滇西瀾滄江構造帶中段中生代巖漿巖的年代學、地球化學特征及其地質意義

張菁菁，李大鵬，康 歡，耿建珍，陳 靜

(1.中國地質大學(北京)地球科學與資源學院，北京 100083；2.中國地震局 地質研究所，北京 100029；3.中國地質調查局 天津地質礦產研究所，天津 300170)

0 引 言

現今青藏高原及其周緣是多個源自東岡瓦納陸緣的微陸塊在持續近400 Ma的多期特提斯洋俯沖增生、碰撞拼合而形成的[1]。研究表明，分隔青藏高原腹地南、北羌塘地塊間的龍木錯—雙湖縫合帶[2]及滇西三江地區保山與思茅地塊之間的瀾滄江構造帶[3-4]均代表了古特提斯洋主洋盆東向俯沖消減并最終閉合的位置。該帶可向南一直延伸至泰國Chiang Mai和Chanthaburi縫合帶，并最終南連東南亞馬來半島Bentong-Raub縫合帶[5](圖1)。在滇西瀾滄江構造帶南段以及青藏高原腹地龍木錯—雙湖構造帶內均完好地保存了包括蛇綠混雜巖及與主洋俯沖消減及閉合相關巖漿巖在內的大量古特提斯主洋演化記錄[2,4,6-8]。但相關的巖漿作用在瀾滄江構造帶中北段的研究鮮有報道。加上滇西地區強烈的新生代變形改造[9-12]，導致區域構造格架劃分產生了分歧[13]，嚴重影響了區域構造單元的劃分以及對古特提斯洋域演化的理解，阻礙了對青藏高原發展演化的認識。

本文報道了我們最新在西南三江地區瀾滄江構造帶中段崇山變質帶內發現的與古特提斯洋主洋閉合相關的一系列巖漿巖。通過對這些巖漿巖開展系統的鋯石U-Pb年代學、Lu-Hf同位素以及全巖主微量元素和Sr-Nd同位素研究，以厘清其具體的形成時代、成因及形成的構造背景。通過與瀾滄江構造帶南段廣泛發育的同時代巖漿記錄對比，結合區域已有的構造認識，為西南三江造山帶中段在古特提斯洋主洋閉合階段的構造演化提供切實的巖石學證據。

1 區域地質背景及樣品

(a)東南亞構造輪廓；(b)三江地區構造格架，包括三江地區主要構造單元及研究區位置(修改自Wang等[11])；SMT.思茅地塊；ALSS.哀牢山縫合帶；JSJS.金沙江縫合帶；BN.班公湖—怒江縫合帶；SB.Shan Boundary縫合帶；NS.Nan-Uttaradit縫合帶；SMS.松馬縫合帶；LTB.瀾滄江構造帶；CMB.崇山變質帶；RRF.紅河斷裂；JF.嘉黎斷裂；XF.鮮水河斷裂；GF.高黎貢斷裂；SGF.Saging斷裂；LF.龍門山斷裂。圖1 三江地區地質簡圖Fig.1 Geological sketch of the Sanjiang area

三江地區印支地塊東西兩側分別發育了代表古特提斯洋分支洋盆(哀牢山構造帶)和主洋盆(瀾滄江構造帶)的兩條構造帶(圖1)。瀾滄江構造帶內發育了代表古特提斯洋主洋完整演化的一系列地質記錄，主要包括：(1)代表洋盆打開及發育階段的大量泥盆紀至二疊紀混雜堆積、蛇綠巖套，洋中脊及洋島玄武巖，淺海相碳酸鹽巖及深海沉積巖[14]；(2)代表大洋俯沖階段的～279 Ma和～242 Ma雙江藍片巖(藍閃石40Ar/39Ar年齡)[4]，～260 Ma 粟義鎂鐵質藍片巖(鋯石U-Pb年齡)[15]，270～264 Ma的大勐芒關SSZ型蛇綠巖(鋯石U-Pb年齡)[16]和超過400 km的島弧火山巖帶[4]；(3)代表洋盆閉合及陸陸碰撞階段的出露于臨滄—白馬雪山地區～230 Ma的臨滄花崗巖基[6]及同時代火山巖(如～231 Ma 流紋巖)[9]；(4)代表碰撞后伸展階段的晚三疊世(～210 Ma)鎂鐵質-中性侵入體及雙峰式火山巖(如攀天閣組和小定西組)[4,9]。

(a)露頭上的巖性接觸關系；(b)典型糜棱巖化花崗巖的手標本；(c)閃長巖的變余半自形細粒粒狀結構，局部糜棱結構；(d)糜棱巖化花崗巖的糜棱結構；Pl.斜長石；Am.角閃石；Bi.黑云母。圖2 崇山變質帶典型巖石樣品野外及鏡下特征Fig.2 Field occurrence and microscopic characteristics of representative samples in the Chongshan metamorphic belt (CMB)

崇山變質帶位于瀾滄江構造帶中段(圖1)，帶內不連續發育一套自新元古代至白堊紀沉積[5]，且區域上與瀾滄江構造帶南段、思茅地塊東側哀牢山構造帶內同時代地層可以對比[17]。不同時代(早古生代、印支期、早侏羅世、晚白堊世以及新生代)中酸性巖漿巖侵入這些沉積地層中。最近，在新元古代沉積層中發現的二長花崗巖捕虜體獲得了～867 Ma的結晶時期巖漿鋯石U-Pb年齡，為區內最老的巖漿記錄[5]。這些區內發育的沉積巖和巖漿巖在強烈的新生代剪切構造作用下[9]，形成了一系列從碎裂巖、初糜棱巖、糜棱巖到超糜棱巖變形程度不等的變質巖，稱為崇山雜巖。構造和運動學分析表明，崇山變質帶北段以右旋走滑為主，而中、南段以左旋走滑為主[18]。

本文研究的巖石樣品共11件，其中8件用于鋯石年代學分析，用于全巖化學分析樣品11件，主要集中于崇山變質帶中、南段瓦窯鎮和老窩—核桃坪兩個剖面上(圖1)。露頭上清晰可見不同巖性巖石的接觸關系(圖2(a))，大部分侵入體糜棱巖化明顯(圖2(b))。閃長巖主要由斜長石(～45%)、石英(～6%)、角閃石(～35%)、單斜輝石(2%～3%)以及少量黑云母組成(圖2(c))?；◢弾r主要由斜長石(～40%)、鉀長石(～20%)、石英(20%～25%)、白云母(0～5%)和少量黑云母(1%～2%)組成。這些巖石顯微鏡下均顯示變余細粒半自形粒狀結構至超糜棱結構不等程度的變形(圖2(c)，(d))。

2 分析測試方法

全巖樣品在分析前進行顯微鏡礦物組成與結構觀察，挑選未蝕變、風化的樣品做進一步分析。適合分析的11件全巖樣品手工粗碎至1～2 cm，選出大約100 g，用無污染剛玉碎樣機粉碎至200目，以備主量、微量元素與Sr-Nd同位素組成分析。主量元素在澳實分析檢測有限公司由XRF分析，其中Fe2+由化學滴定法測定(樣品CS1901、CS1902、CS1902-1、CS1910未測量Fe2+)，準確度與精密度優于5%。微量元素分析在南京聚譜檢測科技有限責任公司進行，由帶鋼套的聚四氟乙烯密封溶樣罐溶解樣品后在ICP-MS上進行含量測定，分析精度優于8%。全巖樣品的Sr-Nd同位素測量在中國地質科學院地質與地球物理研究所Finnigan MAT262熱離子質譜儀以及Nu Plasam HR MC-ICP-MS上進行。Sr-Nd同位素質譜分析的分餾校正標準化至88Sr/86Sr=8.375 21和146Nd/144Nd=0.721 9。87Sr/86Sr同位素SRM987 SrCO3標樣以及143Nd/144Nd同位素JMC Nd2O3標樣測定結果分別為0.710 238±12 (2σ)和0.511 126 ±10 (2σ)，在誤差范圍內與其推薦值一致，且88Sr/86Sr和146Nd/144Nd精確度優于0.000 015。全巖87Rb/86Sr和147Sm/144Nd比值應用ICP-MS測量獲得的Rb、Sr、Sm和Nd含量進行計算。具體的實驗流程見何學賢等[19]。

8件定年樣品中鋯石礦物通過常規重液及磁選分選后，>25 μm鋯石無磁性組分經過手工挑選獲取。每件樣品中選擇約200個鋯石顆粒在北京中科礦研檢測技術有限公司進行制靶、透反射光及陰極發光拍照，具體方法參照宋彪等[20]。鋯石U-Pb年齡測定使用的中國地質科學院礦產資源研究所LA-Q-ICP-MS激光剝蝕系統及MC-ICP-MS詳細運行條件和數據獲取方法見侯可軍等[21]。實驗過程中，激光束斑直徑大小為30 μm，U-Pb定年外標選擇GJ-1(～609 Ma，U、Th含量分別為230 μg/g和15 μg/g)[22]，微量元素含量校正選用NIST SRM610[23]。分析過程中204Pb檢測信號極低，但206Pb/238U比值高，因此無需校正鋯石普通鉛含量。Ple?ovice鋯石作為未知樣品同時進行監測，定年實際獲得的206Pb/238U年齡為(337±4)Ma (2σ,n=21)，與樣品的推薦年齡(337.13±0.37)Ma (2σ)[24]在誤差范圍內一致。數據離線處理方法應用ICP-MS Data Cal進行[21,23]，年齡計算選擇Isoplot軟件進行[25]，加權平均年齡誤差是由誤差傳遞計算獲得，結果比Isoplot計算誤差平均大一倍以上。定年后，已知年齡樣品同一結構域鋯石Lu-Hf同位素分析在中國地質調查局天津地質礦產研究所同位素實驗室的LA-MC-ICP-MS上進行。數據獲取方式參見耿等[26-27]。鋯石Hf同位素分析束斑直徑為約35 μm。分別采用176Lu/175Lu=0.026 58和176Yb/173Yb=0.796 218校正同量異位素176Lu和176Yb對176Hf的干擾[28]。對于質量偏移校正，應用指數定律將Yb同位素比值校正至172Yb/173Yb=1.352 74，Hf同位素比值校正至179Hf/177Hf=0.732 5，并假定Lu與Yb質量偏移行為相同，質量偏移校正方法詳見Geng等[27]。GJ-1鋯石作為參考標準在實驗過程中獲得的平均176Hf/177Hf比值為0.282 010±0.000 02(2σ,n=16)，與GJ-1推薦值0.282 013±19 (2σ)在誤差范圍內一致[28]。

3 結 果

3.1 鋯石U-Pb年齡及Hf同位素

共選擇區域上8件巖漿巖進行了鋯石U-Pb年齡測定(表1)，包括3件閃長質巖石(CS1603、CS1704、CS1910)和5件花崗質巖石(CS1702、CS1704-1、CS1901、CS1902-1、CS1603-1)進行U-Pb鋯石測年，并選擇其中5件樣品CS1603、CS1603-1、CS1702、CS1704、CS1704-1進行同一結構域的鋯石Hf同位素分析(表2)。

表1 崇山變質帶閃長質和花崗質巖石樣品及鋯石U-Pb年齡結果Table 1 Zircon U-Pb isotopic data for the dioritic and granitic samples in the CMB

(續)表1 崇山變質帶閃長質和花崗質巖石樣品及鋯石U-Pb年齡結果(Continued)Table 1 Zircon U-Pb isotopic data for the dioritic and granitic samples in the CMB

(續)表1 崇山變質帶閃長質和花崗質巖石樣品及鋯石U-Pb年齡結果(Continued)Table 1 Zircon U-Pb isotopic data for the dioritic and granitic samples in the CMB

表2 崇山變質帶閃長質和花崗質巖石樣品鋯石Lu-Hf同位素數據Table 2 Zircon Lu-Hf isotopic data for the dioritic and granitic samples in the CMB

閃長質巖石樣品CS1603中鋯石長寬比為1.5:1～2:1(圖3(a))，大部分鋯石存在核-邊結構，暗示其復雜的生長歷史。對鋯石中具明顯震蕩環帶的結構域進行19個點的U-Pb年齡測試，其Th/U比值為0.35～0.99。20個測點的年齡可分為4組：其中9個最年輕的測點形成一個群組，206Pb/238U加權年齡為(228±5)Ma；6個測點可得到更老的206Pb/238U加權年齡(272±5)Ma；還有4個成群年齡測點顯示更老的206Pb/238U加權年齡為(302±5)Ma，最老的1個測點位于鋯石核部，其206Pb/238U年齡為394 Ma。鋯石CL結構及Th/U比值揭示這些鋯石均為巖漿鋯石，因此最年輕的年齡組揭示該樣品的形成年齡為～228 Ma，其他更老的年齡為巖漿結晶前的捕獲鋯石年齡。其中4個結晶期鋯石同一結構域εHf(t)值為+3.7～+5.0，3個～272 Ma的測點εHf(t)值為+7.3～+8.9，2個～302 Ma的測點εHf(t)值為+4.3和+6.5。

花崗質巖石樣品CS1603-1中鋯石長寬比近2:1(圖3(b))，部分顆粒(#4)存在暗色的變質邊。對其中17顆鋯石進行U-Pb年齡測試，其Th/U比為0.47～1.01。其中11個具有明顯震蕩環帶的測點(#4)形成一個群組，其206Pb/238U加權年齡為(226±5)Ma，代表巖漿結晶的年齡。另外6個測點獲得206Pb/238U年齡為87～181 Ma，部分鋯石存在變質邊，暗示這些更為年輕的年齡代表巖漿結晶后的熱擾動。對7個巖漿期鋯石結構域進行Hf同位素分析，其εHf(t)值為+6.7～+11.2(圖4(a))。

加權平均年齡誤差是由誤差傳遞計算獲得，結果比Isoplot計算誤差平均大一倍以上。圖3 崇山變質帶中生代巖漿巖鋯石U-Pb年齡諧和圖Fig.3 Concordia diagrams of zircon U-Pb ages for the Mesozoic magmatic rocks in the CMB

花崗質巖石樣品CS1702中鋯石長寬比近似于1.5:1～2:1(圖3(c))，CL照相揭示其復雜的核-邊結構，其中大部分鋯石存在呈明顯震蕩環帶的邊部和暗色的核部(如#5)。對該樣品鋯石共進行了26個測點的U-Pb定年。測點年齡均分布于230～885 Ma，代表巖漿結晶前的捕獲鋯石年齡，且明顯存在～240 Ma(19個點，206Pb/238U=(240±6)Ma，Th/U=0.12～0.58)和～875 Ma(7個點，206Pb/238U=(875±15)Ma，Th/U=0.36～1.00)的兩期捕獲鋯石，暗示古老巖漿巖對花崗質樣品的成巖貢獻。9個～240 Ma鋯石結構域的εHf(t)值為-3.5～+3.0(圖4(a))。

(a)鋯石εHf(t)值vs.鋯石U-Pb年齡，DM代表虧損地幔，DM的εHf同位素組成由大洋中脊玄武巖確定[29]，AM為平均弧幔，AM的εHf現今值由現代島弧玄武巖母巖漿平均值(～13.3)獲得 [30-31](修改自Griffin等[32])；(b)全巖樣品Sr-Nd同位素特征(修改自Cai等[33]，Wang等[34])。圖4 崇山變質帶中生代巖漿巖Sr-Nd-Hf同位素特征Fig.4 Sr-Nd-Hf isotopic characteristics of the Mesozoic magmatic rocks in the CMB

花崗質巖石樣品CS1704中鋯石的長寬比近似于1.5:1～2:1(圖3(d))，絕大部分樣品具有明顯的震蕩環帶(如#3)，少數樣品存在復雜的核-邊結構。對該樣品一共進行了15點的U-Pb年齡測試，其Th/U比值為0.12～0.56。其中9個位于震蕩環帶結構的測點形成一個群組，其206Pb/238U加權年齡為(211±5)Ma，代表巖漿結晶的年齡。另外5個測點獲得了更老的206Pb/238U 年齡，分布于246～880 Ma，代表捕獲鋯石年齡。1個位于暗色變質邊部鋯石獲得了更為年輕的206Pb/238U 年齡，代表巖漿結晶時期后的熱擾動。其中7個巖漿期鋯石同一結構域Hf同位素分析表明其εHf(t)值為-12.0～-21.0(圖4(a))。

花崗質巖石樣品CS1704-1中鋯石長寬比為1.2:1～1.5:1(圖3(e))，鋯石存在明顯的暗色變質邊，且絕大部分顆粒存在板狀環帶或震蕩環帶(如#3)。對其中鋯石進行了19個測點的U-Pb年代學分析，有16個位于巖漿鋯石結構域的樣品Th/U比值為0.14～0.55，其206Pb/238U加權年齡為(210±9)Ma，代表巖漿結晶年齡。另外2個位于鋯石核部的測點獲得了更老的206Pb/238U 年齡，代表捕獲鋯石年齡。1個位于暗色變質邊部的鋯石獲得了更為年輕的206Pb/238U 年齡，代表巖漿結晶期后的熱擾動。其中對巖漿結晶期鋯石在同一結構域獲取了11個Hf同位素測點，其εHf(t)值為-8.4～-17.2(圖4(a))。

花崗質巖石樣品CS1901中鋯石長寬比近似于2:1，大部分鋯石具有板狀環帶或震蕩環帶(如#10，圖3(f))。對其中鋯石進行了20個測點的U-Pb年代學分析，其Th/U比為0.11～0.82。其中9個在震蕩環帶或板狀環帶區域鋯石測點形成一群，其206Pb/238U加權年齡為(219±5)Ma，代表巖漿結晶的年齡。此外，7個測點還獲得了更老的206Pb/238U年齡(271～2 586 Ma)，代表捕獲鋯石的年齡。還存在4個測點相對于結晶年齡較年輕，代表巖漿結晶期后的熱擾動。

花崗質巖石樣品CS1902-1中鋯石長寬比近似于2:1～3:1，并具有明顯的震蕩環帶(如#6，圖3(g))。對其中鋯石進行了12個測點的U-Pb年代學分析，其Th/U比為0.12～0.81，表明鋯石的巖漿成因。這些鋯石測點的206Pb/238U加權年齡為(223±5)Ma，代表其巖漿結晶的年齡。

閃長質巖石樣品CS1910中鋯石長寬比近似于2:1(圖3(h))，相對于花崗質巖漿具有更加寬緩的環帶結構(如#1)。對樣品鋯石中11個環帶結構發育位置進行了U-Pb年齡測定，其Th/U比值為0.30～0.45，206Pb/238U加權平均年齡為(216±5)Ma，代表巖漿結晶年齡。

3.2 全巖地球化學特征

11件代表性樣品的地球化學特征表明其主要為閃長巖及花崗巖類(圖5(a))。3件閃長質巖石(CS1603、CS1704、CS1910)具有低SiO2(60.38%～61.98%)、低K2O(1.64%～2.71%)、高Al2O3(15.27%～16.59 %)、高TiO2(0.73%～1.00%)以及較高的TFe2O3(6.15%～7.77%)和MgO含量(2.69%～4.27%)(圖5(b))。閃長巖Mg#值(Mg#=[MgO/(MgO+ TFe2O3)]×100)為44～52(表3)。

表3 崇山變質帶閃長質和花崗質巖石樣品主量元素分析結果(wB/%)Table 3 Analysis results of major elements for the dioritic and granitic samples in the CMB(%)

3件閃長質巖石具有相似的REE分布型式，均富集輕稀土((La/Sm)N=3.17～4.38)，重稀土曲線較為平坦((Gd/Yb)N=1.10～2.31)，且具有弱的負Eu異常(Eu/Eu*=0.68～0.79，圖6(a))。而且，3件閃長質巖石明顯虧損Nb、Ta、Ti及Sr元素，富集Pb元素(圖6(b))，且具有低Cr/Th比值(5.53～16.38)和Sr/Y比值(0.2～0.3，除CS1704外)(表4)。

根據花崗質巖石樣品的地球化學特征，可將其分成兩類。其中6件樣品(CS1702、CS1704-1、CS1707、CS1901、CS1902和CS1902-1)為強過鋁質(A/CNK>1.1，圖5(c))，具有高K2O、低Na2O(圖5(d))以及較低的MgO含量(圖5(b))和Mg#值，為S型花崗巖。這些花崗巖的輕稀土明顯富集((La/Sm)N=3.05～5.47)，重稀土曲線平坦((Gd/Yb)N=1.22～2.25)，且具有明顯的負Eu異常(Eu/Eu*=0.19～0.46，圖6(c))。此外，這些樣品明顯虧損Nb、Ta、Ti及Sr元素，富集Pb元素(圖6(d))，且具有極低的Cr/Th比值(0.03～2.92)和高Sr/Y比值(1.30～8.56)(表4)。

表4 崇山變質帶閃長質和花崗質巖石樣品微量元素含量(wB/10-6)Table 4 Trace element contents for the dioritic and granitic samples in the CMB (10-6)

2件樣品(CS1601和CS1603-1)為弱過鋁質(A/CNK<1.1，圖5(c))，具有相對更低的K2O含量和K2O/Na2O比值(圖5(d))以及更高的MgO含量和Mg#值(圖5(b))，表現出I型花崗巖的特征。這2件樣品具有相對更弱的輕稀土富集程度((La/Sm)N=2.90～3.62)和更弱的負Eu異常(Eu/Eu*=0.61～0.68，圖6(c))，但同樣虧損Nb、Ta、Ti及Sr元素，富集Pb元素，且具有高Sr/Y比值(4.39～19.48，圖6(d))。

對2件花崗質巖石進行Sr-Nd同位素測試，(87Sr/86Sr)i比值變化較大(0.708 40～0.713 249，表5)，但Nd同位素組成相對集中(εNd(t)=-0.66～0.72，圖4(b))。

表5 崇山變質帶閃長質和花崗質巖石Sr-Nd同位素組成Table 5 Sr-Nd isotopic compositions for the dioritic and granitic samples in the CMB

4 討 論

4.1 崇山變質帶中生代巖漿巖成因

3件閃長質巖石樣品的MgO含量和Mg#值(44～52)相對較高，部分樣品高于鎂鐵質地殼物質的熔體(圖5(b))，結合其較高的Cr含量(65～152 μg/g)，暗示幔源物質的貢獻。然而，閃長質巖石樣品明顯存在多期捕獲鋯石，如閃長質巖石樣品CS1603中具有明顯成群的，且εHf(t)值均為正值的晚古生代捕獲鋯石群(圖3，圖4(a))，暗示該期次以增生為主的殼源巖漿巖對其成巖的貢獻；閃長質巖石樣品CS1704中具有明顯離散的捕獲鋯石(246～880 Ma)，其巖漿期鋯石表現出明顯富集的εHf(t)值(-12～-21)，暗示殼源碎屑巖物質對其成巖的貢獻。結合樣品中明顯高的Th含量(7.8～12 μg/g)，均說明這些閃長質巖石雖然具有較一致的形成時間(211～228 Ma)，卻是少量幔源物質對不同類型地殼物質混合的復雜產物。

(a)閃長質巖石REE模式圖；(b)閃長質巖石不相容元素配分曲線；(c)花崗質巖石REE模式圖；(d)花崗質巖石不相容元素配分曲線(球粒隕石標準值以及原始地幔值均來自Sun等[36])。圖6 崇山變質帶中生代巖漿巖微量元素特征Fig.6 Trace element characteristics of the Mesozoic magmatic rocks in the CMB

與閃長質巖石相似，2件I型花崗巖樣品同樣表現出高MgO、低K2O含量及相對于S型花崗巖更弱的輕稀土富集程度及負Eu異常(圖5，圖6)。結合閃長巖與I型花崗巖幾乎一致的全巖εNd(t)值(-0.66和0.72)，I型花崗巖中不含捕獲鋯石(CS1603-1，圖3(b))，在露頭尺度上I型花崗巖與閃長巖的漸變過渡關系和相同的形成時間(CS1603和CS1603-1，圖2和圖3(b))，以及I型花崗巖與閃長巖線性相關的主量元素協變關系(圖5(b))，均暗示了這些在崇山變質帶內出現的少量I型花崗巖為閃長質巖漿分異產物。

同時代(210～223 Ma)S型花崗質巖石均顯示出與雜砂巖熔融熔體特征一致的主量、微量元素特征(圖7(a)—(c))。而且，絕大部分S型花崗巖中含有明顯離散的捕獲鋯石(如CS1702中捕獲鋯石年齡為250～3 256 Ma，圖3(c))，同樣暗示殼源碎屑巖的物質貢獻。結合其相對更富集的結晶期鋯石的εHf(t)值(-8.9～-17.2，圖4(a))、高K2O含量和K2O/Na2O比值，以及明顯的負Eu異常和輕稀土富集特征，均暗示這些S型花崗巖主要源自殼源碎屑沉積巖的部分熔融。

(a)w(Rb)/w(Sr)vs.w(Rb)/w(Ba)(修改自Qi等[49-51]，Wang等[34])；(b)w(CaO)/w(TFe2O3+MgO+TiO2)vs.w(CaO+TFe2O3+MgO+TiO2)(修改自Sylvester[52])；(c)w(Al2O3)/w(TFe2O3+MgO+TiO2)vs.w(Al2O3+TFe2O3+MgO+TiO2)(修改自Wang等[53])；(d)w(La/Yb)N vs.w(Yb)N(修改自Moyen等[54])。圖7 崇山變質帶中生代花崗質巖石成因判別Fig.7 Petrogenesis discriminations of the Mesozoic granitic rocks in the CMB

4.2 崇山變質帶中生代巖漿作用構造意義

古特提斯洋的主洋被認為在印支期縫合于龍木錯—瀾滄江一帶，并以北羌塘至印支東部發育的大量二疊紀至三疊紀俯沖及碰撞巖漿記錄和變質記錄為主要標志[37]。在北羌塘地體[38-41]及瀾滄江構造帶南段[42-43]均存在大量與該期構造事件相關的巖漿作用(如南瀾滄江構造帶火山巖[9,44-46]及臨滄花崗巖基[6,47-48])。然而，瀾滄江構造帶中段與之相關的巖漿活動鮮有報道，以至于部分學者認為有必要重新劃分區域巖漿弧的時空分布及構造演化模型[13]。

本文在瀾滄江構造帶中段崇山變質帶內新發現的這些印支期巖漿巖形成年齡集中于228～210 Ma(圖3)，主要由閃長質及花崗質巖石組成(圖4，圖5)。其巖性組合、主要地球化學特征及不同巖石成因均與西南三江造山帶南段巖漿作用可以類比[6,9,46,48-49,52-54]。瀾滄江構造帶南段沉積學、生物地層學、構造地質學、巖石學、地球化學及年代學等多方面研究證據表明古特提斯洋的主洋從俯沖至Sibumasu與印支地塊拼合的轉化發生在～237 Ma，237～230 Ma和230～200 Ma分別代表區域同碰撞及后碰撞作用時間[46]。而這些在瀾滄江構造帶中段崇山變質帶中新發現的228～210 Ma巖漿巖的巖石組合、地球化學特征及關鍵同位素證據(圖8)均與南段后碰撞巖漿記錄吻合，因此為古特提斯洋閉合過程中區域巖漿-構造響應提供了關鍵的巖石學證據。

圖8 滇西瀾滄江構造帶古特提斯洋演化相關火成巖的全巖εNd(t)值(a)及鋯石εHf(t)值(b)隨時間變化規律(修改自Wang等[37])Fig.8 Evolution of whole-rock εNd(t)values (a)and zircon εHf(t)values (b)through time for the igneous rocks related to the evolution of the Paleo-Tethyan ocean in the Lancangjiang tectonic belt

5 結 論

通過對滇西三江崇山變質帶印支期巖漿巖開展系統的鋯石U-Pb年代學、Lu-Hf同位素以及全巖主微量元素和Sr-Nd同位素研究，結合區域已有研究，得到如下主要認識。

(1)鋯石U-Pb定年揭示瀾滄江構造帶中段崇山變質帶閃長巖、花崗巖樣品的結晶年齡為印支期(228～210 Ma)。

(2)依其主要的地球化學特征，區域印支期巖漿記錄主要可以分為閃長巖、I型花崗巖以及S型花崗巖。這些巖漿巖均具有Nb、Ta和Ti等元素的虧損。閃長巖及I型花崗巖均表現出高MgO含量、Mg#值(42～52)及較高的Cr含量，二者具有相似的全巖εNd和鋯石εHf同位素組成。S型花崗巖具有更高的K2O含量以及更富集的同位素組成。

(3)不同類型巖石的空間接觸關系、礦物學、捕獲鋯石年齡及主要地球化學特征揭示出區域閃長質巖石為少量幔源物質與不同類型地殼物質混合的復雜產物，I型花崗巖為閃長質巖漿分異產物，S型花崗巖為殼源碎屑沉積巖的部分熔融所形成。

(4)瀾滄江構造帶中段崇山變質帶內印支期巖漿記錄的巖性組合、主要地球化學特征及不同巖石成因均與南段代表古特提斯主洋末期演化巖漿記錄可以類比，是古特提斯洋閉合階段的響應。

致謝：中國地質科學院地質研究所唐索韓研究員為本論文Sr-Nd同位素測試提供了幫助，中國地質大學(北京)牛布特、徐犇研、于洋等同學具體參與了本論文樣品的采集及前期處理工作，在此表示衷心感謝。