陳開煌，皮橋輝

(桂林理工大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院，廣西 桂林 541004)

0 引言

古特提斯洋經(jīng)歷了形成、擴(kuò)張、俯沖和閉合4個階段，但關(guān)于古特提斯洋的開啟和閉合時間一直存在爭議。初步研究表明，古特提斯洋在志留紀(jì)末期開啟，泥盆紀(jì)時期不斷擴(kuò)張，石炭紀(jì)形成海洋，二疊紀(jì)早期擴(kuò)張達(dá)到頂峰，然后開始收縮，直到晚三疊世末期閉合。雖然前人對古特提斯洋的具體形成和閉合時間做了大量的研究，但直到現(xiàn)在還沒有得出被廣泛認(rèn)可的結(jié)論。有些學(xué)者對發(fā)現(xiàn)于昆侖造山帶東部的晚泥盆世-早石炭世蛇綠巖進(jìn)行了研究，認(rèn)為古特提斯洋的形成時間為345～333Ma[1-3]；另有學(xué)者通過對寒武紀(jì)蛇綠巖進(jìn)行研究，認(rèn)為古特提斯洋最早在寒武紀(jì)開啟[4-7]。此外，還有學(xué)者根據(jù)晚三疊世時期形成的高壓變質(zhì)帶、碰撞后所形成的弧后盆地及在羌塘板塊中發(fā)現(xiàn)的晚三疊世島弧，認(rèn)為古特提斯洋的閉合時間可限制在晚三疊世[8]，除此以外，也有一些學(xué)者認(rèn)為古特提斯洋是在中三疊世時期閉合的。

1 地質(zhì)背景

滇黔桂盆地位于云南、貴州和廣西三省接壤之處，構(gòu)造位置位于揚(yáng)子板塊南緣(圖 1a)；研究區(qū)內(nèi)主要出露寒武紀(jì)—三疊紀(jì)灰?guī)r、白云巖及白云質(zhì)灰?guī)r(圖 1b)。滇黔桂盆地最古老的地層為寒武紀(jì)-奧陶紀(jì)頁巖、灰?guī)r及白云巖，它們的露頭在疊合褶皺的背斜上被發(fā)現(xiàn)[9-10]。早古生代時，云南、貴州和廣西地區(qū)就形成了大陸邊緣裂谷盆地，并于早泥盆世—中三疊世，經(jīng)歷了復(fù)雜的海侵，發(fā)育巨大的海相沉積層，晚三疊世時期演化為盆地相濁積巖；廣西運(yùn)動時期又遭受剝蝕沉積和地殼抬升。并于印支運(yùn)動后，在燕山期堆積成巖。晚元古代至中三疊世，研究區(qū)內(nèi)沉積了厚度為7km的海相沉積物，經(jīng)過漫長的地質(zhì)歷史，該沉積物被古生代沉積巖逆沖推覆[11-12]。

滇黔桂盆地中心區(qū)域主要為盆地相濁積巖，周圍被中元古代碳酸鹽巖所包圍，兩者呈互層相或過渡相接觸。此外，盆地受到多期構(gòu)造運(yùn)動及火山活動的影響，存在多種不同規(guī)模的礦床，礦體呈多種方式產(chǎn)出，層狀和透鏡狀是礦體重要的產(chǎn)出方式，并且這些礦體主要賦存于盆地的相變區(qū)[13]。三疊紀(jì)地層是研究區(qū)內(nèi)分布最廣泛的巖系，研究區(qū)的微細(xì)浸染型金礦床主要分布在二疊紀(jì)和三疊紀(jì)沉積巖中；而三疊紀(jì)時期臺地相則主要賦存錳礦床，水深較淺的過渡相是多種低溫礦床的含礦層位，主要有卡林型金、銻、汞等礦床[11-19]。研究區(qū)的較低區(qū)域是一個強(qiáng)烈運(yùn)動的右江板塊，并且該地塊的活動導(dǎo)致了該區(qū)頻繁而又強(qiáng)烈的巖漿活動。從廣西期到喜馬拉雅期均有不同程度的巖漿活動，主要為基性巖漿活動和中酸性巖漿活動，其中海西-印支期基性巖漿的侵入最為強(qiáng)烈。同時研究區(qū)沉積受古構(gòu)造盆地控制，古構(gòu)造盆地沿廣闊的局限臺地演化為晚三疊世潮坪。

1—三疊紀(jì)盆地相濁積巖;2—斑巖;3—印支期輝綠巖;4—花崗巖體;5—震旦系;6—古生界;7—推測斷層/實測斷層;8—金礦床(田、點(diǎn));9—研究區(qū)礦床位置圖1 滇黔桂盆地構(gòu)造綱要圖

2 樣品采集及分析方法

此次采集的樣品來自者桑礦床和老寨灣礦床，樣品編號分別為ZS和LZW。LZW樣品為碎屑獨(dú)居石樣品。LZW樣品具體采樣位置為老寨灣地區(qū)下泥盆統(tǒng)坡松沖組，地層巖性主要為薄層泥巖、粉砂質(zhì)泥巖及粉砂巖。坡松沖組總體上覆蓋在下奧陶紀(jì)閃片山組碳酸鹽巖之上。另一組樣品ZS為碎屑鋯石樣品，采集于云南省富寧縣者桑金礦區(qū)中的三疊紀(jì)白鳳組，該區(qū)中三疊世地層出露較少。

樣品破碎和鋯石選擇工作由廊坊誠信地質(zhì)服務(wù)有限公司完成，標(biāo)靶工作由北京鋯石領(lǐng)先科技有限公司完成。鋯石陰極發(fā)光圖像在北京鋯年領(lǐng)航科技有限公司掃描電鏡室拍攝；儀器型號為JSM6510掃描電子顯微鏡，配備Gantan陰極熒光探針。微量元素檢測在中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所礦床地球化學(xué)國家重點(diǎn)實驗室進(jìn)行，儀器采用四極桿型電感耦合等離子體質(zhì)譜儀Q-ICP-MS。LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素年齡測定在中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所國家重點(diǎn)實驗室完成。鋯石和獨(dú)居石樣品的U-Pb年齡諧和圖繪制和年齡權(quán)重平均計算均采用Isoplot/Ex-ver3完成，具體操作方法見Isoplot/Ex-ver3[20]。單個數(shù)據(jù)誤差為1個σ，因此數(shù)據(jù)處理的準(zhǔn)確性有95%的置信度。

3 分析結(jié)果

碎屑鋯石陰極發(fā)光圖像(圖2)顯示，碎屑鋯石顆?？煞譃閮深悾旱谝活愪喪w粒多為灰白色—灰褐色，有一小部分無色透明，晶型多為長柱狀、次棱角狀，長寬比多為2∶1，粒度為50～150μm，晶型完整，可能距離源區(qū)較近，沒有經(jīng)過遠(yuǎn)距離的搬運(yùn)；另一類則主要為灰白色，透明度較高，晶型多為粒狀，表面光滑，磨圓度和分選性均較好，搬運(yùn)作用明顯。這種鋯石主要來自較年輕的巖石，可以看出這些巖石經(jīng)歷了遠(yuǎn)距離的搬運(yùn)及堆積。鋯石顆粒的陰極發(fā)光特征也有著顯著差異；部分鋯石發(fā)光較差，顏色較深，說明其母巖形成較早。其次，鋯石陰極發(fā)光圖像也與其晶型有著密切的關(guān)系：在陰極發(fā)光圖像中可以看到明顯的環(huán)帶和韻律結(jié)構(gòu)的，經(jīng)過測定其Th/U值大于0.4，說明鋯石多為巖漿成因。此次研究年齡數(shù)據(jù)的選擇范圍下限被限制為1000Ma，主要是因為它們含有大量的放射性成因Pb，運(yùn)用207Pb/206Pb同位素測年法對于年齡大于1000Ma的鋯石來說也更準(zhǔn)確。相比之下，206Pb/238U同位素測年法對于年齡小于1000Ma的鋯石則更可靠，主要是因為這些樣品放射性成因Pb含量較低，并且經(jīng)常需要對Pb含量進(jìn)行校正。

圖2 鋯石陰極發(fā)光圖

碎屑鋯石樣品的分析點(diǎn)沿著308～2724Ma分散分布(表1，圖3)，但可以明確看出其主要在310～730Ma沿諧和線聚集，暗示者桑礦床自晚元古代開始就接受了碎屑物源的沉積，其中550Ma附近的頻數(shù)比其他年齡段的頻數(shù)都高，代表這部分鋯石顆粒年齡是者桑礦床碎屑物源的最有效年齡。碎屑獨(dú)居石U-Pb年齡則主要集中在657～460Ma和998～798Ma(表2，圖4)，其中500Ma和950Ma附近的年齡頻數(shù)較高，表明這部分獨(dú)居石顆粒的年齡是老寨灣地區(qū)碎屑物源的最有效年齡。

圖3 者桑地區(qū)碎屑鋯石U-Pb諧和圖

圖4 老寨灣地區(qū)碎屑獨(dú)居石U-Pb諧和圖和年齡柱狀圖

表2 碎屑獨(dú)居石U-Pb年齡數(shù)據(jù)

4 討論

4.1 滇黔桂盆地的物源變化

前人對滇黔桂盆地的碎屑物源進(jìn)行了大量的研究，很多學(xué)者對該盆地中三疊統(tǒng)濁積巖碎屑物源的變化事件持有不同的觀點(diǎn)，有學(xué)者認(rèn)為該盆地物源來自于盆地東部的湘粵桂構(gòu)造體系，還有一些學(xué)者認(rèn)為來自越南北部，并且與印支運(yùn)動密切相關(guān)。

華夏板塊是中國東部的重要組成部分之一，它主要由早古生代變質(zhì)巖、中生代花崗巖類、火山-沉積序列及少量外露的前寒武紀(jì)巖石(包括新元古代火山-沉積序列，少量古元古代片麻巖等)組成。新元古代早期華夏板塊與揚(yáng)子板塊拼貼完成后，華夏板塊便經(jīng)歷了強(qiáng)烈的多相構(gòu)造—巖漿活動事件，并在地層中留下了豐富的時代信息。華夏板塊沿政和-大埔斷裂帶可進(jìn)一步劃分為華夏西部板塊和華夏東部板塊[21-22]。華夏西部以太古代(3.5Ga)-早元古代(2.5Ga)地層為主，并遭受印支運(yùn)動(～240Ma)和廣西運(yùn)動(～450Ma)的強(qiáng)烈改造。華夏板塊一直是研究的熱點(diǎn)，很多學(xué)者已發(fā)表了很多關(guān)于華夏板塊碎屑鋯石年齡研究的成果。通過對比前人研究的華夏地塊的碎屑鋯石年齡與此次實驗數(shù)據(jù)，可以看出華夏板塊與滇黔桂盆地之間存在較大的相關(guān)性，此次鋯石U-Pb測年結(jié)果表明，原巖侵位于434～445Ma，并于428～439Ma又發(fā)生了變質(zhì)作用。有學(xué)者對福建省南西區(qū)域的研究，得到了新的鋯石U-Pb測試年齡、Lu-Hf同位素特征及全巖地球化學(xué)資料，并最終確定了鋯石U-Pb年齡為315Ma。華夏板塊泥盆紀(jì)花崗巖多為S型或I型花崗巖，初步認(rèn)為與武夷-云開造山運(yùn)動有關(guān)[23]；對華夏板塊北東部西秦A型花崗巖進(jìn)行LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年，并分析其主、微量元素等地球化學(xué)特征，最終得出花崗巖的侵位時間為410Ma[24]。

早古生代時期華夏板塊的構(gòu)造演化十分活躍，在地層中留下了大量的碎屑鋯石年齡證據(jù)。在華夏板塊東部的建寧地區(qū)，元古代萬源組混合砂巖被古生代和中生代的火成巖侵入，碎屑鋯石年齡群的特征表明萬源組混合砂巖是在一個聚合或碰撞環(huán)境中形成的。姚偉華等發(fā)現(xiàn)萬源組片麻巖碎屑鋯石顆粒的邊緣呈現(xiàn)出變質(zhì)的特征，206Pb/238U加權(quán)平均年齡主要為(435±5)Ma和(860±6)Ma，同時存在差異不整合年齡，截距較低，為(442±41)Ma[25]。早古生代武夷-云開造山帶與廣泛的長英質(zhì)巖漿作用有關(guān)，造山核主要分布在華夏板塊西部的云開和武功山地區(qū)，武夷地區(qū)分布在華夏地塊的中北部，并且鋯石的U-Pb年齡表明，黑云母花崗巖體(441±5)Ma和片麻巖花崗捕虜體(443±4)Ma均為弱過鋁質(zhì)[26]。

被越來越多的人接受的假說是，海南島是華夏板塊的南部延伸。在構(gòu)造上，海南島被認(rèn)為是華夏板塊的一部分，位于印度支那板塊、華南板塊南緣和太平洋板塊的交會處[27]。海南島由于其特殊的構(gòu)造位置，具有復(fù)雜的構(gòu)造演化歷史，前人對海南地區(qū)的碎屑鋯石進(jìn)行了研究，獲得了豐富的鋯石年齡資料。首先，前人認(rèn)為海南島邦溪-晨星構(gòu)造帶的基性—中性火成巖可以用來約束華夏板塊的構(gòu)造演化；巖石中鋯石的U-Pb年齡為330Ma，此外，該地區(qū)玄武巖(330Ma)中含有1400Ma的鋯石顆粒，對海南島砂巖樣品的碎屑鋯石進(jìn)行原位U-Pb定年和Hf同位素分析，確定5個主要年齡群體(2598～2320Ma，1944～1606Ma，1600～1406Ma，1288～902Ma，470～427Ma)和2個次要年齡群體(898～710Ma和618～513Ma)， 揭示了該區(qū)域巖漿活動和地殼演化過程[28]。

通過對云開地區(qū)的高州雜巖、武夷地區(qū)的萬泉組、中部龍游組的巖石進(jìn)行碎屑獨(dú)居石和碎屑鋯石U-Pb同位素測定，得出巖石年齡主要為430～447Ma，龍游組輝長巖(470Ma)侵位于425Ma，并于400Ma遭受熱液蝕變并被覆蓋[29]。華夏板塊還保留了大量早元古代碎屑鋯石信息，為揭示其基底巖的組成及其構(gòu)造意義，對江西香山—玉華山地區(qū)的正變質(zhì)巖和副變質(zhì)巖進(jìn)行了研究，其地球化學(xué)和鋯石U-Pb-Hf同位素組成表明，研究區(qū)基底變質(zhì)巖主要由683～822Ma的沉積巖組成。

對華夏板塊6個深成巖體進(jìn)行鋯石U-Pb定年，測的年齡為424～445Ma，結(jié)合新的地質(zhì)年代學(xué)、地球化學(xué)、Sr-Nd同位素數(shù)據(jù)和前人已有的研究分析，初步認(rèn)為華夏板塊為早古生代碰撞造山運(yùn)動所形成，并推測華南克拉通與岡瓦納超大陸之間存在緊密的聯(lián)系，推測研究區(qū)從泥盆紀(jì)到晚三疊世的碎屑物源可分為2個階段：①滇黔桂盆地從泥盆紀(jì)到石炭紀(jì)時期的碎屑物源主要來自華夏板塊的南西區(qū)域；②二疊紀(jì)到三疊紀(jì)時期盆地的碎屑物源則主要來自越南板塊的北部，并且與古特提斯洋的演化密切相關(guān)。

4.2 對古特提斯洋演化的啟示

古特提斯洋的演化一直是世界各國地質(zhì)學(xué)家關(guān)注的熱點(diǎn)之一。大量研究表明，岡瓦納超大陸和古亞洲大陸的收斂、分散和統(tǒng)一經(jīng)歷了一個漫長地質(zhì)演化過程。早古生代末期，揚(yáng)子板塊與其他板塊在赤道附近由南向北匯合，形成岡瓦納超大陸的一部分。早泥盆世以來，岡瓦納超大陸的板塊(揚(yáng)子、華北、印支、塔里木等)先后從岡瓦納大陸北東部分裂，在赤道附近的揚(yáng)子板塊群之間形成了古特提斯洋[30-31]。其中，昌寧-孟連構(gòu)造帶被認(rèn)為是揚(yáng)子板塊與岡瓦納超大陸的主要縫合帶，將晚古生代岡瓦納型生物沉積組合的云南-布爾-馬臺地塊與華南型生物沉積組合的思茅地塊分離開來[32-33]。思茅板塊與華南大陸之間的金沙江-哀牢山縫合帶是典型的支洋盆地。一般認(rèn)為支洋盆地向南延伸至越南，形成了將印支地塊與華南大陸分隔開的松馬縫合帶[34-36]。

巖石記錄表明，云南—廣西—越南交界地區(qū)哀牢山古特提斯分支洋盆的延伸，形成了華南與印支板塊之間的古特提斯縫合帶的一部分[37-39]。早石炭世時期，海底的進(jìn)一步擴(kuò)張導(dǎo)致了巴布盆地洋殼的形成。古地理重建表明，巴布盆地的擴(kuò)張洋脊可能與哀牢山海洋脊西面連接。晚二疊世云開板塊向北移動，與大明山板塊碰撞，早三疊世印支板塊向北移動，與越南區(qū)域匯合。晚二疊世—中三疊世南盤江海南緣出現(xiàn)活動陸緣，晚三疊世印支板塊與揚(yáng)子板塊交會。南盤江、哀牢山和昌寧-孟連的產(chǎn)生、發(fā)育和消亡基本同步，指示其受同一古特提斯洋脊體系控制。越南馬江帶早三疊紀(jì)構(gòu)造變質(zhì)事件表明，中三疊世前印支板塊與越南地塊發(fā)生碰撞，南盤江和哀牢山明顯縮小。南盤江中三疊紀(jì)火山碎屑濁積巖沉積厚度較大，其物源主要來自粵北地區(qū)的山脈。隨著盆地不斷演化，晚泥盆世南盤江以硅質(zhì)沉積為主。早石炭世，南部出現(xiàn)洋殼，形成巴布洋盆。哀牢山和昌寧-孟連的洋殼大致出現(xiàn)在同一時期，這也可作為它們屬于同一洋脊體系的證據(jù)。西巴布洋盆與哀牢山洋盆相通，甚至可能存在相同的東西方向的伸展脊。因此，巴布洋盆也可視為哀牢山洋盆的一個分支。晚石炭世至中二疊世早期，南盤江處于相對穩(wěn)定的狀態(tài)，早二疊世至中二疊世，碳酸鹽角礫巖在深水盆地廣泛分布，斷裂體系進(jìn)一步發(fā)育，盆地碳酸巖臺地邊緣同生斷裂增強(qiáng)，三疊紀(jì)早期右江盆地砂巖中出現(xiàn)大量火山碎屑和二疊-三疊紀(jì)巖漿弧和造山碎屑鋯石，表明盆地發(fā)育于三疊紀(jì)早期。此外，從被動大陸邊緣到前陸盆地的轉(zhuǎn)變是華南西南緣存在印支俯沖并在中國東部發(fā)生碰撞造山運(yùn)動的結(jié)果。

巴布洋盆向南俯沖，大明山區(qū)域經(jīng)歷了強(qiáng)烈的火山活動。火山物質(zhì)的頻繁供應(yīng)和地殼活動加劇了地形切割，火山碎屑濁積礦床發(fā)育良好，最終充填成盆地。晚三疊世時期，印支板塊繼續(xù)向北移動，此時巴布洋盆閉合并與揚(yáng)子板塊匯合。晚三疊世南盤江作為古特提斯整體封閉的一部分，同時哀牢山、昌寧-孟連等海盆也開始封閉。南盤江的構(gòu)造演化過程指示了早古生代滇黔越板塊的解體，同時巴布洋盆的形成也改變了滇黔桂盆地的構(gòu)造格局。這一陸殼轉(zhuǎn)變過程受古特提斯海嶺體系發(fā)育的控制。滇黔桂盆地泥盆紀(jì)—三疊紀(jì)沉積物源的確定，有助于制約華南古地理演化和古特提斯演化的具體過程。早泥盆世，海侵由南向北推進(jìn)，滇黔桂盆地沉積了大量造山帶剝蝕的碎屑物質(zhì)。二疊紀(jì)—三疊紀(jì)，在滇黔桂和越南北部之間出現(xiàn)了一個與古特提斯海洋相關(guān)聯(lián)的受制約的小型海洋盆地，自二疊紀(jì)以來，洋盆開始向北西區(qū)域的南西方向俯沖，形成活動大陸邊緣。晚二疊世以來，云開板塊可能作為地形屏障，阻止了碎屑物從海南島南東部運(yùn)移。早三疊世時期，洋盆碰撞引起造山運(yùn)動導(dǎo)致洋盆逐漸閉合，越南北部的大量沉積物在南盤江盆地進(jìn)行沉積。

5 結(jié)論

(1)通過對者桑和老寨灣地區(qū)碎屑鋯石和獨(dú)居石進(jìn)行定年分析，并結(jié)合前人對巖相古地理格局、古水流方向等的研究，認(rèn)為滇黔桂泥盆紀(jì)—晚三疊世碎屑物源可分為2個階段：泥盆紀(jì)-石炭紀(jì)碎屑物源主要來自華夏板塊的南西區(qū)域；二疊紀(jì)—三疊紀(jì)碎屑物源主要來自越南板塊的北部，并與古特提斯演化密切相關(guān)。

(2)滇黔桂盆地碎屑物源的變化證實了古特提斯洋的開啟與閉合，佐證了華南板塊與東岡瓦納大陸的密切聯(lián)系，同時為重建華南板塊的古地理位置提供了新的證據(jù)。