松潘-甘孜地体下仓界地区晚三叠世基性岩的发现及其地质意义

2023-04-06王雁鹤

岩石矿物学杂志 2023年1期

陈敏，王雁鹤，谷强，马庆

(1. 青海大学地质工程系，青海西宁 810016； 2. 中国地质调查局西宁自然资源综合调查中心，青海西宁 810000； 3. 中国地质调查局西安矿产资源调查中心，陕西西安 710100 )

松潘-甘孜地体位于青藏高原东北部，全区几乎都被巨厚(5～15 km)的三叠纪浊积岩覆盖，掩盖了许多重要的地质信息，留下了许多未解之惑，被称为“中国地质百慕大”(许志琴等, 1992; Panetal., 2001)，其中松潘-甘孜的基底性质和晚三叠世时期的构造环境是其中争议的两个热点问题。松潘-甘孜地体内发育大量侵入于三叠纪浊积岩和少量印支期中酸性火山岩类中的印支期花岗岩类，对这些印支期岩浆岩的研究对于约束松潘-甘孜地体三叠纪的基底性质和构造环境具有重要意义。前人通过对带内印支期岩浆岩的研究，关于其基底性质和晚三叠世的构造环境形成了以下几种观点： ① 晚三叠世松潘-甘孜地体是一个古特提斯洋的残留洋盆(Pullenetal., 2008)； ② 基底既有洋壳残片又有陆壳物质，晚三叠世是一个古特提斯洋闭合过程中形成的增生造山楔(Rogeretal., 2010; De Sigoyeretal., 2014)或者处于由古特提斯洋快速收缩形成的增生造山楔和由西秦岭弧地体与扬子地块北部被动陆缘碰撞的周缘前陆盆地构成的两种环境(夏磊等, 2017)； ③ 基底性质为陆壳，晚三叠世为弧-陆碰撞后形成的前陆盆地(Yuanetal., 2010)或者由于古特提斯洋在俯冲过程中回卷、弧后伸展作用而从昆仑大陆弧裂离形成的大陆弧碎片(Wangetal., 2011; Zhangetal., 2014)。然而区内还出露少量基性岩，前人对其研究十分有限。基性岩源于地幔，是地球深部过程的真实记录，可作为揭示构造单元构造性质的“岩石探测器”。笔者在参加青海省北巴彦喀拉山地区1∶5万下仓界(I47E010014)、侧不地(I47E011014)幅区域地质矿产调查项目过程中，在松潘-甘孜地体中部下仓界地区发现了晚三叠世基性岩，对其进行了岩相学、地球化学、锆石U-Pb法测年等分析，该结果对深入探讨松潘-甘孜地体地区晚三叠世基底性质和构造环境可提供重要依据。

1 地质背景与岩石学特征

松潘-甘孜地体以阿尼玛卿缝合带为界，与昆仑-秦岭造山带相邻；以龙门山断裂带为界，与扬子地块相邻；以金沙江-甘孜-理塘缝合带为界，与义敦岛弧和羌塘地块相邻。松潘-甘孜地体呈倒三角形状，阿尼玛卿缝合带和金沙江-甘孜-理塘缝合带被认为代表古特提斯洋的关闭位置(图1a，Yin and Harrison, 2000; Wuetal., 2019)。

松潘-甘孜地体东缘沿龙门山逆冲断层出露与扬子地块相似的新元古代基底(Zhouetal., 2002, 2008； Yanetal., 2003)，盖层主要为巨量的三叠系复理石沉积物(许志琴等, 1992)。根据张雪亭等(2010)，三叠系复理石自下而上被划分为昌马河组(T1-2c)、甘德组(T2gd)和清水河组(T3q)3个岩石地层单位，下仓界地区主要出露下-中三叠统昌马河组和上三叠统清水河组。昌马河组大面积分布于甘德断裂带以北地区，与上部清水河组呈断层接触，其岩石组合为一套砂岩与板岩互层或板岩夹砂岩，夹较多滑塌灰岩块。清水河组分布面积较小，总体呈北西-南东向展布，分布于甘德断裂带南侧部位，被第四系覆盖严重，局部还有新近系覆盖其上(图1b)，其岩石组合为一套灰色-灰绿色砂岩夹板岩，局部砂板岩互层，偶夹中基性火山岩和泥晶灰岩透镜体。

松潘-甘孜地体还广泛分布有印支期的花岗岩类侵入于三叠系中，该花岗岩类(228±2～204±7 Ma)与三叠系褶皱变形大致同期(许志琴等, 1992; 胡建民等, 2005; Xiaoetal., 2007)。前人在三叠系复理石中发现少量火山岩夹层，这些火山岩主要为安山岩-英安岩系列，喷发时代为227±2～205±1 Ma(Caietal., 2010; Wangetal., 2011; 夏磊等, 2017)，与花岗岩类时代相近。

本次发现的基性岩出露于下仓界南约2 km处，出露面积约为1 km2，呈面向展布，多被第四系掩盖(图1b)。根据剖面PM003观察，火山岩整体与上三叠统清水河组呈断层接触，岩石组合包括玄武岩、安山岩和安山质晶屑凝灰岩，安山岩呈薄层夹于砂岩中，安山质晶屑凝灰岩位于玄武岩底部，厚约2 m。与火山岩相伴产出的还有闪长玢岩与辉绿岩，闪长玢岩与火山岩呈断层接触(图1c)，辉绿岩侵入于玄武岩中(图2a)。

2 样品采集与特征

本次在下仓界地区采集了4件玄武岩样品(PM003-17-1、PM003-17-2、PM003-23-1、PM003-23-2)(图1c)和两件辉绿岩样品(PM003-18-1、PM003-18-2)用于全岩化学分析。另外采集了玄武岩(PM003-23)和辉绿岩(PM003-18)两件年代学样品，样品均约10 kg，其中辉绿岩中分选出较多斜锆石，而玄武岩中分选出的锆石少且小。

玄武岩风化面呈黄褐色，新鲜面呈灰色，斑状结构，基质具有间隐结构，杏仁状构造，岩石主要由斑晶(15%)、基质(80%)、杏仁体(5%)组成(图2b、2c)。斑晶主要为斜长石和单斜辉石，斜长石呈长柱状，可见聚片双晶，次生绢云母化，碳酸盐化较强，辉石呈半自形柱状、他形粒状，次生绢云母化、碳酸盐化较强，基本上由蚀变矿物替代，具其假像结构，有暗化边，杂乱分布。基质具有间隐结构，在小板条状的微晶斜长石组成的不规则空隙格架中充填有隐晶质-玻璃质(已脱玻化)，杏仁体多数为石英及碳酸盐矿物，边部多为碳酸盐矿物，中心多为石英。

辉绿岩呈灰黑色，具辉绿结构，块状构造，岩石主要由斜长石(68%)、辉石(30%)、铁质(2%)组成(图2d、2e)。斜长石呈半自形-自形板条状、长板状，具聚片双晶，个别晶体具环带，解理与裂隙发育，表面较干净，次生绢云母化、泥化较弱，绢云母充填在裂隙之中。辉石呈他形-半自形短柱状，次生绿泥石化、绿帘石化、碳酸盐化较强，析出铁质，充填于斜长石晶体搭成的近三角形空隙中。铁质呈他形粒状、针柱状，杂乱分布。

3 分析方法

3.1 斜锆石U-Pb同位素定年

斜锆石U-Pb同位素定年在中国地质调查局西安地质调查中心自然资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室完成。激光剥蚀系统为GeoLas Pro， ICP-MS为Agilent 7700x。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度，二者在进入ICP之前通过一个T型接头混合。每个时间分辨分析数据包括大约10 s的空白信号和40 s的样品信号。对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算)采用软件Glitter 4.4 (Van Achterberghetal., 2001)完成，详细仪器参数和测试过程可参考李艳广等 (2015)。

U-Pb同位素定年中采用锆石标准91500作外标进行同位素分馏校正。对于与分析时间有关的U-Th-Pb同位素比值漂移，利用91500的变化采用线性内插的方式进行校正。斜锆石样品的U-Pb年龄谐和图绘制和年龄权重平均计算均采用Isoplot/Ex_ver 3 (Ludwig, 2003)完成。斜锆石微量元素含量利用参考标样NIST610玻璃作为多外标、Si作内标的方法进行定量计算，NIST610玻璃中元素含量的推荐值据GeoReM数据库 (http://georem.mpch-mainz.gwdg.de/)。

3.2 全岩化学元素分析

PM003-17-1、PM003-17-2、PM003-18-1与PM003-18-2样品的全岩元素分析在自然资源部武汉矿产资源监督检测中心(武汉综合岩矿测试中心)完成，PM003-23-1与PM003-23-2样品的全岩元素分析在自然资源部西北矿产资源监督检测中心(西安地质调查中心实验测试中心)完成。

粉碎样品前，首先用金刚石刀锯切除样品表面风化和半风化皮，若发现其中存在其他穿插脉体，同时切除去脉体以排除对岩石成分的干扰。然后，用蒸馏水洗涤样品数次，烘干，再用超声波净化样品。最后将样品粉碎至200目备用。

全岩主量元素分析利用帕纳科AxiosMAX XRF分析完成。用于XRF分析的样品处理流程如下：将200目样品置于120℃烘箱中烘干8 h后称取0.5～1.0 g于恒重陶瓷坩埚中，于马弗炉中1 000℃灼烧200 min，冷却至400℃左右时转移至干燥皿中，待冷却至室温再进行称量，计算烧失量；分别称取6.000 0 g(误差±0.3 mg)0.5%的LiBr助熔剂(49.75 Li2B4O7∶49.75 LiBO2) (加拿大Claisse)与0.600 0g(误差±0.3 mg)上述烘干的样品于陶瓷坩埚中，用石英棒搅拌使样品与熔剂混匀，将混合样品倒入XRF专用铂金坩埚中，置于熔样炉中1 100℃熔融，熔样程序运行结束后钳取出坩埚，摇晃坩埚将熔体中的气泡赶出并使熔体充满埚底，再转移到耐火砖上冷却，然后将玻璃片取出，贴上标签，以备XRF测试。样品分析的精密度和准确度满足GB/T14506.28-2010《硅酸盐岩石化学分析方法第28部分： 16个主次成分量测定》的要求。

全岩微量元素组成利用Elan DRC-e ICP-MS分析完成，具体流程如下：将200目样品置于105℃烘箱中烘干12 h；准确称取粉末样品50 mg置于Teflon溶样弹中；先后依次缓慢加入1.5 mL高纯HNO3、1.5 mL高纯HF和0.1 mL高纯HClO4(结核结壳加入3 mL高纯HNO3和1 mL高纯盐酸)；将Teflon溶样弹放入钢套，拧紧后置于190℃烘箱中加热48 h；待溶样弹冷却，开盖后置于140℃电热板上蒸干，然后加入3 mL HNO3并蒸干；加入3 mL体积分数为50%的高纯HNO3，加盖及钢套密闭，在190℃的烘箱中保持12 h；冷却后，将提取液转移至100 mL干净的PET(聚酯)瓶中，加入1 mL的(Rh+Re)双内标溶液(浓度1 mg/L)，用Milli-Q稀释至100.00 g，使得Rh和Re在溶液中的浓度为10 ng/mL，待上机测定。样品分析的精密度和准确度同Liu 等(2010)。

4 分析结果

4.1 斜锆石U-Pb年代学

辉绿岩中的斜锆石多为自形-半自形板状，颗粒大小不一，具弱的岩浆环带或无分带，可见少量呈浑圆状斜锆石，Th/U值变化较大(0.13～1.03)(图3)。本次对辉绿岩样品的24粒斜锆石进行了U-Pb同位素分析，其中10个测点谐和度差，未列入表1中，其余14个测点中，8个测点具有较为一致的206Pb/238U表面年龄(211～203 Ma)(图3、表1)，加权平均年龄为208.0±7.0 Ma(MSWD=0.68,n=8)，代表辉绿岩的侵入年龄。剩余6个测点的斜锆石206Pb/238U表面年龄可分为两组：一组年龄为奥陶纪(470～461 Ma，测点20和24)；另一组年龄为前寒武纪(1 791～1 331 Ma，测点4、5、12、22)，这组斜锆石为浑圆状，可能是从围岩中捕获的碎屑斜锆石。

4.2 全岩元素组成

下仓界基性岩主、微量元素含量见表2。本次所测样品烧失量偏高(4.01%～17.20%)，主量元素分析均使用扣除烧失量后归一化值。基性岩样品在Zr/TiO2-Nb/Y抗蚀变图解中均投在亚碱性玄武岩区域内(图4a， Winchester and Floyd, 1977)，与野外及薄片镜下鉴定结果基本一致，在Zr-Y图解中均投在钙碱性玄武岩系列区域(图4b，Ross and Bédard, 2009)。

玄武岩样品SiO2含量为41.24%～51.52%，MgO含量为2.14%～4.46%，TFeO含量为8.17%～14.11%， TiO2含量较高为1.51%～2.22%，Mg#值为27.54～44.98，低于原生岩浆的Mg#(68～75，Wilson, 1989)，烧失量高为13.30%～17.20%，可能是因为岩石发育杏仁构造且发生了绿泥石化及部分长石被碳酸盐交代所致。

辉绿岩样品SiO2含量为48.96%～49.55%，MgO含量为4.21%～4.26%，TFeO含量为9.92%～10.01%，TiO2含量为1.70%，Mg#值为44.51～44.71，烧失量为4.01%～4.72%。

玄武岩和辉绿岩具有相似的稀土元素配分曲线，均呈明显的右倾配分模式(图4c)，轻稀土元素富集，重稀土元素亏损。玄武岩稀土元素总量为124.0×10-6～182.0×10-6，辉绿岩稀土元素总量为135.6×10-6～137.1×10-6，均介于洋岛玄武岩(198.96×10-6) 和富集型洋中脊玄武岩(49.1×10-6)之间(McDonough and Sun, 1995)。玄武岩(La/Yb)N值为3.98～5.17，有弱的负Eu异常(δEu=0.82～0.90)。辉绿岩(La/Yb)N值为4.22～4.62，无明显Eu异常(δEu=0.94～0.99)。玄武岩和辉绿岩具有相似的原始地幔标准化微量元素配分曲线(图4d)，Nb、Ta和Ti元素显示弱亏损。

5 讨论

5.1 岩浆源区

下仓界基性岩的岩相学特征表明，岩石具较强的碳酸盐化、绿泥石化、绿帘石化等蚀变，全岩的烧失量较高(4.01%～17.20%)，也表明岩石的蚀变强烈。蚀变作用可能导致基性岩的Na2O、K2O、MgO等主量元素和Rb、Ba、Sr、U等部分微量元素浓度发生变化。为了降低蚀变作用对分析结果的影响，本文用基性岩化学成分中不活泼元素、相容元素等特征进行分析。

基性岩浆在储存和上升过程中易受陆壳物质混染，下仓界基性岩样品中发现捕获的古老斜锆石指示地壳物质混染的存在。如果经历了较大程度的地壳混染，Nb、Ti、Ta 元素会显著亏损，但本文样品微量元素配分曲线具有 Nb、Ta和Ti元素弱亏损的特征，因此可以认为基性岩浆可能经历了轻微的地壳物质混染，对微量元素示踪岩浆源区的影响不大。

源于软流圈地幔的基性岩La/Nb<1.5且La/Ta<22，而源于岩石圈地幔的基性岩与之相反(Thompson and Morrison,1988; Fittonetal., 1988)。源于软流圈地幔的基性岩TiO2含量相对高(OIB的TiO2含量平均为2.86%)，源于富集地幔的基性岩TiO2含量则相对较低(李印等, 2010; 陈进全等， 2012)。下仓界基性岩样品的La/Nb值为1.13～1.95，La/Ta值为7.96～25.79，TiO2含量为1.51%～2.22%，Zr/Nb值为11.35～16.33，均小于18，反映其源岩由岩石圈地幔向亏损地幔过渡的特征(李昌年, 1997)，在Zr/Nb-Zr/Y-Y/Nb图上，样品均落入过渡地幔范围(图5a)。以上地球化学元素特征表明下仓界基性岩不可能直接来源于软流圈地幔，而是可能起源于岩石圈地幔与软流圈地幔的混合源区(Asimowetal., 2001)。

轻重稀土元素的分馏、含量及比值(如Sm/Yb、Dy/Yb和Tb/Yb)可以用来估算部分熔融程度并限定幔源岩浆的起源(Aldanmazetal., 2000, Hellebrandetal., 2002)。下仓界基性岩样品的Dy/Yb值(1.72～1.89)较低，说明岩浆起源于地幔较浅部尖晶石橄榄岩含量较多的部位。在用来定量估算地幔源的性质和部分熔融程度的(Yb/Sm)P-(Tb/Yb)P图中，下仓界基性岩更靠近尖晶石橄榄岩的熔解路径，根据模型计算的假设，下仓界基性岩岩浆源区中尖晶石橄榄岩远多于石榴子石橄榄岩(0～25%)，部分熔融程度约为5%(图5b)。综上所述，下仓界基性岩的岩浆源区为软流圈物质诱发岩石圈地幔尖晶石-石榴子石橄榄岩过渡相(石榴子石约占为0～25%)发生约5%的部分熔融。

5.2 构造背景

松潘-甘孜地体除其东缘出露少量与扬子地块相似的新元古代基底外(Zhouetal., 2002, 2008; Yanetal., 2003)，其余地区均被巨厚的三叠纪复理石沉积物覆盖，此前未见有基底岩石的报告，因此其基底性质一直是学者们争议的热点问题之一。早期学者认为松潘-甘孜基底为洋壳，是古特提斯洋壳的残留(Zhou and Graham,1993,1996; Nieetal., 1994; Yin and Harrison, 2000)。近年来，越来越多的学者认为松潘-甘孜地体的三叠纪复理石沉积物之下存在元古界基底，并与扬子地块存在亲缘关系(Zhangetal., 2006a, 2007; Xiaoetal., 2007; Caietal., 2010; Yuanetal., 2010; De Sigoyeretal., 2014)。本文下仓界辉绿岩的斜锆石U-Pb测年结果显示，除谐和线上晚三叠世的年龄外，还存在奥陶纪和元古宙年龄，具元古宙年龄的斜锆石为浑圆状，可能是岩浆在侵位过程中捕获围岩中的斜锆石。元古宙碎屑斜锆石的存在，指示松潘-甘孜地体具有元古宙陆壳基底。

Nb、Ta、Th、Yb、V、Zr、Y等微量元素和TiO2在蚀变及低级变质过程中较为稳定(张贵山等, 2008)，因此，这些微量元素可以用于蚀变及低级变质作用样品的构造环境判别(Pearce, 2008; Lietal., 2015)。下仓界基性岩为钙碱性系列，在Th/Yb-Nb/Yb图上，落入或接近于大陆弧玄武岩区域(图6a)。如前文所述，下仓界基性岩浆经历了轻微的地壳物质混染，夏林圻等(2007)认为地壳混染会导致Ti、Nb、Ta 等元素的含量降低，在利用这些元素判断玄武岩形成的构造环境时，投点位置会发生迁移，而Zr和Y元素不会因为地壳混染而改变含量，因此，Zr/Y-Zr判别图不会受到影响。在Zr/Y-Zr图上，下仓界基性岩样品均落入板内玄武岩范围内(图6b)。

下仓界基性岩形成于晚三叠世(208 Ma)，区域上已有报道形成于碰撞后伸展环境的桑日麻A型花岗岩(208 Ma， Caietal., 2010)和年宝玉则A型花岗岩(211 Ma， Zhangetal., 2007)形成于同时期，因此，本文认为晚三叠世(<211 Ma)松潘-甘孜地体的构造环境为碰撞后板内伸展环境。