滇西凤庆地区箐头山花岗岩的特征<br/>——古特提斯洋碰撞汇聚向伸展转换的证据

滇西凤庆地区箐头山花岗岩的特征
——古特提斯洋碰撞汇聚向伸展转换的证据

2021-10-19田素梅刘军平范振华包佳凤孙柏东俞赛赢吴嘉林朱勋早宋冬虎

地质论评 2021年5期

田素梅，刘军平，范振华，包佳凤，孙柏东，俞赛赢，吴嘉林，朱勋早，宋冬虎

1)云南省地质调查院，昆明，650216；2)自然资源部三江成矿作用及资源勘查利用重点实验室，昆明，650051；3)山东省第一地质矿产勘查院，济南，250100； 4)云南省国土规划设计院，昆明，650216

内容提要: 笔者等在野外调查的基础上，对出露于滇西临沧岩浆弧北部凤庆箐头山地区原1∶25万凤庆县幅划分的二叠纪糜棱岩化黑云二长花岗岩进行了系统的年代学、岩石学和地球化学研究。该花岗岩体中，锆石具典型的振荡环带，Th/U值均大于0.2，为岩浆成因，其 LA-ICP-MS U-Pb 年龄为 213±5 Ma，应当为岩浆结晶年龄，表明该岩体形成于晚三叠世，而非前人认为的二叠纪。全岩主微量元素分析结果显示，箐头山花岗岩Na2O/K2O 值低，富Al2O3，铝饱和指数(A/NCK值)平均为1.18，属过铝质高钾钙碱性系列。稀土配分曲线右倾，具有轻稀土富集、重稀土弱亏损、负铕异常明显的特征 (δEu=0.36～0.50)；富集大离子亲石元素Rb和K，亏损高场强元素Zr。在Rb —(Y+Nb)判别图解中，箐头山花岗岩投影点落入后碰撞花岗岩区，并具有明显向板内花岗岩转换的特征。结合区域地质资料，笔者等认为获得的213 Ma可能代表昌宁—孟连古特提斯洋闭合之后地壳由碰撞后造山向构造伸展转换的时限，为昌宁—孟连古特提斯洋碰撞后造山作用的结束提供时代约束。

滇西昌宁—孟连结合带是全球东特提斯构造域的重要组成部分，沿其发育了云南省境内造山带规模最大的临沧花岗岩体(图1)，为研究古特提斯洋俯冲消减提供了重要场所，长期以来一直是中外地质学家关注的热点(陈吉琛，1987，1989；李兴林，1996；张旗等，1996；王义昭，1997，2005；莫宣学等，1998；俞赛赢等，2003)。前人的研究表明，滇西古特提斯洋由一系列相对稳定的地块与岛弧及其之间多个规模不等的洋盆所组成，属多岛弧—盆系统，昌宁—孟连洋盆为古特提斯洋的主洋盆(钟大赉，1998；潘桂堂等，2003；王舫等，2014)。国内外学者对昌宁—孟连结合带古特提斯的演化进行了大量的研究，表明古特提斯洋盆于晚三叠世已处于闭合状态(谭富文等，2001；刘军平等，2017，2019)，但是对昌宁—孟连古特提斯洋闭合后的碰撞后造山作用结束时限还没有一个精确的年代学约束。

图1 滇西三江中段地质构造简图：(a) 三江南段地质构造分区图(据云南省地质调查院❻)；(b) 昌宁—孟连构造带地质简图(据李文昌等，2010)；(c) 凤庆地区地质简图(据云南省地质调查院❻)Fig. 1 Geological structure sketch map in the central part of the Sangjiang(means three rivers: Jinsha River, Lancang River and Nujiang River) area，western Yunnan: (a) Geological structure sketch map in the south section of the Sangjiang area (after Yunnan Institute of Geological Survey❻; (b) Geological map of Changning—Menglian structural belt(after Li Wencang et al., 2010&); (c) Geological map of Fengqing area (after Yunnan Institute of Geological Survey❻)

笔者等对临沧岩浆弧北部凤庆地区箐头山岩体中糜棱岩化黑云二长花岗岩的岩石学、地球化学和LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学进行详细研究，并结合云南省地质调查院近几年开展的云南省1∶5万、1∶25万区域地质矿产调查项目成果❻❼❽，对箐头山花岗岩的侵位时代、成因类型、物质来源等特征进行了探讨，对昌宁—孟连洋盆闭合后的碰撞后造山作用时限进行有效约束，进而为昌宁—孟连结合带古特提斯洋的演化提供新的重要信息。

凤庆箐头山花岗岩野外露头差，风化强烈，前人研究程度较低，且所获结论相差甚远❶❷❸❹❺。1∶20万凤庆幅仅对其进行了简单的相带划分，归属印支期和喜山期，1∶25万凤庆县幅区域地质调查报告将这些糜棱岩化花岗岩时代划归为二叠纪，认为是俯冲消减作用过程中形成的I型花岗岩。本次因公路开挖，岩石露头较新鲜，通过野外调查，笔者等认为临沧花岗岩体中二叠纪花岗岩仅有少量呈岛弧状残留于三叠纪黑云二长花岗岩中，为花岗闪长岩、英云闪长岩等，部分遭受后期韧性剪切变形变质作用❼；而凤庆箐头山花岗岩岩性多为糜棱岩化黑云二长花岗岩、糜棱岩化钾长花岗岩、黑云二长花岗质初糜棱岩等，与二叠纪花岗岩岩性差异较大。

1 地质背景和样品特征

研究区位于西南“三江”南段，构造上位于羌塘—三江造山系(Ⅶ)和班公湖—双湖—怒江—昌宁—孟连对接带(Ⅷ)，地层属于华南地层大区、羌北—昌都—思茅地层区、兰坪—思茅地层分区的澜沧地层小区及漾濞地层小区。区内出露地层有古元古界崇山岩群、三叠系麦初箐组、侏罗系漾江组，岩浆岩以三叠纪花岗岩体为主，少量二叠纪、白垩纪花岗岩(图1)。箐头山花岗岩体与周围临沧花岗岩中三叠纪黑云二长花岗岩之间无明显差异，受后期韧性剪切作用影响，发生了不同程度的糜棱岩化作用(图2a，b)，应变强度向临沧花岗岩岩体内部逐渐减弱，与之呈渐变过渡关系，原岩结构基本保留❼。

糜棱岩化黑云二长花岗岩为糜棱结构、变余中细粒花岗结构，弱定向塑性流动构造。矿物成分主要由碱性长石(35%～40%)、斜长石(25%～30%)、石英(25%～30%)组成，次要矿物为黑云母(3%～6%)，副矿物主要有金属矿物、磷灰石，典型样品的显微结构照片见图2c。碱性长石无色，它形粒状—半自形板状，部分略呈透镜状，负低突起，主要为正长石，具卡氏双晶，弱泥化；斜长石半自形—自形板状，正低突起，聚片双晶发育，略显透镜状、眼球状，碎裂细粒化，绢云母化；石英为无色，它形粒状—浑圆状—透镜状，正低突起，多细粒化重结晶形成矿物集合体；黑云母具浅黄色—深褐色多色性，正中突起，细粒化明显。岩石中略显透镜状、眼球状斜长石、碱性长石和少量石英碎斑间，塑变细粒化重结晶长英质矿物和黑云母聚集呈网纹状半定向—定向分布。

糜棱岩化钾长花岗岩为灰白色，糜棱结构、变余中细粒花岗结构，定向塑性流动构造。矿物成分为碱性长石(50%～55%)、斜长石(8%～10%)、石英(30%～35%)及少量黑云母(2%左右)，副矿物为金属矿物、电气石、锆石等。岩石残余结构显示原岩为钾长花岗岩：黑云母半自形—自形片状，具浅黄色—深褐色多色性；斜长石呈半自形—自形板状，大部分可见聚片双晶，不同程度绢云母化；碱性长石为它形粒状—半自形板状，多为正长石，含少量微斜长石，具格子状双晶，泥化，表面混浊；石英为它形粒状，充填于长石间隙中，局部石英与碱性长石呈显微文象交生。依岩石中矿物自形程度及相互关系而判定其矿物生成顺序为：黑云母—斜长石—碱性长石—石英。在后期糜棱岩化作用下，粒径≤5.8 mm的粒状碱性长石、斜长石、石英略显透镜状、眼球状，碎裂特征明显，沿裂隙见基质矿物贯入，构成碎斑；基质为混杂状矿物集合体，主要由粒径≤0.1 mm的粒状变晶石英、碱性长石、斜长石和显微鳞片变晶状黑云母等矿物组成，经重结晶作用绕碎斑呈流状分布。由于受后期风化作用影响，大部分岩石风化破碎呈碎块状。

黑云二长花岗质初糜棱岩(图2d)为初糜棱结构，局部见变余花岗结构，定向塑性流动构造，主要造岩矿物包括石英(35%～40%)、斜长石(30%～35%)和碱性长石(25%～30%)、黑云母(5%～8%)，副矿物包括锆石、榍石、磁铁矿等。岩石中碎斑含量约55%，成分为斜长石、碱性长石、石英和少量鱼状黑云母，矿物边缘多见细粒化现象；长英质矿物和少量黑云母形成45%以下的碎基，呈流状、条痕状聚集产出。黑云母一般为变余半自形—自形片状，略显鱼状，具浅—深褐色多色性，正中突起，颗粒大小0.5～2.0 mm，定向分布，绿泥石化。斜长石(更长石为主)呈透镜状、眼球状(最大者达3 mm×5 mm)定向，部分为半自形—自形板状，聚片双晶发育。石英碎斑内见自形较好的黑云母包裹体，残余原岩浆组构特征，细粒化石英沿长轴拉伸呈条痕状、丝带状；碱性长石主要为微斜长石和正长石，呈眼球状、透镜状碎斑，见裂纹、波状消光，部分呈变余半自形板状，沿长轴方向定向排列。

图2 滇西箐头山地区糜棱岩化黑云二长花岗岩野外及显微照片Fig. 2 The field and microphotographs for mylonited biotite monzogranites in Qingtoushan area，Western Yunnan(a)糜棱岩化黑云二长花岗岩野外露头照片；(b)黑云二长花岗质初糜棱岩野外露头照片；(c) 糜棱岩化黑云二长花岗岩中斜长石保留原半自形—自形板状特征，略显透镜状、眼球状，重结晶长英质矿物、黑云母绕碎斑呈半定向—定向分布；(d)黑云二长花岗质初糜棱岩中石英碎斑内见自形较好的黑云母包裹体，斜长石呈变余半自形板状，残余原岩浆组构特征，碎斑边缘见细粒化现象，碎基绕碎斑呈流状、条痕状聚集产出。Qtz—石英；Pl—斜长石；Bt—黑云母(a) Field outcrop photo of mylonitized biotite monzonitic granite; (b) field outcrop photo of biotite monzonitic primary mylonite; (c) plagioclase in mylonitized biotite monzonitic granite retains the characteristics of proto hypidiomorphic plate, slightly lenticular, eyeball shaped, plastic fine-grained, recrystallized felsic minerals, biotite around the broken spots in semi-directional—directional directional distribution; (d) In the biotite monzonite granitic primary mylonite, biotite inclusions with good idiomorphic features can be found in quartz plaques; plagioclase with metamorphic semi-idiomorphic plate; residual features of original magma fabric, fine granulation phenomenon at the edge of plaques, and the aggregated debris surrounding the plaques in flow and stripe shape can be seen. Qtz—quartz；Pl—plagioclase；Bt—biotite

2 样品分析方法

锆石分选在河北区域地质矿产调查研究所实验室完成，原岩样品经人工粉碎，淘洗后除轻矿物部分，将得到的重砂部分经电磁选后得到含有少量杂质的锆石样品，最后在双目镜下挑选出锆石晶体。选择晶型较好，无裂隙的锆石颗粒粘贴在环氧树脂表面制成锆石样品靶，打磨样品靶，使锆石的中心部位暴露出来，然后进行抛光。对锆石进行反射光、透射光显微照相和阴极发光(CL)图像分析，根据反射光、透射光及锆石CL图像，选择代表性的锆石颗粒和区域进行U-Pb测年。锆石U-Pb定年及微量元素含量分析是在湖北省地质实验室测试中心岩石矿物研究室利用LA-ICP-MS同时分析完成的。测试仪器采用的是由美国Coherent Inc公司生产的GeoLasPro全自动版193 nm ArF准分子激光剥蚀系统(LA)和美国Agilent公司生产的7700X型电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)联用构成的激光剥蚀电感耦合等离子体质谱分析系统(LA-ICP-MS)。另外激光剥蚀系统配置了由澳大利亚国立大学开发研制的匀化器，由10根长度不同的细PV管组成，激光剥蚀产生的细小粉末样品通过匀化器装置后，因通过长短不同的管道所需的时间略有不同而使样品脉冲信号得到平滑，从而能有效降低激光脉冲剥蚀样品而产生的信号波动。锆石微量元素含量利用NIST610作为外标，Si作为内标进行定量计算。锆石U-Pb定年分析采用锆石标准年龄物质91500作为外标进行同位素分馏校正，每分析6～8个样品点分析2次91500。样品测试时，背景信号采集10 s，样品剥蚀40 s，管路吹扫10 s，信号采集时间总共为60 s。样品的同位素比值和元素含量采用ICP-MS DataCal 9.0进行处理分析，加权平均年龄的计算及锆石年龄谐和图的绘制采用Isoplot3.0(Ludwing，2003)来完成。采用年龄为206Pb/238U 年龄，其加权平均值的误差为5.0 Ma，206Pb/238U(和207Pb/206Pb)平均年龄误差为95%置信度。

选择4件岩石样品分别进行主量元素和微量元素分析。样品磨碎至200目后，在武汉上谱分析科技有限责任公司有限公司进行主量和微量元素分析测试。主量元素使用X-射线荧光光谱仪(XRF-1500)法测试。用0.6 g样品和6 g四硼酸锂制成的玻璃片在ShimadzuXRF-1500上测定氧化物的质量分数值，精度优于2%～3%。微量元素及稀土元素利用酸溶法制备样品，使用ICP-MS(ElementⅡ)测试，分析精度(按照GSR-1和GSR-2国家标准)：当元素质量分数值大于10×10-6时，精度优于5%，当质量分数值小于10×10-6时，精度优于10%。

3 锆石U-Pb年龄

1∶20万凤庆幅❶将箐头山岩体划为印支期和喜马拉雅期、1∶25万凤庆县幅❹将该岩体划归二叠纪。笔者等为准确厘定该岩体的时代，在凤庆县小湾镇西南箐头山附近采集了1件重约5 kg的新鲜花岗岩样品进行LA-ICP-MS 锆石U-Pb测年，岩性为糜棱岩化黑云二长花岗岩，具体采样位置见图1，样品分析测试结果见表1。

表1 滇西箐头山花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析结果Table 1 LA-ICP-MS U-Pb dating data of the zircons from Qingtoushan granites in Fengqing area, west Yunnan

锆石呈半透明—透明短柱状—柱状，多数自形较好，多见短柱状、柱状，长轴在110～320 μm，宽度以80～140 μm 为主，锆石的长、宽比变化较大，为1.5∶1～3∶1。锆石阴极发光图像显示(图3)，绝大多数锆石具有明显的振荡环带，指示为岩浆成因；部分锆石长、宽比值小，内部具有残留的继承锆石核，表现为均匀的无分带的内部结构，继承锆石大多数有较窄的振荡环带(刘军平等，2020b)；部分锆石内部或边部表现出强发光现象，显示出流体改造的特征。笔者等对具有清楚振荡环带的锆石进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素测试，其中14个点的206Pb/238U数据集中在201～227 Ma，锆石Th/U值均>0.1，表明这些锆石为典型的岩浆成因锆石(刘军平等，2020a)，样品加权平均年龄值和锆石U-Pb谐和年龄值见图4，获得213±5 Ma(MSWD=3.4，n=14)加权平均岩浆锆石结晶年龄值，因此岩浆侵位、冷凝时期应属晚三叠世。继承锆石U含量为314×10-6～793×10-6，Th含量为12.4×10-6～383×10-6，Th/U值为0.04～0.74，年龄较复杂，其中7个测试点锆石年龄主要分为两组：588～613 Ma、 316～332 Ma，表明区内新元古代和晚古生代发生过重要的构造热事件。对部分锆石较亮部位进行锆石U-Pb测定，5个测点锆石Th/U值较小(其中7、15测点为0.08)，且测点处均表现为无振荡环带特征(图3)，5个点的n(206Pb)/n(238U)加权平均年龄为197.0±3.5 Ma。表明滇西箐头山花岗岩在早侏罗世可能发生过岩浆再造作用，推测该年龄反映的是与变形有关的流体改造的年龄。

图3 滇西凤庆地区箐头山花岗岩典型锆石阴极发光(CL)图像、U-Pb定年点Fig. 3 Cathodoluminescences (CL) images and U-Pb Dating points of typical zircons from Qingtoushan granite, Fengqing area, western Yunnan

图4 滇西箐头山地区糜棱岩化黑云二长花岗岩锆石U-Pb年龄图Fig. 4 U-Pb concordia diagram of the zircons from mylonited biotite monzogranite in Qingtoushan area， Fengqing Western Yunnan

4 岩石地球化学特征

4.1 主量元素

样品分析测试结果见表2。在Q′—ANOR分类图解中(图5a)，凤庆箐头山糜棱岩化黑云二长花岗岩样品全部落入二长花岗岩区域，与野外观察及镜下鉴定结果一致。SiO2含量为67.83%～70.85%，平均为69.35%，Al2O3含量高，在13.44%～14.05%，平均为13.65%，CaO和MgO含量的平均值分别为1.77%和1.93%，Na2O含量为2.27%～2.60%，K2O含量变化范围为3.61%～4.80%，Na2O/K2O值均小于1，为0.51～0.63，在 SiO2—K2O图解中(图5b)花岗岩样品均落在高钾钙碱性岩区，属于高钾钙碱性系列(Rickwood，1989)。铝饱和指数A/NCK值在1.07～1.25之间，平均为1.18，A/NK值均大于1(为1.47～1.78)，表现出过铝质花岗岩特征。C.I.P.W.标准矿物中均出现刚玉分子c=1.19～3.2(平均2.54)，且大于1%，无透辉石分子di，与S型花岗岩类似(Dong Guochen et al., 2013)。

图5 滇西箐头山地区糜棱岩化黑云二长花岗岩Q′—ANOR分类图解和SiO2—K2O图解Fig. 5 The Q′—ANOR and SiO2—K2O diagram of the mylonited biotite monzogranite in Qingtoushan area，Fengqing, Western Yunnan

表2 滇西箐头山地区黑云二长花岗岩主量元素(%)、微量和稀土元素(×10-6)分析数据Table 2 Analysis date of major elements (%), trace elements and race earth elements (×10-6) contents in the biotite monzogranites in Qingtoushan area，Fengqing, Yunnan

4.2 稀土元素和微量元素

箐头山糜棱岩化黑云二长花岗岩的稀土元素总量∑REE在217.46 ×10-6～270.81×10-6，平均值为241.02×10-6，LREE相对富集，HREE相对亏损，二者的比值为2.50～5.48。在稀土元素球粒陨石标准化配分图中所有的样品均表现出明显的右倾特征(图6a)，总体配分型式与临沧花岗岩体类似(云南省地矿局，2003❸；云南省地质调查院，2008❹，2016❻)；结合稀土元素球粒陨石标准化配分模式图可以看出，(La/Yb)N为6.73～21.64，轻重稀土元素分异程度较高，轻稀土元素的分馏系数(La/Sm)N变化于2.98～3.58，重稀土元素分馏系数(Gd/Yb)N为1.43～3.90，轻重稀土元素分馏程度相当；δEu为0.36～0.50，显示Eu具有明显负异常特征，δCe=0.94～1.00，平均0.97。

图6 滇西箐头山地区糜棱岩化黑云二长花岗岩稀土元素球粒陨石标准化图(a) (据Boynton, 984)和微量元素蛛网图(b) 据Sun et al., 1989)Fig. 6 Chlondrite-normalized REE patterns(a) (fter Boynton，1984)and primitive mantle-normalized patterns(b) (after Sun et al., 1989)of mylonited biotite monzogranites in Qingtoushan area，Fengqing, Western Yunnan

在微量元素蜘蛛图中( 图6b)，4件样品的曲线形态相似，与临沧花岗岩体的配分模式相近(云南省地质调查院❸❹❻)，均富集部分大离子亲石元素Rb和K，Zr、Sr、Ba显示负异常，Sr和Ba明显负异常暗示了岩浆源区残余斜长石和角闪石或者存在两者的早期结晶分异。但相比于临沧花岗岩体，箐头山岩体Hf含量变化于9.22×10-6～16.6×10-6，明显偏高，Zr/Hf值低(10.24～21.15)。

5 讨论

5.1 箐头山花岗岩形成时代

近十年来，随着同位素定年技术的改进与发展，各地勘单位、科研院校等对临沧花岗岩体的形成时代做了大量的研究工作，并逐渐积累了一批精确可靠的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄结果。Hennig等(2009)在临沧花岗岩岩基北端测得230 Ma锆石U-Pb年龄；Dong Guochen等(2013，2017)在临沧市北侧二长花岗岩中获得锆石U-Pb定年结果为203 Ma，云县大朝山附近二长花岗岩时代为235 Ma；Dong Guochen等(2013)和彭头平等( 2006) 在凤庆地区分别取得了231 Ma、230 Ma 岩浆侵位年龄，并在临沧市南侧获得花岗闪长岩年龄为252 Ma。廖世勇等(2014)在勐库地区的碱长花岗岩中测得了236 Ma锆石U-Pb年龄值。云南省地质调查院❸❺❻先后在临沧花岗岩中获得大量锆石U-Pb年龄值。如在临沧地区似斑状中粗粒黑云二长花岗岩中取得锆石U-Pb年龄为231.6～238.7 Ma；在澜沧县麻力地区、景洪曼东地区采集的3件锆石样品分别获228 Ma、230 Ma、238.5 Ma的加权平均年龄值，同时在景洪曼东地区花岗闪长岩中获得256Ma的岩浆侵位年龄；在勐库地区的二长花岗岩中得到了229 Ma的锆石年龄。澜沧江南段不同地区花岗质岩锆石测年结果为217～233 Ma(王舫等，2014)，临沧岩基最南端高分异花岗岩2个样品锆石时代分别为216 Ma和228 Ma (Wang Changming et al., 2015)，孔会磊等(2012)对不同地区临沧花岗岩样品锆石U-Pb定年分析结果为203～227Ma。

笔者等对凤庆箐头山地区糜棱岩化黑云二长花岗岩进行了详细的LA-ICP-MS 锆石测年工作。这些样品中锆石大多自形较好，具有清晰的振荡环带，锆石Th/U值均>0.1，为典型的岩浆成因锆石。锆石测年结果表明，这些岩浆成因的锆石U-Pb年龄为213 Ma，该年龄应代表花岗质岩浆的侵位、冷凝年龄。由此，可以认为箐头山糜棱岩化黑云二长花岗岩的形成年龄为213 Ma，为晚三叠世，而非前人认为的二叠纪。

从上述大量年代学数据来看，虽然临沧花岗岩体规模巨大，但东西、南北等地岩浆结晶年龄无明显差异，其主体形成年龄为210～235 Ma。

5.2 岩浆源区与成岩构造环境

笔者等测试的4件样品的CaO与Na2O 含量较低，P2O5含量为0.14～0.26，K2O/Na2O值均大于1.5，为1.59～1.97，铝饱和指数(A/NCK)为1.07～1.25，平均值为1.18，刚玉分子指数C较大为1.19～3.2(平均2.54)，Rb/Sr>0.9，表现出S型花岗岩特征。同时箐头山花岗岩和临沧花岗岩的地球化学特征均显示Zr、Hf、Ti的负异常和Rb、Th、U相对富集，与典型的壳源花岗岩相似(Harris et al., 1986；Bea et al., 2011)。一些研究者认为S型花岗岩源区主要为变杂砂岩和变泥质岩等变沉积岩源区(Brown, 2013)。过铝质花岗岩Rb/Ba和Rb/Sr值变化能直接反映其源区特征，因此，可利用Rb—Sr—Ba系统比值确定源区成分(Sylvester，1998)。在Rb/Ba—Rb/Sr图解(图7a)中，箐头山糜棱岩化黑云二长花岗岩4件样品全部落入贫黏土区。

图7 滇西箐头山花岗岩Rb/Ba—Rb/Sr(a)和CaO/Na2O— Al2O3/TiO2 (b) 图解(据Sylvester，1998) Fig. 7 Rb/Ba—Rb/Sr(a)and CaO/Na2O— Al2O3/TiO2(b) diagrams of granites in Qingtoushan area, Fengqing，Western Yunnan (after Sylvester，1998)Be—澳大利亚拉克伦褶皱带中Bethanga岩体；Mo—阿尔卑斯造山带中的Moschumandl岩体；Vy—海西造山带中的Vysoky—Kamen岩体；Sh—喜马拉雅造山带中的ShisgaPangma岩体Be—Bethanga rocks in the Lachlan fold belt of Australia；Mo—Moschumandl rocks in the alpine orogenic belt；Vy—The Vysoky—Kamen rocks in the Hercynian orogenic belt；Sh— The Shisga Pangma rocks in the Himalayan orogenic belt

Chappell和White(1992)认为CaO/Na2O值是判别花岗岩源区成分的一个重要指标。Patino Douce 和Johnson(1991)通过实验揭示，花岗岩中CaO/Na2O值主要受源区中斜长石、黏土成分含量控制，贫斜长石、富黏土质泥岩产生的强过铝花岗岩CaO/Na2O值一般小于0.3；富斜长石、贫黏土质碎屑岩产生的花岗岩CaO/Na2O值一般大于0.3。箐头山花岗岩的CaO/Na2O值为0.46～0.95，大于0.3，属碎屑岩产生的花岗岩。在CaO/Na2O— Al2O3/TiO2图解中(图7b)，笔者等4件样品均落入砂屑岩源区，该结果与利用Rb/Sr值判断的结果是吻合的，表明箐头山花岗岩体属于贫黏土的砂屑岩系部分熔融的产物。

前人对于临沧花岗岩形成的构造背景研究存在不同认识。刘昌实、陈吉琛(1989)认为其主体属于碰撞型花岗岩，是昌宁—孟连碰撞带的主要组成部分；赵枫等(2018)认为临沧花岗岩类主体形成于古特提斯洋同碰撞造山和后碰撞伸展两种构造环境；部分研究者认为临沧花岗岩形成于碰撞后环境，例如Dong Guochen等(2013)和孔会磊等(2012)认为临沧花岗岩形成于后碰撞挤压向伸展转换阶段，属碰撞后花岗岩，彭头平等(2006)和Hennig等(2009)认为临沧花岗岩可能形成于碰撞晚期—碰撞后的构造环境；而王舫等(2014)通过地球化学特征并结合区域构造背景认为临沧花岗岩可能形成于中—晚三叠世古特提斯洋闭合后的构造伸展阶段。

图8 临沧花岗岩的Sr—Yb图解(据张旗，2006)Fig. 8 Sr—Yb diagram of Lingcang granite(after Zhang Qi, 2006&)Ⅰ—高Sr低Yb型花岗岩；Ⅱ—低Sr低Yb型花岗岩；Ⅲ—高Sr高Yb型花岗岩；Ⅳ—低Sr高Yb型花岗岩；Ⅴ—非常低Sr高Yb型花岗岩Ⅰ—high Sr lower Yb type granites；Ⅱ—lower Sr lower Yb type granites；Ⅲ—high Sr high Yb type granites；Ⅳ— lower Sr high Yb type granites；Ⅴ—very lower Sr high Yb type granites

箐头山花岗岩位于临沧花岗岩基北段，与临沧花岗岩基中主体岩石的地球化学特征具有较高的一致性，在Rb—(Y+Nb)构造环境判别图解中落入后碰撞花岗岩区(图9)，具有明显向板内花岗岩转换特征；结合区域地质背景及前人研究成果，笔者等认为箐头山花岗岩形成于昌宁—孟连古特提斯洋闭合之后地壳由碰撞后造山向陆内构造伸展转换阶段。且云南省地质调查院❹❺在临沧花岗岩体中发现多处A型花岗岩出露点，地化数据显示具非造山花岗岩或板内花岗岩特征，与二叠纪俯冲花岗岩、三叠纪碰撞、后碰撞花岗岩正好组成一个完整的岩浆演化旋回，推测为古特提斯构造演化最终结束的标志(刘军平等，2020d)。

图9 滇西箐头山花岗岩Rb —(Y+Nb)判别图解(据Pearce,1996)Fig. 9 Rb—(Y+Nb) discrimination diagram of Qingtoushan granite in Fengqing area，Western Yunnan (after Pearce,1996)WPG—板内花岗岩；ORG—洋中脊花岗岩；VAG—岛弧花岗岩；S-COLG—同碰撞花岗岩；Post-COLG—后碰撞花岗岩WPG—Within plate granite；ORG—ocean ridge granite；VAG—volcanic arc granite；S-COLG—syn-collisional granite; Post-COLG—post-collisional granite

5.3 地质意义

长期以来，昌宁—孟连结合带一直被认为是晚古生代(泥盆纪—三叠纪)特提斯洋盆消亡的残余记录(张旗等，1985，1992，1996；刘本培等，1993，2002；莫宣学等， 2006；钟大赉，1998；潘桂堂等，2003)。近年来，云南省地质调查院❻在双江勐库地区发现的退变质榴辉岩中获得了801 Ma的原岩年龄，结合新元古代南华纪810～830 Ma裂谷事件火山岩(Li Xianhua et al., 2008)以及其上不整合覆盖的冰碛岩，表明随着罗迪尼亚(Rodinia)超级大陆解体，最迟到南华纪地史时期，已形成初始原特提斯洋盆(潘桂棠等，2012；李静等，2017)。研究者们又相继在昌宁—孟连结合带内识别出早古生代时期蛇绿混杂岩，如Wang Baodi等(2013a，b)在南汀河地区发现454～439 Ma堆晶辉长岩，王冬兵等(2016)在牛井山地区识别出约468 Ma的O型高镁埃达克质英云闪长岩，刘桂春等(2017)在双江县忙那河地区采集到锆石U-Pb年龄为471 Ma的钠质堆晶斜长岩；彭智敏等(2020)在双江清平地区获得434～437 Ma斜长角闪岩；云南省地质调查院❽(2020)在勐海布朗山地区获得变质堆晶辉长岩年龄为480.2 Ma。这一系列数据表明昌宁—孟连洋盆在早古生代时期就已经出现了真正的洋壳，可以被看作是早古生代原特提斯大洋扩张的证据。近年来的地质调查和研究进展表明，原特提斯洋盆的俯冲消减与古特提斯洋的伸展扩张是同步进行的，即古特提斯洋对原特提斯洋的继承性演化是在同一个大洋盆地中完成的，是连续演化的过程(刘桂春等，2017；李静等，2017；王保弟等，2018)。昌宁—孟连特提斯洋经历了早古生代原特提斯大洋扩张、早古生代中晚期—晚古生代特提斯俯冲消减与岛弧带形成、晚二叠世末—早三叠世主碰撞汇聚、晚三叠世晚碰撞造山与盆山转换等阶段(王保弟等，2018；刘军平等，2019)。结合区域资料，昌宁—孟连带在二叠纪末—早三叠世进入弧—陆俯冲向碰撞汇聚转换阶段(280～245 Ma)；中三叠世进入主碰撞阶段(245～235 Ma)；中—晚三叠世碰撞后造山阶段(235～210 Ma)；之后进入伸展拉张阶段(～198 Ma)，主要沉积了以早侏罗统芒汇河组、小红桥组为代表的火山岩夹碎屑岩沉积(刘军平等，2017,2020c；王保弟等，2018)。

笔者等在箐头花岗岩中所测得锆石U-Pb年龄213 Ma代表昌宁—孟连洋盆关闭后，陆—陆碰撞后造山作用结束并向构造伸展转换阶段的时间，由此，笔者等认为箐头花岗岩可能是昌宁—孟连洋盆碰撞后造山向早期伸展作用转换的产物(王保弟等，2018)，为昌宁—孟连洋弧—陆碰撞向伸展转换提供了年代学依据。而笔者等所测得的另一组年龄数据在198～196 Ma之间，该年龄数据与1∶25万景洪幅区域地质调查项目在江桥、那澜两地的芒汇河组流纹岩中所获得的锆石U-Pb年龄196.7 Ma、198.1 Ma具有一致性，可能代表岩石经历了一次构造热事件，野外露头尺度上表现为岩石强糜棱岩化作用，可能与昌宁—孟连洋盆关闭后，构造背景由挤压向伸展转换后的剪切作用有关。区域上该时间段表现为典型的碰撞后的伸展构造背景，属后碰撞—后造山阶段，岩石地球化学上芒汇河组流纹岩具有典型后造山花岗岩或“A”型花岗岩的特征(解龙等，2015；王玉玺等，2017；李金超，2021)，指示当时已完全进入碰撞后构造伸展阶段(吕留彦等，2019)。