哀牢山西部晚古生代岛弧-弧后盆地系统<br/>——来自基性岩地球化学和年代学的证据

哀牢山西部晚古生代岛弧-弧后盆地系统
——来自基性岩地球化学和年代学的证据

2020-08-10徐文涛刘福来

岩石矿物学杂志 2020年4期

徐文涛，刘福来

(中国地质科学院地质研究所，北京 100037)

显生宙以来，冈瓦纳大陆裂解出的多个陆块不断向北与欧亚大陆汇聚拼贴，在东南亚和“三江”地区形成多条特提斯缝合带，包括古特提斯缝合带、中特提斯缝合带以及新特提斯缝合带(Metcalfe,1996a,1996b,1999,2006;Trungetal.,2006;Ferrarietal.,2008;Wangetal.,2016,2017;Zhaoetal.,2018)。哀牢山缝合带作为古特提斯东缘重要的北西向构造带，分隔了扬子地块与思茅-印支地块，记录了青藏高原东南缘古特提斯洋晚古生代演化的重要信息(Metcalfe,2006,2013;Jianetal.,2008)。在该缝合带内广泛分布有古生代-中生代基性-超基性杂岩(图1b)，这些岩石是研究哀牢山缝合带构造演化历史的关键，并且由于它们通常起源于地幔，是研究地幔物质组成和地球动力学过程的重要岩石类型(Naldrett,2005;Polatetal.,2011;Suetal.,2013;Thakurtaetal.,2013;Liuetal.,2017b)，因此受到越来越多的关注。

近年来，研究者们在哀牢山西部的大龙凯、五素和雅轩桥等地区发现大量晚石炭世-早三叠世基性侵入岩和喷出岩(云南省地质矿产局,1990;周德进等,1992;韩松等,1998;莫宣学等,1998;钟大赉,1998;Jianetal.,2009a,2009b;Fanetal.,2010;Laietal.,2014b;Liuetal.,2017b;Wangetal.,2017)。尽管对这些基性岩石已经进行了大量的同位素年代学和岩石地球化学等的研究，但由于缺乏对这些基性岩的年代学格架、空间展布、地球化学属性以及岩石组合等的综合分析，哀牢山西部晚古生代基性岩的形成环境仍存在较大争议。目前对其形成环境的主要观点包括：① 洋-陆俯冲形成陆缘岛弧(Jianetal.,2009a,2009b;刘翠等,2011)；② 洋-陆俯冲导致弧后拉张，并形成弧后盆地(Fanetal.,2010;Wangetal.,2017)；③ 洋-陆俯冲导致陆内裂解，再进一步形成弧后盆地(Laietal.,2014b)。已有证据表明，在哀牢山西部大龙凯-五素-雅轩桥一带同时出露两类分别具有岛弧和弧后盆地特征的中基性岩石，其锆石U-Pb定年结果也显示出明显阶段性(Jianetal.,2009a,2009b;Fanetal.,2010;Laietal.,2014b;Liuetal.,2017b;Wangetal.,2017)，因此，单一的岛弧或弧后盆地观点需要重新认识。此外，这一时期哀牢山西部出露的基性岩以亚碱性玄武岩为主(Fanetal.,2010)，明显不同于陆内裂谷中发育的大量碱性岩石，因此，陆内裂谷-弧后盆地模式也存在一定的问题。鉴于此，本文以哀牢山缝合带西部大龙凯、五素和雅轩桥地区的基性侵入岩和基性火山岩为研究对象，通过详细的野外地质调查、岩石学和地球化学研究，并结合区内已有的研究成果，欲查明相关岩浆活动的时限和期次，揭示其成因和形成环境，最终为进一步探讨该地区晚古生代的构造演化提供制约。

1 地质背景及样品

1.1 地质背景

哀牢山缝合带东西宽20～100 km，长约500 km，是青藏高原东南缘一条重要的古特提斯分界线，它分隔了思茅-印支地块与华南地块，保存了从早古生代到新生代长时间、多期次的构造变形、岩浆侵位、区域变质等地质记录(云南省地质矿产局,1990;钟大赉,1998;刘俊来等,2011)，也是我国著名的蛇绿岩带(魏启荣等,1999)。其北东侧为扬子地块，北西侧与金沙江缝合带相连，西侧紧邻思茅地块，南东侧则延伸到越南北部的Song Ma缝合带和Truong Son褶皱带等地区(图1a;Laietal.,2014b;Wangetal.,2017)。

区域上，哀牢山缝合带位于特提斯构造域的东段，与古特提斯洋的演化存在密切联系，保留了晚古生代的蛇绿岩碎片、硬砂岩、片岩、灰岩等增生楔杂岩(黄忠祥等,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热点地区之一。由于印度板块与欧亚板块在55 Ma左右发生碰撞拼合，导致思茅-印支地块向东南方向大规模逃逸，哀牢山-红河断裂带在逃逸过程中起着重要的调节作用(刘俊来等,2011;许志琴等,2016)。思茅-印支地块沿哀牢山-红河断裂发生强烈的左行走滑运动，其位移距离可能超过600 km(Chungetal.,1997)，因此造成哀牢山变质带内变质变形强烈，线性构造极度发育，地貌上呈现明显的北西-南东向展布(图1b)。哀牢山缝合带内出露的蛇绿岩系列多不完整(如双沟蛇绿岩)，这些蛇绿岩以二辉橄榄岩、含尖晶石方辉橄榄岩、斜长花岗岩、辉长岩为特征岩石，堆晶辉长岩、辉绿岩墙基本不发育(Jianetal.,2009a,2009b;Fanetal.,2010)，与其相关的火山岩主要为北西西向的五素玄武岩和雅轩桥玄武-安山岩系列(Zhangetal.,2008;Fanetal.,2010)。

哀牢山蛇绿岩由类似于正常洋中脊玄武岩(N-MORB)和富集型洋中脊玄武岩(E-MORB)的基性-超基性岩组成，其中辉长岩、辉绿岩和斜长花岗岩中的锆石记录了382～258 Ma的原岩形成年龄，代表哀牢山地区晚古生代可能为古特提斯洋的一条支洋/弧后盆地(Yumuletal.,2008;Jianetal.,2009a,2009b;Dengetal.,2014;Wangetal.,2016,2017)。Wang 等(2014)对比了哀牢山西部老王寨-墨江-绿春地区志留纪-泥盆纪沉积岩和扬子地块西缘建水地区早古生代地层中的碎屑锆石年龄，认为老王寨-墨江-绿春地区在早古生代时期应属于思茅-印支地块。钟大赉(1998)和莫宣学等(1998)在五素以南的雅轩桥地区发现一系列北西西向火山岩，前人研究后认为其与北侧江达-维西地区的火山岩共同组成晚石炭世-早三叠世(约305～250 Ma)陆缘弧火山岩(Zietal.,2012;Laietal.,2014a,2014b;Wangetal.,2014,2016)。近年来，前人从大龙凯-五素-雅轩桥等地区获得287～265 Ma的基性岩锆石U-Pb年龄，微量元素特征显示其受到地壳物质混染，同时具有MORB和岛弧的地球化学特征，认为其可能形成于陆内弧后盆地(Fanetal.,2010;Liuetal.,2017b)。

思茅地块又被称为兰坪-思茅褶皱带，位于哀牢山缝合带西南侧，是从印支陆块分离出来的一部分(Wangetal.,2000;Jianetal.,2009a)，分别以北侧的哀牢山蛇绿岩带、南东侧Nan-Uttaradit蛇绿岩带和西侧的澜沧江构造带为界(Wangetal.,2017)。其元古宙变质基底为大勐龙杂岩和崇山杂岩，主要由变质火山岩、硅质碎屑岩以及大理岩组成(钟大赉,1998;Wangetal.,2000,2006)。早古生代变沉积岩以灰岩及硅质碎屑岩为特征，表现出与扬子地块相似的岩石学特征，并被中泥盆统不整合覆盖。前人认为中泥盆世以前，扬子地块与思茅地块可能为统一的陆块(Fangetal.,1994;Metcalfe,1996a,1999,2002,2006;Feng,2002)，后续又沉积石炭纪-二叠纪浅海相到陆相岩层(钟大赉,1998;Metcalfe,2006)。通常认为该地区缺失晚三叠世地层。但最近在哀牢山和金沙江等地区分别发现了晚三叠世(249～244 Ma)高硅的高山寨和攀天阁火山岩系列(Wangetal.,2011;Zietal.,2012)，上三叠统一碗水组磨拉石和下侏罗统陆相红层岩组不整合覆盖在高山寨/崴谷春火山岩和/或前三叠纪沉积系列之上(钟大赉,1998;Metcalfe,2006,2013;Wangetal.,2017)。

大龙凯-五素-雅轩桥基性岩浆杂岩位于思茅地块东缘，由基性火山岩和基性侵入岩组成。其中，基性火山岩沿北西走向延伸约50 km，厚度超过745 m。该岩石系列主要为玄武岩，并被二叠纪砂岩和页岩整合覆盖，不整合覆盖于石炭纪复理石沉积之上。区域资料显示，该玄武岩系列自下而上由590 m厚的枕状玄武岩、165 m厚的块状玄武岩组成，上覆50 m厚的含斜长石斑晶流纹岩 (Fanetal.,2010)。基性侵入岩主要为辉长岩、辉绿岩及斜长辉石岩，沿北西走向侵入到二叠纪火山岩带内(Liuetal.,2017b)。前人将这套由二叠纪基性火山岩、英安岩、火山凝灰岩、流纹岩夹砂岩、粉砂岩组成的地层称为羊八寨组(P3y)(云南省地质矿产局,1990)。羊八寨组火山沉积岩广泛出露于阿墨江断裂西侧(图1c)。

1.2 野外和岩石学特征

本文样品采自墨江以西的五素-雅轩桥基性杂岩。5件岩石样品分别是中粗粒辉长岩(17HA19-1、17HA23-2)、蚀变辉绿岩(17HA20-1)和轻微蚀变玄武岩(17HA22-1、17HA23-1)。具体采样位置见图1c所示。

辉长岩(17HA19-1、17HA23-2)采自墨江以西、五素以北约4.5～7 km处。岩体出露面积约为0.01 km2，与下伏二叠纪火山岩地层呈断层接触，上部不整合覆盖晚三叠世砂砾岩。野外观察样品呈灰黑色，具块状构造(图2a、2b、2j、2k)。镜下观察这两件样品均具有典型的辉长结构，主要矿物组成为斜长石(40%～50%)、单斜辉石(40%～55%)，副矿物为磁铁矿等(图2c、2l)。斜长石和单斜辉石均具有波状消光的特征，表明岩石发生一定的塑性变形，但不发育明显的定向性构造。

蚀变辉绿岩(17HA20-1)出露于五素以北约1 km处。出露面积约为50 m2，由于植被覆盖严重，与围岩的接触关系不清，周围可见大量玄武岩转石(图2d)。野外手标本观察呈墨绿色(图2e)，镜下可见样品具有辉长辉绿结构，主要由单斜辉石(35%)和斜长石(35%)和绿泥石(25%)组成。其中较大颗粒的辉石通常呈半自形柱状，与斜长石组成辉长结构。较小颗粒的辉石呈它形充填于斜长石的晶体格架中，组成辉绿结构。辉石普遍发生绿泥石化作用，形成辉石假像和反应边结构(图2f)。

图2 五素地区不同类型基性岩野外(a、d、g、j)、手标本(b、e、h、k)及显微镜下照片(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—绿泥石；Cpx—单斜辉石；Mag—磁铁矿；Pl—斜长石；Qtz—石英；Ep—绿帘石Chl—chlorite;Cpx—clinopyroxene;Mag—magnetite;Pl—plagioclase;Qtz—quartz;Ep—epidote

蚀变玄武岩(17HA22-1和17HA23-1)分别采自五素以南约3 km和五素以北约7 km处。块状玄武岩(17HA22-1)野外出露面积约为200 m2，节理较为发育，与围岩的接触关系不清(图2g)。样品17HA23-1与周围辉长岩(17HA23-2)呈断层接触关系。野外新鲜的玄武岩呈灰黑色，具块状构造和杏仁状构造，斑状结构(图2h)。镜下观察发现，斑晶(10%)通常为短柱状的辉石假像，辉石已完全绿泥石化；基质(90%)为典型的间粒结构，由自形-半自形长柱状的斜长石(65%～70%)、它形粒状的单斜辉石(5%～10%)以及由辉石蚀变形成的绿泥石(10%～15%)组成(图2i)。样品17HA23-1中辉石含量较少，同时含少量云母类矿物。

岩相学特征表明，哀牢山西部五素-雅轩桥等地区出露的基性岩未遭受强烈的构造变形，后期蚀变较弱，仅发生绿片岩相变质，部分斜长石和辉石转变形成绿泥石、绿帘石、绢云母等低级变质矿物，大多数矿物仍保留原岩的结构、构造特征，原岩矿物化学属性未发生明显的改变。

2 测试方法与结果

2.1 测试方法

全岩样品粉末(200目)制备在河北省区域地质调查研究所完成，全岩主量和微量元素化学成分测试在广州澳实分析检测实验室完成。主量元素采用X射线荧光光谱仪(XRF，仪器型号：PANalytical PW2424)测定，依据GB/T 14506.28-2010标准，检测项目包括Al2O3、CaO、Fe2O3、K2O、MgO、MnO、Na2O、P2O5、SiO2、TiO2等10项，测试精度优于2%～5%。FeO采用酸消解重铬酸钾滴定法(Fe-VOL05)测定，依据GB/T 14506.14-2010标准，检出下限为0.01%。微量及稀土元素采用ICP-AES(仪器型号：Agilent VISTA)和ICP-MS(仪器型号：Agilent 7700x)组合测试完成，依据GB/T 14506.30-2010标准，测试精度优于10%。

2.2 测试结果

5件基性岩样品全岩地球化学分析结果(表1)显示，这些基性岩整体具有较高的烧失量(LOI=2.04%～4.51%)，SiO2含量变化范围较窄(45.82%～49.51%)，属于基性岩成分范围；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)为特征。Mg#值较为集中(55.1～64.7)，表明其后期的结晶分异作用不明显。将数据投入Zr/TiO2-Nb/Y图解与Ce/Yb-Ta/Yb图解中，发现样品具有典型的钙碱性系列岩石特征(图3a、3b)。同时，该基性岩具有较高的稀土元素总量(ΣREE=59.75×10-6～84.35×10-6)，无显著的Eu(δEu=0.95～1.07)及Ce(δCe=1.00～1.03)异常(图4)，表明在岩浆结晶分异过程中，斜长石没有发生明显的分离结晶。亏损Nb、Ta、Th、U等高场强元素并富集Rb、Ba、K等大离子亲石元素，表明岩石在形成过程中可能受到地壳物质的混染或板片流体的交代。大部分辉长岩、辉绿岩和玄武岩明显富集轻稀土元素[(La/Sm)N=1.39～1.52]，类似于富集型洋中脊玄武岩(E-MORB)。值得注意的是，样品17HA23-2(辉长岩)轻微亏损轻稀土元素 [(La/Sm)N=0.90]，类似于N-MORB。与其他基性岩相比，该样品的Hf、Ti等微量元素含量最高，几乎没有Eu(δEu=0.93)和Ce(δCe=1.03)异常，在Ce/Yb-Ta/Yb图解中落于拉斑质系列与钙碱性系列分界线附近(图3b)。

表1 五素基性岩主量(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

续表1 Continued Table 1

3 讨论

3.1 哀牢山西部晚古生代基性岩的时空分布

沿哀牢山西部阿墨江断裂断续分布多个基性岩体，由北向南分别为大龙凯、五素、雅轩桥、大黑山基性岩体，这些基性岩体侵入东西两侧的二叠系羊八寨组(P3y)火山沉积岩中(图1c)。近年来的研究表明，羊八寨组中的火山岩可能形成于多期岩浆活动。

图3 五素-雅轩桥基性侵入岩和火山岩的Zr/TiO2-Nb/Y图解(a，据Winchester and Floyd,1977)和Ce/Yb-Ta/Yb图解 (b，据Pearce,1982)(早期玄武岩和晚期玄武岩数据来源于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)

图4 五素基性岩稀土(a、c)和微量元素(b、d)标准化图解Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns (a,c) and primitive mantle normalized trace element patterns (b,d) for the Wusu-Yaxuanqiao basic rocks球粒陨石、原始地幔、OIB、N-MORB、E-MORB数据来源于Sun 和McDonough(1989)；早期玄武岩和晚期玄武岩数据来源于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)测得哀牢山南西侧坝溜地区二叠系羊八寨组火山凝灰岩锆石U-Pb年龄为288.5±3.3 Ma，与Fan 等(2010)获得的五素玄武岩(287±5 Ma)年龄在误差范围内一致(表2)，表明哀牢山西部羊八寨组中部分基性火山岩和火山沉积岩实际形成于早二叠世。区域上，哀牢山西部早二叠世(约288～287 Ma)火山岩与越南北西侧晚石炭世-早二叠世北西向Truong Son岛弧火山岩近于同期形成(约304～272 Ma，Hoaetal.,2008;Liuetal.,2012)，并且早二叠世Truong Son岛弧英安岩-流纹岩与哀牢山西部同期的长英质火山岩具有相似的化学组成，表明它们具有相似的岛弧亲缘性(Laietal.,2014b)。Liu 等(2017b)测得大龙凯层状斜长辉石岩和辉长岩锆石U-Pb年龄分别为272.1±1.7 Ma和266.4±5.8 Ma，该年龄与雅轩桥玄武岩(265±7 Ma,266.2±2.2 Ma)的年龄基本一致(表2;Jianetal.,2009b;Fanetal.,2010)。区域调查显示，上述层状基性岩侵入到早期五素玄武岩中，指示中二叠世哀牢山西部发生了一次较大规模的岩浆侵位事件(Liuetal.,2017b)，该时期以大量基性-超基性侵入岩和喷出岩的出现为特征。Jian等(2009b)通过SHIRMP锆石U-Pb法获得大龙凯斜长辉石岩年龄为245.6±1.4 Ma，与绿春及大黑山等地发现的247～246 Ma的流纹岩和辉绿岩具有一致的年龄(表2)，具有明显的碰撞后岩浆特征，表明早三叠世以前，哀牢山西部已完成碰撞造山过程，进入造山后的伸展阶段(Jianetal.,2009b;刘翠等,2011;Laietal.,2014b)。

上述岩石学和年代学证据表明，哀牢山西部晚古生代至少存在两期基性岩浆活动：① 早期基性岩形成于288～287 Ma。韩松等(1998)认为早二叠世时期哀牢山西部发育双峰式火山岩，整体处于陆内裂谷环境。然而该时期哀牢山西部出露有大量的火山凝灰岩、流纹岩、英安岩、玄武岩等(周德进等,1992;钟大赉,1998)，并不具有明显的双峰式火山岩的特征，玄武岩、英安岩、流纹岩的岩石组合是火山弧环境中典型岩石组合类型(Mccarron and Smellie,1998;李伍平等,1999)。② 晚期基性岩形成于272～265 Ma。该时期已发现的基性岩主要分布于大龙凯、五素、雅轩桥等地，岩石类型主要为斜长辉石岩、辉长岩、辉绿岩、枕状玄武岩、块状玄武岩，以基性-超基性岩为主，明显不同于早期酸性-基性岩岩石组合，表明晚期地幔岩浆活动加剧。因此，两期基性岩可能形成于不同的构造环境(邓晋福等,1999)。

表2 哀牢山西部岩浆岩年龄Table 2 Summary of geochronological data from magmatic rocks in western Ailaoshan

值得注意的是，两期基性岩均位于哀牢山西部北西向构造线上，空间上并不能将两期基性岩严格区分开。岩相学观察表明，岩石并不具有明显的定向构造，表明其并未受到后期构造作用的强烈改造，从而排除后期构造运动导致两期基性岩现今的接触关系。因此，本文认为两期岩浆活动应该发生于同一位置，是不同岩浆演化阶段的产物，早期岩浆岩作为晚期岩浆岩中的捕掳体或者被其侵入。

3.2 岩石成因与岩浆源区

本文研究的哀牢山西部基性岩整体蚀变较弱，遭受轻微的绿片岩相变质作用(图2)。基性岩中，大离子亲石元素(LILEs，例如Rb、Ba、Sr等)通常更容易受到后期蚀变与变质作用的改造，而过渡族元素(例如V、Cr等)和高场强元素(HFSEs，例如Nd、Ta、Zr、Hf、Ti、Th等)在这些过程中相对稳定，但Sr等元素在绿片岩相变质作用过程中通常非常稳定(Pearce and Cann,1973)，因此下文仅使用这些相对不活动的元素来探讨这些基性岩的岩石成因和岩浆源区。本小节中所讨论的地球化学数据来源于本文和Fan 等(2010)。

3.2.1 岩石成因

本次采集的基性岩样品具有较高的挥发分含量(LOI=2.04%～4.51%)，但岩相学特征表明其并未受到后期严重的热液蚀变作用，说明挥发分主要来源于岩浆形成阶段，表明其可能为地幔源区在含水的条件下高程度部分熔融的产物(Hickey and Frey,1982)。尽管本次研究未能获得精确的锆石U-Pb年龄，但本文样品与Fan等(2010)获得的早期玄武岩(287 Ma)样品采自同一地区的二叠系羊八寨组中(图1c)。地球化学特征表明，除样品17HA23-2(辉长岩)以外，其余样品的稀土和微量元素图解显示与早期基性岩(288～287 Ma)具有相似的高稀土元素总量和轻稀土元素含量特征(图4)，相似的Ta/Yb、Ce/Yb值表明这些样品与早期基性岩可能形成于同一时期。样品17HA23-2(辉长岩)的采样位置靠近大龙凯地区(图1c)，野外调查显示，该基性岩体侵入到早期的五素玄武岩中(图2j)，地球化学特征表明，样品轻微亏损LREE[(La/Sm)N=0.90]，较低的Ta/Yb、Ce/Yb值显示其具有与晚期基性岩(272～265 Ma)相似的特征(图3b)。

(1) 早期基性岩(288～287 Ma)

韩松等(1998)认为哀牢山西部早二叠世岩浆序列具有双峰式火山岩的特点并受到地壳物质的同化混染，可能形成于大陆裂谷环境。Fan 等(2010)则认为该期基性岩与西太平洋Okinawa Trough弧后盆地岩石具有相似的地球化学属性，可能形成于弧后盆地环境。本文研究发现，早期基性岩具有较高的稀土元素含量(ΣREE=59.75×10-6～135.08×10-6)，明显富集轻稀土元素(LREE/HREE=2.64～3.32)，其稀土和微量元素配分模式类似于E-MORB，而E-MORB则通常被认为形成于受OIB型岩浆影响的洋中脊或弧后盆地环境(张旗等,2001)。然而，这些早期基性岩相对原始地幔更亏损Ti，并且明显富集Pb和K等元素，表明其形成与OIB岩浆没有直接联系。此外，轻微富集Rb、Ba、Th等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素，表明岩石可能受地壳物质的混染或板片流体的交代，但其Nb/La值与La/Sm、Sm/Nd值之间几乎没有相关性(图5a、5b)，同时具有正的εNd(t)值(+3.52～+5.54)(Fanetal.,2010)，表明岩石受地壳物质混染的影响较小(Xuetal.,2016)，因此，上述Nb、Ta、Ti元素的亏损可能与板片俯冲作用相关。俯冲至深部的板片脱水导致地幔楔部分熔融，高场强元素Nb、Ta、Ti等在板片脱水过程中不易活动，而大离子亲石元素Rb、Sr、Ba、Cs等不相容性和活动性较强，使得来源于地幔楔部分熔融的岛弧或弧后盆地岩浆亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素而富集Rb、Sr、Ba、Cs等大离子亲石元素(Tatsumi,1989;McCulloch and Gamble,1991;Classetal.,2013)。由于强不相容元素Zr通常富集于地壳，而Y作为相容元素更容易富集于地幔中，因此，早期基性岩所具有的类似WPB的高Zr含量和Zr/Y值(图6b)表明它们可能形成于板内环境。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)通常反映地幔源区特征(Liuetal.,2016)。早期基性岩较高的Ta/Yb(0.09～0.18)和Ce/Yb(6.59～9.03)值显示其属于钙碱性系列(图3b)，因此，这些钙碱性岩浆岩很可能起源于与板块俯冲相关的岛弧或陆缘弧环境(Hawkesworthetal.,1995;李伍平等,1999)。这也与它们具有相对较高的Ta/Yb(0.09～0.18)和Th/Yb(0.32～0.65)值一致(图6a)。

(2) 晚期基性岩(272～265 Ma)

图5 五素基性岩La/Sm-Nb/La图解(a)和Sm/Nd-Nb/La图解(b)[数据来源于本文和 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)基于地球化学和年代学证据认为该期岩石形成于岛弧环境。然而，Liu 等(2017b)在同一构造位置发现了同期的斜长辉石岩和辉长岩，认为它们应该形成于弧后盆地环境。整体而言，晚期基性岩具有较低的稀土元素总量(ΣREE=28.77×10-6～76.16×10-6)，轻微富集轻稀土元素(LREE/HREE=1.75～2.55)，明显富集Rb和Ba，亏损Nb、Ta和Ti等高场强元素，Nb/La值与La/Sm、Sm/Nd值几乎没有相关性(图5a、5b)，同样表明其形成过程可能与板片俯冲相关(McCulloch and Gamble,1991;Classetal.,2013)。较低的Ta/Yb(0.05～0.09)和Ce/Yb(3.58～5.97)值(图3b)显示其属于拉斑质系列。此外，晚期基性岩具有相对较低的Ta/Yb(0.05～0.09)和Th/Yb(0.16～0.41)值(图6a)，显示岛弧岩浆属性。在Hf-Th-Ta图解中，早期和晚期基性岩均落于与火山弧相关的区域(图6d)。而在Zr-Y-Ti图解中，晚期基性岩主要落入B+C区域，类似于低钾拉斑玄武岩。这种低K2O、TiO2和不相容元素的岩石可以形成于大洋岛弧、弧后盆地或洋中脊环境中(桑隆康等,2012)，但其明显亏损Nb、Ta元素，表明该基性岩的形成与俯冲作用有关。碎屑锆石研究表明，晚古生代时期，哀牢山西部墨江-绿春地区属于思茅地块东缘(Wangetal.,2014;Xiaetal.,2016)，该地区属于活动大陆边缘，活动大陆边缘之上形成的陆缘弧玄武岩通常具有较高K2O含量(Gill,2010)，显然与该期基性岩低钾的特征不同，因此，本文推测晚期基性岩可能形成于弧后盆地环境。

上述地球化学研究表明，早期和晚期基性岩均具有部分岛弧岩浆岩的特征。然而，明显不同的稀土、微量元素含量和岩石组合表明它们应该形成于不同的构造环境。在哀牢山西部，早期岩浆活动的产物主要为基性-酸性岩石，岩石类型包括玄武岩、英安岩、流纹岩和火山凝灰岩等，且其中的玄武岩主要为钙碱性玄武岩；而晚期岩浆活动的产物则以玄武岩、辉长岩、斜长辉石岩等基性-超基性岩石组合为特征，且其中的玄武岩主要为低钾拉斑玄武岩。相关岩浆活动从早期演化至晚期，基性岩石具有逐渐从钙碱性向拉斑玄武质过渡的趋势。因此，本文认为早期岩浆岩可能形成于岛弧环境，而晚期基性岩可能形成于早期岛弧发生弧内伸展后的弧后盆地，从而导致两期基性岩同时具有部分弧岩浆岩的地球化学特征。

图6 五素-雅轩桥基性岩构造判别图解(图例同图3)Fig.6 Tectonic discrimination diagrams for Wusu-Yaxuanqiao basic rocks(legends as for Fig.3)a—Th/Yb-Ta/Yb图解(据Pearce,1982)；b—Zr/Y-Zr图解(据Pearce and Norry,1979)；c—Ti-Zr-Y图解(据Pearce and Cann,1973)；d—Hf-Th-Ta图解(据Wood,1980)；ALK—碱性玄武岩；CAB—钙碱性玄武岩；CFB—大陆溢流玄武岩；IAB—岛弧玄武岩；IAT—岛弧拉斑玄武岩；ICA—岛弧钙碱性岩石；OIB—洋岛玄武岩；SHO—岛弧橄榄粗玄岩系列；TH—拉斑玄武岩；TR—过渡玄武岩；WPAB—板内碱性玄武岩；WPB—板内玄武岩；A+B—钙碱性玄武岩(CAB)；B+C—低钾拉斑玄武岩(LKT)；B—洋底玄武岩(OFB)；D—板内玄武岩(WPB)；数据来源于本文和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 岩浆源区

由于Yb在石榴石中是相容元素，而La和Sm是不相容元素，在石榴石稳定域中，当部分熔融程度较低时，La/Yb和Sm/Yb值将会发生明显的分异，而在尖晶石稳定域，La/Yb值变化的范围很小，Sm/Yb值几乎没有变化(Aldanmazetal.,2000;Liuetal.,2016)，因此，Sm/Yb-La/Yb图解可用于判断岩浆源区来源于尖晶石稳定域还是石榴石稳定域(Zietal.,2010)。哀牢山西部晚古生代两期基性岩浆岩具有非常低的La/Yb(1.53～3.84)和Sm/Yb(0.97～1.56)值，早期和晚期基性岩均落于石榴橄榄岩部分熔融曲线(批式部分熔融)上，部分熔融程度大于20%(图7a)。石榴石的出现指示地幔橄榄岩部分熔融的深度大于70 km(Xuetal.,2001;Liuetal.,2017a)，同时也表明早期和晚期基性岩浆形成于相似深度的地幔岩中。实验岩石学证明，如此高的部分熔融程度通常需要流体的参与，而在俯冲带区域，流体通常来源于板片俯冲到深部之后的脱水，流体向上迁移造成地幔楔地幔岩的部分熔融(桑隆康等,2012)。大离子亲石元素Rb、Sr作为不相容元素，在地壳中含量明显高于地幔。Rb/Sr-Rb图解中，早期基性岩相比晚期基性岩Rb的含量没有明显变化，但晚期基性岩Sr含量的明显升高，导致其具有更低的Rb/Sr值(图7b)。通常俯冲带板片流体中同时富含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体导致的。Sr在低压条件下，易与斜长石中的Ca发生类质同像替换，而在高压条件下，斜长石不稳定，显示不相容元素特征，而稀土元素标准化图解显示(图4)，早期基性岩具有适度的Eu负异常，而晚期基性岩中Eu无明显异常，表明早期岩浆中斜长石发生明显的结晶分异，因此认为早期基性岩中Sr含量较低，可能是由于斜长石的结晶分异所导致。由于快速的岩浆供给和上升不利于斜长石的结晶(Zellmeretal.,2011)，所以晚期基性岩的岩浆供给速率和上升速率高于早期基性岩岩浆，这与该地区从岛弧到弧后盆地的演化趋势是一致的。

图7 Sm/Yb-La/Yb图解(a，据Zi et al.,2010)和Rb/Sr-Rb图解(b，据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数据来源于Pearce 等(1981)；数据来源于本文和Fan 等(2010)；图例与图3相同MORB values after Pearce et al.,1981;data after this study and Fan et al.,2010;legends as for Fig.3

综上所述，哀牢山西部晚古生代基性岩是在流体参与下、地幔楔岩石高度部分熔融的产物。流体来源于俯冲板片向深部俯冲的过程脱水形成，流体将地壳中富集的大离子亲石元素(LILE)带入地幔楔中，导致地幔楔橄榄岩的部分熔融，形成同时具有地壳和地幔属性的岛弧和弧后盆地岩石(Gill,2010)。早期和晚期基性岩近乎一致的部分熔融程度表明二者形成于同一地幔源区的不同演化阶段。Dilek和Flower (2003)在研究新特提斯蛇绿岩时指出，俯冲作用可以导致先存岛弧再次裂开，在俯冲带上出现弧后盆地、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岩均显示岛弧岩石的微量元素地球化学特征，但部分晚期基性岩的REE和微量元素地球化学特征同时表现出N-MORB和岛弧的属性，可能代表晚期基性岩形成于早期岛弧发生弧内伸展后的弧后盆地环境。

3.3 构造意义

众所周知，单一地依赖微量元素判别图解来识别古构造环境有时可能会出现偏差，应结合岩相学、岩石组合特征等多元因素方能正确判断其构造背景(邓晋福等,1999)。因此，本文根据上述岩石学、岩石地球化学及年代学证据，推测哀牢山西部晚古生代具有从岛弧向弧后盆地演化的趋势，该模式与Bédard 等 (1998)、Dilek和Polat(2008)提出的俯冲带上盘弧内伸展模式类似。Bédard (1998)认为由于大洋板片的俯冲，早期在俯冲带上盘形成岛弧。随着板片后撤，俯冲带上盘岛弧地区发生弧内伸展，从而逐渐从岛弧环境转变为弧后盆地环境。典型的例子如纽芬兰地区的Betts Cove蛇绿岩，该地区同时出露钙碱性和拉斑质系列的岩浆岩(Bédardetal.,1996)，晚期蛇绿岩中出现大量早期玻安质的岛弧火山岩(Bédardetal.,1998)，该特征与哀牢山西部的岩石、地层分布情况十分相似。大龙凯-五素-雅轩桥岛弧-弧后盆地东侧为双沟蛇绿岩，代表哀牢山古特提斯支洋/弧后盆地的残余(Jianetal.,2009a,2009b;Laietal.,2014b)，西侧为昌宁-孟连缝合带所代表的古特提斯主洋(钟大赉,1998;Feng,2002;Wangetal.,2017)。考虑到西侧古特提斯主洋与大龙凯-五素-雅轩桥岛弧-弧后盆地之间隔着临沧岛弧、景洪弧后盆地以及思茅地块(Wangetal.,2017)，而东侧哀牢山古特提斯支洋/弧后盆地更为靠近大龙凯-五素-雅轩桥地区，本文认为，哀牢山古特提斯支洋/弧后盆地向西俯冲导致哀牢山西部大龙凯-五素-雅轩桥岛弧-弧后盆地的形成。该过程与前人认为的金沙江-哀牢山-马江古特提斯支洋/弧后盆地向西俯冲的观点(Hoaetal.,2008;Jianetal.,2009a,2009b;Liuetal.,2012;Rogeretal.,2012;Kamvongetal.,2014)一致。

综合以上的研究，本文提出哀牢山西部晚古生代多阶段演化模式(图8)：① 早二叠世(288～287 Ma)，碎屑锆石年龄特征表明，晚古生代老王寨-墨江-绿春一带仍属于思茅-印支地块(Wangetal.,2014;Xiaetal.,2016)，哀牢山西部晚古生代岛弧/弧后盆地形成于洋-陆俯冲作用。由于哀牢山支洋/弧后盆地向西发生洋-陆俯冲，导致思茅地块东缘形成陆缘弧(图8a)；② 中二叠世(272～265 Ma)，随着板片持续向西俯冲，俯冲板片向东发生后撤作用，导致俯冲带上盘岛弧发生弧内伸展，并向两侧不断扩张，最终形成弧后盆地环境(图8b)；③ 晚二叠世(257～255 Ma)，区域上与三叠系的沉积角度不整合以及坪河乡等地区发现的257～255 Ma同碰撞花岗岩等证据，表明该时期哀牢山西部逐渐进入碰撞造山阶段(Laietal.,2014b)(图8c)。

图8 哀牢山西部晚古生代构造演化图Fig.8 Conceptual diagram illustrating the tectonic evolution of western Ailaoshan in Late Paleozoica—早二叠世，哀牢山支洋/弧后盆地向西发生洋-陆俯冲，在思茅地块东缘形成陆缘岛弧；b—中二叠世，板片后撤导致原岛弧区域逐渐向弧后盆地演化；c—晚二叠世，弧后盆地逐渐闭合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