2017, Vol. 33
2. 南华大学核资源工程学院, 衡阳 421001
2. School of Nuclear Resource Engineering, University of South China, Hengyang 421001, China
斑岩矿床是目前世界上最重要的矿床类型，该类型矿床的铜、钼、金产量分别占到了全世界产量的3/4、1/2和1/5(Sillitoe, 2010)。研究表明斑岩矿床的形成往往与洋壳俯冲和大陆碰撞构造背景下的浅成-超浅成岩浆活动有关(Sillitoe, 1973; Richards, 2009)，因此与该类型矿床相关的岩浆岩的成因，含矿流体的出溶机制以及相应的找矿勘查标志一直是矿床学研究的热点和重点(Wilkinson, 2013; Xie et al., 2015; 毛景文等, 2014)。
多龙矿集区是近年来在我国西藏地区继玉龙、驱龙、雄村等大型、超大型斑岩矿床之后新发现的斑岩-浅成低温热液型铜金矿集区(曲晓明和辛洪波, 2006; 唐菊兴等, 2010; 杨志明等, 2008; Hou et al., 2003; Mao et al., 2014)。最新的勘查结果表明该矿集区铜的资源控制量超过1600万吨，金超过200吨，并有望成为世界级的铜金矿集区(唐菊兴等, 2014, 2016)，同时该矿集区的发现也预示着该缝合带极有可能成为下一个重要的斑岩铜矿成矿带(曲晓明等, 2012)。
近年来，国内多个研究团队对多龙矿集区开展了大量的研究工作(曲晓明和辛洪波, 2006; 佘宏全等, 2006, 2009; 李光明等, 2007; 李金祥等, 2008; 祝向平等, 2011; 李玉彬等, 2012; 张志等, 2014; 杨超等, 2014; 方向等, 2015; 唐菊兴等, 2014, 2016; Li et al., 2011, 2013, 2014, 2016; Zhou et al., 2015; Zhu et al., 2015; Duan et al., 2016; Lin et al., 2017; Sun et al., 2017)。上述工作较为详细地厘定了矿集区的成岩成矿时限，初步论证了岩浆岩的源区特征和演化过程，同时也对矿集区内部分典型矿床(多不杂、铁格隆南等)的矿床地质特征、流体性质、成矿模型等问题开展了研究和讨论。虽然该地区工作程度较高，但对于岩浆岩的成因及其与成矿作用的相互关系以及对找矿勘查工作的指示意义仍缺乏系统和全面的讨论。因此本次工作在系统梳理前人工作基础上选择了与成矿作用具有紧密时空联系的岩浆岩为研究对象，在翔实野外地质调查基础上，开展了岩石地球化学、Sr-Nd-Hf同位素以及电子探针等实验工作，尝试探讨成岩成矿过程，成矿物质来源及其找矿勘查标志。
1 区域地质背景多龙矿集区位于班公湖-怒江缝合带(BNSZ)(以下简称班-怒带)北缘(图 1)，该带西起班公湖，横跨西藏高原中部，经左贡扎玉进入云南，再往南进入泰国清迈和马来西亚的劳勿，整体延长3000km (李光明等, 2011)。区域岩石学研究认为，该缝合带的存在代表了已消失的班公湖-怒江洋盆(Zhu et al., 2013)。陈玉禄等(2005)在班-怒带中段发现了上三叠统确哈拉群与下伏岩系呈角度不整合接触，并且接触带中发现了可能代表古特提斯洋的蛇绿岩，因此推测该缝合带在晚三叠世之后打开，并认为该缝合带是在古特提斯洋基础上继承和发展起来的。鲍佩声等(2007)对洞错OIB类型的蛇绿岩进行的SHRIMP U-Pb锆石测年获得了132Ma的成岩年龄，该结果指示班-怒带俯冲作用持续到了早白垩世。朱弟成等(2006)、耿全如等(2011)和杜德道等(2011)对沿该缝合带南北分布的岩浆岩的地球化学特征和锆石U-Pb年代学的研究并结合最新的区域地质填图结果认为班公湖-怒江洋盆在白垩纪可能存在向南和向北的双向俯冲。
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图 1 多龙矿集区地质简图(据西藏地质矿产开发局第五地质大队, 2010①修改) BNSZ：班公湖-怒江缝合带；IYSZ：雅鲁藏布江缝合带 Fig. 1 Simplified geologic map of the Duolong district and its position in Tibet, China BNSZ : Banggong-Nujiang suture zone; IYSZ : Indus-Yarlung suture zone |
① 西藏地质矿产开发局第五地质大队. 2010.多不杂铜矿普查结题报告
2 多龙矿集区地质特征多龙矿集区内出露地层主要为下三叠统日干配错组大理岩化灰岩、下侏罗统曲色组石英砂岩、色哇组砂质板岩、长石石英砂岩、下白垩统美日切组安山岩、第三系康托组泥岩、砂岩、砾岩和第四系(图 1)。矿集区内岩浆活动强烈并持续时间较长，早期(143Ma)为高Nb玄武岩(李金祥等, 2008)，晚期(120~105Ma)侵入岩主要为花岗闪长斑岩、石英闪长玢岩和石英闪长岩等，火山岩则有玄武安山岩、安山岩等(Li et al., 2011)。此外，矿集区内断裂构造发育，有近EW向、NE向、NW向三组断裂构造，具多期次活动特征。其中，NE向断裂带控制了多不杂、波龙、荣那、拿若等矿床及地堡那木岗、拿顿等矿点的斑岩体和同期玄武安山岩、安山岩等火山岩的产出，为矿集区内主要的岩浆岩侵位通道和控矿构造(图 1)。
多龙矿集区内现已发现多不杂、波龙、拿若和荣那(铁格隆南)等四个大型-超大型矿床。钻孔编录结果显示上述矿床均发育多期含矿斑岩体(图 2a, b)，岩性以闪长质和花岗闪长质为主，并可见少量暗色包体产出(图 2a)。此外，野外地质填图在多不杂和拿若矿床附近还发现有不含矿(热液蚀变矿物不发育、石英-硫化物脉不发育，并且Cu、Au品位远低于工业开采水平)的新鲜石英闪长玢岩和花岗闪长斑岩(图 2c、图 3)，同时在赛角可见石英闪长岩呈较大规模产出(图 2d)，该岩体内部普遍发育暗色包体(李兴奎等, 2015)。前人研究(李光明等, 2007; 祝向平等, 2011; Sun et al., 2017)表明多不杂、波龙和拿若等矿床蚀变和矿化特征与典型的斑岩型铜金矿床一致(Arancibia and Clark, 1996; Proffett, 2003)，热液蚀变主要为钾长石化、绢英岩化、泥化、青磐岩化等类型，铜金矿化主要和钾化蚀变及相关的热液脉体(如石英-钾长石-磁铁矿-黄铜矿脉等)有关(佘宏全等, 2006; 李光明等, 2007; 张志等, 2014)。而荣那(铁格隆南)矿床则表现出更为完整的热液演化体系，由上到下表现为：高级泥化蚀变带、绢英岩化带和钾化带，矿化作用主要和高级泥化蚀变及相关产出的石英-硫化物脉体有关(杨超等, 2014; 李光明等, 2015; Lin et al., 2017)。
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图 2 多龙矿集区岩浆岩手标本照片 (a)波龙矿床两期含矿石英闪长玢岩(白线分割)并发育暗色包体；(b)多不杂矿区早期含矿花岗闪长斑岩(上方)被晚期石英闪长玢岩(下方)侵入；(c)多不杂矿区不含矿的新鲜石英闪长玢岩；(d)赛角石英闪长岩；(e)拿顿玄武安山岩；(f)铁格隆南(荣那)矿区安山岩 Fig. 2 Features of igneous rocks at the Duolong district (a) two phases of economically mineralized quartz diorite porphyry (separated by dashed line) with the occurrence of MME, Bolong deposit; (b) granodiorite porphyry (upper part) was intruded by quartz diorite porphyry (lower part), Duobuza deposit; (c) fresh granodiorite porphyry with no alteration and mineralization, Duobuza deposit; (d) quartz diorite, Saijiao; (e) basaltic andesite, Nadun; (f) andesite, Tiegelongnan (Rongna) deposit |
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图 3 拿若矿床含矿花岗闪长斑岩体(左上方虚线内)与不含矿的新鲜花岗闪长斑岩(右下方虚线内)的野外空间关系 Fig. 3 The spatial relationship between economically mineralized granodiorite porphyry (upper left) and fresh granodiorite porphyry lacks of alteration and mineralization (lower right), Naruo deposit |
本次工作系统采集了多不杂、波龙和拿若斑岩型铜金矿中受蚀变影响较弱的含矿石英闪长玢岩、花岗闪长斑岩以及多不杂和拿若矿区内不含矿的新鲜石英闪长玢岩、花岗闪长斑岩，同时也采集了在赛角产出的石英闪长岩、拿顿矿点的玄武安山岩以及荣那矿床的安山岩(表 1)。现将相关具代表性的岩性特征简述如下：
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表 1 岩浆岩样品采集位置与岩相学描述 Table 1 Sampling locations and petrological characteristics |
石英闪长玢岩：岩石呈灰绿色，班状结构、块状构造。斑晶主要为斜长石(约占25%)，呈自形-半自形板状(0.2×0.3cm~0.4×1.2cm)，聚片双晶及环带构造发育；角闪石(约占10%~15%)，呈自形-半自形产出(0.3×0.4cm~0.3×1.5cm)；石英(约占5%~10%)，呈他形、浑圆状(0.2×0.3cm~0.4×0.5cm)。基质以石英、斜长石、黑云母、角闪石为主，具显微晶质结构。该岩性含矿岩体整体受后期蚀变影响较强，角闪石斑晶大多已被绿泥石和黑云母交代并呈交代假象结构产出(图 4a)，而不含矿岩体则保持新鲜(图 4c, d)。
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图 4 多龙矿集区典型岩浆岩镜下显微照片 (a)波龙矿床含矿石英闪长斑岩中角闪石被次生黑云母、次生绿泥石交代，单偏光；(b)拿若不含矿花岗闪长斑岩，单偏光；单偏光(c)与正交偏光(d)下多不杂不含矿石英闪长玢岩；(e)赛角石英闪长岩中斜长石斑晶周围角闪石已发生黑云母化蚀变，单偏光；(f)赛角石英闪长岩角闪石斑晶局部发生绿泥石化蚀变，单偏光；(g)赛角石英闪长岩中黄铜矿与磁铁矿共生，反射光；(h)赛角石英闪长岩石英颗粒中气相包裹体(LV)与含子晶多相包裹体(LVH)共存，单偏光；(i)拿顿玄武安山岩角闪石斑晶已全部暗化，单偏光；(j)拿顿玄武安山岩中浑圆状斜长石斑晶，正交偏光；单偏光(k)与正交偏光(l)下铁格隆南(荣那)安山岩斜长石斑晶与辉石斑晶共生 Fig. 4 Photomicrographs of igneous rocks at the Duolong district (a) economically mineralized quart diorite porphyry, igneous amphibole was replaced by secondary biotite and chlorite, Bolong deposit; (b) fresh granodiorite porphyry, Naruo; (c, d) fresh quartz diorite porphyry, Duobuza deposit; (e) amphibole crystals next to the plagioclase phenocryst were replaced by the secondary biotite, Saijiao quartz diorite; (f) amphibole phenocryst was partially replaced by chlorite, Saijiao quartz diorite; (g) chalcopyrite coexists with magnetite, Saijiao quartz diorite; (h) vapor-rich inclusions coexist with brine inclusions, Saijiao quartz diorite; (i) igenous amphibole phencryst was completely replaced by Fe-Ti oxides, basaltic andesite, Nadun; (j) rounded plagioclase phenocryst, basaltic andesite, Nadun; (k, l) plagioclase phenocrysts coexist with pyroxene phencrysts, andesite, Tiegelongnan (Rongna) |
花岗闪长斑岩：岩石呈肉红色，斑状结构、块状构造。斑晶主要为斜长石(约占20%~25%)，呈自形-半自形板状(0.3×0.5cm~0.8×1.2cm)，聚片双晶环带构造发育；角闪石(约占10%)晶型较好，多呈自形产出(0.3×0.4cm~0.6×0.8cm)；石英(约占15%~20%)，呈他形粒状或浑圆状(0.3×0.4cm~0.5×0.6cm)，部分岩体还可见少量黑云母斑晶(5%)呈自形斑状产出(0.1×0.4cm~0.5×0.8cm)。基质主要为石英、斜长石、黑云母等矿物为主，表现为显微嵌晶结构。该岩性不含矿岩体镜下特征清晰(图 4b)，而含矿岩体整体蚀变较强，钾长石化局部发育，角闪石斑晶大多已蚀变为绿泥石或黑云母。
石英闪长岩：肉红色，中细粒不等粒结构、块状构造(图 2d)。主要矿物为斜长石(约占50%)，斜长石(0.2×0.3cm~1×3cm)呈自形-半自形板状，聚片双晶和环带构造发育，斜长石绢云母化蚀变较强烈；石英(约占15%)，呈他形(0.1×0.3cm~1×3cm)充填于斜长石颗粒间；暗色矿物以角闪石(约占10%)为主，呈自形-半自形柱状(0.2×0.3cm~0.6×0.6cm)，可见角闪石简单双晶，部分角闪石已黑云母化、绿泥石化(图 4e, f)。副矿物为少量的磁铁矿、黄铜矿、磷灰石、锆石、辉石等(图 4g)。
玄武安山岩：岩石灰褐色，斑状结构和气孔构造(图 2e)。斑晶主要为角闪石(约占5%)，角闪石呈自形-半自形柱状(0.6×0.5cm~0.25×0.3cm)，暗化边现象明显，部分斑晶甚至全部暗化(图 4i)；斜长石(约占5%)，斜长石呈他形浑圆状(0.08×0.2cm~2×2cm)，斜长石斑晶边部通常遭受熔蚀而构成斑边文象交生结构(图 4j)。基质呈显微晶质结构，粗面结构和交织结构，表现为斜长石微晶呈半定向排列，并有少量单斜辉石、磁铁矿等矿物分布其中。
安山岩：岩石红褐色，斑状结构、块状构造(图 2f)。斑晶以斜长石、单斜辉石为主(约占30%~35%)，斜长石呈自形-半自形板状(0.2×0.3cm~0.3×1cm, 图 4k)，聚片双晶发育，部分斜长石具环带构造；单斜辉石呈半自形-他形短柱状(0.1×0.2cm~0.3×0.4cm)产出，局部可见辉石斑晶、斜长石斑晶构成聚斑结构(图 4l)。基质主要为斜长石，同时还有少量不规则状火山玻璃、磁铁矿和辉石等矿物分布，构成玻晶交织结构。
4 实验方法全岩主量及微量元素测试在国家地质实验测试中心完成。实验首先将新鲜的岩浆岩样品研磨成约200目的粉末，用于主量及微量元素测试。主量元素采用X射线荧光光谱法(XRF)测试，仪器型号为PW4400，分析误差 < 5%。对于微量元素的测定，称取试样于高压消解罐的Teflon内罐中，加入HF、HNO3装入钢套中，于190℃保温48h，取出冷却后，在电热板上蒸干赶尽HF，加入HNO3再次封闭溶样3h，溶液转入洁净塑料瓶中，使用ICP-MS测定，分析精度优于5%。
Rb-Sr和Sm-Nd同位素分析在南京大学现代分析中心的VG354质谱仪测试完成。实验标样结果为：87Sr/86Sr (标样NBS987) 0.710233±6；143Nd/144Nd (标样La Jolla)0.511863±6，Sr同位素比值采用87Sr/86Sr=0.1194进行质量分馏校正，Nd同位素比值测定采用143Nd/144Nd=0.7219进行标准化。计算εNd(t)和εSr(t)过程中(143Nd/144Nd)CHUR=0.512638，(147Sm/144Nd)CHUR=0.1967；(87Sr/86Sr)UR=0.7045，(87Rb/86Sr)UR=0.0827(Jacobsen and Wasserbury, 1984)，详细的分析方法见王银喜等(2006)。
锆石Lu-Hf同位素是在中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室Neptune多接受等离子质谱和Newwave UP213紫外激光剥蚀系统(LA-MC-ICP-MS)上完成的。Hf测试点和U-Pb年龄测试点一致，测试时采用实验过程中采用He作为剥蚀物质载气，剥蚀直径为55μm，锆石国际标样GJ1作为参考物质，分析过程中标准锆石的176Hf/177Hf加权平均值为0.282015±62(2σ, n=11) 和Elhlou et al. (2006)值一致。
电子探针分析是在加拿大Laval大学电子探针实验室完成，仪器型号为CAMECA SX-100，分析条件为：加速电压15kV，束流100nA，束斑10μm。具体实验流程和标准请参考Dupuis and Beaudoin (2011)。
5 测试结果 5.1 岩浆岩地球化学特征拿顿玄武安山岩SiO2含量为50.11%~52.24%，K2O含量为2.25%~2.36%，Al2O3含量为16.79%~16.95%，MgO含量为2.61%~3.52%，Mg#为0.37~0.45(表 2)。荣那安山岩SiO2含量为60.06%~61.24%，K2O含量为2.55%~3.11%，Al2O3含量为15.6%~16.38%，MgO含量为2.03%~3.02%，Mg#为0.39~0.50。赛角石英闪长岩SiO2含量为61.49%~61.67%，K2O含量为1.84%~2.14%，Al2O3含量为16.82%~17.08%，MgO含量为2.43%~2.5%，Mg#为0.46。矿区内斑岩体SiO2含量为59.36%~67.83%，K2O含量为1.59%~4.22%，Al2O3含量为14.79%~17.12%，MgO含量为1.29%~3.21%，Mg#为0.36~0.48 (Sun et al., 2017)。在TiO2/Zr-Nb/Y分类图解中多龙矿集区火山岩落入玄武安山岩和安山岩范围，而侵入岩则在闪长岩和花岗闪长岩范围内(Winchester and Floyd, 1977)，K2O-SiO2图解中大部分在高钾钙碱性和钙碱性系列(图 5a, b)。此外在磁铁矿系列-钛铁矿系列(Ishihara and Tani, 2004)与AFM图解中，所有岩石均落入磁铁矿系列与钙碱性系列区域中(图 5c, d)。
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图 5 多龙矿集区岩石分类图解 (a) TiO2/Zr-Nb/Y图解；(b) K2O-SiO2图解；(c)磁铁矿-钛铁矿系列图解；(d) AFM图解.岩石名称缩写见表 1，如未特别说明，上述各岩体英文缩写为本文通用；本文讨论的多不杂和拿若矿床中含矿斑岩体和新鲜斑岩体主微量数据引自Sun et al., 2017 Fig. 5 Geochemical classification diagrams for igneous rocks at Duolong (a) TiO2/Zr vs. Nb/Y diagram; (b) K2O vs. SiO2 diagram; (c) magnetite/Ilmenite-series classification diagram; (d) AFM diagram. Whole rock geochemistry data of fresh and ore-bearing porphyries from Sun et al., 2017 |
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表 2 多龙矿集区岩浆岩常量(wt%)和微量(×10-6)元素分析结果 Table 2 Major (wt%) and trace elements (×10-6) data for the igneous rocks of the Duolong district |
拿顿玄武安山岩∑REE含量较高，为165×10-6~173×10-6，δEu为0.9，(La/Yb)N为9.0~9.4；荣那安山岩∑REE含量为162×10-6~177×10-6，δEu为0.7~0.8，(La/Yb)N为8.4~9.2(表 2)；赛角石英闪长岩∑REE含量为136×10-6~193×10-6，δEu为0.8~0.9，(La/Yb)N为6.4~8.7，矿区中斑岩体∑REE含量相对较少53×10-6~106×10-6，δEu为0.8~1.1，(La/Yb)N为4.3~8.6 (Sun et al., 2017)。多龙矿集区火山岩和侵入岩的球粒陨石标准化稀土元素配分图显示出右倾的富集轻稀土和相对亏损重稀土的配分模式，原始地幔标准化蛛网模式图上则表现出富集大离子亲石元素(LILE：如Rb、Ba、K、Pb、Sr)和相对亏损高场强元素(HFSE：如Nb、Ta、Hf、Ti、P)的特征(图 6)。上述特征和弧环境下形成的钙碱性岩浆岩特征相似(Wilson, 1989)。
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图 6 多龙矿集区岩石球粒陨石标准化稀土元素配分图(a、c、e)与原始地幔标准化微量元素蛛网图(b、d、f)(标准化值据Sun and McDonough, 1989) 高Nb玄武岩(Hnb)数据孙嘉, 2015 Fig. 6 Chondrite-normalized rare earth element (REE) patterns, and (d), primitive mantle-normalized multielement diagrams (normalization values after Sun and McDonough, 1989) Data of high-Nb basalt (Hnb) from Sun, 2015 |
多龙矿集区内玄武安山岩具有明显偏高的放射性Nd和低(87Sr/86Sr)i比值，其εNd(t)值介于2.0~2.3，(87Sr/86Sr)i值为0.7050~0.7051，同时根据Nd同位素获得的模式年龄(tDM)为825~845Ma，并且εHf(t)值变化较大介于0~8.5之间(表 3、表 4)。矿集区内其他中酸性岩浆岩则具有相对较低的放射性Nd和高(87Sr/86Sr)i比值。石英闪长岩εNd(t)值介于0.8~0.9，(87Sr/86Sr)i值为0.7055~0.7056，模式年龄(tDM)为842~926Ma，εHf(t)值变化较大介于3.5~11.7之间。安山岩εNd(t)值介于-1.3~-0.4，(87Sr/86Sr)i值为0.7055~0.7063，模式年龄(tDM)为980~1102Ma，εHf(t)值变化较大介于1.5~5.1之间。闪长质和花岗闪长质岩体εNd(t)值介于-2.5~0，(87Sr/86Sr)i值为0.7058~0.7090，模式年龄(tDM)为1016~1691Ma。前人研究结果表明，该地区含矿和不含矿斑岩体变化于0~11.7之间(Li et al., 2013; Sun et al., 2017)。
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表 3 多龙矿集区岩浆岩Sr-Nd同位素测试结果 Table 3 Sr-Nd isotope compositions of the igneous rocks of the Duolong district |
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表 4 多龙矿集区岩浆岩锆石Hf同位素测试结果 Table 4 Hf isotope compositions of the igneous rocks of the Duolong district |
本次实验对产于荣那的安山岩和产于赛角的石英闪长岩的斜长石斑晶(表 5)、角闪石斑晶(表 6)开展了分析测试。安山岩斜长石斑晶An牌号变化范围在37~57。石英闪长岩斜长石斑晶An牌号变化范围在23~56。石英闪长岩角闪石SiO2变化范围在47%~48%之间，TiO2变化范围在1.2%~1.6%之间，Al2O3变化范围在5%~7%之间，MgO在14%~16%之间，所有测试点(Na+K) A≤0.5，Mg/(Mg+Fe2+)为0.7~0.8之间，Si为7，并投图于镁角闪石范围内(图 7)，这也说明测试所得结果并未受后期热液蚀变影响。根据Ridolfi et al. (2010)公式计算所得角闪石结晶温度变化于784~814℃，压力为78~113MPa，氧逸度ΔNNO为1.1~2.1，根据Duan (2014)公式计算水溶解度为3.63%~4.44%。
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图 7 赛角石英闪长岩角闪石分类图解(据Leake et al., 1997) Fig. 7 Classification of amphibole phenocrysts from Saijiao quartz diorite (after Leak et al., 1997) |
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表 5 多龙矿集区赛角石英闪长岩(21)、荣那安山岩(51) 长石矿物成分分析结果(wt%) Table 5 EMPA analyses of plagioclase in the quartz diorite from Saijiao and in the andesite from Rongna (wt%) |
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表 6 多龙矿集区赛角石英闪长岩角闪石分析测试结果(wt%) Table 6 EMPA analyses for amphibole in the quartz diorite from Saijiao (wt%) |
前人研究表明多龙铜金矿集区的形成与弧环境岩浆作用有关(Li et al., 2013, 2014, 2016)。对弧环境形成的中酸性岩浆岩，前人已经进行了大量细致研究工作，认为岩浆的成因机制主要包括：(1) 俯冲板片的部分熔融(Defant and Drummond, 1990; Yogodzinski et al., 2001; Martin et al., 2005; Castillo, 2012)；(2) 地幔来源的玄武岩质岩浆的分离结晶(Annen and Sparks, 2002; Grove et al., 2003)；(3) 地幔来源的玄武质岩浆和地壳来源的长英质岩浆的混合(Hildreth and Moorbath, 1988; Richards, 2003; Kemp et al., 2007; Yang et al., 2007; Chiaradia et al., 2011)。
自Defant and Drummond (1990)定义并论证了埃达克岩的成因意义后，越来越多的学者注意到了这种岩石类型和斑岩型矿床可能存在某种程度的亲和性，并推论斑岩型矿床的含矿岩体可视为埃达克岩体(Oyarzun et al., 2001)。Richards and Kerrich (2007)在综合了大量前人研究的基础上给出了埃达克岩的地化特征识别标志：SiO2≥56%，Al2O3≥15%，MgO通常 < 3%，Mg#≈0.5，Sr≥400×10-6，Y≤18×10-6，Yb≤11.9×10-6，Ni≥20×10-6，Cr≥30×10-6，Sr/Y≥20，La/Yb≥20和(87Sr/86Sr)i≤0.7045。本次工作表明虽然Sr/Y-Y图解中部分斑岩体投图在埃达克岩中(图 8a)，但La/Yb-Yb图解中多龙矿集区内岩浆岩全部落于正常岛弧火山岩区域(图 8b)，此外Ni、Cr含量的投图结果表明矿区内大部分岩石的Ni、Cr含量均小于埃达克岩的特征值(图 8c, d)，并且矿区内所有岩浆岩的(87Sr/86Sr)i均大于0.7045(图 9a)，和典型的埃达克岩有明显差异。因此，我们认为本区出露岩体中并不存在“埃达克岩”，而只是普通弧环境下形成的钙碱性岩石。
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图 8 多龙矿集区岩浆岩Sr/Y-Y (a)、La/Yb-Yb (b)、Ni-SiO2 (c)和Cr-SiO2 (d)图解(底图据Richards and Kerrich, 2007) Fig. 8 Sr/Y vs. Y (a), La/Yb vs. Yb (b), Ni vs. SiO2 (c) and Cr vs. SiO2 (d) classification diagrams for igneous rocks at the Duolong district (after Richards and Kerrich, 2007) |
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图 9 多龙矿集区岩浆岩地球化学图解 本文多不杂和拿若矿床含矿斑岩体和不含矿斑岩体Hf同位素数据引自Sun et al., 2017, 波龙含矿斑岩体Hf同位素数据引自Li et al., 2013, 年龄数据来源请参考表 3 Fig. 9 Geochemical diagrams for igneous rocks at the Duolong district (a) εNd(t) vs. 87Sr/86Sri; (b) Al2O3/(FeOT+MgO+TiO2) vs. (Al2O3+FeOT+MgO+TiO2); (c) εHf(t) vs. εNd(t) (Dobosi et al., 2003; Mantle array, Chauvel et al., 2008; Crustal array, Vervoort and Blichert-Toft, 1999); (d) εHf(t) vs. age; (e) Ba/Th vs. Th/Yb; (f) La/Sm vs. La |
Annen and Sparks (2002)和Grove et al. (2003)通过岩石学实验和热力学模拟计算证明玄武质岩浆的结晶分异可形成中酸性岩浆岩。本次工作表明多龙矿集区内拿顿玄武安山岩具有较高的εNd(t)值(2~2.3)，并且该值和矿区内高Nb玄武岩(143Ma, 李金祥等, 2008) εNd(t)值接近(以120Ma重新计算所得值为2.7, 孙嘉, 2015)，表明两者来源于相似的地幔源区，而矿区内其余的岩浆岩和地幔来源的高Nb玄武岩在Sr-Nd同位素特征差异较大(图 9a)，说明了源区物质存在差异。但稀土元素表明，拿顿玄武安山岩稀土含量明显低于多龙矿集区产出的高Nb玄武岩(图 6a)，因此拿顿玄武安山岩也不可能由高Nb玄武岩的分异结晶形成(Rollison, 1993)。
Rapp and Watson (1995)通过实验岩石学研究证明玄武质岩石发生部分熔融形成的岩浆岩Mg#值往往较低( < 0.4)，而有地幔组分参与形成的岩浆岩Mg#值则偏高(>0.4)。前人研究和本次测试结果表明多龙矿集区岩浆岩Mg#值大部分大于0.4，表明岩浆岩形成过程中有地幔组分的参与。此外，由上文可知多龙矿集区内拿顿玄武安山岩和高Nb玄武岩具有相似的εNd(t)值，说明两者均来自于相似的地幔源区，本次测试工作同时表明拿顿玄武安山岩的εHf(t)值均大于0，并集中于5.8~8.5之间，矿区内同期产出的中酸性岩浆岩εHf(t)值也大部分高于5.8(图 9d)，说明多龙矿集区内与成矿作用有关的岩浆岩的形成过程中均有地幔物质的参与。虽然该地区岩浆岩εHf(t)值整体偏高并显示出地幔端元的特征，但部分岩体中仍表现出较低的εNd(t)值，暗示了源区中可能还有地壳物质的加入(Murgulov et al., 2008)。对此，我们使用了εHf(t)-εNd(t)和(87Sr/86Sr)i-εNd(t)图解进行分析，投图结果显示矿区内大部分岩浆岩的源区落入OIB型地幔与下地壳的叠合范围内(图 9c)，并且(87Sr/86Sr)i值和εNd(t)表现出良好的线性关系(图 9a)，表明多龙矿集区岩浆岩的形成还有地壳组分的加入。此外，Patiño Douc (1999)通过实验岩石学证明在低压(P≤5kbar)和高压(P=12~15kbar)条件下形成的岩浆岩熔体在Al2O3/(FeOT+MgO+TiO2)-(Al2O3+FeOT+MgO+TiO2)协变关系图解上表现出不同的演化趋势，并且壳幔相互作用形成的熔体会位于高压和低压曲线之间，而本地区所有岩浆岩均落在高压和低压曲线之间(图 9b)，也进一步证明该地区岩浆的起源受控于壳幔的相互作用，同时本地区中酸性侵入岩中暗色包体(MMEs)的普遍发育也暗示了与成矿作用有关的岩浆岩起源于壳幔混合作用(Yang et al., 2007; 马星华等, 2014, 图 2a)。需注意的是εHf(t)-εNd(t)图解还显示出该地区岩浆岩的Hf-Nd同位素存在一定的解耦关系，具体表现为Hf同位素整体变化范围一致，但εNd(t)值从2.3降低为-2.5。由于Sm与Nd同属稀土元素，而Lu和Hf分属于稀土和高场强元素，因此在岩浆作用和变质作用可能有Nd-Hf同位素的解耦现象出现(吴福元等, 2007)，比如岩浆源区或变质过程中如果有石榴石的存在，Lu和Hf将分别进入石榴石和熔体相，这样会出现176Hf/177Hf高于143Nd/144Nd的现象(Schmitz et al., 2004)。但本地区岩浆岩稀土球粒陨石标准化配分图均呈“铲状”，表明矿区内轻稀土元素较富集而重稀土元素亏损不明显，因此源区不应存在石榴石的残留并可排除由此导致Hf-Nd同位素解耦的可能。前人研究同时表明由于Nd在沉积物熔体中可溶解，因此受沉积物交代的地幔楔会表现为εNd(t)值的降低(Hawkesworth et al., 1993; Pearce and Peate, 1995; Kessel et al., 2005; Plank and Langmuir, 1998)。多龙矿集区岩浆岩Ba/Th比值较低(41~166)，而Th/Yb比值整体较高(>2) (图 9e)，指示岩浆岩形成过程中有俯冲沉积物的加入，并且部分中酸性岩浆岩Th/Yb比值明显偏高(>5) 表明成岩过程中可能有更多沉积物的加入并由此造成了εHf(t)-εNd(t)的解耦现象。此外，La/Sm-La图解进一步表明该地区岩浆岩演化过程中发生了一定程度的分离结晶作用(图 9f)。
实验证实斜长石斑晶中微量元素(Fe、Sr)和An牌号的变化可有效指示岩浆的演化过程(Ginibre et al., 2007)，前人对多龙矿集区斑岩体中斜长石的化学成分分析显示斜长石斑晶由核部到边部Fe含量表现出一定程度的升高暗示了岩浆演化过程中发生了基性岩的注入(Sun et al., 2017)。本次对赛角石英闪长岩和荣那安山岩开展的分析测试表明斜长石斑晶Fe含量呈现出相似的变化趋势，并且部分斜长石斑晶中An牌号也有明显的增加(图 10)，说明上述岩体在演化过程中也发生了基性岩的注入。
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图 10 铁格隆南(荣那)安山岩(a)和赛角石英闪长岩(b)的斜长石斑晶BSE照片及FeO成分和An牌号剖面变化图 Fig. 10 Representative BSE images and compositional variation of FeO and An number of plagioclase phenocrysts in andesite from Tiegelongnan (a) and quartz diorite from Saijiao (b) |
野外地质填图和实验测试结果均已证实斑岩矿床的形成符合正岩浆成矿模式(Orthomagmatic model, Burnham, 1979)，即斑岩矿床为含矿流体由浅部岩浆房中出溶并富集而形成(Cloos, 2001; Zhang et al., 2006b; Proffet, 2009; Stern et al., 2011; Steinberger et al., 2013; 李万伦, 2011)，因此归根结底斑岩矿床的形成主要与成矿岩浆的性质(成矿物质的来源和运移条件)、浅部岩浆房的特征(含矿流体出溶的温压条件)和岩浆房上部矿质富集环境(矿质沉淀所需的温压梯度)等三方面有关。在此，我们通过总结前人研究工作取得的重要认识并对比本文测试结果，就矿区内成矿岩浆的性质和浅部岩浆房的特征两方面问题开展讨论，以此厘清该地区成岩与成矿作用的相互关系。
成矿岩浆的性质：研究表明虽然斑岩型铜金矿在洋壳俯冲和陆内环境等不同构造背景中均有产出(Richards, 2011)，但成矿岩浆的形成机制主要与壳幔混合作用有关(毛景文等, 2014; Richards, 2003)，并且由于地壳中Cu的含量明显低于地幔来源的安山岩中Cu的含量(bulk continental crust, 27×10-6; Rudnick and Gao, 2003; primitive andesite, 145×10-6; Gill, 1981)，因此多数研究认为Cu主要来源于地幔(Richards, 2011)。此外，McInnes et al. (1999)发现岛弧环境中产出的金矿石的Os同位素特征和地幔Os同位素特征一致，表明Au也主要来自地幔源区，而苦橄岩的橄榄石斑晶中存在自然金(Zhang et al., 2006a)也暗示金可以直接来自地幔。本次Nd-Hf同位素测试结果显示多龙矿集区内与成矿作用具有紧密时空联系的岩浆岩均有明显的地幔组分的特征，同时多不杂、波龙、拿若和荣那等矿床中辉钼矿Re含量相对较高(佘宏全等, 2009; 祝向平等, 2011; 方向等, 2015; Sun et al., 2017)，也指示了成矿物质可能主要来源于地幔(Mao et al., 1999)，前人研究结果和本文测试数据均指示与斑岩型铜金矿相关的成岩成矿物质主要来自于地幔源区。
目前对于成矿物质从地幔源区释放后到上升至上地壳岩浆房期间的运移形式仍缺乏有效认识，但多数学者提出较高的氧逸度环境有利于斑岩型矿床的形成，因为S在较高的氧逸度环境中通常以硫酸盐或SO3形式存在，而不是S2-，这样就不会产生不混溶的硫化物使得Cu、Au等金属元素在运移过程中过早沉淀(Candela, 1992; Mungall, 2002)。此外，多位学者通过锆石计算岩浆氧逸度也发现岩浆的氧逸度越高成矿的可能性也越大(Ballard et al., 2002; Wang et al., 2014; Shen et al., 2015; Lu et al., 2016)。角闪石氧逸度计算结果表明该地区与成矿作用相关的中酸性侵入岩均具有较高的氧逸度(ΔNNO变化于0.6~2.7，n=30，图 11a, b)，说明该地区的成矿作用也与高氧逸度的岩浆岩有关。但需特别注意的是闪长质和花岗闪长质岩浆中由于含矿流体出溶所发生的SO2去气作用(SO2 degassing)会导致岩体氧逸度明显升高(Dilles et al., 2014)，而多龙矿集区内含矿斑岩体斑晶结晶温度变化于754~791℃(Sun et al., 2017)，并且实验证明该温度范围内S在岩浆中主要以SO2的形式存在(Whitney, 1988; Field et al., 2005; Zajacz et al., 2012)，暗示了随着含矿流体(含SO2)从岩浆中出溶导致了岩浆岩的氧逸度发生了改造，并表现为含矿斑岩体中角闪石斑晶计算所得的氧逸度要高于不含矿的新鲜斑岩体(前者ΔNNO>2.5，后者ΔNNO≤1.5，图 11a, b)，因此多龙矿集区内成矿岩浆演化过程中实际的氧逸度值(ΔNNO)可能为0.5到1.5之间。
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图 11 多龙矿集区岩浆岩中角闪石结晶压力、结晶温度与氧逸度、水溶解度关系图解 多不杂不含矿石英闪长玢岩，拿若不含矿花岗闪长斑岩和多不杂含矿石英闪长玢岩数据来自于Sun et al. (2017) Fig. 11 Pressure (a) and temperature (b) as function of oxidation stage (ΔNNO) and pressure (c) and temperature (d) as water solubility (wt%) in silicate melts for igneous rocks at the Duolong district |
由于斑岩矿床中铜、金等成矿元素的富集和沉淀过程需要大量热液流体的参与(芮宗瑶等, 1984; Ulrich et al., 1999)，因此岩浆岩中水的含量变化也是控制斑岩矿床形成的重要因素(Richards et al., 2012)。本次岩相学观察结果显示多龙矿集区内与成矿作用相关的岩浆岩均普遍发育角闪石斑晶(H2O>4%, Burnham, 1979)，并且岩浆岩稀土球粒陨石标准化配分图均呈“铲状”而Eu异常也不明显(δEu≈1，表 2)，上述特征也说明与斑岩型铜金成矿作用相关的岩浆岩为富水岩浆所形成。此外，多位学者提出斑岩矿床成矿岩浆起源于高压富水环境，因此与斑岩成矿作用有关的岩浆岩具有较高的Sr/Y比值(Chiaradia et al., 2012; Loucks, 2014)。岩石地球化学测试结果显示该地区大部分中酸性侵入岩均有较高的Sr含量(>400×10-6)，但该地区含矿和不含矿斑岩体与赛角石英闪长岩相比具有明显低的Y含量(前者10×10-6~18.3×10-6，后者23.1×10-6~26.8×10-6)。由于两者均为富水岩浆，并且源区同位素特征和岩浆起源的压力(图 9b)均十分相似，因此Sr/Y比值的变化不应由岩浆起源环境的压力差异所造成，本文推测斑岩体中Sr/Y比值的升高(准确地说应为Y含量的减少)可能与斑岩体形成过程中角闪石等矿物的结晶分异有关(Richards and Kerrich, 2007; Gao et al., 2009)，因此不能单独用Sr/Y比值判断岩浆岩成矿性的好坏。
岩浆房的特征：Cline and Bodnar (1991)通过数值计算证明正常体积(60km3)和铜含量(56×10-6)的岩浆房在有利条件下均可形成中等规模的斑岩矿床(6Mt)，这表明岩浆房的性质即含矿流体的出溶环境对斑岩矿床的形成起到了决定性的作用。Sun et al. (2017)通过对多不杂矿床和拿若矿床中含矿和不含矿斑岩体的角闪石斑晶对比发现，含矿斑岩体角闪石斑晶的结晶环境相较于该地区不含矿斑岩体表现为低温、低压的特征(前者754~791℃, 59~73MPa, n=8，后者816~892℃, 111~232MPa, n=22)，并且含矿斑岩体的岩浆磁铁矿相比不含矿斑岩体的岩浆磁铁矿具有较低的V、Ti含量(前者受控于氧逸度，后者受控于温度)。实验表明斑岩矿床中Cu、Au的溶解度在中酸性硅酸盐熔体中明显受温度控制，表现为Cu、Au的溶解度随着温度的降低而降低(Zajacz et al., 2013)，暗示了低温岩浆房中Cu、Au更容易进入流体相。同时，温度、压力，地球化学数据计算表明含矿斑岩角闪石斑晶所处岩浆房较之不含矿角闪石斑晶所处岩浆房水溶解度明显变小(图 11b, c)，说明岩浆房在低温、低压环境中更容易发生水的出溶，因此侵位较浅的岩浆房更容易发生含矿流体的出溶并形成斑岩矿床。但要特别说明的是本次对赛角石英闪长岩的角闪石的结晶深度计算和未发表的流体包裹体计算数据表明该地区已经经历了一定程度的后期剥蚀(2.5~3.5km)，因此需考虑不含矿斑岩体上部是否存在已被剥蚀的矿体。野外地质填图表明，含矿斑岩体底部虽然矿化程度较弱但受下部岩浆房中出溶流体的影响通常会发育一定的蚀变矿物组合并伴有少量热液脉体产出(Sillitoe, 1973)，而手标本和镜下鉴定结果表明多不杂和拿若矿区内的不含矿斑岩体蚀变矿物和热液脉体均不发育，说明并不存在有成矿热液通过并在上部成矿的可能，因此该地区的含矿和不含矿对比为有效对比。
虽然上述研究对本地区含矿流体的出溶环境进行了有效限定，但对含矿流体出溶时所在岩浆房的直接观察仍鲜有报道，而本此研究则进一步表明产出于赛角的石英闪长岩很可能代表了已发生含矿流体出溶的“岩浆房”。首先，该岩体的年代学(121Ma, 李兴奎等, 2015)和岩石地球化学特征均与该地区斑岩体一致(图 9b, d)，说明两者源区和演化过程相似。其次，岩相学观察显示石英闪长岩呈中细粒不等粒结构并明显可见有热液蚀变矿物产出，如原生角闪石被次生黑云母、绿泥石交代(图 4i, j)，而镜下观察还发现该岩体内有黄铜矿呈他形晶粒状产出(图 4g)，并且本次计算所得该岩体具较高的氧逸度(ΔNNO为1.1~2.1，n=9) 和较低的结晶温度和H2O溶解度(784~814℃, 3.63%~4.44%, n=9)，这也与含矿斑岩体角闪石斑晶结晶温度和H2O溶解度接近(图 11)，上述现象和计算数据表明该岩体可能已发生了含矿流体的出溶并伴有一定程度的交代作用。此外，赛角石英闪长岩的镜下特征也与前人对斑岩矿床下方岩浆房的岩石结构特征以及相应的蚀变矿物组合的描述十分相似(Sillitoe, 1973; Seedorff et al., 2008)，这也进一步说明该岩体可能为具有“岩浆房”性质的岩体。但需注意的是角闪石计算表明该岩体剥蚀深度较浅(~3.5km)，因此目前地表所能观察到的岩体可能仅仅代表了含矿流体出溶时所在岩浆房的顶部特征(图 12a)。多龙矿集区内与“岩浆房”类似的岩体与斑岩矿床共生的特征也说明了今后的找矿勘查工作中如果发现了具有“岩浆房”性质的岩体的存在可指示该地区具有良好的找矿前景，由于该类岩体相对于含矿斑岩产出范围较大并更易于识别，因此也可提高找矿勘查效率。但需特别指出的是能有效指示具有良好找矿前景的是指侵位较浅的“岩浆房”，因为如果侵位较深的“岩浆房”出露于地表则通常说明该地区已经历了较强的后期抬升剥蚀作用反而不具备良好的找矿潜力。此外，本文认为对于类似岩体侵位深浅的判别除了可通过角闪石温压计进行直接计算外还可通过石英中流体包裹体的产出类型进行快速判定，因为在低压岩浆房中出溶的含矿流体常常表现为含多个子晶的流体包裹体与富气相流体包裹体共存(Proffett, 2009)，因此该现象的出现也可指示岩浆岩侵位于较浅深度，而赛角石英闪长岩石英颗粒中该现象普遍发育(图 4h)，说明该方法简易可行。
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图 12 多龙矿集区成岩与成矿作用演化模型图 成矿岩浆起源于幔源岩浆与下地壳岩浆的混合并伴有俯冲沉积物的加入，随后成矿岩浆上升至上地壳浅部并发生了一定程度基性岩浆的注入.由于金属元素和水在岩浆中的溶解度随温度和压力的降低而降低因此侵位浅的岩浆房(a、b)较侵位深的岩浆房(c)更容易发生成矿物质的出溶并最终形成具有经济价值的含矿斑岩体，同时含矿斑岩体附近可能还发育有浅成低温热液矿化.此外，由于受后期抬升剥蚀作用的影响，部分含矿斑岩体下方的岩浆房也可能出露于地表(a) Fig. 12 Schematic model showing the relation between magmatic processes and porphyry copper-gold ore formation The ore-forming magmas were sourced from mixing of mantle-derived mafic, and crust-derived felsic melts, as well as minor contribution of sediments. Subsequently, ore-forming magmas rise to the upper crust, which was accompanied by recharge of mafic magmas. Due to the fact that water and metal solubilities decrease with falling temperature and pressure, water and metals are more likely to be released from magma chamber that emplaced at shallow crustal levels (a, b), which eventually leads to the formation of economically ore-bearing porphyries and associated epithermal mineralization as well. In addition, part of the underlying magma chamber might be exposed at the surface due to the late stage uplifting process |
从上文对成岩与成矿作用相互关系的梳理和讨论可看出，斑岩型铜金矿的形成过程起始于大尺度范围的壳幔混合作用并完结于小尺度范围的近地表岩浆房中含矿流体的出溶(图 12)，因此班公湖-怒江缝合带斑岩型铜金矿的找矿勘查工作可按不同的尺度范围并辅以相应的岩石学特征和岩石地球化学指标来进行，具体步骤如下：
(1) 对班公湖-怒江缝合带的岩浆岩开展Nd、Hf同位素填图并确认地幔组分相对较多的侵入岩分布区为成矿远景区。此外，由于成矿岩浆通常形成于壳幔混合作用并伴有暗色包体(MMEs)发育(Yang et al., 2007; 马星华等, 2014)，因此岩浆岩中暗色包体的出现可作为该阶段找矿勘查的岩石学标志。
(2) 在成矿远景区内通过锆石、角闪石等矿物开展氧逸度填图进一步缩小找矿范围，并确立具有较高氧逸度的地区为重点找矿勘查区。同时，由于成矿岩浆通常为富水岩浆，因此中酸性岩浆岩中角闪石的出现可作为该阶段找矿勘查的岩石学标志(Burnham, 1979; Richards et al., 2012)。
(3) 在重点找矿勘查区内通过岩浆磁铁矿中V、Ti含量对斑岩体的含矿性进行快速判定，具有较低V、Ti含量的斑岩体通常为含矿性较好的斑岩体(Sun et al., 2017)。此外，富水(角闪石发育)、含矿质(黄铜矿呈他形晶状产出)、侵位浅(气相包裹体与多相包裹体共存)、并发育一定蚀变矿物(次生黑云母、绿泥石发育)的代表“岩浆房”岩体的存在也可指示较好的成矿潜力。
8 结论全岩地球化学和同位素特征表明该地区与成矿作用有关的岩浆岩起源于壳幔混合作用并有俯冲沉积物的加入，而岩浆在演化过程中还经历了一定的结晶分异作用和基性岩浆的注入。该地区成岩与成矿作用关系表现为，成矿物质主要来自于地幔源区，并在富水、高氧逸度环境下运移至上地壳岩浆房中出溶成矿。班公湖-怒江缝合带今后的找矿工作可分为以下几步：
(1) 通过Nd、Hf同位素确定地幔组分较多的侵入岩分布区为成矿远景区，该阶段岩石学标志为暗色包体(MMEs)的出现；
(2) 通过锆石、角闪石等矿物开展氧逸度填图并可将高氧逸度区域确立为重点找矿勘查区，而角闪石的产出则为该阶段找矿勘查的岩石学标志；
(3) 在重点找矿勘查区内通过岩浆磁铁矿中V、Ti含量对斑岩体的含矿性进行快速判定，具有较低V、Ti含量的斑岩体通常为含矿性较好的斑岩体。此外，富水(角闪石发育)、含矿质(黄铜矿呈他形晶粒状产出)、侵位浅(沸腾包裹体组合发育)、并发育一定蚀变矿物(次生黑云母、绿泥石发育)的代表“岩浆房”岩体的存在也可指示较好的成矿潜力。
致谢 在成文过程中得到了中国地质大学(北京)张招崇教授和杜杨松教授，中国地质科学院矿产资源研究所王晓霞、叶会寿、谢桂青、张长青、袁顺达等研究员的指导、帮助和鼓励；野外工作得到西藏地质调查院李玉彬博士的大量帮助；加拿大Laval大学Georges Beaudoin教授积极指导了本次研究工作并对部分实验给予了资助。中国地质科学院矿产资源研究所曲晓明研究员和另一位匿名审稿人仔细审阅了本文并提供了大量宝贵意见。在此一并致谢。| [] | Annen C, Sparks RSJ. 2002. Effects of repetitive emplacement of basaltic intrusions on thermal evolution and melt generation in the crust. Earth and Planetary Science Letters, 203(3-4): 937–955. DOI:10.1016/S0012-821X(02)00929-9 |
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