楊莉 袁萬明 朱曉勇 時貞

中國地質大學(北京)科學研究院，北京 100083

裂變徑跡低溫熱年代學(Fission Track Low Temperature Thermochronology)技術廣泛用于造山帶隆升研究中，近年來裂變技術和(U-Th)/He技術相結合，對造山帶內巖石經(jīng)歷的熱歷史進行有效約束，對地質體的隆升時間、隆升過程及構造活動時間都能進行定量化限定。

裂變徑跡作為新興的熱年代學技術方法，其低封閉溫度(如磷灰石為100℃，鋯石為250℃)可有效記錄地質體經(jīng)歷低溫范圍內的相關信息，給出構造熱事件最后階段的熱演化信息，在地質研究領域中的應用不斷擴展，取得新進展(陳小宇等, 2016; 雷永良等, 2008; Yuanetal., 2003, 2006, 2009, 2019; Fellinetal., 2006; Tagami, 2005; Chengetal., 2018; Lietal., 2019; Linetal., 2019)。國內外大量研究從不同角度刻劃青藏高原的隆升剝蝕過程，解決諸多實際地質問題，其中裂變徑跡技術發(fā)揮了重要作用，目前對于三江地區(qū)的低溫熱年代學的相關報道并不多，尤其是鋯石裂變徑跡年代學數(shù)據(jù)更是鮮有。

西南“三江”地區(qū)位于青藏高原東南緣，處歐亞板塊與印度板塊結合部東側，在空間上兼具南北兩大板塊特征，屬東特提斯構造帶南部巨型彎轉地帶，在漫長地質演化過程中，構造巖漿活動頻繁而強烈，成礦條件優(yōu)越，是目前特提斯構造動力學研究的熱點地區(qū)(鄧軍等, 2012)。三江地區(qū)經(jīng)歷原特提斯、古特提斯、中特提斯和新特提斯消亡和陸陸碰撞等大陸巖石圈和大洋巖石圈兩種構造體制之間的轉換，諸如泛非期原特提斯消亡，加里東期陸內造山，晚海西-印支、燕山和喜馬拉雅期俯沖碰撞造山等多次構造事件(劉增乾等, 1993; 李興振等, 1999; 潘桂棠等, 2003)，完整記錄超級大陸裂解→增生→碰撞等特提斯演化過程。

三江造山帶的成礦作用和造山機制研究一直是當前研究的熱點問題，是全球特提斯構造域研究中的重要組成部分。三江特提斯經(jīng)歷了晚古生代特提斯構造演化向新生代大陸碰撞造山的疊加改造過程，伴隨多次大規(guī)模多期成礦作用，形成眾多金屬礦床，目前對于三江造山帶的成礦作用研究取得多項進展，諸如三江地區(qū)研究目前主要涉及成礦動力學背景(Houetal., 2007)，增生造山成礦系統(tǒng)(Dengetal., 2010, 2014a, b)，碰撞造山成礦系統(tǒng)(Wangetal., 2016; Dengetal., 2014c)，構造體制轉換與復合疊加成礦作用(Dengetal., 2014a, d)，成礦預測理論和勘查技術集成(Zhangetal., 2014; Dengetal., 2010)，巖漿巖組合及時空分布(Moetal., 1994; 莫宣學等, 2001, 2003; Caoetal., 2016)，成巖成礦(Wangetal., 2014a; Zhangetal., 2017)，特提斯開合演化歷史(Heetal., 2018; Liuzengetal., 2018; Wangetal., 2018; Dengetal., 2018)等方面，成為當前整個青藏高原研究程度較高的地區(qū)。相關研究多集中于成礦作用，聚焦在義敦島弧俯沖帶內斑巖礦床(Yangetal., 2014, 2017a)和元素地球化學及其構造屬性(Zietal., 2012a, b; Pengetal., 2013)，對俯沖-碰撞演化過程的年代學約束不夠，積累的年代學數(shù)據(jù)不夠多(Barretal., 2000; Caoetal., 2016; 姜麗莉等, 2015; 冷成彪等, 2008; 曾普勝等, 2006)，難以對構造事件提供精確而完整的年代學制約。熱年代學手段以鋯石U-Pb、獨居石U-Th-Pb定年(邱昆峰和楊立強, 2011; 楊立強等, 2010)等常規(guī)方法，運用裂變徑跡年代學的研究內容鮮有報道(Reidetal., 2005; Liuzengetal., 2018; Tianetal., 2014)。

“三江”南段地區(qū)作為特提斯構造帶東南突出的弧形山脈(島弧)組成部分，其構造現(xiàn)象豐富、構造單元出露全面，在特提斯構造域形成演化時空、遷移規(guī)律和構造特征研究中，具有極強的代表性，是巨型復合造山帶的理想研究區(qū)。本文通過對中咱地塊-義敦島弧不同層位露頭樣品的鋯石進行裂變徑跡分析，對區(qū)內中生代構造活動進行探討，揭示三江南段義敦島弧、中咱陸塊及其相關地區(qū)侏羅紀以來經(jīng)歷的構造熱事件，建立構造熱演化事件時間格架，為三江南段構造演化歷史研究提供精確的年代學證據(jù)，以期為深入認識三江地區(qū)構造演變過程與機理提供新佐證。

1 地質概況

本文研究區(qū)跨越兩個不同的構造單元，分別為義敦島弧和中咱地塊，是三江特提斯多島弧盆系統(tǒng)的重要組成部分，是研究三江特提斯構造演化的重要窗口。研究區(qū)是青藏高原南緣部分向壩區(qū)過渡地帶，屬于西南“三江”南段，區(qū)內地質構造復雜，是晚古生代以來喜馬拉雅期岡瓦納大陸與歐亞大陸擠壓作用極強烈地段之一。大地構造位置屬于義敦島弧構造-巖漿-成礦帶南端和中咱地塊結合部位(圖1)。

圖1 三江特提斯地質簡圖及采樣位置圖(據(jù)鄧軍等, 2011修改)Fig.1 Simplified geological map of Sanjiang Tethys and sample locations (after Deng et al., 2011)

三江巨型復合造山帶由島弧、地塊及走滑運動形成的碎塊組成，其形成與演化經(jīng)歷復雜地球動力學過程，時空變化遷移規(guī)律錯綜復雜。伴隨“三江”地區(qū)復合造山帶的演變，多種構造-巖漿活動、變質作用并存，區(qū)內礦產(chǎn)的形成與分布創(chuàng)造廣泛，分布眾多金屬礦如Cu(Mo)、Ni、Pb、Zn、Nb、Sn(W)、Ta、Au、Ag、Pt等。

義敦島弧為西南三江最大火山弧，呈南北向展布于三江特提斯多島弧盆系東緣，夾持于松潘-甘孜地體和羌塘地塊之間，向西為金沙江縫合帶，東與甘孜理塘縫合帶相接，呈南北向展布，北從四川德格，南至云南中甸，是一條長500km、寬90～150km的NNW展布的構造巖漿帶。帶內出露上元古界-新生界地層，其中侏羅紀與白堊紀地層缺失，而三疊紀地層出露面積占全區(qū)總面積的80%以上，第三系和第四系零星出露。義敦島弧經(jīng)歷印支期洋殼俯沖造山、燕山期弧-陸碰撞和造山后伸展、喜馬拉雅期走滑轉換，形成當今的復合造山帶。晚二疊世-晚三疊世早期形成甘孜-理塘洋盆，晚三疊世末期開始向西大規(guī)模俯沖消減于中咱地塊之下，相應在西側形成義敦弧(Moetal., 1994)。大致以北緯30°為界，其北部古洋盆東側為松潘-甘孜地體，西側為厚度20～23km拉張減薄的過渡性地殼；南部古洋盆東側為揚子陸塊，西側為較大厚度的地殼。這種東、西區(qū)域構造差異性(可能與板片撕裂有關)使得洋殼板片向西俯沖的角度不同，北段洋殼板片高角度俯沖于張性弧(昌臺弧)，發(fā)育VMS型和淺成低溫熱液型多金屬礦床；南段洋殼板片由于揚子地塊向西推擠而低角度緩俯沖形成壓性弧(中甸弧)，發(fā)育斑巖和矽卡巖型礦床(侯增謙等, 2001)。碰撞造山作用階段，發(fā)育同碰撞花崗巖，此時島弧地殼擠壓收縮和剪切應變作用下形成復雜變形構造(李文昌等, 2010)。甘孜-理塘洋盆在晚三疊世末期沿俯沖帶收縮為殘余盆地，義敦島弧主體開始隆升，局部地區(qū)接受河道沉積，構成磨拉石-雜陸屑建造(侯增謙等, 2001)。造山后伸展作用階段以燕山早期板內長英質火山巖分布在義敦弧北段，以及分布在弧后區(qū)近陸一側燕山晚期A型花崗巖(曲曉明等, 2003)。造山后伸展可能與造山帶去根作用或下地殼拆沉作用有關，下部熱的軟流圈上涌，誘發(fā)地殼部分熔融造成大規(guī)模巖漿作用(Bird, 1979; Kayetal., 1994)。喜馬拉雅期陸內碰撞造山作用使得青藏高原隆起，此時其東緣三江地區(qū)義敦島弧發(fā)生逆沖-推覆作用和大規(guī)模走滑平移活動、喜馬拉雅期花崗巖侵位、拉分盆地形成，也是青藏高原碰撞隆起作用的遠程效應(李文昌等, 2011)。

圖2 三江地區(qū)鋯石裂變徑跡年齡P(χ2)值>5%樣品單顆粒年齡頻率曲線及其年齡直方圖Fig.2 Histograms and frequency curves of zircon single grain ages of Sanjiang region

中咱地塊夾在義敦島弧帶和金沙江帶之間，系甘孜-理塘洋開啟并裂離揚子陸塊而成為獨立的微板塊，受印度洋板塊、歐亞板塊相互作用影響，區(qū)域地質構造復雜多變。受到區(qū)內逆沖斷層的影響，地層出露不完整，地塊中段的巴塘-得榮、南段巨甸-石鼓及北段蓋玉附近出露古生界地層。中咱陸塊和昌都陸塊之間的碰撞，使得區(qū)內發(fā)育一系列近南北向的短軸背、向斜構造，古生代地層發(fā)生褶皺變形，晚三疊地層呈不整合覆于其上；巖漿巖從加里東期到印支期主要出露噴出巖，華里西期到喜山期以中酸性侵入巖為主(王全偉等, 2008)，區(qū)內的變質巖極為發(fā)育，金沙江斷裂帶以東廣泛分布變質程度較深的區(qū)域變質巖，為淺變質的絹云母-綠泥石相；在擠壓破碎帶及斷裂附近分布以構造角礫巖、糜棱巖、碎裂巖等不同類型的動力變質巖。晚三疊世中晚期，甘孜-理塘洋殼向德欽-中甸陸塊下俯沖，中咱地塊東緣由被動邊緣轉化為活動邊緣。自東向西沿俯沖方向形成昌臺-鄉(xiāng)城島弧帶和義敦弧后盆地。

2 樣品與測試

2.1 樣品

本文獲得測試結果的樣品總計12件，樣品采集于中咱地塊和義敦島弧，大多數(shù)樣品位于中咱地塊，分布在中甸縣納帕海-橋頭斷裂兩側，總體延伸呈近于垂直構造帶。其中樣品YN06取自中三疊統(tǒng)北衙組(T2b)地層，巖性以灰?guī)r夾砂巖為主；YN07和YN12分別取自中泥盆統(tǒng)窮錯組(D2qc)和古道領組(D2g)，巖性以灰?guī)r夾片巖為主；YN15和YN16取自下泥盆統(tǒng)何元寨組(D1h)，主要巖性為厚層狀泥灰?guī)r，夾斜長角閃巖、白云巖、片巖、板巖和砂礫巖；其余樣品采于震旦系巨甸巖群(Pt3J)，巖性以千枚巖、片巖以及變質砂板巖為主。

2.2 測試方法

采集的全巖樣品通過常規(guī)方法進行粉碎、淘洗、烘干，進行粗選-電磁選-重液選等手段，提純并分離出鋯石單礦物顆粒。選礦工作在河北省區(qū)域地質礦產(chǎn)調查所實驗室完成。

采集的樣品通過鋯石裂變徑跡分析，計獲得12件樣品測試結果。實驗室首先將鋯石顆粒固定在聚四氟乙丙烯透明塑料片上，制作成光薄片，研磨拋光揭示礦物顆粒內表面。將鋯石樣片在210℃下KOH+NaOH高溫熔融物內蝕刻20～35h，揭示自發(fā)徑跡 (Yuanetal., 2003, 2006)。將低鈾白云母片作為外探測器蓋在光薄片上，與CN2(鋯石)標準鈾玻璃(Bellemansetal., 1995)一并接受熱中子輻照(Yuanetal., 2006)。在25℃條件下40% HF中蝕刻白云母外探測器20min揭示誘發(fā)徑跡。最后在高精度光學顯微鏡100倍物鏡下觀測統(tǒng)計裂變徑跡。應用IUGS推薦的Zeta常數(shù)標定法計算出裂變徑跡中心年齡。根據(jù)標準鋯石礦物的測定，加權平均得出Zeta常數(shù)值 (Hurford and Green, 1983; Hurford, 1990)。本次試驗獲得的鋯石樣Zeta常數(shù)為(90.9±2.8)a/cm2。

表1 鋯石裂變徑跡測試結果

Table 1 Observed results of ZFT and relevant calculated data

序號樣品號采樣位置高程(m)地層/巖性顆粒數(shù)(n)ρs(105/cm2)(Ns)ρi (105/cm2)(Ni)ρd (105/cm2)(Nd)P(χ2)(%)中心年齡±1σ(Ma)池年齡±1σ(Ma)1YN0626°50.339'N、100°05.009'E2645T2b/細砂巖36110.647(8462)46.877(3585)12.662(5958)47.1135±5134±52YN0726°53.456'N、100°01.600'E1947D2qc/片巖36130.626(7409)69.201(3925)13.152(5958)30.5112±4112±43YN1226°59.399'N、100°03.786'E1835D2g/片巖36114.098(5821)57.764(2947)13.543(5958)19.2120±5120±54YN1526°53.305' N、99°59.997'E1838D1h/斜長角閃巖14161.187(3264)87.063(1763)13.925(5958)0115±9116±55YN1626°53.726' N、99°57.914'E1836D1h/片巖36107.255(8540)71.035(5656)14.326(5958)097±598±56YN1727°02.161' N、99°55.305'E1842Pt3J/片巖36104.446(6766)52.933(3429)10.606(5958)24.395±494±47YN1927°06.061' N、99°51.923'E1865Pt3J/片巖3698.867(3800)41.732(1604)10.998(5958)35.7118±5117±58YN2027°12.044' N、99°46.537'E1850Pt3J/片巖36135.102(4356)62.309(2009)11.39(5958)2.2112±5111±59YN2227°15.464' N、99°42.646'E1891Pt3J/片巖29125.832(2981)52.089(1234)11.879(5958)0130±8129±610YN2427°18.780' N、99°39.408'E1886Pt3J/片巖2386.607(1575)38.382(698)12.369(5958)70.4126±7126±711YN2527°26.550' N、99°36.395'E1894Pt3J/片巖8101.572(1288)53.704(681)12.662(5958)21108±6108±612YN2727°34.104' N、99°32.280'E1940Pt3J/片巖36106.263(6727)53.582(3392)12.956(5958)0116±5116±5

注：樣品測試在中國科學院高能物理研究所完成. n為顆粒數(shù)；ρd為標準誘發(fā)裂變徑跡密度；Nd為標準鈾玻璃的誘發(fā)裂變徑跡數(shù)；ρs為自發(fā)裂變徑密度；Ns為自發(fā)裂變徑跡總數(shù)；ρi為誘發(fā)裂變徑跡密度；Ni為誘發(fā)裂變徑跡數(shù)；P(χ2)為χ2統(tǒng)計，是單顆粒年齡與所有顆粒的平均年齡符合的幾率量度(%)

圖3 χ2檢驗值小于5%樣品鋯石裂變徑跡年齡分解圖左欄為雷達圖解；右欄為概率密度圖Fig.3 Decomposition of zircon fission track age which failed the χ2 testLeft are single grain age radial plots; right are single grain probability density plots

2.3 測試結果

樣品測試結果表明，12個鋯石裂變徑跡年齡分布在75.6±12.9Ma～165.3±15.7Ma之間(表1)，樣品的徑跡年齡直方圖及單顆粒年齡分布見圖2。

圖4 三江地區(qū)鋯石裂變徑跡年齡分布直方圖Fig.4 The distribution histogram of zircon fission track ages in the Sanjiang region

鋯石裂變徑跡年齡總體變化幅度不大。中心年齡與池年齡在誤差范圍也基本一致。鋯石樣品裂變徑跡表觀年齡總體上均小于區(qū)內巖體形成年齡，說明巖體上升侵位過程中冷卻并于侏羅紀紀緩慢通過部分退火帶，且其后區(qū)內發(fā)生的構造-熱事件均未達到鋯石裂變徑跡封閉溫度(250℃)，鋯石未完全退火，因此，樣品裂變徑跡年齡結果反映研究區(qū)所經(jīng)歷的地質熱事件。借助Greenetal. (1986) 提供的方法計算誤差，對所測單顆粒年齡是否屬于同一年齡組概率進行評價，當P(χ2)大于5，表明各單顆粒年齡差別屬于統(tǒng)計誤差范圍之內；當P(χ2)<5，表明單顆粒年齡不均勻分布，可能存在多個總體、物源或成因復雜，此時基于泊松變異的常規(guī)分析無效，只能借助于平均年齡，本次研究的12個樣品中， YN15、YN16、YN22、YN27等4個樣品P(χ2)<5。應用Binomfit軟件(Brandon, 1992, 1996)對其徑跡年齡進行分解，其中YN15鋯石徑跡年齡分解為兩組擬合年齡89.1±6.3Ma和142.7±7.7Ma；YN16徑跡年齡分解為三組擬合年齡75.6±12.9Ma，99.2±11.4Ma和126.3±11.7Ma；YN20分解為100.3±5.9Ma和127.2±9.6Ma；YN22分解為102.3±13.3Ma和165.3±15.7Ma；YN27分解為98.6±16.7Ma和134.2±19.3Ma(圖3)。

鋯石裂變徑跡體系(ZFT)的封閉溫度可作為一個有用的熱年代學計，可揭示匯聚造山帶長期剝蝕歷史。造山帶巖石具有相對清晰的冷卻模式，并與構造熱事件和剝蝕作用有關。值得引起注意的是，不同年齡和遭受不同程度輻射損傷的鋯石，曾受到低溫熱擾動事件影響，在這種情況下，礦物的非均相退火(heterogeneous annealing)和部分退火機制會導致年齡分布較分散，甚至在所有顆粒都經(jīng)歷相同熱歷史的深成巖中也是如此。輻射損傷的微小變化會帶來單顆粒之間U+Th濃度的差異，進而影響其退火動力學機制，而這種退火效應往往出現(xiàn)在經(jīng)歷多次構造熱事件擾動的造山帶中(Garveretal., 2005)。

其余的8個樣品的P(χ2)>5%，單顆粒年齡直方圖為較為典型的單峰式分布，表明屬于同一年齡組，各個樣品的裂變徑跡年齡都可反映相應構造熱事件，有確切地質意義(袁萬明等, 2002)。單顆粒年齡直方圖顯示年齡分布范圍較大，根據(jù)年齡值分布特征，并結合研究區(qū)所經(jīng)歷的構造活動，將裂變徑跡年齡值分為6組：165Ma、144Ma、135～134Ma、126～108Ma、102～89Ma和76Ma(圖4)。

3 地質意義

西南三江特提斯造山帶形成演化經(jīng)歷了古生代與中生代古特提斯、中特提斯和新特提斯洋盆開合過程，并伴隨由洋盆閉合引發(fā)的增生造山以及新生代-印度歐亞大陸匯聚導致的碰撞造山作用。本文取得的鋯石裂變徑跡年齡變化于165～76Ma之間，是區(qū)內所經(jīng)歷構造活動的記錄。這些年齡值由多個細分年齡組構成，即165Ma、144Ma、135～134Ma、126～108Ma、102～89Ma和76Ma。不同年齡組即是不同構造熱事件發(fā)生發(fā)展的反映，又是對相關構造事件時限的制約。

(1)165Ma：班公湖-怒江洋形成階段。晚三疊世以來，甘孜-理塘洋殼向西俯沖，義敦島弧開始形成，發(fā)育弧火山-復理沉積建造。三疊世末，甘孜-理塘洋關閉，整個川西地區(qū)全面抬升成陸，開始進入中特提斯晚期演化階段。隨著甘孜-理塘洋盆的關閉，于早、中侏羅世形成怒江洋。165Ma正是怒江洋處于形成時代。岡底斯地塊產(chǎn)出的系列斑巖型Cu-Au礦中Re-Os年齡為177～170Ma，同時產(chǎn)出大量184～158Ma鈣堿性熔巖和花崗雜巖體，形成長500km的巖漿弧(楊志明等, 2011; Langetal., 2014; Hou and Zhang, 2015)，這正是班公湖-怒江洋盆向岡底斯地塊俯沖的產(chǎn)物。與之同時，雅魯藏布江洋盆此時亦打開，形成所謂南北兩支新特提斯洋(Hou and Zhang, 2015; Panetal., 2012)。

(2)144Ma：班公湖-怒江洋開始閉合。晚侏羅世班公湖-怒江洋殼俯沖、碰撞，直至閉合。144Ma記錄開始關閉時間。印緬嶺蛇綠巖帶鋯石U-Pb年齡及Hf 同位素研究表明，洋殼形成或洋底變質作用的時間為163Ma，洋-洋俯沖閉合時間為147Ma(鄧軍等, 2011; Shietal., 2009)，這與本文164Ma和144Ma的鋯石裂變徑跡年齡一致。Wangetal. (2014b)通過羌塘-拉薩碰撞帶研究，證實從140Ma開始發(fā)生自東向西的穿時碰撞。

(3)135～134Ma：雅魯藏布江洋形成。侏羅紀末(144Ma)班公湖-怒江洋的閉合，使得雅魯藏布江地體與岡瓦納被動大陸邊緣分離，進而于早白堊世(135～134Ma)形成雅魯藏布江新特提斯洋(Houetal., 2011; Stampfli and Borel, 2002)。從135～134Ma起，雅魯藏布江洋殼開始進入俯沖階段。此時在德興斑巖Cu礦區(qū)形成與Pb-Zn-Ag有關的145～125Ma英安質火山-次火山巖(Houetal., 2011)。此時在德興斑巖Cu礦區(qū)形成與Pb-Zn-Ag有關的145～125Ma英安質火山-次火山巖(Houetal., 2011)。

(4)126～108Ma：班公湖-怒江洋閉合與雅魯藏布江洋俯沖消減。班公湖-怒江洋最終閉合，完成拉薩地體與羌塘地體的碰撞拼合過程。同時，雅魯藏布江新特提斯洋向北俯沖，在拉薩地體南部邊緣形成岡底斯安第斯型巖漿弧，伴隨白堊紀末新特提斯洋的閉合，該巖漿弧向歐亞大陸南部邊緣增生(莫宣學等, 2003; Houetal., 2006; Shahabpour, 2005)。上述144Ma年齡與本階段的關系，在于前者開始進入硬碰撞閉合階段，而本年齡組126～108Ma代表最后碰撞閉合過程。之所以記錄到兩個年齡組144Ma和126～108Ma，可能體現(xiàn)班公湖-怒江洋閉合作用總體發(fā)生在早白堊世，并具有階段性，即薩地體與羌塘地體的碰撞拼合以早白堊世的早、晚期為主。岡底斯地體發(fā)育約110Ma的火山巖(Zhuetal., 2013; Chenetal., 2014)，騰沖地塊發(fā)育鋯石U-Pb年齡為127～115Ma的花崗巖(Congetal., 2011; Xuetal., 2012; Dengetal., 2014a)，都是新特提斯洋盆消亡過程的體現(xiàn)(Hou and Zhang, 2015)。雅魯藏布江洋關閉是印度板塊與拉薩板塊碰撞拼合的結果，標志著區(qū)內中特提斯演化階段的結束。在雅魯藏布江中生代縫合帶保留有大量洋殼殘余物(蛇綠巖和混雜巖)，記錄著曾經(jīng)的洋盆環(huán)境(Houetal., 2011;eng?r and Natal’in, 1996; Sorkhabi and Heydari, 2008)。

(5)102～89Ma：陸內碰撞。義敦島弧和中咱地塊晚白堊世約100～81Ma發(fā)育高SiO2貧Ba、Sr、Eu花崗巖，屬于陸內碰撞成因(Wangetal., 2014a, 2016; Caoetal., 2016)。拉薩地體-羌唐地體此時同樣處于陸內碰撞環(huán)境。燕山期強烈的成巖成礦規(guī)模，諸如熱林蝕變花崗斑巖及其(鎢)鉬礦、紅山隱伏斑巖及其(銅)鉬礦、銅廠溝(銅)鉬礦等，也表明燕山期存在一次由增生造山向碰撞造山構造動力體制轉換(李文昌等, 2011)。燕山期S型花崗巖的侵入，為帶內淺成低溫熱液型金礦的形成提供了充足的熱動力條件，促使蛇綠混雜巖含礦建造中的金活化轉移，在有利的構造-巖性部位聚集成礦。

(6)76Ma：伸展階段。隨著班公湖-怒江洋閉合，印度板塊向歐亞板塊的俯沖以及東部揚子地塊的阻擋，導致青藏高原全面隆升和造山構造活動，三江地區(qū)地殼被擠壓和強烈縮短、地體被強烈擠出并向南或南東逃逸，形成大規(guī)模逆沖推覆、走滑、深部韌性剪切和拆離滑脫構造活動，并伴隨強烈的構造巖漿活動和成礦作用，形成許多金屬礦產(chǎn)。白堊紀經(jīng)歷后造山伸展作用，義敦島弧中、北段發(fā)育A型花崗巖及矽卡巖型錫礦(侯增謙等, 2003)。義敦島弧燕山晚期造山后伸展環(huán)境下的花崗巖漿侵入活動集中在～80Ma，與區(qū)內成礦作用同期，例如紅山大型斑巖銅鉬礦區(qū)巖體鋯石U-Pb年齡77Ma和79Ma，輝鉬礦Re-Os礦化年齡77Ma和80Ma(Yangetal., 2017b)。紅山礦區(qū)花崗斑巖鋯石U-Pb年齡81.1±0.5Ma(王新松等, 2011)。Queershan-Cilincuo belt晚白堊世A型花崗巖發(fā)育(Quetal., 2002; Wuetal., 2016)，中甸地區(qū)鄉(xiāng)城措莫隆鉀長花崗巖Ar-Ar年齡為77Ma(呂伯西等, 1993)，騰沖地塊中部與多個熱液Sn-W礦床有關的A型花崗巖鋯石U-Pb年齡為76～68Ma(Xuetal., 2012; Dengetal., 2014d)，這些都是區(qū)內此次伸展階段的產(chǎn)物，與殘余洋片重熔有關。羌塘地體南部存在的80～76Ma富鉀巖漿巖，亦是巖石圈拆沉的結果(Lietal., 2013)。

總之，在鋯石裂變徑跡年齡165～76Ma期間，雖然中咱地塊和義敦島弧處于陸內演化過程，但是，這些年齡和年齡組卻較好地揭示了三江地區(qū)新特提斯構造-巖漿熱事件，特別是對班公湖-怒江洋盆形成、俯沖、閉合以及拉薩-羌塘地塊陸內碰撞，擴展了具體的時限制約。

4 結論

本文工作穿越三江特提斯域義敦島弧和中咱地塊，通過對不同構造部位樣品的鋯石裂變徑跡熱年代學分析，獲得新特提斯構造演化過程的新證據(jù)。

(1)所獲得鋯石裂變徑跡年齡為165～76Ma，可劃分為165Ma、144Ma、135～134Ma、126～108Ma、102～89Ma和76Ma多個年齡組。

(2)年齡165Ma和144Ma揭示怒江洋盆形成階段和最終俯沖關閉的時間，而135～134Ma和126～108Ma年齡組較好地記錄雅魯藏布江洋開始裂開俯沖與逐步俯沖閉合的時間。洋盆開合的同時，均伴隨系列火山噴發(fā)-巖漿侵入活動及其成礦作用。

(3)年齡102～89Ma是繼雅魯藏布江洋閉合之后，在拉薩-羌塘地塊乃至松潘-甘孜地塊發(fā)生陸內碰撞時限；年齡76Ma反映晚期陸內伸展作用。特提斯域進入陸內演化之后，是大規(guī)模成礦作用時期。

致謝 謹以此文祝賀翟裕生院士九十華誕。翟院士在成礦系統(tǒng)理論和找礦實踐領域取得的科研成就令人嘆服，他精益求精、不折不撓的治學精神使人肅然起敬，他胸懷家國天下的情懷值得我們終身學習。同時，感謝參與和支持本文工作的各位同仁。