西藏玉龍成礦帶斑巖Cu-Mo礦床地質(zhì)地球化學(xué)特征及成礦機制探討
——玉龍和多霞松多對比研究

吳偉中, 夏 斌, 張玉泉 董冰華, 夏中曦

(1.中國科學(xué)院 廣州地球化學(xué)研究所, 廣東 廣州 510640; 2.中國科學(xué)院大學(xué), 北京 100049; 3.中山大學(xué)海洋學(xué)院, 廣東 廣州 510275)

西藏玉龍成礦帶斑巖Cu-Mo礦床地質(zhì)地球化學(xué)特征及成礦機制探討
——玉龍和多霞松多對比研究

吳偉中1,2, 夏 斌1,3, 張玉泉1, 董冰華1,2, 夏中曦3

(1.中國科學(xué)院 廣州地球化學(xué)研究所, 廣東 廣州 510640; 2.中國科學(xué)院大學(xué), 北京 100049; 3.中山大學(xué)海洋學(xué)院, 廣東 廣州 510275)

玉龍斑巖銅礦帶位于特提斯-喜馬拉雅構(gòu)造域東緣三江構(gòu)造帶的中部, 是研究碰撞后喜山期富堿斑巖成巖成礦作用響應(yīng)的最佳地區(qū)。本文選擇玉龍和多霞松多兩個礦床, 分析了兩地含礦斑巖的成巖成礦年齡及巖石地球化學(xué)特征,并結(jié)合Sr-Nd-Pb、S-H-O同位素進一步探討了與岡底斯含礦斑巖巖漿源區(qū)組成、構(gòu)造控礦模式及深部動力學(xué)機制上的差異。賦礦巖體均具有富堿、高K、高Al等鉀質(zhì)堿性巖系列特征, 玉龍早期為石英二長斑巖, 晚期為花崗閃長斑巖和石英二長斑巖, 多霞松多早期為二長花崗斑巖和花崗閃長斑巖, 晚期為堿長花崗斑巖, 兩者明顯富集輕稀土和大離子親石元素Rb、Th、U、Pb, 相對虧損高場強元素Nb、Ta、Yb, 無明顯Eu、Ce負異常。略高于原始地幔現(xiàn)代值的87Sr/86Sr值、較低的εNd(t)、相對均一的206Pb/204Pb值, 指示斑巖巖漿可能源自接近于EMⅡ型富集地幔交代成因的石榴石角閃巖和/或角閃榴輝巖的部分熔融, 并發(fā)生低程度結(jié)晶分異, 在上升侵位途中受到地殼物質(zhì)的混染, 其形成于古近紀中始新世喜馬拉雅期的37～41 Ma左右, 可能受控于印度板塊與歐亞板塊碰撞誘發(fā)的紅河-哀牢山走滑斷裂系統(tǒng)，尤其是妥壩-芒康斷裂(TBF)左行走滑產(chǎn)生的局部俯沖作用。

富堿斑巖；地球化學(xué)特征；成礦機制；玉龍銅礦帶；藏東

西藏東部玉龍斑巖銅礦帶是在陸-陸碰撞造山環(huán)境下形成的世界級大型銅礦帶, 帶內(nèi)現(xiàn)已發(fā)現(xiàn)1個超大型斑巖銅礦床(玉龍)、2個大型斑巖銅礦床(馬拉松多、多霞松多)和2個中小型斑巖銅礦床及20多個礦化巖體(芮宗瑤等, 1984; 馬鴻文, 1989, 1990;唐仁鯉等, 1995), 是哀牢山-金沙江鉀質(zhì)堿性巖帶的重要組成部分。自20世紀80 年代初以來, 眾多學(xué)者對玉龍銅礦帶的礦床地質(zhì)特征(芮宗瑤等, 1984;唐仁鯉等, 1995)、花崗巖類與成礦的關(guān)系(馬鴻文, 1990; 張玉泉等, 1998)、蝕變與成礦的關(guān)系(周宜吉, 1980, 1985)、流體包裹體特征(李蔭清, 1984, 1985)、區(qū)域構(gòu)造與成礦(唐仁鯉等, 1995; Hou et al., 2003)、斑巖型銅礦的成礦構(gòu)造背景(芮宗瑤等, 1984; 姜耀輝等, 2006; 陳建平等, 2009)、成巖成礦年齡(Liang et al., 2005; 郭利果等, 2006; 曾普勝等, 2006; 梁華英等, 2008; 伍靜等, 2011)等開展了大量的研究工作。目前大部分的研究工作主要集中在玉龍斑巖銅礦床上, 而對多霞松多斑巖銅礦床則研究相對較少, 對含礦斑巖產(chǎn)出的構(gòu)造背景、巖體屬性和成巖成礦時代等問題還存在爭議, 尤其是對玉龍富堿斑巖帶的巖漿起源演化與成因機制尚未取得一致的認識(唐仁鯉等, 1995; 張玉泉等, 1998; Hou et al., 2003; Liang et al., 2006a, b)。本文在以往的工作基礎(chǔ)上, 重點選擇了己知礦床(點)分布相對集中的玉龍和多霞松多兩子區(qū)作為研究區(qū), 通過研究兩地含礦斑巖體的巖石學(xué)、年代學(xué)及其地球化學(xué)特征及與岡底斯含礦斑巖的對比分析, 并進一步討論這三者物質(zhì)源區(qū)組成、構(gòu)造控礦模式與深部過程以及動力學(xué)機制上的區(qū)別和差異,從而為更好的認識青藏高原東部玉龍成礦帶含礦斑巖的起源及其構(gòu)造演化提供新的地質(zhì)依據(jù)。

1 礦床地質(zhì)特征和形成時代

圖1 玉龍斑巖銅礦帶區(qū)域構(gòu)造位置圖(據(jù)Wang et al., 2001; Hou et al., 2003; 唐菊興等, 2006修改)Fig. 1 Tectonic location of the Yulong porphyry copper belt (after Wang et al., 2001; Hou et al., 2003; Tang et al., 2006)

表1 玉龍和多霞松多斑巖型礦床基本地質(zhì)特征對比Table 1 Comparison of the characteristics of the porphyry ore deposits in the Yulong and Duoxiasongduo areas

玉龍斑巖銅礦床是藏東喜山期玉龍成礦帶中最大的斑巖銅礦床, 位于金沙江-紅河斷裂帶北段西側(cè), 恒星措-甘龍拉短軸背斜的軸部向南傾斜部位(圖1), 主要出露由黑云母二長花崗斑巖、石英二長斑巖、花崗閃長斑巖組成的平面上似梨形巖株產(chǎn)出的玉龍復(fù)式侵入巖體, 侵入時間介于41 Ma和38 Ma之間(唐仁鯉等, 1995; Hou et al., 2003; 梁華英等, 2008), 面積為0.64 km2。金屬銅儲量在628萬噸, 伴生金約100噸, 銅品位0.99%, 金品位 0.35 g/t, 具有世界級規(guī)模(芮宗瑤等, 1984)。地層主要為中-上三疊統(tǒng)波里拉組淺海相灰?guī)r夾砂巖、甲丕拉組陸相紅碎屑巖和阿堵拉組海相砂頁巖。多霞松多斑巖銅礦床處在玉龍銅礦帶偏南部及莽總背斜中段近軸部的南西翼(圖1), 含礦斑巖體主要侵入在上三疊統(tǒng)甲丕拉組下段砂泥巖層中, 是由角閃石、黑云母二長花崗斑巖和堿長花崗斑巖組成的復(fù)式斑巖體(張玉泉和鐘孫霖, 1997)。區(qū)內(nèi)出露的地層主要為上奧陶統(tǒng)(O1)板巖夾變質(zhì)灰?guī)r; 石炭系-二疊系(C-P)灰白色大理巖夾板巖、砂巖及基性火山巖; 上三疊統(tǒng)(T3)甲丕拉組: 中段泥質(zhì)粉砂巖、泥灰?guī)r、灰?guī)r和火山巖, 下段紫紅色砂礫巖、石英砂巖及頁巖夾凝灰?guī)r。礦床平均銅含量在0.378%左右, 含金 0.054 μg/g,含銀 3.0 μg/g, 含鉬 0.021%(唐仁鯉等, 1995), 斑巖成礦年齡介于37～38 Ma(梁華英, 2002; Liang et al., 2006b)。據(jù)眾多學(xué)者研究(芮宗瑤等, 1984; 唐仁鯉等, 1995; 張玉泉等, 1998; Hou et al., 2003), 產(chǎn)出于同一構(gòu)造背景和成礦環(huán)境上的玉龍和多霞松多兩礦床,其基本地質(zhì)特征具有相似性(表1): (1)礦區(qū)侵入巖體積小(直徑＜2 km)、侵位淺(0.5～3 km)且多期次侵位、多巖相分帶; (2)含礦斑巖為富堿鉀玄巖系列, 以二長花崗斑巖、堿長花崗斑巖、石英二長斑巖和正長花崗斑巖等為主要礦物, 具斑狀結(jié)構(gòu); (3)斑巖侵入體及圍巖廣泛發(fā)育裂隙構(gòu)造控制的蝕變和礦化。蝕變具有明顯的典型中心式對稱型蝕變特征, 即以巖體為中心, 由內(nèi)向外分帶: 鉀硅酸鹽化→石英-絹云母化、黏土化→青磐巖化; (4)礦體主要產(chǎn)出于斑巖與圍巖接觸帶, 礦體形態(tài)總體呈筒狀、空心筒狀, 礦石以細脈浸染狀為主, 網(wǎng)脈狀次之; (5)金屬硫化物以黃鐵礦、黃銅礦、輝鉬礦、斑銅礦為主, 氧化物以赤鐵礦和磁鐵礦為主, 早期為黃鐵礦+黃銅礦+輝鉬礦+磁鐵礦組合, 晚期為黃鐵礦+斑銅礦+赤鐵礦組合; (6)成礦流體早期以高溫(＞400 ), ℃高鹽度(含 34%～53% NaCl)巖漿水為主, 晚期混入大氣水, 并與地下水發(fā)生垂向的氧化淋濾作用, 形成氧化淋濾帶-硫化物富集帶-氧化物富集帶; (7)成巖、成礦年齡主要集中在37～40 Ma, 介于早喜馬拉雅運動高峰期(43.04 Ma)與中喜馬拉雅階段高峰期(28.44 Ma)之間, 成礦作用大約是在1～2 Ma內(nèi)完成的, 與賦礦巖體的年齡基本吻合。

2 巖石地球化學(xué)特征

本次獲得的樣品主量元素分析在中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國家重點實驗室利用X射線熒光光譜法(XRF)測定, 所有氧化物分析精度優(yōu)于1%; 微量(含稀土)元素采用酸溶法分解樣品, 在中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所超凈化室用Perkin-Elmer Sciex Elan 6000型電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS)測定完成, 微量元素中含量＞10 μg/g的樣品分析精度優(yōu)于5%(2σ), ＜10 μg/g的分析精度優(yōu)于10%(2σ), 所有稀土元素的分析精度都優(yōu)于5%(2σ), 具體分析流程參閱劉穎等(1996)。

2.1 主量元素

為了便于更好地討論, 我們將玉龍和多霞松多含礦斑巖的巖石化學(xué)組成進行對比分析, 從表2可以看出玉龍和多霞松多含礦巖體都具有高Al(Al2O3: 14.18%～18.00%、12.89%～15.24%)和富堿(Na2O+K2O: 7.84%～10.22%、6.81%～8.34%)、高K(K2O/Na2O＞1), TiO2含量較低, 多小于0.4%的特征。Mg#值比較高(46.3～87.2、35.7～83.1), 大多數(shù)都大于44。其中玉龍斑巖體的A12O3、CaO、Na2O的含量明顯的高于多霞松多, 尤其是玉龍早期含礦斑巖體與多霞松多晚期相比, 而SiO2的含量略低于多霞松多(圖3)。

表2 多霞松多含礦斑巖主量元素分析結(jié)果(%)Table 2 Major element contents (%) of the mineralized porphyries in the Duoxiasongduo area

對玉龍和多霞松多含礦斑巖體類型, 目前有不同的看法, 馬鴻文(1990)和唐仁鯉等(1995)認為玉龍銅礦帶含礦斑巖屬鈣堿性系列; 張玉泉等(1998)和Hou et al.(2003)認為玉龍銅礦帶含礦斑巖均屬于鉀玄巖系列, 玉龍早期為石英二長斑巖, 晚期為正長花崗斑巖, 多霞松多早期為二長花崗斑巖, 晚期為堿長花崗斑巖; 姜耀輝等(2006)認為玉龍含礦斑巖體主要為二長花崗斑巖、堿長花崗斑巖和正長花崗斑巖, 少量的石英二長斑巖, 多霞松多為堿長花崗斑巖和正長花崗斑巖。在SiO2-K2O圖解中(圖2a),大部分巖體樣品均位于鉀玄巖范圍, 只有少量的玉龍晚期樣品落入高鉀鈣堿性巖系列內(nèi), 與鄰區(qū)的莽總(伍靜等, 2011)、馬拉松多(梁華英等, 2009)斑巖體和囊謙盆地火山巖(鄧萬明等, 2001; Sun et al., 2001)及日通-馬牧普富堿侵入巖(張玉泉和鐘孫霖, 1997;張玉泉等, 1998)相類似, 均顯示為鉀玄巖系列, 與岡底斯含礦斑巖分布的高鉀鈣堿性系列(Hou et al., 2004; Qu et al., 2004; Guo et al., 2007)有一定的區(qū)別,可能反映了兩類環(huán)境斑巖巖漿具有不同的起源和演化特性。含礦斑巖又具有埃達克巖的親合性, 屬于拉薩地塊埃達克巖(Middlemost, 1994; 王保弟等, 2010)的范疇, 并且具有很高的K2O含量和較高的K2O/Na2O比值(圖2a)。在侵入巖全堿-SiO2分類圖中(圖2b)(Le Bas et al., 1986), 玉龍早期含礦斑巖體主要落在石英二長巖內(nèi), 晚期主要落在石英二長巖和花崗閃長巖內(nèi), 少量位于花崗巖區(qū), 而多霞松多早期主要落在花崗巖區(qū)和花崗閃長巖區(qū)及兩者的分界線附近, 晚期主要落在花崗巖區(qū)。綜合考慮兩地斑巖體中鉀長石斑晶的含量分布及早期巖體相對貧SiO2、富TiO2、A12O3、MgO、CaO、Na2O, 晚期巖體相對富SiO2、K2O(表2), 可以認為玉龍早期為石英二長斑巖, 晚期主要為花崗閃長斑巖和石英二長斑巖, 多霞松多早期主要為二長花崗斑巖和花崗閃長斑巖, 晚期為堿長花崗斑巖。巖體的SiO2與Al2O3、MgO、CaO、Na2O、TiO2、P2O5均呈良好的負相關(guān)關(guān)系(圖3), 和K2O有較弱的正相關(guān)關(guān)系(圖2a), 而Fe2O3的變化趨勢不明顯(圖3), 表明在巖漿的演化過程中, 可能有角閃石、單斜輝石和鈦鐵礦等相對富鐵鎂礦物的結(jié)晶分異。

圖2 玉龍和多霞松多含礦斑巖SiO2-K2O(a)和(Na2O+ K2O)-SiO2(b) 圖(據(jù)Le Bas et al., 1986)Fig.2 The diagrams of SiO2vs. K2O(a) and SiO2vs. Na2O+ K2O(b) for the mineralized porphyries from the Yulong and Duoxiasongduo areas in the eastern Tibet(after Le Bas et al., 1986)

2.2 稀土元素和微量元素

稀土元素的地球化學(xué)行為與巖石成因關(guān)系十分密切, 玉龍和多霞松多含礦斑巖體的稀土總量變化范圍∑REE分別為156.12～413.25 μg/g、160.89～304.89 μg/g, LREE/HREE為15.48～24.26、8.40～22.97,兩值均變化較大, 表明稀土元素具有強烈分異且LREE明顯富集, 尤其是玉龍早期含礦斑巖體。Sm/Nd值為0.14～0.24, Eu/Sm 值為0.12～0.27, 該比值范圍位于地殼和上地幔之間(王治華等, 2010)。δEu值分別為0.72～1.03、0.57～0.95, 具弱負或無明顯Eu負異常(表3), δCe值為0.89～1.07, 基本上無Ce異常(虧損), 在稀土元素配分模式圖(圖4a)中表現(xiàn)為較平緩的右傾型曲線, 與岡底斯帶含礦斑巖弱正或弱負Eu異常變化特征(Hou et al., 2004; Qu et al., 2004; Guo et al., 2007)相似。(La/Yb)N、(Ce/Yb)N的比值均遠遠大于1, 其中玉龍早期含礦斑巖體的該比值最大分別為46.55、32.40, 可能說明巖漿形成演化過程中結(jié)晶分異作用不占主導(dǎo)地位(馬鴻文, 1990)或源區(qū)缺少富含Eu的礦物。

DWD無線隨鉆測量儀器由地面部分、井下部分及輔助工具、設(shè)備組成，其工作原理是利用儀器內(nèi)的渦輪發(fā)電機將部分鉆井液的能量轉(zhuǎn)化成電能為探管供電，同時鉆井液脈沖發(fā)生器將探管探測到的數(shù)據(jù)通過鉆井液傳遞到地面，地面上采用鉆井液壓力傳感器檢測來自井下儀器的鉆井液脈沖信息，并傳輸?shù)降孛娼獯a箱進行處理，最終井下儀器所測量的井斜角、方位角和工具面數(shù)據(jù)等信息可以顯示在計算機或DDU司鉆閱讀器上。

在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖(圖4b)中, 玉龍和多霞松多含礦斑巖明顯富集大離子親石元素(LILE)Rb、Th、U、Pb, Hf略微富集, 相對虧損高場強元素(HFSE)Nb、Ta、Yb, Sr含量變化分別為457～995 μg/g、58～776 μg/g,除玉龍晚期樣品顯示為弱正異常外, 其他的具有負異常特征, 多霞松多早期含礦斑巖體則更明顯, 這與岡底斯含礦斑巖弱正Sr異常(Hou et al., 2004; Qu et al., 2004)有一定的區(qū)別, 且具有較明顯的Rb、Th、U、Pb峰與Ba、Nb谷。Y含量變化于9.33～19.69 μg/g、11.11～24.85 μg/g, Sm/Yb比值變化為4.34～7.15、3.45～6.78,均值為5.32, 與Kay and Mpodozis(2001)提出的成礦期斑巖的Sm/Yb比值(5～7)范圍相吻合, Zr/Sm比值變化為15.96～50.02、13.41～49.15, 均值為27.36, 證實玉龍和多霞松多含礦斑巖以較高Y＞11 μg/g、中等Sm/Yb和Zr/Sm比值為特征。

圖3 玉龍和多霞松多含礦斑巖Harker圖(SiO2-MgO, SiO2-Mg#圖據(jù)王強等, 2004, 2008; 侯增謙等, 2007)Fig.3 Harker diagrams for the mineralized porphyries in the Yulong and Duoxiasongduo areas (diagrams of SiO2vs. MgO and SiO2vs. Mg#based on Wang et al., 2004, 2008; Hou et al., 2007)

圖4 含礦斑巖體稀土元素配分型式圖(a)和微量元素原始地幔蛛網(wǎng)圖(b)(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (b) of the mineralized porphyries (after Sun and McDonough, 1989)

3 討 論

3.1 含礦斑巖的埃達克(質(zhì))巖特征

埃達克(質(zhì))巖作為一種俯沖洋殼板片MORB在榴輝巖相條件下部分熔融的產(chǎn)物, 具有獨特的地球化學(xué)特征, 如SiO2≥56%、A12O3≥15%、MgO＜ 3%(很少＞6%)、較低的Y含量(≤18 μg/g)和HREE(如Yb≤1.9 μg/g)、相對虧損HFSE(Nb、Ta、Ti、P)以及較高的Sr(＞400 μg/g)(Defant and Drummond, 1990)。最近的研究顯示, 埃達克質(zhì)巖與斑巖型Cu-Au-Mo礦床有著一定的關(guān)系(Defant and Kepezhinskas, 2001; Oyarzun et al., 2001; 張旗等, 2004; 王強等, 2008)。玉龍和多霞松多含礦斑巖較高的SiO2(＞63%)和A12O3(＞15%, 在SiO2=65%條件下), 較高的Sr/Y(大多數(shù)＞35)和La/Yb比值, 虧損HREE(Yb≤1.6 μg/g)和Y(大多數(shù)＜18 μg/g)以及LREE與HREE強烈分餾和無明顯Eu負異常諸特征(表4), 顯示其具有埃達克巖巖漿親合性。與典型的埃達克巖相比(Defant and Drummond, 1990), 兩地的含礦斑巖則相對高K(K2O/Na2O＞1)、較高Mg(MgO=0.51%～1.49%)和富集LILE(Rb、Th), 但總體處于埃達克巖區(qū)范圍內(nèi), 與岡底斯帶斑巖明顯偏離(曲曉明等, 2001; Hou et al., 2004; 孟祥金, 2004)(圖5a, b), 暗示其巖漿源區(qū)MORB質(zhì)角閃榴輝巖或榴輝巖可能發(fā)生了較大程度的部分熔融(Defant and Drummond, 1990), 在地球化學(xué)上顯示出正常島弧火山巖與埃達克巖的過渡特征。

表4 玉龍、多霞松多含礦斑巖與典型adakite地球化學(xué)特征對比Table 4 Comparison of geochemical characteristics of the typical adakite and the ore-bearing porphyries in the Yulong and Duoxiasongduo areas

圖5 含礦斑巖Sr/Y-Y圖((a), 據(jù)Drummond and Defant, 1990; Martin, 1986)和(La/Yb)N-(Yb)N圖((b), 據(jù)Defant and Drummond, 1990; Petford and Atherton, 1996)Fig.5 Sr/Y vs. Y(a) (after Drummond and Defant, 1990; Martin, 1986) and (La/Yb)Nvs. (Yb)N(b) (after Defant and Drummond, 1990; Petford and Atherton, 1996) diagrams for the ore-bearing porphyries in the Yulong and Duoxiasongduo areas

3.2 巖漿源區(qū)與深部過程

造山型鉀質(zhì)巖通常認為來自于與俯沖板片流體(熔體)有關(guān)的富集地幔源區(qū)(Foley, 1992; Nelson, 1992), 而最近的一些研究表明青藏高原碰撞型含礦斑巖的成因與俯沖增生而導(dǎo)致的加厚下地殼的部分熔融作用有關(guān)(Hou et al., 2004; Qu et al., 2004; Guo et al., 2007; Gao et al., 2007, 2010)。目前對富堿斑巖的成因已提出多種模式, 如: 交代富集地幔部分熔融模式(張玉泉等, 2000; 姜耀輝等, 2006)、殼/幔過渡帶部分熔融模式(鄧萬明等, 1998; 鐘大賚等, 2000)、大陸板片沿紅河斷裂帶向東俯沖模式(Wang et al., 2001)和大規(guī)模走滑誘發(fā)“島弧型”地幔部分熔融模式(Hou et al., 2003; 王建等, 2003)。含礦斑巖的Al2O3、MgO、CaO、Na2O、TiO2、P2O5與SiO2之間存在明顯的負相關(guān)關(guān)系(圖3), 表明在巖漿演化過程中, 可能有角閃石、單斜輝石和鈦鐵礦等相對富鐵鎂礦物的結(jié)晶分異。但對部分熔融作用和結(jié)晶分離作用形成的巖漿巖的La與La/Sm的相關(guān)關(guān)系研究(圖7), 表明其形成的深度至少在40 km以上(陳建林等, 2011), 其形成機制主要以部分熔融為主, 和岡底斯斑巖帶相類似(Hou et al., 2004; Guo et al., 2007)。同時無明顯Eu負異常特性也說明巖漿形成演化過程中結(jié)晶分異作用不占主導(dǎo)地位(馬鴻文, 1990)。該區(qū)晚期具有較高的K2O含量, 并且隨著SiO2含量的增加而有較明顯的增加趨勢, 表明源區(qū)存在富鉀礦物相如金云母、富鉀角閃石和鉀長石的可能性。巖石中Ti的虧損可能說明源區(qū)有在含水條件下穩(wěn)定的金紅石礦物相的殘留, Nb、Ta的虧損與Hf的富集表明源區(qū)殘留相中可能有角閃石的存在。Yb的虧損則意味著巖漿源區(qū)有石榴石殘留, K、Rb的富集與Ba的虧損表明可能與源區(qū)金云母的熔融有關(guān)。由以上特征推斷, 玉龍和多霞松多斑巖源區(qū)含金云母, 殘留相中富集石榴石和角閃石。HREE極度虧損以及與LREE的強烈分異表明斑巖源區(qū)巖漿殘留相中存在有石榴石或/和普通角閃石(孟祥金, 2004), 這與微量元素所反映出的信息一致。據(jù)Y、Yb、Sm和Zr元素地球化學(xué)特征及與含礦斑巖共生的正長斑巖和二長斑巖中廣泛發(fā)現(xiàn)的角閃巖、石榴石角閃巖和榴輝巖等下地殼包體(蔡新平, 1992; 趙欣等, 2004), 表明具有較高Y(＞11 μg/g)含量的玉龍和多霞松多含礦斑巖可能起源于含石榴石較少的石榴石角閃巖和角閃榴輝巖(圖5)。

含礦斑巖具有略高于原始地?，F(xiàn)代值(0.7045)的87Sr/86Sr比值(0.7055～0.7075)、較低的εNd(t)(－2.0～－4.2)(表5), 不同于典型的大洋板片熔融(Kay, 1978; Kay et al., 1993; Stern and Kilian, 1996)和中國東部地殼熔融(朱訓(xùn)等, 1983; 常印佛等, 1991)形成的埃達克巖, 介于虧損地幔(MORB)、古老下地殼與富集地幔(EMⅡ)形成的三角形區(qū)域內(nèi), 與岡底斯含礦斑巖相比(Hou et al., 2004; Guo et al., 2007), 玉龍和多霞松多兩地則更接近于富集地幔源區(qū)EMⅡ(圖6a)。較窄變化范圍的206Pb/204Pb比值(18.713～18.890)(表5)和由MORB外圍向EMⅡ內(nèi)直線延伸的207Pb/204Pb比值變化(圖6b), 有著與日通-馬牧普富堿侵入巖(張玉泉和鐘孫霖, 1997; 張玉泉等, 1998)相類似的分布區(qū)域, 同樣暗示埃達克質(zhì)熔體曾與富集地幔物質(zhì)發(fā)生了物質(zhì)交換, 特別是EMⅡ型富集地幔部分熔融產(chǎn)生的鉀質(zhì)-超鉀質(zhì)玄武質(zhì)熔體(Turner et al., 1993), 這種混合作用導(dǎo)致了含礦斑巖的Mg#增高、K2O含量增加及87Sr/86Sr比值增高。斑巖體和圍巖的δ34S值變化范圍為－0.5‰～5.97‰(芮宗瑤等, 1984; 陳建平等, 2009), 與超基性巖、基性巖及石隕石的硫同位素組成相似(從柏林等, 1979), 反映出該區(qū)礦體的硫源主要來自上地?；蛳碌貧? 以地幔物質(zhì)為主。流體包裹體的氫氧同位素的分析測定(δD:－75.1‰～－116.7‰, δ18O: 7.1‰～23.6‰)(陳建平等, 2009), 表明含礦斑巖巖漿在上升侵位途中受到了地殼物質(zhì)的混染作用。

3.3 成巖動力學(xué)機制

印度板塊與歐亞板塊在65～41 Ma發(fā)生大規(guī)模碰撞之后, 青藏高原即進入陸內(nèi)碰撞造山階段, 之后相繼經(jīng)歷了晚碰撞(40～26 Ma)和后碰撞(25～0 Ma)(侯增謙等, 2006a)。始于40 Ma的晚碰撞造山作用, 發(fā)生于印度-亞洲大陸的持續(xù)會聚和南北擠壓背景之下, 以大陸內(nèi)部地體(陸塊)間的相對運動,即陸內(nèi)俯沖和逆沖-推覆-走滑活動為特征(侯增謙等, 2006b)。伴隨著第一幕大規(guī)模的應(yīng)力釋放(芮宗瑤等, 2004), 在青藏高原東南緣形成長達數(shù)千公里的金沙江-紅河走滑拉分帶(張玉泉和鐘孫霖, 1997),發(fā)育一系列派生性的含新生代富堿侵入巖和鉀質(zhì)火山巖的拉張盆地(如囊謙、貢覺、劍川)。玉龍斑巖銅礦帶位于紅河-哀牢山巨型走滑斷裂帶北延斷裂系統(tǒng)中, 西側(cè)為妥壩-芒康斷裂, 成礦巖體年齡從北西往南東逐漸降低, 微量元素及Sr-Nd-Pb同位素組成特征(張玉泉等, 2000; Jiang et al., 2006)和沿紅河-哀牢山左行走滑斷裂分布的鉀質(zhì)堿性巖相似(Wang et al., 2001), 都具交代富集地幔特征(張玉泉等, 2000; Hou et al., 2003; 姜耀輝等, 2006)。因此, 可以認為玉龍銅礦帶是由于受印度板塊與歐亞板塊碰撞誘發(fā)的紅河-哀牢山走滑斷裂系統(tǒng)尤其是妥壩-芒康斷裂左行走滑斷裂活動產(chǎn)生的局部俯沖作用, 把下地殼物質(zhì)帶入巖石圈地幔誘發(fā)其部分熔融并經(jīng)歷低程度的分離結(jié)晶作用演化(圖7), 之后大規(guī)模走滑斷裂和走滑拉分盆地(貢覺右行走滑拉分盆地、囊謙左行走滑拉分盆地)在富堿巖漿匯集上升過程中控制了巖漿熔體的淺成侵位和噴發(fā)(Richards, 2003; 梁華英等, 2006)(圖8)。

表5 含礦斑巖Sr-Nd-Pb同位素組成Table 5 Sr-Nd-Pb isotopic compositions of the ore-bearing porphyries

圖6 含礦斑巖的87Sr/86Sr-143Nd/144Nd圖(a)和207Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖(b)Fig.6 Sr-Nd-Pb isotopic characteristics of the mineralized porphyries in the Yulong and Duoxiasongduo areas

圖7 含礦斑巖La-La/Sm圖解Fig. 7 La vs. La/Sm diagram for the mineralized porphyries in the Yulong and Duoxiasongduo areas

4 結(jié) 論

(1) 玉龍和多霞松多含礦斑巖均屬于鉀玄質(zhì)侵入巖, 具有富堿、高K、高Al等鉀質(zhì)堿性巖系列的成分特征, 但是它們的主量元素含量在早、晚期有著較小的差異: 玉龍早期為石英二長斑巖, 多霞松多主要為二長花崗斑巖和花崗閃長斑巖, 富TiO2、A12O3、MgO、CaO、Na2O; 玉龍晚期主要為花崗閃長斑巖和石英二長斑巖, 多霞松多為堿長花崗斑巖,相對富SiO2、Fe2O3和K2O, 表明在巖漿的演化過程中, 可能有角閃石、單斜輝石和鈦鐵礦等富鐵鎂礦物的結(jié)晶分異。

圖8 玉龍銅礦帶富堿斑巖巖漿發(fā)育構(gòu)造模式示意圖(據(jù)Richards, 2003; 梁華英等, 2006修改)Fig.8 Schematic cross section of the alkali-rich porphyry magmatic ascent and emplacement in the Yulong porphyry copper ore belt (modified from Richards, 2003; Liang et al., 2006)

(2) 含礦斑巖稀土元素強烈分異且LREE明顯富集, 弱負或無明顯Eu、Ce負異常; 富集LILE(Rb、 Th、U、Pb、Hf), 相對虧損HFSE(Nb、Ta、Yb), Sr負異常, 具有較明顯的Rb、Th、U、Pb峰與Ba、Nb谷, 具有似埃達克巖地球化學(xué)特征, 略高于原始地?，F(xiàn)代值的87Sr/86Sr比值、較低的εNd(t)、較窄變化范圍的206Pb/204Pb比值及S-H-O同位素組成特征, 指示斑巖巖漿源區(qū)可能是接近于EMⅡ型富集地幔交代成因的石榴石角閃巖和/或角閃榴輝巖的部分熔融, 且在上升侵位途中受到了地殼物質(zhì)的混染作用。

(3) 玉龍銅礦帶的形成可能與中新世受印度板塊與歐亞板塊碰撞誘發(fā)的紅河-哀牢山走滑斷裂系統(tǒng)尤其是妥壩-芒康斷裂(TBF)左行走滑斷裂活動產(chǎn)生的局部俯沖作用, 把下地殼物質(zhì)帶入巖石圈地幔誘發(fā)其部分熔融并經(jīng)歷低程度的分離結(jié)晶作用演化有關(guān), 在古近紀中始新世喜馬拉雅期的37～41 Ma左右, 巖漿侵入形成大型斑巖銅礦床。

致謝: 野外和實驗工作中中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所和中山大學(xué)海洋學(xué)院課題組的師兄弟們給予大力協(xié)助, 特此致謝！張旗研究員及曲曉明研究員對本文提出了寶貴的修改意見, 特此向他們表示衷心感謝！

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Geochemical Characteristics and Metallogenic Mechanism of the Porphyry Cu-Mo Deposits in the Yulong Ore Belt, Eastern Tibet: A Case Study of the Yulong and Duoxiasongduo Porphyries

WU Weizhong1,2, XIA Bin1,3, ZHANG Yuquan1, DONG Binghua1,2and XIA Zhongxi3
(1. Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 3. School of Marine Sciences, Sun Yat-Sen University, Guangzhou 510275, Guangdong, China)

The Yulong porphyry copper belt, located in the middle of the Sanjiang tectonic zone of the eastern Tethys-Himalayan tectonic domain, is an ideal area to study the petrogenesis and mineralization of the Himalayan alkali-rich porphyries. This paper takes the Yulong and Duoxiasongduo as the study areas, presenting detailed dating on the porphyries and associated Cu-Mo mineralization as well as their geological and geochemical characteristics. Combined with Sr-Nd-Pb and S-H-O isotopic analysis, we discussed the difference of ore-bearing magma source, tectonic controls on mineralization, and dynamic mechanism between the Yulong and Gangdese ore-bearing porphyries. The results show that the ore-bearing porphyries which are of potassic alkali-granite and characterized by rich alkali, high potassium and high aluminum. In the Yulong area, the rocks mainly consist of quartz monzonite porphyry in the early stage, the granodiorite and quartz monzonite porphyry in the late stage. While in the Duoxiasongduo area, the rocks mainly consist of monzogranite and granodiorite porphyries, and less K-feldspar granite porphyry. Both of them are rich in light rare earth elements (LREE), large ion lithophile elements (LILE, e.g., Rb, Th, U and Pb), and depleted relatively in HFSE (e.g., Nb, Ta and Yb) without significant Eu and Ce negative anomalies. The slightly higher than modern primitive mantle initial87Sr/86Sr ratios, lower εNd(t) values, relatively uniform206Pb/204Pb ratios of the porphyries in the studying area, indicate that they were probably generated from partial melting of the garnet amphibolite and/or amphibolite eclogite, followed by a low degree of crystal fractionation and crustal contamination during the magma ascending and intrusion. We suggest that the formation of the Yulong large porphyry copper deposit belt is related to the Toba-Mangkang sinistral strike-slip fault (TBF) in the Red River-Ailaoshan fracture system caused by the India-Asia continental collision in middle Eocene of early Tertiary (37～38 Ma).

alkali-rich porphyry; geochemical characteristics; metallogenic mechanism; Yulong copper belt; eastern Tibet

P611; P595

A

1001-1552(2013)03-0440-015

2013-03-13; 改回日期: 2013-04-10

項目資助: 國家自然科學(xué)基金(批準(zhǔn)號: 4053019)、廣州市科技計劃項目(編號: 2012420004205008)和廣東省高校海洋石油勘探開發(fā)重點實驗基金(42000-3211101)聯(lián)合資助。

吳偉中(1984-), 男, 博士研究生, 構(gòu)造地質(zhì)學(xué)專業(yè)。Email: 1604222@163.com