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0 引言
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全球大型中温热液金矿床普遍发育同时期煌斑岩脉，但两者的成因关系一直模糊不清，主要存在“煌斑岩浆提供成矿物质”和“两者仅受控于相同的构造环境”两种不同的认识（Rock et al.，1989； Wyman et al.，1995； Craw et al.，2006； Tan et al.， 2012； Smithies et al.，2018①；许锋等，2018； Müller and Groves，2019）。尽管煌斑岩和金成矿关系尚存分歧，但普遍认为煌斑岩的系统研究对于认识同时空范围内金矿床的成因和深部地幔性质有着重要参考价值（Choi et al.，2020；王社全等，2022； Wang et al.，2022）。
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作为三江特提斯成矿带的重要组成部分，哀牢山金矿带自新元古代以来，经历了多期构造岩浆事件，发育多期成矿作用（杨立强等，2010；Wang et al.，2020）。该金矿带发育有镇沅、金厂、大坪和长安等 12 个大—中型矿床，累计探明储量超 200 t （Sun et al.，2009；蔡飞跃等，2010；郭欣和杜杨松，2010；杨立强等，2010）。大坪和长安是哀牢山金矿带南段重要的大型金矿床，其中大坪金矿为赋存在新元古代闪长岩和志留纪白云岩中的石英脉型金矿床，而长安金矿是赋存在奥陶纪浊积岩中浸染状金矿床（Yang et al.，2021a，2023）。
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长安金矿区地理坐标：东经 103°01'45.916″～103° 02'19.975″，北纬 22° 47'45.858″～22° 48'58.11″，经 20 多年几乎不间断的探采结合，累计查明金金属量已超过30 t。前人对长安金矿区的矿床地质和成矿流体特征等方面开展了较为系统的研究，初步查明了矿区的蚀变特征、成矿流体的温度、压力和盐度（张静等，2010；Zhang et al.，2014； 周云满等，2014，2017；Yang et al.，2021b）。但在矿区煌斑岩的年龄、成因及其与金矿床成因关系等方面的认识还相对薄弱，矿床类型属造山型或与富碱侵入岩有关的矿床、金来自围岩地层还是岩浆等还存有争议（和中华等，2008；张静等，2010； Wang et al.，2021）。
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基于上述问题，本文以新发现的含矿基性脉岩为研究对象，对其开展系统的岩相学、岩石地球化学和地质年代学研究，限定其形成时代、起源，并探讨其与金成矿作用的关系。该研究不仅可以深化对长安金矿成矿机制的认识，也可以为下一步找矿提供方向。
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1 地质背景
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长安金矿区由长安矿段与铜厂矿段组成。大地构造位置处于扬子陆块区（Ⅰ级）上扬子古陆块 （Ⅱ级）之盐源—丽江被动陆缘（Ⅲ级）的金平—海东陆棚（Ⅳ级）南西缘，被红河断裂和哀牢山断裂左行错移，呈三角状楔形夹持于哀牢山变质基底杂岩与哀牢山蛇绿混杂岩间（图1）。
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矿区主要含矿地层为滨海相潮下带-扇三角洲相砂泥岩、砾岩、局部夹板岩的下奥陶统向阳组 （O1x）和靠近碳酸盐台地潮坪相钙质砂岩夹白云岩透镜体的中奥陶统南板河组（O2n）。此外，还发育有典型碳酸盐台地相的跨时大坪子组（OSdp）细晶、条带、瘤状灰岩、中—上志留统康廊组（S2-3k）白云岩等。
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区内北东—南西向的推覆构造活动造就了次一级多期次的导矿和容矿断裂构造。构造带内可辨的构造形迹有4个构造世代：（1）古特提斯碰撞造山阶段，主要为挤压机制下形成的浅表部脆性变形，主要表现为以下奥陶统向阳组为核部的勐谢倒转向形背斜的形成。（2）陆内造山早期阶段，发育逆冲断裂构造，以北西向的甘河断裂（F5）为代表，伴有脉岩大量侵入，地层方面主要表现为下奥陶统向阳组、南板河组推覆至志留系以后地层之上。（3）陆内造山中期阶段，主要发育走滑断裂，以与成矿最为密切的北北西向长安断裂（F6）为代表，该断裂明显表现为多期次构造叠加特征，在区内主要表现为大坪子组的大量缺失、部分岩层的重复，大构造岩块、脉岩混杂相伴。（4）陆内造山晚期阶段，经历了一次陆内造山后的伸展作用，属表部层次脆性变形，以北东向的铜厂断裂（F7）为代表，矿区内主要表现为地层的错切、网节状构造的发育、近东西向正长岩的平行产出并错切矿化体等。
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图1 云南省金平县长安金矿区大地构造位置图（a）和矿区地质简图（b，据张星培，2020②修改）
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1 —志留系—泥盆系青山组；2—中—上志留统康廊组；3—奥陶系—志留系大坪子组；4—中奥陶统南板河组；5—下奥陶统向阳组二段；6—下奥陶统向阳组一段；7—古近纪始新世正长岩脉；8—古近纪始新世正长斑岩脉；9—古近纪始新世角闪正长斑岩脉；10—古近纪始新世辉绿岩脉；11—古近纪始新世辉长辉绿岩脉；12—金矿体；13—铜钼矿体；14—断层界线；15—实测整合地质界线；16—实测角度不整合界线；17—地层产状
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矿区岩浆岩发育，涵盖基性岩到酸性岩，呈小岩株、岩脉产出，多为超浅成侵入，少量蚀变基性岩具喷出相火山岩特征。除矿区外围长安冲、铜厂铜钼矿区少量正长斑岩与碳酸盐形成矽卡岩外，其余地段岩浆岩与围岩基本无交代反应。根据野外露头、切割（包裹）关系、历年地化学据分析结果看，为同源岩浆演化同期次多阶段脉动侵入形成，可划分 4大类7种类型，各类岩体侵入阶段及与成矿的关系如表1。
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注：露天采场明显见无矿化细晶正长岩近东西向往北陡倾，侵位于北北西向蚀变碎裂岩型金矿中；KT矿为本文所述脉岩型金矿的代号。
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2 样品特征、分析方法和实验结果
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2.1 脉岩矿体地质特征
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长安矿段目前控制的脉岩型金矿体有 4 条，多产于南板河组碎裂状钙质粉砂岩中，呈串珠状、似层状产出。其中1490 m标高附近控制的KT矿体走向上相对连续产出（图2），局部被近东西向次级断裂错断，总体错距较小。矿体北部产于V5-2矿体中，南部产于V5-2上盘钙质粉砂岩、白云岩次级构造中，总体北西—南东走向，倾向北东，倾角 23°～35°（局部顺陡倾斜断裂侵入，剖面上呈“人”字型产出）。工程控制长大于 500 m，0 勘探线控制最大倾向长约 90 m，单工程控制矿体真厚 0.33～8.73 m，金品位 1.15×10-6～33.80×10-6；17 勘探线穿脉坑道揭露矿体顶板似宽缓皱曲状向北西倾伏，揭露矿体真厚大于 3 m，平均金品位 20.98×10-6；铜厂矿段产于 1500 m标高以下康郞组白云岩次级构造中，多为单工程控制，真厚数厘米到4.69 m，平均金品位1. 01× 10-6 ～37.79×10-6（单样最高达 103×10-6），通过对比均应属长安矿段新揭露的脉岩型金矿体走向南延。
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脉岩型金矿体厚度从数厘米到几米不等，金品位普遍较高，与围岩接触界线明显，呈不规则波状、锯齿状，属侵入接触，局部与围岩接触面形成蚀变脉岩质构造破碎带（图3a）。部分含金钙质粉砂岩与脉岩混杂呈似角砾透镜状产出（图3b），局部辉绿岩中形成网脉状矿化（图3c）。
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2.2 矿石特征
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近几年生产勘探过程中取 2 件（编号 YZK510-1、PD1500-CM1）高品位蚀变脉岩型金矿石开展岩矿鉴定，总体矿石碳酸化蚀变极为强烈，并伴有黄 （磁）铁矿化、硅化。镜下除碳酸盐脉、长英质基质外，较难识别原岩矿物成分和结构；岩石中的云母、辉石（角闪石）类矿物已被热液交代，个别仅只残余其晶型（图4）。
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YZK510-1为浅灰绿色碳酸盐化黄铁矿化云斜煌岩型金矿石（图4a，Au 品位 97.60×10-6），具细微粒结构，星散浸染状构造。主要由细晶自形鳞片状黑云母（含量约 53%）、局部定向的细微晶斜长石 （含量约25%）、自形短柱状的辉石（含量约18%）、微粒黄铁矿（含量约 4%）及微量的磁铁矿、自然金等组成。辉石完全被细微粒碳酸盐、金属矿物等取代、基质斜长石绢云母化（图4c）；磁铁矿被黑云母包含、自然金在岩石中呈星散浸染状分布（图4e）。
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PD1500-CM1为灰绿色黄铁矿化角砾状辉绿岩型金矿石（图4b，Au 品位＞40×10-6），呈细微粒结构，浸染-微条痕状构造。角砾成分主要为辉绿岩 （含量约 65%）和凝灰质细砂岩（含量约 10%），基质主要为长英质（含量约 2%）及碳酸盐（含量约 3%）。矿石具强烈碳酸盐化蚀变，发育有硅化细晶碳酸盐脉（含量约17%）（图4d）。基质中微粒黄铁矿（含量约 2%）、毒砂（含量约 1%）呈微条痕富集；凝灰质细砂岩角砾中细微粒黄铁矿毒砂呈星散浸染状分布 （图4f）。
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2.3 岩石特征
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长安金矿区外围普查工作中取 7 件含金脉岩 （含矿岩性主要为辉绿岩和煌斑岩，YZK510-1、 YCP-1采自铜厂矿段，其余5件均采于长安矿段）开展全岩地球化学分析，并挑选 5 件代表性样品开展 LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学研究。辉绿岩呈辉绿结构，由辉石和斜长石构成。煌斑岩呈煌斑结构，斑晶为黑云母和辉石。两种岩性均发生了不同程度的蚀变。
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图2 长安矿段1490 m标高矿体分布示意图（a，据董云涛，2022③修改）和0勘探线矿体分布简图（b）
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2.4 分析方法
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全岩主量元素、微量元素测试分析测试单位为武汉上谱分析科技有限责任公司。样品全岩主量元素含量利用日本理学PrimusⅡX射线荧光光谱仪 （XRF）分析完成，全岩微量元素含量利用 Agilent 7700e ICP-MS 分析完成。详细的测试条件和流程见 Chen et al. （2022）。对国际标准参考物质 GBW07103、GBW07111、BHVO-2、BCR-2、RGM-2 和AGV-2的同步分析以及重复样分析结果表明，主量元素、稀土元素、微量元素分析的精确度和标准度优于 10%。锆石 U-Pb 定年测试单位为武汉上谱分析科技有限责任公司，样品锆石阴极发光图像拍摄，仪器为高真空扫描电子显微镜（JSM-IT100），配备有 GATAN MINICL 系统。工作电场电压为 10. 0~13. 0 kV，钨灯丝电流为80~85 µA。锆石U-Pb年龄同位素分析采用LA-ICP-MS同时分析完成，型号为 Agilent 7900，分析的激光束斑和频率分别为 32µm 和 5Hz。对分析数据的离线处理采用软件 ICPMSDataCal（Liu et al.，2010；Jie et al.，2016）完成，锆石样品的 U-Pb 年龄谐和图绘制和年龄加权平均计算采用Isoplot（Ludwig et al.，2003）完成。
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图3 基性脉型金矿体空间产出形态
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a—似层状矿体；b—透镜状矿体；c—脉型矿体
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图4 基性脉岩型金矿石手标本和镜下特征
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a—云斜煌岩型金矿石手标本；b—辉绿岩型金矿石手标本；c、e—云斜煌岩型金矿石镜下特征；d、f—辉绿岩型金矿石镜下特征；Bi—黑云母； Prx—辉石；Py—黄铁矿； Mt—磁铁矿；Au—金；an—辉绿岩；tu—细砂岩；Qz—石英；Cal—碳酸盐；Apy—毒砂
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2.5 实验结果
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2.5.1 全岩主量元素
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全岩主量元素（表2）烧失量较大，为 9.29%~22.43%，平均为13.99%，表明岩石具有不同程度的蚀变。因此本文采用不活泼元素（如 HFSE 和 REE 等）用于岩石分类判别、构造环境和岩石成因讨论。
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SiO2=45.84%～48.66%，平均 46.92%；Al2O3= 8.94%～13. 07%，平均11. 01%；TiO2=0.73%～4.52%； 平均 1.45%；CaO=8.93%～10.44%，平均 10.15%； MgO=11. 01%～21.44%，平均 15.56%。岩浆岩分异指数 DI=27.62～43.86，平均 31.65，表明岩浆分异程度低；镁值指数[Mg# =100*（MgO/40.3044）/ （MgO/40.3044+FeOT/71.844）]=78～88，平均82。
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在 Nb/Y-Zr/TiO2*0. 00001 图解中（图5a），样品主要落在粗面安山岩、碧玄岩区，一件落在碱性玄武岩区；在 A-F-M 图解中（图5b），多数样品落入钙碱性玄武岩区、2件落入拉斑玄武岩系列。
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2.5.2 全岩微量元素
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全岩微量元素分析结果见表3。稀土总量∑ REE=185.85×10-6～419.34×10-6；δEu=0.82～0.96，具弱的负Eu异常，说明岩石未经历明显的长石分离结晶；轻、重稀土均强烈分馏，但轻稀土分馏更强。球粒陨石标准化稀土元素模式图（图5c）协调度高，均向右陡倾，属轻稀土强富集型，总体显示为岛弧岩浆岩特征。
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图5 长安金矿区基性脉岩Nb/Y-Zr/TiO2*0. 00001图解（a，底图据Winchester and Floyd，1977）； A-F-M图解（b，底图据 Irvine and Baragar，1971）；稀土配分曲线模式图（c）；微量元素蛛网图解（d，球粒陨石和原始也幔标准化数据据Sun and Mc Donough，1989）
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微量元素原始地幔标准化比值蛛网图（图5d） 表现出大隆起的锯齿状样式，大离子亲石元素 K、 Rb、Ba、Th 不同程度富集，Zr、Hf、Nb、Ta 明显亏损，属典型岛弧岩浆岩的特征。整体上，不同样品的流体不活动元素（如 REE、Nb、Ta）在元素标准化模式图上具有相似的变化特征（图5c，5d），暗示后期流体改造的影响较弱，保留有原始特征；而流体活动性元素（如Rb、Ba、Sr）变化较大，反应其受到了后期蚀变的影响。
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2.5.3 锆石U-Pb定年
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长安金矿区外围普查工作中，矿区内蚀变较弱或未蚀变的辉绿岩、辉石云斜煌岩、黑云正长斑岩、二长斑岩、正长斑岩所获锆石 U-Pb LA-ICP-MS 平均年龄均在 34 Ma 左右，与以往研究所获数据差异不大，含金脉岩所获测年数据及代表性锆石CL图简述如下：
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蚀变角闪安山岩（YCP-1）：所获锆石普遍具有比较宽的变质反应边，核部锆石形态多样，多数具有较好的岩浆环带（图6a），锆石年龄分布较广，范围为550~2465 Ma（表4），频率分布图显示年龄集中在850~1000 Ma左右（图6b）。
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图6 YCP-1代表性锆石CL图像（a）及年龄分布频率图（b）
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蚀变煌斑岩（PM001-39-3）：锆石形态均较好，韵律环带较为清晰，多数呈自形—半自形短柱状，长宽比约为 1∶1~2∶1（图7a）。锆石 U-Pb 年龄范围为 414~1793 Ma，显示 750 Ma 的年龄峰值（表5、图7b）。
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蚀变煌斑岩（PM001-37-1）：锆石形态均匀，多数呈半自形短柱状，长宽比约为1∶1，锆石韵律环带较为清晰（图8a，8c）。锆石 U-Pb 年龄范围为 34~1133 Ma，年龄主要集中在34 Ma和770 Ma左右，前者的协和年龄为（34.6±0.20） Ma（表6、图8b，图d）。
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蚀变辉绿岩（PM004-14-1）：所获锆石可分为两组，一组锆石形态均较好，多数呈自形—半自形短柱状，晶面整洁光滑，长宽比约为1∶1～3∶1，锆石韵律环带较为清晰（图9a，9c）。锆石 U-Pb 年龄范围为 33.4~2540 Ma，6颗最年轻锆石的谐和年龄为 （35. 0±1.1） Ma（表7、图9b，9d）。
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蚀变辉绿岩（CN2）：所获锆石形态多样（图10c），锆石的年龄范围为33.4~3144 Ma，4颗最年轻锆石的谐和年龄为（34. 0±0.9） Ma（表8、图10a， 10b）。
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3 成岩（矿）时期和成因探讨
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以上含金基性岩脉中所获锆石年龄分布较广，年龄数据为 33~3144 Ma，显示 34 Ma、257 Ma 和 770 Ma左右的年龄峰值。分析认为，34 Ma左右的年龄代表了基性岩脉的成岩年龄，而其它具有古老年龄的锆石应该与基性岩浆侵位时遭受围岩的混染有关。该认识也与区域广泛发育 255 Ma 和 770 Ma 左右的岩浆活动一致（Yang et al.，2018）。矿区所处大地构造位置特殊，经历了新元古代—新生代的多期造山运动。770 Ma 左右的锆石年龄数据与金平地体和扬子西缘发育的新元古代岩浆岩的年龄一致，共同反应了区域新元古代时期的大洋俯冲造山事件。257 Ma 左右的锆石年龄数据和哀牢山造山带内广泛发育的晚二叠世岩浆岩一致，代表了晚二叠纪古特提斯洋东支洋盆俯冲消减的时间（Yang et al.，2018）。区内近地表分布较多 34 Ma 左右多未蚀变的各类岩脉，和本文含金基性岩脉的成岩年龄一致，均属喜山期构造运动的产物。
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综上认为矿区地壳经历了漫长的地史演化及复杂的成岩、成矿过程。蚀变脉岩型金矿体产于脆韧性剪切带中（高品位基性脉岩型金矿体顶板残余糜棱岩化带，图11a），反应了基性脉岩与后期成矿流体多期次交代成矿（细晶正长岩中辉石云斜煌岩、矿化蚀变煌斑岩捕掳体，图11b），最晚成矿时期应在约 34.5 Ma 以后（低品位蚀变辉绿岩中网脉状金矿化（图3c）；细晶正长岩中铅锌矿脉顺张节理产出，图11c），主成矿期可能是喜马拉雅期的陆内造山阶段。
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图7 PM001-39-3代表性锆石CL图像（a）及U-Pb年龄分布图（b）
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受白垩纪末期印度—欧亚大陆碰撞的影响，哀牢山地区发生了强烈的壳幔相互作用过程，导致频繁的岩浆和热液流体活动，一方面地幔物质部分熔融，产生大规模富碱岩浆活动，沿断裂上侵形成煌斑岩、正长花岗岩等富碱侵入岩，同时为成矿提供热动力，驱使岩浆水循环并与矿区地层在造山作用下脱水产生富 CO2的变质水混合（张静等，2010）。这些岩浆和热液在向上侵位的过程中，可能已经携带了部分深部的有用成矿物质（邓军等，2010a，2010b）。混合流体在运动过程中又进一步萃取围岩地层或岩体中的金元素，形成富金等成矿物质的流体（李士辉等，2011）。含矿混合流体沿 F6断裂上涌，因近地表岩石受构造影响局部多破碎，流体渗透扩散于其间，温度压力骤然降减，Au 离子结晶卸载，结晶过程释放的热能，又促进大气降水深循环，将含矿流体再次带到地表，与早期矿化蚀变带叠加，如此反复循环，金离子不断富集，最终形成长安蚀变碎裂岩型大型金矿床。
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当蚀变碎裂岩型金矿体初步形成后，近地表化学作用基本达平衡，形成地球化学障。尚还不断上涌的含矿流体在脆韧性剪切带中深部，于下覆相对致密的碳酸盐岩及高钙质岩层次级构造中，至上而下逐步充填侵入通道，并在还原环境下与通道中残留细小基性岩脉中黑云母、辉石（角闪石）类等富铁暗色矿物发生交代。当残留细小基性岩脉与含矿流体完全交代，形成高品位脉状金矿体，而残留基性岩脉具一定厚度时，交代不完全，矿化表现为网脉状，或仅在脉体顶板交代，形成脉岩型矿化体或低品位矿石；随着温压条件的不断增大，局部含矿流体化学性质可能发生了改变，在有利成矿的次级构造中还形成了含金 Pb、Zn、Ag 矿体；随着上涌通道的不断封闭，含矿流体无力再上侵，成矿期结束； 受后期多层次构造运动改造，部分含金脉体抬升至地表，经氧化作用形成铜厂矿段残坡积型金矿石，另部分含矿地质体可能被错断等原因形成“透镜状”盲矿体就位于F6中深部破碎带中或两侧。
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4 找矿标志及找矿方向分析
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4.1 找矿标志
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（1）侵位于区域性脆韧性剪切带复式断裂弱应变域中或次级构造内的早期蚀变基性岩脉。呈他形微细粒结构，发育浸染状、纹脉状黄铁矿化硅化蚀变，褪色明显，黑云母多被铬水云母取代，斜长石、辉石（局部呈球粒状）全碳酸盐化，脉体中矿物成份较难识别。
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（2）围岩为碎裂状碎屑岩时，蚀变脉体及接触带附近围岩都会有金矿化（目前新发现的 1300～1400 m 标高间的 V5-2矿体）。围岩为含高钙岩石或碳酸盐岩，仅脉体含矿，脉体厚度小于 3 m 时，全脉多金矿化，脉体厚度较大时，仅只表现与围岩接触处脉体含矿，局部中心见网脉状矿化。
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（3）脉岩型金矿产出严格受标高制约。1490 m 以下小的基性脉体多蚀变成脉状矿；1490 m以浅多数具一定规模的脉体蚀变弱，矿物自型程度较高，多不含矿，仅局部地段围岩有金矿化现象，碎裂岩型金矿体中局部见网脉状含金蚀变岩纹脉。
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4.2 找矿方向
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（1）长安矿段中下部靠近 F6断裂带东盘，南板河组中碳酸盐岩与碎屑岩岩性界面、F6构造带派生向东缓倾次级构造均是有利的成矿空间，垂向上 1550 m标高以上（原V5矿体），1350 m（现V5-2矿体）、 1150 m标高附近可能存在近等间距矿化有利空间，走向倾向上多呈大透镜状产出，均可作为下步探索找矿有利地段。
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（2）长安矿段以南 F6断裂带两盘，多产于碳酸盐岩中的次级缓倾构造（特别是见有残余糜棱岩构造区域）是脉岩型金矿有利的储矿空间，易找寻高品位金矿体。
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（3）目前长安矿段中下部断续揭露到与金矿体相间产出的透镜状铅锌银矿化体（局部含金），可能是矿区深部还存在更晚期隐伏斑岩体远程端引起的矿化现象，如能揭露到斑岩体，长安深部有望在铅锌银找矿上取得突破。
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图8 M001-37-1代表性锆石CL（a、c）图像及U-Pb年龄谐和图（b、d）
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图9 PM004-14-1代表性锆石CL图像（a、c）及U-Pb年龄谐和图（b、d）
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图10 CN2锆石U-Pb年龄谐和图及（a、b）代表性CL图像（c）
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图11 蚀变矿（化）体与围岩穿切关系
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a—PD1490-CM17揭露脉岩型金矿顶板残余糜棱岩；b—细晶正长岩（ζ）中辉石云斜煌岩（χ2）、蚀变煌斑岩（χ1）捕掳体；c-露天采场细晶正长岩中铅锌矿
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5 结论
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（1）长安金矿区矿化基性脉岩具有典型岛弧岩浆岩属性，指示其地幔源区遭受过俯冲流体的改造。U-Pb 锆石定年结果显示这些基性脉岩侵位时限为~34.5 Ma，与区域广泛发育的新生代岩浆活动年龄一致。
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（2）基性脉岩与其他围岩接触界限，不仅可作为成矿物质输运的通道，而且脉岩中黑云母、辉石 （角闪石）类等富铁暗色矿物与含金流体反应形成含金硫化物，指示其可作为化学障圈闭流体成矿。含矿基性脉岩可作为矿区找矿标志，推测长安金矿深部可寻找脉状矿体。
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注释
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① Smithies R H， Lu Y， Kirkland C L， Cassidy K F， Champion D C， Sapkota J， DePaoli M， Burley L.2018. A New Look at Lamprophyres and Sanukitoids， and Their Relationship to the Black Flag Group and Gold Prospectivity[R]. Geological Survey of Western Australia.
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② 张星培.2020. 云南省金平县银厂坡—长安金铜镍多金属矿普查报告[R]. 云南黄金矿业集团股份有限公司.
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③ 董云涛 .2022. 云南省金平县长安金矿深边部探索找矿报告 [R]. 云南黄金矿业集团股份有限公司.
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摘要
本文以哀牢山南段长安金矿区矿化的基性脉岩（煌斑岩、辉绿岩）为主要研究对象，开展岩相学、主微量地球化学和锆石 U-Pb定年研究，拟查明基性岩成因及其与金矿化之间关系。地球化学研究显示矿区基性脉岩具有典型岛弧岩浆岩属性，指示其地幔源区遭受过俯冲流体的改造。锆石 U-Pb定年结果显示该基性脉岩侵位时限为~34. 5 Ma。岩相学研究显示脉岩中蚀变的黑云母、角闪石和含金黄铁矿密切共生，暗示富铁暗色矿物与含金流体反应可能导致了金的沉淀。基性脉岩边界可作为成矿物质输运通道，破碎的基性脉岩亦可作为化学障圈闭流体形成高品位矿体，因此基性脉岩可作为直接找矿标志。
Abstract
Petrographic， major and trace element geochemical， and zircon U-Pb dating studies were conducted on the mineralized mafic dykes （porphyry， diabase） from the Chang'an gold deposit in the southern seg- ment of the Ailaoshan Orogen to probe into the petrogenesis of the mafic rocks and their relationship with gold mineralization. Geochemical results show that the mafic dykes in the mining area have typical island arc geochemi- cal characteristics， indicating that their mantle sources have been modified by subduction-related fluids. Zircon UPb dating results show that the emplacement time of these mafic dykes is around 34. 5 Ma. Petrographic observa- tions reveal that altered iron-rich dark minerals such as biotite and hornblende in some mafic rocks are spatially assocaited with Au-bearing pyrite， implying reaction between gold-bearing fluids and mafic minerals may lead to gold precipitation. The boundary of the mafic dykes can be acted as a transport channel of ore fluids， and the fractured mafic dykes can also serve as a chemical barrier to trap ore fluids to form a high-grade ore body. Thus， the mafic dykes can be seemed as a direct prospecting mark.
