扬子陆块西缘陆良地区牛头山组火山岩的厘定及对Rodinia超大陆演化规律的指示*

黄亮 段向东 孙载波 王晓林 汝珊珊 杨仕潘 方雄 陈光艳

扬子陆块是我国大陆主要板块之一，是Rodinia超大陆的重要组成部分，是研究前寒武地层的重要场所，其间发育有新元古代岩浆活动，也是开展Rodinia超大陆演化研究的重要窗口。其中Rodinia超大陆的汇聚及裂解时间一直存在争议(Powelletal., 1993; 陆松年, 2001; Paulsson and Andreasson, 2002; Lietal., 2003a, b; Wang and Li, 2003; Lietal., 2008; 卓皆文等, 2013; Zhao, 2015; 毕政家等, 2016; 崔晓庄等, 2016; 潘桂棠等, 2016; 王孝磊等, 2017; Wuetal., 2019; 刘军平等, 2020)，主流观点认为其聚散转换时间约为820Ma(王剑, 2000; Lietal., 2003a, b, 2008, 2018; Wang and Li, 2003; 王剑等, 2003, 2019; Jiangetal., 2012;卓皆文等, 2013, 2015; Wangetal., 2015; 崔晓庄等, 2016; 潘桂棠等, 2016; 牛志军等, 2020)，但该时期扬子陆块周缘相关岩浆岩的构造成因存在较大差异(Li, 1999; Lietal., 2003a, b; 吴荣新等, 2005; Wangetal., 2007; Zhouetal., 2009; Munteanuetal., 2010; Wuetal., 2019; 郭宇明, 2019; 张福神等, 2020; 徐丽娟等, 2021)，因此加强对扬子陆块新元古代岩浆活动的研究，将会对揭示Rodinia超大陆的演化规律提供关键信息。

近年来，扬子陆块西缘滇中地区的前寒武地层研究是一个热点，但多专注于太古代地层的厘定(孙志明等, 2009; 李静等, 2018; Liuetal., 2021; 刘军平等, 2021; 云南省地质调查局, 2022)，而对于元古代的研究较为薄弱，尤其是新元古代地层。其中，牛头山组和陆良组是滇中地区重要的新元古代地层，于1983年在滇中陆良县一带建组(刘鸿允等, 1983)，二套地层属上下连续沉积，一直划归新元古代。

牛头山组于1966年被云南地矿局划为元古界昆阳群弯子洼组，研究者在陆良组中发现了8个属9个种的微古植物化石，及将两地层厘定为青白口系(鄢芸樵等, 1986)；1996年云南省地质矿产局在完成《云南省岩石地层》时，采用刘鸿允等(1983)的划分方案，将二者定义为下震旦统；2013年云南省地质调查局在完成《云南省成矿地质背景研究报告》时，根据全球地质事件和区域层位对比将牛头山组和陆良组重新划归南华系下统，并一直沿用至今。

区域上，牛头山组被南华系中统南坨组的一套冰碛砂砾岩角度不整合覆盖(云南省地质调查局, 2013；图1、图2)，且南华系是全球性的冰期(南华系为中国年代地层命名，与国际地层的成冰系对比)，牛头山组划归南华系存在较大异议；结合国际年代地层表的时代划分(2021年10月版，Cohenetal., 2013)，及成冰系底界年龄约为720Ma的特点，牛头山组的沉积时代可能小于720Ma和形成于Rodinia超大陆聚散事件之后，以及牛头山组构造成因尚未有研究等现状，严重制约了区域地层格架的划分和构造演化的认识。

图1 研究区大地构造位置图(图a，据Wang and Li, 2003; Zhao and Cawood, 2012)和陆良地区地质简图(图b)

图2 牛头山组柱状简图及采样位置

2020～2022年，笔者及研究团队在进行1:5万区域地质调查时，在滇中陆良县小百户镇北侧一带的牛头山组发现有丰富的火山岩；本次采集了牛头山组的火山岩样品，开展岩相学、锆石U-Pb年代学、锆石原位Hf同位素、锆石微量元素、岩石地球化学特征等方面的研究，拟查明其成岩时代和成因机制等，相关研究成果将为重塑滇中地区的新元古代地层格架提供重要信息，同时也能为反演Rodinia超大陆的演化规律提供约束。

1 区域地质背景

随着Rodinia超大陆的裂解，全球范围形成了大量新元古代裂谷盆地，扬子古陆也形成了一系列新元古代裂谷盆地(Lietal., 1999; Wang and Li, 2003)，包括扬子东南缘的南华裂谷盆地、西缘的康滇裂谷盆地以及西北缘的碧口-汉南裂谷盆地(图1a； Lietal., 2002; Wang and Li, 2003; Wangetal., 2008; Dengetal., 2013; 王剑和潘桂棠, 2009)。其中康滇裂谷是1995年首次提出(Lietal., 1995)，随后Lietal. (1999, 2003b)、李献华等(2001)、Wang and Li (2003) 等佐证了该认识；其产于川西康定至云南石屏地区一带，近南北向展布(图1a)，基底岩石是由一系列变质程度不一的前南华纪地层组成。

研究区位于滇中陆良地区，分属扬子陆块西缘及大部分位于康滇裂谷区域(图1a)。据《云南省岩石地层》(云南省地质矿产局, 1996)和《云南省成矿地质背景研究报告》(云南省地质调查局, 2013)，研究区的地层区划属华南地层大区(Ⅱ)和曲靖地层小区(Ⅱ-3-3-1)，大地构造位置位于扬子陆块区(Ⅵ)和滇东被动陆缘(Ⅵ-2-4)，涉及的地层小区和三级构造单元均仅为一个，区域地质背景较为简单。

区内出露有新元古代(青白口系和南华系)、晚古生代(泥盆系、石炭系和二叠系)和新生代(新近纪、第四系)地层；构造作用主要表现喜马拉雅期，其中早期主体为北东向，晚期多为北西向平移断裂；未有岩浆侵入活动(图1b)，火山作用仅表现为青白口系牛头山组和陆良组的少量火山岩夹层。其中牛头山组和陆良组主要产于陆良县北西侧一带，东侧与晚古生代地层为断层接触关系，中部和南侧多被泥盆系角度不整合覆盖，北侧被南华系南沱组角度不整合覆盖(图1b)。

牛头山组与下伏陆良组为整合接触，上覆被南华系南坨组或泥盆系角度不整合覆盖(图1b、图2)，区域上未见顶。据《云南省岩石地层》(云南省地质矿产局, 1996)和《云南省成矿地质背景研究报告》(云南省地质调查局, 2013)等资料，牛头山组未有分段，但经笔者及调查团队在研究区进行1:5万区域地质调查工作后，将其细分为两个岩性段(图2)：二段岩性为浅灰黄色、浅灰绿色(纯色，图3a)泥质粉砂岩、粉砂质泥岩、粉砂岩、细砂岩为主，夹多层浅灰绿色凝灰岩，其中凝灰岩多产于二段的中-下部；一段岩性为浅灰黄色、浅灰绿色、紫红色、灰紫色(杂色，图3b)泥质粉砂岩、粉砂质泥岩(页岩)、粉砂岩、细砂岩为主，夹少量灰白色细粒岩屑长石砂岩和浅灰绿色凝灰岩。其中一段以出露较多杂色层(紫红色、灰紫色粉砂岩)、较少的凝灰岩和产有少量水道沉积砂砾岩等为特征，局部位置还发育有斜层理等沉积构造。此外，牛头山组一段与下伏的陆良组二段岩石组合(以浅灰黄色、灰白色中-粗粒岩屑长石石英砂岩为主)差异巨大，明显区分开来。

本次的研究对象为牛头山组的流纹质玻屑凝灰岩(图3c, d)，该凝灰岩具明显玻屑凝灰结构，为典型的火山碎屑岩(图3e, f)，呈薄-中层状(单层厚5～35cm)产在泥岩、粉砂岩中(图3c)，产出厚度不稳定，局部呈透镜状。

2 样品采集及岩相学特征

2.1 样品采集

样品采集过程，选取新鲜、纯净的岩石。本次分2次采集了3件锆石U-Pb年代学样品，其中第一次采集2件样品：样品D0003-1-4采自牛头山组二段中部(103°35′30″E、25°08′40″N；图1b、图2)，其中岩石野外产出特征和岩石特征见图3c, d；样品PM006-45-1为牛头山组一段下部(103°38′30″E、25°09′50″N；图1b、图2)。第二次，在样品D0003-1-4相同层位不同位置复采了1件样品D0003-1-5。此外，在2件锆石样品(D0003-1-4、D0003-1-5)和另1件锆石样品(PM006-45-1)的相同或相近层位一带分别采集了4件和5件主量、微量分析样品，样品PM006-45-1西侧约5km的牛头山组二段采集了2件地球化学分析样品，采集的样品均为浅灰绿色、浅灰黄色流纹质玻屑凝灰岩类。

2.2 岩相学特征

流纹质玻屑凝灰岩：浅灰绿色、浅灰黄色，具火山尘屑结构，块状-火山灰球构造(图3d)；岩石主要由<0.1mm长石晶屑(约占3%)、<0.1mm石英晶屑(约占2%)、<0.05mm以玻屑为主的火山尘屑(约占92%，图3e)和氧化铁质(约占3%)组成。镜下岩石主要由粒度较细的火山尘屑(以玻屑为主)组成，含少量的斜长石、石英、黑云母细凝灰碎屑(图3e-f)；其中火山灰球呈圆状、椭圆状，粒径多在0.2～1.5mm间，含量在55%左右，及由粒度极细的火山尘屑组成；此外，部分岩石中的火山尘屑、玻屑还具一定的粘土化、脱玻化(图3e)。

图3 牛头山组的岩石组合特征和显微照片

3 分析方法

3.1 锆石LA-ICP-MS U-Pb定年

锆石分选在南京宏创地质勘查技术服务有限公司完成。选择晶型较好，无裂隙的锆石颗粒粘贴在环氧树脂表面制成锆石样品靶，打磨样品靶，使锆石的中心部位暴露出来，然后进行抛光。对锆石进行反射光、透射光显微照相和阴极发光(CL)图像分析，最后根据反射光、透射光及锆石CL图像选择代表性的锆石颗粒和区域进行U-Pb测年。

锆石U-Pb定年及微量元素含量分析是在湖北省地质实验室测试中心利用LA-ICP-MS同时分析完成的。测试分析采用的是GeoLasPro全自动版193nm ArF准分子激光剥蚀系统(LA)和7700X型电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)联用构成的激光剥蚀电感耦合等离子体质谱分析系统(LA-ICP-MS)。锆石U-Pb定年分析采用锆石标准年龄物质91500作为外标进行同位素分馏校正，每分析6个样品点分析2次91500。样品的同位素比值和元素含量采用ICPMSDataCal 10.1进行处理分析，加权平均年龄的计算及锆石年龄谐和图采用Isoplot 3.0来完成(Ludwig, 2003)。

3.2 锆石原位Hf测试

锆石原位Hf同位素分析在北京科荟测试技术有限公司实验室完成，检测仪器为激光剥蚀多接收器电感耦合等离子体质谱仪，激光进样系统为ASI(美国应用光谱)公司的Resolution SE 193nm准分子激光剥蚀系统，分析系统为美国Thermo Fisher公司的多接收等离子体质谱仪(NEPTUNE plus)，并利用Resolution SE 193nm准分子激光剥蚀系统对锆石进行剥蚀；以及分别采用179Hf/177Hf=0.7325对Hf同位素比值和173Yb/172Yb=1.35274对Yb同位素比值进行指数归一化质量校正(候可军等, 2007)。本次仅对样品D0003-1-4和PM006-45-1的锆石进行测试。

3.3 主、微量元素测试

岩石样品的主量、微量分别在湖北省地质实验室测试中心和自然资源部昆明矿产资源监督检测中心进行测试，具体测试方法和流程如下。

湖北省地质实验室测试中心对样品的主量氧化物采用X荧光光谱仪(Magix_pro2440)和四硼酸锂熔片-XRF法进行测定；稀土元素15项采用质谱仪(Thermoelemental X7)，经水湿润、加入氢氟酸、硫酸、硝酸和高氯酸，电热板上浸泡过夜，第二天加热预溶、升温分解后驱氟，继续升温除尽剩余的硫酸，王水提取，定容至100mL，采用1%王水介质的混合标准绘制工作曲线，最终电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS)方法完成测定；其它微量元素采用质谱仪(Thermoelemental X7)和等离子体发射光谱仪(ICAP6300)进行测试，以及利用四酸溶矿法-ICP-MS、四酸溶矿法-ICP-OES、X射线荧光光谱法(XRF)完成测定。

自然资源部昆明矿产资源监督检测中心的主量氧化物采用日本理学 ZSX Prius Ⅱ型X-射线荧光光谱法(XRF)测定，采用经验系数法并校正谱线干扰和基体效应影响，对一系列标准样品回归求取标准曲线常数和基体校正系数，计算机自动校正测定。微量元素采用电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS)测定，试样经HF、HNO3、H2SO4封闭溶矿分解、赶氟，HNO3浸取，定容25mL稀释10倍，采用混合标准制备工作曲线，用XSeries Ⅱ型ICP-MS仪进行测定。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb年龄

样品D0003-1-4和D0003-1-5的锆石形态和微量元素等特征基本相同，现以D0003-1-4作为二者代表进行详细叙述。2件样品(D0003-1-4和PM006-45-1)的锆石阴极发光图像显示锆石形态和结构均具明显的相似性，总体为长柱状晶体，少部分短柱状；锆石阴极发光图像可见典型的岩浆生长振荡环带和韵律结构，属岩浆锆石特征；部分锆石具残缺，但仍多具尖棱状和未见明显磨圆特征(图4a, b)，应为岩浆喷发过程锆石破碎所致(Whittington and Treloar, 2002; 吴元保和郑永飞, 2004)。其中样品D0003-1-4的锆石长约90～160μm，长宽比为1.3:1～2.5:1(图4a)；样品PM006-45-1的锆石长约45～90μm，长宽比为1.5:1～3:1(图4b)。在分析过程，选择锆石形态相似且在锆石环带位置进行采点测试。根据测试结果(表1)，3件凝灰岩的锆石Th/U比值均大于0.4，属典型的岩浆成因锆石特征(Hoskin and Schaltegger, 2003; 吴元保和郑永飞, 2004)，在剔除个别异常点后，锆石的U、Th、Pb同位素成分数据及谐和年龄列于表1。

图4 牛头山组凝灰岩的锆石阴极发光图像(年龄单位：Ma)

样品 D0003-1-4 分析了22颗锆石(有效测点21个)，测点的谐和度均大于90%(表1)，均落在年龄谐和线上或其附近(图5a)，U=125.7×10-6～694.1×10-6，Th=79.7×10-6～948.9×10-6，Th/U比值为0.44～1.73，指示了属岩浆成因锆石。总206Pb/238U年龄变化为728.9～856.4Ma，其中7个测点年龄为728.9～784.6Ma及偏离了谐和线(图5a)，可能是Pb丢失的原因；剩余11个较集中的测点年龄为810.2～819.4Ma和3个分散年龄为829.9～856.4Ma，选择该11个测点进行加权平均年龄计算，获得了锆石U-Pb年龄为817.9±7.7Ma(MSWD=0.049)(图5a)。

样品D0003-1-5分析24颗锆石(有效测点24个)，测点的谐和度均大于90%，均落在年龄谐和线上或其附近(图5b)，U=85.8×10-6～368.9×10-6，Th=53.8×10-6～305.5×10-6，Th/U比值在0.48～1.75(表1)，为岩浆锆石特征。选择14个集中年龄的测点进行加权平均年龄计算，获得了锆石U-Pb年龄为818.3±8.3Ma(MSWD=0.015)(图5b)，相关锆石微量元素测试结果见表2所示。

表1 牛头山组凝灰岩LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析结果

续表1

表2 凝灰岩(样品D0003-1-5)锆石微量(×10-6)和主量元素(wt%)分析结果

样品PM006-45-1分析了20颗锆石(有效测点20个)，测点的谐和度大于90%(表1)，均落在年龄谐和线上及附近(图5c)，U=95.0×10-6～300.7×10-6，Th=64.8×10-6～279.2×10-6，Th/U 比值在0.53～1.22，具岩浆锆石特征。其中15个较集中测点206Pb/238U年龄为809.7～833.6Ma和5个较分散年龄为742.3～798.3Ma，选择该15个测点进行运算， 获得了锆石U-Pb加权平均年龄为822±13Ma(MSWD=0.029)(图5c)。

图5 牛头山组凝灰岩的U-Pb年龄谐和图

4.2 锆石原位Hf同位素特征

在锆石U-Pb定年的基础上，对2件样品(D0003-1-4和PM006-45-1)分别选择了10个和14个测点进行锆石原位Hf同位素分析，测试结果见表3。样品 D0003-1-4的176Lu/177Hf比值为0.001034～0.001786(均值0.001394)，176Yb/177Hf比值为0.035144～0.065237(均值0.047812)；样品PM006-45-1的176Lu/177Hf比值在0.001033～0.002596(均值0.001696)，176Yb/177Hf比值为0.035464～0.093678(均值0.059090)。其中176Lu/177Hf比值几乎都小于0.002，表明这些锆石形成后仅有较少量放射成因Hf积累，其初始176Hf/177Hf比值能够代表锆石形成时的176Hf/177Hf比值(吴福元等, 2007)。结合两件样品锆石的fLu/Hf值在-0.97～-0.92间，其二阶模式年龄能反映其源区物质从亏损地幔被抽取的时间或其源区物质在地壳的平均存留时间(Vervoortetal., 1996; Amelinetal., 2000)。

表3 牛头山组凝灰岩的锆石Lu-Hf同位素组成

样品D0003-1-4的初始比值εHf(t)范围为-5.25～9.55(5个点为负、5个为正，均值为0.70)，二阶段模式年龄tDM2为1121.2～2056.4Ma；样品PM006-45-1初始比值εHf(t)范围为-13.8～2.21(12个点为负、2个为正，均值为-2.63)，二阶段模式年龄tDM2为1590.1～2568.7Ma(表3)，具体的εHf(t)值与二阶模式年龄值的分布频数见图6所示。

图6 牛头山组凝灰岩的εHf(t)值与二阶模式年龄值的分布直方图

4.3 岩石地球化学特征

本研究凝灰岩均由火山物质组成和未有泥质等陆源碎屑，3件年代学样品的锆石自形程度高和多具尖棱状，锆石年龄值均高度集中等特征，说明了凝灰岩为近源喷发堆积和未有搬运，其地球化学特征能代表岩浆源区特性；凝灰岩具体的主、微量地球化学数据见表4所示。

11件样品的SiO2含量为78.32%～82.11%，具高硅特征，属硅质火山岩类；MgO=0.28%～0.66%，Mg#=21.5～53.3(均值37.9)；烧失量为1.60%～4.60%，表明火山岩样品发生了不同程度的次生蚀变，与岩石的岩相学特征相吻合，因此化学性质活泼的元素含量可能已不能代表原生火山岩的化学组成。本次采用Winchester and Floyd (1977)的Zr/(TiO2×0.0001)-Nb/Y图解进行判别，主体属流纹岩类(图7a)；结合岩相学特征，研究样品为流纹质玻屑凝灰岩类。此外，在SiO2-K2O图解(图7b)，样品几乎均落入钙碱性系列区；A/CNK值为1.47～6.09(均值2.46)，为强过铝质。

图7 牛头山组凝灰岩的Zr/TiO2-Nb/Y图(a,据Winchester and Floyd, 1977)和SiO2-K2O图(b,据Wilson, 1989)

稀土元素总量(∑REE)为184.9×10-6～305.9×10-6(表4)， 轻稀土元素(LREE)相对重稀土元素(HREE)富集，轻稀土元素分馏程度较大，而重稀土元素分异程度小；δEu为0.16～0.25，具强烈的Eu亏损，指示了岩浆喷发之前已经历了强烈的斜长石分离结晶作用。在球粒陨石标准化稀土元素配分图解上(图8a)，为具一致性轻稀土右倾、重稀土近平直和明显Eu亏损的配分曲线，表明了岩石样品可能来自同一岩浆源区，同时研究样品与弧火山岩的稀土配分模式相似(Wilson, 1989)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上(图8b)，微量曲线表现出明显的相似性和集中性，所有元素均为一致性不同程度的富集和亏损，指示了研究样品来自同一岩浆区。

图8 牛头山组凝灰岩的球粒陨石标准化稀土元素配分图(图a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(图b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)

表4 牛头山组凝灰岩的主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析结果

5 讨论

5.1 沉积时代的限定

牛头山组二段获得了817.9±7.7Ma和818.3±8.3Ma的锆石U-Pb年龄值，一段获得了822±13Ma，均分属新元古代青白口系(拉伸系)，及其顶界沉积时代约为820Ma，为牛头山组的沉积时限提供了关键信息，与鄢芸樵等(1986)的认识相合；实际上，刘鸿允等(1983)、云南省地质矿产局(1996)和云南省地质调查局(2013)对牛头山组的时代厘定均主要通过区域层位对比和没有准确年龄依据，但鄢芸樵等(1986)有微古植物化石信息，因此牛头山组的沉积时限厘定为青白口系是准确及可信的。同时，牛头山组应形成于Rodinia超大陆聚散事件过程，而非聚散事件之后。

此外，卓皆文等(2013)在本研究区内采集了两件火山岩样品(WXP-N1和WXP-N2)，并认为均采自陆良组；实际上，据笔者及研究团队进行1:5万区域地质调查后发现，样品WXP-N1采自陆良组一段和样品WXP-N2为牛头山组二段(图1b)。其中，本研究样品D0003-1-4和D0003-1-5与样品WXP-N2采自同一位置(图1b)，另一样品WXP-N1位置笔者也采集了相关样品进行测试分析(另文发表)。卓皆文等(2013)对样品WXP-N2开展了锆石U-Pb年代学测定及获得了805±14Ma年龄值，该样品有12个测点，参与加权平均年龄计算的仅有6个测点和年龄较为分散(793Ma、795Ma、795Ma、815Ma、820Ma和824Ma)，以及12个测点均未有谐和度方面的表述，该年龄的精确性还需复核。

本次研究在牛头山组二段火山岩获得了817.9±7.7Ma和818.3±8.3Ma的锆石U-Pb年龄，该两年龄值极为接近，以及所有锆石年龄均较为集中等特征，说明了本次测定的年龄值具备更高的精确性对牛头山组沉积时代进行限定。

5.2 岩浆源区示踪

据εHf(t)-t图(图9a)及表3，本研究2件样品均落在亏损地幔之下的地壳区域，结合二阶模式年龄值分布的直方图(图6)，表明了牛头山组岩浆主要来源于古元古代(1524～2107Ma)陆壳物质的熔融。2件样品锆石εHf(t)值均具较大的变化和具有正负值的特点(图9a、表3)，其岩浆源区为壳幔混合的产物(吴福元等, 2007; 朱弟成等, 2009; Zhuetal., 2012)；其中样品D0003-1-4的εHf(t)均值为0.70，样品PM006-45-1的εHf(t)均值为-2.63，二者应具一定差异的岩浆演化过程。

图9 牛头山组凝灰岩的锆石Hf同位素组成和Zr-Ti图解(据Pearce, 1982; Hayashi et al., 1997)

据Sylvester (1998)研究表明，过铝质花岗岩的Al2O3/TiO2比值可作为岩浆源区部分熔融温度指示剂，当比值>100时岩浆源区熔融温度小于875℃，而比值<100时熔融温度大于875℃；结合表4可知，牛头山组二段样品的Al2O3/TiO2比值为90.7～135.9(均值109.9)，牛头山组一段样品的Al2O3/TiO2比值为56.1～80.8(均值66.1)，表明了随着牛头山组火山岩的喷发，岩浆源区的熔融温度不断降低，也指示了地幔物质混入程度的降低。

5.3 成因机制

采用Pearce (1982)与Hayashietal. (1997)的Ti-Zr图解(图9b)，研究样品均落入酸性弧岩浆区；岩石具亏损Ba、Sr大离子亲石元素、高场强元素Nb、Ta、Zr、Ti和稀土元素Eu，富集大离子亲石元素Th和轻稀土元素La、Nd、Sm，与弧火山岩性质类似(Bailey, 1981; Sivell and Waterhouse, 1988; 黄亮等, 2021)；样品具明显的“Ta-Nb-Ti(TNT)亏损”，表明了火山岩的形成与俯冲作用有关(郭锋等, 2001; Zhouetal., 2006a; Lietal., 2013; 王璐琳等, 2023)，以及结合凝灰岩具钙碱性特征，均说明了本研究牛头山组凝灰岩具弧火山岩性质。

利用锆石的微量元素Th、U、Nb、Hf开展构造成因研究(Yangetal., 2012)，样品D0003-1-5在Th/U-Nb/Hf图解(图10a)和Th/Nb-Hf/Th图解(图10b)中，均显示为具岩浆弧特征。

图10 牛头山组凝灰岩的锆石微量元素构造环境判别图(据Yang et al., 2012)

鉴于此，岩石地球化学和锆石微量元素的构造属性判别结果相同，牛头山组凝灰岩具火山弧性质是准确和可信的。

5.4 区域层位对比

据《云南省岩石地层》(云南省地质矿产局, 1996)和《云南省成矿地质背景研究报告》(云南省地质调查局, 2013)，牛头山组和陆良组相伴与澄江组为同期异相(分属两个地层小区)；其他部分学者(江新胜等, 2012; 崔晓庄等, 2013, 2014, 2015; 陆俊泽等, 2013; 彭杰等, 2022)认为澄江组与陆良组二段为同期异相，牛头山组整合于二者之上；《云南省区域地质志》(云南省地质调查局, 2022)认为牛头山组和陆良组相伴与柳坝塘组为同期异相，澄江组为牛头山组不同相区的上覆地层。

近年来，江新胜等(2012)、崔晓庄等(2013, 2014, 2015)、陆俊泽等(2013)、彭杰等(2022)等对滇中一带的澄江组火山岩夹层开展了年代学测定，获得了澄江组沉积时代为725～800Ma，及其底界年龄约为800Ma的认识；刘军平等(2019)在云南易门地区澄江组的20m底砾岩之上的凝灰岩获得了812.1±5.5Ma年龄值，并认为澄江组的底界年龄为812.1±5.5Ma。二者认识差异较大，但应属澄江组为一套扇三角洲相的陆相地层及具穿时性的特点所致(云南省地质矿产局, 1996; 崔晓庄等, 2014)；同时可知，澄江组底界年龄晚于牛头山组的顶界年龄，牛头山组是澄江组不同相区的下伏地层。

5.5 构造属性及对Rodinia超大陆演化规律的指示

笔者及研究团队人员发现，牛头山组一段产出有丰富的高氧环境的紫红色、灰紫色粉砂岩(图3b)，局部位置还发育斜层理，其岩石组分的粒度主体较二段粗，以及陆良组二段是一套中-厚层状中粗粒岩屑长石石英砂岩等特征，说明了陆良组二段至牛头山组二段的海平面总体是缓慢上升的，也指示了沉积盆地可能处于扩张-伸展阶段。结合本研究凝灰岩属硅质火山岩类，其产于伸展背景，及多与大陆裂解相关(Bryan and Ernst, 2008; Bryan and Ferrari, 2013; 薄弘泽和张招崇, 2020)；以及凝灰岩具弧火山岩性质和壳幔混合的特点，笔者综合认为凝灰岩应形成于扬子陆块西缘的弧后盆地环境，是华夏陆块向扬子陆块俯冲末期，俯冲板块进入了地幔区，板块发生了变质脱水及引发的流体上涌和新生地壳物质熔融所成；同时，刘述德等(2021)在扬子陆块北缘厘定了一套与牛头山组凝灰岩基本同期(823.9±5.5Ma和829.9±6.9Ma)的弧后盆地型玄武岩。鉴于此，随着弧后盆地的形成和发展，将引发扬子陆块西缘的裂离，该弧后盆地可能即为新元古代康滇裂谷(Lietal., 2003b, 2008, 2018; Wang and Li, 2003; Wangetal., 2011)的初期阶段，与Zhouetal. (2002a, b, 2006a, b)、Wang and Li (2003)、Wangetal. (2007, 2011)、Zhao and Cawood (2012)、邓奇(2013)、崔晓庄等(2016)、王剑等(2019)、付坤荣(2020)等的认识相合，并与研究区大部分面积产于康滇裂谷区域的特征相统一(图1a)。

牛头山组二段的上部多发育浅灰黄色、浅灰绿色薄层状粉砂岩与粉砂质泥岩组合成的复理石建造(图3a)以及火山岩产出减少等特点，沉积盆地(弧后盆地)的发育可能趋于稳定；随着牛头山组火山岩的喷发，岩浆源区地幔物质混入程度的不断降低，均暗示了华夏陆块向扬子陆块俯冲的结束，扬子陆块应与华夏陆块完成了汇聚，以及Rodinia超大陆可能形成了统一板块。结合牛头山组顶界沉积时代约为820Ma的特点，指示了Rodinia超大陆的聚散转换时间约为820Ma，与主流观点认识相同。

牛头山组凝灰岩为弧火山岩类，形成于华夏陆块向扬子陆块俯冲过程，表明了火山喷发阶段，该两板块的汇聚活动尚未完全结束。实际上，扬子陆块周缘在新元古代青白口纪(拉伸纪)的岩浆作用较为活跃，与本研究火山岩同期的岩浆活动有丰富的记录，但成因机制的认识却有多种，如：四川峨边的后造山型826±21Ma花岗岩(汪正江等, 2011)、四川同德的火山弧型825±7Ma闪长岩(Munteanuetal., 2010)、甘肃陇南的板内型810～820Ma流纹岩(Wuetal., 2019)、湖北京山的弧后盆地型 823.9±5.5Ma和829.9±6.9Ma玄武岩(刘述德等, 2021)、湖北黄陵庙的板内型～819Ma花岗岩(郭宇明, 2019)、安徽皖南的造山型821±7Ma花岗闪长岩(吴荣新等, 2005)、江西九岭的后造山型817±7Ma花岗岩(张福神等, 2020)、黔北东梵净山群的火山弧型822±15Ma玄武岩(Zhouetal., 2009)、广西北部的后造山型819～826Ma花岗岩(Li, 1999)、云南峨山的板内型818.3±2.8Ma花岗闪长岩(徐丽娟等, 2021)及板内型～825Ma二长花岗岩(Lietal., 2003a, b)等；同时可知，同一板块同一时期不同位置的构造环境是有差异的(Li, 1999; Lietal., 2003, 2008, 2018; Wuetal., 2006; Zhaoetal., 2011; 张志辉等, 2021)，但扬子陆块周缘810～820Ma的岩浆岩主体具板内性质，应指示了华夏陆块与扬子陆块的拼合作用已结束，与Rodinia超大陆的聚散转换时间约为820Ma的认识相统一。

Rodinia超大陆的聚散活动是一个复杂的演化过程，各个次级板块发生汇聚的同时，也会伴随着板块间的裂解运动，没有具体的汇聚或裂解时间节点，仅属在不同阶段以某个构造运动为主而已；Rodinia超大陆在扬子陆块周缘发生的一系列汇聚和裂解活动，不是同一个构造带内的简单“开-合”运动，而可能具继承性演化特征，与古特提斯洋和原特提斯洋的演化规律(云南省地质调查局, 2013; 孙载波等, 2017; Wangetal., 2019)相类似，同时也是Rodinia超大陆聚散转换时间长期争议的重要原因所在。

6 结论

(1)陆良地区牛头山组3件流纹质玻屑凝灰岩的锆石U-Pb年龄分别为817.9±7.7Ma、818.3±8.3Ma和822±13Ma，属新元古代青白口系(拉伸系)，牛头山组的顶界成岩时代约为820Ma，及其是澄江组不同相区的下伏地层。

(2)牛头山组凝灰岩的锆石εHf(t)值兼具正值和负值特征，岩浆源区主要与古元古代(1523.9～2107.0Ma)陆壳物质的熔融有关，并伴有地幔物质的混入。

(3)牛头山组是华夏陆块向扬子陆块俯冲末期的沉积-岩浆响应，形成于扬子陆块西缘的弧后盆地环境。

(4)约820Ma，扬子陆块与华夏陆块已完成汇聚，Rodinia 超大陆可能形成了统一板块。

致谢项目组及研究团队成员参加了野外调查和研究工作；样品的制备和分析得到了湖北省地质实验室测试中心、南京宏创地质勘查技术服务有限公司、北京科荟测试技术有限公司和自然资源部昆明矿产资源监督检测中心等的大力支持；成文过程中得到李静正高级工程师、张虎正高级工程师、胡建军正高级工程师、赵枫博士和多位匿名审稿人的悉心指导；责任编辑对文稿做了大量的工作；在此一并表示衷心的感谢!