松潘—甘孜造山帶南緣江浪穹窿文家坪花崗巖成因及地質(zhì)意義

朱玉娣，代堰锫，王麗麗，李同柱，張惠華，沈戰(zhàn)武

(1.西南石油大學(xué) 地球科學(xué)與技術(shù)學(xué)院，四川 成都 610500；2.中國地質(zhì)調(diào)查局 成都地質(zhì)調(diào)查中心，四川 成都 610081；3.中國地質(zhì)大學(xué)(北京) 期刊中心，北京 100083)

0 引 言

大量地質(zhì)年代學(xué)數(shù)據(jù)顯示，松潘—甘孜造山帶鈣堿性I型花崗巖和埃達克質(zhì)花崗巖形成于219～185 Ma[1-6]，代表了俯沖-碰撞作用的時間。前人對該造山帶巖漿作用的研究主要聚焦于晚三疊世—早侏羅世同碰撞花崗巖類，僅有少量報道涉及產(chǎn)于后造山伸展構(gòu)造背景的花崗巖[7-8]，后者同樣能夠為造山帶演化歷史提供深部地球動力學(xué)過程信息。

江浪穹窿位于松潘—甘孜造山帶南緣(圖1(a))，是認識青藏高原東緣與揚子陸塊西緣地質(zhì)演化的重要窗口[10-11]。近年來，在穹窿核部里伍巖群發(fā)現(xiàn)了一系列高品位Cu多金屬礦床(圖1(b))，其礦床地質(zhì)特征相似，被學(xué)者統(tǒng)稱為里伍式富銅礦床[12-13]。已有證據(jù)表明，這些銅礦床的形成過程很可能與燕山期成穹作用[10,14-15]及巖漿活動[16-17]相關(guān)。區(qū)域上，江浪穹窿北側(cè)發(fā)育文家坪與烏拉溪花崗巖體，對巖體成因的深入剖析有助于了解江浪穹窿的形成機制及里伍式富銅礦床的成礦作用。鑒于此，本文基于野外地質(zhì)調(diào)查及室內(nèi)巖相學(xué)觀察，采用巖石地球化學(xué)、LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學(xué)以及Hf同位素示蹤，并結(jié)合前人研究成果，探討了文家坪花崗巖的巖石成因、構(gòu)造意義及成礦意義。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

松潘—甘孜造山帶位于青藏高原東北緣，呈倒三角形狀，西側(cè)以金沙江縫合帶為界與青藏高原毗鄰，東緣以龍門山斷裂帶為界與揚子陸塊相連，北部以秦嶺造山帶為界與華北陸塊相鄰(圖1(a))。該造山帶形成于古特提斯洋閉合階段，是三疊紀末華北、揚子和羌塘陸塊的主要匯聚區(qū)[1-2]，以發(fā)育巨厚的(5～15 km)三疊紀復(fù)理石[2]以及印支期花崗巖類[3]為特征。目前學(xué)術(shù)界對復(fù)理石物源區(qū)還存在不同認識，主要包括來自大別山超高壓變質(zhì)帶[18]以及揚子陸塊[19]兩種觀點。造山帶主體變形過程發(fā)生于印支期，研究區(qū)出露大量的印支期花崗巖[3]。多種成因類型的花崗巖類已經(jīng)被識別出來，例如I型[3]、A型[20]、埃達克質(zhì)[21]和強過鋁質(zhì)[22]花崗巖。

江浪穹窿核部里伍巖群為云母石英片巖、石英巖夾變基性火山巖，廣泛發(fā)育順層韌性變形，變形以左行剪切為主(圖2(a))。前人獲得片狀石英巖碎屑鋯石U-Pb上交點年齡1 437 Ma，斜長角閃巖全巖Sm-Nd等時線年齡1 677～1 674 Ma，表明里伍巖群是一套中元古代的變質(zhì)火山-沉積巖組合[10,14]。此外，里伍巖群之中發(fā)育一系列Cu多金屬礦床，具體包括里伍、黑牛洞、柏香林、挖金溝及中咀等(圖1(b))，銅礦石平均品位2.5%，局部可達16.9%[13]。翼部地層包括:奧陶紀江浪巖組僅分布于穹窿南緣，巖性為含礫石英巖夾石英片巖、千枚巖，主體構(gòu)成一個韌性剪切滑脫帶；志留紀甲壩巖組沿穹窿周緣呈環(huán)狀分布，為一套變硅質(zhì)巖、碳質(zhì)板巖夾變基性火山巖組合；二疊紀烏拉溪組分布于穹窿外緣，與甲壩巖組呈滑脫斷層接觸，巖性為大理巖夾變基性火山巖；三疊紀西康群以復(fù)理石陸源碎屑巖夾碳酸鹽巖為主[10,23-24]，與烏拉溪組呈韌性剪切帶接觸(圖2(b))。區(qū)域上巖漿活動強烈，主要為燕山期花崗巖與少量中—新元古代和二疊紀的基性火山巖[10]。江浪穹窿北部出露文家坪與烏拉溪花崗巖體(圖1(b))，巖性分別為黑云母花崗巖和二云母花崗巖。另外，烏拉溪巖體侵入二疊紀烏拉溪組并在外接觸帶發(fā)育矽卡巖化，巖體南部伴有矽卡巖型鎢礦化。

2 巖相學(xué)與測試方法

野外地質(zhì)調(diào)查發(fā)現(xiàn)，文家坪巖體與里伍巖群呈斷層接觸，局部可見明顯的侵入關(guān)系(圖2(c))。花崗巖具中細粒結(jié)構(gòu)，似斑狀構(gòu)造(圖2(d))，主要礦物包括:(1)石英含量約40%，呈它形粒狀，粒徑3～50 μm，局部可見波狀消光；(2)鉀長石含量約35%，呈板片狀，發(fā)育明顯的格子雙晶(圖2(e))，粒徑2.5～100.0 μm；(3)黑云母含量約15%，呈片狀，發(fā)育一組極完全解理，粒徑20～400 μm(圖2(f))；(4)斜長石含量低于10%，多呈它形粒狀，粒徑100～500 μm，局部發(fā)育聚片雙晶。

圖2 江浪穹窿地層與文家坪花崗巖的野外及鏡下特征Fig.2 Field and microscopic features of the strata and the Wenjiaping granite in the Jianglang dome(a)里伍巖群中發(fā)育左行剪切的石英脈；(b)二疊系與三疊系之間的韌性剪切帶；(c)文家坪巖體與里伍巖群的斷層接觸關(guān)系；(d)文家坪花崗巖的似斑狀構(gòu)造；(e)花崗巖顯微照片(正交偏光)；(f)花崗巖顯微照片(單偏光)

室內(nèi)挑選較新鮮的文家坪花崗巖樣品，碎樣至200目后進行巖石地球化學(xué)分析，主量、稀土和微量元素測試由澳實分析檢測(廣州)有限公司完成。主量元素由荷蘭PANalytical公司生產(chǎn)的Axios儀器利用熔片X射線熒光光譜法(XRF)測定，并采用等離子光譜和化學(xué)法測定進行互相檢測。稀土和微量元素采用美國Perkin Elmer公司生產(chǎn)的 Elan 9000型電感耦合等離子質(zhì)譜儀(ICP-MS)測定。主量元素分析精度優(yōu)于5%，稀土和微量元素分析精度優(yōu)于10%。

鋯石分選由河北省區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查研究所實驗室完成，在雙目鏡下挑選粒度較大、透明度高的鋯石粘到雙面膠上制成靶。透、反射顯微照相、陰極發(fā)光圖像分析、LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年及Hf同位素分析在南京聚譜檢測科技有限公司完成。測試儀器是Teledyne Cetac Technologies制造的193 nm ArF準分子激光剝蝕系統(tǒng)，型號Analyte Excite。四極桿型電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS)由安捷倫科技(Agilent Technologies)制造，型號為Agilent 7700x。準分子激光發(fā)生器產(chǎn)生的深紫外光束經(jīng)勻化光路聚焦于鋯石表面，其能量密度為6.0 J/cm2，束斑直徑35 μm，頻率8 Hz，共剝蝕40 s，剝蝕氣溶膠由氦氣送入ICP-MS完成測試。測試過程中以標準鋯石91500為外標校正儀器質(zhì)量歧視與元素分餾；以標準鋯石GJ-1為盲樣檢驗U-Pb定年數(shù)據(jù)質(zhì)量；以NIST SRM 610為外標，以Si為內(nèi)標標定鋯石中的Pb元素含量，以Zr為內(nèi)標標定鋯石中其余微量元素含量。原始的測試數(shù)據(jù)經(jīng)過ICPMSDataCal軟件[25]離線處理完成。多接收器型號電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(MC-ICP-MS)由英國Nu Instruments公司制造，型號Nu Plasma II。剝蝕氣溶膠由氦氣送入MC-ICP-MS完成測試，測試過程中每隔10顆樣品鋯石交替測試2顆標準鋯石(包括GJ-1、91500、Ple?ovice、Mud Tank、Penglai)，以檢驗鋯石Hf同位素比值數(shù)據(jù)質(zhì)量[26]。

3 分析結(jié)果

3.1 主量元素

據(jù)花崗巖樣品主量元素分析結(jié)果(表1)，巖石SiO2含量為67.70%～70.09%，平均69.11%；Al2O3含量為15.26%～15.75%，平均15.50%；Fe2O3T含量2.13%～3.02%，平均2.54%；CaO含量2.37%～2.92%，平均2.69%；Na2O含量4.18%～4.36%，平均4.24%；K2O含量3.14%～3.63%，平均3.36%；其他主量元素含量均低于1%(表1)。在TAS圖解上，樣品落點位于花崗巖與花崗閃長巖區(qū)域(圖3(a))；K2O-SiO2圖解顯示，文家坪花崗巖屬于高鉀鈣堿性系列巖石(圖3(b))。

3.2 稀土與微量元素

從巖石樣品稀土和微量元素測試結(jié)果(表1)可見，巖石稀土元素La(平均73.4×10-6)、Ce(平均124×10-6)、Pr(平均10.7×10-6)、Nd(平均35.7×10-6)具有較高含量，其他普遍低于10.0×10-6。稀土元素總量ΣREE介于216×10-6～297×10-6，平均259×10-6；(La/Yb)N介于44.9～59.4，平均54.8?；◢弾r球粒隕石標準化稀土元素配分型式顯示為右傾型，輕、重稀土元素分餾程度明顯，均未顯示強烈的Eu異常(δEu=0.88～0.99，平均0.93)，與里伍巖群較為一致(圖4(a))。

表1 文家坪花崗巖主量(wB/%)及微量元素(wB/10-6)分析結(jié)果

注: Fe2O3T為氧化鐵全鐵含量； FeOT為氧化亞鐵全鐵含量；A/CNK=Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)，用摩爾比進行計算； Mg#=100 Mg/(Mg+ΣFe2+)，用原子個數(shù)比進行計算；δEu=2EuN/(SmN+GdN)，N為球粒隕石標準化。

圖3 文家坪花崗巖TAS及K2O-SiO2圖解(底圖分別據(jù)MIDDLEMOST[27]和PECCERILLO等[28])Fig.3 TAS and K2O-SiO2 diagrams of the Wenjiaping granite(the base map after MIDDLEMOST[27]and PECCERILLO et al.[28])

巖石微量元素Rb(平均150×10-6)、Sr(平均710×10-6)、Ba(平均1 490×10-6)、Nb(平均27.6×10-6)、Zr(平均257×10-6)、Th(平均25.5×10-6)、Y(平均11.8×10-6)、Ga(平均22.0×10-6)具有較高含量，其他元素含量多低于10.0×10-6。在原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖中，樣品富集大離子親石元素(Rb、Sr、Ba和U等)、虧損高場強元素(Nb、Ta和Ti等)，同樣與里伍巖群顯示出相似性(圖4(b))。

3.3 鋯石U-Pb定年

LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年共分析了22個數(shù)據(jù)點(表2)，鋯石陰極發(fā)光圖像顯示，文家坪花崗巖中的鋯石多呈長柱狀，粒徑100～200 μm，長寬比約為2∶1(圖5(a))；鋯石發(fā)育清晰的振蕩環(huán)帶，并具有較高的Th/U比值(平均0.36)，屬于典型的巖漿鋯石[32]。測試結(jié)果顯示，其206Pb/238U年齡分布于176.9～161.3 Ma，加權(quán)平均年齡為(164.6±0.9)Ma(n=21，MSWD=3.2，圖5(b))，代表了文家坪花崗巖的結(jié)晶時代。

圖4 文家坪花崗巖稀土元素配分型式圖(a)和微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(球粒隕石、原始地幔和里伍巖群數(shù)據(jù)分別據(jù)文獻TAYLOR等[29] 、SUN等[30]和李同柱等[31])Fig.4 REE pattern(a) and trace element spidergrams (b) of the Wenjiaping granite(the values of chondrite, primitive-mantle and Liwu Group after TAYLOR et al.[29] , SUN et al.[30] and LI et al.[31], respectively)

點號含量/10-6ThU比值Th/U207Pb/206Pb±σ207Pb/235U±σ206Pb/238U±σ年齡/Ma207Pb/235U±σ206Pb/238U±σ諧和度/%12480347107100520000080184900027002570000117232316390994277611110700049500013018980005200278000021765441769159932459930250049600011017620003800258000021648331643109941638570190052700012018890004200261000021757361662129453232101015005000000801771000300025700002165626163310986289125602300500000130174000043002540000216293716201499714382801700474000150171300051002650000216054416881594834311600300049200011017360003700255000021625321625109994081145036004930001301777000460026300002166140167313991020992302300502000180175900058002590000216455016451599118423322025004900000701746000240025800001163421164109991240013750290049400009017230003200253000011614281613099913386954040004940001201778000410026100002166135166211991429412840230049400011017680003900261000021653331658119915104318200570049400011018010004200265000021682361684139916534232802300482000080171400027002580000216062316421097172037980250049700015018090005300266000021688461690129918178102201700494000110175900040002590000216453516471399199162001500500000130177400047002580000216584116441599206848458314900496000070176200025002570000216482216391399212989570310051800012018380004400258000021714381640159522517176202900530000100188200036002570000217513016371493

3.4 Hf同位素

鋯石Hf同位素是在年齡點的同一位置進行原位微區(qū)分析，測試數(shù)據(jù)詳見表3。鋯石176Hf/177Hf比值集中于0.282 311～0.282 715，εHf(t)值介于-13.0～+1.4之間，TDM1和TDM2分別介于1 374.8～759.1 Ma之間及2 038.2～1 122.0 Ma之間。在εHf(t) 與206Pb/238U年齡關(guān)系圖解上，所有數(shù)據(jù)點均落于2.1～1.0 Ma地殼演化線之間(圖6)。

圖5 文家坪花崗巖鋯石陰極發(fā)光照片(a)及U-Pb年齡諧和圖(b)Fig.5 Cathodoluminescent images (a) and U-Pb concordia diagram (b) of zircons in the Wenjiaping granite

點號年齡/Ma206Pb/238U±σ比值176Yb/177Hf176Lu/177Hf176Hf/177Hf±2σεHf(t)TDM1/MaTDM2/Ma11639090069977000218102823110000020-1301374820382217691500242520000566028267100000170281671211331643100031005000101702825820000012-3395231423141662120030213000095102826130000014-2190661351151633100026248000077002826300000016-1687951315061620140029280000078102826570000015-0784181254871688150012734000039502825920000010-2892381395181625100019514000067202825680000010-3896381454491673130032566000080002826200000013-19894313354101645150053994000126802826110000011-23917513593111641090037519000137902825980000011-28939313905121613090033165000096002825290000010-521025415439131662110024346000061902826410000011-1186041287114165811001832000005750282682000001103801611936151684130086054000243702823750000016-1071292018952161642100024647000070002826730000011-01817512168171690120020896000068002824460000012-801133817242181647130029550000088302825900000013-3093791404319164415003134400007200282715000001114759111220201639130091323000202402823880000016-103125931866821164015001656800005150282700000001009775311537221637140030584000093602825450000010-461002115060

圖6 鋯石εHf(t)-206Pb/238U年齡圖解Fig.6 Plot of εHf(t) vs.206Pb/238U age of the analyzed zircons

4 討 論

4.1 后期蝕變影響

后期蝕變作用可能導(dǎo)致巖石部分主量元素(Na2O、K2O和MgO等)與微量元素(Rb、Sr和Ba等)的濃度變化；因此，在剖析巖石成因之前必須驗證地球化學(xué)數(shù)據(jù)的可靠程度。在K/Al-(2Ca+Na+K)/Al圖解(圖7)上，文家坪花崗巖樣品均具有較高的(2Ca+Na+K)/Al比值，表明這些巖石受后期蝕變作用影響較小[33]。另外，本文所研究樣品的主、微量元素組成非常一致(圖3、圖4)，同樣暗示后期蝕變作用并未顯著影響文家坪花崗巖的化學(xué)組分。

圖7 K/Al-(2Ca+Na+K)/Al蝕變判別圖解(底圖據(jù)WARREN等[33])Fig.7 K/Al-(2Ca+Na+K)/Al discrimination diagram of alteration effects(the base map after WARREN et al.[33])

4.2 花崗巖成因類型

文家坪花崗巖主要由鉀長石、石英、黑云母和斜長石組成(圖2)，未發(fā)育白云母、石榴子石、堇青石等典型富鋁礦物，其Na2O含量為4.18%～4.36%，A/CNK值介于0.99～1.01之間(表1)，屬于準鋁質(zhì)—弱過鋁質(zhì)巖石。因此，礦物學(xué)及地球化學(xué)特征暗示其并非S型花崗巖，后者通常含較多富鋁礦物，貧Na2O(均值2.81%)，A/CNK值大于1.1[34]。另外，高分異的I型花崗巖通常具有低的FeOT含量(<1%[35])和高的Rb/Sr比值[36]，亦與文家坪花崗巖(FeOT=1.92%～2.72%，Rb/Sr=0.19～0.24)截然不同。

LOISELLE和WONES[37]將A型花崗巖定義為堿性(alkaline)、貧水(anhydrous)、非造山(anorogenic)的花崗巖，不涉及成巖物質(zhì)來源。已有的研究表明，A型花崗巖通常具有高的Na2O+K2O含量(>8%)、Zr+Nb+Ce+Y含量(>350×10-6)和10 000×Ga/Al比值(>2.6)[35]。本文數(shù)據(jù)顯示，文家坪花崗巖Na2O+K2O含量7.43%～7.84%，Zr+Nb+Ce+Y含量363×10-6～476×10-6，10 000×Ga/Al比值為2.58～2.84(表1)，與A型花崗巖完全對應(yīng)。在花崗巖成因類型判別圖解[35,38]上，樣品落點均位于A型花崗巖區(qū)域(圖8(a)、(b)和(c))。另外，R1-10 000×Ga/Al圖解進一步顯示文家坪花崗巖屬于后造山A2型花崗巖(圖8(d))。

4.3 巖漿源區(qū)與成巖背景

目前學(xué)術(shù)界對A型花崗巖的巖漿源區(qū)存在較大爭議，主要觀點包括幔源堿性玄武巖直接分異[39]、 幔源新生拉斑玄武巖熔融[40]、下地殼麻粒巖相巖石低程度部分熔融[41]、上地殼鈣堿性巖石低壓熔融[42]和重熔花崗巖與幔源基性巖漿混合[43]。

圖8 文家坪花崗巖成因類型判別圖解(底圖據(jù)WHALEN等[35]和洪大衛(wèi)等[38])Fig.8 Petrogenesis discrimination diagrams of the Wenjiaping granite(the base map after WHALEN et al.[35]和HONG et al.[38])

地球化學(xué)研究顯示，文家坪花崗巖具有右傾的稀土配分型式(圖4(a))，并富集大離子親石元素，虧損高場強元素(圖4(b))，與大陸地殼特征一致[29]。Hf同位素示蹤表明，花崗巖中鋯石的εHf(t)值大多為負值(表3)，暗示巖漿源區(qū)以殼源物質(zhì)為主。文家坪花崗巖與中元古界里伍巖群的稀土、微量元素配分型式非常相似(圖4)，并且前者的TDM2年齡多屬于中元古代(表3)，說明花崗質(zhì)巖漿可能主要源自江浪穹窿核部里伍巖群的部分熔融。里伍巖群主體巖性為變沉積巖，再次表明文家坪花崗巖不屬于Ⅰ型花崗巖。

Mg#值是判別巖漿源區(qū)是否混入幔源物質(zhì)的可靠指標[44]。文家坪花崗巖Mg#值介于35.9～38.7(表1)，樣品在Mg#-SiO2圖解上的落點略高于純地殼部分熔融產(chǎn)物的區(qū)域(圖9)，暗示其巖漿源區(qū)混有少量的幔源物質(zhì)[44-45]。另外，Hf同位素研究顯示，少量鋯石具有正的εHf(t)值，例如點2、14、19和21(表3)，同樣指示了幔源巖漿的參與。因此，本文支持YANG等[43]的觀點，認為松潘—甘孜造山帶南緣的文家坪A型花崗巖產(chǎn)于地殼重熔花崗巖及少量幔源物質(zhì)的混合。

圖9 文家坪花崗巖Mg#-SiO2圖解(底圖據(jù)JIANG 等[45];1 bar=105 Pa)Fig.9 Mg# vs.SiO2 diagram for the Wenjiaping granite(the base map after JIANG et al. [45])

許志琴等[1]基于大量的變形構(gòu)造證據(jù)指出，松潘—甘孜造山帶主造山作用發(fā)生于晚印支期—早燕山期，地殼伸展應(yīng)變約開始于160 Ma。近年來的地質(zhì)年代學(xué)資料顯示，松潘—甘孜造山帶鈣堿性I型花崗巖和埃達克質(zhì)花崗巖形成于219～185 Ma[2-6]，代表了造山帶俯沖-碰撞作用時間，與許志琴等[1]的觀點吻合。本文的鋯石U-Pb定年結(jié)果表明，文家坪花崗巖結(jié)晶年齡為(164.6±0.9) Ma(圖5)，與烏拉溪花崗巖侵位年齡(166.6±1.1) Ma相近[46]，暗示二者均形成于松潘—甘孜造山帶統(tǒng)一的巖石圈伸展構(gòu)造背景，與花崗巖成因類型(圖8(d))及構(gòu)造環(huán)境判別圖解(圖10)獲得的結(jié)果完全一致。

圖10 文家坪花崗巖構(gòu)造環(huán)境判別圖解(底圖分別據(jù)PEARCE等[47]和HARRIS等[48])Fig.10 Tectonic discrimination diagrams of the Wenjiaping granite(the base map after PEARCE et al.[47]and HARRIS et al.[48])

4.4 構(gòu)造與成礦意義

先前的學(xué)者基于翔實的構(gòu)造解析證據(jù)，提出江浪穹窿屬變質(zhì)核雜巖，并將其基本結(jié)構(gòu)劃分為前寒武紀堆垛層(里伍巖群)、古生代褶疊層(江浪巖組、甲壩巖組與烏拉溪巖組)及三疊紀西康群板巖帶，不同構(gòu)造地層系統(tǒng)之間發(fā)育環(huán)狀拆離斷裂帶[10,14,24]。傅昭仁等[14]認為，該穹窿形成過程涉及的最晚地層為三疊系，故成穹作用不早于晚三疊世。顏丹平等[11]同樣指出，三疊紀西康群與二疊紀烏拉溪組之間發(fā)育韌性剪切帶(圖2(b))，前者還直接與核部雜巖呈斷層接觸關(guān)系，表明三疊系卷入了構(gòu)造變形，暗示江浪穹窿的隆升與表露應(yīng)當(dāng)晚于印支期。野外調(diào)查及鏡下觀察顯示，文家坪花崗巖呈塊狀，組成礦物未見定向拉長，不發(fā)育明顯的構(gòu)造變形特征(圖2(c)—(f))，說明花崗巖侵位于江浪穹窿形成之后，即成穹作用介于早—中侏羅世之間。傅昭仁等[14]指出，江浪變質(zhì)核雜巖成穹時代為燕山早期(190～160 Ma)，與本文認識基本一致。另外，前人獲得西康群板巖帶糜棱巖面理中伊利石K-Ar年齡(177 Ma)[23]，可能代表了同期構(gòu)造熱事件的時代。

近年來，元素地球化學(xué)與Si、Pb同位素示蹤表明，江浪穹窿核部的中元古界里伍巖群正是里伍式富銅礦床的礦源層[10, 12]。另外，金屬硫化物的δ34S值介于1.5‰～7.5‰之間[16,49]，與花崗巖硫同位素組成(δ34S=(1.0±6.1‰)[50])完全一致，暗示成礦過程可能與穹窿北側(cè)的花崗巖體相關(guān)。黃銅礦Re-Os定年結(jié)果顯示，區(qū)域銅礦化作用發(fā)生于(150.2±4.9) Ma[51]，稍晚于文家坪與烏拉溪花崗巖的結(jié)晶年齡166.6～164.6 Ma。此外，烏拉溪巖體南部發(fā)育矽卡巖型鎢礦化(圖1(b))，當(dāng)中的輝鉬礦Re-Os等時線年齡為(163.7±1.9) Ma[52]，表明江浪穹窿確實存在一期與165 Ma花崗質(zhì)巖漿活動相關(guān)的熱液礦化事件。前人研究指出，里伍巖群具有較高的Cu、W豐度[53]，能夠為區(qū)域成礦作用提供豐富的物質(zhì)來源。基于上述資料，本文認為里伍巖群在166.6～164.6 Ma的伸展構(gòu)造背景下發(fā)生部分熔融，產(chǎn)生含有較多Cu、W金屬元素的花崗質(zhì)巖漿；巖漿在上升就位過程中還活化了里伍巖群中的成礦元素，熱液將之?dāng)y帶至有利的部位并于163.7～150.2 Ma沉淀成礦。

5 結(jié) 論

通過對松潘—甘孜造山帶南緣江浪穹窿文家坪花崗巖的地球化學(xué)、鋯石U-Pb年代學(xué)及Hf同位素研究，得出以下主要結(jié)論。

(1)文家坪花崗巖屬于后造山A2型花崗巖，結(jié)晶年齡為(164.6±0.9) Ma，形成于巖石圈伸展構(gòu)造背景。

(2)鋯石εHf(t)值介于-13.0～+1.4之間，巖漿源主要來自中元古界里伍巖群和少量幔源物質(zhì)。

(3)江浪穹窿成穹過程發(fā)生于早—中侏羅世，區(qū)域Cu、W成礦作用很可能與約165 Ma花崗質(zhì)巖漿熱液活動有關(guān)。

致謝:野外工作得到四川里伍銅業(yè)股份有限公司同仁的大力支持與協(xié)助，在此深表謝意！

[1] 許志琴, 侯立瑋, 王宗秀. 中國松潘帶的造山過程 [M]. 北京: 地質(zhì)出版社, 1992: 1-190.

[2] ROGER F, JOLIVET M, MALAVIEILLE J. The tectonic evolution of the Songpan-Garzê (North Tibet) and adjacent areas from Proterozoic to present: A synthesis [J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2010, 39(4): 254-269.

[3] 胡健民, 孟慶任, 石玉若, 等. 松潘—甘孜地體內(nèi)花崗巖鋯石SHRIMP U-Pb定年及其構(gòu)造意義 [J]. 巖石學(xué)報, 2005, 21(3): 867-880.

[4] ROGER F, MALAVIEILLE J, LELOUP P H, et al. Timing of granite emplacement and cooling in the Songpan-Garzê fold belt (eastern Tibetan Plateau) with tectonic implications [J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2004, 22(5): 465-481.

[5] 萬傳輝, 袁靜, 李芬香, 等. 松潘—甘孜造山帶南段晚三疊世蘭尼巴和羊房溝花崗巖巖石學(xué)、地球化學(xué)特征及成因 [J]. 巖石礦物學(xué)雜志, 2011, 30(2): 185-198.

[6] 袁靜, 肖龍, 萬傳輝, 等. 松潘—甘孜南部放馬坪—三巖龍花崗巖的成因及其構(gòu)造意義 [J]. 地質(zhì)學(xué)報, 2011, 85(2): 195-206.

[7] 趙永久, 袁超, 周美夫, 等. 松潘—甘孜造山帶早侏羅世的后造山伸展: 來自川西牛心溝和四姑娘山巖體的地球化學(xué)制約 [J]. 地球化學(xué), 2007, 36(2) : 139-152.

[8] 周家云, 譚洪旗, 龔大興, 等. 烏拉溪鋁質(zhì)A型花崗巖: 松潘—甘孜造山帶早燕山期熱隆伸展的巖石記錄 [J]. 地質(zhì)論評, 2014, 60(2): 348-362.

[9] 蔡宏明, 張宏飛, 徐旺春, 等. 松潘帶印支期巖石圈拆沉作用新證據(jù): 來自火山巖巖石成因的研究 [J]. 中國科學(xué): 地球科學(xué), 2010,30(11): 1518-1532.

[10] 顏丹平, 宋鴻林, 傅昭仁, 等. 揚子地臺西緣變質(zhì)核雜巖帶 [M]. 北京: 地質(zhì)出版社, 1997: 1-94.

[11] 顏丹平, 周美夫, 宋鴻林, 等. 華南在Rodinia古陸中位置的討論: 揚子地塊西緣變質(zhì)—巖漿雜巖證據(jù)及其與Seychelles地塊的對比 [J]. 地學(xué)前緣, 2002, 9(4): 249-256.

[12] 姚鵬, 汪名杰, 李建忠, 等. 里伍式富銅礦床同位素示蹤及其成礦地質(zhì)意義 [J]. 地球?qū)W報, 2008, 29(6): 691-696.

[13] 代堰锫, 張惠華, 朱玉娣, 等. 揚子陸塊西緣江浪穹窿及“里伍式”富銅礦床研究進展與問題 [J]. 地球科學(xué)與環(huán)境學(xué)報, 2016, 38(1): 66-78.

[14] 傅昭仁, 宋鴻林, 顏丹平. 揚子地臺西緣江浪變質(zhì)核雜巖結(jié)構(gòu)及對成礦的控制 [J]. 地質(zhì)學(xué)報, 1997, 71(2): 113-122.

[15] 張惠華, 馮孝良, 唐高林, 等. 四川省九龍縣中咀銅礦構(gòu)造與成礦關(guān)系研究 [J]. 高校地質(zhì)學(xué)報, 2013, 19(1): 95-108.

[16] 陳敏華, 丁俊, 陳道前. 四川省九龍縣里伍銅田成礦物質(zhì)來源探討 [J]. 沉積與特提斯地質(zhì), 2011, 31(1): 89-93.

[17] 周家云, 譚洪旗, 龔大興, 等. 川西江浪穹隆核部新火山花崗巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年和Hf同位素研究 [J]. 礦物巖石, 2013, 33(4): 42-52.

[18] NIE S, YIN A, ROWLEY D B, et al. Exhumation of the Dabie Shan ultra-high-pressure rocks and accumulation of the Songpan-Ganzi flysch sequence, central China [J]. Geology, 1994, 22: 999-1002.

[19] 蘇本勛, 陳岳龍, 劉飛, 等.松潘—甘孜地塊三疊系砂巖的地球化學(xué)特征及其意義 [J]. 巖石學(xué)報, 2006, 22(4): 961-970.

[20] ZHANG H F, PARRISH R, ZHANG L, et al. A-type granite and adakitic magmatism association in Songpan-Garze fold belt, eastern Tibetan Plateau: Implication for lithospheric delamination [J]. Lithos, 2007, 97: 323-335.

[21] ZHANG H F, ZHANG L, HARRIS N, et al. U-Pb zircon ages, geochemical and isotopic compositions of granitoids in Songpan-Garzê Fold Belt, eastern Tibet Plateau: Constraints on petrogenesis, nature of basement and tectonic evolution [J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 2006, 152: 75-88.

[22] 時章亮,張宏飛,蔡宏明.松潘造山帶馬爾康強過鋁質(zhì)花崗巖的成因及其構(gòu)造意義 [J]. 地球科學(xué)：中國地質(zhì)大學(xué)學(xué)報, 2009, 34: 569-584.

[23] 四川省地質(zhì)礦產(chǎn)局. 四川省區(qū)域地質(zhì)志 [M]. 北京: 地質(zhì)出版社, 1990: 1-680.

[24] YAN D P, ZHOU M F, SONG H L, et al. Structural style and tectonic significance of the Jianglang dome in the eastern margin of the Tibetan Plateau, China [J]. Journal of Structural Geology, 2003, 25(5): 765-779.

[25] LIU Y S, GAO S, HU Z C, et al. Continental and oceanic crust recycling-induced melt-peridotite interactions in the Trans-North China Orogen: U-Pb dating, Hf isotopes and trace elements in zircons from mantle xenoliths [J]. Journal of Petrology, 2010, 51: 537-571.

[26] YUAN H L, GAO S, DAI M N, et al. Simultaneous determinations of U-Pb age, Hf isotopes and trace element compositions of zircon by excimer laser-ablation quadrupole and multiple-collector ICP-MS [J]. Chemical Geology, 2008, 247: 100-118.

[27] MIDDLEMOST E A K. Naming materials in the magma/igneous rock system [J]. Earth-Science Reviews, 1994, 37: 215-224.

[28] PECCERILLO A, TAYLOR S R. Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, Northern Turkey [J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1976, 58: 63-81.

[29] TAYLOR S R, MCLENNAN S M. The Continental Crust: Its Composition and Evolution [M]. Oxford: Blackwell, 1985: 1-328.

[30] SUN S S, MCDONOUGH W F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes [J]. Geological Society of London Special Publications, 1989, 42: 313-345.

[31] 李同柱, 馮孝良, 張惠華, 等. 四川里伍銅礦含礦巖系地球化學(xué)特征及成因分析 [J]. 地質(zhì)與勘探, 2010, 46(5): 921-930.

[32] HOSKIN P W O, SCHALTEGGER U. The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis [J]. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 2003, 53: 27-62.

[33] WARREN I, SIMMONS S F, MAUK J L. Whole-rock geochemical techniques for evaluating hydrothermal alteration, mass changes, and compositional gradients associated with epithermal Au-Ag mineralization [J]. Economic Geology, 2007, 102: 923-948.

[34] GILL R. Igneous Rocks and Processes: A Practical Guide [M]. Chichester:Wiley-Blackwell, 2010: 1-472.

[35] WHALEN J B, CURRIE K L, CHAPPELL B W. A-type granites: Geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis [J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1987, 95: 407-419.

[36] HALLIDAY A N, DAVIDSON J P, HILDRETH W. Modeling the petrogenesis of high Rb/Sr silicic magmas [J]. Chemical Geology, 1991, 92: 107-114.

[37] LOISELLE M C, WONES D R. Characteristics and origin of anorogenic granites [M]// The Geological Society of America and Associated Societies. Abstracts of the Annual Meetings. San Diego: The Geological Society of America and Associated Societies, 1979: 468.

[38] 洪大衛(wèi), 王式?jīng)? 韓寶福, 等. 堿性花崗巖的構(gòu)造環(huán)境分類鑒別標志 [J]. 中國科學(xué)：B輯, 1995, 25(4): 418-426.

[39] LITVINOVSKY B A, JAHN B M, ZANVILEVICH A N, et al. Petrogenesis of syenite-granite suites from the Bryansky Complex (Transbaikalia, Russia): Implications for the origin of A-type granitoid magmas [J]. Chemical Geology, 2002, 189: 105-133.

[40] FROST C D, FROST B R. Reduced Rapakivi-type granites: The tholeiite connection [J]. Geology, 1997, 25: 647-650.

[41] COLLINS W J, BEAMS S D, White A J R, et al. Nature and origin of A-type granites with particular reference to southeastern Australia [J]. Contribution to Mineralogy and Petrology, 1982, 80: 189-200.

[43] YANG J H, WU F Y, CHUNG S L, et al. A hybrid origin for the Qianshan A-type granite, northeast China: Geochemical and Sr-Nd-Hf isotopic evidence [J]. Lithos, 2006, 89: 89-106.

[44] RAPP R P, WATSON E B. Dehydration melting of metabasalt at 8-32 kbar: Implications for continental growth and crust-mantle recycling [J]. Journal of Petrology, 1995, 36: 891-931.

[45] JIANG Y H, JIA R Y, LIU Z, et al. Origin of Middle Triassic high-K calc-alkaline granitoids and their potassic microgranular enclaves from the western Kunlun orogen, Northwest China: A record of the closure of paleo-Tethys [J]. Lithos, 2013, 156: 13-30.

[46] 李同柱, 代堰锫, 馬國桃, 等. 揚子陸塊西緣烏拉溪花崗巖體SHRIMP鋯石U-Pb定年及地質(zhì)意義 [J]. 礦物巖石地球化學(xué)通報, 2016, 35(4): 743-749.

[47] PEARCE J A, HARRIS N B W, TINDLE A G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks [J]. Journal of Petrology, 1984, 25: 956-983.

[48] HARRIS N B W, PEARCE J A, TINDLE A G. Geochemical characteristics of collision-zone magmatism [J]. Geological Society of London Special Publications,1986, 19: 67-81.

[49] YAN D P, ZHOU M F, SONG H L, et al. Tectonic controls on the formation of the Liwu Cu-rich sulfide deposit in the Jianglang dome, SW China [J]. Resource Geology, 2003, 53: 89-100.

[50] SEAL R R. Sulfur isotope geochemistry of sulfide minerals [J]. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 2006, 61: 633-677.

[51] 李同柱，周清，張惠華，等. 四川西部里伍式富銅礦床黃銅礦Re-Os定年及其成礦意義[J]. 地質(zhì)學(xué)報，2017，91(12)：2727-2738.

[52] 李同柱, 周清, 張惠華, 等. 川西烏拉溪鎢礦床地質(zhì)特征及輝鉬礦Re-Os定年 [J]. 高校地質(zhì)學(xué)報, 2016, 22(3): 423-430.

[53] 唐高林, 王發(fā)清, 寇林林. 里伍銅礦礦床地質(zhì)特征及找礦前景 [J]. 四川有色金屬, 2006(4): 21-25.