張垚垚 , 陳宣華 , 張 達, 莫宣學, 邵兆剛 , 趙澤南, 李興儉

1)中國地質(zhì)科學院, 自然資源部深地科學與探測技術(shù)實驗室, 北京 100037;2)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 100037;3)中國地質(zhì)大學(北京)地球科學與資源學院, 北京 100083; 4)河北省區(qū)域地質(zhì)調(diào)查院, 河北 廊坊 065000;5)新疆維吾爾自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)研究所, 新疆 烏魯木齊 830000

哀牢山造山帶是我國最重要的喜馬拉雅期造山型金礦帶(Hou et al., 2007; Sun et al., 2009; 鄧軍等, 2010, 2011; 楊立強等, 2010, 2011)。該金礦帶主要包括4個大型金礦床: 鎮(zhèn)沅金礦、墨江金礦、大坪金礦、長安金礦(Sun et al., 2009; 張垚垚等,2017)。前人在該區(qū)域開展大量工作, 在礦床地質(zhì)特征、礦體物質(zhì)組成、化學成分、圍巖蝕變、流體包裹體、成巖成礦年代學等方面取得豐碩成果(韓潤生等, 1997; Burnard et al., 1999; 江永宏和李勝榮,2004; 孫曉明等, 2006; 葛良勝等, 2007; 和中華等,2008; 陳衍景, 2010; 李士輝等, 2013; 鄧軍等, 2013,2014; Zhang et al., 2018)。長安金礦是2001年新發(fā)現(xiàn)的具有重要地質(zhì)意義和經(jīng)濟價值的礦床。長安金礦礦床地質(zhì)特征、礦床成因(和中華等, 2008; 郭春影等, 2009; 張靜等, 2010), 礦石礦物S、Pb同位素(應(yīng)漢龍等, 2006; Chen et al., 2010)和包裹體(Chen et al., 2010)等方面研究程度相對較高。礦床成因方面,主要存在與富堿斑巖有關(guān)的熱液礦床、類卡林型礦床和造山型礦床等認識(李士輝等, 2011; 田廣等,2014; 王慶飛等, 2020)。相比之下, 礦區(qū)內(nèi)與金礦化關(guān)系密切的正長斑巖巖石成因和巖漿演化等方面的研究卻鮮有報道(張靜等, 2010; 田廣等, 2014)。本文在系統(tǒng)野外調(diào)查的基礎(chǔ)上, 選取正長斑巖進行巖石學、地球化學、鋯石U-Pb、Lu-Hf同位素研究, 進而探討正長斑巖的巖石成因、巖漿源區(qū)特征及其形成的構(gòu)造環(huán)境。

1 地質(zhì)背景

1.1 區(qū)域地質(zhì)概況

哀牢山古特提斯造山帶位于華南板塊西側(cè)(Deng et al., 2010, 2014, 2017)(圖1a, b)。以哀牢山斷裂為界, 北東地層為下元古界哀牢山群; 南西地層為古生界, 其上為中、新生界地層(王明亮等,2014; 張垚垚等, 2017)。下元古界哀牢山群: 本群巖石具中深程度變質(zhì), 并伴隨有強烈的混合巖化, 巖性主要有片麻巖、變粒巖、片巖、石榴石二云片巖等, 多見線理、片麻理、褶皺等變形(王明亮等,2014)。古生界分布于哀牢山斷裂和九甲—安定斷裂之間, 巖性組合為碎屑巖、碳酸鹽巖和火山沉積巖,受低級區(qū)域變質(zhì)作用影響, 巖石具低綠片巖相。中生界該套地層于九甲—安定斷裂間, 在鎮(zhèn)沅北西出露較窄。新生界主要為碎屑巖夾碳酸鹽沉積, 低洼處第四系覆蓋。

圖1 哀牢山造山帶區(qū)域地質(zhì)圖(據(jù)Zhao and Guo, 2012修改)Fig. 1 Regional geological map of the Ailaoshan orogenic belt (modified from Zhao and Guo, 2012)

哀牢山地區(qū)位于青藏高原東南緣, 構(gòu)造運動強烈(黃學猛等, 2017)。從東向西, 分布有紅河斷裂、哀牢山斷裂、九甲—安定斷裂和九甲—阿墨江斷裂。紅河斷裂帶走向北西, 北西段傾向北東, 南東段傾向南西。哀牢山斷裂帶走向 285°～300°, 傾向北東,傾角 30°～70°, 甚至陡立(陳耀煌等, 2014)。九甲—阿墨江斷裂帶總體呈北西—南東向延伸, 斷面產(chǎn)狀穩(wěn)定, 傾向北東, 傾角 40°～80°。

本區(qū)巖漿活動從晉寧期持續(xù)到喜馬拉雅期, 巖漿巖種類豐富, 巖漿巖發(fā)育形態(tài)、規(guī)模和展布受區(qū)內(nèi)主要深大斷裂的制約和控制。巖漿巖包括超基性和基性巖、中性巖、酸性巖和堿性巖。超基性和基性巖分為兩段, 北西段, 超基性巖墨江金廠巖體為鎂質(zhì)超基性巖, 基性巖為老王寨粗玄武巖, 南段超基性巖包括純橄巖、橄欖巖等, 基性巖為輝長(輝綠)巖。煌斑巖多呈北西向脈狀、透鏡狀展布。中性巖主要分布在大坪桃家寨, 巖性為閃長巖。酸性巖分布廣泛。堿性巖包括正長斑巖等。

1.2 礦區(qū)地質(zhì)特征

礦區(qū)地層從下奧陶統(tǒng)到三疊系均有出露, 巖漿活動發(fā)育, 金礦主要產(chǎn)于受斷裂控制的破碎帶內(nèi)(張靜等, 2010)。長安金礦主要由長安礦段、銅廠礦段組成, 長安礦段(圖2)具體如下:

礦區(qū)內(nèi)地層包括奧陶系、志留系和第四系。奧陶系出露地層為下奧陶統(tǒng)向陽組, 包括兩個段, 第二段進一步劃分為四個亞段(李華等, 2015), 其中第三亞段為主要含礦地層。第三亞段為淺灰色、灰黃色粉砂巖、細砂巖, 頂、底部均為灰褐色底礫砂巖,巖石多具硅化, 黃鐵礦化。在與康廊組接觸帶東側(cè),形成水平厚60～180 m不等蝕變碎裂巖(巖性分界帶東側(cè)為長安金礦主礦體分布區(qū)域)。地層走向近東西,傾向北, 與 F6碎裂巖帶大角度相交, 為長安礦區(qū)主要含礦地層。志留系出露地層為中上志留統(tǒng)康廊組,出露巖石為灰質(zhì)白云巖, 地層走向北北西, 傾向北東。

礦區(qū)構(gòu)造復雜, 斷裂發(fā)育。以礦區(qū)主要斷裂F5和F6為例簡單介紹。甘河斷裂(F5): 走向北西, 南傾,傾角80°, 破碎帶寬度100～200 m, 內(nèi)含10.8 m厚的斷層泥。F6: 為一蝕變碎裂巖帶, 在長安金礦區(qū)總體走向北西, 傾向北東, 傾角上緩下陡, 平均大于80°。破碎帶寬度60～285 m不等, 內(nèi)含水平厚小于2 m的糜棱巖, 是礦區(qū)主要含金控礦構(gòu)造(李士輝等,2013)。

礦區(qū)內(nèi)出露巖漿巖包括正長斑巖、二長斑巖、輝綠巖、煌斑巖等, 多呈巖脈、巖株產(chǎn)出(郭春影等,2009), 金礦體常與脈巖共生或相互切穿。正長斑巖:多呈巖株、巖枝、巖席產(chǎn)出。

2 樣品采集和實驗方法

在系統(tǒng)野外地質(zhì)調(diào)查的基礎(chǔ)上, 采集 4件新鮮弱蝕變樣品, 開展鏡下鑒定工作以及地球化學分析,其中1件同時進行鋯石U-Pb年齡及鋯石Hf同位素分析, 采樣位置見圖2。

圖2 長安金礦田地質(zhì)簡圖(據(jù)和中華等, 2008修改)Fig. 2 Sketch geological map of the Chang’an gold ore field (modified from HE et al., 2008)

正長斑巖: 呈淺肉紅色到灰白色。斑狀結(jié)構(gòu), 塊狀構(gòu)造。斑晶主要為正長石, 大小 1～5 mm, 板狀,發(fā)育卡式雙晶, 含量約45%; 斜長石, 大小1～3 mm,條帶狀, 發(fā)育聚片雙晶, 含量約 25%, 可見少量石英斑晶?；|(zhì)主要為隱晶質(zhì)等。巖石具黏土化, 黃鐵礦化(圖3)。

圖3 長安金礦田正長斑巖野外與顯微照片F(xiàn)ig. 3 Field photographs and microphotographs of the syenite porphyries in the Chang’an gold deposit

正長斑巖巖石主量元素、稀土元素和微量元素分析是在中國地質(zhì)科學院地球物理地球化學勘查研究所實驗室進行。主量元素分析方法為 XRF, 執(zhí)行標準為 GB/B14506.28-1993, H2O+執(zhí)行標準為GB/T14506.2-1993, 燒失量(LOI)執(zhí)行標準為LY/T1253-1999; 稀土元素分析方法為 ICP-MS, 執(zhí)行標準為DZ/T0223-2001, 微量元素用X熒光光譜儀2100測試, 執(zhí)行標準為JY/T016-1996, 測試精度符合要求。

鋯石由河北省區(qū)域地質(zhì)調(diào)查院完成分選和制靶, 鋯石透反射及陰極熒光(CL)在北京鋯年領(lǐng)航科技有限公司完成, 分析測試在中國地質(zhì)調(diào)查局天津地質(zhì)調(diào)查中心同位素實驗室完成。測年分析儀器為激光燒蝕多接收器電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(LA-ICP-MS), 激光波長 193 nm, 激光能量密度13～14 J·cm-2, 頻率 8～10 Hz, 激光剝蝕束斑直徑35 μm, 激光剝蝕物以氦為載氣進入Neptune。標準樣品為91500, 數(shù)據(jù)處理采用ICP-Ms DataCal程序和Isoplot程序進行, 計算鋯石加權(quán)平均年齡和繪制協(xié)和圖。詳細的儀器操作條件和數(shù)據(jù)處理方法見Liu et al.(2010)。

鋯石 Hf同位素測試在中國地質(zhì)調(diào)查局天津地質(zhì)調(diào)查中心同位素實驗室進行。分析儀器為激光剝蝕電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(LA-ICP-MS), 激光剝蝕系統(tǒng)為UP193FX型193 nm 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193 nm, 脈沖寬度＜4 ns, 激光束斑直徑為35 μm, 采用He為剝蝕物質(zhì)載氣。采用Plesovice(年齡為(337±0.37) Ma)(Sláma et al., 2008)作為外標樣進行基體校正。Hf的地幔模式年齡計算中, 虧損地幔176Hf/177Hf現(xiàn)在值采用 0.283 25,176Lu/177Hf采用0.038 4(Griffin et al., 2000), 地殼模式年齡計算時采用平均地殼的176Lu/177Hf=0.015(Griffin et al., 2002)。

3 測試結(jié)果

3.1 主量元素

正長斑巖燒失量(LOI)為1.87%～2.21%, 總量為99.75%～99.83%, 燒失量及總量符合標準, 所測地球化學數(shù)據(jù)能夠有效反應(yīng)巖石特征(表1)。樣品SiO2含量為 68.00%～70.43%, 為酸性巖; TiO2含量0.19%～0.21%; Al2O3含量 15.19%～16.89%; Fe2O3含量為 0.59%～1.00%; MgO 含量為 0.76%～1.11%;K2O含量為4.49%～5.19%; Na2O含量3.34%～3.66%;Na2O+K2O含量為8.15%～8.76%。正長斑巖TAS圖解中, 樣品投點于石英二長巖、花崗巖交界區(qū)域,屬于亞堿性系列, 具有高堿特征(圖 4)。正長斑巖K2O-SiO2圖解(圖 5)中樣品投點于高鉀鈣堿性系列和鉀玄巖系列邊界區(qū)域, 具高K特征。巖石分異指數(shù) DI為 84.88～85.80, 分異程度略低, 鋁飽和指數(shù)A/CNK為1.10～1.45, 為強鋁質(zhì)巖石。

圖4 正長斑巖TAS分類圖解(據(jù)Middlemost, 1994)Fig. 4 SiO2-(K2O+Na2O) plot of syenite porphyries(after Middlemost, 1994)

圖5 正長斑巖K2O-SiO2圖解(據(jù)Middlemost, 1985)Fig. 5 K2O-SiO2 plot of syenite porphyries(after Middlemost, 1985)

3.2 稀土元素

正長斑巖稀土含量較低, ΣREE 為71.52×10-6～76.43×10-6, 輕 稀 土 LREE 含 量 為67.79×10-6～72.496×10-6, 重 稀 土 HREE 含 量 為3.73×10-6～3.94×10-6(表 1)。 輕 /重 稀 土 比 值 為17.82～18.42, (La/Yb)N為 25.55～31.48, (Ce/Yb)N為41.75～51.44, 輕重稀土分異程度較大; (La/Sm)N為3.80～4.54, 輕稀土分異程度較低; (Gd/Yb)N為3.61～3.77, 重稀土分異程度較低; δEu 為 0.81～0.86,具弱負異常; δCe為1.15～1.33, 具弱正異常。稀土配分曲線右傾, 輕稀土富集, 重稀土虧損(圖6)。

圖6 正長斑巖稀土元素球粒隕石標準化分布型式圖(標準化數(shù)據(jù)據(jù)Sun and McDonough, 1989)Fig. 6 Syenite porphyry chondrite-normalized REE patterns (normalization values according to Sun and McDonough, 1989)

3.3 微量元素

正長斑巖 Rb、Ba、Th、K等大離子親石元素富集、高場強元素虧損, Nb、Ta負異常(圖7)。

圖7 正長斑巖微量元素原始地幔標準化蛛網(wǎng)圖(標準化數(shù)據(jù)據(jù)Sun and McDonough, 1989)Fig. 7 Syenite porphyries primitive-mantle-normalized trace element spider diagram (normalization values according to Sun and McDonough, 1989)

3.4 鋯石U-Pb年齡

正長斑巖(CA14)鋯石自形程度較好, 呈長柱狀,較為完整, 個別略有破碎, 具金剛光澤, 發(fā)育震蕩環(huán)帶, 具巖漿成因特征(Rubatto and Gebauer, 2000)。鋯石CL圖像較暗(圖8), 具高Th、U特征。測試位置震蕩環(huán)帶發(fā)育, 無裂隙、包裹體。鋯石 Th含量198.35×10-6～2 862.56×10-6, U 含量 1 075.01×10-6～2 711.1×10-6(表 2), Th/U 比值 0.09～1.30, 除個別點外, 比值多＞0.1, 為巖漿成因鋯石(Cleasson et al.,2000)。樣品鋯石206Pb/238U分析點呈點群分布, 分布較為集中, 年齡值為((33.7±0.41)～(35.7±0.40)) Ma,加權(quán)平均值為(34.7±0.3) Ma(MSWD=1.9), 說明巖體形成于始新世晚期(圖8)。

圖8 正長斑巖(CA-14)鋯石陰極發(fā)光照片(a)及U-Pb年齡協(xié)和圖(b)Fig. 8 Cathodoluminescence (CL) images of zircons (a) and LA-ICP-MS zircon U-Pb concordia diagram of syenite porphyries (CA-14) (b)

表2 正長斑巖LA-ICP-MS 鋯石U-Pb數(shù)據(jù)Table 2LA-ICP-MS zircon U-Pb data of syenite porphyry zircons

3.5 鋯石Lu-Hf同位素

176Lu/177Hf比值為 0.000 748～0.001 901, 小于0.002, 表明鋯石可以用初始176Hf/177Hf比值代表形成時的Hf同位素組成(吳福元等, 2007)。176Hf/177Hf初始比值和εHf(t)值根據(jù)同一鋯石U-Pb測年數(shù)據(jù)計算; 二階段模式年齡(TDMC)根據(jù)虧損幔源計算(Griffin et al., 2000)。測定結(jié)果顯示, 13個測試點獲得的鋯石Hf同位素176Hf/177Hf比值較為穩(wěn)定, 比值為0.282 676～0.282 809,176Yb/177Hf比值為0.017 046～0.050 515, fLu/Hf為-0.98 ～ -0.94, 鋯石 εHf(t)為-2.65～2.02, 變化范圍較大, 表明巖體可能具有不均一的鋯石 Hf同位素組成(圖 9)。鋯石 Hf單階段模式年齡(TDM)為629.95～821.54 Ma, 二階段模式年齡(TDMC)為 1 378.52～1 801.25 Ma(表 3)。

表3 正長斑巖鋯石LA-ICP-MS Lu-Hf分析結(jié)果Table 3 LA-ICP-MS Lu-Hf analysis results of syenite porphyry zircons

圖9 正長斑巖鋯石εHf(t)-t圖(底圖據(jù)吳福元等, 2007)Fig. 9 εHf(t) versus age diagram (base image according to WU et al., 2007)

4 討論

4.1 巖體形成時代及其地質(zhì)意義

鋯石U-Pb測年技術(shù)成熟、穩(wěn)定, 同位素體系封閉溫度高(Lee et al., 1997; 吳元保和鄭永飛, 2004)。本次工作采用LA-ICP-MS鋯石U-Pb方法測試, 選擇完整不破碎, 自形程度好, 不發(fā)育裂隙及包裹體的鋯石, 在發(fā)育震蕩環(huán)帶的位置打點, 年齡呈點群分布, 加權(quán)平均值為(34.7±0.3) Ma。田廣等(2014)對侵入礦體的正長斑巖脈進行 LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 測年, 結(jié)果為(33.0±0.1) Ma; 張超等(2014)對銅廠正長斑巖進行測年, 結(jié)果為(35.8±0.4) Ma, 本次測年結(jié)果在誤差范圍內(nèi)與前人測試結(jié)果一致, 表明巖體形成于晚始新世。野外調(diào)查表明, 礦體產(chǎn)在正長斑巖旁側(cè), 正長斑巖巖株和巖脈中少見礦化。和中華等(2008)對長安金礦床地層、巖漿巖、礦石等成礦元素進行研究, 表明正長斑巖、輝綠巖、煌斑巖是與長安金礦關(guān)系最為密切的巖漿巖, 為長安金礦提供了部分成礦物質(zhì)來源。田廣等(2014)通過 S同位素的研究認為, 長安金礦的礦石和圍巖中形成黃鐵礦的硫主要源自巖漿熱液, 王登紅等(2004)認為巖漿期后熱液礦床的成礦時代晚于成巖時代的0.5～3 Ma。張靜等(2010)研究認為, 受喜馬拉雅期印度-歐亞大陸碰撞的影響, 產(chǎn)生大規(guī)模富堿巖漿活動, 沿斷裂上侵形成正長斑巖等富堿侵入巖, 同時為成礦提供熱動力。前人研究結(jié)果均表明富堿正長斑巖為致礦侵入體(Chen et al., 2010; 張靜等, 2010;田廣等, 2014; 張超等, 2014), 因此長安金礦的成礦作用應(yīng)該發(fā)生在34 Ma左右。

4.2 巖石成因

正長斑巖SiO2含量為68.00%～70.43%, 為花崗質(zhì)巖石。巖石稀土配分曲線呈右傾, 具弱Eu負異常,Zr 含量為 128.70×10-6～132.30×10-6, Zr+Nb+Ce+Y為 173.44×10-6～180.42×10-6, 與 A 型花崗巖特征差異較大(Collins et al., 1982)。巖石 A/CNK為1.10～1.45, 為強鋁質(zhì)巖石, CIPW標準礦物計算中出現(xiàn)標準剛玉分子(C)(1.63～2.46), 表明巖石具有S型花崗巖特征。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; Barth et al., 2000)。正長斑巖Nb/Ta比值為8.03～8.86遠小于地幔平均值(60), 略小于地殼平均值(10)(Wedepohl, 1995), 變化較小, 表明巖漿源區(qū)主要為殼源物質(zhì), 巖漿源區(qū)成分較為均一。鋯石 fLu/Hf為-0.98 ～ -0.94＜硅鋁質(zhì)地殼(-0.72), εHf(t)整體為負值, 僅少數(shù)為正值, 表明巖漿源區(qū)主要為陸殼物質(zhì)。綜合認為正長斑巖為S型花崗巖。

4.3 埃達克巖及巖漿源區(qū)特征

埃達克巖(adakite)的地球化學標志為SiO2≥56%,MgO＜3%, Al2O3≥15%, Y＜18×10-6, Yb＜1.9×10-6,Sr＞400×10-6, LREE 富集, 無 Eu的負異常(Defant and Drummond, 1990)。

正長斑巖 SiO2含量為 68.00%～70.43%, Al2O3含量為15.19%～16.89%, MgO含量0.76%～1.11%, Y含 量 4.39×10-6～4.71×10-6, Yb 含 量 0.35×10-6～0.37×10-6, Sr含量 313.70×10-6～391.90×10-6。正長斑巖(La/Yb)N-YbN圖解(圖 10a)及 Sr/Y-Y 圖解(圖10b)中樣品投點于埃達克巖區(qū)域。認為巖石具埃達克巖特征。

圖10 正長斑巖(La/Yb)N-YbN圖解(a)及Sr/Y-Y圖解(b)(底圖據(jù)Defant and Drummond, 1990)Fig. 10 (La/Yb)N-YbN diagram (a) and Sr/Y-Y diagram (b) of syenite porphyries(base image according to Defant and Drummond, 1990)

埃達克巖成因模式分為四類: ①俯沖洋殼板片的部分熔融(Defant and Drummond, 1990) ; ②底侵玄武質(zhì)下地殼的部分熔融(Atherton and Petford,1993); ③拆沉下地殼(Xu et al., 2002); ④增厚下地殼的部分熔融(Chung et al., 2003)。正長斑巖形成于晚始新世, 新特提斯洋已經(jīng)閉合, Rb/Sr比值為0.43～0.62, 與俯沖板片部分熔融產(chǎn)生的埃達克巖Rb/Sr比值(＜0.05)差異較大。正長斑巖鋯石中未見繼承鋯石, MgO含量為 0.76%～1.11%, 不具有高鎂特征, 與拆沉下地殼熔融形成的巖石特征不符(Gao et al., 2004)。正長斑巖 Mg#為56～66, 與加厚下地殼部分熔融形成的巖石具低Mg#(＜45)(Sen and Dunn,1994)特征不符。正長斑巖Mg#較高, εHf(t)存在部分正值, 礦區(qū)及周邊出露同時期煌斑巖等幔源巖漿巖,表明同時期存在大規(guī)模幔源巖漿底侵活動, 符合底侵成因埃達克巖特征(Furlong and Fountain, 1986)。綜合分析認為, 正長斑巖為底侵玄武質(zhì)下地殼部分熔融成因。

花崗巖類中Sr、Y元素與其巖漿源區(qū)特征關(guān)系密切(Defant and Drummond, 1990)。稀土元素Yb主要賦存在石榴石中, Dy、Ho主要賦存于角閃石中(Sisson, 1994)。巖漿源區(qū)殘留少量石榴石(10%)時,部分熔融產(chǎn)生的花崗質(zhì)巖石具有埃達克巖特征(Hollocher et al., 2002)。前已述及, 正長斑巖為埃達克巖, 表明巖漿源區(qū)存在石榴石。巖體REE配分曲線較為平緩, 具 Nb、Ta負異常, Y/Yb比值為12.54～13.06, 表明巖漿源區(qū)存在大量角閃石, 與殘留相主要為石榴石不符(葛小月等, 2002)。微量元素蛛網(wǎng)圖中Ti無明顯負異常, 無法確定是否存在金紅石。因此, 巖漿源區(qū)為角閃榴輝巖相, 礦物組合為角閃石+石榴石±金紅石, 主要為角閃石, 石榴石少。

4.4 構(gòu)造背景探討

前人研究表明, 高場強元素通常不受后期熱液蝕變和中低變質(zhì)作用影響, 其地球化學特征可以用于確定巖石形成構(gòu)造環(huán)境(Pearce and Cann, 1973)。Ta、Nb、Yb、Y、Rb等高場強元素被認為能夠有效區(qū)分板內(nèi)花崗巖(WPG)、火山弧花崗巖(VAG)、碰撞帶花崗巖(syn-COLG)和大洋脊花崗巖(ORG)等構(gòu)造環(huán)境(Pearce et al., 1984)。正長斑巖Rb-Yb+Nb構(gòu)造判別圖解(圖 11a)中樣品投點于同碰撞區(qū)域,Rb-Yb+Ta構(gòu)造判別圖解(圖11b)中樣品投點于同碰撞和火山弧邊界區(qū)域, Nb-Y判別圖解(圖 11c)中樣品投點于火山弧與同碰撞環(huán)境中, Ta-Yb構(gòu)造判別圖解(圖 11d)中樣品投點于同碰撞和火山弧邊界區(qū)域, R2-R1構(gòu)造判別圖解(圖12)中樣品多位于同碰撞區(qū)域, 少數(shù)點投影于同碰撞與晚造山期花崗巖邊界區(qū)域。上述地球化學數(shù)據(jù)投圖結(jié)果表明正長斑巖具有碰撞構(gòu)造環(huán)境花崗巖特征, 并具有微弱的由火山弧過渡特征。

圖11 花崗巖類微量元素構(gòu)造環(huán)境判別圖解(底圖據(jù)Pearce et al., 1984)Fig. 11 Tectonic discrimination diagrams for the granites (base image according to Pearce et al., 1984)

已有成果表明, 后碰撞花崗巖形成于主碰撞事件之后, 時空分布演化特征是確定后碰撞花崗巖最重要依據(jù), 高精度年代學研究能夠確定主碰撞事件時限, 從而限定后碰撞花崗巖巖漿活動上限(韓寶福, 2007)。前人研究成果表明, 喜馬拉雅期以來(65 Ma), 印度、歐亞大陸之間的碰撞作用導致三江地區(qū)處于陸內(nèi)擠壓匯聚環(huán)境(主碰撞擠壓階段(65～41 Ma, 侯增謙等, 2006b; 鄧軍等, 2011,2013))。主碰撞作用結(jié)束后, 伴隨著部分物質(zhì)和塊體向東南方向擠出, 哀牢山地區(qū)發(fā)育系列大型走滑斷裂(晚碰撞走滑階段(40～26 Ma, 侯增謙等, 2006a,2007; 鄧軍等, 2011, 2013))。印度大陸與歐亞大陸的持續(xù)匯聚, 青藏高原造山帶在始新世—漸新世進入晚碰撞階段, 形成巨型逆沖推覆和走滑斷裂系統(tǒng),導致藏東富堿斑巖、碳酸巖-正長巖的大規(guī)模產(chǎn)出(侯增謙等, 2006a, b)。始新世末期, 區(qū)域出現(xiàn)走滑斷層, 發(fā)育鉀質(zhì)、超鉀質(zhì)和堿性巖石, 表明青藏高原碰撞造山進入后碰撞階段(侯增謙等, 2006a; 呂鵬瑞等, 2020)。參照(Leigeois, 1998)分類方案,(～35 Ma)區(qū)域處于后碰撞構(gòu)造環(huán)境, 正長斑巖地球化學數(shù)據(jù)表明其具有同碰撞、火山弧、晚造山期等構(gòu)造花崗巖特征。綜合分析認為, 正長斑巖形成于后碰撞構(gòu)造環(huán)境。

青藏高原從主碰撞到后碰撞的構(gòu)造轉(zhuǎn)換, 導致了大規(guī)模的逆沖推覆-剪切走滑斷裂構(gòu)造系統(tǒng)(侯增謙, 2006a; 莫宣學, 2010), 活化早期形成的斷裂構(gòu)造, 同時構(gòu)造應(yīng)力轉(zhuǎn)換引起強烈的殼幔相互作用(大規(guī)模幔源巖漿底侵活動, 與正長斑巖的底侵成因埃達克巖特征相符), 導致了該地區(qū)的巖漿和熱液活動(楊立強等, 2010; 張靜等, 2010), 沿斷裂上升形成正長斑巖等富堿侵入巖和熱液流體。巖漿活動為成礦提供了熱動力, 促使熱液流體與礦區(qū)地層在造山作用下脫水產(chǎn)生的富CO2的變質(zhì)水混合?；旌狭黧w在地層、巖體裂隙的運移過程, 不斷溶解和萃取Au等成礦元素(張靜等, 2010; 李士輝等, 2011,2013)。運移至地殼淺表, 由于溫壓條件等因素的變化, Au等元素在適宜的空間卸載并富集成礦, 形成長安金礦。

5 結(jié)論

(1)正長斑巖為亞堿性系列強過鋁質(zhì)巖石,ΣREE含量較低, 輕重稀土分異程度較大, 稀土配分曲線右傾, 具δEu弱負異常和 δCe弱正異常, 大離子親石元素富集、高場強元素虧損特征, 具Nb、Ta負異常, 為S型花崗巖。

(2)正長斑巖花崗斑巖鋯石發(fā)育震蕩環(huán)帶, Th/U為 0.09～1.30, 加 權(quán) 平 均 值 為 (34.7±0.3) Ma,MSWD=1.9, 形成于始新世晚期。

(3)正長斑巖 fLu/Hf為-0.98 ～ -0.94, 鋯石 εHf(t)為-2.65～2.02, 鋯石 Hf單階段模式年齡(TDM)為629.95～821.54 Ma, 二 階 段 模 式 年 齡 (TDMC)為1 378.52～1 801.25 Ma, 巖漿源區(qū)主要來自于古老地殼物質(zhì)和少量虧損地幔。

(4)正長斑巖形成于晚始新世后碰撞環(huán)境。

致謝: 感謝云南黃金礦業(yè)集團股份有限公司高級工程師唐貫宗、董云濤以及中國地質(zhì)科學院王永超、韓樂樂等在野外工作和室內(nèi)制圖中提供的幫助。特別感謝評審專家給予本文的建設(shè)性修改意見。

Acknowledgements:

This study was supported by China Geological Survey (Nos. DD20190011 and DD20201165), and Central Public-interest Scientific Institution Basal Research Fund (No. JKY202011).