柴北缘托莫尔日特滩间山群碎屑岩组的沉积环境与构造背景分析*

2022-04-15陈雷闫臻付长垒

岩石学报 2022年3期

陈雷闫臻付长垒

中国地质科学院地质研究所，北京 100037

柴北缘构造带处于柴达木地块北缘，与北侧的祁连造山带被欧龙布鲁克地块所分割(图1a)。该构造带内发育有高压-超高压变质岩(杨经绥等, 2001; 张建新等, 2015; Songetal., 2005, 2014; Zhangetal., 2019)、蛇绿岩(孙延贵等, 2000; 韩英善和彭琛, 2000; 张贵宾等, 2005; 朱小辉等, 2014; Fuetal., 2021)、滩间山群(史仁灯等, 2003; Fuetal., 2021)以及早古生代花岗岩(吴才来等, 2004, 2008; Wuetal., 2014)等原特提斯洋俯冲、碰撞及后碰撞过程的构造-岩石单元。该构造带是中国西部重要的铅锌铜金成矿带之一(贾群子等, 2007)，滩间山群是柴北缘地区块状硫化物矿床和造山带型金矿床最主要的含矿岩系(张德全等, 2001, 2005a, b)。前人已从岩石学、地球化学、同位素年代学和矿床学等角度先后对柴北缘构造带内的不同构造-岩石单元的形成大地构造环境和成矿构造背景进行了研究，并取得了系列认识，成为柴北缘构造带形成与原特提斯洋演化关系研究的宝贵资料和依据。

滩间山群是柴北缘构造带的重要岩石-构造单元，为一套海相火山-沉积岩系，分为火山岩组和碎屑岩组(王惠初等, 2003; 李峰等, 2006, 2007)。关于滩间山群的形成构造环境和形成时代，前人主要通过火山岩组的研究，认为滩间山群是形成于寒武纪-志留纪的岛弧、弧后盆地或者大陆裂谷等环境。这些不同认识也导致了人们对柴北缘构造带的结构、构造演化和原特提斯洋演化存在分歧，从而影响了柴北缘构造带成矿地质背景的认识和区域找矿工作部署。相对于火山岩组而言，碎屑岩组的研究薄弱，特别是碎屑岩组的岩石组合序列、沉积相和沉积物源区缺乏深入研究。区域地质资料显示，滩间山群碎屑岩组主要为一套富含火山物质的海相碎屑岩。这些富含火山物质的碎屑岩沉积组合序列、沉积环境及火山碎屑成分共同记录了火山活动和沉积盆地演化历史(Dickinson, 1974; Manvilleetal., 2009)。因此，开展滩间山群碎屑岩组的岩石组合序列、沉积相以及沉积物源区研究，可为滩间山群形成构造环境研究提供沉积学依据，将有助于柴北缘构造带的形成与原特提斯洋演化关系研究，也有助于理解成矿作用，并指导区域找矿。

作者在1:5万地质填图过程中，对柴北缘托莫尔日特地区的滩间山群开展了系统地质调查。本文是在作者地质调查工作基础上，系统开展了滩间山群碎屑岩组的岩石组合序列和沉积相研究，结合古水流、岩石薄片观察结果以及区域地质资料，综合探讨了滩间山群碎屑岩组的沉积构造环境，从而有助于柴北缘及微陆块与原特提斯洋之间的构造演化。

1 区域地质概况

柴北缘构造带夹持于柴达木地块和欧龙布鲁克地块之间(图1b)，呈北西-南东向的狭长带状展布，自西向东沿着赛什腾山、绿梁山、锡铁山和沙柳河一带分布。东、西两侧分别被中-新生代瓦洪山断裂和阿尔金断裂所截，与秦岭、阿尔金造山带相邻；北侧与祁连造山带之间被欧龙布鲁克地块相隔。该构造带内出露的地层主要有前寒武系、寒武-奥陶系、泥盆系，同时出露有高压-超高压变质岩、蛇绿岩、中酸性侵入岩。根据前人研究资料，这些早古生代的火山-沉积岩(滩间山群)、中酸性侵入岩、蛇绿岩和高压-超高压变质岩及泥盆纪沉积岩共同记录了原特提斯洋盆演化、陆-陆碰撞及后碰撞过程(Zhangetal., 2017; Songetal., 2015, 2019; Luetal., 2018; Lietal., 2019; 史仁灯等, 2003; 王惠初等, 2003; 吴才来等, 2004, 2008; 朱小辉等, 2015; 高晓峰等, 2011; 夏文静等, 2014)。

前寒武系在柴北缘构造带和欧龙布鲁克地块中广泛发育，主要包括早期所确定的古元古代达肯大阪岩群、中元古代万洞沟群和震旦纪全吉群(青海省地质矿产局, 1991)。随着区域地质调查和同位素年代学工作的持续开展，人们对这些前寒武纪岩石-构造地层的组成、构造属性和形成时代认识逐渐趋于一致。陆松年等(2002)通过综合区域地质资料，从原达肯大阪岩群中解体出了德令哈杂岩、万洞沟群、全吉群和沙柳河(鱼卡河)岩群，并认为德令哈杂岩、达肯大阪岩群、万洞沟群、全吉群属于欧龙布鲁克地块，而沙柳河岩群则主要分布于柴北缘构造带。其中德令哈杂岩、达肯大阪岩群是欧龙布鲁克地块的古元古代变质基底，万洞沟群、全吉群为中元古代以来的沉积盖层，且大量早古生代基性-酸性侵入岩发育于该陆块中。德令哈杂岩主要由强烈变形的花岗片麻岩及变质基性岩透镜体共同组成，分布于全吉山、德令哈、乌兰等地，花岗片麻岩原岩年龄为2340～2400Ma(张建新等, 2001; 陆松年等, 2002; 李怀坤等, 2003; 郝国杰等, 2004; 陈能松等, 2007; 王勤燕等, 2008; 路增龙等, 2017; Chenetal., 2009, 2013; Wangetal., 2015; Yuetal., 2017; Heetal., 2018; Gongetal., 2012, 2019)。达肯大阪岩群是由斜长角闪岩、变粒岩、二云母石英片岩、石英岩、大理岩和少量麻粒岩组成的一套表壳岩组合(陆松年等, 2002; 郝国杰等, 2004)，与德令哈杂岩在空间上密切相伴。它们均经历了1.8～1.96Ga角闪岩相-麻粒岩相变质作用和深熔作用(张建新等, 2001; 郝国杰等, 2004; 路增龙等, 2017; 王勤燕等, 2008; 张璐等, 2011; Chenetal., 2013)。万洞沟群由炭质绢云母片岩、钙质片岩、大理岩和千枚岩组成；全吉群角度不整合于达肯大阪岩群之上，由砾岩、石英砂岩、粉砂岩、泥质岩、硅质岩、白云岩等组成，为典型的克拉通沉积盖层(郝国杰等, 2004)。沙柳河岩群主要由石榴石云母片岩、二云母石英片岩、白云母石英岩、大理岩、石榴角闪岩、榴辉岩等组成；榴辉岩呈似层状、布丁状或透镜体形式分布于云母片岩中(杨经绥等, 2001; 陆松年等, 2002; 郝国杰等, 2004)，出露于沙柳河、野马滩、锡铁山、绿梁山和鱼卡等地。它们被新元古代花岗片麻岩侵入，其形成时代被限定为中元古代-新元古代(陆松年等, 2002; Zhangetal., 2006; Songetal., 2012)。榴辉岩原岩年龄为750～870Ma和540～500Ma，变质年龄主要集中在420～460Ma(Zhangetal., 2008, 2010)。最近，作者通过专题地质填图，在托莫尔日特东北侧识别出了一套片麻岩和角闪岩组合，且斜长角闪岩呈“布丁状”或透镜体形式分布于片麻岩中，被志留纪钾长花岗岩所侵入。岩石学、地球化学和LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果表明，它们的原岩分别为花岗闪长岩和基性岩，花岗闪长岩岩浆结晶年龄为2413±28Ma，两者变质年龄分别为1966±46Ma和1922±22Ma，与北侧德令哈杂岩相一致(付长垒等, 2021)。

滩间山群是柴北缘构造带的重要构造-岩性单元以及锡铁山Pb-Zn矿床、青龙滩Cu-S矿床以及滩间山、青龙沟、红柳沟、赛坝沟等Au矿床的主要含矿岩系(张德全等, 2001; 2005a, b; 张拴宏等, 2001; 丰成友等, 2002)。滩间山群最初是由青海省地层表编写小组(1980)创名，原指分布于柴达木盆地北缘赛什腾山、绿梁山、锡铁山、滩间山一带的一套低绿片岩相绿色岩系，总体呈北西向展布，原岩包括碎屑岩、中-基性火山岩夹生物碎屑灰岩和大理岩。后来，青海省地质矿产局(1991)、孙崇仁(1997)把滩间山群的分布范围扩展至整个柴达木盆地北缘和西南缘；新疆维吾尔自治区地质矿产局(1993)将东昆仑地区延伸至新疆范围的同一套地层称为祁漫塔格群。根据区域地质资料，柴达木盆地周缘地区滩间山群的构造变形、岩石组合及变质程度存在明显差异。其中柴北缘滩间山群中的火山岩以安山岩、玄武岩和火山碎屑岩为主，玄武岩枕状构造不发育，而东昆仑地区的滩间山群火山岩岩石类型相对复杂，以玄武岩为主(枕状构造发育)，安山-英安质火山碎屑岩次之，少量玄武安山岩、基性火山角砾岩、细碧岩等。王惠初等(2003)、李峰等(2006, 2007)根据岩石组合特征，把滩间山群分为中-基性火山岩组和碎屑岩组。此外，柴北缘地区滩间山群与达肯大坂岩群为断层接触，与上覆不同时代地层之间为断层接触或者高角度不整合接触；柴达木盆地南缘东昆仑地区的滩间山群底部与金水口群断层接触，与上覆不同时代地层均为断层接触，且被早泥盆世之后的花岗岩侵入(青海省地质矿产局, 1991)。

关于柴北缘构造带滩间山群的形成时代和构造环境，前人已经对中-基性火山岩及相关侵入岩开展了大量同位素年代学和地球化学相关的工作。同位素年代学资料显示，滩间山群形成于寒武-志留纪(542～431Ma; 邬介人等, 1987; 张德全等, 2001; 赵风清等, 2003; 王惠初等, 2003; 史仁灯等, 2004; 吴冠斌等, 2010; 周宾等, 2019; 江小强等, 2020)。已有的岩石学、地球化学资料显示，滩间山群包含有岛弧(王惠初等, 2003; 江小强等, 2020)、弧后盆地(史仁灯等, 2004; 张德全等, 2005a, b; 高晓峰等, 2011; 孙华山等, 2012; 张孝攀等, 2015)、洋中脊(赖绍聪等, 1996)、地幔柱(朱小辉等, 2012)以及同碰撞和后碰撞(付建刚等, 2014)等不同构造属性的岩石组合。赵风清等(2003)根据岩石组合，认为滩间山群是由下部双峰式火山岩建造与上部碎屑岩沉积共同组成，形成于大陆裂谷环境。樊俊昌和李峰(2006)在分析前人资料和实测锡铁山滩间山群剖面的基础上，把滩间山群分为下部、中部和上部三个岩组，其中下部火山碎屑岩组由基性火山岩、中酸性火山熔岩、火山碎屑岩和沉积岩构成，形成于活动陆缘裂谷阶段，时代为早-中奥陶世；中部沉积岩组为硅质岩-碳酸盐岩组合，时代为晚奥陶世；上部熔岩次火山岩组是中-基性火山碎屑岩、熔岩夹沉积岩组合，时代为晚奥陶世，形成于碰撞构造环境。汪劲草等(2013)把滩间山群分解为下、中、上三个构造-岩性组，认为下岩性组由岛弧中酸性、基性火山岩构成，时代为晚寒武-中奥陶世；中岩性组包括硅质岩和碳酸盐岩，时代为中-晚奥陶世，形成于弧后盆地环境；上岩性组主体由紫红色含砾砂岩构成，时代为早志留世，形成于陆-陆碰撞环境。由此可见，柴北缘滩间山群火山-沉积岩系的组成复杂，包含有不同时代、不同构造属性的岩石组合，但它们的形成与原特提斯洋俯冲、碰撞密切相关。

区域上，滩间山群内的基性火山岩、硅质岩及早古生代基性-超基性岩组合被视为柴北缘构造带蛇绿岩的主要组成部分(王惠初等, 2005; 朱小辉等, 2015)。它们主要断续出露于沙柳河、托莫尔日特及绿梁山等地区。其中沙柳河蛇绿岩经历了超高压变质作用并形成了榴辉岩，榴辉岩具有E-MORB地球化学特征且原岩年龄为516Ma，变质年龄为445Ma(Zhangetal., 2016)；绿梁山蛇绿岩中的玄武岩具有MORB和岛弧地球化学特征(朱小辉等, 2015)，超基性岩形成于弧前环境(Caietal., 2021)，辉长岩、斜长花岗岩的形成年龄分别为535Ma和493Ma(朱小辉等, 2014)；托莫尔日特蛇绿岩中的玄武岩具有弧后盆地拉斑系列和钙碱性系列地球化学特征(韩英善和彭琛, 2000; 孙延贵等, 2000)，玄武岩和斜长花岗岩Rb-Sr等时线年龄分别为450±4Ma和477±22Ma(孙延贵等, 2000)。最近，Fuetal.(2021)获得托莫尔日特蛇绿岩中的辉长岩和斜长花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分别为506±4Ma和512±4Ma。

专题填图结果显示，托莫尔日特地区的滩间山群自北向南依次出现三类岩性组合，分别为中-基性火山岩组、碎屑岩组、火山-沉积岩组(图1b)。根据前人资料及区域地质背景，这些岩石单元被认为分别属于柯柯岛弧、托莫尔日特弧前盆地和布拉斯塔格增生杂岩(Fuetal., 2021; 曹泊等, 2019)。其中北部的火山岩组由玄武岩(局部发育枕状构造)、安山岩及少量英安岩和火山碎屑岩组成，具有典型岛弧火山岩地球化学特征(韩英善和彭琛, 2000)，英安岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为497±3Ma(Fuetal., 2021)，并被志留-泥盆纪花岗岩侵入；中部碎屑岩组包括砂岩、砾岩、沉凝灰岩、硅质岩及少量薄层灰岩，分布于柯柯岛弧南侧且二者主体呈断层接触，仅在托莫尔日特西北侧可见碎屑岩组角度不整合于柯柯岛弧火山岩之上，并被奥陶纪(471～463Ma)英云闪长岩、花岗闪长岩侵入；南侧火山-沉积岩组与北侧的碎屑岩组之间被第四系所覆盖，未见到二者的直接接触关系，由薄层凝灰质泥岩、硅质岩以及玄武岩、灰岩和辉长岩块体构成，构造变形强烈，显示混杂岩块裹挟于基质(block-in-matrix)的典型结构特征(曹泊等, 2019; Fuetal., 2021)。此外，在托莫尔日特东侧的石棉沟地区，碎屑岩组不整合于由蛇纹岩、蛇纹化橄榄岩、辉长岩、辉绿岩及斜长花岗岩共同组成的蛇绿岩之上(Fuetal., 2021)。在托莫尔日特西侧，泥盆纪牦牛山组陆相碎屑岩角度不整合于滩间山群中-基性火山岩组和碎屑岩组之上(夏文静等, 2014)。

2 托莫尔日特地区滩间山群碎屑岩组的岩石组合特征

根据野外地质调查和室内岩石学分析结果，托莫尔日特地区滩间山群碎屑岩组可分为上、下2个岩性段。其中下岩性段出露良好，分别在托莫尔日特西侧和东侧石棉沟一带直接不整合于柯柯岛弧火山岩和石棉沟蛇绿岩之上，而在其它地区与柯柯岛弧之间为断层接触；上岩性段出露相对局限，平面上主要分布于下岩性段的南侧，且被471Ma花岗闪长岩所侵入(图1b)。

2.1 下岩性段

下岩性段在托尔日特地区出露厚度最大(约为1500m)，向东逐渐尖灭，在石棉沟地区的出露厚度约为150m。该岩性段主要由中-薄层凝灰质砂岩、沉凝灰岩组成。剖面上，凝灰质砂岩的厚度向上变薄，岩层数量减少(图2a)，而沉凝灰岩的岩层数量增多、单层厚度变大(图3a)。凝灰质砂岩层的厚度通常为5～15cm，沉凝灰岩层厚度为8～20cm。露头上，沉凝灰岩层的厚度通常比凝灰质砂岩层厚。在凝灰质砂岩层底部，通常可见底冲刷面构造。同时，凝灰质砂岩普遍发育正粒序和平行层理，局部露头可见波纹层理(图3b)。灰绿色凝灰质泥岩与硅质凝灰岩互层，二者通常构成正粒序(图3c)。

图2 托莫尔日特地区滩间山群碎屑岩组沉积结构柱状图(位置见图1b)

图3 滩间山群碎屑岩组下岩性段典型露头照片

在托莫尔日特东侧，下岩性段相对发育，主要由沉凝灰岩、硅质凝灰岩和薄层灰岩组成(图2b)，与柯柯岛弧火山岩之间呈断层接触。受后期构造破坏强烈和下岩性段的底部未出露等因素影响，我们未对下岩性段开展详细的剖面测量。为了解岩性组合及沉积构造特征，我们仅选取了构造破坏较弱的部分地段进行了观察测量。结合专题地质填图结果，下岩性段下部主要为沉凝灰岩、灰岩组合，且二者构成韵律层，成为野外识别的典型标志(图3d)。沉凝灰岩的单层厚度一般为1～5cm，发育水平层理；灰岩的单层厚度为3～5cm。灰岩层中通常夹有0.5～1cm灰绿色凝灰质泥岩(图3e)，显示其沉积是伴随有强烈的火山活动，且局部露头可见灰岩层内发育软沉积褶皱变形。上部以沉凝灰岩为主，局部夹薄层硅质凝灰岩；沉凝灰岩单层厚度为5～20cm，硅质凝灰岩单层厚度为5～8cm。

在石棉沟地区，下岩性段直接不整合覆于蛇绿混杂岩之上(图2c)，岩性组合相对简单，主要为浅灰绿色薄层沉凝灰岩，单层厚度约5～10cm，局部夹浅灰色薄层凝灰质硅质岩(图3f)，以发育波纹层理和水平层理为特征。

2.2 上岩性段

托莫尔日特地区，上性段主要由砾岩、含砾砂岩、粗砂岩、细砂岩、粉砂岩、泥岩、凝灰岩和硅质岩组成，总体具有向上粒度变细特征。含砾砂岩、粗砂岩通常表现为中-厚层状，层理不发育，以发育正粒序为特征，局部可见逆粒序。

剖面下部主要为一套厚度大于28m的砾岩、含砾粗砂岩夹少量粉砂岩组合(图2g)，被471Ma花岗闪长岩侵入。空间上，该套砾岩、含砾粗砂岩组合在北西方向未出露。含砾粗砂岩、粗砂岩主要呈透镜体形式分布于砾岩中。露头上，单层砾岩厚度约0.5～1m，表现为砂质胶结(图4a)和砾质支撑(图4b)两类。垂向上，砾岩由砾质支撑逐渐变为砂质胶结。砾石大小混杂，砾径变化于0.5～25cm，由棱角-次棱角状安山岩、红色硅质凝灰岩、灰岩、硅质岩组成。

图4 滩间山群碎屑岩组上岩性段典型露头照片

剖面中部为含砾粗砂岩、粗砂岩、凝灰质粉砂岩、泥质粉砂岩、泥岩组合，厚度大于50m，且向西北方向该套组合厚度增大。少量砾岩以透镜体形式分布于含砾粗砂岩中，砾石为似“竹叶状”紫红色泥岩(图4c)和灰绿色凝灰质硅质岩(图4d)两类，砾石具有明显的定向性，其长轴方向常常与砂岩层面相平行；含砾粗砂岩、粉砂岩、紫红色泥岩构成韵律，发育底冲刷面(图4e)、波纹斜层理(图4f)以及正粒序、平行层理。

剖面上部为灰绿色凝灰质硅质岩、硅质泥岩、凝灰岩组合(图4g)，厚度为8～32m，向西北方向厚度减薄。单层凝灰岩厚度为5～35cm，凝灰质硅质岩层厚一般为12～15cm，二者形成正粒序，在局部露头上可见波纹层理、平行层理。细砂岩、粉砂岩、硅质凝灰岩韵律层发育正粒序、小型波纹层理；紫红色或青灰色薄层硅质凝灰岩发育水平层理。在局部露头上，可见凝灰岩中夹有透镜状浅灰色砾岩，发育正粒序和底侵蚀面。砾岩砾石为浅灰色凝灰岩、凝灰质硅质岩，砾石长轴与岩层层面平行，砾径为3～12cm。

剖面顶部以粉砂岩、硅质凝灰岩和凝灰质硅质岩组合为主(图4h)，底部常断续出露有中-薄层砾岩、含砾粗砂岩和砂岩。该套组合的厚度为10～35m，总体厚度具有向北西方向增大的趋势特征。空间上，西侧主体为硅质凝灰岩夹粉砂岩，向东砂岩层逐渐增多，构成砂岩夹硅质凝灰岩组合。硅质凝灰岩单层厚度5～25cm，发育平行层理；粉砂岩中可见小型波纹层理和波痕。砾岩、含砾砂岩、粗砂岩多以透镜体形式出现，发育底侵蚀面以及正粒序，砾石主要为硅质凝灰岩。粗砂岩发育正粒序，硅质凝灰岩发育水平层理。砂岩、粉砂岩构成向上变细的韵律层。

3 碎屑组成特征

为了查明砾岩和砂岩的碎屑组成特征、砂岩岩石类型，推断其沉积物源区岩石类型、沉积构造背景，我们野外选择出露良好的砾岩露头，对其开展了砾石成分统计，同时系统采集了砂岩岩石样品并对其开展了室内岩石学工作。对于砾岩的砾石成分统计，野外对每个砾岩露头1m2范围内的砾石按照面积法进行直接统计，具体方法详见Dürr(1994)。对于砂岩碎屑成分，室内利用偏光显微镜对19件砂岩岩石薄片开展观察，首先观察其基质含量，按照基质含量的多少将砂岩分为杂砂岩(基质>15%)和净砂岩(基质<15%)，然后对砂岩岩石薄片中的各类碎屑成分含量进行统计，分别统计长石(分为钾长石和斜长石)、石英(分为单晶、多晶石英)、岩屑(分为火山岩、变质岩、沉积岩)及重矿物骨架颗粒。针对火山岩、变质岩、沉积岩三大类岩屑，按照岩石学分类进一步详细确定它们的岩性类型，如玄武岩、安山岩、片岩、硅质岩等。为了消除人为因素引起的误差，每件岩石薄片的骨架颗粒尽可能统计超过400个。碎屑成分分析和统计采用Gazzi-Dickinson点记法，具体见Ingersoll(1990)，统计结果见表1。

表1 砂岩碎屑成分统计计算结果

3.1 砾岩砾石类型

砾岩主要见于上岩性组(图2)。砾石成分相对简单，包括安山岩、硅质岩和少量凝灰岩和灰岩砾石(图4a, b)。其中安山岩砾石含量约为65%、硅质岩含量约20%、凝灰岩含量约10%，灰岩含量<5%。

空间上，砾石呈现自东南向西北方向砾径逐渐减小特征；安山岩砾石含量向西北方向逐渐减少、硅质岩和凝灰岩砾石含量逐渐增多之趋势。灰岩砾石仅见于托莫尔日特东南侧。

3.2 砂岩碎屑组成

岩石学分析结果显示，托莫尔日特地区滩间山群碎屑岩组的砂岩类型以为长石岩屑杂砂岩为主(图5)，其次为岩屑长石杂砂岩。砂岩碎屑组分主要为岩屑(70%～75%)、长石(25%～30%)，个别样品见有少量石英<1%(图5b, f)。此外，个别砂岩样品中可见灰岩岩屑(图5d)。由于碎屑岩组中缺乏灰岩，故可推断这些棱角状灰岩岩屑为外源碎屑，并非内碎屑。因此我们在岩屑统计过程中将其计入沉积岩屑中。

图5 滩间山群碎屑岩组砂岩正交偏光显微镜下照片

岩屑为火山岩岩屑和少量灰岩、硅质岩岩屑，缺乏变质岩和砂岩等其它陆源碎屑组份。火山岩岩屑以安山岩为主，其次为玄武岩及英安岩，约占岩屑总量的90%～96%，多呈棱角状-次棱角状。安山岩岩屑斑晶多为微晶斜长石，呈半定向分布，基质多为隐晶质(图5c)；玄武岩岩屑斑晶多为发育聚片双晶的板条状斜长石，基质多为间粒-间隐结构(图5d)；英安岩岩屑多呈玻晶质结构(图5b)或霏细结构(图5e)。灰岩岩屑仅见于托尔日特东侧的少数样品中，为棱角状碳酸盐岩或者鲕粒灰岩(图5d)。长石主要为斜长石(图5a)，个别样品中见极少钾长石碎屑，棱角状，显示未发生搬运磨蚀。石英颗粒仅在极少数样品中见到，为圆-次圆状(图5f)，主要为单晶石英，烟灰色，较洁净透明，无波状消光，且部分发育裂纹(图5b)，表明其来源于火山岩。此外，褐帘石、绿帘石、辉石等重矿物也见于部分岩石中。

4 沉积环境分析

岩石组合类型以及相关的沉积构造特征共同显示，托莫尔日特地区滩间山群碎屑岩组为一套形成于海底扇环境的富含火山质的密度流沉积组合。

4.1 下岩性段—海底扇外扇沉积

下岩性段主体为薄层沉凝灰岩、硅质凝灰岩、凝灰质硅质岩夹少量薄层灰岩，以发育底冲刷面、正粒序、平行层理、波纹层理和水平层理为特征，主体为典型的不完整鲍马序列Bbc、Bcd组合，并有少量Babc组合。其中Babc组合代表外扇水道沉积，而Bbc和Bcd组合的重复出现，可能代表外扇扇叶垛体沉积。此外，发育滑塌褶曲构造的薄层灰岩和硅质凝灰岩层，可能是由于其沉积时期发生区域构造抬升等事件引起。灰岩中夹有薄层凝灰质泥岩以及其与凝灰岩形成韵律层，表明灰岩沉积时期伴随有火山活动。这些特征也说明，灰岩与沉凝灰岩韵律层中的同沉积褶皱的形成与区域火山活动同时期发生。

4.2 上岩性段—海底扇沉积

根据岩石组合和沉积构造特征，上岩性段由海底扇内扇、中扇和外扇沉积共同组成(图2)。

4.2.1 内扇沉积

内扇沉积通常以距离物源区最近的水道环境沉积的粗碎屑岩为特征(Ingersoll, 1978)。滩间山群碎屑岩组上岩性段下部的粗碎屑岩主要分布于托莫尔日特南侧东段，主要由透镜状砾质支撑和粗砂质胶结砾岩、含砾粗砂岩及少量粗砂岩组成。砾岩层内部普遍缺乏沉积构造，偶见逆粒序，部分顶部可见正粒序；含砾粗砂岩总体为厚层块状，缺乏层理，部分见有底冲刷面和正粒序，偶尔见有逆粒序，反映了海底扇内扇水道沉积特征(Mutti and Normark, 1991)。垂向上逐渐过渡为薄层砂岩、粉砂和泥岩，发育正粒序和小型波纹斜层理，为水道边缘堤坝沉积(Walker, 1978)。

4.2.2 中扇沉积

中扇沉积主要由含砾砂岩、砂岩、粉砂岩、泥岩、硅质凝灰岩以及少量砾岩等组合共同构成。垂向上，该套沉积覆于内扇沉积组合之上；横向上，自东向西延伸稳定。空间上，自托莫尔日特东、西两侧向中部地区，砾岩层数逐渐减少且岩层厚度减薄，而厚层砂岩、粉砂岩和硅质凝灰岩逐渐增多，反映水体深度增加。该套沉积总体由分支水道沉积和分支水道漫滩沉积共同构成。

分支水道沉积为中-厚层砾岩、含砾砂岩和粗砂岩夹中-薄层细砂岩、粉砂岩以及硅质凝灰岩组合。单层砾岩的厚度通常为20～50cm，呈透镜状产出；砾石粒径主要为0.5～10cm，明显小于内扇砾岩。含砾砂岩发育正粒序和底侵蚀面，为高密度浊流沉积(Lowe, 1982)。粗砂岩和粉砂岩分别发育正粒序和平行层理，构成鲍马序列不完整的Bab组合；细砂岩和粉砂岩发育小型波纹层理，硅质凝灰岩发育水平层理，构成鲍马序列不完整的Bcd组合，代表水道顶部沉积(Mutti and Normark, 1991)。垂向上，整体构成向上变细的正旋回，同时向上岩层逐渐变薄。总体上，呈现出鲍马序列Bab、Bad、Babc为主以及少量Bcd组合。

分支水道漫滩沉积构成中扇的主要岩石组合，为中-薄层粗砂岩-薄层泥岩和中-薄层细砂岩/粉砂岩-硅质凝灰岩构成的韵律层，其上多为水道沉积覆盖。粗、细砂岩构成正粒序，粉砂岩发育波纹层理，硅质凝灰岩和泥岩发育水平层理，构成不完整的鲍马序列Bacd和Bad组合为主的岩石组合序列，仅在局部露头上出现Babcd组合。此外，局部露头上可见薄层粉砂岩发育小型不对称波痕(图4e)，可能为底流作用所致(Walker, 1978)。

4.2.3 外扇沉积

外扇沉积在研究区内横向延伸稳定，为远离扇端的无水道化细粒沉积，上覆于中扇沉积组合。岩性主要为青灰色薄层硅质凝灰岩、凝灰质硅质岩和深褐色中-薄层粉砂岩或细砂岩，局部夹少量薄层灰岩，构成在剖面上具有向上粒度变细的沉积韵律。砂岩或粉砂岩发育小型波纹层理，硅质凝灰岩发育水平层理，主要构成不完整的鲍玛序列Bcd组合。

5 古水流及物源区特征

滩间山群碎屑岩组可以直接反映古水流方向的大型沉积构造缺乏，主要为小型波纹层理(图3b、图4f)，局部可见小型不对称波痕(图4h)。发育这些沉积构造的粉砂岩常常与下伏发育底冲刷面的粗砂岩紧密相伴，因而属于流水成因，可指示沉积物源区相对位置。为了初步限制沉积物源区和重建沉积盆地古地理格局，野外系统测量了砂岩层中的波纹斜层理和波痕产状，室内按层面产状对其进行了矫正，获得古水流玫瑰花图(图2)。由于研究区处于青藏高原的东北缘并受中新生代构造活动影响，我们对所获得的古水流数据未进行中新生代构造引起旋转误差的校正，因而所获得的古水流主要是对沉积物源区相对位置的推断。

上岩性段剖面露头上，波纹斜层理和波痕测量结果显示其具有SW-SSE古水流特征，表明沉积物源区位于其NE-NNW侧。此外，托莫尔日特下岩性段西侧剖面顶部(图2d)以及下岩性段凝灰质砂岩波纹层理的古水流方向，指示碎屑沉积物来自于西侧的物源区。这些结果表明，托莫尔日特地区的滩间山群碎屑岩组的沉积物源区位于其北侧，应为柯柯岛弧。

砾石和砂岩成分研究表明，其碎屑沉积物主要为棱角状-次棱角状安山岩以及少量玄武岩、凝灰岩、灰岩和硅质岩岩屑，表明托莫尔日特地区滩间山群碎屑岩组为一套成熟度极低的近源沉积。砂岩碎屑锆石U-Pb年龄数据显示，碎屑岩组的碎屑锆石U-Pb年龄峰值为491Ma和486Ma，与北侧柯柯岛弧形成年龄(497Ma)及石棉沟蛇绿岩年龄(512～502M)基本一致(Fuetal., 2021)。这些特征也表明，滩间山群碎屑岩组的碎屑物主要来自其北侧的柯柯岛弧，且石棉沟蛇绿混杂岩也是其重要的沉积物源区。

6 形成构造环境

托莫尔日特地区滩间山群碎屑岩组是一套海底扇密度流沉积，由富含火山物质的砾岩、含砾砂岩、砂岩、粉砂岩以及凝灰岩、凝灰质硅质岩、凝灰质泥岩和少量薄层灰岩共同组成。柯柯岛弧、石棉沟蛇绿混杂岩为它们提供碎屑沉积物。砾岩和砂岩碎屑组成分析显示，其沉积物源区缺乏变质岩、沉积岩和石英碎屑等陆源物质组分。这表明，滩间山群碎屑岩组沉积于远离大陆边缘的盆地中。

在砂岩构造背景Q-F-L、Qm-K-P和Lm-Lv-Ls判别图中，砂岩样品分别落入未切割弧和洋内岛弧区域内(图6)。这说明，滩间山群碎屑岩组的沉积物源区不是大陆弧，而是洋内岛弧。正是如此，滩间山群碎屑岩组砂岩和砾岩缺少大陆来源的变质岩、花岗岩等岩屑及石英颗粒。它们应该属于远离大陆边缘的沉积盆地填充物(Dickinson, 1974; Marsaglia and Ingersoll, 1992)。

图6 托莫尔日特盆地砂岩源区构造背景判别图(据Marsaglia and Ingersoll, 1992)

区域上，托莫尔日特地区滩间山群碎屑岩组夹持于柯柯岛弧和布拉斯塔格增生杂岩之间(图1b)，且在石棉沟地区碎屑岩组不整合于蛇绿岩之上。这与弧前盆地的空间结构特征(Dickinson, 1995)相一致。碎屑岩组的碎屑锆石U-Pb年龄峰值(491Ma和486Ma)与花岗闪长岩侵入体(471Ma)共同限定托莫尔日特地区滩间山群碎屑岩组的形成时代为486～471Ma。同时，碎屑岩的下伏基底石棉沟弧前蛇绿岩及柯柯岛弧的形成时代分别为506～512Ma和497Ma(Fuetal., 2021)。这些特征表明，托莫尔日特地区滩间山群碎屑岩组具有弧前盆地充填物的结构和组成特征。