滇西北衙煌斑巖的成因鋯石u-pb年代學(xué)和地球化學(xué)證據(jù)

滇西北衙煌斑巖的成因鋯石u-pb年代學(xué)和地球化學(xué)證據(jù)

1不同區(qū)域及地區(qū)富堿斑巖成因的研究黃巖通常指淺紅色巖，包括大量深色礦物晶體（wimmenauer，1973；rock，1977；rock和etal.，1991），通常以巖脈和巖墻的形式出現(xiàn)在各種結(jié)構(gòu)環(huán)境中（rock，1987）。隨著火成巖研究的不斷深入,殼幔相互作用、不同深度地幔的部分熔融作用等巖石成因觀點(diǎn)的提出,使人們對煌斑巖成因的認(rèn)識從以往單一的巖漿結(jié)晶分異作用觀點(diǎn)中走出來,并認(rèn)識到煌斑巖也是窺測和了解地殼與巖石圈地幔的“窗口”和“探針”(姜耀輝等,2005)。此外,很多煌斑巖與一些大型-超大型金礦床有著密切的時(shí)空關(guān)系(Rocketal.,1991;羅照華等,2008),暗示其可能與金及多金屬成礦作用有關(guān)。因此,對煌斑巖的研究是當(dāng)今火成巖研究中一個(gè)重要的研究方向。位于青藏高原東緣的“三江”地區(qū)沿金沙江-哀牢山斷裂系統(tǒng)發(fā)育有一條長達(dá)2000多千米,寬50~80km的新生代富堿巖漿巖(富堿斑巖與鉀質(zhì)火山巖)帶,其中很多富堿斑巖與金、銅、鉬等多金屬成礦作用有著密切的關(guān)系,它們共同組成了國內(nèi)外矚目的金沙江-哀牢山新生代富堿斑巖成礦帶(張玉泉等,2000;王登紅等,2004)。該成礦帶是我國新生代大規(guī)模成礦作用的重要地區(qū)之一,也是我國重要的銅、金、鉛、鋅等金屬資源產(chǎn)地。(Wangetal.,2001;Houetal.,2003;畢獻(xiàn)武等,2005;鄧軍等,2010,2012;楊立強(qiáng)等,2010,2011;Dengetal.,2014a,b)。因此,有關(guān)富堿斑巖成因及其與成礦作用的關(guān)系研究,一直是滇西“三江”地區(qū)最受關(guān)注的研究課題。在金沙江-哀牢山構(gòu)造帶還發(fā)育了一套煌斑巖,這些煌斑巖在時(shí)間及空間上與富堿斑巖密切共生,但是對這些煌斑巖成因的研究只是近年來才開始引起學(xué)者們的重視(李獻(xiàn)華等,2002;管濤等,2006;Guoetal.,2005)。北衙地區(qū)是金沙江-哀牢山構(gòu)造帶上一個(gè)最重要的超大型金多金屬礦集區(qū),也是一個(gè)新生代富堿斑巖與煌斑巖發(fā)育地區(qū)之一(圖1)。前人(徐受民等,2006;Xuetal.,2007a,b;薛傳東等,2008;肖曉牛,2009;鄧軍等,2010,2012;和文言等,2012,2013;和中華等,2013),對北衙地區(qū)富堿斑巖的巖石學(xué)、地球化學(xué)、年代學(xué)及其金多金屬礦床的特征、成礦作用的時(shí)代、成礦作用與富堿斑巖的關(guān)系等進(jìn)行了大量研究,取得了很多科研成果。但是對北衙礦集區(qū)的煌斑巖僅有少量巖石學(xué)及地球化學(xué)方面的研究(徐受民等,2006;Xuetal.,2007b),有關(guān)該區(qū)煌斑巖的成巖時(shí)代,巖石成因及其與成礦作用關(guān)系方面的研究,幾乎還是空白。本文提供了北衙礦集區(qū)煌斑巖的巖石地球化學(xué)、鋯石U-Pb年代學(xué)及Sr-NdPb-Hf同位素等方面分析測試數(shù)據(jù),結(jié)合前人的工作,對該區(qū)煌斑巖的起源條件、源區(qū)特征及其所蘊(yùn)含的巖石成因意義進(jìn)行了討論,為該區(qū)進(jìn)一步礦產(chǎn)勘查與找礦提供基礎(chǔ)地質(zhì)資料與信息。2賦礦地層及圍巖北衙金多金屬礦區(qū)位于云南省大理州鶴慶縣,大地構(gòu)造位置處于揚(yáng)子板塊西緣與蘭坪-思茅盆地的結(jié)合部(圖1a)。構(gòu)造上被夾持在金沙江-紅河斷裂、賓川-程海斷裂和麗江-木里斷裂之間。區(qū)內(nèi)出露的地層主要為上二疊統(tǒng)峨眉山組(P2β)玄武巖;三疊系下統(tǒng)青田堡組(T1q)黃綠色、灰綠色、灰黑色砂泥巖及含玄武質(zhì)火山碎屑巖的砂礫巖;三疊系中統(tǒng)北衙組(T2b)白云巖、白云質(zhì)灰?guī)r、鐵質(zhì)灰?guī)r、蠕蟲狀生物碎屑灰?guī)r及泥質(zhì)灰?guī)r,該組為礦區(qū)的主要賦礦地層和圍巖;第四系(Q)更新統(tǒng)與全新統(tǒng)的紫紅色,黃褐色殘坡積砂礫石及粘土。該區(qū)主要的斷裂構(gòu)造為近SN向的馬鞍山斷裂和EW向隱伏斷裂。馬鞍山斷裂控制了由北向南分布的獅子山、萬硐山、紅泥塘、焦石洞、老馬澗等環(huán)狀鉀質(zhì)富堿斑巖體、巖株和隱伏巖體的產(chǎn)出。近EW向隱伏構(gòu)造控制著由西向東分布的南大坪、馬頭灣、紅泥塘、筆架山、白沙井等鉀質(zhì)富堿斑巖體的產(chǎn)出(圖1b)。北衙礦區(qū)煌斑巖脈廣泛分布于萬硐山、紅泥塘及馬頭灣一帶,呈脈狀產(chǎn)出,呈東西走向的等距性脈狀產(chǎn)出。與近SN向構(gòu)造-巖漿巖帶,北衙組(T2b)地層及礦化帶相交切,脈巖具等距性。根據(jù)煌斑巖與礦體的穿插關(guān)系可將煌斑巖脈分為兩期:早期煌斑巖被含礦英脈穿切且部分已礦化為礦石,表明該期煌斑巖為成礦前巖漿活動(dòng)產(chǎn)物;晚期煌斑巖明顯切過礦化石英正長斑巖,為成礦期或成礦后巖漿活動(dòng)的產(chǎn)物?；桶邘r通常呈灰褐-灰黑色,具有典型的煌斑巖結(jié)構(gòu),斑晶礦物主要為黑云母(20%~30%),輝石(5%~10%),基質(zhì)主要為鉀長石(30%~50%)、黑云母(10%~15%)和斜長石(5%~10%),基質(zhì)粒度大約為0.01~0.02mm(圖2)。副礦物有磷灰石、榍石,偶見鋯石和鈦鐵礦。按國際地科聯(lián)推薦的煌斑巖分類方案,北衙煌斑巖均為輝石云煌巖。本次所測試的樣品為晚期的煌斑巖,除MTW10-2采自馬頭灣礦段煌斑巖脈露頭外,其余樣品均采自萬硐山礦段鉆孔中,總體保持新鮮。3測試方法及儀器鋯石分選在廊坊誠信地質(zhì)服務(wù)有限公司利用單礦物常規(guī)分離技術(shù)完成,制靶后進(jìn)行透射光、反射光及陰極發(fā)光照相,優(yōu)選無裂痕、環(huán)帶發(fā)育良好的鋯石進(jìn)行U-Pb同位素定年。測年工作在天津地質(zhì)礦產(chǎn)研究所同位素實(shí)驗(yàn)室利用LA-ICP-MS方法完成,采用質(zhì)譜儀為美國ThermoFisher公司制造的Neptune,激光剝蝕系統(tǒng)為ESI公司生產(chǎn)的UP193-FXArF準(zhǔn)分子激光器,激光束斑直徑設(shè)定為35μm。數(shù)據(jù)處理采用ICPMSDataCal程序(Liuetal.,2008)和Isoplot(Ludwig,2003)程序進(jìn)行,采用Andersen(2002)方法對普通鉛進(jìn)行校正,詳細(xì)測試方法及儀器參數(shù)見李懷坤等(2010)。對新鮮巖石樣品進(jìn)行無污染粉碎至200目,用于測定全巖主、微量元素及Sr-Nd同位素。主量元素分析在國土資源部武漢礦產(chǎn)資源監(jiān)督檢測中心完成,氧化物含量分析采用濕化學(xué)方法,燒失量采用重力法測定。分析精度一般小于1%。微量元素分析在中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成,采用Agilent7500a等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS)測定,分析精度優(yōu)于5%~10%,詳細(xì)方法及流程參見Gaoetal.(2002)。全巖Rb-Sr、Sm-Nd的分離提純在中國科學(xué)院北京地質(zhì)與地球物理研究所同位素實(shí)驗(yàn)室完成,Sr-Nd-Pb上機(jī)測試在天津地質(zhì)礦產(chǎn)研究所同位素實(shí)驗(yàn)室利用Triton熱電離質(zhì)譜儀(TIMS)分析完成,詳細(xì)的Sr-Nd同位素分析流程見李潮峰等(2011)。鋯石原位Hf同位素分析在天津地質(zhì)礦產(chǎn)研究所配有Neptune多接受ICP-MS的New-WaveUP213激光剝蝕探針進(jìn)行。詳細(xì)分析流程及標(biāo)樣見耿建珍等(2012)。測量數(shù)據(jù)使用176Lu/175Lu=0.02669和176Yb/172Yb=0.5886進(jìn)行校正計(jì)算測定樣品的176Lu/177Hf和176Hf/177Hf比值。εHf值計(jì)算采用的176Lu衰變常數(shù)為1.865×10-11a-1,現(xiàn)今球粒隕石的176Hf/177Hf=0.282772,176Lu/177Hf=0.0332。數(shù)據(jù)處理采用了GLITTER和ISOPLOT(Ludwig,2003)。4分析的結(jié)果4.1巖漿鋯石u-pb同位素用于鋯石U-Pb定年的煌斑巖樣品采自北衙礦區(qū)萬硐山礦段深部鉆孔中?；桶邘r中的鋯石多為無色透明,少數(shù)呈淡黃色,顆粒以長柱狀和短柱狀為主。鋯石粒徑50~300μm,長寬比1∶1~3∶1。鋯石內(nèi)部結(jié)構(gòu)清晰,多數(shù)鋯石具有典型單期生長的振蕩環(huán)帶(圖3)。長柱狀晶型及發(fā)育振蕩環(huán)帶,這些均指示樣品中的鋯石為巖漿鋯石。通常情況下,巖漿鋯石中的Th、U含量較高,Th/U比值一般大于0.4(HoskinandSchaltegger,2003);變質(zhì)鋯石中的Th、U含量低,Th/U比值小于0.1(Griffinetal.,2004)。樣品中鋯石所測的U和Th含量分別為212×10-6~1121×10-6、38×10-6~852×10-6,Th/U比值為0.4~1.0(表1),進(jìn)一步證明本次測試的鋯石屬于典型的巖漿鋯石。樣品(WDS-29)的13顆鋯石U-Pb同位素分析中(表1、圖3),幾乎所有測點(diǎn)均投在諧和線附近,諧和度在95%以上,表明這些鋯石未遭受明顯后期熱事件影響,U-Pb同位素體系封閉性較好。13顆鋯石的206Pb/238U加權(quán)平均年齡為(34.92±0.66Ma,MSWD=0.66)(圖3),代表煌斑巖的結(jié)晶年齡。4.2北衙敦煌斑巖的ko及na2o五件煌斑巖全巖樣品的主量元素和微量元素含量結(jié)果列于表2。從表中的數(shù)據(jù)可以看出,煌斑巖的燒失量變化較大(2.89%~7.72%,平均值5.69%),可能與煌斑巖富集揮發(fā)分有關(guān)。SiO2含量變化于46.16%~53.98%之間,平均52.48%;MgO的含量為2.36%~12.91%,平均為5.94%,全巖Mg#為30~73(平均54),均高于同期富堿斑巖,而與鉀質(zhì)火山巖相似;K2O的含量為3.81%~6.85%,平均為4.98%,K2O+Na2O平均為7.72,K2O/Na2O介于1.03~10.38間,屬于鉀質(zhì)-高鉀質(zhì)系列;Al2O3為12.02%~16.11%,K/Al(mol)值的范圍為0.47~0.60,K/K+Na(mol)值范圍為0.66~0.75。在K2O-SiO2圖解中(圖4b,Rock,1987),樣品點(diǎn)落在鈣堿性煌斑巖區(qū)域內(nèi);而在K/(K+Na)-K/Al圖解上(圖略),幾乎所有樣品均投點(diǎn)于鉀質(zhì)煌斑巖區(qū)域。因而北衙煌斑巖屬于鈣堿性、鉀質(zhì)煌斑巖。在Harker圖解上(圖5)。MgO與Al2O3為明顯的負(fù)相關(guān),幾乎沒有Eu的負(fù)異常,因此暗示沒有斜長石的分離結(jié)晶作用。4.3不同稀土富集和重稀土產(chǎn)品la/ybn的特征樣品的稀土元素總量介于206.6×10-6~272.8×10-6,平均為475.8×10-6。LREE含量為196.6×10-6~264.3×10-6,平均值233.6×10-6,HREE含量較低為7.58×10-6~10.17×10-6,平均為8.72×10-6。輕稀土和重稀土分異明顯,LREE/HREE比值為19.64~31.71平均為27.41,(La/Yb)N變化于52.8~104之間,平均為84.4,整體表現(xiàn)出輕稀土富集重稀土虧損的特征。所有樣品基本不存在δCe異常和δEu表現(xiàn)微弱負(fù)異常,反映在巖漿演化過程中基本不存在斜長石的分離結(jié)晶作用。在稀土元素配分模式圖上(圖6a),所有樣品的稀土分配曲線整體形態(tài)基本一致,表現(xiàn)為輕稀土富集重稀土虧損的右傾平滑曲線?；桶邘r的稀土含量總體高于北衙富堿斑巖,暗示它們的源區(qū)不同。如果富堿斑巖是由煌斑巖分離結(jié)晶或部分熔融形成,則應(yīng)該具有更高的REE含量(Rollinson,1993)。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖(圖6b)上,所有煌斑巖樣品顯示Nb、Ta、Zr、Hf、Ti等高場強(qiáng)元素虧損和Rb、Ba、Sr、Pb等大離子親石元素和LREE富集,Th、U具有正異常,但是Th相對于Ba和U具有弱的虧損?；桶邘r的稀土元素和總量與MgO之間線性關(guān)系不明顯,但過渡族元素Cr、Ni與MgO表現(xiàn)出一定的現(xiàn)性關(guān)系(圖5),暗示巖漿演化過程中可能發(fā)生過少量基性礦物(橄欖石、輝石)的分離結(jié)晶作用。4.4低能耗現(xiàn)代值煌斑巖樣品的87Rb/86Sr為0.4295~0.9883,87Sr/86Sr為0.70615~0.70825,高于原始地?，F(xiàn)代值(0.7045,DePaoloandWasserburg,1979),147Sm/144Nd為0.10486~0.11699,143Nd/144Nd為0.51238~0.51255,低于原始地?，F(xiàn)代值(0.512638,JacobsonandWasserburg,1980),具有高Sr低Nd的特征(表3)。根據(jù)上文所測煌斑巖鋯石U-Pb加權(quán)平均年齡t=34Ma進(jìn)行計(jì)算,煌斑巖的(87Sr/86Sr)i介于0.7059~0.7077之間,εNd(t)=-4.7~-1.3。Nd二階段模式年齡(tDMC)為845~1143Ma?；桶邘r的208Pb/204Pb變化于38.542~38.856,207Pb/204Pb分布于15.553~15.617,206Pb/204Pb介于18.482~18.612。在87Sr/86Sr-εNd(t),87Sr/86Sr-206Pb/204Pb和207Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖中(圖6),樣品投影點(diǎn)位于EMII附近,與滇西地區(qū)新生代的鉀質(zhì)火山巖的同位素組成相似,暗示它們的源區(qū)可能都與交代富集地幔有關(guān)。圖7c中,煌斑巖Pb同位素投影點(diǎn)均落于北半球參考線NHRL上方,且具有比MORB高很多的207Pb/204Pb和206Pb/204Pb值,Pb投點(diǎn)都也落在EMII端元附近,進(jìn)一步證明煌斑巖起源于交代富集的地幔。4.5不同規(guī)模的etal鋯石具有很高的Hf同位素體系封閉溫度,且Lu-Hf同位素體系的封閉溫度高于Sm-Nd同位素體系,即使在麻粒巖相等高級變質(zhì)條件下,仍可保持原始Hf同位素組成(Schereretal.,2000),因而Hf同位素原位分析可以為鋯石成因演化提供重要的制約參數(shù)(Knudsenetal.,2001;吳福元等,2007)。本次鋯石的Hf同位素分析中(表4),176Lu/177Hf在0.000834~0.001536之間,所有比值均小于0.002,說明鋯石形成之后沒有積累放射性成因Hf,所測定的176Lu/177Hf可以代表巖石形成時(shí)體系的Hf同位素組成(吳福元等,2007)。13個(gè)測試點(diǎn)的176Hf/177Hf比值范圍為0.282631~0.282882,平均0.282686。根據(jù)鋯石LA-ICP-MS定年的原位年齡校正計(jì)算后求得,εHf(t)在-4.2~1.8之間,平均為-2.5,12個(gè)點(diǎn)的εHf(t)<0,1個(gè)點(diǎn)εHf(t)均>0,且多集中在-3~-2之間(圖8)。二階段Hf模式年齡(tDM)變化于0.95~1.1Ga之間,平均1.0Ga。鋯石Hf模式年齡遠(yuǎn)大于結(jié)晶年齡(34.92±0.65Ma),表明巖漿源區(qū)可能是經(jīng)歷過殼幔相互作用的富集地幔(吳福元等,2007)。5敦煌斑巖的地球化學(xué)特征北衙煌斑巖在地球化學(xué)上與滇西金沙江-哀牢山新生代的鉀質(zhì)火山巖具有較為一致的特征:高堿富鉀,富集大離子親石元素(如Rb、Sr、Ba等)和LREE,具有明顯的Ta、Nb、Ti負(fù)異常以及高的(87Sr/86Sr)i,低εNd的特征。大量的研究顯示,上述地球化學(xué)特征可以通過兩種機(jī)制實(shí)現(xiàn):其一,是巖漿形成后,在巖漿上侵過程中受到強(qiáng)烈地殼物質(zhì)的混染所致;其二,上述地球化學(xué)特征是巖漿源區(qū)的記錄,它表明巖漿起源于被俯沖作用帶入的地殼物質(zhì)交代富集了地幔。北衙地區(qū)煌斑巖主元素具有富鎂和較高的Mg#值(63~74)、且含較高的Cr(137×10-6~762×10-6)和Ni(84.8×10-6~187×10-6)含量,顯示了該煌斑巖具有原生巖漿的特征,特別是其高的Mg#,表明其來源于鎂鐵質(zhì)地幔的部分熔融。盡管該煌斑巖具有較高的(87Sr/86Sr)i,但(87Sr/86Sr)i、εNd與SiO2含量之間沒有明顯的線性變化關(guān)系,因此排除了上述過程中巖漿遭受地殼混染的可能性。而北衙煌斑巖中鋯石的εHf(t)值明顯不同于起源加厚的地殼的北衙富堿斑巖中鋯石的Hf同位素組成(圖8,作者未發(fā)數(shù)據(jù)),也表明煌斑巖主要起源于地幔巖石的熔融,其比較集中的Hf同位素組成(εHf(t)=-4.2~1.8)進(jìn)一步暗示圍巖混染作用較弱。而煌斑巖樣品在地球化學(xué)特征方面也與洋中脊玄武巖(MORB)與洋島玄武巖(OIB)的具有明顯的差別(圖6a,b),因而不具有MORB或者OIB型的軟流圈地幔源區(qū)。煌斑巖顯著的Ta-Nb-Ti負(fù)異常,均顯示該煌斑巖起源于與俯沖環(huán)境有關(guān)的巖石圈地幔。樣品的Sr-Nd-Pb同位素組成與源于富集巖石圈地幔的部分熔融的滇西鉀質(zhì)火山巖相似(Guoetal.,2005;Huangetal.,2010;李勇,2012),具有親EMⅡ富集地幔的屬性?；桶邘r鋯石Hf同位素模式年齡大于其形成年齡也表明了其起源于富集地幔(吳福元等,2007)。EMⅡ地幔端元是與俯沖和地殼物質(zhì)密切相關(guān)的(Hart,1989)。樣品富集大離子親石元素,HFSE異常,明顯低于MORB或OIB的Ce/Pb比(2.79~5.97),低的Nb/La比(0.21~0.48)高的Th/Ta(11.15~21.43)的特征顯示,富集地幔的形成與俯沖流體的交代作用有關(guān)(Milleretal.,1999)。夏萍和徐義剛(2006)有關(guān)滇西地區(qū)巖石圈地幔富集機(jī)制的研究中指出,滇西地區(qū)新生代火山巖富鉀的特征并非結(jié)晶分異作用所致,而是與源區(qū)存在富鉀礦物金云母和/或角閃石有關(guān)。因?yàn)閷?shí)驗(yàn)巖石學(xué)研究證明含水礦物金云母和角閃石只能穩(wěn)定存在于巖石圈地幔的條件下(OlafssonandEggler,1983)因此,這樣的源區(qū)只可能是巖石圈地幔。又因?yàn)镽b和Ba在金云母中為不相容元素,而在角閃石中具中等相容性(LaTourretteetal.,1995),而來自于含金云母源區(qū)的熔體具有低的Ba含量和Ba/Rb比(<20),但是與角閃石平衡的熔體具有較低的Rb/Sr(<0.1)和高的Ba/Rb比(>20)(FurmanandGraham,1999)。根據(jù)北衙地區(qū)煌斑巖的Rb/Sr比值為0.11~0.25,平均為0.18;Ba/Rb比值為6.64~9.86,證明其源區(qū)為含有金云母的巖石圈地幔(圖9a)。與前人確定的滇西地區(qū)新生代鉀質(zhì)火山巖的源區(qū)相似(Wangetal.,2001;Xuetal.,2001;李獻(xiàn)華等,2002;Guoetal.,2005)。研究表明由尖晶石相穩(wěn)定地幔域形成的熔體La/Yb的變化較小,Dy/Yb幾乎保持不變,一般都<1.5,而由石榴石相穩(wěn)定地幔域形成的熔體La/Yb和Dy/Yb的比值變化較大,Dy/Yb一般大于2.5(Milleretal.,1999)。北衙煌斑巖的Dy/Yb比變化在2.1~3.2,落在了尖晶石和石榴石相地幔混合線的范圍(圖9b),顯示其源區(qū)可能位于尖晶石相橄欖巖地幔與石榴石相橄欖巖地幔的過渡區(qū),并與滇西新生代鉀質(zhì)火山巖基本重疊,但與藏北鉀質(zhì)火山巖有所不同,這表明了青藏高原與其周邊地區(qū)巖石圈地幔的差異。McKenzie和O’Nions(1991)推測尖晶石相橄欖巖地幔-石榴石相橄欖巖地幔之過渡帶的深度大約在75km左右,與實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)確定的尖晶石相-石榴石相轉(zhuǎn)變的最大深度(80~85km)(RobinsonandWood,1998;KlemmeandO’Neill,2000)相差不大。因此,我們推測北衙地區(qū)煌斑巖的起源深度可能在75~85km左右。該深度大大超過了滇西地區(qū)新生代富堿斑巖起源深度為55km(趙欣等,2004)。這不僅進(jìn)一步證明煌斑巖起源于巖石圈地幔,也為解釋這兩種巖石在地球化學(xué)方面的差異(特別是低硅富鎂的特征)提供了依據(jù)。20世紀(jì)90年代以來,前人對北衙礦集區(qū)巖漿巖進(jìn)行了大量測年工作(徐新旺等,2006;徐受民等,2006;Xuetal.,2007b;肖曉牛,2009;和文言等,2012)。對前人定年結(jié)果的統(tǒng)計(jì)顯示:礦區(qū)的富堿斑巖有兩期:以石英鈉長斑巖為代表的侵入巖其侵位年齡為60Ma左右;晚期巖漿活動(dòng)更為強(qiáng)烈,其中石英正長斑巖的侵位年齡介于37~35Ma(徐受民等,2006;肖曉牛,2009;和文言等,2013;Luetal.,2012),黑云正長斑巖為35.2Ma(和文言,未發(fā)資料),本次獲得與黑云正長斑巖共生的煌斑巖的年齡為34.92±0.66Ma,表明煌斑巖和黑云母正長斑巖的年齡比石英正長斑巖稍晚,但是都落到前人(Chungetal.,1997,1998;Wangetal.,2001;Guoetal.,2005;Houetal.,2007;李勇,2012)厘定的滇西“三江”地區(qū)新生代鉀質(zhì)巖漿巖活動(dòng)的高峰期(40~28Ma)的時(shí)限范圍。滇西地區(qū)于二疊紀(jì)經(jīng)歷了金沙江洋殼板片向西俯沖的歷史(莫宣學(xué)等,1993),金沙江洋殼俯沖釋放的流體與俯沖帶上方的地幔楔其發(fā)生交代作用,形成富集地幔。進(jìn)入新生代后,印度板塊與歐亞板塊在65Ma左右發(fā)生陸陸碰撞(Moetal.,2007),產(chǎn)生強(qiáng)大的剪切應(yīng)力,滇西地區(qū)處于斜向碰撞的前緣,為調(diào)節(jié)兩大板塊斜向俯沖產(chǎn)生的巨大壓力,沿金沙江-哀牢山一線發(fā)生強(qiáng)烈的陸內(nèi)沖斷和走滑剪切運(yùn)動(dòng),形成了大規(guī)模深度可切過巖石圈地幔(鐘大賚等,2000;Leloupetal.,1995)的金沙江-哀牢山斷裂系統(tǒng)?？刂茙r漿活動(dòng)的走滑斷裂系統(tǒng)在40Ma前處于壓扭狀態(tài),中新世(24~17Ma)應(yīng)力場則轉(zhuǎn)變?yōu)閺埮せ驈垜?yīng)力狀態(tài)(Wangetal.,2001)。在壓扭與張扭的轉(zhuǎn)換期(40~30Ma),應(yīng)力的松弛可能導(dǎo)致的巖石圈的伸展(侯增謙等,2006)。而已有的研究表明煌斑巖一般形成于巖石圈伸展構(gòu)造背景下,巖石圈的減薄是煌斑巖形成的最合理的機(jī)制(羅照華等,2006)。地球物理資料顯示在揚(yáng)子板塊西緣和蘭坪-思茅地塊之下450km深度存在一個(gè)向西傾伏的板片狀高速異常,其西側(cè)有一寬約300km顯著低速的柱狀地幔上涌,其被解釋為上覆巖石層明顯的減薄(劉福田等,2000)。而巖石圈的減薄可以由兩種機(jī)制實(shí)現(xiàn):地幔巖石圈的整體拆沉(Bird,1979;KayandKay,1993)或巖石圈下部發(fā)生對流減薄(Housemanetal.,1981;EnglandandHouseman,1989;HousemanandMolnar,1997)。“拆沉”這一術(shù)語如今被廣泛的使用于解釋任何形式的巖石圈的減薄事件,在不同的過程中往往會(huì)引起歧義(G9gˇüsandPysklywec,2008)。為了避免歧義這里所探討的拆沉作用是指Bird(1979)給出的初始的定義,即強(qiáng)調(diào)巖石圈被剝離之后,熱的軟流圈直接與地殼直接接觸。然而在本