哀牢山古特提斯洋盆閉合和印支造山開啟的時限:來自中?上三疊統(tǒng)碎屑鋯石U-Pb年代學(xué)和Hf同位素約束

劉兵兵, 彭頭平, 范蔚茗, 董曉涵,彭世利, 武利民

哀牢山古特提斯洋盆閉合和印支造山開啟的時限:來自中?上三疊統(tǒng)碎屑鋯石U-Pb年代學(xué)和Hf同位素約束

劉兵兵1, 2, 3, 彭頭平1, 2*, 范蔚茗3, 4, 5, 董曉涵1, 2, 3,彭世利1, 2, 3, 武利民1, 2, 3

(1. 中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所, 同位素地球化學(xué)國家重點實驗室, 廣東 廣州 510640; 2. 中國科學(xué)院深地科學(xué)卓越創(chuàng)新中心, 廣東 廣州 510640; 3. 中國科學(xué)院大學(xué), 北京 100049; 4. 中國科學(xué)院青藏高原地球科學(xué)卓越創(chuàng)新中心, 北京 100101; 5. 中國科學(xué)院青藏高原研究所, 北京 100101)

由于哀牢山古特提斯洋盆精確閉合時間一直存在爭議, 從而制約了我們對該區(qū)古特提斯洋演化及印支造山運動過程的完整認識。碎屑巖作為造山作用在地殼淺表響應(yīng)的產(chǎn)物, 保存了其物源區(qū)深部巖漿作用的重要信息, 可有效地約束洋盆演化和造山過程的精細時空格架。本文選擇對哀牢山構(gòu)造帶及其東側(cè)地區(qū)中?上三疊統(tǒng)碎屑鋯石年代學(xué)和Hf同位素開展了系統(tǒng)的研究, 結(jié)果顯示: 構(gòu)造帶內(nèi)部三疊統(tǒng)樣品除了缺少240～325 Ma年齡群外, 與東側(cè)地區(qū)同時代碎屑巖樣品相似, 均具有480～560 Ma和900～1200 Ma兩個主要年齡群, 對應(yīng)的Hf()值分別為?16.75～+17.00和?15.39～+19.20; 而兩地區(qū)上三疊統(tǒng)樣品具有基本相同的年齡頻譜特征, 均顯示250～330 Ma、480～580 Ma和920～1240 Ma三個主要年齡群, 對應(yīng)的Hf()值分別為?10.67～+12.15、?10.06～+9.57和?12.25～+15.62。綜合本次研究結(jié)果與前人數(shù)據(jù), 表明哀牢山構(gòu)造帶內(nèi)中?上三疊統(tǒng)及其東側(cè)地區(qū)三疊系碎屑物質(zhì)主要來源于構(gòu)造帶內(nèi)的巖漿巖, 有少量老地層再循環(huán)的貢獻。進一步的源區(qū)分析指出, 哀牢山古特提斯洋在早三疊世已閉合。此外, 基于哀牢山構(gòu)造帶及兩側(cè)地區(qū)普遍缺失下三疊統(tǒng)地層和大量發(fā)育早?中三疊世碰撞有關(guān)的巖漿巖的特征, 顯示我國哀牢山地區(qū)與越北地區(qū)印支造山運動在二疊紀末?早三疊世同時開啟, 中?晚三疊世, 哀牢山構(gòu)造帶進入碰撞后伸展階段。

中?上三疊統(tǒng); 碎屑鋯石U-Pb-Hf分析; 哀牢山古特提斯洋; 閉合時限; 印支造山運動

三江特提斯構(gòu)造帶作為橫貫歐亞大陸巨型特提斯構(gòu)造域的重要組成部分, 經(jīng)歷了古生代?中生代岡瓦納超大陸裂解、微地塊北向漂移及其后依次拼貼等復(fù)雜的歷程, 并發(fā)育了多條代表古特提斯洋盆演化的縫合帶, 是全球古特提斯洋演化記錄保存最完整的區(qū)域(鐘大賚, 1998; 莫宣學(xué)等, 2001; Jian et al., 2009a, 2009b; Fan et al., 2010; 李龔健等, 2013; Metcalfe, 2013), 因此, 這些縫合帶是理解該區(qū)域古特提斯洋構(gòu)造演變的關(guān)鍵地區(qū)。而金沙江?哀牢山縫合帶作為藏東南三江地區(qū)一條重要的古特提斯縫合帶, 它既是分隔思茅?印支陸塊和揚子陸塊的構(gòu)造分界線(圖1), 也是藏東南各陸塊新生代被擠出、旋轉(zhuǎn)和逃逸的關(guān)鍵通道, 對印度?歐亞大陸碰撞演化起著重要的調(diào)控作用, 故其一直是國內(nèi)外地質(zhì)學(xué)研究的熱點區(qū)域之一(鐘大賚, 1998; Metcalfe, 2013)。前人針對哀牢山構(gòu)造帶內(nèi)蛇綠巖套及相關(guān)的巖漿巖和沉積巖等開展了大量的研究, 大致限定了哀牢山洋盆的位置及其打開、擴張、俯沖等各演化過程的時限(簡平等, 1998; 鐘大賚, 1998; Jian et al., 2009a, 2009b; Fan et al., 2010; Zi et al., 2012a, 2012b; 劉兵兵等, 2017)。然而, 由于新生代以來強烈的構(gòu)造?變質(zhì)?變形事件改造, 很多地質(zhì)記錄被改造或剝蝕殆盡; 同時由于地球化學(xué)方法的多解性, 目前對于哀牢山古特提斯洋盆閉合及其兩側(cè)的思茅?印支地塊與揚子板塊碰撞的精確時間依然沒有得到準確的限定, 其閉合時限包括晚二疊世到晚三疊世等不同觀點(鐘大賚, 1998; 李朋武等, 2005; Jian et al., 2009a, 2009b; 劉翠等, 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, 其精確的閉合時限及其后的印支造山事件發(fā)生在二疊紀末?早三疊世(Nakano et al., 2008, 2010; Halpin et al., 2016)。因此, 整個金沙江?哀牢山?Song Ma古特提斯洋盆的閉合從北到南是否存在穿時性, 我國哀牢山地區(qū)和越南境內(nèi)Song Ma地區(qū)的印支運動是否同時啟動？目前還存在爭議(Carter and Clift, 2008; Zhang et al., 2013)。

前人的調(diào)查研究顯示, 哀牢山構(gòu)造帶及其鄰區(qū)廣泛分布二疊系?三疊系碎屑巖(鐘大賚, 1998); 這些碎屑沉積巖作為盆地周緣山脈隆升、風(fēng)化、剝蝕、搬運和沉積的產(chǎn)物, 記錄了造山作用及其隆升和剝蝕歷史的重要信息。與巖漿巖相比, 碎屑沉積巖可以記錄一些現(xiàn)已被風(fēng)化剝蝕殆盡巖漿巖的信息, 比如哀牢山洋盆閉合和印支造山作用等重要記錄(Rainbird et al., 1992)。而且, 由于碎屑巖中的碎屑鋯石具有極好的抗風(fēng)化、抗磨蝕和抗熱蝕變能力, 使得它在沉積循環(huán)中不易被破壞, 因此碎屑鋯石U-Pb年代學(xué)以及Hf同位素組成已被廣泛應(yīng)用于沉積物源示蹤研究, 并在揭示造山作用起始時間、碎屑沉積源區(qū)性質(zhì)(包括時代和組成)、地層不整合面中斷時間等源區(qū)分析和古地理重建、地球歷史演化等方面發(fā)揮了重要的作用(Cawood and Nemchin, 2000; DeCelles et al., 2000; Cawood and Buchan, 2007; Cawood et al., 2012; Liu et al., 2020)。本文選擇哀牢山構(gòu)造帶及其東側(cè)地區(qū)中?上三疊統(tǒng)碎屑巖作為研究對象, 進行碎屑鋯石U-Pb年代學(xué)以及Hf同位素組成研究, 并結(jié)合前人的研究成果, 探討其源區(qū)的時空演化過程, 從而進一步厘清哀牢山古特提斯洋盆閉合以及印支造山作用開啟的時限。

圖1 研究區(qū)地質(zhì)圖以及采樣位置圖(改自云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1990)

1 區(qū)域地質(zhì)背景與樣品采集

哀牢山構(gòu)造帶是東特提斯構(gòu)造域古特提斯縫合帶的重要組成部分, 也是思茅?印支板塊與華南板塊的重要分界線。哀牢山構(gòu)造帶指夾持于紅河斷裂帶和李仙江斷裂帶之間的區(qū)域, 總體呈北西窄、南東寬的扇形, 并沿NW-SE方向展布于云南省東南部, 向東南經(jīng)元陽和金平縣延伸進入越南境內(nèi), 向西北經(jīng)點蒼山與金沙江構(gòu)造帶相連(鐘大賚, 1998)。該構(gòu)造帶內(nèi)發(fā)育3條主要斷裂帶, 自北東向南西依次為哀牢山斷裂帶、藤條河斷裂帶和九甲?安定斷裂帶(圖1; 云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1990)。

1.1 哀牢山斷裂帶東部地區(qū)

該區(qū)出露的早古生代地層有寒武系、奧陶系和志留系, 均屬于被動大陸邊緣的海相沉積。寒武系是一套濱海?淺海相碎屑巖和碳酸鹽巖, 其上覆的奧陶系以濱?淺海相碎屑巖為主, 志留系則以臺地邊緣相灰?guī)r為主。晚古生代地層也屬于大陸邊緣相沉積, 其中泥盆系以象州型沉積為主, 發(fā)育淺海碳酸鹽巖臺地沉積; 石炭系延續(xù)泥盆系的淺海碳酸鹽臺地沉積特征; 下二疊統(tǒng)為濱淺海相碳酸鹽巖, 上二疊統(tǒng)以龍?zhí)镀谛鋷r為主, 并夾雜部分碳酸鹽巖和碎屑巖(鐘大賚, 1998)。紅河斷裂帶以北地區(qū)的三疊系以海相沉積巖為主, 其下三疊統(tǒng)羅樓組為一套以灰?guī)r、泥灰?guī)r為主并夾少量泥巖及凝灰?guī)r的沉積序列; 下三疊統(tǒng)龍丈組整合覆蓋于羅樓組之上, 其以火山碎屑巖和泥巖為主, 并夾有礫巖及灰?guī)r; 中三疊統(tǒng)板納組整合于龍丈組之上, 其巖性以泥巖為主并夾少量粉砂巖或細粒砂巖; 中三疊統(tǒng)蘭木組為一套細粒砂巖、粉砂巖與泥巖互層的細碎屑巖; 上三疊統(tǒng)平寨組底部為砂巖、含礫砂巖, 上部主要由細砂巖、粉砂巖、泥巖和鈣質(zhì)泥巖組成(圖2; 張遠志等, 1996), 其上被新生代的陸相紅色粗碎屑巖(礫巖、含礫砂巖夾砂巖)角度不整合覆蓋(張遠志等, 1996)。

該區(qū)出露巖漿巖主要有新元古代(700～860 Ma)花崗巖(Wang et al., 2012), 加里東期(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; 郭春麗等, 2012)和燕山期(70～170 Ma)長英質(zhì)巖漿巖(倪培等, 2020)。

1.2 哀牢山斷裂帶內(nèi)部

該區(qū)出露最老的地層為前寒武系哀牢山群和少量瑤山群變質(zhì)巖系, 呈NW-SE向狹窄條帶狀展布于哀牢山構(gòu)造帶內(nèi), 兩側(cè)分別被哀牢山?藤條河斷裂帶和紅河斷裂帶所限(鐘大賚, 1998)。哀牢山群為一套綠片巖相?角閃巖相(甚至部分變質(zhì)程度達到高角閃巖相)的變質(zhì)巖、片麻巖、角閃巖、大理巖和花崗巖組成, 帶內(nèi)因受剪切帶活動影響, 巖石已強烈糜棱巖化。該區(qū)古生界主要分布于李仙江斷裂帶和九甲?安定斷裂帶之間, 下部是志留紀?泥盆紀濁積巖, 巖相主要為陸緣細碎屑巖夾硅質(zhì)巖、灰?guī)r; 石炭系?下二疊統(tǒng)為火山碎屑巖, 其中石炭系由玄武巖、陸緣碎屑砂巖、頁巖夾硅質(zhì)巖組成, 而中?上二疊統(tǒng)由砂巖、砂質(zhì)頁巖、安山巖、玄武巖和流紋巖組成。哀牢山構(gòu)造帶內(nèi)缺失下三疊統(tǒng), 而中三疊統(tǒng)分布于哀牢山斷裂帶西南側(cè)的墨江?綠春一帶, 與哀牢山變質(zhì)帶呈斷層接觸, 巖性以灰綠色板巖和長石砂巖為主夾少量灰?guī)r和長石石英砂巖(云南省地質(zhì)局, 1973; 鐘大賚, 1998); 上三疊統(tǒng)一碗水組紫紅色磨拉石礫巖角度不整合覆蓋于蛇綠巖雜巖帶和泥盆系之上, 且含超基性巖礫石; 海陸過渡相的上三疊統(tǒng)路馬組整合覆蓋于一碗水組之上, 巖性主要為泥巖、粉砂質(zhì)泥巖和泥質(zhì)粉砂巖夾砂巖(圖2; 云南省地質(zhì)局, 1973)。

區(qū)內(nèi)的巖漿巖包括泥盆紀?石炭紀(387～328 Ma)蛇綠巖(Jian et al., 2009a, 2009b), 大量中二疊世?晚三疊世長英質(zhì)巖漿巖(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)長英質(zhì)巖漿巖(戚學(xué)祥等, 2010; Lin et al., 2012)。

1.3 思茅?印支地塊

思茅?印支地塊太古宙?早元古代結(jié)晶基底出露于越南境內(nèi)Kontum和Carinh等地區(qū), 其上被新元代?早寒武世變質(zhì)巖所覆蓋(施美鳳等, 2011)。上奧陶統(tǒng)?志留系不整合覆蓋于新元古代?早寒武世變質(zhì)巖之上, 主要由海相灰?guī)r、砂巖和頁巖組成(施美鳳等, 2011)。下泥盆統(tǒng)為紅層, 而中泥盆統(tǒng)?石炭系和二疊系主要為陸緣碎屑巖和碳酸鹽巖(錢鑫, 2016)。區(qū)內(nèi)普遍缺失上二疊統(tǒng)和下三疊統(tǒng), 僅在鄰近哀牢山構(gòu)造帶的部分地區(qū)出露上二疊統(tǒng)羊八寨組(云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1990; 鐘大賚, 1998)。羊八寨組是一套類復(fù)理石沉積, 主要由淺海相砂泥巖、中酸性凝灰?guī)r和火山巖以及含煤砂泥巖組成, 下段夾多層中?酸性凝灰?guī)r, 含華夏型植物化石(云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1990; 鐘大賚, 1998)。中?上三疊統(tǒng)主要為長英質(zhì)火山巖、含煤線的濱淺海相碎屑巖和粗粒陸相紅層沉積(云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1990; 錢鑫, 2016)。上覆的侏羅紀?白堊紀和新生代地層為陸相碎屑巖沉積序列(錢鑫, 2016)。

研究顯示思茅?印支地塊巖漿巖主要出露在該區(qū)西緣和東南部, 包括加里東期(420～450 Ma)巖漿巖(毛曉長等, 2012; Lehmann et al., 2013; Liu et al., 2019; Wang et al., 2020b)和晚二疊世?三疊紀(200～ 270 Ma)長英質(zhì)巖漿巖(Wang et al., 2010; Shi et al., 2015)。

1.4 樣品采集

本次研究共采集了9件碎屑巖樣品, 其中4件采自哀牢山構(gòu)造帶東側(cè)的丘北地區(qū), 另5件采自哀牢山構(gòu)造帶內(nèi)的墨江地區(qū), 具體采樣信息見表1和圖1、2。

圖2 哀牢山構(gòu)造帶及其東側(cè)地區(qū)中?上三疊統(tǒng)地層以及巖性柱狀圖(改自云南地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1990)

表1 中?上三疊統(tǒng)采樣位置

1.4.1 哀牢山構(gòu)造帶東側(cè)地區(qū)樣品特征

哀牢山構(gòu)造帶東側(cè)3個中三疊統(tǒng)碎屑巖樣品, 分選性差, 除樣品YJ-1為顆粒支撐結(jié)構(gòu)外, 其余都為雜基支撐結(jié)構(gòu), 碎屑顆粒呈棱角狀?次棱角狀, 主要礦物為石英(60%～70%)、云母(5%～10%)、長石(5%～10%)和巖屑(5%～10%)(圖3); 另一個上三疊統(tǒng)砂巖樣品(YJ-4)分選性差, 具雜基支撐結(jié)構(gòu), 碎屑顆粒呈棱角狀?次棱角狀, 主要由石英(60%～65%)、長石(5%～10%)、巖屑(15%～25%)和云母(3%～5%)組成(圖3)。

1.4.2 哀牢山構(gòu)造帶內(nèi)樣品特征

哀牢山構(gòu)造帶內(nèi)2個中三疊統(tǒng)粉砂巖樣品(YJ-19、YJ-20)分選性差, 具雜基支撐結(jié)構(gòu), 碎屑顆粒呈次棱角狀?次圓狀, 主要組分為石英(45%～50%)、云母(1%～5%)和雜基(～40%; 圖3); 另一個中三疊統(tǒng)砂巖樣品(YJ-21)分選性較好, 具顆粒支撐結(jié)構(gòu), 碎屑顆粒呈棱角狀?次棱角狀, 主要由石英(70%～80%)、巖屑(～10%)和云母(～10%)組成(圖3)。而2個上三疊統(tǒng)砂巖樣品(YJ-23、YJ-24), 分選性較好, 具顆粒支撐結(jié)構(gòu), 碎屑顆粒呈棱角狀, 主要由石英(70%～80%)、長石(5%～10%)、巖屑(～10%)和云母(3%～5%)組成(圖3)。

2 分析方法

每個樣品經(jīng)過破碎、淘洗、磁選和重液分選出鋯石, 然后在雙目鏡下隨機挑選出200顆晶形完好、無裂隙的鋯石, 再把這些鋯石固結(jié)在環(huán)氧樹脂上制成鋯石靶, 拋光致其內(nèi)部結(jié)構(gòu)顯露, 然后進行透/反射光照相, 并在中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國家重點實驗室進行鋯石陰極發(fā)光(CL)照相。

鋯石U-Pb同位素定年在香港大學(xué)地球科學(xué)系利用配備有193 nm激光剝蝕系統(tǒng)(Resolution M-50, Resonetics LLC, USA)的Nu Plasma HR MC-ICPMS (Nu Instruments, UK)儀器完成。分析過程中, 激光束斑直徑為40 μm。樣品經(jīng)剝蝕后, 采用氦氣作載氣, 氬氣為補償氣并混合少量的氮氣以調(diào)節(jié)儀器靈敏度。U-Pb同位素定年過程中, 采用標準鋯石91500和GJ作為標樣進行監(jiān)控, 以確保數(shù)據(jù)準確性和可靠性, 詳細分析方法見Xia et al. (2016)。數(shù)據(jù)處理分析采用ICP-MS DataCal軟件, 具體流程見Liu et al. (2010)。普通Pb校正采用Andersen (2002)的方法完成。鋯石U-Pb年齡諧和圖采用Isoplot 3.0程序繪制(Ludwig, 2003), 碎屑鋯石U-Pb年齡頻譜圖采用Density Plotter程序繪制(Vermeesch, 2012)。

鋯石Hf同位素原位分析在中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國家重點實驗室完成, 分析儀器為配有RESOlution M-50-LR激光取樣系統(tǒng)的Neptune激光剝蝕?多接收等離子體質(zhì)譜(LA-MC- ICP-MS)。采用直徑44 μm束斑、4～5 Hz脈沖速率、80 mJ/cm2脈沖能量對鋯石激光剝蝕30 s左右。進行176Hf/177Hf值測定時, 通過監(jiān)測175Lu和173Yb信號強度、采用175Lu/176Lu=0.02655和176Yb/173Yb= 0.7963校正176Lu和176Yb這兩個同質(zhì)異位素對176Hf的干擾(Vervoort et al., 2004)。計算每一分析點的Hf和Yb的質(zhì)量分餾系數(shù)(Hf和Yb)用來校正Hf和Yb同位素比值, 并采用179Hf/177Hf=0.7325來校正測定的176Hf/177Hf值, 交叉分析標準鋯石Penglai與鋯石樣品監(jiān)控儀器狀態(tài)(Li et al., 2010)。

3 分析結(jié)果

3.1 鋯石特征

大部分鋯石呈淺褐色, 部分呈粉紅色、紅色或者無色, 透明到半透明。部分鋯石顆粒為長柱狀,

多呈自形, 粒徑約為30～150 μm, 其長寬比約為1∶1～ 3∶1。大多數(shù)鋯石CL圖像都顯示規(guī)則的振蕩環(huán)帶結(jié)構(gòu)(圖4), 且具較高的Th/U值(>0.1), 說明它們都是巖漿成因(Hoskin and Schaltegger, 2003)。少數(shù)鋯石的CL圖像整體較亮, 內(nèi)部成分較為均一, Th/U值較低(<0.1), 暗示它們可能是變質(zhì)成因(吳元保和鄭永飛, 2004)。另外, 還有少數(shù)顆粒具核邊結(jié)構(gòu)或核幔結(jié)構(gòu)。

圖3 哀牢山構(gòu)造帶及其東側(cè)地區(qū)中?上三疊統(tǒng)碎屑巖樣品野外照片以及顯微照片(正交偏光)

圖4 哀牢山構(gòu)造帶及其東側(cè)地區(qū)中?上三疊統(tǒng)代表性碎屑鋯石CL照片

3.2 鋯石年齡組成特征

3.2.1 哀牢山斷裂帶東側(cè)地區(qū)

哀牢山斷裂帶東側(cè)地區(qū)中三疊統(tǒng)樣品共得到140個有效數(shù)據(jù), 其U-Pb年齡在240～3515 Ma之間(附表1, 數(shù)據(jù)略, 詳見網(wǎng)絡(luò)電子版), 年齡頻譜圖上顯示出240～300 Ma、323～571 Ma和900～1200 Ma三個主要年齡群, 對應(yīng)的峰值年齡分別為284 Ma、404 Ma和955 Ma; 同時還有600～800 Ma、1740～1920 Ma和2460～2580 Ma三個次要年齡群(圖5g、h)。其中43顆鋯石的年齡分布于240～462 Ma之間, 占總數(shù)的31%。

上三疊統(tǒng)樣品共獲得55個有效數(shù)據(jù), 其U-Pb年齡分布于211～2585 Ma之間(附表1)。在年齡頻譜上顯示出: 211～325 Ma、413～563 Ma和921～1210 Ma三個主要年齡群, 對應(yīng)的峰值年齡分別為306 Ma、506 Ma和966 Ma; 以及700～850 Ma、1776～1861 Ma和2462～2544 Ma三個次要年齡群(圖5e、f)。其中211～535 Ma之間的年齡占總數(shù)的30%。

3.2.2 哀牢山構(gòu)造帶

哀牢山構(gòu)造帶內(nèi)中三疊統(tǒng)樣品獲得了178個有效數(shù)據(jù), 其U-Pb年齡分布于350～3449 Ma之間(附表1), 年齡頻譜圖上顯示出460～560 Ma和900～ 1200 Ma兩個主要年齡群, 對應(yīng)的年齡峰值年齡分別為503 Ma和973 Ma; 以及600～800 Ma、1355～1600 Ma、1740～1920 Ma和2460～2580 Ma四個次要年齡群(圖5c、d)。然而只有4.5%的鋯石年齡小于458 Ma。

上三疊統(tǒng)樣品共獲得115個有效數(shù)據(jù), 其U-Pb年齡分布在253～2975 Ma之間(附表1), 年齡頻譜圖上顯示出253～338 Ma、480～560 Ma和970～1160 Ma三個主要年齡群, 對應(yīng)年齡峰值年齡分別為291 Ma、510 Ma和933 Ma; 另外還有760～831 Ma、1430～ 1470 Ma、1760～1900 Ma和2410～2450 Ma四個次要年齡群(圖5a、b)。

3.3 鋯石Hf同位素

3.3.1 哀牢山構(gòu)造帶東側(cè)

哀牢山構(gòu)造帶東側(cè)中三疊統(tǒng)樣品共獲99個鋯石Hf同位素值(附表2, 數(shù)據(jù)略, 詳見網(wǎng)絡(luò)電子版), 其176Hf/177Hf值在0.280561～0.283016之間。其中241～306 Ma鋯石(10顆)Hf()值為?7.07～+13.88, 兩階段模式年齡為0.39～1.69 Ga; 309～438 Ma鋯石(11顆)Hf()值為?15.67～+16.17, 兩階段模式年齡為0.39～2.38 Ga; 390～480 Ma鋯石(11顆)Hf()值為?16.75～+16.17, 兩階段模式年齡為0.39～2.38 Ga; 494～593 Ma鋯石(11顆)Hf()值為?16.75～+17.03, 兩階段模式年齡為0.67～2.57 Ga。930～1220 Ma鋯石(22顆)Hf()值范圍為?8.67～+19.20, 兩階段模式年齡為0.81～2.43 Ga; 三個次要年齡群743～841 Ma(5顆)、1739～1876 Ma(12顆)和2462～2576 Ma (8顆)鋯石的Hf()值分別為?15.85～+5.66、?5.55～+20.71和?0.04～ +8.37, 對應(yīng)的兩階段模式年齡分別為1.29～2.71 Ga、2.15～2.78 Ga和2.53～2.83 Ga (圖6b)。

上三疊統(tǒng)樣品共分析了39個鋯石, 其176Hf/177Hf值為0.279773～0.282698。其中年齡為211～323 Ma鋯石(5顆)的Hf()值為?10.67～+1.29, 兩階段模式年齡為1.16～1.98 Ga; 年齡為453～473 Ma(4顆)的鋯石Hf()值為?5.39～+2.94, 兩階段模式年齡為1.26～1.78 Ga;年齡為521～574 Ma(5顆)鋯石的Hf()值為?9.98～ ?2.85, 兩階段模式年齡為1.66～2.11 Ga; 年齡為922～1187 Ma(11顆)鋯石的Hf()值為?12.25～+13.52, 二階段模式年齡為1.08～3.91 Ga; 而761～887 Ma(5顆)、1811～1872 Ma(2顆)和2377～2585 Ma(5顆)三個次要年齡群鋯石的εHf()值為?14.37～+10.34、+3.90～ +5.58和?9.52～+3.79, 兩階段模式年齡分別為1.09～2.57 Ga、2.17～2.23 Ga和2.72～3.64 Ga(圖6b)。

3.3.2 哀牢山構(gòu)造帶

哀牢山構(gòu)造帶中三疊統(tǒng)樣品共分析了158個鋯石Hf同位素值, 其176Hf/177Hf值為0.280610～0.283399。其中年齡為350 Ma和376 Ma兩顆鋯石Hf()值分別為?11.56和+17.14, 對應(yīng)的兩階段模式年齡分別為0.28 Ga和2.08 Ga; 16顆405～563 Ma鋯石Hf()值在?13.81～+12.86之間, 兩階段模式年齡為0.65～2.36 Ga; 58顆888～1222 Ma鋯石Hf()值為?18.86～+16.92, 兩階段模式年齡為1.16～3.46 Ga。另外, 715～858 Ma、1443～1676 Ma、1698～1888 Ma和2320～2484 Ma四個次要年齡群鋯石Hf()值分別為?21.77～+8.84、?11.49～+16.18、?9.19～+3.66和?21.98～+3.45, 對應(yīng)的兩階段模式年齡分別為1.13～2.72 Ga、1.57～2.91 Ga、2.15～3.09 Ga和2.75～3.54 Ga。

上三疊統(tǒng)樣品分析了114個鋯石, 其176Hf/177Hf值為0.280728～0.283190。其中15顆253～338 Ma鋯石Hf()值為?7.08～+12.15, 對應(yīng)兩階段模式年齡為0.53～1.76 Ga; 15顆396～479 Ma鋯石Hf()值為?11.64～+14.71, 兩階段模式年齡為1.12～2.17 Ga; 22顆489～587 Ma鋯石Hf()值為?10.06～+9.57, 兩階段模式年齡為0.88～2.12 Ga; 24顆908～1240 Ma鋯石Hf()值為?7.87～+15.62, 兩階段模式年齡為1.12～2.28 Ga;另外602～686 Ma(5顆)、1400～1473 Ma(16顆)、1762～1917 Ma(8顆)和2350～2455 Ma(6顆)四個次要年齡群碎屑鋯石Hf()值分別為?7.39～+8.85、?13.65～+12.27、?1.37～+17.63和?11.74～+3.76(圖6), 兩階段模式年齡分別為1.01～2.05 Ga、2.07～3.03 Ga、1.74～2.29 Ga和2.78～3.66 Ga。

圖5 哀牢山構(gòu)造帶及其東側(cè)地區(qū)中?上三疊統(tǒng)碎屑鋯石U-Pb年齡諧和圖和頻譜圖

圖6 哀牢山構(gòu)造帶及其東側(cè)地區(qū)中?上三疊統(tǒng)地層碎屑鋯石U-Pb年齡-εHf(t)圖

4 碎屑物源分析

近年來, 前人對哀牢山構(gòu)造帶及其周邊地區(qū)古生代?中生代地層開展了一系列碎屑鋯石研究(Xia et al., 2016; 劉兵兵等, 2017; Xu et al., 2019b), 結(jié)合本次研究, 結(jié)果顯示哀牢山構(gòu)造帶及其東側(cè)地區(qū)三疊系碎屑鋯石U-Pb年齡都含有230～280 Ma和400～460 Ma兩個主要年齡群, 以及480～560 Ma、900～1200 Ma、700～860 Ma、1700～1900 Ma和2400～2600 Ma五個次要年齡群(圖7)。

230～270 Ma年齡群: 不僅是哀牢山構(gòu)造帶三疊系主要年齡群之一, 也是哀牢山構(gòu)造帶以東三疊系主要年齡群(圖7)。這些鋯石均顯示出典型巖漿鋯石的振蕩環(huán)帶特征(圖4), 說明它們來源于盆地周緣造山帶的巖漿巖。周緣地區(qū)該時間段巖漿巖主要有: 華南板塊西緣與峨眉山地幔柱有關(guān)的巖漿巖、云開造山帶以及哀牢山構(gòu)造帶的巖漿巖。其中峨眉山地幔柱噴發(fā)時間集中于晚二疊世(250～261 Ma), 主要巖石類型為溢流玄武巖及少量伴生的中酸性巖漿巖(Xu et al., 2008)。由于玄武巖只產(chǎn)生少量的鋯石, 且與地幔柱有關(guān)的中酸性巖漿巖都具有正Hf()值(Xu et al., 2008), 而研究區(qū)三疊系中大量230～270 Ma碎屑鋯石具有負Hf()值(圖6), 因此與峨眉山地幔柱有關(guān)的巖漿巖不可能是哀牢山構(gòu)造帶及其東側(cè)地區(qū)三疊系碎屑巖的主要物源。云開造山帶雖然也存在同期的長英質(zhì)巖體, 但是其年齡主要集中于晚三疊世(200～240 Ma), 只有極少量為中二疊世?中三疊世(240～266 Ma; Li et al., 2016; 王磊等, 2016), 與三疊系中大量240～280 Ma碎屑鋯石這一特征明顯不符(圖7), 因此云開地區(qū)也不太可能是哀牢山構(gòu)造及其東側(cè)地區(qū)三疊系的主要物源。而在哀牢山?金沙江構(gòu)造帶內(nèi)大量出露了240～280 Ma中酸性巖漿巖, 如哀牢山段風(fēng)別山?仰宗流紋斑巖(260～266 Ma; 李友余, 2013; 趙德軍等, 2013a, 2013b)、作播花崗閃長巖?石英閃長玢巖(263～265 Ma; 李友余, 2013)、新安寨、狗頭坡和通天閣的花崗質(zhì)巖石(244～252 Ma; 劉匯川等, 2013, 2014; Liu et al., 2015, 2017, 2018), 金沙江構(gòu)造帶內(nèi)人支雪山組和攀天閣組流紋巖等(～247 Ma; Zi et al., 2012a, 2012b, 2012c)。且這些中酸性巖漿巖鋯石Hf()值與構(gòu)造帶內(nèi)及其東側(cè)地區(qū)三疊系同期碎屑鋯石Hf()值一致(圖6)。另外, 三疊系碎屑巖含有大量磨圓度較差的長石顆粒、巖屑顆粒和棱角狀?次棱角狀鋯石(圖3、4), 這些也都顯示出近源搬運特征。因此, 哀牢山構(gòu)造帶內(nèi)同期中酸性巖漿巖是哀牢山構(gòu)造帶內(nèi)及其東側(cè)三疊系的主要物源。

數(shù)據(jù)來源于本文和簡平, 1998, 2003; Wang et al., 2006; 李寶龍, 2008; 劉俊來, 2008; Jian et al., 2009a, 2009b; Fan et al., 2010; Nagy et al., 2001; 戚學(xué)祥, 2010; 郭泱泱, 2012; 劉翠, 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; 李龔健, 2013; 葉太平, 2013; 王舫, 2013; 趙德軍, 2013a, 2013b; 劉匯川, 2013, 2014; Lai et al., 2014a, 2014b; 王疆麗, 2014; Wang et al., 2014; 鄒和平, 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; 唐靚, 2016; 孫崇波, 2016, 2017, 2018, 2019; K?nigshof et al., 2017; 冀磊, 2017, 2018; 劉兵兵, 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年齡群: 該期巖漿巖在華南板塊和思茅?印支板塊均有出露。華南板塊西部的云開地區(qū)(Wang et al., 2007)以及中越邊界的Song Chay-老君山地區(qū)大量出露該期中酸性巖漿巖(Zhou et al., 2017); 思茅地塊西緣也發(fā)育少量的該期長英質(zhì)巖漿巖(毛曉長等, 2012; Liu et al., 2019); 印支地塊東南端的Truong son帶和Phuoc Son-Tam Ky帶也分布有大量該期的長英質(zhì)巖漿巖(Shi et al., 2015)。此外, 印支地塊以及哀牢山構(gòu)造帶內(nèi)的志留系?石炭系和華夏地塊的泥盆系?石炭系中也含有大量400～450 Ma碎屑鋯石(Usuki et al., 2013; Burrett et al., 2014; Wang et al., 2016; Zhang et al., 2018)。然而研究區(qū)該年齡段(400～450 Ma)鋯石均為棱角狀?次棱角狀, 并不具有再旋回特征(圖4), 因此該期碎屑鋯石的物源主要來自華南和思茅?印支板塊的加里東期長英質(zhì)巖漿巖。

480～560 Ma年齡群: 該期巖漿巖與Gondwana超大陸聚合過程的泛非造山作用有關(guān), 主要分布于印度與澳大利亞板塊碰撞形成的Kuunga造山帶中(Liu et al., 2020), 而思茅?印支地塊和華南地塊中無該期造山事件的巖漿記錄。但在華夏陸塊寒武系?奧陶系中含大量該期碎屑鋯石(Hu et al., 2015), 且與研究區(qū)碎屑鋯石具相同的鋯石Hf()值, 結(jié)合研究區(qū)內(nèi)碎屑鋯石具有相對遠距離搬運或多旋回的次圓?渾圓狀結(jié)構(gòu)特征(圖4), 表明該期碎屑鋯石為華夏地塊早古生代地層的再旋回產(chǎn)物。

710～870 Ma年齡群: 該年齡段的長英質(zhì)巖漿巖不僅大量出露于華南板塊西緣的四堡和梵凈山地區(qū)(725～876 Ma; Wang et al., 2012; Yao et al., 2019)和西北緣的攀西?漢南弧(735～864 Ma; Zhao et al., 2018), 也出露于哀牢山構(gòu)造帶內(nèi)(750～814 Ma; Cai et al., 2014, 2015)。結(jié)合這些碎屑鋯石具有明顯近源搬運及鋯石Hf()值特征(圖4), 認為它們主要來自哀牢山構(gòu)造帶內(nèi)的晚元古代巖漿巖。

888～1240 Ma年齡群: 該年齡段的巖漿巖與Rodinia超大陸聚合過程的格林威爾期(900～1300 Ma)造山作用有關(guān)(Hoffman, 1991)。其中900～990 Ma巖漿巖主要分布于印度大陸東緣Eastern Ghats造山帶、Northern Prince Charles造山帶和南極洲Rayner造山帶; 而1100～1300 Ma巖漿事件主要分布于澳大利亞Albany-Fraser-Musgrave造山帶和東南極Wilkes造山帶(Zhu et al., 2011a, 2011b)。然而, 該期巖漿巖在華南板塊內(nèi)部只是零星出露(Yu et al., 2008)。結(jié)合該年齡段碎屑鋯石顯示出長距離搬運或再循環(huán)的次圓狀?圓狀特征, 以及華南板塊(尤其是華夏地塊)新元古代?早古生代地層中同期碎屑鋯石Hf()值特征(Zhang et al., 2018), 揭示這些碎屑鋯石主要來源于華夏地塊新元古代?古生代地層再循環(huán)。

1740～1910 Ma年齡群: 哀牢山構(gòu)造帶內(nèi)并沒有該期巖漿巖或者變質(zhì)巖, 該期巖漿巖主要出露于華夏地塊內(nèi)部(Lin et al., 2018), 另外揚子地塊西緣昆陽群中也含有大量1730～1860 Ma碎屑鋯石(Wang et al., 2012)。這些巖石中鋯石Hf()值和兩階段模式年齡都與本研究同時段碎屑鋯石一致, 而且該期碎屑鋯石既有近源搬運的棱角?次棱角狀特征, 又有遠源搬運或再循環(huán)的次圓狀?圓狀特征(圖4), 因此這些碎屑鋯石既有近源搬運沉積, 也有老地層再循環(huán)的貢獻。

2400～2600 Ma年齡群: 該期巖漿巖僅出露于華南板塊北緣崆嶺地區(qū)(3.5～2.5 Ga)和越北地塊Phan Si Pan 地區(qū)(2.1～2.6 Ga; Zhao et al., 2019)。基于區(qū)內(nèi)該期碎屑鋯石普遍具有再循環(huán)成因的次圓?圓狀的特征, 以及揚子和華夏陸塊的新元古?早古生代地層中也含有部分該時期的碎屑鋯石(Wang et al., 2010; Duan et al., 2018), 認為這些太古代碎屑鋯石主要來自于老地層的再循環(huán)(圖4)。

綜上所述, 哀牢山構(gòu)造及其東側(cè)地區(qū)三疊系物源主要為哀牢山構(gòu)造帶的印支期和華南板塊以及思茅?印支板塊內(nèi)部的加里東期長英質(zhì)巖漿巖, 還有少量來自華南板塊西緣古生代地層的再旋回物質(zhì)。

5 大地構(gòu)造意義: 金沙江?哀牢山洋閉合時限及印支造山的開啟時間

針對哀牢山古特提斯洋閉合過程, 不同學(xué)者從巖石學(xué)、巖石地球化學(xué)、古地磁學(xué)、地層學(xué)等角度做了大量研究, 但關(guān)于其精確閉合時限仍然存在爭議, 目前主要有四種不同觀點: 晚二疊世末期、早三疊世、中三疊世和晚三疊世(云南地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1990; 鐘大賚, 1998; Wang et al., 2000a; 劉翠等, 2011; 劉匯川等, 2013, 2020; Metcalfe, 2013; Liu et al., 2015, 2017; Faure et al., 2016; Xu et al., 2019a, 2019b)。這也制約了對我國境內(nèi)印支造山作用開啟時間及其運動過程的認識。

本次研究并結(jié)合前人數(shù)據(jù)顯示, 哀牢山構(gòu)造帶東西兩側(cè)地區(qū)晚二疊世地層碎屑鋯石U-Pb年齡頻譜明顯不同, 東側(cè)地區(qū)年齡譜只顯示了晚二疊世(～260 Ma)的單一峰值, 而西側(cè)地區(qū)年齡頻譜具有多峰特征, 顯示了～277 Ma和～445 Ma兩個峰值年齡(圖7), 表明當時兩者具有不同物源。Yang et al. (2012, 2014)認為東側(cè)物源主要來自與峨眉山地幔柱有關(guān)的巖漿巖, 而西側(cè)地區(qū)物源主要來自思茅?印支地塊東側(cè)二疊紀太忠?李仙江弧巖漿巖和加里東期巖漿巖(Xia et al., 2016; 唐靚等, 2016)。東西兩側(cè)的物源差異說明哀牢山洋盆在晚二疊世并沒有閉合。而區(qū)域上, 哀牢山?金沙江構(gòu)造帶內(nèi)的共卡地區(qū)與蛇綠巖伴生的晚二疊世紅色含放射蟲遠洋硅質(zhì)巖的識別也表明哀牢山?金沙江構(gòu)造帶晚二疊世仍然存在洋盆, 進一步支持上述結(jié)論(孫曉猛等, 1995)。再結(jié)合哀牢山構(gòu)造帶內(nèi)五素?雅軒橋地區(qū)二疊紀(267～287 Ma)巖漿弧(Fan et al., 2010; Jian et al., 2010a, 2010b; Lai et al., 2014b), 本文認為哀牢山洋在中?晚二疊世仍然未完全閉合, 依然處于俯沖階段。

哀牢山構(gòu)造帶內(nèi)及其周緣地區(qū)并沒發(fā)現(xiàn)中三疊世遠洋沉積序列, 卻以陸源碎屑沉積為主(圖2), 表明中三疊世哀牢山構(gòu)造帶已進入陸相演化階段, 即哀牢山洋盆在中三疊世以前已經(jīng)閉合了, 故思茅?印支板塊與華南板塊碰撞和拼貼過程在中三疊世以前就已開始。此外, 哀牢山構(gòu)造帶東側(cè)地區(qū)下三疊統(tǒng)含有大量來自哀牢山構(gòu)造帶(尤其是李仙江斷裂帶和九甲?安定斷裂帶之間的區(qū)域)晚二疊世(250～280 Ma)鋯石(圖7、8)。因此, 哀牢山洋盆至少在早三疊世就已經(jīng)閉合了。

哀牢山構(gòu)造帶二疊紀?三疊紀巖漿分布特征(圖8)顯示, 晚二疊世及之前巖漿作用主要發(fā)育于九甲?安定斷裂帶以西地區(qū); 早三疊世開始, 碰撞?后碰撞有關(guān)的長英質(zhì)巖漿巖(尤其是高硅高鉀過鋁質(zhì)的巖漿巖)開始出現(xiàn)在九甲?安定斷裂帶東側(cè)地區(qū), 并彌散于整個構(gòu)造帶內(nèi)(包括哀牢山群變質(zhì)帶內(nèi))(圖8; Faure et al., 2016; Wu et al., 2017)。如九甲?安定斷裂以西綠春等地區(qū)出露了246～256 Ma同碰撞和后碰撞構(gòu)造背景的長英質(zhì)巖漿巖(劉翠等, 2011; 劉匯川等, 2013; Lai et al., 2014b); 夾持于九甲?安定斷裂帶和哀牢山斷裂帶之間的帽盒、老王寨和狗頭坡等地區(qū)發(fā)育早?中三疊世(244～255 Ma)同碰撞和后碰撞有關(guān)的長英質(zhì)巖漿巖(李龔健等, 2013; Lai et al., 2014a; Liu et al., 2015, 2018); 哀牢山斷裂帶東側(cè)滑石板、清水河、元江等地區(qū)也出露了早?中三疊世(238～251 Ma)與碰撞?后碰撞有關(guān)花崗巖和花崗質(zhì)片麻巖(戚學(xué)祥等, 2010; Lin et al., 2012; Wu et al., 2017; Liu et al., 2018)等。區(qū)域沉積地層研究表明, 金沙江?哀牢山構(gòu)造帶以及兩側(cè)地區(qū)普遍缺失下三疊統(tǒng)(圖9),說明早三疊世哀牢山洋盆已經(jīng)閉合, 哀牢山構(gòu)造帶已處于造山抬升剝蝕階段。因此, 哀牢山洋盆閉合應(yīng)該發(fā)生在晚二疊世末?早三疊世早期; 而且該時期金沙江?哀牢山構(gòu)造帶的印支造山運動也已啟動, 該時間與越北地區(qū)基于高壓?超高壓變質(zhì)巖定義的經(jīng)典印支造山開始時間一致(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, 整個印支造山帶并不具有從南(越南)到北(中國)穿時性演化特征(Carter and Clift, 2008)。

當下人們環(huán)境保護意識不斷提高，不僅尋求經(jīng)濟上的突破，也堅持走可持續(xù)發(fā)展的科學(xué)道路，力求對于環(huán)境的保護。近年來，我國建立了嚴格的空氣考核體系，對于空氣中的各項系數(shù)進行了嚴格的測評，尤其關(guān)注臭氧對于大氣環(huán)境的影響。造成臭氧污染的因素很多，且臭氧濃度有自身的發(fā)展規(guī)律，相關(guān)環(huán)境部門應(yīng)進行研究與治理，提升我國大氣環(huán)境質(zhì)量，保障人們的生活環(huán)境。

數(shù)據(jù)來源于Jian et al. 2009a, 2009b; Fan et al. 2010; 戚學(xué)祥等, 2010; 劉翠等, 2011; Lin et al. 2012; 李龔健等, 2013; Liu et al. 2013; 趙德軍等, 2013a, 2013b; 劉匯川等, 2013, 2014; Lai et al. 2014a, 2014b; Liu et al. 2015, 2017, 2018; 孫崇波等, 2016; Wu et al. 2017。

隨著印支造山運動的持續(xù)進行, 由于造山帶垮塌或俯沖板片斷離作用, 哀牢山構(gòu)造帶在中?晚三疊世進入后碰撞伸展階段, 造成了哀牢山構(gòu)造帶下部軟流圈物質(zhì)的上涌和巖石圈的伸展作用, 區(qū)內(nèi)發(fā)育大量晚三疊世(229 Ma)高Hf()值高鉀鈣堿性花崗巖(Lin et al., 2012; 劉匯川等, 2014)。該伸展作用同時也導(dǎo)致哀牢山構(gòu)造帶發(fā)生差異性沉降, 并再次接受來自構(gòu)造帶內(nèi)及其周緣的陸源碎屑沉積。因而, 構(gòu)造帶及其東側(cè)地區(qū)中?上三疊統(tǒng)都具有大量年輕(240～280 Ma)碎屑鋯石。

綜上所述, 哀牢山古特提斯洋演化過程如下: 二疊紀, 哀牢山古特斯洋西向俯沖到思茅?印支板塊之下(圖10), 在思茅地塊東緣形成了同時期的巖漿弧(Fan et al., 2010; Faure et al., 2016); 二疊世末?早三疊世早期, 哀牢山古特提斯洋盆閉合, 隨后陸?陸碰撞作用和印支造山運動也開始啟動, 使得哀牢山構(gòu)造帶持續(xù)隆升并遭受剝蝕, 造成區(qū)域缺失下三疊統(tǒng)(圖10); 中?晚三疊世, 哀牢山構(gòu)造帶進入碰撞后伸展階段, 構(gòu)造帶及其周緣地區(qū)發(fā)生差異性沉降并接受陸緣碎屑物質(zhì)沉積(圖10), 而在地殼深處由于巖石圈伸展減薄使得其下覆的軟流圈物質(zhì)上涌并底侵于下地殼, 使得區(qū)內(nèi)發(fā)生大規(guī)模地殼深熔作用, 并發(fā)育大量面狀分布的中?晚三疊世殼源花崗巖(Liu et al., 2017)。

圖9 金沙江?哀牢山構(gòu)造帶兩側(cè)地層劃分與對比圖(據(jù)張遠志, 1996)

圖10 哀牢山洋盆閉合以及印支造山開啟模型圖

6 結(jié) 論

綜合哀牢山構(gòu)造帶及其東側(cè)地區(qū)中?上三疊統(tǒng)碎屑鋯石U-Pb年代學(xué)和Hf同位素分析, 及前人研究成果, 對哀牢山洋閉合過程以及該區(qū)印支造山運動起始時間進行了有效的約束。

(1) 哀牢山構(gòu)造帶內(nèi)中?上三疊統(tǒng)和東側(cè)地區(qū)三疊系碎屑物質(zhì)主要來自哀牢山構(gòu)造帶的巖漿巖, 并伴隨少量老地層再循環(huán)。

(2) 哀牢山古特提斯洋盆在晚二疊世末?早三疊世早期閉合, 并與越北地區(qū)同時開啟印支造山運動, 故印支造山并不具有從南(越南)到北(中國)穿時性演化特征。

(3) 中?晚三疊世, 哀牢山構(gòu)造帶處于碰撞后伸展演化階段, 帶內(nèi)發(fā)育中?晚三疊世陸緣碎屑巖和面狀展布的碰撞后有關(guān)的殼源花崗巖。

致謝:感謝毛永生在野外考察和樣品收集中的幫助！感謝中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)的楊江海副教授和另一位匿名審稿人認真細致的審稿, 感謝編輯部老師的熱心幫助。你們的諸多建設(shè)性意見使本文質(zhì)量得以提高!

附表1 哀牢山構(gòu)造帶及其東側(cè)地區(qū)中?上三疊統(tǒng)碎屑巖中碎屑鋯石U?Pb同位素比值和年齡

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

續(xù)表附1

續(xù)表附1

續(xù)表附1

續(xù)表附1

續(xù)表附1

續(xù)表附1

續(xù)表附1

續(xù)表附1

續(xù)表附1

續(xù)表附1

續(xù)表附1

續(xù)表附1

續(xù)表附1

續(xù)表附1

續(xù)表附1

續(xù)表附1

續(xù)表附1

續(xù)表附1

續(xù)表附1

續(xù)表附1

附表2 哀牢山構(gòu)造帶及其東側(cè)地區(qū)中?上三疊統(tǒng)碎屑巖中碎屑鋯石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

續(xù)附表2

續(xù)附表2

續(xù)附表2

續(xù)附表2

續(xù)附表2

續(xù)附表2

續(xù)附表2

續(xù)附表2

續(xù)附表2

續(xù)附表2

續(xù)附表2

續(xù)附表2

續(xù)附表2

續(xù)附表2

續(xù)附表2

續(xù)附表2

續(xù)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; 此處, (176Lu/177Hf)S和 (176Hf/177Hf)S是樣品的實測值, (176Lu/177Hf)CHUR=0.0332 和 (176Hf/177Hf)CHUR, 0=0.282772 (Blichert?Toft and Albarède, 1997); t=鋯石的結(jié)晶年齡. Λ是衰變常數(shù), 采用λ=1.865×10?11year?1來計算(Scherer et al., 2001); 采用球粒隕石標準值176Hf/177Hf =0.282785和176Lu/177Hf = 0.0336計算εHf(t)值(Bouvier et al., 2008); 一階段模式年齡 (TDM1)計算時, 現(xiàn)今虧損地幔的176Hf/177Hf 和176Lu/177Hf參數(shù)采分別采用176Hf/177Hf = 0.28325 和176Lu/177Hf = 0.0384 (Griffin et al., 2000); 兩階段模式年齡(TDMC) 計算使用176Lu/177Hf參數(shù)采用平均大陸地殼的176Lu/177Hf值,176Lu/177Hf=0.015 (Griffin et al., 2000)。

郭泱泱, 郭安林, 胡曉佳. 2012. 雙溝印支期花崗巖地球化學(xué)和地質(zhì)年代學(xué)研究. 云南地質(zhì), 31(1): 134–138.

冀磊, 劉福來, 王舫, 蔡佳, 王偉, 田忠華, 劉利雙. 2017. 點蒼山?哀牢山雜巖帶多期變質(zhì)作用: 嘎灑地區(qū)變沉積巖鋯石微量元素與U-Pb年代學(xué)制約. 巖石學(xué)報, 33(2): 605–621.

冀磊, 劉福來, 王舫, 孫載波. 2018. 滇西哀牢山巖群變沉積巖碎屑鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡及其地質(zhì)意義. 巖石學(xué)報, 34(5): 1503–1516.

簡平, 劉敦一, 孫曉猛. 2003. 滇川西部金沙江石炭紀蛇綠巖SHRIMP測年: 古特提斯洋殼演化的同位素年代學(xué)制約. 地質(zhì)學(xué)報, 77(2): 217–228, 291–292.

簡平, 汪嘯風(fēng), 何龍清, 王傳尚. 1998. 云南新平縣雙溝蛇綠巖U-Pb年代學(xué)初步研究. 巖石學(xué)報, 14(2): 207– 211.

李寶龍, 季建清, 付孝悅, 龔俊峰, 宋彪, 慶建春, 張臣. 2008. 滇西點蒼山?哀牢山變質(zhì)巖系鋯石SHRIMP定年及其地質(zhì)意義. 巖石學(xué)報, 24(10): 2322–2330.

李龔健, 王慶飛, 禹麗, 胡兆初, 馬楠, 黃鈺涵. 2013. 哀牢山古特提斯洋縫合時限: 晚二疊世花崗巖類鋯石U-Pb年代學(xué)與地球化學(xué)制約. 巖石學(xué)報, 29(11): 3883–3900.

李朋武, 高銳, 崔軍文, 管燁. 2005. 西藏和云南三江地區(qū)特提斯洋盆演化歷史的古地磁分析. 地球?qū)W報, 26(5): 387–404.

李友余. 2013. 金沙江?哀牢山俯沖?碰撞造山帶南段綠春島弧帶的確認及特征. 成都: 成都理工大學(xué)碩士學(xué)位論文: 1–89.

劉兵兵, 彭頭平, 范蔚茗, 高劍峰, 方小玉, 張靖祎. 2017. 哀牢山構(gòu)造帶兩側(cè)上志留統(tǒng)?下泥盆統(tǒng)碎屑鋯石年代學(xué): 物源及其構(gòu)造意義. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 41(4): 734–752.

劉翠, 鄧晉福, 劉俊來, 石耀霖. 2011. 哀牢山構(gòu)造巖漿帶晚二疊世?早三疊世火山巖特征及其構(gòu)造環(huán)境. 巖石學(xué)報, 27(12): 3590–3602.

劉匯川, 劉小平, 張永旺, 于志琪, 王凱. 2020. 印支運動啟動的時間: 來自云南點蒼山晚二疊世輝長巖和閃長巖的證據(jù). 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 44(3): 527–542.

劉匯川, 王岳軍, 蔡永豐, 馬莉燕, 邢曉婉, 范蔚茗. 2013. 哀牢山構(gòu)造帶新安寨晚二疊世末期過鋁質(zhì)花崗巖鋯石U-Pb年代學(xué)及Hf同位素組成研究. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 37(1): 87–98.

劉匯川, 王岳軍, 范蔚茗, 訾建威, 蔡永豐, 楊光林. 2014. 滇西哀牢山地區(qū)晚三疊世高Nd()-Hf()花崗巖的構(gòu)造指示.中國科學(xué): 地球科學(xué), 44(11): 2373–2388.

劉俊來, 王安建, 曹淑云, 鄒運鑫, 唐淵, 陳越. 2008. 滇西點蒼山雜巖中混合巖的地質(zhì)年代學(xué)分析及其區(qū)域構(gòu)造內(nèi)涵. 巖石學(xué)報, 24(3): 413–420.

毛曉長, 王立全, 李冰, 王保弟, 王冬兵, 尹福光, 孫志明. 2012. 云縣?景谷火山弧帶大中河晚志留世火山巖的發(fā)現(xiàn)及其地質(zhì)意義. 巖石學(xué)報, 28(5): 1517–1528.

莫宣學(xué), 鄧晉福, 董方瀏, 喻學(xué)惠, 王勇, 周肅, 楊偉光. 2001. 西南三江造山帶火山巖?構(gòu)造組合及其意義. 高校地質(zhì)學(xué)報, 7(2): 121–138.

倪培, 潘君屹, 遲哲. 2020. 華南燕山期大規(guī)模銅成礦作用的成礦模式及找礦方向. 礦床地質(zhì), 39(5): 754–784.

戚學(xué)祥, 朱路華, 李化啟, 胡兆初, 李志群. 2010. 青藏高原東緣哀牢山?金沙江構(gòu)造帶糜棱狀花崗巖的LA-ICP-MS U-Pb定年及其構(gòu)造意義. 地質(zhì)學(xué)報, 84(3): 357–369.

錢鑫. 2016. 老撾瑯勃拉邦及黎府構(gòu)造帶古特提斯構(gòu)造演化. 武漢: 中國地質(zhì)大學(xué)博士學(xué)位論文: 1–160.

施美鳳, 林方成, 李興振, 凌小明, 石洪召. 2011. 東南亞中南半島與中國西南鄰區(qū)地層分區(qū)及沉積演化歷史. 中國地質(zhì), 38(5): 1244–1256.

孫崇波, 李忠權(quán), 陳曉東, 謝萬洪, 王道永. 2018. 哀牢山構(gòu)造帶南段風(fēng)別山霏細斑巖地球化學(xué)特征及其鋯石U-Pb年代學(xué)研究. 地質(zhì)論評, 64(5): 1251–1262.

孫崇波, 李忠權(quán), 王道永, 陳曉東. 2019. 哀牢山構(gòu)造帶南段馬玉花崗閃長巖地球化學(xué)特征及其鋯石U-Pb年齡. 地質(zhì)通報, 38(S1): 223–230.

孫崇波, 李忠權(quán), 王道永, 許遠平, 李滔, 趙云川. 2017. 云南哀牢山構(gòu)造帶仰宗流紋斑巖鋯石U-Pb年齡、地球化學(xué)特征及其構(gòu)造意義. 地質(zhì)通報, 36(S1): 190–198.

孫崇波, 李忠權(quán), 王道永, 許遠平, 李友余. 2016. 哀牢山構(gòu)造帶南段扭只二長花崗斑巖地球化學(xué)特征及其鋯石U-Pb年代學(xué)研究. 中國地質(zhì), 43(1): 111–119.

孫曉猛, 聶澤同, 梁定益. 1995. 滇西北金沙江帶硅質(zhì)巖沉積環(huán)境的確定及大地構(gòu)造意義. 地質(zhì)評論, 41(2): 175–178.

唐靚, 薛傳東, 楊天南, 梁明娟, 向坤, 廖程, 姜麗莉, 信迪. 2016. 滇西馬登地區(qū)晚二疊世?早三疊世地層組合及年代學(xué): 火山巖鋯石U-Pb定年證據(jù). 巖石學(xué)報, 32(8): 2535–2554.

王保弟, 王立全, 王冬兵, 李奮其, 唐淵, 王啟宇, 閆國川, 吳喆. 2021. 西南三江金沙江弧盆系時空結(jié)構(gòu)及構(gòu)造演化. 沉積與特提斯地質(zhì), 41(2): 246–264.

王舫, 劉福來, 劉平華. 2013. 云南“三江”變質(zhì)雜巖帶多期花崗質(zhì)巖漿事件及其構(gòu)造意義. 巖石學(xué)報, 29(6): 2141–2160.

王疆麗, 林方成, 彭正, 施美鳳, 王宏. 2014. 老撾–越南長山褶皺帶似斑狀角閃黑云二長花崗巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡及其地質(zhì)意義. 地質(zhì)科技情報, 33(5): 66–74.

王磊, 龍文國, 周岱, 徐旺春, 金鑫鏢. 2016. 桂東南大容山晚二疊世花崗巖鋯石U-Pb年齡和Sr-Nd-Hf同位素特征及其地質(zhì)意義. 地質(zhì)通報, 35(8): 1291–1303.

吳元保, 鄭永飛. 2004. 鋯石成因礦物學(xué)研究及其對U-Pb年齡解釋的制約. 科學(xué)通報, 49(16): 1589–1604.

葉太平, 劉玉平, 王大鵬, 李亮. 2013. 右江盆地中三疊統(tǒng)砂巖LA-ICP-MS碎屑鋯石U-Pb年代學(xué). 礦物學(xué)報, 33(2): 194–202.

云南省地質(zhì)局. 1973. 中華人民共和國墨江幅(F-47-6) 1∶20萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報告. 北京: 地質(zhì)出版社: 1–658.

云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局. 1990. 云南省區(qū)域地質(zhì)志. 北京: 地質(zhì)出版社: 1–658.

張遠志. 1996. 云南省巖石地層. 武漢: 中國地質(zhì)大學(xué)出版社: 1–367.

趙德軍, 陳洪德, 鄧江紅, 王道永. 2013a. 哀牢山造山帶南段仰宗巖體地球化學(xué)特征及其構(gòu)造環(huán)境. 礦物巖石, 33(1): 60–68.

趙德軍, 陳洪德, 王道永, 王國芝, 李娜. 2013b. 哀牢山造山帶南段中二疊世晚期娘宗巖體厘定. 地質(zhì)科技情報, 32(3): 19–25.

鐘大賚. 1998. 滇川西部古特提斯造山帶. 北京: 科學(xué)出版社: 1–231.

鄒和平, 杜曉東, 勞妙姬, 丁汝鑫. 2014. 廣西大明山地塊寒武系碎屑鋯石U-Pb年齡及其構(gòu)造意義. 地質(zhì)學(xué)報, 88(10): 1800–1819.

Andersen T. 2002. Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report204Pb., 192(1–2): 59–79.

Burrett C, Zaw K, Meffre S, Lai C K, Khositanont S, Chaodu-mrong P, Chaodumrong P, Udchachon M, Ekinsc S, Halpin J. 2014. The configuration of Greater Gondwana- evidence from LA-ICP-MS, U-Pb geochronology of detrital zircons from the Palaeozoic and Mesozoic of Southeast Asia and China., 26(1): 31–51.

Cai Y F, Wang Y J, Cawood P A, Fan W M, Liu H C, Xing X W, Zhang Y Z. 2014. Neoproterozoic subduction alongthe Ailaoshan zone, South China: Geochronological and geochemical evidence from amphibolite., 245: 13–28.

Cai Y F, Wang Y J, Cawood P A, Zhang Y Z, Zhang A M. 2015. Neoproterozoic crustal growth of the Southern Yangtze Block: Geochemical and zircon U-Pb geochro-nological and Lu-Hf isotopic evidence of Neoproterozoic diorite from the Ailaoshan zone., 266: 137–149.

Carter A, Clift P D. 2008. Was the Indosinian orogeny a Triassic mountain building or a thermotectonic reactivation event?, 340(2–3), 83–93.

Cawood P A, Buchan C. 2007. Linking accretionary orogenesis with supercontinent assembly., 82: 217–256.

Cawood P A, Hawkesworth C J, Dhuime B. 2012. Detrital zircon record and tectonic setting., 40(10): 875–878.

Cawood P A, Nemchin A A. 2000. Provenance record of a rift basin: U/Pb ages of detrital zircons from the Perth Basin, Western Australia., 134(3): 209–234.

Chen C H, Hsieh P S, Lee C Y, Zhou H W. 2011. Two episodes of the Indosinian thermal event on the South China Block: Constraints from LA-ICPMS U-Pb zircon and electron microprobe monazite ages of the Darongshan S-type granitic suite., 19(4): 1008– 1023.

DeCelles P G, Gehrels G E, Quade J, LaReau B, Spurlin M. 2000. Tectonic implications of U-Pb zircon ages of the Himalayan orogenic belt in Nepal., 288(5465): 497–499.

Duan L, Meng Q R, Christie-Blick N, Wu G L. 2018. New insights on the Triassic tectonic development of South China from the detrital zircon provenance of Nanpanjiang turbidites., 130(1–2): 24–34.

Duan L, Meng Q R, Wu G L, Ma S X, Li L. 2012. Detrital zircon evidence for the linkage of the South China block with Gondwanaland in early Palaeozoic time., 149(6): 1124–1131.

Fan W M, Wang Y J, Zhang A M, Zhang F F, Zhang Y Z. 2010. Permian arc-back-arc basin development along the Ailaoshan tectonic zone: Geochemical, isotopic and geo-chronological evidence from the Mojiang volcanic rocks, Southwest China., 119(3–4): 553–568.

Faure M, Lepvrier C, Van Nguyen V, Van Vu T, Lin W, Chen Z. 2014. The South China block-Indochina collision: Where, when, and how?, 79: 260–274.

Faure M, Lin W, Chu Y, Lepvrier C. 2016. Triassic tectonics of the Ailaoshan belt (SW China): Early Triassic collision between the South China and Indochina blocks, and Middle Triassic intracontinental shearing., 683: 27–42.

Halpin J A, Tran H T, Lai C K, Meffre S, Crawford A J, Zaw K. 2016. U-Pb zircon geochronology and geochemistry from NE Vietnam: A ‘tectonically disputed’ territory between the Indochina and South China blocks., 34: 254–273.

Hoffman P F. 1991. Did the breakout of Laurentia turn Gond-wanaland inside-out?, 252(5011): 1409–1412.

Hoskin P W, Schaltegger U. 2003. The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis., 53(1): 27–62.

Hu L S, Cawood P A, Du Y S, Xu Y J, Xu W C, Huang H W. 2015. Detrital records for Upper Permian-Lower Triassicsuccession in the Shiwandashan Basin, South China and implication for Permo-Triassic (Indosinian) orogeny., 98: 152–166.

Jian P, Liu D Y, Kr?ner A, Zhang Q, Wang Y Z, Sun X M, Zhang W. 2009a.Devonian to Permian plate tectonic cycle of the Paleo-Tethys Orogen in southwest China (Ⅰ): Geochemistry of ophiolites, arc/back-arc assemblages and within-plate igneous rocks., 113: 748–766.

Jian P, Liu D Y, Kr?ner A, Zhang Q, Wang Y Z, Sun X M, Zhang W. 2009b. Devonian to Permian plate tectonic cycle of the Paleo-Tethys Orogen in southwest China (Ⅱ): Insights from zircon ages of ophiolites, arc/ back-arc assemblages and within-plate igneous rocks and generation of the Emeishan CFB province., 113: 767–784.

K?nigshof P, Linnemann U, Phuong T H. 2017. U-Pb detritalzircon geochronology of sedimentary rocks in NE Vietnam: Implication for Early and Middle Devonian Palaeogeo-graphy., 39(4): 303– 323.

Lai C K, Meffre S, Crawford A J, Zaw K, Halpin J A, Xue C D, Salam A. 2014a. The Central Ailaoshan ophiolite and modern analogs., 26(1): 75–88.

Lai C K, Meffre S, Crawford A J, Zaw K, Xue C D, Halpin J A. 2014b. The Western Ailaoshan Volcanic Belts and their SE Asia connection: A new tectonic model for the Eastern Indochina Block., 26(1): 52–74.

Lehmann B, Zhao X F, Zhou M F, Du A D, Mao J W, Zeng P S, Henjes-Kunst F, Heppe K. 2013. Mid-Silurian back-arc spreading at the northeastern margin of Gondwana: The Dapingzhang dacite-hosted massive sulfide deposit, Lancangjiang zone, southwestern Yunnan, China., 24(2): 648–663.

Lepvrier C, Van Vuong N, Maluski H, Thi P T, Van Vu T. 2008. Indosinian tectonics in Vietnam., 340(2–3): 94–111.

Li X H, Long W G, Li Q L, Liu Y, Zheng Y F, Yang Y H, Chamberlain K R, Wan D F, Guo C H, Wang X C, Tao H. 2010. Penglai zircon megacrysts: A potential new working reference material for microbeam determination of Hf-O isotopes and U-Pb age., 34(2): 117–134.

Li Y J, Wei J H, Santosh M, Tan J, Fu L B, Zhao S Q. 2016. Geochronology and petrogenesis of Middle Permian S-type granitoid in southeastern Guangxi Province, South China: Implications for closure of the eastern Paleo-Tethys., 682: 1–16.

Lin S F, Xing G F, Davis D W, Yin C Q, Wu M L, Li L M, Jiang Y, Chen Z H. 2018. Appalachian-style multi-terrane Wilson cycle model for the assembly of South China., 46(4): 319–322.

Lin T H, Chung S L, Chiu H Y, Wu F Y, Yeh M W, Searle M P, Iizuka Y. 2012. Zircon U-Pb and Hf isotope constraintsfrom the Ailao Shan-Red River shear zone on the tectonic and crustal evolution of southwestern China., 291: 23–37.

Liu B B, Peng T P, Fan W M, Zhao G C, Gao J F, Dong X H, Peng B X. 2020. Tectonic evolution and paleoposition of the Baoshan and Lincang Blocks of West Yunnan during the Paleozoic., 39(10), e2019TC006028.

Liu F L, Wang F, Liu P H, Liu C H. 2013. Multiple meta-morphic events revealed by zircons from the Diancang Shan-Ailao Shan metamorphic complex, southeastern Tibetan Plateau., 24(1): 429–450.

Liu H C, Bi M W, Guo X F, Zhou Y Z, Wang Y K. 2019. Petrogenesis of Late Silurian volcanism in SW Yunnan (China) and implications for the tectonic reconstruction of northern Gondwana., 61(11): 1297–1312.

Liu H C, Wang Y J, Cawood P A, Fan W M, Cai Y F, Xing X W. 2015. Record of Tethyan ocean closure and Indosinian collision along the Ailaoshan suture zone (SW China)., 27(3): 1292–1306.

Liu H C, Wang Y J, Guo X F, Fan W M, Song J J. 2017. Late Triassic post-collisional slab break-off along the Ailaoshan suture: Insights from OIB-like amphibolites and associated felsic rocks., 106(4): 1359–1373.

Liu H C, Wang Y J, Li Z H, Zi J W, Huangfu P P. 2018. Geodynamics of the Indosinian orogeny between the South China and Indochina blocks: Insights from latest Permian-Triassic granitoids and numerical modeling., 130(7–8): 1289– 1306.

Liu Y S, Hu Z C, Zong K Q, Gao C G, Gao S, Xu J, Chen H H. 2010. Reappraisement and refinement of zircon U-Pb isotope and trace element analyses by LA-ICP-MS., 55(15): 1535–1546.

Ludwig K R. 2003. User’s manual for Isoplot 3.00: A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Calif: Berkeley Geochronology Center.

Metcalfe I. 2013. Gondwana dispersion and Asian accretion: Tectonic and palaeogeographic evolution of eastern Tethys., 66: 1–33.

Nagy E A, Maluski H, Lepvrier C, Sch?rer U, Thi P T, Leyreloup A, Thich V V. 2001. Geodynamic significance of the Kontum massif in central Vietnam: Composite40Ar/39Ar and U-Pb ages from Paleozoic to Triassic., 109(6): 755–770.

Nakano N, Osanai Y, Minh N T, Miyamoto T, Hayasaka Y, Owada M. 2008. Discovery of high-pressure granulite- facies metamorphism in northern Vietnam: Constraints on the Permo-Triassic Indochinese continental collision tectonics., 340(2–3): 127–138.

Nakano N, Osanai Y, Sajeev K, Hayasaka Y, Miyamoto T, Minh N T, Owada M, Windley B. 2010. Triassic eclogitefrom northern Vietnam: Inferences and geological signifi-cance., 28(1): 59–76.

Nam T N, Toriumi M, Sano Y, Terada K, Thang T T. 2003. 2.9, 2.36, and 1.96 Ga zircons in orthogneiss south of the Red River shear zone in Viet Nam: Evidence from SHRIMP U-Pb dating and tectonothermal implications., 21(7): 743–753.

Owada M, Osanai Y, Hokada T, Nakano N. 2016. Timing of metamorphism and formation of garnet granite in the Kontum Massif, central Vietnam: Evidence from monazite EMP dating., 101(6): 324–328.

Peng T P, Fan W M, Zhao G C, Peng B X, Xia X P, Mao Y S. 2015. Petrogenesis of the early Paleozoic strongly peraluminous granites in the Western South China Block and its tectonic implications., 98: 399–420.

Qi X X, Zeng L S, Zhu L H, Hu Z C, Hou K J. 2012. Zircon U-Pb and Lu-Hf isotopic systematics of the Daping plutonic rocks: Implications for the Neoproterozoic tectonic evolution of the northeastern margin of the Indochina block, Southwest China., 21(1): 180–193.

Qian X, Feng Q L, Wang Y J, Zhang Z B. 2016. Geochemical and geochronological constraints on the origin of the meta-basic volcanic rocks in the Tengtiaohe zone, Southeast Yunnan., 90(2): 669–683.

Rainbird R H, Heaman L M, Young G. 1992. Sampling Laurentia: Detrital zircon geochronology offers evidencefor an extensive Neoproterozoic river system originating from the Grenville orogen., 20: 351–354.

Roger F, Leloup P H, Jolivet M, Lacassin R, Trinh P T, Brunel M, Seward D. 2000. Long and complex thermal history of the Song Chay metamorphic dome (Northern Vietnam) by multi-system geochronology., 321(4): 449–466.

Roger F, Maluski H, Lepvrier C, Van T V, Paquette J L. 2012. LA-ICP-MS zircons U/Pb dating of Permo-Triassic and Cretaceous magmatisms in Northern Vietnam-Geo-dy--na-mical implications., 48: 72–82.

Shi M F, Lin F C, Fan W Y, Deng Q, Cong F, Tran M D, Zhu H P, Wang H. 2015. Zircon U-Pb ages and geochemistryof granitoids in the Truong Son terrane, Vietnam: Tectonic and metallogenic implications., 101: 101–120.

Usuki T, Lan C Y, Wang K L, Chiu H Y. 2013. Linking the Indochina block and Gondwana during the Early Paleozoic: Evidence from U-Pb ages and Hf isotopes of detrital zircons., 586: 145–159.

Vermeesch P. 2012. On the visualisation of detrital age distributions., 312–313: 190–194.

Vervoort J D, Patchett P J, S?derlund U, Baker M. 2004. Isotopic composition of Yb and the determination of Lu concentrations and Lu/Hf ratios by isotope dilution using MC-ICP-MS.,,, 5, Q11002.

Wang C, Liang X, Foster D A, Fu J, Jiang Y, Dong C G, Zhou Y, Wen S N, Van Quynh P. 2016. Detrital zircon U-Pb geochronology, Lu-Hf isotopes and REE geoche-mistry constrains on the provenance and tectonic setting of Indochina Block in the Paleozoic., 677: 125–134.

Wang C Y, Zhou M F, Keays R R. 2006. Geochemical constraints on the origin of the Permian Baimazhai mafic-ultramafic intrusion, SW China., 152(3): 309–321.

Wang L J, Yu J H, Griffin W L, O’Reilly S Y. 2012. Early crustal evolution in the western Yangtze Block: Evidence from U-Pb and Lu-Hf isotopes on detrital zircons from sedimentary rocks., 222: 368–385.

Wang Q F, Deng J, Li C S, Li G J, Yu L, Qiao L. 2014. The boundary between the Simao and Yangtze blocks and their locations in Gondwana and Rodinia: Constraints from detrital and inherited zircons., 26(2): 438–448.

Wang X F, Metcalfe I, Jian P, He L Q, Wang C S. 2000a. The Jinshajiang-Ailaoshan suture zone, China: Tectono-stratigraphy, age and evolution., 18(6): 675–690.

Wang Y J, Fan W M, Zhao G C, Ji S C, Peng T P. 2007. Zircon U-Pb geochronology of gneissic rocks in the Yunkai massif and its implications on the Caledonian event in the SCB., 12(4): 404–416.

Wang Y J, Wang Y K, Qian X, Zhang Y Z, Gan C S, Sene-bou-ttalath V, Wang Y. 2020b. Early Paleozoic subduction in the Indochina interior: Revealed by Ordo-Silurian mafic-intermediate igneous rocks in South Laos., 362, 105488.

Wang Y J, Zhang F F, Fan W M, Zhang G W, Chen S Y, Cawood P A, Zhang A M. 2010. Tectonic setting of the South China Block in the early Paleozoic: Resolving intracontinental and ocean closure models from detrital zircon U-Pb geochronology., 29(6): 1–16.

Wu W B, Liu J L, Chen X Y, Zhang L S. 2017. Zircon U-Pb ages, Hf isotope data, and tectonic implications of Early- Middle Triassic granitoids in the Ailaoshan high-grade metamorphic belt of Southeast Tibet., 106(3): 875–897.

Xia X P, Nie X S, Lai C K, Wang Y J, Long X P, Meffre S. 2016. Where was the Ailaoshan Ocean and when did it open: A perspective based on detrital zircon U-Pb age and Hf isotope evidence., 36: 488–502.

Xu J, Xia X P, Huang C, Cai K, Yin C Q, Lai C K. 2019a. Changes of provenance of Permian and Triassic sedimentary rocks from the Ailaoshan suture zone (SW China) with implications for the closure of the eastern Paleotethys., 170: 234–248.

Xu J, Xia X P, Lai C, Long X P, Huang C. 2019b. When did the Paleotethys Ailaoshan Ocean close: New insights from detrital zircon U-Pb age and Hf isotopes., 38(5): 1798–1823.

Xu Y G, Luo Z Y, Huang X L, He B, Xiao L, Xie L W, Shi Y R. 2008. Zircon U-Pb and Hf isotope constraints on crustal melting associated with the Emeishan mantle plume., 72(13): 3084– 3104.

Xu Y J, Cawood P A, Du Y S, Hu L S, Yu W C, Zhu Y H, Li W C. 2013. Linking South China to northern Australia and India on the margin of Gondwana: Constraints from detrital zircon U-Pb and Hf isotopes in Cambrian strata., 32(6): 1547–1558.

Yang J H, Cawood P A, Du Y S, Huang H, Hu L S. 2012. Detrital record of Indosinian mountain building in SW China: Provenance of the Middle Triassic turbidites in the Youjiang Basin., 574: 105–117.

Yang J H, Cawood P A, Du Y S, Huang H, Hu L S. 2014. A sedimentary archive of tectonic switching from Emeishan Plume to Indosinian orogenic sources in SW China., 171(2): 269– 280.

Yang L, Wang Q F, Wang Y N, Li G J. 2018. Proto- to Paleo-Tethyan evolution of the eastern margin of Simao block., 62: 61–74.

Yao J L, Cawood P A, Shu L S, Zhao G C. 2019. Jiangnan Orogen, South China: A 970–820 Ma Rodinia margin accretionary belt., 196, 102872.

Yu J H, O’Reilly S Y, Wang L J, Griffin W L, Zhang M, Wang R C, Jiang S Y, Shu L S. 2008. Where was South China in the Rodinia supercontinent? Evidence from U-Pb geochronology and Hf isotopes of detrital zircons., 164(1–2): 1–15.

Zhang R Y, Lo C H, Chung S L, Grove M, Omori S, Iizuka Y, Liou J G, Tri T V. 2013. Origin and tectonic implication of ophiolite and eclogite in the Song Ma suture zone between the South China and Indochina blocks., 31(1): 49–62.

Zhang X C, Wang Y J, Clift P D, Yan Y, Zhang Y Z, Zhang L. 2018. Paleozoic Tectonic Setting and PaleogeographicEvolution of the Qin-Fang Region, Southern South China Block: Detrital Zircon U-Pb Geochronological and Hf Isotopic Constraints.,,, 19(10): 3962–3979.

Zhao J H, Li Q W, Liu H, Wang W. 2018. Neoproterozoic magmatism in the western and northern margins of the Yangtze Block (South China) controlled by slab subductionand subduction-transform-edge-propagator., 187: 1–18.

Zhao L, Guo F, Fan W M, Li C W, Qin X F, Li H X. 2010. Crustal evolution of the Shiwandashan area in South China: Zircon U-Pb-Hf isotopic records from granulite enclaves in Indo-Sinian granites., 55(19): 2028–2038.

Zhao T Y, Cawood P A, Zi J W, Wang K, Feng Q L, Nguyen Q M, Tran D M. 2019. Early Paleoproterozoic magmatism in the Yangtze Block: Evidence from zircon U-Pb ages, Sr-Nd-Hf isotopes and geochemistry of2.3 Ga and 2.1 Ga granitic rocks in the Phan Si Pan Complex, North Vietnam., 324: 253–268.

Zhou X Y, Yu J H, O’Reilly S Y, Griffin W L, Sun T, Wang X L, Tran M D, Nguyen D. 2018. Component variation in the late Neoproterozoic to Cambrian sedimentary rocks of SW China-NE Vietnam, and its tectonic significance., 308: 92–110.

Zhou X Y, Yu J H, O’Reilly S Y, Griffin W L, Wang X L, Sun T. 2017. Sources of the Nanwenhe-Song Chay granitic complex (SW China-NE Vietnam) and its tectonic signifi-cance., 290: 76–93.

Zhu D C, Zhao Z D, Niu Y L, Dilek Y, Mo X X. 2011a. Lhasa terrane in southern Tibet came from Australia., 39(8): 727–730.

Zhu D C, Zhao Z D, Niu Y L, Mo X X, Chung S L, Hou Z Q, Wang L J, Wu F Y. 2011b. The Lhasa Terrane: Record of a microcontinent and its histories of drift and growth., 301(1–2): 241–255.

Zi J W, Cawood P A, Fan W M, Wang Y J, Eric T, Mc Cuaig T C. 2012a. Generation of Early Indosinian enriched mantle-derived granitoid pluton in the Sanjiang Orogen (SW China) in response to closure of the Paleo-Tethys., 140: 166–182.

Zi J W, Cawood P A, Fan W M, Wang Y J, Tohver E. 2012c. Contrasting rift and subduction-related plagiogranites in the Jinshajiang ophiolitic mélange, southwest China, and implications for the Paleo-Tethys., 31(2): 1–18.

Zi J W, Cawood P A, Fan W M, Wang Y J, Tohver E, McCuaig T C, Peng T P. 2012b. Triassic collision in the Paleo-Tethys Ocean constrained by volcanic activity in SW China., 144: 145–160.

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

第二次青藏科考項目(2019QZKK0702)和國家自然科學(xué)基金項目(92055207、42072263、41490613、41272126)聯(lián)合資助。

劉兵兵(1991–), 男, 博士研究生, 構(gòu)造地質(zhì)學(xué)專業(yè)。E-mail: 1045674344@qq.com

彭頭平(1974–), 男, 研究員, 從事巖石大地構(gòu)造研究。E-mail: tppeng@gig.ac.cn

P597; P542

A

1001-1552(2022)01-0132-022