滇西莲花山富碱斑岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学、地球化学特征及其地质意义

王 涛 ，张 静，佟子达，李腾建

(1.中国地质大学(北京) 地质过程与矿产资源国家重点实验室，北京 100083；2.中国地质大学(北京) 地球科学与资源学院，北京 100083)

0 引 言

滇西地区属于三江复合造山带[1]，位于印度板块与欧亚板块的缝合带附近，是三江地区构造和岩浆活动异常活跃的陆内变形区，也是目前中外地质学家研究新生代岩石圈构造演化、地球动力学与成矿学的热点地区之一[2-4]。在滇西地区沿金沙江—哀牢山断裂带两侧广泛产出富碱斑岩，主体呈NW—SE向带状分布，构成富碱斑岩带[5-7]。

关于滇西富碱斑岩带的成因、构造环境及其与成矿作用的关系，前人已经做了广泛的研究。但是在成因和构造环境方面存在不同认识：部分学者认为岩体源自富集地幔部分熔融，属于裂谷环境的产物[8-9]；有些学者认为岩体来自壳幔过渡带部分熔融[10-11]，属于总体挤压、局部引张走滑构造环境的产物[12-15]；也有学者认为滇西富碱斑岩的形成与岩石圈拆沉作用有关[16-18]；目前这方面的争论仍在继续。要深入了解滇西富碱斑岩带的成因等问题，必然要从区内典型的富碱斑岩体入手。

本文研究的莲花山岩体是滇西富碱斑岩带的重要组成部分，是区内富碱中酸性岩的典型代表，对其深入的研究将有助于揭示滇西富碱斑岩带的成因和构造环境等问题。目前前人对莲花山岩体的研究主要集中在岩相学、年代学和地球化学方面[19-21]，但是，对岩体形成构造环境研究较少，对成岩时代和岩体成因等方面存在争议。例如，在成岩时代方面，董方浏等[19]2005年利用钾长石Ar-Ar同位素测年获得莲花山岩体侵位年龄为38.6 Ma；肖昌浩[20]则认为该岩体侵位于34.1 Ma。在岩体成因方面，肖昌浩[20]认为该岩体岩浆源区具有壳幔过渡带的特征；刘金宇等[21]则认为该岩体岩浆源区未受到地壳物质的混染，是由于大洋板片俯冲交代而形成的富集地幔。本文利用LA-ICP-MS对莲花山岩体的锆石进行U-Pb法定年，精确厘定了该岩体的结晶年龄，为研究莲花山地区的岩浆活动提供年代学依据；同时，结合锆石微量数据分析和地球化学数据分析约束其岩浆源区，探讨其构造意义，以期为滇西富碱斑岩带的成因研究提供有用信息。

图1 滇西地区大地构造分区略图(据和文言等[22]修改)Fig.1 Sketch map of the geotectonic division in the western Yunnan Province (modified after He et al. [22])

1 地质背景

莲花山岩体位于云南省巍山县境内，大地构造上位于哀牢山—金沙江断裂带与澜沧江断裂带之间的兰坪盆地内。盆地以东为扬子板块，以西为保山微陆块(图1)。兰坪盆地是三江造山带内的中生代—新生代坳陷沉积盆地[1, 3-4 ]，其形成经历了复杂的地质演化过程：在古生代—中三叠世古特提斯演化阶段，经历了来自西侧澜沧江洋和东侧金沙江洋的双侧俯冲与缝合作用；在中生代—新生代，经历了陆内盆地沉积、挤压褶皱、盆地边界断裂走滑与盆地伸展等一系列地质过程[6, 18, 23-25]。

在兰坪盆地东侧，金沙江—哀牢山古特提斯洋开启于中泥盆世，将兰坪—思茅地块与扬子板块分开[24]；在早二叠世，开始向西俯冲于思茅地块之下，洋盆闭合于二叠纪末，使得印支地块(含兰坪盆地)与华南板块拼合。在兰坪盆地西侧，昌宁—孟连洋开启于中泥盆世，于晚石炭世—晚二叠世开始向东俯冲于思茅地块之下，于二叠纪末洋盆闭合，使得保山地块与印支地块拼合[18, 23, 26-28]。兰坪盆地内主体出露中生代沉积岩，局部地区覆盖第四系沉积物；零星出露少量始新世钾质岩体，如巍山莲花山岩体和卓潘钾质杂岩体等[19-30]。

2 岩体及岩相学特征

莲花山岩体主要呈岩枝、岩株状分布于大麦地及莲花山等(图2)，岩体侵入麦初箐组灰色砂岩和侏罗系漾江组紫红色砂岩(图3A)，与围岩呈侵入接触关系。岩体表面风化较为严重，与围岩均呈土黄色，界线不明显；正长石斑晶风化后呈浅黄色，斜长石斑晶风化后呈灰白色(图3A，B)。该岩体岩性主要为石英二长斑岩和角闪石英二长斑岩，似斑状结构，斑晶大小不一，未观察到较明显的岩相变化规律。

石英二长斑岩(图3A—C)呈灰白色，似斑状结构，块状构造，主要由斜长石(40%～50%)、钾长石(20%～25%)和石英(15%～20%)组成。斑晶主要为斜长石和钾长石，大小多为0.5～1.5 mm；基质主要由微粒状石英和长石组成；副矿物有锆石、磷灰石、黄铁矿、褐铁矿等。

角闪石英二长斑岩(图3D—F)呈暗灰色，似斑状结构，块状构造，主要由斜长石(35%～40%)、钾长石(15%～25%)、石英(10%～15%)、角闪石(10%～15%)和黑云母(2%～4%)组成。斑晶以斜长石和钾长石为主，次为角闪石；基质多由微粒状石英、长石以及少量暗色矿物组成；副矿物有锆石、黄铁矿、褐铁矿等。

3 分析方法

在手标本及薄片观察鉴定的基础上，选择有代表性的新鲜岩石样品进行下一步工作，最终选用莲花山岩体不同部位的两件石英二长斑岩样品(LHS-3和LHS-5)和一件角闪石英二长斑岩样品(LHS-11)，进行了元素地球化学分析和锆石U-Pb年代学测试工作。

将全岩样品清洗后进行粉碎，研磨至200目以下；然后将粉末样品送至澳实矿物实验室(广州)完成元素地球化学分析测试工作。主量元素的分析方法为ME-XRF26，使用X荧光光谱分析，仪器采用荷兰PANalytical生产的Axios Max荧光光谱分析仪，分析精度和准确度优于0.01%。微量元素的分析方法为ME-ICP61，使用等离子光谱分析，仪器为美国的Agilent VISTA电感耦合等离子体发射光谱仪，分析精度和准确度优于10×10-6。稀土元素分析方法为ME-MS81，使用等离子质谱仪定量分析，仪器为美国的Perkin Elmer Elan 9000电感耦合等离子体发射质谱仪，分析精度和准确度优于10×10-6。具体操作流程见参考文献[31]。

图2 巍山地区富碱斑岩体地质简图(据刘金宇等[21]修改)Fig.2 Geological sketch map of the alkalic porphyry in Weishan area (modified after Liu et al. [21])

图3 莲花山富碱斑岩体的岩石学和岩相学特征Fig.3 Outcrops photos and photomicrographs of the Lianhuashan alkalic porphyryA.石英二长斑岩与围岩接触；B.灰白色石英二长斑岩；C.石英二长斑岩显微照片，可见钾长石、斜长石斑晶和微粒石英、长石基质(+)；D.石英二长斑岩与角闪石英二长斑岩接触；E.灰红色角闪石英二长斑岩；F.角闪石英二长斑岩显微照片，可见斜长石、钾长石和角闪石斑晶，基质为微粒状石英和钾长石(+)。Qz.石英；Pl.斜长石；Kfs.钾长石；Hb.角闪石；Bt.黑云母

图4 莲花山富碱斑岩体锆石阴极发光(CL)图像Fig.4 Cathodoluminescence (CL) images of the analyzed zircon from the Lianhuashan alkalic porphyry

锆石的分选工作在廊坊地科勘探技术服务有限公司完成，在双目镜下选出晶形较好的锆石颗粒，将其制成样靶。之后，在北京锆年领航科技服务公司电镜室对锆石进行反射光、透射光和阴极发光(CL)照相，重点圈定锆石的环带部分(图4)。锆石U-Pb年龄测试和锆石微量元素含量分析测试工作在中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成，锆石LA-ICP-MS分析所用仪器为Agilent 7500a，配备Geolas 2005激光剥蚀系统，测试过程中激光束斑直径为32 μm，剥蚀深度为20～40 μm。校正外标采用标准锆石91500(≈1 064 Ma)，监控样采用MUD(≈732 Ma)，仪器的运行状态采用合成硅酸岩玻璃SRM610标示，锆石微量元素含量采用29Si作为内标来校正，具体的分析流程参照YUAN等[32]。对分析数据的离线处理采用ICPMSDataCal 9.0软件完成，年龄结果处理采用Isoplot 3.0软件完成。

4 实验结果

4.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学

莲花山岩体两件石英二长斑岩样品LHS-3和LHS-5、一件角闪石英二长斑岩样品LHS-11的锆石颗粒自形程度均较高，多为无色透明的长柱状晶体；长50～150 μm，长宽比1∶1～3∶1。锆石的阴极发光图像(图4)显示，大部分锆石内部结构清楚，具有典型的岩浆韵律环带，部分锆石可见继承核。3个样品的Th含量(127×10-6～1 699×10-6，平均697×10-6)与U含量(212×10-6～3 127×10-6，平均1 471×10-6)呈现较好的正相关关系，Th/U比值(平均0.50)较高，均显示了典型岩浆锆石的特征[33-34]。

莲花山岩体3个样品的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄见图5和表1。样品LHS-3共23个分析点，除3个明显较老的继承年龄(1 177 Ma、72 Ma和68 Ma)外，20个分析点206Pb/238U年龄变化于38.5～33.1 Ma，加权平均值为(35.6±0.6) Ma(MSWD=2.8)(图5(a))。样品LHS-5共26个分析点，除1个明显较老的继承年龄(140 Ma)外，25个分析点206Pb/238U年龄变化于38.2～33.3 Ma，加权平均值为(35.6±0.5) Ma(MSWD=2.5)(图5(b))。样品LHS-11共26个分析点，206Pb/238U年龄变化于38.9～33.5 Ma，加权平均值为(35.7±0.5) Ma(MSWD=2.8)(图5(c))。三个样品的加权平均年龄在误差范围内一致，表明莲花山岩体侵位年龄约为35 Ma，即始新世。

图5 莲花山富碱斑岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄谐和图Fig.5 LA-ICP-MS zircon U-Pb concordia diagram of the Lianhuashan alkalic porphyry

4.2 元素地球化学

莲花山岩体主微量元素分析结果(表2)显示，SiO2含量为66.40%～69.17%，Al2O3含量为15.42%～17.71%，TiO2含量为0.27%～0.39%，Na2O含量为3.68%～4.86%，K2O含量为4.48%～5.24%，K2O/Na2O比值介于0.97～1.42，K2O+Na2O值介于8.86%～9.59%，显示富碱的特征。在TAS图解中(图6(a))，样品均落在石英二长岩区域；在SiO2-K2O图解(图6(b))中，样品均落在钾玄岩系列岩石区域。各样品的稀土元素总量ΣREE为116×10-6～221×10-6，轻重稀土比值LREE/HREE为11.11～16.79，属轻稀土元素富集型。稀土元素球粒陨石标准化图解表现为右倾型特征(图7(a))，显示相同的变化趋势，表明样品来自相似的源区。样品显示弱的Eu负异常，反映岩浆部分熔融或结晶分异过程中具有斜长石的分离。在微量元素原始地幔标准化蛛网图(图7(b))中，岩体的微量元素特征比值和配分型式总体一致，均表现出Rb、Sr、Th、U和Pb等大离子亲石元素富集，Nb、Ta和Ti等高场强元素亏损的特征，具有显著的“TNT”型微量元素配分特征。与前人报道的莲花山同期富碱斑岩的微量元素和稀土元素特征一致[20-21]。

表1 莲花山富碱斑岩体锆石LA-ICP-MS分析结果Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb data of the Lianhuashan alkalic porphyry

(续)表1 莲花山富碱斑岩体锆石LA-ICP-MS分析结果(Continued)Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb data of the Lianhuashan alkalic porphyry

图6 莲花山富碱斑岩体SiO2-(K2O+Na2O)判别图(a. 底图据Middlemost[36], 1994) 和SiO2-K2O判别图(b. 底图据Peccerillo和Taylor[37], 1976) Fig.6 Discrimination diagrams of SiO2 vs. Na2O+K2O (a.Base map after Middlemost[36], 1994) and SiO2 vs. K2O (b.Base map after Peccerillo and Taylor[37], 1976) of the Lianhuashan alkalic porphyry前人数据来源于肖昌浩[20]、刘金宇[21] 和李学仁等[35]

图7 莲花山富碱斑岩体稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图(a)及微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element patterns (b) for the Lianhuashan alkalic porphyry标准化值据McDonought 和Sun[39]；平均地壳数据来自黎彤[40]; 前人数据来源于肖昌浩[20]和刘金宇等[21]

5 讨 论

5.1 岩体侵位时间

莲花山岩体的侵位时间一直广受关注，但已发表的年龄数据因测试方法与样品的不同而导致差异较大，如：早期通过钾长石Ar-Ar同位素测年获得莲花山岩体的侵位年龄为38.6 Ma[19]，LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为34.1 Ma[20]。本次研究采用LA-ICP-MS锆石U-Pb定年方法，获得莲花山岩体3件二长斑岩样品的年龄分别为(35.6±0.6)Ma、(35.6±0.5) Ma、(35.7±0.5) Ma，3个测试结果在误差范围内一致。上述可靠的锆石U-Pb年龄数据表明，莲花山碱性岩体侵位于35 Ma左右，即始新世；这与滇西富碱斑岩带的其他岩体，如永平卓潘岩体(40～30 Ma)、马长箐岩体(35 Ma)和铜厂正长斑岩体(约35 Ma)等，显示了近于同期的形成时代[19, 29, 41-42]。

5.2 岩浆成因与源区

在稀土元素球粒陨石标准化配分图(图8)上，所测锆石样品均表现为重稀土富集、轻稀土亏损的特征，显示出明显的Ce正异常和Eu负异常(表3)，为典型的岩浆锆石特征[43]。

锆石Ti温度计是约束其结晶温度非常有效的地球化学追踪器，Ti原子进入锆石晶体的过程受温度和TiO2的活度(αTiO2)的控制[44-46]。石英二长斑岩样品LHS-3中22个分析点Ti含量为1.77×10-6～12.65×10-6，平均值6.52×10-6；石英二长斑岩样品LHS-5中21个分析点Ti含量为1.50×10-6～9.29×10-6，平均值5.15×10-6；角闪石英二长斑岩样品LHS-11中24个分析点Ti含量为1.78×10-6～15.43×10-6，平均值5.99×10-6。根据锆石Ti温度计公式：lg(Ti×10-6)=(5.711±0.072)-(4800±86)/[T(K)+273.15]-lgαSiO2+lgαTiO2(假设αSiO2=αTiO2=1[46])，计算获得3件岩浆锆石样品的结晶温度(表3)分别为606～768 ℃(平均698 ℃)、594～739 ℃(平均678 ℃)和606～788 ℃(平均689 ℃)；总体集中在600～750 ℃(图9)，表明它们是在相同的结晶环境下形成。前人研究认为A型花岗岩岩浆或地幔柱作用形成的花岗岩岩浆温度一般较高(>800 ℃)，而俯冲带形成的花岗岩岩浆却因富含较多流体而导致温度较低(通常<800 ℃)[47-49]。莲花山岩体中岩浆锆石Ti温度计显示其结晶温度介于594～788 ℃之间(平均值689 ℃)，明显低于800 ℃，暗示了其岩浆源区与俯冲-碰撞作用有关。莲花山岩体的Nb/U比值为1.31～4.73，平均值2.42(表2)，介于俯冲带流体(Nb/U≈0.22)与全球俯冲沉积物(Nb/U≈5)之间，同样证明岩浆源区与俯冲作用有关，且源区存在俯冲沉积物的加入[50-51]。前人对滇西地区的研究[18,23,52-53]已经表明，在二叠纪时期，金沙江—哀牢山古特提斯洋发生过向西的俯冲作用，对莲花山岩体岩浆源区的形成具有直接的作用；在印支地块(含兰坪盆地)东部存在新元古代扬子地块内部的俯冲作用[16-17]，对该地区岩浆源区的形成也具有一定的贡献。

图8 莲花山岩体锆石稀土元素配分曲线图(球粒陨石标准化值据Sun和McDonough[38])Fig.8 Chondrite-normalized REE patterns of zircons from the Lianhuashan alkalic porphyry (normalizing values from after Sun and McDonough[38])

图9 莲花山富碱斑岩体锆石Ti温度计结果直方图Fig.9 Histogram of the Ti zircon thermometric of the Lianhuashan alkalic porphyry

莲花山岩体主量元素显示高钾(K2O/Na2O值为0.97～1.42)、富碱(K2O+Na2O为8.86%～9.59%)的特征，属于钾玄岩系列岩石，这与整个哀牢山—金沙江断裂带富碱岩体广布的特征一致[54]。莲花山岩体表现出轻稀土元素富集、重稀土元素相对亏损(LREE/HREE为11.11～16.79)的稀土元素配分特征；结合锆石的εHf(t)值为-0.5～6.0[20]，样品点绝大部分投落于亏损地幔及球粒陨石演化线之间，表明莲花山岩体的源岩主要为幔源物质；有少数点分布在球粒陨石演化线之下，表明莲花山岩体源区可能受到壳源物质的混染。岩体表现出富集Rb、Sr、Th、Pb和U等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta和Ti等高场强元素，具有显著的“TNT”型微量元素的配分特征，同样表明莲花山岩体源区可能受到壳源物质的混染[55-57]。

样品LHS-3和LHS-5中都存在不同数量的继承锆石(1 177 Ma、140 Ma、72 Ma和68 Ma)，由于岩浆岩侵入的最老地层为三叠系，因而白垩纪(140 Ma、72 Ma和68 Ma)的继承锆石可能捕获自地层；而早于三叠纪的继承锆石年龄(1 177 Ma)，可能由于印支地块东部二叠纪金沙江—哀牢山古特提斯洋西向俯冲作用或新元古代扬子地块内部的俯冲作用，将中原古代岩石单元卷入，并在俯冲碰撞造山作用过程中将其再循环带入地壳深部，与其他物质一起形成了交代富集地幔。综合以上证据，说明莲花山岩体的岩浆源区的形成主要与金沙江—哀牢山古特提斯洋大洋板片俯冲有关；源岩是由俯冲过程中俯冲带上板块地幔楔发生脱水熔融，同时引起大洋沉积物、壳源物质等的加入而形成的交代富集地幔，在其上侵过程中受到地壳物质不同程度的交代和混染，最终形成莲花山岩体。

5.3 构造背景

金沙江—哀牢山新生代走滑断裂系和富碱斑岩体的成因与印度—欧亚板块碰撞有关[58-59]。兰坪盆地东侧的金沙江—哀牢山洋和西侧的昌宁—孟连洋在二叠纪末均已关闭[3-4, 23-24]；印度板块与欧亚大陆大约在65 Ma开始碰撞承接新特提斯洋的俯冲而发生，对滇西地区产生了持续的挤压作用[14, 60-61]；自晚白垩世以来(65 Ma)，沿兰坪盆地东侧的金沙江—哀牢山洋盆缝合带与西侧的澜沧江缝合带发生一系列的右行剪切走滑运动，以调节印度板块—欧亚板块陆-陆碰撞对该地区产生的巨大挤压力[13-14]。目前关于金沙江—哀牢山断裂带富碱岩带的诸多研究表明，该带富碱斑岩的成岩年龄在62～23 Ma之间，成岩高峰期在45～30 Ma之间[14, 62]。莲花山岩体的形成时间约为35 Ma，晚于印度—欧亚板块发生碰撞的时间，属于青藏高原后碰撞岩浆活动的时限(<45 Ma)[14, 61]；因此，岩体是在后碰撞的拉伸环境下形成的。综上，认为莲花山岩体的形成与俯冲碰撞造山作用有关，是在陆-陆碰撞的挤压环境向后碰撞伸展环境转换的构造背景下，沿着走滑拉分性质的兰坪盆地的构造断裂上升侵位而形成的。

表3 莲花山富碱斑岩体中锆石的微量元素测试结果(wB/10-6)

(续)表3 莲花山富碱斑岩体中锆石的微量元素测试结果(wB/10-6)

6 结 论

(1)莲花山岩体主要由石英二长斑岩和角闪石英二长斑岩组成，其K2O/Na2O比值为0.97～1.42、K2O+Na2O含量为8.86%～9.59%，显示高钾富碱的特征；岩体中锆石的LA-ICP-MS U-Pb年龄指示其侵位时代约为 35 Ma。

(2)莲花山岩体岩浆源区的形成与金沙江—哀牢山古特提斯洋俯冲有关，源自洋壳俯冲作用形成的交代富集地幔，在上侵过程中受到地壳物质不同程度的混染；侵位于印度—欧亚板块陆-陆碰撞的挤压环境向后碰撞伸展环境转换的构造背景下。

致谢：野外工作得到了云南地质调查局的大力支持和帮助；室内研究得到了中国地质大学(北京)相鹏老师以及王琦崧、王钏屹、张沛等同学的指导与帮助；评审专家对论文的修改和完善提出宝贵的建议；在此一并表示衷心的感谢。

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