滇黔桂盆地碎屑物源的变化及其对古特提斯洋演化历史的启示

2021-03-18陈开煌皮桥辉

山东国土资源 2021年3期

陈开煌，皮桥辉

(桂林理工大学地球科学学院，广西桂林 541004)

0 引言

古特提斯洋经历了形成、扩张、俯冲和闭合4个阶段，但关于古特提斯洋的开启和闭合时间一直存在争议。初步研究表明，古特提斯洋在志留纪末期开启，泥盆纪时期不断扩张，石炭纪形成海洋，二叠纪早期扩张达到顶峰，然后开始收缩，直到晚三叠世末期闭合。虽然前人对古特提斯洋的具体形成和闭合时间做了大量的研究，但直到现在还没有得出被广泛认可的结论。有些学者对发现于昆仑造山带东部的晚泥盆世-早石炭世蛇绿岩进行了研究，认为古特提斯洋的形成时间为345～333Ma[1-3]；另有学者通过对寒武纪蛇绿岩进行研究，认为古特提斯洋最早在寒武纪开启[4-7]。此外，还有学者根据晚三叠世时期形成的高压变质带、碰撞后所形成的弧后盆地及在羌塘板块中发现的晚三叠世岛弧，认为古特提斯洋的闭合时间可限制在晚三叠世[8]，除此以外，也有一些学者认为古特提斯洋是在中三叠世时期闭合的。

1 地质背景

滇黔桂盆地位于云南、贵州和广西三省接壤之处，构造位置位于扬子板块南缘(图 1a)；研究区内主要出露寒武纪—三叠纪灰岩、白云岩及白云质灰岩(图 1b)。滇黔桂盆地最古老的地层为寒武纪-奥陶纪页岩、灰岩及白云岩，它们的露头在叠合褶皱的背斜上被发现[9-10]。早古生代时，云南、贵州和广西地区就形成了大陆边缘裂谷盆地，并于早泥盆世—中三叠世，经历了复杂的海侵，发育巨大的海相沉积层，晚三叠世时期演化为盆地相浊积岩；广西运动时期又遭受剥蚀沉积和地壳抬升。并于印支运动后，在燕山期堆积成岩。晚元古代至中三叠世，研究区内沉积了厚度为7km的海相沉积物，经过漫长的地质历史，该沉积物被古生代沉积岩逆冲推覆[11-12]。

滇黔桂盆地中心区域主要为盆地相浊积岩，周围被中元古代碳酸盐岩所包围，两者呈互层相或过渡相接触。此外，盆地受到多期构造运动及火山活动的影响，存在多种不同规模的矿床，矿体呈多种方式产出，层状和透镜状是矿体重要的产出方式，并且这些矿体主要赋存于盆地的相变区[13]。三叠纪地层是研究区内分布最广泛的岩系，研究区的微细浸染型金矿床主要分布在二叠纪和三叠纪沉积岩中；而三叠纪时期台地相则主要赋存锰矿床，水深较浅的过渡相是多种低温矿床的含矿层位，主要有卡林型金、锑、汞等矿床[11-19]。研究区的较低区域是一个强烈运动的右江板块，并且该地块的活动导致了该区频繁而又强烈的岩浆活动。从广西期到喜马拉雅期均有不同程度的岩浆活动，主要为基性岩浆活动和中酸性岩浆活动，其中海西-印支期基性岩浆的侵入最为强烈。同时研究区沉积受古构造盆地控制，古构造盆地沿广阔的局限台地演化为晚三叠世潮坪。

1—三叠纪盆地相浊积岩;2—斑岩;3—印支期辉绿岩;4—花岗岩体;5—震旦系;6—古生界;7—推测断层/实测断层;8—金矿床(田、点);9—研究区矿床位置图1 滇黔桂盆地构造纲要图

2 样品采集及分析方法

此次采集的样品来自者桑矿床和老寨湾矿床，样品编号分别为ZS和LZW。LZW样品为碎屑独居石样品。LZW样品具体采样位置为老寨湾地区下泥盆统坡松冲组，地层岩性主要为薄层泥岩、粉砂质泥岩及粉砂岩。坡松冲组总体上覆盖在下奥陶纪闪片山组碳酸盐岩之上。另一组样品ZS为碎屑锆石样品，采集于云南省富宁县者桑金矿区中的三叠纪白凤组，该区中三叠世地层出露较少。

样品破碎和锆石选择工作由廊坊诚信地质服务有限公司完成，标靶工作由北京锆石领先科技有限公司完成。锆石阴极发光图像在北京锆年领航科技有限公司扫描电镜室拍摄；仪器型号为JSM6510扫描电子显微镜，配备Gantan阴极荧光探针。微量元素检测在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室进行，仪器采用四极杆型电感耦合等离子体质谱仪Q-ICP-MS。LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素年龄测定在中国科学院地球化学研究所国家重点实验室完成。锆石和独居石样品的U-Pb年龄谐和图绘制和年龄权重平均计算均采用Isoplot/Ex-ver3完成，具体操作方法见Isoplot/Ex-ver3[20]。单个数据误差为1个σ，因此数据处理的准确性有95%的置信度。

3 分析结果

碎屑锆石阴极发光图像(图2)显示，碎屑锆石颗粒可分为两类：第一类锆石颗粒多为灰白色—灰褐色，有一小部分无色透明，晶型多为长柱状、次棱角状，长宽比多为2∶1，粒度为50～150μm，晶型完整，可能距离源区较近，没有经过远距离的搬运；另一类则主要为灰白色，透明度较高，晶型多为粒状，表面光滑，磨圆度和分选性均较好，搬运作用明显。这种锆石主要来自较年轻的岩石，可以看出这些岩石经历了远距离的搬运及堆积。锆石颗粒的阴极发光特征也有着显著差异；部分锆石发光较差，颜色较深，说明其母岩形成较早。其次，锆石阴极发光图像也与其晶型有着密切的关系：在阴极发光图像中可以看到明显的环带和韵律结构的，经过测定其Th/U值大于0.4，说明锆石多为岩浆成因。此次研究年龄数据的选择范围下限被限制为1000Ma，主要是因为它们含有大量的放射性成因Pb，运用207Pb/206Pb同位素测年法对于年龄大于1000Ma的锆石来说也更准确。相比之下，206Pb/238U同位素测年法对于年龄小于1000Ma的锆石则更可靠，主要是因为这些样品放射性成因Pb含量较低，并且经常需要对Pb含量进行校正。

图2 锆石阴极发光图

碎屑锆石样品的分析点沿着308～2724Ma分散分布(表1，图3)，但可以明确看出其主要在310～730Ma沿谐和线聚集，暗示者桑矿床自晚元古代开始就接受了碎屑物源的沉积，其中550Ma附近的频数比其他年龄段的频数都高，代表这部分锆石颗粒年龄是者桑矿床碎屑物源的最有效年龄。碎屑独居石U-Pb年龄则主要集中在657～460Ma和998～798Ma(表2，图4)，其中500Ma和950Ma附近的年龄频数较高，表明这部分独居石颗粒的年龄是老寨湾地区碎屑物源的最有效年龄。

图3 者桑地区碎屑锆石U-Pb谐和图

图4 老寨湾地区碎屑独居石U-Pb谐和图和年龄柱状图

表2 碎屑独居石U-Pb年龄数据

4 讨论

4.1 滇黔桂盆地的物源变化

前人对滇黔桂盆地的碎屑物源进行了大量的研究，很多学者对该盆地中三叠统浊积岩碎屑物源的变化事件持有不同的观点，有学者认为该盆地物源来自于盆地东部的湘粤桂构造体系，还有一些学者认为来自越南北部，并且与印支运动密切相关。

华夏板块是中国东部的重要组成部分之一，它主要由早古生代变质岩、中生代花岗岩类、火山-沉积序列及少量外露的前寒武纪岩石(包括新元古代火山-沉积序列，少量古元古代片麻岩等)组成。新元古代早期华夏板块与扬子板块拼贴完成后，华夏板块便经历了强烈的多相构造—岩浆活动事件，并在地层中留下了丰富的时代信息。华夏板块沿政和-大埔断裂带可进一步划分为华夏西部板块和华夏东部板块[21-22]。华夏西部以太古代(3.5Ga)-早元古代(2.5Ga)地层为主，并遭受印支运动(～240Ma)和广西运动(～450Ma)的强烈改造。华夏板块一直是研究的热点，很多学者已发表了很多关于华夏板块碎屑锆石年龄研究的成果。通过对比前人研究的华夏地块的碎屑锆石年龄与此次实验数据，可以看出华夏板块与滇黔桂盆地之间存在较大的相关性，此次锆石U-Pb测年结果表明，原岩侵位于434～445Ma，并于428～439Ma又发生了变质作用。有学者对福建省南西区域的研究，得到了新的锆石U-Pb测试年龄、Lu-Hf同位素特征及全岩地球化学资料，并最终确定了锆石U-Pb年龄为315Ma。华夏板块泥盆纪花岗岩多为S型或I型花岗岩，初步认为与武夷-云开造山运动有关[23]；对华夏板块北东部西秦A型花岗岩进行LA-ICP-MS锆石U-Pb定年，并分析其主、微量元素等地球化学特征，最终得出花岗岩的侵位时间为410Ma[24]。

早古生代时期华夏板块的构造演化十分活跃，在地层中留下了大量的碎屑锆石年龄证据。在华夏板块东部的建宁地区，元古代万源组混合砂岩被古生代和中生代的火成岩侵入，碎屑锆石年龄群的特征表明万源组混合砂岩是在一个聚合或碰撞环境中形成的。姚伟华等发现万源组片麻岩碎屑锆石颗粒的边缘呈现出变质的特征，206Pb/238U加权平均年龄主要为(435±5)Ma和(860±6)Ma，同时存在差异不整合年龄，截距较低，为(442±41)Ma[25]。早古生代武夷-云开造山带与广泛的长英质岩浆作用有关，造山核主要分布在华夏板块西部的云开和武功山地区，武夷地区分布在华夏地块的中北部，并且锆石的U-Pb年龄表明，黑云母花岗岩体(441±5)Ma和片麻岩花岗捕虏体(443±4)Ma均为弱过铝质[26]。

被越来越多的人接受的假说是，海南岛是华夏板块的南部延伸。在构造上，海南岛被认为是华夏板块的一部分，位于印度支那板块、华南板块南缘和太平洋板块的交会处[27]。海南岛由于其特殊的构造位置，具有复杂的构造演化历史，前人对海南地区的碎屑锆石进行了研究，获得了丰富的锆石年龄资料。首先，前人认为海南岛邦溪-晨星构造带的基性—中性火成岩可以用来约束华夏板块的构造演化；岩石中锆石的U-Pb年龄为330Ma，此外，该地区玄武岩(330Ma)中含有1400Ma的锆石颗粒，对海南岛砂岩样品的碎屑锆石进行原位U-Pb定年和Hf同位素分析，确定5个主要年龄群体(2598～2320Ma，1944～1606Ma，1600～1406Ma，1288～902Ma，470～427Ma)和2个次要年龄群体(898～710Ma和618～513Ma)，揭示了该区域岩浆活动和地壳演化过程[28]。

通过对云开地区的高州杂岩、武夷地区的万泉组、中部龙游组的岩石进行碎屑独居石和碎屑锆石U-Pb同位素测定，得出岩石年龄主要为430～447Ma，龙游组辉长岩(470Ma)侵位于425Ma，并于400Ma遭受热液蚀变并被覆盖[29]。华夏板块还保留了大量早元古代碎屑锆石信息，为揭示其基底岩的组成及其构造意义，对江西香山—玉华山地区的正变质岩和副变质岩进行了研究，其地球化学和锆石U-Pb-Hf同位素组成表明，研究区基底变质岩主要由683～822Ma的沉积岩组成。

对华夏板块6个深成岩体进行锆石U-Pb定年，测的年龄为424～445Ma，结合新的地质年代学、地球化学、Sr-Nd同位素数据和前人已有的研究分析，初步认为华夏板块为早古生代碰撞造山运动所形成，并推测华南克拉通与冈瓦纳超大陆之间存在紧密的联系，推测研究区从泥盆纪到晚三叠世的碎屑物源可分为2个阶段：①滇黔桂盆地从泥盆纪到石炭纪时期的碎屑物源主要来自华夏板块的南西区域；②二叠纪到三叠纪时期盆地的碎屑物源则主要来自越南板块的北部，并且与古特提斯洋的演化密切相关。

4.2 对古特提斯洋演化的启示

古特提斯洋的演化一直是世界各国地质学家关注的热点之一。大量研究表明，冈瓦纳超大陆和古亚洲大陆的收敛、分散和统一经历了一个漫长地质演化过程。早古生代末期，扬子板块与其他板块在赤道附近由南向北汇合，形成冈瓦纳超大陆的一部分。早泥盆世以来，冈瓦纳超大陆的板块(扬子、华北、印支、塔里木等)先后从冈瓦纳大陆北东部分裂，在赤道附近的扬子板块群之间形成了古特提斯洋[30-31]。其中，昌宁-孟连构造带被认为是扬子板块与冈瓦纳超大陆的主要缝合带，将晚古生代冈瓦纳型生物沉积组合的云南-布尔-马台地块与华南型生物沉积组合的思茅地块分离开来[32-33]。思茅板块与华南大陆之间的金沙江-哀牢山缝合带是典型的支洋盆地。一般认为支洋盆地向南延伸至越南，形成了将印支地块与华南大陆分隔开的松马缝合带[34-36]。

岩石记录表明，云南—广西—越南交界地区哀牢山古特提斯分支洋盆的延伸，形成了华南与印支板块之间的古特提斯缝合带的一部分[37-39]。早石炭世时期，海底的进一步扩张导致了巴布盆地洋壳的形成。古地理重建表明，巴布盆地的扩张洋脊可能与哀牢山海洋脊西面连接。晚二叠世云开板块向北移动，与大明山板块碰撞，早三叠世印支板块向北移动，与越南区域汇合。晚二叠世—中三叠世南盘江海南缘出现活动陆缘，晚三叠世印支板块与扬子板块交会。南盘江、哀牢山和昌宁-孟连的产生、发育和消亡基本同步，指示其受同一古特提斯洋脊体系控制。越南马江带早三叠纪构造变质事件表明，中三叠世前印支板块与越南地块发生碰撞，南盘江和哀牢山明显缩小。南盘江中三叠纪火山碎屑浊积岩沉积厚度较大，其物源主要来自粤北地区的山脉。随着盆地不断演化，晚泥盆世南盘江以硅质沉积为主。早石炭世，南部出现洋壳，形成巴布洋盆。哀牢山和昌宁-孟连的洋壳大致出现在同一时期，这也可作为它们属于同一洋脊体系的证据。西巴布洋盆与哀牢山洋盆相通，甚至可能存在相同的东西方向的伸展脊。因此，巴布洋盆也可视为哀牢山洋盆的一个分支。晚石炭世至中二叠世早期，南盘江处于相对稳定的状态，早二叠世至中二叠世，碳酸盐角砾岩在深水盆地广泛分布，断裂体系进一步发育，盆地碳酸岩台地边缘同生断裂增强，三叠纪早期右江盆地砂岩中出现大量火山碎屑和二叠-三叠纪岩浆弧和造山碎屑锆石，表明盆地发育于三叠纪早期。此外，从被动大陆边缘到前陆盆地的转变是华南西南缘存在印支俯冲并在中国东部发生碰撞造山运动的结果。

巴布洋盆向南俯冲，大明山区域经历了强烈的火山活动。火山物质的频繁供应和地壳活动加剧了地形切割，火山碎屑浊积矿床发育良好，最终充填成盆地。晚三叠世时期，印支板块继续向北移动，此时巴布洋盆闭合并与扬子板块汇合。晚三叠世南盘江作为古特提斯整体封闭的一部分，同时哀牢山、昌宁-孟连等海盆也开始封闭。南盘江的构造演化过程指示了早古生代滇黔越板块的解体，同时巴布洋盆的形成也改变了滇黔桂盆地的构造格局。这一陆壳转变过程受古特提斯海岭体系发育的控制。滇黔桂盆地泥盆纪—三叠纪沉积物源的确定，有助于制约华南古地理演化和古特提斯演化的具体过程。早泥盆世，海侵由南向北推进，滇黔桂盆地沉积了大量造山带剥蚀的碎屑物质。二叠纪—三叠纪，在滇黔桂和越南北部之间出现了一个与古特提斯海洋相关联的受制约的小型海洋盆地，自二叠纪以来，洋盆开始向北西区域的南西方向俯冲，形成活动大陆边缘。晚二叠世以来，云开板块可能作为地形屏障，阻止了碎屑物从海南岛南东部运移。早三叠世时期，洋盆碰撞引起造山运动导致洋盆逐渐闭合，越南北部的大量沉积物在南盘江盆地进行沉积。