揚子板塊西緣下志留統龍馬溪組底部斑脫巖研究
——鋯石U-Pb 測年、微量元素特征及地質意義

王萬能，龐占基，王浩宇，王東暉，于一帆

中國地質調查局 昆明自然資源綜合調查中心，云南 昆明650000

0 引言

鉀質斑脫巖被認為是地質歷史時期火山噴發產生的凝灰物質在海相堿性環境下經沉積成巖作用及蝕變作用產生的一種富鉀質的黏土巖.它不僅能夠記錄地史上的火山活動，也提供了一種等時性的標志層，可以應用于地層對比研究.另外由于其含有鋯石等可以獲得絕對同位素年齡的斑晶礦物，因此它是獲得地層絕對年齡的良好載體，對于地層年代學研究具有重要意義［1］.奧陶紀—志留紀鉀質斑脫巖在全球廣泛分布，在美洲、歐洲及中國南部等地區均有發育.國外對該時期斑脫巖的研究相對較早，并在年代地層、古大陸再造、地層對比及構造背景分析方面取得了很多成果［1-5］.

中國對鉀質斑脫巖的研究起步較晚，而且對斑脫巖的研究主要集中在華南地區.有關學者［6-10］對其都有不同程度的研究.胡艷華等［1］認為鉀質斑脫巖原巖以中酸性巖石為主，形成的主要構造環境為與俯沖作用相關的火山弧環境；楊穎等［11］研究認為華南斑脫巖來自揚子板塊北緣秦嶺地區的火山爆發；蘇文博等［12］在王家灣剖面五峰組頂部和龍馬溪組底部發現多層鉀質斑脫巖，并與貴州桐梓的斑脫巖進行了生物地層、層序地層的綜合對比，表明奧陶紀—志留紀之交至少在上揚子板塊附近，曾經發生過大規模的火山噴發活動，并且可以一一對應.

同時期揚子板塊周緣也沉積了數層斑脫巖.熊國慶等［13-14］在揚子板塊北緣、葉飛等［15］在揚子板塊東南緣做了一些同位素年齡及地球化學研究，但對于揚子板塊西緣鉀質斑脫巖的相關研究報道較少.葛祥英等［16］通過對揚子板塊西緣鉀質斑脫巖的研究認為其構造背景也多源于島弧環境，原巖具中酸性特征.

本研究對揚子板塊西緣云南省永善縣水竹鄉殷家灣上奧陶統五峰組—下志留統龍馬溪組地層剖面鉀質斑脫巖采樣，并進行鋯石U-Pb 同位素測年，獲得了較精準的同位素年齡（443.5±1.7 Ma），豐富了該區域奧陶系-志留系之交同位素年齡數據，可為建立揚子板塊西緣界線附近高分辨率的綜合年代地層格架提供同位素年代學依據.同時，晚奧陶世發生了重大的生物滅絕事件，本次對斑脫巖的研究，有助于了解晚奧陶世生物大滅絕與火山噴發事件的關系.

1 地質背景及地層

研究區大地構造位于揚子板塊西緣，黔中隆起西北端（圖1）.區內出露古生代和中生代地層，從老到新依次為寒武系、奧陶系、志留系、泥盆系、石炭系、二疊系、三疊系和侏羅系.本次研究的斑脫巖采自云南省永善縣水竹鄉殷家灣剖面龍馬溪組底部.龍馬溪組底部主要巖性為黑色碳質頁巖及鈣質粉砂巖，發育灰巖結核及多層斑脫巖（圖2）.

圖1 研究區大地構造位置圖（據文獻［9］改編）Fig.1 Tectonic location map of the study area（Modified from Reference［9］）1—構造單元界線（boundary of tectonic unit）；2—相區界線（boundary of facies）；3—研究區位置（study area）

圖2 五峰組-龍馬溪組剖面柱狀圖Fig.2 Stratigraphic sequences and sampling horizons of Wufeng and Longmaxi formations1—炭質頁巖（carbonaceous shale）；2—泥質粉砂巖（argillaceous siltstone）；3—灰巖（limestone）

2 樣品采集及分析方法

本研究斑脫巖樣品采自龍馬溪組底部，厚2～4 cm，顏色為深灰色，風化后呈灰白色、灰黃色，遇水易膨脹，手感光滑細膩，鏡下鑒定結果顯示其礦物成分主要為蒙脫石（圖3），含量90%以上.蒙脫石顆粒細小，呈纖維狀、聚片狀及球粒狀，淺黃綠色、淡粉紅色.其次為少量黃鐵礦及火山碎屑成分.為保證樣品新鮮、分析結果有效，采樣時剔除風化層及圍巖.

圖3 斑脫巖鏡下照片Fig.3 Microphotographs of bentonitea—單偏光（plane-polarized light）；b—正交偏光（cross-polarized light）

鋯石U-Pb 定年使用激光剝蝕-電感耦合等離子體質譜儀（LA-ICP-MS），在北京鋯年領航科技有限公司完成.激光剝蝕平臺為Resolution SE 型193 nm 深紫外激光剝蝕進樣系統（Applied Spectra，美國），配備S155 型雙體積樣品池.質譜儀采用Agilent 7900 型電感耦合等離子體質譜儀（Agilent，美國）.鋯石樣品固定在環氧樹脂靶上，拋光后在超純水中超聲清洗，分析前用分析級甲醇擦拭樣品表面.采用5 個激光脈沖對每個剝蝕區域進行預剝蝕（剝蝕深度約0.3 μm），以去除樣品表面可能的污染.本次實驗在束斑直徑30 μm、剝蝕頻率5 Hz、能量密度2 J/cm 的激光條件下分析樣品.數據處理采用Iolite 程序，鋯石91500 作為校正標樣，GJ-1 作為監測標樣，每隔10～12 個樣品點分析2個91500 標樣及一個GJ-1 標樣.通常采集20 s 的氣體空白，35～40 s 的信號區間進行數據處理，按指數方程進行深度分餾校正.以NIST610 作為外標，91Zr 作為內標計算微量元素含量.利用Isoplot 軟件計算鋯石樣品的U-Pb 年齡并繪制對應圖表及計算年齡加權平均值.

3 測試結果

陰極發光圖像顯示，樣品鋯石晶形較好，多為自形長柱狀晶體，部分為短柱狀，柱狀長寬比為2 ∶3，鋯石粒度多在80～150 μm 之間，且具典型的巖漿生長振蕩環帶和韻律結構，屬于巖漿鋯石（圖4）.根據測年結果，鋯石的Th/U 比值絕大多數集中在0.4～0.8，平均值0.59，且具有很好的相關性（圖5），顯示為巖漿鋯石的特征.

圖4 鋯石陰極發光圖Fig.4 CL images of the selected zircons

圖5 斑脫巖鋯石Th、U 含量相關性Fig.5 Correlation between Th and U contents in bentonite

PM002a-5 樣品共測試50 個點，有12 個測試點的測年結果明顯偏大，可能為繼承性鋯石，未納入年齡加權計算.其中最老的一顆鋯石207Pb/206Pb 年齡為2 686±38 Ma，諧和度106%，其余測試點均位于諧和線上（圖6）.206Pb/238U 年齡加權平均值為443.5±1.7 Ma（圖7），且諧和度很高，均位于90%～110%之間，絕大多數位于98%～102%之間，最年輕鋯石（2 顆）206Pb/238U年齡為438±4 Ma，諧和度達100%.同位素分析結果如表1（掃描首頁OSID 二維碼可見）.

圖6 鋯石U-Pb 諧和圖Fig.6 Zircon U-Pb concordia plot

4 討論

4.1 火山活動時間及地層沉積年齡的限定

云南省永善縣殷家灣剖面所測斑脫巖鋯石U-Pb加權平均年齡為443.5±1.7 Ma，該年齡是揚子板塊西緣獲得的高精度鋯石U-Pb 年齡，與國際地層委員會2022 年發布的奧陶系-志留系界線年齡443.8±1.5 Ma 較為接近，而且與揚子板塊周緣已報道的年齡大體一致，如：揚子板塊北緣大巴山西段445.1 Ma［13］，南大巴山東段445.5 Ma、450.9 Ma 和447.9 Ma［14］，揚子板塊東南緣思南地區449 Ma［15］，揚子板塊西緣萬和鄉442.67 Ma［17］，說明揚子地區發生過多期次的火山活動.作為斑脫巖的原始沉積年齡不僅間接限定了五峰組—龍馬溪組地層沉積年齡，為揚子板塊西緣奧陶-志留系界線附近火山噴發事件、地層年代學提供了依據，并為建立揚子板塊周緣奧陶系-志留系界線附近高分辨的綜合年代地層格架提供了同位素年代學依據.

4.2 鋯石微量元素特征及大地構造背景

晚奧陶世—早志留世的鉀質斑脫巖全球廣泛分布，且沉積層數較多.蘇文博等［12］在貴州桐梓和湖北宜昌兩條相距近500 km 的剖面上，在五峰組—龍馬溪組底部均發現20 余層斑脫巖.關于鉀質斑脫巖的來源，一直未有定論.蘇文博等［12］認為揚子板塊周緣的鉀質斑脫巖與揚子板塊和華夏板塊的匯聚有關；楊穎等［11］認為更可能與古特提斯洋的俯沖有關；甚至有觀點認為是早古生代北祁連造山帶的火山噴發或者晚奧陶世廣西運動早期揚子板內或邊緣拉張所形成的構造-巖漿產物［18］.

鋯石的微量元素在沉積成巖過程中和表生環境下很穩定，常被用于判斷巖漿巖的巖漿親緣性及其形成的大地構造背景［19-20］.不同巖石類型的巖漿鋯石具有不同的微量元素組合特征，因此，可以通過微量元素變化圖解來區分鋯石源巖及巖漿形成的大地構造背景.

在Y-U（圖8a）和Yb/Sm-Y（圖8b）圖解中，明顯看出所有樣品的數據點均落入花崗巖區；趙志丹等［21］認為應用花崗巖全巖元素地球化學判別巖石類型和構造環境的方法，在鋯石中也有系統的顯示.據此結合Th/Pb 圖解（圖9）可以看出，數據點絕大多數落在I 型花崗巖區內，僅個別落入S 型花崗巖類區中或其他區域.推斷其源巖為I 型花崗巖類.

圖8 殷家灣斑脫巖鋯石微量元素特征判別圖（底圖據文獻［19-21］）Fig.8 Trace element discrimination diagrams of zircons from Yinjiawan bentonite（After References［19-21］）

圖9 花崗巖類鋯石微量元素成分差異圖解（底圖據文獻［21］）Fig.9 Trace element plots for zircons from I-，S-and A-type granites（After Reference［21］）

在Th/U-Nb/Hf（圖8c）和Th/Nb-Hf/Th（圖8d）圖解中，樣品數據點絕大多數落入巖漿弧/造山帶環境內，僅個別落入板內/非造山環境，說明其源巖形成的大地構造背景為巖漿弧或造山帶.

晚奧陶世—早志留世，揚子板塊北緣早古生代秦嶺洋閉合過程中板塊俯沖發育島弧巖漿活動.隨著板塊持續的俯沖消減，在秦嶺造山帶內發現450 Ma 左右的島弧火山巖［22-25］.本研究在揚子板塊西緣滇東北地區龍馬溪組底部斑脫巖中獲得的443.5±1.7 Ma 與秦嶺造山帶中奧陶紀巖漿弧的形成時間同步.該層斑脫巖的形成可能與古秦嶺洋殼向北的俯沖有關.

4.3 生物大滅絕與火山事件的關系

奧陶紀末期發生了地球上第二次生物大滅絕事件，其誘發因素是多方面的，而今地外事件的因素逐漸趨于弱化，主流思想集中在冰川事件、火山事件、缺氧和全球升溫.前人認為此次生物滅絕是5 次滅絕事件中唯一一次與降溫有關的滅絕，其他4 次都與大火成巖省和全球變暖有關，并將此次生物大滅絕分為兩幕：第一幕發生在凱迪階到赫南特階早期，與岡瓦納冰期有關，導致全球溫度降低，海平面下降；第二幕發生在赫南特階頂部，全球溫度上升，冰川融化，海平面快速上升.冰川的發育、海平面的下降及海水的降溫誘發了暖水生物及原淺水底棲生物集群滅絕［26-27］；富氧、涼水環境為Hirnantia 動物群提供了迅速發展的適宜條件［17］.此后，相對活躍的火山作用引發了使全球變暖的“溫室效應”，使海平面快速回升、海水水溫回暖、海底缺氧，從而最終導致Hirnantia 動物群的滅絕［26］.近年來隨著對全球范圍火山事件的研究，認為斑脫巖則是該次生物滅絕直接的證據.Bond 等［5］通過研究認為，火山作用可能是導致生物大滅絕的原因，晚奧陶世凱迪階-赫南特階界線附近火山溫室氣體的噴發導致深水低氧帶的擴散及生產力的崩塌，即生物大滅絕的第一幕，短暫降溫后赫南特階晚期的火山再興導致生物大滅絕的第二幕.

揚子地區發生過多期次的火山活動，規律的火山噴發代表了揚子板塊及其周邊板塊因地球內部層圈某種節律性的調整，它們使得該區域的沉積基準面產生了節律性的變化，從而影響到了相對海平面的變化［12］.因此，筆者認為，晚奧陶世—早志留世廣泛分布的多期次火山活動可能才是導致生物大滅絕的主導因素，大范圍火山頻發造成全球氣候及環境等發生巨變，最終導致生物滅絕.

5 結論

（1）揚子板塊西緣永善縣水竹鄉殷家灣剖面龍馬溪組底部斑脫巖中獲得鋯石U-Pb 年齡為443.5±1.7 Ma.該年齡代表了斑脫巖原巖的火山噴發時間，間接限定了五峰組—龍馬溪組地層的沉積年齡，為揚子板塊西緣奧陶系-志留系界線附近火山噴發事件、地層年代學提供了依據，有助于揚子板塊周緣奧陶系/志留系界線附近高分辨的綜合年代地層格架的建立.

（2）斑脫巖中鋯石源巖為I 型花崗巖，其形成的大地構造背景為巖漿弧或造山帶.斑脫巖可能來源于古秦嶺洋閉相關的巖漿弧環境.

（3）奧陶紀-志留紀之交廣泛分布的多期次火山活動可能是造成晚奧陶世生物大滅絕的主導因素.