《金沙江–哀牢山–马江构造带的古特提斯岩浆作用》系中山大学和中国科学院自2017年起“第二次青藏高原综合科学考察研究”之“金沙江–哀牢山–马江古特提斯构造演化”科学考察的综述性专著，亦系青藏高原东南缘晚古生代—早中生代特提斯大地构造演化研究成果，由工作在青藏高原东南缘及东南亚地区的一线地学科研人员共同编著完成。《金沙江–哀牢山–马江构造带的古特提斯岩浆作用》共5章，包括东古特提斯科考的背景、研究概况和研究意义，东古特提斯构造带地质概况及其周缘地块地质特征。《金沙江–哀牢山–马江构造带的古特提斯岩浆作用》集成了金沙江、哀牢山和马江–长山构造带及右江盆地内晚古生代—早中生代火成岩地球化学数据，综合探讨了相关岩浆作用的形成时代、岩石成因和构造背景；分析了金沙江–哀牢山–马江构造带的构造演化及与东古特提斯主洋发展的时序关联与空间配置，进而重建了东古特提斯多陆块拼贴的构造演化模型等。《金沙江–哀牢山–马江构造带的古特提斯岩浆作用》的研究成果是在科考所获**手地质资料及已有研究成果的基础上综合而成，为青藏高原东南缘古特提斯构造演化提供了关键素材，为区域成矿背景和资源环境演变等提供了重要支撑。

第1章 研究概况
　　特提斯是希腊神话中海神“Tethys”的名字，她长期生活在大洋之中而显得神秘莫测，真容未被世人所见。150年前，聚斯（Suess）基于特提斯海神的神秘而以其名字命名地质历史时期曾存在于北部劳伦大陆和南部冈瓦纳大陆之间的大洋，即特提斯大洋。随着国内外地质工作者对特提斯构造域的地质、地球物理、地球化学和地球动力学等开展研究，特提斯洋演化的神秘面纱也逐渐被揭开（如 .eng.r and Yilmaz，1981；黄汲清和陈炳蔚，1987；丁林等，2017；吴福元等，2020；朱日祥等，2022；Ding et al.，2013；Zhang et al.，2016；Wang et al.，2018a，2018b）。现有资料表明特提斯构造带长达15000km，宽约5000km，地理位置东起澳大利亚东北部，经东南亚、印缅山脉入青藏高原、伊朗高原，进而西延至地中海而直抵欧洲西部，是全球大陆地质现象*全面、矿产和油气资源产出*丰富的地域。同时，带内形成了*特的自然资源风貌，孕育了历史悠久且文化多元的灿烂文明。如以西欧为主体的特提斯西段，大西洋西风和北大西洋暖流给其带来了丰富的热量和水汽，气候温暖湿润，自然资源丰富，也孕育了古老西欧文明，是高加索人和西欧文明持续发展的关键场所。
　　特提斯中段范围是世界植物资源*丰富的地区之一，发育了沿海平原、山区草场，有雪山松林，也有绵延草原，区内矿物资源丰富（硼、铬、铁、铜、铝矾土及煤等）。该段地理上主要包括土耳其、叙利亚、伊拉克和伊朗等地，其中土耳其是横跨欧亚两洲的国家。伊朗位于亚洲西南部，拥有4000~5000年的波斯文化，同土库曼斯坦、阿塞拜疆、亚美尼亚、土耳其、伊拉克、巴基斯坦和阿富汗等相邻。该国绝大部分在伊朗高原上，是高原国家，海拔一般在900~1500m之间，涵盖了沙漠性气候和半沙漠性气候、山区气候、里海气候，石油、天然气、煤炭和固体金属矿产蕴藏丰富。印支、滇缅泰、西缅、东南亚至澳大利亚东北部是特提斯东段的重要组成单元，我国的滇西地区即位于特提斯东段。滇西地质现象种类保存较全，成矿条件优越，矿产资源极为丰富，尤以有色金属及磷矿资源著称，也被誉为“有色金属王国”。地势上整体具西北高、东南低的趋势，自北向南呈阶梯状逐级下降，长江、元江、澜沧江、怒江、大盈江等水系发育或者贯穿该区。该区被北回归线所横贯，属低纬度内陆高原地形，其亚热带、热带季风气候和高原山地气候使得云南滇西成为全国动植物种类数之冠，也享有“动植物王国”的美称。滇西不仅自然风光绚丽（图1.1），也是人类文明重要发祥地之一，历史文化悠久，孕育了云南境内二十多个少数民族，如彝族、哈尼族、白族、傣族、壮族、苗族、回族、傈僳族等。
　　1.1 东古特提斯研究概况
　　特提斯构造带是研究陆 –陆碰撞造山过程的理想窗口（如 Yin and Harrison，2000），重建特提斯构造带的一个重要前提是准确理解和认识碰撞前各陆块的地质演化（如许志琴等，2013，2016）。该带记录了欧亚大陆与冈瓦纳大陆之间陆块的裂离、大洋的形成与消亡及其碰撞历程（ .eng.r and Yilmaz，1981；Ding et al.，2013；Stampfli et al.， 2013；朱日祥等，2022）。一系列大陆块体（如华南、印支、滇缅泰、羌塘和拉萨）自东冈瓦纳大陆北缘裂离出来后，经原、古和新特提斯洋演化而*终拼贴于欧亚大陆边缘，这一过程已被越来越多研究者所关注（如 .eng.r et al.，1988；钟大赉， 1998； Zhang et al.，2016b；Liu et al.，2018c；Wang et al.，2018b，2020a，2022c）。当前大多数学者将原特提斯洋表述为：自罗迪尼亚超大陆裂解时从冈瓦纳大陆北缘裂离而来、发育于劳亚和冈瓦纳大陆间，并于晚古生代消亡的一个近东西向大洋，其地质记录主要发育于东亚地区，其向西可能与早古生代晚期闭合的巨神洋相接（如 Stampfli et al.， 2002，2013；Cawood et al.，2001；Scotese，2004；Torsvik and Cocks，2013）。自 20世纪80年代以来，我国地质学家在昆仑和三江等地识别出了新元古代—早古生代洋壳消减和活动大陆边缘岩石组合，原特提斯洋则被表述为介于华北–塔里木陆块以南和滇缅泰陆块以北的震旦纪—早古生代大洋（如李兴振等，1995；潘桂棠等，1996；钟大赉，1998）。古特提斯构造带则常被理解为：介于由现伊朗、藏南和滇缅泰等地区组成的基梅里大陆以北及由扬子、印支、藏北等陆块构成的南方大陆之南，以发育泥盆纪—三叠纪大洋为特征的核心地带（如图1.2；.eng.r，1979；.eng.r et al.，1988； Metcalfe，1996，2000，2002；Song et al.，2020；Wang et al.，2020d，2021d，2022a； Xu et al.，2021），构成了东亚地区三大构造带之一。新特提斯是在冈瓦纳大陆北侧裂解出的基梅里陆块南侧形成的新大洋（吴福元等，2020；朱日祥等，2022），是劳亚大陆与冈瓦纳大陆之间*后消失的大洋，主要存在于中生代，局部跨越晚古生代到早新生代。
　　图1.1 云南哀牢山云海山川
　　（a）哀牢山山顶；（b）哀牢山半山腰；（c）哀牢山云海；（d）墨江县城
　　图1.2 全球特提斯构造域及其空间分布示意图（引自 Zhao et al.，2018）
　　现有资料表明：特提斯带内发育了晚古生代大洋演变*为完整的地质记录，是潘吉尼亚大陆重建研究中不可或缺的部分（如黄汲清等， 1984；潘裕生， 1991；李兴振等，1990；钟大赉， 1998；.eng.r and Yilmaz，1981；Scotese，2004）。在西欧地区的西特提斯、青藏高原北部及滇西–东南亚地区的东特提斯普遍经历了古特提斯的碰撞拼合事件，其造山过程表现为复杂洋陆聚合和多陆块拼贴特征，表现为发育多个条带状地块、数条蛇绿岩带及其相关俯冲增生体系，以一系列代表洋壳组合及其俯冲残余的缝合带或构造带为特征，如伊朗北部的厄尔布尔士（ Alborz）带（ Torabi and Hemmati，2011；Mirnejad et al.，2013；Zulauf et al.，2015；Fan et al.，2017；Liang et al.，2020；Wang et al.，2020d，2021d，2022a；Xu et al.，2021）和我国境内的阿尼玛卿带、甘孜 –理塘带、金沙江带和昌宁 –孟连带等（刘本培等，1991，1993， 2002；钟大赉， 1998；殷鸿福等， 1999；许志琴等， 2013；Liu et al.，2017b；Qian et al.，2019；Song et al.，2020；Xu et al.，2021；Wang et al.，2020d，2021d，2022a，2022b）。
　　古特提斯作为一个向东开口的大洋，记录了不同块体在冈瓦纳北缘形成，以及大洋打开、消亡及*终与亚洲大陆增生聚合的完整过程，至少从尼泊尔、印度、我国西藏南部一直延伸至滇西南、泰国西部，并进而南延至马来半岛。目前的资料表明其西部零星出露于南欧及其以东（ Stampfli et al.，2013），中东地区伊朗北部厄尔布尔士地区残留有古特提斯相关的地层、岩浆活动和高压变质岩，后期受到新特提斯洋闭合过程的强烈叠加改造，但总体而言尚缺乏详细而完整的研究（Bagheri and Stampfli，2003；Torabi and Hemmati，2011；Mirnejad et al.，2013；Zulauf et al.，2015）。东古特提斯构造带在松潘–甘孜、滇西和东南亚等广阔地区有着很好的地质记录，承载了基梅里大陆滇缅泰与思茅、印支和华南等陆块汇聚过程的诸多信息（如 .eng.r and Hsü，1984；.eng.r et al.，1988；钟大赉，1998；Yin and Harrison，2000；Sone and Metcalfe，2008；Oliver et al.，2014；Liu et al.，2017；Metcalfe et al.，2017；Qian et al.，2019；Song et al.，2020；Xu et al.，2021；Wang et al.，2018a，2018b，2020d，2021d，2022a）。在过去的几十年内，国内外众多学者针对该构造带开展了大量的构造、岩浆、沉积和古地理研究，识别出了古特提斯主洋盆（如昌宁 –孟连 –文冬 –劳勿缝合带）、众多分支洋或弧后盆地（如金沙江 –哀牢山构造带），以及被分割的若干微陆块（图 1.3；如Helmcke，1985；刘本培等， 1993；丁林和钟大赉， 1995；钟大赉， 1998；殷鸿福等， 1999；Jian et al.，2009a，2009b；Metcalfe，2006，2011a，2011b，2013a，2013b；Wang et al.，2010a，2010b，2016a，2017，2018a，2018b，2020a，2020b，2020d，2021d，2022a；Fan et al.，2010；Zhu et al.，2011；Zhang et al.，2013d；Xu et al.，2015b，2019；Qian et al.，2015，2016a，2016b，2016c，2016d；Yan et al.，2019）。但是，无论在空间上还是时间上，东古特提斯构造带的形成演化与汇聚效应均远复杂于新特提斯，对其深入研究是阐明特提斯演化的基础，也是理解特提斯地球动力系统的关键一环。
　　如前所述，古特提斯构造带作为劳亚和冈瓦纳大陆间晚古生代大洋汇聚消减地带，是潘吉尼亚超大陆聚散的重要表现。目前*为流行的Scotese（2004）潘吉尼亚超大陆重建方案认为，扬子与印支陆块于约250Ma已经完成拼接，但基梅里陆块则呈孤岛状分布于古特提斯洋周边而远离南方大陆，直至约195Ma基梅里才真正与南方主要陆块拼合成一整体。但Collins（2003）则认为到约195Ma，基梅里大陆才向北俯冲消减于南方大陆之下，直到152Ma才与扬子和印支陆块聚合完毕。Golonka（2007）则提出269~224Ma基梅里与扬子、印支等陆块呈孤岛状存在于古特提斯洋，直至约179Ma基梅里仍没有与扬子–印支陆块完成*终拼合。Metcalfe（2009）和Stampfli等（2002）则认为，基梅里陆块自早石炭世始，即持续向北漂移，至约220Ma古特提斯洋*终消失时，才拼贴于扬子和印支陆块之上。综合上述重建模式可认为：扬子与印支陆块于250Ma前已经拼接完成，东古特提斯主洋盆的关闭时间则可能变化于晚三叠世到中侏罗世的不同时段，基梅里东段与南方大陆的*终聚合时间也有着约220Ma、约195Ma、约178Ma和约152Ma等多种观点（ Stampfli et al.，2002；Collins，2003； Scotese，2004；Torsvik et al.，2008）。另外，尽管大部分重建模式或研究者认为昌宁–孟连构造带向南与泰国清迈 –清莱带和马来半岛文冬 –劳勿构造带相连（如 Sone and Metcalfe，2008），其向北与金沙江构造带相接，代表了东古特提斯洋主缝合线和基梅里东段与印支、扬子陆块的拼合带（ Stampfli et al.，2002；Collins，2003；Scotese，2004；Torsvik et al.，2008；Wang et al.，2018c，2021e），但也有研究者根据东古特提斯西段“冈瓦纳型”和“华夏型”植物群落的空间分布、蛇绿混杂岩带和三叠纪高压变质岩带的研究成果，提出了青藏高原地区龙木错 –双湖缝合带、班公湖–怒江缝
　　图1.3

目录
第1章 研究概况1
1.1 东古特提斯研究概况2
1.2 金沙江–哀牢山–马江构造带概况10
第2章 金沙江带古特提斯岩浆作用15
2.1 基本地质概况16
2.1.1 自然地理概况16
2.1.2 区域地层概况18
2.1.3 构造–岩浆活动20
2.2 晚古生代蛇绿岩特征22
2.2.1 基性–超基性岩组合22
2.2.2 斜长花岗岩27
2.3 晚二叠世—中三叠世弧岩浆作用34
2.3.1 白马雪山岩体34
2.3.2 攀天阁组高硅流纹岩51
2.3.3 崔依比组双峰式火山岩54
2.3.4 岩石成因与构造背景55
2.4 晚三叠世碰撞后岩浆记录60
2.4.1 鲁甸和加仁岩体60
2.4.2 岩石成因及构造背景68
第3章 哀牢山带古特提斯岩浆作用73
3.1 基本地质概况74
3.1.1 地理景观概貌74
3.1.2 区域地质特征76
3.2 石炭纪蛇绿岩组合与构造环境82
3.2.1 岩石组合与形成时代84
3.2.2 地球化学特征与成因86
3.3 早二叠世—早三叠世弧岩浆作用记录93
3.3.1 五素地区岛弧玄武岩95
3.3.2 大龙凯–雅轩桥弧后盆地岩石104
3.3.3 岛弧型花岗岩110
3.4 中–晚三叠世碰撞型岩浆作用120
3.4.1 高硅S型花岗岩120
3.4.2 高εHf（t）-εNd（t）花岗岩135
3.4.3 低εHf（t）-εNd（t）花岗岩137
3.4.4OIB型基性岩140
第4章 马江–长山构造带古特提斯岩浆作用145
4.1 基本地质概况146
4.1.1 自然地理概况146
4.1.2 区域地层概况146
4.1.3 岩浆岩概况150
4.2 马江构造带岩浆作用记录154
4.2.1 马江蛇绿岩特征及其成因154
4.2.2 八布二叠纪基性–超基性岩的构造归属177
4.3 长山带二叠纪—三叠纪岩浆作用183
4.3.1 火成岩分布及其年代学183
4.3.2 地球化学特征202
4.3.3 岩石成因及构造背景206
4.4 右江盆地晚古生代岩浆作用211
4.4.1 晚古生代岩浆作用特征212
4.4.2 三叠纪火成岩的岩石成因218
第5章 构造演化及动力学背景231
5.1 金沙江–哀牢山–马江带构造演化232
5.2 与东古特提斯主洋的关联及时空配置244
5.2.1 与古特提斯主洋相关的晚古生代镁铁质等岩浆作用245
5.2.2 与古特提斯主洋相关的三叠纪巨型火成岩带248
5.2.3 东古特提斯主要构造带的空间配置251
5.2.4 东古特提斯洋构造演化时序模型255
5.3 大洋俯冲几何学的数值模拟验证256
5.3.1 初始模型设计258
5.3.2 大洋俯冲角度的敏感性实验262
5.3.3 洋–陆汇聚速度的敏感性实验269
5.3.4 大洋俯冲角度的力学约束272
5.4 陆–陆俯冲、碰撞演化的数值模拟研究274
5.4.1 初始模型及其初始条件设计274
5.4.2 模拟结果275
5.4.3 陆–陆俯冲/碰撞类型发育及地壳物质熔融286
5.5 东古特提斯演化的动力学模型288
参考文献297
附录337