黔西北普宜地區下三疊統嘉陵江組沉凝灰巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡、微量元素特征及其地質意義

繆宇，吳亮，肖長源，李鎖明，李致偉，宋文婷，田瑜峰

1) 中國地質調查局昆明自然資源綜合調查中心，昆明， 650001；2) 云南工商學院，昆明， 650001

內容提要: 早三疊世時期頻繁的火山事件是導致全球性氣候和海洋環境異常的主要原因，前人對早三疊世重要界線時期的火山事件地層開展了大量研究，但對典型界線時期以外的其他火山事件地層卻鮮有報道。本文以上揚子西南普宜地區嘉陵江組兩件沉凝灰巖為研究對象開展了巖石學、巖相學、鋯石年代學及微量元素組合特征等方面的研究。沉凝灰巖樣品具有典型巖漿鋯石的內部結構和微量元素組合特征，兩組沉凝灰巖鋯石諧和年齡分別為250.6±0.6 Ma和249.1±0.8 Ma，代表了母巖巖漿中新生鋯石的結晶年齡。沉凝灰巖母巖主要以酸性花崗巖類為主，次為中性正長巖類和少量基性巖類。嘉陵江組沉凝灰巖與二疊系—三疊系界線(PTB)凝灰巖及Olenekian—Anisian界線(OAB)綠豆巖具有同源性，形成于活動大陸邊緣的碰撞造山環境，源區很可能位于中越邊境地區長山構造巖漿帶—十萬大山火山帶，且在陸殼碰撞過程中源區地殼處于持續的增厚階段，下地殼增厚部位的部分熔融形成補給巖漿上涌并使早期結晶礦物發生了部分熔蝕。本文嘉陵江組沉凝灰巖樣品250.6±0.6 Ma年齡對應著Smithian—Spathian界線時期的全球性降溫及短期生物復蘇事件；249.1±0.8 Ma年齡的樣品對應Spathian亞階中期極端高溫氣候和生物再次滅絕事件，再次證明了早三疊世時期頻繁的火山活動是導致氣候改變和生物周而復始新生和滅絕的重要因素。其原因可能是陽傘效應和溫室效應等因素綜合反饋的結果，但具體證據仍需要將來更多學科綜合研究成果的約束。

揚子陸塊西南位于滇、黔、桂三省交界處，屬揚子陸塊南部被動邊緣構造帶。早—中三疊世時期，由于古特提斯洋未完全閉合，上揚子西南緣發育穩定的被動大陸邊緣沉積盆地(吳應林等，1995；陳沈強等，2017)，在此沉積盆地中廣泛沉積了以碳酸鹽巖為主的下—中三疊統地層(張英利等，2016)，中三疊統底部處常發育有黃綠色含豆粒的富鋰玻屑沉凝灰巖(綠豆巖)層(趙飛等，2019)。該綠豆巖層作為印支期火山事件黏土層通常被用作劃分下—中三疊統的界線地層，同時其也是劃分Olenekian(奧倫尼克階)—Anisian(安妮階)界線(OAB)的重要等時標志層(譚梅等，2016；管東東等，2017；孫艷等，2017)。

近年來隨著同位素測年技術的進步，OAB界線年齡也在不斷刷新并逐漸趨于其真實年齡。早期年代學研究中認為早三疊世跨度較大，OAB界線年齡也主要集中于230～240 Ma范圍(胡世玲等，1996；王彥斌等，2004)。多重地層學證據表明：晚二疊世末期生物大滅絕事件至中三疊世Anisian(安妮階)已全面復蘇(Lehrmann et al.，2003；Payne et al.，2006；Tong Jinnan et al.，2007)，加之二疊紀—三疊紀年代界線(PTB)已限定在252 Ma附近(Mundil et al.，2004)，因此生物的全面復蘇則至少需要12 Ma以上，這顯然不符合生物復蘇間期一般少于的2 Ma規律(Erwin，1998)。近年來報道的年代學數據已趨于247 Ma附近(鄭連弟等，2010；黃虎等，2012；王寧祖等，2019)，同時根據Lehrmann等(2006)對貴州刀山剖面OAB界線沉凝灰巖鋯石U-Pb TIMS高精度測量結果，國際地層表(2017、2020)也將OAB界線年齡更新至247.2 Ma，晚二疊世末期生物大滅絕至復蘇間期也限定在6 Ma左右。相較于生物復蘇的正常規律該復蘇間期遠長于其他時期的生物復蘇(Erwin，1998；謝韜等，2013)，說明在早三疊世時期必定存在間歇性的環境惡化事件造成了生物類群周而復始的新生和滅絕(Galfetti et al.，2007a，b)，從而導致該時期海洋生態系統的多次延遲重建。

同位素研究表明早三疊世時期上揚子西南具有頻繁的火山活動(梁金城等，2001；Payne et al.，2006)，這一系列火山活動構成了間歇性環境惡化事件的重要因素之一(梁丹等，2011；Sun Yadong et al.，2012；謝韜等，2013)。雖然前人對OAB界線綠豆巖開展了大量研究，但該界線黏土層僅代表了其中一次具有區域代表性的火山活動(向坤鵬等，2019；王寧祖等，2019)和Olenekian晚期的一次海洋缺氧事件(Takahashi et al.，2009)，而早三疊世其他時期的火山事件卻鮮有報道。因此，本文獲得黔西北普宜地區嘉陵江組地層中沉凝灰巖鋯石U-Pb年齡及微量元素數據，旨在對早三疊世生物的遲緩復蘇過程中重要火山事件年代學及其源區背景進行約束，結合前人研究成果，為早三疊世時期揚子西南緣火山作用過程及海洋生態系統的多次延遲重建提供重要依據。

1 區域地質背景

研究區屬上揚子陸塊(Ⅳ-4-1)南部被動邊緣構造帶，位于黔北隆起區(Ⅳ-4-1-3)之畢節弧形褶皺帶Ⅳ-4-1-3(2)中部(圖1b，據王寧祖等，2019)。區內未發現巖漿巖出露，構造以古生代北東—南西向斷裂和褶皺為主，僅局部發育有中生代以來的斷裂(圖1a)。

區內出露地層除缺失泥盆系—石炭系和白堊系沉積外，從古生界—中生界均有分布(圖1a)。其中分布最廣的為寒武系，次為三疊系。三疊系多呈北東—南西向帶狀對稱分布于盆地兩翼，表現為穩定沉積的特征，后期受構造影響程度較低。根據沉積特征、巖性組合、生物面貌及接觸關系等依據，區內三疊系自下而上可分為：下三疊統夜郎組(T1y)和嘉陵江組(T1j)、中三疊統關嶺組(T2g)及T—J之交的二橋組(T3e)；上三疊統地層因印支運動造成的地殼抬升而部分缺失(張衡等，2019)，因而關嶺組(T2g)與二橋組(T3e)地層多以平行不整合的形式接觸。

2 地層特征及樣品描述

前人對揚子西南地區下—中三疊統地層沉積古地理研究顯示：早—中三疊世期間揚子西南緣整體為一套未完全閉合的古特提斯洋階段的被動大陸邊緣沉積(韋一等，2014；朱民等，2016；陳沈強等，2017)，以局限臺地相及淺海陸棚相沉積為主(朱忠發等，1986)。普宜地區嘉陵江組(T1j)地層與其下伏夜郎組(T1y)地層、上覆關嶺組(T2g)地層均為整合接觸關系，為一套早三疊世奧倫尼克階臺地相碳酸鹽巖為主的地層。向斜兩翼嘉陵江組地層巖性呈對稱重復出現，地層據巖性差異由下至上細分為四段(圖2)，第一段(T1j1)巖性以亮晶灰巖、泥晶灰巖夾鮞粒灰巖及紋層狀灰巖為主；第二段(T1j2)巖性以泥巖、泥質粉砂巖等陸源碎屑巖為主，局部發育黏土巖及溶塌角礫狀白云巖(圖3a)，可見水平層理和少量雙殼類化石；第三段(T1j3)巖性以致密塊狀灰巖夾少量碎屑巖為主；第四段(T1j4)巖性為微晶至泥晶白云巖為主，局部夾黏土巖和含碳質白云巖(圖3b)。

本次分析測試樣品分別取自研究區北部向斜兩翼PM002、PM006剖面嘉陵江組二段及四段下部沉凝灰巖(圖1、2)，并依次編號為PM002-2rz、PM006-33rz。樣品PM002-2rz為一套淺黃綠色水白云母化沉凝灰巖(圖3c)，其物理和化學性質與中三疊統關嶺組底部綠豆巖相似(朱立軍，1994；趙飛等，2019)，具有中酸性凝灰巖在海水作用下搬運分解后沉積的特征。鏡下巖相學特征顯示：巖石主要由殘余晶屑(約10%)和泥質火山碎屑(約90%)組成，其中晶屑以他行粒狀石英(Q)、長石(Fs)為主，具明顯的熔蝕港灣狀碎屑邊緣(圖3e)，局部含少量火山巖屑(VRF)、氧化鐵質(FeO)；泥質火山碎屑顆粒細小，多呈彎曲蠕蟲狀、鱗片狀集合體，主要為伊利石亞族黏土礦物，多為水白云母(Hm)；含少量鐵質及氧化鐵質(FeO)。樣品PM006-33rz為一套灰白色黏土化沉凝灰巖(圖3d)，巖石主要由顆粒細小的隱晶狀火山碎屑組成(>90%)，凝灰結構，成分主要為火山灰、火山玻璃，見少量晶屑。晶屑主要為石英(Q)、少量為長石(Fs)及火山巖屑(VRF)，局部發育有石英及長石細脈(圖3f )；火山灰及火山玻璃多發生脫玻化、黏土化等作用，析出較多鐵質、并氧化為褐色氧化鐵質(FeO)。

3 分析方法

野外共采集到普宜地區嘉陵江組沉凝灰巖樣品兩件(>10 kg)，采樣過程中避免了相鄰層位和外來物質的污染，樣品真實可靠。鋯石挑選、制靶、鋯石陰極發光(CL)鏡下顯微結構照片觀察、U-Pb年代學及微量元素分析均由北京鋯年領航科技有限公司完成。

圖1 黔西北普宜地區地質簡圖(a)及構造綱要圖(b，據王寧祖等，2019修改)Fig. 1 Geological map (a) and tectonic outline of the Puyi area, northwestern Guizhou (b，modified after Wang Ningzu et al.，2019&)(a) 地質圖：J3s—遂寧組；J2sh—沙溪廟組；J1z—自流井組；T3e—二橋組；T2g—關嶺組；T1 j—嘉陵江組；T1y—夜郎組；P3l—龍潭組；P2m—茅口組；P2q—棲霞組；P2l—梁山組；S1l—龍馬溪組；O2-3—中上奧陶統；O1—下奧陶統；2-3ls—婁山關組；2q—清虛洞組(a) Geologica map: J3s—Suining Formation；J2sh—Shaximiao Formation；J1z—Ziliujing Formation；T3e—Erqiao Formation；T2g—Guanling Formation；T1j—Jialingjiang Formation；T1y—Yelang Formation；P3l—Longtan Formation；P2m—Maokou Formation；P2q—Qixia Formation；P2l—Liangshan Formation；S1l—Longmaxi Formation；O2-3—Middle and Upper Ordovician；O1—Lower Ordovician；2-3ls—Loushanguan Formation；2q—Qingxudong Formation(b) 構造分區：Ⅳ-4-1-1—威寧穹盆構造變形區；Ⅳ-4-1-2—六盤水北西向褶斷帶；Ⅳ-4-1-3—黔北隆起區；Ⅳ-4-1-3 (1)—織金穹盆構造變形區；Ⅳ-4-1-3 (2)—畢節弧形褶皺帶(本次研究區)；Ⅳ-4-1-3 (3)—鳳岡南北向隔槽式褶皺變形區；Ⅳ-4-1-4—赤水平緩褶皺變形區；Ⅳ-4-2-1—興義穹盆構造變形區；Ⅳ-4-2-2 (1)—冊亭東西向緊閉褶皺變形區；Ⅳ-4-2-3 (1)—都勻南北向隔槽式褶皺變形區；Ⅳ-4-2-3 (2)—銅仁復式褶皺變形區；Ⅳ-4-2-4 (1)—榕江開闊復式褶皺變形區；Ⅳ-4-2-4 (2)—黎平緊閉復式褶皺變形區(b) Tectonic units:Ⅳ-4-1-1—Weining dome and basin structural deformation area；Ⅳ-4-1-2—Liupanshui NW-trending fold and fault belt；Ⅳ-4-1-3—Northern Guizhou uplift area；Ⅳ-4-1-3 (1)—Zhijin dome and basin structural deformation area；Ⅳ-4-1-3 (2)—Bijie arc-like fold belt (this study area)；Ⅳ-4-1-3 (3)—Fenggang North—South wide spaced synclines deformation area；Ⅳ-4-1-4—Chishui gentle fold deformation area；Ⅳ-4-2-1—Xingyi dome and basin structural deformation area；Ⅳ-4-2-2 (1)—Ceting East—West tight fold deformation area；Ⅳ-4-2-3 (1)—Duyun North—South wide spaced synclines deformation area；Ⅳ-4-2-3 (2)—Tongren compound fold deformation area；Ⅳ-4-2-4 (1)—Rongjiang open compound fold deformation area；Ⅳ-4-2-4 (2)—Liping tight compound fold deformation area

圖2 黔西北普宜地區下三疊統嘉陵江組剖面地層柱狀圖Fig. 2 Sectional stratigraphic histogram of the Lower Triassic Jialingjiang Formation in the Puyi area, northwestern Guizhou

圖3 黔西北普宜地區下三疊統嘉陵江組沉凝灰巖巖石野外特征(a) — (d)及顯微結構(e) — (f)Fig. 3 The field (a)—(d) and microscopic pictures (e)—(f) of the tuffites from the Lower Triassic Jialingjiang Formation in the Puyi area, northwestern Guizhou(a) PM002嘉陵江組二段底部沉凝灰巖出露剖面野外照片；(b) PM006嘉陵江組四段底部沉凝灰巖出露剖面野外照片；(c) PM002-2rz樣品水白云母化沉凝灰巖、采樣層位；(d) PM006-33rz樣品黏土化沉凝灰巖、采樣層位；(e) 水云母化沉凝灰巖正交偏光鏡下照片；(f) 黏土化沉凝灰巖正交偏光鏡下照片。VRF—火山巖巖屑；Fs—長石；Q—石英；Hm—水白云母；FeO—氧化鐵質Field photos: (a) the PM002 tuffite, outcrop profile of the bottom of the 2nd Member, Jialingjiang Formation; (b) the PM006 tuffite, outcrop profile of the bottom of the 4th Member; (c) hydromuscovitized tuffite of the PM002-2rz sample, (d) clayed tuffite of the PM006-33rz sample；Micrographic photos with crossed polars: (e) hydromuscovitized tuffite, (f) clayed tuffite. VRF—volcanic rock fragments；Fs—feldspar；Q—quartz；Hm—hydromuscovite；FeO—ferric oxide

將樣品粉碎分選后，在鏡下挑選出高純度、形態完整且表面光滑的鋯石制成環氧樹脂樣品靶，然后拋光至鋯石中心，使鋯石表面光滑，內部結構顯露。然后對已經拋光好的樣品靶進行透/反射光和陰極發光(CL)顯微結構觀察和照相，以檢查鋯石的內部結構的完整程度，以便在分析測試時合理避開破裂和包裹體的部位，并在此基礎上選取合適的年齡測量部位。測試過程中，采用由法國ESI公司制造的NWR193型激光剝蝕系統進行鋯石表面激光剝蝕，激光束斑直徑分別為32/24 μm，頻率為5 Hz，共剝蝕40 s；剝蝕氣溶膠由氦氣送至德國耶拿ICP-MS電感耦合等離子質譜儀并完成測試。采用NIST610標準物質對儀器進行誤差校正，并采用標準鋯石91500作為樣品數據誤差校正，保證了分析測試數據的可靠性。加權平均年齡計算采用n(206Pb)/n(238U)表面年齡數據(Griffin et al.，2004)，具95%的置信度。對諧和度低于90%、表面不平及打穿點位進行舍棄。兩件樣品分別測試點位40、32個，分別舍棄點位5個，取有效數據點35、27個。有效數據點數據采用ICP-MSDateCal軟件進行后期處理，并利用Isoplot 4.0軟件繪制成圖。具體分析測試結果見表1。

4 測試結果

4.1 鋯石晶體特征

鋯石巖相學(CL圖像)顯示2件沉凝灰巖樣品中的鋯石大部分具有清晰的內部結構(圖4)：鋯石韻律環帶發育，環帶較窄且明亮分明，環帶密度大，表現為酸性(花崗質)高黏度巖漿中鋯石緩慢結晶的特征(李靈惠等，2016)。少量鋯石具有較寬且反差較小的板狀韻律環帶或均勻的面狀環帶，表現為快速冷卻結晶的基性巖漿鋯石的特征，如樣品PM002-2rz中鋯石顆粒14、18；樣品PM006-33-rz中鋯石顆粒11、12。

PM002-2rz樣品中的鋯石晶體多呈自形柱狀，粒徑為 100～150 μm，長寬比 2∶1～3∶1，晶棱鋒銳，晶面簡單，如鋯石顆粒13、20、23；少數鋯石晶體呈自形短柱狀或次圓狀，粒徑為 30～100 μm，長寬比1∶1～1.5∶1，部分晶棱鈍化，如鋯石顆粒3、10、33、38。與上述樣品略有不同的是，PM006-33-rz樣品中鋯石晶體形態種類較多，晶體粒徑整體較小，自形程度也略低。其中，多數鋯石晶體呈短柱狀或次圓狀，粒徑為 30～80 μm，長寬比 1∶1～1.5∶1，局部晶棱鈍化，如鋯石顆粒2、9、20、24；部分鋯石晶體則呈半自行柱狀，粒徑為 30～120 μm，長寬比 2∶1～3∶1，如鋯石顆粒4、10、31。少數鋯石晶體顆粒呈不完整斷柱狀，如鋯石顆粒14、21，推測其一定程度上受后期構造作用或火山爆發炸裂所致。

4.2 鋯石微量元素組合特征

兩件沉凝灰巖樣品中計算年齡所用的鋯石微量元素地球化學數據顯示(表1)：PM002-2rz樣品中鋯石稀土元素豐度較高，ΣREE 為 615.0×10-6～2678.4×10-6(平均1625.3×10-6)，LREE/HREE=0.003～0.025(平均0.01)；PM006-33rz樣品中鋯石稀土元素較前者略低，ΣREE 為 497.7×10-6～3165.7×10-6(平均1481.9×10-6)，LREE/HREE=0.003～0.065(平均0.01)。二者稀土元素含量相近，且均表現為輕稀土元素強烈虧損，重稀土元素強烈富集的特征。兩件樣品中鋯石REE球粒隕石標準化后表現出高度一致的左傾配分曲線(圖5b，d)，重稀土呈逐步增長的趨勢，Ce顯示強烈的正異常，Eu顯示強烈的負異常，均與巖漿成因鋯石的特征一致(Whitehouse et al.，2003；趙志丹等，2018)。鋯石中Eu的負異常通常與母體巖漿中斜長石結晶分異或是在較還原的環境下結晶的結果(Hennann et al.，2001)；但鋯石中的Ce的正異常往往是因為氧化條件下Ce3+氧化為Ce4+有關，代表了鋯石結晶形成時的氧化環境(Rubatto，2002)，因此Eu的負異常形成于較還原環境的假設不成立。由此可得出沉凝灰巖是在氧化環境的源區條件下形成，并在鋯石結晶過程母巖巖漿已形成了大量斜長石。

鋯石U、Th含量及Th/U值一定程度上可以作為不同成因類型鋯石的判斷依據，一般來說巖漿成因鋯石中U、Th含量較高，Th/U值往往>0.1，從而區別于變質成因鋯石(Hoskin，2003；Crofu et al.，2003)。PM002-2rz樣品中鋯石Th含量為 63×10-6～386×10-6(平均116.13×10-6)、U含量 146×10-6～678×10-6(平均371×10-6)，Th/U=0.19～1.17(平均0.33)；PM006-33rz樣品中鋯石Th含量為 54×10-6～222×10-6(平均112×10-6)、U含量為224×10-6～579×10-6(平均362×10-6)，Th/U=0.16～0.49(平均0.31)。兩件樣品中鋯石U、Th含量及Th/U 值較為一致(表2)，除兩個測點外(Th/U=0.19、0.16)、其余測點Th/U 值均>0.2(圖5a，c)。結合鋯石巖相學特征和微量元素異常特征，說明兩件沉凝灰巖樣品中鋯石均為巖漿成因鋯石(宋國學等，2010)，且很可能來源于同一源區。

4.3 鋯石U-Pb年齡

普宜地區沉凝灰巖鋯石U-Pb年齡測試結果顯示[表2，取n(206Pb)/n(238U)年齡值]：兩件沉凝灰巖樣品鋯石U-Pb年齡中分別存在兩組鋯石(圖6)，其中第一組鋯石均位于諧和曲線上，為封閉的同位素體系中形成的鋯石；第二組鋯石則位于不一致曲線上，毗鄰諧和曲線，表示一定程度上有少量Pb丟失或U獲得(張建嶺等，2018)。其中PM002-2rz樣品35個測點中第一組鋯石諧和年齡為250.6±0.6 Ma (MSWD=0.95，n=33)，加權平均年齡為249.7±1.1 Ma (MSWD=0.68，n=33)；第二組年齡兩顆鋯石年齡分別為835.6±12.0 Ma、919.5±12.0 Ma(圖5a)。PM006-33rz樣品27個測點中第一組鋯石諧和年齡為249.1±0.8 Ma (MSWD=0.080，n=25)，加權平均年齡為249.1±1.5 Ma (MSWD=1.30，n=25)；第二組年齡兩顆鋯石年齡分別為849.0±12.0 Ma、943.0±14.0 Ma(圖5b)。兩件樣品中第一組鋯石諧和年齡較為集中，代表了母巖巖漿中新生鋯石的結晶年齡；而第二組年齡值較大且分散，其可能代表了古老地殼熔融或巖漿上涌過程中捕獲的繼承鋯石年齡，且由于第一組鋯石諧和年齡整體為封閉體系年齡，因此上下交點年齡并不具有實際意義(Mezger et al.，2004)。

表1 黔西北普宜地區下三疊統嘉陵江組沉凝灰巖樣品微量元素(×10-6)分析結果Table 1 Zircon trace elements (×10-6) analysis for the tuffite samples from the Lower Triassic Jialingjiang Formation in the Puyi area, northwestern Guizhou

圖4 黔西北普宜地區下三疊統嘉陵江組沉凝灰巖鋯石陰極發光(CL)圖像及年齡(Ma)Fig. 4 Zircon cathodoluminescence (CL) images and ages (Ma) of the tuffites from the Lower Triassic Jialingjiang Formation in the Puyi area, northwestern Guizhou

圖5 黔西北普宜地區下三疊統嘉陵江組沉凝灰巖鋯石球粒隕石標準化稀土配分曲線(b)、(d)和Th/U值分布圖(a)、(c) (球粒隕石標準化值據Sun et al.，1989)Fig. 5 Chondrite normalized REE patterns (b), (d) and Th/U ratios distribution (a), (c) of the zircons from the Lower Triassic Jialingjiang Formation tuffites in the Puyi area northwestern Guizhou (chondrite normalized value after Sun et al., 1989)

5 討論

5.1 沉凝灰巖母巖約束

近年來，隨著鋯石學(Zirconology)在地學領域的發展，利用鋯石微量元素對鋯石類型、形成環境及其巖漿作用等深部過程的識別成為現實，也為物源區的限定提供了新的思路(楊甫等，2016；王家林等，2017；趙志丹等，2018 )。

結合鋯石CL圖像和稀土元素特征，發現兩件沉凝灰巖樣品具有較高的相似性：大部分鋯石具有酸性巖漿鋯石典型的韻律環帶特征；同時稀土元素表現為輕稀土強烈虧損，重稀土元素強烈富集，且具有明顯的Ce正異常和Eu負異常，均表現為巖漿成因鋯石的特征。Hf—U/Yb圖解(圖7a)中兩件沉凝灰巖樣品點均位于大陸鋯石的范圍，鋯石主要形成于巖漿演化中玄武質巖石的部分熔融(Liu Yongsheng et al.，2010)，區別于現今大洋中脊玄武巖的鋯石(MORB)。La—(Sm/La)N圖解(圖7b)中樣品點處部分La元素偏低外均落于巖漿鋯石區域內，說明樣品基本未受到后期熱液氧逸度的影響，均為巖漿成因鋯石(Hoskin，2005)。Y—Th/Yb圖解(圖7c)中樣品點均落于大陸花崗質巖漿鋯石的范圍內，與上述結論一致。同時，Pb—Th圖解(圖6d)中指示這些鋯石主要來源于S型花崗巖，可能形成于與擠壓碰撞有關的構造環境(趙振華，2016；王訓練等，2019)。

圖7 黔西北普宜地區下三疊統嘉陵江組沉凝灰巖鋯石類型判別圖解：(a) Hf—U/Yb圖解(據Grimes et al.，2007)；(b) La—(Sm/La)N圖解(據Hoskin，2005)；(c) Y—Th/Yb圖解(據Grimes et al.，2007)；(d) Pb—Th圖解(據Wang Qing et al.，2012)Fig. 7 Different zircon types discrimination diagrams for the tuffites from the Lower Triassic Jialingjiang Formation in the Puyi area, northwestern Guizhou： (a) Hf—U/Yb diagram (after Grimes et al.，2007)；(b) La—(Sm/La)N diagram (after Hoskin，2005)；(c) Y—Th/Yb diagram (after Grimes et al.，2007)；(d) Pb—Th diagram (after Wang Qing et al.，2012)

據Belousova等(2002)提出的鋯石微量元素源巖判別圖解對沉凝灰巖源巖進行了初步判別：U—Y圖解(圖8a)中沉凝灰巖鋯石測點主要落于花崗巖、正長偉晶巖(歪堿正長巖)及部分基性巖重疊區域；Yb/Sm—Y圖解(圖8b)測點大部分落于花崗巖和基性巖重疊區域；Nb/Ta—Y圖解(圖8c)測點主要落于花崗閃長巖(英云閃長巖)區域，部分落入正長偉晶巖(歪堿正長巖)區域；δCe—Y(圖8d)測點基本落于花崗巖(細晶淺色花崗巖)和正長偉晶巖重疊區域內。上述判別圖解中二元空間重疊程度最高的為花崗巖類，次為正長巖類及基性巖類，暗示沉凝灰巖母巖可能以酸性巖花崗巖為主，其次為中性正長巖類和基性巖類，這些證據為沉凝灰巖的母巖提供了約束條件。

圖8 黔西北普宜地區下三疊統嘉陵江組沉凝灰巖鋯石微量元素源巖判別圖解(據Belousova et al.，2002)：(a) U—Y圖解；(b) Yb/Sm—Y圖解；(c) Nb/Ta—Y圖解；(d) δCe—Y圖解Fig. 8 Source rock discrimination diagrams of zircon trace elements for the tuffites from the Lower Triassic Jialingjiang Formation in the Puyi area, northwestern Guizhou (after Belousova et al.，2002)： (a) U—Y diagram；(b) Yb/Sm—Y diagram；(c) Nb/Ta—Y diagram；(d) δCe—Y diagram

值得強調的是，雖然前人基于多種巖石類型大數據二維核密度分布投影構建了鋯石微量元素源巖判別圖解，但卻無法解決多類型巖石在二元空間中重疊部分的準確區分，且部分重疊區域存在一定統計學的弊端。因此，為了更加準確的鑒別出不同類型的源巖組合特征，Belousov等(2002)利用大數據二進制轉換的原理提出分類回歸樹木法(CART)作為對鋯石微量元素源巖判別圖解的補充判別，從而有效提高對源巖判別準確率。在CART圖解中(圖9)，PM002-2rz樣品35個測點中5個測點回歸于小于65% SiO2花崗巖類，30個測點回歸于70%～75% SiO2花崗巖類；PM006-33rz樣品27個測點中9個測點回歸于小于65% SiO2花崗巖類，16個測點回歸于70%～75% SiO2花崗巖類，此外還有兩個測點回歸于正長巖/二長巖類。同時，由于基性巖漿鋯石往往在某些微量元素含量及組合特征上與中酸性巖漿鋯石具有一定的相似性，因此結合鋯石CL圖像中含有少量基性巖漿鋯石的特征，推測母巖巖漿中亦有少量基性巖漿參與。

綜上所述，基本確定了沉凝灰巖母巖主要以酸性花崗巖類為主，次為中性正長巖類和少量基性巖類。

圖9 黔西北普宜地區下三疊統嘉陵江組沉凝灰巖鋯石微量元素CART源巖判別圖解(據Belousova et al.，2002)Fig. 9 Classification and regression trees (CART) discrimination diagram of zircon trace elements for the tuffites from the Lower Triassic Jialingjiang Formation in the Puyi area, northwestern (after Belousova et al.，2002)

5.2 源區構造環境及位置討論

前文對沉凝灰巖中鋯石類型和母巖進行了約束，沉凝灰巖中鋯石很可能來源于與同碰撞過程中形成的S型花崗巖。在鋯石微量元素構造判別圖解中，沉凝灰巖鋯石測點均落于與擠壓碰撞有關的造山帶環境(圖10a、b)和大陸弧環境(圖10c)，指示物源區處于與造山帶有關的構造背景。早三疊世時期，由于印支期碰撞造山過程中造成了火山的幕式噴發，火山灰經遠距離搬運至揚子西南地區盆地沉積，這在揚子西南地區早三疊世地層中均有其火山—沉積響應的證據，其中最具有代表性的就是上揚子西南地區廣泛分布的Olenekian—Anisian界線(OAB)處綠豆巖。

前人對綠豆巖源區構造環境及位置進行了一系列的約束，多數學者認為綠豆巖形成活動大陸邊緣的碰撞造山環境。譚梅等(2016)和管東東等(2017)通過對黔西地區OAB界線綠豆巖的研究認為源區主要位于中越邊境的長山構造巖漿帶。印支早期，在古特提斯洋俯沖閉合的背景下東印支板塊與越北—華南板塊在越南北部發生碰撞使華南板塊發生撓曲形成長山褶皺帶，并在碰撞造山過程形成一系列構造巖漿帶，造成該時期頻繁的火山活動和中酸性巖漿侵入(王疆麗等，2014)。在此同碰撞過程中侵位的過鋁質花崗巖年齡在259～245 Ma之間(Hoa et al.，2008)，與本文獲得的沉凝灰巖U-Pb諧和年齡(250.6±0.6 Ma、249.1±0.8 Ma)、PTB界線凝灰巖年齡(252 Ma)及OAB界線綠豆巖年齡(247.2 Ma)基本一致；同時與過鋁質花崗巖同期侵入的還有少量基性侵入體，具有雙峰式巖漿組合的特征(Thuc et al.，1995)，這也與本文沉凝灰巖母巖巖漿中具有少量基性巖漿的特征相符。向坤鵬等(2019)通過對右江盆地OAB界線綠豆巖與中越邊境廣西憑祥—十萬大山火山帶地球化學特征對比發現，右江盆地綠豆巖與憑祥—十萬大山早—中三疊世火山巖地球化學性質高度一致，均具有活動大陸邊緣背景下形成的酸性、中酸性巖特征，這一結果同時與本文嘉陵江組沉凝灰巖及PTB界線凝灰巖特征高度一致(黃虎等，2012)，從而佐證了上述研究對象均具有相同的源區。但無論是長山構造巖漿帶抑或是憑祥—十萬大山火山帶，二者均為古特提斯洋俯沖閉合的背景下東印支板塊與越北—華南板塊在中越邊境碰撞造山過程中形成的，均屬印支期造山作用的產物。因此，筆者等在地理上大膽地將二者合并為同一源區，即中越邊境長山構造巖漿帶—十萬大山火山帶。

同時，部分學者通過對桂西南地區早三疊世中酸性火山巖的研究認為，這些火成巖主要形成于活動大陸邊緣，很可能與太平洋庫拉板塊向亞洲板塊俯沖的啟動有關(梁金城等，2001)。早期俯沖作用過程中，深部上地幔物質上涌過程中混染了部分殼源物質并噴出和侵入于地表，形成一系列中酸性火山巖。對此，筆者等利用鋯石Ti溫度計對本文沉凝灰巖鋯石形成的溫壓條件進行約束(Watson et al.，2006)，計算結果顯示：PM002-2rz樣品鋯石結晶溫度最高為820℃，最低為620℃，平均739℃；PM006-33rz樣品鋯石結晶溫度最高為764℃，最低為620℃，平均726℃。這一結果與平均下地殼溫度基本一致，表示沉凝灰巖母巖巖漿主要來源于下地殼而并非來源于深部上地幔。而且更多的證據表明，太平洋庫拉板塊向亞洲板塊俯沖的起始時間為晚三疊世(唐杰等，2018)，因此即便在早三疊世俯沖啟動階段有小規模的巖漿活動也無法造成大量的火山灰噴發而提供充足的火山沉積物源。同時區域資料顯示：揚子陸塊西南緣OAB界線綠豆巖向南西表現為厚度增厚和層數增多的趨勢(向坤鵬等，2019)，暗示噴發源區應位于西南方向而并非來自東方。綜合以上因素，筆者等認為普宜地區嘉陵江組沉凝灰巖母巖巖漿來源于太平洋庫拉板塊向亞洲板塊俯沖的可能性極小。

綜上所述，嘉陵江組沉凝灰巖與PTB界線凝灰巖、OAB界線綠豆巖均具有同源區不同期次噴發的特征，形成于活動大陸邊緣的碰撞造山環境，源區主要位于中越邊境長山構造巖漿帶—十萬大山火山帶。

5.3 沉凝灰巖鋯石揭示的源區地殼生長和增厚過程

沉凝灰巖鏡下巖相學特征顯示：部分石英和長石顆粒具有明顯的熔蝕港灣狀碎屑邊緣(圖2e)，說明巖漿形成過程中有后期補給巖漿的注入(趙志丹等，2018)。在早期巖漿上涌過程中巖漿房逐漸冷卻，造成了巖漿中部分早期結晶礦物的析出。此后，隨著高溫補給巖漿的注入導致早期結晶的礦物被重新加熱至礦物液相線溫度，在已結晶礦物表面發生了重新熔融而形成港灣狀結構，并隨著高溫補給巖漿的再次冷卻使溶蝕結構得以保存并最終完成結晶。

鋯石DyN/YbN和U/Yb值的增加通常被解釋為地殼的增厚現象(Liu Dong et al.，2014)，沉凝灰巖鋯石微量元素顯示在255～240 Ma年齡段鋯石由老至新DyN/YbN和U/Yb值呈緩慢增長的趨勢(圖 11a、b)，說明在此時期地殼處于一個持續加厚的過程。同時，前文已確定了沉凝灰巖母巖巖漿主要來自于下地殼，因此推測源區內后期補給巖漿很可能來源于下地殼增厚過程的部分熔融。其中，255～240 Ma對應的是印支造山期，暗示自印支造山期以來中越邊境地區隨著陸殼碰撞過程中地殼處于持續增厚階段，并造成下地殼增厚部位受深部高溫加熱發生部分熔融并形成補給巖漿后受壓力的影響再次上涌，注入了早期溫度已經下降的巖漿房中并發生熱量和物質交換，造成部分早期巖漿中已結晶礦物表面發生了重新熔融并形成熔蝕結構。

5.4 沉凝灰巖年代學與早三疊世生物復蘇過程的響應

前人對揚子西南地區早—中三疊世界線黏土巖進行了大量年代學的研究，同時也將Olenekian—Anisian的界線年齡約束在247.2 Ma附近(Lehrmann et al.，2006)。早三疊世時期是晚二疊世末期生物大滅絕至復蘇的重要階段，且該階段頻繁的火山活動是導致極端氣候和生物遲緩復蘇的重要因素(Erwin，1998；Payne et al.，2006；Galfetti et al.，2007a；謝韜等，2013)，但早三疊世時期重要界線以外的火山事件卻鮮有報道。究其原因主要在于早三疊世火山事件黏土巖并非如OAB界線黏土巖(綠豆巖)具有廣泛而穩定分布的特征，該時期多層火山事件黏土巖往往分布不均，局部地區早三疊世凝灰巖層厚度極薄(<3 cm)甚至未有出露，因此未能引起學者們的廣泛關注。同時，近年來學者們的關注重點也主要針對于早三疊世生物地層及主要界線地層的研究，不可避免地弱化了對早三疊世其他時期火山事件地層的研究。

圖10 黔西北普宜地區下三疊統嘉陵江組沉凝灰巖鋯石微量元素構造判別圖解：(a)Th/U—Nb/Hf圖解(據Yang Jianghai et al.，2012)；(b) Th/Nb—Hf/Th圖解(據Yang Jianghai et al.，2012)；(c) Sc/Yb—U/Yb 圖解(據Grimes et al.，2015)Fig. 10 Tectonic discrimination diagrams of zircon trace elements for the tuffites from the Lower Triassic Jialingjiang Formation in the Puyi area, northwestern Guizhou： (a) Th/U—Nb/Hf diagram (after Yang Jianghai et al.，2012)；(b) Th/Nb—Hf/Th diagram (after Yang Jianghai et al.，2012)；(c) Sc/Yb—U/Yb diagram (after Grimes et al.，2015)

本文獲得早三疊世嘉陵江組二段及四段下部兩組沉凝灰巖諧和年齡分別為250.6±0.6 Ma和249.1±0.8 Ma，第一組沉凝灰巖年齡略大于第二組，代表了早三疊世時期的兩期火山事件。其中250.6±0.6 Ma的年齡與Smithian—Spathian (S—S)亞階界線年齡(250.7 Ma，據Sun Yadong et al.，2012)基本一致，代表了該界線時期的一次重要的火山事件。早三疊世時期，頻繁的火山活動誘發了長達5 Ma的超級溫室期和多期大洋缺氧、硫化事件(Sun Yadong et al.，2012)，但在S—S亞階界線處卻有一次明顯的降溫事件，導致全球海水碳、硫同位素同步正飄移，海洋生物也發生了初步的復蘇(Song Huyue et al.，2019)。Galfetti等(2007b)認為S—S亞階界線的火山事件是導致此次降溫事件的主要原因，該時期由于大規模的火山爆發，大量火山灰被噴發至大氣層后形成了穩定的氣溶膠層，陽傘效應隔絕了太陽輻射對地表的影響，氣溫因此降低，海洋初級生產力也隨之繁盛。此次降溫事件在區內具有較好的沉積響應：嘉陵江組剖面地層特征顯示(圖2)，經歷過S—S界線火山事件后，嘉陵江組二段中—上部沉積巖類型由海相碳酸鹽巖轉變為泥巖及泥質粉砂巖為主的海相碎屑巖，粒度上也表現為由細變粗的特征，說明該時期存在一次海水由深變淺的海退事件。同時，海相碎屑巖中普遍發育的水平層理表明該時期沉積環境仍以穩定的低能靜水環境為主，暗示該次海退事件規模可能較小，海平面下降幅度不大。該小規模海退事件則與全球性降溫事件相吻合，氣溫的降低導致部分早期已消融的冰川初步恢復，全球海平面因此小幅度下降，海底缺氧環境也得以適當改善。海底生存環境的改善也引發了少量海生雙殼類底棲生物的初步復蘇，并沉積記錄于嘉陵江組二段碎屑巖地層中。

圖11 黔西北普宜地區下三疊統嘉陵江組沉凝灰巖鋯石DyN/YbN (a)和U/Yb (b)值隨時間變化的趨勢圖(據Liu Dong et al.，2014)Fig. 11 Temporal variation of DyN/YbN (a) and U/Yb (b) ratios of zircons for the tuffites from the Lower Triassic Jialingjiang Formation in the Puyi area, northwestern Guizhou (after Liu Dong et al.，2014)

249.1±0.8 Ma的年齡對應Spathian亞階中期，嘉陵江組剖面地層特征顯示(圖2)，嘉陵江組二段海退沉積序列后，沉積巖類型由海相碎屑巖再次向海相碳酸鹽巖轉變，表現為該沉積期水體相對變深的海進退積序列，說明經歷過S—S界線時期的降溫及海退事件后，至Spathian亞階中期氣溫已逐漸回升至Smithian亞階中期的極端高溫氣候，冰川的再次消融導致了全球海平面的再次上升。同時，嘉陵江組四段沉凝灰巖上部發育有厚約1 m的含碳質白云巖(有機碳含量>1%)，該黑色巖系層的出現反映了Spathian亞階中期火山事件后海洋水體極端缺氧的還原環境，海水的缺氧和硫化導致前期復蘇的生物再次滅絕，碳同位素也隨之發生明顯的負飄移(Sun Yadong et al.，2012)。前人研究發現，極端的高溫氣候往往與溫室氣體的大量排放有關(Algeo et al.，2012)。因此，推測該時期火山噴發或巖漿溢流過程中產生的大量甲烷和二氧化碳等火山溫室氣體被排放至大氣層，從而再次加劇了溫室效應，早期復蘇的海洋生態系統又隨之遭受重創，而生物復蘇進程也再一次被延緩。

值得深究的是：同樣的火山事件，S—S亞階界線時期火山事件導致了全球性的降溫事件，而Spathian亞階中期的火山事件卻加劇了溫室效應，這顯然有所矛盾。綜合嘉陵江組多重地層學證據，筆者等認為其原因可能有以下幾點：①S—S亞階界線沉凝灰巖厚度(約2 m)遠大于Spathian亞階中期沉凝灰巖(約0.5 m)厚度，暗示Spathian亞階中期的火山事件規模可能要遠小于S—S亞階界線時期的火山事件，因此僅有少量火山灰進入大氣層，未能完全形成穩定氣溶膠層；②沉凝灰巖厚度差異同樣暗示了Spathian亞階中期火山活動可能以溢流相為主，次為噴出相，因此僅在巖漿溢流過程中有大量火山溫室氣體的排放，而噴發過程產生的火山灰較少；③生物地層顯示，S—S界線的火山事件雖導致全球氣溫降低，但由于此時海洋生產力僅初步恢復，少量底棲生物的復蘇還不足以有效地降低大氣中溫室氣體的含量；加之后期大氣層中火山灰氣溶膠的逐步減少，太陽輻射的逐漸加強和后期火山溫室氣體的排放也導致溫室效應再次加劇。

簡言之，其原因可能是單方面的，也可能是多因素綜合反饋的結果，但具體證據就需要將來更多學科共同研究分析成果的約束。

6 結論

(1)普宜地區嘉陵江組兩件沉凝灰巖鋯石內部結構和微量元素特征均顯示樣品具有巖漿鋯石的特征，諧和年齡分別為250.6±0.6 Ma和249.1±0.8 Ma，并且在古老地殼熔融或巖漿上涌過程中捕獲了少量繼承鋯石。

(2)沉凝灰巖樣品鋯石具有大陸S型花崗巖漿鋯石的特征，母巖主要以酸性花崗巖類為主，次為中性正長巖類和少量基性巖類，形成于活動大陸邊緣的碰撞造山環境，源區主要位于中越邊境長山構造巖漿帶—十萬大山火山帶，與二疊系—三疊系界線(PTB)凝灰巖及Olenekian—Anisian界線(OAB)綠豆巖具有同源區不同期次噴發的特征。

(3)鏡下巖相學特征表明沉凝灰巖母巖巖漿形成過程中有后期補給巖漿的注入而形成港灣狀熔蝕結構，這可能與印支造山過程中源區下地殼增厚部位的部分熔融補給有關。

(4)早三疊世時期頻繁的火山活動是導致氣候改變和生物周而復始的新生和滅絕的重要因素，其中普宜地區兩組沉凝灰巖樣品中250.6±0.6 Ma 年齡的樣品對應著Smithian—Spathian界線時期的全球性降溫及生物短期復蘇事件；249.1±0.8 Ma年齡的樣品對應Spathian亞階中期極端高溫氣候和生物再次滅絕事件。這可能是地質學、大氣科學等多學科因素綜合反饋的結果，但具體機制仍需在將來繼續進行約束。