2012, Vol. 28
近年来，在青海东昆仑地区发现并确认了多处斑岩型矿床(点)，自西向东有乌兰乌珠尔(佘宏全等，2007)、鸭子沟(李世金等，2008a)、卡而却卡A区(李世金等，2008b)、托克妥、清水河东沟、下得波利、赛钦南、加当根等，初步构成了斑岩成矿带的雏形(丰成友等，2009)。上述矿床大多分布于昆北带，昆中带和昆南带的斑岩型矿床鲜见报到。青海省下得波利矿床为青海省地质调查院最新在昆南带发现的一处斑岩型铜钼矿床，该矿床位于青海省都兰县诺木洪南八宝滩以南、马尔争以北，1999年以前，青海省地质局区测队、国家地质总局航空物探大队902队、青海省第一区调队、青海省地球化学勘查院等单位分别对该矿床所在区域进行不同比例尺的区域地质调查和物、化探扫面工作，发现了多处矿(化)点，并圈定了数个综合异常区。自2009年开始，青海省地质调查院通过1∶1万物化探测量及少量工程揭露发现了该矿床，目前正处于普查阶段。由于发现较晚和工作程度低，到目前为止缺乏对成矿斑岩的形成时代、地球化学属性、成因、地球动力学背景及成矿流体地球化学的研究。因此，本文重点对下得波利斑岩铜钼矿成矿斑岩的地球化学、年代学作了研究，对成矿斑岩的成因及其地球动力学背景和成矿流体性质等进行初步探讨。以期为深化对本区斑岩型矿床的认识和指导同类型矿产找矿工作提供资料和信息。
1 区域和矿区地质下得波利矿区位于柴达木盆地南缘，夹持于昆中与昆南断裂之间(图 1a)，大地构造属东昆仑南坡俯冲增生杂岩带。矿区内出露地层主要为三叠纪洪水川组(T1-2h)、八宝山组(T3bb)。其中，洪水川组岩性以安山质凝灰岩为主，夹有少量硅质岩、碳质板岩；八宝山组主要由长石石英砂岩、碎屑砂岩、复成分砾岩、流纹岩、安山岩夹页岩等组成。
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图 1 下得波利矿区地质简图 1-第四系；2-八宝山组；3-洪水川组；4-闹仓坚沟组；5-二长花岗岩；6-花岗闪长岩；7-闪长岩脉；8-花岗斑岩；9-花岗岩；10-构造岩浆带边界；11-早古生代缝合带主断裂；12-晚古生代-早中生代缝合带主断裂；13-推测断层；14-逆断层；15-转换断层；16-构造破碎带；17-矿区所在位置； 18-锆石采样点.构造岩浆带：Ⅰ-柴北缘(3-S);Ⅱ-柴达木地块(Pt1)/盆地(J-N);Ⅲ-祁漫塔格-都兰(3-T)，Ⅳ-东昆仑北坡(O-T);Ⅴ-东昆仑南坡(O-T);Ⅵ-宗务隆山-鄂拉山(C-T3) Fig. 1 The sketch geological map of Xideboli deposit 1-Quaterary; 2-Babaoshan Formation; 3-Hongshuichuan Formation; 4-Naochangjiangou Formation; 5-monzogranite; 6-granodiorite; 7-diorite vein; 8-granite porphyry; 9-granite; 10-boundary line of tectonic-magmatic belt; 11-main fault of Early Paleozoic suture zone; 12-main fault of Late Paleozoic to Early Mesozoic suture zone; 13-inferred fault; 14-reverse fault; 15-transfer fault; 16-structural zone; 17-position of ore district; 18-position of zircon sample. Tectono-magmatic belts: Ⅰ-North margin of the Qaidam Basin(3-S); Ⅱ-Qaidam block(Pt1)/basin(J-N); Ⅲ-Qimantage-Dulan(3-T); Ⅳ-North of East Kunlun(O-T); Ⅴ-South of East Kunlun(O-T); Ⅵ-Zongwulongshan -Elashan(C-T3) |
矿区内发育多条断裂，以NW向和近SN向为主，NW向断裂规模较大，性质以压性逆冲为主，并在地表形成了宽约50~100m的破碎带(图 1b)，破碎带内构造岩以压性特征为主，带内岩石破碎，硅化、高岭土化、黄铁矿化发育。SN向断裂形成时间晚于北西向断裂，性质以压扭性为主，局部张性，产状陡立。两组断裂是矿区内主要控矿构造，其交汇处铜矿化最强，矿体宽度最大。
矿区内岩浆活动强烈，出露岩性为二长花岗岩、细粒花岗岩、花岗斑岩、闪长岩，另有后期闪长岩脉、闪长玢岩脉及酸性岩脉侵入。其中花岗斑岩体与成矿作用关系最为密切，是本文研究对象之一，呈岩株状产出，颜色为灰-浅灰色，斑状结构，石英斑晶粒度一般小于1~3mm，呈他形粒状，含量5%~7%，基质由长英质隐晶质组成，块状构造。
下得波利铜矿床具有典型的斑岩矿床蚀变分布特征。以埃坑德勒斯特北花岗斑岩为核心(图 1c)，向外围依次为(1) 石英-钾长石化带，主要位于斑岩体及周边部位，含矿岩性多为碎裂岩化花岗斑岩，钾化及硅化强烈，由斑岩的核心部位向外围逐渐减弱，并叠加后期的高岭土化及碳酸盐化蚀变，矿石矿物多为孔雀石、辉钼矿(图 2a)及铜蓝，粒状结构，呈条带状或团块状产出；(2) 石英-绢云母化带，主要见于稍远离岩体的下得波利异常区，矿化沿破碎蚀变带产出，并伴随有晚期脉岩的穿插，矿石矿物以孔雀石为主，另有少量黄铁矿、黄铜矿、褐铁矿等，孔雀石等多呈土状、胶状、薄膜状沉淀在脉石矿物表明及构造裂隙中(图 2b)。黄铁矿及黄铜矿多呈自行及半自行粒状晶，呈星点状-细脉浸染状产出，脉石矿物包括石英、绢云母、白云母等。
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图 2 下得波利矿区的矿石结构特征 (a)-团块状辉钼矿矿石；(b)-石英细网脉状矿石 Fig. 2 The ore textural features of Xideboli deposit (a)-molybdenite ore;(b)-quartz veinlet ore |
花岗斑岩样品(AK18)采自矿区地表，地理坐标：东经96°29′21″，北纬35°49′35″。岩石新鲜，中粒斑状结构、块状构造，主要矿物为石英(40%~50%)、钾长石(20%~30%)、斜长石(15%~20%)、黑云母(＜5%)，副矿物有磁铁矿、锆石、磷灰石等。用于U-Pb年龄测定的样品(AK18)用常规的重选和磁选技术分选出锆石。将锆石样品颗粒和实验室锆石工作标样Qinghu(Li et al.，2009)粘贴在环氧树脂靶上，然后抛光使其曝露一半晶面。对锆石进行透射光、反射光显微照相以及阴极发光图象分析，以检查锆石的内部结构、帮助选择适宜的测试点位。样品靶在真空下镀金以备分析。
锆石的阴极发光图象分析在北京离子探针中心完成。U、Th、Pb的测定在中国科学院地质与地球物理研究所CAMECA SIMS-1280二次离子质谱仪(SIMS)上进行，详细分析方法见Li et al.(2009) 。锆石标样与锆石样品以1∶3比例交替测定。U-Th-Pb同位素比值用标准锆石Plésovice(337Ma，Sláma et al.，2008)校正获得，U含量采用标准锆石91500(U=81×10-6，Wiedenbeck et al.，1995)校正获得，以长期监测标准样品获得的标准偏差(1SD=1.5%，Li et al.，2010)和单点测试内部精度共同传递得到样品单点误差，以标准样品Qinghu(159.5Ma，Li et al.，2009)作为未知样监测数据的精确度。普通Pb校正采用实测 204Pb值。由于测得的普通Pb含量非常低，假定普通Pb主要来源于制样过程中带入的表面Pb污染，以现代地壳的平均Pb同位素组成(Stacey and Kramers，1975)作为普通Pb组成进行校正。同位素比值及年龄误差均为1σ。数据结果处理采用ISOPLOT软件(Ludwig，2001)。
2.2 主、微量元素分析主、微量元素地球化学分析在大陆动力学国家重点实验室(西北大学)进行。测试过程中，根据同时测定的BHVO-1，AGV-1和G-2等标样来监测测试精度。主量元素由XRF 法测试，分析精度好于5%；微量元素由ICP-MS法测试，分析精度好于5%~10%。分析测试方法详见Gao et al.(2002) 。
2.3 流体包裹体显微测温显微测温是在中国地质大学(北京)地球科学学院地球 化学流体实验室英国Linkam THMSG-600型冷热台上完成，分析精度低于0℃时为±0.1℃，高于200℃时为±2℃。测温程序采用前人总结的冷冻-加热法(Wilkinson，2001)来记录相变温度点。利用Hall et al.(1988) 提出H2O-NaCl体系盐度-冰点公式计算气液两相型包裹体盐度。
3 分析结果 3.1 花岗斑岩SIMS锆石U-Pb测年花岗斑岩SIMS锆石U-Pb测年结果列于表 1中。花岗斑岩中的锆石主要为短柱状，长多介于100~300μm，长宽比约2∶1，大多数锆石具较好的锥面和柱面，在阴极发光图像(图 3)上，具有清晰的韵律环带结构，为典型的岩浆结晶锆石。14个数据点的U、Th含量变化范围均不大，分别介于302×10-6~696×10-6和107×10-6~298×10-6，Th/U比值为0.25~0.46。14个测试点的206Pb/238U年龄为240.9~249.1Ma，所有测点落于谐和曲线上(图 4)，谐和年龄为244.2±2.1Ma(MSWD=1.9)，代表该斑岩的形成时代。
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表 1 下得波利花岗斑岩锆石SIMS U-Pb测年结果 Table 1 The result of the SIMS U-Pb geochronology of zircon from Xiadeboli deposit |
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图 3 下得波利矿区花岗斑岩锆石阴极发光图像 Fig. 3 CL images of zircons and analytic spot with ages in the Xiadeboli ore district |
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图 4 下得波利矿区花岗斑岩锆石U-Pb年龄图 Fig. 4 Zircon SIMS U-Pb concordia diagram for granite porphyry from Xiadeboli deposit |
下得波利地区出露的灰白色花岗斑岩主、微量元素分析结果见表 2。岩石地球化学特征显示该花岗斑岩体普遍具有较高的SiO2、Al2O3和Na2O含量，CaO、MgO、Fe2O3、TiO2含量较低。其中，花岗斑岩中SiO2含量为72%~74.92%，K2O含量为1.86~1.72%，花岗斑岩的里特曼指数为1.5左右，远小于3.3，为钙碱性系列，在Si2O-K2O图解中落在钙碱性系列岩区。Na2O的含量普遍高于K2O含量，Na2O/K2O比值均在1.5以上，最高达2.28，斑岩的Al2O3含量为13.6%~14.52%；CaO含量较低为1.3%~0.6%。FeOT含量为1.25%~3.02%，MgO含量为0.51%~0.89%，FeOT/(MgO+FeOT)为0.67~0.79，Mg/Fe比值为0.27~0.50，远小于1。
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表 2 下得波利矿区花岗斑岩主元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析结果 Table 2 Compositions of major elements(wt%)and trace elements(×10-6)for granite porphyry in Xideboli ore district |
花岗斑岩的∑REE介于31.62×10-6~135.9×10-6之间，平均为81.91×10-6，∑LREE/∑HREE为6.66~15.81，平均值为10.6，(La/Yb)N=11.83~5.64，平均为9.92，轻重稀土的分异程度较高。(La/Sm)N为10.94~3.94，平均为7.52，(Gd/Yb)N为0.78~1.24，平均为1.18，表明轻、重稀土的内部分馏程度显著，具有轻微Eu负异常(δEu=0.68~0.88)，配分曲线呈总体平缓、略微右倾的模式(图 5a)。由微量元素比值蛛网图(图 5b)可看出，该岩体大离子亲石元素Rb、Ba、 Sr轻度富集，高场强元素Nb、 Ta略微呈现亏损。Gd到Y的区间有明显的变平的趋势。
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图 5 下得波利矿区花岗斑岩稀土元素球粒陨石标准化曲线(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b) Fig. 5 Chrondrite-normalized REE pattern(a)and primitive mantle-normalized spider diagram(b)for granite porphyry |
将采集的样品磨制成厚度约6mm的包裹体片，在室温下进行观察、挑选。经过镜下观察，样品中的包裹体大小从数微米到几十微米不等，根据包裹体在室温下的形态，将其分为以下三类(图 6)。
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图 6 下得波利矿区流体包裹体显微照片 1-脉石英中富液气相包裹体；2-脉石英中富液相包裹体；3-绢英岩化石英中富液相包裹体；4-脉石英中富气相包裹体；5-绢英岩化石英中富液相包裹体；6-脉石英中富液相包裹体；7-脉石英中富气相包裹体；8-绢英岩化石英中富液相包裹体；9-绢英岩化石英中含子矿物多相包裹体；10-绢英岩化石英中含子矿物多相包裹体；11-脉石英中富气相包裹体；12，13，14，15-绢英岩化石英中含子矿物多相包裹体.L-液相；V-气相；S-子矿物 Fig. 6 Fluid inclusion micro-photos of Xiadeboli ore district 1-liquid-rich fluid inclusion in vein quartzite；2-liquid-rich fluid inclusion in vein quartzite；3-liquid-rich fluid inclusion in quartzite from phyllic rock；4-gas-rich fluid inclusion in vein quartzite；5-liquid-rich fluid inclusion in quartzite from phyllic rock；6-liquid-rich fluid inclusion in vein quartzite；7-gas-rich fluid inclusion in vein quartzite；8-liquid-rich fluid inclusion in phyllic rock quartzite；9-daughter minerals-bearing polyphase fluid inclusion in in quartzite from phyllic rock；10-daughter minerals-bearing polyphase fluid inclusion in quartzite；11-gas-rich fluid inclusion in vein quartzite；12，13，14，15-daughter minerals-bearing polyphase fluid inclusion in quartzite from phyllic rock. L-liquid；V-gas；S-daughter mineral |
(1) 富液相包裹体：主要由液相组成，气液比一般小于50%，多数在20%~40%之间，数量约占总数的60%，体积偏小，长度普遍为5~10μm之间，多呈集中状态分布于石英脉及石英斑晶中，按形态可分为规则及不规则两类，前者常具有完好的菱形(图 6-1)、椭圆形等形态(图 6-2)，多为原生包裹体，后者形态较不规则，常呈不规则多边形、三角形等形态产出；
(2) 富气相包裹体：气液比大于50%，主要集中于50%~60%之间，在样品中出现的数量较少，多与液体包裹体及含子晶多相包裹体共生，体积较大(图 6-11)，最大者长度可达20μm以上，形状多为浑圆状，气相与液相界限较清楚，部分包裹体的气相部分颜色较暗；
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图 7 下得波利矿区石英流体包裹体均一温度直方图 Fig. 7 Histograms showing microthermometric measurements of fluid inclusions in quartz from Xadeboli deposit |
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图 8 下得波利矿区流体包裹体盐度图 Fig. 8 The salinity plots of fluid inclusions from Xiadeboli deposit |
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图 9 下得波利矿区流体包裹体密度图 Fig. 9 The density plots of fluid inclusions from Xiadeboli deposit |
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图 10 下得波利矿区花岗斑岩判别图解 Fig. 10 Discrimination diagrams for granite porphyry in Xiadeboli deposit |
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图 11 下得波利花岗斑岩形成构造环境的主量元素判别 (a)-R1-R2图(据Batchelor and Bowden，1985);(b)-FeOT/(FeOT+MgO)-SiO2图(据Maniar and Piccoli，1989) Fig. 11 Major element discrimination for tectonic environments in Xiadeboli deposit (a)-R1-R2 diagram(after Batchelor and Bowden，1985);(b)-FeOT/(FeOT+MgO)-SiO2 diagram(after Maniar and Piccoli，1989) |
(3) 含子矿物多相包裹体：由气相、液相与一个石盐晶体组成，子矿物体积占比一般大于气相，呈半透明立方体状，晶型较好(图 6-9)。包裹体长度范围在10~15μm之间，形态较规则，多呈方形、菱形等形态产出于石英中。
3.3.2 显微冷热台测试本次实验共获得148个均一温度(表 3、图 7)。矿区内包裹体的均一温度最低为112℃，最高超过550℃，主要温度集中于110~230℃之间。其中，富液相包裹体数量最多，无论是气液比还是均一温度都相差较大，呈现多个峰值，在260℃附近分布一个规模较小但温度较高的峰值区，在200~220℃及160~180℃分布着两个温度更低的峰值。测试中涉及的气体包裹体数量较少，多分布在后期脉石英中，气相所占比例略高于50%，均一至液相，均一温度相差较大，且无明显的集中区间。测试中发现的含子矿物多相包裹体的数量同样较少，分布在绢英岩化的次生石英及脉石英中，均一温度为170~550℃，集中在230~270℃，除去在550℃以下未达到完全均一的数据，其余的数据主要集中在230~270℃，均一顺序全是气相首先消失，最终以子矿物的消失而均一。因冷热台最高温度的限制，一些多相包裹体只观察到了部分均一状态。
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表 3 下得波利矿区石英流体包裹体特征及显微测温结果表 Table 3 Characteristics and microthermometric data of fluid inclusions in quartz from Xiadeboli deposit |
黄铁绢英岩样品矿化程度并不均匀，从AK02至AK06逐渐减弱，液体包裹体的均一温度为112~550℃，峰值集中在200~210℃，另有3例为矿区内仅见的均一温度超过550℃的液相包裹体。富气相包裹体仅见一例，均一温度为250℃。含子矿物多相包裹体的均一温度零星分布于310~490℃之间，另有一例超过仪器检测温度限制。
含矿石英脉样品中AK13及AK12带有强烈的硅化，包裹体的均一温度最低为129℃，最高超过550℃，呈现的两个峰值分别为150~170℃及190~210℃。含子矿物包裹体数量稀少，仅4例，见于AK12及AK15，其中两例的均一温度为207.7℃及257.5℃，部分均一温度为121.6~134.2℃，其它两例见于AK15，因超过冷热台测量范围而仅观测到部分均一温度为220.4~312.8℃。相比之下，富气相包裹体的数目较多，均一温度广泛分布于180~390℃。
矿化斑岩得到的数据较少，且分布较为分散，无明显的集中区间。仅见一例富气相包裹体，均一温度为346℃。另见一多相包裹体，均一温度超过550℃。
经过冷冻法测试，观测到部分气液两相包裹体的初熔现象，温度介于-35~-25℃之间，低于盐水体系标准低共熔点(-20.8℃)，说明包裹体所含热液中除钠离子外还含有其他阳离子成分(卢焕章等，2004)，测得冰点温度分布于-1~-13℃之间，以-6~-9℃最为集中，根据Hall et al.(1988) 的盐度计算公式计算出气体包裹体及液体包裹体的盐度如图 8所示，最高值为16.89% NaCleqv，最低值为2.57% NaCleqv，平均为10.75% NaCleqv，集中于11%~15% NaCleqv。应用Hall et al.(1988) 的公式计算含子矿物的三相包裹体盐度为40%~70% NaCleqv。在60%~70% NaCleqv分布最为集中。
3.3.3 含矿流体的密度估算引用公式计算流体的密度，结果如图 9所示，含矿斑岩中流体的密度主要分布在0.9~1.20g/cm3之间，峰值为1.1g/cm3，平均值为0.95g/cm3，含矿石英脉中流体的密度主要分布在0.5~1.3g/cm3，峰值为1.0g/cm3，平均值为0.91g/cm3，绢英岩中流体的密度主要分布在0.7~1.2g/cm3 。
4 讨论 4.1 花岗斑岩岩石属性和成因下得波利矿区花岗斑岩的主量元素分析结果表明，斑岩体富Si、Al，贫Mg、Fe，Na2O含量大于K2O，CaO的含量相对来说明显偏低，铝饱和指数高达1.09~1.33，为弱过铝质钙碱性I型花岗岩(图 10)。微量元素的曲线较平缓，整体上大离子亲石元素(LILE)富集、高场强元素(HFSE)亏损。Nb、Ta值变化明显，两个样品呈较明显的亏损(Nb/La=0.30~1.53)。稀土元素球粒陨石标准化图解仅存在很弱的Eu负异常，说明其源区很少有斜长石结晶分异；斑岩中的Yb(3.21×10-6~24.6×10-6)、Y(0.61×10-6~2.88×10-6)含量及Sr/Y比值(11.04~104.36)变化较大。
Ta和Zr的亏损往往意味着源区有角闪石相得残留；而Sr和Yb的含量被认为可以反应岩体的形成深度，本文测试结果Sr含量的变化范围较大，从483×10-6~248×10-6均有分布，而Yb也同样2.88×10-6~0.61×10-6范围内剧烈变动，可能表明斑岩形成的初始环境深度较大，而后经历了快速的侵位上升阶段，上升过程中压力极不稳定。张旗等(2006) 认为低Sr低Yb的花岗岩可能来自加厚的下地壳深部，这也从侧面约束了岩浆熔融发生的阶段。虽然目前并没有针对阿尼玛卿洋俯冲阶段具体的约束，但根据斑岩体主量元素特征类似于钙碱性岛弧花岗岩，部分样品近似于埃达克岩的侵入体的特点，以及大范围波动的Sr及Yb含量，可以推测其应形成于下地壳的部分熔融的过程。
4.2 构造环境指示意义全球斑岩铜矿除少数产于前寒武纪造山带外，主要产于中亚一蒙古带、环太平洋带和特提斯带，它们分别为古生代、中新生代和新生代汇聚板块最活跃的地区(芮宗瑶等，2004)。以往普遍认为世界上斑岩铜矿形成于板块汇聚过程中，主要为“B”型俯冲的岛弧和陆缘弧环境，近年来的研究发现，世界级规模的斑岩铜矿不仅产出于岛弧或陆缘弧环境，而且还产出在“A”型俯冲的碰撞造山带环境(碰撞后期地壳伸展阶段)(Hou et al.，2003)。岛弧环境的成矿斑岩通常为呈钙碱性，而大陆环境的成矿斑岩多为高钾钙碱性和部分钾玄质。过去通常认为成矿斑岩岩浆起源于被俯冲板片部分熔融的产物及流体交代的地慢楔形区，最近的研究却表明，成矿斑岩并不具有典型的岛弧火山岩特征，它们多具有埃达克岩特征，这种埃达克岩产出于岛弧环境并起源于大洋俯冲板片的熔融或加厚的下地壳(张旗等，2002；张连昌等，2004，2006；陈志广等，2008)。
主量元素构造环境判别中(图 11)，3个点位落于FeOT/(FeOT+MgO)-SiO2图解中的岛弧型花岗岩、大陆弧花岗岩、大陆碰撞花岗岩区，另有两个点位落于碰撞后造山区。在R1-R2图解中3个点落于同碰撞区，2个点落于碰撞前区域，另一个落于地幔分异区域，总体来看，在主量元素判别图中，落点虽较集中，但往往落于不同区域的交界处。
在Nb-Y图解中(图 12)，可以确定下得波利地区斑岩并非产自大洋洋脊及板内环境，而后采用Ta-Yb图解进一步的区分同碰撞环境及火山弧环境，结果显示，在Rb-(Yb+Ta)和Rb-(Yb+Ta)图解中，斑岩落于火山弧环境区域，而Ta-Yb图解中有三个投图点落于同碰撞花岗岩区及火山弧区域的交界处总体反映一种同碰撞或者陆缘弧的构造环境。考虑到Rb是一种相当活跃的元素，在成矿作用发生时极易伴随热液迁移，造成岩体Rb含量出现亏损，同比之下，Ta-Yb图解的结果更能反应斑岩的生成环境。
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图 12 下得波利花岗斑岩形成构造环境的微量元素判别(据Pearce et al.，1984) Fig. 12 Trace element discrimination of tectonic environments of Xiadeboli porphyry(after Pearce et al.，1984) |
根据前人研究，晚华力西-印支旋回为东昆仑地区最完善的造山旋回，在230~260Ma，东昆仑地区处于大洋板块大规模俯冲碰撞阶段(郭正府等，1998)。昆南带南侧的阿尼玛卿洋盆依次向北侧俯冲-碰撞(刘成东等，2004；谌宏伟等，2005)，昆南带及其以北地区成为晚华力西-印支期活动边缘，俯冲伴随着板片部分熔融，海西-印支期岩浆大规模侵入，形成陆缘岩浆弧。俯冲持续到二叠系-三叠系末，其标志性事件是晚三叠世鄂拉山群陆相高钾钙碱性花岗岩及237~190Ma的造山花岗岩出现(丰成友等，2009)，随后东昆仑地区进入陆内活动阶段。本文所获得的SIMS年龄数据表明，下得波利斑岩体结晶于244Ma，对应中三叠世早期，接近于大规模俯冲碰撞阶段末期。而碰撞所形成的加厚下地壳的部分熔融，导致了下得波利地区成矿斑岩的形成。
4.3 成矿流体的性质与成矿机制探讨热液矿床中成矿物质从流体中沉淀的主要原因被归结为4个方面，包括温度下降、压力降低、水岩反应及流体混合，原理是成矿热液物理化学条件的改变(卢焕章等，2004)，使热液中成矿元素达到过饱和而产生矿质沉淀。而减压及降温显然是造成这些改变最主要途径。通常情况下，压力降低对成矿物质的沉淀主要通过流体相分离来产生。
因获得的包裹体数据多数来自成矿阶段后期的脉石英，所以整体均一温度偏低，范围是112~550℃，集中于150~250℃，大多数研究证实，斑岩型铜矿的成矿物质沉淀主要发生在300~400℃(卢焕章等，2004；佘宏全等，2006)，虽然实验结果中包裹体均一温度普遍偏低，但前面的测温工作显示在310~340℃同时存在着盐度较低及盐度较高两种流体，另外发现了若干均一温度超过仪器测试范围的液相包裹体及含子矿物多相包裹体；实验并未获知高温、高盐度流体(NaCl)及低盐度富气相流体的关系，但在绢英岩次生石英中发现含子矿物的多相包裹体与富液相包裹体的共生组合，均一温度多在310~510℃；发现脉石英存在着大量富气相包裹体与富液相包裹体共生组合，均一温度区间多在180~390℃。产生这种现象的原因可能是体系由封闭系统向开放系统转换的过程中，斑岩体发生破裂，流体压力由静岩压力转为静水压力，压力降低致使不混溶作用发生，随后产生了在脉石英中分布较广泛的富气相包裹体及富液相包裹体的组合，这一过程产生了两个结果：第一，液相中的C、S等元素大规模减少，pH值增大，降低了Cu的溶解度，第二，通过减压及去S，残余流体中的铜仅可能以氯的络合物形式迁移，而氯化铜更容易受温度降低的影响而发生铜沉淀。至此，推断在下得波利矿区，成矿物质沉淀富集的主要机制为成矿流体发生的不混溶作用导致气体分离，造成流体的物理化学条件发生改变，再辅以温度降低等因素导致矿物质沉淀。
5 结论(1) 利用高精度SIMS锆石U-Pb法，获得下得波利铜钼矿区花岗斑岩的年龄为244.2±2.1Ma，对应于中三叠世早期；
(2) 下得波利矿区花岗斑岩体富Si、Al，贫Mg、Fe，Na2O含量大于K2O，具有较弱的负Eu异常，亏损Nb、Ta，Sr、Yb含量变化较大，显示其出熔深度较大，且经历过剧烈的压力变化，推测其形成于下地壳物质的部分熔融；
(3) 流体包裹体显微测温结果显示，均一温度在180~390℃之间富液相及富气相包裹体的共生组合证实成矿流体曾发生过不混溶作用。不混溶作用的结果是富气相流体从成矿流体中分离，造成成矿流体的物理化学条件发生改变，再辅以温度降低等因素最终导致矿物质沉淀，形成该矿床。
致谢 野外矿区地质调查期间得到了青海省第五地质矿产勘查院杨启安工程师的大力帮助；李献华研究员和陶华老师对锆石U-Pb测年给予指导和大力支持，薛春纪教授对流体包裹体显微测温给予了帮助；张连昌研究员和李厚民研究员仔细审阅了本文初稿，并提出了宝贵意见；在此一并表示衷心的感谢。| [] | Batchelor RA and Bowden P. 1985. Petrogenetic interpretation granitoid rock series using multicationic parameters. Chem. Geol. , 48 :43–55. DOI:10.1016/0009-2541(85)90034-8 |
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