張垚垚 張達 陳宣華 莫宣學 趙澤南 霍海龍

1. 中國地質(zhì)大學(北京)地球科學與資源學院，北京 1000832. 中國地質(zhì)科學院，北京 1000373. 中國地質(zhì)調(diào)查局，中國地質(zhì)科學院地球深部探測中心，北京 1000374. 河北省區(qū)域地質(zhì)調(diào)查院，廊坊 0650005. 中國地質(zhì)科學院地質(zhì)力學研究所，北京 100081

三江特提斯造山帶位于歐亞板塊、印度板塊和太平洋板塊的構造交匯處(Wangetal., 2018)，一直以來以其獨特的構造演化歷史備受研究者的青睞(Tapponnieretal., 1990, 2001; Moetal., 1994; 潘桂棠等, 2003; Jianetal., 2009a, b; 莫宣學和潘桂棠, 2006; Dengetal., 2014)。三江特提斯造山帶中，中特提斯及新特提斯構造事件的構造變形較為普遍，而古特提斯由于構造演化的復雜性和研究程度的局限性，在一些關鍵問題如洋盆閉合時代、巖漿巖在古特提斯演化中的位置等一直具有爭議(張旗等, 1988; 鐘大賚, 1998; Fanetal., 2010; 李龔健等, 2013; Xuetal., 2019)。

古特提斯主要包括兩個分支：昌寧-孟連縫合帶和金沙江-哀牢山縫合帶(Metcalfe, 2006; Jianetal., 2009b)。金沙江-哀牢山縫合帶連接了特提斯-喜馬拉雅構造域和太平洋構造域，顯示了華南板塊和印支板塊的地質(zhì)親緣關系，是了解古特提斯構造演化的關鍵區(qū)域(潘裕生, 1999; Xuetal., 2019)。目前，金山江縫合帶碰撞型巖漿巖已有許多年代學和地球化學的報道，豐富了古特提斯演化的資料(高睿等, 2010; 楊喜安等, 2013; Zhuetal., 2011)。王保弟等(2011)測得德欽地區(qū)人支雪峰山組雙峰式火山巖套中流紋巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為249～247Ma，認為金沙江縫合帶在早三疊世已進入后碰撞伸展時期。Zietal.(2012)測得攀天閣組流紋巖SHRIMP鋯石U-Pb年齡為245～237Ma，結合Sr-Nd同位素，認為該火山巖為金沙江洋閉合造山后伸展作用的產(chǎn)物。相比之下，哀牢山構造帶內(nèi)可限制哀牢山洋閉合時限的巖漿巖的研究則略微不足。

位于哀牢山構造帶中段的鎮(zhèn)沅金礦酸性巖發(fā)育，前人研究主要集中于礦床地質(zhì)特征、礦床成因等方面而忽視了礦區(qū)花崗斑巖的構造意義(胡云中和唐尚鶉, 1995; 何明友和胡瑞忠, 1996; Burnardetal., 1999; 黃智龍等, 1999; 薛傳東等, 2002; 楊立強等, 2010, 2011; 梁業(yè)恒等, 2011; 鄧碧平等, 2013; 鄧軍等, 2013; 趙凱等, 2013)。本文以礦區(qū)花崗斑巖為研究對象，通過系統(tǒng)分析其礦物學、地球化學、同位素年代學、Lu-Hf同位素特征，探討其巖漿源區(qū)與巖石成因，進而對古特提斯洋的演化提供相關的信息。

1 地質(zhì)背景

1.1 區(qū)域地質(zhì)概況

三江古特提斯造山帶是東特提斯構造域的一個重要分支，且保留了亞洲東南部特提斯構造域演化的記錄(Wangetal., 2014a, b, 2015a, b, 2016)。構造上，哀牢山古特提斯造山帶位于西南三江地區(qū)的東南，華南板塊的西側(鄧軍等, 2010; Dengetal., 2014, 2017; Wangetal., 2014c; 楊立飛等, 2016)。由于長期的構造演化，該變形變質(zhì)帶呈現(xiàn)掃帚狀，位于揚子地塊和思茅地塊之間(Wangetal., 2015b, 2016; 杜斌等, 2016)。哀牢山造山帶北西起于彌渡牛街，向南東于金平一帶延伸出國外。該區(qū)處于三條斷裂帶間的構造-巖漿巖-變質(zhì)帶，北西窄而南東寬(圖1)。區(qū)內(nèi)構造復雜，巖漿活動頻繁，變質(zhì)作用強烈，成礦流體、成礦物質(zhì)和成礦作用活躍，顯然是受控于三條構造斷裂帶。鎮(zhèn)沅金礦、墨江金礦、大坪金礦和長安金礦等，都位于該構造帶內(nèi)。

圖1 哀牢山造山帶區(qū)域地質(zhì)圖(a)及研究區(qū)在中國大地構造圖中的位置(b)(據(jù)Zhao and Guo, 2012修改)Fig.1 Geological map of the Ailaoshan orogenic belt (a) and the location of the study area in China’s tectonic map (b) (modified after Zhao and Guo, 2012)

出露地層以哀牢山斷裂為界，北東為下元古界深變質(zhì)帶-哀牢山群；南西為古生界淺變質(zhì)帶，其上為中、新生界地層(王明亮等, 2014)。哀牢山巖群包括小羊街組(Pt1x)、阿龍組(Pt1a)、鳳港組(Pt1f)、烏都坑組(Pt1w)。小羊街下部巖性主要為二云片巖、黑云變粒巖，上部巖性主要為黑云斜長片麻巖、黑云角閃石巖。阿龍組下部巖性主要為角閃斜長片麻巖、角閃變粒巖、透輝大理巖等，上部巖性主要為大理巖、黑云角閃變粒巖、斜長角閃巖。鳳港組下部巖性主要為夕線黑云二長片麻巖、石榴黑云角閃巖、黑云斜長變粒巖、淺粒巖，中上部巖性主要為斜長角閃巖、石榴斜長角閃巖、大理巖。烏都坑組下部巖性主要為混合巖化黑云斜長片麻巖和黑云角閃斜長片麻巖、角閃巖、片巖，上部巖性主要為含石英片巖、石墨片巖、大理巖。

本區(qū)巖漿活動具有多期性和長期性的特點，從加里東期到喜馬拉雅期均有；活動上既有噴發(fā)，又有侵入；既有熱接觸，又有冷接觸；從超基性巖到堿性巖，巖石具多類型的特征。巖石的產(chǎn)出形態(tài)、規(guī)模和展布均受到三條深大斷裂的制約和控制。酸性巖發(fā)育廣泛，主要出露于哀牢山斷裂之北東和南西兩側，其次沿九甲-阿墨江斷裂分布。

1.2 礦床特征

鎮(zhèn)沅金礦田位于哀牢山造山帶中段。礦區(qū)出露地層為晚古生界、中生界及新生界地層(圖2)。泥盆系上統(tǒng)庫獨木組上段(D3k2)，下部巖性主要為硅質(zhì)板巖和絹云硅質(zhì)板巖，中部巖性主要為含炭泥質(zhì)灰?guī)r；上部巖性主要為變質(zhì)細粒石英雜砂巖，有大量石英斑巖、花崗斑巖、煌斑巖脈侵入，為冬瓜林礦段主要容礦地層(蔡飛躍等, 2010)。石炭系下統(tǒng)梭山巖組下段(C1s1)巖性主要為泥晶灰?guī)r和含炭鈣質(zhì)板巖。石炭系下統(tǒng)梭山巖組上段(C1s2)巖性主要為含炭鈣質(zhì)板巖、含炭砂質(zhì)絹云板巖、變質(zhì)石英雜砂巖。二疊系下統(tǒng)那壯巖組(P1n)巖性主要為絹云千枚巖、變質(zhì)石英雜砂巖、鈣質(zhì)板巖。三疊系上統(tǒng)一碗水組下段二層(T3y1-2)巖性主要為凝灰質(zhì)粉砂巖、巖屑石英雜砂巖。第四系全新統(tǒng)(Qh)分布于河谷階地、山坡及洼地，主要為沖洪積和殘坡積。

圖2 鎮(zhèn)沅金礦田地質(zhì)簡圖(據(jù)林文信, 1992修改)Fig.2 Sketch geological map of Zhenyuan gold ore field (modified after Lin, 1992)

礦區(qū)巖漿巖發(fā)育，成群成帶分布，冬瓜林、搭橋箐、比幅、庫獨木礦段以煌斑巖和中酸性巖脈為主，老王寨、浪泥塘以超基性巖、基性巖、玄武巖為主。超基性巖主要為橄欖輝石巖和斜輝輝橄巖，中酸性巖脈主要為花崗斑巖(圖3a, b)、石英斑巖、花崗閃長斑巖。

圖3 鎮(zhèn)沅金礦田花崗斑巖野外與顯微照片(a)老王寨礦點花崗斑巖巖脈；(b)用于U-Pb測年的花崗斑巖(LWZ-02)手標本照片；(c、d)花崗斑巖斑晶以長石為主，次為石英，長石絹云母化，石英發(fā)生溶蝕. Q-石英；Pl-斜長石Fig.3 Field photos and hand specimen photograph of the granite porphyry in the Zhenyuan gold deposit(a) granite porphyry dike in Laowangzhai Mine; (b) hand specimen of granite porphyry (LWZ-02) used for U-Pb dating; (c, d) granite porphyry phenocryst is dominated by feldspar, secondly quartz, feldspar is sericitized, and the quartz is corroded. Q-quartz; Pl-plagioclase

礦床處于北西向九甲-安定斷裂帶與近東西向班卡河斷裂的斜接部位，以北西向構造為主，其次為東西向構造。構造以多期次推覆作用及繼承性韌性剪切作用為特征，發(fā)生強烈糜棱巖化，無根褶皺、流劈理發(fā)育。北西向斷裂較為發(fā)育，多為九甲-安定斷裂帶次級斷裂，構成了傾向北東，上陡下緩的背馱式逆沖斷裂帶。東西向斷裂為北西向斷裂派生的共軛構造，以左行走滑剪切為特征。

2 樣品采集和實驗方法

2.1 樣品采集及特征

在野外詳盡地質(zhì)調(diào)查的基礎上，在礦區(qū)的不同部位采集新鮮、弱蝕變樣品5件進行分析測試。鎮(zhèn)沅金礦田花崗斑巖呈淺灰色、灰白色，具斑狀結構，塊狀構造。斑晶為鉀長石、斜長石、石英、黑云母，斑晶粒徑多為0.2～1mm。鉀長石呈半自形-他形粒狀，含量10%～15%；斜長石呈半自形-他形粒狀，含量約10%；石英呈他形粒狀，含量5%～10%；黑云母呈片狀，含量2%～4%。基質(zhì)具微晶-隱晶結構(圖3c, d)，礦物成分為石英(16%～25%)、斜長石(30%～45%)、鉀長石(15%～20%)、黑云母(3%～5%)和磁鐵礦、榍石、鋯石(1%)。

2.2 實驗方法

樣品主量元素、稀土元素、微量元素分析工作由中國地質(zhì)科學院地球物理地球化學研究所實驗室完成。主量元素采用X熒光光譜儀3080E測試，執(zhí)行標準為GB/B14506.28—1993，H2O+執(zhí)行標準為GB/T14506.2—1993，LOI標準為LY/T1253—1999，分析誤差2%～8%；稀土元素和微量元素(Th、U、Hf、Ta)采用等離子質(zhì)譜(ICP-MS)Excell測試，執(zhí)行標準為DZ/T 0223—2001，微量元素Sr、Ba、Rb、Nb、Zr、Ga用X熒光光譜儀2100測試，執(zhí)行標準為JY/T 016—1996，分析精度大多數(shù)為10-8，少數(shù)為10-6(Zr和Ba)和10-7(Hf、Nb)，相對標準偏差小于10%。主量元素含量在歸一化之后用于各種圖解分析。

鋯石分選在河北省區(qū)域地質(zhì)調(diào)查院完成，樣品經(jīng)常規(guī)粉碎、磁選和重選，選出高純度鋯石，在雙目鏡下經(jīng)人工挑選出純度在99%以上的鋯石。將挑選好的鋯石粘貼在環(huán)氧樹脂表面，打磨拋光后露出鋯石的表面，制成靶樣。鋯石透、反射光及陰極熒光(CL)在北京鋯年領航科技有限公司完成，鋯石U-Pb年齡和Hf同位素在中國地質(zhì)調(diào)查局天津地質(zhì)礦產(chǎn)研究所同位素實驗室完成。

鋯石測年采用激光燒蝕多接收器電感耦合等離子體質(zhì)譜儀對鋯石進行U-Pb同位素分析。鋯石U-Pb分析采用193nm激光器對鋯石進行剝蝕，激光剝蝕束斑直徑為30μm，激光能量密度13～14J·cm-2，頻率為8～10Hz，激光剝蝕物以氦為載氣進入Neptune，利用動態(tài)變焦擴大色散可以同時接收質(zhì)量數(shù)相差較大的U-Pb同位素。采用Plesovice(年齡為337±0.37Ma)(Slámaetal., 2008)作為外標樣進行基體校正，普通鉛校正采用ComPbCorr#3.17校正程序(Andersen, 2002)。對采集的數(shù)據(jù)采用中國地質(zhì)大學劉勇勝博士研發(fā)的ICP-Ms DataCal程序和Kenneth R.Ludwig 的Isoplot程序進行處理，并繪制諧和圖等圖件，置信度為95%。詳細的儀器操作條件和數(shù)據(jù)處理方法件(Liuetal., 2010)。

鋯石Hf同位素分析測試工作在激光剝蝕電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(LA-ICP-MS)上完成。LA-ICP-MS激光剝蝕系統(tǒng)為美國NewWave公司生產(chǎn)的UP193FX型193nm ArF準分子系統(tǒng)，激光器來自于德國ATL公司，ICP-MS為Agilent 7500a。激光器波長為193nm，脈沖寬度<4ns，束斑直徑為35μm。采用鋯石標樣91500(176Hf/177Hf=0.282308±12(2σ))作為外標樣進行基體校正(Goolaertsetal., 2004)，數(shù)據(jù)計算和處理采用ICP-Ms DataCal程序完成(Liuetal., 2010)。

3 測試結果

3.1 主量元素

花崗斑巖SiO2的含量為65.30%～70.79%，為中酸性巖石，Al2O3含量為13.42%～16.40%，全堿含量(K2O+Na2O)為3.28%～4.12%(表1)，與中國低鈣花崗質(zhì)巖石對比(史長義等, 2007)，堿含量差異較小并偏低。結合圖3c, d，表明樣品的K、Na等活動元素在蝕變作用下，可能發(fā)生了一定程度的遷移。因此，本文收集并整理研究區(qū)內(nèi)及附近同時代具有相似地質(zhì)意義的弱蝕變及未蝕變花崗巖數(shù)據(jù)共同進行巖石類型劃分、鋁飽和程度等判別(何平等, 2003; 孫崇波等, 2016)。在TAS圖解(圖4a)中樣品投點于花崗巖和花崗閃長巖范圍，樣品具亞堿性特征。在K2O-SiO2圖解(圖4b)中樣品投點于高鉀鈣堿性區(qū)域。巖石分異指數(shù)DI=Q+Or+Ab+Ne+Lc+Kp(CIPW計算數(shù)據(jù))，為65.58～74.67，同時巖石斑晶中含黑云母等暗色礦物，表明巖體不具有高分異特征，屬于低分異系列巖石，鋁飽和指數(shù)A/CNK為1.12～1.72，為強過鋁質(zhì)巖石(圖4c)。

圖4 鎮(zhèn)沅金礦田花崗巖類分類判別圖解(a) TAS分類圖解(據(jù)Middlemost, 1994)；(b) K2O-SiO2圖解(據(jù)Middlemost, 1985)；(c) A/NK-A/CNK圖解(據(jù)Maniar and Piccoli, 1989)；(d) A型花崗巖判別圖解(據(jù)Whalen et al., 1987)Fig.4 Classification and discriminant diagrams of granitoids in the Zhenyuan gold deposit(a) SiO2 vs. K2O+Na2O plot (Middlemost, 1994); (b) K2O vs. SiO2 plot (Middlemost, 1985); (c) A/NK vs. A/CNK plot (Maniar and Piccoli, 1989); (d) A-type granites classification plot (Whalen et al., 1987)

花崗斑巖的主量元素組成表現(xiàn)出狹窄而集中的變化，其主量元素含量分別是：TiO2含量為0.22%～0.34%，F(xiàn)eOT含量為2.05%～2.99%，MnO含量為0.06%～0.12%，CaO含量為2.82%～4.69%，MgO含量為0.49%～1.35%，P2O5含量為0.11%～0.15%，K2O含量為3.04%～3.92%和Na2O含量為0.20%～0.34%(表1)。在氧化物對SiO2的哈克圖解中，Al2O3、K2O、MgO和TiO2等氧化物均與SiO2呈良好的負相關線性關系(圖5)，暗示了可能存在鉀長石、鎂鐵質(zhì)礦物和鐵-鈦氧化物的結晶分異。

圖5 鎮(zhèn)沅金礦田花崗斑巖哈克圖解Fig.5 Harker diagrams for granite porphyry in the Zhenyuan gold deposit

表1 鎮(zhèn)沅金礦田花崗斑巖主量元素(wt%)、稀土和微量元素(×10-6)組成

3.2 稀土元素

花崗斑巖稀土元素含量較低，∑REE含量123×10-6～168×10-6，平均為145×10-6；LREE含量112×10-6～152×10-6，平均為131×10-6；HREE含量10.1×10-6～16.3×10-6，平均為13.9×10-6；輕重稀土比值LREE/HREE為6.90～13.4，平均為9.78；(La/Yb)N為6.53～14.7，平均為10.6；重稀土虧損，輕稀土富集，輕重稀土分異程度較高。稀土元素配分曲線為右傾型(圖6a)，δCe為0.92～1.14，平均為1.04，異常不明顯，δEu為0.70～0.78，平均為0.76，具弱負異常。

3.3 微量元素

花崗斑巖在E-MORB標準化曲線圖解中，樣品均顯示Rb、U、K、La等大離子親石元素(LILE)相對富集，Nb、Ta、Ti等高場強元素(HFSE)相對虧損，呈右傾(圖6b)。

圖6 鎮(zhèn)沅金礦田花崗巖類球粒隕石標準化稀土元素配分型式(a)和E-MORB標準化曲線(b) (標準化值據(jù)Sun and McDonough, 1989；成圖軟件據(jù)Yu et al., 2019)Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns (a) and E-MORB-normalized curves (b) for granite porphyry in the Zhenyuan gold deposit (a, normalization values after Sun and McDonough, 1989; Mapping software after Yu et al., 2019)

3.4 鋯石U-Pb年齡

花崗斑巖用于測試的鋯石自形程度良好，均呈自形短柱-長柱狀，只有少數(shù)錐頂被溶蝕，呈次渾圓狀，長約60～140μm，長寬比約1.5:1～3:1 (圖7)。陰極發(fā)光圖像表明鋯石發(fā)育震蕩環(huán)帶，具巖漿成因特征(Corfuetal., 2003)。選擇不發(fā)育裂隙和包裹體的鋯石進行年齡測試，在發(fā)育震蕩環(huán)帶的位置打點。鋯石Th含量100.6×10-6～298.6×10-6，U含量218.3×10-6～741.6×10-6，Th/U為0.36～0.61>0.1(表2)，為典型巖漿鋯石(Hoskin and Schaltegger, 2003; 吳元保和鄭永飛, 2004)。樣品中除12號測點偏差較大外，其他23個測點鋯石206Pb/238U年齡分布在246.7～264.6Ma之間，加權平均年齡為253.3±2.0Ma(MSWD=2.4)，表明巖體形成于晚二疊世(圖7)。

圖7 鎮(zhèn)沅金礦田花崗斑巖(LWZ-02)鋯石陰極發(fā)光照片及U-Pb年齡協(xié)和圖Fig.7 Cathodoluminescence (CL) images of zircons and LA-ICP-MS zircon U-Pb concordia diagram of the granite porphyry (LWZ-02) in the Zhenyuan gold deposit

3.5 鋯石Hf同位素特征

在進行U-Pb年齡測試的點位上挑選12個樣品點完成鋯石的Lu-Hf同位素測試，測試結果見表3。

表3 鎮(zhèn)沅金礦田花崗斑巖(LWZ-02)鋯石LA-ICP-MS Lu-Hf分析結果

花崗斑巖176Lu/177Hf比值為0.001381～0.002685，除7號測點外，其他測點的176Lu/177Hf比值小于0.002，表明鋯石在形成后，僅具有少量的放射性成因Hf積累，因而可以用初始176Hf/177Hf比值代表形成時的Hf同位素組成(吳福元等, 2007)。鋯石Hf同位素176Yb/177Hf比值為0.036415～0.065853，176Hf/177Hf比值為0.282593～0.282741，鋯石fLu/Hf為-0.92～-0.96，εHf(t)為-1.0～+4.1，平均為+1.21；鋯石Hf單階段模式年齡(tDM)為739～945Ma，二階段模式年齡(tDM2)為1.34～1.80Ga(圖8)。

圖8 鎮(zhèn)沅金礦田花崗斑巖鋯石εHf(t)-t圖(a、b)(底圖據(jù)吳福元等, 2007)及εHf(t)值(c)與二階段模式年齡(tDM2)直方圖(d)Fig.8 εHf(t) versus age diagram (a, b) (base map after Wu et al., 2007), histogram of εHf(t) values (c) and tDM2 values (d) for the granite porphyry in the Zhenyuan gold deposit

4 討論

4.1 巖體形成時代

礦區(qū)花崗斑巖形成時代前人研究較少。鋯石U-Pb 測年技術作為最成熟的同位素測年方法之一，當前已經(jīng)成為同位素年代學研究中最常用且最有效的方法之一(吳元保和鄭永飛, 2004)。鋯石定年具有易挑選、穩(wěn)定性強，同位素體系封閉溫度高等特點(Leeetal., 1997)。本次工作獲得鎮(zhèn)沅花崗斑巖鋯石206Pb/238U表面年齡加權平均值為253.3±2.0Ma(MSWD=2.4，N=23)，與李龔健等(2013)測得的加權平均年齡251.7±2.1Ma較為一致，表明巖體形成于晚二疊世。

4.2 巖石成因和巖漿源區(qū)

花崗巖分類方式較多，其中A型、S型、I型和M型分類應用較為廣泛(Chappell, 1999)。研究區(qū)花崗斑巖SiO2含量均值為67%，低Rb/Sr(1.1～1.5)值，低分異指數(shù)(DI=65.58～74.67)，高Zr/Hf(28～30，高分異花崗巖<25，Breiteretal., 2014)，高Cr(4.6×10-6～9.3×10-6)的特點；在哈克圖解中，主量元素部分隨SiO2含量的升高而降低。

花崗斑巖鏡下鑒定未見堿性暗色礦物，稀土配分曲線成右傾型，無明顯Eu負異常，Zr含量為127.1×10-6～176.2×10-6，Zr+Nb+Ce+Y為213.0×10-6～280.6×10-6，與A型花崗巖含暗色礦物、稀土配分曲線成海鷗型、具明顯Eu負異常、Zr>250×10-6及Zr+Nb+Ce+Y>350×10-6等特征明顯不符(Collinsetal., 1982)；高的Ga/Al值是A型花崗巖的主要特征之一，絕大多數(shù)A型花崗巖的10000×Ga/Al值均大于2.6，平均值約在3.9左右(Eby, 1992)，研究區(qū)花崗斑巖10000×Ga/Al值為1.83～1.98，明顯低于2.5。在Zr+Nb+Ce+Y-(K2O+Na2O)/CaO圖解中(圖4d)，所有樣品均落入非A型花崗巖中的未分異花崗巖區(qū)域，與巖石的低分異指數(shù)和高Zr/Hf值相一致。

研究區(qū)花崗斑巖SiO2含量65.30%～70.79%，變化范圍窄，巖漿來自富SiO2的源巖，這種狹窄的成分范圍是S型花崗巖不同于I型花崗巖的一個重要方面；花崗斑巖A/CNK為1.12～1.72>1.1，為強過鋁質(zhì)巖石，在A/NK-A/CNK判別圖中，投入I-S型花崗巖分界的S型一側(圖4c)；CIPW標準礦物計算中C(標準剛玉分子)為2.06～7.68，無透輝石。以上特征與I型花崗巖特征明顯不符，為S型花崗巖(Sylvester, 1998)。S型花崗巖多為沉積巖經(jīng)部分熔融后產(chǎn)生的A/CNK>1.1的花崗巖(Chappell and White, 1974)。在部分熔融的過程中，如無外來物質(zhì)加入Nb/Ta比值變化較小，同源巖漿Nb/Ta比值相同(Foley, 1984; Barthetal., 2000)?；◢彴邘rNb/Ta比值有較寬的變化范圍(7.94～12.68)，遠小于地幔平均值(60)，與地殼平均值相當(10)(Wedepohl, 1995)，表明巖體的原始巖漿以殼源物質(zhì)為主，受到了部分幔源巖漿的影響。

利用親濕巖漿元素(H)與親巖漿元素(M)的濃度比值對親濕巖漿元素的濃度作圖，平衡部分熔融的軌跡是一斜線，而分離結晶作用為一水平線。在La/Sm-La圖解中，晚二疊世花崗巖類主要表現(xiàn)出與巖漿的分離結晶過程有關(圖9)。

圖9 La/Sm-La圖解反映的巖漿巖成巖過程(據(jù)Allègre and Minster, 1978)Fig.9 Diagenesis process of magmatic rock shown in La/Sm vs. La diagram (after Allègre and Minster, 1978)

在Rb/Ba-Rb/Sr圖解中(圖10)，樣品點落入貧粘土源巖區(qū)，與實驗計算的砂質(zhì)來源熔體較為一致。以上分析說明研究區(qū)強過鋁質(zhì)花崗巖的源巖以砂質(zhì)巖為主，泥質(zhì)巖可能處于次要地位。砂質(zhì)源巖為主的花崗巖反映了巖漿活動應發(fā)生于加厚地殼的構造背景下，地殼物源區(qū)熔融作用的結果。鋯石εHf(t)為-1.0～4.1，以正值為主，投點介于虧損地幔演化線和地殼演化線之間。認為花崗斑巖巖漿源區(qū)是虧損地幔巖漿源與古老地殼物源的混合。花崗斑巖鋯石fLu/Hf為-0.92～-0.96，明顯小于大陸地殼(-0.72, Amelinetal., 1999)，因此二階段模式年齡可以真實反映其源區(qū)物質(zhì)從虧損地幔被抽取的時間(即其源區(qū)物質(zhì)在地殼的平均存留年齡)(Nebeletal., 2007)。鋯石Hf單階段模式年齡(tDM)為739～945Ma，二階段模式年齡(tDMC)為1336～1795Ma。哀牢山構造帶內(nèi)的前寒武深變質(zhì)巖系(哀牢山群等)的Nd同位素模式年齡集中在1600～1900Ma(朱炳泉等, 2001; 鐘大賚, 1998)，鋯石Hf模式年齡與哀牢山群變質(zhì)巖Nd模式年齡一致。翟明國和從柏林(1990)測得哀牢山群斜長角閃巖樣品的TiO2含量為0.3%～1.3%，K2O+Na2O為2.4%～4%，具有中度富集的輕稀土(LREE)和較虧損的高場強元素，研究區(qū)花崗斑巖顯示出相似的地球化學特征。結合巖石地球化學和鋯石Hf同位素特征，推測鎮(zhèn)沅金礦花崗斑巖的源巖可能是哀牢山群巖系中的變質(zhì)砂巖，表明古老地殼物質(zhì)可能來自于哀牢山巖群。

圖10 鎮(zhèn)沅金礦田花崗斑巖Rb/Ba-Rb/Sr圖解(據(jù)Collins et al., 1982)Fig.10 Rb/Ba vs. Rb/Sr diagram for granite porphyry in the Zhenyuan gold deposit (after Collins et al., 1982)

4.3 構造背景探討

高場強元素(HFSE)，如Nb、Ta、Th、Zr、Hf、HREE等，一般不受熱液蝕變和低于角閃巖相變質(zhì)作用的影響，能夠有效判別巖石構造環(huán)境(Pearce and Cann, 1973)。Rb、Y(Yb)、Nb(Ta)是被選擇區(qū)分大洋脊花崗巖(ORG)、火山弧花崗巖(VAG)、板內(nèi)花崗巖(WPG)和碰撞帶花崗巖(Syn-COLG)等大多數(shù)類型最為有效的判據(jù)(Pearceetal., 1984)。Rb-(Y+Nb)構造判別圖解(圖11a)中樣品投點于火山弧區(qū)域(Pearceetal., 1984)。Rb-(Yb+Ta)構造判別圖解(圖11b)中樣品投點于火山弧與同碰撞邊界區(qū)域。Nb-Y構造判別圖解(圖11c)中樣品投點于火山弧與同碰撞構造環(huán)境。Ta-Yb構造判別圖解(圖11d)中樣品投點于火山弧構造環(huán)境，靠近與碰撞構造環(huán)境的邊界區(qū)域。在(La/Yb)N-YbN和Sr/Y-Y圖解中，樣品點全部落入經(jīng)典的島弧花崗巖區(qū)域中(圖12)。

圖11 鎮(zhèn)沅金礦田花崗巖類微量元素構造環(huán)境判別圖解(底圖據(jù)Pearce et al., 1984)(a) Rb-(Y+Nb)圖解；(b) Rb-(Yb+Ta)圖解；(c) Nb-Y圖解；(d) Ta-Yb圖解.Syn-COLD-同碰撞花崗巖；post-COLD-同碰撞花崗巖；VAG-火山島弧花崗巖；WPG-板內(nèi)花崗巖；ORG-洋脊花崗巖Fig.11 Tectonic discrimination diagrams for the granite porphyry in the Zhenyuan gold deposit (base map after Pearce et al., 1984)(a) Rb vs. (Y+Nb) diagram; (b) Rb vs. (Yb+Ta) diagram; (c) Rb vs. Y diagram; (d) Ta vs. Yb diagram. Syn-COLG-syn-collision granite; post-COLD-post-collision granite; VAG-volcanic arc granite; WPG-within plate granite; ORG-ocean ridge granite

圖12 鎮(zhèn)沅金礦田花崗巖類(La/Yb)N-YbN(a)和Sr/Y-Y(b)圖解(底圖據(jù)Defant and Drummond, 1990)Fig.12 (La/Yb)N vs. YbN diagram and Sr/Y vs. Y diagram for the granite porphyry in the Zhenyuan gold deposit (base map after Defant and Drummond, 1990)

哀牢山洋盆閉合的時限，即由洋陸俯沖轉(zhuǎn)換為陸陸碰撞的時限，早期學者開展了大量的研究工作。哀牢山構造帶內(nèi)普遍發(fā)育三疊系一碗水組，鐘大賚(1998)根據(jù)上三疊統(tǒng)一碗水組磨拉石角度不整合于哀牢山蛇綠混雜巖之上，認為碰撞發(fā)生于中三疊世。大龍凱地區(qū)斜長輝石巖SHRIMP鋯石U-Pb年齡為245.6±1.4Ma，形成于后造山伸展背景產(chǎn)物，反映哀牢山洋早三疊世已經(jīng)消亡(Jianetal., 2009a, b)。劉翠等(2011)測得的綠春流紋巖的鋯石SHRIMP U-Pb年齡為247.3±1.8Ma，認為此時該地區(qū)已進入成熟島弧向陸陸碰撞的過渡階段。娘宗流紋斑巖鋯石U-Pb年齡為263.1±2.3Ma，表明哀牢山洋閉合造山作用于晚二疊世發(fā)生(趙德軍等, 2013)。Liuetal.(2013)揭示哀牢山變質(zhì)帶高壓麻粒巖相在249～230Ma之間的變質(zhì)事件，我們認為與晚二疊世-早三疊世的陸陸碰撞造山作用有關。李龔健等(2013)認為哀牢山洋的閉合時限開始于晚二疊世(～260Ma)，碰撞造山作用可能一直持續(xù)至中三疊世。劉匯川等(2013)研究新安寨高鉀過鋁質(zhì)二長花崗巖，認為該花崗巖體的構造環(huán)境為島弧向陸陸碰撞轉(zhuǎn)換或者同碰撞，巖漿為哀牢山群深熔作用成因，反映哀牢山洋閉合于晚二疊世-早三疊世；同時，新安寨花崗巖體被上三疊統(tǒng)高山寨組地層覆蓋，說明揚子板塊與思茅印支地塊的碰撞一直持續(xù)到晚三疊世早期。Xuetal.(2019)報道了哀牢山縫合線兩側三疊系沉積巖碎屑鋯石U-Pb年齡和Hf同位素特征，研究表明縫合線兩側中三疊世沉積物源具有明顯的相似性，表明陸陸碰撞發(fā)生在中三疊世之前。

綜上所述，認為哀牢山洋于晚二疊世(～255Ma)閉合，花崗斑巖形成于同碰撞構造環(huán)境。花崗斑巖的演化過程為：受印支構造事件的影響，晚二疊世末期，哀牢山洋盆閉合，哀牢山洋閉合造山作用產(chǎn)生的加厚地殼，受碰撞減壓作用引發(fā)地幔物質(zhì)熔融產(chǎn)生巖漿的底侵作用，地殼物質(zhì)被加熱，發(fā)生部分熔融，隨著幔源巖漿與地殼物質(zhì)的不斷作用，形成混合巖漿，即花崗斑巖的母巖漿。巖漿沿構造薄弱部位上升侵位至地殼淺部，經(jīng)歷結晶分異作用，最終形成了花崗斑巖(圖13)。Hf同位素特征顯示更多與印支板塊的親緣關系(Xuetal., 2019)。

圖13 晚二疊世-早三疊世哀牢山構造帶區(qū)域構造模式圖(據(jù)Xu et al., 2019修改)Fig.13 Schematic cartoon showing the Ailaoshan tectonic zone during Late Permian-Early Triassic (modified after Xu et al., 2019)

5 結論

(1)花崗斑巖為強過鋁質(zhì)亞堿性系列巖石，稀土配分曲線右傾，輕、重稀土分異程度略高，無明顯Ce異常，具弱Eu負異常，大離子親石元素富集，Nb、Ta負異常明顯，類地殼稀土元素配分型式，S型花崗巖。微量元素給出的巖石大地構造環(huán)境判別表明花崗斑巖形成于陸陸碰撞的構造環(huán)境。

(2)花崗斑巖鋯石發(fā)育震蕩環(huán)帶，Th/U為1.65～2.78，鋯石206Pb/238U年齡為246.7±2.51Ma～264.6±3.09Ma，加權平均年齡為253.3±2.0Ma，形成于晚二疊世。

(3)花崗斑巖鋯石fLu/Hf為-0.92～-0.96，εHf(t)為-1.0～4.1，Hf單階段模式年齡(tDM)為739～945Ma，二階段模式年齡(tDMC)為1336～1795Ma，巖漿源區(qū)主要來自于虧損地幔和古老地殼物質(zhì)(哀牢山群)。

(4)哀牢山洋于晚二疊世閉合，花崗斑巖限定了洋陸轉(zhuǎn)換的時限。

致謝野外工作受到了云南黃金有限責任公司王軍平教授級高工和雷恒永高級工程師的支持和幫助；研究工作得到了中國地質(zhì)大學(北京)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室狄永軍副教授、王長明教授的指導和幫助；繪圖工作得到了長春工程學院于秋野博士的大力幫助；審稿專家對論文提出了許多寶貴的意見和建議；在此一并致以衷心的感謝！