西南三江造山帶古特提斯弧巖漿巖的時(shí)空分布及構(gòu)造演化新模型*

楊天南 薛傳東 信迪 梁明娟 廖程

1. 中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所，北京 1000372. 昆明理工大學(xué)國土資源工程學(xué)院，昆明 5320001.

始于新生代早期的印度-歐亞大陸碰撞(Huetal., 2016)形成了世界上規(guī)模最大的碰撞造山帶——青藏高原。印度大陸持續(xù)向北擠入歐亞大陸內(nèi)部，沿印度陸塊北緣及東緣分別形成了兩個(gè)(類)碰撞造山帶(Mattaueretal., 1999)：喜馬拉雅-藏中(Himalaya-Central Tibet，Yin and Harrison, 2000)正向碰撞帶，以及藏東南(Southeastern Tibetan Plateau, Burchfiel and Chen, 2013)斜向碰撞帶。目前兩者大致以東喜馬拉雅(南迦巴瓦)構(gòu)造結(jié)為分界。這兩類碰撞帶雖然形成時(shí)代相同，但展現(xiàn)了諸多不同的地質(zhì)記錄，特別是構(gòu)造變形特點(diǎn)幾乎完全不同。西南三江造山帶絕大部分位于斜向碰撞帶內(nèi)，北段屬于兩類碰撞帶的過渡部位，因而是探究兩類碰撞構(gòu)造帶不同地質(zhì)記錄、揭示大陸動(dòng)力學(xué)機(jī)理的天然實(shí)驗(yàn)室。然而，三江造山帶主體構(gòu)造格局形成于晚古生代至早中生代期間的古特提斯階段，正確梳理古特提斯大地構(gòu)造幾何格架(tectonic geometrical framework)是理解新生代大陸碰撞過程的先決條件。此外，古特提斯階段的大洋俯沖、陸陸碰撞形成了大量巖漿巖及與巖漿活動(dòng)相關(guān)礦床(侯增謙等，2004; Wangetal., 2016, 2018)。因而，三江造山帶成了我國主要的金屬礦產(chǎn)基地，也是重要的礦產(chǎn)資源后備接替基地(鄧軍等，2012；Dengetal.，2014a, b)。正是由于其蘊(yùn)含的科學(xué)及經(jīng)濟(jì)意義，三江造山帶一直是我國地質(zhì)學(xué)研究的熱點(diǎn)。

基于板塊構(gòu)造理論的區(qū)域構(gòu)造演化研究注重大地構(gòu)造相分析(Robertson, 1994)。巖漿巖作為大地構(gòu)造相的重要構(gòu)件，其巖性組合、地球化學(xué)屬性，特別是其時(shí)-空分布樣式，是構(gòu)建大洋俯沖、陸陸碰撞過程的關(guān)鍵素材(Dickinson, 1971)。以莫宣學(xué)等為代表的老一代地質(zhì)學(xué)家以1/20萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查結(jié)果為基礎(chǔ)，通過大量實(shí)地調(diào)查、分析測試，詳細(xì)梳理了三江造山帶的巖漿巖時(shí)空分布規(guī)律、地球化學(xué)屬性及空間變化，進(jìn)而重建了基于板塊構(gòu)造理論的三江造山帶構(gòu)造演化過程，為深入理解三江造山帶構(gòu)造-成礦機(jī)理奠定了堅(jiān)實(shí)的基礎(chǔ)(莫宣學(xué)等，1993，2001；鐘大賚，1998；潘桂棠等，2002；侯增謙等, 2004)。

眾所周知，三江地區(qū)1/20萬地質(zhì)圖完成于20世紀(jì)70～80年代，到目前為止依然是我國最為系統(tǒng)、可靠的基礎(chǔ)地質(zhì)數(shù)據(jù)體系。然而，限于當(dāng)時(shí)的客觀條件，地質(zhì)體時(shí)代主要根據(jù)古生物組合、地層對比、地質(zhì)體之間的交切關(guān)系、以及少量全巖同位素測試數(shù)據(jù)來確定，具有很大的局限性。很多地層，特別是富含火山巖地層古生物含量稀少；部分保存良好的化石指示的地質(zhì)年代較長；全巖Sm/Nd、Rb/Sr等時(shí)線、鉀-氬等同位素體系測年結(jié)果的精確性強(qiáng)烈依賴樣品條件(新鮮程度、是否同源演化等)；造山帶內(nèi)沉積-火山巖相變頻繁，地層對比難度很大。更兼三江地區(qū)植被發(fā)育，露頭稀少，高山深壑，交通條件惡劣，在外人看來，三江地區(qū)從事1/20萬填圖幾乎是不可能完成的工作(Hoke, 2018)。上述客觀條件的制約使得1/20萬地質(zhì)圖出現(xiàn)了較多地質(zhì)體時(shí)代誤植情況，誤導(dǎo)了對巖漿巖時(shí)空分布規(guī)律的揭示。

20世紀(jì)90年代末，鋯石原位測年技術(shù)(Williams, 1998)開始引入國內(nèi)(劉敦一等，2003)，并用于揭示三江構(gòu)造帶巖漿巖時(shí)代(如簡平等，2003)。21世紀(jì)以來，鋯石原位U/Pb測年技術(shù)逐漸推廣，目前已成為成熟的常規(guī)測年手段，發(fā)表了大量較之以往精度更高的同位素年齡數(shù)據(jù)。此外，隨著我國經(jīng)濟(jì)持續(xù)發(fā)展，大規(guī)?；A(chǔ)設(shè)施建設(shè)不單改善了三江地區(qū)的交通狀況，還造就了大量連續(xù)露頭，原先難以企及之地也變得極易到達(dá)，年代學(xué)樣品的空間分布更為均衡(見圖1)；關(guān)鍵地質(zhì)體之間的接觸關(guān)系得以揭露，從而形成了更為完整、可靠的數(shù)據(jù)體系，為揭示巖漿巖的時(shí)空分布奠定了良好基礎(chǔ)。

莫宣學(xué)等(2001)構(gòu)建了三江造山帶古特提斯階段巖漿巖分布樣式的初始版本(version 1.0)，經(jīng)過近20年的數(shù)據(jù)積累，該版本具備了升級的條件。另外，有關(guān)高壓變質(zhì)巖、蛇綠巖等方面的研究進(jìn)展，特別是相對精確變質(zhì)時(shí)代的確定(鄧希光等，2000，2002；李才等, 2006a,b；Zhaietal., 2011; Zhangetal., 2006；Pullenetal., 2008，2011；張修政等，2010；Liuetal., 2013; 李靜等，2015，2017;孫載波等，2018)，為綜合多學(xué)科數(shù)據(jù)、恢復(fù)板塊俯沖歷史奠定了較為堅(jiān)實(shí)的基礎(chǔ)。本文將收集現(xiàn)有年代學(xué)數(shù)據(jù)，開展綜合分析，梳理三江造山帶古特提斯階段巖漿時(shí)空分布樣式，并結(jié)合多學(xué)科研究結(jié)果升級古特提斯大洋俯沖模型。由于巖漿巖，特別是花崗質(zhì)巖石全巖地球化學(xué)數(shù)據(jù)的構(gòu)造含義存在多解性(莫宣學(xué)等，2001)，本文不關(guān)注單個(gè)巖體(或火山巖層)的地球化學(xué)數(shù)據(jù)及原作者的構(gòu)造解釋，而將討論重點(diǎn)放在巖漿巖的時(shí)空分布規(guī)律、巖漿巖與變質(zhì)巖的時(shí)空關(guān)聯(lián)等方面。

圖1 三江造山帶地質(zhì)圖(據(jù)三江造山帶地質(zhì)圖編圖委員會(huì)，1986修改)，主要展示古特提斯階段巖漿巖及年代學(xué)數(shù)據(jù)空間分布(數(shù)據(jù)來源見表1)

Fig.1 Geological map of the Sanjiang Orogenic Belt (modified after CCSGP, 1986) showing the spatial distribution of the Paleotethyan igneous rocks and their geochronological data (data sources are listed in Table 1)

1 三江造山帶的大地構(gòu)造單元

起源于青藏高原腹地的金沙江、瀾滄江、怒江流經(jīng)的青海東南部、西藏東部、四川西部、云南西部地區(qū)統(tǒng)稱為西南三江地區(qū)。三江造山帶范圍與地理意義上的三江地區(qū)基本重合(圖1)。從北往南、從西到東，三江造山帶由如下構(gòu)造單元組成：(1)巴顏喀拉-松潘-甘孜褶皺帶，其主體由巨厚三疊紀(jì)濁積巖組成，發(fā)生強(qiáng)烈褶皺-逆沖構(gòu)造(Harrowfield and Wilson, 2005)，并被晚三疊世-早侏羅世花崗巖侵位(Zhangetal., 2007；王秉璋等，2008)。其南西界為玉樹-甘孜-理塘縫合帶(莫宣學(xué)等，1993；Yangetal., 2012)，南東界為龍門山逆沖-褶皺帶(Yanetal., 2011)。(2)玉樹-甘孜-理塘縫合帶以南為東羌塘-中咱-蘭坪-思茅地塊群，其具有與揚(yáng)子地塊可類比的基底巖石及古生代沉積蓋層(三江造山帶地質(zhì)圖編圖委員會(huì)，1986)；古特提斯階段弧巖漿巖主要發(fā)育于該地塊群內(nèi)(具體見后)。東羌塘地塊與中咱地塊之間為金沙江縫合帶，以發(fā)育不完整洋殼殘片為特征(圖1；莫宣學(xué)等，1993，2001)。中咱地塊與蘭坪-思茅地塊間沒有明確界線。(3)蘭坪-思茅地塊以東為揚(yáng)子地塊(南中國陸塊)，以發(fā)育南華系至下二疊統(tǒng)穩(wěn)定臺地相沉積為主要特征(三江造山帶地質(zhì)圖編圖委員會(huì)，1986)。兩者之間的界線為哀牢山-金沙江縫合帶(Wangetal., 2000)。(4)蘭坪-思茅地塊以西為保山地塊、騰沖地塊，其內(nèi)很少發(fā)育古特提斯階段弧巖漿巖。蘭坪-思茅地塊西界為昌寧-孟連縫合帶(莫宣學(xué)等，1993；鐘大賚，1998)，其與東羌塘南緣界線——龍木措-雙湖縫合帶一起組成三江造山帶古特提斯階段最主要的縫合帶(潘桂棠等，2002)。沿龍木措-雙湖-昌寧-孟連縫合帶斷續(xù)出露蘭片巖(鄧希光等，2000， 2002; 陸濟(jì)璞等，2006; Pullenetal., 2011)、榴輝巖(李才等, 2006a；Zhangetal., 2007；李靜等，2015，2017)等高壓-低溫變質(zhì)巖，指示其為典型大洋俯沖形成的縫合帶。

大量二疊紀(jì)至三疊紀(jì)中、酸性巖漿巖發(fā)育于龍木措-雙湖-昌寧-孟連縫合帶以北、以東，甘孜-理塘縫合帶以南的各構(gòu)造單元中。我們收集了近年發(fā)表于國內(nèi)外刊物上的絕大部分測年數(shù)據(jù)(表1)，以期分析巖漿巖時(shí)空分布規(guī)律，進(jìn)而探討三江造山帶古特提斯構(gòu)造演化模型。

2 晚古生代-早中生代巖漿巖空間分布及巖漿巖分帶

1/20萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查堪稱世紀(jì)工程，是我國現(xiàn)代地質(zhì)學(xué)研究的基石。1/100萬三江造山帶地質(zhì)圖(三江造山帶地質(zhì)圖編圖委員會(huì)，1986)很好地綜合了1/20萬地質(zhì)調(diào)查成果。這項(xiàng)世紀(jì)工程揭露了大量二疊紀(jì)-三疊紀(jì)巖漿巖，包括火山巖及近同期的花崗質(zhì)侵入體。目前，絕大部分火成巖時(shí)代得到了新的鋯石測年數(shù)據(jù)的制約(圖1)。正如前人已經(jīng)指出的那樣，三江造山帶具有極復(fù)雜的巖漿巖空間分布(莫宣學(xué)等，1993，2001)。為了清晰描述巖漿巖時(shí)、空分布特點(diǎn)，我們將三江造山帶劃分為三段：維西以北西為北段；維西往南至鳳慶為中段；鳳慶以南為南段(圖2)。這三段具有不同的古特提斯巖漿巖空間分布特點(diǎn)。

2.1 三江造山帶北段

該段呈現(xiàn)兩條弧巖漿巖帶：

(1)晚三疊世火山巖及同時(shí)代花崗質(zhì)侵入體主要分布在東羌塘地塊北部以及中咱地塊東部，組成一條連續(xù)的，長達(dá)上千千米的巖漿巖帶，Yangetal. (2012)定義該巖漿巖帶為“玉樹-義敦陸緣弧巖漿巖帶”，位于玉樹-甘孜-理塘縫合帶以南，與縫合帶平行。該巖漿巖帶往南不越過龍門山逆沖帶南西方向的延伸線(圖1、圖2)，該線以南地區(qū)上三疊統(tǒng)不發(fā)育巖漿巖，因而被Burchfiel and Chen(2013)稱為“過渡單元”(transitional unit)。

(2)二疊紀(jì)-中三疊世火山巖、同時(shí)代侵入巖分布于東羌塘地塊南部、中咱地塊中部及西部，其形成位于蘭坪盆地以北、呈北西-南東走向的連續(xù)巖漿巖帶。莫宣學(xué)等(2001)定義其為“江達(dá)-維西弧巖漿巖”。該帶內(nèi)多層火山巖與陸緣碎屑巖(含較多植物碎片)互層產(chǎn)出，顯示多次火山活躍期與平靜期交替的特點(diǎn)(Yangetal., 2011，2014a)。

在蘭坪盆地以北地區(qū)(包括蘭坪縣境內(nèi))所有1/20萬地質(zhì)圖均顯示上三疊統(tǒng)底界為一角度不整合(見Burchfiel and Chen, 2013)。在芒康以東地區(qū)，上三疊統(tǒng)沉積-火山巖角度不整合覆蓋在二疊紀(jì)至中三疊世火山-沉積巖組合之上。角度不整合面上、下巖層具有不同的變形構(gòu)造樣式(Yangetal., 2014a)：下伏地層變形表現(xiàn)為緊閉、倒轉(zhuǎn)褶皺，發(fā)育密集軸面劈理，而上覆巖層則發(fā)育開闊、半尖棱褶皺，軸面劈理不發(fā)育或發(fā)育扇狀破劈理(又見Reidetal., 2005)。這種特點(diǎn)清晰表明，在三江造山帶北段，晚三疊世火山巖與前晚三疊世火山巖形成于不同的構(gòu)造事件。

圖2 三江造山帶古特提斯弧巖漿巖帶分布圖(數(shù)據(jù)來源見表1)Fig.2 A sketch map showing the continent marginal arc-belts of the Sanjiang Orogenic Belt, SW China (data sources are listed in Table 1)

2.2 三江造山帶中段僅發(fā)育一條弧巖漿巖帶

維西以南至鳳慶之間的區(qū)域總體被蘭坪盆地沉積巖覆蓋，古特提斯階段火山巖主要出露于蘭坪盆地兩側(cè)基底巖系中。以往認(rèn)為這些巖漿巖主要形成于晚三疊世，并定義了若干以火山巖為主要成份的組級地層單位。但最近發(fā)表的大量鋯石測年數(shù)據(jù)表明，其形成于254～240Ma之間短暫時(shí)間內(nèi)(Yangetal., 2014a, b; Xinetal., 2018，及其中所引文獻(xiàn))。在維西以南，這期巖漿巖主要發(fā)育于蘭坪盆地東側(cè)的維西(Xinetal., 2018)、馬登(唐靚等，2016)、彌沙(梁明娟等，2015)一線。這套巖漿巖厚度巨大(大于1.5km)，以流紋巖、英安巖為主，少量玄武巖，覆蓋在一套上二疊統(tǒng)碎屑巖、碳酸鹽巖組合之上，后者變形強(qiáng)烈(Yangetal., 2014a；唐靚等，2016；Xinetal., 2018)。該帶內(nèi)發(fā)育大量與火山巖近同時(shí)的花崗巖，其中該帶東側(cè)若干花崗質(zhì)侵入體西側(cè)圍巖為火山-沉積巖，東側(cè)圍巖為揚(yáng)子型古生界蓋層，巖體變形微弱，侵入接觸關(guān)系保留完好(見1/20萬維西幅、蘭坪幅：綜合于三江造山帶1/100萬地質(zhì)圖中，三江造山帶地質(zhì)圖編圖委員會(huì)，1986)。鋯石同位素測年結(jié)果揭示侵位時(shí)間大致在244～248Ma之間(Yangetal., 2014b; Xinetal., 2018)。這種特點(diǎn)表明：(1)該巖漿巖帶發(fā)育于揚(yáng)子地塊西緣，為陸緣弧巖漿巖帶組成部分；(2)火山活動(dòng)之初地殼處于擠壓縮短環(huán)境，花崗巖侵位前夕擠壓應(yīng)力消失(具體見Xinetal., 2018)。另外，大量原位鋯石測年結(jié)果(如李寶龍等，2008；Linetal., 2012；王舫等，2013)顯示，部分點(diǎn)蒼山深變質(zhì)巖的原巖為早中三疊世花崗質(zhì)巖石；Liuetal. (2013)發(fā)表的變質(zhì)地質(zhì)學(xué)研究數(shù)據(jù)表明，點(diǎn)蒼山深變質(zhì)作用與古特提斯階段花崗質(zhì)巖石侵位同時(shí)發(fā)生。這種時(shí)空關(guān)聯(lián)指示點(diǎn)蒼山變形花崗巖可能代表維西-馬登弧巖漿巖帶的中下地殼部分。因而，我們將這些火成巖組成的巖帶稱為“維西-馬登-點(diǎn)蒼山弧巖漿巖帶”(圖2)。從1/100萬三江造山帶地質(zhì)圖(三江造山帶地質(zhì)圖編圖委員會(huì)，1986)可以明顯看出，維西-馬登-點(diǎn)蒼山弧巖漿巖帶是江達(dá)-維西弧巖漿巖帶的延伸(見圖1)。

表1 西南三江造山帶部分古特提斯階段巖漿巖、變質(zhì)巖年代學(xué)數(shù)據(jù)

Table 1 List of available geochronological and thermochronological data of the Paleotethyan igneous and metamorphic rocks from the Sanjiang Orogenic Belt, SW China

序號圖1中位置索引巖性平均年齡(Ma)誤差(±Ma)測試方法構(gòu)造位置數(shù)據(jù)源同碰撞花崗巖1234567891011花崗巖2112151991971852182172142161972123.52.53.33.43.32.71.81.820.37.1SHRIMPSHRIMPTIMS松潘-甘孜褶沖帶胡健民等,2005沙淑清等,2007王秉璋等,2008弧巖漿巖12131415161718192021222324252627281381012456913141615花崗巖英安巖花崗閃長巖英安巖、流紋巖、安山巖花崗巖215213213211215226227218226206204218215220.92152142210.84411211.51.97133.41.91.963.5TIMSSHRIMPSHRIMPTIMSLAICPSHRIMPLAICPSHRIMPSHRIMP玉樹-義敦弧王秉璋等,2008Yang et al., 2012Yang et al., 2014aRoger et al., 2003Reid et al., 2005林清茶等, 2006曹殿華等, 2009Jian et al., 2009b冷成彪等,20082930313233343536373839404142434445464748115619175167花崗閃長巖流紋巖、英安巖花崗巖流紋巖英安巖、流紋巖、安山巖236234245249251246245244243258248249256235238232237243235239223.83.34.33.53.13.5342.72.55.32.52.74.532.822SHRIMPLAICPLAICPLAICP江達(dá)弧楊喜安等, 2011Xin et al., 2018梁明娟等, 2015Yang et al., 2014a

續(xù)表1

Continued Table 1

序號圖1中位置索引巖性平均年齡(Ma)誤差(±Ma)測試方法構(gòu)造位置數(shù)據(jù)源495051525354555657585960616263646566676765667018696864616026英安巖、流紋巖、安山巖花崗巖安山巖英安巖安山巖花崗巖流紋巖花崗巖花崗閃長巖248247241240248.2261.32422382462822342332312472492462452462471165.82.55.42.22.7211.41.51.621.61.6343LAICPSHRIMPSHRIMPSHRIMPSHRIMPSIMSLAICPLAICPSHRIMP江達(dá)弧Yang et al., 2014aYang et al., 2011Yang et al., 2014b王保弟等, 2011曾慶高等, 2010Zhu et al., 2011王保弟等, 2011Zi et al., 2012aJian et al., 2009b686970717273747576777879808182838485868788899091929394959697989950494742292246413940383733313021282024272543-44-45花崗巖流紋巖、英安巖花崗巖、變形花崗巖玄武巖花崗巖玄武巖花崗巖花崗質(zhì)糜棱巖閃長巖糜棱巖花崗巖英安巖218222219223232232230245251214210217219230232248.5265252251239.4234.9243240233248252255250247236242233.921.511.543322.57211426.371.41.41.91.81.732.62232224.74.2LAICPLAICPSHRIMPLAICPLAICPLAICPSHRIMPSHRIMPLAICPLAICPSHRIMPLAICPLAICPLAICPLAICP云縣弧Yang et al., 2014a王舫等, 2013Wang et al., 2010孔會(huì)磊等, 2012Hennig et al., 2009王丹丹等, 2014Peng et al., 2008Fan et al., 2010劉匯川等, 2013Lin et al., 2012李寶龍等, 2008李龔健等, 2013戚學(xué)祥等, 2010郭泱泱等, 2012本項(xiàng)目組未刊數(shù)據(jù)

續(xù)表1

Continued Table 1

序號圖1中位置索引巖性平均年齡(Ma)誤差(±Ma)測試方法構(gòu)造位置數(shù)據(jù)源10010110210310410510610710810911011111211311411511611711811943-44-45482332555863英安巖花崗巖火山巖花崗閃長巖花崗巖英云閃長巖244.6239.2291.2220.6229.9221.4240.5219.5220231.5231.4231.9230.12442392642682632392386.82.74.13.53.83.14.33.74.33.63.82.82.823566610LAICPLAICPLAICPSHRIMP云縣弧本項(xiàng)目組未刊數(shù)據(jù)聶飛等,2012Yang et al., 2014aJian et al., 2009b“縫合帶內(nèi)”基性巖塊年代學(xué)數(shù)據(jù)12012112212312412512612712812913013113213313413573435365453525759622輝長巖玄武巖花崗閃長巖玄武安山巖輝長巖斜長巖英云閃長巖輝長巖292287282292284270264280297303329285300238320258456126.55.865476810103SHRIMPSHRIMPTIMSSHRIMPSHRIMPSHRIMPSHRIMP閆全人等,2005Fan et al., 2010Hennig et al., 2009Jian et al., 2008魏君奇等, 2008Jian et al., 2008雍擁等, 2011變質(zhì)巖年代學(xué)數(shù)據(jù)136137138139140141142143144145146147148片麻巖榴輝巖202.8203.9205.8222.8207.8216.5212.7209.7213.2243.3244233223.40.70.20.30.41.111.10.51.31.511134.5白云母40Ar-39Ar角閃石40Ar-39Ar黑云母 40Ar-39Ar多硅白云母 40Ar-39ArLu/Hf等時(shí)線中羌塘變質(zhì)帶Kapp et al., 2000Kapp et al., 2003張修政等,2010Pullen et al., 2008

續(xù)表1

Continued Table 1

序號圖1中位置索引巖性平均年齡(Ma)誤差(±Ma)測試方法構(gòu)造位置數(shù)據(jù)源149150151152153榴輝巖蘭片巖榴輝巖213.9275282.4219.3217.21.20.90.81.51.8多硅白云母 40Ar-39Ar多硅白云母 40Ar-39Ar多硅白云母 40Ar-39Ar中羌塘變質(zhì)帶張修政等,2010鄧希光等,2000李才等,2006b154155156157高壓麻粒巖231.5249.1245.2245.83.53.11.51.7變質(zhì)鋯石SIMS點(diǎn)蒼山-哀牢山變質(zhì)帶Liu et al., 2013158榴輝巖2312.3變質(zhì)鋯石SIMS昌寧-孟連變質(zhì)帶王保弟等未刊資料

2.3 三江造山帶南段

三江造山帶南段被中生代思茅盆地大范圍覆蓋，古特提斯階段巖漿巖出主要露于盆地東西兩側(cè)的基底巖系中，從而顯示出兩條巖漿巖帶。

(1)思茅盆地西側(cè)、瀾滄雜巖帶以東發(fā)育大量流紋巖、英安巖、安山巖及少量玄武巖、玄武安山巖，以及大量花崗巖，其中以巨型臨滄巖體為典型代表。大量新的測年結(jié)果顯示該帶火山巖、侵入巖形成于二疊紀(jì)-三疊紀(jì)(圖1)。這些火山巖、侵入巖組成了臨滄-云縣巖漿巖帶(圖2；莫宣學(xué)等，1993，2001)。

(2)思茅盆地東側(cè)綠春、墨江等地發(fā)育一系列火成巖，包括零星出露的玄武巖、玄武安山巖(Fanetal., 2010)，以及雖然零星但分布范圍頗廣的花崗質(zhì)侵入體(郭泱泱等，2012；李龔健等，2013)。在哀牢山變質(zhì)帶以西，這些花崗巖圍巖主要為揚(yáng)子型古生界(圖1)。哀牢山變質(zhì)巖帶與點(diǎn)蒼山變質(zhì)巖帶一樣，部分變形花崗巖、花崗閃長巖形成于早、中三疊世(李寶龍等，2008；戚學(xué)祥等, 2010; Linetal., 2012;王舫等，2013)。這些火山巖、花崗巖帶狀分布，形成綠春-哀牢山巖漿巖帶(圖2)。

在蘭坪盆地以南地區(qū)，由于中、新生代盆地沉積物大范圍覆蓋，東、西兩條古特提斯階段巖漿巖帶的相互關(guān)系并不明確。我們曾沿著穿過云縣的北東-南西向公路完成了約60km的詳細(xì)路線調(diào)查，并系統(tǒng)采集樣品開展鋯石測年，發(fā)現(xiàn)從瀾滄江西岸開始往西出露一套連續(xù)完整的、向東逐漸變新的沉積-火山巖組合，火山巖包括玄武巖、安山巖、英安巖、流紋巖，時(shí)代從245Ma到220Ma，并被臨滄花崗巖侵入(Yangetal., 2014a)。從這種變化趨勢推測，我們認(rèn)為思茅盆地兩側(cè)的火成巖可能屬于同一個(gè)弧巖漿巖帶。

圖3 三江造山帶不同構(gòu)造單元構(gòu)造-熱歷史年代譜圖(數(shù)據(jù)來源見表1)Fig.3 Age-spectra showing the tectonothermal evolutions of different tectonic units in Sanjiang Orogenic Belt, SW China (data sources are listed in Table 1)

由此，我們將三江造山帶古特提斯階段弧巖漿巖劃分為三個(gè)帶(圖2)：(1)玉樹-義敦陸緣弧巖漿巖帶；(2)江達(dá)-維西-馬登-點(diǎn)蒼山陸緣弧巖漿巖帶；(3)云縣-綠春-哀牢山陸緣弧巖漿巖帶。下面將綜合現(xiàn)有測年數(shù)據(jù)探討各巖漿巖帶的年代學(xué)格架。

3 弧巖漿巖帶的年代學(xué)格架

3.1 玉樹-義敦陸緣弧巖漿巖帶

17件巖漿巖樣品的鋯石加權(quán)平均年齡(表1)統(tǒng)計(jì)結(jié)果見圖2a。從該圖可以看出，玉樹-義敦弧巖漿巖形成于220～210Ma短暫的時(shí)限內(nèi)，形成明顯的單個(gè)峰值年齡：215Ma(Yangetal., 2012)。這一特點(diǎn)指示形成玉樹-義敦弧巖漿巖帶的洋殼俯沖時(shí)間很短，相應(yīng)地，被俯沖的洋殼規(guī)模也應(yīng)該不大。

3.2 江達(dá)-維西-馬登-點(diǎn)蒼山陸緣弧巖漿巖帶

該帶分為兩段，江達(dá)-維西段及維西-馬登-點(diǎn)蒼山段。我們共收集了江達(dá)-維西段35件巖漿巖樣品的鋯石加權(quán)平均年齡數(shù)據(jù)，平均年齡在230～270Ma之間(表1)。在年齡頻譜圖上(圖2b)顯示三個(gè)明顯的峰值，分別為258Ma、247Ma、234Ma。該特點(diǎn)顯示造就江達(dá)-維西陸緣弧的洋殼俯沖事件持續(xù)事件超過40Myr，大致每10Myr形成一次巖漿巖集中噴發(fā)。這與野外巖石組合觀察結(jié)果吻合，在巖漿噴發(fā)間隙，形成陸緣碎屑巖、碳酸鹽巖沉積(Yangetal., 2014a)。

Xinetal.(2018)詳細(xì)研究了維西-馬登段巖漿巖發(fā)育特點(diǎn)，并收集、統(tǒng)計(jì)了鋯石測年結(jié)果，發(fā)現(xiàn)該區(qū)段僅發(fā)育一次巖漿活動(dòng)。巖漿巖集中于7Myr的極短時(shí)間內(nèi)噴涌，形成一個(gè)明顯的magmatic flare-up，峰期年齡為245Ma。

3.3 云縣-綠春-哀牢山陸緣弧巖漿巖帶

40件火成巖鋯石樣品加權(quán)平均年齡結(jié)果(表1)顯示該巖漿巖帶具有較其他兩個(gè)巖漿巖代相對漫長而復(fù)雜的巖漿演化歷史。巖漿活動(dòng)時(shí)間從早二疊世(280Ma)持續(xù)到晚三疊世(210Ma)，形成五個(gè)明顯年齡峰值(圖2c)：251Ma、239Ma、231Ma、219～222Ma以及209Ma。各峰值年齡之間的時(shí)間差也是大致10Myr。巖漿活動(dòng)間隙期沉積陸緣碎屑巖(富含植物碎片)、碳酸鹽巖(Yangetal., 2014a)。從測年數(shù)據(jù)的空間分布(圖1)還可以看出另一個(gè)規(guī)律：在云縣-綠春-哀牢山巖漿巖帶內(nèi)，晚三疊世(小于230Ma)巖漿巖集中于巖漿巖帶的西側(cè)，東部絕少發(fā)育晚三疊世巖漿巖；而老于230Ma的巖漿巖則分布于整個(gè)巖漿巖帶內(nèi)。上述巖漿巖時(shí)空分布特點(diǎn)顯示：(1)形成該巖漿巖帶的洋殼俯沖歷史長達(dá)70Myr；(2)俯沖晚期，巖漿活動(dòng)向西遷移。

4 俯沖相關(guān)構(gòu)造-熱事件——高壓/低溫變質(zhì)巖及古特提斯階段大洋俯沖歷史

除了上述大量巖漿巖測年數(shù)據(jù)外，針對三江造山帶變質(zhì)作用及時(shí)代也發(fā)表了足夠多的數(shù)據(jù)。沿著龍木措-雙湖、昌寧-孟連縫合帶并沒有連續(xù)出露高壓變質(zhì)巖。在北段(龍木措-雙湖)、南段(昌寧-孟連)分別發(fā)育典型的中羌塘高壓變質(zhì)帶(Kappetal., 2000, 2003; 李才等，2006a, b; Zhangetal., 2006; Pullenetal., 2008，2011)、勐庫榴輝巖帶(李靜等，2015，2017)。具有封閉溫度較高的同位素體系礦物相(如鋯石U/Pb、石榴石-綠輝石Lu/Hf等)測年結(jié)果顯示，中羌塘高壓變質(zhì)巖的變質(zhì)時(shí)代在245～230Ma之間(Pullenetal., 2008; Zhaietal., 2011)，其中低溫蘭片巖形成年齡大于270Ma(鄧希光等，2000，2002)；而勐庫榴輝巖變質(zhì)時(shí)代在230～219Ma之間(孫載波等，2018)。白云母(多硅)40Ar/39Ar測年結(jié)果(李才等，2006b；王根厚等，2006)明顯小于上述年齡，指示榴輝巖等高壓變質(zhì)巖折返過程的冷卻時(shí)代。

我們將弧巖漿巖及高壓變質(zhì)巖年代學(xué)數(shù)據(jù)綜合于圖3中，發(fā)現(xiàn)高壓變質(zhì)巖與弧巖漿巖具有很好的耦合關(guān)系：(1)從整體看，東羌塘、中咱、蘭坪-思茅整個(gè)古特提斯階段弧巖漿巖帶從早二疊世開始發(fā)育弧巖漿巖，巖漿活動(dòng)持續(xù)到210Ma(圖2d)；相應(yīng)地，高壓變質(zhì)巖形成時(shí)代也從早二疊世開始，持續(xù)到210Ma。(2)從分段看，古特提斯階段弧巖漿巖帶北段(江達(dá)-維西)弧巖漿巖活動(dòng)終止時(shí)間(230Ma)明顯早于南段(210Ma, 云縣-綠春-哀牢山)；與此對應(yīng)，沿縫合帶出露的榴輝巖南段(219Ma, 孫載波等，2018)明顯比北段年輕(>230Ma, Pullenetal., 2008; Zhaietal., 2011)。此外，Liuetal. (2013)揭示點(diǎn)蒼山、哀牢山變質(zhì)帶早期高壓麻粒巖相變質(zhì)(650～720℃，14kbar)時(shí)代在254～230Ma之間，與弧巖漿巖活動(dòng)時(shí)限一致。因而，現(xiàn)有數(shù)據(jù)展示了雖然并不完整，但十分清晰的古特提斯大地構(gòu)造樣式：(1)位于西側(cè)、西南側(cè)的高壓-低溫變質(zhì)帶；(2)位于東側(cè)、北東側(cè)的弧巖漿巖帶，以及局部出露的高壓麻粒巖。由此我們認(rèn)為，江達(dá)-維西-云縣-哀牢山弧巖漿巖帶作為一個(gè)整體，由古特提斯洋盆從南、南西往北、北東俯沖形成(現(xiàn)代地理方位)。龍木措-雙湖-昌寧-孟連縫合帶代表了古特提斯洋閉合、消亡的最終位置(李才等，2006a)。此外，不論弧巖漿巖發(fā)育歷史還是高壓變質(zhì)巖的形成時(shí)代均支持我們先前提出的觀點(diǎn)：龍木措-雙湖-昌寧-孟連縫合帶的閉合過程具有穿時(shí)性，北段先于南段閉合，閉合時(shí)間差達(dá)10～20Myr(Yangetal., 2014a)。

發(fā)育于三江造山帶北段的晚三疊世火山巖、同時(shí)代侵入巖及陸緣碎屑巖夾層(含大量植物碎片)形成一條連續(xù)、完整的北西-南東向巖漿巖帶——玉樹-義敦弧巖漿巖帶(Yangetal., 2012)。這套火山-沉積巖角度不整合覆蓋在江達(dá)-維西弧巖漿巖之上，表明其形成于另一次構(gòu)造事件。綜合1/20萬區(qū)調(diào)成果(三江造山帶地質(zhì)圖編圖委員會(huì)，1986； Burchfiel and Chen, 2013)，該巖漿巖帶以北為玉樹-甘孜-理塘蛇綠混雜帶，縫合帶以北為巴顏喀拉-松潘-甘孜濁積巖帶。上述三個(gè)構(gòu)造單元平行排列，界限截然，其形成的大地構(gòu)造相組合樣式指示洋殼向南西方向俯沖(現(xiàn)代地理方位)，玉樹-甘孜-理塘縫合帶代表洋殼最終消亡位置。

5 存在問題

基于新數(shù)據(jù)積累展現(xiàn)的巖漿巖時(shí)空分布樣式、大地構(gòu)造相，特別是高壓變質(zhì)帶與弧巖漿巖帶的空間配置關(guān)系清晰指示了三江造山帶古特提斯階段構(gòu)造演化由兩次洋殼俯沖、及隨后的陸陸碰撞過程組成(Yangetal., 2014a)。然而，針對三江造山帶古特提斯演化還存在諸多問題值得深入研究。

5.1 弧巖漿巖帶巖漿演化的空間差異及反映的深部動(dòng)力學(xué)過程

洋殼俯沖引發(fā)的大型弧巖漿巖帶內(nèi)巖漿活動(dòng)普遍具有幕式發(fā)育的特點(diǎn)以及明顯空間不均一性(如南美安第斯，de Silva and Gosnold, 2007；以及北美Serra Nevada, Ducea, 2001)。許多邊界條件綜合作用控制著洋陸俯沖帶巖漿演化過程，如俯沖角度、俯沖板片的熱結(jié)構(gòu)、俯沖速率、俯沖帶上盤地幔楔的富集特點(diǎn)、上盤地幔楔及地殼厚度、Wadati-Benioff帶的摩擦阻力大小(俯沖帶解耦與否)等(Katzetal., 2013)。在長期俯沖過程中，上述邊界條件還可能發(fā)生變化(Doglionietal., 2007)，造成巖漿巖帶具有復(fù)雜的演變歷史。具有1500km以上長度的江達(dá)-維西-云縣-哀牢山弧巖漿巖具有長達(dá)70Myr的演化歷史，表明三江造山帶古特提斯主洋盆具有相當(dāng)大的規(guī)模，甚至可與現(xiàn)代太平洋東岸對比?，F(xiàn)有數(shù)據(jù)已經(jīng)表明，江達(dá)-維西-云縣-哀牢山巖漿巖帶沿縱向、橫向均表現(xiàn)出了明顯變化：(1)較之于北段、南段，三江造山帶中段的弧巖漿巖帶寬度明顯變小，巖漿活動(dòng)集中在短暫時(shí)間段內(nèi)；(2)三江造山帶南段弧巖漿巖具有向俯沖帶方向后退的特點(diǎn)；(3)雖然南、北兩段均表現(xiàn)出幕式巖漿活動(dòng)，但各幕峰值年齡并不能一一對應(yīng)；(4)從北往南，巖漿活動(dòng)歷史逐漸變長。我們已經(jīng)對這些變化的構(gòu)造含義做了一些探討(Yangetal., 2014a, Xinetal., 2018)，但其包含的深部動(dòng)力學(xué)含義依然值得深入研究。

5.2 晚三疊世玉樹-義敦弧巖漿巖帶向南突然中斷及俯沖動(dòng)力學(xué)含義

晚三疊世玉樹-義敦弧巖漿巖帶向西可能穿越西昆侖，延申至伊朗Alboz造山帶，顯見是個(gè)相當(dāng)規(guī)模的大型弧巖漿巖帶。區(qū)域地質(zhì)調(diào)查結(jié)果(三江造山帶地質(zhì)圖編圖委員會(huì)，1986)認(rèn)為在維西以南地區(qū)存在大量晚三疊世火山巖，但新的測年數(shù)據(jù)表明(Xinetal., 2018)，維西至云龍之間出露的火山巖年齡大于230Ma，其屬于江達(dá)-維西陸緣弧的一部分，而非屬于玉樹-義敦陸緣弧。因而，玉樹-義敦火成巖帶并沒有向南越過龍門山逆沖帶的西南延伸線(圖2)，至該線附近，晚三疊世火山巖戛然而止。有趣的是，與晚三疊世俯沖相關(guān)的巖漿型礦床僅僅發(fā)現(xiàn)于該巖漿巖帶的南端(典型者如普朗斑巖型銅礦，李文昌和曾普勝，2007；羊拉矽卡巖礦床，魏君奇等，1997)。為何該巖漿巖帶會(huì)突然中斷，以及與斑巖型礦化的動(dòng)力學(xué)關(guān)聯(lián)等關(guān)鍵問題尚未見討論。結(jié)合巴顏喀拉-松潘-甘孜濁積巖的空間分布特點(diǎn)(圖2)，我們推測，龍門山逆沖斷層帶的前身可能是松潘-甘孜古洋盆的東南部保守型(conservative)板塊邊界(轉(zhuǎn)換斷層)，該轉(zhuǎn)換斷層走向與洋殼俯沖方向近平行。轉(zhuǎn)換斷層邊界南東側(cè)不存在洋殼俯沖，故而不發(fā)育弧巖漿巖帶。該轉(zhuǎn)換斷層隨洋殼俯沖而俯沖，造成俯沖帶局部熱擾動(dòng)，使得最南端的弧巖漿巖具有特殊的地球化學(xué)及成礦屬性。Chenetal. (2017)在玉樹-義敦弧巖漿巖帶最南端發(fā)現(xiàn)了具M(jìn)ORB屬性的晚三疊世玄武巖，巖漿源自軟流圈，可能與轉(zhuǎn)換斷層的俯沖有關(guān)。該推論若能得到詳細(xì)數(shù)據(jù)的進(jìn)一步支撐，則將對俯沖動(dòng)力學(xué)及斑巖型礦床成因具有重大科學(xué)意義。

5.3 弧巖漿巖帶內(nèi)發(fā)育的超基性巖塊的成因

在中咱地塊內(nèi)及附近地區(qū)，1/20萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查發(fā)現(xiàn)了大量基性、超基性巖塊(見圖1、圖2，三江造山帶地質(zhì)圖編圖委員會(huì)，1986)，前人將這些巖塊歸入金沙江蛇綠巖帶(莫宣學(xué)等，2001)。然而，從其空間展布特點(diǎn)、與弧巖漿巖關(guān)系看，這些基性、超基性巖塊不像成熟洋殼仰沖、破裂、混雜的產(chǎn)物，其理由如下：(1)這些巖塊呈面狀分布，沒有成帶(見圖1，三江造山帶地質(zhì)圖編圖委員會(huì)，1986)；(2)二疊紀(jì)、早三疊世江達(dá)-維西、晚三疊世玉樹-義敦弧巖漿巖帶內(nèi)的火山巖直接覆蓋在這些巖塊之上，同時(shí)代花崗質(zhì)巖體侵入于這些巖塊中(Zietal., 2012a, b)。這些基性、超基性巖塊的構(gòu)造屬性及形成過程依然是一個(gè)值得進(jìn)一步研究的科學(xué)問題。

5.4 原特提斯與古特提斯的關(guān)系

最近幾年在三江造山帶內(nèi)發(fā)現(xiàn)了大量早、中古生代巖漿巖(鐘宏等，1999； Jianetal., 2009a, b；汝珊珊等，2012; Zhaietal., 2013)，這些數(shù)據(jù)表明三江造山帶內(nèi)記錄了大量早古生代地質(zhì)演化信息。然而，我們并不清楚早古生代即原特提斯階段構(gòu)造演化的細(xì)節(jié)，也不清楚原特提斯與古特提斯階段構(gòu)造演化的關(guān)聯(lián)。解決這些問題對于整個(gè)特提斯構(gòu)造帶的大地構(gòu)造重建具有重大意義。

5.5 印支地塊向南逃逸？

前已述及，古特提斯階段構(gòu)造演化造就了西南三江造山帶基本構(gòu)造格局，始于新生代早期(Huetal., 2016)的印度-歐亞大陸碰撞改造了這一構(gòu)造格局。因而，對古特提斯構(gòu)造格局的改造程度及樣式是推演陸陸碰撞過程及動(dòng)力學(xué)機(jī)理的基礎(chǔ)。前人基于當(dāng)時(shí)對三江造山帶古特提斯構(gòu)造格局的理解提出了“陸陸碰撞引發(fā)印支地塊向南大規(guī)模逃逸”的構(gòu)造模型(如，Tapponnieretal., 1982, 1986; Leloupetal., 1993, 1995)。該模型在國內(nèi)被廣泛接受，并深刻影響了對三江造山帶新生代構(gòu)造演化的理解(Zhangetal., 2010, 2012a, b; Liuetal., 2012)。然而，擠出模型在提出之初就爭議不斷(England and Houseman, 1986; Vilotteetal., 1986; England and Molnar, 1997; Mattaueretal., 1999；Searle, 2006)。從本文根據(jù)新的年代學(xué)數(shù)據(jù)重建的古特提斯階段弧巖漿巖分布看，新生代構(gòu)造變形并沒有完全破壞古特提斯階段形成的大地構(gòu)造幾何格架，證據(jù)如下：(1)發(fā)育在揚(yáng)子地塊西緣的二疊紀(jì)-早三疊世弧巖漿巖帶依然保留完整；(2)作為逃逸地塊東部邊緣最主要走滑剪切帶的紅河-哀牢山剪切帶西側(cè)揚(yáng)子型古生界保留完好(圖1；三江造山帶地質(zhì)圖編圖委員會(huì)，1986)；(3)實(shí)際上，點(diǎn)蒼山、哀牢山剪切帶的變形巖石本身就是古特提斯階段弧巖漿巖帶的一部分；(4)位于雪龍山、點(diǎn)蒼山剪切帶之間的晚二疊世-早三疊世弧巖漿巖沒有經(jīng)歷任何剪切變形,而表現(xiàn)為擠壓變形(Yangetal., 2014b)；(5)詳細(xì)構(gòu)造解析結(jié)果顯示，三江造山帶絕大部分走滑剪切帶的主要變形機(jī)制為純剪，而非簡單剪切(Searle, 2006; Zhangetal., 2010, 2012a, b; Liuetal., 2012)。這些特點(diǎn)表明，印支地塊幾乎沒有向南逃逸，或者逃逸距離很小(史鵬亮等，2015；Lietal., 2017)。由此看來，斜向碰撞帶構(gòu)造演化及動(dòng)力學(xué)依然值得進(jìn)一步研究，清晰的古特提斯階段大地構(gòu)造幾何格架是深入研究相關(guān)問題的基礎(chǔ)。

6 結(jié)論

三江造山帶地質(zhì)演化復(fù)雜，更兼山高坡陡、植被覆蓋嚴(yán)重，許多地質(zhì)問題尚待深入調(diào)查。但綜合現(xiàn)有數(shù)據(jù)，可得如下主要結(jié)論：

(1)三江造山帶古特提斯構(gòu)造格局由兩次不同的大洋俯沖、陸陸碰撞過程形成：早二疊世到晚三疊世向北、北東方向俯沖形成江達(dá)-維西-云縣-哀牢山陸緣弧巖漿巖；晚三疊世向南俯沖形成玉樹-義敦陸緣弧巖漿巖帶。

(2)假定兩個(gè)俯沖帶的俯沖速率相差不大，則演化歷史更長的江達(dá)-維西-云縣-哀牢山弧巖漿巖帶對應(yīng)的龍木措-雙湖-昌寧-孟連古洋盆為古特提斯主洋盆，而玉樹-甘孜-理塘代表消失的古特提斯分支洋盆。

(3)三江造山帶古特提斯主洋盆洋殼俯沖時(shí)限達(dá)70Myr，形成了多個(gè)弧巖漿作用活躍期，各活躍期間隔約為10Myr。

(4)同一弧巖漿巖帶不同部位巖漿活動(dòng)的活躍期并不一一對應(yīng)。唯有詳細(xì)梳理整個(gè)造山帶構(gòu)造-巖漿-熱事件的時(shí)空配置關(guān)系方能構(gòu)建相對合理的大地構(gòu)造演化模型。

致謝 本文第一作者在求學(xué)期間適逢翟裕生院士擔(dān)綱校長，有幸多次聆聽先生教誨，受益終生；在從事三江造山帶研究的最近十年間，先生每每蒞臨指導(dǎo)，多有啟迪。值此先生90華誕，謹(jǐn)以此文表達(dá)對先生的敬意。兩位匿名審稿人提出了很多修改意見，在此表示感謝。