６１ ７ 地质学报 ＡＣＴＡ ＧＥＯＬＯＧＩＣＡ ＳＩＮＩＣＡ ＶｏＪｕｌ１ｙ． ２８６ Ｎ ０ ｏ１． ７２ 滇西腾冲一梁河地块石英闪长岩一二长花岗岩 锆石Ｕ—Ｐｂ年龄、Ｈｆ同位素特征及其地质意义 李再会，林仕良，丛峰，邹光富，谢韬 成都地质矿产研究所，成都，６１００８１ 内容提要：高黎贡一腾梁花岗岩带是冈底斯花岗岩带的东延部分。腾梁花岗岩中辉长一闪长质包体、花岗岩、石 英闪长岩密切共生。辉长一闪长质包体的结构构造、矿物学特征表明，它们是岩浆快速冷凝结晶的产物。地球化学 数据显示，辉长闪长质包体为钙碱性系列，具有低ＳｉＯ。、高ＭｇＯ和Ｍｇ 的特征，富集Ｒｂ、Ｓｒ、Ｔｈ、Ｂａ和ｃｅ，亏损 Ｎｂ、Ｔａ、Ｐ、Ｚｒ、Ｙｂ和Ｙ；寄主花岗岩为中钾一高钾钙碱性系列，准铝质到弱过铝质，富集Ｒｂ、Ｔｈ、Ｚｒ和Ｈｆ，亏损Ｎｂ、 Ｔａ、Ｔｉ、Ｓｒ、Ｐ和Ｂａ，具有中等程度的负Ｅｕ异常；石英闪长岩介于二者之间。锆石ｕ—Ｐｂ ＬＡ—ＩＣＰ－ＭＳ定年显示，石英 闪长岩形成年龄为１２７．１０±０．９６ Ｍａ，花岗岩形成年龄为１２３．８±２．５ Ｍａ。结合辉长一闪长质包体形成年龄为１２２． ６ Ｍａ，三者年龄基本一致，从年代学角度为花岗岩、辉长一闪长质包体和石英闪长岩岩浆混合作用成因提供了证据。 石英闪长岩锆石ｅ （ｆ）值变化于一７．６１～一３．８０。结合辉长一闪长质包体、花岗岩的ｅ“ （ ）值及地球化学特征，认为 花岗岩来源于古老地壳的部分熔融，辉长一闪长质包体来源于地幔楔橄榄岩部分熔融，石英闪长岩为幔源岩浆与古 老地壳部分熔融的岩浆完全混合的产物。腾梁地块早白垩世侵入岩很可能与班公湖一怒江洋壳岩石圈向南俯冲的 动力学背景有关。 关键词：石英闪长岩；锆石Ｕ—Ｐｂ年龄；Ｈｆ同位素；岩浆混合；腾冲一梁河地块；滇西 西南三江地区作为青藏高原东延部分，它不仅 和喜马拉雅造山带一样经历了新特提斯洋俯冲、印 度板块和欧亚俯冲碰撞、隆升等一系列大规模 的构造运动，而且以其独特的构造部位，被认为是一 个吸收新生代印度一欧亚碰撞变形的调节带。 作为一个包括元古宙至第四纪岩浆岩的火成岩省， 西南三江也因其复杂地质历史而备受关注 （Ｔａｐｐｏｎｉｅｒ ｅｔ ａ１．，１９８２；李兴振等，１９９１；Ａｒｎｅ ｅｔ 度锆石Ｕ－Ｐｂ年代学数据：４８７￣５００ Ｍａ（宋述光等， ２００７；Ｌｉｕ ｅｔ ａ１．，２００９；李再会等，２０１２）、２５６～２０６ Ｍａ（李再会等，２０１０；丛峰等，２０１０ａ；李化启等， ２０１１）、１３９ Ｍａ（笔者未刊数据）、１２７～１１５ Ｍａ（杨启 军等，２００６；丛峰等，２０１０ｂ，２０１１；Ｃｏｎｇ ｅｔ ａ１．， ２０１１；戚学祥等，２Ｏ１１；Ｘｕ ｅｔ ａ１．，２０１１）、７５～５５ Ｍａ （杨启军等，２００９；丛峰等，２００９；谢韬等，２０１０；Ｘｕ ｅｔ ａ１．，２０１１）、４５～４２ Ｍａ（陈永清等，２００９；李再会 等，待刊）和３６ Ｍａ（黄静宁等，２０１１）。这些高精度 Ｕ—Ｐｂ年龄数据基本构建了高黎贡一腾梁花岗岩带岩 浆演化的年代学框架。其中，早白垩世岩浆岩分布 最为广泛，并发生了广泛的岩浆混合作用（丛峰等， ２０１１）。然而，对于其形成的动力学背景仍有不同的 ａ１．，１９９７；郝子文，１９９７；钟大赉，１９９８；路远发等， ２０００；莫宣学等，２００１；闫全人等，２００６）。位于冈底 斯带东侧的高黎贡一腾冲一梁河（简称腾梁）花岗岩带 呈北西一南北一北东向弧形展布，向北与东构造结 地区的波密一察隅花岗岩带相连，并绕过东构造结与 冈底斯花岗岩带连成一体。近年来随着印度一亚洲 碰撞带受到关注，在冈底斯花岗岩带研究取得 认识。杨启军等（２００６）、戚学祥等（２０１１）研究认为， 高黎贡一腾梁早白垩世岩浆岩形成年龄、地球化学特 重要的进展（莫宣学等，２００５；朱弟成等，２００８， ２００９ａ；Ｗｅｎ ｅｔ ａ１．，２００８；Ｃｈｉｕ ｅｔ ａ１．，２００９；Ｊｉ ｅｔ ａ１．， 征与拉萨地块北缘和东缘的火成岩非常相似，认为 其形成于碰撞环境；朱弟成等（２００９ａ）认为拉萨地块 东缘的早白垩世花岗岩与班公湖一怒江洋的俯冲作 用有关。本文通过对腾梁地区分布的石英闪长岩、 ２００９；纪伟强等，２００９；Ｚｈｕ ｅｔ ａ１．，２００９，２０１１）的同 时，在高黎贡一腾梁花岗岩带也相继获得了一批高精 注：本文为中国地质调查局项目（编号１２１２０１０７８４００７）资助的成果。 收稿日期：２０１Ｉ－１０—２９；改回日期：２０１２－０２—２３；责任编辑：周健。 作者简介：李再会，Ｉ９６７年生。高级工程师，从事岩石学与区域地质研究工作。Ｅｍａｉｌ：ｌｉｚａｉｈｕｉ００＠１６３．ｃｏｒｎ。 地质学报 二长花岗岩及其内部的辉长一闪长质包体的地球化 学、锆石Ｕ—Ｐｂ年代学和Ｈｆ同位素特征的研究，分 析岩石成因，揭示其形成的构造背景，为西南三江特 提斯构造演化的动力学过程提供约束。 状，充填于斜长石的间隙中，具波状消光。角闪石、 黑云母常共生在一起，分布于斜长石的粒间中，角闪 石呈长柱状，黄绿色一深绿色，黑云母具波状消光，呈 深褐色。磷灰石呈针状。二长花岗岩具弱的片麻状 构造，中粒碎斑状花岗结构。主要矿物由钾长石（－＋－ ４Ｏ ）、斜长石（±３０ Ａ）、石英（±２５ ）、黑云母组成 ｏ（±５ ），副矿物包括锆石、磷灰石、Ｔｉ—Ｆｅ氧化物 １地质背景及样品特征 位于云南西南部的腾冲一保山地区，包括腾冲 地块、保山地块和其间的高黎贡山变质带，属于缅泰 马微陆块的北部（钟大赉，１９９８）。在三叠纪期间，该 等。暗色辉长一闪长质包体为细粒半自形结构，其矿 物组合为斜长石（５０ ）、普通角闪石（４５％）、及少量 地块处于东部古特提斯主洋盆，即昌宁一孟连古特提 斯洋封闭时的前陆部位。部分学者认为，在新特提 斯洋扩张时期，其间形成属于班公湖一怒江洋盆的东 延分支海槽。该海槽在早侏罗世闭合，并导致腾冲 地块和保山地块的碰撞，其间形成高黎贡碰撞构造 带（钟大赉，１９９８）。以沪水一龙陵一瑞丽大断裂为界， 腾冲一保山地块出露于地表的基底岩石类型有明显 的差别。东南部以公养河群为代表，时代可能是早 古生代，其上为上寒武统一中生界碎屑岩、碳酸盐岩 和玄武岩构成的沉积盖层（陈福坤等，２００６）；西北部 以高黎贡山群为代表，混合岩化显著，时代可能是新 元古代早古生代（李再会等，２０１２），上部主要为弱 变形的石炭系～三叠系碳酸盐岩与碎屑岩沉积、古 近系 第四系陆相火山岩、河湖相碎屑沉积等构成 的沉积盖层。该地区出露大量的中生代一新生代花 岗岩类和混合岩化花岗岩，新生代火山作用强烈。 根据现有资料，高黎贡山群主要由一套角闪岩相的 新元古一早古生代陆源沉积、玄武岩、壳源花岗 岩组成，类似于喜马拉雅结晶杂岩、念青唐古拉群 和聂拉木群。 本文研究区位于云南西部腾冲一梁河地区，出 露的岩浆岩以花岗岩为主，也包括石英闪长岩（图 １）。腾梁地区花岗岩中分布大量的暗色辉长一闪长 质包体，暗色包体粒度明显比寄主花岗岩粒度细，包 体呈椭球状、透镜状及不规则状，辉长一闪长质包体 与寄主花岗岩的接触界线呈细褶状，具有淬冷边和 反向脉。石英闪长岩出露面积较小，地表分布不到 １ ｋｍ。。石英闪长岩体与二长花岗岩呈渐变接触关 系。石英闪长岩在露头上为浅灰色一灰色，中粗粒 半自形粒状结构。显微镜下观察，主要矿物由斜长 石（４－６０ ）、石英（±２０ ）、角闪石（±１５ ）、黑云 母（４－５ ）组成，偶见钾长石，副矿物包括榍石、锆 石、Ｔｉ—Ｆｅ氧化物及磷灰石等。斜长石（主要为更长 石）呈半自形柱状，具细而密的钠长石双晶，有的斜 长石空隙中有条纹长石和榍石充填，石英呈他形粒 石英（１ ～２ ）和黑云母，副矿物为锆石、磷灰石和 磁铁矿。斜长石以更长石和中长石为主，呈半自形 柱状。普通角闪石呈柱状和不规则柱状，磁铁矿为 粒状，与角闪石伴生，磷灰石呈针状。 ２ 分析方法 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。样品主量元素在国土资源部西 南矿产资源监督检测中心用ＸＲＦ方法测定，分析的 准确度优于３ 。样品微量元素在中国科学院地球 化学研究所环境地球化学国家重点实验室用ＩＣＰ— ＭＳ方法测定，分析的准确度优于５ 。 用于锆石Ｕ－Ｐｂ年代学测定的样品，在廊坊地质 服务有限公司利用标准技术对锆石进行分选。锆石 制靶后进行阴极发光（ＣＬ）显微照像，结合反射光和 透射光，观察锆石的内部结构。锆石Ｌ卜Ｐｂ年龄在中 国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室利 用ＬＡ＿ＩＣＰ－ＭＳ方法测定，使用的Ｉｃｐ－ＭＳ为Ｅｌａｎ ６１００ ＤＲＣ，激光剥蚀系统为德国Ｌａｍｄａ Ｐｈｙｓｉｋ公司 的ＧｅｏＬａｓ ２００ Ｍ深紫外（ＤＵＶ）１９３ ｎｍ ＡｒＦ准分子 激光剥蚀系统。激光束斑直径为３２ ｔａｍ，实验中采用 Ｈｅ作为剥蚀物质的载气。Ｕ＿Ｔｈ＿Ｐｂ同位素组成分析 以锆石９１５００作为外标，ＮＩＳＴ６１０作为内标，分析方 法及仪器参数类似于Ｙｕａｎ等（２００４）。锆石测定点 的同位素比值、Ｕ－Ｐｂ表面年龄和Ｕ－Ｔｈ－Ｐｂ含量计算 采用ＧＬＩＴＴＥＲ（ｖｅｒ４．Ｏ）程序，实验获得的数据采用 Ａｎｄｅｒｓｅｎ（２００２）方法进行同位素比值的校正，以扣 除普通Ｐｂ的影响。采用Ｉｓｏｐｌｏｔ程序（ｖｅｒ ３．０） （Ｌｕｄｗｉｇ，２００３）进行锆石加权平均年龄计算及谐和图 的绘制。采用年龄为 ∞Ｐｂ／ 。Ｕ年龄，其加权平均值 的误差为２ 。 锆石原位Ｌｕ－Ｈｆ同位素测定是在中国科学院地 球化学研究所环境地球化学国家重点实验室装有 Ｎｅｗ Ｗａｖｅ Ｕｐ－２１３型激光器的Ｎｕ ｐｌａｓｍａ ＭＣ－ＩＣｐ－ ＭＳ仪器上完成。整个分析系统的工作条件及流程 峰等（２００８）。原位分析时所用的激光束斑直 际标 ｍ。剥蚀频率为１ｏ Ｈｚ，测定时采 荔 ５ｏｏ作外标。在样品测定期间２８２３０２￣０．ＯＯ－￣－．＂９１５００的 Ｈｆ／ ”Ｈｆ－￣０． ．荐徂锆 Ｉ＇Ｉ４ｒｂ４￣，＇４辉长一闪长质包体石英闪长岩、花岗岩９ 件样品的主量元素和微量元素组成列于表…、１ ｏ 竺竺 长岩一闪长岩范围内石英闪长岩位 辉长一闪长质包 ”ｌ１１ ｆＯ“／／ ‘，７７ Ｓｏｄ ｕｎｄ ｅｔ ａ１．，２００４）。球粒陨石现今的 都位于花岗要空 ．一个样品位于花岗闪长岩内，三 Ｈｆ—Ｏ．２８２７７２和 ７ｓＬｕ／ｍＨｆ岩范围内。 。… ）。 Ｈｆ（ ）的计算采用 Ｌｕ衰变常数 一１．０Ｏ３４（ ：２０． ＴＡ ， 分类图（Ｅｒｉｃ，１９９４）３２，，８６７× ．１－一．一０． ３３ １９９７）；Ｈｆ亏损地幔模式年龄（丁ｎ ） 的计算采用现今的亏损地幔 Ｈｆ／ Ｈｆ・，‘ＢＩ 。ｈ。 ｅｔ ａｌｌ ｒＳＬｕ／ｉ ７７Ｈｆ＝＝ＯＯ３８４（ＶｅｒｖｏＯｒｔ ｅｔ ａ１・—Ｏ．２８３２５和 钾 ５ １． ４０￣，，．，１９９９）。Ｈｆ同 Ｌ ３—１６．Ｏ６％～１７．Ｏ９ ，贫 ｏ５（Ｐ ’ Ｋ２ Ｏ／Ｎａ２ ０—０．３２～ｏ５５），低Ｐｚ．５１・４Ｏ％，Ａｉ２Ｏ位素地壳模式年龄（７１ＤＭ ）采用平均壳的 ｓ “ Ｈｆ＝ｏ．０１５（Ｇｒｉｆｉｎ ｅｔ ａ１．。２００２）． 曼 ： ～？。９５，反映以准铝质为主（图２）。值得注 区一个辉长～闪长质包体样具 ，３地球化学特征 岩浆的： 具有较高的Ｍｇ （Ｍｇ 一６１．６２），妄 。． ．’ 。 Ｍｇ （６８～７２）（Ｆｒｅｙ ｅｔ ａ１．，１９７８）。地 质学报 ２０１２正 Ａ ・ 准铝质 过铝质 一 ０ ‘’ ×Ａ ／ 过诎 ／ Ａ／ＣＮＫ 图２腾冲一梁河地区侵入岩ＳｉＯ 一Ｋ。Ｏ图解（据Ｒｉｃｈｗｏｏｄ，１９８９）和Ａ／ＣＮＫ—Ａ／ＣＮ图解 Ｆｉｇ．２ ＳｉＯ２一Ｋ２Ｏ ｄｉｇｒａｍ（ａｆｔｅｒ Ｒｉｃｈｗｏｏｄ，１９８９）ａｎｄ Ａ／ＣＮＫ—Ａ／ＣＮ ｄｉｇｒａｍ ｏｆ ｉｇｎｅｏｕｓ ｒｏｃｋｓ ｆｒｏｍ Ｔｅｎｇｃｈｏｎｇ－－Ｌｉａｎｇｈｅ ａｒｅａ × 花岗岩；△一辉长一闪长质包体、石英闪长岩 × Ｇｒａｎｉｔｅ；△一ｍｃｆｉｃ ｅｎｃｌａｖｅ．ｑｕａｒｔｚ ｄｉｏｒｉｔｅ 长岩为钙碱性一高钾钙碱性系列，ＳｉＯｚ一６２．３９ ～ ６４．７０ ，Ａ１２ Ｏ。一１６．２０ Ａ～１６．６８ ，中钾（Ｋ２０ Ｏ／ Ｎａ２ Ｏ一０．４５～０．７０），低Ｐ２ Ｏｓ（Ｐ２ Ｏ。为０．０９％～ ０．２４ ）。Ｍｇ 一４３．９８～３８．４０，Ａ／ｃＮＫ一０．９４～ １．Ｏ０，为准铝质。二长花岗岩为高钾钙碱性一钾玄 岩系列（一个样品为钙碱性系列），ＳｉＯ 含量为 ６８．６７ ～７４．１７ ，Ａｌ Ｏ。一１４．１Ｏ ～１５．Ｏ６ ， 中一高钾（Ｋ：Ｏ／Ｎａ Ｏ一０．９０～１．８６）（除样品 Ｐｍｌ１－３３外），低Ｐ２Ｏ５（为０．０３ ｔ０．１４ ），Ｍｇ 一 ４０．７３～２２．２６，Ａ／ｃＮＫ一０．９４～１．１７，表现为准铝 质到弱过铝质。ＳｉＯ 一Ｍｇ 协变关系（图３）显示辉 Ｓｌｏ：（％） 长一闪长质包体、石英闪长岩符合幔源熔体分离结晶 和受陆壳混染的趋势，花岗岩介于１～３ ＧＰａ条件 样Ｉ： ｋ质包体ｆ１ ０，￣ｆｑ｛＝＝ Ｙ他 ｇｒａｍｔｅ △ｇａｂｂｍ．ｄｉｏｒｉｔｅ ｅｎｃｌａｖｅ ｑｕａｒｔｚ ｄｉｏｒｉｔｅ 下角闪岩相及榴辉岩相陆壳物质和地幔物质同化混 染趋势（Ｓｔｅｒｎ ｅｔ ａ１．，１９９６），说明辉长一闪长质包体、 石英闪长岩和花岗岩是壳幔物质交换、相互作用的 图３腾冲 梁河地区侵入岩的ＳｉＯ —Ｍｇ 图解 （据Ｓｔｅｒｎ等，１９９６） Ｆｉｇ．３ Ｔｈｅ ＳｉＯ２一Ｍｇ ｄｉａｇｒａｍ ｆｏｒ ｉｇｎｅｏｕｓ ｒｏｃｋｓ ｆｒｏｍ Ｔｅｎｇｃｈｏｎｇ－－Ｌｉａｎｇｈｅ ａｒｅａ（ａｆｔｅｒ Ｓｔｅｒｎ ｅｔ ａ１．，１９９６） 结果。花岗岩的Ａｌ Ｏ。、Ｐ Ｏ 随ＳｉＯｚ含量增高而降 低，表现出Ｉ型花岗岩的特征（Ｌｉ ｅｔ ａ１．，２００７）。 ３．２稀土元素和微量元素 辉长一闪长质包体稀土含量ＥＲＥＥ为６６．６４× １ｏ ～２２３．８９×１０一，Ｉ ＲＥＥ／ＨＲＥＥ为４．１３～ ５．６４～１３．２０，与石英闪长岩相似的轻稀土元素富集 的右倾分配型式（图４ａ），存在弱到中等程度的负Ｅｕ 异常，Ｅｕ／Ｅｕ 一０．２９～０．９０。稀土元素相似的分 配型式，暗示它们来自于相似的源区（王中刚等， １９８９）。 ８．１４，表现为轻稀土元素富集的右倾分配型式（图 ４ａ），并存在弱的正Ｅｕ异常到弱的负Ｅｕ异常；石英 闪长岩∑ＲＥＥ为１６４．５６×１０ ～２６４．８５×１０～， 在原始地幔标准化的蛛网图上（图４ｂ），辉长一 闪长质包体呈现与消减带有关的岩石地球化学特 征，即富集了易溶于水的、来之富集型交代地幔楔的 大离子亲石元素（ＬＩＩ Ｅ）Ｒｂ、Ｓｒ、Ｔ ｈ、Ｂａ和来之俯冲 板片的ｃｅ，而较贫难溶于水的高场强元素（ＨＦＳＥ） Ｎｂ、Ｔａ、Ｐ、Ｚｒ和重稀土元素Ｙｂ和Ｙ，因此该类基性 Ｉ ＲＥＥ／ＨＲＥＥ为７．２９～ｌ１．１ｌ，表现为轻稀土元素 富集的右倾分配型式，存在弱到中等程度的负Ｅｕ 异常，Ｅｕ／Ｅｕ 一０．６３～０．７９；二长花岗岩稀土含量 ∑ＲＥＥ为６６．１８～３３１．９５×１０～，ＬＲＥＥ／ＨＲＥＥ为 第７期 李再会等：滇西腾冲一梁河地块石英闪长岩一二长花岗岩锆石Ｕ—Ｐｂ年龄、Ｈｆ同位素特征及其地质意义 １０５１ 表Ｉ腾冲一梁河地区早白垩世侵入岩主量（％）、 微量元素（×ｌＯ ）组成 Ｔａｂｌｅ １ Ｗｈｏｌｅ ｒｏｃｋ ｍａｊｏｒ ｅｌｅｍｅｎｔｓ（％），ｔｒａｃｅ ｅｌｅｍｅｎｔｓ （×ｌ０一‘）ｄａｔａ ｆｏｒ Ｅａｒｌｙ Ｃｒｅｔａｃｅｏｕｓ ｉｇｎｅｏｕｓ ｒｏｃｋｓ ｆｒｏｍ Ｔｅｎｇｃｈｏｎｇ－－Ｌｉａｎｇｈｅ ｂｌａｃｋ 岩石 类型 辉长质包体 闪长 石英闪长岩 二长花岗岩 样品 Ｄ３１７９ ＰＭ１２ Ｄ３１７９ ＰＭ１１ Ｄ２１２８ Ｄ２３４６ ＤＯＯ３２ Ｄ２３１４ Ｄ１１６（ 编号 —２ —２０ —１ —３３ ＳｉＯ２ ５１．４０ ５９．８Ｏ ６２．３９ ６２．６０ ６４．７０ ６８．６７ ７０．７０ ７３．８６ ７４．１ ７ ＴｉＯ２ １．３０ １．１２ ０．８４ ０．９３ ０．５１ ０．５２ ０．４１ ０．１１ ０．１６ Ａｌ２０３ １６．０６ １７．０９ １６．２０ １６．６４ １６．６８ １４．７７ １４．２０ １５．Ｏ６ １４．１Ｃ Ｆｅ２Ｏｓ ４．３２ １．９２ ２．３５ ３．４２ １．２ｌ ２．７５ ２．１８ １．１１ １．１１ Ｆｅ０ ３．９６ ４．ｉ０ ３．４６ ２．４１ ２．９５ ０．７４ ０．７９ ０．０９ ０．３７ Ｍｎｏ ０．１７ ０．０９ ０．１０ ０．０９ ０．２１ ０．０７ ０．０５ ０．０３ Ｏ．Ｏ７ ＭｇＯ ７．０７ ２．４１ １．９８ １．９２ １．７８ １．２４ ０．６６ ０．２５ ０．２２ ＣａＯ １０．００ ５．Ｉ６ ４．５６ ４．０９ ４．０５ ３．２２ １．９４ ２．７８ １．１１ Ｎａ２Ｏ ２．９５ ３．８３ ３．８９ ３．９０ ４．４１ ３．７６ ２．８０ ４．５７ ３．５Ｏ Ｋ２Ｏ ０．９４ ２．１２ ２．３７ ２．７２ １．９８ ３．３８ ５．２０ １．５２ ３．９２ Ｐ２０５ ０．１２ ０．２８ ０．２３ ０．２４ ０．０９ ０．１４ ０．１３ ０．０３ ０．Ｏ３ 灼失 １．１９ １．Ｏ０ １．１６ ０．６２ ０．８９ ０．５６ ０．７４ ０．５１ １．１４ 总量 ９９．４８ ９８．９３ ９９．５３ ９９．５８ ９９．４６ ９９．８２ ９９．８Ｏ ９９．９１ ９９．９Ｃ Ａ／ＣＮＫ ０．６７ ０．９５ ０．９４ ０．９９ １．００ ０．９４ １．０３ １．０６ １．１７ Ｍｇ＃ ６１．６２ ４２．４１ ３８．７６ ３８．４０ ４３．９８ ４０．７３ ２９．９４ ２９．１ｌ ２２．２６ Ｓｃ ３３．７ １８．５ １４．５ １０．９ １２．２ １１．５ ６．７３ ２．７２ ２．５７ Ｖ １９６ １３４ １０５ ９１．３ ７８．３ ５７．８ ３１．９ ５．４９ ８．３２ Ｃｒ ３０９ ９．０５０ １２．４ １４ ２１．９ ８．９３ ４．１ ０．ａ ３．９２ Ｃｏ ３７．２ １４．７ １２．１ １１．６ １１．７ ６．４２ ３．５ １．５６ １．３５ Ｎｉ ５８．９ ４．９６０ ８．４６ ８．２５ ｌ０．９ ４．５８ ２．３２ ３．５４ １．８３ Ｃｕ ７６．９ １０．５ １０ １２．６ １４．７ ７．６４ ５．０９ ２．７４ ６．２７ Ｚｎ ８７．６ ９４．２ ８８．２ ８５ ７６．５ ５０ ５５．３ ２１．１ ３８．１ Ｇａ １５．４ ２１．４ １９．３ ２Ｏ．５ ２３．４ １６．９ １６．７ １３．６ １５．４ Ｃｓ Ｉ．２６ ｌ０．０ ３．７ ４．９５ ２．７６ １．５７ ２．５１ ２．７７ ６．５１ Ｒｂ ４４．２ １３２ １２２ １３８ １１６ １１１ ２０４ ７４．８ ２８１ Ｓｒ ３１７ ３３２ ２２８ ２８０ ４２５ ２６８ ２４４ ４９Ｏ ６２．８ Ｙ １９．７ ３７．１ ２９．７ ２８．６ ３５．３ ３８．６ ３０．９ ９．９ ３９．４ Ｚｒ １０ｉ １ｌ８ ９５．１ １４６ １４７ １８８ ２０１ ６１．７ １１６ Ｎｂ ４．１ ｌ７．６ １１．２ １３．４ １６．２ １３．３ １７．８ ６．１ １９．３ Ｂａ １６２ ３７９ ４８１ ９６０ ４３６ ６４６ ６０３ ２２５ ４０４ Ｌａ １０．６ ４５．０ ３３．８ ５７．４ ６３．９ ５２．９ ７７．１ １５．７ ３２．３ Ｃｅ ２２．８ ９ｌ＿５ ６６．１ １０８ １１５ ９９．４ ｌ４７ ２８．２ ５９．１ Ｐｒ ２．９７ １０．８ ７．７７ １１．５ １２．４ １０．９ １６ ３．１８ ６．８３ Ｎｄ １２．９ ４１．８ ２９．７ ４１．９ ４２．４ ３９．９ ５７．３ １１．５ ２３．８ Ｓｍ ３．２Ｏ ８．６８ ５．８７ ７．５６ ７．７５ ７．３９ ９．８６ ２．２１ ５．７１ Ｅｕ １．１７ １．６２ １．４６ １．５８ １．４５ １．２５ １．３２ ０．６０ ０．５１ Ｇｄ ３．３３ ７．Ｏ８ ５．４９ ６．６５ ６．２３ ６．３３ ７．８１ １．９３ ５．１５ Ｔｂ ０．６３ １．２２ ０．９５ １．０１ １．０８ １．１７ １．２７ ０．３３ １ Ｄｖ ３．５６ ６．７３ ５．２５ ５．３５ ６．０６ ６．４５ ６．３５ １．６７ ６．Ｏ８ Ｈｏ ０．８１ １．４５ １．１５ １．１４ １．２９ １．４７ １．２４ ０．３５ １．３５ Ｅｒ ２．１７ ３．７５ ３．２３ ３．０３ ３．５１ ４．０４ ３．２６ ０．９８ ３．９２ Ｔｍ ０．３１ ０．５２ ０．４４ ０．４２ ０．４６ ０．５７ ０．４２ ０．１５ ０．５８ Ｙｂ １．９２ ３．２７ ２．９３ ２．５６ ２．９１ ３．８Ｏ ２．６５ １．１２ ４．０９ Ｌｕ ０．２７ ０．４６ ０．４２ ０．３５ ０．４１ ０．５０ ０．３７ ０．１７ ０．５９ Ｈｆ ２．５３ ２．８９ ２．６８ ３．５７ ３．６８ ５．０５ ５．４５ １．９３ ３．７ Ｔａ ０．２９ １．１４ ０．９３ １．０７ ０．８２ １．３３ １．３３ １．２１ ３．２９ Ｐｂ ７．Ｏ０ １５ ２１．７６ １７．１５ １４．３ １８．３ ３７．４１ ２８．５５ ４７．２Ｃ Ｔｈ ３ １４．７ １２．１ １１．７ １４．７ ３１．０ ３８．４ １４．２ ２６．７ Ｕ ０．５ｌ ２．１ １．８７ １．５７ １．７２ ２．４２ Ｚ．６２ １．４９ ７．１７ 岩岩浆起源于地幔楔橄榄岩的湿的部分熔融 （ＭｃＣｕｌｌｏｃｈａ ｅｔ ａ１．，１９９１），并受到上地壳的混染， 呈现Ｒｂ—Ｔｈ峰和Ｎｂ—Ｔａ（Ｗｉｌｓｏｎ，ｌ９８９）。花岗岩呈 现造山带钙碱性岩系特征和一定的演化趋势，即普 遍富集Ｒｂ－Ｔｈ和Ｚｒ—Ｈｆ，显著贫Ｔｉ、Ｓｒ、Ｐ和Ｂａ。Ｓｒ 和Ｐ的亏损是由于斜长石和磷灰石在花岗岩中分 离结晶作用所致，Ｂａ的贫化是残余花岗岩浆的表现 （周新民等，２００２）。石英闪长岩的微量元素变化介 于辉长一闪长质包体和花岗岩之间。 腾冲一梁河地区早白垩世侵入岩的稀土及微量 元素特征与拉萨地块北部广泛出露的早白垩世钙碱 性火山一侵入岩的稀土及微量元素特征非常相似（康 志强等，２００８；Ｚｈｕ ｅｔ ａ１．，２００９；朱弟成等，２００９ｂ； 陈晓锋等，２０１０），暗示着俯冲板片的消减作用与这 些岩石的成因密切相关。 ４锆石Ｕ—Ｐｂ年代 石英闪长岩样品采自梁河县白马茶厂，地理坐 标：东经９８。１６ ４５ ，北纬２４。３９ １５”。二长花岗岩样 品距石英闪长岩西约１０００ ｍ。 石英闪长岩（样品Ｄ２３４６）中的锆石为无色透 明，长柱状自形晶，长度变化于１５０～３００肚ｍ，长宽 比２：１～３：１。锆石ＣＬ图显示明显的振荡韵律环 带（图５）。所测锆石的Ｕ、Ｔｈ含量变化较大，分别 为２１０×１０ ～２５３５×１０ 和１８４×１０ ～１２４９× １Ｏ一，Ｔｈ／Ｕ比值为０。４８～１．４１，属典型的岩浆成因 锆石（Ｈｏｓｋｉｎ ｅｔ ａ１．，２００３）。另外２３４６—０９、２３４６—１９ 和２３４６—２０号测点ＬＲＥＥ相对富集（表２，图６），而 ＨＲＥＥ与其他测点（２３４６一ｘ）一致，估计与后期地质 事件扰动时ＬＲＥＥ优先进入锆石晶格有关（吴元保 等，２００４），ＣＬ图像也显示有后期的干扰（图５）。但 总体岩浆锆石ＨＲＥＥ并未出现亏损的现象，不同于 源区存在榴辉岩相锆石的稀土元素组成（Ｗｕ ｅｔ ａ１．，２００４；Ｃｈｅｎ ｅｔ ａ１．，２００７）。 对样品Ｄ２３４６挑选２１颗锆石测试了２１个分 析，全部２１个分析点都沿着谐和线或附近分布（图 ７ａ，表３），具有较为一致的 ∞Ｐｂ／ 。 Ｕ年龄（１２３．７± ２．３～１３０．２±０．９ Ｍａ）， ∞Ｐｂ／。∞Ｕ平均年龄为 １２７．１０±０．９６ Ｍａ（ＭＳＷＤ一４．１， 一２１），该年龄代 表了石英闪长岩的岩浆结晶年龄。 二长花岗岩样品Ｄ１１６６中的锆石为无色透明， 以柱状、短柱状为主，长度变化于１００～２５０ ｍ，长 宽比１．５：１～３：１，部分锆石边部具有熔蚀现象。 锆石ＣＬ图显示明显的振荡韵律环带（图８）。所测 锆石的Ｕ、Ｔｈ含量分别为１７４×１０ ～３７１２×１０ ｌ００００ １０００ １Ｏ０ １０ 图４ 腾冲一梁河地区早白垩世侵人岩稀土元素球粒陨石标准化（ａ）（球粒陨石标准化数据值据Ｂｏｙｎｔｏｎ，１９８４） 和微量元素原始地幔标准化图解（ｂ）（原始地幔标准化数值据ＭｃＤｏｎｏｕｇｈ等，１９９２） Ｆｉｇ．４ Ｃｈｏｎｄｒｉｔｅ—ｎｏｒｍａｌｉｚｅｄ ＲＥＥ ｐａｔｔｅｒｎｓ（ａ）（ｃｈｏｎｄｒｉｔｅ ｖａｌｕｅｓ ａｆｔｅｒ Ｂｏｙｎｔｏｎ，１ ９８４）ａｎｄ ｐｒｉｍｉｔｉｖｅ ｎａｎｔｌｅ—ｎｏｒｍａｌｉｚｅｄ ｔｒａｃｅ ｅｌｅｍｅｎｔｓ ｓｐｉｄｅｒ ｄｉａｇｒａｍｓ（ｂ）（ｔｈｅ ｖａｌｕｅｓ ｏｆ ｐｒｉｍｉｔｉｖｅ ｍａｎｔｌｅ ａｆｔｅｒ ＭｅＤｏｎｏｕｇｈ ｅｔ ａ１．，１ ９９２） ｏｆ ｉｇｎｅｏｕｓ ｒｏｃｋｓ ｆｒｏｍ Ｔｅｎｇｃｈｏｎｇ－－Ｌｉａｎｇｈｅ ａｒｅａ 图 ｇ．５ Ｆｉｇ． 和年龄 腾冲一梁河地区石英闪长岩样品Ｄ２３４６代表性锆石的ＣＬ图像及分析点 ｎｇ—Ｉ ＣＬ ｉｍａｇｅｓ ｏｆ ｔｈｅ ｒｅｐｒｅｓｅｎｔａｔｉｖｅ ｚｉｒｃｏｎｓ ｆｒｏｍ ｔｈｅ ｓａｍｐｌｅ Ｄ２３４６ ｉｎ Ｔｅｎｇｈｈ（ ｓｈｏｗｉｎｇ ｔｈｅ ａｎａｌｙｚｅｄ ｓｐｏｔｓ ａｎｄ ｔｈｅｉｒ ａｇｅｓ 和１５ｌ×１０ ；～９１５５×１Ｏ一，绝大多数Ｔｈ／Ｕ比值 为０．３４～２．８０（仅ｌｌ６６—０８点为０．０９，ｌ１６６－２５点为 ０．０４），属典型的岩浆成因。选择１８颗锆石进行了 １ ８个点的定年分析。所有分析点都位于谐和线上 及其附近（图７ｂ）。图７ｂ中数据构成相对集中的３ 个年龄段。第一组年龄来自一粒锆石的核部。 Ｐｂ／ ∞Ｕ年龄为４６５－３ Ｍａ（Ｔｈ／Ｕ一０．０８），第二 组数据由１５粒锆石数据组成， 。 Ｐｂ／ Ｕ年龄主体 集中在１０９．５～１３０．３ Ｍａ之间，沿着谐和线线性分 布，可能记录了一个连续的岩浆结晶过程， Ｐｂ／ Ｌａ Ｃｅ Ｐｒ Ｎｄ Ｓｍ Ｅｕ Ｇｄ Ｔｂ Ｄｙ Ｈｏ Ｅｒ Ｔｍ Ｙｂ Ｌｕ Ｕ平均年龄为１２３．８±２．５ Ｍａ（ＭＳｗＤ一６．６），第 三组数据由２粒锆石组成， Ｐｂ／ 鸺Ｕ年龄分别为 ９５．９±１．１ Ｍａ和９６．２ ４－０．８ Ｍａ（加权平均年龄 图６腾冲一梁河地区石英闪长岩锆石的 稀土元素球粒陨石标准化配分型式 Ｃｈｏｎｄｒｉｔｅ—ｎｏｒｍａｌｉｚｅｄ ＲＥＥ ｐａｔｔｅｒｓ ｏｆ ｔｈｅ ｚｉｒｃｏｎｓ ｍ ｑｕａｒｔｚ ｄｉｏｒｉｔｅ ｉｎ Ｔｅｎｇｈｈｏｎｇ－－Ｌｉａｎｇｈｅ ａｒｅａ ９６．１±１．３ Ｍａ，ＭＳＷＤ一０．０６８）。因此，本文将 １２３．８±２．５ Ｍａ解释为该花岗岩的形成时锆石的结 晶年龄。９６．１±１．３ Ｍａ代表了后期事件新生锆石的 第７期 李再会等：滇西腾冲梁河地块石英闪长岩一二长花岗岩锆石ｕ—Ｐｂ年龄、Ｈｆ同位素特征及其地质意义 表２ Ｄ２３４６样品锆石稀土元素分析结果 Ｔａｂｌｅ ２ ＲＥＥ ｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎｓ ｏｆ Ｚｉｒｃｏｎｓ ｆｒｏｍ ｓａｍｐｌｅ Ｄ２３４６ １０５３ 点号 Ｄ２３４６－０１ Ｌａ １．１７ Ｃｅ ２Ｏ．２６ Ｐｒ ０．５３ ０．１０ ０．１１ ０．５２ ０．０４ ０．６１ Ｎｄ ３．１３ １．３３ １．８３ ５．１１ ０．４７ ３．３６ Ｓｍ ２．９３ ２．５４ ４．４８ ６．９８ １．７４ ２．７７ Ｅｕ ０．４０ ０．５３ ０．７７ Ｇｄ １４．２６ １７．５０ Ｔｂ ５．４０ ６．４５ Ｄｙ Ｈｏ Ｅｒ Ｔｍ Ｙｂ Ｌｕ ８Ｅｕ ８Ｃｅ ６．１７ ７７．９８ ３ｉ．７０ ２０９．８５ ３７．６９ ３９４．５３ ７２．７５ ０．１９ ８６．３９ ３３．９０ ２２Ｏ．３Ｏ ３９．Ｏ７ ４００．５Ｏ ７３．５１ Ｄ２３４６ Ｏ２ ＜０．０１ ｌ９．６３ Ｄ２３４６一Ｏ３ Ｄ２３４６ ０４ ０．０３ １．１３ ２２．８２ ３Ｏ．２５ ０．２４ ３３７．７１ ９４．０１ ９．５０ ２９．９６ １１．２０ １４５．４６ ５４．７２ ３４３．３２ ５７．８２ ５７２．６８ ９７．２Ｏ ０．２０ １．４０ ４０．８９ １４．２０ １８Ｏ．２６ ６６．１５ ３９７．６５ ６５．１３ ６１９．Ｏ２ １０５．７４ ０．２５ ０．３５ ０．４９ ９．８４ １９．２４ ３．８７ Ｄ２３４６一Ｏ５ ＜０．０１ １６．２４ Ｄ２３４６一Ｏ６ １．８９ ｇ４．５３ ５３．８７ ２１．５２ １４３．３９ ２６．１１ ２８１．５９ ５２．３９ ０．２６ １３１０．０［ ５．４９ ８．４６ １２Ｏ．７９ ４９．８５ ３２８．７４ ５９．７６ ６１０．２６ １０９．２Ｏ ０．２０ Ｄ２３４６一Ｏ７ ＜０．０１ １９．８１ ０．０５ Ｄ２３４６－０８ Ｄ２３４６ ０９ ０．２０ ８．４０ １６．３６ ３６．３９ ２２．２５ ０．０７ ２．５４ ０．０５ ０．８２ １．０６ １１．６５ ０．７７ ２．０３ ２．４１ ２．４０ １．７５ ３．７５ ２．３９ １．６９ ４．７３ ０．５８ １３．７１ ０．３８ ０．４１ ０．３７ ０．３７ ０．２８ １３．１７ １５．Ｏ８ １６．９Ｏ １Ｏ．２１ ５．３５ ７６．１３ ３１．１２ ２０７．７７ ３８．１０ ４０４．２６ ７６．８５ ０．３１ ５．０３ ５．８９ ６．８３ ３．９９ ７３．Ｏ３ ２９．１４ １９４．４０ ３４．９９ ３６３．１５ ６６．４０ ０．２４ ８６．３７ ３４．５１ ２２３．２１ ３９．１６ ３９８．７７ ７１．１５ ９８．６１ ３９．７２ ２６４．Ｏ６ ４８．６６ ４９３．９５ ９１．Ｏ８ ０．１７ ０．１８ ３３．８１ １．８９ ８５．６６ ４．５６ １１．２６ Ｄ２３４６ １０ ０．０７ Ｄ２３４６—１ １ Ｄ２３４６ １２ １．６６ １．Ｏ２ ｌ８．２４ ０．５６ ２８．６７ ０．３７ ５７．３７ ２３．１６ １５５．３２ ２８．３３ ２９６．９０ ５５．１８ ０．２７ ４１．２０ １８．１７ ２７６．１７ １１２．２６ ７３３．１７ １２７．７３ １２６４．７４ ２１９．５９ ０．０６ Ｄ２３４６—１３ ０．０４ ２３．０８ ０．４６ Ｄ２３４６—１４ ０．０２ Ｄ２３４６－１５ ０．０３ ６．Ｏ８ ０．５６ １，５１ １０．７５ ２．７５ ６０．６４ １９．８２ ２４６．８８ ８５．４８ ４８８．５３ ７７．１６ ７１０．７１ １１９．３４ ０．３３ ４１．０６ ２．２１ ３．７４ １７．Ｏ５ ０．０２ ２８．４０ ０．１０ ０．３５ ０．９８ ｌ４．２３ ５．７７ ８１．ｉ０ ３２．２６ ２０５．７４ ３６．８２ ３７２．１１ ６５．６０ ０．１９ １９９．８２ ２３．２４ ９．０７ １２２．９１ ４８．Ｏ５ ３０３．５８ ５２．５７ ５１０．６２ ８９．２２ ０．３２ １２６．９６ Ｄ２３４６—１６ ＜０．０１ ２４．４１ ０．０５ Ｄ２３４６—１７ ０．４８ ２０．４９ ０．１９ Ｄ２３４６－１８ ０．０７ １８．７７ ０．０３ ７．８７ １．２Ｏ １．３２ ０．８１ ２．７３ １．８４ １．７９ ０．３６ １８．７９ ７．３５ ｌＯ１．６７ ３９．０４ ２５４．８３ ４４．８０ ４３１．６２ ７８．５３ ０．１６ ５．３６ ７７．１４ ３Ｏ．１８ １９８．４６ ３６．６６ ３７３．８７ ６８．２６ ０．２８ １６．４５ ０．４４ １３．０６ ０．３２ １．６２ １．０２ ０．４５ １３．ＯＯ ５．１１ ７１．７３ ２８．４２ １８７．９８ ３４．４１ ３４６．２５ ６１．９３ ０．２０ ９７．１１ ５３．６Ｏ １９．２７ ２６２．２１ １００．Ｏ７ ６２１．８８ １０６．１１ １Ｏ２Ｏ．８０ １７６．５１ ０．１８ ２４．７６ １８．５７ ９．５９ １３８．８Ｏ ５６．Ｏ８ ３７０．８６ ６７．３９ ６８Ｏ．９７ １２Ｏ．５１ ０．２４ １．５４ １．２７ Ｄ２３４６—１９ ２Ｏ．６５ ８１．５６ ３６．４１ １４．５１ ３３．６９ １．００ ６．９２ ２．１８ Ｄ２３４６—２Ｏ ４８．５８ １１３．２１ ９．４１ Ｄ２３４６－２１ ０．０２ １８．５２ ０．０５ ７．２７ １Ｏ８．Ｏ２ ４３．６５ ２８７．８７ ５２．６７ ５３１．６５ ９５．７Ｏ ０．２１ １２５．８９ 图７腾冲一梁河地区侵入岩锆石ＬＡ ＩＣＰ—ＭＳ Ｕ—Ｐｂ年龄谐和图 Ｆｉｇ．７ Ｕ—Ｐｂ ｃｏｎｃｏｒｄｉａ ｄｉａｇｒａｍ ｆｏｒ ｚｉｒｃｏｎｓ ｆｒｏｍ ｓａｍｐｌｅｓ Ｄ２３４６（ａ），Ｄ１１６６（ｂ）ｏｆ Ｔｅｎｇｃｈｏｎｇ－－Ｌｉａｎｇｈｅ ａｒｅａ 形成年龄或部分成岩时形成锆石Ｕ—Ｐｂ同位素组成 发生重置的年龄，而４６５±３ Ｍａ的锆石可能为捕获 成因，这与在本区识别出４５６ Ｍａ左右的岩浆事件 一放射性成因Ｈｆ的积累。 。Ｈｆ／¨ Ｈｆ变化于０．２８２４８２ ～０．２８２５８９。根据样品锆石平均年龄（１２７ Ｍａ）统一 计算的ｅ ｆ（ ）值变化于一７．６～一３．８，￡Ｈｆ（￡）变化范围 较小，表明源区岩浆成分较为均一。Ｈｆ同位素地壳 模式年龄（ ）变化于１４２０￣１６６０ Ｍａ。 致（丛峰等，２００９）。 ５锆石Ｈｆ同位素 在样品Ｄ２３４６ Ｕ－Ｐｂ定年的锆石中，对２Ｏ颗锆石 ６讨论与结论 ６．１辉长一闪长质包体与石英闪长岩、花岗岩的关 系 进行锆石Ｌｕ＿Ｈｆ同位素测定（表４）。样品中的 ” Ｙｂ／” Ｈｆ和”。Ｌｕ／＂ Ｈｆ值分别为０．Ｏ２２８Ｏ４～ ０．１３４１００和０．０００５３８￣０．００２７８９，”。Ｌｕ／” Ｈｆ比值均 小于或接近０．００２，显示在锆石形成以后仅有较少的 腾梁地区分布广泛的早白垩世侵入岩，包括暗 色辉长一闪长质包体、石英闪长岩、二长花岗岩、碱长 地质学 报 表３腾冲一梁河地块石英闪长岩一二长花岗岩锆石ＬＡ－ＩＣＰ－ＭＳ Ｕ—Ｐｂ测年结果 Ｔａｂｌｅ ３ Ｕ－Ｐｂ ＬＡ＿・ＩＣＰ・。ＭＳ ｃｈｒｏｎｏｌｏｇｉｃｌ ｄａｔａ ｆｏｒ ｚｉｒｃｏｎｓ ｏｆ ｑｕａｒｔｓ ｄｉｏｒｉｔｅ－ｇｒａｎｉｔｅ ｆｒｏｍ Ｔｅｎｇｃｈｏｎｇ－－Ｌｉａｎｇｈｅ ｂｌｏｃｋ 分析 组成（×１０一 ）ｌ Ｉ ｈ／Ｕ１ 。 Ｐｂ／ 校正的同位素比值 。 Ｐｂ／ 。 Ｐｂ／ ２０８Ｐｂ／ ２ｏ Ｐｂ／ 校正的年龄值（Ｍａ） １０７Ｐｂ／ ０。 Ｐｂ／ 点号 Ｐｂ Ｔｈ ｕ ｌ ｌ ｚ岬 １ｄ ３５Ｕ １ｄ ２ ３８Ｕ １ｏ ２ ３２Ｔｈ １ｄ 。 Ｐｂ １ｄ ２３ Ｕ １ｄ ３ Ｕ １ｄ 样品Ｄ２３４６ ０１ ７．Ｏ２ ２３８ ３１４ ０．７６ ０．０４８９３ ０．００２５５ ０．１３３７５ ０．００６９７ ０．０１９８５ ０．０００２７ ０．Ｏ０６１３ ０．００Ｏ１８ １４２．７ １２２．２ １２７．５ ６．２ １２６．７ １．７ ０２ ５．６５ １９６ ２３５ ０．８４ ０．０６５０３ ０．ＯＯ３２６ ０．１８０９４ ０．００９４９ ０．０２００６ ０．０００２７ ０．００６９６ ０．０００２１ ７７５．９ １０６．３ １６８．９ ８．２ １２８．１ １．７ ０３ １０．２４ ４０４ ４３１ ０．９４ ０．０５４８９ ０．００３１８ ０．１５４２３ ０．００８６１ ０．０２０４１ ０．０００２６ ０．００６６３ ０．Ｏ００２１ ４０９．３ ｌ２９．６ １４５．６ ７．６ １３Ｏ．２ １．６ ０４ ８．５０ ３７５ ３４４ １．０９ ０．０５６４５ ０．００３００ ０．１５６２９ ０．００８１３ ０．０２０３８ ０．０００２８ ０．００６４０ ０．０Ｏ０１６ ４７７．８ １１８．５ １４７．５ ７．１ １３０．０ １．８ Ｏ５ ６．８１ ２３３ ２９５ ０．７９ ０．０４７５４ ０．００２６１ ０．１２８８２ ０．００６８３ ０．０２００３ ０．０００３２ ０．００６３２ ０．０００１９ ７６．０ １３５．２ ｌ２３．０ ６．１ １２７．８ ２．１ Ｏ６ ２２．３９ ６４８ １Ｏ２２ ０．６３ ０．０５０００ ０．００１６１ ０．１３５０４ ０．００４２８ ０．０１９６１ ０．０００１９ ０．００６６５ ０．Ｏ００１５ １９４．５ １０８．３ １２８．６ ３．８ １２５．２ １．２ Ｏ７ ６．２７ ２６２ ２６５ ０．９９ ０．０４９１８ ０．００２６８ ０．１２９５５ ０．００６５９ Ｏ．Ｏｌ９４９ ０．０００２８ ０．Ｏ０６３７ ０．０００１９ １６６．８ １２３．１ １２３．７ ５．９ １２４．４ １．８ ０８ １０．１４ ２８７ ４６３ ０．６２ ０．０５１６５ ０．００２５９ Ｏ．１３８３６ ０．Ｏ０６４１ ０．０１９６６ ０．０００２４ ０．００６３５ ０．０００１８ ３３３．４ １１９．４ １３１．６ ５．７ １２５．５ １．５ ０９ １４．３５ ４００ ６４８ ０．６２ ０．０４９１７ ０．００２１７ ０．１３５９９ ０．００５７２ ０．０２００９ ０．０００ｉ８ ０．００６５８ Ｏ．ＯＯ０１６ １６６．８ １００．９ １２９．５ ５．１ １２８．２ １．１ １０ １１．９４ ３７９ ５３６ ０．７１ ０．０５１０９ ０．００２３０ ０．１４１９３ ０．００７５９ Ｏ．Ｏ１９６２ ０．０００２７ ０．Ｏ０６９１ ０．０００２１ ２５５．６ ７３．１ １３４．８ ６．８ １２５．３ １．７ １１ ６．０８ １８１ ２７１ ０．６７ ０．０６１４２ ０．Ｏ０３６５ Ｏ．１６７１７ ０．０１Ｏ２１ ０．０１９６１ ０．０００２５ ０．００７１２ ０．０００２８ ６５３．７ １２７．８ １５７．０ ８．９ １２５．２ １．６ １２ ５５．０ １２４９ ２５３５ ０．４９ ０．０４８８７ ０．００１１３ ０．１３８２０ ０．００３０４ ０．０２０４１ ０．０００１４ ０．００６５８ ０．０００１３ １４２．７ ５３．７ １３１．４ ２．７ １３Ｏ．２ ０．９ １３ ７．２８ ３７７ ２６８ １．４１ ０．０６００３ ０．００３３８ Ｏ．１６４５２ ０．００９４６ Ｏ．Ｏ１９８６ ０．０００２９ ０．００６７５ ０．０００１７ ６０５．６ １２１．１ １５４．７ ８．２ １２６．７ １．８ １４ １０．８３ ３Ｏ７ ４８５ ０．６３ ０．０４９５１ ０．Ｏ０１８３ ０．１３４９５ ０．００４６７ ０．０Ｉ９８２ ０．０００２２ ０．００６８１ ０．０００１８ １７２．３ ８７．Ｏ １２８．５ ４．２ １２６．５ １．４ ｌ５ ５．３９ ２１６ ２１Ｏ １．０３ ０．０６１７６ ０．００３４７ ０．１７４００ ０．００９７６ ０．０２０３８ ０．０００３３ ０．００７０８ ０．Ｏ００２５ ６６４．８ １２２．２ ｌ６２．９ ８．４ １３０．１ ２．１ １６ １４．５ ３ ５９１ ６０５ ０．９８ ０．０４８５９ ０．００２０７ ０．１２９９９ ０．００５３６ ０．０１９３８ ０．０００２０ ０．ＯＯ６６２ ０．０Ｏ０１６ １２７．９ １ＯＯ．０ １２４．１ ４．８ ｌ２３．７ １．３ １７ ｌ０．２１ ３１６ ４４０ ０．７２ ０．０５３９５ ０．Ｏ０２２４ ０．１４５５２ ０．Ｏ０５８４ ０．０１９６８ ０．０００２３ ０．００７２１ ０．０００１９ ３６８．６ ９４．４ １３７．９ ５．２ １２５．６ １．５ １８ ９．４３ ２６２ ３８２ ０．６９ ０．０７２１４ ０．Ｏ０３８７ ０．１９７６９ ０．００９６７ ０．０２０３３ ０．０００２４ ０．００８３０ ０．０００２５ ９９０．７ １Ｏ９．７ １８３．２ ８．２ １２９．８ １．５ １９ ２９．９ ９０３ １３１１ ０．６９ ０．０４７５５ ０．００１３６ ０．１３０２０ ０．００３６４ ０．０１９７７ ０．０００ｉ８ ０．Ｏ０６６７ ０．０００１３ ７６．０ ６８．５ １２４．３ ３．３ １２６．２ ｌ＿１ ２０ ２６．５０ ５８７ １２３Ｏ ０．４８ ０．０５１１１ ０．００１４６ ０．１４０９８ ０．Ｏ０３９１ ０．０１９９４ ０．０００２０ ０．００６７４ ０．０Ｏ０１４ ２５５．６ ６０．２ １３３．９ ３．５ １２７．３ １．３ ２１ １ ３．８９ ３６９ ６３Ｏ ０．５８ ０．Ｏ５１７１ ０．００２０１ ０．１４０７６ ０．Ｏ０５４２ ０．０１９６７ ０．０００１９ ０．００６７２ ０．０００１６ ２７２．３ ８８．９ １３３．７ ４．８ １２５．６ １．２ 样品Ｄ１１６６ ０１ １０３．７ ８８４７ ３１５９ ２．８Ｏ ０．Ｏ５Ｏ０Ｏ Ｏ．ＯＯＯ９７ Ｏ．１３２６Ｏ Ｏ．ＯＯ２５６ Ｏ．Ｏ１９１６ Ｏ．Ｏ０Ｏ１１ Ｏ．ＯＯ５８３ Ｏ．ＯＯＯＯ８ １９４．５ ４４．４ １２６．４ ２．３ １２２．３ ０．７ ０２ ７３．７２ ６Ｏ１２ ２４１０ ２．４９ ０．Ｏ４９２２ Ｏ．Ｏ０１Ｏ４ Ｏ．１２３９５ Ｏ．ＯＯ２６４ Ｏ．Ｏ１８２１ Ｏ．０Ｏ０１３ ０．０Ｏ５９６ Ｏ．ＯＯＯＯ８ １６６．８ ４８．１ １１８．６ ２．４ １１６．３ Ｏ．８ Ｏ５ Ｂ３．２９ ８８２６ ３２１３ ２．７５ Ｏ．Ｏ５Ｏ５６ ０．０Ｏ１１７ Ｏ．１Ｏ５１０ ０．ＯＯ２５１ Ｏ．Ｏ１５Ｏ４ Ｏ．Ｏ０Ｏｌ２ Ｏ．０Ｏ５Ｏ１ Ｏ．ＯＯＯ１１ ２２Ｏ．４ ５３．７ １Ｏ１．５ ２．３ ９６．２ Ｏ．８ ０８ ２１６ ２６５ ３Ｏ５９ ０．０９ Ｏ．０５６６２ Ｏ．ＯＯＯ７９ Ｏ．５８４７７ ０．ＯＯ８６Ｏ Ｏ．Ｏ７４７２ Ｏ．Ｏ０Ｏ５５ Ｏ．Ｏ２１６Ｏ Ｏ．ＯＯ０６２ ４７６．Ｏ ２５．０ ４６７．５ ５．５ ４６４．５ ３．３ １０ ４４．８７ ７６５ ２２７２ ０．３４ Ｏ．Ｏ４６９Ｏ Ｏ．ＯＯｌ１ｌ Ｏ．１２６４２ Ｏ．ＯＯ２８７ Ｏ．０１９５６ Ｏ．ＯＯＯ１５ ０．０Ｏ６６９ Ｏ．ＯＯＯ１３ ４２．７ ５５．６ １２Ｏ．９ ２．６ ｌ２４．９ １．Ｏ １ｌ ４．１６９ １６６ １７３ ０．９５ Ｏ．Ｏ５２６４ ０．０Ｏ３３５ Ｏ．１４３６８ ０．ＯＯ８４８ Ｏ．０２０１４ ０．ＯＯＯ２９ Ｏ．ＯＯ６７２ Ｏ．Ｏ０Ｏ２Ｏ ３２２．３ １４６．３ １３６．３ ７．５ １２８．５ １．９ １２ ８．６１８ ３１４ ３７５ ０．８４ Ｏ．Ｏ４７１８ Ｏ．ＯＯ１９３ Ｏ．１２９２６ Ｏ．Ｏ０５Ｏ８ Ｏ．Ｏ２Ｏ０９ Ｏ．ＯＯＯ２５ Ｏ．Ｏ０６３Ｏ Ｏ．ＯＯＯ１７ ５７．５ ９６．３ １２３．４ ４．６ １２８．２ １．６ １３ １４．８６ ３５９ ６９７ ０．５１ Ｏ．Ｏ５２３１ Ｏ．Ｏ０１６９ Ｏ．１４２８３ Ｏ．ＯＯ５１８ Ｏ．Ｏ１９７１ Ｏ．０Ｏ０３２ ０．ＯＯ６９１ Ｏ．ＯＯＯ２１ ２９８．２ ６９．４ １３５．６ ４．６ １２５．８ ２．Ｏ １４ ２４．５１ １Ｏ６５ １０３３ １．０３ Ｏ．Ｏ４８８６ ０．ＯＯ１４９ Ｏ．１３７７２ ０．０Ｏ４５０ Ｏ．Ｏ２Ｏ４１ ０．０ＯＯ３Ｏ Ｏ．Ｏ０７７３ Ｏ．ＯＯＯ２９ １４２．７ ６７．６ ｌ３１．Ｏ ４．Ｏ １３Ｏ．３ １．９ １６ ４０．９６ ２５０８ １５７９ １．５９ Ｏ．Ｏ４２６４ Ｏ．ＯＯ１７１ ０．１Ｏ４６１ Ｏ．Ｏ０４５１ ０．Ｏ１７５８ Ｏ．ＯＯＯ１９ Ｏ．ＯＯ５７Ｏ Ｏ．ＯＯ０１１ ｅｒｒｏｒ １Ｏ１．０ ４．１ １１２．４ １．２ １７ ６９．２３ ６４３７ ２９８６ ２．１６ Ｏ．Ｏ４８６３ Ｏ．ＯＯ１Ｏ６ Ｏ．１０１１Ｏ Ｏ．ＯＯ２５５ Ｏ．Ｏ１４９８ ０．ＯＯＯ１８ Ｏ．０Ｏ４５Ｏ Ｏ．０００１１ １３１．６ ５４．６ ９７．８ ２．３ ９５．９ １．１ １８ ２６．２７ １８３８ ９２１ ２．０Ｏ Ｏ．Ｏ５４６Ｏ ０．ＯＯ１７５ Ｏ．１３４２６ ０．ＯＯ４３３ Ｏ．Ｏ１７７５ ０．ＯＯＯ１６ Ｏ．ＯＯ５９６ Ｏ．ＯＯＯ１Ｏ ３９４．５ ７Ｏ．４ １２７．９ ３．９ １１３．４ １．Ｏ １９ ６８．７３ ３０３５ ３１１５ Ｏ．９７ Ｏ．Ｏ５０９１ Ｏ．ＯＯ１２２ Ｏ．１２１Ｏ８ Ｏ．ＯＯ２９Ｏ Ｏ．Ｏ１７１６ Ｏ．ＯＯＯ１３ Ｏ．Ｏ０５９Ｏ Ｏ．ＯＯＯ１Ｏ ２３５．３ ５５．５ １１６．１ ２．６ １Ｏ９．７ Ｏ．８ ２０ ４．９８５ １５１ ２２０ ０．６９ ０．０５０５２ ０．ＯＯ２６８ Ｏ．１３ｌ４８ Ｏ．ＯＯ６４Ｏ Ｏ．Ｏ１９４Ｏ Ｏ．Ｏ００２７ Ｏ．ＯＯ６４４ Ｏ．ＯＯＯ２１ ２２０．４ １２２．２ １２５．４ ５．７ ｌ２３．８ Ｌ ７ ２ｌ ４８．２３ ２９５１ ｌ９７４ １．５Ｏ Ｏ．Ｏ５１６８ Ｏ．ＯＯ１３１ ０．１２３８４ Ｏ．０Ｏ３２０ ０．０１７３４ Ｏ．ＯＯＯ１８ ０．０Ｏ５６４ Ｏ．０ＯＯ１０ ２７２．３ ５７．４ １１８．６ ２．９ １１Ｏ．８ １．１ ２２ １０６．１ ９１５５ ３７ｌ２ ２．４７ Ｏ．Ｏ５５５Ｏ Ｏ．ＯＯ１２５ Ｏ．１３１６２ Ｏ．ＯＯ３Ｏ３ Ｏ．Ｏ１７１２ Ｏ．Ｏ０Ｏ１５ Ｏ．ＯＯ５３５ Ｏ．Ｏ０Ｏ０８ ４３１．５ ４７．２ １２５．６ ２．７ １Ｏ９．５ １．Ｏ ２４ ８９．１ ｇ ７２４８ ２８９９ ２．５Ｏ ０．Ｏ５２７１ Ｏ．ＯＯ１８８ Ｏ．１２７２２ Ｏ．ＯＯ４３５ Ｏ．Ｏ１７５Ｏ Ｏ．ＯＯ０１５ Ｏ．ＯＯ５７２ ０．０Ｏ０１Ｏ ３１６．７ ８１．５ １２１．６ ３．９ １１１．８ Ｏ．９ ２５ ７４．７２ １５４ ３４７４ Ｏ．Ｏ４ Ｏ．０５２Ｏ３ Ｏ．ＯＯ３８８ ０．１４３５９ Ｏ．０１１６４ Ｏ．Ｏｌ８７７ Ｏ．０Ｏ０１７ Ｏ．０８２８６ Ｏ．ＯＯ７４６ ２８７．１ １７２．２ １３６．２ １Ｏ．ｉ １１９．９ １．１ 花岗岩。暗色辉长一闪长质包体呈椭球状、透镜状、 不规则状分布于花岗岩中，辉长一闪长质包体与花岗 岩接触界线呈细褶状，具有淬冷边和反向脉。花岗 岩在数量上（体积）远远大于辉长一闪长质包体，因 此，就它们成因关系上，不可能是由小体积的基性岩 演化出大体积的酸性岩，从而排除了花岗岩是由基 性岩分离结晶形成的可能。花岗质岩石中的包体成 因是多渠道的，它们可以是围岩的捕虏体，深部熔融 源岩的残留体，同源岩体边部或早阶段结晶的析离 体或堆积体，以及不同性质岩浆混合时不完全混合 的残留。国内外的大量研究工作（Ｈｉｂｂａｒｄ，１９８１； Ｖｅｒｎｏｎ，１９８３；Ｄｉｄｉｅｒ ｅｔ ａ１．，１９９１；王德滋等，１９９２； Ｂａｒｈａｒｉｎ．，２０Ｏ５）表明，对于花岗质岩石中常见的暗 色包体来说，岩浆混合理论是最重要和最有说服力 第７期 李再会等：滇西腾冲一梁河地块石英闪长岩一二长花岗岩锆石Ｕ—Ｐ 素特征及其地质意义 图８ Ｆｉｇ．８ ＣＬ 梁河地区二长花岗岩样品Ｄｌ１６６代表性锆石的ＣＬ图像及分析点和年龄 ｆ ｔｈｅ ｒｅｐｒｅｓｅｎｔａｔｉｖｅ ｚｉｒｃｏｎｓ ｆｒｏｍ ｔｈｅ ｓａｍｐｌｅ Ｄ１ １６６ ｉｎ Ｔｅｎｇｈｈｏｎｇ Ｌｉａｎｇｈｅ ａｒ ｓｈｏｗｉｎｇ ｔｈｅ ａｎａｌｙｚｅｄ ｓｐｏｔｓ ａｎｄ ｔｈｅｉｒ ａｇｅｓ 表．１腾冲一梁河地块石英闪长岩锆石Ｈｆ同位素组成 ｌ＇ａｌｌｅ ４ Ｚｉｆｒｃｏｎ Ｈｆ ｉｓｏｔｏｐｉｃ ｄａｔａ ｆｏｒ ｑｕａｒｔｚ ｄｉｏｒｉｔｅ ｆｒｏｍ Ｔｅｎｇｃｈｏｎｇ－－Ｌｉａｎｇｈｅ ｂｌｏｃｋ 点号 ２３４６—０１ ２３４６—０２ ｔ（Ｍａ） １ ７ Ｙｂ／】 Ｈｆ １ ７ ６ ＬＵ／ ７７ Ｈｆ ｌ２７ １２７ ０．０４２２５５ ０．０６５１６５ １占 Ｉ ７ Ｈｆ／１ ７ ７ Ｈｆ １８ Ｈｆ（０） —９．６９ —９．５５ ￡Ｈｆ（ｔ） —６．９７ —６．８７ ＴＩ）Ｍ（Ｍａ） 丁ＤＭ（ （Ｍａ） １Ｏ６１．５９ １Ｏ６７．７０ １６２Ｏ．９ｌ ｌ６１４．Ｏ８ 厂Ｌ ／Ｈｆ ——０．９７ 一Ｏ．９６ ０．０００８３３ ０．００００２３ ０．２８２４９８ ０．Ｏ０ｌ２４９ ０．ＯＯ０１２０ ０．２８２５０２ ０．００００２ｌ ０．００００１８ ２３４６—０４ ２３４６—０５ １２７ １２７ ０．０９０５３６ ０．０５８１９１ Ｏ．０Ｏｌ７５７ ０．００００２５ ０．２８２５０９ ０．００００１９ Ｏ．０Ｏｌｌ５０ ０．００００３１ ０．２８２５２１ ０．００００２２ —９．３０ —８．８８ —６．６６ —６．１９ １０７２．３３ １０３８．１１ １６０１．０２ １５７１．１２ —０．９５ 一Ｏ．９７ ｌ ， Ｕ．ＵＵＵ６６ｌ Ｕ．ＵＵＵＵ Ｕ．Ｚ石 石／ Ｕ．ＵＵＵＵＺ４ 一ｂ．０４ 一Ｊ．６Ｊ Ｊ ．Ｚ １４ＺＺ．【Ｊ／ 一Ｕ． ， ２３４６一ｌ９ １２７ ０．０４０９Ｏ５ ０．０００８５７ ０．００００４４ ０．２８２４９５ Ｏ．Ｏ０Ｏ０ｌ９ —９．８０ 一７．０８ １０６６．４６ １６２７．７３ 一０．９７ ２３４６—２０ ２３４６—２２ ２３４６—２３ ２３４６—２４ １２７ １２７ １２７ １２７ ０．１０４９９４ ０．０６０８９３ ０．０５２３２７ ０．０７４９００ ０．００２１９６ ０．０００１４０ ０．２８２５０７ ０．００００２Ｏ ０．Ｏ０１３０４ ０．００００６９ ０．２８２５３８ ０．Ｏ０１１６８ ０．００００３５ ０．２８２４９８ ０．００１５０６ ０．００００６０ ０．２８２５０８ ０．００００１６ ０．００００１９ ０．００００２２ —９．３７ —８．２８ —９．６９ —９．３４ —６．７７ —５．６Ｏ 一７．Ｏ０ —６．６８ １０８８．１Ｏ ｌ０ｌ８．３Ｏ １０７１．Ｏ５ ｌＯ６６．５３ １６０７．７１ １５３３８９ ．—０．９３ —０．９６ —０．９６ —０．９５ １６２２．６ｌ １６０１．９８ 的一种成因模式。腾梁花岗岩中广泛存在的暗色包 体为这一认识提供了重要信息。 中的暗色微粒包体为源区的固态难熔残余或围岩捕 虏体的可能性；同时，也排除了基性岩浆在花岗质岩 本文获得的石英闪长岩Ｕ—Ｐｂ锆石年龄为１２７ ±０．９６ Ｍａ，二长花岗岩Ｕ—Ｐｂ锆石年龄为１２３．８± 浆固结后才侵入的可能。辉长一闪长质包体锆石 ＥＨｆ（ｔ）为３．６～６．２，花岗岩锆石￡Ｈｆ（ｆ）为一９．１～ ２．５ Ｍａ，结合本区辉长一闪长质包体的Ｕ—Ｐｂ锆石年 龄为ｌ２２．６±０．８ Ｍａ（丛峰等，２０１１），３类岩石年龄 ５．４（丛峰等，２０１１），石英闪长岩锆石￡ｎｆ（ｆ）为 ７．６～一３．８，三者在同位素Ｈｆ特征上的明显差 在误差范围内基本一致，这就排除了花岗质寄主岩 别，又排除了同源包体或析离体、堆积体的可能性。 第７期 李再会等：滇西腾冲一梁河地块石英闪长岩一二长花岗岩锆石Ｕ—Ｐｂ年龄、Ｈｆ同位素特征及其地质意义 １０５７ 图１ｏ 腾梁地区早白垩世侵入岩Ｌａ—Ｌａ／Ｓｍ（ａ），Ｙｂ—Ｌａ／Ｙｂ（ｂ），Ｙｂ—Ｔｂ／Ｙｂ（ｃ）图解 Ｆｉｇ．１０ Ｌａ—Ｌａ／Ｓｍ（ａ），Ｙｂ＿Ｌａ／Ｙｂ（ｂ），Ｙ Ｔｂ／Ｙｂ（ｃ）ｄｉａｇｒａｍｓ ｆｏｒ Ｅａｒｌｙ Ｃｒｅｔａｃｅｏｕｓ ｉｇｎｅｏｕｓ ｒｏｃｋｓ ｆｒｏｍ Ｔｅｎｇｃｈｏｎｇ－－Ｌｉａｎｇｈｅ ａｒｅａ ×一花岗岩；△一石英闪长岩；口一辉长一闪长质包体 ×一Ｇｒａｎｉｔｅ｝△一ｑｕａｒｔｚ ｄｉｏｒｉｔｅ；口一ｍｃｆｉｃ ｅｎｃｌａｖｅ 岩浆混合的基性端元，辉长一闪长质包体锆石￡ （￡） 为３．６～６．２（丛峰等，２０１１），作为岩浆混合的酸性 端元，花岗岩锆石￡ ｆ（ ）为一９．１～一５．４（图９）（丛 峰等，２０１１），石英闪长岩锆石Ｈｆ（ｔ）为一３．８～一 ７．６，介于上述二者之间，并且变化范围不大。一般 ＭｇＯ（为７．Ｏ７ ）和低的ＦｅＯ／ＭｇＯ（为０．５６），具有 镁闪长岩的地球化学特征（邓晋福等，２０１０），因此， 本区辉长一闪长岩一石英闪长岩一花岗岩组合符合岛弧 及边缘弧的标志性火成岩组合特征。与传统意 义的岛弧岩浆岩低钾、中钾钙碱性相比，本文的辉 长一闪长岩一花岗闪长岩为中一高钾钙碱性。研究表 来说，单纯的岩浆演化不会造成同位素的分馏，只有 地壳混染作用或不同源区熔体的混合作用才能使同 位素比值发生显著的变化。辉长一闪长质包体、石英 闪长岩和二长花岗岩形成于同一时期，却具有如此 明，腾冲地块是一个来自冈瓦纳古的具有中一 新元古代基底的微陆块（钟大赉，１９９８；陈福坤等， ２００６），因此，早白垩世侵入岩可能形成于成熟地壳 背景下的活动边缘环境。 大的锆石￡ （ ）值变化（变化范围达１５．３个￡单 位），用岩浆混合作用模式可以得到较好的解释：在 在大地构造位置上，腾梁花岗岩、高黎贡花岗岩 带夹持于雅鲁藏布江结合带和班公湖一怒江结合带 之间，与拉萨地块的位置相对应，其间广泛分布ｌ１Ｏ ～洋壳俯冲过程中，受俯冲带交代流体交代的地幔橄 榄岩部分熔融，形成基性一超基性岩浆（１ｗａｍｏｒｉ ｅｔ ａ１．，２００７；Ｎａｋａｍｕｒａ ｅｔ ａ１．，２００９），这种基性岩浆底 侵下地壳，导致下地壳物质部分熔融，形成酸性岩浆 （Ａｎｎｅｎ ｅｔ ａ１．，２００６），基性岩浆在同化地壳的过程 中同时发生分离结晶作用。当小比例的基性岩浆注 入到酸性岩浆中时，基性岩浆温度迅速降低，结晶形 成辉长一闪长质包体（肖庆辉等，２００２），这时酸性岩 浆结晶形成的花岗岩锆石ｅ （ ）变化较大，甚至一些 锆石还出现正的￡Ｈｆ（￡）值（Ｃｏｎｇ ｅｔ ａ１．，２０１１）；当大 量的基性岩浆注入到酸性岩浆中时，两种岩浆混合 １３０ Ｍａ的花岗岩（杨启军等，２００６；Ｃｈｉｕ ｅｔ ａ１．， ２００９；朱弟成等，２００９ａ；Ｚｈｕ ｅｔ ａ１．，２００９；丛峰等， ２０１０ｂ；谢韬等，２０１０；戚学祥等，２０１１；本文），并且 腾梁地区和拉萨地体东缘存在普遍的岩浆混合作用 （朱弟成等，２００９ａ；刘敏等，２００９；丛峰等，２０１１； Ｃｏｎｇ ｅｔ ａ１．，２０１１；戚学祥等，２０１１）。这些精确定年 数据表明腾梁地区与萨萨地体一样，在早白垩世经 历了一次广泛的岩浆活动。腾梁地区岩浆岩与拉萨 地体东缘岩浆岩具有相似的微量元素地球化学特 征，暗示腾梁地块早白垩世岩浆岩带和拉萨地体岩 浆岩带形成环境相似，可能是中拉萨岩浆岩带向南 东延伸的一部分（戚学祥等，２０１１）。 目前，学者们比较一致地认为拉萨地块中北部 早白垩世岩浆活动的动力学背景主要与洋壳的俯冲 消减有关（Ｃｏｕｌｏｎ ｅｔ ａ１．，１９８６；Ｄｅｗｅｙ ｅｔ ａ１．， １９８８；Ｃｏｐｅｌａｎｄ ｅｔ ａ１．，１９９５；Ｈｓｉｉ ｅｔ ａ１．，１９９５； 作用进行比较完全，两种岩浆的同位素达到均一化， 就形成了石英闪长岩岩浆。 ６．３构造环境及地球动力学背景探讨 花岗质岩石可产出在多种构造环境，如岛弧造 山带、活动边缘、碰撞带、陆内造山带及大 型逆冲断层带、裂谷甚至大洋中脊等构造部位。 一般认为镁安山岩／闪长岩类一英安岩及相应侵入岩 是岛弧及边缘弧的标志性火成岩组合（邓晋福 Ｙｉｎ ｅｔ ａ１．，２０００；Ｋａｐｐ ｅｔ ａ１．，２００３；潘桂堂等， 等，２００７），而本文的辉长一闪长质包体具有高的 ２００６；朱弟成等，２００８，２ｏｏ９ｂ；康志强等，２００８； 地质 学报 ２０ｌ２年 Ｚｈｕ ｅｔ ａ１．，２００９，２０１１）。然而对于其形成的动力学 背景仍存在争议，主要有以下４种认识：①新特提斯 洋板片向北俯冲（Ｃｏｕｌｏｎ ｅｔ ａ１．，１９８６；Ｄｉｎｇ ｅｔ ａ１．， ２００３；纪伟强等，２００９）；②班公湖一怒江洋板片向南 俯冲（Ｚｈｕ ｅｔ ａ１．，２００９，２０１１）；③拉萨地块和羌塘 地块碰撞引起地壳加厚的熔融（Ｘｕ ｅｔ ａ１．，１９８５； Ｐｅａｒｃｅ ｅｔ ａ１．，１９８８；Ｘｕ ｅｔ ａ１．，２０１１）；④在新特提 斯洋的俯冲过程中，拉萨地体沿着班公湖一怒江结合 带向北俯冲到羌塘地体之下（Ｋａｐｐ ｅｔ ａ１．，２００５）。 康志强等（２０１０）的研究为中生代班公湖一怒江洋向 南俯冲消减提供了直接的岩石学证据。 根据对本区早白垩世侵入岩的成因及构造环境 分析，本文倾向认为冈底斯早白垩世岩浆作用的动 力学模式（朱弟成等，２００９ａ）也适应本区：班公湖一怒 江特提斯洋从中二叠世末开始向南俯冲（Ｚｈｕ ｅｔ ａ１．，２０１１），这种消减俯冲一直持续到早白垩世晚期 （～１２７ Ｍａ），由俯冲洋壳岩石圈诱导的幔源岩浆提 供足够的热量引起腾梁地块古老地壳物质的重熔并 与重熔物质发生岩浆混合作用。最新的研究表明 （Ｚｈｕ ｅｔ ａ１．，２０１１），班公湖一怒江特提斯洋从中二叠 世末开始向南的俯冲，在早白垩世晚期结束，在１１３ ±５ Ｍａ发生洋壳断离，导致拉萨地体北缘区域上带 状岩浆岩的爆发和幔源物质的显著增加。本文研究 表明，班公湖一怒江特提斯在东部三江地区结束的时 间（１２３～１２７ Ｍａ）可能要早于西部拉萨地区（１１３± ５ Ｍａ）。 ７ 结论 （１）腾梁地区分布广泛的花岗岩及辉长一闪长质 包体和石英闪长岩。辉长一闪长质包体具有低ＳｉＯ。、 高ＭｇＯ和Ｍｇ 的特征，富集Ｒｂ、Ｓｒ、Ｔｈ、Ｂａ和Ｃｅ， 亏损Ｎｂ、Ｔａ、Ｐ、Ｚｒ、Ｙｂ和Ｙ；花岗岩为中钾一高钾 钙碱性系列，准铝质到弱过铝质，富集Ｒｂ、Ｔｈ、Ｚｒ 和Ｈｆ，亏损Ｎｂ、Ｔａ、Ｔｉ、Ｓｒ、Ｐ和Ｂａ；石英闪长岩介 于二者之间。 （２）锆石ＬＡ—ＩＣＰ—ＭＳ Ｕ—Ｐｂ年代学研究表明， 石英闪长岩形成年龄为１２７．１０±０．９６ Ｍａ，二长花 岗岩形成年龄为１２３．８±２．５ Ｍａ，二者与本区辉长一 闪长岩包体形成时代一致，为岩浆混合作用提供了 年代学证据。 （３）石英闪长岩中锆石￡ （ ）值变化于一７．６１ ～一３．８Ｏ，结合本区同时代形成的辉长一闪长质包体 和花岗岩的ｅ （ｆ）值和地球化学资料，认为辉长一闪 长质母岩浆来源于地幔橄榄岩部分熔融，花岗岩岩 浆来源于古老地壳部分熔融，石英闪长岩岩浆是幔 源基性岩浆和壳源酸性岩浆完全混合的产物。 （４）腾梁地区早白垩世岩浆岩很可能是在班公 湖一怒江洋向南俯冲的地球动力学背景下，由俯冲带 之上的幔源岩浆既提供热量诱发腾梁地块古老地壳 物质重熔，又与该壳源熔体发生混合。 致谢：锆石ＬＡ—ＩＣＰ—ＭＳ分析和阴极发光照片 得到了中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国 家重点实验室胡初、郑曙教授和宗克清博士的帮助， 锆石Ｈｆ同位素分析得到了中国科学院地球化学研 究所唐红峰研究院、甘林和韩宇博士的帮助。论文 撰写过程中，王立全研究员提出了宝贵的建议。审 稿专家为论文修改提出了建设性意见。在此一并致 以诚挚谢意。 参 考 文 献 邓晋福，肖庆辉，苏尚国，刘翠，赵国春，吴宗絮。刘勇．２００７．火成岩组 合与构造环境：讨论．高校地质学报，１３（３）：３９２～４０２． 邓晋福，刘翠，冯艳芳，肖庆辉，苏尚国，赵国春，孔维琼，曹文燕． ２Ｏ１Ｏ．高镁安山岩／闪长岩类（ＨＭＡ）和镁安山岩／闪长岩类 （ＭＡ）：与洋俯冲作用相关的两类典型的火成岩类．中国地质， ３７（４）：ｌ１１２～ｌ１１８． 陈福坤，李秋立，，李向辉．２００６．滇西地区腾冲地块东侧混合 岩锆石年龄和Ｓｍ—Ｎｄ－Ｈｆ同位素组成．岩石学报，２２（２）：４３９～ ４４８． 陈晓锋，朱立新，马生明，梁胜跃，徐明钻，蒙炳儒．２０１０．念青唐古拉 早白垩世侵入岩年代学、地球化学及岩石成因研究．地质论评， ５６（４）：５７９～５９４． 陈永清，黄静宁，Ｚｈａｉ Ｘｉａｏｍｉｎｇ，卢映祥，程志中，李建荣．２００９．中缅 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藏南部二叠纪和早白垩世构造岩浆作用与特提斯演化：新观点． 地学前缘，１６（２）：１～１９． Ａｎｄｅｒｓｅｎ Ｔ．２００２．Ｃｏｒｒｅｃｔｉｏｎ ｏｆ ｃｏｍｍｏｎ ｌｅａｄ ｉｎ Ｕ—Ｐｂ ａｎａｌｙｓｅｓ ｔｈａｔ ｄｏ ｎｏｔ ｒｅｐｏｒｔ ２ Ｐｂ．Ｃｈｅｍ．Ｇｅｏ１．，１９２：５９～７９． Ａｎｎｅｎ Ｃ，Ｂｌｕｎｄｙ Ｊ Ｄ，Ｓｐａｒｋｓ Ｒ Ｓ Ｊ．２００６．Ｔｈｅ ｇｅｎｅｓｉｓ ｏｆ ｉｎｔｅｒｍｅｄｉａｔｅ ａｎｄ ｓｉｌｉｃｉｃ ｍａｇｍａｓ ｉｎ ｄｅｅｐ ｃｒｕｓｔａｌ ｈｏｔ ｚｏｎｅｓ． Ｊｏｕｒｎａｌ ｏｆ Ｐｅｔｒｏｌｏｇｙ，４７（３）：５０５～５３９． Ａｒｎｅ Ｄ，Ｗｏｒｌｅｙ Ｂ，Ｗｉｌｓｏｎ Ｃ，Ｃｈｅｎ Ｓ，Ｆｏｓｔｅｒ Ｄ，Ｌｕｏ Ｚ，Ｌｉｕ Ｓ， Ｄｉｒｋｓ Ｐ． １９９７．Ｄｉｆｆｅｒｅｎｔｉａｌ ｅｘｈｕｍａｔｉｏｎ ｉｎ ｒｅｓｐｏｎｓｅ ｔｏ ｅｐｉｓｏｄｉｃｔｈ ｒｕｓｔｉｎｇ ａｌｏｎｇ ｔｈｅ ｅａｓｔｅｒｎ ｍａｒｇｉｎ ｏｆ ｔｈｅ Ｔｉｂｅｔａｎ Ｐｌａｔｅａｕ．Ｔｅｃｔ０ｎｏｐｈｙｓｉｃｓ，２８０：２３９～２５６． Ｂａｒｂａｒｉｎ Ｂ．２００５． Ｍａｆｉｃ ｍａｇｍａｔｉｃ ｅｎｃｌａｖｅｓ ａｎｄ ｍａｆｉｃ ｒｏｃｋｓ ａｓｓｏｃｉａｔｅｄ ｗｉｔｈ ｓｏｍｅ ｇｒａｎｉｔｏｉｄｓ ｏｆ ｔｈｅ ｃｅｎｔｒａｌ Ｓｉｅｒｒａ Ｎｅｖａｄａ ｂａｔｈｏｌｉｔｈ，Ｃｌａｉｏｆｍｉａ：ｎａｔｒｕｅ，ｏｉｒｉｇｎ，ａｎｄ ｒｅｌａｔｉｏｎｓ ｗｉｔｈ ｔｈｅ ｈｏｓｔｓ． Ｌｉｔｈｏｓ，８０（１～４）：ｌ５５～１７７． Ｂａｒｂａｒｉｎ Ｂ．１９９９．Ａ ｒｅｖｉｅｗ ｏｆ ｔｈｅ ｒｅｌａｔｉｏｎｓｈｉｐｓ ｂｅｔｗｅｅｎ ｇｒａｎｉｔｏｉｄ ｔｙｐｅｓ，ｔｈｅｉｒ ｏｒｉｇｉｎｓ ａｎｄ ｔｈｅｉｒ ｇｅｏｄｙｎａｍｉｃ ｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔｓ． Ｌｉｔｈｏｓ，４６：６０５～６２６． Ｂｌｉｃｈｅｒｔ Ｔ Ｊ，Ａｌｂａｒｅｄｅ Ｆ．１９９７．Ｔｈｅ Ｌｕ—Ｈｆ ｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ ｏｆ ｃｈｏｎｄｒｉｔｅｓ ａｎｄ ｔｈｅ ｅｖｏｌｕｔｉｏｎ ｏｆ ｔｈｅ ｍａｎｔｌｅ—ｃｒｕｓｔ ｓｙｓｔｅｍ．Ｅａｒｔｈ Ｐｌａｎｅｔ．Ｓｃｉ．Ｌ ｅｔｔ．，１４８：２４３～２５８． Ｂｏｙｎｔｏｎ Ｗ Ｖ．１ ９８４．Ｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ ｏｆ ｔｈｅ ｒａｒｅ ｅａｒｔｈ ｅｌｅｍｅｎｔｓ： ｍｅｔｅｏｒｉｔｅ ｓｔｕｄｉｅｓ．Ｉｎ：Ｈｅｎｄｅｒｓｏｎ Ｐ，ｅｄ．Ｒａｒｅ Ｅａｒｔｈ Ｅｌｅｍｅｎｔ Ｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ．Ａｍｓｔｅｒｄａｍ，Ｎｅｔｈｅｒｌａｎｄｓ：Ｅｌｓｅｒｉｅｒ，６３～１１４． １Ｏ６Ｏ 地质学报 ｏｆ ａｒｃｓ．Ｇｏｎｄｗａｎａ Ｒｅｓｅａｒｃｈ，ｌ１：１０９～ｌ１９． ２０１２正 Ｃｈｅｎ Ｄ Ｌ，Ｓｕｎ Ｙ，Ｌｉｕ Ｌ，Ｚｈａｎｇ Ａ Ｄ，Ｌｉｎ Ｃ Ｌ．２００７．Ｉｎ ｓｉｔｕ ＬＡ— ＩＣＰ—‘ＭＳ ｚｉｒｃｏｎ Ｕ—。Ｐｂ ａｇｅ ｏｆ ｕｌｔｒａｈｉｇｈ－ｐｒｅｓｓｕｒｅ ｅｃｌｏｇｉｔｅｓ ｉｎ ｔｈｅ Ｊｉ Ｗ Ｑ，Ｗｕ Ｆ Ｙ，Ｃｈｕｎｇ Ｓ Ｌ，Ｌｉ Ｊ Ｘ，Ｌｉｕ Ｃ Ｚ．２００９．Ｚｉｒｃｏｎ Ｕ—Ｐｂ ｇｅｏｃｈｒｏｎｏｌｏｇｙ ａｎｄ Ｈｆ ｉｓｏｔｏｐｉｃ ｃｏｎｓｔｒａｉｎｔｓ ｏｎ ｐｅｔｒｏｇｅｎｅｓｉｓ ｏｆ ｔｈｅ Ｙｕｋａｈｅ ａｒｅａ，ｎｏｒｔｈｅｒｎ Ｑａｉｄａｍ ｂａｓｉｎ．Ｓｃｉｅｎｃｅ ｉｎ Ｃｈｉｎａ（Ｓｅｒｉｅｓ Ｄ），５Ｏ（Ｓｕｐｐ１．）：３２２～３３０． Ｇａｎｇｄｅｓｅ ｂａｔｈｏｌｉｔｈ，ｓｏｕｔｈｅｒｎ Ｔｉｂｅｔ．Ｃｈｅｍ．Ｇｅｏ１．，２６２：２２９～ ２４５． Ｃｈｉｕ Ｈ Ｙ，Ｃｈｕｎｇ Ｓ Ｌ，Ｗｕ Ｆ Ｙ，Ｌｉｕ Ｄ Ｙ，Ｌｉａｎｇ Ｙ Ｈ，Ｌｉｎ Ｙ Ｊ， Ｉｉｚｕｋａ Ｙ，Ｘｉｅ Ｌ Ｗ，Ｗａｎｇ Ｙ Ｂ．２００９．Ｚｉｒｃｏｎ Ｕ—Ｐｂ ａｎｄ Ｈｆ ｉｓｏｔｏｐｉｃ ｃｏｎｓｔｒａｉｎｔｓ ｆｒｏｍ ｅａｓｔｅｒｎ Ｔｒａｎｓｈｉｍａｌａｙａｎ ｂａｔｈｏｌｉｔｈｓ ｏｎ ｔｈｅ ｐｒｅｃｏｌｌｉｓｉｏｎａｌ ｍａｇｍａｔｉｃ ａｎｄ ｔｅｃｔｏｎｉｃ ｅｖｏｌｕｔｉｏｎ ｉｎ ｓｏｕｔｈｅｒｎ Ｔｉｂｅｔ．Ｔｅｃｔｏｎｏｐｈｙｓｉｃｓ，４７７：３～１９． Ｈｉｂｂａｒｄ Ｍ Ｊ．１９８１．Ｔｈｅ ｍｇａｍａ ｍｉｘｉｎｇ ｏｒｉｇｉｎ ｏｆ ｍａｎｔｌｅｄ ｆｅｌｄｓｐａｒｓ． Ｃｏｎｔｒｉｂ．Ｍｉｎｅｒａ１．Ｐｅｔｒｏ１．，７６（２）：１５８～１７Ｏ． Ｈｏｓｋｉｎ Ｐ Ｗ Ｏ，Ｓｃｈａｌｔｅｇｇｅｒ Ｕ．２００３．Ｔｈｅ ｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎ ｏｆ ｚｉｒｃｏｎ ａｎｄ ｉｇｎｅｏｕｓ ａｎｄ ｍｅｔａｍｏｒｐｈｉｃ ｐｅｔｒｏｇｅｎｅｓｉｓ．Ｒｅｖｉｅｗｓ ｉｎ Ｍｉｎｅｒａｌｏｇｙ ａｎｄ Ｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ，５３：２７～６２． Ｃｏｕｌｏｎ Ｃ，Ｍａｌｕｓｋｉ Ｈ，Ｂｏｌｌｉｎｇｅｒ Ｃ，Ｗａｎｇ Ｓ．１９８６．Ｍｅｓｏｚｏｉｃ ａｎｄ Ｃｅｎｏｚｏｉｃ ｖｏｌｃａｎｉｃ ｒｏｃｋｓ ｆｒｏｍ ｃｅｎｔｒａｌ ａｎｄ ｓｏｕｔｈｅｒｎ Ｔｉｂｅｔ： ３ ９ Ａｒ／ Ａｒ ｄａｔｉｎｇ，ｐｅｔｒｏｌｏｇｉｃａｌ ｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓ ａｎｄ ｇｅｏｄｙｎａｍｉｃａｌ ｓｉｇｎｉｆｉｃａｎｃｅ．Ｅａｒｔｈ Ｐｌａｎｅｔ．Ｓｃｉ．Ｌｅｔｔ．，７９：２８１～３０２． Ｃｏｎｇ Ｆ，Ｌｉｎ Ｓ Ｌ，Ｚｏｕ Ｇ Ｆ，Ｘｉｅ Ｔ，Ｌｉ Ｚ Ｈ，Ｔａｎｇ Ｆ Ｗ，Ｐｅｎｇ Ｚ Ｍ． ２０１ ｌ＿ Ｇｅｏｃｈｒｏｎｏｌｏｇｙ ａｎｄ ｐｅｔｒｏｇｅｎｅｓｉｓ ｆｏｒ ｔｈｅ ｐｒｏｔｏｌｉｔｈ ｏｆ ｂｉｏｔｉｔｅ ｐｌａｇｉｏｃｌａｓｅ ｇｎｅｉｓｓ ａｔ Ｌｉａｎｇｈｅ，ｗｅｓｔｅｒｎ Ｙｕｎｎａｎ．Ａｃｔａ Ｇｅｏｌｏｇｉｃａ Ｓｉｎｉｃａ，８５（４）：８０１～８４０． Ｄｉｎｇ Ｌ，Ｋａｐｐ Ｐ，Ｙｉｎ Ａ，Ｄｅｎｇ Ｗ Ｍ，Ｚｈｏｎｇ Ｄ Ｌ．２００３．Ｅａｒｌｙ Ｔｅｒｔｉａｒｙ ｖｏｌｃａｎｉｓｍ ｉｎ ｔｈｅ Ｑｉａｎｇｔａｎｇ ｔｅｒｒａｎｅ ｏｆ ｃｅｎｔｒａｌ Ｔｉｂｅｔ： ｅｖｉｄｅｎｃｅ ｆｏｒ ａ ｔｒａｎｓｉｔｉｏｎ ｆｒｏｍ ｏｃｅａｎｉｃ ｔｏ ｃｏｎｔｉｎｅｎｔａｌ ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ． Ｊｏｕｒｎａｌ ｏｆ Ｐｅｔｒｏｌｏｇｙ，４４：１８３３～１８６５． Ｃｏｐｅｌａｎｄ Ｐ，Ｈａｒｒｉｓｏｎ Ｔ Ｍ，Ｐａｎ Ｙ，Ｋｉｄｄ Ｗ Ｓ Ｆ，Ｒｏｄｅｎ Ｍ，Ｚｈａｎｇ Ｙ Ｑ．１９９５．Ｔｈｅｒｍａｌ ｅｖｏｌｕｔｉｏｎ ｏｆ ｔｈｅ Ｇａｎｇｄｅｓｅ ｂａｔｈｏｌｉｔｈ ｓｏｕｔｈｅｒｎ Ｔｉｂｅｔ：ａ ｈｉｓｔｏｒｙ ｏｆ ｅｐｉｓｏｄｉｃｕｎ ｒｏｏｆｉｎｇ．Ｔｅｃｔｏｎｉｃｓ，１４： ２２３～２３６． Ｄｅｐａｐｏｌｏ Ｄ Ｊ，Ｆａｒｍｅｒ Ｇ Ｌ．１ ９８４．Ｉｓｏｔｏｐｉｃ ｄａｔａ ｂｅａｒｉｎｇ ｏｎ ｏｒｉｇｉｎｅ ｏｆ Ｍｅｓｏｚｏｉｃ ａｎｄ Ｔｅｒｔｉａｒｙ ｇｒａｎｉｔｉｃ ｒｏｃｋｓ ｉｎ ｔｈｅ ｗｅａｓｔｅｒｎ Ｕｎｉｔｅｄ Ｓｔａｔｅｓ．Ｐｈｉｌ．Ｔｒａｎｓ．Ｒ．Ｓｏｃ．Ｌｏｎｄｏｎ，Ａ３１０：７４３～７５２． Ｄｅｗｅｙ Ｊ Ｆ，Ｓｈａｃｋｌｅｔｏｎ Ｒ Ｍ，Ｃｈａｎｇ Ｃ Ｆ，Ｓｕｎ Ｙ Ｙ．１９８８．Ｔｈｅ ｔｅｃｔｏｎｉｃ ｅｖｏｌｕｔｉｏｎ ｏｆ ｔｈｅ Ｔｉｂｅｔａｎ ｐｌａｔｅａｕ．Ｐｈｉｌｏｓｏｐｈｉ ｃａ１ｔｒａｎｓａｃｔｉ０ｎｓ ｏｆ ｔｈｅ Ｒｏｙａｌ Ｓｏｃｉｅｔｙ ｏｆ Ｌｏｎｄｏｎ（Ｓｅｒｉｅｓ Ａ）： ｍａｔｈｅｍａｔｉｃａｌ ａｎｄ ｐｈｙｓｉｃａ１．Ｓｃｉｅｎｃｅｓ。３２７：３７９￣４１３． Ｄｉｄｉｅｒ Ｊ．Ｂａｒｂａｒｉｎ Ｂ．１９９１．Ｔｈｅ ｄｉｆｆｅｒｅｎｔ ｔｙｐｅｓ ｏｆ ｅｎｃｌａｖｓｅ ｉｎｇｒａｎｉｔｅｓ：Ｎｏｍｅｎｃｌａｔｕｒｅ．Ｉｎ：Ｄｉｄｉｅｒ Ｊ，Ｂａｒｂａｒｉｎ Ｂ，ｅｄｓ． Ｄｅｖｅｌｏｐｍｅｎｔｓ ｉｎ Ｐｅｔｒｏｌｏｇｙ： Ｅｎｃｌａｖｅｓ ａｎｄ Ｇｒａｎ｜ｔｅｐｅｔｒｏｌｏｇｙ． Ａｍｓｔｅｒｄａｍ：Ｅｌｓｅｖｉｅｒ：１９～２３． Ｅｒｉｃ Ａ Ｋ Ｍ．１９９４．Ｎａｍｉｎｇ ｍａｔｅｒｉａｌｓ ｉｎ ｔｈｅ ｍａｇｍａ／ｉｇｎｅｏｕｓ ｒｏｃｋ ｓｙｓｔｅｍ．Ｅａｒｔｈ Ｓｃｉｅｎｃｅ Ｒｅｖｉｅｗｓ，３７：２１５～２２４． Ｆｒｅｙ Ｆ Ａ，Ｇｒｅｅｎ Ｄ Ｈ，Ｒｏｙ Ｓ Ｄ．１９７８．Ｉｎｔｅｇｒａｔｅｄ ｍｏｄｅｌｓ ｏｆ ｂａｓａｌｔ ｐｅｔｒｏｇｅｎｅｓｉｓ：ａ ｓｔｕｄｙ ｏｆ ｑｕａｒｔｉｔ ｈｏｌｅｉｉｔｅｓ ｔｏ ｏｌｉｖｉｎｅ ｍｅｌｉｌｉｔｉｅｓ ｆｒｏｍ ｓｏｕｔｈ ｅａｓｔｅｒｎ Ａｕｓｔｒａｌｉａ ｕｔｉｌｉｚｉｎｇ ｇｅｏｃｈｅｍｉｃａｌ ａｎｄ ｅｘｐｅｒｉｍｅｎｔａｌ ｐｅｔｒｏｌｏｇｉｃａｌ ｄａｔａ．Ｊ．Ｐｅｔｒｏ１．，１ ９：４６３～５ １ ３． Ｇｉｒｅｔ Ａ．１９９０．Ｔｙｐｏｌｏｇｙ ｅｖｏｌｕｔｉｏｎ ａｎｄ ｏｒｉｇｉｎ ｏｆ ｔｈｅ Ｋｅｒｇｕｅｌｅｎ Ｐｌｕｔｏｎｉｃ Ｓｅｒｉｅｓ．Ｉｎｄｉａｎ Ｏｃｅａｎ：Ａ ｒｅｖｉｅｗ．Ｇｃｏ１．，２５：２３９～ ２４７． Ｇｒｉｆｆｉｎ Ｗ Ｌ，Ｗａｎｇ Ｘｉａｎｇ，Ｊａｃｋｓｏｎ Ｓ Ｅ，Ｐｅａｒｓｏｎ Ｎ Ｊ．Ｏ Ｒｅｉｌｌｙ Ｓ Ｙ。 Ｘｕ Ｘ Ｓ，Ｚｈｏｕ Ｘ Ｍ．２００２．Ｚｉｒｃｏｎ ｃｈｅｍｉｓｔｒｙ ａｎｄ ｍａｇｍａ ｍｉｘｉｎｇ，ＳＥ Ｃｈｉｎａ：ｉｎ—ｓｉｔｕ ａｎａｌｙｓｉｓ ｏｆ Ｈｆ ｉｓｏｔｏｐｅｓ．Ｔｏｎｇｌｕ ａｎｄ Ｐｉｎｇｔａｎ ｉｇｎｅｏｕｓ ｃｏｍｐｌｅｘｅｓ．Ｌｉｔｈｏｓ，６１：２３７～２６９． １ｗａｍｏｒｉ Ｈ，Ｒｉｃｈａｒｄｓｏｎ Ｃ，Ｍａｒｕｙａｍａ Ｓ．２００７．Ｎｕｍｅｒｉｃａｌ ｍｏｄｅｌｉｎｇ ｏｆ ｔｈｅｒｍａｌｓｔｒｕｃｔｕｒｅ， ｃｉｒｃｕｌａｔｉｏｎ ｏｆ Ｈ２ ｍａｇｍａｔｉｓｍ ｍｅｔａｍｏｒｐｈｉｓｍ ｉｎ ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ ｚｏｎｅｓ：ｉｍｐｌｉｃａｔｉｏｎｓ ｆｏｒ ｅｖｏｌｕｔｉｏｎ ＨｓｔｉＫ Ｊ，Ｐａｎ Ｇ Ｔ，ＳｅｎｇＯｒ Ａ Ｍ Ｃ．１９９５．Ｔｅｃｔｏｎｉｃ ｅｖｏｌｕｔｉｏｎ ｏｆ ｔｈｅ Ｔｉｂｅｔａｎ ｐｌａｔｅａｕ：ａ ｗｏｒｋｉｎｇ ｈｙｐｏｔｈｅｓｉｓ ｂａｓｅｄ ｏｎ ｔｈｅ ａｒｃｈｉｐｅｌａｇｏ ｍｏｄｅｌ ｏｆ ｏｒｏｇｅｎｅｓｉｓ．Ｉｎｔｅｒｎａｔｉｏｎａｌ Ｇｅｏｌｏｇｙ Ｒｅｖｉｅｗ，３７：４７３～ ５０８． Ｋａｐｐ Ｊ Ｌ Ｄ，Ｈａｒｒｉｓｏｎ Ｔ Ｍ，Ｇｒｏｖｅ Ｍ，Ｌｏｖｅｒａ Ｏ Ｍ，Ｄｉｎｇ Ｌ．２００５． Ｎｙａｉｎｑｅｎｔａｎｇ１ｈａ Ｓｈａｎ： ａ ｗｉｎｄｏｗ ｉｎｔｏ ｔｈｅ ｔｅｃｔｏｎｉｃ，ｔｈｅｒｍａｌ， ａｎｄ ｇｅｏｃｈｅｍｉｃａｌ ｅｖｏｌｕｔｉｏｎ ｏｆ ｔｈｅ Ｌｈａｓａ ｂｌｏｃｋ，ｓｏｕｔｈｅｒｎ Ｔｉｂｅｔ． Ｊｏｕｒｎａｌ ｏｆ Ｇｅｏｐｈｙｓｉｃａｌ Ｒｅｓｅａｒｃｈ ｌ１０，Ｂ０８４１３．ｄｏｉ：１０．１０２９／ ２００４ＪＢ００３３３０． Ｋａｐｐ Ｐ，Ｍｕｒｐｈｙ Ｍ Ａ，Ｙｉｎ Ａ，Ｈａｒｒｉｓｏｎ Ｔ Ｍ，Ｄｉｎｇ Ｌ，Ｇｕｏ Ｊ． ２００３． Ｍｅｓｏｚｏｉｃ ａｎｄ Ｃｅｎｏｚｏｉｃ ｔｅｃｔｏｎｉｃ ｅｖｏｌｕｔｉｏｎ ｏｆ ｔｈｅ Ｓｈｉｑｕａｎｈｅ ａｒｅａ ｏｆ ｗｅｓｔｅｒｎ Ｔｉｂｅｔ．Ｔｅｃｔｏｎｉｃｓ，２２：１０２９；ｄｏｉ：１０． １０２９／２００１Ｔ． Ｌｕｄｗｉｇ Ｋ Ｒ．２００３．Ｕｓｅｒ Ｓ Ｍａｎｕａｌ ｆｏｒ Ａ Ｇｅｏｃｈｒｏｎｏｌｏｇｉｃａｌ Ｔｏｏｌｋｉｔ ｆｏｒ Ｍｉｃｒｏｓｏｆｔ Ｅｘｃｅ１． Ｂｅｒｋｅｌｅｙ Ｇｅｏｃｈｒｏｎｏ１ｏｇｙ Ｃｅｎｔｅｒ， Ｓｐｅｃ Ｐｕｂｌ，ｖｏ１．４． Ｌｅｉｅｒ Ａ Ｌ，Ｋａｐｐ Ｐ，Ｇｅｈｒｅｌｓ Ｇ Ｅ，ＤｅＣｅｌｌｅｓ Ｐ Ｇ．２００７．Ｄｅｔｒｉｔａｌ ｚｉｒｃｏｎ ｇｅ。ｃｈｒｏｎｏｌｏｇｙ ｏｆ Ｃａｒｂｏｎｉｆｅｒｏｕｓ Ｃｒｅｔａｃｅｏｕｓ ｓｔｒａｔａ ｉｎ ｔｈｅ Ｌｈａｓａ ｔｅｒｒａｎｅ。Ｓｏｕｔｈｅｒｎ Ｔｉｂｅｔ．Ｂａｓｉｎ Ｒａｓ．，１９：３６１～３７８． ＬｉＸＨ，Ｌｉ ＺＸ，ＬｉＷＸ，ＬＹ，ＹｕａｎＣ，ＷｅｉＧ Ｊ，ＱｉＣ Ｓ．２００７．Ｕ— Ｐｂ ｚｉｒｃｏｎ．ｇｅｏｃｈｅｍｉｃａｌ ａｎｄ Ｓｒ－Ｎｄ—Ｈｆ ｉｓｏｔｏｐｉｃ ｃｏｎｓｔｒａｉｎｔｓ ｏｎ ａｇｅ ａｎｄ ｏｒｉｇｉｎ ｏｆ Ｊｕｒａｓｓｉｃ １一ａｎｄ Ａ－ｔｙｐｅ ｇｒａｎｉｔｅｓ ｆｒｏｍ ｃｅｎｔｒａｌ Ｇｕａｎｇｄｏｎｇ，ＳＥ Ｃｈｉｎａ：ａ ｍａｊｏｒ ｉｇｎｅｏｕｓ ｅｖｅｎｔ ｉｎ ｒｅｓｐｏｎｓｅ ｔｏ ｆｏｕｎｄｅｒｉｎｇ ｏｆ ａ ｓｕｂｄｕｃｔｅｄ ｆｌａｔ—ｓｌａｂ？Ｌｉｔｈｏｓ，９６：１８６～２０４． Ｌｉｕ Ｓ，Ｈｕ Ｒ Ｚ，Ｇａｏ Ｓ，Ｆｅｎｇ Ｃ Ｘ，Ｈｕａｎｇ Ｚ Ｌ，Ｌａｉ Ｓ Ｃ。Ｙｕａｎ Ｈ Ｌ， Ｌｉｕ ＸＭ，ＣｏｕｌｓｏｎＩＭ，ＦｅｎｇＧＹ，ＷａｎｇＴ，ＱｉＹＱ．２００９．Ｕ Ｐｂ ｚｉｒｃｏｎ，ｇｅｏｃｈｅｍｉｃａｌ ａｎｄ Ｓｒ－Ｎｄ—Ｈｆ ｉｓｏｔｏｐｉｃ ｃｏｎｓｔｒａｉｎｔｓ ｏｎ ｔｈｅ ａｇｅ ａｎｄ ｏｒｉｇｉｎ ｏｆ ｅａｒｌｙ Ｐａｌａｅｏｚｏｉｃ Ｉ－ｔｙｐｅ ｇｒａｎｉｔｅ ｆｒｏｍ ｔｈｅ Ｔｅｎｇｃｈｏｎｇ Ｂａｏｓｈａｎ ｂｌｏｃｋ，ｗｅｓｔｅｒｎ Ｙｕｎｎａｎ Ｐｒｏｖｉｎｃｅ，ＳＷ Ｃｈｉｎａ．Ｊｏｕｒｎａ１ ｏｆ Ａｓｉａｎ Ｅａｒｔｈ Ｓｃｉｅｎｃｅｓ，３６：１６８～１８２． ＭｃＣｕｌｌｏｃｈａ Ｍ Ｔ． Ｇａｍｂｌｅ Ｊ Ａ． １９９１． Ｇｅｏｃｈｅｍｉｃａｌ ａｎｄ ｇｅｏｄｙｎａｍｉｃａｉ ｃｏｎｓｔｒａｉｎｔｓ ｏｎ ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ ｚｏｎｅ ｍａｇｍａｔｉｓｍ．Ｅａｒｔｈ ａｎｄ Ｐｌａｎｅｔａｒｙ Ｓｃｉｅｎｃｅ Ｌｅｔｔｅｒｓ，１０２：３５８～３７４． ＭｃＤｏｎｏｕｇｈ Ｗ Ｆ，Ｓｕｎ Ｓ，Ｒｉｎｇｗｏｏｄ Ａ Ｅ，Ｊａｇｏｕｔｚ Ｅ，Ｈｏｆｆｍａｎｎ Ａ Ｗ．１９９２．Ｋ。Ｒｂ ａｎｄ Ｃｓ ｉｎ ｔｈｅ ｅａｒｔｈ ａｎｄ ｍｏｏｎ ａｎｄ ｔｈｅ ｅｖｏｌｕｔｉｏｎ ｏｆ ｔｈｅ ｅａｒｔｈ＇ｓ ｍａｎｔｌｅ．Ｇｅｏｃｈｉｍ．ｅｔ Ｃｏｓｍｏｃｈｉｍ．Ａｃｔａ， ５６：１０Ｏ１～１０１２． Ｍｉｌｌｅｒ Ｃ Ｆ，ＭｃＤｏｗｅｌｌ Ｓ Ｍ，Ｍａｐｅｓ Ｒ Ｗ．２００３．Ｈｏｔ ａｎｄ ｃｏｌｄ ｇｒａｎｉｔｅｓ？ｉｍｐｌｉｃａｔｉｏｎｓ ｏｆ ｚｉｒｃｏｎ ｓａｔｕｒａｔｉｏｎ ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｓ ａｎｄ ｐｒｅｓｅｒｖａｔｉｏｎ ｏｆ ｉｎｈｅｒｉｔａｎｃｅ．Ｇｅｏｌｏｇｙ，３１（６）：５２９～５３２． Ｎａｋａｍｕｒａ Ｈ，１ｗａｍｏｒｉ Ｈ．２００９．Ｃｏｎｔｒｉｂｕｔｉｏｎ ｏｆ ｓｌａｂ—ｆｕｉｄ ｉｎ ａｒｃ ｍａｇｍａｓ ｂｅｎｅａｔｈ ｔｈｅ Ｊａｐａｎ ａｒｅｓ．Ｇｏｎｄｗａｎａ Ｒｅｓｅａｒｃｈ，１６：４３１ 第７期 李再会等：滇西腾冲一梁河地块石英闪长岩一二长花岗岩锆石Ｕ－Ｐｂ年龄、Ｈｆ同位素特征及其地质意义 １０６１ ～４４５． Ｐａｔｉｏｎ Ｄ Ａ Ｅ，ＭｃＣａｒｔｈｙ Ｔ Ｃ．１９９８．Ｍｅｌｔｉｎｇ ｏｆ ｃｒｕｓｔａｌ ｒｏｃｋｓ ｄｕｒｉｎｇ ｃｏｎｔｉｎｅｎｔａｌ ｃｏｌｌｉｓｉｏｎ ａｎｄ ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ．Ｉｎ：Ｈａｃｋｅｒ Ｂ Ｒ，Ｌｉｏｕ Ｊ Ｇ， ｅｄｓ． Ｗｈｅｒｅ Ｃｏｎｔｉｎｅｎｔｓ Ｃｏｌｌｉｄ： Ｇｅｏｄｙｎａｍｉｃ ａｎｄ Ｇｅｏｃｈｅｎｉｓｔｒｙ ｏｆ Ｕｌｔｒａｈｉｇｈ－ｐｒｅｓｓｕｒｅ Ｒｏｃｋｓ．Ｄｏｒｄｒｅｃｈｔ：Ｋｌｕｗｅｒ Ａｃａｄｅｍｉｎ Ｐｕｂｌｉｓｈｅｒｓ，２７～５５． Ｐｅａｒｃｅ Ｊ Ａ，Ｍｅｉ Ｈ．１９８８．Ｖｏｌｃａｎｉｃ ｒｏｃｋｓ ｏｆ ｔｈｅ １９８５ Ｔｉｂｅｔ Ｇｅｏｔｒａｖｅｒｓｅ：Ｌｈａｓａ ｔｏ Ｇｏｌｍｕｄ．Ｐｈｉｌｏｓｏｐｈｉｃａｌ Ｔｒａｎｓａｃｔｉｏｎｓ ｏｆ ｔｈｅ Ｒｏｙａｌ Ｓｏｃｉｅｔｙ ｏｆ Ｌｏｎｄｏｎ，Ａ３２７：１６９～２０１． Ｓｃｈｗａｂ Ｍ，Ｒａｔｓｃｈｂａｃｈｅｒ Ｌ。Ｓｉｅｂｅｌ Ｗ．ＭｃＷｉｌｌｉａｍｓ Ｍ，Ｍｉｎａｅｖ Ｖ， Ｌｕｔｋｏｖ Ｖ，Ｃｈｅｎ Ｆ，Ｓｔａｎｅｋ Ｋ，ＮｅｌｓｏｎＢ，Ｆｒｉｓｃｈ Ｗ，Ｗｏｏｄｅｎ Ｊ Ｌ．２００４．Ａｓｓｅｍｂｌｙ ｏｆ ｔｈｅ Ｐａｍｉｒｓ：ａｇｅ ａｎｄ ｏｒｉｇｉｎ ｏｆ ｍａｇｍａｔｉｃ ｂｅｌｔｓ ｆｒｏｍ ｓｏｕｔｈｅｒｎ Ｔｉｅｎ Ｓｈａｎ ｔｏ ｔｈｅ ｓｏｕｔｈｅｒｎ Ｐａｍｉｒｓ ａｎｄ ｔｈｅｉｒ ｒｅｌａｔｉｏｎ ｔｏ Ｔｉｂｅｔ．Ｔｅｃｔｏｎｉｃｓ ２３，ＴＣ４００． Ｓｔａｎｅｋ Ｋ，Ｎｅｌｓｏｎ Ｂ，Ｆｒｉｓｃｈ Ｗ，Ｗｏｏｄｅｎ Ｊ Ｌ．２００４．Ａｓｓｅｍｂｌｙ ｏｆ ｔｈｅ Ｐａｍｉｒｓ：ａｇｅ ａｎｄ ｏｒｉｇｉｎ ｏｆ ｍａｇｍａｔｉｃ ｂｅｌｔｓ ｆｒｏｍ ｓｏｕｔｈｅｒｎ Ｔｉｅｎ Ｓｈａｎ ｔｏ ｔｈｅ ｓｏｕｔｈｅｒｎ Ｐａｍｉｒｓ ａｎｄ ｔｈｅｉｒ ｒｅｌａｔｉｏｎ ｔｏ Ｔｉｂｅｔ． Ｔｅｃｔｏｎｉｃｓ，２３：ＴＣ４００． Ｓｔｅｒｎ Ｃ Ｒ，Ｋｉｌｉｎａｎ．１９９６．Ｒｏｌｅ ｏｆ ｔｈｅ ｓｕｂｄｕｃｔｅｄ ｓｌａｂ。ｍａｎｔｌｅ ｗｅｄｇｅ ａｎｄ ｃｏｎｔｉｎｅｎｔａｌ ｃｒｕｓｔｉｎ ｔｈｅ ｇｅｎｅｒａｔｉｏｎ ｏｆ ａｄａｋｉｔｅｓ ｆｒｏｍ ｔｈｅ Ａｈｄｅａｎ Ａｕｓｔｒａｌ Ｖｏｌｃａｎｉｃ Ｚｏｎｅ．Ｃｏｎｔｒｉｂ．Ｍｉｎｅｒａ１．Ｐｅｔｒｏ１．， １２３：２６３～２８１． Ｓｏｄｅｒｌｕｎｄ Ｕ，Ｐａｔｃｈｅｔｔ Ｐ Ｊ，Ｖｅｒｖｏｏｒｔ Ｊ Ｄ，Ｉｓａｃｈｓｅｎ Ｃ Ｅ．２００４．Ｔｈｅ Ｌｕ ｄｅｃａｙ ｃｏｎｓｔａｎｔ ｄｅｔｅｒｍｉｎｅｄ ｂｙ Ｌｕ—Ｈｆ ａｎｄ Ｕ—Ｐｂ ｉｓｏｔｏｐｅ ｓｙｓｔｅｍａｔｉｃ ｏｆ Ｐｒｅｃａｍｂｒｉａｎ ｍａｆｉｃ ｉｎｔｒｕｓｉｏｎｓ．Ｅａｒｔｈ Ｐｌａｎｅｔ．Ｓｃｉ． Ｌｅｔｔ．，２ｌ９：３】１～３２４． Ｔａｐｐｏｎｉｅｒ Ｒ，Ｐｅｈｚｅｒ Ｇ，Ｌｅ Ｄａｉｎ Ａ Ｙ，Ａｒｍｉｊｏ Ｒ。Ｃｏｂｂｏｌｄ Ｐ．１９８２． Ｐｒｏｐａｇａｔｉｎｇ ｅｘｔｒｕｓｉｏｎ ｔｅｃｔｏｎｉｃｓ ｉｎ Ａｓｉａ，Ｎｅｗ ｉｎｓｉｇｈｔｓ ｆｒｏｍ ｓｉｍｐｌｅ ｅｘｐｅｒｉｍｅｎｔｓ ｗｉｔｈ ｐｌａｓｔｉｃｉｎｅ．Ｇｅｏｌｏｇｙ，１０：６ｌｌ～６ｌ６． Ｖｅｒｖｏｏｒｔ Ｊ Ｄ，Ｂｌｉｃｈｅｒｔ Ｔ Ｊ．１９９９．Ｅｖｏｌｕｔｉｏｎ ｏｆ ｔｈｅ ｄｅｐｌｅｔｅｄ ｍａｎｔｌｅ： Ｈｆ ｉｓｏｔｏｐｅ ｅｖｉｄｅｎｃｅ ｆｒｏｍ ｊｕｖｅｎｉｌｅ ｒｏｃｋｓ ｔｈｒｏｕｇｈ ｔｉｍｅ． Ｇｅｏｃｈｉｍ．Ｃｏｓｍｏｃｈｉｍ．Ａｅｔａ，６３：５３３～５５． Ｖｅｒｎｏｎ Ｒ Ｈ． １ ９８３． Ｒｅｓｔｉｔｅ，ｘｅｎｏｌｉｔｈｓ ａｎｄ ｍｉｃｒｏｇｒａｎｉｔｏｉｄ ｅｎｃｌａｖｅｓ ｉｎ ｇｒａｎｉｔｅｓ．Ｊ Ｐｒｅｎ Ｒｏｙ Ｓｏｃ ＮＳＷ，１１６（３／４）：７７～１０３． Ｗｅｎ Ｄ Ｒ，Ｌｉｕ Ｄ Ｙ，Ｃｈｕｎｇ Ｓ，Ｃｈｕ Ｍ Ｆ，Ｊｉ Ｊ Ｑ，Ｚｈａｎｇ Ｑ，Ｓｏｎｇ Ｂ， ＬｅｅＴ Ｙ．Ｙｅｈ Ｍ Ｗ，Ｌｏ Ｃ Ｈ．２００８．Ｚｉｒｃｏｎ ＳＨＲＩＭＰ Ｕ—Ｐｂ ａｇｅｓ ｏｆ ｔｈｅ Ｇａｎｇｄｅｓｅ ｂａｔｈｏｌｉｔｈ ａｎｄ ｉｍｐｌｉｃａｔｉｏｎｓ ｆｏｒ Ｎｅｏｔｅｔｈｙａｎ ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ ｉｎ ｓｏｕｔｈｅｒｎ Ｔｉｂｅｔ．Ｃｈｅｍ．Ｇｅｏ１．，２５２：１９～２０ｌ＿ Ｗ“ｓｏｎ Ｍ．１９８９．Ｉｇｎｅｏｕｓ Ｐｅｔｒｏｇｅｎｅｓｉｓ．Ｌｏｎｄｏｎ：Ｕｎｗｉｎ Ｈｙｍａｎ． Ｗａｔｓｏｎ Ｅ Ｂ，Ｈａｒｒｉｓｏｎ Ｔ Ｍ．１９８３．Ｚｉｒｃｏｎ ｓａｔｕｒａｔｉｏｎ ｒｅｖｉｓｉｔｅｄ： ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ ａｎｄ ｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎ ｅｆｆｅｃｔｓ ｉｎ ａ ｖａｒｉｅｔｙ ｏｆ ｃｒｕｓｔａｌ ｍａｇｍａ ｔｙｐｅｓ．Ｅａｒｔｈ Ｐｌａｎｅｔ．Ｓｅｉ．Ｌｅｔｔ．，６４：２９５～３０４． Ｗｕ Ｙｕａｎｂａｏ．Ｚｈｅｎｇ Ｙｏｎｇｆｅｉ．２００４．Ｇｅｎｅｓｉｓ ｏｆ ｚｉｒｃｏｎ ａｎｄ ｉｔｓ ｃｏｎｓｔｒａｉｎｔｓ ｏｎ ｉｎｔｅｒｐｒｅｔａｔｉｏｎ ｏｆ Ｕ Ｐｂ ａｇｅ．Ｃｈｉｎｅｓｅ Ｓｃｉｅｎｃｅ Ｂｕｌｌｅｔｉｎ，４９：１５５４～ｌ５６９． Ｘｕ Ｒ Ｈ，Ｓｃｈｇｔｒｅｒ Ｕ，Ａｌｌ６ｇｒｅ Ｃ Ｊ． １９８５． Ｍａｇｍａｔｉｓｍ ａｎｄ ｍｅｔａｍｏｒｐｈｉｓｍ ｉｎ ｔｈｅ Ｌｈａｓａ ｂｌｏｃｋ（Ｔｉｂｅｔ）：ａ ｇｅｏｃｈｒ０ｎ０ｌ０ｇｉｃａｌ ｓｔｕｄｙ．Ｊｏｕｒｎａｌ ｏｆ Ｇｅｏｌｏｇｙ，９３：４１～５７． Ｘｕ Ｙ Ｇ，Ｙａｎｇ Ｑ Ｊ，Ｌａｎ Ｊ Ｂ，Ｈｕａｎｇ Ｘ Ｌ，ＬｕｏＺ Ｙ，Ｓｈｉ Ｙ Ｒ，Ｘｉｅ Ｌ Ｗ． ２０１１．Ｔｅｍｐｏｒａｌ～ｓｐａｔｉａｌ ｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎ ａｎｄ ｔｅｃｔｏｎｉｃ ｉｍｐｌｉｃａｔｉｏｎｓ ｏｆ ｔｈｅ ｂａｔｈｏｌｉｔｈｓ ｉｎ ｔｈｅ Ｇａｏｌｉｇｏｎｇ— Ｔｅｎｇｌｉａｎｇ—， ＹｉｎｇＪｉａｎｇ ａｒｅａ，ｗｅｓｔｅｒｎ Ｙｕｎｎａｎ：ｃｏｎｓｔｒａｉｎｔｓ ｆｒｏｍ ｚｉｒｃｏｎ Ｕ—Ｐｂ ａｇｅｓ ａｎｄ Ｈｆ ｉｓｏｔｏｐｅｓ．Ｊｏｕｒｎａｌ ｏｆ Ａｓｉａｎ Ｅａｒｔｈ Ｓｃｉｅｎｃｅｓ，１０． １０１６／ｊ．ｊｓｅａｅｓ．２０１１．０６．０１８． Ｙｉｎ Ａ，Ｈａｒｒｉｓｏｎ Ｔ Ｍ．２０００．Ｇｅｏｌｏｇｉｃ ｅｖｏｌｕｔｉｏｎ ｏｆ ｔｈｅ Ｈｉｍａｌａｙａｎ— Ｔｉｂｅｔａｎ ｏｒｏｇｅｎ． Ａｎｎｕａｌ Ｒｅｖｉｅｗ ｏｆ Ｅａｒｔｈ ａｎｄ Ｐｌａｎｅｔａｒｙ Ｓｃｉｅｎｃｅｓ，２８：２１１～２８０． Ｙｕａｎ Ｈ Ｌ，Ｇａｏ Ｓ，Ｌｉｕ Ｘ Ｍ，ｅｔ ａ１．２００４．Ａｃｃｕｒａｔｅ Ｕ—Ｐｂ ａｇｅ ａｎｄ ｔｒａｃｅ ｅｌｅｍｅｎｔ ｄｅｔｅｒｍｉｎａｔｉｏｎｓ ｏｆ ｚｉｒｃｏｎ ｂｙ １ａｓｅｒ ａｂｌａｔｉｏｎ ｉｎｄｕｃｔｉｖｅｌｙ ｃｏｕｐｌｅｄ ｐｌａｓｍａ ｍａｓｓ ｓｐｅｃｔｒｏｍｅｔｒｙ． Ｇｅｏｓｔａｎｄ． Ｇｅｏａｎａ１．Ｒｅｓ．，２８：３５３～３７Ｏ． ＺｈｕＤ Ｃ，ＭｏＸＸ，ＮｉｕＹ Ｌ，Ｚｈａｏ ＺＤ，Ｗａｎｇ ＬＱ，ＬｉｕＹ Ｓ，Ｗｕ Ｆ Ｙ．２００９．Ｇｅｏｃｈｅｍｉｃａｌ ｉｎｖｅｓｔｉｇａｔｉｏｎ ｏｆ Ｅａｒｌｙ Ｃｒｅｔａｃｅｏｕｓ ｉｇｎｅｏｕｓ ｒｏｃｋｓ ａｌｏｎｇ ａｎ ｅａｓｔ ｗｅｓｔｔｒａｖｅｒｓｅ ｔｈｒｏｕｇｈｏｕｔ ｔｈｅ ｃｅｎｔｒａｌ Ｌｈａｓａ Ｔｅｒｒａｎｅ，Ｔｉｂｅｔ．Ｃｈｅｍｉｃａｌ Ｇｅｏｌｏｇｙ，２６８：２９８～３１２． Ｚｈｕ Ｄ Ｃ，Ｚｈａｏ Ｚ Ｄ，Ｎｉｕ Ｙ Ｌ，Ｍｏ Ｘ Ｘ，Ｃｈｕｎｇ Ｓ Ｌ，Ｈｏｕ Ｚ Ｑ， Ｗａｎｇ Ｌ Ｑ，Ｗｕ Ｆ Ｙ．２０１１．Ｔｈｅ Ｌｈａｓａ ｔｅｒｒａｎｅ：ｒｅｃｏｒｄ ｏｆ ａ ｍｉｃｒｏｃｏｎｔｉｎｅｎｔ ａｎｄ ｉｔｓ ｈｉｓｔｏｒｉｅｓ ｏｆ ｄｒｉｆｔ ａｎｄ ｇｒｏｗｔｈ．Ｅａｒｔｈ ａｎｄ Ｐｌａｎｅｔａｒｙ Ｓｃｉｅｎｃｅ Ｌｅｔｔｅｒｓ，３０１：２４１～２５５． １Ｏ６２ 地质学报 ２Ｏ１２正 Ｕ・Ｐｂ Ｄａｔｉｎｇ ａｎｄ Ｈｆ Ｉｓｏｔｏｐｉｃ Ｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎｓ ｏｆ Ｑｕａｒｔｚ Ｄｉｏｒｉｔｅ ａｎｄ Ｍｏｎｚｏｎｉｔｉｃ Ｇｒａｎｉｔｅ ｆｒｏｍ ｔｈｅ Ｔｅｎｇｃｈｏｎｇ－Ｌｉａｎｇｈｅ Ｂｌｏｃｋ，Ｗｅｓｔｅｒｎ Ｙｕｎｎａｎ， ａｎｄ Ｉｔｓ Ｇｅｏｌｏｇｉｃａｌ Ｉｍｐｌｉｃａｔｉｏｎｓ ＬＩ Ｚａｉｈｕｉ，ＬＩＮ Ｓｈｉｌｉａｎｇ，ＣＯＮＧ Ｆｅｎｇ，ＺＯＵ Ｇｕａｎｇｆｕ，ＸＩＥ Ｔａｏ Ｃｈｅｎｇｄｕ Ｉｎｓｔｉｔｕｔｅ ｏｆ Ｇｅｏｌｏｇｙ ａｎｄ Ｍｉｎｅｒａｌ Ｒｅｓｏｕｒｃｅｓ，Ｃｈｅｎｇｄｕ，６１００８１ Ａｂｓｔｒａｃｔ Ｔｈｅ Ｔｅｎｇｃｏｎｇ—Ｌｉａｎｇｈｅ ｍａｇｍａｔｉｃ ｂｅｌｔ ｉｓ ｔｈｅ ｅａｓｔｗａｒｄ ｅｘｔｅｎｓｉｏｎ ｏｆ ｔｈｅ Ｇａｎｇｄｅｓｅ ｇｒａｎｉｔｅ ｂｅｌｔ．Ｇａｂｂｒｏ— ｄｉｏｒｉｔｅ ｅｎｃｌａｖｅｓ，ｇｒａｎｉｔｅ，ａｎｄ ｑｕａｒｔｚ ｄｉｏｒｉｔｅｓ ｉｎ ｔｈｅ Ｔｅｎｇｃｏｎｇ—Ｌｉａｎｇｈｅ ａｒｅａ ｈａｖｅ ｃｌｏｓｅ ｓｐａｔｉａｌ ａｎｄ ｔｅｍｐｏｒａｌ ｒｅｌａｔｉｏｎｓｈｉｐ．ＭｏｒｐｈｏｌｏｇｉｃａＩ，ｓｔｒｕｃｔｕｒａｌ，ｔｅｘｔｕｒａｌ ａｎｄ ｍｉｎｅｒａｌｏｇｉｃａｌ ｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓ ｏｆ ｇａｂｂｒｏ—ｄｉｏｒｉｔｅ ｅｎｃｌａｖｅｓ ｉｎｄｉｃａｔｅ ｔｈａｔ ｔｈｅｓｅ ｅｎｃｌａｖｅｓ ｗｅｒｅ ｔｈｅ ｐｒｏｄｕｃｔｓ ｏｆ ｒａｐｉｄ ｃｏｎｄｅｎｓａｔｉｏｎ ａｎｄ ｃｒｙｓｔａＵｉｚａｔｉｏｎ ｏｆ ｔｈｅ ｉｎｔｅｒｍｅｄｉａｔｅ ａｎｄ ｍａｆｉｃ ｍａｇｍａｓ．Ｇｅｏｃｈｅｍｉｃａ１ ｄａｔａ ｓｈｏｗ ｔｈａｔ ｔｈｅ ｇａｂｂｒｏ～ｄｉｏｒｉｔｅ ｅｎｃｌａｖｅｓ ａｒｅ ｃａｌｃ—ａｌｋａｌｉｎｅ ｓｅｒｉｅｓ。 ｃｈａｒａｃｔｅｒｉｚｅｄ ｂｙ ｌｏｗ ＳｉＯ２，ｈｉｇｈ ＭｇＯ ａｎｄ Ｍｇ ，ｅｎｒｉｃｈｍｅｎｔ ｉｎ ｔｈｅ Ｒｂ，Ｓｒ，Ｔｈ，Ｂａ ａｎｄ Ｃｅ，ｄｅｐｌｅｔｉｏｎ ｉｎ Ｎｂ，Ｔａ，Ｐ，Ｚｒ，Ｙｈ ａｎｄ Ｙ．Ｈｏｓｔ ｇｒａｎｉｔｅｓ ｂｅｌｏｎｇ ｔｏ ｍｅｄｉｕｍ ｔｏ ｈｉｇｈ—Ｋ ｃａｌｃ—ａｌｋａｌｉｎｅ ｓｅｒｉｅｓ，ｍｅｔａｌｕｍｉｎｏｕｓ ｗｅａｋ ｐｅｒａ［ｕｍｉｎｏｕｓ，ａｎｄ ａｒｅ ｅｎｒｉｃｈｅｄ Ｒｂ，Ｔｈ，Ｚｒ ａｎｄ Ｈｆ，ｄｅｐｌｅｔｅｄ ｉｎ Ｎｂ，Ｔａ，Ｔｉ，Ｓｒ，Ｐ ａｎｄ Ｂａ，ｗｉｔｈ ｍｅｄｉｕｍ Ｅｕ ｎｅｇａｔｉｖｅ ａｎｏｍａｌｙ．Ｔｈｅ ｑｕａｒｔｚ ｄｉｏｒｉｔｅｓ ｌｉｅ ｂｅｔｗｅｅｎ ｔｈｅ ｇａｂｂｒｏ—ｄｉｏｒｉｔｅ ｅｎｃｌａｖｅｓ ａｎｄ ｈｏｓｔ ｇｒａｎｉｔｅｓ．Ｚｉｒｃｏｎ ＬＡ—ＩＣＰ—ＭＳ ｄａｔｉｎｇ ｉｎｄｉｃａｔｅｓ ｔｈａｔ ｔｈｅ ｑｕａｒｔｚ ｄｉｏｒｉｔｅｓ ａｎｄ ｍｏｎｚｏｎｉｔｉｃ ｇｒａｎｉｔｅｓ ｗｅｒｅ ｅｍｐｌａｃｅｄ ａｔ １２７．１０－－－４－０．９６ Ｍａ ａｎｄ １２３．８±２．５ Ｍａ，ｒｅｓｐｅｃｔｉｖｅｌｙ，ｃｏｅｖａｌ ｗｉｔｈ ｅｍｐｌａｃｅｍｅｎｔ ａｇｅ（１２２．６４－ ０．８ Ｍａ）ｏｆ ｇａｂｂｒｏ—ｄｉｏｒｉｔｅ ｅｎｃｌａｖｅｓ，ａｎｄ ｔｈｉｓ ｐｒｏｖｉｄｅｓ ｅｖｉｄｅｎｃｅ ｆｏｒ ｔｈｅ ｍｉｘｉｎｇ ｍａｇｍａｔｉｃ ｏｒｉｇｉｎ．Ｚｉｒｃｏｎｓ ｆｒｏｍ ｑｕａｒｔｚ ｄｉｏｒｉｔｅ ｙｉｅｌｄ ｅＨｆ（ ）ｖａｌｕｅｓ ｏｆ一７．６１ ｔｏ一３．８０．Ｃｏｍｂｉｎｅｄ ｗｉｔｈ ｇａｂｂｒｏ—ｄｉｏｒｉｔｅ ｅｎｃｌａｖｅｓ，ｇｒａｎｉｔｅ ￡Ｈｆ（ｆ）ａｎｄ ｔｈｅｉｒ ｇｅｏｃｈｅｍｉｃａｌ ｆｅａｔｕｒｅｓ，ｉｔ ｉｓ ｃｏｎｃｌｕｄｅｄ ｔｈａｔ ｇｒａｎｉｔｅ ｍａｙ ｂｅ ｄｅｒｉｖｅｄ ｆｒｏｍ ｐａｒｔｉａｌ ｍｅｌｔｉｎｇ ｏｆ ａｎｃｉｅｎｔ ｃｒｕｓｔ，ｇａｂｂｏｒ～ｄｉｏｒｉｔｅ ｅｎｃｌａｖｅｓ ｆｒｏｍ ｐａｒｔｉａｌ ｍｅｌｔｉｎｇ ｏｆ ｍａｎｔｌｅ—ｗｅｄｇｅ ｐｅｒｉｄｏｔｉｔｅ，ａｎｄ ｑｕａｒｔｚ ｄｉｏｒｉｔｅ ｆｒｏｍ ｔｈｅ ｍｉｘｉｎｇ ｏｆ ｍａｎｔｌｅ—ｄｅｒｉｖｅｄ ｍａｇｍａ ａｎｄ ｐａｒｔｉａｌ ｍｅｌｔｉｎｇ ｃｒｕｓｔ．Ｅａｒｌｙ Ｃｒｅｔａｃｅｏｕｓ ｉｎｔｒｕｓｉｖｅ ｒｏｃｋｓ ｉｎ ｔｈｅ Ｔｅｎｇｃｈｏｎｇ——Ｌｉａｎｇｈｅ ｂｌｏｃｋ ｍａｙ ｂｅ ｒｅｌａｔｅｄ ｔｏ ｓｏｕｔｈｗａｒｄ ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ ｏｆ ｔｈｅ Ｂａｎｇｏｎｇｈｕ——Ｎｕｉａｎｇ ｏｃｅａｎｉｃ ｌｉｔｈｏｓｐｈｅｒｅ． Ｋｅｙ ｗｏｒｄｓ：ｑｕａｒｔｚ ｄｉｏｒｉｔｅ；Ｕ—Ｐｂ ｚｉｒｃｏｎ ｄａｔｉｎｇ；Ｈｆ ｉｓｔｏｔｏｐｅ；ｍａｇｍａ ｍｉｘｉｎｇ；Ｔｅｎｇｃｈｏｎｇ—Ｌｉａｎｇｈｅ ｂｌｏｃｋ；ｗｅｓｔｅｒｎ Ｙｕｎｎａｎ
