滇西點蒼山印支期花崗巖的成因及其大地構造意義

武利民, 彭頭平, 范蔚茗, 董曉涵, 彭世利, 廖冬宇

滇西點蒼山印支期花崗巖的成因及其大地構造意義

武利民1, 2, 彭頭平1, 3*, 范蔚茗2, 4, 董曉涵5, 彭世利1, 2, 廖冬宇1, 2

(1. 中國科學院 廣州地球化學研究所, 同位素地球化學國家重點實驗室, 廣東 廣州 510640; 2. 中國科學院大學, 北京 100049; 3. 中國科學院深地科學卓越創新中心, 廣東 廣州 510640; 4. 中國科學院 青藏高原 研究所, 北京 100101; 5. 南方海洋科學與工程廣東實驗室(珠海), 廣東 珠海 519085)

滇西三江造山帶屬于特提斯構造域的重要組成部分, 金沙江?哀牢山構造帶作為古特提斯的演化產物之一, 記錄了古特提斯洋演化的重要信息。然而, 關于該帶古特提斯洋的屬性、時空演化方式和最終閉合的精細時間仍沒有得到很好的約束。本文選擇金沙江與哀牢山構造帶銜接處的點蒼山中部偏東北和南部地區的花崗質巖石開展詳細的LA-ICP-MS 鋯石U-Pb定年、微量元素和Hf同位素分析以及全巖主?微量元素研究。鋯石定年和Hf同位素結果顯示, 點蒼山南部的片麻狀花崗巖的形成時代為240.3±1.4 Ma, 對應的Hf()值為?16.2～?8.7; 中部偏東北的兩個淡色花崗巖的形成時代分別為241.2±2.3 Ma和240.1±2.2 Ma, 對應的Hf()值分別為?12.0～?5.5和?15.2～?11.7。元素和鋯石Hf同位素特征顯示, 點蒼山南部的片麻狀花崗巖屬于A型花崗巖, 起源于該區新元古代變基性巖的部分熔融; 而中部偏東北的淡色花崗巖顯示出典型的S型花崗巖屬性, 為泥質碎屑巖在中?低溫條件下脫水部分熔融而成。進一步結合整個金沙江?哀牢山巖漿?變質?構造和沉積作用的研究結果, 精細地刻畫了金沙江?哀牢山古特提斯洋的屬性及其閉合和碰撞后開啟的時限, 即金沙江?哀牢山洋在晚二疊世之前開始發生俯沖, 整個洋盆的閉合在254 Ma已經完成, 并不是前人認為的由東南向西北剪刀式逐步閉合; 洋盆閉合后的陸?陸碰撞發生在254～247 Ma, 247 Ma峰期碰撞后俯沖的特提斯洋殼發生斷離, 247～220 Ma整個造山帶進入碰撞后的伸展階段。我們在點蒼山新識別的A型花崗巖為造山帶碰撞后伸展作用提供了至關重要的約束。

三疊紀; A型花崗巖; 碰撞后伸展; 點蒼山地體; 古特提斯

0 引 言

三江特提斯構造帶經歷了古生代?中生代岡瓦納超大陸裂解、微地塊北向漂移及其依次拼貼等復雜的地質過程, 發育多條古特提斯洋盆演化的縫合帶, 是橫貫歐亞大陸巨型特提斯構造域的重要組成部分, 也是全球古特提斯洋演化記錄保存最完整的區域(圖1a; 鐘大賚, 1998; 莫宣學等, 2001; 李龔健等, 2013; Metcalfe, 2013)。古特提斯洋演化的記錄在三江地區主要表現為金沙江?哀牢山和昌寧?孟連兩條縫合帶。其中昌寧?孟連縫合帶代表著古特提斯洋的主洋盆的演化(Metcalfe et al., 2017), 而金沙江?哀牢山縫合帶的構造屬性則備受爭議。一部分學者根據化石和火山巖鋯石U-Pb定年結果, 認為金沙江?哀牢山縫合帶代表的是古特提斯主洋的北向俯沖過程的弧后擴張洋盆(Catlos et al., 2017; Liu et al., 2017); 而另一部分學者則根據金沙江?哀牢山蛇綠混雜巖、MORB以及碎屑鋯石等證據,認為其是古特提斯洋的分支洋盆(Wang et al., 2000; Jian et al., 2008; 劉兵兵等, 2022)。因此, 關于金沙江?哀牢山縫合帶的構造屬性以及古特提斯洋的演化方式和精細過程仍需進一步深入研究。

圖1 點蒼山地體大地構造位置及地質簡圖(據Chen et al., 2017修改)

金沙江?哀牢山縫合帶在三疊紀閉合, 導致揚子地塊與印支地塊拼合(Li et al., 2006; Liu et al., 2015)。區域上發育大量三疊紀巖漿作用, 主要分布在點蒼山和哀牢山變質地體內(張玉泉等, 2004; 李寶龍等, 2008; Yumul et al., 2008; Jian et al., 2009)。針對哀牢山地體中的巖漿巖, 前人進行了詳細的研究, 如, 九甲?安定斷裂帶東側地區發育早三疊世與碰撞?后碰撞有關的長英質巖漿巖(高硅高鉀過鋁質的巖漿巖)(Faure et al., 2016; Wu et al., 2017); 九甲?安定斷裂以西綠春等地區出露256～246 Ma同碰撞和后碰撞構造背景的長英質巖漿巖(劉翠等, 2011; 劉匯川等, 2013); 哀牢山斷裂帶東側滑石板、清水河、元江等地區發育251～238 Ma與碰撞?后碰撞有關花崗巖和花崗質片麻巖(戚學祥等, 2010; Wu et al., 2017; Liu et al., 2018)。而且, 這些中?酸性巖漿巖地球化學特征均指示金沙江?哀牢山縫合帶代表的是古特提斯洋分支洋。然而點蒼山地體作為金沙江?哀牢山縫合帶中一個重要的組成部分, 其間分布的三疊紀巖漿巖卻很少受到關注(孫夢珊, 2021), 作為連接金沙江蛇綠巖帶和哀牢山蛇綠巖帶的關鍵樞紐, 點蒼山地區構造演化對于理解整個金沙江?哀牢山構造帶古特提斯洋盆的演化至關重要, 但在該區目前并未發現與古特提斯演化相關的重要信息。為此, 本次研究選擇點蒼山中部偏東北和南部地區的花崗質巖石開展了精細的鋯石U-Pb年代學、微量元素、Hf同位素組成以及全巖主量和微量元素研究, 以期探討這些花崗質巖石的形成時代、成因及構造背景, 并結合前人的研究成果進一步厘清金沙江?點蒼山?哀牢山構造帶的構造屬性以及古特提斯洋的精細演化過程。

1 地質背景及樣品特征

點蒼山?哀牢山構造帶位于華南板塊與印支地塊之間(圖1a), 其為一個NW-SE向的構造單元, 向東南延伸進入越北, 長約1000多公里, 由北向南包括滇西雪龍山、點蒼山、哀牢山和越北的Day Nui Con Voi 4個變質地體(Tapponnier et al., 1990)。這四個地體以古、中元古界高級變質巖為核心, 部分地區變質程度接近麻粒巖相(云南省地質礦產局, 1990), 且廣泛發育混合巖化作用(Tang et al., 2013)。

點蒼山地體位于哀牢山?點蒼山構造帶西北段, 長80 km, 寬12～15 km(圖1b; Cao et al., 2011), 主要由洱海斷裂、西洱河斷裂、大合江斷裂、喬后?劍川斷裂等所圍限, 構成一個沿NNW方向延伸的構造雜巖體, 該雜巖體以變質巖系為主(圖1b;趙春強等, 2014)。點蒼山地體中最老地層為新元古代綠片巖?角閃巖相蒼山群, 由一套變質的火山?沉積序列組成, 包括黑云母斜長片麻巖、片巖和大理巖(云南省地質礦產局, 1990)。新元古代地層中出現了兩組面理(圖2), 其產狀與區域上其他地層的變形特征類似, 因此該面理應該是新生代印度板塊和歐亞板塊碰撞導致青藏高原東南緣擠出所產生的。區域上三疊紀和泥盆紀的板巖和灰巖不整合覆蓋于蒼山群之上, 第四紀沉積物則主要分布在大理山間盆地內(云南省地質礦產局, 1990)。此外, 區域上還發育元古宙、中生代和新生代火成巖(云南省地質礦產局, 1990)。其中新元古代巖漿巖以鈣堿性的角閃巖、花崗閃長巖和花崗巖等侵入巖為特征, 鋯石U-Pb年齡為900～730 Ma (Li et al., 2018; 麻藝超等, 2021), 主要以大型侵入體和構造透鏡體或巖脈的形式出現, 其中一部分經歷了低角閃巖相變質作用(Liu et al., 2013)。中?新生代變質火成巖主要分布于點蒼山地塊西南部(云南省地質礦產局, 1990)。其中中生代巖漿巖多呈巖株或巖墻, 巖石類型包括晚三疊世深成花崗巖、淺成石英斑巖、花崗斑巖, 侏羅紀二長花崗巖, 晚白堊世鉀長花崗巖、石英正長巖(張玉泉等, 2004; 李寶龍等, 2008)。新生代巖漿巖主要為呈脈狀產出的基性巖?變基性巖、呈巖株或巖基產出的堿性和酸性侵入巖(云南省地質礦產局, 1990), 由于新生代左旋走滑剪切作用, 部分巖石發生了糜棱巖化(Leloup et al., 1993; Cao et al., 2011)。

圖2 點蒼山地體新元古代巖石的構造剪切特征

本次研究在點蒼山地體中部偏東北和南部地區共采集5件花崗巖樣品(圖1b), 南部為片麻狀花崗巖樣品(20TP-3), 中部偏東北(即洱海西側靠近喜洲)為淡色花崗巖樣品(21JS-66A/B 和21JS-73A/B)。片麻狀花崗巖為灰色, 半自形粒狀結構, 片麻狀構造; 主要礦物有石英、長石和云母; 其中石英粒徑為0.05～0.1 mm, 含量約占30%; 長石粒徑為0.1～0.6 mm,含量約占55%, 大部分長石發生了變形和弱蝕變; 云母呈片狀分布, 含量約為15%, 明顯定向(圖3a、d);副礦物有鋯石和磷灰石。淡色花崗巖為灰白色, 塊狀構造, 主要礦物為石英、長石和云母, 副礦物有鋯石和磷灰石。其中21JS-66A/B樣品中長石含量約占60%, 石英約占10%, 白云母約占20%, 黑云母約占10%(圖3b、e); 而21JS-73A/B樣品中長石含量約占50%, 石英約占10%, 白云母約占40%(圖3c、f)。

礦物代號: Pl. 斜長石; Qz. 石英; Mus. 白云母; Bt. 黑云母。

2 分析方法

2.1 鋯石U-Pb定年和Hf同位素分析

鋯石U-Pb定年和Hf同位素分析均在南京FocuMS科技有限公司完成。年代學測試采用安捷倫7700x電感耦合等離子體質譜(ICP-MS)與193nm ArF準分子激光剝蝕系統耦合。激光系統頻率為10 Hz,高純度He作為載氣, 氣體流量為0.7 L/mn; 輔助氣Ar為1.13 L/mn; 光斑直徑為40 μm。使用鋯石標樣91500(1062 Ma)作為外部標準, 校正剝蝕過程中的儀器質量歧視和元素分餾。使用鋯石標樣GJ-1(600 Ma)和Plesovice (337 Ma)作為監控樣, 監測儀器的穩定性。鋯石微量元素含量以Si為內標和NIST SRM 610進行外部校準。原始數據由ICPMSDataCal軟件進行離線處理(Liu et al., 2010), 鋯石年齡諧和圖解采用Isoplot 3.23程序(Ludwig, 2003)繪制。

對定年鋯石進行原位Hf同位素測試。采用澳大利亞Scientific Instruments Resolution LR激光燒蝕系統與Nu Instruments Nu Plasma Ⅱ MC-ICP-MS聯合進行鋯石Hf同位素分析。分析束斑直徑為45 μm, 脈沖速率為9 Hz, 能量密度為4.5 J/cm2, 燒蝕時間為40 s。每分析15個樣品后, 采用標準鋯石(GJ-1、91500、Plesovice、Mud Tank、Penglai)進行一次質量控制。其中標樣鋯石Penglai的176Hf/177Hf加權平均值為0.282906±0.000005(=5; 1σ), 與報道值0.282906±0.000010一致(Li et al., 2010)。

2.2 全巖主量、微量元素分析

主量和微量元素測試也在南京FocuMS科技有限公司完成。其中主量元素測定采用XRF法, 利用Shimadzu XRF-1800系列X射線熒光光譜儀完成。微量元素由等離子質譜ICP-MS(Agilent 7700x)測定, 樣品放入溶樣彈中酸溶后, 采用電感耦合等離子質譜儀進行微量元素含量測定, 具體步驟見Li et al. (2002)。主要氧化物的相對標準偏差＜5%, 大部分微量元素(＞10×10?6)的分析精密度優于5%, ＜10×10?6的元素分析精密度為8%～10%。

3 分析結果

3.1 鋯石U-Pb年齡和Hf同位素特征

片麻狀花崗巖樣品(20TP-3)鋯石為透明、無色, 自形?半自形柱狀, 長度為100～200 μm, 寬度為25～ 50 μm, 長寬比為2∶1～4∶1(圖4a)。鋯石晶型發育較好, 大部分具不完整的振蕩環帶, 少部分具有明顯的振蕩環帶(圖4a), Th/U值高(＞0.1; 表1), 表明其為典型的巖漿鋯石(Corfu et al., 2003)。鋯石的球粒隕石標準化稀土元素配分圖顯示富集重稀土元素、 虧損輕稀土元素, 具明顯的Eu負異常(δEu=0.01～0.02)和Ce正異常(δCe=1.64～12.2)(表2, 圖5a), 與典型花崗巖鋯石特征一致。16個分析點給出較集中的206Pb/238U年齡(表1), 其加權平均年齡為240.3±1.4 Ma (=16, MSWD=0.04; 圖4a), 代表片麻狀花崗巖的結晶年齡。所有分析鋯石的(176Hf/177Hf)i值為0.282176～ 0.282388,Hf()值為?16.2～?8.7, 兩階段Hf模式年齡范圍為1.79～2.21 Ga(表3, 圖4d)。

表1 點蒼山花崗巖的鋯石LA-ICP-MS U-Pb定年結果

表2 點蒼山花崗巖鋯石微量元素組成(′10?6)

表3 點蒼山花崗巖鋯石Lu-Hf同位素組成

圖4 點蒼山花崗質巖石的鋯石U-Pb年齡諧和圖及εHf(t)-鋯石U-Pb年齡圖

圖5 點蒼山地區花崗質巖石的鋯石球粒隕石標準化稀土元素模式(a～c)和鋯石飽和溫度圖解(d)(標準化值據Sun and McDonough, 1989)

淡色花崗巖21JS-66A/B中鋯石呈透明、無色或者淺褐色, 大部分為短柱狀, 粒徑為50～150 μm, 長寬比為1∶1～4∶1(圖4b)。大部分鋯石顯示明顯的振蕩環帶, 少部分具不完全的環帶, 部分鋯石CL圖像顏色較暗(圖4b)。鋯石Th/U值相對高(＞0.5; 表1),表明為巖漿鋯石(Corfu et al., 2003)。樣品中鋯石具明顯Eu負異常(δEu=0.14～0.42)和Ce正異常(δCe=4.78～92.1),與典型花崗巖鋯石(表2, 圖5b)一致。12個分析點的206Pb/238U年齡為240～793 Ma, 顯示兩個集中的年齡群。其中7個年輕測點給出的206Pb/238U加權平均年齡為241.2±2.3 Ma(=7, MSWD=0.82)(圖4b), 代表該花崗巖的結晶年齡; 其他5個分析點的加權平均年齡為790.9±9.7 Ma(=5, MSWD=0.01)(圖4b), 應該是巖漿侵位過程中捕獲自圍巖的鋯石年齡。鋯石Lu-Hf同位素測試結果顯示, ～240 Ma鋯石的(176Hf/177Hf)i值為0.282294～0.282724,Hf()值為?12.0～3.2, Hf兩階段模式年齡范圍為1.04～2.00 Ga(表3, 圖4d); 而790 Ma鋯石的(176Hf/177Hf)i值比240 Ma鋯石略高, 為0.282320～0.282489,Hf()值為1.2～7.2, 兩階段Hf模式年齡為1.22～1.59 Ga(表3, 圖4d)。

淡色花崗巖21JS-73A/B樣品中鋯石主要以自形?半自形為主, 粒徑長50～110 μm, 寬為 40～50 μm, 長寬比在 1∶1～2∶1 之間, 顯示清晰振蕩環帶(圖4c);鋯石Th/U 值為0.43～2.16(表1), 均＞0.4,指示其為巖漿成因。鋯石稀土元素配分模式呈明顯的Eu負異常(δEu=0.04～0.64)和Ce正異常(δCe=1.84～51.6) (表2, 圖5c), 與典型花崗巖鋯石特征相一致。14個分析點的年齡范圍為239～791 Ma, 也顯示兩個集中的年齡群(圖4c)。其中8個年輕分析點的206Pb/238U年齡加權平均值為240.1±2.2 Ma(=8, MSWD=0.05), 為該淡色花崗巖結晶年齡(圖4c); 另外6個分析點的206Pb/238U年齡加權平均值為789.2±8.4 Ma(=6, MSWD= 0.03), 應來自巖漿演化過程中捕獲自圍巖的鋯石(圖4c)。鋯石Lu-Hf同位素結果顯示, 240 Ma鋯石(176Hf/177Hf)i值為0.282205～0.282302, 對應的Hf()值為?15.2～?11.7, 兩階段Hf模式年齡為2.00～2.19 Ga(表3, 圖4d); 而790 Ma鋯石的(176Hf/177Hf)i值為0.282378～0.282506,Hf()值為3.2～7.8, 兩階段Hf模式年齡為1.18～1.47 Ga (表3, 圖4d)。

3.2 全巖地球化學特征

在SiO2-Zr/TiO2分類圖解(圖6)中, 本次研究的樣品均落在了花崗巖的區域, 這與巖相學觀察顯示出典型的花崗質結構相一致。

圖6 點蒼山花崗質巖石地球化學分類圖(底圖據Winchester and Floyd, 1977)

片麻狀花崗巖樣品(20TP-3)具有高SiO2含量(73.95%), 較高的TiO2、Al2O3、Fe2O3、K2O、P2O5含量和低Mg#值(表4)。樣品的稀土元素總量較高(ΣREE=181×10–6), 在球粒隕石標準化稀土元素配分圖中(圖7a),富集輕稀土元素, 輕、重稀土元素分異顯著((La/Yb)N=7.12), 具明顯的Eu負異常(δEu=0.35)。在原始地幔標準化微量元素蛛網圖(圖7b)中, 樣品明顯富集Rb、Ba等大離子親石元素, 虧損Nb、P和Ti等高場強元素。

表4 點蒼山花崗巖主量(%)和微量(′10?6)元素結果

圖7 點蒼山花崗質巖石球粒隕石標準化稀土元素配分模式圖(a)和原始地幔標準化微量元素蛛網圖(b)(標準化值據Sun and McDonough, 1989)

淡色花崗巖也具有較高的SiO2(73.41%～ 74.90%)、Na2O(4.21%～4.96%)和K2O(3.36%～5.48%)含量, 低Mg#值(29～40)。淡色花崗巖的稀土元素含量(ΣREE= 9.40×10–6～28.3×10–6)比片麻狀花崗巖低, 輕、重稀土元素分異較弱((La/Yb)N=1.89～5.22); 其中3個樣品顯示明顯的Eu負異常(δEu=0.29～0.68), 一個樣品則具有明顯的Eu正異常(表4, 圖7a)。微量元素特征上, 淡色花崗巖也明顯富集大離子親石元素Rb和U, 虧損Nb、P、Ti高場強元素, 其中一個樣品具有不同的Sr正異常(圖7b)。

4 討 論

4.1 巖石分類

根據前人的研究, 花崗巖可以分為M、I、S、A四種類型(陳國能, 2009), 其中M型花崗巖主要指示地幔來源, I型花崗巖為火成巖成因, S型花崗巖指示沉積巖或上地殼成因, 而A型花崗巖則形成于造山期后或非造山構造環境(Whalen et al., 1987)。點蒼山片麻狀花崗巖中含黑云母等堿性暗色礦物(圖3d), 具高10000×Ga/Al值(2.8), 富Zr(199×10?6)、Hf(5.43×10?6)、REE(181×10?6)及貧CaO、MgO、Sr (50.4×10?6)特征, 與典型的A型花崗巖十分相似(圖8a), 結合其與典型A型花崗巖相似, 具明顯高的鋯石飽和溫度(＞820 ℃; 圖5d; Watson and Harrison, 2005; 張旗等, 2008),以及較高的FeOT(2.28%)含量和FeOT/(FeOT+MgO)值(0.81, 圖8b), 而區別于I型花崗巖或高分異I型花崗巖的低FeOT＜1. 0%特征。因此, 該片麻狀花崗巖為A型花崗巖, 基于該花崗巖具有低Nb、較高Y含量和過鋁質等特征, 進一步將其歸為A2型花崗巖。

圖8 點蒼山花崗質巖石元素地球化學分類和巖石成因圖解(a、b底圖據Whalen et al., 1987; c底圖據Eby, 1992; d底圖據Wang et al., 2016)

淡色花崗巖中不含角閃石, 但含少量原生白云母(圖3e、f), 標準礦物計算(CIPW)顯示該巖石中含有1.34%～1.83%剛玉, 與典型的S型花崗巖十分相似。此外, 在(Al2O3?(Na2O+K2O))-CaO-(FeOT+MgO) 圖解(圖8c)中, 點蒼山淡色花崗巖均落在S型花崗巖區域。結合淡色花崗巖具相對低鋯石飽和溫度660～680 ℃(圖5d), 類似于變沉積巖脫水部分熔融的特征, 應屬于S型花崗巖。

4.2 巖石成因

4.2.1 A型花崗巖

對于A型花崗巖主要有以下幾種成因機制: ①地殼物質的部分熔融(Collins et al., 1982; Huang et al., 2011); ②地幔玄武質巖漿分離結晶的產物(Litvinovsky et al., 2002; Mushkin et al., 2003); ③殼?幔巖漿混合作用(Wickham et al., 1996; Yang et al., 2006)。點蒼山地體內目前并沒有報道與中三疊世花崗巖共生的大規模玄武質巖石, 因此, 不太可能是地幔玄武質巖漿分離結晶的產物。雖然點蒼山地區報道有少量同時代的石英閃長巖, 但是片麻狀A型花崗巖具有比石英閃長巖(Hf()=4.8～11.9; 孫夢珊, 2021)更低的鋯石Hf值(Hf()=?16.2～?8.7), 很顯然, 點蒼山片麻狀A型花崗巖也不可能是地幔來源的基性巖漿分離結晶的產物。此外, 考慮到以下幾個特征, 我們認為巖漿混合成因也無法解釋片麻狀A型花崗巖的成因。如: ①片麻狀花崗巖中鋯石都較均一, 未見有任何捕獲鋯石和繼承鋯石; ②斜長石也未有環帶結構; ③未見任何巖漿混合現象的基性包體(Shaw and Flood, 2009; Jiang et al., 2013); ④鋯石Hf同位素組成與該區新元古代花崗巖非常一致(Li et al., 2018), 而未報道具有更低鋯石Hf同位素特征的巖石端元。結合片麻狀A型花崗巖具有與地殼巖石(Nb=8.00×10?6～11.5×10?6和Ta=0.70×10?6～0.92×10?6)相似的Nb(12.1×10?6)和Ta(1.20×10?6)含量, 以及明顯富集的鋯石Hf同位素組成特征, 表明該A型花崗巖來源于古老地殼物質的部分熔融。而且, 點蒼山片麻狀A型花崗巖具有與該區新元古代花崗巖和斜長角閃巖相似的鋯石Hf同位素組成(圖4d), 因此其應該來源于下地殼新元古代變基性巖, 這也與點蒼山片麻狀花崗巖落在變角閃巖的部分熔融區域相一致(圖8d)。由此可見, 點蒼山南部中三疊世A型花崗巖來源于該區新元古代變基性巖的部分熔融, 且巖漿演化的過程中經歷過不同程度的斜長石、磷灰石和鈦鐵礦的分離結晶, 導致該花崗巖顯示出明顯的高演化特征以及Eu、Sr、P和Ti的負異常(圖7b)。

4.2.2 S型花崗巖

S型花崗巖起源于變沉積巖的部分熔融, 形成S型花崗巖的變沉積巖包括泥巖、砂巖或者泥砂巖混合的變沉積巖(Miller, 1985)。點蒼山三疊紀淡色花崗巖中的鋯石Hf同位素二階段模式年齡(DM2)為1578～2193 Ma, 平均為1952 Ma, 而Hf()值為?15.2～?5.5, 顯示出深部源區古元古代或更老地殼物質的信息,與區域上蒼山群的時代相一致(云南省地質礦產局, 1990)。蒼山群主要以變粒巖和混合巖為主, 其原巖為含火山巖的泥質碎屑巖和碎屑巖?碳酸鹽巖?基性火山巖(云南省地質礦產局, 1990)。點蒼山淡色花崗巖中原生白云母的存在指示其母巖漿熔體中含有較高的水, 表明其源區以富黏土的泥質巖為主, 與巖石具有較低的CaO/Na2O 值和較高Rb/Ba值相一致(Sylvester, 1998)。在主量元素源區判別圖(圖8d)中, 所有S型花崗巖樣品都落在泥質巖石部分熔融的范圍內, 也表明它們的源巖為泥巖。因此, 我們認為點蒼山S型淡色花崗巖主要來源于變泥質碎屑巖的部分熔融, 且巖漿在演化過程中經歷過長石、磷灰石和鈦鐵礦的分離結晶, 如樣品中存在明顯的Eu、Sr、P、Ti負異常(圖7b); 其中一個樣品顯示明顯的Eu和Sr正異常(圖7b), 代表長石堆晶。淡色花崗巖普遍存在新元古代的捕獲鋯石和變化的鋯石Hf同位素組成, 表明巖漿在演化過程與圍巖發生了同化混染作用(圖4b、c)。

4.3 金沙江?點蒼山?哀牢山構造帶印支期巖漿 作用的構造意義

關于金沙江?哀牢山古特提斯洋是古特提斯的分支洋盆還是弧后洋盆(劉本培等, 1993; Fan et al., 2010), 以及該洋盆的閉合時間是晚二疊世、早三疊世、中三疊世還是晚三疊世仍存在較大的爭議(云南省地質礦產局, 1990; Metcalfe, 2013; Xu et al., 2019; 劉匯川等, 2020)。綜合分析前人的研究成果, 金沙江?哀牢山特提斯洋盆應該屬于古特提斯洋的分支洋, 關鍵的證據包括: ①該構造帶內分布有與昌寧?孟連古特提斯主洋盆同時代的蛇綠巖, 如439～404 Ma、387～377 Ma、359～346 Ma和345～279 Ma的蛇綠巖(Lai et al., 2014b; 王保弟等, 2021), 表明金沙江?哀牢山特提斯洋的演化與昌寧?孟連洋的演化時間一致; ②哀牢山蛇綠巖帶中發育與昌寧?孟連帶相同時代(383～328 Ma)的N-MORB 型蛇綠巖(Wang et al., 2018), 暗示洋脊擴張同步發生, 與弧后擴張形成的洋盆要滯后的特點不一致。雖然北部的金沙江和南部的哀牢山都發育同時期的蛇綠巖, 而點蒼山地區卻未發現有典型蛇綠巖的報道(可能已經被剝蝕), 但作為連接金沙江和哀牢山古特提斯洋的重要樞紐(云南省地質礦產局, 1990), 其構造?巖漿演化的記錄對于理解金沙江?哀牢山古特提斯洋完整的演化非常關鍵。本次研究在點蒼山地體中識別出了一套中三疊世240 Ma的A型和S型花崗巖, 結合構造帶上近年來的巖漿?變質?構造?沉積事件的證據, 可以精細地約束金沙江?哀牢山洋盆閉合?碰撞后的演化方式和時間節點。

從巖漿作用的時空方式上看, 金沙江?點蒼山?哀牢山構造帶晚二疊世?晚三疊世巖漿作用呈現出四個年齡峰值, 分別為262 Ma、250 Ma、239 Ma和230 Ma(圖9a、b)。其中哀牢山蛇綠巖帶以西的五素?雅軒橋地區發育二疊紀(287～260 Ma)弧巖漿巖(Fan et al., 2010; Lai et al., 2014b), 說明與洋殼俯沖有關的弧巖漿作用至少持續到晚二疊世。而250～240 Ma期間出現的大規模巖漿作用, 特別是金沙江段的德欽?維西地區和哀牢山段的與伸展作用有關巖漿巖的出現, 如德欽、綠春、魯春、幾家頂、葉枝鄉等地(247.3 Ma;劉翠等, 2011; 王保弟等, 2011; Wang et al., 2014)和維西攀天閣地區(Zi et al., 2012)早?中三疊世(249～245 Ma)“雙峰式”火山巖, 以及維西地區、點蒼山和哀牢山構造帶內中三疊世(247～240 Ma)大型伸展有關花崗巖的侵位(簡平等, 2003; Liu et al., 2015, 2018; 本研究中A型花崗巖), 說明區域上的構造體制從俯沖擠壓轉換到碰撞后的伸展構造背景。區域巖漿巖鋯石Hf同位素組成顯示, 構造帶內254 Ma以前的巖漿巖顯示出明顯虧損的鋯石Hf同位素組成特征(正的Hf值), 而從254 Ma開始出現了以古老地殼物質重熔為主的信息, 鋯石Hf同位素組成顯示明顯的負值特征(圖9c), 意味著254 Ma開始區域構造體制發生了重大轉變, 展現出大洋閉合后的陸?陸碰撞階段的巖漿作用特征。

圖9 金沙江?點蒼山?哀牢山構造帶中生代巖漿巖年齡分布圖以及εHf(t)和年齡關系圖

在變質作用的記錄上, 在金沙江?哀牢山構造帶發現與俯沖有關的中三疊世(244～230 Ma)高壓變質巖。如西藏貢覺地區榴輝巖相變質作用的年齡為244～240 Ma(Tang et al., 2020); 滇西魯甸地區原巖為N-MORB型基性巖發生榴輝巖相變質作用時間為230 Ma(王保弟等, 2021); 構造帶南延的越南北部的松馬縫合帶中出露的大量榴輝巖, 其變質鋯石U-Pb年齡為243～230 Ma(Nakano et al., 2010; Zhang et al., 2013), 表明金沙江?哀牢山古特提斯洋盆應該在245 Ma前已經閉合。因此245 Ma開始, 俯沖到榴輝巖相變質條件深度下的洋殼開始發生折返, 意味著區域構造體制轉進入碰撞后的伸展構造背景, 與區域伸展型巖漿巖的出現相吻合。榴輝巖的折返, 也進一步說明區域構造體制的轉換可能與俯沖的洋殼板片的斷離密切相關, 由于板片的斷裂, 俯沖的大洋巖石圈失重而發生回撤, 而榴輝巖相變質的大洋基性巖在斷裂板片處開始經歷漫長的折返路程。除此之外, 金沙江?哀牢山?越北松馬蛇綠巖帶同時代高壓榴輝巖, 以及這些榴輝巖一致地出現在蛇綠巖的西側, 說明金沙江?哀牢山古特提斯洋盆的閉合是同時發生的, 而不是前人認為的由南到北剪刀式閉合方式(Lai, 2012), 因此印支造山事件主體不僅僅在越北地區(Carter et al., 2001; Lepvrier et al., 2004), 而是包括整個金沙江?哀牢山構造帶。

在構造?沉積作用記錄方面, 早期的區域調查和填圖顯示區域上普遍缺乏早三疊世沉積(云南省地質礦產局, 1990), 說明早三疊世金沙江?哀牢山古特提斯洋盆已經閉合, 并發生了大規模的造山隆升作用, 導致了區域處于剝蝕階段而缺乏沉積, 對應的應該是同造山階段。金沙江南段江達?維西地區的構造?沉積作用研究, 精確地厘定了同造山期擠壓構造的時間在269～259 Ma 之間, 而區域沉積的角度不整合時間限定了該區大地構造體制由擠壓轉換成伸展體制發生在晚二疊世254～249 Ma之間(李旭拓, 2018), 因此249 Ma開始進入碰撞后的演化階段, 與前面討論的巖漿和變質作用相一致。往南至金沙江與哀牢山構造帶結合部位的點蒼山地區, 三疊紀?侏羅紀砂巖的碎屑鋯石年齡、微量元素和Hf同位素組成, 以及海相碳酸鹽巖和陸相碎屑巖組合的研究, 也證實了該區古特提斯洋盆的閉合應該發生在～247 Ma之前(陳靜等, 2021)。至哀牢山構造帶, 該構造帶內及兩側中上三疊統沉積碎屑鋯石年代學和Hf同位素結果顯示, 所有碎屑主體來源于構造帶內的巖漿巖, 也說明哀牢山古特提斯洋盆早三疊世(～247 Ma)已經閉合, 中?晚三疊世已經進入了碰撞后的伸展階段, 共同接受了來自造山帶內的巖漿巖剝蝕沉積(劉兵兵等, 2022)。

綜上, 本次研究構建了一個更精細的金沙江?哀牢山古特提斯洋時空演化模型: ①中?晚二疊世, 金沙江?哀牢山古特提斯洋開始俯沖, 并在揚子和松潘?甘孜地塊西緣形成了一系列同期的巖漿弧; ②晚二疊世?早三疊世晚期, 金沙江?哀牢山古特提斯洋完全閉合, 進入陸?陸碰撞的同碰撞階段, 并在～250 Ma的時候碰撞達到頂峰, 導致此時區域以構造抬升為主, 缺乏相關的沉積; ③中?晚三疊世, 由于俯沖的古特提斯洋殼板片斷離, 板片失重回撤, 造山帶發生快速的隆升, 在造山帶兩側沉積有大量造山作用期的巖漿巖記錄, 與此同時, 軟流圈上涌并減壓熔融, 引發巖石圈的部分熔融, 巖石圈熔融的巖漿侵位中下地殼, 引發中下地殼的部分熔融, 形成了區域上249～240 Ma伸展有關的“雙峰式”火山巖、A型花崗巖及其他相關的巖石組合, 斷裂后的俯沖殘余洋殼板片開始隨著巖石圈的伸展而沿著俯沖通道逐步的折返, 其最老高壓變質年齡245 Ma代表的是最早的板片斷裂時間; 隨著伸展的進一步增強, 中?晚三疊世造山帶內也開始處于凹陷沉積作用階段, 從而沉積了較厚的中?晚三疊世的陸緣碎屑沉積。

5 結 論

(1) 滇西點蒼山地體南部的片麻狀花崗巖和中部偏東北的淡色花崗巖形成于中三疊世(～240 Ma)。

(2) 點蒼山地體中部偏東北和南部的中三疊世花崗巖都屬于高演化的鈣堿性系列, 其中南部的片麻狀花崗巖地球化學特征上顯示出A型花崗巖特征, 為該區新元古代變基性巖的高溫部分熔融的產物; 而中部偏東北的淡色花崗巖則具有典型的S型花崗巖屬性, 來自泥質碎屑巖在中?低溫條件下脫水部分熔融而成。

(3) 金沙江?點蒼山?哀牢山古特提斯洋的閉合應該在254 Ma完成; 254～247 Ma期間發生強烈的同碰撞構造作用, 導致區域上的整體抬升; 247～230 Ma向東俯沖的洋殼板片發生斷離、回撤, 造山帶由擠壓轉向伸展, 從而進入碰撞后的演化階段, 并至少持續到220 Ma左右, 伸展構造背景下, 產生了造山帶內及其兩側的“雙峰式”巖漿作用、A型花崗巖及其相關的巖石組合。

致謝: 感謝中國科學院廣州地球化學研究所陳林麗工程師在鋯石結構分析中的幫助, 感謝兩位匿名審稿專家對本文提出了建設性的修改意見。

陳國能. 2009. 花崗巖成因: 原地熔融與地殼演化. 北京: 中國地質大學出版社: 1–253.

陳靜, 李大鵬, 康歡, 耿建珍, 張菁菁. 2021. 滇西點蒼山變質地體三疊紀至侏羅紀沉積巖碎屑鋯石源區信息及構造指示. 現代地質, 35(4): 883–913.

簡平, 劉敦一, 孫曉猛. 2003. 滇西北白馬雪山和魯甸花崗巖基SHRIMP U-Pb年齡及其地質意義. 地球學報, 25(4): 337–342.

李寶龍, 季建清, 付孝悅, 龔俊峰, 宋彪, 慶建春, 張臣. 2008. 滇西點蒼山?哀牢山變質巖系鋯石SHRIMP定年及其地質意義. 巖石學報, 24(10): 2322–2330.

李龔健, 王慶飛, 禹麗, 胡兆初, 馬楠, 黃鈺涵. 2013. 哀牢山古特提斯洋縫合時限: 晚二疊世花崗巖類鋯石U-Pb年代學與地球化學制約. 巖石學報, 29(11): 3883–3900.

李旭拓. 2018. 青藏高原東部南金沙江造山帶造山作用及其大地構造演化研究. 北京: 中國地質大學博士學位論文: 1–138.

劉本培, 馮慶來, 方念喬, 賈進華, 何馥香. 1993. 滇西南昌寧–孟連帶和瀾滄江帶古特提斯多島洋構造演化. 地球科學, 18(5): 529–539.

劉兵兵, 彭頭平, 范蔚茗, 董曉涵, 彭世利, 武利民. 2022. 哀牢山古特提斯洋盆閉合和印支造山開啟的時限: 來自中?上三疊統碎屑鋯石U-Pb年代學和Hf同位素約束. 大地構造與成礦學, 46(1): 132–192.

劉翠, 鄧晉福, 劉俊來, 石耀霖. 2011. 哀牢山構造巖漿帶晚二疊世?早三疊世火山巖特征及其構造環境. 巖石學報, 27(12): 3590–3602.

劉匯川, 劉小平, 張永旺, 于志琪, 王凱. 2020. 印支運動啟動的時間: 來自云南點蒼山晚二疊世輝長巖和閃長巖的證據. 大地構造與成礦學, 44(3): 527–542.

劉匯川, 王岳軍, 蔡永豐, 馬莉燕, 邢曉婉, 范蔚茗. 2013. 哀牢山構造帶新安寨晚二疊世末期過鋁質花崗巖鋯石U-Pb年代學及Hf同位素組成研究. 大地構造與成礦學, 37(1): 87–98.

麻藝超. 2020. 滇西點蒼山新元古代巖漿作用的年代學和地球化學研究及其地質意義. 桂林: 桂林理工大學碩士學位論文: 1–40.

麻藝超, 蔡永豐, 馬莉燕, 周云, 趙鍇. 2021. 滇西點蒼山新元古代斜長角閃巖的成因: 來自鋯石U-Pb年齡和全巖地球化學的證據. 地球科學, 46(8): 2860–2872.

莫宣學, 鄧晉福, 董方瀏, 喻學惠, 王勇, 周肅, 楊偉光. 2001. 西南三江造山帶火山巖–構造組合及其意義. 高校地質學報, 7(2): 121–138.

戚學祥, 朱路華, 李化啟, 胡兆初, 李志群. 2010. 青藏高原東緣哀牢山?金沙江構造帶糜棱狀花崗巖的LA-ICP-MS U-Pb定年及其構造意義. 地質學報, 84(3): 357–369.

孫崇波, 李忠權, 王道永, 許遠平, 李友余. 2016. 哀牢山構造帶南段扭只二長花崗斑巖地球化學特征及其鋯石U-Pb年代學研究. 中國地質, 43(1): 111–119.

孫夢珊. 2021. 滇西點蒼山及崇山地區三疊紀巖漿作用及地質意義. 北京: 中國地質大學碩士學位論文: 1–60.

王保弟, 王立全, 王冬兵, 李奮其, 唐淵, 王啟宇, 吳喆. 2021. 西南三江金沙江弧盆系時空結構及構造演化. 沉積與特提斯地質, 41(2): 246–264.

王保弟, 王立全, 王冬兵, 張萬平. 2011. 三江上疊裂谷盆地人支雪山組火山巖鋯石U-Pb定年與地質意義. 巖石礦物學雜志, 30(1): 25–33.

云南省地質礦產局. 1990. 云南省區域地質志. 北京: 地質出版社: 1–658.

張旗, 王焰, 潘國強, 李承東, 金惟俊. 2008. 花崗巖源巖問題——關于花崗巖研究的思考之四. 巖石學報, 24(6): 1193–1204.

張玉泉, 夏斌, 梁華英, 劉紅英, 林清茶. 2004. 云南大平糜棱巖化堿性花崗巖的鋯石特征及其地質意義. 高校地質學報, 10(3): 378–384.

趙春強, 趙利, 曹淑云, 劉俊來. 2014. 點蒼山變質雜巖新生代變質?變形演化及其區域構造內涵. 巖石學報, 30(3): 851–866.

趙德軍, 陳洪德, 王道永, 王國芝, 李娜. 2013. 哀牢山造山帶南段中二疊世晚期娘宗巖體厘定. 地質科技情報, 32(3): 19–25.

鐘大賚. 1998. 滇川西部古特提斯造山帶. 北京: 科學出版社: 1–231.

Cao S Y, Liu J L, Leiss B, Neubauer F, Genser J, Zhao C Q. 2011. Oligo-Miocene shearing along the Ailao Shan-Red River shear zone: Constraints from structural analysis and zircon U/Pb geochronology of magmatic rocks in the Diancang Shan massif, SE Tibet, China., 19(4): 975–993.

Carter A, Roques D, Bristow C, Kinny P. 2001. Understanding Mesozoic accretion in Southeast Asia: Significance of Triassic thermotectonism (Indosinian orogeny) in Vietnam., 29(3): 211–214.

Catlos E J, Reyes E, Brookfield M, Stockli D F. 2017. Age and emplacement of the Permian-Jurassic Menghai batholith, Western Yunnan, China., 59(8): 919–945.

Chen X Y, Liu J L, Fan W K, Qi Y C, Wang W, Chen J F, Burg J P. 2017. Neoproterozoic granitoids along the Ailao Shan-Red River belt: Zircon U-Pb geochronology, Hf isotope analysis and tectonic implications., 299: 244–263.

Collins W J, Beams S D, White A J R, Chappell B W. 1982. Nature and origin of A-type granites with particular reference to southeastern Australia., 80(2): 189–200.

Corfu F, Hanchar J M, Hoskin P W O, Kinny P. 2003. Atlas of zircon textures., 53(1): 469–500.

Eby G N. 1992. Chemical subdivision of the A-type granitoids: Petrogenetic and tectonic implications., 20: 641–644.

Fan W M, Wang Y J, Zhang A M, Zhang F F, Zhang Y Z. 2010. Permian arc-back-arc basin development along the Ailaoshan tectonic zone: Geochemical, isotopic and geochronological evidence from the Mojiang volcanic rocks, Southwest China., 119(3–4): 553–568.

Faure M, Lin W, Chu Y, Lepvrier C. 2016. Triassic tectonics of the Ailaoshan Belt (SW China): Early Triassic collision between the South China and Indochina Blocks, and Middle Triassic intracontinental shearing., 683: 27–42.

Huang H Q, Li X H, Li W X, Li Z X. 2011. Formation of high δ18O fayalite-bearing A-type granite by high-temperature melting of granulitic metasedimentary rocks, southern China., 39(10): 903–906.

Jian P, Liu D Y, Kroner A, Zhang Q, Wang Y Z, Sun X M, Zhang W. 2009. Devonian to Permian plate tectonic cycle of the Paleo-Tethys Orogen in southwest China (Ⅱ): Insights from zircon ages of ophiolites, arc/back-arc assemblages and within-plate igneous rocks and generationof the Emeishan CFB province., 113(3–4): 767–784.

Jian P, Liu D Y, Sun X M. 2008. SHRIMP dating of the Permo-Carboniferous Jinshajiang ophiolite, southwestern China: Geochronological constraints for the evolution of Paleo-Tethys., 32(5–6): 371–384.

Jiang Y H, Jia R Y, Liu Z, Liao S Y, Zhao P, Zhou Q. 2013. Origin of Middle Triassic high-K calc-alkaline granitoidsand their potassic microgranular enclaves from the westernKunlun orogen, northwest China: A record of the closure of Paleo-Tethys., 156: 13–30.

Lai C K. 2012. Tectonic evolution of the Ailaoshan fold belt in southwestern Yunnan, China. Doctoral Dissertation of University of Tasmania.

Lai C K, Meffre S, Crawford A J, Zaw K, Halpin J A, Xue C D, Salam A. 2014a. The Central Ailaoshan ophiolite and modern analogs., 26(1): 75–88.

Lai C K, Meffre S, Crawford A J, Zaw K, Xue C D, Halpin J A. 2014b. The western Ailaoshan volcanic belts and their SE Asia connection: A new tectonic model for the Eastern Indochina Block., 26(1): 52–74.

Leloup P H, Harrison T M, Ryerson F J, Chen W J, Li Q, Tapponnier P, Lacassin R. 1993. Structural, petrological and thermal evolution of a Tertiary ductile strike-slip shear zone, Diancang Shan, Yunnan.:, 98(B4): 6715–6743.

Lepvrier C, Maluski H, Van Tich V, Leyreloup A, Thi P T, Van Vuong N. 2004. The Early Triassic Indosinian orogeny in Vietnam (Truong Son Belt and Kontum Massif): Implications for the geodynamic evolution of Indochina., 393(1–4): 87–118.

Li D P, Chen Y L, Kang H, Xu B Y, Zhang Y L. 2018. Neoproterozoic continental arc system along the NW margin of Rodinia supercontinent: Constraints from geochronological and geochemical studies of Neoproterozoic granitoids in the Diancangshan Massif., 316: 77–91.

Li X H, Li Z X, Li W X, Wang Y J. 2006. Initiation of the Indosinian Orogeny in South China: Evidence for a Permian magmatic arc on Hainan Island., 114(3): 341–353.

Li X H, Long W G, Li Q L, Liu Y, Zheng Y F, Yang Y H, Chamberlain K R, Wan D F, Guo C H, Wang X C, Tao H. 2010. Penglai zircon megacrysts: A potential new working reference material for microbeam determination of Hf-O isotopes and U-Pb age., 34(2): 117–134.

Li X H, Zhou H W, Chung S L, Lo C H, Wei G J, Liu Y, Lee C Y. 2002. Geochemical and Sr-Nd isotopic characteristicsof Late Paleogene ultrapotassic magmatism in southeastern Tibet., 44(6): 559–574.

Lin T H, Chung S L, Chiu H Y, Wu F Y, Yeh M W, Searle M P, Iizuka Y. 2012. Zircon U-Pb and Hf isotope constraints from the Ailao Shan-Red River shear zone on the tectonic and crustal evolution of southwestern China., 291: 23–37.

Litvinovsky B A, Jahn B M, Zanvilevich A N, Saunders A, Poulain S, Kuzmin D V, Reichow M K, Titov A V. 2002. Petrogenesis of syenite-granite suites from the Bryansky Complex (Transbaikalia, Russia): Implications for the origin of A-type granitoid magmas., 189(1–2): 105–133.

Liu F L, Wang F, Liu P H, Liu C H. 2013. Multiple metamorphic events revealed by zircons from the Diancang Shan- Ailao Shan metamorphic complex, southeastern Tibetan Plateau., 24(1): 429–450.

Liu H C, Wang Y J, Cawood P A, Fan W M, Cai Y F, Xing X W. 2015. Record of Tethyan ocean closure and Indosinian collision along the Ailaoshan suture zone (SW China)., 27(3): 1292–1306.

Liu H C, Wang Y J, Li Z H, Zi J W, Huangfu P P. 2018. Geodynamics of the Indosinian orogeny between the South China and Indochina blocks: Insights from latest Permian-Triassic granitoids and numerical modeling., 130(7–8): 1289– 1306.

Liu H C, Wang Y J, Zi J W. 2017. Petrogenesis of the Dalongkai ultramafic-mafic intrusion and its tectonic implication for the Paleotethyan evolution along the Ailaoshan tectonic zone (SW China)., 141: 112–124.

Liu Y S, Hu Z C, Zong K Q, Gao C G, Gao S, Xu J A, Chen H H. 2010. Reappraisement and refinement of zircon U-Pb isotope and trace element analyses by LA-ICP- MS., 55(15): 1535–1546.

Ludwig K R. 2003. User’s manual for Isoplot 3.00: A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel. California: Berkeley Geochronology Center.

Metcalfe I. 2013. Gondwana dispersion and Asian accretion: Tectonic and palaeogeographic evolution of eastern Tethys., 66: 1–33.

Metcalfe I, Henderson C M, Wakita K. 2017. Lower Permian conodonts from Palaeo-Tethys Ocean Plate stratigraphy in the Chiang Mai-Chiang Rai Suture Zone, northern Thailand., 44: 54–66.

Miller C F. 1985. Are strongly peraluminous magmas derived from pelitic sedimentary sources., 93(6): 673–689.

Mushkin A, Navon O, Halicz L, Hartmann G, Stein M. 2003. The petrogenesis of A-type magmas from the Amram Massif, southern Israel., 44(5): 815–832.

Nakano N, Osanai Y, Sajeev K, Hayasaka Y, Miyamoto T, Minh N T, Owada M, Windley B. 2010. Triassic eclogite from northern Vietnam: Inferences and geological significance., 28(1): 59–76.

Shaw S E, Flood R H. 2009. Zircon Hf isotopic evidence for mixing of crustal and silicic mantle-derived magmas in a zoned granite pluton, eastern Australia., 50(1): 147–168.

Sun S S, McDonough W F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes.,,, 42(1): 313–345.

Sylvester A G. 1998. Magma mixing, structure, and re-evaluationof the emplacement mechanism of Vradal pluton, central Telemark, southern Norway., 78(4): 259–276.

Tang Y, Liu J L, Tran M D, Song Z J, Wu W B, Zhang Z C, Zhao Z D, Chen W. 2013. Timing of left-lateral shearing along the Ailao Shan-Red River shear zone: Constraints from zircon U-Pb ages from granitic rocks in the shear zone along the Ailao Shan Range, Western Yunnan, China., 102(3): 605–626.

Tang Y, Qin Y D, Gong X D, Duan Y Y, Chen G, Yao H Y, Liao J X, Liao S Y, Wang D B, Wang B D. 2020. Discovery of eclogites in Jinsha River suture zone, Gonjo County, eastern Tibet and its restriction on Paleo-Tethyan evolution., 3(1): 83–103.

Tapponnier P, Lacassin R, Leloup P H, Scharer U, Zhong D L, Wu H W, Liu X H, Ji S C, Zhang L S, Zhong J Y. 1990. The Ailao Shan Red River metamorphic belt: Tertiary left-lateral shear between Indochina and South China., 343(6257): 431–437.

Wang X F, Metcalfe I, Jian P, He L Q, Wang C S. 2000. The Jinshajiang-Ailaoshan Suture Zone, China: Tectonostratigraphy, age and evolution., 18(6): 675–690.

Wang Y J, He H Y, Cawood P A, Srithai B, Feng Q L, Fan W M, Zhang Y Z, Qian X. 2016. Geochronological, elementaland Sr-Nd-Hf-O isotopic constraints on the petrogenesis of the Triassic post-collisional granitic rocks in NW Thailand and its Paleotethyan implications., 266: 264–286.

Wang Y J, Qian X, Cawood P A, Liu H C, Feng Q L, Zhao G C, Zhang Y H, He H Y, Zhang P Z. 2018. Closure of the East Paleotethyan Ocean and amalgamation of the Eastern Cimmerian and Southeast Asia continental fragments., 186: 195–230.

Wang Y J, Zhang L M, Cawood P A, Ma L Y, Fan W M, ZhangA M, Zhang Y Z, Bi X W. 2014. Eocene supra-subduction zone mafic magmatism in the Sibumasu Block of SW Yunnan: Implications for Neotethyan subduction and India-Asia collision., 206: 384–399.

Watson E B, Harrison T M. 2005. Zircon thermometer reveals minimum melting conditions on earliest Earth., 308(5723): 841–844.

Whalen J B, Currie K L, Chappell B W. 1987. A-type granites: Geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis., 95(4): 407–419.

Wang Q F, Deng J, Li C S, Li G J, Yu L, Qiao L. 2014. The boundary between the Simao and Yangtze blocks and their locations in Gondwana and Rodinia: Constraints from detrital and inherited zircons., 26(2): 438–448.

Wickham S M, Alberts A D, Zanvilevich A N, Litvinovsky B A, Bindeman I N, Schauble E A. 1996. A stable isotope study of anorogenic magmatism in East Central Asia., 37(5): 1063–1095.

Winchester J A, Floyd P A. 1977. Geochemical discriminationof different magmaseries and their differentiation products using immobile elements., 20: 325– 343.

Wu W B, Liu J L, Chen X Y, Zhang L S. 2017. Zircon U-Pb ages, Hf isotope data, and tectonic implications of Early- Middle Triassic granitoids in the Ailaoshan high-grade metamorphic belt of Southeast Tibet., 106(3): 875–897.

Xu J, Xia X P, Huang C, Cai K D, Yin C Q, Lai C K. 2019. Changes of provenance of Permian and Triassic sedimentary rocks from the Ailaoshan suture zone (SW China) with implications for the closure of the eastern Paleotethys., 170: 234–248.

Yang J H, Wu F Y, Chung S L, Wilde S A, Chu M F. 2006. A hybrid origin for the Qianshan A-type granite, northeast China: Geochemical and Sr-Nd-Hf isotopic evidence., 89(1–2): 89–106.

Yumul G P, Zhou M F, Wang C Y, Zhao T P, Dimalanta C B. 2008. Geology and geochemistry of the Shuanggou ophiolite (Ailao Shan ophiolitic belt), Yunnan Province, SW China: Evidence for a slow-spreading oceanic basinorigin., 32(5–6): 385–395.

Zhang R Y, Lo C H, Chung S L, Grove M, Omori S, Iizuka Y, Liou J G, Tri T V. 2013. Origin and tectonic implication of ophiolite and eclogite in the Song Ma suture zone between the South China and Indochina Blocks., 31(1): 49–62.

Zi J W, Cawood P A, Fan W M, Wang Y J, Tohver E, McCuaig T C, Peng T P. 2012. Triassic collision in the Paleo-Tethys Ocean constrained by volcanic activity in SW China., 144: 145–160.

Petrogenesis and Tectonic Significance of the Indosinian Granites in the Diancangshan Massif, Western Yunnan, China

WU Limin1, 2, PENG Touping1, 3*, FAN Weiming2, 4, DONG Xiaohan5, PENG Shili1, 2, LIAO Dongyu1, 2

(1. State Key Laboratory of Isotope Geochemistry, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences,Guangzhou 510640, Guangdong, China; 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 3.CAS Center for Excellence in Deep Earth Science, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 4. Institute of TibetanPlateau Research, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100101, China; 5. Southern Marine Science and Engineering Guangdong Laboratory (Zhuhai), Zhuhai 519085, Guangdong, China)

The Sanjiang orogenic belt in West Yunnan is an important component of the Tethyan tectonic domain. The Jinshajiang-Ailaoshan tectonic belt, as one of the evolution products of the Paleo-Tethys Ocean, recorded important information on the evolution of the Paleo-Tethys Ocean. However, the attribute, spatial-temporal evolution mode, and final closing time of the Paleo-Tethys Ocean in the Jinshajiang-Ailaoshan tectonic belt are still not well-constrained. In this paper, we present zircon U-Pb ages, trace element and Lu-Hf isotopic compositions, and whole-rock major and trace element concentrations of the granitic rocks in the Northeast and South Diancangshan massif. The zircon U-Pb dating and Hf isotope results show that the granitic gneiss in the South Diancangshan was formed at 240.3±1.4 Ma with correspondingHf() values of ?16.2 to ?8.7, while the leucogranites in the Northeastcrystallized at 241.2±2.3 Ma and 240.1±2.2 Ma with correspondingHf() values of ?12.0 to ?5.5 and ?15.2 to ?11.7, respectively. These geochemical signatures indicate that the gneissic granite belongs to A-type granite and was formed by partial melting of the Neoproterozoic metabasites. In contrast, the leucogranites show an affinity to S-type granite, and were formed by partial melting of the argillaceous clastic rocks under middle-low temperature conditions. Additionally, our results, coupled with previously reported magmatism-metamorphism-tectonism-sedimentation data in the region, illustrate that the Jinshajiang-Ailaoshan Paleo-Tethys Ocean began to subduct before the late Permian, and the closure of the ocean was simultaneously completed at 254 Ma, which is not consist the Southeast to Northwest gradual closure pattern proposed by previous researchers. Subsequently, the continent-continent collision occurred during 254 Ma to 247 Ma, and then the Paleo-Tethys oceanic slab began to break off at 247 Ma. Since then, the whole orogenic belt entered the post-collision extension stage during 247 Ma to 220 Ma. Consequently, the new identification of 240 Ma A-type granite in the Diancangshan massif provides a crucial constraint on the post-collisional extension of the orogenic belt.

Triassic; A-type granite; post-collisional extension; the Diancangshan massif; Paleo-Tethys

2022-12-28;

2023-01-25;

2023-10-12

第二次青藏科考項目(2019QZKK0702)和國家自然科學基金項目(92055207、42072263、41490613)聯合資助。

武利民(1996–), 男, 博士研究生, 構造地質學專業。E-mail: wulimin@gig.ac.cn

彭頭平(1974–), 男, 研究員, 從事巖石大地構造研究。E-mail: tppeng@gig.ac.cn

P595; P597; P542

A

1001-1552(2023)06-1363-018

10.16539/j.ddgzyckx.2023.01.203