西藏玉龙成矿带斑岩Cu-Mo矿床地质地球化学特征及成矿机制探讨——玉龙和多霞松多对比研究

吴伟中, 夏 斌, 张玉泉 董冰华, 夏中曦

(1.中国科学院 广州地球化学研究所, 广东 广州 510640; 2.中国科学院大学, 北京 100049; 3.中山大学海洋学院, 广东 广州 510275)

西藏玉龙成矿带斑岩Cu-Mo矿床地质地球化学特征及成矿机制探讨
——玉龙和多霞松多对比研究

吴伟中1,2, 夏 斌1,3, 张玉泉1, 董冰华1,2, 夏中曦3

(1.中国科学院 广州地球化学研究所, 广东 广州 510640; 2.中国科学院大学, 北京 100049; 3.中山大学海洋学院, 广东 广州 510275)

玉龙斑岩铜矿带位于特提斯-喜马拉雅构造域东缘三江构造带的中部, 是研究碰撞后喜山期富碱斑岩成岩成矿作用响应的最佳地区。本文选择玉龙和多霞松多两个矿床, 分析了两地含矿斑岩的成岩成矿年龄及岩石地球化学特征,并结合Sr-Nd-Pb、S-H-O同位素进一步探讨了与冈底斯含矿斑岩岩浆源区组成、构造控矿模式及深部动力学机制上的差异。赋矿岩体均具有富碱、高K、高Al等钾质碱性岩系列特征, 玉龙早期为石英二长斑岩, 晚期为花岗闪长斑岩和石英二长斑岩, 多霞松多早期为二长花岗斑岩和花岗闪长斑岩, 晚期为碱长花岗斑岩, 两者明显富集轻稀土和大离子亲石元素Rb、Th、U、Pb, 相对亏损高场强元素Nb、Ta、Yb, 无明显Eu、Ce负异常。略高于原始地幔现代值的87Sr/86Sr值、较低的εNd(t)、相对均一的206Pb/204Pb值, 指示斑岩岩浆可能源自接近于EMⅡ型富集地幔交代成因的石榴石角闪岩和/或角闪榴辉岩的部分熔融, 并发生低程度结晶分异, 在上升侵位途中受到地壳物质的混染, 其形成于古近纪中始新世喜马拉雅期的37～41 Ma左右, 可能受控于印度板块与欧亚板块碰撞诱发的红河-哀牢山走滑断裂系统，尤其是妥坝-芒康断裂(TBF)左行走滑产生的局部俯冲作用。

富碱斑岩；地球化学特征；成矿机制；玉龙铜矿带；藏东

西藏东部玉龙斑岩铜矿带是在陆-陆碰撞造山环境下形成的世界级大型铜矿带, 带内现已发现1个超大型斑岩铜矿床(玉龙)、2个大型斑岩铜矿床(马拉松多、多霞松多)和2个中小型斑岩铜矿床及20多个矿化岩体(芮宗瑶等, 1984; 马鸿文, 1989, 1990;唐仁鲤等, 1995), 是哀牢山-金沙江钾质碱性岩带的重要组成部分。自20世纪80 年代初以来, 众多学者对玉龙铜矿带的矿床地质特征(芮宗瑶等, 1984;唐仁鲤等, 1995)、花岗岩类与成矿的关系(马鸿文, 1990; 张玉泉等, 1998)、蚀变与成矿的关系(周宜吉, 1980, 1985)、流体包裹体特征(李荫清, 1984, 1985)、区域构造与成矿(唐仁鲤等, 1995; Hou et al., 2003)、斑岩型铜矿的成矿构造背景(芮宗瑶等, 1984; 姜耀辉等, 2006; 陈建平等, 2009)、成岩成矿年龄(Liang et al., 2005; 郭利果等, 2006; 曾普胜等, 2006; 梁华英等, 2008; 伍静等, 2011)等开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龙斑岩铜矿床上, 而对多霞松多斑岩铜矿床则研究相对较少, 对含矿斑岩产出的构造背景、岩体属性和成岩成矿时代等问题还存在争议, 尤其是对玉龙富碱斑岩带的岩浆起源演化与成因机制尚未取得一致的认识(唐仁鲤等, 1995; 张玉泉等, 1998; Hou et al., 2003; Liang et al., 2006a, b)。本文在以往的工作基础上, 重点选择了己知矿床(点)分布相对集中的玉龙和多霞松多两子区作为研究区, 通过研究两地含矿斑岩体的岩石学、年代学及其地球化学特征及与冈底斯含矿斑岩的对比分析, 并进一步讨论这三者物质源区组成、构造控矿模式与深部过程以及动力学机制上的区别和差异,从而为更好的认识青藏高原东部玉龙成矿带含矿斑岩的起源及其构造演化提供新的地质依据。

1 矿床地质特征和形成时代

图1 玉龙斑岩铜矿带区域构造位置图(据Wang et al., 2001; Hou et al., 2003; 唐菊兴等, 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 玉龙和多霞松多斑岩型矿床基本地质特征对比Table 1 Comparison of the characteristics of the porphyry ore deposits in the Yulong and Duoxiasongduo areas

玉龙斑岩铜矿床是藏东喜山期玉龙成矿带中最大的斑岩铜矿床, 位于金沙江-红河断裂带北段西侧, 恒星措-甘龙拉短轴背斜的轴部向南倾斜部位(图1), 主要出露由黑云母二长花岗斑岩、石英二长斑岩、花岗闪长斑岩组成的平面上似梨形岩株产出的玉龙复式侵入岩体, 侵入时间介于41 Ma和38 Ma之间(唐仁鲤等, 1995; Hou et al., 2003; 梁华英等, 2008), 面积为0.64 km2。金属铜储量在628万吨, 伴生金约100吨, 铜品位0.99%, 金品位 0.35 g/t, 具有世界级规模(芮宗瑶等, 1984)。地层主要为中-上三叠统波里拉组浅海相灰岩夹砂岩、甲丕拉组陆相红碎屑岩和阿堵拉组海相砂页岩。多霞松多斑岩铜矿床处在玉龙铜矿带偏南部及莽总背斜中段近轴部的南西翼(图1), 含矿斑岩体主要侵入在上三叠统甲丕拉组下段砂泥岩层中, 是由角闪石、黑云母二长花岗斑岩和碱长花岗斑岩组成的复式斑岩体(张玉泉和钟孙霖, 1997)。区内出露的地层主要为上奥陶统(O1)板岩夹变质灰岩; 石炭系-二叠系(C-P)灰白色大理岩夹板岩、砂岩及基性火山岩; 上三叠统(T3)甲丕拉组: 中段泥质粉砂岩、泥灰岩、灰岩和火山岩, 下段紫红色砂砾岩、石英砂岩及页岩夹凝灰岩。矿床平均铜含量在0.378%左右, 含金 0.054 µg/g,含银 3.0 µg/g, 含钼 0.021%(唐仁鲤等, 1995), 斑岩成矿年龄介于37～38 Ma(梁华英, 2002; Liang et al., 2006b)。据众多学者研究(芮宗瑶等, 1984; 唐仁鲤等, 1995; 张玉泉等, 1998; Hou et al., 2003), 产出于同一构造背景和成矿环境上的玉龙和多霞松多两矿床,其基本地质特征具有相似性(表1): (1)矿区侵入岩体积小(直径＜2 km)、侵位浅(0.5～3 km)且多期次侵位、多岩相分带; (2)含矿斑岩为富碱钾玄岩系列, 以二长花岗斑岩、碱长花岗斑岩、石英二长斑岩和正长花岗斑岩等为主要矿物, 具斑状结构; (3)斑岩侵入体及围岩广泛发育裂隙构造控制的蚀变和矿化。蚀变具有明显的典型中心式对称型蚀变特征, 即以岩体为中心, 由内向外分带: 钾硅酸盐化→石英-绢云母化、黏土化→青磐岩化; (4)矿体主要产出于斑岩与围岩接触带, 矿体形态总体呈筒状、空心筒状, 矿石以细脉浸染状为主, 网脉状次之; (5)金属硫化物以黄铁矿、黄铜矿、辉钼矿、斑铜矿为主, 氧化物以赤铁矿和磁铁矿为主, 早期为黄铁矿+黄铜矿+辉钼矿+磁铁矿组合, 晚期为黄铁矿+斑铜矿+赤铁矿组合; (6)成矿流体早期以高温(＞400 ), ℃高盐度(含 34%～53% NaCl)岩浆水为主, 晚期混入大气水, 并与地下水发生垂向的氧化淋滤作用, 形成氧化淋滤带-硫化物富集带-氧化物富集带; (7)成岩、成矿年龄主要集中在37～40 Ma, 介于早喜马拉雅运动高峰期(43.04 Ma)与中喜马拉雅阶段高峰期(28.44 Ma)之间, 成矿作用大约是在1～2 Ma内完成的, 与赋矿岩体的年龄基本吻合。

2 岩石地球化学特征

本次获得的样品主量元素分析在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室利用X射线荧光光谱法(XRF)测定, 所有氧化物分析精度优于1%; 微量(含稀土)元素采用酸溶法分解样品, 在中国科学院广州地球化学研究所超净化室用Perkin-Elmer Sciex Elan 6000型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)测定完成, 微量元素中含量＞10 µg/g的样品分析精度优于5%(2σ), ＜10 µg/g的分析精度优于10%(2σ), 所有稀土元素的分析精度都优于5%(2σ), 具体分析流程参阅刘颖等(1996)。

2.1 主量元素

为了便于更好地讨论, 我们将玉龙和多霞松多含矿斑岩的岩石化学组成进行对比分析, 从表2可以看出玉龙和多霞松多含矿岩体都具有高Al(Al2O3: 14.18%～18.00%、12.89%～15.24%)和富碱(Na2O+K2O: 7.84%～10.22%、6.81%～8.34%)、高K(K2O/Na2O＞1), TiO2含量较低, 多小于0.4%的特征。Mg#值比较高(46.3～87.2、35.7～83.1), 大多数都大于44。其中玉龙斑岩体的A12O3、CaO、Na2O的含量明显的高于多霞松多, 尤其是玉龙早期含矿斑岩体与多霞松多晚期相比, 而SiO2的含量略低于多霞松多(图3)。

表2 多霞松多含矿斑岩主量元素分析结果(%)Table 2 Major element contents (%) of the mineralized porphyries in the Duoxiasongduo area

对玉龙和多霞松多含矿斑岩体类型, 目前有不同的看法, 马鸿文(1990)和唐仁鲤等(1995)认为玉龙铜矿带含矿斑岩属钙碱性系列; 张玉泉等(1998)和Hou et al.(2003)认为玉龙铜矿带含矿斑岩均属于钾玄岩系列, 玉龙早期为石英二长斑岩, 晚期为正长花岗斑岩, 多霞松多早期为二长花岗斑岩, 晚期为碱长花岗斑岩; 姜耀辉等(2006)认为玉龙含矿斑岩体主要为二长花岗斑岩、碱长花岗斑岩和正长花岗斑岩, 少量的石英二长斑岩, 多霞松多为碱长花岗斑岩和正长花岗斑岩。在SiO2-K2O图解中(图2a),大部分岩体样品均位于钾玄岩范围, 只有少量的玉龙晚期样品落入高钾钙碱性岩系列内, 与邻区的莽总(伍静等, 2011)、马拉松多(梁华英等, 2009)斑岩体和囊谦盆地火山岩(邓万明等, 2001; Sun et al., 2001)及日通-马牧普富碱侵入岩(张玉泉和钟孙霖, 1997;张玉泉等, 1998)相类似, 均显示为钾玄岩系列, 与冈底斯含矿斑岩分布的高钾钙碱性系列(Hou et al., 2004; Qu et al., 2004; Guo et al., 2007)有一定的区别,可能反映了两类环境斑岩岩浆具有不同的起源和演化特性。含矿斑岩又具有埃达克岩的亲合性, 属于拉萨地块埃达克岩(Middlemost, 1994; 王保弟等, 2010)的范畴, 并且具有很高的K2O含量和较高的K2O/Na2O比值(图2a)。在侵入岩全碱-SiO2分类图中(图2b)(Le Bas et al., 1986), 玉龙早期含矿斑岩体主要落在石英二长岩内, 晚期主要落在石英二长岩和花岗闪长岩内, 少量位于花岗岩区, 而多霞松多早期主要落在花岗岩区和花岗闪长岩区及两者的分界线附近, 晚期主要落在花岗岩区。综合考虑两地斑岩体中钾长石斑晶的含量分布及早期岩体相对贫SiO2、富TiO2、A12O3、MgO、CaO、Na2O, 晚期岩体相对富SiO2、K2O(表2), 可以认为玉龙早期为石英二长斑岩, 晚期主要为花岗闪长斑岩和石英二长斑岩, 多霞松多早期主要为二长花岗斑岩和花岗闪长斑岩, 晚期为碱长花岗斑岩。岩体的SiO2与Al2O3、MgO、CaO、Na2O、TiO2、P2O5均呈良好的负相关关系(图3), 和K2O有较弱的正相关关系(图2a), 而Fe2O3的变化趋势不明显(图3), 表明在岩浆的演化过程中, 可能有角闪石、单斜辉石和钛铁矿等相对富铁镁矿物的结晶分异。

图2 玉龙和多霞松多含矿斑岩SiO2-K2O(a)和(Na2O+ K2O)-SiO2(b) 图(据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

稀土元素的地球化学行为与岩石成因关系十分密切, 玉龙和多霞松多含矿斑岩体的稀土总量变化范围∑REE分别为156.12～413.25 µg/g、160.89～304.89 µg/g, LREE/HREE为15.48～24.26、8.40～22.97,两值均变化较大, 表明稀土元素具有强烈分异且LREE明显富集, 尤其是玉龙早期含矿斑岩体。Sm/Nd值为0.14～0.24, Eu/Sm 值为0.12～0.27, 该比值范围位于地壳和上地幔之间(王治华等, 2010)。δEu值分别为0.72～1.03、0.57～0.95, 具弱负或无明显Eu负异常(表3), δCe值为0.89～1.07, 基本上无Ce异常(亏损), 在稀土元素配分模式图(图4a)中表现为较平缓的右倾型曲线, 与冈底斯带含矿斑岩弱正或弱负Eu异常变化特征(Hou et al., 2004; Qu et al., 2004; Guo et al., 2007)相似。(La/Yb)N、(Ce/Yb)N的比值均远远大于1, 其中玉龙早期含矿斑岩体的该比值最大分别为46.55、32.40, 可能说明岩浆形成演化过程中结晶分异作用不占主导地位(马鸿文, 1990)或源区缺少富含Eu的矿物。

DWD无线随钻测量仪器由地面部分、井下部分及辅助工具、设备组成，其工作原理是利用仪器内的涡轮发电机将部分钻井液的能量转化成电能为探管供电，同时钻井液脉冲发生器将探管探测到的数据通过钻井液传递到地面，地面上采用钻井液压力传感器检测来自井下仪器的钻井液脉冲信息，并传输到地面解码箱进行处理，最终井下仪器所测量的井斜角、方位角和工具面数据等信息可以显示在计算机或DDU司钻阅读器上。

在原始地幔标准化蛛网图(图4b)中, 玉龙和多霞松多含矿斑岩明显富集大离子亲石元素(LILE)Rb、Th、U、Pb, Hf略微富集, 相对亏损高场强元素(HFSE)Nb、Ta、Yb, Sr含量变化分别为457～995 µg/g、58～776 µg/g,除玉龙晚期样品显示为弱正异常外, 其他的具有负异常特征, 多霞松多早期含矿斑岩体则更明显, 这与冈底斯含矿斑岩弱正Sr异常(Hou et al., 2004; Qu et al., 2004)有一定的区别, 且具有较明显的Rb、Th、U、Pb峰与Ba、Nb谷。Y含量变化于9.33～19.69 µg/g、11.11～24.85 µg/g, Sm/Yb比值变化为4.34～7.15、3.45～6.78,均值为5.32, 与Kay and Mpodozis(2001)提出的成矿期斑岩的Sm/Yb比值(5～7)范围相吻合, Zr/Sm比值变化为15.96～50.02、13.41～49.15, 均值为27.36, 证实玉龙和多霞松多含矿斑岩以较高Y＞11 µg/g、中等Sm/Yb和Zr/Sm比值为特征。

图3 玉龙和多霞松多含矿斑岩Harker图(SiO2-MgO, SiO2-Mg#图据王强等, 2004, 2008; 侯增谦等, 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)

图4 含矿斑岩体稀土元素配分型式图(a)和微量元素原始地幔蛛网图(b)(标准化值据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 讨 论

3.1 含矿斑岩的埃达克(质)岩特征

埃达克(质)岩作为一种俯冲洋壳板片MORB在榴辉岩相条件下部分熔融的产物, 具有独特的地球化学特征, 如SiO2≥56%、A12O3≥15%、MgO＜ 3%(很少＞6%)、较低的Y含量(≤18 µg/g)和HREE(如Yb≤1.9 µg/g)、相对亏损HFSE(Nb、Ta、Ti、P)以及较高的Sr(＞400 µg/g)(Defant and Drummond, 1990)。最近的研究显示, 埃达克质岩与斑岩型Cu-Au-Mo矿床有着一定的关系(Defant and Kepezhinskas, 2001; Oyarzun et al., 2001; 张旗等, 2004; 王强等, 2008)。玉龙和多霞松多含矿斑岩较高的SiO2(＞63%)和A12O3(＞15%, 在SiO2=65%条件下), 较高的Sr/Y(大多数＞35)和La/Yb比值, 亏损HREE(Yb≤1.6 µg/g)和Y(大多数＜18 µg/g)以及LREE与HREE强烈分馏和无明显Eu负异常诸特征(表4), 显示其具有埃达克岩岩浆亲合性。与典型的埃达克岩相比(Defant and Drummond, 1990), 两地的含矿斑岩则相对高K(K2O/Na2O＞1)、较高Mg(MgO=0.51%～1.49%)和富集LILE(Rb、Th), 但总体处于埃达克岩区范围内, 与冈底斯带斑岩明显偏离(曲晓明等, 2001; Hou et al., 2004; 孟祥金, 2004)(图5a, b), 暗示其岩浆源区MORB质角闪榴辉岩或榴辉岩可能发生了较大程度的部分熔融(Defant and Drummond, 1990), 在地球化学上显示出正常岛弧火山岩与埃达克岩的过渡特征。

表4 玉龙、多霞松多含矿斑岩与典型adakite地球化学特征对比Table 4 Comparison of geochemical characteristics of the typical adakite and the ore-bearing porphyries in the Yulong and Duoxiasongduo areas

图5 含矿斑岩Sr/Y-Y图((a), 据Drummond and Defant, 1990; Martin, 1986)和(La/Yb)N-(Yb)N图((b), 据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 岩浆源区与深部过程

造山型钾质岩通常认为来自于与俯冲板片流体(熔体)有关的富集地幔源区(Foley, 1992; Nelson, 1992), 而最近的一些研究表明青藏高原碰撞型含矿斑岩的成因与俯冲增生而导致的加厚下地壳的部分熔融作用有关(Hou et al., 2004; Qu et al., 2004; Guo et al., 2007; Gao et al., 2007, 2010)。目前对富碱斑岩的成因已提出多种模式, 如: 交代富集地幔部分熔融模式(张玉泉等, 2000; 姜耀辉等, 2006)、壳/幔过渡带部分熔融模式(邓万明等, 1998; 钟大赉等, 2000)、大陆板片沿红河断裂带向东俯冲模式(Wang et al., 2001)和大规模走滑诱发“岛弧型”地幔部分熔融模式(Hou et al., 2003; 王建等, 2003)。含矿斑岩的Al2O3、MgO、CaO、Na2O、TiO2、P2O5与SiO2之间存在明显的负相关关系(图3), 表明在岩浆演化过程中, 可能有角闪石、单斜辉石和钛铁矿等相对富铁镁矿物的结晶分异。但对部分熔融作用和结晶分离作用形成的岩浆岩的La与La/Sm的相关关系研究(图7), 表明其形成的深度至少在40 km以上(陈建林等, 2011), 其形成机制主要以部分熔融为主, 和冈底斯斑岩带相类似(Hou et al., 2004; Guo et al., 2007)。同时无明显Eu负异常特性也说明岩浆形成演化过程中结晶分异作用不占主导地位(马鸿文, 1990)。该区晚期具有较高的K2O含量, 并且随着SiO2含量的增加而有较明显的增加趋势, 表明源区存在富钾矿物相如金云母、富钾角闪石和钾长石的可能性。岩石中Ti的亏损可能说明源区有在含水条件下稳定的金红石矿物相的残留, Nb、Ta的亏损与Hf的富集表明源区残留相中可能有角闪石的存在。Yb的亏损则意味着岩浆源区有石榴石残留, K、Rb的富集与Ba的亏损表明可能与源区金云母的熔融有关。由以上特征推断, 玉龙和多霞松多斑岩源区含金云母, 残留相中富集石榴石和角闪石。HREE极度亏损以及与LREE的强烈分异表明斑岩源区岩浆残留相中存在有石榴石或/和普通角闪石(孟祥金, 2004), 这与微量元素所反映出的信息一致。据Y、Yb、Sm和Zr元素地球化学特征及与含矿斑岩共生的正长斑岩和二长斑岩中广泛发现的角闪岩、石榴石角闪岩和榴辉岩等下地壳包体(蔡新平, 1992; 赵欣等, 2004), 表明具有较高Y(＞11 µg/g)含量的玉龙和多霞松多含矿斑岩可能起源于含石榴石较少的石榴石角闪岩和角闪榴辉岩(图5)。

含矿斑岩具有略高于原始地幔现代值(0.7045)的87Sr/86Sr比值(0.7055～0.7075)、较低的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)和中国东部地壳熔融(朱训等, 1983; 常印佛等, 1991)形成的埃达克岩, 介于亏损地幔(MORB)、古老下地壳与富集地幔(EMⅡ)形成的三角形区域内, 与冈底斯含矿斑岩相比(Hou et al., 2004; Guo et al., 2007), 玉龙和多霞松多两地则更接近于富集地幔源区EMⅡ(图6a)。较窄变化范围的206Pb/204Pb比值(18.713～18.890)(表5)和由MORB外围向EMⅡ内直线延伸的207Pb/204Pb比值变化(图6b), 有着与日通-马牧普富碱侵入岩(张玉泉和钟孙霖, 1997; 张玉泉等, 1998)相类似的分布区域, 同样暗示埃达克质熔体曾与富集地幔物质发生了物质交换, 特别是EMⅡ型富集地幔部分熔融产生的钾质-超钾质玄武质熔体(Turner et al., 1993), 这种混合作用导致了含矿斑岩的Mg#增高、K2O含量增加及87Sr/86Sr比值增高。斑岩体和围岩的δ34S值变化范围为－0.5‰～5.97‰(芮宗瑶等, 1984; 陈建平等, 2009), 与超基性岩、基性岩及石陨石的硫同位素组成相似(从柏林等, 1979), 反映出该区矿体的硫源主要来自上地幔或下地壳, 以地幔物质为主。流体包裹体的氢氧同位素的分析测定(δD:－75.1‰～－116.7‰, δ18O: 7.1‰～23.6‰)(陈建平等, 2009), 表明含矿斑岩岩浆在上升侵位途中受到了地壳物质的混染作用。

3.3 成岩动力学机制

印度板块与欧亚板块在65～41 Ma发生大规模碰撞之后, 青藏高原即进入陆内碰撞造山阶段, 之后相继经历了晚碰撞(40～26 Ma)和后碰撞(25～0 Ma)(侯增谦等, 2006a)。始于40 Ma的晚碰撞造山作用, 发生于印度-亚洲大陆的持续会聚和南北挤压背景之下, 以大陆内部地体(陆块)间的相对运动,即陆内俯冲和逆冲-推覆-走滑活动为特征(侯增谦等, 2006b)。伴随着第一幕大规模的应力释放(芮宗瑶等, 2004), 在青藏高原东南缘形成长达数千公里的金沙江-红河走滑拉分带(张玉泉和钟孙霖, 1997),发育一系列派生性的含新生代富碱侵入岩和钾质火山岩的拉张盆地(如囊谦、贡觉、剑川)。玉龙斑岩铜矿带位于红河-哀牢山巨型走滑断裂带北延断裂系统中, 西侧为妥坝-芒康断裂, 成矿岩体年龄从北西往南东逐渐降低, 微量元素及Sr-Nd-Pb同位素组成特征(张玉泉等, 2000; Jiang et al., 2006)和沿红河-哀牢山左行走滑断裂分布的钾质碱性岩相似(Wang et al., 2001), 都具交代富集地幔特征(张玉泉等, 2000; Hou et al., 2003; 姜耀辉等, 2006)。因此, 可以认为玉龙铜矿带是由于受印度板块与欧亚板块碰撞诱发的红河-哀牢山走滑断裂系统尤其是妥坝-芒康断裂左行走滑断裂活动产生的局部俯冲作用, 把下地壳物质带入岩石圈地幔诱发其部分熔融并经历低程度的分离结晶作用演化(图7), 之后大规模走滑断裂和走滑拉分盆地(贡觉右行走滑拉分盆地、囊谦左行走滑拉分盆地)在富碱岩浆汇集上升过程中控制了岩浆熔体的浅成侵位和喷发(Richards, 2003; 梁华英等, 2006)(图8)。

表5 含矿斑岩Sr-Nd-Pb同位素组成Table 5 Sr-Nd-Pb isotopic compositions of the ore-bearing porphyries

图6 含矿斑岩的87Sr/86Sr-143Nd/144Nd图(a)和207Pb/204Pb-206Pb/204Pb图(b)Fig.6 Sr-Nd-Pb isotopic characteristics of the mineralized porphyries in the Yulong and Duoxiasongduo areas

图7 含矿斑岩La-La/Sm图解Fig. 7 La vs. La/Sm diagram for the mineralized porphyries in the Yulong and Duoxiasongduo areas

4 结 论

(1) 玉龙和多霞松多含矿斑岩均属于钾玄质侵入岩, 具有富碱、高K、高Al等钾质碱性岩系列的成分特征, 但是它们的主量元素含量在早、晚期有着较小的差异: 玉龙早期为石英二长斑岩, 多霞松多主要为二长花岗斑岩和花岗闪长斑岩, 富TiO2、A12O3、MgO、CaO、Na2O; 玉龙晚期主要为花岗闪长斑岩和石英二长斑岩, 多霞松多为碱长花岗斑岩,相对富SiO2、Fe2O3和K2O, 表明在岩浆的演化过程中, 可能有角闪石、单斜辉石和钛铁矿等富铁镁矿物的结晶分异。

图8 玉龙铜矿带富碱斑岩岩浆发育构造模式示意图(据Richards, 2003; 梁华英等, 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) 含矿斑岩稀土元素强烈分异且LREE明显富集, 弱负或无明显Eu、Ce负异常; 富集LILE(Rb、 Th、U、Pb、Hf), 相对亏损HFSE(Nb、Ta、Yb), Sr负异常, 具有较明显的Rb、Th、U、Pb峰与Ba、Nb谷, 具有似埃达克岩地球化学特征, 略高于原始地幔现代值的87Sr/86Sr比值、较低的εNd(t)、较窄变化范围的206Pb/204Pb比值及S-H-O同位素组成特征, 指示斑岩岩浆源区可能是接近于EMⅡ型富集地幔交代成因的石榴石角闪岩和/或角闪榴辉岩的部分熔融, 且在上升侵位途中受到了地壳物质的混染作用。

(3) 玉龙铜矿带的形成可能与中新世受印度板块与欧亚板块碰撞诱发的红河-哀牢山走滑断裂系统尤其是妥坝-芒康断裂(TBF)左行走滑断裂活动产生的局部俯冲作用, 把下地壳物质带入岩石圈地幔诱发其部分熔融并经历低程度的分离结晶作用演化有关, 在古近纪中始新世喜马拉雅期的37～41 Ma左右, 岩浆侵入形成大型斑岩铜矿床。

致谢: 野外和实验工作中中国科学院广州地球化学研究所和中山大学海洋学院课题组的师兄弟们给予大力协助, 特此致谢！张旗研究员及曲晓明研究员对本文提出了宝贵的修改意见, 特此向他们表示衷心感谢！

蔡新平. 1992. 扬子地台西缘新生代富碱斑岩中的深源包体及其意义. 地质科学, (2): 183-189.

常印佛, 刘湘培, 吴言昌. 1991. 长江中下游成矿带. 北京: 地质出版社: 1-379.

陈建林, 许继峰, 任江波. 2011. 俯冲型和碰撞型含矿斑岩地球化学组成的差异. 岩石学报, 27(9): 2733-2742.

陈建平, 唐菊兴, 丛源, 董庆吉, 郝金华. 2009. 藏东玉龙斑岩铜矿地质特征及成矿模型. 地质学报, 83(12): 1887-1900.

从柏林, 张雯华, 叶大年. 1992. 华北断块新生代玄武岩的研究. 地质学报, 66(2): 112-123.

邓万明, 黄萱, 钟大赉. 1998. 滇西新生代富碱斑岩的岩石特征与成因. 地质科学, 33(2): 412-425.

邓万明, 孙宏娟, 张玉泉. 2001. 囊谦盆地新生代钾质火山岩成因岩石学研究. 地质科学, 36(3): 304-318.

董冰华, 夏斌, 张玉泉. 2013. 藏东玉龙钾质碱性花岗岩地球化学、黒云母40Ar-39Ar年龄及其地质意义. 未刊.

付建明, 马昌前, 谢才富, 张业明, 彭松柏. 2005. 湖南金鸡岭铝质A型花岗岩的厘定及构造环境分析. 地球化学, 34(3): 215-226.

郭利果, 刘玉平, 徐伟, 张兴春, 秦克章, 李铁胜, 石玉若. 2006. SHRIMP锆石年代学对西藏玉龙斑岩铜矿成矿年龄的制约. 岩石学报, 22: 1009-1016.

侯增谦, 莫宣学, 杨志明, 王安建, 潘桂棠, 曲晓明, 聂凤军. 2006a. 青藏高原碰撞造山带成矿作用: 构造背景、时空分布和主要类型. 中国地质, 33(2): 348-359.

侯增谦, 潘桂棠, 王安建, 莫宣学, 田世洪, 孙晓明, 丁林, 王二七, 高永丰, 谢玉玲, 曾普胜, 秦克章, 许继峰, 曲晓明, 杨志明, 杨竹森, 费红彩, 孟祥金,李振清. 2006b. 青藏高原碰撞造山带: II. 晚碰撞转换成矿作用. 矿床地质, 25 (5): 521- 543.

侯增谦, 潘小菲, 杨志明, 曲晓明. 2007. 初论大陆环境斑岩铜矿. 现代地质, 21(2): 332-351.

姜耀辉, 蒋少涌, 凌洪飞, 戴宝章. 2006. 陆-陆碰撞造山环境下含铜斑岩岩石成因: 以藏东玉龙斑岩铜矿带为例. 岩石学报, 22: 697-706.

李荫清. 1984. 玉龙某些中酸性侵入岩和火山杂岩中的熔融和流体包裹体. 中国地质科学院院报, 85-106.

李荫清. 1985. 我国几个重要(主要)斑岩铜(钼)矿床的包裹体演化机制及成矿pH条件. 矿床地质, 4(2): 51-60.

梁华英. 2002. 青藏高原东南缘斑岩铜矿成岩成矿研究取得新进展. 矿床地质, 21(4): 365.

梁华英, 莫济海, 孙卫东, 喻亨祥, 张玉泉, Charllote M A.2008. 藏东玉龙超大型斑岩铜矿床成岩成矿系统时间跨度分析. 岩石学报, 24(10): 2352-2358.

梁华英, 莫济海, 孙卫东, 张玉泉, 曾提, 胡光黔, Charllote M A. 2009. 玉龙铜矿带马拉松多斑岩体岩石学及成岩成矿系统年代学分析. 岩石学报, 25(2): 385-392.

梁华英, 孙卫东, 喻亨祥, 谢应雯, 莫济海, 张玉泉. 2006.西藏东缘玉龙斑岩铜矿带含矿岩体时代及斑岩铜金矿床形成研究. 矿床地质, 25: 415-418.

刘颖, 刘海臣, 李献华. 1996. 用ICP-MS准确测定岩石样品40余种微量元素. 地球化学, 25(6): 552-558.

马鸿文. 1989. 论藏东玉龙斑岩铜矿带岩浆侵入时代. 地球化学, (3): 210-216.

马鸿文. 1990. 西藏玉龙斑岩铜矿带花岗岩类与成矿. 武汉: 中国地质大学出版社: 1-158.

孟祥金. 2004. 西藏碰撞造山带冈底斯中新世斑岩铜矿成矿作用研究. 北京: 中国地质科学院博士论文: 1-104.

曲晓明, 侯增谦, 黄卫. 2001. 冈底斯斑岩铜成矿带: 西藏第二条“玉龙”斑岩铜矿带? 矿床地质, 20(4): 355-366.

芮宗瑶, 黄崇轲, 齐国明. 1984. 中国斑岩铜(钼)矿. 北京:地质出版社: 1-300.

芮宗瑶, 张立生, 陈振宇, 王龙生, 刘玉琳, 王义天. 2004.斑岩铜矿的源岩或源区探讨. 岩石学报, 20(2): 229-238.

唐菊兴, 张丽, 李志军, 陈建平, 黄卫, 王乾. 2006. 西藏玉龙铜矿床——鼻状构造圈闭控制的特大型矿床.矿床地质, 25(6): 654-662.

唐仁鲤, 罗怀松, 李荫清. 1995. 西藏玉龙铜(钼)矿带地质.北京: 地质出版社: 76-96.

王保弟, 陈陵康, 许继峰, 刘鸿飞, 陈建林, 康志强. 2010.拉萨地块麻江地区具有“超钾质”成分的钾质火山岩的识别及成因. 岩石学报, 27(6): 1662-1674.

王建, 李建平, 王江海. 2003. 滇西大理-剑川地区钾玄质岩浆作用: 后碰撞走滑拉伸环境岛弧型岩浆作用的地球化学研究. 岩石学报, 19(1): 61-69.

王强, 唐功建, 贾晓辉, 资锋, 姜子琦, 许继峰, 赵振华. 2008. 埃达克质岩的金属成矿作用. 高校地质学报, 14: 350-364.

王强, 赵振华, 许继峰, 白正华, 王建新, 刘成新. 2004.鄂东南铜山口、殷祖埃达克质(adakite)的侵入岩地球化学特征对比: (拆沉)下地壳熔融与斑岩铜矿的成因.岩石学报, 20(2): 351-360.

王增, 申屠保涌, 丁朝建. 1995. 藏东花岗岩类及其成矿作用. 成都: 西南交通大学出版社: 150-151.

王治华, 郭晓东, 陈祥, 葛良胜, 邹依林. 2010. 云南祥云马厂箐富碱斑岩体的地球化学特征及其形成的构造环境. 地质评论, 56(1): 125-135.

伍静, 梁华英, 莫济海, 张玉泉, 胡光黔. 2011. 玉龙斑岩铜矿带莽总含矿斑岩体岩石学特征及锆石U-Pb年龄研究. 大地构造与成矿学, 35(2): 300-306.

曾普胜, 侯增谦, 高永峰, 杜安道. 2006. 印度-亚洲碰撞带东段喜马拉雅期铜-钼-金矿床Re-Os年龄及成矿作用. 地质论评, 52(1): 72-84.

张旗, 秦克章, 王元龙, 张福勤, 刘红涛, 王焰. 2004. 加强埃达克岩研究, 开创中国Cu, Au等找矿工作的新局面. 岩石学报, 20(2): 195-204.

张玉泉, 谢应雯, 李献华, 邱华宁, 赵振华, 梁华英, 钟孙霖. 2000. 青藏高原东部钾玄岩浆岩同位素特征:岩石成因及构造意义. 中国科学(D辑), 30(5): 493-498.

张玉泉, 谢应雯, 梁华英, 邱华宁, 李献华, 钟孙霖. 1998.藏东玉龙铜矿带含矿斑岩及成岩系列. 地球化学, 27(3): 236-243.

张玉泉, 钟孙霖. 1997. 藏东玉龙铜矿带含矿斑岩演化与成矿关系. 西藏地质, 18: 73-86.

赵欣, 喻学惠, 莫宣学, 张瑾, 吕伯西. 2004. 滇西新生代富碱斑岩及其深源包体的岩石学和地球化学特征.现代地质, 18(2): 217-228.

钟大赉, 丁林, 刘福田, 刘建华, 张进江, 季建清, 陈辉. 2000. 造山带岩石层多向层架构造及其对新生代岩浆活动制约——以三江及邻区为例. 中国科学(D辑), 30(1): 1-8.

周宜吉. 1980. 玉龙矿带中斑岩铜矿的控矿因素及其成因探讨. 地质论评, 26(4): 357-361.

周宜吉. 1985. 试论玉龙斑岩铜矿带内矿床的蚀变和矿化分带. 矿床地质, 4(2): 23-30.

朱训, 黄崇输, 芮宗瑶. 1983. 德兴斑岩铜矿. 北京: 地质出版社: 1-314.

Defant M J and Drummond M S. 1990. Derivation of some modern arcmagmas by melting of young subducted lithosphere. Nature, 347: 662-665.

Defant M J and Drummond M S. 1993. Mount St. Helens: Potential example of the partial melting of the subducted lithosphere in a volcanic arc. Geology, 21(6): 547-550.

Defant M J and Kepezhinskas P. 2001. Adakites: A review of slab melting over the past decade and the case for a slab-melt component in arcs. EOS Transactions, 82: 65, 68-69.

Drummond M S and Defant M J. 1990. A model for trondhjenite-tonalite-dactite genesis and crustal growth via slab melting: Archean to modern composition. Journal of Geophysical Research, 95: 503-521.

Foley S. 1992. Vein-plus-wall-rock melting mechanisms in the lithosphere and the origin of potassic alkaline magmas. Lithos, 28(3-6): 435-453.

Gao Y F, Hou Z Q, Kamber B S, Wei R H, Meng X J and Zhao R S. 2007. Adakite-like porphyries from the southern Tibetan continental collision zones: Evidence for slab melt metasomatism. Contributions to Mineralogy and Petrology, 153(1): 105-120.

Gao Y F, Yang Z S, Santosh M, Hou Z Q, Wei R H and Tian S L. 2010. Adakitic rocks from slab melt-modified mantle sources in the continental collision zone of southern Tibet. Lithos, 119(3-4): 651-663.

Gill J B. 1981. Orogenic andesites and plate tectonic. New York: Springer-Verlag: 390.

Guo Z F, Wilson M and Liu J Q. 2007. Post-collisional adakites in south Tibet: Products of partial melting of subduction-modified lower crust. Lithos, 96(1-2): 205-224.

Hou Z Q, Gao Y F, Qu X M, Rui Z Y and Mo X X. 2004. Origin of adakitic intrusives generated during mid-Miocene east-west extension in southern Tibet. Earth and Planetary Science Letters, 220: 139-155.

Hou Z Q, Ma H W, Zaw K, Zhang Y Q, Wang M J, Wang Z, Pan G T and Tang R L. 2003. The Himalayan Yulong porphyry copper belt: Product of large-scale strike-slip faulting in eastern Tibet. Economic Geology, 98(1): 125-145.

Jiang Y H, Jiang S Y, Ling H F and Dai B Z. 2006. Low-degree melting of a metasomatized lithospheric mantle for the origin of Cenozoic Yulong monzogranite-porphyry, east Tibet: Geochemical and Sr-Nd-Pb-Hf isotopic constraints. Earth and Planetary Science Letters, 241: 617-633.

Kay R W. 1978. Aleutian magnesium andesites: Melts from subducted Pacific oceanic crust. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 4(1-2): 117-132.

Kay S M and Mpodozis C. 2001. Central Andean ore deposits linked to evolved shallow seduction systems and thickening crust. GSA Today, 11: 4-9.

Kay S M, Ramos V A and Marquez M. 1993. Evidence in Cerro Pampa volcanic rocks for slab-melting prior to ridge-trench collision in southern South Ameriea. The Journal of Geology, 101(6): 703-714.

Le Bas M J, Le Maitre R W, Streckeisen A, Zanettin B and IUGS Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks. 1986. A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram. Journal of Petrology, 27(3): 745-750.

Liang H Y, Campbell I H, Allen C, Sun W D, Liu C Q, Yu H X, Xie Y W and Zhang Y Q. 2006a. Zircon Ce4+/Ce3+ratios and ages for Yulong ore-bearing porphyries in eastern Tibet. Mineralium Deposita, 41(2): 152-159.

Liang H Y, Yu H X, Mo C H, Zhang Y Q and Xie Y W. 2006b. Zircon LA-ICP-MS U-Pb age Ce4+/Ce3+ratios and the geochemical features of the Machangqing complex associated the copper deposit. Chinese Journal of Geochemistry, 25(3): 223-229.

Liang H Y, Zhang Y Q, Xie Y W, Lin W, Campbell I H and Yu H X. 2005. Geochronological and geochemical study on the Yulong porphyry copper ore belt in eastern Tibet, China // Mineral Deposit Research: Meeting the Global Challenge, 1: 1235-1237.

Martin H. 1986. Effect of steeper Archean geothermal gradient on geochemistry of subduction-zone magmas. Geology, 14(9): 753-756.

Middlemost E A K. 1994. Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth-Science Reviews, 37(3-4): 215-224.

Miller C, Schuster R, Klötzli U, Frank W and Purtscheller F. 1999. Post-collisional potassic and ultrapotassic magmatism in SW Tibet: Geochemical and Sr-Nd-Pb-O isotopic constraints for mantle source characteristics and petrogenesis. Journal of Petrology, 40(9): 1399-1424.

Nelson D R. 1992. Isotopic characteristics of potassic rocks: Evidence for the involvement of subducted sediments in magma genesis. Lithos, 28(3-6): 403-420.

Oyarzun R, Márquez A, Lillo J, López I and Rivera S. 2001. Giant versus small porphyry copper deposits of Cenozoic age in northern Chile: Adakitic versus normal calc-alkaline magmatism. Mineralium Deposita, 36: 794-798.

Petford N and Atherton M. 1996. Na-rich partial melts from newly underplated basaltic crust: The Cordillera Blanca Batholith, Peru. Journal of Petrology, 37(6): 1491-1521.

Plank T and Langmuir C H. 1998. The chemical composition of subducting sediment and its consequences for the crust and mantle. Chemical Geology, 145(3-4): 325-394.

Qu X M, Hou Z Q and Li Y G. 2004. Melt components derived from a subducted slab in late orogenic ore-bearing porphyries in the Gangdese copper belt,southern Tibetan plateau. Lithos, 74: 131-148.

Richards J P. 2003. Tectono-magmatic precursors for porphyry Cu-(Mo-Au) deposit formation. Economic Geology, 98: 1515-1533.

Stern C R and Kilian R. 1996. Role of the subducted slab, mantle wedge and continental crust in the generation of adakites from the Andean Austral Volcanic Zone. Contributions to Mineralogy and Petrology, 123(3): 263-281.

Sun H J, Deng W M and Zhang Y Q. 2001. Petrogenesis of Cenozoic potassic volcanic rocks in the Nangqen Basin. Acta Geologica Sinca, 75(1): 27-40.

Sun S S and McDonough W F. 1989. Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: Implication for mantle composition and processes // Saunders A D and Norry M J. Magmatism in Oceanic Basins. Geological Society, London, Special Publications, 42(1): 313-345.

Turner S, Hawkesworth C, Liu J Q, Rogers N, Kelley S and Calsteren P. 1993. Timing of Tibetan uplift constrained by analysis of volcanic rocks. Nature, 364: 50-54.

Wang J H, Yin A, Harrison T M, Grove M, Zhang Y Q and Xie G H. 2001. A tectonic model for Cenozoic igneous activities in the eastern Indo-Asian collision zone. Earth and Planetary Science Letters, 188: 123-133.

Zindle A and Hart S R. 1986. Chemical geodynamics. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 14: 493-573.

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

项目资助: 国家自然科学基金(批准号: 4053019)、广州市科技计划项目(编号: 2012420004205008)和广东省高校海洋石油勘探开发重点实验基金(42000-3211101)联合资助。

吴伟中(1984-), 男, 博士研究生, 构造地质学专业。Email: 1604222@163.com