東南亞長山構(gòu)造帶二疊紀(jì)?三疊紀(jì)巖漿作用及其古特提斯構(gòu)造意義

錢 鑫, 李慧玲, 余小清, 張玉芝, 王岳軍

東南亞長山構(gòu)造帶二疊紀(jì)?三疊紀(jì)巖漿作用及其古特提斯構(gòu)造意義

錢 鑫1, 2, 李慧玲1, 余小清1, 張玉芝1, 2, 王岳軍1, 2

(1. 中山大學(xué) 地球科學(xué)與工程學(xué)院, 廣東省地球動力作用與地質(zhì)災(zāi)害重點實驗室, 廣東 珠海 519082; 2. 南方海洋科學(xué)與工程廣東省實驗室(珠海), 廣東 珠海 519082)

長山構(gòu)造帶(簡稱長山帶, Truong Son)是印支陸塊北部最大的構(gòu)造巖漿巖帶, 保存了大量晚古生代?早中生代的巖漿記錄, 并被認(rèn)為與馬江古特提斯分支洋/弧后盆地的演化及隨后的印支與華南陸塊的拼合有關(guān)。本文系統(tǒng)綜合了該帶二疊紀(jì)?三疊紀(jì)的長英質(zhì)火成巖數(shù)據(jù)并分析其巖石成因, 闡明馬江古特提斯分支洋/弧后盆地的構(gòu)造演化過程。研究表明早二疊世花崗質(zhì)巖石來自新底侵的基性巖源區(qū), 而早二疊世晚期?晚二疊世的花崗質(zhì)巖石和流紋巖的源區(qū)為古?中元古代變火成巖和變雜砂巖組成的混合源區(qū)。二疊紀(jì)長英質(zhì)火成巖形成于馬江分支洋/弧后盆地向印支陸塊的俯沖過程。三疊紀(jì)具負(fù)Hf()和Nd()值的花崗質(zhì)巖石來自古?中元古代變火成巖和變沉積巖的混合源區(qū), 而具正Hf()值的晚三疊世花崗質(zhì)巖石來自新生基性地殼并有一定變雜砂巖組分的加入。這些數(shù)據(jù)表明在三疊紀(jì)初期(～250 Ma), 馬江古特提斯分支洋/弧后盆地已經(jīng)閉合, 隨后華南與印支陸塊發(fā)生碰撞。在中?晚三疊世, 長山帶進(jìn)入到碰撞后階段。

長山構(gòu)造帶; 二疊紀(jì)?三疊紀(jì); 巖漿作用; 地球化學(xué); 古特提斯洋

0 引 言

古特提斯洋是晚古生代?早中生代存在于東基梅里大陸和東南亞陸塊群之間的主大洋, 該洋西起歐洲阿爾卑斯山, 經(jīng)中亞到中國西南部, 進(jìn)而向南轉(zhuǎn)入東南亞地區(qū)(Bullard et al., 1965; Acharyya, 1998; Metcalfe, 1998, 2006, 2011, 2013, 2021; Sone and Metcalfe, 2008; Wang et al., 2018)。已有研究表明東南亞地區(qū)主要包括了3個地體: 滇緬馬蘇、印支和華南, 分別被清邁?清萊古特提斯主縫合帶和哀牢山?馬江分支/弧后盆地縫合帶所分割(圖1a; Sone and Metcalfe, 2008; Metcalfe, 2013, 2021; Qian et al., 2016a, 2016b, 2019; Wang et al., 2016c, 2018, 2020; Zhang et al., 2021)。此外, 東南亞地區(qū)還存在多個古特提斯構(gòu)造帶/縫合帶, 包括了黎府?碧彩汶、長山帶、瑯勃拉邦和景洪?難河?程逸?沙繳帶等, 進(jìn)而將印支陸塊細(xì)分為了西印支陸塊、中印支陸塊和長山帶3個單元(圖1a; Wang et al., 2018, 2020; Qian et al., 2019)。

長山帶(Truong Son)是印支陸塊北部最大的構(gòu)造巖漿巖帶(圖1b), 在以往的研究中也將其稱為長山褶皺帶或長山地體(Shi et al., 2015; Wang et al., 2016b)。該構(gòu)造帶大致平行于馬江縫合帶, 保存了大量晚古生代?早中生代巖漿記錄, 并被認(rèn)為與馬江古特提斯分支洋/弧后盆地的俯沖/閉合及隨后的印支陸塊與華南陸塊的拼合有關(guān)(Lepvrier et al., 2008, 2011; Liu et al., 2012; Hieu et al., 2012, 2015, 2016, 2019; Zhang et al., 2013, 2014; Kamvong et al., 2014; Shi et al., 2015; Wang et al., 2016b; Qian et al., 2019; Thanh et al., 2019; Zhang et al., 2021)。此外, 長山帶還是老撾境內(nèi)最重要的一條鐵、銅、金礦化帶, 是東南亞地區(qū)最具蘊藏潛力的銅?金成礦帶。已有研究認(rèn)為, 該帶內(nèi)火成巖與這些金屬礦床的形成存在密切的聯(lián)系(Kamvong et al., 2014; Tran et al., 2014; Manaka et al., 2014; Zaw et al., 2014)。但是, 以往對長山帶的研究主要集中于越南境內(nèi)和老撾北部局限的礦區(qū), 未能從全局角度對該帶內(nèi)火成巖的地球化學(xué)特征、巖石成因及構(gòu)造背景進(jìn)行綜合研究。

圖a據(jù)Sone and Metcalfe, 2008; Wang et al., 2018; Qian et al., 2020; 圖b據(jù)Hieu et al., 2019; Qian et al., 2019。圖b中年齡數(shù)據(jù)來源: Liu et al., 2012; 王疆麗等, 2013; V??ng et al., 2013; Zhang et al., 2013, 2014; Kamvong et al., 2014; Manaka et al., 2014; Roger et al., 2014; Zaw et al., 2014; Tran et al., 2014; Shi et al., 2015; Hieu et al., 2015, 2016, 2019; Wang et al., 2016b; Qian et al., 2019; Thanh et al., 2019; Zhang et al., 2021。

因此, 本文綜合了我們已報道的老撾境內(nèi)長山帶的數(shù)據(jù), 并結(jié)合前人關(guān)于長山帶晚古生代?早中生代長英質(zhì)火成巖及部分來自馬江地區(qū)花崗質(zhì)巖石的數(shù)據(jù)(表1), 開展綜合對比和研究, 闡明晚古生代?早中生代火成巖的巖石成因及馬江古特提斯分支/弧后盆地的構(gòu)造演化過程。

1 地質(zhì)背景

老撾東北部及越南西北部地區(qū)都隸屬于東古特提斯構(gòu)造域, 區(qū)內(nèi)存在兩條主要的構(gòu)造巖漿巖帶, 包括了馬江縫合帶和長山構(gòu)造帶。其中馬江縫合帶是印支陸塊與華南陸塊之間的縫合邊界, 被認(rèn)為代表了東古特提斯馬江分支洋/弧后盆地的殘余(Chung et al., 1997; Sone and Metcalfe, 2008; Fan et al., 2010; Zhang et al., 2013, 2014; Wang et al., 2018; Zhang et al., 2021)。該帶包括越南北部清化以西?奠邊府以北的地區(qū), 其主體大致沿老越邊界的馬江縫合帶呈NW-SE向展布。傳統(tǒng)的馬江縫合帶主體由蛇綠巖、綠片巖、斜長角閃巖、斜長花崗巖、石英?云母片巖、石英巖和大理巖等變沉積巖組成, 并在后期經(jīng)歷了低角閃巖?綠片巖相的變質(zhì)作用。此外, 該縫合帶南部以馬江斷裂為界與長山帶二疊紀(jì)?晚三疊世花崗巖和花崗閃長巖等侵入體分隔(圖1), 其北部為Nam Co背斜。

馬江蛇綠巖變基性巖Sm-Nd等時線年齡為387～331 Ma, 而角閃巖的變質(zhì)年齡則為256～241 Ma (V??ng et al., 2013), 弱變質(zhì)玄武巖主要位于蛇綠巖序列的頂部。馬江蛇綠巖中的變玄武巖、輝長巖和榴輝巖均具有MORB的地球化學(xué)特征(Zhang et al., 2013)。此外, Zhang et al. (2014)認(rèn)為馬江蛇綠巖代表了古特提斯洋中脊上的洋殼, 其形成時間大約為340～310 Ma, 而在早?中三疊世的俯沖及隨后印支陸塊與華南陸塊的碰撞過程中形成了榴輝巖及其伴生的高壓巖石, 該時期對應(yīng)于印支造山運動的主要階段(Lepvrier et al., 1997, 2004, 2008)。馬江蛇綠巖北部的Nam Co背斜主體由云母石英片巖、細(xì)粒條帶狀石英巖、綠片巖、千枚巖和高壓變泥質(zhì)巖、石榴石角閃巖和榴輝巖組成, 區(qū)內(nèi)也被稱為 Nam Co組。在以往的研究中, Nam Co組中還識別出了高壓變泥質(zhì)巖和榴輝巖, 并被認(rèn)為是馬江縫合帶組成的一部分(Nakano et al., 2010; Zhang et al., 2013, 2014)。Zhang et al. (2014)的研究則認(rèn)為Nam Co組可能是華南陸塊邊緣的一個增生雜巖體, 其形成與馬江古特提斯洋的俯沖閉合有關(guān), 其中榴輝巖及石榴石角閃巖的年齡分別為228 Ma和231 Ma。最近Zhang et al. (2021)在老撾東北部與越南交界的桑怒東側(cè)新識別出了一套蛇綠混雜巖, 該混雜巖隸屬于馬江縫合帶的南段, 其中的斜長角閃巖形成于～370 Ma,并具有MORB的地球化學(xué)特征; 而270 Ma的輝長輝綠巖則具有島弧型地球化學(xué)親緣性。此外, 該區(qū)還新識別出了～260 Ma俯沖洋殼來源的斜長花崗巖, 也證實石炭紀(jì)?二疊紀(jì)老撾東北部存在古特提斯洋的殘余(Zhang et al., 2021)。

長山帶作為印支陸塊北部最大的構(gòu)造巖漿巖帶, 寬50～100 km, 長1000 km, 其延伸方向為NW-SE向, 西起老越相交的孟雷和奠邊府地區(qū), 東至越南中部的艦港等地, 其主體位于老撾境內(nèi)(圖1b)。長山帶兩側(cè)存在兩條古近紀(jì)近平行的右旋斷裂帶, 即他曲?艦港(Khe Sanh-Da Nang)斷裂帶和大江(Song Ca)斷裂帶。其中大江斷裂帶中主要保存了綠片巖相的變火山巖和變沉積巖, 此外, 沿該斷裂帶還可見具拉伸特征的長英質(zhì)巖脈。在老撾北部和越南西北部地區(qū), 長山構(gòu)造帶?奠邊府?dāng)鄬訓(xùn)|部區(qū)域均分布有大量的火山巖和深成巖, 構(gòu)成了長山帶的主體。越南境內(nèi)的長山帶分布有大量二疊紀(jì)?三疊紀(jì)中性?長英質(zhì)火成巖, 時代約為290～200 Ma(Hoa et al., 2008; Liu et al., 2012; Shi et al., 2015; Hieu et al., 2016)。最近的研究表明, 越南北部長山帶花崗質(zhì)巖石的形成時代為290～260 Ma和245～230 Ma兩個階段(Carter and Clift, 2008; Liu et al., 2012; Tran et al., 2014; Hieu et al., 2016, 2019; Pham et al., 2018), 而老撾境內(nèi)花崗質(zhì)巖石的研究相對較少。前人研究表明, 老撾境內(nèi)長山帶出露了古生代海相火山巖和二疊紀(jì)?三疊紀(jì)花崗巖和火山巖, 其形成年齡主要集中在306～270 Ma和253～234 Ma兩個階段(圖1b; Kamvong et al., 2014; Manaka et al., 2014; Zaw et al., 2014; Wang et al., 2016b; Qian et al., 2019)。其中晚石炭世埃達(dá)克巖被認(rèn)為與哀牢山?馬江分支洋的初始俯沖有關(guān)(Kamvong et al., 2014; Zaw et al., 2014); 而二疊紀(jì)火成巖分布廣泛, 并具有陸緣弧的地化特征(Manaka et al., 2014; Zaw et al., 2014; Shi et al., 2015; Qian et al., 2019); 三疊紀(jì)花崗巖主要分布在長山帶的東北部和西南部的艦港地區(qū)(Sanematsu and Ishihara, 2011; Shi et al., 2015; Wang et al., 2016b; Hieu et al., 2015, 2016, 2019)。

2 長山帶二疊紀(jì)長英質(zhì)火成巖時空分布及地球化學(xué)特征

長山帶二疊紀(jì)火成巖主體沿馬江縫合帶以西地區(qū)分布, 以未變形的花崗閃長巖、黑云母花崗巖、角閃石花崗巖和流紋巖為主, 個別地區(qū)還出露有埃達(dá)克巖、安山巖、變火山巖和少量的基性?中性侵入體等。其中變火山巖和安山巖(292～279 Ma)主要分布在老撾境內(nèi)豐沙灣南部的Phu Kham和Ban Houayxai與斑巖有關(guān)的矽卡巖型Au-Cu礦區(qū); 而晚石炭世?早二疊世(306～280 Ma)鈣堿性中性?長英質(zhì)火成巖及埃達(dá)克巖僅報道于老撾境內(nèi)豐沙灣南部Phu Kham礦區(qū)(圖1b; Kamvong et al., 2014; Manka et al., 2014)。老撾境內(nèi)的二疊紀(jì)花崗質(zhì)巖石主要出露于豐沙灣?桑怒一線, 主要以巖墻和巖基侵入于晚古生代地層中, 在大江斷裂周緣及豐沙灣東南部地區(qū)主要為早?中二疊世(約290～270 Ma)花崗質(zhì)巖石, 豐沙灣北部地區(qū)也報道了少量的晚二疊世(～255 Ma)花崗質(zhì)巖石。而在馬江斷裂以南桑怒地區(qū), 二疊紀(jì)花崗質(zhì)巖石形成時代主要為晚二疊世(約265～252 Ma),此外該區(qū)還發(fā)育有少量同期的酸性火山巖(～260 Ma)和火山角礫巖(圖1b)。越南境內(nèi)的長山帶以花崗巖、花崗閃長巖和花崗片麻巖為主, 主要出露于越北孟雷?奠邊府東南部地區(qū)以及榮市?河靜一線。其中孟雷地區(qū)花崗質(zhì)巖石時代較老, 為296～275 Ma, 可與老撾豐沙灣地區(qū)同期中性?長英質(zhì)火成巖進(jìn)行對比。奠邊府東南部地區(qū)靠近馬江縫合帶的花崗質(zhì)巖石(花崗巖和花崗閃長巖)時代主要為晚二疊世(約270～260 Ma), 可以與桑怒東北部的花崗巖巖體進(jìn)行對比。榮市?河靜一線的花崗質(zhì)巖石是老撾境內(nèi)大江斷裂周緣花崗巖巖體的延伸, 其形成時代也為晚二疊世(約261～252 Ma)。此外, 晚二疊世花崗質(zhì)巖石及花崗片麻巖等還零星出露于越南中部的三岐?福山一線(圖1b)。

整個長山帶二疊紀(jì)長英質(zhì)火成巖樣品的燒失量為0.41%～3.82%, 大多數(shù)小于1.50%, 表明這些樣品數(shù)據(jù)未受到明顯的后期蝕變作用。根據(jù)巖性、年代學(xué)以及Sr-Nd-Hf-O同位素特征(表1), 二疊紀(jì)長英質(zhì)火成巖樣品可分為3組: 第1組為早二疊世(約296～276 Ma)花崗閃長巖和角閃石花崗巖; 第2組為早二疊世晚期?晚二疊世(約274～252 Ma)黑云母花崗巖、二長花崗巖及花崗閃長巖; 第3組為晚二疊世(～261 Ma)流紋巖。

第1組早二疊世長英質(zhì)火成巖礦物組成主要為石英、斜長石和鉀長石, 暗色礦物包括角閃石和少量黑云母。根據(jù)礦物含量, 該組巖石類型組合為花崗閃長巖和角閃石花崗巖, 樣品SiO2=65.81%～ 71.81%, Al2O3=13.99%～17.71%, K2O=2.68%～5.17%, Fe2O3T=2.72%～6.51%, MgO=0.53%～3.37%, Mg#值為28～55。在QAP圖中, 第1組樣品均落在二長花崗巖和花崗閃長巖區(qū)域(圖2a), 屬于高鉀鈣堿性系列(圖2c), 其A/CNK值為0.83～1.31, A/NK值為1.26～1.95(圖2d)。第2組早二疊世晚期?晚二疊世火成巖的礦物組合與第1組類似, 部分樣品暗色礦物黑云母含量較多, 巖石類型組合為黑云母花崗巖、二長花崗巖及花崗閃長巖。該組樣品具有變化的主量元素特征, 其SiO2=66.49%～77.63%, Al2O3=12.52%～ 16.64%, Fe2O3T=0.35%～6.16%, MgO=0.08%～4.81%, Mg#值為6～68, K2O含量普遍較高, 高達(dá)6.23%。這些花崗質(zhì)巖石樣品點主要落在二長花崗巖和花崗閃長巖區(qū)域內(nèi)(圖2a), 屬于高鉀鈣堿性系列(圖2c), A/CNK和A/NK 值分別為0.89～1.27和1.16～1.91(圖2d)。第3組晚二疊世流紋巖, 具有斑狀結(jié)構(gòu), 基質(zhì)為細(xì)粒石英、斜長石和玻璃, 斑晶由石英和長石組成。該組樣品SiO2含量較高(74.30%～75.46%); 與第1組和第2組樣品相比相對富Na貧K, 樣品點落在亞堿性流紋巖區(qū)域, 屬于低鉀系列(圖2b、c); A/CNK值為0.94～1.07, A/NK值為1.27～1.70(圖2d)。在長英質(zhì)火成巖判別圖解(圖3)中, 這3組二疊紀(jì)樣品均落入I-、M-、S-型花崗巖區(qū)內(nèi), 結(jié)合它們的礦物組合和主量元素特征, 表明這些樣品均具有I型花崗巖的親緣性(Chappell and White, 1992, 2001)。

在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土配分圖(圖4a)上, 三組樣品均顯示出稀土總量高、明顯富集輕稀土元素, 且大多數(shù)樣品具Eu負(fù)異常。其中第1組樣品(La/Yb)N=6.85～14.23, (Gd/Yb)N=1.33～1.78, Eu/Eu*= 0.36～0.70; 第2組樣品(La/Yb)N=3.21～18.76, (Gd/Yb)N= 0.99～3.21, Eu/Eu*=0.25～0.79; 第3組晚二疊世流紋巖樣品(La/Yb)N=3.98～6.52, (Gd/Yb)N=0.98～1.55, Eu/Eu*=0.60～0.74。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化的微量元素蛛網(wǎng)圖(圖4b)上, 這些樣品均以富集大離子親石元素(LILEs), 虧損高場強(qiáng)元素(HFSEs)(如Nb、Ta和Ti)為特征, 且表現(xiàn)出Sr和P的負(fù)異常, 其中第3組晚二疊世流紋巖樣品具明顯Rb和Ba負(fù)異常(圖4b)。

圖2 長山帶二疊紀(jì)?三疊紀(jì)長英質(zhì)火成巖QAP(a)、TAS(b)、K2O-SiO2(c)和A/NK-A/CNK(d)判別圖解(圖a據(jù)Le Bas et al., 1986; 圖c據(jù)Winchester and Floyd, 1977)

圖3 長山帶二疊紀(jì)?三疊紀(jì)長英質(zhì)火成巖FeOT/MgO-(Zr+Nb+Ce+Y)(a)和Zr-10000×Ga/Al(b)判別圖解(底圖據(jù)Whalen et al., 1987)

圖4 長山帶二疊紀(jì)?三疊紀(jì)長英質(zhì)火成巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式圖(a、c)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b、d)(標(biāo)準(zhǔn)化數(shù)據(jù)引自 Sun and McDonough, 1989)

在Sr-Nd同位素組成上, 第1組樣品(87Sr/86Sr)i= 0.7036～0.7059, 其Nd()值顯示弱虧損特征, 為+0.7～+0.8,DM2為0.87～0.88 Ga, 類似澳大利亞拉克蘭褶皺帶和岡底斯巖基中的I型花崗巖同位素組成(圖5; Healy et al., 2004; Ma et al., 2014)。相比而言, 第2組樣品具有較富集的Sr-Nd同位素特征, 具較高的(87Sr/86Sr)i值(0.7087～0.7138)、較低的Nd()值(?11.3～?5.3)以及較老的Nd二階模式年齡(1.28～2.33 Ga)。這組樣品點大部分都落在新元古代瑤山群和哀牢山群花崗片麻巖區(qū)域內(nèi), 同時也落在拉克蘭褶皺帶內(nèi)的I型和S型花崗巖區(qū)域內(nèi), 但是明顯不同于拉克蘭褶皺帶奧陶紀(jì)沉積巖的同位素組成(圖5; Healy et al., 2004; Wang et al., 2016d)。第3組流紋巖樣品也顯示較富集的同位素特征, 其(87Sr/86Sr)i=0.7092～0.7103,Nd()值為?8.9～?5.9, Nd二階模式年齡為1.32～1.53 Ga, 與拉克蘭褶皺帶內(nèi)I型花崗巖和第2組樣品的同位素組成類似(圖5)。

數(shù)據(jù)來源: 岡底斯I型花崗巖據(jù)Ma et al. (2014); 拉克蘭帶I型和S型花崗巖及奧陶紀(jì)沉積巖據(jù)Healy et al. (2004); 華南印支與加里東期花崗巖和新元古代瑤山群和哀牢山群花崗片麻巖據(jù)Wang et al. (2016a, 2016b)。

3 長山帶三疊紀(jì)長英質(zhì)火成巖時空分布及地球化學(xué)特征

長山帶三疊紀(jì)火成巖以長英質(zhì)侵入巖為主, 老撾境內(nèi)三疊紀(jì)火成巖僅零星分布在北部的豐沙灣?桑怒一線(圖1b), 以未變形的花崗閃長巖和角閃石花崗巖為主。越南境內(nèi)的三疊紀(jì)長英質(zhì)火成巖主要見于越南中部地區(qū), 以花崗巖、花崗片麻巖和副片麻巖為特征, 少數(shù)地區(qū)可見具片麻理的閃長質(zhì)巖脈。根據(jù)Sr-Nd-Hf同位素組成特征, 整個長山帶三疊紀(jì)花崗質(zhì)巖石可分為兩組: 第1組為三疊紀(jì)(約251～202 Ma)花崗巖和花崗閃長巖, 礦物組成為石英、斜長石和鉀長石, 部分含有角閃石和黑云母暗色礦物。這些樣品主量元素變化較大, SiO2=61.82%～ 77.44%, 部分樣品具有高硅特征(SiO2>75%), Al2O3=11.73%～18.20%, Fe2O3T=0.40%～6.88%, MgO= 0.07%～3.30%。在QAP圖解中, 大部分樣品點落入花崗巖和花崗閃長巖區(qū)域內(nèi), 個別樣品落入到英云閃長巖區(qū)域內(nèi)(圖2a), 且大部分樣品屬于低鉀到高鉀鈣堿性系列(圖2c), A/CNK值為0.79～1.84, A/NK值為1.02～2.31(圖2d)。在長英質(zhì)火成巖判別圖解(圖3)中, 該組樣品均落入I、M、S 型花崗巖區(qū)內(nèi)。結(jié)合它們的礦物組成和主量元素特征, 表明第1組樣品具有I-S過渡型花崗巖的特點。第2組晚三疊世(234～221 Ma)樣品主要分布于老撾豐沙灣–桑怒一線, 礦物組合為石英、鉀長石和斜長石, 暗色礦物以角閃石為主。這些花崗巖主量元素變化很大, SiO2= 62.10%～73.65%、TiO2=0.22%～0.47%、Al2O3=14.00%～ 18.46%、CaO=1.11%～5.29%, K2O=1.49%～4.89%, 主要巖性組合為花崗閃長巖和角閃石花崗巖, 屬于低至高鉀鈣堿性系列(圖2a、c), A/CNK和A/NK值分別為0.98～1.05和1.21～2.00(圖2d)。特征礦物和主量、微量元素均顯示晚三疊世第2組樣品具有I型花崗巖的特征(圖3)。

球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土配分模式圖中, 第1組和第2組樣品均明顯富集輕稀土元素。其中第1組樣品(La/Yb)N=5.09～26.64、(Gd/Yb)N=1.07～5.67, 大多數(shù)樣品具有Eu負(fù)異常(Eu/Eu*=0.12～0.86; 圖4c); 第2組花崗質(zhì)巖石樣品也富集輕稀土元素(圖4c), 其(La/Yb)N=4.78～22.57, (Gd/Yb)N=1.04～1.90, Eu/Eu*= 0.25～0.74。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(圖4d) 上, 兩組樣品均以富集LILEs, 虧損HFSEs(如Nb、Ta和Ti)為特征, 均具有Sr的負(fù)異常(圖4d)。

在Sr-Nd同位素組成上, 第1組樣品顯示富集的Sr-Nd同位素特征, 具有較高的(87Sr/86Sr)i值(0.7139～0.7307)、較低的Nd()值(?11.7～?8.9)及較老的Nd二階模式年齡(1.71～2.12 Ga), 樣品點靠近或落入拉克蘭褶皺帶S型花崗巖和奧陶紀(jì)沉積巖區(qū)域內(nèi)(Healy et al., 2004), 同時也靠近或落入華南印支與加里東期花崗巖區(qū)域內(nèi)(圖5; Wang et al., 2016c)。第2組樣品Sr-Nd同位素組成較第1組相對虧損, 其(87Sr/86Sr)i值為0.7079～0.7084,Nd()值較高, 為?3.9～?1.9,DM2為1.03～1.15(圖5), 類似澳大利亞拉克蘭帶和岡底斯帶內(nèi)I型花崗巖的同位素組成(Healy et al., 2004; Ma et al., 2014)。

4 長山帶二疊紀(jì)?三疊紀(jì)長英質(zhì)火成巖鋯石原位Hf-O同位素特征

二疊紀(jì)火成巖樣品中, 第1組樣品Hf()值為+4.8～+13.8, 表現(xiàn)出較為虧損的地幔源區(qū)特征(圖6a、b)。其中一個樣品的鋯石原位δ18O值為5.6‰～ 6.3‰ , 落入或靠近虧損地幔(圖6c)。第2組樣品鋯石總體具有富集的原位Hf同位素組成, 其Hf()值為–9.6～+1.6,DM2為1.08～2.31 Ga(圖6a)。值得注意的是, 馬江地區(qū)二疊紀(jì)(～263 Ma)一個花崗巖樣品具有虧損的同位素組成, 其Hf()值為+8.6～+13.9(圖6a、b; Hieu et al., 2016); 另有4個樣品鋯石原位δ18O值變化范圍較大, 為5.7‰～10.3‰(圖6c)。第3組樣品Hf()值和DM2分別?14.7～?4.7和1.42～1.97 Ga, δ18O值為6.7‰～8.0‰, 顯示與第2組類似的Hf-O同位素組成特征(圖6)。在δ18O-Hf()圖解(圖6c)中, 第2組和第3組的部分樣品點落入或靠近華南三疊紀(jì)S型花崗巖, 明顯不同于幔源鋯石的特征。

三疊紀(jì)第1組樣品的原位Hf()值以負(fù)值為主,Hf()=?14.4～0, 極個別鋯石顆粒具有正的Hf()值(+0.2～+2.5), 其Hf的二階模式年齡為1.12～2.78 Ga (圖6)。三疊紀(jì)第2組樣品鋯石均具有正的Hf()值, 為0～+7.5,DM2為0.72～1.12 Ga, δ18O值為5.1‰～ 6.9‰(圖6)。在Hf()-δ18O圖解(圖6c)中, 三疊紀(jì)第2組樣品部分鋯石Hf-O同位素組成高于幔源鋯石, 但是明顯不同于華南及拉克蘭帶S型花崗巖。

5 長山帶二疊紀(jì)?三疊紀(jì)長英質(zhì)火成巖巖石成因

二疊紀(jì)3組長英質(zhì)火成巖均具有I型花崗巖的地球化學(xué)特征, 其中第1組樣品 Rb/Sr值為0.43～1.80, Rb/Ba值為0.16～0.32, 相對第2組和第3組樣品, 第1組樣品為弱過鋁質(zhì)至準(zhǔn)鋁質(zhì), A/CNK值為0.83～1.31, 具有更高的Rb/Sr值和較低Rb/Ba值(圖7a)。這些特征表明, 二疊紀(jì)第1組花崗巖源區(qū)為變火成巖源區(qū), 對于其成因證據(jù)還包括: ①(Na2O+K2O)/(FeOT+MgO+TiO2)- (Na2O+K2O+FeOT+MgO+TiO2)圖解(圖7b)中, 這些樣品均落入角閃巖部分熔融區(qū)域; ②它們Nd()值與拉克蘭帶和岡底斯 I型花崗巖相近。因此, 我們認(rèn)為二疊紀(jì)第1組樣品存在新生的底侵基性巖組分(Healy et al., 2004; Ma et al., 2014)。鋯石Hf-O同位素對判別巖漿源區(qū)方面具有重要的指示意義(Griffin et al., 2002; Valley et al., 2005; Kemp et al., 2007), 幔源巖漿火成巖鋯石δ18O平均值為(5.3±0.3)‰(Valley et al., 1998, 2005)。二疊紀(jì)第1組樣品原位δ18O值為5.6‰～6.3‰(圖5b), 低于上地殼的值(>7.5‰; Valley et al., 2005; Jiao et al., 2015; Wang et al., 2016c), 表明樣品的源區(qū)未遭受明顯的水?巖相互作用, 結(jié)合具正的Hf()值表明其源區(qū)為新底侵的基性巖源區(qū)。

第2組早二疊世晚期?晚二疊世花崗質(zhì)巖石和第3組晚二疊世流紋巖樣品的Sr-Nd同位素組成有別于華南陸塊加里東期和印支期來源于揚子變沉積巖源區(qū)的花崗質(zhì)巖石樣品(圖5; Wang et al., 2007, 2016b), 主要落在新元古代瑤山群和哀牢山群花崗片麻巖區(qū)域內(nèi), 并與拉克蘭帶內(nèi)的變雜砂巖和基性巖混合源區(qū)派生的I型或S型花崗巖區(qū)域重疊(Wang et al., 2013, 2016a; Ma et al., 2014)。在Rb/Ba-Rb/Sr圖解(圖7a)中, 與變泥質(zhì)巖熔體來源的強(qiáng)過鋁質(zhì)花崗巖相比, 第2組樣品Rb/Ba值和Rb/Sr值較低(Altherr et al., 2000), 樣品點落在玄武質(zhì)和泥質(zhì)源區(qū)之間; 而第3組樣品Ra/Sr值和Rb/Ba值較低。在(Na2O+K2O)/(FeOT+MgO+TiO2)-(Na2O+K2O+FeOT+MgO+TiO2)圖解(圖7b)中, 這兩組樣品主要落在角閃巖部分熔融來源的區(qū)域內(nèi), 或變雜砂巖和角閃巖部分熔融的重疊區(qū)域上, 部分樣品還落入到長英質(zhì)泥質(zhì)巖部分熔融區(qū)域內(nèi), 表明第2組和第3組樣品源區(qū)為角閃巖或角閃巖與變沉積巖組成的混合源區(qū)(Chappell and White, 1992; Sylvester, 1998; Wang et al., 2016d)。這些樣品具有負(fù)Nd()(?11.3)、Hf() (?16.2)值, 高δ18O值(10‰), 變化不大的A/CNK值和較高Rb/Sr值與Rb/Ba值表明其中一個端元組分為經(jīng)歷過地表水?巖相互作用的變雜砂巖來源的熔體(Altherr et al., 2000; Wang et al., 2016d)。相對負(fù)的Nd()值和較低δ18O值表明這兩組樣品的另一個端元可能為古老的變火成巖源區(qū)(Wang et al., 2016c)。第2組樣品的Nd和Hf模式年齡分別為1.28～2.33 Ga和1.08～2.31 Ga, 第3組分別為1.31～1.53 Ga和1.42～1.97 Ga, 均為古?中元古代。已有研究表明, 長山帶古生代?中生代沉積巖中可以識別出明顯的1076～1160 Ma、1445～1454 Ma、1728 Ma和2516 Ma的碎屑鋯石峰值, 表明該帶可能存在古?中元古代的基底(Wang et al., 2016a; Kawaguchi et al., 2021)。因此, 我們認(rèn)為第2組和第3組樣品的古老的源區(qū)可能主要為古?中元古代變火成巖和變雜砂巖組成的混合源區(qū)。

圖a中同碰撞巖漿作用背景據(jù)Wang et al., 2018; 圖c中背景數(shù)據(jù)引自Fu et al., 2015; Jiao et al., 2015; Iles et al., 2020。

圖7 長山帶二疊紀(jì)?三疊紀(jì)長英質(zhì)火成巖Rb/Ba-Rb/Sr (a)和(Na2O+K2O)/(FeOT+MgO+TiO2)-(Na2O+K2O+FeOT+MgO+TiO2)(b)圖解(圖中背景數(shù)據(jù)據(jù)Patiňo-Douce and Harris, 1998; Sylvester, 1998; Patiňo-Douce, 1999)

三疊紀(jì)第1組花崗巖樣品的Sr-Nd同位素組成靠近或落入拉克蘭帶S型花崗巖和奧陶紀(jì)沉積巖區(qū)域內(nèi)(Healy et al., 2004), 同時也靠近或落入華南印支與加里東期花崗巖區(qū)域內(nèi)(圖5; Wang et al., 2016c)。此外, 該組樣品的Hf同位素組成也以負(fù)值為主,說明樣品源區(qū)類似于S型花崗巖的源區(qū)。在Rb/Ba-Rb/Sr圖解(圖7a)中, 該組樣品的Rb/Ba值和Rb/Sr值變化較大, 大部分落于泥質(zhì)巖和玄武質(zhì)巖派生熔體之間。在(Na2O+K2O)/(FeOT+MgO+TiO2)- (Na2O+K2O+FeOT+MgO+TiO2)圖解(圖7b)中, 該組樣品也落入變沉積巖部分熔融及角閃巖部分熔融區(qū)域之間或它們的重疊區(qū)域, 說明第1組三疊紀(jì)花崗巖樣品具有混合源區(qū)的特征?？紤]其變化的A/CNK值(1.02～2.31)、負(fù)的Nd-Hf同位素組成以及較老的Nd和Hf模式年齡(1.71～2.12 Ga和1.12～2.78 Ga), 我們認(rèn)為三疊紀(jì)第1組樣品的源區(qū)主要為古?中元古代變火成巖和變沉積巖混合源區(qū)(Sylvester, 1998; Wang et al., 2016c)。

第2組晚三疊世花崗質(zhì)樣品Rb/Ba值和Rb/Sr值變化范圍較大, 介于變泥質(zhì)巖和玄武巖派生熔體之間(圖7a)。此外, 還落入到變雜砂巖和角閃巖部分熔融的重疊區(qū)域, 表明為混合源區(qū)(圖7b)。然而, 該組樣品具有正的Hf()值, 為0～+7.5(圖6a、b), 表明源區(qū)中存在新生基性地殼組分的參與。此外, 該組樣品原位鋯石δ18O值為5.1‰～6.9‰(圖6c), 接近或略高于地幔值, 但明顯低于華南三疊紀(jì)S型花崗巖和地殼來源的O同位素組成(圖6c; Valley et al., 2005; Jiao et al., 2015; Wang et al., 2016c), 表明它們的源區(qū)可能遭受了一定的水?巖相互作用。綜上, 晚三疊世第2組花崗質(zhì)巖石的源區(qū)為新生基性地殼并有一定的變雜砂巖組分的加入。

6 區(qū)域?qū)Ρ燃皹?gòu)造演化

綜合研究表明, 長山帶二疊紀(jì)?三疊紀(jì)巖漿作用主要可以分為5組, 包括二疊紀(jì)具有正的eNd()和eHf()值的第1組早二疊世(約296～276 Ma)花崗閃長巖和角閃石花崗巖; 具有Hf-O同位素富集特征的第2組早二疊世晚期?晚二疊世(約274～252 Ma)的黑云母花崗巖、花崗巖及花崗閃長巖和第3組晚二疊世(～261 Ma)流紋巖; 三疊紀(jì)第1組(約251～202 Ma)具負(fù)Hf()和Nd()值的花崗質(zhì)巖石和晚三疊世第2組(約234～221 Ma)具正Hf() 值的花崗質(zhì)巖石。其中二疊紀(jì)第2組花崗質(zhì)巖石和第3組流紋巖的形成年齡與沿越南東北部黑河(Song Da)裂谷和馬江縫合帶以東的峨眉山玄武巖時代類似(約259～263 Ma; Wang et al., 2007; Faure et al., 2014; Qian et al., 2016b), 也與中國西南部和越南東北部哀牢山?馬江構(gòu)造帶發(fā)育的具有弧后盆地地球化學(xué)特征的二疊紀(jì)基性巖漿活動時間一致(Fan et al., 2010; Thanh et al., 2014)。Jian et al. (2009)認(rèn)為古特提斯洋的閉合促進(jìn)了峨眉山大火成巖省的形成。然而, 大多數(shù)研究者認(rèn)為峨眉山大火成巖省僅存在于中國西南部地區(qū)和越南東北部的黑河裂谷, 幾乎沒有證據(jù)表明其存在于馬江縫合帶西南部地區(qū)(Chung et al., 1997; Liu et al., 2012; Faure et al., 2014; Hieu et al., 2015, 2016, 2019)。

相反, 大量的研究認(rèn)為老撾北部和越南西北部發(fā)育的一系列具有特征性的晚古生代火成巖(埃達(dá)克巖、火山巖及I型花崗質(zhì)巖石)受控于古特提斯構(gòu)造域, 與馬江分支洋/弧后盆地的俯沖閉合有關(guān)(表1; Liu et al., 2012; Roger et al., 2014; Zaw et al., 2014; Kamvong et al., 2014; Lai et al., 2014; Manaka et al., 2014; Shi et al., 2015; Hieu et al., 2015, 2016, 2019; Wang et al., 2016b, 2018; Qian et al., 2019)。第1組早二疊世樣品主要來自一個新底侵基性巖的部分熔融, 而第2組早二疊世晚期?晚二疊世黑云母花崗巖、花崗巖及花崗閃長巖和第3組晚二疊世流紋巖樣品則來自古?中元古代變火成巖和變雜砂巖組成的混合源區(qū)。在Rb-(Y+Nb)構(gòu)造環(huán)境判別圖(圖8) 中, 二疊紀(jì)長英質(zhì)火成巖樣品大部分落在弧花崗巖區(qū)域或弧花崗巖和碰撞后花崗巖重疊區(qū)域, 這些特征類似于匯聚陸塊邊緣的火成巖, 如與原特提斯聚合相關(guān)的早古生代花崗巖(Wang et al., 2013, 2020)。值得注意的是, 長山帶早二疊世巖漿巖以正的Hf()和Nd()值為特征; 而之后的早二疊世晚期?晚二疊世長英質(zhì)火成巖, 除了馬江地區(qū)的一個花崗巖樣品具有異常正的Hf()值外(Hf()=+7.3～+13.9; Hieu et al., 2016), 其余樣品均以負(fù)的Hf()和Nd()值為特征(表1)。二疊紀(jì)第2組和第3組樣品地球化學(xué)特征表明, 它們的源區(qū)有大量Hf-O同位素富集的再循環(huán)地殼組分的加入, 說明大量的變沉積巖和變火成巖在馬江古特提斯分支洋或弧后盆地閉合過程中發(fā)生了再循環(huán)。此外, 約275～270 Ma區(qū)域上出露有同期的鎂鐵質(zhì)火成巖及閃長巖(圖9)。因此, ～275 Ma可能發(fā)生了板片的回撤作用, 促使軟流圈上涌引起了中?下地殼(變火成巖和變雜砂巖)發(fā)生部分熔融, 從而形成了長山帶二疊紀(jì)第2組和第3組具Hf-O同位素富集特征的過鋁質(zhì)長英質(zhì)火成巖。

一直以來, 長山帶早中生代巖漿作用的成因存在不同的認(rèn)識。Liu et al. (2012)、Hieu et al. (2016, 2019)和Wang et al. (2016b)認(rèn)為馬江古特提斯分支洋/弧后盆地的俯沖一直持續(xù)到～250 Ma, 長山和馬江帶在隨后約245～210 Ma進(jìn)入到同/后碰撞階段。Shi et al. (2019)則認(rèn)為俯沖可能持續(xù)到～245 Ma, 碰撞造山時間約為240～200 Ma。Wang et al. (2018)最近提出古特提斯沿金沙江?哀牢山?馬江縫合帶的初始閉合和隨后的同碰撞、碰撞后時間分別為～247 Ma、約247～237 Ma和約237～200 Ma。因此, 馬江和長山帶在～250 Ma可能已經(jīng)發(fā)生了構(gòu)造轉(zhuǎn)換, 并在晚三疊世進(jìn)入到造山后碰撞階段。三疊紀(jì)第1組(約251～231 Ma)花崗巖和花崗閃長巖來自古?中元古代變火成巖和變沉積巖組成的混合源區(qū), 而第2組(約234～221 Ma)花崗閃長巖和花崗巖區(qū)內(nèi)出露較少, 其源區(qū)主要為新生基性地殼并有一定變雜砂巖的加入。已有的數(shù)據(jù)表明, 三疊紀(jì)時期特別是在早?中三疊世, 長山帶巖漿作用以長英質(zhì)火成巖為主(圖9), 部分樣品具有高硅高鉀的特征, 源區(qū)也主要以古老的中?下地殼物質(zhì)為主。此外, 在越南中部地區(qū)發(fā)育的約250～240 Ma NW-SE向的褶皺帶和脆?韌性剪切帶, 以及～248 Ma副片麻巖及同期片麻狀花崗質(zhì)巖石(Tran et al., 2014), 也證實了該時期長山帶由俯沖進(jìn)入到碰撞造山階段。在構(gòu)造判別圖中, 兩組三疊紀(jì)花崗質(zhì)巖石均落入碰撞后花崗巖區(qū)域內(nèi)(圖8), 也說明在早三疊世長山帶已經(jīng)進(jìn)入到碰撞造山階段。中?晚三疊世長山帶三疊紀(jì)火成巖的Hf()值從負(fù)變?yōu)檎?圖6a), 巖性也以未變形的花崗質(zhì)巖石為主(表1), 說明～237 Ma長山帶進(jìn)入碰撞后階段。區(qū)內(nèi)的變質(zhì)巖也記錄了類似的構(gòu)造轉(zhuǎn)換過程, 如越西北長山帶高壓麻粒巖相變質(zhì)作用的時代為～250 Ma, 越北Nam Co組和馬江組糜棱巖的40Ar/39Ar變形年齡為約250～240 Ma, 表明早三疊世華南陸塊與印支陸塊碰撞導(dǎo)致地殼發(fā)生明顯增厚(Maluskia et al., 2005; Liu et al., 2012)。馬江縫合帶榴輝巖的鋯石和獨居石U-Pb年齡分別為230±8 Ma和243±4 Ma, 類似同期泥質(zhì)麻粒巖的變質(zhì)時代(233±5 Ma)和同造山期礦物的構(gòu)造熱時間(約251～229 Ma)(Lepvrier et al., 1997, 2004; Nakano et al., 2008, 2010; Zhang et al., 2013, 2014)。在長山帶的綠片巖相?角閃巖相的變質(zhì)巖(Hai Van混雜巖)具有減壓的-軌跡, 其進(jìn)變質(zhì)和退變質(zhì)的時間分別為約250～245 Ma和約230～225 Ma (Carter et al., 2001; Maluski et al., 2005; Owada et al., 2006; Roger et al., 2007; Carter and Clift, 2008; Nakanoet al., 2009, 2010, 2013; Sanematsu and Ishihara, 2011)。此外, 越南中部昆嵩地體中還識別出了三疊紀(jì)超高?高溫的變質(zhì)混雜巖和低?中溫的綠片巖相Kham Duc混雜巖(Osanai et al., 2004; Nakano et al., 2004, 2009, 2010, 2013)。這些配對出現(xiàn)的三疊紀(jì)高壓榴輝巖和高壓麻粒巖常出現(xiàn)于大陸碰撞帶(Nakano et al., 2009, 2010, 2013)。綜合研究顯示, 整個長山帶二疊紀(jì)和三疊紀(jì)長英質(zhì)火成巖分別形成于島弧和同/后碰撞構(gòu)造背景, 并在～250 Ma發(fā)生了由俯沖向碰撞的轉(zhuǎn)換(圖9)。

圖8 長山帶二疊紀(jì)?三疊紀(jì)長英質(zhì)火成巖Rb-(Y+Nb)構(gòu)造判別圖(底圖據(jù)Pearce, 1996)

圖9 長山帶晚石炭世?晚三疊世火成巖年齡匯總圖(年齡數(shù)據(jù)據(jù)表1)

為此, 我們重建了長山帶晚古生代?早中生代的構(gòu)造演化及巖漿動力學(xué)過程(圖10)。晚石炭世晚期?早二疊世(約305～276 Ma; 圖10a), 馬江古特提斯分支洋/弧后盆地俯沖至印支陸塊之下, 新生的鎂鐵質(zhì)巖漿底侵至北印支陸塊, 形成晚石炭世?早二疊世火山巖及早二疊世具正的Hf()值和Nd()值的花崗巖源區(qū)(圖10a)?！?75 Ma(圖10b), 俯沖板片回撤, 引起軟流圈上涌促使中?下地殼(古?中元古代變火成巖和變雜砂巖)發(fā)生部分熔融, 從而形成了長山帶二疊紀(jì)第2組和第3組具富集Hf-O同位素特征的過鋁質(zhì)長英質(zhì)火成巖(圖10b)。早三疊世(～250 Ma; 圖10c), 馬江古特提斯支洋/弧后盆地最終關(guān)閉, 隨后發(fā)生華南陸塊與印支陸塊的碰撞(Liu et al., 2012; Wang et al., 2018; Qian et al., 2019), 同時形成高硅花崗巖、副片麻巖及變質(zhì)巖等。中?晚三疊世(約237～202 Ma; 圖10d; Wang et al., 2018; Qian et al., 2019), 碰撞后的重力坍塌以及軟流圈的上涌, 導(dǎo)致長山帶中?下地殼物質(zhì)發(fā)生大規(guī)模的部分熔融(如年輕的基性下地殼、變火成巖和變沉積巖), 從而形成大量晚三疊世高鉀鈣堿性花崗質(zhì)巖石(表1)。

7 結(jié) 論

(1) 長山帶早二疊世花崗質(zhì)巖石來自新底侵的基性巖源區(qū), 而早二疊世晚期?晚二疊世花崗質(zhì)巖石和流紋巖源區(qū)為古?中元古代變火成巖和變雜砂巖組成的混合源區(qū)。

(2) 長山帶三疊紀(jì)第1組具負(fù)的Hf()值和Nd()值花崗質(zhì)巖石來自古?中元古代變火成巖和變沉積巖混合的源區(qū), 而第2組具正Hf()值的晚三疊世花崗質(zhì)巖石源區(qū)為新生基性地殼, 并有一定變雜砂巖組分的加入。

(3) 長山帶二疊紀(jì)長英質(zhì)火成巖形成馬江古特提斯分支洋/弧后盆地向印支陸塊的俯沖過程。

(4) 馬江古特提斯支洋/弧后盆地在早三疊世(～250 Ma)已經(jīng)閉合, 并在隨后發(fā)生華南陸塊與印支陸塊的碰撞。中?晚三疊世, 長山帶進(jìn)入到碰撞后階段。

圖10 長山帶晚石炭世?晚三疊世構(gòu)造巖漿演化模式圖

致謝:本研究樣品的野外采集和指導(dǎo)得到了老撾能源與礦產(chǎn)部Vongpaseuth Senebouttalath的幫助, 兩位匿名審稿專家提出了建設(shè)性意見, 在此一并表示衷心的感謝。

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Permian-Triassic Magmatism Along the Truong Son Zone in SE Asia and its Paleotethyan Tectonic Implications

QIAN Xin1, 2, LI Huiling1, YU Xiaoqing1, ZHANG Yuzhi1, 2, WANG Yuejun1, 2

(1.Guangdong Provincial Key Lab of Geodynamics and Geohazards, School of Earth Sciences and Engineering, Sun Yat-sen University, Zhuhai 519082, Guangdong, China; 2. Southern Marine Science and Engineering Guangdong Laboratory, Zhuhai 519082, Guangdong, China)

The Truong Son zone is the largest tectonic-magmatic zone along the northern margin of the Indochina Block. The abundant Late Paleozoic-Early Mesozoic igneous rocks in the zone were suggested to be formed during the tectonic evolution of the Song Ma Paleotethyan branch/back-arc basin and subsequent collision between the Indochina and South China blocks. This paper reports our comprehensive study of the collected Permian-Triassic felsic igneous rocks along the zone and discusses their petrogenesis and the tectonic evolution of the Song Ma branch/back-arc basin. Our results show that the Early Permian granitoids originated from the newly underplated ma?c rocks, while the late Early Permian-Late Permian granitoids and rhyolites originated from a mixed source of the Paleo to Meso-Proterozoic metaigneous and metagreywacke components. Formation of these Permian felsic igneous rocks were related to the subduction of the Song Ma branch/back-arc basin beneath the Indochina Block. The Triassic granitoids with negativeHf() andNd() values were derived from a mixed source of the Paleo to Meso-Proterozoic metaigneous and metasedimentary rocks. In contrast, the Late Triassic granitoids with positiveHf() values were originated from a juvenile ma?c crust with a component of metagreywacke source. These data suggested that the Song Ma Paleotethyan branch/back-arc basin finally closed at ～250 Ma, which followed by the collision between the South China and the Indochina blocks. During the Middle to Late Triassic, the Truong Son zone transformed to the post-collisional stage.

Truong Son zone; Permian-Triassic; magmatism; geochemistry; Paleotethyan Ocean

10.16539/j.ddgzyckx.2022.03.012

2021-12-10;

2022-02-25

國家自然科學(xué)基金項目(U1701641、41830211、42072256)和廣東省基礎(chǔ)與應(yīng)用基礎(chǔ)研究基金項目(2018B030312007、2019B1515120019)聯(lián)合資助。

錢鑫(1988–), 男, 副教授, 從事東南亞大地構(gòu)造及巖石地球化學(xué)研究。E-mail: qianx3@mail.sysu.edu.cn

P581; P511.4

A

1001-1552(2022)03-0585-020