高黎贡东南缘龙陵-瑞丽俯冲增生杂岩带与中特提斯洋演化*

戚学祥 沈辉 韦诚, 3 任玉峰 蔡志慧 吉风宝 梁凤华 刘旭峰

1. 自然资然部深部动力学重点实验室，中国地质科学院地质研究所，北京 100037

2. 云南省地质矿产勘查院，昆明 650000

3. 北京大学地球与空间科学学院, 北京 100871

4. 西藏自然科学博物馆，拉萨 850000

青藏高原东南缘是东特提斯构造域的重要组成部分，其形成经历了华南、印支、Sibumasu/保山、腾冲和印度等块体分别于中-晚泥盆世、二叠纪和三叠纪从冈瓦纳古陆东北缘相继裂离、向北漂移，并于晚古生代到新生代期间，块体之间的古特提斯洋、中特提斯洋和新特提斯洋相继俯冲导致块体拼合，自西向东依次形成印度板块、Wunthi-Popa 弧带、腾冲、保山-Sibumasu、印支和扬子地块及与之对应的Kalaymyo(新特提斯)、Myitkyina(密支那)、高黎贡/怒江(中特提斯)、澜沧江、哀牢山-金沙江(古特提斯)缝合带，它们共同构成了一条复杂的构造带(Deweyetal., 1988; Metcalfe, 2002，2006, 2011; Lepvrieretal., 2004； Pedersenetal., 2010；戚学祥等，2011; Liuetal., 2012, 2016; 杨经绥等，2012；Qietal., 2014, 2015, 2016, 2019; Mitchelletal., 2015; Ridd, 2016；Htayetal., 2017; Searleetal., 2017; Gardineretal., 2018; Riddetal., 2019)(图1)。其中，位于青藏高原中部、作为拉萨地块与羌塘地块边界的班公湖-怒江中特提斯缝合带，是一条近东西向展布、长达2000km，蛇绿岩(251～150Ma，Shi, 2007; Shietal., 2008, 2012；Wangetal., 2008; Qiangbaetal., 2009；黄启帅等, 2012; 周涛等, 2014)和高压变质岩(190～170Ma， Zhangetal., 2010, 2012b, 2014；Guynnetal., 2013；Wangetal., 2016)断续分布、以及其两侧侏罗纪-早白垩世俯冲-碰撞型岩浆岩带(170～150Ma，140～105Ma；Zhuetal., 2009, 2013; Jietal., 2009; Zhangetal.，2012b；Chenetal., 2014, 2017；Lietal., 2014a, b; Liuetal., 2014, 2017; Fanetal.，2015)发育的中特提斯缝合带。但该缝合带经东构造结向南如何延伸一直存在较大争议。

图1 青藏高原东南缘构造略图

近年来，很多学者对高黎贡构造带的属性开展了大量工作，认为其是腾冲与保山地块之间的边界性中特提斯缝合带，向北经东构造结与班怒带相连，其主要证据如下：1)高黎贡构造带内发育一条与班公湖-怒江缝合带侵位时代和构造背景一致的早白垩世花岗岩带和多金属成矿带(杨启军等，2006；Zhuetal., 2009, 2015, 2017;戚学祥等，2011；杨启军和许义刚, 2011; Xuetal., 2012；李再会等，2012a; Caoetal., 2014；Qietal., 2015; Xieetal., 2016；Zhaoetal., 2016)；2)腾冲地块内二叠系的岩性组成、古生物组合和缺失卧牛寺组裂谷型玄武岩，以及地块内广泛分布的早古生代、早白垩世、晚白垩世和始新世岩浆岩特征与拉萨地块非常相似，而明显不同于Sibumasu(包括保山)和南羌塘地块，说明腾冲地块在冈瓦纳大陆中是一个介于澳大利亚和Sibumasu地块之间、位于拉萨地块北东缘的独立块体(刘本培等，2002；Zhangetal.，2013；Liaoetal.，2015；Xieetal., 2016)；3)腾冲地块内花岗岩锆石Hf地壳模式年龄集中于1.3～1.8Ga，远小于保山地块内花岗岩锆石Hf地壳模式年龄(1.9～2.3Ga)，以及两个地块内古生代沉积岩碎屑锆石U-Pb年龄峰值明显不同(戚学祥等，2011；Xuetal., 2012; 李再会等，2012b； Caoetal., 2014；Lietal., 2015, 2016；Qietal., 2015；Zhuetal., 2015; Xieetal., 2016; Zhaoetal., 2016)，说明其基底岩石的形成时代不同及它们为冈瓦纳大陆北缘两个并不相连的地块；4)古地磁数据揭示晚石炭世腾冲地块的古纬度(南纬20.4°)与保山地块的古纬度(南纬25°～34.1°)相差4.6°～13.7°，暗示当时它们可能是两个独立的块体(李朋武等，2005)；5)高黎贡构造带西南缘三台山一带存在由浊积岩构成的混杂基质和蛇纹石化橄榄岩、碳酸盐岩和变质岩等岩块组成的混杂岩带(刘本培等，2002；储著银等，2009；尹福光等，2012；张克信等，2016)。但到目前为止，确定其为中特提斯缝合带的标志性证据——混杂岩带的构造属性及其与中特提斯洋演化的关系有待深入研究。鉴于此，本文通过大比例尺地质填图，以及构造地质学、岩石学、地球化学和同位素地质学等方法，查明高黎贡东南缘(龙陵-瑞丽)混杂岩带的构造属性和时代，探讨其与拉萨-南羌塘地块间班怒带和缅甸东部密支那蛇绿混杂岩带的关系，揭示中特提斯洋的空间分布和演化。

1 地质背景

图2 高黎贡构造带地质略图(据Qi et al., 2019修改)

密支那蛇绿岩带位于中缅边界西缅甸境内，受Sagaing断裂带北端弧型撒开的八莫和莫冈分支断裂带控制、呈北北东向展布的“σ形透镜状”区域内。蛇绿岩带由中侏罗世地幔橄榄岩、基性岩和晚三叠世-侏罗纪浊积岩组成，形成于弧前俯冲带(施美凤等，2011；Mitchelletal., 2012；杨经绥等，2012; Liuetal., 2016；Searleetal., 2017；Gardineretal., 2018；Riddetal., 2019)，其上部为白垩纪-新近纪地层、第四纪沉积物覆盖。

Sagaing断裂带从安达曼海北缘向北穿过缅甸中部，构成含有Wuntho-Popa岩浆弧的西缅与中缅、东缅的边界，长约1200km，累积右行走滑距离约330～450km，由主断裂带及两侧伴生的次级断裂共同构成的近SN向右旋走滑剪切断裂系统(Mitchell, 1984; Pandaetal., 2018)。主干断裂带向北延伸至Mogok后呈马尾状撒开为4条分支断裂带(Mitchell, 1984; 吴中海等，2015; Pandaetal., 2018; Riddetal., 2019; Barber, 2020)。断裂活动起始于中新世或渐新世(Searleetal., 2017; Barberetal., 2017; Gardineretal., 2018; Barber, 2020)，与南部安达曼海底洋脊转换断层和北部东构造结形成有关(Pandaetal., 2018)。

腾冲地块内岩浆活动主要发生在中-新生代，自东往西依次为近于平行、带状分布的高黎贡早白垩世岩浆岩带、腾冲-梁河晚白垩世岩浆岩带和新岐-盈江新生代岩浆岩带。其中，早白垩世岩浆岩带内的侵入岩岩石组合为闪长岩-花岗闪长岩-花岗岩，岩体断续分布于构造带中，与围岩呈侵入接触关系(Qietal., 2019)。早白垩世火山岩为英安岩和流纹岩，主要分布于高黎贡东南缘的龙陵-瑞丽和西北缘的曲石一带(戚学祥等，2020；韦诚等，2020)，夹于弧前/弧间粉砂岩、泥质粉砂岩和泥岩中，构成混杂岩带的一部分。此外，在腾冲-梁河一带还发育受断陷盆地控制的晚中新世-更新世火山岩。

2 俯冲增生杂岩带岩石组合

高黎贡东南缘俯冲增生杂岩带分布于龙陵-瑞丽一带，北东-南西向展布，其北西以龙潭-楠木桥主断裂带分隔于高黎贡构造带深变质带，南东以泸水-龙陵-瑞丽断裂为界，宽3～5km，长约130km，由浊积岩组成混杂基质，蛇纹石化橄榄岩、玄武岩、辉长岩/辉绿岩、硅质岩、含放射虫化石硅质岩深海沉积岩、早古生代碳酸盐岩和变质岩块组成混杂块体(图3)。

图3 高黎贡东南缘俯冲增生杂岩带地质图

2.1 蛇纹石化橄榄岩块

蛇纹石化橄榄岩呈块状断续产出，现已查明的15个橄榄岩块单个块体出露面积在0.02～2 km2之间，断续分布于浊积岩混杂基质中，呈断层接触(图3)。岩石都已不同程度的片理化，尤其是在边部片理化强烈，在接触带附近，围岩片理化较强，无接触变质和烘烤边等岩浆侵位现象。在空间上可分为三台山、下芒岗、永欠和西山-营盘4个区(图3)。

三台山区蛇纹石化橄榄岩块分布于帮滇村附近，由帮滇村西、东2个出露面积分别为1.1km2和2km2的岩块组成，呈北东向透镜状展布，西与浊积岩呈断层接触，东部逆冲到上白垩统沉积岩之上(图4a)，其顶部多发育规模不等的硅质岩块(图4e)。橄榄岩块主体为方辉橄榄岩，内含少量纯橄岩(图4b)和辉石岩脉(图4c)。方辉橄榄岩由斜方辉石、橄榄石和铬尖晶石组成。其中，斜方辉石呈柱状，粒度：1×3mm～3×8mm，含量约29%，大部分蚀变为蛇纹石、绢石和滑石，但仍保留假象，并在核部有少量残留。在斜方辉石裂隙或解理中存在少量不规则状单斜辉石，粒度0.1～0.3mm，含量约1%。橄榄石呈自形-半自形短柱状，粒度在1×1.5mm～2×3mm之间，含量在67%左右，大部分强烈蚀变为蛇纹石，几乎没有橄榄石残留。铬尖晶石呈自形-半自形粒状，粒度为0.5×0.8mm～2×3mm，边部转变为磁铁矿，其间呈渐变关系，含量3%。在铬尖晶石内存在一些圆形或不规则状蛇纹石，可能为橄榄石矿物包裹体蚀变的产物。纯橄岩呈团块状分布于方辉橄榄岩中，呈渐变关系，出露面积约10～30m2。纯橄岩主要由橄榄石(97%)和铬尖晶石(3%)组成(图5b)。橄榄石大部分蚀变为蛇纹石，局部存在少量残留体。辉石岩脉宽10cm～2m，墨绿色、块状，几乎全部蚀变为绿泥石(98%)，仅保留少量的磷灰石、锆石、金红石、榍石和钛铁矿等副矿物(2%)，但局部仍保留有辉石的晶体假象。

图4 俯冲增生杂岩带主要块体与混杂基质宏观特征

下芒岗区橄榄岩块分布于浊积岩混杂基质中，呈断层接触(图3)。块体规模较小，出露面积约0.3km2。岩性为方辉橄榄岩，由橄榄石、斜方辉石和铬尖晶石组成。其中，橄榄石呈短柱状，粒度0.8×1.3mm～2×3mm，含量约为70%，强蛇纹石化，几乎见不到橄榄石残晶，但局部仍可见橄榄石晶体假象。斜方辉石呈柱状，粒度1×3mm～3×6mm，含量约占29%，强蛇纹石化、绢石化，局部可见斜方辉石晶体假象。铬尖晶石呈自形-半自形粒状，粒度0.5×0.8mm～2×3mm，边部转变为磁铁矿，其间呈渐变关系，含量较少，仅占1%左右。

永欠区橄榄岩块群由4个规模较小的块体组成，沿浊积岩与上白垩统沉积岩之间的断层带串珠状分布，单个块体出露面积在0.2～0.5km2之间(图3)。岩块主体为强烈片理化方辉橄榄岩，其次为宽1m左右片理化较弱的辉石岩脉，其顶部发育较多规模不等的硅质岩块。方辉橄榄岩呈似斑状结构，斑晶为粒度较粗的斜方辉石，基质为橄榄石和少量铬尖晶石(图5a，c)。其中，斜方辉石呈柱状，粒度2×3mm～3×8mm，含量30%，大部分蚀变为蛇纹石，局部保留少量斜方辉石晶体，其间呈渐变关系，且在其内部沿裂隙或解理发生不同程度的蛇纹石化。此外，在斜方辉石晶体内的裂隙或解理零星分布不规则状的单斜辉石，粒径0.1～0.4mm，含量约2%。橄榄石大部分蚀变为蛇纹石，但局部仍保留其晶体假象，存在少量橄榄石残留晶体，含量约为66%。铬尖晶石呈半自形-他形粒状，粒径0.1～0.8mm，含量约2%，磁铁矿化较强。辉石岩整体上片理化较弱，但边部亦有较强的片理化/糜棱岩化变形，主要矿物为斜方辉石，含有少量橄榄石，具有明显的堆晶结构(图5d)。辉石岩存在2类蚀变：1)绢石化，岩石具有明显的堆晶结构，主体为斜方辉石，自形-半自形柱状，粒度0.2×0.4mm～0.6×1mm，含量约占98%，全部蚀变为绢石，且保留其完好的晶体假象。副矿物有磷灰石、锆石、铬尖晶石，含量约为2%；2)绿泥石化，岩石全部蚀变为叶绿泥石，仅保留少量辉石的晶体假象，其内磷灰石、榍石粒度较粗，个别达0.2×0.4mm，金红石和钛铁矿含量达1%。

图5 俯冲增生杂岩带主要岩石显微特征

西山-营盘区8个规模不等的蛇纹石化橄榄岩块呈串珠状沿北东向断续分布于浊积岩中，单个块体出露面积0.02～0.9km2，由方辉橄榄岩、纯橄岩和辉长岩脉组成。其中，方辉橄榄岩构成岩块主体，特征与上述一致。纯橄岩分布在西山一带，主要由橄榄石(93%)和斜方辉石(5%)组成。橄榄石大部分蚀变为蛇纹石，局部仍有残留。铬尖晶石仍是其重要的副矿物，含量2%左右，呈半自形-他形粒状，粒径0.2～0.7mm，边部蚀变为磁铁矿。

2.2 玄武岩块和辉长岩块

玄武岩块和辉长岩块是本次地质调查过程中新发现的基性岩块。玄武岩块分布于下芒岗区，目前已查明下芒岗、下芒岗西和下芒岗西南3个块体，它们都分布于含硅质岩薄层的深海沉积岩中(图3)，强片理化，与围岩呈断层接触。此外，在三台山区帮滇村浊积岩中发现薄层状玄武岩块。下芒岗玄武岩具有块状、气孔状、杏仁状构造，间粒结构和斑状结构。斑晶为单斜辉石，自形-半自形柱状，粒度0.2×0.4mm～0.5×0.8mm，含量约15%，部分晶体边部存在绿泥石化蚀变边。基质为斜长石、单斜辉石/钛闪石和隐晶质。斜长石呈半自形长柱状，杂乱分布，粒度0.05×0.2mm，含量30%，其内存在不同程度的钠黝帘石化蚀变。单斜辉石呈半自形柱状，零星分布，粒度0.05×0.1mm，含量7%，部分蚀变为绿泥石。此外，岩石中还存在榍石、钛磁铁矿等副矿物。下芒岗西玄武岩呈块状、气孔状和杏仁状构造，斑状结构和间粒结构，强片理化。斑晶为单斜辉石、角闪石和黑云母(图5e)。单斜辉石呈自形-他形短柱状，粒度0.1×0.2mm～0.2×0.3mm，轻微蚀变，含量15%。角闪石呈半自形-他形长柱状，褐红色、粒度0.05×0.8mm～0.8×1.6mm，属于富钛角闪石或钛闪石，含量10%。黑云母呈他形片状集合体分布，粒度0.03×0.2mm～0.5×0.8mm，含量5%。基质为钛闪石和隐晶质。其中，钛闪石呈他形长柱状，褐红色，粒度0.02×0.4mm，含量30%。

辉长岩在永欠村东南蛇纹石化橄榄岩块附近坡积物中发现的，块状构造，辉长结构，主要矿物为斜长石和单斜辉石(图5f)，其次为少量方解石和磁铁矿。斜长石呈自形-半自形长柱状，粒度0.3×1mm～0.5×6mm，含量63%，有不同程度的绢云母化和钠长石化蚀变。单斜辉石呈半自形-他形短柱状，粒度0.6×1mm～1×1.5mm，含量35%，部分蚀变为绿泥石，并析出磁铁矿，沿辉石裂隙或解理分布。方解石呈他形粒状分布于斜长石和辉石粒间，应为原生矿物，含量1%左右。磁铁矿呈他形不规则状分布于硅酸盐矿物粒间，含量约1%。

2.3 硅质岩岩块

硅质岩块是增生杂岩带中重要组成部分，断续分布在蛇纹石化橄榄岩块上部，规模变化很大，从10×10cm到10×20m不等(图4e)，褐红色，质地坚硬，瓷状断口，块状构造，隐晶质-微晶质结构。镜下鉴定结果表明这些硅质岩存在2期：1)褐红色隐晶质硅质岩，其内含有褐铁矿和少量粘土类矿物，局部存在强烈揉皱的软沉积变形构造，反映其在未固结时因外力，如地震或海底洋流等诱发其发生软沉积变形，形成类似于褶皱的构造行迹；2)微晶质硅质岩，成分单一，无粘土类和褐铁矿类矿物，胶结早期硅质岩。该硅质岩的一个重要特点是其内有大小不一、零星分布、呈晶屑状、棱角分明、裂隙发育的铬尖晶石(图5g)，以及其内没有任何其他岩屑或晶屑矿物和生物化石。硅同位素和地球化学成分分析结果表明其形成与海底低温热液活动有关(韦诚，2021)。

2.4 基质特征

增生杂岩基质由浊积岩组成，构成增生杂岩的主体，主要有杂砂岩、泥岩互层组成典型的韵律层(图4f)。在大部分地段岩石都发生强烈片理化构造变形，但从相对完整的岩层中仍保留完整的鲍马序列(图4g)，即：a段杂砂岩，灰黑-灰绿色、厚2～20cm，具有明显的自下而上逐渐变细的递变层理，杂基支撑结构。碎屑粒度自下而上从0.3～0.1mm，分选、磨圆度差，多呈棱角状。碎屑成分主要为单晶石英(40%～45%)、斜长石(20%～25%)和白云母(3%～5%)，其次为燧石、泥岩和变质石英岩等岩屑，含量小于5%。杂基为粘土类，含量15%～20%，；b段亦为杂砂岩，但具有明显的平行纹层，厚2～5cm，与下段呈渐变关系，为细-微细砂岩，碎屑成分与a段一致；c段为微细砂岩-粉砂岩，底切顶截的爬升斜层理发育，厚1～5cm，与下段呈突变关系(图4g下)。碎屑含量约占70%，其中粒径0.06～0.03mm约占50%、0.03～0.01mm约占20%。碎屑成分以单晶石英为主，棱角状-次圆状，含少量长条状白云母。粘土基质约占30%；d段为粉砂岩-泥质粉砂岩，发育平行纹理，与下段呈渐变关系。碎屑含量约占75%，其中粒径0.06～0.03mm约占45%、0.03～0.01mm约占30%。碎屑成分以单晶石英为主，含量约占63%，棱角状-次圆状，含少量长条状白云母，约占12%，粘土基质约占25%；e段为泥岩，厚0.3～1.0cm，层理不发育。泥岩层中局部发育层状泥质硅质岩和硅质岩，含放射虫化石(图5h)，层厚3～15cm。局部可见锰结核(图4h)。

这套具有鲍马层序的沉积岩组合,整体颜色较深,多为灰黑色、深灰色和灰緑色，反映水体较深的缺氧沉积环境，结合岩石中发育鲍马层序c、d、e段组合分析，认为其形成于稳定、比较封闭的深水浊积扇外扇亚相的深海环境。

3 测试分析方法

在野外选择岩石出露面大、岩石新鲜、无脉体穿插的露头采集样品，经薄片观察确定其无细脉体的岩石进行锆石分选和岩石地球化学分析，以保证锆石来源的单一性和地球化学成分的代表性。

锆石分选在河北省地质调查研究院完成。样品经常规的粉碎和重选，分选出纯度较高的锆石，然后在双目镜下经人工挑选出纯度在99%以上的锆石样品。在北京讯得丰科技发展有限公司用环氧树脂将锆石样品和标样固定成圆饼状，用不同型号砂纸和磨料将锆石磨去一半并抛光后，对抛光好的锆石进行阴极发光成像观察，查明锆石内部生长层的分布和结构。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成，采用GeoLas 2005 ArF准分子激光剥蚀系统(LA)和Agilent7500a四级杆质谱(ICP-MS)进行锆石U-Pb同位素定年和锆石成分测试。其中，激光波长193nm，能量密度14J/cm2，频率8Hz，光斑直径24～32μm。锆石U-Pb年龄测定采用国际标准锆石91500作为外标校正方法，以29Si (锆石中SiO2的含量为32.18%)作为内标，测定锆石中U、Th和Pb的含量。每测定3～5个点后插入一次标样测定，以便及时校正。以合成硅酸岩玻璃NIST 610标示仪器的运行状态。采用ICPMSDataCal (V3.7)软件对同位素比值数据进行处理，详细的仪器操作条件和数据处理方法见(Liuetal., 2010)。SHRIMP锆石U-Pb测年在北京离子探针中心 SHRIMP II 离子探针仪上完成，光斑20μm，U的标准用的是M257、U 84010-6，测试方法和流程详见Williams(1998)。ISOPLOT程序(Ludwig, 2001)进行锆石加权平均年龄计算及谐和图的绘制。

岩石地球化学分析样品在河北省地质调查研究院完成。样品经仔细挑选，确定无任何脉状体后，洗净、晒干、磨成200目粉末。岩石的常量元素、微量元素和稀土元素分析在国家地质测试实验中心完成。其中，常量元素依据GB/T14506.28-2010标准，采用X-射线荧光光谱仪(PW4400)进行测定，并用等离子光谱法进行验证，分析精度优于5%；微量元素和稀土元素依据GB/T 14506.30-2010标准，采用等离子质谱仪ICP-MS(Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry)(PE300D)方法进行测定，含量大于10×10-6的元素测试精度为5%，而小于10×10-6的元素测试精度为10%。镜下鉴定显示基性超基性岩都经历了不同程度的蚀变，尤其是超基性岩蚀变强烈，超基性岩化学分析结果表明其有较高的烧蚀量。这些特点说明化学分析结果中活动性元素，如Rb、K、Na、Sr、Ba、Fe等在蚀变过程中存在迁移，不能作为岩石特征参考，而稀土元素、大离子亲石元素等不受影响，仍可以作为岩石特征判别元素(Safonovaetal., 2016)

样品的Nd同位素分析在中国科学技术大学放射性同位素地球化学实验室进行, 采用同位素稀释法, 利用热电离质谱仪MAT-26测试完成。样品的化学分离纯化在净化实验室完成。Nd同位素比值分析结果采用146Nd/144Nd=0.7219进行质量分馏标准化校正。在分析样品期间Nd同位素监测标样为La Jolla, 测定值为143Nd/144Nd=0.511869±0.000006 (2σ, n=25)。详细的分析方法和流程见Chenetal. (2007)

4 玄武岩和辉长岩地球化学

岩石地球化学分析结果(表1)表明增生杂岩带中玄武岩和辉长岩SiO2含量普遍较高，10件样品中2件样品为45.78%～47.09%、3件为53.36%～54.60%(与玄武岩中硅质杏仁有关)外，其他都在50.57%～51.29%之间。TiO2含量很高，都在2.26%以上，部分达到3.43%，FeOT、MgO含量分别在7.64%～13.9%和2.90%～5.66%之间，Mg#多在49～57之间，少量分布在38～42之间。岩石的另一个特点是K2O含量较高，除2个样品为0.62%～0.70%外，其他都大于1.0%，甚至2件样品达到4.88%～4.99%，是对岩石中局部富集钛角闪石和黑云母矿物的反映。岩石中CaO含量除1件样品为5.80%外，其他都在7.85%～9.97%之间，与岩石中斜长石含量较高及存在角闪石和方解石矿物有关。在Nb/Y-Zr/Ti和Zr/(P2O5×10000)-Nb/Y图解上，所有样品都落在碱性玄武岩区(图6)，说明其属于富钛碱性玄武岩类。

图6 玄武岩和辉长岩Nb/Y-Zr/Ti和Zr/(P2O5×10000)-Nb/Y图解

表1 玄武岩和辉长岩化学成分表(主量元素:wt%；稀土和微量元素:×10-6)

岩石稀土总量较低，变化于158×10-6～203×10-6之间，LREE/HREE在7.36～8.84范围内，δEu为0.96～1.11，(La/Sm)N和(Gd/Yb)N分别为2.49～3.14和3.28～3.75。岩石大离子亲石元素相对原始地幔富集，部分样品Ba、K和Sr具有正异常或负异常，与这些元素活性较强，在后期蚀变过程中有不同程度的富集或丢失有关。总体来看，俯冲增生杂岩带中玄武岩和辉长岩具有轻稀土相对富集、重稀土相对亏损、有一定程度的分馏和无Eu异常的特点。

5 俯冲增生杂岩带的形成时代

5.1 辉石岩锆石U-Pb定年

辉石岩脉广泛分布于蛇纹石化方辉橄榄岩中，都发生强烈的绿泥石化和绢云母化。镜下鉴定结果表明，辉石岩(18QMCP-5)中的辉石大部分转变为叶绿泥石，局部有辉石残留或辉石假象。岩石中含有较多的磷灰石、锆石和钛磁铁矿等副矿物。锆石呈长柱状，大部分都被碎断，长宽比在1.5～2.0之间。锆石内部干净整洁、无继承性锆石核和新生边、平行于长轴方向的韵律清晰(图7a)，且明显不同于中酸性岩浆岩的锆石。辉石岩(19QYS-9)为含橄榄石辉石岩，叠加了后期韧性变形的改造，糜棱面理清晰，其中的辉石大多蚀变为绢石，橄榄石蚀变为蛇纹石(2%)，但仍保留少量辉石假象。岩石中的副矿物主要有金红石、锆石、钛铁矿和磷灰石。锆石破碎可能与糜棱岩化作用有关。锆石透射光呈浅棕色，几乎没有矿物包裹体，呈他形不规则棱角状，长宽比为1.1～1.5，阴极发光图像显示其存在韵律环带(图7b)，但没有18QMCP-5样品中锆石的环带清晰。18QMCP-5采用LA-ICP-MS U-Pb方法测定，19QYS-9采用SHRIMP U-Pb方法测定。

图7 辉石岩锆石阴极发光图像

18QMCP-5样品共测定22颗锆石，除去锆石阴极发光图像明显不同(可能为混入的)和谐和度低于60%的测点外，共18颗有效锆石测点的Th含量变化于314×10-6～1169×10-6之间，U含量为545×10-6～1522×10-6，Th/U比值大于0.5，个别达1.1(表2)。锆石∑REE变化于1905×10-6～5681×10-6(基性岩锆石：2000×10-6～10000×10-6，Belousovaetal., 1998, 2002)，以及稀土配分模式图上展示其重稀土富集、Eu强烈负异常、Ce正异常，说明这些锆石是在基性岩浆中生长的(Belousovaetal., 1998, 2002; Zhongetal., 2006)。206Pb/238U年龄分布在178～190Ma之间，加权平均年龄为183±1.7Ma(MSWD=1.3)(图8a)，结合锆石韵律环带清晰的特点，我们认为该锆石加权平均年龄代表辉石岩脉的侵位时代。

图8 辉石岩锆石U-Pb 谐和图

19QYS-9样品共测定39颗锆石， Th、U含量分别为1441×10-6～11661×10-6和2314×10-6～8729×10-6，Th/U比值都大于0.5，且大部分在1.0～1.7之间(表2)。39颗测点中有8颗测点206Pb/238U年龄分布91～155Ma之间，在谐和图上零星分布在谐和线上，可能受后期糜棱岩化和蚀变影响，第27号测点206Pb/238U年龄为211±3.2Ma，远大于其它测点年龄，它们都未参与加权平均年龄计算。其余30颗锆石测点206Pb/238U年龄在163～204Ma之间，在谐和图上，存在163～171Ma、180～187Ma和198～204Ma三个集中区，对应的加权平均年龄分别为169±1.7Ma(MSWD=0.6，n=7)、185±1.7Ma(MSWD=0.74，n=12)和203±2.8Ma(MSWD=0.48，n=5)(图8b)。这3组年龄锆石的阴极发光图像和形态没有明显的差别，稀土总量和配分模式也一致，且都集中在谐和线上，说明它们都是岩浆锆石。其中，最大组年龄(203Ma)可能为岩浆形成初期在岩浆房中结晶的锆石，最小组年龄(169Ma)可能与岩石强烈糜棱岩化和蛇纹石化、绢石化蚀变有关，中间组年龄(185Ma)与样品18QMCP-5锆石年龄一致，代表了辉石岩侵位时代。

表2 辉石岩锆石LA-ICP-MS U-Pb和SHRIMP U-Pb 定年数据

续表2

综合上述2个样品锆石U-Pb年龄特点，分析认为方辉橄榄岩中辉石岩脉的形成时代为183～185Ma，与拉萨-南羌塘地块间班怒带蛇绿岩带的形成时代一致，它们是在洋壳俯冲过程中诱发地幔楔物质部分熔融形成的基性岩浆与地幔橄榄岩发生反应形成的(Karimovetal., 2020; Belousovetal., 2021)。据此，我们认为这组辉石岩的年龄是对腾冲-保山地块间怒江中特提斯洋壳俯冲作用的体现，代表怒江洋初始俯冲的时代。

5.2 浊积岩的形成时代

迄今为止，增生杂岩带中除硅质岩层中存在放射虫化石外，没有发现其他生物化石，而且放射虫化石的硅化作用致使其时代难以确定。为此，项目组对浊积岩中的杂砂岩(17QMH-12和20QSG-9)进行了碎屑锆石U-Pb定年，以厘定其沉积时代的上限。17QMH-12样品中锆石多呈浑圆状，晶形不一，粒度相对均匀，约50×80μm。阴极发光图像(图略)显示其以具有韵律环带的为主，少量有核边结构，且大部分呈深灰色，少量呈灰白色-白色。总体来看，该样品中的锆石以岩浆碎屑锆石为主。在55颗锆石测点中，所有锆石U-Pb年龄谐和度都在90%以上，其Th/U比值都大于0.1，反映其岩浆锆石特征。55颗锆石206Pb/238U年龄分布在218～2611Ma之间(表3)。其中，最小年龄组3颗锆石的Th/U比值为0.3～0.8，206Pb/238U年龄分别为218±2.0Ma、236±2.7Ma和241±2.3Ma，谐和度分别为99%、91%和99%。其锆石CL图像展示其韵律环带清晰，都属于典型的岩浆锆石。20QSG-9样品锆石呈浑圆状、粒度100～200μm，阴极发光图像(图略)显示其以具有韵律环带的为主，少量有核边结构，且大部分呈深灰-灰黑色，少量呈灰白色-白色，反映锆石中U、Pb含量存在差异。在60颗锆石测点中，所有锆石谐和度都在90%以上。锆石Th/U比值都大于0.2，反映其岩浆锆石特征。60颗锆石206Pb/238U年龄分布在212～2479Ma之间(表3)。其中，4颗年轻年龄锆石的Th/U比值为0.2～0.4，206Pb/238U年龄为212±2.2Ma、223±2.7Ma、237±2.9Ma和239±2.7Ma，谐和度在92%以上，锆石CL图像展示其韵律环带清晰，属于典型的岩浆锆石。结合研究区内少量晚三叠世花岗岩体(220Ma和204Ma，未发表数据)的存在，我们认为这2件样品最小年龄组锆石年龄代表这套沉积岩沉积时代的上限。样品采集点西缘就是高黎贡早白垩世岩浆岩带，研究区内还存在早白垩世酸性火山岩，但在样品中没有任何显示，以及增生杂岩带被晚白垩世花岗岩(69～75Ma)侵位及晚白垩世陆相沉积岩覆盖的特点，说明沉积作用发生在早白垩世大规模岩浆活动之前。鉴于此，我们认为这套浊积岩形成时代为晚三叠世-侏罗纪。

表3 浊积岩中杂砂岩碎屑锆石LA-ICP MS U-Pb 定年数据

续表3Continued Table 3测点号PbThU(×10-6)Th/U同位素比值年龄(Ma)谐和度207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ(%)42671521251.20.0602 0.0023 0.8135 0.0295 0.0988 0.0012 60416.56076.899433381285380.20.1109 0.0021 5.5061 0.1116 0.3599 0.0040 190217.5198119.195444951176600.20.1379 0.0029 8.5905 0.2069 0.4476 0.0048 229622.0238521.496451701161810.60.0996 0.0022 3.9912 0.0875 0.2905 0.0030 163217.8164414.8994610195.72960.30.0716 0.0015 1.7184 0.0370 0.1743 0.0020 101513.8103511.0984749.966.95420.10.0551 0.0013 0.5395 0.0127 0.0710 0.0007 4388.44424.499482121163110.40.1110 0.0019 4.4641 0.0842 0.2908 0.0033 172415.7164516.695494762292870.80.1585 0.0025 9.7726 0.1561 0.4459 0.0040 241414.8237718.1985012413788.31.60.0818 0.0021 2.3689 0.0613 0.2100 0.0026 123318.5122913.999514192385170.50.1046 0.0018 4.5916 0.0819 0.3169 0.0031 174814.9177515.3985266.81603730.40.0598 0.0016 0.5902 0.0165 0.0712 0.0008 47110.54434.79353114724311610.20.1498 0.0058 9.1262 0.5688 0.4184 0.0067 235157.1225330.395541232261871.20.0682 0.0036 1.1768 0.0576 0.1271 0.0019 79026.977110.7975514289.26230.10.0717 0.0015 1.5928 0.0340 0.1603 0.0018 96713.395810.199样品20QSG-912172284320.50.1211 0.0016 6.2578 0.1034 0.3740 0.0046 201314.5204821.7982141311550.80.0541 0.0021 0.4729 0.0193 0.0644 0.0010 39313.34026.197372561670.30.1146 0.0017 5.2334 0.0929 0.3312 0.0039 185815.1184418.99941631156420.20.1320 0.0022 3.5817 0.0672 0.1960 0.0014 154514.911547.570581852330.40.1243 0.0019 4.8119 0.1135 0.2791 0.0042 178719.8158721.48861633962981.30.1187 0.0017 5.7590 0.1316 0.3498 0.0050 194019.8193423.8997151552650.60.0562 0.0032 0.3451 0.0217 0.0443 0.0006 30116.42794.0928771421461.00.1217 0.0018 5.8346 0.1088 0.3477 0.0041 195216.2192419.49892662654080.60.1562 0.0019 9.5034 0.1499 0.4416 0.0049 238814.5235821.8981060501350.40.1153 0.0019 5.2738 0.1086 0.3320 0.0041 186517.6184819.899113559830.70.1094 0.0021 4.6336 0.0956 0.3089 0.0036 175517.2173517.798122311693980.40.1433 0.0016 8.7164 0.1424 0.4414 0.0053 230914.9235723.69713192623420.80.0531 0.0019 0.2962 0.0102 0.0409 0.0005 2638.02593.09814115702620.30.1137 0.0015 5.6777 0.0923 0.3625 0.0040 192814.0199418.79615251091500.70.0685 0.0020 1.1038 0.0324 0.1174 0.0014 75515.67158.2941671931450.60.1254 0.0020 6.4309 0.1262 0.3719 0.0042 203617.2203819.89917341163240.40.0607 0.0016 0.7314 0.0236 0.0874 0.0014 55713.85408.49618902501631.50.1166 0.0018 5.4161 0.1057 0.3359 0.0041 188716.7186719.79819301723410.50.0529 0.0014 0.5144 0.0143 0.0709 0.0009 4219.64415.69520117392910.10.1134 0.0019 5.8918 0.1280 0.3770 0.0061 196018.9206228.59421252505660.40.0556 0.0021 0.2512 0.0079 0.0334 0.0004 2286.42122.2922261581520.40.1087 0.0016 4.5446 0.0747 0.3032 0.0032 173913.7170715.89823201571551.00.0605 0.0031 0.7183 0.0308 0.0875 0.0012 55018.25416.9982456381300.30.1159 0.0019 5.1141 0.1000 0.3184 0.0034 183816.6178216.8962580741230.60.1584 0.0023 9.4927 0.1830 0.4336 0.0061 238717.7232227.397262622014210.50.1578 0.0018 9.6500 0.1620 0.4420 0.0056 240215.4235924.998271601083690.30.1155 0.0015 5.1646 0.0780 0.3236 0.0032 184712.8180715.697

总体来看，蛇纹石化橄榄岩中辉石岩脉锆石U-Pb年龄为185Ma、浊积岩中杂砂岩碎屑锆石U-Pb最小年龄组分布在212～241Ma区间，以及高黎贡早白垩世大陆边缘弧型岩浆岩带，俯冲增生杂岩带中存在有早白垩世流纹岩/凝灰岩夹层的弧前/弧间沉积，俯冲增生杂岩带被晚白垩世陆相沉积岩不整合覆盖和晚白垩世花岗岩(69～75Ma)侵位的特点，认为怒江洋形成于晚三叠世-早白垩世。其中，蛇纹石化橄榄岩、玄武岩、辉长岩和浊积岩、 硅质岩、 深海沉积岩形成于晚三叠世-侏罗纪，早白垩世岩浆活动和弧前/弧间沉积作用与怒江洋壳向腾冲地块下俯冲有关。

6 讨论

6.1 混杂岩带的构造属性

前人研究成果表明原始地幔橄榄岩为二辉橄榄岩(橄榄石：55%～60%，Al2O3：3.0%～3.5%)经部分熔融及熔体抽取后形成的残留相为方辉橄榄岩和纯橄岩(橄榄石：70%～80%，Al2O3：0.5%～1.5%)(Bodinier and Godard, 2003)。地幔橄榄岩中的单斜辉石是快速消耗的矿物(Jaques and Green, 1980)，单斜辉石的比例越低，岩石发生部 分 熔 融 的 程 度 越 高 (Dick and Bullen, 1984; Johnsonetal., 1990; Kostopoulos, 1991; Seyleretal., 2001; Arai and Miura, 2016; Seyler and Brunelli, 2018; 王云鹏等，2019)。高黎贡东南缘俯冲增生杂岩带中的蛇纹石化橄榄岩主要为方辉橄榄岩，纯橄岩仅以团块状或透镜状分布于方辉橄榄岩中。方辉橄榄岩中的橄榄石含量在66%～70%，仅含～2%的单斜辉石，纯橄岩中橄榄石含量高达93%，不含单斜辉石，以及方辉橄榄岩中辉石岩脉群附近存在反映地幔橄榄岩部分熔融形成的基性岩浆与地幔橄榄岩反应形成的乳滴状、透镜状辉石岩(图9)，表明该区橄榄岩经历过高度部分融熔和熔体的抽取。岩石地球化学成分和矿物化学成分特征为这一结论提供了有力的证明，具体如下：1)橄榄岩Al2O3(0.2%～0.91%)、CaO(0.01%～0.25%)、Na2O(<0.1%)和K2O(<0.03%)含量很低、轻稀土富集；2)橄榄岩中铬尖晶石Cr#(Cr#=100(molar Cr/(Cr+Al))值除个别点较低(56)或较高(75～94)外其余都在60～70之间，Mg#(Mg#=100(molar Mg/(Mg+Fe2+))值除少量较低(20～26)外其余都分布在39～68之间，橄榄石Fo(Fo=100(molar Mg/(Mg+Fe2+))值相对稳定，分布于90～95之间，橄榄岩铬尖晶石Cr#值大于60(据韦诚，2021)；3)在铬尖晶石Cr#-Mg#指数图解上大部分样品落在SSZ型区，少量落在SSZ型边部克拉通橄榄岩区和远洋橄榄岩区(图10a)，在橄榄石Mg#-铬尖晶石Cr#图解中所有样品都落在SSZ型橄榄岩区，及熔融程度30%以上区域(图10b)。这些特征进一步说明研究区内的地幔橄榄岩是经历了高度部分熔融(>30%)和熔体抽离后的残留相，形成于弧前构造背景，属于SSZ型(Dick and Bullen, 1984; Arai and Yurimoto,1994; Zhou and Robinson,1994, 1997; Dicketal., 2010; Zhouetal., 2014; Arai and Miura, 2016; Karimovetal., 2020；Belousovaetal., 2021; Yangetal., 2021)。

图9 方辉橄榄岩中辉石岩脉及其附近乳滴状、透镜状辉石岩

图10 橄榄岩中橄榄石和铬尖晶石矿物成分判别图解(底图据Arai，1994；数据来源于韦诚，2021)

玄武岩和辉长岩的高TiO2含量、碱性玄武岩性质, 以及Th/Nb和La/Nb都<1，Zr/Nb<10，Al2O3/TiO2<8，尤其是与OIB、E-MORB和N-MORB相比，其稀土配分模式和微量元素蛛网图曲线与OIB几乎完全一致(图11)，结合岩石的主要矿物组合为单斜辉石和斜长石，并含少量富钛角闪石和黑云母(图5c)的特点，说明其属于洋岛型玄武岩。在Nb/Yb-TiO2/Yb、Nb/Yb-Th/Yb、La/Nb-Th/Nb和(Gd/Yb)N-Al2O3/TiO2图解上，所有样品均落在与夏威夷玄武岩一致的OIB区(图12)，进一步说明混杂岩带中玄武岩块和辉长岩块与夏威夷类似，为洋岛/海山型，岩浆来源于富集地幔。

图11 玄武岩和辉长岩球粒陨石标准化稀土配分模式和原始地幔标准化微量元素蛛网图(标准化值据Sun and McDonough, 1989)

图12 玄武岩和辉长岩Nb/Yb-TiO2/Yb、Nb/Yb-Th/Yb、La/Nb-Th/Nb和(Gd/Yb)N-Al2O3/TiO2图解(底图据Pearce, 2005; Safonova et al., 2016)

玄武岩Sm-Nd测试结果(表4)表明，其143Nd/144Nd分布于0.512647～0.51280之间，与南太平洋南端岩浆来源于受到俯冲远洋沉积物改造地幔的Pitcairn洋岛玄武岩一致(Delavaultetal., 2016)。以辉石岩锆石U-Pb年龄185Ma计算出εNd(t)值分布在+2.2～+5.1区间，与密支那玄武岩(+4～+5.3，杨经绥等，2012)相近，略高于区内中侏罗世玄武岩(-0.6～+2.6, 刘旭峰，2021)，但远低于来源于亏损地幔部分熔融的现代大洋中脊玄武岩(+7～+12，Handleretal., 2005)。储著银等(2009)对该区三台山蛇纹石化橄榄岩进行了Sm-Nd同位素测试，我们对其同位素数据按185Ma进行重新计算后得出的εNd(t) 值集中分布在-8.8～-5.3之间，远低于玄武岩εNd(t)值，反映研究区内地幔的不均一性，可能与早期洋壳俯冲的壳幔物质再循环有关(Delavaultetal., 2016；Nelsonetal., 2019; Castilloetal., 2020; Yangetal., 2021)。玄武岩中角闪石和黑云母等含水矿物，以及气孔、方解石、石英等杏仁矿物普遍存在，反映本区玄武岩内含有大量的挥发分和流体。这些流体和挥发份可能是早期俯冲洋壳带入地幔的(Nelsonetal., 2019; Castilloetal., 2020)。19QBL38～41样品单阶段Nd模式年龄集中在523～586Ma，与该区曾经历过原特提斯洋俯冲时代(蔡志慧等，2013；戚学祥等，2019)相近，表明该区地幔受到原特提斯俯冲洋壳物质的改造，形成不均一的富集地幔，并在中特提斯洋形成过程中保留了这种不均一性。

表4 玄武岩和辉长岩全岩Sm-Nd同位素分析结果

总体来看，该区橄榄岩为SSZ型，玄武岩为OIB型，均来自与原特提斯洋壳俯冲和壳幔物质再循环有关的不均一地幔。

高黎贡东南缘由蛇纹石化橄榄岩、玄武岩、辉长岩和含放射虫硅质岩、锰结核的深海沉积岩等块体和鲍马序列发育的浊积岩为基质构成的增生杂岩带，其岩石组合、块体性质和时代与拉萨-南羌塘地块之间班怒带内的SSZ型蛇绿带(Hsüetal.,1995; 潘桂棠等, 2006; Shi, 2007；Shietal., 2008, 2012；Wangetal., 2008；Zhuetal., 2009, 2013, 2015; 强巴扎西等, 2009; 戚学祥等, 2011；黄启帅等, 2012; Liuetal., 2014, 2017；周涛等, 2014; Fanetal., 2015)一致，都与洋陆俯冲有关，唯一区别是前者以浊积岩为基质，后者以基性-超基性岩为主，结合研究区内俯冲增生杂岩基质-浊积岩形成于深海，向东逐渐变浅至半深海-浅海环境(中侏罗世沉积岩)，以及俯冲增生杂岩带西缘高黎贡构造带内发育形成于大陆边缘弧构造背景的早白垩世岩浆岩带，说明高黎贡东南缘混杂岩带是怒江洋向腾冲地块下俯冲过程中刮擦下来的产物，属于俯冲增生杂岩带，构成班公湖-怒江缝合带南向延伸部分。鉴于此，我们认为高黎贡东南缘俯冲增生杂岩带形成经历了如下阶段：1) 晚三叠世-侏罗纪，怒江洋壳开始向腾冲地块下俯冲，富集的岩石圈地幔部分熔融形成的基性熔体上升过程中与地幔橄榄岩反应形成脉状辉石岩，在靠近保山地块的被动大陆边缘，地幔柱引发幔源物质部分融熔形成的玄武岩浆喷发到海底，形成下部为玄武岩，上部为灰岩的海岛/海山。在大洋盆地内低温热液沿洋底断裂带向上运移，进入海底，并与海水混合后SiO2沉积，并有少量铬尖晶石从蛇纹石化橄榄岩中被海底流带入随SiO2一起沉积，形成含铬尖晶石的硅质岩块。远洋沉积物在海底沉积形成含层状放射虫化石硅质岩层的深海沉积，在靠近海沟一带形成鲍马序列发育的浊积岩。同时，因俯冲作用，在靠近腾冲地块活动大陆边缘形成含玄武岩块、含辉石岩脉的蛇纹石化橄榄岩块和含放射虫化石硅质岩、锰结核的深海沉积岩块的增生楔混杂岩；2)早白垩世，俯冲洋壳诱发地幔楔物质部分熔融，形成的基性岩浆向上运移，导致壳源物质部分熔融形成酸性岩浆，这两种岩浆按不同比例混合后侵入上地壳，形成中、酸性侵入岩，喷出地表后形成中、酸性火山岩，并在弧前和弧间形成含火山岩夹层的沉积岩；3)晚白垩世，腾冲地块与保山地块发生碰撞，怒江洋闭合，形成紫红色陆相砂岩、砾岩不整合覆盖在俯冲增生杂岩之上(图13)。

图13 高黎贡东南缘俯冲增生杂岩带与怒江洋俯冲关系

6.2 高黎贡东南缘俯冲增生杂岩带与密支那蛇绿混杂岩带

密支那(Myitkyina)蛇绿混杂岩带位于中缅边境西缘缅甸境内的Tagaung-Myitkyina一带，西以莫冈断裂带为界，东以八莫弧形断裂带构成蛇绿岩带与腾冲地块的边界，整体上形成向两端收敛、走向北北东、长约250km、中间宽约120km的“σ形透镜体”(图14)。

图14 青藏高原东南缘构造影像图(Sagaing断裂带及其分支断裂据Barber, 2020; 吴中海等, 2015; Panda et al., 2018; Ridd et al., 2019及野外观测修订)

蛇绿混杂岩带由地幔橄榄岩、基性岩和沉积岩组成。其中，地幔橄榄岩零星分布，主体为方辉橄榄岩，夹有少量纯橄岩、二辉橄榄岩、异剥橄榄岩; 基性岩随地幔橄榄岩分布，由辉长岩、辉绿岩、斜方辉石岩、单斜辉石岩和枕状玄武岩组成(Htayetal., 2017)。方辉橄榄岩主要由橄榄石、斜方辉石和少量单斜辉石(1%～4%)、铬尖晶石(1%～2%)组成，其岩石和矿物地球化学特征表明其为SSZ型(Liuetal., 2016；魏超等，2018)。席状辉石岩和斜长花岗岩侵位到方辉橄榄岩中，近于平行排列。玄武岩具有流动构造和柱状节理，局部发育枕状构造，其岩石地球化学和低的87Sr/86Sr(i)(0.70367～0.70397)、正的εNd(t)值(+4～+5.3)反映其岩浆来源于亏损地幔，形成于典型的SSZ构造背景(杨经绥等，2012)。辉长岩和斜长花岗岩锆石U-Pb年龄为166～176Ma代表洋壳形成时代(杨经绥等，2012; Liuetal., 2016)。沉积岩由含红色层状硅质岩的复理石沉积建造和低绿片岩相变质岩组成。其中，复理石沉积建造主要为层内滑塌、火焰结构和包卷层理等软沉积变形构造发育的绿色杂砂岩、页岩、块状玄武岩、少量枕状玄武岩、红色、绿色硅质岩和少量硅质凝灰岩组成，其上部为白垩纪灰岩覆盖(Gardineretal., 2018)。硅质岩中放射虫化石反映其形成于侏罗纪(施美凤等，2011；Mitchelletal., 2012；Maungetal., 2014)。变质岩分布于莫冈断裂带东缘，由滑石-绿泥石片岩、绿片岩、棕色千枚岩和少量板岩组成，其时代为晚三叠世(Searleetal., 2017；Riddetal., 2019)。

总体来看，辉长岩和斜长花岗岩锆石U-Pb年龄和放射虫化石表明Tagaung-Myitkyina洋为形成于晚三叠世-侏罗纪的中特提斯洋(Mitchelletal., 2015; Ridd, 2016；Htayetal., 2017)，蛇绿混杂岩的构造属性为SSZ型(杨经绥等，2012; Liuetal. 2016; Zhangetal., 2018)，与高黎贡东南缘俯冲增生杂岩带高度一致。

前人对密支那蛇绿岩带的构造归属进行了广泛的讨论。主要集中在以下三点： 1)根据其形成时代与班怒带蛇绿岩(拉萨-南羌塘地块间的)一致，认为密支那蛇绿岩带是班怒带的南向延伸部分(Liuetal.，2016；魏超等，2018)，但该带东部腾冲地块内的岩浆岩整体上具有自西向东从新生代、晚白垩世到早白垩世逐渐变老的分带性，没有展示出与密支那洋壳俯冲相对应的岩浆岩带。同时，密支那蛇绿岩带距东部分隔腾冲与保山地块的龙陵-瑞丽俯冲增生杂岩带170km，向北为东构造结所截，在空间上是无法与拉萨-南羌塘地块间班怒带相连的；2)密支那蛇绿混杂岩带是从龙陵-瑞丽俯冲增生杂岩带向西大规模逆冲过来的，或是中特提斯洋的分支(Mitchelletal.，2015)，但从龙陵-瑞丽到密支那蛇绿混杂岩带之间的高黎贡造山带、腾冲地块内，未发现大规模逆冲推覆的构造痕迹，沿途亦未见任何蛇绿混杂岩带的残留，显然该观点的证据不足；3)密支那蛇绿岩带是雅鲁藏布新特提斯洋内俯冲的产物，在空间上应与雅鲁藏布缝合带相连(Zaw，2017；杨经绥等，2012)，但雅鲁藏布缝合带中侏罗纪蛇绿岩为MOR型(杨经绥等，2012)，其形成的构造背景不同，以及在密支那蛇绿岩带西部存在一条形成时代、岩石组合特征和构造属性与雅鲁藏布缝合带相同，构成雅鲁藏布缝合带南延部分的Kalaymyo蛇绿岩带(127～95Ma, Pedersenetal., 2010; Liuetal., 2016; Riddetal., 2019)。因此，将密支那蛇绿混杂岩带作为雅鲁藏布缝合带的一部分，难以令人信服。

密支那蛇绿混杂岩带分布于中缅边界西部，其内岩石仅在靠近莫冈断裂带附近存在低緑片岩相变质，在靠近腾冲地块基本没有变质，与其紧邻的腾冲地块内角闪岩相，局部麻粒岩相变质的高黎贡群(或Mogok变质带)变质程度截然不同。从卫星影像上分析，Sagaing主干断裂带向北延伸至Mogok后呈马尾状撒开为4条分支断裂带(吴中海等，2015；Pandaetal., 2018; Riddetal., 2019；Barber, 2020)(图14)。其中，莫冈断裂和西侧班茂断裂带，呈向北东撒开的反S弧形断裂带，具右旋走滑+逆冲性质(吴中海等，2015)。八莫断裂带呈向东北偏转的弧形，沿密支那蛇绿岩带与腾冲地块(Mogok变质带)的边界展布，南部与泸水-龙陵-瑞丽断裂带汇合后，继续向西南方向延伸，在Mogok西并入Sagaing主干断裂带，构成Sagaing断裂带的东部分支(吴中海等，2015；Gardineretal., 2018)。该断裂带在腾冲地块西缘那帮-下石梯一带存在广泛的走向SN-NNE向的新生代糜棱岩化带，糜棱面理和拉伸线理发育。其中，糜棱面理倾向90°～130°，倾角60°～80°，拉伸线理总体向北-北北东倾伏，倾伏角5°～15°，构造指向揭示其右行走滑剪切的运动性质。鉴于此，我们可以认为密支那蛇绿混杂岩带是被八莫右行走滑剪切带位移到腾冲地块西缘的。结合其构造属性、形成时代与高黎贡东南缘俯冲增生杂岩带一致，以及Sagaing 断裂带右行滑移量达330～450km(Mitchell，1984；Pandaetal., 2018)的特点，推测其形成时的位置可能在Tagaung南部，与龙陵-瑞丽俯冲增生杂岩带相连，是腾冲地块与保山-Sibumasu地块间中特提斯洋(怒江洋)向西俯冲并于晚白垩世闭合的产物。在新生代Sagaing断裂带大规模右行走滑剪切过程中，密支那蛇绿混杂岩带被其分支——八莫断裂带右行走滑位移到现今位置，在空间上与龙陵-瑞丽俯冲增生杂岩带近于平行并分列于腾冲地块的两侧。

7 结论

高黎贡东南缘混杂岩带由蛇纹石化橄榄岩、玄武岩/辉长岩、硅质岩、碳酸盐岩、含放射虫化石层状硅质岩和锰结核的深海沉积岩等岩块和浊积岩混杂基质组成。岩块呈规模不等的团块状、透镜状分布于基质中，属于典型的俯冲增生杂岩带。

岩石学、岩石地球化学、矿物成分特征表明蛇纹石化橄榄岩原岩由方辉橄榄岩和少量纯橄岩组成，是经历高度部分熔融的残留相，属于SSZ型；玄武岩/辉长岩为OIB型。橄榄岩和玄武岩Sm-Nd同位素组成，以及稀土元素配分模式和微量元素蛛网图特征反映其源区为富集地幔，并具有壳幔物质再循环的特点。玄武岩Nd同位素单阶段模式年龄(523～586Ma)说明地幔中的壳源物质可能来源于俯冲的原特提斯洋壳。

蛇纹石化橄榄岩中脉状辉石岩锆石U-Pb年龄为185Ma、复理石沉积岩中杂砂岩碎屑锆石U-Pb最小年龄组分布在212～241Ma区间，以及高黎贡早白垩世大陆边缘弧型岩浆岩带，混杂岩带中存在有早白垩世流纹岩/凝灰岩夹层的弧前/弧间沉积，俯冲增生杂岩带被晚白垩世陆相沉积岩不整合覆盖和晚白垩世花岗岩(69～75Ma)侵位的特点，表明怒江洋形成于晚三叠世-早白垩世。其中，蛇纹石化橄榄岩和浊积岩形成于晚三叠世-侏罗纪，早白垩世岩浆活动和弧前/弧间沉积作用与怒江洋壳向腾冲地块下俯冲有关。

高黎贡东南缘混杂岩带北连班怒带，南连密支那蛇绿混杂岩带。在新生代印度板块向北俯冲、碰撞致使青藏高原东南缘块体向东南、南挤出过程中，密支那蛇绿混杂岩带被Sagaing断裂带分支——八莫断裂带右行走滑位移到现今位置。

致谢本文在成文过程中与冯庆来教授、闫臻研究员、吴中海研究员、熊发挥研究员和刘飞副研究员进行了有益的探讨; 刘燕学研究员协助完成野外调研; 牛漫兰教授和王涛研究员认真审阅了初稿并提出了中肯的修改意见，使文章得以完善；中国地质调查局成都中心施美凤高级工程师提供了密支那蛇绿岩带方面的地质资料；在此一并表示衷心感谢！