始于新生代早期的印度-欧亚大陆碰撞(Hu et al., 2016)形成了世界上规模最大的碰撞造山带——青藏高原。印度大陆持续向北挤入欧亚大陆内部，沿印度陆块北缘及东缘分别形成了两个(类)碰撞造山带(Mattauer et al., 1999)：喜马拉雅-藏中(Himalaya-Central Tibet，Yin and Harrison, 2000)正向碰撞带，以及藏东南(Southeastern Tibetan Plateau, Burchfiel and Chen, 2013)斜向碰撞带。目前两者大致以东喜马拉雅(南迦巴瓦)构造结为分界。这两类碰撞带虽然形成时代相同，但展现了诸多不同的地质记录，特别是构造变形特点几乎完全不同。西南三江造山带绝大部分位于斜向碰撞带内，北段属于两类碰撞带的过渡部位，因而是探究两类碰撞构造带不同地质记录、揭示大陆动力学机理的天然实验室。然而，三江造山带主体构造格局形成于晚古生代至早中生代期间的古特提斯阶段，正确梳理古特提斯大地构造几何格架(tectonic geometrical framework)是理解新生代大陆碰撞过程的先决条件。此外，古特提斯阶段的大洋俯冲、陆陆碰撞形成了大量岩浆岩及与岩浆活动相关矿床(侯增谦等，2004; Wang et al., 2016, 2018)。因而，三江造山带成了我国主要的金属矿产基地，也是重要的矿产资源后备接替基地(邓军等，2012；Deng et al., 2014a, b)。正是由于其蕴含的科学及经济意义，三江造山带一直是我国地质学研究的热点。

基于板块构造理论的区域构造演化研究注重大地构造相分析(Robertson, 1994)。岩浆岩作为大地构造相的重要构件，其岩性组合、地球化学属性，特别是其时-空分布样式，是构建大洋俯冲、陆陆碰撞过程的关键素材(Dickinson, 1971)。以莫宣学等为代表的老一代地质学家以1/20万区域地质调查结果为基础，通过大量实地调查、分析测试，详细梳理了三江造山带的岩浆岩时空分布规律、地球化学属性及空间变化，进而重建了基于板块构造理论的三江造山带构造演化过程，为深入理解三江造山带构造-成矿机理奠定了坚实的基础(莫宣学等, 1993, 2001；钟大赉，1998；潘桂棠等，2002；侯增谦等, 2004)。

众所周知，三江地区1/20万地质图完成于20世纪70~80年代，到目前为止依然是我国最为系统、可靠的基础地质数据体系。然而，限于当时的客观条件，地质体时代主要根据古生物组合、地层对比、地质体之间的交切关系、以及少量全岩同位素测试数据来确定，具有很大的局限性。很多地层，特别是富含火山岩地层古生物含量稀少；部分保存良好的化石指示的地质年代较长；全岩Sm/Nd、Rb/Sr等时线、钾-氩等同位素体系测年结果的精确性强烈依赖样品条件(新鲜程度、是否同源演化等)；造山带内沉积-火山岩相变频繁，地层对比难度很大。更兼三江地区植被发育，露头稀少，高山深壑，交通条件恶劣，在外人看来，三江地区从事1/20万填图几乎是不可能完成的工作(Hoke, 2018)。上述客观条件的制约使得1/20万地质图出现了较多地质体时代误植情况，误导了对岩浆岩时空分布规律的揭示。

20世纪90年代末，锆石原位测年技术(Williams, 1998)开始引入国内(刘敦一等，2003)，并用于揭示三江构造带岩浆岩时代(如简平等，2003)。21世纪以来，锆石原位U/Pb测年技术逐渐推广，目前已成为成熟的常规测年手段，发表了大量较之以往精度更高的同位素年龄数据。此外，随着我国经济持续发展，大规模基础设施建设不单改善了三江地区的交通状况，还造就了大量连续露头，原先难以企及之地也变得极易到达，年代学样品的空间分布更为均衡(见图 1)；关键地质体之间的接触关系得以揭露，从而形成了更为完整、可靠的数据体系，为揭示岩浆岩的时空分布奠定了良好基础。

图 1

Fig. 1

图 1 三江造山带地质图(据三江造山带地质图编图委员会，1986修改)，主要展示古特提斯阶段岩浆岩及年代学数据空间分布(数据来源见表 1) Fig. 1 Geological map of the Sanjiang Orogenic Belt (modified after CCSGP, 1986) showing the spatial distribution of the Paleotethyan igneous rocks and their geochronological data (data sources are listed in Table 1)

莫宣学等(2001)构建了三江造山带古特提斯阶段岩浆岩分布样式的初始版本(version 1.0)，经过近20年的数据积累，该版本具备了升级的条件。另外，有关高压变质岩、蛇绿岩等方面的研究进展，特别是相对精确变质时代的确定(邓希光等, 2000, 2002；李才等, 2006a, b；Zhai et al., 2011; Zhang et al., 2006；Pullen et al., 2008, 2011；张修政等，2010；Liu et al., 2013; 李静等, 2015, 2017; 孙载波等，2018)，为综合多学科数据、恢复板块俯冲历史奠定了较为坚实的基础。本文将收集现有年代学数据，开展综合分析，梳理三江造山带古特提斯阶段岩浆时空分布样式，并结合多学科研究结果升级古特提斯大洋俯冲模型。由于岩浆岩，特别是花岗质岩石全岩地球化学数据的构造含义存在多解性(莫宣学等，2001)，本文不关注单个岩体(或火山岩层)的地球化学数据及原作者的构造解释，而将讨论重点放在岩浆岩的时空分布规律、岩浆岩与变质岩的时空关联等方面。

起源于青藏高原腹地的金沙江、澜沧江、怒江流经的青海东南部、西藏东部、四川西部、云南西部地区统称为西南三江地区。三江造山带范围与地理意义上的三江地区基本重合(图 1)。从北往南、从西到东，三江造山带由如下构造单元组成：(1)巴颜喀拉-松潘-甘孜褶皱带，其主体由巨厚三叠纪浊积岩组成，发生强烈褶皱-逆冲构造(Harrowfield and Wilson, 2005)，并被晚三叠世-早侏罗世花岗岩侵位(Zhang et al., 2007；王秉璋等，2008)。其南西界为玉树-甘孜-理塘缝合带(莫宣学等，1993；Yang et al., 2012)，南东界为龙门山逆冲-褶皱带(Yan et al., 2011)。(2)玉树-甘孜-理塘缝合带以南为东羌塘-中咱-兰坪-思茅地块群，其具有与扬子地块可类比的基底岩石及古生代沉积盖层(三江造山带地质图编图委员会，1986)；古特提斯阶段弧岩浆岩主要发育于该地块群内(具体见后)。东羌塘地块与中咱地块之间为金沙江缝合带，以发育不完整洋壳残片为特征(图 1；莫宣学等, 1993, 2001)。中咱地块与兰坪-思茅地块间没有明确界线。(3)兰坪-思茅地块以东为扬子地块(南中国陆块)，以发育南华系至下二叠统稳定台地相沉积为主要特征(三江造山带地质图编图委员会，1986)。两者之间的界线为哀牢山-金沙江缝合带(Wang et al., 2000)。(4)兰坪-思茅地块以西为保山地块、腾冲地块，其内很少发育古特提斯阶段弧岩浆岩。兰坪-思茅地块西界为昌宁-孟连缝合带(莫宣学等，1993；钟大赉，1998)，其与东羌塘南缘界线——龙木措-双湖缝合带一起组成三江造山带古特提斯阶段最主要的缝合带(潘桂棠等，2002)。沿龙木措-双湖-昌宁-孟连缝合带断续出露兰片岩(邓希光等, 2000, 2002; 陆济璞等，2006; Pullen et al., 2011)、榴辉岩(李才等, 2006a；Zhang et al., 2007；李静等, 2015, 2017)等高压-低温变质岩，指示其为典型大洋俯冲形成的缝合带。

大量二叠纪至三叠纪中、酸性岩浆岩发育于龙木措-双湖-昌宁-孟连缝合带以北、以东，甘孜-理塘缝合带以南的各构造单元中。我们收集了近年发表于国内外刊物上的绝大部分测年数据(表 1)，以期分析岩浆岩时空分布规律，进而探讨三江造山带古特提斯构造演化模型。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 西南三江造山带部分古特提斯阶段岩浆岩、变质岩年代学数据 Table 1 List of available geochronological and thermochronological data of the Paleotethyan igneous and metamorphic rocks from the Sanjiang Orogenic Belt, SW China 序号 图 1中位置索引 岩性 平均年龄(Ma) 误差(±Ma) 测试方法 构造位置 数据源 同碰撞花岗岩 1 花岗岩 211 3.5 SHRIMP 松潘-甘孜褶冲带 胡健民等，2005 2 215 2.5 3 199 3.3 4 197 3.4 5 185 3.3 6 218 2.7 SHRIMP 沙淑清等，2007 7 217 1.8 8 214 1.8 9 216 2 10 197 0.3 TIMS 王秉璋等，2008 11 212 7.1 弧岩浆岩 12 花岗岩 215 0.8 TIMS 玉树-义敦弧 王秉璋等，2008 13 1 英安岩 213 4 SHRIMP Yang et al., 2012 14 3 花岗闪长岩 213 4 15 8 英安岩、流纹岩、安山岩 211 1 SHRIMP Yang et al., 2014a 16 215 1 17 226 2 18 227 1 19 10 218 1.5 20 12 226 1.9 21 4 花岗岩 206 7 TIMS Roger et al., 2003 22 5 204 1 23 6 218 3 LAICP Reid et al., 2005 24 9 215 3.4 25 13 220.9 1.9 SHRIMP 林清茶等, 2006 26 14 215 1.9 LAICP 曹殿华等, 2009 27 16 214 6 SHRIMP Jian et al., 2009b 28 15 221 3.5 SHRIMP 冷成彪等, 2008 29 11 花岗闪长岩 236 2 SHRIMP 江达弧 杨喜安等, 2011 30 234 2 31 56 流纹岩、英安岩 245 3.8 LAICP Xin et al., 2018 32 249 3.3 33 251 4.3 34 246 3.5 35 245 3.1 36 花岗岩 244 3.5 37 243 3 38 19 流纹岩 258 4 LAICP 梁明娟等, 2015 39 248 2.7 40 249 2.5 41 256 5.3 42 17 英安岩、流纹岩、安山岩 235 2.5 LAICP Yang et al., 2014a 43 238 2.7 44 51 232 4.5 45 237 3 46 243 2.8 47 67 235 2 48 239 2 49 248 1 50 247 1 51 65 花岗岩 241 6 52 240 5.8 53 66 248.2 2.5 SHRIMP Yang et al., 2011 54 70 安山岩 261.3 5.4 55 18 英安岩 242 2.2 SHRIMP Yang et al., 2014b 56 安山岩 238 2.7 57 69 花岗岩 246 2 SHRIMP 王保弟等, 2011 58 68 282 1 SHRIMP 曾庆高等, 2010 59 64 234 1.4 SIMS Zhu et al., 2011 60 233 1.5 61 231 1.6 62 61 流纹岩 247 2 LAICP 王保弟等, 2011 63 249 1.6 64 60 花岗岩 246 1.6 LAICP Zi et al., 2012a 65 245 3 66 26 花岗闪长岩 246 4 SHRIMP Jian et al., 2009b 67 247 3 68 50 花岗岩 218 2 LAICP 云县弧 Yang et al., 2014a 69 222 1.5 70 流纹岩、英安岩 219 1 71 223 1.5 72 49 花岗岩、变形花岗岩 232 4 LAICP 王舫等, 2013 73 47 232 3 74 42 230 3 75 29 245 2 76 22 251 2.5 77 46 玄武岩 214 7 SHRIMP Wang et al., 2010 78 210 2 79 41 花岗岩 217 1 LAICP 孔会磊等, 2012 80 39 219 1 81 40 230 4 LAICP Hennig et al., 2009 82 38 232 2 LAICP 王丹丹等, 2014 83 37 玄武岩 248.5 6.3 SHRIMP Peng et al., 2008 84 33 265 7 SHRIMP Fan et al., 2010 85 31 花岗岩 252 1.4 LAICP 刘汇川等, 2013 86 251 1.4 87 30 花岗质糜棱岩 239.4 1.9 LAICP Lin et al., 2012 88 21 234.9 1.8 89 243 1.7 90 28 闪长岩糜棱岩 240 3 SHRIMP 李宝龙等, 2008 91 20 233 2.6 92 24 花岗岩 248 2 LAICP 李龚健等, 2013 93 252 2 94 255 3 95 27 250 2 LAICP 戚学祥等, 2010 96 247 2 97 25 236 2 LAICP 郭泱泱等, 2012 98 43-44-45 英安岩 242 4.7 LAICP 本项目组未刊数据 99 233.9 4.2 100 244.6 6.8 101 239.2 2.7 102 291.2 4.1 103 220.6 3.5 104 229.9 3.8 105 221.4 3.1 106 240.5 4.3 107 219.5 3.7 108 220 4.3 109 48 花岗岩 231.5 3.6 LAICP 聂飞等，2012 110 231.4 3.8 111 231.9 2.8 112 230.1 2.8 113 23 244 2 LAICP Yang et al., 2014a 114 239 3 115 32 火山岩 264 5 SHRIMP Jian et al., 2009b 116 268 6 117 55 花岗闪长岩 263 6 118 58 花岗岩 239 6 119 63 英云闪长岩 238 10 “缝合带内”基性岩块年代学数据 120 7 辉长岩 292 4 SHRIMP 闫全人等，2005 121 34 玄武岩 287 5 SHRIMP Fan et al., 2010 122 35 花岗闪长岩 282 6 TIMS Hennig et al., 2009 123 36 玄武安山岩 292 1 124 辉长岩 284 2 125 270 6.5 SHRIMP Jian et al., 2008 126 264 5.8 127 54 280 6 128 53 297 5 SHRIMP 魏君奇等, 2008 129 52 303 4 130 57 斜长岩 329 7 SHRIMP Jian et al., 2008 131 59 英云闪长岩 285 6 132 300 8 133 238 10 134 62 辉长岩 320 10 135 2 258 3 SHRIMP 雍拥等, 2011 变质岩年代学数据 136 片麻岩 202.8 0.7 白云母40Ar-39Ar 中羌塘变质带 Kapp et al., 2000 137 203.9 0.2 138 205.8 0.3 139 222.8 0.4 140 207.8 1.1 角闪石40Ar-39Ar Kapp et al., 2003 141 216.5 1 142 212.7 1.1 143 209.7 0.5 黑云母40Ar-39Ar 144 213.2 1.3 多硅白云母40Ar-39Ar 张修政等，2010 145 243.3 1.5 146 榴辉岩 244 11 Lu/Hf等时线 Pullen et al., 2008 147 233 13 148 223.4 4.5 149 213.9 1.2 多硅白云母40Ar-39Ar 张修政等，2010 150 兰片岩 275 0.9 多硅白云母40Ar-39Ar 邓希光等，2000 151 282.4 0.8 152 榴辉岩 219.3 1.5 多硅白云母40Ar-39Ar 李才等，2006b 153 217.2 1.8 154 高压麻粒岩 231.5 3.5 变质锆石SIMS 点苍山- 哀牢山变质带 Liu et al., 2013 155 249.1 3.1 156 245.2 1.5 157 245.8 1.7 158 榴辉岩 231 2.3 变质锆石SIMS 昌宁- 孟连变质带 王保弟等未刊资料

表 1 西南三江造山带部分古特提斯阶段岩浆岩、变质岩年代学数据 Table 1 List of available geochronological and thermochronological data of the Paleotethyan igneous and metamorphic rocks from the Sanjiang Orogenic Belt, SW China

1/20万区域地质调查堪称世纪工程，是我国现代地质学研究的基石。1/100万三江造山带地质图(三江造山带地质图编图委员会，1986)很好地综合了1/20万地质调查成果。这项世纪工程揭露了大量二叠纪-三叠纪岩浆岩，包括火山岩及近同期的花岗质侵入体。目前，绝大部分火成岩时代得到了新的锆石测年数据的制约(图 1)。正如前人已经指出的那样，三江造山带具有极复杂的岩浆岩空间分布(莫宣学等, 1993, 2001)。为了清晰描述岩浆岩时、空分布特点，我们将三江造山带划分为三段：维西以北西为北段；维西往南至凤庆为中段；凤庆以南为南段(图 2)。这三段具有不同的古特提斯岩浆岩空间分布特点。

图 2

Fig. 2

图 2 三江造山带古特提斯弧岩浆岩带分布图(数据来源见表 1) Fig. 2 A sketch map showing the continent marginal arc-belts of the Sanjiang Orogenic Belt, SW China (data sources are listed in Table 1)

该段呈现两条弧岩浆岩带：

(1) 晚三叠世火山岩及同时代花岗质侵入体主要分布在东羌塘地块北部以及中咱地块东部，组成一条连续的，长达上千千米的岩浆岩带，Yang et al. (2012)定义该岩浆岩带为“玉树-义敦陆缘弧岩浆岩带”，位于玉树-甘孜-理塘缝合带以南，与缝合带平行。该岩浆岩带往南不越过龙门山逆冲带南西方向的延伸线(图 1、图 2)，该线以南地区上三叠统不发育岩浆岩，因而被Burchfiel and Chen(2013)称为“过渡单元”(transitional unit)。

(2) 二叠纪-中三叠世火山岩、同时代侵入岩分布于东羌塘地块南部、中咱地块中部及西部，其形成位于兰坪盆地以北、呈北西-南东走向的连续岩浆岩带。莫宣学等(2001)定义其为“江达-维西弧岩浆岩”。该带内多层火山岩与陆缘碎屑岩(含较多植物碎片)互层产出，显示多次火山活跃期与平静期交替的特点(Yang et al., 2011, 2014a)。

在兰坪盆地以北地区(包括兰坪县境内)所有1/20万地质图均显示上三叠统底界为一角度不整合(见Burchfiel and Chen, 2013)。在芒康以东地区，上三叠统沉积-火山岩角度不整合覆盖在二叠纪至中三叠世火山-沉积岩组合之上。角度不整合面上、下岩层具有不同的变形构造样式(Yang et al., 2014a)：下伏地层变形表现为紧闭、倒转褶皱，发育密集轴面劈理，而上覆岩层则发育开阔、半尖棱褶皱，轴面劈理不发育或发育扇状破劈理(又见Reid et al., 2005)。这种特点清晰表明，在三江造山带北段，晚三叠世火山岩与前晚三叠世火山岩形成于不同的构造事件。

维西以南至凤庆之间的区域总体被兰坪盆地沉积岩覆盖，古特提斯阶段火山岩主要出露于兰坪盆地两侧基底岩系中。以往认为这些岩浆岩主要形成于晚三叠世，并定义了若干以火山岩为主要成份的组级地层单位。但最近发表的大量锆石测年数据表明，其形成于254~240Ma之间短暂时间内(Yang et al., 2014a, b; Xin et al., 2018, 及其中所引文献)。在维西以南，这期岩浆岩主要发育于兰坪盆地东侧的维西(Xin et al., 2018)、马登(唐靓等，2016)、弥沙(梁明娟等，2015)一线。这套岩浆岩厚度巨大(大于1.5km)，以流纹岩、英安岩为主，少量玄武岩，覆盖在一套上二叠统碎屑岩、碳酸盐岩组合之上，后者变形强烈(Yang et al., 2014a；唐靓等，2016；Xin et al., 2018)。该带内发育大量与火山岩近同时的花岗岩，其中该带东侧若干花岗质侵入体西侧围岩为火山-沉积岩，东侧围岩为扬子型古生界盖层，岩体变形微弱，侵入接触关系保留完好(见1/20万维西幅、兰坪幅：综合于三江造山带1/100万地质图中，三江造山带地质图编图委员会，1986)。锆石同位素测年结果揭示侵位时间大致在244~248Ma之间(Yang et al., 2014b; Xin et al., 2018)。这种特点表明：(1)该岩浆岩带发育于扬子地块西缘，为陆缘弧岩浆岩带组成部分；(2)火山活动之初地壳处于挤压缩短环境，花岗岩侵位前夕挤压应力消失(具体见Xin et al., 2018)。另外，大量原位锆石测年结果(如李宝龙等，2008；Lin et al., 2012；王舫等，2013)显示，部分点苍山深变质岩的原岩为早中三叠世花岗质岩石；Liu et al. (2013)发表的变质地质学研究数据表明，点苍山深变质作用与古特提斯阶段花岗质岩石侵位同时发生。这种时空关联指示点苍山变形花岗岩可能代表维西-马登弧岩浆岩带的中下地壳部分。因而，我们将这些火成岩组成的岩带称为“维西-马登-点苍山弧岩浆岩带”(图 2)。从1/100万三江造山带地质图(三江造山带地质图编图委员会，1986)可以明显看出，维西-马登-点苍山弧岩浆岩带是江达-维西弧岩浆岩带的延伸(见图 1)。

三江造山带南段被中生代思茅盆地大范围覆盖，古特提斯阶段岩浆岩出主要露于盆地东西两侧的基底岩系中，从而显示出两条岩浆岩带。

(1) 思茅盆地西侧、澜沧杂岩带以东发育大量流纹岩、英安岩、安山岩及少量玄武岩、玄武安山岩，以及大量花岗岩，其中以巨型临沧岩体为典型代表。大量新的测年结果显示该带火山岩、侵入岩形成于二叠纪-三叠纪(图 1)。这些火山岩、侵入岩组成了临沧-云县岩浆岩带(图 2；莫宣学等, 1993, 2001)。

(2) 思茅盆地东侧绿春、墨江等地发育一系列火成岩，包括零星出露的玄武岩、玄武安山岩(Fan et al., 2010)，以及虽然零星但分布范围颇广的花岗质侵入体(郭泱泱等，2012；李龚健等，2013)。在哀牢山变质带以西，这些花岗岩围岩主要为扬子型古生界(图 1)。哀牢山变质岩带与点苍山变质岩带一样，部分变形花岗岩、花岗闪长岩形成于早、中三叠世(李宝龙等，2008；戚学祥等, 2010; Lin et al., 2012; 王舫等，2013)。这些火山岩、花岗岩带状分布，形成绿春-哀牢山岩浆岩带(图 2)。

在兰坪盆地以南地区，由于中、新生代盆地沉积物大范围覆盖，东、西两条古特提斯阶段岩浆岩带的相互关系并不明确。我们曾沿着穿过云县的北东-南西向公路完成了约60km的详细路线调查，并系统采集样品开展锆石测年，发现从澜沧江西岸开始往西出露一套连续完整的、向东逐渐变新的沉积-火山岩组合，火山岩包括玄武岩、安山岩、英安岩、流纹岩，时代从245Ma到220Ma，并被临沧花岗岩侵入(Yang et al., 2014a)。从这种变化趋势推测，我们认为思茅盆地两侧的火成岩可能属于同一个弧岩浆岩带。

由此，我们将三江造山带古特提斯阶段弧岩浆岩划分为三个带(图 2)：(1)玉树-义敦陆缘弧岩浆岩带；(2)江达-维西-马登-点苍山陆缘弧岩浆岩带；(3)云县-绿春-哀牢山陆缘弧岩浆岩带。下面将综合现有测年数据探讨各岩浆岩带的年代学格架。

17件岩浆岩样品的锆石加权平均年龄(表 1)统计结果见图 2a。从该图可以看出，玉树-义敦弧岩浆岩形成于220~210Ma短暂的时限内，形成明显的单个峰值年龄：215Ma(Yang et al., 2012)。这一特点指示形成玉树-义敦弧岩浆岩带的洋壳俯冲时间很短，相应地，被俯冲的洋壳规模也应该不大。

该带分为两段，江达-维西段及维西-马登-点苍山段。我们共收集了江达-维西段35件岩浆岩样品的锆石加权平均年龄数据，平均年龄在230~270Ma之间(表 1)。在年龄频谱图上(图 2b)显示三个明显的峰值，分别为258Ma、247Ma、234Ma。该特点显示造就江达-维西陆缘弧的洋壳俯冲事件持续事件超过40Myr，大致每10Myr形成一次岩浆岩集中喷发。这与野外岩石组合观察结果吻合，在岩浆喷发间隙，形成陆缘碎屑岩、碳酸盐岩沉积(Yang et al., 2014a)。

Xin et al.(2018)详细研究了维西-马登段岩浆岩发育特点，并收集、统计了锆石测年结果，发现该区段仅发育一次岩浆活动。岩浆岩集中于7Myr的极短时间内喷涌，形成一个明显的magmatic flare-up，峰期年龄为245Ma。

40件火成岩锆石样品加权平均年龄结果(表 1)显示该岩浆岩带具有较其他两个岩浆岩代相对漫长而复杂的岩浆演化历史。岩浆活动时间从早二叠世(280Ma)持续到晚三叠世(210Ma)，形成五个明显年龄峰值(图 2c)：251Ma、239Ma、231Ma、219~222Ma以及209Ma。各峰值年龄之间的时间差也是大致10Myr。岩浆活动间隙期沉积陆缘碎屑岩(富含植物碎片)、碳酸盐岩(Yang et al., 2014a)。从测年数据的空间分布(图 1)还可以看出另一个规律：在云县-绿春-哀牢山岩浆岩带内，晚三叠世(小于230Ma)岩浆岩集中于岩浆岩带的西侧，东部绝少发育晚三叠世岩浆岩；而老于230Ma的岩浆岩则分布于整个岩浆岩带内。上述岩浆岩时空分布特点显示：(1)形成该岩浆岩带的洋壳俯冲历史长达70Myr；(2)俯冲晚期，岩浆活动向西迁移。

除了上述大量岩浆岩测年数据外，针对三江造山带变质作用及时代也发表了足够多的数据。沿着龙木措-双湖、昌宁-孟连缝合带并没有连续出露高压变质岩。在北段(龙木措-双湖)、南段(昌宁-孟连)分别发育典型的中羌塘高压变质带(Kapp et al., 2000, 2003; 李才等, 2006a, b; Zhang et al., 2006; Pullen et al., 2008, 2011)、勐库榴辉岩带(李静等, 2015, 2017)。具有封闭温度较高的同位素体系矿物相(如锆石U/Pb、石榴石-绿辉石Lu/Hf等)测年结果显示，中羌塘高压变质岩的变质时代在245~230Ma之间(Pullen et al., 2008; Zhai et al., 2011)，其中低温兰片岩形成年龄大于270Ma(邓希光等, 2000, 2002)；而勐库榴辉岩变质时代在230~219Ma之间(孙载波等，2018)。白云母(多硅)⁴⁰Ar/³⁹Ar测年结果(李才等，2006b；王根厚等，2006)明显小于上述年龄，指示榴辉岩等高压变质岩折返过程的冷却时代。

我们将弧岩浆岩及高压变质岩年代学数据综合于图 3中，发现高压变质岩与弧岩浆岩具有很好的耦合关系：(1)从整体看，东羌塘、中咱、兰坪-思茅整个古特提斯阶段弧岩浆岩带从早二叠世开始发育弧岩浆岩，岩浆活动持续到210Ma(图 2d)；相应地，高压变质岩形成时代也从早二叠世开始，持续到210Ma。(2)从分段看，古特提斯阶段弧岩浆岩带北段(江达-维西)弧岩浆岩活动终止时间(230Ma)明显早于南段(210Ma, 云县-绿春-哀牢山)；与此对应，沿缝合带出露的榴辉岩南段(219Ma, 孙载波等，2018)明显比北段年轻(>230Ma, Pullen et al., 2008; Zhai et al., 2011)。此外，Liu et al. (2013)揭示点苍山、哀牢山变质带早期高压麻粒岩相变质(650~720℃，14kbar)时代在254~230Ma之间，与弧岩浆岩活动时限一致。因而，现有数据展示了虽然并不完整，但十分清晰的古特提斯大地构造样式：(1)位于西侧、西南侧的高压-低温变质带；(2)位于东侧、北东侧的弧岩浆岩带，以及局部出露的高压麻粒岩。由此我们认为，江达-维西-云县-哀牢山弧岩浆岩带作为一个整体，由古特提斯洋盆从南、南西往北、北东俯冲形成(现代地理方位)。龙木措-双湖-昌宁-孟连缝合带代表了古特提斯洋闭合、消亡的最终位置(李才等，2006a)。此外，不论弧岩浆岩发育历史还是高压变质岩的形成时代均支持我们先前提出的观点：龙木措-双湖-昌宁-孟连缝合带的闭合过程具有穿时性，北段先于南段闭合，闭合时间差达10~20Myr(Yang et al., 2014a)。

图 3

Fig. 3

图 3 三江造山带不同构造单元构造-热历史年代谱图(数据来源见表 1) Fig. 3 Age-spectra showing the tectonothermal evolutions of different tectonic units in Sanjiang Orogenic Belt, SW China (data sources are listed in Table 1)

发育于三江造山带北段的晚三叠世火山岩、同时代侵入岩及陆缘碎屑岩夹层(含大量植物碎片)形成一条连续、完整的北西-南东向岩浆岩带——玉树-义敦弧岩浆岩带(Yang et al., 2012)。这套火山-沉积岩角度不整合覆盖在江达-维西弧岩浆岩之上，表明其形成于另一次构造事件。综合1/20万区调成果(三江造山带地质图编图委员会，1986；Burchfiel and Chen, 2013)，该岩浆岩带以北为玉树-甘孜-理塘蛇绿混杂带，缝合带以北为巴颜喀拉-松潘-甘孜浊积岩带。上述三个构造单元平行排列，界限截然，其形成的大地构造相组合样式指示洋壳向南西方向俯冲(现代地理方位)，玉树-甘孜-理塘缝合带代表洋壳最终消亡位置。

基于新数据积累展现的岩浆岩时空分布样式、大地构造相，特别是高压变质带与弧岩浆岩带的空间配置关系清晰指示了三江造山带古特提斯阶段构造演化由两次洋壳俯冲、及随后的陆陆碰撞过程组成(Yang et al., 2014a)。然而，针对三江造山带古特提斯演化还存在诸多问题值得深入研究。

洋壳俯冲引发的大型弧岩浆岩带内岩浆活动普遍具有幕式发育的特点以及明显空间不均一性(如南美安第斯，de Silva and Gosnold, 2007；以及北美Serra Nevada, Ducea, 2001)。许多边界条件综合作用控制着洋陆俯冲带岩浆演化过程，如俯冲角度、俯冲板片的热结构、俯冲速率、俯冲带上盘地幔楔的富集特点、上盘地幔楔及地壳厚度、Wadati-Benioff带的摩擦阻力大小(俯冲带解耦与否)等(Katz et al., 2013)。在长期俯冲过程中，上述边界条件还可能发生变化(Doglioni et al., 2007)，造成岩浆岩带具有复杂的演变历史。具有1500km以上长度的江达-维西-云县-哀牢山弧岩浆岩具有长达70Myr的演化历史，表明三江造山带古特提斯主洋盆具有相当大的规模，甚至可与现代太平洋东岸对比。现有数据已经表明，江达-维西-云县-哀牢山岩浆岩带沿纵向、横向均表现出了明显变化：(1)较之于北段、南段，三江造山带中段的弧岩浆岩带宽度明显变小，岩浆活动集中在短暂时间段内；(2)三江造山带南段弧岩浆岩具有向俯冲带方向后退的特点；(3)虽然南、北两段均表现出幕式岩浆活动，但各幕峰值年龄并不能一一对应；(4)从北往南，岩浆活动历史逐渐变长。我们已经对这些变化的构造含义做了一些探讨(Yang et al., 2014a, Xin et al., 2018)，但其包含的深部动力学含义依然值得深入研究。

晚三叠世玉树-义敦弧岩浆岩带向西可能穿越西昆仑，延申至伊朗Alboz造山带，显见是个相当规模的大型弧岩浆岩带。区域地质调查结果(三江造山带地质图编图委员会，1986)认为在维西以南地区存在大量晚三叠世火山岩，但新的测年数据表明(Xin et al., 2018)，维西至云龙之间出露的火山岩年龄大于230Ma，其属于江达-维西陆缘弧的一部分，而非属于玉树-义敦陆缘弧。因而，玉树-义敦火成岩带并没有向南越过龙门山逆冲带的西南延伸线(图 2)，至该线附近，晚三叠世火山岩戛然而止。有趣的是，与晚三叠世俯冲相关的岩浆型矿床仅仅发现于该岩浆岩带的南端(典型者如普朗斑岩型铜矿，李文昌和曾普胜，2007；羊拉矽卡岩矿床，魏君奇等，1997)。为何该岩浆岩带会突然中断，以及与斑岩型矿化的动力学关联等关键问题尚未见讨论。结合巴颜喀拉-松潘-甘孜浊积岩的空间分布特点(图 2)，我们推测，龙门山逆冲断层带的前身可能是松潘-甘孜古洋盆的东南部保守型(conservative)板块边界(转换断层)，该转换断层走向与洋壳俯冲方向近平行。转换断层边界南东侧不存在洋壳俯冲，故而不发育弧岩浆岩带。该转换断层随洋壳俯冲而俯冲，造成俯冲带局部热扰动，使得最南端的弧岩浆岩具有特殊的地球化学及成矿属性。Chen et al. (2017)在玉树-义敦弧岩浆岩带最南端发现了具MORB属性的晚三叠世玄武岩，岩浆源自软流圈，可能与转换断层的俯冲有关。该推论若能得到详细数据的进一步支撑，则将对俯冲动力学及斑岩型矿床成因具有重大科学意义。

在中咱地块内及附近地区，1/20万区域地质调查发现了大量基性、超基性岩块(见图 1、图 2，三江造山带地质图编图委员会，1986)，前人将这些岩块归入金沙江蛇绿岩带(莫宣学等，2001)。然而，从其空间展布特点、与弧岩浆岩关系看，这些基性、超基性岩块不像成熟洋壳仰冲、破裂、混杂的产物，其理由如下：(1)这些岩块呈面状分布，没有成带(见图 1，三江造山带地质图编图委员会，1986)；(2)二叠纪、早三叠世江达-维西、晚三叠世玉树-义敦弧岩浆岩带内的火山岩直接覆盖在这些岩块之上，同时代花岗质岩体侵入于这些岩块中(Zi et al., 2012a, b)。这些基性、超基性岩块的构造属性及形成过程依然是一个值得进一步研究的科学问题。

最近几年在三江造山带内发现了大量早、中古生代岩浆岩(钟宏等，1999；Jian et al., 2009a, b；汝珊珊等，2012; Zhai et al., 2013)，这些数据表明三江造山带内记录了大量早古生代地质演化信息。然而，我们并不清楚早古生代即原特提斯阶段构造演化的细节，也不清楚原特提斯与古特提斯阶段构造演化的关联。解决这些问题对于整个特提斯构造带的大地构造重建具有重大意义。

前已述及，古特提斯阶段构造演化造就了西南三江造山带基本构造格局，始于新生代早期(Hu et al., 2016)的印度-欧亚大陆碰撞改造了这一构造格局。因而，对古特提斯构造格局的改造程度及样式是推演陆陆碰撞过程及动力学机理的基础。前人基于当时对三江造山带古特提斯构造格局的理解提出了“陆陆碰撞引发印支地块向南大规模逃逸”的构造模型(如，Tapponnier et al., 1982, 1986; Leloup et al., 1993, 1995)。该模型在国内被广泛接受，并深刻影响了对三江造山带新生代构造演化的理解(Zhang et al., 2010, 2012a, b; Liu et al., 2012)。然而，挤出模型在提出之初就争议不断(England and Houseman, 1986; Vilotte et al., 1986; England and Molnar, 1997; Mattauer et al., 1999；Searle, 2006)。从本文根据新的年代学数据重建的古特提斯阶段弧岩浆岩分布看，新生代构造变形并没有完全破坏古特提斯阶段形成的大地构造几何格架，证据如下：(1)发育在扬子地块西缘的二叠纪-早三叠世弧岩浆岩带依然保留完整；(2)作为逃逸地块东部边缘最主要走滑剪切带的红河-哀牢山剪切带西侧扬子型古生界保留完好(图 1；三江造山带地质图编图委员会，1986)；(3)实际上，点苍山、哀牢山剪切带的变形岩石本身就是古特提斯阶段弧岩浆岩带的一部分；(4)位于雪龙山、点苍山剪切带之间的晚二叠世-早三叠世弧岩浆岩没有经历任何剪切变形, 而表现为挤压变形(Yang et al., 2014b)；(5)详细构造解析结果显示，三江造山带绝大部分走滑剪切带的主要变形机制为纯剪，而非简单剪切(Searle, 2006; Zhang et al., 2010, 2012a, b; Liu et al., 2012)。这些特点表明，印支地块几乎没有向南逃逸，或者逃逸距离很小(史鹏亮等，2015；Li et al., 2017)。由此看来，斜向碰撞带构造演化及动力学依然值得进一步研究，清晰的古特提斯阶段大地构造几何格架是深入研究相关问题的基础。

三江造山带地质演化复杂，更兼山高坡陡、植被覆盖严重，许多地质问题尚待深入调查。但综合现有数据，可得如下主要结论：

(1) 三江造山带古特提斯构造格局由两次不同的大洋俯冲、陆陆碰撞过程形成：早二叠世到晚三叠世向北、北东方向俯冲形成江达-维西-云县-哀牢山陆缘弧岩浆岩；晚三叠世向南俯冲形成玉树-义敦陆缘弧岩浆岩带。

(2) 假定两个俯冲带的俯冲速率相差不大，则演化历史更长的江达-维西-云县-哀牢山弧岩浆岩带对应的龙木措-双湖-昌宁-孟连古洋盆为古特提斯主洋盆，而玉树-甘孜-理塘代表消失的古特提斯分支洋盆。

(3) 三江造山带古特提斯主洋盆洋壳俯冲时限达70Myr，形成了多个弧岩浆作用活跃期，各活跃期间隔约为10Myr。

(4) 同一弧岩浆岩带不同部位岩浆活动的活跃期并不一一对应。唯有详细梳理整个造山带构造-岩浆-热事件的时空配置关系方能构建相对合理的大地构造演化模型。

致谢      本文第一作者在求学期间适逢翟裕生院士担纲校长，有幸多次聆听先生教诲，受益终生；在从事三江造山带研究的最近十年间，先生每每莅临指导，多有启迪。值此先生90华诞，谨以此文表达对先生的敬意。两位匿名审稿人提出了很多修改意见，在此表示感谢。