点苍山变质杂岩新生代变质-变形演化及其区域构造内涵*

赵春强 赵利 曹淑云 刘俊来＊＊

1.中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室，北京 100083

2.萨尔茨堡大学地理与地质学系，萨尔茨堡 A-5020

位于扬子板块西南缘的点苍山变质杂岩是哀牢山-红河韧性剪切带中四个典型变质杂岩体(雪龙山、点苍山、哀牢山、瑶山-大象山)之一。杂岩体原岩隶属于新元古代，并经历了新元古代变质作用-混合岩化作用的改造(刘俊来等，2008)。

杂岩体复杂的热-动力学演化史使得对于点苍山变质杂岩体的原岩时代及其变形-变质作用及其关系等研究长期以来有着广泛的争议。对于其原岩时代的认识，包括古、中、新元古代(沙绍礼，1998，2011;沙绍礼和刘宇淳，2001)和古生代(云南省地质矿产局，1990);而对于其变质作用，从元古代到新生代(翟明国和从柏林，1993;李宝龙等，2008;Gilleyet al.，2003)不同阶段也都有报道，并分别赋予了各自的区域构造内涵。翟明国和从柏林(1993)对点苍山杂岩主体苍山群中的斜长角闪岩获得了Rb-Sr年龄分别为876.96±11Ma和54.82±1.42Ma，反映了两期变质事件，并论述了其与扬子板块之间的关系。对于点苍山片麻岩内的浅色脉体(认为是同剪切就位的脉体)物质内结晶的独居石、磷钇矿和锆石(Schäreret al.，1994)获得了 24.2 ±0.2Ma、22.4 ±0.2Ma 和24～23Ma的U-Pb年龄。Leloupet al.(1993)报道了含钾矿物(角闪石、白云母、黑云母和钾长石)24～22Ma的冷却年龄。Gilleyet al.(2003)对雪龙山、点苍山和哀牢山变质杂岩体内变质岩的石榴石包体独居石与基质独居石开展的Th-Pb离子探针测年获得了独居石的结晶年龄介于34～17Ma之间，同时解释其为红河-哀牢山构造带递进变质作用和左行剪切变形作用的年龄。

近年来深入的构造-岩浆-变质-变形作用的研究以及高精度年代学分析，促进了对于点苍山杂岩原岩及其变质-变形作用研究的不断加强和提高，但更多的研究以区域走滑剪切变形为基础展开的，侧重开展了剪切作用与同期发育的花岗质岩脉的U-Pb年代学和40Ar/39Ar年代学研究(Searleet al.，2010;Tanget al.，2013;Caoet al.，2011a)。这些精细的测年揭示出更多热-年代学分析结果，为点苍山杂岩的热-动力学研究演化提供了依据。李宝龙等(2008)、Liet al.(2014)获得了233±2.6Ma剪切变形的花岗闪长质糜棱岩的锆石U-Pb年龄，并结合哀牢山剪切带花岗质片麻岩和花岗岩脉热年代学研究，提出点苍山-哀牢山变质杂岩体的变形时间为30～40Ma左右。王舫等(2011)、邓尚贤(2000)对点苍山-哀牢山变质杂岩体中的片麻岩开展的变质作用研究发现，杂岩体中的片麻岩经历了以顺时针为主的变质作用P-T轨迹演化，部分遭受了深达麻粒岩相的变质作用改造。戚学祥等(2012)根据对哀牢山南段富铝变质岩中高温高压进变质阶段和中温低压退变质阶段两阶段变质矿物组合的确定，以及电子探针温压测定的结果，认为红河-哀牢山构造带上的陆壳物质经受了碰撞俯冲(≥30km)和高温高压变质作用，而后又快速折返到中上地壳的动力学演变过程。Liuet al.(2013)基于点苍山-哀牢山杂岩变质岩石矿物组合和锆石U-Pb年代学研究提出它们具有印支地块基底的属性，并经历了249～230Ma时期的高压变质作用、44～36Ma时期的中压变质作用和32～25Ma时期的低压变质作用改造。由此显见，点苍山-哀牢山变质杂岩的热-动力学演化史和变质作用与变形作用之间的关系仍然是一个被广泛争议的重要问题，而阐明上述问题将对于进一步理解点苍山杂岩的归属、为后期多阶段的构造演化提供重要的约束。

1 区域地质背景

点苍山变质杂岩体是红河-哀牢山构造带上出露的四个变质杂岩体(雪龙山、点苍山、哀牢山、瑶山-大象山)中具有代表性的一个变质杂岩体(图1)。杂岩体在平面上呈NWSE向延伸的椭圆形孤立地块，延长约80km，NE-SW向宽12～20km。西部和南部被弱变质-未变质的中生界地层所围绕，东部隔洱海与未变质的古生界地层毗邻。

点苍山变质杂岩体的东侧为扬子地块，具有基底和盖层双层结构，前人根据变质程度、变形特征和形成时代等将该区的前震旦系基底划分为下部的结晶基底和上部的褶皱基底(程裕淇，1994;四川省地质矿产局，1991)。扬子地块西部的褶皱基底以中-低级变质岩系为特点，包括滇西地区的大红山群等。但在扬子地块的西缘广泛出露了一套由角闪岩相或角闪岩相-麻粒岩相为主的高级变质杂岩体，普遍遭受了混合岩化作用，也被认为是扬子地块的结晶基底(刘肇昌等，1996;耿元生等，2008)，其中以断续分布在扬子地块西缘的康定杂岩为代表。扬子地块西缘的盖层沉积主要是一套震旦纪至三叠纪(Z-T)浅变质的碎屑岩、碳酸盐岩夹火山岩。晚三叠世以后，不同地区的沉积总体以海相演变为陆相，部分地区以山间盆地磨拉石沉积及含煤碎屑岩沉积为主，表明了印支运动的剧烈影响(颜丹平等，1997)。从点苍山变质杂岩体西坡向西逐渐过渡到兰坪-思茅-印支地块，变质程度和变形程度逐渐减弱，直至兰坪盆地中部未变质的粉砂岩沉积。在点苍山杂岩体的南东侧与哀牢山变质杂岩体间相隔一个长80km的未变质脆性变形域，即弥渡盆地(Midu gap)。弥渡盆地北西向呈钝角三角形状，盆地南西侧和北东侧的边界断裂均具正断层性质。

点苍山杂岩发育区地质构造复杂，区域上主要是由洱海断裂、西洱河断裂、大合江断裂、乔后-剑川断裂(图2)四条主干断裂所围限，构成一个沿NNW方向延伸狭长的(图1)、由中深变质岩系和糜棱岩带组成并遭受过混合岩化作用改造的变质块体。洱海断裂呈NNW向延伸且向东陡倾斜，推测是红河断裂在NNW方向上的延伸。其东盘为古生界的砂岩、砂屑灰岩等。西盘为点苍山东坡以普遍遭受绿泥石化退变质作用改造的花岗质糜棱岩、斜长角闪岩、大理岩和绿泥石千糜岩类岩石为主。西洱河断裂沿点苍山杂岩南侧的西洱河河谷呈近东西向展布，西段渐趋于转向NW向与大合江断裂交汇，东段渐趋于NE向，延伸止于洱海深断裂，平面形态上略呈弧形弯曲。西洱河断裂的北盘发育了两套花岗质糜棱岩，分别为似斑状花岗质糜棱岩和条痕-条带状花岗质糜棱岩(图2、图3c，d);其南盘主要为变质砂岩、板岩、千枚岩等。大合江断裂呈NW向延伸，南延与西洱河断裂归并，北延与乔后-剑川断裂相接，其北东盘为点苍山杂岩内的千

图1 印-欧碰撞带大地构造略图(a)和红河-哀牢山构造带及邻区构造格架图(b)(据Leloup et al.，1995修改)Fig.1 The sketch tectonic map of Indian-Eurasian continental collision zone(a)and tectonic framework of the Red River-Ailao Shan belt and contiguous regions(b)(modified after Leloup et al.，1995)

图2 点苍山区域构造格架图Fig.2 Structural framework of the Diancang Shan complex

点苍山杂岩内部的断裂主要以NNW向为主，NEE向次之。前者常延伸长度较大，以逆断层为主;后者延伸长度有限，以平移断层为主，主要是横截、错断了NNW向的断裂。点苍山杂岩的主体被点苍山断裂所分割，呈NNW向延伸，北延尖灭于浅变质的三叠系，南延止于西洱河断裂(图2)。杂岩中几乎所有的岩石都被改造成为不同类型的糜棱状岩石，即花岗质糜棱岩、角闪质糜棱岩和片糜岩等，具有固态塑性变形的特点。点苍山东坡的岩石叶理以东倾为主，而西坡主要向西倾斜。杂岩中的褶皱以a型为主(图3b)，局部具有较复杂的塑性流动与递进或叠加变形特点。a型褶皱枢纽的产状与区域拉伸线理一致，表现为倾伏向NNW-SSE，倾伏角较小，不超过25°。

图3 点苍山变质岩的宏观表现(a)-富铝高级变质岩与花岗质糜棱岩发育的宏观露头;(b)-花岗质糜棱岩中的a型褶皱;(c)-似斑状花岗质糜棱岩;(d)-细晶条痕条带状花岗质糜棱岩Fig.3 Field structural characteristics of the Diancang Shan metamorphic rocks(a)-macroscopic outcrop of aluminous-rich high grade metamorphic rocks and granitic mylonites;(b)-a-type folds in granitic mylonites;(c)-porphyroclastic granitic mylonites;(d)-fine grain striated and banded granitic mylonites

2 点苍山变质杂岩体的岩石组成及宏观变形特征

2.1 点苍山变质杂岩体的岩石组成

点苍山杂岩体依据变质-变形特点可进一步划分为三个主要构造单元:东部绿泥石化退变质岩带、西南部花岗质糜棱岩带和中部富铝高级变质岩带。

点苍山杂岩体东部绿泥石化退变质岩带是指以点苍山断裂为界以东(图2)地区出露的一套叠加变质岩带，岩石普遍遭受绿泥石化退变质作用改造是其最主要特点。其岩性沿着点苍山杂岩体延伸方向呈条带状展布，在NEE-SWW方向上(即垂直杂岩体展布方向)有较明显的分带性。从点苍山东部坡脚向峰顶主要发育的分别是绢云母绿泥石化千糜岩、钙质绿泥石片岩、绿泥石化条带状大理岩、绿泥石化花岗质糜棱岩和绿泥石化角闪岩。其中偶尔可见糜棱岩化二云花岗岩脉和白云母花岗岩脉相伴产出。对绿泥石化花岗质糜棱岩、白云母花岗岩脉、混合岩等进行的年代学测定显示其均为新元古代的产物(刘俊来等，2008)，而其中发育的细晶花岗质糜棱岩岩脉和似斑状花岗质糜棱岩就位和结晶年龄属于早渐新世(赵春强，2011)。在绿泥石化岩石顶部一侧有一套宽度不是很大，但非常质纯的厚层块状大理岩产出，且沿着点苍山展布方向延伸相对稳定。

点苍山西南部发育一套花岗质糜棱岩带，它南东起下关城郊的江峰寺北西止于石门关断裂一带，在平面上呈弧形弯曲(图2)。这套花岗质糜棱岩进一步还可细分为黑云似斑状花岗质糜棱岩和白云母细晶条痕-条带状花岗质糜棱岩(图3c，d)。在江峰寺这两套花岗质糜棱岩呈指状交错产出，从江峰寺到石门关沿途均可见及这两套花岗质糜棱岩，到石门关以白云母细晶条痕-条带状花岗质糜棱岩为主。经过两端和沿途几个点的年代学测试获得了晚二叠世-早三叠世(P-T)年龄(赵春强，2011)，构成了一个晚二叠世-早三叠世(P-T)的岩浆岩带。野外观察和显微分析、年代学测试发现，沿途在大沙坝采石场发育更为细晶的花岗质糜棱岩(图4)(样品DC0932-1(2))、含石榴石花岗岩和含白云母花岗岩形成于晚渐新世(赵春强，2011)，而两侧均为晚二叠世-早三叠世的花岗质糜棱岩。另外，该花岗岩带中发育有夕线石榴黑云片麻岩(样品DC0932-2)，呈大规模的包体型式存在(图2)，后者与花岗质岩石一起共同遭受了区域剪切变形作用的改造。

图4 细晶花岗质糜棱岩的显微构造表现(a)-钾长石变斑晶的边缘蠕英和膨凸重结晶;(b)-多晶石英条带;(c)-长石边缘的应变局部化和沿着应变局部化而定向排列的长石碎斑;(d)-绿泥石化黑云母沿着应变局部化带发育Fig.4 Microstructures of fine grained granitic mylonite(a)-myrmekites and bulging recrystallizations around K-feldspar porphyroclasts;(b)-polycrystals of quartz ribbons;(c)-strain localizations along the edges of feldspar grains and orientation of feldspar porphyroclasts along the high strain zones;(d)-chloritized biotite grains along the high strain zones

中部高级变质岩带主要由沿着点苍山延伸方向展布的富铝变质岩带和侵位于其中(出露于主峰附近)的似斑状二长花岗质糜棱岩组成。富铝变质岩带还可进一步划分主峰附近展布的十字石-蓝晶石岩带和局部断续展布的夕线石岩带，后者呈岩片状发育于苍山主峰西部(图2)。同时富含硅质成分的碳酸盐岩中发育有透闪石、透辉石、橄榄石组合。

2.2 点苍山变质杂岩体的宏观变形

点苍山杂岩区露头尺度上主要的岩石类型为糜棱岩。糜棱状构造透入性地分散于各种岩性中。除一些较晚时期发育的构造后花岗质或伟晶质岩脉没有遭受变形改造以外，几乎所有岩石均遭受了糜棱岩化改造，形成花岗质糜棱岩、角闪质糜棱岩、夕线石榴云母质糜棱岩(片糜岩)等。其中，糜棱岩化的夕线石榴黑云片麻岩是点苍山中部富铝高级变质岩的主要组成岩石之一。其主要的变形方式是以强烈剪切变形作用、强烈的叶理化及递进变形作用过程中的片内褶皱作用。褶皱一般规模较小，在高应变区形成两翼紧闭近平行的顶厚式褶皱，叶理发育较强但线理中等，指示了一种较强烈的纯剪变形作用。夕线石呈放射状，束状沿岩石的线理方向定向排列，石榴石、斜长石变斑晶呈圆粒状、麻点状有一定的定向性与区域岩石线理基本一致，它们共同发育在以黑云母为主的片理面上，指示了一定的单剪作用的影响。侵入于夕线石榴黑云片麻岩中的花岗质岩脉既遭受了强烈的剪切变形，也参与到了后期褶皱变形的过程中。

图5 富铝系列变质岩石的矿物组合与显微构造(a)-石榴石呈集合体状沿片麻理排列;(b)-夕线石呈竹节状沿片麻理排列，竹节状的夕线石向白云母的转变;(c)-长石变斑晶韧-脆性变形的特点;(d)-卡纳复合双晶的斜长石被交代，石英对长石的硅交代Fig.5 Mineral assemblages and microstructures of high-aluminum metamorphic rocks(a)-garnet aggregates along gneissic foliation;(b)-bamboo-like sillimanite grains along gneissic foliation，muscovite growth along the fractures of bamboo-like sillimanite grains;(c)-ductile to brittle transition deformation in feldspar porphyroblasts;(d)-metasomatism of plagioclase grains with carlsbad-albite compound twins by quartz

点苍山西南部的花岗质糜棱岩带以强烈剪切变形为其主要特点，即表现为受红河-哀牢山剪切带左行走滑剪切变形的影响最为显著。花岗质糜棱岩带中剪切分异、b型褶皱、ecc、a型褶皱都有发育(图3b)。以长石残斑变形表现所定义的眼球状、扁豆状、条带状和条痕状花岗质糜棱岩均可见及(图3c，d)，L构造岩、L-S型构造岩在点苍山西南部花岗质糜棱岩带中均有发育。充分体现固态塑性变形是西南部花岗质糜棱岩带主要的变形表现形式。其中本文所测试的细晶花岗质糜棱岩(DC0932-1(2))属于L型或L＞＞S型构造岩，残斑极为细小，大部分在0.5～1mm左右。

点苍山东坡主要岩石类型为绿泥石千糜岩、绿泥石片岩和绿泥石化的斜长角闪质糜棱岩，其中夹有绿泥石化低温变形的花岗质糜棱岩。钙质绿泥石片岩中肠状褶皱为其主要的变形表现。角闪质岩石遭受低温剪切变形改造，出现强烈的绿泥石化。绿泥石化花岗质糜棱岩中岩石被压扁剪切形成石香肠和伸展折劈理同时发育的情形也较为常见。沿着绿泥石条带状大理岩，大理岩与绿泥石的表面出现擦痕和阶步相间生长，具有上盘向NEE向正向滑移的特点。

2.3 高级变质岩的变形与变质显微构造特征

2.3.1 富铝变质岩的显微构造现象

富铝变质岩中的平衡共生组合与反应结构确定了高角闪岩相的变质矿物组合，以及退变质反应的存在。

夕线石带富铝变质岩中保存的矿物组合为石榴石(Grt)+黑云母(Bi)+夕线石(Sil)+钾长石(Kfs)+斜长石(Pl)±石英(Q)为典型的高角闪岩相变质矿物组合，石榴石在高温状态下有不规则形状发育的特征，呈暗红色，浑圆状、扁豆状，集合体状发育，直径在500～50μm之间，集合体有沿片麻理定向排列的趋势(图5a)。在石榴石周围有黑云母的发育和铁质矿物析出并被剪切变形拖尾，黑云母与石榴石的边界有平直接触和港湾状接触两类。黑云母为棕色到深褐色，片状、针柱状细粒化的黑云母晶粒多呈鳞片状，集合体状被压扁、定向、排列沿叶理面分布或者构成劈理域，显微镜下黑云母晶粒多分布于石榴石和斜长石的周围，与石榴石、斜长石构成共生矿物组合。同时，黑云母晶体有退变质形成绿泥石化的现象。夕线石呈针柱状沿片麻理定向排布，部分夕线石沿长轴方向被拉断形成藕节状，藕节间有新生白云母颗粒(图5b)，是退变质作用的结果。长石单晶压扁、拉长，形成扁豆状形态，具有塑性变形表现而呈多晶沿着线理方向形成单向定向性排列(图5c)，反映岩石处于一种韧-脆性变形作用相叠加的构造环境。具有卡纳复合双晶的斜长石部分被微斜长石所取代，反映了交代变质过程的存在，而长石和石英边界具有港湾状结构表明石英对长石硅交代作用(图5d)。

白云母(Ms)+石英(Q)=夕线石(sil)+钾长石(Kfs)+水(H2O)反应发生在中压条件下(0.3～0.5GPa)的650～730℃温度区间，这是一个典型的中级角闪岩亚相向高级角闪岩亚相转变的临界变质反应(或称为第二夕线石带)(沈其韩等，2004)。考虑到点苍山杂岩体快速剥露的事实(Caoet al.，2011a，b)，夕线石岩带的变质反应可能经历了逆向变质反应，即夕线石+钾长石+水反应生成白云母和石英，其温压条件也是由高角闪岩相向低压角闪岩相的转变，显微镜下保留了这一证据(图5b)，而夕线石(Sil)+白云母(Ms)+黑云母(Bi)+石英(Q)为低压角闪岩相的共生组合(王仁民等，1989)。与此同时，黑云母也发生向白云母的转变并伴有铁质矿物的析出和白云母的重结晶长大并定向生长。

2.3.2 细晶花岗质糜棱岩的显微构造现象

侵位于夕线石榴黑云母片麻岩中的细晶花岗质糜棱岩以交代和应变局部化为主要变形特点。在显微尺度上细晶花岗质糜棱岩发育大量围绕长石变斑晶边部的蠕英结构和应力出溶条纹，是中高温交代变形最为直接的证据。长石边缘膨凸重结晶颗粒的发育表明沿着长石残斑边缘出现了中高温动态重结晶过程(图4a，c)。应变局部化是由石英的细粒化及定向拉长、细小长石斑晶的富集和含黑云母、白云母、绿泥石等细粒化矿物集合体定向排列所限定的(图4d)。远离应变局部化的石英常常表现为以静态恢复重结晶为主，沿着主叶理面定向排列形成较细矩形石英条带和多晶石英条带(图4b)。

上述变形显微构造特点显示出岩石经历的递进变形改造过程(曹淑云等，2009;Caoet al.，2010)，早期以长石边缘蠕英结构、膨凸重结晶和矩形石英条带为代表，属于较高温的变形构造(图4a，b)，而后期应变局部化条带中，新生矿物颗粒及集合体均属于较低温的叠加变形显微构造现象。叠加在高温变形构造上的低温应变局部化还改变和限定了长石残斑形态定向性(SPO)(图4c)，使得长石残斑沿着应变局部化发育的方向定向排列。

3 高级变质岩变质锆石U-Pb年代学分析

3.1 样品与分析过程

本文分析的样品夕线石榴黑云片麻岩(DC0932-2)采自点苍山西南部大沙坝采石场 (N25°34＇29.7″;E100°09＇57.4″)，岩石呈片状、片麻状、条带状(图 3a)，夕线石、石榴石、长石、石英等被压扁拉长定向发育于主叶理面上。尽管岩石片麻理发育，但线理发育较弱。细晶花岗质糜棱岩(DC0932-1(2))采自距夕线石榴黑云片麻岩样品十几米的地方，为后期侵位于其中的细晶花岗岩岩株并遭受糜棱岩化改造(图3b)，现今产状因强烈的糜棱岩化表现为呈整合的脉状产出。

在野外采得样品，每块重约4kg左右，通过手工破碎、淘洗、电磁分选、重液分离之后，在光学显微镜下进行挑选，得到含有包裹体少、无明显裂隙且晶形完好的锆石晶粒用于测试，将待测的锆石样品与标样(TEM，用于年龄校正，其标准年龄值为417Ma)一起用环氧树脂包埋制成圆形的锆石靶，然后将锆石靶抛光至一半，露出锆石内部结构。在光学显微镜下对这些锆石晶粒进行透射光和反射光的拍照工作，然后完成锆石阴极发光(CL)图像照相。根据对CL图像、透射光和反射光照片的对比分析，避开那些含包体和有裂隙的位置，进行SHRIMP和LA-ICP-MS锆石U-Pb测试分析。

夕线石榴黑云片麻岩中变质锆石的U-Th-Pb同位素分析是在中国地质科学院北京离子探针实验中心SHRIMPⅡ上按照标准实验测试流程完成，详细的实验原理和流程参见(Compstonet al.，1984;Williams，1998)。对于实验结果选用Temora(417Ma)(Blacket al.，2003)作为标准分别进行锆石的U、Th含量及年龄校正。离子探针的束斑直径选取30μm，普通铅校正采用测定的204Pb进行分析校正，测试在机器状态稳定的情况下采取3～4个样品点插入一个标样的方法进行测定。年龄计算采用(Steiger and Jäger，1977)推荐的衰变常数，数据处理采用ISOPLOT 3.0(Ludwig，1999)进行年龄数据的处理工作。细晶花岗质糜棱岩岩浆锆石的U-Th-Pb年代学测试是在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室的准分子激光剥蚀系统GeoLas2005和电感耦合型Agilent 7500a等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)完成(罗彦等，2001)。采用国际标准锆石91500进行外部校正，激光束斑直径选择30μm。样品调试采用 ICPMSDataCal 6.2，年龄计算使用 ISOPLOT 3.0(Ludwig，1999)。

图6 锆石阴极发光图像、测点及年龄(a)-夕线石榴黑云片麻岩(DC0932-2)锆石阴极发光图像;(b)-细晶花岗质糜棱岩(DC0932-1(2))锆石阴极发光图像Fig.6 Cathodoluminescence photomicrographs of zircons，dating spots and ages(a)-cathodoluminescence photomicrographs of zircons from sillimanite-garnet-biotite gneiss(DC0932-2);(b)-cathodoluminescence photomicrographs of zircons from fine grained granitic mylonite(DC0932-1(2))

3.2 锆石特征

夕线石榴黑云片麻岩中的变质锆石(DC0932-2)有两种不同的形态颗粒，长柱状和椭圆状。长柱状锆石一般长短轴比都大于或等于3，边缘比较圆滑。透射光下可见锆石表面存在“面”，大多是一种“受控生长面”，锆石大部分呈无色透明，但部分有微黄色呈现。在阴极发光(CL)图像下(图6a)，有较明显的变质边发育。某些锆石核部可见明显的震荡环带，属于岩浆锆石的特征，但其边缘可见较明显的变质边。另外一组锆石颗粒呈现浑圆状或椭球状，具备早期变质锆石或者碎屑锆石的特征，也发育有较明显的变质边。

细晶花岗质糜棱岩中的锆石(DC0932-1(2))颜色呈无色透明状或淡黄色，大部分晶形较好，呈长柱状，长短轴之比为3∶1～2∶1之间，部分锆石颗粒震荡环带较明显，而另外一些却发育一般，甚至有轻微的变质边出现。锆石粒径长轴最大者为300～200μm，短轴在120～50μm之间。偶尔可见圆形粒状(图6b)，无环带和变质边发育，锆石表面呈冷灰色光泽。

3.3 分析结果

锆石年龄谐和图见图7、图8，年龄表观图见图9。

对夕线石榴黑云片麻岩中的锆石(DC0932-2)进行SHRIMPⅡU-Pb年代学测试，选择锆石晶体发育较好，有明显的核和变质边结构，主要选择均匀发育较好的变质边进行SHRIMP测试分析。对样品DC0932-2进行了32个点位的年龄测试，获得变质锆石的206Pb/238U表观年龄值从2150Ma到27Ma不等(图9a)，年龄结果较为分散，既包括了变质边缘的年龄，也涵盖了核部残余锆石的年龄。通过锆石的年龄测试结果(表1)、测试点位(图6a)和锆石的年龄谐和图(图7a)我们仍可得到一定的规律。

差误0.956 0.438 0.626 0.288 0.202 0.862 0.271 0.150 0.959 0.910 0.111 0.292 0.977 0.798）%（±3.03.53.13.43.43.23.63.63.13.13.83.13.13.2*206P b 238U 0.0893 0.0447 0.1121 0.0043 0.0042 0.1288 0.0122 0.0075 0.1119 0.0873 0.0080 0.0085 0.3958 0.0369）%（±3.28.05.0 11.8 16.9 3.7 13.4 24.2 3.23.4 33.9 10.8 3.24.0*207P b 235U 0.83 0.42 1.15 0.03 0.03 1.55 0.11 0.05 1.20 0.70 0.05 0.05 8.72 0.29）%（±0.96.23.96.37.01.94.1 10.9 0.91.45.23.40.62.1 207P b b 206P 0.0677 0.0709 0.0746 0.0550 0.0619 0.0872 0.0821 0.0709 0.0788 0.0589 0.0707 0.0519.1609 0.0604）%（±3.03.53.13.43.33.23.53.43.13.13.33.13.13.2 238U b P 20 611.19 22.31 8.92 230.12 231.16 7.76 80.12 129.69 8.93 11.45 120.83 115.82 2.52 26.98）%19783618301153（±149274392272547821257 Sha n b P b a）3461 i a nc a ng 207P 206（M 848865 1057-801364 749283 1146 550--162 2454 487）D %f r o m ±（16.1 9.6 20.3 0.90.9 23.4 2.81.7 20.1 15.9 1.91.7 56.5 7.3 g ne i s s 206P b 238U a）（M 551.5 281.6 685.1 27.6 27.3 781.1 78.1 48.3 683.9 539.5 51.4 54.8 2149.6 233.6据6）b数*b -10-P 206P ×85.6 4.1 29.0 2.52.4 37.0 4.02.9 105.2 46.4 1.96.7 97.5 14.7 U （石h U锆232T 238 P!a ni t e-g a r ne t-bi o t i t e 0.08 0.03 0.01 0.01 0.01 0.06 0.01 0.00 0.11 0.18 0.01 0.00 0.55 0.01 I M 6）R s i l l i m-SH o f h T 1032 8445202111843 1094 da t a ×153岩（麻b 6）片-P -云U U ×101116 106301670649334369432 1093 619273903286461黑（榴z i r c o n石bc ）线P!206P （%0.04 0.38 0.00 1.22 1.81 0.00 2.30 2.41 0.10 0.04 3.25 1.10 0.12 0.44夕I M山R苍SH o.-1.1-2.1-3.1-4.1-5.1-6.1-7.1-8.1-9.1-10.1-11.1-12.1-13.1-14.1点1N -2-2-2-2-2-2-2-2-2-2-2-2-2-2 1 Spo t 0932 C 0932 C 0932 C 0932 C 0932 C 0932 C 0932 C 0932 C 0932 C 0932 0932 0932 0932 0932表a bl e T D D D D D D D D D D C D C D C D C D C 0.262 0.935 0.186 0.101 0.957 0.948 0.072 0.059 0.645 0.252 0.160 0.890 0.957 0.463 0.606 0.889 0.731 0.700 3.33.13.44.43.13.15.34.63.13.73.43.12.02.12.22.02.02.0 0.0064 0.1416 0.0048 0.0043 0.3329 0.1729 0.0051 0.0048 0.0741 0.1086 0.0100 0.1197 0.2228 0.0086 0.0856 0.0870 0.0183 0.0209 12.5 3.3 18.3 43.5 3.23.3 73.0 77.6 4.9 14.8 21.3 3.52.14.53.72.32.82.9=18.052b 2 04P/0.04 1.40 0.03 0.03 5.24 4.43 0.03 0.02 0.64 1.45 0.06 1.15 2.53 0.06 0.67 1.08 0.27 0.19 206P b，5.41.15.49.50.81.09.7 14.5 3.1 10.2 9.71.20.63.32.61.01.82.1=0.864b 0.0583 0.0732 0.0643 0.0806 206P.1154.1871 0.0783 0.0901 0.0646.1114 0.0574 0.0716 0.0823 0.0500 0.0581 0.0902.1062 0.0667/208P b成组3.23.13.33.53.13.13.93.53.13.63.33.12.02.12.22.02.02.0素位153.97b同7.05 201.16 225.82 3.00 5.77 185.11 193.06 13.47 9.04 98.21 8.34 4.49 116.59 11.67 11.49 54.55 47.77 P的用采正3022444299517171866 21257926953132129364203543校铅通179107 1867 2704313645 1567255 1253 1430 1715；普铅-984-258--705-924124498827因成性1.3 24.6 1.11.2 50.0 29.7 1.71.4 14.0 23.7 2.2 21.2 23.9 1.1 11.3 10.4 2.42.7射放示表40.9 853.8 31.2 27.4 1852.2 1028.1 33.1 31.1 460.8 664.5 64.0 728.9 1296.5 55.0 529.6 538.0 116.9 133.5*b；P量含2.4 68.2 2.21.5 78.5 39.1 0.81.5 17.3 2.83.2 48.6 205.8 7.4 11.4 59.5 12.2 15.6分百铅通普0.00 0.18 0.01 0.01 0.41 0.08 0.01 0.01 0.09 0.07 0.00 0.14 0.02 0.00 1.14 0.03 0.01 0.02中铅体总示29636108201223216320417121619）表%（bc 43455951139027426318233827129371471 1075 999155795775869206P；差误1.95 0.15 2.55 3.72 0.14 0.19 4.73 6.77 0.21 1.83 1.98 0.22 0.00 0.19 0.12 0.00 0.16 0.00对1σ绝-15.1为值-2-16.1-17.1-18.1-19.1-20.1-21.1-22.1-23.1-24.1-25.1-26.1-27.1-28.1-29.1-30.1-31.1-32.1龄0932-2 0932-2 0932-2 0932-2 0932-2 0932-2 0932-2 0932-2 0932-2 0932-2 0932-2 0932-2 0932-2 0932-2 0932-2 0932-2 0932-2 0932年内D C D C D C D C D C D C D C D C D C D C D C D C D C D C D C D C D C D C ：表注

从数据表1、U-Pb年龄协和曲线图(图7a)和整体表观年龄分布统计图(图9a)可以看出，变质岩中锆石的年龄主要包括了古元古代(2150Ma，1个点)、新元古代(780～660Ma和 550 ～460Ma)、中生代(281Ma、230Ma、133Ma和116Ma)以及3组新生代的年代学数据。据不一致线分布(图 7a)分析获得了约 2450Ma、1900Ma、1300Ma、1000Ma、780Ma、550Ma多阶段初始年龄值，而其他偏离不一致线的年龄值可能为锆石在不同阶段后期演化中铅丢失所致的结果。变质锆石(DC0932-2)所给出的年代学数据表(表1)和U-Pb年龄协和曲线图(图7a)，显示其年代学数据组成与扬子地块沉积的碎屑锆石所给出的年龄数据具有一致性(Wangetal.，2013)，揭示出其源区的成分组成可能具有与扬子地块相似的成分组成。对于新生代年龄的综合分析，反映了新生代点苍山变质杂岩体经历的热扰动开始于约64Ma，并经历了55～27Ma长时间多期次热事件作用的结果(图9b)。新生代年龄数据构成了三个相对集中的峰值，分别为:54.2±1.7Ma、31.5 ±1.5Ma和27.5 ±1.2Ma(图7b)，反映了始新世初期、渐新世早期和渐新世中期三个阶段热事件对它的影响。由此可知岩石遭受了多期变质作用的影响，其中最显著的影响为最后一期，即渐新世中期(27.5±1.2Ma)。

图7 夕线石榴黑云片麻岩(DC0932-2)中变质锆石UPb测年结果(a)-变质锆石U-Pb年龄协和曲线与不一致线图;(b)-新生代变质锆石U-Pb年龄图Fig.7 U-Pb dating results of metamorphic zircons from the sillimanite-garnet-biotite gneiss(DC0932-2)(a)-U-Pb age concordia diagram and discordance diagram of metamorphic zircons;(b)-Cenozoic U-Pb age diagram of metamorphic zircons

图8 细晶花岗质糜棱岩(DC0932-1(2))锆石U-Pb年龄的协和曲线图Fig.8 U-Pb age concordia diagram of zircons from fine grained granitic mylonite(DC0932-1(2))

糜棱岩化细晶花岗岩脉中，去除岩浆锆石(DC0932-1(2))数据表2 中(0932-1-5.1，0932-1-6.1，0932-1-8.1)3 个分析点(具有较老的年龄值)，得到锆石U-Pb的年龄为24.4±0.89Ma(表 2、图 8)。年龄值较老的锆石(0932-1-5.1，0932-1-6.1)CL图像(图6b)也明显可以观察到分析点(0932-1-5.1，0932-1-6.1)与其它锆石的不同，其较深的颜色可能反映较高的U含量;它们可能是由岩体就位时捕获的围岩锆石颗粒。两个锆石自形程度高且震荡环带发育的两粒锆石(0932-1-1.1，0932-1-4.1)具有 26.1Ma 和 25.8Ma 的年龄，其它同样具有岩浆锆石特征的颗粒一般年龄集中分布在24～22Ma。

锆石U-Pb年代学分析中锆石的Th/U比值是判定锆石成因的一个重要指标，样品DC0932-1(2)除分析点(0932-1-8.1，0932-1-6.1)具有异常低(＜0.1)的Th/U 比值外(表2)，其余锆石分析点高的Th/U比值(＞0.1)说明其为岩浆成因的锆石。其中除分析点(0932-1-17.1)Th/U比值为0.192比较低外，其余分析点的Th/U比值都在0.5～1.4之间，大部分在1左右。这与样品DC0932-2中大部分锆石分析点具有非常低的Th/U比值(多数在0.1之下，表1)形成鲜明的反差。

4 富铝高级变质杂岩中变质岩和岩浆岩锆石U-Pb年代学的区域构造内涵

在点苍山变质杂岩体各个构造带中，除新生代和晚二叠世-早三叠世时期发育的花岗质岩体和岩脉以外，主体上由前寒武纪变质岩石组成，但它们在新生代区域上印度-欧亚板块碰撞与碰撞后的演化过程中遭受了不同阶段强烈构造-热事件的改造，并在以富铝系列变质岩为主的变质杂岩中保留了完整的记录。

）%±11351（0.80.80.40.8 206P b U a）23 8（M 26.1232225.8 2411772331.4 22.7）%574077（±112607675179516145 207P b b 206P a）M（2418 1357 1322 1323 331196 1405331510）%±（0.00013 0.00019 0.00019 0.00012 0.00044 0.00087 0.00016 0.00005 0.00012*206P b 238U 0.00406 0.00365 0.00336 0.00401 0.03806 0.0279 0.00353 0.00488 0.00352）%（±0.00694 0.01199 0.01206 0.00511 0.00956 0.00741 0.01012 0.00142 0.0041*207P b 235U 0.07562 0.04364 0.03954 0.04417 0.27846 0.19346 0.04329 0.03056 0.03927）Sha n%±（0.0212 i a nc a ng 0.01872 0.02426 0.02647 0.01049 0.00189 0.00136 0.00212 0.01167 207P b b P D 206 f r o m 0.15647 0.08684 0.0853 0.08532 0.05304 0.05002 0.08906 0.04541 0.0941 y l o ni t e 32T h U 22 38 1.185 1.346 1.094 0.587 0.672 0.082 1.033 0.034 1.046据m 6）b数*b --P 206P 10×0.68 0.95 0.51 1.30 11.29 30.28 0.85 6.10 1.17 U g r a ni t i c（石6）S锆g r a i ne d 38U -10-M 2×116137 90.9 238227781164 1166 224 P f i ne（-I C o f h -6）L A da t a 232T 1013818599140153169235岩b ×63.8 40.2棱-P （糜U质bc ）%岗z i r c o n 206P （2.33 12.41 8.64 0.89 6.11 1.64花S晶-M细P山-I C o.-1.1-2.1-3.1-4.1-5.1-6.1-7.1-8.1-9.1苍L A N -1-1-1-1-1-1-1-1-1点2Spo t 0932 0932 0932 0932 0932 0932 0932 0932 0932 2 D C D C D C D C D C D C D C D C D C表a bl e T 0.70.60.710.70.80.40.51111 22.8 23.3 23.72322.9 23.82523.9 23.6242424 198122158343118437193158 372 453392386=18.052 04P b 2 1325 1028 1358 2285 1742/94432236 1460 1549 202948b 20206P，0.00012 0.0001 0.00011 0.00022 0.00011 0.00013 0.00007 0.00007 0.00015 0.00018 0.00019 0.000190.864=206P b/0.00354 0.00361 0.00368 0.00363 0.00355 b 0.0037 0.00388 0.00372 0.00366 0.00375 0.00375 0.00369 208P成组素0.00529 0.00273 0.00416 0.01262 0.00413 0.00699 0.00213 0.00218 0.0081 0.01041 0.01256 0.01234位b同P的0.0417 0.03349 0.03935 0.07256 0.04584 0.03599 0.02495 0.02526 0.04625 0.04967 0.06464 0.06426用采正校铅0.0116 0.00712 0.01058 0.02667 0.01174 0.01391 0.00407 0.00443 0.0165 0.02064 0.02515 0.02512通；普铅因成0.08542 0.07351 0.08688 0.14477 0.10662 0.07054 0.04666 0.0509 0.09165 0.09608 0.12502 0.12634性射放示表1.423 1.141 1.189 0.969 1.442*1.08 0.537 0.192 0.891 0.462 1.166 1.144；P b量含分0.98 0.93 1.51 0.41 0.98 0.85 2.02 2.57 0.65 3.25 0.52 0.52百铅通普中174185272 76.9 1711604066131297459590.1铅体总示211 248324 74.4）表246173218118115344111103（%206P bc；1.472.85差-1.6 5.37 2.19 2.75 1.31 2.78 4.92 3.34 6.54误对绝-10.11σ为-1-11.1-12.1-13.1-14.1-15.1-16.1-17.1-18.1-19.1-20.1-21.1值0932-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1龄年C 0932 0932 0932 0932 0932 0932 0932 0932 0932 0932 0932内D C D C D C D C D C D C D C D C D C D C D C D ：表注

富铝高级变质岩系中石榴石(Grt)+夕线石(Sil)+黑云母(Bi)+钾长石(kfsp)+石英(Q)+斜长石(Pl)组合为高角闪岩相变质共生组合。对其中的锆石进行SHRIMP U-Pb年代学分析结果显示，在这套岩石中保留了从古元古代(2150Ma)到新生代(27Ma)不同时期的年龄纪录。而新生代的变质年龄具有三组集中趋势 54.2 ±1.7Ma、31.5 ±1.5Ma、27.5±1.2Ma。区域上新生代时期最为强烈的地质事件为发生在55Ma的印度板块与欧亚板块的汇聚(季建清等，2000;孙珍等，2003;Molnar and Tapponieer，1975;Maluskiet al.，2001;Morley，2002)，本文获得的 54.2 ±1.7Ma的变质年龄应该是这次汇聚事件的反映。与此对应，丁林和钟大赉(1999)在南迦巴瓦峰地区发现存在69～45Ma的高压麻粒岩相变质作用，吴虎峻等(2011)在大象山地区获得了大于58Ma的超高温变质作用事件的年龄，它们共同为印度-欧亚汇聚事件在红河哀牢山汇聚带上所造成的变质热事件反映提供证据。Chunget al.(1997)、Tranet al.(2014)提出在点苍山洱海东部地区和金平地区存在一期成份相同和时代相近(40～30Ma)的高钾碱性岩浆岩的侵入并伴随着大规模区域金成矿作用，认为这是一期沿着红河哀牢山构造带上发育的陆内伸展事件的结果，后期(27～22Ma)大规模左行走滑变形事件将这一高钾碱性岩带和成矿带错开分为洱海东部岩体和金平地区岩体两部分。而这次陆内伸展事件在点苍山富铝变质岩中所造成的影响应为本文所给出的31.5±1.5Ma变质热事件的年龄。此后，沿着红河-哀牢山剪切带的强烈剪切作用(27～22Ma)伴随着剪切带中原岩所遭受的动-热变质作用(即富铝变质岩中所反映的热变质事件(27.5±1.2Ma))，同时诱发小规模壳源岩浆活动性(24.4±0.89Ma岩脉的就位，也见 Schäreret al.，1994;Harrisonet al.，1992)。

图9 表观年龄分布统计图(a)-整体表观年龄分布统计图;(b)-晚古生代至新生代表观年龄分布统计图Fig.9 Statistical graph of apparent age distributions(a)-histogram distribution of integral apparent ages;(b)-histogram distribution of Late Paleozoic to Cenozoic apparent ages

由此可见，点苍山变质杂岩体是红河-哀牢山韧性剪切带上一个具有代表性的变质杂岩体，它遭受了多期、多阶段变质-变形作用的改造，并记录了新生代时期藏东地区对于印度-欧亚碰撞及后碰撞演化的响应。总体上看，印度-欧亚碰撞与后碰撞演化在藏东地区主要表现出三个演化阶段，即早期的碰撞与收缩、中期的造山后伸展以及晚期的侧向剪切走滑事件。(1)在点苍山地区，早期收缩事件的记录表现为大约55Ma的共轴变形和区域性的收缩(刘俊来等，2007;Liuet al.，2010)。实际上，区域性收缩事件在点苍山西侧的兰坪盆地表现最为显著，大规模的逆冲-推覆构造广泛发育(胡永兴等，2013)，它们改造了前新生代各个时期的地层以及新生代早期的沉积盆地。(2)造山后伸展事件，在藏东地区主要表现为高钾碱性岩石组合(大约43～30Ma)的广泛发育。虽然迄今地表尚未发现与之对应的典型的区域性伸展构造组合，但是点苍山、哀牢山、大象山富铝变质岩的剥露(戚学祥等，2012;吴虎峻等，2011)，以及本文所提供的富铝变质岩中变质年代学响应，笔者认为发生在大约43～30Ma的区域性伸展是切实存在，并且其表现可能就赋存于哀牢山-红河剪切带的深变质岩石的变质组合上。(3)变质热事件是地壳物质对地壳构造事件的一种响应，哀牢山-红河剪切带大规模左行走滑(Molnar and Tapponnier，1975;Tapponnier and Molnar，1976)27 ～22Ma的剪切作用(Schäreret al.，1994;Harrisonet al.，1992)，使得哀牢山-红河剪切带上的变质杂岩体从中下地壳剥露至中上地壳且具有穿时冷却(Caoet al.，2011b;Liuet al.，2012)的特点，所以哀牢山-红河剪切带晚始新世以来的剥露及其所反映的变质热事件也是不可逆的，本文所揭示的变质作用热年代学结果27.5±1.2Ma，所指示的变质热事件应为哀牢山-红河剪切带大规模左行走滑所造成。这一时间的确定对于区域构造演化具有重要意义，有助于限定了印支地块南东向逃逸的时间。

5 结论

(1)点苍山变质杂岩体中富铝变质岩石为阐明红河-哀牢山剪切带的变质-变形演化提供了重要依据，其中高角闪岩相变质矿物组合(石榴石+夕线石+黑云母+石英+斜长石)及其向低角闪岩相变质矿物组合(夕线石+白云母+黑云母+石英)的转变，属于两阶段不同变形环境下发生的变质事件，即早期阶段的纯剪变形事件和晚期阶段的单剪变形事件。前者可能与早期的碰撞与汇聚事件相关，而后者与区域走滑作用密切相伴。

(2)富铝变质岩夕线石榴黑云片麻岩中的变质锆石记载了多阶段锆石生长的年代学记录，其中新生代三次变质年龄为 54.2 ±1.7Ma、31.5 ±1.5Ma、27.5 ±1.2Ma，分别反映了藏东区域性收缩事件、造山后伸展事件及区域性走滑事件。

(3)侵位于夕线石榴黑云片麻岩中的细晶花岗质糜棱岩中的岩浆锆石24.4±0.89Ma的结晶年龄，是与杂岩体的剪切变形事件(27～22Ma)同构造就位花岗质岩石的结晶。

致谢 感谢中国地质科学院地质研究所万渝生研究员对本文变质锆石的年龄解释工作所给出的悉心指导和帮助;感谢审稿人提出的宝贵修改意见。

Black LP，Kamo SL，Williams ISet al.2003.The application of SHRIMP to Phanerozoic geochronology:A critical appraisal of four zircon standards.Chemical Geology，200(1-2):171-188

Bureau of Geology and Mineral Resources of Sichuan Province.1991.RegionalGeology of Sichuan Province.Beijing:Geological Publishing House，1-730(in Chinese)

Bureau of Geology and Mineral Resources of Yunnan Province.1990.Regional geology of Yunnan Region.Beijing:Geological Publishing House，1-728(in Chinese)

Cao SY，Liu JL，Leiss Bet al.2009.Timing of initiation of left-lateral slip along the Ailao Shan-Red River shear zone:Microstructural，texture and thermochronological evidence from high temperature mylonites in Diancang Shan，SW China.Acta Geologica Sinica，83(10):1388-1400(in Chinese with English abstract)

Cao SY，Liu JL and Leiss B.2010.Orientation-related deformation mechanisms ofnaturally deformed amphibole in amphibolite mylonites from the Diancang Shan，SW Yunnan，China.Journal of Structural Geology，32(5):606-622

Cao SY，Franz N，Liu JLet al.2011a.Exhumation of the Diancang Shan metamorphic complexalong the Ailao Shan-Red Riverbelt，southwestern Yunnan， China: Evidence from40Ar/39Ar thermochronology.Journal of Asian Earth Sciences，42(3):525-550

Cao SY，Liu JL，Leiss Bet al.2011b.Oligo-Miocene shearing along the Ailao Shan-Red River shear zone:Constraints from structural analysis and zircon U/Pb geochronology of magmatic rocks in the Diancang Shan massif，SE Tibet，China.Gondwana Research，19(4):975-993

Cheng YQ.1994.Areal Geology Outline of China.Beijing:Geological Publishing House，1-517(in Chinese)

Chung SL，Lee TY，Lo CHet al.1997.Intraplate extension prior to continental extrusion along the Ailao Shan-Red River shear zone.Geology，25(4):311-314

Compston W，Williams IS and Meyer C.1984.U-Pb geochronology of zircons from lunar breccia 73217 using a sensitive high massresolution ion microprobe.Journal of Geophysical Research，89(S02):B525-B534

Deng SX.2000.The evolution of metamorphism and geochemistry for the Cangshan and Julin groups in Central Yunnan，China.Ph.D.Dissertation.Guangzhou:Guangzhou Institute of Geochemistry，Chinese Academy of Sciences，1-96(in Chinese with English summary)

Ding L and Zhong DL.1999.The characteristics of high-pressure metamorphism and its implication for structuralgeology in Nnamjagbarwa area，Tibet.Science in China(Series D)，29(5):385-397(in Chinese)

Geng YS， Yang CH， Wang XSet al.2008. The Evolution of Metamorphosed Basement of the West Edge of Yangtze Platform.Beijing:Geological Publishing House，1-215(in Chinese)

Gilley LD，Harrison TM，Leloup PHet al.2003.Direct dating of leftlateral deformation along the Red River shear zone，China and Vietnam.Journal of Geophysical Research，108(B2):2127

Harrison TM，Chen WJ，Leloup PHet al.1992.An Early Miocene transition in deformation regime within the Red River Fault Zone，Yunnan，and its significance for Indo-Asian tectonics.Journal of Geophysical Research，97(B5):7159-7182

Hu YX，Fang PY，Li Set al.2013.The relationship between structural evolution and metallogenesis of Lanping Basin in west Yunnan.Yunnan Geology，32(1):113-115(in Chinese with English abstract)

Ji JQ，Zhong DL and Zhang LS.2000.Kinematics and dating of Cenozoic strike-slip faults in the Tengchong area，West Yunnan:Implications for the block movement in the southeastern Tibet Plateau.Scientia Geologica Sinica，35(3):336-349(in Chinese with English abstract)

Leloup PH， Harrison TM， Ryerson FJetal.1993. Structural，petrological and thermal evolution of a Tertiary ductile strike-slip shear zone， Diancang Shan， Yunnan. Journal of Geophysical Research，98(B4):6715-6743

Leloup PH，Lacassin R，Tapponnier Pet al.1995.The Ailao Shan-Red River shear zone(Yunnan，China)，Tertiary transform boundary of Indochina.Tectonophysics，251(1-4):3-10，13-84

Li BL，Ji JQ，Fu XYet al.2008.Zircon SHRIMP dating and its geological implications of the metamorphic rocks in Ailao Shan-Diancang Mountain Ranges，West Yunnan.Acta Petrologica Sinica，24(10):2322-2330(in Chinese with English abstract)

Li BL，Ji JQ，Wang DDet al.2014.Determination of Eocene-Oligocene(30～40Ma)deformational time by zircon U-Pb SHRIMP dating from leucocratic rocks in the Ailao Shan-Red River shear zone，southeast Tibet，China.International Geology Review，56(1):74-87

Liu FL，Wang F，Liu PHet al.2013.Multiple metamorphic events revealed by zircons from the Diancang Shan-Ailao Shan metamorphic complex，southeastern Tibetan Plateau.Gondwana Research，24(1):429-450

Liu JL，Wang AJ，Cao DHet al.2004.Structure and evolution of the post-collisional fault structures in the Three River Orogenic Belt，exemplified by the Cenozoic Jianchuan-Lanping Basin.Geological Journal of China Universities，10(4):488-499(in Chinese with English abstract)

Liu JL，Cao SY，Zhai YFet al.2007.Rotation of crustal blocks as an explanation ofOligo-Miocene extension in southeastern Tibetevidenced by the Diancangshan and nearby metamorphic core complexes.Earth Science Frontiers，14(4):40-48(in Chinese with English abstract)

Liu JL，Wan AJ，Cao SYet al.2008.Geochronology and tectonic implication of migmatites from Diancangshan，western Yunnan，China.Acta Petrologica Sinica，24(3):413-420(in Chinese with English abstract)

Liu JL，Tang Y，Xia HRet al.2010.High temperature strain structures and quartz c-axis fabrics from mylonitic rocks in the AilaoShan-Red River shear zone，Yunnan，and their tectonic implication.Acta Geologica Sinica，84(6):1377-1390

Liu JL，Tang Y，Tran MDet al.2012.The nature of the Ailao Shan-Red River(ASRR)shear zone:Constraints from structural，microstructural and fabric analyses of metamorphic rocks from the Diancang Shan，Ailao Shan and Day Nui Con Voi massifs.Journal of Asian Earth Sciences，47:231-251

Liu ZC，Li FY，Zhong KHet al.1996.The Tectonic Evolutions and Mineralizes of the West Edge of Yangtze Platform.Chengtu:University of Electronic Science and Technology of China Press，1-267(in Chinese)

Ludwig KR.1999.User’s Manual for Isoplot/Ex，version 2.06:A geochronological toolkite for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center，Special Publication No.1a，49

Luo Y，Liu YS，Hu SHet al.2001.Rare earth elements analysis of geological samples by LA-ICP-MS.Earth Science，26(5):508-512(in Chinese with English abstract)

Maluski H，Lepvrier C，Jolivet Let al.2001.Ar-Ar and fission-track ages in the Song Chay Massif:Early Triassic and Cenozoic tectonics in northern Vietnam.Journal of Asian Earth Sciences，19(1-2):233-248

Molnar P and Tapponnier P.1975.Cenozoic tectonics of Asia:Effects of a continental collision.Science，189(4201):419-426

Morley CK.2002.A tectonic model for the Tertiary evolution of strikeslip faults and rift basins in SE Asia.Tectonophysics，347(4):189-215

Qi XX，Zhao YH，Zhu LHet al.2012.Discovery of high-pressure pelitic granulite in Ailaoshan orogenic belt，southeastern Tibet，and its tectonic implications.Acta Petrologica Sinica，28(6):1846-1856(in Chinese with English abstract)

Schärer U，Zhang LS and Tapponnier P.1994.Duration of strike-slip movements in large shear zones:The Red River belt，China.Earth and Planetary Science Letters，126(4):379-397

Searle MP，Yeh MW，Lin TH and Chung SL.2010.Structural constraints on the timing of left-lateral shear along the Red River shear zone in the Ailao Shan and Diancang Shan Ranges，Yunnan，SW China.Geosphere，6(4):316-338

Sha SL.1998.The basic features of Diancang metamorphic zone.Yunnan Geology，17(1):1-16(in Chinese with English abstract)

Sha SL and Liu YC.2000.A preliminary study on the orthogneiss of Diancang Mountain，DaLi.Yunnan Geology，19(3):260-269(in Chinese with English abstract)

Sha SL.2011.The consideration on basement geological problems of Diancangshan-Ailaoshan zone.Yunnan Geology，30(1):1-9(in Chinese with English abstract)

Shen QH，Geng YS，Wang XSet al.2004.Petrology，mineralogy and formation environment of a corundum-sillimanite-K-feldspar gneiss.Geological Bulletin of China，23(2):99-106(in Chinese with English abstract)

Steiger RH and Jäger E.1977. Subcommission on geochronology:Convention on the use of decay constants in geo- and cosmochronology.Earth and Planetary Science Letters，36(3):359-362

Sun Z，Zhong ZH，Zhou Det al.2003.Deformation mechanism of Red River Fault zone during Cenozoic and experimental evidences related to Yinggehai basin formation.Journal of Tropical Oceanography，22(2):1-9(in Chinese with English abstract)

Tang Y，Liu JL，Tran MDet al.2013.Timing of left-lateral shearing along the Ailao Shan-Red River shear zone:Constraints from zircon U-Pb ages from granitic rocks in the shear zone along the Ailao Shan Range，Western Yunnan，China.International Journal of Earth Sciences，102(3):605-626

Tapponnier P and Molnar P.1976.Slip-line field theory and large-scale continental tectonics.Nature，264(5584):319-324

Tran MD，Liu JL，Nguyen QLet al.2014.Cenozoic high-K alkaline magmatism and associated Cu-Mo-Au mineralization in the Jinping-Fan Si Pan region，southeastern Ailao Shan-Red River shear zone，southwestern China-northwestern Vietnam.Journal of Asian Earth Sciences，79:858-872

Wang F，Liu FL and Liu PH.2011.Metamorphic evolution and anatexis of gneissic rocksin the Diancangshan-Ailaoshan metamorphic complex belt，southeastern Tibet Plateau.Acta Petrologica Sinica，27(11):3280-3294(in Chinese with English abstract)

Wang QF，Deng J，Li CSet al.2013.The boundary between the Simao and Yangtze blocks and their locations in Gondwana and Rodinia:Constraints from detrital and inherited zircons.Gondwana Research，doi:10.1016/j.gr.2013.10.002

Wang RM，You ZD and Fu GQ.1989.Petrology of Metamorphic Rocks.Beijing:Geological Publishing House，1-240(in Chinese)

Williams IS.1998.U-Th-Pb geochronology by ion microprobe.In:Mckibben MA，Shanks WC Ⅲ and Ridley WI(eds.).Applications ofMicroanalytical Techniques to Understanding Mineralizing Processes.Reviews in Economic Geology，7:1-35

Wu HJ，Liu JL，Tran MDet al.2011.The discovery and tectonic implication of ultrahigh-temperature metamorphic rocks in the Day Nui Con Voi，northwestern Vietnam.Acta Petrologica Sinica，27(9):2809-2820(in Chinese with English abstract)

Yan DP，Song HL，Fu SRet al.1997.Metamorphic Core Complex Zone of the WestEdge ofYangtze Platform.Beijing:Geological Publishing House，1-94(in Chinese)

Zhai MG and Cong BL.1993.The Diancangshan-Shigu metamorphic belt in W.Yunnan，China:Their geochemical and geochronological characteristics and division of metamorphic domains.Acta Petrologica Sinica，9(3):227-239(in Chinese with English abstract)

Zhao CQ.2011.The constitution and tectonic characteristics of the Diancangshan complex，western Yunnan.Master Degree Thesis.Beijing:China University of Geosciences(in Chinese with English summary)

附中文参考文献

曹淑云，刘俊来，Leiss B等.2009.哀牢山-红河剪切带左行走滑作用起始时间约束——点苍山高温糜棱岩的显微构造与热年代学证据.地质学报，83(10):1388-1400

程裕淇.1994.中国区域地质概论.北京:地质出版社，1-517

邓尚贤.2000.滇中苍山群和苴林群的变质作用演化与地球化学研究.博士学位论文.广州:中国科学院广州地球化学研究所，1-96

丁林，钟大赉.1999.西藏南迦巴瓦峰地区高压麻粒岩相变质作用特征及其构造地质意义.中国科学(D辑)，29(5):385-397

耿元生，杨崇辉，王新社等.2008.扬子地台西缘变质基底演化.北京:地质出版社，1-215

胡永兴，方沛英，李爽等.2013.滇西兰坪盆地构造演化特征与成矿关系.云南地质，32(1):113-115

季建清，钟大赉，张连生.2000.滇西南新生代走滑断裂运动学、年代学、及对青藏高原东南部块体运动的意义.地质科学，35(3):336-349

李宝龙，季建清，付孝悦等.2008.滇西点苍山-哀牢山变质岩系锆石SHRIMP定年及其地质意义.岩石学报，24(10):2322-2330

刘俊来，王安建，曹殿华等.2004.三江造山带后碰撞断裂构造带的结构与演化:以新生代剑川-兰坪盆地为例.高校地质学报，10(4):488-499

刘俊来，曹淑云，翟云峰等.2007.用陆块旋转解释藏东南渐新世-中新世伸展作用——来自点苍山及邻区变质核杂岩的证据.地学前缘，14(4):40-48

刘俊来，王安建，曹淑云等.2008.滇西点苍山杂岩中混合岩的地质年代学分析及其区域构造内涵.岩石学报，24(3):413-420

刘肇昌，李凡友，钟康惠等.1996.扬子地台西缘构造演化与成矿.成都:电子科技大学出版社，1-267

罗彦，刘勇胜，胡圣虹等.2001.激光剥蚀电感耦合等离子体质谱测定岩石样品中稀土元素.地球科学，26(5):508-512

戚学祥，赵宇浩，朱路华等.2012.青藏高原东南缘哀牢山构造带泥质高压麻粒岩的发现及其构造意义.岩石学报，28(6):1846-1856

沙绍礼.1998.点苍山变质带基本特征.云南地质，17(1):1-16

沙绍礼，刘宇淳.2001.大理点苍山正片麻岩初步研究.云南地质，19(3):260-269

沙绍礼.2011.点苍山-哀牢山带基础地质问题思考.云南地质，30(1):1-9

沈其韩，耿元生，王新社等.2004.一种刚玉夕线钾长片麻岩的岩石学矿物学特征及形成环境.地质通报，23(2):99-106

四川省地质矿产局.1991.四川省区域地质志.北京:地质出版社，1-730

孙珍，钟志洪，周蒂等.2003.红河断裂带的新生代变形机制及莺歌海盆地的实验证据.热带海洋学报，22(2):1-9

王舫，刘福来，刘平华.2011.青藏高原东南缘点苍山-哀牢山杂岩带中片麻岩的变质演化及深熔作用特征.岩石学报，27(11):3280-3294

王仁民，游振东，富公勤.1989.变质岩石学.北京:地质出版社，1-240

吴虎峻，刘俊来，Tran MD等.2011.越南西北部大象山超高温变质岩的发现及其区域构造意义.岩石学报，27(9):2809-2820

颜丹平，宋鸿林，傅昭仁等.1997.扬子地台西缘变质核杂岩带.北京:地质出版社，1-94

云南省地质矿产局.1990.云南省区域地质志.北京:地质出版社，1-728

翟明国，从柏林.1993.对于点苍山-石鼓变质带区域划分的意见.岩石学报，9(3):227-239

赵春强.2011.滇西点苍山杂岩的组成与结构特点.硕士学位论文.北京:中国地质大学