哀牢山西部晚古生代島弧-弧后盆地系統(tǒng)
——來自基性巖地球化學(xué)和年代學(xué)的證據(jù)

徐文濤，劉福來

(中國地質(zhì)科學(xué)院 地質(zhì)研究所，北京 100037)

顯生宙以來，岡瓦納大陸裂解出的多個(gè)陸塊不斷向北與歐亞大陸匯聚拼貼，在東南亞和“三江”地區(qū)形成多條特提斯縫合帶，包括古特提斯縫合帶、中特提斯縫合帶以及新特提斯縫合帶(Metcalfe,1996a,1996b,1999,2006;Trungetal.,2006;Ferrarietal.,2008;Wangetal.,2016,2017;Zhaoetal.,2018)。哀牢山縫合帶作為古特提斯東緣重要的北西向構(gòu)造帶，分隔了揚(yáng)子地塊與思茅-印支地塊，記錄了青藏高原東南緣古特提斯洋晚古生代演化的重要信息(Metcalfe,2006,2013;Jianetal.,2008)。在該縫合帶內(nèi)廣泛分布有古生代-中生代基性-超基性雜巖(圖1b)，這些巖石是研究哀牢山縫合帶構(gòu)造演化歷史的關(guān)鍵，并且由于它們通常起源于地幔，是研究地幔物質(zhì)組成和地球動力學(xué)過程的重要巖石類型(Naldrett,2005;Polatetal.,2011;Suetal.,2013;Thakurtaetal.,2013;Liuetal.,2017b)，因此受到越來越多的關(guān)注。

近年來，研究者們在哀牢山西部的大龍凱、五素和雅軒橋等地區(qū)發(fā)現(xiàn)大量晚石炭世-早三疊世基性侵入巖和噴出巖(云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局,1990;周德進(jìn)等,1992;韓松等,1998;莫宣學(xué)等,1998;鐘大賚,1998;Jianetal.,2009a,2009b;Fanetal.,2010;Laietal.,2014b;Liuetal.,2017b;Wangetal.,2017)。盡管對這些基性巖石已經(jīng)進(jìn)行了大量的同位素年代學(xué)和巖石地球化學(xué)等的研究，但由于缺乏對這些基性巖的年代學(xué)格架、空間展布、地球化學(xué)屬性以及巖石組合等的綜合分析，哀牢山西部晚古生代基性巖的形成環(huán)境仍存在較大爭議。目前對其形成環(huán)境的主要觀點(diǎn)包括：① 洋-陸俯沖形成陸緣島弧(Jianetal.,2009a,2009b;劉翠等,2011)；② 洋-陸俯沖導(dǎo)致弧后拉張，并形成弧后盆地(Fanetal.,2010;Wangetal.,2017)；③ 洋-陸俯沖導(dǎo)致陸內(nèi)裂解，再進(jìn)一步形成弧后盆地(Laietal.,2014b)。已有證據(jù)表明，在哀牢山西部大龍凱-五素-雅軒橋一帶同時(shí)出露兩類分別具有島弧和弧后盆地特征的中基性巖石，其鋯石U-Pb定年結(jié)果也顯示出明顯階段性(Jianetal.,2009a,2009b;Fanetal.,2010;Laietal.,2014b;Liuetal.,2017b;Wangetal.,2017)，因此，單一的島弧或弧后盆地觀點(diǎn)需要重新認(rèn)識。此外，這一時(shí)期哀牢山西部出露的基性巖以亞堿性玄武巖為主(Fanetal.,2010)，明顯不同于陸內(nèi)裂谷中發(fā)育的大量堿性巖石，因此，陸內(nèi)裂谷-弧后盆地模式也存在一定的問題。鑒于此，本文以哀牢山縫合帶西部大龍凱、五素和雅軒橋地區(qū)的基性侵入巖和基性火山巖為研究對象，通過詳細(xì)的野外地質(zhì)調(diào)查、巖石學(xué)和地球化學(xué)研究，并結(jié)合區(qū)內(nèi)已有的研究成果，欲查明相關(guān)巖漿活動的時(shí)限和期次，揭示其成因和形成環(huán)境，最終為進(jìn)一步探討該地區(qū)晚古生代的構(gòu)造演化提供制約。

1 地質(zhì)背景及樣品

1.1 地質(zhì)背景

哀牢山縫合帶東西寬20～100 km，長約500 km，是青藏高原東南緣一條重要的古特提斯分界線，它分隔了思茅-印支地塊與華南地塊，保存了從早古生代到新生代長時(shí)間、多期次的構(gòu)造變形、巖漿侵位、區(qū)域變質(zhì)等地質(zhì)記錄(云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局,1990;鐘大賚,1998;劉俊來等,2011)，也是我國著名的蛇綠巖帶(魏啟榮等,1999)。其北東側(cè)為揚(yáng)子地塊，北西側(cè)與金沙江縫合帶相連，西側(cè)緊鄰思茅地塊，南東側(cè)則延伸到越南北部的Song Ma縫合帶和Truong Son褶皺帶等地區(qū)(圖1a;Laietal.,2014b;Wangetal.,2017)。

區(qū)域上，哀牢山縫合帶位于特提斯構(gòu)造域的東段，與古特提斯洋的演化存在密切聯(lián)系，保留了晚古生代的蛇綠巖碎片、硬砂巖、片巖、灰?guī)r等增生楔雜巖(黃忠祥等,1993;Metcalfe,2002,2013;Zhangetal.,2008;冀磊等,2016；Wangetal.,2017)，是研究古生代—早中生代古特提斯演化的熱點(diǎn)地區(qū)之一。由于印度板塊與歐亞板塊在55 Ma左右發(fā)生碰撞拼合，導(dǎo)致思茅-印支地塊向東南方向大規(guī)模逃逸，哀牢山-紅河斷裂帶在逃逸過程中起著重要的調(diào)節(jié)作用(劉俊來等,2011;許志琴等,2016)。思茅-印支地塊沿哀牢山-紅河斷裂發(fā)生強(qiáng)烈的左行走滑運(yùn)動，其位移距離可能超過600 km(Chungetal.,1997)，因此造成哀牢山變質(zhì)帶內(nèi)變質(zhì)變形強(qiáng)烈，線性構(gòu)造極度發(fā)育，地貌上呈現(xiàn)明顯的北西-南東向展布(圖1b)。哀牢山縫合帶內(nèi)出露的蛇綠巖系列多不完整(如雙溝蛇綠巖)，這些蛇綠巖以二輝橄欖巖、含尖晶石方輝橄欖巖、斜長花崗巖、輝長巖為特征巖石，堆晶輝長巖、輝綠巖墻基本不發(fā)育(Jianetal.,2009a,2009b;Fanetal.,2010)，與其相關(guān)的火山巖主要為北西西向的五素玄武巖和雅軒橋玄武-安山巖系列(Zhangetal.,2008;Fanetal.,2010)。

哀牢山蛇綠巖由類似于正常洋中脊玄武巖(N-MORB)和富集型洋中脊玄武巖(E-MORB)的基性-超基性巖組成，其中輝長巖、輝綠巖和斜長花崗巖中的鋯石記錄了382～258 Ma的原巖形成年齡，代表哀牢山地區(qū)晚古生代可能為古特提斯洋的一條支洋/弧后盆地(Yumuletal.,2008;Jianetal.,2009a,2009b;Dengetal.,2014;Wangetal.,2016,2017)。Wang 等(2014)對比了哀牢山西部老王寨-墨江-綠春地區(qū)志留紀(jì)-泥盆紀(jì)沉積巖和揚(yáng)子地塊西緣建水地區(qū)早古生代地層中的碎屑鋯石年齡，認(rèn)為老王寨-墨江-綠春地區(qū)在早古生代時(shí)期應(yīng)屬于思茅-印支地塊。鐘大賚(1998)和莫宣學(xué)等(1998)在五素以南的雅軒橋地區(qū)發(fā)現(xiàn)一系列北西西向火山巖，前人研究后認(rèn)為其與北側(cè)江達(dá)-維西地區(qū)的火山巖共同組成晚石炭世-早三疊世(約305～250 Ma)陸緣弧火山巖(Zietal.,2012;Laietal.,2014a,2014b;Wangetal.,2014,2016)。近年來，前人從大龍凱-五素-雅軒橋等地區(qū)獲得287～265 Ma的基性巖鋯石U-Pb年齡，微量元素特征顯示其受到地殼物質(zhì)混染，同時(shí)具有MORB和島弧的地球化學(xué)特征，認(rèn)為其可能形成于陸內(nèi)弧后盆地(Fanetal.,2010;Liuetal.,2017b)。

思茅地塊又被稱為蘭坪-思茅褶皺帶，位于哀牢山縫合帶西南側(cè)，是從印支陸塊分離出來的一部分(Wangetal.,2000;Jianetal.,2009a)，分別以北側(cè)的哀牢山蛇綠巖帶、南東側(cè)Nan-Uttaradit蛇綠巖帶和西側(cè)的瀾滄江構(gòu)造帶為界(Wangetal.,2017)。其元古宙變質(zhì)基底為大勐龍雜巖和崇山雜巖，主要由變質(zhì)火山巖、硅質(zhì)碎屑巖以及大理巖組成(鐘大賚,1998;Wangetal.,2000,2006)。早古生代變沉積巖以灰?guī)r及硅質(zhì)碎屑巖為特征，表現(xiàn)出與揚(yáng)子地塊相似的巖石學(xué)特征，并被中泥盆統(tǒng)不整合覆蓋。前人認(rèn)為中泥盆世以前，揚(yáng)子地塊與思茅地塊可能為統(tǒng)一的陸塊(Fangetal.,1994;Metcalfe,1996a,1999,2002,2006;Feng,2002)，后續(xù)又沉積石炭紀(jì)-二疊紀(jì)淺海相到陸相巖層(鐘大賚,1998;Metcalfe,2006)。通常認(rèn)為該地區(qū)缺失晚三疊世地層。但最近在哀牢山和金沙江等地區(qū)分別發(fā)現(xiàn)了晚三疊世(249～244 Ma)高硅的高山寨和攀天閣火山巖系列(Wangetal.,2011;Zietal.,2012)，上三疊統(tǒng)一碗水組磨拉石和下侏羅統(tǒng)陸相紅層巖組不整合覆蓋在高山寨/崴谷春火山巖和/或前三疊紀(jì)沉積系列之上(鐘大賚,1998;Metcalfe,2006,2013;Wangetal.,2017)。

大龍凱-五素-雅軒橋基性巖漿雜巖位于思茅地塊東緣，由基性火山巖和基性侵入巖組成。其中，基性火山巖沿北西走向延伸約50 km，厚度超過745 m。該巖石系列主要為玄武巖，并被二疊紀(jì)砂巖和頁巖整合覆蓋，不整合覆蓋于石炭紀(jì)復(fù)理石沉積之上。區(qū)域資料顯示，該玄武巖系列自下而上由590 m厚的枕狀玄武巖、165 m厚的塊狀玄武巖組成，上覆50 m厚的含斜長石斑晶流紋巖 (Fanetal.,2010)?；郧秩霂r主要為輝長巖、輝綠巖及斜長輝石巖，沿北西走向侵入到二疊紀(jì)火山巖帶內(nèi)(Liuetal.,2017b)。前人將這套由二疊紀(jì)基性火山巖、英安巖、火山凝灰?guī)r、流紋巖夾砂巖、粉砂巖組成的地層稱為羊八寨組(P3y)(云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局,1990)。羊八寨組火山沉積巖廣泛出露于阿墨江斷裂西側(cè)(圖1c)。

1.2 野外和巖石學(xué)特征

本文樣品采自墨江以西的五素-雅軒橋基性雜巖。5件巖石樣品分別是中粗粒輝長巖(17HA19-1、17HA23-2)、蝕變輝綠巖(17HA20-1)和輕微蝕變玄武巖(17HA22-1、17HA23-1)。具體采樣位置見圖1c所示。

輝長巖(17HA19-1、17HA23-2)采自墨江以西、五素以北約4.5～7 km處。巖體出露面積約為0.01 km2，與下伏二疊紀(jì)火山巖地層呈斷層接觸，上部不整合覆蓋晚三疊世砂礫巖。野外觀察樣品呈灰黑色，具塊狀構(gòu)造(圖2a、2b、2j、2k)。鏡下觀察這兩件樣品均具有典型的輝長結(jié)構(gòu)，主要礦物組成為斜長石(40%～50%)、單斜輝石(40%～55%)，副礦物為磁鐵礦等(圖2c、2l)。斜長石和單斜輝石均具有波狀消光的特征，表明巖石發(fā)生一定的塑性變形，但不發(fā)育明顯的定向性構(gòu)造。

蝕變輝綠巖(17HA20-1)出露于五素以北約1 km處。出露面積約為50 m2，由于植被覆蓋嚴(yán)重，與圍巖的接觸關(guān)系不清，周圍可見大量玄武巖轉(zhuǎn)石(圖2d)。野外手標(biāo)本觀察呈墨綠色(圖2e)，鏡下可見樣品具有輝長輝綠結(jié)構(gòu)，主要由單斜輝石(35%)和斜長石(35%)和綠泥石(25%)組成。其中較大顆粒的輝石通常呈半自形柱狀，與斜長石組成輝長結(jié)構(gòu)。較小顆粒的輝石呈它形充填于斜長石的晶體格架中，組成輝綠結(jié)構(gòu)。輝石普遍發(fā)生綠泥石化作用，形成輝石假像和反應(yīng)邊結(jié)構(gòu)(圖2f)。

圖2 五素地區(qū)不同類型基性巖野外(a、d、g、j)、手標(biāo)本(b、e、h、k)及顯微鏡下照片(c、f、i、l，正交偏光)Fig.2 Outcrop (a,d,g,j),hand specimen (b,e,h,k) photographs and microphotographs (c,f,i,l) of different types of basic rocks in Wusu areaChl—綠泥石；Cpx—單斜輝石；Mag—磁鐵礦；Pl—斜長石；Qtz—石英；Ep—綠簾石Chl—chlorite;Cpx—clinopyroxene;Mag—magnetite;Pl—plagioclase;Qtz—quartz;Ep—epidote

蝕變玄武巖(17HA22-1和17HA23-1)分別采自五素以南約3 km和五素以北約7 km處。塊狀玄武巖(17HA22-1)野外出露面積約為200 m2，節(jié)理較為發(fā)育，與圍巖的接觸關(guān)系不清(圖2g)。樣品17HA23-1與周圍輝長巖(17HA23-2)呈斷層接觸關(guān)系。野外新鮮的玄武巖呈灰黑色，具塊狀構(gòu)造和杏仁狀構(gòu)造，斑狀結(jié)構(gòu)(圖2h)。鏡下觀察發(fā)現(xiàn)，斑晶(10%)通常為短柱狀的輝石假像，輝石已完全綠泥石化；基質(zhì)(90%)為典型的間粒結(jié)構(gòu)，由自形-半自形長柱狀的斜長石(65%～70%)、它形粒狀的單斜輝石(5%～10%)以及由輝石蝕變形成的綠泥石(10%～15%)組成(圖2i)。樣品17HA23-1中輝石含量較少，同時(shí)含少量云母類礦物。

巖相學(xué)特征表明，哀牢山西部五素-雅軒橋等地區(qū)出露的基性巖未遭受強(qiáng)烈的構(gòu)造變形，后期蝕變較弱，僅發(fā)生綠片巖相變質(zhì)，部分斜長石和輝石轉(zhuǎn)變形成綠泥石、綠簾石、絹云母等低級變質(zhì)礦物，大多數(shù)礦物仍保留原巖的結(jié)構(gòu)、構(gòu)造特征，原巖礦物化學(xué)屬性未發(fā)生明顯的改變。

2 測試方法與結(jié)果

2.1 測試方法

全巖樣品粉末(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(xué)成分測試在廣州澳實(shí)分析檢測實(shí)驗(yàn)室完成。主量元素采用X射線熒光光譜儀(XRF，儀器型號：PANalytical PW2424)測定，依據(jù)GB/T 14506.28-2010標(biāo)準(zhǔn)，檢測項(xiàng)目包括Al2O3、CaO、Fe2O3、K2O、MgO、MnO、Na2O、P2O5、SiO2、TiO2等10項(xiàng)，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(biāo)準(zhǔn)，檢出下限為0.01%。微量及稀土元素采用ICP-AES(儀器型號：Agilent VISTA)和ICP-MS(儀器型號：Agilent 7700x)組合測試完成，依據(jù)GB/T 14506.30-2010標(biāo)準(zhǔn)，測試精度優(yōu)于10%。

2.2 測試結(jié)果

5件基性巖樣品全巖地球化學(xué)分析結(jié)果(表1)顯示，這些基性巖整體具有較高的燒失量(LOI=2.04%～4.51%)，SiO2含量變化范圍較窄(45.82%～49.51%)，屬于基性巖成分范圍；以高Na2O(Na2O/K2O=3.11～192.20)含量、低P2O5(0.17%～0.23%)、TiO2(1.25%～1.97%)、FeOT(7.65%～9.73%)含量以及A/CNK值(0.63～0.78)為特征。Mg#值較為集中(55.1～64.7)，表明其后期的結(jié)晶分異作用不明顯。將數(shù)據(jù)投入Zr/TiO2-Nb/Y圖解與Ce/Yb-Ta/Yb圖解中，發(fā)現(xiàn)樣品具有典型的鈣堿性系列巖石特征(圖3a、3b)。同時(shí)，該基性巖具有較高的稀土元素總量(ΣREE=59.75×10-6～84.35×10-6)，無顯著的Eu(δEu=0.95～1.07)及Ce(δCe=1.00～1.03)異常(圖4)，表明在巖漿結(jié)晶分異過程中，斜長石沒有發(fā)生明顯的分離結(jié)晶。虧損Nb、Ta、Th、U等高場強(qiáng)元素并富集Rb、Ba、K等大離子親石元素，表明巖石在形成過程中可能受到地殼物質(zhì)的混染或板片流體的交代。大部分輝長巖、輝綠巖和玄武巖明顯富集輕稀土元素[(La/Sm)N=1.39～1.52]，類似于富集型洋中脊玄武巖(E-MORB)。值得注意的是，樣品17HA23-2(輝長巖)輕微虧損輕稀土元素 [(La/Sm)N=0.90]，類似于N-MORB。與其他基性巖相比，該樣品的Hf、Ti等微量元素含量最高，幾乎沒有Eu(δEu=0.93)和Ce(δCe=1.03)異常，在Ce/Yb-Ta/Yb圖解中落于拉斑質(zhì)系列與鈣堿性系列分界線附近(圖3b)。

表1 五素基性巖主量(wB/%)和微量(wB/10-6)元素含量Table 1 Major elements (wB/%) and trace elements (wB/10-6) compositions of Wusu basic rocks

續(xù)表1 Continued Table 1

3 討論

3.1 哀牢山西部晚古生代基性巖的時(shí)空分布

沿哀牢山西部阿墨江斷裂斷續(xù)分布多個(gè)基性巖體，由北向南分別為大龍凱、五素、雅軒橋、大黑山基性巖體，這些基性巖體侵入東西兩側(cè)的二疊系羊八寨組(P3y)火山沉積巖中(圖1c)。近年來的研究表明，羊八寨組中的火山巖可能形成于多期巖漿活動。

圖3 五素-雅軒橋基性侵入巖和火山巖的Zr/TiO2-Nb/Y圖解(a，據(jù)Winchester and Floyd,1977)和Ce/Yb-Ta/Yb圖解 (b，據(jù)Pearce,1982)(早期玄武巖和晚期玄武巖數(shù)據(jù)來源于Fan等,2010)Fig.3 Zr/TiO2-Nb/Y diagram (a,after Winchester and Floyd,1977) and Ce/Yb-Ta/Yb diagram (b,after Pearce et al.,1982) of Wusu-Yaxuanqiao basic rocks (data of early basalts and late basalts after Fan et al.,2010)

圖4 五素基性巖稀土(a、c)和微量元素(b、d)標(biāo)準(zhǔn)化圖解Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns (a,c) and primitive mantle normalized trace element patterns (b,d) for the Wusu-Yaxuanqiao basic rocks球粒隕石、原始地幔、OIB、N-MORB、E-MORB數(shù)據(jù)來源于Sun 和McDonough(1989)；早期玄武巖和晚期玄武巖數(shù)據(jù)來源于Fan 等(2010)data of chondrite,primitive mantle,OIB,N-MORB and E-MORB after Sun and McDonough (1989);data of early and late basalts from Fan et al.,2010

Lai 等 (2014b)測得哀牢山南西側(cè)壩溜地區(qū)二疊系羊八寨組火山凝灰?guī)r鋯石U-Pb年齡為288.5±3.3 Ma，與Fan 等(2010)獲得的五素玄武巖(287±5 Ma)年齡在誤差范圍內(nèi)一致(表2)，表明哀牢山西部羊八寨組中部分基性火山巖和火山沉積巖實(shí)際形成于早二疊世。區(qū)域上，哀牢山西部早二疊世(約288～287 Ma)火山巖與越南北西側(cè)晚石炭世-早二疊世北西向Truong Son島弧火山巖近于同期形成(約304～272 Ma，Hoaetal.,2008;Liuetal.,2012)，并且早二疊世Truong Son島弧英安巖-流紋巖與哀牢山西部同期的長英質(zhì)火山巖具有相似的化學(xué)組成，表明它們具有相似的島弧親緣性(Laietal.,2014b)。Liu 等(2017b)測得大龍凱層狀斜長輝石巖和輝長巖鋯石U-Pb年齡分別為272.1±1.7 Ma和266.4±5.8 Ma，該年齡與雅軒橋玄武巖(265±7 Ma,266.2±2.2 Ma)的年齡基本一致(表2;Jianetal.,2009b;Fanetal.,2010)。區(qū)域調(diào)查顯示，上述層狀基性巖侵入到早期五素玄武巖中，指示中二疊世哀牢山西部發(fā)生了一次較大規(guī)模的巖漿侵位事件(Liuetal.,2017b)，該時(shí)期以大量基性-超基性侵入巖和噴出巖的出現(xiàn)為特征。Jian等(2009b)通過SHIRMP鋯石U-Pb法獲得大龍凱斜長輝石巖年齡為245.6±1.4 Ma，與綠春及大黑山等地發(fā)現(xiàn)的247～246 Ma的流紋巖和輝綠巖具有一致的年齡(表2)，具有明顯的碰撞后巖漿特征，表明早三疊世以前，哀牢山西部已完成碰撞造山過程，進(jìn)入造山后的伸展階段(Jianetal.,2009b;劉翠等,2011;Laietal.,2014b)。

上述巖石學(xué)和年代學(xué)證據(jù)表明，哀牢山西部晚古生代至少存在兩期基性巖漿活動：① 早期基性巖形成于288～287 Ma。韓松等(1998)認(rèn)為早二疊世時(shí)期哀牢山西部發(fā)育雙峰式火山巖，整體處于陸內(nèi)裂谷環(huán)境。然而該時(shí)期哀牢山西部出露有大量的火山凝灰?guī)r、流紋巖、英安巖、玄武巖等(周德進(jìn)等,1992;鐘大賚,1998)，并不具有明顯的雙峰式火山巖的特征，玄武巖、英安巖、流紋巖的巖石組合是火山弧環(huán)境中典型巖石組合類型(Mccarron and Smellie,1998;李伍平等,1999)。② 晚期基性巖形成于272～265 Ma。該時(shí)期已發(fā)現(xiàn)的基性巖主要分布于大龍凱、五素、雅軒橋等地，巖石類型主要為斜長輝石巖、輝長巖、輝綠巖、枕狀玄武巖、塊狀玄武巖，以基性-超基性巖為主，明顯不同于早期酸性-基性巖巖石組合，表明晚期地幔巖漿活動加劇。因此，兩期基性巖可能形成于不同的構(gòu)造環(huán)境(鄧晉福等,1999)。

表2 哀牢山西部巖漿巖年齡Table 2 Summary of geochronological data from magmatic rocks in western Ailaoshan

值得注意的是，兩期基性巖均位于哀牢山西部北西向構(gòu)造線上，空間上并不能將兩期基性巖嚴(yán)格區(qū)分開。巖相學(xué)觀察表明，巖石并不具有明顯的定向構(gòu)造，表明其并未受到后期構(gòu)造作用的強(qiáng)烈改造，從而排除后期構(gòu)造運(yùn)動導(dǎo)致兩期基性巖現(xiàn)今的接觸關(guān)系。因此，本文認(rèn)為兩期巖漿活動應(yīng)該發(fā)生于同一位置，是不同巖漿演化階段的產(chǎn)物，早期巖漿巖作為晚期巖漿巖中的捕擄體或者被其侵入。

3.2 巖石成因與巖漿源區(qū)

本文研究的哀牢山西部基性巖整體蝕變較弱，遭受輕微的綠片巖相變質(zhì)作用(圖2)?；詭r中，大離子親石元素(LILEs，例如Rb、Ba、Sr等)通常更容易受到后期蝕變與變質(zhì)作用的改造，而過渡族元素(例如V、Cr等)和高場強(qiáng)元素(HFSEs，例如Nd、Ta、Zr、Hf、Ti、Th等)在這些過程中相對穩(wěn)定，但Sr等元素在綠片巖相變質(zhì)作用過程中通常非常穩(wěn)定(Pearce and Cann,1973)，因此下文僅使用這些相對不活動的元素來探討這些基性巖的巖石成因和巖漿源區(qū)。本小節(jié)中所討論的地球化學(xué)數(shù)據(jù)來源于本文和Fan 等(2010)。

3.2.1 巖石成因

本次采集的基性巖樣品具有較高的揮發(fā)分含量(LOI=2.04%～4.51%)，但巖相學(xué)特征表明其并未受到后期嚴(yán)重的熱液蝕變作用，說明揮發(fā)分主要來源于巖漿形成階段，表明其可能為地幔源區(qū)在含水的條件下高程度部分熔融的產(chǎn)物(Hickey and Frey,1982)。盡管本次研究未能獲得精確的鋯石U-Pb年齡，但本文樣品與Fan等(2010)獲得的早期玄武巖(287 Ma)樣品采自同一地區(qū)的二疊系羊八寨組中(圖1c)。地球化學(xué)特征表明，除樣品17HA23-2(輝長巖)以外，其余樣品的稀土和微量元素圖解顯示與早期基性巖(288～287 Ma)具有相似的高稀土元素總量和輕稀土元素含量特征(圖4)，相似的Ta/Yb、Ce/Yb值表明這些樣品與早期基性巖可能形成于同一時(shí)期。樣品17HA23-2(輝長巖)的采樣位置靠近大龍凱地區(qū)(圖1c)，野外調(diào)查顯示，該基性巖體侵入到早期的五素玄武巖中(圖2j)，地球化學(xué)特征表明，樣品輕微虧損LREE[(La/Sm)N=0.90]，較低的Ta/Yb、Ce/Yb值顯示其具有與晚期基性巖(272～265 Ma)相似的特征(圖3b)。

(1) 早期基性巖(288～287 Ma)

韓松等(1998)認(rèn)為哀牢山西部早二疊世巖漿序列具有雙峰式火山巖的特點(diǎn)并受到地殼物質(zhì)的同化混染，可能形成于大陸裂谷環(huán)境。Fan 等(2010)則認(rèn)為該期基性巖與西太平洋Okinawa Trough弧后盆地巖石具有相似的地球化學(xué)屬性，可能形成于弧后盆地環(huán)境。本文研究發(fā)現(xiàn)，早期基性巖具有較高的稀土元素含量(ΣREE=59.75×10-6～135.08×10-6)，明顯富集輕稀土元素(LREE/HREE=2.64～3.32)，其稀土和微量元素配分模式類似于E-MORB，而E-MORB則通常被認(rèn)為形成于受OIB型巖漿影響的洋中脊或弧后盆地環(huán)境(張旗等,2001)。然而，這些早期基性巖相對原始地幔更虧損Ti，并且明顯富集Pb和K等元素，表明其形成與OIB巖漿沒有直接聯(lián)系。此外，輕微富集Rb、Ba、Th等大離子親石元素，虧損Nb、Ta、Ti等高場強(qiáng)元素，表明巖石可能受地殼物質(zhì)的混染或板片流體的交代，但其Nb/La值與La/Sm、Sm/Nd值之間幾乎沒有相關(guān)性(圖5a、5b)，同時(shí)具有正的εNd(t)值(+3.52～+5.54)(Fanetal.,2010)，表明巖石受地殼物質(zhì)混染的影響較小(Xuetal.,2016)，因此，上述Nb、Ta、Ti元素的虧損可能與板片俯沖作用相關(guān)。俯沖至深部的板片脫水導(dǎo)致地幔楔部分熔融，高場強(qiáng)元素Nb、Ta、Ti等在板片脫水過程中不易活動，而大離子親石元素Rb、Sr、Ba、Cs等不相容性和活動性較強(qiáng)，使得來源于地幔楔部分熔融的島弧或弧后盆地巖漿虧損Nb、Ta、Ti等高場強(qiáng)元素而富集Rb、Sr、Ba、Cs等大離子親石元素(Tatsumi,1989;McCulloch and Gamble,1991;Classetal.,2013)。由于強(qiáng)不相容元素Zr通常富集于地殼，而Y作為相容元素更容易富集于地幔中，因此，早期基性巖所具有的類似WPB的高Zr含量和Zr/Y值(圖6b)表明它們可能形成于板內(nèi)環(huán)境。已有研究表明，不相容微量元素的比值(如La/Yb、Th/Yb、Ta/Yb、Sm/Yb、Zr/Yb等)通常反映地幔源區(qū)特征(Liuetal.,2016)。早期基性巖較高的Ta/Yb(0.09～0.18)和Ce/Yb(6.59～9.03)值顯示其屬于鈣堿性系列(圖3b)，因此，這些鈣堿性巖漿巖很可能起源于與板塊俯沖相關(guān)的島弧或陸緣弧環(huán)境(Hawkesworthetal.,1995;李伍平等,1999)。這也與它們具有相對較高的Ta/Yb(0.09～0.18)和Th/Yb(0.32～0.65)值一致(圖6a)。

(2) 晚期基性巖(272～265 Ma)

圖5 五素基性巖La/Sm-Nb/La圖解(a)和Sm/Nd-Nb/La圖解(b)[數(shù)據(jù)來源于本文和 Fan等(2010)]Fig.5 La/Sm-Nb/La diagram (a) and Sm/Nd-Nb/La diagram (b) of Wusu basic rocks (data after this study and Fan et al.,2010)

Fan 等(2010)基于地球化學(xué)和年代學(xué)證據(jù)認(rèn)為該期巖石形成于島弧環(huán)境。然而，Liu 等(2017b)在同一構(gòu)造位置發(fā)現(xiàn)了同期的斜長輝石巖和輝長巖，認(rèn)為它們應(yīng)該形成于弧后盆地環(huán)境。整體而言，晚期基性巖具有較低的稀土元素總量(ΣREE=28.77×10-6～76.16×10-6)，輕微富集輕稀土元素(LREE/HREE=1.75～2.55)，明顯富集Rb和Ba，虧損Nb、Ta和Ti等高場強(qiáng)元素，Nb/La值與La/Sm、Sm/Nd值幾乎沒有相關(guān)性(圖5a、5b)，同樣表明其形成過程可能與板片俯沖相關(guān)(McCulloch and Gamble,1991;Classetal.,2013)。較低的Ta/Yb(0.05～0.09)和Ce/Yb(3.58～5.97)值(圖3b)顯示其屬于拉斑質(zhì)系列。此外，晚期基性巖具有相對較低的Ta/Yb(0.05～0.09)和Th/Yb(0.16～0.41)值(圖6a)，顯示島弧巖漿屬性。在Hf-Th-Ta圖解中，早期和晚期基性巖均落于與火山弧相關(guān)的區(qū)域(圖6d)。而在Zr-Y-Ti圖解中，晚期基性巖主要落入B+C區(qū)域，類似于低鉀拉斑玄武巖。這種低K2O、TiO2和不相容元素的巖石可以形成于大洋島弧、弧后盆地或洋中脊環(huán)境中(桑隆康等,2012)，但其明顯虧損Nb、Ta元素，表明該基性巖的形成與俯沖作用有關(guān)。碎屑鋯石研究表明，晚古生代時(shí)期，哀牢山西部墨江-綠春地區(qū)屬于思茅地塊東緣(Wangetal.,2014;Xiaetal.,2016)，該地區(qū)屬于活動大陸邊緣，活動大陸邊緣之上形成的陸緣弧玄武巖通常具有較高K2O含量(Gill,2010)，顯然與該期基性巖低鉀的特征不同，因此，本文推測晚期基性巖可能形成于弧后盆地環(huán)境。

上述地球化學(xué)研究表明，早期和晚期基性巖均具有部分島弧巖漿巖的特征。然而，明顯不同的稀土、微量元素含量和巖石組合表明它們應(yīng)該形成于不同的構(gòu)造環(huán)境。在哀牢山西部，早期巖漿活動的產(chǎn)物主要為基性-酸性巖石，巖石類型包括玄武巖、英安巖、流紋巖和火山凝灰?guī)r等，且其中的玄武巖主要為鈣堿性玄武巖；而晚期巖漿活動的產(chǎn)物則以玄武巖、輝長巖、斜長輝石巖等基性-超基性巖石組合為特征，且其中的玄武巖主要為低鉀拉斑玄武巖。相關(guān)巖漿活動從早期演化至晚期，基性巖石具有逐漸從鈣堿性向拉斑玄武質(zhì)過渡的趨勢。因此，本文認(rèn)為早期巖漿巖可能形成于島弧環(huán)境，而晚期基性巖可能形成于早期島弧發(fā)生弧內(nèi)伸展后的弧后盆地，從而導(dǎo)致兩期基性巖同時(shí)具有部分弧巖漿巖的地球化學(xué)特征。

圖6 五素-雅軒橋基性巖構(gòu)造判別圖解(圖例同圖3)Fig.6 Tectonic discrimination diagrams for Wusu-Yaxuanqiao basic rocks(legends as for Fig.3)a—Th/Yb-Ta/Yb圖解(據(jù)Pearce,1982)；b—Zr/Y-Zr圖解(據(jù)Pearce and Norry,1979)；c—Ti-Zr-Y圖解(據(jù)Pearce and Cann,1973)；d—Hf-Th-Ta圖解(據(jù)Wood,1980)；ALK—堿性玄武巖；CAB—鈣堿性玄武巖；CFB—大陸溢流玄武巖；IAB—島弧玄武巖；IAT—島弧拉斑玄武巖；ICA—島弧鈣堿性巖石；OIB—洋島玄武巖；SHO—島弧橄欖粗玄巖系列；TH—拉斑玄武巖；TR—過渡玄武巖；WPAB—板內(nèi)堿性玄武巖；WPB—板內(nèi)玄武巖；A+B—鈣堿性玄武巖(CAB)；B+C—低鉀拉斑玄武巖(LKT)；B—洋底玄武巖(OFB)；D—板內(nèi)玄武巖(WPB)；數(shù)據(jù)來源于本文和Fan等(2010)a—Th/Yb-Ta/Yb diagram ( after Pearce,1982 );b—Zr/Y-Zr diagram ( after Pearce and Norry,1979 );c—Ti-Zr-Y diagram (after Pearce and Cann,1973 );d—Hf-Th-Ta diagram ( after Wood,1980 );ALK—alkali basalt;CAB—calc-alkaline basalt;CFB—continental flood basalt;IAB—island arc basalt;IAT—island arc tholeiite;ICA—island arc calc-alkaline basalt;OIB—ocean island basalt;SHO—island arc olivine trachybasalt;TH—tholeiite;TR—transitional basalt;WPAB—within plate alkali basalt;WPB—within plate basalt;A+B—calc-alkali basalt (CAB);B+ C—low K tholeiite (LKT);B—ocean floor basalt (OFB);D—within plate basalt (WPB);data after this study and Fan et al.,2010

3.2.2 巖漿源區(qū)

由于Yb在石榴石中是相容元素，而La和Sm是不相容元素，在石榴石穩(wěn)定域中，當(dāng)部分熔融程度較低時(shí)，La/Yb和Sm/Yb值將會發(fā)生明顯的分異，而在尖晶石穩(wěn)定域，La/Yb值變化的范圍很小，Sm/Yb值幾乎沒有變化(Aldanmazetal.,2000;Liuetal.,2016)，因此，Sm/Yb-La/Yb圖解可用于判斷巖漿源區(qū)來源于尖晶石穩(wěn)定域還是石榴石穩(wěn)定域(Zietal.,2010)。哀牢山西部晚古生代兩期基性巖漿巖具有非常低的La/Yb(1.53～3.84)和Sm/Yb(0.97～1.56)值，早期和晚期基性巖均落于石榴橄欖巖部分熔融曲線(批式部分熔融)上，部分熔融程度大于20%(圖7a)。石榴石的出現(xiàn)指示地幔橄欖巖部分熔融的深度大于70 km(Xuetal.,2001;Liuetal.,2017a)，同時(shí)也表明早期和晚期基性巖漿形成于相似深度的地幔巖中。實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)證明，如此高的部分熔融程度通常需要流體的參與，而在俯沖帶區(qū)域，流體通常來源于板片俯沖到深部之后的脫水，流體向上遷移造成地幔楔地幔巖的部分熔融(桑隆康等,2012)。大離子親石元素Rb、Sr作為不相容元素，在地殼中含量明顯高于地幔。Rb/Sr-Rb圖解中，早期基性巖相比晚期基性巖Rb的含量沒有明顯變化，但晚期基性巖Sr含量的明顯升高，導(dǎo)致其具有更低的Rb/Sr值(圖7b)。通常俯沖帶板片流體中同時(shí)富含Rb、Sr、K等元素，Rb 、Sr元素的解耦表明Sr含量的增加并不是由板片流體導(dǎo)致的。Sr在低壓條件下，易與斜長石中的Ca發(fā)生類質(zhì)同像替換，而在高壓條件下，斜長石不穩(wěn)定，顯示不相容元素特征，而稀土元素標(biāo)準(zhǔn)化圖解顯示(圖4)，早期基性巖具有適度的Eu負(fù)異常，而晚期基性巖中Eu無明顯異常，表明早期巖漿中斜長石發(fā)生明顯的結(jié)晶分異，因此認(rèn)為早期基性巖中Sr含量較低，可能是由于斜長石的結(jié)晶分異所導(dǎo)致。由于快速的巖漿供給和上升不利于斜長石的結(jié)晶(Zellmeretal.,2011)，所以晚期基性巖的巖漿供給速率和上升速率高于早期基性巖巖漿，這與該地區(qū)從島弧到弧后盆地的演化趨勢是一致的。

圖7 Sm/Yb-La/Yb圖解(a，據(jù)Zi et al.,2010)和Rb/Sr-Rb圖解(b，據(jù)Ellam and Hawkesworth,1988)Fig.7 Sm/Yb-La/Yb diagram (a，after Zi et al.,2010) and Rb/Sr-Rb diagram ( b,after Ellam and Hawkesworth,1988)MORB數(shù)據(jù)來源于Pearce 等(1981)；數(shù)據(jù)來源于本文和Fan 等(2010)；圖例與圖3相同MORB values after Pearce et al.,1981;data after this study and Fan et al.,2010;legends as for Fig.3

綜上所述，哀牢山西部晚古生代基性巖是在流體參與下、地幔楔巖石高度部分熔融的產(chǎn)物。流體來源于俯沖板片向深部俯沖的過程脫水形成，流體將地殼中富集的大離子親石元素(LILE)帶入地幔楔中，導(dǎo)致地幔楔橄欖巖的部分熔融，形成同時(shí)具有地殼和地幔屬性的島弧和弧后盆地巖石(Gill,2010)。早期和晚期基性巖近乎一致的部分熔融程度表明二者形成于同一地幔源區(qū)的不同演化階段。Dilek和Flower (2003)在研究新特提斯蛇綠巖時(shí)指出，俯沖作用可以導(dǎo)致先存島弧再次裂開，在俯沖帶上出現(xiàn)弧后盆地、弧前盆地等小洋盆(Dilek and Flower,2003)。因此，哀牢山西部早期和晚期基性巖均顯示島弧巖石的微量元素地球化學(xué)特征，但部分晚期基性巖的REE和微量元素地球化學(xué)特征同時(shí)表現(xiàn)出N-MORB和島弧的屬性，可能代表晚期基性巖形成于早期島弧發(fā)生弧內(nèi)伸展后的弧后盆地環(huán)境。

3.3 構(gòu)造意義

眾所周知，單一地依賴微量元素判別圖解來識別古構(gòu)造環(huán)境有時(shí)可能會出現(xiàn)偏差，應(yīng)結(jié)合巖相學(xué)、巖石組合特征等多元因素方能正確判斷其構(gòu)造背景(鄧晉福等,1999)。因此，本文根據(jù)上述巖石學(xué)、巖石地球化學(xué)及年代學(xué)證據(jù)，推測哀牢山西部晚古生代具有從島弧向弧后盆地演化的趨勢，該模式與Bédard 等 (1998)、Dilek和Polat(2008)提出的俯沖帶上盤弧內(nèi)伸展模式類似。Bédard (1998)認(rèn)為由于大洋板片的俯沖，早期在俯沖帶上盤形成島弧。隨著板片后撤，俯沖帶上盤島弧地區(qū)發(fā)生弧內(nèi)伸展，從而逐漸從島弧環(huán)境轉(zhuǎn)變?yōu)榛『笈璧丨h(huán)境。典型的例子如紐芬蘭地區(qū)的Betts Cove蛇綠巖，該地區(qū)同時(shí)出露鈣堿性和拉斑質(zhì)系列的巖漿巖(Bédardetal.,1996)，晚期蛇綠巖中出現(xiàn)大量早期玻安質(zhì)的島弧火山巖(Bédardetal.,1998)，該特征與哀牢山西部的巖石、地層分布情況十分相似。大龍凱-五素-雅軒橋島弧-弧后盆地東側(cè)為雙溝蛇綠巖，代表哀牢山古特提斯支洋/弧后盆地的殘余(Jianetal.,2009a,2009b;Laietal.,2014b)，西側(cè)為昌寧-孟連縫合帶所代表的古特提斯主洋(鐘大賚,1998;Feng,2002;Wangetal.,2017)?？紤]到西側(cè)古特提斯主洋與大龍凱-五素-雅軒橋島弧-弧后盆地之間隔著臨滄島弧、景洪弧后盆地以及思茅地塊(Wangetal.,2017)，而東側(cè)哀牢山古特提斯支洋/弧后盆地更為靠近大龍凱-五素-雅軒橋地區(qū)，本文認(rèn)為，哀牢山古特提斯支洋/弧后盆地向西俯沖導(dǎo)致哀牢山西部大龍凱-五素-雅軒橋島弧-弧后盆地的形成。該過程與前人認(rèn)為的金沙江-哀牢山-馬江古特提斯支洋/弧后盆地向西俯沖的觀點(diǎn)(Hoaetal.,2008;Jianetal.,2009a,2009b;Liuetal.,2012;Rogeretal.,2012;Kamvongetal.,2014)一致。

綜合以上的研究，本文提出哀牢山西部晚古生代多階段演化模式(圖8)：① 早二疊世(288～287 Ma)，碎屑鋯石年齡特征表明，晚古生代老王寨-墨江-綠春一帶仍屬于思茅-印支地塊(Wangetal.,2014;Xiaetal.,2016)，哀牢山西部晚古生代島弧/弧后盆地形成于洋-陸俯沖作用。由于哀牢山支洋/弧后盆地向西發(fā)生洋-陸俯沖，導(dǎo)致思茅地塊東緣形成陸緣弧(圖8a)；② 中二疊世(272～265 Ma)，隨著板片持續(xù)向西俯沖，俯沖板片向東發(fā)生后撤作用，導(dǎo)致俯沖帶上盤島弧發(fā)生弧內(nèi)伸展，并向兩側(cè)不斷擴(kuò)張，最終形成弧后盆地環(huán)境(圖8b)；③ 晚二疊世(257～255 Ma)，區(qū)域上與三疊系的沉積角度不整合以及坪河鄉(xiāng)等地區(qū)發(fā)現(xiàn)的257～255 Ma同碰撞花崗巖等證據(jù)，表明該時(shí)期哀牢山西部逐漸進(jìn)入碰撞造山階段(Laietal.,2014b)(圖8c)。

圖8 哀牢山西部晚古生代構(gòu)造演化圖Fig.8 Conceptual diagram illustrating the tectonic evolution of western Ailaoshan in Late Paleozoica—早二疊世，哀牢山支洋/弧后盆地向西發(fā)生洋-陸俯沖，在思茅地塊東緣形成陸緣島弧；b—中二疊世，板片后撤導(dǎo)致原島弧區(qū)域逐漸向弧后盆地演化；c—晚二疊世，弧后盆地逐漸閉合a—Early Permian,westward subduction of the Ailaoshan branch ocean/back-arc basin formed the continental marginal arc in the east margin of Simao terrane;b—Middle Permian,slab rollback led to the continental marginal arc extension to a back-arc basin;c—Late Permian,closure of the back-arc basin

4 結(jié)論

(1) 哀牢山西部晚古生代存在兩個(gè)時(shí)期的基性巖，早期(288～287 Ma)形成玄武巖、玄武安山巖、火山凝灰?guī)r等酸性-基性巖石巖石組合，而晚期(272～265 Ma)則以斜長輝石巖、輝長巖和玄武巖等基性-超基性巖石組合為特征，兩者可能形成于不同的構(gòu)造背景。

(2) 地球化學(xué)研究表明，早期基性巖主要為鈣堿性巖石系列，晚期基性巖則主要為拉斑質(zhì)系列。兩期基性巖均具有島弧巖石的部分特征，但不盡相同。晚期基性巖可能形成于早期島弧進(jìn)一步伸展后的弧后盆地環(huán)境，從而證明哀牢山西部在晚古生代時(shí)期經(jīng)歷了從島弧到弧后盆地環(huán)境的演化過程。

致謝本文在實(shí)驗(yàn)和撰文過程中得到了中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所許王博士的悉心指導(dǎo)和幫助，匿名審稿專家提出了非常寶貴的修改意見，為文章的形成和理論提升提供了極大的幫助，在此深表感謝。