松潘-甘孜褶皺帶南部上三疊統物源及構造抬升：碎屑鋯石年代學和Hf同位素證據*

劉祥 詹瓊窯 朱弟成, 王青 謝錦程 張亮亮

1.地質過程與礦產資源國家重點實驗室，中國地質大學地球科學與資源學院，北京 100083 2.地質過程與礦產資源國家重點實驗室，中國地質大學科學研究院，北京 100083

鋯石是一種廣泛存在于各類巖石中的副礦物，具有封閉溫度高、難熔且硬度大的特點，不僅很好保留了原巖的地球化學特征，也不易在沉積物搬運或后期的地質事件中被改造，因此被廣泛運用在追溯沉積物源區、恢復剝蝕歷史和限定大陸碰撞時限的研究中(Fedoetal.,2003;Finch and Hanchar,2003;Caietal.,2012;Liuetal.,2020)。松潘-甘孜褶皺帶位于青藏高原東北部，廣泛出露晚三疊世復理石，其覆蓋面積超過30萬km2，是世界上出露面積最大的復理石沉積區之一(圖1a)。松潘-甘孜褶皺帶廣泛發育晚三疊世巖漿作用，還伴隨發育偉晶巖型鋰礦床(付小方等,2017;許志琴等,2018)，具有重要的戰略經濟意義。然而，由于區域內地層巖性和化石類型的單一，且疊加了后期的構造變形、倒轉(Harrowfield and Wilson,2005)，使得地層的沉積時代沒有得到很好限定。此外，由于松潘-甘孜褶皺帶夾持在多地體(華北板塊、華南板塊、羌塘地體和柴達木微陸塊)之間，其復雜的沉積歷史和巨量的沉積物質來源仍然存在爭議。前人將松潘-甘孜褶皺帶劃分為中部、南部以及北部(可可西里地區)等不同的沉積中心(Weislogeletal.,2006)，推測的沉積物源區涵蓋了周圍所有地體和造山帶，其中有：(1)秦嶺-大別造山帶(Nieetal.,1994;Weislogeletal.,2006,2010;Enkelmannetal.,2007;Dongetal.,2016)；(2)華北克拉通(Bruguieretal.,1997;Dingetal.,2013;Tangetal.,2017;Jianetal.,2019)；(3)華南板塊(Bruguieretal.1997;Tangetal.,2017;Jianetal.,2019)；(4)東昆侖、羌塘地體(Sheetal.,2006;Zhangetal.,2008;Tangetal.,2017)；(5)義敦巖漿弧(Enkelmannetal.,2007)。對不同沉積中心的劃分是前人研究的重點，而南部沉積中心的研究程度相對中部和北部沉積中心的研究較弱，因此，松潘-甘孜褶皺帶南部沉積中心的物源區仍值得進一步討論。此外，松潘-甘孜褶皺帶缺乏三疊系以后的中生代地層(四川省地質礦產局,1984(1)四川省地質礦產局.1984.1:20萬康定幅區域地質調查報告)，而周緣地體則發育完整的中生界(如四川盆地,Mengetal.,2005;Shaoetal.,2016)。侵位于松潘-甘孜褶皺帶南部的晚三疊世中-酸性巖體與上三疊統的沉積時代十分接近(Zhanetal.,2021及其參考文獻)，這些現象指示周緣地體的抬升與剝蝕歷史尚不清晰。

圖1 松潘-甘孜褶皺帶地質簡圖與采樣位置(a)松潘-甘孜褶皺帶構造劃分圖(據She et al.,2006改繪)；(b)松潘-甘孜褶皺帶南部地質簡圖(據四川省地質礦產局,1984改繪).GLS-甘孜-理塘縫合帶;JJS-金沙江縫合帶;AMS-阿尼瑪卿縫合帶;LTB-龍門山斷裂帶;ELEP-峨眉山大火成巖省Fig.1 Simplified geological maps of the Songpan-Ganzi fold belt and sampling location(a)tectonic subdivision of the Songpan-Ganzi fold belt (modified after She et al.,2006);(b)simplified geological map of southern Songpan-Ganzi fold belt.GLS-Ganzi-Litang suture zone;JJS-Jinshajiang suture zone;AMS-A’nyemaqen suture zone;LTB-Longmenshan thrust belt;ELEP-Emeishan large igneous province

為此，本文對松潘-甘孜褶皺帶南部上三疊統砂巖進行了碎屑鋯石U-Pb年齡測試和Hf同位素分析，結合前人已發表的研究結果，限定了松潘-甘孜褶皺帶南部上三疊統的最大沉積年齡，并示蹤了上三疊統沉積物的主要物源區，進而探討了松潘-甘孜褶皺帶在晚三疊世的快速抬升與剝蝕歷史。

1 地質背景和樣品描述

松潘-甘孜褶皺帶位于中國西南部。其北部以阿尼瑪卿縫合帶為界與東昆侖巖漿弧和西秦嶺造山帶相鄰，東部以龍門山斷裂帶為界與揚子克拉通相隔，西側以金沙江縫合帶為界與羌塘地體相鄰，義敦地體位于松潘-甘孜褶皺帶西南，二者以甘孜-理塘縫合帶為界。

秦嶺造山帶位于華北、華南板塊之間，向東延伸為大別造山帶，向西延伸為東昆侖造山帶，是一條以超高壓變質巖廣泛出露為特點的復合型造山帶，其形成與華南和華北克拉通在三疊紀的碰撞相關(Lietal.,1993;Maoetal.,2008;Liaoetal.,2017)。西秦嶺從北至南可以分為三個構造帶，分別為中秦嶺地體、淘河凹陷和白龍江地體(Zhangetal.,2014)。西秦嶺發育地層以三疊系為主，主要為一套陸源碎屑巖、少量碳酸鹽和豐富的中酸性火山巖組合(Maoetal.,2008;閆臻等,2012;Wuetal.,2019)。西秦嶺地區廣泛發育的印支期巖漿作用可以分為兩期：第一期為245～230Ma，主要分布在西秦嶺的中部和西部；第二期為230～205Ma，在整個西秦嶺地區均有分布(駱必繼,2013;豆敬兆,2020)。

東昆侖造山帶是一條巨型構造巖漿帶，東西延伸約1500km，南鄰松潘-甘孜褶皺帶，東鄰柴達木盆地，其內部以斷裂為界又可劃分為北、中、南三個構造帶(莫宣學等,2007)。東昆侖巖基出露面積約48400km2，幾乎完全覆蓋了中部昆侖構造帶，其中以早古生代-中生代的巖漿作用為主，峰期巖漿作用為400～390Ma和260～220Ma，其中以三疊系的花崗巖最為發育(Huangetal.,2014;Heetal.,2016;Dongetal.,2018)。

華南板塊位于松潘-甘孜褶皺帶東側，新元古代時期揚子克拉通從羅迪尼亞超大陸裂離并與華夏地體碰撞共同組成了華南板塊，同時在地體縫合處發生劇烈的巖漿作用，使得區域內廣泛出露新元古代的花崗質和基性-超基性侵入巖，主要為兩個峰期：830～795Ma和785～745Ma (Chenetal.,1991;Lietal.,2003;趙軍紅等,2015)。揚子克拉通西緣同樣也出露一條南北走向長度超過700km的新元古代巖漿巖和變質巖帶，變質巖主要為花崗質片麻巖，原巖年齡在860～750Ma之間(Sunetal.,2007;Roberts and Searle,2019)。

松潘-甘孜褶皺帶廣泛出露巨厚的中-晚三疊世復理石沉積巖。雅江地區出露的地層除有少量寒武系、志留系-三疊系和第三系-第四系之外，三疊系出露面積占整個區域的88%。該地區三疊系中、下部為海相碎屑巖、火山巖和碳酸鹽巖，上部為海陸交互相碎屑巖。周緣地體強烈的匯聚作用使得松潘-甘孜褶皺帶地層形成強烈褶皺變形和大量斷裂(四川省地質礦產局,1984;許志琴等,1992;Yin and Harrison,2000)。對于松潘-甘孜褶皺帶基底的認識，不同學者秉持不同的觀點，Yin and Nie (1993)認為是殘留洋盆，Gu (1994)和Rogeretal.(2008)則提出松潘-甘孜復理石沉積于金沙江洋北向俯沖的弧后盆地中。

本文的研究區域雅江陸內盆地位于松潘-甘孜褶皺帶的南部，西部緊鄰義敦地體，北部受控于鮮水河斷裂。該區內出露的晚三疊世復理石地層被稱作西康群，其上三疊統由老至新分別為侏倭組、新都橋組、兩河口組和雅江組，各組之間均為整合接觸(圖2)。侏倭組(T3zh)上部以石英砂巖為主，下部以板巖為主夾石英砂巖及砂巖透鏡體；新都橋組(T3xd)主要巖性為板巖，上下兩段均以板巖為主夾少許變質砂巖，深水遺跡化石表明侏倭組和新都橋組都形成于晚三疊世卡尼期(237～227Ma)(楊逢清和熊偉,2000)；兩河口組(T3l)分為3個巖性段：下段主要為石英砂巖，整合覆蓋于新都橋組之上；中段和上段以板巖為主，含石英砂巖夾層。根據雙殼化石組合限定該組的時代為晚三疊世卡尼期(235～228Ma)-諾利克(228～204Ma)早期(梁斌等,2003)；雅江組(T3y)分為3個巖性段：下段為石英砂巖與板巖互層，與下伏兩河口組整合接觸；中段和上段以板巖為主，含不等厚石英砂巖夾層。雙殼化石組合限定該組的時代為諾利克(228～204Ma)早-中期(梁斌等,2003)。

本文5件樣品采集自松潘-甘孜褶皺帶南部地區三疊系頂部的侏倭組、新都橋組、兩河口組和雅江組(圖1b和圖2)。侏倭組樣品(15XDQ06-1)采集自新都橋鎮南86km處(圖1b和圖2b-1)顆粒支撐結構，粒度為100～200μm，棱角狀-次圓狀，分選差。碎屑顆粒包含石英(30%)、長石(30%)、巖屑(15%)、白云母(3%)，雜基含量約5%，具有5%鐵質膠結物(圖3a)，其中長石普遍發生蝕變，巖性為淺灰色中粒巖屑長石砂巖(圖3f)。

圖2 松潘-甘孜褶皺帶南部上三疊統地層柱狀圖 (a,據四川省地質礦產局,1984;楊逢清和熊偉，2000;梁斌等,2003改繪)、野外露頭(b)及本文最年輕碎屑鋯石年齡(c)Fig.2 Stratigraphic column of Late Triassic strata in the southern Songpan-Ganzi fold belt (a,modified after Yang and Xiong,2000;Liang et al.,2003),field occurrences (b)and the youngest detrital zircon ages (c)

圖3 砂巖樣品鏡下照片(a-e)及石英-長石-巖屑(QFL)圖解(f)Q-石英；Pl-斜長石；F-長石；L-巖屑；Bi-黑云母Fig.3 Photomicrographs (a-e)and QFL diagram (f)of the samplesQ-quartz;Pl-plagioclase;F-feldspar;L-lithic fragment;Bi-biotite

新都橋組2件砂巖樣品采集自新都橋鎮東南15km處同一地點的不同層位(圖1b和圖2b-2)。樣品15XDQ01-1為顆粒支撐結構，粒度為100～250μm，次棱角-次圓狀，分選一般。碎屑顆粒包含石英(40%)、長石(35%)、石英巖屑(15%)、白云母(1%)，雜基含量約5% (圖3b)，巖性為深灰色細粒巖屑長石砂巖(圖3f)。樣品15XDQ01-2為粒狀變晶結構，礦物粒度為50～250μm。由石英(80%)、巖屑(10%)和黑云母(5%～10%)組成，顆粒間干凈不具有雜基(圖3c)，巖性為淺灰色細粒變質巖屑石英砂巖(圖3f)。

兩河口組中段樣品14YJ04-1采集自雅江縣臥龍寺東北約2km處(圖1b和圖2b-3)，粒度約50～200μm，次棱角-次圓狀，分選一般。碎屑顆粒包含石英(35%～40%)、長石(30%～35%)、粉砂質巖屑(10%)、含粉砂泥質巖屑(5%)，雜基含量約5% (圖3d)，巖性為灰色細粒巖屑長石砂巖(圖3f)。

雅江組上段樣品14YJ02-1采集自雅江縣西南約6km處(圖1b和圖2b-4)，為顆粒支撐結構，粒度約50～150μm，棱角-次棱角狀，分選差。碎屑顆粒包括石英(35%～40%)、長石(30%)，巖屑(15%～25%)、白云母(2%)，雜基含量約5%，具有約10%鐵質膠結物(圖3e)，巖性為灰黃色細粒巖屑長石砂巖(圖3f)。

2 分析方法

2.1 鋯石U-Pb年齡分析方法

鋯石在北京鋯年領航科技有限公司采用浮選和電磁方法挑選。選出鋯石單礦物后，在雙目鏡下將鋯石單礦物粘貼在雙面膠帶上，用無色透明環氧樹脂材料固定在鋯石靶上，環氧樹脂固化后進行拋光，暴露鋯石內部結構。鋯石的陰極發光顯微照相(Cathodeluminescence，后文簡稱CL)是在中國地質科學院地質研究所電子探針實驗室完成，用于了解每個鋯石的內部結構及選取合適的分析點位置。CL 圖像采集是在Leo 4500 電子掃描顯微鏡下完成，電壓為15kV，分析電流據鋯石發光強弱而定。

碎屑鋯石U-Pb同位素年齡分析在中國地質大學(北京)礦物激光微區分析實驗室(Milma Lab)通過LA-ICP-MS方法完成，同時完成鋯石微量元素含量的測試。所有樣品靶在放進樣品靶托前，均用低濃度硝酸和無水乙醇反復擦拭多次，盡量排除普通Pb的干擾。激光剝蝕斑束直徑為35μm，激光剝蝕深度為5μm。實驗過程中采用NIST 610作為元素含量外標，鋯石91500作為U-Pb同位素比值外標，鋯石GJ-1 (Jacksonetal.,2004)和Ple?ovice (Slámaetal.,2008)作為未知樣品進行分析來監控數據質量，29Si作為內標元素進行校正。樣品的同位素比值和元素含量數據處理采用ICPMSDataCal軟件(Liuetal.,2008)完成，包括背景值和信號區間的選擇、時間漂移校正、U-Pb數據以及微量元素標準化。普通鉛校正是在Andersen (2002)程序中完成的，年齡計算、諧和圖及年齡頻譜圖采用ISOPLOT (ver.3.7;Ludwig,2000)宏程序完成，頻譜圖的年齡數據使用2σ誤差，程序輸出為1σ誤差。本文只討論3Ga以內的年齡峰值，極少數大于3Ga的數據點沒有在頻譜圖上予以呈現。

本文使用207Pb/235U年齡和206Pb/238U年齡的比值來代表單點年齡的協和度，采用年齡測點的諧和度均大于90%。206Pb/238U年齡大于等于1000Ma的鋯石采用207Pb/206Pb年齡，年齡小于1000Ma的鋯石采用206Pb/238U年齡(Griffinetal.2004)。

2.2 鋯石Hf同位素分析方法

鋯石Hf同位素測試工作是在中國地質大學(北京)礦物激光微區分析實驗室(Milma Lab)通過LA-MC-ICP-MS方法完成。實驗中采用NewWave 193UC型ArF準分子激光器進行剝蝕取樣，使用Thermal Fisher Neptune Plus多接收電感耦合等離子體質譜儀接受離子信號。激光在傳輸過程中，用N2作為光路保護氣以防止能量衰減和光線衍射。所有樣品靶在放進樣品靶托前，均需用低濃度硝酸和無水乙醇反復擦拭多次。大樣品室中央還有一個中心杯，其通過馬達傳送與物鏡(剝蝕區)時刻保持中心對準，用來接收被剝蝕出的樣品顆粒，并通過軟管+鋼管的連接方式傳送到MC-ICP-MS。在實驗過程中，利用氦氣作為載氣，氬氣作為補償氣，兩種氣體通過T型三通連接并按一定比例混合后進入到MC-ICP-MS。氣溶膠從激光中心杯管路通過后，再傳輸到MC-ICP-MS。

實驗過程中MC-ICP-MS使用了L4-H3法拉第杯，分別接收171Yb、173Yb、175Lu、176Hf、177Hf、178Hf、179Hf和180Hf信號，積分時間為0.131s。實驗過程中采用鋯石91500 (Blichert-Toft,2008)作為Hf同位素比值外標，鋯石Ple?ovice (Slámaetal.,2008)和GJ-1 (Moreletal.,2008)作為未知樣品進行分析來監控數據質量。每組樣品有數個循環，每個循環內有1個外標91500、1個監測標Ple?ovice和GJ-1以及6～10個樣品。每個點位的分析具有50s的背景空白和50s的樣品剝蝕時間，其余時間為信號穩定時間。每個點位的數據首先通過Neptune Plus的數據處理軟件來進行轉化，生成每個點位的信號-時間關系文件。數據處理采用Iolite 軟件(Patonetal.,2011)，選取信號平穩的區間進行計算。

3 數據結果

3.1 鋯石U-Pb年齡

本文報道了4個地層5件砂巖樣品共515顆鋯石U-Pb年齡(詳細數據見電子版附表1、圖4)。除兩河口組外，雅江組、新都橋組和侏倭組樣品都具有明顯的新元古代(872～712Ma)和古元古代(1.9～1.8Ga)峰值。在顯生宙，四個地層的樣品都表現出奧陶紀-泥盆紀(465～398Ma)和二疊紀-三疊紀(271～225Ma)的年齡峰值。雅江組和侏倭組具有較小的太古代峰值(～2.5Ga)(圖5)。

圖4 松潘-甘孜褶皺帶南部樣品碎屑鋯石年齡諧和圖及最年輕鋯石均值圖Fig.4 The concordia plots and weighted mean age plots of the youngest detrital zircons for samples from southern Songpan-Ganzi fold belt

圖5 松潘-甘孜褶皺帶南部上三疊統砂巖碎屑鋯石年齡頻譜圖侏倭組長石砂巖(a)、新都橋組石英砂巖(b)、新都橋組長石砂巖(c)、兩河口組長石砂巖(d)和雅江組長石砂巖(e)年齡頻譜圖.n為測年鋯石顆粒數；重要年齡用灰色條帶標示；*號表示最年輕峰值Fig.5 Probability density plots (PDP)of detrital zircons from Upper Triassic sandstones in southern Songpan-Ganzi fold beltPDP of feldspathic sandstone from Zhuwo Formation (a),quartz sandstone from Xinduqiao Formation (b),feldspathic sandstone from Xinduqiao Formation (c),feldspathic sandstone from Lianghekou Formation (d)and feldspathic sandstone from Yajiang Formation (e).n is the number of dated zircons;age peak is denoted as gray band;* denote the youngest age peak

侏倭組樣品15XDQ06-1的鋯石長度約50～100μm，常見自形和次圓狀鋯石，發育震蕩環帶(圖4a)。侏倭組具有上述古元古代至三疊紀的五個峰值，但新元古代的兩期峰值(1.9Ga和809Ma)明顯小于雅江組和新都橋組，太古代峰值(～2.5Ga)也十分小，最年輕峰值為225 Ma (圖5a)。鋯石Th/U比值范圍為0.13 ～ 2.03。

新都橋組樣品15XDQ01-1的鋯石顆粒平均長度約100μm，以次圓狀鋯石居多，少部分鋯石呈長柱狀且發育環帶(圖4b)。新都橋組樣品與雅江組樣品相比缺失太古代峰值(～2.5Ga)，新元古代和顯生宙峰值與雅江組一致。最年輕峰值為241Ma (圖5c)。Th/U比值范圍為0.09～3.53，其中99% (103/104顆)大于0.1。相比之下，樣品15XDQ01-2奧陶紀-泥盆紀(465～398Ma)的峰值較小(圖5b)，小于230Ma的8顆鋯石具有典型的巖漿鋯石特征，長度為150～200μm，礦物自形且震蕩環帶發育(圖4d)。年齡范圍集中在227～217Ma，加權平均年齡為222.7±3.2Ma (2σ,MSWD=2.3,n=8)(圖4c)。

兩河口組樣品14YJ04-1的鋯石顆粒平均長度約60μm，常見長柱狀和次圓狀晶形，發育震蕩環帶(圖4e)。年齡頻譜圖顯示其僅有～465Ma和～271Ma兩個主要峰值，新元古代顆粒(9/108)和古元古代-新太古代顆粒(23/108)占比較低，最年輕峰值為271Ma (圖5d)。鋯石Th/U比值范圍為0.03～1.80，其中96% (102/106顆)大于0.1。

雅江組樣品14YJ01-1碎屑鋯石平均長度約20～50μm，以圓狀顆粒為主，伴隨少量棱角狀鋯石，部分顆粒發育震蕩環帶(圖4f)。除具有上述四個峰值外，雅江組還具有較小的太古代峰值(2.71～2.46Ga)，最年輕為238Ma (圖5e)。Th/U比值范圍為0.05～1.51，其中97% (83/86顆)大于0.1，具有巖漿鋯石的特征(Hoskin and Ireland,2000)。

3.2 鋯石Hf同位素

本文測定了雅江組、兩河口組、新都橋組和侏倭組4件砂巖中小于300Ma的鋯石的Hf同位素特征，共計得到58個鋯石Hf同位素數據(電子版附表2；圖6)。侏倭組長石砂巖(14YJ06-1)13顆鋯石εHf(t)值變化范圍-19.0～+11.6，其中6/13顆鋯石為正值。新都橋組中石英砂巖(15XDQ01-2)10顆鋯石εHf(t)值變化范圍為-7.3～+8.0，其中8顆鋯石εHf(t)值為負值。兩河口組長石砂巖(14YJ04-1)27顆鋯石的εHf(t)值變化范圍-13.3～+12.0，其中21顆鋯石的εHf(t)值為正。雅江組長石砂巖(14YJ02-1)8顆碎屑鋯石的εHf(t)值變化范圍為-17.7～+14.1。

圖6 松潘-甘孜褶皺帶南部上三疊統砂巖碎屑鋯石εHf(t)-年齡圖解(a)松潘-甘孜褶皺帶南部上三疊統砂巖碎屑鋯石Hf同位素特征；(b)松潘-甘孜褶皺帶南部上三疊統砂巖小于300Ma碎屑鋯石和峨眉山大火成巖省基性-酸性巖漿巖(Xu et al.,2008;Zhong et al.,2009,2011;Tang et al.,2015)及義敦巖漿弧(Reid et al.,2007;He et al.,2013;Peng et al.,2014;Wu et al.,2017)Hf同位素特征對比Fig.6 Zircon εHf(t)vs.ages plots for the Upper Triassic sandstones of southern Songpan-Ganzi fold belt(a)the Hf isotope of detrital zircons from Late Triassic sandstones of southern Songpan-Ganzi fold belt;(b)the data of shallow region in Fig.b are mafic to felsic igneous rocks in Emeishan large igneous province (LIP)(Xu et al.,2008;Zhong et al.,2009,2011;Tang et al.,2015)and Yidun magmatic arc (Reid et al.,2007;He et al.,2013;Peng et al.,2014;Wu et al.,2017)

4 討論

4.1 地層沉積時限

一般認為，除火山碎屑沉積物外，地層沉積物或沉積巖中最年輕的碎屑鋯石一定比地層沉積開始的時代要老，因此可以將最年輕的碎屑鋯石年齡作為地層開始沉積的最大時限(Bartonetal.,1990;Nelson,2001;Fedoetal.,2003)。由于分析方法的系統誤差和Pb丟失的影響，單顆粒碎屑鋯石作為最年輕年齡的誤差較大(Gehrelsetal.,2011)。Dickinson and Gehrels (2009)通過對比科羅拉多高原已知沉積時代的中生界和對應地層砂巖的最年輕碎屑鋯石年齡的耦合程度，證明了最年輕碎屑鋯石加權平均年齡限定地層最大沉積時限的可靠性。因此本文使用Dickinson and Gehrels (2009)推薦的方法，即以兩顆或兩顆以上最年輕碎屑鋯石群組在1σ誤差下的加權平均年齡值作為地層沉積的最大時限。同時本文對比了Isoplot計算的最年輕年齡(YDZ)、最年輕單顆粒年齡(YSG)、最年輕頻譜圖峰值年齡(YPP)和通過Dickinson and Gehrels (2009)推薦的方法計算的最年輕年齡[YC1σ(2+)]，結果展示在表1中。

表1 通過不同方法得到的松潘-甘孜褶皺帶南部上三疊統砂巖最年輕年齡對比Table 1 The comparison of youngest detrital zircon ages calculated by different methods of sandstones from southern Songpan-Ganzi fold belt

新獲得的結果顯示，侏倭組砂巖樣品(15XDQ06-1)最年輕鋯石加權平均年齡為229.0±1.9Ma (2σ,MSWD=0.4,n=5)(圖4a)。新都橋組長石砂巖樣品(15XDQ01-1)最年輕鋯石年齡的加權平均年齡為235.9±6.7Ma (2σ,MSWD=7.3,n=6)(圖4b)。石英砂巖最年輕鋯石的加權平均年齡為222.7±3.2Ma (2σ,MSWD=2.3,n=8)(圖4c)。最小單顆粒鋯石(197±2Ma)可能受到Pb丟失影響，未計入加權平均值中。兩河口組樣品(14YJ04-1)最年輕鋯石的加權平均年齡為244.6±4.0Ma (2σ,MSWD=1.9,n=5)(圖4e)。雅江組樣品(14YJ02-1)最年輕鋯石的加權平均年齡為237±11Ma (2σ,MSWD=11.1,n=4)(圖4f)。

馬爾康地區侏倭組和新都橋組被劃分為晚三疊世卡尼階(237～227Ma)，兩河口組和雅江組被歸屬于諾利階(227～208.5Ma)(四川省地質礦產局,1984)。雙殼類和遺跡化石也指示四川壤塘縣內的侏倭組和新都橋組的沉積時代為晚三疊世卡尼階(237～227Ma;楊逢清和熊偉,2000)。本文報道的侏倭組最年輕鋯石年齡與前人通過化石限定的沉積時代接近，說明侏倭組應該晚于229.0±1.9Ma開始沉積(圖2)。

新都橋組最年輕碎屑鋯石均值年齡指示其沉積作用晚于222.7±3.2Ma開始。Gongetal.(2021)報道的松潘-甘孜褶皺帶東北部的新都橋組最年輕年齡為222.4±2.5Ma，與本文的定年結果在誤差范圍一致。新都橋組上部的兩河口組和雅江組則具有～238Ma至～245Ma的最年輕年齡，與Jianetal.(2019)報道的松潘-甘孜褶皺帶中部和南部地層最年輕鋯石年齡一致。其最年輕年齡老于下伏新都橋組和侏倭組的原因可能是沒有記錄到年輕的巖漿活動。

4.2 物源區分析

晚三疊世時期，松潘-甘孜洋周緣的構造單元有華北克拉通、華南板塊、義敦地體、羌塘地體、東昆侖造山帶和西秦嶺造山帶(尹安,2001;Enkelmannetal.,2007;Rogeretal.,2008;Weislogeletal.,2010;Dingetal.,2013)。如前文所述，這些地體單元都可能在晚三疊世時期為松潘-甘孜褶皺帶南部的沉積地層提供碎屑物質。

在本文樣品中，除了兩河口組外都顯示出明顯的古元古代峰值(～1.8Ga)，而太古代碎屑鋯石(～2.50Ga)在5件樣品中占比都很低。前人研究顯示華北克拉通沉積地層具有顯著的古元古代(2.08～1.80Ga)和新太古代(2.71～2.50Ga)年齡峰值(Darby and Gehrels,2006;胡波等,2009;Jianetal.,2019)。形成于華北、華南板塊碰撞擠壓的秦嶺-大別造山帶也繼承了華北板塊這兩期峰值(Lietal.,1993;陳岳龍等,2008)。西秦嶺造山帶位于秦嶺-大別造山帶的西端、松潘-甘孜褶皺帶北部沉積中心以北。該地區的三疊系碎屑鋯石年齡具有新太古代-古元古代(～2.5Ga和～1.8Ga)、志留紀(434Ma)和二疊紀(270Ma)4個明顯峰值，與松潘-甘孜褶皺帶不同的是不具有新元古代的年齡峰值(圖7b)。其次，秦嶺-大別造山帶早古生代到中生代的造山作用形成了大量的超高壓變質巖(吳元保和鄭永飛,2013)，這與松潘-甘孜帶南部碎屑鋯石的巖漿鋯石特征也不符(Th/U>0.1)。此外，考慮到西秦嶺造山帶與松潘-甘孜褶皺帶南部距離遙遠，相隔中部和北部沉積中心，因此可以排除西秦嶺造山帶作為松潘-甘孜褶皺帶南部地層主要物源區的可能性。

圖7 松潘-甘孜褶皺帶南部砂巖與物源區上三疊統碎屑鋯石年齡頻譜對比(a)松潘-甘孜褶皺帶南部樣品年齡頻譜圖(本文)；(b)西秦嶺上三疊統年齡頻譜圖(Lease et al.,2007;Ding et al.,2013;Zhang et al.,2014)；(c)羌塘地體上三疊統年齡頻譜圖(Gehrels et al.,2011;Xie et al.,2017)；(d)東昆侖上三疊統年齡頻譜圖(Ding et al.,2013)；(e)義敦地體上三疊統年齡頻譜圖(Wang et al.,2013;Wu et al.,2016)；(f)四川盆地上三疊統年齡頻譜圖(陳揚,2011;Zhang et al.,2015).N為樣品數;n為測年鋯石顆粒數;重要年齡用灰色條帶標示Fig.7 Comparison of probability density plots (PDP)of detrital zircons from southern Songpan-Ganzi fold belt and source region(a)the PDP of Late Triassic sandstones from Songpan-Ganzi fold belt (this study);(b)the PDP of Late Triassic sandstones from West Qinling (Lease et al.,2007;Ding et al.,2013;Zhang et al.,2014);(c)the PDP of Late Triassic sandstones from Qiangtang Block (Gehrels et al.,2011;Xie et al.,2017);(d)the PDP of Late Triassic sandstones from East Kunlun (Ding et al.,2013);(e)the PDP of Late Triassic sandstones from Yidun Terrane (Wang et al.,2013;Wu et al.,2016);(f)the PDP of Late Triassic sandstones from Sichuan Basin (Chen,2011;Zhang et al.,2015).N is the number of samples;n is the number of dated zircons,age peak is denoted as gray band

羌塘三疊系碎屑鋯石年齡的主要峰值為260Ma，次一級峰值為446Ma和1.89Ga，2.5G的碎屑顆粒很少(圖7c;Gehrelsetal.,2011;Xieetal.,2017)。羌塘地體三疊系中二疊紀(263Ma)與奧陶紀(446Ma)的峰值與松潘-甘孜褶皺帶頻譜圖相符，但它缺乏明顯的新元古代峰值。這說明在晚三疊世，羌塘地體和松潘-甘孜褶皺帶接受了不同的碎屑物源，羌塘地體可能不是松潘-甘孜褶皺帶南部地層的主要物源區。

松潘-甘孜褶皺帶北部東昆侖造山帶的上三疊統碎屑鋯石頻譜圖具252Ma和410Ma兩個峰值(圖7d;Dingetal.,2013)，與松潘-甘孜帶上三疊統年齡頻譜中最年輕的兩個峰值一致，但明顯缺少前寒武紀年齡峰值，這說明在晚三疊世東昆侖地區的碎屑物源與松潘-甘孜帶不同。東昆侖造山帶與西秦嶺造山帶一樣位于松潘-甘孜褶皺帶的最北部，與南部沉積中心距離遙遠。東昆侖造山帶廣泛發育晚泥盆世-晚三疊世花崗巖，并以260～220Ma為主(莫宣學等,2007;Huangetal.,2014)，其中，<300Ma的侵入體大多數都表現為富集的鋯石Hf同位素組成(熊富浩,2014;羅明非,2015)，不同于松潘-甘孜帶南部砂巖同期碎屑鋯石以虧損Hf同位素組成為主的特征(圖6b)，這些差異可能暗示松潘-甘孜褶皺帶南部的主要物源區并不是東昆侖帶造山帶。

新元古代年齡是區分華北、華南板塊碎屑物質的標志(Weislogeletal.,2010)。羅迪尼亞大陸的組合和裂解使揚子克拉通產生大量新元古代巖漿作用(870～740Ma)(Li,1999;Zhao and Zhou,2007;Wang and Zhou,2012)，這些巖體的出露與風化剝蝕為克拉通蓋層本身以及周圍沉積盆地提供了大量的新元古代碎屑物質。晚三疊世華南板塊的西緣和北緣均為被動大陸邊緣(Rogeretal.,2008)，與松潘-甘孜洋的地勢差異為碎屑物質的沉積提供了條件。雅江組、新都橋組和侏倭組均以明顯的新元古代年齡峰值(809～760Ma)為特征，與華南板塊展現了較強的物源相關性。此外，松潘-甘孜褶皺帶南部砂巖碎屑鋯石Hf同位素特征進一步證明華南板塊是主要物源區之一。在鋯石年齡和εHf(t)值圖解上(圖6b)，本文碎屑鋯石εHf(t)值與同期峨眉山大火成巖省巖漿巖εHf(t)值(Xuetal.,2008;Zhongetal.,2009,2011;Tangetal.,2015)相似，這說明峨眉山大火成巖省相關的中酸性巖漿活動為松潘-甘孜褶皺帶南部上三疊統砂巖300～240Ma的鋯石顆粒提供了主要的物源。因此，本文認為華南板塊是松潘-甘孜褶皺帶南部沉積中心的主要物源區。

東部義敦地體主要被復理石和火山巖組成的三疊紀義敦群覆蓋(侯增謙等,2001;戴宗明和孫傳敏,2008;Wangetal.,2013;Wuetal.,2016)，發育大量侵位于上三疊統中的晚三疊世巖漿作用(235～206Ma)，其巖漿作用峰期為～216Ma (侯增謙等,2001;Heetal.,2013;Pengetal.,2014;Wuetal.,2017;Zhanetal.,2021)。義敦地體南部的上三疊統具有與松潘-甘孜褶皺帶南部地層十分相似的年齡頻譜特征，顯著的古元古代峰值(～1.8Ga)以及新元古代(786Ma)、志留紀(438Ma)和二疊紀-三疊紀(284～242Ma)的年齡峰值(圖7e;Wangetal.,2013;Wuetal.,2016)。另外，本文石英砂巖樣品15XDQ01-2最年輕的碎屑鋯石群(227～217Ma)富集的Hf同位素組成(εHf(t)值=-7.3～-4.7)與位于松潘-甘孜帶西側義敦地體廣泛發育的晚三疊世巖漿作用相似(圖6b)。以上證據表明義敦地體可能在～223Ma為松潘-甘孜褶皺帶南部沉積中心提供了碎屑物質。值得注意的是，松潘-甘孜帶只記錄到了義敦地體晚三疊世早期的巖漿作用，并未記錄到峰期巖漿作用(～216Ma)及其以后的鋯石顆粒，這說明義敦地體在晚三疊世晚期停止了對松潘-甘孜帶南部的物源供給，這一現象可能說明松潘-甘孜褶皺帶在216Ma已經發生了一定隆升，與西側的義敦地體抬升至接近或更高海拔從而停止了來自西側的沉積作用。

4.3 隆升與剝蝕歷史

除新近紀和第四紀地層外，松潘-甘孜褶皺帶并不發育三疊紀以后的地層(四川省地質礦產局,1984)，而在其東側的四川盆地則發育大量三疊紀-白堊紀沉積地層(Mengetal.,2005;Shaoetal.,2016)。松潘-甘孜褶皺帶內廣泛出露侵位于三疊系復理石中的晚三疊世中酸性侵入體，其峰期巖漿作用(～210Ma)(Zhanetal.,2021及其參考文獻)略晚于本文限定的沉積時代(約229Ma)，說明在210Ma之前松潘-甘孜褶皺帶南部的沉積作用就已經停止。三疊紀時期，由于華北、華南板塊、羌塘和義敦等地體之間的匯聚作用，在這些地體之間形成了強烈的變形與造山作用(許志琴等,1992;Harrowfield and Wilson,2005;Zhangetal.,2007;Yanetal.,2011)，引起了松潘-甘孜褶皺帶在晚三疊世時期的增厚(許志琴等,1992;Chenetal.,1995;Jianetal.,2019;朱弟成等,2021)。大約在211Ma時，青藏高原東部邊緣(即松潘-甘孜褶皺帶東部區域)已經具有平均55±2km的地殼厚度和2600±300m的海拔高度(Zhanetal.,2018)，地體內部也發育大量同時期的巖漿作用。本文新獲得的最年輕鋯石年齡數據顯示松潘-甘孜褶皺帶南部上三疊統地層最早從～229Ma才開始沉積(圖2c)，而～211Ma已經具有了較厚的地殼和較高的海拔，這說明松潘-甘孜褶皺帶可能在小于～18Myr內發生了快速的隆升作用，導致構造環境從沉積盆地轉換為了褶皺造山帶。

造山作用的快速隆升會導致強烈的剝蝕作用，同時期沉積在周緣盆地的碎屑物質就是剝蝕歷史的直接記錄。Zhuetal.(2017)對四川盆地西南緣的中三疊統雷口坡組與上三疊統須家河組的物源對比研究中發現，上三疊統砂巖具有與松潘-甘孜褶皺帶相似的年齡峰值(圖7f，240～210Ma、290～260Ma、460～410Ma、650Ma、880～710Ma、1900～1600Ma和2600～2400Ma)，明顯不同于以峨眉山大火成巖省和康定雜巖為主要源區的中三疊統雷口坡組砂巖的碎屑鋯石年齡峰值(～257Ma、650～500Ma、880～710Ma和1000～900Ma)。這可以說明四川盆地西緣晚三疊世的物源區可能已經轉換為隆升起來的松潘-甘孜褶皺帶。

5 結論

(1)最年輕碎屑鋯石年齡對地層沉積的時代做出了新的限定，侏倭組的沉積作用晚于229.0±1.9Ma發生，而新都橋組的沉積作用則晚于222.7±3.2Ma發生。這個時限比前人通過古生物限定的沉積時代更年輕。

(2)碎屑鋯石年齡頻譜與鋯石Hf同位素特征顯示，松潘-甘孜褶皺帶南部的沉積物源區主要為華南板塊和義敦地體。義敦地體峰期巖漿作用記錄(216Ma)在松潘-甘孜褶皺帶南部的缺失說明松潘-甘孜褶皺帶此時已經抬升至與義敦地體接近或更高海拔。

(3)受到周緣塊體強烈匯聚作用的影響，松潘-甘孜褶皺帶在小于～18Myr的時間內從沉積盆地轉換為造山帶環境，發生了快速的隆升和剝蝕，剝蝕產生的碎屑物質在四川盆地西緣再沉積。

致謝感謝潘桂棠研究員在野外工作中的細心指導；感謝戴緊根教授對巖性鑒定工作的指導；感謝金鷺、宋琬婧、田園、周士旭、劉穎、安宇同學在野外和室內工作的大力幫助；感謝兩位審稿人對本文提出的寶貴修改意見。