黃亮 段向東 孫載波 王曉林 汝珊珊 楊仕潘 方雄 陳光艷

揚(yáng)子陸塊是我國大陸主要板塊之一，是Rodinia超大陸的重要組成部分，是研究前寒武地層的重要場所，其間發(fā)育有新元古代巖漿活動，也是開展Rodinia超大陸演化研究的重要窗口。其中Rodinia超大陸的匯聚及裂解時間一直存在爭議(Powelletal., 1993; 陸松年, 2001; Paulsson and Andreasson, 2002; Lietal., 2003a, b; Wang and Li, 2003; Lietal., 2008; 卓皆文等, 2013; Zhao, 2015; 畢政家等, 2016; 崔曉莊等, 2016; 潘桂棠等, 2016; 王孝磊等, 2017; Wuetal., 2019; 劉軍平等, 2020)，主流觀點認(rèn)為其聚散轉(zhuǎn)換時間約為820Ma(王劍, 2000; Lietal., 2003a, b, 2008, 2018; Wang and Li, 2003; 王劍等, 2003, 2019; Jiangetal., 2012;卓皆文等, 2013, 2015; Wangetal., 2015; 崔曉莊等, 2016; 潘桂棠等, 2016; 牛志軍等, 2020)，但該時期揚(yáng)子陸塊周緣相關(guān)巖漿巖的構(gòu)造成因存在較大差異(Li, 1999; Lietal., 2003a, b; 吳榮新等, 2005; Wangetal., 2007; Zhouetal., 2009; Munteanuetal., 2010; Wuetal., 2019; 郭宇明, 2019; 張福神等, 2020; 徐麗娟等, 2021)，因此加強(qiáng)對揚(yáng)子陸塊新元古代巖漿活動的研究，將會對揭示Rodinia超大陸的演化規(guī)律提供關(guān)鍵信息。

近年來，揚(yáng)子陸塊西緣滇中地區(qū)的前寒武地層研究是一個熱點，但多專注于太古代地層的厘定(孫志明等, 2009; 李靜等, 2018; Liuetal., 2021; 劉軍平等, 2021; 云南省地質(zhì)調(diào)查局, 2022)，而對于元古代的研究較為薄弱，尤其是新元古代地層。其中，牛頭山組和陸良組是滇中地區(qū)重要的新元古代地層，于1983年在滇中陸良縣一帶建組(劉鴻允等, 1983)，二套地層屬上下連續(xù)沉積，一直劃歸新元古代。

牛頭山組于1966年被云南地礦局劃為元古界昆陽群彎子洼組，研究者在陸良組中發(fā)現(xiàn)了8個屬9個種的微古植物化石，及將兩地層厘定為青白口系(鄢蕓樵等, 1986)；1996年云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局在完成《云南省巖石地層》時，采用劉鴻允等(1983)的劃分方案，將二者定義為下震旦統(tǒng)；2013年云南省地質(zhì)調(diào)查局在完成《云南省成礦地質(zhì)背景研究報告》時，根據(jù)全球地質(zhì)事件和區(qū)域?qū)游粚Ρ葘⑴ｎ^山組和陸良組重新劃歸南華系下統(tǒng)，并一直沿用至今。

區(qū)域上，牛頭山組被南華系中統(tǒng)南坨組的一套冰磧砂礫巖角度不整合覆蓋(云南省地質(zhì)調(diào)查局, 2013；圖1、圖2)，且南華系是全球性的冰期(南華系為中國年代地層命名，與國際地層的成冰系對比)，牛頭山組劃歸南華系存在較大異議；結(jié)合國際年代地層表的時代劃分(2021年10月版，Cohenetal., 2013)，及成冰系底界年齡約為720Ma的特點，牛頭山組的沉積時代可能小于720Ma和形成于Rodinia超大陸聚散事件之后，以及牛頭山組構(gòu)造成因尚未有研究等現(xiàn)狀，嚴(yán)重制約了區(qū)域地層格架的劃分和構(gòu)造演化的認(rèn)識。

圖1 研究區(qū)大地構(gòu)造位置圖(圖a，據(jù)Wang and Li, 2003; Zhao and Cawood, 2012)和陸良地區(qū)地質(zhì)簡圖(圖b)

圖2 牛頭山組柱狀簡圖及采樣位置

2020～2022年，筆者及研究團(tuán)隊在進(jìn)行1:5萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查時，在滇中陸良縣小百戶鎮(zhèn)北側(cè)一帶的牛頭山組發(fā)現(xiàn)有豐富的火山巖；本次采集了牛頭山組的火山巖樣品，開展巖相學(xué)、鋯石U-Pb年代學(xué)、鋯石原位Hf同位素、鋯石微量元素、巖石地球化學(xué)特征等方面的研究，擬查明其成巖時代和成因機(jī)制等，相關(guān)研究成果將為重塑滇中地區(qū)的新元古代地層格架提供重要信息，同時也能為反演Rodinia超大陸的演化規(guī)律提供約束。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

隨著Rodinia超大陸的裂解，全球范圍形成了大量新元古代裂谷盆地，揚(yáng)子古陸也形成了一系列新元古代裂谷盆地(Lietal., 1999; Wang and Li, 2003)，包括揚(yáng)子?xùn)|南緣的南華裂谷盆地、西緣的康滇裂谷盆地以及西北緣的碧口-漢南裂谷盆地(圖1a； Lietal., 2002; Wang and Li, 2003; Wangetal., 2008; Dengetal., 2013; 王劍和潘桂棠, 2009)。其中康滇裂谷是1995年首次提出(Lietal., 1995)，隨后Lietal. (1999, 2003b)、李獻(xiàn)華等(2001)、Wang and Li (2003) 等佐證了該認(rèn)識；其產(chǎn)于川西康定至云南石屏地區(qū)一帶，近南北向展布(圖1a)，基底巖石是由一系列變質(zhì)程度不一的前南華紀(jì)地層組成。

研究區(qū)位于滇中陸良地區(qū)，分屬揚(yáng)子陸塊西緣及大部分位于康滇裂谷區(qū)域(圖1a)。據(jù)《云南省巖石地層》(云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1996)和《云南省成礦地質(zhì)背景研究報告》(云南省地質(zhì)調(diào)查局, 2013)，研究區(qū)的地層區(qū)劃屬華南地層大區(qū)(Ⅱ)和曲靖地層小區(qū)(Ⅱ-3-3-1)，大地構(gòu)造位置位于揚(yáng)子陸塊區(qū)(Ⅵ)和滇東被動陸緣(Ⅵ-2-4)，涉及的地層小區(qū)和三級構(gòu)造單元均僅為一個，區(qū)域地質(zhì)背景較為簡單。

區(qū)內(nèi)出露有新元古代(青白口系和南華系)、晚古生代(泥盆系、石炭系和二疊系)和新生代(新近紀(jì)、第四系)地層；構(gòu)造作用主要表現(xiàn)喜馬拉雅期，其中早期主體為北東向，晚期多為北西向平移斷裂；未有巖漿侵入活動(圖1b)，火山作用僅表現(xiàn)為青白口系牛頭山組和陸良組的少量火山巖夾層。其中牛頭山組和陸良組主要產(chǎn)于陸良縣北西側(cè)一帶，東側(cè)與晚古生代地層為斷層接觸關(guān)系，中部和南側(cè)多被泥盆系角度不整合覆蓋，北側(cè)被南華系南沱組角度不整合覆蓋(圖1b)。

牛頭山組與下伏陸良組為整合接觸，上覆被南華系南坨組或泥盆系角度不整合覆蓋(圖1b、圖2)，區(qū)域上未見頂。據(jù)《云南省巖石地層》(云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1996)和《云南省成礦地質(zhì)背景研究報告》(云南省地質(zhì)調(diào)查局, 2013)等資料，牛頭山組未有分段，但經(jīng)筆者及調(diào)查團(tuán)隊在研究區(qū)進(jìn)行1:5萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查工作后，將其細(xì)分為兩個巖性段(圖2)：二段巖性為淺灰黃色、淺灰綠色(純色，圖3a)泥質(zhì)粉砂巖、粉砂質(zhì)泥巖、粉砂巖、細(xì)砂巖為主，夾多層淺灰綠色凝灰?guī)r，其中凝灰?guī)r多產(chǎn)于二段的中-下部；一段巖性為淺灰黃色、淺灰綠色、紫紅色、灰紫色(雜色，圖3b)泥質(zhì)粉砂巖、粉砂質(zhì)泥巖(頁巖)、粉砂巖、細(xì)砂巖為主，夾少量灰白色細(xì)粒巖屑長石砂巖和淺灰綠色凝灰?guī)r。其中一段以出露較多雜色層(紫紅色、灰紫色粉砂巖)、較少的凝灰?guī)r和產(chǎn)有少量水道沉積砂礫巖等為特征，局部位置還發(fā)育有斜層理等沉積構(gòu)造。此外，牛頭山組一段與下伏的陸良組二段巖石組合(以淺灰黃色、灰白色中-粗粒巖屑長石石英砂巖為主)差異巨大，明顯區(qū)分開來。

本次的研究對象為牛頭山組的流紋質(zhì)玻屑凝灰?guī)r(圖3c, d)，該凝灰?guī)r具明顯玻屑凝灰結(jié)構(gòu)，為典型的火山碎屑巖(圖3e, f)，呈薄-中層狀(單層厚5～35cm)產(chǎn)在泥巖、粉砂巖中(圖3c)，產(chǎn)出厚度不穩(wěn)定，局部呈透鏡狀。

2 樣品采集及巖相學(xué)特征

2.1 樣品采集

樣品采集過程，選取新鮮、純凈的巖石。本次分2次采集了3件鋯石U-Pb年代學(xué)樣品，其中第一次采集2件樣品：樣品D0003-1-4采自牛頭山組二段中部(103°35′30″E、25°08′40″N；圖1b、圖2)，其中巖石野外產(chǎn)出特征和巖石特征見圖3c, d；樣品PM006-45-1為牛頭山組一段下部(103°38′30″E、25°09′50″N；圖1b、圖2)。第二次，在樣品D0003-1-4相同層位不同位置復(fù)采了1件樣品D0003-1-5。此外，在2件鋯石樣品(D0003-1-4、D0003-1-5)和另1件鋯石樣品(PM006-45-1)的相同或相近層位一帶分別采集了4件和5件主量、微量分析樣品，樣品PM006-45-1西側(cè)約5km的牛頭山組二段采集了2件地球化學(xué)分析樣品，采集的樣品均為淺灰綠色、淺灰黃色流紋質(zhì)玻屑凝灰?guī)r類。

2.2 巖相學(xué)特征

流紋質(zhì)玻屑凝灰?guī)r：淺灰綠色、淺灰黃色，具火山塵屑結(jié)構(gòu)，塊狀-火山灰球構(gòu)造(圖3d)；巖石主要由<0.1mm長石晶屑(約占3%)、<0.1mm石英晶屑(約占2%)、<0.05mm以玻屑為主的火山塵屑(約占92%，圖3e)和氧化鐵質(zhì)(約占3%)組成。鏡下巖石主要由粒度較細(xì)的火山塵屑(以玻屑為主)組成，含少量的斜長石、石英、黑云母細(xì)凝灰碎屑(圖3e-f)；其中火山灰球呈圓狀、橢圓狀，粒徑多在0.2～1.5mm間，含量在55%左右，及由粒度極細(xì)的火山塵屑組成；此外，部分巖石中的火山塵屑、玻屑還具一定的粘土化、脫玻化(圖3e)。

圖3 牛頭山組的巖石組合特征和顯微照片

3 分析方法

3.1 鋯石LA-ICP-MS U-Pb定年

鋯石分選在南京宏創(chuàng)地質(zhì)勘查技術(shù)服務(wù)有限公司完成。選擇晶型較好，無裂隙的鋯石顆粒粘貼在環(huán)氧樹脂表面制成鋯石樣品靶，打磨樣品靶，使鋯石的中心部位暴露出來，然后進(jìn)行拋光。對鋯石進(jìn)行反射光、透射光顯微照相和陰極發(fā)光(CL)圖像分析，最后根據(jù)反射光、透射光及鋯石CL圖像選擇代表性的鋯石顆粒和區(qū)域進(jìn)行U-Pb測年。

鋯石U-Pb定年及微量元素含量分析是在湖北省地質(zhì)實驗室測試中心利用LA-ICP-MS同時分析完成的。測試分析采用的是GeoLasPro全自動版193nm ArF準(zhǔn)分子激光剝蝕系統(tǒng)(LA)和7700X型電感耦合等離子質(zhì)譜儀(ICP-MS)聯(lián)用構(gòu)成的激光剝蝕電感耦合等離子體質(zhì)譜分析系統(tǒng)(LA-ICP-MS)。鋯石U-Pb定年分析采用鋯石標(biāo)準(zhǔn)年齡物質(zhì)91500作為外標(biāo)進(jìn)行同位素分餾校正，每分析6個樣品點分析2次91500。樣品的同位素比值和元素含量采用ICPMSDataCal 10.1進(jìn)行處理分析，加權(quán)平均年齡的計算及鋯石年齡諧和圖采用Isoplot 3.0來完成(Ludwig, 2003)。

3.2 鋯石原位Hf測試

鋯石原位Hf同位素分析在北京科薈測試技術(shù)有限公司實驗室完成，檢測儀器為激光剝蝕多接收器電感耦合等離子體質(zhì)譜儀，激光進(jìn)樣系統(tǒng)為ASI(美國應(yīng)用光譜)公司的Resolution SE 193nm準(zhǔn)分子激光剝蝕系統(tǒng)，分析系統(tǒng)為美國Thermo Fisher公司的多接收等離子體質(zhì)譜儀(NEPTUNE plus)，并利用Resolution SE 193nm準(zhǔn)分子激光剝蝕系統(tǒng)對鋯石進(jìn)行剝蝕；以及分別采用179Hf/177Hf=0.7325對Hf同位素比值和173Yb/172Yb=1.35274對Yb同位素比值進(jìn)行指數(shù)歸一化質(zhì)量校正(候可軍等, 2007)。本次僅對樣品D0003-1-4和PM006-45-1的鋯石進(jìn)行測試。

3.3 主、微量元素測試

巖石樣品的主量、微量分別在湖北省地質(zhì)實驗室測試中心和自然資源部昆明礦產(chǎn)資源監(jiān)督檢測中心進(jìn)行測試，具體測試方法和流程如下。

湖北省地質(zhì)實驗室測試中心對樣品的主量氧化物采用X熒光光譜儀(Magix_pro2440)和四硼酸鋰熔片-XRF法進(jìn)行測定；稀土元素15項采用質(zhì)譜儀(Thermoelemental X7)，經(jīng)水濕潤、加入氫氟酸、硫酸、硝酸和高氯酸，電熱板上浸泡過夜，第二天加熱預(yù)溶、升溫分解后驅(qū)氟，繼續(xù)升溫除盡剩余的硫酸，王水提取，定容至100mL，采用1%王水介質(zhì)的混合標(biāo)準(zhǔn)繪制工作曲線，最終電感耦合等離子體質(zhì)譜法(ICP-MS)方法完成測定；其它微量元素采用質(zhì)譜儀(Thermoelemental X7)和等離子體發(fā)射光譜儀(ICAP6300)進(jìn)行測試，以及利用四酸溶礦法-ICP-MS、四酸溶礦法-ICP-OES、X射線熒光光譜法(XRF)完成測定。

自然資源部昆明礦產(chǎn)資源監(jiān)督檢測中心的主量氧化物采用日本理學(xué) ZSX Prius Ⅱ型X-射線熒光光譜法(XRF)測定，采用經(jīng)驗系數(shù)法并校正譜線干擾和基體效應(yīng)影響，對一系列標(biāo)準(zhǔn)樣品回歸求取標(biāo)準(zhǔn)曲線常數(shù)和基體校正系數(shù)，計算機(jī)自動校正測定。微量元素采用電感耦合等離子體質(zhì)譜法(ICP-MS)測定，試樣經(jīng)HF、HNO3、H2SO4封閉溶礦分解、趕氟，HNO3浸取，定容25mL稀釋10倍，采用混合標(biāo)準(zhǔn)制備工作曲線，用XSeries Ⅱ型ICP-MS儀進(jìn)行測定。

4 分析結(jié)果

4.1 鋯石U-Pb年齡

樣品D0003-1-4和D0003-1-5的鋯石形態(tài)和微量元素等特征基本相同，現(xiàn)以D0003-1-4作為二者代表進(jìn)行詳細(xì)敘述。2件樣品(D0003-1-4和PM006-45-1)的鋯石陰極發(fā)光圖像顯示鋯石形態(tài)和結(jié)構(gòu)均具明顯的相似性，總體為長柱狀晶體，少部分短柱狀；鋯石陰極發(fā)光圖像可見典型的巖漿生長振蕩環(huán)帶和韻律結(jié)構(gòu)，屬巖漿鋯石特征；部分鋯石具殘缺，但仍多具尖棱狀和未見明顯磨圓特征(圖4a, b)，應(yīng)為巖漿噴發(fā)過程鋯石破碎所致(Whittington and Treloar, 2002; 吳元保和鄭永飛, 2004)。其中樣品D0003-1-4的鋯石長約90～160μm，長寬比為1.3:1～2.5:1(圖4a)；樣品PM006-45-1的鋯石長約45～90μm，長寬比為1.5:1～3:1(圖4b)。在分析過程，選擇鋯石形態(tài)相似且在鋯石環(huán)帶位置進(jìn)行采點測試。根據(jù)測試結(jié)果(表1)，3件凝灰?guī)r的鋯石Th/U比值均大于0.4，屬典型的巖漿成因鋯石特征(Hoskin and Schaltegger, 2003; 吳元保和鄭永飛, 2004)，在剔除個別異常點后，鋯石的U、Th、Pb同位素成分?jǐn)?shù)據(jù)及諧和年齡列于表1。

圖4 牛頭山組凝灰?guī)r的鋯石陰極發(fā)光圖像(年齡單位：Ma)

樣品 D0003-1-4 分析了22顆鋯石(有效測點21個)，測點的諧和度均大于90%(表1)，均落在年齡諧和線上或其附近(圖5a)，U=125.7×10-6～694.1×10-6，Th=79.7×10-6～948.9×10-6，Th/U比值為0.44～1.73，指示了屬巖漿成因鋯石?？?06Pb/238U年齡變化為728.9～856.4Ma，其中7個測點年齡為728.9～784.6Ma及偏離了諧和線(圖5a)，可能是Pb丟失的原因；剩余11個較集中的測點年齡為810.2～819.4Ma和3個分散年齡為829.9～856.4Ma，選擇該11個測點進(jìn)行加權(quán)平均年齡計算，獲得了鋯石U-Pb年齡為817.9±7.7Ma(MSWD=0.049)(圖5a)。

樣品D0003-1-5分析24顆鋯石(有效測點24個)，測點的諧和度均大于90%，均落在年齡諧和線上或其附近(圖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)，為巖漿鋯石特征。選擇14個集中年齡的測點進(jìn)行加權(quán)平均年齡計算，獲得了鋯石U-Pb年齡為818.3±8.3Ma(MSWD=0.015)(圖5b)，相關(guān)鋯石微量元素測試結(jié)果見表2所示。

表1 牛頭山組凝灰?guī)rLA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素分析結(jié)果

續(xù)表1

表2 凝灰?guī)r(樣品D0003-1-5)鋯石微量(×10-6)和主量元素(wt%)分析結(jié)果

樣品PM006-45-1分析了20顆鋯石(有效測點20個)，測點的諧和度大于90%(表1)，均落在年齡諧和線上及附近(圖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，具巖漿鋯石特征。其中15個較集中測點206Pb/238U年齡為809.7～833.6Ma和5個較分散年齡為742.3～798.3Ma，選擇該15個測點進(jìn)行運(yùn)算， 獲得了鋯石U-Pb加權(quán)平均年齡為822±13Ma(MSWD=0.029)(圖5c)。

圖5 牛頭山組凝灰?guī)r的U-Pb年齡諧和圖

4.2 鋯石原位Hf同位素特征

在鋯石U-Pb定年的基礎(chǔ)上，對2件樣品(D0003-1-4和PM006-45-1)分別選擇了10個和14個測點進(jìn)行鋯石原位Hf同位素分析，測試結(jié)果見表3。樣品 D0003-1-4的176Lu/177Hf比值為0.001034～0.001786(均值0.001394)，176Yb/177Hf比值為0.035144～0.065237(均值0.047812)；樣品PM006-45-1的176Lu/177Hf比值在0.001033～0.002596(均值0.001696)，176Yb/177Hf比值為0.035464～0.093678(均值0.059090)。其中176Lu/177Hf比值幾乎都小于0.002，表明這些鋯石形成后僅有較少量放射成因Hf積累，其初始176Hf/177Hf比值能夠代表鋯石形成時的176Hf/177Hf比值(吳福元等, 2007)。結(jié)合兩件樣品鋯石的fLu/Hf值在-0.97～-0.92間，其二階模式年齡能反映其源區(qū)物質(zhì)從虧損地幔被抽取的時間或其源區(qū)物質(zhì)在地殼的平均存留時間(Vervoortetal., 1996; Amelinetal., 2000)。

表3 牛頭山組凝灰?guī)r的鋯石Lu-Hf同位素組成

樣品D0003-1-4的初始比值εHf(t)范圍為-5.25～9.55(5個點為負(fù)、5個為正，均值為0.70)，二階段模式年齡tDM2為1121.2～2056.4Ma；樣品PM006-45-1初始比值εHf(t)范圍為-13.8～2.21(12個點為負(fù)、2個為正，均值為-2.63)，二階段模式年齡tDM2為1590.1～2568.7Ma(表3)，具體的εHf(t)值與二階模式年齡值的分布頻數(shù)見圖6所示。

圖6 牛頭山組凝灰?guī)r的εHf(t)值與二階模式年齡值的分布直方圖

4.3 巖石地球化學(xué)特征

本研究凝灰?guī)r均由火山物質(zhì)組成和未有泥質(zhì)等陸源碎屑，3件年代學(xué)樣品的鋯石自形程度高和多具尖棱狀，鋯石年齡值均高度集中等特征，說明了凝灰?guī)r為近源噴發(fā)堆積和未有搬運(yùn)，其地球化學(xué)特征能代表巖漿源區(qū)特性；凝灰?guī)r具體的主、微量地球化學(xué)數(shù)據(jù)見表4所示。

11件樣品的SiO2含量為78.32%～82.11%，具高硅特征，屬硅質(zhì)火山巖類；MgO=0.28%～0.66%，Mg#=21.5～53.3(均值37.9)；燒失量為1.60%～4.60%，表明火山巖樣品發(fā)生了不同程度的次生蝕變，與巖石的巖相學(xué)特征相吻合，因此化學(xué)性質(zhì)活潑的元素含量可能已不能代表原生火山巖的化學(xué)組成。本次采用Winchester and Floyd (1977)的Zr/(TiO2×0.0001)-Nb/Y圖解進(jìn)行判別，主體屬流紋巖類(圖7a)；結(jié)合巖相學(xué)特征，研究樣品為流紋質(zhì)玻屑凝灰?guī)r類。此外，在SiO2-K2O圖解(圖7b)，樣品幾乎均落入鈣堿性系列區(qū)；A/CNK值為1.47～6.09(均值2.46)，為強(qiáng)過鋁質(zhì)。

圖7 牛頭山組凝灰?guī)r的Zr/TiO2-Nb/Y圖(a,據(jù)Winchester and Floyd, 1977)和SiO2-K2O圖(b,據(jù)Wilson, 1989)

稀土元素總量(∑REE)為184.9×10-6～305.9×10-6(表4)， 輕稀土元素(LREE)相對重稀土元素(HREE)富集，輕稀土元素分餾程度較大，而重稀土元素分異程度?。沪腅u為0.16～0.25，具強(qiáng)烈的Eu虧損，指示了巖漿噴發(fā)之前已經(jīng)歷了強(qiáng)烈的斜長石分離結(jié)晶作用。在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖解上(圖8a)，為具一致性輕稀土右傾、重稀土近平直和明顯Eu虧損的配分曲線，表明了巖石樣品可能來自同一巖漿源區(qū)，同時研究樣品與弧火山巖的稀土配分模式相似(Wilson, 1989)。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖上(圖8b)，微量曲線表現(xiàn)出明顯的相似性和集中性，所有元素均為一致性不同程度的富集和虧損，指示了研究樣品來自同一巖漿區(qū)。

圖8 牛頭山組凝灰?guī)r的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖(圖a)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(圖b)(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)

表4 牛頭山組凝灰?guī)r的主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析結(jié)果

5 討論

5.1 沉積時代的限定

牛頭山組二段獲得了817.9±7.7Ma和818.3±8.3Ma的鋯石U-Pb年齡值，一段獲得了822±13Ma，均分屬新元古代青白口系(拉伸系)，及其頂界沉積時代約為820Ma，為牛頭山組的沉積時限提供了關(guān)鍵信息，與鄢蕓樵等(1986)的認(rèn)識相合；實際上，劉鴻允等(1983)、云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局(1996)和云南省地質(zhì)調(diào)查局(2013)對牛頭山組的時代厘定均主要通過區(qū)域?qū)游粚Ρ群蜎]有準(zhǔn)確年齡依據(jù)，但鄢蕓樵等(1986)有微古植物化石信息，因此牛頭山組的沉積時限厘定為青白口系是準(zhǔn)確及可信的。同時，牛頭山組應(yīng)形成于Rodinia超大陸聚散事件過程，而非聚散事件之后。

此外，卓皆文等(2013)在本研究區(qū)內(nèi)采集了兩件火山巖樣品(WXP-N1和WXP-N2)，并認(rèn)為均采自陸良組；實際上，據(jù)筆者及研究團(tuán)隊進(jìn)行1:5萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查后發(fā)現(xiàn)，樣品WXP-N1采自陸良組一段和樣品WXP-N2為牛頭山組二段(圖1b)。其中，本研究樣品D0003-1-4和D0003-1-5與樣品WXP-N2采自同一位置(圖1b)，另一樣品WXP-N1位置筆者也采集了相關(guān)樣品進(jìn)行測試分析(另文發(fā)表)。卓皆文等(2013)對樣品WXP-N2開展了鋯石U-Pb年代學(xué)測定及獲得了805±14Ma年齡值，該樣品有12個測點，參與加權(quán)平均年齡計算的僅有6個測點和年齡較為分散(793Ma、795Ma、795Ma、815Ma、820Ma和824Ma)，以及12個測點均未有諧和度方面的表述，該年齡的精確性還需復(fù)核。

本次研究在牛頭山組二段火山巖獲得了817.9±7.7Ma和818.3±8.3Ma的鋯石U-Pb年齡，該兩年齡值極為接近，以及所有鋯石年齡均較為集中等特征，說明了本次測定的年齡值具備更高的精確性對牛頭山組沉積時代進(jìn)行限定。

5.2 巖漿源區(qū)示蹤

據(jù)εHf(t)-t圖(圖9a)及表3，本研究2件樣品均落在虧損地幔之下的地殼區(qū)域，結(jié)合二階模式年齡值分布的直方圖(圖6)，表明了牛頭山組巖漿主要來源于古元古代(1524～2107Ma)陸殼物質(zhì)的熔融。2件樣品鋯石εHf(t)值均具較大的變化和具有正負(fù)值的特點(圖9a、表3)，其巖漿源區(qū)為殼?；旌系漠a(chǎn)物(吳福元等, 2007; 朱弟成等, 2009; Zhuetal., 2012)；其中樣品D0003-1-4的εHf(t)均值為0.70，樣品PM006-45-1的εHf(t)均值為-2.63，二者應(yīng)具一定差異的巖漿演化過程。

圖9 牛頭山組凝灰?guī)r的鋯石Hf同位素組成和Zr-Ti圖解(據(jù)Pearce, 1982; Hayashi et al., 1997)

據(jù)Sylvester (1998)研究表明，過鋁質(zhì)花崗巖的Al2O3/TiO2比值可作為巖漿源區(qū)部分熔融溫度指示劑，當(dāng)比值>100時巖漿源區(qū)熔融溫度小于875℃，而比值<100時熔融溫度大于875℃；結(jié)合表4可知，牛頭山組二段樣品的Al2O3/TiO2比值為90.7～135.9(均值109.9)，牛頭山組一段樣品的Al2O3/TiO2比值為56.1～80.8(均值66.1)，表明了隨著牛頭山組火山巖的噴發(fā)，巖漿源區(qū)的熔融溫度不斷降低，也指示了地幔物質(zhì)混入程度的降低。

5.3 成因機(jī)制

采用Pearce (1982)與Hayashietal. (1997)的Ti-Zr圖解(圖9b)，研究樣品均落入酸性弧巖漿區(qū)；巖石具虧損Ba、Sr大離子親石元素、高場強(qiáng)元素Nb、Ta、Zr、Ti和稀土元素Eu，富集大離子親石元素Th和輕稀土元素La、Nd、Sm，與弧火山巖性質(zhì)類似(Bailey, 1981; Sivell and Waterhouse, 1988; 黃亮等, 2021)；樣品具明顯的“Ta-Nb-Ti(TNT)虧損”，表明了火山巖的形成與俯沖作用有關(guān)(郭鋒等, 2001; Zhouetal., 2006a; Lietal., 2013; 王璐琳等, 2023)，以及結(jié)合凝灰?guī)r具鈣堿性特征，均說明了本研究牛頭山組凝灰?guī)r具弧火山巖性質(zhì)。

利用鋯石的微量元素Th、U、Nb、Hf開展構(gòu)造成因研究(Yangetal., 2012)，樣品D0003-1-5在Th/U-Nb/Hf圖解(圖10a)和Th/Nb-Hf/Th圖解(圖10b)中，均顯示為具巖漿弧特征。

圖10 牛頭山組凝灰?guī)r的鋯石微量元素構(gòu)造環(huán)境判別圖(據(jù)Yang et al., 2012)

鑒于此，巖石地球化學(xué)和鋯石微量元素的構(gòu)造屬性判別結(jié)果相同，牛頭山組凝灰?guī)r具火山弧性質(zhì)是準(zhǔn)確和可信的。

5.4 區(qū)域?qū)游粚Ρ?/h3>

據(jù)《云南省巖石地層》(云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1996)和《云南省成礦地質(zhì)背景研究報告》(云南省地質(zhì)調(diào)查局, 2013)，牛頭山組和陸良組相伴與澄江組為同期異相(分屬兩個地層小區(qū))；其他部分學(xué)者(江新勝等, 2012; 崔曉莊等, 2013, 2014, 2015; 陸俊澤等, 2013; 彭杰等, 2022)認(rèn)為澄江組與陸良組二段為同期異相，牛頭山組整合于二者之上；《云南省區(qū)域地質(zhì)志》(云南省地質(zhì)調(diào)查局, 2022)認(rèn)為牛頭山組和陸良組相伴與柳壩塘組為同期異相，澄江組為牛頭山組不同相區(qū)的上覆地層。

近年來，江新勝等(2012)、崔曉莊等(2013, 2014, 2015)、陸俊澤等(2013)、彭杰等(2022)等對滇中一帶的澄江組火山巖夾層開展了年代學(xué)測定，獲得了澄江組沉積時代為725～800Ma，及其底界年齡約為800Ma的認(rèn)識；劉軍平等(2019)在云南易門地區(qū)澄江組的20m底礫巖之上的凝灰?guī)r獲得了812.1±5.5Ma年齡值，并認(rèn)為澄江組的底界年齡為812.1±5.5Ma。二者認(rèn)識差異較大，但應(yīng)屬澄江組為一套扇三角洲相的陸相地層及具穿時性的特點所致(云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1996; 崔曉莊等, 2014)；同時可知，澄江組底界年齡晚于牛頭山組的頂界年齡，牛頭山組是澄江組不同相區(qū)的下伏地層。

5.5 構(gòu)造屬性及對Rodinia超大陸演化規(guī)律的指示

筆者及研究團(tuán)隊人員發(fā)現(xiàn)，牛頭山組一段產(chǎn)出有豐富的高氧環(huán)境的紫紅色、灰紫色粉砂巖(圖3b)，局部位置還發(fā)育斜層理，其巖石組分的粒度主體較二段粗，以及陸良組二段是一套中-厚層狀中粗粒巖屑長石石英砂巖等特征，說明了陸良組二段至牛頭山組二段的海平面總體是緩慢上升的，也指示了沉積盆地可能處于擴(kuò)張-伸展階段。結(jié)合本研究凝灰?guī)r屬硅質(zhì)火山巖類，其產(chǎn)于伸展背景，及多與大陸裂解相關(guān)(Bryan and Ernst, 2008; Bryan and Ferrari, 2013; 薄弘澤和張招崇, 2020)；以及凝灰?guī)r具弧火山巖性質(zhì)和殼?；旌系奶攸c，筆者綜合認(rèn)為凝灰?guī)r應(yīng)形成于揚(yáng)子陸塊西緣的弧后盆地環(huán)境，是華夏陸塊向揚(yáng)子陸塊俯沖末期，俯沖板塊進(jìn)入了地幔區(qū)，板塊發(fā)生了變質(zhì)脫水及引發(fā)的流體上涌和新生地殼物質(zhì)熔融所成；同時，劉述德等(2021)在揚(yáng)子陸塊北緣厘定了一套與牛頭山組凝灰?guī)r基本同期(823.9±5.5Ma和829.9±6.9Ma)的弧后盆地型玄武巖。鑒于此，隨著弧后盆地的形成和發(fā)展，將引發(fā)揚(yáng)子陸塊西緣的裂離，該弧后盆地可能即為新元古代康滇裂谷(Lietal., 2003b, 2008, 2018; Wang and Li, 2003; Wangetal., 2011)的初期階段，與Zhouetal. (2002a, b, 2006a, b)、Wang and Li (2003)、Wangetal. (2007, 2011)、Zhao and Cawood (2012)、鄧奇(2013)、崔曉莊等(2016)、王劍等(2019)、付坤榮(2020)等的認(rèn)識相合，并與研究區(qū)大部分面積產(chǎn)于康滇裂谷區(qū)域的特征相統(tǒng)一(圖1a)。

牛頭山組二段的上部多發(fā)育淺灰黃色、淺灰綠色薄層狀粉砂巖與粉砂質(zhì)泥巖組合成的復(fù)理石建造(圖3a)以及火山巖產(chǎn)出減少等特點，沉積盆地(弧后盆地)的發(fā)育可能趨于穩(wěn)定；隨著牛頭山組火山巖的噴發(fā)，巖漿源區(qū)地幔物質(zhì)混入程度的不斷降低，均暗示了華夏陸塊向揚(yáng)子陸塊俯沖的結(jié)束，揚(yáng)子陸塊應(yīng)與華夏陸塊完成了匯聚，以及Rodinia超大陸可能形成了統(tǒng)一板塊。結(jié)合牛頭山組頂界沉積時代約為820Ma的特點，指示了Rodinia超大陸的聚散轉(zhuǎn)換時間約為820Ma，與主流觀點認(rèn)識相同。

牛頭山組凝灰?guī)r為弧火山巖類，形成于華夏陸塊向揚(yáng)子陸塊俯沖過程，表明了火山噴發(fā)階段，該兩板塊的匯聚活動尚未完全結(jié)束。實際上，揚(yáng)子陸塊周緣在新元古代青白口紀(jì)(拉伸紀(jì))的巖漿作用較為活躍，與本研究火山巖同期的巖漿活動有豐富的記錄，但成因機(jī)制的認(rèn)識卻有多種，如：四川峨邊的后造山型826±21Ma花崗巖(汪正江等, 2011)、四川同德的火山弧型825±7Ma閃長巖(Munteanuetal., 2010)、甘肅隴南的板內(nèi)型810～820Ma流紋巖(Wuetal., 2019)、湖北京山的弧后盆地型 823.9±5.5Ma和829.9±6.9Ma玄武巖(劉述德等, 2021)、湖北黃陵廟的板內(nèi)型～819Ma花崗巖(郭宇明, 2019)、安徽皖南的造山型821±7Ma花崗閃長巖(吳榮新等, 2005)、江西九嶺的后造山型817±7Ma花崗巖(張福神等, 2020)、黔北東梵凈山群的火山弧型822±15Ma玄武巖(Zhouetal., 2009)、廣西北部的后造山型819～826Ma花崗巖(Li, 1999)、云南峨山的板內(nèi)型818.3±2.8Ma花崗閃長巖(徐麗娟等, 2021)及板內(nèi)型～825Ma二長花崗巖(Lietal., 2003a, b)等；同時可知，同一板塊同一時期不同位置的構(gòu)造環(huán)境是有差異的(Li, 1999; Lietal., 2003, 2008, 2018; Wuetal., 2006; Zhaoetal., 2011; 張志輝等, 2021)，但揚(yáng)子陸塊周緣810～820Ma的巖漿巖主體具板內(nèi)性質(zhì)，應(yīng)指示了華夏陸塊與揚(yáng)子陸塊的拼合作用已結(jié)束，與Rodinia超大陸的聚散轉(zhuǎn)換時間約為820Ma的認(rèn)識相統(tǒng)一。

Rodinia超大陸的聚散活動是一個復(fù)雜的演化過程，各個次級板塊發(fā)生匯聚的同時，也會伴隨著板塊間的裂解運(yùn)動，沒有具體的匯聚或裂解時間節(jié)點，僅屬在不同階段以某個構(gòu)造運(yùn)動為主而已；Rodinia超大陸在揚(yáng)子陸塊周緣發(fā)生的一系列匯聚和裂解活動，不是同一個構(gòu)造帶內(nèi)的簡單“開-合”運(yùn)動，而可能具繼承性演化特征，與古特提斯洋和原特提斯洋的演化規(guī)律(云南省地質(zhì)調(diào)查局, 2013; 孫載波等, 2017; Wangetal., 2019)相類似，同時也是Rodinia超大陸聚散轉(zhuǎn)換時間長期爭議的重要原因所在。

6 結(jié)論

(1)陸良地區(qū)牛頭山組3件流紋質(zhì)玻屑凝灰?guī)r的鋯石U-Pb年齡分別為817.9±7.7Ma、818.3±8.3Ma和822±13Ma，屬新元古代青白口系(拉伸系)，牛頭山組的頂界成巖時代約為820Ma，及其是澄江組不同相區(qū)的下伏地層。

(2)牛頭山組凝灰?guī)r的鋯石εHf(t)值兼具正值和負(fù)值特征，巖漿源區(qū)主要與古元古代(1523.9～2107.0Ma)陸殼物質(zhì)的熔融有關(guān)，并伴有地幔物質(zhì)的混入。

(3)牛頭山組是華夏陸塊向揚(yáng)子陸塊俯沖末期的沉積-巖漿響應(yīng)，形成于揚(yáng)子陸塊西緣的弧后盆地環(huán)境。

(4)約820Ma，揚(yáng)子陸塊與華夏陸塊已完成匯聚，Rodinia 超大陸可能形成了統(tǒng)一板塊。

致謝項目組及研究團(tuán)隊成員參加了野外調(diào)查和研究工作；樣品的制備和分析得到了湖北省地質(zhì)實驗室測試中心、南京宏創(chuàng)地質(zhì)勘查技術(shù)服務(wù)有限公司、北京科薈測試技術(shù)有限公司和自然資源部昆明礦產(chǎn)資源監(jiān)督檢測中心等的大力支持；成文過程中得到李靜正高級工程師、張虎正高級工程師、胡建軍正高級工程師、趙楓博士和多位匿名審稿人的悉心指導(dǎo)；責(zé)任編輯對文稿做了大量的工作；在此一并表示衷心的感謝!