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近年来，扬子陆块因被证实参与了Columbia（哥伦比亚）、Rodinia（罗迪尼亚）超大陆的聚散演化过程而备受关注（Zhao Guochun et al.，2002，2004; Li Zhengxiang et al.，2008）。相对于中元古代晚期至新元古代中期与Rodinia超大陆有关的广泛地质记录及丰富的研究成果（李献华等，2012; 耿元生等，2020），扬子陆块出露的与Columbia超大陆演化相关的地质记录则相对匮乏，且研究多集中在岩浆岩领域（Wu Yuanbao et al.，2012; Wang Zhengjiang et al.，2015; Wang Wei et al.，2016; Cui Xiaozhuang et al.，2019; 邓奇等，2020），而与盆地演化密切相关的地层系统的研究则相对薄弱。
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研究表明，目前整个华南只有扬子陆块西南缘出露较为连续的中元古代早中期的地层，这些地层以河口群、东川群为代表，且蕴藏着丰富的铁铜矿资源，是揭示超大陆形成演化和探究成矿规律的重要载体，但其沉积时代、序列演化和形成的大地构造背景还存在诸多争议，如① 拉拉地区河口群与黎溪地区原通安组（后被划入河口群）的对比关系（李复汉等，1988; 四川省地质矿产局攀西地质大队区调二队，1995❶; 阚泽忠等，1999; 任光明等，2014）; ② 河口群及其相当地层的形成时代（Greentree et al.，2006; 耿元生等，2017; Zhu Zhimin et al.，2018a; 王伟等，2019; Lu Guimei et al.，2019; Fan Hongpeng et al.，2020），特别是顶部还缺乏有效的年龄约束（耿元生等，2017; 王伟等，2019）; ③ 河口群、东川群和原通安组形成的大地构造背景，是陆内裂谷、陆间裂谷、还是弧相关环境（华仁民，1990; 周家云等，2011; Chen et al.，2013; Wang Wei et al.，2014a，2014b; Zhu Zhimin et al.，2018a）?
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近年来，洋板块地质学在深入认识区域地质演化中发挥了重要作用（例如任飞等，2017; 李廷栋等，2019; 张克信等，2021），通过对造山带中古洋板块和蛇绿岩等的识别和研究，再造大洋岩石圈板块从洋中脊形成到海沟俯冲消亡、转换成陆的地质作用全过程（张克信等，2016，2020; 潘桂棠等，2019; 肖庆辉等，2021）。需要指出的是，洋板块中的地质体绝不仅仅只是洋底火山-沉积岩系，还包括大陆边缘盆地的地层，以及相关岩浆岩、变质岩等建造组合的综合研究。任光明等（2017）首次报道了四川会理地区桃树湾1375±7 Ma辉长岩，认为其形成于洋内弧环境，属于菜子园蛇绿混杂岩的一部分，为认识扬子陆块西南缘区域地质演化提供了新的思路。
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本文对河口群长冲组石榴子石云母片岩样品进行了锆石U-Pb年代学和Hf同位素研究，目的在于① 重新限定河口群及其相当地层的形成时代; ② 从“洋板块地质”的视角重新厘定河口群、东川群和原通安组的构造属性，探讨扬子陆块西南缘中元古代早中期盆地演化过程。另外，还首次获得了河口群锆石的变质年龄，从而为进一步认识区域构造演化与成矿提供新的约束。
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1 区域地质概况及样品特征
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扬子陆块北部以秦岭-大别-苏鲁造山带为界、西北部以龙门山断裂为界、西南部以哀牢山-红河断裂为界、东南部以江南造山带为界，分别与华北克拉通、松潘-甘孜地体、印支地块及华夏块体相邻（图1a），广泛出露前寒武纪岩石，是我国重要的前寒武纪块体之一（Zhao Guochun et al.，2012; Cui Xiaozhuang et al.，2020）。扬子陆块西南缘以出露较多的中元古代地层为特色，因受邻区三江造山带多期构造活动的影响，发育了大量近南北走向的断裂，如攀枝花-楚雄-大红山断裂、安宁河-绿汁江-希拉河断裂、汤郎-禄表-撮科断裂等（图1b），这些断裂将中元古代的地层切割错断，不同地点之间的地层由于断裂破坏出露多不连续，加之遭受多次其他地质事件的叠加改造，导致形成时代认识上的分歧和对比的混乱。
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研究区位于扬子陆块西南缘的中段北缘（图1b），区内中元古代早中期地层主要包括河口群和原通安组（现被定义为菜子园-通安蛇绿混杂岩，见讨论部分），其上为中元古界上部会理群，呈断层接触（图1b、c）。河口群主要分布于会理河口-拉拉地区，自下而上分为大营山组、落凼组和长冲组，其中大营山组主要由变砂岩、石英片岩和石英钠长岩（细碧-角斑岩）组成; 落凼组以石英片岩和石英钠长岩为主，夹云母片岩、变砂岩和凝灰岩等，是重要的含铜层位; 长冲组主要由石英钠长岩、钠长片岩、石榴子石云母片岩组成，夹碳质板岩。
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原通安组出露于关河-菜子园断裂以南，最初被划归为会理群（云南省地质局第一区域地质测量大队，1966）❷，岩性主体为一套含碳质的变沉积岩夹少量变火山岩。四川省地质局第一区域地质测量队（1970）❸将原通安组进一步划分为五个岩性段，其一至四段基本相当于东川群的因民组、落雪组、黑山组（鹅头厂组）、青龙山组（绿汁江组）（耿元生等，2012，2017; 任光明等，2014; 庞维华等，2015; 王伟等，2019）。李复汉等（1988）认为黎溪地区的原通安组与通安地区的原通安组有较大差别，并将其归入河口群，位于传统河口群的上部。1∶5万关河幅也将黎溪地区的原通安组置于河口群之上（阚泽忠等，1999），将其对比为东川群，其岩性组合包括薄层状浊积砂岩、泥页岩、碳酸盐岩夹基性火山岩等。
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本次采集的样品20LX01-TW1位于河口村西北8 km处，位于长冲组的中部，野外露头呈褐黄色（图2a），地理坐标为N 26°19′18″、E 101°57′46″。显微镜下可见岩石具斑状变晶结构、片状变晶结构，片状构造，主要由石榴子石、黑云母、白云母、石英及少量钾长石组成。石榴子石呈粒状，粒径1.2~3.5 mm，部分石榴子石中包含细粒石英呈筛状结构，石榴子石边部在退变质作用过程中转变为黑云母; 黑云母呈半自形片状，片径0.10~0.40 mm，整体连续定向排列，部分边部析出有不透明铁质组分，形成不透明金属矿物; 白云母亦呈半自形片状，局部呈片状集合体展布，片径0.10~0.48 mm，整体发育鲜艳干涉色; 钾长石呈他形板状，粒径0.10~0.16 mm，随云母定向排列; 石英呈他形粒状，粒径0.10~0.26 mm，镜下定名为石榴子石云母片岩（图2b）。
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图1 扬子陆块构造位置简图（a）（据Zhao Guochun et al.，2012; 邓奇等，2020改编）、扬子陆块西南缘元古宙地质简图（b）（据任光明等，2020改编）和研究区地质及采样位置图（c）
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Fig.1 Simplified tectonic map showing the location of the Yangtze block (a) (modified from Zhao Guochun et al., 2012; Deng Qi et al., 2020) , simplified Proterozoic geological map of the southwestern Yangtze block (b) (modified from Ren Guangming et al., 2020) and geological map and sample location in the study area (c)
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①—攀枝花-楚雄-大红山断裂; ②—安宁河-绿枝江-希拉河断裂; ③—皎平-铜厂-杨武断裂; ④—汤郎-禄表-撮科断裂; ⑤—麻塘-汤丹断裂; ⑥—小江断裂; ⑦—红河断裂; ⑧—化念-石屏-建水断裂; ⑨—米茂-峨山断裂
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①—Pangzhihua-Chuxiong-Dahongshan fault; ②—Anninghe-Luzhijiang-Xilahe fault; ③—Jiaoping-Tongchang-Yangwu fault; ④—Tanglang-Lubiao-Cuoke fault; ⑤—Matang-Tangdan fault; ⑥—Xiaojiang fault; ⑦—Red River fault; ⑧—Huanian-Shiping-Jianshui fault; ⑨—Mimao-Eshan fault
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2 分析方法
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岩石样品经破碎、淘洗、重液分离和电磁分离后，在双目镜下挑选晶形完好、具有代表性的锆石颗粒粘在树脂台上，打磨抛光，制成样靶，然后对锆石进行反射光、透射光显微照相和阴极发光（CL）图像分析，确定锆石的内部结构和成因，以选取最佳的待测锆石部位。为了保证测年结果的准确性以及实验室之间的相互验证，锆石U-Pb同位素定年分别在自然资源部沉积盆地与油气资源重点实验室（成都地质调查中心）和武汉上谱分析科技有限责任公司利用LA-ICP-MS进行了测定（下文分别以“CD”和“SP”代表这两家实验室）。其中“CD”的激光剥蚀系统为GeoLasPro 193 nm，质谱为高分辨电感耦合等离子体质谱仪ELEMENT2，实验采用高纯氦气作为剥蚀物质的载气，束斑32 μm、脉冲频率5 Hz、激光能量为70 mJ; 测试前先采用NIST610标准调谐仪器至最佳状态，使得139La、232Th信号达到最强，并使氧化物产率232Th16O/232Th ＜0.3%; 实验采用锆石标样GJ-1作为外标进行U-Pb同位素分馏效应和质量歧视的校正计算，Plěsovice锆石标样作为监控盲样来监视测试过程的稳定性。“SP”的GeolasPro激光剥蚀系统由COMPexPro 102 ArF193 nm准分子激光器和MicroLas光学系统组成，ICP-MS型号为Agilent 7700e，分析的激光束斑为32 μm，每个时间分辨分析数据包括大约20~30 s空白信号和50 s样品信号，详细的仪器参数和分析流程见Zong Keqing et al.（2017）。原位微区锆石Hf同位素比值测试在武汉上谱分析科技有限责任公司利用激光剥蚀多接收杯等离子体质谱（LA-MC-ICP-MS）完成; 激光剥蚀系统为Geolas HD（Coherent，德国），MC-ICP-MS为Neptune Plus（Thermo Fisher Scientific，德国）; 采用单点剥蚀模式，斑束固定为44 μm; 详细仪器操作条件、分析方法和参考文献可参照Hu Zhaochu et al.（2012）。
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图2 河口群长冲组石榴子石云母片岩样品20LX01-TW1野外露头（a）和正交偏光下显微照片（b）
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Fig.2 Field photograph (a) showing outcrop and photomicrograph (b) illustrating petrographic characteristics of the garnet mica schist sample20LX01-TW1 from the Changchong Formation of the Hekou Group
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Qtz—石英; Grt—石榴子石; Kfs—钾长石; Bt—黑云母; Ms—白云母
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Qtz—quartz; Grt—garnet; Kfs—K-feldspar; Bt—biotite; Ms—muscovite
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3 分析结果
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样品20LX01-TW1锆石粒度较小，部分晶体表面发育裂纹，长度一般为50~150 μm，长宽比以1.5∶1~2∶1为主。根据磨蚀程度，这些锆石可大致分为两类:第一类呈半自形至他形、次圆状至圆状的形态特征; 第二类呈自形至半自形，棱角较为分明。阴极发光图像（CL）中，大部分锆石具有核-边结构，核部一般可见岩浆结晶环带，边部多显示海绵状、斑杂状或弱分带结构（图3）。锆石 CL 结构表明核部是原岩锆石未受到变质影响的部分，边部为后期变质作用所致。核部分析点的Th/U比值除2个≤0.16外，其余在0.30~1.79之间（由于“CD”不能同时测出锆石微量元素含量，因此Th/U比值参考“SP”的数据），也指示岩浆锆石特征; 边部分析点的Th/U比值除4个≥0.19外，其余为0.01~0.05（图4），支持后期变质成因。
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在“SP”和“CD”分别对该样品进行了57和54个分析点的U-Pb年龄测定，分析结果列于附表1。在“SP”测定的分析点中，50颗锆石给出了谐和年龄。锆石核部最年轻一组207Pb/206Pb年龄的加权平均值为1476±57 Ma（MSWD=0.42，n=6）（图5a），较老的碎屑锆石具有1个峰值~2287 Ma; 此外，还有2颗锆石给出了古太古代年龄3278±46 Ma和3321±29 Ma; 锆石边部的变质年龄有2个峰值，显著峰值为~825 Ma，其206Pb/238U年龄加权平均值为824±11 Ma（MSWD=1.4，n=10）; 次级峰值为~963 Ma（图6）。在“CD”测定的分析点中，51颗锆石给出了谐和年龄。锆石核部最年轻一组207Pb/206Pb年龄的加权平均值为1466±32 Ma（MSWD=0.43，n=10）（图5b），较老的碎屑锆石具有1个明显峰值~2254 Ma; 锆石边部的变质年龄有2个峰值，显著峰值为~840 Ma，其206Pb/238U年龄加权平均值为840±11 Ma（MSWD=0.14，n=7）; 次级峰值为~885 Ma（图6）。通过数据对比可以看出，两个实验室在误差范围内相似度极高，验证了数据的可靠性。笔者将两个实验室的数据合到一起，锆石核部最年轻一组207Pb/206Pb年龄的加权平均值为1468±28 Ma（MSWD=0.40，n=16），较老的碎屑锆石显示出1个峰值~2260 Ma; 锆石边部的变质年龄有一个显著峰值，主要集中在~836 Ma，其206Pb/238U年龄加权平均值为830±8 Ma（MSWD=1.2，n=17）; 另外2个次峰在965 Ma和888 Ma左右，其206Pb/238U年龄加权平均值分别为967±15 Ma（MSWD=0.67，n=5）和887±20 Ma（MSWD=0.67，n=2）（图6）。
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图3 河口群长冲组石榴子石云母片岩样品20LX01-TW1代表性锆石CL图像（a~p）（比例尺均为50 μm，黄色圈为岩浆锆石分析点，红色虚线圈为变质锆石分析点，蓝色圈为Lu-Hf同位素分析点）
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Fig.3 Cathodoluminescence (CL) images (a~p) of typical zircon grains of the garnet mica schist sample20LX01-TW1 from the Changchong Formation of the Hekou Group (scale bar in each image is 50 μm, yellow, red dashed and blue circles are magmatic zircon U-Pb, metamorphic zircon U-Pb, and Lu-Hf isotopic analysis spots, respectively)
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对已测定年龄的55颗锆石进行了55个分析点的Lu-Hf同位素分析，结果列于附表2。12个最年轻年龄一组锆石分析点的176Hf/177Hf 比值为0.281931~0.282030，以t=1468 Ma计算出锆石对应的εHf（t）范围是0.54~4.60（图7），加权平均值为2.76±0.84（MSWD=2.4，n=12），锆石二阶段亏损地幔Hf模式年龄tDM2为2084~1863 Ma; 14颗年龄为1609~1477 Ma的锆石的176Hf/177Hf比值介于0.281797与0.282036之间，除1颗锆石给出负的εHf（t）值-2.08之外，其他对应的εHf（t）值均为正值，范围为0.24~5.90（图7），tDM2年龄范围为2269~1844 Ma; 6颗年龄介于1994~1766 Ma的锆石具有相对集中的176Hf/177Hf比值（0.281381~0.281514）和一致的负的εHf（t）值（-10.27~-1.15）（图7），对应的tDM2年龄范围为2903~2594 Ma; 21颗年龄为3354~2044 Ma的锆石的176Hf/177Hf比值介于0.280619与0.281567之间，对应的εHf（t）值范围为-4.84~4.29（图7），tDM2年龄范围为3704~2466 Ma。
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图4 河口群长冲组石榴子石云母片岩样品 20LX01-TW1锆石年龄与Th/U比值谐变图
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Fig.4 Th/U variation vs. U-Pb age diagram for the garnet mica schist sample20LX01-TW1 from the Changchong Formation of the Hekou Group
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笔者统计了扬子陆块西南缘中元古代地层中碎屑锆石εHf（t）值，可以看出有与本次样品相似的规律:在2.00~1.80 Ga期间，锆石εHf（t）值以负值为主，表明岩浆作用主要为古老地壳的再造; 而1.58~1.39 Ga的锆石εHf（t）值多为正值，且因目前区域上已发现的该期岩体以基性岩为主（任光明等，2017及未发表数据; Fan Hongpeng et al.，2013，2020），因此应是大量地幔物质的加入; 结合前人研究成果，这两个阶段可能分别对应了扬子陆块与Columbia 超大陆有关的碰撞以及裂解后洋盆的形成（图7）。
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图5 河口群长冲组石榴子石云母片岩样品 20LX01-TW1锆石U-Pb年龄谐和图（a~c）
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Fig.5 U-Pb isotopic concordia diagrams (a~c) of the garnet mica schist sample20LX01-TW1 from the Changchong Formation of the Hekou Group
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4 讨论
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4.1 河口群的沉积时限及区域对比关系的再厘定
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如前所述，河口群是扬子陆块少数保存较为完好的中元古代早中期地层之一，同时也是著名的拉拉铜矿的赋存地层，但是其沉积时限，特别是上限年龄还缺乏可靠年代学证据的约束（耿元生等，2017; 王伟等，2019）。目前可以代表河口群沉积时限的年龄数据主要集中在下部（图8），如周家云等（2011）获得河口群落凼组石英钠长岩的年龄为1680±13 Ma; 王冬兵等（2012）测得河口群下部石英角斑岩的年龄为1722±25 Ma; Zhu Zhimin et al.（2013）获得河口群落凼组凝灰质片岩的年龄为1669±6 Ma; 耿元生等（2017）报道的河口群落凼组石英角斑岩的年龄为1659±23 Ma; Chen et al.（2013）在河口群大营山组和落凼组变凝灰岩中分别获得了1708±7 Ma、1705±6 Ma和1679±13 Ma的定年结果。以上数据表明，河口群下部的沉积时限大致为1730~1650 Ma。值得一提的是，Fan Hongpeng et al.（2020）通过侵入原通安组最早一期基性岩的年龄，认为河口群、原通安组和东川群的沉积时限早于1.72 Ga。但是笔者通过野外调查发现，河口-黎溪地区的河口群和原通安组与古元古代—中元古代辉长岩多为断层的接触关系（图9a~c），而具有明确侵入关系的多为二叠纪的基性侵入岩（图9d），因此以此来限制河口群、东川群和原通安组的上限年龄不妥。
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图6 河口群长冲组石榴子石云母片岩样品 20LX01-TW1年龄分布直方图
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Fig.6 Age histograms of the garnet mica schist sample20LX01-TW1 from the Changchong Formation of the Hekou Group
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图7 扬子陆块西南缘中元古代碎屑岩中锆石年龄-εHf（t）同位素图解
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Fig.7 Age-εHf (t) isotope diagram for the zircons from Mesoproterozoic clastic rocks in the southwestern
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本文所采的石榴子石云母片岩（20LX01-TW1）是河口群的代表性岩性，其锆石核部最年轻一组207Pb/206Pb年龄的加权平均值为1468±28 Ma，代表了样品的最大沉积年龄。该样品取自河口群上部长冲组，因此河口群的顶界年龄应小于1468 Ma。
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东川群的底界年龄可以由因民组碎屑岩和凝灰岩的年代学结果来限定。Zhao Xinfu et al.（2010）和任光明等（2020）获得的因民组碎屑岩最年轻一组锆石的加权平均年龄分别为1783±19 Ma和1752±25 Ma，表明东川的底界年龄应小于1752 Ma，考虑到Zhao Xinfu et al.（2010）报道的因民组下部凝灰岩的年龄为1742±13 Ma，因此东川群的底界年龄应在1752~1742 Ma之间，与河口群的大致相当。孙志明等（2009）和Li Huaikun et al.（2013）对东川群黑山组（鹅头厂组）的凝灰岩进行了锆石U-Pb年代学研究，分别获得了1503±17 Ma、1500±4 Ma和1504±5 Ma的年龄结果，限定了黑山组的沉积时代，由于其上部还存在以白云岩为主的青龙山组（绿汁江组），因此东川群的顶界年龄应该小于1500 Ma。
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前寒武纪地层的标定和划分应以最明显的地质事件界线为依据。东川群因民组底部的角砾岩代表了最早充填于地堑盆地中心的最低层位，是裂谷系的“起点”，虽然河口群和东川群可能是不同次级盆地的产物，但是它们形成于同一个构造背景下，因此它们的起始沉积时间大致相当。任光明等（2017）报道了会理地区~1.38 Ga具洋内弧性质的辉长岩，虽然其代表了洋壳已经俯冲，但此时的盆地还在接受沉积而未关闭，因此形成于同一洋盆的原通安组和东川群（见下文讨论）的沉积上限年龄应该晚于1.38 Ga，但要早于上覆会理群的底界年龄~1.10 Ga（Cui Xiaozhuang et al.，2021）。由于河口群与东川群序列特征的差异，河口群最可能形成于相同背景下的夭折裂谷（见下文讨论），从盆地演化的角度，河口群终止沉积的时间应该更早。据此，笔者将扬子陆块西南缘以河口群和东川群为代表的中元古代早中期的地层底界年龄统一限定在~1.75 Ga，而将河口群和东川群的顶界暂定为~1.40 Ga和~1.35 Ga。
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图8 扬子陆块西南缘中元古代不同沉积部位地层序列综合柱状示意图（位置图据Wang Wei et al.，2014a修改）
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Fig.8 Schematic illustration of the unbroken Mesoproterozoic stratigraphic successions in different parts of the southwestern Yangtze block (the location illustration modified from Wang Wei et al., 2014a)
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图9 会理地区基性岩与围岩接触关系典型照片（a~d）
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Fig.9 Typical photos (a~d) of the mafic rocks and their wall rocks in the Huili area
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4.2 碎屑锆石和变质锆石的指示意义
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碎屑锆石U-Pb年龄谱对识别物源区的构造热事件至关重要，已成为沉积物源分析和地壳演化研究的重要手段（Gehrels，2014; Olierook et al.，2019; Cui Xiaozhuang et al.，2021）。本文石榴子石云母片岩样品（20LX01-TW1）的锆石核部除最年轻一组年龄1468±28 Ma被解释为样品的最大沉积年龄外，较老的碎屑锆石显示了1个峰值年龄~2260 Ma（图6），这些峰值在~2260 Ma的碎屑锆石以次棱角状至次圆状的外形为特色，反映来自距离不远的物源区。扬子陆块西缘中元古代地层以具有大量该时期碎屑锆石为特征（Zhao Xinfu et al.，2010; Chen et al.，2013; Li Huaikun et al.，2013），原被解释为来自被侵蚀殆尽的岛弧岩浆岩（Wu Yuanbao et al.，2012）或其他外来陆块（Chen et al.，2013; Wang Wei et al.，2016）。最近，Cui Xiaozhuang et al.（2019，2020）在滇中地区撮科杂岩中识别出了2.36~2.22 Ga的花岗质岩，Lu Guimei et al.（2019）在通安地区报道了~2299 Ma的辉绿岩，这些被识别的岩浆岩距研究区较近，应是峰值在~2260 Ma碎屑锆石的主要来源。值得注意的是，本次样品有2颗锆石给出了古太古代年龄3278±46 Ma和3321±29 Ma，指示扬子陆块西南缘存在古太古代地壳残余。
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笔者首次在河口群石榴子石云母片岩的锆石中获得了变质年龄，其中大部分集中在~830 Ma，少数在~967 Ma和~887 Ma（图6）。这有2种可能:一是获得的较少的~967 Ma和~887 Ma变质年龄为混合年龄; 二是锆石经历了上述3期变质作用，而~830 Ma的变质改造最为强烈。CL图像显示（图3），这些锆石变质边多显示海绵状结构，最有可能为热液侵蚀所致。如前所述，河口群和东川群发育一系列重要的Fe-Cu矿床，其中会理拉拉矿床和东川迤纳厂矿床是IOCG（铁氧化物铜金）矿床的典型代表，这类矿床的形成与热液活动关系密切，且成矿后经历了多期热液叠加作用。如拉拉矿床辉钼矿Re-Os模式年龄为988±8 Ma、835±4 Ma（Zhu Zhimin et al.，2018b），原生褐帘石的U-Pb年龄为1067±41 Ma（Chen et al.，2014），蚀变褐帘石的U-Pb年龄为878±4 Ma、853±6 Ma（Chen et al.，2014），黄铜矿-石英-碳酸盐脉的黑云母Ar-Ar 年龄为825±7 Ma、817±7 Ma（Zhou Meifu et al.，2014）; 东川迤纳厂矿床角闪岩的角闪石Ar-Ar年龄为831±20 Ma，石榴黑云母片岩的黑云母Ar-Ar年龄为851±9 Ma，黄铜矿-碳酸盐-石英脉的黑云母Ar-Ar年龄为831±9 Ma（Zhou Meifu et al.，2014）。据此推测本文锆石可能经历了~830 Ma、~967 Ma和~887 Ma3期热液的改造，而主变质期为~830 Ma。
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4.3 河口群、东川群和原通安组的构造属性
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如前讨论，河口群、东川群和原通安组是扬子陆块中元古代早中期时代相近的地层单元，然而，它们形成的环境和构造属性仍存在争论（华仁民，1990; 耿元生等，2012; Chen et al.，2013; Wang Wei et al.，2014a，2014b; 任光明等，2017; Zhu Zhimin et al.，2018a）。
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东川群出露范围较广，原始岩性组合保存的相对较好，从下至上分别为因民组、落雪组、黑山组（鹅头厂组）、青龙山组（绿汁江组）。因民组下部为一套杂基支撑的角砾岩，中上部为板岩、泥砂质白云岩，应沉积于冲洪积扇-滨浅海/潮坪环境。这种沉积序列一般形成于断陷速度极快的陆内裂谷盆地，沉积环境由陆地迅速演变为较深水盆地（Wang Jian et al.，2003）。落雪组主体为厚层-块状白云岩，夹硅质白云岩和泥砂质白云岩，代表由因民组的初始海侵碎屑岩建造变为碳酸盐岩台地沉积。黑山组以深灰至灰黑色碳质板岩为主，下部夹灰岩、泥质白云岩、硅质岩、硅质板岩，中上部夹粉砂岩和凝灰质岩，主体为半深海沉积。青龙山组主要由灰色中厚层-块状白云岩组成，底部以灰岩与下伏黑山组板岩呈整合接触，下部为含叠层石白云岩，中上部夹板岩、泥质灰岩及灰岩，此时盆地又演变为碳酸盐岩沉积海域，为统一的碳酸盐岩台地。东川群沉积序列较为完整地记录了从陆内裂谷到被动大陆边缘的演化过程。
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原通安组的一至四段一般认为与东川群的因民组、落雪组、黑山组、青龙山组相当，但野外调查发现，原通安组各个岩性段均为断层接触，虽然从岩石类型上与东川群有相似性，但未见有与因民组下部粗碎屑岩相当的陆相沉积。笔者通过菜子园—通安地区专题填图研究，原通安组主体不是一套史密斯地层，而是由不同规模的洋板岩块和变形基质共同构成的蛇绿混杂岩。识别出来的岩块包括蛇绿岩岩块、洋岛-海山岩块、洋内弧岩块等，其岩性主要为大理岩、硅质岩、蛇纹石化辉橄岩、块状辉长岩及玄武岩等; 基质主要是弧前-海沟和远洋深海沉积，普遍发生构造变形，由变粉砂岩、碳质板岩、硅质板岩、云母片岩、千枚岩等组成。结合相似的碎屑锆石谱系特征（任光明等，2020），笔者认为东川群与原通安组虽位于不同的断块，但应是同一盆地发展的产物。菜子园-通安蛇绿混杂岩的厘定表明，扬子陆块西南缘此时已经形成了成熟的大洋盆地，原通安组初始为一套洋底地层，而东川群则代表了从陆内裂谷演化到被动大陆边缘的地层序列（图8），这样的构造环境也得到了区域上同期岩浆岩和碎屑岩地球化学等研究成果的支持（如Zhao Xinfu et al.，2010; Chen et al.，2013; 王冬兵等，2013; Wang Wei et al.，2014a，2014b; Fan Hongpeng et al.，2013，2020），它们应均是与Columbia超大陆裂解有关的产物。
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从沉积时限上来看，河口群可与东川群、原通安组进行对比，但从序列上差异较大。河口群下部大营山组主要由变砂岩、石英片岩和石英钠长岩组成; 中部落凼组以石英片岩和石英钠长岩为主，夹云母片岩、变砂岩和凝灰岩等; 上部长冲组主要由石英钠长岩、钠长片岩、石榴子石云母片岩组成，夹碳质板岩。总体上由三个火山-沉积旋回组成，虽然也是向上变细的序列，但与东川群相比，底部没有砾岩出露，而且发育多套火山岩层。在上述Columbia 超大陆裂解的大背景下，河口群的沉积序列最有可能形成于裂谷盆地，但是没有演化成洋盆的夭折裂谷（图8），其下部的岩浆房有持续的岩浆源供应，因此才造成了与东川群沉积序列的巨大差异。
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通过上述各单元构造属性的厘定，结合本次锆石Hf同位素特征和前人研究成果，扬子陆块西南缘古元古代晚期—中元古代早中期的演化至少经历了4个阶段:① 碰撞造山阶段:2.00~1.80 Ga，以大量变质事件、同碰撞和后碰撞花岗岩（邓奇等，2017，2020），以及负的锆石εHf（t）值为特征（图7），是Columbia 超大陆聚合在扬子陆块的响应。② 陆内裂谷阶段:1.77~1.76 Ga，代表陆内裂谷初始岩浆活动的双峰式岩浆岩侵入（郭阳等，2014a; 杨斌等，2015）、地壳拉伸断裂; ~1.75 Ga裂谷盆地开启，其重要特征是盆地的充填从冲洪积相开始，以因民组下部粗碎屑岩为代表; 1.73~1.64 Ga，地壳持续拉伸导致裂谷盆地扩展和下部岩浆上涌，形成广泛而强烈的双峰式岩浆活动，基性岩浆岩显示较为一致的板内玄武岩的地球化学特征（Zhao Xinfu et al.，2010; Chen et al.，2013; 王冬兵等，2013; 郭阳等，2014b），盆地沉积范围快速扩大，发育了滨海相碎屑岩到台地相碳酸盐岩沉积。③ 被动大陆边缘阶段:1.58~1.39 Ga期间的岩浆活动强度相对较弱，以基性岩为主（任光明等，2017及未发表数据; Fan Hongpeng et al.，2013，2020），且锆石的εHf（t）值多为正值，部分已达到亏损地幔值（图7），表明这个时期有大量地幔物质的加入，暗示着洋中脊的打开，沉积了以碳质板岩和硅质岩为主的半深海-深海沉积，而此时以河口群为代表的夭折裂谷充填序列已停止发育。④ 洋壳俯冲消减阶段:~1.38 Ga具洋内弧性质的辉长岩表明，此时已经进入了洋壳俯冲和消减阶段，可能是Columbia 超大陆最终裂解向Rodinia 超大陆初始汇聚转换在扬子陆块的响应。
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5 结论
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（1）河口群长冲组石榴子石云母片岩的最大沉积年龄为1468±28 Ma，结合前人研究成果，将河口群和东川群的沉积时限分别限定在1.75~1.40 Ga和1.75~1.35 Ga。石榴子石二云母片岩的锆石变质边为热液蚀变所致，主变质期为~830 Ma。
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（2）锆石Hf同位素研究显示，扬子陆块西南缘在2.00~1.80 Ga期间，锆石εHf（t）值以负值为主，表明岩浆作用主要为古老地壳的再造; 而1.58~1.39 Ga的锆石εHf（t）值多为正值，且区域上已发现的该期岩体以基性岩为主，表明应有大量地幔物质的加入。
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（3）原通安组是由不同规模的岩块和基质共同构成的一套蛇绿混杂岩; 东川群与原通安组应是同一个盆地的产物，代表了从裂谷演化到大洋的盆地边缘的地层序列; 河口群与东川群的序列明显不同，但总体上也是粒度向上变细的海侵序列，在Columbia 超大陆裂解的大背景下，河口群最有可能形成于夭折裂谷。
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致谢:本文撰写得到了成都地质调查中心潘桂棠研究员和中国地质大学（武汉）张克信教授的悉心指导，匿名审稿专家也提出了中肯的修改意见，在此表示感谢。
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附件:本文附件（附表1、2）详见 http://www.geojournals.cn/dzxb/ch/reader/view_abstract.aspx?file_no=202302095&flag=1
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注释
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❶ 四川省地质矿产局攀西地质大队区调二队.1995.1∶5万关河幅区域地质调查报告.
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❷ 云南省地质局第一区域地质测量大队.1966.1∶20万永仁幅区域地质调查报告.
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❸ 四川省地质局第一区域地质测量队.1970.1∶20万会理幅区域地质调查报告.
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摘要
河口群、东川群和原通安组是扬子陆块中元古代早中期重要的地层单元,但其沉积时限和构造属性长期存在争论。本文在区域地质调查和同位素年代学研究的基础上,从“洋板块地质”的视角重新厘定了河口群、东川群和原通安组的沉积时限和构造属性。原通安组是由不同规模的岩块和基质共同构成的一套蛇绿混杂岩;东川群则较为完整地记录了从陆内裂谷到被动大陆边缘的演化过程,代表了盆地边缘的地层序列,东川群与原通安组(现定义为菜子园-通安蛇绿混杂岩)虽位于不同的断块,但应是同一盆地发展的产物;河口群与东川群、原通安组序列明显不同,但总体上也是粒度向上变细的海侵序列,并发育多套火山岩,在Columbia 超大陆裂解的大背景下,河口群最有可能形成于夭折裂谷。对采自河口群长冲组的石榴子石云母片岩进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb定年研究,绝大部分锆石具有核-边结构,核部最年轻一组207Pb/206Pb年龄的加权平均值为1468±28 Ma(MSWD=0.40,n=16),解释为原岩的最大沉积年龄;结合前人研究成果,将河口群和东川群的沉积时代分别限定在1.75~1.40 Ga和1.75~1.35 Ga。锆石边部的变质年龄集中在~830 Ma,结合海绵状结构特征,变质边最有可能是热液蚀变所致。锆石Hf同位素研究显示,扬子陆块西南缘在2.00~1.80 Ga期间,锆石εHf(t)值以负值为主,表明岩浆主要源于古老地壳的再造;而1.58~1.39 Ga的锆石εHf(t)多为正值,显示有大量地幔物质的加入。通过本次综合研究,扬子陆块西南缘古元古代晚期—中元古代早中期的演化经历了2.00~1.80 Ga碰撞造山、1.77~1.64 Ga陆内裂解、1.58~1.39 Ga洋盆形成和1.38 Ga之后的洋壳俯冲消减4个阶段,是Columbia超大陆聚合与裂解在扬子陆块的响应。
Abstract
The Tong'an Formation, Hekou and Dongchuan groups, deposited during early to middle Mesoproterozoic, are important stratigraphic units on the Yangtze block. Their depositional age and tectonic attributes, however, remain in dispute. In this study, new regional geological evidences and geochronological data allow us to redefine the depositional age and tectonic attributes of the Tong'an Formation, Hekou and Dongchuan groups using the “Ocean plate stratigraphy” theory. The Tong'an Formation is an ophiolite complex that consists of different scale blocks and strong deformed matrix. Accordingly, the Tong'an Formation has been defined as the Caiziyuan-Tong'an ophiolite mélange. The stratigraphic sequence of the Dongchuan Group records a complete evolution from the intracontinental rift to the passive continental margin, and represents the basin marginal deposits. Although it outcrops on different fault blocks with the Caiziyuan-Tong'an ophiolite mélange, they were deposited in a same basin. The Hekou Group has obviously different stratigraphic sequence from the Dongchuan Group and the Caiziyuan-Tong'an ophiolite mélange, with a transgressive sequence of sediment grain size finer upwards and several volcanic layers. The Hekou Group could have been deposited in a failed rift in the context of breakup of the Columbia supercontinent. The garnet mica schist is from the Changchong Formation of the Hekou Group. Zircon grains from the schist exhibit core-rim structures. Zircon LA-ICP-MS U-Pb dating results from the zircon cores shows that the youngest age cluster yielded a weighted mean 207Pb/206Pb age of 1468±28 Ma (MSWD=0.40, n=16), which is interpreted as the maximum depositional age of the garnet mica schist. Combined with existing geochronological data, the depositional age of the Hekou Group and Dongchuan Group were limited to 1.75~1.40 Ga and 1.75~1.35 Ga respectively. Meanwhile, the metamorphic age from zircon rims concentrated in ca. 830 Ma. The spongeous structure on zircon CL images reveals that the metamorphic rims is most likely a product of hydrothermal alteration. Zircon grains of 2.0~1.8 Ga mostly give negative εHf(t) values, indicating that the magmatism is dominated by the recycling of the ancient crust in the southwestern Yangtze Block; while zircon grains of 1.58~1.39 Ga are dominated by positive εHf(t) values, suggesting that a large amount of mantle material has entered. Our comprehensive study identified four evolution stages of the southwestern Yangtze Block during late Paleoproterozoic and early to middle Mesoproterozoic: collisional orogenesis during 2.00~1.80 Ga, intracontinental rifting during 1.77~1.64 Ga, passive continental margin basin in 1.58~1.39 Ga and subduction and extinction of the oceanic crust since 1.38 Ga.
Keywords
Mesoproterozoic ； southwestern Yangtze block ； Hekou Group ； zircon U-Pb dating ； ocean plate
