云南賓川小龍?zhí)兜V區(qū)花崗斑巖年代學(xué)、地球化學(xué)及成因

徐 恒, 周家喜, 豆 松, 姜永果, 劉文佳, 鄭曉軍, 曾 敏

云南賓川小龍?zhí)兜V區(qū)花崗斑巖年代學(xué)、地球化學(xué)及成因

徐 恒1, 周家喜2, 豆 松1, 姜永果1, 劉文佳1, 鄭曉軍3, 曾 敏4

(1.云南省有色地質(zhì)局, 云南 昆明 650051; 2.云南大學(xué) 地球科學(xué)學(xué)院, 云南 昆明 650500; 3.云南省有色地質(zhì)局勘測設(shè)計(jì)院, 云南 昆明 650106; 4.云南銅業(yè)礦產(chǎn)資源勘查開發(fā)有限公司, 云南 昆明 650051)

云南賓川小龍?zhí)兜V區(qū)斑巖體位于揚(yáng)子板塊西緣程海斷裂帶東側(cè), 屬金沙江?紅河富堿侵入巖帶組成部分。本文對礦區(qū)內(nèi)與成礦密切相關(guān)的花崗斑巖進(jìn)行了巖石學(xué)、年代學(xué)及地球化學(xué)研究。結(jié)果顯示: 花崗斑巖由二長花崗斑巖(MGP)和鉀長花崗斑巖(KGP)組成, 二者巖相學(xué)特征相似, 空間上無明顯分帶關(guān)系, 呈過渡漸變關(guān)系, 具典型斑狀結(jié)構(gòu)。二長花崗斑巖和鉀長花崗斑巖均具富堿、低鈦和準(zhǔn)鋁質(zhì)?弱過鋁質(zhì)特征, 屬準(zhǔn)鋁質(zhì)?弱過鋁質(zhì)鉀玄巖系列富堿斑巖; 二者富集輕稀土元素(LREE)和大離子親石元素(Rb、Ba、U), 虧損重稀土元素(HREE)和高場強(qiáng)元素(Ta、Nb、Ti, Zr, Hf), 具有較高Sr含量和Sr/Y值, 中等負(fù)Eu異常(δEu=0.39～0.78), 表現(xiàn)出C型埃達(dá)克質(zhì)巖地球化學(xué)特征。二長花崗斑巖和鉀長花崗斑巖具相似的地球化學(xué)特征, 表明它們屬同源巖漿演化產(chǎn)物。二長花崗斑巖鋯石U-Pb年齡為34.7±0.3 Ma, 反映其形成于古近紀(jì)始新世, 與金沙江?紅河富堿侵入巖活動(dòng)高峰期(45～30 Ma)吻合。綜合研究表明, 小龍?zhí)兜V區(qū)花崗斑巖屬具C型埃達(dá)克質(zhì)巖地球化學(xué)特征的花崗巖, 起源于底侵作用帶來的幔源巖漿與石榴角閃巖相加厚下地殼部分熔融的混合巖漿, 是印度?歐亞板塊晚碰撞期力學(xué)性質(zhì)由擠壓向伸展轉(zhuǎn)化動(dòng)力學(xué)背景下的產(chǎn)物, 具備成礦作用發(fā)生的物質(zhì)基礎(chǔ), 有較好的成礦潛力。

花崗斑巖; 鋯石U-Pb年齡; 地球化學(xué); 巖石成因; 小龍?zhí)兜V區(qū); 賓川

0 引 言

形成于印度?歐亞板塊后碰撞期動(dòng)力學(xué)轉(zhuǎn)換背景下的金沙江?紅河新生代富堿侵入巖帶, 長約2000 km, 寬50～80 km, 北起唐古拉山, 經(jīng)玉樹、巴塘, 芒康, 向南至滇西北, 呈南北向沿金沙江鄰近分布, 至南澗呈北西向沿哀牢山斷裂及兩側(cè)延伸, 至金平附近進(jìn)入越南境內(nèi)(Wang et al., 2001; 李勇等, 2011), 該侵入巖帶也是我國西南重要的銅、鉬、金等多金屬產(chǎn)區(qū)之一?；◢弾r是地殼演化的產(chǎn)物, 記載著陸殼的形成、殼幔相互作用以及巖石圈演化等重要信息(Hofmann, 1988; Zhou et al., 2002; Mo et al., 2007; 劉顯凡等, 2010; 國顯正等, 2019), 金沙江?紅河富堿侵入巖作為花崗巖類的特例, 因富含幔源特征, 是除幔源包體外另一種可提供地幔成分信息的巖石, 被譽(yù)為是追蹤巖石圈性質(zhì)、殼幔作用、構(gòu)造演化以及大陸伸展等地球內(nèi)部信息的“窗口”和“探針”(黃河等, 2015)。

程海斷裂帶位于揚(yáng)子板塊西緣, 在中?新生代, 該地區(qū)受喜馬拉雅期印度?歐亞大陸碰撞遠(yuǎn)程效應(yīng)影響, 誘發(fā)了強(qiáng)烈的構(gòu)造?巖漿活動(dòng), 并為深源巖漿上侵形成的多金屬礦床提供了通道、空間和物質(zhì)基礎(chǔ)(Hou et al., 2007; 徐恒等, 2016)。近年來, 眾多學(xué)者對沿程海斷裂帶產(chǎn)出的富堿斑巖及與之有關(guān)的銅、鉬、金多金屬礦床開展了大量研究, 取得豐碩成果(崔銀亮等, 2002; 畢獻(xiàn)武等, 2005; 王治華等, 2010; 李勇等, 2011; 郭曉東等, 2012; 李建軍等, 2013; Zhou et al., 2016; 徐恒等, 2015a, 2015b, 2016, 2018, 2019; Cui et al., 2017)。其中小龍?zhí)兜V床位于揚(yáng)子板塊西緣程海斷裂帶東側(cè)次級(jí)構(gòu)造中(圖1a、b), 為云南省有色地質(zhì)局1975年發(fā)現(xiàn), 2011～2013 年依托云南省整裝勘查項(xiàng)目實(shí)施, 在加大地勘投入后而取得找礦突破(達(dá)中型規(guī)模)的斑巖型銅鉬金多金屬礦床(云南省有色地質(zhì)局310隊(duì), 2013), 是沿程海斷裂帶富堿侵入巖帶產(chǎn)出的代表性礦床之一。礦區(qū)巖體主要由黑云角閃石英二長斑巖、石英二長斑巖和花崗斑巖組成。前人對區(qū)內(nèi)一些斑巖開展了年代學(xué)、巖石地球化學(xué)和構(gòu)造環(huán)境等方面研究, 取得眾多成果: 如石英二長斑巖K-Ar和U-Pb年齡分別為62 Ma (云南省有色地質(zhì)局310隊(duì), 2013)和36.0 Ma(周潔等, 2017), 黑云角閃石英二長斑巖U-Pb年齡為35.4 Ma (Lu et al., 2012); 黑云角閃石英二長斑巖、石英二長斑巖和花崗斑巖呈富堿、高鉀、低鎂鐵鈣(何明勤等, 2004; 張金學(xué)等, 2013), 富集輕稀土和大離子親石元素, 虧損重稀土和高場強(qiáng)元素特點(diǎn)(何明勤等, 2004; 周潔等, 2017); 石英二長斑巖鋯石Hf同位素指示源區(qū)具殼?；旌咸攸c(diǎn)(Lu et al., 2013; 周潔等, 2017)。前人研究結(jié)果顯示區(qū)內(nèi)斑巖形成年齡還存在爭議, 尤其是對與成礦密切相關(guān)的晚期花崗斑巖的研究尚不全面。為此, 本文對區(qū)內(nèi)鉆孔揭露的新鮮花崗斑巖開展系統(tǒng)的巖石學(xué)、巖石地球化學(xué)及年代學(xué)研究, 以期為揭示斑巖成巖成礦作用提供些許啟示。

1. 第四系; 2. 上三疊統(tǒng)白土田組五段; 3. 上三疊統(tǒng)白土田組四段; 4. 上三疊統(tǒng)白土田組三段; 5. 上三疊統(tǒng)白土田組二段; 6. 上三疊統(tǒng)白土田組二段; 7. 上三疊統(tǒng)羅家大山組; 8. 花崗斑巖; 9. 石英二長斑巖; 10. 黑云角閃石英二長斑巖; 11. 斷層; 12. 向斜軸; 13. 取樣鉆孔位置。

1 地質(zhì)背景

小龍?zhí)兜V區(qū)斑巖體位于揚(yáng)子板塊西緣麗江臺(tái)緣褶皺帶與滇中中生代盆地銜接部位(程海斷裂)東側(cè)筌麻箐?小龍?zhí)断蛐钡暮瞬考皷|翼(圖1a、b、c)。受印度?歐亞板塊碰撞遠(yuǎn)程效應(yīng)及程海斷裂多期活動(dòng)影響, 區(qū)內(nèi)構(gòu)造運(yùn)動(dòng)頻繁, 巖漿活動(dòng)和成礦作用強(qiáng)烈。研究區(qū)以褶皺和斷裂構(gòu)造為主, 表現(xiàn)為早期近S-N向筌麻箐?小龍?zhí)断蛐?、NE向斷層和晚期E-W向核桃箐斷裂。區(qū)內(nèi)斑巖體主要由石英二長斑巖、黑云角閃石英二長斑巖和花崗斑巖等組成, 屬金沙江?紅河富堿侵入巖帶的組成部分。礦區(qū)斑巖具同構(gòu)造期巖體產(chǎn)出特征, 沿早期近S-N向筌麻箐?小龍?zhí)断蛐?、NE向斷層及巖體收縮裂隙或構(gòu)造節(jié)理裂隙侵入, 受晚期近E-W向核桃箐斷裂錯(cuò)動(dòng)影響, 沿?cái)嗔褍蓚?cè)地層發(fā)生明顯位移變形, 造成巖體呈似E-W向展布假象(圖1c)。礦區(qū)出露地層有中生界上三疊統(tǒng)白土田組一至五段(T31～T35)和羅家大山組(T3), 為一套以紫色、紫紅色、灰色砂巖為主夾泥巖的碎屑巖系, 靠近巖體部分多蝕變?yōu)榻菐r。礦區(qū)銅鉬礦體位于核桃箐斷裂北部, 產(chǎn)出斑巖型和角巖型兩種礦化類型, 均為隱伏礦體。斑巖型礦體以銅為主, 沿斑巖體頂部構(gòu)造裂隙產(chǎn)出, 金屬礦物輝鉬礦、黃銅礦常呈細(xì)脈狀、細(xì)粒星點(diǎn)狀、浸染狀或細(xì)脈狀, Cu品位為0.20%～0.80%; 角巖型礦體以鉬為主, 沿硅化、角巖化細(xì)砂巖節(jié)理裂隙充填或嵌布于沿裂隙充填的石英細(xì)脈中, 受交錯(cuò)復(fù)雜的巖體與圍巖接觸帶形狀控制, 金屬礦物黃銅礦、黃鐵礦和輝鉬礦呈浸染狀、斑點(diǎn)狀, Mo品位為0.032%～0.100%(張金學(xué)等, 2013; 徐恒等, 2018)。

2 巖體特征

2.1 巖體地質(zhì)特征

小龍?zhí)兜V區(qū)成群出露大小不等80多個(gè)斑巖體, 相對集中在約2 km2范圍內(nèi), 它們沿早期巖體收縮裂隙或構(gòu)造節(jié)理裂隙侵入充填形成, 總體與早期構(gòu)造行跡展布一致(圖1c)。區(qū)內(nèi)斑巖體呈三階段侵入, 從早到晚依次為似斑狀黑云角閃石英二長斑巖→石英二長斑巖→淺色花崗斑巖, 其中以晚階段侵入的花崗斑巖與成礦最為密切(云南省有色地質(zhì)局310隊(duì), 2013)。它們總體剝蝕程度較淺, 靠上部或前鋒部位多呈巖枝、巖墻或巖脈群產(chǎn)出, 下部呈不規(guī)則巖株產(chǎn)出, 深部經(jīng)鉆孔揭露有膨大呈巖床產(chǎn)出, 巖體產(chǎn)狀陡傾與圍巖呈犬牙交錯(cuò)、參差不齊等復(fù)雜侵入接觸關(guān)系, 在核桃箐溝一帶受近E-W向斷層錯(cuò)動(dòng)影響呈E-W向斷續(xù)展布假象。區(qū)內(nèi)斑巖體侵入至上三疊統(tǒng)白土田組(T3)和羅家大山組(T3)碎屑巖地層中, 與早期構(gòu)造行跡展布一致。經(jīng)野外詳細(xì)觀察, 巖體中心相與邊緣相均具典型斑狀結(jié)構(gòu), 邊緣相巖體與角巖侵入接觸關(guān)系明顯, 界線清晰。

2.2 巖相學(xué)特征

因礦區(qū)斑巖體風(fēng)化強(qiáng)烈, 故本次研究樣品均采自新近施工鉆孔ZK2401和ZK2102。野外觀察和室內(nèi)巖礦鑒定顯示, 花崗斑巖主要由二長花崗斑巖和鉀長花崗斑巖組成(圖2a、b), 二者巖相學(xué)特征相似, 巖相界線不明顯, 呈過渡漸變關(guān)系, 是同源巖漿演化產(chǎn)物。

二長花崗斑巖由斑晶和基質(zhì)組成(圖2a)。其中斑晶占全巖的60%～70%, 主要為斜長石、鉀長石、黑云母及少量石英。斜長石斑晶大小0.2～0.7 mm, 以酸性斜長石為主, 呈自形板狀晶體, 具明顯的環(huán)帶結(jié)構(gòu)和聚片雙晶(圖2c)。鉀長石斑晶0.2～0.4 mm, 主要為微斜長石和正長石, 可見格子雙晶(圖2e), 具弱絹云母等黏土化現(xiàn)象。黑云母斑晶大小0.2～0.4 mm,呈黃棕色, 淺黃白色, 多呈長條形的鱗片狀, 偶見近六邊形晶體, 常有石英和長石包體, 由于后期交代作用, 黑云母殘留不規(guī)則碎片或呈篩孔狀結(jié)構(gòu)。石英斑晶大小一般為0.1～0.3 mm, 量少, 且粒度偏小, 具熔蝕港灣結(jié)構(gòu)。基質(zhì)占全巖30%～40%, 主要由隱晶質(zhì)?細(xì)晶質(zhì)的長石和石英構(gòu)成, 黑云母量少。不透明礦物含量小于1%, 呈不規(guī)則的質(zhì)點(diǎn)分散稀疏分布于基質(zhì)中。

鉀長花崗斑巖由斑晶和基質(zhì)組成(圖2b)。其中斑晶占全巖的20%～30%, 主要為鉀長石, 少量斜長石、石英和黑云母。鉀長石占斑晶的60%～70%, 大小0.4～0.9 mm, 主要是微斜長石, 少量正長石和條紋長石, 鉀長石風(fēng)化后表面呈淡紅褐色, 常見模糊的格子雙晶, 偶見卡氏雙晶和條紋雙晶。斜長石占斑晶的30%～40%, 大小0.1～0.3 mm, 為少量的酸性斜長石, 斜長石風(fēng)化后表面呈暗灰色, 可見聚片雙晶, 環(huán)帶結(jié)構(gòu)。石英斑晶呈它形粒狀, 近等軸狀, 粒度明顯比長石斑晶小的多, 見到熔蝕的港灣結(jié)構(gòu)(圖2f)。黑云母斑晶呈鱗片狀, 一般棕紅色、淺黃色, 有時(shí)退色, 呈無色, 多色性明顯, 吸收性強(qiáng), 常被黃鐵礦物和黃銅礦交代, 殘留少量黑云母殘片(圖2d)?；|(zhì)占全巖70%～80%, 主要由細(xì)晶質(zhì)的長石和石英構(gòu)成。不透明礦物含量小于1%, 呈不規(guī)則的質(zhì)點(diǎn)稀疏分布于基質(zhì)中。

3 樣品來源及分析方法

3.1 樣品來源

樣品采自ZK2401和ZK2102揭露的礦化花崗斑巖, 選取樣品時(shí)盡量選擇新鮮并避開蝕變強(qiáng)烈斑巖, 共采集樣品14件。巖石碎至200目以下, 用于化學(xué)分析。

3.2 分析方法

主量和微量元素含量分析均在中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所礦床地球化學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。主量元素含量采用Axios PW4400型X射線熒光光譜儀(XRF)測試, 分析精度優(yōu)于10%, 分析結(jié)果列于表1。微量元素含量采用四級(jí)桿型電感耦合等離子體質(zhì)譜(Q-ICP-MS)儀測定, 其中稀土元素分析精度優(yōu)于5%, 其他微量元素分析精度優(yōu)于10%, 分析結(jié)果列于表1, 分析流程同Qi et al. (2000)。

(a) 二長花崗斑巖; (b) 鉀長花崗斑巖; (c) 斜長石聚片雙晶和環(huán)帶結(jié)構(gòu)(25×, 正交); (d) 六邊形黑云母篩孔狀結(jié)構(gòu)(25×, 正交); (e) 鉀長石斑晶(25×, 正交); (f) 石英的港灣結(jié)構(gòu)(25×, 正交); 礦物代號(hào): Pl. 斜長石; Kfs. 鉀長石; Qtz. 石英; Bi. 黑云母。

表1 小龍?zhí)兜V區(qū)花崗斑巖主量(%)和微量元素(×10?6)分析結(jié)果

續(xù)表1:

用于鋯石測年的樣品為二長花崗斑巖, 鋯石分選由河北省廊坊誠信地質(zhì)服務(wù)公司完成。在雙目鏡下, 挑選出無裂隙、無包體、干凈透明的自形程度較高的鋯石用環(huán)氧樹脂固定于樣品靶上。鋯石陰極發(fā)光(CL)圖像照相和激光剝蝕等離子體質(zhì)譜(LA-ICP-MS)分析在中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。鋯石靶經(jīng)拋光后, 用于陰極發(fā)光(CL)圖像觀察和激光剝蝕等離子體質(zhì)譜(LA-ICP-MS)分析。采用儀器激光剝蝕系統(tǒng)為德國Lamda Physik公司制造, ArF準(zhǔn)分子激光發(fā)生器產(chǎn)生193 nm深紫外光束, 經(jīng)均勻化光路聚焦于鋯石表面, 分析時(shí)采用的激光剝蝕束斑直徑為32 μm, 能量密度10 J/cm2, 剝蝕頻率5 Hz, 共計(jì)40 s, 剝蝕顆粒物被氦氣送入質(zhì)譜儀中完成測試。數(shù)據(jù)處理采用ICP-MS DataCal程序(Liu et al., 2010), 年齡諧和圖繪制和加權(quán)平均年齡計(jì)算采用Isoplot 3.0程序。詳細(xì)儀器參數(shù)及分析方法參考Chipley et al. (2007)。考慮到238U和235U在半衰期和豐度上的差異, 鋯石中積累的放射成因207Pb的豐度較206Pb的豐度大約低20倍, 使得207Pb的測量精度較206Pb差, 從而導(dǎo)致207Pb/235U和207Pb/206Pb年齡值不能如實(shí)地反映巖體形成的真實(shí)年齡, 故對于放射成因組分積累較少的年輕鋯石, 通常206Pb/238U更能反映鋯石的結(jié)晶時(shí)間(Compston et al., 1992)。因此, 本文加權(quán)平均年齡采用206Pb/238U年齡, 分析結(jié)果見表2。

4 分析結(jié)果

4.1 主量元素

主量元素分析結(jié)果見表1。兩類巖石SiO2含量在65.56%～69.86%間, 變化范圍不大, 平均66.81%, K2O含量為3.38%～10.56%, 平均7.43%。在K2O-SiO2圖解上, 樣品點(diǎn)集中落入了鉀玄巖系列區(qū)(圖3b); Na2O含量介于1.35%～4.85%, 平均3.18%, 在K2O-Na2O圖解上, 樣品點(diǎn)分布于鉀質(zhì)?高鉀質(zhì)區(qū)(圖3c), 全堿Na2O+K2O含量介于8.23%～12.19%之間, 平均10.61%, 總體K2O>Na2O, K2O/Na2O值介于0.70～7.43, 平均3.07, 表明花崗斑巖相對富堿、富鉀而貧鈉。在花崗巖分類圖解上, 樣品落入堿性花崗巖與正長巖過渡區(qū)域(圖3a), 總體屬堿性系列巖石范疇。樣品Al2O3含量介于14.42%～15.75%, 鋁飽和指數(shù)(A/CNK)較為集中, 比值介于0.97～1.04之間, 平均1.02, A/NK值介于1.06～1.25之間, 在A/NK-A/CNK圖解上, 樣品點(diǎn)落入準(zhǔn)鋁質(zhì)?弱過鋁質(zhì)過渡區(qū)域(圖3d)。MgO含量介于0.78%～1.60%之間, 平均1.09%; TFe2O3含量介于1.27%～3.79%, 平均2.55%; Mg#值為31.07～60.39, 平均46.32; TiO2含量較低, 為0.30%～ 0.35%。分異指數(shù)(DI)為86.00～93.30, 平均89.74, 固結(jié)指數(shù)(SI)為5.68～10.13, 平均7.73, 反映它們結(jié)晶分異程度高且均勻。

圖3 小龍?zhí)兜V區(qū)花崗斑巖(K2O+Na2O)-SiO2(a)、K2O-SiO2(b)、K2O-Na2O(c)和A/NK-A/CNK(d)圖解(a據(jù)Cox et al., 1979, 堿性和亞堿性分界線據(jù)Irvine and Baragar, 1971; b據(jù)Rickwood, 1989; c據(jù)Collin et al., 1982; d據(jù)Peccerillo and Taylor, 1976)

4.2 微量元素

微量元素分析結(jié)果(表1)顯示, 兩類巖石稀土元素總量(ΣREE)中等, 介于183×10?6～500×10?6之間, 平均為350×10?6, 是球粒隕石(3.89×10?6)(史長義等, 2008)的47～128倍。樣品LREE/HREE值介于6.80～ 14.3之間, 平均為11.7; (La/Yb)N值為22.2～92.1, 平均58.4。在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化圖上曲線呈右傾型(圖4a), 顯示輕稀土元素(LREE)富集, 重稀土元素(HREE)虧損特征, 暗示巖漿源區(qū)可能遭受過俯沖流體交代作用影響(楊鋼等, 2015)。δEu值介于0.39～0.78之間, 平均0.58, 具中等負(fù)Eu異常, 表明巖漿結(jié)晶過程中發(fā)生了不同程度的斜長石分離結(jié)晶作用。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(圖4b)上, 樣品表現(xiàn)為大離子親石元素Rb、Ba、U明顯富集, 而虧損高場強(qiáng)元素Nb、Ta、Zr、Hf, 且元素Nb、Ta和Ti顯“TNT”負(fù)異常特征。在二長花崗斑巖和鉀長花崗斑巖間微量元素含量無明顯差異, 也表明二者是同源巖漿演化的產(chǎn)物, 具有相似的源區(qū)特征。

4.3 鋯石U-Pb年齡

由于小龍?zhí)兜V區(qū)二長花崗斑巖和鉀長花崗斑巖在巖相學(xué)和地球化學(xué)方面表現(xiàn)出了高度的相似性, 且二者沒有明顯的空間分帶關(guān)系, 表明它們屬同期同源巖漿產(chǎn)物。因此, 二長花崗斑巖成巖年齡可以代表礦區(qū)晚期花崗斑巖成巖年齡, 測試結(jié)果見表2。二長花崗斑巖鋯石粒徑為80～150 μm, 多呈半自形、長柱狀和短柱狀, 具清晰的振蕩環(huán)帶(圖5)。鋯石Th含量為96.0×10?6～537×10?6, U含量為589×10?6～ 1717×10?6, Th/U值在0.16～0.34之間, 均大于0.1, 表明其為巖漿成因鋯石。所測22顆鋯石測點(diǎn)年齡介于33.9～36.1 Ma之間, 總體集中一致, 獲得其表面年齡為34.7±0.1 Ma(MSWD=0.59), 加權(quán)平均年齡為34.7±0.3 Ma(MSWD=1.4)(圖6), 二者在誤差范圍內(nèi)一致, 表明小龍?zhí)兜V區(qū)花崗斑巖為古近紀(jì)始新世巖漿活動(dòng)的產(chǎn)物。

圖4 小龍?zhí)兜V區(qū)花崗斑巖粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖(a)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(標(biāo)準(zhǔn)化數(shù)據(jù)據(jù)Sun and McDonough, 1989)

表2 小龍?zhí)兜V區(qū)二長花崗斑巖鋯石U-Pb定年結(jié)果

圖5 小龍?zhí)兜V區(qū)二長花崗斑巖鋯石陰極發(fā)光圖像及年齡

圖6　小龍?zhí)兜V區(qū)二長花崗斑巖U-Pb年齡諧和圖(a)和加權(quán)平均年齡圖(b)

5 討 論

5.1 巖石類型

近年來, 伴隨埃達(dá)克巖研究熱潮的興起, 與斑巖型銅礦密切相關(guān)的斑巖多被納入其研究范圍之內(nèi)。對比可見, 小龍?zhí)兜V區(qū)花崗斑巖主要由斜長石、鉀長石、石英等礦物斑晶和基質(zhì)組成, 與張旗等(2002a, 2010b)提出的埃達(dá)克巖礦物組成大體一致。地球化學(xué)特征也顯示研究區(qū)花崗斑巖與埃達(dá)克巖相似(表3), 且在Sr-Yb分類圖上, 樣品點(diǎn)均落入了埃達(dá)克型區(qū)(圖7)。相對典型埃達(dá)克巖而言, 研究區(qū)樣品具有較高的SiO2(均值66.81%)、Sr(均值888×10?6)含量和K2O/Na2O值(均值3.07), 與C型埃達(dá)克巖特點(diǎn)更吻合。綜上花崗斑巖屬具C型埃達(dá)克質(zhì)巖地球化學(xué)特征的花崗巖。

圖7 小龍?zhí)兜V區(qū)花崗斑巖Sr-Yb圖解(據(jù)張旗等, 2010a)

5.2 源區(qū)特征

地球化學(xué)特征判斷源區(qū)性質(zhì)和巖漿演化是現(xiàn)代巖石成因研究的基礎(chǔ)(Zhou et al., 2013; 董旭舟等, 2014)。前人對金沙江?紅河富堿斑巖帶北衙、馬廠箐和分水嶺等地的含礦富堿斑巖研究表明, 它們地球化學(xué)特征相似, 具LILE(Rb、Ba、U和Sr)和輕稀土元素富集, HFSE(Nb、Ta、Zr和Hf)和重稀土元素虧損以及弱Eu負(fù)異常和“TNT”負(fù)異常特征, 為加厚下地殼和上地幔部分熔融的產(chǎn)物(畢獻(xiàn)武等, 2005; Xu et al., 2007; Lu et al., 2012; 徐恒等, 2016)。實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)結(jié)果顯示, 玄武質(zhì)下地殼部分熔融產(chǎn)生的熔體Mg#值一般較低(<40), 幔源和殼源組分同時(shí)參與產(chǎn)生的熔體Mg#值介于40～70之間, 由地幔二輝橄欖巖經(jīng)20%～30%部分熔融形成的熔體Mg#值多大于70(Perfit et al., 1980; Hergt et al., 1989; Rapp and Watson, 1995; 陳國超, 2014)。本區(qū)花崗斑巖地球化學(xué)特征與金沙江?紅河富堿斑巖帶含礦斑巖類似, Mg#值為31.07～60.39, 均值46.32, 反映源區(qū)既有殼源組分又有幔源組分。在Ba/Nb-La/Nb圖解上, 樣品點(diǎn)落入弧火山區(qū)(圖8a), 且明顯高于洋脊玄武巖和洋島玄武巖的相應(yīng)比值, 指示大陸物質(zhì)在巖漿生成中起了重要作用; 在TFeO-MgO圖解中, 樣品點(diǎn)沿混合趨勢線分布(圖8b), 也反映源區(qū)有EMⅡ型富集地幔組分的加入(刀艷等, 2015)。此外, 周潔等(2017)報(bào)道的礦區(qū)同期石英二長斑巖鋯石Hf()值為?26.93～1.66, 也指示殼?；旌显刺攸c(diǎn)。

目前有關(guān)埃達(dá)克質(zhì)巖成因主要有俯沖洋殼板片部分熔融(Defant and Drummond, 1990)、底侵玄武質(zhì)增厚下地殼的部分熔融(Petford and Atherton, 1996)、加厚下地殼(Hou et al., 2004)和拆沉下地殼部分熔融(Wang et al., 2006)4種觀點(diǎn)。花崗斑巖形成于34.7±0.3 Ma, 晚于新特提斯洋閉合和三江大陸完全拼合結(jié)束時(shí)間(40 Ma)(莫宣學(xué)等, 2003; Lu et al., 2012; Deng et al., 2014), 地球化學(xué)特征與俯沖洋殼板片部分熔融形成的O型埃達(dá)克巖明顯不同(表3)。拆沉事件發(fā)生通常具有區(qū)域性特點(diǎn)(孟健寅, 2014), 由拆沉下地殼部分熔融形成的埃達(dá)克巖Mg#值多大于50(余海軍等, 2015)。截至目前, 研究區(qū)域及其旁側(cè)未見發(fā)生拆沉作用的報(bào)道, 花崗斑巖Mg#值多小于50, 具不均一性特點(diǎn)(侯增謙等, 2008), 可排除拆沉下地殼部分熔融成因。地殼增厚是陸內(nèi)環(huán)境下產(chǎn)生埃達(dá)克質(zhì)巖漿關(guān)鍵因素(張宏飛等, 2007), 地球物理研究顯示滇西地區(qū)莫霍面平均深度45 km(王椿鏞等, 2002), 與通過深源包體計(jì)算得出滇西富堿斑巖起源深度55 km(趙欣等, 2004)相當(dāng), 表明本區(qū)確實(shí)存在加厚下地殼。在Sr/Y-(La/Yb)N圖解中, 樣品點(diǎn)主要落入增厚下地殼熔融形成的埃達(dá)克巖區(qū)(圖9a), 在(La/Sm)-La圖解中, 樣品La含量與La/Sm值呈正相關(guān)關(guān)系(圖9b), 表明其經(jīng)歷了部分熔融作用。綜上認(rèn)為, 花崗斑巖初始巖漿源自加厚下地殼, 但非單純的加厚下地殼(趙欣等, 2004; 徐受民等, 2006; He et al., 2016), 而是與幔源底侵作用有關(guān)的玄武質(zhì)增厚下地殼。

利用熔體與殘留相平衡理論可有效估算源巖發(fā)生部分熔融時(shí)的壓力條件(張旗等, 2010b)。若源區(qū)殘留石榴子石, 則巖漿起源壓力較高; 而若源區(qū)殘留斜長石, 反映巖漿起源壓力較低(王立社等, 2015)。據(jù)花崗斑巖富集LREE、虧損HREE、中等負(fù)Eu異常以及較高Sr/Y值特征, 表明源區(qū)殘留礦物主要為石榴子石, 少量為斜長石; 相對平緩的重稀土元素配分型式(圖4a), 反映源區(qū)殘留角閃石占有一定比例(張旗等, 2006; Rapp et al., 2006), 與Sr/Y-Y圖解中反映特征一致(圖10), 即花崗斑巖初始巖漿源自石榴角閃巖相下地殼。玄武巖脫水熔融實(shí)驗(yàn)結(jié)果顯示, 當(dāng)壓力為0.8 GPa時(shí), 熔體殘留相為斜長石+角閃石+斜方輝石+鈦鐵礦, 不出現(xiàn)石榴子石, 不具埃達(dá)克巖地球化學(xué)性質(zhì)(Rapp et al., 1991); 當(dāng)壓力為1.6 GPa時(shí), 殘留相為石榴子石+角閃石+單斜輝石+斜長石+鈦鐵礦(孫明道, 2013; 吳發(fā)富, 2013), 熔體開始出現(xiàn)石榴子石, 具明顯埃達(dá)克巖地球化學(xué)性質(zhì)、輕重稀土元素分異和HREE強(qiáng)烈虧損特征(張超和馬昌前, 2008); 當(dāng)壓力大于1.6 GPa時(shí), 源區(qū)殘留相為石榴子石+單斜輝石+金紅石(秦江鋒, 2010)。本區(qū)花崗斑巖源區(qū)殘留相和REE特征與1.6 GPa時(shí)的實(shí)驗(yàn)結(jié)果一致。按1 GPa壓力相當(dāng)于33 km深度(邱檢生等, 2011)換算, 源區(qū)位置約為53 km, 與滇西地區(qū)莫霍面位置以及據(jù)深源包體推算出深度相當(dāng), 這也證實(shí)研究區(qū)確實(shí)存在加厚下地殼。前人研究認(rèn)為花崗質(zhì)巖石生長和再造方式主要有兩種: 一種是以幔源巖漿為載體的地幔物質(zhì), 通過巖漿混合作用而形成; 另一種是軟流圈上涌發(fā)生部分熔融形成幔源玄武質(zhì)巖漿, 由于底侵作用提供大量熱源, 促使下地殼發(fā)生部分熔融, 形成花崗巖(Kroner, 2006; Mo et al., 2007; He et al., 2016; 國顯正等, 2014)。本區(qū)花崗斑巖地球化學(xué)特征、成巖方式及源區(qū)特征明顯指向后者, 而且后者中幔源巖漿底侵作用也因帶入了豐富的成礦物質(zhì), 對成礦有巨大貢獻(xiàn)。

圖8 小龍?zhí)兜V區(qū)花崗斑巖Ba/Nb-La/Nb(a; 據(jù)劉燊等, 2005)和TFeO-MgO(b;據(jù)Zorpi et al., 1989)

表3 小龍?zhí)兜V區(qū)花崗斑巖與埃達(dá)克巖地球化學(xué)特征對比

圖9 小龍?zhí)兜V區(qū)花崗斑巖Sr/Y-(La/Yb)N(a;據(jù)豆松, 2013)和(La/Sm)-La(b)圖解

圖10 小龍?zhí)兜V區(qū)花崗斑巖Sr/Y-Y圖解(據(jù)Defant and Drummond, 1990)

綜上認(rèn)為, 小龍?zhí)痘◢彴邘r是底侵作用帶入的幔源巖漿與石榴角閃巖相加厚下地殼部分熔融形成的混合巖漿的產(chǎn)物。底侵作用在巖漿形成中既提供大量熱源促使加厚下地殼部分熔融, 又帶入了幔源組分。

5.3 構(gòu)造環(huán)境及動(dòng)力學(xué)背景

巖石化學(xué)組成與構(gòu)造環(huán)境密切相關(guān), 近半個(gè)世紀(jì)以來, 眾多學(xué)者基于對現(xiàn)代各種板塊構(gòu)造背景中產(chǎn)生的火成巖進(jìn)行統(tǒng)計(jì), 建立了一系列判別構(gòu)造環(huán)境的地球化學(xué)圖解和指標(biāo)(趙振華, 2007)。各種圖解雖然尚存一些異議, 但實(shí)踐證明多圖解的綜合判定依然有效(潘桂棠等, 2013)。在Rb-(Y+Nb)圖中, 花崗斑巖樣品點(diǎn)落入后碰撞花崗質(zhì)巖區(qū)(圖11a), 并指示出由陸陸碰撞作用形成; 在2-1圖上, 樣品點(diǎn)均位于造山晚期區(qū)域(圖11b)。以上特征均表明小龍?zhí)痘◢彴邘r形成于后碰撞期力學(xué)性質(zhì)由擠壓向伸展轉(zhuǎn)化的構(gòu)造背景, 與金沙江?紅河富堿斑巖帶形成背景一致。

受特提斯形成演化和印度?歐亞大陸碰撞與青藏高原形成兩階段作用約束(莫宣學(xué)和潘桂堂, 2006; 侯增謙等, 2008; Deng et al., 2014), 尤其是新生代以來印度?歐亞大陸碰撞效應(yīng)對構(gòu)造巖漿活動(dòng)的影響, 程海斷裂帶所在的“三江”特提斯構(gòu)造域東緣, 歷經(jīng)3個(gè)階段演化: ①早期壓扭作用(65～41 Ma): 印度大陸與揚(yáng)子板塊斜向匯聚和相向俯沖, 誘發(fā)了大規(guī)模走滑斷裂、強(qiáng)烈逆沖和剪切作用, 形成金沙江?紅河走滑斷裂帶、程海斷裂帶及其派生出的次級(jí)斷裂; ②晚期壓扭?張扭轉(zhuǎn)換作用(41～26 Ma): 青藏高原進(jìn)入晚碰撞期, 地殼應(yīng)力逐步釋放, 誘發(fā)深部形成富堿巖漿, 沿先期構(gòu)造上升侵位形成金沙江?紅河富堿侵入巖帶(Wang et al., 2001; 畢獻(xiàn)武等, 2005; Hou et al., 2007)和程海構(gòu)造巖漿帶(郭曉東等, 2008; 徐恒等, 2018); ③E-W向伸展階段(25 Ma至今): 印度?歐亞板塊碰撞由正向碰撞俯沖轉(zhuǎn)變?yōu)樾毕蚋_影響, 引發(fā)青藏地塊旋轉(zhuǎn), 在東構(gòu)造節(jié)以南地區(qū)拉張應(yīng)力占據(jù)主導(dǎo)而形成區(qū)域性伸展應(yīng)力場, 進(jìn)而形成系列拉分盆地(Zhang et al., 2004; 侯增謙等, 2006a; 唐淵和劉俊來, 2010)。小龍?zhí)兜V區(qū)花崗斑巖成巖年齡為34.7±0.3 Ma, 與青藏高原晚期壓扭?張扭轉(zhuǎn)換構(gòu)造體制相同, 與青藏高原晚碰撞階段(40～26 Ma)大規(guī)模走滑斷裂系統(tǒng)有關(guān)的斑巖型Cu-Mo(Au)成礦事件對應(yīng)(侯增謙等, 2006b), 與滇西新生代富堿斑巖巖漿活動(dòng)高峰期(45～30 Ma)(喻學(xué)惠等, 2008; 李勇等, 2011)一致。

綜上, 花崗斑巖形成于印度?歐亞板塊晚碰撞期由擠壓向伸展轉(zhuǎn)化的動(dòng)力學(xué)背景下, 由先期受俯沖板片流體改造過的幔源巖漿底侵加厚下地殼形成的殼?幔混合特點(diǎn)富堿巖漿, 沿先期構(gòu)造形成的程海斷裂帶及其次級(jí)斷裂通道上升侵位形成。

圖11 小龍?zhí)兜V區(qū)花崗斑巖構(gòu)造環(huán)境判別圖(a據(jù)Pearce et al., 1984; Pearce, 1996; b據(jù)Batehelor and Bowden, 1985)

5.4 對成礦作用的啟示

底侵加厚下地殼熔融成因的埃達(dá)克巖因其特殊的成巖機(jī)制與陸內(nèi)斑巖型銅礦密切相關(guān)(張旗等, 2001, 2002b; Defant et al., 2002; Sun et al., 2010)。由于地幔物質(zhì)中親硫或親銅元素含量高于地殼(Taylor and Mclennan, 1985), 相對單純來自地殼的巖漿而言, 有地幔物質(zhì)參與的巖漿因成礦金屬的加入更利于形成斑巖型、矽卡巖型銅鉬金礦化(陳衍景等, 1997; 和文言, 2014), 因此受底侵作用影響而形成的具殼?；旌咸攸c(diǎn)的源區(qū)多被認(rèn)為是含礦斑巖的理想源區(qū)(侯增謙等, 2004)。本區(qū)花崗斑巖源自底侵加厚下地殼, 具C型埃達(dá)克巖地球化學(xué)親合性和顯著地殼?；旌显刺攸c(diǎn), 表明其具備成礦作用發(fā)生的物質(zhì)基礎(chǔ), 有較好的成礦潛力。

6 結(jié) 論

(1) 小龍?zhí)兜V區(qū)花崗斑巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為34.7±0.3 Ma, 屬喜馬拉雅期古近紀(jì)始新世巖漿活動(dòng)產(chǎn)物。

(2) 巖石地球化學(xué)特征顯示, 小龍?zhí)兜V區(qū)花崗斑巖相對富堿、低MgO、TiO2, 富集Rb、Ba、U等大離子親石元素, 虧損Nb、Ta、Zr、Ti、Hf等高場強(qiáng)元素, 屬于準(zhǔn)鋁質(zhì)?弱過鋁質(zhì)鉀玄巖系列的富堿斑巖, 具有顯著的C型埃達(dá)克質(zhì)巖地球化學(xué)特征。

(3) 小龍?zhí)兜V區(qū)花崗斑巖形成于印度?歐亞板塊晚碰撞期力學(xué)性質(zhì)由擠壓向伸展轉(zhuǎn)化動(dòng)力學(xué)環(huán)境, 是由底侵作用帶入的幔源巖漿與石榴角閃巖相加厚下地殼部分熔融的混合巖漿侵位形成的, 源區(qū)具顯著殼?；旌咸攸c(diǎn)。幔源巖漿底侵在初始巖漿形成過程中不僅提供了熱源, 還貢獻(xiàn)了組分。小龍?zhí)兜V區(qū)花崗斑巖具備成礦作用發(fā)生的物質(zhì)基礎(chǔ), 有較好的成礦潛力。

論文野外調(diào)查工作得到了中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所嚴(yán)再飛副研究員、云南省有色地質(zhì)局310隊(duì)陳梁總工程師、張金學(xué)高級(jí)工程師以及中國地質(zhì)大學(xué)(北京)王根厚教授的大力支持與幫助; 論文撰寫過程中云南省有色地質(zhì)局崔銀亮教授級(jí)高工給予了悉心指導(dǎo), 并提出了諸多寶貴建議; 中國地質(zhì)大學(xué)(北京)趙志丹教授和另一位匿名審稿人提出了建設(shè)性修改意見, 在此一并深表謝意。

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Geochronology, Geochemistry and Genesis of Granite Porphyries from the Xiaolongtan Mining Area in Binchuan, Yunnan Province, SW China

XU Heng1, ZHOU Jiaxi2, DOU Song1, JIANG Yongguo1, LIU Wenjia1, ZHENG Xiaojun3and ZENG Min4

(1. Yunnan Nonferrous Metals Geological Bureau, Kunming 650051, Yunnan, China; 2. School of Earth Sciences, Yunnan University, Kunming 650500, Yunnan, China; 3. Survey and Design Institute, Yunnan Province NonferrousGeological Bureau, Kunming 650106, Yunnan, China; 4. Yunnan Copper Mining and Mineral Resources Exploration and Development Co., Ltd., Kunming 650051, Yunnan, China)

The granite porphyries in the Xiaolongtan mining area, located to the east of the Chinghai fault belt, are an important part of the Jinshajiang-Red River alkali-rich intrusive rock belt in the western Yangtze Block. This paper reports petrological, chronological and whole-rock geochemical results of the ore-related granite porphyries in the mining area. The results show that the granite porphyries consist of monzonitic granite porphyry (MGP) and K-feldspar granite porphyry (KGP).They are petrographically similar, showing typical porphyritic structures, and exhibit transitional contact.Both MGP and KGP arerich in alkali, low in Ti, metaluminous to weak peraluminpous. These results show they belong to the metaluminous to weak peraluminous and shoshonite series. Both of them are relatively enriched in LREE, LILE (Rb, Ba, and U) and depleted in HREE and HFSE (Ta, Nb, Ti, Zr, and Hf), with relatively high Sr contents and Sr/Y ratios, and mild negative Eu anomalies (δEu=0.39–0.78), showing geochemical affinity of C-type adakiticrocks. Thesimilar geochemical characteristics of MGP and KGP indicate that they are productsof homologous magmatic evolution. The LA-ICP-MS zircon U-Pb age is 34.7±0.3 Ma,reflecting that it was formed in the Paleogene Eocene, which coincides with the peak period of the Jinshajiang-Honghe alkali-rich intrusive rock activity (45–30 Ma). Hence, we propose that the granite porphyries in the Xiaolongtan mining area are granites with C-type adakitic geochemical characteristics. They were likely derived from the mixed magma by partial melting of the pomegranate amphibolite lithofacies over-thickened lower crust and underplating mantle magma under transition from compressional to extensional setting after the collision between the India and Eurasia plates. Combined with previous studies, it can be seen that the crust-mantle mixed source characteristics of the granite porphyries may account for the promising ore mineralization potential.

granite porphyry; zircon U-Pb dating; geochemistry; petrogenesis; Xiaolongtan mining area; Binchuan city

2020-05-09;

2020-09-19

云南省技術(shù)創(chuàng)新人才培養(yǎng)對象項(xiàng)目(202105AD160003)、第二次青藏高原綜合科學(xué)考察研究項(xiàng)目(2019QZKK0802)、中國地質(zhì)調(diào)查局項(xiàng)目(1212011120607)、云南省整裝勘查項(xiàng)目(201100024)和云南省有色地質(zhì)局項(xiàng)目(2013100001)聯(lián)合資助。

徐恒(1981–), 男, 博士, 高級(jí)工程師, 主要從事地質(zhì)科研與礦產(chǎn)勘查工作。Email: 306551439@qq.com

P588; P597

A

1001-1552(2021)05-0934-017

10.16539/j.ddgzyckx.2021.05.007