2012, Vol. 28
2. 中国地质调查局西安地质调查中心, 西安 710054;
3. 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
, DONG GuoChen1,3
, MO XuanXue1,3, ZHAO ZhiDan1,3, ZHU DiCheng1,3, WANG Shuo1, LI Rong1, WANG QiaoLin1
2. Xi'an Center of China Geological Survey, Xi'an 710054, China;
3. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China
西南三江地区地处青藏高原东南缘，特提斯-喜马拉雅构造域东部，是冈瓦纳大陆与古欧亚大陆的结合地带，特提斯造山带与环太平洋造山带的汇合部。由于其独特的地质构造作用和有利的成矿条件，而成为中外地质学家研究特提斯演化的良好场所和地学领域关注的热点。位于滇西三江地区南澜沧江带的临沧花岗岩体，是区域出露面积最大的复式岩基，它是古特提斯构造域中的重要单元。因此，临沧花岗岩的研究，对于揭示三江地区特提斯演化过程中岩浆响应，建立区域岩浆作用时空格架，探讨三江地区构造演化的动力学过程均具有重要意义。
临沧花岗岩带与昌宁-孟连带C-P洋脊/准洋脊-洋岛型火山岩以及南澜沧江带P-T弧火山岩构成了成对分布的洋脊火山岩-蛇绿岩-弧岩浆岩带，昌宁-孟连带是古特提斯主洋盆(多岛洋) 残迹，南澜沧江弧岩浆岩带是该洋盆向东俯冲，缅泰马微大陆与思茅微陆块碰撞期或碰撞后陆内造山作用的产物(莫宣学等，1998)。
由于其超大的规模及独特的构造位置，临沧花岗岩体历来为研究者所重视，从20世纪60年代起就不断进行过研究，到目前为止，已取得了长足的进展，已有一批有意义的研究成果发表。但由于岩基规模巨大及研究程度不够等原因，至今尚缺乏全面、系统的工作及综合研究(李兴林，1996)。
近年来最新研究成果表明，临沧花岗岩可能主要由中三叠世二长花岗岩(主体)、二叠纪花岗闪长岩和部分燕山期花岗岩(补体) 所构成的一个巨型复式岩基(彭头平等，2006)。对于临沧花岗岩的成因类型，有的学者认为属S型花岗岩(刘德利等，2008)，也有学者认为临沧岩体是以S型花岗岩为主，并含有一定量的I型成分(秦元季，1991; 李兴林，1996)。对于其形成之构造环境，已有较多学者进行过探索，大多认为属碰撞型花岗岩(陈吉琛，1989; 刘昌实等，1989; 秦元季，1991; 吕伯西等，1993; 刘德利等，2008)。也有一些学者认为临沧花岗岩形成于碰撞后环境(莫宣学等，1998; 彭头平等，2006; Hennig et al., 2009)。由于临沧花岗岩本身的复杂性和测年手段的局限性，对其形成年代一直有着不同的看法，年龄值范围绝大多数在288~138Ma之间，即二叠纪-侏罗纪之间，而二叠纪间较少，早三叠世也极少，多数为中晚三叠世(莫宣学等，1998)。
研究南澜沧江构造带的三叠纪临沧花岗岩，对于建立三江地区完整的时空格架是不可缺少的。本文对临沧花岗岩的地球化学特征进行了初步研究，并利用锆石U-Pb测年方法进行了定年，对其侵位时代、成因类型、物质来源等特征提出了自己的看法，为南澜沧江乃至整个三江地区地质演化的动力学过程提供约束。
2 岩体及岩石学特征岩基总体南北向延伸，呈反“S”状沿澜沧江断裂(南段) 西侧展布(图 1)，长达350km，东西宽10~48km，平均宽22.5km，出露面积达7400km2。向南与泰国、马来西亚的花岗岩体断续相连，向北延伸与白马雪山花岗岩体相连，构成一条醒目的花岗岩带(李兴林，1996)。东侧以规模宏大的逆冲-推覆韧性剪切带与上古生界和三叠系为界，其北端与中三叠统忙怀组火山岩呈侵入接触，西侧与中元古界澜沧群为断层接触。
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图 1 三江地区临沧花岗岩的地质简图(据云南省地质矿产局，1990修改) Fig. 1 Simplified geological map of Lincang granites in Sanjiang area (modified after BGMRYP, 1990) |
临沧花岗岩的岩石类型主要是中细粒-中粒黑云母二长花岗岩，矿物组成比较单一，主要矿物组合为钾长石(30%)+斜长石(30%)+石英(30%)+黑云母(＜10%)+角闪石(0~3%)(图 2b)。副矿物组合为锆石+独居石+磷灰石，缺少高温、高压矿物和堇青石、石榴子石、白云母等特征富铝矿物。石英一般多呈他形粒状体，0.5~3mm，个别可达6mm，裂隙发育，多波状消光。钾长石主要为正长石、微斜长石，他形-半自形板状，大小约1~3mm，局部含钾长石斑晶，可达4~8mm，卡式双晶，内部常包裹、熔蚀其它基质矿物如斜长石、石英、黑云母等，多发生泥化。斜长石多为半自形-自形板状体，0.5~3mm不等，聚片双晶，多发生绢云母化(图 2c)，环带较少见，只极个别可见。黑云母半自形片状，0.5~3mm，多色性明显，有的可见黑云母发生变形，并有波状消光现象，尤其是位于岩基边部的样品最为明显。角闪石在岩石中少见，半自形-自形粒状，1~2mm，只在岩基中段样品中可见(图 2d)。野外可见花岗岩含有少量片麻岩包体(图 2a)，可能为岩浆上升侵位捕虏中深变质围岩残留(李兴林，1996)。
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图 2 临沧花岗岩的野外露头及镜下特征 (a)-临沧黑云母二长花岗岩中片麻岩残留体(野外露头)；(b)-临沧花岗岩的矿物成分和结构(样品JH1017，单偏镜下)；(c)-斜长石内部发生绢云母化(JH1021，正交镜下)；(d)-褐色角闪石(样品YX1058，单偏镜下). Hb-角闪石；Pl-斜长石；Bi-黑云母；Kf-钾长石；Q-石英；res-残留体；gr-花岗岩 Fig. 2 Outcrop photograph and photomicrographs of Lincang granites |
本次分析的样品全部为临沧花岗岩，从南到北采自景洪-勐海、澜沧、临沧、云县一带，采样过程中注意避开岩石包体及蚀变严重地带。用于主量元素和微量元素测定的样品，无污染粉碎至200目以下。主量元素分析是在中国地质大学(北京) 由XRF法测试，分析精度好于5%；全岩微量元素含量在中国地质大学(武汉) 地质过程与矿产资源国家重点实验室(GPMR) 利用Agilent 7500a ICP-MS分析完成。详细的样品消解处理过程、分析精密度和准确度同Liu et al.(2008b)文章所述。
锆石分选在河北区域地质调查研究所采用浮选和电磁选方法完成。锆石阴极发光显微照相在中国地质科学院地质研究所电子探针室完成，工作电压为15kV，电流为4nA。这些阴极发光照片被用来检查锆石的内部结构和选择分析区域。锆石U-Pb年龄在天津地质调查中心实验室利用LA-ICP-MS方法测定，实验仪器为Neptune多接收电感耦合等离子体质谱仪和193nm激光取样系统(LA-MC-ICP-MS)。利用193 nm FX激光器对锆石进行剥蚀，激光剥蚀的斑束一般为35或50μm，采用He作为剥蚀物质的载气。锆石标样采用TEMORA标准锆石，采用208Pb对普通铅进行校正。利用NIST612作为外标计算锆石样品的Pb、U、Th含量。数据处理采用ICPMSDataCal程序(Liu et al., 2008a; Liu et al., 2010) 和Isoplot程序(Ludwig et al., 2003) 进行锆石加权平均年龄计算及谐和图的绘制。
锆石Hf同位素组成分析是基于阴极发光(CL) 图像和锆石U-Pb定年测试的基础上进行的。锆石Lu-Hf同位素原位分析是在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成的，质谱端测试仪器为Nu Plasma HR多接杯电感耦合等离子质谱仪(MC-ICP-MS)，激光剥蚀系统为Geolas 2005 193nm准分子激光取样系统。实验条件为：脉冲频率8Hz，能量100mJ，束斑直径为44μm，激光剥蚀频率为10Hz。详尽的分析技术和实验参见Yuan et al.(2008)。用176Lu/175Lu=0.02669(DeBievre and Taylor, 1993) 和176Yb/172Yb=0.5886(Chu et al., 2002) 进行同量异位干扰校正计算测定样品的176Lu/177Hf和176Hf/177Hf比值。在样品测定期间，获得锆石91500的176Hf/177Hf=0.2822952±0.000056(n=11，2σ)。εHf的计算采用176Lu衰变常数为1.867×10-11 yr-1(Soderlund et al., 2004)，球粒陨石现今的176Hf/177Hf=0.282772和176Lu/177Hf=0.0332(Blichert-Toft and Albarede, 1997)；Hf亏损地幔模式年龄(tDM) 的计算采用现今的亏损地幔176Hf/177Hf=0.28325和176Lu/177Hf=0.0384(Griffin et al., 2000)。采用平均大陆壳的176Lu/177Hf=0.015(Griffin et al., 2002) 计算锆石Hf同位素地壳模式年龄(tDMC)。
4 分析结果 4.1 地球化学特征临沧花岗岩基略贫硅，SiO2含量为66.84%~73.99%，平均为69.72%，低于中国花岗岩平均含量71.63(黎彤等，1998)；Al2O3含量较高，12.94%~15.23%，平均为14.44%；K2O+Na2O含量为1.31%~7.43%，平均为5.35%；K2O/Na2O值高，均大于1(表 1)，为1.42~30.1，平均为8.66，表现为高钾钙碱性特征(图 3a)。根据常量元素化学成分计算的标准矿物进行岩石分类，花岗岩类型主要为二长花岗岩(图 4)，与薄片镜下鉴定结果一致。需要说明的是，由于样品JH1020、JH1024和YX1081蚀变较严重，故不参与QAP图解。铝饱和指数A/CNK的值为1.06~8.59，平均为2.61，均大于1，大部分大于1.1，为铝过饱和系列(图 3b)。分异指数DI=75.18~85.79，平均为78.95，明显偏低，属演化程度低的花岗岩。标准矿物计算结果中，均出现标准矿物刚玉分子(1.25%~13.54%)，表明临沧花岗岩为高钾钙碱性过铝-强过铝花岗岩。
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图 3 临沧花岗岩的K2O-SiO2图解(a，实线据Peccerillo and Taylor, 1976；虚线据Middlemost, 1985) 及A/CNK-A/NK图解(b，据Mania and Piccoli, 1989) Fig. 3 K2O-SiO2(a, solid line after Peccerillo and Taylor, 1976; dash line after Middlemost, 1985) and A/CNK-A/NK (b, after Mania and Piccoli, 1989) plots for the Lincang granites |
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图 4 临沧花岗岩的QAP图解(据Streckeisen, 1976) 1-富石英花岗岩；2-碱长花岗岩；3a-花岗岩；3b-花岗岩(二长花岗岩)；4-花岗闪长岩；5-英云闪长岩、斜长花岗岩；6*-碱长石英正长岩；7*-石英正长岩；8*-石英二长岩；9*-石英二长闪长岩；10*-石英闪长岩、石英辉长岩、石英斜长岩；6-碱长正长岩；7-正长岩；8-二长岩；9-二长闪长岩、二长辉岩；10-闪长岩、辉长岩、斜长岩 Fig. 4 QAP classification diagram for the Lincang granites (after Streckeisen, 1976) |
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表 1 临沧花岗岩的主量元素(wt%)、微量元素(×10-6) 分析结果 Table 1 The analyzed data of major elements (wt%) and trace elements (×10-6) of the Lincang granites |
临沧花岗岩的高场强元素含量相当于原始地幔的10倍，低于典型A型花岗岩，高于典型I型花岗岩，与S型花岗岩接近。Th/U比值为3.3~7.05，平均为5.14，与地壳平均值和普通花岗岩一样，远低于A型花岗岩(Taylor and Mclennan, 1985)。Sr/Ba值为0.04~0.28，平均为0.16。典型的藏南S型花岗岩相对富集Ba, Sr/Ba比值小于0.5(刘振声和王洁民，1994)。因此，微量元素组成指示临沧花岗岩具有藏南S型花岗岩特征。
在原始地幔标准化微量元素蛛网图上，临沧花岗岩体富集大离子亲石元素(如U, Th, K) 和Pb，尤其是Pb，达到原始地幔丰度的10000~100000倍，明显亏损高场强元素(如Nb, Ta, Zr和Ti)，相对于Rb和Th亏损Ba (图 5a)。表明花岗岩岩浆部分熔融或结晶分异过程中具有斜长石的分离。临沧花岗岩稀土元素总量为198.2×10-6~359.2×10-6，平均为252.5×10-6，具有明显的轻稀土富集，重稀土亏损的特征，LREE/HREE为7.01~12.5，平均8.93，(La/Yb)N为7.87~17.62，平均11.2，δEu为0.34~0.57，平均0.48，球粒陨石标准化模式显示明显的负Eu异常特征图(图 5b)。δCe为0.84~1.01，平均0.95。上述特征与S型花岗岩一致，表明该花岗岩主要由上地壳经不同程度的部分熔融形成(李昌年，1992)。
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图 5 临沧花岗岩的微量元素原始地幔标准化蛛网图及稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图(标准化数值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 5 Primitive mantle-normalized trace element patterns (a) and chondrite-normalized REE patterns (b) for the Lincang granites (normalized data after Sun and McDonough, 1989) |
本文对两件二长花岗岩样品(JH1024和LC1055) 进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb定年(表 2)。两件样品中的锆石多为无色近等轴状及长柱状晶形(长100~200μm)，长宽比为1:1~3:1.本文对具有清楚震荡环带(图 6a，b) 的40颗锆石进行了锆石U-Pb同位素测试。显微镜下及阴极发光照相显示，环带结构较为发育，Th/U比值为0.10~1.21，表明这些锆石为典型的岩浆成因。在分析过程中，我们选择锆石环带边部打点，每个样品分析20个点，锆石的U、Th、Pb同位素成分数据及谐和年龄列于表 2。
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表 2 临沧花岗岩中LA-ICPMS锆石U-Pb定年分析结果 Table 2 LA-ICPMS U-Pb analyzed data of the zircons for the Lincang granites |
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图 6 临沧花岗岩代表性锆石的阴极发光图像(a, b) 和锆石U-Pb年龄谐和图(c, d) Fig. 6 Cathodoluminescence (CL) images (a, b) of representative zircons and U-Pb zircon concordia plots (c, d) for the Lincang granites |
样品JH1024年龄较复杂，其中4-6，8，9，12，13，15，17，18，20测点的锆石在CL图象上没有明显的韵律环带，形态浑圆，分别给出了303Ma、772Ma、2058Ma、433Ma、888Ma、390Ma、1452Ma、1316Ma、814Ma、348Ma、1545Ma的年龄值，明显偏离正态分布，可能为继承锆石或捕获锆石，反映岩浆源区中含有石炭纪、泥盆纪、志留纪及元古代的地壳组分。11号点的测试异常已删去，其余8个测点均投影于谐和线上或谐和线附近，具有非常一致的年龄，变化于217~222Ma, 8个测点加权平均年龄为219.19±0.99Ma, MSWD=0.73(图 6c)，代表了岩浆结晶年龄，表明其大约侵位于219Ma。样品LC1055，3，14号共两点的测试异常已删去，其余18个测点均投影于谐和线上或谐和线附近，具有非常一致的年龄，变化于218~221Ma, 18个测点提供了206Pb/238U加权平均年龄219.69±0.67Ma, MSWD=0.41(图 6d)。
本次研究获得的临沧岩体主体岩性的二长花岗岩的锆石U-Pb年龄分别为219.19±0.99Ma和219.69±0.67Ma，在误差范围内一致，代表了临沧花岗岩主体的形成年龄，即其很可能形成于晚三叠世。
4.3 锆石Hf同位素本文分析的两件样品26颗锆石的176Yb/177Hf和176Lu/177Hf比值范围分别为0.019207~0.049297和0.000726~0.001876(表 3)，176Lu/177Hf比值均小于0.002，表明这些锆石在形成以后，仅具有较少的放射成因Hf的积累，因而可以用初始176Hf/177Hf比值代表锆石形成时的176Hf/177Hf比值(吴福元等，2007)。考虑到两件样品的fLu/Hf的平均值在0.96~0.97之间，明显小于镁铁质地壳的fLu/Hf(-0.34，Amelin et al., 2000) 和硅铝质地壳的fLu/Hf(-0.72，Vervoort et al., 1996)，故二阶段模式年龄更能反映其源区物质从亏损地幔被抽取的时间(或其源区物质在地壳的平均存留年龄)。
样品JH1024共8颗锆石的(176Hf/177Hf)t的变化范围在0.282239~0.282369之间(表 3)，Hf同位素成分比较均一，加权平均值0.282278，对应的εHf(t) 变化范围在-9.4~-14.0之间，平均值-12.7；地壳模式年龄tDMC变化范围在1852~2144Ma之间，加权平均值2055Ma (图 7、图 8)。
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表 3 临沧花岗岩的锆石同位素数据 Table 3 Zircons Hf isotopic compositions of the Lincang granites |
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图 7 临沧花岗岩体εHf(t) 值(a) 和Hf同位素地壳模式年龄(tDMC) 柱状图(b) Fig. 7 Histograms of εHf(t) values (a) and Hf-isotope crust model ages (b) of the Lincang granites |
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图 8 临沧花岗岩体JH1024(a) 和LC1055(b)εHf(t)-t图解 Fig. 8 εHf(t)-t plot for JH1024(a) and LC1055(b) of the Lincang granites |
样品LC1055共18颗锆石的(176Hf/177Hf)t的变化范围在0.282144~0.282324之间(表 3)，Hf同位素成分比较均一，加权平均值0.282266，对应的εHf(t) 变化范围在-11.0~-17.4之间，平均值-13.1；地壳模式年龄tDMC变化范围在1957~2355Ma之间，加权平均值2082Ma (图 7、图 8)。
5 讨论 5.1 岩石成因 5.1.1 源区分析由于花岗岩中Rb、Sr、Ba等元素主要赋存在长石和黑云母中，因此，Rb/Ba和Rb/Sr比值也直接反映了强过铝花岗岩的源区特征。过铝花岗岩Rb-Sr-Ba的变化与它们源岩中起作用的泥质岩及砂屑岩的源区一致，因此，可利用Rb-Sr-Ba系统比值确定源区的成分(Sylvester, 1998)。在Rb-Sr-Ba图解(图 9a) 中，临沧花岗岩体全部落入贫粘土源区。
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图 9 临沧花岗岩Rb/Ba-Rb/Sr (a) 和CaO/Na2O-Al2O3/TiO2(b) 图解(据Sylvester, 1998) Be-澳大利亚拉克伦褶皱带中Bethanga岩体；Mo-阿尔卑斯造山带中的Moschumandl岩体；Vy-海西造山带中的Vysoky-Kamen岩体；Sh-喜马拉雅造山带中的ShisgaPangma岩体 Fig. 9 Rb/Ba-Rb/Sr (a) and CaO/Na2O-Al2O3/TiO2(b) diagrams of Lincang granites (after Sylvester, 1998) |
CaO/Na2O比值是判别花岗岩源区成分的一个重要指标(Chappelle and White, 1992)。实验揭示，花岗岩中CaO/Na2O比值主要受源区中斜长石/粘土比例的控制，由贫斜长石、富粘土源产生的强过铝花岗岩比由富斜长石、贫粘土源产生的强过铝花岗岩具有更小的CaO/Na2O比值(Patino and Johnson, 1991)。具体而言，泥岩生成的花岗岩CaO/Na2O比值一般小于0.3，而碎屑岩生成的花岗岩CaO/Na2O比值一般大于0.3。临沧花岗岩的CaO/Na2O比值为0.28~2.01，平均为0.86，大于0.3，应属于碎屑岩生成的花岗岩。在Chappelle and White (1992)提出的CaO/Na2O比值的基础上，Sylvester (1998)曾经对来自阿尔卑斯山脉、喜马拉雅山脉、海西构造带、不列颠加里东构造带和澳大利亚拉克伦褶皱带的88个长英质侵入体进行分析研究，他发现，不同造山带后碰撞花岗岩的Al2O3/TiO2常随CaO/Na2O比值降低而增加(肖庆辉等，2002)。把这些不同造山带的后碰撞花岗岩的CaO/Na2O和Al2O3/TiO2比值投影在二元图中，其范围是一个四边形，四边形的四个角分别代表了不同的造山带(图 9b)。在图中可看到临沧花岗岩的8个数据点基本全部落入碎屑岩源区，在四边形中靠近澳大利亚拉克伦褶皱带中的Bethanga岩体所代表的端元。这一判别结果与利用Rb/Sr比值判别的结果是吻合的。
通过上述几种方法对临沧花岗岩源区的判别可知，临沧花岗岩的物质来源为贫粘土的砂屑岩。
临沧花岗岩两件样品的单颗粒锆石Hf同位素组成都比较均一，具有相似的εHf(t) 变化范围(集中于-14~-11之间)，及Hf同位素二阶段模式年龄(集中于1.95~2.15Ga之间)。
Hf同位素的示踪研究已经广泛地应用于一些重要地球化学储库(如亏损地幔、球粒陨石和地壳等) 的源区判别(吴福元等，2007)。Hf同位素研究表明，εHf(t)＜0的岩石为古老地壳部分熔融而形成(Griffin et al., 2004; Vervoort et al., 2000)，根据临沧花岗岩εHf(t)＜0，并且在εHf(t)-t图解上(图 8) 样品点均分布于亏损地幔线及球粒陨石演化线之下，推断其为古老地壳部分熔融的产物，tDMC为1.95~2.15Ga的物源区应为其最主要物源区。
对于地幔岩浆贡献，由于岩浆结晶锆石基本上没有显著幔源特征的Hf同位素记录，我们认为地幔物质基本上没有参与该S型花岗岩的形成，但是，该花岗岩具有高的“锆石饱和温度”(Watson and Harrison, 1983)(平均为817℃)，表明地幔岩浆很可能为花岗岩的形成提供了热源。
另外，大离子亲石元素的富集和Nb、Ta等高场强元素的亏损，也表明形成这些岩体的花岗岩的岩浆主要来自地壳。
5.1.2 成因类型分析岩相学观察并没有发现堇青石，白云母，石榴子石等传统意义上作为S型花岗岩判断标志的富铝矿物，但Miller (1985)研究指出白云母和石榴子石不能作为鉴定S型花岗岩的有效标志。实验研究表明，在准铝质到弱过铝质岩浆中，磷灰石的溶解度很低，并在岩浆分异过程中随SiO2的增加而降低；而在强过铝质岩浆中，磷灰石溶解度变化趋势与此相反(Wolf and London, 1994)。磷灰石在I型和S型花岗岩浆中这种不同行为已被成功地用于区分I型和S型花岗岩类(Li et al., 2006，2007; Wu et al., 2003)。本文的数据显示，临沧花岗岩体为强过铝质岩石，P2O5含量较高(平均0.12%)，并且随SiO2含量增加，P2O5含量增加(图 10d)，与S型花岗岩演化趋势一致。而在SiO2-Zr判别图、K2O-Na2O判别图(Collins et al., 1982)、ACF图解等花岗岩成因类型判别图(图 10a-c) 中临沧花岗岩也一致落在了S型花岗岩区域内。
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图 10 临沧花岗岩岩石成因类型判别图 (a)-SiO2-Zr判别图；(b)-K2O-Na2O判别图(Collins et al., 1982)；(c)-花岗岩ACF图解；(d)-SiO2-P2O5散点图 Fig. 10 Discrimination diagrams of genesis type for the Lincang granites |
在花岗岩类形成环境的微量元素Rb-Y+Nd判别图(图 11a) 中，临沧花岗岩体投影点全部落入post-COLG区，即后碰撞花岗岩区。在Sr-Yb判别图(图 11b) 中，投影点大部分落入低Sr高Yb型花岗岩区(Ⅳ区)，与我国东南沿海花岗岩特征一致，应形成于挤压向伸展转换阶段(张旗等，2008)。上述表明，临沧花岗岩形成于后碰撞阶段，属碰撞后花岗岩。
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图 11 临沧花岗岩形成的构造环境判别图 (a)-Rb-Y+Nd判别图(底图据Pearce, 1996)：syn-COLG-同碰撞花岗岩; post-COLG-后碰撞花岗岩; VAG-火山弧花岗岩; ORG-洋脊花岗岩; WPG-板内花岗岩; (b)-Sr-Yb判别图(底图据张旗等，2008)：Ⅰ-高Sr低Yb型花岗岩(埃达克岩); Ⅱ-低Sr低Yb型花岗岩(喜马拉雅型花岗岩); Ⅲ-高Sr高Yb型花岗岩; Ⅳ-低Sr高Yb型花岗岩(闽浙型花岗岩); Ⅴ-非常低Sr高Yb型花岗岩(南岭型花岗岩) Fig. 11 Discrimination diagrams of tectonic setting for the Lincang granites |
临沧花岗岩体作为滇西三江地区出露面积最大的岩基，是古特提斯构造演化过程中的重要产物。昌宁-孟连洋的关闭和随之的陆陆(弧) 碰撞主要发生在P1-T2(莫宣学等，1998; 钟大赉，1998; 从柏林等，1993)，而关于古特提斯主洋盆(昌宁-孟连洋盆) 确切的俯冲碰撞时限，尤其是陆-陆或陆-弧碰撞的时间，还没有得到很好的限定。
由于岩基本身的复杂性和测年手段的局限性(全岩/单矿物K-Ar、全岩Rb-Sr年龄和颗粒锆石U-Pb或Pb-Pb蒸发年龄)，对其形成年龄一直有着不同的看法。陈吉琛(1989)认为临沧岩体形成于210~279Ma；刘昌实等(1989)认为临沧复式岩基大致形成于275~292Ma；云南省地质矿产局(1990)则认为该岩基形成于晋宁期，主体形成于华力西-印支期；秦元季(1991)则认为该岩基主要形成于180~255Ma。李兴林(1996)在评估已发表年代学资料的基础上认为临沧复式岩基是一个多期次多阶段岩浆侵入活动所构成的岩基，认为至少包括晋宁期、华力西期和印支期等几个期次的侵入体。最近，彭头平等(2006)报道了临沧岩体南北段代表该岩体主体岩性的二长花岗岩的锆石SHRIMP U-Pb年龄分别为230.4±3.6Ma和229.4±3.0Ma，认为与维西白马雪山花岗岩基(SHRIMP锆石U-Pb年龄为239±6Ma) 以及忙怀组火山岩(约231Ma) 有着相近的形成年龄。另外，Hennig et al.(2009)在临沧花岗岩北段也得到一个239±1Ma的锆石U-Pb年龄。
由本文的测年结果可知，临沧花岗岩的形成时限为219Ma左右，为晚三叠世，在前人报道范围内，晚于彭头平等(2006)报道的229.4±3.0Ma和230.4±3.6Ma的锆石SHRIMP U-Pb年龄。
临沧花岗岩基主体花岗岩与其东面忙怀组上部的流纹岩一致形成于中三叠世晚期到晚三叠世，这种以大规模酸性岩浆为主夹极少量基性火山岩为特征的岩浆活动，表明该区中三叠世晚期开始进入碰撞后应力松弛阶段。
根据俞赛赢等(2003)对被二长花岗岩主体岩性所侵入或呈残留体或捕虏体存在的花岗闪长岩进行锆石U-Pb定年时获得了269±37Ma的年龄，可推断270Ma左右可为二叠纪古特提斯洋俯冲形成弧岩浆岩的时限。
南澜沧江带下三叠统的缺失以及临沧花岗岩主体形成于晚三叠世间，又说明缅泰马微大陆与思茅地块的主体碰撞作用发生于早三叠世；碰撞作用使陆壳增厚、压力迅速增加，而滞后的增温效应使增厚陆壳部分熔融形成花岗岩和酸性火山岩的作用发生在碰撞作用的较后期，即属于后碰撞花岗岩和火山岩。
由此可知南澜沧江古特提斯洋的地球动力学演化过程：在二叠纪270Ma左右，三江地区古特提斯洋(昌宁-孟连洋) 的俯冲形成弧岩浆岩；二叠纪末-早三叠世很可能是缅泰马陆块与思茅地块主碰撞作用时间，而晚三叠世以来进入了碰撞后造山阶段。
6 结论(1) 位于滇西三江地区南澜沧江带的临沧花岗岩的岩石类型主要为黑云母二长花岗岩，贫SiO2，K2O/Na2O值高，Al2O3含量较高，为高钾钙碱性过铝-强过铝花岗岩。
(2) 地球化学分析揭示临沧花岗岩为S型花岗岩，其物质来源为贫粘土的砂屑岩，属于后碰撞花岗岩，形成于挤压向伸展转换的后碰撞阶段。
(3) 两件样品的锆石U-Pb年龄分别为219.19±0.99Ma和219.69±0.67Ma，属晚三叠世。锆石Hf同位素组成比较均一，εHf(t) 均为负值(集中于-14~-11之间)，推断其为1.95~2.15Ga古老地壳部分熔融的产物。
(4) 结合锆石定年结果及岩体产出的区域地质背景，我们认为临沧花岗岩形成于缅泰马陆块与思茅地块大陆碰撞造山过程的后碰撞阶段，应形成于晚三叠世。
致谢 锆石U-Pb定年得到天津地质调查中心实验室耿建珍老师的帮助，微量元素测定得到中国地质大学(武汉) 地质过程与矿产资源国家重点实验室刘硕老师的帮助，锆石Hf同位素处理得到西北大学大陆动力学国家重点实验室戴梦宁老师的帮助，在此表示感谢。| [] | Amelin Y, Lee DC and Halliday AN. 2000. Early-middle Archaean crustal evolution deduced from Lu-Hf isotopic studies of single zircon grains. Geochimica et Cosmochimica Acta, 64: 4205–4225. DOI:10.1016/S0016-7037(00)00493-2 |
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