西南三江德钦-维西地区中二叠-晚三叠世岩浆岩与古特提斯演化*

许王 刘福来 冀磊 王舫 徐文涛 王丹

1. 自然资源部深地动力学重点实验室，中国地质科学院地质研究所，北京 1000372. 中国地质科学院，北京 100037

自古生代以来，数个微陆块陆续从东冈瓦纳大陆裂解出来，并形成一系列新的大洋(包括古特提斯洋、中特提斯洋和新特提斯洋)；这些微陆块不断向北(或西北)漂移，最终与劳亚大陆(中生代以后为欧亚大陆)拼贴在一起，控制了现今东亚和东南亚的构造格局(Metcalfe，2006，2013；Stampflietal.，2013；Huangetal.，2018)。其中，华北、华南、塔里木和印度尼西亚等微陆块被认为最早从冈瓦纳大陆裂解出来，并导致了泥盆纪时期古特提斯洋的打开；伴随着这些微陆块向北漂移过程中的俯冲、增生和碰撞作用，古特提斯洋最终在三叠纪时期闭合(详见Metcalfe，2013；Zhaoetal.，2018；及其参考文献)。

作为古特提斯构造域的东段，西南三江地区保留了与古特提斯洋打开-闭合相关的完整地质记录，因此一直是研究古特提斯演化的关键地区(莫宣学和潘桂棠，2006；Liuetal.，2013；Wangetal.，2018a；杨天南等，2019；及其参考文献)。目前的研究表明，三江地区记录了非常复杂的古特提斯演化历史，可能存在多条古特提斯大洋缝合带，包括理塘缝合带、金沙江-哀牢山缝合带和昌宁-孟连缝合带(图1a；Houetal.，2003；莫宣学和潘桂棠，2006；Zietal.，2013；Yangetal.，2014a)。然而，由于新生代以来印度板块与欧亚大陆之间的碰撞-俯冲，在青藏高原东南缘形成了数条大型走滑剪切带(Peltzer and Tapponnier，1988；Tapponnieretal.，1990；Zhongetal.，1990)，相关挤压构造强烈地改造了三江地区关于古特提斯的地质记录，尤其是将德钦-维西地区昌宁-孟连缝合带与金沙江缝合带之间的距离缩短至数十千米(图1b)，这在很大程度上增加了对该地区大地构造单元划分的难度，进一步制约了我们对古特提斯洋构造演化的理解(对比Zietal.，2012b，2013；Yangetal.，2014a；Xinetal.，2018；杨天南等，2019；Fanetal.，2020)。

值得注意的是，德钦-维西地区是西南三江唯一大面积出露中二叠-早三叠世岩浆岩(以火山岩为主)的地区(见杨天南等, 2019的图1)。这些岩浆岩大多介于昌宁-孟连缝合带和金沙江缝合带之间(图1b)，可能是研究古特提斯洋晚期演化历史的理想对象。然而，目前关于这些岩浆岩的成因和形成环境存在不同的认识。部分研究者提出它们是多期次、多阶段的，分别对应于金沙江洋壳俯冲及其后的陆陆碰撞造山和造山后伸展等构造环境(Zhuetal.，2011；王保弟等，2011；Zietal.，2012a，b，c，2013；Wangetal.，2014；Fanetal.，2020)；而另一部分研究者则认为得荣-德钦-维西地区的镁铁质-超镁铁质岩石并不是洋壳残片(即金沙江蛇绿岩)，因此这一地区并不存在金沙江缝合带，进一步提出这些岩浆岩属于昌宁-孟连古洋壳向北(东)俯冲形成的江达-维西陆缘弧岩浆岩的一部分(持续时间约40Myr；Yangetal.，2014a；梁明娟等，2015；唐靓等，2016；Xinetal.，2018；杨天南等，2019)。鉴于此，本文以德钦-维西地区的火山岩和沉火山碎屑岩为重点研究对象，通过锆石U-Pb年龄和全岩地球化学组成，结合区域内的已有研究成果，查明相关火山活动的时限及岩浆期次，揭示其中火山岩的成因，最终为理解古特提构造演化提供制约。

1 地质背景及采样

由于古特提斯洋的演化结束于三叠纪时期，因此本文主要关注德钦-维西地区古生代-早中生代的地质背景，而不涉及侏罗纪以及之后的构造变形、岩浆作用和沉积作用等。

1.1 地质背景

三江造山带位于青藏高原东南缘，由一系列微陆块(例如昌都-兰坪-思茅地块、保山地块和腾冲地块)和缝合带(例如理塘缝合带、金沙江-哀牢山缝合带、景洪-楠-程逸缝合带和昌宁-孟连缝合带)组成(图1a；Houetal.，2003；莫宣学和潘桂棠，2006；Metcalfe，2013)。其中，德钦-维西地区古特提斯阶段的主要构造单元包括昌宁-孟连(或澜沧江)缝合带、金沙江缝合带和夹持于两条缝合带之间的昌都-兰坪-思茅地块(图1b)。

图1 青藏高原及邻区构造纲要图(a)和德钦-维西地区晚古生代岩浆岩分布图(b，据四川省地质调查院，2009(1)四川省地质调查院. 2009. 西南三江地区区域地质图(1/100万) )

昌宁-孟连缝合带主要由古生代蛇绿混杂岩(橄榄岩、辉长岩、辉绿岩、玄武岩和硅质岩等)和三叠纪高压变质岩石(蓝片岩、榴辉岩等)组成(Zhangetal.，1993；钟大赉，1998；Feng，2002；Jianetal.，2009a，b；王舫等，2016；李静等，2017)，被认为代表着古特提斯的主大洋(钟大赉，1998；潘桂棠等，2002；Metcalfe，2013；Wangetal.，2018a)，并与西北侧的龙木错-双湖缝合带相连(Metcalfe，2013；Yangetal.，2014a)。传统上，金沙江-哀牢山缝合带所代表的古洋盆被认为是古特提斯洋的分支或者弧后盆地(莫宣学等，1993；Fanetal.，2010)，其中，金沙江蛇绿混杂岩由橄榄岩、辉长岩、基性火山岩、灰岩和硅质岩等组成(Zhangetal.，1994)。在德钦-维西地区的东侧存在南北向断续出露的超镁铁质岩石，结合区内出露的“斜长花岗岩”和基性火山岩等，以往的研究认为这些岩石组合是金沙江蛇绿混杂岩的一部分，由此将其作为昌都-兰坪-思茅地块和中咱地块的界线(图1b；简平等，2003a；Jianetal.，2008；Zietal.，2012b)。然而，杨天南等(2019)认为其中的超镁铁质岩石呈面状分布，并且同样见于中咱地块内部，结合覆盖其上的火山岩以及存在近同时代侵入其中的花岗质岩石，提出这些超镁铁质岩石并不代表古洋壳残片。昌都-兰坪-思茅地块在德钦-维西地区由大面积的中二叠-晚三叠世火山岩以及少量三叠纪花岗质岩石和具有扬子地块亲缘性的古生代沉积地层(例如砂岩、页岩、板岩和灰岩等)组成(图1b；三江造山带地质图编图委员会，1986；杨天南等，2019及其中参考文献)；尽管关于这些岩浆岩的成因和构造背景还存在不统一的认识，但它们作为古特提斯演化阶段的产物是没有争议的。随后，这些与古特提斯演化有关的地质记录部分被中-新生代沉积物所覆盖(例如兰坪盆地)或者被一系列的走滑断层所破坏。

1.2 野外产状及样品特征

中二叠-晚三叠世火山(碎屑)岩在德钦-维西地区普遍发育，南北向延伸约300km，厚约数千米，其岩石类型丰富，包括玄武岩、安山岩、英安岩、流纹岩、粗面岩以及各类凝灰岩(例如熔结凝灰岩、含岩屑凝灰岩等)；这些火山(碎屑)岩通常与砂岩、细砂岩、泥岩(部分含炭)、灰岩等呈互层状产出，甚至可见多个喷发-沉积韵律(Zietal.，2012c；梁明娟等，2015；唐靓等，2016；Xinetal.，2018)。

2 分析方法

本文对德钦-维西地区的3件火山岩和1件沉火山碎屑岩样品进行了锆石U-Pb定年。首先将双目镜下挑选出的锆石置于环氧树脂内进行抛光清洗，使得锆石露出内部截面，制成靶样；随后，利用场发射扫描电镜TESCAN MIRA3进行阴极发光成像，扫描条件为2分钟/7千伏；最后，选择锆石颗粒截面无裂隙、无包裹体、阴极发光特征一致的区域进行U-Pb年龄测试。锆石U-Pb年龄的测试工作在北京快科赛默科技有限公司进行，利用ESI New Wave NWR 193UC(TwoVol2)激光剥蚀系统(LA)和Agilent 8900 ICP-QQQ电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)，测试束斑为25μm；分析过程中选用Pleovice锆石样品(推荐加权平均年龄值为337.13±0.37Ma，Slámaetal.，2008)作为外标进行同位素分馏校正，每测试10～15个样品点分析2个Pleovice锆石点(测试加权平均年龄值为336.8±1.8Ma)；对分析数据的离线处理(包括信号区间的选择、灵敏度漂移校正、元素含量和U-Pb同位素比值以及年龄计算)采用ICPMSDataCal软件，而年龄数据处理(例如谐和图绘制和加权平均年龄计算)使用的是Isoplot 4.15程序。

本文还对其中的6件火山岩和1件沉火山碎屑岩样品进行了全岩主、微量元素的测试分析，相关测试分析工作在澳实分析检测(广州)有限公司进行。首先，在野外选取并采集新鲜的样品，在室内将全岩粉碎并研磨至200目得到粉末样。随后，在粉末样中加入含硼酸锂-硝酸锂熔融助溶剂，混合后高温熔融，利用PANalytical PW2424型X射线荧光光谱仪(XRF)分析主量元素氧化物的含量，误差小于2%，而烧失量(LOI)是在马弗炉中1000℃温度条件下灼烧后测得。最后，利用高氯酸、硝酸和氢氟酸消解粉末样，蒸至近干后用稀盐酸溶解定容，再用Agilent 5110型电感耦合等离子体发射光谱(ICP-AES)和Agilent 7900型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)分析得到微量元素含量，误差小于10%。

图2 玄武岩(a)、安山岩(b)、流纹岩(c)以及沉火山角砾岩(d)的野外和镜下照片Chl-绿泥石；Cal-方解石；Pl-斜长石；Cpx-单斜辉石；Qz-石英Fig.2 Representative field and microscopic photographs of basalt(a), andesite(b), rhyolite(c) and sedimentary volcanic breccia(d)Chl-chlorite; Cal-calcite; Pl-plagioclase; Cpx-clinopyroxene; Qz-quartz

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年龄

本文对4件不同岩石类型的样品(玄武岩19S55-2；安山岩19S86-1；流纹岩19S53-1；沉火山角砾岩19S45-2)进行了锆石U-Pb定年，测试结果见表1。4件样品的锆石U-Pb年龄谐和图以及代表性锆石的阴极发光图像见图3。

样品19S55-2中的锆石粒度变化较大(20～100μm)，但是均具有较高的Th/U比值(0.58～1.29)。部分锆石为半自形-他形，在阴极发光图像中具有类似中酸性岩浆岩锆石的震荡环带，有可能存在捕获锆石；另一部分锆石呈近自形的板柱状，其长宽比约为2:1，属于典型基性岩浆锆石(图3a)。10个分析点中，点01具有较大的不谐和度(45%)，点08得到明显较大的206Pb/238U年龄(299Ma)，应是捕获锆石；其余8个点得到相对谐和且变化范围较小的206Pb/238U年龄(240～221Ma)，加权平均年龄为234±4Ma，但是个别分析结果(例如点06，221Ma)明显偏离其他锆石年龄(图3a)，因此，本文认为计算的TuffZirc年龄(图3a；235.8+4.2/-4.2Ma)更可能代表着玄武质岩浆的喷发时间。

样品19S86-1中的锆石粒度较大且相对集中(100～120μm)，具有较为一致的Th(48×10-6～95×10-6)和U(96×10-6～174×10-6)含量以及Th/U比值(0.47～0.75)。这些锆石多为半自形-自形，在阴极发光图像上具有明显的震荡环带，属于典型的岩浆锆石(图3b)。10个分析点获得相对一致的206Pb/238U年龄(243～231Ma)，其加权平均年龄为236±4Ma；同样地，我们认为利用更集中的锆石定年结果(n=7)计算的TuffZirc年龄(图3b；233.0+7.5/-2.2Ma)代表着安山岩的形成时代，与羊拉高镁安山岩喷发时代一致(约232Ma；Fanetal.，2020)。

样品19S53-1中的锆石普遍较小，粒度集中在50～70μm，且它们的Th(14×10-6～275×10-6)和U(36×10-6～574×10-6)含量变化较大。这些锆石均为自形-半自形，绝大多数锆石颗粒在阴极发光图像上均具有典型的岩浆锆石震荡环带。其中，发光性较弱的锆石普遍记录较老的206Pb/238U年龄(例如点08，408Ma)，它们应该是捕获锆石；而发光性较强的锆石则记录了较年轻且相对一致的206Pb/238U年龄(图3c；279～250Ma)，4个谐和的分析点给出加权平均年龄为258±9Ma，但是更集中的3个分析点计算得到260.5+2.9/-2.2Ma更可能代表着流纹岩的喷发时代，略早于攀天阁组高硅流纹岩的形成时代(约247Ma；Zietal.，2012c)。

表1 德钦-维西地区火山岩和沉火山碎屑岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄

图3 德钦-维西地区玄武岩(a)、安山岩(b)、流纹岩(c)和沉火山角砾岩(d)中锆石U-Pb年龄谐和图以及代表性的锆石阴极发光图像白色圆圈均为25μmFig.3 Zircon U-Pb concordia and representative cathodoluminescence images for collected samples in the Deqen-Weixi area(a)basalt;(b)andesite; (c)rhyolite;(d)sedimentary volcanic breccias. The diameters of all white circles represent 25μm

样品19S45-2中的锆石均为自形-半自形粒状，同样具有较大的粒度(100～120μm)。在阴极发光图像上可见明显的震荡环带，此外，它们还具有较高的Th/U比值(集中在0.87～1.44)，属于典型的岩浆锆石。10个分析点得到比较谐和且一致的206Pb/238U年龄(235～226Ma)，其加权平均年龄为230±3Ma，与定年结果更集中的8个分析点计算的TuffZirc年龄(231.6+1.6/-3.7Ma)相近，能够很好地约束火山喷发时限(图3d)。

3.2 全岩主量和微量元素组成

德钦-维西地区6件火山岩和1件沉火山碎屑岩样品的全岩主量和微量元素测试分析结果见表2。这些火山岩的烧失量变化范围大(LOI=1.34%～8.37%)，本文在剔除烧失量之后对主量元素含量进行了归一化处理(下文相关描述和讨论均基于归一化后的数据)。如前所述，这些火山岩普遍受到后期低绿片岩相变质作用的改造以及不同程度蚀变作用的影响，其中的大离子亲石元素(如Na、K、Rb、Ba、Sr等)的丰度更容易改变，而过渡金属元素(如V、Cr、Ni等)和高场强元素(例如Ti、Th、Nb和稀土元素等)几乎没有活动，因此更能反映岩浆岩的原始组成。需要注意的是，中酸性岩石(如安山岩和流纹岩)的烧失量普遍较低，且部分大离子亲石元素(如Ba)的含量比较一致，我们认为这些元素也可以定性地反映相关岩浆的原始特征。

4件玄武岩样品采自得荣县以西(得荣玄武岩；图1b)，这些玄武岩以中等偏低的SiO2(49.97%～54.75%)和TiO2(0.79%～2.03%)含量以及MgO含量(3.78%～9.28%)和Mg#值[100×Mg/(Mg+Fe2+)=40～65；假设样品中所有铁均为Fe2+]变化范围大为特征(表2)，多具有拉斑质组成(图4b, c)。在球粒陨石标准化稀土元素配分图中(图5a)，尽管含量变化比较大，但是这些玄武岩具有非常一致的稀土元素配分型式，且未显示出明显的轻重稀土元素分馏((La/Yb)N=1.29～1.71)，不同于维西县以东的中二叠世崔依比组玄武岩((La/Yb)N=2.9～15.7；Zietal.，2012c)；此外，得荣玄武岩几乎不具有Eu异常(Eu/Eu*=0.93～1.06)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图5c)，得荣玄武岩显示出不同程度的Nb、Ta和Ti亏损，仅部分样品显示出较弱的Zr和Hf亏损，其微量元素组成类属于洋中脊玄武岩，但是具有明显的Pb正异常(图5c)。

表2 德钦-维西地区火山岩和沉火山碎屑岩主量(wt%)和微量(×10-6)元素组成

图4 德钦-维西地区火山岩和沉火山碎屑岩构造判别图(a)Zr/Ti-Nb/Y图解(Pearce，1996);(b)Zr-Y图解(Ross and Bédard，2009);(c)FeOT/MgO-SiO2图解(Miyashiro，1974);(d)Mg#-SiO2图解(Kelemen，1995);(e)(La/Yb)N-YbN图解(Kamei et al.，2004)Fig.4 Plots for volcanic and sedimentary volcanoclastic rocks in the Deqen-Weixi area(a)Zr/Ti vs. Nb/Y(Pearce，1996);(b)Zr vs. Y(Ross and Bédard，2009);(c)FeOT/MgO vs. SiO2(Miyashiro，1974);(d)Mg# vs. SiO2(Kelemen，1995);(e)(La/Yb)N vs. YbN(Kamei et al.，2004)

本文仅在兰坪县西北采集到1件安山岩样品(兰坪安山岩；图1b)，具有中等的SiO2含量(60.28%)，在Zr/Ti-Nb/Y图解中落入典型的安山岩区域(图4a)，并显示出钙碱性岩石的特征(图4b)。此外，兰坪安山岩具有较高的MgO含量(3.60%)和Mg#值(48)，类似于典型的高镁安山岩(图4d)。在球粒陨石标准化稀土元素配分图中(图5b)，兰坪安山岩明显富集轻稀土元素并具有轻微的Eu负异常((La/Yb)N=7.27，Eu/Eu*=0.72)，类似于赞岐岩类高镁闪长岩(图4e)，但是有着更低的Cr和Ni含量(分别为11×10-6和17.9×10-6)；而在原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图5d)，兰坪安山岩明显亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素，类似于在得荣县附近(图1b)新发现的晚三叠世羊拉高镁安山岩(约233Ma；图5d)。

4 讨论

近十年来，研究者们在德钦-维西地区积累了大量关于古特提斯岩浆活动的年代学和地球化学数据，使得详细探讨相关岩浆作用的时代和成因以及古特提斯的构造演化成为可能。

4.1 德钦-维西地区岩浆岩的形成时代

本文测试分析了德钦-维西地区3件火山岩和1件沉火山碎屑岩样品的年龄，并收集了前人在该地区获得的40件火山(碎屑)岩和21件侵入岩年龄样品，详细年龄数据见表3。本文3件火山岩和1件沉火山碎屑岩样品中锆石的定年结果给出2个峰值年龄为261Ma和233Ma(图6a)，而前人40件火山(碎屑)岩样品中锆石的年龄主要分布在在265～230Ma，峰值年龄为246Ma(图6b)，21件侵入岩样品中锆石的年龄主要分布在265～225Ma，峰值年龄为247Ma和233Ma(图6c)。可以看出，德钦-维西地区的岩浆活动主要集中在中二叠-晚三叠世(270～225Ma；图6d)，这与杨天南等(2019)总结的结果相近，但是2个年龄峰值代表着不同构造背景下的两期岩浆活动(Zhuetal.，2011；Zietal.，2012a，b；Fanetal.，2020)还是同一期岩浆活动的两个不同阶段(Xinetal.，2018；杨天南等，2019)，需要结合岩浆岩的成因和区域地质背景综合考量。此外，德钦-维西地区少见中二叠世晚期(约260Ma)的岩浆岩，与北羌塘地体的岩浆作用特点略有不同 (详见Xuetal.(2020)中图4c)。需要注意的是，在昌都-兰坪-思茅地块和中咱地块范围内，尤其是两者界线处(即部分研究者所认为的“金沙江缝合带”位置) 还分布有少量石炭纪-早二叠世岩浆岩(图6c；峰值年龄约为340Ma和290Ma，Jianetal.，2008；Zietal.，2012b)。

表3 德钦-维西地区岩浆岩年龄汇总

图5 德钦-维西地区火山岩和沉火山碎屑岩(a、b)球粒陨石标准化稀土元素配分图和(c、d)原始地幔标准化微量元素蛛网图(标准化数值据Sun and McDonough，1989)数据来源：OIB-洋岛玄武岩、E-MORB-富集型洋中脊玄武岩和N-MORB-正常洋中脊玄武岩(Sun and McDonough，1989)；LC-下地壳和UC-上地壳(Rudnick and Gao，2014)Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns(a，b) andprimitive mantle-normalized trace element diagrams (c，d)for volcanic and sedimentary volcanoclastic rocks in the Deqen-Weixi area(normalization values from Sun and McDonough，1989)Data sources: OIB-Oceanic island basalt, E-MORB-Enriched Mid-ocean ridge basalt, and N-MORB-Normal Mid-ocean ridge basalt (Sun and McDonough, 1989); LC-Lower Crust, UC-Upper Crust (Rudnick and Gao, 2014)

图6 德钦-维西地区岩浆岩年龄直方图数据来自表3；N为锆石年龄样品数，n为锆石分析点数；核密度曲线显示其年龄峰值(带宽5Ma)；只有协和度介于95%和105%的锆石被用来作图(图6a, b)Fig.6 Histograms of crystallization ages in the Deqen-Weixi areaDetails of all data used for the plotting are listed in Table 3; N=number of samples, n=number of analyses; the curve showing the age peak is a kernel density function (bandwidth=5Ma); only those zircon U-Pb age data with concordances between 95% and 105% were chosen for the plotting of binned frequency histograms

4.2 德钦-维西地区火山岩的成因

4.2.1 得荣玄武岩的成因和形成环境

我们注意到，尽管得荣玄武岩样品不能代表原始的基性岩浆，其中的高MgO样品(MgO=7.75%～9.28%)具有较低的SiO2含量(49.97%～50.99%)以及较高的Cr(187×10-6～776×10-6)和Ni(85.4×10-6～118.5×10-6)含量(表2)，并且具有更高的Mg#值(54～65)和Ce/Pb比值(12.56～12.67)以及更低的Th/La(0.07～0.10)、Th/Ta(1.45～1.69)和La/Sm(1.42～1.61)比值(图7e, f)，表明它们在岩浆演化过程中结晶分异和地壳混染程度均较弱，更接近原始岩浆组成。这些高MgO玄武岩样品并不具有明显的重稀土亏损(图5a)，较低的La/Yb(约1.80)和Dy/Yb(约1.80)比值表明它们可能来自尖晶石稳定域内地幔物质较高程度的部分熔融(Yangetal.，2007)；而它们的主量元素组成与 10～15kbar/1250～1350℃条件下天然无水尖晶石橄榄岩部分熔融程度<42%得到的熔体相近(HK-66，Hirose and Kushiro，1993)，进一步表明得荣玄武岩的母岩浆应该是尖晶石稳定域内“肥沃”地幔橄榄岩(可能为岩石圈地幔)部分熔融的产物。

目前的研究表明，玄武岩的形成环境多种多样，仅仅利用它们的地球化学组成(例如微量元素含量和比值)难以有效区分(Lietal.，2015)，例如，无论在V-Ti图(图8a)或者Th/Yb-Nb/Yb图(图8b)上，得荣玄武岩均落入多种构造环境的重叠区域(包括弧后盆地玄武岩、大陆弧玄武岩等)，但是结合区域研究资料，仍然能够帮助我们理解其构造环境。首先，得荣玄武岩不可能属于大陆溢流玄武岩，因为华南地块和昌都-兰坪-思茅地块在晚三叠世时期并不存在类似形成峨眉山溢流玄武岩的地幔柱活动；其次，得荣玄武岩经历了一定程度地壳物质的混染(如存在早二叠世继承锆石)，也不可能属于大洋高原玄武岩、洋中脊玄武岩和洋内弧玄武岩；此外，得荣玄武岩中最近原始基性岩浆的高MgO样品具有类似于洋中脊玄武岩的地球化学组成(图5a, c和图8b)，它们不可能属于典型的岛弧玄武岩。考虑到：(1)得荣玄武岩可能源自尖晶石稳定域内“肥沃”岩石圈地幔橄榄岩的部分熔融，和(2)近同时期(约233Ma)的兰坪高镁安山岩(19S86-1)出露于昌都-兰坪-思茅地块内部(图1b)，是大陆弧环境下沉积物起源熔体与地幔楔岩石之间相互作用的产物(见下文)，因此我们认为得荣玄武岩更可能形成于大陆弧环境(图8a, b)。

4.2.2 兰坪安山岩和得荣流纹岩的成因

图7 德钦-维西地区火山岩主量元素和微量元素以及微量元素比值图Fig.7 Variations of selected oxides plotted against element plotted against Mg#(d，Ni)and elemental ratios plotted against Th/La(e，Th/Ta；f，La/Sm)for volcanic rocks in the Deqen-Weixi area

我们注意到，兰坪安山岩远离得荣玄武岩的结晶分异趋势(图7a-d)，因此不可能是同时期玄武质岩浆结晶分异的产物。如前所述，兰坪安山岩具有较高的MgO含量和Mg#值，类似于典型的高镁安山岩(图4d)。关于高镁安山岩，前人提出多种可能的成因，包括：(1)含水地幔橄榄岩部分熔融(Hirose，1997；Wood and Turner，2009)；(2)拆沉镁铁质下地壳与地幔橄榄岩之间的相互作用(Gaoetal.，2004)；(3)壳源岩浆与幔源岩浆在地壳层次的混合(Strecketal.，2007；Qian and Hermann，2010)；和(4)俯冲板片(洋壳和沉积物)起源熔体与上覆地幔楔之间的相互作用(Kelemen，1995；Shimodaetal.，1998；Tatsumi，2001，2006)。已有研究表明，德钦-维西地区的火山岩以富集的全岩Nd和锆石Hf同位素组成为特征(Zietal.，2012c；梁明娟等，2015；Xinetal.，2018)，而兰坪安山岩又具有明显的负Eu异常(图5b)、较低的Cr和Ni含量(分别为11.0×10-6和17.9×10-6)以及较低的Sm/Nd和Lu/Hf比值(分别为0.20和0.09)，表明其不可能是含水地幔橄榄岩(如原始地幔Sm/Nd=0.33，Lu/Hf=0.24，Sun and McDonough，1989；岩石圈地幔Sm/Nd=0.18，Lu/Hf=0.16，McDonough，1990)直接部分熔融的产物。该安山岩样品还具有较高的Th和U含量(分别为8.74×10-6和2.57×10-6)，明显高于下地壳(1.2×10-6和0.2×10-6，Rudnick and Gao，2014)和地幔岩石(如原始地幔Th=0.085×10-6，U=0.021×10-6，Sun and McDonough，1989)，其较低的Sm/Nd和Lu/Hf比值(分别为0.20和0.09)，也低于下地壳(0.25和0.13，Rudnick and Gao，2014)和地幔岩石，因此兰坪安山岩不可能来自拆沉下地壳与地幔岩石之间的相互作用。此外，德钦-维西地区中二叠-晚三叠世的岩浆岩以酸性岩石(例如流纹岩、英安岩和花岗岩)为主，少见中性和基性岩石；同时，这些岩浆岩中未见相关中性-基性岩石包体，并且也未见斑晶存在成分环带的现象(对比Zhuetal.，2011；Zietal.，2012a，c，2013；Wangetal.，2014；梁明娟等，2015；唐靓等，2016；Xinetal.，2018；Fanetal.，2020)，因此，兰坪安山岩也不可能是岩浆混合成因，而更可能形成于俯冲沉积物起源熔体与上覆地幔楔之间的相互作用。根据以往的研究，俯冲带成因高镁安山岩通常由于俯冲洋壳和沉积物等组分的加入出现大范围的成分变化，而通过一些特定的微量元素比值能够识别出相关源区组分(Kelemen，1995；Shimodaetal.，1998；Tatsumi，2006)。德钦-维西地区晚三叠世高镁安山岩(包括兰坪和羊拉)的Th/Nb和(La/Sm)N比值变化范围大而U/Th和Ba/Th比值相对一致，类似于Setouchi高镁安山岩(图8c, d)，表明它们的源区受水质流体和蚀变洋壳组分的影响较小，而主要形成于沉积物起源熔体与地幔楔岩石之间的相互作用(Kohutetal.，2006；Tatsumi，2006)。值得注意的是，在前人关于金沙江缝合带晚三叠世属于造山后伸展构造背景观点的基础上，Fanetal.(2020)提出羊拉高镁安山岩形成于“古老”地壳物质(俯冲早于晚三叠世)与地幔岩石之间的相互作用，并不形成于同时期的俯冲环境。

得荣流纹岩样品具有高SiO2(73.71%)以及低MgO(1.08%)、Cr(6.00×10-6)和Ni(1.90×10-6)含量(表2)，表明其不可能起源于地幔，而应该来自地壳岩石的部分熔融，这也与该样品的微量元素组成类似于上地壳相一致(图5d)。该流纹岩样品的地球化学组成类似于昌都-兰坪-思茅地块东缘出露的攀天阁高硅流纹岩(Zietal.，2012c)，具有相对较高的Zr含量和Ga/Al比值(图8e)以及较高的锆饱和温度(图8f)，类似于典型的高分异A型花岗岩，应该与高温低压伸展环境下地幔物质上涌导致的地壳岩石部分熔融有关。前人对德钦-维西地区的中二叠-晚三叠世中酸性岩浆岩进行了系统的锆石Hf和O以及全岩Nd和Pb等同位素研究，结果表明，这些中酸性岩浆岩主要来自下地壳和/或上地壳岩石的部分熔融，仅部分在形成过程中有地幔组分的加入(详见Zhuetal.，2011；Zietal.，2013；Wangetal.，2014；梁明娟等，2015；Xinetal.，2018)。

图8 德钦-维西地区火山岩的地球化学判别图(a)玄武岩V-Ti(Li et al.，2015)；(b)玄武岩Th/Yb-Nb/Yb(Pearce，2008；Li et al.，2015)图;(c)安山岩U/Th-Th/Nb(Kohut et al.，2006)；(d)安山岩Ba/Th-(La/Sm)N(Tatsumi，2006)图；(e)流纹岩Zr-10000×Ga/Al图(Whalen et al.，1987；吴福元等，2017)；(f)流纹岩锆饱和温度直方图(TZr (℃), Watson and Harrison，1983)Fig.8 Geochemical discrimination diagrams for volcanic rocks in the Deqen-Weixi area(a)V va. Ti(Li et al.，2015)and(b)Th/Yb vs. Nb/Yb(Pearce，2008；Li et al.，2015)for basalts; (c)U/Th vs. Th/Nb(Kohut et al.，2006)and(d)Ba/Th vs. (La/Sm)N(Tatsumi，2006)for andesites; (e)Zr vs. 10000×Ga/Al(Whalen et al.，1987；Wu et al.，2017)and (f)binned frequency histograms of Zr saturation temperature(TZr(℃), Watson and Harrison，1983)for rhyolite

图9 德钦-维西地区中二叠-晚三叠世构造演化示意图Fig.9 Schematic models illustrating the Middle Permian-Late Triassic tectonic evolution of the Deqen-Weixi area

4.3 对古特提斯构造演化的制约

目前看来，西南三江地区古特提斯构造演化研究的难点在于存在昌宁-孟连和金沙江-哀牢山两个古特提斯分支洋(图1a)，因此对相关岩浆活动成因和地质意义的解读并不明确，如在德钦-维西地区，研究者们关于中二叠-晚三叠世岩浆岩的成因存在两种截然不同的观点：(1)金沙江缝合带(分隔昌都-兰坪-思茅地块和中咱地块)所代表的洋壳向西俯冲以及随后的碰撞闭合和造山后伸展等过程中的多期岩浆活动(Zhuetal.，2011；王保弟等，2011；Zietal.，2012a，b，c，2013；Wangetal.，2014；Fanetal.，2020)；(2)昌宁-孟连缝合带所代表的洋壳向东(北)俯冲过程中产生的多阶段岩浆活动(Yangetal.，2014a；梁明娟等，2015；唐靓等，2016；Xinetal.，2018；杨天南等，2019)。在第一个观点中，研究者们同样支持昌宁-孟连洋作为西南三江地区古特提斯主大洋(Metcalfe，2013；Wangetal.，2018a)，但是并未考虑该大洋向东俯冲对德钦-维西地区中二叠-早三叠世岩浆作用的影响。事实上，昌宁-孟连缝合带内普遍出露中-晚三叠世峰期变质的榴辉岩和蓝片岩(Fanetal.，2015；李静等，2017；孙载波等，2018；Wangetal.，2019)，这一时期昌宁-孟连古特提斯洋的东向俯冲是不容忽视的。在第二个观点中，研究者们认为德钦-得荣-维西一带的超镁铁质岩石或呈面状分布于中咱地块内及附近地区，或被同时代花岗质岩石侵入，随后被二叠-三叠纪火山岩覆盖，故而这些超镁铁质岩石并不能代表洋壳残片，因此昌都-兰坪-思茅地块和中咱地块之间并不存在缝合带(Yangetal.，2014a；杨天南等，2019)。关于德钦-得荣-维西一带的超镁铁质岩石是否属于金沙江洋壳的残余，需要更系统的野外地质填图和室内研究，在此不做过多评述，但是考虑到目前的年代学研究揭示出一条大致呈南北向带状分布的早石炭-早二叠世岩石组合(约350～280Ma；简平等，2003a；Jianetal.，2008，2009b；Zietal.，2012b)，本文倾向于认为它们能够代表金沙江缝合带的南向延伸。值得注意的是，在昌宁-孟连古特提斯洋闭合之后西侧保山地块与东侧昌都-兰坪-思茅地块之间发生了陆-陆碰撞俯冲以及造山后伸展(详见下文)，因此第二个观点不涉及任何与洋-陆俯冲后陆-陆碰撞造山以及造山后伸展相关的岩浆活动让人无法理解(是否说明不存在这些岩浆活动？)，而且这也明显与南、北羌塘地块之间的三叠纪构造演化(详见Xuetal., 2020)不同。

最近的超大陆重建研究表明，印度支那地块(包括昌都-兰坪-思茅地块)与北羌塘地体在晚古生代一起从冈瓦纳大陆北缘裂解出来并快速向北漂移，在早-中二叠世达到与华南地块同纬度(约290～260Ma；Metcalfe，2013；Huangetal.，2018；Zhaoetal.，2018)，很可能伴随早期金沙江洋(德钦-维西地区由350～280Ma岩石组合所代表；见上文)的闭合，这意味着金沙江洋是一个连续演化的大洋(对比Zietal.，2012a，b，2013)这一观点可能需要重新审视。同时，印度支那地块和北羌塘地体与华南地块之间也可能发生了碰撞，导致龙木错-双湖-昌宁-孟连古特提斯洋向北或北东方向俯冲(Xuetal.，2020)，并在北羌塘地体和昌都-兰坪-思茅地块上形成了大量大陆弧岩浆岩，部分二叠世弧岩浆岩很可能直接覆盖在早期的“金沙江洋壳残片”之上(详见杨天南等,2019描述)。我们注意到，最近有研究者在北羌塘地体北部的沱沱河和玉树地区以及南部的哀牢山变质杂岩带内发现了晚二叠世(约261～254Ma)玄武岩，它们均形成于弧后盆地环境下俯冲起源物质与峨眉山地幔柱物质之间的相互作用(Liuetal.，2016；Wangetal.，2018b；Xuetal.，2019)，表明这一时期北羌塘-印度支那地块与华南地块很可能以弧后伸展的方式再次拉开(Xuetal.，2020)。在该模型中(图9a)，龙木错-双湖-昌宁-孟连古特提斯洋的持续向北俯冲能够很好地解释：(1)昌都-兰坪-思茅地块广泛分布的晚二叠-中三叠世早期大陆弧岩浆岩(图6c；峰值年龄约为247Ma；Zietal.，2012a；Xinetal.，2018；杨天南等，2019)；以及(2)昌都-兰坪-思茅地块东缘中二叠世伸展环境(对应于弧后伸展)下形成的“双峰式”岩浆岩(245～237Ma，Zietal.，2012c；注：中三叠世早期(约247Ma)攀天阁组高硅流纹岩的地球化学组成类似于典型A型花岗岩，因此更可能形成于该弧后伸展环境，并不代表昌都-兰坪-思茅地块与华南地块之间的初始碰撞，Zietal.，2012c)和得荣流纹岩。

前已述及，在昌都-兰坪-思茅地块上还存在大量峰值年龄约为233Ma的岩浆岩(图6c)，可能形成于两种构造环境：(1)大洋板片俯冲(图1b；杨天南等，2019；例如得荣玄武岩以及兰坪和羊拉高镁安山岩，本文；Fanetal.，2020)；(2)造山后伸展(例如得荣花岗质岩体，Zhuetal.，2011)。这两种截然不同的构造环境如何共存是深入探讨德钦-维西地区古特提演化的关键之一，例如，羊拉高镁安山岩被认为是晚期造山后伸展环境下早期俯冲过程的体现(Fanetal.，2020)。需要注意的是，根据目前的研究，多数澜沧群变沉积岩具有约550Ma的碎屑锆石年龄峰值，明显不同于东侧的昌都-兰坪-思茅地块(约440Ma)，它们应该沉积于保山地块东缘(年龄峰值约为550Ma，Zhengetal.，2019)；进一步地，澜沧群中的多硅白云母记录了中-晚三叠世(40Ar-39Ar 年龄约为238～226Ma)峰期变质年龄(Wangetal.，2020)，表明昌宁-孟连古特提斯洋在这之前就已经闭合并发生了陆-陆碰撞(即保山地块与昌都-兰坪-思茅地块)，甚至还包括造山后伸展(图9b)。因此，我们认为在昌都-兰坪-思茅地块形成于造山后伸展环境的岩浆岩(约233Ma)应该与昌宁-孟连古特提斯洋的闭合以及随后的陆-陆碰撞有关(图9b)。同时，该陆-陆碰撞很可能导致俯冲极性发生反转，即晚三叠世时期金沙江弧后小洋盆开始向南俯冲，在昌都-兰坪-思茅地块形成了与俯冲相关的岩浆岩(图9b；例如兰坪和羊拉高镁安山岩，本文；Fanetal.，2020)。毫无疑问，昌都-兰坪-思茅地块与扬子地块最终再次碰撞拼贴，但是目前并不清楚是否形成了最晚期与造山后伸展相关的岩浆活动(约225～210Ma？例如部分鲁甸花岗岩，简平等，2003b；Zietal.，2013)。

5 结论

德钦-维西地区广泛出露中二叠-晚三叠世岩浆岩，其岩浆结晶年龄集中在270～225Ma，具有247Ma和233Ma两个年龄峰值，主要代表两个阶段的构造热事件。它们的成因和形成环境与西侧昌宁-孟连以及东侧金沙江两条古特提斯缝合带的演化密切相关：(1)早期岩浆活动的产物主要是昌宁-孟连洋向东俯冲形成的大陆弧岩浆岩，仅在昌都-兰坪-思茅地块东缘出露有少量与金沙江弧后伸展环境相关的火山岩；(2)晚期岩浆活动部分与昌宁-孟连洋闭合后保山地块与昌都-兰坪-思茅地块的陆-陆碰撞以及造山后伸展有关，另一部分则与金沙江弧后盆地岩石圈的向西俯冲有关。

致谢感谢王慧宁博士对野外采集样品的帮助；行文过程中第一作者与信迪和梁明娟两位博士进行了有益讨论；吉林大学地球科学学院陈卓和贾人懿两位研究生同学协助整理了年代学数据；两位匿名审稿专家提出的修改意见使得本文进一步完善；在此一并表示感谢。