朱弟成,王 青,詹瓊窯,謝錦程

(中國地質(zhì)大學 地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室;中國地質(zhì)大學(北京)科學研究院,北京100083)

青藏高原東部的義敦地體和松潘-甘孜褶皺帶(圖1)(本文稱之為三江北段)是西南三江特提斯構造域重要的構造-巖漿巖帶和多金屬成礦帶(莫宣學等,1993;侯增謙等,2003;潘桂棠,2003;Deng et al.,2014;許志琴等,2018)。三疊紀是義敦地體和松潘-甘孜褶皺帶形成和演化的重要階段,表現(xiàn)為巨厚復理石地層的發(fā)育(四川省地質(zhì)礦產(chǎn)局,1991;Nie et al.,1994;Weislogel et al.,2010),復理石地層強烈的褶皺變形(許志琴等,1992;Dirks et al.,1994;Harrowfield and Wilson,2005;Reid et al.,2005),角度不整合的形成(四川省地質(zhì)礦產(chǎn)局,1991;Meng et al.,2005;Burchfiel and Chen,2012;鄧賓等,2013),大規(guī)模晚三疊世巖漿作用(Zhan et al.,2018,2020,2021)和有關的多金屬成礦作用(莫宣學等,1993;侯增謙等,2003;付小方等,2017;許志琴等,2018;Xu et al.,2020)。盡管目前關于義敦地體和松潘-甘孜褶皺帶的沉積巖、巖漿巖和構造地質(zhì)研究已經(jīng)積累了大量資料,但由于該地區(qū)復雜的地質(zhì)特征,夾持在多個微板塊之間,并且與兩個古特提斯洋盆(金沙江洋和甘孜-理塘洋)的演化密切相關,因而在義敦地體和松潘-甘孜褶皺帶晚三疊世巖漿巖成因、形成的構造背景、深部動力學過程等方面,還一直存在爭議或未能得到很好的限定。

本文第一作者所在的研究小組,在潘桂棠先生的親自指導下,于2014年9月開展了第一次三江北段的野外地質(zhì)考察,從此開始了針對三江特提斯構造域的構造-巖漿演化研究。本文的目的是,在綜合分析相關的大量文獻基礎上,展示本研究小組對三江北段(松潘-甘孜褶皺帶和義敦地體)與晚三疊世構造-巖漿作用相關的一些科學問題的思考,以求拋磚引玉,促進三江地區(qū)晚三疊世構造-巖漿演化的深入討論。

1 三江北段區(qū)域地質(zhì)簡況

我國青海省南部、四川省西部、云南省西部、西藏自治區(qū)東部之間的橫斷山脈地區(qū)三江并流,自西向東依次發(fā)育怒江、瀾滄江、金沙江,被稱為西南三江地區(qū)。在構造上,該區(qū)域?qū)儆谔靥崴箻嬙煊驏|段,因而被稱為三江特提斯構造域(莫宣學等,1993)。本文關注的松潘-甘孜褶皺帶和義敦地體位于三江特提斯構造域北段,二者以甘孜-理塘縫合帶為界(圖1)。義敦地體向西以金沙江縫合帶為界與北羌塘地體相連,松潘-甘孜褶皺帶向北以阿尼瑪卿縫合帶為界與東昆侖造山帶相連,向東以龍門山斷裂帶為界與揚子板塊相接(潘桂棠等,2009,2016;Pan et al.,2012)。

圖1 青藏高原東部義敦地體和松潘-甘孜褶皺帶地質(zhì)簡圖(改自王立全等,2013)圖中數(shù)字編號為四條橫跨義敦地體的晚三疊世巖漿巖大剖面Fig.1 Simplified geological map of Yidun Terrane and Songpan-Garze fold belt in eastern Tibetan Plateau(modified from Wang et al.,2013)

松潘-甘孜褶皺帶(Roger and Calassou,1997),也稱松潘-甘孜造山帶(許志琴等,1992)、可可西里-松潘前陸盆地(Pan et al.,2012)、松潘甘孜增生造山楔(de Sigoyer et al.,2014)或松潘-甘孜地體(夏磊等,2017),自東向西橫亙于青藏高原北部。其顯著的特征是廣泛出露三疊系復理石地層,最厚達10～15 km(Nie et al.,1994)。這套復理石地層遭受了強烈地褶皺變形(許志琴等,1992;Dirks et al.,1994;Harrowfield and Wilson,2005),卷入變形的最年輕地層為上三疊統(tǒng)雅江組,其上被更年輕且弱變形并且夾煤層的八寶山組火山巖地層角度不整合覆蓋(四川省地質(zhì)礦產(chǎn)局,1991;Meng et al.,2005;鄧賓等,2013)。

義敦地體大致呈南北向位于松潘-甘孜褶皺帶西側(圖1),通常稱為義敦島弧(莫宣學等,1993;侯增謙等,2003)。但因其整體并不是洋殼型基底而是陸殼型基底(侯增謙等,2003),所以稱之為義敦地體或義敦巖漿弧可能更為合適。根據(jù)地層差異,義敦地體可以劃分為東、西兩部分。西部出露變質(zhì)的古生界碳酸巖、碎屑巖和夾在其中的鎂鐵質(zhì)火山巖(四川省地質(zhì)礦產(chǎn)局,1991),被稱為中咱地體。東部主體出露的是三疊系夾火山巖的復理石地層,在其最南端的穹隆中還出露有古生界地層和新元古代雜巖。東部三疊系地層的中、下統(tǒng)為不含火山巖的頁巖和砂巖夾一些灰?guī)r,往上被上三疊統(tǒng)地層角度不整合覆蓋(Burchfiel and Chen,2012)。上三疊統(tǒng)底部以一套玄武質(zhì)火山巖開始,往上巖性組合依次變化為灰?guī)r夾玄武質(zhì)火山巖,砂巖和頁巖,中、酸性火山巖與砂巖和頁巖互層夾少量灰?guī)r,最上部過渡為非海相的含煤地層。

甘孜-理塘縫合帶和金沙江縫合帶均被認為是代表了閉合的古特提斯洋分支洋盆(莫宣學等,1993;Deng et al.,2014)。甘孜-理塘縫合帶呈弧形彎曲狀位于義敦地體東側,向北在玉樹一帶匯入金沙江縫合帶,向南延伸至木里一帶。金沙江縫合帶位于義敦地體西側,呈近南北走向,往北逐漸呈東西走向跨越了整個青藏高原北部,向南與哀牢山縫合帶相連(Pan et al.,2012)。兩條縫合帶均出露由超鎂鐵質(zhì)和鎂鐵質(zhì)巖漿巖以及相伴的灰?guī)r和放射蟲硅質(zhì)巖等海相沉積巖組成的蛇綠混雜巖(劉寶田等,1983;莫宣學等,1993;孫曉猛等;1997)。

2 三江北段晚三疊世巖漿作用

2.1 松潘-甘孜褶皺帶

松潘-甘孜褶皺帶廣泛發(fā)育晚三疊世侵入巖。與火山巖零星出露,并且分布于該帶東北部不同,侵入巖廣泛出露,但主要分布于松潘-甘孜褶皺帶的東部,往西巖體數(shù)量變少,規(guī)模變小。這些中生代巖體多呈巖株形式產(chǎn)出,部分巖體出露面積大于100平方千米,呈巖基形式產(chǎn)出,如松潘-甘孜褶皺帶東北部的羊拱巖基和年寶玉則巖基(Zhang et al.,2006,2007)和松潘-甘孜褶皺帶東南部九龍地區(qū)的日魯庫巖基(Zhan et al.,2020)。侵入巖以中、酸性花崗巖類為主,少量為基性的侵入巖,火山巖主要為安山巖和英安巖類。目前報道的鋯石U-Pb年代學顯示,這些巖漿巖的年齡從約228 Ma變化到190 Ma,主要發(fā)生在約210 Ma(圖2)(Zhan et al.,2018),其中火山巖的鋯石U-Pb年齡為大約227～205 Ma。

圖2 義敦地體和松潘-甘孜褶皺帶晚三疊世巖漿巖鋯石U-Pb年齡核密度圖(年齡數(shù)據(jù)Zhan et al.,2018,2021)Fig.2 Kernel density estimates of zircon U-Pb ages of Late Triassic magmatic rocks in the Yidun Terrane and Songpan-Garze fold belt(Age data from Zhan et al.,2018,2021)

這些晚三疊世巖漿巖主體屬于鈣堿性系列,部分巖體呈現(xiàn)出堿性或堿性到亞堿性過渡特征(圖3a,b)。其中,鈣堿性系列主要為高鉀鈣堿性系列,少量為中鉀鈣堿性系列(圖3c)。堿性系列和堿性與亞堿性系列過渡的代表性巖體為桑日麻正長巖(Cai et al.,2009)以及牛心溝正長巖(Yuan et al.,2010)。鈣堿性系列的巖漿巖大多數(shù)為含有角閃石的I型花崗巖類(Roger et al.,2004;Zhang et al.,2006;Xiao et al.,2007;趙永久,2007;Cai et al.,2009;Yuan et al.,2010;袁靜等,2011;鄢圣武等,2015;Chen et al.,2017b;Deschamps et al.,2017;Zhan et al.,2020),是松潘-甘孜褶皺帶巖漿巖的主體類型,普遍發(fā)育鎂鐵質(zhì)包體。部分鈣堿性巖體不含角閃石,如可爾因二云母花崗巖,具有過鋁質(zhì)特征(圖3d),被認為是S型花崗巖類(時章亮等,2009;Deschamps et al.,2017)。此外,松潘-甘孜褶皺帶北部的年寶玉則巖體被認為是A型花崗巖(Zhang et al.,2007)。晚三疊世的巖漿活動伴隨發(fā)育偉晶巖型鋰礦床,如甲基卡偉晶巖型鋰礦床(付小方等,2017;許志琴等,2018;Xu et al.,2020)。

圖3 松潘-甘孜褶皺帶晚三疊世巖漿巖地球化學特征Fig.3 Geochemical plots of Late Triassic magmatic rocks in the Songpan-Garze fold belt

2.2 義敦地體

義敦地體最顯著的特征是發(fā)育兩期中生代巖漿作用(侯增謙等,2003)。一期為晚三疊世(大約236～200 Ma,Liu et al,2006;Reid et al.,2007;Wang et al.,2011,2013,Leng et al.,2012,2014;He et al.,2013;Peng et al.,2014;Wu et al.,2016,2017;Zhan et al.,2021),一期為晚白堊世(大約106～75 Ma,Reid et al.,2007;吳濤等,2014;Wang et al.,2014;Fei et al.,2015;Cao et al.,2016;Yang et al.,2016;王楠等,2017;Gong et al.,2017),另有極少量晚侏羅世(約152 Ma)巖漿巖出露(Wu et al.,2014)。晚三疊世巖漿作用在義敦地體最為強烈,包括火山巖和侵入巖。其中火山巖產(chǎn)于復理石地層中,廣泛分布于整個義敦地體,而侵入巖主要集中于義敦地體東部,并且主體呈大型巖基出露,如沙魯里-東措巖基和省母巖基(圖1)。火山巖包括玄武巖、安山巖、英安巖和流紋巖(莫宣學等,1993;侯增謙等,2003;Wang et al.,2011,2013;Leng et al.,2014;Chen et al.,2017a)。侵入巖主要為花崗巖類,少量為中性和鎂鐵質(zhì)巖漿巖(侯增謙等,2003;Liu et al,2006;Wu et al.,2016;Zhan et al.,2021)。報道的鋯石U-Pb年齡顯示晚三疊世巖漿巖的年齡從約236 Ma變化到約200 Ma(Zhan et al.,2021),主要發(fā)生在約216 Ma(圖2),其中火山活動的年齡為230～216 Ma。

在義敦地體晚三疊世巖漿巖中,北部的呷村玄武巖(Wang et al.,2013)和南部的下小柳玄武巖(Chen et al.,2017a)為拉斑系列,最南端的甭哥正長巖(曹殿華等,2007;姜麗莉等,2015)屬于堿性系列,其它侵入巖和火山巖均屬于鈣堿性系列(圖4a,b)。鈣堿性系列多數(shù)為中鉀和高鉀鈣堿性巖石(圖4d)。大多數(shù)侵入巖為含有角閃石的I型花崗巖類,而義敦北部阿吉森多二云母花崗巖具有強過鋁質(zhì)特征(圖4d),被認為是S型花崗巖(Wu et al.,2017)。此外,呷村地區(qū)的流紋巖(Wang et al.,2013)同樣具有強過鋁質(zhì)特征(圖4d),但這可能與其高分異性質(zhì)(分異指數(shù)為93～94)有關。I型花崗巖類中多發(fā)育大量的鎂鐵質(zhì)包體或者在巖體中局部見到鎂鐵質(zhì)巖漿巖與酸性巖漿巖機械混雜的現(xiàn)象。伴隨著該期巖漿作用,義敦地體還發(fā)育諸多礦床,如義敦北部的呷村塊狀硫化物礦床和義敦南部的普朗斑巖型礦床(侯增謙等,2003;2004;潘桂棠,2003;Li et al.,2014;Cao et al.,2019)。

圖4 義敦地體晚三疊世巖漿巖地球化學特征Fig.4 Geochemical plots of Late Triassic magmatic rocks in the Yidun Terrane

3 三江北段晚三疊世巖漿成因和構造背景的不同觀點

目前對于松潘-甘孜褶皺帶和義敦地體的晚三疊世巖漿成因和構造背景,還存在不同認識。例如,對松潘-甘孜褶皺帶晚三疊世巖漿巖形成的構造背景,就有俯沖環(huán)境和碰撞-碰撞后環(huán)境兩種端元模型解釋。在碰撞-碰撞后模型中,Roger et al.(2004)認為這些巖漿巖形成于松潘-甘孜褶皺帶增厚的沉積蓋層和揚子型基底的部分熔融。后續(xù)的研究發(fā)現(xiàn)部分巖漿巖具有埃達克質(zhì)巖的高Sr/Y特征,結合同期A型花崗巖的發(fā)育,提出了增厚下地殼拆沉作用模型。這種模型認為埃達克質(zhì)巖起源于(拆沉)增厚基性下地殼的部分熔融(Zhang et al.,2006,2007;Xiao et al.,2007),得到了后續(xù)研究的廣泛引用(Cai et al.,2009;時章亮等,2009;Cai et al.,2010;萬傳輝等,2011;袁靜等,2011)。Yuan et al.(2010)基于牛心溝和太陽河巖體高Ba、Sr特征以及猛古巖體的埃達克質(zhì)巖特征,提出的成因解釋為:在巖石圈撓曲過程中,增厚下地殼和巖石圈地幔發(fā)生部分熔融,并伴隨有軟流圈物質(zhì)的貢獻。在俯沖背景模型中,Pullen et al.(2008)和Zhang et al.(2014)認為埃達克質(zhì)巖起源于沿著昆侖造山帶南邊北向俯沖的古特提斯洋殼在后撤過程中的部分熔融,其它I型花崗巖類起源于裂解的弧基底的部分熔融,松潘-甘孜地區(qū)類似于弧后盆地。de Sigoyer et al.(2014)認為松潘-甘孜褶皺帶為洋殼基底,發(fā)育南北雙向俯沖,認為巖漿形成于洋盆閉合晚期階段的板片回轉,伴隨著俯沖板片在與揚子板塊連接處的撕裂。同時認為鈣堿性I型花崗巖類起源于富集巖石圈地幔和揚子型基底混合源區(qū)的部分熔融和后續(xù)演化;堿性巖石起源于軟流圈地幔與富集巖石圈地?；旌显磪^(qū)的部分熔融;S型花崗巖類起源于松潘-甘孜褶皺帶沉積物的部分熔融。Deschamps et al.(2017)認為松潘-甘孜褶皺帶南緣存在(甘孜-理塘或金沙江)古特提洋的北向俯沖作用。在這種構造背景下,高Ba、Sr的巖漿巖(太陽河巖體)起源于富集地幔楔的部分熔融,并發(fā)生了結晶分異作用,發(fā)育堆晶成因的角閃輝長巖,而S型花崗巖(可爾因巖體)起源于松潘-甘孜褶皺帶沉積物的部分熔融。

盡管義敦地體晚三疊世巖漿活動的主體通常被認為與甘孜-理塘洋西向俯沖有關(侯增謙和莫宣學,1991;莫宣學等,1993;Mo et al.,1994;侯增謙等,2003;Wang et al.,2011,2013;Leng et al.,2012,2014;Wu et al.,2016,2017),但也有一些研究認為是晚三疊世碰撞-碰撞后巖漿巖。例如,侯增謙等(2001,2003)根據(jù)早期的K-Ar、Ar-Ar和Rb-Sr等同位素年齡,將義敦地體晚三疊世巖漿作用以大約208～206 Ma為界劃分為俯沖階段和同碰撞階段。Liu et al.(2006)根據(jù)馬熊溝巖體和東措巖基的地球化學特征,認為二者起源于地殼巖石的部分熔融,屬于同碰撞-碰撞后巖漿巖。隨著大量鋯石U-Pb定年數(shù)據(jù)的積累,Wu et al.(2016)認為216 Ma的巖漿峰期與俯沖板片的斷離有關,由此提出俯沖作用結束于216 Ma之前。Peng et al.(2014)基于甘孜-理塘縫合帶東側的松潘-甘孜褶皺帶發(fā)育與義敦地體近同期的晚三疊世巖漿巖,其中還包括A型花崗巖(Zhang et al.,2007),認為義敦地體晚三疊世巖漿活動與俯沖無關,而是形成于造山后垮塌背景。由于義敦地體晚三疊世花崗巖類多具有富集的全巖Sr、Nd同位素組成和鋯石Hf同位素組成,主流觀點認為這些巖漿巖起源于古老地殼物質(zhì)的部分熔融,地幔物質(zhì)貢獻很少(Liu et al,2006;Reid et al.,2007;He et al.,2013;Peng et al.,2014;Wu et al.,2017),也有觀點認為起源于地幔巖漿與地殼巖漿之間的大規(guī)?；旌?侯增謙等,2001)。

4 幾個相關科學問題的討論

4.1 甘孜-理塘洋的屬性和閉合時間

迄今對甘孜-理塘洋的屬性還存在不同認識。一種觀點認為甘孜-理塘洋是由揚子陸塊的陸緣裂谷擴張形成(劉寶田等,1983;莫宣學等,1993),洋盆寬度大約為450 km(莫宣學等,1993)。另一種觀點認為甘孜-理塘洋是西側金沙江洋東向俯沖背景下形成的弧后盆地(侯立瑋等,1983;Roger et al.,2010;潘桂棠等,2020)。本文收集了前人報道的甘孜-理塘縫合帶內(nèi)蛇綠混雜巖中超鎂鐵質(zhì)-鎂鐵質(zhì)巖漿巖成分數(shù)據(jù),發(fā)現(xiàn)幾乎所有的玄武質(zhì)巖石都位于洋殼巖石成分范圍之外,而與俯沖環(huán)境的巖石成分范圍類似(圖5a)。需要指出的是,甘孜附近出露的蛇綠巖中約292 Ma的基性巖被認為具有N-MORB的特征,并且被認為產(chǎn)于擴張的洋中脊(閆全人等,2005),但這些基性巖和伴隨的超基性巖均具有一定程度的Nb、Ta負異常(圖5b),這指示這些蛇綠混雜巖中的巖漿巖更可能形成于俯沖環(huán)境。所以甘孜-理塘洋可能是一個弧后盆地,這些蛇綠混雜巖可能屬于SSZ型蛇綠巖(潘桂棠等,2020)。

圖5 甘孜-理塘蛇綠混雜巖中鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)巖石地球化學特征Fig.5 Geochemical plots of mafic and ultramafic rocks in the Garze-Litang ophiolitic complex

甘孜-理塘洋的閉合時限同樣存在爭議,早期的構造演化模型均認為其閉合于晚三疊世(侯立瑋等,1983;莫宣學等,1993)。對于具體的閉合時間,如果義敦地體大于208～206 Ma和小于208～206 Ma的巖漿活動分別形成于俯沖階段和同碰撞階段(侯增謙等,2001,2003),那么意味著甘孜-理塘洋盆閉合于208～206 Ma。如果西向俯沖的甘孜-理塘洋板片在大約216 Ma發(fā)生斷離,那么意味著甘孜-理塘洋閉合于216 Ma之前(Wu et al.,2016)。另外一種觀點認為,義敦地體晚三疊世巖漿活動與俯沖無關,而是形成于造山后垮塌背景,認為甘孜-理塘洋于中三疊世前閉合(Peng et al.,2014)。這一觀點得了碎屑鋯石研究結果的支持。一些研究根據(jù)義敦地體中、上三疊統(tǒng)復理石和松潘-甘孜褶皺帶東南部的中、上三疊統(tǒng)地層具有一致的碎屑鋯石年齡頻譜,認為二者在接受沉積時,已經(jīng)拼合在一起,從而提出甘孜-理塘洋在中三疊世之前已經(jīng)閉合(Jian et al.,2019)。筆者所在研究小組在呈巖株侵位于甘孜-理塘縫合帶內(nèi)部的花崗巖中,獲得了最老大約217 Ma的LA-ICPMS鋯石UPb年齡(朱弟成等,未發(fā)表數(shù)據(jù))。所以筆者也傾向于認為,甘孜-理塘洋至少在義敦地體峰期巖漿活動之前已經(jīng)閉合,義敦地體晚三疊世巖漿活動主要形成于碰撞后背景。

4.2 金沙江洋的屬性和閉合時間

雖然對金沙江洋是由裂谷擴張形成還是作為弧后盆地打開以及洋盆規(guī)模均存在爭議(莫宣學等,1993;孫曉猛等,1997;王冬兵等,2012;王保弟等,2021),但學術界的基本共識是金沙江洋經(jīng)歷了洋脊擴張、大洋俯沖和洋盆關閉等較為完整的威爾遜旋回過程(莫宣學等,1993;孫曉猛等,1997;王冬兵等,2012)。這是因為金沙江縫合帶蛇綠混雜巖中發(fā)育具虧損同位素組成但卻不具有Nb、Ta負異常的E-MORB型玄武巖(Xu and Castillo,2004)和中三疊世(244～240 Ma)榴輝巖(Tang et al.,2020)。金沙江洋閉合的時限基本不存在爭議,早期的研究大致限定在二疊紀末期—三疊紀早期(莫宣學等,1993),最晚不晚于中三疊世末期(孫曉猛等,1997)。后來的研究根據(jù)對金沙江縫合帶內(nèi)和縫合帶西側江達-維西巖漿弧同碰撞和碰撞后巖漿巖的定年結果,將金沙江洋閉合的時限限定在大約247～240 Ma(Reid et al.,2007;Zi et al.,2013)。最近報道的金沙江縫合帶內(nèi)榴輝巖的年齡為244～240 Ma,部分呈捕擄體產(chǎn)于226 Ma的二長花崗巖內(nèi)(Tang et al.,2020),同樣表明金沙江洋的閉合時間不晚于中三疊世早期。

4.3 同位素空間變化趨勢與金沙江洋的東向俯沖

學術界對金沙江洋的俯沖極性還存在不同看法。多數(shù)觀點用金沙江洋西向俯沖來解釋其西側江達-維西巖漿弧的形成(莫宣學等,1993;潘桂棠等,2001;孫曉猛和簡平,2004;高睿等,2010;閆國川等,2018)。但是也有部分學者認為金沙江洋存在東向俯沖。例如,早期一些研究者描述了金沙江東側得榮附近的兩種混雜巖,發(fā)現(xiàn)靠近金沙江一側為蛇綠混雜巖,遠離金沙江一側為泥礫混雜巖,結合世界上其它地區(qū)出露的兩類混雜巖,認為該地區(qū)的蛇綠混雜巖位于俯沖板塊一側,而泥礫混雜巖位于仰沖板塊一側,因此金沙江洋發(fā)生了向東俯沖(張之孟和金蒙,1979)。隨后對金沙江東側得榮—鄉(xiāng)城一帶的火山巖研究表明,西側以拉斑系列為主,東側以鈣堿性系列為主,結合火山巖的其它地球化學特征(如平均K2O含量自西側向東側增加),認為西側為俯沖板塊,而東側為仰沖板塊,意即金沙江洋發(fā)生了向東俯沖(張之孟等,1981)。再后來,橫跨義敦地體的構造剖面研究發(fā)現(xiàn),義敦地體西部發(fā)育向東傾斜的早三疊世變形,可能反映了金沙江洋的東向俯沖(Reid et al.,2005)。

筆者所在研究小組通過橫切義敦地體的四條晚三疊世巖漿巖剖面發(fā)現(xiàn),這些晚三疊世巖漿巖的全巖Sr、Nd同位素和鋯石Hf同位素顯示由西向東逐漸變富集的特征(圖6)(Zhan et al.,2021)。詳細的地球化學分析表明,這種同位素空間變化趨勢很可能受控于東西向地幔源區(qū)的差異,即源區(qū)由不同比例的虧損的軟流圈地幔物質(zhì)與富集的巖石圈物質(zhì)組成,西部虧損的軟流圈地幔貢獻多,而向東富集的巖石圈地幔貢獻更多。因此,這種同位素空間變化趨勢刻畫了一個西薄東厚的楔形巖石圈地幔結構(圖7)。這種獨特的同位素空間變化趨勢在地球上其它造山帶同樣存在,而且都表現(xiàn)出全巖Sr、Nd同位素和鋯石Hf同位素自俯沖帶一側向遠離俯沖帶一側越來越富集的特征(Zhu et al.,2011;Chapman et al.,2017)。這種對比表明,義敦地體晚三疊世楔形的巖石圈地幔結構可能受控于其西側金沙江洋曾經(jīng)發(fā)生過的東向俯沖作用。需要指出的是,這些跨越義敦地體的巖漿巖剖面,無法限定金沙江洋是否存在西向俯沖作用。如果金沙江洋西向和東向俯沖作用均存在,則表明金沙江洋可能發(fā)育雙向俯沖作用(Roger et al.,2010)。

圖6 橫跨義敦地體四條晚三疊世巖漿巖剖面(T1-T4)的同位素組成與到金沙江縫合帶距離的變化關系(Zhan et al.,2021)a—全巖Nd同位素;b—鋯石Hf同位素;c—全巖Sr同位素。四條橫跨義敦地體的巖漿巖剖面位置見圖1中虛線:1—香格里拉-省母剖面;2—鄉(xiāng)城-東措剖面;3—呷村-沙魯里剖面;4—肅錯瑪-加多措剖面。Fig.6 Whole-rock Nd and Sr isotopes,and in situ zircon Hf isotopes of Late Triassic igneous rocks along four transects(T1 to T4)across the Yidun Terrane plotted against distance to the Jinshajiang suture zone

圖7 義敦地體三疊紀深部巖石圈結構和動力學背景示意圖(Zhan et al.,2021)(a)金沙江洋的東向俯沖導致義敦地體楔形巖石圈地幔的形成,并發(fā)育俯沖有關的巖漿作用;(b)金沙江洋閉合形成金沙江縫合帶,義敦地體楔形的巖石圈地幔結構大致保留并且成為碰撞-后碰撞巖漿巖的主要源區(qū)。地幔源區(qū)中巖石圈地幔和軟流圈地幔不同的貢獻,形成了特征的巖漿巖同位素成分的空間變化趨勢(帶箭頭的虛線和實線)Fig.7 Schematic diagram showing the lithospheric architecture and geodynamic background of Yidun Terrane during the Triassic(after Zhan et al.,2021)

4.4 碰撞后巖漿作用與地殼生長

目前已有證據(jù)表明,甘孜-理塘洋可能閉合于松潘-甘孜褶皺帶和義敦地體內(nèi)晚三疊世巖漿活動之前。同時,可能發(fā)育東向俯沖的金沙江洋也在晚三疊世之前已經(jīng)閉合。因此,松潘-甘孜褶皺帶和義敦地體的晚三疊世巖漿活動,均屬于碰撞后階段的巖漿活動。考慮到義敦地體部分217～215 Ma巖漿巖中存在一定數(shù)量的253～248 Ma鋯石(Peng et al.,2014),筆者傾向性地認為形成于金沙江洋東向俯沖階段的巖漿巖,既可能被剝蝕了,也可能隱藏于義敦地體深部(Zhan et al.,2021)。另外,部分俯沖有關的巖漿巖還有可能殘留在金沙江縫合帶內(nèi),例如白馬雪山地區(qū)283 Ma的輝長巖、玄武質(zhì)和安山質(zhì)熔巖被認為是殘留的弧巖漿巖,雖然這些巖漿巖被解釋為金沙江洋西向俯沖的產(chǎn)物(Hu et al.,2019)。實際上,義敦地體的這種地質(zhì)情況,與英國加里東造山帶十分相似。英國加里東造山帶廣泛發(fā)育碰撞-后碰撞階段巖漿巖,俯沖階段巖漿巖出露很少(Miles et al.,2016),零星保存于縫合帶中或隱伏于地殼深部(Cooper et al.,2011;Badenszki et al.,2019)。

另一個值得關注的問題是,義敦地體和松潘-甘孜褶皺帶大規(guī)模晚三疊世花崗巖類是否存在幔源物質(zhì)的貢獻,從而反映地殼凈生長。這是因為義敦地體晚三疊世花崗巖類多數(shù)具有富集的同位素特征,通常被解釋為代表了古老地殼物質(zhì)的部分熔融,而幔源物質(zhì)貢獻很少,地殼凈生長有限。但是,這些已有研究忽視了這些花崗巖體(基)中發(fā)育的鎂鐵質(zhì)包體或者在巖體中見到鎂鐵質(zhì)巖漿巖與酸性巖漿巖機械混雜的現(xiàn)象。盡管部分研究認為包體的發(fā)育反映了巖漿混合(Wu et al.,2020),但是并未明確是否是起源于幔源和殼源兩種截然不同源區(qū)的巖漿之間的混合,還是同源巖漿不同演化程度的產(chǎn)物之間的混合。筆者最近通過系統(tǒng)收集前人報道的義敦地體晚三疊世巖漿巖數(shù)據(jù),并結合自己新的數(shù)據(jù),發(fā)現(xiàn)主要巖體或巖基的花崗巖類與時空上緊密相關的鎂鐵質(zhì)巖漿巖具有相似的同位素組成,并且在全巖成分上具有演化的關系,特別是全巖Zr和P2O5含量隨著SiO2變化呈現(xiàn)出折線的趨勢(圖8),這些都表明幔源鎂鐵質(zhì)巖漿的結晶分異在花崗巖類形成過程中發(fā)揮了重要作用(Zhan et al.,2021)。因此,義敦地體大規(guī)模晚三疊世花崗巖類的發(fā)育對地殼凈生長具有貢獻。

圖8 義敦地體主要巖體和巖基全巖P2 O5和Zr vs.SiO2散點圖(Zhan et al.,2021)Fig.8 Whole-rock P2 O5 and Zr versus SiO2 contents of main plutons and batholiths in Yidun Terrane(after Zhan et al.,2021)

與義敦地體類似,松潘-甘孜褶皺帶晚三疊世的花崗巖類多具有富集的同位素特征,傳統(tǒng)觀點也認為是由地殼巖石部分熔融而來。但大量鎂鐵質(zhì)包體的發(fā)育或在巖體中出現(xiàn)的鎂鐵質(zhì)巖漿巖與酸性巖漿巖機械混雜的現(xiàn)象同樣表明,幔源巖漿的貢獻不能忽略。但由于目前缺乏單個巖基或巖體基性到酸性成分連續(xù)的數(shù)據(jù),難以限定幔源巖漿結晶分異的影響。不過部分研究識別出了堆晶的角閃輝長巖,表明幔源巖漿的結晶分異對花崗巖類的形成發(fā)揮了重要作用(Deschamps et al.,2017)。

4.5 晚三疊世碰撞造山與地殼增厚

三疊紀時期,三江北段發(fā)生了一系列重要地質(zhì)事件,包括金沙江洋在晚二疊世和早三疊世閉合,甘孜-理塘洋在中三疊世前閉合,導致羌塘地體、義敦地體、松潘-甘孜之間以及松潘-甘孜褶皺帶與北部東昆侖造山帶的碰撞和松潘-甘孜褶皺帶向揚子板塊的逆沖等,這些不同地體之間的碰撞構成了規(guī)模宏大的印支碰撞造山作用的一部分(許志琴等,2012)。這些碰撞導致地殼褶皺變形與縮短(許志琴等,1992;Harrowfield and Wilson,2005;Yan et al.,2011),引起地殼增厚。已有大量的構造、變質(zhì)和巖漿作用研究結果均支持晚三疊世時這些地區(qū)發(fā)生了明顯的地殼增厚(許志琴等,1992;Chen et al.,1995;Zhang et al.,2007;Weller et al.,2013;Li et al.,2014)。

筆者研究小組收集了松潘-甘孜褶皺帶已有晚三疊世中酸性巖漿巖數(shù)據(jù)(包括49件鋯石U-Pb年齡以及335件全巖主量元素和微量元素數(shù)據(jù)),定量重建了該時期的地殼厚度。結果顯示松潘-甘孜褶皺帶東側靠近現(xiàn)今龍門山一帶在220～190 Ma之間的平均地殼厚度約為55 km,往北西地殼厚度變薄,為36～45 km(圖9)(Zhan et al.,2018)。在此基礎上,根據(jù)地殼均衡理論估算了當時的古海拔,結果顯示晚三疊世松潘-甘孜褶皺帶東部邊界(即靠近現(xiàn)今龍門山一帶)平均海拔大約為2600 m,往西海拔較低,不足1000 m,部分處于海平面之下。

圖9 青藏高原東部松潘-甘孜褶皺帶晚三疊世—早侏羅世地殼厚度計算結果和地殼厚度等值線圖(Zhan et al.,2018)Fig.9 Crustal thickness of the eastern Tibetan Plateau during the Late Triassic to Early Jurassic

4 主要認識

(1)金沙江洋的形成和演化經(jīng)歷了完整的威爾遜旋回,可能經(jīng)歷了向西和向東的雙向俯沖,閉合時間為晚二疊世末—早三疊世初,甘孜-理塘洋可能是金沙江洋東向俯沖背景下形成的弧后盆地,在中三疊世就已經(jīng)閉合。

(2)松潘-甘孜褶皺帶和義敦地體晚三疊世巖漿巖均為碰撞后階段的巖漿作用產(chǎn)物,可能分別與巖石圈拆沉和東向俯沖的金沙江洋的俯沖板片斷離有關。這些晚三疊世巖漿巖記錄了地幔物質(zhì)的貢獻,其中的中酸性巖石可能主要通過幔源鎂鐵質(zhì)巖漿的結晶分異作用形成,代表了地殼的凈生長。

(3)晚三疊世洋盆閉合后,不同地體之間的碰撞導致了明顯的造山作用,表現(xiàn)為具有空間差異性的地殼增厚和山脈隆升。

本文完成之時,適逢恩師潘桂棠先生八十壽辰。潘先生是本文第一作者的博士生導師。2000年,筆者有幸加入潘老師門下,成為潘老師弟子并攻讀構造地質(zhì)學專業(yè)博士學位,從此開啟了筆者二十余年的青藏高原巖漿作用與特提斯演化研究之路。二十多年來,從青藏高原南部的特提斯喜馬拉雅到拉薩地體,再到青藏高原中部的羌塘地體,最后到青藏高原東部三江地區(qū),一步步艱辛,一步步探索,每一步都留下了潘老師對筆者和筆者的學生毫無保留的傳授與一筆一劃的指導(附圖)!這些彌足珍貴的經(jīng)歷,不但深深地影響著筆者,也深深地影響著筆者的學生,成為我們一生的財富!潘老師讓我們學會了“情系高原”——時時刻刻都心心念念高原地質(zhì)事業(yè),為地質(zhì)后輩樹立了熱愛所學專業(yè)的光輝典范;潘老師讓我們更快捷地“認識高原”——五十多年投身于高原地質(zhì)研究實踐,主導編制的青藏高原地質(zhì)系列圖件影響了一代又一代的高原地質(zhì)工作者;潘老師幫我們更深刻地“理解高原”——基于長期野外實踐和理論思考提出的“多島弧盆系洋陸轉換構造觀”豐富和發(fā)展了板塊構造理論。在慶賀潘老師八十華誕之際,衷心感謝潘老師在為人、處事、治學等方面給筆者和筆者的學生樹立的崇高榜樣!感恩于心,言未能盡!祝愿潘老師健康長壽!

附圖 2014年9月潘桂棠先生指導筆者和筆者學生在三江北段考察