2012, Vol. 28
三江成矿带是我国最具资源潜力的成矿区带之一，因其得天独厚的成矿条件和丰富多样的矿产资源而受到广大学者的关注，近年来更是地质学界研究的热点地区，尤其是我国一批学者在三江特提斯复合造山与成矿作用研究方面取得了最新的重大进展引人瞩目(Deng et al., 2010a，b; Wang CM et al., 2010a; 杨立强等，2010，2011；张静等，2010；Gong et al., 2011; 邓军等，2011c；李文昌等，2011)。随着科学的发展和技术的进步，矿床学理论研究也进入了多元化的创新开拓阶段，成矿系统理论、区域成矿学以及数学地质等理论技术和方法手段的发展和融入为矿床学理论研究注入了大量新鲜血液，大大拓宽并深化了矿床学研究思路并取得了丰硕的研究成果(翟裕生等，2002，2004，2008；Deng et al., 2009a，2010c，2011a; Wang QF et al., 2010a，b，2011a，b)。岩浆活动常常伴随着成矿作用的发生，构造-岩浆-流体-金属成矿系统是研究与岩浆作用有关矿床的重要理论方法和技术手段(Deng et al., 2009b，2011b; Wang CM et al., 2010b)。本文研究选取的大松坡锡矿区位于著名的三江滇西锡成矿带的腾冲-梁河锡成矿亚带，该矿床为发育于古永复式花岗岩体张性裂隙内的脉状云英岩型锡矿床，是一套完整的构造-岩浆-流体-金属成矿系统。在腾冲地区已经发现存在白垩世和古新世的同碰撞花岗岩(杨启军等，2009；Xu et al., 2011; 戚学祥等，2011)，然而腾冲地块与保山地块在白垩世完成碰撞拼贴后继而与印度板块发生碰撞拼贴这两次重大地质事件之间是否存在主碰撞后应力松弛作用？如果存在，是否发育标志性的A型花岗岩并与腾冲地区锡成矿作用具有成因上的联系？前人对上述问题的研究不足，因而有待进一步深入探寻。针对上述问题，本文选取大松坡锡矿区古永花岗岩体为研究对象进行了研究，发现古永复式岩体内发育有典型的A型花岗岩。A型花岗岩的产出往往能够指示一定的构造意义，A型花岗岩的形成均与地壳的拉张作用有关。过去一般认为A型花岗岩产于非造山或者板内的构造环境(Loiselle and Wones, 1979)。由于后来发现了与造山有关的A型花岗岩，目前一般把A型花岗岩分为A1亚型(非造山) 和A2亚型(造山后)(Whalen et al., 1987)。由于造山后A型花岗岩(即A2亚型) 具有非常明确的构造环境指示意义且与一些重要的矿产资源密切相关，例如与锡矿有关的A型花岗岩近年来在世界各地均有报道，如加拿大(Liverton and Botelho, 2001)、巴西(Lenharo et al., 2003) 以及我国的四川(曲晓明等，2002)、江西(邱检生等，2005)、新疆(唐红峰等，2007)，因而对A型花岗岩的研究具有重要的科学意义和找矿实践价值。造山后A型花岗岩大多分布在造山带及其附近，在中国的一些大型造山带附近，如大别-苏鲁造山带(谢智等，2004)、兴蒙造山带(陈志广等，2008；周红升等，2008) 和中亚造山带(周涛发等，2006；毛启贵等，2008；唐功建等，2008) 等都有大量造山后A型花岗岩的报道。然而，在三江地区这一重要的复合造山区域，造山后A型花岗岩的报道却少见。究其原因可能是多方面的，可能是研究程度尚待加强，也可能是三江地区反复持续的造山作用过程中只出现过较短暂的碰撞后伸展或应力松弛阶段，因而较少发育或者只在较小的特定区域内发育有A型花岗岩，并很可能被后期强烈的构造和岩浆作用破坏而难得保存。正是因为三江地区存在反复持续的造山作用和频繁的构造体制转换事实，对于能够指示大地构造意义的A型花岗岩的研究就显得更为必要和迫切。
本文通过大量岩石地球化学证据明确了大松坡古永花岗岩的岩石学特征并限定了其生成的构造环境背景；通过对比大松坡锡矿区古永花岗岩、上石炭统空树河组砂岩、云英岩以及原生矿石微量和稀土元素特征揭示了大松坡云英岩型锡矿与该区古永花岗岩的密切联系；古永岩体是同期多次复式岩体，对其年代学的最初报道可以追溯到20世纪70年代初期，80年代出现较多的Rb-Sr全岩法测年报道(吕伯西等，1993)，随后少见相关研究报道，本次研究给出了较为准确的钾长石Ar-Ar法定年结果，为古永复式岩体在燕山晚期-喜马拉雅早期的岩浆活动提供了年龄约束并建立了大松坡锡矿区在燕山晚期-喜马拉雅早期岩浆活动的锡成矿响应。
2 区域和矿床地质概况腾冲地块位于青藏高原东南缘的怒江缝合带和密支那缝合带之间，是中特提斯洋和新特提斯洋相继俯冲消亡，腾冲地块于燕山期与保山地块碰撞拼贴印度板块于喜马拉雅早期与腾冲地块发生碰撞并导致块体发生大规模旋转-逃逸-走滑形成的青藏高原东南缘大型构造变形域的一部分。在大地构造位置上，怒江缝合带是班公湖-怒江缝合带的南延部分，缅甸东部密支那缝合带向北可与雅鲁藏布江缝合带相连，夹于其间的腾冲地块与拉萨地块相对应。腾冲地块处于印度板块俯冲碰撞的最前缘，构造变形异常醒目，岩浆活动频繁且高温地热异常，中-新生代岩浆岩出露面积达50%(戚学祥等，2011)。大松坡锡矿区在大地构造位置上位于腾冲地块中著名的腾冲火山区(图 1)，在成矿带归属上位于滇西锡成矿带腾冲-梁河成矿亚带。该亚带是世界级规模的Sn多金属成矿带(邓军等，2010d)，有大量花岗岩出露，与锡多金属成矿关系密切。这些花岗岩可以分为三个平行分布的花岗岩岩带，即东河-明光燕山早期花岗岩带、古永燕山晚期花岗岩带、槟榔江喜马拉雅早期花岗岩带(图 2)。大松坡锡矿区花岗岩属于晚白垩世古永花岗岩带小龙河岩序(陈吉琛等，1990)。由于矿区大面积花岗岩出露，仅在矿区北部及东北角有少量沉积地层成残盖状覆于花岗岩体之上，为上石炭统空树河组(C3k)。原岩岩性为砂页岩，受到花岗岩侵入蚀变，已成角岩化砂岩、黑云长英角岩、绢云板岩、含砾长石石英砂岩等，厚度达1000m多，但在矿区残留厚度不足100m，下部有含锡云英岩脉侵入其中。区域性主干断裂为近NS向的棋盘石-腾冲断裂，对本区构造格局及花岗岩均有控制作用，矿区位于断裂西侧。断裂上盘及附近，次一级小断裂及节理裂隙较发育，为本区花岗岩侵入及矿体生成创造了良好条件。矿区断裂由花岗岩中一组密集断裂带组成。平面及剖面上呈平行带状或雁行排列分布，走向NNW向，倾向SW，倾角55~80°，长10~300m，倾斜延深20~200m余，在区内被含锡石云英岩所充填，既是矿液通道，也是矿区储矿构造(夏志亮，2003)。图 2中方框范围内所限定的研究区地质概况及采样位置见图 3。
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图 1 腾冲及周边构造与火山岩分布图(据王瑜，1999) Fig. 1 Sketch map of distribution of structures and volcanic rocks in Tengchong and adjacent regions (after Wang, 1999) |
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图 2 腾冲-梁河地区花岗岩序列分布图(据陈吉琛等，1990) Fig. 2 Distribution of granitic sequences in Tengchong-Lianghe region (after Chen et al., 1990) |
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图 3 大松坡古永花岗岩和云英岩型锡矿脉地质图(据夏志亮，2003) Fig. 3 Geological map of Guyong granite and greisen-type Sn veins from the Dasongpo Sn deposite (after Xia, 2003) |
大松坡花岗岩的北部有少量上石炭统空树河组砂页岩，靠近岩体的部分已变质为角岩化砂岩和板岩，中部和南部有第四系沉积物覆盖。大松坡花岗岩中分布着大量近南北向的含锡云英岩脉，锡矿规模达到中型。本次野外工作中对砂岩、远矿和近矿的新鲜花岗岩、云英岩和原生矿石进行了系统采样，室内测试工作中进行了常量和微量稀土元素地球化学分析。对产于中细粒黑云母二长花岗岩和黑云母花岗岩中的钾长石进行了Ar-Ar定年，得出了可靠性较高的测年结果。花岗岩为灰白-淡肉红色，花岗结构、似斑状结构，粒径1~6mm，块状构造，主要矿物组成为石英(20%~35%)、钾长石(15%~30%)、黑云母(10%~15%)、角闪石(7%~12%)；云英岩为灰色，鳞片粒状中粗粒变晶结构，块状构造，主要矿物成分为云母(25%)、石英(65%)、黄玉(8%)、电气石和萤石(2%)，含有少量极小颗粒锡石；砂岩为浅黄色，石英和长石含量大于60%。矿石为达到工业品位的云英岩锡矿石，锡石颗粒＜1mm。其中用于测年的样品为07B2和04B2。07B2号样品采自PDA6平硐洞口向东约120m处(该平硐总长约300m)，为云英岩型锡矿脉的围岩，岩性为中细粒黑云母二长花岗岩，灰白-淡肉红色，中细粒花岗结构、似斑状结构，粒径约1~3mm，块状构造。主要矿物组成为石英(25%~30%)、斜长石(23%~27%)、钾长石(15%~20%)，次为黑云母和白云母(10%~20%)。04B2号样品采自PDA7平硐，自洞口向西600m处(平硐总长631m) 发育近南北向的两条矿体，该处位于东矿体的东侧，于该处取新鲜围岩标本04B2号黑云母花岗岩，浅肉红色，花岗结构，粒径约1~4mm，块状构造。主要矿物组成为石英(23%~26%)、钾长石(20%~30%)、黑云母(10%~15%)、角闪石(7%~12%)。具体采样位置及样品岩相学特征分别见图 3和图 4。
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图 4 腾冲大松坡锡矿区古永花岗岩的岩相学特征 (a)-黑云母花岗岩(样品07B2);(b)-中细粒黑云母二长花岗岩(样品04B2) Fig. 4 Petrographical characteristics of Guyong intrusive from the Dasongpo Sn deposite (a)-biotite granite (sample 07B2);(b)-fine-grained biotite monzogranite (sample 04B2) |
用于主、微量和稀土元素测试的岩矿石样品经碎样机压碎，再经玛瑙球磨机细磨至200目粉末送样。主、微量和稀土元素测试工作均在核工业北京地质研究院完成。其中主量元素测试工作所用方法为X射线荧光光谱法，所用仪器型号为飞利浦PW2404，测试精度优于2%~5%；微量和稀土元素测试工作所用方法为ICP-MS，所用仪器型号为Finnigan MAT HR-ICP-MS (Element I)，检测限优于0.5×10-9，相对标准差优于5%。
用于Ar-Ar测年的岩石样品经碎样机压碎，选择40~60目在双目镜下经手工挑纯。样品测试由中国地质科学院地质研究所同位素研究室完成，选纯的矿物(纯度>99%) 用超声波清洗。清洗后的样品被封进石英瓶中送核反应堆中接受中子照射。照射工作是在中国原子能科学研究院的“游泳池堆”中进行的，使用B4孔道，中子流密度约为2.60×1013n cm-2S-1。照射总时间为2880min，积分中子通量为4.49×1018n cm-2；同期接受中子照射的还有用做监控样的标准样：ZBH-25黑云母标样，其标准年龄为132.7±1.2Ma, K含量为7.6%。
样品的阶段升温加热使用石墨炉，每一个阶段加热30min，净化30min。质谱分析是在多接收稀有气体质谱仪Helix MC上进行的，每个峰值均采集20组数据。所有的数据在回归到时间零点值后再进行质量歧视校正、大气氩校正、空白校正和干扰元素同位素校正。中子照射过程中所产生的干扰同位素校正系数通过分析照射过的K2SO4和CaF2来获得，其值为：(36Ar/37Aro)Ca=0.0002389，(40Ar/39Ar)K=0.004782，(39Ar/37Aro)Ca=0.000806。37Ar经过放射性衰变校正；40K衰变常数λ=5.543×10-10年-1；用ISOPLOT程序计算坪年龄及正、反等时线(Ludwig, v2.49，2001)。坪年龄误差以2σ给出。详细实验流程见有关文章(陈文等，2006；张彦等，2006)。
4 岩石地球化学特征 4.1 常量元素滇西大松坡锡矿区岩石和矿石样品的常量元素值见表 1，该区古永岩体内花岗岩有如下岩石地球化学特征：(1) 高硅(SiO2含量为67.2%~78.5%)，富碱(K2O为4.32%~6.59%，Na2O为0.10 %~4.30%，K2O+Na2O含量达4.42%~10.89%)，高钾(K2O/ Na2O为1.23~43.2)，低钛(TiO2为0.028%~0.140%)，贫Ca、Mg, CaO为0.540%~1.40%，MgO为0.053%~0.190%。(2) 岩石富铝，Al2O3含量介于12.1%~18.7%，岩石的A/NK[Al2O3/(Na2O+K2O)，分子比]为1.06~2.72(平均为1.70)，铝饱和指数A/CNK[Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)，分子比]为0.94~2.07(平均为1.41)。(3) 全铁(FeOT) 含量介于0.96~2.41，高FeOT/MgO分子比，比值范围4.75~22.10，平均12.71。在SiO2-碱度率图解中投点在钙碱性和碱性区域(图 5)，在SiO2-K2O图解中投点在橄榄安粗岩系和高钾钙碱性系列区域(图 6)。由于SiO2-碱度率图解中的钙碱性相当于钙性和钙碱性，碱性相当于碱钙性，所以大松坡花岗岩应属于钙碱性到碱钙性系列。在A/CNK-A/NK图解上显示出过铝质特征(图 7)。大松坡锡矿区古永花岗岩上述岩石学地球化学特征均显示铝质A型花岗岩特点。
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表 1 大松坡古永花岗岩、云英岩和上石炭统空树河组砂岩常量元素含量(wt%) Table 1 Major element abundances of granites, greisen and Kongshuhe Formation sandstone of Guyong granites from the Dasongpo Sn deposite (wt%) |
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图 5 大松坡古永花岗岩SiO2-碱度率图解 AR-碱度率 Fig. 5 SiO2-A.R. discrimination diagram for Guyong granites from the Dasongpo Sn deposite AR-alkalinity ratio |
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图 6 大松坡古永花岗岩K2O-SiO2图解(底图据Peccerillo and Taylor, 1976) Fig. 6 K2O-SiO2 discrimination diagram for Guyong granites from the Dasongpo Sn deposite (after Peccerillo and Taylor, 1976) |
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图 7 大松坡古永花岗岩铝饱和程度图解(底图据Maniar and Piccoli, 1989) Fig. 7 ANK-ACNK discrimination diagram for Guyong granites from the Dasongpo Sn deposite (after Maniar and Piccoli, 1989) |
微量元素在一般的地质作用及岩浆分异过程中地球化学性质比较稳定，因而现已成为研究岩浆源区演化、判别成岩成矿物质来源以及构造环境的有力工具。有关矿石和岩石的微量元素含量列于表 2，从表 5和岩矿石微量元素蛛网图(图 8) 可以看出，大松坡花岗岩明显亏损Ba、Sr、P、Ti等元素；高Rb/Ba值，比值范围11.84~89.16，平均45.59。采用不同元素组合进行的花岗岩类型划分和所处构造环境判别显示出了高度的一致性，大大提高了投图结果的科学性和可靠程度。图 9和图 10判别图解结果显示，大松坡古永花岗岩属于A型花岗岩中的A2亚型(造山后) 花岗岩，在Rb/30-Hf-3Ta构造环境图解(图 11) 中投点于碰撞后构造环境区域，指示大松坡锡矿区在燕山晚期-喜马拉雅早期处于造山后的伸展构造动力学背景。大松坡古永花岗岩、云英岩和矿石三者具有相似的微量元素蛛网图模式，指示三者具有同源性。大松坡锡矿可能与大松坡矿区古永A型花岗岩具有密切的成因和物源联系。
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表 2 大松坡古永花岗岩、云英岩和上石炭统空树河组砂岩稀土元素含量(×10-6) Table 2 REE abundances of Guyong granites, greisen, ores and Kongshuhe Formation sandstone from the Dasongpo Sn deposite (×10-6) |
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图 8 大松坡古永花岗岩、云英岩和上石炭统空树河组砂岩微量元素原始地幔标准化蛛网图(原始地幔标准值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 8 Trace element PM-normalized spider diagram for Guyong granites, greisen, ores and Kongshuhe Formation sandstone from the Dasongpo Sn deposite (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
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图 9 大松坡古永花岗岩成因图解(底图据Whalen et al., 1987) A-A型花岗岩；I-I型花岗岩；S-S型花岗岩；FG-长英质分异型花岗岩；OGT-M, I, S型未分异花岗岩 Fig. 9 Discrimination diagram for Guyong granites' genesis from the Dasongpo Sn deposite (after Whalen et al., 1987) A-A-type granites; I-I-type granites; S-S-type granites; FG-Fractionated felsic granites; OGT-Unfractionated M-, I-, S-type granites |
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图 10 大松坡古永花岗岩A1和A2亚型判别图解(底图据Eby, 1992) A1-非造山花岗岩; A2-造山后花岗岩 Fig. 10 A1-A2 discrimination diagram for Guyong granites from the Dasongpo Sn deposite (after Eby, 1992) A1-anorgenic granitods; A2-post orogenic granitods |
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图 11 大松坡古永花岗岩Rb/30-Hf-3Ta构造环境图解(底图据Harris et al., 1986) Fig. 11 Rb/30-Hf-3Ta tectonic setting discrimination diagram for Guyong granites from the Dasongpo Sn deposite (after Harris et al., 1986) |
矿区内有关样品的稀土元素含量及计算获得的特征值列于表 3，经球粒陨石标准化后做出不同岩性样品的稀土配分曲线(图 12)。大松坡锡矿区岩石、矿石样品稀土元素具有以下特征：矿石的稀土元素总量ΣREE值为201×10-6~233×10-6，LREE/ HREE比值为8.96~17.3，属轻稀土富集型，δEu值介于0.032~0.100，呈强的负Eu异常。花岗岩的稀土元素总量ΣREE值为215×10-6~583×10-6，LREE/ HREE比值为2.48×10-6~6.64×10-6，属轻稀土富集型，δEu值介于0.023~0.072，呈强的负Eu异常。云英岩稀土元素总量ΣREE值为36.6×10-6，LREE/ HREE比值为3.73，属轻稀土富集型，δEu值为0.140，呈强的负Eu异常。硅化砂岩稀土元素总量ΣREE值为115×10-6，LREE/ HREE比值为10.1×10-6，属轻稀土富集型，δEu值为0.591，呈负Eu异常。矿石的稀土总量低于花岗岩，硅化砂岩稀土总量低于矿石，云英岩稀土总量最低。花岗岩、云英岩和矿石有相似的球粒陨石标准化稀土配分模式，即所谓“海鸥式”，有显著的负铕异常；而硅化砂岩的球粒陨石稀土配分模式与前三者则不相同，仅有轻微的负铕异常。所有样品稀土元素均无明显Ce异常。稀土元素特征和“海鸥式”配分模式曲线型式是判断A型花岗岩的重要标准之一(Whalen et al., 1987)，大松坡锡矿区花岗岩稀土元素特征和配分模式曲线型式符合典型A型花岗岩稀土元素特征。大松坡锡矿区云英岩和矿石的稀土元素含量均低于该区古永花岗岩，但稀土配分模式图的形状类似，因此稀土元素特征指示大松坡锡矿区云英岩和矿石与该区古永花岗岩有着密切的成因联系；结合上文中微量元素结果，大松坡古永花岗岩很可能既是该区云英岩的原岩又是锡矿石的母岩。
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表 3 大松坡锡矿区岩石、矿石样品微量元素含量(×10-6) Table 3 Trace element abundances of rock and ore samples from Dasongpo Sn deposit (×10-6) |
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图 12 大松坡古永花岗岩、云英岩、矿石和空树河组砂岩稀土元素球粒陨石标准化配分图(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 12 Chondrite-normalized REE patterns for Guyong granites, greisen, ores and Kongshuhe Formation sandstone from the Dasongpo Sn deposite (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
对古永岩体的年代学研究，尽管早在70年代就初见报道(吕伯西等，1993)，到了80年代较多的全岩Rb-Sr等时线年龄见诸报道，但利用单矿物定年的研究尚不足(详见表 4)。本文采用钾长石Ar-Ar法对古永岩体作了定年研究，获得了可靠的年龄数据，进一步限定了古永岩体在燕山晚期-喜马拉雅早期的岩浆活动时限。
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表 4 部分已获得的古永岩体同位素年龄 Table 4 Partial obtained age data of Guyong intrusive |
本次测年选择古永岩体内的中细粒黑云母二长花岗岩(07B2) 和黑云母花岗岩(04B2) 作为测试对象，获得了可靠性较高的测年结果。其中，07B2号样品初始40Ar/36Ar=291±23与大气氩标准值40Ar/36Ar=295.5±5十分接近，表明不含过剩氩，在高温1170~1330℃区间内39Ar累积值达57.3%，并形成一段稳定的年龄谱，坪年龄为67.84±0.60 Ma (2σ)，800~1330℃加权平均年龄WMPA=67.20±0.67Ma。高于1330℃的39Ar累积值不足10%，因而此段的高年龄值不具有地质意义。利用800~1330℃温度区间内的12个数据作等时线，这12个数据点具有极好的线性关系，得出的等时线年龄值为67.3±1.5Ma，加权偏差方均值MSWD=71，反等时线年龄值为66.6±1.5Ma，坪年龄、等时线年龄和反等时线年龄三者在误差范围内完全一致，平均年龄值为67.2Ma。04B2号样品初始40Ar/36Ar=307±19在误差范围内与大气氩标准值40Ar/36Ar=295.5±5一致，不含过剩氩。在低温阶段得出的较低年龄值可能是由于该阶段只释放出了少量39Ar所致，并不能说明有后期热扰动的存在。在920~1400℃的高温区间内39Ar累积值达77.7%，形成了一段平坦的年龄谱线，稳定的坪年龄为65.86±0.42Ma (2σ)，高于1400℃后释放的39Ar不足3%，这段高年龄值不具有地质意义。利用920~1400℃温度区间内的10个数据作等时线，这10个数据点具有极好的线性关系，得出的等时线年龄值为65.3±1.2Ma，反等时线年龄值为65.0±1.0Ma，坪年龄、等时线年龄和反等时线年龄三者在误差范围内完全一致，平均年龄值为65.4Ma。测年样品的40Ar-39Ar分段加热测试结果及40Ar-39Ar坪年龄、等时线和反等时线图分别见表 5和图 13。
以上数据表明，本次测年用的钾长石在结晶后均对40Ar-39Ar体系保持封闭，不存在过剩氩。40Ar-39Ar年龄谱十分平坦，说明测年所用的钾长石经历了快速的冷却过程且后期也没有受到热事件扰动，定年结果可靠，具有明确的地质意义，可以指示原生钾长石的结晶年龄。07B2样品中的钾长石结晶年龄可以代表中细粒黑云母二长花岗岩的成岩年龄，04B2号样品中的钾长石结晶年龄可以代表黑云母花岗岩的成岩年龄。两者都形成于燕山晚期-喜马拉雅早期且年龄值接近。
6 讨论一个典型的造山带的构造演化序列是：俯冲消减-碰撞-后碰撞-造山后-板内，每个阶段的岩浆岩具有一定的地球化学特征，因此可以根据岩浆岩的地球化学特征来判别其产出的构造环境。A型花岗岩的产出往往能够指示一定的构造意义，其形成均与地壳的拉张作用有关，因此，在该方面的研究一直受到国内外地质学者的高度关注，近年来的研究表明A型花岗岩可细分为非造山和造山后两类，分别命名为A1和A2型，它们具有不同的物质来源并分别对应于不同的大地构造环境，其中，A1型来源于似大洋岛屿玄武岩但侵入于大陆裂谷或在板内岩浆作用期间侵入，形成于大陆岩石圈稳定之后的拉张阶段，是裂谷活动开始的征兆；A2型花岗岩浆则直接起源于经历了陆-陆碰撞或岛弧岩浆作用的陆壳或板下地壳，标志造山作用结束后不久即开始的拉张，其规模和深度均较小，是造山作用结束的标志(Eby, 1992)。据Bonin (2004)，富碱性铝质长英质岩属于造山后岩浆岩系列。造山后岩浆岩总体上以钾含量高为特点，包括过铝质长英质岩套和准铝质的中钾到高钾钙碱性岩系和橄榄安粗岩系；此外造山后岩浆岩还具备高钠和高碱的特征，包括碱钙性准铝质到碱性和过碱性岩系(杜杨松等，2007)。大松坡古永花岗岩属于过铝质长英质岩石，也属于高钾钙碱性岩系，这正符合造山后岩浆岩的特点；具有高硅、富碱、贫Ca、Mg，高FeOT/MgO、Ga/Al和Rb/Ba，明显富集HFSE和REE (Eu除外) 而强烈亏损Ba、Sr、Eu、P、Ti，呈右倾“海鸥式” REE配分模式，104×Ga/Al值范围为3.53~5.52，高于Whalen et al.(1987)提出的划分A型花岗岩的标准值104×Ga/Al=2.6，上述地球化学特征均明显不同于I型和S型花岗，显示其为典型的A型花岗岩，通过主、微量元素特征和花岗岩构造环境判别图解进一步判别其为A2亚型(造山后) 花岗岩。
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表 5 大松坡锡矿区古永花岗岩中钾长石40Ar-39Ar阶段升温测年数据 Table 5 40Ar-39Ar step wise heating analytical data for K-feldspar of Guyong granites from the Dasongpo Sn deposite |
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图 13 滇西大松坡云英岩型锡矿区古永岩体钾长石40Ar-39Ar坪年龄、等时线和反等时线图 Fig. 13 The40Ar-39Ar plateau age, isochron age and inverse isochron age of K-feldspar of Guyong intrusive from Dasongpo greisen-type Sn deposit, West Yunnan |
白垩纪末期开始的新特提斯闭合，以及随之发生的印度-欧亚大陆之间的俯冲和碰撞奠定了滇西地区的现今构造格局。之后，印度-欧亚持续碰撞挤压和青藏高原的多期次隆升以及块体旋转，使包括滇西在内的三江地区成为调节和吸纳碰撞应变的构造转换域，大规模走滑剪切作用和构造隆升是区域规模的重要构造作用过程，滇西地区发生了多期次构造变形、岩浆活动和流体作用，改造了区域构造格局(邓军等，2010e)。大松坡古永花岗岩形成于晚白垩世，属于燕山晚期-喜马拉雅早期岩浆活动的产物。对于大松坡古永花岗岩群，前人已做过一些同位素年代学测试。获得的年龄值范围为83.7~60.7Ma，岩体中段年龄小于岩体的南北段，本次研究选取大松坡锡矿区古永花岗岩体中中细粒黑云母二长花岗岩和黑云母花岗岩的钾长石作为测试对象，测得的年龄数据显示两者的坪年龄、等时线年龄和反等时线年龄在误差范围内完全一致，中细粒黑云母二长花岗岩中的钾长石给出的等时线年龄值为67.3±1.5Ma，黑云母花岗岩中的钾长石给出的等时线年龄值为65.3±1.2Ma，由于两者年龄值接近，且在野外工作中未观察到明显的岩性接触界面和烘烤边及冷凝边现象，缺少岩体侵入关系证据，这两种不同岩性的花岗岩可能是两次岩浆侵入活动的产物，也可能是同一侵入体在各部位的冷却条件和同化混染程度不完全相同等原因造就的产物，尚需进一步研究探讨。腾冲地块于燕山期与保山地块碰撞拼贴(莫宣学等，1993；钟大赉，1998；李兴振等，1999)，印度板块于喜马拉雅早期与腾冲地块发生碰撞(Searle et al., 1988; Dewey et al., 1988; 莫宣学等，2003; Chung et al., 2005; Mo et al., 2007，2008)，印度板块与欧亚大陆始碰撞时间为65Ma (莫宣学等，2003)，腾冲地块从大地构造单元上一般被看作拉萨地体的南东向自然延伸，其内部广泛分布的晚中生代-新生代的花岗岩也被看做拉萨地体内著名的冈底斯岩浆带的东延部分，腾冲地块内燕山-喜马拉雅期的花岗岩带和新生代大规模的火山岩浆活动被认为是雅鲁藏布-密支那新特提斯阶段俯冲碰撞以及后期地壳调整和走滑运动的产物(莫宣学等，1993；杨启军等，2009)。戚学祥等(2011)对腾冲早白垩世岩浆岩研究认为腾冲地区在早白垩世处于俯冲-碰撞构造环境，腾冲早白垩世I型花岗岩的形成是对中特提斯洋壳沿班公湖-怒江缝合带向拉萨-腾冲地块下俯冲及拉萨-腾冲地块与羌塘-保山地块碰撞的响应。高黎贡岩基中发现的早白垩世S型花岗岩，腾梁地区发现的晚白垩世壳源花岗岩以及盈江地区发现的始新世I型和S型花岗岩表明高黎贡-腾梁-盈江地区在白垩世和始新世均存在俯冲-碰撞阶段(Xu et al., 2011)。腾冲地区白垩世和古新世S型、I型花岗岩的发现有力的证明了该区在白垩世和古新世处于俯冲-碰撞构造环境的地质事实，但对于白垩世至古新世是否存在碰撞向伸展转换以及构造体制转换作用时限问题并不明朗。杨启军等(2009)通过研究发现腾梁地区古永岩群中存在侵位于76~67Ma的晚白垩世花岗岩，其岩石地球化学特征表明该花岗岩为起源于中下地壳的过铝-强过铝、高钾钙碱性花岗岩，源岩是富含泥质的硬砂岩，并具有岛弧-后碰撞花岗岩特征。本次研究发现腾冲地区存在对碰撞后伸展作用具有重要指示意义的典型A型花岗岩，Ar-Ar定年结果表明大松坡锡矿区古永A型花岗岩的成岩年龄为68~65Ma，暗示该区在68~65Ma处于碰撞后伸展作用阶段。由于印度板块与欧亚板块尚处于碰撞造山阶段，三江地区造山作用至今仍在进行，因此腾冲地区晚白垩A型花岗岩并非三江地区造山作用结束的标志，而是腾冲板块与保山板块在晚白垩世碰撞拼贴这一造山旋回结束，进入与印度板块发生碰撞前的短暂应力松弛阶段的岩浆作用产物。本次研究结果为白垩世腾冲地块与保山地块碰撞拼贴向碰撞结束进入造山后-伸展构造体制转换提供了岩石学证据和年龄制约。腾冲地区白垩世同碰撞S型花岗岩、I型花岗岩以及本次发现的造山后A型花岗岩是腾冲地块在白垩世从俯冲-碰撞到造山后-伸展构造活动的完整响应。
由于在腾冲地区已经发现存在白垩世和古新世的同碰撞花岗岩(Xu et al., 2011; 戚学祥等，2011)，大松坡锡矿区晚白垩世造山后A型花岗岩的发现为腾冲地区在晚白垩世末期(68~65Ma) 结束燕山期造山旋回，进入喜马拉雅造山作用前的造山后伸展构造环境提供了有力的岩石学证据。杨启军等(2009)将腾梁花岗岩分别与高黎贡花岗岩和冈底斯花岗岩对比研究发现，虽然腾梁花岗岩与高黎贡花岗岩在岩石类型和形成背景上都有相似性，但是两者形成年龄不同，属于特提斯演化历史上不同阶段、不同构造域的产物。腾梁花岗岩与冈底斯花岗岩则无论在岩浆成分上还是形成年龄上都不同，不能直接对比，两者侵位时间上存在一定的互补性。表明白垩纪末期-早第三纪的拉萨微陆块南缘，虽然同为陆陆碰撞的陆弧位置，但以喜马拉雅东构造结为界，两侧具有不同的地球动力学过程。对比周边的构造单元，腾冲陆块的构造演化具有独特性。本次研究结果表明腾冲地区在晚白垩世末期(68~65Ma) 处于腾冲地块与保山地块碰撞拼贴，印度板块与腾冲地块发生碰撞两次构造事件之间的造山后伸展阶段。大松坡古永A型花岗岩的形成是对该区燕山晚期-喜马拉雅早期俯冲-碰撞向造山后-伸展构造体制转换的响应。大松坡锡矿区古永花岗岩体内两种不同岩性花岗岩正是在这种伸展构造背景下古永岩体内岩浆侵入作用的产物。腾冲地区白垩世同碰撞S型花岗岩、后碰撞I型花岗岩以及本次发现的造山后A型花岗岩构成了对白垩世腾冲地块与保山地块碰撞拼贴造山过程的完整响应。本次研究结果是对前人研究成果的很好补充，完善了腾冲地区在白垩世的构造演化史，对深入理解三江特提斯构造演化具有重要的参考价值。综合前人得出的测年结果显示出了腾冲地区各类花岗岩形成的时间及其与构造事件的关系(图 14)。
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图 14 腾冲中生代花岗岩年龄及其与构造事件关系 Fig. 14 Ages of Mesozoic granitiods in Tengchong and it's relationship with tectonic events |
基于大松坡云英岩型锡矿床的锡矿体呈近似平行脉状产于该区古永花岗岩体中的地质事实并结合该区云英岩、矿石和花岗岩三者的稀土及微量元素对比结果发现，云英岩和矿石中的稀土及微量元素含量均低于花岗岩，但三者具有相似度很高的稀土配分模式和微量元素蛛网图模式，可能指示三者间具有密切的成因联系。大松坡锡矿区云英岩很可能是该区古永花岗岩经热蚀变的产物；云英岩型锡矿脉很可能是热液萃取该区古永过铝质A型花岗岩中的成矿物质后沿张性构造裂隙充填而成，大松坡锡矿的成矿流体和成矿物质可能均来源于A型花岗岩。亦即大松坡锡矿区古永花岗岩很可能既是该区云英岩的原岩又是云英岩型锡矿石的母岩。结合本次花岗岩年代学研究结果，推断大松坡云英岩型锡矿很可能是该区在燕山晚期-喜马拉雅早期造山后岩浆活动的成矿响应，该区在68~65Ma至少存在一次锡成矿作用。
7 结论(1) 对大松坡锡矿区古永岩体内中细粒黑云母二长花岗岩和黑云母花岗岩进行钾长石Ar-Ar定年，获得的坪年龄分别为67.84±0.60Ma (2σ) 和65.86±0.42Ma (2σ)，表明滇西大松坡锡矿区古永岩体在燕山晚期-喜马拉雅早期至少存在一期岩浆侵入活动，中细粒黑云母二长花岗岩和黑云母花岗岩是该时期(68~65Ma) 岩浆活动的产物。
(2) 大松坡锡矿区古永岩体内发育的晚白垩世末期中细粒黑云母二长花岗岩和黑云母花岗岩是典型的造山后A型花岗岩；腾冲地块在燕山晚期-喜马拉雅早期可能已经结束了与保山地块碰撞-拼贴进入该造山旋回的造山后-伸展构造阶段，继而开始腾冲地块与印度板块碰撞造山的喜马拉雅造山旋回，大松坡锡矿区古永岩体内A型花岗岩是该构造转换阶段的岩浆活动响应。
(3) 大松坡锡矿区含锡云英岩脉可能是热液萃取该区古永铝质A型花岗岩中的成矿物质并沿张性构造裂隙充填而成；大松坡矿区古永铝质A型花岗岩很可能既是该区云英岩的原岩又是锡矿石的母岩。
(4) 大松坡云英岩型锡矿是该区在燕山晚期-喜马拉雅早期岩浆活动的成矿响应，该区在68~65Ma至少存在一次锡成矿作用。
致谢 本文在野外工作中得到大松坡矿区领导的大力支持；成文过程中得到王庆飞老师和王长明老师的悉心指导；涂伟博士参与了讨论并给予了有益帮助；在此对他们一并表示衷心的感谢！| [] | Bonin B. 2004. Do coeval mafic and felsic magmas in post-collisional to within-plate regimes necessarily imply two contrasting, mantle and crustal sources? A review. Lithos, 78: 1–24. DOI:10.1016/j.lithos.2004.04.042 |
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