云南省大坪金礦區二長花崗巖的地球化學特征及地質意義

王治華，郭曉東，葛良勝，王 梁，常春郊，從潤祥，張慧玉

(武警黃金地質研究所，河北廊坊 065000)

0 引言

云南省元陽縣大坪金礦床是著名的金沙江－哀牢山構造帶上繼墨江金廠、鎮源老王寨之后發現的又一重要的金礦床，礦床位于云南省元陽縣大坪鄉境內，礦區面積約60 km2。大坪金礦床自從發現以來就引起地質學者極大的關注，前人分別對礦床的地質特征、成礦流體、成礦時代和礦床成因等方面進行了系統研究(韓潤生等，1997;應漢龍，1998;畢獻武等，1999;熊德信等，2006a，2006b，2007;孫曉明等，2007a，2007b)。然而，前人對礦區出露的花崗巖體僅作過地質特征的簡單描述，至今沒人對花崗巖的地質地球化學特征進行系統研究。本文主要通過對礦區出露的二長花崗巖的巖石學、主量元素、微量元素、稀土元素和同位素地球化學特征的系統研究，來探討巖體成巖構造環境、源區性質和成因等，并討論了二長花崗巖體與大坪金礦之間的關系，將有助于深入了解大坪金礦的礦床成因。

1 地質概況及巖石學

大坪金礦區大地構造位置位于揚子地塊西緣的金平斷塊上，或稱為金平滑移體(王臣興，2002)。該區位于金沙江－哀牢山構造帶的南端，以金平為中心，東西兩側分別受哀牢山斷裂和及其南部分支藤條江斷裂所限，北西交匯于元陽縣南部的攀枝花一帶，大致呈一楔形區，哀牢山深淺變質帶分別位于其東西兩側(圖1)。區內除發育北西向斷裂外，北東向斷裂也較發育，兩者相互作用和加強，造成巖漿活動和成礦活動成面型展開，極大地豐富了斷塊內活動的內涵，形成‘遍地是金’的特征。

礦區地層比較簡單，零星出露奧陶系、志留系、泥盆系，是一套碎屑沉積巖及碳酸鹽巖。元古界哀牢山群片麻巖、變粒巖出露于礦區之北。礦區斷裂構造以北西向為主，其次為近南北向和北東向。區內斷裂主要有三家河斷裂、金子河斷裂和小寨－金平斷裂(圖2)。

圖1 大坪金礦區構造格架圖(據王治華等，2010)Fig.1 Tectonic setting of the Daping mining field(after wang et al.，2010)1－斷裂;2－國界;3－金礦床1－fault;2－national border;3－gold deposit

礦區巖漿活動頻繁，巖漿巖具多期次、多類型特點。礦區出露的花崗巖體是礦區內最主要的巖體，位于礦區的小寨－金平斷裂東北側，呈北西－南東向展布，長10 km，寬4～5 km，面積約50 km2。此外，礦區內脈巖比較發育，主要為二長斑巖脈、石英二長巖脈、輝綠巖脈，脈巖規模較小，一般寬數十厘米至幾米，長幾米至幾百米(圖1)。花崗巖體的巖性比較單一，為中粗粒二長花崗巖，灰白色，塊狀構造，中粗粒花崗結構。主要由斜長石(38%)、鉀長石(30%～35%)、石英(25%)和黑云母(小于5%)組成，粒徑以2～5 mm居多，5～13 mm粗粒次之，細粒少量。斜長石呈半自形板狀，具絹云母化;鉀長石為微斜紋長石，呈他形－半自形寬板狀，具粘土化，內常含有小的斜長石晶體;石英呈他形粒狀，具波狀消光。巖石蝕變較強，黑云母大部分被綠泥石、白云母交代，呈其假象。此外，還見有不規則片狀白云母(呈網脈狀)和少量螢石，反映了高溫氣成熱液交代作用。主要副礦物為磁鐵礦、鋯石、磷灰石和榍石等。

2 采樣及分析方法

本文分析樣品采自大坪金礦區的二長花崗巖見圖2，樣品編號為:DB33、DB34、DB35、DB52、DB53。樣品手標本雖然比較新鮮，但是鏡下觀察來看，巖石普遍遭受不同程度的蝕變。

主量元素在中國地質科學院地球物理地球化學勘查研究所采用熔片法X－射線熒光光譜(XRF)分析;微量和稀土元素在中國地質科學院地球物理地球化學勘查研究所采用等離子體質譜法(ICP－MS)或壓片法X－射線熒光光譜(XRF)分析;Sr、Nd同位素在中國地質科學院地質研究所同位素實驗室由唐索寒分析，其中，Sr同位素、Rb－Sr和Sm－Nd含量分析儀器:MAT262固體同位素質譜計;Nd同位素分析儀器:Nu Plasam HR MC－ICP－MS(Nu Instruments)。

表1 大坪金礦區二長花崗巖巖石化學成分表(%)Table 1 Chemical composition of monzogranite in the Daping gold mining area(%)

圖2 大坪金礦區地質略圖Fig.2 Geological sketch map of the Daping mining field1－斷裂或推測斷裂;2－礦脈及編號;3－采樣位置;D2l－中泥盆統老井寨組;D2s－中泥盆統宋家寨組;D2m－中泥盆統馬鹿洞組; S2－中志留統;O1－下奧陶統;ηγ53－二長花崗巖;ηπ－二長斑巖脈;ηo5b－石英二長巖脈;δ4－閃長巖;ν－輝綠巖體或巖脈1－fault or inferred fault;2－ore vein and its serial number;3－sample location;D2l－middle Devonian Laojingzai Fm.;D2s－middle Devonian Songjiazai Fm.;D2m－middle Devonian Maludong Fm.;S2－middle Silurian;O1－lower Ordovician;ηγ53－monzogranite;ηπ－vein of monzonite porphyry;ηo5b－quartz monzonite;δ4－gabbro;ν－diabase rockbody ore vein

表2 大坪金礦區二長花崗巖巖石化學特征參數Table 2 Petrochemical characteristic parameters of monzogranite in the Daping gold mining area

3 地球化學特征

3.1 主量元素特征

大坪金礦區花崗巖的巖石化學成分及部分巖石化學參數列于表1、表2。從表1和表2中可以看出，該花崗巖具有如下特點:

大坪礦區二長花崗巖SiO2含量為67.32% ～71.71%，平均69.24%，低于中國花崗巖SiO2含量71.63%。富鋁:Al2O3在14.54% ～16.66%之間，均值為 15.48%，高于中國花崗巖 Al2O3含量14.00%。過鋁指數A/CNK為1.04～1.26，均值1.11，屬于過鋁質花崗巖類。在A/CNK－A/NK圖解(圖3)中，本區花崗巖樣品的投點都落在過鋁質花崗巖范圍內。全堿(Na2O+K2O)含量為4.62%～8.45%，平均6.69%，低于中國花崗巖(Na2O+ K2O)含量7.71%。在K2O－SiO2圖解(圖4)中，該花崗巖樣品的投點都落在高鉀鈣堿性巖石或鈣堿性巖石系列范圍內。

圖3 大坪礦區二長花崗巖A/CNK－A/NK圖解(底圖據Maniar P D，1989)Fig.3 A/CNK－A/NK diagram of monzonite granite in the Daping gold mining area(base map after Maniar P D，1989)

3.2 過渡族元素特征

從表3中可見，大坪金礦區花崗巖過渡族元素含量相對穩定。從以原始地幔標準化的過渡族元素蜘網圖(圖5)中可見，本區花崗巖微量元素Ti、Mn、Cu和Zn等則有輕微富集;而Cr和Ni則虧損明顯。從曲線的形狀看，均呈大致相同的“W”形，相容元素Cr、Ni處于低谷。從晶體場的相關理論出發，一般認為由地幔部分熔融形成的巖漿相對于地幔礦物而言，由于Cr3+、Ni2+具有較大的八面體擇位能力，更傾向于保存在后者中，因此前者就會貧Cr和Ni (葛良勝等，2003)。同時據對不同源區巖石的分配曲線特征看，地幔巖石的分配曲線趨于平緩，而經地幔派生的巖石則趨于W型。對比本區花崗巖過渡族元素的配分曲線圖，可以認為其源區具有經地幔派生巖漿的特征。

圖4 大坪礦區二長花崗巖K2O－SiO2圖解(底圖據Middlemost，1985)Fig.4 K2O－SiO2diagram of monzonite granite in the Daping gold mining area(base map after Middlemost，1985)

圖5 大坪礦區二長花崗巖過渡族元素蜘蛛網圖(原始地幔值引自Taylor S R，1985)Fig.5 Spidegram of transition elements for monzogranite in the Daping gold mining area(annotate:primitive mantle values from Taylor S R，1985)

3.3 不相容元素特征

礦區花崗巖的不相容元素含量不穩定，特別是Th、Ta、U、Nb、La和Ce等元素含量變化范圍較大。從不相容元素的蜘網圖(圖6)可以看出，礦區花崗巖的微量元素明顯富集Rb、U、Sr和Ba等大離子親石元素，而相對虧損Ta、Nb和Ti等高場強元素，且Ta、Nb和Ti具“TNT”負異常，顯示出俯沖帶幔源巖石的成分特點。

表3 大坪金礦區二長花崗巖微量元素結果表(10－6)Table 3 Trace element composition of monzogranite in the Daping gold mining area(10－6)

圖6 大坪礦區二長花崗巖不相容元素蜘蛛網圖(原始地幔值引自Taylor S R，1985)Fig.6 Spidegram of incompatible elements for monzogranite in the Daping gold mining area(annotate:primitive mantle values from Taylor S R，1985)

3.4 稀土元素

稀土元素具有相近或相似的地球化學行為，稀土元素的地球化學行為與巖石成因關系十分密切。從稀土元素組成表和特征參數表(表4、表5)中，本區花崗巖∑REE為34.52×10－6～168.54×10－6; LREE為27.41×10－6～158.12×10－6;HREE為2.93×10－6～5.23×10－6;LR/HR為9.36～30.53，其值變化范圍都較大，表明礦區花崗巖具強烈分異。δEu值為0.80～1.44，負Eu異常不明顯。鄧晉福等(1996)根據巖石相平衡理論，進一步論證了中酸性火成巖的成因，并指出在正常陸殼厚度或加厚陸殼的中上部，陸殼巖石局部熔融產生的是具有負Eu異常的花崗巖(流紋巖)巖漿，而在加厚的陸殼底部(深度大于50～60 km)，陸殼巖石局部熔融產生的是粗面巖(正長巖)巖漿。礦區花崗巖不具有或僅具有弱的負Eu異常，因此可以排除研究區的花崗巖起源于正常厚度的陸殼內或雙倍陸殼中、上部的可能。大坪礦區花崗巖的稀土配分模式圖表現為左高右低的較平滑曲線 (圖7)，輕稀土富集，重稀土虧損，且輕微的Eu負異常，表明稀土元素發生了分餾，花崗巖的源區具有殼幔混染的特征。

表4 大坪礦區二長花崗巖稀土元素結果表(10－6)Table 4 REE composition of monzogranite in the Daping gold mining area(10－6)

表5 大坪金礦區二長花崗巖稀土元素成因參數表Table 5 Characteristic parameters of rare earth element of monzogranite in the Daping gold mining area

圖7 大坪礦區花二長崗巖稀土元素配分模式圖(球粒隕石引自Boynton，1984)Fig.7 Diagram showing REE distribution for monzogranite in the Daping mining area

3.5 Sr、Nd同位素

Sr、Nd同位素分析結果見表6。87Sr/86Sr值范圍為0.7078～0.7436，均值0.7256，高于原始地幔現代值0.7045(DePaolo D J，1979);143Nd/144Nd值范圍為0.5119～0.5122，均值0.5120，低于原始地幔現代值0.512638(Wasserburg G J，1981);εNd值范圍為－2.5～－4.2，均值－3.98。147Sm/144Nd值為0.0954～0.1182，均值0.1025，低于地殼的平均147Sm/144Nd值0.118(Jahn B M，1995)。由以上可見，大坪礦區花崗巖Sr、Nd同位素既不同于典型的原始地幔也不同于典型的大陸地殼。在ISr－εNd(t)圖解中(圖8)上，數據點均落入第四象限，暗示大坪礦區花崗巖來源于富集地幔。

圖8 大坪礦區花二長崗巖ISr－εnd(t)圖解(底圖據Hu AQ，2000)Fig.8 ISr－Nd(t)diagram of monzonite granite in the Daping gold mining area(base map after Hu AQ，2000)

4 討論

4.1 巖漿的源區

從前面的分析可以看出，大坪金礦區花崗巖在地球化學和同位素組成上獨具特色，其源區并不是典型的原始地幔，也不是來自于地殼物質的重熔，而是來自于“殼－幔混合帶”的部分熔融，這種源區是殼－幔物質混合的一種所謂EMⅡ型富集地幔源(Hart S R，1984;周新華，1992)。主要證據如下: (1)巖石化學成分上具有低SiO2，和高Al2O3的主量元素特征，比較接近原始巖漿(Langmuir et al.，1978)。(2)花崗巖的微量元素相對于原始地幔，明顯富集Rb、Sr、Ba、Th和La等大離子親石元素，相對虧損Ta、Nb和Ti等高場強元素，并且Ta、Nb和Ti具“TNT”負異常，顯示出俯沖帶幔源巖石的成分特點。(3)以原始地幔標準化的過渡族元素蜘網圖中曲線均呈大致相同的“W”形，一些在幔源巖石中富集的Ti、Cu和Zn元素相對富集，相容元素Cr、Ni明顯虧損。(4)稀土總量變化較大，稀土配分模式圖表現為左高右低的較平滑曲線，且具有輕微的Eu負異常，這種曲線與典型的地殼REE“V”字形配分模式截然不同，與I型花崗巖配分曲線相似，表明花崗巖巖漿并不是幔源玄武巖漿在基性斜長石分異作用后的殘余熔體。(5)Rb－Sr和Sm－Nd同位素結果表明，巖體具有高ISr值和低εNd值的特征，既不同于典型的虧損地幔也不同于典型的大陸地殼，接近與有俯沖帶地殼物質參與的EMⅡ地幔單元。

表6 大坪礦區二長花崗巖Sr－Nd同位素組成表Table 6 Sr－Nd isotope composition for monzogranite in the Daping mining area

4.2 成巖構造環境

根據本區的構造演化史(張志斌，2005)，本區區域上在晚二疊世結束了金沙江－哀牢山特提斯的演化過程，開始進入陸內俯沖造山階段。自中三疊世拉丁期開始，陸內俯沖作用所導致的地塊碰撞，結束了以下沖作用為主的造山前期階段，轉入了以逆沖推覆作用為主的造山抬升階段－造山主期。自古近紀開始，喜馬拉雅階段的造山作用影響云南全境，始新世晚期－漸新世，由于受歐亞板塊與印度板塊碰撞的影響，引起三江地區強烈的陸內變形，形成不同方向的走滑斷裂組合，其中包括了NW向的哀牢山－金沙江斷裂(羅均烈等，1994;鐘大賚等，2000)。本區花崗巖的成巖年齡39.0Ma(K－Ar法)，測試對象為黑云母(韓潤生等，1997)，為喜馬拉雅中期巖漿活動的產物。由此可見，受喜馬拉雅運動影響而侵位的大坪礦區巖漿活動在時間、空間和機制上與哀牢山地區新生代的構造背景一致，應產于造山晚期或后碰撞的構造環境中。本區花崗巖的樣品在花崗巖形成構造環境分級判別圖解(圖9)中的投點都落在后碰撞弧和大陸弧混合區域內，由此可見，巖石化學判別圖解的結果與本區新生代的構造演化背景一致，它進一步證明大坪礦區二長花崗巖形成在造山晚期或后碰撞的構造環境中。

圖9 大坪礦區花二長崗巖的形成構造環境的分級判別圖解(底圖據Müllur，et al.，2007)Fig.9 Hierarchical discrimination diagrams of monzogranite in the Daping mining area (bottom diagram after Müllur，et al.，2007)WIP－板內;CAP－大陸弧;LOP－晚期洋弧;IOP－早期洋弧;PAP－后碰撞弧WIP－plate;CAP－continental arc;LOP－later oceanic arc;IOP－early oceanic arc;PAP－post－collisional arc

4.3 巖體的成因機制

大坪礦區花崗巖的源區具有EMⅡ型富集地幔端元的地球化學特征。EMⅡ型富集地幔端元的成因與洋殼沉積物的混合以及再循環作用有關(鄭永飛，1999)。哀牢山－金沙江洋發生俯沖碰撞的時間是在晚二疊世－早三疊世。在洋殼消減過程中，必然有拆沉的俯沖巖石圈在下降到一定深度的時候，脫水形成高度富集大離子親石元素(LILE)和輕稀土(LREE)而強烈虧損高場強元素(HFSE)的流體，這些上升的流體交代巖石圈地幔，引起殼幔物質發生混合，從而使得由該源區形成的花崗巖具有殼一幔混合成因的巖石成分特征。高名修等(1997)通過研究認為，在川滇西部發現在紅河斷裂以北、元謀－綠汁江斷裂帶和安寧河斷裂以西，存在著速度為7.7～7.8 km/s的過渡帶(即殼－幔混合帶)，其厚度為10 km左右。本文研究的大坪礦區正好處在上述區域之中。據鄧萬明等(1998)對滇西地區Pb同位素的研究，認為滇西斑巖的成源時代為250～220 Ma，這與洋殼發生俯沖碰撞的時間一致，而成巖時代為38 Ma左右，他們將“成源”與“成巖”的時間差稱為巖漿活動的“滯后效應”。印度大陸與歐亞大陸碰撞時間約在50～45 Ma，稍早于本區花崗巖體的同位素地質年齡(39 Ma左右)。因此可以推斷:在晚二疊世－早三疊世(250～220 Ma年左右)，金沙江洋殼在俯沖、消減過程中，一部分海水及大洋沉積物被帶到增生楔內并與增生楔內地幔物質發生混合，這種帶有殼幔混合特征的源區物質暫時滯留下來;早古近紀(40 Ma年左右)，印度大陸與歐亞大陸發生碰撞，形成不同方向的走滑斷裂組合，其中包括了沿著金沙江－哀牢山洋的地方逐步形成的左行走滑斷裂帶以及一系列新生代走滑拉分盆地;由于盆地下陷和地幔上拱誘發了“殼－幔混合層”的部分熔融，滯留的源區物質在走滑斷裂帶有利部位上侵和噴發。同時，交代富集地幔源區的花崗巖在本區的出現，標志著在喜馬拉雅中晚期區域上構造運動，是一個地殼持續減薄的過程，并且在伸展拉張的不同階段，表現出不同的殼幔關系。因此大坪礦區花崗巖脈的形成無論在時間、空間和機制上都與這些大的構造事件有著密切的耦合關系。

4.4 巖體與金礦的關系

目前，許多學者對于大坪金礦床的成礦流體的認識還有不同觀點;主要有:1)成礦流體以巖漿熱液為主，地表水被加熱后所產生的改造熱液、區域變質熱液共同參與了成礦作用(徐研非，1989);2)成礦流體為巖漿期后熱液和地下水熱液組成的混合流體，大氣降水參與了成礦作用(金世昌等，1994;韓潤生等，1997);3)成礦流體為熱鹵水，硫源可能為深源或高度均一化的產物，多數源于地層，少數源于巖漿，金主要源于地層及蛇綠巖帶，鉛具有殼幔混合源的特征(沈上越等，1997);4)各成礦期流體均是以深源流體為主的殼一幔混合流體，但具有不同的地球化學特征，是相對獨立的成礦流體體系(葛良勝等，2007a，2007b);5)成礦流體主要來自地幔排氣形成的深源地幔流體和下地殼脫水形成的富CO2流體，深源流體與花崗巖發生水－巖反應和沸騰作用導致礦質沉淀富集是礦床形成的主要原因(孫曉明等，2006，2007a)。

前人對大坪金礦床成礦作用認識主要為:中生代哀牢山地區已經處于板塊俯沖造山期，大量陸殼物質隨俯沖板塊被帶入地幔，與地幔物質發生熔融、混染;至喜馬拉雅期，張性構造運動(張玉泉等，1987;陳勝早等，1990;從柏林等，1993;楊開輝等，1993)使巖石圈減薄、軟流圈上涌，這一時期不僅大量幔源巖漿上升至地表，還伴隨大規模的變質作用和地幔去氣;同時地幔流體攜帶大量成礦物質、流體沿深斷裂帶向上運移，激發、活化地殼中的礦質，同時促進淺部流體的循環對流，萃取更多的成礦物質，在地殼淺部由于物理化學條件的變化，成礦物質從流體中卸載，在構造有利部位形成礦體，形成大坪金礦床。

綜合前人對大坪金礦床的成礦流體和成礦作用研究，作者認為:大坪金礦成礦流體主要來源于深部巖漿水而非巖漿期后熱液和地下水熱液組成的混合熱液，地表水未參加成礦作用，成礦流體源區為殼幔混合區，與礦區二長花崗巖體具有相同的源區，巖體為大坪金礦的形成提供了熱源和主要成礦流體，巖漿作用與大坪金礦的關系十分密切。

5 結論

(1)花崗巖的稀土、微量元素和Sr、Nd同位素特征顯示其源區具有交代富集地幔的地球化學特征。交代富集地幔主要是由俯沖到地幔的俯沖帶組分脫水形成的富集流體交代巖石圈地幔的結果。

(2)交代富集地幔源區的花崗巖在本區的出現，標志著哀牢山構造帶古近紀大地構造運動，是一個地殼持續減薄的過程，并且在伸展拉張的不同階段，表現出不同的殼幔關系。

(3)大坪金礦床成礦流體源區為殼幔混合區，與礦區二長花崗巖體具有相同的源區，巖體為大坪金礦的形成提供了熱源和主要成礦流體，巖漿作用與大坪金礦的關系十分密切。

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