云南腾冲腊莱河钨多金属矿花岗岩地球化学特征及成因探讨*

2021-08-22翟建军赵献昆

现代矿业 2021年7期

翟建军赵献昆

（1.云南铜业矿产资源勘查开发有限公司；2.中国有色金属工业昆明勘察设计研究院有限公司）

腊莱河矽卡岩型钨多金属矿床行政区划隶属云南腾冲县滇滩镇，大地构造位置位于冈底斯—念青唐古拉褶皱系（II）伯舒拉岭—高黎贡山褶皱带古永北缘棋盘石—腾冲大断裂西侧。矿床所属的腾冲地块地处怒江和密支那缝合带的交汇部位，受印支—燕山运动的影响而发生强烈的构造变形，伴随着频繁的岩浆活动，其形成的碳酸盐岩沉积地层和复杂的褶皱、断裂构造格局为区内提供了优越的成矿条件。区内矿床（点）展布严格受构造、岩浆控制，以棋盘石—腾冲大断裂为界，东、西两侧分别发育木梁河、小龙河、冻冰河、腊莱河钨锡矿床及滇滩、铜厂山、老厂坪子铁铜铅锌银多金属矿床（点），共同组成了滇西地区重要的多金属矿田［1］。自上世纪80年代探明区内矿产以来，前人对区内各成矿岩体岩石学、地球化学、年代学及矿床成因等开展了大量研究，累积了丰硕的地质成果，但腊莱河钨矿床受限于矿床规模，前期工作成果较少。笔者在前人研究和详实野外调查的基础上，对腊莱河矿区花岗岩体进行岩石学、岩石地球化学特征研究，以期获得矿床成因机制。此外，通过区域成矿条件的深入剖析、对比，厘定矿床成矿规律，为腾冲地块燕山晚期岩浆成矿作用研究提供新的佐证。

1 地质背景

腾冲地块总体位于青藏高原东南缘，区域大型走滑构造变形域即是由腾冲地块等次级构造单元组合而成［2-10］（图1（a））。区内经历了多期次的构造—岩浆活动，为腾冲地块的累积提供了优越条件。地块基底由早元古界变质角闪岩变质岩、绿片岩相构成，岩性以角闪岩、大理岩、混合岩、片岩、片麻岩组成［11］，晚古生代—中生代沉积地层则零散上覆于变质基底之上，其中泥盆—三叠纪以出露碳酸盐岩为特征，侏罗—白垩纪地层鲜少出露［12］，特殊的构造位置亦为腾冲岩浆岩带的形成提供了优越条件［13］（图1（b）），与金沙江结合带、班公—怒江结合带共同组成一组近SN向的垂直岩浆岩分带。区内构造与岩浆岩展布方向基本一致（近SN向），自北（西）向南分别发育嘉黎断裂带、怒江断裂带及龙陵—瑞丽断裂带，腾冲花岗岩空间展布严格受控于怒江断裂带［14］。

矿区出露地层较单一，主要为上古界石炭系上统丁家寨组，可进一步划分上、下2段，岩性为灰紫～青灰色钙质粉砂岩、岩屑砂岩、泥质粉砂岩，还含部分炭泥质粉砂岩夹白云质灰岩（透镜状灰岩）、含泥质条带灰岩、灰岩、大理岩等，在燕山期受花岗岩侵入影响，广泛发育角岩化、矽卡岩化、大理岩化等蚀变现象。矿区构造继承了区域构造特征，褶皱、断裂发育。矿区总体地处大西山倒转倾伏向斜的中段，轴向呈NNE向（35°），两翼地层较陡且变化较大（40～70°），其核部、两翼地层分别由丁家寨组上段、丁家寨组下端构成，矿（化）体集中赋存于褶皱转折端NW翼和岩浆岩沿核部侵入部位；断裂构造以NE向为主，以F1、F3最为典型，沿断裂发育数米厚的挤压破碎带，局部地段发育1～10 m宽的硅卡岩体，偶见细粒花岗岩脉侵入。据统计，区内褶皱、断裂均属控岩、控矿构造。矿区范围内广泛出露岩浆岩，种类繁多，成矿岩体以左家寨单元二长花岗岩为主，隶属于古永群小团山岩序，出露面积大于2 km2（图2）。

矿区内矿体多呈透镜状、囊状、不规则状产出于大理岩与岩体接触带的矽卡岩中，赋矿层位为丁家寨组上段。矿（化）体总体走向NE（38°），倾向SE（130°），倾角变化较大（5～68°），矿体由岩体往外逐渐变陡，形态复杂，见分支、复合现象。矿石矿物较复杂，金属矿物以黄铜矿、白钨矿、闪锌矿、方铅矿、黄铁矿、磁黄铁矿为主，脉石矿物种类繁多，多见透辉石、透闪石、绿泥石、石榴石，偶见长石、石英和方解石。矿石组构相对单一，多观察到白钨矿、黄铜矿等金属矿物以半自形、他形粒状呈星点状、细脉—浸染状、团块状嵌布于矿石中。

2 花岗岩岩石学特征

矿区揭露花岗岩为小团山岩序左家寨单元二长花岗岩（图3），浅灰色，细—粗粒花岗结构，主要由斜长石（32%～39%）、钾长石（35%～40%）、石英（24%～28%）、黑云母（1%～5%）及少量不透明矿物（黄铁矿、钛铁矿、磁铁矿等0.1%）组成，次生矿物发育少量高岭土、绢云母、绿泥石等：黑原木多呈片状，星点状分布，粒度变化较大（0.2～1 mm），多被绿泥石、绢云母等交代呈假象，偶见少量残余；斜长石多呈半自形斑状，粒度多集中于0.2～1 mm，部分达2～2.5 mm，多见细粒化现象和轻微黏土化；钾长石以微斜长石为主，呈半自形斑状～他形粒状，粒度为0.1～2 mm，局部达2～3 mm，普遍具轻微高岭石化，偶见格子双晶；石英则呈他形粒状产出，粒度相对小（0.1～1 mm），具波状消光。

3 样品及分析方法

本研究中所测花岗岩样品取自不同钻孔、不同深度的新鲜岩芯［15］，具体取样位置及测试结果见表1。样品经磨片鉴定后，加工成200目分析测试样。本次研究采用XRF方法对注量元素进行测定，其中二价铁、三价铁使用化学法，稀土元素使用ICP—MS方法，与微量元素一并在河北廊坊区调所实验室完成测试，其试验步骤：将筛选样置于烤箱中烘干12 h（T=105℃），取出烘干样品后称取50±1 mg置于Teflon溶样器中，此时处理样处于高压密闭空间中，缓慢倒入高纯度HF（1 mL），将处理样置于电热板上加热（140℃）蒸发至小体积，随后缓慢加入高纯度HNO3（1.5 mL）、高纯度HF（1.5 mL），将旋紧的溶样器置于烤箱中高温（190℃）加热48 h，待冷却后开盖，并将溶液置于电热板上蒸至（140℃）湿盐状，随后添加2～3 mL高纯度HNO3（40%），再置于烤箱中。随后重复以上步骤提取盐类，最终将冷却后的提取液置于PET瓶中密闭保存（达80 g），分析精度优于5%，分析结果如表1～表3所示。

4 岩石地球化学特征

4.1 主量元素特征

花岗岩主量元素测试结果（表1）显示，其SiO2含量为75.68%～77.01%，平均76.39%，变化范围较小，Al2O3含量在12.47%～13.3%，平均12.78%，Fe2O3含量在0.12%～0.34%，平均0.22%，FeO含量在0.27%～1.03%，平均0.56%，CaO含量在0.45%～1.25%，平均0.80%，MgO在0.03%～0.15%，平均0.07%，K2O含量在4.2%～5.76%，平均4.92%，Na2O含量在2.45%～4.19%，平均3.41%，TiO2变化范围较大，介于0.02%～0.15%，平均0.08%，P2O5含量较低，为0.006%～0.02%，平均0.01%，MnO含量在0.016%～0.033%，平均0.02%。各样品在TAS图解上多落入花岗岩区域，属亚碱性（图4）。

岩体哈克图解（图5）显示，其Na2O、K2O、CaO、A12O3、MgO、TiO2、P2O5均与SiO2呈明显负相关，TFeO、MnO与SiO2呈正相关，说明本区花岗岩为陆壳物质部分熔融形成，伴随岩浆演化斜长石、铁镁质矿物、磷灰石、钛和铁的氧化物等逐渐晶出。

区内花岗岩总体表现为富硅、碱，SiO2平均含量为76.39%，K2O+Na2O含量在7.48%～8.99%，均值8.328%，且ω（Na2O）＜ω（K2O），K2O/Na2O为1.01～2.05，平均1.51，相对富钾贫钠。在K2O—SiO2图解上（图6），各样品主要落入高钾钙碱性系列，反映出岩浆原始成分富钾，属钙碱性岩系。铝饱和指数A/CNK为0.92～1.21，平均1.04，大于1，较全球花岗岩平均值（1.10）偏低［17］，在A/CNK—A/NK图解（图7）上落入中等铝饱和—过铝质区域，固结指数为0.33～1.66，均值0.76，表明区内花岗岩为陆壳重熔型，酸性程度较高，反映出岩体经历了较高程度的结晶分异，与Harker图解反映情况相符。

4.2 微量元素特征

花岗岩微量元素含量见表1，其W（4.08×10-6～8.95×10-6，平均7.36×10-6）、Pb（26.3×10-6～58.1×10-6，平均40.78×10-6）、Zn（12.9×10-6～22.5×10-6，平均16.4×10-6）、Sn（8.82×10-6～28.1×10-6，平均17.14×10-6）等成矿元素均有一定程度富集，可见花岗岩为区内主要物质来源。由微量元素蛛网图（图8）可以看出，岩体微量元素分布形式总体表现为U、Rb、Cs、Pb、La、Th、Zr等LILE强烈富集，Ba、Sr、Ti、P、Eu、Nb、Ce等不相容元素、HFSE相对亏损，可能是磷灰石、钛铁矿、斜长石等矿物分离结晶所致。

矿区花岗岩Rb较富集，含量为628×10-6～878×10-6，Rb/Sr=18.46～88.24，平均46.27，较地幔平均值（约0.025）显著偏高。Th/U=1.3～5.33，平均2.95，低于地壳平均值3.8；Nb/Th为0.72～1.34，平均0.96，低于壳源岩石（约为3），与幔源岩（大于15）相差较大；Nb/Ta为2.43～8.14，平均5.70，介于高分异花岗岩相应值2.3～9.9［20］，表明其原岩主要为地壳物质，经历了较高程度分异演化。

花岗岩中高场强元素Zr为55.4×10-6～175×10-6；Hf为2.54×10-6～8.37×10-6；Nb为42.6×10-6～94.5×10-6，其富集程度相当于原始地幔的10倍，高于I型花岗岩，低于典型的A型花岗岩，与S型花岗岩接近。典型的藏南S型花岗岩相对富Ba，Sr/Ba＜0.5，I型花岗岩相对富Sr，Sr/Ba＞0.50［21］，矿区花岗岩Sr/Ba为0.17～1.04，平均为0.55。因此，本区花岗岩微量元素体现S型向I型过渡的特征。

大型、超大型矿床的形成往往与S型花岗岩中F、B的含量有关。花岗质岩浆中较高的F含量能改变熔体结构，降低其固液相线温度、密度、黏度等。矿区花岗岩的挥发性组分B含量为5.01×10-6～11.8×10-6，平均7.92×10-6，F含量在2452×10-6～3654×10-6，平均2960.6×10-6，均较维氏值大，尤其是F含量，可为成矿物质的运移提供良好的物质基础。

4.3 稀土元素特征

稀土元素是迁移性质偏惰性的不相容元素，可作为良好的物源示踪剂，为揭示成岩、成矿机理及地质找矿提供依据，本次测试花岗岩稀土元素含量如表1所示：稀土总量较高（309.64×10-6～538.92×10-6），变幅较大，均值413.47×10-6；轻稀土含量为99.76×10-6～400.94×10-6，均值为227.94×10-6；重稀土含量为137.98×10-6～221.79×10-6，均值为185.53×10-6，LREE/HREE介于0.48～2.91，均值为1.37。（La/Yb）N介于0.62～7.38，均值为2.88。稀土元素球粒陨石标准化配分曲线如图9所示，可见LREE富集而HREE亏损的犁形曲线，HREE具较为平坦的配分模式。Y/Yb主要集中于6.5～9.2，均值8.2，与球粒陨石值（10）十分接近。

此外，岩体的（La/Sm）N为0.89～4.19，均值2.15，大于1；（Gd/Yb）N为0.43～1.16，平均0.72；（Gd/Lu）N值为0.41～1.15，均值0.71，均反映出轻稀土分馏明显、重稀土分馏较弱的演化特征，推测在岩浆结晶分异的过程中，可能存在磷灰石、斜长石、独居石等富轻稀土元素的矿物结晶分异。前人通过统计研究认为，斜长石是花岗质岩浆结晶分异的重要产物，而Eu异常则是斜长石发生强烈分异的表征。本次研究测得岩体δEu为0.01～0.09，均值0.04，表现出显著的Eu负异常特征，反映岩浆在演化过程中发生了较为强烈的斜长石结晶分离。岩体δCe平均为1.02，未显示Ce异常。总体上，矿区内岩体稀土元素表现出S型花岗岩特征，属冈底斯中生代产物［21］。

5 讨论

5.1 岩浆源区性质

研究表明，起源于上地壳的岩石其Pb（ωB＞20×10-6）、Th（＞10×10-6）、U（＞2×10-6）相对较高、δEu（＜1.0）相对较低［23］。矿区花岗岩均具有相似的演化特征，暗示原岩属壳源。高场强元素Th/Yb—Ta/Yb、Th/Y—Nb/Y图解（图10）均能有效判别岩浆岩成因［24］，投图显示其均位于上地壳区域，具结晶分异趋势。Zr/Hf介于10.48～28.32，均值18.48；Nb/Ta介于2.43～8.14，均值5.69，明显低于大陆地区花岗岩（Nb/Ta约为11）。综上得出，矿区花岗岩由地壳物质重熔演化而成。

Rb/Sr同样能有效反映源区性质，当Rb/Sr大于0.9时，为S型花岗岩，Rb/Sr小于0.9时，为I型花岗岩［27］。矿区花岗岩的Rb/Sr在18.46～88.24，平均46.27，远大于0.9，说明本区花岗岩原岩主要来源于上地壳。

5.2 花岗岩成因分析

目前，多用以花岗岩源区性质进行的MISA型分类，但其具体划分还需综合考虑地球化学、矿物学、岩石学等多种因素，其中地球化学指标尤为重要。识别I、S型花岗岩的重要指标是A/CNK是否大于1.1［28］，矿区花岗岩A/CNK为0.92～1.21，平均1.04，小于1.1。在K2O—Na2O、Zr—SiO2图解（图11）上，除个别样品外，多数样品落入S型花岗岩区域内。一般而言，I、S型花岗岩原岩成分有所不一，其中S型花岗岩原岩经过地表风化而失去了Ca、Na等元素。因而，相对Ca、Na而言，S型花岗岩Fe、K含量更高，本区内花岗岩成分也具有类似特征，进一步佐证了矿区花岗岩属S型花岗岩。

前人通过研究统计，认为微量元素可用于判别侵入岩的形成环境。Pearce［24］将己知花岗岩形成环境包括同碰撞（Syn—COLG）、板内（WPG）、火山弧（VAG）、洋中脊（ORG）在内的4种类型［30］。通过将本区内花岗岩Th、Rb、Y、Ta、Nb微量元素投至构造环境判别图解（图12），发现各样品点均落入板内花岗岩范围内。前已述及，区内新特提斯洋至中三叠世打开，腾冲地块与保山地块于燕山期内发生碰撞拼贴；至晚白垩世晚期（80～65 Ma），新特提斯洋（密支那洋）进入俯冲高峰期。随后，亚洲陆块与印度陆块对接，宣告区域进入陆—陆碰撞造山阶段，腾冲地块与印度板块的碰撞高峰期集中于喜马拉雅早期（50～40 Ma）；白垩纪末～中新世，新特提斯洋俯冲闭合（65～40 Ma）。古永岩群的成岩年龄集中于84～65 Ma，正值新特提斯洋俯冲及陆—陆碰撞造山阶段，腾冲地块在此阶段发生大规模岩浆侵位，伴随持续性、阶段性的构造运动，最终堆叠演化为复式岩体［31-33］。

罗君烈［33］提出古永岩群是新特提斯洋向东俯冲过程中，岩浆弧后腹地地壳增厚至顶点后，地壳伸展致使中心垮塌而形成的S型花岗岩［33］。由此，可以认为腊莱河钨多金属矿床成矿岩体为中—细粒二长花岗岩，其成岩年龄与古永复式岩体（小龙河岩体）在误差范围内基本一致（78.6±1.2Ma，MSWD=1.9）［12］，是新特提斯洋、印度板块向东俯冲过程中，弧后逆冲带岩浆的底侵与地壳的增厚，致使地壳重熔，而后演化形成弧后花岗岩，这也是燕山晚期—喜马拉雅早期腾冲地块由俯冲—碰撞向造山后伸展构造体制转换的岩浆活动响应。