印度-欧亚大陆侧向碰撞带的地壳组成：始-渐新世岩浆岩继承锆石U-Pb年龄及Hf同位素空间变化的启示*

2022-12-08董猛猛杨天南信迪梁明娟

岩石学报 2022年11期

董猛猛杨天南信迪梁明娟

素有“世界屋脊”之称的青藏高原及其东南缘记录了多期次的构造-岩浆-变质作用及其叠加、改造事件，孕育了极其丰富的矿产资源，是研究大陆碰撞造山过程及其成矿作用(侯增谦等, 2006a, b, c; Tangetal., 2021)、探究高原隆升及其地壳变形机理(Chungetal., 1998; Yangetal., 2021)的天然实验场，历来受到国内外学者的高度关注。青藏高原及其东南缘由多个微地块及其间夹持的古洋盆经历多期次的洋盆消减和陆块拼贴而成(图1)，如东、西羌塘地块之间的龙木措-双湖洋、印支与滇缅泰马地块之间的昌宁-孟连洋、东羌塘地块与松潘-甘孜褶皱带及中咱地块之间的金沙江洋、印支与扬子地块之间的哀牢山洋以及中咱地块与松潘-甘孜褶皱带之间的甘孜-理塘洋等一系列古特提斯洋及其分支依次于二叠纪-晚三叠世期间闭合，从而形成了龙木措-双湖-昌宁-孟连、金沙江-哀牢山和甘孜-理塘缝合带(莫宣学等, 1993; Dengetal., 2014; Yangetal., 2014a)；西羌塘与拉萨地块之间的中特提斯洋(班公湖-怒江洋)于晚侏罗-早白垩世期间闭合，形成了班公湖-怒江缝合带(Yin and Harrison, 2000; Kappetal., 2007; Zhuetal., 2011)；拉萨地块等与印度大陆之间的新特提斯洋(雅鲁藏布洋)于新生代早期闭合，形成了雅鲁藏布江缝合带(Yin and Harrison, 2000; Dingetal., 2003, 2005)。继而，早古近世以来的印度-欧亚大陆碰撞作用强烈地改造了欧亚大陆南缘的构造格架，伴随印度大陆持续北向挤入欧亚大陆内部，最终形成以青藏高原为主体的正向碰撞带和以高原东南缘为代表的侧向(或斜向)碰撞带(图1; Molnar and Tapponnier, 1975; Mattaueretal., 1999; Yin and Harrison, 2000; Burchfiel and Chen, 2012)。在这一时期，一系列新生代岩浆岩随之产生，并分布于整个青藏高原及其东南缘的广大区域(图2; Chungetal., 2005; Yangetal., 2021及其文献)。

图1 青藏高原及其周边地区构造框架图(据任纪舜等, 1999修改)

图2 藏东及藏东南地区构造框架图，示新生代岩浆岩的时-空分布(据Yang et al., 2021修改)

图1展示的正、侧向碰撞带的大地构造格架，基本代表了当前较为普遍接受的看法。实际上，对于这两个碰撞带内构造单元之间及其内部各地块之间的对应关系始终存在争议。如，侧向碰撞带内的印支地块与正向碰撞带内的羌塘地块、侧向碰撞带内腾冲-保山地块与正向碰撞带内的拉萨地块之间是否是一一对应的？侧向碰撞带内的印支地块与扬子地块是何种关系？这些问题关乎古洋-陆格局的合理重建。譬如，对于侧向碰撞带内的印支地块，若其具有华夏古大陆的亲缘性，则印支地块西缘的昌宁-孟连缝合带即代表了已消失的古特提斯主洋盆(Yangetal., 2019; 王保弟等, 2021)。反之，若印支地块具有冈瓦纳大陆的亲缘性，则古特提斯主洋盆应为哀牢山洋(Usukietal., 2013; Wangetal., 2014)。

回答上述问题的关键之一在于揭示相关地块的构造演化历史，即构造-岩浆热事件序列，这是厘定不同地块之间的亲缘关系的必要条件。受益于快速发展的锆石原位U-Pb测年和同位素分析技术(吴福元等, 2007; 李献华等, 2022)，前人已广泛开展沉积岩或变沉积岩中碎屑锆石的U-Pb测年及Hf同位素分析，试图揭示盆地物源区的构造-岩浆事件序列，并与其它地块对比分析，建立不同块体之间的亲缘性关联(Wangetal., 2014; Yangetal., 2019及其中所引文献)。然而，通过碎屑锆石数据而构建的相关地块构造-岩浆事件序列，明显存在如下的局限性：(1)盆地充填物仅仅代表被地表地质事件剥蚀的物源区岩石，碎屑锆石记录的地质事件的完整程度取决于整个地壳的剥露情况；(2)碎屑锆石数据反映的是盆地物源区的地质记录，而非完整的盆地基底，实际上，绝大部分盆地(如前陆盆地)物源区可涉及多个构造单元(Allen and Allen, 2013)，因此，碎屑锆石数据常常被用于讨论大陆碰撞时间(Xuetal., 2010; Dingetal., 2016a)；(3)碎屑锆石数据的区域对比及合理解释还强烈受限于目标地块的研究程度，如地块内岩浆事件、古缝合带是否已被全面地揭示等。

而岩浆岩及其所携带的深源“岩石包体”是有效探测地球深部物质和地质过程的“探针”，更是板块运动与区域构造事件及其演化过程的“储存器”(莫宣学, 2011)。较之于“岩石包体”，作为岩浆岩另类“包体”的继承锆石，同样记录了岩石圈深部过程信息，“探针”效果可能更佳，因为后者与母体岩浆之间的物质交换程度可能更低。此外，与碎屑锆石相比，通过岩浆岩继承锆石数据推演地块构造-岩浆事件序列还具有如下两个明显的优势：

(1)原位性。无论是侵入体还是熔岩，其岩浆通道与地表之间均呈大角度相交(Gill, 2010)。因而，岩浆岩继承锆石均源于岩体(或熔岩)所在地质单元的岩石圈深部，记录的是岩浆岩所在地质单元的构造-岩浆事件信息。当然，近垂直的岩浆通道有可能穿越倾斜的地质单元界面，岩浆岩继承锆石也可能会记录多个地质单元的构造-岩浆事件演化信息。

(2)完整性。岩浆岩侵位过程中经历了局部熔融-同化-存储-均一(melting-assimilation-storage-homogenization, MASH)、同化混染-分异结晶(assimilation-fractional crystallization, AFC)以及岩浆混合(magma mixing)等过程(Hildreth and Moorbath, 1988; 邓晋福等, 2004)。显见，其不仅包含了岩浆源区岩石的构造-岩浆演化信息，在同化混染、岩浆上升、侵位过程中还可能捕获了岩浆穿越区所有岩石内的锆石。这些锆石有可能完整地记录了岩浆岩所在地质单元的构造-岩浆演化历史。

自古近纪早期印度-欧亚大陆开始碰撞以来，正、侧向碰撞带内发育了大量幔源岩浆岩，就位于不同大地构造单元内。这些新生代岩浆岩不单是印度-欧亚大陆俯冲、碰撞动力学过程的物质记录(莫宣学等, 1993)，也是探测不同大地构造单元物质组成、构造-岩浆事件的理想“探针”。为此，诸多学者对这些新生代岩浆岩开展了大量的锆石年代学、锆石Hf-O同位素、全岩地球化学分析测试，积累了相当数量的高质量数据(图2; Maetal., 2014; Dingetal., 2016b; Zhaoetal., 2016a, 2020; Wangetal., 2018; Tongetal., 2019; Liaoetal., 2020; Shenetal., 2021; Chenetal., 2022a, b; Dongetal., 2022及其文献)。其中就包含有许多继承锆石数据，但目前相关文献鲜有触及其地质含义的深入解析。

鉴此，本文以印度-欧亚大陆侧向碰撞带内NEE向新生代岩浆岩带(Yangetal., 2021; 具体定义见下文)为研究对象，详细收集、梳理该岩浆岩带内始-渐新世岩浆岩内继承锆石的U-Pb年代学和Hf同位素数据，尝试利用这些数据揭示侧向碰撞带内相关大地构造单元的构造-岩浆事件序列，通过综合、对比，探讨其可能的大地构造亲缘性。

1 正向及侧向碰撞带与NEE向岩浆岩带

正向碰撞带(orthogonal collision belt)是指板块汇聚方向与造山带边界呈大角度相交的碰撞带部分，而侧向碰撞带(oblique collision belt)则是指板块汇聚方向与造山带边界呈小角度相交的碰撞带部分(张洪瑞和侯增谦, 2015)。在新生代印度-欧亚大陆碰撞过程中，印度大陆大致沿N14°E方位向北挤入到欧亚大陆内部超过2000km，在印度大陆以北形成近E-W走向的正向碰撞带(西藏-喜马拉雅造山带)、在印度大陆以东形成近N-S走向的侧向碰撞带(青藏高原东南缘; 图1; Molnar and Tapponnier, 1975; Mattaueretal., 1999; Yin and Harrison, 2000; Burchfiel and Chen, 2012; Yangetal., 2021)。随着印度大陆的持续向北推移，侧向碰撞带也持续向北生长。换言之，正、侧向碰撞带的分界线位置随碰撞作用的发展逐步向北迁移(Yangetal., 2021; 廖程, 2021)。

青藏高原及其东南缘新生代沉积盆地构造属性的时-空变化，清晰反映了上述分界线的迁移过程。Yangetal.(2021)和廖程(2021)详细收集、整理并分析了青藏高原及其东南缘地区新生代沉积盆地的时-空变化特点，发现：(1)始新世前陆盆地均发育于地球物理上岩石圈结构分界线，即北纬26°线(the Latitude 26°N Line; Levetal., 2006)以北地区(图2中的L1/LB)；(2)中新世(<23Ma)前陆盆地大致发育于龙门山断裂带的西南延伸线(图2中的L2)以南地区，该延伸线以北的中新世沉积记录表现为超级大湖盆沉积(Wuetal., 2008)，藏北、藏东地区的中新统地层至今依然保持近水平状态(Clarketal., 2006; Whippleetal., 2017)。由此，可将现今的侧向碰撞造山带划分成具有不同演化历史的三段：藏东、岩石圈过渡带、藏东南(图2; Yangetal., 2021)。基于岩石圈过渡带的地壳变形历史(Yangetal., 2021; Liangetal., 2022)，并结合其他地质、地球物理和GPS等多方面资料，印度-欧亚大陆碰撞作用历史可划分为三个阶段：(1)60～48Ma，印度大陆岩石圈向北俯冲；(2)48～25Ma，印度-欧亚大陆碰撞；(3)约25Ma开始，印度大陆岩石圈再次向北、向东俯冲(Yangetal., 2021; Liangetal., 2022)。

得益于近年国内充足的研究经费，侧向碰撞带内大部分新生代岩浆岩已被取样、测年和分析，这些年龄的空间分布基本可以反映新生代岩浆岩的时-空展布。综合现已发表的新生代岩浆岩年代学数据发现，约70%的岩浆岩测年数据分布于24°～28°N之间，形成了一条长约550km、宽约250km的NEE向新生代岩浆岩带(下称岩浆岩带; 图2; Yangetal., 2021)。该岩浆岩带与前述岩石圈过渡带重合，其西起右行走滑的实皆断裂，东至左行走滑的小江断裂，南、北两侧边界分别为地球物理上岩石圈结构分界线(L1/LB; Levetal., 2006)、龙门山断裂西南延伸线(L2; 图2)。这些年代学数据还显示，其岩浆岩成岩年龄自SWW至NEE方向逐渐变新(图2中灰色箭头方向)。该岩浆岩带自西向东依次穿越腾冲、保山、印支和扬子地块西缘(图2)，其中的继承锆石记录了各自所在地块的构造-岩浆事件序列。

2 数据来源与构造单元的划分

2.1 数据的收集与筛选

本文详细收集、整理了岩浆岩带内现已发表的始-渐新世岩浆岩锆石U-Pb年代学及Hf-O同位素数据，合计8460个单颗粒锆石测点年龄、3934个锆石Hf同位素数据、301个锆石O同位素数据；这些数据的样品位置见图3。用于分选锆石的岩石类型以中-酸性岩为主，包括正长岩、正长斑岩、二长斑岩、石英二长斑岩、花岗岩、花岗闪长岩、花岗斑岩、二长花岗岩、二长花岗斑岩、安山岩、粗面岩、粗面英安岩和流纹岩等。此外，还包括少量的基性岩，如辉石岩、辉绿岩和煌斑岩等。鉴于数据质量参差不齐，我们按照如下原则对所有数据进行筛选、确定的有效数据中，有单颗粒继承锆石测点年龄1233个、Hf同位素数据145个(图4、图5、电子版附表1)。

图3 青藏高原东南缘NEE向岩浆岩带构造简图，示始-渐新世岩浆岩的分布

图4 青藏高原东南缘NEE向岩浆岩带内始-渐新世岩浆岩继承锆石U-Pb年龄的频率分布图

图5 青藏高原东南缘NEE向岩浆岩带内始-渐新世岩浆岩继承锆石Hf同位素组成(数据来源于附表1)

上述数据均具有如下特征：

(1)具有确定的取样位置信息；

(2)具有完整的分析方法(如SHRIMP、SIMS和LA-ICP-MS等)、分析过程以及锆石结构的描述；

(3)锆石U-Pb年龄的谐和度≥80%；

(4)为岩浆成因锆石；

(5)单颗粒锆石测点表面年龄值小于1000Ma时选用206Pb/238U年龄值；大于1000Ma时，则选用207Pb/206Pb年龄值(Gehrelsetal., 2008)；

(6)具有单颗粒锆石测定年龄的Hf同位素数据。

2.2 Hf同位素数据的重新计算

为了消除不同文献采用略有不同的标准参数值[如，(176Lu/177Hf)CHUR、(176Hf/177Hf)CHUR、(176Lu/177Hf)DM、(176Hf/177Hf)DM]进行计算所造成的εHf(t)值、模式年龄(tDM、tDMC)的差别，本文对所有收集的锆石Hf同位素数据按如下统一标准进行了重新计算：

εHf(t)={[(176Hf/177Hf)S-(176Lu/177Hf)S×(eλt-1)]/[(176Hf/177Hf)CHUR-(176Lu/177Hf)CHUR×(eλt-1)]-1}×10000;

tDM=1/λ×ln{1+[(176Hf/177Hf)S-(176Hf/177Hf)DM]/[(176Lu/177Hf)S-(176Lu/177Hf)DM]};

tDMC=tDM-(tDM-t)[(fCC-fS)/(fCC-fDM)];

fLu/Hf=(176Lu/177Hf)S/ (176Lu/177Hf)CHUR-1;

fCC=(176Lu/177Hf)mean crust/ (176Lu/177Hf)CHUR-1;

fS=fLu/Hf;

fDM=(176Lu/177Hf)DM/ (176Lu/177Hf)CHUR-1

式中，(176Lu/177Hf)S和(176Hf/177Hf)S为样品测定值；(176Lu/177Hf)CHUR=0.0332，(176Hf/177Hf)CHUR=0.282772(CHUR: Chondritic uniform reservoir; Blichert-Toft and Albarède, 1997)；(176Lu/177Hf)DM=0.0384，(176Hf/177Hf)DM=0.28325(DM: Depleted mantle; Griffinetal., 2000)；(176Lu/177Hf)mean crust=0.015(Griffinetal., 2002)；λ=1.867×10-11yr-1(Söderlundetal., 2004)；fCC、fS、fDM分别为大陆地壳、样品和亏损地幔的fLu/Hf；t为单颗粒锆石的测定年龄(Ma)。

2.3 构造单元的划分

前人(莫宣学等, 1993; Dengetal., 2014)将青藏高原东南缘大陆侧向碰撞带自西向东划分为4个构造单元，依次为腾冲、保山、印支和扬子地块，其间以断裂带分界，自西向东依次为怒江-龙陵-瑞丽断裂(腾冲与保山地块之间)、澜沧江断裂(保山与印支地块之间)和金沙江-红河断裂(印支与扬子地块之间; 图3)。NEE向岩浆岩带则横穿这四个地块，带内岩体在不同地块内形成一系列的集中出露区(点)(图3)。其中，腾冲地块主要包括那邦、铜壁关、苏典、邦外、来利山、梁河和高黎贡山等，保山地块主要包括双脉地、漕涧和碧罗雪山-崇山等，印支地块主要包括卓潘、巍山、点苍山和马登等，而扬子地块则主要包括永仁、大姚、姚安、弥渡、祥云、宾川、北衙、六合、剑川、石鼓、永胜、宁蒗和木里等集中区。

3 结果

3.1 锆石U-Pb测年数据

在NEE向岩浆岩带内，共有1233个始-渐新世岩浆岩继承锆石测年数据。这些数据几乎连续记录了新太古代(最老2706±6Ma) 以来的重要构造-岩浆事件，集中分布在4个主要的年龄区间(图4a)，分别为：(1)897～700Ma，占据26.12%的锆石年龄，峰值年龄为816Ma和774Ma；(2)546～353Ma，占据14.19%的锆石年龄，峰值年龄为420Ma；(3)299～ 204Ma，占据21.41%的锆石年龄，峰值年龄为224Ma；(4)150～51Ma，占据12.25%的锆石年龄，峰值年龄为75Ma；其余26.03%的锆石年龄值较为分散，未构成明显的年龄峰(图4a)。

如果将不同构造单元分开来看，各个地块之间继承锆石的年龄值则显示出一定的差别(图4b-e)。现分别叙述如下：

扬子地块886颗继承锆石测年结果显示了3个年龄群(图4b)。其中，32.28%的锆石年龄值集中在897～700Ma之间，具有两个峰值年龄，分别为819Ma和774Ma；22.91%的锆石年龄值集中在299～204Ma之间，显示一个年龄主峰(峰值年龄为221Ma)以及一个次级年龄峰(峰值年龄为284Ma)；6.66%的锆石年龄值集中在150～51Ma之间，主峰值年龄为114Ma，次级峰值年龄为135Ma；其余38.15%的锆石年龄值较为分散，未构成明显的年龄峰，但在546～358Ma之间出现三个次级峰值年龄，分别为525Ma、446Ma和359Ma(图4b)。

印支地块176个继承锆石测年数据显示了4个年龄群(图4c)。其中，17.71%的锆石年龄值集中在896～714Ma之间，无明显的峰值年龄，但出现四个极弱的次级峰值年龄，分别为866Ma、826Ma、782Ma和742Ma。16.57%的锆石年龄值集中在491～353Ma之间，主峰值年龄为418Ma，次级峰值年龄为389Ma和354Ma。23.43%的锆石年龄值集中在298～204Ma之间，峰值年龄为238Ma。在这两个古生代锆石群之间还存在一个322Ma的年龄峰。13.14%的锆石年龄值集中在149～68Ma之间，主峰值年龄为147Ma，次级峰值年龄为100Ma；其余29.15%的锆石年龄值较为分散，未构成明显的年龄峰，如2575～2460Ma和1896～1821Ma(图4c)。

保山地块42个继承锆石测年数据显示了2个年龄群(图4d)。33.33%的锆石年龄值集中分布在253～206Ma之间，峰值年龄为211Ma；30.95%的锆石年龄值集中分布在108～55Ma之间，峰值年龄为80Ma；其余35.72%的锆石年龄值较为分散，由于数据量小，未构成明显的年龄峰，如415～354Ma(图4d)。

腾冲地块130个继承锆石测年数据显示了2个年龄群(图4e)。38.46%的锆石年龄值集中分布在540～358Ma之间，主峰值年龄为424Ma，次级峰值年龄375Ma；43.08%的锆石年龄值集中分布在130～53Ma之间，主峰值年龄为73Ma，次级峰值年龄为127Ma；其余18.46%的锆石年龄值较为分散，未构成明显的年龄峰，如282～212Ma(图4e)。

3.2 锆石Hf同位素数据

NEE向岩浆岩带继承锆石的Hf同位素数据如图5所示。本次共收集到可利用的Hf同位素数据145个，其中扬子地块109个、印支地块9个、腾冲地块27个(附表1)，而保山地块缺乏始-渐新世岩浆岩继承锆石Hf同位素数据的报道。从图5可以看出，不同地块之间表现为差异性的Hf同位素组成特征，分别叙述如下：

扬子地块岩浆岩的继承锆石Hf同位素数据最多(图5)，它们的εHf(t)值变化大，正值或负值均有(-31.80～20.15)，初始176Hf/177Hf比值为0.28112～0.28299，对应的二阶段Hf模式年龄值(tDMC)为3303～394Ma(附表1)。其中，38.53%的继承锆石具有正的εHf(t)值(0.20～20.15)，高的初始176Hf/177Hf比值(0.28212～0.28299)和低的tDMC值(1699～394Ma)；61.47%的继承锆石具有负的εHf(t)值(-31.80～-0.03)，低的初始176Hf/177Hf比值(0.28112～0.28259)和高的tDMC值(3303～1333Ma; 附表1)。分时段来看，具有富集与亏损Hf同位素属性的新元古代与印支期锆石数量基本相同，而古生代锆石则绝大部分显示强烈富集的Hf同位素特点(图5)。

印支地块的继承锆石Hf同位素数据最少(图5)。除了一颗继承锆石具有弱正的εHf(t)值(0.64)外，其他数据均具有负的εHf(t)值(-7.29～-0.83)(附表1)。其中，具有正εHf(t)值的继承锆石对应的初始176Hf/177Hf比值和tDMC值分别为0.28241和1508Ma；具有负的εHf(t)值的继承锆石对应的初始176Hf/177Hf比值和tDMC值分别为0.28217～0.28260和2033～1415Ma(附表1)。

腾冲地块具有中等数量的继承锆石Hf同位素数据(图5)。它们同样具有正或负的εHf(t)值(-8.34～10.88)，初始176Hf/177Hf比值和tDMC值分别为0.28245～0.28293和1727～671Ma(附表1)。其中，44.44%的继承锆石具有正的εHf(t)值(1.37～10.88)，高的初始176Hf/177Hf比值(0.28268～0.28293)和低的tDMC值(1043～671Ma)；55.56%的继承锆石具有负的εHf(t)值(-8.34～-3.28)，低的初始176Hf/177Hf比值(0.28245～0.28265)和高的tDMC值(1727～1337Ma; 附表1)。相对于扬子地块，腾冲地块继承锆石的εHf(t)值、初始176Hf/177Hf比值和tDMC值分布均较为集中(图5、附表1)。

4 讨论

4.1 侧向碰撞带内各地块的构造-岩浆事件序列

分析上述始-渐新世岩浆岩继承锆石U-Pb年龄和Hf同位素数据可以看出，侧向碰撞带NEE向岩浆岩带内不同地块所记录的构造-岩浆事件序列既有差异，也存在诸多相似之处，其构造含义值得进一步讨论。

4.1.1 扬子地块

继承锆石测年结果揭示扬子地块记录了3次明显的构造-岩浆事件，分别为新元古代早期(897～700Ma，峰值年龄为819Ma和774Ma)、二叠-三叠纪(299～204Ma，主峰值年龄为221Ma，次级峰值年龄为284Ma)和白垩纪-古新世(150～51Ma，峰值年龄为114Ma)，其它锆石年龄值的分布零散(图4b)。

(1)897～700Ma。该期构造-岩浆事件在扬子地块内部具有广泛出露的岩石记录，岩石类型主要包括超基性-基性岩、花岗岩侵入体和双峰式火山岩，这些岩石侵位于830～690Ma，并且形成于地幔柱相关的大陆裂谷环境(Lietal., 1999, 2002; Lingetal., 2003; Zouetal., 2020)。华南板块位于澳大利亚-东南极洲和劳亚大陆之间，它是Rodinia超大陆的重要组成部分(Lietal., 1995)，而扬子地块又是华南板块的重要组成部分。已有研究表明，华南板块下部存在一个以它为中心的大地幔柱，其陆内裂谷的发育和Rodinia超大陆的裂解被认为是该地幔柱作用的结果(Lietal., 1999, 2008)。继承锆石Hf同位素显示其εHf(t)值变化大(正和负均有; 图5)，指示存在不同的岩浆源区。因此，继承锆石记录的新元古代早期的构造-岩浆事件可能是Rodinia超大陆裂解的响应。

(2)299～204Ma。扬子地块内具有明确数据限定的二叠-三叠纪岩浆事件仅有著名的晚二叠世(～260Ma)峨眉山大火山省(E-LIP)，其分布于扬子地块西缘，岩石类型主要包括玄武岩和相关的火山碎屑岩，以及同时代或稍年轻的基性-超基性和酸性侵入岩，代表了另一次地幔柱活动事件(Heetal., 2007; Xuetal., 2008; Wangetal., 2020)。年代学研究表明，峨眉山火山作用发生在一个很短的时间范围内(主喷发阶段为(259～262)±3Ma; Heetal., 2007)，古地磁证据表明其就位时间不超过3Myr(257～260Ma; Zhengetal., 2010; Liuetal., 2012)。但是，扬子地块内始-渐新世岩浆岩继承锆石测年结果显示出早二叠-晚三叠世的宽阔年龄变化(299～204Ma)，其峰值年龄为221Ma(图4b)。显然，除了晚二叠世E-LIP事件外，扬子地块基底内还记录了明显的印支期构造-岩浆事件，尽管印支期岩浆岩的地表记录并不明显。继承锆石Hf同位素的εHf(t)值变化也大(正和负均有; 图5)，指示了差异性的岩浆源区。在扬子地块西缘，部分古特提斯洋俯冲形成的岩体直接就位于扬子地块的古生界盖层(Xinetal., 2018)。通过构造、岩石地球化学、年代学综合研究，Xinetal.(2018)还提出，在新生代岩浆岩集中分布区域，古特提斯洋很可能发生了低角度俯冲，其对上盘板块的影响范围应该明显大于高角度俯冲带。始-渐新世岩浆岩继承锆石数据表明，古特提斯洋的俯冲作用不单影响了扬子地块的西缘，还影响了其内部相当大的范围。

(3)150～51Ma。该期构造-岩浆事件在扬子地块内部缺乏出露地表的岩石记录，表明该事件记录于扬子地块基底岩石中。然而，华夏地块西缘的右江裂谷盆地内部发育有晚白垩世(108～77Ma)花岗岩(如云南个旧、薄竹山、老君山和广西大厂岩体)，这些花岗岩具有负的εNd(t)值(-11.0～-6.9)和负/弱正的εHf(t)值(-9.6～1.2)，表明它们主要起源于壳源物质的部分熔融，并有少量幔源物质的加入(Chengetal., 2013; Zhaoetal., 2018; 徐容等, 2018)。综合区域地质证据，认为华南板块西缘晚白垩世岩浆活动可能受控于新特提斯洋的俯冲(徐容等, 2018)。始-渐新世岩浆岩继承锆石Hf同位素数据显示负的εHf(t)值(图5)，指示其具有地壳来源的属性。因此，扬子地块可能记录了新特提斯洋的东向俯冲过程。

此外，继承锆石数据还显示，早-中古生代(546～358Ma)构造-岩浆事件在扬子地块也有记录，尽管只显示三个次级年龄峰，分别为525Ma、446Ma和359Ma(图4c)。不幸的是，该期事件也没有出露地表的岩石记录，表明它们仅记录在扬子地块基底岩石中。这些继承锆石绝大多数表现为负的εHf(t)值(图5)，其构造含义值得进一步探讨。

4.1.2 印支地块

继承锆石测年数据显示，印支地块记录了4次显著的构造-岩浆事件，分别为新元古代(896～714Ma)、奥陶-泥盆纪(491～353Ma，峰值年龄为418Ma)、二叠-三叠纪(298～204Ma，峰值年龄为238Ma)和白垩纪(149～68Ma, 峰值年龄为100Ma)，其它锆石年龄值的分布零散(图4c)。

(1)896～714Ma。现有的地质资料表明，三江地区的印支地块内部并未出露新元古代早期的岩浆岩。然而，继承锆石年龄值显示，与扬子地块一样，印支地块也记录了新元古代早期(896～714Ma)的构造-岩浆事件(图4b, c)，指示它们可能共同记录了Rodinia超大陆的裂解过程。

(2)491～353Ma。印支地块内部的局部地区出露的中-基性和中-酸性火成岩(如大中和、大平掌地区和澜沧江带附近)记录了该期构造-岩浆事件，它们形成于晚寒武-早泥盆世(495～401Ma)，地球化学数据显示其具有活动陆缘弧的特征，正的εNd(t)值(2.6～8.8)，正的或负的εHf(t)值(-10.4～9.9)，指示了原特提斯洋的东向俯冲消减作用(毛晓长等, 2012b; 汝珊珊等, 2012; Nieetal., 2015; Liuetal., 2021; Weietal., 2022)。

(3)298～204Ma。该期构造-岩浆事件在印支地块内部具有广泛出露的岩浆岩记录。二叠纪-晚三叠世(约280～210Ma)期间，古特提斯洋(龙木措-双湖-昌宁-孟连洋)向北、北东俯冲至东羌塘和印支地块之下，形成了著名的江达-维西-云县陆缘弧(Yangetal., 2011, 2014a; 梁明娟等, 2015; 唐靓等, 2016; Xinetal., 2018; 杨天南等, 2019)。这些陆缘弧岩浆岩的锆石εHf(t)值(正和负均有)指示，其具有壳-幔混合来源(Yangetal., 2011, 2014a; 梁明娟等, 2015)。继承锆石记录的二叠-三叠纪构造-岩浆事件正是古特提斯洋向北、北东俯冲消减作用的响应。

(4)149～68Ma。该期构造-岩浆事件在印支地块内部仍缺乏出露地表的岩浆岩记录，尽管少量的钻孔数据被报道，表明该事件主要记录于基底岩石中，可能指示新特提斯洋的东向俯冲(Xieetal., 2020, 2022)。

4.1.3 腾冲地块

腾冲地块位于冈瓦纳大陆的北缘，一直以来被认为具有冈瓦纳大陆的亲缘性(Fontaine, 2002; Metcalfe, 2002)。继承锆石测年数据显示，腾冲地块记录了2次显著的构造-岩浆事件，分别为早-中古生代(540～358Ma，峰值年龄为424Ma)和白垩纪-古新世(150～ 53Ma，峰值年龄为73Ma)，其它锆石年龄值的分布零散(图4e)。

(2)150～53Ma。腾冲地块内部广泛出露地表的岩浆岩记录了该期构造-岩浆事件，岩石类型主要包括S型和I型花岗岩(Xuetal., 2012; Maetal., 2014; Zhaoetal., 2017a, 2020; Chenetal., 2022a, b)。S型花岗岩遍布整个腾冲地块，它们具有负的εHf(t)值，指示其起源于下地壳变沉积岩的部分熔融(Xuetal., 2012; Zhaoetal., 2017a, 2020; Chenetal., 2022a, b)。而I型花岗岩仅分布在腾冲地块西侧，它们具有正的或弱负的εHf(t)值，指示其起源于下地壳基性岩的部分熔融(Xuetal., 2012; Maetal., 2014)。地球化学数据显示，这些花岗岩形成于火山弧或同碰撞及后碰撞的构造环境，被认为是新特斯特洋俯冲消减过程的产物(Xuetal., 2012; Chenetal., 2022a, b)。继承锆石的εHf(t)值(正的或负的均有; 图5)指示了不同的岩浆源区。它们记录的白垩纪-古新世构造-岩浆事件正是新特提斯洋俯冲消减作用的响应。

此外，继承锆石数据显示，腾冲地块还记录了二叠-三叠纪(282～212Ma)构造-岩浆事件，尽管它们的峰值年龄不够凸显(图4c)。幸运的是，腾冲地块内部的那邦、片马、梁河、盈江和芒市等地区出露了该期次(264～196Ma)岩浆岩，其岩石类型主要包括变辉长岩、闪长岩、石英闪长岩、花岗闪长岩和花岗岩(丛峰等, 2010; 李再会等, 2010; 李化启等, 2011; 邹光富等, 2011; 黄志英等, 2013; Zhuetal., 2018)。这些岩浆岩被认为是古特提斯洋两阶段演化的产物，即：早阶段(晚二叠-早三叠世)古特提斯洋俯冲产生了一系列的幔源岩浆岩，晚阶段(晚三叠世)陆-陆碰撞产生了大量的壳源花岗质岩石(Zhuetal., 2018)。

4.1.4 保山地块

继承锆石测年数据显示，保山地块也记录了两次显著的构造-岩浆事件，分别为三叠纪(253～206Ma，峰值年龄为211Ma)和晚白垩-古新世(108～55Ma，峰值年龄为80Ma)，其它锆石年龄值的分布零散(图4d)。

(1)253～206Ma。该期事件在保山地块内部具有出露良好的岩浆岩记录，如癞痢头山、云岭、耿马和木厂岩体，这些岩体形成于晚二叠-晚三叠世(266～225Ma; Yeetal., 2010; 聂飞等, 2012; 赵世启, 2017; 王传斌, 2019)。其中，癞痢头山、云岭和耿马岩体形成于中-晚三叠世(239～225Ma)，主要发育S型花岗岩，它们具有负的εHf(t)值(-26.8～-8.2)和古老的Hf同位素模式年龄(2700～1200Ma)，表明其起源于古老的地壳物质部分熔融，并有不同程度的幔源物质加入(聂飞等, 2012; 赵世启, 2017)。而木厂岩体形成于晚二叠-晚三叠世(266～228Ma)，发育A型碱性花岗岩，它们具有正的εNd(t)值(0.7～3.4)和εHf(t)值(0.7～ 9.7)，年轻的Nd(940～731Ma)和Hf(1092～588Ma)模式年龄，表明其可能起源于新元古代基性岩的部分熔融(Yeetal., 2010; 王传斌, 2019)。这些S型和A型花岗岩的地球化学数据显示，它们均形成于晚碰撞-后碰撞构造环境，指示了古特提斯洋闭合后的陆-陆碰撞过程(Yeetal., 2010; 聂飞等, 2012; 赵世启, 2017; 王传斌, 2019)。

(2)108～55Ma。该期事件在保山地块内部同样具有出露良好的岩浆岩记录，如柯街、蚌渺-桦桃林和漕涧岩体，这些岩体形成于晚白垩-古新世(93～60Ma; 陶琰等, 2010; 董美玲等, 2013; 禹丽等, 2014, 2015)。这些岩体主要发育S型花岗岩，具有负的εHf(t)值(-15.8～-1.1)和古老的Hf同位素模式年龄(2000～1200Ma)，表明其起源于古老的地壳物质重熔，并有少量幔源物质的混入(董美玲等, 2013; 禹丽等, 2014, 2015)。这些晚白垩-古新世花岗岩的形成与新特提斯洋的俯冲及随后的陆-陆碰撞过程有关(董美玲等, 2013; 禹丽等, 2014, 2015)。

此外，继承锆石数据显示，保山地块还记录了中古生代(415～354Ma)构造-岩浆事件，尽管它们的峰值年龄不甚凸显(图4d)。然而，保山地块出露地表的岩浆岩记录了早古生代(502～448Ma)构造-岩浆事件，岩石类型主要包括蛇绿岩(变橄榄岩、堆晶辉长岩、变辉长岩、斜长角闪岩和变玄武岩)、变质火山岩(玄武质、安山质岩石)、I型花岗岩和S型花岗岩(Liuetal., 2009; 杨学俊等, 2012; Dongetal., 2013; Wangetal., 2013a, b, 2015; Zhaoetal., 2014, 2017b; Lietal., 2016; Xingetal., 2017)。Wangetal.(2013b)报道了南汀河基性岩具有弧后盆地环境的地球化学亲缘性；一些变质火山岩地球化学性质同样显示弧火山岩的特征(杨学俊等, 2012; Xingetal., 2017)。此外，同时代的I型花岗岩也发育于此(Liuetal., 2009)。这些事实可能是原特提斯洋俯冲作用的结果。早古生代的S型花岗岩显示同碰撞或后碰撞环境特征，指示了碰撞造山作用的存在(Dongetal., 2013; Wangetal., 2013a, 2015; Zhaoetal., 2014, 2017b; Lietal., 2016)。因而，保山地块早古生代(502～448Ma)岩浆事件记录了原特提斯洋的俯冲及随后的陆-陆碰撞过程，而中古生代(415～354Ma)继承锆石仅记录在基底岩石中，缺乏出露地表的岩石记录，可能指示后碰撞作用的发生。

4.2 不同地块的构造亲缘性

从前述讨论可以看出，始-渐新世岩浆岩继承锆石数据揭示了侧向碰撞带内各地块不仅记录了出露于地表的构造-岩浆事件，还记录了地块内部基底岩石(未出露于地表)的构造-岩浆事件。显然，继承锆石数据展示的地块构造演化历史更为完整，这为构建不同地块之间的构造亲缘性提供了必要条件。

4.2.1 扬子与印支地块

基于NEE向岩浆岩带内始-渐新世岩浆岩继承锆石年龄值分布特征，并结合其构造-岩浆事件序列对比发现，扬子与印支地块记录了近乎一致的构造-岩浆事件序列(图4b, c)，主要表现为：(1)零散的新元古代之前的地质事件；(2)新元古代早期的Rodinia超大陆裂解事件，尽管印支地块缺乏该时期构造-岩浆事件的地表出露；(3)晚志留-早泥盆世的原特提斯洋俯冲消减作用，尽管扬子地块未构成明显的峰值，也无该时期构造-岩浆事件的地表出露；(4)早二叠-晚三叠世古特提斯洋俯冲事件，尽管扬子地块内部还记录了一次晚二叠世地幔柱活动(Heetal., 2007; Xuetal., 2008; Wangetal., 2020)；(5)白垩纪-古新世的新特提斯洋俯冲事件，尽管二者均无该期构造-岩浆事件的地表出露。

新元古代早期的构造-岩浆事件形成了扬子、印支地块的结晶基底(云南省地质矿产局, 1990)，印支期古特提斯洋的俯冲改造了扬子及印支地块的结晶基底，并在印支地块表层形成了弧岩浆岩带(Yangetal., 2014a)。实际上，这两个地块的沉积盖层也具有高度的相似性。扬子地块西缘结晶基底的上覆盖层为古生界台地相沉积序列，被晚二叠世峨眉山玄武岩不均匀覆盖；三叠系灰岩、细粒碎屑岩与下伏地层之间为平行不整合接触；白垩系及其上覆红层(红色砂泥岩)主要发育于楚雄盆地等地区(云南省地质矿产局, 1990)。而印支地块内部同样发育古生界浅海相、台地相沉积盖层(三江造山带地质图编图委员会, 1986)，只是其与扬子地块之间的差别始于二叠纪，即二叠-三叠纪弧火山岩覆盖在石炭系-下二叠统灰岩之上(Yangetal., 2014a)。显然，这种差别是源于古特提斯洋的俯冲作用。因而，始-渐新世岩浆岩继承锆石数据支持我们先前提出的观点(Yangetal., 2014a)，即扬子与印支地块属于同一地块，可能从未被完全分开。

从古地磁证据(Lietal., 2004)来看，早志留-晚二叠世期间，印支地块与华南地块有相似的古纬度，并记录了向北漂移的历史。

可见，始-渐新世岩浆岩继承锆石数据、地层组合以及古地磁资料表现出较好的一致性，均指示扬子与印支地块之间存在构造亲缘性，二者本属同一地块，甚至从未被完全分开。

4.2.2 腾冲与保山地块

NEE向岩浆岩带内始-渐新世岩浆岩继承锆石年龄分布，并结合其构造-岩浆事件序列对比发现，腾冲与保山地块也记录了相似的构造-岩浆事件(图4d, e)，主要表现为：(1)零散的前寒武纪构造事件；(2)早-中古生代的结晶基底记录，尽管保山地块继承锆石数据不够凸显，但该期构造-岩浆事件具有较好的地表出露(Liuetal., 2009; 杨学俊等, 2012; Dongetal., 2013; Wangetal., 2013a, b, 2015; Zhaoetal., 2014, 2017b; Lietal., 2016; Xingetal., 2017)；(3)二叠-三叠纪古特提斯洋的演化过程，尽管腾冲地块继承锆石数据不够凸显，但该期构造-岩浆事件具有较好的地表出露(丛峰等, 2010; 李再会等, 2010; 李化启等, 2011; 邹光富等, 2011; 黄志英等, 2013; Zhuetal., 2018)；(4)晚白垩-古新世新特提斯洋的演化过程。

可以说，腾冲与保山地块不仅在构造-岩浆序列上表现为较好的一致性，而且其地层组合、古生物和古纬度等方面证据也较为相似。因而，腾冲与保山地块具有构造亲缘性，大概率同属一个独立的地块。

4.3 侧向碰撞带内古老地块的拼贴历史

侧向碰撞带内各古老地块的始-渐新世岩浆岩继承锆石所记录的构造-岩浆事件，一定程度上反映了它们的拼贴过程。一般说来，两个相邻地块的最早一期共享构造-岩浆事件代表两者拼贴的最晚时限；相反，两个相邻地块的最晚期不同构造-岩浆事件指示两者拼贴的最早时限，即其尚未发生拼贴。

继承锆石测年结果显示，扬子与印支地块记录了近乎一致的构造-岩浆事件序列，其中最早一期共享构造-岩浆事件为新元古代早期(897～700Ma; 图4b, c)。该期构造-岩浆事件在扬子地块内部表现为两个明显的峰值年龄(819Ma和774Ma; 图4b)。尽管印支地块内部峰值年龄不明显，但二者具有相同的峰期区间(850～750Ma; 图4b, c)。如果说扬子和印支地块是两个独立的地块，那么二者在819～774Ma之前就已经拼合在一起。也就是说，扬子与印支地块拼贴的下限时间为新元古代早期(819～774Ma)。限于扬子与印支地块均零散记录新元古代早期之前的地质事件，因而尚无法确定二者拼合的上限时间。可见，扬子与印支地块在新元古代早期(819～774Ma)就已经完全拼贴在一起。然而，印支与扬子地块不仅在构造-岩浆事件序列近乎一致，而且地层组合和古纬度方面也表现为较好的一致性(如上所述)，表明二者存在极好的构造亲缘性。因此，我们认为扬子和印支地块更可能为同一个地块，自始至终从未被完全分开。

继承锆石测年结果还显示，腾冲与保山地块也记录了相似的构造-岩浆事件序列，其中最早一期共享构造-岩浆事件为早-中古生代(540～358Ma; 图4d, e)。该期构造-岩浆事件在腾冲地块内部呈现出424Ma的峰值年龄(图4e)。尽管保山地块内部仅记录了中古生代(415～ 354Ma)继承锆石年龄(可能是已有继承锆石数据的数量较少的原因, 仅42个; 图4d)，但出露地表的岩石记录了早古生代(502～448Ma)的岩浆事件(Liuetal., 2009; 杨学俊等, 2012; Dongetal., 2013; Wangetal., 2013a, b, 2015; Zhaoetal., 2014, 2017b; Lietal., 2016; Xingetal., 2017)。同理，如果说腾冲和保山地块分别为两个独立的地块，那么二者在～424Ma之前就已经拼合在一起。也就是说，腾冲与保山地块拼贴的下限时间为～424Ma。但限于腾冲与保山地块均零散记录前寒武纪地质事件，因而尚无法确定二者拼合的上限时间。可以说，腾冲与保山地块在～424Ma就已经完全拼贴在一起。然而，继承锆石及部分地表岩石记录了腾冲与保山地块具有相似的构造-岩浆事件序列，再加上地层组合、古生物和古纬度的亲缘性(如上所述)，我们认为腾冲与保山地块也可能作为一个独立地块，自始至终从未被完全分开。

上述讨论表明，扬子与印支地块可能属于同一地块，两者之间从未被完全分开；而腾冲与保山地块可能属于另一地块，也是自始至终从未被完全分开。鉴于此，将扬子-印支以及腾冲-保山地块内部的始-渐新世岩浆岩继承锆石数据放在一起统计，其年龄频率分布如图6所示。从图中可见，扬子-印支与腾冲-保山地块共享三期构造-岩浆事件：最早一期共享构造-岩浆事件为早-中古生代(546～353Ma)，其峰值年龄分别为418Ma和423Ma；第二期共享构造-岩浆事件为二叠纪-晚三叠世(299～204Ma)，其峰值年龄分别为222Ma和211Ma；而第三期为新特提斯洋演化事件。鉴于扬子-印支与腾冲-保山地块具有不同的结晶基底，两者在早古生代及之前显然属于两个不同地块。根据已有研究成果(Dengetal., 2014)，我们推测，扬子-印支与腾冲-保山地块之间被原特提斯洋(晚元古代-早古生代)-古特提斯洋(早泥盆世-中三叠世)分割。该大洋两侧具有不同结晶基底的大陆，记录了大致相同的早古生代-早中生代的构造-岩浆事件。我们认为这一现象最合理的解释是：原、古特提斯洋是连续演化的，正如现代的太平洋，分别向两侧俯冲，形成两个独立的弧岩浆岩带，至晚三叠世(222～211Ma)时两个陆块最终拼贴在一起，并共同经受新特提斯洋演化相关地质事件的改造。