2012, Vol. 28
2. 中国科学院研究生院, 北京 100039;
3. 广州海洋地质调查局, 广州 510075
2. Graduate School of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100039, China;
3. Guangzhou Marine Geological Survey, Guangzhou 510075, China
中甸岛弧位于“三江”义敦岛弧南部，包括甘孜-理塘洋以西，格咱断裂以东的岛弧区(图 1)，是三江构造-岩浆-成矿带的重要组成部分(杨岳清等，2002；侯增谦等，2004)，通常被认为是甘孜-理塘洋壳向西俯冲形成的。作为我国重要的铜、铅、锌、钼多金属成矿带，该构造单元不仅产出了如普朗斑岩铜矿、雪鸡坪斑岩铜矿、红山矽卡岩型铜矿等印支期矿床，还发育了与燕山晚期岩浆活动相关的一系列成矿作用。近年来已有很多对印支期成矿斑岩以及其代表性斑岩型矿床的岩石学、年代学、矿床学的研究(曾普胜等，2003，2006；林清茶等，2006；李文昌，2007; 李文昌等，2009；李青，2009；庞振山等，2009；王守旭等，2007；任江波等，2011a；陈建林等，2011)，但是对于印支期矽卡岩型矿床以及燕山期岩浆活动与成矿的研究却相对薄弱。
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图 1 中甸岛弧大地构造位置(a) 和地质简图(b)(据任江波等，2011a) 及研究区地质简图(c，据徐兴旺等，2006修改) Fig. 1 Simplified geological map of Zhongdian island arc (a, b, after Ren et al., 2011a) and geological map of the studied area (c, after Xu et al., 2006) |
红山Cu多金属矿床位于中甸构造-岩浆岩区中部，因发育石榴子石矽卡岩、并且处于矽卡岩型Cu多金属矿发育的高赤坪-红山-洛吉侵入岩带中而被归为矽卡岩型矿床(周维全等，1976; 谭雪春等，1985①)。前人研究认为，与红山矽卡岩型铜多金属成矿系统紧密相关的石英闪长玢岩和石英二长斑岩岩枝、岩脉，为中甸岛弧印支期中-酸性岩浆侵入的产物，其中石英二长斑岩的Rb-Sr等时线年龄为214Ma (云南省地质矿产局，1990; 杨岳清等，2002)。虽然早期印支期中酸性岩石年代学研究结果显示成矿斑岩具有不同的形成时间(曾普胜等，2003，2004; 李文昌，2007)，然而最近几年高精度的锆石年代学揭示该地区的岛弧构造-岩浆活动可能是同一构造作用的结果(林清茶等，2006；任江波等，2011b)。因此，对红山印支期中酸性岩石高精度的LA-ICPMS锆石U-Pb年代学研究将有助于建立中甸岛弧印支期中酸性岩石系统的时空坐标，为研究岛弧带岩浆与构造演化过程提供精确的年龄数据限制。
①谭雪春，曾群望，苏文宁. 1985.滇西东部斑岩与斑岩铜矿.云南省地质科学研究所科研报告，1-106
同时，近年研究发现，在红山矿区深部、矽卡岩角岩带下部，有隐伏的花岗斑岩体，发育有花岗斑岩Cu-Mo矿化与含矿石英脉(李文昌，2007)，花岗斑岩的锆石LA-ICPMS U-Pb年龄为81.1±0.5Ma (王新松等，2011)，含矿石英脉中辉钼矿的Re-Os等时线年龄为77±2Ma (徐兴旺等，2006)。那么，红山地区是否还存在燕山晚期岩浆活动，并且由此发育了斑岩型Cu-Mo成矿系统？与同样形成于造山后伸展背景下的高贡-措莫隆A型花岗岩在地球化学特征、岩石成因上又有何差异？
基于以上问题，本文试图通过对红山地区中酸性岩石的年代学和地球化学的研究，探讨其岩石成因以及构造背景，同时与前人对中甸成矿岩体的研究成果作对比，从而对中甸岛弧的构造演化加以约束。
2 区域地质概况中甸岛弧是义敦岛弧南段的一部分，该地区经历了印支期俯冲造山作用、燕山期碰撞造山作用和喜山期陆内汇聚作用三大阶段(杨岳清等，2002; 侯增谦等，2004)，与之相对应发育三期岩浆侵入活动(侯增谦等，2001，2004)，即印支期的岛弧型中-酸性岩浆侵入活动(237~206Ma)、燕山晚期的花岗岩浆侵入活动(135~73Ma) 及喜马拉雅期的正长(斑) 岩-二长(斑) 岩浆侵人活动(65~15Ma)。与三期岩浆作用相对应，在中甸-岛弧区也发育有三期成矿作用：如印支期以雪鸡坪、普朗等斑岩型矿床和红山、浪都等矽卡岩型矿床为主的铜金多金属矿化，燕山晚期以休瓦促、热林等蚀变花岗岩-热液石英脉型矿床(点) 为主的钨-钼矿化；喜马拉雅期的以诺东、东炉房等斑岩型矿床(点) 为主的金铜矿化(李建康等，2007)。
红山Cu多金属矿床位于中甸岛弧中部，中甸县城北东45km处。矿区主要出露图姆沟组砂板岩夹结晶灰岩、中酸性火山岩，地表仅有零散的印支期石英闪长玢岩岩墙和石英二长斑岩岩枝出露。红山矿床主要存在两种成因类型的矿体，矽卡岩型矿体和热液石英脉型矿体。本文研究样品采自红山矿区的0901号钻孔岩芯，该钻孔由上至下在岩性上可划分为以下3段：顶部深643~668m处为深灰色角岩；中段深674~807m处为深灰色石英闪长玢岩，并在790~800m处夹有灰白色花岗斑岩；下段817~899m岩芯为浅灰白色花岗斑岩。部分石英闪长玢岩与花岗斑岩中有石英细脉，石英脉中含黄铁矿与辉钼矿。本文取其中4件石英闪长玢岩岩芯(对应深度分别为702m, 763m, 773m, 807m) 与4件花岗斑岩岩芯(对应深度分别为800m, 841m, 887m, 890m) 作为主要研究对象。石英闪长玢岩为深灰色，呈斑状结构; 斑晶含量约10%，主要有斜长石、角闪石、黑云母、石英，副矿物有黄铁矿、磷灰石、锆石等，基质为隐晶质。斑晶大小约1~5mm，斜长石呈板条状，晶面浑浊，呈绢云母化(图 2a，b)。花岗斑岩主要为浅灰白色，呈斑状结构；斑晶含量约20%，主要有石英、钾长石、黑云母，副矿物为磁铁矿、磷灰石、锆石等，基质为隐晶质。斑晶大小约2~3mm，石英斑晶(10%) 为无色，他形粒状；钾长石、斜长石，板条状，晶面浑浊，呈绢云母化(图 2c，d)。
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图 2 红山石英闪长玢岩(a、b) 和红山花岗斑岩(c、d) 镜下特征 正交偏光.Qtz-石英；Pl-斜长石；Kf-钾长石；Bi-黑云母；Hb-角闪石；Py-黄铁矿；Srt-绢云母化 Fig. 2 Microphoto of quartz diorite porphyrite (a, b) and granite porphyry (c, d) in Hongshan |
本次研究对采自红山矿区的钻孔岩芯样品作了年代学研究，其中样品HS-763为石英闪长玢岩、HS-800为花岗斑岩。
选取的锆石利用中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室的激光剥蚀等离子质谱(LA-ICPMS) 进行U-Pb测年。测试所用激光剥蚀系统为193nmArF-excimer激光器的GeoLas 2005，激光束直径为30um，以He作为剥蚀物质载气。对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算) 采用软件ICPMSDataCal (Liu et al., 2008，2010) 完成。加权平均年龄和谐和图的绘制采用Ludwig的Isoplot 3.0(Ludwig et al., 2003) 完成。
样品的主量元素和微量元素分析在中国科学院广州地球化学研究所完成，在处理前选取新鲜至弱蚀变的样品，去除风化面，手工碎至1mm，依次用3%的HCl和去离子水超声浸泡和清洗，烘干后用不锈钢钵粉碎至200目用于化学分析。主量元素采用碱熔玻璃片XRF法分析，微量元素采用高温高压消解，利用PE Elan 6000型ICP-MS分析。主量元素的分析精度好于5%，微量元素的分析精度优于10%。相关分析方法和程序参见Chen et al.(2010)。
4 分析结果 4.1 锆石U-Pb年龄两件样品的锆石阴极发光图像显示(图 3a，b)，大部分晶形呈长柱状，长宽比为1:2~1:3，长50~150μm，具有明显的振荡环带结构。锆石分析测试的结果显示REE呈强烈的左倾式，Th/U均很高(0.31~3.03)，这些比值远大于变质锆石的Th/U比值(＜0.1)，而属典型的岩浆成因锆石(Williams et al., 1996)。两件样品锆石U-Pb定年分析数据详见表 1，谐和图及加权平均年龄见图 3(c, d)，定年结果分述如下：
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图 3 红山石英闪长玢岩(HS-763) 和花岗斑岩(HS-800) 的锆石阴极发光图片(a, b) 和U-Pb年龄谐和图(c, d) Fig. 3 The CL images of zircon (a, b) and LA-ICPMS U-Pb concordant curves (c, d) of quartz diorite porphyrite (HS-763) and granitic porphyry (HS-800) in Hongshan |
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表 1 中甸岛弧红山地区石英闪长玢岩(HS-763) 和花岗斑岩(HS-800) 锆石U-Pb定年分析结果表 Table 1 U-Pb zircon dating results of quartz dioritic porphyrite (HS-763) and granitic porphyry (HS-800) from Hongshan area in Zhongdian arc |
HS-763采自红山0901号钻孔岩芯763m处，样品的11个分析点(表 1)，Th含量为124×10-6~2661×10-6，U含量为115×10-6~878×10-6，Th/U为0.90~3.03，它们均落在谐和线上或其附近。206Pb/238Pb年龄加权平均值为216.1±3.2Ma (MSWD=1.2)(图 3c)，代表红山石英闪长玢岩的结晶年龄。
HS-800采自红山0901号钻孔岩芯800m处，样品的17个分析点(表 1)，Th含量为152×10-6~983×10-6，U含量为492×10-6~2172×10-6，Th/U为0.31~0.77，它们均落在谐和线上或其附近。206Pb/238Pb年龄加权平均值为75.8±1.3Ma (MSWD=1.9)(图 3d)，代表红山花岗斑岩的结晶年龄。
4.2 蚀变影响样品的主量和微量分析测试结果列在表 2中。手标本及镜下观察显示，样品有较明显的绢云母-绿泥石化蚀变。一般情况下，高场强元素、稀土元素及过渡元素在强烈的热液蚀变过程中是稳定的，中酸性岩浆岩由于缺乏橄榄石和辉石，其中的Mg也是稳定的。Ti、P、Al、Fe、Mn等主量元素不易受热液活动的影响，而Ca、Na、K以及一些大离子亲石元素(如Sr、Ba、Rb等) 却很不稳定。样品具有较低的烧失量(1.07%~1.84%)，且MgO, TiO2，Al2O3，Fe2O3T，CaO, Na2O的含量与烧失量(LOI) 之间没有明显的线性关系(图略)，说明蚀变作用可能对这些元素并没有造成影响(Wang et al., 2006)。而K2O的含量与SiO2的含量并不相关，却随着烧失量(LOI) 的增加而降低(图 4)，表明其在热液蚀变过程中很不稳定。本文主要针对热液蚀变过程中的稳定元素，如高场强元素、稀土元素、MgO、Al2O3、Fe2O3T等展开讨论。
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表 2 中甸岛弧红山地区石英闪长玢岩和花岗斑岩主量(wt%)、微量(×10-6) 元素分析数据表 Table 2 Major (wt%) and trace element (×10-6) analyzing results for quartz dioritic porphyrites and granitic porphyries from Hongshan area in Zhongdian arc |
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图 4 中甸岛弧红山印支期与燕山晚期岩浆岩SiO2-K2O图(a，据Peccerillo and Taylor, 1976) 和LOI-K2O图(b) 数据来源和图例同图 5 Fig. 4 SiO2 vs. K2O diagram (a, after Peccerillo and Taylor, 1976) and LOI vs. K2O diagram (b) for Indosinian and Late Yanshanian lavas in Zhongdian arc |
在SiO2-(K2O+Na2O) 图(TAS分类图，图 5) 中，石英闪长玢岩相对花岗斑岩贫硅(前者大于70%，后者小于61%)，石英闪长玢岩落入二长岩区域，花岗斑岩落入花岗岩区域。两类岩石A/CNK>1，属于过铝质岩石；石英闪长玢岩的里特曼指数δ为3.2~4.8，属于钙碱性-碱性岩类，而花岗斑岩的里特曼指数δ＜3.3，为钙碱性岩；石英闪长玢岩具有相对较高的MgO (3.01%~3.42%) 和Mg#值(47.6~52.6)，而花岗斑岩的MgO含量为0.26%~0.47%，Mg#值为23.2~35.7。在SiO2-K2O图(图 4a) 中，两类岩石均落在钾玄岩区域中。石英闪长玢岩的钾钠含量相当(K2O为3.32%~5.55%；Na2O为3.32%~4.56%；K2O/Na2O为0.91~1.67)，石英花岗斑岩以相对富钾为特点(K2O为5.29%~7.87%; Na2O为1.08%~3.03%；K2O/Na2O为2.08~7.27)，这与其高的钾长石与黑云母含量是一致的。在SiO2与主量的相关图中(图 6)，随着SiO2含量的增加，MgO, TiO2，Al2O3，Fe2O3T，CaO, Na2O的含量降低。同时，研究区红山石英闪长玢岩和花岗斑岩的主量元素含量分别与普朗印支期复式岩体(任江波等，2011a) 和热林燕山期花岗岩(尹光候等，2009) 有着相似的分布特征和变化趋势。与红山安山岩相比，石英闪长玢岩具有更高的K2O (前者为0.47%~3.67%，后者为3.32%~5.55%)，可能是后期热液蚀变作用对安山岩进行了改造(烧失量为3.12%~5.95%)，降低了K2O的含量(图 4b)。
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图 5 中甸岛弧印支期与燕山晚期岩浆岩TAS图(据Le Bas, 1986) 数据来源:普朗复式岩体，任江波等(2011a); 红山安山岩，任江波(2011); 热林花岗岩，尹光候等(2009); 高贡-措莫隆花岗岩，侯增谦等(2001)；红山石英闪长玢岩与红山花岗岩，本研究.PC-苦橄玄武岩; B-玄武岩; U1-碧玄岩和碱玄岩; U2-响岩质碱玄岩; U3-碱玄质响岩; O1-玄武安山岩; O2-安山岩; O3-英安岩; S1-粗面玄武岩; S2-玄武粗安岩; S3-粗安岩; T-粗面岩; R-流纹岩 Fig. 5 TAS diagram for Indosinian and Late Yanshanian lavas in Zhongdian arc (after Le Bas, 1986) |
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图 6 中甸岛弧印支期与燕山晚期岩浆岩Harker图 数据来源和图例同图 5 Fig. 6 Harker diagram for Indosinian and Late Yanshanian lavas in Zhongdian arc |
红山石英闪长玢岩与花岗斑岩具有相似的稀土配分模式(图 7a)，呈右倾式，为轻稀土富集型，但花岗斑岩相对石英闪长玢岩轻稀土(LREE) 和重稀土(HREE) 分异更明显(前者42.0＜(La/Yb)N＜66.4，后者18.7＜(La/Yb)N＜21.4)，并且LREE分异更明显(前者7.5＜(La/Sm)N＜8.6，后者4.8＜(La/Sm)N＜5.2)，HREE无明显分异。石英闪长玢岩Eu显示无至微弱的负异常(δEu为0.70~0.93)，花岗斑岩Eu负异常较明显(δEu为0.63~0.81)。
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图 7 球粒陨石标准化配分REE图(a, c) 和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b, d)(标准化数据为Sun and McDonough, 1989) 数据来源同图 4 Fig. 7 Chondrite-normalized REE distribution patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagram (b)(normalized values after Sun and McDonough, 1989) |
在微量元素蛛网图(图 7b) 中，石英闪长玢岩和花岗斑岩均显示富集Rb、Th、U等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素(HFSE)。石英闪长玢岩Sr有微弱正异常，这与其无明显的Eu负异常是一致的；花岗斑岩具有明显Sr负异常，较明显的Eu负异常和更明显的Ti负异常。石英闪长玢岩具有高Sr (801×10-6~1003×10-6)、低Y (16×10-6~20×10-6)，以及高Sr/Y (49~54) 的特点；花岗斑岩具有相对低Sr (126×10-6~185×10-6)、更低Y (8×10-6~13×10-6)，以及低Sr/Y (12~16) 的特点。石英闪长玢岩和花岗斑岩分别与普朗印支期复式岩体和热林燕山晚期花岗岩有一致的演化特征。
5 讨论 5.1 红山地区岩浆活动 5.1.1 红山印支期岩浆活动晚三叠纪，甘孜-理塘洋壳向西低角度俯冲，在中甸岛弧靠近乡城-格咱深大断裂处发生SN向较狭窄的坳陷，在原中-下三叠统浅-中海相沉积物之上，发育了一套巨厚的碎屑岩、碳酸盐岩及火山岩系。俯冲造山晚期，以闪长玢岩-二长斑岩为主体的岩枝、岩瘤、岩脉或岩床，大多数顺层间裂隙侵入到上三叠统中火山岩发育的曲嘎寺组和图姆沟组(杨岳清等，2002)。
近年来，对中甸岛弧(如普朗、雪鸡坪、春都、烂泥塘、松诺等地区) 的印支期浅成-超浅成中酸性岩石开展了大量的年代学和地球化学研究(曾普胜等，2003，2006; 李文昌，2007; 林清茶等，2006; 王守旭等，2008; 冷成彪等，2008；李文昌等，2009; 庞振山等，2009；张兴春等，2009)。早期年代学研究结果显示岛弧内成矿斑岩有着不同的形成时代，并将其划分为东、西斑岩带(曾普胜等，2003，2004; 李文昌等，2010)。任江波等(2011b)结合近几年高精度锆石年代学研究，认为印支期中酸性岩体呈面状分布，年龄范围集中在223~211Ma，峰值年龄为215.5Ma，中甸岛弧的印支期形成的东、西成矿斑岩带没有明显的时代差异。
红山地处中甸岛弧中部，由于地表出露的岩体较少，红山岩体的成岩时代一直缺少精确的年龄数据。前人获得石英二长斑岩的全岩Rb-Sr模式年龄为214Ma (云南省地质矿产局，1990)，但由于Rb-Sr体系容易受后期热事件的影响而置信度不高。本研究采得红山0901号钻孔岩芯中段的石英闪长玢岩，玢岩中的锆石颗粒自形程度较好，具有明显的振荡环带结构，Th/U值均很高(0.90~3.03)，为典型的岩浆成因锆石，因此锆石U-Pb年龄216.1±3.2Ma可以代表石英闪长玢岩的成岩时代。
对近几年中甸岛弧中酸性侵入岩体的成岩时代统计结果显示(图 8a)，红山中酸性岩浆的侵入时间处于岛弧岩浆活动的高峰期(~215Ma)，与中甸岛弧中酸性侵入岩体均没有明显的时代差异，说明它们可能属于同一构造作用的产物。现阶段研究认为义敦岛弧花岗岩浆活动的高峰期为~215Ma，岛弧火山岩高峰期为228~213Ma，甘孜-理塘洋俯冲时期为237~206Ma (侯增谦等，2001，2004)，因此，中甸岛弧中酸性侵入岩体都是印支期甘孜-理塘洋向西俯冲时候的产物。
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图 8 中甸岛弧印支期中酸性侵入岩年龄分布图(a) 和义敦岛弧燕山晚期中酸性侵入岩年龄分布图(b) 数据来源: 侯增谦等，2001；任江波，2011；尹光候等，2009；王新松等，2011；本研究 Fig. 8 Cumulative age spectra of Indosinian intermediate-acid intrusive rocks in Zhongdian arc (a) and Late Yanshanian intermediate-acid intrusive rocks in Yidun Island arc (b) |
三叠纪之后，在中甸弧中沉积的上三叠统，伴随甘孜-理塘洋的彻底闭合，在东西两侧挤压应力作用下发生了碰撞造山作用，并产生了花岗岩浆侵入活动(杨岳清等，2002)。代表性花岗岩岩体出露在休瓦促和热林地区，岩性为黑云母二长花岗斑岩，形成了石英脉型和蚀变花岗岩型W-Mo矿床。近年来，在红山矿区深部隐伏的石英二长斑岩-花岗斑岩体也引起了研究者的关注，认为在红山矿区除发育与印支期石英二长斑岩有关的矽卡岩型铜多金属成矿系统外，矿区深部可能还发育与燕山期岩浆活动有关的热液石英脉型矿体(周维全等，1976; 谭雪春等，1985; 徐兴旺等，2006; 王新松等，2011)。
目前对于中甸地区燕山期中酸性岩体的年代学工作开展的较少，初步的研究结果显示：休瓦促黑云母二长花岗岩的Rb-Sr等时线年龄为88.3Ma (侯增谦等，2001)；热林黑云母二长花岗岩的Rb-Sr年龄为80.4Ma (谭雪春等，1985)，黑云母二长花岗岩中黑云母39Ar-40Ar坪年龄为82.01±0.86Ma (尹光候等，2009)。王新松等(2011)首次在红山矿区发现了燕山晚期的花岗斑岩，其锆石LA-ICPMS U-Pb年龄为81.1±0.5Ma。
本研究采得红山0901号钻孔岩芯下段的花岗斑岩，岩石中典型岩浆成因锆石的U-Pb年龄为75.8±1.3Ma，代表了其成岩年龄。义敦岛弧燕山晚期造山后伸展环境下的花岗岩浆侵入活动集中在75~95Ma，且显示出自北向南依次发育的趋势，高峰期在~80Ma (图 8b)。红山位于义敦岛弧带的南端，花岗斑岩的年龄较北部岩体年轻，接近燕山晚期岩浆活动峰值，与中甸地区热林、休瓦促岩体的成岩时代相一致，表明其形成于义敦岛弧燕山晚期造山后伸展阶段。在红山斑岩型矿体中辉钼矿的Re-Os等时线年龄为77±2Ma (徐兴旺等，2006)，与花岗斑岩的成岩时代在误差范围内非常接近，表明成岩与成矿作用是同期的。
在红山同一钻孔岩芯中获得的石英闪长玢岩和花岗斑岩的年代学信息表明，在红山地区发育有甘孜-理塘洋西向俯冲环境下和造山后伸展环境下的两期中酸性岩浆侵入活动，并且因此形成了与两期岩浆活动密切相关的两套成矿作用，即矽卡岩型铜多金属成矿作用和花岗斑岩型成矿作用。
5.2 岩石成因 5.2.1 红山印支期石英闪长玢岩红山石英闪长玢岩形成于印支期甘孜-理塘洋向西俯冲时期，地球化学性质与普朗复式岩体具有相似性，以富集大离子亲石元素，强烈亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素为特征，也具有埃达克岩质岩的部分地球化学特征，如较高的SiO2(>59%)、Sr含量(801×10-6~1003×10-6)，较高的Sr/Y比值(49~54)，较低的Y (16×10-6~20×10-6)、Yb (1.53×10-6~1.85×10-6)，轻重稀土分异明显(18.7＜(La/Yb)N＜21.4)，无明显的Eu负异常(图 7a)，暗示其形成过程与俯冲板片有关。
但是，与直接由洋壳熔融形成的典型埃达克岩(Defant and Drummond, 1990) 相比，红山石英闪长玢岩Sr、HREE、Y偏高，且(La/Yb)N、(Dy/Ho)N偏低，说明其岩浆源区或分异的岩浆房中可能不含斜长石，不含或含有少量的石榴子石残留相或结晶相，含有角闪石残留相或结晶相。在Y-Sr/Y和(Yb)N-(La/Yb)N图(图 9) 中，红山石英闪长玢岩落入埃达克岩与正常的岛弧安山岩-英安岩-流纹岩系列(ADRs) 的过渡区域，这与因角闪石结晶分异而呈现埃达克岩亲和性的大多数岛弧岩浆类似(Richards and Kerrich, 2007)。同时，红山石英闪长玢的MgO和Mg#较高(3.01%＜MgO＜3.42%，48＜Mg#＜53)，Rb/Sr值为0.18~0.37，具有较高的Cr (85×10-6~140×10-6，平均值为103×10-6) 和Ni (18×10-6~26×10-6，平均值为22×10-6)含量，显示其为壳-幔混合源。最新研究成果表明，普朗-雪鸡坪成矿斑岩可能是在甘孜-理塘洋西向低角度俯冲增生的构造背景下，洋壳发生断离，软流圈沿板片窗上升导致前期被俯冲流体交代的地幔楔物质发生部分熔融形成的(陈建林等，2011)。红山石英闪长玢岩与普朗-雪鸡坪成矿岩体有着相似的地球化学特征，指示二者可能有着相似的物质源区和成岩模式。因此，红山石英闪长玢岩可能并不是直接源于洋壳的部分熔融(图 10)，而是被板片流体交代的地幔楔，在随后的构造改造过程中发生部分熔融，并经历了MASH过程的产物(Hildreth and Moorbath, 1988)。源自交代地幔楔富水的岛弧钙碱性岩浆可能发生了斑晶或副矿物相(角闪石、榍石、磷灰石、锆石) 结晶分异，特别是角闪石的分异和部分石榴子石的分异，同时由于岩浆富水而抑制了斜长石的结晶，使得红山石英闪长玢岩表现出埃达克岩质岩的部分地球化学特征(Richards and Kerrich, 2007; Castillo, 2006)。
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图 9 中甸岛弧印支期与燕山晚期岩浆岩Sr/Y vs. Y (a，据Defant et al., 2002) 和(La/Yb)N vs.(Yb)N图(b，据Defant and Drummond, 1990; Petford and Atherton, 1996) 数据来源和图例同图 5 Fig. 9 Sr/Y vs. Y (a, after Defant, 2002) and (La/Yb)N vs.(Yb)N(b, after Defant and Drummond, 1990; Petford and Atherton, 1996) diagrams for Indosinian and Late Yanshanian lavas in Zhongdian arc |
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图 10 中甸岛弧印支期与燕山晚期岩浆岩SiO2 vs. MgO图(a，据Huang et al., 2009)、SiO2 vs. Mg#图(b，据Wang et al., 2006)、SiO2 vs. Cr图(c，据Huang et al., 2009) 和SiO2 vs. Ni图(d，据Huang et al., 2009) 数据来源和图例同图 5 Fig. 10 SiO2 vs. MgO (a, after Huang et al., 2009), SiO2 vs. Mg#(b, after Wang et al., 2006), SiO2 vs. Cr (c, after Huang et al., 2009) and SiO2 vs. Ni (d, after Huang et al., 2009) diagrams for Indosinian and Late Yanshanian lavas in Zhongdian arc |
高贡-措莫隆花岗岩带是义敦岛弧内第二条较大规模的花岗岩带，发育于101~76Ma，高峰期处于90Ma，为典型的形成于造山后伸展作用的A型花岗岩(侯增谦等，2001)。红山花岗斑岩与热林花岗岩作为中甸地区燕山晚期的代表性岩体，其地球化学特征与高贡-措莫隆A型花岗岩却有很大差异(图 5、图 6、图 7)。
红山花岗斑岩具有高的SiO2含量(71.1%~73.2%)、Rb/Sr比值(1.8~3.1) 和Th/U比值(3.1~5.2)，Mg#(＜36) 较低，暗示其很可能源于地壳的熔融。同时样品富钾相对贫纳，在SiO2-K2O图(图 4a) 中，落在钾玄岩区域中，这与其高的钾长石和黑云母含量是一致的。而由于后期蚀变作用对K2O的改造，这种高钾的特征可能并不能完全代表源区的性质，只能推测花岗斑岩可能来自于一个相对富钾的地壳源区。
相对红山石英闪长玢岩，花岗斑岩的Sr含量较低(126×10-6~185×10-6)，但是具有更低的Y (8×10-6~13×10-6)，在Y-Sr/Y图中落入埃达克岩以下的区域，靠近榴辉岩部分熔融演化线(图 8a)；具有更低的Yb (0.7×10-6~1.09×10-6)，轻重稀土分异更明显(42.0＜(La/Yb)N＜66.4)，在(Yb)N-(La/Yb)N图中落入埃达克岩或者埃达克岩以上的区域，处于10%石榴石角闪岩部分熔融演化线附近。在稀土图中，重稀土较平坦，表明岩浆源区有角闪石残留相(图 8b)。较低的Sr含量与较明显的Eu负异常(δEu为0.63~0.81) 说明源区也有富Ca的斜长石存在，使熔融的岩浆贫Ca, Sr (Hollocher et al., 2002)。因此其残留相可能由斜长石+辉石+角闪石±石榴子石组成，具有深源高压高温的特点，暗示其可能形成于中下地壳(图 11a)。
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图 11 中甸岛弧印支期与燕山晚期岩浆岩La/Yb vs. La图(a，据Chung et al., 2009) 和La/Sm vs. La图(b) 数据来源和图例同图 5 Fig. 11 La/Yb vs. La diagram (a, after Chung et al., 2009) and La/Sm vs. La diagram (b) for Indosinian and Late Yanshanian lavas in Zhongdian arc |
本文推测，在燕山晚期伴随着碰撞造山作用的结束，中甸地区地壳发生伸展和减薄，软流圈地幔上升和玄武质岩浆的底侵，诱发了大规模的中、下地壳的熔融和壳幔物质交换(侯增谦等，2004)。在红山地区，中下地壳部分熔融生成的富钾的钙碱性岩浆侵位于地壳浅部形成了花岗斑岩。而在高贡-措莫隆地区，则由于岩浆起源的地壳深度和源岩不一样，形成了典型的A型花岗岩(侯增谦等，2001)。
6 结论通过研究，本文得到以下结论：
(1) 红山地区的确存在印支期和燕山晚期两期岩浆活动和与之相关的成矿作用，它们分别形成于214~216Ma和76~81Ma。
(2) 红山地区燕山期花岗斑岩及其成矿形成于造山后伸展环境。
致谢 云南省地质调查局李文昌教授和张世权高级工程师在样品采集等野外工作中给予了大量指导与帮助，杨志明副研究员对本文提出了宝贵的修改意见和建议，笔者在此一并表示衷心感谢。| [] | Bureau of Geology and Mineral Resources of Yunnan Province. 1990. Regional Geology of Yunnan Province. Beijing: Geological Publishing House: 1-728. |
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