义敦岛弧晚白垩世斑岩成矿系统*

杨立强 高雪 和文言

YANG LiQiang，GAO Xue and HE WenYan

中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室，北京 100083

State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources，China University of Geosciences，Beijing 100083，China

2015-04-01 收稿，2015-06-23 改回.

1 引言

斑岩成矿系统(包括斑岩型、矽卡岩型、沉积岩容矿型和浅成低温热液型矿床)提供了全球绝大部分的Cu、Mo 和相当大部 分Au、Ag、Zn、Pb、Sn、W 等有 色金 属 矿 产 资 源(Sillitoe，2010)，其成矿机制是地球科学研究的重大前缘课题(Sun et al.，2013)。斑岩矿床成矿模式研究有力推动了全球斑岩成矿系统的勘查工作，并取得巨大找矿成效(Chiaradia et al.，2013;Cooke et al.，2005)。其中，对不同矿床类型与成矿母岩性质关系的大量研究表明(Sun et al.，2013;Wang et al.，2014c;张德会，2005;赵博等，2014)，岩浆的氧化程度与含水性将影响花岗(斑)岩伴生矿床的类型与规模，斑岩型Cu±Mo±Au 矿床的形成通常与富水的氧化岩浆密切相关，Sn-W 矿床与还原性花岗(斑)岩伴生(Sato，2012)。

义敦岛弧形成于晚三叠世大规模俯冲造山作用过程中，之后经历了侏罗纪碰撞造山和晚白垩世后造山伸展及新生代陆内构造变形的叠加改造;其内晚三叠世和晚白垩世花岗(斑)岩及其相关成矿系统发育，而侏罗纪和新生代岩浆活动及相关矿化仅零星出露(邓军等，2010a，b，2013;刘江涛等，2013;Deng et al.，2014b)。其中，晚三叠世呷村银多金属块状硫化物矿床和普朗斑岩型铜多金属矿床等的发现，使该区成为我国最重要的晚三叠世斑岩型矿集区之一(Li et al.，2011;邓军等，2011，2012;Deng et al.，2014a;Deng and Wang，2015)。而随着近期研究和勘查工作的逐步开展，区内又有大量晚白垩世花岗(斑)岩及其相关的斑岩-矽卡岩型多金属矿床被发现。这些矿床与晚白垩世花岗质岩石成因上密切相关、空间上紧密相伴，呈南北向展布，且由北向南呈规律性变化:北段昌台弧发育雀儿山花岗(斑)岩体，矿化以Sn 为主，如俄西柯矽卡岩型锡矿床;中段乡城弧乡城-格咱断裂两侧发育大量花岗(斑)岩及Sn-Pb-Zn-Ag 多金属矿床，如措莫隆矽卡岩型Sn-Pb-Zn-Ag 多金属矿床等;南段中甸弧发育呈岩株出露的二长花岗斑岩及Cu-Mo-W 多金属矿化，如休瓦促石英脉型W-Mo 矿床、红山斑岩-矽卡岩型Cu-Mo 矿床和铜厂沟斑岩-矽卡岩型Mo-Cu 矿床(图1)。这些为剖析斑岩成矿系统多样性提供了理想研究对象。

近年来，对这些矿床及相关花岗(斑)岩开展了大量研究，积累了丰富资料。已有研究大多认为这种区域性变化规律是由于岩浆就位深度(李建康等，2007)或剥蚀程度的差异(李文昌等，2011)引起的，而部分研究推测岩浆源区的差异是导致区域成矿多样性的根本原因(刘树文等，2006)，但缺乏详细的证据和理论分析。为此，本文聚焦义敦岛弧晚白垩世斑岩成矿系统多样性与含矿岩浆-流体演化成矿机理，在对区域成矿背景、区域成矿特征及成矿花岗斑岩的地质-地球化学系统研究的基础上，剖析了区域成矿系统时-空结构，探讨了区域花岗(斑)岩岩浆活动与地壳性质及成矿多样性的关系，以期获取有关斑岩系统成岩成矿作用的信息，从而深化对区域成矿规律和斑岩成矿多样性及其成因机理的认识、为丰富斑岩成矿系统理论提供新的制约、为实现理论研究带动勘查突破提供科技支撑。

2 成矿地质背景

图1 义敦岛弧大地位置(a)和地质简图(b)(据侯增谦等，2003 修编)Fig.1 Simplified geological map of the Yidun arc，SW China (modified after Hou et al.，2003)

义敦岛弧夹持于西侧羌塘地体、北东侧松潘-甘孜褶皱冲断带和南东侧的扬子地块之间(图1)，东以甘孜-理塘缝合带为界，西以金沙江缝合带为限，NW 向延伸数千千米。它属于中咱-中甸微陆块东侧的晚三叠世岛弧带，主要出露地层为三叠系及少量第三系。中-下三叠统为一套海相碎屑岩夹碳酸盐岩和硅质岩，厚达5000m，上三叠统中下部为一套巨厚的复理石砂板岩夹基性-酸性火山岩及碳酸盐岩，厚约万米，上部为浅海碎屑岩和海陆过渡相含煤碎屑岩，第三系为山间盆地磨拉石堆积。

义敦岛弧自西向东可分成西义敦岛弧(即中咱地块)和东义敦岛弧两个次级构造单元。中咱地块由古生代碳酸盐台地和镁铁质熔岩组成，于早三叠世羌塘地体和义敦岛弧沿金沙江缝合带碰撞时发生变形和变质(Reid et al.，2005)。其地层学和岩相学特征与扬子地体相似，被认为是晚二叠世甘孜-理塘洋打开时从扬子陆块漂移过来的微陆块(侯增谦等，1995)。东义敦岛弧主要由三叠纪复理石沉积和晚三叠世钙碱性火山-次火山岩组成(侯增谦等，2003)。区域重磁异常资料综合分析表明，中咱地块下部存在3 个线状不连续分布的刚性岩块。其中，白玉地块和羊拉地块分别隐伏在昌台弧地体和乡城弧地体的西半部，这可能从根本上控制了义敦岛弧的整体轮廓和南北分段性。因此，义敦岛弧可划分为昌台弧、乡城弧、中甸弧三个次级构造单元。北段昌台弧以发育弧间裂谷为特色，具张性弧特征;中段乡城弧发育以钙碱性安山岩为主的火山弧和中酸性岩浆岩，弧后区局部有微弱的拉张环境，发育弧后扩张盆地;南段中甸弧不发育弧后盆地，但广泛发育晚三叠纪钙碱性弧火山岩-玢岩-斑岩系，具压性弧特征(侯增谦等，1995，2001，2004)。

3 区域成矿特征

义敦岛弧复杂的演化历史及其相应的构造-岩浆过程，形成了其优越的成矿地质条件，在晚三叠世俯冲造山和晚白垩世后造山伸展作用过程中，发生了大规模的区域岩浆活动与成矿作用。其中，区域晚白垩世花岗(斑)岩和矿床组合由北向南呈规律性变化，形成北段昌台弧、中段乡城弧和南段中甸弧3 个子系统(表1)。

3.1 昌台弧成矿子系统

昌台弧位于义敦岛弧北段，其东部和北部主要受甘孜-理塘构造带控制，西部受热柯-昌台构造带所限。发育一系列NW 向断裂带，与甘孜-理塘构造带NW 延伸部分平行。甘孜-理塘洋俯冲洋壳具有高压陡角度深俯冲的特征(侯增谦等，1995)，俯冲属后退式，形成的深海沟、沟墙既高又陡，致使岛弧区出现局部张性环境，在火山弧形成过程中，沿火山弧“热线”拉张开裂，把火山岛弧分裂成主弧和残弧，其间发育弧间裂谷或裂陷，其内形成局限性断陷盆地。弧后区强烈扩张，形成弧后扩张盆地。昌台弧第一亚旋回以安山质火山活动为主，第二亚旋回则以双峰式火山活动为特征。伴随双峰式火山活动，火山-岩浆弧开裂，形成东、西火山岩浆弧和弧间裂谷。区内出露地层为上三叠统中上段，为一套浅变质碎屑岩、中-酸性火山碎屑岩夹碳酸盐岩。

表献，，，，，，文等等等等等等考文伟龙松昌旭参树2006 2002全2008汉2006新2015文2010守2008刘Qu etal.，王应王李王208Pb 204 Pb—39.12 ～39.21—39.14 ～39.45 38.86 ～39.40——206Pb 204 Pb—18.96 ～19.21—18.75 ～19.28 18.65 ～18.94——34S ）δ（‰—-10.50 ～-9.50—-4.90 ～-7.80 2.07 ～4.33—5.22 ～6.20龄年矿成（Ma）97 ～93 78 ～77 78 ～77 85 ～83 88 ～85 83 ～81 80 ～76 种矿Sn Sn-Pb-Zn Sn-Pb-Zn Ag-Sn-Pb-Zn W-Mo Cu-Mo Cu-Mo-Pb-Zn铁铁铜铜黄、黄、黄、黄、黄、磁、辉矿矿矿矿矿矿铁矿铁钼矿铁黄锌锌锌、闪、闪、黄、辉铁黄、黄、磁 China 、闪矿矿矿矿矿矿矿锌钨、磁钼铁矿物铅铅矿铅矿银、方、闪矿、黑、方锌、辉铜、方、黄铜矿矿然矿铁矿矿、闪石石、黄石石、黄铅、自钨、黄铜矿铜矿锡矿锡矿锡矿方矿白矿黄铁黄钼、钾、钾起盐母母内化化化酸、阳化云云量岩岩化岩、碳岩、绢、绢，少卡卡卡化石化化、矽化、矽、矽、萤母、角化、钾、钾、钾化化化化云岩化化、绢化岩岩岩卡、硅岩岩岩化磐磐岩英变化化、矽磐磐磐卡蚀青化青化云石硅化青化青化青矽英岩+++岩表卡型型型卡简+云脉岩型岩型征+矽型英岗脉岗脉+矽特型型型岩英石英岩花石花石型床岩型化卡液卡卡变液岩变液岩矿矽矿角型矽岩热矽蚀热蚀热角型型岩花母母母长斑斑卡长云岩云岩云岩二岗岗-矽体岗二黑岗黑岗岩花岩黑花母花斑花岩状状矿花岩长状长状长云岗长长斑斑赋岗斑二斑二斑二黑花二岩二岩世 垩型型型型型型型白因岩岩岩岩岩岩岩晚成卡卡卡斑斑斑卡弧矽矽CharacteristicsoftheLateCretaceousporphyry-skarn depositsin theYidun arc， SW矽矽 据岛柯隆促数敦床西龙莫塞瓦林山无义矿俄连措夏休热红示表1 Table1 系统子台弧昌城弧乡甸弧中：—注

图2 昌台弧晚白垩世花岗(斑)岩及相关矿床分布图(据侯增谦等，2003 修编)Fig.2 Distribution of Late Cretaceous granitic porphyry and related mineral deposits in the Changtai arc (modified after Hou et al.，2003)

昌台弧晚白垩世花岗(斑)岩序列的代表性岩体为雀儿山岩体，其锆石LA-ICP-MS U-Pb 年龄约为97Ma(刘树文等，2006)，分布于四川省德格县竹庆乡雀儿山一带。雀儿山岩体呈不规则岩基产出，长约70km，宽约17km，侵位于德格-乡城大断裂与甘孜-理塘深大断裂的交汇地带，围岩由三叠世玄武岩、英安岩、流纹岩、火山凝灰岩和火山沉积岩组成，被古近世沉积不整合覆盖(图2)。雀儿山花岗岩体的主体岩性为斑状二长花岗岩。东缘部分发育含有钾长石斑晶的花岗闪长岩和二长花岗岩。岩体中部和中-西部主要发育粗粒斑状花岗岩，局部发育钾长石巨晶花岗岩。岩体内发育规模几米到几十米宽的伟晶质和细晶花岗岩脉体，伟晶岩脉和细晶岩脉紧密共生。雀儿山花岗质岩石的主量元素变化范围较大，SiO2含量 范围为69.51% ～74.60%、K2O 为4.10% ～7.44%、Al2O3为13.31% ～15.71%、Na2O 为 2.90% ～ 3.57%、A/CNK［Al2O3/(Na2O+K2O +Al2O3)］=0.86 ～1.05，属于高钾钙碱性-钾玄质的过铝质系列(图3)。这些岩石显示右倾式的具有负Eu 异常的稀土配分模式，在原始地幔标准化微量元素图解上，Rb、Th、U 等大离子亲石元素强烈富集，Nb、Sr、P和Ti 等元素呈明显亏损(图4)。Sm-Nd 同位素分析结果表明雀儿山花岗岩的亏损地幔模式年龄tDM=1.23 ～1.61Ga、εNd(t)= -6.90 ～-5.30，表明雀儿山花岗(斑)岩岩浆起源于上部地壳杂砂岩、砂页岩和泥质岩石的部分熔融，经历了早期阶段的铁镁质矿物和磷灰石、锆石等副矿物的分离结晶，晚期发生了斜长石的分离结晶(刘树文等，2006)。

目前对该区晚白垩世花岗岩体的成矿作用研究较少，仅探明俄西柯和硐中达锡矿床，其中，俄西柯矿床为矽卡岩型，矿体主要产出于斑状二长花岗岩体与三叠纪围岩的接触带上，青磐岩化和钾化蚀变发育，矿石矿物主要包括锡石、方铅矿和闪锌矿(侯增谦等，2004;刘树文等，2006)。

3.2 乡城弧成矿子系统

乡城弧位于四川省西南部与云南省接壤地带，西起金沙江东岸，东至稻城县东义乡。区内地层从前震旦系-三叠系均有出露，其中以三叠系地层分布最广，中-酸性岩十分发育，主要沿深大断裂带分布，在空间上构成了两条近南北向展布的花岗岩带。洋壳的俯冲角度中等，使岛弧区处于压性应力场中，发育以钙碱性安山岩为主的火山弧和中-酸性岩浆弧。在三叠世卡尼期-诺利初期进入主弧火山活动期，弧火山岩系由岛弧玄武岩和高镁安山岩转化为安山岩-英安岩-流纹岩系，常常伴有少量中-酸性浅成岩侵入。岛弧发育过程中，可能曾一度出现较弱的拉张环境，虽使火山弧开裂，但仅在火山弧上产出少量基性辉长-辉绿岩顺层侵位(侯增谦等，2003)。弧后区有微弱的张性环境，发育了弧后扩张盆地，但并不强烈。

图3 义敦岛弧晚白垩世花岗岩主量元素特征数据来源:刘树文等，2006;Qu et al. ，2002;Wang et al. ，2014a，b;Yang et al. ，2015d;图4、图6 数据来源同Fig.3 Major elements features of the Late Cretaceous granites in the Yidun arc，SW China

乡城弧晚白垩世中-酸性岩体十分发育，共有大小岩体数百个，主要沿乡城-格咱深大断裂两侧展布。其中，与措莫隆锡多金属矿床、连龙锡多金属矿床密切相关的措莫隆花岗岩体和与夏塞超大型银多金属矿床密切相关的绒依措花岗岩体研究程度较高(Qu et al.，2002;刘权，2003;费光春等，2009)。措莫隆岩体位于巴塘县，面积约153km2，呈NW 向展布。主体岩相为斑状黑云母二长花岗岩，边缘可见石英闪长玢岩和花岗闪长岩。黑云母二长花岗岩呈肉红色，细粒花岗结构，块状，片麻状构造，主要矿物为斜长石、钾长石、石英、黑云母和白云母等。石英闪长玢岩呈灰色，斑状结构，斑晶主要为斜长石、石英和少量角闪石、黑云母。花岗闪长岩呈浅灰色，中粒似斑状结构，主要矿物有石英、斜长石、角闪石、斜长石和黑云母。绒依措岩体位于夏塞银多金属矿床南西2km 处，面积122km2，呈NW 向展布。主体岩相为斑状黑云母二长花岗岩，花岗岩中黑云母40Ar-39Ar 年龄为75Ma(吕伯西等，1993)。斑晶主要由钾长石及部分斜长石、石英组成，呈自形-半自形板状或他形粒状;基质具细粒花岗结构。矿物组成主要为:钾长石35%、斜长石33%、石英36%、黑云母4%，副矿物有磷灰石、锆石、榍石等。

乡城弧晚白垩世岩体地球化学特征相对一致，普遍具有较高的SiO2含量(74.40% ～76.30%)和Al2O3含量(11.90% ～13.01%)，A/CNK［Al2O3/(Na2O + K2O +Al2O3)］=1.02 ～1.13，属于高钾钙碱性-钾玄质的过铝质系列(图3)。这些岩石具有较为一致的稀土元素和微量元素特征，稀土元素配分曲线呈“海鸥式”，Eu 强烈亏损(Eu/Eu*=0.04 ～0.12)，表明岩石形成过程中斜长石分离结晶作用显著。在原始地幔标准化微量元素图解上，Rb、Th、U 等大离子亲石元素强烈富集，Nb、Sr、P 和Ti 等元素呈明显亏损(图4)。(87Sr/86Sr)i范围为0.7110 ～0.7250，εNd(t)= -8.40 ～-5.44，与松潘甘孜褶皱带的沉积岩和上地壳的值相近(图5)，表明该区花岗质岩浆起源于上地壳的部分熔融，且经历了广泛的斜长石分离结晶作用(Qu et al.，2002;Wang et al.，2014d;Yang et al.，2015a，b，e)。

图4 义敦岛弧晚白垩世花岗岩稀土元素配分曲线和微量元素蛛网图Fig.4 REE and trace elements features of the Late Cretaceous granites in the Yidun arc，SW China

连龙锡多金属矿床位于四川省巴塘县茶洛乡境内，储量规模为中型。矿区出露地层为上三叠统中上段，为一套浅变质碎屑岩、中-酸性火山碎屑岩夹碳酸盐岩(图6)。区内褶皱断裂发育，主要构造线呈NNW-SN 向、NNE-SN 向次级断裂为主要的控岩控矿断裂。区内晚白垩世中-酸性侵入岩和岩脉发育，主要有若洛隆和措莫隆斑状黑云母二长花岗岩，为碱性、分异程度高的酸性岩，呈典型钾质演化系列。成矿作用主要发生在措莫隆斑状花岗岩与图姆沟组碳酸盐岩和变质碎屑岩接触带中，赋矿围岩主要是矽卡岩、黑云透辉长英角岩、绿泥长英角岩、石英角岩及大理岩。矿体呈似层状、透镜状及不规则囊状，具弯曲、膨缩尖灭再现和分支复合现象。矿石类型以矽卡岩型锡石-硫化物型矿石为主，少量为云英岩型及镜铁矿-磁铁矿型锡多金属矿石。矿石具自形-半自形粒状结构及交代结构，浸染状及条带状、团块状构造。主要金属矿物为锡石、黄铁矿、磁铁矿、闪锌矿、方铅矿、黝铜矿、毒砂等;非金属矿物有绿泥石、绿帘石、石英、阳起石、萤石、石英、方解石、绢云母、长石等。蚀变矿物组合由岩体内接触带→外接触带→远离岩体发生变化:内接触带主要是内矽卡岩化、云英岩化、萤石化;外接触带以外矽卡岩化、阳起石化、萤石化、硅化为主，次为镜铁矿化、黄铁矿化;远离岩体主要是碳酸盐化、绿泥石化。锡矿化主要与外接触带阳起石化、硅化密切相关。矿化从花岗岩向外为Pb-Zn→Sn，垂向上由深部到浅部依次为含Sn 磁铁矿→Sn→Sn-Pb-Zn-Ag。

图5 乡城弧晚白垩世花岗(斑)岩及相关矿床分布图(据侯增谦等，2003 修编)Fig.5 Distribution of Late Cretaceous granitic porphyry and related mineral deposits in the Xiangcheng arc (modified after Hou et al.，2003)

图6 义敦岛弧晚白垩世花岗岩Sr-Nd 同位素特征Fig. 6 Sr-Nd isotopic features of the Late Cretaceous granites in the Yidun arc，SW China

夏塞银多金属矿床位于义敦岛弧中段的绒依措岩体北侧，储量规模为超大型。矿区出露地层主要是上三叠统图姆沟组，由石英杂砂岩、板岩组成，夹结晶灰岩和中-酸性火山碎屑岩。矿体严格受NNW 向断裂破碎带控制，多呈似层状、脉状和透镜状。矿石类型主要有富Ag-Pb-Zn 矿石、Ag-Pb-Zn矿石、Ag-Zn 矿石及角砾状氧化矿石等。矿石矿物成分较复杂，包括辉锑银矿、辉银矿、银黝铜矿等含银矿物和磁黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿等硫化物。矿石构造以块状、浸染状、细网脉状为主，氧化矿石具蜂窝状、多孔状构造。随着距岩体越来越远，蚀变逐渐变弱，由矿区南西的矽卡岩化、角岩化(该带伴有不同程度的方铅矿、闪锌矿、黄铜矿、锡石矿化)→中部硅化、绢云母化、碳酸盐化带(属富Zn-Pb-Ag 的赋矿层位)→北东无蚀变带。原生流体包裹体均一温度介于100 ～210℃，离岩体较近的均一温度偏高。该矿床矿石及硫化物的δ34S 值为-4.9‰～7.8‰，在壳源重熔型花岗岩的硫同位素组成范围内，且矿体围岩变沉积岩、花岗岩体、矿石铅同位素组成范围基本一致，主要来源于上地壳，可能有少量的下地壳物质加入(刘权，2003;应汉龙等，2006)。

3.3 中甸弧成矿子系统

中甸弧位于义敦岛弧南端，其东部和南部为甘孜-理塘板块结合带，西部为乡城-格咱深大断裂，该断裂沿SSE 方向延伸，与甘孜-理塘深大断裂相接，从而在南部封闭了格咱弧(李文昌等，2010)。区内地层主要为晚三叠世的一套碎屑岩-碳酸盐岩-火山岩建造，岩性为砂板岩夹灰岩、安玄武岩-安山岩、英安岩，划分为曲嘎寺组(T3q)、图姆沟组(T3t)、喇嘛亚组(T3lm);区内构造复杂，主要发育NW 和NE 向两断裂。格咱弧发育三套构造-岩浆组合:印支晚期大规模俯冲造山作用及岛弧型中-酸性岩浆大规模入侵，从东往西呈NNW 向大面积出露;燕山晚期碰撞造山过程和花岗质岩浆侵入，从北向南呈NS 向展布;喜马拉雅期陆内会聚和大规模剪切平移作用及正长(斑)岩-二长(斑)岩岩浆侵入，仅在亚杂地区出露(侯增谦等，1995)。中甸弧是我国重要的Cu-Pb-Zn-Mo 多金属成矿区，除产出普朗斑岩型铜矿床和雪鸡坪斑岩铜矿等晚三叠世矿床外，还发育晚白垩世斑岩成矿系统，如休瓦促、热林和红山等晚白垩世矿床(图7)。

中甸弧三个晚白垩世斑岩体具有相对一致的地球化学特征，以具有高的SiO2含量(65.06% ～76.00%)、全碱含量(6.55% ～10.77%)以及高的K2O/Na2O 比值(0.85 ～2.37)为特征，在TAS 图解中(图3a)，所有样品落入石英二长岩和花岗岩范围，并且岩石类型具有从石英二长岩往花岗岩过渡的趋势;铝饱和指数介于0.72 ～1.07 之间，在A/NK-A/CNK图解中(图3b)，所有样品具有偏铝质-弱过铝质的特征，具有较高的K2O 和K2O/Na2O 比值。在SiO2-K2O 图解(图3c)中，样品落入高钾钙碱性系列和钾玄质系列范围，在Na2OK2O 图解(图3d)中，样品落入超钾质岩和钾玄质岩范畴，显示出其富K 的特征;中甸弧晚白垩世岩浆岩具有较为一致的稀土元素和微量元素特征(图4)，稀土元素配分曲线显示典型的右倾型配分模式，轻重稀土分馏明显，富集轻稀土而亏损重稀土，Eu 呈负异常，且变化范围较大(Eu/Eu*=0.14 ～0.88)，明显亏损高场强元素Nb、Ta、Sr、P 和Ti;明显富集大离子亲石元素Rb、Th 、U、K 和轻稀土元素，相对于Rb 和Th亏损Ba，这反映岩石在形成过程中可能发生过斜长石的分离结晶作用(Yang et al.，2015c，d)。该区晚白垩世岩体具有中等且较为均一的Sr 同位素组成［(87Sr/86Sr)i=0.7075～0.7092］，εNd(t)显示稳定均一的负值。

休瓦促黑云二长花岗斑岩体呈岩基状侵位于上三叠统图姆沟组和喇嘛亚组的砂板岩层中，围岩接触变质形成角岩带(图7b)。休瓦促岩体蚀变强烈，特别是在岩体边部及石英硫化物脉、矿化发育部位，硅化和绢云母化强烈。矿化和蚀变带明显受NW 向断裂-破碎带控制，与区域主构造线方向一致。休瓦促矿床由东西两个矿段组成，钨、钼矿体主要类型为石英脉型和蚀变花岗岩型。石英脉型矿体长10 ～100余米，宽50 厘米～10 余米;蚀变花岗岩型矿体多近石英脉分布，其中辉钼矿、白钨矿等硫化物伴随蚀变在微裂隙中呈面型分布，蚀变越强，矿化越好。与矿化较密切的围岩蚀变主要是绢云母化、硅化和碳酸盐化。矿石矿物为辉钼矿、白钨矿及少量辉铋矿、黄铁矿、黄铜矿、毒砂和磁铁矿。该矿床矿石及硫化物的δ34S 值为2.07‰～4.33‰，各种金属硫化物均具有较为相似的Pb 同位素组成，206Pb/204Pb = 18.65 ～18.94，208Pb/204Pb=38.86 ～39.40，说明休瓦促的成矿物质主要来源于壳源的岩浆作用(王新松等，2015)。

热林二长花岗斑岩体呈NW 向展布，出露面积约6.5km2，呈岩株、岩枝状侵入于图姆沟组砂岩、板岩中，围岩具角岩化(图7c)。岩体蚀变较强，有硅化、云英岩化及后期石英硫化物脉的贯入。热林矿床矿石类型主要有石英脉型和蚀变花岗岩型。石英脉明显受原生节理、裂隙控制，石英脉宽约0.5 ～20cm;云英岩化和硅化与矿化密切相关。主要矿石矿物为黄铜矿、辉钼矿。黄铜矿呈星点状、斑点状及浸染状产于二长花岗斑岩体中。辉钼矿多成聚晶-团块、放射状分布在石英脉中，或呈片状集合体产于蚀变花岗岩裂隙面上。

图7 中甸弧晚白垩世花岗(斑)岩及相关矿床分布图(据李文昌等，2011 修编)Fig.7 Distribution of Late Cretaceous granitic porphyry and related mineral deposits in the Zhongdian arc (modified after Li et al.，2011)

红山矿区主要出露图姆沟组砂板岩夹结晶灰岩，矿区内NW 向次级断层发育，以正断层为主(图7d)，地表仅有零散的晚三叠世石英闪长玢岩岩墙和晚白垩世二长花岗斑岩岩枝出露，矿化与晚白垩世二长花岗斑岩密切相关(尹光候等，2009;李文昌等，2010，2011)。红山铜钼矿床主要存在矽卡岩型和斑岩型两种成因类型的矿体。辉钼矿、磁黄铁矿Re-Os 定年结果表明这两种成因类型的矿体均形成于79 ～78Ma(孟健寅等，2013;Zu et al.，2015)。矽卡岩型矿体呈层状-似层状或透镜体状，与围岩产状相近，但矽卡岩与石英二长斑岩并不直接接触，其矿物组合和分带特征具远程矽卡岩矿床特点(高雪等，2014)。斑岩型矿体分布在矽卡岩矿体的下部，黄铜矿、辉钼矿等呈微细浸染状或脉状产出于隐伏的石英二长斑岩岩体中。红山矿床的矿石构造以块状、浸染状和脉状为主，矿石矿物主要有黄铜矿、辉钼矿、黄铁矿、磁铁矿、磁黄铁矿等。

表2 义敦岛弧晚白垩世成岩、成矿同位素年龄Table 2 Ages of the Late Cretaceous granites and mineralization in the Yidun arc，SW China

4 讨论

4.1 晚白垩世岩浆活动与成矿作用持续时限

斑岩系统是一个涉及岩浆和热液作用的复杂系统，其持续时限涵盖了岩浆侵位及相关的热事件、构造和地球动力学过程(Chiaradia et al.，2013;Sillitoe，2010)。相对单一同位素体系的地质年龄而言，U-Pb、Re-Os、K-Ar、40Ar-39Ar 等多元同位素体系具有更为广泛的封闭温度区间，可以精确厘定岩体多期岩浆结晶及冷却、成矿热事件年龄(杨立强等，2010，2011，2014;Yang et al.，2013，2014，2016a，b，c)。与义敦岛弧晚白垩世花岗岩有关的成矿作用集中于97 ～87Ma 和83 ～76Ma 两个时间段(表2)，北段昌台弧成矿年龄较早，而中段乡城弧和南段中甸弧成矿年龄稍晚。值得注意的是，义敦岛弧晚白垩世花岗(斑)岩体普遍具有多期次的复式岩体特征，哪一期次岩浆活动与成矿作用关系最为密切，还需要更完善的野外地质工作和更精确的同位素数据来进行约束。

4.2 花岗斑岩成因与成矿物质来源

角闪石、堇青石和碱性暗色矿物是判别I-S-A 型三大类花岗岩的重要矿物学标志，P2O5、Th、Ba、Rb 等元素是判别I型和S 型花岗岩的可靠地球化学标志，准确判定岩石成因类型对于深入分析岩浆源区和岩浆作用过程具有重要意义(吴福元等，2007)。当前关于义敦岛弧晚白垩世花岗(斑)岩的成因类型尚存在争议:部分学者认为该期经历后造山伸展作用，中、北段发育A 型花岗岩及矽卡岩型锡矿(侯增谦等，2003，2004;Qu et al.，2002;吴涛等，2014);部分学者通过对中甸弧新发现的隐伏花岗(斑)岩的研究发现这些岩体具有I 型花岗岩的特征(Wang et al.，2014b);部分学者提出这些岩体普遍具有S 型花岗岩特征(刘权，2003)。野外及岩相学观察表明，义敦岛弧晚白垩世花岗(斑)岩中并不含有霓石、钠闪石等碱性暗色矿物，不符合A 型花岗岩的典型特征，而且义敦岛弧中北段花岗岩SiO2含量均高于70%，Eu 负异常明显，有可能属于高分异的花岗岩，所以不能仅仅通过10000 ×Ga/Al-(K2O +Na2O)和(Zr +Nb +Ce +Y)-(K2O +Na2O)/CaO 等图解就判定其成因类型为A 型。

图8 义敦岛弧晚白垩世花岗(斑)岩主微量元素图解数据来源:刘树文等，2006;Qu et al. ，2002;Wang et al. ，2014a，bFig.8 Major and Trace-element diagrams of the Late Cretaceous granites in the Yidun arc，SW China

岩浆源区性质是划分花岗岩成因类型的主要依据，I 型花岗岩起源于岩浆型地壳，S 型花岗岩起源于沉积型地壳，A型花岗岩的成因比较复杂(Chappell and White，1992;吴福元等，2007)。侵位于昌台弧和乡城弧的晚白垩世花岗(斑)岩发育Sn 多金属矿化，Sr-Nd 同位素表征其岩浆源区为上地壳沉积岩。因此我们认为义敦岛弧中、北段的花岗岩成因类型可能为S 型;义敦岛弧南段中甸弧花岗(斑)岩的分异程度较低，发育Cu-Mo-Pb-Zn 多金属矿化，铝饱和指数介于0.72～1.07 之间，Zr、P 与SiO2呈显著负相关，斑晶发育角闪石，属于I 型花岗岩(图8)。这一岩浆源区的差异性是义敦岛弧南北段发育不同类型金属矿床组合及其矿种多样性的根本原因。北段沉积型地壳的部分熔融产生还原性岩浆，这有利于Sn、Pb、Zn 等金属元素富集成矿(Hou et al.，2015);南段含石榴石-角闪石岩浆型下地壳的部分熔融产生了有利于Cu、Mo 等金属元素富集的氧化性岩浆，并诱发三叠纪岛弧地壳中残留的硫化物富集层发生部分熔融，因此形成了晚白垩世斑岩Cu-Mo 矿床(Yang et al.，2015d)。典型矿床的矿石及硫化物硫同位素组成在壳源重熔型花岗岩的范围内，也表明成矿物质主要来源于壳源的岩浆作用。

4.3 区域成矿多样性

Ishihara(1984)将花岗岩类按氧逸度(fO2)划分为磁铁矿系列(MT 型)和钛铁矿系列(IL 型)。其中，MT 型岩体特征为:磁铁矿(体积分数)＞0.1%，Fe2O3/FeO(质量分数)＞0.5，黑云母折射率＜1.645，磁化率＞10-4emu/g，黑云母和角闪石中的Fe/(Fe + Mg)值随着全岩SiO2含量增加而降低，反之则为IL 型岩体特征。Sato et al. (2012)为了强调氧逸度的重要性，将MT 型岩体称为氧化型岩体，IL 型岩体称为还原型岩体。氧化型花岗岩主要与Cu、Mo、Au 等元素矿化有关，还原型主要与Sn、W 等元素矿化有关，部分W 矿化与氧化型岩体有关，这种成矿专属性正是花岗岩氧逸度问题引人注目的原因所在。值得注意的是，氧逸度并非决定花岗岩成矿专属性的唯一因素，只是导致矿床形成的必要非充分条件之一，应将氧逸度与其他地球化学控制因素，如温压条件、pH 值、岩浆演化程度和岩石类型等，联立使用才能更好地约束成矿专属性(赵博等，2014)。

义敦岛弧晚白垩世由北向南Sn→Sn-Pb-Zn 多金属→Cu-Mo-W 多金属矿种的变化与该区岩浆作用密切相关。陆内环境下，与花岗岩有关的Cu、Mo 矿化成矿物质来源于岩浆型地壳部分熔融，而Sn-Pb-Zn 矿化则主要来源于沉积型地壳的部分熔融(Sato et al.，2012)。通过系统剖析义敦岛弧晚白垩世花岗(斑)岩地球化学特征，可见由昌台弧→乡城弧→中甸弧，花岗(斑)岩源区性质存在差异，由中-酸性变沉积岩地壳变为中-基性地壳(表3)。这与对Sn-Pb-Zn-Ag 和Cu-Mo-W 两类不同矿化共生的中安第斯、环日本海海域和澳大利亚西南部Lachlan 造山带地区的研究吻合:即控制花岗岩氧逸度的主要因素是源区性质，岩浆型地壳通常形成氧化型花岗岩，而沉积型地壳形成还原型花岗岩。

5 结论

(1)义敦岛弧晚白垩世斑岩-矽卡岩型矿床呈南北向带状展布，由北向南矿种呈Sn→Sn-Pb-Zn 多金属→Cu-Mo-W多金属的变化规律，且成矿作用年龄由老变新。据此，将义敦岛弧晚白垩世斑岩成矿系统划分为昌台弧、乡城弧和中甸弧三个子系统。

表3 义敦岛弧晚白垩世花岗(斑)岩年代学、地球化学及Sr-Nd-Hf 同位素特征Table 3 Geochronology，geochemistry and Sr-Nd-Hf isotopic signatures of the Late Cretaceous granites in the Yidunarc

(2)义敦岛弧晚白垩世花岗斑岩以岩株、岩墙为主，普遍具斑状结构，大多数由多阶段侵入的复式岩体构成。侵入的围岩多为上三叠统图姆沟组和喇嘛亚组砂板岩和碳酸盐岩。与晚三叠世弧花岗岩相比，岩体成分明显偏酸性，富碱质和铝过饱和。岩浆源区深度变浅，岩浆源岩为壳源物质，且由昌台弧→乡城弧→中甸弧花岗岩源区深度呈现逐渐变深的趋势，由中-酸性变沉积地壳变为中-基性地壳。

(3)义敦岛弧晚白垩世斑岩成矿系统多样性与晚白垩世花岗质岩浆的源区性质有关。

致谢 论文的完成得益于与邓军教授、李文昌教授、和中华高级工程师的探讨;野外工作得到云南省地质矿产勘查开发局、云南省地质调查局、云南黄金矿业集团股份有限公司和各矿山工作人员的大力支持及帮助;研究生孟健寅、刘江涛、赵凯、杨镇、吕亮、闫寒等参与了部分工作;谨此致谢。

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