东南亚长山构造带二叠纪‒三叠纪岩浆作用及其古特提斯构造意义

钱 鑫, 李慧玲, 余小清, 张玉芝, 王岳军

东南亚长山构造带二叠纪‒三叠纪岩浆作用及其古特提斯构造意义

钱 鑫1, 2, 李慧玲1, 余小清1, 张玉芝1, 2, 王岳军1, 2

(1. 中山大学 地球科学与工程学院, 广东省地球动力作用与地质灾害重点实验室, 广东 珠海 519082; 2. 南方海洋科学与工程广东省实验室(珠海), 广东 珠海 519082)

长山构造带(简称长山带, Truong Son)是印支陆块北部最大的构造岩浆岩带, 保存了大量晚古生代‒早中生代的岩浆记录, 并被认为与马江古特提斯分支洋/弧后盆地的演化及随后的印支与华南陆块的拼合有关。本文系统综合了该带二叠纪‒三叠纪的长英质火成岩数据并分析其岩石成因, 阐明马江古特提斯分支洋/弧后盆地的构造演化过程。研究表明早二叠世花岗质岩石来自新底侵的基性岩源区, 而早二叠世晚期‒晚二叠世的花岗质岩石和流纹岩的源区为古‒中元古代变火成岩和变杂砂岩组成的混合源区。二叠纪长英质火成岩形成于马江分支洋/弧后盆地向印支陆块的俯冲过程。三叠纪具负Hf()和Nd()值的花岗质岩石来自古‒中元古代变火成岩和变沉积岩的混合源区, 而具正Hf()值的晚三叠世花岗质岩石来自新生基性地壳并有一定变杂砂岩组分的加入。这些数据表明在三叠纪初期(～250 Ma), 马江古特提斯分支洋/弧后盆地已经闭合, 随后华南与印支陆块发生碰撞。在中‒晚三叠世, 长山带进入到碰撞后阶段。

长山构造带; 二叠纪‒三叠纪; 岩浆作用; 地球化学; 古特提斯洋

0 引 言

古特提斯洋是晚古生代‒早中生代存在于东基梅里大陆和东南亚陆块群之间的主大洋, 该洋西起欧洲阿尔卑斯山, 经中亚到中国西南部, 进而向南转入东南亚地区(Bullard et al., 1965; Acharyya, 1998; Metcalfe, 1998, 2006, 2011, 2013, 2021; Sone and Metcalfe, 2008; Wang et al., 2018)。已有研究表明东南亚地区主要包括了3个地体: 滇缅马苏、印支和华南, 分别被清迈‒清莱古特提斯主缝合带和哀牢山‒马江分支/弧后盆地缝合带所分割(图1a; Sone and Metcalfe, 2008; Metcalfe, 2013, 2021; Qian et al., 2016a, 2016b, 2019; Wang et al., 2016c, 2018, 2020; Zhang et al., 2021)。此外, 东南亚地区还存在多个古特提斯构造带/缝合带, 包括了黎府‒碧彩汶、长山带、琅勃拉邦和景洪‒难河‒程逸‒沙缴带等, 进而将印支陆块细分为了西印支陆块、中印支陆块和长山带3个单元(图1a; Wang et al., 2018, 2020; Qian et al., 2019)。

长山带(Truong Son)是印支陆块北部最大的构造岩浆岩带(图1b), 在以往的研究中也将其称为长山褶皱带或长山地体(Shi et al., 2015; Wang et al., 2016b)。该构造带大致平行于马江缝合带, 保存了大量晚古生代‒早中生代岩浆记录, 并被认为与马江古特提斯分支洋/弧后盆地的俯冲/闭合及随后的印支陆块与华南陆块的拼合有关(Lepvrier et al., 2008, 2011; Liu et al., 2012; Hieu et al., 2012, 2015, 2016, 2019; Zhang et al., 2013, 2014; Kamvong et al., 2014; Shi et al., 2015; Wang et al., 2016b; Qian et al., 2019; Thanh et al., 2019; Zhang et al., 2021)。此外, 长山带还是老挝境内最重要的一条铁、铜、金矿化带, 是东南亚地区最具蕴藏潜力的铜‒金成矿带。已有研究认为, 该带内火成岩与这些金属矿床的形成存在密切的联系(Kamvong et al., 2014; Tran et al., 2014; Manaka et al., 2014; Zaw et al., 2014)。但是, 以往对长山带的研究主要集中于越南境内和老挝北部局限的矿区, 未能从全局角度对该带内火成岩的地球化学特征、岩石成因及构造背景进行综合研究。

图a据Sone and Metcalfe, 2008; Wang et al., 2018; Qian et al., 2020; 图b据Hieu et al., 2019; Qian et al., 2019。图b中年龄数据来源: Liu et al., 2012; 王疆丽等, 2013; Vượng et al., 2013; Zhang et al., 2013, 2014; Kamvong et al., 2014; Manaka et al., 2014; Roger et al., 2014; Zaw et al., 2014; Tran et al., 2014; Shi et al., 2015; Hieu et al., 2015, 2016, 2019; Wang et al., 2016b; Qian et al., 2019; Thanh et al., 2019; Zhang et al., 2021。

因此, 本文综合了我们已报道的老挝境内长山带的数据, 并结合前人关于长山带晚古生代‒早中生代长英质火成岩及部分来自马江地区花岗质岩石的数据(表1), 开展综合对比和研究, 阐明晚古生代‒早中生代火成岩的岩石成因及马江古特提斯分支/弧后盆地的构造演化过程。

1 地质背景

老挝东北部及越南西北部地区都隶属于东古特提斯构造域, 区内存在两条主要的构造岩浆岩带, 包括了马江缝合带和长山构造带。其中马江缝合带是印支陆块与华南陆块之间的缝合边界, 被认为代表了东古特提斯马江分支洋/弧后盆地的残余(Chung et al., 1997; Sone and Metcalfe, 2008; Fan et al., 2010; Zhang et al., 2013, 2014; Wang et al., 2018; Zhang et al., 2021)。该带包括越南北部清化以西‒奠边府以北的地区, 其主体大致沿老越边界的马江缝合带呈NW-SE向展布。传统的马江缝合带主体由蛇绿岩、绿片岩、斜长角闪岩、斜长花岗岩、石英‒云母片岩、石英岩和大理岩等变沉积岩组成, 并在后期经历了低角闪岩‒绿片岩相的变质作用。此外, 该缝合带南部以马江断裂为界与长山带二叠纪‒晚三叠世花岗岩和花岗闪长岩等侵入体分隔(图1), 其北部为Nam Co背斜。

马江蛇绿岩变基性岩Sm-Nd等时线年龄为387～331 Ma, 而角闪岩的变质年龄则为256～241 Ma (Vượng et al., 2013), 弱变质玄武岩主要位于蛇绿岩序列的顶部。马江蛇绿岩中的变玄武岩、辉长岩和榴辉岩均具有MORB的地球化学特征(Zhang et al., 2013)。此外, Zhang et al. (2014)认为马江蛇绿岩代表了古特提斯洋中脊上的洋壳, 其形成时间大约为340～310 Ma, 而在早‒中三叠世的俯冲及随后印支陆块与华南陆块的碰撞过程中形成了榴辉岩及其伴生的高压岩石, 该时期对应于印支造山运动的主要阶段(Lepvrier et al., 1997, 2004, 2008)。马江蛇绿岩北部的Nam Co背斜主体由云母石英片岩、细粒条带状石英岩、绿片岩、千枚岩和高压变泥质岩、石榴石角闪岩和榴辉岩组成, 区内也被称为 Nam Co组。在以往的研究中, Nam Co组中还识别出了高压变泥质岩和榴辉岩, 并被认为是马江缝合带组成的一部分(Nakano et al., 2010; Zhang et al., 2013, 2014)。Zhang et al. (2014)的研究则认为Nam Co组可能是华南陆块边缘的一个增生杂岩体, 其形成与马江古特提斯洋的俯冲闭合有关, 其中榴辉岩及石榴石角闪岩的年龄分别为228 Ma和231 Ma。最近Zhang et al. (2021)在老挝东北部与越南交界的桑怒东侧新识别出了一套蛇绿混杂岩, 该混杂岩隶属于马江缝合带的南段, 其中的斜长角闪岩形成于～370 Ma,并具有MORB的地球化学特征; 而270 Ma的辉长辉绿岩则具有岛弧型地球化学亲缘性。此外, 该区还新识别出了～260 Ma俯冲洋壳来源的斜长花岗岩, 也证实石炭纪‒二叠纪老挝东北部存在古特提斯洋的残余(Zhang et al., 2021)。

长山带作为印支陆块北部最大的构造岩浆岩带, 宽50～100 km, 长1000 km, 其延伸方向为NW-SE向, 西起老越相交的孟雷和奠边府地区, 东至越南中部的舰港等地, 其主体位于老挝境内(图1b)。长山带两侧存在两条古近纪近平行的右旋断裂带, 即他曲‒舰港(Khe Sanh-Da Nang)断裂带和大江(Song Ca)断裂带。其中大江断裂带中主要保存了绿片岩相的变火山岩和变沉积岩, 此外, 沿该断裂带还可见具拉伸特征的长英质岩脉。在老挝北部和越南西北部地区, 长山构造带‒奠边府断层东部区域均分布有大量的火山岩和深成岩, 构成了长山带的主体。越南境内的长山带分布有大量二叠纪‒三叠纪中性‒长英质火成岩, 时代约为290～200 Ma(Hoa et al., 2008; Liu et al., 2012; Shi et al., 2015; Hieu et al., 2016)。最近的研究表明, 越南北部长山带花岗质岩石的形成时代为290～260 Ma和245～230 Ma两个阶段(Carter and Clift, 2008; Liu et al., 2012; Tran et al., 2014; Hieu et al., 2016, 2019; Pham et al., 2018), 而老挝境内花岗质岩石的研究相对较少。前人研究表明, 老挝境内长山带出露了古生代海相火山岩和二叠纪‒三叠纪花岗岩和火山岩, 其形成年龄主要集中在306～270 Ma和253～234 Ma两个阶段(图1b; Kamvong et al., 2014; Manaka et al., 2014; Zaw et al., 2014; Wang et al., 2016b; Qian et al., 2019)。其中晚石炭世埃达克岩被认为与哀牢山‒马江分支洋的初始俯冲有关(Kamvong et al., 2014; Zaw et al., 2014); 而二叠纪火成岩分布广泛, 并具有陆缘弧的地化特征(Manaka et al., 2014; Zaw et al., 2014; Shi et al., 2015; Qian et al., 2019); 三叠纪花岗岩主要分布在长山带的东北部和西南部的舰港地区(Sanematsu and Ishihara, 2011; Shi et al., 2015; Wang et al., 2016b; Hieu et al., 2015, 2016, 2019)。

2 长山带二叠纪长英质火成岩时空分布及地球化学特征

长山带二叠纪火成岩主体沿马江缝合带以西地区分布, 以未变形的花岗闪长岩、黑云母花岗岩、角闪石花岗岩和流纹岩为主, 个别地区还出露有埃达克岩、安山岩、变火山岩和少量的基性‒中性侵入体等。其中变火山岩和安山岩(292～279 Ma)主要分布在老挝境内丰沙湾南部的Phu Kham和Ban Houayxai与斑岩有关的矽卡岩型Au-Cu矿区; 而晚石炭世‒早二叠世(306～280 Ma)钙碱性中性‒长英质火成岩及埃达克岩仅报道于老挝境内丰沙湾南部Phu Kham矿区(图1b; Kamvong et al., 2014; Manka et al., 2014)。老挝境内的二叠纪花岗质岩石主要出露于丰沙湾‒桑怒一线, 主要以岩墙和岩基侵入于晚古生代地层中, 在大江断裂周缘及丰沙湾东南部地区主要为早‒中二叠世(约290～270 Ma)花岗质岩石, 丰沙湾北部地区也报道了少量的晚二叠世(～255 Ma)花岗质岩石。而在马江断裂以南桑怒地区, 二叠纪花岗质岩石形成时代主要为晚二叠世(约265～252 Ma),此外该区还发育有少量同期的酸性火山岩(～260 Ma)和火山角砾岩(图1b)。越南境内的长山带以花岗岩、花岗闪长岩和花岗片麻岩为主, 主要出露于越北孟雷‒奠边府东南部地区以及荣市‒河静一线。其中孟雷地区花岗质岩石时代较老, 为296～275 Ma, 可与老挝丰沙湾地区同期中性‒长英质火成岩进行对比。奠边府东南部地区靠近马江缝合带的花岗质岩石(花岗岩和花岗闪长岩)时代主要为晚二叠世(约270～260 Ma), 可以与桑怒东北部的花岗岩岩体进行对比。荣市‒河静一线的花岗质岩石是老挝境内大江断裂周缘花岗岩岩体的延伸, 其形成时代也为晚二叠世(约261～252 Ma)。此外, 晚二叠世花岗质岩石及花岗片麻岩等还零星出露于越南中部的三岐‒福山一线(图1b)。

整个长山带二叠纪长英质火成岩样品的烧失量为0.41%～3.82%, 大多数小于1.50%, 表明这些样品数据未受到明显的后期蚀变作用。根据岩性、年代学以及Sr-Nd-Hf-O同位素特征(表1), 二叠纪长英质火成岩样品可分为3组: 第1组为早二叠世(约296～276 Ma)花岗闪长岩和角闪石花岗岩; 第2组为早二叠世晚期‒晚二叠世(约274～252 Ma)黑云母花岗岩、二长花岗岩及花岗闪长岩; 第3组为晚二叠世(～261 Ma)流纹岩。

第1组早二叠世长英质火成岩矿物组成主要为石英、斜长石和钾长石, 暗色矿物包括角闪石和少量黑云母。根据矿物含量, 该组岩石类型组合为花岗闪长岩和角闪石花岗岩, 样品SiO2=65.81%～ 71.81%, Al2O3=13.99%～17.71%, K2O=2.68%～5.17%, Fe2O3T=2.72%～6.51%, MgO=0.53%～3.37%, Mg#值为28～55。在QAP图中, 第1组样品均落在二长花岗岩和花岗闪长岩区域(图2a), 属于高钾钙碱性系列(图2c), 其A/CNK值为0.83～1.31, A/NK值为1.26～1.95(图2d)。第2组早二叠世晚期‒晚二叠世火成岩的矿物组合与第1组类似, 部分样品暗色矿物黑云母含量较多, 岩石类型组合为黑云母花岗岩、二长花岗岩及花岗闪长岩。该组样品具有变化的主量元素特征, 其SiO2=66.49%～77.63%, Al2O3=12.52%～ 16.64%, Fe2O3T=0.35%～6.16%, MgO=0.08%～4.81%, Mg#值为6～68, K2O含量普遍较高, 高达6.23%。这些花岗质岩石样品点主要落在二长花岗岩和花岗闪长岩区域内(图2a), 属于高钾钙碱性系列(图2c), A/CNK和A/NK 值分别为0.89～1.27和1.16～1.91(图2d)。第3组晚二叠世流纹岩, 具有斑状结构, 基质为细粒石英、斜长石和玻璃, 斑晶由石英和长石组成。该组样品SiO2含量较高(74.30%～75.46%); 与第1组和第2组样品相比相对富Na贫K, 样品点落在亚碱性流纹岩区域, 属于低钾系列(图2b、c); A/CNK值为0.94～1.07, A/NK值为1.27～1.70(图2d)。在长英质火成岩判别图解(图3)中, 这3组二叠纪样品均落入I-、M-、S-型花岗岩区内, 结合它们的矿物组合和主量元素特征, 表明这些样品均具有I型花岗岩的亲缘性(Chappell and White, 1992, 2001)。

在球粒陨石标准化稀土配分图(图4a)上, 三组样品均显示出稀土总量高、明显富集轻稀土元素, 且大多数样品具Eu负异常。其中第1组样品(La/Yb)N=6.85～14.23, (Gd/Yb)N=1.33～1.78, Eu/Eu*= 0.36～0.70; 第2组样品(La/Yb)N=3.21～18.76, (Gd/Yb)N= 0.99～3.21, Eu/Eu*=0.25～0.79; 第3组晚二叠世流纹岩样品(La/Yb)N=3.98～6.52, (Gd/Yb)N=0.98～1.55, Eu/Eu*=0.60～0.74。在原始地幔标准化的微量元素蛛网图(图4b)上, 这些样品均以富集大离子亲石元素(LILEs), 亏损高场强元素(HFSEs)(如Nb、Ta和Ti)为特征, 且表现出Sr和P的负异常, 其中第3组晚二叠世流纹岩样品具明显Rb和Ba负异常(图4b)。

图2 长山带二叠纪‒三叠纪长英质火成岩QAP(a)、TAS(b)、K2O-SiO2(c)和A/NK-A/CNK(d)判别图解(图a据Le Bas et al., 1986; 图c据Winchester and Floyd, 1977)

图3 长山带二叠纪‒三叠纪长英质火成岩FeOT/MgO-(Zr+Nb+Ce+Y)(a)和Zr-10000×Ga/Al(b)判别图解(底图据Whalen et al., 1987)

图4 长山带二叠纪‒三叠纪长英质火成岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(a、c)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b、d)(标准化数据引自 Sun and McDonough, 1989)

在Sr-Nd同位素组成上, 第1组样品(87Sr/86Sr)i= 0.7036～0.7059, 其Nd()值显示弱亏损特征, 为+0.7～+0.8,DM2为0.87～0.88 Ga, 类似澳大利亚拉克兰褶皱带和冈底斯岩基中的I型花岗岩同位素组成(图5; Healy et al., 2004; Ma et al., 2014)。相比而言, 第2组样品具有较富集的Sr-Nd同位素特征, 具较高的(87Sr/86Sr)i值(0.7087～0.7138)、较低的Nd()值(−11.3～−5.3)以及较老的Nd二阶模式年龄(1.28～2.33 Ga)。这组样品点大部分都落在新元古代瑶山群和哀牢山群花岗片麻岩区域内, 同时也落在拉克兰褶皱带内的I型和S型花岗岩区域内, 但是明显不同于拉克兰褶皱带奥陶纪沉积岩的同位素组成(图5; Healy et al., 2004; Wang et al., 2016d)。第3组流纹岩样品也显示较富集的同位素特征, 其(87Sr/86Sr)i=0.7092～0.7103,Nd()值为−8.9～−5.9, Nd二阶模式年龄为1.32～1.53 Ga, 与拉克兰褶皱带内I型花岗岩和第2组样品的同位素组成类似(图5)。

数据来源: 冈底斯I型花岗岩据Ma et al. (2014); 拉克兰带I型和S型花岗岩及奥陶纪沉积岩据Healy et al. (2004); 华南印支与加里东期花岗岩和新元古代瑶山群和哀牢山群花岗片麻岩据Wang et al. (2016a, 2016b)。

3 长山带三叠纪长英质火成岩时空分布及地球化学特征

长山带三叠纪火成岩以长英质侵入岩为主, 老挝境内三叠纪火成岩仅零星分布在北部的丰沙湾‒桑怒一线(图1b), 以未变形的花岗闪长岩和角闪石花岗岩为主。越南境内的三叠纪长英质火成岩主要见于越南中部地区, 以花岗岩、花岗片麻岩和副片麻岩为特征, 少数地区可见具片麻理的闪长质岩脉。根据Sr-Nd-Hf同位素组成特征, 整个长山带三叠纪花岗质岩石可分为两组: 第1组为三叠纪(约251～202 Ma)花岗岩和花岗闪长岩, 矿物组成为石英、斜长石和钾长石, 部分含有角闪石和黑云母暗色矿物。这些样品主量元素变化较大, SiO2=61.82%～ 77.44%, 部分样品具有高硅特征(SiO2>75%), Al2O3=11.73%～18.20%, Fe2O3T=0.40%～6.88%, MgO= 0.07%～3.30%。在QAP图解中, 大部分样品点落入花岗岩和花岗闪长岩区域内, 个别样品落入到英云闪长岩区域内(图2a), 且大部分样品属于低钾到高钾钙碱性系列(图2c), A/CNK值为0.79～1.84, A/NK值为1.02～2.31(图2d)。在长英质火成岩判别图解(图3)中, 该组样品均落入I、M、S 型花岗岩区内。结合它们的矿物组成和主量元素特征, 表明第1组样品具有I-S过渡型花岗岩的特点。第2组晚三叠世(234～221 Ma)样品主要分布于老挝丰沙湾–桑怒一线, 矿物组合为石英、钾长石和斜长石, 暗色矿物以角闪石为主。这些花岗岩主量元素变化很大, SiO2= 62.10%～73.65%、TiO2=0.22%～0.47%、Al2O3=14.00%～ 18.46%、CaO=1.11%～5.29%, K2O=1.49%～4.89%, 主要岩性组合为花岗闪长岩和角闪石花岗岩, 属于低至高钾钙碱性系列(图2a、c), A/CNK和A/NK值分别为0.98～1.05和1.21～2.00(图2d)。特征矿物和主量、微量元素均显示晚三叠世第2组样品具有I型花岗岩的特征(图3)。

球粒陨石标准化稀土配分模式图中, 第1组和第2组样品均明显富集轻稀土元素。其中第1组样品(La/Yb)N=5.09～26.64、(Gd/Yb)N=1.07～5.67, 大多数样品具有Eu负异常(Eu/Eu*=0.12～0.86; 图4c); 第2组花岗质岩石样品也富集轻稀土元素(图4c), 其(La/Yb)N=4.78～22.57, (Gd/Yb)N=1.04～1.90, Eu/Eu*= 0.25～0.74。在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图4d) 上, 两组样品均以富集LILEs, 亏损HFSEs(如Nb、Ta和Ti)为特征, 均具有Sr的负异常(图4d)。

在Sr-Nd同位素组成上, 第1组样品显示富集的Sr-Nd同位素特征, 具有较高的(87Sr/86Sr)i值(0.7139～0.7307)、较低的Nd()值(−11.7～−8.9)及较老的Nd二阶模式年龄(1.71～2.12 Ga), 样品点靠近或落入拉克兰褶皱带S型花岗岩和奥陶纪沉积岩区域内(Healy et al., 2004), 同时也靠近或落入华南印支与加里东期花岗岩区域内(图5; Wang et al., 2016c)。第2组样品Sr-Nd同位素组成较第1组相对亏损, 其(87Sr/86Sr)i值为0.7079～0.7084,Nd()值较高, 为−3.9～−1.9,DM2为1.03～1.15(图5), 类似澳大利亚拉克兰带和冈底斯带内I型花岗岩的同位素组成(Healy et al., 2004; Ma et al., 2014)。

4 长山带二叠纪‒三叠纪长英质火成岩锆石原位Hf-O同位素特征

二叠纪火成岩样品中, 第1组样品Hf()值为+4.8～+13.8, 表现出较为亏损的地幔源区特征(图6a、b)。其中一个样品的锆石原位δ18O值为5.6‰～ 6.3‰ , 落入或靠近亏损地幔(图6c)。第2组样品锆石总体具有富集的原位Hf同位素组成, 其Hf()值为–9.6～+1.6,DM2为1.08～2.31 Ga(图6a)。值得注意的是, 马江地区二叠纪(～263 Ma)一个花岗岩样品具有亏损的同位素组成, 其Hf()值为+8.6～+13.9(图6a、b; Hieu et al., 2016); 另有4个样品锆石原位δ18O值变化范围较大, 为5.7‰～10.3‰(图6c)。第3组样品Hf()值和DM2分别−14.7～−4.7和1.42～1.97 Ga, δ18O值为6.7‰～8.0‰, 显示与第2组类似的Hf-O同位素组成特征(图6)。在δ18O-Hf()图解(图6c)中, 第2组和第3组的部分样品点落入或靠近华南三叠纪S型花岗岩, 明显不同于幔源锆石的特征。

三叠纪第1组样品的原位Hf()值以负值为主,Hf()=−14.4～0, 极个别锆石颗粒具有正的Hf()值(+0.2～+2.5), 其Hf的二阶模式年龄为1.12～2.78 Ga (图6)。三叠纪第2组样品锆石均具有正的Hf()值, 为0～+7.5,DM2为0.72～1.12 Ga, δ18O值为5.1‰～ 6.9‰(图6)。在Hf()-δ18O图解(图6c)中, 三叠纪第2组样品部分锆石Hf-O同位素组成高于幔源锆石, 但是明显不同于华南及拉克兰带S型花岗岩。

5 长山带二叠纪‒三叠纪长英质火成岩岩石成因

二叠纪3组长英质火成岩均具有I型花岗岩的地球化学特征, 其中第1组样品 Rb/Sr值为0.43～1.80, Rb/Ba值为0.16～0.32, 相对第2组和第3组样品, 第1组样品为弱过铝质至准铝质, A/CNK值为0.83～1.31, 具有更高的Rb/Sr值和较低Rb/Ba值(图7a)。这些特征表明, 二叠纪第1组花岗岩源区为变火成岩源区, 对于其成因证据还包括: ①(Na2O+K2O)/(FeOT+MgO+TiO2)- (Na2O+K2O+FeOT+MgO+TiO2)图解(图7b)中, 这些样品均落入角闪岩部分熔融区域; ②它们Nd()值与拉克兰带和冈底斯 I型花岗岩相近。因此, 我们认为二叠纪第1组样品存在新生的底侵基性岩组分(Healy et al., 2004; Ma et al., 2014)。锆石Hf-O同位素对判别岩浆源区方面具有重要的指示意义(Griffin et al., 2002; Valley et al., 2005; Kemp et al., 2007), 幔源岩浆火成岩锆石δ18O平均值为(5.3±0.3)‰(Valley et al., 1998, 2005)。二叠纪第1组样品原位δ18O值为5.6‰～6.3‰(图5b), 低于上地壳的值(>7.5‰; Valley et al., 2005; Jiao et al., 2015; Wang et al., 2016c), 表明样品的源区未遭受明显的水‒岩相互作用, 结合具正的Hf()值表明其源区为新底侵的基性岩源区。

第2组早二叠世晚期‒晚二叠世花岗质岩石和第3组晚二叠世流纹岩样品的Sr-Nd同位素组成有别于华南陆块加里东期和印支期来源于扬子变沉积岩源区的花岗质岩石样品(图5; Wang et al., 2007, 2016b), 主要落在新元古代瑶山群和哀牢山群花岗片麻岩区域内, 并与拉克兰带内的变杂砂岩和基性岩混合源区派生的I型或S型花岗岩区域重叠(Wang et al., 2013, 2016a; Ma et al., 2014)。在Rb/Ba-Rb/Sr图解(图7a)中, 与变泥质岩熔体来源的强过铝质花岗岩相比, 第2组样品Rb/Ba值和Rb/Sr值较低(Altherr et al., 2000), 样品点落在玄武质和泥质源区之间; 而第3组样品Ra/Sr值和Rb/Ba值较低。在(Na2O+K2O)/(FeOT+MgO+TiO2)-(Na2O+K2O+FeOT+MgO+TiO2)图解(图7b)中, 这两组样品主要落在角闪岩部分熔融来源的区域内, 或变杂砂岩和角闪岩部分熔融的重叠区域上, 部分样品还落入到长英质泥质岩部分熔融区域内, 表明第2组和第3组样品源区为角闪岩或角闪岩与变沉积岩组成的混合源区(Chappell and White, 1992; Sylvester, 1998; Wang et al., 2016d)。这些样品具有负Nd()(−11.3)、Hf() (−16.2)值, 高δ18O值(10‰), 变化不大的A/CNK值和较高Rb/Sr值与Rb/Ba值表明其中一个端元组分为经历过地表水‒岩相互作用的变杂砂岩来源的熔体(Altherr et al., 2000; Wang et al., 2016d)。相对负的Nd()值和较低δ18O值表明这两组样品的另一个端元可能为古老的变火成岩源区(Wang et al., 2016c)。第2组样品的Nd和Hf模式年龄分别为1.28～2.33 Ga和1.08～2.31 Ga, 第3组分别为1.31～1.53 Ga和1.42～1.97 Ga, 均为古‒中元古代。已有研究表明, 长山带古生代‒中生代沉积岩中可以识别出明显的1076～1160 Ma、1445～1454 Ma、1728 Ma和2516 Ma的碎屑锆石峰值, 表明该带可能存在古‒中元古代的基底(Wang et al., 2016a; Kawaguchi et al., 2021)。因此, 我们认为第2组和第3组样品的古老的源区可能主要为古‒中元古代变火成岩和变杂砂岩组成的混合源区。

图a中同碰撞岩浆作用背景据Wang et al., 2018; 图c中背景数据引自Fu et al., 2015; Jiao et al., 2015; Iles et al., 2020。

图7 长山带二叠纪‒三叠纪长英质火成岩Rb/Ba-Rb/Sr (a)和(Na2O+K2O)/(FeOT+MgO+TiO2)-(Na2O+K2O+FeOT+MgO+TiO2)(b)图解(图中背景数据据Patiňo-Douce and Harris, 1998; Sylvester, 1998; Patiňo-Douce, 1999)

三叠纪第1组花岗岩样品的Sr-Nd同位素组成靠近或落入拉克兰带S型花岗岩和奥陶纪沉积岩区域内(Healy et al., 2004), 同时也靠近或落入华南印支与加里东期花岗岩区域内(图5; Wang et al., 2016c)。此外, 该组样品的Hf同位素组成也以负值为主,说明样品源区类似于S型花岗岩的源区。在Rb/Ba-Rb/Sr图解(图7a)中, 该组样品的Rb/Ba值和Rb/Sr值变化较大, 大部分落于泥质岩和玄武质岩派生熔体之间。在(Na2O+K2O)/(FeOT+MgO+TiO2)- (Na2O+K2O+FeOT+MgO+TiO2)图解(图7b)中, 该组样品也落入变沉积岩部分熔融及角闪岩部分熔融区域之间或它们的重叠区域, 说明第1组三叠纪花岗岩样品具有混合源区的特征。考虑其变化的A/CNK值(1.02～2.31)、负的Nd-Hf同位素组成以及较老的Nd和Hf模式年龄(1.71～2.12 Ga和1.12～2.78 Ga), 我们认为三叠纪第1组样品的源区主要为古‒中元古代变火成岩和变沉积岩混合源区(Sylvester, 1998; Wang et al., 2016c)。

第2组晚三叠世花岗质样品Rb/Ba值和Rb/Sr值变化范围较大, 介于变泥质岩和玄武岩派生熔体之间(图7a)。此外, 还落入到变杂砂岩和角闪岩部分熔融的重叠区域, 表明为混合源区(图7b)。然而, 该组样品具有正的Hf()值, 为0～+7.5(图6a、b), 表明源区中存在新生基性地壳组分的参与。此外, 该组样品原位锆石δ18O值为5.1‰～6.9‰(图6c), 接近或略高于地幔值, 但明显低于华南三叠纪S型花岗岩和地壳来源的O同位素组成(图6c; Valley et al., 2005; Jiao et al., 2015; Wang et al., 2016c), 表明它们的源区可能遭受了一定的水‒岩相互作用。综上, 晚三叠世第2组花岗质岩石的源区为新生基性地壳并有一定的变杂砂岩组分的加入。

6 区域对比及构造演化

综合研究表明, 长山带二叠纪‒三叠纪岩浆作用主要可以分为5组, 包括二叠纪具有正的eNd()和eHf()值的第1组早二叠世(约296～276 Ma)花岗闪长岩和角闪石花岗岩; 具有Hf-O同位素富集特征的第2组早二叠世晚期‒晚二叠世(约274～252 Ma)的黑云母花岗岩、花岗岩及花岗闪长岩和第3组晚二叠世(～261 Ma)流纹岩; 三叠纪第1组(约251～202 Ma)具负Hf()和Nd()值的花岗质岩石和晚三叠世第2组(约234～221 Ma)具正Hf() 值的花岗质岩石。其中二叠纪第2组花岗质岩石和第3组流纹岩的形成年龄与沿越南东北部黑河(Song Da)裂谷和马江缝合带以东的峨眉山玄武岩时代类似(约259～263 Ma; Wang et al., 2007; Faure et al., 2014; Qian et al., 2016b), 也与中国西南部和越南东北部哀牢山‒马江构造带发育的具有弧后盆地地球化学特征的二叠纪基性岩浆活动时间一致(Fan et al., 2010; Thanh et al., 2014)。Jian et al. (2009)认为古特提斯洋的闭合促进了峨眉山大火成岩省的形成。然而, 大多数研究者认为峨眉山大火成岩省仅存在于中国西南部地区和越南东北部的黑河裂谷, 几乎没有证据表明其存在于马江缝合带西南部地区(Chung et al., 1997; Liu et al., 2012; Faure et al., 2014; Hieu et al., 2015, 2016, 2019)。

相反, 大量的研究认为老挝北部和越南西北部发育的一系列具有特征性的晚古生代火成岩(埃达克岩、火山岩及I型花岗质岩石)受控于古特提斯构造域, 与马江分支洋/弧后盆地的俯冲闭合有关(表1; Liu et al., 2012; Roger et al., 2014; Zaw et al., 2014; Kamvong et al., 2014; Lai et al., 2014; Manaka et al., 2014; Shi et al., 2015; Hieu et al., 2015, 2016, 2019; Wang et al., 2016b, 2018; Qian et al., 2019)。第1组早二叠世样品主要来自一个新底侵基性岩的部分熔融, 而第2组早二叠世晚期‒晚二叠世黑云母花岗岩、花岗岩及花岗闪长岩和第3组晚二叠世流纹岩样品则来自古‒中元古代变火成岩和变杂砂岩组成的混合源区。在Rb-(Y+Nb)构造环境判别图(图8) 中, 二叠纪长英质火成岩样品大部分落在弧花岗岩区域或弧花岗岩和碰撞后花岗岩重叠区域, 这些特征类似于汇聚陆块边缘的火成岩, 如与原特提斯聚合相关的早古生代花岗岩(Wang et al., 2013, 2020)。值得注意的是, 长山带早二叠世岩浆岩以正的Hf()和Nd()值为特征; 而之后的早二叠世晚期‒晚二叠世长英质火成岩, 除了马江地区的一个花岗岩样品具有异常正的Hf()值外(Hf()=+7.3～+13.9; Hieu et al., 2016), 其余样品均以负的Hf()和Nd()值为特征(表1)。二叠纪第2组和第3组样品地球化学特征表明, 它们的源区有大量Hf-O同位素富集的再循环地壳组分的加入, 说明大量的变沉积岩和变火成岩在马江古特提斯分支洋或弧后盆地闭合过程中发生了再循环。此外, 约275～270 Ma区域上出露有同期的镁铁质火成岩及闪长岩(图9)。因此, ～275 Ma可能发生了板片的回撤作用, 促使软流圈上涌引起了中‒下地壳(变火成岩和变杂砂岩)发生部分熔融, 从而形成了长山带二叠纪第2组和第3组具Hf-O同位素富集特征的过铝质长英质火成岩。

一直以来, 长山带早中生代岩浆作用的成因存在不同的认识。Liu et al. (2012)、Hieu et al. (2016, 2019)和Wang et al. (2016b)认为马江古特提斯分支洋/弧后盆地的俯冲一直持续到～250 Ma, 长山和马江带在随后约245～210 Ma进入到同/后碰撞阶段。Shi et al. (2019)则认为俯冲可能持续到～245 Ma, 碰撞造山时间约为240～200 Ma。Wang et al. (2018)最近提出古特提斯沿金沙江‒哀牢山‒马江缝合带的初始闭合和随后的同碰撞、碰撞后时间分别为～247 Ma、约247～237 Ma和约237～200 Ma。因此, 马江和长山带在～250 Ma可能已经发生了构造转换, 并在晚三叠世进入到造山后碰撞阶段。三叠纪第1组(约251～231 Ma)花岗岩和花岗闪长岩来自古‒中元古代变火成岩和变沉积岩组成的混合源区, 而第2组(约234～221 Ma)花岗闪长岩和花岗岩区内出露较少, 其源区主要为新生基性地壳并有一定变杂砂岩的加入。已有的数据表明, 三叠纪时期特别是在早‒中三叠世, 长山带岩浆作用以长英质火成岩为主(图9), 部分样品具有高硅高钾的特征, 源区也主要以古老的中‒下地壳物质为主。此外, 在越南中部地区发育的约250～240 Ma NW-SE向的褶皱带和脆‒韧性剪切带, 以及～248 Ma副片麻岩及同期片麻状花岗质岩石(Tran et al., 2014), 也证实了该时期长山带由俯冲进入到碰撞造山阶段。在构造判别图中, 两组三叠纪花岗质岩石均落入碰撞后花岗岩区域内(图8), 也说明在早三叠世长山带已经进入到碰撞造山阶段。中‒晚三叠世长山带三叠纪火成岩的Hf()值从负变为正值(图6a), 岩性也以未变形的花岗质岩石为主(表1), 说明～237 Ma长山带进入碰撞后阶段。区内的变质岩也记录了类似的构造转换过程, 如越西北长山带高压麻粒岩相变质作用的时代为～250 Ma, 越北Nam Co组和马江组糜棱岩的40Ar/39Ar变形年龄为约250～240 Ma, 表明早三叠世华南陆块与印支陆块碰撞导致地壳发生明显增厚(Maluskia et al., 2005; Liu et al., 2012)。马江缝合带榴辉岩的锆石和独居石U-Pb年龄分别为230±8 Ma和243±4 Ma, 类似同期泥质麻粒岩的变质时代(233±5 Ma)和同造山期矿物的构造热时间(约251～229 Ma)(Lepvrier et al., 1997, 2004; Nakano et al., 2008, 2010; Zhang et al., 2013, 2014)。在长山带的绿片岩相‒角闪岩相的变质岩(Hai Van混杂岩)具有减压的-轨迹, 其进变质和退变质的时间分别为约250～245 Ma和约230～225 Ma (Carter et al., 2001; Maluski et al., 2005; Owada et al., 2006; Roger et al., 2007; Carter and Clift, 2008; Nakanoet al., 2009, 2010, 2013; Sanematsu and Ishihara, 2011)。此外, 越南中部昆嵩地体中还识别出了三叠纪超高‒高温的变质混杂岩和低‒中温的绿片岩相Kham Duc混杂岩(Osanai et al., 2004; Nakano et al., 2004, 2009, 2010, 2013)。这些配对出现的三叠纪高压榴辉岩和高压麻粒岩常出现于大陆碰撞带(Nakano et al., 2009, 2010, 2013)。综合研究显示, 整个长山带二叠纪和三叠纪长英质火成岩分别形成于岛弧和同/后碰撞构造背景, 并在～250 Ma发生了由俯冲向碰撞的转换(图9)。

图8 长山带二叠纪‒三叠纪长英质火成岩Rb-(Y+Nb)构造判别图(底图据Pearce, 1996)

图9 长山带晚石炭世‒晚三叠世火成岩年龄汇总图(年龄数据据表1)

为此, 我们重建了长山带晚古生代‒早中生代的构造演化及岩浆动力学过程(图10)。晚石炭世晚期‒早二叠世(约305～276 Ma; 图10a), 马江古特提斯分支洋/弧后盆地俯冲至印支陆块之下, 新生的镁铁质岩浆底侵至北印支陆块, 形成晚石炭世‒早二叠世火山岩及早二叠世具正的Hf()值和Nd()值的花岗岩源区(图10a)。～275 Ma(图10b), 俯冲板片回撤, 引起软流圈上涌促使中‒下地壳(古‒中元古代变火成岩和变杂砂岩)发生部分熔融, 从而形成了长山带二叠纪第2组和第3组具富集Hf-O同位素特征的过铝质长英质火成岩(图10b)。早三叠世(～250 Ma; 图10c), 马江古特提斯支洋/弧后盆地最终关闭, 随后发生华南陆块与印支陆块的碰撞(Liu et al., 2012; Wang et al., 2018; Qian et al., 2019), 同时形成高硅花岗岩、副片麻岩及变质岩等。中‒晚三叠世(约237～202 Ma; 图10d; Wang et al., 2018; Qian et al., 2019), 碰撞后的重力坍塌以及软流圈的上涌, 导致长山带中‒下地壳物质发生大规模的部分熔融(如年轻的基性下地壳、变火成岩和变沉积岩), 从而形成大量晚三叠世高钾钙碱性花岗质岩石(表1)。

7 结 论

(1) 长山带早二叠世花岗质岩石来自新底侵的基性岩源区, 而早二叠世晚期‒晚二叠世花岗质岩石和流纹岩源区为古‒中元古代变火成岩和变杂砂岩组成的混合源区。

(2) 长山带三叠纪第1组具负的Hf()值和Nd()值花岗质岩石来自古‒中元古代变火成岩和变沉积岩混合的源区, 而第2组具正Hf()值的晚三叠世花岗质岩石源区为新生基性地壳, 并有一定变杂砂岩组分的加入。

(3) 长山带二叠纪长英质火成岩形成马江古特提斯分支洋/弧后盆地向印支陆块的俯冲过程。

(4) 马江古特提斯支洋/弧后盆地在早三叠世(～250 Ma)已经闭合, 并在随后发生华南陆块与印支陆块的碰撞。中‒晚三叠世, 长山带进入到碰撞后阶段。

图10 长山带晚石炭世‒晚三叠世构造岩浆演化模式图

致谢:本研究样品的野外采集和指导得到了老挝能源与矿产部Vongpaseuth Senebouttalath的帮助, 两位匿名审稿专家提出了建设性意见, 在此一并表示衷心的感谢。

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Permian-Triassic Magmatism Along the Truong Son Zone in SE Asia and its Paleotethyan Tectonic Implications

QIAN Xin1, 2, LI Huiling1, YU Xiaoqing1, ZHANG Yuzhi1, 2, WANG Yuejun1, 2

(1.Guangdong Provincial Key Lab of Geodynamics and Geohazards, School of Earth Sciences and Engineering, Sun Yat-sen University, Zhuhai 519082, Guangdong, China; 2. Southern Marine Science and Engineering Guangdong Laboratory, Zhuhai 519082, Guangdong, China)

The Truong Son zone is the largest tectonic-magmatic zone along the northern margin of the Indochina Block. The abundant Late Paleozoic-Early Mesozoic igneous rocks in the zone were suggested to be formed during the tectonic evolution of the Song Ma Paleotethyan branch/back-arc basin and subsequent collision between the Indochina and South China blocks. This paper reports our comprehensive study of the collected Permian-Triassic felsic igneous rocks along the zone and discusses their petrogenesis and the tectonic evolution of the Song Ma branch/back-arc basin. Our results show that the Early Permian granitoids originated from the newly underplated mafic rocks, while the late Early Permian-Late Permian granitoids and rhyolites originated from a mixed source of the Paleo to Meso-Proterozoic metaigneous and metagreywacke components. Formation of these Permian felsic igneous rocks were related to the subduction of the Song Ma branch/back-arc basin beneath the Indochina Block. The Triassic granitoids with negativeHf() andNd() values were derived from a mixed source of the Paleo to Meso-Proterozoic metaigneous and metasedimentary rocks. In contrast, the Late Triassic granitoids with positiveHf() values were originated from a juvenile mafic crust with a component of metagreywacke source. These data suggested that the Song Ma Paleotethyan branch/back-arc basin finally closed at ～250 Ma, which followed by the collision between the South China and the Indochina blocks. During the Middle to Late Triassic, the Truong Son zone transformed to the post-collisional stage.

Truong Son zone; Permian-Triassic; magmatism; geochemistry; Paleotethyan Ocean

10.16539/j.ddgzyckx.2022.03.012

2021-12-10;

2022-02-25

国家自然科学基金项目(U1701641、41830211、42072256)和广东省基础与应用基础研究基金项目(2018B030312007、2019B1515120019)联合资助。

钱鑫(1988–), 男, 副教授, 从事东南亚大地构造及岩石地球化学研究。E-mail: qianx3@mail.sysu.edu.cn

P581; P511.4

A

1001-1552(2022)03-0585-020