%)和方解石(2%±)。其中，泥质组分包括绢云母(36%±)、微粒石英(34%±)、粘土(22%±)和少量绿泥石；粉砂质组分包括石英(5%±)和少量长石(<1%)。泥质组分中微粒石英、云母均有重结晶，呈混合的定向分布，具板状构造。粉砂质组分中石英多有重结晶，多数呈条带状分布。金属矿物呈细小的它形粒状、点状分布。方解石呈点状、不规则团状分布。

2 分析测试

为便于讨论并结合实际采样层位，将研究样品沙木罗组泥质岩分为下部泥质岩(PM16-1～PM16-5)、中部泥质岩(PM16-6～PM16-8)、上部泥质岩(PM16-9～PM16-12)3个部分。所有样品在野外进行了预处理，经粗碎、中碎、细碎、粉碎等过程至200目后委托澳实矿物实验室(广州)完成测试。所有样品进行主量元素、微量元素以及稀土元素的分析。

图 2 实测剖面图、野外露头及镜下照片Fig.2 The measured section, outcrops and characteristics under microscopea—实测剖面图； b—基本层序； 1—牛堡组； 2—去申拉组； 3—沙木罗组； 4—长石砂岩； 5—岩屑石英砂岩； 6—粉砂质泥质岩； 7—泥质岩； 8—安山质火山角砾岩； 9—安山质晶屑凝灰岩； 10—安山岩； 11—产状； 12—采样位置及编号； c、d—泥质岩野外露头； e—泥质岩镜下照片(正交偏光)； Ser—绢云母； Cal—方解石； Qtz—石英a—measured section; b—basic sequence; 1—Niubao Formation; 2—Qushenla Formation; 3—Shamuluo Formation; 4—feldspar sandstone; 5—lithic quartz sandstone; 6—silty mudstone; 7—mudstone; 8—andesitic volcanic breccia; 9—andesitic crystal tuff; 10—andesite; 11—attitude; 12—sampling location and number; c and d—outcrops of argillaceous rocks; e—microphoto of argillaceous rocks (crossed nicols); Ser—sericite; Cal—cal-cite; Qtz—quartz

主量元素用X荧光光谱仪测定。在试样中加入含有硝酸锂的助熔剂，充分混合后，高温熔融。熔融物倒入铂金模子形成扁平玻璃片后，再用X荧光光谱仪分析。同时称取另一份试样放入马弗炉中，于1 000℃加热1 h。冷却后称重。样品加热前后的质量差即是烧失量。

微量元素用电感耦合等离子体发射光谱仪测定。试样用高氯酸、硝酸、氢氟酸消解。蒸至近干后的样品用稀盐酸溶解定容，再用等离子体发射光谱与等离子体质谱进行分析。

稀土元素用电感耦合等离子体质谱仪测定。将样品加入到偏硼酸锂/四硼酸锂熔剂中，混合均匀，在1 025℃以上的熔炉中熔化。熔液冷却后，用硝酸、盐酸和氢氟酸定容，再用等离子体质谱仪分析。

3 测试结果

研究区泥质岩主量元素、微量元素和稀土元素的测试结果(表1)显示，除个别样品(PM16-2)外，沙木罗组泥质岩SiO2含量中等，为55.10%～64.65%，均值59.97%，BaO、Cr2O3、MnO、P2O5、SrO、TiO2的含量相对较低。Cox等(1995)提出沉积物K2O/Al2O3值为0～0.3时，代表原始沉积物主要由粘土矿物组成，K2O/Al2O3值为0.3～0.9时，代表原始沉积物主要由长石组成。研究区泥质岩K2O/Al2O3值为0.13～0.25，均值0.19，指示沉积物原始组分以粘土矿物为主。相对于全球俯冲沉积物的化学丰度(Plank and Langmuir, 1998; 赵振华, 2016)，研究区泥质岩整体相对富集Al2O3、TFe2O3、K2O、MgO、TiO2组分，富集系数>1；相对亏损CaO、Na2O、MnO、P2O5组分，富集系数<1；SiO2的富集系数等于1(图3)。

图 3 泥质岩主量元素平均值蛛网图Fig. 3 Spider diagrams of median values of major element concentrations of argillaceous rocks

由表1可知，与全球俯冲沉积物的化学丰度(Plank and Langmuir, 1998; 赵振华, 2016)相比，研究区泥质岩中富集的元素有V、Cr、Zn、Rb、Cs、Zr、Nb、Ta、Th，富集系数接近于1的元素有Ni、Hf、Pb，亏损的元素有Co、Cu、Sr、Ba、Y、U。

图 4 泥质岩稀土元素分布模式图Fig. 4 NASC-normalized rare earth element plots for argillaceous rocks

4 讨论

4.1 构造背景判别

不同环境下的沉积物具有不同的地球化学特征。将本次测试样品的数据在K2O/Na2O-SiO2判别图中进行分析，可见除个别样品(PM16-2，岩石中SiO2含量偏低)偏离外，沙木罗组泥质岩的其他投点均位于活动大陆边缘区域及附近(图5)。在泥质岩的La-Th-Sc判别图解中，沙木罗组泥质岩投点均落于与岩浆弧有关的沉积物区域，并且剖面中下部样品投点与后太古宙澳大利亚页岩范围一致，至剖面上部岩浆弧的特征更为明显(图6)，由剖面下部至上部可能指示板块俯冲加剧、岩浆活动加强的地质过程。

表1 研究区泥质岩的主量元素(wB/%)、微量元素和稀土元素(wB/10-6)分析结果Table 1 Analyses of main elements (wB/%), trace elements and REE (wB/10-6) of argillaceous rocks

图 5 K2O/Na2O-SiO2构造背景判别图解(底图据Roser and Korsch, 1986)Fig. 5 K2O/Na2O-SiO2 diagram for tectonic setting (base map after Roser and Korsch, 1986)

图 6 泥质岩La-Th-Sc三角判别图(底图据Savoy et al., 2000)Fig. 6 La-Th-Sc diagram of argillaceous rocks (base map after Savoy et al., 2000)PCM—被动大陆边缘沉积物； OIAB—洋岛碱性玄武岩； PASS—后太古宙澳大利亚页岩； MAR—与岩浆弧有关的沉积物PCM—passive continental margin; OIAB—oceanic island alkali basalt; PASS—post-Archean Australian shale; MAR—magmatic arc related sediments

稀土元素特征具有活动大陆边缘-被动大陆边缘过渡的沉积物特征，剖面上部泥质岩对应的稀土元素特征指示较明显的活动大陆边缘构造背景，可能代表班-怒特提斯洋俯冲消减作用加剧的地质过程(表2)。

经北美页岩标准化后，沙木罗组泥质岩Ce/Ce*值为0.91～0.94，均值0.92，具弱Ce负异常，从剖面下部到上部变化范围小，稀土元素配分曲线为略微右倾的轻稀土元素富集和重稀土元素相对亏损型，重稀土元素曲线较为平坦(图4)。多数活动大陆边缘构造背景下形成的沉积物稀土元素丰度低，无Eu异常，轻稀土元素富集程度可变(赵振华， 2016)。Murray等(1990)对加利福尼亚海岸圣弗兰西斯科湾侏罗纪-白垩纪页岩和燧石的研究表明，距洋脊顶400 km之内的扩张脊附近区Ce/Ce*值约为0.29，大洋盆地底Ce/Ce*值约为0.55，大陆边缘区(陆块约1 000 km之内)Ce/Ce*值为0.90～1.30。综上所述，沙木罗组泥质岩具有活动大陆边缘沉积物的稀土元素特征，因此，本文认为研究区沙木罗组泥质岩形成于活动大陆边缘环境。

4.2 物源与风化作用

表 2 不同构造背景沉积盆地沉积岩的稀土元素特征 wB/10-6Table 2 REE characteristics of sedimentary rocks of different tectonic settings of sedimentary basins

非研究区数据据Bhatia(1985)。

图 7 泥质岩TiO2-Zr(a，据Hayashi et al., 1997)与Co/Y-Ti/Zr(b，据Ishiga and Dozen, 1997)判别图解Fig. 7 TiO2-Zr (a, after Hayashi et al., 1997) and Co/Y-Ti/Zr (b, after Ishiga and Dozen, 1997) diagrams of argillaceous rocks

图 8 泥质岩La-Th-Sc三角判别图(底图据Cullers and Podkovyrov, 2000)Fig.8 La-Th-Sc diagram of argillaceous rocks (base map after Cullers and Podkovyrov, 2000)

沙木罗组泥质岩Th/Sc值变化于0.65～1.10之间，平均值0.88，高于中国东部地壳0.6的界线值 (迟清华等， 2007)，接近于上地壳0.97的界限值(Taylor and McLennan, 1985)。泥质岩Rb/Cs值变化于11～16之间，平均值13.5，低于北美页岩混合样的平均值(24)，与上地壳Rb/Cs值(19)最为接近(Taylor and McLennan, 1985)。Th-Sc图解可用于识别不同源区的母岩，在Th-Sc图解中沙木罗组泥质岩的投点位于Th/Sc值等于1趋势线附近(图9a)，具有典型大陆上地壳的特征(Tottenetal., 2000)，指示沉积物初始源区母岩具有大陆上地壳的特征，母岩中含有较多的硅铝质组分。在Co/Th-La/Sc图解(图9b)中，沙木罗组泥质岩投点落于平均上地壳、酸性火山岩、显生宙克拉通砂岩之间，其平均成分更接近于平均上地壳和酸性火山岩。以上证据表明沙木罗组泥质岩源区母岩具有上地壳的特征，母岩中含有较多的硅铝质组分。

图 9 泥质岩Th-Sc和La/Sc-Co/Th图解(底图据徐文礼等， 2014)Fig.9 Th-Sc and La/Sc-Co/Th diagrams of argillaceous rocks(after Xu Wenli et al., 2014)

Bhatia和Taylor通过对澳大利亚Tasman地槽沉积物的元素地球化学研究认为，La、Th、U、Hf含量和Th/U值可以指示沉积物的源区母岩 (Bhatia and Taylor, 1981)。研究区沙木罗组泥质岩相应元素的含量及比值反映泥质岩的源区具有构造高地和再循环造山带、切割的岩浆弧的特征，源岩性质为中酸性岩浆岩和沉积岩(表3)，由剖面下部至上部，样品相应元素的含量及比值特征与切割的岩浆弧的拟合程度逐渐增大，指示岩浆弧对泥质岩物源的贡献作用逐渐增大。

表 3 不同性质盆地中沉积岩的元素地球化学特征 wB/10-6Table 3 Geochemical characteristics of sedimentary rocks from different basins

非研究区数据据Bhatia和Taylor(1981)。

在La/Yb-ΣREE图解中，泥质岩所有数据点落在碱性玄武岩、沉积岩和花岗岩三者的交汇区(图10)。张金亮等( 2006)研究认为，以花岗岩为源区母岩时泥质岩多具有Eu负异常(Eu/Eu*<0.90，球粒陨石标准化)，以玄武岩为源区母岩时泥质岩多无Eu负异常(0.90

成分变化指数(ICV)的计算公式为： ICV=(Fe2O3+ K2O + Na2O + CaO*+ MgO + TiO2)/Al2O3，式中各氧化物含量的单位均为摩尔分数(Mclennan, 1993; Cox and Lowe, 1995; Coxetal., 1995)，CaO*指硅酸盐组分中Ca的摩尔分数，本文采用McLennan(1993)提出的硅酸盐中Ca/Na值一定的方法计算样品中CaO*的摩尔分数。未成熟的泥质岩非粘土质矿物含量较高，ICV值>1；成熟的泥质岩伊利石族等粘土矿物含量较高，ICV值<1 (Cullers and Podkovyrov, 2000)。沙木罗组泥质岩中Al2O3与K2O具明显的正相关性(R2=0.96)(图11a)，指示岩石中伊利石等含铝的粘土矿物含量较高。泥质岩ICV值变化于0.53～1.11之间，均值0.80，指示泥质岩为成熟的泥质岩。泥质岩的ICV值与斜长石的ICV值(0.6)、碱性长石的ICV值(0.8～1.0)(Coxetal., 1995)最为接近，表明泥质岩源区矿物组成以斜长石、碱性长石为主。

化学蚀变指数(CIA)的计算公式为： CIA = 100 Al2O3/(Al2O3+CaO*+Na2O+K2O)，式中各氧化物含量的单位均为摩尔分数(Nesbitt and Young, 1982)，CaO*的含义及计算方法同上。沙木罗组泥质岩CIA值变化于66～80之间，平均值72，介于温暖、湿润条件下中等化学风化程度CIA值(65～85)范围内(Nesbitt and Young, 1982, 1989)，表明泥质岩沉积时具中等程度的化学风化作用，沉积物沉积时气候较温暖、湿润。泥质岩中Al2O3与TiO2具明显的正相关性(R2=0.94)(图11b)，也指示源区可能存在较强的化学风化作用，导致Al、Ti等元素的残余富集。A-CN-K图解可以用来判断源岩成分、揭示钾交代作用对源岩的影响(Nesbitt and Young, 1989; Fedoetal., 1995; Nesbittetal., 1996; Fedoetal., 1997; Young and Nesbitt, 1999)。在化学风化作用初期主要风化斜长石，风化产物的组分演化趋势线与A-CN连线平行；在风化作用中期，主要风化黑云母、钾长石、伊利石等矿物；在风化作用晚期，主要风化次生粘土矿物，最终向定点A靠近(Nesbitt and Young, 1984)。如果在化学风化过程中沉积物发生了钾交代作用，风化产物的组分演化趋势线会向自然风化趋势线的右侧偏离(冯连君等，2003)。在A-CN-K三角图中(图12)，沙木罗组泥质岩投点落于花岗岩与花岗闪长岩自然风化趋势线附近，与A-CN连线平行，表明泥质岩成岩后未发生钾交代作用，保留了原始沉积物的信息，指示泥质岩初始源区母岩为中酸性岩浆岩。

图 11 泥质岩K2O-Al2O3和TiO2-Al2O3图解Fig.11 K2O-Al2O3 and TiO2-Al2O3 plots of argillaceous rocks

4.3 班-怒特提斯洋西段的俯冲时限

由于在青藏高原演化史上的特殊地位，班怒带长期以来受到了广泛的关注和研究，但对于洋盆的开合时限至今仍没有统一的认识。对于班怒缝合带西段，有学者认为不存在侏罗纪俯冲，原因是缺少侏罗纪岛弧岩浆岩(Zhang, 1988)。也有学者据蛇绿岩和花岗岩类岩体的同位素年代学资料认为班-怒特提斯洋西段在中晚侏罗世才俯冲消减(史仁灯， 2007; 张玉修， 2007; 曲晓明等， 2009; 周涛等， 2014; Liu Detal., 2014; Liu Wetal., 2014)。Kapp等( 2003)据沉积地层的掩盖关系，把班-怒特提斯洋西段的闭合时间限定在晚侏罗世—早白垩世，即145 Ma左右。本文研究结果显示，沙木罗组泥质岩形成于活动大陆边缘的构造背景，由底部到上部可能反映了板块俯冲加剧、岩浆活动加强的地质过程，进而从沉积岩地球化学方面提供了班-怒特提斯洋西段俯冲消减的信息。

图 12 泥质岩A-CN-K三角图(底图据Nesbitt and Young, 1984, 1989; Fedo et al., 1995)Fig.12 A-CN-K diagram of argillaceous rocks (base map after Nesbitt and Young, 1984, 1989; Fedo et al., 1995)

沙木罗组泥质岩源区母岩的时代主要为后太古宙，具上地壳的特征，源区矿物组成以斜长石、碱性长石为主，源区母岩为花岗闪长岩、花岗岩、安山岩等中酸性岩浆岩和碎屑岩。班怒带沙木罗组分布范围有限，主要集中于班怒带中西段日土—班戈一带，指示残余海盆的沉积环境。区域上，班怒带西段出露有木嘎岗日群(位于班怒带内部)、日干配错群和欧拉组(位于南羌塘地体)等比沙木罗组时代更老的地层，均发育有碎屑岩建造，同时在南羌塘地体发育侏罗纪—白垩纪的岩浆弧，这与本文地球化学数据反映的沙木罗组泥质岩源区母岩为中酸性岩浆岩和再循环的碎屑岩信息一致。班怒带西段狮泉河一带可划分出3条俯冲带：北面一条位于班公湖—日土县城一带；中间一条位于狮泉河—改则一线的北侧，是班-怒带的主俯冲带；南面一条位于拉果错湖北岸(Wangetal., 2008; 曲晓明等，2010)。中侏罗世晚期(166.4±2.0 Ma、165.5±1.9 Ma)班公湖-日土和狮泉河两条俯冲带同时向北俯冲(曲晓明等，2009)。本文研究表明，研究区沙木罗组泥质岩夹粉砂质泥质岩、岩屑石英砂岩的岩性组合代表深水的沉积环境。在板块向北俯冲的过程中，木嘎岗日群、日干配错群、欧拉组等老地层以及南羌塘岩浆弧开始接受风化剥蚀，风化产物向南搬运至大陆斜坡环境沉积成岩，沙木罗组为该地质过程的直接响应。本次在沙木罗组中下部发现了安山岩夹层，属于岛弧安山岩中的高镁安山岩，锆石U-Pb年龄为141.3±1.7 Ma(吴建亮，审稿中)[注]吴建亮，刘文，尹显科，等. 藏北班公湖-怒江缝合带西段沙木罗组火山岩年代学、Hf同位素及地球化学特征. 岩石学报(复审中).，表明至少在141 Ma左右班-怒特提斯洋西段正在向北俯冲消减。