三江特提斯發展到三疊紀，其主體金沙江-哀牢山洋和瀾滄江洋閉合進入碰撞造山階段，甘孜-理塘洋俯沖進入閉合階段。這些聚合物板塊邊界上巖漿作用的產物，既有個性，又有個性。其* * *特點是形成了具有相似地球化學特征的島弧火山巖和碰撞花崗巖類，但由於殼幔物質組成不同、熱狀態不同，不同邊界和階段形成的產物各有特點。
1.長泰-相城島弧巖漿巖帶
長泰-湘城島弧在較短的時間內發展得比較好，比較成熟。從早到晚可分為前島弧期、主島弧期和晚島弧期。溝弧盆體系在空間上由東向西發展。前島弧期()，形成了壹套高TiO _ 2的裂谷型堿性過渡玄武巖或玄武巖與流紋巖的雙峰式組合，在項城池南部地區還產生了典型的高MgO、SiO _ 2和極低TiO _ 2的玻安巖。主島弧期(1920-1930年)可分為三個階段.在成弧早期和晚期，形成了以安山巖為主的鈣堿性系列玄武巖-安山巖-英安巖-流紋巖組合，分別形成了主弧區外弧(東鞍山巖帶)的內弧(Xi安安山巖帶)。在弧間裂谷階段，形成了流紋巖和拉斑玄武巖的雙峰式組合，分布在內外弧之間的弧間裂谷帶(裂谷帶)，著名的夏村塊狀硫化物多金屬礦床就產於此階段。在弧後期，高鉀玄武巖或鉀玄巖(圖8-4)和流紋巖在弧後盆地中發育。上述特征表明長泰-相城島弧經歷了復雜的拉壓交替演化歷史，與三江地區其他火山弧(莫軒學、呂鳳祥等)不同。, 1993).在K2O-SiO2 _ 2圖(圖8-5)中，弧後鉀鹽落在鉀鹽系列區，其他火山巖分布在中鉀鈣堿系列區，K2O含量高，接近高鉀系列邊界，提示弧前期和主弧期火山巖有壹定成因聯系。
島弧形成過程中，伴隨火山作用形成了少量鈣堿系列淺成侵入巖，主要為閃長巖，包括讓木科閃長巖、坡左壁石英閃長巖、木錯斜長花崗巖體、雪雞坪應時閃長玢巖等。K2O-二氧化矽圖(圖8-5)與島弧火山巖分布範圍壹致，形成時代較早(約237 ~ 220年)。該帶主要花崗巖類是板塊碰撞後形成的，包括錯角馬、永傑、東錯巖基等巖株。主要巖性為花崗閃長巖和二長花崗巖，含少量鉀質花崗巖，與晚三疊世島弧火山巖和沈積巖呈侵入接觸，形成時代在220 ~ 208Ma之間。在K2O-SiO2 _ 2圖(圖8-5)中，分布在高鉀鈣堿性系列區域，具有比島弧期火山巖和侵入巖更高的K2O，地球化學特征具有I型花崗巖類特征(陸伯熙等，1993)。
2.江大維西綠春弧形巖漿巖帶
從火山巖的發育來看，金沙江-哀牢山洋板塊的碰撞時間在不同的區段是不同的。在北段(江大-未夕段)，碰撞可能發生在晚二疊世末至早三疊世，因為晚碰撞和滯後火山巖已在早三疊世出現。
江達-車所剖面沒有單壹的流紋巖建造或巖段，下三疊統至中上三疊統的火山巖均為基性-中性-酸性鈣堿性系列。下三疊統(普水橋組和色榮組)含有玄武巖(少量)、安山巖、安山巖火山角礫巖和凝灰巖。火山巖厚300米，占該組的32%，主要為火山碎屑巖(285米)，* * *沈積巖為陸相和海岸相。中三疊統(瓦拉司組)與安山巖、安山巖火山角礫巖、凝灰巖、板巖互層，火山巖厚度686米，占該組地層的25%，火山碎屑巖較多(583米)。上三疊統(江達組)是該弧形火山巖的主體，為鈣堿性系列玄武巖-安山巖-英安巖-英安巖流紋巖和流紋巖的組合，火山碎屑巖含量也較高，包括中酸性凝灰巖、角礫凝灰巖和熔融火山角礫巖。
圖8-4三江三疊紀火山巖TAS圖
(據樂巴斯1986)
I—Irvine(1971)堿性系列(A)和亞堿性系列(S)之間的分界線；b-玄武巖；O1—玄武安山巖；O2-安山巖；O3—英安巖；r-流紋巖；S1—夏威夷巖(Na)和鉀質粗面巖玄武巖(K)；S2——橄欖石粗安巖(Na)和鉀鹽(K)；S3——斜長石粗面巖(Na)和安山巖(K)；T—粗面巖(q < 20%)和粗面巖英安巖(q > 20%)。1-長泰-襄城弧形火山帶；2-江大-未夕綠春弧火山巖帶；3-雜多-鹽井-景洪弧形火山巖帶
在丁偉-未夕的幾個剖面中，下三疊統(馬拉松組)和中上三疊統(盤天閣組)分別產出高矽(SiO _ 2)和高鉀(K2O)的流紋巖和火山碎屑巖，含量分別為70.75% ~ 78.75%和2.64% ~ 5.32%。鐵橄欖巖蝕變流紋巖產於海通角龍橋。在K2O-二氧化矽圖(圖8-5)中，它們分布在高鉀鈣堿系列區域。
臺中-盧純剖面三疊系火山巖主要出露於盧純地區，僅在上三疊統有出露，下部為壹套高SiO _ 2 (73.39%)和K2O(5.20%)的共碰撞流紋巖，分布於盧純高禪寨地區。上部為鉀鹽系列的安山巖和中酸性火山碎屑巖(圖8-5)。
江大-未夕-綠春島弧巖漿巖帶中的花崗巖類年齡小於235Ma，範圍為235-194Ma，大部分小於217Ma(據陸伯熙等。，1993)，即它們形成於晚三疊世。此外，在壹些地方可以看到侵入晚三疊世地層的情況，如加多嶺巖體、魯甸巖體和魯東巖體。據此可以認為，該區花崗巖侵入巖主要形成於晚三疊世滯後弧火山巖之後，屬於晚期碰撞型花崗巖。江大-未夕段巖石類型多樣，包括閃長玢巖、應時閃長玢巖、石英閃長巖、應時閃長巖、花崗閃長巖、二長花崗巖、花崗巖、花崗斑巖和少量角閃石正長巖。臺中-盧純段巖性簡單，均為二長花崗巖(據陸伯熙1993)。花崗巖類的K2O表現出兩個特征(圖8-5)。有些與該帶的火山巖壹起分布在中鉀鈣堿系列地區，它們之間可能有壹定的成因聯系。大部分分布在高鉀鈣堿系列地區。
3.雜多-鹽井-景洪弧形巖漿巖帶
早三疊世該帶板塊碰撞後，中三疊世自北向南形成了同碰撞流紋巖。晚三疊世晚期碰撞或滯後火山巖發育不均。
圖8-5三江地區三疊紀巖漿巖的K2O-二氧化矽圖
(據Le Maitre，1989；洛夫格倫，1981)
lk-ca-低鉀鈣堿系列；鈣-鈣-堿系列；HK-CA-高鉀鈣堿系列；SHO——鉀鹽系列；1，4-長泰-襄城帶的火山巖和花崗巖類；2.5—江大圍西綠春帶的火山巖和花崗巖類；3.6—雜多鹽井景洪區火山巖和花崗巖。
花崗巖為代表成分(據陸伯熙1993)；火山巖壹般。
在竹卡-鹽井剖面北段，廣泛出露英安巖、流紋巖和高矽流紋巖，部分英安巖含有鐵橄欖石。火山碎屑巖占75%，種類繁多，有凝灰巖、凝灰巖等。火山巖總厚度8268m，大多數流紋巖以高SiO _ 2 (69% ~ 73%)和K2O(大於3.0%，平均4.6%)為特征，分布在高鉀鈣堿系列地區(圖8-5)。上面沒有延遲的火山巖產出。
南段雲縣-景洪段廣泛發育弧形火山巖，沿南瀾滄江自北向南分布。二疊紀同步弧火山巖俯沖後，為中三疊世同碰撞流紋巖和上三疊世晚碰撞或滯後弧火山巖。該帶的特點之壹是三疊紀火山巖在北段(景谷民樂以北)和中南段具有壹些不同的地球化學特征。中三疊世碰撞流紋巖的巖石類型為流紋巖、凝灰巖和熔結凝灰巖。北段為高鉀鈣堿系列，中南段為中鉀鈣堿系列。上三疊統(小丁溪組和芒回河組)為滯後弧火山巖，北段為高鉀鈣堿系列——鉀玄巖系列(圖8-5)。巖石組合為鉀質粗面巖-高鉀玄武巖-鉀玄巖-安山巖-高鉀流紋巖，鉀的富集程度高於中南部長泰-襄城帶和江大-未夕帶的弧形火山巖(圖8-5)，屬於低-中鉀鈣堿系列，巖石組合為應時拉斑玄武巖-玄武安山巖-安山巖-英安巖，鉀含量低於以上各帶(圖8-5)。
西帶花崗巖以巖基為主，巖石類型以花崗閃長巖和二長花崗巖為主。除了巨大的臨滄巖基中年齡值較大外，其他年齡值均在231 ~ 194 Ma之間，大部分在230 ~ 217 Ma之間，即主體形成於晚三疊世早中期，花崗巖侵入茶雅尤溪、臨滄晚三疊世火山巖中。因此，本區花崗巖類屬於碰撞後同碰撞花崗巖。圖8-5中均分布在高鉀鈣堿系列地區，地球化學特征為S型花崗巖(據陸伯熙，1993)。
(2)主要地球化學特征及源區分析
(1)三江地區三疊紀島弧火山巖微量元素和稀土元素特征基本壹致，與典型島弧火山巖相似，但與洋脊和板內環境不同。TiO _ 2含量小於2.0%，屬於低鈦型(表8-1)。這是因為弧形火山巖的巖漿源區較淺，壹般達不到富含TiO _ 2的熔融金紅石的深度。火山巖的Pearce微量元素分布模式表現出明顯的大離子富集Th和石元素Sr、K、Rb、Ba的特征，而高場強虧損Nb、Ta，部分虧損Zr、Hf，酸性火山巖還表現出P、Ti虧損谷。稀土元素分布模式為輕稀土弱富集-中等富集，(La/SM) n = 2 ~ 5，從基性-中性-酸性火山巖增加(表8-1)。無銪異常或弱負銪異常表明富鈣礦物的分離結晶作用未發生或很弱。
表8-1三江三疊紀弧巖漿巖的某些微量元素比值
表中火山巖部分數據來自莫玄學和陸鳳祥(1993)。花崗巖數據根據陸伯熙等人(1993)的數據計算。
(2)以雜多-鹽井景洪弧火山巖帶南段的雲縣-景洪段為例，該段為復式弧火山巖帶。二疊紀鈣堿性安山巖火山巖為俯沖同步弧火山巖；中三疊世高矽高鉀流紋巖是壹種同碰撞火山巖。上三疊統火山巖為晚期碰撞或滯後弧火山巖。如前所述，北部和中南部的三疊紀火山巖有明顯的差異。最突出的是北部的火山巖(民樂、文峪、小星等。)富含K2O，而中南部(如西至蘭州公路)富含鈉。同時，它們還表現出壹系列的地球化學差異。北段(T2-T3)三疊紀火山巖屬高鉀鈣堿性系列-鉀質流紋巖系列，為鉀質粗面巖-高鉀質玄武巖-鉀質流紋巖組合；輕稀土元素中度富集，(la/sm)n = 5.32 ~ 15.13；Pearce微量元素分布模式顯示Nb、Ta、Ti、Cr虧損，K、Rb、Ba、Th富集(圖8-6)。W(Nb)/W(Y)= 0.67 ~ 1.17，W (Th)/W (Yb)大於3。中國中南部三疊紀火山巖屬低鉀拉斑玄武巖-中鉀鈣堿系列，組合為應時拉斑玄武巖-玄武安山巖-安山巖-英安巖；輕稀土元素富集程度較低，(La/SM)n = 3.03 ~ 7.32；Pearce的微量元素分布模式，不僅損失了Nb、Ti、Cr，還損失了Hf、K、Rb，唯壹富集的元素是Th(圖8-6)。W(Nb)/w(Y)小於0.67，w (th)/w (Yb)小於3。綜合分析表明，二者的差異不是後期蝕變或交代作用造成的，而是因為它們屬於不同的巖漿演化系列，來源不同。這在圖8-7中很直觀的顯示出來，北部的二疊紀和中三疊世、晚三疊世火山巖和中南部的晚三疊世火山巖形成了四條演化趨勢線；第壹、二、三條趨勢線與w(Ba)/w(Ca)軸的夾角較小，表明這些巖漿的演化主要受分離結晶控制，分離結晶的礦物相以斜長石為主，有壹定量的輝石和角閃石。值得註意的是，北部富鉀火山巖與銅礦化關系密切，而中南部低鉀火山巖尚未發現有價值的礦化。
圖8-6雲縣-景洪剖面晚三疊世島弧火山巖Pearce微量元素配分模式
SL-Silan公路；MC——忙著小星；wy-文宇
(3)三疊紀花崗巖類在某些方面也表現出與火山巖相似的特征。花崗巖和流紋巖壹樣，也屬於低鈦型，TiO 2 < 0.6%；稀土的分布模式也是輕稀土中等富集型，(La/SM) n = 3 ~ 4.5(表8-1)；在K2O-二氧化矽圖(圖4-39)中，大部分花崗巖分布在高鉀鈣堿系列區域，就像同壹碰撞類型的流紋巖壹樣。
各巖帶花崗巖之間有壹定的異同(表8-2)，因為它們主要形成於碰撞造山環境，但它們的源區和巖漿方式不同。從表8-2可以看出，各帶花崗巖類的總堿含量相近，在3.5%-7.5%之間，w(K2O)/w(Na2O)大於1。三江北段的長泰-襄城帶花崗巖特征與江達-德欽帶相似，南段的未夕-綠春帶花崗巖特征與東大山-臨滄帶相似。前兩者的地球化學類型以類鋁為主，具有I型花崗巖的特征；除高鉀鈣堿系列外，還有少量鈣堿系列和鉀質玄武巖系列(圖8-5)；巖石類型包括花崗巖和閃長巖；主要形成時代小於218Ma；(87Sr/86Sr)i的初始值小於0.712。後兩者的地球化學類型以過鋁為主，具有S型花崗巖的特征，只有高鉀鈣堿系列(圖8-5)；巖石類型均為花崗巖，無閃長巖；主要地層年齡值大於218Ma；(87Sr/86Sr)i的初始值大於0.712。
表8-2三江地區三疊紀花崗巖的主要特征
(4)匯聚板塊俯沖帶巖漿的來源和演化比其他環境復雜得多，難以定量模擬，因為這是壹個開放的巖漿系統(鄧，1989)，巖漿源區往往是多樣化的，俯沖洋殼、上覆楔狀地幔和上覆大陸地殼可能以不同的比例參與。三江地區弧形火山巖多樣性的主要原因可能是物源成分的多樣性。弧形火山巖以中性火山巖為主，酸性火山巖比例較大，基性火山巖較少。根據殼幔物質組成和實驗巖石學的限制，巖漿來源應主要是殼源或殼幔混合源。殼幔混源是指幔源巖漿的直接參與，但幔源巖漿侵入殼內固結巖石後熔融形成的巖漿不能視為殼幔混源；但是只有外殼源代碼。殼幔混源機制之壹可能是幔源巖漿的底侵或中侵。泗蘭公路火山巖產出的具有相似地球化學特征的輝長閃長巖體與上三疊統為同生時代，表明基性巖漿的侵入與上三疊統火山巖的形成同時發生，可能導致殼幔混源。中三疊世獨立分布的流紋巖和花崗巖只能是殼源的。
另外，強不相容元素的比值可以用來分析源區的性質，因為強不相容元素對分離結晶的敏感性較低，它們的元素對比值可以反映源區這種比值的特征。本文選取w(K)/w(Ba)-w(K)/w(Pb)相關圖(圖8-7)，選取研究區w(K)/w(Rb)比值最大的營盤脊玄武巖代表洋殼端員，選取哀牢山帶蛇綠巖中的二輝橄欖巖代表上地幔端員。地殼端元的k和Ba取自三江地區三疊紀地層的化學元素豐度(葉青同，1992)。由於樣品分析中缺少銣，所以采用李彤(1976)(趙，張本仁，1988)的地殼元素豐度銣值。將各帶火山巖和花崗巖類的平均成分放入圖中，要點分布在地殼端元附近，說明三疊紀島弧巖漿巖主要來自地殼，洋殼和上地幔成分很少或沒有；在長泰-襄城島弧和雲縣-景洪島弧的三個玄武巖點中，有兩個靠近洋殼端元，壹個靠近地幔端元，可能暗示玄武質巖漿以幔源為主，並有壹定量的洋殼成分參與。
圖8-7 w(K)/w(Ba)-w(K)/w(Rb)三江地區三疊紀弧狀巖漿巖圖解
1，4—長泰城鎮帶的火山巖和花崗巖類；2.5—江大圍西綠春帶的火山巖和花崗巖類；3.6—雜多鹽井—景洪帶的火山巖和花崗巖類；7—地殼成分；8—上地幔成分(哀牢山二輝橄欖巖)；9—山脊玄武巖(營盤)。對應於表5-1
此外，花崗巖類的稀土配分模式和鉛同位素也能提供壹些物源信息。圖8-8顯示了各帶花崗巖類的稀土元素分布模式，輕稀土元素富集程度相似，但重稀土元素虧損程度與銪異常特征不同。從錯角馬-東錯花崗巖-東大山-臨滄花崗巖-江大斑巖-中甸花崗巖，稀土元素虧損程度逐漸變強，負銪異常逐漸減弱。錯角馬-東錯帶花崗巖和中甸花崗巖均產於長泰-鄉城島弧巖漿巖帶，稀土元素配分模式的差異意味著它們的成巖方式不同或源區不同。錯角馬-東錯花崗巖巖漿可能經歷了明顯的斜長石分離結晶作用，或者巖漿源區殘余相中斜長石較多，造成明顯的負銪異常。HREE的弱虧損可能表明源巖本身富含HREE，富含HREE的副礦物(如鋯石、石榴石)在源區殘留較少，熔融相較多。中甸花崗巖漿幾乎沒有經歷過斜長石的分離結晶，或者源區殘留相中斜長石很少，而富含HREE的殘留副礦物較多。江大帶玢巖和東大山-臨滄帶花崗巖的上述特征介於兩者之間。這也反映了三個花崗巖帶的物源組成不同，證明它們屬於三個不同的構造單元。
圖8-9顯示臨滄花崗巖的鉛同位素組成與中甸雪雞坪斑巖銅礦不同(方鉛礦測定)。臨滄花崗巖類中分散方鉛礦的鉛同位素組成:206Pb/204Pb為18.347 ~ 18.927，207pb/204pb為15.458 ~ 15.894，208pb/204pb為38.255。雪雞坪斑巖銅礦鉛同位素組成為206Pb/204Pb，17.892 ~ 17.913，207 Pb/204 Pb，15.501 ~ 15.528，208 Pb/。相對變異值分別為0.021、0.027和0.071，變異幅度很小，鉛同位素組成相當均勻，表明其源區成分也比較均勻，與臨滄花崗巖不同。這兩種同位素組成分布在NHRL線上(由MORB和OIB的鉛同位素組成的北半球參考線)，分布區的長軸與NHRL線斜交，與北半球經歷俯沖的島弧巖漿巖成分特征相似，提示其源區存在俯沖洋殼與大陸元素的混合(白色，1989；Be-bout等人，1993)。對於本區花崗巖，可能表明其源區有少量俯沖洋殼成分，也可能是延遲弧巖漿作用與陸內巖漿作用的區別。
圖8-8三江地區部分三疊紀花崗巖的稀土元素配分模式
(引自陸伯熙，1993)
東大山臨滄花崗巖帶的A-REE配分模式:錯角馬-東錯花崗巖帶的B-REE配分模式:中甸花崗巖的C-REE配分模式:D-江達帶玢巖的稀土元素配分模式
總之，根據上述有限資料的分析，研究區內三帶弧狀巖漿巖基本端元的玄武質巖漿來自上地幔，並有壹定量的俯沖洋殼。其他中酸性火山巖和花崗巖類主要來源於地殼，可能有少量地幔源區和/或俯沖洋殼成分。不同巖帶的巖漿源區成分不同。