2017, Vol. 33
2. 云南省地质调查局, 昆明 650051;
3. 中国地质调查局成都地质调查中心, 成都 610081;
4. 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室, 北京 100083
2. Yunnan Geological Survey Bureau, Kunming 650051, China;
3. Chengdu Center, China Geological Survey, Chengdu 610081, China;
4. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, China University Of Geosciences, Beijing 100083, China
义敦岛弧位于中国西南三江造山带北段，是晚三叠世甘孜-理塘古特提斯洋壳向西俯冲形成的近南北向火山岩浆岛弧(侯增谦等，2003；李文昌等, 2010, 2013；Deng et al., 2014, 2017)。由于南北俯冲角度的差异，北部俯冲角度高，形成张性环境的昌台弧，岩浆喷出地表而发育大量火山岩，伴随发育有VMS型Pb-Zn-Ag矿床；而南部俯冲角度低，形成压性环境的香格里拉弧(又名中甸弧、格咱弧)(Li et al., 2017)，发育强烈的构造-岩浆-热液活动，从而发育丰富的斑岩成矿作用。香格里拉地区自晚三叠世以来主要发育有两期构造-岩浆活动，并伴随两大成矿系统：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(李文昌等，2013)。各成矿系统均对应一系列典型矿床，如印支期斑岩Cu多金属成矿系统中普朗、雪鸡坪、浪都、亚杂等矿床；燕山期斑岩Mo-Cu多金属成矿系统中铜厂沟、红山、休瓦促、竹鸡顶等矿床。该区的构造-岩浆-成矿演化序列、成矿物质来源、成矿流体系统和成矿动力学背景等方面已有广泛研究并取得丰硕成果(Cao et al., 2016; 李文昌和曾普胜，2007；李文昌等, 2011, 2013；孟健寅等，2013；杨立强等，2015；Yang et al., 2017a)。
休瓦促钨钼矿区位于香格里拉北部。该矿区的研究工作起步较晚，目前研究程度还比较薄弱。前人的研究多集中于矿区晚白垩世成岩成矿年代学、岩石成因、动力学背景、流体特征和成矿物质来源等方面(侯增谦等，2003；李文昌等，2011；杨岳清等，2002；李建康等，2007；Wang et al., 2014a, b，2016；王新松等，2015；孟健寅等，2013)，认为休瓦促钨钼矿床的形成与晚白垩世岩浆活动有关。而近年研究发现，休瓦促岩体并非仅由晚白垩世岩浆活动形成，而是一复式岩体，由两期岩体(晚三叠世和晚白垩世)叠加而成(Lai et al., 2016；余海军和李文昌，2016；刘学龙等，2016)。那么这两期岩体之间存在怎样的关系，晚三叠世岩体是否对该矿床的形成有所贡献，有何种贡献，以及晚三叠世岩体是否具成矿的潜力等问题对该矿床的成因认识有着重要的意义。基于此，本文通过对两期岩体之间的时空关系以及各自的岩浆氧逸度和地球化学特征研究，探讨其成矿特征，并结合区域构造-岩浆-成矿特征，探寻香格里拉地区斑岩成矿规律和找矿方向。
2 区域地质背景义敦岛弧位于西南三江特提斯成矿域的中部，为晚三叠世甘孜-理塘洋向西俯冲于中咱微陆块下形成(侯增谦等，2003；王新松等，2015)。其范围东以甘孜-理塘结合带为界，西至区域性乡城-格咱断裂与中咱微陆块相邻，南延至土官村一带与三江口-剑川断裂带相接，从而在南部封闭了义敦岛弧(图 1b)。平面上，从北至南，义敦岛弧可划分为三段，即北部昌台地区的昌台弧，中部乡城地区的乡城弧，南部香格里拉地区的香格里拉弧(杨立强等，2015；Li et al., 2017)。
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图 1 义敦岛弧南段香格里拉地区侵入岩及矿床分布图(据王新松等，2011；孟健寅等，2013) Fig. 1 Distribution of intrusions and deposits in Shangri-La area, southern part of Yidun Arc (modified after Wang et al., 2011; Meng et al., 2013) |
香格里拉地区所处的大地构造背景为松潘-甘孜褶皱系、中甸褶皱带，区域构造线呈北北西向。褶皱构造属翁水-贡岭复式向斜，轴向北西-北北西向，向斜形态不对称，多数地段向西倒转，核部出现揉皱。断裂构造主要发育北东向、北北西向、北西向三组断裂，北东向断裂带为著名的龙门山逆冲推覆，其南东侧为扬子板块古老变质基底、北西侧为香格里拉岛弧带南段；北西向断裂主要为格咱断裂，属乡城-格咱断裂带南段，是香格里拉弧后盆地和香格里拉岩浆弧分界断裂，该断裂具长期性、继承性活动特征，属区域性导岩、容矿断裂，并且控制了区域地层展布(香格里拉县格咱雪域开发有限责任公司, 2015①)。地层主要出露上三叠统喇嘛垭组、尼汝组、拉纳山组、图姆沟组、曲嘎寺组，为一套碎屑岩-碳酸盐岩-火山岩建造，岩性以砂板岩夹灰岩、安山玄武岩-安山岩、英安岩为主(侯增谦等，2003)。岩浆活动主要发育二期：(1) 晚三叠世，发育岛弧型中-酸性浅成-超浅成岩，形成斑岩-矽卡岩型-脉型铜、金、铅、锌多金属矿床，如普朗、雪鸡坪、松诺等矿床；(2) 晚白垩世，主要有休瓦促、热林、红山(隐伏)、铜厂沟等岩体，伴生有强烈的铜、钼、钨矿成矿作用(李文昌等，2013；图 1c)。
① 香格里拉县格咱雪域开发有限责任公司.2015.云南省香格里拉县休瓦促钨钼矿生产勘探报告
3 矿区地质休瓦促钨钼矿区位于义敦岛弧带南段香格里拉地区北部，休瓦促背斜核部，乡城-格咱断裂带东侧(图 1c)。
矿区出露地层为上三叠统喇嘛垭组和拉纳山组，为一套碎屑岩-碳酸盐岩-火山岩建造，岩性为砂板岩夹灰岩、安山玄武岩-安山岩、英安岩，岩石变质程度浅，泥岩、砂岩类多变质为板岩(张向飞等，2016)。矿区内发育一条近南北向断层F4，此外三条近平行展布、走向北西(310°)的走滑断层(F1-F3)为该区控矿构造，断层倾角50°~80°，分别控制了北矿段、西矿段和东矿段矿体。这一北西向断裂-裂隙系统为晚白垩世岩浆热液运移和矿质沉淀提供了通道和空间，从而形成休瓦促钨钼矿床。休瓦促复式岩体跨滇川两省，出露面积93.6km2，云南省内出露长约14km、宽约4km、面积42.5km2。该岩体东部在四川省出露的岩石形成时代为晚白垩世(李佑国，私人通讯)，根据已有资料在该岩体东部推测出一条晚三叠世与晚白垩世两期岩体的接触断层(图 1c)。通过系统野外地质调查发现，该复式岩体在休瓦促矿区主要受近南北向断层F4控制，晚三叠世岩体分布于F4东侧，晚白垩世岩体位于F4西侧，两期岩体呈断层接触关系(图 2)。
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图 2 休瓦促钨钼矿区地质图(a)和剖面简图(b) Fig. 2 Simplified geological map (a) and cross-section map (b) of Xiuwacu W-Mo deposit |
休瓦促两期岩体的岩性均为酸性花岗岩，其中矿区东部晚三叠世岩体以黑云花岗岩为主，灰白色，半自形粒状-似斑状结构，块状构造，岩石主要由斜长石(15%)、碱性长石(50%)、石英(25%)、黑云母(5%)和微量角闪石、榍石组成(图 3a, c)；矿区西部晚白垩世岩体为斑状二长花岗岩夹少量黑云二长花岗斑岩，肉红色-灰白色，似斑状结构，岩石主要由钾长石(20%)、斜长石(35%)、石英(40%)、黑云母(5%)和少量角闪石、绿泥石组成(图 3b, d)。细晶岩呈脉状广泛分布，脉宽可达50~60cm，一般5~25cm。岩石蚀变主要有角岩化、重结晶石化、绿帘石化、钾长石化、硅化、绢云母化、粘土化、碳酸盐化和云英岩化等。其中绿帘石化、钾长石化、绢云母化和碳酸盐化为近矿围岩蚀变(张向飞等，2016)。
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图 3 休瓦促钨钼矿区岩体露头及镜下照片 (a)矿区东部黑云母花岗岩露头照片；(b)矿区西部斑状二长花岗岩照片；(c)黑云母花岗岩正交偏光镜下照片；(d)斑状二长花岗岩正交偏光镜下照片.Pl-斜长石；Bi-黑云母；Q-石英；Or-正长石 Fig. 3 Field photographs and photomicrographs of intrusions in Xiuwacu W-Mo deposit |
为系统研究休瓦促复式岩体特征，本文采集了7件矿区东部黑云母花岗岩样品进行地球化学分析，其中1件样品(XWEL-1) 进行锆石测年和锆石微量元素测试；矿区西部斑状二长花岗岩采集了8件样品进行地球化学分析，其中1件样品(XWWR-1) 进行锆石测年和锆石微量元素测试。所测样品均采自矿区地表新鲜露头、坑道或钻孔岩心，样品分布均匀，代表性强，蚀变极弱，不会对分析结果产生影响。
将岩石样品粉碎淘洗后用电磁选和重液浮选法分选，镜下手选出无明显裂痕且晶形和透明度较好的锆石。均匀粘贴在环氧树脂表面，打磨抛光并露出近中心部位，进行反射光、透射光和、阴极发光显微照相，进而选取没有包体和裂痕，且环带较好的锆石准备LA-ICP-MS U-Pb定年及微量元素测试工作。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年测试和锆石微量元素分析在西北大学大陆动力学实验室完成。测试分析在Agilient 7500a型ICP-MS、德国Lambda Physik公司的ComPex 102 ArF准分子激光器(193nm深紫外Ar激光器)和MicroLas公司的Geo-Las200M光学系统的联机上进行。激光剥蚀束斑直径30μm，激光剥蚀深度20~40μm，采用单点剥蚀方式。以He作为剥蚀物质的载气，用美国国家技术研究院研制的人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST 610进行仪器最佳化，测试中误差标准为1σ。ICP-MS数据采集选用跳峰方式，每完成5个测点加测标样1次。数据处理采用Glitter程序，锆石年龄计算以标准锆石91500为外标，微量元素分析以NIST 610为外标，29Si为内标进行校正(Horn et al., 2000; Ballard et al., 2001; Košler et al., 2002)。样品的谐和图和加权平均年龄计算及绘制均采用Isoplot (Ludwig, 2001)。
将去除风化面的新鲜岩石样品碎至200目进行全岩地球化学分析。主量元素、微量元素分析在核工业北京地质研究院分析测试研究所完成。主量元素分析，将样品按1:5的比例放入Li2B4O7溶液中，在1050~1250℃温度下融化，然后将融化样品制成玻璃薄片，然后运用X射线荧光质谱分析仪(XRF)进行分析，分析精度高于1%。微量元素分析，将2mg左右的全岩粉末置于Teflon烧瓶中分别用HNO3和HF溶解后，再加入HClO4进一步溶解。蒸干后用5%的HNO3溶液将样品稀释，最后运用Perkin-Elmer Sciex Elan 6000等离子体质谱仪(ICP-MS)进行微量元素分析，分析过程中同时测定GBW系列标样以检验外部重现性，分析误差 < 2%(刘颖等，1996)。
5 分析结果 5.1 锆石U-Pb年龄和微量元素休瓦促钨钼矿区黑云母花岗岩和斑状二长花岗岩各1件岩石样品的锆石U-Pb同位素和锆石微量元素测试结果分别见表 1和表 2。
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表 1 休瓦促W-Mo矿床岩体锆石LA-ICP-MS U-Pb分析结果 Table 1 Zircon grains LA-ICP-MS U-Pb data for prrphyry in Xiuwacu W-Mo deposit |
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表 2 休瓦促钨钼矿区XWEL-1和XWWR-1锆石微量元素分析结果表(×10-6) Table 2 Zircon grains trace elements of XWEL-1 and XWWR-1 in Xiuwacu deposit (×10-6) |
黑云母花岗岩(XWEL-1) 中锆石多呈长柱状或短柱状，半自形-自形晶，晶面平直，棱角清晰，一般长100~250μm，宽50~120μm，长宽比一般2:1~4:1。锆石在CL图像上(图 4)，可见清晰的震荡环带，且环带较宽。锆石Th含量为523×10-6~2191×10-6，U含量为758×10-6~1703×10-6，Th/U值为0.60~1.46，平均值为0.89，且Th、U含量具有较好的正相关性，表明锆石属岩浆成因(Rubatto and Gebauer, 2000; Rubatto，2002; Möller et al., 2003)。22个测点的206Pb/238U年龄介于201.0~219.0Ma，加权平均年龄为211.7±2.6Ma(MSWD=0.9，n=22)(图 5a)。球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(图 6a)显示，锆石重稀土元素(HREE)富集，轻稀土元素(LREE)亏损，球粒陨石标准化配分曲线图呈左倾斜样式，有微弱的Eu负异常，而Ce相对于相邻的轻稀土元素强烈富集，表现为明显的Ce正异常。
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图 4 休瓦促钨钼矿区样品XWEL-1和XWWR-1锆石CL图像 Fig. 4 The cathodoluminescence images of zircon grains from XWEL-1 and XWWR-1 in Xiuwacu W-Mo deposit |
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图 5 休瓦促钨钼矿区黑云母花岗岩和斑状二长花岗岩锆石U-Pb年龄谐和图 Fig. 5 Concordia diagram of zircon grains from biotite granite and porphyritic monzogranite in Xiuwacu W-Mo deposit |
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图 6 休瓦促钨钼矿区锆石球粒陨石标准化稀土元素配分曲线 Fig. 6 Chondrite-normalized REE patterns of zircon grains in Xiuwacu W-Mo deposit |
斑状二长花岗岩(XWWR-1) 中锆石特征与前者相似，呈柱状或短柱状，晶形较好，棱角清晰，一般长100~300μm，宽50~100μm，长宽比一般2:1~5:1。在CL图像上(图 4)，可见清晰的震荡环带。锆石Th含量为381×10-6~1896×10-6，U含量为684×10-6~3896×10-6，Th/U值为0.19~0.66，平均值为0.44，低于黑云母花岗岩，Th、U含量具有较好的正相关性，表明锆石属岩浆成因。15个测点的206Pb/238U年龄介于74.0~86.0Ma，加权平均年龄为76.8±3.8Ma(MSWD=2.2，n=15)，而其中一颗锆石核部206Pb/238U年龄为209.0±2.6Ma(图 4、图 5b)。球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(图 6b)显示，锆石HREE相对富集，LREE相对亏损，具明显的Eu负异常，而Ce正异常不明显，209Ma的锆石表现出了与其他锆石一致的配分模式，其Ce正异常明显低于黑云母花岗岩，表明该期岩体继承和发展了黑云母花岗岩特征。
2件样品的U-Pb年龄谐和图上分析点均分布在谐和线附近(图 5a, b)，显示较好的谐和性，说明锆石形成后U-Pb同位素体系基本封闭，没有U或Pb明显丢失或加入，分析结果可靠，可以代表岩石的结晶年龄。
5.2 主量元素组成休瓦促钨钼矿区15件样品的主量元素分析结果见表 3。
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表 3 休瓦促W-Mo矿床岩体主量元素(wt%)、稀土元素和微量元素(×10-6)分析结果 Table 3 Major elements (wt%), REE and trace elements (×10-6) of biotite granite and porphyritic adamellite in Xiuwacu W-Mo deposit |
矿区东部黑云母花岗岩SiO2含量变化于69.48%~73.73%，平均70.54%，在TAS图解中(图 7a)样品均落入花岗岩区域内，显示高硅的特征；在SiO2-K2O图解中(图 7b)样品全部落入高钾钙碱性和钾玄质系列范畴；ALK(Na2O+K2O)为7.57%~8.11%，平均7.85%，K2O/Na2O变化于0.97~1.43，平均1.32，在Na2O-K2O图解中(图 7c)样品均显示钾玄质特征；样品Al2O3含量为13.07%~14.59%，平均13.93%，A/CNK变化于0.93~1.02，平均0.95，在A/NK-A/CNK图解上(图 7d)样品均显示偏铝质特征。
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图 7 休瓦促钨钼矿区TAS图解(a, 据Middlemost，1985)、SiO2-K2O图解(b)、Na2O-K2O图解(c)和A/NK-A/CNK图解(d, 据Maniar and Piccoli, 1989) Fig. 7 TAS diagram (a, after Middlemost, 1985), SiO2 vs. K2O diagram (b), Na2O vs. K2O diagram (c) and A/NK vs. A/CNK diagram (d, after Maniar and Piccoli, 1989) in Xiuwacu W-Mo deposit |
矿区西部斑状二长花岗岩SiO2含量为67.35%~75.65%，平均71.84%，在TAS图解中(图 7a)样品均落入花岗岩区域，表现出高硅特征；在SiO2-K2O图解中(图 7b)样品全落入高钾钙碱性和钾玄质系列范畴；ALK(Na2O+K2O)变化于8.51%~9.13%，平均8.78%，K2O/Na2O为1.20~1.51，平均1.33，在Na2O-K2O图解中(图 7c)样品显示钾玄质特征；样品Al2O3含量为12.12%~14.33%，平均13.57%，A/CNK变化于0.90~0.98，平均0.94，在A/NK-A/CNK图解上(图 7d)样品显示出偏铝质特征。
整体上，两种岩石表现出相似的主量元素组成，均为高硅的花岗岩，属偏铝质的钾玄质系列。黑云母花岗岩和斑状二长花岗岩整体上分布在不同而相邻的范围，与前人研究成果一致(图 7; Li et al., 2011；Cao et al., 2016)
哈克图解显示(图 8)，15件岩石样品TiO2、Al2O3、MgO、Fe2O3、CaO、P2O5与SiO2均呈负相关，K2O则与SiO2正相关，Na2O与SiO2在黑云母花岗岩样品中表现为负相关，而在晚白垩世表现为正相关。两种岩石均显示出较好的结晶分异特征。
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图 8 休瓦促钨钼矿区哈克图解 Fig. 8 Hark diagram in Xiuwacu W-Mo deposit |
休瓦促钨钼矿区15件样品的稀土和微量元素分析结果见表 3。
矿区东部黑云母花岗岩ΣREE为144×10-6~227×10-6，平均168×10-6，高于地壳岩浆岩平均值164×10-6。LREE为113×10-6~216×10-6，平均157×10-6，LREE/HREE为10.5~19.4，平均14.2。(La/Yb)N为9.9~34.0，平均18.6。球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(图 9a)具有总体右倾，LREE富集，HREE相亏损，轻重稀土分异的特征。其Eu负异常较明显(δEu=0.47~0.85，平均0.69)，δCe平均0.81。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上(图 9b)可见，岩石富集Rb、Nd、Sm等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、Zr、Hf、Ti等高场强元素，显示出弧岩浆岩的特征。
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图 9 休瓦促钨钼矿区稀土元素球粒陨石标准化(a)和微量元素原始地幔标准化图(b) Fig. 9 Chondrite-normalized rare earth element distribution patterns(a) and primitive mantle-normalized trace element concentrations (b) of Xiuwacu W-Mo deposit |
矿区西部斑状二长花岗岩ΣREE变化于140×10-6~263×10-6，平均227×10-6，高于前者。LREE为118×10-6~245×10-6，平均209×10-6，LREE/HREE为5.4~14.6，平均12.3。(La/Yb)N为3.9~21.7，平均15.9。球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(图 9a)与前者较一致：LREE富集，HREE亏损，轻重稀土明显分异。其Eu负异常更加明显(δEu=0.23~0.65，平均0.42)，δCe平均0.82。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图 9b)，岩石富集大离子亲石元素Rb、Nd、Sm、U等，亏损高场强元素Ba、Nb、Sr、P、Ti等。
两种岩石具有相似的球粒陨石标准化稀土元素配分曲线和较弱的铈负异常，但后者的稀土元素总量高于前者，铕负异常也更加明显，说明后者在岩浆演化过程中斜长石结晶分异或部分熔融过程中源区斜长石残留现象较前者强烈。两者的原始地幔标准化微量元素蛛网图也较相似，但后者相应元素的富集和亏损更加明显，Ba和Sr的负异常说明在部分熔融过程中源区有碱性长石、斜长石残留或在岩浆演化过程中有碱性长石、斜长石结晶分异；P、Ti、Nb负异常则与磷灰石、Fe-Ti氧化物残留或分异有关(于玉帅等，2011)。
6 讨论 6.1 岩浆活动及演化序列锆石U-Pb测年数据表明：矿区东部黑云母花岗岩结晶年龄为211.7±2.6Ma(图 5a)，属晚三叠世岩浆活动产物；矿区西部斑状二长花岗岩结晶年龄为76.8±3.8Ma(图 5b)，属晚白垩世岩浆活动产物。即休瓦促矿区东部岩体形成于晚三叠世，矿区西部岩体则形成于晚白垩世，二者接触部位在地形上为一条连续的近南北向深沟，宽50~100m，均为第四系残坡积物覆盖，推断下伏一条断层F4，两期岩体以F4为界呈断层接触(图 2)。此外，黑云母花岗岩样品XWWR-1中一颗锆石核部的206Pb/238U年龄为219±2.6Ma(图 5)，说明在晚三叠世岩浆活动中形成的岩浆锆石，在晚白垩世岩浆活动中被继承，并沿老锆石的边缘生长新的岩浆锆石，从而揭示了两期岩体之间继承性关系。
矿区东部细晶岩呈脉状分布于黑云母花岗岩体内，锆石U-Pb测试结果显示其形成时间为晚白垩世，与矿区西部斑状二长花岗岩结晶时间基本一致。休瓦促矿区辉钼矿的Re-Os等时线年龄为82~86Ma(杨岳清等，2002；李建康等，2007；孟健寅等，2013)，在误差范围内也与矿区西部斑状二长花岗岩的结晶年龄一致。因此认为细晶岩和辉钼矿均是晚白垩世产物，该期热液沿矿区北西向走滑断裂-裂隙系统(F1-F3)运移至黑云母花岗岩内，并最终形成休瓦促矿区东部脉状分布、走向北西的细晶岩脉和钨钼矿体。
6.2 岩浆氧逸度岩浆氧逸度对于斑岩矿床，尤其是斑岩铜钼矿床的形成，有着重要的作用。富水和高氧逸度的岩浆利于斑岩矿床的形成(Richards，2015；Sun et al., 2015；Yang et al., 2017b)，且岩浆水的含量和氧逸度存在正相关关系(Kelley and Cottrell, 2009)。高氧逸度环境下，S以高价形式，即SO42-的形式存在，Cu、Au等亲铜元素易于与SO42-结合为离子化合物而进入岩浆并随岩浆迁移，形成含矿岩浆。而低氧逸度的条件下，S则以S2-的形式存在，亲硫元素与S2-形成硫化物而沉淀，从而形成岩浆硫化物矿床而非斑岩矿床(Richards，2015；Sun et al., 2015)。而对于岩浆氧逸度的判定，可以通过岩体中的变价元素(如Fe，马鸿文，1991；Blevin，2004)以及锆石微量元素(Ballard et al., 2002；Trail et al., 2011, 2012)来表示。通过全岩Fe3+/Fe2+计算表明，矿区东部黑云母花岗岩为0.43~0.51，平均0.47；矿区西部斑状二长花岗岩该比值为0.45~0.53，平均0.50，略高于前者。
此外，锆石在中酸性岩体中是一种常见的副矿物，其保留许多元素结晶时的主要化学信息，而且对微量元素具有相当高的封闭温度，抗风化、蚀变的能力很强，不易受到后期作用的影响。因此，锆石适合于较大范围的地质年代学和地球化学研究。包括U-Th-Pb地质年代学研究、锆石Hf同位素对地壳演化的指示(Harrison et al., 2008; Kemp et al., 2010)、风化作用和地壳循环的氧和锂同位素证据(Trail et al., 2009; Grimes et al., 2011; Bouvier et al., 2012)、结晶温度计(Watson et al., 2006; Ferry and Watson, 2007)。另外锆石REE元素特征表明，从La到Lu，REE在锆石和全岩中的分配系数逐渐增大，并可用以推测岩浆结晶时的组成(Peck et al., 2001; Hanchar and Van Westrenen，2007；Trail et al., 2012)。自然界中，Ce和Eu是一种变价元素，Ce具有正四价和正三价，Eu具有正三价和正二价，两个元素的两种价态分异能力很强，对岩浆氧化状态反应敏感。锆石中Ce4+的相容性比Ce3+大，高氧化的熔融体则产生更多的Ce4+(Trail et al., 2011)。在斜长石中，由于分配系数的差异，Eu2+以类质同相的形式置换Ca2+，即因此锆石中Ce4+/Ce3+、Eu3+/Eu2+比值可以用于判定中酸性长英质岩浆结晶时的相对氧化状态(Ballard et al., 2002)。研究表明(表 2、图 10)，休瓦促矿区黑云母花岗岩锆石Ce4+/Ce3+变化于19.7~179.8，平均102.7；形成温度为653.7~725.5℃，平均680.3℃；氧逸度fO2=-19.4~-9.1，平均-13.7，氧逸度较高。斑状二长花岗岩锆石Ce4+/Ce3+变化于0.62~36.51，平均9.47，远低于前者；形成温度为638~869℃，平均729℃；氧逸度fO2=-30.4~-18.2，平均-23.4，氧逸度较低。而219Ma的锆石氧逸度计算特征介于黑云母花岗岩和斑状二长花岗岩之间(图 10b)，亦暗示晚白垩世斑状二长花岗岩对晚三叠世黑云母花岗岩存在一定的继承性。
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图 10 休瓦促钨钼矿区FeOT-Lg(Fe2O3/FeO) (a)和T-Lg(fO2)(b)图解 Fig. 10 Diagrams of FeOT vs. Lg(Fe2O3/FeO) (a) and T vs. Lg(fO2)(b) in Xiuwacu W-Mo deposit |
据此，两种岩石的锆石均形成于较高温条件下，具有相对氧化的特征，但后者锆石的Ce4+/Ce3+和氧逸度均低于前者。表明黑云母花岗岩母岩浆氧逸度较高，有利于形成斑岩型铜金矿床。
6.3 岩浆来源及构造环境晚三叠世晚期，甘孜-理塘洋向西俯冲消减于中咱地块之下，形成义敦岛弧，由于俯冲角度不同，北段以张性为主，南段以压性为主(侯增谦等，2003；李文昌等，2013)。在这种构造背景下，义敦岛弧南段香格里拉弧地区，中-酸性岩浆岩广泛分布，其来源主要为新生的铁镁质下地壳部分熔融(Cao et al., 2016)，并伴有俯冲洋壳板片脱水、部分熔融，由于板片部分熔融过程中有大量的水参与，造成这期岩浆氧逸度较高，可以携带大量金属元素并运移至地壳浅表，从而形成香格里拉弧晚三叠世斑岩铜多金属矿系统。
随后义敦岛弧与松潘-甘孜地体(北、中段)和扬子板块(南段)碰撞-拼合而进入板内构造环境(侯增谦等，2003)。燕山晚期，义敦岛弧进入碰撞后陆内伸展环境(Wang et al., 2014a)，软流圈上涌导致增厚的陆壳熔融、减薄，使其南段香格里拉地区由压性转为张性环境(李文昌等，2013)。在这种构造条件下，晚白垩世中-酸性岩浆岩广泛发育，总体呈北西向，与晚三叠世中-酸性岩浆岩近平行展布(图 1)，其来源主要为加厚下陆壳的部分熔融，由于形成过程中缺少水的参与，造成氧逸度较低，多形成Mo、W等矿床。
前人根据该区晚白垩世岩石较高的Na2O+K2O、10000×Ga/Al、Nb、Zr含量及较低的MgO、CaO、P2O5和Fe含量，认为其具有A型花岗岩特征(侯增谦等，2001；曾普胜等，2003)。然而本文通过对(Zr+Nb+Ce+Y)-(Na2O+K2O)/CaO图解(图 11a)分析表明，除晚白垩世1个点投在分级花岗岩区域，其它点均投在未分级I、M、S型花岗岩区域内。休瓦促矿区未发现蛇绿岩套分布，根据岩石组合特征，也可排除M型花岗岩的可能性。在SiO2-P2O5(图 11b)、Rb-Y(图 11c)、Rb-Th(图 11d)图解中两期岩体均表现出I型花岗岩特征。结合地质年代学和地球化学特征，认为二者间具有一定的继承性。
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图 11 休瓦促钨钼矿区(Zr+Nb+Ce+Y)-(Na2O+K2O)/CaO (a)、SiO2-P2O5(b)、Rb-Y(c)和Rb-Th (d)图解 Fig. 11 Diagrams of (Zr+Nb+Ce+Y) vs. (Na2O+K2O)/CaO (a), SiO2 vs. P2O5(b), Rb vs. Y(c) and Rb vs. Th (d) in Xiuwacu W-Mo deposit |
在Y-Nb(图 12a)、Yb-Ta(图 12b)图解中可见，晚三叠世岩体主要投在同碰撞构造环境，而晚白垩世岩体投在板内构造环境。YbN-(La/Yb)N图解(图 13)显示大部分样品未落入埃达克岩范围，可能是由于斜长石结晶分异导致Sr含量下降的原因。该区晚白垩世花岗岩的(87Sr/86Sr)i变化于0.7075~0.7098，εNd(t)=-8.0~-6.9，δ18O=5.9‰~8.4‰，εHf(t)变化于-7.6~-3.2(Wang et al., 2014a, 2016)。目前认为I型花岗岩的形成机制主要有三种：(1) 幔源母岩浆的分离结晶，向上运移过程中同化(或不同化)壳源物质(Chiaradia, 2009)；(2) 上地壳沉积岩部分熔融岩浆与幔源岩浆混合(Kemp et al., 2007)；(3) 深成火成岩的重熔，有(或无)幔源岩浆的加入(Griffin et al., 2002; Yang et al., 2017a)。综合分析认为晚三叠世黑云母花岗岩主要由俯冲洋壳的部分熔融形成，而晚白垩世斑状二长花岗岩则来源于加厚下地壳的部分熔融，同时有少量幔源岩浆的混合。这与休瓦促矿区构造背景相一致，同时合理解释了两期岩体氧逸度差别的原因。
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图 12 休瓦促钨钼矿区Y-Nb (a)和Yb-Ta (b)图解 ORG-洋脊花岗岩；WPG-板内花岗岩；VAG-火山弧花岗岩；Syn-COLG-同碰撞花岗岩 Fig. 12 Diagrams of Y vs. Nb (a) and Yb vs. Ta (b) in Xiuwacu W-Mo deposit |
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图 13 休瓦促钨钼矿区YbN-(La/Yb)N图解 Fig. 13 Diagrams of YbN vs. (La/Yb)N in Xiuwacu W-Mo deposit |
近年来，休瓦促矿区的研究工作取得诸多成果(孟健寅等，2013；Wang et al., 2014a, b；王新松等，2015；余海军等，2015；余海军和李文昌，2016；刘学龙等，2016)，而对矿区矿种组合的原因未做详细论述，对晚三叠世岩体的含矿性研究也尚未开展。
研究表明，晚三叠世黑云母花岗岩岩浆的形成存在俯冲洋壳脱水的加入，且该期岩浆来源于新生的镁铁质下地壳(Cao et al., 2016)，Cu、Au等元素含量相对较高(Patten et al., 2013)，而岩浆中水的含量与氧逸度具有正相关关系(Kelley and Cottrell, 2009)，从而形成富水、高氧逸度的富Cu、Au元素的岩浆，固然利于斑岩Cu-Au矿床的形成。而晚白垩世斑状二长花岗岩则来源于板内加厚下地壳的部分熔融，其主要来源于老地壳(Cao et al., 2016)，并对早期晚三叠世黑云母花岗岩有一定的继承。然而，老地壳较缺水(Hou et al., 2013)，因此，其岩浆贫水、氧逸度低。
Fe2O3/FeO-Rb/Sr图解(图 14)显示，晚三叠世岩石样品投在Cu-Mo与Cu+Au区域交汇处，显示其具有形成Cu-Au-Mo矿的潜力。通过对比研究，发现休瓦促晚三叠世岩石结晶时间与区域同期岩体一致，如普朗岩体形成时间为204~228Ma(李文昌和曾普胜，2007; 李文昌等，2009；曾普胜等，2006；张兴春等，2007；庞振山等，2009；邓军等，2016)，雪鸡坪岩体形成时间为215.3±2.3Ma(林清茶等，2006)，春都岩体形成时间212~220Ma(张兴春等，2009；杨帆等，2011)等；岩石地球化学特征也较为一致(图 7、图 9)。通过野外地质调查，休瓦促矿区晚三叠世岩体与第四系接触部位的蚀变花岗岩带发现有金矿化现象，岩体内部发现有金铜矿化现象，而在该岩体东部(四川省)已发现铜矿点(李佑国，私人通讯)，说明该期岩体具有形成Cu-Au矿的巨大潜力。
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图 14 休瓦促钨钼矿区Fe2O3/FeO-Rb/Sr图解 Fig. 14 Diagram of Fe2O3/FeO vs. Rb/Sr in Xiuwacu W-Mo deposit |
然而，休瓦促矿区晚白垩世岩石大部分投在W-Mo矿区域，而远离W-Sn矿区域。通过对比研究，发现休瓦促矿区晚白垩世岩体结晶时间与区域同期岩体一致，如红山岩体形成时间为81.1Ma(王新松等，2011)；热林岩体形成时间82.01Ma (尹光候等，2009)，铜厂沟岩体形成时间为84.57Ma (李文昌等，2012)等。据前人研究，Sn矿化主要与相对还原的中低温贫Fe(≤5%)伟晶岩-花岗岩类有关；W矿化常于MT-IL(磁铁矿-钛铁矿系列)过渡型岩体有关(Wood and Samson, 2000)，产W岩体Fe含量≤6%；Mo与相对贫Fe(≤4%)和氧化性原岩有关(赵博等，2014)。休瓦促晚白垩世岩体贫Fe(1.55%~4.39%，平均2.22%)、中等氧化，利于形成W-Mo矿，而不成Sn矿。
休瓦促矿区两期岩石具有不同的成矿特征，即晚三叠世黑云母花岗岩有利于形成Cu-Au矿，而晚白垩世斑状二长花岗岩有利于形成W-Mo矿。这与李文昌等(2013)总结的该地区成矿规律一致。
由于义敦岛弧的构造演化，造成其南段香格里拉地区岩浆活动强烈，形成了两大花岗岩浆系统(图 1c)：晚三叠世岩浆系统和晚白垩世岩浆系统，分别对应产出了一系列大型-超大型矿床。而在休瓦促矿区这两大岩浆系统直接叠加复合形成复式岩体，这一特征在区域上较为独特，指示休瓦促矿区具有独特的成矿条件，成矿潜力巨大。
7 结论(1) 休瓦促钨钼矿区黑云母花岗岩和斑状二长花岗岩锆石U-Pb年龄分别为211.7±2.6Ma和76.8±3.8Ma，而斑状二长花岗岩中一颗继承性锆石揭示了二者间具有继承性关系。结合细晶岩研究成果，从时空上证实了休瓦促岩体为一复式岩体。
(2) 两期岩体均属于I型花岗岩，晚三叠世黑云母花岗岩主要为新生的镁铁质下地壳部分熔融，并伴有俯冲洋壳板片脱水、部分熔融，岩浆富水、氧逸度高、富含Cu、Au等亲铜元素。而晚白垩世斑状二长花岗岩则来源于加厚下地壳的部分熔融，同时有少量幔源岩浆混合，一定程度继承、交代了早期黑云母花岗岩，形成的岩浆贫水、氧逸度低，不利于形成斑岩Cu-Au矿床而形成W-Mo矿床。
(3) 休瓦促两期岩体各具一定的成矿特征，晚三叠世岩体有利于形成Cu-Au矿；晚白垩世岩体有利于形成W-Mo矿。这种特征已在该矿区找矿实践中得到部分证实，并与区域成矿规律一致。因此，休瓦促矿区找矿潜力巨大。
致谢 野外地质工作得到香格里拉县格咱雪域开发有限责任公司的大力支持和帮助；成文过程中得到了中国地质大学(北京)和文言博士和李龚健博士的帮助和指导；两位匿名审稿人提出了宝贵意见和建议；特此表示衷心感谢!| [] | Ballard JR, Palin JM, Williams IS, Campbell1 IH, Faunes A. 2001. Two ages of porphyry intrusion resolved for the super-giant Chuquicamata copper deposit of northern Chile by LA-ICP-MS and SHRIMP. Geology, 29(5): 383–386. DOI:10.1130/0091-7613(2001)029<0383:TAOPIR>2.0.CO;2 |
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