2013, Vol. 29
哀牢山-红河构造带是印度-欧亚板块侧向碰撞带内重要的边界构造带之一，其不仅是一条重要的构造分界线，分隔着印支和扬子陆块，而且是新生代以来藏东南大陆块体挤出、旋转和逃逸的重要通道，在印度-欧亚大陆碰撞演化过程中起着重要的调节作用，因而一直是国内外地学界研究的热点地区(Molnar and Tapponnier, 1975; 钟大赉等, 1989; Schäreret al., 1990; Tapponnier et al., 1990; 季建清等, 2000; Metcalfe, 2006)。哀牢山-红河构造带主要出露一套混合岩化强烈的中深变质岩系，即哀牢山岩群，哀牢山岩群变质程度较深，一般达高绿片岩相-角闪岩相，局部地方具麻粒岩相的特点(戚学祥等, 2012)，变形十分强烈，韧性变形尤为显著，糜棱岩化现象普遍(云南省地质矿产局, 1990)。由于哀牢山-红河构造带在印度-欧亚大陆碰撞演化过程中起着重要的调节作用，以往的研究大多侧重于走滑构造研究，如对哀牢山-红河走滑剪切构造带运动特征、运动时限及走滑机制等的研究，并取得了丰硕成果(Tapponnier et al., 1990; Leloup et al., 1995; Harrison et al., 1996; Chung et al., 1997; Wang et al., 1998; Gilley et al., 2003; 张进江等, 2006; Lin et al., 2012; Tang et al., 2012)。另一方面，由于后期变质变形作用的叠加改造，哀牢山岩群原岩面貌和沉积构造特征基本消失，无古生物化石，导致地层层序无法恢复，原岩形成与变质时代也难以限定(云南省地质矿产局, 1996)。前人对牢山岩群深变质岩系做过一些有意义的矿物学工作(胡长寿, 1996；胡长寿等, 1998)，但由于没有时代约束，仅根据传统认识将变质现象解释为元古代变质事件。前人亦对哀牢山岩群做过同位素年代学研究(翟明国等, 1990; 邹日等, 1997; 常向阳等, 1998; 朱炳泉等, 2001)，但得到的年龄数据跨度较大、精度较差、解释多样，迄今并未得到较为可靠的成岩与变质时代。目前仅据当时的同位素年龄资料和区域资料对比分析，暂将哀牢山岩群置于古元古代，并视其为扬子陆块结晶基底的组成部分(云南省地质矿产局, 1990; 王义昭和丁俊, 1996)。哀牢山岩群原岩的形成时限、后期变质时代及其构造属性等是当前哀牢山-红河构造带构造演化研究的关键问题之一。
锆石广泛存在于各类岩石中，对锆石进行结构分析和原位微区定年研究可提供岩石形成与变质时代等重要信息(Harley and Kelly, 2007; Rubatto and Hermann, 2007)。本文选取哀牢山岩群内石英岩、花岗片麻岩及哀牢山岩群西侧的一个未变质变形的花岗岩为研究对象，在对锆石进行结构分析的基础上，利用LA-ICP-MS对锆石进行原位微区定年，年龄结果为限定哀牢山岩群原岩形成的时限，揭示后期变质作用时代，以及认识哀牢山-红河构造带构造属性提供了重要制约。
2 区域地质背景印度-欧亚侧向碰撞带主要包括以哀牢山-红河断裂带为东界，以实皆断裂为西界的广大扇形地域(图 1a)。这一扇形地域东侧为扬子陆块，西侧为西缅地块，内部由多条规模不等的结合带及它们之间的稳定地块/弧地体拼贴构成，地块之间或内部发育时代不同、规模不等的断裂构造(Metcalfe, 2006; 刘俊来等, 2006; Sone and Metcalfe, 2008)。哀牢山-红河构造带位于这一扇形构造地域的最东部，其东侧以红河断裂为界与扬子陆块相邻，西侧以九甲-安定断裂为界与思茅地块相邻；构造带内部以哀牢山断裂为界分为东北部的深变质岩带和西南部的浅变质岩带，前者主要出露中深变质的哀牢山岩群，后者主要出露一套古生代-三叠纪浅变质火山-沉积地层和与古特提斯演化有关的基性-超基性岩块(图 1b)。
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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(b，据Tang et al., 2012) Fig. 1 Tectonic sketch map of the India-Euraisa plate collision zone (a) and simplified geological map of the Ailao Shan-Red River tectonic belt (b, after Tang et al., 2012) |
哀牢山岩群为一套混合岩化强烈的深变质岩系，总体沿哀牢山脉呈北西-南东向条带状延伸，两侧分别被哀牢山断裂和红河断裂所限，北延到南涧县密滴附近，被红河断裂所切，使哀牢山断裂尖灭，南延入越南与范士版带相连(云南省地质矿产局, 1990)。云南省地质局第二区域地质测量队六分队(1972①)将哀牢山深变质岩带作为一个向北东倾斜的单斜构造看待，根据岩石组合特征，并以大理岩作为分层标志，自下而上划分为小羊街组、阿龙组、凤岗组及乌都坑四个组。小羊街组(Pt1x)岩石类型主要有二云片岩、二云斜长变粒岩，偶夹大理岩。阿龙组(Pt1a)岩石类型主要有(石榴/夕线)黑云斜长片麻岩、(角闪/黑云)斜长变粒岩、斜长角闪岩，夹少量透辉石岩，顶部为大理岩。凤港组(Pt1f)顶部为大理岩；上部以黑云角闪斜长片麻岩、角闪斜长为主夹斜长角闪岩、黑云角闪斜长变粒岩；下部以(夕线)黑云斜长片麻岩为主，夹角闪斜长片麻岩、斜长角闪岩及少量石英岩。乌都坑组(Pt1w)可分为三个亚组，上亚组(Pt1wa)主要为黑云质眼球状混合岩、长石白云母片岩、混合岩化夕线黑云石英片岩；中亚组(Pt1wb)以黑云角闪斜长片麻岩、角闪质条带状糜棱岩、角闪质条痕状混合岩为主，夹黑云斜长片麻岩及少量黑云片岩、黑云透辉石岩，中亚组顶部为大理岩；下亚组(Pt1wc)主要为混合岩化黑云斜长片麻岩与黑云角闪斜长片麻岩互层，夹少量黑云斜长变粒岩、斜长角闪岩、黑云片岩，下亚组顶部为大理岩。《云南省区域地质志》对已有资料进行系统总结，认为阿龙组与乌都坑组岩石类型和组合特征十分接近，两者有可能属同一套地层经后期构造作用而使其重复出现，哀牢山变质岩系总体上可能是一个轴面倾向北东的复式倒转背斜构造(云南省地质矿产局, 1990)。
①云南省地质局(第二区域地质测量队)六分队. 1972. 1:20万金平幅、河口幅区域地质调查报告
哀牢山群变质程度较深，一般达高绿片岩相-角闪岩相，局部具麻粒岩相的特点；变形强烈，韧性变形尤为显著，糜棱岩化现象普遍；原始层理已被后期构造面理取代，现今自然剖面可见之“层状”非原始层理，岩层间均以次生构造面理或断层接触。鉴于此，在岩石地层清理时《云南省岩石地层》(云南省地质矿产局, 1996)认为前人在自然剖面上的岩性分层以及试图划分的组、段都是改造重建的岩石组合，没有上下层位关系，并按照构造-岩石法重新修订哀牢山岩群为“一套角闪岩相为主的变质岩系，在多期变形和变质作用影响下，岩石的结晶片理、片麻理已全面取代原生层理，其间出现不同尺度的韧性剪切带，岩性单元间均被构造分割，已无层序可言”。哀牢山岩群时代仅据当时的同位素年龄资料和区域资料分析对比，暂置于古元古代，并视为扬子陆块结晶基底的组成部分(云南省地质矿产局, 1990; 翟明国等, 1990; 王义昭和丁俊, 1996)。
3 样品采集及分析方法 3.1 采样位置及岩石特征样品11AL08-1为含角闪云母石英岩(图 2a)，采自冷墩-上新城-大坪路线剖面，该路线剖面自北东往南西向横穿哀牢山南段，采样点位于上新城北东方向约4km处，地理坐标为北纬23°04.676′，东经102°59.348′。据1:20万元阳幅、大鹿马幅区域地质调查报告(云南省地质局第二区域地质测量队八分队, 1975①)，该岩石及组合属于凤港组。石英岩出露宽度约10m，上部为灰黑色黑云斜长变粒岩和白色条纹(带)状大理岩，下部为灰色长英质片麻岩。岩石镜下具不等粒变晶结构(图 3a)，主要矿物成分为石英(90%~95%)，呈他形不等粒状镶嵌变晶集合体，常具不规则状颗粒边界，指示变晶特征。次要矿物为云母(5%)、长石( < 1%)和角闪石( < 1%)；云母主要是白云母，呈细片、叶片和鳞片状分布于石英粒间，亦有呈稀疏分布，另含有极少量黑云母和绢云母；长石偶见，为微斜长石，可见明显的格子双晶；角闪石偶见，具有二组菱形解理。野外岩石组合、矿物组成及其锆石核部年龄具有宽的范围表明含角闪云母石英岩的原岩很可能是石英砂岩，为便于讨论，后文中称之为石英岩11AL08-1。
①云南省地质局(第二区域地质测量队)八分队. 1975. 1:20万元阳幅、大鹿马幅区域地质调查报告
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图 2 哀牢山变质岩系及其邻区花岗岩野外露头照片 (a)-石英岩11AL08-1；(b)-花岗片麻岩11AL09-1；(c)-花岗片麻岩11AL17-1；(d)-花岗岩11AL12-1 Fig. 2 Field outcrop photographs of the metamorphic rocks in Ailao Shan Ranges and granite in its adjacent area, western Yunnan |
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图 3 哀牢山变质岩系及其邻区花岗岩显微镜下照片 (a)-石英岩11AL08-1；(b)-花岗片麻岩11AL09-1；(c)-花岗片麻岩11AL17-1；(d)-花岗岩11AL12-1.矿物及结构代码：Qz-石英；Fs-长石；My-蠕英结构 Fig. 3 Photomicrographs of the metamorphic rocks in Ailao Shan Ranges and granite in its adjacent area, western Yunnan |
样品11AL09-1为含黑云母花岗片麻岩(图 2b)，亦采自冷墩-上新城-大坪路线剖面，采样点位于上新城至冷墩公路露头，地理坐标为北纬23°05.488′，东经103°00.401′。据120万金平幅、河口幅区域地质调查报告(云南省地质局六分队, 1972)，该岩石属于乌都坑组下亚组。岩石具有花岗变晶结构，片麻状构造；主要矿物为碱性长石(50%~55%)、石英(25%~30%)，次要矿物为斜长石(5%~10%)和黑云母(3%~5%)。碱性长石多为条纹长石和正长石，碱性长石与石英接触处，在碱性长石内侧有代表相对高温条件下的蠕英结构(图 3b)。斜长石以更长石为主，呈粒状，扁豆状。石英呈他形中细粒状、扁豆和条带状单晶粒，及粒状集合体，定向分布。黑云母呈稀疏条纹状、不连续细片状和长条状集合体。含黑云母花岗片麻岩11AL09-1的矿物组成和其内部锆石具有统一的核部年龄特征反映其是由花岗岩变质形成，为便于讨论，后文中称之为花岗片麻岩11AL09-1。
样品11AL17-1为黑云母二长片麻岩(图 2c)，采自哀牢山南段蛮耗-金平路线剖面，采样点位于S212公路124km碑处，地理坐标为北纬22°57.89′，东经103°18.12′。据120万金平幅、河口幅区域地质调查报告(云南省地质局六分队, 1972)，该岩石属于哀牢山群大平台实测剖面内的凤港组花岗片麻岩，是前人认为的哀牢山群内最具代表性的变质岩类之一。黑云母二长片麻岩11AL17-1具有中细粒变晶结构，片麻状构造；主要矿物为碱性长石(＞40%)、斜长石(25%~30%)、石英(20%)，次要矿物成分为黑云母(3%~5%)和磁铁矿(铁质)(1%~2%)。碱性长石为钾长石，呈半自形柱状、扁豆状，颗粒表面常具灰褐色不规则条带-条纹状、微粒-粉末状铁质，且以裂纹发育为特征，有的内部包嵌细粒石英(图 3c)，长轴普遍定向排列。斜长石以更长石为主，柱状、扁豆状，还有不规则状，绢云母化程度不一，残留不同程度的钠长石双晶。石英呈他形细粒状、扁豆状和不规则状，较钾长石干净，透明度好。黑云母呈稀疏条纹-条痕状、不连续叶片状集合体，弱绿泥石化。磁铁矿(铁质)呈不规则条带状与黑云母共生或者包含前者。黑云母二长片麻岩11AL17-1的矿物组成和其内岩浆锆石具有一致的年龄特征反映其是由花岗岩变质形成，为便于讨论，后文中称之为花岗片麻岩11AL17-1。
样品11AL12-1为似斑状黑云母二长花岗岩(图 2d)，亦采自哀牢山南段蛮耗-金平路线剖面，采样点位于金平-阿得博S124公路166km处，地理坐标为北纬22°50.81′，东经103°13.21′。该岩石属于哀牢山断裂带西侧花岗岩。黑云母二长花岗岩11AL12-1具有似斑状结构，主要矿物为碱性长石(＞45%)、斜长石(15%~20%)、石英(20%~25%)，次要矿物为黑云母(5%)和磁铁矿(铁质)(1%~2%)(图 3d)。碱性长石主要为微斜长石，呈扁豆-透镜状，不同程度泥化、高岭土化。斜长石主要是更长石，相对细小并与碱性长石斑晶相间，呈柱状和不规则状，表面常碎裂，较模糊。石英呈条带状、粒状和不规则状集合体。黑云母呈不规则状、条带状和鳞片状集合体。磁铁矿(铁质)含量少，多与黑云母伴生。为便于讨论，后文中称之为花岗岩11AL12-1。
3.2 分析方法锆石分选在河北区域地质矿产调查研究所实验室完成，原岩样品经人工粉碎后，经人工淘洗后去除轻矿物部分，将得到的重砂部分经电磁选后得到含有少量杂质的锆石样品，最后在双目镜下挑选出锆石晶体。选择晶型较好，无裂隙的锆石颗粒粘贴在环氧树脂表面制成锆石样品靶，打磨样品靶，使锆石的中心部位暴露出来，然后进行抛光。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。CL照相在西北大学大陆动力学国家重点实验室采用美国Gatan公司生产的阴极荧光谱仪(型号Mono CL3+)完成。
锆石原位微区Th-U-Pb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)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。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., 2010a)完成。详细的仪器操作条件和数据处理方法同文献(Liu et al., 2010b)。
4 锆石特征和U-Pb定年结果 4.1 石英岩11AL08-1石英岩11AL08-1中的锆石较多，粒度较小，一般为50~150μm，多呈次圆状，少数为圆状。锆石阴极发光(CL)图像显示所有锆石具有核-边结构(图 4a)，核部相对较宽，一般大于40μm，发光明亮，有明显的岩浆结晶环带；边部较窄，一般小于10μm，极少数在25μm左右，发光弱，无明显结构；锆石边部与核部呈凹凸不平的港湾状、锯齿状接触，部分暗色边呈针状或港湾状伸入到岩浆核部(图 4a，点65、70)，亦可见浅色核局部残留在暗色边内(图 4a，点70、72)，这种现象指示不均一的变质重结晶结构。锆石CL结构表明核部是原岩锆石未受到变质影响的部分，边部为后期变质作用形成的。
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图 4 哀牢山变质岩系及其邻区花岗岩代表性锆石阴极发光(CL)图像和分析点位 (a)-石英岩11AL08-1；(b)-花岗片麻岩11AL09-1；(c)-花岗片麻岩11AL17-1；(d)-花岗岩11AL12-1 Fig. 4 Cathodoluminescence (CL) images of zircons with analyzed spots from the metamorphic rocks in Ailao Shan Ranges and granite in its adjacent area, western Yunnan |
对石英岩11AL08-1共计做了102个有效分析点，其中核部95点，边部7点，同位素比值及年龄结果见表 1和图 5a。年龄结果大于1000Ma时采用207Pb/206Pb年龄，其余采用206Pb/238U年龄。核部有3个分析点谐和度差，不参与讨论，剩余92个点的年龄谐和度较高，Th/U比值均大于0.23，显示出岩浆锆石特征(图 5b)，年龄结果分布在493~2487Ma较宽的范围内。统计表明核部年龄主要集中分布在6个组，分别为493~528Ma (n=42)、635~640Ma (n=2)、701~784Ma (n=44)、976~980Ma (n=2)、2487Ma (n=1)和1839Ma (n=1)，各组所对应的平均值分别为509Ma、636Ma、746Ma、~1.0Ga、~1.8Ga和~2.5Ga，它们代表原岩沉积时碎屑锆石年龄特征。由于锆石边部较窄，仅选择到7颗边部相对较宽的锆石进行分析，7个点Th/U比值均小于0.03，显示为典型的变质锆石特征(图 5b)，年龄谐和度相对较差，年龄结果分布在26~75Ma的范围内，代表后期变质事件年龄。
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表 1 哀牢山变质岩系及其邻区花岗岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄 Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb data of the metamorphic rocks in Ailao Shan Ranges and granite in its adjacent area, western Yunnan |
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图 5 哀牢山变质岩系及其邻区花岗岩锆石U-Pb年龄协和图及Th/U对U-Pb年龄图解 (a、b)-石英岩11AL08-1；(c、d)-花岗片麻岩11AL09-1；(e、f)-花岗片麻岩11AL17-1；(g、h)-花岗岩11AL12-1 Fig. 5 U-Pb concordia diagrams and Th/U vs. U-Pb age plots of zircons from the metamorphic rocks in Ailao Shan Ranges and granite in its adjacent area, western Yunnan |
花岗片麻岩11AL09-1中的锆石粒度较大，长柱状，长宽比为2:1~4:1。锆石CL图像显示锆石可分为三类，第一类锆石具有明显的核-边结构，核部相对较宽，有明显的岩浆结晶环带，是残留核，边部较窄，隐约可见环带结构，为变质边(图 4b，点03、14、19)；第二类无核-边结构，隐约可见岩浆环带结构，或为灰色板状结构，可能是未受到明显变质作用影响的锆石(图 4b，点04、24)；第三类为深灰色板状锆石，是变质锆石(图 4b，点21)。
对花岗片麻岩11AL09-1共计做了25个有效分析点，其中第一类锆石中的核和第二类锆石共18点，第一类锆石中的边和第三类锆石共7点，同位素比值及年龄结果见表 1和图 5c。第一类锆石中的核和第二类锆石共18点中，有4点谐和度较差，未参加计算，剩余14分析点中有12点Th/U比值为0.13~1.13，另外两点分别为0.07和0.08，总体符合岩浆锆石特征(图 5d)，14个分析点的206Pb/238U年龄加权平均值为220±3Ma (MSWD=3.1)，代表原岩形成时代。第一类锆石中的边和第三类锆石共7个分析点，其中有2点谐和度差，未参加计算，剩余5点中有4点Th/U比值为0.02~0.05，另外一个为0.18，总体表现为变质锆石特征，5个分析点的206Pb/238U年龄加权平均值为31.2±2.3Ma (MSWD=6)，代表变质年龄。
4.3 花岗片麻岩11AL17-1花岗片麻岩11AL17-1中的锆石粒度较大，柱状，长宽比为21~31。锆石CL图像显示有两类锆石，一类为具有典型岩浆结晶环带的锆石，另一类黑色板状锆石(图 4c，点02、05、27)。对花岗片麻岩11AL17-1共计做了21个有效分析点，其中典型岩浆结晶环带锆石18点，黑色板状锆石3点，同位素比值及年龄结果见表 1和图 5e。18个典型岩浆结晶环带锆石分析数据均分布在U-Pb谐和图中谐和线上，除有4个点年龄偏老外，剩余14点的206Pb/238U年龄加权平均值为700±6Ma (MSWD=1.4)，相应的Th/U比值为0.33~1.05(图 5f)，年龄结果代表原岩形成时代。黑色板状锆石具有很高的U含量(4441×10-6~4937×10-6)和低的Th/U比值(0.01~0.03)，表现出典型的变质锆石特征，3个分析点的206Pb/238U年龄加权平均值为27.4±1.2Ma (MSWD=1.9)，代表变质年龄。
4.4 花岗岩11AL12-1花岗岩11AL12-1中的锆石粒度较大，CL图像显示有典型的岩浆结晶环带，无继承性核、无变质增生边，属岩浆结晶产物。对样品进行了22个点的U-Th-Pb同位素测定，获得的同位素比值及年龄结果见表 1和图 5g。分析点的Th/U比值为0.4~0.89，符合岩浆型锆石的特征(图 5h)。所有数据投影点均分布在U-Pb谐和图中谐和线上，22个分析点的206Pb/238U年龄加权平均值为750±4Ma (MSWD=0.6)，代表锆石结晶年龄。
5 讨论 5.1 哀牢山岩群原岩形成时限哀牢山岩群的原始形成时代一直是地质界关注的重点，但迄今并未得到较为一致的认识。哀牢山深变质岩系内基本无化石，但1:20万墨江幅区域地质调查(云南省地质局第二区域地质测量队一分队, 1973①)在哀牢山群小羊街组炭质片岩夹层中采集到孢粉，经鉴定发现有古孢子？Trachysphaeridium sp.和？Globophycus sp.。其中？Globophycus sp.见于澳大利亚元古代晚期，而？Trachysphaeridium sp.则见于四川下寒武统。以上两属的发现似乎表明该地层可能属于晚元古代至早寒武世，但其是否能代表绝大部分不含化石的哀牢山深变质岩的原始时代还有待进一步研究。
①云南省地质局(第二区域地质测量队)一分队. 1973. 1:20万墨江幅区域地质调查报告
20世纪70年代120万区调工作对哀牢山深变质岩做过同位素定年，所测得的同位素年龄介于12.4~44.4Ma，认为它们代表变质年龄(云南省地质局六分队, 1972)。翟明国等(1990)在哀牢山岩群内的斜长角闪岩获得1367±46Ma的Sm-Nd等时线年龄，认为其代表变质时代，并据模式年龄认为其形成时代可能为2000~1600Ma。邹日等(1997)获得的哀牢山岩群乌都坑组大理岩的Pb-Pb等时线年龄为1360±60Ma，认为其代表成岩年龄。邹日等(1997)对金平龙脖河地区一套变质火山岩和大理岩地层做过同位素定年，获得角闪变粒岩的K-Ar年龄为1497±29Ma，电气石岩中电气石的K-Ar年龄为1544±15Ma，大理岩中黑云母的K-Ar年龄为655±5Ma，认为前两者代表成岩时代，后者代表后期变质时代。常向阳等(1998)对同一套地层内的变钠质火山岩进行了年代学研究，获得了1596±85Ma的Pb-Pb等时线年龄和1330±80Ma的Sm-Nd等时线年龄，认为前者代表岩石形成时代，后者代表变质时代。前人使用的同位素测年方法适用性不一，获得哀牢山岩群形成时代主要分布在约2000~1300Ma较宽的范围，且精度较差、解释多样，关于哀牢山岩群的形成时代迄今尚未得到较为可靠的同位素年龄数据。
本文利用LA-ICP-MS锆石U-Pb定年对哀牢山变质岩系进行了年代学研究，获得了一批高精度原位微区年龄。花岗岩11AL12-1中的锆石均为岩浆锆石，结晶年龄为750±4Ma，代表花岗岩形成的时代。由于其采自哀牢山断裂带西侧(图 1b)，不属于位于红河断裂与哀牢山断裂之间的哀牢山深变质岩系，即不属于哀牢山岩群。因而，其不能代表哀牢山岩群的时代，但却指示区内存在新元古代岩浆活动。
花岗片麻岩11AL17-1有两类锆石，一类为具有典型岩浆结晶环带的锆石，另一类黑色板状锆石。典型岩浆结晶环带锆石Th/U比值具有岩浆锆石特征(图 5f)，年龄为700±6Ma，代表花岗片麻岩原岩时代；黑色板状锆石具有很高的U含量(4441×10-6~4937×10-6)和低的Th/U比值(0.01~0.03)，表现出典型的变质锆石特征(图 5f)，年龄加权平均值为27.4±1.2Ma，代表花岗片麻岩的变质年龄。花岗片麻岩11AL17-1采自120万金平幅、河口幅区调(云南省地质局六分队, 1972)哀牢山群实测剖面之凤港组黑云二长片麻岩，是哀牢山深变质岩系中最具代表的变质岩之一。花岗片麻岩11AL17-1锆石年龄结果表明，现今自然剖面上所见哀牢山岩群变质岩的原岩肯定存在新元古代(700±6Ma)岩浆物质组分，这与前述的区内存在新元古代750±4Ma岩浆活动是相符的，同时也表明花岗片麻岩的变质时代为新生代27.4±1.2Ma。
石英岩11AL08-1中所有锆石具有核-边结构，锆石CL结构表明核部是原岩锆石未受到变质影响的部分，边部为后期变质改造形成的。对锆石核部进行锆石测年，然后利用碎屑锆石研究方法，对年龄进行统计，结果可为石英岩原岩沉积时代提供有效的约束。对石英岩核部进行了95点的分析，有3个分析点谐和度差，剩余92个点的年龄谐和度较高，Th/U比值均大于0.23，显示出岩浆锆石特征(图 5b)，年龄结果分布在493~2487Ma，主要集中分布在6个组，分别为493~528Ma (n=42)、635~640Ma (n=2)、701~784Ma (n=44)、976~980Ma (n=2)、1839Ma (n=1)和2487Ma (n=1)，各组所对应的平均值分别为509Ma、636Ma、746Ma、~1.0Ga、~1.8Ga和~2.5Ga (图 6)。沉积岩中碎屑锆石最年轻的一组年龄可用来限定其最大沉积时代，因而石英岩11AL08-1原岩沉积时代不早于中寒武世(509Ma)，这与前述之哀牢山岩群存在晚元古代至早寒武世古孢粉的信息相一致。由于锆石边部较窄，仅选择到7颗边部相对较宽的锆石进行分析，Th/U比值显示为典型的变质锆石特征(图 5b)，年龄谐和度相对较差，年龄结果分布在26~75Ma的范围内，代表受新生代变质事件影响的变质年龄。
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图 6 石英岩(11AL08-1)锆石核部U-Pb年龄相对频分布图 Fig. 6 Relative probability plots of U-Pb ages for concordant detrital zircon cores from the quartzite (11AL08-1) |
花岗片麻岩11AL09-1中的锆石可分为三类，第一类锆石具有明显的核-边结构，即残留岩浆核和变质边；第二类是未受到明显变质作用影响的锆石；第三类为深灰色板状变质锆石。未受到明显变质作用影响的锆石和核部岩浆锆石Th/U比值具有岩浆锆石特征(图 5d)，206Pb/238U年龄为220±3Ma，代表花岗岩原岩的形成时代。变质边和深灰色板状变质锆石Th/U比值表现为变质锆石特征(图 5d)，206Pb/238U年龄加权平均值为31.2±2.3Ma，代表变质年龄。花岗片麻岩11AL09-1锆石年龄结果指示哀牢山岩群变质岩的原岩存在三叠纪(220±3Ma)岩浆岩，此外本研究还获得哀牢山凤港组变质沉积岩(角闪斜长变粒岩)锆石的残余岩浆核有一组约230Ma的年龄(未发表)，李宝龙等(2008)亦报道哀牢山群花岗质片麻岩原岩时代为239.8±2.8Ma，这些年龄数据表明哀牢山岩群原岩存在220~240Ma的三叠纪岩浆岩和地层。变质锆石年龄结果表明花岗片麻岩的变质时代为新生代31.2±2.3Ma。
综上所述，哀牢山岩群的原岩无疑地存在新元古代(700±6Ma)岩浆岩，中寒武世(509Ma)石英砂岩沉积地层及三叠纪(220~240Ma)岩浆岩和地层。因此，我们强调的是，现今剖面上所见的哀牢山深变质岩系应该是一个原岩复杂的大型变质杂岩带，虽不能排除有太古宙-早元古代的物质，但它们的原岩物质至少应该包含新元古代岩浆岩、中寒武世沉积地层及中-晚三叠世岩浆岩和地层，而不是以往认为的全部形成于古元古代。
5.2 哀牢山岩群变质时代前已述及，哀牢山岩群花岗片麻岩11AL17-1变质锆石年龄为27.4±1.2Ma，石英岩11AL08-1变质年龄谐和度较差，但主要集中在30Ma左右，花岗片麻岩11AL09-1变质年龄为31.2±2.3Ma，此外李宝龙等(2009)报道了哀牢山岩群片麻岩内同变形花岗岩脉中变质增生锆石SHRIMP年龄为30.8±0.3Ma。这些变质年龄主要集中在26~31Ma，与哀牢山-红河剪切带左行走滑剪切作用的主要时代(30Ma左右)大致一致(Schäreret al., 1990; Leloup et al., 1995; Harrison et al., 1996; Chung et al., 1997; Wang et al., 2000; Leloup et al., 2001; Tang et al., 2012)，因而这些变质年龄有两种可能的解释：(1)古老的变质带在喜山期重新活化的年龄纪录，即哀牢山带深变质岩原已存在，因受哀牢山-红河剪切带左行走滑剪切作用而保留的变质年龄纪录；(2)代表哀牢山岩群的主体变质时期，即现今所见的哀牢山岩群是由地质历史上的浅变质或未变质的地层和岩浆岩在新生代26~31Ma发生变质作用形成。
哀牢山岩群变质岩锆石以具有窄的变质边和宽的残留核为特征，这表明26~31Ma的变质作用并未强烈到将原岩的锆石结构均一化及将同素年龄重置归一。因而，若解释(1)正确，那么哀牢山深变质岩必定会有早于26~31Ma的变质锆石结构和变质年龄记录。实际上，本研究中的哀牢山岩群各类变质岩的锆石CL结构和年龄结果显示仅有一期变质边结构和相应的变质年龄，花岗片麻岩11AL17-1和11AL09-1核部锆石分别仅保留新元古代和晚三叠世岩浆核的年龄信息，石英岩(11AL08-1)中众多的核部年龄也未反应出有早期变质事件的年龄纪录，这些现象与解释(1)明显不相符。因此，我们认为解释(2)更可能接近客观事实，即26~31Ma的变质年龄代表哀牢山岩群的主体峰期变质时代。本文所揭示的哀牢山岩群变质时代与区内左行走滑作用的时代相近，这两种不同的变质形式具有相近的变质时代，其原因可能是在同一构造体制作用下不同地壳深度构造层次上的具体变质体现。哀牢山深变质岩系代表深部地壳相对高温压条件下的变质作用产物，而左行走滑作用形成的糜棱岩是中-浅部地壳构造层次上的变质产物。因此本文认为哀牢山岩群的主体峰期变质时代为26~31Ma，现今所见的哀牢山岩群很可能由地质历史上的浅变质或未变质的地层和岩浆岩在该时期发生变质变形作用而形成。
5.3 哀牢山变质带的构造亲缘性前人将哀牢山变质带视为扬子陆块结晶基底的组成部分，这种认识主要基于哀牢山变质岩系形成于古元古代(云南省地质矿产局, 1990; 王义昭和丁俊, 1996)。本研究中同位素年龄并不支持哀牢山变质岩系主体形成于古元古代，其是否属于扬子陆块结晶基底需要深入的探讨。
沉积岩碎屑锆石定年能提供物源组成、区域主要岩浆事件和大陆地壳生长等重要地质信息(Griffin et al., 2004; Condie et al., 2005)。石英岩11AL08-1中所有锆石具有核-边结构，变质边较窄，残留岩浆核较大，对石英岩核部进行定年亦可提供重要的地质信息。92个核部分析点的年龄谐和度较高，Th/U比值显示出岩浆锆石特征(图 5b)，在年龄谱图上年龄分为6组，分别为493~528Ma (n=42)、635~640Ma (n=2)、701~784Ma (n=44)、976~980Ma (n=2)、2487Ma (n=1)和1839Ma (n=1)(图 6)。2487Ma和1839Ma的锆石分别只有一颗，但指示石英岩物源存在~2.5Ga和~1.8Ga的物质，而这两者正是扬子陆块结晶基底早期最具代表性的两期构造-岩浆事件(Qiu et al., 2000; Zhang et al., 2006; Zhao et al., 2010; Wu et al., 2012)。976Ma和980Ma的记录与最近在扬子陆块西缘多处发现的Grenville期~1.0Ga的岩浆作用同期(耿元生等, 2007; 张传恒等, 2007; 杨崇辉等, 2009; Qiu et al., 2011)。大量701~784Ma的锆石与扬子周缘广泛而剧烈的新元古代850~720Ma岩浆作用一致(Zhou et al., 2002; Sun et al., 2008; Zhao et al., 2008)，与亲冈瓦纳的陆块不同。635~640Ma锆石只有两颗，此时扬子陆块主要处于震旦纪沉积作用，虽然岩浆活动较少，但也有~630Ma岩浆活动的报道(Wang et al., 2013)。493~528Ma是锆石核部年龄谱中最多的两组年龄之一，并且是石英岩核部最年轻的一组年龄，表明这一时期的构造岩浆作用产物是石英岩的主要物源之一。泛非期构造岩浆事件在冈瓦纳古大陆上广泛出现，493~528Ma锆石可能被认为是来自冈瓦纳古大陆的物质。需要特别指出的是，尽管493~528Ma的岩浆作用在扬子陆块很少有报道，但却毫无疑问是存在的。位于扬子西缘的云南梅树村剖面寒武系地层连续、出露十分良好，曾经是前寒武纪-寒武纪界线全球标准剖面和点位(即金钉子)的三个候选剖面之一(Cowie, 1985)，该剖面第5层为一凝灰岩层，是良好的定年材料。中外学者SHRIMP、LA-ICP-MS和SIMS锆石定年表明该地层时代为525~536Ma，该凝灰岩层内的单颗粒锆石年龄主要分布在495~544Ma (Compston et al., 1992; Sawaki et al., 2008; Compston et al., 2008; Zhu et al., 2009)。最近Duan et al. (2011)在扬子西北缘的下泥盆统石英砂岩中发现有一组明显的泛非期(500~650Ma)的锆石年龄。这些年龄信息表明扬子西(北)缘存在一期500~540Ma的岩浆活动。由此可见，石英岩11AL08-1中锆石核部年龄谱特征与扬子陆块主要构造岩浆事件特征十分相似。扬子陆块西缘在新元古代裂谷作用之前是一个隆起的古陆，它很可能是哀牢山石英岩的重要源区。
花岗片麻岩11AL17-1中岩浆锆石年龄(700±6Ma)和花岗岩11AL12-1锆石结晶年龄(750±4Ma)表明哀牢山变质带及其西侧存在新元古代岩浆活动，张燕等(2011)和Qi et al. (2012)研究表明哀牢山断裂带西侧存在新元古代~760Ma的基性-中性岛弧型岩浆活动，这一期岩浆活动与扬子西缘广泛而剧烈的新元古代岩浆活动岩浆作用同步。此外，花岗片麻岩11AL09-1锆石核部年龄(220±3Ma)和本研究未发表的变质沉积岩(角闪斜长变粒岩)锆石核部存在一组~230Ma的岩浆锆石年龄，李宝龙等(2008)和戚学祥等(2010)亦报道哀牢山深变质带存在239~250Ma浆活动，这些年龄数据共同揭示出哀牢山变质带存在一期三叠纪岩浆活动，它们很可能是扬子陆块与印支地块拼合时的构造-岩浆作用记录。
综上所述，哀牢山变质带的源区物质特征和主要岩浆事件与扬子陆块(西缘)十分相似。鉴于哀牢山变质岩系的主要变质时代为新生代(26~31Ma)，我们推测哀牢山变质杂岩带很可能是由扬子陆块西缘的地层系统(至少应该包含新元古代岩浆岩、中寒武世沉积地层及中-晚三叠世岩浆岩和地层)在新生代发生变质变形作用，最终才形成现今所见的具有“古老”面貌的哀牢山深变质岩系。因而，不能简单的认为哀牢山变质带是扬子陆块结晶基底的一部分，但毫无疑问，它具有十分明显的亲扬子的构造属性。
6 结论通过哀牢山岩群变质岩系年代学研究，主要得到以下认识：
(1)哀牢山深变质带是一个原岩复杂的变质杂岩带，已有数据证明它的原岩物质至少包含新元古代(700±6Ma)岩浆岩、中寒武世(509Ma)沉积地层及中-晚三叠世(220~240Ma)岩浆岩和地层，而不是以往认为的全部形成于古元古代；
(2)哀牢山岩群深变质岩的变质变质时代为26~31Ma，当今所见的哀牢山岩群“古老”岩石面貌主要是由地质历史上的浅变质或未变质的地层和岩浆岩在该时期发生变质变形作用形成的；
(3)哀牢山变质带的源区物质特征和主要岩浆事件与扬子陆块西缘十分相似，不能简单的认为哀牢山变质带是扬子陆块前寒武纪结晶基底，但整个哀牢山变质带具有明显的亲扬子的构造属性。
致谢 锆石CL照相得到西北大学弓虎军老师的帮助，LA-ICP-MS锆石U-Pb测年得到中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室刘勇胜和胡兆初教授的帮助，在此表示衷心感谢。| [] | Bureau of Gology and Mineral Resources of Yunnan Province. 1990. Regional Geology of Yunnan Province. Beijing: Geological Publishing House: 1-658. |
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