滇东南长安金矿晚始新世正长斑岩岩石地球化学、成岩时代及其地质意义

张垚垚 , 陈宣华 , 张 达, 莫宣学, 邵兆刚 , 赵泽南, 李兴俭

1)中国地质科学院, 自然资源部深地科学与探测技术实验室, 北京 100037;2)中国地质调查局中国地质科学院地球深部探测中心, 北京 100037;3)中国地质大学(北京)地球科学与资源学院, 北京 100083; 4)河北省区域地质调查院, 河北 廊坊 065000;5)新疆维吾尔自治区地质矿产研究所, 新疆 乌鲁木齐 830000

哀牢山造山带是我国最重要的喜马拉雅期造山型金矿带(Hou et al., 2007; Sun et al., 2009; 邓军等, 2010, 2011; 杨立强等, 2010, 2011)。该金矿带主要包括4个大型金矿床: 镇沅金矿、墨江金矿、大坪金矿、长安金矿(Sun et al., 2009; 张垚垚等,2017)。前人在该区域开展大量工作, 在矿床地质特征、矿体物质组成、化学成分、围岩蚀变、流体包裹体、成岩成矿年代学等方面取得丰硕成果(韩润生等, 1997; Burnard et al., 1999; 江永宏和李胜荣,2004; 孙晓明等, 2006; 葛良胜等, 2007; 和中华等,2008; 陈衍景, 2010; 李士辉等, 2013; 邓军等, 2013,2014; Zhang et al., 2018)。长安金矿是2001年新发现的具有重要地质意义和经济价值的矿床。长安金矿矿床地质特征、矿床成因(和中华等, 2008; 郭春影等, 2009; 张静等, 2010), 矿石矿物S、Pb同位素(应汉龙等, 2006; Chen et al., 2010)和包裹体(Chen et al., 2010)等方面研究程度相对较高。矿床成因方面,主要存在与富碱斑岩有关的热液矿床、类卡林型矿床和造山型矿床等认识(李士辉等, 2011; 田广等,2014; 王庆飞等, 2020)。相比之下, 矿区内与金矿化关系密切的正长斑岩岩石成因和岩浆演化等方面的研究却鲜有报道(张静等, 2010; 田广等, 2014)。本文在系统野外调查的基础上, 选取正长斑岩进行岩石学、地球化学、锆石U-Pb、Lu-Hf同位素研究, 进而探讨正长斑岩的岩石成因、岩浆源区特征及其形成的构造环境。

1 地质背景

1.1 区域地质概况

哀牢山古特提斯造山带位于华南板块西侧(Deng et al., 2010, 2014, 2017)(图1a, b)。以哀牢山断裂为界, 北东地层为下元古界哀牢山群; 南西地层为古生界, 其上为中、新生界地层(王明亮等,2014; 张垚垚等, 2017)。下元古界哀牢山群: 本群岩石具中深程度变质, 并伴随有强烈的混合岩化, 岩性主要有片麻岩、变粒岩、片岩、石榴石二云片岩等, 多见线理、片麻理、褶皱等变形(王明亮等,2014)。古生界分布于哀牢山断裂和九甲—安定断裂之间, 岩性组合为碎屑岩、碳酸盐岩和火山沉积岩,受低级区域变质作用影响, 岩石具低绿片岩相。中生界该套地层于九甲—安定断裂间, 在镇沅北西出露较窄。新生界主要为碎屑岩夹碳酸盐沉积, 低洼处第四系覆盖。

图1 哀牢山造山带区域地质图(据Zhao and Guo, 2012修改)Fig. 1 Regional geological map of the Ailaoshan orogenic belt (modified from Zhao and Guo, 2012)

哀牢山地区位于青藏高原东南缘, 构造运动强烈(黄学猛等, 2017)。从东向西, 分布有红河断裂、哀牢山断裂、九甲—安定断裂和九甲—阿墨江断裂。红河断裂带走向北西, 北西段倾向北东, 南东段倾向南西。哀牢山断裂带走向 285°～300°, 倾向北东,倾角 30°～70°, 甚至陡立(陈耀煌等, 2014)。九甲—阿墨江断裂带总体呈北西—南东向延伸, 断面产状稳定, 倾向北东, 倾角 40°～80°。

本区岩浆活动从晋宁期持续到喜马拉雅期, 岩浆岩种类丰富, 岩浆岩发育形态、规模和展布受区内主要深大断裂的制约和控制。岩浆岩包括超基性和基性岩、中性岩、酸性岩和碱性岩。超基性和基性岩分为两段, 北西段, 超基性岩墨江金厂岩体为镁质超基性岩, 基性岩为老王寨粗玄武岩, 南段超基性岩包括纯橄岩、橄榄岩等, 基性岩为辉长(辉绿)岩。煌斑岩多呈北西向脉状、透镜状展布。中性岩主要分布在大坪桃家寨, 岩性为闪长岩。酸性岩分布广泛。碱性岩包括正长斑岩等。

1.2 矿区地质特征

矿区地层从下奥陶统到三叠系均有出露, 岩浆活动发育, 金矿主要产于受断裂控制的破碎带内(张静等, 2010)。长安金矿主要由长安矿段、铜厂矿段组成, 长安矿段(图2)具体如下:

矿区内地层包括奥陶系、志留系和第四系。奥陶系出露地层为下奥陶统向阳组, 包括两个段, 第二段进一步划分为四个亚段(李华等, 2015), 其中第三亚段为主要含矿地层。第三亚段为浅灰色、灰黄色粉砂岩、细砂岩, 顶、底部均为灰褐色底砾砂岩,岩石多具硅化, 黄铁矿化。在与康廊组接触带东侧,形成水平厚60～180 m不等蚀变碎裂岩(岩性分界带东侧为长安金矿主矿体分布区域)。地层走向近东西,倾向北, 与 F6碎裂岩带大角度相交, 为长安矿区主要含矿地层。志留系出露地层为中上志留统康廊组,出露岩石为灰质白云岩, 地层走向北北西, 倾向北东。

矿区构造复杂, 断裂发育。以矿区主要断裂F5和F6为例简单介绍。甘河断裂(F5): 走向北西, 南倾,倾角80°, 破碎带宽度100～200 m, 内含10.8 m厚的断层泥。F6: 为一蚀变碎裂岩带, 在长安金矿区总体走向北西, 倾向北东, 倾角上缓下陡, 平均大于80°。破碎带宽度60～285 m不等, 内含水平厚小于2 m的糜棱岩, 是矿区主要含金控矿构造(李士辉等,2013)。

矿区内出露岩浆岩包括正长斑岩、二长斑岩、辉绿岩、煌斑岩等, 多呈岩脉、岩株产出(郭春影等,2009), 金矿体常与脉岩共生或相互切穿。正长斑岩:多呈岩株、岩枝、岩席产出。

2 样品采集和实验方法

在系统野外地质调查的基础上, 采集 4件新鲜弱蚀变样品, 开展镜下鉴定工作以及地球化学分析,其中1件同时进行锆石U-Pb年龄及锆石Hf同位素分析, 采样位置见图2。

图2 长安金矿田地质简图(据和中华等, 2008修改)Fig. 2 Sketch geological map of the Chang’an gold ore field (modified from HE et al., 2008)

正长斑岩: 呈浅肉红色到灰白色。斑状结构, 块状构造。斑晶主要为正长石, 大小 1～5 mm, 板状,发育卡式双晶, 含量约45%; 斜长石, 大小1～3 mm,条带状, 发育聚片双晶, 含量约 25%, 可见少量石英斑晶。基质主要为隐晶质等。岩石具黏土化, 黄铁矿化(图3)。

图3 长安金矿田正长斑岩野外与显微照片Fig. 3 Field photographs and microphotographs of the syenite porphyries in the Chang’an gold deposit

正长斑岩岩石主量元素、稀土元素和微量元素分析是在中国地质科学院地球物理地球化学勘查研究所实验室进行。主量元素分析方法为 XRF, 执行标准为 GB/B14506.28-1993, H2O+执行标准为GB/T14506.2-1993, 烧失量(LOI)执行标准为LY/T1253-1999; 稀土元素分析方法为 ICP-MS, 执行标准为DZ/T0223-2001, 微量元素用X荧光光谱仪2100测试, 执行标准为JY/T016-1996, 测试精度符合要求。

锆石由河北省区域地质调查院完成分选和制靶, 锆石透反射及阴极荧光(CL)在北京锆年领航科技有限公司完成, 分析测试在中国地质调查局天津地质调查中心同位素实验室完成。测年分析仪器为激光烧蚀多接收器电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS), 激光波长 193 nm, 激光能量密度13～14 J·cm-2, 频率 8～10 Hz, 激光剥蚀束斑直径35 μm, 激光剥蚀物以氦为载气进入Neptune。标准样品为91500, 数据处理采用ICP-Ms DataCal程序和Isoplot程序进行, 计算锆石加权平均年龄和绘制协和图。详细的仪器操作条件和数据处理方法见Liu et al.(2010)。

锆石 Hf同位素测试在中国地质调查局天津地质调查中心同位素实验室进行。分析仪器为激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS), 激光剥蚀系统为UP193FX型193 nm ArF准分子系统, 激光器来自于德国 ATL公司, ICP-MS为 Agilent 7500a。激光器波长为193 nm, 脉冲宽度＜4 ns, 激光束斑直径为35 μm, 采用He为剥蚀物质载气。采用Plesovice(年龄为(337±0.37) Ma)(Sláma et al., 2008)作为外标样进行基体校正。Hf的地幔模式年龄计算中, 亏损地幔176Hf/177Hf现在值采用 0.283 25,176Lu/177Hf采用0.038 4(Griffin et al., 2000), 地壳模式年龄计算时采用平均地壳的176Lu/177Hf=0.015(Griffin et al., 2002)。

3 测试结果

3.1 主量元素

正长斑岩烧失量(LOI)为1.87%～2.21%, 总量为99.75%～99.83%, 烧失量及总量符合标准, 所测地球化学数据能够有效反应岩石特征(表1)。样品SiO2含量为 68.00%～70.43%, 为酸性岩; TiO2含量0.19%～0.21%; Al2O3含量 15.19%～16.89%; Fe2O3含量为 0.59%～1.00%; MgO 含量为 0.76%～1.11%;K2O含量为4.49%～5.19%; Na2O含量3.34%～3.66%;Na2O+K2O含量为8.15%～8.76%。正长斑岩TAS图解中, 样品投点于石英二长岩、花岗岩交界区域,属于亚碱性系列, 具有高碱特征(图 4)。正长斑岩K2O-SiO2图解(图 5)中样品投点于高钾钙碱性系列和钾玄岩系列边界区域, 具高K特征。岩石分异指数 DI为 84.88～85.80, 分异程度略低, 铝饱和指数A/CNK为1.10～1.45, 为强铝质岩石。

图4 正长斑岩TAS分类图解(据Middlemost, 1994)Fig. 4 SiO2-(K2O+Na2O) plot of syenite porphyries(after Middlemost, 1994)

图5 正长斑岩K2O-SiO2图解(据Middlemost, 1985)Fig. 5 K2O-SiO2 plot of syenite porphyries(after Middlemost, 1985)

3.2 稀土元素

正长斑岩稀土含量较低, ΣREE 为71.52×10-6～76.43×10-6, 轻 稀 土 LREE 含 量 为67.79×10-6～72.496×10-6, 重 稀 土 HREE 含 量 为3.73×10-6～3.94×10-6(表 1)。 轻 /重 稀 土 比 值 为17.82～18.42, (La/Yb)N为 25.55～31.48, (Ce/Yb)N为41.75～51.44, 轻重稀土分异程度较大; (La/Sm)N为3.80～4.54, 轻稀土分异程度较低; (Gd/Yb)N为3.61～3.77, 重稀土分异程度较低; δEu 为 0.81～0.86,具弱负异常; δCe为1.15～1.33, 具弱正异常。稀土配分曲线右倾, 轻稀土富集, 重稀土亏损(图6)。

图6 正长斑岩稀土元素球粒陨石标准化分布型式图(标准化数据据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

正长斑岩 Rb、Ba、Th、K等大离子亲石元素富集、高场强元素亏损, Nb、Ta负异常(图7)。

图7 正长斑岩微量元素原始地幔标准化蛛网图(标准化数据据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 锆石U-Pb年龄

正长斑岩(CA14)锆石自形程度较好, 呈长柱状,较为完整, 个别略有破碎, 具金刚光泽, 发育震荡环带, 具岩浆成因特征(Rubatto and Gebauer, 2000)。锆石CL图像较暗(图8), 具高Th、U特征。测试位置震荡环带发育, 无裂隙、包裹体。锆石 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, 除个别点外, 比值多＞0.1, 为岩浆成因锆石(Cleasson et al.,2000)。样品锆石206Pb/238U分析点呈点群分布, 分布较为集中, 年龄值为((33.7±0.41)～(35.7±0.40)) Ma,加权平均值为(34.7±0.3) Ma(MSWD=1.9), 说明岩体形成于始新世晚期(图8)。

图8 正长斑岩(CA-14)锆石阴极发光照片(a)及U-Pb年龄协和图(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 正长斑岩LA-ICP-MS 锆石U-Pb数据Table 2LA-ICP-MS zircon U-Pb data of syenite porphyry zircons

3.5 锆石Lu-Hf同位素

176Lu/177Hf比值为 0.000 748～0.001 901, 小于0.002, 表明锆石可以用初始176Hf/177Hf比值代表形成时的Hf同位素组成(吴福元等, 2007)。176Hf/177Hf初始比值和εHf(t)值根据同一锆石U-Pb测年数据计算; 二阶段模式年龄(TDMC)根据亏损幔源计算(Griffin et al., 2000)。测定结果显示, 13个测试点获得的锆石Hf同位素176Hf/177Hf比值较为稳定, 比值为0.282 676～0.282 809,176Yb/177Hf比值为0.017 046～0.050 515, fLu/Hf为-0.98 ～ -0.94, 锆石 εHf(t)为-2.65～2.02, 变化范围较大, 表明岩体可能具有不均一的锆石 Hf同位素组成(图 9)。锆石 Hf单阶段模式年龄(TDM)为629.95～821.54 Ma, 二阶段模式年龄(TDMC)为 1 378.52～1 801.25 Ma(表 3)。

表3 正长斑岩锆石LA-ICP-MS Lu-Hf分析结果Table 3 LA-ICP-MS Lu-Hf analysis results of syenite porphyry zircons

图9 正长斑岩锆石εHf(t)-t图(底图据吴福元等, 2007)Fig. 9 εHf(t) versus age diagram (base image according to WU et al., 2007)

4 讨论

4.1 岩体形成时代及其地质意义

锆石U-Pb测年技术成熟、稳定, 同位素体系封闭温度高(Lee et al., 1997; 吴元保和郑永飞, 2004)。本次工作采用LA-ICP-MS锆石U-Pb方法测试, 选择完整不破碎, 自形程度好, 不发育裂隙及包裹体的锆石, 在发育震荡环带的位置打点, 年龄呈点群分布, 加权平均值为(34.7±0.3) Ma。田广等(2014)对侵入矿体的正长斑岩脉进行 LA-ICP-MS 锆石U-Pb 测年, 结果为(33.0±0.1) Ma; 张超等(2014)对铜厂正长斑岩进行测年, 结果为(35.8±0.4) Ma, 本次测年结果在误差范围内与前人测试结果一致, 表明岩体形成于晚始新世。野外调查表明, 矿体产在正长斑岩旁侧, 正长斑岩岩株和岩脉中少见矿化。和中华等(2008)对长安金矿床地层、岩浆岩、矿石等成矿元素进行研究, 表明正长斑岩、辉绿岩、煌斑岩是与长安金矿关系最为密切的岩浆岩, 为长安金矿提供了部分成矿物质来源。田广等(2014)通过 S同位素的研究认为, 长安金矿的矿石和围岩中形成黄铁矿的硫主要源自岩浆热液, 王登红等(2004)认为岩浆期后热液矿床的成矿时代晚于成岩时代的0.5～3 Ma。张静等(2010)研究认为, 受喜马拉雅期印度-欧亚大陆碰撞的影响, 产生大规模富碱岩浆活动, 沿断裂上侵形成正长斑岩等富碱侵入岩, 同时为成矿提供热动力。前人研究结果均表明富碱正长斑岩为致矿侵入体(Chen et al., 2010; 张静等, 2010;田广等, 2014; 张超等, 2014), 因此长安金矿的成矿作用应该发生在34 Ma左右。

4.2 岩石成因

正长斑岩SiO2含量为68.00%～70.43%, 为花岗质岩石。岩石稀土配分曲线呈右倾, 具弱Eu负异常,Zr 含量为 128.70×10-6～132.30×10-6, Zr+Nb+Ce+Y为 173.44×10-6～180.42×10-6, 与 A 型花岗岩特征差异较大(Collins et al., 1982)。岩石 A/CNK为1.10～1.45, 为强铝质岩石, CIPW标准矿物计算中出现标准刚玉分子(C)(1.63～2.46), 表明岩石具有S型花岗岩特征。在部分熔融的过程中, 如无外来物质加入Nb/Ta比值变化较小, 同源岩浆Nb/Ta比值相同(Foley, 1984; Barth et al., 2000)。正长斑岩Nb/Ta比值为8.03～8.86远小于地幔平均值(60), 略小于地壳平均值(10)(Wedepohl, 1995), 变化较小, 表明岩浆源区主要为壳源物质, 岩浆源区成分较为均一。锆石 fLu/Hf为-0.98 ～ -0.94＜硅铝质地壳(-0.72), εHf(t)整体为负值, 仅少数为正值, 表明岩浆源区主要为陆壳物质。综合认为正长斑岩为S型花岗岩。

4.3 埃达克岩及岩浆源区特征

埃达克岩(adakite)的地球化学标志为SiO2≥56%,MgO＜3%, Al2O3≥15%, Y＜18×10-6, Yb＜1.9×10-6,Sr＞400×10-6, LREE 富集, 无 Eu的负异常(Defant and Drummond, 1990)。

正长斑岩 SiO2含量为 68.00%～70.43%, Al2O3含量为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。正长斑岩(La/Yb)N-YbN图解(图 10a)及 Sr/Y-Y 图解(图10b)中样品投点于埃达克岩区域。认为岩石具埃达克岩特征。

图10 正长斑岩(La/Yb)N-YbN图解(a)及Sr/Y-Y图解(b)(底图据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)

埃达克岩成因模式分为四类: ①俯冲洋壳板片的部分熔融(Defant and Drummond, 1990) ; ②底侵玄武质下地壳的部分熔融(Atherton and Petford,1993); ③拆沉下地壳(Xu et al., 2002); ④增厚下地壳的部分熔融(Chung et al., 2003)。正长斑岩形成于晚始新世, 新特提斯洋已经闭合, Rb/Sr比值为0.43～0.62, 与俯冲板片部分熔融产生的埃达克岩Rb/Sr比值(＜0.05)差异较大。正长斑岩锆石中未见继承锆石, MgO含量为 0.76%～1.11%, 不具有高镁特征, 与拆沉下地壳熔融形成的岩石特征不符(Gao et al., 2004)。正长斑岩 Mg#为56～66, 与加厚下地壳部分熔融形成的岩石具低Mg#(＜45)(Sen and Dunn,1994)特征不符。正长斑岩Mg#较高, εHf(t)存在部分正值, 矿区及周边出露同时期煌斑岩等幔源岩浆岩,表明同时期存在大规模幔源岩浆底侵活动, 符合底侵成因埃达克岩特征(Furlong and Fountain, 1986)。综合分析认为, 正长斑岩为底侵玄武质下地壳部分熔融成因。

花岗岩类中Sr、Y元素与其岩浆源区特征关系密切(Defant and Drummond, 1990)。稀土元素Yb主要赋存在石榴石中, Dy、Ho主要赋存于角闪石中(Sisson, 1994)。岩浆源区残留少量石榴石(10%)时,部分熔融产生的花岗质岩石具有埃达克岩特征(Hollocher et al., 2002)。前已述及, 正长斑岩为埃达克岩, 表明岩浆源区存在石榴石。岩体REE配分曲线较为平缓, 具 Nb、Ta负异常, Y/Yb比值为12.54～13.06, 表明岩浆源区存在大量角闪石, 与残留相主要为石榴石不符(葛小月等, 2002)。微量元素蛛网图中Ti无明显负异常, 无法确定是否存在金红石。因此, 岩浆源区为角闪榴辉岩相, 矿物组合为角闪石+石榴石±金红石, 主要为角闪石, 石榴石少。

4.4 构造背景探讨

前人研究表明, 高场强元素通常不受后期热液蚀变和中低变质作用影响, 其地球化学特征可以用于确定岩石形成构造环境(Pearce and Cann, 1973)。Ta、Nb、Yb、Y、Rb等高场强元素被认为能够有效区分板内花岗岩(WPG)、火山弧花岗岩(VAG)、碰撞带花岗岩(syn-COLG)和大洋脊花岗岩(ORG)等构造环境(Pearce et al., 1984)。正长斑岩Rb-Yb+Nb构造判别图解(图 11a)中样品投点于同碰撞区域,Rb-Yb+Ta构造判别图解(图11b)中样品投点于同碰撞和火山弧边界区域, Nb-Y判别图解(图 11c)中样品投点于火山弧与同碰撞环境中, Ta-Yb构造判别图解(图 11d)中样品投点于同碰撞和火山弧边界区域, R2-R1构造判别图解(图12)中样品多位于同碰撞区域, 少数点投影于同碰撞与晚造山期花岗岩边界区域。上述地球化学数据投图结果表明正长斑岩具有碰撞构造环境花岗岩特征, 并具有微弱的由火山弧过渡特征。

图11 花岗岩类微量元素构造环境判别图解(底图据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, 后碰撞花岗岩形成于主碰撞事件之后, 时空分布演化特征是确定后碰撞花岗岩最重要依据, 高精度年代学研究能够确定主碰撞事件时限, 从而限定后碰撞花岗岩岩浆活动上限(韩宝福, 2007)。前人研究成果表明, 喜马拉雅期以来(65 Ma), 印度、欧亚大陆之间的碰撞作用导致三江地区处于陆内挤压汇聚环境(主碰撞挤压阶段(65～41 Ma, 侯增谦等, 2006b; 邓军等, 2011,2013))。主碰撞作用结束后, 伴随着部分物质和块体向东南方向挤出, 哀牢山地区发育系列大型走滑断裂(晚碰撞走滑阶段(40～26 Ma, 侯增谦等, 2006a,2007; 邓军等, 2011, 2013))。印度大陆与欧亚大陆的持续汇聚, 青藏高原造山带在始新世—渐新世进入晚碰撞阶段, 形成巨型逆冲推覆和走滑断裂系统,导致藏东富碱斑岩、碳酸岩-正长岩的大规模产出(侯增谦等, 2006a, b)。始新世末期, 区域出现走滑断层, 发育钾质、超钾质和碱性岩石, 表明青藏高原碰撞造山进入后碰撞阶段(侯增谦等, 2006a; 吕鹏瑞等, 2020)。参照(Leigeois, 1998)分类方案,(～35 Ma)区域处于后碰撞构造环境, 正长斑岩地球化学数据表明其具有同碰撞、火山弧、晚造山期等构造花岗岩特征。综合分析认为, 正长斑岩形成于后碰撞构造环境。

青藏高原从主碰撞到后碰撞的构造转换, 导致了大规模的逆冲推覆-剪切走滑断裂构造系统(侯增谦, 2006a; 莫宣学, 2010), 活化早期形成的断裂构造, 同时构造应力转换引起强烈的壳幔相互作用(大规模幔源岩浆底侵活动, 与正长斑岩的底侵成因埃达克岩特征相符), 导致了该地区的岩浆和热液活动(杨立强等, 2010; 张静等, 2010), 沿断裂上升形成正长斑岩等富碱侵入岩和热液流体。岩浆活动为成矿提供了热动力, 促使热液流体与矿区地层在造山作用下脱水产生的富CO2的变质水混合。混合流体在地层、岩体裂隙的运移过程, 不断溶解和萃取Au等成矿元素(张静等, 2010; 李士辉等, 2011,2013)。运移至地壳浅表, 由于温压条件等因素的变化, Au等元素在适宜的空间卸载并富集成矿, 形成长安金矿。

5 结论

(1)正长斑岩为亚碱性系列强过铝质岩石,ΣREE含量较低, 轻重稀土分异程度较大, 稀土配分曲线右倾, 具δEu弱负异常和 δCe弱正异常, 大离子亲石元素富集、高场强元素亏损特征, 具Nb、Ta负异常, 为S型花岗岩。

(2)正长斑岩花岗斑岩锆石发育震荡环带, Th/U为 0.09～1.30, 加 权 平 均 值 为 (34.7±0.3) Ma,MSWD=1.9, 形成于始新世晚期。

(3)正长斑岩 fLu/Hf为-0.98 ～ -0.94, 锆石 εHf(t)为-2.65～2.02, 锆石 Hf单阶段模式年龄(TDM)为629.95～821.54 Ma, 二 阶 段 模 式 年 龄 (TDMC)为1 378.52～1 801.25 Ma, 岩浆源区主要来自于古老地壳物质和少量亏损地幔。

(4)正长斑岩形成于晚始新世后碰撞环境。

致谢: 感谢云南黄金矿业集团股份有限公司高级工程师唐贯宗、董云涛以及中国地质科学院王永超、韩乐乐等在野外工作和室内制图中提供的帮助。特别感谢评审专家给予本文的建设性修改意见。

Acknowledgements:

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