林木森 彭松柏,2** 乔卫涛,3 李辉

1. 中国地质大学地球科学学院，武汉 4300742. 中国地质大学教育部长江三峡库区地质灾害研究中心，武汉 4300743. 贵州省地质调查院，贵阳 5500041.

1 引言

腾冲地块处于中-新生代印度板块与欧亚板块俯冲-碰撞的前缘，以其构造岩浆活动频繁和高温地热异常成为众多地质学家研究和关注的热点地区，尤其是中-新生代构造-岩浆活动为揭示其形成地质构造背景和演化提供了重要信息。前人对腾冲地块中-新生代花岗岩岩石地球化学、年代学、构造背景等方面的研究，取得了许多重要认识(杨启军等，2003, 2006；董方浏等，2006；戚学祥等，2011)，但对腾冲地块高地热异常区发育花岗岩的成因、时代及构造背景，特别是与腾冲地块高地热异常区关系的研究还较少。本文以腾冲地块高热异常区发育的中生代末-新生代花岗岩岩体为研究对象，通过对其变形变质特征、岩石地球化学、锆石U-Pb定年、形成构造背景及其与高地热异常区关系的研究，探讨了腾冲地块高地热异常区花岗岩的成因、时代及构造演化背景与现代高地热异常区的关系。

2 地质背景

腾冲地块在大地构造上位于青藏高原东南缘中特提斯怒江洋、新特提斯密支那洋相继俯冲消亡碰撞形成的怒江和密支那缝合带之间(Yin and Harrison，2000；莫宣学和潘桂棠，2006)。腾冲地块在中生代燕山期与保山地块发生俯冲-碰撞拼贴(钟大赉，1998)，而在新生代喜马拉雅早期又与印度板块(缅甸地块)发生俯冲-碰撞(Searle，1988；莫宣学等，2003；Moetal., 2007；Chungetal., 2005；Leietal., 2009)，并引发造山带中块体发生大规模旋转、逃逸、走滑(Tapponnier and Molnar, 1976; Tapponnieretal., 1982)，形成青藏高原东南缘大型走滑构造变形带的重要组成部分，其走滑剪切构造变形强烈、火山岩浆活动频繁，特别是，异常高温地热是众多地质学家关注的焦点。中生代末-新生代由于印度板块向北俯冲-碰撞的强烈挤压，导致腾冲地块及其东部怒江缝合带(高黎贡带)和西部密支那缝合带向南西旋转、走滑挤出，形成东部以高黎贡弧形走滑韧性剪切带为界，西部以密支那缝合带东侧的那邦走滑韧性剪切带(实皆断裂北沿部分)为界，中部腾冲地块发育新生代断陷盆地为特征的构造格局(图1)。

腾冲地块变质基底主要由新元古代-早中生代绿片岩相-角闪岩相花岗质片麻岩、角闪岩、混合岩、大理岩和片岩组成，动力变形变质特征明显，走滑剪切构造变形发育，特别是，在东部的高黎贡右旋韧性剪切带和西部的那邦右旋走滑韧性剪切带中表现尤为典型(云南省地质局，1982*云南地质局. 1982. 区域地质调查报告(1/20万腾冲幅和盈江幅). 昆明，12-217)。新生代地层以沉积角度不整合覆盖于绿片岩相-角闪岩相元古代-早中生代变沉积岩、岩浆岩之上，沉积地层以砂岩、泥质岩、泥质灰岩夹薄煤层为特征，侏罗-白垩系的缺失显示这一时期腾冲地块处于隆升剥蚀状态，这与腾冲地块和保山-孟连地块、缅甸地块的挤压碰撞隆升时期是一致的。中特提斯洋、新特提斯洋的相继俯冲-碰撞造山作用形成了腾冲地块内约占全区出露面积50%以上的中生代燕山期和新生代喜马拉雅期的岩浆岩，中生代岩浆侵入岩、新生代陆相火山岩-沉积岩及构造断陷盆地从北向南由近南北向转为北东向，并相间分布于大盈江、龙川江等主要弧形断裂之间(图1)。

本文重点对腾冲县境内朗蒲-热海-马鞍山、五合-新华-蒲川两个高地热异常区中(白登海等，1994；楼海等，2002；叶建庆等，2003；赵慈平等，2006,2008；李辉等，2011；Xuetal., 2012)与新生代火山岩、热泉集中分布区紧密伴生的中生代末-新生代花岗岩变形变质、岩石地球化学、年代学、成因构造背景，以及与高地热异常区的关系进行了研究和探讨。

图1 腾冲地块地质略图1-大盈江断裂带；2-龙川江断裂带.YLZB-MZNS-雅鲁藏布-密支那缝合带；BNS-班公湖-怒江缝合带；TC-腾冲地块；BS-保山地块；IC-印支地块Fig.1 Geological sketch map of the Tengchong block

3 测试分析方法

本研究所用常量和微量元素分析样品均经表面去皮、清洗、粉碎至200目。常量元素测试分析采用X-射线荧光光谱仪测定(XRF)，并用等离子光谱法进行验证，在湖北武汉地质实验测试中心完成。微量元素采用Agilent 7500a ICP-MS分析，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)完成。微量元素ICP-MS分析样品处理如下：先称取粉碎至大约200目岩石粉末50mg于Teflon溶样器中，然后采用Teflon溶样弹将样品用HF+HNO3在195℃条件下消解48h，最后再将120℃条件下蒸干除Si后的样品用2% HNO3稀释2000倍定容于干净的聚酯瓶。详细的样品消解处理过程、分析精密度和准确度参见Liuetal.(2008)。岩石常量元素、微量元素分析结果采用地球化学工具软件包GeoKit程序(路远发，2004)进行岩石地球化学数据处理。

锆石样品分选和阴极发光成像分别在河北省地质调查研究院廊坊区调所和北京中国科学院地质与地球物理所完成。锆石颗粒分选样品经常规表面清洗、粉碎和重选后再分选出高纯度的锆石，然后在双目镜下经人工挑选出纯度在99%以上的锆石样品，用环氧树脂将锆石样品和标样一起固定制成圆饼状靶，再用不同型号砂纸将锆石磨去三分之一多后抛光。在锆石测年样品靶阴极发光成像观察分析研究的基础上，最后对锆石样品靶进行微区LA-ICP-MS定年测试分析。

图2 腾冲地块高地热异常区晚白垩世-始新世花岗岩宏观及微观特征(a、b)-初糜棱岩化黑云母二长花岗岩宏观及微观特征；(c、d)-强糜棱岩化黑云母二长花岗岩宏观及微观特征；(e、f)-硅化碎裂正长花岗岩宏观及微观特征Fig.2 Macro and micro characteristics of Late Cretaceous-Eocene granites in high geothermal anomaly areas in the Tengchong block(a, b)-proto-mylonitc biotite monzonitic granite; (c, d)-ultramylonitized biotite monzonitic granite; (e, f)-silicified fractured syenogranite

锆石微区LA-ICP-MS年代测试分析在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成。微区激光剥蚀系统为GeoLas 2005，ICP-MS为Agilent 7500a。激光剥蚀过程采用氦气作载气，氩气为补偿气以调节灵敏度。此外，在等离子体中心气流(Ar+He)中还加入了少量氮气，以提高仪器灵敏度、降低检出限和改善分析精密度。每个时间分辨分析数据包括大约20～30s的空白信号和50s的样品信号，详细的仪器操作条件参见Huetal.(2008)和Liuetal.(2008)。以USGS参考玻璃(如BCR-2G，BIR-1G and GSE-1G)为校正标准，USGS玻璃中元素含量的推荐值据GeoReM数据库。采用多外标、无内标法或多外标、内标法对元素含量进行定量计算(Liuetal., 2008)。分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移的校正、元素含量的计算)采用软件ICPMSDataCal完成(Liuetal., 2008, 2010)。锆石测定点Pb同位素比值、U-Pb表面年龄和U-Th-Pb含量采用GLITTER4.0程序计算，普通Pb校正采用方法参见Andersen(2002)。锆石加权平均年龄计算及谐和图的绘制采用Ludwig(2003)的ISOPLOT程序。

4 岩石地球化学特征

研究分析的初糜棱岩化黑云母二长花岗岩、强糜棱岩化黑云母二长花岗岩和硅化碎裂正长花岗岩样品，分别采自大盈江与龙川江弧形断裂转折端之间的朗蒲-热海-马鞍山、五合-新华-蒲川两个新生代火山岩盆地及中-高温热泉密集分布区的花岗岩岩体，样品采样位置见图1。

图3 腾冲地块高地热异常区晚白垩世-始新世花岗岩QAP图解Fig.3 QAP classification diagram of Late Cretaceous-Eocene granites in high geothermal anomaly areas in the Tengchong block

4.1 岩相学特征

初糜棱岩化黑云母二长花岗岩(TC-28-2，TC-28-3)采自腾冲县城南约7km清水左所营飞虎公园公路旁采石场，1:20万腾冲幅区调将其定为高黎贡群混合花岗岩(云南省地质局，1982)。岩体呈近南北向展布，长约25km，宽约5～10km，出露面积约70km2，以发育近北北东走向，西倾低角度(<30°)韧性糜棱面理为特征(图2a)，其西部被第四纪沉积-火山岩不整合覆盖，东部与早白垩世花岗岩呈侵入接触关系，内部夹有少量残留的早期云母片岩。初糜棱岩化黑云母二长花岗岩，浅灰色，风化后呈褐黄色，条带状-眼球状构造，粗粒似斑状结构。主要矿物有：斜长石(25%～30%)、钾长石(25%～35%)、石英(20%～25%)、黑云母(5%～15%)、角闪石(5%)，以及锆石、磁铁矿、钛铁矿等副矿物，在QAP定量矿物分类图解上落在二长花岗岩区(图3)。残斑(斑晶)主要为钾长石、斜长石、石英，约占70%，基质为长石、石英、黑云母等，约占30%(图2b)。斜长石斑晶呈自形-半自形，板柱状，粒径约为10～15mm，解理发育，聚片双晶和碎裂裂隙十分发育，绢云母化蚀变强烈。钾长石斑晶主要为微斜长石，半自形，短柱状，粒径10～15mm，两组近正交解理发育，常见碎裂裂隙，高岭土化蚀变普遍，沿钾长石斑晶不规则边界常见有细粒斜长石、石英动态重结晶颗粒。石英呈他形粒状，粒径可分为残斑和动态重结晶亚颗粒两个粒级：残斑粒径一般为4～6mm，波状消光普遍；动态重结晶亚颗粒粒径一般为0.05～0.1mm，边界锯齿状发育。黑云母呈黄棕色，他形-半自形短柱状，板片状，短轴一般为0.5～1mm，解理发育，受应力作用颗粒边界及解理常发生弯曲变形。

强糜棱岩化黑云母二长花岗岩(TC-XH-1，TC-XH-2，TC-XH-3)采自腾冲县南东新华乡南约1km的新华乡至蒲川乡公路旁，1:20万腾冲幅区调将其定为高黎贡群花岗质混合岩(云南省地质局，1982)。岩体呈北北东向展布，长约30km，宽约3～5km，出露面积约90km2。岩体以发育走向近南北，倾角约70°～87°的近垂直高角度糜棱面理和近水平走滑剪切糜棱线理为特征(图2c)，其西部为新近纪-第四纪火山沉积岩以不整合覆盖或断层接触，东部侵入早白垩世花岗岩。强糜棱岩化黑云母二长花岗岩，灰白色，风化后呈褐黄色，条带-条纹状、眼球状构造，细粒糜棱-超糜棱结构。主要矿物有：斜长石(25%～30%)、钾长石(30%～35%)、石英(30%～45%)、黑云母，在QAP定量矿物分类图解上落在二长花岗岩区(图3)。残斑主要为钾长石、斜长石、石英、黑云母，约占20%～25%，基质主要为长石、石英、黑云母、绢云母、磁铁矿、磷灰石、锆石、钛铁矿，约占75%～80%。“σ”、“δ”型残斑(斑晶)主要为钾长石、斜长石，S-C面理发育，“云母鱼”变形构造常见，基质中常见动态重结晶石英(图2d)。钾长石、斜长石残斑呈眼球状，粒径一般为2～4mm，双晶发育，表面裂隙常见。石英残斑，他形粒状、眼球状，粒径一般为0.5～1mm，无解理，波状消光普遍。

硅化碎裂正长花岗岩(TC-26-1，TC-26-2，TC-26-3)采自腾冲县城南约12km的热海硫磺塘大滚锅火山地热公园内。1:20万腾冲幅区调将其定为古近纪南林组下部花岗质砂砾岩(云南省地质局，1982)，胡云中等(2002)认为南林组下部花岗质砂砾岩实为蚀变的角砾状、碎裂状碱长花岗岩。岩体受近南北向和东西向断裂控制，呈十字形出露，南北长约3km，东西长约6km，出露面积约10km2，并为新近纪-第四纪沉积砂砾岩地层和火山岩沉积不整合覆盖。硅化碎裂正长花岗岩，灰白色，风化后呈浅褐黄色，块状构造，局部角砾状、碎裂状构造，角砾直径一般为2～7cm，大者可达20～30cm，中-粗粒花岗结构、似斑状结构、碎斑、碎裂结构(图2e)，硅化、高岭土化、粘土化、绢云母化现象强烈，结合胡云中等(2002)对该花岗岩的研究，其主要矿物为：斜长石(25%～40%)、钾长石(30%～45%)、石英(30%～40%)、黑云母(5%)，以及磁铁矿、磷灰石、锆石、钛铁矿等副矿物(图2f)，在QAP定量矿物分类图解上落在正长花岗岩区(图3)。钾长石呈他形-半自形柱状，粒径一般为1～3mm，表面裂隙发育，高岭土化、泥化蚀变强烈。斜长石呈他形-半自形柱状，粒径一般为1～5mm，聚片双晶不发育，表面裂隙发育，绢云母化，常见强烈蚀变粘土矿物。石英呈他形粒状，碎裂特征明显，粒径一般为1～3mm，大者可达5mm，波状消光发育。黑云母常见晶面弯曲现象，主要集中分布于长石颗粒之间。普遍见有硅化形成的隐晶质玉髓、蛋白石，这说明其形成后仍有强烈的断裂构造活动和持续的水热爆炸活动与蚀变作用。

4.2 地球化学特征

腾冲地区清水左所营初糜棱岩化黑云母二长花岗岩、新华强糜棱岩化黑云母二长花岗岩，以及热海硫磺塘硅化碎裂正长花岗岩的常量元素具有以下基本特征(表1)：初糜棱岩化黑云母二长花岗岩SiO2含量为68.80%～69.82%，高K2O=5.13%～7.62%，富碱Na2O+K2O=7.87%～9.72%，K2O/Na2O=1.87～3.63，CaO=1.02%～1.45%，高Al2O3=14.85%～15.20%，A/CNK=1.10～1.20，富铁FeOT/MgO=3.60～4.44。强糜棱岩化黑云母二长花岗岩SiO2含量为74.60%～75.05%，高K2O=5.90%～5.91%，富碱Na2O+K2O=7.77%～8.13%，K2O/Na2O=2.66～3.16，CaO=0.51%～0.65%，高Al2O3=13.90%～14.32%，A/CNK=1.24～1.38， 富铁FeOT/MgO=2.48～4.92。而硅化碎裂正长花岗岩的SiO2含量比较高81.37%～88.80%，低K2O=0.37%～0.96%，Na2O=0.01%～0.12%，低碱Na2O+K2O=0.38%～1.08%，高K2O/Na2O=8～37，CaO=0.02%～0.09%，低Al2O3=5.85%～12.61%，A/CNK=4.18～27.8，富铁FeOT/MgO=1.71～3.33。

表1腾冲地块高地热异常区晚白垩世-始新世花岗岩常量元素(wt%)、稀土元素和微量元素(×10-6)

Table 1 Chemical compositions of major elements (wt%), rare earth elements and trace elements (×10-6) of Late Cretaceous-Eocene granites in high geothermal anomaly areas in the Tengchong block

样品号TC⁃28⁃2TC⁃28⁃3TC⁃XH⁃1TC⁃XH⁃2TC⁃XH⁃3TC⁃26⁃1TC⁃26⁃2TC⁃26⁃3岩石类型初糜棱岩化黑云母二长花岗岩强糜棱岩化黑云母二长花岗岩硅化碎裂正长花岗岩SiO268．8069．8274．8075．0574．6088．8088．1081．37TiO20．660．430．150．150．160．120．080．08Al2O315．2014．8513．9014．1914．325．856．1612．61Fe2O32．341．100．580．280．330．010．020．09FeO1．131．280．120．370．400．190．100．16MnO0．050．030．010．010．010．010．010．01MgO0．730．630．130．250．260．060．070．12CaO1．451．020．650．540．510．090．060．02Na2O2．742．102．221．981．870．120．100．01K2O5．137．625．915．905．900．960．950．37P2O50．220．180．010．060．070．010．010．05H2O+1．390．661．361．061．412．652．794．39CO20．040．040．040．020．040．060．050．10Total99．8899．7699．8899．8699．8898．9398．599．38A/CNK1．201．101．241．341．384．184．7327．82FeOT/MgO4．443．604．922．482．693．331．712．00K2O/Na2O1．873．632．662．983．168．009．5037．00Ba6579741521621609．3332．216．6Rb23527445743944610995．220．0Sr17919355．052．250．41．987．635．87Y33．637．639．361．170．638．148．959．2Zr10612014614813211571．594．8Nb30．721．933．942．532．242．347．548．9Th25．99．9663．877．477．515．322．626．4Pb28．042．362．458．463．68．6726．7240Ga21．218．618．519．920．98．069．6129．3Zn48．630．525．727．935．56．15．685．47Cu5．244．370．620．750．920．20．292．08Ni4．743．350．990．630．615．341．580．69V37．923．55．176．596．212．392．972．48Cr6．624．841．691．231．531．471．211．07Hf2．653．45．115．084．596．563．886．26Cs6．097．679．388．698．845．658．261．44Sc6．295．213．174．374．552．793．062．88Ta2．221．434．245．763．714．495．356．26Co56．845．333．118．123．327395．334．1Li21．618．420．222．427．78．9310．03．94Be2．942．324．874．945．001．142．952．48U2．942．2910．714．812．210．18．3816．4La95．743．156．367．21021316．812．8Ce18181．212314423034．553．229．4Pr208．2613．114．821．24．115．113．15Nd65．028．844．650．273．015．119．311．8Sm10．15．499．2411．015．54．215．504．20Eu1．431．660．460．570．780．110．190．14Gd8．035．387．879．7813．94．055．095．22Tb1．120．931．271．72．220．80．991．13Dy6．155．997．2210．312．55．496．921438．24Ho1．111．231．311．952．251．131．431．77Er3．593．843．825．76．273．844．875．72Tm0．540．580．550．880．960．640．791．02Yb3．563．303．495．605．874．415．306．97Lu0．500．480．500．790．830．700．791．02ΣREE397．8190．2272．7324．5487．392．09126．392．58LREE373．2168．5246．7287．8442．571．03100．161．49HREE24．621．7326．0336．744．821．0626．1831．09LREE/HREE15．177．759．487．849．883．373．821．98δEu0．470．920．160．160．160．080．110．09δCe0．960．991．071．071．151．151．391．10(La/Sm)N6．125．073．933．944．251．991．971．97(Gd/Yb)N1．871．351．871．441．960．760．790．62

图4 腾冲地块高地热异常区晚白垩世-始新世花岗岩SiO2-K2O图解(实线据Peccerillo and Taylor，1976；虚线据Middlemost，1985)图例同图3Fig.4 Plots of SiO2 vs. K2O (solid line after Peccerillo and Taylor, 1976; dash line after Middlemost, 1985) of Late Cretaceous-Eocene granites in high geothermal anomaly areas in the Tengchong block

在SiO2-K2O图解(Peccerillo and Taylor，1976；Middlemost，1985)中，初糜棱岩化黑云母二长花岗岩、强糜棱岩化黑云母二长花岗岩均落入钾玄质花岗岩区(图4)。硅化碎裂正长花岗岩由于受后期强烈构造碎裂硅化等蚀变作用的影响，SiO2大量带入含量明显偏高，而Na2O、K2O、CaO、Al2O3带出含量明显偏低。硅化碎裂正长花岗岩实际上已蚀变为硅英岩或硅化碎裂花岗岩，但在不活动微量元素Zr/TiO2-Nb/Y岩石化学分类图解上，落在粗面安山岩区，其对应花岗侵入岩在TAS分类图解中为二长岩区，这与镜下鉴定结果基本吻合。这表明，硅化碎裂正长花岗岩常微量元素已发生明显的迁移，很难准确反映其原岩基本地球化学特征，但高场强不活动微量元素和稀土元素仍保留了原岩基本地球化学特征(见后文)。

初糜棱岩化黑云母二长花岗岩、超糜棱岩化黑云母二长花岗岩和硅化碎裂正长花岗岩的稀土元素具有以下基本特征(图5)：初糜棱岩化黑云母二长花岗岩稀土元素总量(ΣREE)=190.2×10-6～397.8×10-6(不含Y，下同)，LREE/HREE=7.75～15.17，(La/Sm)N=5.07～6.12，(Gd/Yb)N=1.35～1.87，具负Eu异常(δEu=0.47～0.92)，无明显Ce异常(δCe=0.96～0.99)，表现出轻稀土较富集，轻重稀土略有分异，Eu亏损的略右倾较深“V”海鸥形稀土配分型式特点。强糜棱岩化黑云母二长花岗岩稀土元素总量(ΣREE)=272.7×10-6～487.3×10-6，LREE/HREE=7.84～9.88，(La/Sm)N=3.93～4.25，(Gd/Yb)N=1.44～1.96，具强烈负Eu异常(δEu=0.16)，无明显Ce异常(δCe=1.07～1.15)，表现出轻稀土较富集，重稀土平坦，轻重稀土略有分异，Eu强烈亏损的略右倾深“V”海鸥形稀土配分型式特点。而硅化碎裂正长花岗岩稀土元素总量(ΣREE)=92.1×10-6～126.3×10-6，LREE/HREE=1.98～3.82，(La/Sm)N=1.97～1.99，(Gd/Yb)N=0.62～0.79，具强烈负Eu异常(δEu=0.09～0.11)，弱Ce正异常(δCe=1.10～1.39)，表现出轻重稀土分异不明显，Eu强烈亏损的深“V”海鸥形稀土配分型式特点。此外，硅化碎裂正长花岗岩具有典型的M型稀土元素四分组效应，这表明其晚期经历了流体/熔体相互作用(Masudaetal., 1987；赵振华等, 1992, 1999)。

图5 腾冲地块高地热异常区晚白垩世-始新世花岗岩球粒陨石标准化稀土配分模式和原始地幔标准化微量元素蛛网图(标准化值据Sun and McDonough, 1989)Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams of Late Cretaceous-Eocene granites in high geothermal anomaly areas in the Tengchong block (normalized values after Sun and McDonough, 1989)

在微量元素在原始地幔标准化蛛网图上(图5)，初糜棱岩化黑云母二长花岗岩普遍富集Rb、Th、U、Ce和Sm，不同程度地亏损Ba、Nb、Ta、Sr和Ti，尤其是Nb、Ta的亏损，显示具有岛弧或活动大陆边缘火山弧环境形成的特征(Guoetal., 2005, 2006)；强糜棱岩化黑云母二长花岗岩和硅化碎裂正长花岗岩则普遍富集Rb、Th、U、Ce、Sm和Ta，不同程度地亏损Ba、Nb、Sr和Ti，这与A型花岗岩的稀土配分模式类似，显示后碰撞-板内构造过渡环境形成的花岗岩特征(Pearceetal., 1984)。从初糜棱岩化黑云母二长花岗岩到强糜棱岩化黑云母二长花岗岩和硅化碎裂正长花岗岩，Th、U的富集程度越来越高，而Nb、Sr、Ti亏损不断增强，分配曲线的总体斜率及富集与亏损的反差愈来愈大，呈现出一种递进演化的关系，可能反映了连续过渡或转换的构造环境特征，暗示从洋-陆俯冲体制向大陆碰撞体制转变的地球动力学环境。

在Whalenetal.(1987)的A型花岗岩10000Ga/Al-Zr、Nb、Ce、Y微量元素判别图解中，强糜棱岩化黑云母二长花岗岩和硅化碎裂正长花岗岩落在A型花岗岩区范围；而初糜棱岩化黑云母二长花岗岩大多落在A型花岗岩区与I、S型花岗岩区交界处，这与杨启军等(2009)对腾冲地区晚白垩世花岗岩的研究是一致的(图6)。

图6 腾冲地块高地热异常区晚白垩世-始新世花岗岩岩浆成因类型判别图解(据Whalen et al., 1987)Fig.6 Discriminant diagrams of magmatic origin types of Late Cretaceous-Eocene granites in high geothermal anomaly areas in the Tengchong block (after Whalen et al., 1987)

在Pearceetal.(1984)和Pearce(1996)的Rb-Y+Nb和Rb-Yb+Ta构造环境判别图解中，硅化碎裂正长花岗岩大多落在板内构造环境区，或后碰撞与板内构造环境交界区，强糜棱岩化黑云母二长花岗岩落在同碰撞与板内构造环境交汇区(图7a，b)，结合其稀土元素、微量元素蛛网图显示出后碰撞-板内构造过渡环境形成的A型花岗岩特征，表明二者均形成于后碰撞-板内构造环境。而初糜棱岩化黑云母二长花岗岩则大多落在同碰撞构造环境，部分落在同碰撞与后碰撞构造环境交汇区，这也与杨启军等(2009)对腾冲地区晚白垩世花岗岩的研究是一致的(图7a，b)，结合其稀土元素、微量元素蛛网图显示出火山弧形成的花岗岩特征，并与强糜棱岩化黑云母二长花岗岩和硅化碎裂正长花岗岩具有明显差异，因而推断其形成于火山弧-后碰撞转换构造环境。

综合上述结果，初糜棱岩化黑云母二长花岗岩为活动大陆边缘火山弧-后碰撞转换构造环境形成的钾玄质强过铝花岗岩，而强糜棱岩化黑云母二长花岗岩和硅化碎裂正长花岗岩则属后碰撞-板内构造环境形成的钾玄质强过铝A型花岗岩。

图7 腾冲地块高地热异常区晚白垩世-始新世花岗岩构造环境判别图解(据Pearce et al., 1984; Pearce, 1996)VAG-火山弧花岗岩；syn-COLG-同碰撞花岗岩；WPG-板内花岗岩；ORG-洋中脊花岗岩Fig.7 Discriminant diagrams of tectonic settings of Late Cretaceous-Eocene granites in high geothermal anomaly areas in the Tengchong block (after Pearce et al., 1984; Pearce, 1996)

5 锆石LA-ICP-MS U-Pb定年

5.1 锆石形态结构和微量元素成分

清水左所营初糜棱岩化黑云母二长花岗岩(TC-28-2，TC-28-3)、新华强糜棱岩化黑云母二长花岗岩(TC-XH-2，TC-XH-3)和热海硫磺塘硅化碎裂正长花岗岩(TC-26-1，TC-26-2)的锆石晶型特征非常相似，大部分呈自形-半自形柱状、短柱状，晶面整洁光滑，粒度大多在70×100μm～100×180μm之间，长宽比一般为2:1，个别可达4:1。锆石阴极发光图像显示三个花岗岩样品的锆石都是边界形态清晰，发育典型岩浆生长韵律环带，未见继承性锆石核和新生变质锆石边的存在(图8)。初糜棱岩化黑云母二长花岗岩锆石的Th/U比值在0.32～1.36之间，强糜棱岩化黑云母二长花岗岩锆石的Th/U比值在0.20～4.20之间，硅化碎裂正长花岗岩锆石的Th/U比值在0.21～1.27之间(表2)，这些特征均显示岩浆结晶锆石的基本特征。

图8 腾冲地块高地热异常区晚白垩世-始新世花岗岩锆石阴极发光图像Fig.8 Cathodoluminescence images of Late Cretaceous-Eocene granites in high geothermal anomaly areas in the Tengchong block

5.2 锆石结晶温度

根据锆石Ti温度计(Watson and Harrison, 2005; Watsonetal., 2006; Ferry and Watson, 2007; 高晓英和郑永飞, 2011)，对清水左所营初糜棱岩化黑云母二长花岗岩、新华强糜棱岩化黑云母二长花岗岩和热海硫磺塘硅化碎裂正长花岗岩形成结晶时的锆石饱和温度进行了估算。本文采用Ferry and Watson(2007)校正的锆石饱和温度公式：log(×10-6Ti-in-zircon)=(5.711±0.072)-(4800±86)/T(K)- logαSiO2+logαTiO2进行计算，式中：αSiO2对于地壳岩石包括花岗岩，通常αSiO2=0.5～1，取αSiO2=0.9，而对于αTiO2，当锆石存在时，αTiO2≥0.5，钛铁矿存在时αTiO2≥0.6，榍石和钛磁铁矿存在时αTiO2≥0.7，金红石存在时，αTiO2≥1，因所研究花岗岩普遍存在钛铁矿、钛磁铁等副矿物，故取αTiO2=0.6(Watson and Harrison，2005)。据此，计算获得三个花岗岩岩体形成的锆石Ti饱和温度分别为：初糜棱岩化黑云母二长花岗岩形成温度介于781～799℃(平均790℃)；强糜棱岩化黑云母二长花岗岩形成温度介于696～702℃(平均699℃)；硅化碎裂正长花岗岩形成温度介于678～705℃(平均692℃)。

清水左所营初糜棱岩化黑云母二长花岗岩形成温度与全球铝质A型花岗岩形成的锆石饱和温度712～855℃(平均800℃)(刘昌实等，2003)、我国华南A型花岗岩形成的锆石饱和温度680～885℃(平均790℃)(钟玉婷和徐义刚，2009)基本一致，而新华强糜棱岩化黑云母二长花岗岩、热海硫磺塘硅化碎裂正长花岗岩形成温度略低于全球铝质A型花岗岩和华南A型花岗岩形成的平均温度，显示出中-高温花岗岩的特征，这可能与受后期硅化碎裂作用和强糜棱岩化变形变质改造作用有关。

5.3 锆石LA-ICP-MS U-Pb定年

清水左所营初糜棱岩化黑云母二长花岗岩、新华强糜棱岩化黑云母二长花岗岩和热海硫磺塘硅化碎裂正长花岗岩锆石LA-ICP-MS U-Pb的定年测试分析结果表明(表2)，锆石测年分析点绝大部分都位于U-Pb谐和曲线上或其附近(图9)。初糜棱岩化黑云母二长花岗的两个样品锆石U-Pb的206Pb/238U加权平均年龄分别为：73±1Ma(n=19，MSWD=3.7)和73±1Ma(n=24，MSWD=5)，置信度为95%。强糜棱岩化黑云母二长花岗岩的两个样品锆石U-Pb的206Pb/238U加权平均年龄分别为：48±0.9Ma(n=22，MSWD=11.9)和46±1Ma(n=18，MSWD=23)，置信度为95%。硅化碎裂正长花岗岩的两个样品锆石U-Pb的206Pb/238U加权平均年龄分别为：48±0.4Ma(n=23，MSWD=5.7)和48±0.5Ma(n=16，MSWD=5.5)，置信度为95%。初糜棱岩化黑云母二长花岗岩、强糜棱岩化黑云母二长花岗岩和硅化碎裂正长花岗岩中锆石放射性成因铅(普通铅)均有一定程度丢失，特别是，晚白垩世的初糜棱岩化黑云母二长花岗岩锆石中放射性成因铅(普通铅)的丢失更为严重，尽管后期岩浆侵入和韧性构造变形变质事件均可能对铅丢失造成影响，但后期在其附近始新世岩浆岩侵入活动热事件的影响可能更大一些。

因此，初糜棱岩化黑云母二长花岗岩、强糜棱岩化黑云母二长花岗岩和硅化碎裂正长花岗岩锆石U-Pb年龄代表花岗岩的形成结晶年龄，但均不同程度地受到了后期岩浆热液和构造变形变质热事件的影响。

6 讨论

6.1 腾冲地块晚白垩世-始新世花岗岩岩浆活动的成因构造环境

腾冲地区清水左所营、新华黑石河热田、热海热田硫磺塘晚白垩世-始新世(73～46Ma)的初糜棱岩化黑云母二长花岗岩、强糜棱岩化黑云母二长花岗岩和硅化碎裂正长花岗岩，其主要矿物为斜长石、钾长石、石英、黑云母。初糜棱岩化黑云母二长花岗岩表现为活动大陆边缘火山弧-后碰撞转换或过渡构造环境形成的钾玄质强过铝花岗岩特征，而强糜棱岩化黑云母二长花岗岩和硅化碎裂正长花岗岩则表现为后碰撞-板内构造环境形成的钾玄质强过铝A型花岗岩的特征。稀土元素配分、微量元素地球化学特征也显示出从晚白垩世到始新世花岗岩的形成构造环境，既具有继承性，又具有明显转换的特征，暗示腾冲地区从洋-陆俯冲-碰撞体制向后碰撞-陆内体制转变的地球动力学过程。董方浏等(2006)对腾冲地区新生代(66～41Ma)二长花岗岩、正长花岗岩、白云母花岗岩、白云母钠长花岗岩成因的研究，杨启军等(2009)对腾冲-梁河地区晚白垩世(76～68Ma)黑云母二长花岗岩、黑云钾长斑岩、二云母二长花岗岩岩石地球化学特征的研究，以及江彪等(2012)对腾冲大松坡晚白垩世花岗岩地球化学特征的研究，也表明晚白垩世-始新世花岗岩具有钾玄质强过铝花岗岩的特征。因此，腾冲地块晚白垩世-始新世花岗岩属中-高温钾玄质强过铝花岗岩岩浆活动的产物，而且始新世花岗岩具铝质A型花岗岩特征(刘昌实等，2003；李小伟等，2010)，这与腾冲地区早白垩世(126～118Ma)高钾钙碱性过铝-强过铝花岗岩相比有明显的差异(杨启军等，2006)。

研究表明，当存在含水沉积物和含水矿物(如蛇纹石、绿泥石等)的洋壳板片向大陆岩石圈下俯冲时，随着洋壳板片向深部俯冲的压力增大、温度升高，这些沉积物和含水矿物中的流体挤出或发生脱水反应析出，并与其上部地幔楔发生交代作用导致地幔橄榄岩部分熔融，形成基性-超基性岩浆(Iwamori, 1998; Iwamorietal., 2007; Kepezhinskasetal., 1996; Nakamura and Iwamori, 2009)，基性岩浆上升到壳幔边界后又引发下地壳物质的部分熔融形成酸性岩浆(Leeman, 1983; Rappetal., 1999; Winter, 2001; Richards, 2003; Annenetal., 2006)。而钾玄质系列岩浆岩主要起源于与俯冲作用有关的富钾和LILE的交代地幔，Nb、Ta的负异常表明，源区的交代作用可能与俯冲带流体有关，主量元素、微量元素反映出钾玄质系列岩浆岩经历了单斜辉石低程度(<10%)的分离结晶作用(Foley and Peccerillo, 1992)，而相对平缓的稀土元素配分型式则反映岩浆来源于存在富钾金云母矿物相对较浅的尖晶石相地幔的部分熔融(Wyllie, 1983)。钾玄质系列岩石形成的构造环境主要为大洋岛弧、大陆弧、后碰撞弧和板内构造环境(Edgar, 1987; Foley and Peccerillo, 1992)。一般认为，俯冲带内钾玄质岩石的出现是大洋岩石圈俯冲结束，陆内碰撞造山作用或碰撞后构造环境开始的岩石学标志(邓晋福等，1996)。研究表明，新特提斯喜马拉雅洋的封闭始于65Ma(莫宣学等，2003；Moetal., 2007)或55Ma(Klootwijk and Peirce, 1979; 吴福元等, 2008)，因此，腾冲地区晚白垩世(73Ma)钾玄质强过铝花岗岩的出现与喜马拉雅期印度板块(缅甸板块)向腾冲地块的俯冲-碰撞密切相关，可能是大洋岩石圈俯冲结束的响应，而始新世(48～46Ma)中-高温钾玄质强过铝A型花岗岩的出现则代表了后碰撞-板内构造环境的开始。

6.2 腾冲地块白垩纪-新生代主要构造变形期次及其构造背景

腾冲地区清水左所营-热海热田硫磺塘、新华黑石河热田地热高地热异常区及其附近中-高温温泉密集分布区晚白垩世-始新世(73～46Ma)花岗岩构造变形变质特征的野外观察和研究显示，晚白垩世(73Ma)花岗岩的变形以普遍发育早期近水平-低角度(<30°)韧性伸展剪切糜棱面理，局部发育晚期高角度右旋走滑挤压韧性糜棱面理为特征，这一变形特点也为杨启军等(2009)对腾冲地区其它一些晚白垩世花岗岩变形特征的研究所证实。近水平-低角度透入性韧性剪切变形糜棱面理主要发育于高黎贡山构造带的西缘和东缘，西缘糜棱面理以西倾为主，东缘糜棱面理则以东倾为主，而高黎贡山构造带的核部地区则以发育高角度(70°～87°)右旋走滑韧性剪切糜棱带为特征(季建清等，2000；刘俊来等，2006；吴小奇等，2006；王刚等，2006)，这表明腾冲地块晚白垩世花岗岩形成之后，大规模右旋走滑韧性剪切变形发生之前，还有一次重要的伸展韧性剪切构造变形变质事件。

图9 腾冲地块高地热异常区晚白垩世-始新世花岗岩锆石LA-ICP-MS U-Pb定年协和图Fig.9 Zircon LA-ICP-MS U-Pb concordia diagrams of Late Cretaceous-Eocene granites in high geothermal anomaly areas in the Tengchong block

而在远离大规模走滑韧性剪切高黎贡山构造带西侧的腾冲热海地区始新世(48～46Ma)花岗岩未见右旋走滑韧性剪切变形，近高黎贡山构造带西侧的新华地区局部则发育有典型的高角度(70°～87°)右旋走滑韧性剪切糜棱面理，而且高黎贡山构造带西部的龙川江东岸邦腊掌地区的早白垩世花岗岩中也普遍见有早期形成的低角度韧性伸展剪切糜棱面理，并被后期右旋走滑韧性剪切面理所叠加和切割，这表明近直立右旋挤压走滑韧性剪切的变形时代应在始新世之后，这可能与22～20Ma时期快速顺时针旋转的高黎贡大型右旋走滑韧性剪切带的形成有关(季建清等，2000；刘俊来等，2006)。新近纪晚期以来腾冲地块以及高黎贡山构造带隆起区西侧北段南部构造变形则主要以高角度西倾(主要)脆性正断层发育为特征，而南段北东向断裂则具有左旋走滑脆性正断层的活动特征(樊春和王二七，2004；王刚等，2006)。腾冲地块内部新生代盆地则主要表现为在晚白垩世-始新世花岗岩沉积角度不整合面之上普遍发育近南北-北北东走向(北段)，北东-北东东向(南段)的构造拉分断陷沉积盆地，并且一般西倾正断层切割较深，东倾正断层切割相对较浅，形成典型的掀斜构造拉分断陷沉积盆地(何科昭等，1996)。

腾冲地块及其邻区地震地球物理的深部推断成果也表明，晚白垩世-新生代由于印度板块(缅甸地块)与腾冲地块的俯冲-碰撞(Huang and Zhao, 2006; Leietal., 2009)，岩石圈发生强烈挤压造山隆升，并紧随其后发生伸展垮塌、拆沉作用，上地幔软流圈物质上涌玄武质岩浆底侵(金振民和高山，1996；高山和金振民，1997)，导致地壳物质减压增温熔融形成大规模的中-高温钾玄质强过铝花岗岩岩浆(Leeman, 1983; Rappetal., 1999; Winter, 2001; Richards, 2003; Annenetal., 2006; 戚学祥等, 2010)和基性火山岩浆活动。晚白垩世-新生代俯冲-碰撞后发生拆沉或板片断离形成OIB型基性岩浆岩活动的时代约为40Ma(张玉泉等，2000；蓝江波等，2007)，也进一步说明，腾冲地块及其邻区经历了早白垩世-晚白垩世的俯冲-碰撞造山隆升和晚白垩世末-始新世的伸展垮塌和拆沉、板片断离作用，以及伴随的伸展韧性剪切作用和岩浆活动。

6.3 腾冲地块高地热异常区晚白垩世-始新世岩浆活动成因关系探讨

腾冲地区是我国著名的高地热异常和中-高温温泉发育区，许多地热研究者对高地热异常区的分布、成因和活动性进行了研究探讨，推测腾冲地区可能存在有三个高地热异常区及中-高温地热温泉集中分布区，即五合-新华-蒲川-团田地区、朗蒲-热海-马鞍山地区和马站-曲石地区(叶建庆等，1998,2003；李恒忠和杨存宝，2000；赵慈平等，2006,2008；李成波等，2007；李辉等，2011)。赵慈平等(2006, 2008)根据腾冲地区及周缘温泉温度计算的相对地热梯度、幔源氦释放强度研究，认为腾冲地区有3个相对地热梯度大于100℃的高热异常区，并推断与之对应有五合-团田地区、腾冲-热海地区和马站-曲石地区3个岩浆囊。李成波等(2007)对腾冲火山地热活动区的GPS形变特征研究，发现地表最大面膨胀量和最大剪应变位于马站-曲石，腾冲-热海及五合-团田附近，据此推测其下深部应存在岩浆房。最近，李辉等(2011)根据腾冲地区卫星热红外遥感多时相夜间MODIS LST的地表温度变化分析，也得出五合-新华-蒲川-团田地区、朗蒲-热海-马鞍山地区和马站-曲石地区的深部可能存在新生代火山岩活动岩浆囊的认识。Xuetal.(2012)深部地球物理的研究结果也进一步证明，腾冲高地热异常岩区深部至今依然存在活动的岩浆囊。

腾冲地块清水左所营、热海热田硫磺塘和新华黑石河热田地区出露的晚白垩世-始新世(73～46Ma)初糜棱岩化黑云母二长花岗岩岩体、硅化碎裂正长花岗岩岩体和强糜棱岩化黑云母二长花岗岩岩体，恰好分别位于其中两个最主要的高温地热异常区，即朗蒲-热海-马鞍山高温地热异常区、五合-新华-蒲川-团田高温地热异常区，特别是，热海热田、新华黑石河热田直接位于出露的始新世花岗岩岩体(48～46Ma)之上或其边部。这表明腾冲地区高热异常区(带)中-高温热泉的密集发育分布区与新生代构造-岩浆活动具有更为密切的关系，反映始新世花岗岩岩浆活动与第四纪基性火山岩浆活动具有明显的继承活动关系。此外，朗蒲-热海-马鞍山高地热异常区、五合-新华-蒲川-团田高地热异常区及中-高温地热温泉密集分布区的中心也都位于腾冲地区两条主要的高角度西倾(为主)走滑-拉张脆性断裂即大盈江、龙川江等断裂带的上盘及附近(图1)，并且这些高角度西倾走滑-拉张脆性断裂也是腾冲地区新生代主要构造断陷盆地、基性火山岩浆活动的控岩控盆断裂。

综上所述，中生代末-新生代印度板块(缅甸板块)与腾冲地块的俯冲-碰撞造山后的伸展垮塌、拆沉导致的地幔物质上涌减压熔融形成的玄武质岩浆底侵和地壳物质部分熔融作用过程具有密切的关系。腾冲地区的高地热异常区及中-高温地热温泉集中分布区与始新世-第四纪岩浆活动，特别是新生代构造断陷-岩浆活动具有直接的关联。

7 结论

(1)腾冲地块高地热异常区清水左所营初糜棱岩化黑云母二长花岗岩、新华黑石河热田强糜棱岩化黑云母二长花岗岩、热海热田硫磺塘硅化碎裂正长花岗岩的岩石地球化学特征及锆石年代学研究表明，晚白垩世(73Ma)初糜棱岩化黑云母二长花岗岩岩体为高温钾玄质强过铝花岗岩形成于活动大陆边缘火山弧-后碰撞转换或过渡构造环境；始新世(48～46Ma)强糜棱岩化黑云母二长花岗岩和硅化碎裂正长花岗岩属中-高温钾玄质强过铝A型花岗岩，形成于后碰撞-板内构造环境。

(2)腾冲地块晚白垩世(73Ma)钾玄质强过铝花岗岩普遍发育早期的近水平-低角度(<30°)韧性伸展剪切糜棱面理。始新世(48～46Ma)钾玄质强过铝A型花岗岩以发育晚期高角度(70°～87°)的右旋走滑挤压韧性糜棱面理为特征，其右旋走滑剪切时代应晚于始新世。新近纪晚期-第四纪构造断裂活动主要表现为脆性张剪性正断层和构造拉分断陷盆地的形成。

(3)腾冲地块新生代始新世花岗岩岩浆活动、新近纪晚期-第四纪基性火山岩浆活动与伴随的高地热异常活动存在密切空间关系，特别是新生代晚期强烈走滑-拉张断裂构造活动和深部岩浆活动是导致腾冲地区高地热异常区(带)和中-高温地热温泉沿走滑-拉张断裂带集中分布的主要原因。

致谢感谢云南有色地质局李志群高级工程师在野外工作中提供的大力帮助！感谢刘嘉麒院士、罗照华教授在本文完成过程中给予的建议和帮助！感谢两位匿名审稿专家对全文的审阅和提出的许多宝贵意见！

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