董猛猛 楊天南 信迪 梁明娟

素有“世界屋脊”之稱的青藏高原及其東南緣記錄了多期次的構(gòu)造-巖漿-變質(zhì)作用及其疊加、改造事件，孕育了極其豐富的礦產(chǎn)資源，是研究大陸碰撞造山過程及其成礦作用(侯增謙等, 2006a, b, c; Tangetal., 2021)、探究高原隆升及其地殼變形機(jī)理(Chungetal., 1998; Yangetal., 2021)的天然實(shí)驗(yàn)場，歷來受到國內(nèi)外學(xué)者的高度關(guān)注。青藏高原及其東南緣由多個微地塊及其間夾持的古洋盆經(jīng)歷多期次的洋盆消減和陸塊拼貼而成(圖1)，如東、西羌塘地塊之間的龍木措-雙湖洋、印支與滇緬泰馬地塊之間的昌寧-孟連洋、東羌塘地塊與松潘-甘孜褶皺帶及中咱地塊之間的金沙江洋、印支與揚(yáng)子地塊之間的哀牢山洋以及中咱地塊與松潘-甘孜褶皺帶之間的甘孜-理塘洋等一系列古特提斯洋及其分支依次于二疊紀(jì)-晚三疊世期間閉合，從而形成了龍木措-雙湖-昌寧-孟連、金沙江-哀牢山和甘孜-理塘縫合帶(莫宣學(xué)等, 1993; Dengetal., 2014; Yangetal., 2014a)；西羌塘與拉薩地塊之間的中特提斯洋(班公湖-怒江洋)于晚侏羅-早白堊世期間閉合，形成了班公湖-怒江縫合帶(Yin and Harrison, 2000; Kappetal., 2007; Zhuetal., 2011)；拉薩地塊等與印度大陸之間的新特提斯洋(雅魯藏布洋)于新生代早期閉合，形成了雅魯藏布江縫合帶(Yin and Harrison, 2000; Dingetal., 2003, 2005)。繼而，早古近世以來的印度-歐亞大陸碰撞作用強(qiáng)烈地改造了歐亞大陸南緣的構(gòu)造格架，伴隨印度大陸持續(xù)北向擠入歐亞大陸內(nèi)部，最終形成以青藏高原為主體的正向碰撞帶和以高原東南緣為代表的側(cè)向(或斜向)碰撞帶(圖1; Molnar and Tapponnier, 1975; Mattaueretal., 1999; Yin and Harrison, 2000; Burchfiel and Chen, 2012)。在這一時(shí)期，一系列新生代巖漿巖隨之產(chǎn)生，并分布于整個青藏高原及其東南緣的廣大區(qū)域(圖2; Chungetal., 2005; Yangetal., 2021及其文獻(xiàn))。

圖1 青藏高原及其周邊地區(qū)構(gòu)造框架圖(據(jù)任紀(jì)舜等, 1999修改)

圖2 藏東及藏東南地區(qū)構(gòu)造框架圖，示新生代巖漿巖的時(shí)-空分布(據(jù)Yang et al., 2021修改)

圖1展示的正、側(cè)向碰撞帶的大地構(gòu)造格架，基本代表了當(dāng)前較為普遍接受的看法。實(shí)際上，對于這兩個碰撞帶內(nèi)構(gòu)造單元之間及其內(nèi)部各地塊之間的對應(yīng)關(guān)系始終存在爭議。如，側(cè)向碰撞帶內(nèi)的印支地塊與正向碰撞帶內(nèi)的羌塘地塊、側(cè)向碰撞帶內(nèi)騰沖-保山地塊與正向碰撞帶內(nèi)的拉薩地塊之間是否是一一對應(yīng)的？側(cè)向碰撞帶內(nèi)的印支地塊與揚(yáng)子地塊是何種關(guān)系？這些問題關(guān)乎古洋-陸格局的合理重建。譬如，對于側(cè)向碰撞帶內(nèi)的印支地塊，若其具有華夏古大陸的親緣性，則印支地塊西緣的昌寧-孟連縫合帶即代表了已消失的古特提斯主洋盆(Yangetal., 2019; 王保弟等, 2021)。反之，若印支地塊具有岡瓦納大陸的親緣性，則古特提斯主洋盆應(yīng)為哀牢山洋(Usukietal., 2013; Wangetal., 2014)。

回答上述問題的關(guān)鍵之一在于揭示相關(guān)地塊的構(gòu)造演化歷史，即構(gòu)造-巖漿熱事件序列，這是厘定不同地塊之間的親緣關(guān)系的必要條件。受益于快速發(fā)展的鋯石原位U-Pb測年和同位素分析技術(shù)(吳福元等, 2007; 李獻(xiàn)華等, 2022)，前人已廣泛開展沉積巖或變沉積巖中碎屑鋯石的U-Pb測年及Hf同位素分析，試圖揭示盆地物源區(qū)的構(gòu)造-巖漿事件序列，并與其它地塊對比分析，建立不同塊體之間的親緣性關(guān)聯(lián)(Wangetal., 2014; Yangetal., 2019及其中所引文獻(xiàn))。然而，通過碎屑鋯石數(shù)據(jù)而構(gòu)建的相關(guān)地塊構(gòu)造-巖漿事件序列，明顯存在如下的局限性：(1)盆地充填物僅僅代表被地表地質(zhì)事件剝蝕的物源區(qū)巖石，碎屑鋯石記錄的地質(zhì)事件的完整程度取決于整個地殼的剝露情況；(2)碎屑鋯石數(shù)據(jù)反映的是盆地物源區(qū)的地質(zhì)記錄，而非完整的盆地基底，實(shí)際上，絕大部分盆地(如前陸盆地)物源區(qū)可涉及多個構(gòu)造單元(Allen and Allen, 2013)，因此，碎屑鋯石數(shù)據(jù)常常被用于討論大陸碰撞時(shí)間(Xuetal., 2010; Dingetal., 2016a)；(3)碎屑鋯石數(shù)據(jù)的區(qū)域?qū)Ρ燃昂侠斫忉屵€強(qiáng)烈受限于目標(biāo)地塊的研究程度，如地塊內(nèi)巖漿事件、古縫合帶是否已被全面地揭示等。

而巖漿巖及其所攜帶的深源“巖石包體”是有效探測地球深部物質(zhì)和地質(zhì)過程的“探針”，更是板塊運(yùn)動與區(qū)域構(gòu)造事件及其演化過程的“儲存器”(莫宣學(xué), 2011)。較之于“巖石包體”，作為巖漿巖另類“包體”的繼承鋯石，同樣記錄了巖石圈深部過程信息，“探針”效果可能更佳，因?yàn)楹笳吲c母體巖漿之間的物質(zhì)交換程度可能更低。此外，與碎屑鋯石相比，通過巖漿巖繼承鋯石數(shù)據(jù)推演地塊構(gòu)造-巖漿事件序列還具有如下兩個明顯的優(yōu)勢：

(1)原位性。無論是侵入體還是熔巖，其巖漿通道與地表之間均呈大角度相交(Gill, 2010)。因而，巖漿巖繼承鋯石均源于巖體(或熔巖)所在地質(zhì)單元的巖石圈深部，記錄的是巖漿巖所在地質(zhì)單元的構(gòu)造-巖漿事件信息。當(dāng)然，近垂直的巖漿通道有可能穿越傾斜的地質(zhì)單元界面，巖漿巖繼承鋯石也可能會記錄多個地質(zhì)單元的構(gòu)造-巖漿事件演化信息。

(2)完整性。巖漿巖侵位過程中經(jīng)歷了局部熔融-同化-存儲-均一(melting-assimilation-storage-homogenization, MASH)、同化混染-分異結(jié)晶(assimilation-fractional crystallization, AFC)以及巖漿混合(magma mixing)等過程(Hildreth and Moorbath, 1988; 鄧晉福等, 2004)。顯見，其不僅包含了巖漿源區(qū)巖石的構(gòu)造-巖漿演化信息，在同化混染、巖漿上升、侵位過程中還可能捕獲了巖漿穿越區(qū)所有巖石內(nèi)的鋯石。這些鋯石有可能完整地記錄了巖漿巖所在地質(zhì)單元的構(gòu)造-巖漿演化歷史。

自古近紀(jì)早期印度-歐亞大陸開始碰撞以來，正、側(cè)向碰撞帶內(nèi)發(fā)育了大量幔源巖漿巖，就位于不同大地構(gòu)造單元內(nèi)。這些新生代巖漿巖不單是印度-歐亞大陸俯沖、碰撞動力學(xué)過程的物質(zhì)記錄(莫宣學(xué)等, 1993)，也是探測不同大地構(gòu)造單元物質(zhì)組成、構(gòu)造-巖漿事件的理想“探針”。為此，諸多學(xué)者對這些新生代巖漿巖開展了大量的鋯石年代學(xué)、鋯石Hf-O同位素、全巖地球化學(xué)分析測試，積累了相當(dāng)數(shù)量的高質(zhì)量數(shù)據(jù)(圖2; Maetal., 2014; Dingetal., 2016b; Zhaoetal., 2016a, 2020; Wangetal., 2018; Tongetal., 2019; Liaoetal., 2020; Shenetal., 2021; Chenetal., 2022a, b; Dongetal., 2022及其文獻(xiàn))。其中就包含有許多繼承鋯石數(shù)據(jù)，但目前相關(guān)文獻(xiàn)鮮有觸及其地質(zhì)含義的深入解析。

鑒此，本文以印度-歐亞大陸側(cè)向碰撞帶內(nèi)NEE向新生代巖漿巖帶(Yangetal., 2021; 具體定義見下文)為研究對象，詳細(xì)收集、梳理該巖漿巖帶內(nèi)始-漸新世巖漿巖內(nèi)繼承鋯石的U-Pb年代學(xué)和Hf同位素?cái)?shù)據(jù)，嘗試?yán)眠@些數(shù)據(jù)揭示側(cè)向碰撞帶內(nèi)相關(guān)大地構(gòu)造單元的構(gòu)造-巖漿事件序列，通過綜合、對比，探討其可能的大地構(gòu)造親緣性。

1 正向及側(cè)向碰撞帶與NEE向巖漿巖帶

正向碰撞帶(orthogonal collision belt)是指板塊匯聚方向與造山帶邊界呈大角度相交的碰撞帶部分，而側(cè)向碰撞帶(oblique collision belt)則是指板塊匯聚方向與造山帶邊界呈小角度相交的碰撞帶部分(張洪瑞和侯增謙, 2015)。在新生代印度-歐亞大陸碰撞過程中，印度大陸大致沿N14°E方位向北擠入到歐亞大陸內(nèi)部超過2000km，在印度大陸以北形成近E-W走向的正向碰撞帶(西藏-喜馬拉雅造山帶)、在印度大陸以東形成近N-S走向的側(cè)向碰撞帶(青藏高原東南緣; 圖1; Molnar and Tapponnier, 1975; Mattaueretal., 1999; Yin and Harrison, 2000; Burchfiel and Chen, 2012; Yangetal., 2021)。隨著印度大陸的持續(xù)向北推移，側(cè)向碰撞帶也持續(xù)向北生長。換言之，正、側(cè)向碰撞帶的分界線位置隨碰撞作用的發(fā)展逐步向北遷移(Yangetal., 2021; 廖程, 2021)。

青藏高原及其東南緣新生代沉積盆地構(gòu)造屬性的時(shí)-空變化，清晰反映了上述分界線的遷移過程。Yangetal.(2021)和廖程(2021)詳細(xì)收集、整理并分析了青藏高原及其東南緣地區(qū)新生代沉積盆地的時(shí)-空變化特點(diǎn)，發(fā)現(xiàn)：(1)始新世前陸盆地均發(fā)育于地球物理上巖石圈結(jié)構(gòu)分界線，即北緯26°線(the Latitude 26°N Line; Levetal., 2006)以北地區(qū)(圖2中的L1/LB)；(2)中新世(<23Ma)前陸盆地大致發(fā)育于龍門山斷裂帶的西南延伸線(圖2中的L2)以南地區(qū)，該延伸線以北的中新世沉積記錄表現(xiàn)為超級大湖盆沉積(Wuetal., 2008)，藏北、藏東地區(qū)的中新統(tǒng)地層至今依然保持近水平狀態(tài)(Clarketal., 2006; Whippleetal., 2017)。由此，可將現(xiàn)今的側(cè)向碰撞造山帶劃分成具有不同演化歷史的三段：藏東、巖石圈過渡帶、藏東南(圖2; Yangetal., 2021)。基于巖石圈過渡帶的地殼變形歷史(Yangetal., 2021; Liangetal., 2022)，并結(jié)合其他地質(zhì)、地球物理和GPS等多方面資料，印度-歐亞大陸碰撞作用歷史可劃分為三個階段：(1)60～48Ma，印度大陸巖石圈向北俯沖；(2)48～25Ma，印度-歐亞大陸碰撞；(3)約25Ma開始，印度大陸巖石圈再次向北、向東俯沖(Yangetal., 2021; Liangetal., 2022)。

得益于近年國內(nèi)充足的研究經(jīng)費(fèi)，側(cè)向碰撞帶內(nèi)大部分新生代巖漿巖已被取樣、測年和分析，這些年齡的空間分布基本可以反映新生代巖漿巖的時(shí)-空展布。綜合現(xiàn)已發(fā)表的新生代巖漿巖年代學(xué)數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)，約70%的巖漿巖測年數(shù)據(jù)分布于24°～28°N之間，形成了一條長約550km、寬約250km的NEE向新生代巖漿巖帶(下稱巖漿巖帶; 圖2; Yangetal., 2021)。該巖漿巖帶與前述巖石圈過渡帶重合，其西起右行走滑的實(shí)皆斷裂，東至左行走滑的小江斷裂，南、北兩側(cè)邊界分別為地球物理上巖石圈結(jié)構(gòu)分界線(L1/LB; Levetal., 2006)、龍門山斷裂西南延伸線(L2; 圖2)。這些年代學(xué)數(shù)據(jù)還顯示，其巖漿巖成巖年齡自SWW至NEE方向逐漸變新(圖2中灰色箭頭方向)。該巖漿巖帶自西向東依次穿越騰沖、保山、印支和揚(yáng)子地塊西緣(圖2)，其中的繼承鋯石記錄了各自所在地塊的構(gòu)造-巖漿事件序列。

2 數(shù)據(jù)來源與構(gòu)造單元的劃分

2.1 數(shù)據(jù)的收集與篩選

本文詳細(xì)收集、整理了巖漿巖帶內(nèi)現(xiàn)已發(fā)表的始-漸新世巖漿巖鋯石U-Pb年代學(xué)及Hf-O同位素?cái)?shù)據(jù)，合計(jì)8460個單顆粒鋯石測點(diǎn)年齡、3934個鋯石Hf同位素?cái)?shù)據(jù)、301個鋯石O同位素?cái)?shù)據(jù)；這些數(shù)據(jù)的樣品位置見圖3。用于分選鋯石的巖石類型以中-酸性巖為主，包括正長巖、正長斑巖、二長斑巖、石英二長斑巖、花崗巖、花崗閃長巖、花崗斑巖、二長花崗巖、二長花崗斑巖、安山巖、粗面巖、粗面英安巖和流紋巖等。此外，還包括少量的基性巖，如輝石巖、輝綠巖和煌斑巖等。鑒于數(shù)據(jù)質(zhì)量參差不齊，我們按照如下原則對所有數(shù)據(jù)進(jìn)行篩選、確定的有效數(shù)據(jù)中，有單顆粒繼承鋯石測點(diǎn)年齡1233個、Hf同位素?cái)?shù)據(jù)145個(圖4、圖5、電子版附表1)。

圖3 青藏高原東南緣NEE向巖漿巖帶構(gòu)造簡圖，示始-漸新世巖漿巖的分布

圖4 青藏高原東南緣NEE向巖漿巖帶內(nèi)始-漸新世巖漿巖繼承鋯石U-Pb年齡的頻率分布圖

圖5 青藏高原東南緣NEE向巖漿巖帶內(nèi)始-漸新世巖漿巖繼承鋯石Hf同位素組成(數(shù)據(jù)來源于附表1)

上述數(shù)據(jù)均具有如下特征：

(1)具有確定的取樣位置信息；

(2)具有完整的分析方法(如SHRIMP、SIMS和LA-ICP-MS等)、分析過程以及鋯石結(jié)構(gòu)的描述；

(3)鋯石U-Pb年齡的諧和度≥80%；

(4)為巖漿成因鋯石；

(5)單顆粒鋯石測點(diǎn)表面年齡值小于1000Ma時(shí)選用206Pb/238U年齡值；大于1000Ma時(shí)，則選用207Pb/206Pb年齡值(Gehrelsetal., 2008)；

(6)具有單顆粒鋯石測定年齡的Hf同位素?cái)?shù)據(jù)。

2.2 Hf同位素?cái)?shù)據(jù)的重新計(jì)算

為了消除不同文獻(xiàn)采用略有不同的標(biāo)準(zhǔn)參數(shù)值[如，(176Lu/177Hf)CHUR、(176Hf/177Hf)CHUR、(176Lu/177Hf)DM、(176Hf/177Hf)DM]進(jìn)行計(jì)算所造成的εHf(t)值、模式年齡(tDM、tDMC)的差別，本文對所有收集的鋯石Hf同位素?cái)?shù)據(jù)按如下統(tǒng)一標(biāo)準(zhǔn)進(jìn)行了重新計(jì)算：

εHf(t)={[(176Hf/177Hf)S-(176Lu/177Hf)S×(eλt-1)]/[(176Hf/177Hf)CHUR-(176Lu/177Hf)CHUR×(eλt-1)]-1}×10000;

tDM=1/λ×ln{1+[(176Hf/177Hf)S-(176Hf/177Hf)DM]/[(176Lu/177Hf)S-(176Lu/177Hf)DM]};

tDMC=tDM-(tDM-t)[(fCC-fS)/(fCC-fDM)];

fLu/Hf=(176Lu/177Hf)S/ (176Lu/177Hf)CHUR-1;

fCC=(176Lu/177Hf)mean crust/ (176Lu/177Hf)CHUR-1;

fS=fLu/Hf;

fDM=(176Lu/177Hf)DM/ (176Lu/177Hf)CHUR-1

式中，(176Lu/177Hf)S和(176Hf/177Hf)S為樣品測定值；(176Lu/177Hf)CHUR=0.0332，(176Hf/177Hf)CHUR=0.282772(CHUR: Chondritic uniform reservoir; Blichert-Toft and Albarède, 1997)；(176Lu/177Hf)DM=0.0384，(176Hf/177Hf)DM=0.28325(DM: Depleted mantle; Griffinetal., 2000)；(176Lu/177Hf)mean crust=0.015(Griffinetal., 2002)；λ=1.867×10-11yr-1(S?derlundetal., 2004)；fCC、fS、fDM分別為大陸地殼、樣品和虧損地幔的fLu/Hf；t為單顆粒鋯石的測定年齡(Ma)。

2.3 構(gòu)造單元的劃分

前人(莫宣學(xué)等, 1993; Dengetal., 2014)將青藏高原東南緣大陸側(cè)向碰撞帶自西向東劃分為4個構(gòu)造單元，依次為騰沖、保山、印支和揚(yáng)子地塊，其間以斷裂帶分界，自西向東依次為怒江-龍陵-瑞麗斷裂(騰沖與保山地塊之間)、瀾滄江斷裂(保山與印支地塊之間)和金沙江-紅河斷裂(印支與揚(yáng)子地塊之間; 圖3)。NEE向巖漿巖帶則橫穿這四個地塊，帶內(nèi)巖體在不同地塊內(nèi)形成一系列的集中出露區(qū)(點(diǎn))(圖3)。其中，騰沖地塊主要包括那邦、銅壁關(guān)、蘇典、邦外、來利山、梁河和高黎貢山等，保山地塊主要包括雙脈地、漕澗和碧羅雪山-崇山等，印支地塊主要包括卓潘、巍山、點(diǎn)蒼山和馬登等，而揚(yáng)子地塊則主要包括永仁、大姚、姚安、彌渡、祥云、賓川、北衙、六合、劍川、石鼓、永勝、寧蒗和木里等集中區(qū)。

3 結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb測年數(shù)據(jù)

在NEE向巖漿巖帶內(nèi)，共有1233個始-漸新世巖漿巖繼承鋯石測年數(shù)據(jù)。這些數(shù)據(jù)幾乎連續(xù)記錄了新太古代(最老2706±6Ma) 以來的重要構(gòu)造-巖漿事件， 集中分布在4個主要的年齡區(qū)間(圖4a)，分別為：(1)897～700Ma，占據(jù)26.12%的鋯石年齡，峰值年齡為816Ma和774Ma；(2)546～353Ma，占據(jù)14.19%的鋯石年齡，峰值年齡為420Ma；(3)299～ 204Ma，占據(jù)21.41%的鋯石年齡，峰值年齡為224Ma；(4)150～51Ma，占據(jù)12.25%的鋯石年齡，峰值年齡為75Ma；其余26.03%的鋯石年齡值較為分散，未構(gòu)成明顯的年齡峰(圖4a)。

如果將不同構(gòu)造單元分開來看，各個地塊之間繼承鋯石的年齡值則顯示出一定的差別(圖4b-e)。現(xiàn)分別敘述如下：

揚(yáng)子地塊886顆繼承鋯石測年結(jié)果顯示了3個年齡群(圖4b)。其中，32.28%的鋯石年齡值集中在897～700Ma之間，具有兩個峰值年齡，分別為819Ma和774Ma；22.91%的鋯石年齡值集中在299～204Ma之間，顯示一個年齡主峰(峰值年齡為221Ma)以及一個次級年齡峰(峰值年齡為284Ma)；6.66%的鋯石年齡值集中在150～51Ma之間，主峰值年齡為114Ma，次級峰值年齡為135Ma；其余38.15%的鋯石年齡值較為分散，未構(gòu)成明顯的年齡峰，但在546～358Ma之間出現(xiàn)三個次級峰值年齡，分別為525Ma、446Ma和359Ma(圖4b)。

印支地塊176個繼承鋯石測年數(shù)據(jù)顯示了4個年齡群(圖4c)。其中，17.71%的鋯石年齡值集中在896～714Ma之間，無明顯的峰值年齡，但出現(xiàn)四個極弱的次級峰值年齡，分別為866Ma、826Ma、782Ma和742Ma。16.57%的鋯石年齡值集中在491～353Ma之間，主峰值年齡為418Ma，次級峰值年齡為389Ma和354Ma。23.43%的鋯石年齡值集中在298～204Ma之間，峰值年齡為238Ma。在這兩個古生代鋯石群之間還存在一個322Ma的年齡峰。13.14%的鋯石年齡值集中在149～68Ma之間，主峰值年齡為147Ma，次級峰值年齡為100Ma；其余29.15%的鋯石年齡值較為分散，未構(gòu)成明顯的年齡峰，如2575～2460Ma和1896～1821Ma(圖4c)。

保山地塊42個繼承鋯石測年數(shù)據(jù)顯示了2個年齡群(圖4d)。33.33%的鋯石年齡值集中分布在253～206Ma之間，峰值年齡為211Ma；30.95%的鋯石年齡值集中分布在108～55Ma之間，峰值年齡為80Ma；其余35.72%的鋯石年齡值較為分散，由于數(shù)據(jù)量小，未構(gòu)成明顯的年齡峰，如415～354Ma(圖4d)。

騰沖地塊130個繼承鋯石測年數(shù)據(jù)顯示了2個年齡群(圖4e)。38.46%的鋯石年齡值集中分布在540～358Ma之間，主峰值年齡為424Ma，次級峰值年齡375Ma；43.08%的鋯石年齡值集中分布在130～53Ma之間，主峰值年齡為73Ma，次級峰值年齡為127Ma；其余18.46%的鋯石年齡值較為分散，未構(gòu)成明顯的年齡峰，如282～212Ma(圖4e)。

3.2 鋯石Hf同位素?cái)?shù)據(jù)

NEE向巖漿巖帶繼承鋯石的Hf同位素?cái)?shù)據(jù)如圖5所示。本次共收集到可利用的Hf同位素?cái)?shù)據(jù)145個，其中揚(yáng)子地塊109個、印支地塊9個、騰沖地塊27個(附表1)，而保山地塊缺乏始-漸新世巖漿巖繼承鋯石Hf同位素?cái)?shù)據(jù)的報(bào)道。從圖5可以看出，不同地塊之間表現(xiàn)為差異性的Hf同位素組成特征，分別敘述如下：

揚(yáng)子地塊巖漿巖的繼承鋯石Hf同位素?cái)?shù)據(jù)最多(圖5)，它們的εHf(t)值變化大，正值或負(fù)值均有(-31.80～20.15)，初始176Hf/177Hf比值為0.28112～0.28299，對應(yīng)的二階段Hf模式年齡值(tDMC)為3303～394Ma(附表1)。其中，38.53%的繼承鋯石具有正的εHf(t)值(0.20～20.15)，高的初始176Hf/177Hf比值(0.28212～0.28299)和低的tDMC值(1699～394Ma)；61.47%的繼承鋯石具有負(fù)的εHf(t)值(-31.80～-0.03)，低的初始176Hf/177Hf比值(0.28112～0.28259)和高的tDMC值(3303～1333Ma; 附表1)。分時(shí)段來看，具有富集與虧損Hf同位素屬性的新元古代與印支期鋯石數(shù)量基本相同，而古生代鋯石則絕大部分顯示強(qiáng)烈富集的Hf同位素特點(diǎn)(圖5)。

印支地塊的繼承鋯石Hf同位素?cái)?shù)據(jù)最少(圖5)。除了一顆繼承鋯石具有弱正的εHf(t)值(0.64)外，其他數(shù)據(jù)均具有負(fù)的εHf(t)值(-7.29～-0.83)(附表1)。其中，具有正εHf(t)值的繼承鋯石對應(yīng)的初始176Hf/177Hf比值和tDMC值分別為0.28241和1508Ma；具有負(fù)的εHf(t)值的繼承鋯石對應(yīng)的初始176Hf/177Hf比值和tDMC值分別為0.28217～0.28260和2033～1415Ma(附表1)。

騰沖地塊具有中等數(shù)量的繼承鋯石Hf同位素?cái)?shù)據(jù)(圖5)。它們同樣具有正或負(fù)的εHf(t)值(-8.34～10.88)，初始176Hf/177Hf比值和tDMC值分別為0.28245～0.28293和1727～671Ma(附表1)。其中，44.44%的繼承鋯石具有正的εHf(t)值(1.37～10.88)，高的初始176Hf/177Hf比值(0.28268～0.28293)和低的tDMC值(1043～671Ma)；55.56%的繼承鋯石具有負(fù)的εHf(t)值(-8.34～-3.28)，低的初始176Hf/177Hf比值(0.28245～0.28265)和高的tDMC值(1727～1337Ma; 附表1)。相對于揚(yáng)子地塊，騰沖地塊繼承鋯石的εHf(t)值、初始176Hf/177Hf比值和tDMC值分布均較為集中(圖5、附表1)。

4 討論

4.1 側(cè)向碰撞帶內(nèi)各地塊的構(gòu)造-巖漿事件序列

分析上述始-漸新世巖漿巖繼承鋯石U-Pb年齡和Hf同位素?cái)?shù)據(jù)可以看出，側(cè)向碰撞帶NEE向巖漿巖帶內(nèi)不同地塊所記錄的構(gòu)造-巖漿事件序列既有差異，也存在諸多相似之處，其構(gòu)造含義值得進(jìn)一步討論。

4.1.1 揚(yáng)子地塊

繼承鋯石測年結(jié)果揭示揚(yáng)子地塊記錄了3次明顯的構(gòu)造-巖漿事件，分別為新元古代早期(897～700Ma，峰值年齡為819Ma和774Ma)、二疊-三疊紀(jì)(299～204Ma，主峰值年齡為221Ma，次級峰值年齡為284Ma)和白堊紀(jì)-古新世(150～51Ma，峰值年齡為114Ma)，其它鋯石年齡值的分布零散(圖4b)。

(1)897～700Ma。該期構(gòu)造-巖漿事件在揚(yáng)子地塊內(nèi)部具有廣泛出露的巖石記錄，巖石類型主要包括超基性-基性巖、花崗巖侵入體和雙峰式火山巖，這些巖石侵位于830～690Ma，并且形成于地幔柱相關(guān)的大陸裂谷環(huán)境(Lietal., 1999, 2002; Lingetal., 2003; Zouetal., 2020)。華南板塊位于澳大利亞-東南極洲和勞亞大陸之間，它是Rodinia超大陸的重要組成部分(Lietal., 1995)，而揚(yáng)子地塊又是華南板塊的重要組成部分。已有研究表明，華南板塊下部存在一個以它為中心的大地幔柱，其陸內(nèi)裂谷的發(fā)育和Rodinia超大陸的裂解被認(rèn)為是該地幔柱作用的結(jié)果(Lietal., 1999, 2008)。繼承鋯石Hf同位素顯示其εHf(t)值變化大(正和負(fù)均有; 圖5)，指示存在不同的巖漿源區(qū)。因此，繼承鋯石記錄的新元古代早期的構(gòu)造-巖漿事件可能是Rodinia超大陸裂解的響應(yīng)。

(2)299～204Ma。揚(yáng)子地塊內(nèi)具有明確數(shù)據(jù)限定的二疊-三疊紀(jì)巖漿事件僅有著名的晚二疊世(～260Ma)峨眉山大火山省(E-LIP)，其分布于揚(yáng)子地塊西緣，巖石類型主要包括玄武巖和相關(guān)的火山碎屑巖，以及同時(shí)代或稍年輕的基性-超基性和酸性侵入巖，代表了另一次地幔柱活動事件(Heetal., 2007; Xuetal., 2008; Wangetal., 2020)。年代學(xué)研究表明，峨眉山火山作用發(fā)生在一個很短的時(shí)間范圍內(nèi)(主噴發(fā)階段為(259～262)±3Ma; Heetal., 2007)，古地磁證據(jù)表明其就位時(shí)間不超過3Myr(257～260Ma; Zhengetal., 2010; Liuetal., 2012)。但是，揚(yáng)子地塊內(nèi)始-漸新世巖漿巖繼承鋯石測年結(jié)果顯示出早二疊-晚三疊世的寬闊年齡變化(299～204Ma)，其峰值年齡為221Ma(圖4b)。顯然，除了晚二疊世E-LIP事件外，揚(yáng)子地塊基底內(nèi)還記錄了明顯的印支期構(gòu)造-巖漿事件，盡管印支期巖漿巖的地表記錄并不明顯。繼承鋯石Hf同位素的εHf(t)值變化也大(正和負(fù)均有; 圖5)，指示了差異性的巖漿源區(qū)。在揚(yáng)子地塊西緣，部分古特提斯洋俯沖形成的巖體直接就位于揚(yáng)子地塊的古生界蓋層(Xinetal., 2018)。通過構(gòu)造、巖石地球化學(xué)、年代學(xué)綜合研究，Xinetal.(2018)還提出，在新生代巖漿巖集中分布區(qū)域，古特提斯洋很可能發(fā)生了低角度俯沖，其對上盤板塊的影響范圍應(yīng)該明顯大于高角度俯沖帶。始-漸新世巖漿巖繼承鋯石數(shù)據(jù)表明，古特提斯洋的俯沖作用不單影響了揚(yáng)子地塊的西緣，還影響了其內(nèi)部相當(dāng)大的范圍。

(3)150～51Ma。該期構(gòu)造-巖漿事件在揚(yáng)子地塊內(nèi)部缺乏出露地表的巖石記錄，表明該事件記錄于揚(yáng)子地塊基底巖石中。然而，華夏地塊西緣的右江裂谷盆地內(nèi)部發(fā)育有晚白堊世(108～77Ma)花崗巖(如云南個舊、薄竹山、老君山和廣西大廠巖體)，這些花崗巖具有負(fù)的εNd(t)值(-11.0～-6.9)和負(fù)/弱正的εHf(t)值(-9.6～1.2)，表明它們主要起源于殼源物質(zhì)的部分熔融，并有少量幔源物質(zhì)的加入(Chengetal., 2013; Zhaoetal., 2018; 徐容等, 2018)。綜合區(qū)域地質(zhì)證據(jù)，認(rèn)為華南板塊西緣晚白堊世巖漿活動可能受控于新特提斯洋的俯沖(徐容等, 2018)。始-漸新世巖漿巖繼承鋯石Hf同位素?cái)?shù)據(jù)顯示負(fù)的εHf(t)值(圖5)，指示其具有地殼來源的屬性。因此，揚(yáng)子地塊可能記錄了新特提斯洋的東向俯沖過程。

此外，繼承鋯石數(shù)據(jù)還顯示，早-中古生代(546～358Ma)構(gòu)造-巖漿事件在揚(yáng)子地塊也有記錄，盡管只顯示三個次級年齡峰，分別為525Ma、446Ma和359Ma(圖4c)。不幸的是，該期事件也沒有出露地表的巖石記錄，表明它們僅記錄在揚(yáng)子地塊基底巖石中。這些繼承鋯石絕大多數(shù)表現(xiàn)為負(fù)的εHf(t)值(圖5)，其構(gòu)造含義值得進(jìn)一步探討。

4.1.2 印支地塊

繼承鋯石測年數(shù)據(jù)顯示，印支地塊記錄了4次顯著的構(gòu)造-巖漿事件，分別為新元古代(896～714Ma)、奧陶-泥盆紀(jì)(491～353Ma，峰值年齡為418Ma)、二疊-三疊紀(jì)(298～204Ma，峰值年齡為238Ma)和白堊紀(jì)(149～68Ma, 峰值年齡為100Ma)，其它鋯石年齡值的分布零散(圖4c)。

(1)896～714Ma。現(xiàn)有的地質(zhì)資料表明，三江地區(qū)的印支地塊內(nèi)部并未出露新元古代早期的巖漿巖。然而，繼承鋯石年齡值顯示，與揚(yáng)子地塊一樣，印支地塊也記錄了新元古代早期(896～714Ma)的構(gòu)造-巖漿事件(圖4b, c)，指示它們可能共同記錄了Rodinia超大陸的裂解過程。

(2)491～353Ma。印支地塊內(nèi)部的局部地區(qū)出露的中-基性和中-酸性火成巖(如大中和、大平掌地區(qū)和瀾滄江帶附近)記錄了該期構(gòu)造-巖漿事件，它們形成于晚寒武-早泥盆世(495～401Ma)，地球化學(xué)數(shù)據(jù)顯示其具有活動陸緣弧的特征，正的εNd(t)值(2.6～8.8)，正的或負(fù)的εHf(t)值(-10.4～9.9)，指示了原特提斯洋的東向俯沖消減作用(毛曉長等, 2012b; 汝珊珊等, 2012; Nieetal., 2015; Liuetal., 2021; Weietal., 2022)。

(3)298～204Ma。該期構(gòu)造-巖漿事件在印支地塊內(nèi)部具有廣泛出露的巖漿巖記錄。二疊紀(jì)-晚三疊世(約280～210Ma)期間，古特提斯洋(龍木措-雙湖-昌寧-孟連洋)向北、北東俯沖至東羌塘和印支地塊之下，形成了著名的江達(dá)-維西-云縣陸緣弧(Yangetal., 2011, 2014a; 梁明娟等, 2015; 唐靚等, 2016; Xinetal., 2018; 楊天南等, 2019)。這些陸緣弧巖漿巖的鋯石εHf(t)值(正和負(fù)均有)指示，其具有殼-?；旌蟻碓?Yangetal., 2011, 2014a; 梁明娟等, 2015)。繼承鋯石記錄的二疊-三疊紀(jì)構(gòu)造-巖漿事件正是古特提斯洋向北、北東俯沖消減作用的響應(yīng)。

(4)149～68Ma。該期構(gòu)造-巖漿事件在印支地塊內(nèi)部仍缺乏出露地表的巖漿巖記錄，盡管少量的鉆孔數(shù)據(jù)被報(bào)道，表明該事件主要記錄于基底巖石中，可能指示新特提斯洋的東向俯沖(Xieetal., 2020, 2022)。

4.1.3 騰沖地塊

騰沖地塊位于岡瓦納大陸的北緣，一直以來被認(rèn)為具有岡瓦納大陸的親緣性(Fontaine, 2002; Metcalfe, 2002)。繼承鋯石測年數(shù)據(jù)顯示，騰沖地塊記錄了2次顯著的構(gòu)造-巖漿事件，分別為早-中古生代(540～358Ma，峰值年齡為424Ma)和白堊紀(jì)-古新世(150～ 53Ma，峰值年齡為73Ma)，其它鋯石年齡值的分布零散(圖4e)。

(2)150～53Ma。騰沖地塊內(nèi)部廣泛出露地表的巖漿巖記錄了該期構(gòu)造-巖漿事件，巖石類型主要包括S型和I型花崗巖(Xuetal., 2012; Maetal., 2014; Zhaoetal., 2017a, 2020; Chenetal., 2022a, b)。S型花崗巖遍布整個騰沖地塊，它們具有負(fù)的εHf(t)值，指示其起源于下地殼變沉積巖的部分熔融(Xuetal., 2012; Zhaoetal., 2017a, 2020; Chenetal., 2022a, b)。而I型花崗巖僅分布在騰沖地塊西側(cè)，它們具有正的或弱負(fù)的εHf(t)值，指示其起源于下地殼基性巖的部分熔融(Xuetal., 2012; Maetal., 2014)。地球化學(xué)數(shù)據(jù)顯示，這些花崗巖形成于火山弧或同碰撞及后碰撞的構(gòu)造環(huán)境，被認(rèn)為是新特斯特洋俯沖消減過程的產(chǎn)物(Xuetal., 2012; Chenetal., 2022a, b)。繼承鋯石的εHf(t)值(正的或負(fù)的均有; 圖5)指示了不同的巖漿源區(qū)。它們記錄的白堊紀(jì)-古新世構(gòu)造-巖漿事件正是新特提斯洋俯沖消減作用的響應(yīng)。

此外，繼承鋯石數(shù)據(jù)顯示，騰沖地塊還記錄了二疊-三疊紀(jì)(282～212Ma)構(gòu)造-巖漿事件，盡管它們的峰值年齡不夠凸顯(圖4c)。幸運(yùn)的是，騰沖地塊內(nèi)部的那邦、片馬、梁河、盈江和芒市等地區(qū)出露了該期次(264～196Ma)巖漿巖，其巖石類型主要包括變輝長巖、閃長巖、石英閃長巖、花崗閃長巖和花崗巖(叢峰等, 2010; 李再會等, 2010; 李化啟等, 2011; 鄒光富等, 2011; 黃志英等, 2013; Zhuetal., 2018)。這些巖漿巖被認(rèn)為是古特提斯洋兩階段演化的產(chǎn)物，即：早階段(晚二疊-早三疊世)古特提斯洋俯沖產(chǎn)生了一系列的幔源巖漿巖，晚階段(晚三疊世)陸-陸碰撞產(chǎn)生了大量的殼源花崗質(zhì)巖石(Zhuetal., 2018)。

4.1.4 保山地塊

繼承鋯石測年數(shù)據(jù)顯示，保山地塊也記錄了兩次顯著的構(gòu)造-巖漿事件，分別為三疊紀(jì)(253～206Ma，峰值年齡為211Ma)和晚白堊-古新世(108～55Ma，峰值年齡為80Ma)，其它鋯石年齡值的分布零散(圖4d)。

(1)253～206Ma。該期事件在保山地塊內(nèi)部具有出露良好的巖漿巖記錄，如癩痢頭山、云嶺、耿馬和木廠巖體，這些巖體形成于晚二疊-晚三疊世(266～225Ma; Yeetal., 2010; 聶飛等, 2012; 趙世啟, 2017; 王傳斌, 2019)。其中，癩痢頭山、云嶺和耿馬巖體形成于中-晚三疊世(239～225Ma)，主要發(fā)育S型花崗巖，它們具有負(fù)的εHf(t)值(-26.8～-8.2)和古老的Hf同位素模式年齡(2700～1200Ma)，表明其起源于古老的地殼物質(zhì)部分熔融，并有不同程度的幔源物質(zhì)加入(聶飛等, 2012; 趙世啟, 2017)。而木廠巖體形成于晚二疊-晚三疊世(266～228Ma)，發(fā)育A型堿性花崗巖，它們具有正的εNd(t)值(0.7～3.4)和εHf(t)值(0.7～ 9.7)，年輕的Nd(940～731Ma)和Hf(1092～588Ma)模式年齡，表明其可能起源于新元古代基性巖的部分熔融(Yeetal., 2010; 王傳斌, 2019)。這些S型和A型花崗巖的地球化學(xué)數(shù)據(jù)顯示，它們均形成于晚碰撞-后碰撞構(gòu)造環(huán)境，指示了古特提斯洋閉合后的陸-陸碰撞過程(Yeetal., 2010; 聶飛等, 2012; 趙世啟, 2017; 王傳斌, 2019)。

(2)108～55Ma。該期事件在保山地塊內(nèi)部同樣具有出露良好的巖漿巖記錄，如柯街、蚌渺-樺桃林和漕澗巖體，這些巖體形成于晚白堊-古新世(93～60Ma; 陶琰等, 2010; 董美玲等, 2013; 禹麗等, 2014, 2015)。這些巖體主要發(fā)育S型花崗巖，具有負(fù)的εHf(t)值(-15.8～-1.1)和古老的Hf同位素模式年齡(2000～1200Ma)，表明其起源于古老的地殼物質(zhì)重熔，并有少量幔源物質(zhì)的混入(董美玲等, 2013; 禹麗等, 2014, 2015)。這些晚白堊-古新世花崗巖的形成與新特提斯洋的俯沖及隨后的陸-陸碰撞過程有關(guān)(董美玲等, 2013; 禹麗等, 2014, 2015)。

此外，繼承鋯石數(shù)據(jù)顯示，保山地塊還記錄了中古生代(415～354Ma)構(gòu)造-巖漿事件，盡管它們的峰值年齡不甚凸顯(圖4d)。然而，保山地塊出露地表的巖漿巖記錄了早古生代(502～448Ma)構(gòu)造-巖漿事件，巖石類型主要包括蛇綠巖(變橄欖巖、堆晶輝長巖、變輝長巖、斜長角閃巖和變玄武巖)、變質(zhì)火山巖(玄武質(zhì)、安山質(zhì)巖石)、I型花崗巖和S型花崗巖(Liuetal., 2009; 楊學(xué)俊等, 2012; Dongetal., 2013; Wangetal., 2013a, b, 2015; Zhaoetal., 2014, 2017b; Lietal., 2016; Xingetal., 2017)。Wangetal.(2013b)報(bào)道了南汀河基性巖具有弧后盆地環(huán)境的地球化學(xué)親緣性；一些變質(zhì)火山巖地球化學(xué)性質(zhì)同樣顯示弧火山巖的特征(楊學(xué)俊等, 2012; Xingetal., 2017)。此外，同時(shí)代的I型花崗巖也發(fā)育于此(Liuetal., 2009)。這些事實(shí)可能是原特提斯洋俯沖作用的結(jié)果。早古生代的S型花崗巖顯示同碰撞或后碰撞環(huán)境特征，指示了碰撞造山作用的存在(Dongetal., 2013; Wangetal., 2013a, 2015; Zhaoetal., 2014, 2017b; Lietal., 2016)。因而，保山地塊早古生代(502～448Ma)巖漿事件記錄了原特提斯洋的俯沖及隨后的陸-陸碰撞過程，而中古生代(415～354Ma)繼承鋯石僅記錄在基底巖石中，缺乏出露地表的巖石記錄，可能指示后碰撞作用的發(fā)生。

4.2 不同地塊的構(gòu)造親緣性

從前述討論可以看出，始-漸新世巖漿巖繼承鋯石數(shù)據(jù)揭示了側(cè)向碰撞帶內(nèi)各地塊不僅記錄了出露于地表的構(gòu)造-巖漿事件，還記錄了地塊內(nèi)部基底巖石(未出露于地表)的構(gòu)造-巖漿事件。顯然，繼承鋯石數(shù)據(jù)展示的地塊構(gòu)造演化歷史更為完整，這為構(gòu)建不同地塊之間的構(gòu)造親緣性提供了必要條件。

4.2.1 揚(yáng)子與印支地塊

基于NEE向巖漿巖帶內(nèi)始-漸新世巖漿巖繼承鋯石年齡值分布特征，并結(jié)合其構(gòu)造-巖漿事件序列對比發(fā)現(xiàn)，揚(yáng)子與印支地塊記錄了近乎一致的構(gòu)造-巖漿事件序列(圖4b, c)，主要表現(xiàn)為：(1)零散的新元古代之前的地質(zhì)事件；(2)新元古代早期的Rodinia超大陸裂解事件，盡管印支地塊缺乏該時(shí)期構(gòu)造-巖漿事件的地表出露；(3)晚志留-早泥盆世的原特提斯洋俯沖消減作用，盡管揚(yáng)子地塊未構(gòu)成明顯的峰值，也無該時(shí)期構(gòu)造-巖漿事件的地表出露；(4)早二疊-晚三疊世古特提斯洋俯沖事件，盡管揚(yáng)子地塊內(nèi)部還記錄了一次晚二疊世地幔柱活動(Heetal., 2007; Xuetal., 2008; Wangetal., 2020)；(5)白堊紀(jì)-古新世的新特提斯洋俯沖事件，盡管二者均無該期構(gòu)造-巖漿事件的地表出露。

新元古代早期的構(gòu)造-巖漿事件形成了揚(yáng)子、印支地塊的結(jié)晶基底(云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1990)，印支期古特提斯洋的俯沖改造了揚(yáng)子及印支地塊的結(jié)晶基底，并在印支地塊表層形成了弧巖漿巖帶(Yangetal., 2014a)。實(shí)際上，這兩個地塊的沉積蓋層也具有高度的相似性。揚(yáng)子地塊西緣結(jié)晶基底的上覆蓋層為古生界臺地相沉積序列，被晚二疊世峨眉山玄武巖不均勻覆蓋；三疊系灰?guī)r、細(xì)粒碎屑巖與下伏地層之間為平行不整合接觸；白堊系及其上覆紅層(紅色砂泥巖)主要發(fā)育于楚雄盆地等地區(qū)(云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1990)。而印支地塊內(nèi)部同樣發(fā)育古生界淺海相、臺地相沉積蓋層(三江造山帶地質(zhì)圖編圖委員會, 1986)，只是其與揚(yáng)子地塊之間的差別始于二疊紀(jì)，即二疊-三疊紀(jì)弧火山巖覆蓋在石炭系-下二疊統(tǒng)灰?guī)r之上(Yangetal., 2014a)。顯然，這種差別是源于古特提斯洋的俯沖作用。因而，始-漸新世巖漿巖繼承鋯石數(shù)據(jù)支持我們先前提出的觀點(diǎn)(Yangetal., 2014a)，即揚(yáng)子與印支地塊屬于同一地塊，可能從未被完全分開。

從古地磁證據(jù)(Lietal., 2004)來看，早志留-晚二疊世期間，印支地塊與華南地塊有相似的古緯度，并記錄了向北漂移的歷史。

可見，始-漸新世巖漿巖繼承鋯石數(shù)據(jù)、地層組合以及古地磁資料表現(xiàn)出較好的一致性，均指示揚(yáng)子與印支地塊之間存在構(gòu)造親緣性，二者本屬同一地塊，甚至從未被完全分開。

4.2.2 騰沖與保山地塊

NEE向巖漿巖帶內(nèi)始-漸新世巖漿巖繼承鋯石年齡分布，并結(jié)合其構(gòu)造-巖漿事件序列對比發(fā)現(xiàn)，騰沖與保山地塊也記錄了相似的構(gòu)造-巖漿事件(圖4d, e)，主要表現(xiàn)為：(1)零散的前寒武紀(jì)構(gòu)造事件；(2)早-中古生代的結(jié)晶基底記錄，盡管保山地塊繼承鋯石數(shù)據(jù)不夠凸顯，但該期構(gòu)造-巖漿事件具有較好的地表出露(Liuetal., 2009; 楊學(xué)俊等, 2012; Dongetal., 2013; Wangetal., 2013a, b, 2015; Zhaoetal., 2014, 2017b; Lietal., 2016; Xingetal., 2017)；(3)二疊-三疊紀(jì)古特提斯洋的演化過程，盡管騰沖地塊繼承鋯石數(shù)據(jù)不夠凸顯，但該期構(gòu)造-巖漿事件具有較好的地表出露(叢峰等, 2010; 李再會等, 2010; 李化啟等, 2011; 鄒光富等, 2011; 黃志英等, 2013; Zhuetal., 2018)；(4)晚白堊-古新世新特提斯洋的演化過程。

可以說，騰沖與保山地塊不僅在構(gòu)造-巖漿序列上表現(xiàn)為較好的一致性，而且其地層組合、古生物和古緯度等方面證據(jù)也較為相似。因而，騰沖與保山地塊具有構(gòu)造親緣性，大概率同屬一個獨(dú)立的地塊。

4.3 側(cè)向碰撞帶內(nèi)古老地塊的拼貼歷史

側(cè)向碰撞帶內(nèi)各古老地塊的始-漸新世巖漿巖繼承鋯石所記錄的構(gòu)造-巖漿事件，一定程度上反映了它們的拼貼過程。一般說來，兩個相鄰地塊的最早一期共享構(gòu)造-巖漿事件代表兩者拼貼的最晚時(shí)限；相反，兩個相鄰地塊的最晚期不同構(gòu)造-巖漿事件指示兩者拼貼的最早時(shí)限，即其尚未發(fā)生拼貼。

繼承鋯石測年結(jié)果顯示，揚(yáng)子與印支地塊記錄了近乎一致的構(gòu)造-巖漿事件序列，其中最早一期共享構(gòu)造-巖漿事件為新元古代早期(897～700Ma; 圖4b, c)。該期構(gòu)造-巖漿事件在揚(yáng)子地塊內(nèi)部表現(xiàn)為兩個明顯的峰值年齡(819Ma和774Ma; 圖4b)。盡管印支地塊內(nèi)部峰值年齡不明顯，但二者具有相同的峰期區(qū)間(850～750Ma; 圖4b, c)。如果說揚(yáng)子和印支地塊是兩個獨(dú)立的地塊，那么二者在819～774Ma之前就已經(jīng)拼合在一起。也就是說，揚(yáng)子與印支地塊拼貼的下限時(shí)間為新元古代早期(819～774Ma)。限于揚(yáng)子與印支地塊均零散記錄新元古代早期之前的地質(zhì)事件，因而尚無法確定二者拼合的上限時(shí)間?？梢?，揚(yáng)子與印支地塊在新元古代早期(819～774Ma)就已經(jīng)完全拼貼在一起。然而，印支與揚(yáng)子地塊不僅在構(gòu)造-巖漿事件序列近乎一致，而且地層組合和古緯度方面也表現(xiàn)為較好的一致性(如上所述)，表明二者存在極好的構(gòu)造親緣性。因此，我們認(rèn)為揚(yáng)子和印支地塊更可能為同一個地塊，自始至終從未被完全分開。

繼承鋯石測年結(jié)果還顯示，騰沖與保山地塊也記錄了相似的構(gòu)造-巖漿事件序列，其中最早一期共享構(gòu)造-巖漿事件為早-中古生代(540～358Ma; 圖4d, e)。該期構(gòu)造-巖漿事件在騰沖地塊內(nèi)部呈現(xiàn)出424Ma的峰值年齡(圖4e)。盡管保山地塊內(nèi)部僅記錄了中古生代(415～ 354Ma)繼承鋯石年齡(可能是已有繼承鋯石數(shù)據(jù)的數(shù)量較少的原因, 僅42個; 圖4d)，但出露地表的巖石記錄了早古生代(502～448Ma)的巖漿事件(Liuetal., 2009; 楊學(xué)俊等, 2012; Dongetal., 2013; Wangetal., 2013a, b, 2015; Zhaoetal., 2014, 2017b; Lietal., 2016; Xingetal., 2017)。同理，如果說騰沖和保山地塊分別為兩個獨(dú)立的地塊，那么二者在 ～424Ma之前就已經(jīng)拼合在一起。也就是說，騰沖與保山地塊拼貼的下限時(shí)間為 ～424Ma。但限于騰沖與保山地塊均零散記錄前寒武紀(jì)地質(zhì)事件，因而尚無法確定二者拼合的上限時(shí)間?？梢哉f，騰沖與保山地塊在 ～424Ma就已經(jīng)完全拼貼在一起。然而，繼承鋯石及部分地表巖石記錄了騰沖與保山地塊具有相似的構(gòu)造-巖漿事件序列，再加上地層組合、古生物和古緯度的親緣性(如上所述)，我們認(rèn)為騰沖與保山地塊也可能作為一個獨(dú)立地塊，自始至終從未被完全分開。

上述討論表明，揚(yáng)子與印支地塊可能屬于同一地塊，兩者之間從未被完全分開；而騰沖與保山地塊可能屬于另一地塊，也是自始至終從未被完全分開。鑒于此，將揚(yáng)子-印支以及騰沖-保山地塊內(nèi)部的始-漸新世巖漿巖繼承鋯石數(shù)據(jù)放在一起統(tǒng)計(jì)，其年齡頻率分布如圖6所示。從圖中可見，揚(yáng)子-印支與騰沖-保山地塊共享三期構(gòu)造-巖漿事件：最早一期共享構(gòu)造-巖漿事件為早-中古生代(546～353Ma)，其峰值年齡分別為418Ma和423Ma；第二期共享構(gòu)造-巖漿事件為二疊紀(jì)-晚三疊世(299～204Ma)，其峰值年齡分別為222Ma和211Ma；而第三期為新特提斯洋演化事件。鑒于揚(yáng)子-印支與騰沖-保山地塊具有不同的結(jié)晶基底，兩者在早古生代及之前顯然屬于兩個不同地塊。根據(jù)已有研究成果(Dengetal., 2014)，我們推測，揚(yáng)子-印支與騰沖-保山地塊之間被原特提斯洋(晚元古代-早古生代)-古特提斯洋(早泥盆世-中三疊世)分割。該大洋兩側(cè)具有不同結(jié)晶基底的大陸，記錄了大致相同的早古生代-早中生代的構(gòu)造-巖漿事件。我們認(rèn)為這一現(xiàn)象最合理的解釋是：原、古特提斯洋是連續(xù)演化的，正如現(xiàn)代的太平洋，分別向兩側(cè)俯沖，形成兩個獨(dú)立的弧巖漿巖帶，至晚三疊世(222～211Ma)時(shí)兩個陸塊最終拼貼在一起，并共同經(jīng)受新特提斯洋演化相關(guān)地質(zhì)事件的改造。

圖6 揚(yáng)子-印支和騰沖-保山地塊內(nèi)始-漸新世巖漿巖繼承鋯石U-Pb年代學(xué)頻率分布圖

5 結(jié)論

基于側(cè)向碰撞帶內(nèi)NEE向巖漿巖帶發(fā)育的始-漸新世巖漿巖繼承鋯石U-Pb年齡和Hf同位素?cái)?shù)據(jù)，綜合其它地質(zhì)資料，可以得出如下結(jié)論，并提出值得進(jìn)一步思考的問題。

(1)巖漿巖繼承鋯石測年數(shù)據(jù)可以有效揭示其所在地質(zhì)體的構(gòu)造-巖漿事件序列，從而有助于不同地塊之間的對比和古構(gòu)造體制的合理重建。

(2)印支與揚(yáng)子地塊具有相同的構(gòu)造-巖漿事件記錄，兩者可能為同一地塊，且從未被完全分開。哀牢山縫合帶的構(gòu)造屬性值得進(jìn)一步探究。

(3)保山與騰沖地塊具有相似的構(gòu)造-巖漿事件記錄，大概率屬于一個獨(dú)立地塊。那么，在正向碰撞帶內(nèi)具有完備地質(zhì)記錄的特提斯班公湖-怒江縫合帶如何與側(cè)向碰撞帶內(nèi)的地質(zhì)記錄建立聯(lián)系，就成了一個值得深入探究的重大問題。

(4)揚(yáng)子-印支與騰沖-保山地塊作為兩個獨(dú)立地塊共同記錄了原、古特提斯階段的構(gòu)造-巖漿事件，表明兩階段大洋很可能連續(xù)演化、并發(fā)生了雙向俯沖。

致謝本文的撰寫得益于前人大量的數(shù)據(jù)報(bào)道；昆明理工大學(xué)地球科學(xué)系薛傳東教授、兩位審稿專家及本刊編輯對本文提出了寶貴的修改意見；在此一并表示感謝。