昌宁-孟连结合带东部泥盆系—石炭系南段组研究新进展及其对特提斯洋演化的启示

罗 亮，王冬兵，尤廷海，谢 韬，姜丽莉，黄晓明

(1.中国地质调查局成都地质调查中心，四川 成都 610081；2.中国建筑西南勘察设计研究院有限公司七公司，四川 成都 610066)

0 引言

随着特提斯构造域释义及其时空演变过程，特提斯构造域演化阶段划分亦相应发生变化。从特提斯演化阶段的时限来看，存在原、古、中、新特提斯四阶段划分的观点(邓军等，2016, 2019；Metcalfe, 2021)，而本文采用目前大家普遍接受的三阶段划分方案，即原特提斯阶段(晚元古代—志留纪)、古特提斯阶段(泥盆纪—早/中三叠世)、新特提斯阶段(晚三叠世—始新世)(潘桂棠等，2013；王立全等，2021)。大量研究者根据昌宁-孟连结合带内发育的泥盆纪—中三叠世放射虫硅质岩和蛇绿岩认为其代表了晚古生代特提斯洋(丁林和钟大赉，1995；钟大赉，1998；杨文强等，2007；Metcalfe, 2013a)。近年来，在该带内发现了大量早古生代堆晶辉长岩(471～439Ma，Wang et al., 2013；刘桂春等，2017)、具有洋壳型高镁埃达克岩地球化学特征的英云闪长岩(468Ma；王冬兵等，2016)、洋岛玄武岩(449Ma；孙载波等，2017)以及与俯冲有关的变岩浆岩(462～454Ma；Nie et al., 2015； Xing et al., 2017)等，因此，昌宁-孟连结合带演化可以追溯到早古生代，记录了原特提斯演化的重要信息。前人对原特提斯洋的位置和原—古特提斯洋之间的转换过程重大科学问题尚存较大争议。部分学者认为原特提斯洋位于古特提斯洋东侧，原特提斯洋闭合后，弧后拉张形成古特提斯洋(Nie et al., 2015；Liu et al., 2021；Wei et al., 2022)。另有大量学者则认为昌宁-孟连结合带发育早古生代到中生代的连续演化的原—古特提斯大洋(Pan et al., 2012；Deng et al., 2014；王保弟等，2013, 2018；刘桂春等，2017；潘桂棠等，2019；Liu et al., 2019；彭智敏等，2020；王立全等，2021)。广泛分布于昌宁-孟连结合带的南段组为泥盆纪—石炭纪沉积地层，对其开展深入的研究工作，有望为原—古特提斯洋之间的转换提供重要证据。

南段组位于昌宁-孟连结合带东部，是昌宁-孟连结合带晚古生代地层的重要组成部分，其碎屑岩序列中保存了独特的沉积环境以及物源信息记录，可以为区域古地理演化提供关键证据，因而是东特提斯演化研究不可或缺的研究对象。前人对南段组沉积环境尚存浅水沉积(罗君烈，1990；崔春龙等，1998；Zheng et al., 2019a)和深海浊流(方宗杰，1990；刘本培等，1993；贾进华，1994)两种不同认识。南段组沉积时代具早石炭世维宪期②(Yang, 1999；Jin et al., 2003)、早纳缪尔期(冯庆来等，1996)、谢尔普霍夫期(Zheng et al., 2019b)以及可能延伸到晚石炭世(方宗杰，1990)等多种观点。关于南段组构造属性存在是保山地块东侧被动大陆边缘沉积(Liu et al., 1991；从柏林等，1993)抑或是“昌宁-孟连洋”洋盆东侧的陆坡沉积(刘本培等，1993，2002；贾进华，1994；冯庆来等，1996)两种不同认识。综上所述，关于南段组时代、沉积环境、构造属性等问题未取得一致认识，制约了对昌宁-孟连特提斯洋演化特征的理解和认识。

a据Wei et al., 2022；b据Jin et al., 2003，云南地质矿产局，1982②修改；红色和蓝色五星代表前人开展工作的孟连县南部南段村，黄色五星代表南段组碎屑岩采样位置，紫色五星代表曼信组碎屑锆石样品采样位置图1 东南亚构造格架图(a)及昌宁-孟连带地质简图(b)Fig.1 Tectonic outline of southeast Asia (a) and simplified geological map of the Changning-Menglian Belt (b)

碎屑岩的粒度特征是反映沉积介质能量、判别沉积水动力条件以及识别自然地理环境的重要指标(Zheng et al., 2019a)。碎屑锆石U-Pb定年是沉积岩物源分析和约束地块构造演化的重要方法，并取得了广泛应用(Zhu et al., 2011；Zhao et al., 2017；Liu et al., 2019；Wei et al., 2022)。本文报道了南段组变质砂岩岩石学、岩相学、元素地球化学特征以及昌宁-孟连洋两侧泥盆—石炭系碎屑锆石U-Pb定年数据，旨在揭示南段组时代、沉积环境和物源特征，并进一步探讨昌宁-孟连特提斯洋的演化过程。

1 地质背景与样品

1.1 地质背景

西南三江(怒江、澜沧江、金沙江)地区位于东特提斯构造域，是衔接青藏高原与东南亚特提斯造山带的关键区域，自东向西分为羌塘-三江造山系、昌宁-孟连结合带和冈底斯-喜马拉雅造山系3个一级构造单元，并进一步细分为8个二级构造单元和若干个三级构造单元(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)。其中的昌宁-孟连结合带从综合格架、岩石地球化学和年代学数据等方面特征表明向北与龙木措-双湖构造带相连(钟大赉，1998；Feng, 2002；Feng et al., 2004, 2008；Yang et al., 2011；Wang et al., 2013；吴彦旺，2013；Fan et al., 2015； 王冬兵等，2017；王恩泽等，2021)，向南与东南亚的茵他侬(因他暖)-文东-劳勿构造带相接(图1a)(Metcalfe, 2006, 2011, 2013a, 2013b；Metcalfe et al., 2017；Sone et al., 2008, 2012；Wang et al., 2017；耿全如等，2021)，代表了东特提斯主洋盆的残余，分隔了亲冈瓦纳大陆的滇缅马地块(保山地块)和亲华夏大陆的印度支那地块(思茅地块)(Wang et al., 2018)，是当前国际地质学研究的重点和热点。

昌宁-孟连结合带内地质体主要呈南北向条带状分布，东侧紧邻临沧花岗岩基。临沧花岗岩基于晚三叠世(230～205Ma)(Peng et al., 2006, 2013；Jian et al., 2009；Wang et al., 2010；孔会磊等，2012；Dong et al., 2013)侵入到澜沧岩群变质岩系中。昌宁-孟连结合带内下古生界澜沧岩群变质岩、上古生界南段组、拉巴组浅变质碎屑岩、蛇绿混杂岩、泥盆纪—中三叠世放射虫硅质岩、石炭—二叠纪洋岛-海山以及上古生界温泉组、曼信组细碎屑岩夹硅质岩等地质体大致呈南北向展布(图1b)。近年来，不同学者分别从澜沧岩群中识别出碎屑锆石最年轻年龄峰值ca. 530Ma(王舫等，2017；Zhao et al., 2017)、变火山岩锆石U-Pb加权平均年龄450～460Ma(Nie et al., 2015；Xing et al., 2017)、蛇绿岩(刘桂春等，2017；彭智敏等，2020a, 2021)、(超)高压变质岩(李静等，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，将澜沧岩群原岩厘定为早古生代，构造性质为与原—古特提斯洋相关的俯冲增生杂岩(王保弟等，2018；潘桂棠等，2019；彭智敏等，2020b)，并非前人认为的基底岩系。分布于昌宁-孟连结合带东部的泥盆—石炭系南段组，是本文的重点研究对象，前人在南部的阿里—南段地区开展了一定研究，而在北部露头较好的沧源县团结—岩帅一带却鲜有研究报道，沧源县岩帅地区南段组构造置换较弱，为一套厚度巨大的石英砂岩与泥岩(变质石英砂岩与板岩)组成的韵律沉积，露头尺度可见岩性成分层指示原始层理(S0)，内部发育较多的褶皱，岩石组合的变化主要表现为两者以不同厚度组合，依据野外出露情况分为三个岩段：a岩段岩性为厚层状变质石英砂岩夹板岩，b岩段为板岩夹变质石英砂岩或二者互层沉积，c岩段岩性为块状变质砂岩夹板岩，其上下关系不明。

1.2 样品特征

本次工作在沧源县岩帅地区采集了南段组9件变质砂岩样品开展粒度分析(PM103-3b1、PM103-8b1、PM103-10b1、PM103-10b2、PM103-19b1、PM103-19b2、PM103-24b1、PM103-28b1、PM103-51b1)，7件样品开展元素地球化学分析(PM103-3H1、PM103-8H1、PM103-10H1、PM103-12H1、PM103-17H1、PM103-24H1、PM103-24H2)，样品岩性以变质石英砂岩、变质岩屑石英砂岩为主(图2a，表1)。岩石主要由变余陆源砂(石英、岩屑)和变质新生矿物(绢云母、长英质)组成，呈颗粒支撑-基底式胶结类型(图2b)。石英含量为70%～95%，包括单晶石英、少量多晶石英及硅质岩岩屑，单晶石英粒内可见波状消光现象。岩屑含量为3%～15%，强绢云母化、硅化，成分无法准确判定，见少量云母星散状分布。新生变质矿物粒径一般为<0.05mm，集合体填隙状分布在陆源砂粒间。

长石石英砂岩样品(19HA01-1TW1)采自耿马县贺派乡回爱村泥盆系曼信组(Dm)(图2c，表1)。岩石胶结物为铁质胶结，局部发育有次生孔隙。石英呈次棱角状—次圆状，粒径为0.1～0.22mm，晶内裂纹发育，局部少数石英颗粒发育波状消光。斜长石呈棱角状—次棱角状，粒径为0.1～0.2mm，整体表面脏杂，个别聚片双晶发育，大部分斜长石表面发育强烈黏土化及绢云母化，部分斜长石已基本绢云母化完全。钾长石呈它形次棱角状，粒径为0.1～0.3mm，整体黏土化强烈。岩屑多为燧石，呈次棱角-次圆状，大部分向微晶石英过渡，粒径约0.20～0.32mm。

表1 样品位置和地层学信息简表Table 1 Location and stratigraphic information of samples analyzed

2 分析方法

通过线计法的方式在显微镜下对南段组砂岩颗粒粒径进行统计，通过旋转载物台上薄片固定装置的齿轮，等距的平行移动矿物薄片，对移动中所有通过十字丝纵丝(或横丝)的颗粒粒径加以测量并计数，每张薄片测量300颗以上颗粒，片状矿物颗粒、无法清晰识别轮廓的矿物颗粒和重矿物颗粒不参与粒度统计，再生长的长石和石英按其原粒径进行测量并计数，杂基按照其百分含量归入5Φ粒级中，以此每张薄片便可获得一组粒径(d)分布数据，粒径统计以毫米为单位，利用公式(Φ=-log2d，d为颗粒直径mm)将每张薄片所统计到的粒径值转换为Φ值，对数据进行分组，数据分组以1/4Φ为间隔以便绘图，最后绘制频率分布曲线图、概率累计曲线图(Folk et al., 1957；Visher，1969)，据此了解样品的粒度特征所反映的沉积环境特点。

a-b.南段组变质砂岩野外及镜下照片(正交偏光)； c-d.曼信组长石石英砂岩野外及镜下照片(单偏光)图2 南段组和曼信组野外及镜下照片Fig.2 Field and microscope photos of the Nanduan Formation and the Manxin Formation

锆石分选在廊坊市诚信地质服务公司完成。选择晶型较好、无裂隙的锆石颗粒粘贴在环氧树脂表面制成锆石样品靶，打磨样品靶，使锆石的中心部位暴露出来，然后进行抛光。对锆石进行反射光、透射光显微照相和阴极发光(CL)图像分析，最后根据反射光、透射光及锆石CL图像选择具有代表性的锆石颗粒和区域进行U-Pb测年。反射光、透射光显微照相和阴极发光(CL)照相在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。锆石U-Pb同位素定年在武汉上谱分析科技有限责任公司利用LA-ICP-MS同时完成。详细的仪器参数和分析流程见Zong et al.(2017)。GeoLasPro激光剥蚀系统由COMPexPro102ArF 193nm准分子为补偿气以调节灵敏度，二者在进入ICP之前通过一个T型接头混合，激光剥蚀系统配置有信号平滑装置(Hu et al., 2015)。本次分析的激光束斑和频率分别为32μm和5Hz，采用锆石标准91500和玻璃标准物质NIST610作外标，分别进行U-Pb同位素和微量元素分馏校正。每组数据点不超过100个(含标样)，首尾有NIST610、91500、GJ-1、Ple等标样控制/监控，中间每间隔8个样品点打2个锆石标准91500点，间隔16个样品点打1个GJ-1锆石标样。每个时间分辨分析数据包括20～30s空白信号和50s样品信号。对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Pb同位素比值和年龄计算)采用软件ICPMSDataCal(Liu et al., 2008，2010)完成。锆石样品的U-Pb年龄谐和图绘制和年龄加权平均计算采用Isoplot/Ex_ver3(Ludwig，2003)完成。本次实验锆石标样91500和GJ-1的206Pb/238U年龄分别为1061～1064 Ma和597～605 Ma，均在误差范围内与锆石标样参考年龄一致。

全岩主量元素含量分析在自然资源部西南矿产资源监督检测中心采用XRF玻璃熔饼法完成，仪器为AXIOS-X-型荧光光谱仪。岩石粉末样品在开展主量元素分析前进行烧失量分析，然后将岩石粉末样品熔融制饼并标记样品名称。对中国标准参考物质GSR-3进行了分析，结果表明主量元素分析精度和准确度均优于4%。全岩微量元素含量在武汉上谱分析科技有限责任公司利用Agilent 7700e ICPMS分析完成。用于ICP-MS 分析的样品处理过程如下：(1)将74μm(200目)样品置于105 ℃烘箱中烘干12 h；(2)准确称取粉末样品50 mg置于Teflon 溶样弹中；(3)先后依次缓慢加入1 mL 高纯HNO3和1 mL 高纯HF；(4)将Teflon溶样弹放入钢套，拧紧后置于190 ℃烘箱中加热24 h 以上；(5)待溶样弹冷却，开盖后置于140 ℃ 电热板上蒸干，然后加入1 mL HNO3并再次蒸干；(6)加入1 mL 高纯HNO3、1 mL MQ 水和1 mL 内标In(浓度为1×10-6)，再次将Teflon 溶样弹放入钢套，拧紧后置于190 ℃烘箱中加热12 h 以上；(7)将溶液转入聚乙烯料瓶中，并用2% HNO3稀释至100 g 以备ICP-MS 测试。实验过程中，对美国地质调查局(USGS)标准参考物质BCR-2、BHVO-2 和AGV-1 的分析结果表明，微量元素分析精度和准确度一般优于5%。

3 分析结果

3.1 粒度分析

对南段组9件样品开展粒度分析结果显示，南段组平均粒径(Mz)介于1.88～2.84Φ，表现细—中粒为主，中等动能条件。总体上南段组粒度标准(σI)差介于0.5～1.0，以0.7左右为主，属于分选中等—分选较好(Folk et al., 1957)。偏度(Sk1)多小于0，大多介于-0.1～0.1Φ之间，近于对称略有负偏，同样说明分选性较好，推测可能是浅海沉积由于潮汐、波浪高能量作用的结果。峰度(KG)大多位于0.8～1Φ，个别大于1，锋态属于中等-尖锐，近于海滩砂特征。南段组砂岩粒度分布曲线多以单峰和双峰为主(图3)，深水浊流沉积搬运方式以悬浮搬运为主，而浅海环境水动力复杂多样，包括洋流、波浪、潮汐等，搬运方式包括推移、跃移和悬浮搬运(Shanmugam, 1996, 2013；朱筱敏，2009；陈建强等，2015)。因此，浅海的概率累积曲线表现出明显的三段式，牵引总体、跃移总体和悬移总体均有发育，而浊流的概率累积曲线仅显示较为发育的悬浮主体，呈直线不分段或两段式的概率累积曲线特征(Visher, 1969)。南段组砂岩概率累计曲线主要呈三段式，各组分均有发育，仅PM103-8b1和PM103-17b1为悬浮总体较发育的两段式(图4)。

纵坐标：百分含量；横坐标：粒径(Φ值)图3 南段组砂岩粒度分布曲线特征Fig.3 Characteristics of grain frequency distribution curves of samples in Nanduan Formation

纵坐标：概率百分比；横坐标：粒径(Φ值)图4 南段组砂岩粒度累计曲线Fig.4 The cumulative curve of sandstone grain size in the Nanduan Formation

3.2 锆石U-Pb测年

从长石石英砂岩(19HA02-TW1)分选出较多的锆石颗粒，圆状—次棱角状，大多数锆石50～100μm，少量达150～200μm，锆石阴极发光(CL)图像显示多数锆石具有单一的内部结构，个别发育明显变质边(边部较窄，不能测年)，开展测年的颗粒或部位有明显的岩浆结晶振荡环带；Th/U比值主体位于0.5～2.4之间，极少数为0.15～0.5，均大于0.1，指示其为岩浆成因锆石(吴元保和郑永飞，2004)。锆石的外部形态总体显示出圆状—次圆状，并具明显搬运磨蚀痕迹，显示出长距离搬运或者再旋回特征(图5)。

图5 曼信组(19HA02-TW1)碎屑锆石U-Pb谐和图和部分锆石CL图像Fig.5 Detrital zircon U-Pb concordance diagrams and partial cathodoluminescence (CL) images of the Manxin Formation (19HA02-TW1)

对样品19HA02-TW1的104颗锆石开展了U-Pb LA-ICP-MS定年研究，其中6个分析点谐和度小于90%(不参与作图和统计)。年龄结果大于1000 Ma时采用207Pb/206Pb年龄，其余采用206Pb/238U年龄。98个分析点的年龄具有很好的谐和度(绝大部分大于95%)，均落在谐和曲线上或附近，年龄在419～2681 Ma之间(除一颗年龄为348Ma)(图5)，同位素比值和结果列于附表1(1)附表数据资料可联系编辑部获取或访问http://cjyttsdz.ijournals.cn下载。在频分布图上98个年龄形成了ca.440 Ma最主要群组和ca.950 Ma的次级群组，其余年龄组成更次一级群组(图8a)。

3.3 元素地球化学

本次工作对南段组变质砂岩开展了7件样品主微量元素测试，原始分析数据列于附表2①。南段组中颗粒较粗的碎屑岩w(SiO2)高，为88%～93%，平均为90%，w(K2O)和w(Na2O)很低，可能与样品中较低的长石含量有关(Zheng et al.,2019a)。南段组样品w(Al2O3)较高，为3.8%～6.8%，平均为5.1%。铁、锰的氧化物含量非常低，w(TFe2O3)为0.58%～1.47%，平均为0.91%，w(MnO)为0.002%～0.012%，平均为0.007%。南段组微量元素分析表明，Ce元素显示轻微的异常值，Th/U比值为3.8～7.0，平均值为5.16。南段组砂岩La/Th为2.5～4.7，平均值为3.0，w(Hf)平均为6.2×10-6。

4 讨论

4.1 沉积环境

南段组是云南区调队在1∶20万孟连幅区调报告(1982)中命名，剖面位于澜沧县南段村，孟连至南段的公路上。根据上下层序、岩石组合、所含古生物化石以及岩石中长石含量的变化等划分为三个岩性段。南段组的岩性极其单调，无特殊的标志层，化石稀少，且位于昌宁-孟连结合带内，受到古特提斯洋俯冲-陆陆碰撞造山等复杂过程的影响，地层内部褶皱、断层发育，劈理置换现象随处可见，其地层原始层序被破坏殆尽，给地层顶底的识别、原始厚度的恢复、沉积构造的观察等工作造成了巨大困难，进而制约了对沉积环境的准确判断。对南段组沉积环境的研究最早可以追溯到20世纪80年代，考虑到南段组中杂砂岩占有一定的比例，岩石中含黏土质较高，砂岩底面见沟模、槽模构造，认为南段组岩石具浊流沉积的特征②。随后有部分学者依据发现的槽模构造、撕裂碎屑、粒序层理等浊流沉积构造和少量的砂岩样品粒度分析结果，认为南段组主体为深水浊流沉积(方宗杰，1992；刘本培等，1993；吴浩若，1994；贾进华，1994；冯庆来等，1996)。然而，大量学者认为南段组为浅海沉积，主要证据包括：其成熟度高，与滨海海滩相可对比(罗君烈，1990)；粒度参数和概率累积曲线特征③(Zheng et al., 2019a)、发育小型浪成波痕和浅水相遗迹化石(崔春龙等，1998)等。

浅海环境和深水浊流环境从流体状态、沉积物的搬运方式上有很大区别，碎屑岩粒度特征分析在讨论沉积区水动力条件、沉积介质能量、识别古地理环境具有重要作用。南段组砂岩粒度分布曲线多以单峰和双峰为主(图3)，样品平均粒径(Mz)、偏度(SK1)、峰度(KG)、标准差(σI)等特征值均与Zheng et al.(2019a)报道的数据接近。从流体的搬运方式上来看，南段组大部分样品具有牵引总体、跃移总体和悬浮总体，分选较好，与Zheng et al.(2019a)研究结果相同，南段组更接近于浅海环境的搬运沉积特征，而与仅具有发达悬浮总体的浊流沉积具有较大差别。

4.2 地层时代

南段组作为昌宁-孟连结合带晚古生代地层重要组成部分，受到特提斯洋俯冲消减和随后的陆-陆碰撞造山的强烈改造，形成大量褶皱，给地层顶底关系和原始厚度的识别均带来巨大困难。南段组现今表现出极大地层厚度，约3000～5000m(云南省区域地质调查院，2003；崔春龙等，1998)，由于内部层序已部分被打乱，无法代表原生厚度，给地层的划分、对比研究带来困扰。

前人在南段组开展了生物地层学研究，获得了大量的、种类繁多的动植物化石。早期开展1∶100万普洱幅区调工作时，在南段组这套变质砂岩为主夹板岩或互层的地层中未获得古生物化石，将其归属奥陶—志留系。1∶20万孟连幅②在南段组中段发现大量维宪阶菊石，包括Acrocanitessp.,Epicanitessp.,Kazakhocerassp.,Leptodesmasp.,Streblechondriasp.,Septimyalina? sp.,Palaeolimasp.,Posisoniasp.,将南段组时代划为早石炭世维宪期。南段组中部见Praedaraelites、Kazakhoceras等海相化石，时代为晚维宪期—早纳缪尔期(方宗杰，1990)。南段组上段采获菊石类，包括Stenopronoritessp.,Prolecanitessp.等，将中、上段地层时代定为纳缪尔早期(冯庆来等，1996)。Yang (1999)报道了出露于阿里地区的南段组中上部的Vallatisporitescilaris,Diatomozonotriletessp.,Waltzisporasp. 等孢粉，表明其时代为维宪期。Jin et al.(2003)亦报道了阿里附近板角村南段组中含有Pronoritessp.,Eocanitessp.,Pseudoarietessp.菊石化石，认为南段组中至少包含早石炭世沉积，而对于整个南段组时代仍很难限定。Zheng et al.(2019b)在南段组上部发现了Epicanitessp.,Megapronoritessp.,Somoholitessp.,Syngastriocerassp.,Prolecanites? sp.,Kardailites? sp.和Homoceras? sp.Fayettevilleasp.等8个属菊石化石，指示所属地层时代为谢尔普霍夫阶。显然，前人报道的南段组古生物化石均集中在中上部，而下部地层时代因缺乏化石而无法有效约束，推测延伸至泥盆纪②③(方宗杰等，1990)。本次研究在昌宁-孟连带中部沧源县岩帅地区南段组中发现了大量菊石化石，由于地层受到后期强烈挤压改造，化石均被压扁，只有轮廓可以清晰辨认，内部构造较模糊，无法鉴定(图6)，推测与前人发现与南段组上部的菊石化石可以对比。

图6 沧源县岩帅地区南段组野外照片(a)和所产“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

碎屑锆石年代学研究在限定地层沉积时代方面可以作为生物地层年代学研究的有效补充，尤其对南段组未发现有效古生物化石层段具有其他方法不可替代的作用。碎屑锆石年代学利用最年轻一组年龄限定地层最大沉积时间已经得到大量运用(Dickson et al., 2009；王冬兵等，2015，2020；罗亮等，2020)，通过大量研究实例总结出该方法提供的时代下限一般与地层底界时代相差在50Ma以内(佘振兵，2007)。Zheng et al.(2019a)对南段组4件砂岩样品400颗锆石开展了U-Pb定年研究，获得206Pb/238U年龄小于420Ma的仅有5颗，分别为392Ma、381Ma、372Ma、367Ma、362Ma。曾文涛等(2017)对南段组中3件样品锆石U-Pb定年测试，获得了162个谐和度大于90%的年龄，其中小于500Ma的仅一颗，年龄为335Ma。黄晓明等(2022，地质通报待刊)对南段组2件砂岩样品开展了锆石U-Pb定年，获得211颗谐和度大于90%的年龄，小于500Ma的仅一颗，年龄为493Ma。综上所述，对南段组9件碎屑锆石共计773颗锆石开展U-Pb定年，仅获得小于420Ma的年龄6个，且极为分散，其加权平均年龄不具有说服力。考虑挑样时的混样、处理年龄的人为误差，用最年轻的单颗粒年龄限定地层沉积时代下限显然不合适。

前人对南段组时代的限定主要通过生物地层学和碎屑锆石定年研究(方宗杰，1990；Yang et al., 1999；Jin et al., 2003；Zheng et al., 2019b；曾文涛等，2017)，但是两种工作均具有局限性，未取得实质性突破。化石采集主要呈点状集中在上部，对南段组中下部地层时代缺乏约束，加之化石是否为原地埋藏存疑，且受到后期变形变质的强烈改造，无疑都为生物地层学研究带来了巨大挑战。大量碎屑锆石的研究表明，南段组中最年轻组锆石年龄远远老于发现的化石时代，显然利用最年轻组碎屑锆石年龄限定地层沉积时代下限效果不理想。考虑到南段组覆于下古生界澜沧岩群之上，变质和变形均较澜沧岩群弱，并且前人于上部发现了下石炭统化石，因此本文暂认为泥盆纪—石炭纪。

4.3 地球化学特征与构造背景

南段组样品含较高Al2O3，铁、锰的氧化物含量非常低，说明其化学成分成熟度高，与前人总结的不同构造环境的碎屑物的主量元素对比，发现南段组砂岩主量元素特征与被动大陆边缘沉积物类似(Bhatia et al., 1986；贾进华，1994)。对南段组各样品化学组成的分析结果进行计算，将获取的参数分别投入TiO2-(TFe2O3+MgO)、Al2O3/SiO2-(TFe2O3+MgO)源区构造环境判别图中，可见南段组变质砂岩碎屑源区构造背景主要落入被动大陆边缘区域(图7a-b)。

Bhatia et al.(1981)认为当Th/U值为2.5～3时，其源岩主要为岛弧火山岩；Th/U 值约为4.5时，其物源主要以沉积岩为主，可能有岛弧火山岩碎屑混入；当Th/U值约为6时,可以肯定物源主要是再旋回沉积岩。南段组9件砂岩样品的Th/U值为3.8～7.0，平均值为5.16，表明南段组物源主要是再旋回沉积岩，极少受到岛弧火山碎屑的影响。本研究与郑建彬(2019)对南段组碎屑岩开展微量元素分析均发现，砂岩的Zr/Sc与Th/Sc的比值显示南段组碎屑岩经历了物质再旋回作用(图7c)，可能来源于沉积物的再旋回，La+Ce+Nd、Yb+Y与Sm+Gd+Dy图解显示其形成于近陆源区(图7d)。南段组碎屑岩微量元素中，Sc、Co等相容元素相对于大陆上地壳显示亏损，反映了碎屑岩物源区缺少基性物质的输入；Zr、Hf等活动性弱的稳定元素富集反映源区稳定性物质含量高。Ce元素显示轻微的异常值，与大陆边缘区的Ce异常值接近(0.90～1.30)，而与大洋盆地Ce的负异常(0.55)及扩张洋脊近源区的Ce的负异常值(0.29)相差甚远；南段组的Eu显示负异常(平均值为0.63)，与大陆上地壳的Eu值接近(0.65；Murray et al., 1990)。

南段组整体上岩性变化不大，反映自下而上沉积构造背景差异不大。岩石学、岩石地球化学特征指示南段组碎屑成分成熟度高，不稳定成分含量低，因此，南段组更可能是稳定的构造背景下的沉积。由于部分微量元素在风化成岩过程中化学性质不活泼，能够有效的了解源区性质，Bhatia(1986)提出了不同源区碎屑岩微量元素图解，南段组样品均落入被动大陆边缘区域，反映其源区为构造环境稳定的地质单元，与主量元素反映的情况一致(图7e-g)。从南段组碎屑锆石U-Pb年龄组成看，几乎不含或含极少量小于500Ma的年龄，而南段组上部化石时代为晚石炭世，显然南段组碎屑锆石组成中缺乏年轻锆石信息，指示其沉积期及之前很长一段时间，未发生大规模岩浆作用，构造环境较稳定。南段组岩石学、碎屑锆石年龄组成以及地球化学特征反映其碎屑岩属于被动大陆边缘较为成熟的陆源沉积物。

4.4 碎屑锆石源区与古地理意义

对于南段组大地构造环境还存在“昌宁-孟连洋”西侧保山-耿马地块东侧的被动大陆边缘沉积(Liu et al., 1991；从柏林等，1993；郑建彬，2019)和东侧陆坡沉积(本培等，1993；贾进华，1994；冯庆来等，1996)两种不同认识。Zheng et al. (2019)报道了南段组中存在早古生代年龄组(600～500Ma)和新元古代早期年龄组(ca.950Ma)两个显著的年龄峰。其中早古生代年龄组被认为是早古生代冈瓦纳大陆造山事件的响应(泛非造山带)，大量同期的岩浆时间记录存在于泛非造山带(Acharyya, 2000；Santosh et al., 2001；Boger et al. 2001；陆松年，2004；Boger and Miller 2004；Cawood et al., 2013)。新元古代晚格林威尔期的年龄(ca.950Ma)在印度Eastern Ghats山脉存在大量的同时期岩浆事件记录(Zhu et al., 2011)。澳大利亚西南部Albany-Fraser造山带则主要发育了早格林威尔期的岩浆事件(Cawood et al., 2007)，冈瓦纳大陆北缘1.1Ga峰值成为亲澳大利亚西缘的显著标志(Zhu et al., 2011)。亲华夏的华南板块和思茅地块具有中—晚志留世(430～410Ma)(陆松年，2004；Xiang et al., 2010；Wang et al. 2014)和新元古代早—中期年龄组(850～750Ma)两个显著峰值，缺乏泛非期(600～500Ma)峰值(Nie et al., 2015)。

南段组沉积岩物源特征与已被证实为起源于冈瓦纳大陆北缘的离散地块——保山-掸邦地块(罗亮等，2017，2018)、腾冲地块以及拉萨地块等相似，具有典型的亲冈瓦纳大陆特征，而与亲华夏的思茅地块具有显著差异。本研究综合分析前人报道的南段组碎屑锆石年龄组成，识别出了560Ma、950Ma和1130Ma三个明显的年龄峰值(图8c)。大量研究表明，560Ma和950Ma是来自冈瓦纳大陆北缘的南羌塘、特提斯喜马拉雅、高喜马拉雅等地体共有的两个重要的碎屑锆石年龄峰值(Pullen et al., 2008；Myrow et al., 2009, 2010；Zhu et al., 2011)。ca. 1170Ma为中—南拉萨地体所特有的年龄峰值，因而认为拉萨地体物源来自澳大利亚西南缘的Albany-Fraser造山带(Zhu et al., 2011)。综上所述，本文认为南段组与拉萨地体类似，ca.1.1Ga物源可能来自冈瓦纳大陆的西澳大利亚地体。

TiO2-(TFe2O3/MgO)图解，b. Al2O3/SiO2-(TFe2O3/MgO)图解(据Bhatia, 1983, 1985)；c. Zr/Sc-Th/Sc图解(据McLennan et al., 1993)；d. La+Ce+Nd-Yb+Y-Sm+Gd+Dy 三角图解(宋天锐等，2005)；e-g La-Th-Sc图解，Th-Co-Zr图解，Th-Sc-Zr图解(Bhatia et al., 1986)图7 南段组碎屑岩物源区性质判别图解Fig.7 Provenance discrimination diagrams of samples of the Nanduan Formation

近年来，随着激光剥蚀等离子体质谱这种快速分析技术的发展进步和逐步普及，碎屑锆石年代学在沉积物源区分析、陆块亲缘性示踪、古地理重建等方面已经成为重要研究手段。本文认为在使用该方法进行特定时代古地理重建时，应充分考虑地体内部早期沉积岩的再循环问题。南段组碎屑锆石组成具有冈瓦纳大陆亲缘性并不能简单得出南段组所在地体泥盆—石炭纪距离冈瓦纳大陆较近的结论。前人大量研究表明，西盟群、勐统群、孟定街群和澜沧岩群最年轻组锆石加权平均年龄为新元古末期—寒武纪，限定其沉积时代为早古生代早期(刑晓婉，2016；Zhao et al., 2017)，并非前人认为的元古代，同时他们的碎屑锆石年龄谱组成具有早古生代年龄组(500～600Ma)、新元古代晚期年龄组(ca.950Ma)两个显著峰值(王舫等，2017)以及新元古代早期年龄组(ca.1100Ma)，具有亲冈瓦纳大陆澳大利亚边缘特征(Nie et al., 2015；Zhao et al., 2017)。野外接触关系、生物地层学以及变质变形特征等证据均表明南段组时代较上述地层较年轻，其碎屑锆石年龄谱分布与他们出奇的一致。澜沧岩群南段组野外紧密伴生，其碎屑锆石组成具有600～500Ma、1000～900Ma和1200～1100Ma三个显著峰值，与南段组碎屑锆石组成高度相似(图8c,d)，因此澜沧岩群等地体内部地层可以作为南段组的物源供给。澜沧岩群沉积时(早古生代寒武纪—奥陶纪)接受了冈瓦纳大陆物源，后期特提斯洋裂离，无论洋盆规模多大，均不会影响南段组碎屑锆石组成具有亲冈瓦纳大陆属性。因此，仅依据南段组碎屑锆石年龄谱具有亲冈瓦纳大陆特征，就对所在地体泥盆—石炭纪位置、特提斯洋规模以及位置等作出简单判断显然欠妥，还应开展更进一步的工作。

4.5 原—古特提斯演化

从岩石圈结构、岩石学、地球化学和生物地层学方面，证实昌宁-孟连结合带向北与龙木措-双湖构造带相接(钟大赉，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；罗亮等，2014；王冬兵等，2016, 2017；Deng et al., 2014；Fan et al., 2015；Nie et al., 2015)，记录原特提斯洋和古特提斯洋演化的重要信息，是研究原—古特提斯转换过程的重要解剖窗口。部分学者依据岛弧火山作用和榴辉岩研究，认为原特提斯洋于早古生代末期闭合，原特提斯洋向南(现今向西)俯冲进而弧后扩张形成古特提洋(Zhang et al., 2014；Gehrels et al., 2011；聂小妹，2016；Metcalfe, 2021)，进一步提出原特提洋位于古特提斯洋以东，由于原特提斯洋向南(现今向西)俯冲消减，西侧发生弧后扩张形成古特提斯洋(Nie et al., 2016；Liu et al., 2021；Wei et al., 2022)。Zheng et al. (2019a)则认为保山地块和思茅地块的分界是澜沧江构造带，其代表了古特提斯洋的主支。另有大量学者认为早古生代—中生代发育连续演化的原—古特提斯大洋(Liu et al., 2019)，向东俯冲消减，并于早—中三叠世闭合(Pan et al., 2012；Deng et al., 2014；王保弟等，2013, 2018；刘桂春等，2017；潘桂棠等，2019； 彭智敏等，2020；王立全等，2021)，昌宁-孟连结合带记录了原特提斯和古特提斯洋消亡的残迹。

综上所述，原特提斯洋与古特提斯洋的位置、原特提斯洋的俯冲极性以及原特提斯与古特提斯的转换方式等一直是国际国内特提斯洋演化研究的热点与难点。由于滇西地区泥盆系和下石炭统研究资料的匮乏，加之岩浆作用不甚发育，造成原、古特提斯洋盆之间的构造转换的研究一直无法获得实质性进展。笔者认为昌宁-孟连结合带两侧的泥盆纪沉积岩开展碎屑锆石物源分析可以为解决原—古特提斯洋之间的构造转换提供新的契机。

本文暂认为原特提斯洋与古特提斯洋之间为连续演化，证据有：(1)温泉组和曼信组为一套硅质岩、硅质泥岩、凝灰岩、粉砂质泥岩、细粒岩屑石英砂岩等。碎屑锆石、沉积环境以及硅质岩地球化学分析表明，温泉组和曼信组为形成于昌宁-孟连古特提斯西侧的大陆斜坡至盆地边缘环境(冯庆来等，1997；张凡等，2003；杨文强等，2007；王冬兵等，2020)。综合分析本研究和前人获得的碎屑锆石年龄谱特征，发现温泉组和曼信组碎屑锆石具有明显的ca.450～440Ma和ca.950Ma的年龄峰值(聂小妹，2016；Li et al., 2015)，不具有泛非期(600～500Ma)和早格林威尔期(1100Ma)峰值，与昌宁-孟连结合带东部的南段组、澜沧岩群形成显著区别(图8a-d)。古特提斯洋初始阶段即泥盆纪时期，两侧沉积物物源具有显著差异，表明此时特提斯洋已具有相当的宽度，足以阻隔两侧沉积物物源供给。(2)昌宁-孟连结合带代表原特提斯洋和古特提斯洋的残迹的蛇绿混杂岩时常混杂出现，其间并没有明显的界线，如双江县牛井山蛇绿混杂岩既有晚古生代二叠系N-MORB型蛇绿岩，又有早古生代洋壳俯冲相关的埃达克岩(王冬兵等，2016, 2017)，预示了原特提斯洋与古特提斯洋在空间上的重叠。澜沧岩群中保存了大量具有岛弧/陆缘弧特征的岩浆岩，时代大致为460～270Ma(Nie et al., 2015；王冬兵等，2016；Xing et al., 2017)。近年来，澜沧岩群中识别出了代表低温高压变质带，其中包含了原岩时代为451～250Ma的榴辉岩和蓝片岩(Fan et al., 2015；Wang et al., 2019；Wang et al., 2020；王慧宁，2020)。保山地块与思茅地块上未见泥盆系与奥陶—志留系之间的角度不整合(Liu et al., 2019)。

碎屑锆石数据来源：保山地块东缘泥盆系(Li et al., 2015；聂小妹，2016)，南段组(曾文涛等，2017；Liu et al., 2019；Zheng et al., 2019b；黄晓明等，2022待刊)，澜沧岩群(刑晓婉，2016；Zhao et al., 2017；Wei et al., 2022)西澳大利亚(Zhu et al., 2011)图8 泥盆系曼信组(a)与保山地块东缘泥盆系温泉组+曼信组(b)、南段组(c)、澜沧岩群(d)、西澳大利亚(e)碎屑锆石年龄谱特征对比图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

以上特征反映了昌宁-孟连特提斯洋存在长时间的俯冲过程，揭示出原特提斯洋与古特提斯洋在时间上的连续性。(3)南段组碎屑岩岩石学特征表明其主要由稳定组分构成，岩石地球化学具有被动大陆边缘特征(Zheng et al., 2019a)，碎屑锆石年龄谱缺乏年轻锆石组成(Zheng et al., 2019a；曾文涛等，2017)，表明其为稳定环境下沉积。原特提洋与古特提斯洋转换的关键时期为志留—泥盆纪(Zhang et al., 2014；Nie et al., 2015；Liu et al., 2019；Metcalfe, 2021；Wei et al., 2022)，昌宁-孟连特提斯洋两侧志留—泥盆纪岩浆作用却鲜有发生，表明原特提斯洋向古特提斯洋转换过渡期没有发生强烈构造-岩浆作用，其间可能不存在原特提斯洋闭合后古特提斯洋重新打开的过程。

5 结论

(1)南段组岩相学分析表明其沉积于浅海环境，并非深水浊流沉积。地球化学资料表明，南段组沉积于被动大陆边缘，碎屑主要来自循环大陆地壳。

(2)南段组时代大致限定于泥盆—石炭纪。前人对南段组整个时代延限缺乏有效约束，化石采集主要集中于上部，且大多遭受后期强烈改造，碎屑锆石年龄中普遍缺乏年轻锆石信息。对南段组时代精确约束还需进一步地在更多层位发现化石或具有定年效果的火山岩夹层。

(3)南段组碎屑锆石年龄谱与澜沧岩群极其相似，其下伏澜沧岩群完全可以为南段组提供物源，利用南段组物源信息来恢复所在地体泥盆—石炭纪古地理位置(冈瓦纳大陆西澳大利亚或印度北缘)，并进一步地限定古特提斯洋的宽度等明显欠妥。泥盆—石炭纪昌宁-孟连洋两侧碎屑锆石年龄谱的显著差异为原特提斯洋与古特提斯洋之间为连续演化提供了新的沉积学证据。