2012, Vol. 28
“高黎贡山群”原指滇西怒江以西国境内的变质岩 (云南省地质矿产局, 1990)，呈NE-SW向展布，向南西延入缅甸境内称之为Mogok变质岩系。该套变质岩混合岩化作用强烈，被认为是腾冲-梁河地块的结晶基底，形成时代为中-新元古界 (云南省地质矿产局，1990; 钟大赉, 1998)。然而，越来越多的研究表明 (尹福光等, 2012)，高黎贡山群是不同时代形成的杂岩体：赵成峰等 (1995)报道了高黎贡山脉西坡和龙川江东岸的一套浅变质岩系中含有震旦纪-早寒武世微古化石，丛峰等 (2009)和李再会等 (2012)分别报道了高黎贡山群中片麻状花岗岩和花岗质糜棱岩具有年轻的形成年龄。本文重新厘定的高黎贡山群仅指泸水-瑞丽断裂以西，变质程度达到角闪岩相的变质岩。岩石类型包括黑云二长片麻岩、花岗片麻岩、云英片岩、斜长角闪岩、大理岩及石英岩等。有关这套变质杂岩的原岩和变质时代，目前还缺少可靠地同位素年龄资料，对它的时代归属分歧较大。部分学者认为这套变质岩群的地层至少应属于中元古代 (云南省地质矿产局, 1990; 云南省地调院, 2008①)；钟大赉 (1998)根据斜长角闪岩和花岗片麻岩Nd的模式年龄在840~2218Ma，认为其形成时代可能为中-新元古代；Song et al.(2010)认为高黎贡山群泥质片麻岩的原岩沉积年龄不早于晚白垩世，印度大陆向北东方向的挤压、碰撞导致地壳缩短、加厚，形成了高黎贡山群的中-高级变质作用。本文在对梁河地区高黎贡山群片麻岩和变粒岩岩相学、锆石形貌特征分析的基础上，首次通过锆石SHRIMP和LA ICP-MS U-Pb定年方法对这些变质岩进行定年，获得了较精确的有关高黎贡山群变质岩原岩时代和变质时代，通过这些年龄资料，可在一定程度上对三江特提斯的演化历史进行限定。
①云南省地调院. 2008. 1:25万腾冲县幅、大理市幅、潞西市幅 (国内部分)、凤庆县幅区域地质调查报告
1 地质概况和岩相学西南三江作为典型的复合造山地区，完好地记录了超级大陆裂解→增生→碰撞的完整演化历史和大陆动力学过程 (邓军等, 2011)。位于云南西南部的腾冲-保山地区，包括腾冲地块、保山地块和其间的高黎贡山变质带，属于缅泰马微陆块的北部 (钟大赉, 1998)。在三叠纪期间，该地块处于东部古特提斯主洋盆，即昌宁-孟连古特提斯洋封闭时的前陆部位。部分学者认为，在新特提斯洋扩张时期，其间形成属于班公湖-怒江洋盆的东延分支海槽。该海槽在早侏罗世闭合，并导致腾冲地块和保山地块的碰撞，其间形成高黎贡碰撞构造带 (钟大赉, 1998)。以沪水-龙陵-瑞丽大断裂为界，腾冲-保山地块出露于地表的基底岩石类型有明显的差别。东南部以公养河群为代表，时代可能是早古生代，其上为上寒武统-中生界碎屑岩、碳酸盐岩和玄武岩构成的沉积盖层 (陈福坤等, 2006)；西北部以高黎贡山群为代表，混合岩化显著，时代可能是新元古代，上部主要为弱变形的石炭系-三叠系碳酸盐岩与碎屑岩沉积、古近系-第四系陆相火山岩、河湖相碎屑沉积等构成的沉积盖层。该地区出露大量的中生代-新生代花岗岩类和混合岩化花岗岩。新生代火山作用强烈。
高黎贡山群总体呈北东-南西向展布 (图 1)，被后期花岗岩侵入，变质岩系的连续性、完整性遭到破坏，被分割成若干条带状块体，出露宽度一般不超过1km。本次研究剖面位于潞西市南西约15km的轩岗乡芒市河边。该处高黎贡山群主要由黑云二长片麻岩、黑云角闪斜长片麻岩、石榴石黑云二长片麻岩、石英片岩、二云母石英片岩及变粒岩组成，岩石呈条带状、片麻状构造，混合岩化强烈 (图 2a)。样品采样位置见图 1，样品Pm10-2的坐标为：东经98°25′32″，北纬24°23′40″；样品Pm10-7、Pm10-8和Pm15-5分别位于样品Pm10-2北东30m、40m和1000m。
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图 1 腾-梁地区所处大地构造位置 (a) 及地质图 (b) Fig. 1 Tectonic location map (a) and its geological sketch map (b) of Tengchong-Lianghe area, western Yunnan |
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图 2 条带状黑云二长片麻岩野外露头及变质岩的显微照片 (a, b)-条带状黑云二长片麻岩 (PM10-7)；(c)-黑云角闪斜长片麻岩 (PM10-8)；(d)-变粒岩 (PM15-5).矿物代号：Pl-斜长石；Bt-黑云母；Qtz-石英；Hbl-角闪石；Grt-石榴子石 Fig. 2 Photographs showing banded gneisses and microphotographs of metamorphic rocks from the Gaoligongshan Group |
样品Pm10-2为黑云二长片麻岩，片麻状构造 (图 2a)，粒状变晶结构 (图 2b)。主要矿物为长石 (30%~45%)、石英 (40%~60%)、黑云母 (5%~10%)，副矿物为锆石、磷灰石和磁铁矿等。石英具波状消光，大者呈扁豆状、透镜状长条状定向排列，小者呈细微镶崁变晶粒状集合体，与黑云母条带相间组成片麻状构造。长石包括钾长石和斜长石，呈透镜状、眼球状、不规则状，包裹于石英集合体内，钾长石以条纹长石为主，也有微斜长石，内部含有细粒石英崁晶，斜长石以更长石为主，具弱的绢云母化，发育细密的钠长石双晶。黑云母呈鳞片状集合体构成条带-条纹片状构造。
样品Pm10-7为与样品Pm10-2岩性一致，为黑云二长片麻岩。
品Pm10-8为黑云角闪斜长片麻岩，条带状构造，粒状变晶结构 (图 2c)。主要矿物为普通角闪石 (30%~35%)，长石 (40%~45%)、石英 (15%~20%)、黑云母 (10%~15%)。角闪石呈短柱状。长石以斜长石为主，呈他形镶嵌粒状。石英呈他形不规则填隙粒状集合体。黑云母呈片状分布。
样品Pm15-5为变粒岩，岩石呈块状构造，具斑状变晶结构 (图 2d)。主要由石英 (30%~40%)、长石 (15%~20%) 变斑晶、石榴子石 (5%~10%) 和细微粒石英变晶集合体 (35%~40%) 组成。石英呈次圆状-不规则状，有的具碎斑结构；长石以钾长石为主，呈不等粒状、砂状变晶粒状，基质为不规则条带状细微粒石英和粉末状硅质组成片状构造。石榴石颗粒较大。
全岩主量元素分析显示 (表 1)，样品Pm10-2和Pm10-7具有较高的SiO2(76.14~77.26%) 和全碱 (K2O+Na2O)(7.08~7.21%) 含量，很低的CaO、FeO、MgO含量，为典型的花岗质片麻岩。样品Pm10-8具有中等的SiO2(59.78%)，相对富Al2O3(15.24%)、CaO (6.07%)、FeO和MgO，其原岩可能是中酸性侵入岩。样品Pm15-5相对富SiO2、K2O和NaO2，具有低的CaO、FeO和MgO。结合该样品锆石具有较好的自形晶 (图 3d) 和较低的Th/U比值，具有深熔锆石的特征，判断其原岩应为花岗岩类。
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表 1 高黎贡山群变质岩主量元素成分 (wt%) Table 1 Whole rock major element composition of metamorphic rocks from Gaoligongshan Group (wt%) |
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图 3 锆石的CL图像及分析点位和年龄值 (a)-样品Pm10-7；(b)-样品Pm10-2；(c)-样品Pm10-8；(d)-样品Pm15-5 Fig. 3 CL images of zircons with the analyzed spots and ages |
样品的锆石分离是在河北省区域地质调查研究所完成。锆石按常规方法分选，最后在双目镜下挑纯。锆石SHRIMP年龄测定在中国地质科学院北京离子探针中心完成。锆石LA-ICP-MS测年在中国地质大学 (武汉) 地质过程与矿产资源国家重点实验室完成。将锆石样品和标样一起放在玻璃板上用环氧树脂固定，抛光到暴露出锆石的中心面，制成样靶，然后用反射光和透射光照相，详细的实验流程和原理参考宋彪等 (2002)。在离子探针测试前拍摄阴极发光 (CL) 图像，以确定锆石的内部结构和成因。最后再经清洗镀金，在SHRIMPⅡ上进行同位素测试，具体的操作方法见Williams (1998)文献。所用的标准锆石SL13用于校正U含量 (标准值U=238×10-6，t=572Ma)，TEM用于校正年龄 (标准值为=417Ma)，每个数据点测定由5次扫描组成，每分析3个样品锆石点进行一次标样TEM测定。数据处理和谐和图绘制使用SQWOID和ISOPLOT程序 (Ludwig, 2000, 2003)。用实测204Pb进行普通铅校正 (Andersen, 2002)。单个数据点误差均为1σ，206Pb/238U年龄加权平均值的误差为2σ。
3 锆石U-Pb定年结果在3个片麻岩和1个变粒岩中，对85粒锆石中进行了88个点的测定，完整分析数据见表 2和表 3。
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表 2 腾冲-梁河地块高黎贡山群片麻岩SHRIMP锆石U-Pb测年结果 Table 2 U-Pb SHRIMP zircon data of gneisses from Tengchong-Lianghe block |
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表 3 腾冲-梁河地块高黎贡山群片麻岩和变粒岩LA-ICP-MS U-Pb测年结果 Table 3 U-Pb LA-ICP-MS zircon data of gneisses and leptynite from Tengchong-Lianghe block |
样品Pm10-7中锆石呈无色透明，多为短柱状-柱状，颗粒长径在100~200μm之间，长宽比约1.5:1~2:1。在阴极发光图像上 (图 3a)，多数锆石显示出弱的韵律环带，个别锆石发育有窄的增生边 (点1.1)。锆石微区的U和Th含量分别为231×10-6~834×10-6和101×10-6~767×10-6，相应的Th/U比值为0.37~0.96，具有岩浆成因锆石的Th/U比值特征 (Hoskin and Schaltegger, 2003)。对该样品进行锆石SHRIMP U-Pb测年，在16粒锆石上共测得17个点 (表 2)，其中13个点206Pb/238U年龄介于460.8~507.4Ma，并且几乎都落在谐和线上 (图 4a)，表明这些锆石形成后其U-Pb同位素体系保持封闭状态。其余4个点的年龄明显偏小 (436.7~458.6Ma)，故不参与年龄加权平均值计算。剔除4个离群年龄后获得的206Pb/238U加权平均值年龄为497.8±7.2Ma (N=13，MSWD=3.0)，代表黑云二长片麻岩原岩结晶年龄。
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图 4 高黎贡山群变质岩锆石U-Pb年龄谐和图 (a, c) 为SHRIMP测年结果；(b, d) 为LA-ICP-MA测年结果 Fig. 4 U-Pb concordia diagram for zircons from the samples |
样品Pm10-2中锆石为无色透明，多为柱状，个别为长柱状，粒径长径为100~200μm之间，长宽比为1.5:1~2:1。在阴极发光图像上 (图 3b)，大多数锆石显示清晰地韵律环带。根据锆石的内部结构和外形特征，可分为三类，第一类锆石无核-边结构；第二类锆石具有核-边结构，核部和边部均显示较均匀发光，核部呈短柱状，棱角发育 (点15)；第三类锆石也具有核-边结构，但核部和边部发光不均匀，边部发光弱且韵律环带不明显 (图 3b点13、14、18、19)。锆石微区的U和Th含量分别为310.4×10-6~1225.3×10-6和146.7×10-6~1050.5×10-6，相应的Th/U比值为0.34~1.04。对该样品进行锆石LA-ICP-MS U-Pb测年，在23粒锆石上测得23个点 (表 3)，大多数点都落于谐和线上或附近 (图 4b)，锆石206Pb/238U年龄介于262~642Ma。这些数据构成了相对集中地三个年龄段，第一组年龄由其中4个分析点组成 (点02，03，15，16)，4个点给出206Pb/238U加权平均年龄为621±35.9Ma。从CL图像可以看出 (图 3b)，这4个分析点均位于锆石核部，对这个年龄解释有两种可能 (见下文)；第二组年龄由18个分析点组成，其中位于锆石边部的4颗锆石 (点13、14、18、19) 给出了相近的206Pb/238U年龄，分别为459±5Ma、454±5Ma、458±5Ma和465±5Ma，尽管其Th/U比值大于0.1(分别为0.51、0.59、0.40和0.52)，但仍明显低于锆石环带部位的Th/U比值 (为0.50~1.04，平均0.71)，且锆石边部与核部的阴极发光图像有明显的差别，可能代表了一次变质事件，其加权平均值为459±5Ma (N=4，MSWD=0.84)，代表了该变质事件年龄。剔除另外4个离群年龄后获得206Pb/238U加权平均年龄为500±14Ma (N=10，MSWD=15)，考虑到这10颗锆石的CL图像均具有典型岩浆成因特征, 把该年龄解释为片麻岩原岩结晶年龄。该年龄与样品Pm10-7 SHRIMP定年结果在误差范围内一致。另外一个分析点给出了较年轻的年龄 (262Ma)，其Th/U值最低 (0.34)，且锆石不具韵律环带，可能代表了后期的热扰动事件，与本区印支期造山事件一致 (李再会等, 2010)。
3.3 样品Pm10-8样品Pm10-8中锆石呈无色，为短柱状，个别锆石为长柱状，颗粒长径在100~200μm之间，长宽比1:1~1.5:1。在阴极发光图像上 (图 3c)，锆石结构比较复杂，一类锆石具核-边结构，核部和边部都具有环带结构；另一类锆石具扇形结构，没有环带结构 (点7.1)，个别锆石具有一个较窄的均匀发光的边 (点7.1)。锆石微区的U和Th含量分别为205×10-6~10486×10 -6和25×10 -6~13114×10 -6，相应的Th/U比值除了点7.1和7.2(分别为0.13和0.04) 外，其余点为0.22~3.52，为岩浆成因锆石。对该样品进行锆石SHRIMP U-Pb定年，在18颗锆石上共测得22个点，大部分点落于谐和线上或附近 (图 4c)，锆石年龄介于82.1Ma (206Pb/238U) 和1256Ma (206Pb/207Pb) 之间。一个锆石核部 (点15.1)，给出206Pb/207Pb年龄为1256Ma，Th/U为0.61，为继承性锆石。另外7颗锆石的206Pb/238U年龄变化于315.5~915Ma，Th/U比值在0.13~0.81之间，其U-Pb数据基本谐和，解释为继承性锆石结晶年龄。其余11颗锆石的年龄范围为82.1~85.8Ma，206Pb/238U加权平均值年龄为83.5±0.9Ma (MSWD=1.3)，Th/U比值为0.68~3.52，这一年龄值代表了该黑云角闪斜长片麻岩的岩浆结晶年龄。在该岩性的另一个样品锆石中，还获得了206Pb/207Pb 2503Ma的碎屑锆石年龄。
3.4 样品Pm15-5样品Pm15-5中锆石呈无色，为短柱-柱状，颗粒在50~150μm，长宽比1.5:1~2:1。在阴极发光图像上，除个别锆石核部具环带 (图 3d)，大部分锆石无韵律环带，U、Th含量分别为化238×10-6~597910-6和54.2×10-6~4226×10-6，相应的Th/U比值0.02~2.27。在26颗锆石上测得26个点，大部分点落于谐和线或附近，锆石年龄介于85.9±0.9~43.4±0.8Ma之间 (图 4d)，一颗锆石核部给出206Pb/238U年龄为85.9±0.9Ma，Th/U比值为2.27，为岩浆成因锆石，其余25个锆石年龄相对集中，在43.4~61.0Ma之间，Th/U比值极低，绝大数在0.02~0.11之间 (仅一个为0.3)，锆石的内部结构和成分特征均表明，它们是典型的变质成因锆石 (Hoskin and Schaltegger, 2003)。19颗锆石的206Pb/238U加权值年龄为55.2±1.1Ma (MSWD=12, n=19)，该年龄代表了变粒岩的变质年龄。
4 讨论与结论 4.1 锆石U-Pb年代学意义及对高黎贡山群时代的制约由于高黎贡山群经历了高角闪岩相-麻粒岩相的变质作用 (Song et al., 2010)，因此多数学者认为它具有前寒武纪的年龄 (云南省地质矿产局, 1990; 钟大赉, 1998)。关于其原岩年龄和变质时代，钟大赉 (1998)获得斜长角闪岩的Nd模式年龄为840~1094Ma，花岗片麻岩的Nd模式年龄为2218Ma和2717Ma，这些年龄无疑代表了源区年龄或地壳存留年龄；Searle et al.(2007)通过对缅甸境内的Mogok变质岩带的年代学研究认为，Mogok变质岩带在古近纪发生过两次变质作用，第一次变质事件发生在印度板块与欧亚板块碰撞前的古新世 (~59Ma)，第二次变质事件发生在始新世至渐新世 (47~29Ma)；季建清等 (2000)认为Mogok变质岩带是晚白垩世以来形成的变形变质带；Song et al.(2010)通过对高黎贡山群中有代表性的变质岩和花岗岩的研究认为，副片麻岩的原岩是在古近纪沉积的，由于印度板块不断向北东汇聚，导致这些古近纪的沉积岩在始新世至渐新世俯冲到地下25~30km，地壳加厚形成了现在的高级变质岩。然而这种解释却面临一个难以回避的事实 (Searle et al., 2007)，高黎贡山群被后期中生代-新生代花岗岩侵入，而这些中生代-新生代的花岗岩却没有遭受变质作用。我们认为比较合理的解释是，高黎贡山群在中生代以前曾遭受过变质作用，在新生代又遭受了变质作用的再造。
基于岩相学、岩石化学和锆石的结构特征，本研究的前两个样品 (Pm10-7和Pm10-2) 原岩为岩浆岩，其锆石具有明显的岩浆结晶成因特征，所获得的岩浆结晶年龄为497.8±7.2Ma和500±14Ma。该年龄限定了高黎贡山群沉积地层的形成时代应该早于500Ma。对于样品Pm10-2中锆石核部给出的622Ma年龄值，有两种可能的解释：一种可能是代表了早期侵入高黎贡山群中的岩浆锆石，如果是这样，可以进一步限定高黎贡山群的沉积地层应该早于622Ma。结合在Irrawaddy河流碎屑锆石和高黎贡山群变质岩锆石中 (Bodet et al., 2000; Song et al., 2010; 本文)，大于622Ma的最年轻的碎屑锆石为636Ma，可以限定高黎贡山群沉积地层的年龄为636~622Ma；另一种可能是在622Ma形成的侵入岩，剥蚀后经短距离搬运沉积成岩，又被500Ma的岩浆事件捕获，如果是这种情况，可以限定高黎贡山群的沉积地层的时代为622~500Ma。总之，这两种情况都反映了高黎贡山群的沉积地层时代应该为新元古代，受到了早古生代岩浆事件的再造。在样品Pm10-2中四颗锆石的增生边部得到了459±5Ma的变质年龄，说明高黎贡山群经历了早古生代的变质作用。这一期的变质事件还需更多的证据来支持。
在青藏高原东缘及喜马拉雅地区广泛分布早古生代花岗岩 (Schelling, 1992; Hoffman et al., 1998; DeCelles et al., 2000; 张泽明等, 2008; 董昕等, 2009; 戚学祥等, 2010; Xu et al., 2010) 和同期变质作用 (436~538Ma)(许志琴等, 2005; Liu et al., 2007a; Dong et al., 2010; Zhang et al., 2012)，代表了早古生代安第斯型造山作用 (张泽明等, 2008)。这一事件可能也影响到高黎贡山地区，并且在研究区还发现了同时代的变质基性火山岩 (499Ma)(杨学俊等, 2012)，与花岗岩构成了双峰式岩浆作用，与拉萨地体具有相似的岩浆组合，可能都代表了活动大陆边缘背景 (Zhu et al., 2012a)。对于古生代造山作用机制目前主要有两种解释，一种认为是泛非造山作用 (许志琴等, 2005)，另一种认为是与原特提斯洋向冈瓦纳大陆边缘俯冲有关的安第斯型造山作用 (张泽明等, 2008; Dong et al., 2010; 王晓先等, 2011; Zhang et al., 2012; Zhu et al., 2012a; 朱弟成等, 2012)。
样品Pm10-8的原岩结晶年龄为83.5±0.9Ma，反映了高黎贡山群受到了晚白垩世岩浆作用的再造。这些侵入岩的形成与新特斯洋的俯冲有关 (Ji et al., 2009; Zhang et al., 2010; Guo et al., 2012; Zhu et al., 2011)。Xu et al.(2011)认为腾-梁地区晚白垩世-古新世S型花岗岩是东南亚 (泰国、缅甸) 花岗岩带向北延伸部分，它的形成与新特提斯洋向东俯冲到亚洲板块之下引起加厚地壳部分熔融有关。
样品Pm15-5变粒岩中得到55.2±1.1Ma变质年龄，代表了高黎贡山群叠加了新生代的变质作用。这次变质作用很可能代表了印度板块与欧亚板块发生碰撞，引起地壳物质深熔并发生变质作用 (王金丽等, 2008; Guo et al., 2012)。
在高黎贡剪切带内花岗质糜棱岩 (以前认为是前寒武变质岩) 中，还获得了42Ma的岩浆结晶年龄和38~40Ma的变质年龄 (李再会等, 2012)，分别代表了印度板块与欧亚板块碰撞之后板内岩浆事件和高黎贡剪切带走滑事件。印度板块与欧亚板块碰撞，俯冲到亚洲板块之下的新特提斯洋壳板片断离 (Xu et al., 2008; 蓝江波等, 2007)，软流圈上涌引起地壳物质熔融形成了这次岩浆作用 (李再会等, 2012)。38~40Ma变质年龄指示高黎贡走滑断裂的活动时间从始新世中期就已经开始，使得高黎贡山群产生了糜棱岩化作用。
因此，本文的年代学研究表明，高黎贡山群不是传统意义上的前寒武纪结晶基底，而是在新元古代沉积，在古生代，中、新生代造山过程中经历了多期变质和岩浆作用再造的变质杂岩体。
4.2 腾冲-梁河地块的亲缘性高黎贡山群中黑云二长片麻岩的原岩结晶年龄为498~500Ma，与腾冲-保山地块和贡山地块出露的470~500Ma早古生代花岗岩 (Chen et al., 2007; Song et al., 2007; Liu et al., 2009; 许志琴等, 2011; 王东兵, 私人交流) 的形成年龄一致，代表冈瓦纳大陆泛非运动晚期岩浆活动的产物。值得注意的是，在腾冲-梁河地区还发现了同时期的变质基性火山岩 (499 Ma)(杨学俊等, 2012)，与花岗岩构成了双峰式岩浆组合，与拉萨地体双峰式岩浆作用 (Zhu et al., 2012) 很相似。这些年龄可以与印度板块内部及喜马拉雅造山带中发育大量同时代的花岗质岩石 (Schelling, 1992; Hoffman et al., 1998; DeCelles et al., 2000; 张泽明等, 2008; 董昕等, 2009; 戚学祥等, 2010; Xu et al., 2010) 和拉萨地块寒武纪末期的火山岩 (Zhu et al., 2012a; 朱弟成等, 2012) 进行对比。虽然扬子板块具有大量的新元古代 (约760~850Ma) 的花岗岩 (Li et al., 2003a, b; Zheng, 2003)，但不发育480~500Ma的花岗岩，没有泛非运动的记录，因此我们可以推断腾出-保山地块基底不属于扬子地块，而与印度板块北缘喜马拉雅造山带和澳大利亚大陆北缘的拉萨地块 (Zhu et al., 2011b, 2012a) 之间有很好的亲缘性 (Song et al., 2010; Xu et al., 2011)。
4.3 高黎贡山群的再造演化Xu et al.(2011)通过对高黎贡-腾梁-盈江地区与西藏早白垩世-古近纪花岗岩对比研究，认为高黎贡-腾梁-盈江花岗岩带是拉萨地块向东的延伸部分，缅泰马地块与拉萨地块有极大地相似性 (Song et al., 2010)。早古生代，位于冈瓦纳大陆北缘的拉萨地体，很可能代表了早古生代冈瓦纳大陆原特提斯边缘岩浆弧的一部分 (Zhu et al., 2012a)，东冈瓦纳大陆北缘历了的安第斯型造山作用 (张泽明等, 2008; Dong et al., 2010; Zhang et al., 2012; Zhu et al., 2012b; 朱弟成等, 2012)，形成广泛的早古生代花岗岩 (Schelling, 1992; Hoffman et al., 1998; DeCelles et al., 2000; 张泽明等, 2008; 董昕等, 2009; 戚学祥等, 2010; Xu et al., 2010; Su et al., 2011) 和同期变质作用 (436~538Ma)(Liu et al., 2007a; Dong et al., 2010; Zhang et al., 2012)。这一事件也影响到三江地区 (Chen et al., 2004; Song et al., 2007; Liu et al., 2009; 许志琴等, 2011; 本文)，高黎贡山群沉积地层受到早古生代岩浆岩的侵入并发生了变质作用。从石炭纪-二叠纪开始，拉萨地体、缅泰马地块 (Sibumasu) 从印度大陆北缘 (Gaetani and Garzanti, 1991; Golonka, 2007) 或澳大利亚大陆北缘分离出来 (Zhu et al., 2011a, 2012b)，形成雅鲁藏布新特提斯洋。从早侏罗纪开始，新特提斯洋向北俯冲，一直持续到新生代早期，在拉萨地块南缘形成了规模巨大的冈底斯巨型增生岩浆岩带 (莫宣学等, 2005; Chu et al., 2006; Wen et al., 2008a, b; Chiu et al., 2009; Zhu et al., 2008, 2009a, b, 2011b; Ji et al., 2009; 张宏飞等, 2007)。在喜马拉雅东构造结分布大量的~90Ma埃达克质花岗岩和紫苏花岗岩，以及高角闪岩-麻粒岩相的变质作用 (Wen et al., 2008a; 王金丽等, 2009; Zhang et al., 2010; Guo et al., 2012)，反应了拉萨地块在晚白垩世经历了强烈的安第斯型造山作用的深部过程 (张泽明等, 2008)。高黎贡山群再次受到晚白垩世岩浆作用的再造。从古新世开始，雅鲁藏布江新特提斯洋闭合，印度大陆与欧亚板块开始发生碰撞 (莫宣学等, 2003; Mo et al., 2007; Ding et al. 2005)，使得拉萨地块下地壳加厚和升温，引起深熔作用和麻粒岩相变质作用 (王金丽等, 2008; Guo et al., 2012)。在本区形成了61~58Ma的碰撞型花岗岩 (丛峰等, 2010; 谢韬等, 2010) 和55Ma的变质作用。~42Ma俯冲到拉萨地块之下的新特提斯洋壳板片发生断离，软流圈物质上涌 (Xu et al., 2008; 蓝江波等, 2007)，引起地壳物质的熔融，形成始新世的花岗岩。随着印度大陆和拉萨地块的进一步碰撞，青藏高原隆升，在喜马拉雅东构造结，主要表现为高压变质作用和随后的退变质作用 (Liu et al., 2007b; Su et al., 2011; Xu et al., 2012; Zhang et al., 2012)，并导致印支地块群向南东挤出 (许志琴等, 2011)。高黎贡剪切带右行走滑可能在~40Ma开始活动，分别形成了38~40Ma、22~25Ma (Searle et al., 2007; Song et al., 2010) 和13~18Ma (Lin et al., 2009) 的糜棱岩化作用。
5 结论高黎贡山群中的黑云二长片麻岩、黑云角闪斜长片麻岩以及长石变粒岩原岩均为岩浆岩。对这些变质岩石进行锆石U-Pb定年，分别获得了497.8~500Ma、83.5Ma的岩浆结晶年龄和459Ma、55.2Ma变质年龄。结合已有的资料，认为高黎贡山群主体沉积地层可能形成于新元古代，在古生代、中生代以及新生代经历了多期变质作用与岩浆作用再造。
致谢 SHRIMP U-Pb年龄测定得到了刘建辉、陶华等人的帮助，LA-ICP-MS测定得到胡初、郑曙、宗克清、袁洪林、钟春蕾等老师的帮助；在论文撰写过程中，王立全研究员提出宝贵意见；匿名审稿专家和朱弟成教授对论文的修改提出了建设性的意见；在此一并深表谢意。| [] | Andersen T. 2002. Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report 204Pb. Chemical Geology, 192: 59–79. DOI:10.1016/S0009-2541(02)00195-X |
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