西南三江造山帶古特提斯弧巖漿巖的時空分布及構造演化新模型*

楊天南 薛傳東 信迪 梁明娟 廖程

1. 中國地質科學院地質研究所，北京 1000372. 昆明理工大學國土資源工程學院，昆明 5320001.

始于新生代早期的印度-歐亞大陸碰撞(Huetal., 2016)形成了世界上規模最大的碰撞造山帶——青藏高原。印度大陸持續向北擠入歐亞大陸內部，沿印度陸塊北緣及東緣分別形成了兩個(類)碰撞造山帶(Mattaueretal., 1999)：喜馬拉雅-藏中(Himalaya-Central Tibet，Yin and Harrison, 2000)正向碰撞帶，以及藏東南(Southeastern Tibetan Plateau, Burchfiel and Chen, 2013)斜向碰撞帶。目前兩者大致以東喜馬拉雅(南迦巴瓦)構造結為分界。這兩類碰撞帶雖然形成時代相同，但展現了諸多不同的地質記錄，特別是構造變形特點幾乎完全不同。西南三江造山帶絕大部分位于斜向碰撞帶內，北段屬于兩類碰撞帶的過渡部位，因而是探究兩類碰撞構造帶不同地質記錄、揭示大陸動力學機理的天然實驗室。然而，三江造山帶主體構造格局形成于晚古生代至早中生代期間的古特提斯階段，正確梳理古特提斯大地構造幾何格架(tectonic geometrical framework)是理解新生代大陸碰撞過程的先決條件。此外，古特提斯階段的大洋俯沖、陸陸碰撞形成了大量巖漿巖及與巖漿活動相關礦床(侯增謙等，2004; Wangetal., 2016, 2018)。因而，三江造山帶成了我國主要的金屬礦產基地，也是重要的礦產資源后備接替基地(鄧軍等，2012；Dengetal.，2014a, b)。正是由于其蘊含的科學及經濟意義，三江造山帶一直是我國地質學研究的熱點。

基于板塊構造理論的區域構造演化研究注重大地構造相分析(Robertson, 1994)。巖漿巖作為大地構造相的重要構件，其巖性組合、地球化學屬性，特別是其時-空分布樣式，是構建大洋俯沖、陸陸碰撞過程的關鍵素材(Dickinson, 1971)。以莫宣學等為代表的老一代地質學家以1/20萬區域地質調查結果為基礎，通過大量實地調查、分析測試，詳細梳理了三江造山帶的巖漿巖時空分布規律、地球化學屬性及空間變化，進而重建了基于板塊構造理論的三江造山帶構造演化過程，為深入理解三江造山帶構造-成礦機理奠定了堅實的基礎(莫宣學等，1993，2001；鐘大賚，1998；潘桂棠等，2002；侯增謙等, 2004)。

眾所周知，三江地區1/20萬地質圖完成于20世紀70～80年代，到目前為止依然是我國最為系統、可靠的基礎地質數據體系。然而，限于當時的客觀條件，地質體時代主要根據古生物組合、地層對比、地質體之間的交切關系、以及少量全巖同位素測試數據來確定，具有很大的局限性。很多地層，特別是富含火山巖地層古生物含量稀少；部分保存良好的化石指示的地質年代較長；全巖Sm/Nd、Rb/Sr等時線、鉀-氬等同位素體系測年結果的精確性強烈依賴樣品條件(新鮮程度、是否同源演化等)；造山帶內沉積-火山巖相變頻繁，地層對比難度很大。更兼三江地區植被發育，露頭稀少，高山深壑，交通條件惡劣，在外人看來，三江地區從事1/20萬填圖幾乎是不可能完成的工作(Hoke, 2018)。上述客觀條件的制約使得1/20萬地質圖出現了較多地質體時代誤植情況，誤導了對巖漿巖時空分布規律的揭示。

20世紀90年代末，鋯石原位測年技術(Williams, 1998)開始引入國內(劉敦一等，2003)，并用于揭示三江構造帶巖漿巖時代(如簡平等，2003)。21世紀以來，鋯石原位U/Pb測年技術逐漸推廣，目前已成為成熟的常規測年手段，發表了大量較之以往精度更高的同位素年齡數據。此外，隨著我國經濟持續發展，大規模基礎設施建設不單改善了三江地區的交通狀況，還造就了大量連續露頭，原先難以企及之地也變得極易到達，年代學樣品的空間分布更為均衡(見圖1)；關鍵地質體之間的接觸關系得以揭露，從而形成了更為完整、可靠的數據體系，為揭示巖漿巖的時空分布奠定了良好基礎。

莫宣學等(2001)構建了三江造山帶古特提斯階段巖漿巖分布樣式的初始版本(version 1.0)，經過近20年的數據積累，該版本具備了升級的條件。另外，有關高壓變質巖、蛇綠巖等方面的研究進展，特別是相對精確變質時代的確定(鄧希光等，2000，2002；李才等, 2006a,b；Zhaietal., 2011; Zhangetal., 2006；Pullenetal., 2008，2011；張修政等，2010；Liuetal., 2013; 李靜等，2015，2017;孫載波等，2018)，為綜合多學科數據、恢復板塊俯沖歷史奠定了較為堅實的基礎。本文將收集現有年代學數據，開展綜合分析，梳理三江造山帶古特提斯階段巖漿時空分布樣式，并結合多學科研究結果升級古特提斯大洋俯沖模型。由于巖漿巖，特別是花崗質巖石全巖地球化學數據的構造含義存在多解性(莫宣學等，2001)，本文不關注單個巖體(或火山巖層)的地球化學數據及原作者的構造解釋，而將討論重點放在巖漿巖的時空分布規律、巖漿巖與變質巖的時空關聯等方面。

圖1 三江造山帶地質圖(據三江造山帶地質圖編圖委員會，1986修改)，主要展示古特提斯階段巖漿巖及年代學數據空間分布(數據來源見表1)

Fig.1 Geological map of the Sanjiang Orogenic Belt (modified after CCSGP, 1986) showing the spatial distribution of the Paleotethyan igneous rocks and their geochronological data (data sources are listed in Table 1)

1 三江造山帶的大地構造單元

起源于青藏高原腹地的金沙江、瀾滄江、怒江流經的青海東南部、西藏東部、四川西部、云南西部地區統稱為西南三江地區。三江造山帶范圍與地理意義上的三江地區基本重合(圖1)。從北往南、從西到東，三江造山帶由如下構造單元組成：(1)巴顏喀拉-松潘-甘孜褶皺帶，其主體由巨厚三疊紀濁積巖組成，發生強烈褶皺-逆沖構造(Harrowfield and Wilson, 2005)，并被晚三疊世-早侏羅世花崗巖侵位(Zhangetal., 2007；王秉璋等，2008)。其南西界為玉樹-甘孜-理塘縫合帶(莫宣學等，1993；Yangetal., 2012)，南東界為龍門山逆沖-褶皺帶(Yanetal., 2011)。(2)玉樹-甘孜-理塘縫合帶以南為東羌塘-中咱-蘭坪-思茅地塊群，其具有與揚子地塊可類比的基底巖石及古生代沉積蓋層(三江造山帶地質圖編圖委員會，1986)；古特提斯階段弧巖漿巖主要發育于該地塊群內(具體見后)。東羌塘地塊與中咱地塊之間為金沙江縫合帶，以發育不完整洋殼殘片為特征(圖1；莫宣學等，1993，2001)。中咱地塊與蘭坪-思茅地塊間沒有明確界線。(3)蘭坪-思茅地塊以東為揚子地塊(南中國陸塊)，以發育南華系至下二疊統穩定臺地相沉積為主要特征(三江造山帶地質圖編圖委員會，1986)。兩者之間的界線為哀牢山-金沙江縫合帶(Wangetal., 2000)。(4)蘭坪-思茅地塊以西為保山地塊、騰沖地塊，其內很少發育古特提斯階段弧巖漿巖。蘭坪-思茅地塊西界為昌寧-孟連縫合帶(莫宣學等，1993；鐘大賚，1998)，其與東羌塘南緣界線——龍木措-雙湖縫合帶一起組成三江造山帶古特提斯階段最主要的縫合帶(潘桂棠等，2002)。沿龍木措-雙湖-昌寧-孟連縫合帶斷續出露蘭片巖(鄧希光等，2000， 2002; 陸濟璞等，2006; Pullenetal., 2011)、榴輝巖(李才等, 2006a；Zhangetal., 2007；李靜等，2015，2017)等高壓-低溫變質巖，指示其為典型大洋俯沖形成的縫合帶。

大量二疊紀至三疊紀中、酸性巖漿巖發育于龍木措-雙湖-昌寧-孟連縫合帶以北、以東，甘孜-理塘縫合帶以南的各構造單元中。我們收集了近年發表于國內外刊物上的絕大部分測年數據(表1)，以期分析巖漿巖時空分布規律，進而探討三江造山帶古特提斯構造演化模型。

2 晚古生代-早中生代巖漿巖空間分布及巖漿巖分帶

1/20萬區域地質調查堪稱世紀工程，是我國現代地質學研究的基石。1/100萬三江造山帶地質圖(三江造山帶地質圖編圖委員會，1986)很好地綜合了1/20萬地質調查成果。這項世紀工程揭露了大量二疊紀-三疊紀巖漿巖，包括火山巖及近同期的花崗質侵入體。目前，絕大部分火成巖時代得到了新的鋯石測年數據的制約(圖1)。正如前人已經指出的那樣，三江造山帶具有極復雜的巖漿巖空間分布(莫宣學等，1993，2001)。為了清晰描述巖漿巖時、空分布特點，我們將三江造山帶劃分為三段：維西以北西為北段；維西往南至鳳慶為中段；鳳慶以南為南段(圖2)。這三段具有不同的古特提斯巖漿巖空間分布特點。

2.1 三江造山帶北段

該段呈現兩條弧巖漿巖帶：

(1)晚三疊世火山巖及同時代花崗質侵入體主要分布在東羌塘地塊北部以及中咱地塊東部，組成一條連續的，長達上千千米的巖漿巖帶，Yangetal. (2012)定義該巖漿巖帶為“玉樹-義敦陸緣弧巖漿巖帶”，位于玉樹-甘孜-理塘縫合帶以南，與縫合帶平行。該巖漿巖帶往南不越過龍門山逆沖帶南西方向的延伸線(圖1、圖2)，該線以南地區上三疊統不發育巖漿巖，因而被Burchfiel and Chen(2013)稱為“過渡單元”(transitional unit)。

(2)二疊紀-中三疊世火山巖、同時代侵入巖分布于東羌塘地塊南部、中咱地塊中部及西部，其形成位于蘭坪盆地以北、呈北西-南東走向的連續巖漿巖帶。莫宣學等(2001)定義其為“江達-維西弧巖漿巖”。該帶內多層火山巖與陸緣碎屑巖(含較多植物碎片)互層產出，顯示多次火山活躍期與平靜期交替的特點(Yangetal., 2011，2014a)。

在蘭坪盆地以北地區(包括蘭坪縣境內)所有1/20萬地質圖均顯示上三疊統底界為一角度不整合(見Burchfiel and Chen, 2013)。在芒康以東地區，上三疊統沉積-火山巖角度不整合覆蓋在二疊紀至中三疊世火山-沉積巖組合之上。角度不整合面上、下巖層具有不同的變形構造樣式(Yangetal., 2014a)：下伏地層變形表現為緊閉、倒轉褶皺，發育密集軸面劈理，而上覆巖層則發育開闊、半尖棱褶皺，軸面劈理不發育或發育扇狀破劈理(又見Reidetal., 2005)。這種特點清晰表明，在三江造山帶北段，晚三疊世火山巖與前晚三疊世火山巖形成于不同的構造事件。

圖2 三江造山帶古特提斯弧巖漿巖帶分布圖(數據來源見表1)Fig.2 A sketch map showing the continent marginal arc-belts of the Sanjiang Orogenic Belt, SW China (data sources are listed in Table 1)

2.2 三江造山帶中段僅發育一條弧巖漿巖帶

維西以南至鳳慶之間的區域總體被蘭坪盆地沉積巖覆蓋，古特提斯階段火山巖主要出露于蘭坪盆地兩側基底巖系中。以往認為這些巖漿巖主要形成于晚三疊世，并定義了若干以火山巖為主要成份的組級地層單位。但最近發表的大量鋯石測年數據表明，其形成于254～240Ma之間短暫時間內(Yangetal., 2014a, b; Xinetal., 2018，及其中所引文獻)。在維西以南，這期巖漿巖主要發育于蘭坪盆地東側的維西(Xinetal., 2018)、馬登(唐靚等，2016)、彌沙(梁明娟等，2015)一線。這套巖漿巖厚度巨大(大于1.5km)，以流紋巖、英安巖為主，少量玄武巖，覆蓋在一套上二疊統碎屑巖、碳酸鹽巖組合之上，后者變形強烈(Yangetal., 2014a；唐靚等，2016；Xinetal., 2018)。該帶內發育大量與火山巖近同時的花崗巖，其中該帶東側若干花崗質侵入體西側圍巖為火山-沉積巖，東側圍巖為揚子型古生界蓋層，巖體變形微弱，侵入接觸關系保留完好(見1/20萬維西幅、蘭坪幅：綜合于三江造山帶1/100萬地質圖中，三江造山帶地質圖編圖委員會，1986)。鋯石同位素測年結果揭示侵位時間大致在244～248Ma之間(Yangetal., 2014b; Xinetal., 2018)。這種特點表明：(1)該巖漿巖帶發育于揚子地塊西緣，為陸緣弧巖漿巖帶組成部分；(2)火山活動之初地殼處于擠壓縮短環境，花崗巖侵位前夕擠壓應力消失(具體見Xinetal., 2018)。另外，大量原位鋯石測年結果(如李寶龍等，2008；Linetal., 2012；王舫等，2013)顯示，部分點蒼山深變質巖的原巖為早中三疊世花崗質巖石；Liuetal. (2013)發表的變質地質學研究數據表明，點蒼山深變質作用與古特提斯階段花崗質巖石侵位同時發生。這種時空關聯指示點蒼山變形花崗巖可能代表維西-馬登弧巖漿巖帶的中下地殼部分。因而，我們將這些火成巖組成的巖帶稱為“維西-馬登-點蒼山弧巖漿巖帶”(圖2)。從1/100萬三江造山帶地質圖(三江造山帶地質圖編圖委員會，1986)可以明顯看出，維西-馬登-點蒼山弧巖漿巖帶是江達-維西弧巖漿巖帶的延伸(見圖1)。

表1 西南三江造山帶部分古特提斯階段巖漿巖、變質巖年代學數據

Table 1 List of available geochronological and thermochronological data of the Paleotethyan igneous and metamorphic rocks from the Sanjiang Orogenic Belt, SW China

序號圖1中位置索引巖性平均年齡(Ma)誤差(±Ma)測試方法構造位置數據源同碰撞花崗巖1234567891011花崗巖2112151991971852182172142161972123.52.53.33.43.32.71.81.820.37.1SHRIMPSHRIMPTIMS松潘-甘孜褶沖帶胡健民等,2005沙淑清等,2007王秉璋等,2008弧巖漿巖12131415161718192021222324252627281381012456913141615花崗巖英安巖花崗閃長巖英安巖、流紋巖、安山巖花崗巖215213213211215226227218226206204218215220.92152142210.84411211.51.97133.41.91.963.5TIMSSHRIMPSHRIMPTIMSLAICPSHRIMPLAICPSHRIMPSHRIMP玉樹-義敦弧王秉璋等,2008Yang et al., 2012Yang et al., 2014aRoger et al., 2003Reid et al., 2005林清茶等, 2006曹殿華等, 2009Jian et al., 2009b冷成彪等,20082930313233343536373839404142434445464748115619175167花崗閃長巖流紋巖、英安巖花崗巖流紋巖英安巖、流紋巖、安山巖236234245249251246245244243258248249256235238232237243235239223.83.34.33.53.13.5342.72.55.32.52.74.532.822SHRIMPLAICPLAICPLAICP江達弧楊喜安等, 2011Xin et al., 2018梁明娟等, 2015Yang et al., 2014a

續表1

Continued Table 1

序號圖1中位置索引巖性平均年齡(Ma)誤差(±Ma)測試方法構造位置數據源495051525354555657585960616263646566676765667018696864616026英安巖、流紋巖、安山巖花崗巖安山巖英安巖安山巖花崗巖流紋巖花崗巖花崗閃長巖248247241240248.2261.32422382462822342332312472492462452462471165.82.55.42.22.7211.41.51.621.61.6343LAICPSHRIMPSHRIMPSHRIMPSHRIMPSIMSLAICPLAICPSHRIMP江達弧Yang et al., 2014aYang et al., 2011Yang et al., 2014b王保弟等, 2011曾慶高等, 2010Zhu et al., 2011王保弟等, 2011Zi et al., 2012aJian et al., 2009b686970717273747576777879808182838485868788899091929394959697989950494742292246413940383733313021282024272543-44-45花崗巖流紋巖、英安巖花崗巖、變形花崗巖玄武巖花崗巖玄武巖花崗巖花崗質糜棱巖閃長巖糜棱巖花崗巖英安巖218222219223232232230245251214210217219230232248.5265252251239.4234.9243240233248252255250247236242233.921.511.543322.57211426.371.41.41.91.81.732.62232224.74.2LAICPLAICPSHRIMPLAICPLAICPLAICPSHRIMPSHRIMPLAICPLAICPSHRIMPLAICPLAICPLAICPLAICP云縣弧Yang et al., 2014a王舫等, 2013Wang et al., 2010孔會磊等, 2012Hennig et al., 2009王丹丹等, 2014Peng et al., 2008Fan et al., 2010劉匯川等, 2013Lin et al., 2012李寶龍等, 2008李龔健等, 2013戚學祥等, 2010郭泱泱等, 2012本項目組未刊數據

續表1

Continued Table 1

序號圖1中位置索引巖性平均年齡(Ma)誤差(±Ma)測試方法構造位置數據源10010110210310410510610710810911011111211311411511611711811943-44-45482332555863英安巖花崗巖火山巖花崗閃長巖花崗巖英云閃長巖244.6239.2291.2220.6229.9221.4240.5219.5220231.5231.4231.9230.12442392642682632392386.82.74.13.53.83.14.33.74.33.63.82.82.823566610LAICPLAICPLAICPSHRIMP云縣弧本項目組未刊數據聶飛等,2012Yang et al., 2014aJian et al., 2009b“縫合帶內”基性巖塊年代學數據12012112212312412512612712812913013113213313413573435365453525759622輝長巖玄武巖花崗閃長巖玄武安山巖輝長巖斜長巖英云閃長巖輝長巖292287282292284270264280297303329285300238320258456126.55.865476810103SHRIMPSHRIMPTIMSSHRIMPSHRIMPSHRIMPSHRIMP閆全人等,2005Fan et al., 2010Hennig et al., 2009Jian et al., 2008魏君奇等, 2008Jian et al., 2008雍擁等, 2011變質巖年代學數據136137138139140141142143144145146147148片麻巖榴輝巖202.8203.9205.8222.8207.8216.5212.7209.7213.2243.3244233223.40.70.20.30.41.111.10.51.31.511134.5白云母40Ar-39Ar角閃石40Ar-39Ar黑云母 40Ar-39Ar多硅白云母 40Ar-39ArLu/Hf等時線中羌塘變質帶Kapp et al., 2000Kapp et al., 2003張修政等,2010Pullen et al., 2008

續表1

Continued Table 1

序號圖1中位置索引巖性平均年齡(Ma)誤差(±Ma)測試方法構造位置數據源149150151152153榴輝巖蘭片巖榴輝巖213.9275282.4219.3217.21.20.90.81.51.8多硅白云母 40Ar-39Ar多硅白云母 40Ar-39Ar多硅白云母 40Ar-39Ar中羌塘變質帶張修政等,2010鄧希光等,2000李才等,2006b154155156157高壓麻粒巖231.5249.1245.2245.83.53.11.51.7變質鋯石SIMS點蒼山-哀牢山變質帶Liu et al., 2013158榴輝巖2312.3變質鋯石SIMS昌寧-孟連變質帶王保弟等未刊資料

2.3 三江造山帶南段

三江造山帶南段被中生代思茅盆地大范圍覆蓋，古特提斯階段巖漿巖出主要露于盆地東西兩側的基底巖系中，從而顯示出兩條巖漿巖帶。

(1)思茅盆地西側、瀾滄雜巖帶以東發育大量流紋巖、英安巖、安山巖及少量玄武巖、玄武安山巖，以及大量花崗巖，其中以巨型臨滄巖體為典型代表。大量新的測年結果顯示該帶火山巖、侵入巖形成于二疊紀-三疊紀(圖1)。這些火山巖、侵入巖組成了臨滄-云縣巖漿巖帶(圖2；莫宣學等，1993，2001)。

(2)思茅盆地東側綠春、墨江等地發育一系列火成巖，包括零星出露的玄武巖、玄武安山巖(Fanetal., 2010)，以及雖然零星但分布范圍頗廣的花崗質侵入體(郭泱泱等，2012；李龔健等，2013)。在哀牢山變質帶以西，這些花崗巖圍巖主要為揚子型古生界(圖1)。哀牢山變質巖帶與點蒼山變質巖帶一樣，部分變形花崗巖、花崗閃長巖形成于早、中三疊世(李寶龍等，2008；戚學祥等, 2010; Linetal., 2012;王舫等，2013)。這些火山巖、花崗巖帶狀分布，形成綠春-哀牢山巖漿巖帶(圖2)。

在蘭坪盆地以南地區，由于中、新生代盆地沉積物大范圍覆蓋，東、西兩條古特提斯階段巖漿巖帶的相互關系并不明確。我們曾沿著穿過云縣的北東-南西向公路完成了約60km的詳細路線調查，并系統采集樣品開展鋯石測年，發現從瀾滄江西岸開始往西出露一套連續完整的、向東逐漸變新的沉積-火山巖組合，火山巖包括玄武巖、安山巖、英安巖、流紋巖，時代從245Ma到220Ma，并被臨滄花崗巖侵入(Yangetal., 2014a)。從這種變化趨勢推測，我們認為思茅盆地兩側的火成巖可能屬于同一個弧巖漿巖帶。

圖3 三江造山帶不同構造單元構造-熱歷史年代譜圖(數據來源見表1)Fig.3 Age-spectra showing the tectonothermal evolutions of different tectonic units in Sanjiang Orogenic Belt, SW China (data sources are listed in Table 1)

由此，我們將三江造山帶古特提斯階段弧巖漿巖劃分為三個帶(圖2)：(1)玉樹-義敦陸緣弧巖漿巖帶；(2)江達-維西-馬登-點蒼山陸緣弧巖漿巖帶；(3)云縣-綠春-哀牢山陸緣弧巖漿巖帶。下面將綜合現有測年數據探討各巖漿巖帶的年代學格架。

3 弧巖漿巖帶的年代學格架

3.1 玉樹-義敦陸緣弧巖漿巖帶

17件巖漿巖樣品的鋯石加權平均年齡(表1)統計結果見圖2a。從該圖可以看出，玉樹-義敦弧巖漿巖形成于220～210Ma短暫的時限內，形成明顯的單個峰值年齡：215Ma(Yangetal., 2012)。這一特點指示形成玉樹-義敦弧巖漿巖帶的洋殼俯沖時間很短，相應地，被俯沖的洋殼規模也應該不大。

3.2 江達-維西-馬登-點蒼山陸緣弧巖漿巖帶

該帶分為兩段，江達-維西段及維西-馬登-點蒼山段。我們共收集了江達-維西段35件巖漿巖樣品的鋯石加權平均年齡數據，平均年齡在230～270Ma之間(表1)。在年齡頻譜圖上(圖2b)顯示三個明顯的峰值，分別為258Ma、247Ma、234Ma。該特點顯示造就江達-維西陸緣弧的洋殼俯沖事件持續事件超過40Myr，大致每10Myr形成一次巖漿巖集中噴發。這與野外巖石組合觀察結果吻合，在巖漿噴發間隙，形成陸緣碎屑巖、碳酸鹽巖沉積(Yangetal., 2014a)。

Xinetal.(2018)詳細研究了維西-馬登段巖漿巖發育特點，并收集、統計了鋯石測年結果，發現該區段僅發育一次巖漿活動。巖漿巖集中于7Myr的極短時間內噴涌，形成一個明顯的magmatic flare-up，峰期年齡為245Ma。

3.3 云縣-綠春-哀牢山陸緣弧巖漿巖帶

40件火成巖鋯石樣品加權平均年齡結果(表1)顯示該巖漿巖帶具有較其他兩個巖漿巖代相對漫長而復雜的巖漿演化歷史。巖漿活動時間從早二疊世(280Ma)持續到晚三疊世(210Ma)，形成五個明顯年齡峰值(圖2c)：251Ma、239Ma、231Ma、219～222Ma以及209Ma。各峰值年齡之間的時間差也是大致10Myr。巖漿活動間隙期沉積陸緣碎屑巖(富含植物碎片)、碳酸鹽巖(Yangetal., 2014a)。從測年數據的空間分布(圖1)還可以看出另一個規律：在云縣-綠春-哀牢山巖漿巖帶內，晚三疊世(小于230Ma)巖漿巖集中于巖漿巖帶的西側，東部絕少發育晚三疊世巖漿巖；而老于230Ma的巖漿巖則分布于整個巖漿巖帶內。上述巖漿巖時空分布特點顯示：(1)形成該巖漿巖帶的洋殼俯沖歷史長達70Myr；(2)俯沖晚期，巖漿活動向西遷移。

4 俯沖相關構造-熱事件——高壓/低溫變質巖及古特提斯階段大洋俯沖歷史

除了上述大量巖漿巖測年數據外，針對三江造山帶變質作用及時代也發表了足夠多的數據。沿著龍木措-雙湖、昌寧-孟連縫合帶并沒有連續出露高壓變質巖。在北段(龍木措-雙湖)、南段(昌寧-孟連)分別發育典型的中羌塘高壓變質帶(Kappetal., 2000, 2003; 李才等，2006a, b; Zhangetal., 2006; Pullenetal., 2008，2011)、勐庫榴輝巖帶(李靜等，2015，2017)。具有封閉溫度較高的同位素體系礦物相(如鋯石U/Pb、石榴石-綠輝石Lu/Hf等)測年結果顯示，中羌塘高壓變質巖的變質時代在245～230Ma之間(Pullenetal., 2008; Zhaietal., 2011)，其中低溫蘭片巖形成年齡大于270Ma(鄧希光等，2000，2002)；而勐庫榴輝巖變質時代在230～219Ma之間(孫載波等，2018)。白云母(多硅)40Ar/39Ar測年結果(李才等，2006b；王根厚等，2006)明顯小于上述年齡，指示榴輝巖等高壓變質巖折返過程的冷卻時代。

我們將弧巖漿巖及高壓變質巖年代學數據綜合于圖3中，發現高壓變質巖與弧巖漿巖具有很好的耦合關系：(1)從整體看，東羌塘、中咱、蘭坪-思茅整個古特提斯階段弧巖漿巖帶從早二疊世開始發育弧巖漿巖，巖漿活動持續到210Ma(圖2d)；相應地，高壓變質巖形成時代也從早二疊世開始，持續到210Ma。(2)從分段看，古特提斯階段弧巖漿巖帶北段(江達-維西)弧巖漿巖活動終止時間(230Ma)明顯早于南段(210Ma, 云縣-綠春-哀牢山)；與此對應，沿縫合帶出露的榴輝巖南段(219Ma, 孫載波等，2018)明顯比北段年輕(>230Ma, Pullenetal., 2008; Zhaietal., 2011)。此外，Liuetal. (2013)揭示點蒼山、哀牢山變質帶早期高壓麻粒巖相變質(650～720℃，14kbar)時代在254～230Ma之間，與弧巖漿巖活動時限一致。因而，現有數據展示了雖然并不完整，但十分清晰的古特提斯大地構造樣式：(1)位于西側、西南側的高壓-低溫變質帶；(2)位于東側、北東側的弧巖漿巖帶，以及局部出露的高壓麻粒巖。由此我們認為，江達-維西-云縣-哀牢山弧巖漿巖帶作為一個整體，由古特提斯洋盆從南、南西往北、北東俯沖形成(現代地理方位)。龍木措-雙湖-昌寧-孟連縫合帶代表了古特提斯洋閉合、消亡的最終位置(李才等，2006a)。此外，不論弧巖漿巖發育歷史還是高壓變質巖的形成時代均支持我們先前提出的觀點：龍木措-雙湖-昌寧-孟連縫合帶的閉合過程具有穿時性，北段先于南段閉合，閉合時間差達10～20Myr(Yangetal., 2014a)。

發育于三江造山帶北段的晚三疊世火山巖、同時代侵入巖及陸緣碎屑巖夾層(含大量植物碎片)形成一條連續、完整的北西-南東向巖漿巖帶——玉樹-義敦弧巖漿巖帶(Yangetal., 2012)。這套火山-沉積巖角度不整合覆蓋在江達-維西弧巖漿巖之上，表明其形成于另一次構造事件。綜合1/20萬區調成果(三江造山帶地質圖編圖委員會，1986； Burchfiel and Chen, 2013)，該巖漿巖帶以北為玉樹-甘孜-理塘蛇綠混雜帶，縫合帶以北為巴顏喀拉-松潘-甘孜濁積巖帶。上述三個構造單元平行排列，界限截然，其形成的大地構造相組合樣式指示洋殼向南西方向俯沖(現代地理方位)，玉樹-甘孜-理塘縫合帶代表洋殼最終消亡位置。

5 存在問題

基于新數據積累展現的巖漿巖時空分布樣式、大地構造相，特別是高壓變質帶與弧巖漿巖帶的空間配置關系清晰指示了三江造山帶古特提斯階段構造演化由兩次洋殼俯沖、及隨后的陸陸碰撞過程組成(Yangetal., 2014a)。然而，針對三江造山帶古特提斯演化還存在諸多問題值得深入研究。

5.1 弧巖漿巖帶巖漿演化的空間差異及反映的深部動力學過程

洋殼俯沖引發的大型弧巖漿巖帶內巖漿活動普遍具有幕式發育的特點以及明顯空間不均一性(如南美安第斯，de Silva and Gosnold, 2007；以及北美Serra Nevada, Ducea, 2001)。許多邊界條件綜合作用控制著洋陸俯沖帶巖漿演化過程，如俯沖角度、俯沖板片的熱結構、俯沖速率、俯沖帶上盤地幔楔的富集特點、上盤地幔楔及地殼厚度、Wadati-Benioff帶的摩擦阻力大小(俯沖帶解耦與否)等(Katzetal., 2013)。在長期俯沖過程中，上述邊界條件還可能發生變化(Doglionietal., 2007)，造成巖漿巖帶具有復雜的演變歷史。具有1500km以上長度的江達-維西-云縣-哀牢山弧巖漿巖具有長達70Myr的演化歷史，表明三江造山帶古特提斯主洋盆具有相當大的規模，甚至可與現代太平洋東岸對比。現有數據已經表明，江達-維西-云縣-哀牢山巖漿巖帶沿縱向、橫向均表現出了明顯變化：(1)較之于北段、南段，三江造山帶中段的弧巖漿巖帶寬度明顯變小，巖漿活動集中在短暫時間段內；(2)三江造山帶南段弧巖漿巖具有向俯沖帶方向后退的特點；(3)雖然南、北兩段均表現出幕式巖漿活動，但各幕峰值年齡并不能一一對應；(4)從北往南，巖漿活動歷史逐漸變長。我們已經對這些變化的構造含義做了一些探討(Yangetal., 2014a, Xinetal., 2018)，但其包含的深部動力學含義依然值得深入研究。

5.2 晚三疊世玉樹-義敦弧巖漿巖帶向南突然中斷及俯沖動力學含義

晚三疊世玉樹-義敦弧巖漿巖帶向西可能穿越西昆侖，延申至伊朗Alboz造山帶，顯見是個相當規模的大型弧巖漿巖帶。區域地質調查結果(三江造山帶地質圖編圖委員會，1986)認為在維西以南地區存在大量晚三疊世火山巖，但新的測年數據表明(Xinetal., 2018)，維西至云龍之間出露的火山巖年齡大于230Ma，其屬于江達-維西陸緣弧的一部分，而非屬于玉樹-義敦陸緣弧。因而，玉樹-義敦火成巖帶并沒有向南越過龍門山逆沖帶的西南延伸線(圖2)，至該線附近，晚三疊世火山巖戛然而止。有趣的是，與晚三疊世俯沖相關的巖漿型礦床僅僅發現于該巖漿巖帶的南端(典型者如普朗斑巖型銅礦，李文昌和曾普勝，2007；羊拉矽卡巖礦床，魏君奇等，1997)。為何該巖漿巖帶會突然中斷，以及與斑巖型礦化的動力學關聯等關鍵問題尚未見討論。結合巴顏喀拉-松潘-甘孜濁積巖的空間分布特點(圖2)，我們推測，龍門山逆沖斷層帶的前身可能是松潘-甘孜古洋盆的東南部保守型(conservative)板塊邊界(轉換斷層)，該轉換斷層走向與洋殼俯沖方向近平行。轉換斷層邊界南東側不存在洋殼俯沖，故而不發育弧巖漿巖帶。該轉換斷層隨洋殼俯沖而俯沖，造成俯沖帶局部熱擾動，使得最南端的弧巖漿巖具有特殊的地球化學及成礦屬性。Chenetal. (2017)在玉樹-義敦弧巖漿巖帶最南端發現了具MORB屬性的晚三疊世玄武巖，巖漿源自軟流圈，可能與轉換斷層的俯沖有關。該推論若能得到詳細數據的進一步支撐，則將對俯沖動力學及斑巖型礦床成因具有重大科學意義。

5.3 弧巖漿巖帶內發育的超基性巖塊的成因

在中咱地塊內及附近地區，1/20萬區域地質調查發現了大量基性、超基性巖塊(見圖1、圖2，三江造山帶地質圖編圖委員會，1986)，前人將這些巖塊歸入金沙江蛇綠巖帶(莫宣學等，2001)。然而，從其空間展布特點、與弧巖漿巖關系看，這些基性、超基性巖塊不像成熟洋殼仰沖、破裂、混雜的產物，其理由如下：(1)這些巖塊呈面狀分布，沒有成帶(見圖1，三江造山帶地質圖編圖委員會，1986)；(2)二疊紀、早三疊世江達-維西、晚三疊世玉樹-義敦弧巖漿巖帶內的火山巖直接覆蓋在這些巖塊之上，同時代花崗質巖體侵入于這些巖塊中(Zietal., 2012a, b)。這些基性、超基性巖塊的構造屬性及形成過程依然是一個值得進一步研究的科學問題。

5.4 原特提斯與古特提斯的關系

最近幾年在三江造山帶內發現了大量早、中古生代巖漿巖(鐘宏等，1999； Jianetal., 2009a, b；汝珊珊等，2012; Zhaietal., 2013)，這些數據表明三江造山帶內記錄了大量早古生代地質演化信息。然而，我們并不清楚早古生代即原特提斯階段構造演化的細節，也不清楚原特提斯與古特提斯階段構造演化的關聯。解決這些問題對于整個特提斯構造帶的大地構造重建具有重大意義。

5.5 印支地塊向南逃逸？

前已述及，古特提斯階段構造演化造就了西南三江造山帶基本構造格局，始于新生代早期(Huetal., 2016)的印度-歐亞大陸碰撞改造了這一構造格局。因而，對古特提斯構造格局的改造程度及樣式是推演陸陸碰撞過程及動力學機理的基礎。前人基于當時對三江造山帶古特提斯構造格局的理解提出了“陸陸碰撞引發印支地塊向南大規模逃逸”的構造模型(如，Tapponnieretal., 1982, 1986; Leloupetal., 1993, 1995)。該模型在國內被廣泛接受，并深刻影響了對三江造山帶新生代構造演化的理解(Zhangetal., 2010, 2012a, b; Liuetal., 2012)。然而，擠出模型在提出之初就爭議不斷(England and Houseman, 1986; Vilotteetal., 1986; England and Molnar, 1997; Mattaueretal., 1999；Searle, 2006)。從本文根據新的年代學數據重建的古特提斯階段弧巖漿巖分布看，新生代構造變形并沒有完全破壞古特提斯階段形成的大地構造幾何格架，證據如下：(1)發育在揚子地塊西緣的二疊紀-早三疊世弧巖漿巖帶依然保留完整；(2)作為逃逸地塊東部邊緣最主要走滑剪切帶的紅河-哀牢山剪切帶西側揚子型古生界保留完好(圖1；三江造山帶地質圖編圖委員會，1986)；(3)實際上，點蒼山、哀牢山剪切帶的變形巖石本身就是古特提斯階段弧巖漿巖帶的一部分；(4)位于雪龍山、點蒼山剪切帶之間的晚二疊世-早三疊世弧巖漿巖沒有經歷任何剪切變形,而表現為擠壓變形(Yangetal., 2014b)；(5)詳細構造解析結果顯示，三江造山帶絕大部分走滑剪切帶的主要變形機制為純剪，而非簡單剪切(Searle, 2006; Zhangetal., 2010, 2012a, b; Liuetal., 2012)。這些特點表明，印支地塊幾乎沒有向南逃逸，或者逃逸距離很小(史鵬亮等，2015；Lietal., 2017)。由此看來，斜向碰撞帶構造演化及動力學依然值得進一步研究，清晰的古特提斯階段大地構造幾何格架是深入研究相關問題的基礎。

6 結論

三江造山帶地質演化復雜，更兼山高坡陡、植被覆蓋嚴重，許多地質問題尚待深入調查。但綜合現有數據，可得如下主要結論：

(1)三江造山帶古特提斯構造格局由兩次不同的大洋俯沖、陸陸碰撞過程形成：早二疊世到晚三疊世向北、北東方向俯沖形成江達-維西-云縣-哀牢山陸緣弧巖漿巖；晚三疊世向南俯沖形成玉樹-義敦陸緣弧巖漿巖帶。

(2)假定兩個俯沖帶的俯沖速率相差不大，則演化歷史更長的江達-維西-云縣-哀牢山弧巖漿巖帶對應的龍木措-雙湖-昌寧-孟連古洋盆為古特提斯主洋盆，而玉樹-甘孜-理塘代表消失的古特提斯分支洋盆。

(3)三江造山帶古特提斯主洋盆洋殼俯沖時限達70Myr，形成了多個弧巖漿作用活躍期，各活躍期間隔約為10Myr。

(4)同一弧巖漿巖帶不同部位巖漿活動的活躍期并不一一對應。唯有詳細梳理整個造山帶構造-巖漿-熱事件的時空配置關系方能構建相對合理的大地構造演化模型。

致謝 本文第一作者在求學期間適逢翟裕生院士擔綱校長，有幸多次聆聽先生教誨，受益終生；在從事三江造山帶研究的最近十年間，先生每每蒞臨指導，多有啟迪。值此先生90華誕，謹以此文表達對先生的敬意。兩位匿名審稿人提出了很多修改意見，在此表示感謝。