馬安林,胡修棉

(1.成都理工大學(xué)沉積地質(zhì)研究院,四川 成都 610059;2.南京大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院,江蘇 南京 210023)

蛇綠巖是大洋巖石圈的殘片。大洋巖石圈包括洋殼和巖石圈地幔,主要由鐵鎂質(zhì)巖石構(gòu)成,完整的巖石序列從底部到頂部包括地幔橄欖巖、堆晶橄欖巖、堆晶輝長巖、均質(zhì)輝長巖、席狀巖墻群、枕狀熔巖等。大洋巖石圈大多沿著海溝俯沖消減,只有少數(shù)可以最終逆沖到比它輕的大陸殼之上。大洋巖石圈逆沖至陸殼之上即為蛇綠巖仰沖,或稱之為蛇綠巖就位(Coleman,1971;Dewey and Bird,1971;Dewey,1976;Wakabayashi and Dilek,2003)。

蛇綠巖仰沖是大洋巖石圈消減的重要方式之一,對仰沖過程的研究對于揭示大洋關(guān)閉過程及其動力學(xué)機制具有重要意義。

蛇綠巖仰沖可以追溯到大洋初始俯沖階段。大洋巖石圈板塊沿著其內(nèi)部的薄弱帶發(fā)生巖石圈尺度的逆沖,這一過程在事實上產(chǎn)生了上盤和下盤巖石圈,因此意味著初始俯沖。此時,上盤大洋巖石圈的高溫地幔逆沖至下盤冷的大洋表層物質(zhì)之上,導(dǎo)致下盤巖漿巖和沉積巖變質(zhì)形成變質(zhì)底板(或稱變質(zhì)暈,metamorphic sole或aureole;Spray,1984;Wakabayashi and Dilek,2003;Agard et al.,2020)。變質(zhì)底板的厚度通常較小,多小于500 m(Guilmette et al.,2018),在后期會“焊接”到上盤大洋巖石圈的底部,并隨其仰沖(Dewey and Casey,2011;van Hinsbergen et al.,2015)。因此,變質(zhì)底板的頂部,即靠近蛇綠巖位置,是高溫變質(zhì)作用形成的巖石,如麻粒巖和斜長角閃巖,變質(zhì)溫度為850～900℃,壓強為10～15 kbar,相當(dāng)于洋底之下30～45 km的深度;而變質(zhì)底板底部,即遠(yuǎn)離蛇綠巖處,則為低溫條件下的變質(zhì)巖,如綠片巖(600℃,～5 kbar)(Hacker and Gnos,1997;Morris et al.,2017;Agard et al.,2020)。通過對變質(zhì)底板的溫壓歷史研究以及定年,可以探討初始俯沖過程(Morris et al.,2017;Guilmette et al.,2018;Stern and Gerya,2018)。

隨后,如果在海溝位置以陸源的硅鋁質(zhì)碎屑為主的增生楔不斷生長,上盤大洋巖石圈就可能逆沖到增生楔之上并露出地表,這種仰沖類型為增生底墊型或者科迪勒拉型(圖1);如果俯沖帶下盤一側(cè)的大陸殼進(jìn)入海溝(即碰撞),導(dǎo)致上盤大洋巖石圈逆沖到大陸殼之上,這種仰沖類型為碰撞型或者特提斯型(圖1;Wakabayashi and Dilek,2003;馬沖等,2011);另外,還有學(xué)者提出在洋陸轉(zhuǎn)換邊界大洋巖石圈可直接仰沖,例如洋中脊到達(dá)海溝位置時,熱的難以俯沖的洋殼和海溝相互作用就可能使大洋巖石圈仰沖至增生楔和陸殼之上,這種仰沖類型為洋脊俯沖型(Wakabayashi and Dilek,2003;馬沖等,2011;Boudier and Nicolas,2018)(圖1)。蛇綠巖仰沖到陸殼之上并露出地表后會經(jīng)歷風(fēng)化剝蝕,碎屑物質(zhì)會搬運到沉積盆地之中,因此從地層角度,通過對記錄蛇綠巖碎屑的地層定年可以獲得仰沖時間的上限。

圖1 常見的蛇綠巖仰沖機制示意圖(修改自Wakabayashi and Dilek,2003;馬沖等,2011)Fig.1 Schematic diagrams illustrating common ophiolite obduction mechanism(modified from Wakabayashi and Dilek,2003;Ma et al.,2011)

蛇綠巖為什么仰沖是一個困擾著地質(zhì)學(xué)家的難題,這一難題涉及到蛇綠巖的成因問題。在蛇綠巖研究歷史上具有重大意義的1972年P(guān)enrose會議前后(Anonymous,1972),人們普遍認(rèn)為蛇綠巖代表了曾經(jīng)存在而如今已消失的成熟大洋的巖石圈。然而,之后進(jìn)一步的研究卻揭示出一種最常見的特殊蛇綠巖:SSZ(Supra-subduction zone)型蛇綠巖,其特點包括:(1)具有“弧”巖石的地球化學(xué)特征;(2)具有較窄的結(jié)晶年齡區(qū)間;(3)變質(zhì)底板的變質(zhì)年齡和蛇綠巖結(jié)晶年齡相近;(4)在結(jié)晶之后很快就發(fā)生了仰沖(Casey and Dewey,1984;Pearce et al.,1984;Shervais,2001;Pearce,2003;Stern,2004;Rioux et al.,2016)。據(jù)此,一些學(xué)者提出,SSZ型蛇綠巖大多形成于靠近俯沖帶的上盤擴張洋脊,即弧前小洋盆,在結(jié)晶后不久就在弧陸碰撞時仰沖,而真正具有漫長演化歷史的大洋中脊的蛇綠巖則幾乎不可能發(fā)生仰沖(Stern,2004)。這種觀點雖然廣被接納,但并非唯一答案(Nicolas,1989;Moores et al.,2000),即便是研究程度很高的阿曼蛇綠巖,其成因和仰沖機制依然爭議頗大(Warren et al.,2005;Boudier and Nicolas,2018)。

青藏高原腹地有一條東西長度超過2000 km的班公湖-怒江縫合帶,分割了北部的羌塘地體和南部的拉薩地體(圖2A)。蛇綠巖沿著班怒帶零星分布(圖2A),由于蛇綠巖本身鋯石含量低而難以分選,加之各種定年方法(鋯石U-Pb,全巖或礦物40Ar/39Ar,放射蟲地層學(xué))不統(tǒng)一,蛇綠巖的結(jié)晶時代爭議較大,從晚三疊世至早白堊世的結(jié)晶年齡都有報道(e.g.,Zhang et al.,2014;Wang et al.,2016;王保弟等,2020)。另外,班怒帶蛇綠巖的仰沖時代和機制也有不同認(rèn)識,前人認(rèn)為日土-獅泉河蛇綠巖、東巧蛇綠巖在晚侏羅世—早白堊世經(jīng)歷了拉薩-羌塘碰撞型仰沖(Girardeau et al.,1984;Kapp et al.,2003);改則蛇綠巖在中—晚侏羅世經(jīng)歷了科迪勒拉型仰沖,在侏羅紀(jì)末經(jīng)歷了碰撞型仰沖(Li et al.,2019)。近年來隨著蛇綠巖年代學(xué)工作的廣泛開展,在班怒帶南側(cè)以及在拉薩地體內(nèi)部的“獅泉河-拉果錯-永珠-嘉黎縫合帶”中,均報道了比班怒帶北側(cè)更為年輕的蛇綠巖年齡,表明這些新識別出來的蛇綠巖可能是原地的,而非拉薩-羌塘碰撞后長距離向南仰沖的產(chǎn)物(Fan et al.,2017;Zhong et al.,2017;Tang et al.,2018;Zeng et al.,2018;王保弟等,2020),這對傳統(tǒng)碰撞型仰沖模型帶來了挑戰(zhàn)。

圖2 青藏高原數(shù)字高程圖(A)及東巧地區(qū)的地質(zhì)圖(B)(修改自1∶25萬茲格塘錯幅、班戈幅、安多幅①②④,兩條虛線之間為可能存在的“東卡錯微陸塊”②據(jù)Zeng et al.,2016;李海峰等,2019;蛇綠巖年齡數(shù)據(jù)來源見Ma et al.,2020a)Fig.2 Digital elevation model of the Tibetan Plateau(A)and geological map of the Dongqiao area(B)(modified from the 1∶250,000 scale geological maps of the Zigetangco,Bangoin,and Amdo counties①②④;black dashed lines outline a possible micro-continent called“Dongka Co”②after Zeng et al.,2016;Li et al.,2019;compilation of ophiolite ages can be found in Ma et al.,2020a)

本文基于對班怒帶中段的東巧組的研究進(jìn)展(Ma et al.,2020a),試圖從沉積巖的角度重建東巧蛇綠巖的仰沖過程并探討其成因機制及其在區(qū)域構(gòu)造演化中的意義。

1 地質(zhì)背景

東巧蛇綠巖區(qū)位于班怒帶中部(圖2B),是我國蛇綠巖型鉻鐵礦的產(chǎn)區(qū)之一。研究表明東巧蛇綠巖包括橄欖巖、堆晶巖、巖墻、熔巖等多個巖石組合,發(fā)現(xiàn)了與蛇綠巖伴生的變質(zhì)底板、硅質(zhì)巖等(Girardeau et al.,1984;王希斌等,1987;Zhou et al.,1997)。其中,變質(zhì)底板厚約8 m,頂部為斜長角閃巖,底部為綠片巖(石英云母片巖)(Zhou et al.,1997)。東巧蛇綠巖的結(jié)晶時代為190～181 Ma(夏斌等,2008;黃強太等,2015;Liu et al.,2016;Wang et al.,2016),在地球化學(xué)上具有SSZ型蛇綠巖的特征(Liu et al.,2016;Wang et al.,2016)。

東巧蛇綠巖之上有一套海陸過渡相的地層,厚約120 m左右,最早命名見于文世宣(1979),后也有人稱為茲格塘錯組(Girardeau et al.,1984)。上世紀(jì)70～80年代以來,我國科學(xué)家、中法考察、中英考察的科學(xué)家先后對東巧組進(jìn)行了研究。研究表明東巧組底部為紅色的礫巖和砂巖,具有石英巖、硅質(zhì)巖、超基性巖和鉻鐵礦石等礫石;頂部為灰白色砂巖和灰?guī)r,其中含有的珊瑚、層孔蟲、雙殼、有孔蟲、藻類等指示晚侏羅世—早白堊世的沉積時代(汪明洲和程立人,1980;Girardeau et al.,1984;汪明洲和董得源,1984;Marcoux et al.,1987;王希斌等,1987)。然而,中英考察根據(jù)藻類Cladocoropsis和其他門類化石屬種認(rèn)為東巧組的時代為晚侏羅世,不會晚于Tithonian(Smith and Xu,1988)。21世紀(jì)初,1∶25萬填圖工作對東巧組進(jìn)行了系統(tǒng)的調(diào)查,表明東巧組僅僅分布在茲格塘錯和安多地區(qū)①④(圖2B)。

東巧組沿著走向,向西過渡為沙木羅組和吐卡日組,珊瑚化石指示沙木羅組沉積時代為晚侏羅世③(夏代祥和劉世坤,1997)。據(jù)1∶25萬昂達(dá)爾錯幅研究,沙木羅組為一套淺灰—深灰色粉砂巖,灰黑色粉砂質(zhì)泥巖、深灰色、淺灰色細(xì)砂巖夾生物碎屑灰?guī)r的地層,上未見頂,下未見底,沉積時代為晚侏羅世③。而吐卡日組由1∶25萬昂達(dá)爾錯幅從沙木羅組中厘定出來,是地理位置上介于北部沙木羅組和南部木嘎崗日群之間的一套以碳酸鹽巖為主,夾少量碎屑巖、基性火山巖的巖石地層組合,地質(zhì)時代為晚侏羅世,未見頂?shù)注邸?∶25萬昂達(dá)爾錯幅根據(jù)區(qū)域展布和巖石學(xué)、生物學(xué)特征將吐卡日組暫置于沙木羅組之上③。Ma et al.(2018)鑒于吐卡日組和沙木羅組難以區(qū)分,且上、下層位關(guān)系不明,將上侏羅統(tǒng)碎屑巖和灰?guī)r統(tǒng)稱為沙木羅組,并借助底棲有孔蟲和珊瑚將地層時代約束為晚侏羅世Oxfordian—Kimmeridgian。

在東巧蛇綠巖的北側(cè)和東側(cè),分布晚侏羅世尕蒼見組火山巖和之上的查交瑪組灰?guī)r,前人提出可能代表島弧(許榮科等,2007)。班怒帶內(nèi)部東巧蛇綠巖的兩側(cè)分布木嘎崗日群,由深水碎屑巖和硅質(zhì)碎屑混雜巖構(gòu)成②。除此之外,班怒帶內(nèi)深水地層還有晚三疊世確哈拉群、侏羅紀(jì)希湖群和接奴群,這些地層下伏古生代的地層包括東卡組、達(dá)爾東組、查果羅瑪組、下拉組,主體為灰?guī)r②(圖3)。在東巧蛇綠巖南部的班怒帶內(nèi)有很多蛇綠巖殘塊分布(圖2B)。在江錯北的地區(qū)見中侏羅世約166～160 Ma的中酸性火山巖和花崗巖(Zeng et al.,2016;李小波等,2017;李海峰等,2019;唐躍等,2019;Li et al.,2020)。

圖3 東巧及鄰區(qū)地層格架圖②(部分地層時代及接觸關(guān)系根據(jù)最新研究成果調(diào)整Ma et al.,2017;Lai et al.,2019a,2019b;朱志才等,2020;;Li et al.,2020;Ma et al.,2020a)Fig.3 Stratigraphic charts of Dongqiao and adjacent areas②(depositional contact and age of some formations are updated according to recent studies of Ma et al.,2017,Lai et al.,2019a,2019b,Zhu et al.,2020,Li et al.,2020,Ma et al.,2020a)

2 地層新認(rèn)識

我們自2015年起多次對東巧組開展野外工作,發(fā)現(xiàn)東巧組在茲格塘錯南岸的茲格塘錯剖面出露最好,厚約117 m,地層層序正常,傾向向南(圖4A)。東巧組之下為東巧蛇綠巖,主要由土黃色、灰黑色的含鉻尖晶石橄欖巖構(gòu)成,受到不同程度的蛇紋石化(圖4B)。東巧組和東巧蛇綠巖之間未見明顯的斷層標(biāo)志,屬于年輕地層蓋在老的結(jié)晶巖之上,因此本研究傾向于認(rèn)為是沉積不整合接觸。另外,茲格塘錯剖面地層序列可以和汪明洲等(1980)、Girardeau et al.(1984)給出的剖面對比(圖4C),表明它們應(yīng)屬于同一剖面,而前人的研究同樣表明東巧組沉積不整合在東巧蛇綠巖之上(Girardeau et al.,1984)。沉積環(huán)境為扇三角洲至濱淺海,顯示海侵序列。

茲格塘錯剖面東巧組可以分為上、下兩段(圖4A,圖5)。下段主體由28 m厚的紅色礫巖和砂巖(圖6A,B)互層,以及之上7 m厚的紅色鐵氧化物層(圖7A)與灰色含云母泥質(zhì)粉砂巖(圖7B)、砂巖互層(圖6C)。礫巖為礫石支撐、具有塊狀或水平分層、分選差,其中最大礫石達(dá)到30 cm。前人報道有鉻鐵礦礫石(Girardeau et al.,1984;Leeder et al.,1988),但是本研究對多個礫石的切片鏡下觀察表明礫石幾乎全部由硅質(zhì)組成,可能和后期硅化有關(guān)(圖7C)。紅色砂巖呈塊狀、細(xì)到粗粒,并且主要由碎屑尖晶石構(gòu)成。

圖4 班怒帶茲格塘錯南東巧組剖面A.本研究茲格塘錯剖面野外照片;B.東巧組之下的橄欖巖正交鏡下照片,局部蛇紋石化,采樣位置見圖4A;C.中法考察的實測剖面圖(Girardeau et al.,1984)Fig.4 Cross section through the Dongqiao Formation to the south of the Zigetangco in the Bangongco-Nujiang suture zoneA.field photo of Zigetangco section in this study;B.photomicrograph under cross polarized light shows the peridotite was partially serpentinized,with the sample location in Figure 4A;C.measured section by Sino-French joint research(Girardeau et al.,1984)

圖5 茲格塘錯剖面東巧組實測柱狀圖Fig.5 Measured columnar profile through the Dongqiao Formation in the Zigetangco section

圖7 東巧組巖石鏡下照片A.鐵質(zhì)巖,由不透明鐵氧化物構(gòu)成;B.含云母泥質(zhì)粉砂巖;C.硅質(zhì)的巖石,礫石,含有豐富的重結(jié)晶玉髓;D-E.細(xì)粒含鉻尖晶石混積巖;F.中粒鈣質(zhì)巖屑砂巖;G.中粒鈣質(zhì)巖屑石英砂巖;H-I.細(xì)粒鈣質(zhì)巖屑石英砂巖;Q—石英;Qp—多晶石英;Lvf—長英質(zhì)的火山巖巖屑;Lc—碳酸鹽巖屑;chert—硅質(zhì)巖巖屑;schist—片巖巖屑Fig.7 Photomicrographs of rocks in the Dongqiao Formation

在剖面上部,灰色的砂巖、灰?guī)r和混積巖交互出現(xiàn),共約43 m。最底部的灰色砂巖含分選好的石英礫石(圖6D,E)。生物碎屑在整個剖面上部都很普遍,包括棘皮、珊瑚、有孔蟲、雙殼(圖6K)、腕足和藻類,指示海洋環(huán)境。另外也可見核形石礫屑灰?guī)r層(圖6F)和貝殼層。砂巖呈中薄層互層(圖6G),見平行層理和炭屑(圖6H),兩個層位見珊瑚格架灰?guī)r(圖6I,J)。除了茲格塘錯剖面,東巧組中的灰色砂巖僅在帕日剖面發(fā)現(xiàn)(圖6M),而含珊瑚的灰?guī)r在其他大多地區(qū)普遍存在(圖6L)。

圖6 野外地質(zhì)照片圖片A-K為茲格塘錯剖面,照片在剖面上的位置見圖5。A.底部紅色礫巖和砂巖互層;B.底部紅色礫巖;C.淺色砂巖中出現(xiàn)紅色鐵氧化物構(gòu)成的巖石層;D-E.剖面上段含礫石層,礫石主要為石英;F.核形石灰?guī)r;G.上段薄—中層的砂巖互層,地層較為破碎;H.炭屑;I.靠近剖面頂部的砂巖和灰?guī)r;J.圖6I近照,顯示灰?guī)r中珊瑚聚集;K.砂巖中完整的雙殼化石;L.茲格塘錯南(位于茲格塘錯剖面東約5 km)東巧組蓋在蛇綠巖之上;M.帕日地區(qū),東巧組灰?guī)r和砂巖高度解體,蓋在蛇綠巖之上Fig.6 Field photos

本研究認(rèn)為茲格塘錯剖面沉積環(huán)境由沖積扇到淺海轉(zhuǎn)變,這和前人的解釋基本一致(汪明洲和程立人,1980;Girardeau et al.,1984)。剖面下部紅色的砂礫巖富含鐵氧化物和硅質(zhì)結(jié)殼,前人解釋為鐵鋁質(zhì)的紅土(Girardeau et al.,1984;Leeder et al.,1988),是蛇綠巖在潮濕的熱帶氣候下受強烈的化學(xué)風(fēng)化形成的。

由于這套砂礫巖顯示分層性且大小混雜,具有近源搬運和沉積的特征,我們推測是蛇綠巖風(fēng)化的產(chǎn)物由洪水沿著陡坡沖積而形成的,沉積于沖積扇的扇根。剖面上部灰色的砂巖和灰?guī)r中具有豐富的海相化石,指示濱淺海的環(huán)境,接收蛇綠巖碎屑、硅質(zhì)碎屑以及炭屑等來自附近陸地的物質(zhì)。珊瑚格架灰?guī)r代表原位的點礁(Girardeau et al.,1984)。與東巧組同時代的查交瑪組灰?guī)r在茲格塘錯剖面的北邊普遍存在,指示從南向北是近源到遠(yuǎn)源的古地理關(guān)系。

我們聯(lián)合國內(nèi)外古生物學(xué)專家對東巧組進(jìn)行了珊瑚、底棲有孔蟲、鈣藻的生物地層學(xué)工作。根據(jù)英國倫敦大學(xué)學(xué)院BouDagher-Fadel博士的鑒定,茲格塘錯剖面的有孔蟲包括Pseudocyclamminasp.和Everticyclammina virguliana,指示時代為Oxfordian—Kimmeridgian(BouDagher-Fadel,2018)。茲格塘錯剖面走向上的東巧組和剖面北側(cè)的查交瑪組中的有孔蟲種類更多,同樣指示時代為Oxfordian—Kimmeridgian(BouDagher-Fadel,2018)。

此外,BouDagher-Fadel博士還在東巧組中發(fā)現(xiàn)了鈣藻,包括Cayeuxiapiae、Salpingaporella annulata、Thaumatoporellasp.和Trinocladus perplexus,多見于上侏羅統(tǒng)(BouDagher-Fadel,2018)。根據(jù)BouDagher-Fadel博士和中國科學(xué)院南京地質(zhì)古生物研究所廖衛(wèi)華研究員的鑒定,東巧組中的珊瑚包括Cladocoropsis mirabilisFelix、Thecosmilia shunghu ensisLiao和Dermosmilia laxata(étallon),指示時代為Oxfordian—Kimmeridgian(董得源和汪明洲,1983;廖衛(wèi)華等,2012)。本研究也采集了來自查交瑪組的珊瑚,屬種和東巧組中的相同,指示地層為相同時代。

前人報道的有孔蟲包括Kurnubiasp.(oroff.Kurnubia)、Pseudocyclamminasp.和Nautiloculinasp.,指示晚侏羅—早白堊世的年齡(Girardeau et al.,1984)。然而,這些有孔蟲的年齡解釋有待商榷。首先,Kurnubiasp.只存在于Bajocian至早Tithonian(BouDagher-Fadel,2018)。其次,本研究將Pseudocyclamminasp.更為準(zhǔn)確地限定為Pseudocyclammina sphaeroidalis,指示Kimmeridgian期。再者,Nautiloculina屬種跨度從中侏羅世Bajocian到早白堊世Aptian,但其與其它侏羅紀(jì)化石共存指示侏羅紀(jì)的年齡(BouDagher-Fadel,2018)。綜上所述,各種化石指示東巧組的沉積時代為晚侏羅世Oxfordian—Kimmeridgian。

3 物源分析

東巧組下段砂礫巖中含有來自蛇綠巖的物質(zhì),尤其以鉻尖晶石為特色(圖7D,E),其含量向上變低,并在上段的灰白色砂巖中見蛇紋石碎屑。我們對東巧組灰白色砂巖進(jìn)行了Gazzi-Dickinson計點法碎屑統(tǒng)計,結(jié)果表明這些砂巖大多為巖屑砂巖和巖屑石英砂巖,其中含大量的單晶石英、多晶石英,以及一定量的云母碎屑、片巖巖屑、灰?guī)r巖屑、蛇紋石碎屑(圖7F-I)。這些碎屑和碎屑尖晶石共存,指示不僅僅是蛇綠巖,變質(zhì)巖和灰?guī)r也給東巧組提供了碎屑物質(zhì)來源。

為精準(zhǔn)限定物源區(qū),本研究選取鉻尖晶石含量較高的砂巖磨制了50μm厚的薄片以使用電子探針分析其成分。根據(jù)獲得的地球化學(xué)數(shù)據(jù),可以將東巧組3件砂巖樣品共60顆碎屑尖晶石分為兩組(圖8)。第一組(n=41)具有相對低的Cr#(Cr/(Cr+Al)),為59～39,以及相對低的TiO2(0.33%～0.01%)。第二組的Cr#和TiO2含量值分別為77%～61%和0.14%～0%。在TiO2和Cr2O3雙變圖上(Dick and Bullen,1984;Kamenetsky et al.,2001),東巧組碎屑尖晶石分別落在弧前橄欖巖和SSZ橄欖巖區(qū)域,指示這些尖晶石可能形成于SSZ型的弧前蛇綠巖中(圖8)。另外,東巧組碎屑尖晶石可以和下伏蛇綠巖中的尖晶石對比。第一組和來自堆晶巖(包括橄長巖、橄欖輝石巖、異剝輝石巖)的尖晶石相似,而第二組和來自方輝橄欖巖與純橄巖的尖晶石相似(圖8;鄧萬明,1988;Liu et al.,2016)。這些證據(jù)進(jìn)一步證實東巧蛇綠巖為東巧組提供了物源。

圖8 東巧組中碎屑尖晶石的TiO2和Al2 O3判別圖(橫縱坐標(biāo)為質(zhì)量百分含量,據(jù)Kamenetsky et al.,2001.MORB―洋中脊玄武巖;SSZ―Supra-subduction zone;OIB―洋島玄武巖;LIP―大火成巖省)Fig.8 TiO2 versus Al2 O3 tectonic discrimination diagram of the detrital spinels in the Dongqiao Formation(modified from Kamenetsky et al.,2001.MORB―mid-ocean ridge basalt;SSZ―supra-subduction zone;OIB―ocean island basalt;LIP―large igneous province)

為了約束長英質(zhì)碎屑的物質(zhì)來源,我們對東巧組4件砂巖樣品進(jìn)行了碎屑鋯石U-Pb定年,得到了438個鋯石U-Pb年齡。鋯石的CL圖片顯示大多數(shù)鋯石內(nèi)部是均一的,也有一些顯示震蕩環(huán)帶和復(fù)雜結(jié)構(gòu),表明鋯石自結(jié)晶后經(jīng)歷過復(fù)雜的生長過程。然而,所有鋯石的年齡不晚于460 Ma,最年輕的碎屑鋯石U-Pb年齡遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于東巧組的沉積時代(約163～152 Ma)。4件砂巖樣品具有相似的年齡譜,核密度估計(KDE)顯示兩個主要的峰值,分別為510～490 Ma和1300～1100 Ma,以及其他寬泛的年齡峰包括1300～510 Ma和2000～1500 Ma(圖9)。大多數(shù)鋯石具有低于10的U/Th值,指示巖漿成因(Rubatto,2002)。另外,我們也對2件位于東巧-白拉地區(qū)的淺變質(zhì)古生界石英砂巖樣品進(jìn)行了碎屑鋯石U-Pb年齡測試。這2件樣品具有和東巧組非常相似的鋯石U-Pb年齡譜,而二者又和北拉薩侏羅系之下地層的碎屑鋯石年齡譜相似(圖9)。進(jìn)一步考慮到砂巖碎屑組分以及沖積扇礫巖的存在,我們解釋東巧組中的碎屑物質(zhì)來自于近源的變質(zhì)沉積巖和東巧蛇綠巖。變質(zhì)沉積巖可能為東巧蛇綠巖底部的變質(zhì)底板或下板塊被動大陸邊緣淺變質(zhì)的沉積巖。安多基底和羌塘地體都不是東巧組的物源區(qū),這是因為東巧組中并沒有安多和羌塘代表性的約1000～800 Ma碎屑鋯石U-Pb年齡峰值(圖9;Gehrels et al.,2011;Guynn et al.,2012);安多基底中含量大量的侏羅紀(jì)花崗巖,其中含有大量的侏羅紀(jì)鋯石(Guynn et al.,2006,2012),但也沒有在東巧組中發(fā)現(xiàn)。

圖9 東巧組砂巖碎屑鋯石U-Pb年齡概率密度曲線(東巧組和江錯石英砂巖數(shù)據(jù)來自Ma et al.2020b,其他數(shù)據(jù)來源同Ma et al.,2020b中引用的數(shù)據(jù))Fig.9 Probability density plot(blue curve with light blue filled),Kernel density estimation plot and histogram of detrital zircon U-Pb ages for the Dongqiao Formation,with comparison with potential source area(Data of the Dongqiao Formation and Jiang Co quartzose sandstones are from Ma et al.,2020b and other data are some with those cited by Ma et al.,2020b)

4 仰沖過程的重建

東巧蛇綠巖在早侏羅世約190～181 Ma結(jié)晶(夏斌等,2008;黃強太等,2015;Liu et al.,2016;Wang et al.,2016),在約180～175 Ma冷卻至40Ar/39Ar體系封閉溫度約550℃以下(Zhou et al.,1997)。在此之后,根據(jù)本文對東巧組的研究,結(jié)合東巧蛇綠巖向南逆沖到古生代地層之上(Girardeau et al.,1984;Kidd et al.,1988),東巧蛇綠巖在東巧組沉積即約163～152 Ma之前已經(jīng)向南逆沖到拉薩或者具有拉薩親緣性的陸殼之上,并露出地表接受風(fēng)化剝蝕。東巧組起初沉積在靠近山前的扇三角洲環(huán)境,主要接收蛇綠巖物質(zhì),后期造山帶不斷剝蝕以及發(fā)生海侵,從而蛇綠巖物質(zhì)減少,而具有拉薩親緣性的陸殼再旋回物質(zhì)則相對增多(圖10)。

圖10 東巧組沉積時期的古地理示意圖(修改自Ma et al.,2020b)Fig.10 Paleogeographic view of the depositional setting of the Dongqiao Formation(modified from Ma et al.,2020b)

5 仰沖機制的探討

基于構(gòu)造地質(zhì)學(xué)、巖石學(xué)和地球化學(xué)研究,以及班怒帶內(nèi)增生楔巖石的物源研究,前人多認(rèn)為班怒洋在侏羅紀(jì)時期是北向俯沖的(Girardeau et al.,1984;Zhou et al.,1997;Liu et al.,2016;Wang et al.,2016)。東巧地區(qū)構(gòu)造填圖、蛇綠巖地球化學(xué)數(shù)據(jù)以及本文的尖晶石地球化學(xué)數(shù)據(jù)都表明東巧蛇綠巖形成于弧前SSZ型小洋盆,和班怒洋向北俯沖有關(guān)(Girardeau et al.,1984;Zhou et al.,1997;Liu et al.,2016;Wang et al.,2016)。如果接受東巧蛇綠巖形成于上板塊的小洋盆這一觀點,結(jié)合東巧蛇綠巖之上的東巧組接收來自南側(cè)親拉薩的碎屑,那么其仰沖極有可能是碰撞型仰沖,即拉薩地體或具有拉薩親緣性的微陸塊的被動大陸邊緣進(jìn)入海溝誘發(fā)了東巧蛇綠巖的仰沖。前人曾提出該地區(qū)存在“東卡錯微陸塊”②(圖2B;Zeng et al.,2016;李海峰等,2019)。如果該微陸塊存在,相比拉薩-羌塘碰撞仰沖模型,其與羌塘的碰撞可以更好地解釋東巧南部靠近白拉地區(qū)的晚侏羅世蛇綠巖的存在,暗示班怒帶內(nèi)部具有多條分支縫合帶(Zhong et al.,2017;唐躍等,2019)。

6 東巧蛇綠巖仰沖的大地構(gòu)造意義

中侏羅世末至晚侏羅世是班怒洋及鄰區(qū)構(gòu)造演化的一個關(guān)鍵時期,根據(jù)前人研究,區(qū)域上可能存在三個不整合面。其一,一些研究表明班怒帶淺水沉積沙木羅組和其下的深水地層木嘎崗日群之間為角度不整合接觸(Li et al.,2017;鄧金火等,2017),然而,在部分地區(qū)并未發(fā)現(xiàn)明確的不整合面,反而二者呈現(xiàn)斷層接觸(楊一凡,2017;Ma et al.,2018,2020b)。其二,近年來,本團(tuán)隊在南羌塘盆地畢洛錯地區(qū)發(fā)現(xiàn)一套中侏羅世沉積的砂礫巖,觀察到這套地區(qū)與下伏的布曲組灰?guī)r、色哇組砂巖呈角度不整合關(guān)系,向上與南羌塘最高海相層索瓦組灰?guī)r呈整合接觸,這套地層新建為畢洛錯組(Ma et al.,2017);畢洛錯組接收了大量來自羌塘古老地層(古生代甚至更早)的再旋回碎屑,可能代表羌塘盆地對中晚侏羅世構(gòu)造事件的最早響應(yīng)(Ma et al.,2017)。其三,班怒帶東巧組與下伏蛇綠巖之間呈沉積不整合接觸(Girardeau et al.,1984;Ma et al.,2020a),直接表明晚侏羅世之前蛇綠巖仰沖這一構(gòu)造事件。值得關(guān)注的是,與東巧蛇綠巖仰沖至地表近于同時的是班怒帶南側(cè)近拉薩位置形成了約166～160 Ma的弧地球化學(xué)信號的巖漿巖,包括高鎂安山巖-英安巖-流紋巖、高鉀鈣堿性花崗巖等多種巖石(Zeng et al.,2016;李小波等,2017;李海峰等,2019;Li et al.,2020)。

為了解釋中晚侏羅世構(gòu)造事件,不同學(xué)者提出了各種各樣的模型或假說。例如,用拉薩-羌塘碰撞模型解釋東巧蛇綠巖的仰沖和羌塘盆地性質(zhì)的轉(zhuǎn)變(Girardeau et al.,1984;Ma et al.,2017);用中侏羅世洋內(nèi)初始俯沖模型解釋166～160 Ma的達(dá)如錯高鎂安山巖(Zeng et al.,2016;李小波等,2017);用活動洋脊與亞洲大陸的碰撞和隨后的平板俯沖解釋166～160 Ma的巖漿巖以及南羌塘的盆地轉(zhuǎn)變事件(Li et al.,2020);用洋底高原向羌塘的俯沖及相應(yīng)的俯沖帶的向南躍遷分別解釋南羌塘盆地轉(zhuǎn)變和166～160 Ma弧巖漿巖(Yan and Zhang,2020;Zhang et al.,2020);用安多微陸塊-羌塘碰撞模型和相應(yīng)的俯沖帶的向南躍遷分別解釋東巧蛇綠巖的仰沖和166～160 Ma的巖漿巖(唐躍等,2019)。雖然每個模型在一定程度上可以解釋一些現(xiàn)象,但沒有任何一個模型是完美的。例如,在東巧—江錯地區(qū)應(yīng)用拉薩-羌塘碰撞模型難以解釋東巧蛇綠巖南側(cè)166～160 Ma的弧巖漿巖和蛇綠巖;中侏羅世初始俯沖模型未考慮北側(cè)東巧蛇綠巖的仰沖和南羌塘的盆地性質(zhì)轉(zhuǎn)變;活動洋脊俯沖和洋底高原俯沖可以解釋166～160 Ma的弧巖漿事件和羌塘盆地不整合事件,但二者均難以解釋同時期東巧蛇綠巖的仰沖、東巧組獨特的物源特征以及縫合帶內(nèi)的古生代地層的存在;安多微陸塊-羌塘碰撞模型難以解釋東巧組中未發(fā)現(xiàn)來自安多的特有的碎屑物質(zhì)。

總之,該地區(qū)已有的大地構(gòu)造模型多種多樣,相互間的關(guān)系錯綜復(fù)雜,其中有些模型是可以互補或兼容的,但有些模型是相互沖突的,這反映了現(xiàn)階段該地區(qū)很多基本地質(zhì)事實尚不完全清楚,還需去進(jìn)一步做工作。對于已經(jīng)發(fā)生過的大地構(gòu)造過程,只有唯一的解。相信未來更多的數(shù)據(jù)可以為精細(xì)約束該地區(qū)班怒洋的關(guān)閉過程帶來依據(jù)。

從全球的角度來看,顯生宙以來蛇綠巖經(jīng)歷了三個時期的幕式仰沖,分別是早奧陶世、中侏羅世和白堊紀(jì)中期(Dewey and Casey,2011),而東巧蛇綠巖的仰沖正好處于全球蛇綠巖幕式仰沖的一個主要時期——中侏羅世。東巧蛇綠巖仰沖之后沉積的東巧組和沙木羅組指示區(qū)域在晚侏羅世Oxfordian—Kimmeridgian存在海侵事件,正好也對應(yīng)于這一時期的全球海侵事件(Hallam,2001)。一種可能的解釋是中—晚侏羅世全球板塊邊界重組以及高的海底擴張速率導(dǎo)致了蛇綠巖幕式仰沖和全球海平面升高(Agard et al.,2007;Dewey and Casey,2011)。

7 結(jié)論

(1)班怒帶東巧組沉積不整合在東巧蛇綠巖之上,物源為東巧蛇綠巖、親拉薩的變質(zhì)沉積巖和沉積巖。

(2)東巧蛇綠巖在東巧組沉積前,即晚侏羅世Oxfordian—Kimmeridgian前,已經(jīng)仰沖至親拉薩的被動大陸邊緣源之上。

(3)東巧組蛇綠巖的仰沖是班怒帶中晚侏羅世擠壓造山的關(guān)鍵一環(huán),對進(jìn)一步重建中晚侏羅世班怒洋的演化具有重要意義。

致謝:感謝英國倫敦大學(xué)學(xué)院 Marcelle BouDagher-Fadel博士鑒定有孔蟲等化石,感謝中國科學(xué)院南京地質(zhì)古生物研究所廖衛(wèi)華研究員鑒定珊瑚化石。感謝賴文、周博、傅焓埔、薛偉偉在野外的幫助。

謹(jǐn)以此文祝賀潘桂棠先生八十華誕,感謝先生對晚輩的關(guān)心、指導(dǎo)和幫助,衷心祝愿潘先生福壽安康。

注釋:

①白志達(dá),徐德斌,張緒教,等,2005.中華人民共和國1/25萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查(安多幅).

②陳玉祿,陳國榮,張寬忠,等,2002.中華人民共和國1/25萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查(班戈幅).

③王永勝,張樹岐,謝元和,等,2006.中華人民共和國1/25萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查(昂達(dá)爾錯幅).

④鄭有業(yè),何建社,李維軍,等,2003.中華人民共和國1/25萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查(茲格塘錯幅).