羅 亮，王冬兵，尤廷海，謝 韜，姜麗莉，黃曉明

(1.中國地質(zhì)調(diào)查局成都地質(zhì)調(diào)查中心，四川 成都 610081；2.中國建筑西南勘察設(shè)計研究院有限公司七公司，四川 成都 610066)

0 引言

隨著特提斯構(gòu)造域釋義及其時空演變過程，特提斯構(gòu)造域演化階段劃分亦相應(yīng)發(fā)生變化。從特提斯演化階段的時限來看，存在原、古、中、新特提斯四階段劃分的觀點(鄧軍等，2016, 2019；Metcalfe, 2021)，而本文采用目前大家普遍接受的三階段劃分方案，即原特提斯階段(晚元古代—志留紀)、古特提斯階段(泥盆紀—早/中三疊世)、新特提斯階段(晚三疊世—始新世)(潘桂棠等，2013；王立全等，2021)。大量研究者根據(jù)昌寧-孟連結(jié)合帶內(nèi)發(fā)育的泥盆紀—中三疊世放射蟲硅質(zhì)巖和蛇綠巖認為其代表了晚古生代特提斯洋(丁林和鐘大賚，1995；鐘大賚，1998；楊文強等，2007；Metcalfe, 2013a)。近年來，在該帶內(nèi)發(fā)現(xiàn)了大量早古生代堆晶輝長巖(471～439Ma，Wang et al., 2013；劉桂春等，2017)、具有洋殼型高鎂埃達克巖地球化學特征的英云閃長巖(468Ma；王冬兵等，2016)、洋島玄武巖(449Ma；孫載波等，2017)以及與俯沖有關(guān)的變巖漿巖(462～454Ma；Nie et al., 2015； Xing et al., 2017)等，因此，昌寧-孟連結(jié)合帶演化可以追溯到早古生代，記錄了原特提斯演化的重要信息。前人對原特提斯洋的位置和原—古特提斯洋之間的轉(zhuǎn)換過程重大科學問題尚存較大爭議。部分學者認為原特提斯洋位于古特提斯洋東側(cè)，原特提斯洋閉合后，弧后拉張形成古特提斯洋(Nie et al., 2015；Liu et al., 2021；Wei et al., 2022)。另有大量學者則認為昌寧-孟連結(jié)合帶發(fā)育早古生代到中生代的連續(xù)演化的原—古特提斯大洋(Pan et al., 2012；Deng et al., 2014；王保弟等，2013, 2018；劉桂春等，2017；潘桂棠等，2019；Liu et al., 2019；彭智敏等，2020；王立全等，2021)。廣泛分布于昌寧-孟連結(jié)合帶的南段組為泥盆紀—石炭紀沉積地層，對其開展深入的研究工作，有望為原—古特提斯洋之間的轉(zhuǎn)換提供重要證據(jù)。

南段組位于昌寧-孟連結(jié)合帶東部，是昌寧-孟連結(jié)合帶晚古生代地層的重要組成部分，其碎屑巖序列中保存了獨特的沉積環(huán)境以及物源信息記錄，可以為區(qū)域古地理演化提供關(guān)鍵證據(jù)，因而是東特提斯演化研究不可或缺的研究對象。前人對南段組沉積環(huán)境尚存淺水沉積(羅君烈，1990；崔春龍等，1998；Zheng et al., 2019a)和深海濁流(方宗杰，1990；劉本培等，1993；賈進華，1994)兩種不同認識。南段組沉積時代具早石炭世維憲期②(Yang, 1999；Jin et al., 2003)、早納繆爾期(馮慶來等，1996)、謝爾普霍夫期(Zheng et al., 2019b)以及可能延伸到晚石炭世(方宗杰，1990)等多種觀點。關(guān)于南段組構(gòu)造屬性存在是保山地塊東側(cè)被動大陸邊緣沉積(Liu et al., 1991；從柏林等，1993)抑或是“昌寧-孟連洋”洋盆東側(cè)的陸坡沉積(劉本培等，1993，2002；賈進華，1994；馮慶來等，1996)兩種不同認識。綜上所述，關(guān)于南段組時代、沉積環(huán)境、構(gòu)造屬性等問題未取得一致認識，制約了對昌寧-孟連特提斯洋演化特征的理解和認識。

a據(jù)Wei et al., 2022；b據(jù)Jin et al., 2003，云南地質(zhì)礦產(chǎn)局，1982②修改；紅色和藍色五星代表前人開展工作的孟連縣南部南段村，黃色五星代表南段組碎屑巖采樣位置，紫色五星代表曼信組碎屑鋯石樣品采樣位置圖1 東南亞構(gòu)造格架圖(a)及昌寧-孟連帶地質(zhì)簡圖(b)Fig.1 Tectonic outline of southeast Asia (a) and simplified geological map of the Changning-Menglian Belt (b)

碎屑巖的粒度特征是反映沉積介質(zhì)能量、判別沉積水動力條件以及識別自然地理環(huán)境的重要指標(Zheng et al., 2019a)。碎屑鋯石U-Pb定年是沉積巖物源分析和約束地塊構(gòu)造演化的重要方法，并取得了廣泛應(yīng)用(Zhu et al., 2011；Zhao et al., 2017；Liu et al., 2019；Wei et al., 2022)。本文報道了南段組變質(zhì)砂巖巖石學、巖相學、元素地球化學特征以及昌寧-孟連洋兩側(cè)泥盆—石炭系碎屑鋯石U-Pb定年數(shù)據(jù)，旨在揭示南段組時代、沉積環(huán)境和物源特征，并進一步探討昌寧-孟連特提斯洋的演化過程。

1 地質(zhì)背景與樣品

1.1 地質(zhì)背景

西南三江(怒江、瀾滄江、金沙江)地區(qū)位于東特提斯構(gòu)造域，是銜接青藏高原與東南亞特提斯造山帶的關(guān)鍵區(qū)域，自東向西分為羌塘-三江造山系、昌寧-孟連結(jié)合帶和岡底斯-喜馬拉雅造山系3個一級構(gòu)造單元，并進一步細分為8個二級構(gòu)造單元和若干個三級構(gòu)造單元(王立全等，2013；潘桂棠等，2013, 2015；尹福光等，2017；王冬兵等，2021；王保弟等，2021)。其中的昌寧-孟連結(jié)合帶從綜合格架、巖石地球化學和年代學數(shù)據(jù)等方面特征表明向北與龍木措-雙湖構(gòu)造帶相連(鐘大賚，1998；Feng, 2002；Feng et al., 2004, 2008；Yang et al., 2011；Wang et al., 2013；吳彥旺，2013；Fan et al., 2015； 王冬兵等，2017；王恩澤等，2021)，向南與東南亞的茵他儂(因他暖)-文東-勞勿構(gòu)造帶相接(圖1a)(Metcalfe, 2006, 2011, 2013a, 2013b；Metcalfe et al., 2017；Sone et al., 2008, 2012；Wang et al., 2017；耿全如等，2021)，代表了東特提斯主洋盆的殘余，分隔了親岡瓦納大陸的滇緬馬地塊(保山地塊)和親華夏大陸的印度支那地塊(思茅地塊)(Wang et al., 2018)，是當前國際地質(zhì)學研究的重點和熱點。

昌寧-孟連結(jié)合帶內(nèi)地質(zhì)體主要呈南北向條帶狀分布，東側(cè)緊鄰臨滄花崗巖基。臨滄花崗巖基于晚三疊世(230～205Ma)(Peng et al., 2006, 2013；Jian et al., 2009；Wang et al., 2010；孔會磊等，2012；Dong et al., 2013)侵入到瀾滄巖群變質(zhì)巖系中。昌寧-孟連結(jié)合帶內(nèi)下古生界瀾滄巖群變質(zhì)巖、上古生界南段組、拉巴組淺變質(zhì)碎屑巖、蛇綠混雜巖、泥盆紀—中三疊世放射蟲硅質(zhì)巖、石炭—二疊紀洋島-海山以及上古生界溫泉組、曼信組細碎屑巖夾硅質(zhì)巖等地質(zhì)體大致呈南北向展布(圖1b)。近年來，不同學者分別從瀾滄巖群中識別出碎屑鋯石最年輕年齡峰值ca. 530Ma(王舫等，2017；Zhao et al., 2017)、變火山巖鋯石U-Pb加權(quán)平均年齡450～460Ma(Nie et al., 2015；Xing et al., 2017)、蛇綠巖(劉桂春等，2017；彭智敏等，2020a, 2021)、(超)高壓變質(zhì)巖(李靜等，2015；Fan et al., 2015；王舫等，2016；Wang et al., 2019；彭智敏等，2019；Wang et al., 2020)等信息，將瀾滄巖群原巖厘定為早古生代，構(gòu)造性質(zhì)為與原—古特提斯洋相關(guān)的俯沖增生雜巖(王保弟等，2018；潘桂棠等，2019；彭智敏等，2020b)，并非前人認為的基底巖系。分布于昌寧-孟連結(jié)合帶東部的泥盆—石炭系南段組，是本文的重點研究對象，前人在南部的阿里—南段地區(qū)開展了一定研究，而在北部露頭較好的滄源縣團結(jié)—巖帥一帶卻鮮有研究報道，滄源縣巖帥地區(qū)南段組構(gòu)造置換較弱，為一套厚度巨大的石英砂巖與泥巖(變質(zhì)石英砂巖與板巖)組成的韻律沉積，露頭尺度可見巖性成分層指示原始層理(S0)，內(nèi)部發(fā)育較多的褶皺，巖石組合的變化主要表現(xiàn)為兩者以不同厚度組合，依據(jù)野外出露情況分為三個巖段：a巖段巖性為厚層狀變質(zhì)石英砂巖夾板巖，b巖段為板巖夾變質(zhì)石英砂巖或二者互層沉積，c巖段巖性為塊狀變質(zhì)砂巖夾板巖，其上下關(guān)系不明。

1.2 樣品特征

本次工作在滄源縣巖帥地區(qū)采集了南段組9件變質(zhì)砂巖樣品開展粒度分析(PM103-3b1、PM103-8b1、PM103-10b1、PM103-10b2、PM103-19b1、PM103-19b2、PM103-24b1、PM103-28b1、PM103-51b1)，7件樣品開展元素地球化學分析(PM103-3H1、PM103-8H1、PM103-10H1、PM103-12H1、PM103-17H1、PM103-24H1、PM103-24H2)，樣品巖性以變質(zhì)石英砂巖、變質(zhì)巖屑石英砂巖為主(圖2a，表1)。巖石主要由變余陸源砂(石英、巖屑)和變質(zhì)新生礦物(絹云母、長英質(zhì))組成，呈顆粒支撐-基底式膠結(jié)類型(圖2b)。石英含量為70%～95%，包括單晶石英、少量多晶石英及硅質(zhì)巖巖屑，單晶石英粒內(nèi)可見波狀消光現(xiàn)象。巖屑含量為3%～15%，強絹云母化、硅化，成分無法準確判定，見少量云母星散狀分布。新生變質(zhì)礦物粒徑一般為<0.05mm，集合體填隙狀分布在陸源砂粒間。

長石石英砂巖樣品(19HA01-1TW1)采自耿馬縣賀派鄉(xiāng)回愛村泥盆系曼信組(Dm)(圖2c，表1)。巖石膠結(jié)物為鐵質(zhì)膠結(jié)，局部發(fā)育有次生孔隙。石英呈次棱角狀—次圓狀，粒徑為0.1～0.22mm，晶內(nèi)裂紋發(fā)育，局部少數(shù)石英顆粒發(fā)育波狀消光。斜長石呈棱角狀—次棱角狀，粒徑為0.1～0.2mm，整體表面臟雜，個別聚片雙晶發(fā)育，大部分斜長石表面發(fā)育強烈黏土化及絹云母化，部分斜長石已基本絹云母化完全。鉀長石呈它形次棱角狀，粒徑為0.1～0.3mm，整體黏土化強烈。巖屑多為燧石，呈次棱角-次圓狀，大部分向微晶石英過渡，粒徑約0.20～0.32mm。

表1 樣品位置和地層學信息簡表Table 1 Location and stratigraphic information of samples analyzed

2 分析方法

通過線計法的方式在顯微鏡下對南段組砂巖顆粒粒徑進行統(tǒng)計，通過旋轉(zhuǎn)載物臺上薄片固定裝置的齒輪，等距的平行移動礦物薄片，對移動中所有通過十字絲縱絲(或橫絲)的顆粒粒徑加以測量并計數(shù)，每張薄片測量300顆以上顆粒，片狀礦物顆粒、無法清晰識別輪廓的礦物顆粒和重礦物顆粒不參與粒度統(tǒng)計，再生長的長石和石英按其原粒徑進行測量并計數(shù)，雜基按照其百分含量歸入5Φ粒級中，以此每張薄片便可獲得一組粒徑(d)分布數(shù)據(jù)，粒徑統(tǒng)計以毫米為單位，利用公式(Φ=-log2d，d為顆粒直徑mm)將每張薄片所統(tǒng)計到的粒徑值轉(zhuǎn)換為Φ值，對數(shù)據(jù)進行分組，數(shù)據(jù)分組以1/4Φ為間隔以便繪圖，最后繪制頻率分布曲線圖、概率累計曲線圖(Folk et al., 1957；Visher，1969)，據(jù)此了解樣品的粒度特征所反映的沉積環(huán)境特點。

a-b.南段組變質(zhì)砂巖野外及鏡下照片(正交偏光)； c-d.曼信組長石石英砂巖野外及鏡下照片(單偏光)圖2 南段組和曼信組野外及鏡下照片F(xiàn)ig.2 Field and microscope photos of the Nanduan Formation and the Manxin Formation

鋯石分選在廊坊市誠信地質(zhì)服務(wù)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，然后進行拋光。對鋯石進行反射光、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圖像選擇具有代表性的鋯石顆粒和區(qū)域進行U-Pb測年。反射光、透射光顯微照相和陰極發(fā)光(CL)照相在武漢上譜分析科技有限責任公司完成。鋯石U-Pb同位素定年在武漢上譜分析科技有限責任公司利用LA-ICP-MS同時完成。詳細的儀器參數(shù)和分析流程見Zong et al.(2017)。GeoLasPro激光剝蝕系統(tǒng)由COMPexPro102ArF 193nm準分子為補償氣以調(diào)節(jié)靈敏度，二者在進入ICP之前通過一個T型接頭混合，激光剝蝕系統(tǒng)配置有信號平滑裝置(Hu et al., 2015)。本次分析的激光束斑和頻率分別為32μm和5Hz，采用鋯石標準91500和玻璃標準物質(zhì)NIST610作外標，分別進行U-Pb同位素和微量元素分餾校正。每組數(shù)據(jù)點不超過100個(含標樣)，首尾有NIST610、91500、GJ-1、Ple等標樣控制/監(jiān)控，中間每間隔8個樣品點打2個鋯石標準91500點，間隔16個樣品點打1個GJ-1鋯石標樣。每個時間分辨分析數(shù)據(jù)包括20～30s空白信號和50s樣品信號。對分析數(shù)據(jù)的離線處理(包括對樣品和空白信號的選擇、儀器靈敏度漂移校正、元素含量及U-Pb同位素比值和年齡計算)采用軟件ICPMSDataCal(Liu et al., 2008，2010)完成。鋯石樣品的U-Pb年齡諧和圖繪制和年齡加權(quán)平均計算采用Isoplot/Ex_ver3(Ludwig，2003)完成。本次實驗鋯石標樣91500和GJ-1的206Pb/238U年齡分別為1061～1064 Ma和597～605 Ma，均在誤差范圍內(nèi)與鋯石標樣參考年齡一致。

全巖主量元素含量分析在自然資源部西南礦產(chǎn)資源監(jiān)督檢測中心采用XRF玻璃熔餅法完成，儀器為AXIOS-X-型熒光光譜儀。巖石粉末樣品在開展主量元素分析前進行燒失量分析，然后將巖石粉末樣品熔融制餅并標記樣品名稱。對中國標準參考物質(zhì)GSR-3進行了分析，結(jié)果表明主量元素分析精度和準確度均優(yōu)于4%。全巖微量元素含量在武漢上譜分析科技有限責任公司利用Agilent 7700e ICPMS分析完成。用于ICP-MS 分析的樣品處理過程如下：(1)將74μm(200目)樣品置于105 ℃烘箱中烘干12 h；(2)準確稱取粉末樣品50 mg置于Teflon 溶樣彈中；(3)先后依次緩慢加入1 mL 高純HNO3和1 mL 高純HF；(4)將Teflon溶樣彈放入鋼套，擰緊后置于190 ℃烘箱中加熱24 h 以上；(5)待溶樣彈冷卻，開蓋后置于140 ℃ 電熱板上蒸干，然后加入1 mL HNO3并再次蒸干；(6)加入1 mL 高純HNO3、1 mL MQ 水和1 mL 內(nèi)標In(濃度為1×10-6)，再次將Teflon 溶樣彈放入鋼套，擰緊后置于190 ℃烘箱中加熱12 h 以上；(7)將溶液轉(zhuǎn)入聚乙烯料瓶中，并用2% HNO3稀釋至100 g 以備ICP-MS 測試。實驗過程中，對美國地質(zhì)調(diào)查局(USGS)標準參考物質(zhì)BCR-2、BHVO-2 和AGV-1 的分析結(jié)果表明，微量元素分析精度和準確度一般優(yōu)于5%。

3 分析結(jié)果

3.1 粒度分析

對南段組9件樣品開展粒度分析結(jié)果顯示，南段組平均粒徑(Mz)介于1.88～2.84Φ，表現(xiàn)細—中粒為主，中等動能條件。總體上南段組粒度標準(σI)差介于0.5～1.0，以0.7左右為主，屬于分選中等—分選較好(Folk et al., 1957)。偏度(Sk1)多小于0，大多介于-0.1～0.1Φ之間，近于對稱略有負偏，同樣說明分選性較好，推測可能是淺海沉積由于潮汐、波浪高能量作用的結(jié)果。峰度(KG)大多位于0.8～1Φ，個別大于1，鋒態(tài)屬于中等-尖銳，近于海灘砂特征。南段組砂巖粒度分布曲線多以單峰和雙峰為主(圖3)，深水濁流沉積搬運方式以懸浮搬運為主，而淺海環(huán)境水動力復雜多樣，包括洋流、波浪、潮汐等，搬運方式包括推移、躍移和懸浮搬運(Shanmugam, 1996, 2013；朱筱敏，2009；陳建強等，2015)。因此，淺海的概率累積曲線表現(xiàn)出明顯的三段式，牽引總體、躍移總體和懸移總體均有發(fā)育，而濁流的概率累積曲線僅顯示較為發(fā)育的懸浮主體，呈直線不分段或兩段式的概率累積曲線特征(Visher, 1969)。南段組砂巖概率累計曲線主要呈三段式，各組分均有發(fā)育，僅PM103-8b1和PM103-17b1為懸浮總體較發(fā)育的兩段式(圖4)。

縱坐標：百分含量；橫坐標：粒徑(Φ值)圖3 南段組砂巖粒度分布曲線特征Fig.3 Characteristics of grain frequency distribution curves of samples in Nanduan Formation

縱坐標：概率百分比；橫坐標：粒徑(Φ值)圖4 南段組砂巖粒度累計曲線Fig.4 The cumulative curve of sandstone grain size in the Nanduan Formation

3.2 鋯石U-Pb測年

從長石石英砂巖(19HA02-TW1)分選出較多的鋯石顆粒，圓狀—次棱角狀，大多數(shù)鋯石50～100μm，少量達150～200μm，鋯石陰極發(fā)光(CL)圖像顯示多數(shù)鋯石具有單一的內(nèi)部結(jié)構(gòu)，個別發(fā)育明顯變質(zhì)邊(邊部較窄，不能測年)，開展測年的顆?；虿课挥忻黠@的巖漿結(jié)晶振蕩環(huán)帶；Th/U比值主體位于0.5～2.4之間，極少數(shù)為0.15～0.5，均大于0.1，指示其為巖漿成因鋯石(吳元保和鄭永飛，2004)。鋯石的外部形態(tài)總體顯示出圓狀—次圓狀，并具明顯搬運磨蝕痕跡，顯示出長距離搬運或者再旋回特征(圖5)。

圖5 曼信組(19HA02-TW1)碎屑鋯石U-Pb諧和圖和部分鋯石CL圖像Fig.5 Detrital zircon U-Pb concordance diagrams and partial cathodoluminescence (CL) images of the Manxin Formation (19HA02-TW1)

對樣品19HA02-TW1的104顆鋯石開展了U-Pb LA-ICP-MS定年研究，其中6個分析點諧和度小于90%(不參與作圖和統(tǒng)計)。年齡結(jié)果大于1000 Ma時采用207Pb/206Pb年齡，其余采用206Pb/238U年齡。98個分析點的年齡具有很好的諧和度(絕大部分大于95%)，均落在諧和曲線上或附近，年齡在419～2681 Ma之間(除一顆年齡為348Ma)(圖5)，同位素比值和結(jié)果列于附表1(1)附表數(shù)據(jù)資料可聯(lián)系編輯部獲取或訪問http://cjyttsdz.ijournals.cn下載。在頻分布圖上98個年齡形成了ca.440 Ma最主要群組和ca.950 Ma的次級群組，其余年齡組成更次一級群組(圖8a)。

3.3 元素地球化學

本次工作對南段組變質(zhì)砂巖開展了7件樣品主微量元素測試，原始分析數(shù)據(jù)列于附表2①。南段組中顆粒較粗的碎屑巖w(SiO2)高，為88%～93%，平均為90%，w(K2O)和w(Na2O)很低，可能與樣品中較低的長石含量有關(guān)(Zheng et al.,2019a)。南段組樣品w(Al2O3)較高，為3.8%～6.8%，平均為5.1%。鐵、錳的氧化物含量非常低，w(TFe2O3)為0.58%～1.47%，平均為0.91%，w(MnO)為0.002%～0.012%，平均為0.007%。南段組微量元素分析表明，Ce元素顯示輕微的異常值，Th/U比值為3.8～7.0，平均值為5.16。南段組砂巖La/Th為2.5～4.7，平均值為3.0，w(Hf)平均為6.2×10-6。

4 討論

4.1 沉積環(huán)境

南段組是云南區(qū)調(diào)隊在1∶20萬孟連幅區(qū)調(diào)報告(1982)中命名，剖面位于瀾滄縣南段村，孟連至南段的公路上。根據(jù)上下層序、巖石組合、所含古生物化石以及巖石中長石含量的變化等劃分為三個巖性段。南段組的巖性極其單調(diào)，無特殊的標志層，化石稀少，且位于昌寧-孟連結(jié)合帶內(nèi)，受到古特提斯洋俯沖-陸陸碰撞造山等復雜過程的影響，地層內(nèi)部褶皺、斷層發(fā)育，劈理置換現(xiàn)象隨處可見，其地層原始層序被破壞殆盡，給地層頂?shù)椎淖R別、原始厚度的恢復、沉積構(gòu)造的觀察等工作造成了巨大困難，進而制約了對沉積環(huán)境的準確判斷。對南段組沉積環(huán)境的研究最早可以追溯到20世紀80年代，考慮到南段組中雜砂巖占有一定的比例，巖石中含黏土質(zhì)較高，砂巖底面見溝模、槽模構(gòu)造，認為南段組巖石具濁流沉積的特征②。隨后有部分學者依據(jù)發(fā)現(xiàn)的槽模構(gòu)造、撕裂碎屑、粒序?qū)永淼葷崃鞒练e構(gòu)造和少量的砂巖樣品粒度分析結(jié)果，認為南段組主體為深水濁流沉積(方宗杰，1992；劉本培等，1993；吳浩若，1994；賈進華，1994；馮慶來等，1996)。然而，大量學者認為南段組為淺海沉積，主要證據(jù)包括：其成熟度高，與濱海海灘相可對比(羅君烈，1990)；粒度參數(shù)和概率累積曲線特征③(Zheng et al., 2019a)、發(fā)育小型浪成波痕和淺水相遺跡化石(崔春龍等，1998)等。

淺海環(huán)境和深水濁流環(huán)境從流體狀態(tài)、沉積物的搬運方式上有很大區(qū)別，碎屑巖粒度特征分析在討論沉積區(qū)水動力條件、沉積介質(zhì)能量、識別古地理環(huán)境具有重要作用。南段組砂巖粒度分布曲線多以單峰和雙峰為主(圖3)，樣品平均粒徑(Mz)、偏度(SK1)、峰度(KG)、標準差(σI)等特征值均與Zheng et al.(2019a)報道的數(shù)據(jù)接近。從流體的搬運方式上來看，南段組大部分樣品具有牽引總體、躍移總體和懸浮總體，分選較好，與Zheng et al.(2019a)研究結(jié)果相同，南段組更接近于淺海環(huán)境的搬運沉積特征，而與僅具有發(fā)達懸浮總體的濁流沉積具有較大差別。

4.2 地層時代

南段組作為昌寧-孟連結(jié)合帶晚古生代地層重要組成部分，受到特提斯洋俯沖消減和隨后的陸-陸碰撞造山的強烈改造，形成大量褶皺，給地層頂?shù)钻P(guān)系和原始厚度的識別均帶來巨大困難。南段組現(xiàn)今表現(xiàn)出極大地層厚度，約3000～5000m(云南省區(qū)域地質(zhì)調(diào)查院，2003；崔春龍等，1998)，由于內(nèi)部層序已部分被打亂，無法代表原生厚度，給地層的劃分、對比研究帶來困擾。

前人在南段組開展了生物地層學研究，獲得了大量的、種類繁多的動植物化石。早期開展1∶100萬普洱幅區(qū)調(diào)工作時，在南段組這套變質(zhì)砂巖為主夾板巖或互層的地層中未獲得古生物化石，將其歸屬奧陶—志留系。1∶20萬孟連幅②在南段組中段發(fā)現(xiàn)大量維憲階菊石，包括Acrocanitessp.,Epicanitessp.,Kazakhocerassp.,Leptodesmasp.,Streblechondriasp.,Septimyalina? sp.,Palaeolimasp.,Posisoniasp.,將南段組時代劃為早石炭世維憲期。南段組中部見Praedaraelites、Kazakhoceras等海相化石，時代為晚維憲期—早納繆爾期(方宗杰，1990)。南段組上段采獲菊石類，包括Stenopronoritessp.,Prolecanitessp.等，將中、上段地層時代定為納繆爾早期(馮慶來等，1996)。Yang (1999)報道了出露于阿里地區(qū)的南段組中上部的Vallatisporitescilaris,Diatomozonotriletessp.,Waltzisporasp. 等孢粉，表明其時代為維憲期。Jin et al.(2003)亦報道了阿里附近板角村南段組中含有Pronoritessp.,Eocanitessp.,Pseudoarietessp.菊石化石，認為南段組中至少包含早石炭世沉積，而對于整個南段組時代仍很難限定。Zheng et al.(2019b)在南段組上部發(fā)現(xiàn)了Epicanitessp.,Megapronoritessp.,Somoholitessp.,Syngastriocerassp.,Prolecanites? sp.,Kardailites? sp.和Homoceras? sp.Fayettevilleasp.等8個屬菊石化石，指示所屬地層時代為謝爾普霍夫階。顯然，前人報道的南段組古生物化石均集中在中上部，而下部地層時代因缺乏化石而無法有效約束，推測延伸至泥盆紀②③(方宗杰等，1990)。本次研究在昌寧-孟連帶中部滄源縣巖帥地區(qū)南段組中發(fā)現(xiàn)了大量菊石化石，由于地層受到后期強烈擠壓改造，化石均被壓扁，只有輪廓可以清晰辨認，內(nèi)部構(gòu)造較模糊，無法鑒定(圖6)，推測與前人發(fā)現(xiàn)與南段組上部的菊石化石可以對比。

圖6 滄源縣巖帥地區(qū)南段組野外照片(a)和所產(chǎn)“菊石化石？”(b-e)Fig.6 The field photo (a) and ammonoids Fossils ? (b-e) from the Nanduan Formation of Yanshuai area, Cangyuan County, Changning-Menglian Belt

碎屑鋯石年代學研究在限定地層沉積時代方面可以作為生物地層年代學研究的有效補充，尤其對南段組未發(fā)現(xiàn)有效古生物化石層段具有其他方法不可替代的作用。碎屑鋯石年代學利用最年輕一組年齡限定地層最大沉積時間已經(jīng)得到大量運用(Dickson et al., 2009；王冬兵等，2015，2020；羅亮等，2020)，通過大量研究實例總結(jié)出該方法提供的時代下限一般與地層底界時代相差在50Ma以內(nèi)(佘振兵，2007)。Zheng et al.(2019a)對南段組4件砂巖樣品400顆鋯石開展了U-Pb定年研究，獲得206Pb/238U年齡小于420Ma的僅有5顆，分別為392Ma、381Ma、372Ma、367Ma、362Ma。曾文濤等(2017)對南段組中3件樣品鋯石U-Pb定年測試，獲得了162個諧和度大于90%的年齡，其中小于500Ma的僅一顆，年齡為335Ma。黃曉明等(2022，地質(zhì)通報待刊)對南段組2件砂巖樣品開展了鋯石U-Pb定年，獲得211顆諧和度大于90%的年齡，小于500Ma的僅一顆，年齡為493Ma。綜上所述，對南段組9件碎屑鋯石共計773顆鋯石開展U-Pb定年，僅獲得小于420Ma的年齡6個，且極為分散，其加權(quán)平均年齡不具有說服力?？紤]挑樣時的混樣、處理年齡的人為誤差，用最年輕的單顆粒年齡限定地層沉積時代下限顯然不合適。

前人對南段組時代的限定主要通過生物地層學和碎屑鋯石定年研究(方宗杰，1990；Yang et al., 1999；Jin et al., 2003；Zheng et al., 2019b；曾文濤等，2017)，但是兩種工作均具有局限性，未取得實質(zhì)性突破?；杉饕庶c狀集中在上部，對南段組中下部地層時代缺乏約束，加之化石是否為原地埋藏存疑，且受到后期變形變質(zhì)的強烈改造，無疑都為生物地層學研究帶來了巨大挑戰(zhàn)。大量碎屑鋯石的研究表明，南段組中最年輕組鋯石年齡遠遠老于發(fā)現(xiàn)的化石時代，顯然利用最年輕組碎屑鋯石年齡限定地層沉積時代下限效果不理想?？紤]到南段組覆于下古生界瀾滄巖群之上，變質(zhì)和變形均較瀾滄巖群弱，并且前人于上部發(fā)現(xiàn)了下石炭統(tǒng)化石，因此本文暫認為泥盆紀—石炭紀。

4.3 地球化學特征與構(gòu)造背景

南段組樣品含較高Al2O3，鐵、錳的氧化物含量非常低，說明其化學成分成熟度高，與前人總結(jié)的不同構(gòu)造環(huán)境的碎屑物的主量元素對比，發(fā)現(xiàn)南段組砂巖主量元素特征與被動大陸邊緣沉積物類似(Bhatia et al., 1986；賈進華，1994)。對南段組各樣品化學組成的分析結(jié)果進行計算，將獲取的參數(shù)分別投入TiO2-(TFe2O3+MgO)、Al2O3/SiO2-(TFe2O3+MgO)源區(qū)構(gòu)造環(huán)境判別圖中，可見南段組變質(zhì)砂巖碎屑源區(qū)構(gòu)造背景主要落入被動大陸邊緣區(qū)域(圖7a-b)。

Bhatia et al.(1981)認為當Th/U值為2.5～3時，其源巖主要為島弧火山巖；Th/U 值約為4.5時，其物源主要以沉積巖為主，可能有島弧火山巖碎屑混入；當Th/U值約為6時,可以肯定物源主要是再旋回沉積巖。南段組9件砂巖樣品的Th/U值為3.8～7.0，平均值為5.16，表明南段組物源主要是再旋回沉積巖，極少受到島弧火山碎屑的影響。本研究與鄭建彬(2019)對南段組碎屑巖開展微量元素分析均發(fā)現(xiàn)，砂巖的Zr/Sc與Th/Sc的比值顯示南段組碎屑巖經(jīng)歷了物質(zhì)再旋回作用(圖7c)，可能來源于沉積物的再旋回，La+Ce+Nd、Yb+Y與Sm+Gd+Dy圖解顯示其形成于近陸源區(qū)(圖7d)。南段組碎屑巖微量元素中，Sc、Co等相容元素相對于大陸上地殼顯示虧損，反映了碎屑巖物源區(qū)缺少基性物質(zhì)的輸入；Zr、Hf等活動性弱的穩(wěn)定元素富集反映源區(qū)穩(wěn)定性物質(zhì)含量高。Ce元素顯示輕微的異常值，與大陸邊緣區(qū)的Ce異常值接近(0.90～1.30)，而與大洋盆地Ce的負異常(0.55)及擴張洋脊近源區(qū)的Ce的負異常值(0.29)相差甚遠；南段組的Eu顯示負異常(平均值為0.63)，與大陸上地殼的Eu值接近(0.65；Murray et al., 1990)。

南段組整體上巖性變化不大，反映自下而上沉積構(gòu)造背景差異不大。巖石學、巖石地球化學特征指示南段組碎屑成分成熟度高，不穩(wěn)定成分含量低，因此，南段組更可能是穩(wěn)定的構(gòu)造背景下的沉積。由于部分微量元素在風化成巖過程中化學性質(zhì)不活潑，能夠有效的了解源區(qū)性質(zhì)，Bhatia(1986)提出了不同源區(qū)碎屑巖微量元素圖解，南段組樣品均落入被動大陸邊緣區(qū)域，反映其源區(qū)為構(gòu)造環(huán)境穩(wěn)定的地質(zhì)單元，與主量元素反映的情況一致(圖7e-g)。從南段組碎屑鋯石U-Pb年齡組成看，幾乎不含或含極少量小于500Ma的年齡，而南段組上部化石時代為晚石炭世，顯然南段組碎屑鋯石組成中缺乏年輕鋯石信息，指示其沉積期及之前很長一段時間，未發(fā)生大規(guī)模巖漿作用，構(gòu)造環(huán)境較穩(wěn)定。南段組巖石學、碎屑鋯石年齡組成以及地球化學特征反映其碎屑巖屬于被動大陸邊緣較為成熟的陸源沉積物。

4.4 碎屑鋯石源區(qū)與古地理意義

對于南段組大地構(gòu)造環(huán)境還存在“昌寧-孟連洋”西側(cè)保山-耿馬地塊東側(cè)的被動大陸邊緣沉積(Liu et al., 1991；從柏林等，1993；鄭建彬，2019)和東側(cè)陸坡沉積(本培等，1993；賈進華，1994；馮慶來等，1996)兩種不同認識。Zheng et al. (2019)報道了南段組中存在早古生代年齡組(600～500Ma)和新元古代早期年齡組(ca.950Ma)兩個顯著的年齡峰。其中早古生代年齡組被認為是早古生代岡瓦納大陸造山事件的響應(yīng)(泛非造山帶)，大量同期的巖漿時間記錄存在于泛非造山帶(Acharyya, 2000；Santosh et al., 2001；Boger et al. 2001；陸松年，2004；Boger and Miller 2004；Cawood et al., 2013)。新元古代晚格林威爾期的年齡(ca.950Ma)在印度Eastern Ghats山脈存在大量的同時期巖漿事件記錄(Zhu et al., 2011)。澳大利亞西南部Albany-Fraser造山帶則主要發(fā)育了早格林威爾期的巖漿事件(Cawood et al., 2007)，岡瓦納大陸北緣1.1Ga峰值成為親澳大利亞西緣的顯著標志(Zhu et al., 2011)。親華夏的華南板塊和思茅地塊具有中—晚志留世(430～410Ma)(陸松年，2004；Xiang et al., 2010；Wang et al. 2014)和新元古代早—中期年齡組(850～750Ma)兩個顯著峰值，缺乏泛非期(600～500Ma)峰值(Nie et al., 2015)。

南段組沉積巖物源特征與已被證實為起源于岡瓦納大陸北緣的離散地塊——保山-撣邦地塊(羅亮等，2017，2018)、騰沖地塊以及拉薩地塊等相似，具有典型的親岡瓦納大陸特征，而與親華夏的思茅地塊具有顯著差異。本研究綜合分析前人報道的南段組碎屑鋯石年齡組成，識別出了560Ma、950Ma和1130Ma三個明顯的年齡峰值(圖8c)。大量研究表明，560Ma和950Ma是來自岡瓦納大陸北緣的南羌塘、特提斯喜馬拉雅、高喜馬拉雅等地體共有的兩個重要的碎屑鋯石年齡峰值(Pullen et al., 2008；Myrow et al., 2009, 2010；Zhu et al., 2011)。ca. 1170Ma為中—南拉薩地體所特有的年齡峰值，因而認為拉薩地體物源來自澳大利亞西南緣的Albany-Fraser造山帶(Zhu et al., 2011)。綜上所述，本文認為南段組與拉薩地體類似，ca.1.1Ga物源可能來自岡瓦納大陸的西澳大利亞地體。

TiO2-(TFe2O3/MgO)圖解，b. Al2O3/SiO2-(TFe2O3/MgO)圖解(據(jù)Bhatia, 1983, 1985)；c. Zr/Sc-Th/Sc圖解(據(jù)McLennan et al., 1993)；d. La+Ce+Nd-Yb+Y-Sm+Gd+Dy 三角圖解(宋天銳等，2005)；e-g La-Th-Sc圖解，Th-Co-Zr圖解，Th-Sc-Zr圖解(Bhatia et al., 1986)圖7 南段組碎屑巖物源區(qū)性質(zhì)判別圖解Fig.7 Provenance discrimination diagrams of samples of the Nanduan Formation

近年來，隨著激光剝蝕等離子體質(zhì)譜這種快速分析技術(shù)的發(fā)展進步和逐步普及，碎屑鋯石年代學在沉積物源區(qū)分析、陸塊親緣性示蹤、古地理重建等方面已經(jīng)成為重要研究手段。本文認為在使用該方法進行特定時代古地理重建時，應(yīng)充分考慮地體內(nèi)部早期沉積巖的再循環(huán)問題。南段組碎屑鋯石組成具有岡瓦納大陸親緣性并不能簡單得出南段組所在地體泥盆—石炭紀距離岡瓦納大陸較近的結(jié)論。前人大量研究表明，西盟群、勐統(tǒng)群、孟定街群和瀾滄巖群最年輕組鋯石加權(quán)平均年齡為新元古末期—寒武紀，限定其沉積時代為早古生代早期(刑曉婉，2016；Zhao et al., 2017)，并非前人認為的元古代，同時他們的碎屑鋯石年齡譜組成具有早古生代年齡組(500～600Ma)、新元古代晚期年齡組(ca.950Ma)兩個顯著峰值(王舫等，2017)以及新元古代早期年齡組(ca.1100Ma)，具有親岡瓦納大陸澳大利亞邊緣特征(Nie et al., 2015；Zhao et al., 2017)。野外接觸關(guān)系、生物地層學以及變質(zhì)變形特征等證據(jù)均表明南段組時代較上述地層較年輕，其碎屑鋯石年齡譜分布與他們出奇的一致。瀾滄巖群南段組野外緊密伴生，其碎屑鋯石組成具有600～500Ma、1000～900Ma和1200～1100Ma三個顯著峰值，與南段組碎屑鋯石組成高度相似(圖8c,d)，因此瀾滄巖群等地體內(nèi)部地層可以作為南段組的物源供給。瀾滄巖群沉積時(早古生代寒武紀—奧陶紀)接受了岡瓦納大陸物源，后期特提斯洋裂離，無論洋盆規(guī)模多大，均不會影響南段組碎屑鋯石組成具有親岡瓦納大陸屬性。因此，僅依據(jù)南段組碎屑鋯石年齡譜具有親岡瓦納大陸特征，就對所在地體泥盆—石炭紀位置、特提斯洋規(guī)模以及位置等作出簡單判斷顯然欠妥，還應(yīng)開展更進一步的工作。

4.5 原—古特提斯演化

從巖石圈結(jié)構(gòu)、巖石學、地球化學和生物地層學方面，證實昌寧-孟連結(jié)合帶向北與龍木措-雙湖構(gòu)造帶相接(鐘大賚，1998；李才等，2005；Feng, 2002；Feng et al., 2004, 2008；Wang et al., 2010, 2018；Yang et al., 2011；Wang et al., 2013；羅亮等，2014；王冬兵等，2016, 2017；Deng et al., 2014；Fan et al., 2015；Nie et al., 2015)，記錄原特提斯洋和古特提斯洋演化的重要信息，是研究原—古特提斯轉(zhuǎn)換過程的重要解剖窗口。部分學者依據(jù)島弧火山作用和榴輝巖研究，認為原特提斯洋于早古生代末期閉合，原特提斯洋向南(現(xiàn)今向西)俯沖進而弧后擴張形成古特提洋(Zhang et al., 2014；Gehrels et al., 2011；聶小妹，2016；Metcalfe, 2021)，進一步提出原特提洋位于古特提斯洋以東，由于原特提斯洋向南(現(xiàn)今向西)俯沖消減，西側(cè)發(fā)生弧后擴張形成古特提斯洋(Nie et al., 2016；Liu et al., 2021；Wei et al., 2022)。Zheng et al. (2019a)則認為保山地塊和思茅地塊的分界是瀾滄江構(gòu)造帶，其代表了古特提斯洋的主支。另有大量學者認為早古生代—中生代發(fā)育連續(xù)演化的原—古特提斯大洋(Liu et al., 2019)，向東俯沖消減，并于早—中三疊世閉合(Pan et al., 2012；Deng et al., 2014；王保弟等，2013, 2018；劉桂春等，2017；潘桂棠等，2019； 彭智敏等，2020；王立全等，2021)，昌寧-孟連結(jié)合帶記錄了原特提斯和古特提斯洋消亡的殘跡。

綜上所述，原特提斯洋與古特提斯洋的位置、原特提斯洋的俯沖極性以及原特提斯與古特提斯的轉(zhuǎn)換方式等一直是國際國內(nèi)特提斯洋演化研究的熱點與難點。由于滇西地區(qū)泥盆系和下石炭統(tǒng)研究資料的匱乏，加之巖漿作用不甚發(fā)育，造成原、古特提斯洋盆之間的構(gòu)造轉(zhuǎn)換的研究一直無法獲得實質(zhì)性進展。筆者認為昌寧-孟連結(jié)合帶兩側(cè)的泥盆紀沉積巖開展碎屑鋯石物源分析可以為解決原—古特提斯洋之間的構(gòu)造轉(zhuǎn)換提供新的契機。

本文暫認為原特提斯洋與古特提斯洋之間為連續(xù)演化，證據(jù)有：(1)溫泉組和曼信組為一套硅質(zhì)巖、硅質(zhì)泥巖、凝灰?guī)r、粉砂質(zhì)泥巖、細粒巖屑石英砂巖等。碎屑鋯石、沉積環(huán)境以及硅質(zhì)巖地球化學分析表明，溫泉組和曼信組為形成于昌寧-孟連古特提斯西側(cè)的大陸斜坡至盆地邊緣環(huán)境(馮慶來等，1997；張凡等，2003；楊文強等，2007；王冬兵等，2020)。綜合分析本研究和前人獲得的碎屑鋯石年齡譜特征，發(fā)現(xiàn)溫泉組和曼信組碎屑鋯石具有明顯的ca.450～440Ma和ca.950Ma的年齡峰值(聶小妹，2016；Li et al., 2015)，不具有泛非期(600～500Ma)和早格林威爾期(1100Ma)峰值，與昌寧-孟連結(jié)合帶東部的南段組、瀾滄巖群形成顯著區(qū)別(圖8a-d)。古特提斯洋初始階段即泥盆紀時期，兩側(cè)沉積物物源具有顯著差異，表明此時特提斯洋已具有相當?shù)膶挾龋阋宰韪魞蓚?cè)沉積物物源供給。(2)昌寧-孟連結(jié)合帶代表原特提斯洋和古特提斯洋的殘跡的蛇綠混雜巖時?；祀s出現(xiàn)，其間并沒有明顯的界線，如雙江縣牛井山蛇綠混雜巖既有晚古生代二疊系N-MORB型蛇綠巖，又有早古生代洋殼俯沖相關(guān)的埃達克巖(王冬兵等，2016, 2017)，預(yù)示了原特提斯洋與古特提斯洋在空間上的重疊。瀾滄巖群中保存了大量具有島弧/陸緣弧特征的巖漿巖，時代大致為460～270Ma(Nie et al., 2015；王冬兵等，2016；Xing et al., 2017)。近年來，瀾滄巖群中識別出了代表低溫高壓變質(zhì)帶，其中包含了原巖時代為451～250Ma的榴輝巖和藍片巖(Fan et al., 2015；Wang et al., 2019；Wang et al., 2020；王慧寧，2020)。保山地塊與思茅地塊上未見泥盆系與奧陶—志留系之間的角度不整合(Liu et al., 2019)。

碎屑鋯石數(shù)據(jù)來源：保山地塊東緣泥盆系(Li et al., 2015；聶小妹，2016)，南段組(曾文濤等，2017；Liu et al., 2019；Zheng et al., 2019b；黃曉明等，2022待刊)，瀾滄巖群(刑曉婉，2016；Zhao et al., 2017；Wei et al., 2022)西澳大利亞(Zhu et al., 2011)圖8 泥盆系曼信組(a)與保山地塊東緣泥盆系溫泉組+曼信組(b)、南段組(c)、瀾滄巖群(d)、西澳大利亞(e)碎屑鋯石年齡譜特征對比圖Fig.8 Comparison of detrital zircon age spectra of the Manxin Fm. with those of the Devonian Wenquan Fm. + Manxin Fm. on the Eastern Margin of Baoshan Block, Nanduan Fm., Lancang Group, Western Australia

以上特征反映了昌寧-孟連特提斯洋存在長時間的俯沖過程，揭示出原特提斯洋與古特提斯洋在時間上的連續(xù)性。(3)南段組碎屑巖巖石學特征表明其主要由穩(wěn)定組分構(gòu)成，巖石地球化學具有被動大陸邊緣特征(Zheng et al., 2019a)，碎屑鋯石年齡譜缺乏年輕鋯石組成(Zheng et al., 2019a；曾文濤等，2017)，表明其為穩(wěn)定環(huán)境下沉積。原特提洋與古特提斯洋轉(zhuǎn)換的關(guān)鍵時期為志留—泥盆紀(Zhang et al., 2014；Nie et al., 2015；Liu et al., 2019；Metcalfe, 2021；Wei et al., 2022)，昌寧-孟連特提斯洋兩側(cè)志留—泥盆紀巖漿作用卻鮮有發(fā)生，表明原特提斯洋向古特提斯洋轉(zhuǎn)換過渡期沒有發(fā)生強烈構(gòu)造-巖漿作用，其間可能不存在原特提斯洋閉合后古特提斯洋重新打開的過程。

5 結(jié)論

(1)南段組巖相學分析表明其沉積于淺海環(huán)境，并非深水濁流沉積。地球化學資料表明，南段組沉積于被動大陸邊緣，碎屑主要來自循環(huán)大陸地殼。

(2)南段組時代大致限定于泥盆—石炭紀。前人對南段組整個時代延限缺乏有效約束，化石采集主要集中于上部，且大多遭受后期強烈改造，碎屑鋯石年齡中普遍缺乏年輕鋯石信息。對南段組時代精確約束還需進一步地在更多層位發(fā)現(xiàn)化石或具有定年效果的火山巖夾層。

(3)南段組碎屑鋯石年齡譜與瀾滄巖群極其相似，其下伏瀾滄巖群完全可以為南段組提供物源，利用南段組物源信息來恢復所在地體泥盆—石炭紀古地理位置(岡瓦納大陸西澳大利亞或印度北緣)，并進一步地限定古特提斯洋的寬度等明顯欠妥。泥盆—石炭紀昌寧-孟連洋兩側(cè)碎屑鋯石年齡譜的顯著差異為原特提斯洋與古特提斯洋之間為連續(xù)演化提供了新的沉積學證據(jù)。