火山活动与板块构造活动密切相关，火山活动喷发形成的凝灰岩记录了火山活动相关的信息。通过研究凝灰岩的形成年代与地球化学特征，不仅可以揭示火山活动的物质来源，还能对该时期周缘造山带构造演化和岩浆活动研究提供相关证据（李祥辉等，2016；冉波等，2016；Jin et al.，2022；Jiang et al.，2023；陈俞超等，2026）。晚三叠世是川西前陆盆地初始形成过程中的一个关键时期（李勇等，2011），起始于中三叠世末期的印支运动使得扬子板块与周缘板块呈剪刀式的汇聚拼合（许志琴等，2012），古特提斯洋分支甘孜—理塘洋的闭合（吉让寿等，1990）。印支运动被广泛定义为与古特提斯洋闭合有关的早中生代构造事件。研究表明，位于西部的印支造山系形成于“多洋盆、多地体、多岛弧、多俯冲、多碰撞”的复杂构造背景（许志琴等，2012）。在增生造山的基础上，随着新特提斯洋盆的打开与古特提斯洋盆的闭合，在三叠纪完成中国大陆印支碰撞造山过程，形成巨型造山拼贴体，同时对川西前陆盆地演化产生了重要影响（刘树根等，2009；李勇等，2014）。此次构造事件深刻影响了川西前陆盆地构造和沉积格局，造成了晚三叠世沉积发生由海向陆的关键转变（刘树根等，2009）。而川西前陆盆地的须家河组就在此构造背景下形成，但其源区来源复杂，从须一段到须六段经历了不同的物源沉积，同一层段在不同地区也有较大的差异。因此，厘清川西前陆盆地火山夹层凝灰岩所记录的构造演化活动与其同期岩浆活动之间的关系至关重要。

川西前陆盆地周缘的晚三叠世岩浆岩主要集中分布在以下3处：南秦岭造山带（210~221 Ma）（Dong et al.，2011）、松潘—甘孜地体（203~221 Ma）（蔡宏明等，2010），其中安山岩1处（206~212 Ma）（李祥辉等，2016）、义敦岛弧带（216~245 Ma）（Reid et al.，2007）。目前已公开报道的晚三叠世川西前陆盆地凝灰岩有3处：江油含增剖面上三叠统天井山组与马鞍塘组的分界线（T₂t/T₃m，238 Ma）（Jin et al.，2022）；宣汉七里峡须家河组须五段凝灰岩（205.9±1.5 Ma）（陈俞超等，2026）；崇州鸡冠山须家河组须五段凝灰岩（T₃x⁵中，212.5 Ma）（Jiang et al.，2023）。然而，目前对川西地区须家河组凝灰岩的喷发来源尚不明确。因此，本文以川西前陆盆地上三叠统须家河组凝灰岩作为研究对象，通过对凝灰岩进行锆石U-Pb测年，结合地球化学和锆石Hf同位素数据，分析须家河组凝灰岩的物质来源。在此基础上，通过元素地球化学指标反推岩浆源区的地壳厚度，进一步揭示源区的构造演化过程，旨在明确川西前陆盆地的物质来源以及晚三叠世印支运动构造演化过程。

研究区位于扬子板块西缘（图1a，b）。在研究区周缘，主要发育的地质构造带包括北边的秦岭造山带，南边的扬子板块；西边以松潘—甘孜地体为主，西南边发育羌塘地块、义敦岛弧、拉萨地块、康滇古陆等（图1b）。四川盆地东北一隅发育米仓山隆起带和大巴山断褶带，其中大巴山褶皱带为三级断褶带；西北部发育松潘—甘孜褶皱带，为二级基底褶皱带；盆地中部地区发育川中古隆起平缓带；南部发育川南低陡构造带；东南方向为川湘坳陷褶皱带，整体呈NE—SW展布（罗良等，2015；李洪奎等，2019）。本文研究工区位于川西地区龙门山前缘带，在构造上位于龙门山大断裂带前缘的褶皱带（图1c）。龙门山褶皱带的演化过程从印支期开始发育，至喜马拉雅期形成，整体上呈NE—SW展布（李勇等，2010）。晚三叠世川西前陆盆地受到印支运动的影响，盆地构造环境从拉伸环境逐渐往挤压环境过渡（何登发等，2016），盆地西侧的龙门山不断抬升，导致盆地整体呈东高西低的特点，海水从盆地东侧往西侧退去，盆地内的沉积环境也由海相沉积转变成陆相沉积（Tan et al.，2013）。

图  1  研究区地质简图及研究区位置图（据卢雨潇等，2022；薄尚尚等，2024修改）

Figure 1.  Geological map and location of the study area (modified from Lu et al., 2022; Bo et al., 2024)

本次研究剖面为鸡冠山剖面（30°49′38″N，103°24′3″E），位于川西前陆盆地崇州市文景江镇苟家坪背斜上，该背斜核部与两翼均出露上三叠统须家河组。此剖面的须家河组地层其顶界与下侏罗统白田坝组接触，底界覆盖于中三叠统雷口坡组之上。该组岩性组合以砂岩、粉砂岩、泥岩及煤层为主，局部夹有泥砾质夹层，并保存有丰富的植物化石（图2）。基于岩性特征，该地层可以划分为5个层段（王永栋等，2010），须一、须三和须五段主要由粉砂岩、泥岩与煤构成，富含植物化石，指示洪泛平原—湖泊相沉积体系；须二和须四段则以中—粗粒砂岩为主体，发育水平层理、板状交错层理及槽状交错层理等沉积构造，反映辫状河三角洲沉积环境（郑荣才等，2009）。

图  2  鸡冠山剖面须家河组综合柱状图（据郑荣才等，2009；陈杨，2011修改）

Figure 2.  Comprehensive columnar section of the Xujiahe Formation in the Jiguan Mountain profile (modified from Zheng et al., 2009; Chen, 2011)

凝灰岩样品采自鸡冠山剖面（30°47′17″ N，103°24′0″ E）须四段顶部与须五段底部，地层岩性以灰色和深灰色泥岩为主，可见部分灰白色细粒砂岩。剖面上发育两套薄层凝灰岩（厚2.0~2.5 cm）（图3），凝灰岩颜色为橙黄色和土黄色，整体较为松散（图3a，d），显微镜下观察凝灰岩样品，可见中晶屑物质主要为斜长石，呈现次棱角状与条带状，分布杂乱（图3b，c）。凝灰质脱玻化严重，且多数被黏土质交代，呈似流动构造（图3e，f）。

图  3  鸡冠山剖面凝灰岩特征

Figure 3.  Characteristics of tuff in the Jiguan Mountain profile

凝灰岩样品的锆石LA-ICP-MS定年在成都理工大学油气藏地质及开发工程全国重点实验室完成。对样品实施机械破碎与重力分选，通过显微观察筛选出晶形完整、透明度高的单颗粒锆石，经环氧树脂镶嵌—抛光处理制备成分析靶样，之后采用锆石阴极发光（CL）显微镜下观察，依据振荡环带发育程度优选微区测试点位（图4），分析锆石样品U-Pb年龄。仪器配置方面，采用美国应用光谱公司Resolution LR型193 nm激光剥蚀系统，配备安捷伦7900型四极杆质谱仪完成锆石U-Pb同位素比值测定及微量元素含量分析。选取He为剥蚀过程中样品的载气（流量为0.65 L/min），锆石的微量元素含量的标定采用标准参考物质NIST610为外部标准计算、Si为内部标准计算。本次分析实验中，激光斑束的直径为29 μm，激光能量强度为3.5 J/cm²，激光剥蚀的深度为30~40 μm，激光频率为8 Hz，剥蚀时间为45 s。采用ICP-MSDataCal软件对锆石样品测点U-Pb的表面年龄、Pb同位素比值和微量元素的含量计算处理。采用Isoplot软件（Ludwig，2003）对锆石年龄协和图、年龄加权平方图进行绘制。凝灰岩样品LA-ICP-MS U-Pb数据分析结果见表1。

图  4  样品锆石阴极发光图像

Figure 4.  Cathodoluminescence images of zircon samples

凝灰岩样品的全岩主微量元素测试在成都谱谱检测技术有限公司进行。样品主量元素和微量元素分析测试分别在电感耦合等离子体发射光谱仪（ICP-OES、美国PE 5300V），电感耦合等离子体质谱仪（Aglient Technologies 7700 SeriesICP-MS）上进行。凝灰岩样品的全岩主微量元素数据分析结果见附表1~3（数据详见ScienceDB数据集）。

X射线衍射测试是在成都谱谱检测技术有限公司进行。样品经过200目过筛后，采用日本理学Rigaku XRD/Rigaku Ultima IV仪器进行测试。凝灰岩样品的全岩分析和黏土分析测试结果见附表4、5（数据详见ScienceDB数据集）。

凝灰岩锆石样品的Hf同位素分析是在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。锆石样品的Lu-Hf同位素测试采用的多接收质谱MC-ICP-MS（Neptune Plus），激光剥蚀系统为美国Coherent公司的相干193 nm准分子激光剥蚀系统（Geolas HD）。测试采用的激光斑束为44 μm，激光能量强度为10.0 J/cm²，频率为8 Hz。测试期间，锆石Hf同位素数据以标准参考物质91500、GJ-1和Plesovice进行分析和校正，采用ICP-MSDataCal软件对锆石样品的Hf同位素进行计算处理。锆石Hf同位素测试数据结果见表2。

锆石颗粒多呈现自形晶，晶体形态完整，呈现短柱状或长柱状，粒径介于100~150 μm（图4），大部分锆石具明显的振荡环带且无明显磨圆。

通过LA-ICP-MS测试对凝灰岩样品锆石的测定点进行分析，选定的测试点多数位于锆石的振荡环带部，少部分处于锆石核部。剔除谐和度小于90%和大于110%的无效数据，得到Tuff-1和Tuff-2各自的U-Pb年龄有效数据（表1）。将剔除后的数据进行²⁰⁷Pb/²³⁵U-²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄谐和图投图，Tuff-1的30个数据点均匀分布在谐和线附近，²⁰⁶Pb/²³⁸U的年龄处于瑞替阶和诺利阶（206.4~212.1 Ma），加权平均年龄为（208.5±1.4）Ma（MSWD=0.13；图5a，b）；Tuff-2的46个数据点均匀分布在谐和线附近，²⁰⁶Pb/²³⁸U的年龄处于诺利阶（206.4~212.1 Ma），加权平均年龄为（213.5±1.1）Ma（MSWD=0.41；图5c，d）。

图  5  须家河组凝灰岩锆石U⁃Pb年龄谐和图及加权平均图

Figure 5.  Zircon U⁃Pb ages concordia diagrams and weighted average plots of tuff in the Xujiahe Formation

凝灰岩样品全岩主量元素、微量元素和稀土元素含量见附表1~3（数据详见ScienceDB数据集）。测试结果表明Tuff-1样品的SiO₂含量为53.73%，K₂O和Na₂O的含量分别为4.08%和0.25%，CaO含量为0.90%，Al₂O₃含量为23.33%，TFe₂O₃为2.87%，烧失量为12.71%，其余主量元素含量较低；Tuff-2样品的SiO₂含量为52.86%，K₂O和Na₂O的含量分别为5.53%和0.09%，CaO含量为0.69%，Al₂O₃含量为22.91%，TFeO含量为5.48%，烧失量为10.36%，其余主量元素含量也较低。凝灰岩样品稀土元素球粒陨石标准化配分蛛网图（图6a）总体表现为明显的右倾分布，轻稀土元素较富集，重稀土元素分布较平坦，具有较强的Eu负异常（δEu=0.326）；微量元素原始地幔标准化蛛网图（图6b）显示，样品高场强元素Ta强烈亏损，大离子亲石元素Rb，Ba等相对富集。

图  6  （a）球粒陨石标准化稀土配分曲线图；（b）原始地幔标准化微量元素蛛网图

Figure 6.  (a) Chondrite⁃normalized REE distribution curves; (b) primitive mantle⁃normalized trace

凝灰岩样品的X射线衍射测试结果表明，Tuff-1和Tuff-2的全岩矿物和黏土矿物组分有一定差别。Tuff-1的石英含量为4.7%，斜长石含量为0.7%，方解石含量为0.5%，黏土矿物含量为94.1%；Tuff-2的石英含量为10.6%，黏土矿物含量为89.4%。Tuff-1的高岭石含量为22%，伊/蒙混层含量为78%；Tuff-2的高岭石含量为1%，伊/蒙混层含量为99%。

须家河组凝灰岩样品中的锆石Hf同位素测定结果见表2。结果表明凝灰岩锆石¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf值介于0.282 559~0.282 963，平均值为0.282 722；¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf值均小于0.002，显示锆石在形成后积累放射性Hf较低，¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf值介于0.000 729~0.001 963，平均值0.001 346。

Tuff-1的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf值介于0.282 811~0.282 963，平均值为0.282 856，¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf值介于0.001 039~0.001 918，平均值为0.001 540，ε_Hf（t）介于5.7~11.2，平均值为7.0，一阶段的模式年龄（T_DM1）介于416~638 Ma，平均模式年龄为571 Ma，二阶段的模式年龄（T_DM2）介于492~794 Ma，平均模式年龄为706 Ma。

Tuff-2的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf值介于0.282 559~0.282 679，平均值为0.282 619，Tuff-2的¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf值介于0.000 729~0.001 963，平均值为0.001 220，一阶段的模式年龄（T_DM1）介于806~990 Ma，平均模式年龄为901 Ma，二阶段的模式年龄（T_DM2）介于1 046~1 286 Ma，平均模式年龄为1 172 Ma。

锆石因其稳定性、精确性以及适用性，被常用于年代学的研究中（张成立等，2009）。利用锆石的U-Pb年龄数据可以初步认识该时期对应的构造热事件，通过与邻区锆石的U-Pb年龄数据进行对比可以大致判断凝灰岩的源区（王平等，2022）。根据凝灰岩样品Tuff-1和Tuff-2的U-Pb年龄数据，建立须家河组凝灰岩时空分布图（图7），将凝灰岩锆石U-Pb年龄数据与松潘—甘孜地体、义敦岛弧以及秦岭造山带地区的岩浆岩年龄值进行对比研究，其中松潘—甘孜地体的岩浆活动期次集中在202~217 Ma（蔡宏明，2010；王鹏等，2023），义敦岛弧的岩浆活动期次集中在202~224 Ma（施洺，2017），秦岭造山带的岩浆活动期次集中在210~227 Ma（弓虎军等，2009；刘巍等，2020）。结果表明研究区凝灰岩样品的锆石U-Pb年龄范围介于208~213 Ma，与松潘—甘孜地体的安山岩年龄值最为接近，这表明研究区凝灰岩的源区可能与松潘—甘孜地体为同一期构造活动。

图  7  须家河组凝灰岩时空分布图

Figure 7.  Spatiotemporal distribution map of tuff in the Xujiahe Formation age

单纯通过锆石的U-Pb测年解释凝灰岩的源区不具有说服力，可以利用凝灰岩地球化学元素特征进一步分析其母岩浆构成成分（弓虎军等，2009；蔡宏明等，2010；施洺，2017；陈俞超等，2026）。根据凝灰岩样品的地球化学元素数据和前人对义敦岛弧、松潘—甘孜地体以及秦岭造山带研究样品的地化数据，进行TAS图解投点（图8）。结果表明，研究区须家河组凝灰岩样品的Na₂O+K₂O含量相对较高，SiO₂含量较高，TAS图解主要落在粗面安山岩范围内，岩性为中性—中酸性（图8）；松潘—甘孜的Na₂O+K₂O含量和SiO₂含量与须家河组凝灰岩样品数据相近，TAS图解落入安山岩和粗面安山岩（图8）；义敦岛弧的Na₂O+K₂O含量相对较低，SiO₂含量较高，TAS图解则主要落入英安岩；秦岭造山带的Na₂O+K₂O含量和SiO₂含量都较高，TAS图解主要落入粗面岩和流纹岩。因此，研究区须家河组凝灰岩的形成可能与中性—中酸性岩浆作用有关，且松潘—甘孜地体的晚三叠安山岩可能与凝灰岩来源于同一岩浆区域。

图  8  须家河组凝灰岩母岩判别图（据Le Bas et al.，1986修改）

Figure 8.  Parent rock discrimination diagram of tuff in the Xujiahe Formation (modified from Le Bas et al., 1986)

锆石高场强元素Hf具有稳定的化学性质，能在火山灰的蚀变作用过程中保留，可以利用锆石的Hf同位素比值特征来反映凝灰岩的源区以及岩浆来源（吴福元等，2007；张成立等，2009；弓虎军等，2009；蔡宏明，2010；田和明等，2014；施洺，2017）。利用研究区凝灰岩样品和义敦岛弧、松潘—甘孜地体以及秦岭造山带的ε_Hf（t）值，建立锆石U-Pb年龄和ε_Hf（t）图解（图9）。从图中可看出，研究区凝灰岩样品Tuff-1的ε_Hf（t）为正值介于5.7~11.2，分析岩浆成分主要来源亏损地幔；Tuff-2的ε_Hf（t）值介于-3.0~0.3，表明岩浆中混染了部分熔融地壳组分。义敦岛弧的ε_Hf（t）值介于-15.3~25.1；松潘—甘孜地体的ε_Hf（t）值介于-3.6~11.1；秦岭造山带的ε_Hf（t）值介于-11.3~1.6。将须家河组凝灰岩与义敦岛弧、松潘—甘孜地体以及秦岭造山带地区侵入岩的ε_Hf（t）值进行对比研究，发现研究区凝灰岩样品ε_Hf（t）值与松潘—甘孜地体相似，表明松潘—甘孜地体的晚三叠安山岩可能与研究区凝灰岩来源于同一期岩浆活动。

图  9  须家河组凝灰岩锆石U⁃Pb年龄和ε_Hf（t）图解

Figure 9.  Zircon U⁃Pb ages and εHf(t) for tuff in the Xujiahe Formation

La在地壳中含量丰富，对地幔中的熔融反应敏感，Yb在地壳中含量则较低，且在熔融反应过程中不易分配到熔体中，因此，岩浆岩的La/Yb值与岩浆来源的深度有一定的相关性，通过建立凝灰岩的（La/Yb）_N值与地壳厚度变化的相关方程（1），可以估算造山带当时的地壳厚度（Profeta et al.，2015）。

有学者认为松潘—甘孜地体在晚三叠时期发生了地层拆沉作用（蔡宏明等，2010），拆沉作用是指增厚的岩石圈根部由于重力不稳定性而发生沉降进入到软流圈的过程，为地幔物质上涌提供了通道（时章亮等，2009）。还有学者认为松潘—甘孜地体的中生代花岗岩的形成与俯冲有关，主要为松潘—甘孜地体向义敦岛弧俯冲（Chen et al.，2017；Deschamps et al.，2017）。本文对义敦岛弧岩浆岩、松潘—甘孜地体安山岩以及秦岭造山带花岗岩和此次研究的须家河组凝灰岩的（La/Yb）_N值进行了相关计算，得到对应地区不同年代的地壳厚度（图10）。结果表明，须家河组凝灰岩起源于厚度介于42~46 km的陆壳，且未发生明显的厚度变化。前人研究结果表明，松潘—甘孜地体安山岩和埃达克质岩起源于厚度介于43~52 km的陆壳熔融，且220~205 Ma期间地壳厚度未发生明显增厚（李成祥等，2023），这也表明松潘—甘孜地体未发生显著的加厚地层拆沉作用（Zhan et al.，2018）。通过地壳厚度对比分析，进一步验证了松潘—甘孜地体的晚三叠世安山岩与研究区凝灰岩可能为同一时期的岩浆活动。

图  10  地壳厚度与锆石年龄关系图

Figure 10.  Relationship between crustal thickness and zircon age

火山活动与构造作用密切相关，而岩样地球化学特征的变化也与构造作用环境相关。因此，可以通过分析岩样的地化特征来解释构造环境的变化，进而分析火山活动特征（王建强等，2017）。高场强元素Ta可用于指示俯冲作用、地幔熔融深度和构造环境，而大离子亲石元素Th则用于判别岩浆源区和壳幔相互作用。根据敦岛弧岩浆岩、松潘—甘孜地体安山岩以及秦岭造山带花岗岩和研究区须家河组凝灰岩的相关地化特征，建立Th/Ta与Yb图解（图11a）和Th/Yb与Ta/Yb图解（图11b）。结果显示，须家河凝灰岩样品全部落入两幅图解的活动大陆边缘，而松潘—甘孜地体安山岩大部分同样也落入图解的活动大陆边缘。虽然本文松潘—甘孜地体构造环境表现为活动大陆边缘（王国灿和张攀，2019），但其并不是由单一构造活动形成的地质体，实际上是由古特提斯大洋和周缘以陆壳为基底的前陆盆地两部分构成。松潘—甘孜地体的主体部分为古特提斯大洋，主要由增生楔杂岩组成，上部发育以安山岩为主的增生弧，部分地区还残留着古特提斯洋盆和洋壳残片。而周缘前陆盆地为秦岭弧地体与扬子地块相互碰撞形成的产物（夏磊等，2017）。因此，与松潘—甘孜地体晚三叠世的安山岩同一期中性—中酸性的岩浆活动形成的火山灰在川西前陆盆地沉积形成凝灰岩。

图  11  构造环境判定图（据Gorton and Schandl，2000修改）

Figure 11.  Tectonic environment determination diagram (modified from Gorton and Schandl, 2000)

综上所述，在诺利晚期—瑞替早期，松潘—甘孜地体向义敦岛弧和南秦岭造山带发生双向俯冲（图12），同时发生岩石圈的拆沉作用，地幔软流圈物质发生上涌（曹锦山等，2025）。之后，松潘—甘孜地体的岩石圈完全拆沉，此时构造背景为伸展构造（周玉等，2019），地幔软流圈物质进一步发生上涌，同时岩石圈地幔部分发生熔融形成火山岩。

图  12  扬子板块西缘晚三叠世构造演化模式图（据Gou et al.，2024修改）

Figure 12.  Tectonic evolution model of the western margin of the Yangtze Plate in the Upper Triassic (modified from Gou et al., 2024)

（1） 川西前陆盆地鸡冠山剖面须家河组凝灰岩源岩为粗面安山岩，LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果表明其沉积年龄为（208.5±1.4） Ma和（213.5±1.1） Ma。

（2） 须家河组凝灰岩全岩主、微量元素以及锆石微区元素等综合分析表明，川西前陆盆地鸡冠山剖面须家河组凝灰岩的火山物质与松潘—甘孜地体的晚三叠统安山岩来源于同一期岩浆活动。

（3） 结合区域构造演化过程分析，发现松潘—甘孜地体晚三叠世的火山作用与其双向俯冲有关，其火山作用主要集中在诺利晚期—瑞替早期（220~205 Ma），两套火山灰在川西前陆盆地须家河组沉积并保存下来。

数据可用性声明

支撑本研究的科学数据已在中国科学院科学数据银行（Science Data Bank，ScienceDB）平台公开发布，访问地址为https://doi.org/10.57760/sciencedb.010kh和https://doi.org/10.57760/sciencedb.010kh。