云南腾冲腊莱河钨多金属矿花岗岩地球化学特征及成因探讨*

翟建军 赵献昆

（1.云南铜业矿产资源勘查开发有限公司；2.中国有色金属工业昆明勘察设计研究院有限公司）

腊莱河矽卡岩型钨多金属矿床行政区划隶属云南腾冲县滇滩镇，大地构造位置位于冈底斯—念青唐古拉褶皱系（II）伯舒拉岭—高黎贡山褶皱带古永北缘棋盘石—腾冲大断裂西侧。矿床所属的腾冲地块地处怒江和密支那缝合带的交汇部位，受印支—燕山运动的影响而发生强烈的构造变形，伴随着频繁的岩浆活动，其形成的碳酸盐岩沉积地层和复杂的褶皱、断裂构造格局为区内提供了优越的成矿条件。区内矿床（点）展布严格受构造、岩浆控制，以棋盘石—腾冲大断裂为界，东、西两侧分别发育木梁河、小龙河、冻冰河、腊莱河钨锡矿床及滇滩、铜厂山、老厂坪子铁铜铅锌银多金属矿床（点），共同组成了滇西地区重要的多金属矿田［1］。自上世纪80年代探明区内矿产以来，前人对区内各成矿岩体岩石学、地球化学、年代学及矿床成因等开展了大量研究，累积了丰硕的地质成果，但腊莱河钨矿床受限于矿床规模，前期工作成果较少。笔者在前人研究和详实野外调查的基础上，对腊莱河矿区花岗岩体进行岩石学、岩石地球化学特征研究，以期获得矿床成因机制。此外，通过区域成矿条件的深入剖析、对比，厘定矿床成矿规律，为腾冲地块燕山晚期岩浆成矿作用研究提供新的佐证。

1 地质背景

腾冲地块总体位于青藏高原东南缘，区域大型走滑构造变形域即是由腾冲地块等次级构造单元组合而成［2-10］（图1（a））。区内经历了多期次的构造—岩浆活动，为腾冲地块的累积提供了优越条件。地块基底由早元古界变质角闪岩变质岩、绿片岩相构成，岩性以角闪岩、大理岩、混合岩、片岩、片麻岩组成［11］，晚古生代—中生代沉积地层则零散上覆于变质基底之上，其中泥盆—三叠纪以出露碳酸盐岩为特征，侏罗—白垩纪地层鲜少出露［12］，特殊的构造位置亦为腾冲岩浆岩带的形成提供了优越条件［13］（图1（b）），与金沙江结合带、班公—怒江结合带共同组成一组近SN向的垂直岩浆岩分带。区内构造与岩浆岩展布方向基本一致（近SN向），自北（西）向南分别发育嘉黎断裂带、怒江断裂带及龙陵—瑞丽断裂带，腾冲花岗岩空间展布严格受控于怒江断裂带［14］。

矿区出露地层较单一，主要为上古界石炭系上统丁家寨组，可进一步划分上、下2段，岩性为灰紫～青灰色钙质粉砂岩、岩屑砂岩、泥质粉砂岩，还含部分炭泥质粉砂岩夹白云质灰岩（透镜状灰岩）、含泥质条带灰岩、灰岩、大理岩等，在燕山期受花岗岩侵入影响，广泛发育角岩化、矽卡岩化、大理岩化等蚀变现象。矿区构造继承了区域构造特征，褶皱、断裂发育。矿区总体地处大西山倒转倾伏向斜的中段，轴向呈NNE向（35°），两翼地层较陡且变化较大（40～70°），其核部、两翼地层分别由丁家寨组上段、丁家寨组下端构成，矿（化）体集中赋存于褶皱转折端NW翼和岩浆岩沿核部侵入部位；断裂构造以NE向为主，以F1、F3最为典型，沿断裂发育数米厚的挤压破碎带，局部地段发育1～10 m宽的硅卡岩体，偶见细粒花岗岩脉侵入。据统计，区内褶皱、断裂均属控岩、控矿构造。矿区范围内广泛出露岩浆岩，种类繁多，成矿岩体以左家寨单元二长花岗岩为主，隶属于古永群小团山岩序，出露面积大于2 km2（图2）。

矿区内矿体多呈透镜状、囊状、不规则状产出于大理岩与岩体接触带的矽卡岩中，赋矿层位为丁家寨组上段。矿（化）体总体走向NE（38°），倾向SE（130°），倾角变化较大（5～68°），矿体由岩体往外逐渐变陡，形态复杂，见分支、复合现象。矿石矿物较复杂，金属矿物以黄铜矿、白钨矿、闪锌矿、方铅矿、黄铁矿、磁黄铁矿为主，脉石矿物种类繁多，多见透辉石、透闪石、绿泥石、石榴石，偶见长石、石英和方解石。矿石组构相对单一，多观察到白钨矿、黄铜矿等金属矿物以半自形、他形粒状呈星点状、细脉—浸染状、团块状嵌布于矿石中。

2 花岗岩岩石学特征

矿区揭露花岗岩为小团山岩序左家寨单元二长花岗岩（图3），浅灰色，细—粗粒花岗结构，主要由斜长石（32%～39%）、钾长石（35%～40%）、石英（24%～28%）、黑云母（1%～5%）及少量不透明矿物（黄铁矿、钛铁矿、磁铁矿等0.1%）组成，次生矿物发育少量高岭土、绢云母、绿泥石等：黑原木多呈片状，星点状分布，粒度变化较大（0.2～1 mm），多被绿泥石、绢云母等交代呈假象，偶见少量残余；斜长石多呈半自形斑状，粒度多集中于0.2～1 mm，部分达2～2.5 mm，多见细粒化现象和轻微黏土化；钾长石以微斜长石为主，呈半自形斑状～他形粒状，粒度为0.1～2 mm，局部达2～3 mm，普遍具轻微高岭石化，偶见格子双晶；石英则呈他形粒状产出，粒度相对小（0.1～1 mm），具波状消光。

3 样品及分析方法

本研究中所测花岗岩样品取自不同钻孔、不同深度的新鲜岩芯［15］，具体取样位置及测试结果见表1。样品经磨片鉴定后，加工成200目分析测试样。本次研究采用XRF方法对注量元素进行测定，其中二价铁、三价铁使用化学法，稀土元素使用ICP—MS方法，与微量元素一并在河北廊坊区调所实验室完成测试，其试验步骤：将筛选样置于烤箱中烘干12 h（T=105℃），取出烘干样品后称取50±1 mg置于Teflon溶样器中，此时处理样处于高压密闭空间中，缓慢倒入高纯度HF（1 mL），将处理样置于电热板上加热（140℃）蒸发至小体积，随后缓慢加入高纯度HNO3（1.5 mL）、高纯度HF（1.5 mL），将旋紧的溶样器置于烤箱中高温（190℃）加热48 h，待冷却后开盖，并将溶液置于电热板上蒸至（140℃）湿盐状，随后添加2～3 mL高纯度HNO3（40%），再置于烤箱中。随后重复以上步骤提取盐类，最终将冷却后的提取液置于PET瓶中密闭保存（达80 g），分析精度优于5%，分析结果如表1～表3所示。

4 岩石地球化学特征

4.1 主量元素特征

花岗岩主量元素测试结果（表1）显示，其SiO2含量为75.68%～77.01%，平均76.39%，变化范围较小，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变化范围较大，介于0.02%～0.15%，平均0.08%，P2O5含量较低，为0.006%～0.02%，平均0.01%，MnO含量在0.016%～0.033%，平均0.02%。各样品在TAS图解上多落入花岗岩区域，属亚碱性（图4）。

岩体哈克图解（图5）显示，其Na2O、K2O、CaO、A12O3、MgO、TiO2、P2O5均 与SiO2呈 明 显 负 相 关，TFeO、MnO与SiO2呈正相关，说明本区花岗岩为陆壳物质部分熔融形成，伴随岩浆演化斜长石、铁镁质矿物、磷灰石、钛和铁的氧化物等逐渐晶出。

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区内花岗岩总体表现为富硅、碱，SiO2平均含量为76.39%，K2O+Na2O含 量 在7.48%～8.99%，均 值8.328%，且ω（Na2O）＜ω（K2O），K2O/Na2O为1.01～2.05，平均1.51，相对富钾贫钠。在K2O—SiO2图解上（图6），各样品主要落入高钾钙碱性系列，反映出岩浆原始成分富钾，属钙碱性岩系。铝饱和指数A/CNK为0.92～1.21，平均1.04，大于1，较全球花岗岩平均值（1.10）偏低［17］，在A/CNK—A/NK图解（图7）上落入中等铝饱和—过铝质区域，固结指数为0.33～1.66，均值0.76，表明区内花岗岩为陆壳重熔型，酸性程度较高，反映出岩体经历了较高程度的结晶分异，与Harker图解反映情况相符。

4.2 微量元素特征

花岗岩微量元素含量见表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）等成矿元素均有一定程度富集，可见花岗岩为区内主要物质来源。由微量元素蛛网图（图8）可以看出，岩体微量元素分布形式总体表现为U、Rb、Cs、Pb、La、Th、Zr等LILE强烈富集，Ba、Sr、Ti、P、Eu、Nb、Ce等不相容元素、HFSE相对亏损，可能是磷灰石、钛铁矿、斜长石等矿物分离结晶所致。

矿区花岗岩Rb较富集，含量为628×10-6～878×10-6，Rb/Sr=18.46～88.24，平均46.27，较地幔平均值（约0.025）显著偏高。Th/U=1.3～5.33，平均2.95，低于地壳平均值3.8；Nb/Th为0.72～1.34，平均0.96，低于壳源岩石（约为3），与幔源岩（大于15）相差较大；Nb/Ta为2.43～8.14，平均5.70，介于高分异花岗岩相应值2.3～9.9［20］，表明其原岩主要为地壳物质，经历了较高程度分异演化。

花岗岩中高场强元素Zr为55.4×10-6～175×10-6；Hf为2.54×10-6～8.37×10-6；Nb为42.6×10-6～94.5×10-6，其富集程度相当于原始地幔的10倍，高于I型花岗岩，低于典型的A型花岗岩，与S型花岗岩接近。典型的藏南S型花岗岩相对富Ba，Sr/Ba＜0.5，I型花岗岩相对富Sr，Sr/Ba＞0.50［21］，矿区花岗岩Sr/Ba为0.17～1.04，平均为0.55。因此，本区花岗岩微量元素体现S型向I型过渡的特征。

大型、超大型矿床的形成往往与S型花岗岩中F、B的含量有关。花岗质岩浆中较高的F含量能改变熔体结构，降低其固液相线温度、密度、黏度等。矿区花岗岩的挥发性组分B含量为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，均较维氏值大，尤其是F含量，可为成矿物质的运移提供良好的物质基础。

4.3 稀土元素特征

稀土元素是迁移性质偏惰性的不相容元素，可作为良好的物源示踪剂，为揭示成岩、成矿机理及地质找矿提供依据，本次测试花岗岩稀土元素含量如表1所示：稀土总量较高（309.64×10-6～538.92×10-6），变幅较大，均值413.47×10-6；轻稀土含量为99.76×10-6～400.94×10-6，均值为227.94×10-6；重稀土含量为137.98×10-6～221.79×10-6，均值为185.53×10-6，LREE/HREE介于0.48～2.91，均 值为1.37。（La/Yb）N介于0.62～7.38，均值为2.88。稀土元素球粒陨石标准化配分曲线如图9所示，可见LREE富集而HREE亏损的犁形曲线，HREE具较为平坦的配分模式。Y/Yb主要集中于6.5～9.2，均值8.2，与球粒陨石值（10）十分接近。

此外，岩体的（La/Sm）N为0.89～4.19，均值2.15，大于1；（Gd/Yb）N为0.43～1.16，平均0.72；（Gd/Lu）N值为0.41～1.15，均值0.71，均反映出轻稀土分馏明显、重稀土分馏较弱的演化特征，推测在岩浆结晶分异的过程中，可能存在磷灰石、斜长石、独居石等富轻稀土元素的矿物结晶分异。前人通过统计研究认为，斜长石是花岗质岩浆结晶分异的重要产物，而Eu异常则是斜长石发生强烈分异的表征 。本次研究测得岩体δEu为0.01～0.09，均值0.04，表现出显著的Eu负异常特征，反映岩浆在演化过程中发生了较为强烈的斜长石结晶分离。岩体δCe平均为1.02，未显示Ce异常。总体上，矿区内岩体稀土元素表现出S型花岗岩特征，属冈底斯中生代产物［21］。

5 讨 论

5.1 岩浆源区性质

研究表明，起源于上地壳的岩石其Pb（ωB＞20×10-6）、Th（＞10×10-6）、U（＞2×10-6）相对较高、δEu（＜1.0）相对较低［23］。矿区花岗岩均具有相似的演化特征，暗示原岩属壳源。高场强元素Th/Yb—Ta/Yb、Th/Y—Nb/Y图解（图10）均能有效判别岩浆岩成因［24］，投图显示其均位于上地壳区域，具结晶分异趋势。Zr/Hf介于10.48～28.32，均值18.48；Nb/Ta介于2.43～8.14，均值5.69，明显低于大陆地区花岗岩（Nb/Ta约为11）。综上得出，矿区花岗岩由地壳物质重熔演化而成。

Rb/Sr同样能有效反映源区性质，当Rb/Sr大于0.9时，为S型花岗岩，Rb/Sr小于0.9时，为I型花岗岩［27］。矿区花岗岩 的Rb/Sr在18.46～88.24，平 均46.27，远大于0.9，说明本区花岗岩原岩主要来源于上地壳。

5.2 花岗岩成因分析

目前，多用以花岗岩源区性质进行的MISA型分类，但其具体划分还需综合考虑地球化学、矿物学、岩石学等多种因素，其中地球化学指标尤为重要。识别I、S型花岗岩的重要指标是A/CNK是否大于1.1［28］，矿区花岗岩A/CNK为0.92～1.21，平均1.04，小于1.1。在K2O—Na2O、Zr—SiO2图解（图11）上，除个别样品外，多数样品落入S型花岗岩区域内。一般而言，I、S型花岗岩原岩成分有所不一，其中S型花岗岩原岩经过地表风化而失去了Ca、Na等元素。因而，相对Ca、Na而言，S型花岗岩Fe、K含量更高，本区内花岗岩成分也具有类似特征，进一步佐证了矿区花岗岩属S型花岗岩。

前人通过研究统计，认为微量元素可用于判别侵入岩的形成环境。Pearce［24］将己知花岗岩形成环境包括同碰撞（Syn—COLG）、板内（WPG）、火山弧（VAG）、洋中脊（ORG）在内的4种类型［30］。通过将本区内花岗岩Th、Rb、Y、Ta、Nb微量元素投至构造环境判别图解（图12），发现各样品点均落入板内花岗岩范围内。前已述及，区内新特提斯洋至中三叠世打开，腾冲地块与保山地块于燕山期内发生碰撞拼贴；至晚白垩世晚期（80～65 Ma），新特提斯洋（密支那洋）进入俯冲高峰期。随后，亚洲陆块与印度陆块对接，宣告区域进入陆—陆碰撞造山阶段，腾冲地块与印度板块的碰撞高峰期集中于喜马拉雅早期（50～40 Ma）；白垩纪末～中新世，新特提斯洋俯冲闭合（65～40 Ma）。古永岩群的成岩年龄集中于84～65 Ma，正值新特提斯洋俯冲及陆—陆碰撞造山阶段，腾冲地块在此阶段发生大规模岩浆侵位，伴随持续性、阶段性的构造运动，最终堆叠演化为复式岩体［31-33］。

罗君烈［33］提出古永岩群是新特提斯洋向东俯冲过程中，岩浆弧后腹地地壳增厚至顶点后，地壳伸展致使中心垮塌而形成的S型花岗岩［33］。由此，可以认为腊莱河钨多金属矿床成矿岩体为中—细粒二长花岗岩，其成岩年龄与古永复式岩体（小龙河岩体）在误差范围内基本一致（78.6±1.2Ma，MSWD=1.9）［12］，是新特提斯洋、印度板块向东俯冲过程中，弧后逆冲带岩浆的底侵与地壳的增厚，致使地壳重熔，而后演化形成弧后花岗岩，这也是燕山晚期—喜马拉雅早期腾冲地块由俯冲—碰撞向造山后伸展构造体制转换的岩浆活动响应。

6 结论

（1）矿床位于石炭系上统丁家寨组上段碳酸盐岩地层与小团山岩序左家寨单元二长花岗岩接触带的矽卡岩内。

（2）区内花岗岩具铝饱和、高钾钙碱性特征，各地球化学特征反映出其属S型花岗岩，为地壳物质部分熔融结晶分异而成，稀土元素则显示出重稀土分馏而轻稀土富集的演化特征，具强烈的Eu负异常。

（3）岩体LREE富集而HREE亏损，具类型板内花岗岩特征，属冈底斯中生代弧后花岗岩。