騰沖早白堊世花崗巖的高分異成因及其構造意義

馬鵬飛 夏小平 徐健 崔澤賢 蒙均桐 周美玲

1. 中國科學院廣州地球化學研究所，同位素國家重點實驗室，廣州 5106402. 中國科學院深地科學卓越創新中心，廣州 5106403. 中國科學院大學，北京 1000494. 南方海洋科學與工程廣東省實驗室，珠海 5190001.

自Chappell and White (1974)定義了以變沉積巖為源區的S型花崗巖及變火成巖為源區的I型花崗巖以及后來定義的代表堿性、無水、形成于非造山背景下A型花崗巖(Loiselle and Wones, 1979)以來，花崗巖的I-S-A型劃分方案被普遍接受(Gaoetal., 2016; 吳福元等, 2007)。角閃石、堇青石或堿性暗色礦物可以分別作為I型、S型或A型花崗巖的有效識別標志(吳福元等, 2007)。但對于不含有這些標志性礦物的花崗巖，一般根據其全巖主微量特征來判斷其巖石類型，如S型花崗巖由富鋁變沉積巖的部分熔融形成，因此過鋁質特征被作為S型花崗巖的判別指標，然而過鋁質特征并非S型花崗巖所獨有，澳大利亞Lachlan褶皺帶中超過一半的I型花崗巖同樣為過鋁質(Chappelletal., 2012)。這是因為I型花崗質巖漿角閃石和輝石的分離結晶也可以形成過鋁質花崗巖(吳福元等, 2017)。此外，SiO2-P2O5和SiO2-A/CNK等判別圖也被用來區分I、S型花崗巖，但也存在較大的不確定性(Gaoetal., 2016)?；◢弾r全巖主微量元素組成不僅受源區組成控制，也受到巖漿過程如部分熔融、同化混染等過程的影響，常常無法有效限制其源區組成。全巖的Sr-Nd同位素及鋯石的Hf同位素主要反映的是源巖在地殼中存留時間，例如，虧損的Sr-Nd-Hf同位素特征表明花崗巖可能是新生下地殼部分熔融形成的I型花崗巖(Zhouetal., 2018)，也可能是新生的上地殼物質由于構造作用被迅速剝蝕掩埋而后發生熔融形成的S型花崗巖(Danetal., 2014)。因此僅通過對巖石的全巖主微量元素或者放射性成因同位素(如Sr-Nd)組成來確定花崗巖類型可能會產生錯誤的結論。鋯石氧同位素組成不受部分熔融和結晶分異過程的影響，是識別I、S型花崗巖的理想地球化學指標(Gaoetal., 2016; Kempetal., 2007)。如果源巖為遭受過地表低溫水巖反應的變沉積巖，部分熔融形成的熔體具有高氧同位素特征；相反，以未經歷地表沉積循環的變火成巖為源區部分熔融形成的熔體具有較低的氧同位素。

位于中國云南西部的騰沖地塊發育大量早白堊世花崗巖(130～110Ma)(戚學祥等, 2011; Caoetal., 2019; Fangetal., 2018; Heetal., 2020; Qietal., 2019; Zhangetal., 2018a, b; Zhuetal., 2015, 2020)。這些花崗巖有的具有角閃石，屬于典型I型花崗巖；但其中也有部分花崗巖不具有角閃石，也不具有堇青石或堿性暗色礦物等特征礦物，但具有高硅(68.67%～77.90%)、高鉀、弱到強過鋁質的特點，被認為是S型花崗巖(陳永清等, 2013; 楊啟軍等, 2006; Caoetal., 2014)或高分異I型花崗巖(Zhuetal., 2015)。前者認為這些花崗巖形成于碰撞造成的擠壓背景下，源區主要為上地殼硬砂巖，而后者則認為形成于俯沖背景下，源區主要為中下地殼及少量的幔源物質。如前所述，由于缺乏礦物學標志，前人對這些高硅、過鋁質花崗巖的成因類型判斷主要依靠全巖主微量元素，缺乏足夠的依據，無法有效的限制其源區特征及構造背景。本文首次對騰沖地塊早白堊世高硅過鋁質花崗巖進行鋯石氧同位素研究，發現這些花崗巖普遍具有相對較低的氧同位素組成，表明其源區組成主要以基性下地殼為主，并結合花崗巖的礦物學特征、全巖主微量元素和Sr-Nd同位素特征，確定了這些花崗巖屬于高分異I型花崗巖，它們可能形成于班公湖-怒江洋閉合后的板片折返或板片斷離背景，而非之前認為的是沉積物為主的源區在碰撞擠壓背景下的熔融產物。

圖1 滇西騰沖地塊構造地質簡圖BNS-班公湖-怒江縫合帶；TC-騰沖地塊；BS-保山地塊；IC-印支地塊Fig.1 Simplified tectonic map of the Tengchong terrane in western Yunnan ProvinceBNS-Bangong-Nujiang Suture; TC-Tengchong terrane; BS-Baoshan terrane; IC-Indochina terrane

1 地質背景和樣品描述

騰沖地塊位于青藏高原東南緣，東以高黎貢剪切帶(或龍陵-瑞麗斷裂帶)與保山地塊相隔，西以密支那縫合帶與西緬地塊相隔(圖1)。在早古生代騰沖地塊位于岡瓦納大陸邊緣，于中生代拼合到歐亞大陸(Liuetal., 2019a; Metcalfe, 2013)。騰沖地塊最古老的地質單元為古-新元古代高黎貢山群，由片麻巖、片巖、硅質巖、大理巖和板巖等組成，普遍經歷綠片巖-角閃巖相變質作用，向南可與緬甸的Mogok群相連(陳福坤等, 2006; 李再會等, 2012a)，但最新的研究表明該群也出露一些早古生代(518～476Ma)、中生代(128～109Ma)和新生代(55～50Ma)花崗巖(Maetal., 2014; Qietal., 2019; Wangetal., 2013; Xuetal., 2012; Zhangetal., 2018a)。上覆沉積蓋層主要包括：石炭紀碎屑沉積巖、二疊紀-三疊紀濁積巖和新生代陸相火山巖、河湖相碎屑沉積巖。騰沖地塊缺失侏羅-白堊紀地層，可能與中特提斯洋的俯沖，騰沖與保山的碰撞有關(戚學祥等, 2011)。騰沖地塊主要發育五期巖漿作用，包括寒武-奧陶紀(510～470Ma)(崔曉琳等, 2017; Wangetal., 2013)、二疊-三疊紀(245～206Ma)(從峰等, 2010; 黃志英等, 2013; Shietal., 2016)、早白堊世(130～110Ma)(Caoetal., 2019; Heetal., 2020; Qietal., 2019; Xieetal., 2020; Zhangetal., 2018a, b)、晚白堊世(77～65Ma)(唐婉麗等, 2018; 徐容等, 2018; Caoetal., 2016; Wuetal., 2019)和古新世-始新世(65～40Ma)(Chengetal., 2020; Liuetal., 2019b; Zhaoetal., 2019)。此外，騰沖地塊同樣廣泛發育著新近紀以來的火山巖(17.84～0.09Ma)(丁磊磊等, 2018; 林木森等, 2017; 張詩啟等, 2017; Chengetal., 2020; Xuetal., 2018a)。

圖2 騰沖地塊早白堊世花崗巖樣品顯微鏡下照片(a)白云母花崗巖；(b)二長花崗巖. Pl-斜長石；Qz-石英；Ms-白云母；Kfs-鉀長石Fig.2 Photomicrographs of the Early Cretaceous granites from the Tengchong terrane(a) muscovite granite; (b) monzogranite. Pl-plagioclase; Qz-quartz; Ms-muscovite; Kfs-K-feldspar

圖3 騰沖地塊早白堊世花崗巖鋯石陰極發光圖像(圓圈代表U-Pb定年位置及氧同位素分析位置)Fig.3 Cathodoluminescence (CL) images for zircons from the Early Cretaceous granites in the Tengchong terrane (The circle show the positions for U-Pb dating and O isotope analysis)

騰沖早白堊世巖漿巖主要分布在地體東緣，以中酸性為主，由數個巖體組成，出露面積在500km2以上(李再會等, 2012b)。本次研究的樣品采自明光、勐連和小棠-芒東三個早白堊世巖體(圖1)。巖體侵入高黎貢山群中，巖石類型主要包括二長花崗巖、正長花崗巖及白云母花崗巖。礦物組成較為單一，主要包括：鉀長石(30%～50%)、斜長石(10%～40%)、石英(20%～40%)、黑云母(3%～5%)和白云母(0～3%)，副礦物主要有鋯石和磷灰石，不含角閃石、堇青石和堿性暗色礦物(圖2)。

2 分析方法

2.1 全巖主微量元素和Sr-Nd同位素分析

全巖主微量元素分析測試在武漢上譜分析科技有限責任公司分析測試中心完成。主量元素分析采用波長色散X射線熒光光譜儀(XRF型號：Axios MAX)測試，測試過程中使用外標和重復樣綜合控制測試質量，平行測定了BHVO-2、GSP-2、W-2A、GBW07103和GBW07316等標準物質， 分析精度優于5%。微量元素分析利用Agilent 7700e ICP-MS完成，測試過程采用內標、重復樣和外標綜合控制測試質量的方法，以元素In為內標，平行測定空白樣以及AGV-2、BHVO-2、BCR-2和RGM-2等標準物質,分析精度約為5%～10%。全巖Sr-Nd同位素分析測試在中國科學院廣州地球化學研究所同位素地球化學國家重點實驗室MC-ICP-MS儀器上完成，將小于180目的樣品粉末，用1:1的HF+HNO3在Teflon容器中低溫溶解，利用AG-50W-8X柱分離出Sr和REEs，利用HDEHP陽離子交換柱分離出Nd和其他稀土元素，然后將分離出的Sr和Nd溶液用2%的HNO3稀釋至適當濃度進行上機測試。分別用87Sr/86Sr=0.1194和146Nd/144Nd=0.7219對87Sr/86Sr和146Nd/144Nd的測定值標準化。

表1 騰沖地塊早白堊世花崗巖鋯石U-Pb SIMS分析結果

續表1

表2 騰沖地塊早白堊世花崗巖鋯石氧同位素分析結果

續表2

表3 騰沖地塊早白堊世花崗巖全巖主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析結果

表4 騰沖地塊早白堊世花崗巖全巖Sr-Nd同位素分析結果

圖4 騰沖地塊早白堊世花崗巖鋯石U-Pb諧和圖Fig.4 Zircon U-Pb concordia diagrams from the Early Cretaceous granites in the Tengchong terrane

圖5 騰沖地塊早白堊世花崗巖鋯石氧同位素特征Fig.5 Zircon O isotopes from the Early Cretaceous granites in the Tengchong terrane

圖6 騰沖地塊早白堊世花崗巖全巖地球化學圖解(a) SiO2-K2O圖解；(b) (Zr+Nb+Ce+Y)-FeOT/MgO圖解Fig.6 Geochemical diagrams of the Early Cretaceous granites in the Tengchong terrane(a) SiO2 vs. K2O diagram; (b) Zr+Nb+Ce+Y vs. FeOT/MgO diagram

圖7 騰沖地塊早白堊世花崗巖球粒隕石標準化稀土元素分布圖(a)和原始地幔標準化微量元素蛛網圖(b)(標準化值據Sun and McDonough, 1989)Fig.7 Chondrite-normalized REE distributions (a) and primitive mantle-normalized trace-element spidergram (b) for the Early Cretaceous granites in the Tengchong terrane (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

圖9 花崗巖源區判別圖解(據Jiang et al., 2018)Fig.9 Discrimination diagrams for the magma source of the granites (after Jiang et al., 2018)

2.2 鋯石SIMS U-Pb定年和氧同位素分析

鋯石SIMS U-Pb定年和氧同位素分析測試均在中國科學院廣州地球化學研究所同位素地球化學國家重點實驗室完成，測試儀器為CAMECA IMS 1280-HR型二次離子質譜儀。鋯石U-Pb定年測試采用O2-為一次離子源，離子流強度為～10nA，加速電壓為-13kV，束斑為橢圓形，大小為20×30μm，詳細分析過程參考(Xuetal., 2019)。使用標準鋯石Plesovice(Slámaetal., 2008)對樣品Pb/U同位素比值進行校正，標準鋯石SA01(Huangetal., 2020)用于監控分析結果可靠性。鋯石氧同位素分析時使用133Cs一次離子源，加速電壓10kV，電流強度為～2nA，束斑大小直徑約為20μm。儀器質量分餾(IMF)校正采用標準鋯石Penglai(δ18O=5.31±0.10‰)(Lietal., 2010)。標準鋯石SA01(δ18O=6.16±0.26‰)用于監控測試結果的準確度。詳細分析過程參考文獻(Yangetal., 2018)。

3 分析結果

3.1 SIMS鋯石U-Pb年齡和氧同位素

3個巖體中各選取6個花崗巖樣品進行鋯石SIMS U-Pb定年測試及氧同位素測試，分析數據分別見表1和表2。所有樣品中的鋯石具有較一致的晶型，大部分呈自形-半自形的柱狀，長100～200μm，長寬比一般為2:1～3:1，具有巖漿結晶環帶(圖3)Th/U變化范圍為0.4～3.7，為典型的巖漿成因鋯石(Belousovaetal., 2002)。

明光巖體2個二長花崗巖樣品18TC85和18TC74分別測試了16個點和14個點U-Pb數據，其中去除樣品18TC85中2個誤差較大的點后，2個樣品給出的諧和年齡分別為122.2±1.1Ma(圖4a)和122.1±0.50Ma(圖4b)。勐連巖體1個白云母花崗巖樣品18TC64和1個二長花崗巖樣品17LL41分別測試了20個點和16個點，給出的諧和年齡分別為115.56±0.45Ma(圖4d)和114.37±1.1Ma(圖4c)。小棠-芒東巖體1個正長花崗巖樣品18TC19和1個二長花崗巖樣品18TC20分別測試了15個點，給出的諧和年齡分別為112.47±0.45Ma(圖4e)和115.16±0.46Ma(圖4f)。

完成年齡測試后，拋去剝蝕坑后在測年鋯石顆粒相同位置進行氧同位素分析。其中明光巖體2個樣品共30粒鋯石的δ18O變化范圍為6.5‰～7.8‰(圖5a)，平均值為7.1‰。勐連巖體2個樣品共36粒鋯石的δ18O變化范圍為6.0‰～7.5‰(圖5b)，平均值為6.7‰。小棠-芒東巖體2個樣品共30粒鋯石的δ18O變化范圍為6.2‰～7.2‰(圖5c)，平均值為6.6‰。

3.2 全巖主微量元素

表3列出了3個巖體共11個樣品的主微量元素測試結果。這3個巖體的主量元素組成具有以下一致特征：(1)富硅，SiO2含量為69.2%～77.4%，具有較高的分異指數(DI)(83～96)，與北拉薩地塊察隅高分異花崗巖(82～92)(朱弟成等, 2009)以及華南佛岡高分異花崗巖(82～94)(Lietal., 2007)相當,表明巖體經歷了較高程度的分異演化作用；(2)弱過鋁-強過鋁質，A/CNK值變化于1.03～1.23(平均值為1.09)；(3)高鉀鈣堿性，在SiO2-K2O的地球化學判別圖解中，樣品均顯示為高鉀鈣堿性(圖6a)；(4) 較低的鎂、鐵、磷含量，可能指示了高程度的分異演化特征(表3)。

各巖體的稀土總量總體較低(∑REE=71.1×10-6～292.6×10-6)(表3)。在球粒隕石標準化稀土元素配分圖中(圖7a)，各巖體均表現出輕稀土相對富集(∑LREE=61.7×10-6～279.1×10-6)，重稀土相對虧損(∑HREE=9.5×10-6～30.0×10-6)，LREE/HREE=3.9～20.6，(La/Yb)N=3.0～37.4，銪負異常較為明顯(δEu=0.13～0.69)，在原始地幔標準化微量元素蜘蛛圖中(圖7b)，所有樣品均不同程度富集大離子親石元素Rb、Th、Pb和K，虧損高場強元素Nb、P、Ti。

3.3 全巖Sr-Nd同位素

3個巖體的Sr-Nd同位素基本一致，具體見表4。小棠-芒東巖體的 (87Sr/86Sr)i=0.71079～0.72125，εNd(t)=-7.70～-7.57；明光巖體的 (87Sr/86Sr)i=0.70923～0.71022，εNd(t)=-9.13～-6.95；勐連巖體的 (87Sr/86Sr)i=0.70624～0.70896，εNd(t)=-8.9～-4.73。研究樣品均具有較老的二階段Nd同位素模式年齡(1297～1662Ma)。

4 討論

4.1 巖石類型

就所研究的3個巖體而言，它們具有不同于A型花崗巖的巖相學和地球化學特征，主要包括：(1)不含A型花崗巖的特征礦物，堿性暗色礦物(吳福元等, 2007)；(2)較低的FeOT/MgO比值(平均為5.7)以及較低的10000×Ga/Al比值(平均為2.2)，區別于典型的A型花崗巖(FeoT/MgO>10，10000×Ga/Al>2.6)(Whalenetal., 1987)；(3)具有相對低的鋯飽和溫度(平均為760℃)，不具有A型花崗巖顯著的高溫(>800℃)特征(Kingetal., 1997)。這些花崗巖具有較高的鋁飽和指數，與變沉積巖部分熔融形成S型花崗巖相似(Chappell, 1999)。目前更多的學者根據花崗巖的SiO2與P2O5、Rb與Th、或Rb與Y含量的相關性來判斷I型或S型花崗巖(Clemens, 2003)。在SiO2-P2O5圖解中3個所研究的巖體樣品以及楊啟軍等(2006)所定義的“S型花崗巖”樣品均表現出I型花崗巖具有的相關關系(圖8a)。但值得注意的是，僅通過SiO2-P2O5和Rb-Y、Rb-Th 等相關關系來區分I型或S型花崗巖是不夠充分的(汪洋, 2008; Broskaetal., 2004; Gaoetal., 2016)。有些典型的S型花崗巖，如南非的Cape Granite Suite同樣表現出SiO2-P2O5的負相關關系(Gaoetal., 2016)。如前所述，鋯石O同位素組成可以用來有效區分I型或S型花崗巖，所研究的3個巖體的花崗巖平均鋯石氧同位素值(6.5‰～7.5‰)(圖5)，遠低于典型的華南S型花崗巖(8‰～12‰)(Fuetal., 2015; Jiaoetal., 2015)，以及澳大利亞拉克倫褶皺帶S型花崗巖(8.0‰～11.0‰)(Kempetal., 2007)。此外這3個巖體的花崗巖的鋯石氧同位素與騰沖地塊同時期典型的I型花崗巖(含角閃石)的鋯石氧同位素值(6.1‰～7.8‰)(未發表數據)十分一致，并且它們的全巖Nd同位素同樣可與這些典型的I型花崗巖對比(-10.5～-5.16)。以上證據基本排除了本文所研究的樣品為S型花崗巖的可能。結合這3個巖體的花崗巖樣品均具有高的SiO2含量，高的分異指數(DI=83～96)，以及不同程度的Eu的負異常(δEu=0.13～0.69)(表3)，在Zr+Nb+Ce+Y-(FeOT/MgO)判別圖(圖6b)解中位于高分異花崗巖區域，綜合判斷，我們認為3個巖體均屬于高分異的I型花崗巖。

4.2 巖石成因

高分異I型花崗巖的成因主要包括：(1)來自幔源的基性巖漿與長英質巖漿混合形成混源巖漿并在后期發生分離結晶作用(Karslietal., 2010; Zhuetal., 2009a)；(2)由于幔源分異的基性巖漿底侵，導致下地殼物質發生部分熔融，并發生分離結晶作用(Chappelletal., 2012; Topuzetal., 2010)；(3)幔源的基性巖漿發生分離結晶(Chen and Arakawa, 2005; Wybornetal., 2001)。騰沖早白堊世高分異I型花崗巖具有較為富集Sr-Nd的同位素組成，說明它們不可能是幔源基性巖漿分離結晶的產物。鋯石平均δ18O值變化于6.5‰～7.0‰(圖5)，略高于與幔源巖漿平衡的鋯石δ18O值(5.3±0.3‰)(Valleyetal., 2005), 低于上地殼平均δ18O值(9.7±1.3‰)(Simon and Lécuyer, 2005),與下地殼平均值(7.0‰)(Kempton and Harmon, 1992)以及具有高鎂(Mg#>70)特征的下地殼鎂鐵質麻粒巖捕虜體氧同位素(6.7±0.6‰)(Kempton and Harmon, 1992)十分接近，結合古老的Nd模式年齡(1297～1662Ma)(表4)，暗示它們可能是古老鎂鐵質大陸下地殼部分熔融的產物。低鉀玄武質巖石熔融產生的中性-酸性熔體具有低鉀及低的K2O/Na2O值(<1)，而中鉀-高鉀玄武質巖熔融則會產生更偏酸性及高鉀及高的K2O/Na2O值(>1)的熔體(Sissonetal., 2005)。本次研究的樣品具有高的K2O含量(>4.2%)，高的K2O/Na2O值(>1.1)，符合源巖為中鉀-高鉀玄武質巖石的特征(圖9)。因此，本文認為這些高分異花崗巖的源區是以中鉀-高鉀玄武質巖石為主的騰沖古老基底物質。

研究的花崗巖樣品經歷了高程度的結晶分異作用，其中SiO2與CaO和Al2O3的負相關(圖8b, e)及Sr、Ba和Eu的虧損(圖7b)指示斜長石和鉀長石的分離結晶，SiO2與P2O5的負相關(圖8a)及P的虧損(圖7b)指示磷灰石的分離結晶，SiO2與MgO和Fe2O3的負相關(圖8c, d)可能指示鎂鐵礦物(角閃石，黑云母)的分離結晶，SiO2與TiO2的負相關(圖8f)及Ti的虧損(圖7b)指示富鈦礦物的分離結晶。值得注意的是，研究的樣品中存在一些鋯石具有十分低的氧同位素(6.0‰～6.3‰),低于下地殼平均值(7.0‰)(Kempton and Harmon, 1992)，甚至低于富鎂的下地殼麻粒巖捕虜體(6.7±0.6%)(Kempton and Harmon, 1992)，略高于與幔源巖漿平衡的鋯石δ18O值(5.3±0.3‰)(Valleyetal., 2005)。此外，3個巖體的Nd同位素(-9.1～-4.7)也具有較大的變化范圍，以上證據表明來自幔源物質參與了成巖作用。盡管在研究的高分異花崗巖中未發現暗色包體的存在，但是在同時期的騰沖早白堊世I型花崗巖中有大量包體的報道(從峰等, 2011; Zhangetal., 2018a)，這些包體具有較寄主巖更虧損的同位素特征(從峰等, 2011)。熔融實驗表明鎂鐵質下地殼在沒有地幔物質參與的情況下其部分熔融產生的熔體的鎂值(Mg#)總是小于40(Rapp and Watson, 1995)，然而同時期的騰沖地塊存在許多具有高Mg#(>40)特征的中酸性巖(Qietal., 2019; Zhuetal., 2017b)。綜合以上證據，我們將本次研究的高分異I型花崗巖的成因解釋為：來自幔源的巖漿底侵至鎂鐵質下地殼使其部分熔融并與殼源的巖漿混合隨后發生分離結晶作用所形成。

4.3 構造意義

騰沖地塊東緣發育大量早白堊世巖漿巖，呈近南北向展布，巖石類型主要為花崗巖、花崗閃長巖、閃長巖及包體，鋯石年代學研究表明這些中酸性巖的形成時代在130～110Ma之間(從峰等, 2011; 戚學祥等, 2011; 楊啟軍等, 2006; Caoetal., 2019; Fangetal., 2018; Heetal., 2020; Qietal., 2019; Zhangetal., 2018a; Zhuetal., 2017a, b)。這些早白堊世巖漿巖的形成時的構造環境仍然存在較大爭議。前人提出的構造成因模式主要包括：(1)班公湖-怒江洋閉合導致拉薩-騰沖地塊與羌塘-保山地塊碰撞所引發的地殼增厚熔融(楊啟軍等, 2006; Caoetal., 2014; Xuetal., 2012)；(2)班公湖-怒江洋的向南(Qietal., 2019; Zhuetal., 2017b)或向北(Caoetal., 2019; Fangetal., 2018)的俯沖背景；(3)碰撞后背景，包括俯沖板片斷離(Zhangetal., 2018a; Zhuetal., 2017a)和板片后撤(Heetal., 2020)。Xuetal. (2012)認為這些強過鋁質花崗巖為S型，形成于板塊碰撞導致的地殼增厚背景，幔源的貢獻是十分有限的。如前所述，這些所謂的“S型花崗巖”其實為高分異的I型花崗巖，而且其形成過程中有幔源巖漿參與。此外，新的研究發現了越來越多的具有正的鋯石εHf(t)值的早白堊世I型花崗巖(Heetal., 2020; Zhangetal., 2018a; Zhuetal., 2017b)，表明了地幔物質對騰沖早白堊世巖漿活動有著不可忽視的作用。

騰沖地塊與西藏陸塊群如拉薩地塊和羌塘地塊之間的對應關系一直存在著爭議。Liuetal. (2016)通過年代學及鋯石Hf-O同位素研究認為班公湖-怒江縫合帶向東南延伸至緬甸境內的密支那蛇綠巖帶(騰沖地塊以西)。在這種構造模式下，騰沖地塊與保山地塊一樣同屬于Sibumasu地塊的一部分，與西羌塘地塊相連(Metcalfe, 2013)。然而，騰沖地塊具有與拉薩地塊相似的巖漿活動歷史、地層學及古生物學特征(Liaoetal., 2015; Zhangetal., 2019; Zhaoetal., 2016)，我們新的碎屑鋯石年代學和同位素分析研究表明保山地塊和騰沖地塊古-中生代具有不同的碎屑鋯石源區，分別為西羌塘地塊和拉薩地塊的東南延伸(周美玲, 2019)。騰沖地塊東緣早白堊世巖漿活動具有與拉薩地塊北部巖漿巖帶相似的地球化學特征及年代學特征(Qietal., 2019; Xieetal., 2016)。根據地層學，構造學，巖漿巖及變質巖資料，Zhuetal. (2016)提出了班公怒江洋雙向俯沖模式，認為持續的雙向俯沖最終導致班公湖-怒江洋在～140Ma的閉合，其中向南(或向西)俯沖的洋殼由于重力不穩定性發生板片折返(130～120Ma)，并最終斷離(120～110Ma)。最近，Xieetal. (2020)通過對騰沖地塊早白堊世巖漿巖的Nd-Hf同位素研究認為騰沖地塊早白堊世晚期巖漿活動(122～112Ma)具有比早期的巖漿活動(132～122Ma)更多的地幔物質加入，并認為這兩期巖漿活動指示騰沖-保山地塊碰撞后，由洋殼板片折返向洋殼板片斷離的構造背景轉換。本次研究的1個較年輕的樣品(112Ma)具有相對高的Nd同位素值(εNd(t)=-4.7)，并且兩個較年輕的勐連和小棠芒東巖體的鋯石氧同位素值(平均為6.6‰和6.7‰)具有比較老的(122Ma)明光巖體低的鋯石氧同位素值(平均為7.1‰)，以上這些同位素變化規律均指示幔源物質明顯增加，進一步支持Zhuetal. (2016)和Xieetal. (2020)所提出的構造模式。結合前人的研究，我們認為較老(122Ma)的明光高分異I型花崗巖可能與騰沖-保山地塊碰撞后的板片折返背景相關，較年輕(115～112Ma)的勐連和小棠-芒東高分異I型花崗巖則與板片斷離相關。這一構造背景跟拉薩地塊北緣同期相似，支持騰沖地塊是拉薩地塊的東南延伸這一認識。

5 結論

(1)明光、勐連及小棠-芒東巖體主要包括二長花崗巖、白云母花崗巖和正長花崗巖，高精度SIMS鋯石U-Pb定年結果表明它們形成于114～122Ma，δ18O變化于6.5‰～7.0‰，是典型的I型花崗巖鋯石氧同位素特征，屬于高分異I型花崗巖。

(2)全巖主微量、全巖Sr-Nd同位素表明這些具有高硅、富鉀、弱過鋁-強過鋁質花崗巖源區為古老的高鉀-中鉀玄武質下地殼。

(3)騰沖早白堊世巖漿作用可能形成于騰沖與保山之間的中特提斯洋閉合后，特提斯洋板片發生折返或斷離的構造背景，跟拉薩地塊北緣演化歷史高度一致，表明騰沖陸塊是拉薩陸塊的東南向延伸。