西藏邦鋪鉬銅多金屬礦床含礦斑巖的地球化學:對成巖源區(qū)與成礦機制的啟示*

胡永斌 劉吉強 胡敬仁 丁興 孫衛(wèi)東 劉焰 凌明星＊＊

1.中國科學院廣州地球化學研究所，礦物學與成礦學重點實驗室，廣州 510640

2.中國科學院大學，北京 100049

3.國家海洋局第二海洋研究所，國家海洋局海底科學實驗室，杭州 310012

4.西藏地質(zhì)調(diào)查研究院，拉薩 850000

5.中國科學院廣州地球化學研究所，同位素地球化學國家重點實驗室，廣州 510640

6.中國科學院青藏高原地球科學卓越創(chuàng)新中心，北京 100101

7.中國地質(zhì)科學院地質(zhì)研究所，北京 100037

1 引言

青藏高原目前已成為我國重要的礦產(chǎn)資源產(chǎn)地，其中岡底斯中新世斑巖成礦帶是青藏高原最顯著的成礦區(qū)域。該成礦帶位于岡底斯帶南部，呈東西向展布于雅江縫合帶北緣(高永豐等，2003;侯增謙等，2001;芮宗瑤等，2003)。在該成礦帶上，自西向東分布著朱諾、白榮、沖江、廳宮、南木、拉抗俄、驅(qū)龍、甲瑪、吹敗子和邦鋪等眾多中新世斑巖-矽卡巖型礦床。許多學者對其進行了大量的地球化學、年代學、巖石學和礦物學等方面的研究，積累了大量的資料，取得了豐富的成果(Gao et al.，2007，2010;Guo et al.，2007;高永豐等，2003;侯增謙等，2004;李金祥等，2007;林武等，2004;曲曉明等，2001;唐菊興等，2012;王亮亮等，2006;張綺玲等，2003;鄭有業(yè)等，2004)。這些中新世礦床主要是斑巖銅(鉬)礦床，而邦鋪礦床是近年來新發(fā)現(xiàn)的以鉬為主要成礦元素的大型斑巖型鉬銅礦床，其Mo 和Cu 金屬量分別為45.4 萬噸和91.7 萬噸(西藏自治區(qū)地勘局地熱地質(zhì)大隊，2009①西藏自治區(qū)地勘局地熱地質(zhì)大隊.2009.西藏自治區(qū)墨竹工卡縣邦鋪礦區(qū)鉬(銅)多金屬礦詳查報告)，其Cu/Mo (金屬量比值)值為2。與其南部同處岡底斯帶、同時代的驅(qū)龍超大型斑巖銅鉬礦床(Cu 和Mo 金屬量分別為1036 萬噸和50 萬噸，Cu/Mo 值為21)相比，Mo 相對于Cu 具有更高程度的富集。前人對該礦床的礦物學(王立強等，2014)、巖石地球化學(Wang et al.，2012;周雄等，2010a)、成巖成礦時代(Hou et al.，2009;Wang et al.，2012;冷秋鋒等，2012;孟祥金等，2003;王立強等，2011;趙曉燕等，2013;周雄等，2010c，d)、流體包裹體(羅茂澄等，2012;周雄等，2010b)和成礦物質(zhì)來源(王立強等，2012)等方面進行了卓有成效的研究，但對含礦巖漿的源區(qū)及成礦機制問題的探討并不充分和深入，依然存在爭議。一種觀點認為礦區(qū)含礦二長花崗巖斑巖是由斷裂的俯沖洋殼殘體在下沉過程中不斷地被軟流圈熔融所形成，并在巖漿上升過程中受到古老地殼物質(zhì)的混染(羅茂澄等，2011)。另一種觀點認為成礦的物質(zhì)來源主要為上地殼，地幔物質(zhì)的貢獻較小(Wang et al.，2012)。因此對這一問題的重新認識有益于加深對邦鋪斑巖鉬銅礦床成因的理解。由于鋯石是中酸性巖漿巖中普遍存在的副礦物，化學性質(zhì)非常穩(wěn)定，抗風化和蝕變能力強，封閉溫度高，即使經(jīng)歷了高級變質(zhì)作用和部分熔融作用，依然可以保存其形成環(huán)境溫度、巖漿組成等性質(zhì)，這使得通過鋯石的Hf-O 同位素和微量元素組成等信息識別巖漿源區(qū)的性質(zhì)成為可能，已成為討論巖漿演化以及殼幔相互作用的重要工具(Chen et al.，2015;Kemp et al.，2007;Lee et al.，1997;Li et al.，2009，2010;Zheng et al.，2012)。本文選取含礦的石英二長斑巖作為研究對象，對其進行了主微量元素分析、鋯石U-Pb 定年和Hf-O 同位素分析，并通過與驅(qū)龍斑巖銅礦進行對比，對含礦斑巖的源區(qū)及成礦機制進行了探討。

2 區(qū)域地質(zhì)與礦區(qū)地質(zhì)

岡底斯帶位于班公湖-怒江縫合帶(BNSZ)和雅江縫合帶(YZSZ)之間，以獅泉河-納木錯蛇綠巖帶(SNMZ)和洛巴堆-米拉山斷裂(LMF)界，自北向南分為北岡底斯帶、中岡底斯帶和南岡底斯帶三部分(圖1a)(Zhu et al.，2013;潘桂棠等，2006)。其中南岡底斯火山-巖漿巖帶長約2000km，寬約100km (王全海等，2002)，是青藏高原地區(qū)巖漿活動規(guī)模最大、期次最多和巖漿類型最復雜的構造-巖漿巖帶。區(qū)域內(nèi)巖漿巖成東西向展布，與構造線的方向一致(李廷棟，2002)。該區(qū)域上中新生代巖漿活動可能主要與以下幾種地球動力學機制有關:新特提斯洋殼的北向俯沖及隨后的碰撞，班公湖-怒江特提斯洋殼的南向俯沖及隨后的拼接(朱弟成等，2006)和二者的雙向俯沖(潘桂棠等，2006)。

邦鋪礦床位于青藏高原南岡底斯帶東段北緣(圖1b)，靠近北邊的洛巴堆-米拉山斷裂，是發(fā)育于岡底斯成礦帶東段的大型斑巖型鉬銅礦床，其中鉬金屬量為45.4 萬噸，品位0.08%，銅金屬量91.7 萬噸，平均品位0.28%。礦區(qū)主要出露地層有下二疊統(tǒng)洛巴堆組(P1l)灰?guī)r和古近紀典中組(E1d)火山巖，洛巴堆組和典中組地層之間為斷層接觸。礦區(qū)發(fā)育大量的侵入巖體，主要呈大規(guī)模產(chǎn)出，少量呈小型巖枝和巖脈產(chǎn)出。侵入巖主要包括:二長花崗斑巖、黑云母二長花崗巖、閃長玢巖、輝綠巖、花崗閃長斑巖和石英二長斑巖等(圖1b)。此外在礦區(qū)東北部見有少量的安山巖。詳細的野外地質(zhì)表明該礦床具有典型斑巖礦床的蝕變分帶特征，從中心向外圍依次為:黑云母化帶、硅化帶、絹云母化帶和青磐巖化帶，粘土化多呈補丁狀分布于硅化帶及青磐巖化帶中(周雄，2012;趙曉燕等，2013)。含礦斑巖主要為二長花崗斑巖及閃長玢巖，礦體長寬近似相等，控制礦體面積0.67km2，最大厚度達950m。礦石主要呈浸染狀、脈狀和網(wǎng)脈狀結構。礦石礦物以輝鉬礦、黃鐵礦和黃銅礦為主，以及少量的斑銅礦、輝銅礦和磁鐵礦等。脈石礦物主要為石英、鉀長石、黑云母、絹云母和角閃石，以及少量的螢石、方解石、綠泥石、綠簾石和硬石膏(Wang et al.，2014)。

圖1 岡底斯帶構造綱要圖(a)和邦鋪斑巖鉬銅礦床地質(zhì)簡圖(b)Fig.1 Tectonic outline of the Lhasa Terrane (a)and geological sketch map of the Bangpu porphyry Mo (Cu)deposit (b)

3 樣品采集與分析方法

3.1 樣品的前處理

本次研究的樣品采自邦鋪礦區(qū)中部，具體位置如圖1b所示。樣品巖性為石英二長斑巖，其中用作定年的樣品BP17 和BP18 分別采自鉆孔ZK6007 的107.5m 和ZK5201 的307m 處。樣品新鮮，表面呈灰白色，斑狀結構，塊狀構造，斑晶主要為斜長石、鉀長石和少量石英等。選取新鮮無污染樣品，機械粉碎至粒徑約1cm，用去離子水清洗后烘干，然后將樣品置于無污染自動瑪瑙研磨器中研磨至200 目。瑪瑙研磨器每次使用之前均用高壓氣槍吹洗，然后用酒精棉球擦拭后烘干，防止樣品間的交叉污染。巖石樣品經(jīng)全程無污染破碎至40～60 目并分選出鋯石后，在雙目鏡下挑選出晶形完好的鋯石顆粒，將其粘在雙面膠上并通過灌注環(huán)氧樹脂將其固化，做成直徑2.54cm (一英寸)、厚度約0.6cm 的靶，再將鋯石靶進行打磨并拋光至最大面，使其內(nèi)部結構充分暴露。對進行Hf-O 同位素分析的鋯石還需要將鋯石樣品和TEMORA 固定在同一環(huán)氧樹脂靶上，并在真空狀態(tài)下鍍一層500nm 厚的高純度金。然后對樣品靶進行顯微照相(透射光、反射光和陰極發(fā)光)。前處理工作完成后進行鋯石U-Pb定年和Hf-O 同位素分析。

3.2 全巖主微量元素含量分析

全巖主量和微量元素測試在中國科學院廣州地球化學研究所同位素地球化學國家重點實驗室完成。主量元素采用熔片法XRF 進行分析，首先將200 目的粉末樣品經(jīng)920℃燒失后稱量0.5200 ±0.0001g 與助熔劑四硼酸鋰按1∶8 的比例混合均勻倒入鉑金坩堝，并使用中國Analymate 公司生產(chǎn)的V8C 自動熔樣系統(tǒng)在1250℃條件下制成均一的玻璃片。制備好的玻璃片采用日本理學Rigaku 100e 型XRF 測定樣品的主量元素，分析精度優(yōu)于1%。微量元素采用溶液法ICP-MS 進行分析，絕大多數(shù)分析精度好于5%，個別含量低的元素分析誤差約為10% (劉穎等，1996)。

3.3 鋯石U-Pb 定年

鋯石U-Pb 同位素定年使用中國科學院廣州地球化學研究所同位素國家重點實驗室的激光剝蝕電感耦合等離子質(zhì)譜(LA-ICP-MS)完成。采用的儀器參數(shù)如下:激光能量80mJ，剝蝕頻率8Hz，激光斑束直徑31μm，剝蝕時間50s。采用雙室樣品室和Squid 激光剝蝕脈沖平滑裝置提高分析精度(涂湘林等，2011)。NIST SRM 610 和TEMORA 做外標，29Si做內(nèi)標(Li et al.，2012b;涂湘林等，2011)。采用實測204Pb校正鋯石中普通Pb，一般認為，通過普通Pb 的校正，年齡大于1000 Ma 的鋯石采用207Pb/206Pb 年齡更為合適(Griffin et al.，2004)，而對小于1000Ma 的鋯石采用206Pb/238U年齡最為可靠(Compston et al.，1992)，因此本文采用206Pb/238U 年齡作為最終結果。采用ICPMSDataCal 8.3 處理原始測試數(shù)據(jù)獲得同位素比值和微量元素含量(Liu et al.，2010a，b)。采 用Isoplot 3.23 (Ludwig，2000)計算鋯石U-Pb 年齡，其單點年齡誤差為1σ，加權平均年齡誤差為2σ。

3.4 鋯石O 同位素

鋯石O 同位素分析在中國地質(zhì)科學院北京離子探針中心用SHRIMP II 完成。采用的Cs+離子束為3.0nA，剝蝕斑束直徑約20μm，產(chǎn)生的二次16O-離子計數(shù)為109cps。每分析3 個樣品點就分析1 次TEMORA 以確保儀器狀態(tài)穩(wěn)定，δ18O 的分析結果以VSMOW 為標準進行報道(‰)。詳細分析流程和分析條件可參考Ickert et al.(2008)。在以上的分析條件下，對TEMORA 多次測量獲得δ18O 加權平均值為8.19 ±0.13‰，這與TEMORA 的推薦值非常一致(8.2‰;Black et al.，2004)，表明樣品分析結果是可靠的。

3.5 鋯石Hf 同位素

鋯石原位Lu-Hf 同位素分析在中國科學院廣州地球化學研究所同位素地球化學國家重點實驗室的激光剝蝕-多接收電感耦合等離子質(zhì)譜(LA-MC-ICP-MS)完成。Lu-Hf 同位素分析點位與氧同位素分析點相同或者在相同的環(huán)帶上。激光能量15～20J/cm2，剝蝕頻率8 Hz，剝蝕斑束直徑40μm，剝蝕時間60s。詳細的分析流程見Wu and Yang (2006)，采用指數(shù)法則對176Hf/177Hf 分析結果進行質(zhì)量偏移校正，校正參考值179Hf/177Hf = 0.7325 (Wu and Yang，2006)。分析中，176Lu/175Lu 值為0.02655，176Yb/172Yb 值為0.5887 (Chu et al.，2002)。采用176Lu/177Hf 的測量值和176Lu 的衰變常數(shù)1.867 × 10-1yr-1計算176Lu/177Hf 的初始值。球粒隕石的76Lu/177Hf=0.0336 和176Hf/177Hf=0.282785 (Bouvier et al.，2008)被用來計算εHf(t)值。虧損地幔模式年齡(tDM2)的計算采用176Lu/177Hf 的測量值進行計算，計算方法基于虧損地幔儲庫具有線性同位素增長方式，4.55Ga 時176Hf/177Hf 值為0.279718，當 前 值 為0.283250，176Lu/177Hf 值 為0.0384(Griffin et al.，2000)。

4 分析結果

4.1 主微量元素

主微量元素分析結果見表1。含礦斑巖體具有富硅富堿特征，SiO2含量介于64.2%～73.4%之間;Na2O+K2O 含量為4.6%～7.7%，K2O 含量為3.2%～5.4%;K2O/Na2O 較高，除1 個樣品為0.8 外，均大于1;全巖鋯飽和溫度為655～900℃;鋁飽和指數(shù)A/CNK 為1.02～2.73，屬過鋁質(zhì)巖石;里特曼指數(shù)σ 介于1.0～2.4 之間，屬典型的鈣堿性系列(圖2)。

含礦斑巖樣品的稀土元素球粒隕石標準化配分模式呈右傾形態(tài)(圖3)，除BP16 外，其形態(tài)基本一致，具體表現(xiàn)為輕稀土富集，重稀土相對虧損，(La/Yb)N= 27.6～49.3。REE 總量變化不大，介于115.1 ×10-6～278.9 ×10-6之間。具有弱的Eu 負異常甚至無異常，δEu 為0.71～1.02。Ho 到Lu 較平坦，(Ho/Lu)N=1.8～2.8。微量元素配分形式表現(xiàn)為右傾的峰谷相間形態(tài)(圖3)，總體上富集大離子親石元素Cs、Rb、Pb 和輕稀土元素，虧損高場強元素Nb、Ta、Ti 和重稀土元素。而樣品BP16 輕重稀土分異相對較弱，(La/Yb)N=4.7，REE 總量較低(87.3 ×10-6)，δEu 為0.62，具有中等的Eu 負異常，其Nb 和Ta 也具有更強的負異常，造成這種差別的原因是由于該樣品經(jīng)歷了較強的熱液蝕變和礦化作用。Rb/Sr 比值較高(0.7～5.8)，Sr、Y 含量較低，分別為50.1 ×10-6～387.0 ×10-6和6.3 ×10-6～12.1 ×10-6。

圖2 邦鋪礦床斑巖TAS 圖解(a)和K2O-SiO2 圖解(b)文獻數(shù)據(jù)來自周雄等(2010a)，圖3 同F(xiàn)ig.2 TAS diagram (a)and plot of K2O vs.SiO2(b)of porphyries from Bangpu depositThe literature data are from Zhou et al.(2010a)，also in the Fig.3

圖3 邦鋪礦床斑巖微量元素蛛網(wǎng)圖(a)和稀土元素配分圖(b)Fig.3 Primitive mantle-normalized trace element diagrams (a)and chondrite-normalized rare earth element diagrams (b)for the Bangpu porphyries

圖4 邦鋪礦床斑巖鋯石諧和年齡圖解Fig.4 Zircon concordia diagrams for the Bangpu porphyries

表1 邦鋪含礦斑巖主量元素(wt%)和微量元素(×10 -6)分析結果Table 1 Representative major (wt%)and trace element(×10 -6)results of the Bangpu porphyries

4.2 鋯石特征與U-Pb 年齡

鋯石大部分為無色和淺灰色，少量呈淺棕色，自形，柱面和錐面完好，長柱狀-短柱狀，粒徑較小，多為80～300μm，長寬比為1∶1～3∶1，個別粒度較大。陰極發(fā)光(CL)圖像(圖4)顯示出明顯的密集韻律環(huán)帶。對2 個樣品的鋯石進行了U-Pb 同位素分析(表2)，在剔除掉含有包裹體和有效積分信號時間小于25s 的樣品后，通過校正分別獲得17 和25 個有效數(shù)據(jù)。標準鋯石TEMORA 的206Pb/238U 年齡加權平均值為416.8 ±7.5Ma，這與其推薦值416.75 ±0.24Ma 非常一致(Black et al.，2003)，表明測試結果是可靠的。所有分析點的普通鉛含量非常低，其Th =397 ×10-6～3359 ×10-6，U =422 ×10-6～4102 ×10-6，Th/U=0.3～3，具有巖漿鋯石的典型特征(Wu and Zheng，2004)。鋯石的206Pb/238U 加權平均年齡分別為13.9 ±0.3Ma 和14.0 ±0.2Ma (2σ)，代表了巖體的形成年齡(圖4)。

4.3 鋯石Hf-O 同位素

結果顯示中新世鋯石氧同位素組成比較均一，且變化范圍較小，δ18O 值為4.72‰～7.22‰ (n =35，均值5.99‰)(表3)。從其累積頻數(shù)直方圖可見中新世鋯石氧同位素具有單峰分布特征，其峰值為6.0‰ (圖5a)。鋯石(176Hf/177Hf)s為0.282711～0.282934 (表3)，εHf(t)值為-2.3～+5.6 (n=35，均值為2.1)，相對應的二階段模式年齡為574～980Ma (圖5b)，εHf(t)值的頻數(shù)分布圖呈明顯單峰分布特征(圖5b)。

5 討論

5.1 巖漿源區(qū)性質(zhì)

岡底斯帶的中新世斑巖侵入體在很短時間內(nèi)形成(25～8Ma)，其侵位高峰期在16Ma 左右(Chung et al.，2009;Hou et al.，2013;Hu et al.，2015;侯增謙等，2006)。巖石類型以中酸性花崗閃長巖、二長花崗巖和花崗斑巖為主，最為引人矚目的是其伴隨爆發(fā)式的(14～21Ma)Cu、Mo 等金屬的成礦作用(Hou et al.，2012，2013;Hu et al.，2015;侯增謙等，2006)。有關這些斑巖(主要為埃達克質(zhì)斑巖)侵入體的巖漿源區(qū)及其形成的地球動力學背景是學術界長期關注和爭論的問題，目前主要有以下幾種觀點:(1)俯沖的新特提斯洋殼的部分熔融，并與上覆地幔楔相互作用(Qu et al.，2004;高永豐等，2003;侯增謙等，2003;曲曉明等，2004);(2)加厚并拆沉的拉薩地體下地殼的部分熔融(Chung et al.，2003);(3)新生下地殼的部分熔融(Hou et al.，2004;Li et al.，2011;侯增謙等，2004);(4)被板片來源熔體所交代的上地幔的部分熔融(Gao et al.，2007);(5)俯沖的印度大陸地殼的部分熔融(Xu et al.，2010)。但上述模式主要是針對岡底斯南緣靠近雅魯藏布江縫合帶的埃達克質(zhì)斑巖所提出的，而邦鋪斑巖鉬銅礦床靠近中岡底斯帶，其地殼厚度更大，因此不能簡單地直接使用以上觀點解釋邦鋪含礦斑巖的巖漿源區(qū)，有必要對這一問題進行深入探討以進一步豐富和加深對岡底斯帶斑巖成礦的認識。

表2 邦鋪含礦斑巖鋯石LA-ICPMS U-Pb 同位素組成Table 2 LA-ICPMS zircon U-Pb isotope data of the Bangpu porphyries

本文進行成巖年齡分析的2 個二長花崗斑巖樣品采自主要的含礦巖體，其形成年齡分別為13.9 ±0.3Ma 和14.0 ±0.2Ma。這與前人獲得的含礦二長花崗斑巖和花崗斑巖的鋯石U-Pb 年齡一致(13.9 ±0.3Ma 和14.2 ±0.2Ma)(溫泉等，2011;周雄等，2010c)。此外，礦區(qū)還產(chǎn)出與中新世含礦巖體有接觸關系但并未發(fā)現(xiàn)礦化的黑云母二長花崗巖，其鋯石U-Pb 年齡為62.1 ±1.9Ma，為古新世的侵位巖體(羅茂澄等，2011)。

礦區(qū)含礦斑巖的主量元素以中高硅(SiO2＞64%)、高堿(K2O+Na2O ＞4.6%)和富鉀(大多數(shù)＞3%)為特征(圖2)。樣品在硅堿圖上主要落在花崗閃長巖區(qū)域，少數(shù)硅較高的樣品為花崗巖，主要為亞堿性系列。在SiO2-K2O 圖上，樣品主

要為高鉀鈣堿性系列甚至鉀玄巖系列。這些特征與驅(qū)龍斑巖銅礦的含礦斑巖非常相似。含礦斑巖樣品屬高鉀鈣堿性至鉀玄巖系列，為過鋁質(zhì)巖石;富集大離子親石元素和輕稀土元素，虧損高場強元素和重稀土元素;總體來看其REE 總量變化較大(22.0 ×10-6～278.9 ×10-6)(周雄等，2010a)，呈現(xiàn)出Cs，Rb、Pb 正異常和Nb、Ta、Ti 負異常的特征，Eu 負異常微弱至無異常(圖3)，指示源區(qū)具有俯沖洋殼參與的特點且存在陸殼物質(zhì)的加入。Y 含量很低(6.3 ×10-6～12.1×10-6)，表明源區(qū)可能存在石榴石、角閃石或輝石的殘留;但其Sr 含量較埃達克巖低很多，為50.1 ×10-6～387.0 ×10-6，低于典型埃達克巖的Sr 含量;Sr/Y =4～60，個別落入埃達克區(qū)，但是大多數(shù)較埃達克巖偏低，說明源區(qū)可能存在斜長石的殘留或在演化過程中發(fā)生了斜長石的分離結晶，也可能是同化混染殼源物質(zhì)造成原來埃達克巖特征的喪失。這一特征明顯不同于驅(qū)龍斑巖銅礦含礦斑巖所具有的典型埃達克質(zhì)的性質(zhì)(Hu et al.，2015)。

表3 邦鋪含礦斑巖鋯石原位Hf-O 同位素組成Table 3 In situ zircon Hf-O isotopic composition for the Bangpu porphyries

圖5 邦鋪礦床斑巖原位鋯石δ18O 值(a)和εHf(t)值(b)頻數(shù)統(tǒng)計圖Fig.5 The cumulative probability histogram of in situ zircon δ18O (a)and εHf(t)(b)for the Bangpu porphyries

邦鋪礦床含礦二長花崗斑巖中鋯石δ18O 值為4.72‰～7.22‰ (均值5.99‰)，接近MORB 的值5.3 ±0.3‰ (Valley et al.，1998;Valley et al.，2005)，且處于太古宙巖漿鋯石δ18O 值的范圍6.5‰～7.5‰之內(nèi)(Valley et al.，2005)，表明其巖漿具有幔源(MORB)的巖漿組分特征。εHf(t)平均值為2.1，介于陸殼和虧損地幔兩種端元組分之間。在εHf(t)-δ18O 二端元圖解中(圖6)，很明顯鋯石Hf-O 同位素組成介于虧損地幔組分(如俯沖洋殼)和陸殼組分(如S 型花崗巖)之間。根據(jù)模擬計算結果，陸殼組分貢獻了大約10%～40%的鋯石Hf 和O 同位素組成，暗示了含礦巖漿主要來自地幔組分，但在巖漿演化過程中存在大量陸殼物質(zhì)的參與。與其南部不遠的驅(qū)龍斑巖銅礦相比，其鋯石δ18O 略低，而εHf(t)明顯偏低，說明邦鋪含礦斑巖的成礦巖漿具有更多的陸殼物質(zhì)的貢獻，這可能是使其失去埃達克質(zhì)特征的重要原因，但依然需要對整個礦區(qū)與礦化有關的巖體進行更加系統(tǒng)和深入的研究。

5.2 成礦機制

與驅(qū)龍斑巖銅礦相比，二者的大地構造背景、成巖時代、礦化時間和蝕變特征非常相似或一致，但驅(qū)龍礦床以斑巖銅礦化為主，并伴隨一定量的鉬，其Cu/Mo 值為21;而邦鋪礦床以鉬為主要開采金屬，其Cu/Mo 值為2，Mo 相對更加富集。造成上述差別的機制是什么呢?

研究表明，在花崗質(zhì)熔體的結晶過程中，Mo 是一種中度不相容的親硫元素(Robb，2005)，其不相容性略高于Cu(Sun et al.，2003a，2004a，b，2013)。同時Mo 又是一種稀有元素，其在陸殼、地幔和MORB 中的豐度很低，分別為0.8×10-6(Rudnick and Gao，2003)、0.06 ×10-6和0.3 ×10-6(Sun and McDonough，1989)，而銅在地殼、地幔和MORB 中的豐度分別為27 ×10-6(Rudnick and Gao，2003)、30 ×10-6和～100 × 10-6(McDonough and Sun，1995;Sun et al.，2003b)。盡管如此，鉬在自然界卻能以獨立礦物輝鉬礦的形式存在并形成了大量的Mo 礦床，這說明必定存在某種獨特的富集機制和成礦過程(Zhang et al.，2014;張紅等，2011)。

圖6 邦鋪礦床斑巖原位鋯石δ18O-εHf(t)圖解驅(qū)龍Hf-O 同位素數(shù)據(jù)引自Hu et al.(2015).混合線根據(jù)不同HfMORB/Hfsediments(1∶10～10∶1)和HfMORB/Hfgranites(1∶20～2∶1)值做出Fig.6 In situ zircon δ18 O vs.εHf(t)isotopes plot of the Bangpu porphyriesThe Hf-O isotope data are from Hu et al.(2015).The mixing curves were constructed using different HfMORB/Hfsediments and HfMORB/Hfgranites elemental ratios from 1∶10 to 10∶1 and 1∶20 to 2∶1 respectively

邦鋪礦床鉬平均品位為0.08%，銅平均品位為0.28%，如果其Mo 來自大陸地殼，則需要富集1000 倍;若來自地幔，則需要富集13000 倍;若來自洋殼，則需要富集2700 倍。Mustard et al.(2006)通過對澳大利亞Timbarra 金礦區(qū)花崗巖雜巖體石英中熔體包裹體的研究發(fā)現(xiàn)，在巖漿分離結晶過程中，Au 可以富集40 倍，Mo 可以富集5～20 倍，而Cu 可以富集1～3 倍。很顯然，簡單的巖漿分離結晶過程無法滿足形成Mo (Cu)礦床的要求(Li et al.，2012a)。研究表明，現(xiàn)代還原性海洋沉積物中Mo 的豐度可達250 ×10-6(Algeo and Lyons，2006)，顯生宙以來的大洋黑色頁巖中Mo 的豐度為～150 ×10-6(最高可達297 ×10-6;Rimmer，2004;Scott et al.，2008)。因此如果成礦的巖漿來源中若有大量的大洋沉積物的話，只需要富集6 倍即可達到邦鋪礦床Mo 的平均品位，這通過巖漿過程即可實現(xiàn)。可見，這一Mo 的預富集過程在整個成礦過程中極為關鍵。研究表明，表生高氧化條件下Mo 主要呈Mo6+存在，形成易溶于水的鉬酸或鉬酸鹽(MoO42-)在水體中搬運，并主要隨地表徑流進入海水且在還原條件下形成富鉬的沉積物(劉英俊等，1984)。因此，化學風化作用強烈的熱帶-亞熱帶地區(qū)以及陸緣海盆環(huán)境是Mo 預富集的最佳場所(Li et al.，2012a)。

已有證據(jù)表明在岡底斯帶中存在古特提斯洋體系(許志琴等，2013)。在南岡底斯巖漿帶北緣發(fā)現(xiàn)有近東西向延伸約100 km 的松多-墨竹工卡榴輝巖帶(楊經(jīng)綏等，2006，2007)，且該帶伴隨展布方向一致、年代為305Ma 的松多蛇綠巖(Chen et al.，2009;陳松永，2010)和石炭-二疊紀的島弧火山巖(李奮其等，2012;潘桂棠等，2006)。榴輝巖的原巖為一套典型的MORB 型大洋玄武巖，其鋯石SHRIMP 年齡為261.7Ma (徐向珍等，2007)，代表了榴輝巖相的變質(zhì)年齡和洋殼的深俯沖時限，而其原巖的形成時代至少要到早二疊世至石炭世(徐向珍等，2007)。上述證據(jù)表明在南岡底斯北緣曾經(jīng)存在石炭-二疊紀至晚三疊世的古特提斯洋盆(Yang et al.，2009;楊經(jīng)綏等，2007 稱其為“北岡底斯古特提斯洋盆”)。

由于“北岡底斯古特提斯洋盆”兩側為岡瓦納古陸塊的殘留或微陸塊，而拉薩地體自離開岡瓦納大陸以來直至晚白堊世一直處于赤道附近的低緯度地區(qū)(Ali and Aitchison，2008;Sun et al.，2010;Yi et al.，2011;馮巖等，2013;孫知明等，2008;唐祥德等，2013;朱弟成等，2012)，氣候濕熱，化學風化強烈，有利于Mo 的大量釋放，這些Mo 隨地表徑流進入不斷消減的“北岡底斯古特提斯洋盆”并最終固定在海底沉積物中，鉬的含量不斷增加，最高可達數(shù)百10-6g/g(McManus et al.，2006;Rimmer，2004;Scott et al.，2008)，為地殼豐度的數(shù)百倍。隨著該洋盆于晚三疊世開始閉合消亡(李奮其等，2012)以及隨后的碰撞造山和地殼增厚作用，這些富Mo 沉積物被逐漸深埋并發(fā)生高級變質(zhì)作用。

越來越多的證據(jù)表明，中新世含礦斑巖巖漿具有大量俯沖板片參與成巖成礦的地球化學信息(Hu et al.，2015;Qu et al.，2004b)。最新的地球物理資料顯示(孫新蕾等，未刊資料)，進入中新世以來，雅魯藏布江新特提斯洋殼在南部拉薩地體之下依然在俯沖，這一俯沖的洋殼及其攜帶的富水流體，不斷對巖石圈地幔進行交代，在巖石圈地幔部分熔融后又發(fā)生底侵作用，導致陸殼物質(zhì)及深埋于陸殼的富Mo 沉積物熔融并混入幔源巖漿(Li et al.，2012a)。之后巖漿繼續(xù)上升并逐漸演化，最終在地殼淺部侵位形成斑巖體同時進入巖漿期后熱液階段，經(jīng)過一系列的物理化學過程(Zhang et al.，2014;張紅等，2011)，最終形成相對富鉬貧銅的斑巖型Mo(Cu)礦床。

與驅(qū)龍斑巖銅礦相比，邦鋪斑巖型鉬銅礦的大地構造位置更加遠離新特提斯俯沖帶，地殼厚度更大，氧逸度也更低(Robb，2005)，板片及巖石圈地幔熔融產(chǎn)生的巖漿在上升過程中會有更多的陸殼物質(zhì)加入，相應的來自俯沖洋殼的成礦物質(zhì)Cu 也相對較少，因此形成的含礦巖漿具有更低的Cu/Mo 值，所以形成的是相對富鉬貧銅的斑巖型Mo (Cu)礦床，而非像驅(qū)龍一樣形成斑巖型Cu (Mo)礦床(Hu et al.，2015)。

6 結論

鋯石原位Hf-O 同位素組成表明巖漿源區(qū)主要來自虧損地幔組分，但在巖漿演化過程中遭受了較多的陸殼物質(zhì)混入。與驅(qū)龍斑巖銅礦相比，邦鋪礦床的含礦巖漿具有更多富Mo 的陸殼物質(zhì)加入，最終形成了具有更低Cu/Mo 值的斑巖型Mo (Cu)礦床。

致謝 感謝馬秀峰同學對野外工作的大力協(xié)助;感謝北京離子探針中心劉敦一研究員、劉瑜老師和李寧老師在鋯石O同位素測試方面的指導;感謝中國科學院廣州地球化學研究所張樂老師在鋯石Hf 同位素分析方面的幫助;感謝兩位審稿人中肯、有建設性的意見和建議，對提高本文質(zhì)量有著很大的幫助。

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