崔曉琳 張琦瑋 吳華英 宋志杰 張慧娟 戴荔果

1. 東華理工大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院，南昌 330013 2. 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)地質(zhì)過(guò)程與礦產(chǎn)資源國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100083 3. 中國(guó)冶金地質(zhì)總局礦產(chǎn)資源研究院，北京 100025

騰沖地塊錫礦產(chǎn)資源豐富，錫成礦作用與晚白堊世-古近紀(jì)巖漿活動(dòng)密切相關(guān)(Houetal., 2007; 鄧軍等, 2011, 2013, 2016)，目前已知錫礦床(點(diǎn))達(dá)70多處，其中大型礦床6處，中型礦床9處，是東南亞巨型錫礦帶的北延部分(Hall, 2012; Zawetal., 2014; Gardineretal., 2015)(圖1a)。騰沖地塊與錫礦化相關(guān)的花崗巖中錫含量平均為25×10-6，最高達(dá)100×10-6以上(毛景文等, 1991; 曹華文等, 2013)，與上地殼(Sn 的平均豐度為2.1×10-6)和普通花崗巖(Sn 的平均豐度為3×10-6)(Lehmann, 1990; Rudnick and Gao, 2003)相比，錫發(fā)生了明顯的富集，然而區(qū)域上同時(shí)代形成的非成礦花崗巖卻并未發(fā)生錫的富集(毛景文等，1991)。錫在花崗巖體中的初步富集是同生熱液錫礦床形成的必備前提，前人對(duì)騰沖地塊富錫花崗巖成因的研究較少，且均強(qiáng)調(diào)富錫地層對(duì)富錫花崗巖形成的重要意義，例如張士魯(1986)基于成礦巖體多侵位于富錫的石炭系勐洪群，認(rèn)為初始巖漿并不富錫，侵位后巖漿富錫是由于汲取了地層中的Sn；毛景文(1988)認(rèn)為成礦巖體與勐洪群之間并無(wú)明顯的接觸交代關(guān)系，因此否定了勐洪群是礦源層這一說(shuō)法，提出富錫巖漿起源于前寒武紀(jì)高黎貢群的部分熔融，高黎貢山群中錫元素的含量是地殼豐度值的2～4倍，富錫花崗巖可能是高黎貢山群經(jīng)重熔和分異作用的結(jié)果。近年來(lái)，關(guān)于騰沖地塊晚白堊世-古近紀(jì)花崗巖體的研究主要集中在巖石成因類型、巖漿源區(qū)和區(qū)域構(gòu)造背景的探討(江彪等, 2012; 馬楠等, 2013; 張玙等, 2013; Chenetal., 2014, 2015; Caoetal., 2016, 2017; Wuetal., 2019)，有關(guān)錫的物質(zhì)來(lái)源及在巖漿中的富集機(jī)制的研究則十分匱乏。本文在前人研究的基礎(chǔ)上，對(duì)騰沖地塊晚白堊世-古近紀(jì)富錫成礦花崗巖體和同期非成礦巖體的元素地球化學(xué)及Nd-Hf同位素?cái)?shù)據(jù)進(jìn)行了系統(tǒng)整理和分析，總結(jié)了富錫花崗巖體和非成礦巖體在巖漿源區(qū)、結(jié)晶分異程度和巖漿演化條件方面(溫壓條件、氧逸度和揮發(fā)分等)的差異，結(jié)合錫的地球化學(xué)性質(zhì)，初步探討了騰沖地塊富錫花崗巖成因。

圖1 東南亞地區(qū)特提斯構(gòu)造域地質(zhì)簡(jiǎn)圖(a，據(jù)Lehmann and Mahawat, 1989; Li et al., 2016)及騰沖地塊晚白堊世-古近紀(jì)巖漿巖和典型錫多金屬礦床分布圖(b，據(jù)Xie et al., 2016)Fig.1 Simplied tectonic map of the Tethyan system in Southeast Asia (a, modied after Lehmann and Mahawat, 1989; Li et al., 2016) and Late Cretaceous-Paleogene granitoids and typical Sn-polymetallic ore deposits of the Tengchong block (b, modied after Xie et al., 2016)

圖2 晚白堊世小龍河錫礦床(a)和古近紀(jì)來(lái)利山錫礦床(b)地質(zhì)簡(jiǎn)圖(據(jù)Wu et al., 2019)Fig.2 Schematic geologic maps of the Late Cretaceous Xiaolonghe Sn deposit (a) and the Paleogene Lailishan Sn deposit (b) (modied after Wu et al., 2019)

1 區(qū)域地質(zhì)特征

2 典型錫礦床

2.1 晚白堊世小龍河Sn礦床

小龍河錫礦床錫的總儲(chǔ)量為6.56萬(wàn)t，目前開(kāi)采的錫礦石總量達(dá)2.62萬(wàn)t，品位在0.18%～0.42%之間。自西向東分為小龍河礦段、萬(wàn)旦山礦段、黃家山礦段和大松坡礦段四部分，礦區(qū)地層出露極少，石炭系空樹(shù)河群變質(zhì)沉積巖呈殘蓋狀分布。礦區(qū)構(gòu)造線和控礦斷裂構(gòu)造均呈近NS走向，礦體主要賦存在NNW向的次級(jí)斷裂中(Caoetal., 2016; Cuietal., 2019)(圖2a)。前人采用多種測(cè)年方法對(duì)小龍河錫礦床成巖成礦年齡進(jìn)行了精確限定，礦區(qū)黑云母二長(zhǎng)花崗巖的定年結(jié)果(76.01～70.3Ma)和熱液礦物云母(71.9～70.6Ma)、錫石(75.5～71.6Ma)的定年結(jié)果高度吻合(馬楠等, 2013; Chenetal., 2014, 2015; Caoetal., 2016; Wuetal., 2019)(表1)，證明黑云母二長(zhǎng)花崗巖即為小龍河錫礦床的成礦巖體。礦區(qū)黑云母二長(zhǎng)花崗巖在區(qū)域上屬于古永花崗巖基的一部分，以復(fù)式巖體形式產(chǎn)出，其中似斑狀黑云母二長(zhǎng)花崗巖分布在礦區(qū)西北部，中粗粒黑云母二長(zhǎng)花崗巖位于礦區(qū)中部，出露面積最大，兩者無(wú)明顯接觸界限，細(xì)粒黑云母二長(zhǎng)花崗巖呈脈狀侵入中粗粒黑云母二長(zhǎng)花崗巖中；此外中粗粒黑云母二長(zhǎng)花崗巖中常發(fā)育似偉晶結(jié)構(gòu)的包體和細(xì)晶巖脈。礦區(qū)巖體普遍發(fā)生鈉長(zhǎng)石化、云英巖化、硅化和綠泥石化蝕變。礦體主要以脈狀形式充填在雁行排列的密集斷裂帶內(nèi)，少量呈層狀、似層狀產(chǎn)于巖體與圍巖的接觸帶。礦石礦物主要為錫石，少量黑鎢礦、黃鐵礦和鈮鉭鐵礦；脈石礦物主要為石英、黃玉、螢石、絹云母、金紅石等。錫石呈自形、半自形粒狀結(jié)構(gòu)分布在浸染狀、脈狀和塊狀礦石中(Chenetal., 2015; Caoetal., 2016; Wuetal., 2019)。

2.2 古近紀(jì)來(lái)利山Sn礦床

來(lái)利山Sn礦床錫的總儲(chǔ)量為5.8萬(wàn)t，礦石平均品位為0.63%。自北向南由淘金處、三個(gè)硐、老熊窩三個(gè)主礦段和東側(cè)的絲光坪礦段組成，出露地層同樣為石炭系空樹(shù)河群淺變質(zhì)砂巖、板巖等。區(qū)域構(gòu)造線方向以NE為主，次為NWW，礦體主要賦存在NE向的張扭性斷裂中。礦區(qū)黑云母二長(zhǎng)花崗巖沿NE向斷裂侵位于石炭系地層中，同樣呈復(fù)式巖體產(chǎn)出，由中粗粒黑云母二長(zhǎng)花崗巖和似斑狀黑云母二長(zhǎng)花崗巖組成， 巖體之間呈相變接觸關(guān)系(圖2b) (金燦海等,2013; Chenetal., 2014; Caoetal., 2017; Wuetal., 2019)。根據(jù)前人對(duì)來(lái)利山錫礦床成巖成礦時(shí)代所做的研究工作(表1)，礦區(qū)黑云母二長(zhǎng)花崗巖的定年結(jié)果(51.31～50.2Ma)和熱液礦物云母(50.4～ 48.4Ma)、錫石(47.4Ma)的定年結(jié)果基本一致，證明黑云母二長(zhǎng)花崗巖即為來(lái)利山錫礦床的成礦巖體(Chenetal., 2014; 林進(jìn)展等, 2015; Caoetal., 2017; 孫轉(zhuǎn)榮等, 2017; Wuetal., 2019)。礦體主要發(fā)育于NE向角礫巖化破碎帶及巖體與地層接觸帶中，呈透鏡狀、囊狀、透鏡狀產(chǎn)出。近礦圍巖蝕變包括云英巖化、黃鐵礦化、硅化、綠泥石化、綠簾石化、高嶺土化等。礦石類型主要為云英巖型和錫石-硫化物型(即角礫巖型)，其中云英巖型發(fā)育于云英巖化花崗巖中，礦物組合為石英-螢石-白云母-錫石；錫石-硫化物型發(fā)育于角礫巖化破碎帶內(nèi)，角礫成分為長(zhǎng)英質(zhì)脈和云英巖，硫化物膠結(jié)，礦物組合主要為黃鐵礦-黃玉-錫石，此外還包括磁黃鐵礦、少量黃銅礦、磁鐵礦、方鉛礦、閃鋅礦、輝鉍礦等(金燦海等, 2013; Chenetal., 2014; Caoetal., 2017; Wuetal., 2019)。

表1 騰沖地塊晚白堊世-古近紀(jì)錫礦床與成礦巖體形成年齡

圖3 騰沖地塊晚白堊世-古近紀(jì)成礦巖體與非成礦巖體分類圖(a)QAP 分類圖(據(jù)Streckeisen, 1976)；(b)A/CNK-A/NK圖(據(jù)Maniar and Piccoli, 1989)；(c)SiO2-K2O圖(據(jù)Peccerillo and Taylor, 1976; Middlemost, 1985)；(d)SiO2-Fe2O3/FeO圖(據(jù)Wu et al., 2019).數(shù)據(jù)來(lái)源：張玙等, 2013；高永娟等, 2014; Ma et al., 2014; Chen et al., 2015; 林進(jìn)展等, 2015; Qi et al., 2015; 巫嘉德等, 2015; 周新平等, 2015; Cao et al., 2016, 2017; 孫轉(zhuǎn)榮等, 2017; Wu et al., 2019;圖4、圖5數(shù)據(jù)來(lái)源同此圖Fig.3 Classification diagrams of the Late Cretaceous-Paleogene mineralized and unmineralized granitoids in Tengchong block(a) QAP classification diagram (Streckeisen, 1976); (b) SiO2 vs. K2O plot (Peccerillo and Taylor, 1976; Middlemost, 1985); (c) A/CNK vs. A/NK plot (Maniar and Piccoli, 1989); (d) SiO2 vs. Fe2O3/FeO plot (Wu et al., 2019). Data sources: Zhang et al., 2013; Gao et al., 2014; Ma et al., 2014; Chen et al., 2015; Lin et al., 2015; Qi et al., 2015; Wu et al., 2015, 2019; Zhou et al., 2015; Cao et al., 2016, 2017; Sun et al., 2017; also in Fig.4 and Fig.5

圖4 騰沖地塊晚白堊世-古近紀(jì)成礦巖體與非成礦巖體原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(a、c, 標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)和球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分曲線圖(b、d, 標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù) Boynton, 1984)Fig.4 Primitive mantle-normalized trace element patterns (a, c, normalization values after Sun and McDonough, 1989) and chondrite-normalized REE patterns (b, d, normalization values after Boynton, 1984) of the Late Cretaceous-Paleogene mineralized and unmineralized granitoids in Tengchong block

圖5 騰沖地塊晚白堊世-古近紀(jì)成礦巖體與非成礦巖體Rb-Ba-Sr分異程度判別圖Fig.5 Discrimination diagram for the differentiation degree of the Late Cretaceous-Paleogene mineralized and unmineralized granitoids in Tengchong block

3 晚白堊世-古近紀(jì)成礦巖體特征

騰沖地塊與錫礦化相關(guān)的巖體主要集中在小龍河錫礦區(qū)和來(lái)利山錫礦區(qū)。晚白堊世小龍河成礦巖體和古近紀(jì)來(lái)利山成礦巖體均為黑云母二長(zhǎng)花崗巖，經(jīng)對(duì)比分析兩者在礦物組成、主微量元素組成和Hf、Nd同位素組成方面高度相似(張玙等，2013；Chenetal., 2015；林進(jìn)展等，2015；Caoetal., 2016，2017；孫轉(zhuǎn)榮等, 2017；Wuetal., 2019)。在礦物組成上，主要礦物均為石英(20%～35%)、鉀長(zhǎng)石(30%～40%)、斜長(zhǎng)石(20%～30%)和黑云母(5%～10%)，副礦物包括鋯石、磷灰石、金紅石、鈦鐵礦等，在QAP圖解上(圖3a)，主要位于二長(zhǎng)花崗巖區(qū)域內(nèi)。元素地球化學(xué)研究顯示，小龍河和來(lái)利山錫礦床的成礦巖體均具有高硅富堿特征，SiO2平均含量為73.72 %，堿質(zhì)含量(Na2O+K2O)平均8.51 %；A/CNK平均值為普遍小于1.1，平均值為1.05，表現(xiàn)為弱過(guò)鋁質(zhì)特征(圖3b)；K2O平均含量達(dá)5.17%，在SiO2-K2O圖解上，均屬于高鉀鈣堿性-鉀玄巖過(guò)渡系列(圖3c)；CaO(平均1.06%)、FeOT(平均1.74%)、MgO(平均0.27%)、TiO2(平均0.17%)及P2O5(平均0.05%)含量均較低，Mg#(=MgO/(MgO+FeOT))也較低，平均值為15.7；成礦巖體Fe2O3/FeO比值較低(平均0.48)，均屬于鈦鐵礦系列，在Fe2O3/FeO-SiO2圖解上，落入Sn礦床成礦范圍內(nèi)(圖3d)。

微量元素?cái)?shù)據(jù)顯示，小龍河和來(lái)利山錫礦床的成礦巖體均具有高分異花崗巖特征，例如兩者均強(qiáng)烈富集大離子親石元素(LILE)Rb、Th、U、K 和高場(chǎng)強(qiáng)元素Nb、Ta，相對(duì)虧損Ba、Sr、P、Eu和Ti(圖4a, c)，稀土元素配分模式顯示明顯的四分組效應(yīng)(圖4b, d)。Zr/Hf比值范圍較大13.9～71.3，平均值為33.5， Rb/Sr比值(平均36.76)高，同時(shí)巖漿分異指數(shù)(DI)(平均91.10)高，在Rb-Ba-Sr高分異花崗巖判別圖解中(圖5)，大部分樣品集中在高分異花崗巖區(qū)域內(nèi)；根據(jù)全巖Zr含量，由鋯飽和溫度計(jì)得出(Watson and Harrison, 1983)，成礦巖體巖漿初始結(jié)晶溫度范圍為737～1066℃, 平均849℃。

小龍河和來(lái)利山錫礦區(qū)成礦巖體中鋯石Hf同位素、全巖Nd同位素的測(cè)試結(jié)果基本一致。鋯石Hf同位素組成顯示，εHf(t)數(shù)據(jù)比較集中(-11.5～-7.5)，平均值為-9.7，對(duì)應(yīng)二階段模式年齡tDM2(Ma)=1847～1562Ma, 平均值為1724Ma(圖 6a)(Chenetal., 2015；Caoetal., 2016)；εNd(t)集中在-12.4～-11.4之間(Chenetal., 2015)，平均值為-11.9(圖 6b)，對(duì)應(yīng)的二段模式年齡tDM2(Ma)=1884～1789Ma, 平均值為1836Ma,與鋯石Hf同位素計(jì)算結(jié)果基本一致。

4 晚白堊世-古近紀(jì)非成礦巖體特征

圖6 騰沖地塊晚白堊世-古近紀(jì)成礦巖體與非成礦巖體鋯石εHf(t)-年齡圖(a)及全巖εNd(t)-(87Sr/86Sr)i圖(b)(據(jù)徐容等, 2018)數(shù)據(jù)來(lái)源：圖a據(jù)Xu et al., 2012; 高永娟等, 2014; Chen et al., 2015; 林進(jìn)展等, 2015; Qi et al., 2015; Cao et al., 2016, 2017;圖b據(jù) Chen et al., 2015Fig.6 Plots of zircon εHf(t) vs. ages (a) and whole-rock εNd(t) vs. (87Sr/86Sr)i (b) for the Late Cretaceous-Paleogene mineralized and unmineralized granitoids in Tengchong block (after Xu et al., 2018)Data sources: Xu et al., 2012; Gao et al., 2014, 2016, 2017; Chen et al., 2015; Lin et al., 2015; Qi et al., 2015 in Fig.6a; Chen et al., 2015 in Fig.6b

晚白堊世古永巖基由北向南主體由三岔河巖體(65Ma)、古永巖體(76～72Ma)、侯橋巖體(69～65Ma)、磁洲壩巖體(68～65Ma)、老坪巖體(76.6Ma)、新岐巖體(76～73Ma)、綺羅巖體(73.2Ma)和象陀山巖體(65.0Ma)組成(Xuetal., 2012; Chenetal., 2015; Qietal., 2015; 周新平等, 2015)。巖體出露面積在16km2(綺羅巖體)～160km2(磁州壩巖體)，均以黑云母二長(zhǎng)花崗巖為主，除侯橋巖體呈粗粒結(jié)構(gòu)，其它巖體均呈粗粒似斑狀結(jié)構(gòu)。與同時(shí)期的小龍河錫礦床成礦巖體相比，兩者在礦物組成上基本相同，但在元素組成上有明顯差異。主量元素?cái)?shù)據(jù)顯示，非成礦巖體同樣表現(xiàn)為高硅富堿的二長(zhǎng)花崗巖特征(圖3a)，屬于高鉀鈣堿性-鉀玄巖系列過(guò)渡系列(圖3c)，但其SiO2含量(平均72.8%)和堿質(zhì)含量(Na2O+K2O平均7.89%)均比同時(shí)期成礦巖體低。除綺羅巖體表現(xiàn)出強(qiáng)過(guò)鋁質(zhì)的特征外(A/CNK=1.14～1.17)，其他巖體均表現(xiàn)為準(zhǔn)鋁質(zhì)-弱過(guò)鋁質(zhì)特征(A/CNK平均值為1.0)(圖3b)。根據(jù)Fe2O3/FeO比值, 侯橋(0.50)、磁州壩(0.75)、綺羅(0.51)、象駝山巖體(0.18)氧逸度較低，屬鈦鐵礦系列，三岔河巖體(1.16)和老坪巖體(1.35)氧逸度較高，屬磁鐵礦系列(Qietal., 2015; 周新平等, 2015)(圖3d)。微量元素?cái)?shù)據(jù)顯示，晚白堊世非成礦巖體的結(jié)晶分異程度比同期小龍河錫礦床成礦巖體低，具體表現(xiàn)在，大離子親石元素(LILE)Rb、K 、Th、U、Zr、Hf和高場(chǎng)強(qiáng)元素Nb、Ta的富集程度較低(圖4a, c)，稀土總量較低，整體表現(xiàn)為輕稀土富集的右傾模式(ΣLREE/ΣHREE平均為10.3)，Eu負(fù)異常較弱(δEu平均0.42)(圖4b, d)。Zr/Hf比值范圍較集中25.2～43.1，平均值為30.9，和未經(jīng)鋯石結(jié)晶分異的普通花崗巖類似， Rb/Sr比值(0.67～11.18，平均值為3.19)較小，同時(shí)巖漿分異指數(shù)(DI平均值為86.3)較低，在Rb-Ba-Sr高分異花崗巖判別圖解中(圖5)，大部分樣品集中在普通花崗巖區(qū)域內(nèi)，少量為高分異花崗巖。根據(jù)全巖Zr含量，由鋯飽和溫度計(jì)得出(Watson and Harrison, 1983)，晚白堊世非成礦巖體巖漿初始結(jié)晶溫度范圍為674～986℃，平均813℃。

古近紀(jì)非成礦巖體主體分部主要由西盈江地區(qū)那邦-銅壁關(guān)巖體(56～52Ma)組成 (Xuetal., 2012; Maetal., 2014)。近幾年又有許多小型古近紀(jì)侵入巖體，在勐連、小塘巖體中發(fā)現(xiàn)(高永娟等, 2014；巫嘉德等，2015)。西盈江地區(qū)巖體則由花崗閃長(zhǎng)巖、片麻狀花崗巖和二長(zhǎng)巖組成，主微量元素成分變化較大，SiO2含量62.71%～78.68%，K2O含量1.62%～7.40%，整體表現(xiàn)為高鉀鈣堿性，弱過(guò)鋁質(zhì)花崗巖。微量元素特征與晚白堊世非成礦巖體類似(圖4a, c)，巖漿分異指數(shù)(DI平均值為84.2)低，稀土總量低且元素分布具有“海鷗型”的特征(ΣLREE/ΣHREE平均為12.6)，Eu負(fù)異常較弱(δEu平均0.57)(圖4b, d)，表明古近紀(jì)非成礦巖體結(jié)晶分異程度較低(圖5)。根據(jù)全巖Zr含量，由鋯飽和溫度計(jì)得出(Watson and Harrison, 1983)，古近紀(jì)非成礦巖體巖漿初始結(jié)晶溫度范圍為674～865℃，平均779℃。

晚白堊世-古近紀(jì)非成礦巖體εHf(t) 值分布范圍較大(-15.1～+3.39)，其中晚白堊世古永巖體(平均值-9.7)，侯橋巖體(平均值-9.6)、磁州壩巖體(平均值-9.7)、綺羅巖體(平均值-9.7)的εHf(t)值與成礦巖體類似，晚白堊世老坪巖體(平均值-7.5)、三岔河(平均值-7.4, Qietal., 2015)以及古近紀(jì)騰梁地區(qū)巖體(平均值-6.9，高永娟等，2014)，銅壁關(guān)巖體(平均值-7.6, Xuetal., 2012)，εHf(t)值均比成礦巖體略高，西部那幫巖體(～53Ma)出現(xiàn)正的εHf(t)值(平均1.52)(圖 6a)。從空間分布上看，從東北到西南，εHf(t) 表現(xiàn)出逐漸升高的趨勢(shì)，反映巖漿源區(qū)地幔物質(zhì)加入量有逐漸增多的趨勢(shì)(Xuetal., 2012)。

5 討論

5.1 巖漿源區(qū)

根據(jù)成礦巖體鋯石Hf同位素和全巖Nd同位素?cái)?shù)據(jù)，晚白堊世-古近紀(jì)成礦巖體的εNd(t) 平均值為-11.9，對(duì)應(yīng)二段模式年齡(tDM2)為1836Ma(Chenetal., 2015)，鋯石εHf(t)平均值為-9.7，對(duì)應(yīng)二階段模式年齡為1724Ma(Chenetal., 2015；林進(jìn)展等, 2015；Caoetal., 2016)；表明礦區(qū)成礦巖體源于古老地殼物質(zhì)的重熔。因此，成礦元素錫很可能也來(lái)自古老地殼物質(zhì)。毛景文(1988)認(rèn)為，騰沖地塊古元古代高黎貢山群為成礦巖體的巖漿源區(qū)，不僅因?yàn)槌傻V巖體Nd同位素和鋯石Hf同位素的二階段模式年齡計(jì)算結(jié)果與之相符，更因?yàn)楦呃柝暼旱貙又械腻a含量較高，其中錫、銣、鋰的含量比地殼克拉克值高出2～4倍，局部片巖、片麻巖Sn含量可分別高達(dá)24.2×10-6和32.7×10-6(毛景文, 1988; 毛景文等, 1991)。

這一結(jié)論看似合理，但卻與成礦巖體的巖石地球化學(xué)特征不符。成礦巖體具有高分異花崗巖特征，但其鋁飽和指數(shù)卻偏低，A/CNK平均值平均值僅為1.05，基本呈現(xiàn)準(zhǔn)鋁質(zhì)-弱過(guò)鋁質(zhì)特征(圖 3b)，而高黎貢山群是一套中深變質(zhì)沉積巖系，恢復(fù)后原巖主要為泥質(zhì)砂巖與粉砂質(zhì)泥巖、鈣質(zhì)砂巖夾灰?guī)r和少量中基性火山巖、火山碎屑巖(李靜等, 2008(1)李靜, 張虎, 曾慶榮, 胡紹斌, 彭程, 趙云江, 余賽贏, 鄧仁宏, 趙志芳, 包家鳳. 2008. 騰沖縣幅和潞西市幅1/25萬(wàn)區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報(bào)告. 昆明: 云南省地質(zhì)調(diào)查院)。當(dāng)高黎貢山群發(fā)生部分熔融時(shí)很可能產(chǎn)生過(guò)鋁質(zhì)巖漿，而在過(guò)鋁質(zhì)巖漿的分異演化過(guò)程中，鋁不飽和礦物(如角閃石、黑云母、長(zhǎng)石、石英等主要造巖礦物)發(fā)生結(jié)晶分離會(huì)導(dǎo)致殘余巖漿中的鋁含量會(huì)越來(lái)越高，而白云母、堇青石、剛玉等過(guò)鋁質(zhì)礦物只有在過(guò)鋁質(zhì)巖漿中才能發(fā)生結(jié)晶分離，且這些過(guò)鋁質(zhì)礦物的結(jié)晶分離不會(huì)改變巖漿的過(guò)鋁質(zhì)性質(zhì)。因此，在沒(méi)有外界物質(zhì)混入的條件下，無(wú)論過(guò)鋁質(zhì)巖漿是否發(fā)生高分異演化，都將形成過(guò)鋁質(zhì)花崗巖。而成礦巖體和大部分非成礦巖體均顯示準(zhǔn)鋁制或弱過(guò)鋁質(zhì)特征，因此其源區(qū)可能并非高黎貢山群變質(zhì)沉積巖。此外，成礦巖體的鋯石Hf同位素(1724Ma)和全巖Nd同位素(1836Ma)計(jì)算所得的二階段模式年齡基本一致，這表明源區(qū)巖石自形成之后始終保持相對(duì)封閉狀態(tài)，即在發(fā)生部分熔融前，源區(qū)巖石未遭受過(guò)強(qiáng)烈的化學(xué)風(fēng)化作用，在部分熔融過(guò)程中又無(wú)幔源物質(zhì)加入或沉積巖混染。而高黎貢山群變質(zhì)沉積巖作為強(qiáng)烈風(fēng)化作用后的產(chǎn)物，風(fēng)化過(guò)程中大量的礦物分解和物質(zhì)流失會(huì)導(dǎo)致原巖Sm-Nd及Lu-Hf同位素體系的破壞，因此由高黎貢山變質(zhì)沉積巖部分熔融形成的花崗巖其Hf同位素、Nd同位素二階段模式年齡結(jié)果無(wú)法耦合。由此也可推斷騰沖地塊錫礦床成礦巖體的巖漿源區(qū)并非高黎貢山群變質(zhì)沉積巖。

根據(jù)區(qū)域非成礦巖體εHf(t)值，晚白堊世古永巖體(平均-9.7)，侯橋巖體(平均-9.6)、磁州壩巖體(平均-9.7)、綺羅巖體(平均-9.7)與成礦巖體(平均-9.7)類似，但僅綺羅巖體表現(xiàn)出強(qiáng)過(guò)鋁質(zhì)特征(A/CNK=1.14～1.17)，其他巖體均表現(xiàn)為準(zhǔn)鋁質(zhì)-弱過(guò)鋁質(zhì)特征，因此推斷綺羅巖體的巖漿源區(qū)可能為泥質(zhì)沉積巖，也可能是巖漿侵位過(guò)程中受到了泥質(zhì)沉積巖的同化混染，而非成礦巖體(古永、侯橋、磁州壩巖體)與成礦巖體具有相同的巖漿源區(qū)。晚白堊世其他非成礦巖體如老坪巖體(平均-7.5)、三岔河(平均-7.4)以及西部的古近紀(jì)騰梁地區(qū)巖體(平均-6.9)，銅壁關(guān)巖體(平均-7.6)的εHf(t)值均比成礦巖體高，至騰沖地塊西端那幫巖體(～53Ma)出現(xiàn)正的εHf(t)值(平均+1.52)?？臻g上自東向西、年齡上從老到新，展現(xiàn)出εHf(t)值逐漸增大的趨勢(shì)，可能表明源區(qū)發(fā)生部分熔融過(guò)程中幔源物質(zhì)加入量有逐漸升高的趨勢(shì)(Xuetal., 2012)。騰沖地塊地層中玄武巖的錫含量?jī)H為1.61×10-6(毛景文等，1991)，低于上地殼Sn 的平均豐度(2.1×10-6)，所以幔源物質(zhì)的加入不利于富錫花崗巖的形成。

5.2 結(jié)晶分異程度

相比于區(qū)域非成礦花崗巖體，騰沖地塊富錫成礦巖體顯示明顯高分異特征，例如礦區(qū)巖體均呈復(fù)式巖體產(chǎn)出，古近紀(jì)來(lái)利山巖體由中粗粒黑云母二長(zhǎng)花崗巖和似斑狀黑云母二長(zhǎng)花崗巖組成，晚白堊世小龍河礦區(qū)成礦巖體包括似斑狀、中粗粒和細(xì)粒黑云母二長(zhǎng)花崗巖，此外中粗粒黑云母二長(zhǎng)花崗巖中常發(fā)育似偉晶結(jié)構(gòu)的包體和細(xì)晶巖脈，礦物中含有鋰白云母、電氣石、螢石等富含揮發(fā)分的礦物，這些均是巖漿發(fā)生高度結(jié)晶分異的顯著巖相學(xué)標(biāo)志(吳福元等，2017)；在元素組成上，成礦巖體通常高硅、富堿，貧鎂鐵，富集大離子親石元素和高場(chǎng)強(qiáng)元素(K、Rb、Th、U、Zr、Hf)，虧損Sr、Ba、P、Ti、Eu(圖 4a, c)，高Rb/Sr比值(圖 5)、高巖漿分異指數(shù)、且稀土元素呈現(xiàn)明顯的四分組效應(yīng)(圖 4b, d)。據(jù)研究，稀土元素的四分組效應(yīng)是富含揮發(fā)分(F、Cl、B等)的殘余巖漿在結(jié)晶分異晚期出溶流體和熔體發(fā)生相互作用的結(jié)果(吳福元等，2017)。

巖漿分異演化作用是錫在巖漿中發(fā)生富集的重要途徑(Lehmann, 1990; Blevin and Chappell, 1992; 陳駿等, 2000; Gomes and Neiva, 2002; Chenetal., 2013)，在巖漿分異演化過(guò)程中，礦物的結(jié)晶分離直接影響殘余熔體中Sn的含量，例如，錫在石英、鉀長(zhǎng)石和斜長(zhǎng)石中的分配系數(shù)很小，這些礦物的結(jié)晶分離將導(dǎo)致殘余熔體中錫的富集(陳駿等, 2000; 隋清霖等，2020)；錫在角閃石、黑云母和Fe-Ti副礦物中的分配系數(shù)很高，這些礦物結(jié)晶分離會(huì)使殘余熔體中錫含量下降(Lehmann, 1990; 陳駿等, 2000; 隋清霖等，2020)。通過(guò)巖漿的高分異演化過(guò)程，巖漿中的錫含量可以富集到平均地殼的10倍以上(陳駿等, 2000)。因此，在無(wú)富錫源區(qū)的背景下，騰沖地塊富錫花崗巖的形成更可能是普通巖漿發(fā)生高分異作用的結(jié)果，但受控于錫本身的地球化學(xué)性質(zhì)，巖漿結(jié)晶分異過(guò)程中溫壓條件、氧逸度和揮發(fā)分對(duì)巖漿中錫的富集程度有重要影響(Ishihara, 1977; Ishiharaetal., 1979; 蔣少涌等, 2006; Maoetal., 2013; Wolfetal., 2018)。鑒于此，盡管區(qū)域非成礦巖體如老坪巖體(Qietal., 2015)和古近紀(jì)騰梁地區(qū)花崗巖(高永娟等, 2014)也具有高分異花崗巖的特征，但老坪巖體(Fe2O3/FeO=1.35)氧逸度較高，屬磁鐵礦系列，而古近紀(jì)騰梁地區(qū)花崗巖在源區(qū)部分熔融時(shí)有幔源物質(zhì)混入，這些均不利于錫在晚期巖漿中發(fā)生富集。

圖7 騰沖地塊晚白堊世-古近紀(jì)成礦巖體源區(qū)部分熔融相圖(據(jù)wolf et al., 2018)綠線代表黑云母分解線；橙線代表固相線，陰影區(qū)有熔體出現(xiàn)；黃星代表騰沖地塊錫成礦巖體源區(qū)黑云母分解的最小溫壓條件Fig.7 Equilibrium phase diagram for partial melting of the Late Cretaceous-Paleogene mineralized granitoids in Tengchong block (after wolf et al., 2018)The green line denotes biotite-out line. The orange line represents the solidus and shaded elds contain melt. The yellow star stands for the least pressure and corresponding temperature of biotite decomposition in the magma origin of the Sn mineralized granitoids in Tengchong block

5.3 巖漿演化條件

5.3.1 溫壓條件

溫壓條件控制著源區(qū)含錫礦物的分解，Sn在巖體中多以類質(zhì)同象的方式存在于含F(xiàn)e、Ti、Nb、Ta的礦物中，如角閃石、黑云母，磁鐵礦、金紅石、榍石、鈦鐵礦、鈮鉭鐵礦等(Linnen and Cuney, 2005; Fargesetal., 2006; 王汝成等, 2008)。只有含錫礦物發(fā)生分解，Sn才能順利進(jìn)入熔體中。據(jù)研究，騰沖地區(qū)莫霍面的深度在47～35km之間，且從東北到西南有變淺的趨勢(shì)。在騰沖地區(qū),除去地表未出露的寒武系、奧陶系、志留系以外,從白堊系到前寒武系,累計(jì)厚度約26km, 高黎貢群厚15000m，且尚未見(jiàn)底。由于我們推測(cè)成礦巖體的巖漿源于高黎貢山群中的變質(zhì)花崗巖體，因此，巖漿起源深度可能位于地下30km。若按照巖石密度為2.8g/cm3計(jì)算，30km處的凈巖壓力為8.2kbar，此時(shí)黑云母的最低分解溫度為860℃(圖7)。由全巖Zr飽和溫度計(jì)(Watson and Harrison, 1983)得出的成礦巖體的初始固結(jié)溫度最高達(dá)1066℃，若按照地殼平均地?zé)崽荻葹?5℃/km計(jì)算，在地溫梯度影響下30km的地下僅能達(dá)到750℃，此溫度無(wú)法使黑云母的分解，更離1066℃的初始固結(jié)溫度相去甚遠(yuǎn)，因此源區(qū)部分熔融過(guò)程很可能受到地幔熱的影響。

騰沖地塊晚白堊世-古近紀(jì)的巖漿活動(dòng)形成于新特提斯洋俯沖的構(gòu)造背景下。新特提斯洋的演化始于中侏羅世，至晚白堊世時(shí)期，新特提斯洋由低角度俯沖轉(zhuǎn)變成高角度俯沖，這為軟流圈上涌提供了通道，同時(shí)導(dǎo)致弧后地殼持續(xù)加厚和隆升，當(dāng)隆升至頂點(diǎn)時(shí)引發(fā)加厚地殼的伸展垮塌，在弧后拉張的環(huán)境下，地殼發(fā)生減壓熔融形成晚白堊世巖漿活動(dòng)(Xuetal., 2012; Chenetal., 2015; Caoetal., 2016; Wuetal., 2019)；到古近紀(jì)時(shí)期，俯沖板片回撤和斷離導(dǎo)致軟流圈上涌加速了地殼物質(zhì)熔融，并形成了古近紀(jì)花崗巖(Chenetal., 2014; Caoetal., 2017; Wuetal., 2019)。在上述巖漿形成過(guò)程中，均可能受地幔熱的影響。在巖漿分異演化過(guò)程中揮發(fā)分大量聚集，促進(jìn)了巖漿結(jié)晶分異作用形成高分異花崗巖。

5.3.2 氧逸度

氧逸度對(duì)源區(qū)含錫礦物的分解和巖漿分離結(jié)晶過(guò)程中錫的富集程度均有重要影響。實(shí)驗(yàn)證明，黑云母、榍石、磁鐵礦等含錫礦物穩(wěn)定性隨氧逸度升高而增加，因此高氧逸度不利于Sn從含錫礦物中遷出，從而會(huì)導(dǎo)致熔體中虧損Sn (Wolfetal., 2018; 隋清霖等, 2020)。此外，當(dāng)氧逸度較高時(shí)，巖漿中的錫主要以Sn4+形式存在(Linnenetal., 1995)。由于Sn4+(0.061nm)的離子半徑與Ti4+(0.061nm)、Nb5+(0.064nm)、Ta5+(0.064nm)、Fe3+(0.065nm)十分相近，在結(jié)晶分異過(guò)程中Sn4+容易以類質(zhì)同象的方式進(jìn)入早期結(jié)晶的含鐵、鈦、鈮、鉭的礦物(如角閃石、黑云母、磁鐵礦、鈦鐵礦、榍石、金紅石等)中(Linnen and Cuney, 2005; Fargesetal., 2006; 王汝成等, 2008)，因此不易在晚期熔體中發(fā)生富集;而當(dāng)氧逸度較低時(shí)，則Sn在巖漿中主要以Sn2+形式存在，由于Sn2+離子半徑偏大(0.093nm)很難進(jìn)入礦物晶格，因此易于在晚期熔體中發(fā)生富集(Blevin and Chappel, 1992; Fargesetal., 2006; Wangetal., 2017)。

騰沖地塊小龍河和來(lái)利山成礦花崗巖中磁鐵礦較少出現(xiàn)，常見(jiàn)鈦鐵礦，且Fe2O3/FeO比值(平均值0.48)較低，屬于鈦鐵礦系列，在Fe2O3/FeO-SiO2圖解上，均落入典型Sn礦床區(qū)內(nèi)(圖3d)，表明巖漿氧逸度較低，有利于源區(qū)含錫礦物的分解和遷出以及巖漿結(jié)晶分異過(guò)程中錫的富集。區(qū)域非成礦巖體中，老坪(Fe2O3/FeO=1.35)和三岔河巖體(Fe2O3/FeO=1.16)均屬磁鐵礦系列(圖3d)，其較高的巖漿氧逸度可能是錫在巖漿中未發(fā)生富集的重要原因。

5.3.3 揮發(fā)分

騰沖地塊小龍河和來(lái)利山礦區(qū)的成礦巖體中常發(fā)育鋰鐵云母、螢石、黃玉、鋰電氣石、綠柱石等礦物，表明巖漿分異過(guò)程中存在大量的揮發(fā)分(Li、B 、F等)。揮發(fā)分元素是巖漿發(fā)生高分異演化的促進(jìn)劑。實(shí)驗(yàn)研究表明，熔體中加入F可導(dǎo)致熔體粘度呈指數(shù)降低，且熔體降低粘度的效應(yīng)隨著SiO2含量的增加而增強(qiáng)，巖漿粘度降低可有效促進(jìn)礦物的結(jié)晶分離(Thomasetal., 2000; 張德會(huì)等, 2004)；當(dāng)體系F含量達(dá)到6%時(shí)，鈉長(zhǎng)花崗巖的固相線溫度會(huì)下降至475℃(Manning and Henderson, 1984)，固相線溫度下降延長(zhǎng)了巖漿壽命，為巖漿的結(jié)晶分異作用提供了充分的時(shí)間(Websteretal., 1997)。毛景文(1988)根據(jù)包裹體測(cè)定、二長(zhǎng)石溫度計(jì)和Ab-Or-Q實(shí)驗(yàn)相圖初步確定騰沖地區(qū)富錫成礦巖體的最低固結(jié)溫度范圍為650～550℃, 侵位深度為4～1km，而巖漿源區(qū)至少在30km的下地殼，部分熔融溫度至少在1066℃。在揮發(fā)分元素的影響下，巖漿在經(jīng)歷了如此長(zhǎng)距離的侵位和漫長(zhǎng)的演化過(guò)程后才逐漸冷卻固結(jié)，在此過(guò)程中石英、鉀長(zhǎng)石和斜長(zhǎng)石等造巖礦物的大量結(jié)晶分離會(huì)使錫在殘余巖漿中的濃度升高，因此揮發(fā)分通過(guò)延長(zhǎng)巖漿結(jié)晶分異過(guò)程，間接促進(jìn)了錫在熔體中的富集。

6 結(jié)論

(1)騰沖地塊晚白堊世-古近紀(jì)富錫成礦巖體可能源于高黎貢山群中未遭受風(fēng)化作用的變質(zhì)花崗巖體的部分熔融。

(2)成礦巖體源區(qū)至少位于地下30km處，部分熔融過(guò)程中很可能受地幔熱源的影響；幔源物質(zhì)錫含量低，非成礦巖體中幔源物質(zhì)的混入不利于錫的富集。

(3)成礦巖體屬鈦鐵礦系列，富含揮發(fā)分，且結(jié)晶分異程度高，成礦巖體中錫的富集主要是低氧逸度條件下巖漿發(fā)生高分異演化的結(jié)果。

致謝本文野外地質(zhì)資料得到云南省騰沖縣金山地礦科技服務(wù)有限責(zé)任公司肖常先工程師、陳國(guó)相工程師、黃體莊工程師、嚴(yán)大炳書(shū)記、舒家良經(jīng)理以及其他工作人員的幫助，在此感謝各位的支持；感謝鄧軍教授和王慶飛教授對(duì)本文的指導(dǎo)；感謝兩位匿名評(píng)審人對(duì)本文詳細(xì)而全面的審閱，他們的意見(jiàn)使本文的質(zhì)量得到很大提升。