滇川西部“三江”地区古特提斯演化记录表明，晚古生代时古特提斯是由一系列相对稳定的地块与岛弧及其之间多个规模不等的洋盆所组成，构成了宽阔的多岛弧-盆系统 (潘桂堂等，2003) 或表观上的多岛洋格局 (钟大赉等，1998)。金沙江古特提斯洋是中咱-中甸地块 (东) 与昌都-思茅地块 (西) 之间的一个洋盆，是晚古生代羌塘-三江多岛弧-盆系中的重要组成部分，经历了较为完整的威尔逊旋回 (张旗等，1996；王立全等，1999；孙晓猛和简平，2004；Jian et al., 2009a, b)。准确恢复其形成与演化历史对古特提斯多岛弧-盆系的时空格局、形成与演化过程及成矿规律研究具有重要的意义。

自20世纪70年代以来，金沙江蛇绿岩带成为研究特提斯构造演化的热点地区之一，众多的研究者在此做过许多的研究，在岩石组合及地球化学特征、古生物年代学、同位素年代学、金沙江古特提斯构造演化过程及其成矿作用等方面取得了一系列重要的成果和进展 (刘增乾等，1993；莫宣学等，1993；冯庆来等，1997；孙晓猛等，1997；钟大赉等，1998；李兴振等，1999；王立全等，1999；潘桂堂等，2003；Jian et al., 2008)。对金沙江古特提斯洋演化的主要过程已取得了较为一致的认识，即裂 (陷) 谷盆地 (D)、洋盆扩张 (C₁-P₁)、洋壳俯冲消减 (P₁²-P₂) 和弧-陆碰撞造山 (T₁-T₂) 四个主要演化阶段 (钟大赉等，1998；王立全等，1999；潘桂堂等，2003；孙晓猛和简平，2004；Jian et al., 2009b)。然而，由于结合带中强烈的构造剪切、变形及变质作用，使得完整的蛇绿岩层序难以保存，增大了研究难度，导致在重塑金沙江古特提斯洋形成与演化历史的研究中仍存在一些重要的科学问题未完全解决。如，金沙江古特提斯洋壳早期形成的时间仍缺乏高精度的同位素年代学约束；金沙江古特提斯洋盆的性质还未得到一致的认识。

结合带内的 (堆晶) 层状辉长岩通常起源于洋脊下的岩浆房，可代表下部洋壳的组成，其同位素年龄可以代表洋壳形成的时代 (Boudier et al., 1996；Nicolas and Boudier, 2003)；另外，由于堆晶层状辉长岩直接在洋脊下的岩浆房内堆晶形成而无污染，其同位素组成可直接反映地幔源区的性质。本文报道了滇西北金沙江结合带内的层状辉长岩岩石地球化学特征、锆石原位U-Pb年龄及Hf同位素组成，为金沙江古特提斯洋盆早期形成时限及其地幔性质提供了精确的年代学和地球化学制约，同时探讨了金沙江古特提斯洋盆的性质。

滇西北中甸至德钦地区的金沙江带是联接南北金沙江造山带的枢纽，也是“三江”构造蜂腰的主要地区 (图 1a)。带内各个时代地层均遭受了强烈的构造变形和变质，挤压破碎、片理化及糜棱岩化极为发育，地层的原始层序和相互关系遭到强烈破坏。金沙江蛇绿岩在此区域内主要呈透镜状沿金沙江蛇绿混杂岩带南北向断续展布。

图 1

Fig. 1

图 1 金沙江结合带大地构造位置示意图 (a, 据李兴振等，1999修编) 和研究区地质简图 (b, 据孙晓猛和简平，2004修编) Fig. 1 Geotectonic position of the Jinshajiang suture zone (a, after Li et al., 1999) and geological sketch map of the study area (b, after Sun and Jian, 2004)

德钦县奔子栏镇至德钦县城公路剖面是区内蛇绿岩最为发育的剖面之一，以贡卡、东竹林、书松和白马雪山等地出露最好 (图 1b)。蛇绿岩已遭受强烈的构造肢解，没有完整的蛇绿岩层序，主要以肢解的蛇绿岩残块赋存于强烈剪切的砂页岩、火山岩和绿片岩组成的基质中，构成蛇绿混杂岩。其中，块体成分主要为蛇纹石化超基性岩、强蚀变超基性-基性堆晶岩、岩墙杂岩、枕状玄武岩以及放射虫硅质岩；除蛇绿岩残块外，还含有大量的灰岩及浊积岩外来块体 (潘桂堂等，2003)。金沙江蛇绿岩岩块沿东竹林至书松的214国道密集出现，主要有强蛇纹石化橄榄岩、枕状玄武岩、块状辉长岩/玄武岩、不同颜色的放射虫硅质岩和少量强蚀变层状辉长岩，岩块规模较小，多呈透镜状产出，与周围岩块呈断层接触。因扩修214国道，许多新的蛇绿岩块被剥露，本研究中的 (堆晶) 层状辉长岩采自东竹林与书松之间的214国道公路边，地理坐标为北纬28°16′7.98″，东经99°11′52.20″(图 1b)。

本研究中的辉长岩以岩块赋存于强烈剪切的砂页岩、绿片岩组成的基质中 (图 2a)。野外露头和手标本上，均可见岩石蚀变强烈，暗色辉石富集层与浅色斜长石富集层交替出现，形成明显的层状构造；由于后期的剪切构造破坏，这种互层结构一般延伸不远，常见浅色长石部分呈小豆荚状出现，但整体上显示出明显的互层结构 (图 2b)。岩石薄片镜下鉴定显示，原岩结构几乎均已消失，仅见粒状、纤维状变晶结构，变余碎裂 (粒) 辉长结构，未见堆晶结构；有多种蚀变叠加，包括有透闪石-阳起石化、绿帘-绿泥石化、硅化、碳酸盐化等；主要矿物有蚀变斜长石、蚀变单斜辉石、透闪石-阳起石、绿帘-绿泥石和碳酸盐等。岩石化学分析显示岩石的SiO₂含量为45%~48%，烧失量大于6.2%，显示了强蚀变特征 (表 1)；稀土总量低，REE配分曲线显示LREE弱-中等富集；Eu和Sr正异常，可能由于斜长石堆晶所致 (图 3a，b)。综合野外样品特征、岩石薄片鉴定及化学分析结果，故将岩石定名为强蚀变 (堆晶) 层状辉长岩。从东竹林强蚀变 (堆晶) 层状辉长岩样品DZL02-1中分选出锆石颗粒，用来进行锆石原位微区U-Pb同位素测年和Hf同位素分析。

图 2

Fig. 2

图 2 金沙江蛇绿混杂岩带东竹林强蚀变层状辉长岩透镜体野外照片 (a) 和手标本照片 (b) Fig. 2 Field photograph of the Dongzhulin layered gabbro in the Jinshajiang ophiolite mélange belt (a) and photograph of hand specimen (b)

图 3

Fig. 3

图 3 东竹林层状辉长岩稀土元素配分模式图 (a) 和微量元素蛛网图 (b)(球粒陨石和原始地幔的值据McDonough and Sun, 1995；N-MORB、E-MORB和OIB的值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 3 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized spider diagram (b) of the Dongzhulin layered gabbro (normalization values after McDonough and Sun, 1995; element concentrations in N-MORB, E-MORB and OIB after Sun and McDonough, 1989)

主量元素分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室采用XRF (Rigaku RIX 2100型) 玻璃熔饼法完成。对美国地质调查局 (USGS) 标准参考物质BCR-2和中国标准参考物质GSR-3的分析结果表明，主量元素分析精度和准确度均优于4%。微量元素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利用Agilent 7500a型ICP-MS完成。样品溶解采用1.5mL HNO₃+1.5mL HF混合酸在Teflon高压密闭容样弹中进行，以确保所有难容矿物均被溶解。实验过程中，对美国地质调查局 (USGS) 标准参考物质BCR-2、BHVO-2和AGV-1的分析结果表明，微量元素分析精度和准确度一般优于5%。

锆石单矿物分选在河北省区调队实验室完成，采用常规重力及电磁分选，然后在双目镜下手工挑纯。选择晶型较好，无裂隙、无包裹体的锆石颗粒粘贴在环氧树脂表面制成锆石样品靶。将锆石靶打磨去掉约1/3~1/2锆石厚度 (锆石长轴平行靶平面) 后对其抛光至锆石表面平整、光滑，然后对锆石进行反射光、透射光显微照相和阴极发光 (CL) 图像分析，最后根据反射光、透射光及锆石CL图像选择代表性的锆石颗粒和区域进行U-Pb测年和Hf同位分析。CL照相在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。

锆石原位微区U-Pb测年和微量元素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利用激光剥蚀-电感耦合等离子体质普 (LA-ICP-MS) 同时完成。激光剥蚀系统为配备有193nm ArF准分子激光器的GeoLas 2005，ICP-MS为Agilent 7500a。激光剥蚀孔径为32μm，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。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-Th-Pb同位素比值和年龄计算) 采用软件ICPMSDataCal (Liu et al., 2008；Liu et al., 2010a) 完成。详细的仪器操作条件和数据处理方法同Liu et al.(2010b)。

锆石微量元素含量利用USGS参考玻璃Nist610作为外标、Si作内标的方法进行定量计算。U-Pb同位素定年中采用锆石标准91500作外标进行同位素分馏校正。对于与分析时间有关的U-Th-Pb同位素比值漂移，利用91500的变化采用线性内插的方式进行了校正 (Liu et al., 2010a)。锆石标准91500的U-Th-Pb同位素比值推荐值据Wiedenbeck et al.(1995)。锆石样品的U-Pb年龄谐和图绘制和年龄权重平均计算均采用Isoplot/Ex_ver3(Ludwig, 2003) 完成。

锆石原位Lu-Hf同位素分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室利用Nu Plasma型MC-ICP-MS完成，激光剥蚀系统为配备有193nm ArF准分子激光器的GeoLas 2005。在已测定过年龄的锆石颗粒上选择相同 (似) 区域进行Hf同位素测试，激光束斑直径为44μm，剥蚀频率为10Hz，具体分析方法及仪器参数详见Yuan et al.(2008)。用¹⁷⁶Lu/¹⁷⁵Lu=0.02669(DeBievre and Taylor, 1993) 和¹⁷⁶Yb/¹⁷²Yb=0.5886(Chu et al., 2002) 进行同质异位干扰校正计算测定样品的¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf和¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf比值。样品测定过程中以标准锆石91500作为标样，并同时测定标准锆石GJ-1和MON-1。实验中91500的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf比值为0.282318±23(2σ，n=22)，与推荐值0.282307±31(Wu et al., 2006) 在误差范围内一致。ε_Hf计算采用¹⁷⁶Lu衰变常数为1.865×10^-11a^-1(Scherer et al., 2001)，球粒陨石现今值¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf=0.282772和¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf=0.0332(Blichert-Toft and Albarède, 1997)；单阶段亏损地幔Hf模式年龄 (t_DM1) 计算采用现今亏损地幔值¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf=0.28325和¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf=0.0384(Griffin et al., 2000)。

所研究样品的主、微量元素分析数据见表 1。本研究样品的SiO₂含量为45%~50%，烧失量大于6.2%，显示了强蚀变特征，与野外露头及镜下观察结果一致。微量元素方面，总稀土含量及其它微量元素含量较低 (表 1、图 3a，b)。REE配分模式图显示LREE弱-中等富集、Eu正异常 (图 3a)；在微量元素原始地幔标准化图解上，高场强元素Nb、Ta、Zr及Hf显示出明显的负异常，而Sr和Eu则显示出明显的正异常 (图 3b)。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 东竹林层状辉长岩主量 (wt%) 及微量元素 (×10-6) 组成 Table 1 Major (wt%) and trace element (×10-6) compositions of the Dongzhulin layered gabbro 主量元素 DZL02-1 DZL02-2 微量元素 DZL02-1 DZL02-2 微量元素 DZL02-1 DZL02-2 微量元素 DZL02-1 DZL02-2 SiO2 44.9 48.1 Be 0.26 0.20 Nb 0.73 0.55 Dy 1.05 1.52 TiO2 0.37 0.31 Sc 12.5 29.7 Cs 1.80 2.44 Ho 0.20 0.31 Al2O3 20.7 18.11 V 103 119 Ba 256 271 Er 0.61 0.91 Fe2O3 6.25 5.24 Cr 163 549 La 2.27 2.01 Tm 0.084 0.13 MnO 0.11 0.1 Ni 171 164 Ce 5.15 4.77 Yb 0.51 0.80 MgO 8.12 8.06 Cu 56.6 97.2 Pr 0.75 0.70 Lu 0.076 0.13 CaO 8.47 9.53 Zn 102 44.3 Nd 3.52 3.33 Hf 0.33 0.51 Na2O 3.38 3.06 Rb 36.5 34.5 Sm 0.98 1.02 Ta 0.040 0.039 K2O 0.95 0.9 Sr 448 536 Eu 0.68 0.58 Pb 16.8 2.42 P2O5 0 0.01 Y 5.81 8.88 Gd 1.07 1.31 Th 0.042 0.11 烧失总量 7.15 6.2 Zr 9.86 16.1 Tb 0.17 0.22 U 0.036 0.061

表 1 东竹林层状辉长岩主量 (wt%) 及微量元素 (×10-6) 组成 Table 1 Major (wt%) and trace element (×10-6) compositions of the Dongzhulin layered gabbro

强蚀变层状辉长岩样品DZL02-1中的锆石多为浅黄色、自形-半自形短柱状颗粒，部分为破碎的不完整晶体颗粒。锆石阴极发光 (CL) 图像 (图 4) 显示大部分锆石具有明显的振荡环带且环带较宽，少量锆石为弱振荡环带或板状结构，无继承性核、无变质增生边，属典型的岩浆结晶产物，并且与高温基性岩石锆石特征类似。

图 4

Fig. 4

图 4 东竹林层状辉长岩 (DZL02-1) 锆石阴极发光图像 Fig. 4 CL images of zircons from the Dongzhulin layered gabbro (DZL02-1)

利用LA-ICP-MS对该样品的20颗锆石进行了20个点的U-Pb年龄和微量元素测定，获得的同位素比值及年龄结果见表 2和图 5。20个锆石分析点的Th和U含量分别为36×10^-6~116×10^-6和178×10^-6~503×10^-6，Th/U比值为0.18~0.35(表 2)，符合岩浆型锆石的特征 (Wu and Zheng, 2004)。所有测试点均分布在²⁰⁶Pb/²³⁸U-²⁰⁷Pb/²³⁵U谐和线上 (图 5)，单颗粒锆石²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄为346~365Ma，20个分析点的加权平均年龄为354±3Ma (MSWD=2.2，n=20)，代表了层状辉长岩的结晶年龄。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 东竹林层状辉长岩 (DZL02-1) 锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄 Table 2 LA-ICP-MS zircon U-Pb data of the Dongzhulin layered gabbro (DZL02-1) 测点号 含量 (×10-6) Th/U 同位素比值 U-Pb年龄 (Ma) Th U 1σ 1σ 1σ 1σ 1σ 1σ DZL02-1-1 116 503 0.23 0.0520 0.0019 0.4053 0.0150 0.0565 0.0006 283 83 345 11 354 3 DZL02-1-2 67.8 376 0.18 0.0546 0.0021 0.4282 0.0169 0.0568 0.0006 394 87 362 12 356 4 DZL02-1-3 82.7 246 0.34 0.0534 0.0025 0.4218 0.0194 0.0575 0.0007 346 110 357 14 360 4 DZL02-1-4 104 454 0.23 0.0522 0.0020 0.4194 0.0157 0.0583 0.0007 300 82 356 11 365 4 DZL02-1-6 63.0 300 0.21 0.0566 0.0024 0.4436 0.0181 0.0572 0.0006 476 88 373 13 359 4 DZL02-1-7 40.6 225 0.18 0.0585 0.0028 0.4549 0.0208 0.0570 0.0007 546 108 381 15 357 4 DZL02-1-8 47.4 220 0.22 0.0523 0.0024 0.4000 0.0187 0.0556 0.0006 298 140 342 14 349 4 DZL02-1-9 64.1 332 0.19 0.0538 0.0022 0.4236 0.0176 0.0569 0.0007 361 58 359 13 357 4 DZL02-1-10 55.7 280 0.20 0.0548 0.0027 0.4359 0.0203 0.0580 0.0010 467 105 367 14 363 6 DZL02-1-11 36.2 178 0.20 0.0578 0.0031 0.4555 0.0234 0.0578 0.0008 524 84 381 16 362 5 DZL02-1-12 42.0 229 0.18 0.0529 0.0030 0.4143 0.0217 0.0577 0.0008 328 130 352 16 362 5 DZL02-1-14 40.8 194 0.21 0.0588 0.0030 0.4561 0.0224 0.0562 0.0008 567 111 382 16 352 5 DZL02-1-15 43.5 219 0.20 0.0518 0.0033 0.4104 0.0260 0.0570 0.0009 276 146 349 19 357 6 DZL02-1-16 56.0 245 0.23 0.0529 0.0023 0.4107 0.0177 0.0560 0.0007 324 100 349 13 351 4 DZL02-1-17 100 334 0.30 0.0535 0.0019 0.4075 0.0136 0.0551 0.0006 350 47 347 10 346 3 DZL02-1-18 69.5 337 0.21 0.0526 0.0018 0.4051 0.0136 0.0553 0.0006 309 76 345 10 347 4 DZL02-1-19 80.9 229 0.35 0.0551 0.0024 0.4240 0.0178 0.0555 0.0006 417 101 359 13 348 4 DZL02-1-20 72.0 337 0.21 0.0527 0.0019 0.4147 0.0136 0.0570 0.0006 317 80 352 10 357 4 DZL02-1-21 68.7 335 0.21 0.0525 0.0020 0.4037 0.0155 0.0553 0.0006 306 87 344 11 347 3 DZL02-1-22 51.5 258 0.20 0.0554 0.0021 0.4268 0.0153 0.0555 0.0006 432 81 361 11 348 4

表 2 东竹林层状辉长岩 (DZL02-1) 锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄 Table 2 LA-ICP-MS zircon U-Pb data of the Dongzhulin layered gabbro (DZL02-1)

图 5

Fig. 5

图 5 东竹林层状辉长岩 (DZL02-1) 锆石U-Pb年龄协和图 Fig. 5 U-Pb concordant diagram of zircons from the Dongzhulin layered gabbro (DZL02-1)

在U-Pb定年的基础上，本文利用LA-MC-ICP-MS对其中17颗锆石进行了17个点的Lu-Hf同位素分析 (图 4)，结果列于表 3。17个分析点的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf比值为0.282845~0.282915，以各单颗粒锆石结晶年龄计算出锆石 (¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf)_i初始值为0.282839~0.282908，对应的ε_Hf(t)=10.3~12.6，加权平均值为11.5(图 6a)；计算得到锆石单阶段亏损地幔Hf模式年龄t_DM1为478~576Ma，平均值为523Ma (图 6b)。

表 3

Table 3

表 3(Table 3)

表 3 东竹林层状辉长岩 (DZL02-1) 锆石Hf同位素组成 Table 3 Zircon Hf isotopic compositions of the Dongzhulin layered gabbro (DZL02-1) 测点号 年龄 (Ma) 176Yb/177Hf 176Lu/177Hf 176Hf/177Hf 2σ (176Hf/177Hf)i εHf(0) εHf(t) 2σ tDM1 (Ma) DZL02-1-01 354 0.019358 0.000937 0.282893 0.000020 0.282887 4.3 11.9 0.7 508 DZL02-1-02 356 0.019272 0.000968 0.282890 0.000017 0.282884 4.2 11.8 0.6 513 DZL02-1-03 360 0.019030 0.000937 0.282845 0.000020 0.282839 2.6 10.3 0.7 576 DZL02-1-04 349 0.020693 0.001025 0.282915 0.000021 0.282908 5.1 12.5 0.7 478 DZL02-1-05 359 0.021029 0.001024 0.282868 0.000021 0.282861 3.4 11.1 0.7 545 DZL02-1-06 357 0.018969 0.000941 0.282885 0.000018 0.282879 4.0 11.6 0.6 519 DZL02-1-07 362 0.017862 0.000889 0.282908 0.000020 0.282902 4.8 12.6 0.7 486 DZL02-1-08 363 0.017180 0.000874 0.282882 0.000016 0.282876 3.9 11.7 0.6 523 DZL02-1-09 357 0.027479 0.001319 0.282850 0.000025 0.282841 2.8 10.3 0.9 575 DZL02-1-10 352 0.016575 0.000831 0.282863 0.000016 0.282857 3.2 10.8 0.6 550 DZL02-1-11 362 0.018567 0.000868 0.282880 0.000020 0.282874 3.8 11.6 0.7 525 DZL02-1-12 351 0.031838 0.001548 0.282894 0.000021 0.282884 4.3 11.7 0.8 515 DZL02-1-13 347 0.015332 0.000740 0.282878 0.000044 0.282873 3.8 11.2 1.6 526 DZL02-1-14 348 0.016412 0.000760 0.282879 0.000033 0.282874 3.8 11.3 1.2 525 DZL02-1-15 348 0.021483 0.001018 0.282885 0.000027 0.282878 4.0 11.4 0.9 520 DZL02-1-16 347 0.024819 0.001184 0.282888 0.000029 0.282880 4.1 11.5 1.0 518 DZL02-1-17 357 0.016393 0.000739 0.282904 0.000032 0.282899 4.7 12.4 1.1 490

表 3 东竹林层状辉长岩 (DZL02-1) 锆石Hf同位素组成 Table 3 Zircon Hf isotopic compositions of the Dongzhulin layered gabbro (DZL02-1)

图 6

Fig. 6

图 6 东竹林层状辉长岩 (DZL02-1) 锆石Hf同位素εHf(t)(a) 和亏损地幔Hf模式年龄tDM1(b) 直方图 Fig. 6 Histogram of initial Hf isotope ratio (a) and Hf model age (b) for zircons from the Dongzhulin layered gabbro (DZL02-1)

利用洋盆相硅质岩中放射虫时代来确定洋盆发育时代是一种常用的准确、有效的方法，但由于洋盆硅质岩形成于蛇绿岩之后，因此，其时代通常只能代表蛇绿岩形成之后的洋盆发育时代；又由于金沙江蛇绿岩及上覆硅质岩被强烈的构造肢解和混杂，并不能肯定被研究的寄主硅质岩就是初始洋盆形成时的硅质岩，故当前利用同位素法对蛇绿岩直接测年是确定其形成时代的最有效方法 (孙晓猛等, 1994, 1997)。

金沙江蛇绿岩受强烈的构造肢解作用，没有完整的蛇绿岩层序，但蛇绿岩套的各组成单元，如超基性岩、堆晶辉长岩、均质基性岩、斜长岩及枕状玄武岩等，均以肢解的残块赋存于混杂岩带内，可作为测年的对象。简平等 (1999)最早利用单颗粒锆石U-Pb同位素稀释法测定德钦县书松斜长岩 (Sa9738) 年龄为340Ma，德荣县雪堆斜长花岗岩 (Sa9722) 年龄为294Ma，认为它们代表金沙江洋盆不同阶段扩张的时代；但在随后的研究中，简平等 (2003)发现雪堆斜长花岗岩 (Sa9722) 内含有一组约300Ma和600~800Ma的继承锆石，从而认为雪堆斜长花岗岩代表的是洋壳消减的事件而不是洋壳扩张事件。路远发等 (2000)利用单颗粒锆石U-Pb同位素稀释法测定了嘎金雪山岩群中两件玄武岩样品的年龄，获得两个下交点年龄分别为362±8Ma和396±7Ma，两个上交点年龄分别为2525±12Ma和1387±59Ma，并认为前者代表金沙江洋盆扩张的年龄，后者代表下伏基底年龄。由于当时分析技术所限，嘎金雪山玄武岩数据质量不高，且其上、下交点年龄代表的意义也有待商榷。Jian et al.(2008)利用SHRIMP锆石U-Pb定年技术，获得之用角闪辉长岩 (010-1)、书松斜长岩 (011-6)、白马雪山辉长岩 (006-1) 年龄分别为320±10Ma、329±7Ma和285Ma，认为他们反映的是洋盆扩张不同阶段的时代。值得注意的是，这3个样品含有352~375Ma的较老锆石颗粒或晶域，与纯的蛇绿岩套不符，暗示洋壳扩张可能会比这三个岩石样品测年结果显示的时代更早。最近，Jian et al.(2009b)报道了书松伟晶堆积辉长岩SHRIMP锆石U-Pb年龄为343.5±2.7Ma，认为其近似代表了金沙江古特提斯洋早期形成的时间。

蛇绿岩套内的 (堆晶) 层状辉长岩形成于洋底扩张脊，是由岩浆房结晶堆积形成，代表下部洋壳，其同位素年龄可代表洋壳的形成时代 (Boudier et al., 1996；Nicolas and Boudier, 2003)。金沙江蛇绿混杂岩带内的东竹林 (堆晶) 层状辉长岩DZL02-1所含锆石均为岩浆锆石，锆石CL图像和原位微区测年均未发现有继承性锆石或捕获锆石，LA-ICP-MS锆石U-Pb测年得到结晶年龄为354±3Ma，代表了洋盆扩张的时代。东竹林层状辉长岩年龄 (354±3Ma) 是目前区内所报道的高精度数据之一，亦是关于金沙江古特提斯洋早期演化时代的最老年龄，其为金沙江古特提斯洋早期形成和演化提供了最为近似的时间约束。东竹林 (堆晶) 层状辉长岩同位素年代学 (354Ma) 表明金沙江古特提斯洋在早石炭世已扩张且形成洋壳，暗示其裂解阶段应为更早的泥盆纪。

金沙江蛇绿岩一个典型的特征是蛇绿岩普遍具有弱-中等富集轻稀土的地球化学性质 (沈上越等，1994；韩松等，1996)，莫宣学等 (1993)定为准洋中脊型蛇绿岩，而Xu and Castillo (2004)和Jian et al.(2009a)直接称其为E-MORB型蛇绿岩。这种富集特征部分可能是由地壳污染所致，如那些含有较老年龄的捕获锆石的岩石 (Jian et al., 2009b)，也有可能是继承源区的性质。

东竹林层状辉长岩亦显示出弱-中等富集轻稀土的地球化学性质 (图 3a)，其Eu和Sr正异常表明斜长石堆晶作用明显 (图 3b)。虽然东竹林层状辉长岩反映的是堆晶固态相且蚀变严重，不能直接用来反演源区地球化学性质，但其锆石Hf同位素可真实反映源区特征。东竹林层状辉长岩无继承或捕获锆石，锆石原位Hf同位素具有均一、较正的ε_Hf(t) 值 (10.3~12.6)。无继承或捕获锆石及均一的Hf同位素组成表明锆石结晶于均一、无混染的岩浆源区；较正的ε_Hf(t) 值反映了锆石母岩浆的幔源属性。然而，如图 7所示，没有锆石的ε_Hf(t) 值达到或者接近其形成时 (354Ma) 亏损地幔ε_Hf(t) 值。相对锆石形成时的亏损地幔而言，演化的ε_Hf(t) 值表明锆石母岩浆来源于受富集组分影响的地幔，而不是类似N-MORB的亏损地幔源区。锆石Hf模式年龄反映寄主岩石从亏损地幔分离的时间，如果锆石母岩浆直接来源于未受任何影响的亏损地幔，那么锆石结晶年龄应近似等于锆石Hf模式年龄。与之不同，东竹林层状辉长岩锆石亏损地幔Hf模式年龄t_DM1为478~576Ma，平均值为523Ma，明显大于其结晶年龄354Ma，亦指示岩浆源区受富集组分影响 (图 6b)。东竹林层状辉长锆石Hf同位素特征、模式年龄及岩石地球化学研究表明，金沙江蛇绿岩岩浆源区是一个受到了富集组分影响的地幔。

图 7

Fig. 7

图 7 东竹林层状辉长岩 (DZL02-1) 锆石εHf(t) 与U-Pb年龄图解 Fig. 7 Plot of εHf(t) vs. U-Pb ages of zircons from the Dongzhulin layered gabbro (DZL02-1)

与蛇绿岩套内的N-MORB型基性岩浆不同，东竹林层状辉长岩的高场强元素Nb、Ta、Zr及Hf具有明显的负异常 (图 3b)，显示出俯冲带岩浆岩的特征。最近在思茅地块西缘新发现的晚志留纪岛弧型火山岩 (417Ma，另文发表) 表明金沙江古特提斯弧盆系演化之前特提斯域内俯冲和岛弧岩浆作用的存在。因而，金沙江古特提斯洋地幔富集组分很可能源自这种早期的俯冲作用带来的壳源物质。

滇川西部“三江”地区多条蛇绿混杂岩带和相应的岛弧或陆缘弧及其间稳定地块是古特提斯演化的记录，它们的时空结构、物质组成及演化特征表明，“三江”地区经历了长期而复杂的多岛弧-盆演化过程。金沙江弧盆系以昌都-兰坪-思茅陆块西侧的羌塘-吉塘-崇山-澜沧残余弧作为前锋弧，于泥盆纪初在早古生代变质“软基底”的基础上，开始古特提斯金沙江弧盆系的生成、发展和演化 (潘桂堂等，2003)。基于区域地质演化特征，根据东竹林层状辉长岩岩石地球化学和锆石Hf同位素特征，并结合前人对金沙江蛇绿岩研究成果，我们强调：受特提斯主大洋俯冲影响和制约，形成了前锋弧及前锋弧后的一系列盆地，金沙江古特提斯洋是在这种弧后盆地基础上发展、扩张形成的洋盆。

综上所述，本文认为金沙江古特提斯洋是在弧后盆地基础上发展、扩张形成的洋盆，它不能构成古特提斯的主大洋，而是泛华夏大陆西南边缘羌塘-三江晚古生代-晚三叠世多岛弧-盆系中的一个重要的弧后扩张洋盆。

(1) 滇西北金沙江蛇绿岩带东竹林 (堆晶) 层状辉长岩形成于354Ma，表明金沙江古特提斯洋在早石炭世已扩张形成洋盆，暗示其裂解时期应为更早的泥盆纪；

(2) 岩石地球化学特征及锆石Hf同位素研究表明金沙江古特提斯洋地幔不是类似N-MORB型的亏损地幔，而是受到了富集组分影响的地幔，这种富集特征可能是特提斯连续演化过程中早期的俯冲作用带入的壳源物质对地幔造成的；

(3) 金沙江古特提斯洋是在弧后盆地基础上发展起来的弧后洋盆，它不能构成古特提斯的主大洋，而是古特提斯洋的一个重要分支。