滇西鳳慶地區箐頭山花崗巖的特征
——古特提斯洋碰撞匯聚向伸展轉換的證據

田素梅，劉軍平，范振華，包佳鳳，孫柏東，俞賽贏，吳嘉林，朱勛早，宋冬虎

1)云南省地質調查院，昆明，650216；2)自然資源部三江成礦作用及資源勘查利用重點實驗室，昆明，650051；3)山東省第一地質礦產勘查院，濟南，250100； 4)云南省國土規劃設計院，昆明，650216

內容提要: 筆者等在野外調查的基礎上，對出露于滇西臨滄巖漿弧北部鳳慶箐頭山地區原1∶25萬鳳慶縣幅劃分的二疊紀糜棱巖化黑云二長花崗巖進行了系統的年代學、巖石學和地球化學研究。該花崗巖體中，鋯石具典型的振蕩環帶，Th/U值均大于0.2，為巖漿成因，其 LA-ICP-MS U-Pb 年齡為 213±5 Ma， 應當為巖漿結晶年齡，表明該巖體形成于晚三疊世，而非前人認為的二疊紀。全巖主微量元素分析結果顯示，箐頭山花崗巖Na2O/K2O 值低，富Al2O3，鋁飽和指數(A/NCK值)平均為1.18，屬過鋁質高鉀鈣堿性系列。稀土配分曲線右傾，具有輕稀土富集、重稀土弱虧損、負銪異常明顯的特征 (δEu=0.36～0.50)；富集大離子親石元素Rb和K，虧損高場強元素Zr。在Rb —(Y+Nb)判別圖解中，箐頭山花崗巖投影點落入后碰撞花崗巖區，并具有明顯向板內花崗巖轉換的特征。結合區域地質資料，筆者等認為獲得的213 Ma可能代表昌寧—孟連古特提斯洋閉合之后地殼由碰撞后造山向構造伸展轉換的時限，為昌寧—孟連古特提斯洋碰撞后造山作用的結束提供時代約束。

滇西昌寧—孟連結合帶是全球東特提斯構造域的重要組成部分，沿其發育了云南省境內造山帶規模最大的臨滄花崗巖體(圖1)，為研究古特提斯洋俯沖消減提供了重要場所，長期以來一直是中外地質學家關注的熱點(陳吉琛，1987，1989；李興林，1996；張旗等，1996；王義昭，1997，2005；莫宣學等，1998；俞賽贏等，2003)。前人的研究表明，滇西古特提斯洋由一系列相對穩定的地塊與島弧及其之間多個規模不等的洋盆所組成，屬多島弧—盆系統，昌寧—孟連洋盆為古特提斯洋的主洋盆(鐘大賚，1998；潘桂堂等，2003；王舫等，2014)。國內外學者對昌寧—孟連結合帶古特提斯的演化進行了大量的研究，表明古特提斯洋盆于晚三疊世已處于閉合狀態(譚富文等，2001；劉軍平等，2017，2019)，但是對昌寧—孟連古特提斯洋閉合后的碰撞后造山作用結束時限還沒有一個精確的年代學約束。

圖1 滇西三江中段地質構造簡圖：(a) 三江南段地質構造分區圖(據云南省地質調查院?)；(b) 昌寧—孟連構造帶地質簡圖(據李文昌等，2010)；(c) 鳳慶地區地質簡圖(據云南省地質調查院?)Fig. 1 Geological structure sketch map in the central part of the Sangjiang(means three rivers: Jinsha River, Lancang River and Nujiang River) area，western Yunnan: (a) Geological structure sketch map in the south section of the Sangjiang area (after Yunnan Institute of Geological Survey?; (b) Geological map of Changning—Menglian structural belt(after Li Wencang et al., 2010&); (c) Geological map of Fengqing area (after Yunnan Institute of Geological Survey?)

筆者等對臨滄巖漿弧北部鳳慶地區箐頭山巖體中糜棱巖化黑云二長花崗巖的巖石學、地球化學和LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學進行詳細研究，并結合云南省地質調查院近幾年開展的云南省1∶5萬、1∶25萬區域地質礦產調查項目成果???，對箐頭山花崗巖的侵位時代、成因類型、物質來源等特征進行了探討，對昌寧—孟連洋盆閉合后的碰撞后造山作用時限進行有效約束，進而為昌寧—孟連結合帶古特提斯洋的演化提供新的重要信息。

鳳慶箐頭山花崗巖野外露頭差，風化強烈，前人研究程度較低，且所獲結論相差甚遠?????。1∶20萬鳳慶幅僅對其進行了簡單的相帶劃分，歸屬印支期和喜山期，1∶25萬鳳慶縣幅區域地質調查報告將這些糜棱巖化花崗巖時代劃歸為二疊紀，認為是俯沖消減作用過程中形成的I型花崗巖。本次因公路開挖，巖石露頭較新鮮，通過野外調查，筆者等認為臨滄花崗巖體中二疊紀花崗巖僅有少量呈島弧狀殘留于三疊紀黑云二長花崗巖中，為花崗閃長巖、英云閃長巖等，部分遭受后期韌性剪切變形變質作用?；而鳳慶箐頭山花崗巖巖性多為糜棱巖化黑云二長花崗巖、糜棱巖化鉀長花崗巖、黑云二長花崗質初糜棱巖等，與二疊紀花崗巖巖性差異較大。

1 地質背景和樣品特征

研究區位于西南“三江”南段，構造上位于羌塘—三江造山系(Ⅶ)和班公湖—雙湖—怒江—昌寧—孟連對接帶(Ⅷ)，地層屬于華南地層大區、羌北—昌都—思茅地層區、蘭坪—思茅地層分區的瀾滄地層小區及漾濞地層小區。區內出露地層有古元古界崇山巖群、三疊系麥初箐組、侏羅系漾江組，巖漿巖以三疊紀花崗巖體為主，少量二疊紀、白堊紀花崗巖(圖1)。箐頭山花崗巖體與周圍臨滄花崗巖中三疊紀黑云二長花崗巖之間無明顯差異，受后期韌性剪切作用影響，發生了不同程度的糜棱巖化作用(圖2a，b)，應變強度向臨滄花崗巖巖體內部逐漸減弱，與之呈漸變過渡關系，原巖結構基本保留?。

糜棱巖化黑云二長花崗巖為糜棱結構、變余中細粒花崗結構，弱定向塑性流動構造。礦物成分主要由堿性長石(35%～40%)、斜長石(25%～30%)、石英(25%～30%)組成，次要礦物為黑云母(3%～6%)，副礦物主要有金屬礦物、磷灰石，典型樣品的顯微結構照片見圖2c。堿性長石無色，它形粒狀—半自形板狀，部分略呈透鏡狀，負低突起，主要為正長石，具卡氏雙晶，弱泥化；斜長石半自形—自形板狀，正低突起，聚片雙晶發育，略顯透鏡狀、眼球狀，碎裂細粒化，絹云母化；石英為無色，它形粒狀—渾圓狀—透鏡狀，正低突起，多細粒化重結晶形成礦物集合體；黑云母具淺黃色—深褐色多色性，正中突起，細粒化明顯。巖石中略顯透鏡狀、眼球狀斜長石、堿性長石和少量石英碎斑間，塑變細粒化重結晶長英質礦物和黑云母聚集呈網紋狀半定向—定向分布。

糜棱巖化鉀長花崗巖為灰白色，糜棱結構、變余中細粒花崗結構，定向塑性流動構造。礦物成分為堿性長石(50%～55%)、斜長石(8%～10%)、石英(30%～35%)及少量黑云母(2%左右)，副礦物為金屬礦物、電氣石、鋯石等。巖石殘余結構顯示原巖為鉀長花崗巖：黑云母半自形—自形片狀，具淺黃色—深褐色多色性；斜長石呈半自形—自形板狀，大部分可見聚片雙晶，不同程度絹云母化；堿性長石為它形粒狀—半自形板狀，多為正長石，含少量微斜長石，具格子狀雙晶，泥化，表面混濁；石英為它形粒狀，充填于長石間隙中，局部石英與堿性長石呈顯微文象交生。依巖石中礦物自形程度及相互關系而判定其礦物生成順序為：黑云母—斜長石—堿性長石—石英。在后期糜棱巖化作用下，粒徑≤5.8 mm的粒狀堿性長石、斜長石、石英略顯透鏡狀、眼球狀，碎裂特征明顯，沿裂隙見基質礦物貫入，構成碎斑；基質為混雜狀礦物集合體，主要由粒徑≤0.1 mm的粒狀變晶石英、堿性長石、斜長石和顯微鱗片變晶狀黑云母等礦物組成，經重結晶作用繞碎斑呈流狀分布。由于受后期風化作用影響，大部分巖石風化破碎呈碎塊狀。

黑云二長花崗質初糜棱巖(圖2d)為初糜棱結構，局部見變余花崗結構，定向塑性流動構造，主要造巖礦物包括石英(35%～40%)、斜長石(30%～35%)和堿性長石(25%～30%)、黑云母(5%～8%)，副礦物包括鋯石、榍石、磁鐵礦等。巖石中碎斑含量約55%，成分為斜長石、堿性長石、石英和少量魚狀黑云母， 礦物邊緣多見細粒化現象；長英質礦物和少量黑云母形成45%以下的碎基，呈流狀、條痕狀聚集產出。黑云母一般為變余半自形—自形片狀，略顯魚狀，具淺—深褐色多色性，正中突起，顆粒大小0.5～2.0 mm，定向分布，綠泥石化。斜長石(更長石為主)呈透鏡狀、眼球狀(最大者達3 mm×5 mm)定向，部分為半自形—自形板狀，聚片雙晶發育。石英碎斑內見自形較好的黑云母包裹體，殘余原巖漿組構特征，細粒化石英沿長軸拉伸呈條痕狀、絲帶狀；堿性長石主要為微斜長石和正長石，呈眼球狀、透鏡狀碎斑，見裂紋、波狀消光，部分呈變余半自形板狀，沿長軸方向定向排列。

圖2 滇西箐頭山地區糜棱巖化黑云二長花崗巖野外及顯微照片Fig. 2 The field and microphotographs for mylonited biotite monzogranites in Qingtoushan area，Western Yunnan(a)糜棱巖化黑云二長花崗巖野外露頭照片；(b)黑云二長花崗質初糜棱巖野外露頭照片；(c) 糜棱巖化黑云二長花崗巖中斜長石保留原半自形—自形板狀特征，略顯透鏡狀、眼球狀，重結晶長英質礦物、黑云母繞碎斑呈半定向—定向分布；(d)黑云二長花崗質初糜棱巖中石英碎斑內見自形較好的黑云母包裹體，斜長石呈變余半自形板狀，殘余原巖漿組構特征，碎斑邊緣見細粒化現象，碎基繞碎斑呈流狀、條痕狀聚集產出。Qtz—石英；Pl—斜長石；Bt—黑云母(a) Field outcrop photo of mylonitized biotite monzonitic granite; (b) field outcrop photo of biotite monzonitic primary mylonite; (c) plagioclase in mylonitized biotite monzonitic granite retains the characteristics of proto hypidiomorphic plate, slightly lenticular, eyeball shaped, plastic fine-grained, recrystallized felsic minerals, biotite around the broken spots in semi-directional—directional directional distribution; (d) In the biotite monzonite granitic primary mylonite, biotite inclusions with good idiomorphic features can be found in quartz plaques; plagioclase with metamorphic semi-idiomorphic plate; residual features of original magma fabric, fine granulation phenomenon at the edge of plaques, and the aggregated debris surrounding the plaques in flow and stripe shape can be seen. Qtz—quartz；Pl—plagioclase；Bt—biotite

2 樣品分析方法

鋯石分選在河北區域地質礦產調查研究所實驗室完成，原巖樣品經人工粉碎，淘洗后除輕礦物部分，將得到的重砂部分經電磁選后得到含有少量雜質的鋯石樣品，最后在雙目鏡下挑選出鋯石晶體。選擇晶型較好，無裂隙的鋯石顆粒粘貼在環氧樹脂表面制成鋯石樣品靶，打磨樣品靶，使鋯石的中心部位暴露出來，然后進行拋光。對鋯石進行反射光、透射光顯微照相和陰極發光(CL)圖像分析，根據反射光、透射光及鋯石CL圖像，選擇代表性的鋯石顆粒和區域進行U-Pb測年。鋯石U-Pb定年及微量元素含量分析是在湖北省地質實驗室測試中心巖石礦物研究室利用LA-ICP-MS同時分析完成的。測試儀器采用的是由美國Coherent Inc公司生產的GeoLasPro全自動版193 nm ArF準分子激光剝蝕系統(LA)和美國Agilent公司生產的7700X型電感耦合等離子質譜儀(ICP-MS)聯用構成的激光剝蝕電感耦合等離子體質譜分析系統(LA-ICP-MS)。另外激光剝蝕系統配置了由澳大利亞國立大學開發研制的勻化器，由10根長度不同的細PV管組成，激光剝蝕產生的細小粉末樣品通過勻化器裝置后，因通過長短不同的管道所需的時間略有不同而使樣品脈沖信號得到平滑，從而能有效降低激光脈沖剝蝕樣品而產生的信號波動。鋯石微量元素含量利用NIST610作為外標，Si作為內標進行定量計算。鋯石U-Pb定年分析采用鋯石標準年齡物質91500作為外標進行同位素分餾校正，每分析6～8個樣品點分析2次91500。樣品測試時，背景信號采集10 s，樣品剝蝕40 s，管路吹掃10 s，信號采集時間總共為60 s。樣品的同位素比值和元素含量采用ICP-MS DataCal 9.0進行處理分析，加權平均年齡的計算及鋯石年齡諧和圖的繪制采用Isoplot3.0(Ludwing，2003)來完成。采用年齡為206Pb/238U 年齡，其加權平均值的誤差為5.0 Ma，206Pb/238U(和207Pb/206Pb)平均年齡誤差為95%置信度。

選擇4件巖石樣品分別進行主量元素和微量元素分析。樣品磨碎至200目后，在武漢上譜分析科技有限責任公司有限公司進行主量和微量元素分析測試。主量元素使用X-射線熒光光譜儀(XRF-1500)法測試。用0.6 g樣品和6 g四硼酸鋰制成的玻璃片在ShimadzuXRF-1500上測定氧化物的質量分數值，精度優于2%～3%。微量元素及稀土元素利用酸溶法制備樣品，使用ICP-MS(ElementⅡ)測試，分析精度(按照GSR-1和GSR-2國家標準)：當元素質量分數值大于10×10-6時，精度優于5%，當質量分數值小于10×10-6時，精度優于10%。

3 鋯石U-Pb年齡

1∶20萬鳳慶幅?將箐頭山巖體劃為印支期和喜馬拉雅期、1∶25萬鳳慶縣幅?將該巖體劃歸二疊紀。筆者等為準確厘定該巖體的時代，在鳳慶縣小灣鎮西南箐頭山附近采集了1件重約5 kg的新鮮花崗巖樣品進行LA-ICP-MS 鋯石U-Pb測年，巖性為糜棱巖化黑云二長花崗巖，具體采樣位置見圖1，樣品分析測試結果見表1。

表1 滇西箐頭山花崗巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素分析結果Table 1 LA-ICP-MS U-Pb dating data of the zircons from Qingtoushan granites in Fengqing area, west Yunnan

鋯石呈半透明—透明短柱狀—柱狀，多數自形較好，多見短柱狀、柱狀，長軸在110～320 μm，寬度以80～140 μm 為主，鋯石的長、寬比變化較大，為1.5∶1～3∶1。鋯石陰極發光圖像顯示(圖3)，絕大多數鋯石具有明顯的振蕩環帶，指示為巖漿成因；部分鋯石長、寬比值小，內部具有殘留的繼承鋯石核，表現為均勻的無分帶的內部結構，繼承鋯石大多數有較窄的振蕩環帶(劉軍平等，2020b)；部分鋯石內部或邊部表現出強發光現象，顯示出流體改造的特征。筆者等對具有清楚振蕩環帶的鋯石進行了LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素測試，其中14個點的206Pb/238U數據集中在201～227 Ma，鋯石Th/U值均>0.1，表明這些鋯石為典型的巖漿成因鋯石(劉軍平等，2020a)，樣品加權平均年齡值和鋯石U-Pb諧和年齡值見圖4，獲得213±5 Ma(MSWD=3.4，n=14)加權平均巖漿鋯石結晶年齡值，因此巖漿侵位、冷凝時期應屬晚三疊世。繼承鋯石U含量為314×10-6～793×10-6，Th含量為12.4×10-6～383×10-6，Th/U值為0.04～0.74，年齡較復雜，其中7個測試點鋯石年齡主要分為兩組：588～613 Ma、 316～332 Ma，表明區內新元古代和晚古生代發生過重要的構造熱事件。對部分鋯石較亮部位進行鋯石U-Pb測定，5個測點鋯石Th/U值較小(其中7、15測點為0.08)，且測點處均表現為無振蕩環帶特征(圖3)，5個點的n(206Pb)/n(238U)加權平均年齡為197.0±3.5 Ma。表明滇西箐頭山花崗巖在早侏羅世可能發生過巖漿再造作用，推測該年齡反映的是與變形有關的流體改造的年齡。

圖3 滇西鳳慶地區箐頭山花崗巖典型鋯石陰極發光(CL)圖像、U-Pb定年點Fig. 3 Cathodoluminescences (CL) images and U-Pb Dating points of typical zircons from Qingtoushan granite, Fengqing area, western Yunnan

圖4 滇西箐頭山地區糜棱巖化黑云二長花崗巖鋯石U-Pb年齡圖Fig. 4 U-Pb concordia diagram of the zircons from mylonited biotite monzogranite in Qingtoushan area， Fengqing Western Yunnan

4 巖石地球化學特征

4.1 主量元素

樣品分析測試結果見表2。在Q′—ANOR分類圖解中(圖5a)，鳳慶箐頭山糜棱巖化黑云二長花崗巖樣品全部落入二長花崗巖區域，與野外觀察及鏡下鑒定結果一致。SiO2含量為67.83%～70.85%，平均為69.35%，Al2O3含量高，在13.44%～14.05%，平均為13.65%，CaO和MgO含量的平均值分別為1.77%和1.93%，Na2O含量為2.27%～2.60%，K2O含量變化范圍為3.61%～4.80%，Na2O/K2O值均小于1，為0.51～0.63，在 SiO2—K2O圖解中(圖5b)花崗巖樣品均落在高鉀鈣堿性巖區，屬于高鉀鈣堿性系列(Rickwood，1989)。鋁飽和指數A/NCK值在1.07～1.25之間，平均為1.18，A/NK值均大于1(為1.47～1.78)，表現出過鋁質花崗巖特征。C.I.P.W.標準礦物中均出現剛玉分子c=1.19～3.2(平均2.54)，且大于1%，無透輝石分子di，與S型花崗巖類似(Dong Guochen et al., 2013)。

圖5 滇西箐頭山地區糜棱巖化黑云二長花崗巖Q′—ANOR分類圖解和SiO2—K2O圖解Fig. 5 The Q′—ANOR and SiO2—K2O diagram of the mylonited biotite monzogranite in Qingtoushan area，Fengqing, Western Yunnan

表2 滇西箐頭山地區黑云二長花崗巖主量元素(%)、微量和稀土元素(×10-6)分析數據Table 2 Analysis date of major elements (%), trace elements and race earth elements (×10-6) contents in the biotite monzogranites in Qingtoushan area，Fengqing, Yunnan

4.2 稀土元素和微量元素

箐頭山糜棱巖化黑云二長花崗巖的稀土元素總量∑REE在217.46 ×10-6～270.81×10-6，平均值為241.02×10-6，LREE相對富集，HREE相對虧損，二者的比值為2.50～5.48。在稀土元素球粒隕石標準化配分圖中所有的樣品均表現出明顯的右傾特征(圖6a)，總體配分型式與臨滄花崗巖體類似(云南省地礦局，2003?；云南省地質調查院，2008?，2016?)；結合稀土元素球粒隕石標準化配分模式圖可以看出，(La/Yb)N為6.73～21.64，輕重稀土元素分異程度較高，輕稀土元素的分餾系數(La/Sm)N變化于2.98～3.58，重稀土元素分餾系數(Gd/Yb)N為1.43～3.90，輕重稀土元素分餾程度相當；δEu為0.36～0.50，顯示Eu具有明顯負異常特征，δCe=0.94～1.00，平均0.97。

圖6 滇西箐頭山地區糜棱巖化黑云二長花崗巖稀土元素球粒隕石標準化圖(a) (據Boynton, 984)和微量元素蛛網圖(b) 據Sun et al., 1989)Fig. 6 Chlondrite-normalized REE patterns(a) (fter Boynton，1984)and primitive mantle-normalized patterns(b) (after Sun et al., 1989)of mylonited biotite monzogranites in Qingtoushan area，Fengqing, Western Yunnan

在微量元素蜘蛛圖中( 圖6b)，4件樣品的曲線形態相似，與臨滄花崗巖體的配分模式相近(云南省地質調查院???)，均富集部分大離子親石元素Rb和K，Zr、Sr、Ba顯示負異常，Sr和Ba明顯負異常暗示了巖漿源區殘余斜長石和角閃石或者存在兩者的早期結晶分異。但相比于臨滄花崗巖體，箐頭山巖體Hf含量變化于9.22×10-6～16.6×10-6，明顯偏高，Zr/Hf值低(10.24～21.15)。

5 討論

5.1 箐頭山花崗巖形成時代

近十年來，隨著同位素定年技術的改進與發展，各地勘單位、科研院校等對臨滄花崗巖體的形成時代做了大量的研究工作，并逐漸積累了一批精確可靠的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡結果。Hennig等(2009)在臨滄花崗巖巖基北端測得230 Ma鋯石U-Pb年齡；Dong Guochen等(2013，2017)在臨滄市北側二長花崗巖中獲得鋯石U-Pb定年結果為203 Ma，云縣大朝山附近二長花崗巖時代為235 Ma；Dong Guochen等(2013)和彭頭平等( 2006) 在鳳慶地區分別取得了231 Ma、230 Ma 巖漿侵位年齡，并在臨滄市南側獲得花崗閃長巖年齡為252 Ma。廖世勇等(2014)在勐庫地區的堿長花崗巖中測得了236 Ma鋯石U-Pb年齡值。云南省地質調查院???先后在臨滄花崗巖中獲得大量鋯石U-Pb年齡值。如在臨滄地區似斑狀中粗粒黑云二長花崗巖中取得鋯石U-Pb年齡為231.6～238.7 Ma；在瀾滄縣麻力地區、景洪曼東地區采集的3件鋯石樣品分別獲228 Ma、230 Ma、238.5 Ma的加權平均年齡值，同時在景洪曼東地區花崗閃長巖中獲得256Ma的巖漿侵位年齡；在勐庫地區的二長花崗巖中得到了229 Ma的鋯石年齡。瀾滄江南段不同地區花崗質巖鋯石測年結果為217～233 Ma(王舫等，2014)，臨滄巖基最南端高分異花崗巖2個樣品鋯石時代分別為216 Ma和228 Ma (Wang Changming et al., 2015)，孔會磊等(2012)對不同地區臨滄花崗巖樣品鋯石U-Pb定年分析結果為203～227Ma。

筆者等對鳳慶箐頭山地區糜棱巖化黑云二長花崗巖進行了詳細的LA-ICP-MS 鋯石測年工作。這些樣品中鋯石大多自形較好，具有清晰的振蕩環帶，鋯石Th/U值均>0.1，為典型的巖漿成因鋯石。鋯石測年結果表明，這些巖漿成因的鋯石U-Pb年齡為213 Ma，該年齡應代表花崗質巖漿的侵位、冷凝年齡。由此，可以認為箐頭山糜棱巖化黑云二長花崗巖的形成年齡為213 Ma，為晚三疊世，而非前人認為的二疊紀。

從上述大量年代學數據來看，雖然臨滄花崗巖體規模巨大，但東西、南北等地巖漿結晶年齡無明顯差異，其主體形成年齡為210～235 Ma。

5.2 巖漿源區與成巖構造環境

筆者等測試的4件樣品的CaO與Na2O 含量較低，P2O5含量為0.14～0.26，K2O/Na2O值均大于1.5，為1.59～1.97，鋁飽和指數(A/NCK)為1.07～1.25，平均值為1.18，剛玉分子指數C較大為1.19～3.2(平均2.54)，Rb/Sr>0.9，表現出S型花崗巖特征。同時箐頭山花崗巖和臨滄花崗巖的地球化學特征均顯示Zr、Hf、Ti的負異常和Rb、Th、U相對富集，與典型的殼源花崗巖相似(Harris et al., 1986；Bea et al., 2011)。一些研究者認為S型花崗巖源區主要為變雜砂巖和變泥質巖等變沉積巖源區(Brown, 2013)。過鋁質花崗巖Rb/Ba和Rb/Sr值變化能直接反映其源區特征，因此，可利用Rb—Sr—Ba系統比值確定源區成分(Sylvester，1998)。在Rb/Ba—Rb/Sr圖解(圖7a)中，箐頭山糜棱巖化黑云二長花崗巖4件樣品全部落入貧黏土區。

圖7 滇西箐頭山花崗巖Rb/Ba—Rb/Sr(a)和CaO/Na2O— Al2O3/TiO2 (b) 圖解(據Sylvester，1998) Fig. 7 Rb/Ba—Rb/Sr(a)and CaO/Na2O— Al2O3/TiO2(b) diagrams of granites in Qingtoushan area, Fengqing，Western Yunnan (after Sylvester，1998)Be—澳大利亞拉克倫褶皺帶中Bethanga巖體；Mo—阿爾卑斯造山帶中的Moschumandl巖體；Vy—海西造山帶中的Vysoky—Kamen巖體；Sh—喜馬拉雅造山帶中的ShisgaPangma巖體Be—Bethanga rocks in the Lachlan fold belt of Australia；Mo—Moschumandl rocks in the alpine orogenic belt；Vy—The Vysoky—Kamen rocks in the Hercynian orogenic belt；Sh— The Shisga Pangma rocks in the Himalayan orogenic belt

Chappell和White(1992)認為CaO/Na2O值是判別花崗巖源區成分的一個重要指標。Patino Douce 和Johnson(1991)通過實驗揭示，花崗巖中CaO/Na2O值主要受源區中斜長石、黏土成分含量控制，貧斜長石、富黏土質泥巖產生的強過鋁花崗巖CaO/Na2O值一般小于0.3；富斜長石、貧黏土質碎屑巖產生的花崗巖CaO/Na2O值一般大于0.3。箐頭山花崗巖的CaO/Na2O值為0.46～0.95，大于0.3，屬碎屑巖產生的花崗巖。在CaO/Na2O— Al2O3/TiO2圖解中(圖7b)，筆者等4件樣品均落入砂屑巖源區，該結果與利用Rb/Sr值判斷的結果是吻合的，表明箐頭山花崗巖體屬于貧黏土的砂屑巖系部分熔融的產物。

前人對于臨滄花崗巖形成的構造背景研究存在不同認識。劉昌實、陳吉琛(1989)認為其主體屬于碰撞型花崗巖，是昌寧—孟連碰撞帶的主要組成部分；趙楓等(2018)認為臨滄花崗巖類主體形成于古特提斯洋同碰撞造山和后碰撞伸展兩種構造環境；部分研究者認為臨滄花崗巖形成于碰撞后環境，例如Dong Guochen等(2013)和孔會磊等(2012)認為臨滄花崗巖形成于后碰撞擠壓向伸展轉換階段，屬碰撞后花崗巖，彭頭平等(2006)和Hennig等(2009)認為臨滄花崗巖可能形成于碰撞晚期—碰撞后的構造環境；而王舫等(2014)通過地球化學特征并結合區域構造背景認為臨滄花崗巖可能形成于中—晚三疊世古特提斯洋閉合后的構造伸展階段。

圖8 臨滄花崗巖的Sr—Yb圖解(據張旗，2006)Fig. 8 Sr—Yb diagram of Lingcang granite(after Zhang Qi, 2006&)Ⅰ—高Sr低Yb型花崗巖；Ⅱ—低Sr低Yb型花崗巖；Ⅲ—高Sr高Yb型花崗巖；Ⅳ—低Sr高Yb型花崗巖；Ⅴ—非常低Sr高Yb型花崗巖Ⅰ—high Sr lower Yb type granites；Ⅱ—lower Sr lower Yb type granites；Ⅲ—high Sr high Yb type granites；Ⅳ— lower Sr high Yb type granites；Ⅴ—very lower Sr high Yb type granites

箐頭山花崗巖位于臨滄花崗巖基北段，與臨滄花崗巖基中主體巖石的地球化學特征具有較高的一致性，在Rb—(Y+Nb)構造環境判別圖解中落入后碰撞花崗巖區(圖9)，具有明顯向板內花崗巖轉換特征；結合區域地質背景及前人研究成果，筆者等認為箐頭山花崗巖形成于昌寧—孟連古特提斯洋閉合之后地殼由碰撞后造山向陸內構造伸展轉換階段。且云南省地質調查院??在臨滄花崗巖體中發現多處A型花崗巖出露點，地化數據顯示具非造山花崗巖或板內花崗巖特征，與二疊紀俯沖花崗巖、三疊紀碰撞、后碰撞花崗巖正好組成一個完整的巖漿演化旋回，推測為古特提斯構造演化最終結束的標志(劉軍平等，2020d)。

圖9 滇西箐頭山花崗巖Rb —(Y+Nb)判別圖解(據Pearce,1996)Fig. 9 Rb—(Y+Nb) discrimination diagram of Qingtoushan granite in Fengqing area，Western Yunnan (after Pearce,1996)WPG—板內花崗巖；ORG—洋中脊花崗巖；VAG—島弧花崗巖；S-COLG—同碰撞花崗巖；Post-COLG—后碰撞花崗巖WPG—Within plate granite；ORG—ocean ridge granite；VAG—volcanic arc granite；S-COLG—syn-collisional granite; Post-COLG—post-collisional granite

5.3 地質意義

長期以來，昌寧—孟連結合帶一直被認為是晚古生代(泥盆紀—三疊紀)特提斯洋盆消亡的殘余記錄(張旗等，1985，1992，1996；劉本培等，1993，2002；莫宣學等， 2006；鐘大賚，1998；潘桂堂等，2003)。近年來，云南省地質調查院?在雙江勐庫地區發現的退變質榴輝巖中獲得了801 Ma的原巖年齡，結合新元古代南華紀810～830 Ma裂谷事件火山巖(Li Xianhua et al., 2008)以及其上不整合覆蓋的冰磧巖，表明隨著羅迪尼亞(Rodinia)超級大陸解體，最遲到南華紀地史時期，已形成初始原特提斯洋盆(潘桂棠等，2012；李靜等，2017)。研究者們又相繼在昌寧—孟連結合帶內識別出早古生代時期蛇綠混雜巖，如Wang Baodi等(2013a，b)在南汀河地區發現454～439 Ma堆晶輝長巖，王冬兵等(2016)在牛井山地區識別出約468 Ma的O型高鎂埃達克質英云閃長巖，劉桂春等(2017)在雙江縣忙那河地區采集到鋯石U-Pb年齡為471 Ma的鈉質堆晶斜長巖；彭智敏等(2020)在雙江清平地區獲得434～437 Ma斜長角閃巖；云南省地質調查院?(2020)在勐海布朗山地區獲得變質堆晶輝長巖年齡為480.2 Ma。這一系列數據表明昌寧—孟連洋盆在早古生代時期就已經出現了真正的洋殼，可以被看作是早古生代原特提斯大洋擴張的證據。近年來的地質調查和研究進展表明，原特提斯洋盆的俯沖消減與古特提斯洋的伸展擴張是同步進行的，即古特提斯洋對原特提斯洋的繼承性演化是在同一個大洋盆地中完成的，是連續演化的過程(劉桂春等，2017；李靜等，2017；王保弟等，2018)。昌寧—孟連特提斯洋經歷了早古生代原特提斯大洋擴張、早古生代中晚期—晚古生代特提斯俯沖消減與島弧帶形成、晚二疊世末—早三疊世主碰撞匯聚、晚三疊世晚碰撞造山與盆山轉換等階段(王保弟等，2018；劉軍平等，2019)。結合區域資料，昌寧—孟連帶在二疊紀末—早三疊世進入弧—陸俯沖向碰撞匯聚轉換階段(280～245 Ma)；中三疊世進入主碰撞階段(245～235 Ma)；中—晚三疊世碰撞后造山階段(235～210 Ma)；之后進入伸展拉張階段(～198 Ma)，主要沉積了以早侏羅統芒匯河組、小紅橋組為代表的火山巖夾碎屑巖沉積(劉軍平等，2017,2020c；王保弟等，2018)。

筆者等在箐頭花崗巖中所測得鋯石U-Pb年齡213 Ma代表昌寧—孟連洋盆關閉后，陸—陸碰撞后造山作用結束并向構造伸展轉換階段的時間，由此，筆者等認為箐頭花崗巖可能是昌寧—孟連洋盆碰撞后造山向早期伸展作用轉換的產物(王保弟等，2018)，為昌寧—孟連洋弧—陸碰撞向伸展轉換提供了年代學依據。而筆者等所測得的另一組年齡數據在198～196 Ma之間，該年齡數據與1∶25萬景洪幅區域地質調查項目在江橋、那瀾兩地的芒匯河組流紋巖中所獲得的鋯石U-Pb年齡196.7 Ma、198.1 Ma具有一致性，可能代表巖石經歷了一次構造熱事件，野外露頭尺度上表現為巖石強糜棱巖化作用，可能與昌寧—孟連洋盆關閉后，構造背景由擠壓向伸展轉換后的剪切作用有關。區域上該時間段表現為典型的碰撞后的伸展構造背景，屬后碰撞—后造山階段，巖石地球化學上芒匯河組流紋巖具有典型后造山花崗巖或“A”型花崗巖的特征(解龍等，2015；王玉璽等，2017；李金超，2021)，指示當時已完全進入碰撞后構造伸展階段(呂留彥等，2019)。

6 結論

(1)箐頭山花崗巖巖體結晶年齡為213±5 Ma(MSWD=3.4，n=14)，表明巖體形成于晚三疊世，而非前人認為的二疊紀，是目前臨滄巖漿弧發現的最為年輕的具有后碰撞花崗巖及板內花崗巖雙重性質的酸性巖漿記錄，前人劃分的二疊紀花崗巖的分布范圍和規模需要重估。

(2)箐頭山花崗巖巖體具有低Na2O/K2O、富Al2O3的過鋁質高鉀鈣堿性系列，顯示Zr、Hf、Ti的負異常和Rb、Th、U相對富集，具典型的殼源花崗巖特征，為上地殼中—低壓環境下麻粒巖相—角閃巖相貧黏土砂屑巖系部分熔融產物。

(3)箐頭山花崗巖巖體形成于昌寧—孟連洋閉合之后地殼由碰撞后造山向構造伸展轉換階段，暗示當時昌寧—孟連結合帶已由擠壓碰撞環境轉變為拉張環境，進入陸內伸展階段，213 Ma可能為昌寧—孟連古特提斯洋閉合后碰撞后造山作用結束提供時代約束。

致謝：云南省地質調查院張虎教授級高工、孫載波高工均認真審閱了本文并提出了許多詳細的修改意見，在此一并表示衷心感謝。

注 釋/Notes

? 云南省地質礦產局. 1981. 1∶20萬鳳慶幅區域地質調查報告.

? 云南省地質礦產局. 1990. 云南省區域地質志. 北京: 地質出版社.

? 云南省地質調查院. 2003. 1∶25萬臨滄縣幅、滾龍幅(國內部分)區域地質調查報告.

? 云南省地質調查院. 2008. 1∶25萬鳳慶縣幅區域地質調查報告.

? 云南省地質調查院. 2013. 1∶25 萬景洪市幅、瀾滄縣幅、勐臘縣幅、勐海縣幅區域地質調查報告.

? 云南省地質調查院. 2016. 云南1∶5萬香竹林、勐永、勐撒區、懂過、耿馬、安雅、勐庫幅區域地質礦產調查報告.

? 云南省地質調查院. 2016. 1∶5萬詩禮、犀牛街、大河、老家庫、哨街幅區域地質礦產調查報告.

? 云南省地質調查院. 2020. 1∶5萬曼各、小街、曼班、大勐龍、勐宋壩、萬納蘭幅區域地質調查報告.