西南三江德欽-維西地區(qū)中二疊-晚三疊世巖漿巖與古特提斯演化*

許王 劉福來 冀磊 王舫 徐文濤 王丹

1. 自然資源部深地動力學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所，北京 1000372. 中國地質(zhì)科學(xué)院，北京 100037

自古生代以來，數(shù)個微陸塊陸續(xù)從東岡瓦納大陸裂解出來，并形成一系列新的大洋(包括古特提斯洋、中特提斯洋和新特提斯洋)；這些微陸塊不斷向北(或西北)漂移，最終與勞亞大陸(中生代以后為歐亞大陸)拼貼在一起，控制了現(xiàn)今東亞和東南亞的構(gòu)造格局(Metcalfe，2006，2013；Stampflietal.，2013；Huangetal.，2018)。其中，華北、華南、塔里木和印度尼西亞等微陸塊被認(rèn)為最早從岡瓦納大陸裂解出來，并導(dǎo)致了泥盆紀(jì)時期古特提斯洋的打開；伴隨著這些微陸塊向北漂移過程中的俯沖、增生和碰撞作用，古特提斯洋最終在三疊紀(jì)時期閉合(詳見Metcalfe，2013；Zhaoetal.，2018；及其參考文獻(xiàn))。

作為古特提斯構(gòu)造域的東段，西南三江地區(qū)保留了與古特提斯洋打開-閉合相關(guān)的完整地質(zhì)記錄，因此一直是研究古特提斯演化的關(guān)鍵地區(qū)(莫宣學(xué)和潘桂棠，2006；Liuetal.，2013；Wangetal.，2018a；楊天南等，2019；及其參考文獻(xiàn))。目前的研究表明，三江地區(qū)記錄了非常復(fù)雜的古特提斯演化歷史，可能存在多條古特提斯大洋縫合帶，包括理塘縫合帶、金沙江-哀牢山縫合帶和昌寧-孟連縫合帶(圖1a；Houetal.，2003；莫宣學(xué)和潘桂棠，2006；Zietal.，2013；Yangetal.，2014a)。然而，由于新生代以來印度板塊與歐亞大陸之間的碰撞-俯沖，在青藏高原東南緣形成了數(shù)條大型走滑剪切帶(Peltzer and Tapponnier，1988；Tapponnieretal.，1990；Zhongetal.，1990)，相關(guān)擠壓構(gòu)造強(qiáng)烈地改造了三江地區(qū)關(guān)于古特提斯的地質(zhì)記錄，尤其是將德欽-維西地區(qū)昌寧-孟連縫合帶與金沙江縫合帶之間的距離縮短至數(shù)十千米(圖1b)，這在很大程度上增加了對該地區(qū)大地構(gòu)造單元劃分的難度，進(jìn)一步制約了我們對古特提斯洋構(gòu)造演化的理解(對比Zietal.，2012b，2013；Yangetal.，2014a；Xinetal.，2018；楊天南等，2019；Fanetal.，2020)。

值得注意的是，德欽-維西地區(qū)是西南三江唯一大面積出露中二疊-早三疊世巖漿巖(以火山巖為主)的地區(qū)(見楊天南等, 2019的圖1)。這些巖漿巖大多介于昌寧-孟連縫合帶和金沙江縫合帶之間(圖1b)，可能是研究古特提斯洋晚期演化歷史的理想對象。然而，目前關(guān)于這些巖漿巖的成因和形成環(huán)境存在不同的認(rèn)識。部分研究者提出它們是多期次、多階段的，分別對應(yīng)于金沙江洋殼俯沖及其后的陸陸碰撞造山和造山后伸展等構(gòu)造環(huán)境(Zhuetal.，2011；王保弟等，2011；Zietal.，2012a，b，c，2013；Wangetal.，2014；Fanetal.，2020)；而另一部分研究者則認(rèn)為得榮-德欽-維西地區(qū)的鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)巖石并不是洋殼殘片(即金沙江蛇綠巖)，因此這一地區(qū)并不存在金沙江縫合帶，進(jìn)一步提出這些巖漿巖屬于昌寧-孟連古洋殼向北(東)俯沖形成的江達(dá)-維西陸緣弧巖漿巖的一部分(持續(xù)時間約40Myr；Yangetal.，2014a；梁明娟等，2015；唐靚等，2016；Xinetal.，2018；楊天南等，2019)。鑒于此，本文以德欽-維西地區(qū)的火山巖和沉火山碎屑巖為重點(diǎn)研究對象，通過鋯石U-Pb年齡和全巖地球化學(xué)組成，結(jié)合區(qū)域內(nèi)的已有研究成果，查明相關(guān)火山活動的時限及巖漿期次，揭示其中火山巖的成因，最終為理解古特提構(gòu)造演化提供制約。

1 地質(zhì)背景及采樣

由于古特提斯洋的演化結(jié)束于三疊紀(jì)時期，因此本文主要關(guān)注德欽-維西地區(qū)古生代-早中生代的地質(zhì)背景，而不涉及侏羅紀(jì)以及之后的構(gòu)造變形、巖漿作用和沉積作用等。

1.1 地質(zhì)背景

三江造山帶位于青藏高原東南緣，由一系列微陸塊(例如昌都-蘭坪-思茅地塊、保山地塊和騰沖地塊)和縫合帶(例如理塘縫合帶、金沙江-哀牢山縫合帶、景洪-楠-程逸縫合帶和昌寧-孟連縫合帶)組成(圖1a；Houetal.，2003；莫宣學(xué)和潘桂棠，2006；Metcalfe，2013)。其中，德欽-維西地區(qū)古特提斯階段的主要構(gòu)造單元包括昌寧-孟連(或?yàn)憸娼?縫合帶、金沙江縫合帶和夾持于兩條縫合帶之間的昌都-蘭坪-思茅地塊(圖1b)。

圖1 青藏高原及鄰區(qū)構(gòu)造綱要圖(a)和德欽-維西地區(qū)晚古生代巖漿巖分布圖(b，據(jù)四川省地質(zhì)調(diào)查院，2009(1)四川省地質(zhì)調(diào)查院. 2009. 西南三江地區(qū)區(qū)域地質(zhì)圖(1/100萬) )

昌寧-孟連縫合帶主要由古生代蛇綠混雜巖(橄欖巖、輝長巖、輝綠巖、玄武巖和硅質(zhì)巖等)和三疊紀(jì)高壓變質(zhì)巖石(藍(lán)片巖、榴輝巖等)組成(Zhangetal.，1993；鐘大賚，1998；Feng，2002；Jianetal.，2009a，b；王舫等，2016；李靜等，2017)，被認(rèn)為代表著古特提斯的主大洋(鐘大賚，1998；潘桂棠等，2002；Metcalfe，2013；Wangetal.，2018a)，并與西北側(cè)的龍木錯-雙湖縫合帶相連(Metcalfe，2013；Yangetal.，2014a)。傳統(tǒng)上，金沙江-哀牢山縫合帶所代表的古洋盆被認(rèn)為是古特提斯洋的分支或者弧后盆地(莫宣學(xué)等，1993；Fanetal.，2010)，其中，金沙江蛇綠混雜巖由橄欖巖、輝長巖、基性火山巖、灰?guī)r和硅質(zhì)巖等組成(Zhangetal.，1994)。在德欽-維西地區(qū)的東側(cè)存在南北向斷續(xù)出露的超鎂鐵質(zhì)巖石，結(jié)合區(qū)內(nèi)出露的“斜長花崗巖”和基性火山巖等，以往的研究認(rèn)為這些巖石組合是金沙江蛇綠混雜巖的一部分，由此將其作為昌都-蘭坪-思茅地塊和中咱地塊的界線(圖1b；簡平等，2003a；Jianetal.，2008；Zietal.，2012b)。然而，楊天南等(2019)認(rèn)為其中的超鎂鐵質(zhì)巖石呈面狀分布，并且同樣見于中咱地塊內(nèi)部，結(jié)合覆蓋其上的火山巖以及存在近同時代侵入其中的花崗質(zhì)巖石，提出這些超鎂鐵質(zhì)巖石并不代表古洋殼殘片。昌都-蘭坪-思茅地塊在德欽-維西地區(qū)由大面積的中二疊-晚三疊世火山巖以及少量三疊紀(jì)花崗質(zhì)巖石和具有揚(yáng)子地塊親緣性的古生代沉積地層(例如砂巖、頁巖、板巖和灰?guī)r等)組成(圖1b；三江造山帶地質(zhì)圖編圖委員會，1986；楊天南等，2019及其中參考文獻(xiàn))；盡管關(guān)于這些巖漿巖的成因和構(gòu)造背景還存在不統(tǒng)一的認(rèn)識，但它們作為古特提斯演化階段的產(chǎn)物是沒有爭議的。隨后，這些與古特提斯演化有關(guān)的地質(zhì)記錄部分被中-新生代沉積物所覆蓋(例如蘭坪盆地)或者被一系列的走滑斷層所破壞。

1.2 野外產(chǎn)狀及樣品特征

中二疊-晚三疊世火山(碎屑)巖在德欽-維西地區(qū)普遍發(fā)育，南北向延伸約300km，厚約數(shù)千米，其巖石類型豐富，包括玄武巖、安山巖、英安巖、流紋巖、粗面巖以及各類凝灰?guī)r(例如熔結(jié)凝灰?guī)r、含巖屑凝灰?guī)r等)；這些火山(碎屑)巖通常與砂巖、細(xì)砂巖、泥巖(部分含炭)、灰?guī)r等呈互層狀產(chǎn)出，甚至可見多個噴發(fā)-沉積韻律(Zietal.，2012c；梁明娟等，2015；唐靚等，2016；Xinetal.，2018)。

2 分析方法

本文對德欽-維西地區(qū)的3件火山巖和1件沉火山碎屑巖樣品進(jìn)行了鋯石U-Pb定年。首先將雙目鏡下挑選出的鋯石置于環(huán)氧樹脂內(nèi)進(jìn)行拋光清洗，使得鋯石露出內(nèi)部截面，制成靶樣；隨后，利用場發(fā)射掃描電鏡TESCAN MIRA3進(jìn)行陰極發(fā)光成像，掃描條件為2分鐘/7千伏；最后，選擇鋯石顆粒截面無裂隙、無包裹體、陰極發(fā)光特征一致的區(qū)域進(jìn)行U-Pb年齡測試。鋯石U-Pb年齡的測試工作在北京快科賽默科技有限公司進(jìn)行，利用ESI New Wave NWR 193UC(TwoVol2)激光剝蝕系統(tǒng)(LA)和Agilent 8900 ICP-QQQ電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS)，測試束斑為25μm；分析過程中選用Pleovice鋯石樣品(推薦加權(quán)平均年齡值為337.13±0.37Ma，Slámaetal.，2008)作為外標(biāo)進(jìn)行同位素分餾校正，每測試10～15個樣品點(diǎn)分析2個Pleovice鋯石點(diǎn)(測試加權(quán)平均年齡值為336.8±1.8Ma)；對分析數(shù)據(jù)的離線處理(包括信號區(qū)間的選擇、靈敏度漂移校正、元素含量和U-Pb同位素比值以及年齡計算)采用ICPMSDataCal軟件，而年齡數(shù)據(jù)處理(例如諧和圖繪制和加權(quán)平均年齡計算)使用的是Isoplot 4.15程序。

本文還對其中的6件火山巖和1件沉火山碎屑巖樣品進(jìn)行了全巖主、微量元素的測試分析，相關(guān)測試分析工作在澳實(shí)分析檢測(廣州)有限公司進(jìn)行。首先，在野外選取并采集新鮮的樣品，在室內(nèi)將全巖粉碎并研磨至200目得到粉末樣。隨后，在粉末樣中加入含硼酸鋰-硝酸鋰熔融助溶劑，混合后高溫熔融，利用PANalytical PW2424型X射線熒光光譜儀(XRF)分析主量元素氧化物的含量，誤差小于2%，而燒失量(LOI)是在馬弗爐中1000℃溫度條件下灼燒后測得。最后，利用高氯酸、硝酸和氫氟酸消解粉末樣，蒸至近干后用稀鹽酸溶解定容，再用Agilent 5110型電感耦合等離子體發(fā)射光譜(ICP-AES)和Agilent 7900型電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS)分析得到微量元素含量，誤差小于10%。

圖2 玄武巖(a)、安山巖(b)、流紋巖(c)以及沉火山角礫巖(d)的野外和鏡下照片Chl-綠泥石；Cal-方解石；Pl-斜長石；Cpx-單斜輝石；Qz-石英Fig.2 Representative field and microscopic photographs of basalt(a), andesite(b), rhyolite(c) and sedimentary volcanic breccia(d)Chl-chlorite; Cal-calcite; Pl-plagioclase; Cpx-clinopyroxene; Qz-quartz

3 分析結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb年齡

本文對4件不同巖石類型的樣品(玄武巖19S55-2；安山巖19S86-1；流紋巖19S53-1；沉火山角礫巖19S45-2)進(jìn)行了鋯石U-Pb定年，測試結(jié)果見表1。4件樣品的鋯石U-Pb年齡諧和圖以及代表性鋯石的陰極發(fā)光圖像見圖3。

樣品19S55-2中的鋯石粒度變化較大(20～100μm)，但是均具有較高的Th/U比值(0.58～1.29)。部分鋯石為半自形-他形，在陰極發(fā)光圖像中具有類似中酸性巖漿巖鋯石的震蕩環(huán)帶，有可能存在捕獲鋯石；另一部分鋯石呈近自形的板柱狀，其長寬比約為2:1，屬于典型基性巖漿鋯石(圖3a)。10個分析點(diǎn)中，點(diǎn)01具有較大的不諧和度(45%)，點(diǎn)08得到明顯較大的206Pb/238U年齡(299Ma)，應(yīng)是捕獲鋯石；其余8個點(diǎn)得到相對諧和且變化范圍較小的206Pb/238U年齡(240～221Ma)，加權(quán)平均年齡為234±4Ma，但是個別分析結(jié)果(例如點(diǎn)06，221Ma)明顯偏離其他鋯石年齡(圖3a)，因此，本文認(rèn)為計算的TuffZirc年齡(圖3a；235.8+4.2/-4.2Ma)更可能代表著玄武質(zhì)巖漿的噴發(fā)時間。

樣品19S86-1中的鋯石粒度較大且相對集中(100～120μm)，具有較為一致的Th(48×10-6～95×10-6)和U(96×10-6～174×10-6)含量以及Th/U比值(0.47～0.75)。這些鋯石多為半自形-自形，在陰極發(fā)光圖像上具有明顯的震蕩環(huán)帶，屬于典型的巖漿鋯石(圖3b)。10個分析點(diǎn)獲得相對一致的206Pb/238U年齡(243～231Ma)，其加權(quán)平均年齡為236±4Ma；同樣地，我們認(rèn)為利用更集中的鋯石定年結(jié)果(n=7)計算的TuffZirc年齡(圖3b；233.0+7.5/-2.2Ma)代表著安山巖的形成時代，與羊拉高鎂安山巖噴發(fā)時代一致(約232Ma；Fanetal.，2020)。

樣品19S53-1中的鋯石普遍較小，粒度集中在50～70μm，且它們的Th(14×10-6～275×10-6)和U(36×10-6～574×10-6)含量變化較大。這些鋯石均為自形-半自形，絕大多數(shù)鋯石顆粒在陰極發(fā)光圖像上均具有典型的巖漿鋯石震蕩環(huán)帶。其中，發(fā)光性較弱的鋯石普遍記錄較老的206Pb/238U年齡(例如點(diǎn)08，408Ma)，它們應(yīng)該是捕獲鋯石；而發(fā)光性較強(qiáng)的鋯石則記錄了較年輕且相對一致的206Pb/238U年齡(圖3c；279～250Ma)，4個諧和的分析點(diǎn)給出加權(quán)平均年齡為258±9Ma，但是更集中的3個分析點(diǎn)計算得到260.5+2.9/-2.2Ma更可能代表著流紋巖的噴發(fā)時代，略早于攀天閣組高硅流紋巖的形成時代(約247Ma；Zietal.，2012c)。

表1 德欽-維西地區(qū)火山巖和沉火山碎屑巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡

圖3 德欽-維西地區(qū)玄武巖(a)、安山巖(b)、流紋巖(c)和沉火山角礫巖(d)中鋯石U-Pb年齡諧和圖以及代表性的鋯石陰極發(fā)光圖像白色圓圈均為25μmFig.3 Zircon U-Pb concordia and representative cathodoluminescence images for collected samples in the Deqen-Weixi area(a)basalt;(b)andesite; (c)rhyolite;(d)sedimentary volcanic breccias. The diameters of all white circles represent 25μm

樣品19S45-2中的鋯石均為自形-半自形粒狀，同樣具有較大的粒度(100～120μm)。在陰極發(fā)光圖像上可見明顯的震蕩環(huán)帶，此外，它們還具有較高的Th/U比值(集中在0.87～1.44)，屬于典型的巖漿鋯石。10個分析點(diǎn)得到比較諧和且一致的206Pb/238U年齡(235～226Ma)，其加權(quán)平均年齡為230±3Ma，與定年結(jié)果更集中的8個分析點(diǎn)計算的TuffZirc年齡(231.6+1.6/-3.7Ma)相近，能夠很好地約束火山噴發(fā)時限(圖3d)。

3.2 全巖主量和微量元素組成

德欽-維西地區(qū)6件火山巖和1件沉火山碎屑巖樣品的全巖主量和微量元素測試分析結(jié)果見表2。這些火山巖的燒失量變化范圍大(LOI=1.34%～8.37%)，本文在剔除燒失量之后對主量元素含量進(jìn)行了歸一化處理(下文相關(guān)描述和討論均基于歸一化后的數(shù)據(jù))。如前所述，這些火山巖普遍受到后期低綠片巖相變質(zhì)作用的改造以及不同程度蝕變作用的影響，其中的大離子親石元素(如Na、K、Rb、Ba、Sr等)的豐度更容易改變，而過渡金屬元素(如V、Cr、Ni等)和高場強(qiáng)元素(例如Ti、Th、Nb和稀土元素等)幾乎沒有活動，因此更能反映巖漿巖的原始組成。需要注意的是，中酸性巖石(如安山巖和流紋巖)的燒失量普遍較低，且部分大離子親石元素(如Ba)的含量比較一致，我們認(rèn)為這些元素也可以定性地反映相關(guān)巖漿的原始特征。

4件玄武巖樣品采自得榮縣以西(得榮玄武巖；圖1b)，這些玄武巖以中等偏低的SiO2(49.97%～54.75%)和TiO2(0.79%～2.03%)含量以及MgO含量(3.78%～9.28%)和Mg#值[100×Mg/(Mg+Fe2+)=40～65；假設(shè)樣品中所有鐵均為Fe2+]變化范圍大為特征(表2)，多具有拉斑質(zhì)組成(圖4b, c)。在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖中(圖5a)，盡管含量變化比較大，但是這些玄武巖具有非常一致的稀土元素配分型式，且未顯示出明顯的輕重稀土元素分餾((La/Yb)N=1.29～1.71)，不同于維西縣以東的中二疊世崔依比組玄武巖((La/Yb)N=2.9～15.7；Zietal.，2012c)；此外，得榮玄武巖幾乎不具有Eu異常(Eu/Eu*=0.93～1.06)。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖中(圖5c)，得榮玄武巖顯示出不同程度的Nb、Ta和Ti虧損，僅部分樣品顯示出較弱的Zr和Hf虧損，其微量元素組成類屬于洋中脊玄武巖，但是具有明顯的Pb正異常(圖5c)。

表2 德欽-維西地區(qū)火山巖和沉火山碎屑巖主量(wt%)和微量(×10-6)元素組成

圖4 德欽-維西地區(qū)火山巖和沉火山碎屑巖構(gòu)造判別圖(a)Zr/Ti-Nb/Y圖解(Pearce，1996);(b)Zr-Y圖解(Ross and Bédard，2009);(c)FeOT/MgO-SiO2圖解(Miyashiro，1974);(d)Mg#-SiO2圖解(Kelemen，1995);(e)(La/Yb)N-YbN圖解(Kamei et al.，2004)Fig.4 Plots for volcanic and sedimentary volcanoclastic rocks in the Deqen-Weixi area(a)Zr/Ti vs. Nb/Y(Pearce，1996);(b)Zr vs. Y(Ross and Bédard，2009);(c)FeOT/MgO vs. SiO2(Miyashiro，1974);(d)Mg# vs. SiO2(Kelemen，1995);(e)(La/Yb)N vs. YbN(Kamei et al.，2004)

本文僅在蘭坪縣西北采集到1件安山巖樣品(蘭坪安山巖；圖1b)，具有中等的SiO2含量(60.28%)，在Zr/Ti-Nb/Y圖解中落入典型的安山巖區(qū)域(圖4a)，并顯示出鈣堿性巖石的特征(圖4b)。此外，蘭坪安山巖具有較高的MgO含量(3.60%)和Mg#值(48)，類似于典型的高鎂安山巖(圖4d)。在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖中(圖5b)，蘭坪安山巖明顯富集輕稀土元素并具有輕微的Eu負(fù)異常((La/Yb)N=7.27，Eu/Eu*=0.72)，類似于贊岐巖類高鎂閃長巖(圖4e)，但是有著更低的Cr和Ni含量(分別為11×10-6和17.9×10-6)；而在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖中(圖5d)，蘭坪安山巖明顯虧損Nb、Ta、Ti等高場強(qiáng)元素，類似于在得榮縣附近(圖1b)新發(fā)現(xiàn)的晚三疊世羊拉高鎂安山巖(約233Ma；圖5d)。

4 討論

近十年來，研究者們在德欽-維西地區(qū)積累了大量關(guān)于古特提斯巖漿活動的年代學(xué)和地球化學(xué)數(shù)據(jù)，使得詳細(xì)探討相關(guān)巖漿作用的時代和成因以及古特提斯的構(gòu)造演化成為可能。

4.1 德欽-維西地區(qū)巖漿巖的形成時代

本文測試分析了德欽-維西地區(qū)3件火山巖和1件沉火山碎屑巖樣品的年齡，并收集了前人在該地區(qū)獲得的40件火山(碎屑)巖和21件侵入巖年齡樣品，詳細(xì)年齡數(shù)據(jù)見表3。本文3件火山巖和1件沉火山碎屑巖樣品中鋯石的定年結(jié)果給出2個峰值年齡為261Ma和233Ma(圖6a)，而前人40件火山(碎屑)巖樣品中鋯石的年齡主要分布在在265～230Ma，峰值年齡為246Ma(圖6b)，21件侵入巖樣品中鋯石的年齡主要分布在265～225Ma，峰值年齡為247Ma和233Ma(圖6c)?？梢钥闯?，德欽-維西地區(qū)的巖漿活動主要集中在中二疊-晚三疊世(270～225Ma；圖6d)，這與楊天南等(2019)總結(jié)的結(jié)果相近，但是2個年齡峰值代表著不同構(gòu)造背景下的兩期巖漿活動(Zhuetal.，2011；Zietal.，2012a，b；Fanetal.，2020)還是同一期巖漿活動的兩個不同階段(Xinetal.，2018；楊天南等，2019)，需要結(jié)合巖漿巖的成因和區(qū)域地質(zhì)背景綜合考量。此外，德欽-維西地區(qū)少見中二疊世晚期(約260Ma)的巖漿巖，與北羌塘地體的巖漿作用特點(diǎn)略有不同 (詳見Xuetal.(2020)中圖4c)。需要注意的是，在昌都-蘭坪-思茅地塊和中咱地塊范圍內(nèi)，尤其是兩者界線處(即部分研究者所認(rèn)為的“金沙江縫合帶”位置) 還分布有少量石炭紀(jì)-早二疊世巖漿巖(圖6c；峰值年齡約為340Ma和290Ma，Jianetal.，2008；Zietal.，2012b)。

表3 德欽-維西地區(qū)巖漿巖年齡匯總

圖5 德欽-維西地區(qū)火山巖和沉火山碎屑巖(a、b)球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖和(c、d)原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(標(biāo)準(zhǔn)化數(shù)值據(jù)Sun and McDonough，1989)數(shù)據(jù)來源：OIB-洋島玄武巖、E-MORB-富集型洋中脊玄武巖和N-MORB-正常洋中脊玄武巖(Sun and McDonough，1989)；LC-下地殼和UC-上地殼(Rudnick and Gao，2014)Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns(a，b) andprimitive mantle-normalized trace element diagrams (c，d)for volcanic and sedimentary volcanoclastic rocks in the Deqen-Weixi area(normalization values from Sun and McDonough，1989)Data sources: OIB-Oceanic island basalt, E-MORB-Enriched Mid-ocean ridge basalt, and N-MORB-Normal Mid-ocean ridge basalt (Sun and McDonough, 1989); LC-Lower Crust, UC-Upper Crust (Rudnick and Gao, 2014)

圖6 德欽-維西地區(qū)巖漿巖年齡直方圖數(shù)據(jù)來自表3；N為鋯石年齡樣品數(shù)，n為鋯石分析點(diǎn)數(shù)；核密度曲線顯示其年齡峰值(帶寬5Ma)；只有協(xié)和度介于95%和105%的鋯石被用來作圖(圖6a, b)Fig.6 Histograms of crystallization ages in the Deqen-Weixi areaDetails of all data used for the plotting are listed in Table 3; N=number of samples, n=number of analyses; the curve showing the age peak is a kernel density function (bandwidth=5Ma); only those zircon U-Pb age data with concordances between 95% and 105% were chosen for the plotting of binned frequency histograms

4.2 德欽-維西地區(qū)火山巖的成因

4.2.1 得榮玄武巖的成因和形成環(huán)境

我們注意到，盡管得榮玄武巖樣品不能代表原始的基性巖漿，其中的高M(jìn)gO樣品(MgO=7.75%～9.28%)具有較低的SiO2含量(49.97%～50.99%)以及較高的Cr(187×10-6～776×10-6)和Ni(85.4×10-6～118.5×10-6)含量(表2)，并且具有更高的Mg#值(54～65)和Ce/Pb比值(12.56～12.67)以及更低的Th/La(0.07～0.10)、Th/Ta(1.45～1.69)和La/Sm(1.42～1.61)比值(圖7e, f)，表明它們在巖漿演化過程中結(jié)晶分異和地殼混染程度均較弱，更接近原始巖漿組成。這些高M(jìn)gO玄武巖樣品并不具有明顯的重稀土虧損(圖5a)，較低的La/Yb(約1.80)和Dy/Yb(約1.80)比值表明它們可能來自尖晶石穩(wěn)定域內(nèi)地幔物質(zhì)較高程度的部分熔融(Yangetal.，2007)；而它們的主量元素組成與 10～15kbar/1250～1350℃條件下天然無水尖晶石橄欖巖部分熔融程度<42%得到的熔體相近(HK-66，Hirose and Kushiro，1993)，進(jìn)一步表明得榮玄武巖的母巖漿應(yīng)該是尖晶石穩(wěn)定域內(nèi)“肥沃”地幔橄欖巖(可能為巖石圈地幔)部分熔融的產(chǎn)物。

目前的研究表明，玄武巖的形成環(huán)境多種多樣，僅僅利用它們的地球化學(xué)組成(例如微量元素含量和比值)難以有效區(qū)分(Lietal.，2015)，例如，無論在V-Ti圖(圖8a)或者Th/Yb-Nb/Yb圖(圖8b)上，得榮玄武巖均落入多種構(gòu)造環(huán)境的重疊區(qū)域(包括弧后盆地玄武巖、大陸弧玄武巖等)，但是結(jié)合區(qū)域研究資料，仍然能夠幫助我們理解其構(gòu)造環(huán)境。首先，得榮玄武巖不可能屬于大陸溢流玄武巖，因?yàn)槿A南地塊和昌都-蘭坪-思茅地塊在晚三疊世時期并不存在類似形成峨眉山溢流玄武巖的地幔柱活動；其次，得榮玄武巖經(jīng)歷了一定程度地殼物質(zhì)的混染(如存在早二疊世繼承鋯石)，也不可能屬于大洋高原玄武巖、洋中脊玄武巖和洋內(nèi)弧玄武巖；此外，得榮玄武巖中最近原始基性巖漿的高M(jìn)gO樣品具有類似于洋中脊玄武巖的地球化學(xué)組成(圖5a, c和圖8b)，它們不可能屬于典型的島弧玄武巖?？紤]到：(1)得榮玄武巖可能源自尖晶石穩(wěn)定域內(nèi)“肥沃”巖石圈地幔橄欖巖的部分熔融，和(2)近同時期(約233Ma)的蘭坪高鎂安山巖(19S86-1)出露于昌都-蘭坪-思茅地塊內(nèi)部(圖1b)，是大陸弧環(huán)境下沉積物起源熔體與地幔楔巖石之間相互作用的產(chǎn)物(見下文)，因此我們認(rèn)為得榮玄武巖更可能形成于大陸弧環(huán)境(圖8a, b)。

4.2.2 蘭坪安山巖和得榮流紋巖的成因

圖7 德欽-維西地區(qū)火山巖主量元素和微量元素以及微量元素比值圖Fig.7 Variations of selected oxides plotted against element plotted against Mg#(d，Ni)and elemental ratios plotted against Th/La(e，Th/Ta；f，La/Sm)for volcanic rocks in the Deqen-Weixi area

我們注意到，蘭坪安山巖遠(yuǎn)離得榮玄武巖的結(jié)晶分異趨勢(圖7a-d)，因此不可能是同時期玄武質(zhì)巖漿結(jié)晶分異的產(chǎn)物。如前所述，蘭坪安山巖具有較高的MgO含量和Mg#值，類似于典型的高鎂安山巖(圖4d)。關(guān)于高鎂安山巖，前人提出多種可能的成因，包括：(1)含水地幔橄欖巖部分熔融(Hirose，1997；Wood and Turner，2009)；(2)拆沉鎂鐵質(zhì)下地殼與地幔橄欖巖之間的相互作用(Gaoetal.，2004)；(3)殼源巖漿與幔源巖漿在地殼層次的混合(Strecketal.，2007；Qian and Hermann，2010)；和(4)俯沖板片(洋殼和沉積物)起源熔體與上覆地幔楔之間的相互作用(Kelemen，1995；Shimodaetal.，1998；Tatsumi，2001，2006)。已有研究表明，德欽-維西地區(qū)的火山巖以富集的全巖Nd和鋯石Hf同位素組成為特征(Zietal.，2012c；梁明娟等，2015；Xinetal.，2018)，而蘭坪安山巖又具有明顯的負(fù)Eu異常(圖5b)、較低的Cr和Ni含量(分別為11.0×10-6和17.9×10-6)以及較低的Sm/Nd和Lu/Hf比值(分別為0.20和0.09)，表明其不可能是含水地幔橄欖巖(如原始地幔Sm/Nd=0.33，Lu/Hf=0.24，Sun and McDonough，1989；巖石圈地幔Sm/Nd=0.18，Lu/Hf=0.16，McDonough，1990)直接部分熔融的產(chǎn)物。該安山巖樣品還具有較高的Th和U含量(分別為8.74×10-6和2.57×10-6)，明顯高于下地殼(1.2×10-6和0.2×10-6，Rudnick and Gao，2014)和地幔巖石(如原始地幔Th=0.085×10-6，U=0.021×10-6，Sun and McDonough，1989)，其較低的Sm/Nd和Lu/Hf比值(分別為0.20和0.09)，也低于下地殼(0.25和0.13，Rudnick and Gao，2014)和地幔巖石，因此蘭坪安山巖不可能來自拆沉下地殼與地幔巖石之間的相互作用。此外，德欽-維西地區(qū)中二疊-晚三疊世的巖漿巖以酸性巖石(例如流紋巖、英安巖和花崗巖)為主，少見中性和基性巖石；同時，這些巖漿巖中未見相關(guān)中性-基性巖石包體，并且也未見斑晶存在成分環(huán)帶的現(xiàn)象(對比Zhuetal.，2011；Zietal.，2012a，c，2013；Wangetal.，2014；梁明娟等，2015；唐靚等，2016；Xinetal.，2018；Fanetal.，2020)，因此，蘭坪安山巖也不可能是巖漿混合成因，而更可能形成于俯沖沉積物起源熔體與上覆地幔楔之間的相互作用。根據(jù)以往的研究，俯沖帶成因高鎂安山巖通常由于俯沖洋殼和沉積物等組分的加入出現(xiàn)大范圍的成分變化，而通過一些特定的微量元素比值能夠識別出相關(guān)源區(qū)組分(Kelemen，1995；Shimodaetal.，1998；Tatsumi，2006)。德欽-維西地區(qū)晚三疊世高鎂安山巖(包括蘭坪和羊拉)的Th/Nb和(La/Sm)N比值變化范圍大而U/Th和Ba/Th比值相對一致，類似于Setouchi高鎂安山巖(圖8c, d)，表明它們的源區(qū)受水質(zhì)流體和蝕變洋殼組分的影響較小，而主要形成于沉積物起源熔體與地幔楔巖石之間的相互作用(Kohutetal.，2006；Tatsumi，2006)。值得注意的是，在前人關(guān)于金沙江縫合帶晚三疊世屬于造山后伸展構(gòu)造背景觀點(diǎn)的基礎(chǔ)上，F(xiàn)anetal.(2020)提出羊拉高鎂安山巖形成于“古老”地殼物質(zhì)(俯沖早于晚三疊世)與地幔巖石之間的相互作用，并不形成于同時期的俯沖環(huán)境。

得榮流紋巖樣品具有高SiO2(73.71%)以及低MgO(1.08%)、Cr(6.00×10-6)和Ni(1.90×10-6)含量(表2)，表明其不可能起源于地幔，而應(yīng)該來自地殼巖石的部分熔融，這也與該樣品的微量元素組成類似于上地殼相一致(圖5d)。該流紋巖樣品的地球化學(xué)組成類似于昌都-蘭坪-思茅地塊東緣出露的攀天閣高硅流紋巖(Zietal.，2012c)，具有相對較高的Zr含量和Ga/Al比值(圖8e)以及較高的鋯飽和溫度(圖8f)，類似于典型的高分異A型花崗巖，應(yīng)該與高溫低壓伸展環(huán)境下地幔物質(zhì)上涌導(dǎo)致的地殼巖石部分熔融有關(guān)。前人對德欽-維西地區(qū)的中二疊-晚三疊世中酸性巖漿巖進(jìn)行了系統(tǒng)的鋯石Hf和O以及全巖Nd和Pb等同位素研究，結(jié)果表明，這些中酸性巖漿巖主要來自下地殼和/或上地殼巖石的部分熔融，僅部分在形成過程中有地幔組分的加入(詳見Zhuetal.，2011；Zietal.，2013；Wangetal.，2014；梁明娟等，2015；Xinetal.，2018)。

圖8 德欽-維西地區(qū)火山巖的地球化學(xué)判別圖(a)玄武巖V-Ti(Li et al.，2015)；(b)玄武巖Th/Yb-Nb/Yb(Pearce，2008；Li et al.，2015)圖;(c)安山巖U/Th-Th/Nb(Kohut et al.，2006)；(d)安山巖Ba/Th-(La/Sm)N(Tatsumi，2006)圖；(e)流紋巖Zr-10000×Ga/Al圖(Whalen et al.，1987；吳福元等，2017)；(f)流紋巖鋯飽和溫度直方圖(TZr (℃), Watson and Harrison，1983)Fig.8 Geochemical discrimination diagrams for volcanic rocks in the Deqen-Weixi area(a)V va. Ti(Li et al.，2015)and(b)Th/Yb vs. Nb/Yb(Pearce，2008；Li et al.，2015)for basalts; (c)U/Th vs. Th/Nb(Kohut et al.，2006)and(d)Ba/Th vs. (La/Sm)N(Tatsumi，2006)for andesites; (e)Zr vs. 10000×Ga/Al(Whalen et al.，1987；Wu et al.，2017)and (f)binned frequency histograms of Zr saturation temperature(TZr(℃), Watson and Harrison，1983)for rhyolite

圖9 德欽-維西地區(qū)中二疊-晚三疊世構(gòu)造演化示意圖Fig.9 Schematic models illustrating the Middle Permian-Late Triassic tectonic evolution of the Deqen-Weixi area

4.3 對古特提斯構(gòu)造演化的制約

目前看來，西南三江地區(qū)古特提斯構(gòu)造演化研究的難點(diǎn)在于存在昌寧-孟連和金沙江-哀牢山兩個古特提斯分支洋(圖1a)，因此對相關(guān)巖漿活動成因和地質(zhì)意義的解讀并不明確，如在德欽-維西地區(qū)，研究者們關(guān)于中二疊-晚三疊世巖漿巖的成因存在兩種截然不同的觀點(diǎn)：(1)金沙江縫合帶(分隔昌都-蘭坪-思茅地塊和中咱地塊)所代表的洋殼向西俯沖以及隨后的碰撞閉合和造山后伸展等過程中的多期巖漿活動(Zhuetal.，2011；王保弟等，2011；Zietal.，2012a，b，c，2013；Wangetal.，2014；Fanetal.，2020)；(2)昌寧-孟連縫合帶所代表的洋殼向東(北)俯沖過程中產(chǎn)生的多階段巖漿活動(Yangetal.，2014a；梁明娟等，2015；唐靚等，2016；Xinetal.，2018；楊天南等，2019)。在第一個觀點(diǎn)中，研究者們同樣支持昌寧-孟連洋作為西南三江地區(qū)古特提斯主大洋(Metcalfe，2013；Wangetal.，2018a)，但是并未考慮該大洋向東俯沖對德欽-維西地區(qū)中二疊-早三疊世巖漿作用的影響。事實(shí)上，昌寧-孟連縫合帶內(nèi)普遍出露中-晚三疊世峰期變質(zhì)的榴輝巖和藍(lán)片巖(Fanetal.，2015；李靜等，2017；孫載波等，2018；Wangetal.，2019)，這一時期昌寧-孟連古特提斯洋的東向俯沖是不容忽視的。在第二個觀點(diǎn)中，研究者們認(rèn)為德欽-得榮-維西一帶的超鎂鐵質(zhì)巖石或呈面狀分布于中咱地塊內(nèi)及附近地區(qū)，或被同時代花崗質(zhì)巖石侵入，隨后被二疊-三疊紀(jì)火山巖覆蓋，故而這些超鎂鐵質(zhì)巖石并不能代表洋殼殘片，因此昌都-蘭坪-思茅地塊和中咱地塊之間并不存在縫合帶(Yangetal.，2014a；楊天南等，2019)。關(guān)于德欽-得榮-維西一帶的超鎂鐵質(zhì)巖石是否屬于金沙江洋殼的殘余，需要更系統(tǒng)的野外地質(zhì)填圖和室內(nèi)研究，在此不做過多評述，但是考慮到目前的年代學(xué)研究揭示出一條大致呈南北向帶狀分布的早石炭-早二疊世巖石組合(約350～280Ma；簡平等，2003a；Jianetal.，2008，2009b；Zietal.，2012b)，本文傾向于認(rèn)為它們能夠代表金沙江縫合帶的南向延伸。值得注意的是，在昌寧-孟連古特提斯洋閉合之后西側(cè)保山地塊與東側(cè)昌都-蘭坪-思茅地塊之間發(fā)生了陸-陸碰撞俯沖以及造山后伸展(詳見下文)，因此第二個觀點(diǎn)不涉及任何與洋-陸俯沖后陸-陸碰撞造山以及造山后伸展相關(guān)的巖漿活動讓人無法理解(是否說明不存在這些巖漿活動？)，而且這也明顯與南、北羌塘地塊之間的三疊紀(jì)構(gòu)造演化(詳見Xuetal., 2020)不同。

最近的超大陸重建研究表明，印度支那地塊(包括昌都-蘭坪-思茅地塊)與北羌塘地體在晚古生代一起從岡瓦納大陸北緣裂解出來并快速向北漂移，在早-中二疊世達(dá)到與華南地塊同緯度(約290～260Ma；Metcalfe，2013；Huangetal.，2018；Zhaoetal.，2018)，很可能伴隨早期金沙江洋(德欽-維西地區(qū)由350～280Ma巖石組合所代表；見上文)的閉合，這意味著金沙江洋是一個連續(xù)演化的大洋(對比Zietal.，2012a，b，2013)這一觀點(diǎn)可能需要重新審視。同時，印度支那地塊和北羌塘地體與華南地塊之間也可能發(fā)生了碰撞，導(dǎo)致龍木錯-雙湖-昌寧-孟連古特提斯洋向北或北東方向俯沖(Xuetal.，2020)，并在北羌塘地體和昌都-蘭坪-思茅地塊上形成了大量大陸弧巖漿巖，部分二疊世弧巖漿巖很可能直接覆蓋在早期的“金沙江洋殼殘片”之上(詳見楊天南等,2019描述)。我們注意到，最近有研究者在北羌塘地體北部的沱沱河和玉樹地區(qū)以及南部的哀牢山變質(zhì)雜巖帶內(nèi)發(fā)現(xiàn)了晚二疊世(約261～254Ma)玄武巖，它們均形成于弧后盆地環(huán)境下俯沖起源物質(zhì)與峨眉山地幔柱物質(zhì)之間的相互作用(Liuetal.，2016；Wangetal.，2018b；Xuetal.，2019)，表明這一時期北羌塘-印度支那地塊與華南地塊很可能以弧后伸展的方式再次拉開(Xuetal.，2020)。在該模型中(圖9a)，龍木錯-雙湖-昌寧-孟連古特提斯洋的持續(xù)向北俯沖能夠很好地解釋：(1)昌都-蘭坪-思茅地塊廣泛分布的晚二疊-中三疊世早期大陸弧巖漿巖(圖6c；峰值年齡約為247Ma；Zietal.，2012a；Xinetal.，2018；楊天南等，2019)；以及(2)昌都-蘭坪-思茅地塊東緣中二疊世伸展環(huán)境(對應(yīng)于弧后伸展)下形成的“雙峰式”巖漿巖(245～237Ma，Zietal.，2012c；注：中三疊世早期(約247Ma)攀天閣組高硅流紋巖的地球化學(xué)組成類似于典型A型花崗巖，因此更可能形成于該弧后伸展環(huán)境，并不代表昌都-蘭坪-思茅地塊與華南地塊之間的初始碰撞，Zietal.，2012c)和得榮流紋巖。

前已述及，在昌都-蘭坪-思茅地塊上還存在大量峰值年齡約為233Ma的巖漿巖(圖6c)，可能形成于兩種構(gòu)造環(huán)境：(1)大洋板片俯沖(圖1b；楊天南等，2019；例如得榮玄武巖以及蘭坪和羊拉高鎂安山巖，本文；Fanetal.，2020)；(2)造山后伸展(例如得榮花崗質(zhì)巖體，Zhuetal.，2011)。這兩種截然不同的構(gòu)造環(huán)境如何共存是深入探討德欽-維西地區(qū)古特提演化的關(guān)鍵之一，例如，羊拉高鎂安山巖被認(rèn)為是晚期造山后伸展環(huán)境下早期俯沖過程的體現(xiàn)(Fanetal.，2020)。需要注意的是，根據(jù)目前的研究，多數(shù)瀾滄群變沉積巖具有約550Ma的碎屑鋯石年齡峰值，明顯不同于東側(cè)的昌都-蘭坪-思茅地塊(約440Ma)，它們應(yīng)該沉積于保山地塊東緣(年齡峰值約為550Ma，Zhengetal.，2019)；進(jìn)一步地，瀾滄群中的多硅白云母記錄了中-晚三疊世(40Ar-39Ar 年齡約為238～226Ma)峰期變質(zhì)年齡(Wangetal.，2020)，表明昌寧-孟連古特提斯洋在這之前就已經(jīng)閉合并發(fā)生了陸-陸碰撞(即保山地塊與昌都-蘭坪-思茅地塊)，甚至還包括造山后伸展(圖9b)。因此，我們認(rèn)為在昌都-蘭坪-思茅地塊形成于造山后伸展環(huán)境的巖漿巖(約233Ma)應(yīng)該與昌寧-孟連古特提斯洋的閉合以及隨后的陸-陸碰撞有關(guān)(圖9b)。同時，該陸-陸碰撞很可能導(dǎo)致俯沖極性發(fā)生反轉(zhuǎn)，即晚三疊世時期金沙江弧后小洋盆開始向南俯沖，在昌都-蘭坪-思茅地塊形成了與俯沖相關(guān)的巖漿巖(圖9b；例如蘭坪和羊拉高鎂安山巖，本文；Fanetal.，2020)。毫無疑問，昌都-蘭坪-思茅地塊與揚(yáng)子地塊最終再次碰撞拼貼，但是目前并不清楚是否形成了最晚期與造山后伸展相關(guān)的巖漿活動(約225～210Ma？例如部分魯?shù)榛◢弾r，簡平等，2003b；Zietal.，2013)。

5 結(jié)論

德欽-維西地區(qū)廣泛出露中二疊-晚三疊世巖漿巖，其巖漿結(jié)晶年齡集中在270～225Ma，具有247Ma和233Ma兩個年齡峰值，主要代表兩個階段的構(gòu)造熱事件。它們的成因和形成環(huán)境與西側(cè)昌寧-孟連以及東側(cè)金沙江兩條古特提斯縫合帶的演化密切相關(guān)：(1)早期巖漿活動的產(chǎn)物主要是昌寧-孟連洋向東俯沖形成的大陸弧巖漿巖，僅在昌都-蘭坪-思茅地塊東緣出露有少量與金沙江弧后伸展環(huán)境相關(guān)的火山巖；(2)晚期巖漿活動部分與昌寧-孟連洋閉合后保山地塊與昌都-蘭坪-思茅地塊的陸-陸碰撞以及造山后伸展有關(guān)，另一部分則與金沙江弧后盆地巖石圈的向西俯沖有關(guān)。

致謝感謝王慧寧博士對野外采集樣品的幫助；行文過程中第一作者與信迪和梁明娟兩位博士進(jìn)行了有益討論；吉林大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院陳卓和賈人懿兩位研究生同學(xué)協(xié)助整理了年代學(xué)數(shù)據(jù)；兩位匿名審稿專家提出的修改意見使得本文進(jìn)一步完善；在此一并表示感謝。