2021, Vol. 37
2. 中国科学院地球科学研究院, 北京 100029;
3. 中国科学院大学地球与行星科学学院, 北京 100049;
4. 桂林理工大学地球科学学院, 桂林 541004;
5. 云南松山矿业有限公司, 昌宁 678107
2. Innovation Academy for Earth Science, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
3. College of Earth and Planetary Science, University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;
4. College of Earth Sciences, Guilin University of Technology, Guilin 541004, China;
5. Yunnan Songshan Mining Co., Ltd, Changning 678107, China
成矿年代学研究是揭示矿床成因机制的重要手段。成矿年代的确定有间接方法和直接方法。间接方法主要有锆石U-Pb、全岩Rb-Sr、Sm-Nd、含钾矿物的40Ar-39Ar等，而直接方法主要有辉钼矿Re-Os等方法。锡矿的形成在空间和成分上与高分异花岗岩演化密切相关(Taylor, 1979; Lehmann, 1990)；然而，高分异花岗岩中的锆石由于U含量较高，其结构容易受到α粒子辐射破坏，导致U-Pb系统扰动(Davis and Krogh, 2001; Romer, 2003)。Rb-Sr，Sm-Nd和含钾矿物的40Ar-39Ar系统由于其封闭温度相对较低，并且很容易受到后期热液蚀变及热事件的影响(Romer et al., 2007)，导致测试的可靠性降低。锡矿中由于辉钼矿Re含量较低而Os含量较高，会导致样品溶解或沉淀过程中Re损失而使Re-Os体系受到影响(McCandless et al., 1993)。因此，上述方法对于高分异花岗岩中锡矿床成矿年龄的确定不甚理想。锡石作为锡矿中重要的矿石矿物，U含量较低(< 10-6)，其U-Pb同位素封闭温度高于花岗岩固相线温度(张东亮等, 2011)，因此，可以采用锡石U-Pb定年直接制约锡的成矿时间，利用锡石U-Pb同位素年龄来揭示稀有金属花岗岩及其有关锡矿的成因关系已成为当前成矿年代学研究的热点(Gulson and Jones, 1992; Yuan et al., 2008; Li et al., 2016)。
松山锡矿位于滇西临沧花岗岩基的北段。锡矿体主要发育于临沧黑云母二长花岗岩与松山组灰黄色绢云石英片岩接触带矽卡岩中，以及黑云母二长花岗岩和浅变质岩中。矿石类型主要有矽卡岩型、电气石石英脉型、云英岩型等。虽然该矿床在20世纪80年代就开展了地质普查工作，但是由于成矿年代的不确定性，制约了对矿床成因的认识和下一步找矿工作的部署。本文在野外地质工作的基础上，首次利用锡石U-Pb同位素测年方法对矽卡岩型和电气石石英脉型矿石中的锡石开展了U-Pb年代学工作，厘定了松山锡矿的成矿时代，探讨了其对区域成矿作用的指示。
1 区域地质背景松山锡矿位于青藏高原三江特提斯造山带南段的昌宁-孟连缝合带，澜沧江锡矿带中段。昌宁-孟连缝合带呈近南北向狭长带状展布，北起昌宁，经凤庆、临沧和澜沧向南延伸至勐海地区，延伸长度约为400km，宽度达80~100km(图 1；Wu et al., 1995)。它是一条重要的古特提斯主缝合带(刘本培等, 1993; Zhang et al., 1993; Wu et al., 1995; 钟大赉, 1998; Metcalfe, 2011; Wang et al., 2018)，受印度洋板块、太平洋板块和欧亚板块三大板块作用的影响，该地区先后经历了特提斯演化(古生代古特提斯洋的消减闭合、中新生代新特提斯洋的开启-闭合)以及新生代印度-欧亚大陆的俯冲碰撞、陆内汇聚和隆升造山复杂演化过程(李文昌等, 2010; 李勇, 2012; 潘桂棠等, 2013)。
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图 1 滇西临沧花岗岩基地质简图(据云南省地质矿产局, 1990; Dong et al., 2013改编) 年龄数据来自彭头平等，2006；施小斌等，2006；孔会磊等，2012；聂飞等，2012；Dong et al., 2013；王舫等，2014；王海林等，2016；孙康等，2018；赵枫等，2018；苑新晨等，2021 Fig. 1 Simplified geological map of Lincang granites in the western Yunnan Province (modified after BGMRY, 1990; Dong et al., 2013) Age data from Peng et al., 2006; Shi et al., 2006; Kong et al., 2012; Nie et al., 2012; Dong et al., 2013; Wang et al., 2014, 2016; Sun et al., 2018; Zhao et al., 2018; Yuan et al., 2021 |
区域上出露地层主要有元古界澜沧群松山组灰黄色绢云石英片岩夹变质砂岩，大田丫口组深灰-浅灰色含斜长变斑片岩，小龙塘组灰白色石英片岩，以及崇山群花木岭组片岩、变粒岩等。出露的岩浆岩主要是临沧复式花岗岩体。临沧花岗岩基沿澜沧江断裂南段西侧呈南北向延伸，呈反“S”状展布，南北长达350km，东西宽10~48km，出露面积约7400km2(李兴林, 1996)。该岩基向南与泰国、马来西亚的花岗岩带断续相接，构成一条十分醒目的构造岩浆带。临沧岩基东侧以澜沧江断裂带与上古生界和三叠系为界，北端与中三叠统忙怀组火山岩呈侵入接触关系；西侧与中元古界澜沧群、大勐龙群呈侵入或断层接触；岩基被中侏罗统不整合覆盖。临沧花岗岩基为多期侵入的复式花岗岩体，主体岩性为中三叠世二长花岗岩、黑云母二长花岗岩、花岗闪长岩，少量的燕山期花岗岩侵入临沧花岗岩基中(彭头平等, 2006; 吴随录, 2010; 孔会磊等, 2012)。目前，对于临沧花岗岩的构造环境有碰撞型花岗岩(陈吉琛, 1987; 刘昌实等, 1989)和碰撞后花岗岩(莫宣学等, 1998; 彭头平等, 2006)等两种观点。
2 矿床地质松山锡矿位于临沧花岗岩基的西北端，澜沧江北西向构造带与昌宁-营盘弧形构造的结合部位。矿区出露地层主要为澜沧群松山组绢云石英片岩夹变质砂岩，大田丫口组含斜长变斑片岩，小龙塘组灰白色石英片岩等。岩浆岩主要以三叠纪黑云母二长花岗岩为主，晚白垩世花岗岩呈岩株状侵位于黑云母二长花岗岩中(图 2)。
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图 2 松山锡矿床地质简图 Fig. 2 Simplified geological map of the Songshan tin deposit |
松山锡矿主要发育于三叠纪黑云母二长花岗岩与澜沧群松山组变质石英粉砂岩接触带, 以及黑云母花岗岩和石英粉砂岩的破碎带中。矿化主要受NNW-SSE向裂隙构造控制，呈脉状、透镜状、不规则囊状产出。矿石类型主要有矽卡岩型、电气石石英脉型和云英岩型等(图 3a-c)。
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图 3 松山锡矿床不同类型矿石样品手标本及显微照片 (a)花岗岩与围岩接触带矽卡岩；(b)花岗岩中的电气石石英脉型矿石；(c)云英岩型矿石；(d)矽卡岩主要矿物组成为锡石和石榴子石、阳起石、石英、斜长石、赤铁矿等(-)；(e)含锡电气石石英脉主要由锡石、电气石、石英等矿物组成(+)；(f)云英岩型矿石中主要由锡石和绢云母、石英、电气石等矿物组成(+).Qtz-石英；Grt-石榴子石；Cst-锡石；Act-阳起石；Hem-赤铁矿；Tur-电气石；Ser-绢云母 Fig. 3 Hand specimens and micrographs of different types of ores at the Songshan tin deposit (a) skarn occurred in the contact zone between granite and surrounding rock; (b) tourmaline-quartz vein ores in biotite monzogranite; (c) Greisen ore in biotite-monogranite; (d) skarn is mainly composed of cassiterite, garnet, actinolite, quartz, plagioclase and hematite (plane-polarized light); (e) the minerals in tin-bearing tourmaline-quartz veins is composed of cassiterite, tourmaline and quartz (crossed polarized light); (f) the minerals in greisen ore is composed of cassiterite, sericite, quartz and tourmaline (crossed polarized light). Qtz-quartz; Grt-garnet; Cst-cassiterite; Act-actinolite; Hem-hematite; Tur-tourmaline; Ser-sericite |
矽卡岩型锡矿主要发育于老地基-处马地基矿段和麻栗树矿段。矿体多呈囊状、透镜状，倾角较缓，长30~60m。矽卡岩主要矿物成分为石榴子石、透辉石、阳起石、绿帘石及石英。金属矿物有锡石、黄铁矿、磁黄铁矿、磁铁矿。热液蚀变主要有硅化、褐铁矿化、矽卡岩化等。锡石主要以呈颗粒镶嵌或细脉穿插于矽卡岩矿物中。镜下可见细小粒状石榴子石被阳起石不均匀交代，锡石交代早期的石榴子石和阳起石(图 3d)，说明锡石形成时代较晚于石榴子石和阳起石。
电气石石英脉型锡矿主要发育于周家寨和岭岗寨矿段。矿体主要呈脉状或细脉状平行排列产出。矿石矿物主要由石英、电气石、锡石、黄铁矿、磁黄铁矿组成。电气石呈灰、黄绿色及黑色，以细脉状、散点状、不规则状、团块状分布于石英脉中。早期电气石脉(Tur-1)较破碎，锡石交代早期电气石(Tur-1)生长，而晚期电气石(Tur-2)呈针状交代锡石生长(图 3e)。
云英岩型锡矿主要发育于光山、麻栗树、鲁家坟、小寨等矿段，主要分布在花岗岩体内。主要矿石矿物为锡石、电气石、黄铁矿、磁黄铁矿等；主要脉石矿物有白云母、石英和长石。镜下可见锡石呈柱状-粒状，被白云母、石英、电气石充填交代(图 3f)。
3 样品采集与分析测试 3.1 样品采集在野外观察的基础上，分别在麻栗树南139矿段和岭岗寨130矿段(图 2)采集了锡矿石样品，从中挑选了锡石单矿物颗粒进行U-Pb定年测试。SS139样品为矽卡岩型锡矿石，矿物组成主要为石榴子石、电气石、石英和锡石，其中锡石以单矿物呈深色颗粒状镶嵌在石英中。SSX10-1样品为产在黑云母二长花岗岩中的电气石石英脉型锡矿石，含锡石、电气石和石英。
3.2 分析方法锡石U-Pb同位素定年在中国科学院地质与地球物理研究所多接收-电感耦合等离子体质谱实验室完成。所用仪器为高灵敏度扇形磁场质谱(SF-ICP-MS)，激光剥蚀系统为UP193 ArF准分子激光器，采用的波长为193nm，脉冲宽度为5ns，激光束斑为50μm，频率为8Hz(Yang et al., 2020)。
实验流程具体如下：在双目镜下将锡石单矿物颗粒用双面胶粘在载玻片上，放上PVC环，将环氧树脂和固化剂按一定比例充分混合后注入PVC环中，待树脂充分固化后将样品从载玻片上剥离，并对其进行抛光处理。然后根据锡石靶的反射光、透射光和CL图像(图 4)，选择合适的锡石颗粒，并尽量避开颗粒中的包裹体和裂纹，从而减少普通铅的影响。实验过程中采用He作为剥蚀物质的载气，通过直径3mm的PVC管将剥蚀物质传送到MC-ICP-MS，并在进入MC-ICP-MS之前与Ar气混合，形成混合气。实验中由于204Pb的离子信号较弱且在Ar气中有204Hg会对204Pb产生干扰，其含量难以准确测定，故对U含量不高，积累的放射成因207Pb含量极少的年轻锡石样品(一般小于400Ma)，采用207Pb代替204Pb来作U-Pb等时线，即206Pb/207Pb-238U/207Pb等时线代替传统的238U/204Pb-206Pb/204Pb等时线方法处理数据；同时还对锡石U-Pb数据进行了Tera-Wasserburg曲线投图，以期与等时线年龄进行对比和印证。采用锡石标样(SPG，206Pb/238U年龄=1540Ma)作为测量外标。锡石207Pb/206Pb-238U/206Pb Tera-Wasserburg曲线的数据计算与图形绘制均用Isoplot软件完成(Ludwig, 2003)。
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图 4 松山锡矿样品SSX10-1(a-c)和SS139(d-f)锡石颗粒CL照片 Fig. 4 Cathodoluminescence (CL) images of analyzed cassiterite separated from samples SSX10-1 (a-c) and SS139 (d-f) in the Songshan tin deposit |
松山锡矿锡石LA-SF-ICP-MS U-Pb年龄分析结果见表 1。
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表 1 松山锡矿中锡石LA-SF-ICP-MS U-Pb分析数据 Table 1 LA-SF-ICP-MS cassiterite U-Pb data at the Songshan tin deposit |
SS139矽卡岩型矿石样品，共测试18个点。Pb含量为0.03×10-6~1.05×10-6，Th含量为0~0.03×10-6，U含量为2.31×10-6~95.00×10-6；206Pb/238U变化范围为0.012~0.014，207Pb/235U变化范围为0.073~0.289，207Pb/206Pb变化范围为0.043~0.162。207Pb/206Pb-238U/206Pb谐和年龄为76.6±1.5Ma(MSWD=0.17)(图 5a)。
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图 5 松山锡矿锡石U-Pb年龄谐和图 (a)样品SS139锡石U-Pb年龄；(b)样品SSX10-1锡石U-Pb年龄 Fig. 5 The concordia diagram (Tera-Wasserburg) of cassiterite at the Songshan tin deposit (a) cassiterite U-Pb age of Sample SS139; (b) cassiterite U-Pb age of Sample SSX10-1 |
SSX10-1电气石石英脉型矿石样品，共测试15个点。Pb含量为0.02×10-6~9.82×10-6，Th含量为0~0.13×10-6，U含量为0.25×10-6~43.00×10-6，U和Pb变化范围相对较大；206Pb/238U变化范围为0.012~2.301，207Pb/235U变化范围为0.134~69.80，207Pb/206Pb比值变化范围为0.098~0.775。207Pb/206Pb-238U/206Pb谐和年龄为79.6±3.6Ma(MSWD=1.2)(图 5b)。
由此可见，松山锡矿2件锡石样品U-Pb谐和年龄相差较小(76.6±1.5Ma和79.6±3.6Ma)，在误差范围内基本一致，说明松山锡矿矽卡岩型锡矿化和石英脉岩型锡矿化成矿年龄基本一致，其成矿作用均发生于晚白垩世。
5 讨论 5.1 松山锡矿成岩成矿时代锡石是稀有金属矿床中主要的矿石矿物，属于金红石族。当U进入晶格且含量较高时，锡石可以作为U-Pb同位素的测年对象(Gulson and Jones, 1992)，并且得到了广泛的运用(张东亮等, 2011; Lehmann et al., 2020)。锡石U-Pb体系的封闭温度较高，即使受到后期高温岩浆热液作用的影响，锡石还可保持其U-Pb同位素体系封闭。因此，锡石U-Pb年龄是与锡有关矿床成矿年代学研究的理想对象。
松山锡矿主要发育于临沧黑云母二长花岗岩与松山组变质岩的接触带中，在空间上与临沧花岗岩密切相关，因此，先前的研究均认为松山锡矿的形成与临沧花岗岩的侵位有关，是晚三叠世的产物(罗君烈, 1991)。本次分析所用锡石颗粒多数>100μm，CL图像显示其生长环带发育(图 4)，表面没有裂隙发育。由于锡石U-Pb体系封闭温度应大于560℃，后期岩浆热液流体作用的影响较小，因此，本次测试的锡石U-Pb年龄可以代表锡石沉淀结晶的时间。锡石是松山锡矿的主要矿石矿物，其结晶年龄能够代表松山锡矿的成矿年龄，也就是说松山锡矿锡的成矿作用主要发生于晚白垩世。
5.2 对区域成矿的指示意义滇西澜沧江锡矿带北起保山市泸水石缸河锡矿，南至景洪自治州勐宋砂锡矿。在临沧花岗岩基周边及其内部锡矿化(点)星罗棋布。然而只见星星，不见月亮。在该地区地质找矿工作一直没有取得有效突破。其根本原因在于缺乏与锡成矿有关的精确成矿时代，制约了对该地区锡成矿作用的认识。前人对临沧花岗岩基不同岩石类型的花岗岩进行了大量的年代学研究，如：临沧岩基北癞痢头山二长花岗岩时代为231.5±3.6Ma(聂飞等, 2012)；岩基北段凤庆和云县二长花岗岩锆石定年结果为231.8±1.4Ma~211.9±1.8Ma(Dong et al., 2013; 赵枫等, 2018)；岩基中段临沧、双江和澜沧花岗岩锆石年龄为237.7±0.8Ma~203.3±0.7Ma(施小斌等, 2006; 孔会磊等, 2012; Dong et al., 2013; 苑新晨等, 2021)；岩基南段景洪、勐海和勐宋花岗岩年龄为230.4±3.6Ma~216.0±3.0Ma(彭头平等, 2006; 孔会磊等, 2012; 王舫等, 2014; Wang et al., 2015)(图 1、表 2)。这些花岗岩成岩年代学研究均表明，临沧岩基侵位时代在261~203Ma之间，主要集中于230~210Ma，说明临沧花岗岩基主要侵位于中-晚三叠世。因此，普遍认为该地区锡的成矿作用应主要发生在三叠纪。
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表 2 滇西澜沧江锡矿带成岩成矿年龄 Table 2 The age data of the granite and mineralization at the Lancangjiang tin ore belt, western Yunnan Province |
近年来，随着地质工作程度的不断深入，在临沧花岗岩基内部及其邻区发现了晚白垩世和古近纪的岩浆-热液事件的记录。如：临沧花岗岩基北段凤庆大河乡淡色花岗岩(糜棱岩化二云母花岗岩)的年龄为79.6±0.2Ma，电气石花岗质伟晶岩的年龄为81.8±0.1Ma(王海林等, 2016)；中段双江黑云母花岗岩的锆石U-Pb年龄为65.1±7.9Ma(孙康, 2018)。临沧岩基北的志本山岩体的云龙铁厂二云母花岗岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄为72.2±0.8Ma(廖世勇等, 2013)；漕涧二云母花岗岩、黑云母二长花岗岩LA-ICP-MS U-Pb年龄分别为73.4±0.2Ma、68.8±1.2Ma(禹丽等, 2014; 孙柏东等, 2018)；五叉树钨锡矿含白钨矿白云母电气石脉中白云母Ar-Ar年龄为68.1±0.9Ma (邱华宁等, 1994)(表 2)。这些年龄数据均表明在临沧花岗岩基内部及其邻区存在着明显的晚白垩世或者古新世岩浆-热液活动。课题组最近在松山锡矿外围获得云英岩脉白云母Ar-Ar年龄(64.8±0.9Ma)以及黑云母二长花岗岩黑云母Ar-Ar年龄(60.2±1.3Ma)也说明松山锡矿区存在着古新世岩浆热液活动。但晚白垩世-古新世的岩浆热液活动与成矿的关系还不十分明确。
临沧花岗岩基西侧的腾冲-梁河地区发育大量的晚白垩世花岗岩及其相关的锡的成矿作用，如：腾冲古永岩基二长花岗岩的锆石SHRIMP U-Pb年龄为76.0±1.0Ma和67.8±1.4Ma(杨启军等, 2009)；古永岩基内的大松坡锡矿黑云母二长花岗岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄为70.3±3.2Ma，黑云母花岗岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄为75.3±4.2Ma(马楠, 2014)；大松坡云英岩型锡矿锡石U-Pb年龄为75.5±2.6Ma(马楠等, 2013)。上述数据表明，在滇西地区存在着明显的晚白垩世花岗岩及其有关的锡的成矿作用。本文锡石U-Pb年龄则支持了在临沧花岗岩地区也存在着晚白垩世锡的成矿作用。尽管在松山锡矿地区尚未发现有晚白垩世花岗岩，但是可能存在着隐伏花岗岩体为松山锡矿锡的成矿作用提供成矿物质和成矿流体。因此，滇西临沧花岗岩地区存在大规模晚白垩世锡成矿的可能性，这期成矿主要受岩体与围岩接触带构造，以及岩体与围岩中的裂隙构造所控制。未来找矿部署应沿这些构造展开。
6 结论(1) 本文首次对滇西临沧花岗岩基北段松山锡矿中的锡石开展了U-Pb定年工作，结果显示，松山锡矿中矽卡岩型和电气石石英脉型锡矿石U-Pb年龄分别为76.6±1.5Ma和79.6±3.6Ma，说明松山锡矿锡的成矿作用发生在晚白垩世。
(2) 松山锡矿的成矿时代明显晚于临沧花岗岩基主体侵位年龄，该地区的下一步找矿工作应围绕岩体与围岩接触带，以及岩体和围岩中的裂隙开展。
致谢 在野外考察过程中，得到了云南松山锡矿等地质同行的大力协助；在样品测试过程中，得到了中国科学院地质与地球物理研究所杨岳衡正高级工程师、吴石头工程师，以及杨明博士的大力帮助；在此一并致谢。
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