韋少港, 唐菊興, 宋 揚, 劉治博, 王 勤, 林 彬,侯 淋, 馮 軍, 李彥波

(1.中國地質(zhì)大學(北京)地球科學與資源學院, 北京 100083;2.中國地質(zhì)科學院 礦產(chǎn)資源研究所，北京 100037;3.成都理工大學 地球科學學院，四川 成都 610059; 4.中鋁西藏金龍礦業(yè)股份有限公司, 西藏 拉薩 850000;5.西藏自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局 第五地質(zhì)大隊, 青海 格爾木 816000)

西藏班公湖—怒江成礦帶斑巖-淺成低溫熱液型礦床巖漿作用與成礦：以改則縣東窩東銅多金屬礦床為例

韋少港1, 唐菊興2, 宋 揚2, 劉治博2, 王 勤3, 林 彬2,侯 淋1, 馮 軍4, 李彥波5

(1.中國地質(zhì)大學(北京)地球科學與資源學院, 北京 100083;2.中國地質(zhì)科學院 礦產(chǎn)資源研究所，北京 100037;3.成都理工大學 地球科學學院，四川 成都 610059; 4.中鋁西藏金龍礦業(yè)股份有限公司, 西藏 拉薩 850000;5.西藏自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局 第五地質(zhì)大隊, 青海 格爾木 816000)

西藏改則縣東窩東銅多金屬礦床位于西藏多龍礦集區(qū)東部，是近年來班公湖—怒江成礦帶上新發(fā)現(xiàn)的銅多金屬礦。對區(qū)內(nèi)花崗閃長斑巖和花崗斑巖進行了LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學測試顯示，成巖年齡為(121.0±1.2) Ma和(121.5±1.0) Ma，與多龍礦集區(qū)內(nèi)成巖成礦年齡相近。研究區(qū)含礦斑巖顯示了富集輕稀土和大離子親石元素，虧損重稀土和高場強元素，中等Eu負異常，高鋁、低鎂、低鈦，高Sr、低Y及Yb的島弧巖漿巖特征，暗示礦區(qū)含礦巖漿與多龍礦集區(qū)含礦巖漿具備相同的巖漿源區(qū)。礦區(qū)含礦斑巖的鋯飽和溫度介于779.6～844.5 ℃，地球化學數(shù)據(jù)顯示高Sr低Nd及低εNd(t)值特征；含礦斑巖εHf(t)為+3.4 ～ +11.1，兩階段模式年齡T2DMC為467 ～ 963 Ma；表明其與多龍礦區(qū)含礦斑巖具備相似的Sr-Nd-Hf同位素特征，暗示了礦區(qū)含礦斑巖是班公湖—怒江特提斯洋洋殼向北俯沖消減背景下，由玄武質(zhì)新生下地殼在較高溫度條件下部分熔融形成的產(chǎn)物，指示班公湖—怒江洋盆于早白堊世晚期尚未關(guān)閉。野外地質(zhì)調(diào)查發(fā)現(xiàn)，礦區(qū)發(fā)育典型斑巖銅礦蝕變分帶；具備與多龍礦集區(qū)的巖石組成、礦化及蝕變、成巖成礦時代、構(gòu)造環(huán)境和物質(zhì)來源相類似的特征，且空間位置相近，暗示兩者受控于統(tǒng)一的構(gòu)造-巖漿成礦系統(tǒng)。綜合分析認為，東窩東地區(qū)為多龍礦集區(qū)東延部分，具有尋找斑巖-淺成低溫熱液型銅(金)礦床隱伏礦體的良好潛力。

班公湖—怒江成礦帶；東窩東銅礦床；鋯石U-Pb年齡；地球化學；巖漿演化; 西藏

0 引 言

東窩東礦區(qū)位于西藏阿里地區(qū)改則縣城北東方向直距約50 km的察布鄉(xiāng)境內(nèi)，位于多龍礦集區(qū)東側(cè)約60 km。2012年西藏自治區(qū)地質(zhì)調(diào)查院開展的布拉錯地區(qū)1∶5萬礦產(chǎn)地質(zhì)調(diào)查時發(fā)現(xiàn)東窩東地區(qū)有Cu、Au、Ag、Pb、Zn和Sb等多處礦化異常，地表發(fā)現(xiàn)有蝕變花崗閃長斑巖及花崗斑巖露頭，伴生孔雀石化、藍銅礦等。2014年西藏自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局第五地質(zhì)大隊在斑巖體露頭施工探槽和井探，揭示了斑巖體及接觸圍巖發(fā)育青磐巖化、鉀化、絹英巖化、磁鐵礦化、黃鐵礦、孔雀石、藍銅礦和黃銅礦等蝕變礦化，指出東窩東礦床具有斑巖型蝕變和礦化特征。東窩東礦區(qū)與多龍礦集區(qū)處于同一斑巖型礦床成礦帶班公湖—怒江結(jié)合帶內(nèi)，且具備類似的成礦地質(zhì)背景條件。目前，多龍礦集區(qū)已達到詳查程度的大型、超大型礦床有多不雜、波龍、拿若、拿廳、鐵格隆南(榮那)等，截至2014年底控制的銅資源可達到1 500萬t以上(333類別以上)[1-4]，構(gòu)成了斑公湖—怒江結(jié)合帶上第一個超大型規(guī)模礦集區(qū)。唐菊興等[1]對礦集區(qū)內(nèi)鐵格隆南(榮那礦段)礦床地質(zhì)特征、礦床類型進行深入研究，提出了鐵格隆南礦床淺部及外圍發(fā)育獨立的高硫型淺成低溫熱液型銅金礦，深部存在斑巖型銅(金銀)礦體，礦集區(qū)外圍具備尋找相同礦床類型的巨大潛力。一般認為，區(qū)內(nèi)礦床的形成與燕山晚期班公湖—怒江洋盆的俯沖閉合有關(guān)，但對礦床成礦構(gòu)造目前存在不同的認識，較早資料認為礦床形成于斑公湖—怒江縫合帶閉合后的碰撞后地殼隆升階段[5-6], 新近研究認為礦床的形成與班公湖—怒江洋殼向北俯沖增生作用有關(guān)[7-8]。

新近發(fā)現(xiàn)東窩東礦床是班公湖—怒江成礦帶重要礦床，盡管目前規(guī)模不大，前期勘查工作的初步成果，顯示了其具備較好的找礦前景，其地層巖性、控礦構(gòu)造和蝕變礦化等特征與多龍礦集區(qū)斑巖型-淺成低溫熱液型礦床具有一定的相似性。但是前人的研究工作主要集中在早期發(fā)現(xiàn)并勘查的波龍、多不雜、鐵格隆南、拿若等礦床，在礦床成因、勘查模型、地質(zhì)特征、遙感蝕變信息提取、同位素地球化學、成巖成礦年齡厘定等方面[1-14]，對東窩東礦床研究較少，對礦區(qū)含礦斑巖的年代學和地球化學數(shù)據(jù)、礦床成礦構(gòu)造背景和成礦動力學機制尚未見系統(tǒng)資料報道，多龍礦集區(qū)是否東延等問題尚未深入探討。因此, 深入分析礦區(qū)含礦斑巖的時空分布及其成因?qū)φJ識班公湖—怒江縫合帶演化和區(qū)域找礦突破至關(guān)重要。本文報道了東窩東礦床含礦斑巖巖石地球化學、鋯石U-Pb年代學、Sr-Nd-Hf同位素等特征，結(jié)合前人關(guān)于多龍礦集區(qū)研究資料，探討其源區(qū)特征及其成因意義。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

礦區(qū)大地構(gòu)造位置位于班公湖—怒江縫合帶的北側(cè)、羌塘地塊的南緣。班公湖—怒江結(jié)合帶南部和北部分別屬岡底斯—念青唐古拉板片及羌塘—三江復合板片。中生代班公湖—怒江洋發(fā)生俯沖-碰撞造山作用，誘發(fā)了燕山期大規(guī)模巖漿活動，該縫合帶沿線分布著大量蛇綠混雜體,并伴有燕山期基性巖和中酸性巖侵入；目前發(fā)現(xiàn)有金、銅、鉻等金屬礦(床)點成帶展布，構(gòu)成了班公湖—怒江成礦帶[5]，礦區(qū)即位于該成礦帶的西段構(gòu)造-巖漿帶內(nèi)(圖1)。

圖1 西藏地區(qū)構(gòu)造格架圖(a)和東窩東斑巖銅多金屬礦區(qū)地質(zhì)簡圖(b)[15]Fig.1 Tectonic framework of Tibet(a) and regional geological sketch map of Dongwodong porphyry Cu deposit(b)

區(qū)域出露石炭系展金組(C2z)砂板巖及碳酸鹽巖、二疊統(tǒng)龍格組(P2l)碳酸鹽巖、上三疊統(tǒng)日干配錯組(T3r)砂礫巖和火山巖，侏羅紀色哇組(J2s)砂板巖及碳酸鹽巖，古近系納丁錯組(E1-2n)火山巖，新近系康托組(N1k) 砂礫巖及第四紀(Q)殘坡積物覆蓋。斷裂構(gòu)造以近東西向的斷裂為主，代表斷層有東窩東北斷裂、東窩東南斷裂。區(qū)域介于班怒帶與羌塘隆起帶之間，正好是羌塘—三江復合板片與岡底斯板片之間，由于班公湖—怒江洋盆的俯沖消減而導致兩者發(fā)生接觸碰撞，致使區(qū)域地層遭受了較強烈的變形。變形多以復式褶皺的形式產(chǎn)出，并以拉嘎拉—東窩復式褶皺為代表。

區(qū)域巖漿巖較發(fā)育，主要以中酸性侵入巖為主，噴出巖較少。中酸性侵入巖為拉嘎拉構(gòu)造巖漿巖帶，巖體面積較小，總體皆呈巖株產(chǎn)出，表現(xiàn)為一期，形成時代為早白堊世(燕山晚期)。巖石類型主要有兩種，即石英閃長巖和花崗閃長巖，與圍巖界線清楚且表現(xiàn)為早、晚兩階段的不同產(chǎn)物?；◢忛W長巖主要分布于熱拉錯附近，侵入于展金組中，呈小巖株產(chǎn)狀產(chǎn)出。石英閃長巖侵入體規(guī)模較小，呈小巖株分布于拉嘎拉一帶，巖體侵入于展金組和龍格組。

2 礦床地質(zhì)特征和樣品采集

東窩東礦床出露地層主要為晚三疊統(tǒng)日干配錯組(T3r)深灰色的角礫狀灰?guī)r、礫屑灰?guī)r、結(jié)晶灰?guī)r，中侏羅統(tǒng)色哇組一段(J2s1)深灰色粉砂質(zhì)板巖、泥質(zhì)板巖夾少量生物碎屑灰?guī)r，中侏羅統(tǒng)色哇組二段(J2s2)變長石石英砂巖及第四系(Q)殘坡積物。礦床內(nèi)發(fā)育3組斷裂構(gòu)造，分別為北北西向正斷層、北西向正斷層及北東向逆斷層。區(qū)內(nèi)褶皺構(gòu)造主要表現(xiàn)為層間小揉皺現(xiàn)象。礦區(qū)內(nèi)巖漿比較發(fā)育，出露的巖體有強高嶺土化花崗斑巖、花崗閃長斑巖呈巖株狀，沿斷裂侵入到中侏羅統(tǒng)色哇組(圖1)。

圖2 西藏東窩東礦床含礦斑巖鏡下照片F(xiàn)ig.2 Micro-photos of the ore bearing porphyries in the Dongwodong deposit, Tibet(a)與(b)分別為花崗斑巖正交偏光及單偏光鏡下照片；(c)與(d) 分別為花崗閃長斑巖正交偏光及單偏光鏡下照片；礦物名稱：Q. 石英；Ser. 絹云母；Bt. 黑云母；Ks. 鉀長石；Pl. 斜長石；Hb.角閃石

研究區(qū)分布著銻金礦體(Ⅰ號)、鋅鐵伴生金銀礦體(Ⅱ號)及銅銻銀礦體(Ⅲ號)(圖1)。Ⅰ號位于東窩東工作區(qū)的西北角，地表東西向延伸約2 km，寬度20～100 m，含礦巖石為花崗閃長斑巖，礦化見褐鐵礦化、磁鐵礦化、弱黃銅礦化、輝銻礦礦化，礦化體的蝕變有硅化、鉀化、絹云巖化、綠泥石化，礦化體的圍巖為變長石石英砂巖、粉砂質(zhì)板巖、泥質(zhì)板巖。Ⅱ號礦體位于礦區(qū)的中部，地表表現(xiàn)為長條狀，北西—南東向延伸長度2 km，寬度20 ～ 45 m，含礦巖石為花崗閃長斑巖，礦化見磁鐵礦化、褐鐵礦化、弱黃銅礦化，礦化體處的蝕變有硅化、鉀化、絹云巖化、角巖化、青磐巖化，礦化體的圍巖為變長石石英砂巖、粉砂質(zhì)板巖、泥質(zhì)板巖。Ⅲ號礦體位于礦區(qū)東南角，地表呈橢圓形展布，北東—南西向延伸長度約1.2 km，寬度約140 m，含礦巖石為花崗斑巖，礦化見于斑巖體頂部，發(fā)育產(chǎn)于強高嶺土化花崗斑巖的次生銅礦物孔雀石、藍銅礦及原生礦物黃銅礦、針鐵礦、閃鋅礦等，脈石礦物以白云石為主、有少量方解石、高嶺土等，圍巖為變長石石英砂巖、粉砂質(zhì)板巖、泥質(zhì)板巖。

花崗斑巖采自礦區(qū)東南角Ⅲ號礦體地表含礦斑巖體，該巖體出露面積約0.3 km2，侵入中侏羅統(tǒng)色哇組一段地層(J2s1)?；◢彴邘r為淺黃色，發(fā)育塊狀構(gòu)造、變余斑狀結(jié)構(gòu)。斑晶主要礦物有石英、鉀長石；只是泥化蝕變強烈，被淋濾后只剩石英斑晶；石英斑晶呈無色，不規(guī)則渾圓狀、長條狀等，具溶蝕現(xiàn)象，粒徑在0.4～2.5 mm，最大可達3 mm，表面渾濁不清，明顯的高嶺土化、絹云母化，常與基質(zhì)的界線模糊不清，斑晶含量< 30%。巖石的基質(zhì)為隱晶質(zhì)-微晶質(zhì)結(jié)構(gòu)，主要由隱晶質(zhì)-微晶質(zhì)長石類礦物組成，少量呈塊狀鐵質(zhì)。巖石的次生蝕變強烈，以大量的高嶺土化、絹云母化為主。高嶺土呈土色，隱晶質(zhì)集合體分布或交代鉀長石斑晶及基質(zhì)。絹云母呈無色，微鱗片狀，粒徑< 0.15 mm，雜亂無序，呈散狀分布；花崗斑巖期后發(fā)育較強高嶺土化、絹云母化。

花崗閃長斑巖采自礦區(qū)中部Ⅱ號礦體地表含礦斑巖體，該巖體出露面積約0.1 km2，侵入中侏羅統(tǒng)色哇組一段地層(J2s1)。花崗閃長斑巖為灰白色，塊狀構(gòu)造、變余斑狀結(jié)構(gòu)，斑晶約占35%，其中礦物有斜長石約占20%，角閃石約占15%；基質(zhì)約占65%，以長石為主，石英、角閃石、黑云母次之；副礦物為磷灰石、鋯石等，發(fā)育綠泥石化、絹云母化、碳酸鹽化等蝕變。斑晶中斜長石呈自形板狀，可見聚片雙晶，粒度1.5～3.0 mm，具絹云母化。角閃石斑晶呈粒狀，粒度0.65～2.0 mm，已發(fā)生綠泥石化及碳酸鹽化，但形態(tài)保存完好。巖石的基質(zhì)為細粒粒狀結(jié)構(gòu)，由細粒狀長石、石英、角閃石等組成，以長石為主，它形粒狀分布，粒度< 0.25 mm。其次為石英，它形粒狀，粒度< 0.25 mm，表面潔凈，基質(zhì)中的角閃石發(fā)育綠泥石化及碳酸鹽化。

3 測試方法

3.1 LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年

鋯石由河北廊坊市宇能巖石礦物分選技術(shù)服務有限公司按照標準流程挑選，將選好的待測鋯石顆粒置于環(huán)氧樹脂制靶并拋光，通過鋯石透射光、CL照相分析后選擇無包裹體及裂隙部位進行選點，待測。LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年在中國地質(zhì)科學院礦產(chǎn)資源研究所MC-ICP-MS實驗室完成。其中鋯石定年分析所采用的儀器為Finigan Neptune型MC-ICP-MS及與之配套的Newwave UP 213激光剝蝕系統(tǒng)。激光剝蝕所用的斑束直徑為25 μm,頻率為10 Hz，能量密度約為2.5 J/cm2，以He為載氣。鋯石U-Pb定年以鋯石GJ-1為外標，U、Th含量以鋯石M127 (U，923×10-6; Th，439×10-6; Th/U，0.475)為外標[16]進行校正。數(shù)據(jù)處理和諧和圖繪制采用ICPMSDataCal和Isoplot 3.0程序[17]獲得。詳細實驗測試過程可參見參考文獻[18]。

3.2 元素地球化學測試

本文樣品地球化學樣品的主量元素、微量元素和稀土元素的分析在中國地質(zhì)大學(北京) 科學研究院實驗中心進行，主量元素采用固態(tài)X射線熒光光譜儀(XRF-1500)分析測定，測試儀器型號為Rigaku RIX2100。實驗采用USGS及中國國家?guī)r石標準庫BCR-2和GBW07105標準樣品來監(jiān)測實驗準確度，主量元素的準確度誤差均小于5%。微量元素和稀土元素化學預處理采用兩酸(HNO3+HF)高壓反應釜(Bomb)溶樣方法進行樣品的化學預處理，分析儀器為美國安捷倫公司生產(chǎn)Agilent 7500a型等離子質(zhì)譜儀，分析過程中使用美國地質(zhì)調(diào)查局標樣AGV2、W2、BHOV和國家地質(zhì)實驗測試中心巖石標樣R1、R3進行分析質(zhì)量檢查和監(jiān)控。實驗室分析詳細方法參見參考文獻[19]。

3.3 Sr-Nd同位素

全巖Sr-Nd同位素分離提取和測量在中國地質(zhì)大學地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室完成，首先準確稱量實驗要求的全巖粉末(<200目) 50～100 mg，使用純化HF-HNO3-HCl溶樣，之后加入純化HCl使用Rb-Sr (AG50W-X12, 200～400目)、Sm-Nd (LN樹脂)交換柱進行分離提純和元素提取。樣品測試儀器型號為熱電離質(zhì)譜儀TIMS，數(shù)據(jù)以86Sr/88Sr = 0.119 4和146Nd/144Nd = 0.721 9校正作為分餾修正。在樣品測試的整個過程中，所測定的Alfa Nd標樣和NBS-987 Sr標樣的Nd-Sr同位素比值分別為143Nd /144Nd = 0. 512 441 ± 0. 000 008 (±2σ) 和87Sr/86Sr= 0. 71 0259 ± 0.000 006 (±2σ)。

3.4 Lu-Hf同位素

鋯石原位Lu-Hf同位素分析在西北大學大陸動力學國家重點實驗室完成。儀器為193 nm ArF準分子激光器的Nu Plasma型MC-ICP-MS。分析采用的激光束斑直徑為44 μm，剝蝕頻率為8 Hz。具體分析方法及儀器參數(shù)見參考文獻[20]。

4 實驗結(jié)果

4.1 LA- ICP-MS鋯石U-Pb年代學

本文采集含礦斑巖樣品經(jīng)過粉碎和鋯石分離之后,對鋯石樣品的進行透射光、反射光和陰極發(fā)光分析,選取鋯石顆粒形狀規(guī)則、晶形較為完整、環(huán)帶發(fā)育良好的巖漿成因鋯石進行LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年。

東窩東礦區(qū)花崗閃長斑巖(DL201410)的鋯石多為無色透明，少數(shù)呈淡黃色，顆粒以自形的長柱狀和短柱狀為主。鋯石顆粒大小具有較大的差別，粒徑50～300 μm，長寬比1∶1 ～ 3∶1；鋯石內(nèi)部結(jié)構(gòu)清晰，多數(shù)鋯石具有典型單期生長的長柱狀晶形及發(fā)育振蕩環(huán)帶，這些特征均指示為巖漿鋯石。選取其中20顆鋯石進行了LA-ICP-MS測年，其中5個測點遠離諧和線，予以剔除，其余15測點中U含量為196.14×10-6～ 442.85×10-6，平均值為345.36×10-6；Th含量為109.15×10-6～ 379.56×10-6，平均值為222.33×10-6；Th/U比值變化于0.47～0.96之間，平均值為0.64，大于0.1，且Th和U之間具有明顯的正相關(guān)性(表1，圖略)，進一步證明本次測試的鋯石屬于典型的巖漿鋯石[21-22]。15個分析點206Pb/238U年齡變化在117.19～123.56 Ma之間，所有數(shù)據(jù)分析點均分布在諧和線上及其附近，證明樣品鋯石U-Pb年齡在誤差范圍內(nèi)可信。15個206Pb/238U分析數(shù)據(jù)的諧和年齡值為(121.0±0.6) Ma，加權(quán)平均年齡為(121.0±1.2) Ma (n=15，MSWD=0.63)，二者十分接近(圖3(a))，加權(quán)平均年齡代表了礦區(qū)花崗閃長斑巖巖石結(jié)晶年齡值，即巖石成巖年齡。

圖3 東窩東礦區(qū)含礦斑巖的鋯石U-Pb年齡Fig.3 Zircon U-Pb ages of the ore bearing porphyry in the Dongwodong deposit, Tibet

東窩東礦區(qū)出露的花崗斑巖樣品(DWDY13-1)的鋯石均無色透明，多呈自形長柱狀，顆粒大小具有較大的差別，長徑100 ～ 220 μm，長寬比1.5∶1 ～ 4∶1，鋯石自形程度較好，具典型的振蕩環(huán)帶結(jié)構(gòu)，表現(xiàn)出典型同源巖漿結(jié)晶鋯石特征。選取其中26個鋯石測點進行了LA-ICP-MS測年，其中3個測點遠離諧和線，予以剔除；其余23個測點U含量為291.39×10-6～1 030.48×10-6，平均值為592.68×10-6;Th含量為78.10×10-6～ 866.68×10-6，平均值為297.74×10-6；Th/U比值變化于0.24～1.02之間，平均值為0.47，大于0.1，且Th和U之間具有明顯的正相關(guān)性(表1，圖略)，顯示了典型巖漿鋯石的特征[21-22]。23個分析點206Pb/238U年齡變化在117.01～124.64 Ma之間，均分布在諧和線上及其附近，證明樣品的鋯石U-Pb年齡在誤差范圍內(nèi)可信。23個206Pb/238U分析數(shù)據(jù)的諧和年齡值為(121.50±0.91) Ma，加權(quán)平均年齡為(121.5±1.0) Ma (n=23，MSWD=1.8)，二者十分接近(圖3b)，加權(quán)平均年齡代表了礦區(qū)花崗斑巖巖石結(jié)晶年齡值，即巖石成巖年齡。

4.2 主量元素及微量元素

花崗閃長斑巖SiO2含量為60.68%～66.30%，平均63.0%；TiO2含量較低，介于0.63%～0.77%，為低鈦花崗閃長斑巖; K2O介于3.66%～4.84%，平均4.17%；Na2O變化于3.14%～3.62%之間；K2O/Na2O介于1.01～1.54之間，屬于鉀質(zhì)系列; 全堿(Na2O+Ka2O)含量在7.27～7.98之間，平均為7.54；巖石主量元素TAS投圖結(jié)果位于石英二長巖區(qū)域內(nèi)，屬高鉀鈣堿性-鉀玄巖系列(圖4(a), (b))。MgO含量為1.33%～1.72%，平均1.54%，Mg#=32～45，平均39.90。Al2O3含量為14.42%～16.19%，鋁飽和指數(shù)A/CNK=Al2O3/ (CaO+Na2O+K2O)值為0.86～0.91，平均值為0.89；A/NK=Al2O3/(Na2O+K2O)值為1.14～1.31，平均值為1.20，屬于準過鋁質(zhì)巖石(圖4(c))，巖石成因判別圖解中屬于S型侵入巖?；◢彴邘rSiO2含量為73.15%～73.80%，平均為73.48%; TiO2含量介于0.42%～0.51%之間，為低鈦花崗斑巖; K2O含量介于4.69%～7.51%之間，平均為6.1%；Na2O含量變化于0.09% ～ 0.12%，屬于高鉀質(zhì)巖; 其全堿(Na2O+K2O)含量在4.78%～7.53%之間，平均為6.16%；巖石主量元素TAS投圖結(jié)果位于亞堿性的花崗巖區(qū)域內(nèi)，屬于鉀玄巖系列(圖4(a), (b))。MgO含量為0.53%～0.6%，平均0.57%；Mg#=28～45，平均36.28。Al2O3含量為12.23%～14.22%，鋁飽和指數(shù)A/CNK=Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)值為1.63～1.95，屬于過鋁質(zhì)巖石(圖4(c))，巖石成因判別圖解中亦屬于S型侵入巖。礦區(qū)含礦斑巖具有較高的Sr(141.7×10-6～430.46×10-6)和較低的Y (12.34×10-6～29.94×10-6)、Yb (1.04×10-6～3.01×10-6)含量及較低的Sr/Y (8.59～20.98)，相容元素Cr (6.98×10-6～15.20×10-6)、Ni (2.98×10-6～5.04 ×10-6)含量也較低；不相容元素Sr呈弱富集，Ba和P則相對虧損，說明巖漿經(jīng)歷分異演化。與多龍礦集區(qū)含礦斑巖相類似，兩者均表現(xiàn)出典型的島弧巖漿特征。

表1 西藏東窩東礦區(qū)含礦斑巖的LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年結(jié)果

圖4 西藏東窩東礦區(qū)含礦斑巖的TAS圖[23]、K2O-SiO2圖[24]和NK/A-A/CNK圖[25]Fig.4 (K2O+Na2O) versus SiO2, K2O versus SiO2 and NK/A versus A/CNK plots for the ore bearing porphyry in the Dongwodong deposit, Tibet

東窩東含礦斑巖的稀土元素測試結(jié)果見表3，花崗閃長斑巖樣品的稀土元素總量介于149.19×10-6～244.06×10-6，平均為202.45×10-6。LREE含量為134.70×10-6～222.04×10-6，平均為183.03×10-6。HREE含量為14.49×10-6～22.02×10-6，平均為19.42×10-6。輕稀土和重稀土分異明顯，LREE/HREE比值為8.92～10.08，平均為9.41; (La/Yb)N變化于10.40～12.77之間，平均為11.66，整體表現(xiàn)出輕稀土富集重稀土虧損的特征，所有樣品基本不存在Ce異常(δCe平均為0.97);δEu值介于0.87 ～ 0.95，平均值為0.92，表現(xiàn)微弱負異常，反映在巖漿演化過程中經(jīng)歷較低程度斜長石的分離結(jié)晶作用?；◢彴邘r稀土元素總量介于141.38×10-6～161.81×10-6，平均為151.59×10-6。LREE含量為131.56×10-6～149.06×10-6，平均為140.31×10-6。HREE含量為9.82×10-6～12.74×10-6，平均為11.28×10-6。輕稀土和重稀土分異明顯，LREE/HREE比值為11.70～13.40，平均為12.55; LaN/YbN變化于20.180～23.127之間，平均為21.65，整體表現(xiàn)出明顯的輕稀土富集、重稀土虧損的特征，所有樣品低δCe，輕微負異常(δCe平均為0.86);δEu值介于0.62～0.65，平均值為0.63，呈現(xiàn)中等程度負異常，指示了巖漿演化過程中存在較高程度的斜長石的分離結(jié)晶作用。在稀土元素配分模式圖上(圖5(a))，所有樣品的稀土配分曲線整體形態(tài)基本一致，表現(xiàn)為輕稀土富集、重稀土虧損的右傾平滑曲線。與多龍礦集區(qū)含礦斑巖相對比，東窩東含礦斑巖稀土總量較高。從微量元素含量(表3)及原始地幔標準化蛛網(wǎng)圖(圖5(b))上看出，東窩東含礦斑巖具有明顯的富集大離子親石元素、虧損高場強元素的特征。Th、U、K、Pb及Rb等大離子親石元素的富集程度較強，在蛛網(wǎng)圖上為明顯的峰，Ta、Nb、Ti等高場強元素相較于大離子親石元素表現(xiàn)出明顯的虧損，在蛛網(wǎng)圖上為明顯的谷，具備典型的俯沖消減帶組分特征(SZC)[2-4,26-30]。

4.3 Sr-Nd同位素

從東窩東礦區(qū)含礦斑巖Sr-Nd同位素組成(表4)可以看出，含礦斑巖樣品的87Rb/86Sr為0.633 4～ 0.722 4，87Sr/86Sr為0.707 873～0.708 474，高于原始地幔現(xiàn)代值(87Sr/86Sr=0.704 5)[31]。143Nd/144Nd比值為0.512 495～0.512 508，低于原始地?，F(xiàn)代值(143Nd/144Nd=0.512 64)[32]，具有高Sr低Nd的特征。根據(jù)上文所測含礦斑巖鋯石U-Pb加權(quán)平均年齡t=121 Ma進行計算, 其(87Sr/86Sr)i值為0.706 666～0.707 232，(143Nd/144Nd)i為0.512 318～ 0.512 402,εNd(t)值為-1.3～-1.6。其一階模式年齡值集中于978～1 035 Ma，二階模式年齡集中于1 017～1 042 Ma，二階模式年齡和一階模式年齡值相似。在(87Sr/86Sr)i-εNd(t)四象限圖中，處于第四象限上部。

表2 西藏東窩東礦區(qū)含礦斑巖鋯石Lu-Hf同位素組成

4.4 鋯石Lu-Hf同位素

鋯石的結(jié)晶溫度和Hf同位素封閉溫度較高，是目前示蹤巖漿源區(qū)特征、反演源區(qū)物質(zhì)時限的有效手段。本文對含礦斑巖樣品DL201410及DWDY13-1進行了鋯石MC-ICP-MS Lu-Hf同位素測試，測試數(shù)據(jù)見表2。測試點位的選取是基于已經(jīng)進行過原位微區(qū)U-Pb同位素分析的單顆鋯石。因此，Lu-Hf同位素分析的測試點位少于或等于U-Pb同位素分析點位。

本文含礦斑巖樣品共測試有效點位35個，鋯石各點的176Yb/177Hf 值為0.012 292～0.070 639；除花崗閃長斑巖的兩個測點DL201410-09和DL201410-10的176Lu/177Hf分別為0.002 461及0.002 730外，其余各測點的176Lu/177Hf值均小于0.002，說明鋯石形成后的放射性成因Hf積累十分有限(表2)。因此，所測定的176Lu/177Hf比值能較好地反映其形成過程中Hf同位素的組成特征[33-35]。東窩東礦區(qū)花崗閃長斑巖(DL201410)鋯石176Hf/177Hf值分布于0.282 808～0.283 016之間，由對應的測點年齡計算得到初始(176Hf/177Hf)i比值為0.282 807～0.283 011，Hf同位素組成變化范圍寬泛，對應的εHf(t)為+3.8～+11.1，平均值為+6.7， 單階段模式年齡TDMC為344～624 Ma，平均值為517.5 Ma，兩階段模式年齡T2DMC為467～933 Ma，平均值為752.5 Ma?；◢彴邘r(DWDY13-1)鋯石176Hf/177Hf值分布于0.282 793～0.282 943之間，由對應的測點年齡計算得到初始(176Hf/177Hf)i比值為0.282 809～0.282 940，Hf同位素組成變化范圍寬泛，對應的εHf(t)為+3.4～+8.5，平均值為+6.0， 單階段模式年齡TDMC為442～643 Ma，平均值為544.6 Ma，兩階段模式年齡T2DMC為631～963 Ma，平均值為793.6 Ma。

表3 東窩東礦區(qū)含礦斑巖全巖主量元素和微量元素分析結(jié)果

注：全巖主量元素含量單位為%，微量元素含量單位為10-6；N表示采用球粒隕石進行標準化，據(jù)參考文獻[26]。

表4 東窩東礦區(qū)含礦斑巖Sr、Nd同位素組成

圖5 西藏東窩東礦區(qū)含礦斑巖的稀土配分模式(a)和微量元素蛛網(wǎng)圖(b)[26](多龍礦集區(qū)含礦斑巖據(jù)參考文獻[2-4,27-30])Fig.5 Chondrite-normalized rare earth elements(a) and primitive-mantle-normalized trace element patterns(b) of the ore bearing porphyry in the Dongwodong deposit, Tibet

5 討 論

5.1 東窩東斑巖體的成巖時代

本文首次在東窩東礦區(qū)獲得含礦花崗斑巖加權(quán)平均年齡為(121.5±1.0) Ma，代表了花崗斑巖的成巖年齡；含礦花崗閃長斑巖的加權(quán)平均年齡為(121.0±1.2) Ma，代表了花崗閃長斑巖的成巖年齡；兩者均形成于早白堊世晚期，且侵位年齡在誤差內(nèi)一致。同時說明研究區(qū)存在早白堊世晚期的巖漿侵入活動，東窩東銅多金屬礦區(qū)的年代不早于早白堊世。相比較多龍礦集區(qū)內(nèi)其他礦床，與多不雜斑巖銅礦的成巖年齡(鋯石U-Pb年齡116.4～127.8 Ma[5, 27, 29-30, 36])、成礦年齡(輝鉬礦Re-Os年齡=118.0 Ma[2])和熱液蝕變年齡(Ar/Ar坪年齡=115.2～119.2 Ma[30, 36-37])，波龍斑巖銅礦的成巖年齡(鋯石U-Pb年齡117.5～127.3 Ma[23, 27, 29, 36, 38]、成礦年齡(輝鉬礦Re-Os年齡119.4 Ma[10])、熱液蝕變年齡(Ar/Ar坪年齡=117.9～121.6 Ma[10, 30])，榮那淺成低溫熱液-斑巖銅礦的成巖年齡(鋯石U-Pb年齡=117.2～120.2 Ma[13, 30])、成礦年齡(輝鉬礦Re-Os年齡=119.0 Ma[13])和熱液蝕變年齡(Ar/Ar坪年齡=116.3 Ma[39])，拿若斑巖銅礦成巖年齡(鋯石U-Pb年齡=117.2～122.9 Ma[4, 29-30, 38])和成礦年齡(輝鉬礦Re-Os年齡=119.5 Ma[30])一致(表5)；說明了東窩東、榮那、多不雜、波龍及拿若等礦床在成巖時代、巖漿侵位序次及成礦時代上較為一致，存在成因上的聯(lián)系，而且空間位置相近，表明這些礦床的成礦作用受控于統(tǒng)一的構(gòu)造-巖漿成礦系統(tǒng)。

5.2 成巖溫度

由于鋯石自身的高度穩(wěn)定性和鋯石年代學的廣泛引用，鋯石的Zr飽和溫度計作為限定地殼深熔成因的花崗巖的重要工具引起了廣泛關(guān)注[40-42]。鋯石是花崗質(zhì)巖漿體系中較早結(jié)晶的副礦物，因而可以認為鋯石飽和溫度可近似代表花崗質(zhì)巖石近液相線的溫度[43]。鋯石中Zr的分配系數(shù)對溫度十分敏感，而其他因素對其沒有明顯影響[44]，根據(jù)前人的Zr溶解度實驗結(jié)果表明，鋯石在巖漿中的溶解度滿足方程[40]：

lnDZrZiron/Melt={-3.8-[0.85(M-1)]}+12900/T

M=(Na+K+2Ca)/(Al×Si)

式中：DZrZiron/Melt是Zr在鋯石和巖漿中濃度的比值；T為絕對溫度；M是陽離子含量的比值，計算公式中Ca、Na、K、Si、Al為鋯石寄主巖石主量元素Si、Al、Fe、Mg、Ca、Na、K、P原子數(shù)歸一化計算后的原子分數(shù)值。研究表明如果巖漿中Zr不飽和，Zr飽和溫度計所給出的Zr飽和溫度(TZr)為初始巖漿溫度的下限；而如果巖漿中Zr達到飽和狀態(tài)，所給出的Zr飽和溫度為初始巖漿溫度的上限[44]。如果已知全巖中的Zr含量近似代表熔體中Zr的含量，可以根據(jù)公式來計算鋯飽和溫度[44]：

表5 多龍礦集區(qū)及東窩東礦區(qū)巖漿巖成巖年齡、成礦年齡及熱液蝕變年齡

Table 5 Geochronology of Cretaceous intermediate-felsic intrusions from the Dongwodong deposit and Duolong ore concentration area, Tibet

礦區(qū)巖性樣品編號 年齡/Ma方法參考文獻多不雜含礦花崗閃長斑巖ZK2131278±26LA?ICP?MSU?Pb[5]不含礦閃長玢巖T261252±22LA?ICP?MSU?Pb[29]不含礦花崗閃長斑巖T251241±10LA?ICP?MSU?Pb[29]含礦花崗閃長斑巖 Dbz?γδπ1207±19LA?ICP?MSU?Pb[36]含礦石英閃長斑巖92521195±07LA?ICP?MSU?Pb[30]不含礦花崗閃長斑巖DBZ23121185±16LA?ICP?MSU?Pb[30]含礦石英閃長斑巖DBZ2561175±12LA?ICP?MSU?Pb[30]含礦花崗閃長斑巖 DD?81174±10LA?ICP?MSU?Pb[27]含礦花崗閃長斑巖DbzTC61164±25LA?ICP?MSU?Pb[36]黑云母ZK001?781192±11Ar/Ar坪年齡[36]鉀長石ZK2304?701183±06Ar/Ar坪年齡[37]鉀長石ZK001?911152±11Ar/Ar坪年齡[36]絹云母DBZ?2312?381181±13Ar/Ar坪年齡[30]絹云母ZK001?1401158±14Ar/Ar坪年齡[36]輝鉬礦1180±15Re?Os等時線[2]波龍 不含礦閃長玢巖T31273±25LA?ICP?MSU?Pb[29]不含礦花崗閃長斑巖 T2?21248±12LA?ICP?MSU?Pb[29]不含礦花崗閃長斑巖 T2?11224±41LA?ICP?MSU?Pb[29]含礦石英閃長玢巖BL?11223±10LA?ICP?MSU?Pb[38]不含礦花崗閃長斑巖Dw2?81211±18SHRIMPU?Pb[36]含礦花崗閃長斑巖DBZ?321209±24SHRIMPU?Pb[2]含礦花崗閃長斑巖ZK15502?2881202±20LA?ICP?MSU?Pb[3]含礦花崗閃長斑巖ZK15502?4581195±09LA?ICP?MSU?Pb[3]含礦花崗閃長斑巖ZK15507?51193±13LA?ICP?MSU?Pb[3]含礦石英閃長斑巖BLZK17103?4651186±10LA?ICP?MSU?Pb[27]含礦花崗閃長斑巖BLZK17103?3321185±10LA?ICP?MSU?Pb[27]含礦花崗閃長斑巖BLZK15502?5531185±10LA?ICP?MSU?Pb[27]含礦石英閃長斑巖BLZK17103?3681184±11LA?ICP?MSU?Pb[27]含礦花崗閃長斑巖BLZK15502?4841175±10LA?ICP?MSU?Pb[27]鉀長石ZK18707?48511833±06Ar/Ar坪年齡[10]絹云母ZK15515?5531216±07Ar/Ar坪年齡[10]絹云母BL?1703?3851179±07Ar/Ar坪年齡[30]輝鉬礦1194±13Re?Os等時線[10]拿若 含礦花崗閃長斑巖T281229±11LA?ICP?MSU?Pb[29]不含礦花崗閃長斑巖T161216±11LA?ICP?MSU?Pb[29]不含礦閃長巖NED041213±11LA?ICP?MSU?Pb[4]含礦花崗閃長斑巖NED031205±12LA?ICP?MSU?Pb[4]含礦花崗閃長斑巖NED021202±14LA?ICP?MSU?Pb[4]含礦花崗閃長斑巖NR15041198±14LA?ICP?MSU?Pb[30]含礦花崗閃長斑巖NED011198±13LA?ICP?MSU?Pb[4]含礦花崗閃長斑巖NR?11195±06LA?ICP?MSU?Pb[38]不含礦花崗閃長斑巖92421172±05LA?ICP?MSU?P[30]輝鉬礦1195±32Re?Os等時線[30]榮那 含礦石英閃長玢巖ZK1612?3731202±10LA?ICP?MSU?Pb[13]含礦花崗閃長斑巖RN1177±05LA?ICP?MSU?Pb[30]明礬石ZK1604?4291163±08Ar/Ar坪年齡[39]輝鉬礦1190±14Re?Os等時線[13]東窩東含礦花崗斑巖DWDY13?11215±10LA?ICP?MSU?Pb含礦花崗閃長斑巖DL2014101210±12LA?ICP?MSU?Pb本文

TZr=12900/[2.95+0.85M+ln(496000/ZrMelt)]

依據(jù)上述公式計算，獲得東窩東花崗閃長斑巖全巖鋯飽和溫度為779.6～792.6 ℃(平均溫度為786.4 ℃)，明顯低于花崗斑巖全巖鋯飽和溫度為841.4～844.5 ℃(平均溫度為843.0 ℃)。

5.3 巖石成因及源區(qū)特征

東窩東礦區(qū)花崗閃長斑巖和花崗斑巖富集大離子親石元素(LILE：Th、U、K及Rb)和輕稀土元素(LREE)，虧損高場強元素(HFSE: Nb、Ta、Zr及Ti) 及重稀土元素(HREE)，低的TiO2含量(<1%)，表明島弧巖漿的獨特的地球化學特征(圖6(a), (b))[45-48]。含礦斑巖在Nb-Y、Rb-(Y+Nb)、Ta-Yb和Rb-(Yb+Ta)構(gòu)造環(huán)境判別圖中[49]，基本全部落在島弧型巖漿巖區(qū)域及其附近(圖略); 在微量元素比值Ce/Pb-Ce和Nb/Th-Nb圖上(圖6(a), (b))也顯示出它們的巖漿源區(qū)與島弧火山巖的一致。在Sr/Y-Y構(gòu)造圖解中(圖6(c))，含礦斑巖樣品均落入典型島弧巖漿巖系列，礦區(qū)含礦巖體表現(xiàn)出典型的島弧型花崗巖的巖石化學特征； Th/Yb-Ta/Yb關(guān)系圖(圖6(d))則顯示礦區(qū)含礦巖體具有活動大陸邊緣特征，暗示其應形成于與俯沖有關(guān)的構(gòu)造環(huán)境[45]。上述分析表明，東窩東礦區(qū)含礦巖體的形成明顯受控于班公湖—怒江洋陸俯沖體系，可能為班公湖—怒江特提斯洋洋殼向北俯沖消減階段巖漿作用的產(chǎn)物。但與多龍礦集區(qū)含礦斑巖相比，研究區(qū)含礦斑巖更加富集LREE，REE的總量明顯較高，具有高La /Yb比值，低Eu負異常到中等Eu負異常等，說明礦區(qū)含礦斑巖經(jīng)歷不同程度的斜長石分離結(jié)晶作用。

特提斯洋地幔屬于印度洋地?；瘜W域，常具有較高的87Sr/86Sr值和較低的εNd值[50-51], 礦區(qū)含礦斑巖樣品的87Sr/86Sr為0.707 873～0.708 474，143Nd/144Nd比值為0.512 495～0.512 508，與多龍礦集區(qū)含礦斑巖及常規(guī)的特提斯地幔地球化學特征相一致。其(87Sr/86Sr)i值為0.706 666～0.707 232，(143Nd/144Nd)i為0.512 318～0.512 402,εNd(t)值為-1.3～-1.6，含礦斑巖顯示高Sr低Nd及負低εNd(t)值特征，通?；蛘吲c俯沖作用所改造的巖石圈地幔有關(guān)[52]，或者與巖漿上侵過程中地殼混染有關(guān)[53]。將樣品投入(87Sr/86Sr)i-εNd(t)四象限圖解中，處于第四象限上部(圖7(a))；位于班公湖—怒江結(jié)合帶洞錯蛇綠巖[54]與下地殼[55]混合線附近，偏離洞錯蛇綠巖與安多片麻巖[56]混合線，暗示含礦斑巖成因與下地殼物質(zhì)密切相關(guān)。Mcculloch[57]指出源于地殼物質(zhì)的樣品主要落于該區(qū)域，來自上部地殼或年輕地殼的樣品落于該象限的上部區(qū)域，來自下部地殼物質(zhì)或古老地殼物質(zhì)的樣品落于該象限下部區(qū)域。其(87Sr/86Sr)i、εNd(t)值與SiO2含量之間呈現(xiàn)明顯的線性變化關(guān)系(圖略)，表明上升過程中礦區(qū)含礦斑巖巖漿可能遭受地殼混染。相比較多龍礦集區(qū)內(nèi)其他礦床(圖)，多不雜礦區(qū)的含礦斑巖(87Sr/86Sr)i為0.706 392～0.709 020、εNd(t)值為-5.3～-0.2，波龍礦區(qū)的含礦斑巖(87Sr/86Sr)i為0.704 560～0.708 500、εNd(t)值為-8.0～+0.7，拿若礦區(qū)的含礦斑巖(87Sr/86Sr)i為0.705 100～0.707 180、εNd(t)值介于-7.7～+3.3，均表現(xiàn)出高Sr低Nd特征[3-4, 6, 27-28, 30]；與東窩東礦區(qū)含礦斑巖相一致，指示東窩東礦床含礦斑巖與多龍礦集區(qū)礦床含礦斑巖具備相似的物質(zhì)來源。

圖6 東窩東礦區(qū)含礦斑巖的地球化學圖解Fig.6 Geochemical diagrams of the ore bearing porphyry in the Dongwodong deposit, Tibet (a) Ce/Pb-Ce圖; (b) Nb/Th-Nb圖; (c) Y-Sr/Y圖; (d)Th/Yb-Ta/Yb圖；(a),(b)和(d)圖據(jù)參考文獻[62],其中原始地幔據(jù)參考文獻[63]，大陸地殼、MORB+OIB和島弧型火山巖區(qū)域據(jù)參考文獻[64]; (c)圖據(jù)參考文獻[65]; (d)圖中FC和SZ分別指結(jié)晶分離作用和俯沖區(qū)域；多龍礦集區(qū)含礦斑巖據(jù)參考文獻[2-4, 27-30]

圖7 東窩東斑巖銅礦含礦斑巖 (87Sr/86Sr)i-εNd(t)圖解(a)及εHf(t)-t圖解(b)Fig.7 (87Sr/86Sr)i-εNd(t) and εHf(t)-t diagrams from the ore bearing porphyry in the Dongwodong deposit, Tibet(a)多龍礦集區(qū)含礦斑巖，據(jù)參考文獻[3-4, 6, 27-28, 30, 58]；(b)多龍礦集區(qū)含礦斑巖，據(jù)參考文獻[3-4, 27-30]

由于鋯石Hf同位素比值不會隨部分熔融或分離結(jié)晶變化，東窩東礦區(qū)含礦斑巖εHf(t)值的較大變化，相對應的176Hf/177Hf值變化也較大，顯示出鋯石的Hf同位素具有不均一性。在εHf(t)-t圖解和(176Hf/177Hf)i-t圖解(圖7(b))中，礦區(qū)含礦斑巖投點大部分落在了球粒隕石之上，暗示其可能是直接起源于虧損地幔橄欖巖部分熔融或者玄武質(zhì)新生下地殼部分熔融的產(chǎn)物[59]。然而含礦斑巖的Mg#為28～45，明顯低于直接起源于虧損地幔楔橄欖巖部分熔融形成的巖漿巖的相應值(Mg#>60)[60]，暗示其并非來源于虧損地幔楔橄欖巖部分熔融。礦區(qū)含礦斑巖εHf(t)的低正值(+3.4～+11.1)明顯不同于虧損地幔源區(qū)部分熔融產(chǎn)物的高εHf(t)值[61]，亦表明礦區(qū)含礦斑巖不是地幔楔橄欖巖的部分熔融形成的產(chǎn)物，更有可能起源于新生下地殼部分熔融；其對應的T2DMC模式年齡集中于469～963 Ma之間，也指示新生下地殼的物質(zhì)來源。含礦斑巖表現(xiàn)出高Sr負低εNd(t)，低的T2DM值(1 017～1 042 Ma)特征，在(87Sr/86Sr)i-εNd(t)四象限圖解中，處于第四象限上部，暗示年輕地殼來源。相比較多龍礦集區(qū)內(nèi)其他礦床(圖略)，多不雜礦區(qū)同期含礦斑巖(～120 Ma)鋯石εHf(t)值為+0.0～+11.1，波龍礦區(qū)同期含礦斑巖(～120 Ma)鋯石εHf(t)值為+0.3～+12.2，榮那礦區(qū)同期含礦斑巖(～120 Ma)鋯石εHf(t)值為+2.1～+7.4，拿若礦區(qū)同期含礦斑巖(～120 Ma)鋯石εHf(t)值為-3.7～+11.3，與東窩東礦區(qū)含礦斑巖鋯石εHf(t)值(+3.4～+11.1)相一致，上述巖體的Hf同位素組成暗示東窩東礦區(qū)與多龍礦集區(qū)含礦斑巖巖漿事件具有相同的新生下地殼巖漿源區(qū)特征[3-4,27-30]。結(jié)合鋯石年代學顯示，上述含礦斑巖成巖時代在誤差范圍內(nèi)一致，具有同期、同源性。

綜上所述，東窩東礦區(qū)含礦斑巖表現(xiàn)出典型的島弧型花崗巖的巖石化學特征，是班公湖—怒江特提斯洋洋殼向北俯沖消減背景下，由玄武質(zhì)新生下地殼部分熔融形成的產(chǎn)物。

5.4 礦床成因與成礦動力學過程

班公湖—怒江縫合帶是青藏高原北部重要的板塊邊界和成礦帶，任紀舜和肖黎薇[66]通過西藏1∶25萬地質(zhì)填圖工作認為其代表形成于晚二疊世—早三疊世的新特提斯洋。然而邱瑞照等[67]根據(jù)縫合帶中段改則地區(qū)舍瑪拉溝輝長巖全巖Sm-Nd定年指出，該新特提斯洋于早侏羅世開啟。Kapp等[68]及黃汲清等[69]根據(jù)獅泉河蛇綠巖、區(qū)域構(gòu)造和縫合帶沉積相分析，指出班公湖—怒江洋盆打開時間發(fā)生在三疊紀，早侏羅世擴張成深海洋盆,晚侏羅世洋殼開始向北側(cè)羌塘地塊之下俯沖消減,至侏羅紀末—白堊紀初洋盆閉合，此后進入弧-陸碰撞演化階段。史仁燈[70]對班公湖—怒江新特提斯蛇綠巖SSZ型蛇綠巖中的輝長巖進行鋯石SHRIMP U-Pb定年得到(167.0±1.4) Ma，認為其代表了新特提斯洋在該區(qū)俯沖消減的時限，指示班公湖—怒江新特提斯洋至少從中侏羅世開始由擴張轉(zhuǎn)換為俯沖消減。郭鐵鷹等[71]根據(jù)縫合帶不整合面上的上侏羅統(tǒng)地層研究，認為班公湖地區(qū)新特提斯洋于早白堊世關(guān)閉。然而，李金祥等[8]通過多不雜礦區(qū)巖漿作用的研究，認為早白堊世巖漿巖具有俯沖帶之上島弧巖漿的特征，至少在大約120 Ma時班怒洋洋盆還在向北俯沖；朱弟成等[72]發(fā)現(xiàn)雙湖南部塔仁本地區(qū)大面積發(fā)育約110 Ma的洋島玄武巖，提出了班怒洋盆閉合應該明顯晚于晚侏羅世—早白堊世早期；王勤[73]對多龍礦集區(qū)早白堊世美日切錯組島弧型火山巖進行鋯石U-Pb定年，獲得了大約110 Ma的形成年齡，亦認為班公湖—怒江特提斯洋洋盆在早白堊世尚未關(guān)閉。

圖8 西藏東窩東礦床的成礦模式簡圖[75]Fig.8 Supra-subduction zone setting for the formation of the Dongwodong deposit, Tibet

綜上所述，中晚侏羅世開始班公湖—怒江洋持續(xù)向北俯沖于羌塘地塊之下[3- 4, 8, 15, 27-30, 73]，隨著洋殼向北俯沖消亡持續(xù)進行，南羌塘地塊持續(xù)增生，地殼加厚，在其陸緣形成了楔形增生體，并形成了系列逆斷層。伴隨俯沖作用持續(xù)進行，俯沖洋殼遭受復雜的重力及阻力作用而發(fā)生板片回撤，帶來軟流圈物質(zhì)的上涌和底侵，并被帶入上覆陸殼部，最終滯留在殼幔邊界形成玄武質(zhì)新生下地殼。隨著軟流圈物質(zhì)的持續(xù)底侵作用，玄武質(zhì)新生下地殼發(fā)生部分熔融形成富氧逸度(fO2)、H2O、S和金屬元素的玄武質(zhì)母巖漿。玄武質(zhì)母巖漿熔體上侵，經(jīng)歷復雜的熔化、同化、存儲和均一的MASH過程[74]，期間母巖漿遭受地殼物質(zhì)的混染作用，熔化和同化部分地殼巖石并聚集于淺部地殼內(nèi)形成穩(wěn)定的巖漿房。上涌巖漿分異出成礦流體萃取圍巖中的成礦元素及混合部分地殼物質(zhì)，沿走滑斷裂等有利位置持續(xù)侵位。巖漿上侵過程中發(fā)生復雜的巖漿分異和分離結(jié)晶作用形成酸性巖漿，最終形成多個斑巖侵入體；伴隨巖漿侵位不斷上涌，成礦流體攜帶成礦元素持續(xù)加入，并在不同的條件下發(fā)生堆積，最終在構(gòu)造有利部位形成了東窩東礦床(圖8)。

東窩東礦區(qū)含礦斑巖地球化學特征限定了其是一個陸緣島弧環(huán)境，形成于與俯沖有關(guān)的構(gòu)造環(huán)境，以玄武質(zhì)新生下地殼在溫度較高的條件下經(jīng)部分熔融形成，其形成年齡約為121 Ma。與多龍礦集區(qū)其他礦床在巖漿侵位序次、成巖時代及成礦時代上較為一致。前人研究顯示多龍礦集區(qū)內(nèi)多不雜、波龍、拿若及鐵格隆南(榮那)等礦區(qū)成礦斑巖具有明顯的島弧巖漿巖特征，且礦集區(qū)內(nèi)廣泛發(fā)育玄武巖、輝綠巖、高Nb玄武巖以及玄武安山巖、安山巖等火山巖和深成巖，限定了相一致的島弧環(huán)境。東窩東礦區(qū)含礦斑巖與多龍礦集區(qū)含礦斑巖具備同期、同源性。目前東窩東礦區(qū)地表已發(fā)現(xiàn)Cu-Ag-Sb、Sb-Au及Pb-Zn-Ag等多處礦點，具備鉀硅化、絹英巖化、青磐巖化等典型斑巖銅礦蝕變分帶，與多龍礦集區(qū)蝕變分帶類似，且兩者空間位置的相近并具有相似的巖石化學組成。有區(qū)別的一點是，東窩東含礦巖體外接觸帶發(fā)育類似低硫型淺成低溫熱液鉛鋅銀礦化。綜上所述，本文認為東窩東礦床為多龍礦集區(qū)東延部分，具有尋找多龍式低溫熱液型礦床、斑巖型礦床類型隱伏礦體的良好潛力。

6 結(jié) 論

(1) 東窩東礦區(qū)含礦斑巖為準鋁質(zhì)高鉀鈣堿性-鉀玄巖巖石，鋯飽和溫度介于779.6～844.5 ℃之間；富集大離子親石元素(LILE：Th、U、K及Rb)和輕稀土元素(LREE)，虧損高場強元素(HFSE: Nb、Ta、Zr及Ti) 及重稀土元素(HREE)，具備典型的島弧環(huán)境特征；含礦斑巖具高(87Sr/86Sr)i、低(143Nd/144Nd)i及低的負εNd(t)值特征；花崗閃長斑巖εHf(t)為+3.8～+11.1，兩階段模式年齡T2DMC為467～933 Ma；花崗斑巖εHf(t)為+3.4～+8.5，兩階段模式年齡T2DMC為631～963 Ma；表明礦區(qū)含礦斑巖是班公湖—怒江特提斯洋洋殼向北俯沖消減背景下，由玄武質(zhì)新生下地殼在較高溫度條件下部分熔融形成的產(chǎn)物。

(2)東窩東礦區(qū)含礦花崗斑巖結(jié)晶年齡為(121.5±1.0) Ma，含礦花崗閃長斑巖結(jié)晶年齡為(121.0±1.2) Ma；與前人獲得多龍礦集區(qū)內(nèi)多不雜、波龍、拿若及鐵格隆南(榮那)等礦區(qū)成巖成礦年齡相近。東窩東礦區(qū)含礦斑巖成巖年齡約121 Ma，其島弧環(huán)境特征指示班公湖—怒江特提斯洋洋盆于早白堊世晚期尚未關(guān)閉，仍然存在向北俯沖消減過程。

(3)東窩東礦區(qū)發(fā)育Cu-Ag-Sb、Sb-At及Pb-Zn-Ag等多處礦點，具典型斑巖銅礦蝕變分帶，與多龍礦集區(qū)內(nèi)其他礦床的巖石組成、礦化及蝕變、成巖成礦時代、形成環(huán)境和物質(zhì)來源相類似，而且空間位置相近，受控于統(tǒng)一的構(gòu)造-巖漿成礦系統(tǒng)。本文認為東窩東礦為多龍礦集區(qū)東延部分，具有尋找斑巖-低溫熱液型礦床類型隱伏礦體的良好潛力。

[1] 唐菊興, 孫興國, 丁帥, 等. 西藏多龍礦集區(qū)發(fā)現(xiàn)淺成低溫熱液型銅(金銀)礦床[J]. 地球?qū)W報, 2014, 35(1)：6-10.

[2] 佘宏全, 李進文, 馬東方, 等. 西藏多不雜斑巖銅礦床輝鉬礦Re-Os和鋯石U-Pb SHRIMP測年及地質(zhì)意義[J]. 礦床地質(zhì), 2009, 28(6)：737-746.

[3] 陳華安, 祝向平, 馬東方, 等. 西藏波龍斑巖銅金礦床成礦斑巖年代學、巖石化學特征及其成礦意義[J]. 地質(zhì)學報, 2013, 87(10)：1593-1611.

[4] 祝向平, 陳華安, 劉鴻飛, 等. 西藏拿若斑巖銅金礦床成礦斑巖年代學、巖石化學特征及其成礦意義[J]. 地質(zhì)學報, 2015, 89(1)：109-128.

[5] 曲曉明, 辛洪波. 藏西班公湖斑巖銅礦帶的形成時代與成礦構(gòu)造環(huán)境[J]. 地質(zhì)通報, 2006, 25(7)：792-799.

[6] 辛洪波, 曲曉明, 王瑞江, 等. 西藏班公湖斑巖銅礦帶成礦斑巖地球化學及Pb、Sr、Nd同位素特征[J]. 礦床地質(zhì), 2009, 28(6)：785-792.

[7] 李光明, 李金祥, 秦克章, 等. 西藏班公湖帶多不雜超大型富金斑巖銅礦的高溫高鹽高氧化成礦流體:流體包裹體證據(jù)[J].巖石學報, 2007, 23(5)：935-952.

[8] 李金祥, 李光明, 秦克章, 等. 班公湖帶多不雜富金斑巖銅礦床斑巖火山巖的地球化學特征與時代:對成礦構(gòu)造背景的制約[J].巖石學報, 2008, 24(3)：531-543.

[9] 祝向平, 陳華安, 馬東方, 等. 西藏波龍斑巖銅金礦鉀長石和絹云母40Ar/39Ar年齡值及其地質(zhì)意義[J]. 礦床地質(zhì), 2013, 32(5)：954-962.

[10] 祝向平, 陳華安, 馬東方, 等. 西藏波龍斑巖銅金礦床的Re-Os同位素年齡及其地質(zhì)意義[J]. 巖石學報, 2011, 27(7)：2159-2164.

[11] 代晶晶, 曲曉明. 西藏多龍銅多金屬礦集區(qū)構(gòu)造及蝕變遙感信息提取[J]. 地質(zhì)與勘探,2012, 48(4)：815-822.

[12] 胡紫豪. 西藏多龍斑巖型銅金礦預測工作區(qū)多元信息找礦預測[D]. 成都: 成都理工大學, 2012: 1-59.

[13] 方向, 唐菊興, 宋楊, 等. 西藏鐵格隆南超大型淺成低溫熱液銅(金、銀)礦床的形成時代及其地質(zhì)意義[J]. 地球?qū)W報, 2015, 36(2)：168-176.

[14] 楊超, 唐菊興, 王藝云, 等. 西藏鐵格隆南淺成低溫熱液型-斑巖型Cu-Au礦床流體及地質(zhì)特征研究[J]. 礦床地質(zhì), 2014, 33(6)：1287-1305.

[15] 西藏自治區(qū)地質(zhì)調(diào)查院. 西藏自治區(qū)區(qū)域成礦規(guī)律成果報告[R]. 拉薩:西藏自治區(qū)地質(zhì)調(diào)查院，2013.

[16] NASDALA L, HOFMEISTER W, NORBERG N, et al. Zircon M257:A homogeneous natural reference material for the ion microprobe U-Pb analysis of zircon[J]. Geostandards and Geoanalytical Research, 2008, 32(3)：247-265.

[17] 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(1/2)：537-571.

[18] 侯可軍, 李延河, 田有榮. LA-MC-ICP-MS鋯石微區(qū)原位U-Pb定年技術(shù)[J]. 礦床地質(zhì), 2009, 28(4)：481-492.

[19] HAN Y G, ZHANG S H, FRANCO P et al. Evolution of the Mesozoic granites in the Xiong’ershan-Waifangshan region, western Henan Province, China, and its tectonic implications[J]. Acta Geologica Sinica, 2007, 81(2)：253-265.

[20] 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(1/2)：100-118.

[21] 吳元保, 鄭永飛. 鋯石成因礦物學研究及其對U-Pb年齡解釋的制約[J]. 科學通報, 2004, 49(6)：1589-1604.

[22] HOSKIN P W O, SCHALTEGGER U. The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis [J]. Reviews of Mineralogy and Geochemistry, 2003, 53(1)：27-62.

[23] MIDDLEMOST E A K. Naming materials in the magma/igneous rock system [J]. Earth-Science Reviews, 1994, 37(3/4)：215-224.

[24] 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(1)：63-81.

[25] MANIAR P D, PICCOLI P M. Tectonic discrimination of granitoids [J]. Geological Society of America Bulletin, 1989, 101(5)：635-643.

[26] 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.

[27] LI J X, QIN K Z, LI G M, et al. Petrogenesis of ore-bearing porphyries from the Duolong porphyry Cu-Au deposit, central Tibet: evidence from U-Pb geochronology, petrochemistry and Sr-Nd-Hf-O isotope characteristics[J]. Lithos, 2013, 160/161：216-227.

[28] LI J X, QIN K Z, LI G M, et al. Petrogenesis of Cretaceous igneous rocks from the Duolong porphyry Cu-Au deposit, central Tibet: evidence from zircon U-Pb geochronology, petrochemistry and Sr-Nd-Pb-Hf isotope characteristics[J]. Geological Journal, 2016, 51: 285-307.

[29] 孫振明. 西藏班-怒成礦帶西段多龍礦集區(qū)銅金成礦作用與成礦規(guī)律[D]. 長春:吉林大學, 2015: 1-160.

[30] 孫嘉. 西藏多龍礦集區(qū)巖漿成因與成礦作用研究[D]. 北京:中國地質(zhì)大學(北京), 2015: 1-199.

[31] DEPAOLO D J, WASSERBURG G J. Inferences about magma sources and mantle structure from variations of143Nd /144Nd [J]. Geophysical Research Letters, 1976, 3(12)：743-746.

[32] JACOBSON S B, WASSERBURG G J. Sm-Nd isotopic evolution of chondrites [J]. Earth and Planetary Science Letters, 1980, 50(1)：139-155.

[33] PATCHETT P J, KOUVO O, HEDGE C E, et al. Evolution of continental crust and mantle heterogeneity: Evidence from Hf isotopic [J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1982, 78(3)：279-297.

[34] KNUDSEN T L, CRIFFIN W, HARTZ E, et al. In-situ hafnium and lead isotope analyses of detrital zircons from the Devonian sedimentary basin of NE Greenland: a record of repeated crustal reworking[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 2001, 141(1)：83-94.

[35] KINNY P D. Lu-Hf and Sm-Nd isotope systems in zircon[J]. Review in Mineralogy and Geochemistry, 2003, 53(1)：327-341.

[36] LI J X, QIN K Z, LI G M, et al. Magmatic-hydrothermal evolution of the Cretaceous Duolong gold-rich porphyry copper deposit in the Bangongco metallogenetic belt, Tibet: evidence from U-Pb and40Ar/39Ar geochronology[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2011, 41(6)：525-536.

[37] 祝向平, 陳華安, 馬東方, 等. 西藏多不雜斑巖銅金礦鉀長石40Ar/39Ar年齡及其地質(zhì)意義[J]. 現(xiàn)代地質(zhì), 2012, 26(4)：656-662.

[38] 呂立娜. 西藏班公湖—怒江成礦帶西段富鐵與銅(金)礦床模型[D]. 北京: 中國地質(zhì)科學院, 2012: 1-219.

[39] 楊超. 西藏鐵格隆南淺成低溫熱液-斑巖型Cu(Au)礦床礦石、蝕變、流體特征研究[D]. 北京: 中國地質(zhì)科學院, 2015: 1-77.

[40] WATSON E B, HARRISON T M. Zircon thermometer reveals minimum melting conditions on earliest Earth [J]. Science, 2005, 308: 841-844.

[41] WATSON E B, WARK D A, THOMAS J B. Crystallization thermometers for zircon and rutile [J]. Contribution to Mineralogy and Petrology, 2006, 151(4)：413-433.

[42] FERRY J M, WATSON E B. New thermodynamic models and revised calibrations for Ti-in-zircon and Zr-in-rutile thermometers[J]. Contribution to Mineralogy and Petrology, 2007, 154(4)：429-437.

[43] KING P L, WHITE A J R , CHAPPELL B W et al. Characterization and origin of aluminous A-type granites from Lachlan fold belt, southeastern Australia[J]. Journal of Petrology, 1997, 38(3)：371-391.

[44] MILLER C F, MCDOWELL S M, MAPES R W. Hot and cold granites? Implications of zircon saturation temperatures and preservation of inheritance[J]. Geology, 2003, 31(6)：529-532.

[45] TATSUMI Y, HAMILTON D L, NESBITT R W. Chemical characteristics of fluid phase released from a subducted lithosphere and the origin of arc magmas: Evidence from high-pressure experiments and natural rocks[J]. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 1986, 29(1/4)：293-309.

[46] HAWKESWORTH C J, GALLAGHER K, HERGT J M, et al. Mantle and slab contributions in arc magmas[J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 1993, 21(1)：175-204.

[47] PEARCE J A, PEATE D W. Tectonic implications of the composition of volcanic arc magmas[J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 1995, 23(1)：251-285.

[48] RICHARDS J P. Tectono-magmatic precursors for porphyry Cu-(Mo-Au) deposit formation[J]. Economic Geology, 2003, 98(8)：1515-1533.

[49] PEARCE J A, HARRIS N B W, TIGDLE A G. Trace element discrimination diagram for the tectonic interpretation of granitic rocks[J]. Journal of Petrology, 1984, 25(4)：956-983.

[50] MAHONEY J J, FREI R, TEJADA M L G, et al. Tracing the Indian ocean mantle domain through time: Isotopic results from old west Indian, east Tethyan, and south Pacific seafloor[J]. Journal of Petrology, 1998, 39(7)：1285-1306.

[51] ZHANG H F, ZHONG Z Q, GAO S, et al. Pb and Nd isotopic composition of the Jigongshan granite: Constraints on crustal structure of Tongbaishan in the middle part of the Qinling-Tongbai-Dabie orogenic belt, central China[J]. Lithos, 2004, 73(3/4)：215-227.

[52] TARNEY J, JONES C E. Trace element geochemistry of orogenic igneous rocks and crustal growth models[J]. Journal of the Geological Society, 1994, 151(5)：855-868.

[53] MA C Q, LI Z C，EHLERS C, et al. A post-collisional magmatic plumbing system: Mesozoic granitoid plutons from the Dabieshan high-pressure and ultrahigh-pressure metamorphic zone, east-central China[J]. Lithos, 1998, 45(1/4)：431-456.

[54] 鮑佩聲, 肖序常, 蘇犁, 等. 西藏洞錯蛇綠巖的構(gòu)造環(huán)境：巖石學、地球化學和年代學制約[J]. 中國科學D輯：地球科學, 2007, 37(3)：298-307.

[55] MILLER C, SCHUSTER R, KLOTZLI U, et al. Post-collisional potassic and ultra-potassic magmatism in SW Tibet, geochemical, Sr-Nd-Pb-O isotopic constraints for mantle source characteristics and petrogenesis[J]. Journal of Petrology, 1999, 66(3)：699-715.

[56] XU R H , SCH?RER U, ALLèGRE C J. Magmatism and Metamorphism in the Lhasa Block(Tibet)：A geochronological study[J]. Journal of Geology, 1985, 93(1)：41-57.

[57] MCCULLOCH M T, PERFIT M R.143Nd/144Nd,87Sr/86Sr and trace element constraints on the petrogenesis of Aleutian island arc magmas[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1981, 56: 167-179.

[58] 符家駿, 趙元藝, 郭碩. 西藏多龍礦集區(qū)花崗閃長斑巖地球化學特征及其意義[J]. 巖石礦物學雜志, 2014, 33(6)：1039-1051.

[59] RATAJESKI K, SISSON T W, GLAZNER A F. Experimental and geochemical evidence for derivation of the El Capitan Granite, California, by partial melting of hydrous gabbroic lower crust[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 2005, 149(6)：713-734.

[60] MCCARRON J J, SMELLIE J L. Tectonic implications of fore-arc magmatism and generation of high-magnesian andesites: Alexander Island, Antarctica[J]. Journal of the Geological Society, 1998, 155(2)：269-280.

[61] ZHU D C, ZHAO Z D, NIU Y L, et al. The Lhasa terrane: record of a microcontinent and its histories of drift and growth[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2011, 301：241-255.

[62] BOZTUG D, HARLAVAN Y, AREHART G B. K-Ar age, whole-rock and isotope geochemistry of A-type granitoids in the Diverigi-Sivas Region, eastern-central Anatolia, Turkey[J]. Lithos, 2007, 97:193-218.

[63] HOFMANN A W. Chemical differentiation of the Earth: The relationship between mantle, continental crust and oceanic crust[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1988, 90: 297-314.

[64] SCHMIDBERGER S S, HENGER E. Geochemistry and isotope systematic of calc-alkaline volcanic rocks from the Saar-Nahe basin(SW germany) Implications for Late-Variscan orogenic development[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1999, 135: 373-385.

[65] DEFANT M J, DRUMMOND M S. Derivation of some modern arc magma by of young subducted lithosphere[J]. Nature, 1990, 347: 662-665.

[66] 任紀舜, 肖黎薇. 1∶25萬地質(zhì)填圖進一步揭開了青藏高原大地構(gòu)造的神秘面紗[J].地質(zhì)通報, 2004, 23(1)：1-11.

[67] 邱瑞照, 周肅, 鄧晉福, 等. 西藏班公湖—怒江西段舍馬拉溝蛇綠巖中輝長巖年齡測定——兼論班公湖—怒江蛇綠巖帶形成時代[J].中國地質(zhì), 2004, 31(3)：262-268.

[68] KAPP P, MURPHY M A, YIN A, et al. Mesozoic and Cenozoic tectonic evolution of the Shiquanhe district of western Tibet [J]. Tectonics, 2003, 22(4)：253-253.

[69] 黃汲清, 陳炳蔚. 中國及鄰區(qū)特提斯海的演化[M].北京:地質(zhì)出版社, 1993: 1-78.

[70] 史仁燈. 班公湖SSZ型蛇綠巖年齡對班怒洋時限的制約[J]. 科學通報, 2007, 52(2)：223-227.

[71] 郭鐵鷹, 梁定益, 張益智. 西藏阿里地質(zhì)[M]. 武漢:中國地質(zhì)大學出版社, 1991: 1-464.

[72] 朱弟成, 潘桂棠, 莫宣學, 等. 青藏高原中部中生代OIB型玄武巖的識別：年代學、地球化學及其構(gòu)造環(huán)境[J]. 地質(zhì)學報, 2006, 80(9)：1312-1328.

[73] 王勤. 西藏多龍礦集區(qū)美日切錯組火山巖成因及與鐵格隆南銅(金)礦床成礦的關(guān)系[D]. 成都: 成都理工大學, 2015: 1-61.

[74] HILDRETH W, MOORBATH S. Crustal contributions to arc magmatism in the Andes of Central Chile[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1988, 98(4)：455-489.

[75] LI X K, LI C, SUN Z M, et al. Origin and tectonic setting of the giant Duolong Cu-Au deposit, South Qiangtang Terrane, Tibet :Evidence from geochronology and geochemistry of Early Cretaceous intrusive rocks[J]. Ore Geology Reviews, 2016, 80: 61-78.

Magmatism and Mineralization of Epithermal-porphyry Deposit from Bangonghu-Nujiang Metallogenic Belt: Taking Dongwodong Copper Deposit from Gerze County for Example

WEI Shaogang1, TANG Juxing2, SONG Yang2，LIU Zhi-bo2，WANG Qin3，LIN Bin2，HOU Lin1, FENG Jun4, LI Yanbo5

(1. School of Earth Sciences and Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China; 2. Institute of Mineral Resources,ChineseAcademyofGeologicalSciences,Beijing100037,China; 3.CollegeofEarthSciences,ChengduUniversityofTechnology,Chengdu,Sichuan610059,China; 4.TibetJinlongMiningCo.,Ltd,Lhasa,Tibet850000,China；5.No. 5GeologicalParty,TibetBureauofGeologyandMineralExplorationandDevelopment,Golmud,Qinghai816000,China)

The Dongwodong copper deposit, located in the east of the Duolong ore-concentrated district, is a newly-discovered porphyry copper deposit in the Bangonghu-Nujiang metallogenic belt in Gerze County, Tibet. Zircon U-Pb dating results show that the granodiorite-porphyries intruded at (121.0±1.2) Ma and the granite-porphyries intruded at (121.5±1.0) Ma, which are similar to those of the ore-bearing porphyries from Duolong ore-concentrated area. These porphyries are systematically more enriched in large-ion lithophile elements and LREE, relatively depleted in high strength elements and HREE, and have middle negative Eu anomalies, high Al and Sr, low Mg, Ti, Y and Yb, which are consistent with those of arc-type magmas worldwide. These porphyries have similar ages and geochemical features to those of ore bearing porphyries from Duolong ore-concentrated area, suggesting that they were formed in a common magma chamber. The ore-bearing intrusions are characterized by highTZrranging from 779.6 to 844.5 ℃. Additionally, they have varyingεHf(t) values ranging from +3.4 to +11.1,T2DMCvalues ranging from 467 to 963 Ma. According to the obtained data, we proposed that the studied porphyries were generated by partial melting of juvenile crust under the background of Bangonghu-Nujiang Tethys oceanic crust subducting northward to Qiangtang massif and the Bangonghu-Nujiang oceanic basin was significant sizes during the Early Cretaceous. Besides, based on field geological surveys, we suggest that this deposit show typical porphyry copper deposit alteration characteristics. Its rock composition, mineralization and alteration, ages of diagenesis and mineralization, and tectonic environment and material source are consistent with those of the deposits in Duolong ore-concentrated area. Comprehensive analysis indicates that Dongwodong copper deposit shares a great potential to discover super-large epithermal-porphyry Cu (Au, Ag) concealed ore body.

Bangonghu-Nujiang metallogenic belt; Dongwodong copper deposit; zircon U-Pb age dating; geochemistry; magmatic evolution; Tibet

2016-03-05；改回日期：2016-09-10；責任編輯：戚開靜。

國土資源部行業(yè)專項“斑巖-淺成低溫熱液成礦系統(tǒng)研究及勘查評價示范——以西藏多龍整裝勘查區(qū)為例”(201511017)；國家自然科學青年基金項目“西藏羌塘地體南緣鐵格龍南超大型淺成低溫熱液型銅(金)礦床保存條件研究” (41402178)；國家科技基礎(chǔ)性工作專項(2014FY121000)。

韋少港, 男, 博士研究生，1989年出生, 礦產(chǎn)普查與勘探專業(yè), 主要從事礦床學和固體礦產(chǎn)勘查與評價研究工作。

Email:634719227@qq.com。

唐菊興，男，研究員, 博士，1964年出生, 礦產(chǎn)普查與勘探專業(yè), 主要從事礦床學和固體礦產(chǎn)勘查與評價研究工作。Email: tangjuxing@126.com。

P618.4

A

1000-8527(2016)06-1179-18