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0 引言
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康滇地轴位于扬子陆块西缘（图1a），是中国十分重要的地质构造单元和多金属成矿带。康滇地轴沿线分布一套由变质混合杂岩及与其在空间上紧密伴生的花岗质杂岩体共同组成的复杂岩系，前人称之为康定杂岩（辜学达和刘啸虎，1997）。长期以来，前人对该套杂岩系的花岗质杂岩进行了大量研究，普遍认为这套岩石形成于新元古代（郭春丽等，2007；赖绍聪等，2015），且对该套岩石的成因形成了两种观点：一种观点认为岩石由新元古代 Rodinia超级大陆裂解引发的地幔柱活动形成（李献华等，2002a，2002b；Li et al.，2003；郭春丽等， 2007）；另一种观点认为岩石成因与岛弧和造山作用有关（颜丹平等，2002；Zhou et al.，2002；赖绍聪等，2015）。
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锆石作为中酸性岩浆岩中最常见、应用最为广泛的副矿物，因其携带大量地质过程的信息而备受关注（赵志丹等，2018），其中的微量元素具有较高的封闭温度，较强的抗风化、蚀变能力，不易受后期作用影响等特性（Hoskin and Schaltegger，2003）。在长期而复杂的演化中，可以保留初始的化学组分 （U、Th 等元素衰变除外）。锆石颗粒之间微量元素组成（如 Sc、Y、Ti、Hf、Th、U、Nb、Ta、V、P 和 REE）的变化，能够反映结晶锆石的岩浆演化（雷玮琰等， 2013）。目前锆石微量元素地球化学应用于以下几个方面：判定母岩浆成分（Rubatto，2002）；区分陆壳和洋壳锆石（Grimes et al.，2007）；区分不同类型花岗岩（Wang et al.，2012）；利用锆石Ti温度计估算锆石结晶温度（Ferry and Watson，2007）；利用锆石参数计算岩浆氧逸度（Ballard et al.，2002；Trail et al.， 2012；Smythe and Brenan，2016）；判断成岩成矿构造背景（Schulz et al.，2006；赵振华，2010）。
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位于康滇地轴中南段的元谋杂岩系是康定杂岩的重要组成部分，该体系于1995—1996年由原云南省地矿局第一地质大队进行1∶5万区域地质调查时命名，主要为古元古界苴林群变质岩与晋宁期花岗岩所组成的杂岩系。晋宁期花岗岩体包括黄草坝岩体、班果岩体、大物茂岩体，其中黄草坝岩体是元谋杂岩系的主要岩体之一（图1b）。通过 LA-ICP-MS 锆石 U-Pb 定年，厘定出黄草坝岩体是由 3 期岩体组成的一个复式岩体。早期片麻状花岗岩 （XG-4）形成于（1163±7）Ma，中期二长花岗岩（XG-1、XG-2）形成于（1063±5）Ma～（1076±7）Ma，晚期黑云母花岗岩（XG-1803）形成于（782±8）Ma（郭锐，待发表）。本文对黄草坝 3 期岩体中的锆石微量元素地球化学进行系统研究，并对岩体形成时的成岩成矿地球动力学背景进行探讨，以期为康滇地轴中南段的构造岩浆演化提供新的依据。
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1 区域地质背景
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黄草坝岩体是康定杂岩的重要组成部分，属于元谋杂岩构造体系。该岩体在大地构造位置上处于扬子陆块西缘康滇地轴中南段的泸定—米易台拱，川滇台背斜滇中台陷元谋凸起西南部，位于元谋—绿汁江深大断裂西侧。区内出露基底为古元古界苴林群，为一套变质程度达角闪岩相的变质岩系，盖层主要为上震旦统及中生界的沉积地层。区内构造以南北向断裂为主，沿断裂带伴有多期次的岩浆侵入活动，次级断裂主要为北东向，次为北西向。区内岩浆岩主要为晋宁期的花岗岩及基性— 超基性岩。黄草坝岩体主要分布在牟定县戌街地区老纳—上村—水桥寺及姚兴村一带（图1c），呈岩基或岩株状产出。
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图1 华南板块构造格架简图（a，据Li et al.，2007修改）、扬子陆块西缘康定－元谋杂岩带构造示意图 （b，据Zhou et al.，2002修改）及黄草坝岩体区域地质简图（c，据夏显荣，1995①修改）
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1—第四系；2—上白垩统江底河组；3—上侏罗统张河组；4—下侏罗统冯家河组；5—下侏罗统蛇店组；6—下侏罗统干海子组；7—下侏罗统普家村组；8—上震旦统灯影组；9—古元古界苴林群；10—晋宁期黑云母花岗岩；11—晋宁期二长花岗岩；12—晋宁期片麻状花岗岩；13—逆冲断层；14—性质不明断层；15—韧性剪切带；16—锆石采样点及编号
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2 样品及分析方法
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本次工作所采集的3期花岗岩样品均位于黄草坝岩体内部，采样位置见图1。早期灰白色片麻状花岗岩（XG-04）分布在岩体西南部，沿元谋—绿汁江的次级断裂呈岩基状产出。片麻状花岗岩侵入苴林群黑云片岩中，黑云片岩形成烘烤边现象（图2a），镜下岩石主要由半自形、他形粒状钾长岩、斜长石，他形粒状石英等组成的碎块和同成分的碎粒，少量不透明矿物等组成，呈碎裂组构（图2b）；中期肉红色二长花岗岩（XG-01、XG-02）大多侵入于早期灰白色片麻状花岗岩中，呈明显的侵入接触关系 （图2c），以岩株状分散分布，镜下岩石主要由粒径 0.7～3.5 mm 的略显定向排列的片状黑云母，半自形、他形斜长石、钾长石，他形粒状石英，少量不透明矿物等组成，构成半自形、他形粒状结构，块状构造，少量片麻状构造（图2d），岩石中产有风化壳型铌钽矿化；晚期灰白色黑云母花岗岩（XG-1803）分布在岩体东部，呈岩基状产出，在岩体南缘与苴林群韧性剪切带中的接触带附近一侧的岩体中产有石英脉型黑钨矿体（图2e），镜下岩石主要由粒径 2～8mm的半自形钾长石、斜长石，石英，黑云母，少量石榴子石、白云母，不透明矿物等组成（图2f）。
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图2 黄草坝岩体3期花岗岩野外照片和镜下（正交偏光）岩相学特征
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a、b—早期片麻状花岗岩；c、d—中期二长花岗岩；e、f—晚期黑云母花岗岩
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Qtz—石英；Pl—斜长石；Kfs—钾长石；Bt—黑云母；Ms—白云母
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4件锆石样品的分选在河北廊坊市（宇能）宇恒矿岩技术服务有限公司完成。通过重液法、磁选法以及双目镜挑选出锆石颗粒，并黏贴在环氧树脂盘上抛制成锆石靶。阴极发光（CL）显微照相在南京宏创地质勘查技术服务有限公司完成，通过场发射扫描电镜搭配 CL探头，选点结合透射光、反射光及阴极发光图像选取基本无裂隙和包裹体，且较为干净透亮的锆石颗粒。锆石 U-Pb年代学及微量元素分析在南京聚谱检测科技有限公司同步完成，193 nm ArF 准分子激光剥蚀系统采用 Teledyne Cetac Technologies制造，型号为 Analyte Excite。测试过程中每隔 8颗样品锆石，交替测试 2颗标准锆石（包括 91500、NIST、SRM610、GJ-1）。以标准锆石91500为外标，校正仪器质量与元素分馏，以标准锆石 GJ-1 为盲样，检验 U-Pb 定年的数据质量，以 NIST SRM 610 为外标，以 Si 为内标标定锆石中的 Pb 元素含量，以Zr为内标标定锆石中其余微量元素含量。原始的测试数据经过ICPMSDataCal8. 0软件离线处理完成（Liu et al.，2010）。具体分析测试结果见表1。
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3 分析结果
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3.1 锆石形态与CL图像特征
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锆石多呈不规则粒状或柱状，不同样品之间锆石形态差异明显。通过观察锆石样品 CL 发光特征 （图3），根据锆石形态特征可将其划分为灰白色不规则环带锆石、暗色不发光弱环带锆石、明暗交杂不透明絮状锆石、扇形分带锆石。具体锆石样品特征如下：早期片麻状花岗岩（XG-4）中锆石粒度长径 120～150 μm，短径 80～100 μm，内部半透明，边部发育不同程度溶蚀，部分可见不规则的环带结构 （图3c）；中期黑云二长花岗岩（XG-1）、二长花岗岩 （XG-2）中锆石粒度大小相近，长短径比约为 1.5∶ 1，样品XG-1部分锆石表面粗糙，内部不透明，CL图像显示明暗交杂絮状特征，相较而言样品 XG-2 锆石表面平整，内部透明－半透明，CL 图像不发光或微弱环带结构（图3a、b）；晚期黑云母花岗岩（XG-1803）中锆石多数长柱状或短柱状，少数为不规则状，粒度相对其他样品较小，但差异不大，内核大多表现出清晰的扇形振荡分带，边部基本无黑边，个别保留有继承晶核，边部微细环带条纹结构 （图3d）。
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3.2 锆石微量元素特征
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锆石微量元素测试结果见表1，样品 XG-1 与 XG-2的锆石稀土元素总量（除测点XG-1-13偏高） 分别为 1073×10-6～5842×10-6、1136×10-6～9262× 10-6，均值分别为 2920×10-6、4732×10-6；δEu 分别为 0. 04～0.17、0. 01～0.11，均值分别为 0. 07、0. 04； δCe分别为 1. 09～186.84、4.10～199.27，均值分别为 36.38、52.99。样品 XG-4 的锆石稀土元素总量为 1332×10-6～7093×10-6，均值 3153×10-6；δEu 为 0. 05～0.13，均值 0. 08；δCe 为 1.11～93.25，均值 21.50。样品XG-1803的锆石稀土元素总量为790× 10-6～4944×10-6，均值 2037×10-6；δEu 为 0. 05～0.13，均值 0.10；δCe 为 1.42～105.51，均值 15.52。总体上，黄草坝岩体的 3 期花岗岩类中的锆石大多具有明显的 Ce 正异常和 Eu 负异常（图4a、b、c），球粒陨石标准化配分曲线呈重稀土富集，轻稀土亏损的左倾型，与绝大多数岩浆锆石微量元素特征类似。
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锆石U、Th含量及Th/U值一定程度上能作为不同成因类型锆石的判断依据，一般而言岩浆成因锆石中 U、Th 含量较高，Th/U 值＞0.1，区别于变质成因锆石（Hoskin and Schaltegger，2003）。XG-1 样品中锆石 Th 含量为 42.4×10-6～876.5×10-6 （均值195.7×10-6）、U含量为 74. 0×10-6～847.5×10-6 （均值 346.4×10-6），Th/U=0.31～1.52（均值 0.56）；XG-2 样品中锆石 Th含量为 83.6×10-6～963.3×10-6 （均值 430.6×10-6）、U 含量为 414.7×10-6～2783.9×10-6 （均值 1405.1×10-6），Th/U=0.10～0.44（均值 0.30）； XG-4 样品锆石 Th 含量为 43.7×10-6～708.5×10-6 （188.1×10-6）、U 含量为 84.3×10-6～1032. 0×10-6 （均值 301.9×10-6），Th/U= 0.34～0.83（均值 0.63）； XG-1803 样品中锆石 Th 含量为 88. 0×10-6～2586.1×10-6 （均值546.7×10-6）、U含量为192.4×10-6～4689.1×10-6 （均值 1400.3×10-6），Th/U=0.14～0.78（均值 0.42）。4 件样品中锆石 U、Th 含量变化较为明显（图4d），但 Th/U 值较为一致，除了测点 （XG-2-13）外，大部分测点 Th/U值＞0.2，少数测点落于 Th/U=0.1 线的上方。结合锆石岩相学特征和微量元素异常特征，认为 4 件花岗岩样品中锆石均为岩浆成因锆石。
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4 讨论
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4.1 岩浆结晶温度
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由于花岗质岩浆大多是绝热式上升侵位，岩浆在早期结晶时温度接近岩浆形成的温度（吴福元等，2007）。目前研究花岗质岩石的地质温度计主要利用锆石 Ti 含量温度计和锆石饱和温度计 （Watson and Harrison，1983；Ferry and Watson， 2007）。本文利用 Ferry and Watson（2007）的锆石 Ti含量温度计对黄草坝花岗岩体进行温度估算（表1），以对岩浆结晶温度进行有效的约束。分析结果表明，早期片麻状花岗岩（XG-4）锆石 Ti 饱和温度 （剔除＞1000℃测点，不符合实际）介于 632.87～784.46℃，均值为709.57℃；中期二长花岗岩（XG-1、XG-2）锆石 Ti 饱和温度分别为 598.93～775.67℃（均值 677.25℃）和 500.45～853. 00℃ （均值 648.49℃）；晚期黑云母花岗岩（XG-1803）锆石Ti饱和温度（测点#17、#20值特高，无意义予以剔除）介于 552.81～859.38℃，均值为 664.17℃。 Harrison et al.（2007）通过大量锆石 Ti温度计估算，岩浆形成温度＞750℃的火成岩，投点均落在湿花岗岩固相线以上；倘若＜680℃，表明锆石源区是湿的，为水近饱和条件下发生熔融的岩浆。从表1 可以看出，黄草坝3期花岗岩锆石结晶温度，存在个别高异常值，很可能与含Ti矿物的包裹体有关，大部分计算结果小于 750℃。因此，推测黄草坝岩体岩浆可能来源于水近饱和条件下古老地壳的部分熔融。
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图3 黄草坝岩体代表性锆石阴极发光图像
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续表1
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图4 黄草坝岩体花岗岩锆石球粒陨石标准化稀土配分曲线（a、b、c）和Th/U值分布图（d） （球粒陨石标准化值据Sun and McDonough，1989）
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4.2 岩浆氧逸度
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岩浆氧逸度是岩浆结晶分异时表征其氧化还原状态的重要物理化学参数之一。通常以岩石、矿物中的变价元素进行确定，普遍利用含铁矿物的化学成分，如黑云母、角闪石等矿物中铁的价态的相对含量计算氧逸度（张聚全等，2018）。作为中酸性岩体中常见的副矿物，锆石保留了元素结晶时的主要化学信息。长期以来，不同学者应用多种方法利用锆石参数计算岩浆氧逸度，Ballard et al.（2002）提出利用晶格张力模型，通过锆石中 Ce4+ 和 Ce3+ 在锆石与熔体中的分配系数来计算相对氧逸度。Trail et al.（2012）基于 Ce异常特征，并结合成岩温度，总结氧逸度与 Ce异常、T（K）的经验关系式，直接得到氧逸度值 ƒ（O2）的计算方法。Burnham and Berry （2012）依据 Eu 的变价元素进行氧逸度计算。 Smythe and Brenan（2016）使用锆石晶格应变模型计算熔体XCe4+ /XCe3+ 比值，回避了熔体Ce含量直接计算的问题。本文利用锆石晶格应变模型计算得出，黄草坝岩体早期片麻状花岗岩（XG-4）锆石氧逸度lgƒ （O2）=-20.48～-14.81，均值-18.44，△FMQ=-4.16～0.77，均值-2.57；中期二长花岗岩（XG-1）锆石氧逸度 lgƒ（O2）=-25.38～-19.82，均值-23. 01，△ FMQ=-7.68～-5.54，均值-6.29；中期二长花岗岩 （XG-2）锆石氧逸度lgƒ（O2）=-24.15～-13.93，均值-18.18，△FMQ=-1.70～1. 07，均值-0.46；晚期黑云母花岗岩（XG-1803）锆石氧逸度lgƒ（O2）=-22.57～-14.71，均值-18.8，△FMQ=-4.20～-1.13，均值-3.33。通过对lgƒ（O2）值和温度T投点（图5），黄草坝岩体的绝大部分数据落入FMQ线之下，
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图5 黄草坝岩体岩浆氧逸度判别图（据Trail et al.，2012）
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a—相对氧逸度△FMQ直方图；b—lgƒ（O2） T图解
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MH—磁铁矿-赤铁矿；NNO—自然镍-绿镍矿；FMQ—铁橄榄石-磁铁矿-石英；IW—自然铁-方铁矿；QIF—石英-自然铁-橄榄石
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中期二长花岗岩（XG-2）、晚期黑云母花岗岩 （XG-1803）、早期片麻状花岗岩（XG-4）主要落入 IW和FMQ之间，中期二长花岗岩（XG-1）均位于IW 线以下。已有研究表明成矿岩体氧逸度明显高于成矿前岩体，反映了与成矿有关的岩浆具有相对高的氧化状态（勾宗洋等，2019）。从分析结果来看，黄草坝 3 期花岗岩，中期二长花岗岩体与铌钽矿化相关，晚期黑云母花岗岩体与钨成矿具有密切的成因联系，二者岩浆氧逸度相比早期片麻状花岗岩体较高。
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4.3 成岩构造背景
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不同大地构造环境具有不同的地球化学指纹，利用岩石的地球化学数据可以有效获取构造环境信息（Rollinson，1996；刘凯等，2020）。在不同构造环境中结晶的锆石其微量元素丰度有所差异（EI-Bialy and Ali，2013），由于锆石具有非常强的物理、化学稳定性，使其初始组分即使经历复杂的地质演化仍可得以保存，因此锆石微量元素已成为限定寄主岩石形成环境的重要指示剂（Schulz et al.，2006； Grimes et al.，2007）。通过对不同的锆石微量元素比值划分，可以有效反映不同的岩浆环境。在锆石 Hf-U/Yb 图解（图6a）和 Nb/Yb-U/Yb 图解上（图6b） 上，黄草坝岩体的晚期花岗岩锆石微量元素具备中等 Hf 含量（9995×10-6～14906×10-6）以及高的 U/Yb （0.34～3.14）比值，在投点图上（图6a、b）显示大陆弧岩浆环境（0.1～0.4）（Grimes et al.，2015），而早中期花岗岩则投点在地幔锆石序列区域（图6b，与夏威夷和冰岛一致），可能与地幔柱环境有关。对于黄草坝岩体而言，隶属于华南板块扬子地块西缘康滇地轴中南段之上，在中元古代—新元古代时期被认为是 Rodinia 超大陆的组成部分。目前对超大陆重构中的位置还存在很多争议（游军等，2018），但确定的是 Rodinia 超大陆在中元古代晚期至新元古代中期发生过两次汇聚和裂解事件。扬子地块西缘的中元古代构造活动与岩浆演化事件，很可能是全球的Grenville期造山事件在华南板块上的反映 （耿元生等，2008），该期造山事件与 Rodinia 超大陆的汇聚有关（Li et al.，2008）。而新元古代中期扬子地块西缘沿康滇地轴大量断续分布岩浆岩，一种观点认为它们与 Rodinia 超大陆裂解过程中的地幔柱活动有关（Li et al.，2006），另一种观点认为这些岩浆岩具有岛弧性质的地球化学特征（Zhou et al.， 2002）。因此，从黄草坝岩体的锆石微量元素特征分析认为，早中期花岗岩可能形成于裂谷环境，与地幔柱活动相关，而晚期花岗岩可能形成于大陆弧边缘的弧后伸展环境。
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图6 黄草坝岩体花岗岩锆石微量元素图解（据Grimes et al.，2015；Zhao et al.，2019）
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5 结论
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（1）黄草坝岩体的 3 期花岗岩锆石微量元素具有富集重稀土元素，亏损轻稀土元素的特征，具有明显的 Eu 负异常（δEu 介于 0. 01～0.17）及显著的 Ce 正异常（δCe 介于 1. 09～199.27），整体呈左倾配分型，Th/U比值大于0.2，与岩浆锆石的特征一致。
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（2）利用锆石 Ti 含量温度计计算，显示黄草坝岩体3期花岗岩锆石的结晶温度大部分＜750℃，推测岩体岩浆可能来源于水近饱和条件下古老地壳的部分熔融。
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（3）黄草坝岩体与铌钽（中期二长花岗岩）、钨成矿作用有关的花岗岩（晚期黑云母花岗岩）的岩浆氧逸度相对较高。
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（4）黄草坝岩体 3 期花岗岩锆石的微量元素地球化学特征显示，早中期花岗岩可能形成于裂谷环境，与地幔柱活动相关，而晚期花岗岩可能形成于大陆弧边缘的弧后伸展环境。
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注释
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① 夏显荣.1995. 云南省戌街幅G47E015023地质图说明书（1∶5） 万[R]. 昆明：云南地矿局区调所.
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摘要
黄草坝岩体位于扬子陆块西南缘，是康定杂岩的重要组成部分，对其开展元素地球化学研究可以为扬子陆块西缘的构造岩浆演化提供新的依据。本文通过 LA-ICP-MS方法对该岩体 3期花岗岩中的锆石微量元素进行了系统研究，结果表明：黄草坝岩体的3期花岗岩中的锆石富集重稀土元素，亏损轻稀土元素，具有明显的Eu负异常（δEu介于0. 01～0. 17）及显著的Ce正异常（δCe介于1. 09～199. 27），整体呈左倾配分型，Th/U比值大于0. 2，与岩浆锆石的特征一致。锆石的结晶温度大部分＜750℃，推测岩体岩浆可能来源于水近饱和条件下古老地壳的部分熔融。相对氧逸度计算结果表明，黄草坝岩体与铌钽（中期二长花岗岩）、钨成矿作用有关的花岗岩（晚期黑云母花岗岩）相比岩浆氧逸度相对较高。锆石的微量元素地球化学特征显示，早中期花岗岩可能形成于裂谷环境，与地幔柱活动相关，而晚期花岗岩可能形成于大陆弧边缘的弧后伸展环境。
Abstract
The Huangcaoba pluton is located in the southwestern margin of the Yangtze Block and is an important part of the Kangding Complex. Elemental geochemical studies on it can provide a new basis for the tectonic-magmatic evolution of the western margin of the Yangtze Block. In this paper， the LA-ICP-MS method was used to systematically study the trace elements of zircon in the third-stage granite of the pluton. The results show that the trace elements of zircon in the third-stage granite of the Huangcaoba pluton are enriched in heavy rare earth elements and depleted in light rare earth elements. The elements are characterized by obvious negative Eu anomalies （δEu between 0. 01 to 0. 17） and significant positive Ce anomalies （δCe between 1. 09 to 199. 27）. The whole is a left-leaning partition type， and the Th/U ratio is greater than 0. 2， which is similar to that of magmatic zircon. characteristics are consistent. The crystallization temperature of zircon is mostly less than 680℃ or not greater than 750℃ . It is speculated that the magma of the pluton may originate from the partial melting of the ancient crust under the water-saturated condition. The calculation of relative oxygen fugacity shows that the magmatic oxygen fugacity of Huangcaoba pluton related to niobium-tantalum （mid-stage monzonitic granite） and tungsten mineralization （late-stage biotite granite） is relatively high. The trace element geochemical characteristics of zircon show that the early and mid-stage granites may have been formed in rift environments， which are related to mantle plume activities， while the late-stage granites may have been formed in the back-arc extension environment of continental arc margins.
