西南三江雜巖帶景洪南部地區晚泥盆世火山巖的發現及意義*

謝士穩 劉福來 王舫

1.中國地質科學院地質研究所，北京離子探針中心，北京 1000372.中國地質科學院地質研究所，自然資源部深地動力學重點實驗室，北京 100037

三江地區位于歐亞板塊與印度板塊結合部位，自早古生代以來經歷了一系列的裂解、匯聚、碰撞和增生等重大地質事件。南瀾滄江帶位于三江地區南段，帶內出露保存比較完整的、典型的蛇綠混雜巖，大量與古特提斯洋洋殼俯沖、陸-陸碰撞有關的巖漿巖以及三疊紀的榴輝巖、藍片巖等，是研究古特提斯洋演化的重要地區(張旗等，1985；莫宣學等，1993，1998；Pengetal.，2008，2013；Wangetal.，2010，2013a，2018b，2019a，b；Fanetal.，2015；王保弟等，2018)。近年來，南瀾滄江帶內陸續識別出多處十分重要的奧陶紀-二疊紀的巖漿事件。其中早古生代的巖漿事件普遍被認為與原特提斯洋的演化有關，而晚古生代(晚石炭世-二疊紀)的巖漿巖被認為與古特提斯洋演化有關。例如，昌寧-孟連蛇綠混雜巖中輝長巖、玄武巖的鋯石U-Pb年齡為471～439Ma，指示這些蛇綠混雜巖的形成時代可追溯到早古生代(Wangetal.，2013a；劉桂春等，2017；孫載波等，2017)，代表了原特提斯洋殼的殘余(王保弟等，2018)。惠民、曼來等地發育的奧陶紀-志留紀巖漿巖被認為與原特提斯洋的俯沖消減過程有關(毛曉長等，2012；Lehmannetal.，2013；Nieetal.，2015；Xingetal.，2017；彭智敏等，2018；Liuetal.，2019)。與以上早古生代巖漿事件不同，半坡-雅口-南聯山晚石炭世-早二疊世(313～282Ma)基性-超基性雜巖被認為形成于與古特提斯洋俯沖作用有關的島弧環境或弧后拉張環境(Hennigetal.，2009；Jianetal.，2009；Lietal.，2012；Zhaietal.，2019)。少量的二疊紀花崗閃長巖被解釋為古特提斯洋俯沖過程中形成的島弧巖漿巖(284～282Ma，Hennigetal.，2009；261～252Ma，Dengetal.，2018)。除早古生代蛇綠混雜巖外，昌寧-孟連縫合帶中還發育267～272Ma的蛇綠混雜巖(Jianetal.，2009；王冬兵等，2017)。一些研究人員認為西南三江地區存在連續的原-古特提斯演化，昌寧-孟連洋盆可能在中奧陶世已經打開，并一直延續到晚二疊世(Dengetal.，2014；王保弟等，2018)。由于研究對象十分有限，早古生代至晚石炭世之間的演化過程研究程度較低，這也制約了原、古特提斯洋之間關系的研究。盡管景洪東南部出露的南光組沉積巖中保存晚泥盆世(382～366Ma)的凝灰巖夾層，為銜接原、古特提斯洋之間的構造演化提供了重要的研究對象，但由于遭受了強烈的風化改造，無法獲取這些火山巖的巖石類型，成因等方面的信息(Nieetal.，2016)。最近，作者在景洪南部的南聯山地區新識別出一套新鮮的晚泥盆世英安質火山巖。本研究系統報道了該套火山巖的鋯石U-Pb年齡，Hf-O同位素以及全巖地球化學，探討了巖石的成因、形成環境，并結合前人已發表資料，為南瀾滄江帶原、古特提斯洋之間的構造演化過程提供一些新的制約。

1 地質概況和樣品采集

南瀾滄江帶從西向東主要可分為昌寧-孟連縫合帶、瀾滄變質雜巖、臨滄花崗巖基以及云縣-景洪火山巖帶四個地質單元(圖1)。昌寧-孟連縫合帶代表古特提斯洋主洋盆閉合的位置，縫合帶內的銅廠街、南汀河、牛井山以及曼信等地出露比較完整、典型的奧陶紀-晚二疊世(471～267Ma)的蛇綠混雜巖(張旗等，1985；Jianetal.，2009；Wangetal.，2013a；劉桂春等，2017；王冬兵等，2017；王保弟等，2018)，與蛇綠混雜巖相伴生的泥盆紀-中三疊世硅質巖中含深海放射蟲組合(吳浩若和李紅生，1989；Liuetal.，1991；Feng，1992；馮慶來和劉本培，1993；劉本培等，1993；Fangetal.，1994；馮慶來等，1996，1997；Fengetal.，1998；方宗杰等，2000)。瀾滄變質雜巖主要由崇山群、大勐龍群、瀾滄群和西盟群組成，榴輝巖、藍片巖以透鏡體或夾層的形式零星出露在瀾滄群中(徐桂香等，2016；李靜等，2017；Wangetal.，2019b)。藍片巖、榴輝巖以及瀾滄群變沉積巖均記錄了246～229Ma的高壓變質作用(Fanetal.，2015；王舫等，2016；Wangetal.，2019a，b，2020)。瀾滄群變沉積巖中碎屑鋯石年齡主要分布在600～500Ma和1200～900Ma(Zhaoetal.，2017；王舫等，2017；Wangetal.，2020)。臨滄花崗巖基主要由黑云母二長花崗巖和花崗閃長巖組成。黑云母二長花崗巖為主體巖性，屬過鋁質S型花崗巖，主要形成于235～210Ma(Pengetal.，2006，2013；Hennigetal.，2009；孔會磊等，2012；Dongetal.，2013；王舫等，2014)。花崗閃長巖分布在花崗巖基的邊部或呈不規則狀、島弧狀或條帶狀分布在二長花崗巖中(Pengetal.，2006)，最近報道的少量花崗閃長巖的鋯石U-Pb年齡為261～252Ma(Dengetal.，2018)。此外，臨滄花崗巖中還存在奧陶紀S型花崗片麻巖(477～466Ma)(彭智敏等，2018)。云縣-景洪火山巖位于臨滄花崗巖體東側，呈南、北向狹長帶狀分布(圖1)，出露安山巖、英安巖、玄武巖、流紋巖、火山角礫巖等多種類型巖石，這些火山巖原來被認為主要形成于二疊紀-三疊紀，目前報道的形成年齡主要集中在249～197Ma之間(圖1；Pengetal.，2006，2008，2013；Wangetal.，2010；朱維光等，2011；陳莉等，2013；韋誠等，2016；呂留彥等，2019)。除二疊紀-三疊紀火山巖外，帶內還保存少量志留-泥盆紀的火山巖，例如大中河、大平掌地區429～418Ma的基性-酸性火山巖(毛曉長等，2012；Lehmannetal.，2013；Liuetal.，2019)，景洪東南部南光組碎屑沉積巖中382～366Ma的薄層狀凝灰巖夾層(Nieetal.，2016)。

圖1 東南亞構造格架圖(a，據Cawood et al.，2018修改)和南瀾滄江帶地質簡圖(b)圖a中主要的縫合帶：CMS-昌寧-孟連縫合帶;LCSS-龍木錯-雙湖縫合帶;IBRS-因他暖-文冬-勞勿縫合帶;JASS-金沙江-哀牢山-松馬縫合帶. 圖b數據來自:(1)本次研究;(2)王冬兵等(2016);(3)彭智敏等(2018);(4)Nie et al.(2015);(5)Xing et al.(2017);(6)Lehmann et al.(2013);(7)毛曉長等(2012);(8)Liu et al.(2019);(9)Nie et al.(2016);(10) Hennig et al.(2009)Fig.1 Tectonic framework of southeastern Asia(a，modified after Cawood et al.，2018)and simplified geological map of the southern Lancangjiang belt, SW ChinaMain suture zones between major blocks in Fig.1a: CMS-Changning-Menglian suture; LCSS-Longmu Co-Shuanghu suture; IBRS-Inthanon-Bentong-Raub suture; JASS-Jinshajiang-Ailaoshan-Song Ma suture. Ages of magmatic rocks in Fig.1b from:(1)this study;(2)Wang et al.(2016);(3)Peng et al.(2018);(4)Nie et al.(2015);(5)Xing et al.(2017);(6)Lehmann et al.(2013);(7)Mao et al.(2012);(8)Liu et al.(2019);(9)Nie et al.(2016);(10) Hennig et al.(2009)

圖2 野外照片及顯微結構照片(a)采樣碎石堆野外照片；(b)英安質晶屑凝灰巖野外照片；(c)碎石堆旁二疊紀流紋巖露頭野外照片；(d)英安質晶屑凝灰巖顯微照片. Pl-斜長石；Qz-石英；Amph-角閃石Fig. 2 Representative field and microtexture photographs(a)field photograph of the sampled scree；(b)field photograph of dacitic crystal tuff；(c)field photograph of Permian rhyolite outcrop near the sampled scree；(d)photomicrographs of dacitic crystal tuff. Pl-plagioclase；Qz-quartz；Amph-amphibole

本文研究區位于云縣-景洪火山巖帶南部的南聯山地區(圖1)，該地區出露巖石主要為南聯山巖體和二疊紀的火山巖、沉積巖。南聯山巖體主要由輝長巖和閃長巖組成，形成于298～292Ma(Hennigetal.，2009；Lietal.，2012)。二疊紀火山巖由英安巖、玄武巖和凝灰巖等巖石組成，二疊紀沉積巖巖性主要為板巖夾粉砂巖。本文所采樣品位于南聯山巖體東側的一處正在施工的隧道附近，該處堆積大量隧道中開采出的新鮮巖石，包括基性-超基性巖、千枚巖，片巖以及英安質晶屑凝灰巖等(圖2a)。碎石堆旁可見二疊紀流紋巖的原地露頭，巖石呈紫紅色，中等風化(圖2c)。本文研究的火山巖為采自隧道口碎石堆的英安質晶屑凝灰巖，樣品新鮮，呈灰白色，片麻狀構造，晶屑破碎較嚴重，主要由石英和斜長石組成，基質主要由細粒的斜長石和石英組成(圖2b, d)。

2 分析方法

2.1 全巖地球化學

全巖主量元素、微量元素在澳實分析檢測(廣州)有限公司完成。首先將新鮮、均勻的巖石樣品細碎至200目。主量元素分析將粉末樣品與硼酸鋰-硝酸鋰混合熔融，采用熔片-X射線熒光光譜法(XRF)測試，FeO采用酸消解-重鉻酸鉀滴定法分析，主量元素分析精度優于5%。微量元素分析將粉末樣品消解后，采用美國Perkin Elmer公司生產的Elan9000 型電感耦合等離子質譜儀(ICP-MS)測定，分析精度優于5%。

2.2 鋯石SHRIMP定年

鋯石U-Pb 定年在北京離子探針中心SHRIMP II上完成。詳細分析方法見Williams(1998)。測試時一次流O-2強度為3～5nA，束斑直徑為25～30μm。標樣M257(U=840×10-6，Nasdalaetal.，2008)和Ple?ovice(年齡為337.1Ma，Slámaetal.，2008)分別用于鋯石U含量和年齡校正。每分析3～4個未知樣品數據，分析1次標準鋯石Ple?ovice。每個分析點采用5組掃描。數據處理采用SQUID和ISOPLOT程序(Ludwig，2001)。根據實測204Pb含量校正普通鉛，采用206Pb/238U年齡為鋯石年齡，同位素比值和單點年齡誤差均為1σ。加權平均年齡誤差為95%置信度。

2.3 鋯石O同位素

鋯石原位氧同位素分析在北京離子探針中心多接收的SHRIMP IIe上完成。氧同位素均在與測年位置具有相同內部結構的區域分析，其中已測年的顆粒，氧同位素分析在原測年點位附近。采用強度為～13.5nA的一次Cs+離子束通過加速電壓15keV轟擊鋯石表面，束斑的直徑為～25μm。分析過程中，18O和16O由兩個法拉第杯同時接收，每個測試點進行兩組掃描，每組掃描6次，單次掃描積分時間為10秒，總積分時間約為120秒。在兩組掃描之間，儀器自動優化一次離子流和二次離子流參數。在每個分析點測試之前，調整二次離子流和測定靜電計的背景噪聲150秒。標準鋯石Penglai(δ18O=5.31±0.10‰，Lietal.，2010)用于校正儀器的質量分餾(IMF)。每分析3個未知樣品，分析1次標準鋯石。本次分析Penglai的δ18O=5.29±0.10‰(n=37)。詳細的分析流程見Ickertetal.(2008)。

圖3 樣品18YP64-1中典型鋯石CL圖像(a)和鋯石年齡諧和圖(b)圖a中：紅色虛線橢圓、紅色實線橢圓和大的綠色圓形分別代表U-Pb年齡、O同位素和Hf同位素測試點位;數據代表分析點號、年齡和εHf(t)/δ18O值Fig.3 Cathodoluminescence images and U-Pb Concordia plot of zircon from sample 18YP64-1In Fig.3a: The red dashed ellipses，red solide ellipses and big green circles represent the analyzed domains of zircon U-Pb age, O isotope, and Hf isotope, respectively; Numbers near zircon denote spot numbers, U-Pb ages and εHf(t)/δ18O values

2.4 鋯石Hf同位素

鋯石Hf同位素測試在南京聚譜檢測科技有限公司完成。鋯石Hf同位素在原O同位素點位上分析。分析儀器為配備193nm ArF 準分子激光剝蝕系統(型號為RESOlution LR)的多接收器型號電感耦合等離子體質譜儀(MC-ICP-MS，型號為Nu Plasma II)。激光頻率為9Hz，束斑直徑為44μm，能量密度為3.5J/cm2，剝蝕時間為40秒。氣溶膠由氦氣送出剝蝕池，與氬氣混合后進入MC-ICP-MS。測試過程中，標準鋯石GJ-1、91500、Ple?ovice、Mud Tank以及Penglai用于檢驗鋯石Hf同位素比值的數據質量。本次分析的GJ-1、91500、Ple?ovice、Mud Tank、Penglai的176Hf/177Hf比值分別為0.282008±0.000013(n=7)、0.282303±0.000019(n=5)、0.282480±0.000008(n=4)、0.282516±0.000013(n=2)和0.282904±0.000014(n=2)，與推薦值一致。計算εHf(t)值采用176Lu衰常數為1.867±10-11yr-1(S?derlundetal.，2004)，現今的球粒隕石176Hf/177Hf=0.282772、176Lu/177Hf=0.0332(Blichert-Toft and Albarède，1997)。Hf虧損地幔模式年齡(tDM1)的計算采用現今的虧損地幔176Hf/177Hf=0.28325和176Lu/177Hf=0.0384(Griffinetal.，2000)。兩階段Hf模式年齡(tDM2)計算，采用大陸地殼平均的176Lu/177Hf=0.015(Griffinetal.，2002)。

3 結果

3.1 鋯石U-Pb年齡

樣品18YP64-1中鋯石無色透明，自形，呈短柱-柱狀，粒徑大多為80～150μm，發育清晰的振蕩環帶(圖3a)。13個測試點的U含量為232×10-6～413×10-6，Th/U比值為0.48～0.72，206Pb/238U年齡為355.4～372.2Ma，加權平均年齡為362.3±3.4Ma(n=13，MSWD=1.4；表1，圖3b)，代表樣品的結晶年齡。

3.2 鋯石Hf-O同位素

對測年樣品18YP64-1中15顆鋯石進行了15次Hf-O同位素分析，分析結果見表2。其中13顆鋯石為已測年顆粒，Hf-O同位素分析在年齡測試點旁，與年齡測試具有相同結構的區域。另外2顆鋯石為未測年顆粒。15顆鋯石的176Hf/177Hf=0.282577～0.282647，εHf(t)=+0.87～+3.27，對應的tDM2=1.15～1.30Ga。這些測試點的δ18O值較集中，分布在6.31‰～7.64‰之間，平均值為6.77±0.12‰(2σ)。

3.3 全巖地球化學

表1 景洪南部晚泥盆世英安質火山巖(樣品18YP64-1)鋯石SHRIMP U-Pb測年結果

表2 景洪南部晚泥盆世英安質火山巖(樣品18YP64-1)鋯石Hf-O同位素組成

表3 景洪南部晚泥盆世英安質火山巖主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)組成

圖4 景洪晚泥盆世英安質火山巖TAS圖解(a，底圖據Le Bas et al.，1986)和SiO2-K2O圖解(b，底圖據Rickwood，1989)Fig.4 TAS(a，after Le Bas et al.，1986)and SiO2 vs. K2O(b，after Rickwood，1989)diagrams for Late Devonian dacitic volcanic rocks from the Jinghong area

圖5 景洪晚泥盆世英安質火山巖球粒隕石標準化稀土元素配分圖和原始地幔標準化微量元素蛛網圖(標準化值據Sun and McDonough，1989)Fig.5 Chondrite-normalized rare earth element patterns and primitive mantle-normalized trace element distributions of Late Devonian dacitic volcanic rocks from the Jinghong area(normalized values after Sun and McDonough，1989)

4 討論

4.1 巖石成因和源區

如前文所述，本文報道的英安質晶屑凝灰巖具有埃達克巖的地球化學特征，例如較高SiO2(>56%)、Al2O3(>15%)、Na2O(>3.5%)、Sr(平均為384×10-6，略低于400×10-6)、Sr/Y(>20)和相對低的Y(<18 × 10-6)、Yb(<1.9×10-6)(表3、圖6a)。埃達克巖最初發現于島弧環境，被認為直接由年輕的玄武質洋殼俯沖熔融而成(Defant and Drummond，1990)。隨后，越來越多的研究表明，具有埃達克質地球化學特征的巖石可以形成于多種構造環境，具有不同的巖石成因。目前，埃達克巖成因主要有以下3種：(1)俯沖洋殼的部分熔融(Kay，1978；Defant and Drummond，1990；Yogodzinskietal., 1995；Wangetal., 2007)；(2)加厚下地殼的部分熔融(Atherton and Petford，1993；Xuetal.，2002；Chungetal., 2003；Gaoetal., 2004；Houetal., 2004)；以及(3)玄武質母巖漿的高壓結晶分異(Prouteau and Scaillet，2003；Macphersonetal., 2006；Rodríguezetal., 2007；Rooneyetal., 2011)。

圖6 景洪晚泥盆世英安質火山巖Sr/Y-Y(a，底圖據Defant and Drummond，1990)、Sr/Y-SiO2(b)、La/Y-SiO2(c)和La/Sm-La(d)石榴子石參與的高壓分離結晶演化趨勢據Wang et al.(2008)Fig.6 Plots of Sr/Y vs. Y(a，after Defant and Drummond，1990)，Sr/Y-SiO2(b)，La/Y-SiO2(c)and La/Sm-La(d)for Late Devonian dacitic volcanic rocks from the Jinghong areaHigh-pressure fractional crystallization trends involving garnet after Wang et al.(2008)

圖7 景洪晚泥盆世英安質火山巖(樣品18YP64-1)鋯石εHf(t)-δ18O(‰)關系圖Fig.7 Combined zircon Hf-O isotopes diagram for Late Devonian dacitic volcanic rocks (Sample 18YP64-1)from the Jinghong area

俯沖洋殼部分熔融形成的埃達克巖通常具有高的Na2O、Na2O/K2O以及與MORB相似的放射性同位素組成(Defant and Drummond，1990；Yogodzinskietal.，1994，1995；Aguillón-Roblesetal.，2001)。加厚的地殼包括古老的地殼和玄武巖底侵形成的新生地殼。加厚的古老下地殼部分熔融一般富鉀，且具有演化的放射性同位素組成(Xuetal.，2002，2006；Gaoetal.，2004)。景洪英安質火山巖的Na2O、Na2O/K2O分別為4.77%～5.51%和2.1～3.3，與俯沖洋殼部分熔融成因的埃達克巖相似，而與加厚古老下地殼部分熔融的埃達克巖不同。另一方面，臨滄花崗巖中鋯石具有很低的εHf(t)值(-17.5～-9.4)和古老的tDM2(1852～2358Ma)，且花崗巖中含有大量太古代-古元古代繼承鋯石(孔會磊等，2012；Dongetal.，2013；王舫等，2014)。臨滄花崗巖中奧陶紀花崗片麻巖的εHf(t)值為-17.5～-9.4，tDM2為1488～1895Ma。瀾滄變質雜巖中奧陶紀火山巖的全巖εNd(t)為 -7.6，Nd模式年齡為2.1Ga(Xingetal.，2017)，鋯石εHf(t)為-4.4～-3.3，tDM2為1506～1548 Ma(Nieetal.，2015)。這些演化的同位素特征和大量太古代-古元古代繼承鋯石暗示南瀾滄江帶可能存在古老的地殼物質。與上述巖漿巖不同，本文報道的景洪英安質火山巖具有較高的εHf(t)值(+0.87～+3.27)和較年輕的tDM2年齡(1.15～1.30Ga)。盡管埃達克質熔體可與地幔巖石相互作用，導致熔體的176Hf/177Hf和143Nd/144Nd比值升高，同時提高MgO、Ni和Cr含量(Yogodzinskietal.，1995；Rappetal.，1999；Prouteauetal.，2001；Gaoetal.，2004)。本文樣品的Ni(7.90×10-6～9.10×10-6)、Cr(30.0×10-6～37.0×10-6)含量均很低，指示巖漿未與地幔橄欖巖發生顯著的相互作用。以上結果表明景洪英安質火山巖成因可能與加厚的古老下地殼部分熔融無關。底侵、新生的玄武巖質下地殼部分熔融可形成與起源于俯沖洋殼埃達克巖相似地球化學組成的熔體(Atherton and Petford，1993)。但樣品18YP64-1中鋯石的δ18O值為6.31‰～7.64‰(圖7)，平均值為6.8±0.1‰(2σ)，明顯高于與幔源巖漿平衡的鋯石的δ18O值(5.3±0.3‰，Valley，2003)，不支持新生玄武質下地殼熔融模式。在高壓條件下，玄武巖經歷石榴子石、角閃石等礦物的分離結晶可以演化成具有埃達克巖地球化學特征的中酸性熔體(Macphersonetal.，2006；Rodríguezetal.，2007；Rooneyetal.，2011)。在這種情況下，巖漿的一些特征元素或元素比值會隨SiO2含量的升高表現出一定的演化趨勢，例如，La/Y、Sr/Y與SiO2含量均具有正的演化關系(Wangetal.，2008)。景洪英安質火山巖La/Y、Sr/Y比值未隨SiO2含量的增加而增加(圖6b，c)。此外，La/Sm比值隨La含量的演化趨勢也不支持巖漿經歷了明顯的分離結晶作用(圖6d)。高硅埃達克巖被認為由俯沖板片部分熔融而成(Martinetal.，2005)，景洪英安質火山巖具有高硅埃達克巖的地球化學特征(圖8a，b)，在埃達克巖源區的地球化學判別圖解中也均落在俯沖洋殼起源的埃達克巖區域(圖8c，d)。根據以上討論，我們認為景洪英安質火山巖很可能由俯沖洋殼的部分熔融而成。

圖8 景洪晚泥盆世英安質火山巖MgO-SiO2(a，底圖據Martin et al.，2005；c，底圖據Wang et al.，2006)、Sr-(CaO+Na2O)(b，底圖據Martin et al.，2005)和Mg#-SiO2(d，底圖據Wang et al.，2006)關系圖Fig.8 Plots of MgO vs. SiO2(a，after Martin et al.，2005；c，after Wang et al.，2006), Sr vs. CaO+Na2O(b，after Martin et al.，2005) and Mg# vs. SiO2(d，after Wang et al.，2006)for Late Devonian dacitic volcanic rocks from the Jinghong area

圖9 景洪晚泥盆世英安質火山巖Th/Yb-Ba/La(a，據Woodhead et al.，2001)和Ba/Th-(La/Sm)N(b,據Tatsumi，2006)圖解Fig.9 Th/Yb vs. Ba/La(a，after Woodhead et al.，2001) and Ba/Th vs.(La/Sm)N(b, after Tatsumi，2006)diagrams for Late Devonian dacitic volcanic rocks form the Jinghong area

鋯石δ18O小于6.5‰被認為寄主巖漿中基本不含沉積巖組分，而大于6.5‰表明巖漿源區中含有或巖漿混染了富集18O的組分(Cavosieetal.，2005；Valleyetal.，2005；Kempetal.，2006)。樣品18YP64-1中鋯石的δ18O的平均值為6.8±0.1‰(2σ)，表明巖漿中混入了高δ18O組分(圖7)。俯沖板片中高δ18O的組分為大洋沉積物(例如，海相碳酸鹽，δ18O=25‰～32‰；硅質軟泥，δ18O=25‰～32‰和深海黏土，δ18O=15‰～25‰；Kolodny and Epstein，1976)和經歷低溫水-巖相互作用的洋殼上層玄武質巖石(δ18O=7‰～15‰；Gregory and Taylor，1981；Altetal.，1986；Staudigeletal.，1995)。盡管低溫水-巖相互作用導致玄武質巖石的δ18O明顯升高，但不會引起Hf同位素組成的明顯改變。因此，即使巖漿源區含有低溫蝕變的洋殼物質，也不會明顯改變俯沖洋殼起源巖漿類似MORB的Hf同位素組成。昌寧-孟連縫合帶內奧陶-志留紀蛇綠混雜巖的時代為439～471Ma，其中的基性巖大多為N-MORB型(王保弟等，2018)。樣品18YP64-1鋯石tDM2的平均值為1195±22Ma(2σ)，遠大于樣品的侵位時代和蛇綠混雜巖的形成時代，暗示巖漿中混入了具有演化Hf同位素特征的組分。因此樣品略高的δ18O可能不是由低溫蝕變的玄武質洋殼造成的。大洋沉積物的Hf同位素特征受沉積源區控制，如前文所述，南瀾滄江帶可能存在古老的地殼物質，巖漿中混入來自南瀾滄江帶的沉積物則可形成景洪英安質火山巖的鋯石Hf-O同位素特征(圖7)。與本文報告的鋯石Hf-O同位素類似，長江下游被認為起源于板片熔融的早白堊世埃達克巖也具有高的δ18O值和低的εHf(t)值(Wangetal., 2013b)。此外，樣品較高的Th/Yb(4.86～7.78)和(La/Sm)N(3.62 ～ 4.56)比值也支持巖漿中混入了大洋沉積物或沉積物起源的熔體(圖9)。

綜上所述，景洪英安質火山巖由俯沖板片部分熔融而成，巖漿中混入了大洋沉積物或沉積物起源的熔體。

4.2 構造意義

如前文所述，南瀾滄江帶發育一系列與原、古特提斯洋演化有關的巖漿作用(圖1)。本文研究顯示景洪南部發育362.3±3.4Ma的英安質火山巖，介于原特提斯和古特提斯演化階段之間，為探討原、古特提斯之間的構造演化過程提供了重要的研究對象。本文報告的英安質火山巖具有高硅埃達克巖的地球化學特征，是俯沖洋殼部分熔融的產物，指示南瀾滄江帶晚泥盆世存在洋殼的俯沖作用。與本文英安質火山巖指示的構造環境相似，Nieetal.(2016)通過對景洪東南部晚泥盆世南光組沉積巖的碎屑物質、全巖地球化學進行研究，認為它們的源區來自弧巖漿巖(Nieetal.，2016)。南光組沉積巖中碎屑鋯石年齡呈單峰分布，年齡峰值接近地層的沉積時代，幾乎不含年齡明顯老于地層沉積時代的碎屑鋯石，表明南光組可能沉積于弧前盆地(Cawoodetal.，2012；Nieetal.，2016)。盡管這些結果均表明晚泥盆世洋殼俯沖事件的存在，但該時期俯沖過程與原、古特提斯洋的關系仍不清楚(Nieetal.，2016)，確定它們的關系對認識原特提斯洋俯沖持續的時間以及古特提斯洋的起始俯沖時限均具有重要的意義。考慮到南瀾滄江帶早古生代巖漿巖的成因被認為與原特提斯洋向東的俯沖過程有關(毛曉長等，2012；Lehmannetal.，2013；Nieetal.，2015；彭智敏等，2018；Liuetal.，2019)，晚泥盆世俯沖作用可能是原特提斯洋殼消減的持續。Gehrelsetal.(2011)通過對比喜馬拉雅、拉薩、羌塘等地體元古代-中生代沉積巖中碎屑鋯石U-Pb年齡的分布特征，認為原特提斯洋在晚志留世已經閉合。中羌塘志留紀高壓麻粒巖的發現也支持原特提斯洋晚志留世的閉合(Zhangetal.，2014)。如果南瀾滄江帶與羌塘、柴達木-昆侖等地區經歷了相似的原特提斯洋階段的演化，南瀾滄江帶晚泥盆世的俯沖過程可能代表了古特提斯洋的起始俯沖(Nieetal.，2016)。值得注意的是，除昌寧-孟連蛇綠混雜巖帶中的牛井山英云閃長巖外，本文報道的英安質火山巖與研究區其他時代巖漿巖的成因明顯不同。景洪晚泥盆世英安質火山巖由俯沖洋殼部分熔融而成，而早古生代的惠民、曼來變火山巖、大中河和大平掌火山巖基性-酸性火山巖以及早二疊世的花崗閃長巖被認為是俯沖洋殼交代的地幔熔融的產物(Nieetal.，2015；Xingetal.，2017；Liuetal.，2019)，臨滄花崗巖基中的S型花崗片麻巖由板片俯沖引起的古老地殼物質重熔(彭智敏等，2018)。Sr/Y比值和(La/Yb)N比值也支持景洪英安質火山巖的起源與其他時代巖漿巖存在差異(圖10)。巖石成因的差異暗示晚泥盆世俯沖過程可能不同于早、晚古生代的俯沖過程。此外，惠民、曼來變火山巖，臨滄花崗巖及其中的早古生代S型花崗片麻巖均具有演化的同位素特征，表明云縣-景洪火山巖帶西側為含古老巖石的大陸邊緣。從空間分布特征來看，本文報道的英安質火山巖位于臨滄花崗巖東側，南光組沉積于景洪火山巖東南，靠近思茅陸塊的一側(圖1)。如果晚泥盆世的俯沖作用代表的是西側原特提斯洋或古特提斯洋向東俯沖，景洪英安質火山巖應為大陸島弧火山巖，南光組應沉積于弧后環境。景洪英安質火山巖中未見繼承鋯石，且鋯石εHf(t)值偏高，明顯與惠民、曼來變火山巖所代表的大陸島弧巖漿巖不同。南光組中幾乎不含明顯早于地層沉積時代的碎屑鋯石，也不支持其沉積于弧后環境(Cawoodetal.，2012；Nieetal., 2016)。

圖10 南瀾滄江帶古生代中-酸性巖漿巖Sr/Y(a)和(La/Yb)N(b)隨形成時代的變化圖數據來自：本次研究；Hennig et al.(2009)；毛曉長等(2012)；Lehmann et al.(2013)；Nie et al.(2015)；王冬兵等(2016)；Xing et al.(2017)；彭智敏等(2018)；Liu et al.(2019)Fig.10 Variations of Sr/Y(a)and (La/Yb)N(b)vs. ages of the Paleozoic intermediate-acid magmatic rocks in the southern Lancangjiang belt with ageData from: this study; Hennig et al.(2009); Mao et al.(2012). Lehmann et al.(2013); Nie et al.(2015); Wang et al.(2016); Xing et al.(2017); Peng et al.(2018); Liu et al.(2019)

圖11 南瀾滄江帶晚古生代沉積巖中顯生宙碎屑鋯石U-Pb年齡頻率分布直方圖數據引自Nie et al.(2016);Xing et al.(2016)和王冬兵等(2018)Fig.11 Relative probability plot of U-Pb ages for Paleozoic detrital zircon from Late Paleozoic sedimentary rocks from the southern Lancangjiang beltData sources: Nie et al.(2016);Xing et al.(2016)and Wang et al.(2018a)

圖12 南瀾滄江帶奧陶紀-泥盆紀構造演化模式圖(a)原特提斯洋向東俯沖形成奧陶紀巖漿巖；(b)原特提斯洋向東導致志留紀弧后拉張環境，形成大中河、大平掌火山巖；(c)大中河、大平掌弧后洋盆向西俯沖導致景洪晚泥盆世巖漿活動和南光組沉積Fig.12 Schematic model showing tectonic evolution of the southern Lancangjiang belt during the Ordovician to Devonian(a) eastwards subduction of the Proto-Tethyan ocean produced Ordovician magmatic rocks；(b) the Dazhonghe and Dapingzhang volcanic rocks were generated in a Silurian continental back-arc extentsion setting related to the eastwards subduction of the Proto-Tethyan ocean；(c)westwards subduction of the Dazhonghe and Dapingzhang back-arc oceanic basin led to Late Devonian magmatic activities in the Jinghong area and the Nanguang Formation deposition

臨滄花崗巖東側和北側的南光組、無量山組以及團梁子組中顯生宙碎屑鋯石主要的年齡峰為～362Ma、～297Ma、～270Ma和～259Ma，次要的年齡峰為480～420Ma(圖11)。這些年齡峰與帶內古生代巖漿巖形成時代可以很好的對應，例如，480～420Ma的年齡峰與帶內早古生代(477～418Ma)巖漿巖形成時代一致，～362Ma的年齡峰與本文報告的英安質火山巖形成時代一致。由此可見，這些碎屑鋯石的年齡峰在一定程度上反應了帶內古生代巖漿的活動期次。碎屑鋯石分布特征指示南瀾滄江帶古生代巖漿活動可能具有幕式的特征，晚泥盆世的巖漿作用與早古生代以及晚石炭世-早二疊世的巖漿事件之間均存在時間間隔，不是連續的巖漿過程(圖11)。綜合以上分析，景洪晚泥盆世英安質火山巖很可能不是早古生代原特提斯島弧巖漿的延續，也不是晚石炭世-二疊紀古特提斯島弧巖漿事件的開始，可能與另外一期獨立的俯沖事件有關。

值得注意的是，早古生代晚期(429～418Ma)大中河，大平掌基性-酸性火山巖形成于原特提斯洋向東俯沖導致的弧后拉張環境(圖12)，該過程可形成新的洋盆。相對于原、古特提斯洋俯沖作用的延續或開始，晚泥盆世的弧巖漿作用更可能與大中河，大平掌弧后洋盆打開之后的俯沖消減過程有關。弧后洋盆持續打開，形成比昌寧-孟連早古生代蛇綠混雜巖年輕、熱的洋殼，年輕的洋殼俯沖熔融形成景洪晚泥盆世具有埃達克巖地球化學特征的英安質火山巖(圖12)。從空間位置來看，景洪晚泥盆世英安質火山巖位于大中河、大平掌火山巖西側的瀾滄江構造帶內(半坡-雅口-南聯山沿線，圖1)，暗示弧后洋盆可能由東向西俯沖。南光組出露在本文報告的景洪晚泥盆世火山巖東側，沉積于景洪火山巖代表的島弧巖漿巖東側靠近洋盆弧前盆地內。打開的大中河、大平掌弧后洋盆有效的阻擋了思茅陸塊碎屑物質的加入(圖12)。該模式不僅解釋了景洪英安質火山巖與早古生代、二疊紀弧巖漿巖的成因差異，也很好的解釋了南光組沉積巖碎屑鋯石的年齡分布特征。綜上所述，南瀾滄江帶晚泥盆世的俯沖作用很可能代表的是打開的大中河、大平掌弧后洋盆的俯沖過程。

5 結論

在景洪南部南聯山地區識別出362.3±3.4Ma的英安質火山巖，該火山巖具有高硅埃達克巖的地球化學特征，是俯沖洋殼部分熔融的產物。南瀾滄江構造帶晚泥盆世俯沖作用很可能指示的是打開的大中河、大平掌弧后洋盆的俯沖過程。

致謝感謝閆臻研究員及另一位匿名審稿人提出許多寶貴修改意見，使本文的討論更加完善；感謝北京離子探針中心劉建輝、王培智和包澤明等在鋯石U-Pb年齡和O同位素測試過程中給予的幫助。