云南个旧煌斑岩脉地球化学特征及其地质意义

曹华文 , 张寿庭 *, 王长明 宋 欣 林进展 , 李 冬

(1. 中国地质大学 地球科学与资源学院, 北京 100083; 2. 成都理工大学 构造成矿成藏国土资源部重点实验室, 四川成都 610059)

0 引 言

云南个旧锡铜多金属矿床东区老卡岩体内外,不同类型岩脉共伴生发育, 包括煌斑岩脉、花岗斑岩脉、细晶-伟晶岩脉等。煌斑岩脉是个旧杂岩体的重要组成部分, 且由于煌斑岩与壳幔作用及深部地幔部分熔融作用之间有着成因联系, 能够反映深部构造岩浆作用、源区地球化学性质及相应的成矿作用等[1], 所以老厂煌斑岩脉的地球化学性质研究,能够提供 70～80 Ma期间个旧地区深部地球动力学信息, 并对整个个旧杂岩体的成因演化提供必要的证据。

本文主要以个旧老厂地区迎风山、羊坝底、仙人坡煌斑岩脉为研究对象, 对其开展岩石学和地球化学等方面的研究。在前人研究成果的基础上, 探讨区内煌斑岩的成因、形成环境, 及其反映的深部动力学信息等。

1 地质概况及岩相学特征

云南个旧是世界级规模的超大型锡铜多金属矿床, 其有色金属总储量超过1000万吨, Sn资源量超过200万吨[2], 是我国重要的Sn、Cu多金属矿集区。个旧矿区位于华南及东南亚板块、印度板块交接部位附近。位于云南东南部上扬子古陆块与三江弧盆系接触部[3](图 1b)。其北部以弥勒-师宗断裂与扬子陆块分界, 西南面以红河断裂与哀牢山断块毗邻,南部为越北古陆。矿区内断裂、褶皱发育, 南北向个旧断裂将矿区划分为东西两区, 锡多金属矿床(点)多位于个旧东区。北北东向的五子山复式背斜及东西向的 5条压扭性大断裂(图 1a)将东区矿带自北向南分为马拉格、松树脚、老厂、双竹和卡房五个矿田[5]。

矿区出露的地层主要为三叠系碳酸盐岩、碎屑岩及基性火山岩等; 其厚达5000余m, 主要由上统火把冲组(T3h)、鸟格组(T3n), 中统法郎组(T2f)、个旧组(T2g)和下统永宁镇组(T1y)、飞仙关组(T1f)组成(图 1a)。区内岩浆活动亦十分强烈, 是该区形成大型、超大型矿床的重要条件之一, 其中燕山期花岗岩类分布最广泛(图 1a)。煌斑岩脉主要在个旧老厂东部出露(图 1c), 围岩地层为中三叠统个旧组(T2g)碳酸盐岩。

目前地表见有 4条煌斑岩脉带, 分别出露于迎风山、羊坝底、仙人坡和干坡坡, 岩脉主要受北东向断裂控制, 沿走向呈斜列式断续出现, 倾向变化较大, 倾角50°～80°。煌斑岩脉的形成时代为燕山期,其锆石U-Pb年龄可能为72 Ma[2], 比老厂似斑状花岗岩(锆石U-Pb年龄85 Ma)[6]晚13 Ma左右; 并且在煌斑岩中见有细晶质花岗岩捕掳体[5]。可见, 煌斑岩脉与老卡花岗岩体的关系是近同期形成, 但煌斑岩更晚。

煌斑岩呈深灰绿色, 变余煌斑结构, 块状构造,地表岩石风化后显球状, 风化球体大小在10～40 cm之间。岩石由斑晶、基质和少量杏仁体组成。研究区煌斑岩矿物含量的共同特征如下: 斑晶包括蚀变单斜辉石(＜5%)和橄榄石(＜5%)、黑云母(＜5%)、石英(约 10%)、斜长石(约 5%), 呈自形半自形晶, 粒径0.5～8.65 mm。有的石英和斜长石具溶蚀现象; 斜长石为中拉长石, 部分具麻点状边环及碳酸盐化; 铁镁矿物已全部被碳酸盐、蛇纹石取代, 依假象可能为单斜辉石或橄榄石; 单斜辉石呈无色-浅黄绿色柱状, 有的核部被绿泥石、黑云母交代(图2c、2d); 黑云母含 Ti较高, 呈红褐色片状。基质由长石(30%～35%)、蚀变单斜辉石(约 20%)、黑云母(15%～20%)和少量石英(＜5%)组成, 粒径多小于 0.3 mm。长石呈他形-半自形板状微晶; 单斜辉石、黑云母特征及蚀变同斑晶; 基质中石英呈他形粒状充填上述矿物粒间。少量杏仁体呈不规则形状, 被绿泥石、碳酸盐、次生石英充填(图 2a、2b)。副矿物主要有磁铁矿、磷灰石及锆石等。据此, 研究区煌斑岩应为蚀变橄辉云斜煌斑岩。

但是研究区的3条煌斑岩脉又具有各自不同的特点, 相对于羊坝底和仙人坡煌斑岩脉, 迎风山煌斑岩脉(图 2a)中浅色硅铝矿物(石英和斜长石)含量最高(40%～65%), 暗色铁镁矿物(辉石、云母及橄榄石)相对含量最低(45%～65%), 副矿物为磁铁矿、磷灰石及锆石等; 而羊坝底煌斑岩脉(图 2b)中浅色矿物相对含量最低(30%～45%), 暗色矿物相对含量最高(55%～75%), 副矿物为磁铁矿及磷灰石等。

2 样品分析方法

图1 个旧地区地质简图及煌斑岩脉分布图Fig.1 Sketch map showing the geology and distribution of lamprophyres in the Gejiu area

图2 煌斑岩脉显微镜下照片(正交偏光)Fig.2 Micro-texture of lamprophyres in the Gejiu area (cross-polarized light)

7个较新鲜的煌斑岩分析样品采自个旧老厂东部迎风山、羊坝底和仙人坡(表1)。主元素在中国地质科学院地球物理地球化学勘查研究所用熔片法 X射线荧光光谱法(XRF)分析, FeO含量采用容量法(VOL)分析, CO2用电位法分析; 微量元素和稀土元素在该所用等离子体质谱法(ICP-MS)分析, Ba、Cl、Cr、Rb、S、Sr、V和Zr用压片法X-射线荧光光谱(XRF)分析, As、Sb用原子荧光光谱法(AFS)分析, F用离子选择性电极法(ISE)分析以及 Au用无火焰原子吸收光谱法(ANN)分析。煌斑岩是最易受蚀变的岩石类型之一, 本区煌斑岩脉的烧失量为 4%左右,但其整体的成分测试结果与国外同类型煌斑岩[1]氧化物含量相接近, 较能代表本区煌斑岩的实际化学成分, 故没有做化学成分的调整。

3 分析结果

3.1 岩石类型

个旧东区老厂煌斑岩 SiO2含量为51.54%～59.20%, 属中基性岩类; K2O+Na2O 在6.39%～7.28%之间, 其里特曼(σ)指数值为 2.64～5.28,属碱性-亚碱性系列岩石。在(K2O+Na2O)-SiO2煌斑岩分类图[1](图 3)上, 多数样品数落在钙碱性系列(CAL)范围内。

研究区煌斑岩K2O ＞ Na2O, 其K2O/Na2O比值为 2.32～3.56, K/Al摩尔比值为 0.35～0.45, K/(K+Na)摩尔比值为 0.61～0.70, 在路凤香等[7]的K/Al-K/(K+Na)图(图 4)中, 所有样品都落在钾质煌斑岩区(Ⅱ)。结合该区煌斑岩岩相学矿物含量组成和特征, 个旧东区老厂煌斑岩属于碱性-亚碱性、钾质钙碱性系列煌斑岩。

3.2 主元素

与哀牢山成矿带上的白马寨镍矿[8]、老王寨[9]和大坪[10]金矿区以及红河金矿带上的小水井金矿区[11]煌斑岩(30-34Ma)的成分含量(表 1)相比, 个旧老厂煌斑岩的SiO2含量稍微偏高, 但5个地区的煌斑岩都属中基性岩类, 且都为低Ti含量(TiO2＜ 1.5%)、中等Al含量(Al2O3= 8%～14%)。与上述4个金、镍矿区相比, 本区煌斑岩 MgO 含量(4.48%～8.12%)相对偏低, K2O/Na2O比值稍微偏高。本区Na2O与K2O间不具有相关关系, 反映富钾是其岩石本身固有的性质。

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图3 煌斑岩的(K2O+Na2O)-SiO2图(底图据Rock et al.[1])Fig.3 (K2O+Na2O)-SiO2 diagram of lamprophyres (after Rock et al.[1])

图4 煌斑岩的K/Al-K/(K+Na)图(底图据路凤香等[7])Fig.4 K/Al-K/(K+Na) diagram of lamprophyres (after Lu et al.[7])

同类岩石的镁-铁比值(Mg#= 100×Mg2＋/(Mg2＋+Fe2＋), 摩尔比)可以反映结晶分异的先后顺序[12]。本区煌斑岩 Mg#值为 61.9～73.9, 在 Mg#与氧化物含量协变关系图中, 本区煌斑岩随 Mg#值减小表现出SiO2、CaO、Na2O 含量变化不明显; Fe2O3、FeO、MgO、K2O、P2O5、TiO含量相对减少; MnO、Al2O3、CO2含量相对增加。可见, 在成岩过程中也存在弱的结晶分异作用。总体表现出从富镁、铁向富碱方向演化的趋势; 该结论与个旧长岭岗和白云山地区出露同时期的碱性正长岩和霞石正长岩现象(图 1a)相印证[2]。

3.3 微量元素

在微量元素方面, 过渡元素蛛网图(图 5)显示,煌斑岩样品Sc、Ti、Mn、Fe、Cu和Zn等过渡元素富集, 深源元素 Cr、Co和 Ni相对亏损, 均呈大致相同的“W”形, 这与许多幔源基性-超基性岩的过渡元素蛛网图的特征相似。而且, Sc、Co、Cr和Ni落在代表地幔二辉橄榄岩 1%～20%初始熔融的原生岩浆[14]标准范围内(Sc = 15～30 μg/g, Co = 25～80 μg/g, Cr = 200～500 μg/g, Ni = 90～700 μg/g)[1,15], 结合镜下观察到的蚀变橄榄石斑晶, 认为煌斑岩母岩浆可能来自上地幔源区。

图5 过渡元素(相容元素)蛛网图(原始地幔数据据Jagoutz et al.[13])Fig.5 Spidergram of transitional elements (primitive mantle values after Jagoutz et al.[13])

图6 亲石元素(不相容元素)蛛网图(原始地幔数据据Taylor et al. [16])Fig.6 Spidergram of incompatible elements for lamprophyre (primitive mantle values after Taylor et al.[16])

本区煌斑岩在原始地幔标准化的亲石元素分布模式图(图6)中, 其形态为相似的“驼峰”型。煌斑岩大离子亲石元素(LILE) K、Rb和Ba相对富集, Sr相对弱亏损; 高场强元素(HFSE) Ta、Nb、P、Zr、Hf和Ti相对亏损, 且Ta、Nb和Ti具有“TNT”负异常; 这些特征与形成于与俯冲带相关的高K/Ti-低Ti钾质岩石非常类似, 而明显不同于板内低K/Ti-高Ti钾质岩石[17]。

3.4 稀土元素

从稀土元素组成表(表 2)和分布模式图(图 7)中可以得出, 本区煌斑岩脉除LCD02样品∑REE值较高(1060 μg/g)外, 其他煌斑岩的∑REE值变化范围都较窄, 整体上∑REE值较集中(480～548 μg/g), 但也均高于世界钙碱性煌斑岩∑REE的平均值(281 μg/g)[11]。与其他样品的矿物含量相比, LCD02样品并无太大差异, 但却含有更多的杏仁体(图 2a), 杏仁体被绿泥石、碳酸盐岩和次生石英填充, 故可能导致该样品 SiO2含量最高(表 1)、及其稀土元素组成与其他样品相比偏差较大。研究区煌斑岩 LREE为 412～598 μg/g; HREE 为 67.9～462 μg/g, LREE/HREE为1.30～7.68。具有LREE富集, HREE相对亏损的特征。与原始地幔[16]相比, 本区煌斑岩REE均相对富集; 高∑REE值为地幔相对低部分熔融的产物,而低∑REE值则是地幔相对较高部分熔融的结果[12],表明本区煌斑岩岩浆起源于地幔低程度的部分熔融。本区煌斑岩δEu值为0.58～0.78, Eu负异常较明显。δCe值为0.74～0.97之间, 具较弱的Ce负异常。

图7 稀土元素分布模式图(球粒陨石数据据Taylor et al.[16])Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns (chondrite values after Taylor et al.[16])

3.5 挥发分元素与金属元素

煌斑岩中的挥发分既有原生的, 也有外来的成分, 这主要是跟其演化过程和后期的蚀变等作用有关。老厂煌斑岩中富含H2O、CO2、F、Cl和S等挥发分, 卤族元素Cl、F含量很高, F的含量高达2861.5 μg/g, Cl的含量可达243.7 μg/g, 尤其S的含量是花岗岩脉的 5～10 倍[5]。

虽然总体上老厂煌斑岩中的金属元素Au、Cu、Ag和 Zn等的含量高于花岗岩脉[6], 但是其含量与地壳克拉克值相当[18](表 3), 并无太强正异常。Rock[1]研究了世界各地的煌斑岩, 发现煌斑岩中Au含量常常达到1～10 ng/g或更高, 且西南三江金矿带上的老王寨金矿区煌斑岩Au为39 ng/g[12], 大坪金矿区煌斑岩金含量为 40 ng/g[10], 但是老厂煌斑岩Au含量仅为 0.64～1.05 ng/g, 所以老厂煌斑岩能够提供的Au是有限的。但是其高挥发分含量等特征表明, 并不能完全否定个旧老厂煌斑岩区 Au-Cu矿的成矿潜力。老厂煌斑岩脉的含矿性还有待进一步的地质、物探和化探等工作的验证。

4 讨 论

4.1 岩浆起源

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个旧老厂煌斑岩具有大离子亲石元素(LILE)、轻稀土元素(LREE)相对富集, 高场强元素(HFSE)相对亏损的特征。这些特征既可以由岩浆上升过程中遭受强烈的地壳物质混染引起, 也可以由岩浆源区存在因俯冲作用进入地幔的洋壳物质所致。

本区煌斑岩不相容元素分布模式与Rock[1]统计的年轻钙碱性煌斑岩不相容元素特有的(Ta)-Nb-Ti负异常分布模式相似。这种(Ta)-Nb-Ti负异常分布模式可作为俯冲环境的判别标志[1], 所以该区煌斑岩的“TNT”负异常显示出其起源于俯冲带幔源岩石的成分特点。

从Ce/Nb-Th/Nb图解[19](图8)可以看出, 迎风山煌斑岩脉(LCD01和LCD02样品)落在Ce/Nb = 10线右侧, 更靠近大陆上地壳成分, 这与该条煌斑岩脉最高的 SiO2含量和较低的 MgO含量(图 2a)所得出的结论一致: 该条煌斑岩脉可能代表了较强的地壳物质混染或分异; 而羊坝底样品(LCD04、LCD06和LCD13样品)落在Ce/Nb = 10线最左侧(图8), 结合其低SiO2高MgO含量(图2b)的特征, 反映该条煌斑岩脉代表比较原始的岩浆成分。

图8 煌斑岩的Ce/Nb-Th/Nb图解(底图据Saunders et al.[19])Fig.8 Ce/Nb-Th/Nb diagram of lamprophyres (after Saunders et al.[19])

总体上, 老厂煌斑岩样品均落在 Ce/Nb-Th/Nb图解[19](图8)地幔和俯冲带平均成分之间, 暗示煌斑岩与板片俯冲有关。从滇东南地质构造发展史分析表明[2], 哀牢山断裂带曾经历过多次俯冲环境。所以推断本区早期的俯冲带组分(残留洋壳板片[20])脱水,产生富集LILE而亏损HFSE的流体, 进入俯冲带上方的地幔楔, 发生交代作用, 产生研究区煌斑岩岩浆。

但是本区煌斑岩较高SiO2和低MgO含量的主元素特征, 与幔源原生岩浆[21]有一定的区别。稀土总量变化较大, 稀土元素分布模式表现为左高右低的较平滑曲线, 且具有较明显的Eu负异常, 这种曲线与典型地壳稀土元素“V”字形分布模式较相似,表明煌斑岩的物源既有来自上地幔, 可能又有部分来自地壳的成分。

所以本区煌斑岩地球化学特征反映出的是主要受到板块俯冲作用富集流体交代的地幔源区的特点,且在煌斑岩岩浆上升途径中, 可能经历过少量地壳物质的混染过程, 但并不能完全排除板内岩浆活动的可能性。

4.2 部分熔融作用

Cr在地幔部分熔融和岩浆结晶分异过程中可能为相容元素, 而 Ce和 Sr在地幔熔融和除长石之外的结晶分异过程中为不相容元素; 所以Ce-Cr、Sr-Cr关系图可以用来区分部分熔融和结晶分异作用[22]。本区煌斑岩的 Cr、Ce和 Sr含量分异不明显, 较为集中(表 2、表 3), 在 Ce-Cr、Sr-Cr图(图 9)上显示本区煌斑岩浆起源于地幔源的低程度部分熔融, 且岩浆演化过程中有较低的结晶分异作用。

在对平衡部分熔融和分离结晶作用中微量元素分配系数的对比研究中, 发现部分熔融作用形成的岩浆岩La/Sm比值随La含量的增高而增大; 而结晶分离作用形成的岩浆岩, 当 La含量增高时, La/Sm比值基本保持不变。本文对老厂煌斑岩脉作La/Sm-La图解(图 10), 样品投影点较为集中, 大致呈倾斜状, 这表明本区煌斑岩脉起源经历过岩浆的低程度部分熔融作用。

原始玄武岩浆的固结指数(SI)一般为40左右或者更大些, 当发生结晶分异时, 残余岩浆的固结指数迅速降低[12]。个旧老厂煌斑岩的固结指数较高(表1), 为27.42～37.50, 反映其结晶分异程度不高。所以,本区煌斑岩浆起源于低程度的岩浆部分熔融作用,岩浆演化经历过较弱的结晶分异作用, 与前述结论一致。

图9 煌斑岩的Ce-Cr和Sr-Cr图(底图据Stern et al.[22])Fig.9 Ce-Cr and Sr-Cr diagrams of lamprophyres (after Stern et al.[22])

4.3 构造背景及成因

煌斑岩作为岩石圈地幔部分熔融的产物, 其岩脉的侵入, 可作为中上部地壳伸展作用的标志[2],其对于个旧构造演化的解释具有重要意义。

由于钾质火成岩显著富K, 亏损高场强元素Ti、Nb和Ta, 故采用Müller的钾质火成岩构造环境判别图解[23–24]分析其形成的构造背景。根据Müller[23]的钾玄质煌斑岩构造背景判别图解Zr/Al2O3-TiO/Al2O3和 Ce/P2O5-Zr/TiO2图(图 11), 本区煌斑岩均落入大陆弧区(CAP), 这一构造背景与板块斜向碰撞引起板块边缘的改造有关, 且以相对平缓的俯冲角度和宽广的 Benioff带为特征[14,23],这表明个旧老厂煌斑岩的形成与受板块俯冲碰撞作用控制。但是该区在白垩纪晚期并未发生过板块碰撞作用, 所以推测, 该区煌斑岩地球化学特征所反映的陆弧环境的并不是煌斑岩脉形成时的构造环境,而是岩浆源岩(源区)的反映[25]。指示岩浆源岩来自残留的早期洋壳板片(古特提斯洋)在后期地幔热事件影响下部分熔融, 富集交代地幔楔[20], 是在板内拉伸作用环境条件下, 富集幔源物质上涌的结果。

图10 煌斑岩的La/Sm-La图Fig.10 La/Sm-La diagram of lamprophyres

图11 煌斑岩的构造环境判别图(底图据Müller et al.[23])Fig.11 Tectonic environmental discrimination diagram for lamprophyres (after Müller et al.[23])

个旧地区的大地构造位置正好位于扬子陆块-华夏陆块-三江褶皱带三个构造单元的复合部位, 该处的岩石圈是由不同时代、不同性质的块体拼合而成。特殊的构造位置决定了该处的大陆具有复杂的岩石圈不均一性[2]。根据本区的构造演化史[2], 中国华南地区由扬子地块和华夏地块组成, 两者于新元古代(0.8 Ga)拼合在一起形成一个整体的华南陆块;晚古生代早期, 古特提斯洋沿金沙江-红河断裂拉张,该区进入大陆边缘裂谷阶段; 晚古生代晚期至中生代早期[26], 古特提斯洋板块往北东滇-黔-桂板缘下俯冲, 该区进入弧后裂谷阶段; 中生代中晚期, 该区转入板内演化阶段, 软流圈上涌, 岩石圈减薄,个旧杂岩体及煌斑岩脉侵入。

综合本区的煌斑岩脉的岩石地球化学特征和区域构造演化史分析, 老厂煌斑岩脉的岩浆可能起源于三叠纪时期古特提斯洋板块俯冲的残留板片对地幔楔的的交代富集作用形成的源区。

5 结 论

(1) 云南个旧锡多金属矿区老厂蚀变橄辉云斜煌斑岩脉为碱性-亚碱性、钾质钙碱性煌斑岩;

(2) 其大离子亲石元素、轻稀土元素相对富集,高场强元素亏损, 且 Ta、Nb和 Ti具有“TNT”负异常, 深源元素 Cr、Co和 Ni相对亏损, 显示出俯冲带幔源岩石的成分;

(3) 煌斑岩岩浆起源于主要受到早期板块俯冲板片富集流体交代的地幔源区, 岩浆经过低程度部分熔融和结晶分异过程, 在板块俯冲-碰撞后的拉伸环境中上升侵位, 其上升途中可能经历过部分地壳物质的混染过程。

在野外工作和室内研究的过程中得到了郑硌、陈慧军和张伟的无私帮助和指导; 两位匿名审稿专家对文章的修改提出了诸多宝贵的意见, 在此一并表示真诚谢意！

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