云南騰沖臘萊河鎢多金屬礦花崗巖地球化學特征及成因探討*

翟建軍 趙獻昆

（1.云南銅業礦產資源勘查開發有限公司；2.中國有色金屬工業昆明勘察設計研究院有限公司）

臘萊河矽卡巖型鎢多金屬礦床行政區劃隸屬云南騰沖縣滇灘鎮，大地構造位置位于岡底斯—念青唐古拉褶皺系（II）伯舒拉嶺—高黎貢山褶皺帶古永北緣棋盤石—騰沖大斷裂西側。礦床所屬的騰沖地塊地處怒江和密支那縫合帶的交匯部位，受印支—燕山運動的影響而發生強烈的構造變形，伴隨著頻繁的巖漿活動，其形成的碳酸鹽巖沉積地層和復雜的褶皺、斷裂構造格局為區內提供了優越的成礦條件。區內礦床（點）展布嚴格受構造、巖漿控制，以棋盤石—騰沖大斷裂為界，東、西兩側分別發育木梁河、小龍河、凍冰河、臘萊河鎢錫礦床及滇灘、銅廠山、老廠坪子鐵銅鉛鋅銀多金屬礦床（點），共同組成了滇西地區重要的多金屬礦田［1］。自上世紀80年代探明區內礦產以來，前人對區內各成礦巖體巖石學、地球化學、年代學及礦床成因等開展了大量研究，累積了豐碩的地質成果，但臘萊河鎢礦床受限于礦床規模，前期工作成果較少。筆者在前人研究和詳實野外調查的基礎上，對臘萊河礦區花崗巖體進行巖石學、巖石地球化學特征研究，以期獲得礦床成因機制。此外，通過區域成礦條件的深入剖析、對比，厘定礦床成礦規律，為騰沖地塊燕山晚期巖漿成礦作用研究提供新的佐證。

1 地質背景

騰沖地塊總體位于青藏高原東南緣，區域大型走滑構造變形域即是由騰沖地塊等次級構造單元組合而成［2-10］（圖1（a））。區內經歷了多期次的構造—巖漿活動，為騰沖地塊的累積提供了優越條件。地塊基底由早元古界變質角閃巖變質巖、綠片巖相構成，巖性以角閃巖、大理巖、混合巖、片巖、片麻巖組成［11］，晚古生代—中生代沉積地層則零散上覆于變質基底之上，其中泥盆—三疊紀以出露碳酸鹽巖為特征，侏羅—白堊紀地層鮮少出露［12］，特殊的構造位置亦為騰沖巖漿巖帶的形成提供了優越條件［13］（圖1（b）），與金沙江結合帶、班公—怒江結合帶共同組成一組近SN向的垂直巖漿巖分帶。區內構造與巖漿巖展布方向基本一致（近SN向），自北（西）向南分別發育嘉黎斷裂帶、怒江斷裂帶及龍陵—瑞麗斷裂帶，騰沖花崗巖空間展布嚴格受控于怒江斷裂帶［14］。

礦區出露地層較單一，主要為上古界石炭系上統丁家寨組，可進一步劃分上、下2段，巖性為灰紫～青灰色鈣質粉砂巖、巖屑砂巖、泥質粉砂巖，還含部分炭泥質粉砂巖夾白云質灰巖（透鏡狀灰巖）、含泥質條帶灰巖、灰巖、大理巖等，在燕山期受花崗巖侵入影響，廣泛發育角巖化、矽卡巖化、大理巖化等蝕變現象。礦區構造繼承了區域構造特征，褶皺、斷裂發育。礦區總體地處大西山倒轉傾伏向斜的中段，軸向呈NNE向（35°），兩翼地層較陡且變化較大（40～70°），其核部、兩翼地層分別由丁家寨組上段、丁家寨組下端構成，礦（化）體集中賦存于褶皺轉折端NW翼和巖漿巖沿核部侵入部位；斷裂構造以NE向為主，以F1、F3最為典型，沿斷裂發育數米厚的擠壓破碎帶，局部地段發育1～10 m寬的硅卡巖體，偶見細粒花崗巖脈侵入。據統計，區內褶皺、斷裂均屬控巖、控礦構造。礦區范圍內廣泛出露巖漿巖，種類繁多，成礦巖體以左家寨單元二長花崗巖為主，隸屬于古永群小團山巖序，出露面積大于2 km2（圖2）。

礦區內礦體多呈透鏡狀、囊狀、不規則狀產出于大理巖與巖體接觸帶的矽卡巖中，賦礦層位為丁家寨組上段。礦（化）體總體走向NE（38°），傾向SE（130°），傾角變化較大（5～68°），礦體由巖體往外逐漸變陡，形態復雜，見分支、復合現象。礦石礦物較復雜，金屬礦物以黃銅礦、白鎢礦、閃鋅礦、方鉛礦、黃鐵礦、磁黃鐵礦為主，脈石礦物種類繁多，多見透輝石、透閃石、綠泥石、石榴石，偶見長石、石英和方解石。礦石組構相對單一，多觀察到白鎢礦、黃銅礦等金屬礦物以半自形、他形粒狀呈星點狀、細脈—浸染狀、團塊狀嵌布于礦石中。

2 花崗巖巖石學特征

礦區揭露花崗巖為小團山巖序左家寨單元二長花崗巖（圖3），淺灰色，細—粗粒花崗結構，主要由斜長石（32%～39%）、鉀長石（35%～40%）、石英（24%～28%）、黑云母（1%～5%）及少量不透明礦物（黃鐵礦、鈦鐵礦、磁鐵礦等0.1%）組成，次生礦物發育少量高嶺土、絹云母、綠泥石等：黑原木多呈片狀，星點狀分布，粒度變化較大（0.2～1 mm），多被綠泥石、絹云母等交代呈假象，偶見少量殘余；斜長石多呈半自形斑狀，粒度多集中于0.2～1 mm，部分達2～2.5 mm，多見細粒化現象和輕微黏土化；鉀長石以微斜長石為主，呈半自形斑狀～他形粒狀，粒度為0.1～2 mm，局部達2～3 mm，普遍具輕微高嶺石化，偶見格子雙晶；石英則呈他形粒狀產出，粒度相對小（0.1～1 mm），具波狀消光。

3 樣品及分析方法

本研究中所測花崗巖樣品取自不同鉆孔、不同深度的新鮮巖芯［15］，具體取樣位置及測試結果見表1。樣品經磨片鑒定后，加工成200目分析測試樣。本次研究采用XRF方法對注量元素進行測定，其中二價鐵、三價鐵使用化學法，稀土元素使用ICP—MS方法，與微量元素一并在河北廊坊區調所實驗室完成測試，其試驗步驟：將篩選樣置于烤箱中烘干12 h（T=105℃），取出烘干樣品后稱取50±1 mg置于Teflon溶樣器中，此時處理樣處于高壓密閉空間中，緩慢倒入高純度HF（1 mL），將處理樣置于電熱板上加熱（140℃）蒸發至小體積，隨后緩慢加入高純度HNO3（1.5 mL）、高純度HF（1.5 mL），將旋緊的溶樣器置于烤箱中高溫（190℃）加熱48 h，待冷卻后開蓋，并將溶液置于電熱板上蒸至（140℃）濕鹽狀，隨后添加2～3 mL高純度HNO3（40%），再置于烤箱中。隨后重復以上步驟提取鹽類，最終將冷卻后的提取液置于PET瓶中密閉保存（達80 g），分析精度優于5%，分析結果如表1～表3所示。

4 巖石地球化學特征

4.1 主量元素特征

花崗巖主量元素測試結果（表1）顯示，其SiO2含量為75.68%～77.01%，平均76.39%，變化范圍較小，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變化范圍較大，介于0.02%～0.15%，平均0.08%，P2O5含量較低，為0.006%～0.02%，平均0.01%，MnO含量在0.016%～0.033%，平均0.02%。各樣品在TAS圖解上多落入花崗巖區域，屬亞堿性（圖4）。

巖體哈克圖解（圖5）顯示，其Na2O、K2O、CaO、A12O3、MgO、TiO2、P2O5均 與SiO2呈 明 顯 負 相 關，TFeO、MnO與SiO2呈正相關，說明本區花崗巖為陸殼物質部分熔融形成，伴隨巖漿演化斜長石、鐵鎂質礦物、磷灰石、鈦和鐵的氧化物等逐漸晶出。

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區內花崗巖總體表現為富硅、堿，SiO2平均含量為76.39%，K2O+Na2O含 量 在7.48%～8.99%，均 值8.328%，且ω（Na2O）＜ω（K2O），K2O/Na2O為1.01～2.05，平均1.51，相對富鉀貧鈉。在K2O—SiO2圖解上（圖6），各樣品主要落入高鉀鈣堿性系列，反映出巖漿原始成分富鉀，屬鈣堿性巖系。鋁飽和指數A/CNK為0.92～1.21，平均1.04，大于1，較全球花崗巖平均值（1.10）偏低［17］，在A/CNK—A/NK圖解（圖7）上落入中等鋁飽和—過鋁質區域，固結指數為0.33～1.66，均值0.76，表明區內花崗巖為陸殼重熔型，酸性程度較高，反映出巖體經歷了較高程度的結晶分異，與Harker圖解反映情況相符。

4.2 微量元素特征

花崗巖微量元素含量見表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）等成礦元素均有一定程度富集，可見花崗巖為區內主要物質來源。由微量元素蛛網圖（圖8）可以看出，巖體微量元素分布形式總體表現為U、Rb、Cs、Pb、La、Th、Zr等LILE強烈富集，Ba、Sr、Ti、P、Eu、Nb、Ce等不相容元素、HFSE相對虧損，可能是磷灰石、鈦鐵礦、斜長石等礦物分離結晶所致。

礦區花崗巖Rb較富集，含量為628×10-6～878×10-6，Rb/Sr=18.46～88.24，平均46.27，較地幔平均值（約0.025）顯著偏高。Th/U=1.3～5.33，平均2.95，低于地殼平均值3.8；Nb/Th為0.72～1.34，平均0.96，低于殼源巖石（約為3），與幔源巖（大于15）相差較大；Nb/Ta為2.43～8.14，平均5.70，介于高分異花崗巖相應值2.3～9.9［20］，表明其原巖主要為地殼物質，經歷了較高程度分異演化。

花崗巖中高場強元素Zr為55.4×10-6～175×10-6；Hf為2.54×10-6～8.37×10-6；Nb為42.6×10-6～94.5×10-6，其富集程度相當于原始地幔的10倍，高于I型花崗巖，低于典型的A型花崗巖，與S型花崗巖接近。典型的藏南S型花崗巖相對富Ba，Sr/Ba＜0.5，I型花崗巖相對富Sr，Sr/Ba＞0.50［21］，礦區花崗巖Sr/Ba為0.17～1.04，平均為0.55。因此，本區花崗巖微量元素體現S型向I型過渡的特征。

大型、超大型礦床的形成往往與S型花崗巖中F、B的含量有關。花崗質巖漿中較高的F含量能改變熔體結構，降低其固液相線溫度、密度、黏度等。礦區花崗巖的揮發性組分B含量為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，均較維氏值大，尤其是F含量，可為成礦物質的運移提供良好的物質基礎。

4.3 稀土元素特征

稀土元素是遷移性質偏惰性的不相容元素，可作為良好的物源示蹤劑，為揭示成巖、成礦機理及地質找礦提供依據，本次測試花崗巖稀土元素含量如表1所示：稀土總量較高（309.64×10-6～538.92×10-6），變幅較大，均值413.47×10-6；輕稀土含量為99.76×10-6～400.94×10-6，均值為227.94×10-6；重稀土含量為137.98×10-6～221.79×10-6，均值為185.53×10-6，LREE/HREE介于0.48～2.91，均 值為1.37。（La/Yb）N介于0.62～7.38，均值為2.88。稀土元素球粒隕石標準化配分曲線如圖9所示，可見LREE富集而HREE虧損的犁形曲線，HREE具較為平坦的配分模式。Y/Yb主要集中于6.5～9.2，均值8.2，與球粒隕石值（10）十分接近。

此外，巖體的（La/Sm）N為0.89～4.19，均值2.15，大于1；（Gd/Yb）N為0.43～1.16，平均0.72；（Gd/Lu）N值為0.41～1.15，均值0.71，均反映出輕稀土分餾明顯、重稀土分餾較弱的演化特征，推測在巖漿結晶分異的過程中，可能存在磷灰石、斜長石、獨居石等富輕稀土元素的礦物結晶分異。前人通過統計研究認為，斜長石是花崗質巖漿結晶分異的重要產物，而Eu異常則是斜長石發生強烈分異的表征 。本次研究測得巖體δEu為0.01～0.09，均值0.04，表現出顯著的Eu負異常特征，反映巖漿在演化過程中發生了較為強烈的斜長石結晶分離。巖體δCe平均為1.02，未顯示Ce異常。總體上，礦區內巖體稀土元素表現出S型花崗巖特征，屬岡底斯中生代產物［21］。

5 討 論

5.1 巖漿源區性質

研究表明，起源于上地殼的巖石其Pb（ωB＞20×10-6）、Th（＞10×10-6）、U（＞2×10-6）相對較高、δEu（＜1.0）相對較低［23］。礦區花崗巖均具有相似的演化特征，暗示原巖屬殼源。高場強元素Th/Yb—Ta/Yb、Th/Y—Nb/Y圖解（圖10）均能有效判別巖漿巖成因［24］，投圖顯示其均位于上地殼區域，具結晶分異趨勢。Zr/Hf介于10.48～28.32，均值18.48；Nb/Ta介于2.43～8.14，均值5.69，明顯低于大陸地區花崗巖（Nb/Ta約為11）。綜上得出，礦區花崗巖由地殼物質重熔演化而成。

Rb/Sr同樣能有效反映源區性質，當Rb/Sr大于0.9時，為S型花崗巖，Rb/Sr小于0.9時，為I型花崗巖［27］。礦區花崗巖 的Rb/Sr在18.46～88.24，平 均46.27，遠大于0.9，說明本區花崗巖原巖主要來源于上地殼。

5.2 花崗巖成因分析

目前，多用以花崗巖源區性質進行的MISA型分類，但其具體劃分還需綜合考慮地球化學、礦物學、巖石學等多種因素，其中地球化學指標尤為重要。識別I、S型花崗巖的重要指標是A/CNK是否大于1.1［28］，礦區花崗巖A/CNK為0.92～1.21，平均1.04，小于1.1。在K2O—Na2O、Zr—SiO2圖解（圖11）上，除個別樣品外，多數樣品落入S型花崗巖區域內。一般而言，I、S型花崗巖原巖成分有所不一，其中S型花崗巖原巖經過地表風化而失去了Ca、Na等元素。因而，相對Ca、Na而言，S型花崗巖Fe、K含量更高，本區內花崗巖成分也具有類似特征，進一步佐證了礦區花崗巖屬S型花崗巖。

前人通過研究統計，認為微量元素可用于判別侵入巖的形成環境。Pearce［24］將己知花崗巖形成環境包括同碰撞（Syn—COLG）、板內（WPG）、火山弧（VAG）、洋中脊（ORG）在內的4種類型［30］。通過將本區內花崗巖Th、Rb、Y、Ta、Nb微量元素投至構造環境判別圖解（圖12），發現各樣品點均落入板內花崗巖范圍內。前已述及，區內新特提斯洋至中三疊世打開，騰沖地塊與保山地塊于燕山期內發生碰撞拼貼；至晚白堊世晚期（80～65 Ma），新特提斯洋（密支那洋）進入俯沖高峰期。隨后，亞洲陸塊與印度陸塊對接，宣告區域進入陸—陸碰撞造山階段，騰沖地塊與印度板塊的碰撞高峰期集中于喜馬拉雅早期（50～40 Ma）；白堊紀末～中新世，新特提斯洋俯沖閉合（65～40 Ma）。古永巖群的成巖年齡集中于84～65 Ma，正值新特提斯洋俯沖及陸—陸碰撞造山階段，騰沖地塊在此階段發生大規模巖漿侵位，伴隨持續性、階段性的構造運動，最終堆疊演化為復式巖體［31-33］。

羅君烈［33］提出古永巖群是新特提斯洋向東俯沖過程中，巖漿弧后腹地地殼增厚至頂點后，地殼伸展致使中心垮塌而形成的S型花崗巖［33］。由此，可以認為臘萊河鎢多金屬礦床成礦巖體為中—細粒二長花崗巖，其成巖年齡與古永復式巖體（小龍河巖體）在誤差范圍內基本一致（78.6±1.2Ma，MSWD=1.9）［12］，是新特提斯洋、印度板塊向東俯沖過程中，弧后逆沖帶巖漿的底侵與地殼的增厚，致使地殼重熔，而后演化形成弧后花崗巖，這也是燕山晚期—喜馬拉雅早期騰沖地塊由俯沖—碰撞向造山后伸展構造體制轉換的巖漿活動響應。

6 結論

（1）礦床位于石炭系上統丁家寨組上段碳酸鹽巖地層與小團山巖序左家寨單元二長花崗巖接觸帶的矽卡巖內。

（2）區內花崗巖具鋁飽和、高鉀鈣堿性特征，各地球化學特征反映出其屬S型花崗巖，為地殼物質部分熔融結晶分異而成，稀土元素則顯示出重稀土分餾而輕稀土富集的演化特征，具強烈的Eu負異常。

（3）巖體LREE富集而HREE虧損，具類型板內花崗巖特征，屬岡底斯中生代弧后花崗巖。