云南賓川小龍潭礦區花崗斑巖年代學、地球化學及成因

徐 恒, 周家喜, 豆 松, 姜永果, 劉文佳, 鄭曉軍, 曾 敏

云南賓川小龍潭礦區花崗斑巖年代學、地球化學及成因

徐 恒1, 周家喜2, 豆 松1, 姜永果1, 劉文佳1, 鄭曉軍3, 曾 敏4

(1.云南省有色地質局, 云南 昆明 650051; 2.云南大學 地球科學學院, 云南 昆明 650500; 3.云南省有色地質局勘測設計院, 云南 昆明 650106; 4.云南銅業礦產資源勘查開發有限公司, 云南 昆明 650051)

云南賓川小龍潭礦區斑巖體位于揚子板塊西緣程海斷裂帶東側, 屬金沙江?紅河富堿侵入巖帶組成部分。本文對礦區內與成礦密切相關的花崗斑巖進行了巖石學、年代學及地球化學研究。結果顯示: 花崗斑巖由二長花崗斑巖(MGP)和鉀長花崗斑巖(KGP)組成, 二者巖相學特征相似, 空間上無明顯分帶關系, 呈過渡漸變關系, 具典型斑狀結構。二長花崗斑巖和鉀長花崗斑巖均具富堿、低鈦和準鋁質?弱過鋁質特征, 屬準鋁質?弱過鋁質鉀玄巖系列富堿斑巖; 二者富集輕稀土元素(LREE)和大離子親石元素(Rb、Ba、U), 虧損重稀土元素(HREE)和高場強元素(Ta、Nb、Ti, Zr, Hf), 具有較高Sr含量和Sr/Y值, 中等負Eu異常(δEu=0.39～0.78), 表現出C型埃達克質巖地球化學特征。二長花崗斑巖和鉀長花崗斑巖具相似的地球化學特征, 表明它們屬同源巖漿演化產物。二長花崗斑巖鋯石U-Pb年齡為34.7±0.3 Ma, 反映其形成于古近紀始新世, 與金沙江?紅河富堿侵入巖活動高峰期(45～30 Ma)吻合。綜合研究表明, 小龍潭礦區花崗斑巖屬具C型埃達克質巖地球化學特征的花崗巖, 起源于底侵作用帶來的幔源巖漿與石榴角閃巖相加厚下地殼部分熔融的混合巖漿, 是印度?歐亞板塊晚碰撞期力學性質由擠壓向伸展轉化動力學背景下的產物, 具備成礦作用發生的物質基礎, 有較好的成礦潛力。

花崗斑巖; 鋯石U-Pb年齡; 地球化學; 巖石成因; 小龍潭礦區; 賓川

0 引 言

形成于印度?歐亞板塊后碰撞期動力學轉換背景下的金沙江?紅河新生代富堿侵入巖帶, 長約2000 km, 寬50～80 km, 北起唐古拉山, 經玉樹、巴塘, 芒康, 向南至滇西北, 呈南北向沿金沙江鄰近分布, 至南澗呈北西向沿哀牢山斷裂及兩側延伸, 至金平附近進入越南境內(Wang et al., 2001; 李勇等, 2011), 該侵入巖帶也是我國西南重要的銅、鉬、金等多金屬產區之一。花崗巖是地殼演化的產物, 記載著陸殼的形成、殼幔相互作用以及巖石圈演化等重要信息(Hofmann, 1988; Zhou et al., 2002; Mo et al., 2007; 劉顯凡等, 2010; 國顯正等, 2019), 金沙江?紅河富堿侵入巖作為花崗巖類的特例, 因富含幔源特征, 是除幔源包體外另一種可提供地幔成分信息的巖石, 被譽為是追蹤巖石圈性質、殼幔作用、構造演化以及大陸伸展等地球內部信息的“窗口”和“探針”(黃河等, 2015)。

程海斷裂帶位于揚子板塊西緣, 在中?新生代, 該地區受喜馬拉雅期印度?歐亞大陸碰撞遠程效應影響, 誘發了強烈的構造?巖漿活動, 并為深源巖漿上侵形成的多金屬礦床提供了通道、空間和物質基礎(Hou et al., 2007; 徐恒等, 2016)。近年來, 眾多學者對沿程海斷裂帶產出的富堿斑巖及與之有關的銅、鉬、金多金屬礦床開展了大量研究, 取得豐碩成果(崔銀亮等, 2002; 畢獻武等, 2005; 王治華等, 2010; 李勇等, 2011; 郭曉東等, 2012; 李建軍等, 2013; Zhou et al., 2016; 徐恒等, 2015a, 2015b, 2016, 2018, 2019; Cui et al., 2017)。其中小龍潭礦床位于揚子板塊西緣程海斷裂帶東側次級構造中(圖1a、b), 為云南省有色地質局1975年發現, 2011～2013 年依托云南省整裝勘查項目實施, 在加大地勘投入后而取得找礦突破(達中型規模)的斑巖型銅鉬金多金屬礦床(云南省有色地質局310隊, 2013), 是沿程海斷裂帶富堿侵入巖帶產出的代表性礦床之一。礦區巖體主要由黑云角閃石英二長斑巖、石英二長斑巖和花崗斑巖組成。前人對區內一些斑巖開展了年代學、巖石地球化學和構造環境等方面研究, 取得眾多成果: 如石英二長斑巖K-Ar和U-Pb年齡分別為62 Ma (云南省有色地質局310隊, 2013)和36.0 Ma(周潔等, 2017), 黑云角閃石英二長斑巖U-Pb年齡為35.4 Ma (Lu et al., 2012); 黑云角閃石英二長斑巖、石英二長斑巖和花崗斑巖呈富堿、高鉀、低鎂鐵鈣(何明勤等, 2004; 張金學等, 2013), 富集輕稀土和大離子親石元素, 虧損重稀土和高場強元素特點(何明勤等, 2004; 周潔等, 2017); 石英二長斑巖鋯石Hf同位素指示源區具殼幔混合特點(Lu et al., 2013; 周潔等, 2017)。前人研究結果顯示區內斑巖形成年齡還存在爭議, 尤其是對與成礦密切相關的晚期花崗斑巖的研究尚不全面。為此, 本文對區內鉆孔揭露的新鮮花崗斑巖開展系統的巖石學、巖石地球化學及年代學研究, 以期為揭示斑巖成巖成礦作用提供些許啟示。

1. 第四系; 2. 上三疊統白土田組五段; 3. 上三疊統白土田組四段; 4. 上三疊統白土田組三段; 5. 上三疊統白土田組二段; 6. 上三疊統白土田組二段; 7. 上三疊統羅家大山組; 8. 花崗斑巖; 9. 石英二長斑巖; 10. 黑云角閃石英二長斑巖; 11. 斷層; 12. 向斜軸; 13. 取樣鉆孔位置。

1 地質背景

小龍潭礦區斑巖體位于揚子板塊西緣麗江臺緣褶皺帶與滇中中生代盆地銜接部位(程海斷裂)東側筌麻箐?小龍潭向斜的核部及東翼(圖1a、b、c)。受印度?歐亞板塊碰撞遠程效應及程海斷裂多期活動影響, 區內構造運動頻繁, 巖漿活動和成礦作用強烈。研究區以褶皺和斷裂構造為主, 表現為早期近S-N向筌麻箐?小龍潭向斜、NE向斷層和晚期E-W向核桃箐斷裂。區內斑巖體主要由石英二長斑巖、黑云角閃石英二長斑巖和花崗斑巖等組成, 屬金沙江?紅河富堿侵入巖帶的組成部分。礦區斑巖具同構造期巖體產出特征, 沿早期近S-N向筌麻箐?小龍潭向斜、NE向斷層及巖體收縮裂隙或構造節理裂隙侵入, 受晚期近E-W向核桃箐斷裂錯動影響, 沿斷裂兩側地層發生明顯位移變形, 造成巖體呈似E-W向展布假象(圖1c)。礦區出露地層有中生界上三疊統白土田組一至五段(T31～T35)和羅家大山組(T3), 為一套以紫色、紫紅色、灰色砂巖為主夾泥巖的碎屑巖系, 靠近巖體部分多蝕變為角巖。礦區銅鉬礦體位于核桃箐斷裂北部, 產出斑巖型和角巖型兩種礦化類型, 均為隱伏礦體。斑巖型礦體以銅為主, 沿斑巖體頂部構造裂隙產出, 金屬礦物輝鉬礦、黃銅礦常呈細脈狀、細粒星點狀、浸染狀或細脈狀, Cu品位為0.20%～0.80%; 角巖型礦體以鉬為主, 沿硅化、角巖化細砂巖節理裂隙充填或嵌布于沿裂隙充填的石英細脈中, 受交錯復雜的巖體與圍巖接觸帶形狀控制, 金屬礦物黃銅礦、黃鐵礦和輝鉬礦呈浸染狀、斑點狀, Mo品位為0.032%～0.100%(張金學等, 2013; 徐恒等, 2018)。

2 巖體特征

2.1 巖體地質特征

小龍潭礦區成群出露大小不等80多個斑巖體, 相對集中在約2 km2范圍內, 它們沿早期巖體收縮裂隙或構造節理裂隙侵入充填形成, 總體與早期構造行跡展布一致(圖1c)。區內斑巖體呈三階段侵入, 從早到晚依次為似斑狀黑云角閃石英二長斑巖→石英二長斑巖→淺色花崗斑巖, 其中以晚階段侵入的花崗斑巖與成礦最為密切(云南省有色地質局310隊, 2013)。它們總體剝蝕程度較淺, 靠上部或前鋒部位多呈巖枝、巖墻或巖脈群產出, 下部呈不規則巖株產出, 深部經鉆孔揭露有膨大呈巖床產出, 巖體產狀陡傾與圍巖呈犬牙交錯、參差不齊等復雜侵入接觸關系, 在核桃箐溝一帶受近E-W向斷層錯動影響呈E-W向斷續展布假象。區內斑巖體侵入至上三疊統白土田組(T3)和羅家大山組(T3)碎屑巖地層中, 與早期構造行跡展布一致。經野外詳細觀察, 巖體中心相與邊緣相均具典型斑狀結構, 邊緣相巖體與角巖侵入接觸關系明顯, 界線清晰。

2.2 巖相學特征

因礦區斑巖體風化強烈, 故本次研究樣品均采自新近施工鉆孔ZK2401和ZK2102。野外觀察和室內巖礦鑒定顯示, 花崗斑巖主要由二長花崗斑巖和鉀長花崗斑巖組成(圖2a、b), 二者巖相學特征相似, 巖相界線不明顯, 呈過渡漸變關系, 是同源巖漿演化產物。

二長花崗斑巖由斑晶和基質組成(圖2a)。其中斑晶占全巖的60%～70%, 主要為斜長石、鉀長石、黑云母及少量石英。斜長石斑晶大小0.2～0.7 mm, 以酸性斜長石為主, 呈自形板狀晶體, 具明顯的環帶結構和聚片雙晶(圖2c)。鉀長石斑晶0.2～0.4 mm, 主要為微斜長石和正長石, 可見格子雙晶(圖2e), 具弱絹云母等黏土化現象。黑云母斑晶大小0.2～0.4 mm,呈黃棕色, 淺黃白色, 多呈長條形的鱗片狀, 偶見近六邊形晶體, 常有石英和長石包體, 由于后期交代作用, 黑云母殘留不規則碎片或呈篩孔狀結構。石英斑晶大小一般為0.1～0.3 mm, 量少, 且粒度偏小, 具熔蝕港灣結構。基質占全巖30%～40%, 主要由隱晶質?細晶質的長石和石英構成, 黑云母量少。不透明礦物含量小于1%, 呈不規則的質點分散稀疏分布于基質中。

鉀長花崗斑巖由斑晶和基質組成(圖2b)。其中斑晶占全巖的20%～30%, 主要為鉀長石, 少量斜長石、石英和黑云母。鉀長石占斑晶的60%～70%, 大小0.4～0.9 mm, 主要是微斜長石, 少量正長石和條紋長石, 鉀長石風化后表面呈淡紅褐色, 常見模糊的格子雙晶, 偶見卡氏雙晶和條紋雙晶。斜長石占斑晶的30%～40%, 大小0.1～0.3 mm, 為少量的酸性斜長石, 斜長石風化后表面呈暗灰色, 可見聚片雙晶, 環帶結構。石英斑晶呈它形粒狀, 近等軸狀, 粒度明顯比長石斑晶小的多, 見到熔蝕的港灣結構(圖2f)。黑云母斑晶呈鱗片狀, 一般棕紅色、淺黃色, 有時退色, 呈無色, 多色性明顯, 吸收性強, 常被黃鐵礦物和黃銅礦交代, 殘留少量黑云母殘片(圖2d)。基質占全巖70%～80%, 主要由細晶質的長石和石英構成。不透明礦物含量小于1%, 呈不規則的質點稀疏分布于基質中。

3 樣品來源及分析方法

3.1 樣品來源

樣品采自ZK2401和ZK2102揭露的礦化花崗斑巖, 選取樣品時盡量選擇新鮮并避開蝕變強烈斑巖, 共采集樣品14件。巖石碎至200目以下, 用于化學分析。

3.2 分析方法

主量和微量元素含量分析均在中國科學院地球化學研究所礦床地球化學國家重點實驗室完成。主量元素含量采用Axios PW4400型X射線熒光光譜儀(XRF)測試, 分析精度優于10%, 分析結果列于表1。微量元素含量采用四級桿型電感耦合等離子體質譜(Q-ICP-MS)儀測定, 其中稀土元素分析精度優于5%, 其他微量元素分析精度優于10%, 分析結果列于表1, 分析流程同Qi et al. (2000)。

(a) 二長花崗斑巖; (b) 鉀長花崗斑巖; (c) 斜長石聚片雙晶和環帶結構(25×, 正交); (d) 六邊形黑云母篩孔狀結構(25×, 正交); (e) 鉀長石斑晶(25×, 正交); (f) 石英的港灣結構(25×, 正交); 礦物代號: Pl. 斜長石; Kfs. 鉀長石; Qtz. 石英; Bi. 黑云母。

表1 小龍潭礦區花崗斑巖主量(%)和微量元素(×10?6)分析結果

續表1:

用于鋯石測年的樣品為二長花崗斑巖, 鋯石分選由河北省廊坊誠信地質服務公司完成。在雙目鏡下, 挑選出無裂隙、無包體、干凈透明的自形程度較高的鋯石用環氧樹脂固定于樣品靶上。鋯石陰極發光(CL)圖像照相和激光剝蝕等離子體質譜(LA-ICP-MS)分析在中國地質大學(武漢)地質過程與礦產資源國家重點實驗室完成。鋯石靶經拋光后, 用于陰極發光(CL)圖像觀察和激光剝蝕等離子體質譜(LA-ICP-MS)分析。采用儀器激光剝蝕系統為德國Lamda Physik公司制造, ArF準分子激光發生器產生193 nm深紫外光束, 經均勻化光路聚焦于鋯石表面, 分析時采用的激光剝蝕束斑直徑為32 μm, 能量密度10 J/cm2, 剝蝕頻率5 Hz, 共計40 s, 剝蝕顆粒物被氦氣送入質譜儀中完成測試。數據處理采用ICP-MS DataCal程序(Liu et al., 2010), 年齡諧和圖繪制和加權平均年齡計算采用Isoplot 3.0程序。詳細儀器參數及分析方法參考Chipley et al. (2007)。考慮到238U和235U在半衰期和豐度上的差異, 鋯石中積累的放射成因207Pb的豐度較206Pb的豐度大約低20倍, 使得207Pb的測量精度較206Pb差, 從而導致207Pb/235U和207Pb/206Pb年齡值不能如實地反映巖體形成的真實年齡, 故對于放射成因組分積累較少的年輕鋯石, 通常206Pb/238U更能反映鋯石的結晶時間(Compston et al., 1992)。因此, 本文加權平均年齡采用206Pb/238U年齡, 分析結果見表2。

4 分析結果

4.1 主量元素

主量元素分析結果見表1。兩類巖石SiO2含量在65.56%～69.86%間, 變化范圍不大, 平均66.81%, K2O含量為3.38%～10.56%, 平均7.43%。在K2O-SiO2圖解上, 樣品點集中落入了鉀玄巖系列區(圖3b); Na2O含量介于1.35%～4.85%, 平均3.18%, 在K2O-Na2O圖解上, 樣品點分布于鉀質?高鉀質區(圖3c), 全堿Na2O+K2O含量介于8.23%～12.19%之間, 平均10.61%, 總體K2O>Na2O, K2O/Na2O值介于0.70～7.43, 平均3.07, 表明花崗斑巖相對富堿、富鉀而貧鈉。在花崗巖分類圖解上, 樣品落入堿性花崗巖與正長巖過渡區域(圖3a), 總體屬堿性系列巖石范疇。樣品Al2O3含量介于14.42%～15.75%, 鋁飽和指數(A/CNK)較為集中, 比值介于0.97～1.04之間, 平均1.02, A/NK值介于1.06～1.25之間, 在A/NK-A/CNK圖解上, 樣品點落入準鋁質?弱過鋁質過渡區域(圖3d)。MgO含量介于0.78%～1.60%之間, 平均1.09%; TFe2O3含量介于1.27%～3.79%, 平均2.55%; Mg#值為31.07～60.39, 平均46.32; TiO2含量較低, 為0.30%～ 0.35%。分異指數(DI)為86.00～93.30, 平均89.74, 固結指數(SI)為5.68～10.13, 平均7.73, 反映它們結晶分異程度高且均勻。

圖3 小龍潭礦區花崗斑巖(K2O+Na2O)-SiO2(a)、K2O-SiO2(b)、K2O-Na2O(c)和A/NK-A/CNK(d)圖解(a據Cox et al., 1979, 堿性和亞堿性分界線據Irvine and Baragar, 1971; b據Rickwood, 1989; c據Collin et al., 1982; d據Peccerillo and Taylor, 1976)

4.2 微量元素

微量元素分析結果(表1)顯示, 兩類巖石稀土元素總量(ΣREE)中等, 介于183×10?6～500×10?6之間, 平均為350×10?6, 是球粒隕石(3.89×10?6)(史長義等, 2008)的47～128倍。樣品LREE/HREE值介于6.80～ 14.3之間, 平均為11.7; (La/Yb)N值為22.2～92.1, 平均58.4。在球粒隕石標準化圖上曲線呈右傾型(圖4a), 顯示輕稀土元素(LREE)富集, 重稀土元素(HREE)虧損特征, 暗示巖漿源區可能遭受過俯沖流體交代作用影響(楊鋼等, 2015)。δEu值介于0.39～0.78之間, 平均0.58, 具中等負Eu異常, 表明巖漿結晶過程中發生了不同程度的斜長石分離結晶作用。在原始地幔標準化微量元素蛛網圖(圖4b)上, 樣品表現為大離子親石元素Rb、Ba、U明顯富集, 而虧損高場強元素Nb、Ta、Zr、Hf, 且元素Nb、Ta和Ti顯“TNT”負異常特征。在二長花崗斑巖和鉀長花崗斑巖間微量元素含量無明顯差異, 也表明二者是同源巖漿演化的產物, 具有相似的源區特征。

4.3 鋯石U-Pb年齡

由于小龍潭礦區二長花崗斑巖和鉀長花崗斑巖在巖相學和地球化學方面表現出了高度的相似性, 且二者沒有明顯的空間分帶關系, 表明它們屬同期同源巖漿產物。因此, 二長花崗斑巖成巖年齡可以代表礦區晚期花崗斑巖成巖年齡, 測試結果見表2。二長花崗斑巖鋯石粒徑為80～150 μm, 多呈半自形、長柱狀和短柱狀, 具清晰的振蕩環帶(圖5)。鋯石Th含量為96.0×10?6～537×10?6, U含量為589×10?6～ 1717×10?6, Th/U值在0.16～0.34之間, 均大于0.1, 表明其為巖漿成因鋯石。所測22顆鋯石測點年齡介于33.9～36.1 Ma之間, 總體集中一致, 獲得其表面年齡為34.7±0.1 Ma(MSWD=0.59), 加權平均年齡為34.7±0.3 Ma(MSWD=1.4)(圖6), 二者在誤差范圍內一致, 表明小龍潭礦區花崗斑巖為古近紀始新世巖漿活動的產物。

圖4 小龍潭礦區花崗斑巖粒隕石標準化稀土元素配分圖(a)和原始地幔標準化微量元素蛛網圖(b)(標準化數據據Sun and McDonough, 1989)

表2 小龍潭礦區二長花崗斑巖鋯石U-Pb定年結果

圖5 小龍潭礦區二長花崗斑巖鋯石陰極發光圖像及年齡

圖6　小龍潭礦區二長花崗斑巖U-Pb年齡諧和圖(a)和加權平均年齡圖(b)

5 討 論

5.1 巖石類型

近年來, 伴隨埃達克巖研究熱潮的興起, 與斑巖型銅礦密切相關的斑巖多被納入其研究范圍之內。對比可見, 小龍潭礦區花崗斑巖主要由斜長石、鉀長石、石英等礦物斑晶和基質組成, 與張旗等(2002a, 2010b)提出的埃達克巖礦物組成大體一致。地球化學特征也顯示研究區花崗斑巖與埃達克巖相似(表3), 且在Sr-Yb分類圖上, 樣品點均落入了埃達克型區(圖7)。相對典型埃達克巖而言, 研究區樣品具有較高的SiO2(均值66.81%)、Sr(均值888×10?6)含量和K2O/Na2O值(均值3.07), 與C型埃達克巖特點更吻合。綜上花崗斑巖屬具C型埃達克質巖地球化學特征的花崗巖。

圖7 小龍潭礦區花崗斑巖Sr-Yb圖解(據張旗等, 2010a)

5.2 源區特征

地球化學特征判斷源區性質和巖漿演化是現代巖石成因研究的基礎(Zhou et al., 2013; 董旭舟等, 2014)。前人對金沙江?紅河富堿斑巖帶北衙、馬廠箐和分水嶺等地的含礦富堿斑巖研究表明, 它們地球化學特征相似, 具LILE(Rb、Ba、U和Sr)和輕稀土元素富集, HFSE(Nb、Ta、Zr和Hf)和重稀土元素虧損以及弱Eu負異常和“TNT”負異常特征, 為加厚下地殼和上地幔部分熔融的產物(畢獻武等, 2005; Xu et al., 2007; Lu et al., 2012; 徐恒等, 2016)。實驗巖石學結果顯示, 玄武質下地殼部分熔融產生的熔體Mg#值一般較低(<40), 幔源和殼源組分同時參與產生的熔體Mg#值介于40～70之間, 由地幔二輝橄欖巖經20%～30%部分熔融形成的熔體Mg#值多大于70(Perfit et al., 1980; Hergt et al., 1989; Rapp and Watson, 1995; 陳國超, 2014)。本區花崗斑巖地球化學特征與金沙江?紅河富堿斑巖帶含礦斑巖類似, Mg#值為31.07～60.39, 均值46.32, 反映源區既有殼源組分又有幔源組分。在Ba/Nb-La/Nb圖解上, 樣品點落入弧火山區(圖8a), 且明顯高于洋脊玄武巖和洋島玄武巖的相應比值, 指示大陸物質在巖漿生成中起了重要作用; 在TFeO-MgO圖解中, 樣品點沿混合趨勢線分布(圖8b), 也反映源區有EMⅡ型富集地幔組分的加入(刀艷等, 2015)。此外, 周潔等(2017)報道的礦區同期石英二長斑巖鋯石Hf()值為?26.93～1.66, 也指示殼幔混合源特點。

目前有關埃達克質巖成因主要有俯沖洋殼板片部分熔融(Defant and Drummond, 1990)、底侵玄武質增厚下地殼的部分熔融(Petford and Atherton, 1996)、加厚下地殼(Hou et al., 2004)和拆沉下地殼部分熔融(Wang et al., 2006)4種觀點。花崗斑巖形成于34.7±0.3 Ma, 晚于新特提斯洋閉合和三江大陸完全拼合結束時間(40 Ma)(莫宣學等, 2003; Lu et al., 2012; Deng et al., 2014), 地球化學特征與俯沖洋殼板片部分熔融形成的O型埃達克巖明顯不同(表3)。拆沉事件發生通常具有區域性特點(孟健寅, 2014), 由拆沉下地殼部分熔融形成的埃達克巖Mg#值多大于50(余海軍等, 2015)。截至目前, 研究區域及其旁側未見發生拆沉作用的報道, 花崗斑巖Mg#值多小于50, 具不均一性特點(侯增謙等, 2008), 可排除拆沉下地殼部分熔融成因。地殼增厚是陸內環境下產生埃達克質巖漿關鍵因素(張宏飛等, 2007), 地球物理研究顯示滇西地區莫霍面平均深度45 km(王椿鏞等, 2002), 與通過深源包體計算得出滇西富堿斑巖起源深度55 km(趙欣等, 2004)相當, 表明本區確實存在加厚下地殼。在Sr/Y-(La/Yb)N圖解中, 樣品點主要落入增厚下地殼熔融形成的埃達克巖區(圖9a), 在(La/Sm)-La圖解中, 樣品La含量與La/Sm值呈正相關關系(圖9b), 表明其經歷了部分熔融作用。綜上認為, 花崗斑巖初始巖漿源自加厚下地殼, 但非單純的加厚下地殼(趙欣等, 2004; 徐受民等, 2006; He et al., 2016), 而是與幔源底侵作用有關的玄武質增厚下地殼。

利用熔體與殘留相平衡理論可有效估算源巖發生部分熔融時的壓力條件(張旗等, 2010b)。若源區殘留石榴子石, 則巖漿起源壓力較高; 而若源區殘留斜長石, 反映巖漿起源壓力較低(王立社等, 2015)。據花崗斑巖富集LREE、虧損HREE、中等負Eu異常以及較高Sr/Y值特征, 表明源區殘留礦物主要為石榴子石, 少量為斜長石; 相對平緩的重稀土元素配分型式(圖4a), 反映源區殘留角閃石占有一定比例(張旗等, 2006; Rapp et al., 2006), 與Sr/Y-Y圖解中反映特征一致(圖10), 即花崗斑巖初始巖漿源自石榴角閃巖相下地殼。玄武巖脫水熔融實驗結果顯示, 當壓力為0.8 GPa時, 熔體殘留相為斜長石+角閃石+斜方輝石+鈦鐵礦, 不出現石榴子石, 不具埃達克巖地球化學性質(Rapp et al., 1991); 當壓力為1.6 GPa時, 殘留相為石榴子石+角閃石+單斜輝石+斜長石+鈦鐵礦(孫明道, 2013; 吳發富, 2013), 熔體開始出現石榴子石, 具明顯埃達克巖地球化學性質、輕重稀土元素分異和HREE強烈虧損特征(張超和馬昌前, 2008); 當壓力大于1.6 GPa時, 源區殘留相為石榴子石+單斜輝石+金紅石(秦江鋒, 2010)。本區花崗斑巖源區殘留相和REE特征與1.6 GPa時的實驗結果一致。按1 GPa壓力相當于33 km深度(邱檢生等, 2011)換算, 源區位置約為53 km, 與滇西地區莫霍面位置以及據深源包體推算出深度相當, 這也證實研究區確實存在加厚下地殼。前人研究認為花崗質巖石生長和再造方式主要有兩種: 一種是以幔源巖漿為載體的地幔物質, 通過巖漿混合作用而形成; 另一種是軟流圈上涌發生部分熔融形成幔源玄武質巖漿, 由于底侵作用提供大量熱源, 促使下地殼發生部分熔融, 形成花崗巖(Kroner, 2006; Mo et al., 2007; He et al., 2016; 國顯正等, 2014)。本區花崗斑巖地球化學特征、成巖方式及源區特征明顯指向后者, 而且后者中幔源巖漿底侵作用也因帶入了豐富的成礦物質, 對成礦有巨大貢獻。

圖8 小龍潭礦區花崗斑巖Ba/Nb-La/Nb(a; 據劉燊等, 2005)和TFeO-MgO(b;據Zorpi et al., 1989)

表3 小龍潭礦區花崗斑巖與埃達克巖地球化學特征對比

圖9 小龍潭礦區花崗斑巖Sr/Y-(La/Yb)N(a;據豆松, 2013)和(La/Sm)-La(b)圖解

圖10 小龍潭礦區花崗斑巖Sr/Y-Y圖解(據Defant and Drummond, 1990)

綜上認為, 小龍潭花崗斑巖是底侵作用帶入的幔源巖漿與石榴角閃巖相加厚下地殼部分熔融形成的混合巖漿的產物。底侵作用在巖漿形成中既提供大量熱源促使加厚下地殼部分熔融, 又帶入了幔源組分。

5.3 構造環境及動力學背景

巖石化學組成與構造環境密切相關, 近半個世紀以來, 眾多學者基于對現代各種板塊構造背景中產生的火成巖進行統計, 建立了一系列判別構造環境的地球化學圖解和指標(趙振華, 2007)。各種圖解雖然尚存一些異議, 但實踐證明多圖解的綜合判定依然有效(潘桂棠等, 2013)。在Rb-(Y+Nb)圖中, 花崗斑巖樣品點落入后碰撞花崗質巖區(圖11a), 并指示出由陸陸碰撞作用形成; 在2-1圖上, 樣品點均位于造山晚期區域(圖11b)。以上特征均表明小龍潭花崗斑巖形成于后碰撞期力學性質由擠壓向伸展轉化的構造背景, 與金沙江?紅河富堿斑巖帶形成背景一致。

受特提斯形成演化和印度?歐亞大陸碰撞與青藏高原形成兩階段作用約束(莫宣學和潘桂堂, 2006; 侯增謙等, 2008; Deng et al., 2014), 尤其是新生代以來印度?歐亞大陸碰撞效應對構造巖漿活動的影響, 程海斷裂帶所在的“三江”特提斯構造域東緣, 歷經3個階段演化: ①早期壓扭作用(65～41 Ma): 印度大陸與揚子板塊斜向匯聚和相向俯沖, 誘發了大規模走滑斷裂、強烈逆沖和剪切作用, 形成金沙江?紅河走滑斷裂帶、程海斷裂帶及其派生出的次級斷裂; ②晚期壓扭?張扭轉換作用(41～26 Ma): 青藏高原進入晚碰撞期, 地殼應力逐步釋放, 誘發深部形成富堿巖漿, 沿先期構造上升侵位形成金沙江?紅河富堿侵入巖帶(Wang et al., 2001; 畢獻武等, 2005; Hou et al., 2007)和程海構造巖漿帶(郭曉東等, 2008; 徐恒等, 2018); ③E-W向伸展階段(25 Ma至今): 印度?歐亞板塊碰撞由正向碰撞俯沖轉變為斜向俯沖影響, 引發青藏地塊旋轉, 在東構造節以南地區拉張應力占據主導而形成區域性伸展應力場, 進而形成系列拉分盆地(Zhang et al., 2004; 侯增謙等, 2006a; 唐淵和劉俊來, 2010)。小龍潭礦區花崗斑巖成巖年齡為34.7±0.3 Ma, 與青藏高原晚期壓扭?張扭轉換構造體制相同, 與青藏高原晚碰撞階段(40～26 Ma)大規模走滑斷裂系統有關的斑巖型Cu-Mo(Au)成礦事件對應(侯增謙等, 2006b), 與滇西新生代富堿斑巖巖漿活動高峰期(45～30 Ma)(喻學惠等, 2008; 李勇等, 2011)一致。

綜上, 花崗斑巖形成于印度?歐亞板塊晚碰撞期由擠壓向伸展轉化的動力學背景下, 由先期受俯沖板片流體改造過的幔源巖漿底侵加厚下地殼形成的殼?幔混合特點富堿巖漿, 沿先期構造形成的程海斷裂帶及其次級斷裂通道上升侵位形成。

圖11 小龍潭礦區花崗斑巖構造環境判別圖(a據Pearce et al., 1984; Pearce, 1996; b據Batehelor and Bowden, 1985)

5.4 對成礦作用的啟示

底侵加厚下地殼熔融成因的埃達克巖因其特殊的成巖機制與陸內斑巖型銅礦密切相關(張旗等, 2001, 2002b; Defant et al., 2002; Sun et al., 2010)。由于地幔物質中親硫或親銅元素含量高于地殼(Taylor and Mclennan, 1985), 相對單純來自地殼的巖漿而言, 有地幔物質參與的巖漿因成礦金屬的加入更利于形成斑巖型、矽卡巖型銅鉬金礦化(陳衍景等, 1997; 和文言, 2014), 因此受底侵作用影響而形成的具殼幔混合特點的源區多被認為是含礦斑巖的理想源區(侯增謙等, 2004)。本區花崗斑巖源自底侵加厚下地殼, 具C型埃達克巖地球化學親合性和顯著地殼幔混合源特點, 表明其具備成礦作用發生的物質基礎, 有較好的成礦潛力。

6 結 論

(1) 小龍潭礦區花崗斑巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為34.7±0.3 Ma, 屬喜馬拉雅期古近紀始新世巖漿活動產物。

(2) 巖石地球化學特征顯示, 小龍潭礦區花崗斑巖相對富堿、低MgO、TiO2, 富集Rb、Ba、U等大離子親石元素, 虧損Nb、Ta、Zr、Ti、Hf等高場強元素, 屬于準鋁質?弱過鋁質鉀玄巖系列的富堿斑巖, 具有顯著的C型埃達克質巖地球化學特征。

(3) 小龍潭礦區花崗斑巖形成于印度?歐亞板塊晚碰撞期力學性質由擠壓向伸展轉化動力學環境, 是由底侵作用帶入的幔源巖漿與石榴角閃巖相加厚下地殼部分熔融的混合巖漿侵位形成的, 源區具顯著殼幔混合特點。幔源巖漿底侵在初始巖漿形成過程中不僅提供了熱源, 還貢獻了組分。小龍潭礦區花崗斑巖具備成礦作用發生的物質基礎, 有較好的成礦潛力。

論文野外調查工作得到了中國科學院地球化學研究所嚴再飛副研究員、云南省有色地質局310隊陳梁總工程師、張金學高級工程師以及中國地質大學(北京)王根厚教授的大力支持與幫助; 論文撰寫過程中云南省有色地質局崔銀亮教授級高工給予了悉心指導, 并提出了諸多寶貴建議; 中國地質大學(北京)趙志丹教授和另一位匿名審稿人提出了建設性修改意見, 在此一并深表謝意。

畢獻武, 胡瑞忠, 彭建堂, 吳開興, 蘇文超, 戰新志. 2005. 姚安和馬廠箐富堿侵入巖體的地球化學特征. 巖石學報, 21(1): 113–124.

陳國超. 2014. 東昆侖造山帶(東段)晚古生代?早中生代花崗質巖石特征、成因及地質意義. 西安: 長安大學博士學位論文: 1–193.

陳衍景, 秦善, 李欣. 1997. 中國矽卡巖型金礦的成礦時間、空間、地球動力學背景和成礦模式. 北京大學學報(自然科學版), 33(4): 456–466.

崔銀亮, 陳賢勝, 張映旭, 和浪濤. 2002. 滇西新生代與富堿斑巖有關的金礦床成礦特征和成礦條件. 大地構造與成礦學, 26(4): 404–408.

刀艷, 李峰, 王蓉, 吳靜, 范柱國. 2015. 云南九頂山正長斑巖年代學、巖石地球化學及Sr-Nd-Hf 同位素特征. 大地構造與成礦學, 39(3): 497–509.

董旭舟, 周振華, 王潤和, 李進文, 何姝. 2014. 內蒙古敖包吐鉛鋅礦床花崗巖類年代學及其地球化學特征. 礦床地質, 33(2): 323–338.

豆松. 2013. 云南鶴慶爐坪鉛多金屬礦床成礦作用與成礦預測. 長沙: 中南大學博士學位論文: 1–173.

郭曉東, 葛良勝, 王梁, 王治華, 史小翠. 2012. 云南馬廠箐巖體中深源包體特征及其鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡. 巖石學報, 28(5): 1413–1424.

郭曉東, 王治華, 張勇, 周曉鋒, 王紹明, 和正中. 2008. 云南省寶興廠銅、鉬、金多金屬礦床礦化類型及成因探討. 礦床地質, 27(S1): 23–32.

國顯正, 賈群子, 李金超, 孔會磊, 姚學鋼, 栗亞芝. 2019. 東昆侖扎瑪休瑪正長花崗巖年代學、地球化學特征及其構造意義. 地質學報, 93(4): 1055–1067.

何明勤, 楊世瑜, 陳昌勇, 馬德云, 鐘昆明. 2004. 滇西小龍潭?馬廠箐地區銅金多金屬礦床地質地球化學及成因研究. 北京: 地質出版社: 1–120.

和文言. 2014. 滇西北衙超大型金多金屬礦床巖漿作用與成礦模式. 北京: 中國地質大學博士學位論文: 1–166.

侯增謙, 莫宣學, 楊志明, 王安建, 潘桂棠, 曲曉明, 聶鳳軍. 2006a. 青藏高原碰撞造山帶成礦作用: 構造背景、時空分布和主要類型. 中國地質, 33(2): 340–351.

侯增謙, 潘桂棠, 王安建, 莫宣學, 田世洪, 孫曉明, 丁林, 王二七, 高永豐, 謝玉玲, 曾普勝, 秦克章, 許繼峰, 曲曉明, 楊志明, 楊竹森, 費紅彩, 孟祥金, 李振清. 2006b. 青藏高原碰撞造山帶: Ⅱ. 晚碰撞轉換成礦作用. 礦床地質, 25(5): 521–543.

侯增謙, 王二七, 莫宣學, 丁林, 潘桂堂, 張中杰. 2008. 青藏高原碰撞造山與成礦作用. 北京: 地質出版社: 1–980.

侯增謙, 鐘大賚, 鄧萬明. 2004. 青藏高原東緣斑巖銅鉬金成礦帶的構造模式. 中國地質, 31(1): 1–14.

黃河, 王濤, 秦切, 童英, 郭磊, 張磊, 侯繼堯, 宋鵬. 2015. 南天山西段巴雷公花崗巖體的地質年代學及鋯石Hf同位素特征?巖石成因及對構造演化的約束. 巖石礦物學雜志, 34(6): 971–990.

李建軍, 楊飛, 何志芳, 陳梁, 劉利超, 張貴平. 2013. 云南省永勝縣分水嶺銅礦找礦模型初探. 礦物學報, 33(4): 606–612.

李勇, 莫宣學, 喻學惠, 黃行凱, 和文言. 2011. 金沙江?哀牢山斷裂帶幾個富堿斑巖體的鋯石U-Pb定年及地質意義. 現代地質, 25(2): 189–200.

劉燊, 胡瑞忠, 趙軍紅, 馮彩霞, 鐘宏, 曹建勁, 史丹妮. 2005. 膠北晚中生代煌斑巖的巖石地球化學特征及其成因研究. 巖石學報, 21(3): 947–958.

劉顯凡, 菜永文, 盧秋霞, 陶專, 趙甫峰, 蔡飛躍, 李春輝, 宋祥峰. 2010. 滇西地區富堿斑巖中地幔流體作用蹤跡及成礦作用意義. 地學前緣, 17(1): 104–136.

孟健寅. 2014. 滇西中甸礦集區晚白堊世斑巖銅多金屬成礦系統. 北京: 中國地質大學博士學位論文: 1–106.

莫宣學, 潘桂棠. 2006. 從特提斯到青藏高原形成: 構造?巖漿事件的約束. 地學前緣, 13(6): 43–51.

莫宣學, 趙志丹, 鄧晉福, 董國臣, 周肅, 郭鐵鷹, 張雙全, 王亮亮. 2003. 印度?亞洲大陸主碰撞過程的火山作用響應. 地學前緣, 10(3): 135–148.

潘桂棠, 劉宇平, 鄭來林, 耿全如, 王立全, 尹福光, 李光明, 廖忠禮, 朱弟成. 2013. 青藏高原碰撞構造與效應. 廣州: 廣東科技出版社: 1–466.

秦江鋒. 2010. 秦嶺造山帶晚三疊世花崗巖類成因機制及深部動力學背景. 西安: 西北大學博士學位論文: 1–266.

邱檢生, 劉亮, 李真. 2011. 浙江黃巖望海崗石英正長巖的鋯石U-Pb 年代學與Sr-Nd-Hf 同位素地球化學及其對巖石成因的制約. 巖石學報, 27(6): 1557–1572.

史長義, 鄢明才, 遲清華. 2008. 中國花崗巖類化學元素豐度. 北京: 地質出版社: 15–20.

孫明道. 2013. 中國東北佳木斯地塊及鄰區晚中生代巖漿作用和構造意義. 杭州: 浙江大學博士學位論文: 1–218.

唐淵, 劉俊來. 2010. 川滇西部上新世以來構造地貌: 斷裂控制的盆地發育及對于遠程陸內構造過程的約束. 巖石學報, 26(6): 1925–1937.

王椿鏞, Mooney W D, 王溪莉, 吳建平, 樓海, 王飛. 2002. 川滇地區地殼上地幔三維速度結構研究. 地震學報, 24(1): 1–16.

王立社, 張巍, 段星星, 龍曉平, 馬中平, 宋忠寶, 孫吉明. 2015. 阿爾金環形山花崗片麻巖同位素年齡及成因研究. 巖石學報, 21(1): 119–132.

王治華, 郭曉東, 陳祥, 葛良勝, 鄒依琳. 2010. 云南祥云馬廠箐富堿斑巖體的地球化學特征及其形成的構造環境. 地質論評, 56(1): 125–135.

吳發富. 2013. 中秦嶺山陽?柞水地區巖漿巖及其成礦構造環境研究. 北京: 中國地質科學院博士學位論文: 1–183.

徐恒, 崔銀亮, 豆松, 劉文佳, 姜永果, 王艷. 2018. 程海斷裂帶與喜馬拉雅期富堿斑巖有關礦床不同礦化類型成礦模式. 礦產與地質, 32(1): 8–17.

徐恒, 崔銀亮, 張苗紅, 周家喜, 劉利超, 陳梁, 梁庭祥, 榮惠鋒. 2015a. 云南大理筆架山礦區煌斑巖地球化學、年代學及其對源區和成巖環境的指示. 礦物巖石, 35(3): 41–51.

徐恒, 崔銀亮, 周家喜, 榮惠鋒, 姜永果. 2019. 云南寶豐寺巖體鋯石微量元素特征及地質意義. 地質找礦論叢, 34(1): 132–139.

徐恒, 崔銀亮, 周家喜, 張苗紅, 姜永果, 王根厚, 梁庭祥. 2015b. 云南大理筆架山銅礦區斑巖成因與動力學背景: 年代學和地球化學制約. 礦物學報, 35(4): 439–446.

徐恒, 崔銀亮, 周家喜, 張苗紅, 梁庭祥, 姜永果. 2016. 云南永勝分水嶺礦區富堿斑巖地球化學、U-Pb年齡及其地質意義. 大地構造與成礦學, 40(3): 614–624.

徐受民, 莫宣學, 曾普勝, 張文洪趙海濱, 趙寒冬. 2006. 滇西北衙富堿斑巖的特征及成因. 現代地質, 20(4): 527–535.

徐興旺, 蔡新平, 宋寶昌, 張寶林, 應漢龍, 肖騎彬, 王杰. 2006. 滇西北衙金礦區堿性斑巖巖石學、年代學和地球化學特征及其成因機制. 巖石學報, 22(3): 631–642.

楊鋼, 肖龍, 王國燦, 高睿, 賀新星, 張雷, 周佩. 2015. 準噶爾別魯阿嘎希花崗閃長巖年代學、地球化學特征及巖石成因. 地球科學, 40(5): 810–823.

余海軍, 李文昌, 尹光候, 王建華, 姜文濤, 吳松, 唐忠. 2015. 滇西北銅廠溝Mo-Cu礦床巖體年代學、地球化學及其地質意義. 巖石學報, 31(11): 3217–3233.

喻學惠, 肖曉牛, 楊貴來, 莫宣學, 曾普勝, 王晉璐. 2008. 滇西“三江”南段幾個花崗巖的鋯石SHIRMP U-Pb定年及其地質意義. 巖石學報, 24(2): 377–383.

云南省有色地質局310隊. 2013. 云南省賓川縣小龍潭斑巖銅礦普查成果報告: 1–180.

張超, 馬昌前. 2008. 大別山晚中生代巨量巖漿活動的啟動: 花崗巖鋯石U-Pb年齡和Hf同位素制約. 礦物巖石, 28(4): 71–79.

張宏飛, 王婧, 徐旺春, 袁洪林. 2007. 俯沖陸殼部分熔融形成埃達克質巖漿. 高校地質學報, 13(2): 224–234.

張金學, 劉利超, 陳梁, 郭桂林, 羅洪昌, 戚林坤. 2013. 賓川小龍潭斑巖銅鉬礦找礦新思路的討論及前景分析. 地球學報, 34(S1): 95–100.

張旗, 金惟俊, 李承東, 王元龍. 2010a. 再論花崗巖按照Sr-Yb的分類: 標志. 巖石學報, 26(4): 985–1015.

張旗, 金惟俊, 王焰, 李承東, 王元龍. 2010b. 花崗巖與金銅及鎢錫成礦的關系. 礦床地質, 29(5): 729–759.

張旗, 王焰, 李承東, 王元龍, 金惟俊, 賈秀琴. 2006. 花崗巖的Sr-Yb及其地質意義. 巖石學報, 22(9): 2249– 2269.

張旗, 王焰, 劉偉, 王元龍. 2002a. 埃達克巖的特征及其意義. 地質通報, 21(7): 431–435.

張旗, 王焰, 錢青, 楊進輝, 王元龍, 趙太平, 郭光軍. 2001. 中國東部燕山期埃達克巖的特征及其構造?成礦意義. 巖石學報, 17(2): 236–244.

張旗, 王元龍, 張福勤, 王強, 王焰. 2002b. 埃達克巖與斑巖銅礦. 華南地質與礦產, (3): 85–90.

張旗, 許繼峰, 王焰, 肖龍, 劉紅濤, 王元龍. 2004. 埃達克巖的多樣性. 地質通報, 23(9–10): 959–965.

趙欣, 喻學惠, 莫宣學, 張瑾, 呂伯西. 2004. 滇西新生代富堿斑巖及其深源包體的巖石學和地球化學特征. 現代地質, 18(2): 217–228.

趙振華. 2007. 關于巖石微量元素構造環境判別圖解使用的有關問題. 大地構造與成礦學, 31(1): 92–103.

周潔, 王根厚, 張莉. 2017. 滇西小龍潭礦區始新世巖漿巖的成因及其地質意義. 成都理工大學學報(自然科學版), 44(3): 334–349.

Batehelor R A and Bowden P. 1985. Petrogenetic interpretation of granitoid rock series using Multi-cationic Parameters., 48(1): 43–55.

Chipley D, Polito A P and Kyser T K. 2007. Measurement of U-Pb ages of uraninite and davidite by laser ablation- HR-ICP-MS., 92(11–12): 1925– 1935.

Collin W J, Beams S D, White A J R and Chappell B W. 1982. Nature and origin of A-type granites with particular reference to Southeastern Australia., 80(2): 189–200.

Compston W, Williams I S and Kirschvink J L. 1992. Zircon U-Pb ages for the early Cambrian time scale., 149(2): 171–184.

Cox K G, Bell J D and Pankhurst R J. 1979. The Interpretation of Igneous Rocks. London: Allen and Unwin: 1–119.

Cui Y L, Xu H, Zhou J X, Zhang M H, Jiang Y G and Zeng M. 2017. Alkaline porphyries in the Chenghai-Binchuan tectono-magmatic belt, Western Yunnan Province, SW China.(), 91(S1): 74–75.

Defant M J and Drummond M S. 1990. Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere., 347(6294): 662–665.

Defant M J, Xu J F, Kepezhinskas P, Wang Q, Zhang Q and Xiao L. 2002. Adakites: Some variations on a theme., 18(2): 129–142.

Deng J, Wang Q F, Li G J and Santosh M. 2014. Cenozoic tectono-magmatic and metallogenic processes in the Sanjiang region, southwestern China., 138: 268–299.

He W Y, Mo X X, Yang L Q, Xing Y L, Dong G C, Yang Z, Gao X and Bao X S. 2016. Origin of the Eocene porphyries and mafic microgranular enclaves from the Beiya porphyry Au polymetallic deposit, western Yunnan, China: Implications for magma mixing/mingling and mineralization., 40: 230–248.

Hergt J M, Chappell B W and McCulloch M T. 1989. Geochemical and isotopic constraintson the origin of the Jurassic dolorites of Tasmania., 30(4): 841–883.

Hofmann A W. 1988. Chemical differentiation of the Earth: The relationship between mantle, continental crust, and oceanic crust., 90(3): 297–314.

Hou Z Q, Gao Y F, Qu X M and Rui Z Y. 2004. Origin of adakitic intrusives generated during mid-Miocene east-westextension in southern Tibet., 220(1–2): 139–155.

Hou Z Q, Zaw K, Pan G T, Mo X X, Xu Q, Hu Y Z and Li X Z. 2007. The Sanjiang Tethyan metallogenesis in SW China: Tectonic setting, metallogenic epoch and deposit type., 31(1–4): 48–87.

Irvine T N and Baragar W R A. 1971. A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks., 8(5): 523–548.

Kroner A. 2006. Evolution of the Archean continental crust., 443(7113): 811–817.

Liu Y S, Cao S, Hu Z C, Gao C G, Zong K Q and Wang D B. 2010. Continental and oceanic crust recycling-induced melt-peridotite interactions in the Trans-North China Orogen: U-Pb dating, Hf isotopes and trace element in zircons from mantle xenoliths., 51(1–2): 537–571.

Lu Y J, Kerrich R, Cawood P A, McCuaig T C, Hart C J R, Li Z X, Hou Z Q and Bagas L. 2012. Zircon SHRIMP U-Pb geochronology of potassic felsic intrusions in western Yunnan, SW China: Constraints on the relationshipof magmatism to the Jinsha suture., 22(2): 737–747.

Lu Y J, Robert K, Campbell M T, Li Z X, Hart C J R and Cawood P A. 2013. Geochemical, Sr-Nd-Pb, and zircon Hf-O isotopic compositions of Eocene-Oligocene shoshonitic and potassic adakite-like felsic intrusions in western Yunnan, SW China: Petrogenesis and tectonic implications., 54(7): 1309–1348.

Mo X X, Hou Z Q, Niu Y L, Dong G C, Qu X M, Zhao Z D and Yang Z M. 2007. Mantle contribution to crustal thickening during continental collision: Evidence from Cenozoic igneous rocks in southern Tibet., 96(1): 225–242.

Pearce J A. 1996. Sources and settings of granitic rocks., 19(4): 120–125.

Pearce J A, Harris N B and Tindle A G. 1984. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks., 25(4): 956–983.

Peccerillo R and Taylor S R. 1976. Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, Northern Turkey., 58(1): 63–81.

Perfit M R, Gust D A and Bench A E. 1980. Chemical Characteristics of Island-Arc Basalts: Implications for Mantle Sources., 30(3): 227–256.

Petford N and Atherton M. 1996. Na-Rich Partial Melts from Newly Under plated Basaltic Crust: The Cordillera Blanca Batholith, Peru., 37(6): 1491–1521.

Qi L, Hu J and Gregoire D C. 2000. Determination of trace elements in granites by inductively coupled plasma mass spectrometry., 51(3): 507–513.

Rapp R P, Laporte D, Martin H and Shimizu N. 2006. Experimental insights into slab-mantle interactions in subduction zones: Melting of adakite-metasomatized peridotite and the origin of the “are signature”., 70(18): A517.

Rapp R P and Watson E B. 1995. Dehydration melting of metabasalt at 8–32kbar: Implications for continental growth and crust-mantle recycling., 36(4): 891–931.

Rapp R P, Watson E B and Miller C. 1991. Partial melting of amphibolite/eclogite and the origin of Archean trondhjemites and tonalites., 51(1–4): 1–25.

Rickwood P C. 1989. Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides for major and minor elements., 22(4): 247–263.

Sun S S and McDonough W F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implication for mantle composition and processes, Magmatism in the ocean basins.,,, 42: 313–345.

Sun W D, Ling M X, Yang X Y, Fan W M, Ding X and Liang H Y. 2010. Ridge subduction and porphyry copper-gold mineralization: An overview.(), 53(4): 475–484.

Taylor S R and McLennan S M. 1985. The Continental Crust: Its Composition and Evolution. London: Blackwell Scientific Publication, Carlton: 1–312.

Wang J H, Yin A, Harrison T M, Grove M, Zhang Y Q and Xie G H. 2001. A tectonic model for Cenozoic igneous activities in the eastern Indo-Asian collision zone., 188(1–2): 123– 133.

Wang Q, Xu J F, Jian P, Bao Z W, Zhao Z H, Li C F, Xiong X L and Ma J L. 2006. Petrogenesis of adakitic porphyries in an extensional tectonic setting, Dexing, South China: Implications for the genesis of porphyry copper mineralization., 47(1): 119–144.

Xu X W, Cai X P, Xiao Q B and Peters S G. 2007. Porphyry Cu-Au and associated polymetallic Fe-Cu-Au deposits in the Beiya area, western Yunnan Province, South China., 31(1): 224–246.

Zhang P Z, Shen Z K, Wang M, Gan W J, Burgmann R, Molnar P, Wang Q, Niu Z J, Sun J Z, Wu J C, Sun H R and You X Z. 2004. Continuous deformation of the Tibetan Plateau from global positioning system data., 32(9): 809–812.

Zhou J X, Dou S, Huang Z L, Cui Y L, Ye L, Li B, Gan T and Sun H R. 2016. Origin of the Luping Pb deposit in the Beiya area, Yunnan Province, SW China: Constraints from geology, isotope geochemistry and geochronology., 72: 179–190.

Zhou X H, Sun M, Zhang G H and Chen S H. 2002. Continental crust and lithospheric mantle interaction beneath North China: Isotopic evidence from granulite xenoliths in Hannuoba, Sino-Korean craton., 62(3): 111–124.

Zhou Z H, Li B Y, Wang A S, Wu X L, Ouyang H G and Feng J R. 2013. Zircon SHRIMP U-Pb dating and geochemical characteristics of Late Variscan granites of the Daitongshan copper deposit and Lamahanshan polymetallic-silver deposit, southern Daxing’anling, China., 24(5): 772–795.

Zorpi M J, Coulon C, Orsini J B and Cocorta C. 1989. Magma mingling, zoning and emplacement in cal-alkaline granitoid plutons., 157(4): 315–329.

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

云南省技術創新人才培養對象項目(202105AD160003)、第二次青藏高原綜合科學考察研究項目(2019QZKK0802)、中國地質調查局項目(1212011120607)、云南省整裝勘查項目(201100024)和云南省有色地質局項目(2013100001)聯合資助。

徐恒(1981–), 男, 博士, 高級工程師, 主要從事地質科研與礦產勘查工作。Email: 306551439@qq.com

P588; P597

A

1001-1552(2021)05-0934-017

10.16539/j.ddgzyckx.2021.05.007