原特提斯洋的俯冲作用：滇西南澜沧岩群惠民岩组的证据*

王维 薛传东 杨天南 谢志鹏 董猛猛 向坤 刘靖坤

作为古特提斯洋的主缝合带，滇西南昌宁-孟连缝合带位于青藏高原东南缘的印支地块西缘(图1a)。现有资料显示，昌宁-孟连缝合带保存有古特提斯洋消减闭合阶段(D-P/T)的蛇绿混杂岩、弧火山岩和高压/低温变质岩岩石组合(Jianetal., 2009a, b; Lietal., 2012, 2015; Pengetal., 2013; Fanetal., 2015; 孙载波等, 2017; Zhaietal., 2019; Congetal., 2020; Wangetal., 2020)，还保留了大量的早古生代岩浆活动记录(王保弟等, 2018; 万博等, 2019; 吴福元等, 2020; Liuetal., 2021)，这些为揭示原特提斯洋的构造演化提供了重要线索。近年来，许多学者(Wangetal., 2013;Nieetal., 2015, 2016; 孙载波等, 2017, 2019, 2021; Xingetal., 2017; 彭智敏等, 2018; Zhengetal., 2019, 2020)对昌宁-孟连缝合带的物质组成、地质时代、构造背景等开展了多学科的综合研究，展示出一些与原特提斯洋演化相关的信息。但由于本区原特提斯洋演化阶段的岩石地层出露不完整，加之强烈的后期构造改造作用的叠加，致使对该阶段构造演化的认识尚未达成共识。

图1 青藏高原东南缘地质构造简图(a)和滇西南地区地质构造简图，示昌宁-孟连构造带早古生代蛇绿岩、岛弧和弧后岩浆岩分布图(b)

目前对昌宁-孟连缝合带原特提斯洋演化阶段的认识主要存在以下分歧：(1)原-古特提斯洋演化的阶段划分。一种观点认为原、古特提斯洋是两个不同演化阶段的大洋(Wangetal.,2012; Lietal., 2016)，提出“单程列车模式”(万博等, 2019)；另一种观点则认为原-古特提斯洋是连续演化的(Huetal., 2014; Zhaietal., 2016; 王保弟等, 2018; 王慧宁等, 2019)。(2)俯冲极性，分别存在原特提斯洋东向俯冲(Heppe, 2006; Lehmannetal., 2013; Nieetal., 2015; 王保弟等, 2018; 万博等, 2019)和西向俯冲至冈瓦纳大陆之下(Wangetal., 2013; 聂小妹, 2016; Xingetal., 2017; Zhaoetal., 2017; Liuetal., 2021)两种迥异的观点。这些认识上的不统一，严重制约了对昌宁-孟连缝合带原特提斯洋构造格局与演化的深入理解。

滇西南澜沧岩群呈近南北向长条状展布，近平行产于昌宁-孟连缝合带的东侧(图1b)，其南部的惠民地区出露大量变质的早古生代火山岩、火山碎屑岩以及碎屑岩(钟大赉, 1998; Wangetal., 2013; Nieetal., 2015)，对这套岩石的系统解析可为解决上述问题提供制约依据。为此，本文对惠民地区澜沧岩群惠民岩组详细开展了野外地质调查、岩石学、锆石U-Pb年代学和全岩地球化学研究，以确定其物质组成、形成时代和构造属性，并结合区域研究资料，探讨昌宁-孟连缝合带原特提斯洋的构造演化。

1 地质背景

昌宁-孟连缝合带处在青藏高原东南缘的三江构造带中南段(图1a)，其西侧为保山-腾冲地块，东侧为扬子地块西缘的晚古生代-早中生代(P2-T3)碧罗雪山-临沧弧岩浆岩带。昌宁-孟连缝合带向北与龙木措-双湖缝合带相连，记录了昌宁-孟连洋(原特提斯洋南部边界)的闭合过程(王保弟等, 2018; 吴福元等, 2020)。亲冈瓦纳大陆的腾冲-保山地块与亲劳亚大陆的兰坪-思茅地块的拼贴，导致这两个地块之间昌宁-孟连缝合带的发育(图1b)。该带内发育多条蛇绿混杂岩(Wangetal., 2013; 刘桂春等, 2017; Gouetal., 2021; Liuetal., 2021; Tangetal., 2021)、高压-超高压变质带(王舫等, 2016; 陈光艳等, 2017; 李静等, 2017; 孙载波等, 2017, 2019, 2021; Wangetal., 2020; Fuetal., 2021)、俯冲相关弧火山岩(Pengetal., 2013; Yangetal., 2014; Xinetal.,2018)。近十余年来，在该带内识别出较多早古生代火山-沉积记录，包括与洋脊扩张有关的蛇绿混杂岩(Wangetal., 2013; 刘桂春等, 2017; Liuetal., 2021)、与洋壳俯冲消减有关的增生杂岩(Zhangetal., 2004; 彭智敏等, 2020a)及弧岩浆岩(沈上越等, 2008; Nieetal., 2015, 2016; Xingetal., 2017; 彭智敏等, 2018; 王维, 2018; 韩文文等, 2020)等(表1)。

表1 昌宁-孟连缝合带早古生代岩浆岩对比表

昌宁-孟连缝合带南部自西向东由三个地层单元组成(图2a)，依次为曼信蛇绿混杂岩、南段组和澜沧岩群。曼信蛇绿混杂岩由橄榄岩、辉石岩、辉长岩、粒玄岩、玄武岩和放射虫硅质组成(Feng, 2002; Jianetal., 2009a; Lietal., 2012)，其年龄集中在泥盆-二叠纪(Feng, 2002)，而堆晶辉长岩锆石U-Pb年龄为420Ma(王保弟等, 2018)，共同代表了古特提斯洋壳的残余。

图2 研究区地质图

南段组为一套形成于深海环境的碎屑沉积岩，由厚层石英砂岩、粉砂岩和泥岩组成，发育粒序层理，在垂向上砂质层、粉砂质层和泥质层交替，具有典型的浊流沉积特征(Liuetal., 1991)。上部多层均可发现海百合类、双壳类、菊石等海相化石(冯庆来等, 1996; Zhengetal., 2020)，其形成时代为晚泥盆-早石炭世。岩石地球化学分析显示，南段组沉积于被动大陆边缘环境，且碎屑沉积物主要来自于再循环的陆壳(Zhengetal., 2019; Xieetal., 2022)。

澜沧岩群位于昌宁-孟连缝合带的东侧，东以临沧花岗岩基为界，西与南段组呈断层接触，自东向西主要由曼来岩组和惠民岩组组成(图2a)。其中，曼来岩组为一套低角闪岩相-绿片岩相变质碎屑岩，碎屑锆石年龄峰值有546Ma、977Ma、1013Ma、1750Ma、2540Ma，显示其主体可能形成于寒武纪。惠民岩组以低级变质沉积岩、火山岩、火山碎屑岩为主(云南省地质矿产局, 1990)，是本次研究的重点。

2 惠民岩组的岩石组合及岩石学特征

详细的剖面观测和路线地质填图(图2b)显示，澜沧岩群惠民岩组出露于昌宁-孟连缝合带东侧的澜沧惠民镇-南坑河村一带，西侧逆冲于南段组之上，东侧与曼来岩组呈断层接触。主要由中-基性火山岩、凝灰岩、砂岩、泥岩及灰岩等共同构成。惠民岩组岩石普遍经历了绿片岩相变质作用，基性火山岩变质为钠长绿泥千枚岩，玄武安山岩变质为绢云钠长绿泥千枚岩，灰岩变质为大理岩，泥质粉砂岩变质为石英绢云千枚岩，受后期构造影响，各岩石单元之间多呈断层接触(图3)。

图3 惠民岩组构造变形特征

钠长绿泥千枚岩(原岩为基性火山岩)，多呈岩块状或透镜状产于石英绿泥绢云千枚岩基质中(图4a)。岩石呈显微粒状、鳞片状变晶结构，主要由绿泥石(43%)、钠长石(50%)、石英(6%)及其他变晶矿物(1%)构成。绿泥石局部集中呈条带状-团块状产出，长轴定向排列，长石亚晶粒发生旋转重结晶现象及核幔构造，δ型残斑显示左行剪切特点，石英以亚颗粒的形式分布于长石边部(图4b)。

图4 惠民岩组露头照片及显微结构照片

绢云钠长绿泥千枚岩(原岩为玄武安山岩)，呈岩块状产于绢云石英千枚岩基质中，出露宽度可达20m(图4c)。岩石具显微粒状、鳞片状变晶结构，由绢云母(20%)、绿泥石(32%)、长石(23%)、石英(23%)及其他变晶矿物(2%)构成。矿物分布不均匀，绿泥石与绢云母共同集中呈条带状-团块状产出，长石与石英变晶共同集中产出，多具定向排列(图4d)。

大理岩(原岩为灰岩)，多呈岩块状或透镜状产于绢云石英千枚岩基质中(图4e)。岩石具(显微)粒状鳞片状变晶结构，由白云母(9%)、石英(15%)、方解石(75%)和其他变晶矿物(1%)构成。方解石多为半自形粒状变晶结构，弱定向排列，分布较均匀，石英和白云母充填于方解石晶粒间(图4f)。

石英(绿泥)绢云千枚岩(原岩为泥质粉砂岩)，多以基质形式充填于“岩块”之间，片理发育，具丝绢光泽，强变形(图4g)。岩石具(显微)粒状鳞片变晶结构，不同矿物多呈长轴定向排列，显示千枚状构造，由绢云母(50%)、石英(45%)、绿泥石(2%)、长石(2%)和其他变晶矿物(1%)构成。矿物分布不甚均匀，绿泥石和绢云母局部集中呈条带状，石英和长石共同集中分布(图4h)。惠民岩组变质碎屑岩中除了石英(绿泥)绢云千枚岩(17HM062-1-1)外，还包含长石石英绿泥白云母片岩(17HM070-1-2，原岩为砂岩)和石英绢云千枚岩(17HM059-1-8，原岩为粉砂岩)，这三种岩石共同构成惠民岩组的变质碎屑岩组合。

3 分析方法

为了进一步确定惠民岩组原岩的沉积时代，本文对其中的玄武安山岩(DX243-1，22°17′23″N、100°3′12″E)、石英绢云千枚岩(17HM059-1-8，22°17′27″N、100°3′3″E)、长石石英绿泥白云母片岩(17HM070-1-2，22°17′5″N、100°3′46″E)及石英(绿泥)绢云千枚岩(17HM062-1-1，22°17′46″N、100°3′27″E)中的锆石进行了LA-ICP-MS U-Pb 测年。锆石分离在河北省廊坊地质调查研究院选矿实验室完成，具体步骤如下：将样品破碎至毫米粒级，洗、烘干和筛选，用磁选和重液分离技术分选出不同粒级的锆石晶体，然后在双目镜下挑选出晶形和透明度较好的锆石颗粒作为测定对象。锆石制靶、透射光、反射光及阴极发光(CL)显微结构照相均在北京奥金顿锆年领航科技有限公司完成。LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析在中国科学技术大学(合肥)LA-ICP-MS实验室完成：使用四极杆等离子质谱仪(型号：Perkin Elmer Elan DECⅡ)进行测量，配套以193nm波长的ArF准分子激光剥蚀系统(型号：Geo-Las-Pro)作为样品的剥蚀进样，采用高纯He(99.999%)作为剥蚀物质的载气；根据待测样品锆石颗粒的粒度不同，激光束斑直径分别为32μm和44μm；激发频率为10Hz，激光束能量为10J/cm2，剥蚀时间为40s；测试数据采用Glitter(Ver4.4.1)程序进行了处理，并使用Isoplote(ver3.0)程序进行加权平均年龄计算和谐和图绘制。

本文中所有参与投图的数据谐和度≥90%，锆石Th/U比值>0.1，属于岩浆成因锆石(Hoskin and Schaltegger, 2003)。单颗粒锆石测点表面年龄值小于1000Ma时，采用206Pb/238U年龄值；表面年龄值大于1000Ma时，采用207Pb/206Pb年龄值(Gehrelsetal., 2008)。

为了确定惠民岩组的原岩性质，在两个观测点分别采集了两件玄武安山岩样品(HM711-5、HM715-1)，进行岩石地球化学分析。先将岩石切片观察，选择蚀变较弱的样品进行地球化学分析，除去风化表面及脉体，再将岩石破碎至2mm，在双目镜下观察，去除蚀变的部分，然后用玛瑙研磨机将新鲜洁净的样品磨成200目。主量元素和微量元素分析在中国地质科学院国家地质实验测试中心完成，主量元素分析使用的是Rigaku 3080E波长色散x射线荧光光谱仪，分析误差为2%；微量元素分析使用Thermo Scientific x系列ICP-MS进行，元素浓度在>10×10-6时ICP-MS分析的误差<5%，元素浓度<10×10-6时误差<8%，过渡金属的误差约为10%。

4 分析结果

4.1 火山岩锆石U-Pb年龄

一件玄武安山岩样品中的锆石LA-ICP-MS测点分析数据结果列于表2，具有代表性的锆石颗粒阴极发光(CL)图像和锆石U-Pb谐和图如图5、图6a所示。

图5 惠民岩组玄武安山岩锆石阴极发光(CL)图像

表2 惠民岩组火山岩及变质碎屑岩中的锆石 LA-ICP-MS U-Pb测年数据

续表2Continued Table 2测点号ThUPb含量(×10-6)Th/U同位素比值年龄(Ma)谐和度207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ(%)12210693480.300.056730.000850.591000.009700.075550.00092479334726469610013111319172250.580.063500.001100.622000.011000.072400.001107223749174517921470916401430.430.058400.001100.567200.009900.072200.001105414145774497981552114681130.360.058340.000690.600300.008000.075160.000755412547754674981655214441270.380.059440.000940.631000.010000.076600.00100581344966476696173571145850.310.059760.000730.709000.010000.085980.000895982654465325981862516631360.380.057590.000740.599400.007900.075770.0008650728477547159919*3661209950.300.073100.001101.105000.032000.108600.002001015317521566412882071416541420.430.058700.001300.590000.015000.074700.001405455047094648992162716881360.370.057940.000690.595100.007800.074650.000855252747454645982258515361250.380.057740.000760.596400.008300.075160.00076521294765467598235756901270.830.056560.000830.595500.009200.077040.00072463324756479499243521171810.300.056890.000680.615800.008300.079040.000834812648754905992549513441010.370.058800.000930.610600.009400.076540.00074557354846475498266309501470.660.057130.000920.615800.009700.078630.0007949035486648851002745613821040.330.058270.000810.597800.007800.076100.0009452930476547369928*156413212781.180.073600.001600.641000.012000.063460.0009710294650273976792952615171210.350.057750.000710.601000.008000.075200.0008151627478546759830*96322470.300.089900.001602.160000.120000.169000.006701416341131371000378831276987670.280.069410.000921.209000.019000.124700.001509082780597589943250311021150.460.058010.000990.615000.010000.078800.0011052837487748971003355810501310.530.058160.000780.645900.009800.080390.000875302950864985983470213141580.530.056830.000700.604700.007800.077550.0007247827481548141003564911231470.580.056590.000720.606000.007500.077750.000724742848154834100367932102363.770.060100.001400.892000.019000.106900.00110605526461165569937112718702370.600.057100.000740.595100.008300.076910.0008749529474547859938101815132200.670.057100.000680.609100.008200.077250.000744882648354804993916938973561.890.057340.000960.610000.011000.078580.0008349639483748859940*14627273142.010.058300.001200.614000.013000.042830.0005654046485827045641115415982410.720.057670.000700.602700.007500.076450.00067505274795475499423374201850.800.084920.000992.386000.033000.204600.00190130623123710120110974353010091340.530.058400.001300.704000.012000.085000.0011053448540752679744138813242141.050.059400.001100.595000.011000.074050.000865864047474605974589415471920.580.057690.000680.608400.007600.076150.00068518274835473498462947411120.400.071630.000841.385000.023000.139500.00160975248831084199547107018352230.580.059650.000710.605200.007400.074020.000685832648054614964853613631260.390.066900.000910.871000.021000.093300.00130829286321157589149*2494951020.500.069200.001101.318000.035000.064900.001908933284815405114850238691540.340.057100.001500.596000.015000.078600.00120475584759488797513171092740.290.056720.000820.598100.008900.077260.000844653247564805995289621191960.420.058770.000700.591700.007400.073220.000825582647254565975312587122841.770.058510.000970.627000.011000.078240.00093537364947486698548189292010.880.057200.000990.628000.011000.079320.00096487394947492610055*236024383820.970.074500.001500.572000.012000.028970.00058105842459718444056133261330.510.055000.001500.602000.015000.079090.0009139858477104915103

样品DX243-1为玄武安山岩，采自惠民岩组的中部层位(图2b)，锆石呈无色、透明，自形-半自形棱柱体，长度在50～200μm，长宽比为1～3，CL图像显示锆石发育清晰的震荡环带 (图5)， 具岩浆成因锆石特点。该样品的锆石U-Pb年龄测试点共30个，测试点25、27、28、29、30测试时锆石被击穿，予以剔除。剩余25个测点Th和U元素含量的变化范围在67×10-6～964×10-6和92×10-6～1260×10-6之间，并且具有高的Th/U比值0.34～0.9。它们的206Pb/238U年龄为446～490Ma，加权平均年龄为461.8±5.5Ma (MSWD=1.19, n=25)(图6a)，该年龄代表了惠民岩组火山岩的结晶年龄。锆石的球粒陨石标准化稀土元素分布型式(图6b)表现为重稀土(HREE)富集、轻稀土(LREE)亏损，具有Ce正异常，Eu负异常的左倾斜型(锆石稀土元素数据略)。

图6 惠民岩组玄武安山岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄谐和图(a)及锆石的球粒陨石标准化稀土元素配分图(b，标准化值据Sun and McDonough, 1989)

4.2 碎屑锆石U-Pb年龄

对惠民岩组3件变质碎屑岩样品进行碎屑锆石U-Pb定年，分析结果见表2。每件样品都分离出>200颗锆石，碎屑锆石U-Pb谐和图、概率密度图及典型锆石阴极发光(CL)图像如图7所示。

图7 惠民岩组的碎屑锆石U-Pb定年相对谐和图、概率密度图及典型锆石阴极发光(CL)图像

样品17HM062-1-1为石英(绿泥)绢云千枚岩，取自惠民岩组下部层位(图2b)。该样品的锆石颗粒呈无色透明，自形-半自形棱柱状，部分锆石有一定磨圆，颗粒大小变化较大，长度50～200μm不等，多数集中在100μm，长宽比在1～3之间(图7b)。选取其中振荡环带发育的70颗锆石进行分析，获得68个谐和度大于90%的分析结果(图7a)，其表面年龄在424.6～1201Ma之间。其中，36个测点206Pb/238U年龄介于424.6～490.5Ma之间，其加权平均年龄为475.4±2.4Ma(MSWD=1.4, n=36)，占分析锆石颗粒的62%(图7a)。最年轻年龄群的加权平均年龄为475Ma，代表了该套地层的最大沉积年龄。该样品中还存在极少量的古老锆石年龄。

样品17HM070-1-2为长石石英绿泥白云母片岩，取自惠民岩组中部层位(图2b)。锆石颗粒大多为无色透明，呈自形-半自形棱柱状，部分锆石有一定磨圆，颗粒大小变化较大，长度50～200μm不等，多数集中在100μm，长宽比在1～3之间，CL图像多显示明显的振荡环带(图7d)。选取其中振荡环带发育的70颗锆石进行分析，获得61个谐和度大于90%的分析结果(图7c)，其表面年龄在444.2～2748Ma之间。其中，44个测点206Pb/238U年龄制介于444.2～488.6Ma之间，形成密集的年龄群，其加权平均年龄为468.9±2.4Ma(MSWD=1.08, n=44)，占分析锆石颗粒的66%(图7c)，代表了该套地层的最大沉积年龄。该样品中也存在较少的古老锆石年龄。

样品17HM059-1-8为石英绢云千枚岩，取自惠民岩组中上部层位(图2b)。其锆石颗粒大多呈自形、无色透明，部分锆石具有一定磨圆，颗粒大小变化较大，长度50～200μm之间，长宽比在1～3之间，CL图像多显示明显的振荡环带(图7f)。选取其中振荡环带发育的70颗锆石进行分析，获得67个谐和度大于90%的分析结果(图7e)，其表面年龄在455.3～ 2471Ma之间。其中，33个最年轻锆石的206Pb/238U年龄在455.3～495.2Ma之间，其加权平均年龄为470.1Ma(MSWD=0.45, n=33)，占分析锆石总颗粒的46%(图7e)，代表了该套地层的最大沉积年龄。该样品中古老锆石年龄占比有所增多。

4.3 全岩主、微量元素

由于研究区内风化作用强烈，为确定惠民岩组中火山岩夹层形成的构造环境，本次采集了2件新鲜的玄武安山岩(HM715-1、HM711-5)进行主量和微量元素分析，分析结果见表3。样品的烧失量(LOI)较高，分别为3.01%和4.30%，说明这些岩石可能经历了一定程度的热液蚀变(Rollandetal., 2002)，这与惠民岩组火山岩普遍发生绿片岩相变质作用有关。因此，本文主要利用相对稳定元素(高场强元素和稀土元素)对其构造背景和成因进行讨论。此外，我们还收集了前人的测试数据(沈上越等, 2008; Nieetal., 2015; Xingetal., 2017)进行对比分析。

表3 惠民岩组中变质火山岩主量(wt%)、微量(×10-6)元素分析结果

惠民地区2件玄武安山岩样品在Nb/Y-Zr/Ti图解中投在玄武安山岩范围内(图8a)；在SiO2-FeOT/MgO图解中(图8b)，落入钙碱性系列范围。俯冲带产生高含量的Th与Sr(或Ba)富集的过程是不一致的(Woodheadetal., 1998)。在弧火山岩形成区域，这两种过程的一种或另一种占主导地位，惠民岩组玄武安山岩的形成主要是产生高含量Th的过程，反映俯冲过程以沉积物熔融占主导(图9a)。Ta/Nb比值较低，集中在IAB附近区域，呈现出洋中脊岩浆(MORB)和岛弧拉斑玄武岩(IAT)混合趋势(图9b)。在Th/Yb-Nb/Yb和Th-Ta-Hf/3 构造判别图(图9c, d)中，样品分别落在火山弧集中带和岛弧钙碱性玄武岩区域。其Th/Nb 比值在0.65～1.80之间，也与马里亚纳岛弧(0.53～1.87)相一致(Pearceetal., 2005; Ishizukaetal., 2010)。

图8 惠民岩组玄武安山岩 Zr/TiO2×0.0001-Nb/Y (a, 据 Bailey, 1981)及 SiO2-FeOT/MgO(b, 据Miyashiro, 1974)图解

图9 惠民岩组玄武安山岩构造环境判别图解

惠民岩组玄武安山岩的稀土元素含量较高(表2)，∑REE 为83.9×10-6～84.1×10-6，球粒陨石标准化稀土元素模式图(图10a)呈右倾斜型，富集LREE，(La/Yb)N=5.29～6.79，具明显的负Eu异常(δEu=0.76～0.78)，表明其岩浆源区发生了明显的斜长石分离结晶作用。这与典型岛弧型中基性火山岩稀土元素配分模式相似。

图10 惠民岩组玄武安山岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和N-MORB标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)

N-MORB标准化微量元素蛛网图显示，惠民火山岩强烈富集Rb、Ba、Th、U，亏损高场强元素(Nb、Ta、Zr、Hf、Ti)(图10b)，显示典型俯冲相关火成岩(如马里亚纳岛弧火山岩)的微量元素配分样式(Pearceetal., 2005)。

5 讨论

5.1 惠民岩组的沉积时代

澜沧群最早由云南省区测队(1965(1)云南省区测队.1965.1:100万澜沧县幅区域地质调查报告)创名于澜沧县，认为是一套具复理石特征的浅变质岩系，由板岩、变质砂岩、微晶片岩、基性火山岩夹沉积变质铁矿及少量变粒岩组成的，未见底。将其自下而上分为勐井山组、曼来组、惠民组及南坑河组。云南省地质调查院(2013(2)云南省地质调查院. 2013. 1:25 万澜沧县、勐海县幅地质调查报告)进行地层整理时发现，其地层层序大多已被破坏，将其改称澜沧岩群，并把地层时代置于中元古代。我们的野外调查发现，该套岩石组合具有一定的“构造混杂”特点。

对于这套岩石的沉积时代，一直存在分歧。除上述云南省地质调查院(2013)外，雷作淇(1982)根据微古植物群将地层时代限定为晚元古代；翟明国等(1990)测获其变质基性火山岩的Rb-Sr全岩等时年龄为519Ma。最近，随着原位锆石测年技术的推广，不同学者对惠民岩组的变质火山岩进行了很多年代学研究。如，在曼来地区，惠民岩组中高镁安山岩锆石U-Pb年龄为462±6Ma～454±27Ma (Xingetal., 2017)；在惠民地区，惠民岩组中3件变质火山岩(原岩恢复为亚碱性玄武岩至英安岩)的锆石U-Pb年龄分别为456±3Ma、456±7Ma和459±14Ma (Nieetal., 2015)，从而对澜沧岩群的沉积时代有了新的认识。

本文在惠民铁矿区北侧惠民岩组中获得1件玄武安山岩，其锆石发育明显的振荡环带，且具有较高的Th/U比值(>0.3)，显示岩浆锆石的特点(Hoskin and Schaltegger, 2003)，其加权平均年龄(461.8±5.5Ma)可以代表火山活动时间，与前人(Nieetal., 2015; Xingetal., 2017)所报道的火山岩年龄在误差范围内一致。由此可以确定，惠民岩组中变质火山岩结晶于中-晚奥陶世。这些较为一致的火山岩夹层年代学新数据清晰地表明，澜沧岩群惠民岩组的沉积时代为中-晚奥陶世。

5.2 惠民岩组变沉积岩碎屑锆石测年结果的意义：早古生代惠民弧

沉积岩碎屑锆石测年数据除了可以限定最大沉积年龄外(Rainbirdetal., 2001; Stewartetal., 2001; Dickinson and Gehrels, 2009)，其年龄分布还有其它意义。本次新获取的3件变沉积岩碎屑锆石测年结果显示，最年轻锆石的加权平均年龄(分别为469Ma、470Ma、475Ma)与火山岩夹层的锆石年龄在误差范围内较为一致。测年数据的累积比例 (图11; Cawoodetal., 2012)表明，变沉积岩中与火山岩同时代的碎屑锆石占据主导地位(大于50%)。显然，这些变沉积岩的原岩是形成于汇聚板块边缘的火山-沉积岩组合。

图11 依据碎屑锆石年龄结构判别沉积岩构造背景(据Cawood et al., 2012)

我们将前人数据(Zhaoetal., 2017; 徐云飞等, 2018; Weietal., 2022)与本次新获取的数据综合对比(图12a, c)发现，除了与火山岩夹层时代近于一致的最年轻锆石外，还存在较多更古老的碎屑锆石。这些碎屑锆石测年结果形成6个年龄峰，峰值年龄分别为556Ma、798Ma、974Ma、1182Ma、1618Ma、2464Ma。其中，最明显的早古生代主年龄峰由4个次级峰组成(图12c)，指示了多期次的岩浆活动，其时间可从480Ma持续到445Ma，其峰值年龄为472Ma；更古老的6个年龄峰值基本可以与扬子地块内的地质事件相对应(图12b)，只是峰值的相对概率存在一些差异。这可能是由于澜沧岩群沉积时所处的板块边缘环境，具有复杂的物源供给有关。以上这些特征表明，早古生代岩浆作用发生于古扬子大陆背景。

图12 澜沧岩群和扬子地块早古生代碎屑锆石U-Pb年龄频率分布图

5.3 原特提斯洋的构造演化

罗迪尼亚(Rodinia)超大陆裂解导致冈瓦纳大陆与扬子大陆分隔于原特提斯洋两侧，由于后期构造作用的破坏以及晚中生代-新生代沉积盆地的覆盖，造成原特提斯演化的相关记录在滇西南地区出露较为局限(图1b)。因此，对滇西南地区中新元古代-早古生代洋陆格架和原特提斯构造演化的认识明显不足。然而，近年来在昌宁-孟连缝合带识别出较多早古生代洋壳相关岩石记录(王保弟等, 2018; 彭智敏等, 2020b; Liuetal., 2021)，这些数据暗示，早古生代昌宁-孟连地区存在原特提斯洋。

根据锆石年代学、全岩地球化学(沈上越等, 2008; Nieetal., 2015; Xingetal., 2017; 本文数据)，以及澜沧江构造带西侧早古生代岩浆岩资料(王冬兵等, 2016; 彭智敏等, 2018, 2020a, 2021; 韩文文等, 2020; 吴喆等, 2020)，可以得出以下认识：(1)以惠民岩组岩浆岩为代表的弧岩浆岩位于澜沧江以西地区，其弧岩浆活动时间480～445Ma；(2)双峰式岩浆岩位于澜沧江以东地区(如大平掌、大中河地区；毛晓长等, 2012; Lehmannetal., 2013; Zhuetal., 2016)，岩浆活动时间为442～417Ma；(3)两套岩浆岩均发育于古扬子大陆之上；(4)惠民岩组出露区还零星发育SSZ型蛇绿岩(Wangetal., 2013; Liuetal., 2021)。这一大地构造相的空间配置关系指示，原特提斯洋从480Ma开始向东(现今地理方位)俯冲于扬子大陆之下，形成了弧岩浆岩带(即惠民岩组变质火山-沉积岩组合)；从442Ma开始，发生弧后拉张，在惠民弧以东一带(现今地理方位)形成弧后盆地(图13)。

图13 青藏高原东南缘滇西南地区早古生代原特提斯洋俯冲消减作用示意图

5.4 原特提斯洋与古特提斯洋的关系

古特提斯洋的俯冲形成了巨型江达-维西-云县弧岩浆岩带，其发育于扬子陆块西缘(Yangetal., 2014; Xinetal., 2018)。在澜沧江以东地区，二叠-三叠纪火山岩(如芒怀组、小定西组等)局部直接覆盖在早古生代双峰式火山岩之上(Wangetal., 2010; 朱维光等, 2011; Pengetal., 2013)；而在澜沧江以西地区，以往认为古特提斯阶段的弧岩浆岩与惠民岩组并没有直接接触(临沧岩体的大地构造属性仍有争议)。最近我们在研究区还新发现了一套晚三叠世火山岩组合，其不整合覆盖在惠民岩组之上。这些数据表明，原、古特提斯阶段的弧岩浆活动记录在空间上高度重合，而且这两者的大地构造相空间配置关系均指示大洋板块向东俯冲(图13)。鉴于此，我们推测，在青藏高原东南缘的广大区域，原特提斯洋与古特提斯洋可能属于一个长期演化的单一大洋，在早古生代、晚古生代-早中生代分别发生了两个阶段的俯冲拼贴作用，形成了两阶段的弧岩浆岩。在西南三江地区，古生代中期的岩浆岩也时有发现(Nieetal., 2016; Zhaietal., 2019)，但限于现有数据太少，尚不能确定该时期是否存在大洋板块的俯冲作用。

6 结论

基于对惠民地区澜沧岩群惠民岩组的变质火山岩、变质沉积岩的岩石学、年代学及地球化学数据分析，可得出如下结论：

(1)惠民岩组由玄武岩、玄武安山岩、凝灰岩、砂岩 、泥岩及灰岩组成，代表了早古生代俯冲相关的火山-沉积岩组合，形成于中-晚奥陶世；

(2)惠民弧火山岩发育于扬子陆块西部边缘，与其东侧的同时代双峰式火山岩组成弧-弧后盆地的空间配置关系，指示原特提斯洋向东俯冲；

(3)原特提斯洋的俯冲始于480Ma，可持续到445Ma。原特提斯阶段弧岩浆岩与古特提斯阶段弧岩浆岩的空间上相互重合，可能指示两阶段大洋为长期演化的单一大洋。

致谢野外工作得到原中国人民武装警察部队黄金十支队技术人员的大力支持和帮助；信迪、陈庆松、李锁明等参与了野外调查；锆石U-Pb定年测试得到中国科学技术大学地球和空间科学学院LA-ICP-MS实验室侯振辉教授的指导；审稿专家和本刊编辑对本文进行了认真审阅并提出了宝贵的修改意见；在此一并表示衷心感谢。