滇西哀牢山镇沅煌斑岩40 Ar-39 Ar 年代学和地球化学特征*

陈福川 王庆飞 李龚健 赵岩

CHEN FuChuan，WANG QingFei＊＊，LI GongJian and ZHAO Yan

中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室，北京 100083

State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources，China University of Geosciences，Beijing 100083，China

2015-04-01 收稿，2015-06-19 改回.

1 引言

煌斑岩是一种具斑状结构的暗色浅成岩浆岩，斑晶多为镁铁质矿物，且岩石挥发分含量高，常以小规模的岩脉，岩墙等形式产于多种构造环境中(Rock et al.，1991)。随着研究的不断深入，对煌斑岩成因的认识经历了从普通的岩浆结晶分异到壳幔相互作用再到被普遍接受的交代富集地幔部分熔融的过程。虽然目前对煌斑岩岩浆形成的地幔的交代机制的认识还不统一，但煌斑岩已经被公认为是一把可以打开地球深部之门的“钥匙”(Rock and Groves，1988;Stille et al.，1989)。通过煌斑岩研究，可以探讨区域地壳减薄，地幔富集，岩浆演化等一系列岩石学和构造地质学问题。

西南“三江”地区沿金沙江-哀牢山断裂带两侧发育着一条长度逾1000km 的新生代富碱斑岩带。哀牢山构造带位于该带南段，产出大量与富碱斑岩具有成因联系的造山型金矿床和岩浆热液成因的铜钼多金属矿床，是我国著名的多金属矿集区(张玉泉等，2000;Deng et al.，2014a，b)。因此，该带内新生代富碱斑岩的成因机制及其与成矿的关系的研究一直是国际地学界研究的热点与重点(Hu et al.，1998;Zhang and Schärer，1999;Tran et al.，2014;Flower et al.，2013;Zhu et al.，2013;Zhang et al.，2014;Deng et al.，2015b;Deng and Wang，2015)。与富碱斑岩具有紧密时空联系的煌斑岩，也越来越受到学者们的关注。镇沅地区煌斑岩是整个金沙江-红河富碱斑岩带南段的重要组成部分，在镇沅金矿区内与花岗斑岩共同构成了沿断裂分布的岩浆岩容矿带，显示出重要的岩石学和矿床学意义。前人对镇沅煌斑岩进行了一定程度的研究(黄智龙和王联魁，1995，1996;黄智龙等，1999;Wang et al.，2001;Huang et al.，2002)，并取得了丰硕的成果。但获得的煌斑岩侵位年龄与区域富碱斑岩形成峰值有一定差异;对于镇沅煌斑岩的演化过程及源区的部分熔融程度，也在一定的争议(黄智龙和王联魁，1997;Deng et al.，2014a)。

本文拟通过对镇沅煌斑岩的Ar-Ar 精确定年和地球化学方面的研究，探讨其侵位时代，源区特征，岩浆演化过程及其所蕴含的地质意义。

2 区域地质

哀牢山缝合带处于三江特提斯构造域的北东边界，介于扬子板块和印支地块之间，北接金沙江缝合带，南衔Song Ma缝合带，呈北西向展布，北窄南宽，延伸约400km(图1a)。该缝合带在印支期和喜马拉雅期两次造山作用过程中形成并保存下来了多个世代的叠加构造变形(杨立强等，2010)，最终构成了由特提斯蛇绿岩套、变质地体和新生代构造剪切带组合而成的哀牢山构造带(刘俊来等，2011)。哀牢山断裂的两侧，平行分布两个变质亚带:北东以角闪岩-绿片岩相的L-S 型糜棱岩为特征的高级变质带和南西以低绿片岩相千糜岩为特征的低级变质带(张进江等，2006)。区内由东向西依次发育了元古宙-古生代变质岩系、古生代和三叠纪的火山沉积地层、石炭纪混杂岩系、上三叠统的磨拉石建造和一套石炭系地层。

图1 镇沅金矿区地质简图(a、b 分别据Hou et al.，2007、石贵勇等，2012，略有修改)1-上三叠统泥岩、砂岩及砂砾岩;2-下石炭统(二段为硅质绢云板岩-含炭质砂质绢云板岩，一段为含炭质薄层泥灰岩泥质灰岩);3-上泥盆统(二段为绢云板岩-含炭质放射虫硅质岩，一段为变质石英杂砂岩);4-古生代绢云板岩、砂岩、砂砾岩;5-蚀变玄武岩;6-蚀变超基性岩;7-花岗闪长斑岩;8-蚀变辉绿岩;9-煌斑岩、花岗斑岩组成的断裂岩浆岩容矿带;10-断层;11-地层整合界线;12-地层不整合界线;13-采样点;14-样品编号Fig.1 Geological sketch map of the Zhenyuan ore district (a，b，modified after Hou et al.，2007;Shi et al.，2012，respectively)

图2 镇沅煌斑岩野外和正交偏光显微镜下特征(a)煌斑岩脉野外露头;(b)样品ZY-12-2 中蚀变的辉石斑晶;(c)样品ZY-14-4 中辉石假象晶、黑云母斑晶及磁铁矿;(d)样品ZY-16-1 中岩浆成因的白云石Fig.2 Field photo and micro-photos under cross-polarized light of lamprophyre in the Zhenyuan area(a)outcrop photo of lamprophyre;(b)altered pyroxene of sample ZY-12-2;(c)pseudomorphosed pyroxene，biotite and magnetite of sample ZY-14-4;(d)magmatic dolomite of sample ZY-16-1

镇沅金矿床位于哀牢山断裂与九甲-墨江断裂之间的低级变质单元，包括老王寨、冬瓜林、浪泥塘、搭桥箐、比幅山和库独木共六个矿段，是整个哀牢山地区最具代表性的喜山期造山型金矿(Deng et al.，2015a)。整个区域受哀牢山-红河断裂，转马路断裂和九甲-墨江断裂的控制，并且受到多期次北西向脆性剪切作用的叠加影响，导致镇沅金矿床矿体主体呈北西向延伸，与区域构造走向大体一致，具有明显的构造控矿特征。矿区内出露的地层从老到新主要有:上泥盆统变质石英砂岩-含炭质放射虫硅质岩(D3)、下石炭统含炭质薄层泥灰岩-硅质绢云板岩(C1)和上三叠统一碗水组紫红色泥质粉砂岩(T3y)。岩浆岩较为发育，早期超基性-基性岩主要出露于老王寨和浪泥塘矿段，酸性斑岩则大多分布在库独木、老王寨和冬瓜林矿段(图1b)。煌斑岩在镇沅金矿各矿段均广泛分布，与金矿化处于相同的地质环境中，具有紧密的成因联系，而且含金煌斑岩也是主要的矿石类型之一，可见煌斑岩在镇沅金矿的形成的过程中具有重要的意义(黄智龙等，1999)。

本区的煌斑岩皆呈大小不一的岩脉状产出(图2a)，且相互间没有穿插关系，被认为是同一期岩浆活动的产物(黄智龙等，1999)。岩脉主体沿北西-南东向的F1 和F2 断裂及其次级断裂分布，与花岗斑岩紧密共生，共同组成了以煌斑岩和花岗斑岩为主的穿切于黑色页岩系的断裂岩浆岩含金矿带。

3 岩石学特征

镇沅金矿床煌斑岩已被广泛蚀变，本文选取老王寨和冬瓜林矿段新鲜(蚀变相对较弱)的煌斑岩进行研究分析。煌斑岩风化面为灰黄色，新鲜面则为灰绿-灰黑色，具有典型的斑状结构，块状构造。岩石由斑晶和基质两部分组成。斑晶为具有一定程度蚀变的单斜辉石(10%)、橄榄石(＜5%)和黑云母(15%)，呈自形-半自形晶。单斜辉石是主要的斑晶之一，可以明显见到有一个灰黑色的核(图2b)，由于后期被一定程度绿泥石化和碳酸盐化，很难见到其两组近于垂直的解理，颗粒边缘则主要为绿泥石、碳酸盐和磁铁矿等次生矿物共生形成的反应边。橄榄石在煌斑岩中皆呈斑晶产出，蚀变严重，被绿泥石、蛇纹石、石英和碳酸盐等次生矿物替代。黑云母斑晶则多为发育完全的自形的长条状，蚀变弱，淡黄色-红褐色，多色性明显，干涉色为二级红-三级蓝，近平行消光(图2c);基质主要由蚀变单斜辉石(10%)、正长石(35%)、斜长石(10%)、云母(原生云母和次生云母)(10%)、他形石英(2%)和碳酸盐(1%)等组成。基质普遍发生了一定程度绿泥石化，形成了具有异常水墨蓝干涉色的绿泥石。副矿物主要为磷灰石、磁铁矿及锆石等。此外，研究区煌斑岩还可见少量原生岩浆结晶的碳酸盐矿物，以白云石、铁白云石为主(图2d)，形态不规则，呈高级白干涉色。据此判断，镇沅煌斑岩应该为云煌岩。

本次研究的样品采自镇沅金矿床各个矿段蚀变较弱的煌斑岩脉。其中浪泥塘矿段1 件样品(ZY-12-2);冬瓜林矿段3 件样品(ZY-12-3、ZY-12-4、ZY-16-1);老王寨矿段2 件样品(ZY-14-4、ZY-15-3)。

4 分析方法

样品全岩地球化学分析在廊坊市中国地质调查实验中心进行。先使用玛瑙磨将所有样品粉碎至大约200μm。主量元素分析使用飞利浦1480 型光谱仪依照标准的X 射线荧光(XRF)方法测定。微量元素则采用电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)分析。检出范围分别为质量分数小于0.1%的主量元素和小于2 ×10-6的微量元素。40Ar-39Ar 同位素年龄测定在中国地质科学院地质研究所同位素实验室完成。测试的对象为新鲜煌斑岩中的黑云母单矿物，通过阶段加热在多接收稀有气体质谱仪Helix MC 上测定，监控标样为ZBH-25 黑云母(132.7 ±1.2Ma)。具体实验测试分析流程见相关文献(陈文等，2006;张彦等，2006)。

5 分析结果

5.1 主量元素

主量元素分析结果(表1)显示，镇沅金矿床煌斑岩SiO2含量整体较低，为43.26% ～47.66%，平均45.77%，其中仅两个样品SiO2含量略低于45%，属于超基性-基性岩类。对比哀牢山构造带上的白马寨镍矿(管涛等，2003)、大坪金矿(王治华等，2010)和马厂箐铜钼金多金属矿区(贾丽琼等，2013)煌斑岩的SiO2含量，平均值为49.01% ～51.69%。由于镇沅金矿床煌斑岩中含有岩浆成因的白云石(图2d)，导致其烧失量(LOI)相对较高。MgO 含量为5.15% ～11.41%，平均8.52%，介于白马寨镍矿区煌斑岩(平均7.16%)和大坪金矿(平均9.80%)，马厂箐铜钼金多金属矿区(平均11.71%)煌斑岩之间;TiO2含量在0.66% ～0.84%之间，平均0.72%，属于低Ti 煌斑岩(TiO2＜1.5%)。镇沅煌斑岩的K2O 含量为5.42% ～6.56%，平均6.05%;Na2O含量为0.98% ～1.66%，平均1.32%。K2O + Na2O 为6.39% ～8.22%，且岩石的K2O 与Na2O 含量之间无相关性，表明富钾是该岩石的特征。在(K2O +Na2O)-SiO2图解(图3a)中，镇沅煌斑岩所有样品投点都落在了碱性岩石区的粗安岩、玄武粗安岩和响岩质碱玄岩范围内;K2O/Na2O 比值为3.68 ～5.55，平均4.70，属于高钾系列，在K2O-Na2O 图解(图3b)中，都投点在钙碱性煌斑岩区域内，表明镇沅金矿床煌斑岩属于碱性、高钾钙碱性低钛煌斑岩。

表1 镇沅煌斑岩岩石化学成分表(wt%)Table 1 Chemical composition of lamprophyre in the Zhenyuan area (wt%)

图3 煌斑岩的(Na2O+K2O)-SiO2 图(a，底图据Middlemost，1994)和K2O-SiO2 图(b，底图据Rock，1987)Fig.3 (Na2O +K2O)-SiO2 diagram (a，base map after Middlemost，1994)and K2O-SiO2 diagram (b，base map after Rock，1987)for classification of Zhenyuan lamprophyres

图4 镇沅煌斑岩原始地幔标准化微量元素蛛网图(a，原始地幔值据McDonough and Sun，1995)和球粒陨石标准化稀土元素配分图(b，球粒陨石值据Boynton，1984)N-MORB 和OIB 数值据Sun and McDonough，1989;哀牢山-红河构造带新生代富碱岩浆岩数据引自Tran et al. ，2014;其余数据来源同表1Fig.4 Primitive mantle-normalized spidergrams (a，primitive mantle data after McDonough and Sun，1995)and chondritenormalized REE patterns (b，chondrite data after Boynton，1984)for Zhenyuan lamprophyresN-MORB and OIB data after Sun and McDonough，1989;Cenozoic alkali-rich magmatic rocks data in Ailaoshan-Red River belt from Tran et al.，2014;Rest data source with the same as those in Table 1

5.2 微量-稀土元素

镇沅煌斑岩的微量元素组成特征显示(表2、图4a)镇沅金矿床煌斑岩不相容元素含量明显高于原始地幔，表现出不同程度的富集;大离子亲石元素(LILE)Rb、Ba、K 和Sr 相对富集，且含量波动较小，与前人统计的钙碱性煌斑岩基本一致(Rock et al.，1991)。高场强元素(HFSE)Nb、Ta、Ti 和Zr亏损，其中Nb、Ta 和Ti 具有显著的“TNT”负异常，和形成于与俯冲带相关的高K/Ti-低Ti 钾质岩石非常相似，而明显不同于板内低K/Ti-高Ti 钾质岩石(李献华等，2002)。这也与前面的主量元素高K 低Ti 特征相吻合。与MORB 和OIB 相比，本区煌斑岩明显富集LILE，而与白马寨、大坪以及马厂箐煌斑岩，具有相似的配分模式(图4a)，表明其成因过程一致。本区煌斑岩的微量元素配分模式与金沙江-哀牢山新生代富碱斑岩带南段的哀牢山-红河构造带新生代富碱岩浆岩基本一致，表明他们可能来自于相同的源区。

稀土元素组成特征(表2、图4b)表明，镇沅金矿床所有煌斑岩样品∑REE 值变化范围较小，为110.8×10-6～140.5×10-6，平均124.4 ×10-6。低于哀牢山构造带上的白马寨(平均164.2 ×10-6)、大坪(平均158.3 ×10-6)和马厂箐煌斑岩(平均169.5 ×10-6)。本区煌斑岩配分模式大致相同，与新生代富碱岩浆岩整体比较，轻重稀土分异相对较弱，这与煌斑岩相对于其它富碱斑岩演化分异程度较低有关。镇沅煌斑岩LREE 为96.71 ×10-6～121.5 ×10-6，平均108.2 ×10-6;HREE 为13.27 ×10-6～19.00 ×10-6，平均16.16 ×10-6;LREE/HREE 为6.32 ～7.44，平均6.75。整体显示LREE 富集，HREE 相对亏损，轻重稀土明显分异的特征。与Rock et al. (1991)统计的不同类型的煌斑岩相比，本区煌斑岩∑REE 含量较低;高∑REE 值为地幔相对低部分熔融的产物，而低∑REE 值为地幔相对较高部分熔融的结果(黄智龙，1999)，故本区煌斑岩岩浆可能起源于地幔一定程度的部分熔融。δEu 为0.80 ～0.91，δCe 为0.92 ～0.96，Eu 和Ce 都呈

弱的负异常，表明岩浆演化过程中基本没有经历过斜长石分离结晶作用。

表2 镇沅煌斑岩微量元素含量(×10 -6)Table 2 Trace element composition of Zhenyuan lamprophyres (×10 -6)

图5 镇沅煌斑岩40Ar-39Ar 坪年龄谱(a-c)和等时线年龄(a1-c1)Fig.5 The 40Ar-39 Ar age spectrum (a-c)and 36Ar/40 Ar-39 Ar/40 Ar isochronal plots (a1-c1)of the lamprophyres from Zhenyuan area

5.3 40Ar-39Ar 年代学

本次对三件新鲜的镇沅煌斑岩样品中的黑云母单矿物进行了40Ar-39Ar 同位素测年，Ar 同位素的阶段加热数据见表3，坪年龄图及等时线图见图5。

样品ZY-12-4 坪年龄包括了700 ～1300℃共10 个加热阶段的数据(表3)，对应了100%的39Ar 含量。10 个阶段一起构成了一个很好的年龄坪，坪年龄tp=35.74 ±0.26Ma(图5a)。其39Ar/40Ar-36Ar/40Ar 反等时线年龄ti=35.69 ±0.40Ma(图5a1)，与坪年龄在误差范围内保持一致。40Ar/36Ar 的初始比

值为295.3 ±3.6(MSWD=2.4)(图5a1)。

表3 镇沅煌斑岩黑云母阶段升温测年数据Table 3 Stepwise heating analytical data for biotites of lamprophyres from Zhenyuan area

样品ZY-14-4 经历了700 ～1400℃共10 个阶段的加热，总气体年龄(Total age)为36.2Ma。在第一个加热阶段(700℃)表现出一个相对较低的年龄值，在800 ～1400℃九个加热阶段的数据相对稳定(表3)，析出了总量中99.61%的39Ar，代表一个坪年龄tp=36.17 ±0.28Ma(图5b)。对应的39Ar/40Ar-36Ar/40Ar 反等时线拟合好，等时年龄ti=36.21 ±0.43Ma(图5b1)，与坪年龄在误差范围内保持一致。40Ar/36Ar 的初始比值为295.4 ±5.9(MSWD=4.2)(图5b1)。

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样品ZY-15-3 在700 ～1400℃之间共进行了11 个阶段的加热，坪年龄图表现不规则，总气体年龄为38.0Ma。低温阶段(700 ～980℃)视年龄值较大，且随加热温度升高呈斜梯状递减，直到1020 ～1300℃才趋于平稳，形成一个很好的年龄坪。但温度继续升高(1400℃)，视年龄再度异常，表现出异常高的值(77Ma)(表3)。样品在低温阶段的异常很可能是因为该样品中黑云母遭受了一定程度的蚀变。蚀变的岩浆岩，其在较高温阶段给出的坪年龄是可靠的。而该样品在高温阶段表现出的异常高的视年龄很可能是因为保留的地球深部环境中的过剩Ar(王非等，2014)被释放出来。故取1020 ～1300℃共四个加热阶段做坪年龄，获得一个稳定的坪年龄tp=36.85 ±0.40Ma(图5c)。对应的39Ar/40Ar-36Ar/40Ar 反等时线年龄ti=36.1 ±5.9Ma(图5c1)，与坪年龄在误差范围内保持一致。40Ar/36Ar 的初始比值为316 ± 160(MSWD=9.9)(图5c1)。

坪年龄谱和等时线年龄图显示所测3 件镇沅煌斑岩的坪年龄和等时年龄在误差范围内基本一致，表明本区煌斑岩成岩时间相同，形成于同一期岩浆活动。样品ZY-12-4 和ZY-14-4 在实验过程中坪年龄和视年龄基本保持稳定，说明样品中无过剩Ar 或者含有少量过剩Ar 但不干扰实验结果，且40Ar/36Ar 的初始比值和大气Ar 同位素比值295.5 ±5 基本一致，故所测年龄值真实可靠，代表了煌斑岩形成时的年龄。样品ZY-15-3 在实验过程中坪年龄图不规则，总气体年龄偏大，但在较高温阶段(1020 ～1300℃)形成的稳定坪年龄接近样品的成岩年龄。

6 讨论

6.1 岩浆活动时代

通过对镇沅煌斑岩3 件样品(ZY-12-4、ZY-14-4、ZY-15-3)中黑云母的40Ar-39Ar 精确定年，分别获得35.69 ±0.40Ma，36.21 ±0.43Ma、36.1 ±5.9Ma 的岩浆结晶年龄。由于样品ZY-15-3 中含有过剩Ar，误差较大，故采用ZY-12-4 和ZY-14-4 的定年结果(35.69 ～36.21Ma)作为镇沅煌斑岩的成岩年龄。Wang et al. (2001)对老王寨煌斑岩中金云母的40Ar-39Ar 定年获得的岩浆结晶年龄为30.8 ～34.3Ma，与本文获得的年龄有一定的出入，可能为同期岩浆活动不同阶段的产物。

图6 金沙江-哀牢山富碱侵入岩带南段年龄对比图数据来源:富碱斑岩数据引自梁华英等，2004;祝向平，2010;黄波等，2009;张超等，2014;Liang et al. ，2007;煌斑岩数据引自管涛等，2006;贾丽琼等，2013;Wang et al. ，2001;Chen et al. ，2014Fig.6 Age comparison chart of southern Jinshajiang-Ailaoshan alkali-rich intrusive rock beltData sources:alkali-rich porphyry from Liang et al. ，2004，2007;Zhu，2010;Huang et al. ，2009;Zhang et al. ，2014;lamprophyre from Guan et al. ，2006;Jia et al. ，2013;Wang et al. ，2001;Chen et al. ，2014

本区的煌斑岩是沿金沙江-哀牢山断裂分布的新生代富碱斑岩带的一个重要组成单元，他们很可能形成于地幔拉张环境下的同源岩浆活动(金志升等，1997)。金沙江-哀牢山缝合带的富碱斑岩活动高峰期为30 ～45Ma(李勇等，2011)，而南段的高峰期约为36Ma(Deng et al.，2014a)。对比哀牢山构造带上的马厂箐煌斑岩(33.77 ±0.11Ma)(贾丽琼等，2013)、大坪煌斑岩(29.6 ～36.8Ma)(Chen et al.，2014)、白马寨煌斑岩(32 ～33Ma)(管涛等，2006)，本文所获得的镇沅煌斑岩形成年龄更接近金沙江-哀牢山缝合带南部富碱斑岩活动的峰值年龄(图6)。

6.2 岩石源区特征

镇沅煌斑岩具有典型的低SiO2含量、高钾富碱、富集大离子亲石元素(LILE)和轻稀土元素(LREE)、重稀土元素(HREE)及高场强元素(HFSE)相对亏损的特征。铁镁质岩石的这些特征既可能由岩浆上侵过程中被地壳物质混染引起(Ma et al.，1998)，也可能是由岩石圈富集地幔受到俯冲的洋壳物质改造所致(Tarney and Jones，1994)。

图7 镇沅煌斑岩源区特征(a)煌斑岩Nb/U-Nb 图解(底图据姜耀辉等，2006);(b)εNd(t)-(87 Sr/86 Sr)i 图解;(c)(Hf/Sm)N-(Ta/La)N 图解(底图据La Flèche et al. ，1998);(d)Nb/Zr-Th/Zr 图解(底图据Ma et al. ，2014). 煌斑岩Sr-Nd 同位素数据引自黄智龙等，1997;并使用t=36Ma 重新计算. 上地壳Sr-Nd 数据引自Taylor and McLennan，1985;下-中地壳Sr-Nd 数据引自Rudnick and Fountain，1995Fig.7 Characters of source area for Zhenyuan lamprophyres(a)Nb/U-Nb diagram (after Jiang et al. ，2006);(b)εNd(t)-(87Sr/86Sr)i diagram;(c)(Hf/Sm)N-(Ta/La)N diagram (afer La Flèche et al. ，1998);(d)Nb/Zr-Th/Zr diagram (after Ma et al. ，2014). Sr-Nd isotopic data of lamprophyres from Huang et al.，1997;and recalculated with t=36Ma. Sr-Nd isotopic data of upper crust from Taylor and McLennan，1985;Sr-Nd isotopic data of middle-lower crust from Rudnick and Fountain，1995

由于Nb/U 比值不会受到部分熔融和分离结晶作用的影响，因此可以作为指示岩浆源区的标志(Hofmann，1988;Xu et al.，2005)。镇沅煌斑岩的Nb/U 值为1.15 ～2.18，平均1.77，远远低于MORB 和OIB(Nb/U =47 ±7，Hofmann et al.，1986)，也 低 于 陆 壳 上 地 壳(Nb/U ≈9，Taylor and McLennan，1985)。介于全球平均俯冲沉积物(Nb/U≈5，Plank and Langmuir，1998)和俯冲带含水流体的Nb/U 比值(Nb/U≈0.22，Ayers，1998)之间，且更靠近俯冲带含水流体的Nb/U 比值(图7a)，表明研究区煌斑岩不可能由地壳熔融形成的熔体演化而来。而俯冲带含水流体的低Nb/U 比值特征是因为洋壳残片衍生的含水流体带走了大量的亲石元素(LILE)，而高场强元素(HFSE)则进入了保留在俯冲板片的金红石和钛铁矿等副矿物中(Ryerson and Watson，1987)。镇沅煌斑岩位于印支地块的北东缘(Wang et al.，2014)，早二叠时期(～290Ma)，金沙江-哀牢山古特提斯洋西向俯冲到印支地块底部(Deng et al.，2014a;Wang et al.，2014)，俯冲的残留洋壳板片流体交代岩石圈地幔形成了镇沅煌斑岩的原始源区。Sr-Nd 同位素数据显示镇沅煌斑岩接近代表地幔源区的上地幔(UM)和玄武岩(B)端元(图7b)。地壳物质，特别是上地壳(UCC)物质几乎不参与母岩浆的形成。因此，镇沅煌斑岩是由俯冲作用引起的流体交代岩石圈地幔所形成，形成过程中可能有少量深部的下-中地壳(LCC/MCC)物质混入。此外，本区煌斑岩不相容元素具有的Ta-Nb-Ti 负异常分布模式也显示其起源于俯冲带幔源岩石的成分特征(Rock et al.，1991)。

6.3 岩浆演化

图8 煌斑岩的La/Sm-La、Ce-Cr 和Sr-Cr 图解(底图分别据Allègre and Minster，1978;Stern and Hanson，1992)Fig.8 La/Sm-La，Ce-Cr and Sr-Cr diagrams of lamprophyres (base map after Allègre and Minster，1978;Stern and Hanson，1992，respectively)

煌斑岩为易蚀变的岩浆岩，加之本区构造活动频繁，镇沅煌斑岩普遍具有一定程度的蚀变，导致K，Na 等主量元素含量不能代表母岩浆的K2O + Na2O 值，故不能采用Chen(1988)提出的利用K2O+Na2O 和Al2O3/SiO2来计算岩石部分熔融程度的方法。相比之下，某些赋存在副矿物中的微量元素在蚀变的过程中变化较小。通过对比研究平衡部分熔融和分离结晶作用中微量元素的分配系数，发现部分熔融作用形成的岩浆岩La/Sm 比值随La 含量的增高而增大;而结晶分离作用形成的岩浆岩，La/Sm 比值随La 含量的增加基本保持不变(Allègre and Minster，1978)。镇沅煌斑岩的所有样品在La/Sm-La 图解(图8)上呈明显的高角度陡坡状分布，表明本区煌斑岩起源经历了岩浆的一定程度的部分熔融作用。哀牢山地区在晚始新世-早渐新世时期(45 ～32Ma)，发生了岩石圈地幔拆沉，软流圈上涌，为煌斑岩母岩浆的部分熔融提供了局部拉张环境(Deng et al.，2014a)。由挤压环境向伸展环境转换，有利于壳幔相互作用和岩浆活动(Deng et al.，2011;邓军等，2013)，初步构建了煌斑岩岩浆形成的动力学模型。

岩浆形成时的地幔部分熔融和其后的结晶分异程度对所形成岩石的地球化学组分有着直接的关系。Cr 被认为是在地幔部分熔融和结晶分异过程中为相容元素，而Ce 和Sr分别在地幔熔融和除长石之外的结晶分异过程中为不形容元素;故可以利用Ce-Cr、Sr-Cr 关系图来区分部分熔融和结晶分异作用(Stern and Hanson，1992)。在Ce-Cr、Sr-Cr 图解(图8)上，样品投点显示本区煌斑岩岩浆由交代富集地幔一定程度(约2%)的部分熔融形成，且后期演化过程中的分异结晶作用不明显。

7 结论

(1)滇西哀牢山构造带镇沅金矿床蚀变云煌岩脉为碱性、高钾钙碱性煌斑岩。其成岩年龄为35.69 ±0.40Ma 和36.21±0.43Ma，与沿金沙江-哀牢山断裂分布的新生代富碱斑岩带南段的钾质岩浆活动高峰期相吻合。

(2)镇沅煌斑岩富集大离子亲石元素和轻稀土元素，相对亏损高场强元素和重稀土元素，且Ta、Nb 和Ti 具有“TNT”负异常，Nb/U 比值介于俯冲带含水流体和全球平均俯冲沉积物之间，且更靠近俯冲带含水流体，显示其主要来源于俯冲带脱水流体交代部分熔融形成的岩石圈富集地幔。

(3)煌斑岩母岩浆在岩石圈地幔拆沉，软流圈上涌导致的伸展环境中经过一定程度(约2%)的部分熔融，上升侵位成岩。

致谢 本次研究的野外工作得到了中国黄金集团镇沅金矿公司工作人员的支持;实验室测试分析得到廊坊中国地质调查实验中心和中国地质科学院地质研究所同位素实验室工作人员的帮助;论文成文过程中得到中国地质大学(北京)禹丽博士、黄钰涵博士、乔龙博士和北京大学刘仲兰博士的帮助;在此一并谨表谢忱。

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