2015, Vol. 31
2. 中国地质科学院, 北京 100037;
3. 崇义章源钨业股份有限公司, 赣州 341300
2. Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
3. Chongyi Zhangyuan Tungsten Co., Ltd, Ganzhou 341300, China
马达加斯加位于Rodinia超大陆的西部边缘。依据古地磁数据、构造刺穿点和削蚀造山带等研究，推测全球Grenville造山运动接近终点时(1100~1000Ma)Rodinia超大陆聚集，于780~755Ma开始分离，印度Dharwar克拉通和Tanzanian克拉通分别从马达加斯加的东、西方向汇聚(Powell et al., 1993)。当时的大陆岛弧火山作用引起了一系列分布于马达加斯加的岩浆活动，包括花岗质和辉长岩的侵入体以及基性、超基性的杂岩体(Sato et al., 2011; H and ke et al., 1999; Tucker et al., 1999; Kröner et al., 2000)。伴随着Mozambique和Brazilide大洋基底闭合，Gondwana超大陆聚集形成( Meert and van der Voo，1994)，位于东西Gondwana之间的马达加斯加在580~520Ma发生了广泛的岩浆活动(Tucker et al., 1999; Kröner et al., 2000)；包括花岗岩侵入及之后伸展背景下伟晶岩等脉岩的形成，基性、超基性岩的侵入伴随着铬铁矿(Andriamena等地区)、铂族金属矿(Andranomiely等地区)、有色多金属矿(Amhatiofinadrahana等地区)等矿床的形成，以及岩浆期后的热液矿化形成了金矿(Betsiaka等地区)和含多种宝石的伟晶岩(Manakana等地区)。金矿作为马达加斯加主要矿产之一主要分布于中部地区(中国地质调查局发展研究中心境外矿产资源战略研究室，2006①)
中国地质调查局发展研究中心境外矿产资源战略研究室. 2006. 应对全球化: 全球矿产资源信息系统数据库建设(之三)，非洲卷: 马达加斯加，津巴布韦:6-19。
马达加斯加中部的Tsaratanana推覆体由Maevatanana、Andriamena和Beforona三条绿岩带组成，经历多期次构造-岩浆热事件，有上百处铬、镍、铁、金等金属矿点。Maevatanana矿区位于三条绿岩带中最西部一条，是马达加斯加六大黄金生产基地之一。在其西南部的岩浆事件引发了区域广泛的变质作用，其很可能是金矿成矿元素来源。本矿区研究程度低，相关的岩石同位素与地球化学研究鲜有报道，这有碍了对矿床成因和构造背景的了解。为此，此次研究中选择花岗岩体为研究对象，开展岩石学、年代学和地球化学特征等方面的研究，尝试探讨岩石成因及与成矿作用，为了解马达加斯加区域地质背景及典型矿床的基本特征提供基础地球化学资料。 2 区域地质背景及样品特征
马达加斯加岛位于印度洋西南部，隔莫桑比克海峡与非洲大陆相望。其基底结晶岩带分为三个主要体系：Androyen体系(System)、Graphite体系和Vohibory体系。Androyen体系的深变质岩构成了杂岩的基底，出露于马达加斯加岛的南部。Graphite体系的花岗岩地块于泛非造山运动期间侵入到Androyen系统的岩石中。Vohibory体系则包括各种变侵入岩和基性喷出岩(Boast and Nairn， 1982)。马达加斯加前寒武纪结晶基底根据构造位置及岩性特征可以分为九个地质单元，分别为Antongil、Antananarivo、Betsimisaraka、Tsaratanana、Itremo、Ikalamavony、Tolagnaro、Ampanihy、Vohibory(Collins and Windley， 2002)。
马达加斯加岛基底构造复杂，经历了多期变形、变质作用，其地质构造演化大致经历了太古宙克拉通化、元古宙-早古生代克拉通内活化造山及晚古生代之后的构造裂陷三大阶段。现今所见构造多表现为北北东向断裂和褶皱，以及北北东-近南北向的构造岩带，在北北东向构造带内发育北西-北北西向及少量北东和东西向构造。
马达加斯加岛基岩可以简单地分为东部和西部两个区域；岛西部三分之一为沉积岩和少量火山岩，而东部三分之二为前寒武纪岩石，其时代分布范围为3187~536Ma、变质等级为绿片岩相到麻粒岩相(Tucker et al., 1999; Kröner et al., 2000)。Maevatanana金矿区位于Tsaratanana推覆体西部Maevatanana绿岩带上(图 1)，矿区地层属于新太古界Vohibory系Maevatanana群，自下而上分为三个岩组：下岩组为黑云母混合岩及眼球状混合岩；中岩组为二云片麻岩、斜长角闪岩和磁铁石英岩；上岩组以二云片麻岩为主，包含云母片岩、滑石片岩、透闪阳起角闪岩和石英伟晶岩(Besairie，1969)。
 | 图 1 Maevatanana区域地质图(据Besairie，1969改编) 1-第四系冲积物；2-T3-J2海相碳酸盐岩、片岩、褐煤、石膏及过渡相沉积岩；3-Isalo组I单元(T2-3)：砂岩和泥岩；4-6：Vohibory系Maevatanana群，4-上岩组：二云片麻岩、云母片岩、滑石片岩、透闪阳起角闪岩、石英伟晶岩；5-中岩组：二云片麻岩、斜长角闪岩及磁铁石英岩；6-下岩组：黑云母混合岩及眼球状混合岩；7-Graphite系Andriba群上岩组：二云片麻岩及绿帘石化辉石片麻岩；8-混合花岗岩；9-二长花岗岩；10-变质超镁铁岩(滑石片岩、透闪阳起角闪石岩、角闪石岩、蛇纹岩)；11-石英脉、伟晶岩脉；12-紫苏花岗岩；13-石英闪长岩；14-玄武岩；15-断层及糜棱岩带；16-矿权区范围Fig. 1 Regional geological map of Maevatanana(modified after Besairie，1969) 1-Quaternary alluvium; 2-T3-J2 Marine carbonate，schist，lignite，gypsum and transient sedimentary rocks; 3-IsaloⅠ(T2-3): S and stone and mudstone; 4-6-Vohibory System Maevatanana Group: 4-Upper group: two-mica gneiss，mica schist，talc schist，tremolite-actinolite amphibolite and quartz pegmatite; 5-Middle group: two-mica gneiss，amphibolite and magnetite quartzite; 6-Lower group: biotite migmatite and augen migmatite; 7-Graphite System Andriba Group: two-mica gneiss and epidotization pyroxene gneiss; 8-migmatitic granite; 9-monzonitic granite; 10-meta-ultramafic rocks(talc schist，tremolite-actinolite amphibolite，hornblendite，serpentine); 11-quartz vein，pegmatite vein; 12-charnockite; 13-quartz diorite; 14-basalt; 15-fault and mylonite zone; 16-mining area |
Maevatanana金矿区西南部花岗岩位于马达加斯加东部前寒武纪基底与西部以沉积岩为主区域的交界处，呈岩体状产出，面积约120km2。岩体中部细粒花岗岩岩性为黑云母二长花岗岩，含有灰黑色基性岩包体(图 2a)；边部为粗粒花岗闪长岩，含有较多灰黑色基性岩脉体、团块、包体。韧性变形发育(图 2b)，具定向排列压扁拉长结构。岩体边部保留了混合岩化痕迹，局部可以观察到浅红色花岗质岩石与深色中基性岩呈条带状、透镜体状互层分布(图 2c)，接触边界花岗质岩石破碎，为椭圆状，被中基性岩浆沿间隙充填包裹(图 2d)。该花岗岩体与晚太古界-早元古界Maevatanana群上部变质岩地层呈渐变过渡接触关系，内接触带内常见浅灰绿色黑云角闪斜长片麻岩夹硅化钾化黑云斜长片麻岩、(超)基性岩透镜体等残留体，还可见石英伟晶岩脉和石英脉。外接触带发育宽约300~500m以混合片麻岩为主的混合杂岩带，片麻理总体走向与接触界线平行或小角度斜交。由野外观察及地质图(图 1)可见，花岗岩岩体周围片麻岩的产状明显与岩体侵位相关。
 | 图 2 Maevatanana矿区岩石样品野外及显微照片 (a)黑云母二长花岗岩(CS5-1)及深色包体(CS4-2)；(b)花岗岩体中的基性脉体；(c)花岗质岩与基性岩；(d)花岗质岩与基性岩接触边界；(e)黑云母二长花岗岩(CS5-1)显微照片；(f)深色包体石英黑云母片岩(CS4-2)显微照片；(g)花岗闪长岩(HC-1)及深色包体；(h)花岗闪长岩(HC-1)显微照片.Q-石英；Bi-黑云母；Pl-斜长石；Kf-钾长石；Ms-白云母；Am-角闪石；Ep-绿帘石Fig. 2 Field photos and microphotographs of the Maevatanana deposit (a)biotite adamellite(CS5-1) and dark enclave(CS4-2);(b)basite veins in granite;(c)granitoid and basite distribute alternately;(d)contact boundary of granitoid and basite;(e)microphotograph of biotite adamellite(CS5-1);(f)microphotograph of quartz-biotite schist，dark enclave(CS4-2);(g)granodiorite(HC-1) and dark enclave;(h)microphotograph of granodiorite(HC-1). Q-quartz; Bi-biotite; Pl-plagioclase; Kf-K-feldspar; Ms-muscovite; Am-amphibole; Ep-epidot |
岩基中部细粒花岗岩CS5-1(图 2a)岩性为细粒黑云母二长花岗岩(图 2e)，具花岗结构，块状构造。主要矿物组成为石英(约25%)、钾长石(约35%)、斜长石(约35%)、黑云母(约5%)及少量白云母，副矿物为磁铁矿、黄铁矿等。其中钾长石呈半自形-他形板状、不规则状。斜长石呈自形-半自形板状，聚片双晶发育，可见绢云母化。石英呈半自形-他形粒状，黑云母呈片状，有少许磁铁矿。
细粒花岗岩中的深色包体CS4-2(图 2a)岩性为石英黑云母片岩(图 2f)，鳞片、粒状变晶结构，片状构造。主要矿物组成为石英(约38%)、黑云母(约60%)，副矿物为黄铁矿等。其中石英呈半自形-他形粒状，黑云母呈片状，弱定向。
岩基边部粗粒花岗岩HC-1(图 2g)的岩性为花岗闪长岩(图 2h)，花岗结构，块状构造。主要矿物组成为石英(约30%)、钾长石(约13%)、斜长石(约40%)、黑云母(约5%)、角闪石(约5%)、绿帘石(约3%)，副矿物为磁铁矿、黄铁矿、黄铁矿。其中钾长石呈半自形-他形板状、不规则状。斜长石呈自形-半自形板状，聚片双晶发育。石英呈半自形-他形粒状。黑云母呈片状。角闪石呈半自形柱状-他形，具绿帘石化。
岩基中部细粒花岗岩中夹肉红色脉体CS-1岩性为长英质脉，主要矿物组成为石英(约25%)、钾长石(约38%)、斜长石(约35%)、黑云母(约2%)。其中钾长石呈半自形-他形板状、不规则状，局部见钠长石化。斜长石呈自形-半自形板状，聚片双晶发育，见绢云母化。石英呈半自形-他形粒状，黑云母呈片状。
3 样品采集及分析方法
本文花岗岩样品均采自矿区西南部花岗岩岩体，其中CS-1、CS4-2和CS5-1采自位于花岗岩岩体中部的露天采石场内，样品HC-1采自花岗岩岩体边部，位于Ikopa河支流河岸的采石场，样品新鲜。
全岩地球化学分析在国家地质实验测试中心进行，其中主量元素测试仪器为等离子光谱仪(IRIS)，检测依据为JY/T 015—1996，其中二价Fe检测依据为GB/T 14506.14—2010。微量、稀土元素测试仪器为等离子质谱仪(PE300D)，检测依据为DZ/T 0223—2001。主量元素分析精度优于2%；微量元素分析精度优于3%。
锆石U-Pb年代样品的分选按照常规方法(宋彪等，2002)。制靶后，用透、反射显微镜照相，并获得阴极发光图像。锆石U-Pb定年在中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室用LA-MC-ICP-MS完成。锆石定年分析所用仪器为Finnigan Neptune型MC-ICP-MS及配套的Newwave UP 213激光剥蚀系统。激光剥蚀所用斑束直径为25μm，频率为10Hz。激光剥蚀采样采用单点剥蚀的方式，数据分析前用锆石GJ-1进行调试仪器，使之达到最优状态，锆石U-Pb定年以锆石GJ-1为外标，U、Th含量以锆石M127为外标进行校正。测试过程中在每测定10个样品前后重复测定两个GJ1锆石和一个Plesovice锆石，观察仪器的状态以保证测试的精确度。详细实验测试过程可参见侯可军等(2009)。
Hf同位素组成原位测试分析在中国地质科学院矿产资源研究所实验室用仪器为Finnigan Neptune型MC-ICP-MS及与之配套的Newwave UP 213激光剥蚀系统进行。Hf同位素激光束斑直径为55μm，激光剥蚀时间为27s，测定时采用锆石GJ-1做外标，其176Hf/177Hf的平均值为0.282008±28(2σ)。分析流程及校正参见侯可军等(2007)。过程测试标准锆石(GJ-1)6个点，176Hf/177Hf的变化范围介于0.281977~0.282037，平均值为0.282004，与标准结果一致。 4 分析结果 4.1 锆石U-Pb年龄
锆石形态多为自形、半自形柱状，少数为他形粒状、板状。阴极发光(CL)图像上多数锆石具有清晰结构(图 3)，与典型岩浆成因的振荡环带一致(吴元保和郑永飞，2004)。实验结果中部分年龄偏离了谐和线，在计算年龄时未统计。锆石U-Pb年龄测试结果见表 1。
 | 图 3 Maevatanana矿区样品锆石阴极发光(CL)图像Fig. 3 Cathodoluminescence images of analyzed zircons from the Maevatanana deposit |
| 表 1 锆石LA-MC-ICP-MS U-Pb分析数据 Table 1 Zircon LA-MC-ICP-MS U-Pb data |
中部细粒黑云母二长花岗岩(CS5-1)的锆石多数为自形、半自形柱状，岩浆震荡环带明显。部分锆石有明显早期核部和后期再生长边。共测定了18颗锆石的20个晶域，其中2、4、5、6、13、14、16、19八个点偏离了谐和线，剩余12个测点年龄构成了3个年龄束(图 4a)。典型继承锆石核部的3个测点(9、10、18)和1个捕获锆石(8)的206Pb/238U年龄介于2298~2322Ma之间，加权平均年龄为2310±19Ma(N=4，MSWD=0.44)，推测代表了源岩的结晶最晚年龄。6个测点(3、7、12、15、17、20)206Pb/238U年龄介于729~756Ma之间，加权平均年龄为739±10Ma(N=6，MSWD=1.2)，代表了黑云母二长花岗岩的结晶年龄。测点1和11206Pb/238U年龄为665Ma和651Ma，加权平均年龄为653±11Ma(N=2，MSWD=0.7)，可能代表后期地质事件。所测锆石Th/U比值介于0.36~1.49之间，为岩浆锆石相似(据Hoskin and Black， 2000; Belousova et al., 2002)。
 | 图 4 Maevatanana矿区样品锆石U-Pb年龄谐和图Fig. 4 Zircon U-Pb concordia diagrams of samples from the Maevatanana deposit |
花岗岩中石英黑云母片岩包体(CS4-2)的锆石多数为半自形柱状，形态不完整，环带明显。测定了20颗锆石中的21个晶域，除去七个离群年龄(1、2、10、16、19、20、21)，剩余14个测点206Pb/238U年龄介于740~764Ma之间(图 4b)，加权平均年龄为752.9±5.3Ma(N=14，MSWD=1.6)，代表了细粒花岗岩中深色包体的结晶年龄。Th/U比值介于0.4~3.4之间，与岩浆锆石一致。
花岗岩中长英质脉(CS-1)的锆石多数为自形、半自形柱状，环带较为明显。测定了28颗锆石中的30个晶域，除六个离群年龄点(13、17、19、25、27、29)外，剩余24个测点年龄构成了3个年龄束(图 4c)：其中7个测点的206Pb/238U年龄介于2258~2283Ma之间，加权平均年龄为2265±16Ma(N=7，MSWD=0.12)，推测代表了长英质脉源岩的最晚结晶年龄；4个测点的206Pb/238U年龄介于2060~2080Ma之间，加权平均年龄为2076±23Ma(N=4，MSWD=0.07)，可能代表源岩形成后经历的一次构造热事件；13个测点的206Pb/238U年龄介于729~769Ma之间，加权平均年龄为750.3±5.6Ma(N=13，MSWD=0.61)，代表了该长英质脉的结晶年龄。Th/U比值介于0.11~2.1之间，与岩浆锆石一致。
花岗闪长岩(HC-1)的锆石形态一致，为自形、半自形柱状，环带清晰明显，裂隙较为发育。本样品测定了19颗锆石中的20个晶域，剔除1个离群年龄(20)后获得的206Pb/238U加权平均年龄为767.4±8.5Ma(N=19，MSWD=10.2)，代表了该花岗岩的结晶年龄(图 4d)。Th/U比值介于1.28~2.7之间，与岩浆锆石一致。
4.2 岩石地球化学
Maeavatanana矿区花岗岩岩基中部黑云母二长花岗岩(CS5-1)SiO2含量为72.90%，Al2O3含量为14.56%，碱含量较高(Na2O+K2O=8.11%)，相对富Na(K2O/Na2O=0.91)，MgO、P2O5、MnO含量相对较低(表 2)，在分类上为二长花岗岩(图 5a)。在K2O-SiO2图中样点落入高钾钙碱性系列区域(图 5b)，A/NK-A/CNK 图解中落在过铝质和准铝质分界线附近(图 5c)。主量元素特征显示Maeavatanana矿区细粒花岗岩为准铝质到弱过铝质的高钾钙碱性系列二长花岗岩。
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| 表 2 Maevatanana样品主量元素(wt%)和微量、稀土元素(×10-6)分析结果 Table 2 Major elements compositions(wt%) and trace and rare earth elements compositions(×10-6)of the samples from Maevatanana |
 | 图 5 Maevatanana矿区花岗岩QAP分类图解(a，据Streckeisen，1976)、K2O-SiO2岩石系列判别图(b，据Morrison，1980; Rickwood，1989; Rollinson，1993)和岩石铝饱和指数判别图解(c，据Maniar and Piccoli， 1989)Fig. 5 QAP diagram(a，after Streckeisen，1976)，K2O-SiO2 diagram(b，after Morrison，1980; Rickwood，1989; Rollinson，1993) and A/NK-A/CNK diagram(c，after Maniar and Piccoli， 1989)of granites from the Maevatanana deposit |
岩基边部花岗闪长岩(HC-1)SiO2含量为67.67%，Al2O3含量为16.19%，碱含量较高(Na2O+K2O=8.17%)且相对富Na(K2O/Na2O=0.75)，在分类上位于花岗闪长岩，并靠近石英二长岩(图 5a)。在K2O-SiO2图中样点落入钾玄岩系列区域(图 5b)，A/NK-A/CNK图解中落在过铝质和准铝质分界线附近(图 5c)。主量元素特征显示Maeavatanana矿区粗粒花岗岩为准铝质到弱过铝质的钾玄岩系列花岗闪长岩。
细粒花岗岩中的深色包体石英黑云母片岩(CS4-2)SiO2含量为52.93%，Al2O3含量为11.13%，FeOT(9.62)、MgO(10.53%)含量较高。在K2O-SiO2图中样点落入低钾(拉斑)系列区域(图 5b)，A/NK-A/CNK图解中显示为准铝质(图 5c)。
CIPW标准矿物计算显示，部分样品出现刚玉分子，但含量较低(0.32%、2.9%)。在出现刚玉分子的样品中均不出现透辉石，与准铝质到弱过铝质花岗岩特征类似，在A/NK-A/CNK图解上(图 5c)亦落在准铝质和过铝质分界线附近。
从Maeavatanana矿区样品稀土及微量元素分析结果(表 2)和稀土元素配分图及微量元素蛛网图(图 6)可以看出：细粒花岗岩(CS5-1)花岗岩的稀土元素总量较低(∑REE=92.02×10-6)，(La/Yb)N值为33.10，细粒花岗岩中的深色包体(CS4-2)和岩基边部粗粒花岗岩(HC-1)稀土元素总量较高(∑REE=378.1×10-6、256.6×10-6)，(La/Yb)N值分别为36.9和127。所有样品均呈现轻稀土(LREE)富集的右倾特征。δEu值分别为2.2、10.1、3.1，正异常较明显，表明岩石演化过程中没有经历明显分离结晶作用。花岗岩体主要岩性样品黑云母二长花岗岩(CS5-1)和花岗闪长岩(HC-1)具高Al(14.6%、16.2%)高Sr(373×10-6、802×10-6)、低Mn(小于0.04%)低Y(小于6.66×10-6)，LREE富集等特征。
 | 图 6 Maevatanana矿区样品球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)及微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)(标准化值据 Sun and McDonough， 1989)Fig. 6 Chondrite-normalized REE pattern(a) and primitive mantle-normalized spider diagram(b)of samples from the Maevatanana deposit(normalized values after Sun and McDonough， 1989) |
锆石的Lu-Hf同位素测定结果(表 3)显示所有锆石均具有低的176Lu/177Hf比值(绝大多数小于0.002)，暗示在其形成以后具有较低的放射成因Hf的积累，可以用初始176Lu/177Hf比值代表锆石形成时的176Lu/177Hf比值(吴福元等，2007)。岩体均具较低fLu/Hf比值(平均值为-0.96)，二阶段模式年龄能更真实得反映其源区物质在地壳的居留时间(Amelin et al., 2000; 吴福元等，2007)。
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| 表 3 Maevatanana矿区花岗岩体锆石Lu-Hf同位素分析结果 Table 3 Zircon Lu-Hf isotopic compositions of the Maevatanana granite plutons |
根据U-Pb年龄和Lu-Hf同位素测定结果可将Maeavatanana矿区花岗岩中黑云母二长花岗岩(CS5-1)中的锆石分为两类：206Pb/238U年龄介于729~756Ma之间代表花岗岩形成时期的岩浆锆石，其初始176Hf/177Hf值为0.281537~0.281882，εHf(t)值为-26.8~-15.7，二阶段模式年龄tDM2为2628~3320Ma，加权平均值为2990Ma；206Pb/238U年龄介于2298~2322Ma之间的锆石初始176Hf/177Hf值较低为0.281130~0.281376，εHf(t)值为-6.6~1.0，二阶段模式年龄tDM2为2780~3266Ma，加权平均值为2992Ma，与岩浆锆石的模式年龄基本一致(图 7)。
 | 图 7 Maevatanana矿区花岗岩体锆石模式年龄(tDM2)和εHf(t)直方图Fig. 7 Histogram of initial Hf isotope ratios and Hf model ages for zircons from the Maevatanana plutons |
细粒花岗岩中的深色包体(CS4-2)中206Pb/238U年龄介于740~764Ma之间的锆石初始176Hf/177Hf值为0.281857~0.281985，εHf(t)值为-16.2~-12.1，二阶段模式年龄tDM2为2421~2665Ma(图 7)，加权平均值为2542Ma。
根据U-Pb年龄和Lu-Hf同位素测定结果将黑云母二长花岗岩中长英质脉(CS-1)锆石分为三部分：206Pb/238U年龄介于729~769Ma之间代表长英质脉结晶时期的岩浆锆石，其初始176Hf/177Hf值为0.281520~0.281880，εHf(t)值为-27.9~-15.3，二阶段模式年龄tDM2为2620~3406Ma，加权平均值为2974Ma；206Pb/238U年龄介于2258~2283Ma之间的锆石除1点数据偏差较大暂不讨论(24)，其余测点初始176Hf/177Hf值为0.281256~0.281483，εHf(t)值为-4.1~4.7，二阶段模式年龄tDM2为2542~3070Ma，加权平均值为2796Ma，与岩浆锆石的模式年龄基本一致；206Pb/238U年龄介于2060~2080Ma之间的锆石除1点数据偏差较大暂不讨论(26)，其余测点初始176Hf/177Hf值为0.281304~0.281338，εHf(t)值为-8.0~-5.0，二阶段模式年龄tDM2为2984~3150Ma(图 7)，加权平均值为3081Ma，与岩浆锆石的模式年龄基本一致。
岩体边部花岗闪长岩(HC-1)中206Pb/238U年龄介于645~925Ma之间的锆石初始176Hf/177Hf值为0.281814~0.281997，εHf(t)值在-17.6~-11.2之间，二阶段模式年龄tDM2为2366~2767Ma(图 7)，加权平均值为2618Ma。
5 讨论 5.1 花岗岩成岩年龄
通过对比区域背景资料和前人研究结果(Kabete et al., 2006; Guerrot et al., 1993; Tucker et al., 1999)，结合本次实验结果的分析，基本可以厘定Maevatanana矿区西南花岗岩体的形成时代。黑云母二长花岗岩(CS5-1)中继承锆石核部(CS5-1-10、CS5-1-11)的年龄表明其源岩至少形成于2300Ma，其中岩浆锆石年龄为739±10Ma，与黑云母二长花岗岩中长英质脉年龄750.3±5.6Ma、深色包体年龄752.9±5.3Ma和花岗岩体边部花岗闪长岩年龄765±8.8Ma基本一致，表明形成花岗岩岩体的时间为中新元古代，约740~765Ma。样品CS-1及CS5-1中锆石年龄还记录了基底约2076Ma及后期约654Ma的构造热事件。
有学者认为马达加斯加中北部的近南北向三条绿岩带在600Ma前是一个整体，在600~550Ma泛非造山期间中下地壳的岩浆岩侵入，将Tsaratanana推覆体分割成三条近南北向的绿岩带(Nédélec et al., 1994; Windley et al., 1997; Kröner et al., 1997; Collins et al., 2001; de Wit，2003)。在700~800Ma间Maevatanana和Andriamena绿岩带作为一个整体出现了相似的侵入岩体和麻粒岩相的区域变质作用。Kabete et al.(2006)对Andriamena绿岩带的Ankisatra-Besakay区域进行了研究，认为约785Ma基底岩石部分抬升导致了镁铁质-超镁铁质杂岩体的侵位和花岗质岩浆作用，引起了区域变质和花岗岩类源岩的深部熔融。本次研究花岗岩体与Ankisatra-Besakay区域约785Ma侵入的花岗岩体年龄接近，支持600Ma前南北向三条绿岩带为一个整体的观点。
5.2 岩石类型及成因
花岗岩成因类型划分目前被普遍接受的方案是ISAM四分法(Chappell and White， 1974)，判定时需要结合矿物组成及地球化学特征综合考虑。岩体中部二长花岗岩(CS5-1)和边部花岗角闪岩(HC-1)具有准铝质-弱过铝质特性，A/CNK值<1.1(分别为1.01、0.98)，P2O5含量很低(分别为0.06%、0.16%)，CIPW标准矿物计算结果显示部分样品含低含量刚玉(CS5-1中0.32)。这些特征不同于强烈富铝S型花岗岩，即岩体属于S型花岗岩的可能性不大。岩体中部二长花岗岩(CS5-1)属于高钾钙碱性系列，地球化学特征总体表现出高硅富碱的特点，而且花岗岩样品(CS5-1、HC-1)稀土总量较低(92.02×10-6、256.6×10-6)，A/CNK均大于0.6，这些与M型花岗岩特征也不同(赵振华，1978)。而这些特征与I型花岗岩相符合(图 8)。在微量元素方面，较富含相容元素(在斜长石和铁镁矿物中)Sr，Eu，等，不相容元素Nb等较亏损。而其高Al(14.6%、16.2%)、高Sr(373×10-6、802×10-6)、低Mn(小于0.04%)、低Y(小于6.66×10-6)和LREE富集等特征，与埃达克岩的化学特征类似。
 | 图 8 Maevatanana矿区花岗岩Na2O-K2O(a)、Zr-SiO2(b)、Na2O+K2O-SiO2(c)和Y-SiO2(d)图解Fig. 8 Na2O-K2O(a)，Zr-SiO2 (b)，Na2O+K2O-SiO2 (c) and Y-SiO2(d)diagrams of granites from the Maevatanana deposit |
野外观察发现花岗岩体边缘含脉状、透镜体状中基性岩脉，有混合岩化的痕迹(图 2f-h)。边部由于温度低岩浆未完全均匀混合而残留下中基性岩脉、包体以及条带状的低度熔融岩(图 2g)。对基底中的片麻岩和长英脉做了锆石U-Pb年龄测定，年龄集中在2315~2461Ma，对比发现花岗岩体中黑云母二长花岗岩继承锆石核部年龄和长英质脉中较老的年龄(2310Ma和2265Ma)与围岩中锆石所测年龄是基本一致的，为花岗岩岩体源于基底熔融提供了证据。Lu-Hf同位素测试结果也揭示该花岗岩体与地壳熔融有关。黑云母二长花岗岩中岩浆锆石和捕获锆石的二阶段模式年龄tDM2相近(图 7)，分别为2628~3437Ma和2759~3257Ma，加权平均值分别为2987Ma和2852Ma，表明花岗岩源岩和捕获锆石所代表的基底中黑云角闪斜长片麻岩的原岩形成于同一时期。
综合上述野外观察、地球化学和锆石U-Pb年龄数据，认为Maevatanana矿区西南部花岗岩岩体是基底中中性黑云角闪斜长片麻岩发生熔融形成的，黑云角闪斜长片麻岩原岩推测为中基性火山岩，形成于2759~3257Ma时期。岩体中部深色包体(CS4-2)与花岗岩同期形成，排除了捕获围岩的可能。中基性(SiO2=52.93%)包体熔点比酸性的花岗岩岩浆高，可在降温的过程中先形成(张旗等，2007)。黑云母二长花岗岩中长英质脉两组年龄(2265±16Ma、750.3±5.6Ma)与黑云母二长花岗岩中两组年龄接近，二者都含有约2300Ma的捕获锆石和约740~750Ma的岩浆锆石，表明长英质脉是从黑云母二长花岗岩中分异，750.3±5.6Ma代表了长英质脉结晶的年龄。
Maevatanana矿区花岗岩体样品的εHf(t)、176Hf/177Hf和锆石U-Pb年龄之间的关系(图 9)显示：岩体中部黑云母二长花岗岩(CS5-1)中绝大多数捕获锆石形成时(约2310Ma)的εHf(t)值从-6.6~1.0，加权平均值为-2.2；岩浆锆石形成时(约739Ma)的εHf(t)值从-26.8~-15.7，加权平均值为-21.4。黑云母二长花岗岩中长英质脉(CS-1)的εHf(t)特征与CS5-1相似，其捕获锆石形成时(约2265Ma)的εHf(t)值从-4.1~4.7，加权平均值为0.4；岩浆锆石形成时(约750Ma)的εHf(t)值从-27.9~-15.3，加权平均值为-21.3。样品中岩浆锆石εHf(t)值均为负值(图 9)，这揭示Maevatanana矿区花岗岩体源区为陆壳。捕获锆石εHf(t)值接近正值且具不均一性，表明围岩是壳幔相互作用的结果，而花岗岩在其形成过程混染了部分围岩，有I型花岗岩的特点。锆石的Hf组成变化可以反映结晶过程中岩浆成分的变化(Hawkesworth and Kemp， 2006)，样品CS4-2和HC-1中岩浆锆石的εHf(t)值分别为-16.2~-12.1和-17.6~-11.2，与样品CS5-1及CS-1相比明显偏高，且HC-1结晶时间较早，推测岩浆结晶过程中先形成了εHf(t)值较高的HC-1和CS4-2，之后岩浆Hf组成变化而形成εHf(t)值较低的CS5-1和CS-1。
 | 图 9 Maevatanana矿区花岗岩体样品的εHf(t)-t和176Hf/177Hf-t图解(据吴福元等，2007)Fig. 9 εHf(t)-t and 176Hf/177Hf-t diagram of the Maevatanana plutons(after Wu et al., 2007) |
依据野外观察和实验数据，推断Maevatanana矿区西南部花岗岩岩体是基底中片麻岩发生熔融形成的。岩体中部黑云母二长花岗岩中未见角闪石，岩体边部中角闪石具黑云母化绿帘石化。从条带状透镜体状的低度熔融岩，逐渐发展为角闪石未完全黑云母化的粗粒花岗闪长岩，再到角闪石完全消失的细粒黑云母二长花岗岩，记录了岩石逐步熔融的全过程。该花岗岩体岩性的分布特点与成因与已知的澳大利亚Broken Hill的花岗岩(White et al., 2005)及加拿大科迪勒拉山脉Thor-Odin区域的花岗岩( Norl and er et al., 2002)相似。 5.3 构造背景及意义
在824~720Ma期间Maevatanana矿区金矿的成矿意义重大。Rodinia超大陆于780~755Ma开始分离(Park et al., 1995)，Australia(Centralia Superbasin; Walter and Veevers， 1997)和Laurentia(Windermere Supergroup; Ross，1991)最早于755Ma开始分离(Wingate and Giddings， 2000)。板块重组模型将马达加斯加置于推测的Rodinia外侧边界，在Gondwana会聚过程中Rodinia被“翻转”(Hoffman，1991)，其构造位置发生了改变，由固定的Rodinia外侧边界到汇聚的东西Gondwana间的造山带中央(Shackleton，1996)。马达加斯加经历了两个主要的、独立的成壳事件，分别在中新元古代(800~640Ma)和晚新元古代/早寒武纪(580~520Ma)。这两个岩浆事件分别对应了Rodinia超大陆的裂解和之后Gondwana超大陆的聚合(H and ke et al., 1999)。
全岛大量分布的花岗岩类、辉长岩以及基性超基性侵入岩于824~720Ma期间形成(Kabete et al., 2006; H and ke et al., 1999; Tucker et al., 1999; Kröner et al., 2000; Rambeloson et al., 2003)。如马达加斯加中新元古代(804~776Ma)侵入系列，表现为一条超过450km长从Ambositra延伸到Maevatanana的侵入体和岩体的线状带，包括花岗岩、花岗闪长岩、闪长岩、辉石苏长岩和辉岩，为莫桑比克洋闭合时期伸展环境下的安第斯山型岛弧岩浆活动，此时马达加斯加中部处于一个陆缘弧背景下的向东的消减区域(H and ke et al., 1999; Rambeloson et al., 2003; Bybee et al., 2010)。一些学者，如H and ke et al.(1999)通过对马达加斯加中部中新元古代侵入岩系进行研究，认为804~778Ma间马达加斯加中部处于一个陆缘弧背景下的向东的潜没消减区域。Kröner et al.(2000)对于马达加斯加中部偏东的Moramanga地区侵入火成岩进行了研究，发现该地区西部花岗岩为I型花岗岩，东部花岗岩表现出来自上地壳A型花岗岩的特征，认为该区域处于向东的消减区域。中、晚新元古代岩浆活动也保留了东西Gondwana缝合带位置的证据，如Kröner et al.(2000)提出东、西Gondwana大陆的缝合带正位于马达加斯加东部(Betsimisaraka缝合带)，而Mozambique洋的闭合是其俯冲消减于马达加斯加下方。824~720Ma时期的广泛岩浆活动延伸到了马达加斯加周边，如Kröner et al.(2000)推测约800Ma的陆缘弧岩浆活动向北可延续到索马里北部(840~720Ma辉长-花岗质侵入体)，向南可延续到斯里兰卡(790~750Ma花岗质杂岩体)。
马达加斯加东部三分之二前寒武纪基底和西部三分之一以沉积岩为主区域分别与印度南部及Mozambique岩带的岩石特征相似(Rambeloson et al., 2003)。Maevatanana矿区正位于前寒武纪基底与沉积岩为主区域的交界处，矿区西南的花岗岩体形成于上述两个克拉通汇聚、Mozambique洋的闭合的背景下的陆缘弧岩浆活动。大陆碰撞导致的地壳俯冲使下地壳发生熔融，与地幔岩浆发生了充分的物质交换，有助于将下地壳和上地幔区域丰富的成矿元素向上运移，为之后Au元素运移聚集成矿提供了相应的矿源。6 结论
(1)Maevatanana矿区西南部花岗岩体中部细粒花岗岩岩性为黑云母二长花岗岩，其锆石U-Pb年龄为739±10Ma，其中深色包体为石英黑云母片岩的锆石U-Pb年龄为752.9±5.3Ma，长英质脉的锆石U-Pb年龄为750.3±5.6Ma，其边部粗粒花岗岩岩性为花岗闪长岩的锆石U-Pb年龄为767.4±8.5Ma。岩体形成于中新元古代，岩体中深色包体、长英质脉体与花岗岩同期形成。
(2)Maevatanana矿区黑云母二长花岗岩为准铝质到弱过铝质的高钾钙碱性系列花岗岩，具埃达克岩的特征。边部的花岗闪长岩属准铝质到弱过铝质的钾玄岩系列。
(3)花岗岩源岩和基底中黑云角闪斜长片麻岩原岩形成于同一时期。Maevatanana矿区花岗岩体源区为陆壳，形成过程中捕获部分围岩而具I型花岗岩特征。
致谢 感谢翟庆国博士、赵一鸣研究员的指导和建议；成文过程中黄凡、王成辉、黄牧霖等提供了帮助；在此一并致谢！
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