義敦島弧晚白堊世斑巖成礦系統(tǒng)*

楊立強 高雪 和文言

YANG LiQiang，GAO Xue and HE WenYan

中國地質(zhì)大學地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室，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

斑巖成礦系統(tǒng)(包括斑巖型、矽卡巖型、沉積巖容礦型和淺成低溫熱液型礦床)提供了全球絕大部分的Cu、Mo 和相當大部 分Au、Ag、Zn、Pb、Sn、W 等有 色金 屬 礦 產(chǎn) 資 源(Sillitoe，2010)，其成礦機制是地球科學研究的重大前緣課題(Sun et al.，2013)。斑巖礦床成礦模式研究有力推動了全球斑巖成礦系統(tǒng)的勘查工作，并取得巨大找礦成效(Chiaradia et al.，2013;Cooke et al.，2005)。其中，對不同礦床類型與成礦母巖性質(zhì)關(guān)系的大量研究表明(Sun et al.，2013;Wang et al.，2014c;張德會，2005;趙博等，2014)，巖漿的氧化程度與含水性將影響花崗(斑)巖伴生礦床的類型與規(guī)模，斑巖型Cu±Mo±Au 礦床的形成通常與富水的氧化巖漿密切相關(guān)，Sn-W 礦床與還原性花崗(斑)巖伴生(Sato，2012)。

義敦島弧形成于晚三疊世大規(guī)模俯沖造山作用過程中，之后經(jīng)歷了侏羅紀碰撞造山和晚白堊世后造山伸展及新生代陸內(nèi)構(gòu)造變形的疊加改造;其內(nèi)晚三疊世和晚白堊世花崗(斑)巖及其相關(guān)成礦系統(tǒng)發(fā)育，而侏羅紀和新生代巖漿活動及相關(guān)礦化僅零星出露(鄧軍等，2010a，b，2013;劉江濤等，2013;Deng et al.，2014b)。其中，晚三疊世呷村銀多金屬塊狀硫化物礦床和普朗斑巖型銅多金屬礦床等的發(fā)現(xiàn)，使該區(qū)成為我國最重要的晚三疊世斑巖型礦集區(qū)之一(Li et al.，2011;鄧軍等，2011，2012;Deng et al.，2014a;Deng and Wang，2015)。而隨著近期研究和勘查工作的逐步開展，區(qū)內(nèi)又有大量晚白堊世花崗(斑)巖及其相關(guān)的斑巖-矽卡巖型多金屬礦床被發(fā)現(xiàn)。這些礦床與晚白堊世花崗質(zhì)巖石成因上密切相關(guān)、空間上緊密相伴，呈南北向展布，且由北向南呈規(guī)律性變化:北段昌臺弧發(fā)育雀兒山花崗(斑)巖體，礦化以Sn 為主，如俄西柯矽卡巖型錫礦床;中段鄉(xiāng)城弧鄉(xiāng)城-格咱斷裂兩側(cè)發(fā)育大量花崗(斑)巖及Sn-Pb-Zn-Ag 多金屬礦床，如措莫隆矽卡巖型Sn-Pb-Zn-Ag 多金屬礦床等;南段中甸弧發(fā)育呈巖株出露的二長花崗斑巖及Cu-Mo-W 多金屬礦化，如休瓦促石英脈型W-Mo 礦床、紅山斑巖-矽卡巖型Cu-Mo 礦床和銅廠溝斑巖-矽卡巖型Mo-Cu 礦床(圖1)。這些為剖析斑巖成礦系統(tǒng)多樣性提供了理想研究對象。

近年來，對這些礦床及相關(guān)花崗(斑)巖開展了大量研究，積累了豐富資料。已有研究大多認為這種區(qū)域性變化規(guī)律是由于巖漿就位深度(李建康等，2007)或剝蝕程度的差異(李文昌等，2011)引起的，而部分研究推測巖漿源區(qū)的差異是導致區(qū)域成礦多樣性的根本原因(劉樹文等，2006)，但缺乏詳細的證據(jù)和理論分析。為此，本文聚焦義敦島弧晚白堊世斑巖成礦系統(tǒng)多樣性與含礦巖漿-流體演化成礦機理，在對區(qū)域成礦背景、區(qū)域成礦特征及成礦花崗斑巖的地質(zhì)-地球化學系統(tǒng)研究的基礎(chǔ)上，剖析了區(qū)域成礦系統(tǒng)時-空結(jié)構(gòu)，探討了區(qū)域花崗(斑)巖巖漿活動與地殼性質(zhì)及成礦多樣性的關(guān)系，以期獲取有關(guān)斑巖系統(tǒng)成巖成礦作用的信息，從而深化對區(qū)域成礦規(guī)律和斑巖成礦多樣性及其成因機理的認識、為豐富斑巖成礦系統(tǒng)理論提供新的制約、為實現(xiàn)理論研究帶動勘查突破提供科技支撐。

2 成礦地質(zhì)背景

圖1 義敦島弧大地位置(a)和地質(zhì)簡圖(b)(據(jù)侯增謙等，2003 修編)Fig.1 Simplified geological map of the Yidun arc，SW China (modified after Hou et al.，2003)

義敦島弧夾持于西側(cè)羌塘地體、北東側(cè)松潘-甘孜褶皺沖斷帶和南東側(cè)的揚子地塊之間(圖1)，東以甘孜-理塘縫合帶為界，西以金沙江縫合帶為限，NW 向延伸數(shù)千千米。它屬于中咱-中甸微陸塊東側(cè)的晚三疊世島弧帶，主要出露地層為三疊系及少量第三系。中-下三疊統(tǒng)為一套海相碎屑巖夾碳酸鹽巖和硅質(zhì)巖，厚達5000m，上三疊統(tǒng)中下部為一套巨厚的復理石砂板巖夾基性-酸性火山巖及碳酸鹽巖，厚約萬米，上部為淺海碎屑巖和海陸過渡相含煤碎屑巖，第三系為山間盆地磨拉石堆積。

義敦島弧自西向東可分成西義敦島弧(即中咱地塊)和東義敦島弧兩個次級構(gòu)造單元。中咱地塊由古生代碳酸鹽臺地和鎂鐵質(zhì)熔巖組成，于早三疊世羌塘地體和義敦島弧沿金沙江縫合帶碰撞時發(fā)生變形和變質(zhì)(Reid et al.，2005)。其地層學和巖相學特征與揚子地體相似，被認為是晚二疊世甘孜-理塘洋打開時從揚子陸塊漂移過來的微陸塊(侯增謙等，1995)。東義敦島弧主要由三疊紀復理石沉積和晚三疊世鈣堿性火山-次火山巖組成(侯增謙等，2003)。區(qū)域重磁異常資料綜合分析表明，中咱地塊下部存在3 個線狀不連續(xù)分布的剛性巖塊。其中，白玉地塊和羊拉地塊分別隱伏在昌臺弧地體和鄉(xiāng)城弧地體的西半部，這可能從根本上控制了義敦島弧的整體輪廓和南北分段性。因此，義敦島弧可劃分為昌臺弧、鄉(xiāng)城弧、中甸弧三個次級構(gòu)造單元。北段昌臺弧以發(fā)育弧間裂谷為特色，具張性弧特征;中段鄉(xiāng)城弧發(fā)育以鈣堿性安山巖為主的火山弧和中酸性巖漿巖，弧后區(qū)局部有微弱的拉張環(huán)境，發(fā)育弧后擴張盆地;南段中甸弧不發(fā)育弧后盆地，但廣泛發(fā)育晚三疊紀鈣堿性弧火山巖-玢巖-斑巖系，具壓性弧特征(侯增謙等，1995，2001，2004)。

3 區(qū)域成礦特征

義敦島弧復雜的演化歷史及其相應的構(gòu)造-巖漿過程，形成了其優(yōu)越的成礦地質(zhì)條件，在晚三疊世俯沖造山和晚白堊世后造山伸展作用過程中，發(fā)生了大規(guī)模的區(qū)域巖漿活動與成礦作用。其中，區(qū)域晚白堊世花崗(斑)巖和礦床組合由北向南呈規(guī)律性變化，形成北段昌臺弧、中段鄉(xiāng)城弧和南段中甸弧3 個子系統(tǒng)(表1)。

3.1 昌臺弧成礦子系統(tǒng)

昌臺弧位于義敦島弧北段，其東部和北部主要受甘孜-理塘構(gòu)造帶控制，西部受熱柯-昌臺構(gòu)造帶所限。發(fā)育一系列NW 向斷裂帶，與甘孜-理塘構(gòu)造帶NW 延伸部分平行。甘孜-理塘洋俯沖洋殼具有高壓陡角度深俯沖的特征(侯增謙等，1995)，俯沖屬后退式，形成的深海溝、溝墻既高又陡，致使島弧區(qū)出現(xiàn)局部張性環(huán)境，在火山弧形成過程中，沿火山弧“熱線”拉張開裂，把火山島弧分裂成主弧和殘弧，其間發(fā)育弧間裂谷或裂陷，其內(nèi)形成局限性斷陷盆地?；『髤^(qū)強烈擴張，形成弧后擴張盆地。昌臺弧第一亞旋回以安山質(zhì)火山活動為主，第二亞旋回則以雙峰式火山活動為特征。伴隨雙峰式火山活動，火山-巖漿弧開裂，形成東、西火山巖漿弧和弧間裂谷。區(qū)內(nèi)出露地層為上三疊統(tǒng)中上段，為一套淺變質(zhì)碎屑巖、中-酸性火山碎屑巖夾碳酸鹽巖。

表獻，，，，，，文等等等等等等考文偉龍松昌旭參樹2006 2002全2008漢2006新2015文2010守2008劉Qu etal.，王應王李王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齡年礦成（Ma）97 ～93 78 ～77 78 ～77 85 ～83 88 ～85 83 ～81 80 ～76 種礦Sn Sn-Pb-Zn Sn-Pb-Zn Ag-Sn-Pb-Zn W-Mo Cu-Mo Cu-Mo-Pb-Zn鐵鐵銅銅黃、黃、黃、黃、黃、磁、輝礦礦礦礦礦礦鐵礦鐵鉬礦鐵黃鋅鋅鋅、閃、閃、黃、輝鐵黃、黃、磁 China 、閃礦礦礦礦礦礦礦鋅鎢、磁鉬鐵礦物鉛鉛礦鉛礦銀、方、閃礦、黑、方鋅、輝銅、方、黃銅礦礦然礦鐵礦礦、閃石石、黃石石、黃鉛、自鎢、黃銅礦銅礦錫礦錫礦錫礦方礦白礦黃鐵黃鉬、鉀、鉀起鹽母母內(nèi)化化化酸、陽化云云量巖巖化巖、碳巖、絹、絹，少卡卡卡化石化化、矽化、矽、矽、螢母、角化、鉀、鉀、鉀化化化化云巖化化、絹化巖巖巖卡、硅巖巖巖化磐磐巖英變化化、矽磐磐磐卡蝕青化青化云石硅化青化青化青矽英巖+++巖表卡型型型卡簡+云脈巖型巖型征+矽型英崗脈崗脈+矽特型型型巖英石英巖花石花石型床巖型化卡液卡卡變液巖變液巖礦矽礦角型矽巖熱矽蝕熱蝕熱角型型巖花母母母長斑斑卡長云巖云巖云巖二崗崗-矽體崗二黑崗黑崗巖花巖黑花母花斑花巖狀狀礦花巖長狀長狀長云崗長長斑斑賦崗斑二斑二斑二黑花二巖二巖世 堊型型型型型型型白因巖巖巖巖巖巖巖晚成卡卡卡斑斑斑卡弧矽矽CharacteristicsoftheLateCretaceousporphyry-skarn depositsin theYidun arc， SW矽矽 據(jù)島柯隆促數(shù)敦床西龍莫塞瓦林山無義礦俄連措夏休熱紅示表1 Table1 系統(tǒng)子臺弧昌城弧鄉(xiāng)甸弧中：—注

圖2 昌臺弧晚白堊世花崗(斑)巖及相關(guān)礦床分布圖(據(jù)侯增謙等，2003 修編)Fig.2 Distribution of Late Cretaceous granitic porphyry and related mineral deposits in the Changtai arc (modified after Hou et al.，2003)

昌臺弧晚白堊世花崗(斑)巖序列的代表性巖體為雀兒山巖體，其鋯石LA-ICP-MS U-Pb 年齡約為97Ma(劉樹文等，2006)，分布于四川省德格縣竹慶鄉(xiāng)雀兒山一帶。雀兒山巖體呈不規(guī)則巖基產(chǎn)出，長約70km，寬約17km，侵位于德格-鄉(xiāng)城大斷裂與甘孜-理塘深大斷裂的交匯地帶，圍巖由三疊世玄武巖、英安巖、流紋巖、火山凝灰?guī)r和火山沉積巖組成，被古近世沉積不整合覆蓋(圖2)。雀兒山花崗巖體的主體巖性為斑狀二長花崗巖。東緣部分發(fā)育含有鉀長石斑晶的花崗閃長巖和二長花崗巖。巖體中部和中-西部主要發(fā)育粗粒斑狀花崗巖，局部發(fā)育鉀長石巨晶花崗巖。巖體內(nèi)發(fā)育規(guī)模幾米到幾十米寬的偉晶質(zhì)和細晶花崗巖脈體，偉晶巖脈和細晶巖脈緊密共生。雀兒山花崗質(zhì)巖石的主量元素變化范圍較大，SiO2含量 范圍為69.51% ～74.60%、K2O 為4.10% ～7.44%、Al2O3為13.31% ～15.71%、Na2O 為 2.90% ～ 3.57%、A/CNK［Al2O3/(Na2O+K2O +Al2O3)］=0.86 ～1.05，屬于高鉀鈣堿性-鉀玄質(zhì)的過鋁質(zhì)系列(圖3)。這些巖石顯示右傾式的具有負Eu 異常的稀土配分模式，在原始地幔標準化微量元素圖解上，Rb、Th、U 等大離子親石元素強烈富集，Nb、Sr、P和Ti 等元素呈明顯虧損(圖4)。Sm-Nd 同位素分析結(jié)果表明雀兒山花崗巖的虧損地幔模式年齡tDM=1.23 ～1.61Ga、εNd(t)= -6.90 ～-5.30，表明雀兒山花崗(斑)巖巖漿起源于上部地殼雜砂巖、砂頁巖和泥質(zhì)巖石的部分熔融，經(jīng)歷了早期階段的鐵鎂質(zhì)礦物和磷灰石、鋯石等副礦物的分離結(jié)晶，晚期發(fā)生了斜長石的分離結(jié)晶(劉樹文等，2006)。

目前對該區(qū)晚白堊世花崗巖體的成礦作用研究較少，僅探明俄西柯和硐中達錫礦床，其中，俄西柯礦床為矽卡巖型，礦體主要產(chǎn)出于斑狀二長花崗巖體與三疊紀圍巖的接觸帶上，青磐巖化和鉀化蝕變發(fā)育，礦石礦物主要包括錫石、方鉛礦和閃鋅礦(侯增謙等，2004;劉樹文等，2006)。

3.2 鄉(xiāng)城弧成礦子系統(tǒng)

鄉(xiāng)城弧位于四川省西南部與云南省接壤地帶，西起金沙江東岸，東至稻城縣東義鄉(xiāng)。區(qū)內(nèi)地層從前震旦系-三疊系均有出露，其中以三疊系地層分布最廣，中-酸性巖十分發(fā)育，主要沿深大斷裂帶分布，在空間上構(gòu)成了兩條近南北向展布的花崗巖帶。洋殼的俯沖角度中等，使島弧區(qū)處于壓性應力場中，發(fā)育以鈣堿性安山巖為主的火山弧和中-酸性巖漿弧。在三疊世卡尼期-諾利初期進入主弧火山活動期，弧火山巖系由島弧玄武巖和高鎂安山巖轉(zhuǎn)化為安山巖-英安巖-流紋巖系，常常伴有少量中-酸性淺成巖侵入。島弧發(fā)育過程中，可能曾一度出現(xiàn)較弱的拉張環(huán)境，雖使火山弧開裂，但僅在火山弧上產(chǎn)出少量基性輝長-輝綠巖順層侵位(侯增謙等，2003)?；『髤^(qū)有微弱的張性環(huán)境，發(fā)育了弧后擴張盆地，但并不強烈。

圖3 義敦島弧晚白堊世花崗巖主量元素特征數(shù)據(jù)來源:劉樹文等，2006;Qu et al. ，2002;Wang et al. ，2014a，b;Yang et al. ，2015d;圖4、圖6 數(shù)據(jù)來源同F(xiàn)ig.3 Major elements features of the Late Cretaceous granites in the Yidun arc，SW China

鄉(xiāng)城弧晚白堊世中-酸性巖體十分發(fā)育，共有大小巖體數(shù)百個，主要沿鄉(xiāng)城-格咱深大斷裂兩側(cè)展布。其中，與措莫隆錫多金屬礦床、連龍錫多金屬礦床密切相關(guān)的措莫隆花崗巖體和與夏塞超大型銀多金屬礦床密切相關(guān)的絨依措花崗巖體研究程度較高(Qu et al.，2002;劉權(quán)，2003;費光春等，2009)。措莫隆巖體位于巴塘縣，面積約153km2，呈NW 向展布。主體巖相為斑狀黑云母二長花崗巖，邊緣可見石英閃長玢巖和花崗閃長巖。黑云母二長花崗巖呈肉紅色，細?；◢徑Y(jié)構(gòu)，塊狀，片麻狀構(gòu)造，主要礦物為斜長石、鉀長石、石英、黑云母和白云母等。石英閃長玢巖呈灰色，斑狀結(jié)構(gòu)，斑晶主要為斜長石、石英和少量角閃石、黑云母?；◢忛W長巖呈淺灰色，中粒似斑狀結(jié)構(gòu)，主要礦物有石英、斜長石、角閃石、斜長石和黑云母。絨依措巖體位于夏塞銀多金屬礦床南西2km 處，面積122km2，呈NW 向展布。主體巖相為斑狀黑云母二長花崗巖，花崗巖中黑云母40Ar-39Ar 年齡為75Ma(呂伯西等，1993)。斑晶主要由鉀長石及部分斜長石、石英組成，呈自形-半自形板狀或他形粒狀;基質(zhì)具細粒花崗結(jié)構(gòu)。礦物組成主要為:鉀長石35%、斜長石33%、石英36%、黑云母4%，副礦物有磷灰石、鋯石、榍石等。

鄉(xiāng)城弧晚白堊世巖體地球化學特征相對一致，普遍具有較高的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，屬于高鉀鈣堿性-鉀玄質(zhì)的過鋁質(zhì)系列(圖3)。這些巖石具有較為一致的稀土元素和微量元素特征，稀土元素配分曲線呈“海鷗式”，Eu 強烈虧損(Eu/Eu*=0.04 ～0.12)，表明巖石形成過程中斜長石分離結(jié)晶作用顯著。在原始地幔標準化微量元素圖解上，Rb、Th、U 等大離子親石元素強烈富集，Nb、Sr、P 和Ti 等元素呈明顯虧損(圖4)。(87Sr/86Sr)i范圍為0.7110 ～0.7250，εNd(t)= -8.40 ～-5.44，與松潘甘孜褶皺帶的沉積巖和上地殼的值相近(圖5)，表明該區(qū)花崗質(zhì)巖漿起源于上地殼的部分熔融，且經(jīng)歷了廣泛的斜長石分離結(jié)晶作用(Qu et al.，2002;Wang et al.，2014d;Yang et al.，2015a，b，e)。

圖4 義敦島弧晚白堊世花崗巖稀土元素配分曲線和微量元素蛛網(wǎng)圖Fig.4 REE and trace elements features of the Late Cretaceous granites in the Yidun arc，SW China

連龍錫多金屬礦床位于四川省巴塘縣茶洛鄉(xiāng)境內(nèi)，儲量規(guī)模為中型。礦區(qū)出露地層為上三疊統(tǒng)中上段，為一套淺變質(zhì)碎屑巖、中-酸性火山碎屑巖夾碳酸鹽巖(圖6)。區(qū)內(nèi)褶皺斷裂發(fā)育，主要構(gòu)造線呈NNW-SN 向、NNE-SN 向次級斷裂為主要的控巖控礦斷裂。區(qū)內(nèi)晚白堊世中-酸性侵入巖和巖脈發(fā)育，主要有若洛隆和措莫隆斑狀黑云母二長花崗巖，為堿性、分異程度高的酸性巖，呈典型鉀質(zhì)演化系列。成礦作用主要發(fā)生在措莫隆斑狀花崗巖與圖姆溝組碳酸鹽巖和變質(zhì)碎屑巖接觸帶中，賦礦圍巖主要是矽卡巖、黑云透輝長英角巖、綠泥長英角巖、石英角巖及大理巖。礦體呈似層狀、透鏡狀及不規(guī)則囊狀，具彎曲、膨縮尖滅再現(xiàn)和分支復合現(xiàn)象。礦石類型以矽卡巖型錫石-硫化物型礦石為主，少量為云英巖型及鏡鐵礦-磁鐵礦型錫多金屬礦石。礦石具自形-半自形粒狀結(jié)構(gòu)及交代結(jié)構(gòu)，浸染狀及條帶狀、團塊狀構(gòu)造。主要金屬礦物為錫石、黃鐵礦、磁鐵礦、閃鋅礦、方鉛礦、黝銅礦、毒砂等;非金屬礦物有綠泥石、綠簾石、石英、陽起石、螢石、石英、方解石、絹云母、長石等。蝕變礦物組合由巖體內(nèi)接觸帶→外接觸帶→遠離巖體發(fā)生變化:內(nèi)接觸帶主要是內(nèi)矽卡巖化、云英巖化、螢石化;外接觸帶以外矽卡巖化、陽起石化、螢石化、硅化為主，次為鏡鐵礦化、黃鐵礦化;遠離巖體主要是碳酸鹽化、綠泥石化。錫礦化主要與外接觸帶陽起石化、硅化密切相關(guān)。礦化從花崗巖向外為Pb-Zn→Sn，垂向上由深部到淺部依次為含Sn 磁鐵礦→Sn→Sn-Pb-Zn-Ag。

圖5 鄉(xiāng)城弧晚白堊世花崗(斑)巖及相關(guān)礦床分布圖(據(jù)侯增謙等，2003 修編)Fig.5 Distribution of Late Cretaceous granitic porphyry and related mineral deposits in the Xiangcheng arc (modified after Hou et al.，2003)

圖6 義敦島弧晚白堊世花崗巖Sr-Nd 同位素特征Fig. 6 Sr-Nd isotopic features of the Late Cretaceous granites in the Yidun arc，SW China

夏塞銀多金屬礦床位于義敦島弧中段的絨依措巖體北側(cè)，儲量規(guī)模為超大型。礦區(qū)出露地層主要是上三疊統(tǒng)圖姆溝組，由石英雜砂巖、板巖組成，夾結(jié)晶灰?guī)r和中-酸性火山碎屑巖。礦體嚴格受NNW 向斷裂破碎帶控制，多呈似層狀、脈狀和透鏡狀。礦石類型主要有富Ag-Pb-Zn 礦石、Ag-Pb-Zn礦石、Ag-Zn 礦石及角礫狀氧化礦石等。礦石礦物成分較復雜，包括輝銻銀礦、輝銀礦、銀黝銅礦等含銀礦物和磁黃鐵礦、黃銅礦、方鉛礦、閃鋅礦等硫化物。礦石構(gòu)造以塊狀、浸染狀、細網(wǎng)脈狀為主，氧化礦石具蜂窩狀、多孔狀構(gòu)造。隨著距巖體越來越遠，蝕變逐漸變?nèi)?，由礦區(qū)南西的矽卡巖化、角巖化(該帶伴有不同程度的方鉛礦、閃鋅礦、黃銅礦、錫石礦化)→中部硅化、絹云母化、碳酸鹽化帶(屬富Zn-Pb-Ag 的賦礦層位)→北東無蝕變帶。原生流體包裹體均一溫度介于100 ～210℃，離巖體較近的均一溫度偏高。該礦床礦石及硫化物的δ34S 值為-4.9‰～7.8‰，在殼源重熔型花崗巖的硫同位素組成范圍內(nèi)，且礦體圍巖變沉積巖、花崗巖體、礦石鉛同位素組成范圍基本一致，主要來源于上地殼，可能有少量的下地殼物質(zhì)加入(劉權(quán)，2003;應漢龍等，2006)。

3.3 中甸弧成礦子系統(tǒng)

中甸弧位于義敦島弧南端，其東部和南部為甘孜-理塘板塊結(jié)合帶，西部為鄉(xiāng)城-格咱深大斷裂，該斷裂沿SSE 方向延伸，與甘孜-理塘深大斷裂相接，從而在南部封閉了格咱弧(李文昌等，2010)。區(qū)內(nèi)地層主要為晚三疊世的一套碎屑巖-碳酸鹽巖-火山巖建造，巖性為砂板巖夾灰?guī)r、安玄武巖-安山巖、英安巖，劃分為曲嘎寺組(T3q)、圖姆溝組(T3t)、喇嘛亞組(T3lm);區(qū)內(nèi)構(gòu)造復雜，主要發(fā)育NW 和NE 向兩斷裂。格咱弧發(fā)育三套構(gòu)造-巖漿組合:印支晚期大規(guī)模俯沖造山作用及島弧型中-酸性巖漿大規(guī)模入侵，從東往西呈NNW 向大面積出露;燕山晚期碰撞造山過程和花崗質(zhì)巖漿侵入，從北向南呈NS 向展布;喜馬拉雅期陸內(nèi)會聚和大規(guī)模剪切平移作用及正長(斑)巖-二長(斑)巖巖漿侵入，僅在亞雜地區(qū)出露(侯增謙等，1995)。中甸弧是我國重要的Cu-Pb-Zn-Mo 多金屬成礦區(qū)，除產(chǎn)出普朗斑巖型銅礦床和雪雞坪斑巖銅礦等晚三疊世礦床外，還發(fā)育晚白堊世斑巖成礦系統(tǒng)，如休瓦促、熱林和紅山等晚白堊世礦床(圖7)。

中甸弧三個晚白堊世斑巖體具有相對一致的地球化學特征，以具有高的SiO2含量(65.06% ～76.00%)、全堿含量(6.55% ～10.77%)以及高的K2O/Na2O 比值(0.85 ～2.37)為特征，在TAS 圖解中(圖3a)，所有樣品落入石英二長巖和花崗巖范圍，并且?guī)r石類型具有從石英二長巖往花崗巖過渡的趨勢;鋁飽和指數(shù)介于0.72 ～1.07 之間，在A/NK-A/CNK圖解中(圖3b)，所有樣品具有偏鋁質(zhì)-弱過鋁質(zhì)的特征，具有較高的K2O 和K2O/Na2O 比值。在SiO2-K2O 圖解(圖3c)中，樣品落入高鉀鈣堿性系列和鉀玄質(zhì)系列范圍，在Na2OK2O 圖解(圖3d)中，樣品落入超鉀質(zhì)巖和鉀玄質(zhì)巖范疇，顯示出其富K 的特征;中甸弧晚白堊世巖漿巖具有較為一致的稀土元素和微量元素特征(圖4)，稀土元素配分曲線顯示典型的右傾型配分模式，輕重稀土分餾明顯，富集輕稀土而虧損重稀土，Eu 呈負異常，且變化范圍較大(Eu/Eu*=0.14 ～0.88)，明顯虧損高場強元素Nb、Ta、Sr、P 和Ti;明顯富集大離子親石元素Rb、Th 、U、K 和輕稀土元素，相對于Rb 和Th虧損Ba，這反映巖石在形成過程中可能發(fā)生過斜長石的分離結(jié)晶作用(Yang et al.，2015c，d)。該區(qū)晚白堊世巖體具有中等且較為均一的Sr 同位素組成［(87Sr/86Sr)i=0.7075～0.7092］，εNd(t)顯示穩(wěn)定均一的負值。

休瓦促黑云二長花崗斑巖體呈巖基狀侵位于上三疊統(tǒng)圖姆溝組和喇嘛亞組的砂板巖層中，圍巖接觸變質(zhì)形成角巖帶(圖7b)。休瓦促巖體蝕變強烈，特別是在巖體邊部及石英硫化物脈、礦化發(fā)育部位，硅化和絹云母化強烈。礦化和蝕變帶明顯受NW 向斷裂-破碎帶控制，與區(qū)域主構(gòu)造線方向一致。休瓦促礦床由東西兩個礦段組成，鎢、鉬礦體主要類型為石英脈型和蝕變花崗巖型。石英脈型礦體長10 ～100余米，寬50 厘米～10 余米;蝕變花崗巖型礦體多近石英脈分布，其中輝鉬礦、白鎢礦等硫化物伴隨蝕變在微裂隙中呈面型分布，蝕變越強，礦化越好。與礦化較密切的圍巖蝕變主要是絹云母化、硅化和碳酸鹽化。礦石礦物為輝鉬礦、白鎢礦及少量輝鉍礦、黃鐵礦、黃銅礦、毒砂和磁鐵礦。該礦床礦石及硫化物的δ34S 值為2.07‰～4.33‰，各種金屬硫化物均具有較為相似的Pb 同位素組成，206Pb/204Pb = 18.65 ～18.94，208Pb/204Pb=38.86 ～39.40，說明休瓦促的成礦物質(zhì)主要來源于殼源的巖漿作用(王新松等，2015)。

熱林二長花崗斑巖體呈NW 向展布，出露面積約6.5km2，呈巖株、巖枝狀侵入于圖姆溝組砂巖、板巖中，圍巖具角巖化(圖7c)。巖體蝕變較強，有硅化、云英巖化及后期石英硫化物脈的貫入。熱林礦床礦石類型主要有石英脈型和蝕變花崗巖型。石英脈明顯受原生節(jié)理、裂隙控制，石英脈寬約0.5 ～20cm;云英巖化和硅化與礦化密切相關(guān)。主要礦石礦物為黃銅礦、輝鉬礦。黃銅礦呈星點狀、斑點狀及浸染狀產(chǎn)于二長花崗斑巖體中。輝鉬礦多成聚晶-團塊、放射狀分布在石英脈中，或呈片狀集合體產(chǎn)于蝕變花崗巖裂隙面上。

圖7 中甸弧晚白堊世花崗(斑)巖及相關(guān)礦床分布圖(據(jù)李文昌等，2011 修編)Fig.7 Distribution of Late Cretaceous granitic porphyry and related mineral deposits in the Zhongdian arc (modified after Li et al.，2011)

紅山礦區(qū)主要出露圖姆溝組砂板巖夾結(jié)晶灰?guī)r，礦區(qū)內(nèi)NW 向次級斷層發(fā)育，以正斷層為主(圖7d)，地表僅有零散的晚三疊世石英閃長玢巖巖墻和晚白堊世二長花崗斑巖巖枝出露，礦化與晚白堊世二長花崗斑巖密切相關(guān)(尹光候等，2009;李文昌等，2010，2011)。紅山銅鉬礦床主要存在矽卡巖型和斑巖型兩種成因類型的礦體。輝鉬礦、磁黃鐵礦Re-Os 定年結(jié)果表明這兩種成因類型的礦體均形成于79 ～78Ma(孟健寅等，2013;Zu et al.，2015)。矽卡巖型礦體呈層狀-似層狀或透鏡體狀，與圍巖產(chǎn)狀相近，但矽卡巖與石英二長斑巖并不直接接觸，其礦物組合和分帶特征具遠程矽卡巖礦床特點(高雪等，2014)。斑巖型礦體分布在矽卡巖礦體的下部，黃銅礦、輝鉬礦等呈微細浸染狀或脈狀產(chǎn)出于隱伏的石英二長斑巖巖體中。紅山礦床的礦石構(gòu)造以塊狀、浸染狀和脈狀為主，礦石礦物主要有黃銅礦、輝鉬礦、黃鐵礦、磁鐵礦、磁黃鐵礦等。

表2 義敦島弧晚白堊世成巖、成礦同位素年齡Table 2 Ages of the Late Cretaceous granites and mineralization in the Yidun arc，SW China

4 討論

4.1 晚白堊世巖漿活動與成礦作用持續(xù)時限

斑巖系統(tǒng)是一個涉及巖漿和熱液作用的復雜系統(tǒng)，其持續(xù)時限涵蓋了巖漿侵位及相關(guān)的熱事件、構(gòu)造和地球動力學過程(Chiaradia et al.，2013;Sillitoe，2010)。相對單一同位素體系的地質(zhì)年齡而言，U-Pb、Re-Os、K-Ar、40Ar-39Ar 等多元同位素體系具有更為廣泛的封閉溫度區(qū)間，可以精確厘定巖體多期巖漿結(jié)晶及冷卻、成礦熱事件年齡(楊立強等，2010，2011，2014;Yang et al.，2013，2014，2016a，b，c)。與義敦島弧晚白堊世花崗巖有關(guān)的成礦作用集中于97 ～87Ma 和83 ～76Ma 兩個時間段(表2)，北段昌臺弧成礦年齡較早，而中段鄉(xiāng)城弧和南段中甸弧成礦年齡稍晚。值得注意的是，義敦島弧晚白堊世花崗(斑)巖體普遍具有多期次的復式巖體特征，哪一期次巖漿活動與成礦作用關(guān)系最為密切，還需要更完善的野外地質(zhì)工作和更精確的同位素數(shù)據(jù)來進行約束。

4.2 花崗斑巖成因與成礦物質(zhì)來源

角閃石、堇青石和堿性暗色礦物是判別I-S-A 型三大類花崗巖的重要礦物學標志，P2O5、Th、Ba、Rb 等元素是判別I型和S 型花崗巖的可靠地球化學標志，準確判定巖石成因類型對于深入分析巖漿源區(qū)和巖漿作用過程具有重要意義(吳福元等，2007)。當前關(guān)于義敦島弧晚白堊世花崗(斑)巖的成因類型尚存在爭議:部分學者認為該期經(jīng)歷后造山伸展作用，中、北段發(fā)育A 型花崗巖及矽卡巖型錫礦(侯增謙等，2003，2004;Qu et al.，2002;吳濤等，2014);部分學者通過對中甸弧新發(fā)現(xiàn)的隱伏花崗(斑)巖的研究發(fā)現(xiàn)這些巖體具有I 型花崗巖的特征(Wang et al.，2014b);部分學者提出這些巖體普遍具有S 型花崗巖特征(劉權(quán)，2003)。野外及巖相學觀察表明，義敦島弧晚白堊世花崗(斑)巖中并不含有霓石、鈉閃石等堿性暗色礦物，不符合A 型花崗巖的典型特征，而且義敦島弧中北段花崗巖SiO2含量均高于70%，Eu 負異常明顯，有可能屬于高分異的花崗巖，所以不能僅僅通過10000 ×Ga/Al-(K2O +Na2O)和(Zr +Nb +Ce +Y)-(K2O +Na2O)/CaO 等圖解就判定其成因類型為A 型。

圖8 義敦島弧晚白堊世花崗(斑)巖主微量元素圖解數(shù)據(jù)來源:劉樹文等，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

巖漿源區(qū)性質(zhì)是劃分花崗巖成因類型的主要依據(jù)，I 型花崗巖起源于巖漿型地殼，S 型花崗巖起源于沉積型地殼，A型花崗巖的成因比較復雜(Chappell and White，1992;吳福元等，2007)。侵位于昌臺弧和鄉(xiāng)城弧的晚白堊世花崗(斑)巖發(fā)育Sn 多金屬礦化，Sr-Nd 同位素表征其巖漿源區(qū)為上地殼沉積巖。因此我們認為義敦島弧中、北段的花崗巖成因類型可能為S 型;義敦島弧南段中甸弧花崗(斑)巖的分異程度較低，發(fā)育Cu-Mo-Pb-Zn 多金屬礦化，鋁飽和指數(shù)介于0.72～1.07 之間，Zr、P 與SiO2呈顯著負相關(guān)，斑晶發(fā)育角閃石，屬于I 型花崗巖(圖8)。這一巖漿源區(qū)的差異性是義敦島弧南北段發(fā)育不同類型金屬礦床組合及其礦種多樣性的根本原因。北段沉積型地殼的部分熔融產(chǎn)生還原性巖漿，這有利于Sn、Pb、Zn 等金屬元素富集成礦(Hou et al.，2015);南段含石榴石-角閃石巖漿型下地殼的部分熔融產(chǎn)生了有利于Cu、Mo 等金屬元素富集的氧化性巖漿，并誘發(fā)三疊紀島弧地殼中殘留的硫化物富集層發(fā)生部分熔融，因此形成了晚白堊世斑巖Cu-Mo 礦床(Yang et al.，2015d)。典型礦床的礦石及硫化物硫同位素組成在殼源重熔型花崗巖的范圍內(nèi)，也表明成礦物質(zhì)主要來源于殼源的巖漿作用。

4.3 區(qū)域成礦多樣性

Ishihara(1984)將花崗巖類按氧逸度(fO2)劃分為磁鐵礦系列(MT 型)和鈦鐵礦系列(IL 型)。其中，MT 型巖體特征為:磁鐵礦(體積分數(shù))＞0.1%，F(xiàn)e2O3/FeO(質(zhì)量分數(shù))＞0.5，黑云母折射率＜1.645，磁化率＞10-4emu/g，黑云母和角閃石中的Fe/(Fe + Mg)值隨著全巖SiO2含量增加而降低，反之則為IL 型巖體特征。Sato et al. (2012)為了強調(diào)氧逸度的重要性，將MT 型巖體稱為氧化型巖體，IL 型巖體稱為還原型巖體。氧化型花崗巖主要與Cu、Mo、Au 等元素礦化有關(guān)，還原型主要與Sn、W 等元素礦化有關(guān)，部分W 礦化與氧化型巖體有關(guān)，這種成礦專屬性正是花崗巖氧逸度問題引人注目的原因所在。值得注意的是，氧逸度并非決定花崗巖成礦專屬性的唯一因素，只是導致礦床形成的必要非充分條件之一，應將氧逸度與其他地球化學控制因素，如溫壓條件、pH 值、巖漿演化程度和巖石類型等，聯(lián)立使用才能更好地約束成礦專屬性(趙博等，2014)。

義敦島弧晚白堊世由北向南Sn→Sn-Pb-Zn 多金屬→Cu-Mo-W 多金屬礦種的變化與該區(qū)巖漿作用密切相關(guān)。陸內(nèi)環(huán)境下，與花崗巖有關(guān)的Cu、Mo 礦化成礦物質(zhì)來源于巖漿型地殼部分熔融，而Sn-Pb-Zn 礦化則主要來源于沉積型地殼的部分熔融(Sato et al.，2012)。通過系統(tǒng)剖析義敦島弧晚白堊世花崗(斑)巖地球化學特征，可見由昌臺弧→鄉(xiāng)城弧→中甸弧，花崗(斑)巖源區(qū)性質(zhì)存在差異，由中-酸性變沉積巖地殼變?yōu)橹?基性地殼(表3)。這與對Sn-Pb-Zn-Ag 和Cu-Mo-W 兩類不同礦化共生的中安第斯、環(huán)日本海海域和澳大利亞西南部Lachlan 造山帶地區(qū)的研究吻合:即控制花崗巖氧逸度的主要因素是源區(qū)性質(zhì)，巖漿型地殼通常形成氧化型花崗巖，而沉積型地殼形成還原型花崗巖。

5 結(jié)論

(1)義敦島弧晚白堊世斑巖-矽卡巖型礦床呈南北向帶狀展布，由北向南礦種呈Sn→Sn-Pb-Zn 多金屬→Cu-Mo-W多金屬的變化規(guī)律，且成礦作用年齡由老變新。據(jù)此，將義敦島弧晚白堊世斑巖成礦系統(tǒng)劃分為昌臺弧、鄉(xiāng)城弧和中甸弧三個子系統(tǒng)。

表3 義敦島弧晚白堊世花崗(斑)巖年代學、地球化學及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)義敦島弧晚白堊世花崗斑巖以巖株、巖墻為主，普遍具斑狀結(jié)構(gòu)，大多數(shù)由多階段侵入的復式巖體構(gòu)成。侵入的圍巖多為上三疊統(tǒng)圖姆溝組和喇嘛亞組砂板巖和碳酸鹽巖。與晚三疊世弧花崗巖相比，巖體成分明顯偏酸性，富堿質(zhì)和鋁過飽和。巖漿源區(qū)深度變淺，巖漿源巖為殼源物質(zhì)，且由昌臺弧→鄉(xiāng)城弧→中甸弧花崗巖源區(qū)深度呈現(xiàn)逐漸變深的趨勢，由中-酸性變沉積地殼變?yōu)橹?基性地殼。

(3)義敦島弧晚白堊世斑巖成礦系統(tǒng)多樣性與晚白堊世花崗質(zhì)巖漿的源區(qū)性質(zhì)有關(guān)。

致謝 論文的完成得益于與鄧軍教授、李文昌教授、和中華高級工程師的探討;野外工作得到云南省地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局、云南省地質(zhì)調(diào)查局、云南黃金礦業(yè)集團股份有限公司和各礦山工作人員的大力支持及幫助;研究生孟健寅、劉江濤、趙凱、楊鎮(zhèn)、呂亮、閆寒等參與了部分工作;謹此致謝。

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