滇中楚雄盆地六苴銅礦床煌斑巖地球化學、年代學及其地質意義

吳鵬 譚茂 韓潤生 江小均 王蝶 楊航

昆明理工大學國土資源工程學院，昆明 650093

煌斑巖是富含堿質及揮發(fā)分的超基性-中性淺成巖，與金、銅等金屬成礦關系密切，一直受到地質工作者的關注(黃智龍和王聯(lián)魁, 1996; 黃智龍等, 1997; 管濤, 2005; Zuoetal., 2011;temproketal., 2014; 胡阿香和彭建堂, 2016; 張朋等, 2016; Dengetal., 2017a, b; Gan and Huang, 2017; Müller and Groves, 2019; 嚴清高等, 2019)。云南六苴銅礦床位于滇中楚雄陸相紅層盆地中北部、含礦砂巖帶中段，其銅儲量已達到大型規(guī)模，是我國陸相砂巖型銅礦床的典型代表。該礦區(qū)巖漿活動不明顯，僅在礦區(qū)北側的凹地苴礦床零星出露煌斑巖脈(陳國達等, 2004)。近年來隨著深部探礦工程的實施，在六苴礦床1400m以深陸續(xù)揭露出煌斑巖脈，但砂巖型銅礦床中煌斑巖的相關研究鮮有報道，其作為研究區(qū)內唯一出露的巖漿巖，值得關注和深入研究。諸多地質工作者(冉崇英和莊漢平, 1998; 陳根文等, 2002a, b; 吳鵬, 2009; 韓潤生等, 2010; 史春鴻, 2010; 吳海枝, 2015)對該礦床的構造、地層、巖石與成礦關系、礦床成因等方面開展了大量的研究工作，獲得許多重要成果，但未見煌斑巖及其與銅成礦關系的相關研究。值得注意的是，韓潤生等(2010)、吳海枝(2015)通過成礦流體與物質來源研究，認為該礦床賦存于陸相砂巖中，但改造成礦期成礦流體顯示有巖漿水參與，具有深源巖漿硫和殼?；煸吹忍攸c，深部可能存在巖漿熱液疊加作用。受當時條件所限未能找到有關巖漿熱液作用的更多證據(jù)。目前，在礦床深部發(fā)現(xiàn)煌斑巖，為進一步研究巖漿熱液作用對銅富集的影響提供了新線索。

陸相紅層盆地中砂巖型銅礦化強度差異及成因機制等問題長期以來困繞著地質工作者：銅礦化富集與巖漿活動是否存在聯(lián)系？楚雄盆地內砂巖型銅礦床廣泛分布，為什么只有六苴銅礦床達到大型規(guī)模？礦區(qū)內諸多銅礦(化)點，為什么富厚銅礦體出現(xiàn)在煌斑巖侵位的六苴礦床和凹地苴礦床？一系列問題引發(fā)出思考：煌斑巖對陸相砂巖中銅的富集有何影響？因此，六苴銅礦床內煌斑巖的巖石地球化學及年代學亟待研究，其對銅礦化富集的影響有待探索，與區(qū)域上巖漿活動及其熱事件的關系有待討論。大型陸相砂巖型銅礦床深部煌斑巖的研究，在典型礦床領域中有重要意義，也具特色和代表性。

本文以六苴銅礦床中的煌斑巖為研究對象，通過巖相學、電子探針、鋯石SHRIMP U-Pb定年、鋯石Hf同位素、ICP-MS等分析，總結煌斑巖的巖石學、地球化學、年代學特征，探討其源區(qū)性質及地質意義，為區(qū)域上巖漿活動及其地質熱事件的研究提供參考。

1 地質概況

楚雄盆地位于揚子陸塊西南邊緣，元謀古陸西側。王維賢等(1997(1)王維賢. 1997. 楚雄地區(qū)砂巖銅礦成礦預測及靶區(qū)優(yōu)選)將該盆地劃分為3個近南北向的一級構造單元，即西部沖斷帶、中部凹陷帶和東部隆起帶(圖1a)。盆地內已發(fā)現(xiàn)砂巖型銅礦床(點)146處，主要位于中部凹陷帶與東部隆起帶之間。大姚銅礦區(qū)內主要有六苴、凹地苴、石門坎等礦床(點)，多分布于大雪山背斜軸向轉折地帶的西翼、西南傾沒端(吳鵬等, 2008a, b)(圖1b)。

礦區(qū)出露地層從老到新依次為：下白堊統(tǒng)普昌河組(K1p)，上白堊統(tǒng)馬頭山組(K2m)，上白堊統(tǒng)江底河組(K2j)。K1p與K2m為假整合接觸。銅礦體賦存于上白堊統(tǒng)馬頭山組六苴下亞段(K2ml1)紫色砂巖與淺色砂巖交互帶靠近淺色砂巖一側，多呈層狀、透鏡狀。主礦體從北(淺部)向南(深部)呈弧狀延伸，已控制長度約3000m，寬度300～450m，厚度1～36m，銅平均品位1.34%。區(qū)內主要構造為大雪山背斜、巖子口向斜以及NW向、近EW向斷裂。

2 煌斑巖巖石學特征

六苴銅礦床深部ZK18801、ZK24404鉆孔及南部的新豎井工程中均發(fā)現(xiàn)煌斑巖，揭露深度距地表超過1400m。南部新豎井工程中揭露的煌斑巖呈灰黑色，與已知礦體相距較遠，巖石較新鮮；礦床深部鉆孔揭露的煌斑巖呈深灰色，與細砂巖呈斷裂接觸，斷裂內見方解石脈，構造-熱液活動特點顯著(圖2a, b)，其產(chǎn)出位置銅礦體顯著加富變厚(表1)。由巖心紋層及深部地層產(chǎn)狀判斷，煌斑巖脈沿著NW走向、傾角大于70°的斷裂侵入，可能與揚子地臺西緣煌斑巖分布廣泛受區(qū)域NW向主干斷裂控制(王登紅等, 2006)有關。

值得注意的是，深部鉆孔揭露的煌斑巖上部為紫色細砂巖，下部為淺色細砂巖，即煌斑巖產(chǎn)出于淺-紫色砂巖交互帶上，而該類礦床銅礦體的最佳賦存位置正是淺-紫色砂巖交互帶。宏觀上看，深部煌斑巖與富厚銅礦體產(chǎn)出位置具一致性。更為重要的是，煌斑巖下部的淺色細砂巖中斷裂及方解石脈發(fā)育，銅礦體顯著加富變厚，對銅礦化有明顯的改造再富集作用。另外，含礦層(K2ml1)與下伏地層(K1p)間的假整合面被煌斑巖脈穿切，反映煌斑巖脈侵位晚于不整合面。從以上宏觀特征及產(chǎn)出狀態(tài)可知，煌斑巖脈產(chǎn)出位置與淺-紫色砂巖交互帶、斷裂(方解石脈)、富厚銅礦體以及不整合面等在空間上聯(lián)系緊密，這些現(xiàn)象值得關注。

通過電子顯微鏡觀察，六苴銅礦床中的煌斑巖具典型煌斑結構，呈灰黑-深灰色(圖2c, d)，塊狀構造，斑狀結構。斑晶主要為黑云母及少量輝石，基質為黑云母、堿性長石及少量磁鐵礦、鈦鐵礦、磷灰石、鋯石等。黑云母呈片狀，多色性明顯，一組極完全解理，部分黑云母可見環(huán)帶結構，反映其巖漿成因，且未蝕變或蝕變微弱；堿性長石為微晶板條狀，負低突起；磷灰石無色粒狀，干涉色為一級灰，中高突起(圖2e-h)。個別樣品輕微蝕變，局部長石發(fā)生碳酸鹽化。根據(jù)礦物組合特征，將巖石定名為云煌巖。對比煌斑巖手標本及組構特征，較新鮮的煌斑巖位于南部(豎井工程內)及銅礦體上方(如樣品H1)，其脈寬較小，顏色相對深，且出現(xiàn)蛇紋石化橄欖石，在同類型的巖石中并不常見，可能與地幔物質有關(路鳳香等, 1991)。具微弱蝕變的煌斑巖位于礦床北段深部、銅礦體下方(如樣品H2)，其脈寬較大，顏色相對淺。

圖1 楚雄盆地構造單元圖(a)和大姚銅礦區(qū)地質圖(b)(據(jù)王維賢等, 1997; 吳鵬, 2009;吳海枝, 2015修繪)1-第四系沉積物；2-上白堊統(tǒng)江底河組；3-上白堊統(tǒng)馬頭山組；4-下白堊統(tǒng)普昌河組；5-下白堊統(tǒng)高峰寺組；6-上侏羅統(tǒng)妥甸組；7-地質界線；8-背斜軸跡；9-向斜軸跡；10-穹窿；11-斷層；12-礦體范圍(虛線為隱伏礦段)Fig.1 Tectonic unit of Chuxiong basin (a) and geological map of Dayao copper mining area (b) (modified after Wu, 2009, 2015)1-Quaternary sediments; 2-Jiangdihe Fm. of the Upper Cretaceous; 3-Matoushan Fm. of the Upper Cretaceous; 4-Puchanghe Fm. of the Lower Cretaceous; 5-Gaofengsi Fm. of the Lower Cretaceous; 6-Tuodian Fm. of the Upper Jurassic; 7-geological boundary; 8-axis trace of anticline; 9-axis trace of syncline; 10-dome; 11-fault; 12-ore body range (hidden ore section with dotted line)

表1 六苴銅礦床煌斑巖及銅礦體分布位置表

值得關注的是，六苴銅礦床深部的煌斑巖出現(xiàn)顯著的Pb、Zn異常，Pb含量高達267.5×10-6，Zn含量高達492.4×10-6，這一特征與含銅砂巖顯著不同，是否與滇中地區(qū)廣泛發(fā)育鉛鋅礦床存在關聯(lián)，有待于進一步研究。通過電子探針分析，在煌斑巖中發(fā)現(xiàn)了粒徑小于30μm的方鉛礦、閃鋅礦顆粒(圖3)。Pb、Zn含量高異常及其硫化物的出現(xiàn)，指示六苴銅礦床煌斑巖與Pb、Zn的礦化富集存在密切聯(lián)系。

圖2 六苴銅礦床煌斑巖手標本及鏡下照片(a、b)煌斑巖及其與圍巖斷裂接觸；新鮮(c)和弱蝕變(d)煌斑巖手標本照片；單偏光下(e)和正交偏光下(f)煌斑結構；單偏光下(g)和正交偏光下(h)煌斑巖與砂巖接觸關系照片F(xiàn)ig.2 Photos of hand specimens and microphotographs of lamprophyre in Liuju copper deposit(a, b) lamprophyre and fracture contact with surrounding rock; photographs of the lamprophyre hand specimen with fresh (c) and slight alteration (d); lamprophyric texture under single polarization light (e) and under cross-polarized light (f); microphotographs of contact relationship between lamprophyres and sandstone under single polarization light (g) and cross-polarized light (h)

圖3 六苴銅礦床煌斑巖中閃鋅礦(a)和方鉛礦(b)背散射圖像及能譜分析結果Fig.3 Back scattering images and energy spectrum analysis results for sphalerite (Sph) (a) and galena (Gn) (b) from lamprophyres in Liuju copper deposit

3 樣品采樣及測試方法

3.1 樣品采樣

在六苴銅礦床深部鉆孔和南部豎井工程中，采集了煌斑巖和含礦層(K2ml1)細砂巖樣品共28件。其中，在南部豎井工程中，遠離銅礦體的新鮮煌斑巖樣品11件(DY04、05、06、10、11、12、13、14、15、16、H1)，煌斑結構典型，巖石由新鮮的黑云母、堿性長石等原生礦物組成，蝕變不明顯。選擇標準為：灰黑色，原生巖漿結構，礦物未發(fā)生蝕變作用(圖2c, e)；深部鉆孔中靠近銅礦體的弱蝕變煌斑巖樣品7件(DY01、02、03、07、08、09、H2)，呈深灰色-淺灰色；淺灰白色含銅細砂巖2件(H3、H4)；灰白色無礦細砂巖(即淺色帶砂巖，位于銅礦體東側)2件(H5、H6)；銅礦體上方紫色細砂巖(上紫砂巖)2件(H7、H8)；銅礦體下方紫色細砂巖(下紫砂巖)2件(H9、H10)；灰紫色細砂巖(即紫色帶砂巖，位于礦體西側)2件(H11、H12)。

3.2 測試方法

巖石地球化學樣品，在西北有色地質研究院測試中心(西安)和中國科學院地球化學研究所完成。主量元素采用氧化物化學全分析法測試，微量元素和稀土元素采用ICP-MS測定，分析流程見文獻(管濤，2005)，測試數(shù)據(jù)準確可靠。

鋯石挑選在北京鋯年領航科技有限公司利用單礦物常規(guī)分選技術完成。鋯石U-Pb測試在北京離子探針中心采用SHRIMP Ⅱ完成，標準鋯石為91500(或M257)和TEMORA，U-Pb同位素測年中采用澳大利亞國家地質調查局標準鋯石TEM做外標進行同位素分餾校正，每分析5個樣品點后對鋯石標準TEM做分析。Pb/U校正公式采用Pb/U=A(UO/U)2(Claoué-Longetal., 1995)，應用另一標準鋯石M257標定所測鋯石的U、Th、Pb含量。普通鉛根據(jù)實測204Pb校正，采用206Pb/238U(>1200Ma年齡采用207Pb/206Pb年齡值)的年齡加權平均值，其誤差為2σ。鋯石樣品U-Pb年齡諧和圖的繪制以及年齡加權平均值計算采用ISOPLOT軟件完成。鋯石Hf同位素測試在中國地質科學院國家地質實驗測試中心采用LA-MC-ICP-MS完成，標準物質為Plesovice儀器運行條件及詳細測試流程參考侯可軍等(2007)。實驗過程中采用He作為剝蝕物質載氣，根據(jù)鋯石大小，剝蝕直徑40～60μm不等，激光剝蝕點靠近U-Pb年齡測定點，測試時使用鋯石標樣Plesovice作為參考物質。εHf(t)計算采用衰變常數(shù)λ=1.865×10-11year-1(Schereretal., 2001)，(176Hf/177Hf)CHUR=0.032，(176Hf/177Hf)CHUR,0=0.282772(Blichert-Toftetal., 1997)，虧損地幔模式年齡(tDM1)計算采用(176Lu/177Hf)DM=0.0384，(176Hf/177Hf)DM=0.28325(Griffinetal., 2000; 趙辰等, 2019)，二階段Hf模式年齡(tDM2)計算時，平均地殼的176Lu/177Hf比值為0.015(Griffinetal., 2002)。

表2 六苴銅礦床煌斑巖及典型砂巖主量元素含量(wt%)

4 測試結果

4.1 煌斑巖地球化學特征

4.1.1 主量元素地球化學

六苴銅礦床煌斑巖、砂巖樣品主量元素含量見表2。

對比區(qū)域煌斑巖巖石化學研究成果(黃智龍和王聯(lián)魁, 1996; 管濤等, 2006)，樣品主量元素含量在新鮮煌斑巖范圍內。六苴銅礦床煌斑巖SiO2含量40.69%～53.23%，TiO2含量0.70%～1.16%，K2O含量3.17%～5.15%，Na2O含量1.86%～4.83%，(K2O+Na2O)含量5.76%～9.55%，K2O/Na2O值為0.7～2.1，顯示其為一種富堿、高鉀、高鈦的超基性-基性巖脈。對比煌斑巖、含礦層(K2ml1)砂巖以及區(qū)域上煌斑巖等樣品的主量元素含量(表2)，該煌斑巖SiO2含量較低(<50%)，TiO2、Al2O3、TFe等含量均較高。在SiO2-(Na2O+K2O)圖解上(圖4)，區(qū)域上煌斑巖投點于鈣堿性煌斑巖區(qū)(Rock, 1987)，而六苴銅礦床煌斑巖投點于鈣堿性煌斑巖至堿性煌斑巖的過渡區(qū)，其堿性增強的特點顯著。根據(jù)路鳳香等(1991)的劃分方案，六苴銅礦床煌斑巖屬于鉀質鈣堿性煌斑巖，為交代富集地幔部分熔融的產(chǎn)物。

4.1.2 微量、稀土元素地球化學

六苴銅礦床煌斑巖、砂巖樣品微量元素含量見表3。煌斑巖富集Sr、Th、Rb等大離子親石元素，虧損Nb、Ta、Ti等高場強元素，顯示出弧巖漿地球化學特征(Dengetal., 2017a)，與區(qū)域上煌斑巖特征相似。與Rock (1990)統(tǒng)計全球的云斜煌巖過渡元素平均含量相比，六苴銅礦床煌斑巖Sc、V、Cr、Co、Ni、Cu、Zn等過渡元素含量指示其屬于鈣堿性煌斑巖。與含銅砂巖相比，煌斑巖中微量元素含量普遍增高(表3、圖5a)，尤其是Sr、Sc、Ti、V、Cr、Ni、Co等含量高出3倍以上。Cu、Ag、Mo、Hg、Sb等含量顯著降低。

煌斑巖、砂巖樣品稀土元素含量及相關參數(shù)列于表4?；桶邘r稀土總量 (∑REE)較高，達446.1×10-6～854.0×10-6，其中LREE含量為422.7×10-6～823.5×10-6，HREE含量為20.0×10-6～31.2×10-6，LREE/HREE為18.1～27.3，(La/Yb)N為44.4～88.4，δEu為0.82～0.96，δCe為0.66～0.98，表現(xiàn)出輕稀土強烈富集，重稀土相對虧損的特點(圖5b)。Aumentoetal. (1971)分析玄武巖漿時提出，分熔程度低，相對堿性程度增加，相應的稀土總量增加，尤其是輕稀土元素含量明顯增高。六苴銅礦床煌斑巖LREE(平均值798.3×10-6)明顯高于原始地幔和洋中脊玄武巖的稀土總量(Sun and McDonough, 1989)，可能與該區(qū)煌斑巖堿性增強有關，反映六苴銅礦床煌斑巖可能源于相對富集輕稀土元素的玄武巖地幔源區(qū)。

表5 六苴銅礦床煌斑巖中鋯石SHRIMP U-Pb年齡分析結果

表6 六苴銅礦床煌斑巖中鋯石Hf同位素分析結果

圖4 六苴銅礦床煌斑巖(Na2O+K2O)-SiO2圖(底圖據(jù)Rock, 1987; 王登紅等, 2006)CAL-鈣堿質煌斑巖；AL-堿性煌斑巖；UML-超鐵鎂煌斑巖；LL-鉀鎂煌斑巖；ALK-堿性巖；TH-拉斑玄武巖Fig.4 K2O+Na2O vs. SiO2 classification of lamprophyres in Liuju copper deposit (base map after Rock, 1987; Wang et al., 2006)CAL-calc-alkaline lamprophyre; AL-alkaline lamprophyre; UML-ultramafic lamprophyre; LL-lamproite; ALK-Alkaline rock; TH-Tholeiite

煌斑巖稀土元素含量變化范圍較窄，其∑REE、LREE、HREE、LREE/HREE、(La/Yb)N均高于砂巖。與區(qū)域上煌斑巖相比，六苴銅礦床煌斑巖稀土元素含量略高于馬廠菁銅礦床和老王金礦床，與姚安金礦床煌斑巖相似。六苴銅礦床煌斑巖、砂巖稀土元素分配模式圖(圖6)均表現(xiàn)為輕稀土富集型，下紫色細砂巖稀土元素配分曲線與煌斑巖更為接近。

4.2 鋯石SHRIMP U-Pb分析

圖5 六苴銅礦床煌斑巖原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖(a,標準化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)和球粒隕石標準化稀土元素配分圖(b,標準化值據(jù)Boynton, 1984)Fig.5 Primitive mantle-normalized spidergrams (a, normalization values after Sun and McDonough, 1989) and chondrite-normalized REE patterns (b, normalization values after Boynton, 1984) for lamprophyres in Liuju copper deposit

六苴銅礦床煌斑巖樣品中的鋯石CL圖像如圖7a所示。鋯石可分為兩種類型：一種自形程度高，呈短柱狀或長柱狀，內部普遍發(fā)育良好的生長韻律環(huán)帶或振蕩環(huán)帶，顯示為典型的巖漿鋯石(Hoskin and Schaltegger, 2003)；另一種則分帶不明顯。16顆鋯石SHRIMP U-Pb定年結果見表5和圖7b。其中11顆巖漿鋯石分析點的206Pb/238U年齡值集中在31～33Ma且分布于協(xié)和曲線附近，在置信度達95%時206Pb/238U加權平均年齡值為32.59±0.27Ma(n=11，MSWD=1.9)，代表了該煌斑巖的結晶年齡。其余5顆分帶不明顯的鋯石206Pb/238U表面年齡為757～784Ma，推測為煌斑巖侵位途中捕獲的鋯石。

4.3 鋯石Hf同位素

在鋯石SHRIMP U-Pb定年基礎上，同巖漿期鋯石中共測定了13個Hf同位素數(shù)據(jù)點(表6)。鋯石的176Lu/177Hf 值在0.00045～0.00124之間，所有比值均小于0.002，顯示鋯石形成后較低放射性成因Hf的累積，所測176Lu/177Hf值可代表巖石形成時體系的Hf同位素組成(吳福元等, 2007; 郭文琳等, 2019)。13個測試點的176Hf/177Hf值范圍為0.28230～0.28272，其中9個巖漿鋯石測試點的εHf(t)=-4.3～-1.2，對應二階段Hf模式年齡為1019～1189Ma，遠大于煌斑巖結晶年齡，表明巖漿源區(qū)受到過地殼物質的混染或來自于富集性地幔(吳福元等, 2007)；4個捕獲鋯石εHf(t)較大，介于0.1～3.5之間，對應二階段Hf模式年齡為1356～1530Ma。

5 討論

5.1 煌斑巖成巖時代

前人運用多種方法對楚雄盆地煌斑巖進行年代學研究。王江海等(2001)研究老王寨金礦床煌斑巖年齡為30.8±0.4Ma～34.3±0.2Ma；云南白馬寨鎳礦床煌斑巖年齡為32.46±0.62Ma，是哀牢山早期高鉀巖漿活動的產(chǎn)物(管濤等, 2006)。采用Ar-Ar法得到姚安老街子鉛礦床煌斑巖的年齡為33.7±0.5Ma(Luetal., 2015)；嚴清高等(2019)在姚安干溝金礦床采用LA-ICP-MS U-Pb法得到煌斑巖年齡為31.22±0.33Ma。本文通過鋯石SHRIMP U-Pb測試，獲得六苴銅礦床煌斑巖結晶年齡為32.59±0.27Ma， 與區(qū)域上主要煌斑巖的侵位時代一致，為古近紀始新世-漸新世。

表7 滇中楚雄盆地古近紀始新世-漸新世火山-侵入雜巖體同位素年代學統(tǒng)計表

圖6 區(qū)域煌斑巖(a)及六苴銅礦床典型砂巖(b)球粒隕石標準化稀土元素配分圖(標準化值據(jù)Boynton, 1984)Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns for regional lamprophyres (a) and typical sandstones in Liuju copper deposit (b) (normalization values after Boynton, 1984)

圖7 六苴銅礦床煌斑巖中鋯石陰極發(fā)光圖像(a)和鋯石SHRIMP U-Pb年齡諧和圖(b)Fig.7 Cathodoluminescence images of the analyzed zircon grains (a) and zircon SHRIMP U-Pb concordia diagram (b) for lamprophyres from the Liuju copper deposit

圖8 六苴銅礦床煌斑巖鋯石εHf(t)值柱狀圖(a)和εHf(t)-t(Ma)圖解(b,底圖據(jù)吳福元等，2007)Fig.8 Histogram of εHf(t) value (a) and εHf(t) vs. t(Ma) plot (b, base map after Wu et al., 2007) for zircons from lamprophyres in Liuju copper deposit

圖9 六苴銅礦床煌斑巖La-La/Sm圖解(a)和Nb/U-Nb圖解(b,底圖據(jù)姜耀輝等，2006)Fig.9 La vs. La/Sm diagram (a) and Nb/U vs. Nb diagram (b, base map after Jiang et al., 2006) of lamprophyres in Liuju copper deposit

前人在區(qū)域上還獲得了大量與煌斑巖同期的中酸性巖漿和熱液活動年齡(表7)。如羅晨皓(2018) 采用鋯石U-Pb法得到姚安正長斑巖年齡為33.45±0.3Ma、粗面巖年齡為32.99±0.5Ma、白榴石斑巖年齡為33.31±0.5Ma；Sunetal. (2017)采用鋯石U-Pb法得到姚安假白榴石斑巖年齡為34.1±0.3Ma；直苴鉛-鋅-銅多金屬礦區(qū)二長花崗巖年齡為34.0±1.7Ma、似斑狀正長花崗巖年齡為30.7±2.5Ma、斑巖型銅鉬成礦年齡為31.3±0.4Ma(吳海枝, 2015)。這些結果表明，楚雄盆地古近紀始新世-漸新世中酸性巖漿活動及成礦作用顯著，區(qū)域煌斑巖與它們形成于同一期巖漿-構造熱事件。

劉樹根等(2001)認為楚雄盆地構造時限為燕山期(120～130Ma)、喜馬拉雅早期(約60Ma)、喜馬拉雅中期(30～40Ma)、喜馬拉雅晚期(20～25Ma)、喜馬拉雅末期(10Ma)，六苴銅礦床煌斑巖代表了區(qū)域喜馬拉雅期中期巖漿活動的產(chǎn)物。

5.2 煌斑巖源區(qū)性質

前人對區(qū)域上白馬寨、老王寨、馬廠箐、北衙、姚安等地區(qū)煌斑巖成因研究顯示，其主要起源于交代富集的巖石圈地幔，部分巖體源區(qū)(如姚安)可能有地殼的參與(黃智龍等, 1997; 賈麗瓊等, 2013; 嚴清高等, 2019)?；桶邘r起源于地殼深部的巖漿，上升途中難免會經(jīng)受地殼混染作用。六苴銅礦床煌斑巖與區(qū)域中生代煌斑巖呈現(xiàn)相似的地球化學性質(圖4-圖6)，表現(xiàn)出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、高鉀高堿鈣堿性等特征，暗示有相似的起源演化過程。

鋯石Hf同位素可作為巖漿源區(qū)判斷的重要依據(jù)，通常認為球粒隕石、虧損地幔、新生地殼的176Hf/177Hf值較大(≥0.282772)，對應的εHf(t)值大于零，古老地殼物質或不同類型富集巖石圈地幔的176Hf/177Hf值較小，其εHf(t)為負值(吳福元等, 2007; 郭文琳等, 2019)。本文對六苴銅礦床煌斑巖開展鋯石Hf同位素研究，獲得巖漿鋯石176Hf/177Hf值為0.28244～0.28272，比較集中的Hf同位素組成εHf(t)=-4～2(圖8a)，巖漿鋯石對應的εHf(t)值范圍變化在-4.3～-1.2之間(與北衙地區(qū)煌斑巖相似)，對應二階段Hf模式年齡為1019～1189Ma，遠大于煌斑巖結晶年齡，表明巖漿受到過老地殼物質的混染或來自于富集巖石圈地幔(吳福元等, 2007)。Wangetal. (2016)認為始新世-漸新世形成的斑巖-矽卡巖銅金成礦作用下的鉀巖體εHf(t)值在-4.5～+3.6，對應二階段Hf模式年齡為1300～900Ma，是沿金沙江-哀牢山下巖石圈地幔拆沉作用形成的。

六苴銅礦床煌斑巖Nb/Ta比值22.0～30.7，高于原始地幔值17.5±1.9(Weaver, 1991)；Zr/Hf比值38.0～49.1，高于原始地幔值36.3±2(Weaver, 1991)，這兩對元素比值均明顯高于陸殼值的11和33(Taylor and McClennan, 1985)，表明地殼的貢獻較少。此外，六苴銅礦床煌斑巖的固結指數(shù)高、La/Sm比值隨La含量增大而增大(圖9a)，主要為源自地幔源區(qū)的特征，顯示該巖體主要由部分熔融形成。由Nb/U-Nb圖解(圖9b)，煌斑巖的Nb/U值大部分接近全球平均俯沖沉積物的值，少部分接近上地殼的值，反映洋陸俯沖過程中釋放的流體對地幔的交代作用是地幔源區(qū)成分變化的重要原因。六苴銅礦床煌斑巖Zr/Hf值偏高、輕稀土富集、高Sr含量(最高達3910×10-6)、“Ta-Nb-Ti”負異常、出現(xiàn)單斜輝石和磷灰石等典型礦物等特征，均反映了俯沖流體交代富集的地幔源區(qū)特點(Frey and Green, 1974; Rocketal., 1991; Dupuyetal., 1992; Liangetal., 2018)。結合煌斑巖巖漿鋯石的二階段Hf模式年齡和靠近0的負εHf(t)值特征，六苴銅礦床煌斑巖主要起源于1019～1189Ma間形成的交代富集巖石圈地幔。

六苴銅礦床煌斑巖含有部分捕獲鋯石，單一交代巖石圈地幔部分熔融不能合理的予以解釋。這些捕獲鋯石具有較老的206Pb/238U表面年齡(757～784Ma)和εHf(t)值為低的正值(0.1～3.5)，對應二階段Hf模式年齡為1356～1530Ma，在εHf(t)-t圖解上(圖8b)，捕獲鋯石落在球粒隕石演化線附近，靠近1.8Ga地殼演化上方，可能代表了1356～1530Ma間增生的陸殼。Dengetal. (2018)研究總結魯西地塊εHf(t)值為-15.7～+6.5，對應二階段Hf模式年齡為2140～750Ma，其源區(qū)可能是揚子克拉通改造的中元古地殼。入侵在金沙江縫合帶的巖體εHf(t)值為-3.7～+1.8，對應二階段Hf模式年齡為1500～1100Ma，與混合巖漿有關，是幔源熔體和晚期碰撞背景下形成的地殼巖漿混合(Wangetal., 2016)。綜上所述，六苴銅礦床煌斑巖主要源自流體交代的的富集巖石圈地幔(1019～1189Ma)，該地幔部分熔融產(chǎn)生的基性煌斑巖母巖漿在殼-幔邊界演化，巖漿在快速上升過程中進一步熔融混染了少部分先存的地殼殘片(1356～1530Ma)，進而形成了具有殼-幔混合特征的玄武質巖漿(εHf(t)值=-4～2)。

5.3 地質意義

西南三江地區(qū)位于歐亞板塊與印度板塊結合部東側，構造巖漿活動頻繁而強烈，成礦條件優(yōu)越(Houetal., 2007; 鄧軍等, 2012, 2016; Wangetal., 2014; Zhangetal., 2014)。從新生代早期(65Ma)開始，高原地區(qū)東部的晚碰撞期巖漿活動強烈而廣泛，形成金沙江-紅河富堿侵入巖帶和巖漿碳酸巖-堿性巖雜巖帶以及一個巖漿活動區(qū)，即大理—西昌煌斑巖區(qū)(侯增謙等, 2006)。金沙江-紅河富堿斑巖成礦帶內蘊藏著大量與富堿斑巖有關的Cu-Au-Mo多金屬礦床(Houetal., 2007; Dengetal., 2014a, b)。金志升等(1997)研究認為，云南三江地區(qū)的富堿侵入巖和煌斑巖可能是同源巖漿活動產(chǎn)物。

喜馬拉雅期，滇西地區(qū)經(jīng)歷強烈擠壓和左行走滑，伴隨著大量的富堿斑巖巖漿與地幔流體沿深大斷裂上侵，形成了滇西地區(qū)始新世-漸新世強烈的構造-巖漿活動。走滑斷層作用的發(fā)生使得滇西地塊局部出現(xiàn)較強的拉張環(huán)境(周潔, 2017)，哀牢山構造帶巖漿巖的年齡主要為33～36Ma(李澤, 2014)，屬后造山期伸展環(huán)境。楚雄盆地在32～36Ma經(jīng)歷強烈的構造-巖漿活動(Zhangetal., 2005; 管濤, 2005; 李勇等, 2011; 李澤, 2014; 周潔, 2017)，與區(qū)域上富堿斑巖形成時代一致，因此加厚巖石圈地幔拆沉模型更合理地解釋了該區(qū)域大范圍發(fā)生的新生代火山-巖漿活動。隨著擠壓轉換為拉張環(huán)境，誘發(fā)富堿斑巖巖漿和地幔流體上侵，在楚雄盆地廣泛分布有喜馬拉雅期的富堿侵入巖和煌斑巖，帶來了豐富的成礦物質。由此可見，新生代以來，揚子克拉通西緣下地殼依次經(jīng)歷碰撞增厚-失穩(wěn)拆沉的過程(Luetal., 2013)，殘余的元古代交代富集的巖石圈地幔部分熔融，產(chǎn)生基性巖漿，即煌斑巖母巖漿，沿構造薄弱帶底侵至莫霍面，混合了古老地殼部分熔融巖漿。由擠壓到伸展過程中形成了足夠壓力梯度的減壓帶，誘發(fā)殼-幔巖漿上侵，巖漿在快速上升過程中，混染了少部分地殼物質，形成了六苴銅礦床的煌斑巖。

銅、金等成礦效應多與煌斑巖的分布密切相關(瓦西拉里等, 2011)。綜合前期研究成果和宏觀地質事實，認為六苴銅礦床深部揭露的煌斑巖，對銅礦的改造富集產(chǎn)生了重要影響，主要證據(jù)如下：(1)從空間關系上看，富厚銅礦體與煌斑巖均產(chǎn)出在淺、紫色砂巖交互處(圖2a、表1)，二者在空間上緊密相伴；(2)從時間關系上看，六苴砂巖型銅礦床的次改造成礦期(喜馬拉雅中期：32.4～42.3Ma)礦體加富變厚(韓潤生等, 2010)，煌斑巖成巖時代(33～31Ma)對應于改造成礦期；(3)從構造-熱液活動及產(chǎn)出狀態(tài)上看，六苴銅礦床改造成礦期的構造發(fā)育地段見脈狀礦體分布于斷裂帶中(韓潤生等, 2010; 吳海枝, 2015)，局部沿斷裂帶產(chǎn)出的礦脈品位高達20%，而煌斑巖產(chǎn)出地段的斷裂、方解石和石英脈等構造-熱液活動明顯，銅礦體也相應地加富變厚，表明二者在構造-熱液活動方式及改造富集的宏觀產(chǎn)狀上是一致的；(4)從成礦流體和物質來源來看，吳海枝(2015)研究六苴銅礦床改造期含礦石英脈中包裹體均一溫度可達227.2℃，部分樣品氫-氧同位素比值位于巖漿水區(qū)域(反映成礦流體可能有巖漿水的參與)，2個硫化物樣品的δ34S(-1.84‰和+2.65‰)具有深源巖漿硫的特點，該期鉛-鍶同位素結果指示成礦物質具殼幔混源特點，認為該礦床改造成礦期與盆地喜馬拉雅期區(qū)域性巖漿熱液活動有關，存在巖漿熱液疊加的可能性，這與史春鴻(2010)的認識一致?；桶邘r正是這一區(qū)域性巖漿熱液作用在六苴銅礦床的具體表現(xiàn)，作為研究區(qū)內唯一出露的巖漿巖，煌斑巖對改造成礦期銅再富集的影響，從成礦流體和物質來源等方面也得到印證，這為前期研究所提出的“改造期成礦作用可能與巖漿活動有關”這一認識做出了進一步的解釋。綜上所述，六苴銅礦床深部煌斑巖與富厚銅礦體二者在空間、時間、構造-熱液、產(chǎn)出狀態(tài)、成礦流體及物質來源等方面均具有密切聯(lián)系：在改造成礦期強烈的構造作用下，煌斑巖侵位并切穿不整合面至主要含銅層位(K2ml1)，其富含的揮發(fā)分可以提供大量熱流體，促進銅的活化、遷移與再富集，使礦體加厚變富，對銅礦體的改造富集起到重要作用，是預測富厚銅礦體的重要指示標志。此外，六苴銅礦床蝕變的煌斑巖中出現(xiàn)方鉛礦、閃鋅礦等金屬硫化物，可能與滇中地區(qū)廣泛發(fā)育鉛鋅礦床的深部物質來源有關，暗示該砂巖型銅礦床深部可能具有鉛鋅成礦的潛力，這一推論有待于進一步研究。

6 結論

(1)六苴銅礦床煌斑巖為云煌巖，屬鉀質鈣堿性煌斑巖。該煌斑巖鋯石U-Pb年齡為32.59±0.27Ma，與楚雄盆地喜馬拉雅期成巖成礦作用屬同期巖漿-成礦熱事件，對應于六苴銅礦床的改造成礦期。

(2)六苴銅礦床煌斑巖具有大離子親石元素、輕稀土元素相對富集，高場強元素、重稀土元素相對虧損的特點，結合Hf同位素特征，認為六苴銅礦床煌斑巖主要源自流體交代的富集巖石圈地幔。部分熔融產(chǎn)生的基性煌斑巖母巖漿在殼-幔邊界演化，巖漿在快速上升過程中熔融混染了少部分先存的地殼殘片，進而形成了具有殼-幔混合特征的玄武質巖漿，是喜馬拉雅期印度-歐亞板塊碰撞擠壓背景下，從擠壓轉換為拉張環(huán)境的產(chǎn)物。

(3)六苴銅礦床煌斑巖對銅的改造富集起到重要作用，它與富厚銅礦體二者在空間、時間、構造-熱液、產(chǎn)出狀態(tài)、礦源等方面均具有緊密聯(lián)系，可作為預測深部富厚銅礦體的指示標志?；桶邘r中出現(xiàn)方鉛礦、閃鋅礦等金屬硫化物，暗示該礦床深部具鉛鋅成礦潛力。

致謝感謝中國地質大學(北京)張靜教授、中國科學院地球化學研究所黃智龍研究員、北京大學嚴清高博士及審稿專家對本文提出了寶貴的修改意見。