滇西澜沧江构造带中段中生代岩浆岩的年代学、地球化学特征及其地质意义

张菁菁，李大鹏，康 欢，耿建珍，陈 静

(1.中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，北京 100083；2.中国地震局 地质研究所，北京 100029；3.中国地质调查局 天津地质矿产研究所，天津 300170)

0 引 言

现今青藏高原及其周缘是多个源自东冈瓦纳陆缘的微陆块在持续近400 Ma的多期特提斯洋俯冲增生、碰撞拼合而形成的[1]。研究表明，分隔青藏高原腹地南、北羌塘地块间的龙木错—双湖缝合带[2]及滇西三江地区保山与思茅地块之间的澜沧江构造带[3-4]均代表了古特提斯洋主洋盆东向俯冲消减并最终闭合的位置。该带可向南一直延伸至泰国Chiang Mai和Chanthaburi缝合带，并最终南连东南亚马来半岛Bentong-Raub缝合带[5](图1)。在滇西澜沧江构造带南段以及青藏高原腹地龙木错—双湖构造带内均完好地保存了包括蛇绿混杂岩及与主洋俯冲消减及闭合相关岩浆岩在内的大量古特提斯主洋演化记录[2,4,6-8]。但相关的岩浆作用在澜沧江构造带中北段的研究鲜有报道。加上滇西地区强烈的新生代变形改造[9-12]，导致区域构造格架划分产生了分歧[13]，严重影响了区域构造单元的划分以及对古特提斯洋域演化的理解，阻碍了对青藏高原发展演化的认识。

本文报道了我们最新在西南三江地区澜沧江构造带中段崇山变质带内发现的与古特提斯洋主洋闭合相关的一系列岩浆岩。通过对这些岩浆岩开展系统的锆石U-Pb年代学、Lu-Hf同位素以及全岩主微量元素和Sr-Nd同位素研究，以厘清其具体的形成时代、成因及形成的构造背景。通过与澜沧江构造带南段广泛发育的同时代岩浆记录对比，结合区域已有的构造认识，为西南三江造山带中段在古特提斯洋主洋闭合阶段的构造演化提供切实的岩石学证据。

1 区域地质背景及样品

(a)东南亚构造轮廓；(b)三江地区构造格架，包括三江地区主要构造单元及研究区位置(修改自Wang等[11])；SMT.思茅地块；ALSS.哀牢山缝合带；JSJS.金沙江缝合带；BN.班公湖—怒江缝合带；SB.Shan Boundary缝合带；NS.Nan-Uttaradit缝合带；SMS.松马缝合带；LTB.澜沧江构造带；CMB.崇山变质带；RRF.红河断裂；JF.嘉黎断裂；XF.鲜水河断裂；GF.高黎贡断裂；SGF.Saging断裂；LF.龙门山断裂。图1 三江地区地质简图Fig.1 Geological sketch of the Sanjiang area

三江地区印支地块东西两侧分别发育了代表古特提斯洋分支洋盆(哀牢山构造带)和主洋盆(澜沧江构造带)的两条构造带(图1)。澜沧江构造带内发育了代表古特提斯洋主洋完整演化的一系列地质记录，主要包括：(1)代表洋盆打开及发育阶段的大量泥盆纪至二叠纪混杂堆积、蛇绿岩套，洋中脊及洋岛玄武岩，浅海相碳酸盐岩及深海沉积岩[14]；(2)代表大洋俯冲阶段的～279 Ma和～242 Ma双江蓝片岩(蓝闪石40Ar/39Ar年龄)[4]，～260 Ma 粟义镁铁质蓝片岩(锆石U-Pb年龄)[15]，270～264 Ma的大勐芒关SSZ型蛇绿岩(锆石U-Pb年龄)[16]和超过400 km的岛弧火山岩带[4]；(3)代表洋盆闭合及陆陆碰撞阶段的出露于临沧—白马雪山地区～230 Ma的临沧花岗岩基[6]及同时代火山岩(如～231 Ma 流纹岩)[9]；(4)代表碰撞后伸展阶段的晚三叠世(～210 Ma)镁铁质-中性侵入体及双峰式火山岩(如攀天阁组和小定西组)[4,9]。

(a)露头上的岩性接触关系；(b)典型糜棱岩化花岗岩的手标本；(c)闪长岩的变余半自形细粒粒状结构，局部糜棱结构；(d)糜棱岩化花岗岩的糜棱结构；Pl.斜长石；Am.角闪石；Bi.黑云母。图2 崇山变质带典型岩石样品野外及镜下特征Fig.2 Field occurrence and microscopic characteristics of representative samples in the Chongshan metamorphic belt (CMB)

崇山变质带位于澜沧江构造带中段(图1)，带内不连续发育一套自新元古代至白垩纪沉积[5]，且区域上与澜沧江构造带南段、思茅地块东侧哀牢山构造带内同时代地层可以对比[17]。不同时代(早古生代、印支期、早侏罗世、晚白垩世以及新生代)中酸性岩浆岩侵入这些沉积地层中。最近，在新元古代沉积层中发现的二长花岗岩捕虏体获得了～867 Ma的结晶时期岩浆锆石U-Pb年龄，为区内最老的岩浆记录[5]。这些区内发育的沉积岩和岩浆岩在强烈的新生代剪切构造作用下[9]，形成了一系列从碎裂岩、初糜棱岩、糜棱岩到超糜棱岩变形程度不等的变质岩，称为崇山杂岩。构造和运动学分析表明，崇山变质带北段以右旋走滑为主，而中、南段以左旋走滑为主[18]。

本文研究的岩石样品共11件，其中8件用于锆石年代学分析，用于全岩化学分析样品11件，主要集中于崇山变质带中、南段瓦窑镇和老窝—核桃坪两个剖面上(图1)。露头上清晰可见不同岩性岩石的接触关系(图2(a))，大部分侵入体糜棱岩化明显(图2(b))。闪长岩主要由斜长石(～45%)、石英(～6%)、角闪石(～35%)、单斜辉石(2%～3%)以及少量黑云母组成(图2(c))。花岗岩主要由斜长石(～40%)、钾长石(～20%)、石英(20%～25%)、白云母(0～5%)和少量黑云母(1%～2%)组成。这些岩石显微镜下均显示变余细粒半自形粒状结构至超糜棱结构不等程度的变形(图2(c)，(d))。

2 分析测试方法

全岩样品在分析前进行显微镜矿物组成与结构观察，挑选未蚀变、风化的样品做进一步分析。适合分析的11件全岩样品手工粗碎至1～2 cm，选出大约100 g，用无污染刚玉碎样机粉碎至200目，以备主量、微量元素与Sr-Nd同位素组成分析。主量元素在澳实分析检测有限公司由XRF分析，其中Fe2+由化学滴定法测定(样品CS1901、CS1902、CS1902-1、CS1910未测量Fe2+)，准确度与精密度优于5%。微量元素分析在南京聚谱检测科技有限责任公司进行，由带钢套的聚四氟乙烯密封溶样罐溶解样品后在ICP-MS上进行含量测定，分析精度优于8%。全岩样品的Sr-Nd同位素测量在中国地质科学院地质与地球物理研究所Finnigan MAT262热离子质谱仪以及Nu Plasam HR MC-ICP-MS上进行。Sr-Nd同位素质谱分析的分馏校正标准化至88Sr/86Sr=8.375 21和146Nd/144Nd=0.721 9。87Sr/86Sr同位素SRM987 SrCO3标样以及143Nd/144Nd同位素JMC Nd2O3标样测定结果分别为0.710 238±12 (2σ)和0.511 126 ±10 (2σ)，在误差范围内与其推荐值一致，且88Sr/86Sr和146Nd/144Nd精确度优于0.000 015。全岩87Rb/86Sr和147Sm/144Nd比值应用ICP-MS测量获得的Rb、Sr、Sm和Nd含量进行计算。具体的实验流程见何学贤等[19]。

8件定年样品中锆石矿物通过常规重液及磁选分选后，>25 μm锆石无磁性组分经过手工挑选获取。每件样品中选择约200个锆石颗粒在北京中科矿研检测技术有限公司进行制靶、透反射光及阴极发光拍照，具体方法参照宋彪等[20]。锆石U-Pb年龄测定使用的中国地质科学院矿产资源研究所LA-Q-ICP-MS激光剥蚀系统及MC-ICP-MS详细运行条件和数据获取方法见侯可军等[21]。实验过程中，激光束斑直径大小为30 μm，U-Pb定年外标选择GJ-1(～609 Ma，U、Th含量分别为230 μg/g和15 μg/g)[22]，微量元素含量校正选用NIST SRM610[23]。分析过程中204Pb检测信号极低，但206Pb/238U比值高，因此无需校正锆石普通铅含量。Plešovice锆石作为未知样品同时进行监测，定年实际获得的206Pb/238U年龄为(337±4)Ma (2σ,n=21)，与样品的推荐年龄(337.13±0.37)Ma (2σ)[24]在误差范围内一致。数据离线处理方法应用ICP-MS Data Cal进行[21,23]，年龄计算选择Isoplot软件进行[25]，加权平均年龄误差是由误差传递计算获得，结果比Isoplot计算误差平均大一倍以上。定年后，已知年龄样品同一结构域锆石Lu-Hf同位素分析在中国地质调查局天津地质矿产研究所同位素实验室的LA-MC-ICP-MS上进行。数据获取方式参见耿等[26-27]。锆石Hf同位素分析束斑直径为约35 μm。分别采用176Lu/175Lu=0.026 58和176Yb/173Yb=0.796 218校正同量异位素176Lu和176Yb对176Hf的干扰[28]。对于质量偏移校正，应用指数定律将Yb同位素比值校正至172Yb/173Yb=1.352 74，Hf同位素比值校正至179Hf/177Hf=0.732 5，并假定Lu与Yb质量偏移行为相同，质量偏移校正方法详见Geng等[27]。GJ-1锆石作为参考标准在实验过程中获得的平均176Hf/177Hf比值为0.282 010±0.000 02(2σ,n=16)，与GJ-1推荐值0.282 013±19 (2σ)在误差范围内一致[28]。

3 结 果

3.1 锆石U-Pb年龄及Hf同位素

共选择区域上8件岩浆岩进行了锆石U-Pb年龄测定(表1)，包括3件闪长质岩石(CS1603、CS1704、CS1910)和5件花岗质岩石(CS1702、CS1704-1、CS1901、CS1902-1、CS1603-1)进行U-Pb锆石测年，并选择其中5件样品CS1603、CS1603-1、CS1702、CS1704、CS1704-1进行同一结构域的锆石Hf同位素分析(表2)。

表1 崇山变质带闪长质和花岗质岩石样品及锆石U-Pb年龄结果Table 1 Zircon U-Pb isotopic data for the dioritic and granitic samples in the CMB

(续)表1 崇山变质带闪长质和花岗质岩石样品及锆石U-Pb年龄结果(Continued)Table 1 Zircon U-Pb isotopic data for the dioritic and granitic samples in the CMB

(续)表1 崇山变质带闪长质和花岗质岩石样品及锆石U-Pb年龄结果(Continued)Table 1 Zircon U-Pb isotopic data for the dioritic and granitic samples in the CMB

表2 崇山变质带闪长质和花岗质岩石样品锆石Lu-Hf同位素数据Table 2 Zircon Lu-Hf isotopic data for the dioritic and granitic samples in the CMB

闪长质岩石样品CS1603中锆石长宽比为1.5:1～2:1(图3(a))，大部分锆石存在核-边结构，暗示其复杂的生长历史。对锆石中具明显震荡环带的结构域进行19个点的U-Pb年龄测试，其Th/U比值为0.35～0.99。20个测点的年龄可分为4组：其中9个最年轻的测点形成一个群组，206Pb/238U加权年龄为(228±5)Ma；6个测点可得到更老的206Pb/238U加权年龄(272±5)Ma；还有4个成群年龄测点显示更老的206Pb/238U加权年龄为(302±5)Ma，最老的1个测点位于锆石核部，其206Pb/238U年龄为394 Ma。锆石CL结构及Th/U比值揭示这些锆石均为岩浆锆石，因此最年轻的年龄组揭示该样品的形成年龄为～228 Ma，其他更老的年龄为岩浆结晶前的捕获锆石年龄。其中4个结晶期锆石同一结构域εHf(t)值为+3.7～+5.0，3个～272 Ma的测点εHf(t)值为+7.3～+8.9，2个～302 Ma的测点εHf(t)值为+4.3和+6.5。

花岗质岩石样品CS1603-1中锆石长宽比近2:1(图3(b))，部分颗粒(#4)存在暗色的变质边。对其中17颗锆石进行U-Pb年龄测试，其Th/U比为0.47～1.01。其中11个具有明显震荡环带的测点(#4)形成一个群组，其206Pb/238U加权年龄为(226±5)Ma，代表岩浆结晶的年龄。另外6个测点获得206Pb/238U年龄为87～181 Ma，部分锆石存在变质边，暗示这些更为年轻的年龄代表岩浆结晶后的热扰动。对7个岩浆期锆石结构域进行Hf同位素分析，其εHf(t)值为+6.7～+11.2(图4(a))。

加权平均年龄误差是由误差传递计算获得，结果比Isoplot计算误差平均大一倍以上。图3 崇山变质带中生代岩浆岩锆石U-Pb年龄谐和图Fig.3 Concordia diagrams of zircon U-Pb ages for the Mesozoic magmatic rocks in the CMB

花岗质岩石样品CS1702中锆石长宽比近似于1.5:1～2:1(图3(c))，CL照相揭示其复杂的核-边结构，其中大部分锆石存在呈明显震荡环带的边部和暗色的核部(如#5)。对该样品锆石共进行了26个测点的U-Pb定年。测点年龄均分布于230～885 Ma，代表岩浆结晶前的捕获锆石年龄，且明显存在～240 Ma(19个点，206Pb/238U=(240±6)Ma，Th/U=0.12～0.58)和～875 Ma(7个点，206Pb/238U=(875±15)Ma，Th/U=0.36～1.00)的两期捕获锆石，暗示古老岩浆岩对花岗质样品的成岩贡献。9个～240 Ma锆石结构域的εHf(t)值为-3.5～+3.0(图4(a))。

(a)锆石εHf(t)值vs.锆石U-Pb年龄，DM代表亏损地幔，DM的εHf同位素组成由大洋中脊玄武岩确定[29]，AM为平均弧幔，AM的εHf现今值由现代岛弧玄武岩母岩浆平均值(～13.3)获得 [30-31](修改自Griffin等[32])；(b)全岩样品Sr-Nd同位素特征(修改自Cai等[33]，Wang等[34])。图4 崇山变质带中生代岩浆岩Sr-Nd-Hf同位素特征Fig.4 Sr-Nd-Hf isotopic characteristics of the Mesozoic magmatic rocks in the CMB

花岗质岩石样品CS1704中锆石的长宽比近似于1.5:1～2:1(图3(d))，绝大部分样品具有明显的震荡环带(如#3)，少数样品存在复杂的核-边结构。对该样品一共进行了15点的U-Pb年龄测试，其Th/U比值为0.12～0.56。其中9个位于震荡环带结构的测点形成一个群组，其206Pb/238U加权年龄为(211±5)Ma，代表岩浆结晶的年龄。另外5个测点获得了更老的206Pb/238U 年龄，分布于246～880 Ma，代表捕获锆石年龄。1个位于暗色变质边部锆石获得了更为年轻的206Pb/238U 年龄，代表岩浆结晶时期后的热扰动。其中7个岩浆期锆石同一结构域Hf同位素分析表明其εHf(t)值为-12.0～-21.0(图4(a))。

花岗质岩石样品CS1704-1中锆石长宽比为1.2:1～1.5:1(图3(e))，锆石存在明显的暗色变质边，且绝大部分颗粒存在板状环带或震荡环带(如#3)。对其中锆石进行了19个测点的U-Pb年代学分析，有16个位于岩浆锆石结构域的样品Th/U比值为0.14～0.55，其206Pb/238U加权年龄为(210±9)Ma，代表岩浆结晶年龄。另外2个位于锆石核部的测点获得了更老的206Pb/238U 年龄，代表捕获锆石年龄。1个位于暗色变质边部的锆石获得了更为年轻的206Pb/238U 年龄，代表岩浆结晶期后的热扰动。其中对岩浆结晶期锆石在同一结构域获取了11个Hf同位素测点，其εHf(t)值为-8.4～-17.2(图4(a))。

花岗质岩石样品CS1901中锆石长宽比近似于2:1，大部分锆石具有板状环带或震荡环带(如#10，图3(f))。对其中锆石进行了20个测点的U-Pb年代学分析，其Th/U比为0.11～0.82。其中9个在震荡环带或板状环带区域锆石测点形成一群，其206Pb/238U加权年龄为(219±5)Ma，代表岩浆结晶的年龄。此外，7个测点还获得了更老的206Pb/238U年龄(271～2 586 Ma)，代表捕获锆石的年龄。还存在4个测点相对于结晶年龄较年轻，代表岩浆结晶期后的热扰动。

花岗质岩石样品CS1902-1中锆石长宽比近似于2:1～3:1，并具有明显的震荡环带(如#6，图3(g))。对其中锆石进行了12个测点的U-Pb年代学分析，其Th/U比为0.12～0.81，表明锆石的岩浆成因。这些锆石测点的206Pb/238U加权年龄为(223±5)Ma，代表其岩浆结晶的年龄。

闪长质岩石样品CS1910中锆石长宽比近似于2:1(图3(h))，相对于花岗质岩浆具有更加宽缓的环带结构(如#1)。对样品锆石中11个环带结构发育位置进行了U-Pb年龄测定，其Th/U比值为0.30～0.45，206Pb/238U加权平均年龄为(216±5)Ma，代表岩浆结晶年龄。

3.2 全岩地球化学特征

11件代表性样品的地球化学特征表明其主要为闪长岩及花岗岩类(图5(a))。3件闪长质岩石(CS1603、CS1704、CS1910)具有低SiO2(60.38%～61.98%)、低K2O(1.64%～2.71%)、高Al2O3(15.27%～16.59 %)、高TiO2(0.73%～1.00%)以及较高的TFe2O3(6.15%～7.77%)和MgO含量(2.69%～4.27%)(图5(b))。闪长岩Mg#值(Mg#=[MgO/(MgO+ TFe2O3)]×100)为44～52(表3)。

表3 崇山变质带闪长质和花岗质岩石样品主量元素分析结果(wB/%)Table 3 Analysis results of major elements for the dioritic and granitic samples in the CMB(%)

3件闪长质岩石具有相似的REE分布型式，均富集轻稀土((La/Sm)N=3.17～4.38)，重稀土曲线较为平坦((Gd/Yb)N=1.10～2.31)，且具有弱的负Eu异常(Eu/Eu*=0.68～0.79，图6(a))。而且，3件闪长质岩石明显亏损Nb、Ta、Ti及Sr元素，富集Pb元素(图6(b))，且具有低Cr/Th比值(5.53～16.38)和Sr/Y比值(0.2～0.3，除CS1704外)(表4)。

根据花岗质岩石样品的地球化学特征，可将其分成两类。其中6件样品(CS1702、CS1704-1、CS1707、CS1901、CS1902和CS1902-1)为强过铝质(A/CNK>1.1，图5(c))，具有高K2O、低Na2O(图5(d))以及较低的MgO含量(图5(b))和Mg#值，为S型花岗岩。这些花岗岩的轻稀土明显富集((La/Sm)N=3.05～5.47)，重稀土曲线平坦((Gd/Yb)N=1.22～2.25)，且具有明显的负Eu异常(Eu/Eu*=0.19～0.46，图6(c))。此外，这些样品明显亏损Nb、Ta、Ti及Sr元素，富集Pb元素(图6(d))，且具有极低的Cr/Th比值(0.03～2.92)和高Sr/Y比值(1.30～8.56)(表4)。

表4 崇山变质带闪长质和花岗质岩石样品微量元素含量(wB/10-6)Table 4 Trace element contents for the dioritic and granitic samples in the CMB (10-6)

2件样品(CS1601和CS1603-1)为弱过铝质(A/CNK<1.1，图5(c))，具有相对更低的K2O含量和K2O/Na2O比值(图5(d))以及更高的MgO含量和Mg#值(图5(b))，表现出I型花岗岩的特征。这2件样品具有相对更弱的轻稀土富集程度((La/Sm)N=2.90～3.62)和更弱的负Eu异常(Eu/Eu*=0.61～0.68，图6(c))，但同样亏损Nb、Ta、Ti及Sr元素，富集Pb元素，且具有高Sr/Y比值(4.39～19.48，图6(d))。

对2件花岗质岩石进行Sr-Nd同位素测试，(87Sr/86Sr)i比值变化较大(0.708 40～0.713 249，表5)，但Nd同位素组成相对集中(εNd(t)=-0.66～0.72，图4(b))。

表5 崇山变质带闪长质和花岗质岩石Sr-Nd同位素组成Table 5 Sr-Nd isotopic compositions for the dioritic and granitic samples in the CMB

4 讨 论

4.1 崇山变质带中生代岩浆岩成因

3件闪长质岩石样品的MgO含量和Mg#值(44～52)相对较高，部分样品高于镁铁质地壳物质的熔体(图5(b))，结合其较高的Cr含量(65～152 μg/g)，暗示幔源物质的贡献。然而，闪长质岩石样品明显存在多期捕获锆石，如闪长质岩石样品CS1603中具有明显成群的，且εHf(t)值均为正值的晚古生代捕获锆石群(图3，图4(a))，暗示该期次以增生为主的壳源岩浆岩对其成岩的贡献；闪长质岩石样品CS1704中具有明显离散的捕获锆石(246～880 Ma)，其岩浆期锆石表现出明显富集的εHf(t)值(-12～-21)，暗示壳源碎屑岩物质对其成岩的贡献。结合样品中明显高的Th含量(7.8～12 μg/g)，均说明这些闪长质岩石虽然具有较一致的形成时间(211～228 Ma)，却是少量幔源物质对不同类型地壳物质混合的复杂产物。

(a)闪长质岩石REE模式图；(b)闪长质岩石不相容元素配分曲线；(c)花岗质岩石REE模式图；(d)花岗质岩石不相容元素配分曲线(球粒陨石标准值以及原始地幔值均来自Sun等[36])。图6 崇山变质带中生代岩浆岩微量元素特征Fig.6 Trace element characteristics of the Mesozoic magmatic rocks in the CMB

与闪长质岩石相似，2件I型花岗岩样品同样表现出高MgO、低K2O含量及相对于S型花岗岩更弱的轻稀土富集程度及负Eu异常(图5，图6)。结合闪长岩与I型花岗岩几乎一致的全岩εNd(t)值(-0.66和0.72)，I型花岗岩中不含捕获锆石(CS1603-1，图3(b))，在露头尺度上I型花岗岩与闪长岩的渐变过渡关系和相同的形成时间(CS1603和CS1603-1，图2和图3(b))，以及I型花岗岩与闪长岩线性相关的主量元素协变关系(图5(b))，均暗示了这些在崇山变质带内出现的少量I型花岗岩为闪长质岩浆分异产物。

同时代(210～223 Ma)S型花岗质岩石均显示出与杂砂岩熔融熔体特征一致的主量、微量元素特征(图7(a)—(c))。而且，绝大部分S型花岗岩中含有明显离散的捕获锆石(如CS1702中捕获锆石年龄为250～3 256 Ma，图3(c))，同样暗示壳源碎屑岩的物质贡献。结合其相对更富集的结晶期锆石的εHf(t)值(-8.9～-17.2，图4(a))、高K2O含量和K2O/Na2O比值，以及明显的负Eu异常和轻稀土富集特征，均暗示这些S型花岗岩主要源自壳源碎屑沉积岩的部分熔融。

(a)w(Rb)/w(Sr)vs.w(Rb)/w(Ba)(修改自Qi等[49-51]，Wang等[34])；(b)w(CaO)/w(TFe2O3+MgO+TiO2)vs.w(CaO+TFe2O3+MgO+TiO2)(修改自Sylvester[52])；(c)w(Al2O3)/w(TFe2O3+MgO+TiO2)vs.w(Al2O3+TFe2O3+MgO+TiO2)(修改自Wang等[53])；(d)w(La/Yb)N vs.w(Yb)N(修改自Moyen等[54])。图7 崇山变质带中生代花岗质岩石成因判别Fig.7 Petrogenesis discriminations of the Mesozoic granitic rocks in the CMB

4.2 崇山变质带中生代岩浆作用构造意义

古特提斯洋的主洋被认为在印支期缝合于龙木错—澜沧江一带，并以北羌塘至印支东部发育的大量二叠纪至三叠纪俯冲及碰撞岩浆记录和变质记录为主要标志[37]。在北羌塘地体[38-41]及澜沧江构造带南段[42-43]均存在大量与该期构造事件相关的岩浆作用(如南澜沧江构造带火山岩[9,44-46]及临沧花岗岩基[6,47-48])。然而，澜沧江构造带中段与之相关的岩浆活动鲜有报道，以至于部分学者认为有必要重新划分区域岩浆弧的时空分布及构造演化模型[13]。

本文在澜沧江构造带中段崇山变质带内新发现的这些印支期岩浆岩形成年龄集中于228～210 Ma(图3)，主要由闪长质及花岗质岩石组成(图4，图5)。其岩性组合、主要地球化学特征及不同岩石成因均与西南三江造山带南段岩浆作用可以类比[6,9,46,48-49,52-54]。澜沧江构造带南段沉积学、生物地层学、构造地质学、岩石学、地球化学及年代学等多方面研究证据表明古特提斯洋的主洋从俯冲至Sibumasu与印支地块拼合的转化发生在～237 Ma，237～230 Ma和230～200 Ma分别代表区域同碰撞及后碰撞作用时间[46]。而这些在澜沧江构造带中段崇山变质带中新发现的228～210 Ma岩浆岩的岩石组合、地球化学特征及关键同位素证据(图8)均与南段后碰撞岩浆记录吻合，因此为古特提斯洋闭合过程中区域岩浆-构造响应提供了关键的岩石学证据。

图8 滇西澜沧江构造带古特提斯洋演化相关火成岩的全岩εNd(t)值(a)及锆石εHf(t)值(b)随时间变化规律(修改自Wang等[37])Fig.8 Evolution of whole-rock εNd(t)values (a)and zircon εHf(t)values (b)through time for the igneous rocks related to the evolution of the Paleo-Tethyan ocean in the Lancangjiang tectonic belt

5 结 论

通过对滇西三江崇山变质带印支期岩浆岩开展系统的锆石U-Pb年代学、Lu-Hf同位素以及全岩主微量元素和Sr-Nd同位素研究，结合区域已有研究，得到如下主要认识。

(1)锆石U-Pb定年揭示澜沧江构造带中段崇山变质带闪长岩、花岗岩样品的结晶年龄为印支期(228～210 Ma)。

(2)依其主要的地球化学特征，区域印支期岩浆记录主要可以分为闪长岩、I型花岗岩以及S型花岗岩。这些岩浆岩均具有Nb、Ta和Ti等元素的亏损。闪长岩及I型花岗岩均表现出高MgO含量、Mg#值(42～52)及较高的Cr含量，二者具有相似的全岩εNd和锆石εHf同位素组成。S型花岗岩具有更高的K2O含量以及更富集的同位素组成。

(3)不同类型岩石的空间接触关系、矿物学、捕获锆石年龄及主要地球化学特征揭示出区域闪长质岩石为少量幔源物质与不同类型地壳物质混合的复杂产物，I型花岗岩为闪长质岩浆分异产物，S型花岗岩为壳源碎屑沉积岩的部分熔融所形成。

(4)澜沧江构造带中段崇山变质带内印支期岩浆记录的岩性组合、主要地球化学特征及不同岩石成因均与南段代表古特提斯主洋末期演化岩浆记录可以类比，是古特提斯洋闭合阶段的响应。

致谢：中国地质科学院地质研究所唐索韩研究员为本论文Sr-Nd同位素测试提供了帮助，中国地质大学(北京)牛布特、徐犇研、于洋等同学具体参与了本论文样品的采集及前期处理工作，在此表示衷心感谢。