西藏多龍礦集區(qū)熱構(gòu)造演化歷史
——來自磷灰石(U-Th)/He的證據(jù)*

楊歡歡 宋揚

1. 中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所，自然資源部成礦作用與資源評價重點實驗室，北京 1000372.

圖1 西藏羌塘盆地質(zhì)圖(據(jù)Zhang et al., 2012 修改)Fig.1 Geological map of the Qiangtang Basin in Tibet (after Zhang et al., 2012)

羌塘地塊是青藏高原研究的重要構(gòu)造單元，位于青藏高原腹地，北部以羊湖-金沙江縫合帶為界，南部以班公湖-怒江縫合帶為界，龍木錯-雙湖-瀾滄江縫合帶自東向西貫穿羌塘中部，將羌塘地塊分為南羌塘和北羌塘(圖1)。前人研究認為南羌塘和拉薩地塊來自岡瓦納古陸，而北羌塘來自歐亞大陸(李亞林等, 2008)。多龍礦集區(qū)位于南羌塘南緣，由多個斑巖型、淺成低溫?zé)嵋?斑巖型礦床組成，區(qū)內(nèi)的鐵格隆南礦床是西藏首例斑巖-淺成低溫?zé)嵋盒偷V床。目前整個礦集區(qū)探明銅資源量大約20Mt，Cu品位為0.5%，金資源量388t，Au品位為0.13g/t，成為羌塘地區(qū)乃至西藏最重要的銅(金)礦集區(qū)之一。羌塘地塊形成之后，受到多期次構(gòu)造事件的影響，經(jīng)歷多次隆升作用，其中拉薩地塊和南羌塘地塊碰撞事件以及印度-歐亞大陸碰撞事件對羌塘地塊的變形過程產(chǎn)生了巨大的影響(Kappetal., 2005, 2007; Wangetal., 2002, 2011, 2012; Murphyetal., 1997; Yin and Harrison, 2000; Aitchisonetal., 2007; 王立成和魏玉帥, 2013)。多龍礦集區(qū)形成于羌塘地塊的劇烈變形時期，礦集區(qū)的隆升-剝蝕歷史對礦床保存至關(guān)重要。前人對多龍礦集區(qū)內(nèi)多不雜斑巖型銅(金)礦床、波龍斑巖型銅(金)礦床、鐵格隆南斑巖-淺成低溫?zé)嵋盒豌~(金)礦床、拿若斑巖型銅(金)礦床、地堡那木崗、拿頓、色那、賽角、尕爾勤銅金礦床(點)進行了深入的研究(Lietal., 2014; 唐菊興等, 2014, 2016; 方向等, 2014; 楊超等, 2014; Linetal., 2017; 林彬等, 2016)，但多集中在礦床的成因方面，礦床形成后的變化、改造、保存過程的研究鮮少報道。磷灰石(U-Th)/He數(shù)據(jù)可以限制巖石的冷卻年齡，被廣泛應(yīng)用于盆地的低溫?zé)釟v史的重建(Donelicketal., 2005)以及造山帶的隆升-剝蝕歷史研究(Reiners and Brandon, 2006; Wagner and Van den haute, 1992; Gallagheretal., 1998)。本文利用磷灰石(U-Th)/He數(shù)據(jù)進行多龍礦集區(qū)的低溫年代學(xué)研究，模擬熱-構(gòu)造歷史，旨在重建多龍礦集區(qū)斑巖-淺成低溫?zé)嵋盒偷V床形成后的埋藏-剝蝕歷史。

圖2 多龍礦集區(qū)地質(zhì)圖(a)和鐵格隆南礦床鉆孔布置圖(b)Fig.2 The geological map of the Duolong ore district (a) and sites of drill holes in the Tiegelongnan ore deposit (b)

1 礦集區(qū)地質(zhì)背景

多龍礦集區(qū)位于班公湖-怒江結(jié)合帶北側(cè)，南羌塘增生弧盆系和扎普-多不雜巖漿弧內(nèi)(耿全如等, 2011; 潘桂棠等, 2004)。區(qū)內(nèi)出露地層主要為上三疊統(tǒng)日干配錯組(T3r)、下侏羅統(tǒng)曲色組(J1q)、中-下侏羅統(tǒng)色哇組(J1-2s)、下白堊統(tǒng)美日切錯組(K1m)、上漸新統(tǒng)康托組(E3k)和第四系(Q)(圖2)。其中下侏羅統(tǒng)曲色組(J1q)、中-下侏羅統(tǒng)色哇組(J1-2s)為礦集區(qū)內(nèi)多不雜、波龍、鐵格隆南、拿若、地堡那木崗、拿頓、尕爾勤等礦床(點)的含礦圍巖。曲色組(J1q)為次深海陸棚-盆地斜坡復(fù)陸碎屑巖-類復(fù)理石建造，主要巖性為長石石英砂巖、粉砂巖夾硅質(zhì)巖、灰綠色玄武巖、英安巖等；色哇組(J1-2s)為深灰色、灰色薄層狀粉砂巖、中層長石石英砂巖、石英砂巖與灰白色薄層狀泥質(zhì)板巖護層。上三疊統(tǒng)日干配錯組(T3r)為灰?guī)r， 下白堊統(tǒng)美日切錯組(K1m)為安山巖、火山角礫巖、安山質(zhì)玄武巖，上漸新統(tǒng)康托組(E3k)為紫紅色砂礫石層、礫巖、含礫砂巖。區(qū)內(nèi)斷裂構(gòu)造顯著，主要發(fā)育有三組，包括早期近EW向斷裂構(gòu)造F1、F2、F3，后期NE向斷裂F8、F10、F11、F12、F13，以及晚期NW向斷裂F4、F5、F6、F7。幾組構(gòu)造構(gòu)成菱形格架(圖2)，其中NE向斷裂為主要的控巖構(gòu)造，多數(shù)含礦斑巖體沿該方向斷裂呈NE向分布，礦集區(qū)內(nèi)多不雜、波龍、鐵格隆南、拿若、地堡那木崗、拿頓、賽角礦床(點)就呈NE向分布。區(qū)內(nèi)巖漿活動頻繁，總體上以噴發(fā)、噴溢及超淺成侵入為主，基性、中酸性、酸性巖漿巖均有出露。除中侏羅統(tǒng)沉積地層中發(fā)育少量的輝長巖、輝綠巖以及枕狀玄武巖外，區(qū)域巖漿巖主要為早白堊世的中酸性侵入巖(花崗閃長巖、閃長玢巖、花崗斑巖、二長花崗斑巖等)，是區(qū)域主要的成礦和容礦巖體。同時，區(qū)域還發(fā)育一套重要的早白堊世的陸相火山巖，美日切錯組玄武質(zhì)安山巖、安山巖、安山玢巖、流紋巖，其對區(qū)域成礦后的保存具有重要的作用。

表1采樣位置、高程、巖性以及采樣地層年齡數(shù)據(jù)表

Table 1 Sample location, elevation, petrology and stratigraphic age

樣品號深度(m)北緯東經(jīng)巖性和地層沉積年齡DL2014-88032°52′10″83°29′56″安山巖;早白堊世DL2014-96032°52′06″83°31′54″凝灰?guī)r;早白堊世DBZ-GS01032°50′39″83°27′20″安山巖;早白堊世DL2014-20032°49′35″83°26′18″輝長巖;早白堊世DL2014-61032°46′48″83°14′51″閃長玢巖;早白堊世DL2014-55032°51′00″83°36′23″砂巖;早侏羅世ZK3204-B1032°52′35″83°30′34″安山巖;早白堊世ZK2420-72.7572.632°52′22″83°30′33″安山巖;早白堊世ZK1620-16816832°52′22″83°30′19″安山巖;早白堊世ZK3228-507.850832°52′15″83°30′34″閃長巖;早白堊世ZK4804-1159.7116032°52′34″83°30′50″花崗閃長巖;早白堊世

2 采樣及分析方法

樣品主要采自多龍礦集區(qū)的多不雜、 地堡那木崗、鐵格隆南地表以及鐵格隆南礦床鉆孔中(圖2)。樣品巖性包括安山巖、輝長巖、凝灰?guī)r、閃長玢巖、花崗閃長巖、砂巖。采樣位置及高程通過GPS獲得，詳細的采樣位置、高程和巖性如表1所示。巖石樣品經(jīng)過加工后，用礦砂搖床進行粗選富集。所得重礦物先用磁鐵進行強磁選，再用多用磁性分析儀電磁選。電磁選后的非磁選礦物根據(jù)具體情況選擇機械精淘或微型床分選。機械精淘后的重礦物用礦物介電分選儀分選(用四氯化碳加無水乙醇作介電液，電極析出磷灰石)。用微型搖床分選后的重礦物，先用三溴甲烷液分選，然后用二碘甲烷重液分選。最后通過雙目鏡進行檢查，挑選出其他雜質(zhì)和礦物，最終挑選純度大于99%，單礦物挑選在河北廊坊巖礦測試加工中心完成。然后送磷灰石單礦物樣品進行(U-Th)/He定年。

磷灰石的(U-Th)/He低溫?zé)崮甏鷮W(xué)測試由澳大利亞科廷大學(xué)的實驗人員完成。(U-Th)/He同位素體系定年結(jié)果受到輻射損傷、晶體尺寸、顆粒內(nèi)部U、Th元素分帶等因素的影響(Flowers, 2009; Shusteretal., 2006; Reiners and Farley, 2001)，因此選擇合適磷灰石顆粒對實驗的結(jié)果異常重要。在雙目鏡下挑選磷灰石的單顆粒，去除含有裂紋或者富U和Th包體的鋯石顆粒，對所選顆粒進行照相并計算表面和體積參數(shù)以便計算α校正值(Ft)。將礦物顆粒裝入鉑微型坩堝，用1064nm Nd-YAG激光照射和照射，將He從單顆粒中熱萃取出來。3He尖峰同位素稀釋法測定4He豐度，每天用獨立的4He標準箱對其進行校正，樣品中測量的4He誤差<1%。用ID-ICP-MS利用235U和230Th尖峰測定U和Th的含量。每個樣品中加入25μL的含有15×10-9 235U和5×10-9230Th的50%(體積約為7M)HNO3溶液。磷灰石在加標酸中處理至少12h，以使加標和樣品同位素平衡。25μL的標樣溶液含有27.6×10-9的U和28.4×10-9的Th，作為一系列未經(jīng)測試的試劑空白(僅有25μL的HNO3)進行處理。添加250μL Milli-Q水，在Agilent7500cs ICP-MS上進行分析。實驗測得磷灰石精度為2.5%，更多U和Th的測試方法見Evansetal. (2005)。

3 分析結(jié)果

本次研究所使用的磷灰石(U-Th)/He(AHe)的分析數(shù)據(jù)如表2所示，為了確保磷灰石(U-Th)/He數(shù)據(jù)的準確性，剔除每組樣品的單顆粒年齡值中的異常值。樣品DL2014-88的四個磷灰石顆粒的AHe年齡為77.7±3.8Ma到89.6±4.3Ma，年齡平均值為82.9±5.4Ma；樣品DL2014-96的四個磷灰石顆粒的AHe年齡分布為47.9±2.1Ma到63.1±2.9Ma，年齡平均值為53.8±2.7Ma；樣品DBZ-GS01的四個磷灰石顆粒的AHe年齡分布為80.8±3.8Ma到89.5±3.6Ma，年齡平均值為85±4Ma；樣品ZK2420-72.75的四個磷灰石顆粒的AHe年齡分布為54.5±2.6Ma到63.5±2.7Ma，年齡平均值為58.5±2.6Ma；樣品DL2014-20的兩個AHe年齡分布為64.1±3.7Ma到77.3±8.1Ma，年齡平均值為70.7±5.9Ma；樣品DL2014-61的兩個磷灰石顆粒的AHe年齡分布為39.1±11.4Ma到44.3±8.1Ma，年齡平均值為41.7±9.8Ma；樣品DL2014-55的兩個磷灰石顆粒的AHe年齡分布為63.5±3.1Ma到71.3±5.1Ma，年齡平均值為67.4±4.1Ma。樣品ZK3204-B1、ZK1620-168、ZK3228-507.8、ZK4804-1159.7年齡數(shù)據(jù)引自Yangetal. (2019, under review)。多龍礦集區(qū)磷灰石(U-Th)/He年齡平均值分布范圍為37.9±2.5Ma到85.1±4.0Ma。

表2西藏多龍礦集區(qū)磷灰石(U-Th)/He分析數(shù)據(jù)

Table 2 Apatite (U-Th)/He data of the Duolong ore district in Tibet

樣品號232Th±238U±4He±TAURaw Age±FtCor. Age±質(zhì)量(×10-6)(%)(×10-6)(%)(ncc)(%)(%)(Ma)(Ma)(×10-6)DL2014-8850.295.812.3260.87799.960.960.7482.08.54.8778.744.123.744.40.762.23.858.32.20.6589.64.32.53104.484.125.784.41.3194.55.458.73.20.7182.15.13.6564.404.116.634.40.4742.63.9522.10.6777.73.82.34平均值82.95.4DL2014-9650.304.120.724.40.9611.63.538.21.30.7650.12.36.3249.174.123.154.40.6740.63.335.11.10.7347.92.14.5489.314.134.084.50.6165.1635.92.20.6654.23.62.5558.154.128.544.91.3480.63.647.21.70.7563.12.95.54平均值53.82.7DBZ-GS0165.594.147.824.51.33513.755.720.6980.83.83.1085.134.158.746.11.9520.64.763.630.7486.44.83.1819.724.213.854.20.6250.93.465.22.20.7389.53.64.2635.644.118.484.30.2560.93.352.11.70.6283.53.71.52平均值85.14.0ZK2420-72.7547.954.111.784.40.1130.83.133.81.10.6155.42.41.1963.274.114.064.40.1980.6339.51.20.6263.52.71.4250.274.112.574.50.1030.73.135.91.10.5960.72.60.9544.714.111.664.40.152.23.735.51.30.6554.52.61.54平均值58.52.6DL2014-205.967.17.954.40.0228.99.734.23.30.4477.38.10.502.539.85.064.30.0181.14.133.61.40.5264.13.70.79平均值70.75.9DL2014-6115.694.48.724.50.01828.728.919.75.70.5139.111.40.5736.284.215.274.40.0317.617.920.43.70.4644.38.10.52平均值41.79.8DL2014-5568.984.120.624.30.595.86.549.33.20.6971.35.12.6784.014.123.764.40.5522.53.9441.70.6963.53.12.36平均值67.44.1ZK3204-B133.844.18.464.40.14710.310.836.23.90.6853.15.92.0128.874.17.734.40.1268.5936.33.30.6853.45.11.9432.534.18.674.40.1260.83.133.91.10.6750.52.21.84平均值52.34.4ZK1620-16862.664.117.094.40.1740.93.228.30.90.6146.121.5854.924.118.034.70.1181.93.72610.643.32.11.22136.674.130.004.50.2760.73.130.40.90.5852.62.31.20平均值47.32.1ZK3228-507.82.786.324.444.60.1290.74.523.51.10.6436.821.803.749.785.054.90.2464.66.722.11.50.5739.02.91.07平均值37.92.5ZK4804-1159.726.64663.765.90.5870.55.4301.60.6744.62.82.2929.064.211.974.30.0780.53.229.10.90.5849.92.61.1765.424.119.634.30.1170.53.125.80.80.5546.72.31.07平均值47.12.6

注：Ft—α輻射校正(Farleyetal., 1996)，假設(shè)eU均一分布(無eU分帶);Corr date運用Ft校正;U、Th、He和顆粒長度測量的誤差為2σ;平均值為分析數(shù)據(jù)的算術(shù)平均值

4 討論

4.1 磷灰石(U-Th)/He年齡

前人研究表明，多龍礦集區(qū)的巖漿巖成巖年齡和銅(金)成礦年齡均大于100Ma(方向等, 2014; 楊超等, 2014; Linetal., 2017; 林彬等, 2016)，本次實驗測得的磷灰石的(U-Th)/He(AHe)年齡遠小于早侏羅世到早白堊世的地層年齡，同時小于區(qū)內(nèi)可以重置AHe年齡的巖漿-熱液活動的年齡(～110Ma)，表明本文獲得磷灰石AHe年齡與研究區(qū)的巖漿-熱液演化事件無關(guān)，而是記錄了多龍礦集區(qū)地層沉積之后經(jīng)歷的最后一次抬升-冷卻事件發(fā)生的大致時間。樣品DL2014-88、DBZ-GS01、ZK2420-72.75、DL2014-20、DL2014-55的AHe年齡平均值分布在85～58Ma之間，表明多龍礦集區(qū)在晚白堊世到古新世經(jīng)歷一次構(gòu)造抬升事件。樣品DL2014-61、DL2014-96、ZK2404-B1、ZK1620-168、ZK3228-507.8、ZK4804-1159.7的AHe年齡平均值集中在53～37Ma之間，記錄了多龍礦集區(qū)早始新世到晚始新世的構(gòu)造抬升事件。

圖3 多龍礦集區(qū)磷灰石(U-Th)/He年齡與采樣深度圖Fig.3 The plot of apatite (U-Th)/He and locations of samples in the Duolong ore district

圖4 正斷層熱模型示意圖(據(jù)Ehlers et al., 2001修改)白色圓圈為磷灰石樣品最初深度，經(jīng)歷隆升-剝蝕作用出露到地表(粉色圓圈)Fig.4 The schematic map of thermal models of normal fault (after Ehlers et al., 2001)White circles representing the initial depth of apatite samples were uplifted to the surface (pink circles)

圖5 多龍礦集區(qū)榮那溝斷層示意圖Fig.5 The schematic map of Rongnagou fault in the Duolong ore district

圖6 多龍礦集區(qū)溫度-時間模擬使用HeFTy軟件對多龍礦集區(qū)低溫?zé)釟v史進行模擬，模擬過程使用數(shù)據(jù)包括磷灰石裂變徑跡年齡、長度、Dpar值，C-軸夾角值(Yang et al., 2019未發(fā)表)以及AHe數(shù)據(jù)，紫色區(qū)域為好的模擬路線；綠色區(qū)域為可接受路線；藍色線為最佳模擬路線，編號Ⅰ-Ⅳ代表多龍礦集區(qū)經(jīng)歷的4次抬升冷卻事件Fig.6 The inverse modeling of the Duolong ore district The HeFTy software was used to model the low temperature thermal history of the Duolong ore district, the data used include apatite fission track age, length, Dpar, C-axis value (Yang et al., 2019, under review) and AHe age. purple area represents good paths; green area represents acceptable path; blue line represents best path; Ⅰ-Ⅳrepresent the four stages of uplift in the Duolong ore district

多龍礦集區(qū)的AHe年齡與采樣深度呈出一定的變化趨勢(圖3)。采自不同深度的樣品(ZK2404-B1、ZK1620-168、ZK4804-1159.7)AHe年齡在誤差范圍內(nèi)基本一致(50Ma)。說明多龍礦集區(qū)在50Ma左右發(fā)生過一次熱-構(gòu)造事件，該熱-構(gòu)造事件致使地表到深部的磷灰石樣品在大約同一時間達到封閉溫度。圖2b顯示樣品ZK2404-B1、ZK1620-168、ZK4804-1159.7采自榮那溝斷層一盤的不同深度。Songetal. (2018)通過對榮那溝斷層兩側(cè)安山巖編錄得到斷層南側(cè)安山巖厚度為斷層北側(cè)的安山巖厚度的2倍，并結(jié)合斷層兩側(cè)礦體的深度推測榮那斷層為正斷層。礦集區(qū)的AMT分析也顯示榮那斷層為正斷層且傾向南，傾角在70°到80°，斷層上盤可能存在被錯斷的鐵格隆南礦體(Songetal., 2018)。該斷層錯斷礦體和上部的安山巖，形成時間晚于安山巖形成時間(111Ma)。Ehlersetal. (2001)認為正斷層熱-構(gòu)造事件通過4種方式影響地殼深部的封閉溫度等溫線：(1)正斷層低溫的上盤和相對高溫的下盤而驅(qū)動的熱量側(cè)向流動；(2)正斷層下盤相對向上運動而導(dǎo)致的隆升和剝蝕作用；(3)正斷層上盤相對向下運動而導(dǎo)致的沉積和埋藏作用；(4)上盤發(fā)育的盆地內(nèi)低熱傳導(dǎo)率的沉積物的側(cè)向熱折射作用。沉積作用降低了斷層上盤的熱量流動，而剝蝕作用加快了斷層下盤熱量的流動。斷層下盤的封閉溫度等溫線深度受到地形和剝蝕作用的影響。如圖4所示，由物質(zhì)的向上運動作用而導(dǎo)致斷層下盤靠近斷層面位置的等溫線向上遷移，斷層上盤靠近斷層面位置的等溫線則因為物質(zhì)的向下運動而向下遷移，遠離斷層面位置的等溫線將保持位置不變(Ehlers and Chapman, 1999)。斷層作用引起的斷層下盤的等溫線的變化致使斷層下盤斷層面附近不同深度的礦物在近于同時通過其封閉溫度，這一時間被認為是該斷層開始的時間。本研究中樣品ZK2404-B1、ZK1620-168、ZK4804-1159.7均采自正斷層下盤靠近斷層面的不同深度，且磷灰石的AHe年齡在誤差范圍內(nèi)為50Ma。因此認為本研究中的AHe年齡(～50Ma)代表著榮那溝斷層開始的時間。ZK2404-B1樣品采自地表，而ZK4804-1159.7樣品采自深部1200m左右，兩個樣品均采自榮那溝斷層下盤且均在50Ma左右達到磷灰石He的封閉溫度，因此推測榮那斷層的垂向斷距至少在1200m之上(圖5)，此深度與多龍礦集區(qū)的AMT分析成果吻合(Songetal., 2018)。高角度斷層的低溫?zé)崮甏鷮W(xué)數(shù)據(jù)可以用來推測斷層的滑移速率(Naeseretal., 1983; Fosteretal., 1993; Carteretal., 2004)。假設(shè)斷層下盤沿著斷層剝蝕過程中經(jīng)歷的等溫線近似水平，則斷層滑移速率為深度-年齡曲線的斜率，推算榮那溝斷層的滑移速率約為0.2mm/yr。由此可見，雖然榮那斷層對鐵格隆南礦床產(chǎn)生了破壞作用，但由于榮那溝斷層的滑移速率和斷距均較小，沒有致使斷層下盤的礦體相對抬高而被剝蝕掉。同時推測榮那溝斷層上盤深部1200m左右可能存在被錯斷的鐵格隆南礦體。

4.2 熱歷史模擬

(U-Th)/He同位素體系定年中，當體系達到封閉溫度以后，4He由U和Th經(jīng)過α衰變而不斷積累，產(chǎn)生的4He保存在礦物中，部分由于擴散作用而少量丟失。樣品的(U-Th)/He定年不僅僅提供年齡值，還提供樣品經(jīng)歷的時間-溫度歷史的信息。為了進一步研究多龍礦集區(qū)樣品經(jīng)歷的熱歷史，本文采用HeFTy軟件(Ketcham, 2005)對樣品經(jīng)歷的時間-溫度歷史進行反演模擬(圖6)。HeFTy是目前比較常用且準確的低溫?zé)崮甏鷮W(xué)模擬軟件，其反演過程中需要設(shè)置不同約束之間的單一變化路徑、情景隨機變化，并且不施加最大冷卻速率，模擬過程一直進行到獲得100次“好”的擬合路線(擬合度(GOF)≥0.5)為止，如果在模擬了1千萬條路徑之后仍沒有獲得“好”的擬合路線，則系統(tǒng)會繼續(xù)模擬直到獲得100條“可接受”路徑(GOF≥0.05)為止(如圖6所示)。本研究模擬過程設(shè)定磷灰石(U-Th)/He封閉溫度70℃(Reinersetal., 2004)，地表溫度為20℃，地溫梯度為25℃/km。模擬結(jié)果顯示，多龍礦集區(qū)樣品經(jīng)歷4期冷卻事件：Ⅰ)100～75Ma，晚白堊世的冷卻階段，冷卻速率約為4℃/Myr，剝速率約為0.16km/Myr；Ⅱ)75～45Ma，晚白堊世到始新世的冷卻階段，冷卻速率約為0.3℃/Myr，剝蝕速率約為0.01km/Myr；Ⅲ)45～30Ma，始新世到漸新世的冷卻階段，冷卻速率約為2℃/Myr，剝蝕速率約為0.08km/Myr；Ⅳ)30Ma至今，漸新世至今的冷卻階段，冷卻速率約為1℃/Myr，剝蝕速率約為0.04km/Myr。

羌塘地塊的演化主要包括早古生代的克拉通階段、晚古生代的裂陷階段、早中生代反轉(zhuǎn)階段和晚中生代的變形階段(任戰(zhàn)利等, 2016)。拉薩和南羌塘地塊在晚古生代沿著岡瓦納大陸的邊緣毗鄰(Kappetal., 2000)，拉薩-南羌塘地塊與歐亞大陸之間為古特提斯洋。古特提斯洋在二疊紀到三疊紀時期向北俯沖到昆侖地塊之下，在晚三疊世到早侏羅世時期向南俯沖到北羌塘地塊之下，而導(dǎo)致古特提斯洋的消亡(Deweyetal., 1988; Pearce and Mei, 1988;eng?retal., 1988; Nieetal., 1994; Yin and Nie, 1996)。在二疊紀到三疊紀或早侏羅時期，南羌塘地塊從拉薩地塊上裂解出來，此時班公湖-怒江洋裂開于南羌塘和拉薩地塊之間(eng?retal., 1988)，同時古特提斯洋向北閉合。在晚三疊世到早侏羅世期間，班公湖-怒江洋開始向北俯沖到南羌塘地塊之下(Lietal., 2017b)。到早白堊世時期，班公湖-怒江洋的俯沖作用導(dǎo)致了拉薩和羌塘地塊的再次合并(Girardeauetal., 1984; Tang and Wang, 1984; Pearce and Deng, 1988)。羌塘地塊在燕山-喜馬拉雅時期經(jīng)歷了主要的變形階段(Liuetal., 2001)。班公湖-怒江洋的俯沖作用導(dǎo)致侏羅紀到白堊紀時期的中酸性巖漿巖和火山巖廣泛發(fā)育在拉薩地塊、羌塘地塊和班公湖-怒江縫合帶上(Lietal., 2017a; Liuetal., 2017; Kappetal., 2007)。多數(shù)金屬礦床也形成于此時期，如發(fā)育在班公湖-怒江縫合帶北部的侏羅紀的矽卡巖型Fe-Cu礦床(張璋等, 2011)和早白堊世的斑巖型Cu-Au礦床(Lietal., 2011; Zhuetal., 2015; 唐菊興等, 2014)、發(fā)育在拉薩地塊北側(cè)的晚白堊世的斑巖-矽卡巖型Cu±Mo±Au礦床(Zhangetal., 2015)。早白堊世的多龍斑巖-淺成低溫?zé)嵋盒偷V床就形成于此時期。班公湖-怒江洋在晚白堊世(100～70Ma)的閉合導(dǎo)致了羌塘地塊和拉薩地塊的碰撞，進一步導(dǎo)致了羌塘地塊的隆升造山作用(任戰(zhàn)利等, 2016)。班公湖-怒江縫合帶兩側(cè)廣泛發(fā)育的磨拉石建造、羌塘地塊內(nèi)上白堊統(tǒng)阿布山組和下伏的侏羅系到下白堊統(tǒng)雪山組地層之間的不整合關(guān)系是羌塘地塊經(jīng)歷碰撞造山作用的標志(Lietal., 2013; Lietal., 2010; Zhangetal., 2012)。Liuetal. (2017)識別出多龍礦集區(qū)內(nèi)發(fā)育的燒結(jié)礦、滑移面、斷層帶、飛來峰和構(gòu)造窗，認為多龍礦集區(qū)曾發(fā)育逆沖推覆構(gòu)造，依據(jù)區(qū)內(nèi)發(fā)育的地層之間的關(guān)系，推測該逆沖推覆構(gòu)造方向為由南到北，且時間在70Ma左右。本研究中樣品DL2014-20、DL2014-55的AHe年齡值集中在大約70Ma，表明樣品在70Ma左右經(jīng)歷過一次抬升冷卻事件。因此本研究中的AHe年齡記錄了多龍礦集區(qū)在70Ma的這次逆沖推覆事件。該逆沖推覆構(gòu)造在時間上與南羌塘盆地碰撞造山時間一致，推測由拉薩-羌塘地塊持續(xù)碰撞引起。青藏高原自新生代以來經(jīng)歷的多期次的隆升-剝蝕過程，從而為青藏高原的形成奠定了基礎(chǔ)。印度和歐亞大陸的碰撞開始于65Ma(Jaegeretal., 1989; Rowley, 1996)，并于40Ma完成的硬碰撞(Chungetal., 2005)。印度-歐亞大陸碰撞對青藏高原地殼的縮短加厚和亞洲大陸的演化至關(guān)重要。構(gòu)造數(shù)據(jù)、盆地和變形研究顯示，新生代以來羌塘地塊的地殼縮短和隆升作用開始于始新世(Tapponnieretal., 2001; Spurlinetal., 2005; Zhouetal., 2006)。Rowley and Currie (2006)通過對西藏中部的始新世沉積物的氧同位素研究，認為西藏地表高程至少在35Ma之前就已經(jīng)達到了4km以上。Wangetal. (2008)對羌塘盆地中部多格錯仁的巖漿巖研究顯示該區(qū)的埃達克巖來源于通過大陸俯沖作用加厚的榴輝巖地殼的熔融作用，認為青藏高原中部的隆升作用開始于45～38Ma。任戰(zhàn)利等(2016)通過對羌塘地塊的低溫?zé)崮甏鷮W(xué)研究認為羌塘地塊在始新世中晚期-中新世晚期經(jīng)歷抬升冷卻階段。前人研究認為青藏高原中部在新生代的抬升冷卻作用與印度-歐亞大陸的碰撞事件相關(guān)(Yin and Harrison, 2000; Tapponnieretal., 2001; Kindetal., 2002; Kumaretal., 2006; Rowley and Currie, 2006; 任戰(zhàn)利等, 2016; Wangetal., 2008)。多龍礦集區(qū)的部分磷灰石(U-Th)/He年齡落在37.9～52.3Ma之間，反映多龍礦集區(qū)也受到印度-歐亞大陸碰撞事件的影響。上文所述，多龍礦集區(qū)在50Ma左右發(fā)育正斷層，該斷層在時間上與印度-歐亞大陸碰撞時間吻合，推測該正斷層是印度-歐亞大陸碰撞作用對多龍礦集區(qū)產(chǎn)生的效應(yīng)。漸新世以來，青藏高原經(jīng)歷的頻繁的構(gòu)造事件，Wangetal. (2002)認為晚漸新世西藏北部經(jīng)歷強烈構(gòu)造事件，致使地殼加厚并在南-北方向縮短了40%，漸新世末期整個青藏高原在廣泛的剝蝕作用下形成了準平原地表。Garzioneetal. (2000)認為青藏高原在晚中新世以前隆升到現(xiàn)今高度。Harrisonetal. (1992)通過沉積物的熱釋光研究認為西藏南部的迅速隆升和去頂作用發(fā)生在20Ma左右，同時青藏高原的大部分地區(qū)在8Ma左右隆升到現(xiàn)今高度。Zhengetal. (2000)通過對西藏北部磁性地層學(xué)研究認為西藏北部主要隆升時期開始于4.5Ma。Sun and Liu (2000)通過地層學(xué)研究認為青藏高原在1.1～0.9Ma發(fā)生隆升作用。

本次研究認為，多龍礦集區(qū)在100～75Ma間經(jīng)歷的冷卻階段與班公湖-怒江洋的閉合以及拉薩-羌塘地塊的碰撞事件有關(guān)；在75～45Ma間的冷卻階段與拉薩-羌塘地塊的繼續(xù)碰撞事件以及由碰撞作用引起的逆沖推覆構(gòu)造事件(～70Ma, Liuetal., 2017)相關(guān)；45～30Ma期間的冷卻階段與印度-歐亞大陸的碰撞抬升事件有關(guān)；30Ma之后經(jīng)歷的冷卻階段則與印度-歐亞大陸的持續(xù)碰撞作用以及漸新世以來青藏高原的頻繁的構(gòu)造事件有關(guān)。

圖7 多龍礦集區(qū)埋藏-剝蝕演化歷史示意圖Fig.7 The schematic map of burial-erosion history of the Duolong ore district

4.3 多龍礦集區(qū)的隆升-剝蝕歷史

如圖7所示，早白堊世(120～100Ma)，班公湖-怒江洋的北向俯沖到南羌塘地塊之下，引起了廣泛的巖漿活動。多龍Cu(Au)礦集區(qū)(120Ma)形成于活動大陸邊緣(Lietal., 2017c)，到110Ma美日切錯組火山巖廣泛發(fā)育并且覆蓋于礦體之上起到保護作用。晚白堊世(100～75Ma)，班公湖-怒江洋的閉合導(dǎo)致了羌塘地塊和拉薩地塊的碰撞，與此同時南羌塘地塊發(fā)生大規(guī)模的造山作用。晚白堊世晚期(～75Ma)，拉薩-羌塘地塊的持續(xù)擠壓作用導(dǎo)致多龍礦集區(qū)發(fā)生由南向北的逆沖推覆構(gòu)造(Liuetal., 2017)，使多龍礦集區(qū)內(nèi)礦床上覆的地層加厚。古新世到始新世(45～30Ma)，印度-歐亞大陸的碰撞作用對羌塘地塊的變形過程產(chǎn)生了重要的影響，多龍礦集區(qū)在此時期經(jīng)歷一次抬升-冷卻階段。礦集區(qū)內(nèi)北西-南東向的榮那溝正斷層形成于此時期，該正斷層錯斷鐵格隆南的礦體，對礦體產(chǎn)生一定的破壞作用。漸新世以來(30Ma)，印度-歐亞大陸持續(xù)的碰撞作用使青藏高原經(jīng)歷地殼縮短和剝蝕夷平過程。此時期為多龍礦集區(qū)的抬升-冷卻階段，該階段分為前期的緩慢抬升-冷卻時期(30～7Ma)和后期的迅速抬升-冷卻時期(<7Ma)。

通常淺成低溫?zé)嵋盒偷V床的形成深度為地表以下50～700m，最大深度不超過2km(Hedenquist and Taran, 2013; Sillitoe, 2015)。多龍礦集區(qū)(120Ma)含礦巖體形成于深部<2km，形成之后被110Ma的美日切錯組的火山巖覆蓋，對礦體起到保護作用。由拉薩-羌塘地塊碰撞作用導(dǎo)致多龍礦集區(qū)內(nèi)發(fā)育的逆沖推覆構(gòu)造(75Ma)使上伏地層加厚，致使礦體上部覆蓋了至少2～3km(據(jù)磷灰石He封閉溫度計算，Reinersetal., 2004)的蓋層進一步加強了對礦床的保護作用。印度-歐亞大陸的碰撞作用對多龍礦集區(qū)產(chǎn)生一定的破壞作用，產(chǎn)生的榮那溝斷層錯斷鐵格隆南礦體，但由于該斷層的滑移速率和斷距規(guī)模較小，斷層下盤的鐵格隆南礦體沒有遭到剝蝕作用的破壞。綜上所述，多龍礦集區(qū)的形成于班公湖-怒江洋的俯沖環(huán)境下的活動大陸邊緣，礦集區(qū)形成后能夠在強烈的隆升-剝蝕的環(huán)境下保存下來則得益于美日切錯組火山巖的覆蓋和由拉薩-羌塘地塊碰撞作用引起的逆沖推覆構(gòu)造導(dǎo)致上伏地層加厚的雙重保護作用以及印度-歐亞大陸碰撞事件在多龍礦集區(qū)產(chǎn)生的相對較弱的破壞效應(yīng)。野外編錄資料顯示多龍礦集區(qū)地表安山巖蓋層平均厚度較小約為90m(宋揚等, 2017)，因此認為美日切錯組安山巖對礦床的保護作用有限，拉薩-羌塘地塊碰撞作用引起的逆沖推覆構(gòu)造對多龍礦集區(qū)起主要的的保存作用。

5 結(jié)論

(1)多龍礦集區(qū)磷灰石(U-Th)/He年齡平均值分布在37.9±2.5Ma到85.1±4.0Ma之間，記錄了晚白堊世晚期到古新世和始新世的構(gòu)造抬升事件。

(2)熱歷史模擬顯示多龍礦集區(qū)經(jīng)歷4階段冷卻事件：Ⅰ)100～75Ma，晚白堊世的冷卻階段，冷卻速率約為4℃/Myr，剝速率約為0.16km/Myr；Ⅱ)75～45Ma，晚白堊世到始新世的冷卻階段，冷卻速率約為0.3℃/Myr，剝蝕速率約為0.01km/Myr；Ⅲ)45～30Ma，始新世到漸新世的冷卻階段，冷卻速率約為2℃/Myr，剝蝕速率約為0.08km/Myr；Ⅳ)30Ma至今，漸新世至今的冷卻階段，冷卻速率約為1℃/Myr，剝蝕速率約為0.04km/Myr。

(3)階段Ⅰ與班公湖-怒江洋的閉合以及拉薩-羌塘地塊的碰撞事件有關(guān)；冷卻階段Ⅱ與拉薩-羌塘地塊的繼續(xù)碰撞事件以及由碰撞作用引起的逆沖推覆構(gòu)造事件有關(guān)；冷卻階段Ⅲ與印度-歐亞大陸的碰撞抬升事件有關(guān)；冷卻階段Ⅳ與印度-歐亞大陸的持續(xù)碰撞作用以及漸新世以來青藏高原的頻繁的構(gòu)造事件有關(guān)。

(4)多龍礦集區(qū)形成于班公湖-怒江洋的俯沖環(huán)境下的活動大陸邊緣，多龍礦集區(qū)在強烈隆升-剝蝕的環(huán)境下得以保存與美日切錯組火山巖的覆蓋，拉薩-羌塘地塊碰撞作用引起的上伏地層加厚的雙重保護作用以及印度-歐亞大陸碰撞事件在多龍礦集區(qū)產(chǎn)生的相對較弱的破壞效應(yīng)密切相關(guān)。其中拉薩-羌塘地塊碰撞作用對多龍礦集區(qū)的保存起主要作用。