莫雷 冷成彪** 陳喜連 李凱旋

鋯石是巖漿巖中最常見的一種副礦物,具有耐高溫、耐風化、抗蝕變能力強等特征(郭鋒等,2007;曹殿華等,2009;von Quadtetal., 2011; Gaoetal., 2017;冷成彪等,2020),在地質過程中能保持穩(wěn)定,不易受變質和熱液蝕變作用等因素的影響,因而可以保存并記錄原始巖漿信息(Ballardetal., 2002; Cherniaketal., 2003; Daietal., 2011; 鄒心宇等,2021;李守奎等,2022)。鋯石富含U、Th、Pb、Hf及REE等微量元素(Ballardetal., 2002; Payneetal., 2016),被廣泛用于指示巖漿的物理化學性質(如溫度、氧逸度等)(Kempetal., 2006; Watsonetal., 2006; 趙振華,2010;Wangetal., 2014a, b; Loucksetal., 2020)以及評估巖漿成礦潛力等(Trailetal., 2012; Zhangetal., 2017)。鋯石Hf-O同位素則被用來約束巖漿源區(qū)性質及演化過程(李獻華等,2009;Daietal., 2011; Lietal., 2014; Iizukaetal., 2017; Yanetal., 2018; 侯增謙和王濤,2018)。因此,開展鋯石微量元素和Hf-O同位素特征研究,對于探討巖漿和成礦作用具有重要意義。

中甸弧位于“三江”特提斯成礦域的中部,是中國重要的銅多金屬礦集區(qū)之一(侯增謙等,2001;Lengetal., 2012; Dengetal., 2014;王新松等,2015)。區(qū)內主要發(fā)育印支期和燕山晚期兩期巖漿活動且對應發(fā)育斑巖或斑巖-矽卡巖型Cu (-Au-Mo-W) 礦床(李建康等, 2007;Houetal., 2009; 張向飛等,2017; 黃肖瀟等,2012;李守奎等,2022)。該區(qū)成礦地質條件優(yōu)越,找礦潛力巨大,倍受國內外學者關注。前人對該區(qū)巖漿巖和礦床等開展了大量研究(侯增謙等,2001;曾普勝等,2003,2006;王守旭,2008;冷成彪,2009;Wangetal., 2011; 任江波等,2011;Lietal., 2014, 2022; Lengetal., 2018a),認為中甸弧印支期巖漿活動主要受甘孜-理塘洋西向俯沖控制,產出的斑巖體群以紅山-屬都蛇綠雜巖帶為界可分為東、西兩個斑巖帶。其中,東斑巖帶分布于普朗-地蘇嘎-浪都一帶,發(fā)育普朗、地蘇嘎、松諾和浪都等斑巖-矽卡巖型銅礦床,活動時限為228～206Ma(曾普勝等,2004;龐振山等,2009; 金燦海等,2013;Lengetal., 2018a);西斑巖帶分布于春都-爛泥塘-高赤坪一帶,發(fā)育春都、雪雞坪、爛泥塘等斑巖型銅礦床,活動時限為223～215Ma(林清茶等,2006;冷成彪等,2008;曹殿華等,2009;張興春等,2009;劉學龍等,2018)。

雖然前人對印支期東、西斑巖成礦帶作了部分研究,但目前對兩條帶內斑巖體巖漿源區(qū)、構造背景以及關鍵成礦要素等問題的認識仍不清楚,具體表現(xiàn)為:(1)巖漿源區(qū)存在爭議:前人對于東、西斑巖銅礦帶成礦斑巖體分別提出了洋殼部分熔融(冷成彪等,2007;任江波等,2011;Wangetal.,2011)、地?；蛐律貧げ糠秩廴?Gaoetal.,2018; 董濤等,2020)、以及殼?；旌蟻碓?曹殿華等,2009;沙建澤等,2016)等觀點。(2)印支期東、西斑巖成礦帶所處構造背景是否相同:曾普勝等(2006)認為東、西斑巖帶形成于不同構造背景,西斑巖帶與甘孜-理塘洋向西俯沖有關,東斑巖帶是稍晚甘孜-理塘洋殼向東回撤時形成;但近年來的研究顯示東、西兩個斑巖帶都是甘孜-理塘洋殼西向俯沖的產物(李文昌等,2011;Gaoetal., 2017)。(3)印支期東、西斑巖成礦帶上斑巖體控制成礦的要素(巖漿氧逸度和水含量等)的異同:以往對該區(qū)成礦巖漿的制約多依賴于全巖地球化學特征,這些特征容易受蝕變、礦化和表生作用的影響;而保留原始巖漿信息的鋯石其微量元素及同位素組成可以很好的揭示巖漿源區(qū)、演化及成礦潛力(Cherniaketal., 2003; 李獻華等,2009; von Quadtetal., 2011; Payneetal., 2016; 李秋耘等,2021)。據(jù)此,本文以東斑巖帶普朗石英閃長斑巖、花崗閃長斑巖和地蘇嘎石英閃長斑巖,以及西斑巖帶雪雞坪石英閃長斑巖為研究對象,對其開展系統(tǒng)的鋯石微量元素和Hf-O同位素分析,并結合前人發(fā)表的年代學及全巖地球化學數(shù)據(jù),綜合探討兩個斑巖帶巖體的巖漿源區(qū)、演化過程及構造背景,揭示兩條帶內巖漿氧逸度、水含量和溫度等特征及其對成巖成礦的指示意義。

1 區(qū)域地質

中甸弧位于青藏高原東南緣義敦島弧南端,被金沙江縫合帶和甘孜-理塘縫合帶兩大構造帶所圍限(圖1a),處于拉薩地體、松潘-甘孜地體和揚子地塊三大地質體之間(侯增謙等,2004;劉學龍等,2014),是中-晚三疊世甘孜-理塘洋殼俯沖作用的產物(李文昌,2007;Wuetal., 2017; Tianetal., 2019; Lengetal., 2023)。中甸弧由東向西可劃分為東斑巖帶、屬都蛇綠巖帶和西斑巖帶三個構造單元(曾普勝等,2004;李文昌,2007)。其構造演化歷史復雜,主要經歷了印支期(235～210Ma)的洋殼俯沖、燕山晚期(88～80Ma)的陸-陸碰撞和喜山早期(53～28Ma)的陸內匯聚三大構造作用(侯增謙等,2004;曾普勝等,2006;冷成彪等,2008;Lietal., 2014)。

圖1 中甸地區(qū)大地構造位置(a,據(jù)曾普勝等,2004;李文昌,2007修改)及地質簡圖(b,據(jù)趙麗瑋,2021修改)

中甸弧廣泛出露三疊系地層,中、下統(tǒng)為一套含碳酸鹽巖及硅質巖的碎屑巖組合,上統(tǒng)為一套含碳酸鹽巖和砂板巖的火山碎屑巖組合(王守旭,2008;李凱旋等,2019)。區(qū)域構造以NNW-SSE或NS走向的區(qū)域斷層為主(圖1b),形成于甘孜-理塘洋西向俯沖和其后義敦島弧與揚子克拉通的碰撞過程中(Dengetal., 2014; Lietal., 2017; 張少穎等,2020)。

受三期構造作用影響,中甸弧發(fā)育大規(guī)模巖漿活動,印支期以中酸性巖漿活動為主,主要形成石英二長斑巖、花崗閃長斑巖、石英閃長玢巖和安山巖;燕山期以酸性巖漿活動為主,主要發(fā)育花崗閃長巖和二長花崗巖;喜山期以中酸性和堿性巖漿活動為主,主要發(fā)育閃長玢巖和英安斑巖(任濤等,2011;Lengetal., 2014)。伴隨三期巖漿活動,區(qū)內發(fā)育有三期成礦作用:印支期銅多金屬礦床(如普朗、雪雞坪、浪都)(侯增謙等,2004;李文昌等,2011,Lengetal., 2012, 2023; Chenetal., 2021a)、燕山期銅-鉬-鎢礦床(如紅山、熱林、休瓦促)(王新松等,2015;冷成彪,2017;張向飛等,2017;李守奎等,2022)、喜山期金(銅)礦床(點)(如東爐房、諾東)(李建康等,2007;黃肖瀟等,2012)。

2 礦床地質

2.1 普朗礦區(qū)

普朗斑巖型銅-金礦床位于中甸弧的東南端,目前已探明銅儲量超過430萬t,平均品位為0.34%;伴生金113t,平均品位0.09g/t;伴生鉬8.48萬t,平均品位0.01%,是目前亞洲已發(fā)現(xiàn)的超大型斑巖型銅多金屬礦床之一(范玉華和李文昌,2006;Lengetal., 2012, 2018b)。礦區(qū)內地層主要為上三疊統(tǒng)圖姆溝組二段和三段,巖性為碎屑巖夾碳酸鹽巖和火山巖。區(qū)內構造主要發(fā)育NW-SE向黑水塘斷裂和NNW向全干力達斷裂,普朗復式巖體位于兩條斷裂的交匯部位。巖體呈NW向展布,主要巖石類型為中酸性的石英二長斑巖、花崗閃長斑巖和石英閃長玢巖(曾普勝等,2006;劉學龍等,2013; 劉江濤等,2013)。礦化與石英二長斑巖(218.3±1.6 Ma;Lengetal., 2018a)和石英閃長玢巖(221.0±1.0 Ma;龐振山等,2009)密切相關,成礦時代集中在216Ma左右(Caoetal., 2019)。普朗礦區(qū)巖體蝕變發(fā)育,由中心向外依次為鉀硅酸鹽化帶、絹英巖化帶、青磐巖化帶和角巖化帶(圖2a)。礦體主要產于鉀硅酸鹽化帶,由中心向外銅礦化逐漸減弱(冷成彪等,2007;王守旭,2008;Lengetal., 2023)。礦石構造主要為細脈浸染狀構造和脈狀構造,結構主要為他形粒狀結構和交代溶蝕結構。金屬礦物主要有黃銅礦、黃鐵礦、輝鉬礦和磁黃鐵礦,脈石礦物有石英、長石、角閃石、黑云母、方解石、絹云母、綠泥石和綠簾石等。

圖2 普朗礦區(qū)(a,據(jù)李文昌和劉學龍,2015;Leng et al., 2018a修改)、地蘇嘎礦區(qū)(b,據(jù)劉學龍等,2014;Chen et al., 2021a修改)及雪雞坪礦區(qū)(c,據(jù)冷成彪等,2008;Leng et al., 2012修改)地質簡圖

2.2 地蘇嘎地區(qū)

地蘇嘎斑(玢)巖型銅礦(化)區(qū)位于中甸弧中部,目前已圈定出3個礦(化)體(KT1、KT2和KT3),它們均呈脈狀產出于石英閃長玢巖體內(圖2b)。KT1礦(化)體以Cu礦化為主,長約300m,厚3.49～5.00m,Cu品位為0.13%～0.75%;KT2以Cu-Pb-Zn-Ag礦化為主,長約530m,厚1～2m,Cu品位為0.66%～1.24%;KT3以Pb-Zn-Ag礦化為主,長約280m,厚2～14m(劉學龍等,2014;潘彥寧等,2019)。礦區(qū)地層主要為上三疊統(tǒng)曲嘎寺組二段和三段,以及圖姆溝組二段和三段(圖2b)。曲嘎寺組巖性為板巖、變質砂巖夾安山巖和火山碎屑巖;圖姆溝組巖性為板巖、砂巖、碎屑巖夾火山巖,是主要的賦礦層位(潘彥寧等,2019)。區(qū)域構造主要為NW-SE向斷裂,還發(fā)育NE-SW向斷層,地層走向、巖脈和礦體走向與區(qū)域斷裂走向大致一致(劉學龍等,2014)。地蘇嘎中酸性斑(玢)巖體與區(qū)內成礦關系密切,其巖石類型比較簡單,主要由石英閃長玢巖構成,礦體主要發(fā)育在巖體的構造縫隙內(李守奎等,2022)。鋯石U-Pb 測年結果顯示地蘇嘎巖體的巖漿活動時限為217～203Ma(劉學龍等,2014),成礦巖體年齡為219.8～217.3Ma(Wangetal., 2011; Chenetal., 2021a)。礦石構造以浸染狀構造、脈狀構造和斑雜狀構造為主,結構主要為半自形-他形粒狀結構、交代結構和充填結構。礦石礦物主要有黃銅礦、黃鐵礦、方鉛礦、閃鋅礦、藍銅礦和磁黃鐵礦等。圍巖蝕變以碳酸鹽化、絹云母化、青磐巖化、綠泥石化和角巖化為主。

2.3 雪雞坪礦區(qū)

雪雞坪斑巖型銅礦床位于中甸弧的西南端,已探明銅儲量54.15萬t,品位0.53%;伴生金3t,品位0.06g/t(冷成彪等,2008;Chenetal., 2021a)。礦區(qū)地層主要為圖姆溝組二段,礦區(qū)地層走向與區(qū)域大斷裂方向基本一致,呈NW-NNW向(劉學龍等,2014)。雪雞坪巖體為一印支期淺成-超淺成復式斑巖體,巖體中心為石英二長斑巖,外圍主要為花崗閃長斑巖和閃長玢巖(圖2c),其中含礦石英二長斑巖的鋯石U-Pb年齡為218.4±1.7Ma(冷成彪,2009)。巖體分布嚴格受區(qū)域斷裂控制,呈NNW向展布,長約1400m,寬約300m。礦化面積約為巖體面積的30%,包括有兩個礦體群,其中北礦體群賦存于蝕變石英二長斑巖和花崗閃長斑巖中,南礦體群主要產于石英二長斑巖(冷成彪等,2008;Chenetal., 2021a),成礦時代為218.3～213.4Ma(Lengetal., 2012; Chenetal., 2021a)。圍巖蝕變由中心向外依次為鉀硅化帶、強硅化帶、石英絹云母化帶、泥化帶、碳酸鹽化帶和青磐巖化帶(冷成彪,2008,2009;Chenetal., 2021a),銅礦化在空間上與強硅化帶和石英絹云母化帶關系密切(Lengetal., 2012)。礦石礦物主要有黃銅礦和黃鐵礦,其次為輝鉬礦、方鉛礦、閃鋅礦、輝銅礦和磁鐵礦等。礦石構造主要為浸染狀構造和網(wǎng)脈狀構造,結構為半自形粒狀結構、固溶體分離結構和交代結構。

3 樣品采集與測試方法

3.1 樣品采集與分析

本文所采集的樣品分別為東斑巖帶普朗礦區(qū)花崗閃長斑巖(PL302)和石英閃長斑巖(PLD0104)、地蘇嘎礦區(qū)石英閃長斑巖(DSG11-9、DSG11-26)以及西斑巖帶雪雞坪礦區(qū)石英閃長斑巖(XJP11)。所有樣品均為新鮮無明顯蝕變的巖漿巖,采樣位置見圖1b。本次研究對3個礦床的斑巖樣品開展了鋯石微量元素分析,同時對雪雞坪和地蘇嘎的樣品開展了鋯石Hf-O同位素分析。

3.2 測試方法

鋯石LA-ICP-MS微量元素分析在中國科學院地球化學研究所礦床地球化學國家重點實驗室完成。實驗中所用ICP-MS為Agilent 7700x電感耦合等離子質譜儀,激光剝蝕系統(tǒng)為裝有193nm ArF準分子激光系統(tǒng)。實驗中采用He作為載氣,由一個T型接頭將氦氣和氬氣混合后進入ICP-MS中,剝蝕直徑為32μm,脈沖頻率為2Hz,密度為6J/cm2,等離子體氣體流速為14L/min;輔助氣流速為1L/min,射頻功率1350W。具體操作流程見Huetal.(2012)。鋯石微量元素的校正使用標樣NIST-610,應用ICPMSDataCal軟件進行分析數(shù)據(jù)的離線處理(Liuetal., 2010)。

鋯石微區(qū)原位O同位素測試在中國科學院地質與地球物理研究所離子探針實驗室利用Cameca IMS-1280 SIMS(雙離子源多接收器二次離子質譜儀)完成。離子源為～2nA一次133Cs+離子束,束斑直徑約為20μm。采用兩個離軸法拉第杯同時接收16O和18O,單個分析的不確定性通常優(yōu)于0.2‰(1σ)(Lietal., 2010)。采用標準鋯石Penglai和標準鋯石Qinghu對儀器質量分餾系數(shù)進行了校正,δ18O值分別為5.31±0.10‰(2SD)和5.41±0.44‰(2SD)(Lietal., 2010; 李獻華等,2013)。具體分析方法見李獻華等(2013)。

Lu-Hf同位素分析在中國地質大學(武漢)地質過程與礦產資源國家重點實驗室完成,使用Neptune Plus MC-ICP-MS(Neptune型多接收電感耦合等離子體質譜)和裝有193 nm ArF準分子激光器的GeoLas2005激光剝蝕系統(tǒng)進行分析。實驗過程中以He作為載氣,剝蝕直徑采用44μm,脈沖速率為2Hz,脈沖持續(xù)時間約為15ns。GeoLas2005和MC-ICP-MS儀器操作及詳細分析方法見Huetal.(2012)和Yuanetal.(2008)。測定時使用國際標樣GJ-1作為參考物質。應用ICPMSDataCal軟件對分析信號進行離線選擇和整合,并進行質量偏差校準(Liuetal., 2010)。

4 分析結果

4.1 鋯石微量元素

在LA-ICP-MS 測試中,常出現(xiàn)礦物包裹體(如磷灰石,LREE含量高)的污染,所以在利用鋯石微量數(shù)據(jù)時,須對其進行篩查。本文參考Chenetal.(2019a)的篩查方案,剔除了La>1×10-6和Ti>50×10-6以及個別Ce的極端值的數(shù)據(jù),最大程度地避免了微小包裹體的影響,篩選后的鋯石微量元素數(shù)據(jù)見電子版附表1。

表1 中甸東、西斑巖帶巖體成巖年齡統(tǒng)計表

普朗、地蘇嘎、雪雞坪斑巖鋯石Th/U比值分別0.6～1.2、0.6～1.6、0.9～1.2,均大于0.1,顯示出典型巖漿鋯石的特征。在球粒隕石標準化稀土元素配分模式圖中(圖3),3個巖體均具有相似的配分曲線,都富集重稀土,虧損輕稀土,具有明顯的Ce正異常和Eu負異常。普朗斑巖鋯石稀土元素含量(∑REE)為434.6×10-6～1302×10-6(平均值892.1×10-6),Eu/Eu*為0.38～0.68(平均值0.47),Ti含量為3.57×10-6～7.97×10-6(平均5.23×10-6),Nb含量為1.50×10-6～4.36×10-6(平均2.77×10-6);地蘇嘎斑巖鋯石的∑REE為287.0×10-6～810.3×10-6(平均值547.8×10-6),Eu/Eu*為0.32～0.56(平均值0.46),Ti含量為2.74×10-6～11.1×10-6(平均6.12×10-6),Nb含量為0.97×10-6～5.55×10-6(平均2.36×10-6);雪雞坪斑巖鋯石的∑REE為563.6×10-6～1021×10-6(平均值769.3×10-6),Eu/Eu*為0.53～0.67(平均值0.59),Ti含量為3.70×10-6～19.1×10-6(平均9.04×10-6),Nb含量為1.43×10-6～4.62×10-6(平均3.55×10-6)。

圖3 普朗、地蘇嘎、雪雞坪斑巖鋯石球粒隕石標準化稀土元素配分圖(標準化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)

4.2 鋯石Hf-O同位素

地蘇嘎和雪雞坪斑巖鋯石Hf-O同位素結果見電子版附表2。地蘇嘎2件斑巖樣品的鋯石εHf(t)變化范圍相對較大,εHf(t)=-2.2～+2.2(平均值為0±0.6,1σ,n=39);鋯石δ18O=5.2‰～6.8‰(平均值為6.2‰±0.4‰,2σ,n=39)(圖4a,b)。雪雞坪1件斑巖樣品的鋯石εHf(t)值變化范圍相對較小,為+0.5～+2.6(平均值為1.7±0.7,1σ,n=20);鋯石δ18O=5.3‰～6.6‰(平均值為6.1‰±0.4‰,2σ,n=20)(圖4a,b)。

圖4 普朗、地蘇嘎、雪雞坪斑巖鋯石εHf(t) (a)及δ18O (b)頻率分布圖

5 全巖地球化學數(shù)據(jù)結果

對前人獲得的普朗、地蘇嘎和雪雞坪斑巖的主、微量元素數(shù)據(jù)(Wangetal., 2011, 2018; 李雪峰,2016;周曉丹等,2018;Chenetal., 2021a)進行總結發(fā)現(xiàn):普朗巖體的SiO2含量為60.53%～67.82%(平均65.08%),全堿含量為6.03%～8.40%(平均7.52%),鋁飽和指數(shù)(A/CNK值)為0.75～1.04(平均0.91),Mg#介于49.39～77.97(平均57.67)。地蘇嘎巖體的SiO2含量為58.52%～65.16%(平均62.07%),全堿含量為5.41%～7.65%(平均6.82%),A/CNK值為0.82～1.17(平均0.97),Mg#介于50.22～62.48(平均54.99)。雪雞坪巖體的SiO2含量通常在59.56%～72.21%(平均63.90%),全堿含量為4.81%～7.68%(平均6.45%),A/CNK值為0.84～2.58(平均1.39),Mg#介于31.74～61.05(平均51.25)。TAS全堿圖(圖5a)中,3個巖體都在二長巖、石英二長巖、閃長巖和花崗閃長巖區(qū)域;在Na2O-K2O圖解(圖5b)中,普朗和地蘇嘎斑巖幾乎都在鉀質巖系列,而雪雞坪斑巖屬于鉀質和高鉀質系列;在K2O-SiO2圖解(圖5c)中,3個巖體幾乎都投點于鉀玄武巖系列和高鉀鈣堿性巖系列;在A/CNK-A/NK圖解(圖5d)中,普朗和地蘇嘎斑巖均屬于準鋁質系列,而雪雞坪斑巖屬于準鋁質-過鋁質系列。

圖5 普朗、地蘇嘎、雪雞坪斑巖TAS (a,底圖據(jù)Middlemost, 1994; 堿度分界線據(jù)Irvine and Baragar, 1971)、K2O-Na2O (b,底圖據(jù)Middlemost, 1972)、K2O-SiO2 (c,實線據(jù)Pollinson and Taylor, 1976; 虛線據(jù)Middlemost, 1985)和A/NK-A/CNK (d,底圖據(jù)Maniar and Piccoli, 1989) 圖解

普朗、地蘇嘎和雪雞坪巖體都具有富集LREE和Rb、Ba、Sr等大離子親石元素,相對虧損HREE和Ta、Nb、Ti等高場強元素的特征(圖6)。普朗巖體的Sr含量為652×10-6～951×10-6(平均787×10-6),Y含量為10.5×10-6～19.8×10-6(平均14.7×10-6),Dy/Yb值為1.87～2.30(平均2.02),Rb/Sr值為0.09～0.29(平均0.16);地蘇嘎巖體的Sr含量為410×10-6～973×10-6(平均756×10-6),Y含量為10.4×10-6～15.5×10-6(平均13.1×10-6),Dy/Yb值為1.78～2.06(平均1.91),Rb/Sr值為0.03～0.15(平均0.09);雪雞坪巖體的Sr含量為200×10-6～1670×10-6(平均700×10-6),Y含量為8.64×10-6～17.5×10-6(平均13.7×10-6),Dy/Yb值為1.84～2.57(平均2.16),Rb/Sr值為0.04～0.66(平均0.21)。

圖6 普朗、地蘇嘎、雪雞坪斑巖全巖球粒隕石標準化稀土元素配分圖(a)及原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(標準化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)

6 巖漿溫度和氧逸度估算

本文采用Ferry and Watson(2007)的鋯石Ti溫度計估算巖漿溫度,具體計算公式為:T=(4800±86)/(5.711±0.072-log(Ti)-logαSiO2+logαTiO2)-273(其中,T為鋯石的結晶溫度,單位為℃;Ti為鋯石中Ti元素含量;αSiO2和αTiO2分別表示巖漿中SiO2和TiO2的活度)。在本文所研究的樣品中,石英作為獨立的礦物相出現(xiàn),且存在鈦鐵礦,因此計算溫度時αSiO2取值1,αTiO2取值0.6,具體計算結果見附表1。結果顯示,普朗斑巖鋯石結晶時的巖漿溫度為735～815℃(平均769±34℃);地蘇嘎斑巖的巖漿溫度為711～852℃(平均783±36℃);雪雞坪斑巖的巖漿溫度為739～918℃(平均819±40℃)(圖7a)。

圖7 普朗、地蘇嘎、雪雞坪斑巖鋯石溫度(a)及氧逸度(b)箱線圖

7 討論

7.1 巖漿源區(qū)和演化特征

7.1.1 巖漿源區(qū)

前人研究表明,若鋯石的δ18O >6.5‰,則表明有明顯的地殼物質參與(Kongetal., 2016);幔源巖漿結晶出的鋯石δ18O平均值為5.3±0.3‰(Valleyetal., 1998; Mojzsisetal., 2001);如果巖漿鋯石的δ18O明顯高于地幔正常值,其源區(qū)可能受到低溫水-巖交換作用或巖漿在形成過程中有地殼物質的加入(Pecketal., 2001; Valleyetal., 2003; 鐘玉芳等,2006)。東斑巖帶普朗斑巖鋯石δ18O值為5.7‰～6.8‰、地蘇嘎鋯石δ18O值為5.2‰～6.8‰,且兩個巖體的鋯石δ18O值多數(shù)在6.5‰附近,部分鋯石的δ18O值大于6.5‰,西斑巖帶雪雞坪鋯石δ18O值在5.3‰～6.6‰之間,分布均勻,僅有一顆鋯石的δ18O大于6.5‰(圖4b),表明3個巖體均為殼?；旌蟻碓?而普朗和地蘇嘎巖體的地殼物質貢獻更大。中甸地區(qū)斑巖體鋯石具有不同εHf(t)值(圖4a、圖8a),東斑巖帶普朗和地蘇嘎斑巖鋯石εHf(t)值分別為 -1.38～+0.89(平均值-0.31)和-2.20～+2.20(平均值0),西斑巖帶雪雞坪斑巖鋯石的εHf(t)為+0.45～+2.58(平均值+1.71),同樣支持東斑巖成礦帶上普朗和地蘇嘎巖體具有更高比例的地殼物質的貢獻,這也與鋯石Hf-O同位素模擬結果一致(圖8b)。Hf-εHf(t)和Hf-δ18O圖解(圖8c,d)同樣指示東、西兩個斑巖帶巖漿來源存在差異(曹殿華等,2009),其演化程度具有自西(雪雞坪)向東(普朗和地蘇嘎)逐漸升高的趨勢,靠近東斑巖帶殼源貢獻比例逐漸增大。另外,殼源巖漿的Nd和Nb含量低于幔源巖漿,在同等結晶分異程度下,殼源巖漿具有高的Yb/Nd值和低的Nb/Ta值(李應栩等,2011;Dengetal., 2019)。東斑巖帶普朗和地蘇嘎斑巖鋯石較西斑巖帶雪雞坪具有更高的Yb/Nd值和更低的Nb/Ta值(圖9e,f),表明東斑巖帶巖體的形成可能伴有地殼的部分熔融或是同化較多圍巖物質(Dengetal., 2019)。

圖8 普朗、地蘇嘎、雪雞坪斑巖鋯石Hf-O同位素特征

圖9 普朗、地蘇嘎、雪雞坪斑巖鋯石微量元素比值關系圖

7.1.2 巖漿演化特征

普朗和地蘇嘎Fe2O3T、MgO、MnO、Cao、TiO2和P2O5與SiO2呈負相關(圖10),但雪雞坪的相關性較弱,說明東斑巖帶侵入體經歷了輝石、角閃石、磷灰石和Fe-Ti氧化物的分餾,西斑巖帶這些礦物的分餾程度較弱。且SiO2、全堿含量、Mg#值等特征值(見章節(jié)5.1)均為自西向東增大,反映巖漿自西向東演化程度增高的趨勢。在球粒隕石標準化稀土元素圖解中(圖6a),3個巖體都表現(xiàn)出重稀土嚴重虧損的急劇右傾模式,表明在巖漿演化過程中發(fā)生大量角閃石的分離結晶;同時Y含量和Dy/Yb值隨著SiO2升高發(fā)生顯著變化(圖11a,b),也說明角閃石的分離結晶作用對該區(qū)巖漿演化過程影響較大。普朗和地蘇嘎Sr含量和Rb/Sr值隨著SiO2升高無明顯變化,但雪雞坪呈明顯下降(圖11c,d),且普朗(δEu=0.78～1.37)和地蘇嘎(δEu=0.86～1.11)Eu表現(xiàn)出無異常至正異常,雪雞坪Eu表現(xiàn)為弱負異常至無異常(δEu=0.79～0.99)(圖6a),表明東斑巖帶斜長石早期結晶被抑制,斜長石在巖漿演化的晚期結晶,西斑巖帶斜長石在巖漿演化的早期結晶。

圖10 普朗、地蘇嘎、雪雞坪斑巖主量元素哈克圖解

圖11 普朗、地蘇嘎、雪雞坪斑巖Y-SiO2 (a)、Dy/Yb-SiO2 (b)、Sr-SiO2 (c)及Rb/Sr-SiO2 (d)圖解

此外,前人研究表明,角閃石的結晶可以有效地分離熔體中的Ti和Nb,從而導致晚期結晶的鋯石具有較低含量的Ti和Nb(Davidsonetal., 2007; Kongetal., 2016)。Th4+與Zr4+離子半徑相似,Yb3+的離子半徑比Zr4+要小,二者都容易在鋯石晶體結構中被吸收(Kirklandetal., 2015),隨著巖漿的分異,鋯石中的Nb/Yb有降低、Th/Nb有升高的趨勢(Luetal., 2023)。東斑巖帶普朗和地蘇嘎斑巖鋯石的Nb/Yb與Eu/Eu*成負相關,Th/Nb與Eu/Eu*成正相關,而西斑巖帶雪雞坪斑巖鋯石的Nb/Yb和Th/Nb與Eu/Eu*相關性較弱(圖9a,b),暗示了東斑巖帶巖漿發(fā)生強烈的分離結晶,而西斑巖帶巖漿的分離結晶程度相對較弱。同時,雪雞坪斑巖(平均9.04×10-6)的鋯石Ti含量高于普朗(平均5.23×10-6)和地蘇嘎(平均6.12×10-6),說明東斑巖帶普朗和地蘇嘎鋯石結晶于巖漿演化的稍晚階段,此時已有大量角閃石分餾,而西斑巖帶雪雞坪鋯石結晶于巖漿演化的早階段。鋯石中Yb/Sm和Yb/Gd比值受中、重稀土礦物(如獨居石、石榴石等)的結晶分異影響(Barthetal., 2013; Luetal., 2023)。東斑巖帶普朗和地蘇嘎斑巖鋯石中Yb/Sm和Yb/Gd與Y含量呈負相關和大致負相關,而西斑巖帶雪雞坪斑巖鋯石中Yb/Sm和Yb/Gd與Y含量的相關性不明顯(圖9c,d),反映東斑巖帶還存在獨居石、石榴石等礦物的分離結晶,是多種礦物分餾的結果。

綜上所述,中甸地區(qū)巖漿很可能是由幔源基性巖漿和中下地殼長英質巖漿在深部巖漿房混合,經歷了高度分異演化(以分離結晶作用為主)形成。東斑巖帶以角閃石的分離結晶為主,西斑巖帶以角閃石和斜長石的分離結晶為主,且東斑巖帶巖漿分異程度較西斑巖帶更高。

7.2 巖漿溫度、氧逸度和水含量

如前所述,東斑巖帶普朗、地蘇嘎和西斑巖帶雪雞坪巖體中的鋯石微量具有相似的稀土元素和微量元素配分模式(圖3),且Th/U值均大于0.1,具有典型巖漿鋯石特征。在Hoskin(2005)提出的區(qū)別巖漿和熱液鋯石的圖解上,基本落在巖漿鋯石區(qū)域(圖12b),其鋯石結晶溫度和氧逸度可以反映當時巖漿溫度和氧逸度。

圖12 普朗、地蘇嘎、雪雞坪斑巖鋯石Th-U比值(a)和鋯石La-(Sm/La)N判別圖解(b, 底圖據(jù)Hoskin, 2005)

采用Loucksetal.(2020)巖漿氧逸度估算方法計算得到普朗斑巖鋯石結晶時的巖漿氧逸度ΔFMQ值為+0.87～+2.20(平均值為+1.58);地蘇嘎斑巖的ΔFMQ值為+0.40～+2.03(平均值為+1.42);雪雞坪斑巖的ΔFMQ值為 +1.10～+2.74(平均值為+1.91)。在logfO2-T(℃)圖解中(圖13a),普朗和地蘇嘎樣品分布在FMQ(石英-鐵橄欖石-磁鐵礦緩沖劑)與HM(磁鐵礦-赤鐵礦緩沖劑)的下部,雪雞坪樣品分布在FMQ與HM的上部,表明西斑巖帶氧逸度較東斑巖帶高。

圖13 普朗、地蘇嘎、雪雞坪斑巖鋯石log fO2-T (℃) (a, 據(jù)Trail et al., 2012修改)和ΔFMQ-(Eu/Eu*)(b)圖解

鋯石的Eu 異常通?？芍甘句喪纬蓵r的物理化學條件(Ballardetal., 2002; Pettkeetal., 2005; Barth and Wooden, 2010; Burnham and Berry, 2012)。Eu存在兩種價態(tài)(Eu2+和Eu3+),在巖漿結晶分異過程中Eu2+大量進入斜長石導致鋯石中出現(xiàn)明顯的負Eu異常,即較低的Eu/Eu*值(Burnham and Berry, 2012)。巖漿氧逸度升高的過程中,Eu2+被氧化成Eu3+,導致鋯石中Eu負異常程度降低(Eu/Eu*值升高)(Trailetal., 2012; Chenetal., 2021b)。東斑巖帶普朗斑巖中鋯石Eu/Eu*值為0.38～0.68(均值為0.47);地蘇嘎斑巖中鋯石Eu/Eu*值為0.32～0.56(均值為0.46);西斑巖帶雪雞坪斑巖中鋯石Eu/Eu*值為0.53～0.67(均值為0.59)(圖13b),同樣表明西斑巖帶巖漿氧逸度偏高。

巖漿的氧化態(tài)除了用鋯石微量元素計算結果表示之外,全巖的V作為對氧化還原極為敏感的變價元素,對Sc、Yb等單一價態(tài)元素的比值通常也被用作氧化態(tài)的替代指標(Ballardetal., 2002; Dillesetal., 2015; Chenetal., 2019b)。我們通過計算全巖的V/Sc比值,發(fā)現(xiàn)普朗、地蘇嘎、雪雞坪的V/Sc比值分別為7.01～9.28(平均7.76)、7.32～9.61(平均8.61)、10.8～11.7(平均11.2),呈現(xiàn)出東低西高的趨勢,與鋯石微量元素計算的氧逸度特征一致。

另外,鋯石Ti溫度計也可以反映巖漿含水量,溫度越低,巖漿含水量越高(Loucks, 2014; Wangetal., 2017; Chenetal., 2022)。普朗和地蘇嘎的鋯石結晶溫度低于雪雞坪,可能暗示東斑巖帶巖漿H2O含量更高。全巖的Sr/Y比值通常也用于表征弧巖漿的H2O含量(Richardsetal., 2012; Wangetal., 2014c; Caoetal., 2021),我們通過計算全巖的Sr/Y值發(fā)現(xiàn),普朗、地蘇嘎、雪雞坪的Sr/Y比值分別為33.5～79.0(平均55.9)、30.0～91.3(平均59.5)、14.0～85.6(平均41.8),也指示了東斑巖帶巖漿H2O含量更高。

東斑巖帶普朗和地蘇嘎斑巖巖漿溫度、氧逸度均低于西斑巖帶雪雞坪斑巖,但H2O含量高于雪雞坪,這些變化可能是巖漿在上升侵位過程中東部較西部受到更大程度的地殼物質混染導致(Dengetal., 2019)。

7.3 構造背景

前人對中甸東、西兩個斑巖成礦帶上的侵入巖體進行了大量的同位素地質年齡測定。通過對中甸地區(qū)侵入巖體成巖年齡的統(tǒng)計,我們發(fā)現(xiàn)東、西斑巖帶巖體形成時代都集中在225.5～212.5Ma(表1、圖14),沒有明顯的成巖時代差異。普朗、地蘇嘎和雪雞坪巖體都表現(xiàn)為富集LREE和Rb、Ba、Sr等大離子親石元素,相對虧損HREE和Ta、Nb、Ti等高場強元素(圖6a, b),顯示出俯沖帶巖漿弧背景特征(Lietal., 2014; 劉軍等,2014;Caoetal., 2021)。在全巖的Nb-Y判別圖(圖15a)和Rb-(Y+Nb)判別圖(圖15b)中,普朗、地蘇嘎和雪雞坪所有投點均落入火山弧花崗巖范圍。

圖14 中甸東、西斑巖帶巖體成巖年齡統(tǒng)計(數(shù)據(jù)來源見表1)

圖15 普朗、地蘇嘎、雪雞坪斑巖Nb-Y (a)及Rb-(Nb+Y) (b)判別圖(底圖據(jù)Pearce et al.,1984)

鋯石中的U、Yb、Y、Th、Nb、Hf、Lu等元素比值之間的相關性通常用于辨別鋯石形成時的結晶環(huán)境。在Lu/Hf-Y和U-Er圖解中(圖16a,d),本文鋯石測點幾乎都落入火山弧區(qū)域;在U/Yb-Hf圖解中(圖16b),所有鋯石測點均在大陸鋯石和金伯利巖(指示地幔成因)的重疊區(qū)域,而在U/Yb-Y 圖解上均投影在大陸鋯石區(qū)域(圖16e),顯示它們均結晶于陸殼環(huán)境,且所有鋯石均有較大的U/Yb比值(0.68～3.31)(大陸鋯石的U/Yb比值在0.1～4之間,洋殼鋯石的U/Yb比值通常小于0.1,Grimesetal., 2007)。較高的U/Yb比值反映了由于巖漿含水量較高而增大了U的溶解率(Barthetal., 2013)或在母巖漿形成過程中受到大離子親石元素富集的古老基底的影響(Grimesetal., 2015)。在Nb/Hf-Th/U和Hf/Th-Th/Nb圖解中(圖16c,f),所有鋯石測點均落入與弧巖漿相關的造山環(huán)境區(qū)域。

圖16 普朗、地蘇嘎、雪雞坪斑巖鋯石Lu/Hf-Y圖解(a,據(jù)Schulz et al., 2006)、U/Yb-Hf 圖解(b,據(jù)Grimes et al., 2007)、Nb/Hf-Th/U圖解(c,據(jù)Hawkesworth and Kemp, 2006)、U-Er圖解(d,據(jù)Schulz et al., 2006)、U/Yb-Y圖解(e,據(jù)Grimes et al., 2007)和Hf/Th-Th/Nb圖解(f,據(jù)Yang et al., 2012)

Lengetal.(2014)對義敦弧中部粗面安山巖測年得到219Ma的與義敦島弧俯沖期巖漿事件相符合的成巖年齡,通過與前人測得的義敦弧北部的成巖年齡(230～228Ma)的對比認為俯沖是由北部開始,并向南部延伸;他們還通過估算角閃石結晶壓力和結晶深度證明了南部中甸弧是在加厚的大陸地殼基底上發(fā)育的,得出義敦弧北部昌臺弧和南部中甸弧形成于不同的弧環(huán)境,即北部為島弧,南部為大陸弧。另外,前人研究(楊岳清等,2002;侯增謙等,2004;王守旭等,2007)表明:中甸地區(qū)在早三疊世處于甘孜-理塘洋盆西側的被動陸緣;晚三疊世中晚期(238～210Ma),甘孜-理塘洋殼向西俯沖,中甸地區(qū)由被動陸緣轉為活動陸緣,沿俯沖方向依次發(fā)育島弧和弧后盆地;晚三疊世末,甘孜-理塘洋盆閉合,經短暫的殘留海發(fā)育階段,最后碰撞造山。

綜上,本文認為中甸東、西斑巖帶的巖體均形成于與晚三疊世甘孜-理塘洋殼西向俯沖相關的大陸弧背景。

7.4 東、西斑巖成礦帶的差異對找礦的指示意義

世界級的斑巖型銅-金礦床幾乎都與巖漿混合有關,巖漿混合會導致巖漿揮發(fā)性飽和,進而有利于巖漿熱液礦床的形成(Hattori and Keith, 2001; Halteretal., 2005; Peytchevaetal., 2008)。如前所述,東、西斑巖成礦帶中成礦巖體均為殼?；旌蟻碓?但東斑巖銅礦帶地殼物質混染的更多,且相比西斑巖銅礦帶具有更加演化和更富水的特征。高H2O含量可以使巖漿上升過程中攜帶更多的S和Cu(Schütteetal., 2012; Georgatou and Chiaradia, 2020),為流體出溶成礦提供更多的物質來源。綜上,東斑巖帶更高的演化程度和高H2O含量或許是東斑巖帶發(fā)現(xiàn)斑巖礦床較西斑巖帶更多、規(guī)模更大的一個原因,這也暗示東斑巖帶比西斑巖帶具有更大的找礦潛力。東斑巖成礦帶地蘇嘎礦區(qū)未發(fā)育大型礦床的原因可能是受該地區(qū)差異剝蝕作用的影響(Chenetal., 2021a),其磷灰石的裂變徑跡和(U-Th)/He定年也證實了這一觀點(Lengetal., 2018a)。

8 結論

(1)中甸東、西斑巖帶巖體均形成于晚三疊世中晚期,產于甘孜-理塘洋殼西向俯沖形成的大陸邊緣弧。

(2)東斑巖帶普朗、地蘇嘎斑巖體與西斑巖帶雪雞坪斑巖體均為殼?；旌系漠a物,且東斑巖帶斑巖體的形成具有更多地殼物質的參與,演化程度更高。

(3)普朗和地蘇嘎斑巖體具有相似的高氧逸度特征,但低于雪雞坪斑巖體,說明在相對較高氧逸條件下,氧逸度高低不與成礦規(guī)模成正比。

(4)東斑巖帶斑巖體水含量及演化程度比西斑巖帶更高,這或許是東斑巖帶發(fā)現(xiàn)斑巖礦床較西斑巖帶更多、規(guī)模更大的原因,這也暗示東斑巖帶比西斑巖帶具有更大的找礦潛力。