2017, Vol. 33
2. 中国科学院紫金山天文台, 南京 210008
2. Purple Mountain Observatory, Chinese Academy of Sciences, Nanjing 210008, China
地壳深熔作用是大型造山带内一种非常普遍的地质现象，从矿物颗粒边界孔隙到自然露头，存在于不同尺度和规模中。地壳深熔作用是连接造山带高级变质作用、混合岩形成、淡色花岗岩成因的纽带(Brown, 2001; Petford et al., 2000; Sawyer, 1996)，而且能够强烈地改变地壳深部物质的流变学性质，促进俯冲岩片快速折返(Hollister, 1993; Whittington and Treloar, 2002; Zheng et al., 2007)，在造山带地质演化中具有重要的地球动力学意义。造山带地质实例(Johnson et al., 2003; 刘锐等, 2008; 曾令森等, 2009)和实验岩石学(Douce and Johnston, 1991; Le Breton and Thompson, 1988)研究表明，地壳深熔产生的熔体，若发生分离、迁移，最终可形成花岗岩体(脉)，残留体成为下地壳高级变质岩石；若停留在原地或有限迁移，则可形成混合岩。然而，尽管地壳深熔现象广泛出现并容易识别，但这些现象均是深熔作用结果的表现，作为连接深部作用与浅表现象的熔/流体迁移过程却无法直接观察，熔/流体迁移是造山带地壳深熔作用研究中的关键环节。前人对熔/流体迁移的研究主要体现在对造山带不同对象(高级变质岩、残留体、新生脉体、淡色花岗岩等)进行全岩化学性质分析与对比，查明它们是否有相似或互补关系，论述是否有成因联系，进而反映是否有熔/流体迁移(Hinchey and Carr, 2006; Johnson et al., 2003; 曾令森等, 2009; 刘锐等, 2008)。这些研究在一定程度上可反映熔/流体是否发生过迁移，但存在两个方面的不足：一是全岩整体分析方法仅能判断相似或不同，可能遗失源区部分重要信息；二是间接反映熔体发生过迁移，而非直接记录。混合岩或高级变质岩中淡色脉体作为地壳深熔产物，不仅有记录深熔作用的变质锆石，往往还包含大量以残留核出现的继承锆石。对这些锆石进行原位微区U-Pb定年与元素分析，可以限定熔融时限、记录熔体迁移过程、反映源区特征，是造山带地壳深熔作用研究的强有力手段(Chen et al., 2013a, b; Liu et al., 2010a, 2012a; 陈仁旭和郑永飞, 2013; 盛英明和和郑永飞, 2013)。
哀牢山构造带是青藏高原东南缘一条重要的边界构造带，不仅保存了多阶段的地质演化记录，而且还是新生代以来藏东南大陆块体挤出和逃逸的重要场所。该带主要出露一套变形强烈、变质程度较深，不同程度混合岩化的深变质岩系，即哀牢山岩群(云南省地质矿产局, 1996)。这套深变质岩系的构造属性或岩石成因至今还是悬而未决的问题，主要有以下几种不同的认识：(1) 是古老(古元古代或更早)变质基底岩石在地表的出露(陈元坤, 1987; 云南省地质矿产局, 1990; 朱炳泉等, 2001)；(2) 古老变质岩石受新生代构造叠加形成的复合变质岩(Lin et al., 2012; 范承钧, 1986; 王义昭和丁俊, 1996)；(3) 哀牢山-红河左行走滑韧性剪切活动导致的变质产物(Leloup et al., 1993, 1995; Schärer et al., 1990)。这些不同认识严重制约着人们对哀牢山构造带早期演化、新生代印度-欧亚大陆碰撞作用的区域构造响应等重要地质问题的理解和认识。如果能够精确获得哀牢山深变质岩系的原岩时代及变质作用时间或期次，并将变质年龄与哀牢山左行走滑韧性剪切活动的时间做对比研究，有助于厘清这一长期争论的问题。
本文利用激光剥蚀-电感耦合等离子质谱仪(LA-ICP-MS)分析技术对哀牢山深变质带内的混合岩化片麻岩、片麻岩及其中的淡色脉体进行原位锆石U-Pb定年和元素分析，旨在：(1) 限定哀牢山构造带地壳深熔作用的时限；(2) 记录深熔作用中的熔/流体迁移；(3) 厘清关于哀牢山深变质岩系构造属性或岩石成因的长期争论。
1 地质背景哀牢山构造带是藏东南三江地区一条重要的边界构造带(图 1a)，其整体呈北窄南宽的条带状沿北西-南东向延伸，东以红河断裂与华南陆块相邻，西以九甲-安定断裂与印支(思茅)地块相邻(图 1b)。哀牢山构造带以哀牢山断裂为界分为西南部的哀牢山结合带(浅变质岩带)和东北部的深变质岩带(图 1b)。哀牢山结合带主要出露一套浅变质的古生代-三叠纪火山-沉积地层以及基性、超基性岩块，前人研究表明其代表的是一个扩张于晚泥盆-早石炭世，消亡于晚三叠世的古特提斯洋盆(Jian et al., 2009a, b)。哀牢山深变质岩带靠近红河断裂带的东边缘和靠近哀牢山断裂带的西边缘带分别发育大量典型糜棱岩，S-C组构、旋转眼球体、多米诺牌式构造、布丁构造等广泛发育，大量剪切运动标志指示为左行走滑运动(Leloup et al., 1993; Liu et al., 2012b; Tapponnier et al., 1990; 张进江等, 2006)。哀牢山深变质岩带核部主要出露一套变质程度为低角闪岩-麻粒岩相，不同程度混合岩化的深变质岩系(即哀牢山岩群)，主要岩石类型有正片麻岩、副片麻岩、混合岩、斜长角闪岩、各类片岩、大理岩等(云南省地质矿产局, 1990)。这些深变质岩系具有陡倾的叶理，倾向多为北东向，叶理走向总体与深变质岩带的展布近似平行。正、副片麻岩中混合岩化现象普遍，淡色长英质脉体总体顺叶理发育。温压条件估算表明深变质岩峰期变质温压条件可达710~750℃，4.5~6kbar(Gilley et al., 2003; Leloup and Kienast, 1993)，或700~770℃，4.5~6kbar(王舫等, 2011)。深变质岩亦显示有不同程度的韧性剪切特征，主要表现为片麻岩中发育眼球状构造、条带状淡色长英质脉体或暗色角闪岩被剪切形成布丁、透镜体等现象(Leloup et al., 1993; Liu et al., 2012b; Tapponnier et al., 1990)。
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图 1 印度-欧亚板块碰撞带构造略图(a)和哀牢山-红河构造带地质简图及样品分布点(b)(据Deng et al., 2014修改) Fig. 1 Tectonic sketch map of the India-Euraisa plate collision zone (a) and simplified geological map of the Ailao Shan-Red River tectonic belts (b) (after Deng et al., 2014) |
哀牢山深变质带呈条带状沿北西-南东向延伸，本研究自北向南从哀牢山深变质带不同位置采集具有明显熔融特征的深变质岩样品进行研究(图 1b)。
2.1 北段混合岩化片麻岩12AL03-2采自水塘乡-和平乡公路露头，采样点位于深变质带东部，坐标为N24°03.757′、E101°31.88′。岩性为黑云斜长片麻岩，发育有强直片麻理，片麻理产状为52°∠76°。顺面麻理方向上，长英质淡色脉体总体以不连续脉状、囊状产出；垂直面麻理方向的断面上，可见长英质脉体形成肠状柔流褶皱，不对称S型肠状柔流褶皱指示向(南)西逆冲(图 2a)。淡色脉体是混合岩化黑云斜长片麻岩的重要组成，两者浑然一体，淡色脉体规模有限，无法独立采集淡色脉体。
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图 2 哀牢山构造带深变质岩系野外露头照片 (a)北段：混合岩化片麻岩12AL03-2；(b)中段：糜棱岩化片麻岩12AL06-1；(c-e)中南段：寄主片麻岩12AL10-2及淡色脉体12AL10-1；(f)南段：片麻岩11AL18-1 Fig. 2 Field outcrop photographs of the high-grade metamorphic rocks in the Ailao Shan tectonic belt |
糜棱岩化片麻岩12AL06-1采自元江县-安定乡公路露头，采样点位于元江县城西，靠近红河断裂，坐标为N23°35.11′、E101°57.68′。岩性为角闪黑云斜长片麻岩，角闪石、黑云母聚合体呈条带状定向分布，长英质组分亦呈条带状分布，两者总体相间分布，构成强直片麻理，片麻理产状为50°∠72°。斜长石多呈眼球状残斑，长轴方向与片麻理走向一致，旋转、拖尾、定向拉长现象明显，运动学特征指示为左行走滑韧性剪切(图 2b)。
2.3 中南段寄主片麻岩12AL10-2及淡色脉体12AL10-1采自元阳老县城南，位于深变质带核部，坐标为N23°8.25′、E102°44.86′。由于新修公路，露头非常好。岩性为灰色条带状角闪黑云片麻岩(图 2c-e)，片麻理发育，片麻理产状为41°∠35°。角闪黑云片麻岩中长英质脉体十分发育，大多顺面理发育，两者多以浅色矿物多少呈渐变过度接触，无侵入、烘烤等接触现象(图 2c, d)，表明淡色脉体是同构造产物。软弱层内发育柔流褶皱，垂直面理方向的断面上不对称性指示向(南)西逆冲(图 2d)。顺面理走向发育的淡色脉体和层状斜长角闪岩被剪切形成布丁构造，运动学特征指示左行走滑韧性剪切(图 2e)。分别采集了寄主岩石灰色条带状角闪黑云片麻岩和淡色长英质脉体进行研究。
2.4 南段片麻岩11AL18-1采自蛮耗镇-金平县新修公路露头，位于深变质岩带东部，靠近红河断裂，坐标为N23°0.11′、E103°19.17′。岩性为黑云二长片麻岩，片麻状构造十分发育，片麻理产状为43°∠49°。暗色黑云母、浅色长英质均以连续或不连续的条纹-条带状定向聚集，两者近似平行相间分布构成面麻理(图 2f)。垂直面麻理方向的断面上，可见长英质脉体发育紧闭褶皱，轴面与片麻岩面理方向平行(图 2f)。
3 分析方法锆石分选在河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成。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，最后综合选择代表性的锆石颗粒和区域进行U-Pb测年。
锆石微量元素含量和U-Pb同位素定年在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室(GPMR)利用LA-ICP-MS同时分析完成。激光剥蚀系统为GeoLas 2005，ICP-MS为Agilent 7500a。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。在等离子体中心气流(Ar+He)中加入了少量氮气，以提高仪器灵敏度、降低检出限和改善分析精密度(Hu et al., 2008)。另外，激光剥蚀系统配置了一个信号平滑装置，即使激光脉冲频率低达1Hz，采用该装置后也能获得光滑的分析信号(Hu et al., 2012)。每个时间分辨分析数据包括大约20~30s的空白信号和50s的样品信号。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-Th-Pb同位素比值和年龄计算)采用软件ICPMSDataCal(Liu et al., 2008, 2010b)完成。详细的仪器操作条件和数据处理方法同Liu et al.(2008, 2010b)。
锆石微量元素含量利用USGS参考玻璃Nist 610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，每分析5个样品点，分析2次91500。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., 2010b)。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Isoplot/Ex_ver3(Ludwig, 2003)完成
4 锆石U-Pb年龄结果与元素特征LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄结果列于表 1，部分锆石微量元素结果列于表 2。
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表 1 哀牢山深变质岩系锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄 Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb datas of the high-grade metamorphic rocks in the Ailao Shan tectonic belt |
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表 2 寄主片麻岩(12AL10-2) 和淡色花岗质脉体(12AL10-1) 锆石微量元素及锆石Ti温度计温度 Table 2 Zircon trace element compositions and Ti-in-zircon temperatures for the host gneiss (12AL10-2) and the leucogranite vein (12AL10-1) in the Ailao Shan tectonic belt |
混合岩化片麻岩12AL03-2中的锆石为浅黄色、透明、自形晶体，长柱状，长轴150~250μm，长宽比2:1~3:1。CL图像显示有两类锆石，一类具有明显核-边结构，核部为圆形或不规则状，发光强烈，但较小，无法用于定年；边部较宽，发光弱，隐约有弱的岩浆结晶振荡环带(图 3a，点01、05、14)。另一类锆石为无核的自形晶体，发光弱，与具有核-边结构锆石的边部结构相似，具有弱的振荡环带(图 3a，点15)。核-边结构锆石的边部和无核自形锆石具有高的U含量(2066×10-6~4837×10-6)，低的Th含量(28.4×10-6~38.4×10-6)，极低的Th/U比值(0.007~0.024)。22个分析点全部落在207Pb/235U-206Pb/238U谐和曲线上，206Pb/238U加权平均年龄为23.7±0.3Ma(MSWD=3.3，n=22)(图 3b)。
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图 3 哀牢山深变质岩系锆石CL特征及U-Pb年龄谐和图 (a、b)混合岩化片麻岩12AL03-2；(c、d)糜棱岩化片麻岩12AL06-1；(e、f)片麻岩11AL18-1 Fig. 3 Cathodoluminescence (CL) images of zircons with analyzed spots from the high-grade metamorphic rocks in the Ailao Shan tectonic belt |
糜棱岩化片麻岩12AL06-1锆石大多数具有明显的核-边结构，核部较宽，有明显的岩浆振荡环带(图 3c，点01、05、06)；边部一般很窄，仅少数较宽的边可以用来定年(图 3c，点04)。少数锆石为板状自形晶体，无核-边结构，发光较弱(图 3c，点07)。16个核部分析点U和Th含量分别为132×10-6~364×10-6和60×10-6~257×10-6，Th/U比值为0.44~0.67，年龄谐和度高，206Pb/238U加权平均年龄为231±4Ma(MSWD=2.5，n=16)(图 3d)。核-边结构锆石的边部和单颗粒板状锆石U含量为447×10-6~6811×10-6，Th含量为50×10-6~396×10-6，Th/U比值为0.01~0.45，7个分析点均落在207Pb/235U-206Pb/238U谐和曲线上，206Pb/238U加权平均年龄为25.2±0.6Ma(MSWD=1.7，n=7)(图 3d)。
4.3 南段：片麻岩11AL18-1锆石为淡黄色、柱状自形晶，长轴一般200~300μm，长宽比1.5:1~3:1。CL图像显示大多数锆石具有明亮的核部和弱发光的边部(图 3e)。核部大小不一，可见清楚的岩浆结晶振荡环带(图 3e，点02)；边部较窄，少数较宽的边部显示有弱振荡环带结构(图 3e，点03)。少量锆石为弱发光、板状结构锆石(图 3e，点06)。核部U和Th含量分别为67×10-6~812×10-6和51×10-6~208×10-6，Th/U比值为0.17~0.77，5个分析点得到一致的年龄，206Pb/238U加权平均年龄为728±8Ma(MSWD=0.4，n=5)(图 3f)。核-边结构锆石的边部和单颗粒板状锆石U含量为828×10-6~6078×10-6，Th含量为212×10-6~2243×10-6，Th/U比值为0.12~0.55，15个分析点年龄谐和度高，206Pb/238U加权平均年龄为23.8±0.2Ma(MSWD=0.5，n=15)(图 3f)。
4.4 中南段：寄主片麻岩12AL10-2及淡色脉体12AL10-1寄主角闪黑云片麻岩12AL10-2锆石为淡黄色、长柱状，多数颗粒晶形不完整。CL图像显示锆石板状结构，周围有发光强烈的变质重结晶边(图 4a)。变质重结晶边部太窄，无法用于定年。选择均一、板状结构的区域进行U-Pb定年，Th/U比值为0.51~1.24，年龄谐和度高，206Pb/238U加权平均年龄为727±3Ma(MSWD=0.9，n=23) (图 5a)。所有锆石显示出一致的球粒陨石标准化REE配分曲线特征，向左倾斜，具有明显的正Ce异常、负Eu异常(图 5b)，与典型的岩浆锆石类似(吴元保和郑永飞, 2004)。
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图 4 哀牢山寄主片麻岩(a)与淡色花岗质脉体(b)锆石CL特征及分析点位 Fig. 4 Cathodoluminescence (CL) images of zircons with analyzed spots from the host gneiss (a) and the leucogranite vein (b) in the Ailao Shan tectonic belt |
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图 5 哀牢山寄主片麻岩与淡色花岗质脉体锆石U-Pb年龄谐和图(a、c、d)及REE球粒陨石配分曲线(b、e、f) (a、b)寄主片麻岩12AL10-2；(c-f)淡色长英质脉体12AL10-1 Fig. 5 U-Pb concordia diagrams (a, c, d) and chondrite-normolized REE patterns (b, e, f) of zircons from the host gneiss and the leucogranite vein in the Ailao Shan tectonic belt |
淡色长英质脉体12AL10-1锆石CL图像显示几乎所有锆石都有核-边结构，大多数核部为圆形、椭圆形，有不规则状的溶蚀结构(图 4b，点01、07、09、18)，这些核部被宽窄不一、具振荡环带的增生边环绕(图 4b，点06、08、17、19)。点11谐和度极低，剩余13个锆石核部分析点均获得谐和年龄，分布在非常宽广的范围(33.3~2774Ma)(图 5c, d)。这些核部年龄明显分为7组，分别为~33.2Ma(n=4)、~34.9Ma(n=4)、280Ma、515Ma、725Ma、2333Ma、2774Ma。其中~33.2Ma组的REE具有明显的正Ce异常，弱的负Eu异常，平直的HREE配分曲线(图 5f)。~34.9Ma组的REE显示明显的正Ce异常，极弱-无的负Eu异常，左倾的REE配分曲线(图 5f)。剩余核部年龄点具有与岩浆锆石相似的REE配分曲线(图 5e)。锆石边具有高的U(2704×10-6~4206×10-6)，相对低的Th(70×10-6~105×10-6)，非常低的Th/U比值(0.02~0.03)。6个分析点均落在207Pb/235U-206Pb/238U谐和曲线上，206Pb/238U加权平均年龄为27.8±0.9Ma(MSWD=5.1，n=6)(图 5d)。与这些年龄点相应的REE球粒陨石标准化曲线向左陡倾，具有明显的正Ce异常、强烈的负Eu异常(图 5f)。
4.5 高Th/U值的深熔锆石值得注意的是，片麻岩12AL06-1的深熔增生锆石(增生边、独立新生锆石)除1个点Th/U < 0.1外，其余6个点Th/U比值较高(0.22~0.45)；片麻岩11AL18-1的深熔增生锆石全部具有高的Th/U比值(0.13~0.45)；它们明显不同于混合岩化片麻岩12AL03-2和淡色脉体12AL10-1的深熔增生锆石(Th/U < 0.1)。由于Th、U具有不同的晶体化学性质，在流体中表现出不同的活动能力，导致变质过程中(变质重结晶、变质增生)形成的锆石一般具有较低的Th/U(一般 < 0.1)(吴元保和郑永飞, 2004)。文献中报道的深熔锆石绝大多具有低的Th/U比值( < 0.1)。然而国内外不同地区不乏有高Th/U比值深熔锆石的报道，如中国柴北缘都兰地区(于胜尧等, 2013)、北大别地体(Wang et al., 2013)、苏鲁超高压变质地体(Liu et al., 2012a)，Southern Alps的Ivrea Zone(Vavra et al., 1999)，Poland的Western Tatra mountain(Burda and Gawęda, 2009)。另一方面，深熔作用是一种特殊的变质作用，其兼有变质作用和岩浆作用两种特征，深熔锆石的Th/U比值受流体和/或熔体的成分、共生矿物的组成等多种因素影响，而流体和/或熔体的成分又受原岩成份、熔融温度、熔融程度等多因素影响，因而深熔锆石可能出现高Th/U比值的现象(>0.1)(吴元保和郑永飞, 2004; 王水炯和李曙光, 2014)。
具有高Th/U值的片麻岩12AL06-1和11AL18-1与具有低Th/U值的混合岩化片麻岩12AL03-2和淡色脉体12AL10-1在锆石结构、微量元素含量方面明显不同。12AL03-2和12AL10-1深熔锆石增生边较宽且有振荡环带，单颗粒新生锆石也具有振荡环带，而12AL06-1和11AL18-1深熔锆石增生边较窄，单颗粒新生锆石呈板状(图 3、图 4)。锆石环带主要受控于结晶温度，温度越低环带越密集，温度越高环带越宽，甚至无环带，因此12AL03-2和12AL10-1深熔锆石结晶时的温度可能相对低，而12AL06-1和11AL18-1相对高。此外，12AL03-2和12AL10-1深熔锆石的U含量明显高于12AL06-1和11AL18-1的U含量，而前两者的Th含量明显低于后两者(表 1)。鉴于U在流体中的活动性比Th强很多，故它们U、Th含量的差异可能反映12AL03-2和12AL10-1深熔锆石母熔体更加富流体，而12AL06-1和11AL18-1深熔锆石母熔体相对缺乏流体。因此，12AL03-2和12AL10-1深熔锆石具有高的Th/U比值主要可能是由于其深熔温度相对较高、相对缺乏流体有关。此外，不能排除12AL06-1和11AL18-1深熔过程中有富含Th矿物(独居石、褐帘石等)溶解提供Th的贡献。
5 讨论 5.1 原岩与地壳深熔时限研究的样品从北至南采自哀牢山深变质带不同位置，有明显的熔融特征。锆石CL图像显示混合片麻岩12AL03-2、糜棱岩化片麻岩12AL06-1、片麻岩11AL18-1均有两类锆石，一类是具有明显的残留核-变质增生边结构；另一类是从深熔熔体中生长的变质新生锆石。混合片麻岩12AL03-2锆石残留核太小，未能进行U-Pb定年；其变质增生边、单颗粒深熔新生锆石具有极低的Th/U比值(0.007×10-6~0.024×10-6)，206Pb/238U加权平均年龄为23.7±0.3Ma，代表其变质深熔时间。糜棱岩化片麻岩12AL06-1锆石核部具有清楚的结晶振荡环带，Th/U比值高(0.44~0.67)，所有核部年龄一致，核部加权平均年龄231±4Ma，代表原岩时代；变质增生边和深熔新生锆石Th/U比值为0.01~0.45，206Pb/238U年龄为25.2±0.6Ma，指示变质时代。片麻岩11AL18-1锆石核部具结晶振荡环带，核部年龄一致，加权平均年龄为728±8Ma，代表原岩时代；变质增生边和深熔新生锆石Th/U比值为0.12~0.55，206Pb/238U年龄为23.8±0.2Ma，代表变质时代。
寄主片麻岩12AL10-2锆石受变质作用影响，在边部形成高发光度的重结晶边。由于变质重结晶边太窄，无法对其进行U-Pb定年。未受变质影响的区域具有岩浆锆石结构，获得一致的206Pb/238U年龄为727±3Ma，其代表原岩时代。淡色长英质脉体12AL10-1锆石绝大多数都有变质增生边，变质增生边部Th/U比值非常低(0.02~0.03)，206Pb/238U年龄为27.8±0.9Ma，代表熔融形成淡色脉体的时间。
研究的深变质岩的锆石以具有窄的变质边和宽的残留核为特征(图 3c, e)，这表明变质边记录的变质事件并未强烈到将原岩的锆石结构完全均一化。根据锆石核部具有一致的岩浆CL结构和相同的年龄这些特征，可以判断糜棱岩化片麻岩12AL06-1、寄主片麻岩12AL10-2、片麻岩11AL18-1均是正变质岩，它们的原岩分别是231±4Ma、727±3Ma、728±8Ma的花岗质岩石。此外，还获得一件副变质岩(石英岩)锆石核部最年轻一组年龄为495Ma，代表其原岩沉积时代，变质年龄为27.5Ma(未发表)。
如图 6a所示，这些深变质岩是由不同时代的原岩(岩浆岩、沉积岩)在27.8~23.7Ma发生深熔变质形成的。由此限定哀牢山深变质岩带在晚渐新世27.8~23.7Ma发生了较大规模的地壳深熔作用。
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图 6 哀牢山深变质岩系原岩年龄与深熔变质年龄相关图(a)及变质岩、同构造花岗质脉体40Ar/39Ar年龄(b) 12AL03-2未获得原岩时代，暂用0表示；40Ar/39Ar年龄数据来自文献(Chen et al., 2015; Harrison et al., 1996; Leloup et al., 2001; Liu et al., 2013, 2015a; 李宝龙等, 2009) Fig. 6 Relationships between protolith ages and zircon metamorphic ages of the high-grade metamorphic rocks (a) and 40Ar/39Ar ages of metamorphic rocks and syntectonic granitic veins (b) in the Ailao Shan tectonic belt |
熔/流体的迁移是地壳深熔作用系统中关键的一环(Kriegsman, 2001; Petford et al., 2000; Sawyer, 2001)，然而现今无法观察到熔体迁移过程。哀牢山中南段元阳老县城南露头上，长英质脉体与寄主片麻岩多呈渐变过度接触，无侵入、烘烤边等接触现象，这些特征表明长英质脉体是同构造产物。寄主角闪黑云片麻岩12AL10-2锆石受变质影响在边部形成发强光的窄边。未受变质影响的锆石具有岩浆锆石结构和微量元素特征，且具有一致的结晶年龄727±3Ma，这表明该片麻岩为正片麻岩。若淡色长英质脉体全部由原地寄主岩石熔融而来，那么淡色脉体的锆石只会出现~727Ma的残留核。然而，尽管淡色长英质脉体12AL10-1锆石存在725Ma的残留核，但其残留核年龄分布在32.8~2774Ma的宽广范围(图 5c, d)，这一特征排除淡色长英质脉体全部来自寄主岩石熔融的可能。淡色长英质脉体锆石核部年龄分别为~33.2Ma(n=4)、~34.9Ma(n=4)、280Ma、515Ma、725Ma、2333Ma、2774Ma，这表明该淡色脉体拥有一个复杂的源区。与一般典型岩浆岩锆石相比，~34.9Ma组Eu负异常不明显，除此之外，其特征整体与岩浆岩锆石的REE模式是相似的。根据CL特征，~34.9Ma组是类似岩浆锆石。再者，哀牢山构造带及邻区34~36Ma的富碱斑岩广泛存在，如鹤庆北衙、祥云马厂箐、绿春哈播、金平长安等地区(Lu et al., 2012; Xu et al., 2012)。因此，~34.9Ma组锆石很可能是深熔过程中异地来源的岩浆成因锆石的残余。~280Ma的火山岩在五素、雅轩桥等地也大量出现(Fan et al., 2010)。最近，在哀牢山深变质带还识别出变质的寒武纪(509Ma)沉积地层(王冬兵等, 2013)，一些副变质岩中包含有大量早于2000Ma的古老锆石(Liu et al., 2013)。由此可见，哀牢山构造带具有丰富的物质组成，能够提供与淡色脉体12AL10-1锆石残留核年龄一致的物质。
锆石具有非常强的物理稳定性和高的Pb扩散封闭温(Cherniak and Watson, 2001; Lee et al., 1997)，加之变质深熔作用的温度一般低于岩浆作用温度，因而稳定的锆石能够被熔/流体以物理搬运的形式运移，最终以残留核的形式保存在淡色脉体中(陈仁旭和郑永飞, 2013; 盛英明和郑永飞, 2013)。本研究利用Watson et al. (2006)锆石Ti含量温度计对寄主片麻岩12AL10-2和淡色脉体12AL10-1的温度进行估算，结果显示深熔作用温度明显低于残留核的温度，也低于寄主岩石锆石温度(表 2、图 7)。值得注意的是，~27.8Ma的深熔锆石温度500~600℃，该年龄低于一般深熔作用温度。高晓英和郑永飞(2011)通过对比国内外的研究分析，认识到不仅压力、活度、元素扩散、流体作用等的参与可能致使微量元素温度计所记录的温度偏低。前已述及，淡色脉体12AL10-1是由原地物质和异地迁移而来的物质共同构成，其过程有流体的参入。因此，~27.8Ma的深熔锆石记录的温度偏低可能是由于有流体参入导致。这种温度很可能代表的是有流体条件下的结晶温度。基于哀牢山深变质岩带在渐新世晚期(27.8~23.7Ma)发生大规模的地壳深熔作用的事实，并根据淡色脉体12AL10-1锆石残留核年龄特征，我们认为晚渐新世的深熔作用使哀牢山深部地壳物质发生了熔融，熔融的熔/流体发生了迁移，淡色长英质脉体是异地熔体和原地熔体的混合物。淡色脉体中锆石残留核是哀牢山构造带渐新世(27.8~23.7Ma)地壳深熔过程中熔/流体迁移的直接记录。
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图 7 哀牢山寄主片麻岩(a)与淡色脉体(b)锆石Ti含量温度计温度(锆石Ti温度计据Watson et al., 2006) Fig. 7 Relationships between zircon U-Pb age and Ti-in-zircon temperature for the host gneiss (a) and the leucogranite vein (b) in the Ailao Shan tectonic belt (Ti-in-zircon geothermometer after Watson et al., 2006) |
哀牢山深变质岩系原岩面貌和沉积构造特征消失，无古生物化石，地层层序无法恢复(云南省地质矿产局, 1996)。传统上，人们对这套深变质岩系主要存在三种不同的认识：(1) 是古老(古元古代或更早)变质基底岩石在地表的出露(陈元坤, 1987; 云南省地质矿产局, 1990; 朱炳泉等, 2001)；(2) 古老变质岩石受新生代构造叠加形成的复合变质岩(Lin et al., 2012; 范承钧, 1986; 王义昭和丁俊, 1996)；(3) 哀牢山-红河左行走滑韧性剪切活动导致的变质产物(Leloup et al., 1993, 1995; Schärer et al., 1990)。
前已论述，糜棱岩化片麻岩12AL06-1、寄主片麻岩12AL10-2、片麻岩11AL18-1分别是由231±4Ma、727±3Ma、728±8Ma的花岗质岩石在27.8~23.7Ma发生深熔变质作用形成的。尽管本研究的样品数量有限，但表现出明显的规律性，即不同时代的原岩(花岗质岩石、沉积地层)的变质时间集中在晚渐新世(27.8~23.7Ma)的狭窄范围(图 6a)。Lin et al. (2012)从点苍山-哀牢山变质带的深变质岩中识别出它们的原岩有~770Ma、~520Ma、~350Ma、~240Ma的岩浆岩。相信随着研究的增多，还会识别出更多不同类型、不同时代的原岩物质，但具有一致的年轻的变质时间。我们认为深变质岩系是年轻的变质岩，而不是(1) 古老的变质岩(古元古代或更早)在地表的出露。
哀牢山深变质岩系既有混合岩化、无根柔流褶皱等高级变质岩的特征，也不同程度显示有左行走滑韧性剪切的特征。这使得人们认为它们是古老变质岩石受到新生代构造叠加形成的复合变质岩(Lin et al., 2012; 范承钧, 1986; 王义昭和丁俊, 1996)。本研究中的深变质岩锆石以变质边-残留核为特征，若变质边的年龄(27.8~23.7Ma)代表古老变质岩受新生代构造叠加的年龄纪录，那么这些锆石核部必定会保留有远早于27.8~23.7Ma的变质结构和变质年龄。事实上，来自不同类型样品(正变质岩、副变质岩)的众多锆石并未发现核部有古老变质结构和与之对应的古老变质年龄。因此，尽管我们识别出哀牢山深变质岩系的原岩存在新元古代的岩浆岩，但其明显不是古老变质岩，因而哀牢山深变质岩系主体也不应是(2) 古老变质岩石受新生代构造叠加形成的复合变质岩。
最近，Tang et al. (2013)和Liu et al. (2015b)通过对哀牢山剪切带内(外)构造前、同构造和构造后三个不同阶段的花岗质岩石进行构造学和锆石U-Pb年代学研究，限定哀牢山左行走滑运动的时限为30~21Ma。此外，我们对哀牢山构造带已发表的变质岩、同构造淡色脉体的角闪石、白云母、黑云母Ar-Ar年龄进行了统计，除3个数据小于20Ma外，剩余所有数据集中分布在30~20Ma(图 6b)。这些研究和数据限定哀牢山左行走滑韧性剪切活动时间范围为30~20Ma。本研究利用LA-ICP-MS锆石U-Pb定年限定哀牢山深变质岩系的深熔变质时间为27.8~23.7Ma，其与哀牢山左行走滑韧性剪切活动时间(30~20Ma)基本一致(图 6)。然而，变质时间的一致性能否确定哀牢山深变质岩系是(3) 哀牢山-红河左行走滑韧性剪切活动导致的变质产物？我们将从以下几个方面讨论。
首先，哀牢山深变质岩的野外组构特征不支持左行走滑韧性剪切独自导致深变质岩的形成。通过详细的野外观察，我们发现哀牢山深变质岩在顺叶理方向有典型的左行走滑韧性剪切构造特征(图 2b, e)，剪切面理走向为北西-南东。在横切叶理方向的断面上有明显的向(南)西向逆冲构造特征，如哀牢山北段混合岩化片麻岩中S型长英质柔流褶皱指示向(南)西逆冲(图 2a)，中南段元阳老县城南片麻岩软弱层内柔流褶皱的不对称性指示向(南)西逆冲(图 2d)。哀牢山深变质岩系同时具有左行走滑韧性剪切与逆冲推覆两种构造样式，且两者运动方向不一致。这一特征排除左行走滑韧性剪切独自导致哀牢山深变质岩系的形成。
其次，深熔作用与左行走滑剪切具有一致的变质时限与两者组构反映的相对先后顺序并不矛盾。糜棱岩化片麻岩12AL06-1和寄主片麻岩12AL10-2显示有高级变质岩的特征(图 2b, c)，也有后期顺深变质岩叶理方向剪切构造特征(图 2b, e)，说明高级变质作用和剪切构造事件有相对先后顺序。然而深变质岩系的大规模深熔变质时间(27.8~23.7Ma)与哀牢山左行走滑韧性剪切活动时间(30~20Ma)一致，表明以百万年为基本单位的同位素地质年代无法分辨这种先后顺序。因此，尽管从野外露头可以观察到深熔作用与左行走滑剪切作用的先后顺序，但以同位素地质年代学尺度衡量，哀牢山深变质岩记录的大规模深熔变质作用与左行走滑剪切活动是近同时的。
再次，哀牢山构造带大规模熔融之前存在约33Ma的峰期角闪岩-麻粒岩相变质事件。前人温压条件估算表明哀牢山峰期变质温压条件可达麻粒岩相(Gilley et al., 2003; Leloup and Kienast, 1993; 王舫等, 2011)，遗憾的是这一变质条件没有时间约束。本研究中淡色长英质脉体12AL10-1锆石核部有一组~33.2Ma的年龄(图 5d)。值得注意的是，这组锆石核具有平直的HREE配分曲线，弱的负Eu异常(图 5f)，还有一颗锆石核部Th/U比值为0.08。具有平直的HREE配分曲线表明它们很可能与富集HREE的石榴子石共生，弱的负Eu异常表明有少量斜长石共生，低的Th/U比值(0.08) 可能是变质作用的记录。若~33.2Ma的年龄是源区变质事件的记录，那么由锆石元素特征反映的矿物组合有石榴子石和少量斜长石，指示这期变质作用很可能是角闪岩相-麻粒岩相的变质作用。最近，Liu et al. (2013)和Liu et al. (2015a)通过对哀牢山深变质岩变质锆石的矿物包裹体组合和年代学研究，识别出保存有角闪岩-麻粒岩相矿物组合的变质锆石年龄为33.1~28.5Ma，峰期后等温减压熔融时间为28~22Ma。由此可见，哀牢山构造带存在略早于大规模地壳深熔事件的峰期角闪岩-麻粒岩相变质作用，这一变质作用很可能是由印度-欧亚大陆碰撞导致的地温梯度变化引起的。
综上述所述，我们认为哀牢山构造带具熔融特征的深变质岩很可能是哀牢山构造带峰期变质作用后减压熔融的产物。地壳深熔与左行走滑韧性剪切是哀牢山构造带峰期变质之后折返减压过程中不同地壳层次近似同时发生的两种不同变质表现形式。深熔作用能够改变地壳流变性质，促进剪切变形，而剪切变形可增强熔融作用，促进熔体迁移。这种现象与我国华北克拉通北缘大青山地区的高级变质岩(刘正宏等, 2008)类似，高级变质岩的熔融作用与变形作用在空间和时间上密切联系，两者相互影响、相互制约。新生代地壳深熔与左行走滑韧性剪切可能是青藏高原东南部挤出和逃逸的重要内因之一。
6 结论哀牢山构造带在晚渐新世27.8~23.7Ma发生了大规模的地壳深熔作用，新元古代(727±3Ma、728±8Ma)、中三叠世(231±4Ma)花岗质岩石及其它时代的沉积岩等受变质作用形成了不同类型的变质岩。赋存于片麻岩内的同构造淡色长英质脉体是深熔作用过程中异地熔体和原地熔体的混合物，以残留核形式保存的锆石是异地熔/流体迁移的记录。哀牢山构造带出露的具有深熔特征的深变质岩很可能是峰期变质作用后晚渐新世(27.8~23.7Ma)减压熔融的产物，不是古老变质岩。哀牢山构造带晚渐新世地壳深熔作用与左行走滑剪切是近似同时发生的两种不同变质表现形式，两者相互影响、相互制约。
致谢 野外工作及论文写作得到了成都地质调查中心潘桂棠和王立全研究员的悉心指导与帮助，在此致以衷心感谢。| [] | Brown M. 2001. Orogeny, migmatites and leucogranites:A review. Journal of Earth System Science, 110(4): 313–336. DOI:10.1007/BF02702898 |
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