云南宾川小龙潭矿区花岗斑岩年代学、地球化学及成因

徐 恒, 周家喜, 豆 松, 姜永果, 刘文佳, 郑晓军, 曾 敏

云南宾川小龙潭矿区花岗斑岩年代学、地球化学及成因

徐 恒1, 周家喜2, 豆 松1, 姜永果1, 刘文佳1, 郑晓军3, 曾 敏4

(1.云南省有色地质局, 云南 昆明 650051; 2.云南大学 地球科学学院, 云南 昆明 650500; 3.云南省有色地质局勘测设计院, 云南 昆明 650106; 4.云南铜业矿产资源勘查开发有限公司, 云南 昆明 650051)

云南宾川小龙潭矿区斑岩体位于扬子板块西缘程海断裂带东侧, 属金沙江‒红河富碱侵入岩带组成部分。本文对矿区内与成矿密切相关的花岗斑岩进行了岩石学、年代学及地球化学研究。结果显示: 花岗斑岩由二长花岗斑岩(MGP)和钾长花岗斑岩(KGP)组成, 二者岩相学特征相似, 空间上无明显分带关系, 呈过渡渐变关系, 具典型斑状结构。二长花岗斑岩和钾长花岗斑岩均具富碱、低钛和准铝质‒弱过铝质特征, 属准铝质‒弱过铝质钾玄岩系列富碱斑岩; 二者富集轻稀土元素(LREE)和大离子亲石元素(Rb、Ba、U), 亏损重稀土元素(HREE)和高场强元素(Ta、Nb、Ti, Zr, Hf), 具有较高Sr含量和Sr/Y值, 中等负Eu异常(δEu=0.39～0.78), 表现出C型埃达克质岩地球化学特征。二长花岗斑岩和钾长花岗斑岩具相似的地球化学特征, 表明它们属同源岩浆演化产物。二长花岗斑岩锆石U-Pb年龄为34.7±0.3 Ma, 反映其形成于古近纪始新世, 与金沙江‒红河富碱侵入岩活动高峰期(45～30 Ma)吻合。综合研究表明, 小龙潭矿区花岗斑岩属具C型埃达克质岩地球化学特征的花岗岩, 起源于底侵作用带来的幔源岩浆与石榴角闪岩相加厚下地壳部分熔融的混合岩浆, 是印度‒欧亚板块晚碰撞期力学性质由挤压向伸展转化动力学背景下的产物, 具备成矿作用发生的物质基础, 有较好的成矿潜力。

花岗斑岩; 锆石U-Pb年龄; 地球化学; 岩石成因; 小龙潭矿区; 宾川

0 引 言

形成于印度‒欧亚板块后碰撞期动力学转换背景下的金沙江‒红河新生代富碱侵入岩带, 长约2000 km, 宽50～80 km, 北起唐古拉山, 经玉树、巴塘, 芒康, 向南至滇西北, 呈南北向沿金沙江邻近分布, 至南涧呈北西向沿哀牢山断裂及两侧延伸, 至金平附近进入越南境内(Wang et al., 2001; 李勇等, 2011), 该侵入岩带也是我国西南重要的铜、钼、金等多金属产区之一。花岗岩是地壳演化的产物, 记载着陆壳的形成、壳幔相互作用以及岩石圈演化等重要信息(Hofmann, 1988; Zhou et al., 2002; Mo et al., 2007; 刘显凡等, 2010; 国显正等, 2019), 金沙江‒红河富碱侵入岩作为花岗岩类的特例, 因富含幔源特征, 是除幔源包体外另一种可提供地幔成分信息的岩石, 被誉为是追踪岩石圈性质、壳幔作用、构造演化以及大陆伸展等地球内部信息的“窗口”和“探针”(黄河等, 2015)。

程海断裂带位于扬子板块西缘, 在中‒新生代, 该地区受喜马拉雅期印度‒欧亚大陆碰撞远程效应影响, 诱发了强烈的构造‒岩浆活动, 并为深源岩浆上侵形成的多金属矿床提供了通道、空间和物质基础(Hou et al., 2007; 徐恒等, 2016)。近年来, 众多学者对沿程海断裂带产出的富碱斑岩及与之有关的铜、钼、金多金属矿床开展了大量研究, 取得丰硕成果(崔银亮等, 2002; 毕献武等, 2005; 王治华等, 2010; 李勇等, 2011; 郭晓东等, 2012; 李建军等, 2013; Zhou et al., 2016; 徐恒等, 2015a, 2015b, 2016, 2018, 2019; Cui et al., 2017)。其中小龙潭矿床位于扬子板块西缘程海断裂带东侧次级构造中(图1a、b), 为云南省有色地质局1975年发现, 2011～2013 年依托云南省整装勘查项目实施, 在加大地勘投入后而取得找矿突破(达中型规模)的斑岩型铜钼金多金属矿床(云南省有色地质局310队, 2013), 是沿程海断裂带富碱侵入岩带产出的代表性矿床之一。矿区岩体主要由黑云角闪石英二长斑岩、石英二长斑岩和花岗斑岩组成。前人对区内一些斑岩开展了年代学、岩石地球化学和构造环境等方面研究, 取得众多成果: 如石英二长斑岩K-Ar和U-Pb年龄分别为62 Ma (云南省有色地质局310队, 2013)和36.0 Ma(周洁等, 2017), 黑云角闪石英二长斑岩U-Pb年龄为35.4 Ma (Lu et al., 2012); 黑云角闪石英二长斑岩、石英二长斑岩和花岗斑岩呈富碱、高钾、低镁铁钙(何明勤等, 2004; 张金学等, 2013), 富集轻稀土和大离子亲石元素, 亏损重稀土和高场强元素特点(何明勤等, 2004; 周洁等, 2017); 石英二长斑岩锆石Hf同位素指示源区具壳幔混合特点(Lu et al., 2013; 周洁等, 2017)。前人研究结果显示区内斑岩形成年龄还存在争议, 尤其是对与成矿密切相关的晚期花岗斑岩的研究尚不全面。为此, 本文对区内钻孔揭露的新鲜花岗斑岩开展系统的岩石学、岩石地球化学及年代学研究, 以期为揭示斑岩成岩成矿作用提供些许启示。

1. 第四系; 2. 上三叠统白土田组五段; 3. 上三叠统白土田组四段; 4. 上三叠统白土田组三段; 5. 上三叠统白土田组二段; 6. 上三叠统白土田组二段; 7. 上三叠统罗家大山组; 8. 花岗斑岩; 9. 石英二长斑岩; 10. 黑云角闪石英二长斑岩; 11. 断层; 12. 向斜轴; 13. 取样钻孔位置。

1 地质背景

小龙潭矿区斑岩体位于扬子板块西缘丽江台缘褶皱带与滇中中生代盆地衔接部位(程海断裂)东侧筌麻箐‒小龙潭向斜的核部及东翼(图1a、b、c)。受印度‒欧亚板块碰撞远程效应及程海断裂多期活动影响, 区内构造运动频繁, 岩浆活动和成矿作用强烈。研究区以褶皱和断裂构造为主, 表现为早期近S-N向筌麻箐‒小龙潭向斜、NE向断层和晚期E-W向核桃箐断裂。区内斑岩体主要由石英二长斑岩、黑云角闪石英二长斑岩和花岗斑岩等组成, 属金沙江‒红河富碱侵入岩带的组成部分。矿区斑岩具同构造期岩体产出特征, 沿早期近S-N向筌麻箐‒小龙潭向斜、NE向断层及岩体收缩裂隙或构造节理裂隙侵入, 受晚期近E-W向核桃箐断裂错动影响, 沿断裂两侧地层发生明显位移变形, 造成岩体呈似E-W向展布假象(图1c)。矿区出露地层有中生界上三叠统白土田组一至五段(T31～T35)和罗家大山组(T3), 为一套以紫色、紫红色、灰色砂岩为主夹泥岩的碎屑岩系, 靠近岩体部分多蚀变为角岩。矿区铜钼矿体位于核桃箐断裂北部, 产出斑岩型和角岩型两种矿化类型, 均为隐伏矿体。斑岩型矿体以铜为主, 沿斑岩体顶部构造裂隙产出, 金属矿物辉钼矿、黄铜矿常呈细脉状、细粒星点状、浸染状或细脉状, Cu品位为0.20%～0.80%; 角岩型矿体以钼为主, 沿硅化、角岩化细砂岩节理裂隙充填或嵌布于沿裂隙充填的石英细脉中, 受交错复杂的岩体与围岩接触带形状控制, 金属矿物黄铜矿、黄铁矿和辉钼矿呈浸染状、斑点状, Mo品位为0.032%～0.100%(张金学等, 2013; 徐恒等, 2018)。

2 岩体特征

2.1 岩体地质特征

小龙潭矿区成群出露大小不等80多个斑岩体, 相对集中在约2 km2范围内, 它们沿早期岩体收缩裂隙或构造节理裂隙侵入充填形成, 总体与早期构造行迹展布一致(图1c)。区内斑岩体呈三阶段侵入, 从早到晚依次为似斑状黑云角闪石英二长斑岩→石英二长斑岩→浅色花岗斑岩, 其中以晚阶段侵入的花岗斑岩与成矿最为密切(云南省有色地质局310队, 2013)。它们总体剥蚀程度较浅, 靠上部或前锋部位多呈岩枝、岩墙或岩脉群产出, 下部呈不规则岩株产出, 深部经钻孔揭露有膨大呈岩床产出, 岩体产状陡倾与围岩呈犬牙交错、参差不齐等复杂侵入接触关系, 在核桃箐沟一带受近E-W向断层错动影响呈E-W向断续展布假象。区内斑岩体侵入至上三叠统白土田组(T3)和罗家大山组(T3)碎屑岩地层中, 与早期构造行迹展布一致。经野外详细观察, 岩体中心相与边缘相均具典型斑状结构, 边缘相岩体与角岩侵入接触关系明显, 界线清晰。

2.2 岩相学特征

因矿区斑岩体风化强烈, 故本次研究样品均采自新近施工钻孔ZK2401和ZK2102。野外观察和室内岩矿鉴定显示, 花岗斑岩主要由二长花岗斑岩和钾长花岗斑岩组成(图2a、b), 二者岩相学特征相似, 岩相界线不明显, 呈过渡渐变关系, 是同源岩浆演化产物。

二长花岗斑岩由斑晶和基质组成(图2a)。其中斑晶占全岩的60%～70%, 主要为斜长石、钾长石、黑云母及少量石英。斜长石斑晶大小0.2～0.7 mm, 以酸性斜长石为主, 呈自形板状晶体, 具明显的环带结构和聚片双晶(图2c)。钾长石斑晶0.2～0.4 mm, 主要为微斜长石和正长石, 可见格子双晶(图2e), 具弱绢云母等黏土化现象。黑云母斑晶大小0.2～0.4 mm,呈黄棕色, 浅黄白色, 多呈长条形的鳞片状, 偶见近六边形晶体, 常有石英和长石包体, 由于后期交代作用, 黑云母残留不规则碎片或呈筛孔状结构。石英斑晶大小一般为0.1～0.3 mm, 量少, 且粒度偏小, 具熔蚀港湾结构。基质占全岩30%～40%, 主要由隐晶质‒细晶质的长石和石英构成, 黑云母量少。不透明矿物含量小于1%, 呈不规则的质点分散稀疏分布于基质中。

钾长花岗斑岩由斑晶和基质组成(图2b)。其中斑晶占全岩的20%～30%, 主要为钾长石, 少量斜长石、石英和黑云母。钾长石占斑晶的60%～70%, 大小0.4～0.9 mm, 主要是微斜长石, 少量正长石和条纹长石, 钾长石风化后表面呈淡红褐色, 常见模糊的格子双晶, 偶见卡氏双晶和条纹双晶。斜长石占斑晶的30%～40%, 大小0.1～0.3 mm, 为少量的酸性斜长石, 斜长石风化后表面呈暗灰色, 可见聚片双晶, 环带结构。石英斑晶呈它形粒状, 近等轴状, 粒度明显比长石斑晶小的多, 见到熔蚀的港湾结构(图2f)。黑云母斑晶呈鳞片状, 一般棕红色、浅黄色, 有时退色, 呈无色, 多色性明显, 吸收性强, 常被黄铁矿物和黄铜矿交代, 残留少量黑云母残片(图2d)。基质占全岩70%～80%, 主要由细晶质的长石和石英构成。不透明矿物含量小于1%, 呈不规则的质点稀疏分布于基质中。

3 样品来源及分析方法

3.1 样品来源

样品采自ZK2401和ZK2102揭露的矿化花岗斑岩, 选取样品时尽量选择新鲜并避开蚀变强烈斑岩, 共采集样品14件。岩石碎至200目以下, 用于化学分析。

3.2 分析方法

主量和微量元素含量分析均在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室完成。主量元素含量采用Axios PW4400型X射线荧光光谱仪(XRF)测试, 分析精度优于10%, 分析结果列于表1。微量元素含量采用四级杆型电感耦合等离子体质谱(Q-ICP-MS)仪测定, 其中稀土元素分析精度优于5%, 其他微量元素分析精度优于10%, 分析结果列于表1, 分析流程同Qi et al. (2000)。

(a) 二长花岗斑岩; (b) 钾长花岗斑岩; (c) 斜长石聚片双晶和环带结构(25×, 正交); (d) 六边形黑云母筛孔状结构(25×, 正交); (e) 钾长石斑晶(25×, 正交); (f) 石英的港湾结构(25×, 正交); 矿物代号: Pl. 斜长石; Kfs. 钾长石; Qtz. 石英; Bi. 黑云母。

表1 小龙潭矿区花岗斑岩主量(%)和微量元素(×10−6)分析结果

续表1:

用于锆石测年的样品为二长花岗斑岩, 锆石分选由河北省廊坊诚信地质服务公司完成。在双目镜下, 挑选出无裂隙、无包体、干净透明的自形程度较高的锆石用环氧树脂固定于样品靶上。锆石阴极发光(CL)图像照相和激光剥蚀等离子体质谱(LA-ICP-MS)分析在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成。锆石靶经抛光后, 用于阴极发光(CL)图像观察和激光剥蚀等离子体质谱(LA-ICP-MS)分析。采用仪器激光剥蚀系统为德国Lamda Physik公司制造, ArF准分子激光发生器产生193 nm深紫外光束, 经均匀化光路聚焦于锆石表面, 分析时采用的激光剥蚀束斑直径为32 μm, 能量密度10 J/cm2, 剥蚀频率5 Hz, 共计40 s, 剥蚀颗粒物被氦气送入质谱仪中完成测试。数据处理采用ICP-MS DataCal程序(Liu et al., 2010), 年龄谐和图绘制和加权平均年龄计算采用Isoplot 3.0程序。详细仪器参数及分析方法参考Chipley et al. (2007)。考虑到238U和235U在半衰期和丰度上的差异, 锆石中积累的放射成因207Pb的丰度较206Pb的丰度大约低20倍, 使得207Pb的测量精度较206Pb差, 从而导致207Pb/235U和207Pb/206Pb年龄值不能如实地反映岩体形成的真实年龄, 故对于放射成因组分积累较少的年轻锆石, 通常206Pb/238U更能反映锆石的结晶时间(Compston et al., 1992)。因此, 本文加权平均年龄采用206Pb/238U年龄, 分析结果见表2。

4 分析结果

4.1 主量元素

主量元素分析结果见表1。两类岩石SiO2含量在65.56%～69.86%间, 变化范围不大, 平均66.81%, K2O含量为3.38%～10.56%, 平均7.43%。在K2O-SiO2图解上, 样品点集中落入了钾玄岩系列区(图3b); Na2O含量介于1.35%～4.85%, 平均3.18%, 在K2O-Na2O图解上, 样品点分布于钾质‒高钾质区(图3c), 全碱Na2O+K2O含量介于8.23%～12.19%之间, 平均10.61%, 总体K2O>Na2O, K2O/Na2O值介于0.70～7.43, 平均3.07, 表明花岗斑岩相对富碱、富钾而贫钠。在花岗岩分类图解上, 样品落入碱性花岗岩与正长岩过渡区域(图3a), 总体属碱性系列岩石范畴。样品Al2O3含量介于14.42%～15.75%, 铝饱和指数(A/CNK)较为集中, 比值介于0.97～1.04之间, 平均1.02, A/NK值介于1.06～1.25之间, 在A/NK-A/CNK图解上, 样品点落入准铝质‒弱过铝质过渡区域(图3d)。MgO含量介于0.78%～1.60%之间, 平均1.09%; TFe2O3含量介于1.27%～3.79%, 平均2.55%; Mg#值为31.07～60.39, 平均46.32; TiO2含量较低, 为0.30%～ 0.35%。分异指数(DI)为86.00～93.30, 平均89.74, 固结指数(SI)为5.68～10.13, 平均7.73, 反映它们结晶分异程度高且均匀。

图3 小龙潭矿区花岗斑岩(K2O+Na2O)-SiO2(a)、K2O-SiO2(b)、K2O-Na2O(c)和A/NK-A/CNK(d)图解(a据Cox et al., 1979, 碱性和亚碱性分界线据Irvine and Baragar, 1971; b据Rickwood, 1989; c据Collin et al., 1982; d据Peccerillo and Taylor, 1976)

4.2 微量元素

微量元素分析结果(表1)显示, 两类岩石稀土元素总量(ΣREE)中等, 介于183×10−6～500×10−6之间, 平均为350×10−6, 是球粒陨石(3.89×10−6)(史长义等, 2008)的47～128倍。样品LREE/HREE值介于6.80～ 14.3之间, 平均为11.7; (La/Yb)N值为22.2～92.1, 平均58.4。在球粒陨石标准化图上曲线呈右倾型(图4a), 显示轻稀土元素(LREE)富集, 重稀土元素(HREE)亏损特征, 暗示岩浆源区可能遭受过俯冲流体交代作用影响(杨钢等, 2015)。δEu值介于0.39～0.78之间, 平均0.58, 具中等负Eu异常, 表明岩浆结晶过程中发生了不同程度的斜长石分离结晶作用。在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图4b)上, 样品表现为大离子亲石元素Rb、Ba、U明显富集, 而亏损高场强元素Nb、Ta、Zr、Hf, 且元素Nb、Ta和Ti显“TNT”负异常特征。在二长花岗斑岩和钾长花岗斑岩间微量元素含量无明显差异, 也表明二者是同源岩浆演化的产物, 具有相似的源区特征。

4.3 锆石U-Pb年龄

由于小龙潭矿区二长花岗斑岩和钾长花岗斑岩在岩相学和地球化学方面表现出了高度的相似性, 且二者没有明显的空间分带关系, 表明它们属同期同源岩浆产物。因此, 二长花岗斑岩成岩年龄可以代表矿区晚期花岗斑岩成岩年龄, 测试结果见表2。二长花岗斑岩锆石粒径为80～150 μm, 多呈半自形、长柱状和短柱状, 具清晰的振荡环带(图5)。锆石Th含量为96.0×10−6～537×10−6, U含量为589×10−6～ 1717×10−6, Th/U值在0.16～0.34之间, 均大于0.1, 表明其为岩浆成因锆石。所测22颗锆石测点年龄介于33.9～36.1 Ma之间, 总体集中一致, 获得其表面年龄为34.7±0.1 Ma(MSWD=0.59), 加权平均年龄为34.7±0.3 Ma(MSWD=1.4)(图6), 二者在误差范围内一致, 表明小龙潭矿区花岗斑岩为古近纪始新世岩浆活动的产物。

图4 小龙潭矿区花岗斑岩粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化数据据Sun and McDonough, 1989)

表2 小龙潭矿区二长花岗斑岩锆石U-Pb定年结果

图5 小龙潭矿区二长花岗斑岩锆石阴极发光图像及年龄

图6　小龙潭矿区二长花岗斑岩U-Pb年龄谐和图(a)和加权平均年龄图(b)

5 讨 论

5.1 岩石类型

近年来, 伴随埃达克岩研究热潮的兴起, 与斑岩型铜矿密切相关的斑岩多被纳入其研究范围之内。对比可见, 小龙潭矿区花岗斑岩主要由斜长石、钾长石、石英等矿物斑晶和基质组成, 与张旗等(2002a, 2010b)提出的埃达克岩矿物组成大体一致。地球化学特征也显示研究区花岗斑岩与埃达克岩相似(表3), 且在Sr-Yb分类图上, 样品点均落入了埃达克型区(图7)。相对典型埃达克岩而言, 研究区样品具有较高的SiO2(均值66.81%)、Sr(均值888×10−6)含量和K2O/Na2O值(均值3.07), 与C型埃达克岩特点更吻合。综上花岗斑岩属具C型埃达克质岩地球化学特征的花岗岩。

图7 小龙潭矿区花岗斑岩Sr-Yb图解(据张旗等, 2010a)

5.2 源区特征

地球化学特征判断源区性质和岩浆演化是现代岩石成因研究的基础(Zhou et al., 2013; 董旭舟等, 2014)。前人对金沙江‒红河富碱斑岩带北衙、马厂箐和分水岭等地的含矿富碱斑岩研究表明, 它们地球化学特征相似, 具LILE(Rb、Ba、U和Sr)和轻稀土元素富集, HFSE(Nb、Ta、Zr和Hf)和重稀土元素亏损以及弱Eu负异常和“TNT”负异常特征, 为加厚下地壳和上地幔部分熔融的产物(毕献武等, 2005; Xu et al., 2007; Lu et al., 2012; 徐恒等, 2016)。实验岩石学结果显示, 玄武质下地壳部分熔融产生的熔体Mg#值一般较低(<40), 幔源和壳源组分同时参与产生的熔体Mg#值介于40～70之间, 由地幔二辉橄榄岩经20%～30%部分熔融形成的熔体Mg#值多大于70(Perfit et al., 1980; Hergt et al., 1989; Rapp and Watson, 1995; 陈国超, 2014)。本区花岗斑岩地球化学特征与金沙江‒红河富碱斑岩带含矿斑岩类似, Mg#值为31.07～60.39, 均值46.32, 反映源区既有壳源组分又有幔源组分。在Ba/Nb-La/Nb图解上, 样品点落入弧火山区(图8a), 且明显高于洋脊玄武岩和洋岛玄武岩的相应比值, 指示大陆物质在岩浆生成中起了重要作用; 在TFeO-MgO图解中, 样品点沿混合趋势线分布(图8b), 也反映源区有EMⅡ型富集地幔组分的加入(刀艳等, 2015)。此外, 周洁等(2017)报道的矿区同期石英二长斑岩锆石Hf()值为−26.93～1.66, 也指示壳幔混合源特点。

目前有关埃达克质岩成因主要有俯冲洋壳板片部分熔融(Defant and Drummond, 1990)、底侵玄武质增厚下地壳的部分熔融(Petford and Atherton, 1996)、加厚下地壳(Hou et al., 2004)和拆沉下地壳部分熔融(Wang et al., 2006)4种观点。花岗斑岩形成于34.7±0.3 Ma, 晚于新特提斯洋闭合和三江大陆完全拼合结束时间(40 Ma)(莫宣学等, 2003; Lu et al., 2012; Deng et al., 2014), 地球化学特征与俯冲洋壳板片部分熔融形成的O型埃达克岩明显不同(表3)。拆沉事件发生通常具有区域性特点(孟健寅, 2014), 由拆沉下地壳部分熔融形成的埃达克岩Mg#值多大于50(余海军等, 2015)。截至目前, 研究区域及其旁侧未见发生拆沉作用的报道, 花岗斑岩Mg#值多小于50, 具不均一性特点(侯增谦等, 2008), 可排除拆沉下地壳部分熔融成因。地壳增厚是陆内环境下产生埃达克质岩浆关键因素(张宏飞等, 2007), 地球物理研究显示滇西地区莫霍面平均深度45 km(王椿镛等, 2002), 与通过深源包体计算得出滇西富碱斑岩起源深度55 km(赵欣等, 2004)相当, 表明本区确实存在加厚下地壳。在Sr/Y-(La/Yb)N图解中, 样品点主要落入增厚下地壳熔融形成的埃达克岩区(图9a), 在(La/Sm)-La图解中, 样品La含量与La/Sm值呈正相关关系(图9b), 表明其经历了部分熔融作用。综上认为, 花岗斑岩初始岩浆源自加厚下地壳, 但非单纯的加厚下地壳(赵欣等, 2004; 徐受民等, 2006; He et al., 2016), 而是与幔源底侵作用有关的玄武质增厚下地壳。

利用熔体与残留相平衡理论可有效估算源岩发生部分熔融时的压力条件(张旗等, 2010b)。若源区残留石榴子石, 则岩浆起源压力较高; 而若源区残留斜长石, 反映岩浆起源压力较低(王立社等, 2015)。据花岗斑岩富集LREE、亏损HREE、中等负Eu异常以及较高Sr/Y值特征, 表明源区残留矿物主要为石榴子石, 少量为斜长石; 相对平缓的重稀土元素配分型式(图4a), 反映源区残留角闪石占有一定比例(张旗等, 2006; Rapp et al., 2006), 与Sr/Y-Y图解中反映特征一致(图10), 即花岗斑岩初始岩浆源自石榴角闪岩相下地壳。玄武岩脱水熔融实验结果显示, 当压力为0.8 GPa时, 熔体残留相为斜长石+角闪石+斜方辉石+钛铁矿, 不出现石榴子石, 不具埃达克岩地球化学性质(Rapp et al., 1991); 当压力为1.6 GPa时, 残留相为石榴子石+角闪石+单斜辉石+斜长石+钛铁矿(孙明道, 2013; 吴发富, 2013), 熔体开始出现石榴子石, 具明显埃达克岩地球化学性质、轻重稀土元素分异和HREE强烈亏损特征(张超和马昌前, 2008); 当压力大于1.6 GPa时, 源区残留相为石榴子石+单斜辉石+金红石(秦江锋, 2010)。本区花岗斑岩源区残留相和REE特征与1.6 GPa时的实验结果一致。按1 GPa压力相当于33 km深度(邱检生等, 2011)换算, 源区位置约为53 km, 与滇西地区莫霍面位置以及据深源包体推算出深度相当, 这也证实研究区确实存在加厚下地壳。前人研究认为花岗质岩石生长和再造方式主要有两种: 一种是以幔源岩浆为载体的地幔物质, 通过岩浆混合作用而形成; 另一种是软流圈上涌发生部分熔融形成幔源玄武质岩浆, 由于底侵作用提供大量热源, 促使下地壳发生部分熔融, 形成花岗岩(Kroner, 2006; Mo et al., 2007; He et al., 2016; 国显正等, 2014)。本区花岗斑岩地球化学特征、成岩方式及源区特征明显指向后者, 而且后者中幔源岩浆底侵作用也因带入了丰富的成矿物质, 对成矿有巨大贡献。

图8 小龙潭矿区花岗斑岩Ba/Nb-La/Nb(a; 据刘燊等, 2005)和TFeO-MgO(b;据Zorpi et al., 1989)

表3 小龙潭矿区花岗斑岩与埃达克岩地球化学特征对比

图9 小龙潭矿区花岗斑岩Sr/Y-(La/Yb)N(a;据豆松, 2013)和(La/Sm)-La(b)图解

图10 小龙潭矿区花岗斑岩Sr/Y-Y图解(据Defant and Drummond, 1990)

综上认为, 小龙潭花岗斑岩是底侵作用带入的幔源岩浆与石榴角闪岩相加厚下地壳部分熔融形成的混合岩浆的产物。底侵作用在岩浆形成中既提供大量热源促使加厚下地壳部分熔融, 又带入了幔源组分。

5.3 构造环境及动力学背景

岩石化学组成与构造环境密切相关, 近半个世纪以来, 众多学者基于对现代各种板块构造背景中产生的火成岩进行统计, 建立了一系列判别构造环境的地球化学图解和指标(赵振华, 2007)。各种图解虽然尚存一些异议, 但实践证明多图解的综合判定依然有效(潘桂棠等, 2013)。在Rb-(Y+Nb)图中, 花岗斑岩样品点落入后碰撞花岗质岩区(图11a), 并指示出由陆陆碰撞作用形成; 在2-1图上, 样品点均位于造山晚期区域(图11b)。以上特征均表明小龙潭花岗斑岩形成于后碰撞期力学性质由挤压向伸展转化的构造背景, 与金沙江‒红河富碱斑岩带形成背景一致。

受特提斯形成演化和印度‒欧亚大陆碰撞与青藏高原形成两阶段作用约束(莫宣学和潘桂堂, 2006; 侯增谦等, 2008; Deng et al., 2014), 尤其是新生代以来印度‒欧亚大陆碰撞效应对构造岩浆活动的影响, 程海断裂带所在的“三江”特提斯构造域东缘, 历经3个阶段演化: ①早期压扭作用(65～41 Ma): 印度大陆与扬子板块斜向汇聚和相向俯冲, 诱发了大规模走滑断裂、强烈逆冲和剪切作用, 形成金沙江‒红河走滑断裂带、程海断裂带及其派生出的次级断裂; ②晚期压扭‒张扭转换作用(41～26 Ma): 青藏高原进入晚碰撞期, 地壳应力逐步释放, 诱发深部形成富碱岩浆, 沿先期构造上升侵位形成金沙江‒红河富碱侵入岩带(Wang et al., 2001; 毕献武等, 2005; Hou et al., 2007)和程海构造岩浆带(郭晓东等, 2008; 徐恒等, 2018); ③E-W向伸展阶段(25 Ma至今): 印度‒欧亚板块碰撞由正向碰撞俯冲转变为斜向俯冲影响, 引发青藏地块旋转, 在东构造节以南地区拉张应力占据主导而形成区域性伸展应力场, 进而形成系列拉分盆地(Zhang et al., 2004; 侯增谦等, 2006a; 唐渊和刘俊来, 2010)。小龙潭矿区花岗斑岩成岩年龄为34.7±0.3 Ma, 与青藏高原晚期压扭‒张扭转换构造体制相同, 与青藏高原晚碰撞阶段(40～26 Ma)大规模走滑断裂系统有关的斑岩型Cu-Mo(Au)成矿事件对应(侯增谦等, 2006b), 与滇西新生代富碱斑岩岩浆活动高峰期(45～30 Ma)(喻学惠等, 2008; 李勇等, 2011)一致。

综上, 花岗斑岩形成于印度‒欧亚板块晚碰撞期由挤压向伸展转化的动力学背景下, 由先期受俯冲板片流体改造过的幔源岩浆底侵加厚下地壳形成的壳‒幔混合特点富碱岩浆, 沿先期构造形成的程海断裂带及其次级断裂通道上升侵位形成。

图11 小龙潭矿区花岗斑岩构造环境判别图(a据Pearce et al., 1984; Pearce, 1996; b据Batehelor and Bowden, 1985)

5.4 对成矿作用的启示

底侵加厚下地壳熔融成因的埃达克岩因其特殊的成岩机制与陆内斑岩型铜矿密切相关(张旗等, 2001, 2002b; Defant et al., 2002; Sun et al., 2010)。由于地幔物质中亲硫或亲铜元素含量高于地壳(Taylor and Mclennan, 1985), 相对单纯来自地壳的岩浆而言, 有地幔物质参与的岩浆因成矿金属的加入更利于形成斑岩型、矽卡岩型铜钼金矿化(陈衍景等, 1997; 和文言, 2014), 因此受底侵作用影响而形成的具壳幔混合特点的源区多被认为是含矿斑岩的理想源区(侯增谦等, 2004)。本区花岗斑岩源自底侵加厚下地壳, 具C型埃达克岩地球化学亲合性和显著地壳幔混合源特点, 表明其具备成矿作用发生的物质基础, 有较好的成矿潜力。

6 结 论

(1) 小龙潭矿区花岗斑岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为34.7±0.3 Ma, 属喜马拉雅期古近纪始新世岩浆活动产物。

(2) 岩石地球化学特征显示, 小龙潭矿区花岗斑岩相对富碱、低MgO、TiO2, 富集Rb、Ba、U等大离子亲石元素, 亏损Nb、Ta、Zr、Ti、Hf等高场强元素, 属于准铝质‒弱过铝质钾玄岩系列的富碱斑岩, 具有显著的C型埃达克质岩地球化学特征。

(3) 小龙潭矿区花岗斑岩形成于印度‒欧亚板块晚碰撞期力学性质由挤压向伸展转化动力学环境, 是由底侵作用带入的幔源岩浆与石榴角闪岩相加厚下地壳部分熔融的混合岩浆侵位形成的, 源区具显著壳幔混合特点。幔源岩浆底侵在初始岩浆形成过程中不仅提供了热源, 还贡献了组分。小龙潭矿区花岗斑岩具备成矿作用发生的物质基础, 有较好的成矿潜力。

论文野外调查工作得到了中国科学院地球化学研究所严再飞副研究员、云南省有色地质局310队陈梁总工程师、张金学高级工程师以及中国地质大学(北京)王根厚教授的大力支持与帮助; 论文撰写过程中云南省有色地质局崔银亮教授级高工给予了悉心指导, 并提出了诸多宝贵建议; 中国地质大学(北京)赵志丹教授和另一位匿名审稿人提出了建设性修改意见, 在此一并深表谢意。

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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

云南省技术创新人才培养对象项目(202105AD160003)、第二次青藏高原综合科学考察研究项目(2019QZKK0802)、中国地质调查局项目(1212011120607)、云南省整装勘查项目(201100024)和云南省有色地质局项目(2013100001)联合资助。

徐恒(1981–), 男, 博士, 高级工程师, 主要从事地质科研与矿产勘查工作。Email: 306551439@qq.com

P588; P597

A

1001-1552(2021)05-0934-017

10.16539/j.ddgzyckx.2021.05.007