腾冲火山岩群是我国三大著名的年轻火山岩群(长白山天池、五大连池和腾冲火山岩群)之一，也是喜马拉雅地热带内唯一的火山地热区(穆治国等，1987)。根据现有的资料，腾冲火山很可能是一群休眠火山，而不是死火山，该地区的地下岩浆并未停止活动，有再次活动喷发的危险(穆治国等，1987; 皇甫岗和周瑞琦，1998)。因此，对腾冲火山喷发时间以及岩浆成因的研究，特别是针对较年轻的火山的研究对于人们合理预测腾冲火山活动并有效减少火山活动造成的危害具有重要意义。

腾冲火山岩群一直受到国内外学者的关注，1868~1910年外籍学者多人多次考察腾冲火山，我国于1935年正式研究腾冲火山(上官德树，2012)，并从此开展了大量年代学、岩石学、地球化学和区域构造地质学的研究以确定腾冲火山的活动分期，岩石组合和构造背景(朱炳泉和毛存孝，1983; 穆治国等，1987; 从柏林等，1994; 皇甫岗和周瑞琦，1998; 姜朝松， 1998a，b; 王非等，1999; 李大明等，2000; 周真恒等，2000; 陈廷方，2003; 赵勇伟和樊祺诚，2010; 徐翠玲等，2012; 石玉若等，2012; 李欣和刘嘉麒，2012)。

腾冲地区火山喷发活动具有明显的多期性(穆治国等，1987; 从柏林等，1994; 姜朝松，1998b; 李大明等，2000)，尽管前人大多将其分为四期(表 1)，但多数划分缺乏高精度年龄资料的支持。同时，对这些火山岩的成因认识也存在争议。赵崇贺和陈廷方(1992)、从柏林等(1994)根据腾冲火山岩的岩石学和地球化学特征认为该区火山岩具有岛弧或者活动陆缘弧属性，而岛弧型火山活动迟后于消减作用，火山岩的形成可能与中生代末怒江洋盆的俯冲闭合(赵崇贺和陈廷方，1992)或新特提斯洋的演化(从柏林等，1994)有关；赵勇伟和樊祺诚(2010)认为新特提斯俯冲洋壳重新熔融导致腾冲地区在新生代大陆板内构造背景下出现了具有岛弧或活动大陆边缘火山岩地球化学特征的现象；季建清(1998)则认为腾冲上新世以来火山活动与腾冲地区5~8Ma以来的岩石圈拆沉作用有关；石玉若等(2012)通过分析腾冲火山岩的地球化学特征认为该区火山岩是在板内拉张环境下地幔岩浆混染了大量下地壳物质的产物。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 腾冲火山岩活动分期 Table 1 Activated stages of Tengchong volcanic rocks

表 1 腾冲火山岩活动分期 Table 1 Activated stages of Tengchong volcanic rocks

因此，本文对腾冲曲石地区的火山岩开展了主、微量元素和锆石Hf同位素研究，以企对上述问题加以约束。另外，本文的另一个重要目的是通过对腾冲曲石地区新生代火山岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄测定，对使用SHRIMP进行特别年轻地质体锆石U-Pb定年的条件和可能性进行探讨。 2 地质背景与样品特征

腾冲地块位于云南西南部，东靠怒江峡谷，西邻缅甸东部密支那缝合带。区内广泛分布新生代火山岩、中生代花岗岩以及高黎贡群变质岩(陈廷方，2003; 图 1)。腾冲新生代火山岩分布于印度板块与欧亚板块碰撞带附近的狭窄的北东-北北东向的弧形盆地中，火山熔岩分布面积792km²(姜朝松，1998a)。印度板块与欧亚板块的碰撞发生在约60Ma(Powell and Johnson， 1980)，腾冲火山岩的喷发始于新近纪，终止于第四纪(陈廷方，2003)，并于第四纪进入喷发的高峰期。腾冲火山岩喷发时该区大洋早已闭合，应属于大陆板内火山岩(赵崇贺和陈廷方，1992; 周真恒等，2000)。腾冲火山喷发具有多期多次性，并且各期各次火山岩在时空的分布上存在着复杂的重叠关系(徐翠玲等，2012)。该区的火山岩具有高钾钙碱性的特点，为一套粗面玄武岩-玄武粗安岩-粗安岩-粗面岩以及玄武岩-安山岩-英安岩岩石组合。

图 1

Fig. 1

图 1 云南腾冲曲石地区地质简图(据云南省地质局区域地质调查队，1979①改绘) Fig. 1 Simplified geological-map of Qushi area，Tengchong，Yunnan Province

样品采自腾冲县北东曲石乡的公路旁出露良好的岩石剖面上(图 2a；采样点坐标为：N25°11′55.4″、E98°34′32.5″)。样品新鲜，岩性为辉石安山质角砾熔岩、英安岩和辉石安山岩(图 2)。

图 2

Fig. 2

图 2 腾冲曲石新生代火山岩野外露头与主要岩性显微照片 (a)样品TC7野外采样照片;(b-d)样品TC1、TC7和TC16正交偏光下的显微照片 Fig. 2 Photograph showing field occurrence and photomicrographs of Cenozoic volcanic rocks from Qushi in Tengchong area (a)field photograph of the sample TC7;(b-d)orthogonal polarizing photomicrographs of the sample TC1，TC7 and TC16

辉石安山质角砾熔岩(样品编号：TC1)由火山角砾及胶结物组成，角砾熔岩结构，块状构造(图 2b)。火山角砾(80%~85%)成分为安山岩，内见斜长石斑晶，团块状，边角圆滑，大小以2~7mm的角砾为主，0.4~1.8mm的凝灰物少；基质具交织结构。胶结物由同成分安山岩组成，也具有斑状结构，其中斑晶(5%~10%)主要由斜长石、辉石组成，星散分布，粒径0.25~0.8mm。斜长石半自形板条状，发育环带构造，辉石半自形粒柱状；基质由微晶斜长石(10%)组成，粒径0.05mm。

英安岩(样品编号：TC7)具斑状-基质微晶、微嵌晶结构，块状构造(图 2c)。斑晶主要以斜长石(25%)、角闪石(10%)为主，并含黑云母、辉石，杂乱分布，有时联斑状产出，粒径0.2~1.0mm。斜长石半自形板状、宽板状，环带构造发育；角闪石、黑云母为自形晶，可见暗化边；辉石为自形晶。基质为长英质(60%)，粒度0.011~0.05mm，由微粒状石英(内嵌布尘点状长石)和部分微晶状斜长石组成。

辉石安山岩(样品编号：TC16)具斑状结构、块状构造(图 2d)。斑晶由斜长石(15%~20%)、辉石(5%~10%)组

岩以及高黎贡群变质岩(陈廷方，2003; 图 1)。腾冲新生代火山岩分布于印度板块与欧亚板块碰撞带附近的狭窄的北东-北北东向的弧形盆地中，火山熔岩分布面积792km²(姜朝松，1998a)。印度板块与欧亚板块的碰撞发生在约60Ma(Powell and Johnson， 1980)，腾冲火山岩的喷发始于新近纪，终止于第四纪(陈廷方，2003)，并于第四纪进入喷发的高峰期。腾冲火山岩喷发时该区大洋早已闭合，应属于大陆板内火山岩(赵崇贺和陈廷方，1992; 周真恒等，2000)。腾冲火山喷发具有多期多次性，并且各期各次火山岩在时空的分布上存在着复杂的重叠关系(徐翠玲等，2012)。该区的火山岩具有高钾钙碱性的特点，为一套粗面玄武岩-玄武粗安岩-粗安岩-粗面岩以及玄武岩-安山岩-英安岩岩石组合。

样品采自腾冲县北东曲石乡的公路旁出露良好的岩石剖面上(图 2a；采样点坐标为：N25°11′55.4″、E98°34′32.5″)。样品新鲜，岩性为辉石安山质角砾熔岩、英安岩和辉石安山岩(图 2)。

辉石安山质角砾熔岩(样品编号：TC1)由火山角砾及胶结物组成，角砾熔岩结构，块状构造(图 2b)。火山角砾(80%~85%)成分为安山岩，内见斜长石斑晶，团块状，边角圆滑，大小以2~7mm的角砾为主，0.4~1.8mm的凝灰物少；基质具交织结构。胶结物由同成分安山岩组成，也具有斑状结构，其中斑晶(5%~10%)主要由斜长石、辉石组成，星散分布，粒径0.25~0.8mm。斜长石半自形板条状，发育环带构造，辉石半自形粒柱状；基质由微晶斜长石(10%)组成，粒径0.05mm。

英安岩(样品编号：TC7)具斑状-基质微晶、微嵌晶结构，块状构造(图 2c)。斑晶主要以斜长石(25%)、角闪石(10%)为主，并含黑云母、辉石，杂乱分布，有时联斑状产出，粒径0.2~1.0mm。斜长石半自形板状、宽板状，环带构造发育；角闪石、黑云母为自形晶，可见暗化边；辉石为自形晶。基质为长英质(60%)，粒度0.011~0.05mm，由微粒状石英(内嵌布尘点状长石)和部分微晶状斜长石组成。

辉石安山岩(样品编号：TC16)具斑状结构、块状构造(图 2d)。斑晶由斜长石(15%~20%)、辉石(5%~10%)组成，杂乱或聚斑状分布，粒径0.25~0.8mm。斜长石半自形 板条状，发育环带结构；辉石半自形粒柱状。基质由微晶斜长石(65%~70%)和少量辉石(5%)组成，粒径0.05~0.15mm。斜长石杂乱分布，辉石星散填隙其间，局部皂石化。 3 地球化学特征

主量元素、微量元素、稀土元素分别在加拿大Acme Analytical Lab用X-射线荧光光谱法(XRF)和ICP-MS法分析，分析结果列于表 2。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 腾冲曲石火山岩的主量元素(wt%)、微量元素和稀土元素(×10-6)分析结果 Table 2 Whole rock analyses of major(wt%)，trace and rare earth(×10-6)elements of volcanic rocks from Qushi in Tengchong area 样品号 TC1 TC7 TC16 样品号 TC1 TC7 TC16 SiO2 62.02 66.9 56.42 Pr 14.73 14.99 12.42 Al2O3 17.33 16.09 16.47 Nd 51.5 51 42.8 Fe2O3T 4.85 3.45 7.13 Sm 8.12 8.42 7.09 MgO 1.97 0.67 3.61 Eu 1.57 1.24 1.69 CaO 4.16 3.34 5.99 Gd 5.63 5.94 6.15 Na2O 3.19 3.2 3.48 Tb 0.7 0.68 0.77 K2O 3.39 3.58 2.95 Dy 3.98 4.09 4.78 TiO2 0.76 0.57 1.18 Ho 0.66 0.62 0.82 P2O5 0.23 0.17 0.37 Er 1.88 1.72 2.31 MnO 0.07 0.03 0.08 Tm 0.28 0.24 0.34 Cr2O3 0.002 0.002 0.011 Yb 1.85 1.71 2.24 LOI 1.80 1.80 2.00 Lu 0.28 0.24 0.32 Total 99.73 99.80 99.70 Mo 0.2 0.8 1.1 Ba 799 610 763 Cu 10.6 6.7 16.6 Be 3.0 2.0 2.0 Pb 7.5 2.9 5.0 Co 10.3 5.5 18.9 Zn 26 52 45 Cs 2.5 2.3 0.7 Ag <0.1 <0.1 <0.1 Ga 20.1 18.2 17.8 Ni 3.9 3.1 15.8 Hf 6.7 5.7 6.2 As <0.5 <0.5 <0.5 Nb 18.1 13.2 20.8 Au 1.5 2.4 <0.5 Rb 119 145 79.2 Cd <0.1 <0.1 <0.1 Sn 3 3 2 Sb <0.1 <0.1 <0.1 Sr 445 309 486 Bi <0.1 <0.1 <0.1 Ta 1.1 0.9 1.1 Tl <0.1 <0.1 <0.1 Th 35.4 32.6 16.3 Se <0.5 <0.5 <0.5 U 3.3 3.4 1.7 Ni <20 <20 32 V 95 67 120 Sc 10 8 16 W 1.5 1.3 1.0 (Th/Nb)N 16.4 20.7 6.57 Zr 230 205 239 La/Nb 3.65 4.77 2.85 Y 20.7 17.4 24.5 Nb/La 0.27 0.21 0.35 La 66.1 63 59.2 Nb/U 5.48 3.88 12.2 Ce 124.8 110.9 112.4 Zr/Y 11.1 11.8 9.76

表 2 腾冲曲石火山岩的主量元素(wt%)、微量元素和稀土元素(×10-6)分析结果 Table 2 Whole rock analyses of major(wt%)，trace and rare earth(×10-6)elements of volcanic rocks from Qushi in Tengchong area

由于腾冲新生代火山岩具有相似的地球化学特征，为了更好地显示腾冲火山岩的地球化学特征，将本次得到3个样品(TC1，TC7，TC16)的地球化学数据与前人研究该地区年轻火山岩得到的地球化学数据(石玉若等，2012; 李欣和刘嘉麒，2012；石玉若，未发表数据)结合起来做出以下地球化学图解，并进行综合分析。

3.1 主量元素

样品TC1、TC7、TC16中的SiO₂含量分别为62.02%、66.9%、56.42%；K₂O、Na₂O含量分别为3.39%、3.58%、2.95%和3.19%、3.2%、3.48%，全碱含量较高；CaO含量也较高分别为4.16%、3.34%、5.99%；MgO含量较低分别为1.97%、0.67%、3.61%，Ni、Cr含量也很低。在TAS图(图 3a)上火山岩样品的岩石类型为安山岩、英安岩和粗安岩。腾冲新生代火山岩样品SiO₂含量变化大，显示出从基性岩到酸性岩的分布；(K₂O+Na₂O)含量较高，为碱性-亚碱性系列；该区火山岩是一套粗面玄武岩-玄武粗安岩-粗安岩-粗面岩以及玄武岩-安山岩-英安岩岩石组合(图 3a)；K₂O含量较高，大部分样品属高钾钙碱性系列，有些样品落入钾玄岩的范围(图 3b)。

图 3

Fig. 3

图 3 腾冲火山岩TAS(a)和SiO2-K2O(b)图解 Fig. 3 TAS(a) and SiO2-K2O(b)diagrams of volcanic rocks in Tengchong area

腾冲火山岩样品具有比较相似的稀土元素配分模式(图 4a)，均发生了明显的轻重稀土分异，形成了以明显富集LREE而HREE相对亏损为特征的右倾曲线，LREE变化较大，而HREE分布模式相对平缓，有些样品出现不同程度的负Eu异常。

图 4

Fig. 4

图 4 腾冲火山岩稀土元素配分模式(a，球粒陨石标准化值据Boynton，1984)和微量元素蛛网图(b，原始地幔标准化值据Sun and McDonough， 1989) Fig. 4 Chondrite-normalized REE patterns(a，chondrite normalization values after Boynton，1984) and trace element spidergrams(b，primitive mantle normalization values after Sun and McDonough， 1989)of volcanic rocks in Tengchong area

由微量元素蛛网图(图 4b)可知，腾冲火山岩样品均表现出明显的大离子亲石元素富集和高场强元素相对亏损。富集Rb、Th、La、Ce、Nd等，相对亏损Nb、Ta、Y等，尤其是Ti显示出明显亏损。LREE与HFSE表现出明显的分异。具有高的原始地幔标准化(Th/Nb)_N比值、高的La/Nb比值、低的Nb/La比值(小于1)，Nb/U比值；相对较富Zr，Zr/Y比值较高(表 2)。

4 锆石SHRIMP U-Pb年龄和Hf同位素组成 4.1 分析方法

锆石SHRIMP U-Pb分析在北京离子探针中心SHRIMP Ⅱ上完成。具体原理和分析流程见(Williams，1998; 宋彪等，2002)。本次实验过程中一次离子流O₂^-强度为~5nA，一次离子流束斑直径为25~30μm，仪器质量分辨率为5000(1%峰高)。对分析点表面清洗(Raster)时间为240s。每个数据点测试由五次扫描对九个质量峰进行数据采集，九个质量峰为：⁹⁰Zr₂¹⁶O⁺，²⁰⁴Pb⁺，背景值(Background)，²⁰⁶Pb⁺，²⁰⁷Pb⁺，²⁰⁸Pb⁺，²³⁸U⁺，²³²Th¹⁶O⁺，²³⁸U¹⁶O⁺。应用标准锆石M257(年龄值为561.3Ma，U=840×10^-6)标定未知锆石样品的U、Th含量，应用TEM(417Ma)进行样品年龄值校正，校正公式为：²⁰⁶Pb⁺/²³⁸U⁺=A(²⁵⁴UO⁺/²³⁸U⁺)²(Williams，1998)。为了进行有效的监控，得到更加准确的结果，测定的待测样品和TEM标准样品的比例为21。数据处理采用SQUID1.03和ISOPLOT。表和图中给出的单个数据点误差为1σ，年龄平均值的误差为2σ。本次实验一共测得30个样品数据点，21个TEM标准锆石。标准锆石的Ln(Pb/U)-Ln(UO/U)拟合直线斜率为2.18(图 5)。对于年轻样品，一般采用其²⁰⁶Pb/²⁰⁸U年龄。

图 5

Fig. 5

图 5 TEM标准锆石Ln(Pb/U)-Ln(UO/U)图 Fig. 5 Ln(Pb/U)-Ln(UO/U)diagram of st and ard TEM

由于被测样品十分年轻，因此在分析过程中特采取以下措施以确保分析结果的可靠性：(1)增加每一个分析点的清洗(Raster)的时间，以最大限度地减少锆石表面Pb污染；(2)设定²⁰⁶Pb⁺，²⁰⁷Pb⁺的积分时间为30s(约是平时的3倍)，²⁰⁸Pb⁺的积分时间为20s，并设置²⁰⁶Pb⁺，²⁰⁷Pb⁺，²⁰⁸Pb⁺的质量峰检测处于关闭状态，以防止它们的质量峰偏离其设定峰值；(3)要求每个分析和每次扫描中²⁰⁴Pb计数小于2，若大于2则重新选点测试；(4)普通铅校正使用²⁰⁷Pb校正方法(Williams，1998)，因为如果用²⁰⁴Pb进行校正，分析过程中产生的任何误差都将严重的影响样品的年龄值。

锆石原位Lu-Hf同位素分析在中国地质科学院矿产资源研究所同位素实验室的Thermo Finnigan Neptune型多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)上完成，仪器设置及数据采集方法见侯可军等(2007)。

4.2 锆石SHRIMP U-Pb年龄测定结果

被测样品中的锆石颗粒分为形态不同的两群，一种为长柱状、双锥短柱状，无色，有些发育一组不完全解理，长宽比一般为21~71，颗粒大小一般100~300μm，最大可达500μm，无退晶质化现象(图 6)；另一种为粒状，淡黄色，表面不干净，有些颗粒发育环带，同一颗粒各部位发光性不均一，颗粒大小一般为200μm，有些中间发育有直径约为50~100μm的继承核。柱状锆石颗粒，代表火山岩新形成的锆石，能够反映火山岩的年龄；粒状的具环带结构等类型的锆石，可能是残留锆石或捕获锆石。

图 6

Fig. 6

图 6 腾冲曲石火山岩(样品TC7)所测锆石阴极发光图像及其SHRIMP U-Pb年龄 Fig. 6 Cathodoluminescence images and SHRIMP U-Pb ages of the dated zircons from Qushi volcanic rocks(sample TC7)in Tengchong area

锆石SHRIMP U-Pb测定结果列于表 3，并示于图 7a，b中。30个数据点的U、Th含量和Th/U比值分别为336×10^-6~7672×10^-6、682×10^-6~31896×10^-6和1.7~4.6。 由于锆石十分年轻，放射成因铅含量很低，为0.0173×10^-6~1.15×10^-6，而普通铅占全部铅含量高达2.4%~82.9%。用²⁰⁷Pb做普通铅校正得到的²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄为0.31~0.46Ma，其加权平均值为0.41±0.01Ma，MSWD=1.18(图 7a)。在Tera-Wasserburg图(图 7b)上，用未经普通铅校正的实测数据作图，数据点呈线性分布构成混合线，与谐和线的交点年龄为0.42±0.01Ma，MSWD=1.0(混合线右下方与谐和线相交，但因样品年龄年轻，谐和线已无限接近X轴，图中未能显出)。

表 3

Table 3

表 3(Table 3)

表 3 腾冲曲石火山岩锆石SHRIMP U-Pb同位素分析结果 Table 3 SHRIMP zircon U-Pb dating of volcanic rocks from Qushi in Tengchong area Spot No. 206Pbc (%) U (×10-6) Th (×10-6) Th/U 206Pb* (×10-6) 206Pb*/238U 年龄(Ma) Total 238U/206Pb ±% Total 207Pb/206Pb ±% TC7-1 41.3 4930 19690 4.1 0.435 0.39 ±0.04 9，734 2.9 0.372 10 TC7-2 8.9 4271 12828 3.1 0.264 0.42 ±0.02 13，888 3.7 0.116 12 TC7-3 - 911 2916 3.3 0.045 0.38 ±0.04 17，370 10 0.024 98 TC7-4 5.6 877 2984 3.5 0.055 0.44 ±0.04 13，820 8.3 0.090 43 TC7-5 2.6 2080 7122 3.5 0.130 0.46 ±0.03 13，750 5.3 0.066 32 TC7-6 5.4 1009 3660 3.8 0.058 0.41 ±0.03 14，900 7.3 0.089 34 TC7-7 3.7 7672 31896 4.3 0.466 0.44 ±0.01 14，148 2.7 0.076 10 TC7-8 82.9 4113 16240 4.1 1.150 0.36 ±0.08 3，071 2.0 0.701 4.3 TC7-9 3.8 2953 10728 3.8 0.183 0.45 ±0.02 13，845 4.4 0.076 19 TC7-10 16.7 513 1516 3.1 0.025 0.31 ±0.05 17，370 12 0.178 31 TC7-11 3.7 4410 14829 3.5 0.254 0.42 ±0.02 14，929 3.7 0.075 15 TC7-12 - 2149 5963 2.9 0.113 0.40 ±0.02 16，385 5.5 0.042 48 TC7-13 - 1914 5673 3.1 0.101 0.42 ±0.03 16，243 6.0 -0.004 13 TC7-14 7.4 2127 6277 3.1 0.125 0.41 ±0.03 14，663 5.3 0.105 21 TC7-15 11.3 1612 4365 2.8 0.100 0.42 ±0.03 13，778 6.1 0.135 21 TC7-16 6.2 1122 4696 4.3 0.061 0.38 ±0.04 15，860 9.2 0.095 33 TC7-17 20.6 878 3260 3.8 0.052 0.35 ±0.05 14，500 12 0.208 21 TC7-18 25.2 550 1641 3.1 0.036 0.37 ±0.05 13，210 9.1 0.245 20 TC7-19 2.4 5198 22291 4.4 0.304 0.43 ±0.02 14，707 3.3 0.065 16 TC7-20 4.5 2669 8273 3.2 0.151 0.41 ±0.02 15，210 4.7 0.082 17 TC7-21 5.4 552 1528 2.9 0.036 0.46 ±0.06 13，170 11 0.088 46 TC7-22 56.2 421 682 1.7 0.041 0.32 ±0.07 8，841 9.7 0.490 14 TC7-23 5.8 4088 14595 3.7 0.226 0.39 ±0.02 15，532 4.0 0.092 17 TC7-24 32.7 3200 9488 3.1 0.232 0.37 ±0.02 11，837 3.9 0.304 8.2 TC7-25 9.7 775 2647 3.5 0.050 0.44 ±0.05 13，390 8.9 0.122 38 TC7-26 - 336 890 2.7 0.017 0.45 ±0.09 16，710 20 -0.090 32 TC7-27 17.7 1061 3577 3.5 0.063 0.36 ±0.03 14，581 6.9 0.185 17 TC7-28 18.0 2129 5613 2.7 0.137 0.40 ±0.03 13，386 5.2 0.188 17 TC7-29 13.0 890 3171 3.7 0.057 0.42 ±0.04 13，410 8.1 0.149 29 TC7-30 3.7 1464 6483 4.6 0.088 0.44 ±0.03 14，243 6.1 0.076 35 注：误差为1σ；206Pbc为普通206Pb占总206Pb的百分数；Pb*代表放射成因铅；206Pb*/238U年龄为用207Pb方法校正(即假设206Pb/238U与207Pb/235U年龄谐和)的年龄

表 3 腾冲曲石火山岩锆石SHRIMP U-Pb同位素分析结果 Table 3 SHRIMP zircon U-Pb dating of volcanic rocks from Qushi in Tengchong area

图 7

Fig. 7

图 7 腾冲曲石火山岩锆石206Pb/238U年龄变化图(a)和Tera-Wasserberg图解(b) Fig. 7 206Pb/238U ages variation(a) and Tera-Wasserberg concordia(b)diagrams of zircons from volcanic rocks from Qushi in Tengchong area

表 4

Table 4

表 4(Table 4)

表 4 腾冲曲石火山岩锆石Hf同位素组成 Table 4 Zircon Hf isotope data of volcanic rocks from Qushi in Tengchong area

表 4 腾冲曲石火山岩锆石Hf同位素组成 Table 4 Zircon Hf isotope data of volcanic rocks from Qushi in Tengchong area

对TC7样品进行Hf同位素分析。测定¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf时，要扣除同质异位素¹⁷⁶Yb，¹⁷⁶Lu的干扰，校正方法见Chu et al.(2002)。根据SHRIMP测定的U-Pb年龄计算得到ε_Hf(t)，f_Lu/Hf，t_DM1(Hf)，t_DM2(Hf)，见表 4。计算公式分别为：

ε_Hf(0)=((¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf)_S/(¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf)_CHUR，0-1)×10000；ε_Hf(t)=(((¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf)_S-(¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf)_S×(e^λt-1))/((¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf)_CHUR，0-(¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf)_CHUR×(e^λt-1))-1)×10000；f_Lu/Hf=(¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf)_S/(¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf)_CHUR-1；t_DM1(Hf)=1/λ×Ln(((¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf)_S-(¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf)_DM)/((¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf)_S-(¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf)_DM)+1)；t_DM2(Hf)=t_DM1(Hf)-(t_DM1(Hf)-t)×(f_C-f_S)/(f_C-f_DM)

t为样品形成时间，(¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf)_S，(¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf)_S为样品测定值，(¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf)_CHUR，0= 0.282772，(¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf)_CHUR=0.0332(Blichert-Toft and Albarède，1997)，t_DM1(Hf)是基于现今亏损地幔DM的(¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf)_DM=0.28325，(¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf)_DM=0.0384(Nowell et al., 1998)的模式年龄，t_DM2为两阶段模式年龄[已知镁铁质地壳的¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf=0.022(Amelin et al., 1999)、f_Lu/Hf=-0.34，硅铝质地壳的¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf=0.0093(Vervoort and Patchett， 1996)、f_Lu/Hf=-0.72，样品的f_Lu/Hf明显小于两者的值，采用硅铝质地壳的f_Lu/Hf计算t_DM2]，f_S、f_C、f_DM分别代表样品、硅铝质地壳和亏损地幔的f_Lu/Hf值，¹⁷⁶Lu的衰变常数λ=1.865×10^-11year^-1(Sderlund et al., 2004)。

本次共做了21个锆石Hf同位素数据点分析(表 4)，数据点的ε_Hf(t)值为-11.0~-1.5，为负值，并且变化较大。t_DM1、t_DM2分别为747~1115Ma、951~1437Ma。

5 讨论 5.1 腾冲曲石火山岩年龄

作为典型的年轻火山岩群，腾冲地区火山岩的定年和喷发期次的划分工作多是运用K-Ar法定年(穆治国等，1987; 李大明等，1999)。但对于年轻地质体，过剩Ar的存在(李大明等，1999)以及较低的放射成因⁴⁰Ar含量或者测试时提取Ar样品量不足(穆治国等，1987)往往导致较大的定年误差；年轻地质体年代学研究的另一重要的方法是铀系不平衡法，而该方法主要适用于晚更新世-全新世地质体(王非等，1999)。

年轻地质体定年难的最重要原因之一是放射成因子体含量相对较低导致较大的实验误差。离子探针具有高精度、高灵敏度的特点，在年轻地质体年代学研究中具有独特优势。应用该方法获得十分年轻地质体锆石U-Pb年龄在国内外都已有先例。国际上，Bacon et al.(2000)运用SHRIMP RG测得Geysers地区的花岗岩中锆石U-Pb年龄为1.11±0.06Ma，与Dalrymple et al.(1999)用CAMECA IMS 1270测得的年龄(1.13±0.04Ma)在误差范围内一致；在国内，Wan et al.(2012)测定台湾北部基隆山安山岩中锆石的SHRIMP U-Pb年龄为1.04±0.06Ma。本文报道的腾冲中更新世火山岩的SHRIMP锆石U-Pb定年是一次很有意义的尝试。为了提高实验结果的可信度，在实验过程中进行了一系列调整以尽可能增加二次离子计数来减小测定误差，并降低普通铅对测定结果的影响。本次实验获得的²⁰⁷Pb校正的²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄为0.41±0.01Ma，交点年龄为0.42±0.01Ma。两个年龄值在误差范围内一致，由于测定的锆石十分年轻，笔者将加权平均年龄(0.41±0.01Ma)作为锆石的形成年龄，属中更新世，代表所研究火山岩的形成时代。

5.2 岩石成因及构造意义

腾冲火山岩样品SiO₂含量变化大，(K₂O+Na₂O)含量较高，Mg、Ni、Cr含量很低；明显富集LILE和LREE、相对亏损HFSE、LREE与HFSE发生明显的分异，这些特征是受到地壳物质混染的有力证据(张辉煌等，2006; Wang et al., 2010)。

地壳岩石和地壳岩石的部分熔融体通常具有很低的TiO₂含量(Wilson，1989)和较低的Nb、Ta含量(Thompson et al., 1984)，故大陆地壳一般具有较高的La/Nb比值(图 8)，因而地壳混染作用会使得大陆玄武岩的原始Ti、Nb、Ta含量下降。很高的原始地幔标准化(Th/Nb)_N比值(> >1)，低Nb/La比值(<1)，具有明显Nb、Ta、Ti负异常的微量元素配分型式，是受到地壳混染大陆玄武岩的最鲜明特点。同时，低的TiO₂、Nb和Ta含量同样也是岛弧和活动大陆边缘玄武岩的标志性特征(夏林圻等，2007)。根据这些特征，只能指示该区火成岩可能为岛弧钙碱性火山岩或者遭受地壳物质混染的地幔源大陆玄武岩。Ewart et al.(1998b，2004)分析的一些Etendeka溢流玄武岩的地球化学数据投在含Nb、Ti等的构造环境判别图中落在了岛弧火山岩区域(夏林圻等，2007)。这就不难理解为什么有时候会将大陆玄武岩误判为岛弧火山岩了。因此，在不能确定火成岩形成过程中是否遭受地壳物质混染的情况下，要慎用包含Nb、Ta、Ti等的判别图解。对于这种情况，可以根据Zr含量和Zr/Y比值来判别火成岩属于岛弧钙碱性火山岩还是遭受地壳物质混染的大陆玄武岩。

图 8

Fig. 8

图 8 不同构造环境岩石以及腾冲火山岩样品的La/Nb-Zr/Y图解 CC为大陆地壳，数据来源于Rudnick and Fountain， 1995; Condie，1993；岛弧火山岩的数据来源于Ewart et al., 1998a; Turner et al., 2003；大陆板内火山岩的数据来源于Ewart et al., 1998b，2004; Kieffer et al., 2004；腾冲火山岩数据来源同图 3 Fig. 8 La/Nb-Zr/Y diagram of rocks of different tectonic settings and the volcanic rocks in Tengchong area CC represents continental crust，data are after Rudnick and Fountain， 1995，Condie，1993; Isl and arc volcanic rocks data are after Ewart et al., 1998a; Turner et al., 2003; Intraplate volcanic rocks data are after Ewart et al., 1998b，2004; Kieffer et al., 2004; Data of volcanic rock in Tengchong are the same as those in Fig. 3

岛弧玄武岩总体上是以具有较低的Zr 含量(<130×10^-6)和Zr/Y比值(<4)为特征，而大陆玄武岩，不管是否遭受地壳混染，都具有较高的Zr含量(>70×10^-6)和Zr/Y比值(>3)(夏林圻等，2007)。腾冲火山岩样品均具有高的Zr含量和Zr/Y比值(图 9)。如本次研究的火山岩样品具较高的Zr含量，分别为230×10^-6、205×10^-6、239.1×10^-6，其Zr/Y比值也较高，分别为11.11、11.78、9.76(表 2)。这些特征也明显不同于典型的岛弧钙碱性火山岩(图 8、图 9)。因此，腾冲火山岩表现出的明显Nb、Ta、Ti负异常，高的(Th/Nb)_N、La/Nb比值(表 2)主要是由地壳物质混染造成的。另外，一般MORB和OIB的Nb/U比值较高且十分均一(37±10)，而大陆地壳的Nb/U通常很低(Taylor and McLennan， 1985)，该区火山岩样品较低的Nb/U(3~13，表 2)也说明其受到地壳物质的混染。

图 9

Fig. 9

图 9 腾冲曲石火山岩Zr-Zr/Y图解 Fig. 9 Zr-Zr/Y diagram of volcanic rocks from Qushi in Tengchong area

在同位素地球化学方面，Zr、Hf一般具有相似的地球化学特征，锆石往往具有较高的Hf含量，而Lu含量及Lu/Hf比值很低，锆石中放射成因Hf同位素的积累很少，并且锆石具有很高的Hf同位素体系封闭温度，不易受到后期地质作用的影响而保持原始的Hf同位素组成。因而可以将测定的锆石的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf同位素比值近似代表其初始的同位素比值，锆石Hf同位素分析可以有效地反映岩石的成因信息。对腾冲曲石火山岩样品TC7中锆石进行Hf同位素分析的结果表明ε_Hf(t)为负值，并且变化较大，这说明岩浆源区可能混入了大量的壳源富集组分。t_DM1，t_DM2分别为747~1115Ma，951~1437Ma。本次研究的锆石样品十分年轻，Lu/Hf比值很低，放射成因Hf的积累很少，t_DM2更能反映其源区物质从亏损地幔中分离出来的时间(吴福元等，2007; 郭波等，2009)。而该年龄远大于SHRIMP测定的锆石U-Pb年龄，亦说明岩石样品的源区物质受到过地壳物质混染或来源于富集地幔(吴福元等，2007)。

目前，对印度板块与欧亚板块的碰撞时间尚存在争议。Powell and Johnson(1980)认为两个板块约碰撞于60Ma以前，而吴秀平(2013)认为两者碰撞时间为40Ma以前。但是，不论哪种观点是正确的，腾冲火山岩主要形成于上新世至全新世，此时该区大洋早已闭合，处于大陆板内环境(赵崇贺和陈廷方，1992; 周真恒等，2000)。赵崇贺和陈廷方(1992)、从柏林等(1994)根据腾冲火山在岩石学和地球化学特征上具有岛弧或者活动陆缘弧的特征，将其判别为滞后型弧火山岩。但是通过对本次研究样品的分析可知，样品具有高的Zr含量和Zr/Y比值，排除了该火山岩样品为岛弧火山岩的可能。Wang et al.(2007)也认为，腾冲地区不存在真正意义上的成熟岛弧环境，腾冲火山的活动与其早期板块的俯冲没有动力或成因上的关系，不是大陆边缘板块俯冲作用的产物。腾冲火山岩发育于陆内环境，在地球化学特征上表现出受地壳物质混染的大陆玄武岩特点而区别于典型的岛弧或活动陆缘弧火山岩，应是板内拉张作用的产物(石玉若等，2012)，而拉张作用的机制有待进一步研究和探讨。

6 结论

腾冲曲石火山岩的SHRIMP锆石U-Pb测年结果表明，该英安岩形成时代为0.41±0.01Ma，为中更新世，是迄今为止在国内获得的最年轻的高精度U-Pb年龄。

腾冲新生代火山岩喷发时该区为大陆板内环境，火山岩样品为一套粗面玄武岩-玄武粗安岩-粗安岩-粗面岩以及玄武岩-安山岩-英安岩岩石组合，属高钾钙碱性-钾玄岩系列。岩石样品普遍表现出富集大离子亲石元素和LREE，相对亏损Nb，Ta，Ti等高场强元素，但Zr含量，Zr/Y比值较高，区别于岛弧钙碱性火山岩；本次研究的火山岩样品锆石ε_Hf(t)值为负值且变化较大，其模式年龄远大于样品的锆石U-Pb年龄，显示出明显的地壳混染的特征。腾冲火山岩与地壳混染的软流圈来源的大陆玄武岩的地球化学特征相类似，是幔源物质遭受壳源富集组分强烈混染的产物。