松潘—甘孜造山带容须卡岩浆-穹隆地质特征及构造演化

叶亚康， 曾 敏， 周 雄， 武文辉， 徐云峰， 李 峥

(1.成都理工大学地球科学学院，成都 610059； 2.中国地质科学院矿产综合利用研究所，成都 610041； 3.四川省地质调查院，成都 610081)

0 引言

松潘—甘孜造山带位于由劳亚大陆(昆仑地体)、羌塘—昌都微大陆及扬子克拉通夹持的三角地带，由复理石类型的碎屑物质组成[1-5]。大规模的造山作用开始于印支晚期，包含了早期岩石圈的双向收缩作用、造山后期的隆起与平移作用以及伴随的岩浆-变质作用[4-7]。

由于昆仑板块、扬子板块和羌塘板块的相互碰撞和俯冲，昆仑板块由北向南仰冲，羌塘板块由西向东仰冲，扬子板块向下俯冲，这种“双向挤压”作用使松潘—甘孜造山带形成复杂的“西康式”褶皱[8]。松潘—甘孜造山带发育大量穹状变质体，容须卡及周围的甲基卡、长征、瓦多穹隆属于该造山带中部的雅江热隆系[9]。容须卡穹隆位于松潘—甘孜造山带中部，鲜水河左旋走滑断裂带西南侧。有关容须卡穹隆的成因，一些学者认为该穹隆主要是由地壳局部熔融引起热隆伸展形成的[9]； 也有学者认为雅江地区甲基卡、容须卡、长征、瓦多等穹隆属岩浆核杂岩穹隆[10]，雅江地区三叠系西康群内一系列穹隆归为片麻岩穹隆[11]。

由于容须卡穹隆地理位置偏僻，交通极为不便，对其成因机制与构造演化的研究程度较低。邻区甲基卡穹隆周围已发现了超大型稀有金属矿[12]，为与甲基卡穹隆进行对比，进一步了解容须卡穹隆的成因及演化，在前人工作的基础上，通过野外地质调查和室内综合研究，初步认为容须卡穹隆在成穹前受区域双向构造挤压，成穹期岩浆向上侵位，成穹后经历挤压推覆与应力松弛过程，属于岩浆底辟穹隆。以上认识可为进一步研究该区构造演化及构造与稀有金属矿床的成矿关系提供参考。

1 构造地质背景

容须卡穹隆大地构造位于松潘—甘孜造山带东缘(图1)，造山带的主要变形过程发生在晚三叠世或印支末期。自晚三叠世特提斯洋闭合以来，松潘—甘孜造山带经历了强烈的“双向挤压”造山作用，构造样式以逆冲推覆背景下的构造滑脱为主，形成一系列复杂的“西康式”褶皱[5]。前人将容须卡地区划入“松潘—甘孜造山带主体”下属的“鲜水河平移剪切带”与“雅江浅层滑脱-逆冲推覆构造岩片”[5,13]，穹隆区主要出露晚三叠世侏倭组和新都桥组。侏倭组为一套薄-厚层变质石英砂岩、长石石英砂岩、粉砂岩与绢云板岩组成的韵律式互层； 新都桥组一、三段以板岩为主，二段为薄层变质长石石英砂岩与板岩组成的韵律式互层。

1.蛇绿混杂岩带; 2.滑脱带; 3.逆冲断层; 4.飞来峰; 5.平移断层; 6.深层高温韧性滑脱剪切带出露范围; 7.褶皱轴线; 8.中生代花岗岩; 9.剪切滑移矢量; YZB.扬子陆块； QCB.羌塘—昌都陆块； GWNB.冈瓦纳大陆； SG.松潘—甘孜造山带； A.西部碰撞结合带； ①.金沙江蛇绿混杂岩带； ②.甘孜—理塘蛇绿混杂岩带； ③.鲜水河韧性平移剪切带； B1.摩天岭带； B2.丹巴弧； B3.木里弧； B4.马尔康弧； B5.雅江弧； C1.龙门山逆冲楔； C2.盐源逆冲楔

图1 松潘—甘孜造山带大地构造位置[5]

Fig.1TectoniclocationofSongpan-Ganziorogeniczone[5]

2 穹隆地质特征

在容须卡近穹隆中心出露面积约1 km2的黑云母闪长岩岩株，岩体向下部延伸，因剥蚀深度不同，未完全出露。穹隆大致呈浑圆状，中心地层产状较缓，为20°～30°，翼部地层倾角一般为60°～70°。变质带环绕穹隆，大致呈椭圆环带状分布，显示由穹隆中心向外的同心圆状热扩散。由穹隆核部向外，变质程度由深至浅，依次为十字石带、红柱石带、石榴子石带、黑云母带和绢云母-绿泥石带(图2)，变质相由角闪岩相至低绿片岩相。

图2 容须卡穹隆地质简图

变质带的宽度远大于闪长岩的出露范围，推测下部存在隐伏岩体。

前人将容须卡穹隆划入雅江岩浆底辟穹隆群，容须卡周围还有甲基卡、长征、瓦多等穹隆体[9]。该区穹隆具有多中心特点，通常由岩体中心向外，地层变质程度逐渐降低，变质矿物分带性较好。变质带不规则分布于岩脉与围岩的外接触带，普遍发育电气石-云英岩化及堇青石热接触变质带，其宽度随花岗岩或花岗伟晶岩的规模和产状而异。在靠近岩体或伟晶岩脉的围岩中，通常发育堇青石(图3(a))和针状电气石，未变形的堇青石横截面呈近六边形，纵截面为纺锤状或瘤状; 十字石通常有2种晶形(图3(b))，单晶为短柱状，双晶呈“X”形交叉，锐夹角为45°～60°； 红柱石多呈长柱状(图3(c))，横截面常见黑色十字，为泥质或碳质充填，也称“空晶石”,野外可见三期红柱石发育； 石榴子石为粉红色(图3(d))，偶见黑色石榴子石，晶形一般较好，呈粒状十二面体，粒径1～2 mm。

(a) 假六方柱状堇青石 (b) 十字石单晶和双晶

(c) 红柱石经过三期变质 (d) 细粒石榴子石

1.一期红柱石； 2.二期红柱石； 3.三期红柱石； Ga.石榴子石

图3 容须卡穹隆典型变质矿物

Fig.3TypicalmetamorphicmineralsinRongxukadome

3 构造特征

3.1 地层变形

自晚三叠世特提斯洋闭合以来，松潘—甘孜造山带经历了强烈的“双向挤压”造山作用[5]，后期受岩浆底辟作用影响，研究区构造形态极其复杂。通过野外路线调查和构造剖面测量，总结了研究区地层典型的构造特征(表1)。

穹隆中心侏倭组地层变质变形最为复杂，产状总体较平缓，倾角为5°～10°。其中发育的小型流变构造包括无根或肠状褶皱，以及一些变质矿物的拉伸和旋转变形等； 大一级构造常见“S”型或“反S”型褶皱及“A”型平卧褶皱等。这与受多期构造影响的“桃溪穹隆”岩石流变特征相似[14]。

新都桥组稍远离穹隆中心，韧性变形程度稍弱，地层中原生层理S0受构造叠加作用和构造置换作用影响，野外观察到的层理多为S1或S2劈理面，因此构造期次划分和构造恢复难度较大。地层中发育倾伏褶皱、倾竖褶皱、尖棱直立褶皱等。

两河口组远离容须卡穹隆，岩性以中厚层砂岩夹少量板岩为主，因受穹隆的改造和影响较弱，未发生接触变质作用，仅受区域变质作用影响，发育板岩和变质砂岩。砂岩中见倾伏叠加褶皱和“A”型平卧叠加褶皱，倾伏叠加褶皱中，两期褶皱的枢纽倾伏向近于垂直。早期褶皱主应力近SN向，具简单剪切变形特征； 晚期褶皱主应力近EW向。“A”型平卧褶皱枢纽近EW向，较晚的叠加褶皱轴面直立，垂直于平卧褶皱轴面，枢纽近SN向。反映了未受岩浆底辟作用影响的原始“西康群”地层的特点，应为造山带早期SN向和EW向收缩挤压形成的叠加构造，具有纵弯叠加褶皱的特点[15]。两河口组构造叠加变形作用反映了成穹前松潘—甘孜造山带的构造特征。

表1 研究区地层构造特征

3.2 断层与隐爆角砾岩

野外发现穹隆附近发育韧性剪切变形，能干性强的石英脉发育布丁构造，十字石、石榴子石等变质矿物发育“σ”型与“δ”型不对称旋转构造，镜下云母片发育“S-C”组构。翼部两侧主要发育一系列高角度正断层(图4)，断层破碎带宽1～2 m，普遍发育断层角砾和断层泥(图5(a))。在穹隆西侧靠外的山坡上见疑似隐爆角砾岩(图5(b))，其中角砾碎块多为2～3 cm，并被石英脉胶结在一起，可能是岩浆向上侵位过程中，气体不断向上聚集，当气压超过围岩抗压能力时，使围岩破裂，石英脉沿裂隙充填，将围岩碎块粘连在一起，形成隐爆角砾岩。

图4 容须卡穹隆EW向构造剖面(A-A′)及SN向构造剖面(B-B′)

图5-1 容须卡穹隆构造特征

Fig.5-1TectoniccharacteristicsofRongxukadome

图5-2 容须卡穹隆构造特征

Fig.5-2TectoniccharacteristicsofRongxukadome

3.3 穹隆顶部构造

穹隆顶部近水平地层中见石英脉对称石香肠构造(图5(c))，局部可见石榴子石对称压力影，这些构造证据说明穹隆顶部处于上下垂直挤压状态，为Y轴不旋转的纯剪切机制，是底辟作用形成的。

穹隆附近及外围均发育“A”型平卧褶皱(图5(d))或叠加褶皱(图5(e)、(f))，靠近穹隆中心含砂岩条带的侏倭组地层中，平卧褶皱翼开角约45°，枢纽与轴面近水平，枢纽近SN向，板岩中可见矿物拉伸或生长线理，线理走向与枢纽走向一致。

3.4 穹隆翼部构造

穹隆西翼新都桥组叠加褶皱发育(图5(g))，且伴生一个高角度的逆断层，断层产状200°∠60°，断层角砾和断层泥发育。断层下盘发育一组共轭的剪节理，节理产状350°∠18°、219°∠62°。

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穹隆东翼石英脉发育“Z”型和“S”型褶皱(图5(h))，指示地层经历了两个相反方向的剪切滑动。“Z”型石英脉中发育平行的张性节理，是在相对较晚的脆性变形阶段形成的，推测该地层经历了早期推覆作用，部分石英脉形成“Z”型褶皱，指示地层向上推覆。后因应力松弛，应力方向发生改变，地层仍经历韧性剪切变形，导致左行滑脱，形成“S”型褶皱，之后随着剪切作用减弱，地层温度降低，产生脆性的张性节理。

通过野外观察，在穹隆周围可见大量指示向下运动的滑脱构造，如穹隆西翼地层中十字石的“σ”碎斑拖尾现象(图5(i))，指示地层左行滑脱。与穹隆顶部应力环境不同，翼部地层受简单剪切作用发生形变，主应力具有一定的旋转角度(图5(j))。在拉伸线理发育的地方取定向薄片，镜下可见堇青石的矿物拉伸现象(图6(a))和石英的韧性变形与动态重结晶现象(图6(b))，拉伸线理方向平行于X轴，显示为剪切型拉伸线理[16]。这些矿物的运动学特征符合岩浆底辟作用引起的地层弯流特征[17]。

将收集的倾伏褶皱枢纽产状利用下半球投影(图7)可发现，其枢纽倾伏向主要为东和北。向东倾伏的枢纽倾角大致分为2类：I类近于水平，为平卧褶皱； II类倾伏角为30°～50°，为倾伏的背向斜，可能是早期近EW向平卧褶皱受后期EW向挤压收缩，或受晚中新世鲜水河平移断层影响，发生叠加改造，使早期褶皱形态和倾伏角发生改变。向北倾伏的枢纽倾角多为0°～15°，多为直立水平褶皱，平卧褶皱则发育于穹隆中心附近。区内构造形迹大致为近EW向和近SN向，与松潘—甘孜造山带构造形迹基本一致[5]。

(a) 堇青石被拉长形成拉伸线理 (b) 石英动态重结晶定向排列

(c) 云母“S-C”组构 (d) 石榴子石“σ”型碎斑拖尾

Alm.铁铝榴石； Chl.绿泥石； Bt.黑云母； Cord.堇青石； Qtz.石英； Ser.绢云母； C.C面理； S.S面理； 箭头指示运动方向

图6 容须卡穹隆构造显微镜下特征

Fig.6PhotomicrographsofmicrostructureinRongxukadome

图7 枢纽下半球投影

另外，大量同位素年龄数据[18]表明，穹隆区东部鲜水河左旋走滑断裂始于早中新世(17～10 Ma)，呈NW-SE走向，受印度板块与欧亚板块碰撞所派生的NE向挤压应力影响，对甘孜造山带早期的构造形迹具有一定改造。区内发育NE向韧性和脆性剪切带，主要断裂为木茹沟断裂，呈NW向展布，为鲜水河断裂带的南西边界断裂，展布于研究区东部，沿断层北东盘发育劈理化带，并见有中酸性脉岩沿劈理化带分布。在木茹沟断裂西侧发育尔金措—龙古断层，呈NW向展布，断层沿走向具波状弯曲； 断层北东盘出露晚三叠世新都桥组黑色板岩，在塔米隆一带出露燕山期辉石闪长岩体； 断层南西盘出露晚三叠世新都桥组及两河口组地层。断层破碎带劈理化发育，断层面倾向40°～55°，倾角40°～70°。

4 构造演化过程

(1)进入晚三叠世(印支末期)，松潘—甘孜造山带受由北向南挤压应力作用[5]，区内存在大量枢纽近EW向的倾伏和平卧褶皱，其中“A”型平卧褶皱指示具有SN向的剪切滑动作用。印支末期—燕山早期，羌塘板块由西向东仰冲于造山带之上，扬子板块由东向西俯冲于造山带下部，这种近于垂直的“双向挤压”作用使造山带地层大大增厚。在晚三叠世两河口组地层中，发育轴面近EW向和近SN向的叠加褶皱，EW向见矿物的拉伸线理和砂岩的旋转布丁构造，指示由西向东的剪切方向(图5(k))。在挤压和剪切作用下，区内劈理极其发育，劈理类型复杂多样(流劈理、褶劈理、破劈理)，其中以轴面流劈理最为发育。

(3)成穹过程中，上覆围岩受横弯作用，由穹隆中心向四周伸展，剖面发育一系列高角度正断层(图4)。在翼部地层中可见大量层间小揉皱及变质矿物发生旋转，结合镜下定向薄片特征，均指示地层向下滑脱。穹隆变质体顶部发育大量平卧褶皱，褶皱枢纽与十字石、红柱石等低压高温变质矿物的拉伸线理大体一致，指示SN向的剪切运动方向。顶部近水平地层中见石英脉对称石香肠构造(图5(c))，局部见石榴子石对称压力影，说明穹隆顶部处于上下垂直挤压状态，为Y轴不旋转的纯剪切机制，是底辟作用形成的。

(4)岩浆侵位结束后，岩石温度逐渐降低，由塑性变形逐渐向脆性变形过渡，此过程中穹隆受推覆挤压作用，可见一些小型逆断层发育，逆断层上下盘地层中发育牵引褶皱和破劈理。镜下云母的“S-C”组构(图6(c))和石榴子石旋转拖尾(图6(d))均指示向上推覆的右行剪切。穹隆东侧外围地层中石英脉发育“Z”型褶皱(图5(h))，指示向上的剪切滑动。“Z”型石英脉中发育平行的张性节理，应为相对较晚的脆性变形阶段形成的，可能为推覆剪切作用减弱、地层温度降低、应力松弛导致脆性张性节理产生。翼部地层中，靠近岩体的堇青石多呈纺锤状，不具备初始晶形，可能是在成穹过程中被剪切拉伸的结果，且堇青石内部已发生退化变质，被白云母或绢云母所交代(图6(a))，说明后期穹隆经历了降温的变质重结晶作用。

(5)早中新世(17～10 Ma),青藏高原东南缘较近一次快速构造抬升事件发生在10.1 Ma左右[22]，印度板块与欧亚板块碰撞引发青藏块体遭受强烈的NNE向推挤作用，由于岩石圈物质的流展产生EW向强大挤压，形成NW-SE向鲜水河左旋走滑断裂[23]，巨大的平移作用对松潘—甘孜造山带构造格架的改造及重塑具有重要作用。新构造运动使川西高原隆升，隆升速率为0.064～0.08 mm/a[24]，形成了一系列NNW向的韧脆性和脆性破碎带。至今，鲜水河断裂带仍旧活跃，走滑活动速率约10 mm/a[25]。

目前，有关穹隆的成因机制和模式有多种解释：与底辟及地幔上涌相关的深部流动变形、地壳收缩和地壳伸展。底辟(包括热隆模式)认为穹隆由主中央断裂之上深熔岩浆[26]或由伸展减压引起地壳重融后岩浆上浮上升形成[27]； 地幔上涌模式认为穹隆为横向挤压导致的软流圈物质上涌[28]； 地壳收缩模式认为穹隆发育于逆冲断层断坡或双重构造[29]； 也有学者认为穹隆是地壳收缩与伸展共同作用的产物[30]。本研究认为，容须卡穹隆为早期下地壳滑脱导致局部熔融形成岩浆，伴随造山运动，岩浆向上侵位，穹隆开始隆升。围绕穹隆中心，地层由顶部向四周倾斜，顶部应力为上下垂直挤压状态，为Y轴不旋转的纯剪切机制，岩石发生流变形成各种弯流揉皱和剪切变形。这些宏观与微观构造特征符合岩浆上浮、上升形成底辟穹隆(热隆模式)的观点。

5 结论

(1)容须卡穹隆的形成和演化主要受区域构造和岩浆底辟作用的影响。该穹隆中心以韧性岩石流变变形为主，变质作用强，发育无根或肠状褶皱，及“S”型、“Z”型褶皱和“A”型平卧褶皱； 穹隆外围发育叠加褶皱，反映造山带早期SN向和EW向收缩挤压。结合宏观与微观构造特征，该穹隆为岩浆上浮、上升底侵作用形成的。

(2)晚三叠世(印支末期)，受SN向与EW向“双向挤压”，造山带内部发生深层次滑脱-推覆剪切作用； 成穹期岩浆向上侵位时限为(214.4±1.2) Ma，此过程伴随强烈的变质变形作用，由穹隆中心向外变质带呈环带状产出，变质矿物被拉伸、旋转、压扁，指示成穹过程中地层向下滑脱； 成穹后，受区域构造影响，经历挤压推覆和应力松弛阶段； 早中新世(17～10 Ma)，由于青藏高原东南缘快速抬升，松潘—甘孜造山带发育NW-SE向鲜水河左旋走滑断裂，使容须卡地区形成一系列NNW向韧脆性和脆性破碎带。

(3)容须卡地区为重要的含锂辉石花岗伟晶岩产地，由于该地区地形条件复杂，对穹隆与成矿关系仍有待进一步研究。

致谢：本文资料来源于“四川康定瓦多—龙古地区1∶5万区域地质调查”项目成果，工作中得到了中国地质科学院矿产综合利用研究所张贻教授级高级工程师以及四川省地质调查院阚泽忠教授级高级工程师、秦宇龙高级工程师、熊昌利高级工程师的指导和帮助，在此一并表示感谢。