扬子板块西缘早中生代“绿豆岩”成因及构造启示:锆石U-Pb年龄、微量元素及Hf同位素约束

Origin and tectonic implication of early Mesozoic “mung bean rock” in the western margin of the Yangtze Platform: Zircon U-Pb age, trace element and Hf isotope constraints

摘要

为了研究早中生代“绿豆岩”的火山灰来源,及其与古特提斯弧火山活动的时空联系,对滇东北乌蒙山地区两件绿豆岩样品进行了锆石U-Pb年代学及Hf同位素分析。结果显示:嘉陵江组绿豆岩谐和年龄为(250.0±2.8) Ma,ε_Hf(t)值为-18.1~-9.5,二阶模式年龄T_DM2为2 141~1 674 Ma;关岭组底部绿豆岩锆石谐和年龄为(247.0±1.2) Ma,ε_Hf(t)值为-16.4~-7.5,对应的T_DM2范围为2 050~1 559 Ma。两层绿豆岩相似的年代学数据、Hf同位素组成和模式年龄分布,表明两层绿豆岩具有相同的物质来源,均为古—中元古代地壳物质熔融产物。锆石微量元素具有酸性岩浆锆石特征,表明绿豆岩原岩为长英质岩石。通过与区域数据对比,确定“绿豆岩”火山灰来源于三江造山带,且有证据显示在早—中三叠世期间,沿西南三江—宋马—十万大山一带存在一条由古特提斯洋发生俯冲消减形成的岩浆弧,两层绿豆岩都是古特提斯洋俯冲背景下的火山活动记录。结合野外地质特征及项目研究成果,限定古特提斯弧火山作用至少于嘉陵江组绿豆岩形成前(254.9 Ma)启动,至关岭组底部绿豆岩形成时(247.1 Ma)仍在活动。

关键词

绿豆岩 / 锆石U-Pb年龄 / Hf同位素 / 古特提斯 / 岩浆弧

Key words

mung bean rocks / zircon U-Pb dating / Hf isotope / Paleo-Tethys / magmatic arc

0 引言

早中生代时期,受印支碰撞造山的影响^[1],扬子板块西缘火山活动强烈,这一时期及之后的三叠纪火山喷发被认为是显生宙以来中国西南古特提斯地区最重要的火山活动^[2]。大规模的火山喷发形成的火山灰经搬运后在周围克拉通盆地内部沉积形成凝灰岩,部分颜色鲜艳的红绿色凝灰岩经风化蚀变成为绿豆岩。

对于缺少火山活动记录的克拉通盆地来说,绿豆岩特殊的构造背景及稳定的沉积特征对于限定地层的时间格架和研究区域构造活动有重要意义。特别是在扬子板块内部,除了峨眉山玄武岩外岩浆活动记录较少,因此以绿豆岩为代表的岩浆活动形成时代和构造背景研究就显得尤为重要。关于扬子板块西缘绿豆岩的成岩物质来源和构造背景目前存在较大争议,主要存在3种不同的观点:(1)火山灰来自于峨眉山玄武岩顶部的幕式火山喷发,始于二叠纪末的幕式火山活动一直持续到中三叠世^[3],并在(246.9±2.6) Ma有少量长英质喷出岩浆作用^[4];(2)火山灰物源为扬子板块南部中越边境长山岩浆构造带-十万大山火山带以及广西西南部凭祥-崇左地区十万大山—青坊缝合带的碰撞造山产物^[5];(3)绿豆岩为长英质火山喷发的产物,来自于金沙江—哀牢山—宋马造山带地区与汇聚板块边缘相关的多地点、多频次的火山喷发^[6]。本文提供了滇东北乌蒙山区剖面PM054上两层绿豆岩新的年代学数据,结合锆石微量元素和Hf同位素,旨在追溯乌蒙山地区绿豆岩的源区归属,探讨以绿豆岩为代表的火山事件对古特提斯洋构造时限的约束。

1 地质背景及地层序列

扬子板块南邻十万大山造山带,西南邻三江造山带,东邻江南造山带。早—中三叠世期间,由于古特提斯洋未完全闭合,扬子西缘整体为被动大陆边缘沉积^[7],形成了以局限台地相和浅海陆棚相沉积为主的碳酸盐台地^[8],下中三叠统海相层序出露良好,为研究下中三叠统生物地层学和事件地层学提供了有用的资料^[9]。绿豆岩就发育在这些海相沉积的地层中,一般厚度约几十厘米至几米^[10-11]。研究区位于扬子地台西南缘(图1a^[12])乌蒙山地区,属云南省昭通市彝良县上三官寨。样品取自剖面PM054(图1b),该剖面为研究区内较典型的三叠系地层剖面,其地层多呈北东-南西向带状对称分布于向斜盆地两翼,后期受构造影响程度较低。剖面底部为二叠系峨眉山玄武岩(Pe)和宣威组(P₃x)地层,二者均发育数套不稳定的凝灰岩层。本次所测剖面地层为下三叠统飞仙关组(T₁f)与嘉陵江组(T₁j)、中三叠统关岭组(T₂g)和上三叠统须家河组(T₃x)。嘉陵江组主要为一套碳酸盐岩沉积,区内主要分为两段:一段主要以泥晶灰岩及少量泥灰岩出露为特征;二段底部为一套杂色碎屑岩,顶部以碳酸盐岩比例逐渐升高为特征。嘉陵江组一、二段之间以一套厚约0.8 m的绿豆岩层为界线(图2c),绿豆岩层即本次工作研究对象。关岭组一段为一套杂色碎屑岩,底部出露一套薄层的暗灰色绿豆岩,厚度约0.4 m(图2a)。两套绿豆岩层位间为相对稳定沉积的碳酸盐岩地层,其厚度为56.9 m。

2 样品采集和分析方法

2.1 岩相学特征

本次分析测试的两件绿豆岩样品均取自剖面PM054,分别为:嘉陵江组一、二段界线处绿豆岩,样品编号为PM054-6-1(图2c);关岭组底部绿豆岩,样品编号为PM054-22-1(图2a)。两层绿豆岩野外特征差别明显:(1)PM054-6-1厚约1 m,新鲜面浅绿色夹紫红色,泥状结构,块状构造。镜下鉴定(图2d)显示岩石主要由泥质(99%)和残余晶屑(1%)组成。泥质颗粒细小,弯曲蠕虫状、鳞片状集合体,主要为伊利石亚族黏土矿物,多为水白云母(Hm),含少量铁质及氧化铁质(FeO);残余晶屑小于0.50 mm,它形、粒状,主要成分为石英(Q)及少量长石(Fs)。(2)PM054-22-1厚度约30 cm,呈深灰色,泥质结构,层理构造。镜下特征(图2b)显示岩石主要由水白云母(89%)组成,含少量高岭石(5%)、绿泥石(5%)和石英(1%)等。水白云母(Hm)颗粒细小,集合体呈鳞片状、纤维状,干涉色为Ⅱ级。石英粒径<0.2 mm,次圆状。高岭石颗粒细小,集合体呈鳞片状、纤维状。绿泥石颗粒细小,集合体呈鳞片状。

2.2 分析方法

本次工作在滇东北乌蒙山地区PM054剖面上采集嘉陵江组绿豆岩样品一件(约5 kg)、关岭组样品一件(约5 kg)。采样过程中均挑选最新鲜绿豆岩样品采集,严格避免了相邻层位和外来物质的污染,样品真实可靠。锆石挑选、制靶、锆石阴极发光(CL)镜下显微结构照片观察、U-Pb 年代学和微量元素分析均由山东正元地质资源勘查有限责任公司完成。样品粉碎分选后,在镜下挑选出高纯度、形态完整且表面光滑的锆石制成环氧树脂样品靶,然后抛光至锆石中心,使锆石表面光滑,内部结构显露。然后对已经抛光好的样品靶进行透、反射光和阴极发光(CL)显微结构观察和照相,以检查锆石内部结构的完整程度,以便在分析测试时合理避开破裂和包裹体的部位,并在此基础上选取合适的年龄测量部位。LA-ICP-MS激光剥蚀系统为美国Conherent公司生产的GeoLasPro 193 nm ArF准分子系统,ICP-MS型号为ThermoFisher公司生产的iCAPQ。测试过程中,系统进行锆石表面激光剥蚀,激光束斑直径为30 μm,频率为 6~7 Hz,采样方式为单点剥蚀、跳峰采集。单点采集时间模式为:数据采集时间20 s,气体空白+50 s,样品剥蚀+20 s、冲洗。每5~10个未知样品点插入一组标样(锆石标样91500/PL和成分标样NIST610)。同位素比值采用标准锆石91500(同位素稀释-热电离质谱法(ID-TIMS)定年结果为²⁰⁷Pb/²³⁵U年龄=1 063.35 Ma, ²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄=1 062.45 Ma)进行校正,标准锆石Plešovice为监控样(Plešovice推荐参考年龄为(337.13±0.37) Ma (ID-TIMS, 95%)),成分标样为NIST SRM 610,其中Zr为内标元素。样品的同位素比值及元素含量计算采用ICPMSDATACAL数据处理程序,U-Pb谐和图、年龄分布频率图绘制和年龄权重平均计算采用Isoplot 3.0程序完成。具体分析测试结果见表1和2。

锆石Hf同位素比值测试在中国地质调查局成都地质调查中心利用激光剥蚀多接收等离子体质谱(LA-MC-ICP-MS)完成。激光剥蚀系统为Geolas(Coherent),MC-ICP-MS为Neptune Plus(Thermo Fisher Scientific)。激光输出能量可以调节,实际输出能量密度约为7.0 J/cm²。采用单点剥蚀模式,斑束固定为44 μm。详细仪器操作条件和分析方法参照91500和GJ-1两个国际锆石标准^[13]与实际样品同时分析,其测试值与推荐值在误差范围内一致,以确保分析数据的可靠性。分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、同位素质量分馏校正)采用软件ICPMSDataCal^[14]完成。测试结果见表3。

3 测试结果

3.1 锆石晶体特征

锆石CL图像是锆石内部结构研究中最常用和最有效的方法。在PM054-6-1中挑选14颗、PM054-22-1中挑选20颗符合测试条件的锆石进行锆石CL图像分析(图3),锆石晶型较完整,多为半自形到自形,具明显的震荡环带特征,且韵律环带发育,环带较窄,明暗分明,环带密度大,表现为酸性花岗质岩浆中锆石缓慢结晶的特征^[15]。

PM0054-6-1样品中的锆石晶体多呈自形短柱状或次圆状,粒径为 30~100 μm,长宽比1∶1~2∶1,部分晶棱钝化,如锆石颗粒8、9、11、12、17、18、19、22和29。部分锆石晶体呈自形柱状,粒径为80~150 μm,长宽比为 1~3,晶棱锋锐,晶面简单,如锆石颗粒 2、4、5、7和20。PM054-22-1与上述样品类似,整体锆石晶体形态呈短柱状或次圆状,自形程度较高,少部分则为长柱状。其中,多数锆石晶体呈短柱状或次圆状,粒径为 30~80 μm,长宽比为1~1.5,局部晶棱钝化,如锆石颗粒6、8、21、26和29;部分锆石晶体则呈半自形长柱状,粒径为 40~150 μm,长宽比为 3~5,如锆石颗粒 14、15、18和20,表现出基性岩浆锆石特征;部分锆石具有震荡环带或均一中心+薄边/震荡环带边的内部结构,如锆石12和21,为火山作用同时期的岩浆锆石,其年龄代表火山作用喷发的时代。

3.2 锆石微量元素组合特征

两件绿豆岩样品中计算年龄所用的锆石微量元素地球化学数据显示(表1):PM054-6-1中锆石稀土元素丰度较高,ΣREE含量为(1 285.51~2 352.63)×10^-6(平均为1 677.170×10^-6),LREE/HREE=0.003~0.010(平均为0.004 8);PM054-22-1样品中锆石稀土元素较前者略低,ΣREE含量为(559.14~2 180.09)×10^-6(平均为1 319.56×10^-6),LREE/HREE=0.004~0.011(平均为0.007)。二者稀土元素含量相近,且均表现为轻稀土元素强烈亏损,重稀土元素强烈富集的特征。两件样品中锆石REE球粒陨石标准化后表现出相似的左倾配分曲线(图4^{[16⇓⇓-19]}),重稀土呈逐步增长的趋势,Ce显示正异常,Eu显示强烈的负异常。这些是未经改变的岩浆锆石的典型特征^[20]。

大量研究表明,不同成因锆石有不同的 Th、U含量与Th/U值。锆石U、Th含量与Th/U值一定程度上可以作为不同成因类型锆石的判断依据。一般来说,岩浆成因锆石中U和Th含量较高,Th/U值往往>0.4,而变质成因锆石Th/U值往往<0.1^[20]。PM054-6-1样品锆石Th含量为(61.96~284.31)×10^-6(平均为119.54×10^-6),U含量为(261.37~671.87)×10^-6(平均为431.63×10^-6),Th/U=0.21~0.44(平均为0.27);PM054-22-1样品中锆石Th含量为(32.11~170.67)×10^-6(平均为116.49×10^-6),U含量为(169.95~591.10)×10^-6(平均为369.06×10^-6),Th/U=0.05~0.50(平均为0.35)。PM054-22-1中除两个测点(Th/U=0.19,0.05)外,其余测点Th/U值均在0.2以上,且有15个测点Th/U值大于0.3(表2)。这些特征再结合锆石岩相学特征和微量元素异常特征,说明两件绿豆岩样品中锆石均为岩浆成因锆石^[21],且很可能来源于同一源区。

3.3 锆石 U-Pb 年龄

本次工作共挑选34粒锆石进行了U-Pb同位素定年(数据见表2,取²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄值),其中嘉陵江组一、二段界线处绿豆岩(PM054-6-1)14颗,关岭组底部(PM054-22-1)绿豆岩20颗。PM054-6-1中锆石年龄主要集中在242~250 Ma,谐和年龄为(250.0±2.8) Ma(MSWD=0.69,n=14),加权平均年龄为(250.5±2.0) Ma(n=14,MSWD=0.77),见图5a和b;PM054-22-1中20颗锆石年龄主要集中在245~250 Ma,谐和年龄为(247.1±1.2)Ma(MSWD=0.16,n=20),加权平均年龄为(247.1±2.3) Ma(n=20,MSWD=0.16),见图5c和d。

3.4 锆石Hf同位素及模式年龄

本次工作在两个绿豆岩样品中选择16颗岩浆锆石进行Hf同位素测试,分析结果见表3和图6^{[22⇓⇓⇓-26]}。两个样品中¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf值除了一个点接近0.002外,其余都小于0.002,表明在这些锆石形成后,没有明显放射性成因Hf的积累。因此,¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf值可以代表锆石初始形成时Hf同位素体系的组成^[22]。其中PM054-6-1中9颗锆石,ε_Hf(t)的范围为-18.1~-9.5,二阶模式年龄(T_DM2)为2 141~1 674 Ma;PM054-22-1中挑选7颗锆石,ε_Hf(t)的范围为-16.4~-7.5,对应的二阶模式年龄(T_DM2)范围为2 050~1 559 Ma。

PM054-6-1、PM054-22-1两件绿豆岩样品具有相似的Hf的同位素组成及模式年龄分布(表3),证明两层绿豆岩具有相同的物质来源。ε_Hf(t)变化范围为-18.1~-9.5和-16.4~-7.5,表明均来源于地壳物质,对应的二阶模式年龄为2 050~1 559和2 141~1 674 Ma,表明其岩浆源区物质主要由古元古代—中元古代的基底物质改造而成。

4 讨论

4.1 原岩约束

对于火山碎屑沉积岩或者蚀变黏土岩,其形成的构造背景很难利用全岩地球化学的判别图解得到,而锆石由于封闭温度高且抗物理化学蚀变能力强,因此常用锆石微量元素判别岩石构造背景^[27]。近年来,随着锆石学在地学领域的发展,锆石微量元素得到广泛的应用,赵志丹等^[21]通过锆石微量元素与全岩微量元素特征对比,认为锆石微量元素可以有效地反映母岩的原岩性质和源区构造背景。本次研究的绿豆岩岩相学特征显示,样品中存在的晶屑颗粒主要为斜长石和石英,暗示可能为酸性火山岩浆喷发的产物。两件样品表现出相似的锆石微量元素特征,轻稀土强烈亏损,重稀土元素强烈富集,且具有明显的Ce正异常和Eu负异常,表明存在大量长石的结晶,岩浆分异度较高,这与Hf和Y元素表现出的高度演化特征一致,结合CL图像显示大部分锆石具有酸性岩浆锆石典型的韵律环带特征,证明两层绿豆岩中的锆石为酸性岩浆锆石。此外,在Nb/Ta-Y图解中(图7^[28]),绿豆岩锆石样品的投点大部分落入了以流纹岩为主的长英质岩石区域,同样也表明其母岩原岩为长英质。

锆石中Hf、Th和Nb 元素的地球化学特征可以提供岩浆源区的潜在信息,相对于板内岩浆,岩浆锆石具有相对亏损的Nb含量^[16,29],因此锆石会具有较高的Th/Nb值及较低的Nb/Hf值^[30]。运用锆石Th/U-Nb/Hf,以及Th/Nb-Hf/Th判别图可以有效区分岩浆是来源板内构造环境还是弧构造环境^[30]。两层绿豆岩锆石的Th/Nb、Hf/Th、Nb/Hf和Th/U的投图均落入了岩浆弧相关的构造环境(图8a,b),证明了绿豆岩母岩的弧岩浆属性。在Pb-Th图解(图8c^[31])中,这些锆石投入了S型花岗岩范围,显示其可能形成于与挤压碰撞有关的构造环境^[31];在U/Yb-Nb/Yb判别图中,绿豆岩锆石落入了大陆弧型区域(图8d),这表明绿豆岩锆石具有大陆岩浆的亲属性^[28]。

与区域典型火山灰层对比,地层格架上,嘉陵江组、关岭组绿豆岩层位紧邻P-T界线,与华南PTB(P-T界线)火山灰和凝灰岩层位一致;同位素年龄上,嘉陵江组绿豆岩锆石U-Pb年龄(250.0±2.8)Ma、关岭组底部年龄(247.1±1.2) Ma与周缘四川龙门洞剖面绿豆岩年龄(247.49±0.68) Ma^[24]、广西来宾凝灰质砂岩层年龄(252 Ma)^[27]、浙江煤山剖面火山灰层年龄(252.28±0.08 )Ma^[32]具有一致性;岩相学特征上,本次绿豆岩晶屑主要为长石、石英,与华南PTB剖面也相同^[24,27,32];锆石微量元素方面,与华南PTB火山灰和凝灰岩一致,均显示来源于酸性火山喷发^{[33⇓⇓-36]};同位素特征上,嘉陵江组和关岭组绿豆岩锆石ε_Hf(t)值分别为-18.1~-9.5和-16.4~-7.5,与蓬莱滩火山碎屑沉积岩的锆石ε_Hf(t)值(-16.5~-5.0)、煤山和上司等典型剖面ε_Hf(t)值(-14.0~-2.6)及龙门洞剖面(-16.7~-3.0)、德钦剖面(-15.0~-7.5)、白马雪山剖面(-17.1~-4.0)、大容山-十万大山永安岩体(-9.8~-6.2)等的ε_Hf(t)值(图6,9)基本一致,均表现出地壳来源特征。

综合来看,本次研究的绿豆岩火山灰与华南大部分地区出露的绿豆岩一致,原岩为长英质,来源与大陆岩浆弧背景相关,且具有碰撞造山的S型花岗岩特征,结合它们发育于同一海盆沉积环境,在整个华南地区的空间分布特征上具有连续变化的一致性,本文认为它们很可能是同一构造背景下的产物。

4.2 源区归属及构造背景

4.2.1 原始岩浆来源

绿豆岩形成于火山灰成岩后的变质作用是目前比较成熟的观点^[38],但火山灰的来源及构造背景一直饱受争议^[37⇓-39]。区域地层上,峨眉山玄武岩位于三叠系嘉陵江组下部层位,玄武岩顶部的凝灰岩层表明在大火成岩省活动末期存在爆发式的火山喷发活动,由于凝灰岩锆石U-Pb年龄为(251±1.0) Ma^[40],与华南PTB火山灰一致,暗示峨眉山大火成岩省可能与本文报道的绿豆岩存在内在联系。然而,同时期的峨眉山花岗岩岩体ε_Hf(t)值为-4.4~-1.3^[40-41],明显不同于本文的绿豆岩ε_Hf(t)值-18.1~-9.5,-16.4~-7.5,这一差异否定了峨眉山大火成岩省成为源区的可能。此外,西伯利亚大火成岩省ε_Hf(t)值为5.00~16.6^[42](图6),也不可能成为乌蒙山地区绿豆岩火山灰的原始物质来源。

前人还提出了其他来源的可能,包括扬子板块南部十万大山—青坊缝合带^{[5,10,27,43-44]}和扬子西南缘的三江造山带^[22,24],二者都报道了大量与本文绿豆岩年龄相近的岩体^{[17,24,45⇓⇓-48]}。其中三江造山带记录了印支板块和华南板块之间的俯冲和碰撞过程中的大量晚二叠世—早三叠世长英质火山岩,如(251.6±2.0) Ma的中酸性新安寨岩体、(247.5±2.2) Ma的通天阁中酸性花岗岩体^[47]及247~246 Ma的流纹岩^[49]等(图9)。十万大山造山带上,测得永安岩体黑云花岗闪长岩锆石U-Pb年龄为(252.8±3.3) Ma^[46],覃小锋等^[48]报道了246和250 Ma两套酸性火山岩。在锆石地球化学特征方面,新安寨岩体HH-43A样品ε_Hf(t)值为-9.8~-6.2,T_DM2年龄为1.9~1.67 Ga,HH-45B样品ε_Hf(t)值为-11.1~-3.1,T_DM2年龄为(2.0~1.47) Ga;通天阁岩体ML-34A样品ε_Hf(t)值为-16.6~-3.3,T_DM2年龄为(2.32~1.48) Ga,ML-34G样品ε_Hf(t)值为-11.9~-3.4,T_DM2年龄为(2.03~1.49) Ga;永安岩体黑云花岗闪长岩ε_Hf(t)值为-16.46~-8.64,T_DM2年龄为(2.32~1.8) Ga。两个不同区域的岩体年代学及Lu-Hf同位素特征均与乌蒙山地区两套绿豆岩具有高度相似性,特别是二阶模式年龄显示二者均为古元古代—中元古代,这一特征充分说明了本文绿豆岩与二者有着密切联系。

在锆石微量元素方面,本次研究绿豆岩锆石与三江古特提斯同时期酸性岩浆锆石显示出一致的锆石球粒陨石标准化稀土配分曲线,但与煤山剖面凝灰岩和峨眉山玄武岩顶部凝灰岩锆石配分曲线存在差异(图4)。结合扬子地台西南缘与三江造山带的空间封闭性,尤其是早二叠世至晚三叠纪期间古特提斯洋闭合过程中大量的火山(岩浆)活动^[50],如义敦弧花岗岩^[51]、金沙江缝合带英安岩和流纹岩^{[25-26,49,52-53]}、哀牢山缝合带流纹岩^[19,54]、巴布缝合带^[48]和宋马缝合带的构造热事件^[55]等这些与绿豆岩同时代的火山(岩浆)活动证据,可以判断出源区更指向西南三江造山带且与古特提斯洋盆的闭合存在紧密联系。因此,乌蒙山地区绿豆岩原始岩浆成分应该来自于三江造山带。

4.2.2 构造背景分析

二叠纪与三叠纪之交,全球正处于泛大陆汇聚时期,受华南板块-华北板块碰撞和华南板块-印支板块碰撞的影响^[56-57],扬子地台西南缘、南缘为古特提斯洋闭合形成的大陆岩浆弧^[23,58],这些岩浆弧活动是形成绿豆岩的先决条件,同时,绿豆岩也成为这些火山活动在盆地内部留下的印记。然而,三江造山带古特提斯洋闭合的确切时间尚不清楚^[26,49],区域上古特提斯洋的演化与绿豆岩的时空关系的研究较少。

从时间上来看,晚二叠世到早中三叠世是一个构造活跃期,历经峨眉山大火成岩省火山作用到古特提斯洋闭合的构造背景转换^[49-50,59]。本次工作区域上地层从老到新依次为二叠系峨眉山玄武岩、宣威组和三叠系飞仙关组、嘉陵江组、关岭组。在峨眉山玄武岩内获得的两层凝灰岩(PM027-2TW,PM033-22TW)ε_Hf(t)值为6.4~8.9,3.0~8.8(未发表)。而宣威组凝灰岩中ε_Hf(t)则出现明显差异:宣威组底部的一个样品(PM003-5TW)谐和年龄为(258.9±0.7) Ma,ε_Hf(t)值为3.0~5.0;顶部凝灰岩(PM003-56TW)谐和年龄为(254.9±0.6) Ma,ε_Hf(t)值为-7.4~-6.9^[19]。结合本次研究的嘉陵江组、关岭组绿豆岩ε_Hf(t)值和整个扬子周缘的前人数据(图9^{[37,47,60⇓-62]}),笔者认为宣威组中锆石地球化学特征截然相反的两层凝灰岩代表晚二叠世—早三叠世构造背景的一个转折,早期的凝灰岩((258.9±0.7) Ma)与峨眉山玄武岩同源,为峨眉山玄武岩后期酸性火山活动成因,而宣威组顶部凝灰岩((254.9±0.6) Ma)则代表古特提斯洋俯冲闭合的开始。本次研究中嘉陵江组和关岭组两层绿豆岩都是古特提斯洋俯冲背景下火山活动的延续,且从野外剖面来看,嘉陵江组和关岭组之间56.9 m的海相沉积层说明两组年龄之间并非误差使然。

空间上,基于前文讨论,虽然本次研究绿豆岩的火山灰原始岩浆来源于三江造山带,但通过横向上与周缘造山带对比发现,沿整个三江造山带到越南北部宋马缝合带再到十万大山—青坊结合带,都存在与本次研究两套绿豆岩同时期长英质火山活动(图10)。王曼等^[27]通过分析广西来宾地区火山碎屑岩物源方向和火山碎屑粒度分布规律,认为252 Ma左右的火山碎屑物质(ε_Hf(t)值为-14.7~-8.1)与华南西南缘的古特提斯大陆岩浆弧的岩浆活动相关,源区位于哀牢山—宋马缝合带;前人在四川峨眉山地区发现了247 Ma的绿豆岩,并证明它们来自古特提斯洋俯冲的弧火山作用,源区为三江造山带^[24],与本文观点一致。覃小锋等^[48]在钦防-十万大山中新生代盆地中测得长英质熔岩和流纹岩SHRIMP U-Pb谐和年龄分别为(246±2)和(250±2) Ma,证明钦-杭结合带西南段存在相似的弧火山活动,且一直延续至中三叠世印支运动导致扬子板块和华夏板块发生碰撞才终止。这些一致性充分证明在西南三江—宋马—十万大山一带,存在因古特提斯洋闭合而产生的岩浆弧,该岩浆弧可以为华南广泛存在的绿豆岩提供原始岩浆来源(图10)。

综合来看,乌蒙山地区绿豆岩源区为三江造山带,但无论是三江造山带亦或是广西十万大山造山带,二者均为古特提斯洋俯冲闭合背景下东印支板块与越北-华南板块在中越边境碰撞造山过程中形成的,均属印支期造山作用的产物。这一时期沿西南三江—宋马—十万大山一带存在一条由于古特提斯洋发生俯冲消减形成的岩浆弧,弧火山活动至少于嘉陵江组绿豆岩形成前(254.9 Ma)启动,至关岭组底部绿豆岩形成时(247.1 Ma)仍在活动。

5 结论

(1)PM054-6-1和PM054-22-1两件绿豆岩样品谐和年龄分别为(250.0±2.8)和(247.1±1.2) Ma,ε_Hf(t)变化范围分别为-18.1~-9.5和-16.4~-7.5,对应的二阶模式年龄为2 050~1 559和2 141~1 674 Ma,表明其主要来源于古元古代—中元古代的古老地壳物质再熔融。二者相似的Hf的同位素组成及模式年龄分布,证明两层绿豆岩具有相同的物质来源。

(2)绿豆岩锆石内部结构和微量元素特征均显示样品具有酸性岩浆锆石的特征,原岩为长英质火山岩,其来源与大陆岩浆弧背景相关,具有碰撞造山的S型花岗岩的特征,原始岩浆来源于三江造山带,为古特提斯洋俯冲闭合背景下弧火山活动记录。

(3)早—中三叠世期间沿西南三江—宋马—十万大山一带存在一条由于古特提斯洋发生俯冲消减形成的岩浆弧。弧火山作用至少于嘉陵江组绿豆岩形成前(254.9 Ma)启动,至关岭组底部绿豆岩形成时(247.1 Ma)仍在活动,早三叠世嘉陵江组和中三叠世关岭组绿豆岩都是古特提斯洋俯冲背景下的的火山活动证据。

参考文献

[1] METCALFE I. Gondwana dispersion and Asian accretion: tectonic and palaeogeographic evolution of eastern Tethys[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2013, 66: 1-33.

[2] LI S Z, ZHAO S J, LIU X, et al. Closure of the Proto-Tethys Ocean and Early Paleozoic amalgamation of microcontinental blocks in East Asia[J]. Earth-Science Reviews, 2018, 186: 37-75.

[3] IVANOV A V, HE H, YAN L K, et al. Siberian traps large igneous province: evidence for two flood basalt pulses around the Permo-Triassic boundary and in the Middle Triassic, and contemporaneous granitic magmatism[J]. Earth-Science Reviews, 2013, 122: 58-76.

[4] SARAEV S V, BATURINA T P, TRAVIN A V. Petrology, sedimentology, geochemistry, and absolute age of Triassic volcanosedimentary rocks from the southwest of the West Siberian geosyneclise (Kurgan Region)[J]. Russian Geology and Geophysics, 2011, 52(8): 871-887.

[5] 缪宇, 吴亮, 肖长源, 黔西北普宜地区下三叠统嘉陵江组沉凝灰岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄、微量元素特征及其地质意义[J]. 地质论评, 2021, 67(2): 289-310.

[6] GAO Q L, ZHANG N, XIA W C, et al. Origin of volcanic ash beds across the Permian-Triassic boundary, Daxiakou, South China: petrology and U-Pb age, trace elements and Hf-isotope composition of zircon[J]. Chemical Geology, 2013, 360/361: 41-53.

[7] 韦一, 张宗言, 何卫红, 上扬子地区中生代沉积盆地演化[J]. 地球科学:中国地质大学学报, 2014, 39(8): 1065-1078.

[8] 朱忠发, 王光新. 上扬子地台及其邻区早、中三叠世间绿豆岩沉积前后古地理[J]. 石油与天然气地质, 1986, 7(4): 344-355, 439-442.

[9] CHEN Z Q, BENTON M J. The timing and pattern of biotic recovery following the end-Permian mass extinction[J]. Nature Geoscience, 2012, 5: 375-383.

[10] 向坤鹏, 安亚运, 贺永忠, 华南板块西南缘中三叠统底部火山灰来源: 以右江盆地者堡敢南一带凝灰岩为例[J]. 地质论评, 2019, 65(2): 319-334.

[11] 谢韬, 周长勇, 张启跃, 罗平生物群下部凝灰岩锆石年龄及其地质意义[J]. 地质论评, 2013, 59(1): 159-164.

[12] 侯增谦, 卢记仁, 汪云亮, 峨眉火成岩省:结构、成因与特色[J]. 地质论评, 1999, 45(增刊1):885-891.

[13] HU Z C, LIU Y S, GAO S, et al. Improved in situ Hf isotope ratio analysis of zircon using newly designed X skimmer cone and jet sample cone in combination with the addition of nitrogen by laser ablation multiple collector ICP-MS[J]. Journal of Analytical Atomic Spectrometry, 2012, 27(9): 1391-1399.

[14] LIU Y S, GAO S, HU Z C, et al. Continental and oceanic crust recycling-induced melt-peridotite interactions in the trans-north China Orogen: U-Pb dating, Hf isotopes and trace elements in zircons from mantle xenoliths[J]. Journal of Petrology, 2010, 51(1/2): 537-571.

[15] 吴元保, 郑永飞. 锆石成因矿物学研究及其对U-Pb年龄解释的制约[J]. 科学通报, 2004, 49(16): 1589-1604.

[16] SUN S S, MCDONOUGH W F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes[J]. Geological Society, London, Special Publications, 1989, 42(1): 313-345.

[17] 唐靓, 薛传东, 杨天南, 滇西马登地区晚二叠世-早三叠世地层组合及年代学: 火山岩锆石U-Pb定年证据[J]. 岩石学报, 2016, 32(8): 2535-2554.

[18] 王向东. 晚二叠世—早三叠世火山喷发强度、时限及其与生物绝灭和后期复苏的关系[D]. 武汉: 中国地质大学(武汉), 2019.

[19] 潘江涛, 刘红豪, 袁永盛, 上扬子西缘晚二叠世宣威组凝灰岩: 对峨眉山大火成岩省火山活动及古特提斯弧火山作用的约束[J]. 地质学报, 2022, 96(6): 1985-2000.

[20] HOSKIN P W O. The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis[J]. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 2003, 53(1): 27-62.

[21] 赵志丹, 刘栋, 王青, 锆石微量元素及其揭示的深部过程[J]. 地学前缘, 2018, 25(6): 124-135.

[22] 吴福元, 李献华, 郑永飞, Lu-Hf同位素体系及其岩石学应用[J]. 岩石学报, 2007, 23(2): 185-220.

[23] MALITCH K N, BELOUSOVA E A, GRIFFIN W L, et al. Magmatic evolution of the ultramafic-mafic Kharaelakh intrusion (Siberian Craton, Russia): insights from trace-element, U-Pb and Hf-isotope data on zircon[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 2010, 159(6): 753-768.

[24] FENG M S, MENG W B, ZHANG C G, et al. Geochronology and geochemistry of the “green-bean rock” (GBR, a potassium-rich felsic tuff) in the western margin of the Yangtze platform, SW China: significance for the Olenekian-Anisian boundary and the Paleo-Tethys tectonics[J]. Lithos, 2021, 382/383: 105922.

[25] WANG B D, WANG L Q, CHEN J L, et al. Triassic three-stage collision in the Paleo-Tethys: constraints from magmatism in the Jiangda-Deqen-Weixi continental margin arc, SW China[J]. Gondwana Research, 2014, 26(2): 475-491.

[26] 张万平, 王立全, 王保弟, 江达-维西火山岩浆弧中段德钦岩体年代学、地球化学及岩石成因[J]. 岩石学报, 2011, 27(9): 2577-2590.

[27] 王曼, 钟玉婷, 侯莹玲, 华南地区二叠纪-三叠纪界线酸性火山灰的源区与规模[J]. 岩石学报, 2018, 34(1): 36-48.

[28] GRIMES C B, JOHN B E, KELEMEN P B, et al. Trace element chemistry of zircons from oceanic crust: a method for distinguishing detrital zircon provenance[J]. Geology, 2007, 35(7): 643.

[29] PEARCE J A, PEATE D W. Tectonic implications of the composition of volcanic arc magmas[J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 1995, 23: 251-286.

[30] YANG J H, CAWOOD P A, DU Y S, et al. Large Igneous Province and magmatic arc sourced Permian-Triassic volcanogenic sediments in China[J]. Sedimentary Geology, 2012, 261: 120-131.

[31] WANG Q, ZHU D C, ZHAO Z D, et al. Magmatic zircons from I-, S- and A-type granitoids in Tibet: trace element characteristics and their application to detrital zircon provenance study[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2012, 53: 59-66.

[32] SHEN S Z, CROWLEY J L, WANG Y, et al. Calibrating the end-Permian mass extinction[J]. Science, 2011, 334(6061): 1367-1372.

[33] CLARK D L, WANG C Y, ORTH C J, et al. Conodont survival and low iridium abundances across the permian-triassic boundary in South China[J]. Science, 1986, 233(4767): 984-986.

[34] 何锦文, 芮琳, 柴之芳, 浙江长兴煤山地区晚二叠世末、早三叠世初的火山活动[J]. 地层学杂志, 1987, 11(3): 194-199, 245.

[35] LEI Z, KYTE F T. The Permian-Triassic boundary event: a geochemical study of three Chinese sections[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1988, 90(4): 411-421.

[36] 赵天宇, 冯庆来, 刘嵘, 广西东攀剖面粘土岩的火山岩特征及LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄[J]. 地质通报, 2013, 32(9): 1402-1409.

[37] XU L, LIN Y T, SHEN W J, et al. Platinum-group elements of the Meishan Permian-Triassic boundary section: evidence for flood basaltic volcanism[J]. Chemical Geology, 2007, 246(1/2): 55-64.

[38] SHEN J, ALGEO T J, HU Q, et al. Negative C-isotope excursions at the Permian-Triassic boundary linked to volcanism[J]. Geology, 2012, 40(11): 963-966.

[39] HE B, ZHONG Y T, XU Y G, et al. Triggers of Permo-Triassic boundary mass extinction in South China: the Siberian Traps or Paleo-Tethys ignimbrite flare-up?[J]. Lithosphere, 2014, 204: 258-267.

[40] 朱江, 张招崇, 侯通, 贵州盘县峨眉山玄武岩系顶部凝灰岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄: 对峨眉山大火成岩省与生物大规模灭绝关系的约束[J]. 岩石学报, 2011, 27(9): 2743-2751.

[41] 朱江, 张招崇. 大火成岩省与二叠纪两次生物灭绝关系研究进展[J]. 地质论评, 2013, 59(1): 137-148.

[42] XU Y G, LUO Z Y, HUANG X L, et al. Zircon U-Pb and Hf isotope constraints on crustal melting associated with the Emeishan mantle plume[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2008, 72(13): 3084-3104.

[43] LEHRMANN D J, PEI D H, ENOS P, et al. Impact of differential tectonic subsidence on isolated carbonate-platform evolution: Triassic of the Nanpanjiang Basin, South China[J]. AAPG Bulletin, 2007, 91(3): 287-320.

[44] LEHRMANN D J, PAYNE J L, PEI D H, et al. Record of the end-Permian extinction and Triassic biotic recovery in the Chongzuo-Pingguo platform, southern Nanpanjiang Basin, Guangxi, South China[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2007, 252(1/2): 200-217.

[45] HALPIN J A, TRAN H T, LAI C K, et al. U-Pb zircon geochronology and geochemistry from NE Vietnam: a ‘tectonically disputed’ territory between the Indochina and South China blocks[J]. Gondwana Research, 2016, 34: 254-273.

[46] 袁永盛. 桂东南永安岩体岩石地球化学特征及构造环境[D]. 北京: 中国地质大学(北京), 2016.

[47] LIU H C, WANG Y J, CAWOOD P A, et al. Record of Tethyan Ocean closure and Indosinian collision along the Ailaoshan suture zone (SW China)[J]. Gondwana Research, 2015, 27(3): 1292-1306.

[48] 覃小锋, 王宗起, 张英利, 桂西南早中生代酸性火山岩年代学和地球化学: 对钦-杭结合带西南段构造演化的约束[J]. 岩石学报, 2011, 27(3): 794-808.

[49] ZI J W, CAWOOD P A, FAN W M, et al. Triassic collision in the Paleo-Tethys Ocean constrained by volcanic activity in SW China[J]. Lithosphere, 2012, 144: 145-160.

[50] JIAN P, LIU D Y, KRÖNER A, et al. Devonian to Permian plate tectonic cycle of the Paleo-Tethys Orogen in southwest China (II): insights from zircon ages of ophiolites, arc/back-arc assemblages and within-plate igneous rocks and generation of the Emeishan CFB province[J]. Lithosphere, 2009, 113(3/4): 767-784.

[51] REID A, WILSON C J L, SHUN L, et al. Mesozoic plutons of the Yidun Arc, SW China: U/Pb geochronology and Hf isotopic signature[J]. Ore Geology Reviews, 2007, 31(1/2/3/4): 88-106.

[52] YANG T N, DING Y, ZHANG H R, et al. Two-phase subduction and subsequent collision defines the Paleotethyan tectonics of the southeastern Tibetan Plateau: evidence from zircon U-Pb dating, geochemistry, and structural geology of the Sanjiang orogenic belt, Southwest China[J]. Geological Society of America Bulletin, 2014, 126(11/12): 1654-1682.

[53] 信迪. 三江造山带中段古特提斯主缝合带位置及构造演化[D]. 北京: 中国地质科学院, 2018.

[54] 刘翠, 邓晋福, 刘俊来, 哀牢山构造岩浆带晚二叠世-早三叠世火山岩特征及其构造环境[J]. 岩石学报, 2011, 27(12): 3590-3602.

[55] LEPVRIER C, MALUSKI H, VAN TICH V, et al. The Early Triassic Indosinian orogeny in Vietnam (Truong Son Belt and Kontum Massif): implications for the geodynamic evolution of Indochina[J]. Tectonophysics, 2004, 393(1/2/3/4): 87-118.

[56] WANG Y, ZHANG X M, WANG E, et al. ⁴⁰Ar/³⁹Ar thermochronological evidence for formation and Mesozoic evolution of the northern-central segment of the Altyn Tagh fault system in the northern Tibetan Plateau[J]. Geological Society of America Bulletin, 2005, 117(9): 1336.

[57] 李朋武, 高锐, 管烨, 古亚洲洋和古特提斯洋的闭合时代: 论二叠纪末生物灭绝事件的构造起因[J]. 吉林大学学报(地球科学版), 2009, 39(3): 521-527.

[58] 杨天南, 薛传东, 信迪, 西南三江造山带古特提斯弧岩浆岩的时空分布及构造演化新模型[J]. 岩石学报, 2019, 35(5): 1324-1340.

[59] 王保弟, 王立全, 王冬兵, 三江昌宁-孟连带原-古特提斯构造演化[J]. 地球科学, 2018, 43(8): 2527-2550.

[60] ZHONG Y T, MUNDIL R, CHEN J, et al. Geochemical, biostratigraphic, and high-resolution geochronological constraints on the Waning stage of Emeishan Large Igneous Province[J]. Geological Society of America Bulletin, 2020, 132(9/10): 1969-1986.

[61] HUANG H, CAWOOD P A, HOU M C, et al. Provenance of Late Permian volcanic ash beds in South China: implications for the age of Emeishan volcanism and its linkage to climate cooling[J]. Lithosphere, 2018, 314/315: 293-306.

[62] WANG N Z, ZHANG X W, HE B, et al. Zircon U-Pb Geochronology, geochemical characteristic and geological significance of Mungbean Rocks of Middle-Triassic Guanling Formation in Dazhai area, Qianxi County, Guizhou Province[J]. Minerals and Rocks, 2019, 33 (4): 642-649.

基金资助

中国地质调查项目(ZD20220318)