扬子板块西缘中生代—新生代碰撞造山事件的记录：来自峨眉山玄武岩的锆石U-Pb同位素证据

张宏辉,袁永盛,余杨忠,李 鸿,张沥元,李致伟,郭太堂,潘江涛,詹华思,石海涛

(1.中国地质调查局昆明自然资源综合调查中心，云南 昆明 650100；2.中国地质调查局地球物理调查中心，河北 廊坊 065000；3.中国地质调查局海口海洋地质调查中心，海南 海口 571127；4.中国地质调查局乌鲁木齐自然资源综合调查中心，新疆 乌鲁木齐 830000)

0 引 言

扬子板块西缘有三个重要的构造事件引起人们的广泛关注，一是发生于二叠纪阳新—乐平世之交的大规模火山岩喷发事件，形成了广泛分布于云贵川三省的峨眉山大火成岩省，其是中国最早被国际认可的大火成岩省[1-5]；二是发生于中晚三叠世的板块汇聚事件，它导致了大规模的碰撞造山运动，扬子地块的沉积-构造面貌也随之发生了飞跃式的变革，从古生代以来的台地相沉积演化为晚三叠世至白垩纪的陆相盆地沉积[6]；三是喜马拉雅陆内造山运动，它是～60 Ma以来印度板块与亚洲板块碰撞的结果，在扬子板块西缘伴随着亚洲—印度大陆碰撞，形成了喜马拉雅造山带、龙门山—金坪山陆内造山带，并沿哀牢山—红河走滑断裂带发生了大规模喜马拉雅钾质岩浆作用[7-8]。除此之外，扬子板块西缘自中生代以来一系列的构造热事件也逐渐受到人们的关注，其可能从早三叠世一直持续到新近纪古新世[9-11]。

形成于扬子板块西缘的峨眉山大火成岩省，其主要岩性为大规模的各类溢流相玄武岩及伴生的辉绿辉长岩、苦橄岩、正长岩及凝灰岩等，因其较为典型的地幔柱成因标志、含有世界级的钒钛磁铁矿以及与二叠纪生物大灭绝的时间耦合等原因而吸引了一大批学者的关注[12]，峨眉山玄武岩不仅分布广泛而且厚度极大，在其内带的宾川地区厚度可达5 000 m以上[13]，在外带边缘地带的威信地区厚度也能达到100 m[14]，加之其易受到后期构造岩浆热事件影响的性质使之能够成为研究碰撞造山事件记录的天然实验对象[15]。我们利用LA-ICP-MS锆石U-Pb测年技术对滇东倘甸一带的峨眉山玄武岩进行了精确的地质年代测定，结果表明，研究区的峨眉山玄武岩锆石U-Pb年龄中可见11个峰值，其中的7个峰值年龄晚于峨眉山玄武岩的主喷发期，表明其在形成后遭受了构造热事件的影响，这些热事件与研究区的峨眉山玄武岩锆石U-Pb年龄有着良好的相关性。本文从峨眉山玄武岩的锆石U-Pb年龄出发，对这些发生于扬子板块西缘的构造热事件进行时限上的约束。

1 区域地质背景

扬子板块西缘位于特提斯—喜马拉雅造山带东缘，向北延伸至秦岭和松潘—甘孜造山带，西与义敦岛弧和思茅地块相连，从震旦纪至中三叠世，扬子板块一直处于稳定的被动大陆边缘，自晚三叠世进入陆内发展阶段，新生代进入陆内造山阶段[16]。研究区位于扬子板块西缘的康滇基底断隆带之嵩明上叠裂谷盆地[17]，小江断裂带从研究区东侧穿越。

峨眉山玄武岩是赵亚曾先生1929年命名的，原指的是出露于峨眉山一带的晚二叠世早期的玄武岩。后人的“峨眉山玄武岩”则指大面积分布在云贵川三省的二叠纪至三叠纪的玄武岩，也就是如今的峨眉山大火成岩省，其分布面积约为2.5×105km2，体积为0.3×106～0.6×106m3[18]，传统上，一般以甘洛—小江断裂和菁河—程海断裂为界将峨眉山玄武岩划分为东、中、西3个岩区[19]。研究区峨眉山玄武岩主要出露于小江断裂以西，属中岩区。在另一种反映地幔柱喷发理论，以差异剥蚀带等分线为划分标志的峨眉山玄武岩分带中，研究区位于峨眉山大火成岩省的中带(图1)。

图1 峨眉山玄武岩分布简图(据文献[1]修改)Fig.1 Map of the Emeishan large igneous province (ELIP)(modified after ref.[1])

区内最老地层为中元古界鹅头厂组，下南华统澄江组角度不整合于鹅头厂组之上，上震旦—中三叠统除峨眉山玄武岩及飞仙关组外均为较稳定的海相沉积地层，各组间为整合或平行不整合接触关系，缺失志留系，小江断裂带以西还缺失泥盆系，下三叠统平行不整合于峨眉山玄武岩之上，为陆相沉积，还可见少量的新近系(图2)。

1.峨眉山玄武岩一段；2.峨眉山玄武岩二段；3.晚二叠世辉长辉绿岩；4.古近纪始新世斜斑辉绿玢岩；5.中元古界；6.震旦—寒武系；7.寒武系；8.奥陶系；9.泥盆—石炭系；10.泥盆—二叠系；11.二叠系；12.三叠系；13.侏罗系；14.新近系；15.第四系；16.采样位置；17.镇；18.村；19.断层图2 研究区地质简图Fig.2 Simplified geological map of the research area

2 峨眉山玄武岩及样品特征

峨眉山玄武岩主要形成于二叠纪乐平世较短的时间范围内，岩性和岩石地球化学特征上并无大的变化，形成于相同的构造环境，应归属于同一个喷发旋回。本次研究发现，研究区峨眉山玄武岩在各峨眉山玄武岩剖面中常常能见到一套玄武质岩屑砾岩、岩屑长石砂岩、粉砂岩、钙质粉砂岩或凝灰质砂岩的沉积夹层，厚度一般为0.5～6 m，其下有古风化壳，或在有些地方可见到古风化壳而没有沉积夹层。依据这套沉积夹层和古风化壳反映的较长的岩浆喷发间断可以将调查区峨眉山玄武岩划分为2个亚旋回，其产物分别归为峨眉山玄武岩一段和峨眉山玄武岩二段。区内峨眉山玄武岩以无斑玄武岩、含斜斑玄武岩、少斜斑玄武岩三类熔岩喷发层为主，夹极少量的沉积岩夹层。其中沉积岩夹层基本只出现于第一和第二段之间。峨眉山玄武岩一段厚629～985 m，二段厚425～1 445 m,总厚度为1 054～2 430 m，平均厚度约为1 700 m。根据玄武岩的镜下薄片鉴定可以看出，研究区的峨眉山玄武岩整体蚀变较强，主要蚀变类型有绿泥石化、碳酸盐化、绢云母化、硅化及褐铁矿化等，部分矿物发生重结晶(图3)。

图3 研究区峨眉山玄武岩的手标本(a)及镜下正交偏光照片(b)Fig.3 Macroscopic and microscopic characteristics of the Emeishan Basalt in the research areaPl.斜长石；Cpx.单斜辉石；Mt.磁铁矿

3 样品信息及分析方法

本次工作在研究区的峨眉山玄武岩中采集了 10 个玄武岩锆石测年样品，笔者亲自参与样品的采集、锆石的挑选以及锆石 U-Pb 年龄的测试工作，样品编号为 D129、D239、D248、D337、D124、D311、D336、D348、P330-7、P330-58。采集样品为新鲜无污染的玄武岩，由于玄武岩中锆石含量较少，所以每个样品均大于40 kg，确保每个样品能够挑选出足够的锆石。测年样品的粉碎及锆石挑选、制靶、阴极发光(CL)图像制备在南京宏创勘查技术服务有限公司进行，其方法是采用人工重砂法从岩石样品中分选出锆石，挑选晶形完好、有代表性的颗粒用环氧树脂固定并抛光使颗粒露出核部，每个样品处理前会清理完上一个样品残留，确保每个样品无其他样品的污染。然后进行透射光和反射光照相，并进行阴极发光照相，锆石阴极发光图片照相所使用仪器为JXA-8100电子探针仪。

LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素测年是在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室利用仪器Agilent 7500a ICP-MS连接起来的New Wave 213 nm 激光取样系统完成的。分析过程中激光束斑直径采用32 μm(锆石较大的)或24 μm(锆石较小的)，频率为5 Hz。样品经剥蚀后，由He气作为载气，再和Ar气混合后进入ICP-MS进行分析。U-Pb分馏根据澳大利亚锆石标样GEMOC GJ-1(608.5±1.5 Ma)来校正[23]，锆石标样Mud Tank(732±5 Ma)作为内标控制分析精度[24]。每个测试流程的开头和结尾分别测2个GJ标样，另外测试1个MT标样和10个待测样品点。每测定10个样品点测定一组锆石标样，即测试时采用“一组标准+10个样品+一组标准”的测试流程，背景采集10 s，样品剥蚀40 s，管路吹扫10 s，信号采集时间共为60 s。在整个测试过程中列表前后2组标准对仪器的质量歧视和漂移进行校正，样品的同位素比值和元素含量采用GLITTER软件(ver.4.4)程序处理分析，年龄值小于1 Ga的采用206Pb/238U值和1σ对应的年龄，大于1 Ga的采用207Pb/206Pb值和1σ对应的年龄，加权平均值的计算及锆石U-Pb谐和图的绘制采用Isoplot 4.15完成[25]，详细的分析方法和流程见Griffin等[26]。相关样品分析结果见表1。

表1 倘甸地区峨眉山玄武岩锆石U-Pb同位素定年数据Table 1 Zircon U-Pb isotopic data from the Emeishan Basalt in Tangdian area

(续)表1 倘甸地区峨眉山玄武岩锆石U-Pb同位素定年数据(Continued)Table 1 Zircon U-Pb isotopic data from the Emeishan Basalt in Tangdian area

(续)表1 倘甸地区峨眉山玄武岩锆石U-Pb同位素定年数据(Continued)Table 1 Zircon U-Pb isotopic data from the Emeishan Basalt in Tangdian area

(续)表1 倘甸地区峨眉山玄武岩锆石U-Pb同位素定年数据(Continued)Table 1 Zircon U-Pb isotopic data from the Emeishan Basalt in Tangdian area

(续)表1 倘甸地区峨眉山玄武岩锆石U-Pb同位素定年数据(Continued)Table 1 Zircon U-Pb isotopic data from the Emeishan Basalt in Tangdian area

(续)表1 倘甸地区峨眉山玄武岩锆石U-Pb同位素定年数据(Continued)Table 1 Zircon U-Pb isotopic data from the Emeishan Basalt in Tangdian area

(续)表1 倘甸地区峨眉山玄武岩锆石U-Pb同位素定年数据(Continued)Table 1 Zircon U-Pb isotopic data from the Emeishan Basalt in Tangdian area

(续)表1 倘甸地区峨眉山玄武岩锆石U-Pb同位素定年数据(Continued)Table 1 Zircon U-Pb isotopic data from the Emeishan Basalt in Tangdian area

(续)表1 倘甸地区峨眉山玄武岩锆石U-Pb同位素定年数据(Continued)Table 1 Zircon U-Pb isotopic data from the Emeishan Basalt in Tangdian area

4 分析结果

在透射光下样品中的锆石颗粒均有以下特征：大部分锆石颗粒无色透明，部分呈黄褐色或浅玫瑰色；颗粒大小不均一，多呈长柱状、次圆状、次棱角状，长度从30～150 μm不等，内部发育包裹体、裂隙；颗粒磨圆度差异很大，从棱柱状到球状均有出现。从典型锆石CL图像中(图4)可以看出，大部分锆石环带分布明显，其中的部分锆石具有增生边，反映其形成后经历了变质增生作用，当然也可能是捕获的锆石，来自围岩；部分锆石未见环带，CL图像也较暗，可能为变质成因锆石。需要指出的是，研究区除可见少量的与峨眉山玄武岩同期的辉绿辉长岩侵入于震旦—寒武系以及少量的始新世斜斑辉绿玢岩侵入于峨眉山玄武岩与茅口组的接触部位外未见其余侵入岩，采集的样品也为茅口组之上、宣威组之下的溢流相玄武岩，排除了有其余层位的锆石混入其中的可能性。

图4 峨眉山玄武岩典型锆石CL图像Fig.4 Typical zircon CL images of the Emeishan Basalt

样品D129中38个有效测点的年龄变化范围为(66±3)～(3 023±50)Ma。

样品D239中51个有效测点的年龄变化范围为(59±3)～(1 529±15)Ma。

样品D248中58个有效测点的年龄变化范围为(14.9±0.6)～(2 337±25)Ma。

样品D337中34个有效测点的年龄变化范围为(35±1)～(2 476±39)Ma。

样品D124中29个有效测点的年龄变化范围为(241±4)～(2 300±23)Ma。

样品D311中38个有效测点的年龄变化范围为(66±3)～(2 147±17)Ma。

样品D336中22个有效测点的年龄变化范围为(49±12)～(2 570±69)Ma。

样品D348中12个有效测点的年龄变化范围为(52±4)～(1 846±39)Ma。

样品P330-7中42个有效测点的年龄变化范围为(115±2)～(2 259±50)Ma。

样品P330-58中39个有效测点的年龄变化范围为(32.3±0.6)～(2 705.0±2.0)Ma。

本文讨论中生代至新生代的构造热事件是基于对峨眉山玄武岩的系统采样，系统采样更具有普适性，所以将所有玄武岩锆石测年样品合并讨论。其结果如图5所示。

本次共测试样品点379个点，剔除谐和度小于90的样品点16个，获得有效测试点363个，其锆石U-Pb年龄的分布范围为(14.9±0.6)～(3 023±50)Ma，跨越地质时代很长(图5(a))。从锆石频谱图中可以看出锆石年龄有～35 Ma、～52 Ma、～100 Ma、～120 Ma、～160 Ma、～215 Ma、～247 Ma、～260 Ma、～275 Ma、～450 Ma及750～850 Ma共11个较大的峰值(图5(b))。

5 讨 论

5.1 峨眉山玄武岩的锆石年龄

测试点中有1个测试点的年龄为(14.9±0.6)Ma，为最小值，只有1个，其时代为新近纪中新世，可能代表新构造运动，Th/U值为2.6，锆石为棱角状，可见明显环带，但因只有一个数据，不具有讨论意义。

锆石年龄的第1个峰值为～35 Ma，有15个锆石，占比为4.28%，这15个锆石呈棱角状，CL图像呈暗色，环带结构不明显，Th/U值基本上小于0.1，为变质重结晶锆石，其中D337-30较为自形，明显看到边部变质重结晶锆石结构均匀且切割原岩锆石的岩浆环带，由两部分组成，为明显的重结晶形成的变质锆石，锆石形态反映所遭受的变质作用较强，其15个年龄范围为(32.3±0.6)～(41.6±0.9)Ma，加权平均年龄为(35.29±0.95)Ma(图5(c))。

该年龄对应时间为古近纪始新世晚期，与三江构造带长达千余公里岩、浆活动峰期年龄集中在35 Ma左右钾质长英质岩带、大面积的煌斑岩区和岩浆碳酸岩-碱性杂岩带构成的不连续火成岩省形成时间一致[27]，与喜马拉雅碰撞造山的晚碰撞构造转换时间对应[28]。

锆石年龄的第2个峰值为～52 Ma，有6个锆石，占比为1.71%，这6个锆石形成的峰值较小，这些锆石主要呈棱角状，部分具有锆石环带，但不是很明显，部分不具环带结构，CL图像很亮，具有变质锆石特征，Th/U值基本上大于0.1，6个锆石年龄的加权平均年龄为(52.1±6.1)Ma(图5(d))。

该年龄对应时间为古近纪始新世早期，大约为65 Ma，印度板块与欧亚板块碰撞，65～41 Ma时处于陆陆聚合主碰撞阶段，41～25 Ma处于晚碰撞阶段[29]。该锆石年龄的峰值与主碰撞阶段相一致，研究区也有该年龄段的浅成基性侵入岩，岩性为斜斑辉绿玢岩，其年龄值为(54.7±3.2)Ma[20]。

锆石年龄的第3个峰值为～100 Ma，有13个锆石，占比为3.71%，这13个锆石呈棱角状，部分锆石破碎，CL图像显示锆石环带相互切割，为变质锆石，Th/U值基本上大于0.1，13个锆石年龄的加权平均年龄为(99.7±3.1)Ma(图5(e))。

该年龄与华南燕山晚期造山后碰撞伸展的岩浆活动峰值较为一致。该年龄段的岩浆岩在华南板块东部有较多的S-I过渡型花岗岩[30]，扬子板块西缘目前还未发现该年龄段的岩浆岩，这可能与扬子板块西缘中生代的陆内挤压变形大多表现为薄皮构造样式有关[6]。

锆石年龄的第4个峰值为～120 Ma，有15个锆石，占比为4.28%，这15个以棱角状为主，部分锆石破碎，CL图像显示锆石基本上都是增生锆石，环带相互切割，为变质锆石，2个锆石Th/U值小于0.1，15个锆石年龄的加权平均年龄为(118.6±2.0)Ma，该期次锆石形态反映其遭受的变质作用较强(图5(f))。

与～100 Ma峰值的年龄一样，扬子板块西缘目前未发现该年龄段的岩浆岩，但扬子板块西侧的保山地块和思茅地块有较多的岩浆活动记录[31-33]，可能为这些构造-岩浆事件的响应。

锆石年龄的第5个峰值为～160 Ma，有16个锆石，占比为4.57%，这16个为次棱角状-圆状，部分锆石未见环带，部分CL图像显示其为增生锆石，环带相互切割，为变质锆石，1个锆石Th/U值小于0.1，这14个锆石年龄的加权平均年龄为(161.5±3.5)Ma(图5(g))。

图5 峨眉山玄武岩锆石U-Pb年龄图Fig.5 U-Pb age diagrams of the Emeishan Basalt(a)所有年龄值的谐和图；(b)所有年龄值的频谱图；(c)～35 Ma年龄值的谐和图；(d)～52 Ma年龄值的谐和图；(e)～100 Ma年龄值的谐和图；(f)～120 Ma年龄值的谐和图；(g)～160 Ma年龄值的谐和图；(h)～215 Ma年龄值的谐和图；(i)～247 Ma年龄值的谐和图；(j)峨眉山玄武岩第二段年龄值的谐和图；(k)峨眉山玄武岩第一段年龄值的谐和图；(l)～275 Ma年龄值的谐和图；(m)～450 Ma年龄值的谐和图；(n)750～850 Ma年龄值的谐和图；(o)扬子板块碎屑锆石年龄直方图

研究区东侧田坝乡的盐塘箐及李子箐一带可见该年龄段的潜火山岩[20][34]，其岩性为杏仁状玄武岩、斜斑玄武岩等，沿小江断裂带侵入于蓟县系及震旦—寒武系，其9个锆石的加权平均年龄为(161.6±4.7)Ma，可见晚侏罗世时，研究区经历了一次构造岩浆活动。同时，在邻区的峨眉山玄武岩中也发现了2颗该年龄段的锆石[35]。

锆石年龄的第6个峰值为～215 Ma，有14个锆石，占比为4%，这14个为次棱角状-次圆状，部分锆石未见环带，CL图像显示其余锆石基本上都是增生锆石，环带相互切割，为变质锆石，1个锆石Th/U值小于0.1，这14个锆石年龄的加权平均年龄为(214.5±3.5)Ma，该期次锆石形态反映其遭受的变质作用与～160 Ma的锆石相比较弱(图5(h))。

印支运动在华南表现为特提斯洋的闭合，在扬子板块西缘沉积盆地中表现为上三叠统陆相地层须家河组平行不整合于中二叠统的海相地层关岭组(雷口坡组)之上，这一平行不整合面被称之为扬子板块西缘的海陆转换面，张义平等在四川盆地的须家河组识别出一套生长地层，通过锆石U-Pb测年对比分析，推测印支运动启动时间为216 Ma左右[36]。该年龄值与研究区的～215 Ma的14个锆石年龄加权平均年龄(214.5±3.5)Ma一致，推测该年龄段的锆石形成可能与扬子西缘的印支运动有关，是印支运动在扬子板块西缘的构造热事件响应。在邻区的峨眉山玄武岩中也发现了该年龄段的锆石，其5个锆石的加权平均年龄为(217.8±2.7)Ma[35]。

锆石年龄的第7个峰值为～247 Ma，有17个锆石，占比为4.86%，这17个锆石为次棱角状-次圆状，12个锆石未见环带或环带极不清晰，其中2个锆石Th/U值为0.05及0.06，其余5个锆石CL图像显示为增生锆石，环带相互切割，为变质锆石，这17个锆石年龄的加权平均年龄为(247.7±2.2)Ma(图5(i))。

该年龄与早中三叠世的界线年龄(247.28±0.12 Ma)[37]高度一致，扬子西缘早中三叠世界线处广泛发育一层“绿豆岩”[38]，其为酸性火山凝灰岩，厚度为15～230 cm，其年龄值被拿来作为早中三叠世的界线年龄[39]，代表了一次大的火山事件。研究区玄武岩中17个锆石(247.7±2.2)Ma的加权平均年龄可能为该次火山事件的构造热事件响应。吕晓春等在邻区发现了加权平均年龄为(251.6±4.2)Ma(n=8)的玄武粗安岩，侵入于寒武系中，其中2个最年轻的锆石为(248.5±3.8)Ma及(249.9±4.6)Ma，其余年龄值为252～256 Ma[35]。笔者曾与东华理工大学谢财富教授对该侵入体进行实地考察，证实了其并不是侵入岩，而是当地村民用于道路铺设的峨眉山玄武岩转石。且在该区的峨眉山玄武岩中也有2颗年龄值为(248.7±4.2)Ma及(250.2±3.2)Ma的锆石。李宏博曾对属于峨眉山玄武岩的四川冕宁基性岩墙进行年龄研究，也发现了该年龄段的锆石(～244 Ma)，认为其为地幔柱后期的热-机械侵蚀作用以及印支运动对扬子板块西缘的构造影响诱发岩浆作用的再次活跃，使得冕宁基性岩墙遭受了一次变质事件[40]。

锆石年龄的第8个峰值为～260 Ma，有16个锆石，占比为4.57%，这16个锆石为棱角状-次棱角状，自形，部分锆石未见环带结构或锆石环带不清楚，部分锆石CL图像显示为增生锆石，环带相互切割，由上文可知峨眉山玄武岩的形成时间为265～254 Ma之间，与该年龄峰值对应，推测这16个锆石为峨眉山玄武岩喷发时形成，且其锆石可能多为捕获的锆石重结晶作用形成，从这个方面来说，其多为后期改造形成的锆石，其中一个锆石的Th/U值为0.06。16个锆石中11个锆石为峨眉山玄武岩第一亚旋回中采获，其加权平均年龄为(259.9±3.2)Ma，5个锆石为峨眉山玄武岩第二亚旋回中采获，其加权平均年龄为(259.2±3.6)Ma，两个亚旋回之间的时间差约为0.7 Ma，可能代表研究区峨眉山玄武岩两次大规模喷发之间的间歇时间。需要说明的是，大火成岩省的形成时间往往小于3 Ma，甚至小于1 Ma[2]，这两个峨眉山玄武岩的年龄值误差值已经大于1 Ma，可能并不准确(图5(j)和(k))。

锆石年龄的第9个峰值为～275 Ma，有34个锆石，占比为9.71%，为本次锆石年龄的最大峰值，这部分锆石以棱角状-次棱角状为主，较自形，具有较明显的锆石环带，部分锆石环带相互切割，可能为捕获的锆石重结晶作用后形成的，这34个锆石年龄的加权平均值为(275.9±2.0)Ma(图5(l))。

扬子板块西缘还未有此年龄段的岩浆岩报道，该年龄段的部分锆石为改造后的锆石，应该是峨眉地幔柱活动本身的产物，与其他岩浆活动联系并不大。上文中提到研究区峨眉山玄武岩喷发的时间为(259.9±3.2)～(259.2±3.6)Ma，但这不可能是整个峨眉地幔柱活动的时限，因为在峨眉地幔热柱活动发生、发展的整个演化历程中，峨眉山玄武岩浆喷发溢流仅是是峨眉地幔热柱基性岩浆活动喷出地表的表现形式之一。地幔柱的活动是一个漫长而又复杂的过程，方开雄等认为峨眉山地幔柱起源于晚泥盆世，发育于石炭纪，壮大于二叠纪[41]；卢纪仁认为峨眉地幔柱活动的起始时间至少为283 Ma[42]。经典的地幔柱理论认为大量玄武岩喷发前地壳将会有大幅度的穹状抬升，地壳抬升的高度为500～2 500 m，隆升的开始发生在大规模岩浆作用之前的10～20 Ma[43]，笔者推测～275 Ma的年龄可能代表峨眉山玄武岩岩浆房的形成年龄，同时也是地幔活动导致地壳隆升的年龄。赵永鑫认为来自地幔的基性岩浆侵入到地壳一定深度形成基性岩浆房，并向地壳岩石传导热能，引起地壳岩石的部分重熔，产生上层酸性岩浆库[44]，这也能解释在峨眉山玄武岩喷发之后有一期规模大、时间长的酸性岩浆侵入及喷发。(275.9±2.0)Ma的年龄值也能与李宏博推测的峨眉山地幔柱火山作用之前的地层抬升的开始时间对应(285～275 Ma)[40]。

此外，出现于大火成岩省形成时限之前10～15 Ma的年龄值也在塔里木大火成岩省(TLIP)中有过报道[45]。近年来对塔里木大火成岩省的研究表明，其形成时代为291～273 Ma；Zhang D等对塔里木大火成岩省瓦吉里塔格一带的金伯利岩筒和岩墙中的钙钛矿和斜锆石进行了二次离子质谱U-Pb年龄数据的研究，其结果分别为(300.87±4.70)Ma及(300.57±4.40)Ma，并认为此年龄值为塔里木地幔柱到达巨厚岩石圈下部的时限[45]。如果该理论成立，那么～275 Ma的年龄值也可能代表峨眉地幔柱开始到达巨厚岩石圈下部的时限。

锆石年龄的第10个峰值为～450 Ma，有19个锆石，占比为5.43%，这部分锆石以棱角状-次棱角状为主，具有较明显的锆石环带，或锆石测年点为内部环带，这19个锆石的加权平均值为(449.4±3.8)Ma(图5(m))。

该年龄对应时代为奥陶纪与志留纪之交，在扬子板块西缘，与其对应的岩浆事件为扬子地台及周缘奥陶系-志留系界线附近特别是界线之下的五峰组广泛发育多层的钾质斑脱岩[46-47]，其锆石年龄多为～450 Ma[48-49]。

因为康滇古陆的隆起，研究区及其周边并未发育晚奥陶世—早志留世的地层，但从扬子西缘整体来看推测研究区玄武岩～450 Ma的锆石年龄可能来自该时期地壳深部岩浆活动的隐伏地质体或并未出露的地层，其可能是峨眉山玄武岩岩浆房或岩浆上升通道的围岩。该年龄段的锆石也可能与～275 Ma年龄段的锆石一样，是峨眉地幔柱本身的产物。Maruyama等[50]和Yoshio等[51]从起源的角度以核-幔界面(2 900 km)、上地幔底界(670 km)、岩石圈底界(100 km)深度为界，将地幔热柱分为一、二、三次柱。如果～450 Ma的锆石来自峨眉地幔柱本身，其可能代表地幔柱上升至岩石圈底界(三次柱)的时间。

锆石年龄的第11个峰值为750～850 Ma(图5(n))，有34个锆石，占比9.71%，这个峰值年龄跨度较大，这个年龄段的锆石磨圆从次棱角-圆状，圆状居多，锆石环带较好，部分锆石具变质增生边，表明其来源的复杂性，该年龄段的峰值与扬子板块典型的锆石年龄峰值较为一致[52]，与之对应的，研究区周边发育较多750～850 Ma岩浆岩和火山-沉积盆地[53-56]，岩性以大规模的花岗岩和酸性火山岩为主，时间上与全球Rodinia超大陆裂解事件一致。这些地质体及以这些地质体为物源的地层可以成为峨眉山玄武岩的岩浆通道。

除上述11个峰值的年龄外，还有68个锆石年龄为(903±15)～ (3 023±50)Ma之间，占比为19.43%，这些锆石点分布范围广，扬子板块西缘地层中广泛存在这些年龄段的锆石(图5(o))[57]，出现于峨眉山玄武岩中表明岩浆在上涌过程中受到了较多地壳物质的混染。

5.2 扬子板块西缘构造热事件

由于来源于地幔的基性玄武质岩浆中Zr是不饱和的，无法分离结晶形成足够的锆石[15]，加之在岩浆房中及岩浆上涌过程中不可避免地与围岩发生接触混染，围岩中的锆石便会被带入岩浆中，这些锆石中部分能在岩浆上涌-喷发过程中重结晶形成新的锆石，部分锆石则不能，所以峨眉山玄武岩的锆石U-Pb年龄较难反映出峨眉山玄武岩形成的年龄，其锆石U-Pb年龄往往为继承围岩中的锆石U-Pb年龄，比峨眉山玄武岩的形成时间要早。而在峨眉山玄武岩形成后，受到后期中生代—新生代构造热事件的影响较大，所得到的Ar-Ar年龄都偏年轻[3]，而另一方面，无论是SHRIMP法还是LA-ICP MS法对锆石U-Pb定年都存在一定的误差，而大火成岩省的形成时间往往小于3 Ma[58]，这个时间往往比以上两种方法所测定的年龄误差范围都要短，这也是无法得到峨眉山玄武岩精确的形成时间的主要原因。

锆石主要由两种作用形成，一是岩浆作用，另一种是变质作用。岩浆锆石一般具有特征的岩浆振荡环带，Th/U值一般大于0.4，而变质作用形成的锆石比较复杂[59]。锆石的变质作用，是锆石变质重结晶作用，是指结构上不稳定的锆石，在一定温压条件下，锆石晶格进行重新愈合和调整，这些形成于峨眉山玄武岩喷发时限后的锆石都是变质锆石，Geisler等指出，在流体参与、1.3 kPa的压力、450 ℃的温度的条件下，锆石便可以发生变质重结晶[60]，锆石发生变质重结晶作用时并没有新的锆石形成，只是对原有锆石进行了不同程度的改造。此外，锆石的蜕晶质化或蜕晶质化锆石的重新愈合作用同样会对原有锆石产生不同程度的影响。变质锆石的Th及U含量低、Th/U比值小(一般<0.1)[61-62]。变质增生锆石的Th/U比值受变质流体或熔体的成分[63]、共生矿物的组成[64]以及变质锆石的生长速率等因素的影响。个别情况下变质锆石的Th/U比值也可高达0.7左右[65]，所以，仅凭锆石的Th/U比值并不能有效地鉴别岩浆锆石和变质锆石，其只能大概判别锆石的成因[66]。研究区宣威组平行不整合于峨眉山玄武岩之上，而宣威组形成时代为吴家坪—长兴期，所以锆石年龄小于254 Ma的锆石的应为变质成因，其所反映的年龄为后期的构造热事件的年龄，而不是峨眉山玄武岩形成时的年龄。同样的情况也出现在稍晚于峨眉山玄武岩喷发的基性岩墙群中，李宏博对四川冕宁一带属于峨眉地幔柱成因基性岩墙群进行锆石U-Pb测年，8颗锆石的加权平均年龄表明其侵位时间为(256.7±4.3)Ma，是峨眉山大火成岩省大规模火山作用晚期的产物，另有7颗锆石的年龄结果为(244.2±3.0)Ma，虽然这7颗锆石环带具有岩浆锆石的特点，Th/U比值也都大于0.4，但是仍然将这些锆石解释为热变质成因[40]。

邱寻欢利用岩石磁组构方法对研究区的峨眉山玄武岩进行研究，利用峨眉山玄武岩中的携磁矿物的磁化率各向异性测量与统计分析反演了峨眉山玄武岩喷发溢流时的岩浆流动方向，据此，在研究区推测了2个古火山口及7个次级古火山口，这些古火山口都沿着小江断裂带或它的次级断裂分布[67]。同时，黄诚等也在小江断裂带内发现了一个古火山口[20]，可见小江断裂可能是一条超壳的深大断裂，其控制着研究区峨眉山玄武岩的喷发及分布。

小江断裂带穿越研究区，控制着研究区的地层构造框架，其是在长期地质历史演化过程中逐步形成的一条断裂带，在研究区各个时代均有活动[68-69]。在峨眉山玄武岩形成后，各时期的构造热事件对小江断裂都有着影响，同时也在影响着其周缘的峨眉山玄武岩，Hou Z等早在2002年便用激光探针40Ar/39Ar法测试了峨眉山玄武岩的年龄，发现后期存在大量的177～135 Ma年龄值[10]。这表明区域构造热事件对峨眉山玄武岩有强烈的影响。

同样的这些构造热事件也影响了存在于峨眉山玄武岩中的锆石，使其发生了变质。这一过程形成的锆石年龄便能代表构造热事件的时限，也代表着这些构造热事件温压达到高峰的时间记录。

笔者也发现，研究区的峨眉山玄武岩之下的梁山组及上覆地层飞仙关组的碎屑锆石中并未发现比地层形成时代更年轻的锆石年龄[20]。可能是因为研究区峨眉山玄武岩厚度极大，作为一个巨大的地质体在区域构造事件中其内部的应力和热量较其他地层更难以释放，致使玄武岩发生蚀变，其中的锆石也随之发生变质作用，在薄片鉴定中也显示了弱变质的玄武岩样品中年轻的锆石较少，而蚀变较严重的玄武岩样品中的年轻锆石则较多。

前人认为在峨眉山玄武岩形成后至晚三叠世之前，扬子板块西缘仍处于较为稳定的被动陆缘环境，早中三叠世地层中～247 Ma的锆石来源于非扬子板块的火山活动，但这次火山事件对扬子板块西缘已经产生较大的影响[70]。～215 Ma的锆石年龄与中晚三叠世的板块汇聚事件时限一致，反映了扬子板块西缘由海相转向陆相的转换时间。～160 Ma、～120 Ma、～100 Ma的锆石年龄是燕山运动在扬子板块西缘碰撞造山的响应，燕山运动多幕式构造变动奠定了华南主要大地构造单元雏形[71]。～52 Ma、～35 Ma的构造热事件，主要反映了喜马拉雅碰撞造山在扬子西缘的响应。

6 结 论

滇东倘甸一带的峨眉山玄武岩锆石U-Pb年龄的分布范围为(14.9±0.6)～(3 023±50)Ma，跨越地质时代长，反映了峨眉山玄武岩在形成过程中经历地壳的混染，形成后遭受了后期构造热事件的巨大影响。其中峨眉山玄武岩第一、二亚旋回分别形成于(259.9±3.2)Ma及(259.2±3.6)Ma；～450 Ma的玄武岩锆石年龄可能代表奥陶纪与志留纪之交的岩浆活动，也可能是地幔柱上升至岩石圈底界(三次柱)的时间；～275 Ma的玄武岩锆石年龄可能代表峨眉山玄武岩岩浆房的形成年龄及地幔柱事件导致地壳开始隆升的时限，也可能代表峨眉地幔柱开始到达巨厚岩石圈下部的时限；在峨眉山玄武岩形成之后，扬子板块西缘依次经历了～247 Ma、～215 Ma、～160 Ma、～120 Ma、～100 Ma、～52 Ma、～35 Ma的构造热事件，这些锆石U-Pb年龄值是扬子板块西缘中生代—新生代碰撞造山事件达到温压高峰的时间记录。

致谢：感谢东华理工大学谢财富教授、中国地质调查局海口海洋地质调查中心黄诚副总工程师及孔凡全工程师在野外工作和论文撰写中的悉心指导和帮助;感谢南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室武兵老师对锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素测年工作给予的帮助。