2013, Vol. 9
三江特提斯经历了复合造山与成矿过程，形成了多种类型的锡多金属矿床，与东南亚巨型锡矿带相连(Cobbing et al., 1986；Yokart et al., 2003；Yang et al., 2004；侯增谦等，2006；卢映祥等，2009；邓军等, 2010, 2011；Wang et al., 2010a)。腾冲-梁河锡-钨多金属成矿带位于三江西南部，该区发育古永岩基与多个小型岩体，以及与岩浆活动具成生联系的大松坡、新岐、百花脑等锡多金属矿床，其中比较典型的是小龙河含锡岩体及相应的大松坡锡矿床。前人对锡矿床地质特征进行了较为系统的研究，对含锡岩体开展了岩石学、元素地球化学以及Rb-Sr、K-Ar同位素年代学研究，并将区域锡矿床划分为早燕山期、晚燕山期和喜马拉雅期三个系列(陈吉琛，1987；Mao, 1989；施琳等，1989；罗君烈，1991；赵准，1993；吕伯西等，1993；董方浏等，2006)。然而，因定年方法的精度不高，目前对于含锡成矿岩体的年龄仍存在争议。近年来，随着LA-ICPMS定年手段的进步，直接对锡石进行U-Pb定年分析也逐渐被报导(刘玉平等，2007；Yuan et al.，2008, 2011；袁顺达等，2010；张东亮等，2011)。然而，该方法至今尚未用于腾冲锡多金属地区，导致区域岩浆活动与锡成矿的关系难以确定。本文基于LA-ICPMS定年方法，对小龙河含锡岩体进行锆石U-Pb测试，并首次尝试矿石中的锡石U-Pb年龄分析，以进一步梳理成岩成矿关系，对该成矿带甚至三江特提斯成岩成矿研究提供参考。
2 地质背景及矿床特征腾冲地块位于怒江缝合带和密支那缝合带之间，属于青藏高原东南缘大型构造变形域的一部分(图 1a)(Dewey et al., 1988；莫宣学等，1993；姜朝松等，1998；Searl et al., 1998；钟大赉，1998；李兴振等，1999；Yin and Harrison, 2000；Wei et al., 2003；Kapp et al., 2005；莫宣学和潘桂堂，2006；Acharyya, 2007；Deng et al., 2010)。其早元古宙变质基底为绿片岩相角闪岩相变质岩，主要由片麻岩、角闪岩、混合岩、大理岩和片岩组成(杨启军等，2009)。晚古生代-中生代沉积岩零星出露于变质基底之上，泥盆-三叠纪地层岩性以碳酸盐岩为主，侏罗-白垩纪地层缺失(云南省地质局，1982①)。由于腾冲地块处于印度板块俯冲碰撞的前缘，强烈的构造运动导致该地区岩浆活动异常频繁，中新生代岩浆岩出露面积达50%，形成了腾冲岩浆岩带(戚学祥等，2011)。腾冲地区主体构造以NS向为主，北西段为嘉黎断裂带，中段为怒江断裂带，南段为龙陵-瑞丽断裂。其中怒江断裂带控制了腾冲花岗岩的展布(李文昌等，2010)。
①云南地质局.1982.区域地质调查报告(1/20万腾冲幅和盈江幅). 12-217
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图 1 三江地区大地纲要略图(a,据王瑜，1999)和腾冲地块花岗岩分布图据(Xu et al., 2012修改) Fig. 1 Sketch map of structures in Sanjiang area (a, modified after Wang, 1999) and distribution of granite in Tengchong Block (modified after Xu et al., 2012) |
大松坡锡矿床位于云南省腾冲县城以北约40km，是一个中型锡矿床。该矿床属于腾冲-梁河锡钨多金属成矿带，发育于腾冲岩浆岩带中部，晚白垩世古永复式岩基中的小龙河岩体内(图 1b)(陈吉琛等，1991；邓军等，2010)。矿区地层为上石炭统空树河组(C3k)，原岩岩性为砂页岩，已成角岩化砂岩、黑云长英角岩、绢云母板岩和含砾长石石英砂岩等，下部有含锡云英岩脉(夏志亮，2003)。矿区构造东侧为棋盘石-腾冲断裂，西侧为槟榔江断裂(赵成峰，1999)。断裂主体走向NNW-NS，倾向SW, 倾角55°~80°。矿区出露小龙河中细粒花岗岩体，岩性以二长花岗岩和黑云母花岗岩为主，是该矿床的含锡岩体。
大松坡锡矿床包括西南部的小龙河矿段和东北部的大松坡矿段，锡矿体以三种方式产出：(1)产于岩体与围岩内接触带，形成面状云英岩型矿体；(2)产于岩体穹顶处NW-NNW -NS向平行带状或雁行排列的密集断裂带裂隙带内，充填形成脉状云英岩型矿体；(3)少数产于岩体与围岩外接触带附近的层间断裂带内，形成细脉状云英岩型矿体。矿区共圈出锡矿体(脉)60多条，均大致平行，走向NW-NNW，倾向SW，倾角65°~85°。矿体(脉)大小不一，一般长100~500m，倾向延伸100~150m (施琳等，1989；夏志亮，2003)，明显受岩体和构造共同控制。围岩蚀变发育，包括云英岩化、硅化、萤石化、钾长石化、绢云母化和绿泥石化等，其中云英岩化、硅化、萤石化、钾长石化与锡矿化关系密切。矿石矿物主要为锡石，少量黑钨矿、黄铁矿和铌钽铁矿；脉石矿物主要为石英、白云母(绢云母)、萤石、黄玉、红柱石、金红石等。矿石结构以粒状变晶结构、鳞片变晶结构为主，构造以浸染状、脉状和块状为主。
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图 2 大松坡锡矿床地质略图及采样位置据(施琳等，1989修改) Fig. 2 Geological sketch map of the Dasongpo tin deposit and sample positions (modified after Shi et al., 1989) |
对矿区岩体进行了系统的野外考察，分别在小龙河矿段平硐PD-9内和露天采场采集了黑云母花岗岩及二长花岗岩样品，在大松坡矿段平硐PD-10内采集了黑云母花岗岩样品，并挑选其中的锆石单矿物颗粒进行定年测试。同时，在大松坡矿段采集了云英岩型锡矿石样品，从中挑选了锡石单矿物颗粒进行定年测试。具体采样位置见表 1和图 2。
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表 1 样品及采样位置 Table 1 Geological feature and the locations of the samples |
二长花岗岩为灰白色，似斑状结构、变余花岗结构，块状构造；主要矿物组成为石英(30%~35%)、钾长石(30%~40%)、斜长石(20%~25%)、黑云母(5%)，其中斑晶为石英、钾长石；发生绢云母化、云英岩化(图 3a)。黑云母花岗岩为淡肉红色，似斑状结构、细粒等粒结构，块状构造；主要矿物组成为石英(30%~35%)、斜长石(30%~40%)、钾长石(20%~25%)、黑云母(10%)。其中似斑状黑云母花岗岩斑晶主要为石英、钾长石，斜长石聚片双晶常见；细粒黑云母花岗岩中可见条纹长石，发生绢云母化、云英岩化(图 3b, c)。云英岩型锡矿石为粒状变晶结构，浸染状、块状构造；主要矿物组成为石英、白云母(绢云母)、萤石和锡石，其中石英+白云母(绢云母)含量达80%~85%；锡石粒度0.1~1mm，半自形-他形，透光镜下为无色、浅粉红色或者棕红色，具不均一性，有些具有环带，多与萤石共生在一起(图 3d)。
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图 3 大松坡锡矿床花岗岩显微特征 (a)-长石内部蚀变成白云母和石英；(b)-条纹长石比较发育；(c)-云英岩化花岗岩内钾长石、黑云母残晶；(d)-云英岩型矿石锡石与萤石共生. Qz-石英；Ms-白云母；Or-钾长石；Pl-斜长石；Pth-条纹长石；Bi-黑云母；Fl-萤石；Cst-锡石 Fig. 3 Microphotographs of granite in the Dasongpo tin deposit (a)-alteration of feldspar into muscovite; (b)-well-developed perthite; (c)-orthoclase and biotite relict crystals in greisenized granite; (d)-symbiotic fluorite and cassiterite in greisen type ore. Qz-quartz; Ms-muscovite; Or-orthoclase; Pl-plagioclase; Pth-perthite; Bi-biotite; Fl-fluorite; Cst-cassiterite |
锆石激光剥蚀等离子体质谱(LA-ICP-MS) U-Pb同位素分析在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成, 实验采用的ICP-MS为美国Agilent公司生产的Agilent7500a。激光剥蚀系统为德国MicroLas公司生产的GeoLas2005, 分析所用的激光斑束直径为32μm, 分析流程参见(Yuan et al., 2004)。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ICPMASDataCal (Liu et al., 2008, 2010a)完成，详细的仪器操作条件和数据处理方法见Liu et al. (2008，2010a，b)。年龄计算及谐和图的绘制采用Isoplot3.0完成(Ludwig, 2003)。
在锡石样品中选取粒度较大、裂隙和包裹体少见的颗粒制靶，过程与锆石制靶类似。分析测试工作在天津地质矿产研究所完成，LA-MC-ICP-MS分析在Thermo fisher Neptune型多接收等离子体质谱上进行，激光剥蚀系统为ESI UP193-FX ArF准分子激光器，采用的波长为193nm，脉冲宽度为5ns。在进行LA-MC-ICP-MS分析过程中，为了校正仪器分析过程及激光剥蚀过程中的U-Pb分馏，我们采用已准确获得ID-TIMS U-Pb年龄的锡石(AY-4)作为测量外标(Yuan et al., 2008, 2011)。锡石206Pb/207Pb-238U/207Pb等时线年龄计算及等时线图的绘制采用Isoplot完成(Ludwig, 1998, 2001)。
5 结果分析腾冲大松坡锡矿床小龙河岩体的3个花岗岩样品锆石的阴极发光(CL)图像见图 4, LA-ICP-MS U-Pb同位素测定结果见表 2, 其谐和图见图 5。小龙河矿段花岗岩样品XLH11D2-2和XLH11D3-2中锆石主要为长柱状，可见四方双锥晶型，晶面平直, 阴极发光图像显示锆石具清晰的震荡环带, 属典型的岩浆锆石。这些锆石的U含量较高，且变化范围大(110×10-6~35455×10-6)，Th/U范围为0.10~2.48, 普遍大于0.4，具岩浆锆石的地球化学特征(吴元保和郑永飞，2004)。XLH11D2-2样品7个分析点的206Pb/238U加权平均值年龄为75.3±4.2Ma (MSWD=6.5)，XLH11D3-2样品9个分析点的206Pb/238U加权平均值年龄为70.3±3.2Ma (MSWD=5.8)。大松坡矿段样品DSP11D2-5中锆石的U含量同样高且具较大变化范围(74×10-6~6268×10-6)，Th/U范围0.39~1.94，同样具岩浆锆石的地球化学特征。它的8个分析点的206Pb/238U加权平均值年龄为71.5±2.1Ma (MSWD=4.0)。三个年龄在误差范围内一致，解释为大松坡锡矿床小龙河含锡花岗岩体的侵位年龄。
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图 4 大松坡锡矿床花岗岩中锆石阴极发光图像实线圆表示LA-ICP-MS U-Pb年龄分析点 Fig. 4 Cathodoluminescence (CL) images of analyzed zircons separated from Dasongpo graniteSolid circles indicate the location of U-Pb |
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表 2 大松坡花岗岩中锆石LA-ICP-MS U-Pb分析数据 Table 2 LA-ICP-MS zircon U-Pb data of the Dasongpo granite |
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图 5 大松坡锡矿床花岗岩中锆石U-Pb年龄谐和图 Fig. 5 Zircon U-Pb ages of granite in the Dasongpo tin deposit |
对大松坡矿段矿石样品DSP11D3-3中锡石进行了29个LA-MC-ICP-MS点测试(表 3)，结果可以拟合一条较好的206Pb/207Pb-238U/207Pb等时线(图 6)，对应的等时线年龄为75.5±2.6Ma (MSWD=0.21)，代表了锡成矿年龄。Yuan et al.(2011)中标样AY-4数据为159.9±1.9Ma，本次测试时标样数据为153.7±5.1Ma，二者在误差范围内一致，因此本次数据可靠。
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表 3 大松坡锡矿床中锡石LA-MC-ICP-MS U-Pb分析数据 Table 3 LA-MC-ICP-MS cassiterite U-Pb data of the Dasongpo tin deposit |
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图 6 大松坡矿床矿石中锡石U-Pb等时线图 Fig. 6 Cassiterite U-Pb age in the Dasongpo tin deposit |
陈吉琛等(1991)提出，大松坡锡矿床含锡岩体为演化更成熟、形成更晚的小龙河岩体，其形成年龄较古永岩基略晚。Rb-Sr和K-Ar法测年的年龄范围为83.4~71.8Ma (陈吉琛，1987)，由于测试矿物的封闭温度低并容易受到蚀变和构造事件的影响，导致年龄结果变化范围较大。近年来，杨启军等(2009)和Xu et al.(2012)对古永岩基二长花岗岩中的锆石进行了SHRIMP和LA-ICP-MS U-Pb年龄测试，得到单颗粒锆石U-Pb年龄76±1Ma、67.8±1.4Ma和74.9±1.8Ma。古永岩基形成年龄(76~69Ma)与大松坡锡矿床含锡岩体年龄(75~70Ma)一致，并无明显先后顺序，其中古永岩基形成时间略长，因此认为大松坡锡矿床含锡岩体可能为古永复式岩基的一部分。
6.2 锡成矿年龄陈吉琛(1987)对大松坡锡矿床云英岩矿体中铁锂云母进行Rb-Sr测年，结果为70Ma。施琳等(1991)对锡石云英岩型矿石中云母进行Rb-Sr测年，结果为78.7Ma。由于受到测试方法的精度限制，两个成矿年龄有一定差异。因此大松坡锡矿床成矿年龄依然存在争议，其原因之一是缺少精确的成矿年代学判据。本文运用LA-MC-ICP-MS U-Pb法获得该矿床锡石206Pb/207Pb-238U/207Pb等时线年龄为75.5±2.6Ma。自Gulson and Jones (1992)首次提出并讨论了锡石U-Pb直接测年的方法及其可行性以来，国内外学者对该方法的可靠性进行了实验和论证。在非超高温热液条件下，锡石U-Pb法是一种准确厘定锡矿床成矿年龄的有效方法(Mcnaughton et al., 1993；刘玉平等，2007；Yuan et al.，2008, 2011；袁顺达等，2010；张东亮等，2011)。0.1~1mm级别锡石封闭温度为600~800℃(张东亮等，2011)，且流体包裹体研究显示，大松坡锡矿床成矿期矿物包裹体均一温度为590~170℃(施琳等，1989；金明霞等，1999；沈冰和金明霞，2003)，说明该矿床锡石在形成过程中，热液活动温度未超过其封闭温度，表明该结晶年龄(~75Ma)，即为锡成矿年龄。对比锡石年龄、古永岩基年龄和成矿岩体的年龄，三者均在误差范围内一致(图 7)，说明大松坡锡矿床的成矿年龄与成岩年龄相吻合，矿床的热液演化活动时间较短。
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图 7 古永岩体大松坡锡矿床锆石、锡石U-Pb年龄对比图(古永岩基年龄来自杨启军等，2009; Xu et al., 2012) Fig. 7 Zircon and cassiterite U-Pb ages for the Guyong batholith and the Dasongpo tin deposit (Age data of Guyong batholith after Yang et al., 2009; Xu et al., 2012) |
古永岩基具有高硅、高钾钙碱性及过铝质-强过铝质特征，87Sr/86Sr (i)值(0.7124~0.7402)均大于0.708(陈吉琛等，1991；杨启军等，2009)，εHf(t)值(-4.61~-13.07)均小于0(Xu et al., 2012)，表明其物质来源主要为大陆地壳。然而，对于岩基形成的构造环境及大地构造背景，一直存有争议：(1)施琳等(1991)和吕伯西等(1993)认为，古永岩基为印亚板块会聚，导致地壳增厚引起陆壳深熔形成的以S型为主的同碰撞花岗岩；(2)杨启军等(2009)认为，在新特提斯洋闭合与印亚板块碰撞的转换期，岩浆底侵以及地壳加厚，促使中下地壳部分熔融形成的S型(岛弧-)同碰撞花岗岩；(3)江彪等(2012)认为，古永岩基是中特提斯洋闭合进入造山后伸展阶段与新特提斯洋俯冲开始的构造转换阶段的岩浆活动，是典型造山后A2型花岗岩；(4) Xu et al. (2012)通过对腾梁地区岩浆岩进行系统研究，提出古永岩基是新特提斯洋东向俯冲，导致俯冲带岩浆弧后腹地，地壳增厚至顶点后继之的伸展垮塌形成的S型花岗岩。
通过本次研究以及综合分析，笔者较为认同最后一个观点。首先，大松坡锡矿床所处的腾冲地块经历了复杂的大地构造演化过程。早二叠世，冈瓦纳大陆北缘发生分裂，中特提斯帷幕由此拉开，滇缅泰马地块(含保山地块)向北漂移，形成了怒江洋。晚二叠世-早白垩世怒江洋西向俯冲，中三叠世-中侏罗世东向俯冲，于早白垩世洋盆消失(~110Ma)，腾冲地块与保山地块拼合，继而进入陆陆碰撞造山作用阶段(莫宣学等，2003; Booth et al., 2004；Chung et al., 2005；Mo et al., 2007, 2008；Liang et al., 2008；Chiu et al., 2009；朱弟成等，2009；Deng et al., 2010；肖昌浩等，2010；Cong et al., 2011a, b；戚学祥等，2011；Xu et al., 2012；Zhu et al., 2012)。新特提斯洋(印度河-雅江洋)于中三叠世开启，中侏罗-古新世向北东俯冲(165~56Ma)，并于始新世(~50Ma)闭合(Najman et al., 2010; Zhu et al., 2012)。怒江洋和新特提斯洋的俯冲闭合，引发了腾冲地块内大规模花岗岩的侵位(Xu et al., 2012)，并形成了相应的W-Sn多金属矿床。古永岩基的成岩年龄为76~69Ma，该时段正值新特提斯洋俯冲，为其产生在新特提斯俯冲环境提供了年代学证据。
其次，前人讨论岩体构造环境问题均通过地球化学投图的方法，其依据是在不同构造环境下形成的花岗岩具有特定的岩石地球化学特性(Pearce et al., 1984; Maniar and Piccoli, 1989)。但是新研究显示，花岗岩的岩石地球化学特性不但与形成构造环境有关，而且直接与源区物质的性质和地壳熔融程度有关，因此微量元素地球化学投图不能完全反映花岗岩形成的构造环境(Xu et al., 2012)。且在高分异情况下，无论是I型、S型或是A型，当它们经历高度分异结晶作用之后，其矿物组成和化学成分都趋近于低共结的花岗岩，三者将具有相同的矿物学与地球化学特点，从而使上述三类型的鉴定出现困难，甚至不可能(Chappell and White, 1992；吴福元等，2007)。古永岩基及大松坡岩体具有强酸性(SiO2≈75%)、高分异指数(DI≈88)和低固结指数(SI≈2)，且在微量元素上具有富Rb，亏损Ba和Sr的特点(数据来源于施琳等，1989；吕伯西等，1993；江彪等，2012；Xu et al., 2012)，体现较高分异型花岗岩特征。另外，岩石含有云母显示其富水特征，指示其为高分异花岗岩而非A型花岗岩(King et al., 1997)。前文同位素证据表明古永岩基和大松坡含锡岩体物质来源于大陆地壳，因此我们推测古永岩基和大松坡含锡岩体为高分异S型花岗岩。传统观点认为俯冲环境下应形成I型花岗岩为主的岩石组合，但为什么在腾冲梁河地区主要形成了古永岩基为代表的S型花岗岩呢？主要原因是，腾冲地区位于新特提斯洋俯冲岩浆弧后的腹地。该地区在俯冲作用下，深部热作用导致地壳和岩石圈强度变低(Barton, 1990)，持续的挤压力导致地壳增厚并向上抬升，当抬升高度达到最大，在薄弱地区，挤压力会使地壳增厚区域向周围发展(Livaccari, 1991)，因此在俯冲岩浆弧后的腹地发生大规模的伸展垮塌，形成俯冲环境下过铝质岩浆岩(Xu et al., 2012)。综上所述，古永岩基形成于新特提斯洋向东俯冲背景下，位于俯冲带岩浆弧后腹地，是地壳增厚至顶点而伸展垮塌引起的过铝质S型花岗岩。
此外，产于俯冲背景的锡矿床在我国范围具有一定的普遍性。最新的研究成果表明，全球最大的南岭锡多金属成矿带中晚侏罗世钨锡成矿系列与大松坡锡矿床相似，发育于高硅过铝质、高锶同位素初始值的高分异花岗岩内，是形成于中侏罗世太平洋板块持续低角度俯冲环境下，大陆地壳持续加厚，弧后岩石圈伸展减薄引起大规模岩浆作用的结果(毛景文等, 2007, 2011；Wang et al., 2010c)。Zhou et al. (2012)也提出，内蒙古黄岗锡铁矿床很可能产生在中生代古太平洋向北北西方向俯冲环境下，与地壳重熔、分异并继续演化形成的花岗岩具有密切的成因关系。
由于大松坡含锡岩体是古永岩基的一部分，因此二者应产于相同的大地构造背景之下，且成矿年龄与成岩年龄一致。综合前人岩浆-流体成矿理论(Chen et al., 2007; Deng et al., 2004, 2006, 2011; Wang et al., 2008, 2010b, 2013; Xu et al., 2012; Li et al., 2013)，腾冲大松坡锡矿床形成过程可能为：新特提斯洋洋壳向东俯冲至腾冲地块下，导致岩石圈强度、板块汇聚力抗压强度降低，因此在俯冲带后的腹地，地壳增厚之后，下地壳部分熔融形成花岗质岩浆；岩浆侵入浅表分异含锡岩浆热液，在岩基边部发生蚀变并成矿，同时热液输运到岩体顶部张性断层或层间断裂带中形成脉状或面状矿体。
7 结论(1)大松坡含锡岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为75.3±4.2Ma、71.5±2.1Ma和70.3±3.2Ma，其与古永岩基形成年龄(76~69Ma)吻合，因此认为大松坡锡矿床含锡岩体(小龙河岩体)可能为古永复式岩基的一部分。
(2)锡石LA-ICP-MS U-Pb年龄为75.5±2.6Ma，即锡成矿年龄约为75Ma。古永岩基年龄、成矿岩体年龄和成矿年龄在误差范围内一致，说明大松坡锡矿床的成矿年龄与成岩年龄接近，矿床的热液演化活动时间较短。
(3)腾冲大松坡锡矿床是新特提斯洋向东俯冲背景下，加厚地壳重熔引发的的岩浆活动与热液作用的结果。
致谢 本文在野外工作和成文过程中得到龚庆杰老师、江彪、郑宇舟、肖昌浩、刘欢、蒋成竹和骆文娟同学的大力支持；在完成锡石U-Pb年龄测试过程中得到天津地质矿产研究所的周红英老师、耿建珍老师和禹丽同学的无私帮助；审稿人提出了宝贵的修改意见；在此对他们一并表达最诚挚的谢意。| [] | Acharyya SK. 2007. Collisional emplacement history of the Naga-Andaman ophiolites and the position of the eastern Indian suture. Journal of Asian Earth Sciences, 29(2-3): 229–242. |
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