多年来的地质找矿和研究工作表明，乡城-丽江地区Cu-Mo多金属矿床的成矿作用与中酸性侵入岩体存在密切的成因联系，因此众多地质学家对区内典型成矿斑岩体开展了许多富有创新的研究工作。研究表明，区内Cu多金属矿床形成与洋壳俯冲造山作用相关，成岩成矿作用主要发生在晚三叠世甘孜-理塘洋壳西向俯冲背景下(杨岳清等，2002; 李文昌，2007; Li et al.，2011; 李文昌等，2011; 曹殿华等，2009; 庞振山等，2009; Deng et al.，2014)。岩石地球化学特征表明，斑岩体具有与洋壳俯冲成因埃达克岩相似的地球化学性质，主要属钙碱性系列(曾普胜等，2006; 冷成彪等，2007; 庞振山等，2009; 任江波等，2011; 刘学龙等，2012a，2013)。近年来，不少研究者对成矿斑岩体开展了多方面研究工作，特别是取得了一些新的测年数据和同位素资料(曾普胜等，2006; 李建康等，2007; 李文昌，2007; 李文昌等，2009，2010; 杜杨松等，2007^①; 王守旭等，2008; 曹殿华等，2009; 尹光候等，2009; 黄肖潇等，2012; 刘学龙等，2013; 金灿海等，2013)，多元测年方法对区内代表性斑岩体所获得年龄数据存在较大的差异，但主要集中于220~200Ma，指示成岩成矿作用主要发生在印支期。然而，前人的研究工作多涉及印支期研究较为成熟的成矿岩体(普朗、红山、雪鸡坪)的研究。燕山期花岗岩和斑岩Mo(Cu)矿床的研究成果相对较少，主要是获得了一些零星的年代学方面的证据(李建康等，2007; 李文昌等，2012; 黄肖潇等，2012; 彭惠娟等，2014; 余海军等，2015)，岩浆活动的时限为96.4~65Ma，Mo多金属成矿作用的时限为86~77Ma(Li et al.，2014; 杨立强等，2015)。进入喜山期以来(65~15Ma)，受青藏高原的碰撞隆起的影响，区内表现为逆冲-推覆构造和大规模走滑平移活动，形成了喜山期花岗岩侵位(李文昌，2007)。

杜杨松，庞振山，王功文，郭欣，李青. 2007. 云南省普朗铜矿成矿规律与成矿预测研究. 北京:中国地质大学，20-100

最近，李文昌团队研究工作对区内斑岩Cu多金属矿床成矿系统的研究取得了一定的成果。乡城-丽江结合带成矿作用以三期构造-岩浆活动为基础划分为三套斑岩成矿系统，即印支期斑岩Cu多金属成矿系统、燕山期斑岩Mo-Cu多金属成矿系统和喜山期富碱斑岩Au-Mo-Cu多金属成矿系统(李文昌等，2013)。印支期，由于岩浆作用强度、构造环境的局部差异，导致在空间上形成了不同规模、不同类型的矿床。主要表现在岩体内或外接触带产出斑岩型Cu(Au)矿床(普朗、雪鸡坪等)、矽卡岩型Cu矿床(浪都)及矽卡岩-斑岩复合型Cu(Mo-Pb-Zn)矿床(红山)，在斑岩活动的外围形成产于构造角砾岩中的热液型含金富银的Pb-Zn(Cu)矿床(恩卡、亚杂)。印支期形成的斑岩型、矽卡岩型及热液脉型矿床在时间、空间上的共生，构成了一个较为完整的斑岩Cu矿成矿系统(刘学龙等，2012b)。燕山期，该区进入陆内碰撞地壳增厚和后碰撞造山阶段，发生地壳挤压;燕山晚期，软流圈上涌发生地壳熔融，形成了本区另外一条重要的构造-岩浆成矿带(李文昌，2007)。区内燕山晚期的花岗岩体呈近SN向带状叠加于印支期斑(玢)岩带上，该斑岩带向北延至四川乡城、稻城，南延至扬子陆块西缘的香格里拉铜厂沟(拉巴)、东炉房地区，成矿岩体的空间分布从北往南呈现出规模出露-半隐伏-隐伏的分布规律，由粗粒花岗岩-似斑状花岗岩-斑岩的分布规律。燕山晚期，受地壳缩短与加厚的影响，下地壳最终发生拆沉作用，软流圈热上涌，导致地壳重熔和花岗岩浆的侵位，形成以斑岩型Mo为主的斑岩-矽卡岩型矿床(刘学龙等，2013; Li et al.，2014)。喜山期，受青藏高原碰撞隆升和大型走滑作用的影响，发育有幔源岩浆的侵入作用，并形成了斑岩型Au(Cu-Mo)矿床(李文昌，2007; Deng and Wang，2016)。

区内燕山期花岗岩的大面积分布表明，在陆-陆碰撞造山作用过程中也存在构造-岩浆-成矿作用的发生。据目前勘查和研究的工作程度，乡城-丽江结合带燕山晚期的Mo多金属成矿作用的代表性矿床主要有铜厂沟斑岩型Mo-Cu矿床、休瓦促W-Mo-Cu多金属矿床、热林Cu-Mo矿床、红山Cu-Mo矿床。本文在前人研究工作基础上，对区内燕山晚期的构造-岩浆活动及成矿事件进行了系统厘定，建立了成矿系统模式，以期为该区地质找矿工作提供科学参考。

乡城-丽江结合带位于特提斯-喜马拉雅成矿域义敦岛弧带南段，属于义敦-香格里拉Cu-Au-Ag-Pb-Zn-Sn-Hg-Sb-W-Be成矿带(图 1)。区内褶皱、断裂发育，由一系列NW向紧密线性褶皱和NW-NNW向断裂组成，是控制沉积建造、变质作用、岩浆活动及其矿床产出的主要构造，而次级同向断裂及东西向断层则为容岩(矿)构造，晚期发育规模较小的北东向断层，切错了早期断裂及褶皱(李文昌和刘学龙，2015)。断裂构造早期为NNW向或近SN走向，NNW向断裂多为压性，切穿和改造了SN向断裂;NE向或近EW向断裂形成时间最晚，但对早期构造具改造作用。格咱河断裂是区内主要的断裂构造，呈近SN向展布，控制了印支期、燕山晚期出露的中酸性侵入岩的空间展布。印支期、燕山晚期出露的中酸性斑(玢)岩体仅在格咱河断裂以东研究区，主要呈岩株、岩墙、岩枝、岩脉状分布，并严格受NNW向断裂的控制，且具有带状分布的特点。喜山期走滑剪切和拉张构造环境形成的富碱斑岩，主要分布于格咱河断裂东侧的甭哥地区和三江口-剑川断裂西侧的东炉房等地区，断裂构造控制明显。伴随洋壳的俯冲消减，区内形成了与中酸性岩浆侵入作用密切相关的斑岩型(矽卡岩型)Cu矿床;燕山晚期，受地壳缩短与加厚的影响，下地壳发生拆沉作用，最终导致该区发生强烈的后碰撞型花岗岩浆侵位，并伴有Mo(Cu)多金属成矿作用的形成;喜山期，受青藏高原碰撞隆升和侧向走滑剪切作用的影响，伴随新生地壳的部分熔融发育有富碱斑岩的侵入作用，并形成了斑岩型Au(Cu-Mo)多金属矿床(杨岳清等，2002; 曾普胜等，2003; 李文昌，2007; 李文昌等，2010; 刘学龙等，2012a; Liu et al.，2013; Deng et al.，2015)。

燕山期发育的酸性(斑)岩带呈近南北向展布，纵跨了义敦岛弧带、甘孜-理塘结合带、扬子陆块西缘3个印支期构造单元。本次LA-ICP-MS锆石测年、岩石地球化学特征研究所选岩石样品采自滇西北乡城-丽江结合带燕山期的代表性成矿斑岩体，主要包括铜厂沟花岗闪长斑岩、休瓦促二长花岗岩、花岗闪长岩、热林二长花岗岩、红山深部(隐伏)花岗闪长斑岩(图 1)。采样位置主要为钻孔岩芯内及其新鲜的地表露头，样品质量大于3kg。

图 1

Fig. 1

图 1 乡城-丽江结合带构造-岩浆-成矿分布图(据云南省地质调查院，2013①修编) Ⅰ-扬子板块;Ⅱ-甘孜-理塘板块结合带;Ⅲ-义敦岛弧带;Ⅳ-中咱微陆块;Ⅴ-金沙江结合带;Ⅵ-江达-维西火山弧;Ⅶ-昌都-兰坪陆块;Ⅷ-三达山-景洪火山弧;Ⅸ-澜沧江结合带;Ⅹ-保山地块 Ⅰ-Yangtze plate; Ⅱ-Ganze-Litang suture; Ⅲ-Yidun Island-arc belt; Ⅳ-Zhongza massif; Ⅴ-Jingshajiang suture; Ⅵ-Jiangda-Weixi volcanic; Ⅶ-Changdu-Langping block; Ⅷ-Sandashan-Jinghong volcanic arc; Ⅸ-Langcangjiang suture; Ⅹ-Baoshan block Fig. 1 Tectonic-magmatic-metallogenic system of Xiangcheng-Lijiang suture zone

① 云南省地质调查院.2013.云南香格里拉县格咱地区铜多金属矿整装勘查成果报告.230-460

锆石U-Pb同位素定年在中国科学院地质与地球物理研究所完成。测试采用Finnigan Neptune型多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)及Newwave UP 213 Nd:YAG激光剥蚀系统建立的锆石微区U-Pb定年，采样方式为单点剥蚀，数据采集采用所有信号同时静态方式接收。锆石年龄采用锆石91500或GJ1或TEM作为外标，标准和样品测试前先对空白进行测量。锆石Hf同位素测试所用仪器为Finnigan Neptune多接收等离子质谱和Newwave UP213紫外激光剥蚀系统(LA-MC-ICP-MS)，实验过程中采用He作为剥蚀物质载气，根据锆石大小，剥蚀直径采用55μm或40μm，时使用国际上通用的锆石标样GJ1作为参考物质，分析过程中锆石标准GJ1的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf测试加权平均值为0.282015±8(2σ，n=10)。相关仪器运行条件及详细分析流程见文献(吴福元等，2007)。

Mo、W成矿元素分析在国土资源部昆明矿产资源监督检测中心完成，分析测试仪器为Finnigan MAT制造的Element Ⅰ型Element Ⅱ高分辨率电感藕合等离子质谱仪(ICP-MS)。全岩的主和微量元素测试在国家地质实验测试中心完成，主量元素的测定采用等离子质谱仪(PE300D)测定，精度优于5%。微量元素和稀土元素的测定采用等离子光谱仪(PE8300)测定，检出限为0.001。

硫化物硫同位素组成分析在核工业北京地质研究院分析测试中心完成。首先对矿石、岩石中结晶态的硫化物进行分选 、挑纯处理，硫同位素测试以Cu₂O做氧化剂制备SO₂，并用冷冻法收集，然后用MAT253稳定同位素比质谱仪分析硫同位素组成，测量结果以V-CDT为标准，分析精度优于±2‰。Re-Os同位素分析与测定在国家地质实验测试中心完成，详细分析流程见文献(Du et al.，2004)。

铜厂沟斑岩型Mo-Cu矿床位于乡城-丽江结合带南缘，与扬子地台边缘坳陷带及甘孜-理塘结合带相接。区内构造运动复杂，岩浆作用强烈，除广泛发育华力西期及印支期中基性火山岩外，超基性、基性火山岩(时代？)也很发育。印支期和燕山期发育的浅成-超浅成中酸性侵入岩与该区Cu-Mo矿床的形成密切相关。矿区出露地层主要为上二叠统黑泥哨组(P₂h)玄武岩，中三叠统北衙组(T₂b)的碳酸盐建造及少量第四系更新统(Qp)、全新统(Qh)。铜厂沟Mo-Cu矿床主要产出于NE向的背斜构造之上，由于受后期构造的破坏，导致背斜出露残缺不全(图 2)。矿区主干断裂属铜厂断裂(F1)的北段，铜厂断裂沿背斜轴部通过，两侧有多条次级断裂，主要有近EW向、NE向、NW向三组。矿区岩浆岩发育，火山岩主要以玄武岩为主，分布于黑泥哨组(P₂h)内。侵入岩有燕山期中酸性浅成岩体沿铜厂断裂附近分布，侵入岩体的出露面积均很小(0.1km²)。

图 2

Fig. 2

图 2 铜厂沟斑岩型Mo-Cu矿床地质简图(实测) Fig. 2 Geological sketch map of the Tongchanggou porphyry Mo-Cu deposit

铜厂沟Mo-Cu矿主要工业矿体有3个。其中，KT1矿体赋存于黑泥哨组(P₂h)玄武岩与北衙组一段(T₂b¹)灰岩接触带的矽卡岩中矿体呈似层状分布，总体向北西陡倾，局部倒转而倾向南东，倾角50°~84°，走向35°。矿体表现为Mo-Cu共生，元素垂直分带性明显，矿体浅部以Cu为主，中部为Mo-Cu共生矿，深部则以Mo为主(图 3)。 矿体厚0.91~33.83m，

图 3

Fig. 3

图 3 铜厂沟Mo-Cu矿床0号勘探线剖面图(据云南省地质调查院，2013) Fig. 3 Profile map of No.0 exploration line of Tongchanggou Mo-Cu deposit

Cu品位0.11%~7.32%，Mo品位0.03%~1.29%。矿体呈似层状，总体向NW陡倾，倾角45°~79°，走向35°。本文研究工作对铜厂沟辉钼矿化花岗闪长斑岩进行矿物鉴定和Mo、W成矿元素含量分析表明，花岗闪长斑岩中具有较好的白钨矿化，W品位为0.01%~0.15%(表 1)。矿区共探获Mo金属量25.9万吨，矿床规模达大型。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 铜厂沟斑岩型Mo-Cu矿床Mo、W成矿元素分析(wt%) Table 1 Elements analysis of Mo，W of Tongchnaggou porphyry Mo-Cu deposit(wt%) 样品号 采样位置 钼(Mo) 钨(W) TCG5-02 铜厂沟8号硐西部勘探线 0.006 0.077 TCG5-04 铜厂沟8号硐西部勘探线 0.32 0.12 TCG5-16 花椒坪ZK0349(192m) 0.045 0.013 TCG5-22 花椒坪ZK0349(136m) 0.014 0.089 TCG5-25 花椒坪ZK0349(239m) 0.74 0.028 TCG5-28 花椒坪TZK0041(292m) 0.24 0.011 TCG5-30 花椒坪ZK0061(333m) 0.073 0.026 TCG5-32 花椒坪ZK0061(342m) 0.03 0.15 TCG5-38 花椒坪ZK0061(371m) 0.011 0.018 注:样品均为辉钼矿化花岗闪长斑岩

表 1 铜厂沟斑岩型Mo-Cu矿床Mo、W成矿元素分析(wt%) Table 1 Elements analysis of Mo，W of Tongchnaggou porphyry Mo-Cu deposit(wt%)

铜厂沟Mo-Cu矿床是乡城-丽江结合带内近年来新的找矿重大成果，是燕山期斑岩型Mo多金属成矿作用的典型代表，目前矿床规模已达大型，找矿潜力巨大。李文昌等(2012)测定了铜厂沟Mo-Cu矿床辉钼矿Re-Os年龄为85±2Ma，余海军等(2015)测定铜厂沟花岗闪长斑岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为84.57±0.29Ma(MSWD=0.73)。本文研究获得黄铜矿辉钼矿化花岗闪长斑岩的锆石U-Pb年龄为84±1.7Ma(测试数据见电子版附表)，辉钼矿化花岗闪长斑岩的锆石U-Pb年龄为83.6±1.1Ma(数据见电子版附表、图 4)，表明铜厂沟斑岩型Mo-Cu矿床成岩成矿的时限基本一致，都属于燕山晚期构造-岩浆活动的产物。

图 4

Fig. 4

图 4 铜厂沟花岗闪长斑岩锆石206Pb/238U-207Pb/235U谐和图 Fig. 4 Concordia diagram of zircon 206Pb/238U-207Pb/235U of Tongchanggou granodiorite porphyry

休瓦促W-Mo矿区位于格咱-乡城断裂以东，休瓦促-热林Cu-W-Mo-PbZn矿带北段。矿区出露地层为三叠系上统喇嘛亚组一段(T₃lm¹)岩性为灰色砂岩、粉砂岩、粉砂质绢云板岩(图 5)。矿区内发育一条NW-SE向断裂，地貌上表现呈串珠状高原湖泊及分水岭、深沟等特征，平硐中见断层泥化带，断层产状55°∠65°。矿区东南角有大面积出露的二长花岗岩体，岩性绝大多数为黑云母二长花岗岩，少数为花岗闪长岩，岩石具硅化及绢云母化。

图 5

Fig. 5

图 5 休瓦促W-Mo矿区地质图(据云南省地质调查院，2013修编) Fig. 5 Geological map of Xiuwacu W-Mo mining area

辉钼矿主要赋存于二长花岗岩体内及构造裂隙或破碎带石英脉中，矿(化)体产出严格受断裂或裂隙控制。矿区分为东西两矿段，共圈出7个矿体(KT1~KT7)。Mo品位0.43%~6.37%，平均品位1.89%，矿床有用组分变化较均匀，矿床规模达中型。矿石矿物成分主要为辉钼矿、白钨矿，偶见少量黄铁矿、黄铜矿，未见氧化矿石。李建康等(2007)采用辉钼矿Re-Os测年技术获得休瓦促Mo矿床的形成时代为83±1Ma，本文LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果表明，辉钼矿化二长花岗岩的年龄为83.3±1.7Ma(MWSD=0.28)(数据见电子版附表、图 6)，属于燕山晚期的构造-岩浆活动产物。值得一提的是，本文获得了休瓦促东矿段花岗闪长岩的锆石U-Pb年龄为202±3.5Ma(MWSD=0.64)(数据见电子版附表)，这表明休瓦促W-Mo矿区存在印支晚期的岩浆活动及侵入事件。

图 6

Fig. 6

图 6 休瓦促二长花岗岩、花岗闪长岩锆石206Pb/238U-207Pb/235U谐和图 Fig. 6 Concordia diagram of zircon 206Pb/238U-207Pb/235U of Xiuwacu monzonitic granite and granodiorite

矿区位于乡城-丽江结合带北段，热林背斜轴部附近。出露地层主要为曲嘎寺组三段(T₃q³)，分布于热林背斜轴部，主要为薄-中厚层状灰岩夹绢云板岩;图姆沟组一段(T₃t¹)，主要分布于热林背斜的两翼，岩性为板岩夹灰岩，底部为砾岩;图姆沟组二段(T₃t²)，分布于矿区两侧，热林背斜两翼，为绢云板岩和中性及中酸性火山岩类，火山岩组合为安山岩-流纹岩-英安岩-火山角砾岩，总体为一套碎屑岩-火山岩建造(图 7)。矿区断裂及褶皱发育，构造活动强烈，断裂及褶皱控制了地层的分布及花岗岩体的侵位。侵入岩以浅成-超浅成中酸性侵入岩为主，形成时代主要为印支晚期-燕山晚期，岩石由中酸性二长花岗岩、二长花岗斑岩和石英闪长玢岩组成。

图 7

Fig. 7

图 7 中甸地区热林-亚杂矿区地质矿产略图(据尹光侯等，2009修改) 1-第四系，2-图姆沟组，3-曲嘎寺组，4-晚白垩世二长花岗岩，5-晚白垩世二长花岗斑岩，6-三叠纪石英闪长玢岩，7-三叠纪英安斑岩，8-花岗脉岩类，9-逆断层，10-中性/基性火山岩，11-Ⅰ-细粒二长花岗岩，12-Ⅱ-中粒二长花岗岩，13-Ⅲ-二长花岗斑岩，14-地质界线、岩性岩相界线 1-Quaternary System; 2-Tumugou Foramtion; 3-Qugasi Foramtion; 4-monzonitic granite of Late Cretaceous; 5-monzogranite porphyry of Late Cretaceous; 6-quartz diorite porphyrite of Triassic; 7-dacite porphyry of Triassic; 8-granite vein rocks; 9-reverse fault; 10-middle/basic volcanic rock; 11-Ⅰ-fine grained monzonitic granite; 12-Ⅱ-medium grained monzonitic granite; 13-Ⅲ-monzogranite porphyry; 14-geological boundary，lithological facies boundaries Fig. 7 The geological mineral sketch of Relin-Yaza mining area in Zhongdian(after Yin et al.，2009)

地表工程控制多个矿体，矿体均分布于二长花岗岩内部，呈脉状分布，矿体厚度较小，品位较低。其中，KT1分布于热林丫口附近，呈脉状分布，矿体走向345°，倾向NE。矿体厚度0.8~10m，Mo品位0.019%~0.086%，平均0.049%。钻孔深部揭露到二长花岗岩，说明深部存在含矿斑岩体(图 8)。从空间上看，矿区矿化具有明显分带性，即岩体的内外接触带附近具Mo-W矿化，离接触带500m左右地段具黄铜矿、弱辉钼矿化，离接触带约1800~2000m地段具PbZn矿化。推测深部可能具有较好的Mo-W找矿潜力。矿石以原生硫化矿为主，矿石矿物包括黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、黄铜矿、锡石、白钨矿、磁铁矿、辉钼矿等;脉石矿物为石英、长石、绿泥石、黑云母等。

图 8

Fig. 8

图 8 热林Cu-Mo多金属矿区0号勘探线剖面图(据云南省地质调查院，2013修改) Fig. 8 Profile map of No.0 exploration line of copper molybdenum polymetallic mining area in Relin

李建康等(2007)获得热林矿床辉钼矿的Re-Os等时线年龄为81.2±2.3Ma;尹光侯等(2009)采用黑云母Ar-Ar定年技术测得热林黑云母二长花岗斑岩的黑云母Ar-Ar坪年龄为82.01±0.86Ma，等时线年龄为81.7±1.1Ma。本文新获取2件二长花岗岩样品的锆石U-Pb年龄为79.4±2.0Ma和78±1.6Ma(数据见电子版附表、图 9)，表明热林矿区成岩成矿事件同属燕山晚期的构造-岩浆活动产物。

图 9

Fig. 9

图 9 热林花岗闪长斑岩锆石206Pb/238U-207Pb/235U谐和图 Fig. 9 Concordia diagram of zircon 206Pb/238U-207Pb/235U of Relin granodiorite porphyry

红山Cu-Mo矿床位于香格里拉县格咱乡红山一带，与雪鸡坪铜矿毗邻，处于普朗-红山Cu多金属矿亚带西侧。矿区内次级断裂发育，多数与区域构造线一致，呈NW-SE向(图 10)。特别是成矿前的层间裂隙、节理发育，是产生矽卡岩化及矿化最有利的构造条件。矿区内火山岩很不发育，侵入岩均为浅成闪长玢岩或二长斑岩，数量较少。玢岩或斑岩均呈NW向延伸，侵入于曲嘎寺组砂泥质板岩中，岩石的蚀变较强。经工程揭露隐伏的花岗闪长斑岩具较好的Mo矿化(图 11)，外接触带矽卡岩型层状Cu矿化发育。角岩中可见沿裂隙发育的细脉、网脉状Mo、Cu矿化。

图 10

Fig. 10

图 10 红山Cu-Mo矿矿区地质图(据云南省地质调查院，2013修编) Fig. 10 Geological map of Hongshan Cu-Mo mining area)

图 11

Fig. 11

图 11 红山Cu-Mo多金属矿区9号勘探线剖面图(据云南省地质调查院，2013修改) Fig. 11 Profile map of No.9 exploration line of Cu-Mo polymetallic mining area in Hongshan

红山Cu-Mo矿床的成矿时代问题一直存在较大的争议，石英二长斑岩隐伏岩体的全岩Rb-Sr等时年龄为216Ma，徐兴旺等(2006)获得辉钼矿的Re-Os年龄为77±2Ma;李建康等(2007)获得夕卡岩型矿石中的黄铁矿Re-Os年龄为77±18Ma;李文昌等(2011)获得红山深部隐伏岩体中辉钼矿矿Re-Os年龄为80.2Ma;黄肖潇等(2012)获得了红山成矿斑岩印支期、燕山期两期研究获得的锆石U-Pb年龄为216±3.3Ma和75.8±1.3Ma，孟健寅等(2013)获得红山夕卡岩型矿石中辉钼矿Re-Os等时线年龄年龄为79.32±0.87Ma;彭惠娟等(2014)认为是红山矿床是形成于晚燕山期的夕卡岩型铜矿床。本文获得的红山深部隐伏的花岗闪长斑岩的锆石U-Pb年龄为80±1.1Ma(数据见电子版附表、图 12)，属于燕山晚期构造-岩浆活动产物。上述表明，红山Cu-Mo矿床存在两期成岩成矿作用，与石英二长斑岩、闪长玢岩有关的Cu金属成矿作用形成于印支期，而与深部隐伏花岗闪长斑岩有关的Cu-Mo成矿作用形成于燕山晚期，晚期对早期具有明显的叠加和改造作用。

燕山晚期Mo多金属矿床含矿斑岩体岩性主要为花岗闪长斑岩和二长花岗岩，岩石常含斜长石、钾长石、石英、黑云母为主的斑晶。岩石地球化学分析结果表明(表 2)，铜厂沟Mo-Cu矿床花岗岩闪长斑岩SiO₂含量为63.02%~74.06%，全碱(Na₂O+K₂O)含量为6.97%~8.79%。岩石里特曼指数(σ)平均为2.30，属高钾钙碱性岩石系列(图 13)。岩石具较高的稀土元素总量∑REE=168.4×10^-6~258.7×10^-6。轻稀土较为富集(LREE/HREE为12.2~15.8)，δEu为0.89~0.97，表现出无明显的δEu异常。休瓦促二长花岗岩SiO₂含量为66.29%~77.36%，全碱(K₂O+Na₂O)含量为5.07%~9.24%，K₂O含量普遍高于Na₂O，属高钾钙碱性系列，少数为钾玄岩系列(图 13)，显示准铝质-弱过铝质特征。稀土元素总量∑REE=155.0×10^-6~356.2×10^-6。δEu值为0.26~0.74，δEu表现具明显的负异常(图 14a)。负Eu异常的存在与Sr的强烈亏损一致，说明斜长石和角闪石等富Ca矿物分离结晶或者源区存留。热林二长花岗岩中的SiO₂含量69.88%~74.58%，全碱(K₂O+Na₂O)含量为7.23%~8.62%，属高钾钙碱性系列，少数为钾玄岩系列(图 13)，具准铝质-弱过铝质特征。岩石稀土元素总量∑REE=80.72×10^-6~284.9×10^-6。(La/Yb)_N值为7.63~32.8，具较高的(La/Yb)_N和LREE/HREE值，表明轻稀土元素分馏较强，且岩浆分异程度相对较高，δEu为0.46~0.83，具负Eu异常(图 14a)。负Eu异常可能与岩体中斜长石较多，剥蚀较深存在一定关系。红山隐伏花岗闪长斑岩中SiO₂含量为67.59%~71.84%，全碱(K₂O+Na₂O)含量为7.6%~9.55%，属高钾钙碱性-钾玄岩系列(图 13)，显示准铝质特征。稀土元素特征表明，花岗闪长斑岩具较高的稀土总量，∑REE平均为197.8×10^-6。在球粒陨石标准化曲线中，呈现典型的右倾模式(图 14a)，LREE/HREE值为7.61~24.7，为轻稀土元素(LREE)富集型。(La/Yb)_N值为8.29~50.7，较高的(La/Yb)_N和LREE/HREE值，表明轻稀土元素分馏较强，且岩浆分异程度相对较高。δEu值为0.58~0.82，δEu表现出弱的负异常。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 乡城-丽江结合带燕山期花岗岩主量(wt%)和微量元素特征(×10-6) Table 2 The characteristics of major elements (wt%) and tracee lements (×10-6) of Yanshanian granite in xiangcheng-Lijiang suture zone 样品号 TCG-01 -3 -4 -6 -7 -8 XWC4-09-1 -12-1 -15-2 -04-2 RL-02 -4 -5 -9 HS-331 -334 -338 矿床/岩性 铜厂沟Mo-Cu矿床花岗闪长斑岩 休瓦促W-Mo矿床二长花岗岩 热林Mo矿床二长花岗岩 红山Cu-Mo矿床花岗闪长 SiO2 67.56 66.59 68.93 67.13 69.6 67.41 76.57 74.21 74.83 71.92 72.61 74.58 72.38 69.88 70.17 71.84 67.59 TiO2 0.55 0.6 0.58 0.56 0.56 0.6 0.21 0.21 0.23 0.24 0.43 0.3 0.37 0.48 0.47 0.35 0.34 Al2O3 14.05 15.15 14.15 15.36 14.27 15.02 13.32 13.49 12.82 14.06 12.93 11.22 12.86 13.43 14.11 13.33 14.21 Fe2O3 2.99 1.58 1.28 1.5 1.35 1.61 0.31 0.76 0.72 1.15 1.52 0.6 0.97 1.82 0.82 0.26 0.84 FeO 1.41 1.12 1.7 1.41 1.76 2 0.42 0.57 0.88 0.47 1.15 0.99 0.83 1.56 1.66 1.26 1.25 MnO 0.04 0.04 0.03 0.05 0.05 0.05 0.01 0.03 0.04 0.03 0.05 0.03 0.04 0.12 0.03 0.02 0.03 MgO 1.25 1.39 1.19 1.21 1.24 1.31 0.22 0.33 0.33 0.38 0.74 0.52 0.65 1.04 1.02 0.57 0.66 CaO 2 3.03 2.96 3.26 2.36 3.25 0.2 1.17 1.01 1.37 1.4 1.59 1.52 2.24 1.98 1.32 2.02 Na2O 4.17 3.2 3.45 3.02 3.1 3.6 0.06 3.47 3.59 3.97 2.85 2.42 2.81 3.63 3.57 3 1.8 K2O 2.94 5.91 4.08 4.31 3.87 3.49 6.35 5.23 4.91 5.17 5.05 4.82 5.81 3.78 4.79 5.56 7.75 P2O5 0.24 0.21 0.32 0.28 0.19 0.28 0.03 0.05 0.06 0.01 0.01 0.01 0.01 0.11 0.23 0.21 0.18 LOI 3.62 0.87 1.21 1.56 1.14 1 2.13 0.7 1.32 0.65 0.95 1.58 0.83 1.02 0.99 2.06 3.09 总量 100.82 99.69 99.88 99.65 99.49 99.62 99.83 100.22 100.74 99.42 99.69 98.66 99.08 99.11 99.84 99.78 99.76 A/CNK 1.03 0.88 0.91 0.99 1.05 0.96 1.82 1 0.98 0.96 1.02 0.93 0.94 0.95 0.96 1 0.95 AR 2.59 3.01 2.57 2.3 2.44 2.27 2.8 3.92 4.19 3.91 3.46 3.6 3.99 2.79 3.16 3.81 3.86 σ 2.02 3.48 2.17 2.19 1.81 2.04 1.22 2.42 2.27 2.87 2.1 1.64 2.51 2.02 2.56 2.51 3.63 Rb 93.7 107 77.7 107 90.3 86.2 497 333 374 268 195 162 220 203 176.8 205.1 363.2 Ba 3300 2200 1600 1200 1600 1900 610 810 193 654 671 686 1217 769 1071 1455 1512 Th 14 17.4 17.2 18.2 15.4 16.7 45.3 48.7 54.7 49.8 40 18.7 28.4 47.6 31.07 26.79 24.23 U 3.93 4.4 4.27 5.11 2.93 4.26 / / / / / / / / 10.68 8.97 8.68 Ta 0.002 0.002 0.002 0.002 0.002 0.002 4.45 4.72 14.1 4.73 4.03 1.65 2.43 3.05 2.21 1.72 1.02 Nb 21.7 26.7 26.9 26.7 25.8 28.7 38.3 42.7 80 40.8 45.2 27.4 32.6 44.1 34.58 26.23 16.1 Sr 634 765 827 753 820 907 15.6 207 88.6 194 261 253 362 462 416.5 477.2 314.7 Nd 31 35.6 35.9 38.1 33.6 36.4 29.5 34.9 31.8 31.1 37.3 25.4 30.1 43.4 36.35 29.5 26.51 Zr 191 191 180 189 184 189 81.5 127 112 117 155 88.4 113 175 173.8 156.6 149.9 Hf 2.26 3.36 3.01 2.83 2.77 2.82 3.11 4.3 4.67 4.02 4.83 3.15 3.47 5.01 6.17 5.55 5.03 Sm 4.85 5.35 5.22 5.66 4.98 5.57 4.93 5.95 5.71 5.46 6.07 4.08 5.02 6.81 5.18 4.13 3.86 Y 12.1 14.2 13.6 14.6 12.9 14.1 12.8 19.2 28.5 19 18 9.63 13.2 19.6 11.87 8.88 8.58 La 39.79 54.7 63.97 66.36 54.52 61.2 51.9 59.7 48.6 52.5 65.8 41.1 47.5 75.1 65.91 56.3 44.6 Ce 71.45 97 103.6 108.4 91.83 100.5 90.3 103 89.5 91.9 111 71.9 84.9 131 112.8 92.78 80.18 Pr 8.36 10.22 10.45 11.1 9.5 10.6 9.11 10.5 9.37 9.12 11 7.43 8.65 12.8 11.4 9.378 8.227 Nd 30.99 35.6 35.93 38.08 33.57 36.4 29.5 34.9 31.8 31.1 37.3 25.4 30.1 43.4 36.35 29.5 26.51 Sm 4.85 5.35 5.22 5.66 4.98 5.57 4.93 5.95 5.71 5.46 6.07 4.08 5.02 6.81 5.18 4.13 3.86 Eu 1.41 1.85 1.64 1.84 1.59 1.76 0.61 0.71 0.45 0.68 1.05 0.8 1.05 1.28 1.2 1.02 0.95 Gd 5.01 5.72 5.8 6.23 5.4 5.83 3.36 4.39 4.63 4.27 5.15 2.74 3.47 5.12 4.29 3.31 3.05 Tb 0.59 0.67 0.64 0.69 0.63 0.69 0.35 0.54 0.64 0.53 0.58 0.29 0.39 0.62 0.54 0.41 0.4 Dy 2.72 3.01 2.93 3.25 2.84 3.09 2.39 3.31 4.34 3.41 3.56 1.95 2.56 3.79 2.51 1.86 1.84 Ho 0.49 0.54 0.52 0.57 0.48 0.54 0.42 0.59 0.83 0.6 0.62 0.34 0.46 0.64 0.41 0.32 0.3 Er 1.33 1.62 1.52 1.64 1.37 1.57 1.26 1.79 2.75 1.8 1.85 1.06 1.37 2 1.2 0.87 0.81 Tm 0.16 0.18 0.19 0.2 0.17 0.2 0.17 0.23 0.43 0.24 0.25 0.14 0.18 0.26 0.17 0.13 0.12 Yb 1.1 1.29 1.26 1.3 1.19 1.26 1.2 1.52 3.19 1.58 1.63 0.95 1.2 1.75 1.11 0.8 0.77 Lu 0.16 0.2 0.17 0.18 0.17 0.19 0.19 0.24 0.48 0.23 0.26 0.15 0.2 0.28 0.15 0.12 0.11 ΣREE 168.4 218 233.8 245.5 208.2 229.4 195.7 227.4 202.7 203.4 246.1 158.3 187.1 284.9 243.2 200.9 171.7 $\frac{LREE}{HREE}$ 13.6 15.5 16.9 16.5 16 16.2 20 17 10.7 15.1 16.7 19.8 18 18.7 22.4 24.7 22.3 ${{\left( \frac{La}{Yb} \right)}_{N}}$ 26 30.4 36.6 36.7 32.9 34.8 31 28.2 10.9 23.8 29 31 28.4 30.8 42.6 50.7 41.6 δEu 0.87 1.01 0.91 0.94 0.93 0.94 0.43 0.41 0.26 0.42 0.56 0.69 0.73 0.64 0.75 0.81 0.82 δCe 0.91 0.94 0.89 0.89 0.91 0.89 0.94 0.93 0.96 0.95 0.92 0.93 0.95 0.95 0.93 0.9 0.95

表 2 乡城-丽江结合带燕山期花岗岩主量(wt%)和微量元素特征(×10-6) Table 2 The characteristics of major elements (wt%) and tracee lements (×10-6) of Yanshanian granite in xiangcheng-Lijiang suture zone

图 12

Fig. 12

图 12 红山花岗闪长斑岩锆石206Pb/238U-207Pb/235U谐和图 Fig. 12 Concordia diagram of zircon 206Pb/238U-207Pb/235U of Hongshan granodiorite porphyry

图 13

Fig. 13

图 13 花岗岩TAS分类图解及花岗岩SiO2-K2O图 Fig. 13 TAS classification diagram and SiO2 vs. K2O diagram of granite

图 14

Fig. 14

图 14 稀球粒陨石标准化土元素配分图(a，标准化值据Sun and McDonough，1989)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b，标准化值据Taylor and McClennan，1985) Fig. 14 Chlondrite-normalized REE patterns(a，normalizing values after Sun and McDonough，1989)and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams(b，normalizing values after Taylor and McClennan，1985)of Pulang composite pluton

综上所述，燕山晚期含矿斑岩具有较高的SiO₂含量，岩石具高硅、富碱、高钾的特征，属于高钾钙碱性-钾玄岩的岩石系列，表明具有陆-陆碰撞带含矿斑岩的地球化学特征(侯增谦等，2012)。在微量元素和稀土元素的地球化学组成上，本区碰撞造山带花岗岩具明显的轻稀土(LREE)元素富集的特点，具有一定的负Eu异常，其中休瓦促含矿斑岩表现出较为明显的负Eu异常，热林、红山、铜厂沟含矿斑岩的δEu值表现出相对弱的负异常。本区燕山晚期含矿斑岩中微量元素的分布表现出明显的多峰谷模式，富集大离子亲石元素(LILE)Rb、U、Ba、K，亏损高场强元素(HFSE)Nb、Ta、P、Ti(图 14b)，Th具有明显的正异常，表明含Mo斑岩体主要系大陆地壳深熔作用产物。此外，本区燕山期的含矿斑岩的Sr值变化于15.6×10^-6~907×10^-6，平均563.3×10^-6;Y值变化于8.58×10^-6~28.50×10^-6，平均14.7×10^-6，Sr/Y比值为1.2~64.3，具高Sr，低Y和高Sr/Y比值的特征，显示出典型的埃达克岩的地球化学属性。

与长英质岩浆相关的成矿系统成矿流体是与成矿作用相关的特殊地地质流体，富含挥发性组分和卤素组分的岩浆热液，是研究矿床形成过程中物质来源、运移、汇聚成矿的关键(Hedenquist and Lowenstern，1994)。已有的研究工作表明，休瓦促W-Mo矿床的形成过程可分为硅酸盐-氧化物、石英-硫化物、碳酸盐岩3个阶段。其中，石英-硫化物阶段是主要的成矿阶段，以石英脉及金属硫化物的生成为代表。该阶段原生包裹体主要有气液两相水溶液包裹体(L+V)、富CO₂包裹体(L+V_CO2或L+L_CO2+V_CO2)以及纯液相包裹体(L)。成矿流体为含CO₂的中高温(146~550℃)，中低盐度(3.15%~12.51% Nacleqv)的H₂O-NaCl热液体系，可能主要来自于岩浆期后热液(王新松等，2015)。红山Cu-Mo矿床流体包裹体的研究表明，热液成矿作用可划分为6个阶段，其中深部隐伏斑岩侵入引起的矿化主要为辉钼矿±黄铜矿+黄铁矿-石英脉。该类脉体中发育含NaCl子矿物三相(SL)、气液两相(VL)、富气相(LV)及含CO₂三相(LC)4种类型的流体包裹体。包裹体均一温度变化范围为251.2~321.3℃，盐度为4.4%~7.4% Nacleqv(含子矿物包裹体盐度为31.96%~41.1% Nacleqv)，成矿流体为中高温、低盐度NaCl-CO₂-H₂O体系热液(李文昌等，2013)。铜厂沟Mo-Cu矿床流体包裹体的研究表明，石英-硫化物阶段发育的辉钼矿±黄铜矿+黄铁矿-石英脉中流体包裹体的类型为气液两相包裹体(L+V)和气相包裹体(V)，包裹体较为细小，以气液两相包裹体为主。包裹体的完全均一温度变化范围为265~365℃，盐度为4.5%~9.0% Nacleqv(项目组余海军提供)，属于中高温，中低盐度的H₂O-NaCl热液体系。

上述表明，燕山期形成的Mo多金属矿床主要成矿阶段流体包裹体多为气液两相水溶液包裹体(L+V)，并发育富CO₂包裹体(L+L_CO2+V_CO2)，流体的均一温度变化于200~400℃，属中高温热液矿床，成矿流体形成于中低盐度的H₂O-NaCl热液体系(图 15)。上述特征表明，燕山期Mo多金属矿床的形成具有相似的流体特征，也指示成矿流体的源区可能具有一致或同源性。

图 15

Fig. 15

图 15 流体包裹体均一温度、均一盐度直方图 Fig. 15 Uniform temperature and salinity uniform histogram of fluid inclusions

硫同位素示踪研究是探讨成矿物质来源的主要依据，本文对燕山晚期主要成矿斑岩的研究表明，铜厂沟Mo-Cu矿床中辉钼矿、黄铜矿、黄铁矿的金属硫化物的硫同位素组成δ³⁴S的变化范围为-0.7‰~3.8‰，平均为0.79‰(表 3)，δ³⁴S值的分布呈现出明显的塔式分布特征(图 16)，具有幔源硫的特征，说明矿床中辉钼矿、黄铜矿、黄铁矿的硫同位素组成与岩浆热液流体所形成的矿床硫同位素值相一致。休瓦促W-Mo矿中辉钼矿、黄铜矿、黄铁矿的硫同位素组成表明，δ³⁴S值的变化范围为1.4‰~4.4‰，平均为2.65‰，变化范围较窄，具有高度均一的硫源，说明在硫化物的结晶沉淀过程中没有引起成矿流体中硫同位素的强烈分馏，呈现出岩浆硫的特征。红山Cu-Mo矿中黄铜矿、黄铁矿的硫同位素组成非常稳定，δ³⁴S的变化范围为3.52‰~6.11‰，平均值为4.4‰，说明矿床的硫源主要为岩浆硫。俎波等(2013)的研究表明，红山Cu-Mo矿石硫化物环带的δ³⁴S集中分布于3.8‰~5.23‰之间，极差仅1.42‰，均值为4.56‰; 集中分布且较低的δ³⁴S值可能指示矿石硫统一来源于深源岩浆，这与本文的结果基本一致。本次研究所获得的燕山期代表性Mo多金属矿床金属硫化物δ³⁴S值主要集中分布在0值附近，这与岩浆热液流体所形成的矿床硫同位素值分布相一致，表明在矿床形成过程中岩浆热液流体发挥了重要作用。

表 3

Table 3

表 3(Table 3)

表 3 燕山期斑岩型Mo多金属矿床硫化物硫同位素组成 Table 3 Sulfur isotopic composition of sulfide of Tongchanggou porphyry molybdenum deposit 矿床 样品号 矿物 δ34Sv-CDT(‰) 样品号 矿物 δ34Sv-CDT(‰) 铜厂沟 CCG-01 黄铁矿 -0.1 LBB-10-17 黄铁矿 0.7 CCG-02 黄铁矿 -0.7 LBB-10-22 黄铁矿 0.7 CCG-04 黄铁矿 0.6 LBB-10-22 辉钼矿 1.1 CCG-08 黄铁矿 1 LBB-10-23 黄铁矿 1.4 CCG-10 黄铁矿 0.2 LBB-10-28 黄铁矿 1.2 LBB-03-2 黄铁矿 0.5 LBB-10-31 辉钼矿 3.8 LBB-10-4 辉钼矿 0.1 LBB-10-37 辉钼矿 0.1 LBB-06 黄铜矿 0.4 LBB-10-40 黄铁矿 0.8 LBB-10-6 辉钼矿 0.7 LBB-48 黄铁矿 0.8 LBB-10-16 辉钼矿 1.1 LBB-78-2 黄铁矿 0.8 LBB-10-16 黄铁矿 1.4 休瓦促 XWC4-07-1 黄铁矿 3.2 XWC4-10-3 黄铁矿 3.7 XWC4-07-2 黄铜矿 3.2 XWC4-10-3 黄铜矿 4.1 WC4-07-5 辉钼矿 1.9 XWC4-10-3 辉钼矿 1.5 XWC4-07-7 辉钼矿 1.8 XWC4-10-5 辉钼矿 1.9 XWC4-07-9 黄铁矿 3.3 XWC4-10-6 辉钼矿 1.7 XWC4-10-1 辉钼矿 1.4 XWC4-10-7 辉钼矿 2.8 XWC4-10-2 辉钼矿 2.2 XWC4-10-7 黄铁矿 4.4 红山 HS3-1 黄铁矿 6.11 HS4-1 黄铜矿 4.61 HS3-1 黄铜矿 3.52 HS5-1 黄铜矿 3.65 HS4-1 黄铁矿 4.58 HS6-1 黄铜矿 4.16 注:铜厂沟、休瓦促为本文数据;红山据项目组

表 3 燕山期斑岩型Mo多金属矿床硫化物硫同位素组成 Table 3 Sulfur isotopic composition of sulfide of Tongchanggou porphyry molybdenum deposit

图 16

Fig. 16

图 16 硫同位素分布直方图 资料来源:铜厂沟数据为本文实测值;休瓦促数据杨岳清等，2002;王新松等，2015;项目组;红山数据孟健寅等，2013;俎波等，2013;项目组 Fig. 16 Distribution histogram of sulfur isotopic

铅同位素的示踪研究表明，铜厂沟Mo-Cu矿床矿石矿物的铅同位素组成:²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb为18.3325~18.694，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb为15.588~15.663，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb为38.454~39.008，铅同位素组成较为稳定，显示正常铅的特征。铅同位素组成与特征参数(△β与△γ、V1与V2)之间具有明显的正相关性，依据铅构造模式判别和成因分类的综合分析，铜厂沟斑岩Mo-Cu矿床的铅主要来源于深部，并显示壳幔混合来源的特征(刘学龙等，2016)。红山Cu-Mo矿床的铅同位素分析表明，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb为18.561~18.712，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb为15.621~15.695，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb为38.971~39.332，铅同位素组成变化稳定，主要为正常铅(刘学龙等，2013)。休瓦促Cu-Mo矿床金属硫化物铅同位素组成表明，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb为18.646~18.936，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb为15.650~15.710，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb为38.857~39.404，各种金属硫化物也具有较为相似的Pb同位素组成，表明具有相同的来源;且与成矿相关的花岗岩的Pb同位素初始值具有相似的变化范围，说明具有相似或一致的物质来源(王新松等，2015)。本文综合区内3个Mo多金属矿矿床的铅同位素进行分析，样品主要落入上地壳和造山带范围，明显以壳源为主(图 17)。成矿物质来源与碰撞造山后的构造演化可能存在密切关系。说明铅同位素来源于造山带构造-岩浆事件中岩浆热液的带入。此外，铅的模式年龄说明下部存在较老的地质体，与区内岩浆弧是在古生代地壳基础上发育起来的推断相吻合(李文昌等，2012)。

图 17

Fig. 17

图 17 铅同位素207Pb/204Pb-206Pb/204Pb构造环境判别图解(据Zartman and Doe，1981)与△β-△γ成因分类图解(据朱炳泉，1998) 数据来源:铜厂沟数据为本文实测值;休瓦促数据王新松等，2015;红山数据宋保昌等，2006;刘学龙等，2013 Fig. 17 Tectonic environment discrimination diagram of lead isotope 207Pb/204Pb vs. 206Pb/204Pb(after Zartman and Doe，1981)and genetic classification diagram of △β-△γ(after Zhu，1998)

研究表明，Re-Os同位素体系不仅可以精确测定金属矿床中硫化物的形成时间，而且可以示踪成矿物质来源以及指示成矿过程中不同来源物质的混入程度(Foster et al.，1996)。一般金属硫化物的来源从幔源→壳幔混合源→壳源，辉钼矿中Re的含量会逐渐降低。李文昌等(2012)对前人的研究成果总结表明，成矿物质来源于地幔或以地幔物质为主的矿床，其辉钼矿的Re含量变化于10×10^-6~1000×10^-6;具有壳幔混合源的矿床，每克辉钼矿中的Re含量多在(n×10)×10^-6;成矿物质完全来自于地壳(上地壳)，其辉钼矿Re含量明显较低，为(1~n)×10^-6。本文分别统计了燕山晚期铜厂沟、休瓦促、热林、红山Mo多金属矿床中金属矿物中Re含量变化，见表 4所示。

表 4

Table 4

表 4(Table 4)

表 4 燕山晚期Mo多金属矿床Re-Os测年Re含量 Table 4 Re content of Re-Os dating of porphyry copper molybdenum deposit in Late Yanshanian 序号 矿床 测试矿物 Re(×10-6) 平均值(×10-6) 数据来源 1 铜厂沟Mo-Cu矿 辉钼矿 16.41~43.53 31.9 李文昌等(2012) 2 休瓦促W-Mo矿 辉钼矿 4.3~18.65 17.9 李建康等(2007) 3 热林Cu-Mo矿 辉钼矿 7.2~23.7 11.49 项目组 4 红山(红牛)Cu-Mo矿 辉钼矿 16.0~64.33 31.8 徐兴旺等(2006) 5 红山(红牛)Cu-Mo矿 黄铁矿 2.5~15.7 0.71 李建康等(2007) 6 红山(红牛)Cu-Mo矿 辉钼矿 4~94 39.5 孟健寅等(2013)

表 4 燕山晚期Mo多金属矿床Re-Os测年Re含量 Table 4 Re content of Re-Os dating of porphyry copper molybdenum deposit in Late Yanshanian

铜厂沟Mo-Cu矿床中辉钼矿中Re含量为16.41×10^-6~43.53×10^-6，表明其成矿物质源区具有壳幔混合来源的特征，且更靠近壳源说明成矿物质来源以壳源为主有幔源组分的加入。休瓦促W-Mo矿中辉钼矿中Re含量为4.3×10^-6~23.72×10^-6，与壳幔混源的物质源区的辉钼矿中Re的含量相一致，表明成矿物质的来源具有壳幔混合来源的特征。热林铜钼Cu-Mo矿中辉钼矿中Re含量为7.2×10^-6~23.7×10^-6，源区特征仍表现出壳幔混源的特点。红山Cu-Mo矿床中辉钼矿的Re含量为2.5×10^-6~94×10^-6，与壳源和壳幔混源岩浆热液矿床中Re的含量相近，说明红山Cu-Mo矿床成矿物质来源以壳源为主，并混入少量幔源物质，具有壳幔混源的特征。因此，乡城-丽江结合带燕山晚期的斑岩型Mo多金属矿床中Re含量变化范围较为一致，指示成矿物质来源具有相同或相似的物质源区，即以壳源物质源区为主且有少量幔源物质加入的特征。综上所述，燕山晚期主要Mo多金属矿床S、Pb同位素示踪及Re-Os测年Re含量的分析结果表明，燕山晚期的含矿斑岩成矿物质以壳源为主，但具有明显的壳幔混源的特征。

本区燕山期成矿作用与中酸性岩浆活动密切相关。从含矿岩石的类型来看，以花岗闪长斑岩、二长花岗岩为主，Cu-Mo-W多金属矿化主要发育在斑岩体内及接触带附近。区内代表性矿床，在成矿元素的组合上表现出较好的相似性。休瓦促W-Mo矿床在斑岩体及接触带内矿化产出以Mo-W-Cu为主，外带产出有Pb-Zn-Ag及Sn矿化。热林Cu-Mo矿床成矿元素的组合类型以Cu-Mo为主，但近期的研究工作也发现了二长花岗斑岩中具有较好的W矿化，因此其成矿元素的组合类型仍以Cu-Mo-W为主。红山Cu-Mo矿以往的研究工作主要以Cu为主，侵入岩体在地表的出露面积较小，仅见有闪长玢岩的岩枝出露，地表分布有大量的角岩及矽卡岩，矿化元素以Cu为主，外带分布有Pb-Zn-Ag多金属化。但深部的花岗闪长斑岩的揭露也显示具有Mo的矿化元素组合，但矿区深部花岗斑岩中尚未见有W的矿化显示。铜厂沟Mo-Cu矿床作为本区燕山晚期成矿的典型代表，成矿元素的组合类型具较好的分带性，主要表现为矿体浅部以Cu为主，中部表现为Cu-Mo共生，内接触附件发育有W矿化，深部矿化以Mo为主的特征。

从矿化类型与斑岩体的空间分布情况来看，燕山晚期Mo多金属矿床矿化类型自斑岩体向外依次为斑岩型Mo-Cu-W矿化→矽卡岩型Cu-Mo矿化→热液型Cu-Pb-Zn-Ag矿化。矿化体主要受斑岩体中构造裂隙系统的控制，构造裂隙主要发育于岩体的顶部或边部，而岩体中心没有明显的发育。含矿裂隙多呈脉状、网脉状分布，裂隙越是发育矿化也越富集，如铜厂沟含矿斑岩的边部发育的构造裂隙中分布有富集的辉钼矿化，受构造裂隙控制的矿体多呈透镜状或似层状产出。休瓦促W-Mo矿中，辉钼矿的发育多与石英脉的产出密切相关，在较宽的石英脉或细脉状石英脉体的边缘均有辉钼矿、黄铜矿、白钨矿的产出。同时，Cu-Mo-W矿化也表现出斑岩体本身就是矿体的特征。

另外，燕山晚期的含矿斑岩(休瓦促、热林、铜厂沟)中都发现了白钨矿，W矿化的分布同样受构造裂隙的控制，与石英脉的发育密切关联，多呈星点状、细脉状分布，在局部矿化富集地段可见有稠密浸染状的分布。由于热液矿床中成矿元素的沉淀随温度的变化呈现出不同的空间分带性。成矿元素的组合上由岩体中心向外表现出Mo→Mo-Cu(W)→Cu(Mo)→Pb-Zn-Ag由高温→中高温→中低温的变化规律，显示出岩体→内接触带→外接触带→围岩的成矿效应。

已有的研究成果表明，格咱岛弧地区Cu-Mo多金属矿床主要形成于印支期、燕山期中酸性岩浆侵入作用，区内成矿作用显示了叠加改造的普遍性、物质来源的多样性和成矿元素的复杂性(李文昌等，2015)。印支期，自晚三叠世甘孜-理塘洋壳向西发生俯冲以来，源自俯冲板片的脱水流体随地幔的交代诱发源区岩石熔融，导致区内钙碱性岩浆发生浅成-超浅成侵位和斑岩型Cu矿(普朗、雪鸡坪、春都)及矽卡岩型Cu多金属矿床(红山、浪都)的形成。进入燕山期以来，受区域造山后伸展作用的影响和制约，该区发育有陆壳重融主导型花岗岩浆的侵入作用(李文昌，2007)，同时伴随有Mo、W、Cu多金属矿床的成矿作用的发生，形成了与二长花岗岩有关的Mo、W斑岩型矿床及花岗闪长斑岩侵入有关的Mo多金属成矿作用，其空间上形成了本区另一条重要的构造-岩浆成矿带。燕山晚期，陆壳重融型岩浆的侵位揭示了本区区域应力场发生了重大的转变。造山作用的P-T-t轨迹表明，在挤压应力场向伸展转变的过程会引起物质的熔融和成矿流体的形成，从而导致强烈的岩浆作用和流体活动，是成岩成矿作用发育形成的有利阶段(陈衍景，2006)。由于地壳的增厚，山根温度相对低于软流圈温度，这种热-物质结构产生潜在的重力失衡，导致去根作用或下地壳的拆沉作用，其结果是下部热的软流圈大幅上涌并导致地壳部分熔融，造成大规模的岩浆侵入事件，即S型花岗岩的大规模发育。

区内燕山期成矿作用与造山期后花岗岩的岩浆作用关系密切，由于岩浆作用形成的热液可以继承岩浆成分，因此岩浆中成矿元素富集特征可以反映到岩浆热液成矿作用中，燕山期岩浆富集Mo、W、Cu、Ag、Au等金属成矿元素，因此，为W、Mo多金属成矿作用提供了必要的物质基础，并形成了与二长花岗岩有关的石英脉型Mo(W)矿(休瓦促、沙都格勒)及沿构造破碎带发育的含Au-Ag-W-Sn的石英脉型多金属矿床(热林)。中部的红山深部发现隐伏花岗闪长斑岩体，岩体内发育有较好的Mo(Cu)矿化。南部铜厂沟经工程揭露也发现了深部的隐伏岩体，岩性主要为花岗闪长斑岩，岩体内Mo矿化发育较好，地质找矿工作已获得重大的突破。综上所述，乡城-丽江结合带燕山期侵入岩带呈南北向叠加于印支期岛弧岩浆岩带上，矿床多产于复式岩体内，以同源早期岩浆为围岩，成矿作用以接触交代和热液充填为主，形成了高温热液交代型，高温成矿元素组合为主的Mo-Cu-W为主的多金属成矿系统。

自晚三叠世以来，格咱地区大规模的构造-岩浆作用使得岩浆与地层中的成矿元素相互叠加富集，导致大量Cu、Mo、Au等成矿元素预富集形成初时矿源层之一，为之后的斑岩Mo多金属矿床的形成奠定了物质基础。至燕山晚期，区域性的碰撞后至伸展作用的构造转换阶段伴随有大规模的构造-岩浆-成矿事件。在造山环境，陆壳相对较薄，在早期挤压构造的基础上形成了大型的张性断裂系统，这为后期岩浆-流体-成矿作用的形成提供了良好的空间。燕山早期受印支期洋壳俯冲造山作用及压性构造的影响，造山带内发育的钾玄岩岩石系列的侵入岩可视为印支期洋壳俯冲消减作用的结束;燕山期与碰撞造山作用有关火山-侵入岩主要为高钾钙碱性的壳幔型花岗岩，燕山晚期受碰撞造山向造山后伸展构造转换的影响，区内形成了大量高钾钙碱性-钾玄岩系列的花岗岩，是碰撞造山作用过程"山根"拆沉作用的有效记录，这种构造环境的转换是区内燕山晚期斑岩Mo多金属矿床形成的主要机制。

乡城-丽江结合带燕山晚期斑岩型Cu-Mo-W成矿系统是燕山期碰撞造山作用过程的地质记录，成矿系统的分析与成矿模式的建立对于理解和深化对该区燕山期陆-陆碰撞造山过程的演化及相关的成岩成矿作用具有重要的地质意义。本区燕山晚期花岗岩浆的侵入及伴生的斑岩型矿床和大规模成矿流体的活动表明，滇西北地区晚白垩世存在区域性的构造-岩浆-流体-成矿作用，各斑岩型Cu-Mo矿床并不是独立或个别的成矿事件，而是属于区内与晚白垩世岩浆侵入作用相关的斑岩成矿系统的一部分。

区内Cu-Mo多金属成矿时代主要为印支期、燕山期及喜马拉雅期。通过各类型矿床查明资源储量占总资源储量的比例得出，Cu矿成矿时代以印支期为主，成矿系列为斑岩成矿系列;Mo矿床的形成时代主要为燕山晚期，也属于斑岩成矿系列。同时代、同类型的矿床，由于各成矿地质条件和控矿因素差异性，燕山晚期的斑岩成矿(系列)产出部位、类型各异。本文在综合区域地质背景，区域构造演化、典型矿床特征、成岩成矿物质系统的研究基础上，建立了乡城-丽江结合带燕山期斑岩型Mo多金属矿床成矿系统模式与预测模型，见图 18所示。

图 18

Fig. 18

图 18 燕山晚期斑岩型Mo多金属矿床成矿系统模式 Fig. 18 The metallogenic system model of Mo-polymetallic deposit in Late Cretaceous

(1) 乡城-丽江结合带燕山期含矿斑岩具高硅、富碱、高钾的特征，属高钾钙碱性-钾玄岩岩石系列，岩石富集轻稀土(LREE)，具有一定的负δEu异常，微量元素分布表现出明显的多峰谷模式，明显富集大离子亲石元素(LILE)Rb、U、K，亏损高场强元素(HFSE)Nb、Ta、P、Ti，Th具有明显的正异常，表明含Mo斑岩体的形成具有大陆地壳的成因。燕山晚期含矿斑岩具有相似的稀土元素和微量元素地球化学组成特征，表明该区成矿斑岩是由同源岩浆分异演化而来。在成岩成矿时代上，区内4个代表性矿床含矿斑岩锆石U-Pb年龄值都非常接近，近乎同时期形成，属于燕山晚期构造-岩浆活动的产物。

(2) 燕山晚期的斑岩Mo多金属矿床的形成与区内壳源岩浆侵入密切相关，成矿物质以壳源为主，但具有壳幔混源的特征，含矿斑岩成岩成矿物质来源具有相似或一致的源区特征。在成矿元素的组合上，由斑岩体内向外带具有W、Mo→W、Mo、Cu→Pb、Zn、Ag的演化趋势，而红山矿床具有上部Cu-PbZn下部Cu-Mo的矿化元素分带和铜厂沟上部以Cu为主，中部Cu-Mo，深部Mo-W的垂直矿化元素分带模式。

(3) 本区燕山晚期花岗岩浆的侵入及大规模成矿流体的活动表明，滇西北地区晚白垩世存在区域性的构造-岩浆-流体-成矿作用，各斑岩型Mo多金属矿床并不是独立或个别的成矿事件，而是属于区内与晚白垩世岩浆侵入作用相关的斑岩成矿系统的一部分。