三江南段勐海布朗山地區(qū)早古生代變火成巖巖石成因及其大地構(gòu)造意義

孫載波, 周 坤, 周家喜, 劉桂春, 2, 趙江泰, 吳嘉林, 胡紹斌, 2, 浦 濤, 李小軍, 趙 楓, 劉夢瓊

三江南段勐海布朗山地區(qū)早古生代變火成巖巖石成因及其大地構(gòu)造意義

孫載波1, 2, 3, 周 坤1, 周家喜2, 3*, 劉桂春1, 2, 趙江泰1, 吳嘉林1, 胡紹斌1, 2, 浦 濤1, 李小軍1, 趙 楓4, 劉夢瓊5

(1.云南省地質(zhì)調(diào)查院, 云南 昆明 650216; 2.自然資源部三江成礦作用及資源勘查利用重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 云南 昆明 650061; 3.云南大學(xué) 地球科學(xué)學(xué)院, 云南 昆明 650500; 4.中國地質(zhì)大學(xué) 地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 北京 100083; 5.云南省建筑工程設(shè)計院有限公司, 云南 昆明 650217)

滇西昌寧?孟連蛇綠混雜巖帶保存了晚古生代古特提斯洋演化的記錄, 近年來在該帶內(nèi)還識別了一套早古生代的SSZ型蛇綠巖以及早古生代洋島型高壓變質(zhì)巖原巖, 證實(shí)了帶內(nèi)具有與青藏高原內(nèi)部龍木措?雙湖蛇綠混雜巖帶相對應(yīng)的原特提斯演化的記錄。通過對昌寧?孟連蛇綠混雜巖帶東南部布朗山地區(qū)瀾滄巖群中變火山巖和變輝長巖巖石學(xué)、巖石地球化學(xué)、鋯石U-Pb年代學(xué)及鋯石原位Hf同位素研究, 年代學(xué)結(jié)果顯示, 變輝長巖年齡為480.2±1.8 Ma, 變火山巖年齡分別為465.5±1.2 Ma和472.5±2.9 Ma, 代表了變輝長巖和變火山巖原巖形成時代。地球化學(xué)特征顯示, 變輝長巖具有典型的E-MORB微量、稀土元素特征, 虧損鋯石Hf同位素組成(Hf()=12.8～13.6), 為洋中脊玄武巖(N-MORB)和洋島玄武巖(OIB)混合的產(chǎn)物, 代表了早古生代原特提斯洋演化的洋殼殘片; 變火山巖由高鎂安山巖和高鎂玄武巖組成, 具有典型的島弧巖漿巖虧損高場強(qiáng)元素(Nb、Ta和Ti)的特征, 指示它們來源于俯沖交代富集的巖石圈地幔部分熔融, 代表的是早古代原特提斯洋俯沖消減過程的產(chǎn)物。因此, 昌寧?孟連原特提斯洋在早古生代早期就具有現(xiàn)今太平洋多島洋的格局, 這一研究為深入理解昌寧?孟連蛇綠混雜巖帶原?古特提斯發(fā)展和演化提供了新的、重要的信息。

鋯石U-Pb定年; 變輝長巖; 變火山巖; 原特提斯洋; 昌寧?孟連蛇綠混雜巖帶

0 引 言

滇西昌寧?孟連蛇綠混雜巖帶位于西南三江特提斯構(gòu)造域的南部, 分隔著親岡瓦納的保山地塊與親勞亞的思茅?印支地塊, 是古特提斯構(gòu)造域的主縫合帶所在, 也是研究我國西南三江特提斯演化最經(jīng)典的地區(qū)(劉本培等, 1993, 2002; Fang et al., 1994; Wu et al., 1995; 鐘大賚等, 1998; 潘桂棠等, 2003; 李文昌等, 2010; Metcalfe, 2013), 其向北延伸可與青藏高原內(nèi)龍木措?雙湖縫合帶相接, 向南可與泰國茵他儂帶和莊他武里帶相連(圖1a)。早期研究者根據(jù)昌寧?孟連構(gòu)造帶的沉積和巖漿作用記錄, 認(rèn)為其代表的是晚古生代古特提斯洋消亡的殘跡(段向東等, 2003, 2006; 李靜, 2004; 張凡等, 2006; 楊文強(qiáng)等, 2007; 賴紹聰?shù)? 2010)。而近年來的研究發(fā)現(xiàn), 在該結(jié)合帶銅廠街蛇綠混雜巖帶西側(cè)銅廠街?南汀河地區(qū)和東側(cè)的灣河?謙邁?大勐龍地區(qū)還識別出一系列早古生代(原特提斯)大洋演化有關(guān)的物質(zhì)記錄, 包括洋殼巖石單元、高壓變質(zhì)巖和島弧火山巖等(王保弟等, 2013; 李靜等, 2015; Nie et al., 2015; 王冬兵等, 2016; 劉桂春等, 2017; Xing et al., 2017; 彭智敏等, 2018, 2019, 2020; 孫載波等, 2018a, 2019, 2021; 吳喆等, 2020; Liu et al., 2021)。很顯然, 昌寧?孟連蛇綠混雜巖帶存在一條比原來認(rèn)為的更為復(fù)雜的板塊縫合帶(圖1b), 該區(qū)不僅經(jīng)歷了晚古生代古特提斯洋的擴(kuò)張、俯沖消減和閉合, 也經(jīng)歷了早古生代原特提斯洋擴(kuò)張和俯沖消減等一系列的演化過程(云南省地質(zhì)調(diào)查院, 2017; 王保弟等, 2018)。

目前研究顯示, 原特提斯洋盆演化記錄主要出露在昌寧?孟連縫合帶中北部地區(qū)(王保弟等, 2013; 王冬兵等, 2016; 劉桂春等, 2017; 孫載波等, 2017a; 彭智敏等, 2018, 2020), 中南部地區(qū)是否存在, 目前仍缺少可靠證據(jù)的支持。與古特提斯洋盆演化相比, 原特提斯洋殼殘片的時空分布規(guī)律、地球化學(xué)屬性及年代格架的綜合研究, 對于深入探討整個昌寧?孟連古生代洋盆的完整演化歷史具有更為重要的科學(xué)意義。近年來, 在臨滄花崗巖基西側(cè)廣泛出露的瀾滄巖群中識別出了一套早古生代奧陶紀(jì)與大洋俯沖有關(guān)的弧火山巖(Nie et al., 2015; Xing et al., 2017)。該套含火山巖地層呈南北向展布, 貫穿了整個昌寧?孟連蛇綠混雜巖帶, 向南甚至延伸至境外, 境內(nèi)長約330 km,寬約25～50 km, 出露面積約4400 km2, 呈不連續(xù)帶狀分布, 地質(zhì)構(gòu)造較為復(fù)雜。由于受多期構(gòu)造疊加, 該地層中多個巖組之間均為構(gòu)造接觸, 巖石以變砂泥質(zhì)巖為主體, 夾大量變火山巖及鐵礦層(云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1996)。從構(gòu)造演化角度, 該套巖系主體上為一套俯沖增生雜巖, 記錄了較為復(fù)雜的演化歷史; 從沉積作用角度, 該套地層可能對應(yīng)了灣河蛇綠混雜巖大陸邊緣沉積, 時代主體屬早古生代, 部分可能為新元古代陸殼殘片(云南省地質(zhì)調(diào)查院, 2017)。

圖1 東南亞主要板塊構(gòu)造帶分布(a; 據(jù) Sone and Metcalfe, 2008)及三江南段昌寧?孟連蛇綠混雜巖帶地質(zhì)簡圖(b;據(jù)Burchfiel and Chen, 2012)

在昌寧?孟連蛇綠混雜巖帶南段布朗山地區(qū)野外填圖過程中, 在瀾滄巖群中還發(fā)現(xiàn)了一些變火山巖及少量變輝長巖。本文以該變輝長巖和變火山巖為研究對象, 通過詳細(xì)的巖石學(xué)、全巖地球化學(xué)、鋯石U-Pb年代學(xué)和鋯石Hf同位素分析, 確定其原巖形成時代和屬性, 探討其原巖成因和成巖大地構(gòu)造意義, 為更好地理解昌寧?孟連蛇綠混雜巖帶原?古特提斯發(fā)展和演化過程提供重要的資料和證據(jù)。

1 地質(zhì)背景與樣品描述

勐海布朗山地區(qū)位于滇西昌寧?孟連蛇綠混雜巖帶最南端, 臨滄花崗巖基西南(圖1)。該區(qū)大面積出露瀾滄巖群, 主要分布在勐?；◢弾r以南的廣大地區(qū)(圖2), 以一套厚度較大的石英片巖、石英巖和絹白云片巖為主, 夾少量變火山巖。按巖石組合特征可將其分為青白口系南木嶺巖組(Qb)、南華系勐井山巖組(Nh)、震旦系?下奧陶統(tǒng)曼來巖組(Z-O1)、中?上奧陶統(tǒng)惠民巖組(O2-3)和志留系南坑河巖組(S)(云南省地質(zhì)調(diào)查院, 2020)。其中震旦系?下奧陶統(tǒng)曼來巖組(Z-O1)以灰色、淺灰紫色絹白云石英片巖、鈉長絹云片巖為主, 夾少量灰綠色綠泥鈉長片巖、綠泥綠簾鈉長絹云片巖, 以粒度細(xì)、顏色雜、發(fā)育大量雜色的條紋?條帶構(gòu)造為特征而區(qū)別于其他巖組。

勐海老班章變輝長巖分布于灣河蛇綠混雜巖帶的南段(圖2), 灣河蛇綠混雜巖與西側(cè)銅廠街?牛井山蛇綠混雜巖屬于昌寧?孟連蛇綠混雜巖帶內(nèi)兩個重要的特殊地質(zhì)單元。灣河蛇綠混雜巖北起云縣頭道水, 經(jīng)雙江勐庫銀廠河、瀾滄黑河至景洪南盆、勐宋壩一帶, 向南延入緬甸, 云南省境內(nèi)延伸超過200 km(圖1)。現(xiàn)存巖石有白云石英片巖、綠片巖、英云閃長巖?斜長巖、紋層狀斜長角閃巖?變質(zhì)(堆晶)輝長巖、輝石橄欖巖、藍(lán)片巖、退變榴輝巖等, 分別對應(yīng)蛇綠混雜巖中的深海沉積、洋底玄武巖、淺色巖系、鎂鐵質(zhì)堆晶雜巖、變質(zhì)橄欖巖、高壓?超高壓變質(zhì)巖。灣河蛇綠混雜巖最早由1∶25萬臨滄幅、滾龍幅發(fā)現(xiàn)并命名(云南省地質(zhì)調(diào)查院, 2003), 主要出露于雙江縣灣河?銀廠河一帶, 被認(rèn)為是銅廠街蛇綠混雜巖經(jīng)構(gòu)造改造、花崗巖漿頂托等作用形成的構(gòu)造巖片。近年來, 云南省地質(zhì)調(diào)查院在該地區(qū)開展1∶5萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查工作時, 對該蛇綠混雜巖進(jìn)行了較為系統(tǒng)的野外追索、剖面測制(云南省地質(zhì)調(diào)查院, 2017)。劉桂春等(2017)研究顯示, 灣河蛇綠混雜巖與銅廠街蛇綠混雜巖在空間分布、物質(zhì)組成、成礦作用和形成時代等方面都存在一定差異, 特別是在灣河蛇綠混雜巖帶內(nèi)首次發(fā)現(xiàn)高壓?超高壓變質(zhì)巖?退變質(zhì)榴輝巖(李靜等, 2015), 詳細(xì)的巖石學(xué)、巖相學(xué)、地球化學(xué)、同位素年代學(xué)和變質(zhì)作用--軌跡等研究(徐桂香等, 2016; 李靜等, 2017; 陳光艷等, 2017; 孫載波等, 2017b, 2018b)表明, 早古生代大洋物質(zhì)在早中生代時期俯沖到70多公里深處, 并發(fā)生了高壓變質(zhì)作用(Wang et al., 2019)。

變輝長巖樣品D0048-1采自勐?？h布朗山鄉(xiāng)老班章停車場的灣河蛇綠混雜巖中(GPS: 21°43′58.02″N, 100°29′55.1″E)(圖2)。野外露頭上變輝長以巖塊賦存于白云(鈉長)片巖、絹云鈉長片巖組成的基質(zhì)中, 受勐?；◢弾r巖漿侵入改造, 明顯偏移了東側(cè)的高壓變質(zhì)帶。巖石具由暗色和淺色紋層韻律組成的紋層狀構(gòu)造(圖3a), 且發(fā)生了較強(qiáng)的低角閃巖相變質(zhì)作用。鏡下薄片鑒定顯示, 原巖結(jié)構(gòu)幾乎均已消失, 僅見粒狀、纖維狀變晶結(jié)構(gòu), 變余碎裂(粒)輝長結(jié)構(gòu), 粒度一般為0.5～1 mm, 礦物組成為普通角閃石(50%)、斜長石(45%)和少量鈦磁鐵礦(5%)。其中斜長石已不同程度地鈉黝簾石化, 伴明顯重結(jié)晶(重結(jié)晶呈微粒鑲嵌狀變晶), 但大部分仍保留原細(xì)粒半自形板狀巖漿組構(gòu)特征; 角閃石呈集合體聚集定向產(chǎn)出, 其中部分集合體不同程度地保留原細(xì)粒短柱狀輝石假象(圖3b)。在灰綠色變輝長巖旁可見深灰色退變質(zhì)榴輝巖出露。

2件變火山巖樣品均采自勐?？h布朗山鄉(xiāng)新班章壩卡囡村子附近的震旦系?下奧陶統(tǒng)曼來巖組(圖2), 其中變火山巖樣品D0025-1(GPS: 21°42′0.31″N, 100°24′55.37″E)為綠泥綠簾絹白云片巖(圖3c), 巖石呈似層狀產(chǎn)出, 具顯微鱗片粒狀變晶結(jié)構(gòu), 微條痕片狀構(gòu)造, 主要由渾圓?透鏡狀鈉長石(6%)、微粒狀綠簾石(10%)、隱微晶片狀綠泥石(15%)、片狀絹白云母(35%)、隱微晶片狀絹白云母(54%)和少量金屬礦物(3%)組成。巖石變形較強(qiáng), 褶劈理發(fā)育, 鏡下可見少量殘留的透鏡狀?渾圓狀鈉長石碎斑(圖3d)。野外產(chǎn)出特征及顯微鏡下礦物組成初步推測其原巖可能為一套中基性火山巖。

變火山巖樣品D0928-1(GPS: 21°41′20.91″N, 100°27′31.03″E)為淺灰綠色鈉長綠泥絹白云(構(gòu)造)片巖(圖3e)。巖石呈似層狀、透鏡狀產(chǎn)出, 具變余細(xì)微粒鱗片粒狀變晶結(jié)構(gòu), 微條紋條痕片狀構(gòu)造, 主要由渾圓?透鏡狀鈉長石(42%)、它形粒狀石英(5%)、片狀絹白云母(35%)、細(xì)微晶片狀綠泥石(18%)和少量金屬礦物(4%)組成。鏡下可見鈉長石綠泥石呈條痕?透鏡狀殘留弱應(yīng)變域內(nèi)(圖3f)。巖石野外產(chǎn)出特征及顯微鏡下礦物組成初步推測其原巖可能為一套中基性火山巖。

1. 第四系; 2. 新近系上新統(tǒng)三營組; 3. 中侏羅統(tǒng)花開左組; 4. 上三疊統(tǒng)雪山組; 5. 晚古生界大新山巖組; 6.志留系南坑河巖組; 7. 中、上奧陶統(tǒng)惠民巖組; 8. 震旦系?下奧陶統(tǒng)曼來巖組; 9.南華系勐井山巖組; 10. 青白口系南木林巖組; 11.古元古界大勐龍巖群; 12. 灣河蛇綠混雜巖; 13. 古近紀(jì)花崗斑巖; 14. 三疊紀(jì)二長花崗巖; 15. 三疊紀(jì)花崗閃長巖; 16. 三疊紀(jì)英云閃長巖; 17. 奧陶紀(jì)正長花崗巖; 18. 二疊紀(jì)輝長巖; 19. 二疊紀(jì)閃長斑巖; 20. 二疊紀(jì)英云閃長巖; 21. 石英脈; 22. 實(shí)測/推測整合界線及侵入界線; 23. 實(shí)測不整合界線; 24. 實(shí)測逆斷層; 25. 實(shí)測平移斷層; 26. 實(shí)測、推測性質(zhì)不明斷層; 27. 國境線; 28. 采樣地點(diǎn)及樣品編號。

2 分析方法

鋯石單礦物分選工作在河北省廊坊市誠信地質(zhì)服務(wù)有限公司完成, 全巖主量?微量元素、鋯石陰極發(fā)光(CL)、鋯石U-Pb和Lu-Hf分析均在武漢上譜分析科技有限責(zé)任公司完成。主量元素采用日本理學(xué)PrimusllX射線熒光光譜儀(XRF)分析; 微量元素采用Agilent 7700e ICP-MS等離子質(zhì)譜儀分析。其中全巖主量元素精度為2%, 微量元素分析精度優(yōu)于5%。

礦物代號: Hb. 角閃石; Pl. 斜長石; Chl. 綠泥石; Ab. 鈉長石; Ms. 白云母; Ep. 綠簾石。

在雙目鏡下選取晶形較好、無裂隙的鋯石顆粒制成環(huán)氧樹脂樣品靶。拋光后對鋯石進(jìn)行反射光、透射光及陰極發(fā)光(CL)照相, 并選擇合適的顆粒進(jìn)行U-Pb同位素測定。鋯石陰極發(fā)光(CL)儀器為高真空掃描電子顯微鏡(JSM-IT100), 配備有GATAN MINICL系統(tǒng), 工作電場電壓為10.0～13.0 kV, 鎢燈絲電流為80～85 μA。進(jìn)行鋯石U-Pb同位素定年的GeolasPro激光剝蝕系統(tǒng)由COMPexPro 102 ArF 193 nm準(zhǔn)分子激光器和MicroLas光學(xué)系統(tǒng)組成, ICP-MS型號為Agilent 7700e。激光剝蝕過程中采用氦氣作載氣、氬氣為補(bǔ)償氣以調(diào)節(jié)靈敏度, 二者在進(jìn)入ICP之前通過一個T型接頭混合, 激光剝蝕系統(tǒng)配置有信號平滑裝置(Hu et al., 2015)。激光束斑和頻率分別為32 μm和5 Hz。采用鋯石標(biāo)準(zhǔn)91500和玻璃標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)NIST610作外標(biāo)分別進(jìn)行同位素和微量元素分餾校正。詳細(xì)儀器參數(shù)和分析流程見Zong et al. (2017)。數(shù)據(jù)處理采用軟件ICPMSDataCal(Liu et al., 2010a, 2010b), U-Pb年齡諧和圖繪制和年齡加權(quán)平均計算采用Isoplot/Ex_ver3軟件(Ludwig, 2003)。

鋯石原位Lu-Hf同位素分析所用儀器為NeptunePlus多接受器電感耦合等離子質(zhì)譜儀(MC-ICP-MS), 利用193 nm FX激光器對鋯石進(jìn)行剝蝕, 激光剝蝕的束斑直徑為32 μm, 能量密度為10～11 J/cm2, 頻率為8～10 Hz。詳細(xì)儀器操作條件和分析方法見Hu et al. (2012)。用于計算Hf的質(zhì)量分餾因子179Hf/177Hf= 0.7325(Lin et al., 2016)。殘留的176Yb+和177Lu+干擾校正采用Lin et al. (2016)校正方法。實(shí)驗(yàn)流程采用兩個Hf同位素標(biāo)樣(JMC 475和AlfaHf)之間插入7個樣品進(jìn)行分析。JMC 475的176Hf/177Hf分析測試值為0.212861±13(2SD,=12)與推薦值0.282163±21(2SD,=676)(Weis et al., 2007)在誤差范圍內(nèi)一致, 表明本儀器的穩(wěn)定性和校正策略的可靠性滿足高精度的Hf同位素分析。分析數(shù)據(jù)的離線處理采用軟件ICPMSDataCal(Liu et al., 2010a, 2010b)。Hf計算采用176Lu衰變常數(shù)為1.867×10?11a?1(S?derlund et al., 2004), 球粒隕石現(xiàn)今值176Hf/177Hf=0.282772和176Lu/177Hf=0.0332; 單階段虧損地幔Hf模式年齡(DM1)計算采用現(xiàn)今虧損地幔值176Hf/177Hf=0.28325和176Lu/177Hf=0.0384(Griffin et al., 2000)。

3 分析結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb年齡

變輝長巖樣品D0048-1-2中的鋯石多為淺黃色、自形?半自形短柱狀顆粒, 部分為破碎的不完整晶體顆粒, 鋯石顆粒普遍較小, 長寬比為1∶1～2∶1。陰極發(fā)光(CL)圖像顯示大部分鋯石具有較寬且明顯的振蕩環(huán)帶, 少量鋯石為弱振蕩環(huán)帶或板狀結(jié)構(gòu), 無繼承性核、無變質(zhì)增生邊(圖4a), 屬典型的巖漿結(jié)晶產(chǎn)物。35個分析點(diǎn)全部位于鋯石邊部的淺色韻律環(huán)帶上, 獲得的同位素比值及年齡結(jié)果見表1。其中Th和U含量分別為25.1×10?6～174×10?6和88.0×10?6～ 1134×10?6, Th/U值為0.27～0.69。鋯石206Pb/238U年齡變化于472～483 Ma之間, 在U-Pb諧和圖上, 所有點(diǎn)均分布在諧和線上, 獲得其加權(quán)平均年齡為480.2±1.8 Ma(=35, MSWD=0.7)(圖5a), 代表了變輝長巖原巖的結(jié)晶年齡。

變火山巖樣品D0025-1-1中的鋯石較多, 多為晶形完整的顆粒, 以短柱狀為主, 長度一般為60～120 μm。陰極發(fā)光(CL)圖像顯示該鋯石具明顯振蕩環(huán)帶、無殘留核、無變質(zhì)增生邊(圖4b), 顯示出典型的巖漿鋯石特征。30個分析點(diǎn)均位于鋯石邊部的淺色韻律環(huán)帶上, 獲得的同位素比值及年齡結(jié)果見表1。其中Th和U含量分別為53.5×10?6～307×10?6和82.9×10?6～692×10?6, Th/U值為0.11～0.95。除了4顆可能為捕獲的鋯石年齡較老(2570 Ma、880 Ma、640 Ma和533 Ma)之外, 其他26顆鋯石均在諧和線上, 其加權(quán)平均年齡為465.5±1.2 Ma(=26, MSWD= 1.4)(圖5b), 代表了變火山巖原巖的結(jié)晶年齡。

變火山巖樣品D0928-1-1中的鋯石顏色為淺黃色, 呈自形?半自形短柱狀顆粒, 長度一般為50～150 μm。陰極發(fā)光(CL)結(jié)果顯示大部分鋯石較暗, 具有較寬且明顯的振蕩環(huán)帶, 少量鋯石為弱振蕩環(huán)帶或板狀結(jié)構(gòu), 無變質(zhì)增生邊, 少量具有繼承性核(圖4c), 屬典型的巖漿鋯石。32個分析點(diǎn)均位于鋯石邊部的暗色韻律環(huán)帶上, 獲得的同位素比值及年齡結(jié)果見表1。其中Th和U含量分別為81.8×10?6～317×10?6和112×10?6～589×10?6, Th/U值為0.54～1.42。所有年齡中, 除了1顆鋯石年齡較老(1326 Ma)之外, 其余31點(diǎn)均分布在諧和線上, 獲得的加權(quán)平均年齡為472.5±2.9 Ma(=31, MSWD=2.8)(圖5c), 代表了變火山巖原巖的結(jié)晶年齡。

3.2 鋯石Hf同位素

對變輝長巖中16個巖漿鋯石開展了Lu-Hf同位素組成分析, 結(jié)果見表2和圖6。所有分析點(diǎn)的176Hf/177Hf比值為0.282840～0.282866, 以鋯石結(jié)晶年齡(480.2 Ma)計算出其初始176Hf/177Hf值為0.282833～0.282858, 對應(yīng)的Hf()變化范圍在12.8～13.6之間, 平均值為13.0; 單階段虧損地幔Hf模式年齡DM1為545～574 Ma, 平均值為560 Ma。

3.3 主量和微量元素

樣品全巖主量和微量元素分析結(jié)果見表3。其中變輝長巖(D0048-1)4件樣品的主量含量變化不大, SiO2=47.50%～48.60%, MgO=6.43%～7.54%, TFeO= 10.44%～13.46%, TiO2=0.83%～2.27%, Al2O3=14.29%～ 16.59%, 相對較高的Mg#值(53～60), 較低的全堿(Na2O+K2O)含量(2.03%～3.77%), 及富鈉的特征(Na2O/K2O=5.97～33.27)。其低CaO/Al2O3值(0.54～ 0.78)表明變輝長巖經(jīng)歷了較高程度的分離結(jié)晶作用。在Al2O3-CaO-MgO圖解中, 4個樣品點(diǎn)全部落入鎂鐵質(zhì)堆晶巖區(qū)域(圖7)。變火山巖(D0025-1)2件樣品具有相對均一的主量元素含量(表3), SiO2含量相對低(49.15%～49.76%), 具明顯高M(jìn)gO(10.10%～11.51%)、低TiO2(0.70%～0.71%)和P2O5(0.05%～0.07%)含量, 顯示出富鈉貧鉀的特征(Na2O/K2O=28.75～ 33.71), 巖石地球化學(xué)特征顯示其應(yīng)為玄武巖類。變火山巖(D0928-1)3件樣品具有相對高的SiO2含量(63.81%～66.42%), 屬中性巖范疇, 為安山巖類; 樣品具高Al2O3(15.31%～17.30%)和Mg#值(57～59), 低TiO2(0.66%～0.76%)和 P2O5(0.12%～0.16%)含量, 富鉀(Na2O/K2O=0.18～0.49)。

圖4 老班章變輝長巖(a)和新班章變火山巖(b、c)鋯石陰極發(fā)光(CL)圖像及測試點(diǎn)位置圖(實(shí)線圓圈代表U-Pb分析點(diǎn), 虛線圓圈代表Hf分析點(diǎn))

表1 老班章變輝長巖和新班章變火山巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素結(jié)果

續(xù)表1:

續(xù)表1:

圖5 老班章變輝長巖(a)和新班章變火山巖(b、c)鋯石U-Pb年齡諧和圖

表2 老班章變輝長巖鋯石Hf同位素數(shù)據(jù)

注:Hf()=10000×{[(176Hf/177Hf)s?(176Lu/177Hf)s×(e?1)]/[(176Hf/177Hf)CHUR, 0?(176Lu/177Hf)CHUR×(e?1)]?1},DM1=1/×ln{1+[(176Hf/177Hf)s?(176Hf/177Hf)DM]/[(176Lu/177Hf)s?(176Lu/177Hf)DM]},DM2=DM1?(DM1?)×[cc?s/(cc?DM)],Lu/Hf=(176Lu/177Hf)s/(176Lu/177Hf)CHUR?1。其中: λ=1.867×10?11a?1; (176Lu/177Hf)CHUR=0.0332;(176Hf/177Hf)DM=0.28325; (176Hf/177Hf)CHUR, 0=0.282772; (176Lu/177Hf)DM=0.0384, (176Hf/177Hf)DM=0.28325;cc=?0.55;DM=0.157;為鋯石結(jié)晶年齡; (176Hf/177Hf)s和(176Lu/177Hf)s為樣品測定值。

圖6 老班章變輝長巖鋯石年齡-εHf(t)圖解(a)和虧損地幔Hf模式年齡(tDM1)直方圖(b)

表3 老班章變輝長巖和新班章變火山巖主量(%)及微量元素(×10?6)組成

續(xù)表3:

注: Mg#=100×Mg/(Mg+Fe)(原子數(shù)); δEu=2EuN/(SmN+GdN), 其中N為球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化值。球粒隕石準(zhǔn)化值分別據(jù)Taylor and Mclennman (1985)。

Ⅰ. 地幔橄欖巖; Ⅱ. 超鎂鐵質(zhì)堆晶巖; Ⅲ. 鎂鐵質(zhì)堆晶巖; K. 科馬提巖。

在稀土元素特征上, 老班章變輝長巖(D0048-1-2)4件樣品稀土元素總量變化大(ΣREE=(51.7～238)×10?6), 輕重稀土元素分異較弱((La/Yb)N=1.2～2.3, (Gd/Yb)N= 1.1～1.2), 無明顯的Eu異常(δEu=0.84～1.09), 具有與E-MORB相似的稀土元素特征(圖8a); 在微量元素蛛網(wǎng)圖上, 變輝長巖高場強(qiáng)元素(Nb、Ta、Zr、Hf)無明顯異常(圖8b)。新班章變火山巖中變安山巖(D0928-1-1)具有比變玄武巖(D0025-1-1)更高的稀土元素總量, 且更明顯的輕重稀土元素分異特征(圖8a); 變玄武巖無明顯的Eu異常, 變安山巖則顯示明顯的Eu異常; 在微量元素蛛網(wǎng)圖上, 變玄武巖和變安山巖顯示一致的Nb和Ti負(fù)異常, 但是變玄武巖還顯示明顯的Zr和Hf虧損(圖8b)。

4 討 論

4.1 瀾滄巖群火山巖形成時代

瀾滄巖群由一系列的低綠片巖相變沉積巖和變火山巖組成, 由于缺乏古生物證據(jù), 且受到中?新生代多期次構(gòu)造?巖漿?變質(zhì)作用改造, 與其他地層接觸關(guān)系也不清楚, 因此對其確切形成時代一直存在爭議。早期云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局(1979a, 1979b)在景洪和勐海一帶則劃為新元古代; 云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局(1990)將該群置于中元古代晚期; 翟明國等(1990)基于全巖Rb-Sr等時線年齡(519 Ma), 認(rèn)為瀾滄群中的惠民組火山巖噴發(fā)于早古生代; 而鐘大賚等(1998)基于全巖Sm-Nd等時線年齡將其歸為揚(yáng)子地塊的基底; 最近, Nie et al. (2015)和Xing et al. (2017)在瀾滄惠民和曼來地區(qū)獲得惠民組4件高精度鋯石U-Pb年齡, 精確限定了其形成時代為462～456 Ma。本次研究在昌寧?孟連蛇綠混雜巖帶最南端布朗山地區(qū)瀾滄巖群曼來巖組中獲得2件變質(zhì)火山巖鋯石U-Pb年齡分別為465.5 Ma和472.5 Ma, 比前人研究的惠民組火山巖略微偏老。

4.2 巖石類型和成因

勐?？h布朗山鄉(xiāng)老班章和新班章地區(qū)基性巖普遍遭受了綠片巖相變質(zhì)作用的改造, 原生礦物組成和結(jié)構(gòu)、構(gòu)造很難辨別, 巖相學(xué)觀察難以準(zhǔn)確命名巖石類型。由于蝕變作用和變質(zhì)作用也會導(dǎo)致大離子親石元素(如Cs、Rb、Ba、Pb、K)發(fā)生遷移, 但稀土元素以及部分高場強(qiáng)元素(Zr、Hf、Nb、Ta)在蝕變過程中活動性弱, 甚至在高級麻粒巖相變質(zhì)作用中亦能保持相對穩(wěn)定而不發(fā)生遷移(Hajash, 1984; Beck, 1999; Escuder-Viruete et al., 2010)。因此, 本文主要利用這些不活動元素來劃分巖石類型、討論其巖石成因和形成的構(gòu)造背景。在Zr/TiO2×0.0001- Nb/Y圖解中, 4件變輝長巖和2件變玄武巖全部落入到亞堿性玄武巖中, 其余3件變安山巖則落在亞堿性玄武巖與安山巖之間(圖9a)。根據(jù)3件變安山巖(D0928-1)的低SiO2、MgO、TFeO和CaO含量的特征, 并且具有高的Mg#的特征, 則表明這些變安山巖具有高鎂安山巖的屬性(圖9b)(Kelemen, 1995), 與前人證實(shí)的惠民和曼來地區(qū)的火山巖的屬性一致(Nie et al., 2015; Xing et al., 2017)。不同于高鎂安山巖, 另外2件變玄武巖樣品(D0025-1-1)以高的MgO (>10%)和Mg#(>70), 與典型的高鎂玄武巖一致(Yao et al., 2012), 屬于高鎂玄武巖系列。

球粒隕石和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化值分別據(jù)Taylor and Mclennman (1985)和Sun and McDonough(1989)。

圖9 老班章變輝長巖和新班章變火山巖Zr/TiO2×0.0001-Nb/Y(a;底圖據(jù)Winchester and Flody, 1977)和Mg#-SiO2圖解(b;底圖據(jù)Kelemen, 1995)

變輝長巖地球化學(xué), 特別是稀土和微量元素特征與典型的E-MORB型玄武巖類似(圖8)。目前普遍接受的觀點(diǎn)是, E-MORB是N-MORB與OIB不同程度混合的產(chǎn)物(Pearce et al., 1984; Saunders et al., 1988; Michael, 1995; Mühe et al., 1997; Donnelly, 2002; Donnelly et al., 2004; Cheo et al., 2007; Niu, 2015)。如太平洋出露有大量的E-MORB和洋島海山(夏威夷海山鏈等), 而且大部分洋底海山高原的玄武巖也顯示出典型的E-MORB特征。因此, 最好的解釋就是這些E-MORB型的玄武巖來自富集輕稀土元素的巖漿(OIB)與虧損輕稀土元素的N-MORB源區(qū)(虧損的軟流圈地幔橄欖巖)混合的結(jié)果(Griffiths and CamPbell, 1990; Chung et al., 1997; Rogers et al., 2000; Condie, 2001; Doucelance et al., 2003; Panter et al., 2006; Davis, 2008; Brandl et al., 2013)。而布朗山地區(qū)變輝長巖中地球化學(xué)特征差別明顯, 比如, 部分樣品具有相對高的稀土和微量元素含量, 可能與OIB與N-MORB巖漿混合比例的差別有關(guān), 而且變輝長巖樣品也顯示輕微的Sr、Eu和Ti虧損, 與巖漿演化過程的斜長石和鈦鐵礦的分離結(jié)晶有關(guān)。

對于變火山巖中的高鎂玄武巖除了具有明顯的輕稀土元素富集, 暗示來源于富集巖石圈地幔之外, 還具有非常高的MgO含量(>10%)、Mg#(>70)和相容元素Cr和Ni含量(表3), 與原生巖漿非常一致(鄧晉福等, 1987)。結(jié)合其低TiO2(<1.0%)和較高且分異明顯的重稀土元素((Gd/Yb)N=0.95～0.97)特征, 說明其巖漿源區(qū)是尖晶石相地幔橄欖巖, 而非石榴子石相地幔橄欖巖。此外, 明顯高場強(qiáng)元素(Nb、P和Ti)負(fù)異常(圖8b), 暗示這些高鎂玄武巖的源區(qū)應(yīng)該是一個受到俯沖流體交代的富集巖石圈地幔(Yao et al., 2012;Wang et al., 2013; 張玉芝等, 2015)?？紤]到高鎂玄武巖的形成需要高的地幔熔融溫度(Yao et al., 2012), 布朗山地區(qū)這些高鎂玄武巖的形成應(yīng)該是與軟流圈上涌尖晶石相巖石圈地幔發(fā)生部分熔融的結(jié)果。然而, 對于變火山巖中的高鎂安山巖, 雖然高鎂玄武巖的分離結(jié)晶可以形成高鎂安山巖(Kelemen, 1995;邵濟(jì)安等, 2015; Yuan et al., 2016), 但后者比前者的形成時代要早。因此, 這些高鎂安山巖不可能是由該地區(qū)高鎂玄武巖分離結(jié)晶所形成的。而目前關(guān)于高鎂安山巖的成因主要包括: ①拆沉的加厚榴輝巖下地殼部分熔融產(chǎn)生的熔體與地幔橄欖巖的相互作用的結(jié)果(Wang et al., 2005; Castillo, 2006); ②俯沖板片的部分熔融形成的熔體與上覆地幔橄欖巖相互作用的產(chǎn)物(Defant and Drummond, 1990); ③難熔的殘留地幔橄欖巖水化熔融(Yogodzinski et al., 1994; Shimoda et al., 1998)?？紤]到加厚下地殼和俯沖板片熔融形成的熔體具有高Sr(>400×10?6)和Sr/Y(>40)值, 低Y(<18×10?6)和Yb(<1.9×10?6)含量, 與地幔橄欖巖相互作用通常形成高鎂埃達(dá)克質(zhì)巖石(Defant and Drummond, 1990; Wang et al., 2005; Castillo, 2006), 且布朗山地區(qū)這些早古生代高鎂安山巖具有低Sr、高Y和Yb的特征(表3), 不可能是由加厚下地殼和俯沖板片來源的熔體與地幔橄欖巖相互作用的產(chǎn)物。因此, 這些高鎂安山巖應(yīng)該是來源于俯沖板片釋放的水流體引發(fā)上覆難熔地幔橄欖巖部分熔融的結(jié)果(Yogodzinski et al., 1994; Shimoda et al., 1998)。

4.3 成巖構(gòu)造背景

如前所述, 對于E-MORB型輝長巖的成因, 是N-MORB和OIB相互作用的產(chǎn)物, 其中N-MORB是來自虧損的軟流圈地幔橄欖巖在洋脊下無水環(huán)境的中?高程度部分熔融而形成的, OIB則是來自富集下地幔來源的(Pearce et al., 1984; Zindler and Hart, 1986; Sun and McDonough, 1989; Hofmann and Hémond, 2006), 說明布朗山地區(qū)E-MORB型變輝長巖應(yīng)該形成于大洋的構(gòu)造環(huán)境。對于變火山巖而言, 反映的是形成于板片俯沖有關(guān)的構(gòu)造環(huán)境, 比如具有原始熔體特征的高鎂玄武巖顯示出虧損高場強(qiáng)元素, 暗示其巖石圈地幔受到了俯沖流體交代的作用; 相反, 來源于難熔地幔橄欖巖水化作用形成的高鎂安山巖的出現(xiàn), 則進(jìn)一步證實(shí)該區(qū)存在同時代的俯沖構(gòu)造背景。事實(shí)上, 已有研究表明, 昌寧?孟連蛇綠混雜巖帶內(nèi)瀾滄巖群的沉積特征, 以變砂泥質(zhì)巖為主, 夾大量變火山巖及鐵礦層(云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1996), 也反應(yīng)了是活動大陸邊緣沉積的背景(Nie et al., 2015; Xing et al., 2017)。而且, 在微量元素構(gòu)造環(huán)境判別圖上, 所有布朗山地區(qū)早古生代巖漿巖的成巖構(gòu)造背景與以上的解釋相吻合(圖10), 即變輝長巖代表的是洋中脊型玄武巖與洋島玄武巖相互作用的產(chǎn)物, 而變火山巖則代表的是大洋板片俯沖作用的結(jié)果。

4.4 大地構(gòu)造意義

滇西瀾滄江構(gòu)造帶南段昌寧?孟連蛇綠混雜巖帶以往研究僅僅證實(shí)了古特提斯洋的存在和演化(鐘大賚等, 1998)。而近十多年來的大面積1∶5萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查, 高精度的LA-ICP-MS、SHRIMP鋯石U-Pb年代學(xué)和巖石地球化學(xué)的研究顯示, 該區(qū)還保存早古生代原特提斯洋演化的印跡(圖11), 如, 早古生代的蛇綠巖包括云縣邦海地區(qū)447 Ma變輝長巖、459 Ma輝長閃長巖(Liu et al., 2021), 南汀河地區(qū)454～439 Ma堆晶輝長巖(王保弟等, 2013), 雙江勐庫忙那河～471 Ma鈉質(zhì)堆晶斜長巖(劉桂春等, 2017), 孟連曼信地區(qū)～420 Ma變輝長巖(王保弟等未發(fā)表數(shù)據(jù)), 雙江清平地區(qū)434～437 Ma斜長角閃巖等(彭智敏等, 2020)。這些巖石及其組合出露的區(qū)域, 特別是南汀河地區(qū)(王保弟等, 2013, 2018)和雙江清平地區(qū)(彭智敏等, 2020), 有類似典型的蛇綠巖剖面, 發(fā)現(xiàn)代表大洋巖石圈地幔的橄欖巖和代表洋殼組分的堆晶輝長巖、輝長巖和玄武巖(斜長角閃巖或枕狀熔巖), 甚至有少量斜長花崗巖類的淺色巖系, 暗示昌寧?孟連蛇綠混雜巖帶中北部地區(qū)可能存在原特提斯洋殘片的記錄。深入研究研究表明, 部分巖石顯示俯沖帶上典型的N-MORB或E-MORB特征的洋殼巖石的屬性(王保弟等, 2013, 2018; 彭智敏等, 2020), 進(jìn)而證實(shí)了這些巖石組合代表的是原特提斯洋在該區(qū)演化的洋殼殘片。此外, 昌寧?孟連蛇綠混雜巖帶內(nèi)從北到南大量早古生代俯沖有關(guān)的島弧型巖漿巖被陸續(xù)識別和報道, 如南汀河地區(qū)449 Ma英云閃長巖、大南美地區(qū)454～444 Ma英云閃長巖和綠片巖(云南省地質(zhì)調(diào)查院, 2017), 雙江牛井山地區(qū)約468.0 Ma的O型高鎂埃達(dá)克質(zhì)英云閃長巖(王冬兵等, 2016), 瀾滄惠民和粟義地區(qū)～460 Ma高鎂安山巖(Nie et al., 2015; Xing et al., 2017), 雙江南榔地區(qū)瀾滄巖群內(nèi)476.7 Ma淺粒巖(韓文文等, 2020), 勐海布朗山459 Ma花崗巖(孫載波等, 2018a), 這些巖石在地球化學(xué)上都顯示典型的弧巖漿巖虧損Nb-Ta等高場強(qiáng)元素的特征, 表明起源于一個受到俯沖交代的地幔源區(qū), 暗示當(dāng)時存在一個早古生代的洋殼板片俯沖有關(guān)的巖漿弧。除此之外, 在昌寧?孟連蛇綠混雜巖帶的東邊臨滄花崗巖基內(nèi)也確定了一些與早古代板片俯沖有關(guān)弧巖漿巖, 如具有島弧成巖構(gòu)造背景的477 Ma和466 Ma花崗質(zhì)片麻巖的發(fā)現(xiàn)(彭智敏等, 2018); 思茅大中河地區(qū)427 Ma和421 Ma的中酸性?中基性弧火山巖的發(fā)現(xiàn)(毛曉長等, 2012), 也間接指示存在一個與早古生代板片俯沖有關(guān)的巖漿弧。本次研究在該構(gòu)造帶最南端的布朗山地區(qū)老班章一帶新識別出480 Ma的E-MORB變輝長巖, 說明該地區(qū)原特提斯洋的結(jié)構(gòu)類似現(xiàn)今的太平洋格局, 即存在許多洋底高原, 而這些洋底高原玄武巖大部分是E-MORB型(Niu et al., 1999)。Wang et al. (2019)報道的與典型的OIB具有相似的地球化學(xué)特征450 Ma榴輝巖也證實(shí)了以上推斷。因此這些早古生代SSZ型蛇綠巖的發(fā)現(xiàn)說明原特提斯大洋至少在480 Ma以前就已經(jīng)在昌寧?孟連帶存在, 洋內(nèi)弧初始俯沖時間也早于480 Ma。而～470 Ma的高鎂安山巖以及其他瀾滄巖群中弧火山巖的出現(xiàn), 則表明原特提斯洋的演化在中奧陶世已經(jīng)發(fā)育了成熟的巖漿弧。綜上, 瀾滄江構(gòu)造帶南段的昌寧?孟連蛇綠混雜巖帶原特提斯洋演化記錄比古特提斯演化記錄出露更廣泛、巖石類型更加完整和豐富。

圖a底圖據(jù)Glassley (1974); 圖b底圖據(jù)Wood (1980)。IAT. 島弧拉斑玄武巖; MORB. 大洋中脊玄武巖; OIB. 洋島玄武巖。

圖11 昌寧?孟連構(gòu)造帶早古生代巖漿巖分布及年代學(xué)數(shù)據(jù)圖

5 結(jié) 論

滇西三江特提斯構(gòu)造域的昌寧?孟連蛇綠混雜巖帶東南端布朗山地區(qū)新識別出來的早古生代原特提斯洋演化有關(guān)的巖漿巖, 結(jié)合帶內(nèi)中北部地區(qū)前人的研究資料, 可以獲得以下幾點(diǎn)認(rèn)識:

(1) 布朗山地區(qū)老班章變輝長巖、新班章變玄武巖和變安山巖鋯石U-Pb定年結(jié)果顯示其原巖形成時代分別為: 480.2±1.0 Ma、472.5±2.9 Ma和465.5±1.2 Ma, 厘定出昌寧?孟連蛇綠混雜巖帶內(nèi)更廣泛的早古生代巖漿作用。

(2) 老班章變輝長巖具有E-MORB型玄武巖的地球化學(xué)特征, 為大洋中脊玄武巖(N-MORB)與洋島玄武巖(OIB)混合的產(chǎn)物; 新班章瀾滄巖群變火山巖由高鎂玄武巖和高鎂安山巖組成。兩者都是形成于俯沖有關(guān)的構(gòu)造環(huán)境, 確定了原特提斯洋演化在該區(qū)的存在。

(3) 瀾滄江南段昌寧?孟連蛇綠混雜巖帶并不是原來認(rèn)為的僅由古特提斯洋演化的洋殼殘片組成, 還包括廣泛的原特提斯洋演化的物質(zhì)記錄。原特提斯洋的演化方式類似現(xiàn)今的太平洋格局, 具有多島洋的特征, 可能是一個更寬泛的大洋。

致謝:分析測試得到了武漢上譜分析科技有限公司的支持和幫助; 論文撰寫過程得到中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所彭頭平研究員和云南省地質(zhì)調(diào)查局李靜教授級高工、段向東教授級高工的指導(dǎo); 中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所劉福來研究員和中國地質(zhì)調(diào)查局自然資源航空物探遙感中心王保弟研究員兩位審稿專家對本文完善提出了諸多寶貴的修改意見和建議, 在此一并表示衷心感謝。

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Petrogenesis and Tectonic Implication of the Early Paleozoic Metaigeneous Rocks in the Bulangshan Area, Menghai County, Southern Sanjiang Tectonic Zone

SUN Zaibo1, 2, 3, ZHOU Kun1, ZHOU Jiaxi2, 3*, LIU Guichun1, 2, ZHAO Jiangtai1, WU Jialin1, HU Shaobin1, 2, PU Tao1, LI Xiaojun1, ZHAO Feng4and LIU Mengqiong5

(1. Yunnan Institute of Geological Survey, Kunming 650216, Yunnan, China; 2. Yunnan Geological Survey, Key Laboratory of Sanjiang Metallogeny and Resources Exploration and Utilization, Ministry of Natural Resources, Kunming 650061, Yunnan, China; 3. School of Earth Sciences, Yunnan University, Kunming 650500, Yunnan, China; 4. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China; 5. Yunnan Archtectural Engineering Design Company Limited, Kunming 650217, Yunnan, China)

The Changning-Menglian ophiolitic complex zone (CMOCZ) preserves the records of the Late Paleozoic Palaeo-Tethyan evolution in the western Yunnan province. In recent years, a set of Early Paleozoic SSZ-type ophiolites and oceanic island-type high-pressure metamorphic rocks has been recognized in this zone, which confirms a record of Proto-Tethyan evolution corresponding to the Longmucuo-Shuanghu ophiolites zone in the Tibetan Plateau. In this study, the petrology, petrogeochemistry, zircon U-Pb chronology and in situ zircon Hf isotopes of the metavolcanics and metagabbro within the Lancang Group in the Bulangshan area have been analyzed. The chronological results show that the protolith of the metagabbro was formed at 480.2±1.8 Ma, while those of the metavolcanic rocks were formed at 465.5±1.2 Ma and 472.5±2.9 Ma. The metagabbros have trace element features typical for the E-MORB, and the depleted zircon Hf isotopic compositions (εHf(t)=12.8–13.6) that may arise from mixing of the mid-ocean ridge basalt (N-MORB) and ocean island basalt (OIB), and therefore, may represent the fragments of the Early Paleozoic oceanic crust of the Proto-Tethys. The metavolcanic rocks consist of high-Mg andesite and high-Mg basalt. They have characteristics typical for island arc magmatic rocks such as depletion of high-field elements (Nb, Ta, and Ti). It is thus can be inferred that the metavolcanic rocks were derived from partial melting of the enriched lithospheric mantle by subduction metasomatism, and represent the products of the subduction of the Early Paleozoic Proto-Tethyan Ocean. Therefore, the Changning-Menglian Proto-Tethyan Ocean in the Early Paleozoic had a pattern which is roughly analoguous to that of the current Pacific multi-island. This study provides new and important information for the in-depth understanding of the development and evolution of the Proto- and Palaeo- Tethys in the CMOCZ.

zircon U-Pb dating; metagabbro; metavolcanics; Proto-Tethys Ocean; Changning-Menglian ophiolitic complex zone

2020-11-23;

2021-02-04

國家自然科學(xué)基金地區(qū)基金項(xiàng)目(420602005)、國家自然科學(xué)基金特提斯重大研究計劃重點(diǎn)項(xiàng)目(92055207)、云南省自然資源廳地質(zhì)勘查基金項(xiàng)目(D2017014)、中國地質(zhì)調(diào)查局項(xiàng)目(121201010000150007、DD20160345-02)和云南大學(xué)引進(jìn)人才科研啟動項(xiàng)目(YJRC4201804)聯(lián)合資助。

孫載波(1981–), 男, 碩士, 高級工程師, 從事區(qū)域地質(zhì)調(diào)查工作與研究。Email: ynddyszb@163.com

周家喜(1982–), 男, 研究員, 從事地質(zhì)學(xué)教學(xué)和研究工作。Email: zhoujiaxi@ynu.edu.cn

P612

A

1001-1552(2021)03-0586-022

10.16539/j.ddgzyckx.2021.03.008