南澜沧江带曼兵岛弧花岗岩成因与构造启示：元素地球化学、锆石U-Pb年代学及Hf同位素约束

孙载波 胡绍斌 周坤 赵枫 李小军 包佳凤 张小凡 佘中明

1. 云南省地质调查院，昆明 6502162. 云南省地质调查局，自然资源部三江成矿作用及资源勘查利用重点实验室，昆明 6500613. 中国地质大学，地质过程与矿产资源国家重点实验室，北京 1000834. 云南省自然资源厅，昆明 6502241.

滇西三江地区地处欧亚板块与印度板块的结合部位，构造复杂、火山作用异常活跃，是特提斯造山带东段的重要组成部分，同时也是特提斯及喜马拉雅巨型成矿域的重要组成部分和中国重要的多金属富集区(莫宣学等, 1993, 1998; 刘本培等, 1993; 钟大赉, 1998; 潘桂棠等, 2003; 李文昌等, 2010)。南澜沧江带位于我国三江构造带南部，带内广泛发育二叠-三叠纪岩浆活动，主要由临沧花岗岩体和三叠-侏罗纪火山岩系组成(图1)。在该带内沿澜沧江两侧出露一系列南北向带状展布的弧火山岩-侵入岩体，包括著名的半坡-雅口-南林山晚石炭-早二叠世高镁闪长岩-辉长岩-辉橄岩组合(云南省地质调查院, 2013(1)云南省地质调查院. 2013. 1:25万景洪市、勐腊县幅区域地质调查报告)，以往多数资料认为这些岩体侵位于三叠纪或二叠纪，形成时代为印支期(张魁武等, 1991; 张翼飞等, 2001; Lietal., 2012)。近年来，大量资料研究表明该套岩石组合主要形成于晚古生代，具火山弧特点，是古特提斯洋向东俯冲作用的形成的产物(Hennigetal., 2009; 李钢柱等, 2011, 2012; 张海等, 2013; 孙载波等, 2015; 徐桂香等, 2016; 王晓峰, 2012)。云县-景洪一带发育中生代火山岩，最大厚度可达8000m。大面积分布于中生代火山岩自下而上可划分为三叠系中统忙怀组、三叠系上统小定西组和侏罗系下统芒汇河组。忙怀组以酸性火山岩为主，小定西组发育中基性火山熔岩夹碎屑岩，芒汇河组为一套夹灰色陆缘碎屑沉积岩的酸性、中酸性火山岩，分别代表了澜沧江弧后小洋盆发生碰撞、碰撞后的应力调整和后造山阶段岩浆作用产物(张保民等, 2004a, b; 彭头平等, 2006; 刘德利等, 2008; 王硕等, 2012; 吕留彦, 2013; 韦诚等, 2016)。目前以三叠纪碰撞型的临沧花岗岩和同时期的火山岩研究程度较高。然而，昌宁-孟连缝合带经历了造山后的伸展剥蚀作用及新生代印度-欧亚大陆碰撞作用，导致与古特提斯洋俯冲相关的岩浆活动记录难以保存。Dengetal. (2017)揭示了二叠纪临沧花岗岩锆石U-Pb年龄(263～251Ma)，但该组样品在地球化学上不具备岛弧花岗岩特征，因此关于古特提斯岛弧岩浆岩成因、源区组成和构造驱动依然不清晰(Metcalfe, 1996, 2002; Hennigetal., 2009; 孔会磊等, 2012; Dongetal., 2013; Pengetal., 2013; Wangetal., 2015; Dengetal., 2018; 赵枫等, 2018)。

本文选取澜沧江构造带南段大勐龙地区曼兵岩浆岩作为研究对象，通过详细的野外地质调查、岩石学、岩石地球化学及锆石U-Pb-Hf体系的研究，结合区域已有的研究成果，探讨该构造带内花岗岩岩石学成因及其动力学背景，为探讨昌宁-孟连古特提斯洋的消减过程提供了新的依据。

1 地质背景与样品

昌宁-孟连缝合带位于西南三江特提斯南段，介于东侧思茅地块和西侧保山地块之间，呈现一条长约200km，宽5～30km的南北向狭长条带，其内发育OIB型玄武岩、蛇绿混杂岩、浅海碳酸盐和远洋沉积物。缝合带东侧为临沧岩基，主体为三叠纪花岗岩，主要的岩石组合为花岗闪长岩、黑云母花岗岩、二长花岗岩和碱长花岗岩等。景洪大勐龙曼兵花岗岩体位于临沧岩基的南段和疆峰、国防两个超大型铁矿的西侧，呈北东-南西向展布，与主构造线方向一致，岩体规模小，呈岩枝状产出，侵入于古元古界大勐龙岩群(Pt1D)中。岩体长0.5～10.4km，宽0.2～2km，出露面积约11km2(图2)。通过野外的地质调查工作，前人认为该岩体受到复杂变质作用的影响，根据野外的接触关系不足以判定其侵入时代，所以对该类花岗岩未给出准确时代；1:25万景洪幅在该岩体进行定年工作(云南省地质调查院, 2013)，获得1件锆石U-Pb年龄值为444±14Ma，将其形成时代厘定为奥陶纪，但因该样品锆石颗粒较少，仅获得5个同位素年龄点，其形成时代存在较大争议。本次样品采样点位于曼约村附近，花岗岩岩体内局部具片麻状构造，主要岩石类型为黑云花岗闪长岩、黑云英云闪长岩、黑云二长花岗岩、黑云石英闪长岩，并以黑云花岗闪长岩为主(图3a)。在片麻状黑云花岗闪长岩中见暗色细粒斜长角闪岩体，形态多呈不规则状，与片麻状黑云花岗闪长岩界线较清晰(图3b)。

图1 东南亚主要板块构造带分布(a,据Sone and Metcalfe, 2008修改)和三江南段地质简图(b,据Burchfiel and Chen, 2012修改)Fig.1 Distribution of the principal continental blocks and suture and zones in Southeast Asia (a, modified after Sone and Metcalfe, 2008) and geological map of the Changning-Menglian suture in southern Sanjiang orogenic belt (b, modified after Burchfiel and Chen, 2012)

图2 研究区地质简图Qh-第四系；N2s-三营组；Em-勐腊组；J2h1-花开左组一段；J2h2-花开左组二段；Pz2dx-大新山岩组；Pt2h-惠民岩组；Pt2ml-曼来岩组；Pt2m-勐井山岩组；Pt2n-南木林岩组；Pt1D-大勐龙岩群；ηοE-古近系石英二长岩；δηοE-古近系石英二长闪长岩；βE-古近系玄武岩；γO-奥陶纪花岗岩；γκT-三叠纪花岗细晶岩；γT-三叠纪花岗岩；ηT-三叠纪二长岩；ητT-三叠纪花岗细晶岩；ηγT-三叠纪二长花岗岩；ηγcT-三叠纪中粗粒黑云二长花岗岩；γδP-二叠纪花岗闪长岩；δμP-二叠纪闪长玢岩；νP-二叠纪辉长岩；βμP-二叠纪辉绿岩；δC-石炭纪闪长岩；νC-石炭纪辉长岩；βμC-石炭纪辉绿岩Fig.2 Geological map of the study area

图3 曼兵花岗闪长岩体野外及镜下特征(a、c)片麻状花岗闪长岩；(b、d)斜长角闪岩.Pl-斜长石；Hb-角闪石；Bi-黑云母；Or-正长石；Qz-石英Fig.3 Field and microscopic characteristics of manbing granodiorite(a, c) gneissic granodiorites；(b, d) plagioclase amphibolites. Pl-plagioclase; Hb-hornblende; Bi-biotite; Or-orthoclase; Qz-quartz

灰色中细粒片麻状黑云花岗闪长岩：岩石具中细粒柱粒状变晶结构，半定向网结条痕状构造。主要矿物为斜长石(40%)、石英(30%)、钾长石(15%)；次要矿物为黑云母(14%)、白云母(1%)；副矿物为锆石、磷灰石、金属矿物；次生矿物为绢白云母、绿泥石、白钛石。矿物粒径多在1.2～3.5mm之间。斜长石为无色半自形板状，低突起，具钠长石双晶，一级灰白干涉色，强绢白云母化；石英浑圆-他形粒状，正低突起，一级灰白干涉色；钾长石无色他形粒状，负低突起，一级灰白干涉色；黑云母半自形片状，正中突起；白云母半自形片状，无色，正中突起，二级蓝绿干涉色。镜下见岩石以分布均匀的中细粒镶嵌结构半自形斜长石、他形石英钾长石、片黑云母为主，其中细粒斜长石和黑云母半定向排列。中粒他形石英、钾长石似斑晶常包含细粒云母斜长石等。

深灰色细粒斜长角闪岩：岩石具细粒粒状变晶结构，半定向构造。主要矿物为斜长石(40%)、角闪石(59%)；含少量石英及次要矿物。矿物粒径多在0.1～0.6mm之间。斜长石呈他形粒状，具钠长石双晶，圆化细粒化，局部见细粒退变绢云母次变边。角闪石呈他形粒状，发育细粒化退变阳起石绿泥石次变边。

2 测试方法

样品全岩的主量元素、微量元素在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成。主量元素采用XRF法在AxiosmAX X射线荧光光谱仪上分析完成，其中二价铁由化学滴定法测定。岩石粉末样品首先进行烧失量分析，然后将岩石粉末样品熔融治饼，并标记样品名称以备测试，对中国标准参考物质GSR-3的分析结果表明，分析精度优于5%。微量元素利用NexION300D等离子质谱仪分析完成。样品溶解采用1.5mL HNO3+1.5mL HF混合酸在Teflon高压密闭熔样弹中进行，以确保所有难容矿物均被溶解。

锆石单矿物分选工作由河北省廊坊市诚信地质服务有限公司完成，在双目镜下手工挑纯。选取代表性的锆石颗粒制成环氧树脂样品靶。抛光后拍摄锆石的反射光、透射光及阴极发光(CL)显微照片，依据显微照片显示的锆石特点，选择合适的颗粒及颗粒的合适部位进行U-Pb同位素测定。锆石阴极发光(CL)照相在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室(GPMR)的扫描电镜+Gantan公司MonocL4+型阴极荧光探头上完成，分析电压为15kV，电流为19nA。

锆石U-Pb同位素定年和微量元素含量在武汉上谱分析科技有限责任公司利用LA-ICP-MS同时分析完成。详细的仪器参数和分析流程见Zongetal. (2017)。GeolasPro激光剥蚀系统由COMPexPro 102 ArF 193 nm准分子激光器和MicroLas光学系统组成，ICP-MS型号为Agilent 7900。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度，二者在进入ICP之前通过一个T型接头混合，激光剥蚀系统配置有信号平滑装置(Huetal., 2015)。本次分析的激光束斑和频率分别为32μm和5Hz。U-Pb同位素定年和微量元素含量处理中采用锆石标准91500和玻璃标准物质NIST610作外标分别进行同位素和微量元素分馏校正。每个时间分辨分析数据包括大约20～30s空白信号和50s样品信号。对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Pb同位素比值和年龄计算)采用软件ICPMSDataCal(Liuetal., 2008, 2010)完成。锆石样品的U-Pb年龄谐和图绘制和年龄加权平均计算采用Isoplot/Ex_ver3(Ludwig, 2003)完成。

锆石Hf同位素组成分析是基于阴极发光(CL)图像和锆石U-Pb定年测试的基础上进行的。锆石Lu-Hf同位素原位分析在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室(GPMR)完成，所用的测试仪器为NEPTUNE多接受器电感耦合等离子质谱仪(MC-ICP-MS)(Thermo Fisher Scientific, 德国)。详细的仪器操作条件和分析方法参考Huetal. (2012)。在本次实验中，利用实时获取锆石样品自身的βYb用于干扰校正。179Hf/177Hf=0.7325和173Yb/171Yb=1.132685(Fisheretal., 2014)被用于计算Hf和Yb的质量分馏系数βHf和βYb。179Hf/177Hf=0.7325和173Yb/171Yb的比值被用于计算Hf(βHf)和Yb(βYb)的质量偏差(Fisheretal., 2014)。使用176Yb/173Yb=0.79639来扣除176Yb对176Hf的同量异位干扰。使用176Lu/175Lu=0.02656来扣除干扰程度相对较小的176Lu对176Hf的同量异位干扰(Blichert-Toft and Albarède, 1997)。由于Yb和Lu具有相似的物理化学属性，因此在本实验中采用Yb的质量分馏系数βYb来校正Lu的质量分馏行为。分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、同位素质量分馏校正)采用软件ICPMSDataCal(Liuetal., 2010)完成。εHf计算采用176Lu衰变常数为1.867×10-11a-1(Söderlundetal., 2004)，球粒陨石现今值176Hf/177Hf=0.282772和176Hf/177Hf=0.0332(Blichert-Toft and Albarède, 1997)；单阶段亏损地幔Hf模式年龄(tDM1)计算采用现今亏损地幔值176Hf/177Hf=0.28325和176Lu/177Hf=0.0384(Griffinetal., 2000)。

图4 曼兵花岗闪长岩(样品DMmg-10-1)和斜长角闪岩(样品DMmg-10-2)锆石CL图像及测点位置实线圆圈代表U-Pb分析点，虚线圆圈代表Hf分析点Fig.4 CL images and analytical positions of zircons from the Manbing granodiorite(Sample DMmg-10-1) and plagioclase amphibolite (Sample DMmg-10-2)Solid circle represent the U-Pb spots and dotted circle represent the Hf spots

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb定年

用于本次同位素年代学研究的4件样品(DMmy-7-1、DMmy-8-1、DMmg-10-1、DMmg-10-2)采自景洪市大勐龙曼约村子和曼兵小学附近。阴极发光图像显示(图4)，DMmy-7-1和DMmg-10-1二件花岗岩类锆石大多数颗粒自形，长柱状，棱角清晰，颗粒长度60～150μm，长宽比介于2:1～3:1之间。发育核-幔-边结构，核部和幔部位为继承锆石，核部色调较暗，幔部形状不规则，色调灰白；边部宽度为10～30μm，色调黑暗并显示密集的韵律生长环带，表明为岩浆成因。少数锆石颗粒仅发育核-边结构，核部色调较亮，围绕核部发育韵律环带暗色生长边。DMmy-8-1和DMmg-10-2二件角闪岩类锆石粒度普遍较小，呈不规则状，颗粒长度50～100μm，长宽比介于1:1～2:1之间，大部分锆石无明显的振荡环带，少量锆石为弱振荡环带，无继承性核、无变质增生边，属典型基性岩浆锆石特征。

样品DMmy-7-1岩性为浅灰白色片麻状黑云英云闪长岩，共选取30个点位进行U-Pb同位素测试，全部分析点均位于锆石边部的暗色韵律环带上，测试数据见表1。Th和U含量分别为63.1×10-6～304×10-6和253×10-6～949×10-6，Th/U比值变化于0.15～0.50。其中3个点(DMmy-7-1-3、18、26)给出的年龄值分别为：441Ma、544Ma、617Ma，可能为继承锆石或捕获锆石，反映岩浆区中含有新元古代、寒武纪、奥陶纪的地壳组分；DMmy-7-1-5、6二个偏离协和线，所以上述5个点未纳入加权平均值统计。其余25个分析点均落在谐和线上和谐和线附近，具有非常一致的年龄，206Pb/238U年龄介于250～259Ma之间，加权平均年龄为253.8±1.1Ma(n=25，MSWD=1.5)(图5a)。

图5 曼兵花岗闪长岩与斜长角闪岩锆石U-Pb年龄谐和图(a)片麻状黑云英云闪长岩；(b)深灰色斜长角闪；(c)黑云花岗闪长岩；(d)深灰色斜长角闪岩Fig.5 U-Pb age concordia diagram for zircon from the Manbing granodiorites and plagioclase amphibolites

样品DMmy-8-1岩性为深灰色片理化斜长角闪岩，共选取32个点位进行U-Pb同位素测试，全部分析点均位于锆石边部的暗色韵律环带上，测试数据见表1。Th和U含量分别为10.5×10-6～781×10-6和24.7×10-6～159×10-6，Th/U比值变化于0.16～1.99。其中DMmy-8-1-22给出的年龄值为：401Ma，可能为继承锆石或捕获锆石，反映岩浆区中含有泥盆纪的地壳组分；DMmy-8-1-29、31偏离协和线，所以上述3个点未纳入加权平均值统计。其余29个分析点均落在谐和线上和谐和线附近，具有非常一致的年龄，206Pb/238U年龄介于250～270Ma之间，加权平均年龄为259.5±1.9Ma(n=29，MSWD=2.0)(图5b)。

样品DMmg-10-1岩性为浅灰色变质黑云英云闪长岩，共选取35个点位进行U-Pb同位素测试，全部分析点均位于锆石边部的暗色韵律环带上，测试数据见表1。Th和U含量分别为4.21×10-6～89.8×10-6和10.8×10-6～84.9×10-6，Th/U比值变化于0.39～1.06。除DMmg-10-1-34一个点协和度较低外，其余34个分析点均落在谐和线上和谐和线附近，具有非常一致的年龄，206Pb/238U年龄介于238～269Ma之间，加权平均年龄为251.5±2.7Ma(n=34，MSWD=2.7)(图5c)。

样品DMmg-10-2岩性为深灰色斜长角闪岩，共选取30个点位进行U-Pb同位素测试，全部分析点均位于锆石边部的暗色韵律环带上，测试数据见表1。Th和U含量分别为50.3×10-6～209×10-6和66.6×10-6～191×10-6，Th/U比值变化于0.13～1.37。其中6个点(DMmg-10-2-6、8、19、21、24、27)给出的年龄值分别为：783Ma、1678 Ma、1835Ma、225Ma、265Ma、276Ma，可能为继承锆石或捕获锆石，反映岩浆区中含有古元古代、新元古代、二叠纪、三叠纪的地壳组分，其余23个分析点均落在谐和线上和谐和线附近，具有非常一致的年龄，206Pb/238U年龄介于238～269Ma之间，加权平均年龄为241.8±0.8Ma(n=23，MSWD=0.1)(图5d)。

3.2 锆石Hf同位素特征

本文选择其中2件样品进行Hf同位素分析，分别为花岗闪长岩样品DMmg-10-1和斜长角闪岩样品DMmg-10-2，测试点位于锆石测点附近、且具有相同CL结构的位置。分析结果见表2和图6。样品DMmg-10-1和DMmg-10-2所有测点的176Lu/177Hf比值均小于0.002，表明这些锆石在形成后，仅具有较少的放射性成因Hf的积累，因而可以用初始176Hf/177Hf比值代表锆石形成时的176Hf/177Hf比值(吴福元等, 2007)。考虑到样品的fLu/Hf变化范围在-0.98～-0.95之间，明显小于镁铁质地壳的fLu/Hf(-0.34, Amelinetal., 2000)和硅铝值地壳的fLu/Hf(-0.72, Vervoortetal., 1996)，故二阶段模式年龄525～633Ma和349～525Ma更能反映其源区物质从亏损地幔被抽取的时间(或其物源区物质在地壳的平均留存年龄)。

花岗闪长岩样品DMmg-10-1(176Hf/177Hf)t的变化范围在0.282904～0.282953之间(表2)，Hf同位素成分比较均一，加权平均值0.282928，对应的εHf(t)变化范围在10.1～11.8之间，平均值11.0；地壳模式年龄tDMC变化范围在525～633Ma，加权平均值为578Ma，较新的模式年龄反映了亏损地幔来源的新生下地壳为主导的岩浆岩源区(图6a)。

表2 曼兵花岗闪长岩与斜长角闪岩锆石Hf同位素数据

图6 曼兵花岗岩体花岗闪长岩(a)与斜长角闪岩(b)的εHf(t)与锆石结晶年龄图解基性地壳(176Lu/177Hf=0.022)与平均地壳(176Lu/177Hf=0.015)的Hf演化线据Yang et al. (2008)Fig.6 Plots of εHf(t) versus crystallization age of the magmatic zircons from the Manbing granodiorite (a) and plagioclase amphibolite (b)

图7 地球化学判别图解(a) R1-R2图解(Batchelor and Bowden, 1985)；(b) A/NK-A/CNK判别图(Kemp and Hawkesworth, 2003)；(c) SiO2-K2O判别图(Peccerillo and Taylor, 1976)；(d) Na2O-K2O判别图(Turner et al., 1996)Fig.7 Discriminant plots by geochemistry(a) R1 vs. R2 plot (Batchelor and Bowden, 1985); (b) A/CN vs. A/CNK plot (Kemp and Hawkesworth, 2003); (c) SiO2 vs. K2O plot (Peccerillo and Taylor, 1976); (d) Na2O vs. K2O plot (Turner et al., 1996)

斜长角闪岩样品DMmg-10-2(176Hf/177Hf)t的变化范围在0.282956～0.283032之间(表2)，Hf同位素成分比较均一，加权平均值0.282980，对应的εHf(t)变化范围在11.7～14.4之间，平均值12.5；地壳模式年龄tDMC变化范围在349～525Ma，加权平均值为469Ma，较新的模式年龄反映了亏损地幔来源的新生下地壳为主导的岩浆岩源区(图6b)。

表3 曼兵花岗闪长岩岩的全岩主量(wt%)、微量和稀土(×10-6)元素测试数据

3.3 全岩地球化学

曼兵花岗闪长岩的主量、微量元素数据见表3。该岩体具较高的SiO2(65.55%～70.70%，平均67.70%)、Al2O3(12.61%～15.31%，平均14.22%)含量，富K2O(1.93%～3.83%，平均2.84%)、Na2O(1.27%～3.74%，平均2.31%)，CaO(0.73%～3.75%，平均2.26%)和MgO(0.96%～3.11%，平均2.02%)含量较低。在R1-R2图解中，样品点投入花岗闪长岩与二长花岗岩区域(图7a)；A/NCK=1.01～1.97，均大于1，大部分大于1.1，为铝过饱和系列，A/NK=1.31～2.99，在A/CNK-A/NK图解中(图7b)，样品点大多数落入过铝质区域；K2O/Na2O较高，均大于1，为1.02～1.66，在SiO2-K2O图解中，样品点大部分位于高钾钙碱性系列(图7c)。在Na2O-K2O图解中(图7d)，样品点全部落入钾质区域。表明该花岗岩体为高钾钙碱性过铝质花岗岩。

曼兵花岗闪长岩的稀土总量∑REE=217×10-6～366×10-6，具明显的轻稀土富集，重稀土亏损的特征，(La/Yb)N=9.41～31.5，δEu=0.45～0.69，δCe=0.90～0.98，球粒陨石标准化模式显示明显负铕异常特征图(图8a)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上(图8b)，该花岗岩显示富集Rb、Th、U、Pb、Sm等元素，具有明显的Ba、Nb、Ta、Sr、Ti亏损，反映花岗岩岩浆部分熔融或结晶分异过程中具有斜长石与角闪石的分离。

4 讨论

4.1 岩浆形成时代

图8 曼兵花岗闪长岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)Fig.8 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace earth element patterns (b) from the Manbing granodiorites

图9 曼兵花岗闪长岩成因判别图(a)全岩Y-Sr/Y判别图(Defant and Drummond, 1990)； 锆石微量Th/U-Nb/Hf判别图(b)和Th/Nb-Hf/Th判别图(c)(Carley et al., 2014)Fig.9 Discrimination diagrams for the genetic types of the Manbing granodiorites(a) Y vs. Sr/Y plot of whole rocks (Defant and Drummond, 1990); Th/U vs. Nb/Hf plot (b) and Th/Nb vs. Hf/Th plot (c) of zircon trace elements (Carley et al., 2014)

昌宁-孟连缝合带发育大规模二叠纪到三叠纪花岗岩，其侵位年龄一直被关注且存在争议，其中出露面积最大的临沧岩基花岗岩形成时代为235～203Ma(Metcalfe, 1996, 1997, 2002; Hennigetal., 2009; 孔会磊等, 2012; Dongetal., 2013; Pengetal., 2013; Wangetal., 2015; Dengetal., 2018; 赵枫等, 2018)，临沧花岗岩是古特提斯洋闭合作用的产物，代表了典型的后碰撞背景。近年来，前人对南澜沧江构造带内几个著名的岩体进行了详细研究，为三江地区古特提斯发展演化提供丰富岩石学和年代学证据。Hennigetal. (2009)获得景洪花岗闪长岩U-Pb年龄为284～282Ma；Jianetal. (2009a, b)获得半坡杂岩体闪长岩锆石U-Pb年龄为285Ma；李钢柱等(2012)采用ID-TIMS锆石U-Pb年代学方法获得景谷半坡杂岩体中辉长闪长岩年龄为294Ma、景洪南林山岩体中闪长岩年龄为298Ma；在澜沧县糯扎渡镇雅口一带新识别出一规模较大基性岩体，并获得该岩体内堆晶辉长岩锆石U-Pb年龄为296Ma；孙载波等(2015)采用LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学方法获得景洪曼秀闪长岩年龄为321～291Ma；徐桂香等(2016)采用LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学方法获得景洪南林山闪长岩年龄为300～305Ma。岩石地球化学特征表明，上述晚石炭-早二叠世(高)镁闪长岩-辉长岩-辉橄岩组合，均具典型的岛弧火山岩的特征，形成于俯冲的构造环境。

本文分析4组锆石U-Pb定年结果显示曼兵花岗岩体形成于晚二叠世-早三叠世(259～242Ma)，并非前人讨论的晚奥陶世，而与整个澜沧江构造岩浆岩带内的(高)镁闪长岩-辉长岩-辉橄岩组合相比，其侵入时代明显较晚，与该构造带内邦沙地区忙怀组下段致密块状岛弧安山岩年龄248Ma(范蔚茗等, 2009)相接近，同样在哀牢山构造带内也存在这一时期岩浆作用，元阳新安寨花岗岩体锆石U-Pb年龄为251Ma，其时代均为早三叠世(刘汇川等, 2013)；老王寨花岗斑岩的年龄为255～247Ma(李龚健等, 2013)。但曼兵花岗岩的形成时代要早于临沧岩基后碰撞型花岗岩年龄(235～203Ma)。因此，曼兵花岗岩形成于古特提斯洋由洋陆俯冲向陆陆碰撞的转换阶段。

4.2 岩石成因与源区

曼兵花岗岩基于存在角闪石的矿物组合，结合全岩地球化学主微量元素分析结果表明曼兵花岗岩属于钙碱性I型系列，其富集大离子亲石元素Rb、Th、U、Pb等，亏损Nb、Ta、Sr、Ti等元素，符合岛弧岩浆的基本特征。曼兵花岗岩低的Sr/Y(2～13)和La/Yb(14～46)比值(图9a)，在判别图解中均落于岛弧花岗岩区域。结合锆石微量元素分析结果在Nb/Hf-Th/U和Hf/Th-Th/Nb图解中(图9b, c)，花岗岩样品的锆石微量都落于岛弧相关的区域。因此，曼兵花岗闪长岩属于典型的岛弧岩浆岩。

图10 曼兵花岗闪长岩源区判别图(a) (Na2O+K2O+FeOT+MgO+TiO2)-(Na2O+K2O)/(FeOT+MgO+TiO2)判别图(Patio Douce, 1999)；(b) Sm/La-Th/La图解(Plank, 2005)；(c) Ce/Pb-Ce图解(Sims and Depaolo, 1997)Fig.10 Discrimination diagrams for the source of the Manbing granodiorites(a) (Na2O+K2O+FeOT+MgO+TiO2) vs. (Na2O+K2O)/(FeOT+MgO+TiO2) diagrams (Patio Douce, 1999); (b) Sm/La vs. Th/La plot (Plank, 2005); (c) Ce/Pb vs. Ce plot (Sims and Depaolo, 1997)

图11 滇西昌宁-孟连缝合带二叠纪-三叠纪火山岩锆石εHf(t)值和U-Pb年龄图解数据来源：忙怀组流纹岩据Peng et al. (2013)；小定西组玄武岩据Wang et al. (2010)；临沧花岗岩据Dong et al. (2013), Peng et al. (2013), Wang et al. (2015)和Deng et al. (2018)Fig.11 εHf(t) value vs. U-Pb age of zircon from Permian-Triassic volcanic rocks in Changning-Menglian suture zone, western YunnanData source: Manghui Formation rhyolite from Peng et al. (2013); Xiaodingxi Formation basalt from Wang et al. (2010); Lincang granitoids from Dong et al. (2013), Peng et al. (2013), Wang et al. (2015) and Deng et al. (2018)

前人对于岛弧岩浆的成因一直存在争议，主要有以下几种解释，包括(1)俯冲洋壳的部分熔融(Drummond and Defant, 1990)；(2)镁铁质下地壳的部分熔融(Atherton and Petford, 1993; Atherton and Sanderson, 1985)和(3)初生地壳物质(地幔楔)的部分熔融(Atherton and Sanderson, 1985; Sajonaetal., 1996)。对于俯冲洋壳形成的熔体通常具有埃达克质的特征，与曼兵花岗岩熔体相比，其具有更明显的轻重稀土的分异和更高的Sr/Y比值，因此，曼兵花岗质熔体不是由俯冲洋壳的部分熔融形成。镁铁质下地壳的高温作用指示部分熔融产生的熔体与俯冲板片熔体相似，并且地幔橄榄岩的部分熔融只能产生高镁安山岩的成分，只有在较低程度下的部分熔融才产生花岗质的岩浆，而本文中的花岗岩具有较低的Al含量和高度亏损的Hf同位素特征，因此镁铁质下地壳的低程度的部分熔融不能产生曼兵花岗质岩浆。

板片汇聚边缘是大陆地壳生长的显要场所，大量的新生地壳成分主要来源于洋壳的俯冲消减作用导致地幔楔的部分熔融，因此使地壳增长。与曼兵花岗岩同层产出的斜长角闪岩具有亏损的εHf(t)值(11.7～14.4)和年轻地壳模式年龄tDMC(525～349Ma)代表了新生地壳。在Na2O+K2O+FeOT+MgO+TiO2对(Na2O+K2O)/(FeOT+MgO+TiO2)图解中(图10a)，元素点主要落于角闪岩源区；在Sm/La-Th/La和Ce/Pb-Ce图解中(图10b, c)，曼兵花岗岩具有低的Th/La、Sm/La和Ce/Pb值，同时表明了新生地壳受到了沉积物的混染，导致强烈的Nb、Ta亏损。结合曼兵花岗岩亏损的εHf(t)值(10.1～11.8)和地壳模式年龄tDMC(633～525Ma)，指示了曼兵花岗岩的岩浆应该来自初生地壳的角闪岩源区的部分熔融。

4.3 构造意义

昌宁-孟连古特提斯洋开启于泥盆纪，闭合于中三叠世(Dengetal., 2014)。由于缝合带内发育广泛的后碰撞花岗岩，因此前人对古特提斯洋的闭合过程已经取得突破性进展。然而，昌宁-孟连缝合带内缺少岛弧岩浆作用，导致古特提斯洋的消减过程尚不明确。结合区域内已发现的地质记录：(1)澜沧群与俯冲相关的高压变质岩带，蓝闪石、多硅白云母Ar-Ar年龄在293～242Ma(Zhangetal., 1993; Fanetal., 2009)；(2)湾河蛇绿混杂岩带中的高压退变质榴辉岩，锆石U-Pb年龄245～230Ma，代表了古特提斯洋由消减到碰撞的转换阶段(孙载波等, 2018; Wangetal., 2019)；(3)忙怀组同碰撞中酸性火山岩，锆石U-Pb年龄241～231Ma，指示了古特提斯洋同碰撞阶段的岩浆作用(Wangetal., 2010; Pengetal., 2013)；(4)临沧花岗岩基与同时代的中基性小定西组火山岩火山岩(230～200Ma)，揭示了同碰撞的伸展的阶段导致高压榴辉岩和蓝片岩抬升至地表。曼兵岛弧花岗闪长岩和斜长角闪岩形成于260～241Ma，根据Hf同位素分布，古特提斯洋在俯冲阶段，俯冲板片的远洋沉积物发生脱水，导致地幔楔的部分熔融形成新生地壳，在持续俯冲的作用下壳发生部分熔融作用，形成以曼兵花岗闪长岩为代表的岛弧花岗质熔体。在240Ma之后，随着保山板块与思茅板块的碰撞发生，以地壳基底为主导物质源区熔融产生了以忙怀组和临沧岩基为代表的同碰撞和后碰撞岩浆岩(图11)。

5 结论

详细的岩石学、锆石U-Pb年代学及Hf同位素和岩石地球化学研究表明：

(1)南澜沧江构造岩浆岩带内曼兵花岗岩体片麻状花岗闪长岩和斜长角闪岩的锆石U-Pb加权平均年龄分别为251.5±2.7Ma、253.8±1.1Ma和241.8±0.8Ma、259.5±1.9Ma，主体时代为晚二叠世，并非原先认为的晚奥陶世。

(2)2件样品锆石εHf(t)分别为10.1～11.8和11.7～14.4，平均为11.0和12.5；Hf的二阶段模式年龄分别为525～633Ma和349～525Ma。表明曼兵I型钙碱性岛弧花岗闪长岩是以角闪岩源区为主的新生地壳的部分熔融生成。

(3)曼兵花岗闪长岩和斜长角闪岩形成与俯冲有关的岛弧火山岩，结合区域上普遍缺失早三叠世地层的特征，暗示古特提斯主洋盆的闭合时间至少到早三叠世早期之后才完成。

致谢本次研究的测试分析得到中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室和武汉上谱分析测试有限公司实验室工作人员的帮助；论文成文过程中得到云南省地质调查院李静、张虎和俞赛赢三位教授级高工的指导；二位审稿人提出了宝贵的修改意见；在此一并表示衷心的感谢。