滇西点苍山变质地体三叠纪至侏罗纪沉积岩碎屑锆石源区信息及构造指示

陈 静，李大鹏，康 欢，耿建珍，张菁菁

(1.中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，北京 100083；2.中国地震局 地质研究所，北京 100029；3.中国地质调查局 天津地质矿产研究所，天津 300170)

0 引 言

由于锆石耐风化，代表大陆源区物质的天然混合的陆源碎屑沉积岩(物)中常含有大量不同源区锆石矿物。随着现代分析技术的逐渐提高，特别是锆石矿物原位微区分析技术的广泛发展，碎屑沉积岩(物)及其中锆石目前已被广泛地应用于揭示不同时代大陆上地壳物质组成[1]、研究大陆地壳生长与保存历史[2-4]、恢复不同块体的古地理位置[5-9]及不同构造体制下的沉积响应[10-14]。理论上，相对于陆源碎屑沉积岩，浅海相碳酸盐岩往往不含锆石。然而大量实际研究表明，陆源碎屑物质通过大陆河流系统搬运及浊流沉积的作用，部分碳酸盐岩中也可以含有相当数量的碎屑锆石[15-17]。然而，其中碎屑锆石具体来源及指示意义目前仍不明确。

被称为地球“第三极”的青藏高原及其周缘是多个源自东冈瓦纳陆缘的微陆块在持续近400 Ma的多期特提斯洋俯冲增生、碰撞拼合下形成的[18]，它被形象地称为研究板块构造的天然实验室。然而，受其独特的交通地理环境影响，获取记录其形成及演化的实际地质样品的范围及数量往往受限。碎屑沉积岩或沉积岩中碎屑锆石信息作为源区物质的天然混合，保存了高原形成及演化的关键信息，是通过区域大量岩浆记录反演构造演化过程的重要补充[5-7]。

已有研究表明，由于古特提斯洋分支洋(哀牢山洋)闭合，扬子板块和青藏高原东南缘滇西印支地块在三叠纪碰撞拼贴，并形成一系列沿哀牢山构造带展布的蛇绿混杂岩[19](图1)。在哀牢山构造带内，还发育了大量反映哀牢山洋演化的岩浆记录[20-22]。前人通过这些岩浆记录精细刻画了哀牢山洋演化[19]。作为哀牢山构造带的一部分，点苍山变质地体内发育连续的三叠纪至侏罗纪(变质)沉积地层，且同一时代陆源碎屑沉积与海相碳酸盐沉积整合接触。本文拟通过对不同性质沉积地层中碎屑锆石开展U-Pb定年、微量元素Hf同位素分析，限定沉积岩沉积时代，恢复不同时代碎屑沉积层物质来源。通过对比同一位置同时代不同性质(砂岩和碳酸盐岩)沉积地层中碎屑锆石信息差异，揭示碎屑锆石具体来源及指示意义，并通过不同性质样品物源信息及物源随时代的转化，从全新的角度约束哀牢山洋的演化历史。

(a)青藏高原东南缘所在位置及主要构造格架(修改自Metcalfe[18])；(b)滇西三江地区构造格架及样品位置(修改自Wang等[23])。

1 区域地质背景

基于蛇绿混杂岩、深海燧石沉积和浊流沉积、MORB型玄武岩及岛弧火山岩，以及带内不同早志留世碎屑沉积岩迥异的沉积环境和物质源区记录等，均揭示了古特提斯洋分支洋——哀牢山洋代表志留纪早期至泥盆纪打开的大西洋型洋盆[24-27]。随着该洋盆在印支期最终闭合[19]，扬子板块和印支地块沿着哀牢山构造带发生碰撞拼合。

哀牢山构造带以阿墨江—李仙江断裂及红河断裂为界(图1)，北西向绵延近1 000 km，东南向延伸至Day Nui Con Voi变质带(图1(a)中松马构造带)[28-29]。在该带内，发育了一系列代表新元古代[6, 30-35]、早古生代[36]、晚古生代至中生代[19-22, 37]及新生代[38-42]的岩浆活动，以及早古生代至中生代的碳酸盐岩及陆源碎屑岩地层沉积[27]。哀牢山构造带内沉积地层普遍经历了高达角闪岩相的区域变质作用[28-29]。受到新生代哀牢山—红河断裂活动控制[28, 43-45]，区内岩石普遍发生规模及程度不等的变质变形。点苍山变质地体位于哀牢山构造带西北部(图1)，长80 km，宽12～15 km，研究表明点苍山变质地体与其东南部哀牢山变质地体内出露的岩石组合、时代及变质变形程度均一致[28, 37]。

区域上，印支东缘哀牢山构造带(含点苍山变质地体)与扬子西缘和印支西缘等不同地区晚古生代至中生代的地层对比表明(图2)，二叠纪至三叠纪扬子西缘、印支东缘及印支西缘以细粒碎屑岩及碳酸盐岩沉积为主，并含有中基性火山岩。而侏罗纪至白垩纪，印支地块东西两侧进入陆内沉积阶段，该时期红层发育(厚度约7 km)表明沉积环境自挤压向伸展的转化[5]。

图2 思茅地块东缘、西缘与扬子地块西缘岩性地层对比图

本文所研究的样品分别采自点苍山地体北段晨钟村—上山村小学剖面和南段西景线—庆洞村剖面(图1，表1)，区域岩性地层对比分别将其归属于三叠纪及侏罗纪(图2)。露头上，点苍山变质地体南部出露的侏罗纪砂岩DC1801呈薄层状，受区域构造作用产生明显的脆性破裂变形(图3(a))。在点苍山地体北段出露的三叠纪碳酸盐岩DC1702与上覆的片岩DC1703整合接触(图3(b))。镜下观察发现，碳酸盐岩除白云石(90%)外，还含有大量的石英(10%)，指示沉积时陆源碎屑物质贡献(图3(c))。片岩以石英矿物为主，并含有少量白云母，粒状变晶结构，定向构造，推测其原岩为砂岩(图3(d))。

(a)变质砂岩DC1801野外特征；(b)碳酸盐岩DC1702和片岩DC1703接触关系；(c)碳酸盐岩DC1702主要矿物组成；(d)片岩DC1703的矿物组成、粒状变晶结构、定向构造；Qtz. 石英；Dol. 白云石；Mus. 白云母。

2 分析测试方法

滇西点苍山地体三叠纪至侏罗纪3件沉积岩样品中的碎屑锆石通过常规重液及磁选分选，其中>25 μm的锆石无磁性组分经过手工挑选获取。每件样品选取250颗左右锆石颗粒在北京中科矿研检测技术有限公司进行制靶、透射反射及阴极发光拍照，具体方法参照宋彪等[46]。

这些样品中锆石U-Pb年龄及微量元素含量在中国地质科学院矿产资源研究所应用LA-Q-ICP-MS获得，详细运行条件及数据获取方法见侯可军等[47]。实验过程中，激光束斑大小为30 μm，U-Pb定年外标选择GJ-1(～609 Ma，U、Th含量分别为230 μg/g和15 μg/g)[48]，微量元素含量校正选用NIST SRM610作为外部标样，Si作为内部标样[49]。这些USGS玻璃样品的微量元素参考值见GeoReM网站(http://georem.mpch-mainz.gwdg.de/)。分析过程中204Pb检测信号极低，但206Pb/238U比值高，因此无须校正锆石普通铅含量。Plešovice锆石作为未知样品同时进行监测，实际获得的206Pb/238U年龄为(337±4)Ma (2σ,n=21)，与样品的推荐年龄(337.13±0.37)Ma(2σ)[50]在误差范围内一致。数据离线处理方法应用ICPMSDataCal进行[47, 49]，年龄计算选择Isoplot软件[51]进行，并且已考虑误差传递。

锆石U-Pb定年及微量元素测量后，与年龄测点同一结构域的锆石Lu-Hf同位素分析在中国地质调查局天津地质矿产研究所同位素实验室采用Neptune公司LA-MC-ICP MS上进行。数据获取方式参见耿等[52-53]。锆石Hf同位素分析束斑大小为约35 μm。分别采用176Lu/175Lu= 0.026 58和176Yb/173Yb=0.796 218校正同量异位素176Lu和176Yb对176Hf的干扰[54]。对于质量偏移校正，应用指数定律将Yb同位素比值校正至172Yb/173Yb=1.352 74，Hf同位素比值校正至179Hf/177Hf=0.732 5；并假定Lu与Yb质量偏移行为相同，质量偏移校正方法详见Geng等[52]。GJ-1锆石作为参考标准在实验过程中获得的平均176Hf/177Hf比值为0.282 010±0.000 02 (2σ,n=16)，与GJ-1推荐值0.282 013±19 (2σ)在误差范围内一致[54]。

3 结 果

滇西点苍山地体三叠纪至侏罗纪3件沉积岩样品DC1801、DC1703和DC1702中碎屑锆石年龄(表1)、Lu-Hf同位素组成(表2)及微量元素含量(表3)分析结果分述如下。

表1 点苍山变质地体三叠纪至侏罗纪沉积岩碎屑锆石U-Pb年龄

(续)表1 点苍山变质地体三叠纪至侏罗纪沉积岩碎屑锆石U-Pb年龄

(续)表1 点苍山变质地体三叠纪至侏罗纪沉积岩碎屑锆石U-Pb年龄

(续)表1 点苍山变质地体三叠纪至侏罗纪沉积岩碎屑锆石U-Pb年龄

(续)表1 点苍山变质地体三叠纪至侏罗纪沉积岩碎屑锆石U-Pb年龄

(续)表1 点苍山变质地体三叠纪至侏罗纪沉积岩碎屑锆石U-Pb年龄

(续)表1 点苍山变质地体三叠纪至侏罗纪沉积岩碎屑锆石U-Pb年龄

(续)表1 点苍山变质地体三叠纪至侏罗纪沉积岩碎屑锆石U-Pb年龄

表2 点苍山变质地体三叠纪至侏罗纪沉积岩碎屑锆石Lu-Hf同位素组成

(续)表2 点苍山变质地体三叠纪至侏罗纪沉积岩碎屑锆石Lu-Hf同位素组成

表3 点苍山变质地体三叠纪至侏罗纪沉积岩碎屑锆石稀土元素含量及Eu/Eu*比值

(续)表3 点苍山变质地体三叠纪至侏罗纪沉积岩碎屑锆石稀土元素含量及Eu/Eu*比值

(续)表3 点苍山变质地体三叠纪至侏罗纪沉积岩碎屑锆石稀土元素含量及Eu/Eu*比值

(续)表3 点苍山变质地体三叠纪至侏罗纪沉积岩碎屑锆石稀土元素含量及Eu/Eu*比值

(续)表3 点苍山变质地体三叠纪至侏罗纪沉积岩碎屑锆石稀土元素含量及Eu/Eu*比值

(续)表3 点苍山变质地体三叠纪至侏罗纪沉积岩碎屑锆石稀土元素含量及Eu/Eu*比值

3.1 变质砂岩DC1801

变质砂岩DC1801中碎屑锆石颗粒直径范围是40～120 μm，锆石长宽比为1.5∶1～1∶1。绝大部分锆石有岩浆振荡环带或核-边结构(如#46、#52和#69测点)，少量锆石环带结构不明显或发育溶蚀边(如#10测点，图4(b))。

对76颗锆石进行76个测点的U-Pb同位素及微量元素分析，其中61个测点获得了谐和年龄(谐和度为90%～110%)，其年龄分布在112～2 780 Ma范围内(图4(a)，图4(b)，图5)。其中，#10锆石获得了最小的206Pb/238U年龄(～111 Ma)，但是该测点带有典型变质重结晶锆石结构[55](图4(b))，且为孤立年龄测点，因此这一年龄代表沉积成岩后的热扰动[56]。此外，具有岩浆结构特征的最年轻碎屑锆石群中，最小年龄的4颗锆石加权平均年龄为(180±16)Ma (MSWD=0.9)，指示该样品最老沉积时代应该晚于侏罗纪早期。所有锆石可分4组，其中：399～166 Ma锆石共39颗，占比为63.9%，峰值年龄为～0.25 Ga，指示晚古生代—侏罗纪岩浆活动是沉积物主要来源；598～405 Ma锆石共7颗，占比11.5%，指示泛非期岩浆活动的物质贡献；960～714 Ma锆石共8颗，占比为13.1%，指示新元古代早期的物质贡献；1 768～1 414 Ma锆石共4颗，占比为6.6%；还有2颗锆石为～2 780 Ma和～2 376 Ma，指示中元古代至太古宙的物质贡献。

(a)本文3个沉积岩样品中碎屑锆石U-Pb年龄概率密度直方图；(b)哀牢山构造带[37]和思茅地块内部主要岩浆岩年龄分布统计[19,23,36,58-61]。

在定年锆石的同一结构域获得了20个Hf同位素分析点，各阶段年龄锆石均具有较宽的Hf同位素分布范围(图6(a))。其中：276 ～215 Ma锆石εHf(t)值为-3.9～+5.1，342～307 Ma锆石εHf(t)值为-3.8～+13.5，表明其复杂的物质来源。

(a)碎屑锆石εHf(t) 值vs. U-Pb年龄图，哀牢山三叠纪花岗岩类εHf(t) 值[20-22]、印支地块三叠纪侵入岩εHf(t) 值[19,58-59]和扬子西缘新元古代侵入岩εHf(t) 值[6,30-35]分别统计自已发表文献，印支地块早古生代侵入岩εHf(t) 值根据区域岩浆岩Nd同位素[36]及大陆岩石Nd-Hf同位素相关性[62- 63]计算获得；(b)点苍山变质地体三叠纪至侏罗纪沉积岩碎屑锆石与哀牢山洋演化相关岩浆记录中锆石的εHf(t) 值对比图，其中哀牢山洋演化相关岩浆记录中锆石εHf(t)值演化趋势及哀牢山洋闭合时限依据Wang等[19]。

3.2 片岩DC1703

片岩DC1703中碎屑锆石颗粒直径范围是80～130 μm，锆石长宽比在2∶1～1∶1之间，几乎所有锆石都具有明显的振荡环带(如测点#7、#26和#16，图4(d))；少数锆石暗色核部具有云雾状环带(如测点#64)，指示其复杂的形成历史。

(a)和(b)变质砂岩DC1801；(c)和(d)片岩DC1703；(e)和(f)碳酸盐岩DC1702；锆石颗粒上黑色或白色实线代表U-Pb年龄测点位置，黑色或白色虚线代表Hf同位素测点位置；测点号及其U-Pb年龄、εHf(t)值已在相应锆石颗粒附近标出。

对片岩DC1703中锆石进行100个测点的U-Pb同位素及微量元素分析，其中92个测点年龄较谐和(谐和度为90%～110%)。#64锆石获得了最小的206Pb/238U年龄(～28 Ma)，但结合其Th/U比值[57](0.06)以及变质锆石结构特征[55]，表明其代表沉积成岩后的热扰动。此外，绝大部分测点Th/U比值均>0.1(除#8、#28、#95外，表1)，结合其锆石CL结构[55]，表明其主要为岩浆成因。其中，最年轻的6颗岩浆成因锆石206Pb/238U加权平均年龄为(247±6)Ma (MSWD=1.8，图4(c))，指示其三叠纪的最老沉积年龄。这些锆石年龄分布在237～2 576 Ma范围内，并以～0.25 Ga、～0.45 Ga和～0.95 Ga为峰期，表明印支期、早古生代及新元古代早期强烈的物质贡献；此外，还存在～0.65 Ga、～0.8 Ga、～1.8 Ga和～2.5 Ga等多个次级年龄峰期，暗示其复杂的物质来源(图5)。

在定年锆石的同一结构域获得了43个Hf同位素分析测点，各阶段年龄锆石均具有较宽的Hf同位素分布范围(图6(a))。其中：279～248 Ma锆石εHf(t)值为-14.4～-9.8，466～302 Ma锆石εHf(t)值为-10.3～+5，989～279 Ma锆石εHf(t)值为-23.5～+5.3，2 833～2 229 Ma锆石εHf(t)值为-6.6～+2.6，表明其复杂的物质来源。

3.3 碳酸盐岩DC1702

碳酸盐岩DC1702中碎屑锆石颗粒直径范围是50～180 μm，锆石长宽比在2∶1～1∶1。绝大部分锆石具有振荡环带(如#2、#51、#61和#75测点)，极少数锆石(如#3)呈现云雾状环带特征(图4(f))。

对79颗锆石进行了79个测点的U-Pb同位素分析及微量元素分析，其中共54个测点获得了较为谐和的年龄(谐和度为90%～110%，表1)。其中，#3和#45锆石获得最小的206Pb/238U年龄，分别为～55 Ma和～25 Ma，但结合变质锆石结构特征[55]，表明其代表沉积成岩后的热扰动。此外，其他锆石测点具有环带结构，且绝大部分Th/U比值大于0.1(#16和#31测点除外)，表明其主要为岩浆成因[55,57]。这些锆石年龄分布在212～2 474 Ma范围内(图5)，除最年轻碎屑锆石测点(#66)形成了一个孤立的年龄(～212 Ma)外(图4(e))，次年轻的6颗锆石形成一群，其206Pb/238U加权平均年龄为(254±8)Ma(MSWD=0.34)，代表该碳酸盐岩可能的最老沉积时代[56]。这些锆石可以分成4组，其中：291～218 Ma锆石共28颗，占比为43.8%，峰值年龄为～0.25 Ga，指示了二叠纪—三叠纪岩浆活动是沉积物的主要来源；540～522 Ma锆石共2颗，占比3.7%，指示泛非期岩浆活动的物质贡献；1 012～742 Ma锆石共20颗，占比为37.0%，并以～0.8 Ga为峰期年龄，指示新元古代岩浆活动的物质贡献；2 474～1 777 Ma锆石共2颗，占比为3.7%，指示古元古代的物质贡献(图5)。

在定年锆石的同一结构域获得29个Hf同位素分析结果，各阶段年龄锆石均具有较宽的Hf同位素分布范围(图6(a))。其中：269～212 Ma锆石εHf(t)值范围主要为-17.7～+5.0，DC1702-21测点εHf(t)=+24.4、DC1702-59测点εHf(t)=+32.9，两测点εHf(t)值远高于同时代亏损地幔的εHf(t)值，考虑到锆石较薄且具有复杂的CL结构，可能代表Hf同位素分析点存在跨区，因此舍弃；另有DC1702-36测点呈极负εHf(t)值(-137.2)，同样舍弃。此外，781～709 Ma锆石的εHf(t)值范围为+0.1～+18.6，表明其复杂的物质来源。

4 讨 论

4.1 碎屑锆石年龄特征对沉积岩最老沉积年龄的约束

3件沉积岩样品(DC1801、DC1703和DC1702)中最年轻岩浆成因的碎屑锆石群(6颗粒/件)获得的加权平均年龄分别为～180 Ma、～247 Ma和～254 Ma(图5)，因此约束了其最大沉积年龄分别为侏罗纪早期和三叠纪早期。片岩DC1703和碳酸盐岩DC1702在空间上整合接触(图2)，碎屑锆石年龄分布范围及峰期年龄基本一致(图5)。结合前人的岩性地层对比(图2)，二者相似的最小碎屑锆石年龄(～247 Ma和～254 Ma)约束二者最老的沉积时代应该为三叠纪早期。变质砂岩DC1801含有更加年轻的岩浆成因碎屑锆石群(～180 Ma)，且其U-Pb年龄分布范围、峰期年龄(图5)及同一年龄结构的Hf同位素组成(图6)均与三叠纪陆源碎屑岩DC1703存在明显差异。因此，结合前人的岩性地层对比(图2)，变质砂岩DC1801最小碎屑锆石年龄(～180 Ma)表明其最老的沉积时代应为侏罗纪早期。

4.2 不同时代陆源碎屑岩物源恢复

三叠纪片岩DC1703的锆石年龄分布于237～2 833 Ma范围内，绝大部分年龄信号集中在早新元古代以来，且存在～0.25 Ga、～0.45 Ga、～0.6 Ga、～0.8 Ga和～0.95 Ga多个年龄峰(图5)。其中，～0.25 Ga、～0.45 Ga和～0.8 Ga的碎屑锆石自形程度较高(图4)，暗示其可能为近源物质的贡献。滇西点苍山变质地体隶属于哀牢山构造带北段[18, 37]，区内保存了大量代表古特提斯洋分支洋(哀牢山洋)演化相关的岩浆作用证据[24-27]。Wang等详细总结了点苍山及哀牢山变质地体内自晚古生代至印支期哀牢山洋俯冲消减至闭合相关的岩浆活动[19]，特别是点苍山变质地体内发育的相关岩石[20]具有与晚古生代至印支期碎屑锆石几乎一致的U-Pb年龄与Hf同位素特征(图5,图6)，表明该时代碎屑锆石源自哀牢山构造带内部。此外，最近研究发现在印支地块东西两侧均发育了～0.45 Ga的一系列花岗岩、花岗闪长岩、流纹岩、低Ti大陆溢流玄武岩、富Nb玄武岩、玄武岩及安山岩[36]，为原特提斯洋演化在印支地块的记录。假定这些岩石的Nd-Hf同位素耦合[62-63]，其岩石的Nd同位素与碎屑沉积岩同时代锆石的Hf同位素组成极其一致，表明这些岩石为同时代碎屑岩的主要物质来源。在哀牢山构造带内部的点苍山与哀牢山变质地体中也发现了大量新元古代岩浆活动[30-33,37,64]，U-Pb年龄及εHf(t)值特征表明其为～0.8 Ga碎屑锆石年龄，也主要源自哀牢山构造带内部。

三叠纪片岩DC1703中～0.95 Ga、～0.6 Ga的锆石自形程度较低，且呈半圆形或圆形(图4)，表明在沉积前经历长距离搬运或多期沉积循环。具有这些年龄的岩浆岩在印支地块内部并不发育，但是在其裂解前的东冈瓦纳陆缘[18]却普遍存在。点苍山变质地体三叠纪片岩中～0.95 Ga锆石群占相当高的比例，与印支地块东南缘现代河流碎屑锆石特征相似[65]，且类似于相邻的腾冲、保山地块古生代碎屑沉积记录；大量研究表明其为东冈瓦纳印度大陆内部的岩浆活动经多期沉积循环的物质贡献[6-9]。在点苍山变质地体及相邻印支地块内部缺失的泛非期岩浆活动，也是印支地块自冈瓦纳大陆裂解前～0.6 Ga岩浆活动多期循环的产物[65]。

与三叠纪片岩不同，侏罗纪变质砂岩DC1801中碎屑锆石年龄分布于112～2 780 Ma范围内，且年龄信号主要集中在晚古生代到三叠纪，峰值年龄为～0.25 Ga，指示思茅地块内部印支期岩浆活动的贡献。但与三叠纪样品相比，侏罗纪砂岩中部分印支期锆石呈现出明显不同的εHf(t)值分布范围(图6)，可能代表了印支西缘澜沧江构造带同时代的岩浆活动[19, 23, 58-61，66]较长距离搬运的物质输入。三叠纪片岩中～0.45 Ga、～0.8 Ga和～0.95 Ga等几个锆石年龄峰在侏罗纪碎屑沉积地层中占比显著减小(图5)，暗示不同时代沉积物源区转化。

4.3 碳酸盐岩中碎屑锆石U-Pb年龄及Hf同位素信息

相对于陆源碎屑岩，碳酸盐岩具有更明确的沉积环境指示，一般代表浅海相沉积。大量研究表明碳酸盐岩中可以含有大量的碎屑锆石[15-17]，其可能源自通过大陆河流系统搬运并通过浊流沉积的陆源碎屑物质。然而，其中碎屑锆石具体来源及指示意义目前仍不明确。滇西扬子西缘点苍山变质地体内与三叠纪片岩整合接触的碳酸盐岩样品中含有较大量的碎屑锆石，并获得了54个测点的有效年龄。因此，可通过片岩与碳酸盐岩中碎屑锆石年龄结构和Hf同位素组成，探讨碳酸盐岩中碎屑锆石的意义。

三叠纪碳酸盐岩(DC1702)中碎屑锆石与整合接触的片岩(DC1703)中碎屑锆石U-Pb年龄分布范围和主要年龄峰值均十分相似(图4)，结合二者同时代锆石几乎一致的εHf(t)值分布范围，表明二者物质源区大体一致。但值得注意的是，同时代碳酸盐岩与陆源碎屑沉积存在以下两方面的差异。第一，三叠纪碳酸盐岩不同时期锆石年龄信号强度以及整体连续性与片岩中碎屑锆石差异较大。相较于片岩，碳酸盐岩中碎屑锆石年龄信号明显存在缺失(图4)。第二，碳酸盐岩中代表远距离搬运、可能存在多期循环的～0.95 Ga和～0.6 Ga锆石数量明显少于同时期的陆源碎屑沉积；而代表近源物质输入的～0.8 Ga和～0.25 Ga年龄群占比却明显变大。结合碳酸盐岩中大部分锆石均呈现更高的自形程度(图5)，表明碳酸盐岩中碎屑锆石主体为近源陆源物质贡献。

4.4 沉积岩碎屑锆石特征的构造指示

前人研究认为印支与扬子板块之间的哀牢山洋的闭合时间为～247 Ma，而分割保山/Sibumasu地体与思茅/印支地体的古特提斯主洋盆则在随后的10 Ma之内闭合[19, 22, 67-70]。碎屑沉积岩是大陆源区物质的天然混合，锆石Hf同位素统计结果表明三叠纪沉积岩中碎屑锆石εHf(t)值与统计获得的区域哀牢山洋演化相关的岩浆岩中锆石Hf同位素组成一致[19]，在三叠纪早期开始均呈现由亏损向富集的转化。因此，沉积记录证实了构造体制在三叠纪早期发生转化(图6)。片岩DC1703和浅海相碳酸盐岩DC1702碎屑锆石年龄结构相似，揭示二者的近源沉积物源区一致(图5)。此外，结合由碎屑锆石约束的片岩DC1703(～247 Ma)和浅海相碳酸盐岩DC1702(～254 Ma)最老沉积年龄及露头尺度上二者的覆盖关系(图2)，揭示在点苍山变质地体内发育的早三叠世海相碳酸盐岩与陆源碎屑岩(片岩)的沉积组合代表了哀牢山洋末期演化至闭合阶段的沉积记录转化。

点苍山地体三叠纪至侏罗纪沉积记录中碎屑锆石组成信息的差异(图5,图6)揭示出不同时代物源存在明显转化。相较于三叠纪地层，侏罗纪碎屑沉积岩中晚古生代至三叠纪(峰期为～0.25 Ga)碎屑锆石比例明显增加，而～0.45 Ga、～0.8 Ga和～0.95 Ga等年龄群比例明显减少，表明源区物质转化明显受控于古特提斯洋及分支洋(哀牢山洋)演化[19, 23-27, 58, 71-73]。与斜长石相比，石榴石具有更高的稳定压力；因此，强烈的地壳加厚将使得岩浆过程抑制斜长石的产生并形成稳定的石榴石，高压岩浆将抑制斜长石的产生，从而使岩浆及其分异的锆石中Eu异常升高[74-78]。因此，强烈的地壳加厚会升高岩浆成因锆石的Eu异常值，表明岩浆锆石Eu可以有效地指示岩浆形成时的地壳厚度。最近，Tang 等校正了锆石中Eu异常与地壳厚度的函数变化关系[79]。应用上述关系，我们对203个碎屑锆石颗粒的Eu异常值进行统计，锆石的稀土元素球粒陨石标准分布型式图(图7)表明不同年龄锆石颗粒的Eu异常不一致，进而根据碎屑锆石颗粒的Eu异常值对地壳厚度进行重建(表4，图8)，从统计学角度对得到的地壳厚度进行显著性差异检验，结果显示P=0.05，显著性差异为0.029<0.05，从而证明存在显著性差异(表5)；重建结果表明区域地壳在247～234 Ma开始明显增厚(由约27 km增厚至约54 km)，随后转化为碰撞后伸展(图8)。因此，侏罗纪沉积地层中所体现的同时期(～0.25 Ga)物质比例增大，且～0.45 Ga、～0.8 Ga和～0.95 Ga等年龄群占比降低，这一系列与源区转化相关的特征极有可能是区域古特提斯分支洋(哀牢山洋)闭合导致的沉积区地壳垂向运动的结果。

表4 不同年龄锆石样品由铕异常计算所得的地壳厚度

图7 不同年龄代表性锆石的稀土元素球粒陨石标准分布型式图

图8 滇西点苍山变质地体三叠纪至侏罗纪沉积岩碎屑锆石物源区地壳厚度随时间演化图(a)和碎屑锆石揭示的哀牢山洋闭合阶段区域地壳加厚及随后伸展(b)

表5 对不同时代地壳厚度进行统计学成对样本T检验的结果

5 结 论

通过对点苍山变质杂岩北段和南段三叠纪至侏罗纪沉积岩中255颗碎屑锆石进行U-Pb定年、微量元素及Hf同位素分析，结合区域已有研究，得到如下主要认识：

(1)碳酸盐岩DC1702、片岩DC1703和变质砂岩DC1801中最年轻岩浆锆石群加权平均年龄分别为～254 Ma、～247 Ma和～180 Ma，结合其接触关系以及区域地层对比，约束其最大沉积年龄分别为三叠纪早期(DC1702和DC1703)和侏罗纪早期(DC1801)。

(2)不同时期碎屑沉积岩物源分析表明三叠纪碎屑沉积岩(DC1703)主要源自哀牢山构造带内部近源的多期岩浆物质(～0.8 Ga、～0.45 Ga和～0.25 Ga)及多期再循环的自冈瓦纳大陆裂解前印度大陆格林威尔晚期(～0.95 Ga)和泛非期(～0.6 Ga)岩浆物质贡献。侏罗纪碎屑沉积岩(DC1801)物质主要源自思茅地块内部印支期岩浆活动，而～0.45 Ga、～0.8 Ga和～0.95 Ga等时期的碎屑物质贡献比例显著降低。

(3)同一沉积盆地同时代碳酸盐岩与陆源碎屑岩中碎屑锆石年龄结构大体相似，但碳酸盐岩中代表多期循环的远源物质信号强度将被降低。

(4)点苍山碎屑沉积岩锆石Hf同位素组成随时间演化证实了哀牢山洋闭合时间为～247 Ma，而在点苍山变质地体南段发育的海相碳酸盐岩与陆源碎屑岩(片岩)的沉积组合记录了哀牢山洋末期演化至闭合过程。碎屑锆石Eu/Eu*异常揭示了区域地壳自哀牢山洋闭合至～235 Ma的加厚过程，三叠纪至侏罗纪碎屑沉积物源的转化可能与哀牢山洋闭合引发的沉积区抬升有关。

致谢：中国地质大学(北京)牛布特、徐犇研、于洋等同学参与了本论文样品的采集及前期处理工作，审稿人及责任编辑对稿件的修改提出了宝贵意见，在此表示衷心感谢。