四川新龙地区甘孜-理塘蛇绿混杂岩带侏罗系地层沉积学、地球化学和年代学研究及其构造背景分析*

2022-05-13严松涛朱利东吴青松李虎代雪健

岩石学报 2022年4期

严松涛朱利东吴青松李虎代雪健

1. 成都理工大学沉积地质研究院，成都 610059 2. 中国地质调查局军民融合地质调查中心，成都 610036

甘孜-理塘蛇绿混杂岩带是西南“三江”构造域中一条重要的碰撞结合带，作为扬子板块与中咱地块的汇聚交接部位，其对探讨青藏高原东特提斯构造演化具有重要意义。近年来，甘孜-理塘洋盆的构造演化引起了国内学者的广泛关注，前人从地质学的各个方面对该混杂岩带做了大量工作，但对甘孜-理塘洋盆侏罗纪时期的地质演化持有不同的认识，有学者认为甘孜-理塘洋盆于晚三叠世末已完全闭合，进入造山隆升阶段，不存在侏罗纪海相沉积盆地(刘增乾等, 1993; 莫宣学等, 1993; 朱占祥, 2009; 邹光富等, 2017)。部分学者认为甘孜-理塘洋盆晚三叠世末洋壳闭合后，局部仍发育残留海沉积有侏罗系地层(戴宗明和孙传敏, 2009; 潘桂棠等, 2013; 严松涛等, 2021)，更有学者认为侏罗纪残留海曾进一步拉张局部形成裂谷盆地(王康明等, 2002; 王全伟等, 2009a, b)。这些不同认识制约了对甘孜-理塘洋盆，甚至整个西南“三江”多岛弧盆系时空结构及构造演化的认识。

近年来，随着甘孜-理塘构造带沿线基础地质工作的开展，先后在木里、新龙和石渠新发现侏罗纪滨浅海相碳酸盐岩夹碎屑岩建造，角度不整合于混杂岩之上，表明甘孜-理塘洋在侏罗纪仍存在海相沉积环境(戴宗明和孙传敏, 2009; 王康明等, 2002; 王全伟等, 2009a, b)。本文研究的瑞环山组系王康明等(2002)创名于四川木里县桃坝乡，岩性为灰-灰白色厚层-块状砾屑灰岩、细晶灰岩、生物碎屑灰岩、鲕粒灰岩，岩层普遍发生大理岩化，下部夹浅灰色粉砂质板岩、长石石英砂岩。目前对瑞环山组碳酸盐岩层位已开展了岩石学、古生物学研究(王康明等, 2002; 王全伟等, 2009a, b)，认为瑞环山组为一套沉积于残留海盆地碳酸盐岩台地相的浅变质碳酸盐岩夹少量的杂砂岩、粉砂岩地层，并在灰岩中发现有丰富的晚侏罗世-早白垩世珊瑚、水螅、层孔虫等化石，而碎屑岩夹层则尚未开展研究工作(王全伟等, 2009b)。根据碎屑岩中所特有的地球化学性质，可用于分析母岩属性、物源区及沉积环境的特点(Bhatia and Crook, 1986; Guetal., 2002; 杨江海等, 2007)。另外，沉积物中碎屑锆石可以记录地层沉积时期或之前与重大构造事件相关的岩浆活动，可用于示踪物源区属性，进而探讨该地区构造演化(Wuetal., 2010; Cawoodetal., 2012)。因此，本文拟从四川新龙地区甘孜-理塘蛇绿混杂岩带内侏罗系瑞环山组沉积学、古生物学、地球化学和同位素年代学方向，重点探讨瑞环山组地层沉积时限、物源属性及构造背景，为甘孜-理塘洋盆侏罗纪时期构造演化提供新的证据。

1 区域地质背景

甘孜-理塘蛇绿混杂岩带位于扬子板块西缘雅江残余盆地与义敦岛弧带之间，其北西起于青海治多，经玉树歇武寺以西，向南东经甘孜，转为近南北向经新龙、理塘，至木里向西隐伏延伸归并于金沙江蛇绿混杂岩带，总体上呈北窄南宽向北东凸出的反“S”弧形带状(图1a, b)，长约500km，宽5～30km不等(潘桂棠等, 2013)。研究表明，甘孜-理塘洋发育于晚泥盆世扬子板块西缘裂谷盆地，先后经历了石炭纪-中三叠世持续扩张，晚三叠世俯冲增生，侏罗纪残留海沉积以及白垩纪造山隆升等阶段(严松涛等, 2021)。研究区位于甘孜-理塘蛇绿混杂岩带中段新龙县-理塘县，带内分布有石炭-三叠纪超镁铁质与镁铁质堆晶岩、蛇纹岩、辉长-辉绿岩墙、拉斑玄武岩及放射虫硅质岩等不同时期的蛇绿岩、中二叠世-三叠纪洋岛型火山岩、晚三叠世岛弧型火山岩、晚泥盆世-三叠纪硅质岩、灰岩组成的构造混杂岩块和奥陶纪裂离地块等各类透镜状地质体以及三叠纪复理石沉积混杂岩(刘宝田等, 1983; 王连城等, 1985; 潘桂棠等, 1997; 张世涛等, 2000; 闫全人等, 2005; 严松涛等, 2019a, b, c, 2020a, b; 周斌等, 2020; 任飞等, 2021)，在新龙措卡寺、木里依吉等地发现有蓝片岩出露，理塘南有榴闪岩出露(魏永峰等, 2004; 邹光富等, 2017)，代表了晚古生代-中生代发育的甘孜-理塘洋盆现今残余。本文研究的侏罗系瑞环山组分布于新龙县皮擦乡皮擦沟和理塘县擦岗隆洼一带(图1c)，出露面积较小，地形上多为飞来峰状或孤峰状陡崖(图2a)，呈南北向展布于甘孜-理塘蛇绿混杂岩带内，与下覆俯冲增生杂岩呈脆性或脆-韧性断层接触，局部与古近系热鲁组砂砾岩呈角度不整合接触。

图1 研究区大地构造位置图(a, b, 据Yang et al., 2015)和四川新龙地区地质简图(c)Fig.1 Geotectonic location map of the study area (a, b, after Yang et al., 2015) and geological sketch map of Xinlong area, Sichuan (c)

图2 新龙地区瑞环山组野外照片(a-d)及镜下照片(e、f)(a)瑞环山组灰岩孤峰状陡坎；(b)瑞环山组灰岩野外露头；(c)角砾状灰岩露头；(d)杂砂岩野外露头；(e)碎屑灰岩镜下照片(正交偏光)；(f)杂砂岩镜下照片(正交偏光).Qtz-石英；Cal-方解石；Pl-斜长石；Ls-沉积岩岩屑；Lv-火山岩岩屑Fig.2 Field photos (a-d) and microscopic photos (e, f) of the Ruihuanshan Formation in Xinlong area(a) scarp formed by the Ruihuanshan Formation limestones; (b) field outcrop of the Ruihuanshan Formation limestone; (c) outcrop of brecciated limestone; (d) field outcrop of graywacke; (e) microscopic photograph of clastic limestone (orthogonal polarization); (f) microscopic photograph of miscellaneous sandstone (orthogonal polarization). Qtz-quartz; Cal-calcspar; Pl-plagioclase; Ls-sedimentary debris; Lv-volcanic debris

2 沉积学特征

笔者在新龙县皮擦乡皮擦沟测制了瑞环山组剖面，剖面起点坐标：30°46′12″N、100°03′05″E，终点坐标：30°46′09″N、100°03′23″E。根据野外观察该组整体受变质作用影响较小，原岩结构构造清晰可见(图2b)，明显区别于混杂岩的强变形变质和韧性剪切特征，显示其未经历晚三叠世甘孜-理塘洋俯冲增生过程。剖面上瑞环山组岩性为浅灰-灰白色块状角砾状灰岩(图2c)、碎屑灰岩、生物碎屑灰岩、含砂泥晶灰岩、微晶-泥晶灰岩，夹数层紫红色含砾砂岩、杂砂岩(图2d)、粉砂岩，砾石为碳酸盐岩和岩屑砂岩，灰岩普遍具大理岩化，厚度约800～3100m不等。

瑞环山组碎屑灰岩，岩石呈灰白色，粒屑结构，块状构造，主要由内碎屑(45%)、陆源碎屑(9%)及亮晶胶结物(44%)、少量填隙物(2%)组成(图2e)。陆源碎屑主要为石英，呈他形粒状，见被碳酸盐矿物溶蚀现象，呈港湾状或被溶蚀穿孔；内碎屑多呈次圆状或不规则状，粒度大小不等(0.2mm±)，具泥晶结构；亮晶胶结物由粒度0.03mm±的亮晶方解石组成，方解石呈他形粒状，粒间呈紧密镶嵌状接触，在粒屑周围及孔隙间呈粒状胶结。瑞环山组杂砂岩，岩石呈紫红色，细粒砂状结构，块状构造，主要由石英(40%)、岩屑(24%)、长石(9%)、白云母碎屑(3%)、重矿物碎屑(2%)及填隙物钙质(22%)组成(图2f)，分选性和磨圆度均较差。石英呈棱角-次圆状，粒度大小不等(0.02～0.4mm)，多具明显的波状消光，部分因碳酸盐化边缘呈港湾状；岩屑呈次棱角状，成分主要有沉积岩岩屑、火山岩岩屑及绿泥石等，沉积岩岩屑见典型的碎屑颗粒+胶结物结构，火山岩岩屑以中性喷出岩岩屑为主，具玻基交织结构，粒度0.1～0.5mm；长石呈次棱-次圆状，粒度与石英相近，见有碳酸盐化、钠黝帘石化，双晶常见；填隙物细粉砂屑、泥质粒度小于0.03mm，镜下难以分辨矿物种类，部分变质为微晶绢云母；钙质部分重结晶为微晶方解石，粒度0.03～0.5mm。

瑞环山组总体上以碳酸盐岩建造为主，局部夹碎屑岩，剖面上见角砾状灰岩-结晶灰岩-紫红色砂岩的多个韵律旋回(图3)，表明沉积时期盆地海平面曾反复出现升降。瑞环山组角砾状灰岩中可见明显的同生滑塌构造，为典型的碳酸盐台地前缘斜坡环境。生物碎屑灰岩、砂屑灰岩和结晶灰岩中见粒径由粗→细的多个韵律旋回，反映其形成于台地浅滩环境，同时伴随着海平面的反复升降。紫红色砂砾岩中砾石成分为灰岩，其次为砂岩，磨圆度和分选性较差，整合沉积于碳酸盐岩之上，属于典型的混积台地潮坪潮道环境。由此可见，瑞环山组应沉积于碳酸盐台地相的台地前缘斜坡、台地浅滩、混积台地潮坪过渡环境。

3 古生物学特征

古生物化石样品采自理塘县擦岗隆洼一带瑞环山组，灰岩沿山顶出露较好，呈飞来峰状，与下伏洋脊型基性火山岩为断层接触，采样坐标为30°00′50″N、100°13′27″E。岩性以微晶-泥晶灰岩、生物碎屑灰岩、砂屑灰岩为主。古生物样品经中国地质调查局成都地质调查中心范影年研究员鉴定，在78件样品中发现有多种类型的珊瑚化石(图4、表1)，珊瑚的主要分子有Actinastraeasp.,A.ramulifera(Etallon),A.minorWu,A.pseudominimamajorMorycowa,A.subdecaphylla(Oppenheim),StylinadongqoensisLiao et Li,S.cf.subramosadeFramentel,S.parvistellaVolz,S.qiebulaensisLiao,Pseudocoeniahexaphyllic(d’Orbigny),P.bangoinensisLiao et Xia,P.fromenteliL.Beavais, 伴生分子有Stylosmilliacf.chaputiAlloiteeu,AstrocoeniaminorWu,KobyastraeatenuisRoniewioz,StephanastraeazangbeiensisLiao et Xia,Columnastraeasp.,Heliocoeniacf.orbignyiRoniewicz,MadracisrotiformisWu,Duplopentasmiliasubdecaphylla(Oppenheim),DiplocoeniahayasakaiEguchi,EohydnophoratosaensisYabe et Eguchi,AmphiastraeamonoseptaLiao et Xia,Procyathophoraaff.Furstenbergensis(Eck),Gablongeriasp.,AllocoeniatrochiformisEtallon,Gobloneriasp.，等等。其中Actinastraea属为欧洲地区牛津-钦莫利阶(J31-2)重要分子。Stylosmillia属是冈底斯-察隅地层区珊瑚组合化石，Pseudocoenia属北羌塘双湖地区侏罗系索瓦组组合带化石，时限均与晚侏罗世钦莫利期(J32)相当。从鉴定结果来看，瑞环山组珊瑚化石整体上时代归属跨度较大，分布于中三叠世-晚白垩世之间，主要集中于晚侏罗世-早白垩世，可与前人在瑞环山组灰岩生物群中划分的Thecosmiliacf.weberi-Pyotethmoscf.discus组合相对比(王全伟等, 2009a)。此外，样品PM09-19-WG6中见有晚侏罗世夏皮柱剑珊瑚与核形石共生的现象(图4)，显示其形成于浅海环境，应属陆表海的开阔碳酸盐岩台地相沉积。

表1 新龙地区瑞环山组灰岩中珊瑚化石鉴定结果

图3 新龙地区瑞环山组地层柱状图Fig.3 The stratigraphic column of the Ruihuanshan Formation in Xinlong area

4 同位素年代学特征

4.1 采样位置及分析方法

采样位置位于新龙县皮擦乡皮擦沟水闸一带，样品编号为PCDN1，岩性为紫红色杂砂岩，采样坐标：30°46′12″N、100°03′07″E。锆石分选是在河北省廊坊地质研究所实验室进行的，将岩石样品粉碎成200目，利用常规的浮选和电磁方法分离出锆石。在双目镜下挑选出晶形和透明度较好的锆石，将其粘在树脂台上，经打磨、抛光后并镀金，进行反射光、透射光和阴极发光照相。随后，结合背散射图像(BSE)和阴极发光图像(CL)，挑选出较自形、裂纹较少、包裹体少的锆石，选择环带清晰、较均匀、干净微区部位作为测试靶点，进行U-Pb同位素年龄测定。测试工作在中国地质科学院矿产资源所激光剥蚀多接收电感耦合等离子体质谱仪(LA-MC-ICP-MS)实验室完成，激光束斑直径为30μm。为保证测试精度，在测试过程中每测定5～7个样品点后，重复测定两个锆石GJ1和一个锆石Plesovice进行校正。实验数据前期处理采用ICP-MS Data Cal 4.3程序完成，锆石年龄谐和图以及频率直方图均采用Isoplot 3.0程序绘制。实验测试过程详见侯可军等(2009)，样品的同位素分析测试结果见表2。

表2 新龙地区瑞环山组砂岩(样品PCDN1)LA-ICP-MS锆石U-Pb分析结果

续表2

4.2 分析结果

阴极发光图像显示锆石粒度大小不一，粒径长43～173μm，为半自形-自形晶体，锆石磨圆和分选均较差，颗粒经历了有限的搬运和再循环过程，体现了瑞环山组砂岩近源快速沉积的特征。锆石长宽比约为1:1～4:1，以2:1～3:1为主，几乎全部锆石发育振荡环带或板状构造(图5a)。样品PCDN1碎屑锆石Th/U比值介于0.10～1.08，均≥0.10，暗示为岩浆成因锆石(吴元保和郑永飞, 2004)。

瑞环山组杂砂岩PCDN1样品中88个测试点共获得82个有效年龄，年龄分布于196±2Ma～2733±28Ma之间(图5b)。U-Pb有效年龄主要集中分布在217～246Ma(峰值为229Ma，晚三叠世)、407～453Ma(峰值为435Ma，早志留世)、734～848Ma(峰值为764Ma，新元古代)和1728～1965Ma(峰值为1888Ma，古元古代)(图6)。在各组年龄中，217～246Ma组年龄所在比例最高(32%，26颗)，其次是407～453Ma(8%，8颗)。最新锆石年龄为196±2Ma，测点PCDN1-15锆石显示清晰的韵律环带，Th/U比值为0.78，为典型的岩浆成因锆石，可限定瑞环山组的沉积年龄应在早侏罗世之后。

图4 新龙地区瑞环山组灰岩中珊瑚化石图版Fig.4 Coral fossils of the Ruihuanshan Formation limestones in Xinlong area

图5 新龙地区瑞环山组砂岩中锆石CL图像(a)和锆石U-Pb年龄谐和图(b)Fig.5 Zircon CL images (a) and U-Pb zircon age concordia diagram (b) for the Ruihuanshan Formation sandstone in Xinlong area

5 地球化学特征

5.1 采样位置及分析方法

用于岩石地球化学研究的6件碎屑岩样品均采自新龙县皮擦沟通宵曲沿岸瑞环山组，样品采集过程中避开脉体发育地段。样品经清洗表面杂质后破碎，经多次清洗后将样品烘干研磨至200目。主、微量元素分析在四川冶金地质勘查局六〇五大队分析测试中心完成。主量元素使用X-射线荧光光谱仪(XPF-1500)法测试，精度优于2%～3%，微量元素及稀土元素利用酸溶法制备样品，使用ICP-MS(Element Ⅱ)测试，分析偏差一般优于5%。样品的地球化学分析测试结果见表3。

表3 新龙地区瑞环山组砂岩主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析结果

5.2 分析结果

瑞环山组砂岩SiO2平均含量为65.32%(63.71%～66.82%)，说明样品中高硅矿物石英含量中等；Al2O3平均含量为14.12%(12.18%～15.76%)，说明样品中富铝矿物如长石、黏土矿物等较为富集，与镜下观察样品中含有一定量的长石及填隙物一致；Na2O平均含量为1.82%(1.60%～2.04%)，K2O平均含量为1.87%(1.29%～2.32%)，K2O/Na2O为0.63～1.45，该比值主要由钾长石和斜长石的相对含量控制；Fe2O3T平均含量为6.54%(5.80%～7.12%)，与样品中含有富铁类重矿物岩屑有关；MgO平均含量为2.43%(2.17%～2.71%)，CaO平均含量为1.85%(1.46%～2.65%)，CaO和MgO含量高可能与成岩过程中的钙质胶结有关。在Lg(Na2O/K2O)-Lg(SiO2/Al2O3)砂岩命名判别图解(图7)中，瑞环山组砂岩样品属于杂砂岩范畴，与镜下观察到的样品含有较多岩屑和填隙物的特征相符。

砂岩的∑REE平均值为95.51×10-6(87.65×10-6～100.1×10-6)，其中∑LREE平均值为78.24×10-6(71.02×10-6～82.19×10-6)，∑HREE平均值为17.27×10-6(16.46×10-6～18.89×10-6)，LREE/HREE比值为4.27～4.85，(La/Yb)N值为4.49～6.30，表明样品相对富集轻稀土元素。(La/Sm)N均值为2.22，(Gd/Yb)N均值为1.60，说明样品轻稀土分异较为明显，而重稀土分异不明显。球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(图8a)中，所有样品都显示出右倾、轻稀土富集重稀土平坦的特点。样品Eu/Eu*平均值为0.70(0.67～0.73)，表现出较为明显的负异常，异常值介于壳型花岗岩(0.46)与壳幔型花岗岩(0.84)之间(孙娇鹏等, 2016)。

在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图8b)中，瑞环山组砂岩亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素而富集Rb、K、U等大离子亲石元素，指示其源区可能跟板块俯冲环境中的岛弧火山岩有关。瑞环山组砂岩Cr/Ni比值为2.03～2.99，说明物源区镁铁质或超镁铁质岩石含量极低(Bauluzetal., 2000)。Bhatia and Crook (1986)研究澳大利亚东部古生代浊积岩时总结出通过微量元素及其比值可区分活动大陆边缘、被动大陆边缘、大陆岛弧及大洋岛弧，并指出大洋岛弧以极低的Th、Zr、Hf值和高的Zn、Co、V值与其他环境区分，表4中可见瑞环山组砂岩上述特征值均吻合或更接近大洋岛弧环境，其他微量元素也具有此特征。

表4 瑞环山组砂岩微量元素含量(×10-6)及其比值与不同构造环境下对比

图6 新龙地区瑞环山组砂岩和松潘-甘孜三叠系沉积物(数据据Enkelmann et al., 2007; Weislogel et al., 2006, 2010)碎屑锆石年龄谱图Fig.6 Detrital zircon U-Pb age probability plots for the Ruihuanshan Formation sandstone in Xinlong area and the Triassic sediments from Songpan-Ganzi (after Enkelmann et al., 2007; Weislogel et al., 2006, 2010)

图7 瑞环山组砂岩Lg(Na2O/K2O)-Lg(SiO2/Al2O3)图解(底图据Pettijohn et al., 1972)Fig.7 Lg(Na2O/K2O) vs. Lg(SiO2/Al2O3) diagram for the Ruihuanshan Formation sandstones (after Pettijohn et al., 1972)

6 讨论

6.1 瑞环山组沉积时限

图8 瑞环山组砂岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(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)Fig.8 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace-element spidergrams (b) for the Ruihuanshan Formation sandstones (normalizing data after Sun and MeDonough, 1989)

碎屑锆石的研究方法可以有效地限定沉积物最大沉积年龄，瑞环山组碎屑锆石最小年龄为196±2Ma，该锆石显示清晰的振荡环带，Th/U比值为0.79，为典型的岩浆锆石，可以很好的限定瑞环山组的最大沉积年龄为早侏罗世。侯增谦等(2001)通过对义敦岛弧花岗岩的时间坐标、空间分布和岩石共生组合特点，确立了4个重要的花岗岩浆活动事件，其中甘孜-理塘洋盆俯冲造山作用发生于237～206Ma，碰撞造山作用发生于206～138Ma。瑞环山组碎屑锆石中含有27个俯冲期锆石测点(246～207Ma)和一个碰撞期锆石测点(196Ma)，表明瑞环山组应沉积于碰撞造山阶段196Ma之后。

古生物化石研究表明，瑞环山组灰岩中珊瑚化石整体上时代归属跨度较大，分布于中三叠世-晚白垩世之间，主要集中于晚侏罗世-早白垩世。前人曾在瑞环山组中发现的大量生物化石对判断该组时代归属具有重要意义，该组发现的7个门类中，大部分延续时限均较长，所建立的Thecosmilia cf. weberi-Pyotethmos cf. discus组合及Cladocoropsism irabilis-Bauneia sp.组合的总面貌具有较明确的中晚侏罗世至早白垩世色彩，其中，六射珊瑚Thecosmilia, Chaetetes, Pseudoseptfer, Montlivaltia等部分种及水螅Cladocoropsis的时限多限制在晚侏罗世(王全伟等, 2009b)。结合本文中碎屑锆石、古生物化石研究，瑞环山组主体沉积时代应为晚侏罗世，可能延伸至早白垩世。

对于本次工作中瑞环山组灰岩中鉴定有三叠纪珊瑚化石，不同时代生物化石的混存现象在其他地区也多有出现。推测为甘孜-理塘洋在石炭-三叠纪曾发育有不同时期的与洋岛建造配套的灰岩沉积或是局限台地沉积的灰岩块体，晚三叠世经俯冲消减构造混杂于俯冲增生杂岩带内，并于晚侏罗世时期残留海演化阶段，灰岩岩块经风化剥蚀后参与到瑞环山组灰岩的成岩过程中。

图9 瑞环山组砂岩主量元素物源属性判别图解(a, 据Tobia and Aswad, 2015; b, 据Wen et al., 2016)F1=0.074SiO2-0.226Fe2O3T-0.27Al2O3+4.489TiO2+0.153CaO-0.137MgO+0.398Na2O+1.447K2O+52.458P2O5-9.655; F2=0.190SiO2+0.268Fe2O3T+0.313Al2O3-0.336TiO2+0.209CaO+4.107MgO+3.866Na2O-1.293K2O-6.570P2O5-18.926Fig.9 Provenance discrimination diagrams for major element of the Ruihuanshan Formation sandstones (a, after Tobia and Aswad, 2015; b, after Wen et al., 2016)

图10 瑞环山组砂岩微量元素物源组成判别图解(据Gu et al., 2002)Fig.10 Substance composition discrimination diagrams for trace element of the Ruihuanshan Formation sandstones (after Gu et al., 2002)

6.2 地球化学对物源的限定

碎屑岩地球化学组成严格受物源区控制，可代表源区母岩的化学成分，能有效的示踪物源区岩石组合特征(杨宗耀等, 2019)。在砂岩物源属性判别方面，Roser and Korsch (1988)的经典F1-F2物源属性判别图解应用最广泛，Tobia and Aswad (2015)通过改进的F1-F2判别图解，有效的避免了风化作用对化学组分的影响，瑞环山组砂岩在改进后的F1-F2图解(图9a)中分布于中性火成物源区靠近长英质火成物源区一侧，表明瑞环山组碎屑岩物源区主要为中性火成岩，推测也有长英质火成岩组分的加入。在TiO2-Al2O3图解中(图9b)，瑞环山组砂岩样品均落于中性岩源区，则表明物源区火成岩组分主要为中性火成岩。

碎屑岩中稀土元素以及Th、Sc和Co等元素具有相对稳定的特征，在后期风化、剥蚀、搬运过程中具有较强抗流失性，其地球化学特征最能代表源区母岩的属性(杨宗耀等, 2017)。在Co/Th-La/Sc物源组成判别图解(图10)中，样品均位于安山质物源和长英质物源过渡区，为古老沉积物源成分加入的结果(Guetal., 2002)，显示瑞环山组砂岩物源区既有安山质火成岩组分，也有陆缘物质的加入。

图11 瑞环山组砂岩主量元素构造环境判别图解(据Bhatia, 1983)Fig.11 Tectonic setting discrimination diagrams for major element of the Ruihuanshan Formation sandstones (after Bhatia, 1983)

图12 瑞环山组砂岩La-Th-Sc、Th-Sc-Zr/10和Th-Co-Zr/10微量元素构造环境判别图解(据Bhatia and Crook, 1986)Fig.12 Tectonic setting discrimination diagrams of La-Th-Sc, Th-Sc-Zr/10 and Th-Co-Zr/10 for the Ruihuanshan Formation sandstones (after Bhatia and Crook, 1986)

图13 瑞环山组砂岩Ti/Zr-La/Sc构造环境判别图解(据Bhatia and Crook, 1986)Fig.13 Tectonic setting discrimination diagram of Ti/Zr vs. La/Sc for the Ruihuanshan Formation sandstones (after Bhatia and Crook, 1986)

图14 中生代甘孜-理塘洋构造演化模式Fig.14 Tectonic evolution of the Ganzi-Litang Ocean in Mesozoic

6.3 岩石地球化学反映的构造背景

根据碎屑岩的地球化学特征，通过相应判别图解来分析沉积时期的构造环境已经得到广泛的应用(杜利林等, 2013)。在TiO2-(Fe2O3T+MgO)和Al2O3/SiO2-(Fe2O3T+MgO)主量元素构造背景判别图解(图11)中，瑞环山组砂岩样品投点均落入大洋岛弧及其附近，暗示其形成于靠近大洋岛弧的构造环境。Bhatia and Crook (1986)利用微量元素在风化过程中不易发生改变的特性，建立图解来判别砂岩沉积时期的构造背景更具代表性。在La-Th-Sc、Th-Sc-Zr/10和Th-Co-Zr/10图解(图12)中，瑞环山组砂岩样品同样落入大洋岛弧区域及其附近，且与Ti/Zr-La/Sc构造环境判别图解(图13)反映结果一致。砂岩稀土元素配分曲线中δEu负异常、轻稀土富集重稀土平坦以及微量元素蛛网图中亏损Nb、Ta等高场强元素而富集Rb、U等大离子亲石元素等特征均显示瑞环山组砂岩的成因与岛弧关系密切，结合构造环境判别图解其构造性质应处于大洋岛弧环境，同时，砂岩沉积过程中可能有陆缘碎屑物质的加入，致使部分投图向大陆岛弧环境偏移。

Sr和Ba等碱土金属元素在陆相、海陆交互相及海相等不同环境中的富集程度具有差异(邓平, 1993)，蓝先洪等(1987)对中国珠三角地区沉积物中Sr和Ba元素的含量特征研究认为，陆相Sr小于60×10-6、Ba小于300×10-6，而海相Sr大于160×10-6、Ba大于400×10-6，海陆两相之间的差异明显。瑞环山组砂岩Sr含量平均值为86.1×10-6(72.6×10-6～110.0×10-6)，Ba含量平均值为341×10-6(263×10-6～433×10-6)，两种元素含量均介于两者之间，表现出海陆交互相沉积特征。沉积物中V和Ni元素含量与生物导致的氧化还原反应密切相关，是判断沉积环境的重要指标(Lewan, 1984)，当V/(V+Ni)<0.60时为氧化环境，V/(V+Ni)>0.60则反映水体为还原环境，随着V/(V+Ni)值的增大，其贫氧程度逐渐增加，当V/(V+Ni)>0.84时，为极度厌氧环境并伴随H2S出现(Lanetal., 2017)。瑞环山组砂岩V/(V+Ni)平均值为0.79(0.73～0.81)，表明其沉积环境为厌氧的还原环境，与上述海陆交互相沉积特征相吻合。

矿物组分及锆石形态显示瑞环山组砂岩属于近源快速沉积，地球化学特征反映其源区为大洋岛弧环境，同时又有陆缘碎屑物质的加入。然而大量的证据表明，甘孜-理塘洋自晚三叠世向西俯冲，并于晚三叠世末进入碰撞造山阶段，侏罗纪时期甘孜-理塘地区不可能存在有大洋岛弧环境，此时的海相地层沉积环境应为残留海盆，盆地西侧为甘孜-理塘俯冲增生楔，推测俯冲增生杂岩内大洋岛弧残片向盆地提供了安山质火山岩物源，同时增生杂岩带内基质复理石也向盆地提供了少量的碎屑物质组分，因而快速沉积的瑞环山组砂岩继承了大洋岛弧所特有的地球化学属性。综上所述，新龙地区瑞环山组沉积于甘孜-理塘残留盆地西侧临近甘孜-理塘俯冲增生杂岩的海陆交互相浅海环境。此外，瑞环山组砂岩地球化学特征也从侧面反映了甘孜-理塘洋盆在演化过程中存在有安山质大洋岛弧，与笔者在理塘地区新发现的洋内弧高镁安山岩的认识相吻合(严松涛，另文发表)。

6.4 锆石U-Pb年龄对物源的限定

用碎屑锆石U-Pb年龄峰值与潜在物源区进行对比进而判断物源，已经是一种比较成熟的方法(李忠等, 2009; Li and Peng, 2010)。瑞环山组砂岩碎屑锆石主要年龄集中区为217～246Ma(峰值为229Ma)、407～453Ma(峰值为435Ma)、734～848Ma(峰值为764Ma)和1728～1965Ma(峰值为1888Ma)。

通过将瑞环山组碎屑锆石的年龄谱图峰值与扬子板块西缘松潘-甘孜三叠系地层的U-Pb年龄峰值对比发现(图6)，435Ma、764Ma和1888Ma三个峰值分布均非常相似(Enkelmannetal., 2007; Weislogeletal., 2006, 2010)。研究表明，松潘-甘孜三叠纪复理石盆地是一个具有复杂沉积体系的多物源盆地。其中435Ma年龄峰值对应了北秦岭侵入体的形成时间，代表了加里东期南秦岭与北秦岭和华北陆块的拼合事件(Ratschbacheretal., 2003)；764Ma年龄峰值对应着扬子陆块晋宁期陆块增厚事件(Hackeretal., 2004; Zhengetal., 2007)；1888Ma年龄峰值是吕梁期华北克拉通东西两大块体在中部发生碰撞，华北古陆进一步固结、扩大的时间(Kusky and Li, 2003)。由于中咱地块于晚泥盆世从扬子板块西缘裂离，两者在晚泥盆世之前应具有一致的U-Pb年龄峰值，因此，这三个峰值间接地反映了俯冲增生杂岩内中咱地块东缘活动陆缘弧前复理石参与了瑞环山组的物源供给，与上述砂岩地球化学反映源区有沉积物源的加入结论一致。瑞环山组砂岩229Ma峰值则来自于甘孜-理塘蛇绿混杂岩带内三叠纪大洋岛弧残片以及基质复理石中含有大量的中咱地块东缘义敦岛弧晚三叠世俯冲期岩浆锆石(237～206Ma)。而196±2Ma的最年轻锆石应来自于基质复理石中携带的义敦岛弧晚三叠世末-早白垩世碰撞造山阶段(206～138Ma)形成的岩浆锆石(侯增谦等, 2001)。

6.5 构造演化探讨

过去，研究者根据义敦岛弧带岩浆活动及海陆交互相煤系地层的时代，普遍认为甘孜-理塘洋盆晚三叠世向西俯冲，晚三叠世末期就已完全闭合转入陆内改造阶段，川西高原不存在侏罗纪海相沉积，巴颜喀拉地层区及扬子地台西部也缺乏侏罗-白垩纪海相地层的事实，似乎已被地学界认可。前人工作及本次调查相继在甘孜-理塘蛇绿混杂岩带内发现晚侏罗世海相生物群落和海相碳酸盐岩夹碎屑岩建造，从而揭开了甘孜-理塘洋盆侏罗纪碰撞造山阶段仍存在残留海的面纱，也为丰富西南“三江”多岛弧盆系侏罗纪时期构造演化提供了新的证据。

研究表明，甘孜-理塘洋始于晚泥盆世中咱地块裂离扬子板块西缘形成的坳陷盆地(张世涛等, 2000; 冯庆来等, 2002; 杨文强等, 2010)。石炭-二叠纪持续扩张，于中三叠世洋盆面积达到最大，最大宽度可达476km(莫宣学等, 1993)，根据现有的研究资料，二叠纪-中三叠世期间甘孜-理塘洋盆内发育有不同时期的洋中脊、洋岛-海山、洋内弧、裂离地块以及深海-半深海陆缘复理石建造(严松涛等, 2021)(图14a)。晚三叠世，受区域性构造汇聚事件影响，甘孜-理塘洋开始向西的洋洋俯冲形成安山质大洋岛弧，伴随着持续的挤压应力，洋洋俯冲逐渐向洋陆俯冲过渡，在中咱地块东缘形成义敦岛弧带(图14b)。至晚三叠世末，甘孜-理塘洋壳俯冲结束进入弧陆碰撞阶段，发育同碰撞型花岗岩(侯增谦等, 2001)。在洋陆转换期间，受不规则状扬子板块西缘大陆边缘控制，凸出部位先发生碰撞进入造山隆升阶段，大陆边缘凹处海湾部位仍为残留海所占据，沿甘孜-理塘地区石渠、新龙、木里等地分布有零星串珠状小型浅海盆地沉积侏罗系地层，其中新龙地区在残留海盆地西侧临近甘孜-理塘俯冲增生杂岩浅海环境中沉积了瑞环山组碳酸盐岩夹碎屑岩建造(图14c)，残留海盆地可能延伸至早白垩世消亡，甘孜-理塘地区全面进入造山隆升阶段(图14d)。