苗壯 趙志丹 雷杭山 武精凱 楊逸云 佟鑫

中國地質(zhì)大學(xué)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室，中國地質(zhì)大學(xué)地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京 100083

鋯石是巖石中廣泛存在的副礦物，因其抗風(fēng)化能力強，U、Th含量高及U-Th-Pb體系封閉溫度高等特征而被廣泛用于放射性同位素定年。鋯石微量元素也被用于建立地質(zhì)溫度計(Watsonetal.,2006)、劃分巖石類型(Belousovaetal.,2002;Wangetal.,2012)、判斷構(gòu)造背景(Grimesetal.,2015;趙振華,2016)、追溯巖漿和熱液過程(Lietal.,2018;Yanetal.,2018)等方面。此外，鋯石的Hf-O同位素也可以示蹤地殼混染與地殼再循環(huán)等地質(zhì)過程(Kempetal.,2007;Liuetal.,2014)。

典型的巖漿成因鋯石具有輕稀土元素(LREE)虧損，重稀土元素(HREE)極度富集的特征，以花崗巖為代表的巖漿鋯石常具有明顯的正Ce異常和負Eu異常(趙志丹等,2018)。不同于直接從巖漿中結(jié)晶的巖漿鋯石，熱液鋯石可結(jié)晶于鋯飽和的熱液流體(Hoskin,2005)或由流體與蛻晶質(zhì)化鋯石之間發(fā)生離子交換以及構(gòu)造恢復(fù)形成(Geisleretal.,2003b)。受流體作用的影響，熱液鋯石常具有高U、低Th/U、高稀土元素(REE)總量的特征(Ayers and Peters,2018)。許多熱液鋯石的LREE含量明顯偏高(Hoskin,2005;Rayneretal.,2005;Lietal.,2018)，然而也有多地報道了具有其他REE配分形式的熱液鋯石(Pettkeetal.,2005;Pelleteretal.,2007;Toscanoetal.,2014)，這些變化可能受流體成分、體積、蝕變溫度和時間等多種因素的影響(Cavosieetal.,2006)。此外，當(dāng)測試過程中分析到納米級的微小礦物包裹體時也會得到異常的鋯石微量元素含量(Zhongetal.,2018)。滇西卓潘堿性雜巖體中發(fā)育多種不同類型的鋯石，為探究鋯石不同微量元素特征的成因提供了良好的研究對象。

滇西地區(qū)沿著哀牢山-紅河斷裂帶發(fā)育大量年齡在32～38Ma的鉀質(zhì)堿性侵入巖(Luetal.,2012;Tongetal.,2019)，其中卓潘堿性雜巖體由于其位于蘭坪-思茅盆地西緣且硅不飽和而區(qū)別于其他巖體(董方瀏等,2007;杜斌等,2018)。目前已報道卓潘巖體輝石正長巖的黑云母40Ar/39Ar坪年齡為36.7±0.2Ma(董方瀏等,2005)和38.0±0.6Ma(張玉泉和謝應(yīng)雯,1997)；霞石正長巖的霞石40Ar/39Ar坪年齡為36.9±0.2Ma(王江海等,2002);杜斌等(2018)對巖體中的正長巖和正長輝石巖進行鋯石U-Pb年齡測試，獲得加權(quán)平均年齡分別是33.4±0.4Ma和34.2±0.3Ma。由以上可見巖體不同巖性之間年齡差距較大，缺乏準(zhǔn)確的定年。本文選取卓潘巖體中的霞石正長巖、正長巖和輝石巖樣品進行鋯石U-Pb定年，鋯石微量元素及Hf同位素研究，在厘定巖體成巖年齡的同時進一步判斷不同微量元素特征鋯石的形成原因。

1 地質(zhì)背景與樣品采集

思茅地體包含由變火山巖和變沉積巖組成的元古代變質(zhì)基底，古生代海相沉積巖，以及不整合于其上的中生代-古近紀(jì)陸源沉積物(云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局,1990)。該板塊夾持于保山地塊與揚子板塊之間，西側(cè)為昌寧-孟連構(gòu)造帶，東側(cè)為哀牢山-紅河構(gòu)造帶(Metcalfe,2013)(圖1a)。這兩條構(gòu)造帶分別是古特提斯洋的主洋盆(瀾滄江洋)和支洋盆(金沙江-哀牢山洋)俯沖、閉合與造山作用的產(chǎn)物(Jianetal.,2009;Dengetal.,2014;Laietal.,2014a,b)。思茅地體在構(gòu)造屬性上屬于印支地體向北延伸的部分(Metcalfe,2013)，且是分離地塊，直到三疊紀(jì)才與印支地體拼合(Rossignoletal.,2016)，但這一觀點至今仍然存在爭議。隨著印度板塊向歐亞板塊的持續(xù)擠壓，在青藏高原東南緣沿哀牢山-紅河斷裂帶附近產(chǎn)生大量始新世至漸新世(38～32Ma)的鉀質(zhì)火山巖(Xuetal.,2001;Huangetal.,2010)、富堿侵入巖(Luetal.,2013;Heetal.,2016;Chenetal.,2017)和煌斑巖脈(Lietal.,2002;Xuetal.,2007;Luetal.,2015)，形成一條近700km的鉀質(zhì)堿性巖帶(圖1a)。

卓潘巖體位于思茅地體西緣，哀牢山-紅河剪切帶以西80km處。巖體為近東西向的橢圓狀巖株，長約15km，寬約5km，侵位于白堊系砂巖中(圖1b)。巖體主要由西部的輝石巖和輝石正長巖(65%)，東部的正長巖(30%)以及圍繞巖體邊緣產(chǎn)出的少量霞石正長巖(5%)組成，不同巖性之間呈漸變接觸。巖體內(nèi)第四紀(jì)沉積物覆蓋嚴(yán)重，與圍巖的接觸帶上可見硅化、絹云母化與角巖化(圖1b)。

本文鋯石分別取自卓潘堿性雜巖體的輝石巖(ZP1616)、正長巖(ZP1612、ZP1618、ZP1620)和霞石正長巖(ZP1602、ZP1607)樣品中。輝石巖具堆晶結(jié)構(gòu)，主要礦物包括單斜輝石(95%)、磷灰石(3%)、黑云母(2%)及少量Ti-Fe氧化物和鋯石(圖2a)。正長巖為中粒結(jié)構(gòu)，礦物以堿性長石(55%～70%)、單斜輝石(5%～35%)、黑云母(1%～10%)為主，以及少量角閃石、磷灰石、鋯石和榍石(圖2b,c)。霞石正長巖具中粒結(jié)構(gòu)，主要礦物有鉀長石(70%)、霞石(10%)、霓輝石(10%)、霓石(7%)及黑云母(3%)；副礦物包括磷灰石、鋯石、榍石和Fe-Ti氧化物(圖2d)。

圖2 滇西卓潘堿性雜巖體的鏡下照片Agt-霓輝石;Amp-角閃石;Ap-磷灰石;Bi-黑云母;Di-透輝石;Ne-霞石;Or-正長石Fig.2 Microphotographs of Zhuopan alkaline rocks in western YunnanAgt-aegirine-augite;Amp-amphibole;Ap-apatite;Bi-biotite;Di-diopside;Ne-nepheline;Or-orthoclase

2 樣品制備及測試方法

鋯石顆粒由破碎后的新鮮巖石粉末經(jīng)重液法、磁選法、目視挑選法等技術(shù)分選得到，并粘在環(huán)氧樹脂盤上拋光制成鋯石靶。鋯石陰極發(fā)光(CL)圖像采集在北京鋯年領(lǐng)航科技有限公司完成。鋯石微量元素與U-Pb同位素測年在中國科學(xué)院海洋研究所海洋地質(zhì)與環(huán)境重點實驗室利用LA-ICP-MS分析完成。激光剝蝕系統(tǒng)使用Photo-machines公司的EXCITE193nm，電感耦合等離子質(zhì)譜(ICP-MS)為Agilent7900。激光束斑直徑32μm，工作電壓1.35kV。實驗過程中每5個樣品點分別用2個91500標(biāo)樣進行校正，儀器狀態(tài)監(jiān)測使用GJ-1和Plesovice鋯石標(biāo)樣。鋯石U-Pb數(shù)據(jù)利用ICPMSDataCal10.2進行離線處理(Liuetal.,2008,2010)，并采用Andersen(2002)的方法進行普通Pb校正。鋯石微量元素以29Si作為內(nèi)標(biāo)校正。

鋯石原位Hf同位素測試在中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室使用LA-MC-ICPMS(Neptune Plus)完成。激光剝蝕系統(tǒng)為GeoLas 2005，激光束斑直徑44μm。同位素分餾校正使用91500鋯石標(biāo)樣，儀器狀態(tài)監(jiān)測使用GJ-1和TEM鋯石標(biāo)樣。詳細實驗方法見Huetal.(2012)。數(shù)據(jù)的離線處理使用ICPMSDataCal10.2(Liuetal.,2010)。

3 結(jié)果

3.1 鋯石形態(tài)與CL圖像特征

樣品鋯石多為不規(guī)則粒狀或柱狀，不同樣品之間鋯石形態(tài)差異明顯。依據(jù)CL發(fā)光特征可將鋯石分為四種類型(圖3a-d)：灰白色鋯石；暗色不發(fā)光鋯石；海綿結(jié)構(gòu)不透明鋯石；震蕩環(huán)帶發(fā)育的捕獲鋯石。各類鋯石的特征和在樣品中的分布如下：正長巖樣品ZP1612和ZP1618中鋯石粒度65～390μm，表面較為平整，內(nèi)部透明-半透明。鋯石在CL圖中呈均一的灰白色，部分可見不規(guī)則的環(huán)帶區(qū)域，記為Ⅰ類鋯石(圖3a,i,j)。

霞石正長巖樣品ZP1602、ZP1607和正長巖樣品ZP1620中鋯石粒度70～370μm，邊部發(fā)育不同程度的溶蝕。部分鋯石表面粗糙，內(nèi)部不透明，CL圖中明暗雜亂呈海綿狀結(jié)構(gòu)(圖3c,e-g)；另一部分顆粒相較而言表面平整，內(nèi)部透明或半透明，CL圖中不發(fā)光或邊部微弱環(huán)帶(圖3b,e-g)，記為Ⅱ類鋯石。此外，樣品ZP1607中偶見CL圖呈灰白色的Ⅰ類鋯石(圖3f)；ZP1602中還發(fā)育少量粒度小，磨圓好且具明顯震蕩環(huán)帶特征的捕獲鋯石(圖3d)。

輝石巖樣品ZP1616中僅分選出52顆鋯石，粒度75～175μm。該樣品同時具有上述Ⅰ類、Ⅱ類兩種特征的鋯石，此外還有部分自形短柱-長柱狀且環(huán)帶發(fā)育的捕獲鋯石(圖3d,h)。

圖3 卓潘堿性雜巖體鋯石陰極發(fā)光圖像Fig.3 Cathodoluminescence (CL) images of zircon from Zhuopan alkaline complex

3.2 鋯石U-Pb年齡與微量元素

對6件卓潘堿性雜巖體的鋯石樣品進行了年代學(xué)和微量元素分析，測試結(jié)果見表1、表2和圖4。正長巖樣品ZP1612、ZP1618中發(fā)育Ⅰ類鋯石，獲得206Pb/238U加權(quán)平均年齡分別為35.7±0.3Ma(2σ，n=20)和35.7±0.4Ma(2σ，n=20)(圖4a,b)。這些鋯石Th含量為123×10-6～2928×10-6，U含量為116×10-6～3520×10-6，Th/U比值為0.4～3.0(表1)。鋯石稀土元素在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化后呈現(xiàn)LREE虧損且分餾明顯的左傾特征((La/Ga)N=0.0001～0.02)(圖5a)。

表1 卓潘堿性雜巖體的鋯石U-Pb定年結(jié)果Table 1 Zircon U-Pb analytical results of Zhuopan alkaline complex

霞石正長巖樣品ZP1602、ZP1607中不透明且CL圖呈現(xiàn)海綿狀結(jié)構(gòu)的鋯石無法獲得穩(wěn)定的U-Pb同位素信號，因此僅對CL圖不發(fā)光的Ⅱ類鋯石進行測試，實驗過程中避開裂隙與包裹體。2件樣品的鋯石206Pb/238U加權(quán)平均年齡分別為34.9±0.3Ma(2σ，n=13)和35.1±0.2Ma(2σ，n=16)(圖4c,d)。鋯石具有高的Th(115×10-6～18908×10-6)、U(971×10-6～17430×10-6) 含量和變化較大的Th/U比值(0.01～2.7)。其(La/Ga)N值在0.0001～4.6之間變化，表明鋯石LREE的分餾程度變化明顯，甚至呈現(xiàn)負斜率(圖5c)。

續(xù)表1Continued Table 1

續(xù)表1Continued Table 1

圖4 卓潘堿性雜巖體鋯石U-Pb年齡諧和圖Fig.4 Zircon U-Pb concordia diagrams for Zhuopan alkaline complex

圖5 卓潘堿性雜巖體鋯石球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化REE配分模式(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough,1989)陰影部分?jǐn)?shù)據(jù)引自Hoskin (2005),Pelleter et al.(2007),Toscano et al.(2014),Li et al.(2018)Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns for zircons from Zhuopan alkaline complex (normalizing data from Sun and McDonough,1989)Shadowed areas from Hoskin (2005),Pelleter et al.(2007),Toscano et al.(2014),Li et al.(2018)

正長巖ZP1620中發(fā)育Ⅱ類鋯石，其206Pb/238U加權(quán)平均年齡為34.2±0.3Ma(2σ，n=18)(圖4e)。該樣品鋯石有極高的Th(1528×10-6～41624×10-6)、U(6489×10-6～20028×10-6)含量，Th/U比值為0.2～2.1，(La/Ga)N值為0.00002～0.09(表2)。該樣品呈現(xiàn)明顯的HREE富集體特征，且重稀土的分餾程度變化較大((Ho/Lu)N=0.5～1.1)(圖5a,b)。

輝石巖樣品ZP1616中兩類鋯石的206Pb/238U加權(quán)平均年齡為35.6±0.3Ma(2σ，n=15)(圖4f)。鋯石Th含量為554×10-6～11498×10-6，U含量為564×10-6～5458×10-6，Th/U比值為0.4～3.0，(La/Ga)N值為0.00002～0.005(表2)。此外，測得其他短柱狀環(huán)帶鋯石的加權(quán)平均年齡為98.7±1.6Ma(2σ，n=6)(圖4f)，此類捕獲鋯石的微量元素特征不在本文的討論范圍之內(nèi)。

表2 卓潘堿性雜巖體的鋯石微量元素含量(×10-6)Table 2 Zircon elemental compositions of Zhuopan alkaline complex (×10-6)

續(xù)表2Continued Table 2

續(xù)表2Continued Table 2

所有被測試的鋯石具有不同程度的正Ce異常(Ce/Ce*=1.3～403)，未見明顯的Eu異常。從圖5和表2中可以看出，Ⅰ類鋯石發(fā)育的樣品其鋯石微量元素均一(如P1612、ZP1618)，而Ⅱ類鋯石的微量元素特征變化較大(如ZP1602、ZP1620)。為方便討論，本文進一步將Ⅱ類鋯石的不同稀土配分形式分為3種類型：A型鋯石輕稀土含量低，有明顯左傾特征(圖5a)，其LREE<1170×10-6，(La/Gd)N<0.09，(Tm/Gd)N>2.2；B型鋯石輕稀土虧損但中-重稀土分餾較小(圖5b)，其(La/Gd)N<0.009，(Tm/Gd)N<2；C型鋯石輕稀土元素含量明顯升高且中-重稀土分餾較小(圖5c)，其LREE>1150×10-6，(Tm/Gd)N<2。可以看出所有Ⅰ類鋯石的稀土配分形式與Ⅱ類鋯石中的A型相似(圖5a)。

3.3 鋯石Hf同位素

本文對發(fā)育Ⅱ類鋯石的正長巖、霞石正長巖和同時具有兩種鋯石的輝石巖樣品進行鋯石Lu-Hf同位素測試，結(jié)果見表3(僅保留信號穩(wěn)定的數(shù)據(jù))。杜斌等(2018)對卓潘巖體中Ⅰ類鋯石的測試獲得其176Yb/177Hf比值為0.010074～0.104147，εHf(t)值為-10.6～-4.3。而本文測試的鋯石具有變化較大的176Yb/177Hf值(0.02～0.3)、176Hf/177Hf值(0.282788～0.285617)和εHf(t)值(0.9～100.9)。這些數(shù)據(jù)已無法代表成巖過程中原始的Hf同位素值，也無法計算出有意義的地殼模式年齡，其形成原因?qū)⒃诤笪恼撌觥?/p>

表3 卓潘堿性雜巖體的鋯石Lu-Hf同位素測試結(jié)果Table 3 Analytical results of zircon Lu-Hf isotopes for Zhuopan alkaline comple

4 討論

4.1 輕稀土富集鋯石的成因

卓潘堿性雜巖體中Ⅱ類C型鋯石富集的輕稀土元素與典型巖漿鋯石特征有明顯不同。常見的引起鋯石中LREE含量升高的原因有以下幾種：(1)一些情況下鋯石結(jié)晶于巖漿演化后期時會出現(xiàn)富集LREE的特征(Pettkeetal.,2005)，如早期熔體中富集HREE的礦物(如角閃石)的結(jié)晶會導(dǎo)致鋯石結(jié)晶時熔體富含LREE(Whitehouse and Kamber,2002)；(2)測試過程中分析到細小的礦物包裹體，如磷灰石、榍石、褐簾石、磷釔礦、獨居石等(Jainetal.,2001;Cavosieetal.,2006;Xiaetal.,2010;Zhongetal.,2018)；(3)由于放射性元素(Th、U)含量高，鋯石晶格產(chǎn)生放射性損傷(Holland and Gottfried,1955;Murakamietal.,1991)，并引起局部輕稀土元素含量升高(Whitehouse and Kamber,2002;Cavosieetal.,2006)；(4)鋯石形成于熱液流體中或被熱液作用改造(Hoskin,2005;Pettkeetal.,2005;Schaltegger,2007)。

卓潘堿性雜巖體的不同巖性由同源巖漿結(jié)晶分異而來(杜斌等,2018)，但全巖的MgO和SiO2含量與LREE含量之間沒有明顯的相關(guān)關(guān)系(陳喜峰等,2015;杜斌等,2018)。如果鋯石富集LREE的特征是因為其結(jié)晶于巖漿作用后期，則這種鋯石在數(shù)量上應(yīng)該與早期結(jié)晶的鋯石相近，但事實上絕大多數(shù)的巖漿鋯石都為LREE虧損的模式(Zhongetal.,2018)。此外，卓潘巖體的礦物組合中富集HREE的礦物并非主要的礦物相，僅發(fā)育少量由輝石變化而來的角閃石。因此，鋯石結(jié)晶于巖漿演化后期或富含HREE礦物的早期結(jié)晶不是鋯石富集LREE的主要原因。

鋯石中Th、U等元素的衰變會使鋯石產(chǎn)生晶格損傷(lattice damage)，而鋯石LREE的富集程度可能與損傷程度相關(guān)(Whitehouse and Kamber,2002;Cavosieetal.,2006)。使用參數(shù)Dα代表鋯石形成以來經(jīng)受α粒子轟擊的程度(Holland and Gottfried,1955;Murakamietal.,1991)，以(La/Gd)N代表LREE富集程度，從Dα-(La/Gd)N圖解中可以看出損傷程度較高的鋯石并非一定富集輕稀土元素(圖6a)，因此可以排除晶格損傷的決定性影響。

在分析過程中測試到亞微米(sub-micrometer)級的磷酸鹽包裹體同樣可以引起鋯石LREE的富集，且此時可以明顯觀察到P與(La/Gd)N之間的線性關(guān)系(圖6b)。在樣品數(shù)據(jù)的離線處理過程中，C型鋯石中沒有觀察到P元素信號強度的明顯峰值，而且LREE富集程度與P之間沒有相關(guān)關(guān)系(圖6b)，進一步排除了分析到磷灰石、磷釔礦等礦物包裹體的可能。同理，鋯石的(La/Gd)N值與Th之間沒有明顯的相關(guān)關(guān)系(圖6c)，排除了分析到(富Th)獨居石等礦物包裹體的可能。

卓潘巖體鋯石的輕稀土富集程度與Nb、Ta呈現(xiàn)不同程度的正相關(guān)關(guān)系(圖6d,e)。常見的富含Nb、Ta元素的鋯石礦物包裹體有金紅石和榍石，然而金紅石在硅酸鹽熔體中虧損REE(Foleyetal.,2000;Klemmeetal.,2005)，因此可以排除；榍石則富集輕稀土(Dengetal.,2015;范裕等,2017)或中稀土元素(MREE)(Green and Pearson,1983;Tiepoloetal.,2002)，可能會造成鋯石LREE的富集。Xuetal.(2015)報道了滇西富堿侵入巖帶中榍石的礦物化學(xué)特征，發(fā)現(xiàn)寄主巖石發(fā)生銅礦化的榍石具有更高的REE含量。本文選取其中稀土元素最富集的榍石與卓潘鋯石進行混合模擬。鋯石樣品選自ZP1607中的一顆Ⅰ類鋯石，該樣品還同時發(fā)育輕稀土虧損(A型)和輕稀土富集(C型)的Ⅱ類鋯石。結(jié)果顯示(圖7a)，輕稀土最富集的鋯石需要50%體積分?jǐn)?shù)的榍石加入，且此時重稀土元素擬合程度較差，Ti含量遠高于卓潘鋯石中的實際含量。當(dāng)有少量榍石加入時會無法觀測到明顯的正Ce異常，這也與實際觀察不符。此外，鋯石的(La/Gd)N值與Ti之間也沒有正相關(guān)關(guān)系，因此鋯石LREE的富集由榍石等微小礦物包裹體引起的可能性較小。

鋯石中Nb，Ta元素含量取決于熔體成分(Nardietal.,2013)，實驗巖石學(xué)證明鋯石結(jié)晶時熔體中的P會阻止Ta進入鋯石晶格，而Al則會促進該過程(Van Lichterveldeetal.,2011)。卓潘鋯石的平均Nb、Ta含量與其寄主巖石的Al含量成正相關(guān)，與P含量呈負相關(guān)，因此富含Nb和Ta的鋯石可能是由于結(jié)晶于富Al貧P的巖漿。此外，在富F的堿性流體中，Th、U、Nb、Hf、REE等不相容元素具有強的流動性(Rubinetal.,1993)，這種流體中沉淀的鋯石也會富集相應(yīng)的元素。澳大利亞Boggy Plain帶狀侵入巖體(Hoskin,2005)，內(nèi)蒙巴爾哲堿性花崗巖(Yangetal.,2014)，冀西北東坪堿性雜巖體(Lietal.,2018)等多處都被報道有輕稀土富集且U含量高的熱液鋯石(圖5c)，這些熱液鋯石相對于巖漿鋯石也具有更高的Nb、Ta含量(圖6d,e)。在(Sm/La)N-Ce/Ce*圖解中C型鋯石與熱液鋯石特征一致(圖7b)，這些證據(jù)表明輕稀土富集的鋯石還可能與熱液流體作用有關(guān)。此外，趙振華等(2010)報道了水泉溝堿性正長巖中的鋯石具有平滑的稀土配分模式，并且在輕稀土形成似M型四分組效應(yīng)。卓潘巖體中的C類鋯石也呈現(xiàn)了相似的特征(圖5c)。

圖7 鋯石與榍石包裹體混合模擬(a)與鋯石成因判別圖解(b,底圖據(jù)Hoskin,2005;c,d,底圖及數(shù)據(jù)引自Li et al.,2018)圖a模型中鋯石數(shù)據(jù)取自本文樣品ZP1607的13號測試點，榍石數(shù)據(jù)取自Xu et al.(2015)中的樣品TC904，百分?jǐn)?shù)代表榍石混入的體積分?jǐn)?shù)；圖b-d的圖例同圖6Fig.7 Modeling of mixing between zircon and titanite inclusions (a) and discriminant diagrams for zircons in Zhuopan (b,after Hoskin,2005;c,d,after Li et al.,2018)Spot 13 from sample ZP1607 in this study and sample TC904 from Xu et al.(2015) represent the initial magmatic zircon composition and titanite end-member,respectively;the percentage represents the volume of titanite;Symbols in Fig 7b-d are same as in Fig.6

卓潘巖體的Ⅱ類鋯石除了LREE富集的C型鋯石外，還具有所謂典型“巖漿鋯石”稀土特征的A型鋯石和總稀土含量高但HREE平坦的B型鋯石。這些暗色鋯石在REE-Eu/Eu*圖解(圖7c)和REE-LREE圖解(圖7d)中與熱液鋯石具有相同的稀土元素特征。盡管當(dāng)巖漿源區(qū)殘留大量石榴子石也可以產(chǎn)生重稀土元素平坦的B型鋯石，但這種特征僅在一件正長巖樣品的部分鋯石中發(fā)現(xiàn)，所以其并非繼承自源區(qū)。因此，不能僅依靠LREE富集特征準(zhǔn)確區(qū)分熱液鋯石與巖漿鋯石。例如，在澳大利亞Mole花崗巖(Pettkeetal.,2005)和摩洛哥Tamlalt-Menhouhou金礦的鈉長巖(Pelleteretal.,2007)中可見到具有“巖漿鋯石”稀土特征的熱液鋯石(圖5a)；而在西班牙Aznalcóllar礦區(qū)的流紋巖(Toscanoetal.,2014)中發(fā)育有同B型鋯石類似的熱液鋯石(圖5b)。這些鋯石微量元素的變化可能體現(xiàn)了流體成分以及蝕變時反應(yīng)溫度和持續(xù)時間的不同(Cavosieetal.,2006)。熱液鋯石可以直接從鋯飽和流體中結(jié)晶(Hoskin,2005)，也可以由流體與蛻晶質(zhì)化鋯石之間發(fā)生離子交換形成(Geisleretal.,2003a)。卓潘巖體中發(fā)育大量不透明且CL圖下呈雜亂的海綿狀結(jié)構(gòu)的鋯石(圖3e-j)，部分還殘留有上一代鋯石的核部(圖3e)，可能是熱液流體與巖漿鋯石反應(yīng)形成(Lietal.,2014)。本文測試的Ⅱ類鋯石一部分在透射光下呈半透明暗褐色，CL圖中不發(fā)光，既無環(huán)帶也沒有殘留鋯石核部，推測為鋯飽和流體中直接沉淀形成(Hoskin,2005;Lietal.,2014)；另一部分同時具有前述兩種鋯石的特征，可能是在過渡過程中形成。

4.2 成巖年齡及地質(zhì)意義

卓潘堿性雜巖體的Ⅱ類鋯石具有高的U含量(3231×10-6～14739×10-6)，對高U鋯石(U>2000×10-6)進行U-Pb定年時，表觀年齡隨U的升高而明顯的偏高現(xiàn)象被稱為“高U效應(yīng)(High-uranium matrix effect)”(White and Ireland,2012;Gaoetal.,2014;李秋立,2016)。但是這種現(xiàn)象一般出現(xiàn)在SIMS或SHRIMP測試過程中，且對較為年輕的鋯石(約20～50Ma)影響不明顯(White and Ireland,2012)。本文使用LA-ICP-MS可以為高U鋯石提供可靠的U-Pb年齡(Zhaoetal.,2014)，且樣品屬于年齡較小的新生代鋯石(約35Ma)，在鋯石U含量與年齡圖解中沒有發(fā)現(xiàn)年齡隨U含量的增加而升高的現(xiàn)象(圖8a)。

圖8 卓潘鋯石U含量與年齡協(xié)變圖解(a)與鋯石α衰變強度與年齡協(xié)變圖解(b)Fig.8 Variation diagrams for U vs.Age (a) and Dα vs.Age (b) of zircons in Zhuopan

由于U在流體中活動性較高，受熱液作用影響的鋯石一般具有較高的U含量。Th、U的衰變會造成鋯石的晶格損傷，從而引起放射性成因Pb丟失，使獲得的U-Pb表觀年齡相對偏低(Geisler and Schleicher,2000;Mathieuetal.,2001)。從圖8b中可以看到，放射性損傷高的鋯石年齡相對較小。卓潘巖體中熱液鋯石發(fā)育的ZP1602、ZP1607、ZP1620樣品的加權(quán)平均年齡(34.9Ma、35.1Ma、34.2Ma)略小于巖漿鋯石發(fā)育的樣品ZP1612和ZP1618(均為35.7Ma)，而兩類鋯石均有發(fā)育的輝石巖樣品ZP1616的加權(quán)平均年齡(35.6Ma)則正好位于二者之間(圖9)。因此，正長巖ZP1612和ZP1618的U-Pb年齡更能代表卓潘巖體的成巖時間(約35.7Ma)，這與相同樣品中榍石的U-Pb年齡是一致的(馬倩等，未發(fā)表數(shù)據(jù))。Ⅱ類鋯石發(fā)育的樣品其年齡沒有明確的地質(zhì)意義，可能代表熱液活動時間或者與成巖年齡的混合年齡。本文獲得的成巖年齡略大于杜斌等(2018)測得的正長巖(33.4Ma)和正長輝石巖(34.2Ma)的巖漿鋯石年齡，卓潘巖體中可見大量巖脈侵入，年齡差距是可能是由巖漿的持續(xù)活動造成。

圖9 卓潘堿性雜巖體鋯石U-Pb年齡頻率直方圖Fig.9 Histograms of U-Pb ages of the Zhuopan alkaline complex

4.3 高REE鋯石Hf同位素異常

在卓潘鋯石的Lu-Hf同位素測試過程中，許多暗色鋯石無法獲得穩(wěn)定的176Hf/177Hf信號，而排除這些點之后，剩余的鋯石仍然具有變化很大的176Hf/177Hf值(εHf(t)=1～100)(圖10、表3)，部分?jǐn)?shù)據(jù)明顯高于普通鋯石(εHf(t)<20)。在測試176Hf的過程中必須扣除同質(zhì)異位素176Lu和176Yb的干擾，當(dāng)沒有進行足夠的干擾校正時，鋯石176Hf/177Hf值會隨176Yb/177Hf值的增大而比真實值偏高(Fisheretal.,2014)。經(jīng)過證實對高Yb鋯石(Yb/Hf >0.05)運用173Yb/171Yb=1.132685來計算質(zhì)量偏移系數(shù)(βYb)，用176Yb/173Yb=0.79639來進行干擾校正會得到較好的結(jié)果(Fisheretal.,2014)。然而在圖10中可以看到，校正后的數(shù)據(jù)仍然具有極高的176Hf/177Hf值，推測這是由于鋯石的Lu-Hf體系受到影響或還有其他因素干擾了測試的準(zhǔn)確度。

圖10 卓潘鋯石176Yb/177Hf-176Hf/177Hf協(xié)變圖解Fig.10 Plot of 176Yb/177Hf vs.176Hf/177Hf for zircons in Zhuopan

后期的熱液蝕變過程對鋯石的原生Hf同位素特征影響很小(Gerdes and Zeh,2009;Lentingetal.,2010)，盡管在蝕變過程中存在Lu和Yb的遷移，但由于鋯石的Lu/Hf值很低，對176Hf/177Hf初始值的計算影響不大(Gerdes and Zeh,2009)；而Yb含量的變化可以通過后期計算進行校正。對于直接從流體中結(jié)晶的熱液鋯石，有兩種模型可以解釋其極高的Hf同位素成因：(1)熱液流體溶解圍巖中的磷灰石和單斜輝石，部分磷灰石中極高的176Lu/177Hf值會形成大量放射性成因Hf同位素。例如Valleyetal.(2010)對美國Adirondack高地的磁鐵礦-磷灰石礦床進行礦物化學(xué)研究認(rèn)為，流體中溶解5%高Lu磷灰石即可在約35Myr的時間內(nèi)使其形成熱液鋯石的εHf(t)值上升35個單位。卓潘巖體中熱液鋯石與巖漿鋯石的年齡相差很小，在如此短時間內(nèi)累積100個單位的εHf(t)值則需要溶解更高Lu含量或更多體積的磷灰石。(2)一些變質(zhì)巖中的礦物有高的176Hf/177Hf值，如榴輝巖中的石榴子石(176Hf/177Hf >0.29)(Schmidtetal.,2011;Chengetal.,2018)。流體與變質(zhì)圍巖反應(yīng)過程中若石榴子石的高放射性Hf同位素釋放進入流體，從中結(jié)晶出的熱液鋯石也會有較高的Hf同位素比值(Valleyetal.,2010;Lietal.,2018)。卓潘巖體位于昌寧-孟連變質(zhì)巖帶與點蒼山-哀牢山變質(zhì)巖帶之間，研究區(qū)內(nèi)豐富的斷裂為流體的遷移提供了條件。因此鋯石異常高的εHf(t)值可能是相關(guān)流體吸收了具高Lu/Hf或高176Hf/177Hf的礦物。

5 結(jié)論

(1)卓潘堿性雜巖體中CL圖下呈灰白色的Ⅰ類鋯石屬于巖漿鋯石，其U-Pb年齡為35.7Ma，代表巖體的成巖年齡。

(2)巖體中CL圖呈暗色的Ⅱ類鋯石受到熱液作用影響。由于熱液成分和蝕變條件的不同，鋯石的稀土元素呈現(xiàn)不同的配分模式，輕稀土元素的富集并不是識別熱液鋯石的唯一標(biāo)志。

(3)熱液鋯石異常高εHf值的成因可能是相關(guān)流體吸收了具高Lu/Hf或高176Hf/177Hf的礦物成分。

致謝本研究的野外工作受到喻學(xué)惠教授的大力幫助；中國科學(xué)院海洋研究所海洋地質(zhì)與環(huán)境重點實驗室王曉紅老師和中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室胡兆初教授在鋯石U-Pb定年和Hf同位素測試過程中提供了重要幫助；二位審稿人提出了寶貴的修改意見；在此一并表示感謝。