哀牢山古特提斯洋盆闭合和印支造山开启的时限:来自中‒上三叠统碎屑锆石U-Pb年代学和Hf同位素约束

2022-03-04刘兵兵彭头平范蔚茗董晓涵彭世利武利民

大地构造与成矿学 2022年1期

刘兵兵, 彭头平, 范蔚茗, 董晓涵,彭世利, 武利民

刘兵兵1, 2, 3, 彭头平1, 2*, 范蔚茗3, 4, 5, 董晓涵1, 2, 3,彭世利1, 2, 3, 武利民1, 2, 3

(1. 中国科学院广州地球化学研究所, 同位素地球化学国家重点实验室, 广东广州 510640; 2. 中国科学院深地科学卓越创新中心, 广东广州 510640; 3. 中国科学院大学, 北京 100049; 4. 中国科学院青藏高原地球科学卓越创新中心, 北京 100101; 5. 中国科学院青藏高原研究所, 北京 100101)

由于哀牢山古特提斯洋盆精确闭合时间一直存在争议, 从而制约了我们对该区古特提斯洋演化及印支造山运动过程的完整认识。碎屑岩作为造山作用在地壳浅表响应的产物, 保存了其物源区深部岩浆作用的重要信息, 可有效地约束洋盆演化和造山过程的精细时空格架。本文选择对哀牢山构造带及其东侧地区中‒上三叠统碎屑锆石年代学和Hf同位素开展了系统的研究, 结果显示: 构造带内部三叠统样品除了缺少240～325 Ma年龄群外, 与东侧地区同时代碎屑岩样品相似, 均具有480～560 Ma和900～1200 Ma两个主要年龄群, 对应的Hf()值分别为−16.75～+17.00和−15.39～+19.20; 而两地区上三叠统样品具有基本相同的年龄频谱特征, 均显示250～330 Ma、480～580 Ma和920～1240 Ma三个主要年龄群, 对应的Hf()值分别为−10.67～+12.15、−10.06～+9.57和−12.25～+15.62。综合本次研究结果与前人数据, 表明哀牢山构造带内中‒上三叠统及其东侧地区三叠系碎屑物质主要来源于构造带内的岩浆岩, 有少量老地层再循环的贡献。进一步的源区分析指出, 哀牢山古特提斯洋在早三叠世已闭合。此外, 基于哀牢山构造带及两侧地区普遍缺失下三叠统地层和大量发育早‒中三叠世碰撞有关的岩浆岩的特征, 显示我国哀牢山地区与越北地区印支造山运动在二叠纪末‒早三叠世同时开启, 中‒晚三叠世, 哀牢山构造带进入碰撞后伸展阶段。

中‒上三叠统; 碎屑锆石U-Pb-Hf分析; 哀牢山古特提斯洋; 闭合时限; 印支造山运动

三江特提斯构造带作为横贯欧亚大陆巨型特提斯构造域的重要组成部分, 经历了古生代‒中生代冈瓦纳超大陆裂解、微地块北向漂移及其后依次拼贴等复杂的历程, 并发育了多条代表古特提斯洋盆演化的缝合带, 是全球古特提斯洋演化记录保存最完整的区域(钟大赉, 1998; 莫宣学等, 2001; Jian et al., 2009a, 2009b; Fan et al., 2010; 李龚健等, 2013; Metcalfe, 2013), 因此, 这些缝合带是理解该区域古特提斯洋构造演变的关键地区。而金沙江‒哀牢山缝合带作为藏东南三江地区一条重要的古特提斯缝合带, 它既是分隔思茅‒印支陆块和扬子陆块的构造分界线(图1), 也是藏东南各陆块新生代被挤出、旋转和逃逸的关键通道, 对印度‒欧亚大陆碰撞演化起着重要的调控作用, 故其一直是国内外地质学研究的热点区域之一(钟大赉, 1998; Metcalfe, 2013)。前人针对哀牢山构造带内蛇绿岩套及相关的岩浆岩和沉积岩等开展了大量的研究, 大致限定了哀牢山洋盆的位置及其打开、扩张、俯冲等各演化过程的时限(简平等, 1998; 钟大赉, 1998; Jian et al., 2009a, 2009b; Fan et al., 2010; Zi et al., 2012a, 2012b; 刘兵兵等, 2017)。然而, 由于新生代以来强烈的构造‒变质‒变形事件改造, 很多地质记录被改造或剥蚀殆尽; 同时由于地球化学方法的多解性, 目前对于哀牢山古特提斯洋盆闭合及其两侧的思茅‒印支地块与扬子板块碰撞的精确时间依然没有得到准确的限定, 其闭合时限包括晚二叠世到晚三叠世等不同观点(钟大赉, 1998; 李朋武等, 2005; Jian et al., 2009a, 2009b; 刘翠等, 2011; Zi et al., 2012a, 2012b; Faure et al., 2014, 2016; Liu et al., 2015, 2017, 2018; Xu et al., 2019a, 2019b)。由于哀牢山古特提斯洋盆南延的Song Ma古特提斯洋盆的研究成果表明, 其精确的闭合时限及其后的印支造山事件发生在二叠纪末‒早三叠世(Nakano et al., 2008, 2010; Halpin et al., 2016)。因此, 整个金沙江‒哀牢山‒Song Ma古特提斯洋盆的闭合从北到南是否存在穿时性, 我国哀牢山地区和越南境内Song Ma地区的印支运动是否同时启动？目前还存在争议(Carter and Clift, 2008; Zhang et al., 2013)。

前人的调查研究显示, 哀牢山构造带及其邻区广泛分布二叠系‒三叠系碎屑岩(钟大赉, 1998); 这些碎屑沉积岩作为盆地周缘山脉隆升、风化、剥蚀、搬运和沉积的产物, 记录了造山作用及其隆升和剥蚀历史的重要信息。与岩浆岩相比, 碎屑沉积岩可以记录一些现已被风化剥蚀殆尽岩浆岩的信息, 比如哀牢山洋盆闭合和印支造山作用等重要记录(Rainbird et al., 1992)。而且, 由于碎屑岩中的碎屑锆石具有极好的抗风化、抗磨蚀和抗热蚀变能力, 使得它在沉积循环中不易被破坏, 因此碎屑锆石U-Pb年代学以及Hf同位素组成已被广泛应用于沉积物源示踪研究, 并在揭示造山作用起始时间、碎屑沉积源区性质(包括时代和组成)、地层不整合面中断时间等源区分析和古地理重建、地球历史演化等方面发挥了重要的作用(Cawood and Nemchin, 2000; DeCelles et al., 2000; Cawood and Buchan, 2007; Cawood et al., 2012; Liu et al., 2020)。本文选择哀牢山构造带及其东侧地区中‒上三叠统碎屑岩作为研究对象, 进行碎屑锆石U-Pb年代学以及Hf同位素组成研究, 并结合前人的研究成果, 探讨其源区的时空演化过程, 从而进一步厘清哀牢山古特提斯洋盆闭合以及印支造山作用开启的时限。

图1 研究区地质图以及采样位置图(改自云南省地质矿产局, 1990)

1 区域地质背景与样品采集

哀牢山构造带是东特提斯构造域古特提斯缝合带的重要组成部分, 也是思茅‒印支板块与华南板块的重要分界线。哀牢山构造带指夹持于红河断裂带和李仙江断裂带之间的区域, 总体呈北西窄、南东宽的扇形, 并沿NW-SE方向展布于云南省东南部, 向东南经元阳和金平县延伸进入越南境内, 向西北经点苍山与金沙江构造带相连(钟大赉, 1998)。该构造带内发育3条主要断裂带, 自北东向南西依次为哀牢山断裂带、藤条河断裂带和九甲‒安定断裂带(图1; 云南省地质矿产局, 1990)。

1.1 哀牢山断裂带东部地区

该区出露的早古生代地层有寒武系、奥陶系和志留系, 均属于被动大陆边缘的海相沉积。寒武系是一套滨海‒浅海相碎屑岩和碳酸盐岩, 其上覆的奥陶系以滨‒浅海相碎屑岩为主, 志留系则以台地边缘相灰岩为主。晚古生代地层也属于大陆边缘相沉积, 其中泥盆系以象州型沉积为主, 发育浅海碳酸盐岩台地沉积; 石炭系延续泥盆系的浅海碳酸盐台地沉积特征; 下二叠统为滨浅海相碳酸盐岩, 上二叠统以龙潭期玄武岩为主, 并夹杂部分碳酸盐岩和碎屑岩(钟大赉, 1998)。红河断裂带以北地区的三叠系以海相沉积岩为主, 其下三叠统罗楼组为一套以灰岩、泥灰岩为主并夹少量泥岩及凝灰岩的沉积序列; 下三叠统龙丈组整合覆盖于罗楼组之上, 其以火山碎屑岩和泥岩为主, 并夹有砾岩及灰岩; 中三叠统板纳组整合于龙丈组之上, 其岩性以泥岩为主并夹少量粉砂岩或细粒砂岩; 中三叠统兰木组为一套细粒砂岩、粉砂岩与泥岩互层的细碎屑岩; 上三叠统平寨组底部为砂岩、含砾砂岩, 上部主要由细砂岩、粉砂岩、泥岩和钙质泥岩组成(图2; 张远志等, 1996), 其上被新生代的陆相红色粗碎屑岩(砾岩、含砾砂岩夹砂岩)角度不整合覆盖(张远志等, 1996)。

该区出露岩浆岩主要有新元古代(700～860 Ma)花岗岩(Wang et al., 2012), 加里东期(428～450 Ma; Roger et al., 2000; Peng et al., 2015)、印支期(210～240 Ma; Zhao et al., 2010; Chen et al., 2011; 郭春丽等, 2012)和燕山期(70～170 Ma)长英质岩浆岩(倪培等, 2020)。

1.2 哀牢山断裂带内部

该区出露最老的地层为前寒武系哀牢山群和少量瑶山群变质岩系, 呈NW-SE向狭窄条带状展布于哀牢山构造带内, 两侧分别被哀牢山‒藤条河断裂带和红河断裂带所限(钟大赉, 1998)。哀牢山群为一套绿片岩相‒角闪岩相(甚至部分变质程度达到高角闪岩相)的变质岩、片麻岩、角闪岩、大理岩和花岗岩组成, 带内因受剪切带活动影响, 岩石已强烈糜棱岩化。该区古生界主要分布于李仙江断裂带和九甲‒安定断裂带之间, 下部是志留纪‒泥盆纪浊积岩, 岩相主要为陆缘细碎屑岩夹硅质岩、灰岩; 石炭系‒下二叠统为火山碎屑岩, 其中石炭系由玄武岩、陆缘碎屑砂岩、页岩夹硅质岩组成, 而中‒上二叠统由砂岩、砂质页岩、安山岩、玄武岩和流纹岩组成。哀牢山构造带内缺失下三叠统, 而中三叠统分布于哀牢山断裂带西南侧的墨江‒绿春一带, 与哀牢山变质带呈断层接触, 岩性以灰绿色板岩和长石砂岩为主夹少量灰岩和长石石英砂岩(云南省地质局, 1973; 钟大赉, 1998); 上三叠统一碗水组紫红色磨拉石砾岩角度不整合覆盖于蛇绿岩杂岩带和泥盆系之上, 且含超基性岩砾石; 海陆过渡相的上三叠统路马组整合覆盖于一碗水组之上, 岩性主要为泥岩、粉砂质泥岩和泥质粉砂岩夹砂岩(图2; 云南省地质局, 1973)。

区内的岩浆岩包括泥盆纪‒石炭纪(387～328 Ma)蛇绿岩(Jian et al., 2009a, 2009b), 大量中二叠世‒晚三叠世长英质岩浆岩(Liu et al., 2015, 2017, 2018)以及部分新元古代(750～813 Ma; Qi et al., 2012; Cai et al., 2014, 2015)和新生代(20～40 Ma)长英质岩浆岩(戚学祥等, 2010; Lin et al., 2012)。

1.3 思茅‒印支地块

思茅‒印支地块太古宙‒早元古代结晶基底出露于越南境内Kontum和Carinh等地区, 其上被新元代‒早寒武世变质岩所覆盖(施美凤等, 2011)。上奥陶统‒志留系不整合覆盖于新元古代‒早寒武世变质岩之上, 主要由海相灰岩、砂岩和页岩组成(施美凤等, 2011)。下泥盆统为红层, 而中泥盆统‒石炭系和二叠系主要为陆缘碎屑岩和碳酸盐岩(钱鑫, 2016)。区内普遍缺失上二叠统和下三叠统, 仅在邻近哀牢山构造带的部分地区出露上二叠统羊八寨组(云南省地质矿产局, 1990; 钟大赉, 1998)。羊八寨组是一套类复理石沉积, 主要由浅海相砂泥岩、中酸性凝灰岩和火山岩以及含煤砂泥岩组成, 下段夹多层中‒酸性凝灰岩, 含华夏型植物化石(云南省地质矿产局, 1990; 钟大赉, 1998)。中‒上三叠统主要为长英质火山岩、含煤线的滨浅海相碎屑岩和粗粒陆相红层沉积(云南省地质矿产局, 1990; 钱鑫, 2016)。上覆的侏罗纪‒白垩纪和新生代地层为陆相碎屑岩沉积序列(钱鑫, 2016)。

研究显示思茅‒印支地块岩浆岩主要出露在该区西缘和东南部, 包括加里东期(420～450 Ma)岩浆岩(毛晓长等, 2012; Lehmann et al., 2013; Liu et al., 2019; Wang et al., 2020b)和晚二叠世‒三叠纪(200～ 270 Ma)长英质岩浆岩(Wang et al., 2010; Shi et al., 2015)。

1.4 样品采集

本次研究共采集了9件碎屑岩样品, 其中4件采自哀牢山构造带东侧的丘北地区, 另5件采自哀牢山构造带内的墨江地区, 具体采样信息见表1和图1、2。

图2 哀牢山构造带及其东侧地区中‒上三叠统地层以及岩性柱状图(改自云南地质矿产局, 1990)

表1 中‒上三叠统采样位置

1.4.1 哀牢山构造带东侧地区样品特征

哀牢山构造带东侧3个中三叠统碎屑岩样品, 分选性差, 除样品YJ-1为颗粒支撑结构外, 其余都为杂基支撑结构, 碎屑颗粒呈棱角状‒次棱角状, 主要矿物为石英(60%～70%)、云母(5%～10%)、长石(5%～10%)和岩屑(5%～10%)(图3); 另一个上三叠统砂岩样品(YJ-4)分选性差, 具杂基支撑结构, 碎屑颗粒呈棱角状‒次棱角状, 主要由石英(60%～65%)、长石(5%～10%)、岩屑(15%～25%)和云母(3%～5%)组成(图3)。

1.4.2 哀牢山构造带内样品特征

哀牢山构造带内2个中三叠统粉砂岩样品(YJ-19、YJ-20)分选性差, 具杂基支撑结构, 碎屑颗粒呈次棱角状‒次圆状, 主要组分为石英(45%～50%)、云母(1%～5%)和杂基(～40%; 图3); 另一个中三叠统砂岩样品(YJ-21)分选性较好, 具颗粒支撑结构, 碎屑颗粒呈棱角状‒次棱角状, 主要由石英(70%～80%)、岩屑(～10%)和云母(～10%)组成(图3)。而2个上三叠统砂岩样品(YJ-23、YJ-24), 分选性较好, 具颗粒支撑结构, 碎屑颗粒呈棱角状, 主要由石英(70%～80%)、长石(5%～10%)、岩屑(～10%)和云母(3%～5%)组成(图3)。

2 分析方法

每个样品经过破碎、淘洗、磁选和重液分选出锆石, 然后在双目镜下随机挑选出200颗晶形完好、无裂隙的锆石, 再把这些锆石固结在环氧树脂上制成锆石靶, 抛光致其内部结构显露, 然后进行透/反射光照相, 并在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室进行锆石阴极发光(CL)照相。

锆石U-Pb同位素定年在香港大学地球科学系利用配备有193 nm激光剥蚀系统(Resolution M-50, Resonetics LLC, USA)的Nu Plasma HR MC-ICPMS (Nu Instruments, UK)仪器完成。分析过程中, 激光束斑直径为40 μm。样品经剥蚀后, 采用氦气作载气, 氩气为补偿气并混合少量的氮气以调节仪器灵敏度。U-Pb同位素定年过程中, 采用标准锆石91500和GJ作为标样进行监控, 以确保数据准确性和可靠性, 详细分析方法见Xia et al. (2016)。数据处理分析采用ICP-MS DataCal软件, 具体流程见Liu et al. (2010)。普通Pb校正采用Andersen (2002)的方法完成。锆石U-Pb年龄谐和图采用Isoplot 3.0程序绘制(Ludwig, 2003), 碎屑锆石U-Pb年龄频谱图采用Density Plotter程序绘制(Vermeesch, 2012)。

锆石Hf同位素原位分析在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室完成, 分析仪器为配有RESOlution M-50-LR激光取样系统的Neptune激光剥蚀‒多接收等离子体质谱(LA-MC- ICP-MS)。采用直径44 μm束斑、4～5 Hz脉冲速率、80 mJ/cm2脉冲能量对锆石激光剥蚀30 s左右。进行176Hf/177Hf值测定时, 通过监测175Lu和173Yb信号强度、采用175Lu/176Lu=0.02655和176Yb/173Yb= 0.7963校正176Lu和176Yb这两个同质异位素对176Hf的干扰(Vervoort et al., 2004)。计算每一分析点的Hf和Yb的质量分馏系数(Hf和Yb)用来校正Hf和Yb同位素比值, 并采用179Hf/177Hf=0.7325来校正测定的176Hf/177Hf值, 交叉分析标准锆石Penglai与锆石样品监控仪器状态(Li et al., 2010)。

3 分析结果

3.1 锆石特征

大部分锆石呈浅褐色, 部分呈粉红色、红色或者无色, 透明到半透明。部分锆石颗粒为长柱状,

多呈自形, 粒径约为30～150 μm, 其长宽比约为1∶1～ 3∶1。大多数锆石CL图像都显示规则的振荡环带结构(图4), 且具较高的Th/U值(>0.1), 说明它们都是岩浆成因(Hoskin and Schaltegger, 2003)。少数锆石的CL图像整体较亮, 内部成分较为均一, Th/U值较低(<0.1), 暗示它们可能是变质成因(吴元保和郑永飞, 2004)。另外, 还有少数颗粒具核边结构或核幔结构。

图3 哀牢山构造带及其东侧地区中‒上三叠统碎屑岩样品野外照片以及显微照片(正交偏光)

图4 哀牢山构造带及其东侧地区中‒上三叠统代表性碎屑锆石CL照片

3.2 锆石年龄组成特征

3.2.1 哀牢山断裂带东侧地区

哀牢山断裂带东侧地区中三叠统样品共得到140个有效数据, 其U-Pb年龄在240～3515 Ma之间(附表1, 数据略, 详见网络电子版), 年龄频谱图上显示出240～300 Ma、323～571 Ma和900～1200 Ma三个主要年龄群, 对应的峰值年龄分别为284 Ma、404 Ma和955 Ma; 同时还有600～800 Ma、1740～1920 Ma和2460～2580 Ma三个次要年龄群(图5g、h)。其中43颗锆石的年龄分布于240～462 Ma之间, 占总数的31%。

上三叠统样品共获得55个有效数据, 其U-Pb年龄分布于211～2585 Ma之间(附表1)。在年龄频谱上显示出: 211～325 Ma、413～563 Ma和921～1210 Ma三个主要年龄群, 对应的峰值年龄分别为306 Ma、506 Ma和966 Ma; 以及700～850 Ma、1776～1861 Ma和2462～2544 Ma三个次要年龄群(图5e、f)。其中211～535 Ma之间的年龄占总数的30%。

3.2.2 哀牢山构造带

哀牢山构造带内中三叠统样品获得了178个有效数据, 其U-Pb年龄分布于350～3449 Ma之间(附表1), 年龄频谱图上显示出460～560 Ma和900～ 1200 Ma两个主要年龄群, 对应的年龄峰值年龄分别为503 Ma和973 Ma; 以及600～800 Ma、1355～1600 Ma、1740～1920 Ma和2460～2580 Ma四个次要年龄群(图5c、d)。然而只有4.5%的锆石年龄小于458 Ma。

上三叠统样品共获得115个有效数据, 其U-Pb年龄分布在253～2975 Ma之间(附表1), 年龄频谱图上显示出253～338 Ma、480～560 Ma和970～1160 Ma三个主要年龄群, 对应年龄峰值年龄分别为291 Ma、510 Ma和933 Ma; 另外还有760～831 Ma、1430～ 1470 Ma、1760～1900 Ma和2410～2450 Ma四个次要年龄群(图5a、b)。

3.3 锆石Hf同位素

3.3.1 哀牢山构造带东侧

哀牢山构造带东侧中三叠统样品共获99个锆石Hf同位素值(附表2, 数据略, 详见网络电子版), 其176Hf/177Hf值在0.280561～0.283016之间。其中241～306 Ma锆石(10颗)Hf()值为−7.07～+13.88, 两阶段模式年龄为0.39～1.69 Ga; 309～438 Ma锆石(11颗)Hf()值为−15.67～+16.17, 两阶段模式年龄为0.39～2.38 Ga; 390～480 Ma锆石(11颗)Hf()值为−16.75～+16.17, 两阶段模式年龄为0.39～2.38 Ga; 494～593 Ma锆石(11颗)Hf()值为−16.75～+17.03, 两阶段模式年龄为0.67～2.57 Ga。930～1220 Ma锆石(22颗)Hf()值范围为−8.67～+19.20, 两阶段模式年龄为0.81～2.43 Ga; 三个次要年龄群743～841 Ma(5颗)、1739～1876 Ma(12颗)和2462～2576 Ma (8颗)锆石的Hf()值分别为−15.85～+5.66、−5.55～+20.71和−0.04～ +8.37, 对应的两阶段模式年龄分别为1.29～2.71 Ga、2.15～2.78 Ga和2.53～2.83 Ga (图6b)。

上三叠统样品共分析了39个锆石, 其176Hf/177Hf值为0.279773～0.282698。其中年龄为211～323 Ma锆石(5颗)的Hf()值为−10.67～+1.29, 两阶段模式年龄为1.16～1.98 Ga; 年龄为453～473 Ma(4颗)的锆石Hf()值为−5.39～+2.94, 两阶段模式年龄为1.26～1.78 Ga;年龄为521～574 Ma(5颗)锆石的Hf()值为−9.98～ −2.85, 两阶段模式年龄为1.66～2.11 Ga; 年龄为922～1187 Ma(11颗)锆石的Hf()值为−12.25～+13.52, 二阶段模式年龄为1.08～3.91 Ga; 而761～887 Ma(5颗)、1811～1872 Ma(2颗)和2377～2585 Ma(5颗)三个次要年龄群锆石的εHf()值为−14.37～+10.34、+3.90～ +5.58和−9.52～+3.79, 两阶段模式年龄分别为1.09～2.57 Ga、2.17～2.23 Ga和2.72～3.64 Ga(图6b)。

3.3.2 哀牢山构造带

哀牢山构造带中三叠统样品共分析了158个锆石Hf同位素值, 其176Hf/177Hf值为0.280610～0.283399。其中年龄为350 Ma和376 Ma两颗锆石Hf()值分别为−11.56和+17.14, 对应的两阶段模式年龄分别为0.28 Ga和2.08 Ga; 16颗405～563 Ma锆石Hf()值在−13.81～+12.86之间, 两阶段模式年龄为0.65～2.36 Ga; 58颗888～1222 Ma锆石Hf()值为−18.86～+16.92, 两阶段模式年龄为1.16～3.46 Ga。另外, 715～858 Ma、1443～1676 Ma、1698～1888 Ma和2320～2484 Ma四个次要年龄群锆石Hf()值分别为−21.77～+8.84、−11.49～+16.18、−9.19～+3.66和−21.98～+3.45, 对应的两阶段模式年龄分别为1.13～2.72 Ga、1.57～2.91 Ga、2.15～3.09 Ga和2.75～3.54 Ga。

上三叠统样品分析了114个锆石, 其176Hf/177Hf值为0.280728～0.283190。其中15颗253～338 Ma锆石Hf()值为−7.08～+12.15, 对应两阶段模式年龄为0.53～1.76 Ga; 15颗396～479 Ma锆石Hf()值为−11.64～+14.71, 两阶段模式年龄为1.12～2.17 Ga; 22颗489～587 Ma锆石Hf()值为−10.06～+9.57, 两阶段模式年龄为0.88～2.12 Ga; 24颗908～1240 Ma锆石Hf()值为−7.87～+15.62, 两阶段模式年龄为1.12～2.28 Ga;另外602～686 Ma(5颗)、1400～1473 Ma(16颗)、1762～1917 Ma(8颗)和2350～2455 Ma(6颗)四个次要年龄群碎屑锆石Hf()值分别为−7.39～+8.85、−13.65～+12.27、−1.37～+17.63和−11.74～+3.76(图6), 两阶段模式年龄分别为1.01～2.05 Ga、2.07～3.03 Ga、1.74～2.29 Ga和2.78～3.66 Ga。

图5 哀牢山构造带及其东侧地区中‒上三叠统碎屑锆石U-Pb年龄谐和图和频谱图

图6 哀牢山构造带及其东侧地区中‒上三叠统地层碎屑锆石U-Pb年龄-εHf(t)图

4 碎屑物源分析

近年来, 前人对哀牢山构造带及其周边地区古生代‒中生代地层开展了一系列碎屑锆石研究(Xia et al., 2016; 刘兵兵等, 2017; Xu et al., 2019b), 结合本次研究, 结果显示哀牢山构造带及其东侧地区三叠系碎屑锆石U-Pb年龄都含有230～280 Ma和400～460 Ma两个主要年龄群, 以及480～560 Ma、900～1200 Ma、700～860 Ma、1700～1900 Ma和2400～2600 Ma五个次要年龄群(图7)。

230～270 Ma年龄群: 不仅是哀牢山构造带三叠系主要年龄群之一, 也是哀牢山构造带以东三叠系主要年龄群(图7)。这些锆石均显示出典型岩浆锆石的振荡环带特征(图4), 说明它们来源于盆地周缘造山带的岩浆岩。周缘地区该时间段岩浆岩主要有: 华南板块西缘与峨眉山地幔柱有关的岩浆岩、云开造山带以及哀牢山构造带的岩浆岩。其中峨眉山地幔柱喷发时间集中于晚二叠世(250～261 Ma), 主要岩石类型为溢流玄武岩及少量伴生的中酸性岩浆岩(Xu et al., 2008)。由于玄武岩只产生少量的锆石, 且与地幔柱有关的中酸性岩浆岩都具有正Hf()值(Xu et al., 2008), 而研究区三叠系中大量230～270 Ma碎屑锆石具有负Hf()值(图6), 因此与峨眉山地幔柱有关的岩浆岩不可能是哀牢山构造带及其东侧地区三叠系碎屑岩的主要物源。云开造山带虽然也存在同期的长英质岩体, 但是其年龄主要集中于晚三叠世(200～240 Ma), 只有极少量为中二叠世‒中三叠世(240～266 Ma; Li et al., 2016; 王磊等, 2016), 与三叠系中大量240～280 Ma碎屑锆石这一特征明显不符(图7), 因此云开地区也不太可能是哀牢山构造及其东侧地区三叠系的主要物源。而在哀牢山‒金沙江构造带内大量出露了240～280 Ma中酸性岩浆岩, 如哀牢山段风别山‒仰宗流纹斑岩(260～266 Ma; 李友余, 2013; 赵德军等, 2013a, 2013b)、作播花岗闪长岩‒石英闪长玢岩(263～265 Ma; 李友余, 2013)、新安寨、狗头坡和通天阁的花岗质岩石(244～252 Ma; 刘汇川等, 2013, 2014; Liu et al., 2015, 2017, 2018), 金沙江构造带内人支雪山组和攀天阁组流纹岩等(～247 Ma; Zi et al., 2012a, 2012b, 2012c)。且这些中酸性岩浆岩锆石Hf()值与构造带内及其东侧地区三叠系同期碎屑锆石Hf()值一致(图6)。另外, 三叠系碎屑岩含有大量磨圆度较差的长石颗粒、岩屑颗粒和棱角状‒次棱角状锆石(图3、4), 这些也都显示出近源搬运特征。因此, 哀牢山构造带内同期中酸性岩浆岩是哀牢山构造带内及其东侧三叠系的主要物源。

数据来源于本文和简平, 1998, 2003; Wang et al., 2006; 李宝龙, 2008; 刘俊来, 2008; Jian et al., 2009a, 2009b; Fan et al., 2010; Nagy et al., 2001; 戚学祥, 2010; 郭泱泱, 2012; 刘翠, 2011; Lin et al., 2012; Qi et al., 2012; Roger et al., 2012; Zi et al., 2012a, 2012b, 2012c; Duan et al., 2012; Yang et al., 2012, 2014; Liu et al., 2013; Lehmann et al., 2013; Xu et al., 2013; 李龚健, 2013; 叶太平, 2013; 王舫, 2013; 赵德军, 2013a, 2013b; 刘汇川, 2013, 2014; Lai et al., 2014a, 2014b; 王疆丽, 2014; Wang et al., 2014; 邹和平, 2014; Cai et al., 2014, 2015; Liu et al., 2015, 2017, 2018; Halpin et al., 2016; Qian et al., 2016; Wang et al., 2016; Wu et al., 2017; Xia et al., 2016; 唐靓, 2016; 孙崇波, 2016, 2017, 2018, 2019; Königshof et al., 2017; 冀磊, 2017, 2018; 刘兵兵, 2017; Duan et al., 2018; Yang et al., 2018; Zhang et al., 2018; Zhou et al., 2018; Xu et al., 2019a, 2019b; 王保弟, 2021。

400～450 Ma年龄群: 该期岩浆岩在华南板块和思茅‒印支板块均有出露。华南板块西部的云开地区(Wang et al., 2007)以及中越边界的Song Chay-老君山地区大量出露该期中酸性岩浆岩(Zhou et al., 2017); 思茅地块西缘也发育少量的该期长英质岩浆岩(毛晓长等, 2012; Liu et al., 2019); 印支地块东南端的Truong son带和Phuoc Son-Tam Ky带也分布有大量该期的长英质岩浆岩(Shi et al., 2015)。此外, 印支地块以及哀牢山构造带内的志留系‒石炭系和华夏地块的泥盆系‒石炭系中也含有大量400～450 Ma碎屑锆石(Usuki et al., 2013; Burrett et al., 2014; Wang et al., 2016; Zhang et al., 2018)。然而研究区该年龄段(400～450 Ma)锆石均为棱角状‒次棱角状, 并不具有再旋回特征(图4), 因此该期碎屑锆石的物源主要来自华南和思茅‒印支板块的加里东期长英质岩浆岩。

480～560 Ma年龄群: 该期岩浆岩与Gondwana超大陆聚合过程的泛非造山作用有关, 主要分布于印度与澳大利亚板块碰撞形成的Kuunga造山带中(Liu et al., 2020), 而思茅‒印支地块和华南地块中无该期造山事件的岩浆记录。但在华夏陆块寒武系‒奥陶系中含大量该期碎屑锆石(Hu et al., 2015), 且与研究区碎屑锆石具相同的锆石Hf()值, 结合研究区内碎屑锆石具有相对远距离搬运或多旋回的次圆‒浑圆状结构特征(图4), 表明该期碎屑锆石为华夏地块早古生代地层的再旋回产物。

710～870 Ma年龄群: 该年龄段的长英质岩浆岩不仅大量出露于华南板块西缘的四堡和梵净山地区(725～876 Ma; Wang et al., 2012; Yao et al., 2019)和西北缘的攀西‒汉南弧(735～864 Ma; Zhao et al., 2018), 也出露于哀牢山构造带内(750～814 Ma; Cai et al., 2014, 2015)。结合这些碎屑锆石具有明显近源搬运及锆石Hf()值特征(图4), 认为它们主要来自哀牢山构造带内的晚元古代岩浆岩。

888～1240 Ma年龄群: 该年龄段的岩浆岩与Rodinia超大陆聚合过程的格林威尔期(900～1300 Ma)造山作用有关(Hoffman, 1991)。其中900～990 Ma岩浆岩主要分布于印度大陆东缘Eastern Ghats造山带、Northern Prince Charles造山带和南极洲Rayner造山带; 而1100～1300 Ma岩浆事件主要分布于澳大利亚Albany-Fraser-Musgrave造山带和东南极Wilkes造山带(Zhu et al., 2011a, 2011b)。然而, 该期岩浆岩在华南板块内部只是零星出露(Yu et al., 2008)。结合该年龄段碎屑锆石显示出长距离搬运或再循环的次圆状‒圆状特征, 以及华南板块(尤其是华夏地块)新元古代‒早古生代地层中同期碎屑锆石Hf()值特征(Zhang et al., 2018), 揭示这些碎屑锆石主要来源于华夏地块新元古代‒古生代地层再循环。

1740～1910 Ma年龄群: 哀牢山构造带内并没有该期岩浆岩或者变质岩, 该期岩浆岩主要出露于华夏地块内部(Lin et al., 2018), 另外扬子地块西缘昆阳群中也含有大量1730～1860 Ma碎屑锆石(Wang et al., 2012)。这些岩石中锆石Hf()值和两阶段模式年龄都与本研究同时段碎屑锆石一致, 而且该期碎屑锆石既有近源搬运的棱角‒次棱角状特征, 又有远源搬运或再循环的次圆状‒圆状特征(图4), 因此这些碎屑锆石既有近源搬运沉积, 也有老地层再循环的贡献。

2400～2600 Ma年龄群: 该期岩浆岩仅出露于华南板块北缘崆岭地区(3.5～2.5 Ga)和越北地块Phan Si Pan 地区(2.1～2.6 Ga; Zhao et al., 2019)。基于区内该期碎屑锆石普遍具有再循环成因的次圆‒圆状的特征, 以及扬子和华夏陆块的新元古‒早古生代地层中也含有部分该时期的碎屑锆石(Wang et al., 2010; Duan et al., 2018), 认为这些太古代碎屑锆石主要来自于老地层的再循环(图4)。

综上所述, 哀牢山构造及其东侧地区三叠系物源主要为哀牢山构造带的印支期和华南板块以及思茅‒印支板块内部的加里东期长英质岩浆岩, 还有少量来自华南板块西缘古生代地层的再旋回物质。

5 大地构造意义: 金沙江‒哀牢山洋闭合时限及印支造山的开启时间

针对哀牢山古特提斯洋闭合过程, 不同学者从岩石学、岩石地球化学、古地磁学、地层学等角度做了大量研究, 但关于其精确闭合时限仍然存在争议, 目前主要有四种不同观点: 晚二叠世末期、早三叠世、中三叠世和晚三叠世(云南地质矿产局, 1990; 钟大赉, 1998; Wang et al., 2000a; 刘翠等, 2011; 刘汇川等, 2013, 2020; Metcalfe, 2013; Liu et al., 2015, 2017; Faure et al., 2016; Xu et al., 2019a, 2019b)。这也制约了对我国境内印支造山作用开启时间及其运动过程的认识。

本次研究并结合前人数据显示, 哀牢山构造带东西两侧地区晚二叠世地层碎屑锆石U-Pb年龄频谱明显不同, 东侧地区年龄谱只显示了晚二叠世(～260 Ma)的单一峰值, 而西侧地区年龄频谱具有多峰特征, 显示了～277 Ma和～445 Ma两个峰值年龄(图7), 表明当时两者具有不同物源。Yang et al. (2012, 2014)认为东侧物源主要来自与峨眉山地幔柱有关的岩浆岩, 而西侧地区物源主要来自思茅‒印支地块东侧二叠纪太忠‒李仙江弧岩浆岩和加里东期岩浆岩(Xia et al., 2016; 唐靓等, 2016)。东西两侧的物源差异说明哀牢山洋盆在晚二叠世并没有闭合。而区域上, 哀牢山‒金沙江构造带内的共卡地区与蛇绿岩伴生的晚二叠世红色含放射虫远洋硅质岩的识别也表明哀牢山‒金沙江构造带晚二叠世仍然存在洋盆, 进一步支持上述结论(孙晓猛等, 1995)。再结合哀牢山构造带内五素‒雅轩桥地区二叠纪(267～287 Ma)岩浆弧(Fan et al., 2010; Jian et al., 2010a, 2010b; Lai et al., 2014b), 本文认为哀牢山洋在中‒晚二叠世仍然未完全闭合, 依然处于俯冲阶段。

哀牢山构造带内及其周缘地区并没发现中三叠世远洋沉积序列, 却以陆源碎屑沉积为主(图2), 表明中三叠世哀牢山构造带已进入陆相演化阶段, 即哀牢山洋盆在中三叠世以前已经闭合了, 故思茅‒印支板块与华南板块碰撞和拼贴过程在中三叠世以前就已开始。此外, 哀牢山构造带东侧地区下三叠统含有大量来自哀牢山构造带(尤其是李仙江断裂带和九甲‒安定断裂带之间的区域)晚二叠世(250～280 Ma)锆石(图7、8)。因此, 哀牢山洋盆至少在早三叠世就已经闭合了。

哀牢山构造带二叠纪‒三叠纪岩浆分布特征(图8)显示, 晚二叠世及之前岩浆作用主要发育于九甲‒安定断裂带以西地区; 早三叠世开始, 碰撞‒后碰撞有关的长英质岩浆岩(尤其是高硅高钾过铝质的岩浆岩)开始出现在九甲‒安定断裂带东侧地区, 并弥散于整个构造带内(包括哀牢山群变质带内)(图8; Faure et al., 2016; Wu et al., 2017)。如九甲‒安定断裂以西绿春等地区出露了246～256 Ma同碰撞和后碰撞构造背景的长英质岩浆岩(刘翠等, 2011; 刘汇川等, 2013; Lai et al., 2014b); 夹持于九甲‒安定断裂带和哀牢山断裂带之间的帽盒、老王寨和狗头坡等地区发育早‒中三叠世(244～255 Ma)同碰撞和后碰撞有关的长英质岩浆岩(李龚健等, 2013; Lai et al., 2014a; Liu et al., 2015, 2018); 哀牢山断裂带东侧滑石板、清水河、元江等地区也出露了早‒中三叠世(238～251 Ma)与碰撞‒后碰撞有关花岗岩和花岗质片麻岩(戚学祥等, 2010; Lin et al., 2012; Wu et al., 2017; Liu et al., 2018)等。区域沉积地层研究表明, 金沙江‒哀牢山构造带以及两侧地区普遍缺失下三叠统(图9),说明早三叠世哀牢山洋盆已经闭合, 哀牢山构造带已处于造山抬升剥蚀阶段。因此, 哀牢山洋盆闭合应该发生在晚二叠世末‒早三叠世早期; 而且该时期金沙江‒哀牢山构造带的印支造山运动也已启动, 该时间与越北地区基于高压‒超高压变质岩定义的经典印支造山开始时间一致(240～257 Ma; Nagy et al., 2001; Nam et al., 2003; Lepvrier et al., 2008; Nakano et al., 2008, 2010; Liu et al., 2013; Zhang et al., 2013; Faure et al., 2014, 2016; Owada et al., 2016)。因此, 整个印支造山带并不具有从南(越南)到北(中国)穿时性演化特征(Carter and Clift, 2008)。

当下人们环境保护意识不断提高，不仅寻求经济上的突破，也坚持走可持续发展的科学道路，力求对于环境的保护。近年来，我国建立了严格的空气考核体系，对于空气中的各项系数进行了严格的测评，尤其关注臭氧对于大气环境的影响。造成臭氧污染的因素很多，且臭氧浓度有自身的发展规律，相关环境部门应进行研究与治理，提升我国大气环境质量，保障人们的生活环境。

数据来源于Jian et al. 2009a, 2009b; Fan et al. 2010; 戚学祥等, 2010; 刘翠等, 2011; Lin et al. 2012; 李龚健等, 2013; Liu et al. 2013; 赵德军等, 2013a, 2013b; 刘汇川等, 2013, 2014; Lai et al. 2014a, 2014b; Liu et al. 2015, 2017, 2018; 孙崇波等, 2016; Wu et al. 2017。

随着印支造山运动的持续进行, 由于造山带垮塌或俯冲板片断离作用, 哀牢山构造带在中‒晚三叠世进入后碰撞伸展阶段, 造成了哀牢山构造带下部软流圈物质的上涌和岩石圈的伸展作用, 区内发育大量晚三叠世(229 Ma)高Hf()值高钾钙碱性花岗岩(Lin et al., 2012; 刘汇川等, 2014)。该伸展作用同时也导致哀牢山构造带发生差异性沉降, 并再次接受来自构造带内及其周缘的陆源碎屑沉积。因而, 构造带及其东侧地区中‒上三叠统都具有大量年轻(240～280 Ma)碎屑锆石。

综上所述, 哀牢山古特提斯洋演化过程如下: 二叠纪, 哀牢山古特斯洋西向俯冲到思茅‒印支板块之下(图10), 在思茅地块东缘形成了同时期的岩浆弧(Fan et al., 2010; Faure et al., 2016); 二叠世末‒早三叠世早期, 哀牢山古特提斯洋盆闭合, 随后陆‒陆碰撞作用和印支造山运动也开始启动, 使得哀牢山构造带持续隆升并遭受剥蚀, 造成区域缺失下三叠统(图10); 中‒晚三叠世, 哀牢山构造带进入碰撞后伸展阶段, 构造带及其周缘地区发生差异性沉降并接受陆缘碎屑物质沉积(图10), 而在地壳深处由于岩石圈伸展减薄使得其下覆的软流圈物质上涌并底侵于下地壳, 使得区内发生大规模地壳深熔作用, 并发育大量面状分布的中‒晚三叠世壳源花岗岩(Liu et al., 2017)。

图9 金沙江‒哀牢山构造带两侧地层划分与对比图(据张远志, 1996)

图10 哀牢山洋盆闭合以及印支造山开启模型图

6 结论

综合哀牢山构造带及其东侧地区中‒上三叠统碎屑锆石U-Pb年代学和Hf同位素分析, 及前人研究成果, 对哀牢山洋闭合过程以及该区印支造山运动起始时间进行了有效的约束。

(1) 哀牢山构造带内中‒上三叠统和东侧地区三叠系碎屑物质主要来自哀牢山构造带的岩浆岩, 并伴随少量老地层再循环。

(2) 哀牢山古特提斯洋盆在晚二叠世末‒早三叠世早期闭合, 并与越北地区同时开启印支造山运动, 故印支造山并不具有从南(越南)到北(中国)穿时性演化特征。

(3) 中‒晚三叠世, 哀牢山构造带处于碰撞后伸展演化阶段, 带内发育中‒晚三叠世陆缘碎屑岩和面状展布的碰撞后有关的壳源花岗岩。

致谢:感谢毛永生在野外考察和样品收集中的帮助！感谢中国地质大学(武汉)的杨江海副教授和另一位匿名审稿人认真细致的审稿, 感谢编辑部老师的热心帮助。你们的诸多建设性意见使本文质量得以提高!

附表1 哀牢山构造带及其东侧地区中‒上三叠统碎屑岩中碎屑锆石U−Pb同位素比值和年龄

Table S1 U-Pb isotopic ratios and ages of detrital zircons from Middle-Upper Triassic sedimentary rocks of the Ailaoshan tectonic zone and its eastern region

续表附1

附表2 哀牢山构造带及其东侧地区中‒上三叠统碎屑岩中碎屑锆石Hf同位素

Table S2 Hf isotope analyses for detrital zircons in Middle−Upper Triassic sedimentary rocks from the Ailaoshan tectonic zone and its eastern region

续附表2

εHf(0)=((176Hf/177Hf)S/(176Hf/177Hf)CHUR, 0−1)×10000; εHf(t)=((176Hf/177Hf)S−(176Lu/177Hf)S×(eλt−1))/((176Hf/177Hf)CHUR, 0−(176Lu/177Hf)CHUR×(eλt−1))−1)×10, 000; TDM1=1/λ×Ln(1+((176Hf/177Hf)S−(176Hf/177Hf)DM)/ ((176Lu/177Hf)S−(176Lu/177Hf)DM)); TDMC=1/λ×Ln(1+((176Hf/177Hf)S, t−(176Hf/177Hf)DM, t)/((176Lu/177Hf)c−(176Lu/177Hf)DM))+t; fLu/Hf=(176Lu/177Hf)S/(176Lu/177Hf)CHUR−1; 此处, (176Lu/177Hf)S和 (176Hf/177Hf)S是样品的实测值, (176Lu/177Hf)CHUR=0.0332 和 (176Hf/177Hf)CHUR, 0=0.282772 (Blichert−Toft and Albarède, 1997); t=锆石的结晶年龄. Λ是衰变常数, 采用λ=1.865×10−11year−1来计算(Scherer et al., 2001); 采用球粒陨石标准值176Hf/177Hf =0.282785和176Lu/177Hf = 0.0336计算εHf(t)值(Bouvier et al., 2008); 一阶段模式年龄 (TDM1)计算时, 现今亏损地幔的176Hf/177Hf 和176Lu/177Hf参数采分别采用176Hf/177Hf = 0.28325 和176Lu/177Hf = 0.0384 (Griffin et al., 2000); 两阶段模式年龄(TDMC) 计算使用176Lu/177Hf参数采用平均大陆地壳的176Lu/177Hf值,176Lu/177Hf=0.015 (Griffin et al., 2000)。

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Timing of the Ailaoshan Paleo-Tethys Ocean Closure and the Indosinian Orogeny Initiation: Constraints from the Detrital Zircon U-Pb Geochronology and Hf Isotopes of the Middle-Upper Triassic Strata

LIU Bingbing1, 2, 3, PENG Touping1, 2*, FAN Weiming3, 4, 5, DONG Xiaohan1, 2, 3,PENG Shili1, 2, 3, WU Limin1, 2, 3

(1. State Key Laboratory of Isotope Geochemistry, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 2. CAS Center for Excellence in Deep Earth Science, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 3. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 4. CAS Center for Excellence in Tibetan Plateau Earth Sciences, Beijing 100101, China; 5. Institute of Tibetan Plateau Research, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100101, China)

Constraining the accurate closure timing of the Paleo-Tethys Ocean along the Ailaoshan tectonic zone (ATZ) is crucial to understand the tectonic evolution of the Paleo-Tethys Ocean and the geodynamic process of the Indosinian Orogeny within this region. Detrital zircons from the terrigenous detritus, one of the products of the orogeny on the earth’s surface, can record important information of the eroded igneous rocks on the orogeny and provide an independent insight into the spatial-temporal evolution of the orogenesis. In this paper, we present zircon U-Pb dating and Lu-Hf isotope results of the Middle-Upper Triassic detrital sedimentary rocks in the ATZ and its eastern region. Our data show that the Middle Triassic samples from the ATZ and its eastern region share similar detrital zircon U-Pb age pattern with the exception of the absence of 240–325 Ma population in the ATZ samples. They possess two common age populations at480–560 Ma and900–1200 Ma, with correspondingHf() values of −16.75 to +17.00 and −15.39 to +19.20, respectively. The Upper Triassic samples from these regions share three similar major age populations at 250–330 Ma, 480–580 Ma and 920–1240 Ma with correspondingHf() values of −10.67 to +12.15, −10.06 to +9.57 and −12.25 to +15.62, respectively. In addition, an integration of our data with previously published detrital zircon geochronology data of the Ailaoshan region suggests that the Triassic sediments of the ATZ and its eastern region were mainly sourced from the igneous rocks of the ATZ, with minor contributions from the recycling of the Paleozoic strata. Provenance analysis indicates that the Ailaoshan Paleo-Tethys ocean basin had been closed during the Early Triassic. Considering the absence of Lower Triassic strata on both sides of the ATZ and the distribution patterns of Early-Middle Triassic collision-related igneous rocks across the whole ATZ, we proposed that the Indosinian Orogeny in the ATZ and NE Vietnam region commenced concurrently in the latest Permian-Early Triassic. Consequently, voluminous Middle-Late Triassic sedimentation and magmatism within the ATZ and its ambient regions developed in a post-collision extension regime during the Indosinian Orogeny.

Middle-Upper Triassic; detrital zircon U-Pb-Hf isotopes analysis; Ailaoshan Paleo-Tethys ocean basin; closure timing; Indosinian orogeny

2021-08-24;

2021-09-23

第二次青藏科考项目(2019QZKK0702)和国家自然科学基金项目(92055207、42072263、41490613、41272126)联合资助。

刘兵兵(1991–), 男, 博士研究生, 构造地质学专业。E-mail: 1045674344@qq.com

彭头平(1974–), 男, 研究员, 从事岩石大地构造研究。E-mail: tppeng@gig.ac.cn

P597; P542

1001-1552(2022)01-0132-022