滇西丽江小桥头岩体时代与成因:锆石U-Pb定年与微量元素证据

黄永高,罗 改,张 彤,熊昌利,贾小川,杨学俊

(四川省地质调查院 稀有稀土战略资源评价与利用四川省重点实验室,成都 610081)

滇西丽江地区处于羌塘-三江造山带与扬子陆块西缘的结合部位,是研究青藏高原东南缘构造演化的重要地区。该区发育一条著名的构造-岩浆-成矿带,即金沙江-红河富碱侵入岩带,是晚碰撞造山作用在滇西地区的岩浆事件响应[1]。目前对滇西地区新生代富碱侵入岩的研究较为详细,已经建立起了岩浆演化的时空格架及成岩成矿模型[2-3]。然而,对富碱斑岩岩石性质尚有不同认识,部分学者认为其具有C型埃达克质岩的性质[4-6]；而毕献武等[7]则认为马厂箐斑岩体具有A型花岗岩的特征;胥磊落等[8]认为铜厂斑岩体不具埃达克质岩特征,属于A型花岗岩类。此外,对该区富碱斑岩成因模式也有不同观点,如交代富集地幔部分熔融[9]、壳幔混合层部分熔融[10]、加厚陆壳下部的(角闪)榴辉岩相岩石部分熔融[11]等。因此,很有必要对该区新生代侵入岩的时代、岩浆起源和构造背景进行更深入地探讨。针对上述问题,本文对丽江地区小桥头岩体进行了岩相学、锆石年代学研究及锆石微区微量元素分析,以限定该区新生代岩浆侵位时代,试图揭示其岩浆起源和构造环境。

1 地质背景及岩体特征

滇西小桥头地区位于三江造山带中段,处于羌塘-三江造山系之中咱-香格里拉地块南缘,夹持于贡觉-芒康断裂带和巴塘-丽江断裂带之间(图1a)。 区内出露地层主要包括元古界石榴二云石英片岩; 三叠系流纹岩、 泥质灰岩、 生物碎屑灰岩; 古近系砾岩、 砂岩等。 小桥头岩体出露于丽江市玉龙县石头白族乡西侧小桥头一带(图1b), 近南北向展布; 长约12 km, 最宽处约5 km, 出露面积约40 km2, 由石英二长斑岩和二长花岗斑岩两个侵入体组成,均呈不规则状,两者呈脉动接触关系。岩体呈岩株状侵入到古近系砂砾岩中,接触带附近常见岩体呈枝状侵入围岩之中,岩体内部多有不规则状的砂岩俘虏体(图1c)。

图1 藏东-滇西地区新生代斑岩分布图(a, 据文献[1])和滇西小桥头地区地质略图(b, 据文献[6])Fig.1 Distribution diagram of Cenozoic porphyry in eastern Xizang and western Yunnan(a) and geological map of the studied area(b)1—逆冲带;2—走滑断裂;3—剪切带;4—富碱岩体;5—第三纪盆地;6—侏罗白垩纪盆地;7—研究区位置;8—地质界线;9—角度不整合界线;10—岩体脉动接触界线;11—断层;12—花岗斑岩;13—石英二长斑岩;14—二长花岗斑岩;15—正长岩;16—正长斑岩;17—粗面斑岩;18—石英闪长玢岩;19—采样位置及样号;20—A-B剖面位置;21—砾岩;22—粉砂岩;23—二长花岗斑岩;24—石英二长斑岩;Q—第四系;E—古近系;T—三叠系;Pt—元古界

石英二长斑岩具斑状结构、块状构造。手标本上石英和长石斑晶发育(图2a),总含量30%～65%。镜下观察斑晶以斜长石和钾长石为主,另有少量石英和角闪石(图2b)。斜长石具熔蚀圆化边,呈自形-半自形板状,环带构造和聚片双晶发育,含量20%～30%;钾长石呈自形-半自形板状,卡氏双晶及环带构造发育,含量5%～25%;石英呈他形不规则粒状,具熔蚀圆化和齿状边,表面见裂纹,含量2%～7%;角闪石呈长柱状,绿泥石化、绿帘石化显著,含量1%～4%。基质主要包括斜长石、钾长石、石英和少量普通角闪石。副矿物有磷灰石、锆石、榍石、电气石、磁铁矿等。

二长花岗斑岩具斑状结构、块状构造。手标本上长石、石英及角闪石斑晶发育(图2c),总含量40%～70%。镜下观察斑晶以斜长石、钾长石、石英和角闪石为主,其中斜长石表面多因粘土化而浑浊,呈自形-半自形板状,环带构造和聚片双晶发育,含量15%～30%;钾长石具熔蚀圆化边,呈自形-半自形宽板状,环带构造发育,含量10%～25%;石英呈他形粒状,具熔蚀圆化和齿状边,含量2%～10%;角闪石呈长柱状,绿泥石化明显,含量1%～3%。基质主要为钾长石、斜长石、石英和普通角闪石。另有磷灰石、锆石、榍石、 磁铁矿、钛铁矿等副矿物。

图2 小桥头石英二长斑岩(a, b)和二长花岗斑岩(c, d)手标本及镜下特征(+)Fig.2 Specimen and microphotograph features of masanophyre and monzonitic granite porphyryKfs—钾长石;Hbl—角闪石;Pl—斜长石;Q—石英

2 锆石U-Pb年代学及微量元素地球化学特征

2.1 样品和分析方法

本次工作在小桥头岩体南部分别采集了石英二长斑岩样品(编号XQT1)和二长花岗斑岩样品(编号XQT2)进行单颗粒锆石分选。锆石单矿物分选在河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成，采用传统的重力和磁选法进行单矿物分选与富集,再在双目镜下手工挑纯；使用光学树脂固定制靶后,在场发射扫描电镜下进行阴极发光照相。LA-ICP-MS锆石微区原位测量在西北大学大陆动力学国家重点实验室进行,激光剥蚀系统为193 nm(ArF)激光器,ICP-MS为Agilent 7500a电感耦合等离子质谱仪。采用锆石标准91500作外标进行同位素分馏校正,每隔4～5个分析点测2次标准。锆石微量元素含量利用多个USGS参考玻璃作为外标、Si作为内标进行定量计算,在20次锆石分析点前后各测一次NIST SRM610和所有USGS参考玻璃。详细的分析流程参见文献[12]。采用Glitter软件处理数据,Isoplot 3.0计算并绘制表面年龄与谐和曲线图。

2.2 锆石U-Pb定年结果

小桥头斑岩中锆石大多数为典型岩浆锆石(图3), 两件样品的锆石具有相似的特征, 多呈短柱-长柱状, 自形程度较高,晶形完好, 柱面及锥面均较发育。 样品XQT1中锆石长宽比为1.5～3, 粒长130～250 μm; 样品XQT2中锆石长宽比为1～3.5, 粒长110～220 μm。 阴极发光图像中, 岩浆锆石显示出相对较低的灰度, 岩浆振荡环带发育(图3 A3、 A7、 B4、 B12); 部分锆石具有继承锆石的特征, 多发育溶蚀结构, 即在核部原岩锆石的周围出现浑圆状溶蚀的残留(图3 A2、 A8、 A9、 A11、A16、 A19、 B1、 B10、 B19、 B20), 阴极发光图像整体呈亮白色, 部分呈弱分带结构; 另见少量继承锆石的残留核(图3 A13、 B2), 多呈浑圆状暗灰色。

在样品XQT1中, 岩浆锆石11个测点的分析结果(表1, 图4)显示: Th/U值在0.08～0.17, 平均0.13, 锆石206Pb/238U年龄介于34.6～36.4 Ma, 年龄加权平均值为35.47±0.48 Ma(MSWD=0.49); 继承锆石9个测点中除A13点存在信号差或年龄混合现象外, 其余8个测点Th/U值在0.06～1.14, 锆石206Pb/238U年龄介于34.8～875.5 Ma。

图3 斑岩样品XQT1(A1～A20)和XQT2(B1～B20)锆石阴极发光图像和LA-ICP-MS分析点Fig.3 Cathode luminescence(CL) images and LA-ICP-MS analytic spots of zircons from XQT1 and XQT2 in Xiaoqiaotou porphyry

分析点wB/10-6ThUTh/U同位素比值207Pb/206Pb±1σ207Pb/235U±1σ206Pb/238U±1σ同位素年龄/Ma206Pb/238U±1σXQT11∗69.5493.00.140.059 60.006 40.044 70.004 80.005 40.000 135.00.92∗98.2658.40.150.050 30.002 80.084 20.004 70.012 20.000 377.81.73129.61 205.90.110.044 90.003 60.034 30.002 80.005 60.000 135.70.84∗92.5759.50.120.070 20.006 30.052 40.004 60.005 40.000 134.80.95157.71 044.40.150.036 10.003 20.027 20.002 40.005 50.000 135.20.86125.7920.50.140.052 80.003 60.039 20.002 70.005 40.000 134.60.87154.41 008.80.160.052 90.003 40.040 10.002 60.005 50.000 135.30.88∗89.9666.70.140.067 70.002 90.452 90.019 70.048 50.001 1305.56.79∗135.0761.20.180.064 10.002 30.432 90.016 40.049 00.001 1308.26.510145.81 163.50.130.044 50.002 70.034 20.002 10.005 60.000 135.90.811∗113.1561.20.210.067 20.001 21.238 80.027 50.133 70.002 7808.815.412123.3922.00.140.047 70.003 40.036 40.002 60.005 50.000 135.60.813∗101.8815.50.130.051 20.004 60.039 30.003 50.005 60.000 135.80.914187.71 438.70.130.052 50.002 70.040 50.002 10.005 60.000 135.90.815130.91 0110.130.046 50.003 10.035 60.002 40.005 60.000 135.70.816∗33.8556.40.060.068 40.001 71.373 20.037 60.145 50.000 3875.517.11758.8356.20.170.040 30.007 50.030 40.005 60.005 50.000 235.211898.81 161.30.090.056 80.003 10.044 40.002 40.005 70.000 136.40.819∗925.0830.01.140.056 80.001 40.382 70.010 70.048 80.000 1307.46.22049.8648.30.080.045 50.004 40.033 80.003 30.005 40.000 134.70.8XQT21∗122.4715.50.180.064 10.001 11.184 40.024 40.133 80.002 6809.614.92∗88.2988.70.090.051 50.001 30.241 30.006 40.034 00.000 7215.24.23∗64.7513.00.130.049 40.001 60.229 30.007 60.033 70.000 7213.44.3494.3729.10.130.040 80.003 70.030 60.002 70.005 40.000 135.00.85145.51 022.70.150.049 00.003 20.036 00.002 30.005 30.000 134.20.8

续表1

注： *代表继承锆石,下表同。

图4 斑岩样品锆石U-Pb谐和图和206Pb/238U年龄图Fig.4 U-Pb Concordia diagrams and 206Pb/238U age plots of zircons in porphyry

在样品XQT2中, 岩浆锆石10个测点的分析结果(表1, 图4)显示: Th/U值在0.09～0.28, 平均0.15, 锆石206Pb/238U年龄介于34.2～35.0 Ma, 年龄加权平均值为34.70±0.54 Ma(MSWD=0.1); 继承锆石10个测点Th/U值0.08～0.52, 锆石206Pb/238U年龄介于34.6～811.5 Ma。

2.3 锆石微量元素特征

两件样品的锆石微区微量元素分析结果见表2和表3,稀土配分曲线图见图5。本文着重描述岩浆锆石的微量元素特征。

在球粒陨石标准化的稀土元素配分曲线上,岩浆锆石均呈现重稀土元素相对中稀土和轻稀土元素强烈富集的特征,且具有不同程的Ce正异常和Eu负异常(图5),与典型的未变质岩浆锆石[14-16]类似,2件样品内部(Sm/La)N值变化超过一个数量级, 即XQT1 4.4～395.0、 XQT2 21.0～260.4,反映中稀土和轻稀土元素含量变化较大。稀土总量∑REE变化范围分别为:XQT1(199～915)×10-6, 平均538×10-6; XQT2(226～656)×10-6, 平均486×10-6。2件样品所测定的岩浆锆石均具有不同程度的Ce正异常, δCe值分别为:XQT1 1.2～179.4, 平均81.5; XQT2 30.6～140.7, 平均81.3; Eu负异常较弱或不明显, δEu值分别为: XQT1 0.45～0.88, 平均0.59; XQT2 0.38～0.76, 平均0.55。

XQT1和XQT2岩浆锆石的Hf值分别为0.98%～1.37%(平均1.27%)和1.21%～1.39%(平均1.33%); U值(表1)分别为(356.2～1 438.7)×10-6(平均989×10-6)、 (578.8～1 766.0)×10-6(平均988×10-6); Th值分别为(49.8～187.7)×10-6(平均123.9×10-6)、 (85.4～252.1)×10-6(平均137×10-6); Pb*含量(表2)分别为(1.97～8.49)×10-6(平均5.81×10-6)、(3.15～9.83)×10-6(平均5.86×10-6)。值得注意的是,同一件样品中锆石之间的Th和U含量变化很大,最高值有的是最低值的4倍(表1, 图6)。

此外, 本次还测定了岩浆锆石Nb、 Ta和Ti 3个高场强元素, 其中Ti含量最高, 除了2粒锆石Ti含量(XQT1-18=14 126×10-6、 XQT1-20=547×10-6) 明显高于岩浆锆石中含量正常范围 (≤75×10-6)[14], 其他岩浆锆石Ti含量分别为:XQT1(1.26～10.28)×10-6, 平均3.32×10-6; XQT2(1.24～6.2)×10-6, 平均2.16×10-6, 均小于75×10-6。出现这种高Ti的锆石数据,可能是测定的锆石中含有金红石等包裹体[17]。2件样品的Nb含量均在岩浆锆石范围内(Nb≤62×10-6)[14],分别为XQT1 (1.26～51.1)×10-6, 平均7.14×10-6、 XQT2 (1.59～3.24)×10-6, 平均2.29×10-6。 除1粒锆石Ta含量(XQT1-18=5.86×10-6)大于岩浆锆石范围(Ta≤3×10-6)[14],其余均在岩浆锆石范围内, 分别为XQT1 (0.19～0.56)×10-6, 平均0.43×10-6; XQT2 (0.3～1.52)×10-6, 平均0.54×10-6。

表2 小桥头石英二长斑岩样品(XQT1)中锆石主要元素、稀土元素和微量元素组成及锆石TZr温度

Table 2 Main and trace element composition and TZr temperature of zircon in Xiaoqiaotou porphyry(XQT1)wB/10-6

注: Pb*=0.241×206Pb+0.221×207Pb+0.524×208Pb;分析点与表1相同,*代表继承锆石; 空白表示没有有效数据;下表同。

表3 小桥头二长花岗斑岩样品(XQT2)中锆石主要元素、稀土元素和微量元素组成及锆石TZr温度

Table 3 Main and trace element composition and TZr temperature of zircon in Xiaoqiaotou porphyry(XQT2)wB/10-6

图5 斑岩样品锆石稀土元素配分模式(标准化数据据文献[13])Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns of zircon in Xiaoqiaotou porphyry

2件样品中继承锆石的稀土配分曲线也表现出较好的一致性,与岩浆锆石相比, 其稀土总量高(XQT1, ∑REE=(383～2 167)×10-6, 平均1 019×10-6; XQT2,∑REE=(176～2 330)×10-6, 平均1 013×10-6。 强正Ce异常(但弱于岩浆锆石)(XQT1, δCe=1.1～101.2, 平均56.0; XQT2, δCe=2.9～128.2, 平均35.7), 明显负Eu异常(XQT1, δEu=0.02～0.64, 平均0.34; XQT2, δEu=0.01～0.56, 平均0.17)。斑岩中不同年龄阶段的继承锆石稀土配分曲线在保持大致相似的模式下,Eu、Ce异常、稀土总量及HREE富集程度有着显著差别,这反映了继承锆石原岩性质存在差异或遭受后期地质事件的扰动。

图6 小桥头斑岩样品锆石的Th-U值图解Fig.6 Th-U diagram of zircon in Xiaoqiaotou porphyry

3 讨 论

3.1 岩体的形成时代

张玉泉等[18]采用黑云母K-Ar法测定了小桥头岩体年龄,为33 Ma。本次工作采用LA-ICP-MS锆石U-Pb法获得了小桥头石英二长斑岩和二长花岗斑岩年龄,分别为35.47±0.48 Ma(MSWD=0.49,n=11)和34.70±0.54 Ma(MSWD=0.1,n=10),因此,小桥头斑岩岩浆的侵位时代为喜马拉雅早期的晚始新世。该年龄与紧邻小桥头石英二长斑岩西侧的石支花岗斑岩体、桃花花岗斑岩体及南侧的老君山正长岩体锆石U-Pb定年获得的年龄非常一致[6, 19-21],并且与整个藏东-金沙江-红河富碱斑岩带的时代一致[22],表明小桥头斑岩是该带岩浆活动的主要时期产物。

3.2 岩浆起源

锆石的微量元素特征能够反映主岩的成分演化、 共生分离结晶相、 混合以及熔融源区性质等诸多信息[23]。 本文通过研究岩浆锆石微量元素特征发现, 上述两件样品所代表的岩浆性质十分相似。

锆石Ti温度计是约束锆石结晶温度非常有效的地球化学追踪器[24]。Ti原子进入锆石晶体的过程受温度和TiO2活度(αTiO2) 的控制。Ferry等[24]结合高温-高压实验和天然锆石的分析,总结出温度与锆石吸收Ti含量的公式

(1)

其中:T—锆石Ti温度计； Ti—锆石中Ti元素含量(10-6),αSiO2和αTiO2分别表示岩浆中SiO2和TiO2的活度。石英是花岗岩中普遍存在的矿物,同时,本样品中大部分锆石具有高Nb和Ta的特征,暗示锆石中含有金红石包体。因此本文中两件样品的岩浆中SiO2和TiO2的活度都可视为1。

根据式(1)得出两件样品XQT1、XQT2 所代表的岩浆锆石结晶温度分别为582～748 ℃、581～703 ℃,多在600～700 ℃(表2, 图7)。前人研究认为地幔柱作用形成的花岗岩岩浆或A型花岗岩岩浆温度一般比较高(>800 ℃);而俯冲带中富含流体,可能导致在这些环境中形成的花岗岩岩浆温度较低(<800 ℃)[25]，说明小桥头晚始新世石英二长斑岩和二长花岗斑岩主要在俯冲-碰撞作用中形成。

图7 小桥头斑岩样品锆石结晶温度与Hf含量关系Fig.7 Crystallization temperatures of zircon against their Hf contents in Xiaoqiaotou porphyry

PrN-LaN图解常用来区分未变质岩浆锆石和轻稀土元素富集的岩浆锆石。其依据是热液成因锆石和轻稀土元素富集岩浆锆石具有PrN>10和LaN>1的特征,而未变质岩浆锆石PrN<10和LaN<1[14]。在PrN-LaN图上,两件样品几乎所有岩浆锆石都落在未变质岩浆锆石区域(图8a)。在δCe-SmN/LaN图解上, 岩浆锆石主要落在岩浆锆石区域内(图8b)。 前已述及, 两件样品岩浆锆石结晶温度均大于或接近600 ℃, 大于热液锆石结晶温度的上限(<600 ℃),因此认为本文中两件样品均在封闭的岩浆体系中形成。

图8 PrN-LaN图解(a)及δCe-(Sm/La)N图解(b)(底图据文献[26])Fig.8 PrN-LaN and δCe-(Sm/La)N diagrams

锆石的Ce异常和Eu异常的变化可以反映锆石结晶的物理化学条件[28-29]。不同于其他稀土元素,Ce和Eu元素的离子有两种价态,即(Ce3+和Ce4+)与(Eu2+和Eu3+)。在岩浆中Ce3+一旦氧化成Ce4+, 其地球化学行为与Zr、 Hf极为相似, 相较其他轻稀土元素也更容易进入锆石晶体。 相反,一旦Eu3+还原成Eu2+, 与相邻元素相比, Eu更难进入锆石晶体。 因此, 在岩浆锆石的球粒陨石标准化稀土配分曲线上, Ce相比于La和Pr富集, 指示氧化条件; Eu相较于Sm和Gd亏损,反映还原条件[29]。 然而,氧化环境和还原环境在锆石中同时出现是相互对立的[17]。 所以,氧逸度可能并非控制Ce和Eu异常的唯一因素。Hoskin等[15]认为,锆石结晶前和结晶过程中岩浆的斜长石分离结晶可能是导致Eu负异常的另一个因素,这一观点被后来的研究支持[14]。因此锆石中Eu负异常是Eu亏损的岩浆和氧逸度的综合效应。图9上两件样品表现出弱Eu负异常,且变化范围较小(XQT1,δEu=0.45～0.88, 平均0.59; XQT2, δEu=0.38～0.76, 平均0.55), 强Ce正异常, 且变化较大(XQT1, δCe=1.2～179.4, 平均81.5; XQT2, δCe=30.6～140.7,平均81.3),指示氧逸度变化范围大,但是没有斜长石的分离结晶作用。Li等[28]指出,来源深度<35 km的岩浆具有明显的Eu负异常,而深度>35 km的岩浆有弱的Eu负异常或没有Eu负异常。因此,小桥头晚始新世石英二长斑岩和二长花岗斑岩源区深度>35 km。

图9 结晶锆石岩浆氧逸度图解(底图据文献[26])Fig.9 Plots revealing the oxidation state of the magma from crystallized zircons

Wang等[30]认为,I型花岗岩的岩浆锆石具有相对低Pb值,高(Nb/Pb)N值;而S型花岗岩以高Pb值, 低(Nb/Pb)N值和显著的Eu负异常为特征(δEu≤0. 3)。 同时, A型花岗岩以显著的Eu负异常与I型花岗岩区分, 以高(Nb/Pb)N值与S型花岗岩区分。 在(Nb/Pb)N-δEu图解上, 本文两件样品投在I型花岗岩区,暗示其源区为火成岩(图10)。

此外,在U/Yb-Y和U/Yb-Hf图解中,本文两件样品的岩浆锆石均投在陆壳源区区域(图11),说明这些花岗岩岩浆均来自陆壳。

图10 (Nb/Pb)N-δEu图解(底图据文献[30])Fig.10 (Nb/Pb)N -δEu diagram

图11 U/Yb-Hf图解和U/Yb-Y图解(底图据文献[31])Fig.11 Plots revealing the oxidation state of the magma from crystallized zircons

结合岩浆锆石结晶温度、微量元素特征、锆石的来源及寄主岩浆成因类型等证据,认为小桥头晚始新世斑岩岩浆在下地壳深部形成。

3.3 地质意义

已有研究显示,约在65 Ma印度-亚洲大陆碰撞后,青藏高原北东缘形成长达数千千米的藏东-金沙江-红河走滑拉分断裂带,同时沿该断裂带及其两侧形成了成带、成群产出的钾质碱性岩浆岩,也就是著名的藏东-金沙江-红河富碱斑岩带,其同位素地质时代被普遍界定在41～33 Ma[22]。目前,滇西新生代富碱斑岩锆石SHRMP U-Pb或LA-ICP-MS U-Pb年龄集中分布在37～33 Ma[3, 6, 11, 19-22],平均值为35 Ma。本次获得的小桥头岩体侵位年龄与滇西新生代富碱斑岩峰值年龄以及藏东晚碰撞转换期高度一致,为始新世晚期,处于青藏高原碰撞造山晚碰撞阶段(40～26 Ma)[1]。研究证实,印度-亚洲大陆最终俯冲、碰撞和消减,部分壳源物质被带入到下插的地幔楔内, 与地幔物质混合形成壳幔过渡层, 大规模走滑断裂系统诱发减压熔融导致壳幔过渡层发生部分熔融,并沿着有利的构造部位浅成侵位或喷发[32]。小桥头斑岩成因类型为I型,源区为火成岩;锆石的Eu异常较小或无,指示弱或无斜长石分离结晶作用;岩浆温度小于800℃,为俯冲-碰撞作用的产物,然而小桥头斑岩受热液影响弱,暗示俯冲作用已经结束。此外,小桥头斑岩岩浆锆石均具有Nb和Ta富集,指示存在幔源高Nb-Ta岩浆的混入。综合以上讨论,可以总结出以下地质过程:65～41 Ma印度-亚洲大陆处在主碰撞阶段,岩石圈挤压收缩,地壳开始出现大规模逆冲推覆,后期造成陆壳的缩短加厚;40～26 Ma处于晚碰撞阶段,印度板块向北持续俯冲,青藏高原发生了以大规模走滑剪切为标志的构造转换和以钾质及煌斑岩为特征的岩浆活动[1],小桥头斑岩正是经历减压熔融和幔源岩浆底侵促使地壳深部发生部分熔融而形成。

4 结 论

(1)LA-ICP-MS 锆石U-Pb测年表明,小桥头石英二长斑岩的结晶年龄为35.47±0.48 Ma(MSWD=0.49,n=11); 二长花岗斑岩的结晶年龄为34.70±0.54 Ma(MSWD=0.1,n=10),属晚始新世岩浆活动产物。

(2)小桥头斑岩的锆石微量元素特征显示:岩浆锆石结晶温度(TZr)<800 ℃,受热液影响较弱,为碰撞作用的产物;岩浆演化程度高,弱或无斜长石分离结晶作用,岩浆源区深度>35 km,且来自陆壳,成因类型为I型。

(3)综合锆石年代学数据、微量元素特征及前人研究成果,认为小桥头斑岩的形成除了下地壳岩石的部分熔融外,还有幔源物质的混入。

致谢:西北大学大陆动力学国家重点实验室的老师在样品分析测试中提供了大量帮助,四川省地质调查院吴钰及汤晶老师在岩矿鉴定方面给予了帮助和指导,审稿人对稿件进行了认真地审阅并提出宝贵意见,在此一并致以衷心的感谢!