造山期后花岗岩
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发布时间：2022-04-26 23:16
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时间：2022-06-19 22:29
岩浆活动时限为73～135 Ma，高峰期集中于87 Ma，主体分布在义敦岛弧的弧后区，岩体的侵位深度较浅，最年轻地层为上三叠统喇嘛垭组。与前两类花岗岩不同的是，这类岩体在岩石化学成分上以富碱，贫水，富Zr、Nb、REE、Ta为特征，并且产生于深源浅成环境，属于A型花岗岩类。另外，岩体和围岩的侵入关系十分明显，在和砂泥质围岩接触时，在其外接触带普遍产生角岩化，和碳酸盐岩接触时常形成接触交代矽卡岩。伴随热液交代作用，在一些岩体的内外接触带发育了广泛的多金属矿化，特别是锡矿化。因而，该期岩体的主体——高贡-措莫隆花岗岩带也常称之为锡多金属矿化带。所以，对这套花岗岩的深入研究具有重大意义。
（一）成岩时代
这套花岗岩侵入的地层基本均为上三叠统，其中最广泛的是图姆沟组，但盖层除第四系外，还未见比上三叠统更新的地层。
岩体的同位素年龄前人已做了不少，例如：石渠高贡岩体黑云母的K-Ar年龄为87～116Ma（成都地矿所，1985）；巴塘措莫隆岩体黑云母的40Ar-39Ar年龄为77～85Ma（成都地矿所、中科院地质所，1990），中甸热林岩体的Rb-Sr年龄为80Ma（云南地质研究所，1995）。
作者也对一些与成矿有关岩体开展了同位素年龄工作，其中对渣陇、连龙、休瓦促3个岩体用Rb-Sr等时线法测定了全岩年龄（表2-2，图2-9，图2-10，图2-11），对绒依措岩体中的钾长石用K-Ar法测定了成岩年龄。
表2-2 渣陇等岩体Rb-Sr同位素年龄数据
图2-9 渣陇岩体Rb-Sr全岩等时线图
图2-10 连龙岩体Rb-Sr全岩等时线图
3个岩体的同位素年龄分布在101～81 Ma，与前人的年龄研究结果非常吻合，即它们均形成于燕山运动晚期，且似有从北向南变新的趋势。
（二）产状及岩石学
岩体的规模与弧花岗岩相比要小得多，以岩基产出者很少，绝大多数为岩株、岩瘤，而且常为复式岩体，形态很不规则。岩性绝大多数为黑云母二长花岗岩，少数为黑云母钾长花岗岩，具有偏碱性特点。岩体中富挥发组分矿物，黑云母的含量有时高达15%。岩体侵位在中—浅深度。由于岩体中集聚了巨大热能和流体，因此与围岩的热接触变质作用普遍发育。岩体侵位受区域构造控制明显。
图2-11 休瓦促黑云二长花岗岩的Rb-Sr全岩等时线图
1.石渠县渣陇岩体
岩体呈NE—SW向伸展的不规则椭圆形，出露面积约4km2，与上三叠统砂板岩系呈侵入接触，接触面呈弯曲波状。围岩有明显的热接触变质晕，晕宽一般在300～1000m。岩体具岩相分带，中心呈粗中粒花岗结构，中外部具似斑状结构，斑晶含量从5%～25%。岩石的组成矿物主要为斜长石、钾长石、石英、黑云母，副矿物有磷灰石、褐帘石、锡石、电气石、锆石、磁铁矿等。斜长石呈板状，聚片双晶发育；钾长石呈他形不规则状，具条纹构造；石英呈他形粒状，常具波状消光；黑云母呈不规则片状，广泛被绿泥石交代，有明显的析钛现象；褐帘石呈柱粒状，多包于黑云母中；磷灰石和锆石呈柱状或柱粒状多包于长石中。钾长石为20%～25%；斜长石为30%～35%；石英为25%～30%；黑云母为5%～10%，副矿物以褐帘石含量最高，约0.1%。岩性主体为二长花岗岩。
2.连龙岩体
岩体主体尚未完全暴露出现，现由3个呈NNW向展布的小岩株组成，出露总面积约0.23 km2。岩石具粗中粒花岗岩结构，块状构造。主要组成矿物有斜长石（35%）、钾长石（33%）、石英（25%）、黑云母（7%）；副矿物有磷灰石、锆石、锡石、电气石、磁铁矿。岩性为黑云母二长花岗岩。岩体侵入于上三叠统图姆沟组含泥质和粉砂质的灰岩中。岩体与灰岩接触带上发育矽卡岩，伴随有Sn、Ag多金属矿化。岩体中黑云母被绿泥石交代强烈析铁析钛。锡石呈菱形或柱粒状，包于石英中或粒间分布；电气石呈柱状，具横裂纹包于石英中。
3.绒依措岩体
岩体位于夏塞银多金属矿床南约2 km处，面积约122 km2，岩体从中心向边缘有明显的岩相变化，依次为中粗粒花岗结构→不等粒花岗结构→交代残留结构。中心相的矿物组成为斜长石（30%）、钾长石（30%）、石英（30%）、黑云母（8%）。钾长石呈不规则板状，具条纹构造，颗粒内常见斜长石的交代残留，构成交代条纹长石。黑云母析铁明显。副矿物有褐帘石、磷灰石、电气石、锆石、磁铁矿。电气石呈柱状，具横裂纹，锆石呈柱粒状，包于斜长石或石英中。磷灰石有两种形态，一种呈细小的柱粒状，包于斜长石等矿物中；另一种呈粗大的他形粒状随黑云母一起分布，粒径可达1.5 mm，反映岩体经历过磷的活化聚集过程。岩石为块状构造，岩性主体为粗中粒黑云母二长花岗岩。
4.措莫隆岩体
出露长1.28 km，宽0.14～0.52 km，NW延伸，侵入的围岩为上三叠统图姆沟组，岩体为似斑状中—粗粒黑云母钾长花岗岩，主要由钾长石（46%）、斜长石（含量17.3%，An=37%）、石英（30%）、黑云母（5%）等组成。副矿物有电气石、锆石、磷灰石等。
5.热林岩体
分布于主弧带南端，出露面积约6.5 km2，NW向分布，主体为似斑状中—细粒黑云母二长花岗岩，主要由钾长石（25%）、斜长石（24%，An=28）、石英（25%）、黑云母（4%～10%）组成，副矿物中锆石，磷灰石较多，电气石次之。岩体有明显的岩相分带，由于岩体的侵入，在其围岩——图姆沟组板砂岩中形成范围较大的角岩化带。
（三）岩石地球化学
1.常量元素
该带花岗岩SiO2含量在73.78%～76.26%，比典型的花岗岩明显偏高，并且变化范围小，反映岩浆侵位固结之前经历了充分的分异作用。Na2O+K2O含量在7.16%～8.41%，普遍是K2O含量多于Na2O。在K2O-SiO2图上（图2-12），位于高K钙碱性岩区。碱质指数为0.60～0.67，尚未达到碱性岩系的最低值0.87，反映出钙碱性岩系的特点。在A/NK-A/CNK图上（图2-13），都落在过铝质岩区，但靠近分界线，反映岩浆属弱过铝质。符合Eby，G.N，（1992）对A型花岗岩的定义。
图2-12 造山后花岗岩的K2 O-SiO2图
图2-13 后造山花岗岩A/NK-A/CNK图
2.微量元素
各岩体洋中脊玄武岩标准化后的微量元素分布曲线见图2-14，图中曲线的分布形式清楚地反映出这些岩体经历了相似的演化途径，均以Rb强烈富集，Sr、P、Ti强烈亏损为特点。高场强元素和重稀土元素含量普遍较高。强不相容元素Rb强烈富集说明岩浆分异作用进行得很充分；Sr强烈亏损可能与斜长石大量分离有关；Ba亏损反映岩体远离岛弧的陆内岩浆作用特点；高场强元素Nb、Ta相对富集，特别是Ta峰的形成，说明岩浆作用已经远离岛弧；P和Ti的明显亏损说明磷灰石和钛铁矿也已从岩浆中强烈分离；重稀土元素较高意味着岩浆源区没有石榴子石残留。就单个岩体来讲，由微量元素分馏所反映的岩浆演化过程并不完全一致，渣陇岩体和绒依措岩体微量元素分馏高度一致，反映了岩浆分异过程的均一性。相比之下，连龙岩体局部（图2-14 b）出现不协调性，与总体趋势相比，其P、Ti相对富集，而Y、Yb轻度亏损，可能反映了两期岩浆活动源区条件发生了变化。这种变化可能与石榴子石在源区残留有关。
图2-14 造山后花岗岩微量元素标准化模式图
3.稀土元素
区内与Sn、Ag、W、Mo矿化相关的花岗岩的稀土元素总量总体是稳定的，REE含量为111.17×10-6～252.33×10-6，轻重稀土分馏不明显，w（La）/w（Yb）比绝大部分在2.46～5.99之间。个别岩体也可出现明显的分馏，w（La）/w（Yb）达21.99。由于这些花岗岩均具有强烈的Eu亏损，δEu为0.04～0.44，从而使经球粒陨石标准化后的分配曲线呈标准的“燕”型展布（图 2-15），反映出鲜明的壳源花岗岩的特点。强烈负Eu异常的存在与Sr的强烈亏损一致，共同指示着斜长石分离对岩浆分异演化起了重要作用。热林岩体的Eu负异常相对较小，则和该岩体中斜长石较多，剥蚀较深有一定关系。
（四）岩浆作用的构造环境
在用常量元素的综合指数R1-R2图中（图 2-3）这类花岗岩都落在造山后花岗岩区或晚构造—后构造花岗岩区，反映了一种弧—陆碰撞后陆壳隆升伸展的应力*。在w（FeO*）/w（FeO*+MgO）-w（SiO2）图上（图2-16），这些花岗岩也都落在造山后区。在w（TiO2）-w（SiO2）图上（图2-17）进一步显示出它们的形成与*边缘造陆隆升有关。上述结果与这类花岗岩在岛弧带中所处的位置是吻合的。在Pearce（1984）花岗岩构造环境判别图上（图2-4），该类花岗岩大多数位于板内花岗岩区，部分向同碰撞区过渡。这种分布特点指示着一种碰撞造山后的形成环境。
图2-15 造山后花岗岩的稀土元素标准化模式图
图2-16 造山后花岗岩的w（Fe*）/w（FeO*+MgO）-w（SiO2）图
图2-17 后造山花岗岩的w（TiO2）-w（SiO2）图
（五）成岩机制讨论
1.源区性质和成分特点
通过对岩体的岩石化学、微量元素、稀土元素及同位素年龄的讨论，可以发现这条造山后花岗岩带主要产生于地壳浅层，是地壳浅部物质再度活化分异的结果。在常量元素综合指数R1-R2图上（图2-18 a），岩体主要分布于地壳浅成花岗岩附近。仅有连龙岩体显示出不均一性，个别样品中有部分深源基性物质参与。
图2-18 后造山花岗岩岩石成因判别图
微量元素Co、Zr由于具有截然不同的地球化学性质，在岩浆演化中表现出不同的行为，因而对岩浆过程具有示踪作用。在基性岩浆中，Co是强相容元素，它随着橄榄石、辉石等铁镁矿物的结晶分离其含量急剧降低。Zr则相反，它在岩浆作用中表现出强烈的不相容性，主要以副矿物锆石的形式从岩浆中分离。而锆石的分离结晶除了受岩浆的温度和碱度影响之外，岩浆的酸度（SiO2含量）也是一个重要的控制因素。另外，岩浆演化在SiO2含量达到68%之前，锆石的结晶受到有效的抑制，只有在含量达到68%以后，才有锆石明显的结晶分离。因而在岩浆演化过程中，在w（Co）-w（Zr）相关图上（图2-18 b）从基性岩浆到酸性岩浆之间出现一演化间断，位于间断区的岩石反映是混合成因。本区的这类花岗岩在图中都位于酸性花岗岩一端，说明它们的形成与基性岩浆的结晶分离无关，而是来自地壳浅层岩石的直接改造。
图2-19 后造山花岗岩源岩性质判别图
Chappell and White（1992）研究碰撞造山后碱性花岗岩时指出，岩体中的CaO和Na2O含量可以反映源区粘土的丰度。Sylvester（1998）进一步指出碱性花岗岩中w（CaO）/w（Na2O）比值是沉积源区泥质组分多寡的良好指示剂。近年来，大量的熔融实验已证实，在以泥质岩和砂屑岩为原岩熔融产生的熔体中，其CaO和Na2O含量变化受温度、压力、H2O活度及源岩成分多种因素影响，但w（CaO）/w（Na2O）比值则主要反映源区斜长石与粘土含量的比例：由贫斜长石、富粘土的源岩（泥质岩）产生的熔体其w（CaO）/w（Na2O）比值比由富斜长石、贫粘土源岩（砂屑岩）产生的熔体低得多。后者的w（CaO）/w（Na2O）比与源岩持平或稍低。本区富碱花岗岩w（CaO）/w（Na2O）比值在0.14～0.42之间，明显低于页岩和硬砂岩的w（CaO）/w（Na2O）比（1.2和0.93），说明这些花岗岩主要是由富含泥质的沉积岩熔融形成的。在w（CaO）/w（Na2O）-w（Al2O3）/w（TiO2）相关图上（图2-19 a），本区花岗岩大都分布于泥质岩生成的熔体一端，反映了泥质岩在这些花岗岩源区的主导地位，并且不同地区、不同岩体之间泥质岩丰度及源区均一性还存在差异。绒依措花岗岩源区的泥质岩丰度最高且很均一；渣陇、高贡、措莫隆、热林诸岩体的源区含一定数量基性火山岩；连龙西直沟岩体源区的最大特点是成分不均一。同时，微量元素Rb、Sr、Ba的相关变化也为我们判断花岗岩源区特性提供了一致的信息（图2-19 b）。
2.熔融温度与熔融程度
实验研究表明，在泥质岩部分熔融过程中，随着熔融温度增高，石榴子石、铝硅酸盐、斜长石等含铝矿物呈残留相保存，这样就使熔体的Al2O3浓度基本保持不变。然而，TiO2却相反，由于黑云母、钛铁矿等含钛矿物随温度升高不断分解，熔体中TiO2浓度则不断升高。这样一来，富碱花岗岩熔体的形成温度就可以相对地由w（Al2O3）/w（TiO2）比值反映出来。w（CaO）/w（Na2O）-w（Al2O3）/w（TiO2）（图2-20）是天然泥质岩缺水条件下的实验结果，本区花岗岩在图中都落在过铝质花岗岩区，不同岩体在不同熔融温度（或程度）线上形成差异分布。绒依措岩体位于15%熔融线上，与7kbar、825℃时的熔体接近；渣陇和高贡岩体在35%熔融线附近，温度高于875℃，接近900℃；措莫隆、热林、休瓦促等岩体其熔融程度和温度还要更高些，连龙岩体依然以不均一为特点。
图2-20 后造山花岗岩与天然贫斜长石泥质岩熔融实验结果对比
3.花岗岩熔体的分异演化
与深源基性岩浆不同，在壳源深熔岩浆的形成和分异演化过程中，决定岩浆性质和走向的是长石及一些副矿物的熔融行为和结晶分离特点，镁铁矿物基本不起什么作用。对于斜长石和钾长石的行为，除了从常量元素CaO、Na2O、K2O含量进行判断外，微量元素Rb、Sr、Ba的浓度和比值及稀土元素Eu的异常特征也能给出可靠的信息。从微量元素蛛网图（图2-14）上可以清楚地看出，本区花岗岩以Rb高度富集，Sr强烈亏损为特点。Ba一般是亏损的，在个别样品中出现较大的变异性。Rb的富集与岩体富K2O相吻合，并且与该岩带所处的板（陆）内构造环境相一致。在远离俯冲带的缺水环境中，壳层岩石的熔融以钾长石优先发生，对斜长石不利，这已为大量的实验结果所证实。另一方面，由于本区花岗岩的源区以泥质岩为主、斜长石碎屑的含量本身就不高，单由这些斜长石在源区优先残留似乎还解释不了岩体中出现的强烈的Sr亏损和高的负Eu异常。看来在分熔熔体从源区分离之后的上升途中，冷凝的同时伴随着斜长石的结晶分离。从高场强元素分析，P、Ti、Zr的亏损似乎与副矿物磷灰石、钛铁矿、锆石在源区残留关系更大，因为从熔融条件来看，830～900℃的温度还不足以使这些副矿物充分熔融。稀土配分曲线呈水平的“燕”型，缺少中稀土（MREE）和重稀土（HREE）亏损，意味着岩浆源区不具备使角闪石和石榴子石大量残留的条件。
