扬子陆块西缘和松潘—甘孜造山带的接合带出露着十余个独立的穹隆状地质体(图 1a)，是研究青藏高原东缘地质演化的重要窗口(Huang et al .，2002，2003)。其中，江浪穹窿构造层位发育较全、变形构造最具代表性(傅昭仁等，1997； 颜丹平等，1997)。随着找矿工作取得的重大突破，在江浪穹窿核部地层里伍岩群中发现了一系列Cu-Zn多金属矿床，具体包括里伍、黑牛洞、柏香林、挖金沟及中咀等(图 1b)。这些铜矿床矿石品位平均为2.5%，局部可达16.9%(冯孝良等，2008； 李建忠等，2012)，其矿床地质特征相似，故被学者统称为里伍式富铜矿床(姚鹏等，2008)。

图 1

图 1 江浪穹窿大地构造位置及区域地质图(修改自Yan et al. ，2003) Figure 1 The tectonic position and regional geological map of the Jianglang dome(after Yan et al. ，2003) 中文注解 英文注解

已有证据表明，里伍式铜矿床的成因与江浪穹窿成穹作用(傅昭仁等，1997； 颜丹平等，1997； 张惠华等，2013)及相关岩浆活动有关(陈敏华等，2011； 周家云等，2013)。值得指出的是，江浪穹窿北侧发育文家坪与乌拉溪两个花岗质岩体(图 1b)； 显而易见，对岩体结晶年龄的精确约束有助于理解江浪穹窿的形成机制及里伍式富铜矿床的成矿作用。有鉴于此，本文基于野外工作及岩相学观察，采用SHRIMP锆石U-Pb定年方法厘定了乌拉溪岩体的形成时代，并结合前人研究成果探讨岩石成因、构造意义与成矿意义。

江浪穹窿位于扬子陆块西缘和松潘—甘孜造山带东南缘的接合带(图 1a)。松潘—甘孜造山带形成于古特提斯洋闭合阶段，以发育巨厚的(＞5000 m)三叠系复理石为特征(许志琴等，1992； Bruguier et al .，1997)。该造山带受控于古特提斯造山作用，其变形过程主要发生于印支期并发育大量的三叠纪花岗岩(许志琴等，1992；Huang et al .，2002，2003； 胡健民等，2005； Xiao et al.，2007； Roger et al.，2011； de Sigoyer et al.，2014)。

江浪穹隆总体为一个北北西向的短轴背斜，长25 km左右，宽20 km左右，分布面积约500 km²。穹窿轴部面理倾角较为平缓，介于14°～33°之间； 两翼面理倾角变陡： 东翼22°～51°，西翼21°～62°(图 1b)。各地层内部具紧闭同斜褶皱、顺层掩卧褶皱、等厚开阔褶皱等，不同地层单元之间发育环状拆离断裂带(Yan et al .，2003)。穹窿核部地层里伍岩群是里伍式富铜矿床的赋矿地层(李同柱等，2010)，岩性为(石榴)云母(石英)片岩、(云母)石英岩夹较多变基性火山岩； 颜丹平等(1997)获得石英岩碎屑锆石U-Pb上交点年龄为1437 Ma，斜长角闪岩全岩Sm-Nd等时线年龄为1677～1674 Ma，表明里伍岩群应当是一套中元古代的变质火山-沉积岩组合。穹窿翼部地层包括奥陶系江浪岩组、志留系甲坝岩组、二叠系乌拉溪组及三叠系西康群。江浪岩组底部主要为一套含砾石英岩夹少量黑云石英岩、绢云(二云)石英片岩，上部为绢云(石英)千枚岩及黑云石英岩，主体构成一个规模较大的韧性剪切滑脱带。甲坝岩组沿江浪穹隆周缘呈环状分布，为一套海相的变基性火山岩与变硅质(泥)岩及少量碳质板岩组合。二叠系乌拉溪组与甲坝岩组呈滑脱断层接触，主要为大理岩、变硅质岩及海相变基性火山岩。三叠系西康群为变质(长石)石英粉砂岩夹层状大理岩，与乌拉溪组呈平行不整合接触或韧性剪切带接触(四川省地质矿产局，1991； 颜丹平等，1997)。江浪穹隆及周缘岩浆活动频繁，主要为花岗岩与少量中-新元古代及二叠纪基性火山岩(傅昭仁等，1997； 颜丹平等，1997)。穹窿北侧出露文家坪及乌拉溪花岗岩体(图 1b)： 文家坪岩体为中细粒似斑状黑云二长花岗岩，其锆石 ²⁰⁶ Pb/²³⁸U加权平均年龄为161.5±0.6 Ma(周家云等，2013)。

乌拉溪花岗岩体位于江浪穹窿北部乌拉溪乡，平面上呈纺锤形，出露面积约32 km²，未发生变形，岩性为中细粒二云母花岗岩(图 2a、2b)。岩体侵位于二叠系乌拉溪组上段，围岩蚀变普遍，以石榴石化、透辉石化、角岩化、大理岩化为主，其次为黄铁-绢英岩化、绿泥石化等，具有典型的矽卡岩蚀变特征。岩体南部伴有矽卡岩型钨矿化，北部伴有矽卡岩型铜矿化。本文用于SHRIMP锆石U-Pb定年的样品采自乌拉溪岩体东部(图 1b)，岩石呈灰白色，中细粒半自形花岗结构，块状构造(图 2a、2b)。主要矿物成分： ①钾长石(微斜长石)含量为35％～40%，呈半自形-他形晶，常交代更长石形成反条纹结构； ②石英含量约为40%，呈他形粒状，局部见交代长石现象； ③斜长石(更长石)含量为5％～10%，呈不规则板柱状，具较弱的绢云母化，少数发育环带构造，被微斜长石交代时常发育有蠕石英； ④黑云母及白云母含量约为10%，主要呈片状单晶和集合体，次为条带状和鳞片状不规则集合体。

图 2

图 2 乌拉溪花岗岩体野外及岩石学特征 Figure 2 Field and petrologic features of the Wulaxi granite

锆石单矿物挑选由廊坊区域地质调查所完成。先将样品进行机械破碎，然后通过磁选、重液分选和锆石人工挑选，获得晶形完好的单颗粒锆石。SHRIMP锆石U-Pb测试在中国地质科学院地质研究所北京离子探针中心完成。先将挑选出的锆石和标准锆石TEM粘贴在环氧树脂表面(TEM标准锆石的标准值为417 Ma)，抛光后制成样靶。在进行测试前先对待测锆石进行透射光、反射光以及阴极发光显微照相，然后将样品靶清洗、镀金后，在SHRIMPⅡ离子探针上根据实验室规范程序进行测定，详细实验测定程序见宋彪等(2002)。本次工作共计测试点15个，对测定结果用标样的U-Th-Pb同位素含量及年龄进行校正，普通Pb通过实测的 ²⁰⁴ Pb 进行校正。单个数据点误差为1σ，加权平均年龄误差为95%可信度。数据处理采用Squid和Isplot程序，由北京离子探针中心工作人员协助完成。

阴极发光图像显示(图 3)，乌拉溪花岗岩样品锆石具有以下特征： ①部分锆石呈长柱状(200～300 μm，长宽比2 ︰ 1～3 ︰ 1)并具有清晰的振荡环带，为典型的岩浆锆石(Hoskin and Schaltegger，2003)，如点4、6、8、9； ②部分锆石阴极发光图像发白，可能遭受变质作用影响，如点3、7、11； ③一些锆石形态浑圆，应当为碎屑锆石，如点14、15。

图 3

图 3 乌拉溪花岗岩锆石阴极发光照片及U-Pb年龄 Figure 3 Cathodoluminescent images and U-Pb ages of zircons in the Wulaxi granite

SHRIMP锆石U-Pb定年共分析15个数据点(表 1)，锆石 ²⁰⁶ Pb/²³⁸U年龄主要分布在4个年龄区间： ①940.3～933.3 Ma，包括点2和点3锆石老核，其阴极发光图像发白，Th/U值分别为0.72与0.25(图 4a)，表明锆石遭受后期不完全变质重结晶作用影响(代堰锫等，2012)； 该年龄范围正好对应于Rodinia超大陆会聚-裂解过程(Li et al .，2008； Nance et al .，2014)，代表了扬子西缘对该地质事件的岩浆及变质作用响应； ②615.9～558.1 Ma，5个分析点Th/U值为1.52～0.13； 该年龄值位于泛非事件时间范围(0.8～0.5 Ga，Rino et al .，2008)； ③396.4～199.6 Ma，由于江浪穹窿缺乏泥盆纪的地质年龄记录，本文认为点11可能是前寒武纪锆石受到变质作用影响导致其Th/U值(0.06)及年龄值偏低；点10可能是锆石核部(615.9 Ma)与边部(可能为～166 Ma)的混合年龄，其Th/U值为0.23； ④168.2～165.4 Ma(图 4b)，6个分析点具有较高的Th/U值(0.87～0.13)并发育清晰的振荡环带，当属岩浆成因(Hoskin and Schaltegger，2003)；²⁰⁶ Pb/²³⁸U加权平均年龄为166.6±1.1 Ma(MSWD=2.6，图 4c)，代表了乌拉溪花岗岩体的结晶年龄。

图 4

图 4 乌拉溪花岗岩锆石Th/U比值及U-Pb年龄谐和图 Figure 4 Th/U ratios and U-Pb concordia diagrams of zircons in the Wulaxi granite

表 1

表 1 乌拉溪花岗岩SHRIMP锆石U-PB定年结果 Table 1 SHRIMP Zircon U-Pb dating results of the Wulaxi granite 点号 206Pb*/(×10-6) Th/(×10-6) U/(×10-6) Th/U ±σ/% ±σ/% ±σ/% 206Pb／238U/Ma ±σ/Ma 1 34.2 55.3 430 0.13 0.0568 2.3 0.7220 2.4 0.0923 0.5 568.8 2.7 2 20.2 105 151 0.72 0.0661 2.7 1.4190 2.9 0.1558 0.9 933.3 7.4 3 106 191 786 0.25 0.0691 0.8 1.4960 0.9 0.1570 0.4 940.3 3.4 4 33.5 222 1499 0.15 0.0482 2.1 0.1726 2.1 0.0260 0.4 165.4 0.6 5 23.1 437 297 1.52 0.0603 1.6 0.7520 1.7 0.0904 0.6 558.1 3.1 6 30.5 374 1358 0.28 0.0485 2.3 0.1742 2.4 0.0261 0.4 165.9 0.6 7 49.4 109 574 0.20 0.0593 1.2 0.8200 1.3 0.1003 0.4 615.9 2.5 8 51.0 552 2261 0.25 0.0487 1.1 0.1765 1.2 0.0263 0.3 167.1 0.6 9 20.3 190 897 0.22 0.0477 3.6 0.1725 3.6 0.0262 0.5 166.9 0.9 10 50.6 155 686 0.23 0.0502 1.8 0.2179 1.9 0.0315 0.4 199.6 0.7 11 37.5 108 1868 0.06 0.0537 2.3 0.4700 2.3 0.0634 0.5 396.4 1.9 12 40.6 234 1806 0.13 0.0488 1.9 0.1757 1.9 0.0261 0.4 166.1 0.6 13 28.9 1068 1272 0.87 0.0482 1.6 0.1756 1.6 0.0264 0.4 168.2 0.7 14 29.1 211 339 0.64 0.0566 2.2 0.7780 2.2 0.0996 0.6 611.8 3.3 15 19.1 49.2 220 0.23 0.0533 3.8 0.7350 4.0 0.1000 1.2 614.7 7.0

表 1 乌拉溪花岗岩SHRIMP锆石U-PB定年结果 Table 1 SHRIMP Zircon U-Pb dating results of the Wulaxi granite

周家云等(2014)对乌拉溪花岗岩中锆石的Hf同位素分析结果显示，锆石ε_Hf(t)绝大多数为负值，表明岩浆源区以壳源物质为主，在此基础上本文对该岩体进行了岩石地球化学分析。乌拉溪花岗岩球粒陨石标准化稀土元素配分型式为右倾型，轻、重稀土元素分馏程度较为明显，具弱的Eu负异常(图 5a)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中，花岗岩明显富集大离子亲石元素Rb、Ba和U，亏损高场强元素Nb、Ti和P(图 5b)。值得注意的是，乌拉溪花岗岩与中元古代里伍岩群(江浪穹窿核部地层)稀土、微量配分型式大致相似(图 5a、5b)，暗示花岗质岩浆可能来自于里伍岩群的部分熔融。

图 5

图 5 乌拉溪花岗岩稀土元素配分图(a)、微量元素蛛网图(b)及构造环境判别图解(c、d)(底图据Pearce等，1984及Harris等，1986) Figure 5 Chondrite-normalized REE pattern(a)，primitive mantle-normalized trace element diagram(b) and tectonic discrimination diagrams(c，d)(modified after Pearce，1984 and Harris et al .，1986) 球粒陨石与原始地幔标准化数据据Taylor和McLennan(1985)及Sun和McDonough(1989)；乌拉溪花岗岩与里伍岩群数据据周家云等(2014)及李同柱等(2010)

松潘—甘孜造山带形成于古特提斯洋闭合阶段，是三叠纪末华北、扬子和羌塘陆块的主要汇聚区(许志琴等，1992； Roger et al .，2011)。该造山带主造山作用发生于晚印支期-早燕山期，地壳伸展应变始于～160 Ma。近年来精细的地质年代学研究显示，松潘—甘孜造山带钙碱性Ⅰ型花岗岩和埃达克质花岗岩形成于219～185 Ma(Roger et al .，2004； 胡健民等，2005； 万传辉等，2011； 袁静等，2011)，代表了造山带俯冲-碰撞作用时间，与许志琴等(1992)的观点完全吻合。本文的SHRIMP锆石U-Pb定年结果表明，乌拉溪花岗岩体结晶年龄为166.6±1.1 Ma(图 4)，与邻近的文家坪花岗岩体结晶年龄161.5±0.6 Ma基本一致(周家云等，2013)，暗示二者均形成于松潘—甘孜造山带统一的岩石圈伸展构造背景，与构造环境判别图解获得的结果吻合(图 5c，5d)。此外，岩石地球化学与锆石Hf同位素分析表明，文家坪岩体也可能是里伍岩群部分熔融的产物(周家云等，2013)。结合前人研究成果本文提出，乌拉溪与文家坪花岗岩体是晚印支期-早燕山期的增厚地壳在伸展构造背景下发生减压熔融的产物，其源岩可能为江浪穹窿核部的中元古界里伍岩群。

傅昭仁等(1997)与颜丹平等(1997)提出江浪穹窿属变质核杂岩，并将构造地层系统划分为前寒武系堆垛层(里伍岩群)、古生界褶叠层(江浪岩组、甲坝岩组与乌拉溪岩组)及三叠系西康群板岩带，其间及内部发育不同级别和性质的构造滑脱带(图 1b)。前人研究表明伸展作用与岩浆活动的时空密切关系是绝大多数变质核杂岩的特征(Crittenden，1980； Lister and Baldwin，1993)。根据伴生同构造岩浆活动，可以判定变质核杂岩的形成时代(宋鸿林，1995)，如北京西山房山变质核杂岩(Song and Wei，1990)及山西中条山变质核杂岩(傅昭仁等，1992)。基于穹窿北部出露的花岗岩体及空间上发育的热变质分带，学者认为江浪变质核杂岩穹起的内核可能是隐伏花岗岩侵入的构造部位，意即成穹过程与热隆伸展引起的岩体侵位有关(许志琴等，1992； 傅昭仁等，1997，颜丹平等，1997)。因此，乌拉溪与文家坪花岗岩体的结晶年龄可以大致代表江浪穹窿的形成时代，即江浪穹窿成穹作用可能发生于166.6～161.5 Ma。傅昭仁等(1997)指出，江浪变质核杂岩成穹时代为燕山早期190～160 Ma，与本文的认识基本一致。

前已述及，江浪穹窿核部地层里伍岩群之中发育一系列高品位的Cu-Zn多金属矿床(图 1b)，被称为里伍式富铜矿床(姚鹏等，2008)。近年来，元素地球化学分析与Si、S、Pb同位素示踪表明，里伍岩群正是富铜矿床成矿作用的矿源层(颜丹平等，1997； 姚鹏等，2008； 马国桃等，2010； 李建忠等，2012)。黄铜矿Re-Os定年显示，里伍式铜矿成矿作用发生于150.2 Ma(Zhou et al .，Mineralium Deposita审稿中)，略晚于乌拉溪与文家坪花岗岩体的结晶年龄166.6 Ma及161.5 Ma。此外，乌拉溪岩体南部发育矽卡岩型钨矿化(图 1b)，本文对其中的辉钼矿进行了Re-Os同位素测年工作，获得等时线年龄为163.7±1.9 Ma(另文发表)，表明钨矿化作用与乌拉溪岩体侵位时代大致同期。实际上，中元古界里伍岩群变质岩系具有较高的Cu、W丰度(唐高林等，2006； 周家云等，2014)，能够为成矿过程提供丰富的物质来源。基于上述年代学资料，本文认为里伍岩群在166.6～161.5 Ma的伸展构造背景下发生部分熔融，产生含有较多Cu、W金属元素的花岗质岩浆； 岩浆在上升就位过程中还活化了里伍岩群中的成矿元素，热液将之携带至有利部位并于163.7～149.6 Ma沉淀成矿。

(1) 乌拉溪花岗岩体结晶年龄为166.6±1.1 Ma，对应于松潘—甘孜造山带伸展构造背景，可能是中元古界里伍岩群部分熔融的产物。

(2) 花岗质岩浆侵位与成穹作用大致同期，即后者可能发生于166.6～161.5 Ma。

(3) 江浪穹窿的Cu、W成矿可能与岩浆热液作用相关。