富堿斑巖成因與Cu—Mo—Au礦床成礦作用
——以金沙江—紅河富堿斑巖成礦帶為例

楊航,王蝶,吳鵬,王峰,陳福川

1)昆明理工大學(xué)國土資源工程學(xué)院,昆明,650093;2)有色金屬礦產(chǎn)地質(zhì)調(diào)查中心西南地質(zhì)調(diào)查所,昆明,650093;3)云南冶金資源股份有限公司,昆明,651100

內(nèi)容提要:富堿斑巖因其產(chǎn)出構(gòu)造環(huán)境獨(dú)特、巖石類型特殊,并常與銅多金屬礦床密切相關(guān),而受到廣泛關(guān)注。筆者等在回顧相關(guān)研究進(jìn)展的基礎(chǔ)上,通過巖石成因和構(gòu)造環(huán)境、巖漿性質(zhì)和巖漿源區(qū)等方面的綜合研究,探討了金沙江—紅河富堿斑巖成礦帶富堿巖漿成礦作用及成巖成礦機(jī)制。系統(tǒng)的礦床地質(zhì)、年代學(xué)、地球化學(xué)等研究表明:① 金沙江—紅河富堿斑巖成礦帶內(nèi)成巖成礦作用集中于43～32 Ma,成礦富堿斑巖系始新世—漸新世I型鉀玄質(zhì)花崗斑巖,是印—亞大陸后碰撞背景下大陸內(nèi)部大型走滑和伸展等動(dòng)力過程誘導(dǎo)的巖漿活動(dòng)產(chǎn)物,金沙江和哀牢山—紅河斷裂的差異走滑運(yùn)動(dòng)可能控制了成礦帶差異性成巖成礦事件;② 成礦帶北段以Cu—Mo為主的成礦富堿斑巖源自新元古代下地殼的部分熔融,且源區(qū)有富集地幔和虧損地幔物質(zhì)的加入,而南段以Cu—Au或Cu(—Mo—Au)為主的成礦富堿斑巖源自具有不同程度富集地幔物質(zhì)加入的新生下地殼的部分熔融;③ 帶內(nèi)以Cu為主的斑巖—矽卡巖型礦床中成礦富堿斑巖的氧逸度(ΔFMQ)與礦床規(guī)模具有正相關(guān)性。除受氧逸度控制外,源區(qū)高K2O含量有利于斑巖—矽卡巖型Au礦床的形成。該研究對(duì)金沙江—紅河富堿斑巖成礦帶乃至同類礦床研究和找礦勘查具有理論和實(shí)際意義。

富堿侵入巖(alkali-rich intrusive rocks)是涂光熾等(1984)研究華南閩浙沿海帶和金沙江—哀牢山帶富堿巖漿巖時(shí)提出的,是指產(chǎn)出地質(zhì)背景、形成條件相似,但礦物組成、巖石地球化學(xué)特征存在一定差異的堿性巖(二氧化硅不飽和)和堿性花崗巖(二氧化硅飽和),及其共生高堿含量的堿長花崗巖的統(tǒng)稱(涂光熾,1989)。呈淺成—超淺成相產(chǎn)出、斑狀—似斑狀結(jié)構(gòu)發(fā)育的富堿侵入巖稱為富堿斑巖。早期觀點(diǎn)認(rèn)為,堿性巖主要包括正長巖、霞石正長巖、輝石正長巖、霓霞正長巖、閃石正長巖等,具有相對(duì)貧硅富鋁高堿的巖石化學(xué)特征;堿性花崗巖是指含堿性角閃石、堿性輝石的花崗巖,相對(duì)富硅貧鋁高堿(涂光熾,1989;Zhou Lingdi and Zhao Zhenhua, 1996)。研究表明,前者并不只是二氧化硅不飽和的巖石,它包含了超基性到中酸性的巖石系列(曾廣策和邱家驤,1996;鄧軍等,2010),并認(rèn)為“不需要強(qiáng)調(diào)硅飽和與否,而將堿性、高鉀鈣堿性巖石都?xì)w為富堿巖類”(Sillitoe, 1997, 2002; Müller, 2002)。由此可見,富堿斑巖是一組產(chǎn)于特定構(gòu)造環(huán)境、具有特殊性質(zhì)的巖石類型,它不一定含有堿性暗色礦物,但與鈣堿性巖石相比,明顯具有較高的堿含量(K2O+Na2O>8%)。盡管該類巖石在侵入巖中所占比例很小(約2%),但其成礦潛力和地質(zhì)意義卻不容小覷(涂光熾, 1989; Sillitoe, 2002; Zhao Zhenhua et al., 2003; 湯艷杰等,2014)。通過對(duì)富堿斑巖及其相關(guān)金屬礦床的研究,可以獲得有關(guān)殼幔物質(zhì)組成、地球動(dòng)力學(xué)狀態(tài)和成巖成礦物理化學(xué)條件等方面的重要信息,進(jìn)而為有關(guān)巖石圈演化、找礦勘查和資源潛力評(píng)價(jià)提供科學(xué)依據(jù)(Zhao Zhenhua et al., 2003; 湯艷杰等,2014)。目前,堿性花崗(斑)巖、正長花崗(斑)巖、正長(斑)巖等是該類巖石中最受關(guān)注的(Müller, 2002; Sillitoe, 2002; 畢獻(xiàn)武等,2005;鄧軍等,2010;Heilimo et al., 2016)。

金沙江—紅河新生代富堿斑巖帶位于特提斯—喜馬拉雅成礦域三江成礦帶的中南部,地質(zhì)演化歷史悠久,構(gòu)造復(fù)雜,產(chǎn)出眾多與富堿斑巖有關(guān)的Cu、Mo、Au礦床,是研究大陸內(nèi)部環(huán)境富堿巖漿Cu—Mo—Au成礦作用的理想選區(qū)。筆者等在概述富堿斑巖時(shí)空分布、巖石成因、構(gòu)造環(huán)境及其與Cu—Mo—Au成礦關(guān)系研究進(jìn)展的基礎(chǔ)上,系統(tǒng)搜集并整理了金沙江—紅河成礦帶內(nèi)成礦富堿斑巖的主微量元素、Sr—Nd—Hf同位素、鋯石U-Pb年代學(xué)、鋯石微量元素等數(shù)據(jù),通過巖石成因與構(gòu)造環(huán)境、巖漿性質(zhì)和巖漿源區(qū)等方面的綜合研究,探討了富堿巖漿成礦作用及成巖成礦機(jī)制,旨在增進(jìn)對(duì)富堿斑巖Cu—Mo—Au礦床的認(rèn)識(shí)和理解。

1 富堿斑巖研究現(xiàn)狀

1.1 時(shí)空分布

富堿斑巖在全球分布廣泛,并與Cu、Mo、Au、Sn、Nb、Ti、Zr、U、鋁土礦、稀土以及非金屬磷礦等具有密切的成因與空間關(guān)系,在美國、加拿大、澳大利亞、巴布亞新幾內(nèi)亞、菲律賓、蒙古等國家都有相關(guān)報(bào)道(Sillitoe, 2002; Wolfe and Cooke, 2011; Bissig and Cooke, 2014; Logan and Mihalynuk, 2014)。這些富堿斑巖及相關(guān)礦床主要形成于奧陶紀(jì)—志留紀(jì)、三疊紀(jì)—侏羅紀(jì)以及新生代的幾個(gè)時(shí)期,且以北美科迪勒拉造山帶為代表的三疊紀(jì)—侏羅紀(jì)成巖成礦作用較為顯著(Bissig and Cooke, 2014; Logan and Mihalynuk, 2014)。

我國富堿斑巖較為發(fā)育,且呈帶狀展布、規(guī)模巨大(Zhao Zhenhua et al., 2003)。自涂光熾(1984)提出華南閩浙沿海帶和金沙江—哀牢山富堿侵入巖帶后,眾多學(xué)者在青藏高原及鄰區(qū)(Zhang Yuquan and Xie Yingwen, 1997; Hou Zengqian et al., 2003, 2006; 鄧軍等,2010)、大興安嶺—太行山(蔡劍輝等,2006;權(quán)瑞等,2016)、燕遼—陰山(任康緒等,2005;湯艷杰等,2014)、新疆—蒙古(任康緒等,2005;童英等,2006)、秦嶺—大別(張正偉等,2002,2003)、紹興—恩平(王強(qiáng)等,2002)、郯廬斷裂帶(閻國翰等,2008;牛漫蘭等,2010)等地識(shí)別出一系列富堿侵入巖帶,這些巖石形成時(shí)間跨度很大,從古元古代到新生代均有發(fā)育,以喜馬拉雅期最為顯著。

1.2 巖石成因與構(gòu)造環(huán)境

由于富堿斑巖產(chǎn)出構(gòu)造環(huán)境和性質(zhì)特殊,不同學(xué)者在不同研究區(qū)所獲得的有關(guān)該類巖石成因的認(rèn)識(shí)有所不同。關(guān)于該類巖石的源區(qū)存在3種主要認(rèn)識(shí):

(1) 主要為富集地幔(EMII)物質(zhì),地殼混染有限(涂光熾等,1984;畢獻(xiàn)武等,2005;武精凱等,2019),該地幔物質(zhì)可能與俯沖有關(guān)(Lynch et al., 1993; 畢獻(xiàn)武等,2005)。

(2) 不同程度地殼混染的地幔來源(涂光熾,1989;侯增謙等,2007;Lu Yongjun et al., 2013a; Miao Zhuang et al., 2021)。

(3) 主要為加厚下地殼(He Wenyan et al., 2016),又可細(xì)分為:① 新元古代新生下地殼(Hou Zengqian et al., 2017; Zhou Ye et al., 2019; Shen Yang et al., 2021);② 鉀質(zhì)/超鉀質(zhì)新生代新生鎂鐵質(zhì)下地殼(Xin Wei et al., 2020)。

有關(guān)富堿斑巖的成巖方式也有3種主要認(rèn)識(shí):

(1) 巖漿分異結(jié)晶,原始巖漿在上升和定位過程中經(jīng)分異結(jié)晶作用派生而成,原始巖漿既可能是直接來自地幔的鎂鐵質(zhì)巖漿或堿性玄武質(zhì)巖漿(Yang Jinhui et al., 2005; Lu Yongjun et al., 2013a),也可能是Ⅰ型花崗巖漿(Clemens et al., 1986),還可能是幔源鎂鐵質(zhì)巖漿與其誘發(fā)熔融的長英質(zhì)巖漿的混合(Riishuus et al., 2005)。

(2) 部分熔融,部分熔融形成的原始巖漿上侵形成,但對(duì)初始物質(zhì)源區(qū)卻存在爭議,例如:① 富集型巖石圈地幔的部分熔融(Chung et al., 1998; 畢獻(xiàn)武等,2005;武精凱等,2019); ② 加厚下地殼的部分熔融(He Wenyan et al., 2016; Hou Zengqian et al., 2017; Zhou Ye et al., 2019; Xin Wei et al., 2020; Shen Yang et al., 2021)。

(3) 同化混染分異結(jié)晶(AFC),來自地幔的巖漿在上侵過程中不同程度地混染了地殼物質(zhì)(涂光熾,1989;Wang Yingjing et al., 2020; Miao Zhuang et al., 2021)。

由此可見,富堿斑巖成因爭議較大,但上述研究結(jié)果顯示其兼具幔源巖漿和殼源巖石的特征,而在殼幔巖漿比例和源區(qū)屬性及成巖方式上存在差異,這可能導(dǎo)致目前尚無確切的成因模式來解釋世界范圍內(nèi)該類巖石的成因。

從全球范圍看,富堿斑巖除產(chǎn)于匯聚板塊邊緣的島弧和大陸弧環(huán)境外(Sillitoe, 2002),亦有較多分布于大陸內(nèi)部活動(dòng)帶,前者以西南太平洋Dinkidi、Emperor等礦床和北美科迪勒拉造山帶等地產(chǎn)出的富堿斑巖為代表(Wolfe and Cooke, 2011; Bissig and Cooke, 2014; Logan and Mihalynuk, 2014),后者以金沙江—紅河富堿斑巖帶為代表(涂光熾,1989;Zhao Zhenhua et al., 2003; Hou Zengqian et al., 2003, 2006)。與鈣堿性斑巖相似,巖漿弧環(huán)境富堿斑巖成因上與洋殼俯沖密切相關(guān),尤其是與板片部分熔融或俯沖板片脫水觸發(fā)地幔物質(zhì)部分熔融密切相關(guān)(Sillitoe, 2002, 2010; Richards, 2003; Cooke et al., 2005),而大陸內(nèi)部的富堿斑巖主要沿?cái)嗔褞Х植?常出現(xiàn)于裂谷、板內(nèi)深斷裂、大陸板塊邊緣深斷裂帶等拉張環(huán)境(Zhao Zhenhua et al., 2003),其動(dòng)力學(xué)背景與大洋板塊俯沖誘導(dǎo)的弧巖漿活動(dòng)存在很大差異。前人對(duì)滇西新生代富堿斑巖的構(gòu)造環(huán)境研究表明,其產(chǎn)出環(huán)境主要有3種:① 裂谷環(huán)境(涂光熾等,1984,1989;張玉泉和謝應(yīng)雯,1997;Chung et al., 1998);② 總體擠壓、局部拉張的構(gòu)造環(huán)境(曾普勝等,2002);③ 大陸內(nèi)部與大型走滑和伸展作用有關(guān)(Hou Zengqian et al., 2003, 2006; 侯增謙等,2004,2007;李文昌和江小均,2020)。

綜合前述富堿斑巖殼幔混合及沿深大斷裂帶分布的特征,大陸內(nèi)部大型走滑和伸展作用可能更好地解釋了滇西新生代富堿斑巖的產(chǎn)出構(gòu)造環(huán)境,該背景為殼幔巖漿上侵提供動(dòng)力、通道、空間等有利條件。

1.3 成礦專屬性

鈣堿性斑巖與Cu、Mo、Au礦床的成因聯(lián)系早已有目共睹(Cooke et al., 2005; Sillitoe, 2010; Richards et al., 2012)。近年來,隨著全球范圍內(nèi)一系列與富堿斑巖有關(guān)的大型—超大型Cu—Mo—Au礦床的相繼發(fā)現(xiàn)和報(bào)道(Müller, 2002; Hou Zengqian et al., 2003, 2006; Zhao Zhenhua et al., 2003; Lickfold et al., 2007; 鄧軍等,2010,2012;Bissig and Cooke, 2014),富堿斑巖型Cu多金屬礦床正成為世界范圍內(nèi)重要的礦床類型之一。研究表明富堿斑巖型Cu多金屬礦床具有如下共同特征:

(1) 礦化與富堿斑巖在時(shí)間和空間上密切相關(guān),礦體多賦存于巖體的內(nèi)外接觸帶(Sillitoe, 2002; Hou Zengqian et al., 2003, 2006; Zhao Zhenhua et al., 2003; Li Wenchang et al., 2016),斑巖型礦體外圍通常還發(fā)育低硫型淺成低溫?zé)嵋篈u—Ag—Te礦(Sillitoe, 2002)。

(2) 成礦作用與富堿斑巖巖漿的脈動(dòng)式侵入在成因上極為密切,通常情況下,成巖作用與成礦作用是同步的(Bath et al., 2014; Devine et al., 2014)。

(3) 斑巖型礦體主要發(fā)育于鉀質(zhì)蝕帶內(nèi),與鈣堿性斑巖礦床相比,絹云母和高級(jí)泥質(zhì)蝕變較弱(Sillitoe, 2002),而鉀質(zhì)蝕變更為強(qiáng)烈(Bissig and Cooke, 2014; Pacey et al., 2019)。

(4) 成礦所需的金屬、流體以及熱量主要源自富堿斑巖(Bissig and Cooke, 2014; Li Wenchang et al., 2016),成巖過程中分異出的巖漿流體提供了礦床早期成礦作用所必需的成礦流體,晚期/外圍淺成熱液礦體通常是巖漿流體與大氣降水、圍巖相互作用的產(chǎn)物(Bi Xianwu et al., 2004, 2009; Li Wenchang et al., 2016; 王蝶等,2017)。

(5) 成礦巖體具有高氧逸度、高水含量和富含揮發(fā)分等特征(Müller, 2002; Zhao Zhenhua et al., 2003; Liang Huaying et al., 2006; Xu Leiluo et al., 2016; Huang Mingliang et al., 2019a)。

如上所述,盡管富堿斑巖型Cu多金屬系統(tǒng)的研究已有一定積累,但相對(duì)于研究較為成熟的鈣堿性斑巖型礦床,仍存在諸多問題需要探索,主要包括:① 成礦富堿巖漿的性質(zhì)、源區(qū)、形成的大地構(gòu)造環(huán)境和動(dòng)力學(xué)背景?② 富堿巖漿活動(dòng)與金屬元素內(nèi)在的聯(lián)系與成因機(jī)制、控礦機(jī)制?這些均亟需深入研究,以促進(jìn)富堿斑巖型Cu多金屬成礦系統(tǒng)的理論與勘查進(jìn)步。

2 金沙江—紅河富堿斑巖與Cu—Mo—Au成礦作用

金沙江—紅河富堿斑巖帶位于印度—亞洲大陸碰撞帶之青藏高原東南緣(圖1),大致呈NW—NWW向沿金沙江—紅河走滑深大斷裂帶及鄰區(qū)展布。長大于1000 km,寬約50～80 km,分布有眾多呈小巖基、巖株、巖筒、巖脈、巖瘤和巖枝狀產(chǎn)出的富堿斑巖侵位于不同時(shí)代的地層。巖石類型主要為堿性花崗(斑)巖、正長斑巖和二長斑巖等,并伴有同時(shí)代的鎂鐵質(zhì)巖石(煌斑巖、鎂鐵質(zhì)包體)產(chǎn)出。帶內(nèi)不僅巖漿活動(dòng)頻繁,且成礦作用強(qiáng)烈,發(fā)育有斑巖體內(nèi)的斑巖型礦化,斑巖與圍巖接觸帶的矽卡巖型、角巖型礦化以及外圍地層中的熱液脈型礦化(表1)。在同一礦區(qū)內(nèi),多種類型礦化可以呈脈狀、似層狀、透鏡狀、囊狀、浸染狀等各種形態(tài)共存,構(gòu)成多位一體的礦化系統(tǒng)。多個(gè)礦區(qū)共同構(gòu)成了金沙江—紅河富堿斑巖成礦帶,進(jìn)一步可劃分為北段玉龍成礦帶和南段哀牢山—紅河成礦帶。自NW向SE,依次產(chǎn)出有納日貢瑪、玉龍、北衙、馬廠箐、白馬苴、哈播、銅廠等斑巖—矽卡巖型Cu—Mo—Au多金屬礦床,構(gòu)成一條展布于青藏高原東南緣南北綿延上千千米的構(gòu)造—巖漿成礦帶(圖1),被認(rèn)為是我國重要的斑巖Cu—Mo—Au成礦帶和成礦遠(yuǎn)景區(qū)之一。其獨(dú)具特色的富堿斑巖型Cu—Au多金屬成礦系統(tǒng)(侯增謙等,2004;鄧軍等,2010,2012),吸引了國內(nèi)外學(xué)者的廣泛關(guān)注,并開展了較為深入的成巖成礦機(jī)制研究,取得了許多進(jìn)展。

圖1 青藏高原東南緣大地構(gòu)造及新生代富堿巖體分布圖Fig.1 Tectonic outline on the southeastern margin of Qinghai—Xizang (Tibet) Plateau and the distribution map of Cenozoic alkali-rich porphyry底圖據(jù)Hou Zengqian et al., 2003; He Wenyan et al., 2016; 唐菊興等,2017,年齡數(shù)據(jù)來自表1的相關(guān)文獻(xiàn)Based on Hou Zengqian et al., 2003; He Wenyan et al., 2016; Tang Juxing et al., 2017&, ages data are from literatures in Table 1

2.1 富堿斑巖Cu—Mo—Au礦床成巖成礦時(shí)代和成礦分帶性

圖2 金沙江—紅河富堿斑巖成礦帶主要礦床斑巖成巖—成礦年齡(a)和印度與亞洲的匯聚速率/匯聚角度的對(duì)比(b)Fig.2 Comparison of diagenetic and metallogenic ages and rate and angle of convergence between India and Asia in the Jinsha River—Honghe River alkali-rich porphyry metallogenic belt 圖 (a) 數(shù)據(jù)來自表1相關(guān)文獻(xiàn);(b) 修自Chung et al., 2005; Lu Yongjun et al., 2012。 金沙江右行走滑斷裂運(yùn)動(dòng)大約開始于43 Ma(Hou Zengqian et al., 2003; Xu Leiluo et al., 2012);哀牢山—紅河左行走滑運(yùn)動(dòng)時(shí)間為32～22 Ma(Searle et al., 2010; Lu Yongjun et al., 2012)或36～17 Ma(Xu Leiluo et al., 2012)Data sources of Fig.(a) are from literatures in Table 1; (b) modified from Chung et al., 2005; Lu Yongjun et al., 2012). The right-lateral strike-slip motion of the Jinsha River fault system initiated at ca. 43 Ma (Hou Zengqian et al., 2003; Xu Leiluo et al., 2012), whereas the left-lateral strike-slip movement along the Ailao Mountains—Honghe River shear zone displacement occurred from 32 to 22 Ma (Searle et al., 2010; Lu Yongjun et al., 2012) or 36 to 17 Ma (Xu Leiluo et al., 2012)

2.2 成礦斑巖特征

2.2.1巖相學(xué)特征

成礦富堿斑巖出露面積0.02～1.36 km2不等,巖相以花崗巖為主,其次為石英二長巖、正長巖(侯增謙等,2004;鄧軍等,2010),呈灰白色、淺肉紅色,斑狀、似斑狀結(jié)構(gòu)和塊狀構(gòu)造(表1、圖3)。這些巖石礦物組成大致相似,斑晶含量變化較大,主要為鉀長石、斜長石、石英、黑云母、角閃石,部分含有少量輝石、霞石、方鈉石、黑榴石等礦物,基質(zhì)呈細(xì)?；蛭⒘＝Y(jié)構(gòu),成分與斑晶類似,副礦物有磁鐵礦、黃鐵礦、磷灰石、榍石、鋯石、獨(dú)居石等(Deng Jun et al., 2015; Chang Jia et al., 2017; Xin Wei et al., 2020)。

2.2.2 地球化學(xué)特征

2.2.2.1全巖主量、微量元素

帶內(nèi)成礦富堿斑巖主量、微量元素含量歸納于表1。由表可知,這些富堿斑巖具有較高的SiO2(61.47%～73.90%,平均68.25%)和全堿(K2O+Na2O=6.60%～11.31%,平均8.88%)含量,以及較寬范圍的K2O/Na2O值(0.82～4.28,平均1.52)和MgO含量(0.06%～2.75%,平均1.03%)。堿度率(AR)、鋁飽和指數(shù)(A/CNK)分別變化于2.25～6.40(平均3.45)、0.82～1.67(平均1.03),顯示出典型的堿性巖、準(zhǔn)鋁質(zhì)—過鋁質(zhì)和鉀玄巖的特征(圖4、8b)。稀土總量(ΣREE=59.47×10-6～742.07×10-6,平均262.74×10-6)變化較大,但均顯示出輕稀土富集,輕重稀土分異顯著的特征[LREE/HREE=8.40～35.85,平均19.26;(La/Yb)N=10.24～86.25,平均35.47],具有弱的負(fù)Eu異常(δEu=0.42～1.57,平均0.90),Ce異常不明顯(圖5a)。相對(duì)于原始地幔,這些樣品還表現(xiàn)出明顯富集大離子親石元素(K、Rb、Ba和LREE等),相對(duì)虧損高場(chǎng)強(qiáng)元素(Nb、Ta、Ti和HREE等)的地球化學(xué)特征(圖5b)。此外,相對(duì)于Mo(Cu)礦床(如納日貢瑪)和Cu—Mo礦床(如玉龍),以Au為主的北衙、白馬苴礦床成礦斑巖顯示出更高的全堿(K2O+Na2O)含量和K2O/Na2O值,以及更低的MgO含量(表1)。

圖4 金沙江—紅河成礦帶內(nèi)成礦富堿斑巖地球化學(xué)分類圖解(數(shù)據(jù)來自表1相關(guān)文獻(xiàn))Fig.4 Geochemical classification of ore-bearing alkali-rich porphyries from the Jinsha River—Honghe River porphyry metallogenic belt (data sources are from literatures in Table 1 )(a)TAS圖解(K2O+Na2O—SiO2)圖解(據(jù)Middlemost, 1994);(b)AR—SiO2圖解(據(jù)Wright, 1969);(c)K2O—Na2O圖解(據(jù)Turner et al., 1996);(d)Th/Yb—Ta/Yb圖解(據(jù)Pearce, 1982)(a) Whole-rock TAS diagram (after Middlemost, 1994); (b) AR—SiO2 diagram (after Wright, 1969); (c) K2O—Na2O diagram (after Turner et al., 1996); (d) Th/Yb—Ta/Yb diagram (after Pearce, 1982)

圖5 金沙江—紅河成礦帶內(nèi)成礦富堿斑巖稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分模式圖和微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized diagram (b) of ore-bearing alkali-rich porphyries from the Jinsha River—Honghe River porphyry metallogenic belt 數(shù)據(jù)為平均值,來自表1相關(guān)文獻(xiàn),球粒隕石和原始地幔值均引自Sun and Mcdonough, 1989 All data are averages and from literatures in Table 1, Chondrite and primitive mantle (PM) values from Sun and Mcdonough, 1989

2.2.2.2Sr—Nd—Hf同位素

帶內(nèi)成礦富堿斑巖Sr—Nd—Hf同位素組成存在一定的差異(表1、圖6),呈現(xiàn)出較寬泛的n(87Sr)/n(86Sr)初始值(0.7050～0.7091)、εNd(t)值(-12.4～-0.2)和εHf(t)值(-11.5～+8.1)。其中,納日貢瑪黑云母花崗斑巖具有最低的[n(87Sr)/n(86Sr)]i值(0.7050)和最高εNd(t)值(-0.2),白馬苴正長斑巖具有最高的[n(87Sr)/n(86Sr)]i值(0.7088～0.7091)和最低εNd(t)值(-12.4～-9.0),其他成礦斑巖Sr—Nd同位素組成介于二者之間;成礦帶北段成礦斑巖具有正的鋯石εHf(t)值(+0.5～+8.1),且由NW向SE,εHf(t)值具有遞減趨勢(shì),而南段(哈播—銅廠)和遠(yuǎn)離斷裂(白馬苴、直苴)的礦床成礦斑巖具有負(fù)的鋯石εHf(t)值(-11.5～+0.5),中部(北衙、馬廠箐)成礦斑巖的鋯石εHf(t)值則有正有負(fù)(-2.4～+2.4),且以正值為主。此外,北段成礦斑巖具有較年輕的Hf模式年齡(TDM2=0.4～1.0 Ga),而南段(北衙—銅廠)Hf模式年齡較為古老(TDM2=0.8～1.8 Ga)。

圖6 金沙江—紅河成礦帶內(nèi)成礦富堿斑巖Sr—Nd—Hf同位素特征Fig.6 Sr—Nd—Hf isotopes compositions of ore-bearing alkali-rich porphyries from the Jinsha River—Honghe River porphyry metallogenic belt地幔源區(qū)儲(chǔ)庫DMM、MORB、EMI、EMII數(shù)據(jù)引自Zindler and Hart (1986);洋殼俯沖的鈉質(zhì)Adakite數(shù)據(jù)引自Wang Qiang et al. (2006);滇西鉀質(zhì)鎂鐵質(zhì)巖數(shù)據(jù)引自Xu Yigang et al. (2001),Li Xianhua et al. (2002),Guo Zhengfu et al. (2005)和Huang Xiaolong et al. (2010);滇西角閃巖數(shù)據(jù)引自鄧萬明等(1998)和趙欣等(2004);哀牢山—紅河淡色花崗巖數(shù)據(jù)引自Zhang Liansheng and Sch?rer (1999);揚(yáng)子克拉通主要新生地殼生長時(shí)期數(shù)據(jù)引自Sun Weihua et al. (2009),Zhao Xinfu et al. (2010)和Wang Xuance et al. (2012);富堿斑巖數(shù)據(jù)來自表1相關(guān)文獻(xiàn)Mantle source reservoirs MORB, DMM, EM I and EM II are from Zindler and Hart (1986). The field for oceanic sodic adakite attributed to melting of subducting oceanic crust is after Wang Qiang et al. (2006). The field for western Yunnan potassic mafic rocks is from Xu Yigang et al. (2001), Li Xianhua et al. (2002), Guo Zhengfu et al. (2005) and Huang Xiaolong et al. (2010). The field for western Yunnan amphibolite is from Deng Wanming et al. (1998&) and Zhao Xin et al. (2004&). The field for leucogranite within the Ailao Mountains—Honghe River shear zone (ASRR) in western Yunnan is from Zhang Liansheng and Sch?rer (1999). The episodes of major juvenile crustal growth in the Yangtze Craton are from Sun Weihua et al. (2009), Zhao Xinfu et al. (2010) and Wang Xuance et al. (2012). The ore-bearing alkali-rich porphyries data sources are from literatures in Table 1

2.2.2.3鋯石微量元素

鋯石中發(fā)育的礦物包裹體(如獨(dú)居石、磷灰石、榍石等)會(huì)造成其微量元素組成不均一(Loader et al., 2017; Zou Xinyu et al., 2019),進(jìn)而影響相關(guān)參數(shù)的計(jì)算。因此本研究選擇La≤0.1×10-6的“干凈鋯石”(Zou Xinyu et al., 2019)開展數(shù)據(jù)分析,以提高分析結(jié)果的可靠性。其中,鋯石Ti溫度和氧逸度參數(shù)(Ce4+/Ce3+)計(jì)算公式分別參照Ferry和Watson(2007)、Ballard et al. (2002),氧逸度(ΔFMQ)參照Loucks et al. (2020)提出的最新計(jì)算公式。結(jié)果顯示(表1),帶內(nèi)成礦富堿斑巖鋯石結(jié)晶溫度變化于517～887 ℃(平均733 ℃),具有較為寬泛的Ce4+/Ce3+值(26.7～950,平均249.7)和ΔFMQ值(-0.5～+3.8,平均+1.4),且氧逸度值以正值為主,基本位于NNO(鎳—鎳的氧化物緩沖線)和MH(磁鐵礦—赤鐵礦緩沖線)之間(圖7a)。

圖7 金沙江—紅河成礦帶內(nèi)成礦富堿斑巖鋯石的Ce4+/Ce3+—104/(T/K)圖解(a)(據(jù)Yang Zhen et al., 2017)和△FMQ—儲(chǔ)量圖解(b)(數(shù)據(jù)來自表1相關(guān)文獻(xiàn))Fig.7 Plots of Ce4+/Ce3+—104/(T/K) (a) (after Yang Zhen et al., 2017) and △FMQ—deposit scale (b) for ore-bearing alkali-rich porphyries from the Jinsha River—Honghe River porphyry metallogenic belt (The ore-bearing alkali-rich porphyries data sources are from literatures in Table 1)

2.3 巖石成因與構(gòu)造環(huán)境

2.3.1巖石類型與巖石成因

2.3.1.1巖石類型

圖8 金沙江—紅河成礦帶內(nèi)成礦富堿斑巖分類圖解(a)(據(jù)Chappell and White, 1992)、(b)(據(jù)Maniar and Piccoli, 1989)及構(gòu)造環(huán)境判別圖解(c)(據(jù)Pearce et al., 1984); 數(shù)據(jù)來自表1相關(guān)文獻(xiàn)Fig.8 Discrimination diagrams (a) (after Chappell and White, 1992), (b) (after Maniar and Piccoli, 1989), and tectonic discrimination diagram (c) (modified from Pearce et al., 1984) of ore-bearing alkali-rich porphyries from the Jinsha River—Honghe River porphyry metallogenic belt; the ore-bearing alkali-rich porphyries data sources are from literatures in Table 1

2.3.1.2巖石成因

如上所述,金沙江—紅河成礦帶內(nèi)成礦富堿斑巖表現(xiàn)出I型花崗巖的地球化學(xué)特征。研究表明,I型花崗巖的來源主要有兩種:① 幔源巖漿結(jié)晶分異,可能伴有地殼同化混染(Chiaradia, 2009; Li Jianwei et al., 2009);② 加厚下地殼部分熔融,早期可能有幔源巖漿的加入(Chappell and White, 1992; Griffin et al., 2002; Wu Fuyuan et al., 2003)。帶內(nèi)成礦斑巖具有較高的SiO2含量(61.47%～73.90%,平均68.25%),遠(yuǎn)高于地幔巖石圈直接熔融形成的原始巖漿(SiO2<57%,Baker et al., 1995)。此外,幔源基性巖漿的部分熔融或分離結(jié)晶應(yīng)產(chǎn)生較源區(qū)更高微量元素含量的長英質(zhì)巖漿(Rollison, 1993),而帶內(nèi)同時(shí)代基性巖(如北衙、馬廠箐等地的鎂鐵質(zhì)基性包體)的REE和LILEs含量均高于寄主成礦斑巖(He Wenyan et al., 2016; Shen Yang et al., 2021),暗示幔源巖漿不是成礦斑巖的主要來源。高SiO2、低MgO和低相容元素(如Cr)含量(圖9),輕稀土富集、輕重稀土分異顯著,以及Nb、Ta負(fù)異常的地球化學(xué)特征,同樣表明成礦巖漿起源于地殼而非地幔。帶內(nèi)成礦斑巖屬于準(zhǔn)鋁—過鋁質(zhì)花崗巖(圖8b),且具有較低的P2O5含量,有別于表殼沉積巖部分熔融形成的巖漿(Chappell and White, 1992)。這些成礦斑巖較新生代MORB,具有較高的[n(87Sr)/n(86Sr)]i值和低的εNd(t)值(圖6a),暗示他們并非源自俯沖板片的部分熔融。大部分成礦斑巖樣品具有明顯低于拆沉下地殼部分熔融形成的類Adakite(埃達(dá)克質(zhì))巖石的MgO和Cr含量,而與加厚下地殼部分熔融形成的類Adakite相似(圖9),表明成礦巖漿可能源于加厚下地殼的部分熔融。此外,區(qū)內(nèi)成礦斑巖的[n(87Sr)/n(86Sr)]i值和εNd(t)值均明顯低于新生下地殼(Zhou Ye et al., 2019),且εNd(t)均為負(fù)值(-12.4～-0.2),表明其源區(qū)還有來自富集地幔組分的加入。

圖9 金沙江—紅河成礦帶內(nèi)成礦富堿斑巖的MgO—SiO2圖解(a)、Cr—SiO2圖解(b)Fig.9 Plots of MgO—SiO2(a) and Cr—SiO2 (b) for ore-bearing alkali-rich porphyries from the Jinsha River—Honghe River porphyry metallogenic belt類Adakite巖漿多種成因的界定區(qū)域據(jù)Wang Qiang et al. (2006);數(shù)據(jù)來自表1相關(guān)文獻(xiàn)Fields of subducted oceanic crust-derived adakites, thick lower crust-derived adakite-like rocks, delaminated lower crust-derived adakite-like rocks and metabasaltic and eclogite experimental melts hybridized with peridotite after Wang Qiang et al. (2006). The ore-bearing alkali-rich porphyries data sources are from literatures in Table 1

除上述主微量、Sr—Nd同位素特征外,帶內(nèi)成礦斑巖呈現(xiàn)出較寬泛的εHf(t)值(-11.5～+8.1)(圖6a),暗示其源區(qū)幔源組分的貢獻(xiàn)存在差異。其中,北段成礦斑巖具有正的且均一的鋯石εHf(t)值(+0.5～+8.1),表明巖漿源區(qū)還有虧損地幔成分的組分加入,這里Hf—Nd的解耦(正的εHf(t)值和負(fù)的εNd(t)值),可能與古俯沖板片組分改造有關(guān)(Jiang Yaohui et al., 2006; Bao Xinshang et al., 2020);中部北衙—馬廠箐成礦斑巖具有不均一的εHf(t)值(-2.4～+2.4),表明其源區(qū)為殼源巖漿和少量幔源巖漿的混合;而南段(哈播—銅廠)和遠(yuǎn)離斷裂(白馬苴、直苴)的礦床成礦斑巖εHf(t)值(-11.5～+0.5)以負(fù)值為主,表明富集地幔具有較高比例。

結(jié)合成礦斑巖的Hf模式年齡(北段:TDM2=0.4～1.0 Ga;中部北衙—馬廠箐:TDM2=0.8～1.4 Ga;南段哈播—銅廠和遠(yuǎn)離斷裂的白馬苴—直苴:TDM2=1.1～1.8 Ga),認(rèn)為金沙江—紅河成礦帶北段以Cu—Mo為主的成礦富堿斑巖源自新元古代下地殼的部分熔融,且源區(qū)受富集地幔和虧損地幔(軟流圈熔體)的雙重改造;而南段(北衙—銅廠)以Cu—Au或Cu(—Mo—Au)為主的成礦富堿斑巖源自新生下地殼的部分熔融,且該下地殼經(jīng)歷了不同程度的富集地幔改造,特別是南段(哈播—銅廠)和遠(yuǎn)離斷裂(白馬苴、直苴)的成礦富堿斑巖源區(qū)具有較大規(guī)模的富集地幔物質(zhì)參與。這與前人提出的含Cu(—Mo、—Au)巖漿通常來源于新生的加厚鎂鐵質(zhì)下地殼(侯增謙等,2007;He Wenyan et al., 2016; Hou Zengqian et al., 2017)的研究結(jié)果相近。

2.3.2構(gòu)造環(huán)境

印度大陸與亞洲大陸于60 Ma前后發(fā)生碰撞(圖2a,Chung et al., 2005),此后地質(zhì)事件均發(fā)生于后碰撞環(huán)境(Capitanio et al., 2010)。金沙江—紅河成礦帶內(nèi)新生代斑巖體成巖年齡集中于43～32 Ma(表1、圖2),表明這些始新世—漸新世斑巖形成于后碰撞環(huán)境(Hou Zengqian et al., 2003; Lu Yongjun et al., 2013a),是印—亞大陸碰撞作用(45 Ma或40 Ma)的響應(yīng)(侯增謙等,2006;莫宣學(xué)等,2007;Lu Yongjun et al., 2012)。此外,花崗巖構(gòu)造環(huán)境判別圖解中,成礦斑巖基本位于后碰撞區(qū)域(圖8c),進(jìn)一步證實(shí)這些巖漿形成于后碰撞的構(gòu)造環(huán)境。

大約從43 Ma開始(Hou Zengqian et al., 2003; Xu Leiluo et al., 2012),在印度與亞洲大陸的持續(xù)匯聚和SN向擠壓背景之下,青藏高原碰撞造山帶進(jìn)入以碰撞帶內(nèi)部沿巨型剪切帶(如金沙江走滑斷裂和哀牢山—紅河走滑斷裂等)分布的陸塊間相對(duì)運(yùn)動(dòng)為標(biāo)志的晚碰撞階段(Hou Zengqian et al., 2003;侯增謙等,2006)。在該階段,于古新世—始新世整體向NE楔入的印度大陸首先引起沿金沙江斷裂的右行走滑運(yùn)動(dòng)(Hou Zengqian et al., 2007)。隨后(大約36 Ma),印度大陸的楔入導(dǎo)致強(qiáng)烈的EW向擠壓和X型構(gòu)造結(jié)位于玉龍斑巖成礦帶南部的共軛走滑斷裂(劉增乾等,1993;Hou Zengqian et al., 2003)。在這一構(gòu)造模式下,金沙江走滑斷裂與哀牢山—紅河走滑斷裂的走滑運(yùn)動(dòng)方向和初始走滑時(shí)間均不一致,而這些走滑運(yùn)動(dòng)的時(shí)空不一致正好與玉龍斑巖成礦帶和哀牢山—紅河斑巖成礦帶斑巖Cu—Mo—Au礦的成巖成礦作用相對(duì)應(yīng)(圖2;Xu Leiluo et al., 2012)。因此,盡管南北兩條斷裂的差異走滑運(yùn)動(dòng)時(shí)限尚存爭議(圖2b),但成礦帶內(nèi)較為集中且連續(xù)的成巖成礦時(shí)代(圖2a),表明金沙江—紅河(哀牢山)富堿斑巖及相關(guān)礦床的形成和分布與金沙江—紅河走滑斷裂存在密切關(guān)系。

晚碰撞轉(zhuǎn)換期,在斜向碰撞帶(高原東緣)形成一系列大規(guī)模走滑斷裂系統(tǒng)和褶皺—逆沖斷裂系統(tǒng),吸收并調(diào)節(jié)印—亞大陸碰撞應(yīng)變(Wang Jianghai et al., 2001)。在此背景下,揚(yáng)子西緣金沙江—紅河大型走滑斷裂切穿巖石圈,誘發(fā)殼幔巖漿上侵,形成富堿斑巖帶(Hou Zengqian et al., 2003, 2006; Li Wenchang et al., 2016)。因此,這些產(chǎn)于大陸內(nèi)部活動(dòng)帶的富堿斑巖,形成于印—亞大陸后碰撞背景,是大陸內(nèi)部大型走滑和伸展等動(dòng)力過程誘導(dǎo)的巖漿活動(dòng)產(chǎn)物。此外,由于印度大陸的向北俯沖和青藏高原整體的向南擠出(Yin An and Harrison, 2000),金沙江—紅河斷裂的走滑起始年齡表現(xiàn)出由北向南總體逐漸變新的趨勢(shì)(Leloup et al., 1995, 2001),相應(yīng)的由走滑運(yùn)動(dòng)導(dǎo)致的富堿斑巖的侵位及成礦年齡也呈現(xiàn)向南總體逐漸變年輕的趨勢(shì)(圖2a;Liang Huaying et al., 2006; Deng Jun et al., 2014)。這一構(gòu)造背景表明,金沙江和哀牢山—紅河斷裂的差異走滑運(yùn)動(dòng)可能控制了金沙江—紅河成礦帶差異性成巖成礦事件。

2.4 巖漿性質(zhì)與巖漿源區(qū)對(duì)成礦作用的控制

巖漿氧逸度是控制斑巖成礦的關(guān)鍵因素之一(Richards, 2003, 2011, 2015)。近年來研究表明,環(huán)太平洋成礦域Chuquicamata—El Abra、岡底斯、中甸、德興等成礦帶/礦集區(qū)內(nèi)成礦斑巖的鋯石Ce4+/Ce3+和(EuN/Eu*)N值均明顯高于非成礦巖體(Ballard et al., 2002; Wang Rui et al., 2014; Zhang Chanchan et al., 2017; Cao Kang et al., 2022),說明成礦巖體相對(duì)非成礦巖體具有更高的氧逸度。金沙江—紅河富堿斑巖成礦帶內(nèi)成礦富堿斑巖體與非成礦巖體同樣具有相似特征(Liang Huaying et al., 2006; Xu Leiluo et al., 2016; Bao Xinshang et al., 2020)。本次研究表明,金沙江—紅河富堿斑巖成礦帶內(nèi)成礦富堿斑巖除了具有較強(qiáng)氧化性以外(圖7a),以Cu為主的斑巖—矽卡巖型礦床中成礦富堿斑巖體的氧逸度(ΔFMQ)與礦床規(guī)模還呈現(xiàn)出一定正相關(guān)關(guān)系(圖7b),說明較高的氧逸度有利于形成較大規(guī)模的富堿斑巖—矽卡巖型Cu礦床。此規(guī)律與中亞成礦域斑巖Cu礦床相似(Shen Ping et al., 2015),表明該認(rèn)識(shí)對(duì)區(qū)域富堿斑巖—矽卡巖型Cu礦的找礦勘查具有一定指導(dǎo)意義。

除氧逸度外,巖漿源區(qū)亦是控制斑巖成礦的關(guān)鍵。金沙江—紅河富堿斑巖成礦帶內(nèi)成礦富堿斑巖具有高(La/Yb)N值、低Y和Yb含量以及較陡的稀土配分模式,暗示加厚下地殼部分熔融過程中石榴子石作為主要?dú)埩粝啻嬖谟谠磪^(qū),從而驅(qū)動(dòng)巖漿氧化(Bao Xinshang et al., 2020),進(jìn)而控制斑巖成礦。還有研究指出,源區(qū)巖漿演化過程中巖漿的全堿組分同樣對(duì)斑巖成礦起到控制作用(Lu Yongjun et al., 2013b)。尤其是在碰撞型斑巖成礦帶,其成礦/致礦斑巖較貧礦斑巖具有明顯高的K2O含量和K2O/Na2O值(Shen Yang et al., 2021; Zheng Yuanchuan et al., 2021; Zhao Hesen et al., 2022),本區(qū)成礦富堿斑巖同樣具有上述特征,表明巖漿富鉀特征與富堿斑巖成礦之間的關(guān)系值得深入研究。此外,全堿組分亦對(duì)礦化元素具有一定制約(Lu Yongjun et al., 2013b),如Au礦化多與具有較高的Na2O+K2O和K2O/Na2O的堿性巖漿有關(guān),高K+能夠提高Au在熔體中的溶解度(Zajacz et al., 2010)。本區(qū)以Au為主的斑巖—矽卡巖型礦床(如北衙、白馬苴)中成礦富堿斑巖表現(xiàn)出相對(duì)更高的堿度率(AR>3.91)、Na2O+K2O含量(>9.84%)和K2O/Na2O值(>1.59)(表1),表明高K2O含量的富堿巖體能夠促使Au在熔體中的進(jìn)一步富集,最終提高了斑巖體的成礦潛力。

3 結(jié)論

(1)金沙江—紅河富堿斑巖成礦帶內(nèi)成礦富堿斑巖系始新世—漸新世(43～32 Ma)I型鉀玄質(zhì)花崗斑巖,是印—亞大陸后碰撞背景下大陸內(nèi)部大型走滑和伸展等動(dòng)力過程誘導(dǎo)的巖漿活動(dòng)產(chǎn)物,金沙江和哀牢山—紅河斷裂的差異走滑運(yùn)動(dòng)可能控制了成礦帶差異性成巖成礦事件。

(2)成礦帶北段以Cu—Mo為主的成礦富堿斑巖源自新元古代下地殼的部分熔融,且源區(qū)受富集地幔和虧損地幔的雙重交代富集;而南段以Cu—Au或Cu(—Mo—Au)為主的成礦富堿斑巖源自新生下地殼的部分熔融,且該下地殼經(jīng)歷了不同程度的富集地幔改造。

(3)成礦富堿斑巖氧逸度越高越有利于大規(guī)模富堿斑巖—矽卡巖型Cu礦床的形成。除高氧逸度外,源區(qū)高K2O含量也是富堿斑巖—矽卡巖型Au礦床形成的關(guān)鍵。

致謝:論文撰寫過程中參考了大量前人資料,但限于作者學(xué)識(shí),所作的論述不夠透徹、詳盡,謹(jǐn)此表示謝忱和歉意。高作宇博士審閱初稿,提出重要的修改建議;審稿專家對(duì)本文提出寶貴修改意見。在此一并致以誠摯的謝意!