越南中部Kontum地块前寒武纪地壳组成和构造演化

王方芊，于津海*，NGUYEN DinhLuyen,2，蒋 威

1.内生矿床成矿机制研究国家重点实验室，南京大学地球科学与工程学院，南京210023；2.Hanoi University of Mining and Geology,Hanoi100803,Vietnam

1 引言

东南亚由多个大陆块体拼合而成，包括华南板块、印支板块、Sibumasu板块和West Burma板块。这些板块从东冈瓦纳超大陆分离，向北漂移至此（Metcalfe et al.,1996）。印支板块是东南亚的重要组成部分，其北部以哀牢山-红河断裂为界毗邻华南板块，西部以澜沧江断裂带为界与Sibumasu板块相邻，东部紧邻南海板块（图1a）。

本次工作研究区域Kontum地块位于越南中部，是印支板块的重要组成部分（图1b），以广泛出露前寒武纪变质基底为特征。早先研究认为该地区存在太古代基底（Hutchison,1989;Tien,1991;Bao et al.,1994），但是一直没有可靠的年代学资料的证实。Lan等（2003）根据该地区20个样品的Nd同位素的分析结果认为Kontum地块并不存在太古代基底。

Kontum地块包含了多种高级变质岩，且多以副变质岩为主。这些变质沉积岩的物源区组成、形成时代和沉积环境却鲜有研究。沉积岩的沉积物源分析是研究盆地沉积格局、源区性质及盆山演化的重要手段,并可以为探索大地构造演化提供重要信息（Roser and Korsch,1986,1988;Taylor and Mclennan,1985;Wang et al.,2013,2019）。因此，本文对该地区基底展开了年代学和岩石地球化学分析，以期了解Kontum地块基底组成、形成时代以及沉积盆地性质和演化。本次研究对越南中部Kontum地块变质基底进行了两次野外地质考察，采集了大量样品。在岩相学观察基础上，对其中16件变质岩样品进行了主量元素分析，15件样品进行了微量元素分析。并对一些样品进行了锆石U-Pb定年和Hf同位素分析。根据这些数据，讨论了Kontum地块的前寒武纪地壳的形成和演化。

2 地质背景及样品描述

越南被划分为五个构造单元，由北向南是东北越南（Northeast Vietnam），西北越南（Northwest Vietnam），长山带（Truong Son Belt），崑嵩地块（Kontum地块）和南部地块（Nambo Block）（图1b）。Kontum地块出露不同变质程度的前寒武纪变质岩，按照区域分布和变质程度前人把该地块分成三个部分：Kannack杂岩、Ngoc Linh杂岩和Kham Duc杂岩（图1c）。Kannack杂岩位于Kontum地块的东南部，变质程度变化于麻粒岩相到角闪岩相，主要出露二辉石麻粒岩和矽线石片麻岩等（Lan et al.,2003）。 本 文 中 的 样 品 16KT5-1、16KT6-1、17KT41-2、17KT41-3和17KT45-W采自该地区。16KT5-1的黑云角闪麻粒岩，含斜长石～50%，紫苏辉石～30%，角闪石～8%，黑云母～6%和透辉石～5%。斜长石具有两期，早期形成的斜长石呈浑圆状，常常被紫苏辉石包裹，晚期形成的斜长石呈粒状变晶状，分布于基质中。16KT6-1黑云石榴麻粒岩含斜长石～50%，紫苏辉石～30%，石英～10%，磁铁矿4%，黑云母4%和石榴子石2%。黑云母矿物颗粒较小，局部富集。样品17KT41-2和17KT41-3矿物组成相似性，长石含量高，约为70%～80%（斜长石含量约占长石总量的2/3），含少量黑云母、石榴子石和矽线石等变质矿物。其中，石榴子石多呈残留状，发生强烈绿泥石蚀变。样品17KT45-W为石榴二云母石英片岩，石英含量约为60%，斜长石～10%，云母15%左右，还有少量石榴子石等矿物。

图1 (a)印支板块及其周围板块的区域构造框架图;(b)越南地块构造单元划分图;(c)越南中部Kontum地块简化的地质图以及采样位置（根据1:200000 Ba Na、Hoi An、Dak To、Quang Ngai、Kontum、Mang Den区域地质图以及Lepvrier et al.,2008修改）Fig.1 (a)Tectonic regime of the Indochina Block and its surrounding blocks;(b)Tectonic units of Vietnam Block;(c)Simplified geological map of the Kontum massif,central Vietnam and sampling locations(modified from 1:200000 geological map of Ba Na,Hoi An,Dak To,Quang Ngai,Kontum and Mang Den;and from Lepvrier et al.,2008)

Ngoc Linh杂岩于Kontum地块的中部，变质程度多为角闪岩相，主要由泥质和长英质片麻岩组成 （Nakano et al.,2007a,2007b,2013）， 样 品16KT12-1、16KT16-1、17KT23-1和17KT23-2采自该杂岩地区。样品16KT12-1为二云母片岩，糜棱岩化强烈。石英含量约为50%，斜长石约为20%并发生蚀变，云母～15%，含少量矽线石以及磷灰石和绿帘石等。16KT16-1云母片岩含绿泥石高达55%，另含钾长石～30%和石英（～15%）。石英具锯齿状矿物边界，而钾长石蚀变较明显。17KT23-1为变粒岩，石英含量高达60%，还含少量角闪石、帘石和绿泥石等矿物组成。17KT23-2是黑云角闪片麻岩，石英（40%～50%）呈压扁拉长状，定向排列，角闪石含量为25%，斜长石含量为＞20%和黑云母～7%。

Kham Duc杂岩位于Kontum地块北部，该杂岩中变质岩的变质程度以绿片岩—低角闪岩相为主。样品16KT18-1和17KT20-2采自该地区。样品16KT18-1为石榴二长片麻岩，含少量石榴子石和电气石特征矿物。样品17KT20-2是黑云二长片麻岩，石英含量约为40%，呈亚颗粒状；长石约为35%（斜长石含量约为25%，钾长石含量约为10%），黑云母（～15%）强定向状，并发育膝折构造。

在Kontum地块西侧，以南北走向的Po Ko断裂带为界划分出了Dien Binh杂岩。该区域主要出露千枚岩、片岩和片麻岩，样品17KT29-4、17KT29-5、 17KT33-1、 17KT33-2、 17KT33-3 和17KT34采自该地区。样品17KT29-4和17KT29-5相似，均为花岗质片麻岩，含有少量矽线石。样品17KT33-2为粉砂质千枚岩，石英含量约为50%，与细小鳞片状白云母（～45%）一起定向性排列，构成片理。17KT33-3石英片岩的石英含量高达85%，粒径较小，定向排列；镜下可见少量电气石。样品17KT34为长英质片麻岩，发生明显的绢云母化蚀变，绢云母含量约为25%；斜长石含量约为25%，钾长石（15%），石英（～20%）呈它形粒状，黑云母（～15%）部分发生了绿泥石蚀变。

3 分析方法

全岩主量元素的分析是在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成，测定方法为X荧光光谱，检测仪器为瑞士ARL公司Thermo ARL-9900射线荧光光谱仪。测试的玻璃融片由0.6 g样品和6.6 g硼酸锂混合物经过高温熔融制成。大多数元素的分析精度优于5%。全岩微量元素测定是在南京聚谱检测科技有限公司完成。称取40 mg全岩粉末置于聚四氟乙烯溶样弹中，加入0.5 mL浓硝酸与1.0 mL氢氟酸，溶样弹经钢套密封后放入烘箱：镁铁质样品（如玄武岩）在195℃烘箱内加热48 h长英质样品（如花岗岩）加热72 h，以确保样品被彻底消解。消解液被稀释后（相对于固体样品，稀释因子2000倍），以雾化形式送入Agilent 7700x ICP-MS测定微量元素含量。在分析过程中，美国地质调查局USGS地球化学标准岩石粉末（玄武岩BIR-1、BHVO-2、BCR-2、安山岩AGV-2、流纹岩RGM-2、花岗闪长岩GSP-2）被当做质控盲样。这些地质标物的实测值与德国马普学会地质与环境标物数据库GeoReM(Jochum and Nohl,2008;http://georem.mpch-mainz.gwdg.de)进行对比：固体浓度大于10×10-6的微量元素，偏离范围不超过±10%；固体浓度大于50×10-6的微量元素，偏离范围不超过±5%。

锆石U-Pb定年测试仪器是在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室的Agilent 7500a型电感耦合等离子体质谱（ICP-MS）与美国公司New Wave UP213固体激光剥蚀系统的组合。仪器采用He作为剥蚀物质的载气，通过直径3 mm的PVC管将剥蚀物质传送到ICP-MS，并在进入ICPMS之前与Ar气混合，形成混合气。激光的设定为波长213 nm，激光束斑直径30μm，激光脉冲重复频率5 Hz，脉冲能量为10～20 J/cm2，背景信号测试时间20 s，剥蚀时间40 s。每组测试包含10～12个未知样品分析点，在未知样品之前和之后分别分析2个GJ-1标样。在待测样品分析之前再测试一个锆石标样Mud Tank（732±5 Ma,Black,1978），以检测仪器的状态和分析结果的可靠性。对分析结果为显生宙的数据采用Andersen（2002）的方法对其普通Pb进行校正。若207Pb/206Pb＜1000 Ma，采用206Pb/238U年龄，对于年龄大于1000 Ma的锆石，采用207Pb/206Pb年龄。分析结果使用ISOPLOT4.00（Ludwig,2001）程序进行U-Pb谐和图、频率直方图的绘制及加权平均年龄的计算。

Hf分析测试是在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成。测试仪器是多接收等离子体质谱（MC-ICPMS）和New Wave公司的ArF 193 nm激光剥蚀系统。实验过程以He和Ar作为载气送入ICP-MS，激光束斑直径选择44μm，剥蚀频率为10 Hz，剥蚀时间35 s，激光脉冲能量为8 J/cm2。每分析10次研究样品需在首尾各分析一次锆石标样Mud Tank（Hawkesworth and Kemp,2006），以此检验仪器的稳定性。计算Hf同位素参数采用176Lu的衰变系数为1.865×10-11（Scherer et al.,2001），球粒陨石176Hf/177Hf=0.282772，176Lu/177Hf=0.0332 （Bichert-Toft and Albarède,1997）。亏损地幔采用176Hf/177Hf=0.283251，176Lu/177Hf=0.0384（Griffin et al.,2002）。如果锆石母岩浆来自于平均大陆壳，则二阶段Hf模式年龄（tDM2）采用176Lu/177Hf=0.015计算（Griffin et al.,2002）。

4 分析结果

4.1 主量元素分析

16个变质岩样品的主量元素分析结果显示了较大的成分变化范围。根据尼格里原岩判别图解，这些变质岩的原岩大多属于陆源碎屑沉积岩，只有样品16KT5-1和16KT18-1落在了火成原岩范围内（图2），这与利用判别因子得到的结果基本吻合（表1）。正变质岩16KT5-1和16KT18-1的原岩类型分别属于基性岩(SiO2=48.12 wt%)和酸性岩(SiO2=71.19 wt%)。根据（Na2O+K2O）-SiO2和SiO2-FeOt/MgO图解上（略），基性麻粒岩16KT5-1的原岩属于亚碱性的拉斑系列，以相对富K2O为特征。根据TAS分类图，其落入玄武岩区，而样品16KT18-1落入花岗质岩石区。样品16KT18-1具有较高的SiO2含量和Na2O+K2O值（7.52 wt%），其A/CNK＞1.1，属于强过铝质。二者都落入高钾钙碱性系列（图3）。

图2 尼格里参数原岩判别图（据Simonen,1953）Fig.2 Protolith discrimination diagram of Niggliindex(al+fm)-(c+alk)vs.Si(after Simonen,1953)

图3 Kontum地块变质火成岩的K2O-SiO2图（据Rickwood,1989）Fig.3 K2O-SiO2 diagram for meta-igneous rocks in the Kontum Massif(after Rickwood,1989)

表1 越南中部Kontum地块基底变质岩的化学组成Table 1 Major and trace element compositions of the basement metamorphic rocks in the Kontum Massif,central Vietnam

（续表1）

除了样品17KT33-3，其余13个变质沉积岩的SiO2含量变化于59.70%～75.23%，而17KT33-3的SiO2含量高达97.48%，指示其原岩应该属于石英砂岩。在SiO2/Al2O3-Fe2O3/K2O分类图上，这些沉积岩主要落入硬砂岩和页岩区域（图4a）。除石英砂岩外，其他变沉积岩的Al2O3变化于10.97%～19.27%，K2O含量变化于0.77%～4.67%。Taylor等（1985）认为沉积岩SiO2/Al2O3比值可以指示岩石的成熟度。除样品17KT33-3外，其余样品的SiO2/Al2O3值变化于3.28～6.69，平均值为4.64，略高于PAAS（3.32），显示了较低的成熟度。

图4 (a)Kontum地块变质沉积岩Log(Fe2O3/K2O)-Log(SiO2/Al2O3)图（据Herron,1988）;(b)变质沉积岩的ICV-CIA图（据Nesbitt and Young,1982;Cox et al.,1995）；图例如图2Fig.4 (a)Diagram of Log(Fe2O3/K2O vs.Log(SiO2/Al2O3)for the metasedimentary rocks from the Kontum Massif(after Herron,1988);(b)ICV-CIA diagram for the metasedimentary rocks(after Nesbitt and Young,1982;Cox et al.,1995)；Legends are as in Fig.2

图5 Kontum地块变质沉积岩的Harker图解（图例如图2）Fig.5 Harker diagrams of major elements of the Kontum metasedimentary rocks(Legends are as in Fig.2)

在Harker图解中（图5），这些变质沉积岩的TiO2、Al2O3、Fe2O3、MgO 和 P2O5含量大致显示了与SiO2含量的负相关性。但是这种相关性很差，而且CaO、Na2O和K2O与SiO2没有很好的线性关系，表明这些样品不是由同一源区在同一事件的相似风化条件下沉积形成的。这一推论与这些样品的形成时代和碎屑组成的差异相吻合（Wang et al.,2019）。这样，上述的某些元素与SiO2的相关性主要受石英含量与其他碎屑组成比例的控制。

4.2 微量元素分析

基性麻粒岩17KT5-1的稀土含量(ΣREE)较高（128.73×10-6），尤其是重稀土。因此，其轻重稀土分异弱，(La/Yb)n的比值是3.72，REE配分曲线较为平缓（图6a）。花岗质片麻岩16KT18-1的稀土含量偏低（ΣREE=113.31×10-6），轻重稀土分异较基性岩明显，（La/Yb）n=14.5；具中等的铕负异常(δEu=0.55)。在蛛网图上，二者具有一定的相似性，都亏损Nb和Ti。但是基性麻粒岩16KT5-1具有较低的Th和U含量，而花岗质片麻岩16KT18-1具有异常高的Pb和U含量（图6b）。

变质沉积岩样品展示了很大的微量元素变化。来自Kham Duc杂岩的17KT20-2的轻稀土特征和上地壳平均值（UCC）的相似，但是重稀土含量明显高于澳大利亚后太古代页岩（PAAS）和UCC。来自Ngoc Linh杂岩的16KT16-1、17KT23-1和17KT23-2的REE曲线相似，也相似于PAAS或UUC组成（图7a）。它们具有中等的轻重稀土分异((La/Yb)n=9.12～15.27)和中等到明显的Eu负异常(δEu=0.39～0.62)，只是三个样品的REE总量有所不同。采自Kannack杂岩的样品16KT6-1、17KT41-2和17KT41-3的REE特征相似那些来自Ngoc Linh杂岩的，但是总体具有更高的重稀土含量。因此，它们的轻重稀土分异较PAAS和UUC弱，(La/Yb)n稍小（5.06～11.79）。来自Dien Binh杂岩的样品展示了极大的稀土变化。样品17KT33-1、17KT33-2和17KT33-3都具有很低的REE总量（33.2×10-6～101×10-6）和中等的Eu负异常。17KT33-1和17KT33-2具有相似的REE曲线，显示相对高的重稀土和低的轻重稀土分异（(La/Yb)n=2.45～2.65）（图7a）。它们的重稀土模式甚至是左倾的。这两个样品的源区遭受了最强的风化作用，也是二个最成熟的样品（图4b），因此它们的稀土特征很可能与强烈的风化作用相关。石英砂岩17KT33-3的稀土含量最低，但轻重稀土分异中等（(La/Yb)n=7.07），与PAAS相似。低的稀土总量是由于高石英含量的稀释所致。17KT29-4和17KT34都以高的稀土总量和强烈的轻重稀土分异为特征，(La/Yb)n变化于29.3～43.1，而样品17KT29-5是以最高的重稀土含量和明显的Eu负异常为特征（图7a）。

图6 Kontum地块变火成岩的稀土元素配分曲线(a)和微量元素蛛网图(b)（标准化数值据McDonough and Sun,1995）Fig.6 (a)REE patterns of meta-igneous rocks(a)and spidergrams of their incompatible elements(b)(normalized data from McDonough and Sun,1995)

图7 Kontum地块变质沉积岩的稀土元素配分曲线(a)和PAAS标准化微量元素蛛网图(b)(PAAS标准化数值据Taylor et al.,1985；UCC数据引自Rudnick and Gao,2003);图例如图2Fig.7 REE patterns of the Kontum metasedimentary rocks(a)and PAAS-normalized trace element spidergrams of the metasedimentary rocks(b)(normalized data are from Taylor et al.,1985;UCC data from Rudnick and Gao,2003);Legends are as in Fig.2

来自Kham Duc杂岩的17KT20-2相容元素Cr、Ni、Co、V、Sc 的含量分别为 128×10-6、44.7×10-6、19.8×10-6、164×10-6和22.6×10-6，和PAAS相似。Ngoc Linh杂岩的三个样品的Nb元素显示负异常特征 （图7b），含量范围在10.9×10-6～16.1×10-6之间。另外，Sr元素也具较弱的负异常特征，含量为143×10-6～182×10-6。采自Kannack杂岩的三个变质岩样品的相容元素相对亏损，特别是亏损Cr（46.9×10-6～62.9×10-6）。不同的是，16KT6-1具有明显低的Rb、Ba、Th、U和Sr含量，却相对富集Nb（图7b）。与稀土特征相似，来自Dien Binh杂岩的几个样品的其他微量元素也有很大变化。除了样品17KT33-3的微量元素总体都偏低（因为石英的稀释作用），其他样品主要都表现为稀土元素和相容元素的相对亏损，高场强元素（Zr、Hf、Th、U等）的相对富集。且大多数样品都具有强烈的Sr负异常 （Sr=1.47×10-6～31.1×10-6），明显低于PAAS，表明沉积过程中Sr的明显淋失，这与其主量元素所表现出来的强风化特征相吻合（图4b,7b）。

4.3 变质火成岩的锆石U-Pb定年和Hf同位素分析结果

4.3.1 基性麻粒岩16KT5-1

该样品中的锆石大多具核边结构，核部自形到他形，一些具有韵律环带，一些具有带状成分分带;而边部为宽的成分分带或均匀无分带。少量单独的颗粒显浑圆状，足球皮状成分分带，为典型的变质锆石内部结构（图8a）。38颗锆石的U-Pb定年结果显示，除了一颗不谐和的老锆石（2084 Ma），其余测自核部的年龄变化于1441 Ma到1027 Ma（附表1）。这些锆石发生了不同程度的Pb丢失，但形成了一条很好的不一致曲线，其上下交点分别为1424±22 Ma和253±6.1 Ma（图8a）。测自颗粒边部或浑圆状单独颗粒的年龄变化于400 Ma到244 Ma，但大多数集中在261～244 Ma，获得的加权平均年龄为255±2.9 Ma （MSWD=1.00，n=14）（附表1，图8a）。该年龄与核部锆石的下交点年龄基本一致，说明基性麻粒岩的原岩时代是1424 Ma，而麻粒岩相变质作用很可能发生在255 Ma。

42颗锆石的Hf同位素原位分析显示样品的176Hf/177Hf初始比值分布于 0.281831～0.282488之间，变化范围很宽。中元古代（～1424 Ma）锆石的εHf(t)值变化于-1.68～+14.2(平均值为+5.66)，对应的TDMC变化于1.28～2.28 Ga。印支期锆石的176Hf/177Hf初始比值分布于0.282334～0.282488之间，对应的εHf(t)值变化于-4.45～-9.91和TDMC变化于1.56～1.90 Ga （附表2，图9）。

图8 变质火成岩的锆石U-Pb年龄谐和图Fig.8 U-Pb concordia plots of zircons from the meta-igneous rocks

图9 变质火成岩的锆石Hf同位素组成Fig.9 176Hf/177Hf ratios vs.U-Pb ages of zircons from the meta-igneous rocks

4.3.2 花岗片麻岩16KT18-1

锆石形态呈自形柱状或椭圆形，长50～100μm，宽30～60μm。许多锆石具核边结构。自形柱状锆石和核部大多具震荡环带结构，变质增生边黑暗不显成分分带；一些单独的颗粒与变质增生边具有相似的CL图像特征（图8b）。

从样品16KT18-1中选取了51颗锆石进行U-Pb定年。其中一颗锆石具太古宙年龄（2936 Ma）。该锆石呈不规则椭圆状，具核边结构，核部具震荡环带。另有一些老的锆石年龄极不谐和（附表1），它们都可能属于继承锆石，对应于强过铝的地球化学特征——沉积岩源区。大多数测自核部和自形柱状的锆石构成了一条不一致曲线，其上下交点年龄分别为1485±32 Ma和259.4±5.5 Ma（图8b）。边部锆石年龄指示该岩石经历了三期构造热事件的叠加：加里东期，海西期和印支期（附表1）。加里东期锆石的Th/U＞0.5，有的锆石具震荡环带结构，有的锆石具有变质增生边；除两颗变质锆石，绝大多数海西期锆石也具有震荡环带，且它们的Th/U＞0.5，说明这些锆石结晶于该期热事件的深熔作用产生的少量熔体；印支期锆石呈椭圆状、柱状或增生边，暗的CL图像，无明显内部结构或具面状结构，Th/U＜0.1，典型变质锆石特征。

对27颗锆石进行的Hf同位素分析显示，这些锆石的Hf同位素值变化范围很宽（0.281788～0.282732），对应的εHf(t)变于-8～+12.11，将近80%锆石的εHf(t)为正值，说明这些锆石的母岩浆或寄存岩石的物质主要来源于新生地壳。中元古代锆石 （1374～1489 Ma） 的εHf(t)值 变 化 于+5.97～+12.11，对应的模式年龄TDMC为1.46～1.82 Ga。而印支期锆石的εHf(t)值均为负值（-6.82～-3.97）（附表2，图9），对应的模式年龄是1.53～1.78 Ga，二者模式年龄一致，说明后期的变质过程没有外来物质的加入。

5 讨论

5.1 变质火成岩的形成时代和成因

岩相学和地球化学分析显示在Kontum地块采集的样品中仅有两件样品是变质火成岩。上述的定年结果显示基性麻粒岩16KT5-1的原岩形成于1424±22 Ma，而花岗质片麻岩的原岩形成于1468±29 Ma。尽管这两个火成岩都形成于中元古代，但它们分别采自Kannack杂岩和Kham Duc杂岩，因此，它们并不直接构成双峰式岩浆活动。由于这些岩石至少遭受加里东期和印支期二期的强烈构造作用和变质作用叠加，因此，它们形成的构造背景无法根据岩石组合和原始产状来恢复，只能根据它们的岩石地球化学间接推断。

基性麻粒岩16KT5-1的原岩为拉班玄武质岩石，富集Rb、Ba、Sr等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、Zr、Ti等高场强元素，符合典型岛弧玄武质岩石的地球化学特征（McCulloch and Gamble,1991）。该样品的La/Nb比值为2.05（＞1.4），也显示形成于岛弧背景的岩石的特征。无论在主量元素判别图解上（图10a,b）还是微量元素判别图解上（图10c,d），该样品都落在了岛弧、活动大陆边缘或与俯冲作用相关的区域。所以，可以推断该基性岩很可能形成于与俯冲有关的大陆弧环境或活动大陆边缘构造背景。该基性岩的锆石εHf(t)平均值为+5.66，说明它的原始岩浆起源于亏损的岩石圈地幔。

花岗质片麻岩16KT18-1具有较高的SiO2、ALK和A/CNK(＞1.1)，但CaO为1.62%(＞1%)，且稀土表现为正常的右倾分配模式和中等的Eu亏损，是一个典型的S型花岗岩，而不是强演化的I或S型花岗岩。微量元素蛛网图显示Ba、Nb、Sr、P和Ti亏损，也表明了一个典型的壳源特征。实验岩石学研究已经证实，S型花岗岩多是源自于变质沉积岩的部分熔融（Chappell,1999）。样品16KT18-1的 Al2O3/TiO2（64.01） 小 于 100且 CaO/Na2O（0.42）大于0.3，表明该花岗质岩浆的源区为变质杂砂岩，并且形成于较高的初始熔融温度条件下(Sylvester,1998)。在R1-R2图解、(Y+Nb)-Rb图解和Y-Nb图解中，样品均落在同碰撞花岗岩区（图10e，f）。因此，笔者推测该地区S型花岗质岩浆是在碰撞挤压地壳加厚后减压熔融形成。该花岗岩的岩浆锆石具有正的εHf(t)值，说明源岩沉积岩的碎屑物质主要来自新生地壳。

海南岛紧邻印支地块,通常被认为是华夏地块的延伸。在海南岛的西南部也出露有中元古代的花岗质片麻岩和变基性岩。地球化学特征显示其中的变质基性岩属于岛弧拉斑玄武岩,被认为形成于活动大陆边缘的俯冲环境（王可伏等,1994;许德如等,2000）。而海南岛公爱地区出露的中元古代（1433～1450 Ma）花岗质片麻岩也显示出S型花岗岩的岩石地球化学特征，其源岩为类似于抱板群变沉积岩的陆壳物质（张立敏等,2017）。海南岛这些基性岩和花岗岩的岩相学、地球化学（包括同位素组成）和构造特征均与Kontum地块的中元古代岩石高度相似（图10e）。由此，可以推测这两个地区在中元古代时期经历了相似的构造活动，并具有相似的基底组成，说明它们曾经可能是相连的。中元古代是Columbia超大陆裂解时期，但在Kontum地块和海南岛却发生着大洋俯冲作用，以及与挤压构造背景相关的S型花岗岩，这与超大陆的裂解不相符。因此，中元古代时期Kontum地块与海南岛很可能处于Columbia超大陆的边缘。

图10 Kontum地块变质火成岩的构造环境判别图Fig.10 Discrimination diagram of tectonic setting of the meta-igneous rocks.

5.2 不同时期变质沉积岩物源区的风化作用

对沉积岩中碎屑锆石的U-Pb定年结果表明，Kontum地块中这些变质沉积岩是多期形成的，而且主要形成于前寒武纪（Wang et al.,2019;表2）。这些前寒武纪沉积作用大致可以分为五期：古元古代晚期（～1800 Ma）、古元古代晚期—中元古代早期（1700～1500 Ma）、中元古代早期（～1400 Ma）、中元古代晚期—新元古代早期（1300～＜1000 Ma）和新元古代晚期—早古生代（＜600 Ma）。

地球化学特征显示，不同时期的沉积物显示了不同的风化程度和成熟度（图4b）。本次研究采用CIA、ICV和PIA指数来讨论源区的风化程度（Nesbitt and Young,1982;Fedo et al.,1995）。化学蚀变指数(CIA)能够反映沉积岩物源区风化程度的强弱，CIA指数越高，风化程度越强（Nesbitt and Young,1982）。本次研究的变质沉积岩的CIA值为52.2～87.81（平均值为63.68），表明不同样品的源岩经历了不同程度的风化过程。来自Dien Binh的三个样品显示了最强的风化作用。成分变化指数（ICV）可以用来反映沉积物的成分成熟度（Cox et al.,1995），ICV指数越高，沉积物成分成熟度越低，再循环程度越低。我们的样品的ICV变化于0.44～2.48，指示较低的成熟度（图4b），与SiO2/Al2O3值所反映的成熟度情况相吻合。PIA的计算公式是PIA=[(Al2O3-K2O)/(Al2O3+CaO*+Na2O-K2O)]×100。该指数指示岩石中长石分解转化为粘土矿物的程度。如果岩石新鲜，PIA指示约为50；而当岩石中富含伊利石-蒙脱石-高岭石矿物时，PIA则趋近于100（Fedo et al.,1995）。

第一期，最早期的沉积岩样品（16KT6-1和16KT16-1） 的 CIA 是 57.25～57.93，PIA 是 69.18～72.94，表明沉积源岩只经历了低程度的风化作用，沉积碎屑物的成熟度较低。第二期古元古代晚期（＜1716～1733 Ma）的沉积岩样品（17KT34、17KT33-3和17KT45W）的CIA指数变化于67.60～76.59，显示这些样品的沉积源岩经历了中等的成熟度和风化程度。岩石中也相对富集高岭石等矿物，PIA指数相对偏高为88.73～94.52。其中，样品17KT33-3遭受了最为强烈的风化作用（CIA指数=76.59），沉积物的铝质黏土矿物含量也更多，PIA值几乎趋于100。第三期中元古代（＜1423～1478 Ma）样品17KT41-2和17KT41-3的沉积源岩经历了低程度风化作用（CIA=55.33～58.40），沉积过程遭受了相对寒冷和干旱的气候。第四期中元古 代 晚 期 (＜1034～1300 Ma)的 沉 积 岩 样 品17KT33-2、 17KT29-4、 17KT20-2、 17KT29-5 和17KT33-1成分较为复杂，CIA指数变化为54.81～87.81，风化程度从最强的变化到较弱的，而成熟度也从成熟变化为不成熟。其中样品17KT33-2具有较高的CIA指数值（83.57），而ICV指数值较低（0.54），明显低于UCC和PAAS，反映了温暖、潮湿气候下相对较强的风化作用（Wang and Zhou,2013）。样品17KT33-1的CIA指数最高达87.81，遭受了整个Kontum地块最强烈的风化作用。同时，岩石中富含伊利石-蒙脱石-高岭石矿物，PIA指数为98.90趋近于100。其ICA指数小于0.5，也反映了沉积物质很高的成熟度。第五期晚新元古代到早古生代的样品17KT23-1和17KT23-2的沉积源岩只经历了低程度的风化作用，CIA指数=52.50～53.12，PIA指数较低为66.46～67.24，而且沉积物质的成熟度较低（ICV指数=1.82～2.00）。

表2 Kontum地块变质沉积岩的沉积时代Table 2 Sedimentation ages of the metasedimentary rocks in the Kontum Massif

5.3 不同时代沉积岩的形成环境

因为Kontum地块这些基底沉积岩都经历了较强的变质作用，因此无法根据沉积岩中碎屑颗粒组成对其形成环境进行判别。而不同沉积环境形成的沉积岩在地球化学特征上也表现出差异，所以本文将利用变质沉积岩的地球化学特征来推断其沉积时的构造背景（Roser and Korsch,1986;Bhatia and Crook,1986）。K2O/Na2O-SiO2图解和Th-Sc-Zr/10构造环境判别图被用来进行环境判别，二图获得了相似的结论（图11）。前面的分析显示研究区域的变质沉积岩大致可以划分为五期。第一期古元古代晚期（～1800 Ma）的沉积岩16KT6-1落在了岛弧环境。F1-F2判别图显示该样品的物源来自基性火山岩（图12），这和样品形成于岛弧环境相吻合。样品16KT16-1也落入了大陆弧或活动大陆边缘背景中，指示相同的构造背景。第二期是古元古代晚期—中元古代早期（1700～1500 Ma） 的沉积岩(17KT34、17KT33-3和17KT45-W)，它们在K2O/Na2O-SiO2和Th-Sc-Zr/10判别图上都落入了被动大陆边缘区域。第三期中元古代早期（～1400 Ma）的沉积岩17KT41-2和17KT41-3均显示活动大陆边缘或大陆弧特征，其物源主要来自于酸性火山岩（图12）。第四期是中元古代晚期—新元古代早期（1300～＜1000 Ma）的沉积盆地，该时期沉积岩的物质来源相对复杂，包括再循环的石英砂岩、基性火成岩和中性火成岩（图12）。样品17KT33-2和17KT33-1显示被动大陆边缘特征。但是，在Th-Sc-Zr/10构造环境判别三角图解中，17KT33-1处于大陆弧和被动大陆边缘的交界处，指示了被动大陆边缘和活动大陆边缘的过渡环境。在K2O/Na2O-SiO2图解上，样品17KT29-4、17KT20-2、17KT29-5都落入了活动大陆边缘区域。所以，该时期的沉积盆地应处于活动大陆边缘和被动大陆边缘过渡环境。最晚一期新元古代晚期—早古生代（＜600 Ma）的沉积环境也较为复杂。在K2O/Na2O-SiO2图解上，样品17KT23-1和17KT23-2分别落入被动大陆边缘和活动大陆边缘区域；而在Th-Sc-Zr/10判别图中，二者均落入活动大陆边缘区域。因主量元素的活动性较强，可能会出现错判情况，微量元素性质相对稳定，所以该时期沉积盆地更可能是活动大陆边缘环境，很可能是受到泛非期造山运动的影响。

图12 沉积物源区判别图（Roser and Korsch,1988）；图例如图2Fig.12 Discrimination diagram of source componentsof the sedimentary rocks(after Roser and Korsch,1988);Legendsare asin Fig.2

图11 沉积岩沉积环境判别图(a)K2O/Na2O-SiO2（据Roser&Korsch,1986）；(b)Th-Sc-Zr/10(据Bhatia&Crook,1986)；图例如图2Fig.11 Discrimination diagrams of sedimentation environment of the sedimentary rocks.(a)K2O/Na2O-SiO2(after Roser&Korsch,1986);(b)Th-Sc-Zr/10(after Bhatia and Crook,1986);Legends are as in Fig.2

5.4 Kontum地块前寒武纪地壳形成和演化

Kontum地块的前寒武纪基底由不同时代的变质沉积岩和少量的变质火成岩组成。前人的研究主要涉及后期变质作用的叠加改造（Nagy et al.,2001;Nakano et al.,2007a,b,2013;Tran et al.,2001），而对这些变质岩原岩的形成时代和物质组成没有详细的研究。Tran等（2001）对Kannack杂岩中一个麻粒岩的SHRIMP定年确定了其变质时代是254 Ma，并在一颗变质锆石的核部获得一个～1400 Ma的谐和年龄。Nakano等（2013）对该地区变质岩和花岗岩开展的大范围独居石年代学研究也仅在一些独居石的核部获得了中元古代（1530～1340 Ma）的年龄。而大量的独居石是两期构造热事件 （245～230 Ma 和 460～430 Ma） 的产物。Lan等（2003）对该地区20个样品的Nd同位素分析产生的亏损地幔Nd模式年龄变化于1.2～2.4 Ga，仅有一个例外，得到了太古代（2.7 Ga）的模式年龄。因此，他们认为Kontum地块的地壳主要形成于古元古代和中元古代，而太古代基底可能并不存在。Wang等（2019）详细的定年工作支持Kontum地块不存在太古代岩石，尽管这些变质岩中包含了许多太古代的碎屑锆石。本次工作显示Kontum地块不同时代的变质岩石形成于不同的构造背景。目前被确定的最早的岩石是形成于古元古代晚期的沉积岩，其最大的沉积年龄为1815～1846 Ma。它们沉积于活动大陆边缘背景下，指示与俯冲作用有关，暗示有更老的大陆基底岩石。样品16KT6-1的物源来自于基性物质，和其岛弧背景相吻合。到了古元古代晚期（＜1733～1717 Ma），沉积物以再循环物质为主，沉积环境也变成被动大陆边缘环境，指示这时的俯冲作用已经停止。

但到了中元古代中期（1470～1420 Ma），Kontum地块的一侧又受到洋壳俯冲作用的影响，形成了起源于亏损地幔的岛弧拉斑玄武岩。与此同时，汇聚板块边缘发生碰撞作用，导致了S型花岗质岩浆的形成。这些基性和酸性火山岩很快被剥蚀，成为同时沉积的大陆弧背景下的沉积岩的碎屑物质。这一期沉积岩的地球化学特征也指示它们形成于与俯冲作用有关的活动大陆边缘或大陆弧环境。另外，该时期沉积物质的风化程度低且成熟度低（图4b），也验证了其快速剥蚀堆积，碎屑物质没有经历长距离的搬运过程。

在经历了～1.45 Ga的与俯冲作用相关的岩浆活动和沉积作用之后，Kontum地块的岩浆活动逐渐减弱，这时（第四期）的沉积作用表现为从活动大陆边缘环境向被动大陆边缘环境的过渡。碎屑物的组成复杂，沉积物质的风化程度和成熟度变化不一。之后作为Gondwana超大陆的组成部分，在新元古代晚期，Kontum地块的沉积作用又开始显示出活动大陆边缘的特征。因此，Kontum地块虽然是Columbia和Gondwana超大陆的组成部分，但它始终处于超大陆的边缘，因而构造背景呈现出从活动大陆边缘或大陆弧环境向被动大陆边缘环境的周期性转变。

6 结论

（1）Kontum地块的前寒武纪基底由不同时代的变质沉积岩和少量的变质火成岩组成。最早的基底变质岩是形成于古元古代晚期（1815～1846 Ma）的沉积岩。

（2）少量的火成岩形成于中元古代（～1.45 Ga）。其中基性岩为拉班玄武岩，形成于岛弧环境；酸性岩为S型花岗岩，形成于同碰撞环境，为新生地壳重熔形成。

（3）Kontum地块的前寒武纪沉积作用大致可以分为五期。其地球化学特征显示了沉积盆地从古元古代晚期到早古生代早期从活动大陆边缘或大陆弧背景向被动大陆边缘环境的周期性转变。

（4）Kontum地块是Columbia和Gondwana超大陆的组成部分，但它很可能一直处于超大陆的边缘。

致谢野外考察和采样得到了越南胡志明城市科技大学范孝忠副教授的极大帮助，在此表示衷心感谢。另外，感谢武兵先生和杨涛博士在锆石U-Pb定年和Hf同位素分析中给予的帮助。文中附表1，2为在线材料，见高校地质学报网站下载中心（https://geology.nju.edu.cn/CN/column/column86.shtml）