徐文濤 劉福來** 冀磊 許王

1. 自然資源部深地動力學重點實驗室，中國地質(zhì)科學院地質(zhì)研究所，北京 1000372. 中國地質(zhì)科學院，北京 1000371.

青藏高原及其東南緣的三江地區(qū)經(jīng)歷了復雜的構(gòu)造演化，并完整保留了古特提斯洋打開-俯沖-閉合的相關(guān)地質(zhì)記錄，是研究古特提斯演化的關(guān)鍵地區(qū)之一(Metcalfe, 2013; Wangetal., 2018; Xuetal., 2020; 及其中參考文獻)。哀牢山-大象山變質(zhì)雜巖帶位于青藏高原東南緣(圖1a)，是三江地區(qū)重要的北西向造山帶(Lepvrieretal., 2011; 鐘大賚, 1998)，記錄了青藏高原東南緣古特提斯洋晚古生代的構(gòu)造演化歷史(Jianetal., 2009a; Metcalfe, 2006, 2013)。哀牢山-大象山變質(zhì)雜巖帶西側(cè)緊鄰哀牢山-馬江縫合帶，多數(shù)研究者認為西南三江東側(cè)的哀牢山-馬江縫合帶代表東古特提斯支洋(即哀牢山-馬江洋)的殘余(Chungetal., 1997; Jianetal., 2009b; Liuetal., 2012; Metcalfe, 2013; Wangetal., 2000; Yumuletal., 2008)。但是，該分支洋的演化歷史并不清楚，尤其是俯沖極性和俯沖時限存在很大的爭議。關(guān)于其俯沖極性目前主要包括三種觀點：(1)向西俯沖至思茅-印支地塊之下(Jianetal., 2009a, b; Kamvongetal., 2014; Laietal., 2014b; Liuetal., 2012, 2017b; Rogeretal., 2012; 沈上越等, 1998; 魏啟榮和沈上越, 1995; 鐘大賚, 1998)；(2)向東俯沖到華南地塊之下(Lepvrieretal., 2004; Xuetal., 2019c; Zhangetal., 2013, 2014; 段新華和趙鴻, 1981; 王曼等, 2018)；(3)雙向俯沖(Wangetal., 2018; Xiaetal., 2019; 黃潮, 2018)。引起上述爭論的主要原因是哀牢山-馬江縫合帶受到后期變質(zhì)變形作用的強烈改造，原始地質(zhì)記錄難以保留或識別。

圖1 三江地區(qū)構(gòu)造綱要圖(a, 據(jù)Deng et al., 2014; Wang et al., 2018修改)和哀牢山-大象山變質(zhì)雜巖帶區(qū)域地質(zhì)圖(b, 據(jù)Roger et al., 2012；云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1990修改) ALS-哀牢山縫合帶；CMS-昌寧-孟連縫合帶；GLS-甘孜-理塘縫合帶；InS-Inthanon縫合帶 ；JSJS-金沙江縫合帶；LTSS-龍木錯-雙湖縫合帶； NJS-怒江縫合帶；NanS-Nan縫合帶；SMS-馬江縫合帶；RRF-紅河斷裂Fig.1 Tectonic sketch map of the Sanjiang region in Southwest China (a, modified after Deng et al., 2014; Wang et al., 2018) and regional geological map of the ADB (b, modified after Roger et al., 2012; BGMRY, 1990) ALS-Ailaoshan Suture; CMS-Changning-Menglian Suture; GLS-Ganzhi-Litang Surture; InS-Inthanon Suture; JSJS-Jinshajiang Suture; LTSS-Longmucuo-Shuanghu Suture; NJS-Nujiang Suture; NanS-Nan Suture; SMS-Song Ma Suture; RRF-Red Rive Fault

近年來，研究者們在哀牢山變質(zhì)雜巖帶內(nèi)發(fā)現(xiàn)了大量早元古代-早新生代時期形成于不同構(gòu)造背景下的鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)巖石(Caietal., 2014, 2015; Liuetal., 2013, 2017a, c; Zhouetal., 2013)，為深入探討特提斯洋的演化歷史提供了可能。值得注意的是，最近有研究者在哀牢山縫合帶北東側(cè)太忠地區(qū)發(fā)現(xiàn)約261Ma的富Nb變質(zhì)玄武巖，認為該套玄武巖漿由俯沖相關(guān)的MORB巖漿與地幔柱巖漿混合后組成，形成于哀牢山洋向東俯沖過程中的弧后盆地環(huán)境(Xuetal., 2019c)，表明哀牢山縫合帶東側(cè)中二疊世晚期及其之后的巖漿事件可能普遍受到峨眉地幔柱的影響。然而，以往的研究大多認為哀牢山縫合帶及越南北部地區(qū)出露的該時期巖石均來自于峨眉山地幔柱(Laietal., 2014a; Liuetal., 2017d; Wangetal., 2007; Zhouetal., 2013)。鑒于此，準確識別該時期哀牢山-馬江縫合帶東側(cè)巖漿作用的成因和演化過程是研究東古特提斯支洋是否存在向東俯沖的關(guān)鍵。在前人研究的基礎(chǔ)上，本文對哀牢山-大象山變質(zhì)雜巖帶內(nèi)的斜長角閃巖進行了系統(tǒng)的巖石地球化學和鋯石U-Pb年代學研究，目的是對研究區(qū)內(nèi)斜長角閃巖的形成時限、成因背景進行限定，并結(jié)合哀牢山-大象山變質(zhì)雜巖帶與周圍地質(zhì)體的時空關(guān)系，對東古特提斯支洋(即哀牢山-馬江洋)的演化歷史提供重要制約。

1 地質(zhì)背景

哀牢山構(gòu)造帶位于西南三江造山系東部，是青藏高原東南緣一條重要的古特提斯構(gòu)造帶，將思茅地塊與揚子地塊分隔開來(圖1a)。該帶沿北西-南東向延伸約500km，寬20～100km，東、西兩側(cè)分別以紅河斷裂和阿墨江-李仙江斷裂為界(云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1990; 鐘大賚, 1998; 圖1b)。在哀牢山構(gòu)造帶內(nèi)，哀牢山-藤條河斷裂被認為是華南地塊與思茅-印支地塊之間縫合帶的最終閉合位置(Xiaetal., 2016; Xuetal., 2019a, b)，分隔了構(gòu)造帶東部的哀牢山深變質(zhì)帶與淺變質(zhì)帶(Fanetal., 2010; Laietal., 2014a; Xiaetal., 2019)。深變質(zhì)帶的巖石被認為歸屬元古代哀牢山群或點蒼山群，帶內(nèi)物質(zhì)成分復雜，主要由角閃巖相-麻粒巖相巖石組成(Linetal., 2012; Tangetal., 2013)，包括多個時代的侵入巖和沉積巖，因此，又被稱為哀牢山變質(zhì)雜巖帶(冀磊等, 2017; 王冬兵等, 2013)，有學者認為該雜巖可能為新元古代洋-陸轉(zhuǎn)換之后的復理石沉積+火山沉積(王鎧元, 1993)。淺變質(zhì)帶主要由古生代海相沉積地層、三疊紀帶陸相沉積地層和花崗質(zhì)巖體組成，普遍遭受綠片巖相變質(zhì)作用的改造(段新華和趙鴻, 1981)。研究表明，哀牢山深變質(zhì)帶與淺變質(zhì)帶分別隸屬于華南地塊與印支地塊(Wangetal., 2014; Xiaetal., 2016; Xuetal., 2019b)。由于新生代印度-歐亞板塊碰撞，哀牢山變質(zhì)雜巖帶作為思茅-印支板塊向東南逃逸的東側(cè)邊界，經(jīng)歷了巖石圈尺度的左行剪切運動和酸性-基性的巖漿侵入(Gilleyetal., 2003; Leloup and Kienast, 1993; Leloupetal., 1995, 2001; Tapponnieretal., 1990)。哀牢山變質(zhì)雜巖帶內(nèi)的鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)巖石廣泛出露，主要分布于元江、元陽、金平馬鞍底、勐橋等地區(qū)，這些鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)巖石通常以透鏡狀、豆莢狀或獨立的塊體產(chǎn)出，主要由角閃輝長巖、斜長角閃巖、變質(zhì)輝長巖、輝石巖和橄欖巖等組成。其中，金平等地區(qū)出露的鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)巖石形成于約260Ma，其成因被認為與峨眉山地幔柱有關(guān)(Chung and Jahn, 1995; Wangetal., 2007; Zhouetal., 2013)。而帶內(nèi)其余地區(qū)出露的鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)巖石形成時代相對復雜，包括新元古代(740～820Ma, Caietal., 2014, 2015)、晚古生代(約261Ma, Xuetal., 2019c)和中生代(68～139Ma, Liuetal., 2017a)，它們均被認為形成于弧后盆地環(huán)境。

華南地塊由揚子和華夏兩個塊體在新元古代-古生代拼合而成(Ren, 1996)，揚子地塊西緣與思茅-印支地塊接壤(圖1a)。在揚子地塊西緣廣泛出露約260～240Ma(Shellnuttetal., 2008)與地幔柱活動相關(guān)的峨眉山溢流玄武巖(Chung and Jahn, 1995; Xuetal., 2001)。系統(tǒng)的全巖地球化學和Sr-Nd同位素研究表明，峨眉山玄武巖可分為高Ti和低Ti兩類(Xiaoetal., 2004)，這些巖石在哀牢山構(gòu)造帶和越南北部地區(qū)亦有廣泛出露(Wangetal., 2007; Zhouetal., 2002)，可見，哀牢山構(gòu)造帶東部和越南北部地區(qū)的構(gòu)造巖漿活動受到峨眉山地幔柱的影響顯著(Xuetal., 2019c)。

2 樣品及巖相學特征

本文樣品主要為哀牢山-大象山變質(zhì)雜巖帶內(nèi)的斜長角閃巖，分別采自哀牢山變質(zhì)雜巖帶中東部的元江、東南部的金平勐橋和馬鞍底以及越南北部大象山變質(zhì)雜巖帶的老街和Pho Rang地區(qū)，靠近紅河斷裂(圖1b)。由于哀牢山-大象山變質(zhì)雜巖帶位于新生代思茅-印支地塊向東南方向擠出的構(gòu)造邊界位置，構(gòu)造變形強烈，斜長角閃巖與圍巖的原有接觸關(guān)系難以保存。野外地質(zhì)調(diào)查顯示，帶內(nèi)的斜長角閃巖與圍巖通常呈構(gòu)造接觸關(guān)系，元江、老街和Pho Rang地區(qū)的斜長角閃巖以透鏡體狀或條帶狀(直徑約1～10m)出露于變質(zhì)沉積巖中(圖2a, g, j)，勐橋和馬鞍底斜長角閃巖出露面積較大(長約1.5～10km，寬約0.2～2km；圖2d)，由多條北西-南東向展布的條帶狀基性-超基性巖體組成(圖1b)。它們的圍巖主要由長英質(zhì)片麻巖、含石榴石二云母片巖和大理巖等構(gòu)成，普遍受到角閃巖相-麻粒巖相的變質(zhì)作用。樣品可分為4組，第1組為元江斜長角閃巖(17HA14-6、17HA18-2)，具有中細粒變晶結(jié)構(gòu)，主要由角閃石(45%～55%)和斜長石(35%～40%)組成，部分巖石中殘留有早期的單斜輝石，次要礦物為石榴子石(5%)、石英(<5%)和黑云母(<5%)，副礦物主要為不透明的Fe-Ti氧化物及榍石等，石榴子石周圍發(fā)育明顯的白眼圈結(jié)構(gòu)(圖2b, c)。第2組為勐橋-馬鞍底斜長角閃巖(17HA77-1、17HA77-4、17HA79-1、17HA79-2、17HA79-3、17HA79-4)，呈獨立的巖體產(chǎn)出于元古代的片麻巖中，巖體中巖石類型多樣，包括中性-超基性的角閃斜長片麻巖、斜長角閃巖和角閃巖等，具有片麻狀構(gòu)造和細粒粒狀變晶結(jié)構(gòu)，主要礦物為淺綠色角閃石和斜長石，部分巖石含有角閃石的變斑晶，副礦物為榍石、金紅石及不透明Fe-Ti氧化物等(圖2e, f)。第3組和第4組采自越南北部大象山地區(qū)，其中第3組為老街-Pho Rang斜長角閃巖(19YU39-1、19YU39-2、19YU39-5、19YU45-2、19YU48-1)，主要礦物為斜長石(10%～35%)和角閃石(55%～80%)，大部分巖石樣品含有石榴石(約5%)和黑云母(約5%)，石榴石具有明顯的白眼圈結(jié)構(gòu)(圖2h)，副礦物主要為鋯石和不透明Fe-Ti氧化物，橢圓狀的鋯石呈包體出現(xiàn)于角閃石和石榴石中(圖2i)，部分巖石中含有單斜輝石，輝石部分轉(zhuǎn)變?yōu)榻情W石。第4組為Pho Rang斜長角閃巖(19YU49-1、19YU50-2)，主要由斜長石(20%～30%)和角閃石(65%～80%)組成，含少量石榴石、單斜輝石和斜方輝石，副礦物主要為榍石和不透明Fe-Ti氧化物(圖2k, l)。由于受新生代強烈的構(gòu)造剪切變形，這些斜長角閃巖與圍巖具有一致的片理狀構(gòu)造。本文中使用的礦物名稱縮寫據(jù)Whitney and Evans (2010)。

圖2 哀牢山-大象山變質(zhì)雜巖帶斜長角閃巖野外和鏡下照片 元江斜長角閃巖(第1組)野外露頭照片(a)和顯微鏡下照片(b,正交偏光；c,單偏光)；勐橋-馬鞍底斜長角閃巖(第2組)野外露頭照片(d)和顯微鏡下照片(e,單偏光；f,正交偏光)；老街-Pho Rang斜長角閃巖(第3組)野外露頭照片(g)和鏡下照片(h,單偏光；i,正交偏光)；Pho Rang斜長角閃巖(第4組)野外露頭照片(j)和鏡下照片(k-正交偏光；l-正交偏光)Fig.2 Outcrop and photomicrographs of amphibolites in the ADB Outcrop (a) and photomicrographs (b, cross-polarized light; c, plane-polarized light) of Yuanjiang amphibolites (Group 1); outcrop (d) and photomicrographs (e, plane-polarized light; f, cross-polarized light) of Mengqiao-Maandi amphibolites (Group 2); outcrop (g) and photomicrographs (h, plane-polarized light; i, cross-polarized light) of Lao Cai-Pho Rang amphibolites (Group 3); outcrop (j) and photomicrographs (k, cross-polarized light; l, cross-polarized light) of Pho Rang amphibolites (Group 4)

3 分析方法

3.1 鋯石U-Pb

選取野外采集的無礦化、無脈體的新鮮斜長角閃巖進行分析測試，鋯石分選由河北省廊坊市地質(zhì)調(diào)查研究所實驗室采用常規(guī)重液和電磁分選完成，并在雙目鏡下挑選出晶型較好，無裂隙的鋯石顆粒粘貼在環(huán)氧樹脂表面制成鋯石樣品靶，打磨拋光至鋯石中心位置。拋光后的樣品靶放置于光學顯微鏡下拍攝透、反射光顯微照片，觀察鋯石裂隙和包裹體發(fā)育情況，通過背散射(BSE)和陰極發(fā)光(CL)圖像詳細研究鋯石的晶體形貌和內(nèi)部結(jié)構(gòu)特征。

LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年測試分析在北京科薈測試技術(shù)有限公司完成，鋯石定年分析所用儀器為AnlyitikJena PQMS Elite型ICP-MS及與之配套的ESI NWR 193 nm準分子激光剝蝕系統(tǒng)。激光剝蝕所用斑束直徑為25μm，頻率為10Hz，能量密度約為2.01J/cm2，以He為載氣。LA-ICP-MS激光剝蝕采樣采用單點剝蝕的方式，測試前先用鋯石標樣GJ-1進行調(diào)試儀器，使之達到最優(yōu)狀態(tài)。鋯石U-Pb定年以標樣GJ-1為外標，微量元素含量利用NIST 610做為外標、Si做內(nèi)標的方法進行定量計算，數(shù)據(jù)處理采用ICPMSDataCal程序(Liuetal., 2010)，鋯石年齡諧合圖利用Isoplot 3.0程序完成。樣品分析過程中，Plesovice標樣作為已知樣品的分析結(jié)果為337.7±0.8Ma(n=40, 2σ)，對應的年齡推薦值為337.13±0.37Ma(2σ)(Slámaetal., 2008)，兩者在誤差范圍內(nèi)完全一致。

3.2 全巖主微量

全巖粉末(200目)制備在河北省區(qū)域地質(zhì)調(diào)查研究所完成，全巖主量和微量元素化學成分測試在廣州澳實分析檢測實驗室完成。主量元素采用X射線熒光光譜儀(XRF，型號：PANalytical PW2424)測定，依據(jù)GB/T 14506.28—2010標準，檢測項目包括Al2O3、CaO、Fe2O3、K2O、MgO、MnO、Na2O、P2O5、SiO2、TiO2等10項，測試精度優(yōu)于2%～5%。FeO采用酸消解重鉻酸鉀滴定法(Fe-VOL05)測定，依據(jù)GB/T 14506.14—2010標準，檢出下限為0.01%。微量及稀土元素采用ICP-AES(型號：Agilent VISTA)和ICP-MS(型號：Agilent 7700X)組合測試完成。依據(jù)GB/T14506.30—2010標準，測試精度優(yōu)于10%。

表1 哀牢山變質(zhì)雜巖帶斜長角閃巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年結(jié)果

續(xù)表1Continued Table 1測點號ThU(×10-6)Th/U同位素比值表面年齡(Ma)207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ-16136813421.020.050880.000790.294800.005370.041960.000392356826242652-173668570.430.052780.001070.284140.006320.039020.000383204625452472-186175871.050.049780.001280.288190.007960.041920.000391835925762652-196344551.400.056480.001710.318570.009610.041060.000464726728172593-20102910930.940.053000.000910.300500.005780.041120.000443283426752603-214945240.940.051070.001150.293480.006890.041760.000472435226152643-2231210900.290.050820.000820.294130.005000.042000.000402326926242652-2311107821.420.052430.000960.291200.006100.040220.000403064326052542-249999231.080.052390.000870.295200.005620.040810.000383023726342582-2510969581.140.050900.000920.287430.005380.040970.000362354125742592-269046021.500.050730.001070.278620.006230.039790.000372284425052522-274645790.800.049180.001160.277760.006850.040990.000441675424952593-286426181.040.052670.001250.307370.007620.042350.000453225427262673-292253420.660.051940.001940.297850.011460.041580.000412838526592633-30153211151.370.051370.000900.277450.004960.039140.00030257412494248217HA79-1(斜長角閃巖,22°47.507'N、103°30.165'E)-014208980.470.052780.001130.302140.007300.041450.000443201826862623-022422960.820.047560.001940.270580.011110.041280.00040769624392613-033336610.500.052830.001280.305440.007490.041910.000363205627162652-042646080.430.052770.001090.307260.006850.042180.000383204627252662-052413660.660.051780.001370.299580.008280.041950.000442766626662653-062262810.800.046540.002230.255150.010980.039990.000443316723192533-075757270.790.051070.001010.293240.005560.041680.000442434426142633-083775790.650.051930.001160.296110.007580.041250.000442835026362613-092713060.890.052590.001900.306210.011250.042250.000473228127192673-102764360.630.049820.001600.288700.009110.042100.000521877625872663-112593500.740.052070.001450.301360.008640.041950.000462875826772653-122064410.470.052450.001490.304200.009190.042000.000413066527072653-134295490.780.049060.001180.288040.006800.042600.000401505325752692-143944860.810.052190.001370.303050.007840.042120.000382956126962662-155186650.780.052240.001260.304540.007680.042280.000472955627062673-165728160.700.049360.001260.286340.007400.042680.000681656425662694-174646670.700.050010.001110.291480.006880.042240.000411955626052673-184584900.930.057000.001970.316350.010120.040360.000385007627982552-197448490.880.050520.000930.290150.005350.041660.000392204325942632-207487081.060.050780.001450.296550.008210.042340.000402326526462672-212887560.380.051230.001000.299140.006030.042350.000412504426652673-226088140.750.055660.001150.336980.009140.043800.000724394629572764-2381316100.500.050290.000930.295970.005290.042710.000362094326342702-242512910.860.051690.001930.299700.010610.042110.000492728526682663-253493830.910.053090.001450.317970.010630.043190.000533323128082733-262623780.690.050570.001710.294010.011160.041990.000472207826292653-271695340.320.052140.001590.297110.009320.041340.000413007026472613-282897720.370.051080.001000.292500.006930.041390.000422434426152613-293794420.860.052160.001330.293370.007820.040720.000383005726162572

圖3 元江斜長角閃巖鋯石U-Pb年齡諧合圖，示代表性鋯石CL圖像Fig.3 Zircon U-Pb concordia diagram of Yuanjiang amphibolite, showing representative zircon CL images

4 分析結(jié)果

4.1 鋯石U-Pb年代學

4.1.1 鋯石形貌及內(nèi)部結(jié)構(gòu)

元江石榴斜長角閃巖(17HA14-6)中的鋯石具有自形的長柱狀晶體外形，無色-淺棕黃色，長寬比接近1:2～1:3，明顯的巖漿震蕩環(huán)帶且環(huán)帶較寬(圖3)，為典型的基性巖漿鋯石(Corfu, 2003)。勐橋-馬鞍底斜長角閃巖(17HA77-4、17HA79-1、17HA79-4、17HA79-5)中的鋯石為淺棕黃色，分為兩種類型：一類具有自形的短柱狀晶體外形，長寬比接近1:2，較寬的巖漿環(huán)帶(圖4)；另一類鋯石粒度較粗(>200μm)，普遍發(fā)生機械破碎，具有較窄的變質(zhì)邊以及密集的巖漿環(huán)帶(圖4)。兩種類型的鋯石均為典型的巖漿鋯石(Corfu, 2003)。

圖4 勐橋-馬鞍底斜長角閃巖鋯石U-Pb年齡諧合圖，示代表性鋯石CL圖像Fig.4 Zircon U-Pb concordia diagrams of Mengqiao-Maandi amphibolites, showing representative zircon CL images

圖5 巖石系列判別圖解 (a) Nb/Y-Zr/TiO2圖解(Winchester and Floyd, 1977)；(b) AFM圖解(b, Irvine and Baragar, 1971)，TH-拉斑系列；CA-鈣堿性系列.圖7、圖9和10圖例同此圖Fig.5 Discrimination diagrams for rock types (a) Nb/Y vs. Zr/TiO2 diagram (Winchester and Floyd, 1977); (b) AFM diagram (Irvine and Baragar, 1971); TH-tholeiitic; CA-calc-alkaline. Legendes ofFig.7,Fig.9 andFig.10 are the same as in this Figure

圖6 哀牢山-大象山變質(zhì)雜巖帶斜長角閃巖球粒隕石標準化稀土元素配分模式圖(a)與原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖(b) NEB-富Nb玄武巖；HT EFB-高Ti峨眉山玄武巖；LT EFB-低Ti峨眉山玄武巖；N-MORB、E-MORB、OIB、球粒隕石和原始地幔值來源于Sun and McDonough, 1989；峨眉山玄武巖數(shù)據(jù)來源于Xiao et al., 2004；富Nb玄武巖數(shù)據(jù)來源于Xu et al., 2019cFig.6 Chondrite-normalized REE pattern (a) and primitive mantle-normalized trace elementa pattern (b) for the amphibolites in ADB NEB-Nb-enriched basalts; HT EFB-High-Ti Emeishan basalt; LT EFB-Low-Ti Emeishan basalt; N-MORB, E-MORB, OIB, chondrite and primitive mantle (PM) values from Sun and McDonough (1989); the data forEmeishan basalt from Xiao et al., 2004; the data for Nb-enriched basalt from Xu et al., 2019c

4.1.2 鋯石U-Pb年齡

17HA14-6樣品共測30顆鋯石的U-Pb年齡(表1)，其中6個分析點(02、07、10、15、17、30)可能發(fā)生Pb丟失，鋯石206Pb/238U年齡較年輕且偏離諧合曲線。剩余24個分析點給出較為一致的206Pb/238U鋯石年齡，加權(quán)平均年齡為272.5±1.7Ma(MSWD=2.3；圖3)，Th/U=1.05～3.74，為典型的巖漿鋯石，代表原巖的形成年齡。

17HA77-4樣品共測30顆鋯石的U-Pb年齡(表1)，其中18個分析點為繼承鋯石，Th/U=0.29～1.55，具有很好巖漿環(huán)帶，顏色較淺，為典型的巖漿鋯石，顯示261.2±1.5Ma的加權(quán)平均年齡(圖4a)，與峨眉山玄武巖的年齡一致(約260Ma)；另外10個分析點顯示250.4±1.5Ma的加權(quán)平均年齡(圖4b)，Th/U=0.21～1.83，解釋為原巖的形成年齡；剩余2個分析點(12、19)可能發(fā)生Pb丟失，206Pb/238U鋯石年齡偏離諧合曲線。

17HA79-1樣品共測30顆鋯石的U-Pb年齡(表1)，其中5顆鋯石(06、18、22、25、29)可能發(fā)生Pb丟失，年齡結(jié)果偏離諧合曲線，剩余25顆鋯石具有較為一致的鋯石206Pb/238U諧合年齡，加權(quán)平均年齡為265.2±1.0Ma(圖4c)，Th/U=0.32～1.06，解釋為原巖的形成年齡。

17HA79-4樣品共測30顆鋯石的U-Pb年齡(表1)，所有分析的鋯石顆粒都顯示一致的諧合年齡，加權(quán)平均年齡為266.2±1.0Ma(圖4d)，Th/U=0.28～1.46，解釋為原巖的形成年齡。

17HA79-5樣品共測30顆鋯石的U-Pb年齡(表1)，其中10顆鋯石為繼承鋯石，8顆鋯石的206Pb/238U加權(quán)平均年齡為257.9±1.6Ma(圖4f)，與峨眉山玄武巖的年齡一致(約260Ma)；另有2顆鋯石具有更老的年齡(約267Ma)，可能為該地區(qū)更早期巖漿中的鋯石。1顆鋯石(16)顯示較年輕的年齡，可能發(fā)生了Pb的丟失。剩余的19顆鋯石顯示鋯石206Pb/238U加權(quán)平均年齡為248.7±1.6Ma(圖4e)，Th/U=0.48～1.10，解釋為原巖的形成年齡。

圖7 哀牢山-大象山斜長角閃巖蝕變和變質(zhì)過程中Zr與部分稀土和微量元素活動對比圖Fig.7 Plots of selected trace elements versus Zr for the amphibolites in ADB to evaluate the mobility of these elements under different geochemical conditions during alteration and metamorphism

4.2 主、微量元素特征

4.2.1 主量元素特征

樣品的主、微量元素分析數(shù)據(jù)結(jié)果見表2，燒失量為0.08%～1.48%，顯示較弱的蝕變特征。4組樣品均具有較低的SiO2含量(40.67%～49.31%)和Na2O+K2O含量(1.90%～4.58%)，第1組和第4組斜長角閃巖具有較高的Mg#值(55.9～68.3)，較低的TiO2含量(1.16%～1.31%)。第2組和第3組斜長角閃巖具有較低的Mg#值(36.3～62.7)，第2組中的勐橋斜長角閃巖中TiO2(1.20%～1.32%)含量較低，與元江斜長角閃巖相似，而馬鞍底和第3組斜長角閃巖的TiO2(2.27%～4.31%)含量較高。Nb/Y-Zr/TiO2圖解(圖5a)顯示第1、2、4組樣品均為亞堿性系列，第3組樣品則為堿性系列巖石，AFM圖解中(圖5b)，第1組和第4組樣品落于鈣堿性系列巖石區(qū)域，第2組樣品中拉斑系列和鈣堿性系列巖石均有出露。

4.2.2 稀土與微量元素特征

本文中的樣品，根據(jù)標準化后的稀土和微量元素分配特征，可將其分為三種類型，類型1：主要為元江斜長角閃巖(第1組)和Pho Rang斜長角閃巖(第4組)，其稀土元素總量(∑REE)47.93×10-6～59.04×10-6，輕-重稀土分餾程度較低((La/Yb)PM=0.88～2.56，(La/Sm)PM=0.93～1.53)，無明顯的Eu異常(δEu=0.90～1.26)，具有平坦-輕微右傾的輕-重稀土元素配分曲線型式(圖6a)，類似于典型的富集型洋中脊玄武巖(E-MORB)(Sun and McDonough, 1989)。富集大離子親石元素Rb、Sr、Ba等，虧損Nb、Ta、Ti等高場強元素，較低的Nb/Yb(0.84～3.27)、Th/Yb(0.18～0.87)和Nb/U(8.54～24.81)比值，區(qū)別于洋中脊玄武巖(N-MORB)和洋島玄武巖(OIB)。類型2：主要為勐橋-馬鞍底斜長角閃巖(第2組)，其稀土元素總量(∑REE)27.93×10-6～54.51×10-6，輕-重稀土分餾程度較高((La/Yb)PM=3.59～7.18，(La/Sm)PM=1.07～2.04)，具有右傾的稀土元素配分曲線型式，類似于富集型洋中脊玄武巖(E-MORB)。富集Rb、Sr、Ba等大離子親石元素，明顯的Ti、Eu元素正異常，δEu=1.12～2.03，虧損Nb、Ta、Zr、Hf等高場強元素和重稀土元素(圖6a, b)。類型3：主要為大象山老街-Pho Rang斜長角閃巖(第3組)，其稀土元素總量(∑REE)176.4×10-6～307.3×10-6，輕-重稀土明顯分餾，LREE/HREE=6.02～7.79，(La/Yb)PM=7.23～10.79，(La/Sm)PM=1.90～2.38，具有顯著右傾的稀土和微量元素配分曲線形式，類似于洋島玄武巖(OIB)，富集Rb、Ba、K等大離子元素，并虧損Th、U、Sr、Zr、Hf等元素(圖6a, b)。

5 討論

5.1 變質(zhì)作用的影響

本文中的樣品均為非常新鮮的巖石，并具有較低的燒失量(0.08%～1.48%)，但樣品普遍受到低角閃巖相-高角閃巖相的變質(zhì)作用，因此，在討論其成因及構(gòu)造環(huán)境之前，仍有必要驗證是否受后期變質(zhì)作用的影響。Zr元素作為低級交代和變質(zhì)作用過程中最不活動的元素，它是判斷其他微量元素是否發(fā)生遷移的最佳指示標志(Polatetal., 2002; Wu and Zheng, 2004)。Zr與部分稀土和微量元素活動性對比圖中(圖7)，除卻Ti元素以外，其余高場強元素(HFSEs，如Nb、Ta、Hf)、稀土元素(REEs，如La、Sm、Yb、Y)等與Zr元素具有較強的相關(guān)性，表明這些元素在變質(zhì)過程中沒有發(fā)生明顯的遷移(Polatetal., 2002)。因此，本文的討論主要根據(jù)這些相對不活動元素的濃度和比值(如HFSEs、REEs、Y、Th等元素)。

5.2 巖漿演化過程

元江斜長角閃巖(第1組)是哀牢山變質(zhì)雜巖帶內(nèi)首次發(fā)現(xiàn)的中二疊世早期(約272Ma)鎂鐵質(zhì)巖石，一致的稀土元素和微量元素標準化圖，并伴隨有Nb、Ta、Ba、Th等元素的異常，表明這些斜長角閃巖并沒有受到后期作用的明顯改造，元江斜長角閃巖的地球化學特征主要受原巖源區(qū)特征及成因過程的控制(Liuetal., 2017c)。通常虧損地幔源區(qū)的巖漿的Ni>400×10-6，Cr>1000×10-6，Mg#=73～81(Litvak and Poma, 2010)，而富集地幔源區(qū)的原始巖漿的Mg#>65(Kamenetskyetal., 2001)，元江斜長角閃巖具有較低的Mg#(55.9～56.0)、Cr(141×10-6～343×10-6)和Ni(43×10-6～127×10-6)元素含量，表明巖漿演化過程中橄欖石和單斜輝石的結(jié)晶分異。Sr和Eu與斜長石相容，元江斜長角閃巖中無明顯的Sr和Eu異常，表明斜長石并沒有發(fā)生結(jié)晶分異。而Nb、Ta元素的虧損表明巖漿形成過程中伴隨俯沖帶流體的參與，類似于島弧或弧后盆地環(huán)境中形成的巖石(Laietal., 2014b)。

勐橋-馬鞍底斜長角閃巖(第2組)以低SiO2(40.67%～48.38%)、Cr(8×10-6～62×10-6)、Ni(79.3×10-6～199.5×10-6)元素含量以及Mg#值(38.5～48.0)為特征(樣品17HA77-1的Cr(870×10-6)、Ni(375×10-6)元素含量和Mg#(62.7)值較高，可能是橄欖石或單斜輝石的局部集中)。勐橋-馬鞍底斜長角閃巖樣品隨著SiO2含量的增加，Al2O3、Cr元素含量增加，CaO、MgO、FeOT、TiO2、Ni元素含量減少(圖8)，同樣表明其經(jīng)歷了橄欖石和單斜輝石的結(jié)晶分異。馬鞍底斜長角閃巖(TiO2=2.27%～3.85%，δEu=1.66～2.20)相比勐橋斜長角閃巖(TiO2=1.20%～1.32%，δEu=1.12～1.41)具有更高的Ti元素含量和Eu的正異常，表明前者在形成過程中經(jīng)歷了高Ti巖漿物質(zhì)的加入以及斜長石的結(jié)晶。而勐橋和馬鞍底斜長角閃巖同時表現(xiàn)出明顯的Nb、Ta元素負異常則說明在巖漿演化過程中伴隨有俯沖流體的交代。鋯石U-Pb定年結(jié)果顯示，勐橋和馬鞍底斜長角閃巖形成于約260Ma或含有約260Ma的繼承巖漿鋯石，該年齡與本地區(qū)廣泛出露的峨眉山玄武巖年齡一致(約260Ma)。峨眉山玄武巖分為低Ti玄武巖和高Ti玄武巖(Xiaoetal., 2004)，其中低Ti玄武巖以Ti/Y<500和TiO2=1.23%～2.23%為特征，該特征與勐橋斜長角閃巖相似，高Ti玄武巖通常Ti/Y>500，TiO2=3.58%～5.21%，類似于馬鞍底斜長角閃巖。上述特征表明，勐橋和馬鞍底斜長角閃巖原巖形成過程中可能分別混入了峨眉山低Ti和高Ti玄武巖的物質(zhì)組分，是俯沖環(huán)境下地幔楔巖石與地幔柱物質(zhì)組分相互作用的產(chǎn)物。我們注意到，類似的事件在哀牢山縫合帶北部的太忠地區(qū)也有報道，Xuetal. (2019c)對太忠地區(qū)近同期(約261Ma)富Nb玄武巖的全巖地球化學和Nd同位素研究發(fā)現(xiàn)，該玄武巖由源于俯沖帶的MORB類型玄武巖和源于地幔柱的富集組分混合形成，該模型表明哀牢山縫合帶東側(cè)晚二疊世及其之后形成的巖漿可能普遍受到峨眉山地幔柱的影響，導致同期的巖漿中不同程度的混染了地幔柱的物質(zhì)成分。

圖8 勐橋-馬鞍底斜長角閃巖哈克圖解 Am-角閃石；Ap-磷灰石；Cpx-單斜輝石；Fe-Ti-Fe-Ti氧化物；Pl-斜長石；Ol-橄欖石Fig.8 Harker diagrams for Mengqiao-Maandi amphibolites Am-amphibolite; Ap-apatite; Cpx-clinopyroxene; Fe-Ti-Fe-Ti oxide; Pl-plagioclase; Ol-olivine

大象山老街-Pho Rang斜長角閃巖(第3組)具有類似于OIB的稀土和微量元素配分曲線特征，而較低的Mg#(36.3～44.8)、Cr(31×10-6～179×10-6)、Ni(37.35×10-6～95.0×10-6)表明其巖漿演化過程中同樣經(jīng)歷了明顯的橄欖石和單斜輝石的結(jié)晶分異。由于斜長石中的Sr為相容元素，相比于典型的OIB型巖漿，適度的Sr負異常表明該組巖石巖漿演化過程中發(fā)生了斜長石結(jié)晶分異(Sun and McDonough, 1989)，但無明顯的Eu異常，可能反映了巖漿具有較高的Eu3+/Eu2+比值(Freyetal., 1993)。越南北部及哀牢山構(gòu)造帶西南部廣泛出露峨眉山玄武巖(Wangetal., 2007)，老街-Pho Rang斜長角閃巖(第3組)表現(xiàn)出高TiO2(3.28%～4.31%)、FeOT(14.90%～18.80%)、Nb/La(0.84～1.01)以及Ti/Y>500的特征，與峨眉山高Ti玄武巖(TiO2(3.65%～4.7%)、FeOT(14.11%～18.23%)、Nb/La(0.75～1.1))相似(Xiaoetal., 2004; Xuetal., 2001)。該組巖石無明顯的Nb、Ta、Th等元素異常，表明其并沒有發(fā)生俯沖流體或地殼物質(zhì)的混染。因此，本文推測該組巖石來源于均一的OIB型地幔源區(qū)，無明顯的殼幔物質(zhì)混合。

Pho Rang斜長角閃巖(第4組)具有相對較低的SiO2(46.40%～48.64%)、TiO2(1.16%～1.30%)、FeOT(11.44%～12.06%)含量，該特征與元江斜長角閃巖(第1組)類似，較高的Mg#(58.7～68.3)、Cr(390×10-6～1070×10-6)和Ni(149×10-6～356×10-6)含量同樣表明橄欖石和單斜輝石的結(jié)晶分異并不明顯，稀土和微量元素配分型式(圖5)顯示與元江斜長角閃巖相似的MORB類型，無明顯的Eu(δEu=0.90～0.98)和Sr元素異常表明巖漿演化過程中斜長石未發(fā)生明顯結(jié)晶分異，輕微的Nb、Ta負異常表明Pho Rang斜長角閃巖原巖巖漿演化過程中同樣受到俯沖作用的影響。

5.3 源區(qū)特征對比和成因聯(lián)系

不相容元素的比值(如La/Yb和Sc/Yb、Zr/Nb和Ce/Y等)通常能提供巖漿源區(qū)的屬性特征(Liuetal., 2017c)，元江斜長角閃巖(第1組)和Pho Rang斜長角閃巖(第4組)具有較低的 (La/Yb)PM(0.88～2.56)、Sc/Yb(10.41～20.44)、Zr/Nb(10.30～25.88)和Ce/Y(0.34～0.79)比值，表明它們在巖漿演化過程中地殼混染程度較弱，在(La/Yb)PM-Sc/Yb圖(圖9a)和Zr/Nb-Ce/Y圖(圖9b)中，顯示出與哀牢山構(gòu)造帶西部大龍凱-五素島弧/弧后盆地鎂鐵質(zhì)巖石相似的地球化學特征(Fanetal., 2010; Liuetal., 2017b)。勐橋-馬鞍底斜長角閃巖(第2組)的Sc/Yb(29.42～60.00)比值較為分散，(La/Yb)PM(3.59～7.18)比值較高(圖9a)，Zr/Nb(9.01～40.00)、Ce/Y(0.95～1.71)比值具有與峨眉山玄武巖一致的演化趨勢(圖9b)，同樣表明其可能受到峨眉山地幔柱的影響。老街-Pho Rang斜長角閃巖(第3組)所有樣品均投在與峨眉山玄武巖相同的區(qū)域(圖9a, b)，具有與揚子地塊西緣和越南北部地區(qū)峨眉山玄武巖相似的地球化學特征，這些特征表明它們可能來源于相同的巖漿源區(qū)。

圖9 哀牢山-大象山變質(zhì)雜巖帶斜長角閃巖巖漿演化圖 (a) (La/Yb)PM-Sc/Yb圖解(Wyman et al., 2000)； (b) Zr/Nb-Ce/Y圖解(Deniel, 1998)；(c) La/Yb-Sm/Yb圖解(Zi et al., 2010)；(d) (Tb/Yb)PM-(Yb/Sm)PM圖解(Zhang et al., 2006),源區(qū)組成為平均虧損地幔(Workman and Hart, 2005)與標準富集地幔(Ito and Mahoney, 2005)橄欖巖的1:1混合；EFB-峨眉山玄武巖；PM-原始地幔標準化數(shù)值；EFB數(shù)據(jù)來源于Wang et al., 2007; Xiao et al., 2004；大龍凱-五素鎂鐵質(zhì)巖石數(shù)據(jù)來源于Liu et al., 2017b；雙溝蛇綠巖數(shù)據(jù)來源于Hu et al., 2015; Jian et al., 2009a; Lai et al., 2014a, 圖10數(shù)據(jù)來源同此圖Fig.9 Magmatic evolution diagram for amphibolites in ADB (a) (La/Yb)PM vs. Sc/Yb diagram (Wyman et al., 2000); (b) Zr/Nb vs. Ce/Y diagram (Deniel, 1998); (c) La/Yb vs. Sm/Yb diagram (Zi et al., 2010); (d) (Tb/Yb)PM vs. (Yb/Sm)PM diagram (Zhang et al., 2006), the curves are for a source consisting of a 1:1 mix of estimated average depleted mantle (Workman and Hart, 2005) and model enriched mantle peridotite (Ito and Mahoney, 2005); EFB-Emeishan basalt; PM-primitive mantle nomalized data; the data for EFB from Wang et al., 2007 and Xiao et al., 2004; the data for Dalongkai-Wusu mafic rock from Liu et al., 2017b; the data for Shuanggou ophiolite from Hu et al., 2015, Jian et al., 2009a and Lai et al., 2014a; The data in Fig.10 is the same as in this Figure

石榴石中的Yb為相容元素，而La和Sm元素為不相容元素，La/Yb和Sm/Yb比值在低程度部分熔融條件下將會強烈的分異，如在尖晶石穩(wěn)定域，La/Yb比值只發(fā)生有限的變化，而Sm/Yb幾乎不發(fā)生變化(Aldanmazetal., 2000)，因此La/Yb和Sm/Yb比值可區(qū)分巖漿來源于尖晶石橄欖巖和石榴石橄欖巖(Zietal., 2010)。圖9c顯示元江斜長角閃巖(第1組)與Pho Rang斜長角閃巖(第4組)原巖巖漿形成于地幔源區(qū)高程度部分熔融(25%～30%)過程，而老街-Pho Rang斜長角閃巖(第3組)的部分熔融程度(約10%)較低，勐橋-馬鞍底斜長角閃巖(第2組)的部分熔融程度(約15%)介于元江斜長角閃巖(第1組)和老街-Rho Rang斜長角閃巖(第3組)之間。勐橋-馬鞍底斜長角閃巖(第2組)和老街-Pho Rang斜長角閃巖(第3組)大部分巖石偏離石榴橄欖巖熔融曲線，顯示出相似的分布特征，結(jié)合前文中提到，勐橋-馬鞍底斜長角閃巖(第2組)的(La/Yb)PM和Ce/Y比值同樣介于元江斜長角閃巖(第1組)和老街-Pho Rang斜長角閃巖(第3組)之間(圖9a, b)，而老街-Pho Rang斜長角閃巖(第3組)與峨眉山玄武巖的地球化學特征相似，這些特征均表明，勐橋-馬鞍底斜長角閃巖(第2組)的原巖巖漿可能混染了部分峨眉山地幔柱的物質(zhì)成分。

圖10 哀牢山-大象山變質(zhì)雜巖帶斜長角閃巖構(gòu)造判別圖 (a) Nb-Nb/U圖解(Kepezhinskas et al., 1996)； (b) Nb/Yb-Th/Yb圖解(Pearce, 2008)；(c) Ni-La/Nb圖解(Condie, 1999)；(d) Nb/La-(La/Sm)N圖解(Zhou et al., 2007)Fig.10 Tectonic discrimination diagrams of amphibolites in ADB (a) Nb vs. Nb/U diagram (Kepezhinskas et al., 1996); (b) Nb/Yb vs. Th/Yb diagram (Pearce, 2008); (c) Ni vs. La/Nb diagram (Condie, 1999); (d) Nb/La vs. (La/Sm)N diagram (Zhou et al., 2007)

(Tb/Yb)PM-(Yb/Sm)PM圖解(圖9d)顯示，元江斜長角閃巖(第1組)和Pho Rang斜長角閃巖(第4組)雖然落于石榴二輝橄欖巖熔體曲線上，但該熔體對原巖巖漿的貢獻率僅為0～40%，指示其可能形成于石榴石域與尖晶石域地幔橄欖巖交界的位置或尖晶石域地幔橄欖巖源區(qū)。勐橋-馬鞍底斜長角閃巖(第2組)和老街-Pho Rang斜長角閃巖(第3組)的原巖巖漿來自于石榴石域地幔橄欖巖源區(qū)的貢獻率則達到了相同的70%～90%，表明勐橋-馬鞍底斜長角閃巖和老街-Pho Rang斜長角閃巖起源于地幔深部(石榴石穩(wěn)定域)。需要注意的是，圖9d中的曲線位置受熔體模型、分配系數(shù)、源區(qū)成分和礦物組合的影響，這些數(shù)值不能簡單認為反應了實際的情況(Zhangetal., 2006)，但無疑能反映大多數(shù)熔體的地幔橄欖巖源區(qū)。

5.4 構(gòu)造意義

5.4.1 形成構(gòu)造環(huán)境

哀牢山變質(zhì)雜巖帶元江、勐橋、馬鞍底地區(qū)以及大象山變質(zhì)雜巖帶Pho Rang地區(qū)的E-MORB類型斜長角閃巖均顯示不同程度的Nb、Ta虧損，導致其Nb/U、Nb/Yb、Nb/La比值降低，Th/Yb、La/Nb比值升高。在Nb-Nb/U圖和Nb/Yb-Th/Yb圖(圖10a, b)中，元江斜長角閃巖(第1組)和Pho Rang斜長角閃巖(第4組)均落入哀牢山縫合帶西側(cè)的大龍凱-五素島弧/弧后盆地鎂鐵質(zhì)巖石相近的區(qū)域，顯示出類似于島弧玄武巖(IAB)的地球化學特征。而勐橋-馬鞍底斜長角閃巖(第2組)的輕-重稀土分餾程度高，微量元素比值圖解(圖10b)中顯示具有沿MORB-OIB序列的演化趨勢，可見，勐橋和馬鞍底地區(qū)的鎂鐵質(zhì)巖石可能與OIB類型的巖漿發(fā)生相互作用，導致其Nb、Th等高場強元素含量的升高，重稀土元素含量降低。該特征類似于哀牢山縫合帶北部太忠地區(qū)出露的富Nb玄武巖，其形成于俯沖環(huán)境下地幔楔熔體與地幔柱巖漿之間的相互作用(Xuetal., 2019c)，但勐橋-馬鞍底斜長角閃巖(第2組)中Nb、Ta元素含量相對較低，重稀土元素更加虧損，表明勐橋-馬鞍底斜長角閃巖(第2組)受俯沖帶流體和深部地幔巖漿的影響較大。老街-Pho Rang斜長角閃巖(第3組)的Nb、Ta、Th含量較高，圖10a, b中顯示典型的OIB型巖石特征，顯示與峨眉山玄武巖相似的微量元素比值特征，表明老街-Pho Rang斜長角閃巖(第3組)與峨眉山地幔柱之間應該存在成因上的聯(lián)系。

La/Nb比值可以明顯的區(qū)分地幔柱/洋中脊玄武巖(MORB/OIB)與島弧相關(guān)玄武巖，地幔柱/洋中脊玄武巖具有低的La/Nb比值(La/Nb<1.4)，島弧相關(guān)玄武巖的La/Nb比值較高，范圍較寬(La/Nb>1.4)(Condie, 1999)。元江和勐橋-馬鞍底斜長角閃巖(第1組和第2組)的La/Nb比值均大于1.4(圖10c)，表明它們均是與島弧作用相關(guān)的巖石，形成于俯沖帶環(huán)境。老街-Pho Rang斜長角閃巖(第3組)和Pho Rang斜長角閃巖(第4組)的La/Nb比值均小于1.4，但結(jié)合它們的稀土和微量元素配分曲線特征(圖6a, b)，表明老街-Pho Rang斜長角閃巖(第3組)應該形成于地幔柱環(huán)境，而Pho Rang斜長角閃巖(第4組)的地球化學特征則更接近于洋中脊玄武巖，考慮到其Nb、Ta等高場強元素的輕微虧損，推測其形成環(huán)境可能為弧后盆地環(huán)境。Nb/La-(La/Sm)N圖中(圖10d)，元江、勐橋、馬鞍底以及Pho Rang斜長角閃巖同樣顯示出與島弧/弧后盆地巖石相似的地球化學特征。因此，上述證據(jù)均表明，本文中哀牢山-大象山變質(zhì)雜巖帶內(nèi)出露的E-MORB類型斜長角閃巖均形成于俯沖帶環(huán)境。

5.4.2 時空關(guān)系與演化歷史

根據(jù)上述討論，哀牢山-大象山變質(zhì)雜巖帶內(nèi)出露的中二疊-早三疊世E-MORB類型斜長角閃巖來源于俯沖相關(guān)的構(gòu)造環(huán)境，結(jié)合前人研究和區(qū)域地質(zhì)資料表明，該環(huán)境與晚古生代東古特提斯支洋的俯沖作用相關(guān)。然而，關(guān)于哀牢山-大象山變質(zhì)雜巖帶地區(qū)的構(gòu)造歸屬，目前仍然存在爭議。前人根據(jù)其同位素年齡資料和區(qū)域地質(zhì)資料對比分析，認為哀牢山變質(zhì)雜巖帶內(nèi)的巖石形成于新元古代，并將其視為揚子陸塊結(jié)晶基底的組成部分(王義昭和丁俊, 1996; 云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1990; 翟明國等, 1990)。近年來，研究者對哀牢山變質(zhì)雜巖帶內(nèi)云母石英巖、二長片麻巖、花崗片麻巖及斜長角閃巖等的年代學研究發(fā)現(xiàn)，哀牢山變質(zhì)雜巖帶內(nèi)存在新元古代(700～820Ma)酸性-基性侵入巖，中寒武世(約500Ma)變質(zhì)沉積地層以及三疊紀(220～240Ma)酸性侵入巖和地層(Caietal., 2014, 2015; Lai, 2012; Liuetal., 2017c; Qietal., 2014; Wangetal., 2016; 冀磊等, 2017; 李寶龍等, 2008; 劉匯川等, 2014; 王冬兵等, 2013)，本文在該雜巖帶內(nèi)發(fā)現(xiàn)具有島弧巖石相關(guān)屬性的中二疊-早三疊世(272～248Ma)斜長角閃巖，進一步表明該帶內(nèi)物質(zhì)組成的復雜性。中寒武世(約500Ma)變質(zhì)沉積地層作為帶內(nèi)斜長角閃巖的圍巖，其巖石成因及構(gòu)造歸屬對于解釋斜長角閃巖的成因具有重要意義。該變質(zhì)沉積地層中的碎屑鋯石年齡信息顯示揚子地塊西緣是其的重要物源區(qū)(王冬兵等, 2013)，但變質(zhì)沉積巖中最年輕碎屑鋯石(約500Ma)的巖漿記錄主要是發(fā)生在岡瓦納大陸上的泛非運動(Songetal., 2007)，指示該變質(zhì)沉積巖的物源可能同時來源于兩側(cè)的岡瓦納大陸和揚子地塊，形成于500Ma之后。需要指出的是，華南地塊由揚子和華夏兩個塊體在新元古代-古生代拼合而成(Ren, 1996)，全球超大陸重建研究表明，約500Ma時期，華南地塊緊鄰岡瓦納大陸(Lietal., 2018)，華南地塊的大地構(gòu)造屬性與岡瓦納大陸依然具有密切的親緣關(guān)系，表明華南地塊是在500Ma之后才逐漸遠離岡瓦納大陸，這與Liuetal. (2018) 提出的華南地塊自晚奧陶世(約446Ma)開始逐漸從岡瓦納大陸裂解的觀點一致。據(jù)此，本文推測哀牢山變質(zhì)雜巖帶中的變沉積巖可能為哀牢山洋打開之前的裂谷階段沉積的一套碎屑巖，其物質(zhì)來源于兩側(cè)的岡瓦納大陸和揚子地塊。

區(qū)域地質(zhì)資料顯示，代表哀牢山洋殼殘余的雙溝、平掌蛇綠巖等出露于哀牢山變質(zhì)雜巖帶西側(cè)，表明伴隨著哀牢山洋的打開和擴張，哀牢山變質(zhì)沉積巖與揚子地塊一起逐漸遠離岡瓦納大陸。我們注意到，根據(jù)目前的研究，揚子地塊西緣中-晚三疊世沉積序列中顯示280～237Ma的單一峰值碎屑鋯石年齡和正的εHf(t)值，表明在哀牢山縫合帶東側(cè)存在二疊-三疊紀的巖漿弧(Xuetal., 2019a)，Xiaetal. (2019)對揚子地塊西緣個舊和米勒地區(qū)龍?zhí)督M砂巖中的碎屑鋯石研究發(fā)現(xiàn)，這些砂巖形成于約240Ma的弧前盆地環(huán)境，表明直至中三疊世早期，哀牢山洋仍處于向東俯沖的過程。因此，我們認為哀牢山變質(zhì)雜巖帶中出露的這套中二疊-早三疊世島弧或弧后盆地相關(guān)的鎂鐵質(zhì)巖漿巖應該形成于哀牢山洋向東(現(xiàn)今方向)的俯沖過程。

圖11 哀牢山-大象山變質(zhì)雜巖帶鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)巖石成因模式圖 (a)中二疊世時期，哀牢山-馬江洋向東的俯沖導致哀牢山-大象山地區(qū)發(fā)生弧后伸展；(b)晚二疊-早三疊世時期，受到同處于揚子西緣的峨眉山地幔柱影響，哀牢山-大象山地區(qū)的弧后巖漿中混入地幔柱巖漿物質(zhì)，導致其地球化學屬性發(fā)生改變Fig.11 Tectonic model showing petrogenesis of mafic-ultramafic rocks in the ADB (a) Middle Permian, eastward subduction of Ailaoshan-Song Ma Ocean leads to back-arc extension at Ailao Shan-Day Nui Con Voi area; (b) Late Permian-Early Triassic, affected by the Emeishan Mantle Plume, which is also on the western margin of the Yangtze terrane, the mantle plume magma material was mixed into the back-arc magma in Ailao Shan-Day Nui Con Voi area, resulting in changes in its geochemical properties

綜上所述，哀牢山-大象山變質(zhì)雜巖帶構(gòu)造上隸屬于揚子地塊，本文在哀牢山-大象山變質(zhì)雜巖帶內(nèi)采集的這套中二疊-早三疊世(272～248Ma)島弧或弧后盆地相關(guān)的斜長角閃巖形成于東古特提斯支洋(哀牢山-馬江洋)向東的俯沖增生過程。中二疊世時期，由于洋殼開始向東俯沖，在揚子西緣的弧后伸展環(huán)境中形成類似于E-MORB的鎂鐵質(zhì)侵入巖和噴出巖；晚二疊-早三疊世時期，受到同處于揚子西緣的峨眉山地幔柱影響，該時期形成的俯沖相關(guān)巖漿與地幔柱巖漿物質(zhì)混合，巖石中輕-重稀土元素比值升高，F(xiàn)e-Ti氧化物含量增加，地球化學屬性逐漸從E-MORB型向OIB型過渡，反映洋殼俯沖作用不同階段構(gòu)造環(huán)境的差異性，以及由此導致的巖石地球化學屬性的變化(圖11)。

6 結(jié)論

(1)LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡顯示，哀牢山變質(zhì)雜巖帶內(nèi)存在中二疊世-早三疊世(272～248Ma)的斜長角閃巖，巖石地球化學特征表明，這些斜長角閃巖的地球化學屬性類似于E-MORB，并具有明顯的Nb、Ta元素負異常，晚二疊世-早三疊世斜長角閃巖(第2組)受峨眉山地幔柱影響，F(xiàn)e、Ti元素含量升高，輕-重稀土比值增加，并且在早三疊世斜長角閃巖中發(fā)現(xiàn)了與峨眉山玄武巖同期(約260Ma)的繼承巖漿鋯石。

(2)大象山變質(zhì)雜巖帶內(nèi)的斜長角閃巖可分為兩組：類似于OIB的老街-Pho Rang斜長角閃巖(第3組)與峨眉山高Ti(HT)玄武巖具有相似的地球化學特征，表明峨眉山玄武巖在哀牢山-大象山變質(zhì)雜巖帶內(nèi)廣泛分布；類似于E-MORB的Pho Rang斜長角閃巖(第4組)具有與元江斜長角閃巖(第1組)相似的地球化學特征，出露于齋江縫合帶附近，可能為該地區(qū)蛇綠混雜巖的組成部分，形成于弧后盆地環(huán)境。

(3)綜合前人研究成果以及本文中的鋯石U-Pb年齡和地球化學數(shù)據(jù)，指示哀牢山-馬江洋存在向東的俯沖過程，其俯沖持續(xù)時間為中二疊世(約272Ma)-早三疊世(約248Ma)。

致謝本文在鋯石制靶和陰極發(fā)光圖像的拍攝工作中得到了中國地質(zhì)科學院謝士穩(wěn)老師的悉心幫助；張建新研究員和董永勝教授對文章提出了寶貴的修改意見，為文章的完善提供的極大幫助，在此一并深表感謝。