松潘-甘孜地體下倉(cāng)界地區(qū)晚三疊世基性巖的發(fā)現(xiàn)及其地質(zhì)意義

陳 敏，王雁鶴，谷 強(qiáng)，馬 慶

(1. 青海大學(xué) 地質(zhì)工程系， 青海 西寧 810016； 2. 中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局 西寧自然資源綜合調(diào)查中心， 青海 西寧 810000； 3. 中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局 西安礦產(chǎn)資源調(diào)查中心， 陜西 西安 710100 )

松潘-甘孜地體位于青藏高原東北部，全區(qū)幾乎都被巨厚(5～15 km)的三疊紀(jì)濁積巖覆蓋，掩蓋了許多重要的地質(zhì)信息，留下了許多未解之惑 ，被稱為“中國(guó)地質(zhì)百慕大”(許志琴等, 1992; Panetal., 2001)，其中松潘-甘孜的基底性質(zhì)和晚三疊世時(shí)期的構(gòu)造環(huán)境是其中爭(zhēng)議的兩個(gè)熱點(diǎn)問(wèn)題。松潘-甘孜地體內(nèi)發(fā)育大量侵入于三疊紀(jì)濁積巖和少量印支期中酸性火山巖類中的印支期花崗巖類，對(duì)這些印支期巖漿巖的研究對(duì)于約束松潘-甘孜地體三疊紀(jì)的基底性質(zhì)和構(gòu)造環(huán)境具有重要意義。前人通過(guò)對(duì)帶內(nèi)印支期巖漿巖的研究，關(guān)于其基底性質(zhì)和晚三疊世的構(gòu)造環(huán)境形成了以下幾種觀點(diǎn)： ① 晚三疊世松潘-甘孜地體是一個(gè)古特提斯洋的殘留洋盆(Pullenetal., 2008)； ② 基底既有洋殼殘片又有陸殼物質(zhì)，晚三疊世是一個(gè)古特提斯洋閉合過(guò)程中形成的增生造山楔(Rogeretal., 2010; De Sigoyeretal., 2014)或者處于由古特提斯洋快速收縮形成的增生造山楔和由西秦嶺弧地體與揚(yáng)子地塊北部被動(dòng)陸緣碰撞的周緣前陸盆地構(gòu)成的兩種環(huán)境(夏磊等, 2017)； ③ 基底性質(zhì)為陸殼，晚三疊世為弧-陸碰撞后形成的前陸盆地(Yuanetal., 2010)或者由于古特提斯洋在俯沖過(guò)程中回卷、弧后伸展作用而從昆侖大陸弧裂離形成的大陸弧碎片(Wangetal., 2011; Zhangetal., 2014)。然而區(qū)內(nèi)還出露少量基性巖，前人對(duì)其研究十分有限?；詭r源于地幔，是地球深部過(guò)程的真實(shí)記錄，可作為揭示構(gòu)造單元構(gòu)造性質(zhì)的“巖石探測(cè)器”。筆者在參加青海省北巴彥喀拉山地區(qū)1∶5萬(wàn)下倉(cāng)界(I47E010014)、側(cè)不地(I47E011014)幅區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查項(xiàng)目過(guò)程中，在松潘-甘孜地體中部下倉(cāng)界地區(qū)發(fā)現(xiàn)了晚三疊世基性巖，對(duì)其進(jìn)行了巖相學(xué)、地球化學(xué)、鋯石U-Pb法測(cè)年等分析，該結(jié)果對(duì)深入探討松潘-甘孜地體地區(qū)晚三疊世基底性質(zhì)和構(gòu)造環(huán)境可提供重要依據(jù)。

1 地質(zhì)背景與巖石學(xué)特征

松潘-甘孜地體以阿尼瑪卿縫合帶為界，與昆侖-秦嶺造山帶相鄰；以龍門山斷裂帶為界，與揚(yáng)子地塊相鄰；以金沙江-甘孜-理塘縫合帶為界，與義敦島弧和羌塘地塊相鄰。松潘-甘孜地體呈倒三角形狀，阿尼瑪卿縫合帶和金沙江-甘孜-理塘縫合帶被認(rèn)為代表古特提斯洋的關(guān)閉位置(圖1a，Yin and Harrison, 2000; Wuetal., 2019)。

松潘-甘孜地體東緣沿龍門山逆沖斷層出露與揚(yáng)子地塊相似的新元古代基底(Zhouetal., 2002, 2008； Yanetal., 2003)，蓋層主要為巨量的三疊系復(fù)理石沉積物(許志琴等, 1992)。根據(jù)張雪亭等(2010)，三疊系復(fù)理石自下而上被劃分為昌馬河組(T1-2c)、甘德組(T2gd)和清水河組(T3q)3個(gè)巖石地層單位，下倉(cāng)界地區(qū)主要出露下-中三疊統(tǒng)昌馬河組和上三疊統(tǒng)清水河組。昌馬河組大面積分布于甘德斷裂帶以北地區(qū)，與上部清水河組呈斷層接觸，其巖石組合為一套砂巖與板巖互層或板巖夾砂巖，夾較多滑塌灰?guī)r塊。清水河組分布面積較小，總體呈北西-南東向展布，分布于甘德斷裂帶南側(cè)部位，被第四系覆蓋嚴(yán)重，局部還有新近系覆蓋其上(圖1b)，其巖石組合為一套灰色-灰綠色砂巖夾板巖，局部砂板巖互層，偶夾中基性火山巖和泥晶灰?guī)r透鏡體。

松潘-甘孜地體還廣泛分布有印支期的花崗巖類侵入于三疊系中，該花崗巖類(228±2～204±7 Ma)與三疊系褶皺變形大致同期(許志琴等, 1992; 胡建民等, 2005; Xiaoetal., 2007)。前人在三疊系復(fù)理石中發(fā)現(xiàn)少量火山巖夾層，這些火山巖主要為安山巖-英安巖系列，噴發(fā)時(shí)代為227±2～205±1 Ma(Caietal., 2010; Wangetal., 2011; 夏磊等, 2017)，與花崗巖類時(shí)代相近。

本次發(fā)現(xiàn)的基性巖出露于下倉(cāng)界南約2 km處，出露面積約為1 km2，呈面向展布，多被第四系掩蓋(圖1b)。根據(jù)剖面PM003觀察，火山巖整體與上三疊統(tǒng)清水河組呈斷層接觸，巖石組合包括玄武巖、安山巖和安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r，安山巖呈薄層夾于砂巖中，安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r位于玄武巖底部，厚約2 m。與火山巖相伴產(chǎn)出的還有閃長(zhǎng)玢巖與輝綠巖，閃長(zhǎng)玢巖與火山巖呈斷層接觸(圖1c)，輝綠巖侵入于玄武巖中(圖2a)。

2 樣品采集與特征

本次在下倉(cāng)界地區(qū)采集了4件玄武巖樣品(PM003-17-1、PM003-17-2、PM003-23-1、PM003-23-2)(圖1c)和兩件輝綠巖樣品(PM003-18-1、PM003-18-2)用于全巖化學(xué)分析。另外采集了玄武巖(PM003-23)和輝綠巖(PM003-18)兩件年代學(xué)樣品，樣品均約10 kg，其中輝綠巖中分選出較多斜鋯石，而玄武巖中分選出的鋯石少且小。

玄武巖風(fēng)化面呈黃褐色，新鮮面呈灰色，斑狀結(jié)構(gòu)，基質(zhì)具有間隱結(jié)構(gòu)，杏仁狀構(gòu)造，巖石主要由斑晶(15%)、基質(zhì)(80%)、杏仁體(5%)組成(圖2b、2c)。斑晶主要為斜長(zhǎng)石和單斜輝石，斜長(zhǎng)石呈長(zhǎng)柱狀，可見(jiàn)聚片雙晶，次生絹云母化，碳酸鹽化較強(qiáng)，輝石呈半自形柱狀、他形粒狀，次生絹云母化、碳酸鹽化較強(qiáng)，基本上由蝕變礦物替代，具其假像結(jié)構(gòu)，有暗化邊，雜亂分布。基質(zhì)具有間隱結(jié)構(gòu)，在小板條狀的微晶斜長(zhǎng)石組成的不規(guī)則空隙格架中充填有隱晶質(zhì)-玻璃質(zhì)(已脫玻化)，杏仁體多數(shù)為石英及碳酸鹽礦物，邊部多為碳酸鹽礦物，中心多為石英。

輝綠巖呈灰黑色，具輝綠結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造，巖石主要由斜長(zhǎng)石(68%)、輝石(30%)、鐵質(zhì)(2%)組成(圖2d、2e)。斜長(zhǎng)石呈半自形-自形板條狀、長(zhǎng)板狀，具聚片雙晶，個(gè)別晶體具環(huán)帶，解理與裂隙發(fā)育，表面較干凈，次生絹云母化、泥化較弱，絹云母充填在裂隙之中。輝石呈他形-半自形短柱狀，次生綠泥石化、綠簾石化、碳酸鹽化較強(qiáng)，析出鐵質(zhì)，充填于斜長(zhǎng)石晶體搭成的近三角形空隙中。鐵質(zhì)呈他形粒狀、針柱狀，雜亂分布。

3 分析方法

3.1 斜鋯石U-Pb同位素定年

斜鋯石U-Pb同位素定年在中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局西安地質(zhì)調(diào)查中心自然資源部巖漿作用成礦與找礦重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。激光剝蝕系統(tǒng)為GeoLas Pro， ICP-MS為Agilent 7700x。激光剝蝕過(guò)程中采用氦氣作載氣、氬氣為補(bǔ)償氣以調(diào)節(jié)靈敏度，二者在進(jìn)入ICP之前通過(guò)一個(gè)T型接頭混合。每個(gè)時(shí)間分辨分析數(shù)據(jù)包括大約10 s的空白信號(hào)和40 s的樣品信號(hào)。對(duì)分析數(shù)據(jù)的離線處理(包括對(duì)樣品和空白信號(hào)的選擇、儀器靈敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年齡計(jì)算)采用軟件Glitter 4.4 (Van Achterberghetal., 2001)完成，詳細(xì)儀器參數(shù)和測(cè)試過(guò)程可參考李艷廣等 (2015)。

U-Pb同位素定年中采用鋯石標(biāo)準(zhǔn)91500作外標(biāo)進(jìn)行同位素分餾校正。對(duì)于與分析時(shí)間有關(guān)的U-Th-Pb同位素比值漂移，利用91500的變化采用線性內(nèi)插的方式進(jìn)行校正。斜鋯石樣品的U-Pb年齡諧和圖繪制和年齡權(quán)重平均計(jì)算均采用Isoplot/Ex_ver 3 (Ludwig, 2003)完成。斜鋯石微量元素含量利用參考標(biāo)樣NIST610玻璃作為多外標(biāo)、Si作內(nèi)標(biāo)的方法進(jìn)行定量計(jì)算，NIST610玻璃中元素含量的推薦值據(jù)GeoReM數(shù)據(jù)庫(kù) (http://georem.mpch-mainz.gwdg.de/)。

3.2 全巖化學(xué)元素分析

PM003-17-1、PM003-17-2、PM003-18-1與PM003-18-2樣品的全巖元素分析在自然資源部武漢礦產(chǎn)資源監(jiān)督檢測(cè)中心(武漢綜合巖礦測(cè)試中心)完成，PM003-23-1與PM003-23-2樣品的全巖元素分析在自然資源部西北礦產(chǎn)資源監(jiān)督檢測(cè)中心(西安地質(zhì)調(diào)查中心實(shí)驗(yàn)測(cè)試中心)完成。

粉碎樣品前，首先用金剛石刀鋸切除樣品表面風(fēng)化和半風(fēng)化皮，若發(fā)現(xiàn)其中存在其他穿插脈體，同時(shí)切除去脈體以排除對(duì)巖石成分的干擾。然后，用蒸餾水洗滌樣品數(shù)次，烘干，再用超聲波凈化樣品。最后將樣品粉碎至200目備用。

全巖主量元素分析利用帕納科AxiosMAX XRF分析完成。用于XRF分析的樣品處理流程如下： 將200目樣品置于120℃烘箱中烘干8 h后稱取0.5～1.0 g于恒重陶瓷坩堝中，于馬弗爐中1 000℃灼燒200 min，冷卻至400℃左右時(shí)轉(zhuǎn)移至干燥皿中，待冷卻至室溫再進(jìn)行稱量，計(jì)算燒失量；分別稱取6.000 0 g(誤差±0.3 mg)0.5%的LiBr助熔劑(49.75 Li2B4O7∶49.75 LiBO2) (加拿大Claisse)與0.600 0g(誤差±0.3 mg)上述烘干的樣品于陶瓷坩堝中，用石英棒攪拌使樣品與熔劑混勻，將混合樣品倒入XRF專用鉑金坩堝中，置于熔樣爐中1 100℃熔融，熔樣程序運(yùn)行結(jié)束后鉗取出坩堝，搖晃坩堝將熔體中的氣泡趕出并使熔體充滿堝底，再轉(zhuǎn)移到耐火磚上冷卻，然后將玻璃片取出，貼上標(biāo)簽，以備XRF測(cè)試。樣品分析的精密度和準(zhǔn)確度滿足GB/T14506.28-2010《硅酸鹽巖石化學(xué)分析方法第28部分： 16個(gè)主次成分量測(cè)定》的要求。

全巖微量元素組成利用Elan DRC-e ICP-MS分析完成，具體流程如下： 將200目樣品置于105℃烘箱中烘干12 h；準(zhǔn)確稱取粉末樣品50 mg置于Teflon溶樣彈中；先后依次緩慢加入1.5 mL高純HNO3、1.5 mL高純HF和0.1 mL高純HClO4(結(jié)核結(jié)殼加入3 mL高純HNO3和1 mL高純鹽酸)；將Teflon溶樣彈放入鋼套，擰緊后置于190℃烘箱中加熱48 h；待溶樣彈冷卻，開(kāi)蓋后置于140℃電熱板上蒸干，然后加入3 mL HNO3并蒸干；加入3 mL體積分?jǐn)?shù)為50%的高純HNO3，加蓋及鋼套密閉，在190℃的烘箱中保持12 h；冷卻后，將提取液轉(zhuǎn)移至100 mL干凈的PET(聚酯)瓶中，加入1 mL的(Rh+Re)雙內(nèi)標(biāo)溶液(濃度1 mg/L)，用Milli-Q稀釋至100.00 g，使得Rh和Re在溶液中的濃度為10 ng/mL，待上機(jī)測(cè)定。樣品分析的精密度和準(zhǔn)確度同Liu 等(2010)。

4 分析結(jié)果

4.1 斜鋯石U-Pb年代學(xué)

輝綠巖中的斜鋯石多為自形-半自形板狀，顆粒大小不一，具弱的巖漿環(huán)帶或無(wú)分帶，可見(jiàn)少量呈渾圓狀斜鋯石，Th/U值變化較大(0.13～1.03)(圖3)。本次對(duì)輝綠巖樣品的24粒斜鋯石進(jìn)行了U-Pb同位素分析，其中10個(gè)測(cè)點(diǎn)諧和度差，未列入表1中，其余14個(gè)測(cè)點(diǎn)中，8個(gè)測(cè)點(diǎn)具有較為一致的206Pb/238U表面年齡(211～203 Ma)(圖3、表1)，加權(quán)平均年齡為208.0±7.0 Ma(MSWD=0.68,n=8)，代表輝綠巖的侵入年齡。剩余6個(gè)測(cè)點(diǎn)的斜鋯石206Pb/238U表面年齡可分為兩組： 一組年齡為奧陶紀(jì)(470～461 Ma，測(cè)點(diǎn)20和24)；另一組年齡為前寒武紀(jì)(1 791～1 331 Ma，測(cè)點(diǎn)4、5、12、22)，這組斜鋯石為渾圓狀，可能是從圍巖中捕獲的碎屑斜鋯石。

4.2 全巖元素組成

下倉(cāng)界基性巖主、微量元素含量見(jiàn)表2。本次所測(cè)樣品燒失量偏高(4.01%～17.20%)，主量元素分析均使用扣除燒失量后歸一化值。基性巖樣品在Zr/TiO2-Nb/Y抗蝕變圖解中均投在亞堿性玄武巖區(qū)域內(nèi)(圖4a， Winchester and Floyd, 1977)，與野外及薄片鏡下鑒定結(jié)果基本一致，在Zr-Y圖解中均投在鈣堿性玄武巖系列區(qū)域(圖4b，Ross and Bédard, 2009)。

玄武巖樣品SiO2含量為41.24%～51.52%，MgO含量為2.14%～4.46%，TFeO含量為8.17%～14.11%， TiO2含量較高為1.51%～2.22%，Mg#值為27.54～44.98，低于原生巖漿的Mg#(68～75，Wilson, 1989)，燒失量高為13.30%～17.20%，可能是因?yàn)閹r石發(fā)育杏仁構(gòu)造且發(fā)生了綠泥石化及部分長(zhǎng)石被碳酸鹽交代所致。

輝綠巖樣品SiO2含量為48.96%～49.55%，MgO含量為4.21%～4.26%，TFeO含量為9.92%～10.01%，TiO2含量為1.70%，Mg#值為44.51～44.71，燒失量為4.01%～4.72%。

玄武巖和輝綠巖具有相似的稀土元素配分曲線，均呈明顯的右傾配分模式(圖4c)，輕稀土元素富集，重稀土元素虧損。玄武巖稀土元素總量為124.0×10-6～182.0×10-6，輝綠巖稀土元素總量為135.6×10-6～137.1×10-6，均介于洋島玄武巖(198.96×10-6) 和富集型洋中脊玄武巖(49.1×10-6)之間(McDonough and Sun, 1995)。玄武巖(La/Yb)N值為3.98～5.17， 有弱的負(fù)Eu異常(δEu=0.82～0.90)。輝綠巖(La/Yb)N值為4.22～4.62，無(wú)明顯Eu異常(δEu=0.94～0.99)。玄武巖和輝綠巖具有相似的原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素配分曲線(圖4d)，Nb、Ta和Ti元素顯示弱虧損。

5 討論

5.1 巖漿源區(qū)

下倉(cāng)界基性巖的巖相學(xué)特征表明，巖石具較強(qiáng)的碳酸鹽化、綠泥石化、綠簾石化等蝕變，全巖的燒失量較高(4.01%～17.20%)，也表明巖石的蝕變強(qiáng)烈。蝕變作用可能導(dǎo)致基性巖的Na2O、K2O、MgO等主量元素和Rb、Ba、Sr、U等部分微量元素濃度發(fā)生變化。為了降低蝕變作用對(duì)分析結(jié)果的影響，本文用基性巖化學(xué)成分中不活潑元素、相容元素等特征進(jìn)行分析。

基性巖漿在儲(chǔ)存和上升過(guò)程中易受陸殼物質(zhì)混染，下倉(cāng)界基性巖樣品中發(fā)現(xiàn)捕獲的古老斜鋯石指示地殼物質(zhì)混染的存在。如果經(jīng)歷了較大程度的地殼混染，Nb、Ti、Ta 元素會(huì)顯著虧損，但本文樣品微量元素配分曲線具有 Nb、Ta和Ti元素弱虧損的特征，因此可以認(rèn)為基性巖漿可能經(jīng)歷了輕微的地殼物質(zhì)混染，對(duì)微量元素示蹤巖漿源區(qū)的影響不大。

源于軟流圈地幔的基性巖La/Nb<1.5且La/Ta<22，而源于巖石圈地幔的基性巖與之相反(Thompson and Morrison,1988; Fittonetal., 1988)。源于軟流圈地幔的基性巖TiO2含量相對(duì)高(OIB的TiO2含量平均為2.86%)，源于富集地幔的基性巖TiO2含量則相對(duì)較低(李印等, 2010; 陳進(jìn)全等， 2012)。下倉(cāng)界基性巖樣品的La/Nb值為1.13～1.95，La/Ta值為7.96～25.79，TiO2含量為1.51%～2.22%，Zr/Nb值為11.35～16.33，均小于18，反映其源巖由巖石圈地幔向虧損地幔過(guò)渡的特征(李昌年, 1997)，在Zr/Nb-Zr/Y-Y/Nb圖上，樣品均落入過(guò)渡地幔范圍(圖5a)。以上地球化學(xué)元素特征表明下倉(cāng)界基性巖不可能直接來(lái)源于軟流圈地幔，而是可能起源于巖石圈地幔與軟流圈地幔的混合源區(qū)(Asimowetal., 2001)。

輕重稀土元素的分餾、含量及比值(如Sm/Yb、Dy/Yb和Tb/Yb)可以用來(lái)估算部分熔融程度并限定幔源巖漿的起源(Aldanmazetal., 2000, Hellebrandetal., 2002)。下倉(cāng)界基性巖樣品的Dy/Yb值(1.72～1.89)較低，說(shuō)明巖漿起源于地幔較淺部尖晶石橄欖巖含量較多的部位。 在用來(lái)定量估算地幔源的性質(zhì)和部分熔融程度的(Yb/Sm)P-(Tb/Yb)P圖中，下倉(cāng)界基性巖更靠近尖晶石橄欖巖的熔解路徑，根據(jù)模型計(jì)算的假設(shè)，下倉(cāng)界基性巖巖漿源區(qū)中尖晶石橄欖巖遠(yuǎn)多于石榴子石橄欖巖(0～25%)，部分熔融程度約為5%(圖5b)。綜上所述，下倉(cāng)界基性巖的巖漿源區(qū)為軟流圈物質(zhì)誘發(fā)巖石圈地幔尖晶石-石榴子石橄欖巖過(guò)渡相(石榴子石約占為0～25%)發(fā)生約5%的部分熔融。

5.2 構(gòu)造背景

松潘-甘孜地體除其東緣出露少量與揚(yáng)子地塊相似的新元古代基底外(Zhouetal., 2002, 2008; Yanetal., 2003)，其余地區(qū)均被巨厚的三疊紀(jì)復(fù)理石沉積物覆蓋，此前未見(jiàn)有基底巖石的報(bào)告，因此其基底性質(zhì)一直是學(xué)者們爭(zhēng)議的熱點(diǎn)問(wèn)題之一。早期學(xué)者認(rèn)為松潘-甘孜基底為洋殼，是古特提斯洋殼的殘留(Zhou and Graham,1993,1996; Nieetal., 1994; Yin and Harrison, 2000)。近年來(lái)，越來(lái)越多的學(xué)者認(rèn)為松潘-甘孜地體的三疊紀(jì)復(fù)理石沉積物之下存在元古界基底，并與揚(yáng)子地塊存在親緣關(guān)系(Zhangetal., 2006a, 2007; Xiaoetal., 2007; Caietal., 2010; Yuanetal., 2010; De Sigoyeretal., 2014)。本文下倉(cāng)界輝綠巖的斜鋯石U-Pb測(cè)年結(jié)果顯示，除諧和線上晚三疊世的年齡外，還存在奧陶紀(jì)和元古宙年齡，具元古宙年齡的斜鋯石為渾圓狀，可能是巖漿在侵位過(guò)程中捕獲圍巖中的斜鋯石。元古宙碎屑斜鋯石的存在，指示松潘-甘孜地體具有元古宙陸殼基底。

Nb、Ta、Th、Yb、V、Zr、Y等微量元素和TiO2在蝕變及低級(jí)變質(zhì)過(guò)程中較為穩(wěn)定(張貴山等, 2008)，因此，這些微量元素可以用于蝕變及低級(jí)變質(zhì)作用樣品的構(gòu)造環(huán)境判別(Pearce, 2008; Lietal., 2015)。下倉(cāng)界基性巖為鈣堿性系列，在Th/Yb-Nb/Yb圖上，落入或接近于大陸弧玄武巖區(qū)域(圖6a)。如前文所述，下倉(cāng)界基性巖漿經(jīng)歷了輕微的地殼物質(zhì)混染，夏林圻等(2007)認(rèn)為地殼混染會(huì)導(dǎo)致Ti、Nb、Ta 等元素的含量降低，在利用這些元素判斷玄武巖形成的構(gòu)造環(huán)境時(shí)，投點(diǎn)位置會(huì)發(fā)生遷移，而Zr和Y元素不會(huì)因?yàn)榈貧せ烊径淖兒浚虼?，Zr/Y-Zr判別圖不會(huì)受到影響。在Zr/Y-Zr圖上，下倉(cāng)界基性巖樣品均落入板內(nèi)玄武巖范圍內(nèi)(圖6b)。

下倉(cāng)界基性巖形成于晚三疊世(208 Ma)， 區(qū)域上已有報(bào)道形成于碰撞后伸展環(huán)境的桑日麻A型花崗巖(208 Ma， Caietal., 2010)和年寶玉則A型花崗巖(211 Ma， Zhangetal., 2007)形成于同時(shí)期，因此，本文認(rèn)為晚三疊世(<211 Ma)松潘-甘孜地體的構(gòu)造環(huán)境為碰撞后板內(nèi)伸展環(huán)境。

6 結(jié)論

(1) 松潘-甘孜地體下倉(cāng)界地區(qū)新發(fā)現(xiàn)由具杏仁構(gòu)造的玄武巖和輝綠巖組成的鈣堿性系列基性巖，輝綠巖中斜鋯石U-Pb年齡為208±1.0 Ma，表明該巖石形成于晚三疊世。

(2) 下倉(cāng)界基性巖巖漿可能源于軟流圈物質(zhì)誘發(fā)巖石圈地幔尖晶石-石榴子石橄欖巖過(guò)渡相(石榴子石約占0～25%)發(fā)生約5%的部分熔融。

(3) 結(jié)合區(qū)域地質(zhì)資料，松潘-甘孜地體具有陸殼基底，晚三疊世(<211 Ma)松潘-甘孜地體的構(gòu)造環(huán)境為碰撞后板內(nèi)伸展環(huán)境。