2019, Vol. 35
2. 中国地质调查局成都地质调查中心, 成都 610081;
3. 西藏地质矿产勘查开发局, 拉萨 850000;
4. 西藏地质矿产勘查开发局中心实验室, 拉萨 850000
, DUO Ji3, LI MingLi4, HUANG Yong2, HUANG HanXiao2, LI GuangMing2, ZHANG LinKui2, DONG SuiLiang2
2. Chengdu Center, China Geological Survey, Chengdu 610081, China;
3. Tibet Bureau of Geology and Mineral Exploration and Development, Lhasa 850000, China;
4. Central Laboratory, Tibet Bureau of Geology and Mineral Exploration and Development, Lhasa 850000, China
弄如日地区位于青藏高原南部冈底斯岩浆带东段，该区广泛发育燕山晚期-喜马拉雅期花岗岩，并产出有与花岗岩浆作用密切相关的中型金锑矿床(杜光树等，1993；冯孝良和杜光树等，1999；李光明等，2005；刘云飞等，2012)。李光明等(2005)对矿区内二长花岗斑岩和钾长花岗岩进行了黑云母K-Ar法定年，获得中-粗粒钾长花岗岩和中-细粒二长花岗斑岩的年龄分别为75.7±2.5Ma和25.6±1.5Ma，前者属于晚白垩世，后者属于渐新世。刘云飞等(2012)利用SHRIMP锆石U-Pb定年法获得二长花岗斑岩形成于18.8±0.3Ma，钾长花岗岩形成于66.6±0.7Ma。目前，对弄如日地区二长花岗斑岩的形成构造背景存在二种认识，一种认为其形成于碰撞后伸展环境，是25Ma以来青藏高原经历主碰撞期(65~41Ma)、晚碰撞期(40~26Ma)后，岩石圈拆沉和地壳伸展阶段的产物(Kay and Kay, 1993；侯增谦等, 2003a, b，2004，2005，2006a, b, c, d, e, 2012；Hou et al., 2004；Leech et al., 2005)；二是依据冈底斯岩基最新的年代学、岩石学和岩石地球化学研究，认为地壳加厚从62Ma持续至25Ma，弄如日地区花岗斑岩形成于地壳加厚背景(Mo et al., 2007；Chung et al., 2009；Guan et al., 2012；Ji et al., 2012；Jiang et al., 2014; Zhu et al., 2015)。目前，对冈底斯构造带的深入研究认为，自晚三叠世与印度板块分离以来，冈底斯地区相继经历了印支期岛弧造山、白垩纪陆缘弧叠加、古近纪碰撞造山、新近纪岩浆-变形等4期构造-岩浆事件，形成了现今达70~80km的巨厚地壳和长达1500km的构造岩浆带(Yin and Harrison, 2000；侯增谦等, 2005, 2006b, c, d, e，2012)，伴随形成了大量斑岩型矿床，包括驱龙、甲玛、雄村、厅宫、冲江等大型-超大型的斑岩铜、铜多金属矿床(曲晓明等, 2001, 2003；侯增谦等，2004；杨志明等, 2005a, b，2006，2008a, b, c，2011；唐菊兴等, 2010, 2011；尹青等，2015)。曲晓明等(2002)首次提出了冈底斯地区与成矿作用最为密切的岩浆岩具有埃达克岩的地球化学特点，其他学者随后开展的研究也提出过相同的认识(Chung et al., 2003；Gao et al., 2003, 2007；侯增谦, 2003a, b，2004，2005，2006a, b, c, d, e；孟祥金等，2003；莫宣学等，2003；Hou et al., 2004；Qu et al., 2004；杨竹森等，2006；Guo et al., 2007；杨志明等，2008d)。因此，前人在冈底斯区域岩浆作用与成矿作用研究，弄如日地区二长花岗斑岩的形成时代、岩石地球化学特征与形成的构造背景等方面研究取得重要进展，研究成果对于认识弄如日地区浅成花岗斑岩的成因及与成矿作用关系有重要意义。相对来讲，前人对区内侵入岩浆作用的演化过程，侵入岩期次及其与金矿成矿关系等研究尚显薄弱。
在前人研究的基础上，笔者通过详细的野外调查研究，在前人划分的二长花岗斑岩体内解体出花岗闪长斑岩体，表明弄如日地区存在花岗闪长斑岩和二长花岗斑岩两种浅成花岗岩体。与前人研究重点不同的是，本次研究着重于花岗闪长斑岩和二长花岗斑岩的成因关系，进一步深入探讨两种花岗斑岩体成因及对弄如日矿床的制约。该研究有望进一步深化弄如日地区乃至整个冈底斯地区浅成斑岩体的研究，为探讨冈底斯成矿带浅成斑岩体成因与成矿的关系提供可靠的地质依据。因此，本文将以弄如日地区花岗闪长斑岩和二长花岗斑岩为研究对象，厘定其形成时代，分析岩石成因上的相互关系，探讨形成构造环境及花岗岩岩浆演化对成矿作用制约。
1 地质背景 1.1 区域地质背景研究区大地构造位置处于冈瓦纳北缘冈底斯构造复合岩浆带东段中部，位于青藏高原冈底斯山脉中段东部的恩玛日-错弄朗EW向向斜的南翼。
研究区属冈底斯-腾冲地层区拉萨-察隅地层分区，主要出露上中生界和下新生界，分布较广的岩石地层单位由老到新有中侏罗统叶巴组、上侏罗-下白垩统林布宗组、下白垩统楚木龙组、塔克拉组和古近系林子宗群，其次是前奥陶系松多群(米拉山以北)和上侏罗统多底沟组。上侏罗-下白垩统林宗布组、楚木龙组、塔克拉组等晚中生代地层出露厚度较大，主体为一套碎屑岩组合。古近系林子宗群岩性为一套杂色陆相安山质、英安质和流纹质火山岩类与火山-沉积岩类，与下伏林布宗组等中生代地层呈断层或角度不整合接触，中侏罗统叶巴组为一套岛弧环境火山-沉积岩系(刘云飞等，2012)。
岩浆活动包括晚三叠世-白垩纪、古新世-始新世(65~41Ma)和渐新世-中新世(33~13Ma)三期(曲晓明等, 2001, 2003；侯增谦等，2004；杨志明等, 2005a, b，2006，2008a, b, c，2011；唐菊兴等, 2010, 2011；尹青等，2015)，以晚白垩世花岗岩浆作用最为强烈，伴随大规模火山岩浆喷发；古新世-始新世(65~41Ma)，形成了著名的林子宗群火山岩系(莫宣学等，2003；周肃等，2004；Mo et al., 2008)。渐新世-中新世是区内岩浆活动的另一重要时期，发育冈底斯带内最年轻的一期岩浆作用(侯增谦等, 2005, 2006b, c, d, e，2012)，与该期岩浆作用相伴的是散布在冈底斯岩带中数量众多的斑岩铜/铜多金属矿床的形成(唐菊兴等，2010)。
区内地质构造复杂，构造变形强烈，发育大量东西向-近东西向断裂、褶皱、层间滑动破碎带和剪切带等脆塑性多期次变形构造。
1.2 弄如日地区地质概况弄如日地区内出露地层主要为上侏罗统-下白垩统林布宗组和第四系(图 1)，林布宗组广泛出露于北东东向日多大断裂以南至冈底斯主脊之间的区域，总体呈近东西向展布，在金矿区内的出露面积为2.5km2，约占矿区总面积的69.2%，主要为一套潮坪-陆棚环境灰色-黑色碎屑岩系，包括灰黑色板岩、砂泥质板岩、千枚岩、变质长石石英砂岩、石英砂岩及少量绿泥石片岩、绢云母片岩与石墨片岩夹层等。在南部地区，由于中生代花岗岩和新生代花岗斑岩的先后侵位，林布宗组遭受到热接触变质作用叠加，形成了红柱石角岩、红柱石黑云母角岩、黑云母碳质斑点角岩和红柱石长英质角岩等。
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图 1 弄如日金矿区地质略图(据成都地质调查中心，2014①略有修改) 1-第四系全新统冲洪积物；2-第四系全新统残坡积物；3-上侏罗统-下白垩统林布宗组；4-中新世二长花岗斑岩；5-晚白垩世钾长花岗岩；6-中新世花岗闪长斑岩; 7-金矿化带；8-金矿体；9-构造破碎带；10-断层及产状；11-地质界线；12-采样点 Fig. 1 Simplified geological map of the Nongruri gold ore district 1-Quaternary alluvium; 2-Quaternary residue; 3-Upper Jurassic-Lower Cretaceous Linbuzong Formation; 4-Miocene monzogranite porphyry; 5-Late Cretaceous moyite; 6-Miocene granodiorite porphyry; 7-limits of Au mineralization; 8-Au ore body; 9-fracture zone; 10-faults; 11-geological boundary; 12-sample location |
① 成都地质调查中心.2014.西藏自治区墨竹工卡县弄如日矿区岩金矿补充详查报告
弄如日地区主要发育晚白垩世中-粗粒钾长花岗岩和中新世中-细粒二长花岗斑岩、细粒花岗闪长斑岩，还有少量细晶岩脉集中分布在金矿区的中部和西部(图 2a)。
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图 2 弄如日金矿区全景及典型岩相照片 (a)南矿段全景及矿化带位置；(b)中新世二长花岗斑岩和花岗闪长斑岩野外呈渐变接触关系；(c)中新世花岗闪长斑岩手标本照片；(d)晚白垩世中粗粒钾长花岗岩(采于一号平硐20m处，正交偏光)；(e)中新世二长花岗斑岩中斜长石斑晶(正交偏光)；(f)中新世二长花岗斑岩中钾长石斑晶(正交偏光)；(g)具斑状结构的中新世细粒二长花岗斑岩(采于一号平硐130m处)(正交偏光)；(h)具斑状结构的中新世细粒花岗闪长斑岩(采于4号平硐30m处)(正交偏光); (i)发育斜长石斑晶的中新世花岗闪长斑岩；(j)下白垩统林宗布组含碳碎屑岩中发育含雄黄(成矿)裂隙(正交偏光) Fig. 2 Panoramic view of the Nongruri deposit and typical petrographic photographs (a) panoramic view of the south ore section and location of mineralization belt; (b) the surge intrusive contact between Miocene granodiorite intrusion and monzogranite intrusion; (c) photo of hand specimen of Miocene granodiorite; (d) photograph showing mineralogy and texture of Late Cretaceous moyite (sample from 20m of No.1 exploration tunnel); (e) photomicrograph showing the plagioclase phenocrysts in Miocene monzogranite pluton; (f) photomicrograph showing the potassium feldspar phenocrysts in Miocene monzogranite pluton; (g) photomicrograph showing mineralogy and texture of Miocene monzogranite porphyry (sample from 130m of No.1 exploration tunnel); (h) photomicrograph showing mineralogy and texture of Miocene granodiorite porphyry (sample from 30m of No.4 exploration tunnel); (i) photomicrography of plagioclase phenocryst in Miocene granodiorite plutton; (j) reargar-bearing metallogenic vein developing in Linzongbu Formation of Early Cretaceous |
弄如日金矿区褶皱发育，主要由岩层在近东西向挤压应力场中发生塑性变形而形成，叠加有后期近SN向构造，金矿化主要受近南北向断裂的控制(图 1、图 2a)。南北向断裂的断层面呈波状起伏，具有明显的多期活动特征，早期为张性断裂，晚期转变为压扭性断裂。压扭性断裂断面波状起伏，擦痕近于直立，沿断面可见断层泥，局部为糜棱岩。南北向断裂切穿了林布宗组和晚白垩世、中新世花岗质侵入体，表明其活动时代应不早于中新世。弄如日金矿目前已发现了含金硫化物型、含金细脉浸染型和含金石英脉型3种矿化类型的矿脉，具经济价值的矿石类型主要有破碎蚀变角岩型、破碎蚀变斑岩型和硅化角砾岩型。
2 岩体地质与岩相学弄如日地区花岗质侵入体发育(图 2a)，出露有20个大大小小的岩体，较集中分布于金矿南矿段中部，出露面积0.268km2，约占矿区总面积的7.57%。花岗岩类型较为简单，可分为两个期次。晚白垩世侵入体岩石类型主要有中粗粒二长花岗斑岩和钾长花岗岩，中新世侵入体岩石类型有中细粒二长花岗斑岩和细粒花岗闪长斑岩，两期侵入体之间为侵入或断层接触关系。中新世中细粒二长花岗斑岩体与细粒花岗闪长斑岩体之间多为涌动接触关系，局部可见脉动侵入接触关系，细粒花岗闪长斑岩侵入于中细粒二长花岗斑岩中(图 2b)。除此之外，尚有少量花岗细晶岩脉分布。
钾长花岗岩 主要出露于南矿段中东部，包括4个侵入体，均呈岩株状产出，出露面积共约0.087km2，约占花岗岩总面积的32%，可以分为中粗粒似斑状钾长花岗岩侵入体和中-细粒似斑状钾长花岗岩侵入体两种。最大的岩体为一号金矿化体东侧的钾长花岗体，东西宽约340m，南北长约420m，该岩体侵位于上侏罗统-下白垩统林布宗组，在地表和平硐内均可见其呈岩枝状侵入围岩，岩体边部多见围岩捕虏体，在岩体外部与林布宗组的接触带内形成了宽达1~5km的红柱石长英质角岩带。该套岩体是矿区围岩热接触变质的主要热源。岩石呈灰白色、浅肉红色，似斑状花岗结构，常见文象结构和蠕虫结构，块状构造。斑晶为钾长石(8%~10%)、斜长石(2%~5%)和少量石英(5%)；基质为半自形粒状结构，组成矿物主要为钾长石(40%~55%)、斜长石(4%~8%)、石英(20%~24%)和黑云母(1%~4%)。基质中石英呈自半形粒状，粒径3~8 mm；钾长石、斜长石呈半自形柱状或板状，黑云母呈细小片状。副矿物有锆石、磁铁矿和榍石等。在断裂带及节理密集带，钾长花岗岩发育高岭土化、绢云母化、碳酸盐化、粘土化、绿泥石化和绿帘石化等蚀变。
二长花岗斑岩 主要分布于南矿段中东部的8线~72线之间，计有大小侵入体5个，呈岩株状产出，出露面积0.085km2，约占花岗岩总面积的31%。最大侵入体东西宽250m，南北长400m，侵位于上侏罗统-下白垩统林布宗组中，与围岩呈侵入接触关系，并在外接触带形成红柱石角岩和长英质角岩。岩石呈灰白、浅肉红色，中-粗粒似斑状花岗结构，局部见文象结构和蠕虫结构，块状构造，斑晶为斜长石和钾长石，含量10%~18%；基质为半自形粒状结构，由钾长石、斜长石、石英和黑云母等构成，斜长石30%~40%、钾长石30%~35%、石英25%~30%、黑云母1%~5%，其中钾长石见卡氏双晶，斜长石具环带构造和聚片双晶。副矿物有锆石、磁铁矿和榍石等。岩石节理和裂隙发育，具高岭土化、绢云母化、绿泥石化和泥化等蚀变现象，岩体中普遍含星点状的黄铁矿。
中-细粒二长花岗斑岩 主要分布于南矿段中东部和西部，计有大小11个侵入体，呈岩株和岩脉产出，出露面积0.096km2，约占花岗岩总面积的33%。岩体走向有两组，一是近SN向(或NNE向)，倾向西(或NWW)；二是走向NW，倾向NE。斑岩体露头宽度介于3~110m之间，长度介于5~1000m之间。最大的一个二长花岗斑岩体位于南矿段西部，走向300°~310°，出露长度约1000m，宽110余米。岩体侵入于林布宗组中，并在围岩中形成数米~数百米的长英质角岩带。在岩体的节理密集带有褐(黄)铁矿和硅化、绢云母化、高岭土化蚀变。岩石呈灰白、浅肉红色，块状构造，斑状结构，基质为细-微粒结构。斑晶(10%~30%)有斜长石、钾长石、黑云母和石英；基质粒径0.2~2mm，斜长石30%~40%、钾长石25%~35%、石英25%~30%、黑云母1%~2%。副矿物有磁铁矿和磷灰石、锆石等。断裂带附近的二长花岗斑岩蚀变较强，长石普遍发生绢云母化、高岭土化及碳酸盐化，形成了醒目的白色蚀变带，与金矿化关系密切，是矿区内主要矿化体之一。
细粒花岗闪长斑岩 主要分布于矿区的中东部，呈岩株状产于二长花岗斑岩之中，二者的接触带可见清晰的涌动接触关系，局部见花岗闪长斑岩的细脉穿插于二长花岗斑岩之中。目前在研究内二长花岗斑岩中发现两个小的细粒花岗闪长斑岩侵入体，出露面积很小，宽度介于30~100m，长度约50~100m，面积约0.01 km2左右，约占花岗岩总面积3%。局部可见岩体侵入于林布宗组之中。岩石呈灰白色(图 2c)，块状构造，斑状结构，基质为微粒结构。斑晶主要为斜长石和少量石英，斜长石(10%)呈板柱状晶体，石英(5%~8%)为粒状，粒径约为2~4mm。基质主要为斜长石(30%~40%)、石英(20%)、角闪石(8%~10%)，含有少量黑云母(0.5%~1%)和钾长石(＜5%)。副矿物有钛铁矿、磷灰石、锆石、独居石、金红石、褐帘石等。
3 样品描述与分析方法本次野外样品主体沿着40勘探线方向采集了新鲜浅成花岗斑岩样品15件，包括4件细粒花岗闪长斑岩样品，11件中细粒二长花岗斑岩样品。同时，采集了1个细粒花岗闪长斑岩和2个中细粒二长花岗斑岩大样进行锆石单矿物分选和锆石U-Pb定年。
用于锆石矿物分选的岩石大样质量约20kg，先破碎至40~80目，用水淘洗粉尘后，先用磁铁除去磁铁矿等磁性矿物，再用重液选出锆石，最后在双目镜下人工挑出锆石。锆石的分选由中国地质调查局成都地质调查中心完成。将锆石和标样一起粘在玻璃板上，用环氧树胶浇铸，制成薄片、抛光，并拍照反射光和阴极发光照片。锆石的阴极发光图像在扫描电子显微镜Quanta 400 EFG上完成。锆石熔解采用1.5mL HNO3+1.5mL HF+0.02ML HClO4混合酸在Teflon高压溶样弹(bomb)中进行，最后在激光剥蚀电感耦合等离体质谱(LA-ICPMS)上测定锆石的U、Th、Pb含量及同位素组成。样品的定年由作者在中国地质调查局成都地质调查中心激光剥蚀电感耦合等离子质谱(LA-ICP-MS)实验室完成。锆石U-Pb原位定年分析所采用的ICP-MS为Elan 6100DRC，激光剥蚀系统为德国Lamda Physik公司生产的Geolas 200M深紫外(DUV)193nmArF准分子(excimer)激光剥蚀系统，该剥蚀系统相对常规的266nm或213nmNd: YAG剥蚀系统具有较小的元素分馏效应。分析所采用的激光束斑直径为30μm。每进行5~7个样品分析就分析一次哈佛大学标准锆石91500。U-Th-Pb含量计算以Si为内标、NIST610为外标进行，并用91500标准锆石作为外标进行元素和同位素分馏校正，详细分析方法如袁洪林等的描述(Yuan et al., 2004)。
206Pb/238U年龄的加权平均值误差为95%置信度误差。U/Pb比值数据处理使用软件LaDating@Zrn，校正Pb同位素使用软件ComPb corr#3-18(Andersen, 2002)，校正后的数据使用美国Berkeley地质年代学中心编制的ISOPLOT和SQUID程序进行处理并得出年龄(Ludwing, 2001, 2003)。
用于主量和微量元素分析的15个较新鲜的样品，先在刚玉鄂式破碎机进行粗碎缩分后，用日本CMT公司生产的T1-100型碳化钨细碎机碎至200目以下，再进行化学全分析。分析单位是国家地质实验测试中心。氧化物用X荧光光谱仪3080E测试，执行标准分别为：Na2O、MgO、Al2O3、SiO2、P2O5、K2O、CaO、TiO2、MnO、Fe2O3、FeO，按GB/T 14506.28—1993标准；LOI按LY/T 1253—199标准；稀土元素La、Ce、Pr、Nd、Sm、Eu、Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Tm、Yb、Lu、Y和微量元素Pb、Th、U、Hf、Ta、Sc、Cs、V、Co、Ni用等离子质谱Excell测试，执行标准为DZ/T0223- 2001；微量元素Sr、Ba、Zn、Rb、Nb、Zr、Ga用X荧光光谱仪2100测试，执行JY/T016-1996标准。主量元素分析精度优于5%，微量元素分析精度优于10%。
4 锆石U-Pb定年和元素地球化学特征 4.1 锆石U-Pb定年细粒花岗闪长斑岩对细粒花岗闪长斑岩(NRR-16)进行了LA-ICPMS锆石U-Pb定年和锆石内部结构阴极发光(CL)观察，锆石的U-Pb同位素比值和不同表面年龄测试数据列于表 1，阴极发光图像照片见图 3。双目镜下显示，所测锆石均无色透明，自形程度好，为长柱状晶体，两端可见双锥，反映锆石主要结晶晶形为四方双锥。长柱状锆石长度多在100~150μm，宽度一般在40~80μm左右，长宽比多在2.5:1~2:1左右。代表性锆石阴极发光图像显示锆石大多发育CL强度差异较明显的韵律环带，明显为岩浆结晶锆石(Corfu et al., 2003)。依据锆石阴极发光内部结构的差异，可将锆石分为二种结构类型。第一种锆石从中心至边部发育均一的韵律环带，环带间宽度适中，具有花岗岩浆温度环境下结晶锆石的特点，如1、12、18号锆石；第二种锆石中心为CL强度均一，不显环带，边部过渡为典型的韵律环带结构，如3、6~9、11、13、15、17、19、20号锆石。从表 1可知，第一类锆石206Pb/238U表面年龄为20.2~21.5Ma, Th/U比值介于0.44~0.68；第二类锆石206Pb/238U表面年龄亦为17.5~22.3Ma, Th/U比值介于0.41~1.15。总体上，上述锆石的206Pb/238U表面年龄主体介于20.1~21.5Ma，在误差范围内一致，Th/U比值介于0.41~1.15之间，反映它们均为岩浆事件结晶的锆石(Corfu et al., 2003)。
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表 1 弄如日金矿区花岗闪长斑岩体LA-ICPMS锆石U-Pb同位素分析结果(样品NRR-16) Table 1 LA-ICPMS zircon U-Pb data for granodiorite porphyry from the Nongrurigold deposit(Sample NRR-16) |
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图 3 花岗闪长斑岩(NRR-16)和二长花岗斑岩(NRR-17、NRR-TW1)锆石阴极发光图 Fig. 3 Cathodoluminescence images of zircon grains of granodiorite porphyry (NRR-16) and monozogranite porphyry (NRR-17 and NRR-TW1) |
综上所述，本次研究测定的花岗闪长斑岩的锆石代表了岩浆结晶锆石，14个测点年龄集中分布在谐和线上及其附近，一致(图 4a)，所有测年锆石206Pb/238U表面年龄的加权平均值为20.3±0.8Ma (MSWD=0.93，n=14)，与206Pb/238U-207Pb/235U谐和年龄20.3±0.9Ma(MSWD=0.93)一致，代表了花岗闪长斑岩的形成年龄。
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图 4 花岗闪长斑岩(NRR-16)和二长花岗斑岩(NRR-17和NRR-TW1)锆石U-Pb年龄测试结果 Fig. 4 Zircon U-Pb age concordia plots of granodiorite porphyry (NRR-16) and monozogranite porphyry (NRR-17 and NRR-TW1) |
中细粒二长花岗斑岩 对弄如日矿区与成矿关系密切的二长花岗斑岩中的2个样品进行了LA-ICPMS锆石U-Pb同位素定年，其中样品NNR-17和NNR-TW1的同位素定年结果分别列于表 2和表 3，锆石阴极发光照片见图 3。
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表 2 弄如日金矿区二长花岗斑岩体LA-ICPMS锆石U-Pb同位素分析结果(样品NRR-17) Table 2 LA-ICPMS zircon U-Pb data for monozogranite porphyry from the Nongrurigold deposit(Sample NRR-17) |
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表 3 弄如日金矿区二长花岗斑岩体LA-ICPMS锆石U-Pb同位素分析结果(样品NRR-TW1) Table 3 LA-ICPMS zircon U-Pb data for monozogranite porphyry from the Nongrurigold deposit(Sample NRR-TW1) |
NRR-17样品的锆石粒度较大，呈长柱状晶体，锆石长度多在100~200μm左右，宽度多在50~100μm左右，长度比介于3:1~1:1左右。锆石的CL图像显示锆石具明显的核幔结构，核部为CL强度均一，不显环带，或具有较好的扇状分布特征；幔部发育明暗相间的韵律环带，明显为岩浆结晶锆石(Corfu et al., 2003)。一般来讲，核部锆石多为捕获、继承锆石或早期结晶锆石，亦可能为同期岩浆略早结晶的产物，幔部为岩浆结晶的锆石。本次所获锆石的核部和幔部Th/U比值介于0.48~2.12, 具岩浆成因锆石的比值特点。由表 2和图 3可知，本次所测锆石的年龄分布较为集中，核幔锆石的206Pb/238U表面年龄较为均一，形成年龄介于18.5~22.6Ma，表明锆石核幔均属同期岩浆锆石，只是核部锆石相对幔部结晶略早。测年结果在U-Pb谐和图上沿谐和线或附近分布(图 4b)，表明各自同位素系统封闭较好。所有测年锆石206Pb/238U表面年龄的加权平均值为20.51±0.52Ma(MSWD=1.4，n=18)，代表了该样品的形成年龄。
NRR-TW1样品的锆石粒度较大，呈长柱状晶体，锆石长度亦多在100~200μm左右，宽度多在50~100μm左右，长度比介于2:1~3:1左右。由表 3和图 3可知，本次所测锆石的年龄分布较为集中，依照锆石的CL图像，该样品锆石具有明显的核幔结构，一般幔部(边部)主要发育明暗相间的韵律环带，为岩浆结晶锆石(Corfu et al., 2003)；核部可分为两组，一组锆石核部CL强度均一，不显环带，具扇状分带或CL强度具明暗交切，如1、4、6、7、13、15、18、20~22、24~26、27、29号锆石，核部及幔部Th/U比值介于0.65~2.44, 明显为岩浆结晶锆石(Corfu et al., 2002)，该组锆石核部及幔部206Pb/238U表面年龄较为均一，介于19.3~22.1Ma；另一组核部结构复杂，CL强度呈斑杂状，具古老捕获锆石特点，如2、10、21、23号锆石的核部，该组锆石幔部发育韵律环带，Th/U比值介于0.68~3.22，应为岩浆成因，幔部206Pb/238U表面年龄为19.4~21.5Ma。第一组锆石核部、幔部及第二组锆石幔部测年结果在U-Pb谐和图沿谐和线或其附近分布(图 4c)，206Pb/238U表面年龄的加权平均值为20.20±0.41Ma(MSWD=1.2，n=18)，代表了该样品的形成年龄。
4.2 元素地球化学特征 4.2.1 主量元素特征本次研究对所采的15个花岗质斑岩样品进行了全岩主量和微量元素分析，分析结果列于表 4。由表 4及两者对比可知，花岗闪长斑岩的SiO2含量低，变化于63.37%~66.78%；TiO2、Al2O3、MgO含量高，分别介于0.34%~0.44%、15.14%~16.04%和0.82%~1.00%之间；Na2O和K2O含量低，变化于1.39%~2.34%和2.96%~3.26%；Mg#值较高，介于0.39~0.41。二长花岗斑岩的SiO2含量高，介于70.46%~77.29%之间；TiO2、Al2O3、MgO含量低，分别变化于0.07%~0.23%、12.22%~15.06%、0.06%~0.53%；Na2O和K2O含量高，变化于2.84%~3.76%和3.90%~4.30%；Mg#值较低，为0.14~0.38。总体上，花岗闪长斑岩和二长花岗斑岩的全岩主量元素含量差异非常明显。
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表 4 弄如日金矿区花岗闪长斑岩及二长花岗斑岩全岩主量元素(wt%)和微量(×10-6)元素成分 Table 4 Major (wt%) and trace (×10-6) element compositions of garnodiorite porphyry and monozogranite porphyry from the Nongruri gold deposit |
在Al2O3、TiO2、P2O5、MgO与SiO2相关图解中(图 5)，花岗闪长斑岩和二长花岗斑岩投点区域区分明显，成分投点均呈负相关的线性相关关系，即随SiO2升高，Al2O3、TiO2、P2O5、MgO含量均呈降低趋势，且呈有趋势的线性分布。而Na2O+K2O、Fe2O3与SiO2不显示任何线性相关关系。
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图 5 花岗闪长斑岩和二长花岗斑岩SiO2与Al2O3, TiO2, MgO和P2O5变化图 Fig. 5 Harker diagrams (Al2O3, TiO2, MgO and P2O5, vs. SiO2 plots) for the granodiorite and monozogranite porphyries |
在TAS图解中(图 6a)，花岗闪长斑岩落入花岗闪长斑岩区域，二长花岗斑岩落入花岗岩区域，均为亚碱性系列。在K2O-SiO2图解中(图 6b)，二者均属高钾钙碱系列。在R2-R1岩石名称判别图中(图 6c)，花岗闪长斑岩主体落入花岗闪长斑岩区域，二长花岗斑岩主体落入二长花岗斑岩区域。在(Na2O+K2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)花岗岩判别图解中(图 6d)，花岗闪长斑岩主体落入未分异花岗岩区，二长花岗斑岩投点落入分异花岗岩区，两者投点区域明显不同。在K2O-Na2O中(图 6e)，二者均位属钾质花岗岩。在A/NK-A/CNK图解中(图 6f)，二者均属于过铝质花岗岩，但投点区域区分明显。
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图 6 花岗闪长斑岩和二长花岗斑岩岩石地球化学分类图解 Fig. 6 Geochemical classification diagrams for the granodiorite and monozogranite porphyries (a) TAS diagram; (b) K2O vs. SiO2 diagram; (c) R1 vs. R2 diagram; (d)(Na2O+K2O)/CaO vs. Zr+Nb+Ce+Y diagram; (e) K2O vs. Na2O diagram; (f) A/NK vs. A/CNK diagram |
花岗闪长斑岩稀土总量较高(∑REE=92.20×10-6~100.1×10-6)，Y值变化于6.87×10-6~7.40×10-6, 轻重稀土分异明显(LREE/HREE=13.8~15.4，(La/Yb)N=19.4~22.8, (Tb/Yb)N=1.58~1.78)(图 7a)，具有较弱的铕负异常(δEu=0.85~0.86)。在原始地幔标准化微量元素图解中(图 7a)，呈右倾负斜率分配型式，大离子亲石元素Ba、Th、U、La、Ce等元素富集，Nb-Ta亏损。
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图 7 花岗闪长斑岩和二长花岗斑岩球粒陨石标准化稀土元素配分图 (a、c, 标准化值据Boynton, 1984)与原始地幔标准化微量元素蛛网图(b、d, 标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 7 Chondrite-normalized rare earth element patterns (a, c, normalization values after Boynton, 1984) and primitive mantle-normalized trace element diagrams (b, d, normalization values after Sun and McDonough, 1989) for granodiorite and monozogranite porphyries |
二长花岗斑岩稀土总量整体较低(图 7b)，Y值变化于9.65×10-6~26.50×10-6，主体∑REE介于58.20×10-6~96.66×10-6之间，只有2个样品含量较高，分别为102.8×10-6和133.8×10-6；轻重稀土分异较明显，但中稀土至重稀土分异不明显，分配型式较为平坦(LREE/HREE=6.06~10.4，(La/Yb)N=5.08~10.2，(Tb/Yb)N=0.78~1.54)，同样具有弱至较强的铕负异常(δEu=0.32~0.95)。在微量元素原始地幔标准化图解中(图 7b)，均呈右倾负斜率分配型式，但从Eu至Lu整体分配型式较为平坦。大离子亲石元素Ba、Th、U、La、Ce等元素富集，亏损Nb-Ta、Sr、Zr、Eu等元素。
5 讨论 5.1 花岗质斑岩形成时代及对金矿床形成时代的制约花岗闪长斑岩和二长花岗斑岩LA-ICPMS锆石U-Pb定年表明，它们均形成于20Ma左右的中新世，这与刘云龙等(2012)报道的二长花岗斑岩年龄(18.8Ma)基本一致，但与李光明等(2005)报道的K-Ar法测年结果(66.6Ma)则有一定偏差。考虑到K-Ar法测年对象的封闭温度及经受后期地质事件扰动原因，高精度的锆石测年结果应是代表了花岗质斑岩形成的时代。因此，形成20Ma的花岗质斑岩岩浆事件，应是前人划分青藏高原三期岩浆事件的第三期，即渐新世-中新世(33~13Ma)期的岩浆事件产物。
从赋矿断裂穿切二长花岗斑岩体及在断裂周边花岗斑岩中中发育绢云母化、高岭土化和碳酸盐化，可知赋矿断裂的形成晚于花岗质斑岩，成矿亦晚于断裂形成的时代。据董随亮等(2010)对金矿成矿阶段的研究，认为花岗斑岩在侵位时在其内部形成了绢云母-石英-黄铁矿化；随后为岩浆期后热液阶段，此时南北向拉张型断裂已开始发育，花岗斑岩的岩浆期后热液为主形成了含金石英-绢云母-黄铁矿蚀变，为主要成矿期；最后是含金-石英-辉锑矿-雄(雌)黄发育阶段，是金矿化破碎带中含金富砷、锑的低温热液沿开放断裂贯入形成。因此，虽然金的成矿时代晚于花岗斑岩侵位，但又与岩浆期后热液密切相关，金的成矿应是略晚于岩浆侵入期(李光明等，2005；董随亮等，2010；刘云飞等，2012)，因此花岗斑岩形成时代限定金矿成矿时代略晚于20Ma。
5.2 岩石类型与分异特征花岗闪长斑岩和二长花岗斑岩全岩主量和微量元素差异明显，花岗闪长斑岩以低的(Na2O+K2O)/CaO值(1.24~1.41)和FeOT/MgO值(2.45~2.63)，高的Zr+Nb+Ce+Y值(144×10-6~149×10-6)为特征，而二长花岗斑岩以高的(Na2O+K2O)/CaO值(3.66~22.3)和FeOT/MgO值(3.10~8.56)，低的Zr+Nb+Ce+Y值(72.5×10-6~116×10-6)为特征(仅样品NRR-19含量为152×10-6)。从FeOT/MgO比值来看，花岗闪长斑岩FeOT/MgO比值小于4，位于未分异花岗岩的比值范围，二长花岗斑岩FeOT/MgO比值多大于4小于16，位于分异花岗岩的比值范围，均不符合A型花岗岩的数值特征(FeOT/MgO>16, Zr+Nb+Ce+Y>350×10-6)(Whalen et al., 1987)；两种斑岩样品的MgO含量分别变化于0.82%~1.00%和0.06%~0.53%，均不具备A型花岗岩的特征(一般MgO＜0.1%, Whalen et al., 1987)。在图 6d中花岗闪长斑岩和二长花岗斑岩分别投入未分异和分异花岗岩区，结合Wang et al., (2015)对冈底斯带花岗闪长斑岩和强烈分异的二长花岗斑岩的成因研究，弄如日花岗闪长斑岩应为未分异或弱分异花岗岩，而二长花岗斑岩应为分异花岗岩。目前，对于分异花岗岩的成因类型判别十分困难，因为其主量元素和微量元素均非母岩浆特点(King et al., 1997；Wu et al., 2007)。这种情况下，一般利用P2O5与SiO2的变化关系(图 8c)来确定其成因类型(Chappell, 1999; Wu et al., 2003; Li et al., 2007), 这是因为在分异的准铝和过铝质I型花岗岩中，当磷灰石达到饱和时，P2O5的丰度将降低，亦就是在分异花岗岩中，P2O5与SiO2成负相关关系(Chappell, 1999; Montel et al., 1998；Li et al., 2007)(图 8c)。花岗闪长斑岩和二长花岗斑岩的P2O5与SiO2的负相关性以及二种斑岩中均不含S型花岗岩中特殊的富铝矿物(如白云母等)，应与I型花岗岩的特征相似(Chappell, 1999; Li et al., 2007; Wu et al., 2003)。从地球化学角度讲，二种花岗斑岩具有较高的A/CNK比值，多数大于1.1，似乎显示与S型花岗岩具有相似性(Chappell and White, 2001)，但已有对分异花岗岩的岩浆作用过程表明，造成这种分异花岗岩地球化学特征变异原因是花岗岩浆演化过程中长石的分异结晶，造成岩石中CaO含量降低的缘故造成(Wang et al., 2015)。因此，综合分析认为弄如日地区的二种花岗斑岩主体应为I型花岗岩。
5.3 岩石成因 5.3.1 花岗闪长斑岩岩石成因对于弱分异或未分异的I型花岗岩的成因，前人提出过三种成因模式：1)玄武质母岩浆的分离结晶(Beard and Lofgren, 1991; Grove et al., 1997; Bacon and Druitt, 1998; Sisson et al., 2005)；2)地壳中基性或中性变火山岩部分熔融(Chappell and Stephens, 1988；Petford and Atherton, 1996; Chappell and White, 2001；Li et al., 2007；吴福元等，2007)；3)底侵基性岩浆诱发地壳物质活化，发生部分熔融形成(Kemp et al., 2007；吴福元等，2007；Collins and Richards, 2008)。很显然，弄如日地区花岗闪长斑岩不可能由基性岩浆分异而形成，一是研究区未见大规模出露的基性岩浆；二是未见玄武质岩浆分异演化的形成的SiO2连续变化的演化岩浆出露，如中性至中酸性岩浆等，亦未见基性岩浆分异形成的堆晶体(Keller et al., 2015)，均排除了基性岩浆分异形成花岗闪长斑岩浆的可能性。主量和微量元素提供的线索表明，花岗闪长斑岩具有类似于埃达克质岩石的地球化学特点(SiO2=63.37%~66.78%>56%, Al2O3=15.14%~16.04%>15%，MgO=0.82%~1.00%＜3%, Yb=0.63×10-6~0.71×10-6＜1.9×10-6, Y=6.87×10-6~7.40×10-6＜18×10-6, Sr=443×10-6~523×10-6 >400×10-6)，在Sr-Yb图解(图 8a)和Sr/Y-Y图解(图 8b)中主要投入埃达克岩区域。目前关于埃达克岩的成因主要有年轻的温度较高的俯冲洋脊板片的部分熔融和加厚下壳玄武质岩石的部分熔融，两种情况均不支持是上地壳物质部分熔融。区域地质演化研究表明，印度-欧亚大陆碰撞自65Ma开始，至45Ma完成(Yin and Harrison, 2000; Flower et al., 2001; Dong et al., 2005; Mo et al., 2005, 2007, 2009; Wen et al., 2008; Ji et al., 2009)，因此自45Ma开始就不存在年轻洋脊板片的俯冲作用，在20Ma时更不可能发生年轻俯冲洋脊板片的部分熔融，最可能的成因只能是加厚下地壳玄武质岩石的部分熔融。因此，考虑到中新世的区域地质背景，加厚地壳中变基性或中性火山岩部分熔融是最可能的岩浆形成模式。董国臣等(2011)研究认为，冈底斯带25Ma后为碰撞后阶段，处于碰撞后伸展构造环境，此时不同地区仍然存在地壳加厚，地幔岩浆作用侵位于地壳底部形成底侵作用，诱发了下地壳玄武质物质发生熔融，形成了20~12Ma的具埃达克特点的花岗斑岩，伴随形成了一系列大型的斑岩型矿床。因此，弄如日地区在20Ma时，仍然存在加厚下地壳，具埃达克质岩石地球化学特点的花岗质斑岩正是加厚下地壳中玄武质物质部分熔融的产物。
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图 8 花岗闪长斑岩和二长花岗斑岩元素地球化学分类图解 (a) Sr-Yb图解；(b) Sr/Y-Y图解；(c) P2O5-SiO2图解；(d) Ba-Sr图解，显示出从花岗闪长斑岩演化为二长花岗斑岩可能受斜长石和黑云母分离结晶的制约；(e)Rb/S-Sr图解；(f)Sc-SiO2图解 Fig. 8 Element geochemistry classification diagrams of granodiorite and monozogranite porphyries (a) Sr vs. Nd; (b) Sr/Y vs. Y; (c) P2O5 vs. SiO2; (d) Ba vs. Sr, showing fractionation of plagioclase and biotite which controlled the variation of these elements from granodiorite porphyry to monozogranite porphyry; (e) Rb/Sr vs. Sr; and (f) Sc vs. SiO2 |
花岗闪长斑岩的低硅含量(SiO2为63.37%~66.78%)以及中等分异指数(DI=80~87)说明其接近母岩浆的组分，因此其稀土和微量元素的一系列特点基本可以反映母岩浆的一些特征。花岗闪长斑岩的(La/Yb)N为20.5~24.1以及低Yb(＜2×10-6)和Y(＜19×10-6)，均表明其母岩浆来源于基性源区的部分熔融，同时源区残留有石榴石(Rapp et al., 1991)。这是因为在中稀土和重稀土中，Yb和Lu在石榴石中分配系数最高，而Dy和Ho在角闪石中分配系数最高(Rollinson, 1993)，当石榴石作为残留相时，中稀土和重稀土将产生强烈的分异，当角闪石作为残留相时，中稀土和重稀土分配型式呈“平坦式”或中稀土呈“上凸式”。花岗闪长斑岩的(Ho/Yb)N=0.36~0.40，中稀土重稀土分异明显，说明残留相是以石榴石为主，没角闪石。花岗闪长斑岩亏损Nb-Ta，说明残留相中有金红石。
综上所述，花岗闪长斑岩形成于弄如日地区加厚下地壳中变基性岩的部分熔融，部分熔融后的残留物以石榴石为主，含金红石。
5.3.2 二长花岗斑岩岩石成因相比花岗闪长斑岩，二长花岗斑岩的硅含量明显高，Ba、Sr、Nb、P、Ti明显偏低，Eu负异常更为明显，显示后者演化程度更高。从图 5来看，二者的Al2O3、TiO2、P2O5、MgO与SiO2呈较为明显的负相关关系，结合野外二者局部呈涌动的接触关系，反映极有可能两者具有一定的成因联系，即岩浆分异演化的关系，二长花岗斑岩极有可能是从花岗闪长斑岩岩浆分异而来。本次研究缺乏相应的Sr-Nd-Hf同位素示踪资料，限制了对两者岩浆源区的深入探讨，但据相关研究资料(Wang et al., 2015)得出，冈底斯带发育大量的具有成因关系的花岗闪长斑岩和二长花岗斑岩，而花岗闪长斑岩、二长花岗斑岩与本次研究的花岗闪长斑岩和二长花岗斑岩的元素地球化学特征基本一致(Wang et al., 2015)，以及二长花岗斑岩是花岗闪长斑岩分异演化的产物(Wang et al., 2015)。因此，有理由认为弄如日地区花岗闪长斑岩可经分异演化形成二长花岗斑岩。高场强元素(Nb、Ta、Ti、Zr)和P的亏损表明在岩浆分异过程中有含钛矿物(如：钛铁矿和榍石)和磷灰石的分离结晶，而Eu负异常则与较为广泛的斜长石或钾长石的分离结晶有关(Hanson, 1978)。一般来讲，Ba-Sr呈正相关(图 8d)和Rb/Sr-Sr负相关(图 8e)可能与钾长石的分异密切相关，也与斜长石和黑云母的分离结晶密切相关(Hanson, 1978)。从前述岩相学特征上讲，花岗闪长斑岩中斑晶主体为斜长石、石英和角闪石，副矿物中含有钛铁矿和磷灰石；二长花岗斑岩的斑晶中主体为钾长石、斜长石、石英和少量黑云母，发育不同矿物间的聚斑晶，因此，花岗闪长斑岩经岩浆演化变为二长花岗斑岩浆可能早期为斜长石、钛铁矿、磷灰石分离结晶，随着岩浆成分变化，斜长石与钾长石、黑云母等一同均可能成为重要的分离结晶矿物(Wang et al., 2015)。依据二长花岗斑岩的Ba、Sr、Rb含量，由SiO2含量最低的花岗闪长斑岩进行初步的分离结晶定量模拟，显出花岗闪长斑岩浆经过70%左右的分异，即经过60%的斜长石分离结晶，30%的黑云母分离结晶，可产生二长花岗斑岩岩浆(图 8d)。
需要提及的是，二长花岗斑岩相比花岗闪长斑岩具有低的REE含量，这似乎与岩浆分异演化相背。岩石物理化学研究表明，REE含量受长石和黑云母分离结晶影响很小(除Eu之外)，但受副矿物的分离结晶影响很大(Ayres and Harris, 1997; Wu et al., 2003)。Wang et al. (2015)曾对冈底斯西部花岗闪长斑岩和二长花岗斑岩的稀土和微量元素的特征进行副矿物分离结晶模拟，结果显示2%钛铁矿、4%榍石和94%磷灰石分离结晶可形成二长花岗斑岩的稀土元素分配型式。因此，弄如日地区花岗闪长斑岩分异成二长花岗斑岩应存在钛铁矿、榍石、磷灰石等副矿物的分离结晶。另外，二长花岗斑岩中Sc与SiO2不存在负相关关系(图 8f)，说明花岗闪长斑岩岩浆分异演化成二长花岗斑岩岩浆的过程中，不存在角闪石的分离结晶(Davidson et al., 2007)，二长花岗斑岩中稀土和重稀土分异不明显应是由副矿物的分离结晶所造成(Wang et al., 2015)。
综上所述，二长花岗斑岩岩浆极有可能是由花岗闪长斑岩浆通过分离结晶衍生而来，分离结晶的矿物最有可能包括斜长石、黑云母、钾长石、钛铁矿、榍石、磷灰石等。
5.3.3 地壳加厚和岩浆起源加厚地壳和未加厚地壳岩浆源区的矿物组合明显不同，前者是一套以角闪石和石榴石为特征的高压矿物组合，后者是一套以斜长石和单斜辉石为特征的低压矿物组合，加厚地壳物质部分熔融产生独特地球化学特征的熔体(如更加富钾、稀土元素强烈分异及重稀土丰度低，高Sr/Y比值等)(Drummond and Defant, 1990；Haschke et al., 2002；Mo et al., 2007；Ji et al., 2012；Jiang et al., 2014)。例如，位于冈底斯岩基北部的林子宗群，为一套高钾钙碱性至钾玄岩系列的火山岩系，指示在50~40Ma的冈底斯北部存在地壳加厚(Mo et al., 2007)。同样，对冈底斯岩基中段和东段的研究亦揭示出加厚地壳发生的时限从62Ma持续至25Ma(Mo et al., 2007；Chung et al., 2009；纪伟强等，2009；Guan et al., 2012；Ji et al., 2012；Jiang et al., 2014)。基于前人对冈底斯中段和东段已确认的埃达克岩研究，揭示出岩浆源区存在石榴石残留相，不同学者据此提出冈底斯中段和东段地壳厚度大于50km, 加厚开始时间大致在30Ma前，不同地区加厚的时限有差异(Chung et al., 2009；Guan et al., 2012；Ji et al., 2012；Jiang et al., 2014；Liu et al., 2018)。
本次研究的花岗闪长斑岩具有埃达克岩的地球化学特点，在其形成过程中岩浆源区存在石榴石的残留(Rapp et al., 1991)，这意味着弄如日地区在20Ma时仍然存在着加厚地壳，亦说明在冈底斯东部存在加厚地壳的时限一直延续至20Ma。前已述及，二长花岗斑岩是一种高分异的花岗岩，如果20Ma不存在加厚地壳，冈底斯新生地壳部分熔融形成的具埃达克地球化学特征的花岗闪长斑岩浆很难在地壳存留，亦就不可能发生大规模岩浆分异，形成高分异花岗岩的二长花岗斑岩浆(Pearcy et al., 1990；Miller and Christensen, 1994)；相反如果20Ma存在加厚地壳，那么新生地壳部分熔融产物花岗闪长斑岩浆就可能在地壳内滞留，发生广泛的岩浆分异作用，产生二长花岗斑岩浆(Hildreth and Moorbath, 1988)。
Sandiford et al. (1998)认为仅靠地温梯度，加厚下地壳不可能发生部分熔融，因此一般加厚地壳的部分熔融均需有其他的热源，而幔源基性岩浆底侵是最重要的一种热源方式。最新的地质学、年代学和地球化学综合研究提出一种被众多学者认可的“板片窗”模式：大约在50Ma时俯冲的新特提斯大洋岩石圈板片发生断裂，形成“板片窗”，地幔软流圈沿板片断裂开口上涌，在下地壳底部形成底侵并提供热能，软流圈与经受交代作用的岩石圈发生部分熔融形成基性岩浆，发生底侵作用。这种基性岩浆的形成过程可以持续好几个百万年，而由地壳重熔形成的岩浆作用可以持续更长的时间(Van de Zedde and Wortel, 2001)。目前，构造地质学的研究表明在43Ma时，整个冈底斯带均存在广泛的地壳加厚，与“板片窗”效应对应的是整个冈底斯广泛发育的43Ma左右的基性和酸性岩浆事件。从本次花岗闪长石研究的结果讲，弄如日地区20Ma仍然存在着加厚地壳，加厚地壳部分熔融的热源亦可能是“板片断裂”的后续效应，但由于时间间隔太久，因此有些牵强。已有研究表明，20Ma时整个冈底斯处于碰撞后伸展阶段，局部地区可能发生加厚岩石圈的拆沉作用，造成局部的软流圈物质上涌，提供热源促使弄如日地区加厚地壳部分熔融，形成花岗闪长斑岩岩浆。花岗闪长斑岩岩浆分异形成二长花岗斑岩岩浆，在伸展环境下，岩浆快速上侵至地壳浅部形成二长花岗斑岩(Ji et al., 2012；Jiang et al., 2014)。
花岗质岩浆分异演化理论和冈底斯岩基的研究均表明，分异花岗岩具有更高的挥发份含量，可使其在伸展环境下更快速的运移和侵位并提供成矿必需的成矿流体和成矿物质，是决定是否成矿的重要因素(吴福元等，2017)。因此，弄如日具埃达克质特征的花岗闪长斑岩及其分异的二长花岗斑岩的发现及研究，揭示出花岗闪长斑岩分异形成二长花岗斑岩过程中，伴随着挥发份含量的提高是形成弄如日金矿的重要控制因素。这对区域上寻找分异花岗岩有关的金矿时，花岗闪长斑岩和二长花岗斑岩的伴生侵位应该是重要野外岩石学标志。
6 结论(1) 弄如日金矿区花岗闪长斑岩形成于20.3±0.8Ma，二长花岗斑岩形成于20.20±0.41Ma ~20.51±0.51Ma，二者同时侵位，均属中新世岩浆作用产物。
(2) 花岗闪长斑岩为未分异或弱分异花岗岩，二长花岗斑岩为分异花岗岩。二长花岗斑岩可能是由花岗闪长斑岩岩浆通过分离结晶衍生而来，分离结晶的矿物包括斜长石、黑云母、钾长石、钛铁矿、榍石、磷灰石等。
(3) 花岗闪长斑岩表现出埃达克质岩石的地球化学特点，形成于弄如日地区加厚下地壳中变基性岩的部分熔融。
致谢 感谢中国地质科学院矿产资源研究所唐菊兴研究员和中国地质大学(北京)朱弟成教授审阅并提出了具体修改意见，大幅度提升了论文的质量。感谢编辑部俞良军和两位审稿专家提供了建设性的意见和建议。
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