冈底斯中段达布埃达克质含矿斑岩_增厚下地壳熔融与斑岩铜钼矿成因.pdf

冈底斯中段达布埃达克质含矿斑岩 增厚下地壳熔融与斑岩铜钼矿成因 3 夏抱本1 ,2 ,3,夏 斌1,王保弟1 ,2 ,3,赵守仁2 1. 中国科学院广州地球化学研究所,广州510640 ;2.西藏地质矿产勘查开发局区域地质调查大队,拉萨851400 ; 3.中国科学院研究生院,北京100039 摘 要冈底斯中段达布斑岩铜钼矿床发育在印度-欧亚大陆后碰撞地壳伸展环境,含矿斑岩为一套高钾钙碱性岩系,其地球 化学组成与典型的埃达克岩的地球化学组成非常类似,如高wSr 40110 - 6～1 060 10 - 6 与w Sr/ w Y、[w La/ w Yb ] N比值,亏损重稀土元素Yb与Y,无Eu异常、 具正Sr异常等。在微量元素原始地幔蛛网图中,明显富集大离子亲石元素 Rb、Ba、Th、Sr ,亏损高场强元素Nb、Ta、P、Ti。认为达布埃达克质含矿斑岩起源于富钾增厚下地壳的部分熔融,是在中新世后碰 撞构造环境中在板片断离作用下受到软流圈热源上涌影响而触发形成的。埃达克质岩浆在上升的过程中可能交代同时期形成的 超钾质岩浆,使二者产生混合交换反应,一方面导致埃达克质岩浆的wMgO增高,一方面埃达克质岩浆萃取超钾质岩浆中的金 属元素,有利于成矿。达布Cu、Mo成矿作用与高Mg 埃达克质岩关系密切,表明在冈底斯地块上寻找与高Mg 埃达克质岩有 关的Cu多金属矿床是一个新的找矿思路。 关键词埃达克质岩;下地壳熔融;斑岩铜钼矿;超钾质岩;冈底斯铜矿带 中图分类号P581 文献标识码A 文章编号10002784920070420019208 西藏冈底斯成矿带位于印度-亚洲陆陆碰撞造 山带内,近来的地质勘探和相关的科研工作表明该 成矿带的斑岩铜矿具有较大的资源潜力[123]。目前 已查明的斑岩型矿床主要分布在冈底斯中东段的南 侧,以斑岩型铜钼矿化和与斑岩有关的铜铅锌矿化 为主,构成冈底斯南矿带。含矿斑岩侵位于花岗岩 基内,形成典型的斑岩铜钼矿床,如冲江、 厅宫、 驱 龙、 达布、 拉抗俄等矿床[122 ,4];当含矿斑岩侵入围岩 地层时,形成与斑岩体有关的矽卡岩矿床与热液矿 床,如甲马矿床[5]。在空间分布上,含矿斑岩东西成 带、 南北成串,明显受南北向张性构造控制,这些斑 岩成矿的时间集中在14 Ma左右[122 ,6]。对于成矿 斑岩的研究也取得了许多重要的成果[1211],但是,与 这些含矿斑岩体有关的一些基础地质问题仍在争论 之中,如含矿斑岩主要是岛弧型岩浆[122 ,8]还是岛弧 中的埃达克质岩浆[7 ,12213];埃达克质含矿斑岩的成 因究竟是俯冲洋壳板片熔融的产物[122 ,7]还是增厚下 地壳熔融的产物[12213]。笔者研究的达布铜钼矿床是 一种比较典型的埃达克质斑岩型矿床,拟在详细研 究含矿斑岩岩石地球化学的基础上,对达布斑岩型 矿床埃达克质岩浆的起源进行讨论。 1 区域地质背景及矿区地质特征 冈底斯成矿带产于西藏腹地拉萨地体南缘的冈 底斯造山带中[8 ,14]。拉萨地体南北缘分别以雅鲁藏 布江缝合带和班公湖 怒江缝合带为界。冈底斯成 矿带总体呈近东西向展布,东至墨竹工卡县的甲马, 西至谢通门县的洞嘎,在东西长约400 km、 南北宽 近50 km的范围内,已发现甲马、 洞嘎、 驱龙等大型 铜金矿床,厅宫、 冲江、 达布及拉抗俄等中小型矿 床图 1 及一系列矿点和矿化点。矿化均与中酸性 浅成小斑岩体有关,这些含矿斑岩体规模一般小于 1 km2,呈零星孤立分布,东西断续成带,南北串珠 成群,与东西向展布的冈底斯逆冲断裂带平行产出, 侵位于55～24 Ma同碰撞2后碰撞花岗岩基中[1214]。 同时在冈底斯地块及其周边地区广泛发育碰撞后岩 浆作用,形成了大量的钾质和超钾质火山岩,如麻江 和羊应火山岩、 当惹雍错、 许如错地区火山岩等,这 些超钾质岩被普遍认为与东西向伸展作用的南北向 裂谷系有关[15219]。 第26卷 第4期 2007年 7月 地 质 科 技 情 报 Geological Science and Technology Ination Vol.26 No.4 Jul. 2007 3收稿日期2007201230 编辑刘江霞 基金项目中国地质调查局国土资源大调查项目200413000001 作者简介夏抱本1962 , 男,高级工程师,现正攻读地球化学专业博士学位,主要从事岩石地球化学及区域经济可持续发展研究工 作。 图1 青藏高原拉萨 日喀则一带冈底斯斑岩铜矿带略图底图据文献[14] Fig.1 Sketch map of Gangdese porphyry copper belt in Lhasa2Rikaze area on the Qinghai2Tibetan Plateau Q.第四系;N.新近系;E.古近系; K.白垩系;J.侏罗系;φ.雅鲁藏布江结合带蛇绿岩;T.三叠系;CP.石炭系 二叠系 笔者研究的达布铜钼矿床产于冈底斯岩浆岩带 中段的南部,南距雅鲁藏布江结合带约30 km。在 矿区仅见少量沿沟谷分布的第四系洪冲积、 洪积沉 积物,其余均为岩体分布区,侵入体数量众多,岩石 类型多样。沿矿区外围出露的侵入岩有灰白色2浅 肉红色中粗粒黑云母二长花岗岩、 灰白色中粗粒似 斑状角闪黑云二长花岗岩、 灰白色中粗粒花岗闪长 岩以及灰白色细粒白岗岩等,这些岩体在区域上分 布范围广、 面积大,多呈岩基产出,区域上是曲水岩 体的一部分,侵入活动主要集中在50～42 Ma[8211]。 矿区内部出露的侵入岩主要为灰白色中细粒蚀变石 英闪长岩、 灰白色花岗斑岩、 二长花岗斑岩以及灰白 色细粒斑状花岗岩,而直接参与成矿的是灰白色花 岗斑岩与二长花岗斑岩,二者均为研究区的含矿斑 岩。石英闪长岩常为斑岩体的围岩,多发生蚀变矿 化,蚀变类型为绿泥石化、 绿帘石化、 绢云母化、 黏土 化等。整个岩体普遍黄铁矿化,黄铁矿呈星点状或 稀疏浸染状、 细脉浸染状分布,体积分数为1 ～ 3 。含矿斑岩体多呈岩株、 岩滴状产出,单个侵入 体面积不大,最大者面积约2 km2,一般为0. 1～0. 5 km2,形态常呈不规则状、 椭圆状、 长条状,展布方向 多呈北西西向、 南北向,其分布特征严格受断层控 制,其中北西西向断裂为控岩构造,南北向断裂为控 矿容矿构造。另外在矿区范围内脉岩十分发育,主 要有石英脉、 花岗斑岩脉、 闪长玢岩脉、 细晶岩脉等。 2 斑岩体形成时代及成矿期 此次研究在二长花岗斑岩中获得3个K2Ar全 岩稀释法同位素年龄样品较新鲜,重约2 kg ,样品 分析由国土资源部中南矿产资源监督检测中心采用 LZD2201型气体质谱仪完成 , 年龄值分别为13. 3 , 13. 6 ,14. 6 Ma。侯增谦等[6]、 曲晓明等[2]在达布矿 区获得的辉钼矿Re2Os同位素年龄值为14. 7 0. 2 Ma ,我们的数据与他们的数据比较接近,所分 析的样品属于同一时期的产物,说明我们获得的数 据应该是可信的,反映出斑岩体的岩浆作用过程的 活动时限为15～13 Ma ,斑岩体与铜矿化的形成时 间是一致的,为中新世中期,两者都是发生在造山带 后碰撞陆壳伸展环境[12213]。 3 含矿斑岩地球化学特征 主量元素、 微量元素分析由国土资源部中南矿产 资源监督检测中心测试完成。主量元素分析采用 ICP2AES分析,除SiO2采用碱熔法测定外,其他氧化 物采用酸熔法测定,分析精度优于2 。微量元素采 用PE Elan6000型ICP2MS仪测定分析,其中稀土元 素与Nb、Ta采用碱熔法测定,其他微量元素采用酸 熔法测定,分析精度优于110 - 6～3 10 - 6 。 研究区含矿斑岩主量元素、 微量元素分析结果 见表1。从表1中可以看出,w SiO 2为64. 88 ～ 71. 74 ,平均为68. 49 ;w Al 2O3为13. 64 ～ 16. 83 ,平 均 为15. 73 ;全 碱 质 量 分 数 w Na 2O K2 O 为6. 83 ～8. 48 ,w K 2 O 为 2. 58 ～5. 51 ;wFeO为0. 16 ～2. 61 ,变化 范围较大,平均为1. 39 ;wMgO为0. 85 ～ 1. 95 ,平均为1. 22 ;w P 2O5为0. 09 ～ 0. 30 ;w P 2O5 / w TiO2比值较低,为0. 26～ 0. 48 ,从上述氧化物质量分数看,研究区含矿斑岩具 有高硅、 高铝、 富碱、 富钾的特征,主体属于高钾钙碱 性系列岩石图22A ,显示出与玉龙铜矿带含矿斑 岩[20]以及藏南埃达克质斑岩[2 ,7 ,12 ,21]相似的岩石化 学特点,有别于岛弧或和陆缘弧环境的含矿斑 02 地 质 科 技 情 报 2007年 岩[22]。Mg 值较高,除一件样品为39. 28外,其余 样品皆大于40 ,变化于44. 18～68. 27间,变化范围 较大。研究区含矿斑岩与典型俯冲板片熔融的埃达 克岩相比,以高的Mg 值和高钾为特征。 研究区含矿斑岩的wΣREE变化较大,为56.62 10 - 6～106.37 10 - 6 ,wLREE/wHREE为4.58 ～13.84 ,δEu为0. 83～1. 01 ,铕异常不明显。具有 较低的w HREE、w Yb 0. 3810 - 6 ～0. 72 10 - 6和 w Y 3. 4410 - 6 ～6. 3210 - 6 , 较高的 w Sr/ wY 84.00～247.00和[w La/ wYb ]N 表1达布斑岩型铜钼矿花岗斑岩主量元素与微量元素分析数据 Table 1Major and trace element analyzing results of granitic porphyry from Dabu porphyry Cu2Mo deposit ,Tibet 编号D0187GS1D0883GS1D0225GS1D0206GS1PD3GS1D0902GS1NO3857GS23 NO3857GS21 SiO268. 4267. 8470. 1466. 2668. 4568. 1871.7464. 88 TiO20. 250. 480. 330. 410. 450. 380.430. 63 Al2O315. 1416. 3016. 4816. 8315. 4215. 9313.6416. 11 Fe2O32. 121. 000. 671. 730. 721. 020.682. 11 FeO0. 161. 441. 652. 432. 611. 330.481. 00 MnO0. 030. 060. 030. 050. 030. 090.020. 07 MgOwB/ 0. 941. 100. 851. 231. 391. 951.121. 18 CaO2. 403. 490. 251. 682. 140. 872.211. 95 Na2O3. 374. 614. 034. 754. 824. 492.943. 55 K2O3. 462. 583. 403. 242. 643. 255.514. 93 P2O50. 090. 130. 100. 160. 140. 100.170. 30 LOI3. 220. 841. 880. 980. 741. 770.640. 76 总量99. 6099. 8799. 8099. 7599. 5599. 3699.5899. 47 Mg48. 8149. 6444. 1839. 2847. 2264. 5368.2746. 05 Cu320. 0035. 6016. 0013. 50875. 0029. 40563.001243. 00 Pb44. 0022. 5015. 5024. 7069. 2031. 0010.0015. 20 Zn44. 3025. 60128. 0076. 8024. 00108. 0036.7047. 70 Cr11. 4010. 6024. 3030. 9033. 8048. 0011.609. 10 Ni10. 604. 5014. 6014. 6019. 2035. 1024.1017. 20 Co7. 608. 5014. 7020. 5018. 6011. 409.308. 80 Li5. 6010. 609. 0013. 705. 8025. 1010.006. 10 Rb124. 0069. 10118. 0063. 80100. 00126. 0085.00137. 00 W15. 701. 172. 431. 4260. 507. 184.6571. 70 Mo3. 383. 060. 710. 802. 882. 601.463. 02 Sb0. 300. 300. 510. 152. 461. 702.471. 31 Sr569. 001 060. 00441. 001 010. 00695. 00684. 00671.00401. 00 Ba1 080. 00854. 00802. 00871. 00876. 00795. 00925.00954. 00 V29. 0058. 4033. 4062. 0058. 8060. 0090.2091. 30 Sc2. 783. 322. 664. 775. 424. 165.605. 20 Nb4. 953. 335. 554. 874. 123. 573.003. 00 Ta0. 250. 250. 250. 250. 250. 250.220. 22 Zr147. 00113. 00100. 00128. 00124. 0077. 1083.6076. 80 Hf4. 783. 525. 245. 134. 522. 573.002. 90 GawB/ 10 - 6 20. 5026. 4016. 0023. 2022. 6021. 4016.3017. 80 Au4. 150. 250. 401. 552. 582. 4510.5020. 80 Ag0. 370. 020. 100. 110. 470. 200.600. 74 Th12. 807. 9613. 209. 0711. 207. 123.202. 40 La22. 8021. 1031. 5026. 5014. 6016. 2011.628. 98 Ce32. 9037. 0044. 7036. 5025. 0026. 7026.3221. 12 Pr3. 843. 704. 253. 662. 973. 203.703. 25 Nd17. 4018. 6015. 5015. 3013. 3014. 2013.7611. 58 Sm3. 012. 882. 692. 612. 802. 472.612. 18 Eu0. 740. 780. 560. 720. 780. 640.590. 55 Gd1. 892. 001. 381. 812. 101. 761.791. 52 Tb0. 240. 350. 290. 260. 330. 250.260. 23 Dy1. 371. 211. 151. 541. 981. 261.201. 09 Ho0. 310. 180. 180. 280. 360. 180.210. 19 Er0. 540. 460. 230. 480. 930. 510.530. 51 Tm0. 080. 070. 050. 040. 130. 080.080. 08 Yb0. 590. 440. 380. 390. 720. 510.440. 48 Lu0. 090. 060. 070. 060. 110. 070.060. 08 Y6. 194. 303. 445. 086. 325. 284.804. 78 w∑REE 91. 9993. 13106. 3795. 2372. 4373. 3167.9756. 62 wSr/w Y92. 00247. 00128. 00199. 00110. 00130. 00140.0084. 00 wRb/wSr0. 220. 070. 270. 060. 140. 180.130. 34 wBa/wRb8. 7112. 366. 8013. 608. 766. 3110.886. 96 wLREE/w HREE7. 149. 2613. 848. 584. 586. 416.255. 32 δEu0. 950. 990. 891. 010. 980. 940.830. 92 [wLa/w Yb ]N27. 7034. 4059. 5048. 7014. 5022. 8018.9013. 40 12 第4期 夏抱本等冈底斯中段达布埃达克质含矿斑岩增厚下地壳熔融与斑岩铜钼矿成因 图2 含矿斑岩w K 2 O w SiO 2 A和w Sr/ wYwY B图解 Fig.2 w K 2O vsw SiO 2 diagram andw Sr/ wY vswY diagram of ore2bearing porphyry 藏南埃达克质斑岩引自文献[2 ,7 ,21] ,藏北埃达克质岩引自文献[28] 13.40～ 59.50比值,处于岩石学和实验研究所确定 的埃达克岩图22 B 区域内[23228]。在稀土配分曲线 图32 A 中曲线总体右倾,属轻稀土元素富集型,重 稀土元素曲线相对较平缓,轻稀土元素分馏程度较 高,所有样品显示相对球粒陨石亏损的特点,具有埃 达克质岩石的属性,可能暗示源区有稳定矿物石榴石 的存在。将其与沿雅江缝合带北侧分布的藏南埃达 克质斑岩[21]、 藏北可可西里埃达克质岩[28]相比,它们 均有相似的稀土元素配分型式;与藏南埃达克质岩斑 相比有着相似的REE和微量元素的质量分数。在其 微量元素原始地幔蛛网图图32 B 中曲线向右倾斜, 明显富集大离子亲石元素如Rb、Ba、Th ,亏损高场 强元素Nb、Ta、P、Ti ,呈现低谷负异常,8件样品除一 件样品外其余都具有正Sr异常。 图3 REE球粒陨石标准化图A与微量元素原始地幔蛛网图B标准化数据均引自文献[26] Fig.3 Chondrite2normalized REE patterns diagram A and primitive mantle2normalized spidergram B 4 含矿斑岩岩石成因 达布矿区的含矿斑岩具有埃达克质岩的基本特 征,它们的大离子不相容元素Rb、Ba、Th高度富 集,高场强元素Nb、Ta、P、Ti和重稀土元素Yb强 烈亏损,缺少Eu负异常,说明它们形成于石榴石稳 定的榴辉岩相或石榴石2斜长角闪岩相的源区,石榴 石在岩浆源区大量残留[24]。俯冲洋壳板片部分熔 融被广泛认为是形成埃达克岩的最理想模式[24],因 为多数埃达克岩的地球化学特征指示其源区是一种 相变为角闪榴辉岩或石榴石角闪岩的玄武质岩。但 是,最近的研究表明,还有几种不同的模式可以解释 埃达克质岩的成因,即玄武质岩浆的地壳混染与分 离结晶过程AFC过程 [29] ,或增厚下地壳玄武质 岩石的熔融[28 ,30234]等。 关于研究区与成矿有关的这套具有埃达克质岩 成分特征的岩浆是如何产生的,第一,应考虑板片熔 融的可能性。众所周知,研究区南部存在的年龄为 65～45 Ma的林子宗群火山岩意味着最晚在45 Ma 左右新特提斯洋板块俯冲的结束[35236],由此可知形 成于15～13 Ma间的位于冈底斯中段南部含矿斑 22 地 质 科 技 情 报 2007年 岩的形成环境为大陆板块内部环境,尽管达布矿区 的这些含矿斑岩具有一些类似埃达克质熔体的成分 特征,但它们不可能是与俯冲的大洋板片熔融相关 的产物;此外,由板片熔融形成的埃达克岩一般具有 较低的w K 2 O [24] ,这是因为俯冲板片MORB具有 很低的w K 2O ,然而我们的样品显示其w K 2 O 较高,变化于2. 58 ～5. 51 。第二,应考虑其产 生是否与玄武质岩浆的AFC分异过程有关。目前 掌握的野外调查结果和地球化学资料显示,这套埃 达克质岩多呈孤立的小岩株、 岩滴、 岩脉状产出,分 布面积较小,主要侵位于50～42 Ma就位的闪长 岩、 花岗闪长岩、 二长花岗岩和花岗岩中,没有发现 任何基性的岩石与它们共生,此外在Harker图解 图未附中它们的成分没有表现出分离结晶的演化 趋势如MgO、Cr、Ni、Sr与SiO2的相关性不明显 ; 由wLa/wSmwLa图图 4 可知,研究区埃 达克质含矿斑岩是部分熔融形成的,所以也很难用 基性岩浆的AFC作用来解释它们的成因。 笔者认为最可能的成因是这套埃达克质岩岩浆 为增厚下地壳玄武质岩石部分熔融的产物。达布埃 达克质含矿斑岩强烈亏损HREE与Y、Yb ,并富集 Sr ,暗示其源区残留有石榴石,而斜长石却很少或没 有[24 ,30]。玄武质岩石的熔融实验表明,在大于1. 0 GPa的条件下熔融残留物中将出现石榴石,但只有 在大于1. 2 GPa相当于地壳40～50 km深处的条 件下熔体才能与残留石榴石平衡,且熔体强烈亏损 HREE与Yb、Y[37239]。区域上,由于印度板块和欧 亚板块碰撞后可能导致地壳增厚,地球物理研究表 明,拉萨地块的地壳厚度目前大约为70～80 km[40241],我们推断当地壳厚度加大到或超过50 km 时,下地壳的玄武质物质被触发部分熔融例如岩石 圈拆沉提供了高的热流或深大走滑断裂导致下地壳 压力降低[42] , 从而产生中酸性的埃达克质岩浆,并 沿着构造薄弱地带侵位而形成这套埃达克质岩。 图4 含矿斑岩w La/ wSm2wLa图解 Fig.4 w La/ wSm vswLa diagram of ore2bearing porphyry 通常认为起源于板片熔融或增厚下地壳熔融的 埃达克质岩具有低 Mg 或Mg 以及wNa大于 w K的特征,玄武岩的高温高压部分熔融实验研究 结果也是如此[37239]。值得注意的是上述研究结果显 示达布埃达克质含矿斑岩是由增厚下地壳熔融形成 的,但这些岩石的地球化学特征却显示它们具有较 高的Mg 39. 28～ 68. 27和w K 2O 2. 58 ～ 5. 51 。我们认为岩石高钾可能是源区有富钾矿 物的存在而造成的,常见的富钾矿物有金云母和角 闪石,而低的wRb/wSr 0. 06～0. 34和高的 wBa/wRb 6. 31～13. 60比值说明源区的富钾 矿物以角闪石为主[43]。同样,岩石若具有较高的 Mg ,则它们的初始埃达克质熔体需要与一种相对 富镁的物质如地幔橄榄岩或超钾质岩反应,这样 才能增大Mg [13 ,42] ;许多研究显示,像大陆地壳高 镁平均含量以及一些高镁安山岩的形成通常都是岩 浆通过地幔楔时与橄榄岩反应所致[23 ,26 ,42 ,44]。达布 高镁埃达克质岩的wRb/wSr比值较小0. 06～ 0. 34 ,变化于下地壳来源的埃达克质岩与中新世超 钾质岩之间[13],我们认为达布高Mg 埃达克质岩 反映了可能有富集地幔源物质的加入,这种富集地 幔源的中新世超钾质岩浆[17219]被初始的埃达克质熔 体交代,从而能够增大达布含矿斑岩的Mg ,同时 由于超钾质岩浆也具有较高的w K 2O ,也可能增 加达布含矿斑岩的w K 2 O 。 由以上分析可知,达布地区埃达克质含矿斑岩 可能是因加厚的拉萨地块下地壳相对富钾的玄武质 物质交代部分富集地幔物质然后通过部分熔融而形 成的。 5 达布斑岩铜钼矿成因 对埃达克质岩成矿作用的研究主要是从埃达克 质岩形成的构造环境以及埃达克质岩浆特征的物理 化 学 条 件如 温 度、氧 逸 度、挥 发 分 等 [7 ,12 ,23 ,25 ,32 ,45247]等方面来探讨其对成矿的重要控 制作用。通常认为亲铜元素一般存在于地幔 中[48249]。俯冲洋壳熔融形成的埃达克岩之所以有利 于成矿,一个非常重要的原因是板片熔体具高氧逸 度[f O 2 ] , 即板片熔体可以携带大量的Fe2O3,当 携带大量Fe2O3的板片熔体进入到地幔楔时,将会 导致地幔楔橄榄岩氧逸度的增高,地幔中的金属硫 化物将被氧化,亲铜元素等将顺利进入到板片熔体 或岛弧岩浆中,从而有利于成矿[49250]。然而,对于由 碰撞加厚的下地壳部分熔融所产生的富水、 富硫和 高氧逸度岩浆的成矿机制还存在较大争议,究其原 因,有人认为埃达克岩浆自身的富水、 富硫和高氧逸 32 第4期 夏抱本等冈底斯中段达布埃达克质含矿斑岩增厚下地壳熔融与斑岩铜钼矿成因 度特性决定了其具有萃取和容载Cu、Au等金属元 素的巨大能力[49 ,51];也有学者提出,埃达克岩浆在 上升运移过程中与地幔岩石发生熔体2岩石反应或 与幔源岩浆发生混合作用,是导致埃达克岩浆富集 成矿金属元素的重要原因[13 ,45]。 我们注意到在拉萨地块广泛发育与区域伸展作 用有关的就位于18～10 Ma的超钾质、 钾质岩和钙 碱性埃达克质岩浆活动[17219 ,21]。冈底斯含矿斑岩与 区域上时代相近的钾质2超钾质熔岩的共存可能反 映了一个新的重要岩浆事件,它明显不同于在约50 Ma以前已经停止的由新特提斯洋俯冲引起的岛弧 岩浆活动,冈底斯铜矿带的空间展布和成矿年龄表 明,斑岩铜矿产出于冈底斯快速隆升后的后碰撞伸 展环境,地壳伸展变形与钾质2超钾质岩浆活动的同 时出现,标志着冈底斯中段南部构造在18～10 Ma 时期发生了重大变化,正是由于这种动力学背景的 重大变化,才导致了被加厚的玄武质下地壳的部分 熔融。我们认为,自从65～45 Ma印度-欧亚大陆 板块开始碰撞并拼合后,持续向北俯冲的印度大陆 岩石圈约在25 Ma时发生断离[13],可能使印度板块 下部的软流圈物质通过板片窗上涌,导致上覆的岩 石圈地幔发生部分熔融,形成超钾质岩浆 25 ～11 Ma [17219] ,超钾质岩浆以及软流圈持续上涌可能诱 发富钾增厚下地壳的部分熔融,产生达布埃达克质 岩浆 17 ～11 Ma。同时,断离板块的继续下沉,可 能促进了软流圈的大规模上涌和向北扩展,导致岩 石圈地幔减薄,并诱发岩浆熔融和小体积钾质、 超钾 质岩浆喷发13 Ma左右。埃达克质岩浆源区含水 且氧逸度高,其交代同时期富集地幔源的超钾质岩 浆,从而导致埃达克质岩浆Mg 及w K 2 O 的增 大,同时使得埃达克质岩浆萃取超钾质岩浆中金属 硫化物,而金属元素则以硫酸盐的形式进入熔体中, 富含Cu和Mo等成矿物质的熔体在快速的上升到 地壳浅处时由于温度的降低以及压力的释放而形成 斑岩铜钼矿床[43 ,45 ,52]。因此,在冈底斯岩浆岩带,特 别是在达布高Mg 埃达克质岩及其邻区的花岗岩 类中,深入开展高精度的地球化学和地球物理勘探, 在整个冈底斯带上识别出高Mg 、 高钾的埃达克质 岩,则有望在冈底斯成矿带中寻找出一类新的、 与埃 达克质岩有关的Cu多金属矿产地,拓宽找矿勘探 的方向。 6 结 论 1达布矿区的含矿斑岩属于高钾钙碱性系列 岩石,其地球化学特征与典型的埃达克岩的地球化 学特征非常类似,具有较低的w Yb和w Y , 较高 的wSr/w Y、[wLa/w Yb ]N比值,可能是由 富钾增厚的玄武质下地壳部分熔融而成的。 2达布源区的熔融归因于软流圈热源上涌,是 通过板片断离作用板片窗实现的。 3达布埃达克质岩浆在上升的过程中交代同 时期富集地幔源的超钾质岩浆,二者发生混合并产 生交换反应使岩浆Mg 增高,埃达克质岩浆交代萃 取超钾质岩浆中的金属元素,从而形成斑岩型铜钼 矿床。因此,高Mg 埃达克质岩浆作用与冈底斯岩 浆岩带Cu2Mo成矿作用关系密切,在冈底斯地块寻 找与高Mg 埃达克质岩有关的Cu多金属矿床是一 个新的找矿思路。 参考文献 [1] 侯增谦,曲晓明,黄卫,等.冈底斯斑岩铜矿成矿带有望成为西 藏第二条玉龙铜矿带[J ].中国地质,2001 ,281 27 - 29. 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