川西乡城－滇西北洛吉地区燕山期花岗岩及铜钼多金属成矿作用

蒋成兴，尹光候，杨 艳，余海军，卢映祥

(1.云南省地质调查局，云南昆明 650051;2.云南省地质技术信息中心，云南昆明 650051)

乡城－洛吉地区位于川西、藏东和滇西北接壤地带，其构造处于中国西南怒江－澜沧江－金沙江造山带义敦岛弧构造－岩浆－成矿带南端(刘增乾等，1993;侯增谦等，2001;杨岳清等，2002)，东以甘孜－理塘结合带(南延三江口－剑川，后同)与扬子陆块西缘盐源－丽江边缘凹陷衔接地带(李文昌等，2010)，南北跨越了义敦岛弧及甘孜－理塘结合带南段、盐源－丽江边缘凹陷带西南缘三个构造单元(图1)。

区内以往地质矿产研究通常以构造单元为界，认为义敦岛弧南段格咱印支期火山－岩浆弧，顾名思义是以印支期与甘孜－理塘洋(257～198Ma)向西俯冲消减于中咱地块之下形成了义敦岛弧南延部分，及其有关的斑(玢)岩斑岩型－矽卡岩型铜钼、铅锌、金多金属矿成矿作用(刘宝田等，1982;莫宣学等，1998;李文昌等，2010a);甘孜－理塘结合带则以产出与蛇绿－混杂岩带中基性岩－超基性岩有关的铁、铬和金等，二者代表了印支期古特提斯洋闭合－造山等演化相关的构造－岩浆－成矿作用;盐源－丽江边缘凹陷带则以与二叠纪峨眉山地幔柱活动形成的属于大陆边缘裂谷产物——川滇黔接壤地区峨眉山大火成岩省有关的铜镍硫化物、铂族岩浆硫化物矿床产出等为标志(黄开年等，1988)，代表了华力西晚期的岩浆－成矿作用。自65Ma以来(喜马拉雅期)受青藏高原的陆内造山作用影响，其远程效应在义敦岛弧南段、甘孜－理塘结合带及盐源－丽江边缘凹陷三个构造单元接壤地区(碰撞－陆内造山带)主要表现为大规模走滑平移及拉分盆地的形成和喜山期花岗岩侵位，形成著名的诸如产于盐源－丽江边缘凹陷带中的北衙金矿、哀牢山带中的长安金矿等为代表的“金沙江富碱斑岩成矿带”(李文昌等，2010a)，显然是代表了印支期末甘孜－理塘洋的封闭，形成于甘孜一带呈NNW方向延伸，向南至四川木里－云南洛吉一带转为近EW向(洛吉一带发育绿泥蓝闪石片岩，沙绍礼，1988)蛇绿构造混杂岩带(杨岳清等，2002;曾普胜等，2004)，在云南土官村一带与格咱区域性断裂相接，从而将中咱地块(义敦岛弧)、扬子地块焊接成跨构造单元之后的一次构造－岩浆－成矿作用(图1)。近年来随着课题研究工作的深入，区内又有大量的燕山晚期(隐伏)花岗岩及其蚀变花岗岩型、热液型钨、铜钼矿、铜金矿发现，表明区内存在主要发育于中咱地块(义敦岛弧)中的印支期斑岩及其成矿作用，以及65Ma来喜马拉雅期统一(整体)的金沙江富碱斑岩活动及印支期和喜马拉雅期构造－岩浆－成矿作用。因此，本文旨在研究“三江”特提斯构造其成矿作用之——燕山晚期重要的构造－岩浆－钼铜、钨锡、金为主的成矿作用。对于印支造山带南段东缘与扬子西缘，即川西藏东和滇西北接壤地带，提出断档于古特提斯洋印支期末(254～203Ma)闭合－碰撞造山之后，喜马拉雅期(65Ma以来)陆内碰撞造山之前，类似于“喜马拉雅期金沙江富碱斑岩成矿带”，称为乡城－洛吉地区燕山期(76～85Ma)碰撞造山加厚之后陆内地壳调整的富铝质(弱铝质A型)花岗岩及其铜钼成矿带假想，并提供实际岩浆－成矿事件资料，为弥补区内燕山期构造－岩浆(成矿)演化缺陷与指导找矿勘查发挥一定作用。

图1 川西乡城－滇西北洛吉地区地质略图(据云南省地质调查局，2012，2013修改)Fig.1 Geological sketch of the Xiangcheng-Luoji area between western Sichuan Province and northwestern Yunnan Province(modified from Yunnan Geological Survey ，2012，2013)

1 地质背景概况

通过印支期末古特提斯洋闭合－造山事件，该区属中咱地块的义敦岛弧，东以甘孜－理塘结合带在北部呈NNW方向延伸，向南至四川木里的瓦厂－云南洛吉一带转为近EW向，至云南土官村一带与格咱区域性断裂结合带相接，从而将中咱地块和扬子陆块缝合在一起进入统一的构造－演化历史时期，这在喜马拉雅期遍布全区的香格里拉甭哥、鹤庆北衙、祥云马厂箐等斑岩及斑岩铜钼矿为代表的金沙江富碱斑岩成矿事件已经得到印证(该期斑岩及成矿作用本文略)。涉及的三个构造单元的特征概述如下。

1.1 义敦岛弧南段

义敦岛弧是印支期、喜马拉雅巨型造山带中的一个复合造山带，起始于印支晚期的大规模俯冲－碰撞造山作用，北段昌台弧为张性环境，有大量中酸性火山岩喷发，发育“呷村式”VMS型铅锌多金属矿床，南段格咱火山－岩浆弧则为压性环境，发育中性－中酸性火山岩和大量斑岩类，产出印支期斑岩铜(金、钼)矿(侯增谦等，2001)。义敦岛弧总体近NNW向展布，晚三叠世中晚期，甘孜－理塘洋壳向中咱地块B型俯冲，中咱陆块东缘由晚古生代稳定的碳酸盐－细碎屑沉积建造组成被动边缘转化为活动边缘(侯增谦等，2004)，由东向西发育甘孜－理塘蛇绿混杂岩带、义敦岛弧和义敦(狭义)－中甸弧后盆地，组成沟－弧－盆体系(254～203Ma);晚三叠世末，伴随甘孜－理塘洋盆消失，发生消减－弧陆碰撞造山，形成与火山岩紧密相伴的弧花岗岩(斑、玢)侵位，持续时间为203～242Ma。南段格咱火山－岩浆弧，除花岗岩外主体由晚三叠世图姆沟组(T3t)、曲嘎寺组(T3q)含火山岩地层组成，属弧间盆地火山复理石相巨厚碎屑岩－碳酸盐岩－火山岩建造(尹光候等，2005)，火山岩喷发年龄为223～254Ma之间，末期转化为滨海－陆相的过渡环境，形成喇嘛哑组(T3lm)砂岩、泥岩组合。义敦主弧西侧(中甸弧后盆地)由晚三叠世王吃卡组(T3wc)、哈工组(T3ha)弧后斜坡－盆地含硅质、碳酸盐细碎屑沉积岩组成;义敦主弧弧前斜坡(增生楔)褶皱带由晚三叠世金门过卡组(T3j)斜坡－外缘陆棚含火山碎屑细－粗碎屑岩沉积组成。

此外，区内分布有本文讨论的燕山期花岗岩及其成矿作用。

1.2 甘孜－理塘(三江口－剑川)结合带

结合带是中咱地块在二叠纪－中三叠世裂离于扬子陆块西缘形成的小洋盆，于晚三叠世晚期向西俯冲于中咱地块之下，洋盆闭合留下遗迹——蛇绿混杂岩带。其起始甘孜－理塘，经四川木里延入香格里拉瓦厂－洛吉一带，主要发育二叠纪－晚三叠世洋脊型拉斑玄武岩、苦橄玄武岩、镁铁质与超镁铁质堆晶岩、辉长岩、辉绿岩墙、蛇纹岩(变质橄揽岩)及放射虫硅质岩等，以及呈被肢解的构造岩块与外来的奥陶纪－三叠纪灰岩岩块、其它沉积岩块体及复理石砂板岩等。其中，蛇纹石化超基性岩、灰岩呈无根状“外来体”出露，岩层(石)破碎，糜棱岩化发育。中段理塘一带，以早中三叠世火山岩为主，而在南段则以晚二叠世为主。与枕状熔岩相伴的有橄榄岩、各种堆晶岩、辉绿岩、辉绿玢岩、辉长岩及放射虫硅质岩，共同组成相对完整的蛇绿岩套，代表了晚二叠世－晚三叠世早中期洋脊扩张型基性岩浆活动的产物。

甘孜－理塘洋盆于晚三叠世末期封闭后(215Ma前)至燕山早期的碰撞造山活动，沿结合带形成一组巨大的反S型断裂带，包括东缘的甘孜－理塘－木里大断裂和西缘的邓柯－绒坝岔－拉波大断裂。该组断裂具有剪切扭动的特性，北西段西倾、中南段东倾，夹持其间的火山－沉积岩系遭到了强烈的挤压剪切变形作用。断裂带上Au、Ag、Cu等矿产成带、成群分布，构成以Au、Ag为主的成矿系列，主要受控于结合带两侧及其中部的主断裂带、派生的次级断裂带，尤其是产于断裂带的转折部位，或由窄变宽的撒开部位和次级断裂交切带。空间上表现为断裂破碎带矿(化)与强烈蚀变破碎带为一体，矿床类型为构造热液－脉型(构造－蚀变岩型)(刘宝田等，1982;莫宣学等，1998;李文昌等，2010a)。

1.3 盐源－丽江边缘坳陷带

该坳陷带东以箐河－程海断裂为界，西与甘孜－理塘结合带衔接，由北向南呈南北向转为北东向弧形展布。古生代时期，存在与边界断裂平行的隆起和坳陷，沉积了(寒武)奥陶－石炭系浅海－滨海碳酸盐相及陆源碎屑相，属扬子地台盖层建造。至二叠纪峨眉山地幔柱活动形成地幔物质上涌，沿裂隙侵入并广泛喷发(溢)，形成了川滇接壤地区峨眉山大火成岩省之一的扬子陆块西缘盐源－丽江火山岩带。侵入深源高镁质超基性－基性岩以弥渡金宝山、大理荒草坝等含金云母角闪辉石橄榄岩、辉长岩及辉长辉绿岩岩体群等为代表。其Rb－Sr等时线年龄为304～322Ma(云南省地质局十二地质队，1979)。岩石化学成分 SiO2，Al2O3，MgO，FeO 等偏高，Na2O、Al2O3、FeO 偏低;ΣREE 72.01 × 10－6～64.95 × 10－6，(La/Yb)N8.70 ～ 5.89，δEu 0.98 ～0.99。含镁铝榴石煌斑岩(脉)非常发育。(次)火山岩的岩石类型有厚度近1800m的角砾状橄榄玄武岩、橄辉斑晶玄武岩、杏仁状玄武岩、含角砾粗面岩、苦橄玢岩(ωμ)、金云母橄榄粗面岩、凝灰岩等。其中苦橄玢岩平均矿物成分(%):橄榄石46、普通辉石49、斜长石4，其它磁铁矿、钛铁矿，岩石化学平均SiO2、Al2O3、Fe2O3、FeO、MgO、CaO 偏高、K2O、Na2O，ΣREE 组成221.54×10－6，δEu 0.47 等。其它火山岩类 SiO2、Al2O3、MgO、FeO、Na2O、K2O 中 Na2O、Al2O3、FeO 偏低 － 高;ΣREE 72.01 ×10－6～149.14×10－6，(La/Yb)N8.70 ～ 5.89，δEu 0.90 ～ 0.99。火山岩分黑泥哨组(Ph)和峨眉山组(Pβ)，属于大陆边缘裂谷产物。

区内断裂构造可分为NE、SN、NW向三种体系，NE向构造发育于古生代和三叠纪地层中，控制了古生界的岩相变化。SN向构造控制了三叠系、古近系的分布。NW向构造切割NE向褶皱及断裂。

带内成矿作用主要发生于峨眉山地幔柱活动，与火山岩有关的矿产主要分布于黑泥哨组中米厘、炼山、大宝厂、劳马古、文通、宝坪、梅子箐、母底等火山沉积型铜矿床(点)，构成了丽江玄武岩铜矿带的整体，以及与镁质超基性－基性杂岩有关的铂钯矿化，代表性矿床有金宝山、荒草坝等岩浆型铂钯矿床(点)。

此外，还有喜马拉雅期正长(斑)岩－二长(斑)岩类及其斑岩－矽卡岩铜金钼成矿系列，如诺东、东炉房等地斑岩型金、铜矿等(略)。

2 燕山期中酸性岩分布及岩相学特征

2.1 概述

沿乡城－洛吉一带南北向跨(古)构造单元带状展布的义敦岛弧南段的燕山期中酸性岩带，本文称乡城－洛吉燕山期花岗岩带，北部围岩主要为喇嘛哑组(T3lm)，南部隐伏岩体围岩则为图姆沟组(T3t)。由北向南地表出露有茨林措岩基、三道桥岩枝、日绒措岩枝、竹鸡顶岩枝、休瓦促(早堆)和热林2个复式岩体，以及红山和铜厂沟半隐伏－隐伏岩体等规模不等8个岩体组成。岩体从北往南(海拔由高到低)，大面积出露→大部隐伏→隐伏－半隐伏，剥蚀从深到浅，据2011年研究，钻孔控制热林岩体具有大面积隐伏特征(剥蚀浅)。其中，北部出露较大的茨林措、休瓦促和热林岩体，尤其是热林岩体表现从早至晚，总体从边部到中部由细粒二长花岗岩、中粒二长花岗岩和边部、中部补充期二长花岗斑岩组成的同源岩浆结构演化系列(尹光候等，2009)。接触带常形成广泛角岩带。矿化表现从边部角岩带内具有细脉状黄铜矿、团块状辉钼矿化，且以铜矿化为主;中部蚀变花岗岩发生辉钼矿化:石英－辉钼矿脉、稀疏粗晶浸染状和浸染状辉钼矿，沿裂隙发育辉钼矿脉。如红山等部分岩体还具金铜矿化。岩体群后期遭受了喜马拉雅期(50～35Ma)陆内汇聚和大规模剪切平移作用叠加改造(侯增谦等，2004)。

该岩带岩体群成岩与成矿时代一致，8个岩体中有同位素年龄成果6个。据唐菊兴等(2006)、尹光候等(2009)及李文昌等(2010b，2011，2012)研究，乡城－洛吉燕山期花岗岩带的侵入活动时限为65～96.4Ma，高峰期集中于81～87Ma。总体代表了印支期褶皱造山后(200Ma后)，喜马拉雅期碰撞造山之前(65Ma前)的燕山晚期(135～75Ma)陆内地壳加厚(异常地壳)拉张调整期岩浆作用产物。

2.2 岩相学特征

乡城－洛吉燕山期花岗岩带岩石组合主要为偏碱性的钾长花岗岩－二长花岗岩及中酸性斑岩。岩石类型由黑云母二长花岗(斑)岩、花岗细晶岩、花岗闪长(斑)岩、花岗斑岩，及其岩脉组成，经过72件岩石样品显微研究与统计，其岩相学特征如下。

黑云母二长花岗(斑)岩:组成岩带的主要岩石类型之一，为似斑状中－细粒黑云二长花岗岩，呈灰白、灰色等，具似斑状结构，基质具中－细粒花岗结构和隐晶质结构，见图2(a)。斑晶大小5～20mm，主要为钾长石(6～8%)、更中长石(18～32%)、石英(5～10%)、黑云母(1～4%)等;基质为中－细粒钾长石(10～30%)、更中长石(22～30%)、石英(12～28%)、黑云母(1～10%)等;副矿物组合为锆石、磷灰石、电气石、萤石等。中性斜长石具环带状构造，聚片双晶发育，An 30～50，属中长石，斜长石绿帘石化;黑云母片状，Ng'棕褐色，Np'浅褐色，轻微绿泥石化。CIPW 矿物组合为 Q、C、Or、Ab、An、Hy，属铝过饱和类型，δ=2.24～2.39，属钙碱性系列。其中，休瓦促、热林岩体二长花岗(斑)岩中黑云母相对集中的部分则构成黑云母花岗岩，见图2(b)。

花岗细晶岩:矿物粒度极细，见图2(c)，其粒径一般为0.05～0.2mm，多为0.1mm左右。矿物成分主要有石英、微斜长石、斜长石、黑云母等，矿物组合总体上相当于二长花岗岩，局部地段相当于钾长花岗岩成分。岩石具它形至半自形粒状结构，局部可见文象结构，块状构造。主要分布于竹鸡顶矿区，区内的侵入岩主要为花岗细晶岩，在ZK301钻孔220m附近的花岗细晶岩中可以见到少量斜长石和石英斑晶(3%)，预示着在地下深处可能有花岗斑岩的存在。

花岗闪长岩:少量具花岗闪长斑岩结构特点。浅灰色，似斑状结构，基质具显微粒变晶结构，块状构造。斑晶成分有斜长石(更中长石，20%)、钾长石(5%)、黑云母(5%)、石英(3%)、角闪石(10%)，基质有长英质(39%)、角闪石(15%)、黑云母(5%)等。岩石蚀变以绢英岩化或硅化钾化为主，局部有绿泥石、黑云母化。岩石中有定向分布的暗色包体，见图2(d)，副矿物有磁铁矿、锆石、磷灰石、萤石等组成。主要分布于热林、红山和铜厂沟等地。

花岗斑岩:岩石斑状结构清楚，斑晶以更中长石＞25%、钾长石＞10%为主，次为黑云母、石英。基质呈细－微粒结构，由斜长石、钾长石、黑云母、石英组成。斑晶中斜长石部分保留聚片双晶纹，部分具环带双晶纹，为更中长石，见于茨林措岩体和日绒措岩体中。

岩石后期遭受两期交代作用，蚀变矿物约占岩石总量的36%，早期为绢英岩化作用，新生绢云母、细－微粒石英呈团块状、云雾状、脉状交代原生斑晶及基质，见图2(e)，使其边缘成为港湾状。晚期为硅化作用，隐晶硅质混杂自形程度好，晶粒粗大的黄铁矿、黄铜矿沿裂隙贯入岩石中。上述岩石后期遭受强烈绢英岩化交代作用及其他蚀变等，蚀变矿物约占岩石总量的42%。

蚀变花岗闪长岩中的斜长石斑晶强烈绢云母化，并呈斜长石假象。新生绢云母、细－微粒石英呈团块状、云雾状、脉状交代原生斜长石斑晶及基质，使它们边缘成为港湾状，见图2(f);绢英岩化作用形成的新生石英与原生石英的区别在于，新生石英晶粒干净，呈不规则状，有流动感，为硅质动态重结晶所形成。黄铜矿、黄铁矿呈不规则状，与绢英岩紧密共生并贯入岩石中，说明黄铜矿、黄铁矿为绢英岩化的产物。

3 岩石的化学特征及构造环境分析

3.1 岩石化学特征及其构造意义

通过课题选送分析和收集，乡城－洛吉燕山期花岗岩带的主要岩石类型的岩石化学组成及特征见表1和2。区内总体可归纳为黑云母二长花岗(斑)岩、花岗细晶岩、花岗闪长岩、花岗斑岩4种岩石类型，其 CIPW 矿物组合为 Q、C、Or、Ab、An、Hy，其中C含量为0.26～12.23%，均属铝过饱和类型，其他特征值则因不同岩性而有所差异。

表1 乡城－洛吉燕山期花岗岩带各类岩石的化学组成Table 1 Chemical composition of the Yanshanian granites in the Xiangcheng-Luoji granite zone

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从表2中看出上述4种岩石类型:①组合指数σ43、σ25的值及其变化范围，显示属正常类型钙碱性系列;② DI值表明，除花岗细晶岩(DI=55.16～71.14)分异程度较差外，其余岩石类型均显示分异程度较好;③SI值及其变化范围，说明固结指数高，显示后期岩浆结晶成岩特征;④ 二长花岗(斑)岩、花岗细晶岩类的AR值及其变化范围，并在SiO2－K2O图3中主要落于高钾钙碱性系列。花岗闪长岩、花岗斑岩的AR值及其变化范围，并在SiO2－K2O图3中落于高钾和钙碱性系列，都属壳源型岩石;⑤4种岩石类型的A/CNK值及其变化范围，说明属铝质－弱过铝质过渡的花岗岩，在A/NK－A/CNK图4中落于过铝质岩区及准铝质岩界线附近，反映岩浆属铝质－弱过铝质(铝质A型花岗岩);⑥4类岩石在TFeO/(TFeO+MgO)－SiO2图5中主要集中在大陆造山与造山后花岗岩附近，或弧陆碰撞花岗岩区。在R1－R2图6中黑云母二长花岗(斑)岩、花岗细晶岩、花岗斑岩类落入同碰撞和后造山花岗岩区及其附近。

综上所述，燕山期各类侵入岩中二长花岗岩→花岗闪长岩→花岗细晶岩→花岗斑岩，岩石的组合指数(σ)从高到低(碱质降低)，除个别外σ均＜3.3(Rittmann，A.1962)属正常类型钙碱性系列;分异指数(DI)接近，花岗细晶岩类略低，并说明分异程度较好;固结指数(SI)从低到高，反应岩浆二长花岗岩、花岗闪长岩→花岗细晶岩、花岗斑岩结晶顺序;碱度率(AR)总体降低;铝碱指数A/CNK多接近1，反映岩浆属铝质－过铝质，与国内同类(二长花岗岩类)岩石相比(武汉地质学院，1980)，SiO2、Ti2O、Al2O3偏高，MgO偏低。H2O含量接近，在2.59～4.94之间，贫水;液相线温度在702～913℃之间，说明具有相同源区特征。

3.2 岩石地球化学特征及其构造环境判别

通过课题选送分析和收集，乡城－洛吉燕山期花岗岩带的24件岩石稀土元素及微量元素丰度及特征见表3和4。从表3可以看出4类岩石稀土元素 ΣREE 80.72～233.847 ×10－6，个别二长花岗岩356.18 ×10－6，(La/Yb)N7.42 ～46.17，个别二长花岗岩为50.11，其配分曲线呈右倾式，轻稀土富集(图7)，δEu 0.08 ～0.91，负异常明显，个别花岗闪长岩δEu 1.01。从表4可以看出二长花岗岩和花岗闪长岩类岩石微量元素Mo、W含量高于维氏值几倍至十倍(维诺格拉多夫，1962)，其中，①二长花岗岩类岩石的微量元素Zr/Hf 12.143～57.270，6件平均32.228;Ba/Rb 0.057～47.079，8件平均7.812;Rb/Sr 1.125～8.50，8件平均2.718;②花岗闪长岩类Zr/Hf 34.474～84.51，6件平均52.964;Ba/Rb 0.021～8.264，6件平均 1.034;Rb/Sr 0.140～1.371，6件平均0.329;③花岗细晶岩类的 Zr/Hf 17.500～27.679，3件平均 21.796;Ba/Rb 0.797～5.916，4件平均3.070;Rb/Sr 0.443～2.494，4件平均1.195;④花岗斑岩的 Zr/Hf 25.581，2件 Ba/Rb分别为 0.693、2.428，Rb/Sr 0.356、3.427。

图7 稀土元素球粒陨石标准化分布型式图(样品编号如表1，球粒陨石据Sun and McDonough，1989)Fig.7 Chondrite normalization distribution pattern of REE(sample number seen in Table 1，chondrite from Sun and McDonough，1989)

综上所述，各类岩石稀土元素ΣREE 80.72～356.18×10－6，24 件样品平均 196.20 ×10－6;(La/Yb)N7.42～50.01，24件样品平均 21.12;δEu 0.08～1.01，24件样品平均0.61。岩石微量元素Mo、W含量高于维氏值2倍至十几倍，Zr/Hf 12.143～84.153，16件平均37.163;Ba/Rb 0.021～8.264，20件平均4.507;Rb/Sr 0.094～8.50，20件平均1.674，同样高场强元素 Ta、Rb、Th、Nb 等和轻稀土元素La、Ce、Sm等含量普遍较高，不相容元素Rb多富集说明岩浆分异作用较充分;Ba、Sr较亏损反映陆内岩浆作用特点和斜长石大量分离有关，总体反映岩浆作用发生在火山－岩浆弧带，而已经远离岛弧发展阶段。从花岗岩的空间分布由表4看出，从红山→热林→竹鸡顶→休瓦促→日绒措、三道桥→洪措、热香地区，这种由南向北分布的花岗岩，其岩石化学成分显示出一种逐渐Ta的趋势。

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从花岗岩稳定性微量元素Nb、Y图8看出，本期花岗岩样品成分点投入火山弧+同碰撞区域，并接近板内或在板内区域。在Rb－Y+Nb图9中进一步得出样品成分点投入火山弧与同碰撞及板内的邻区，并主要靠火山弧区，说明花岗岩处于火山弧带，而已经发展演化为同碰撞－板内环境。在Ta－Yb图10中则紧邻而分散于火山弧与同碰撞及板内各区域。

将各岩体的成分投在Rb－Hf－Ta三角图(图11)上，除红山1件花岗闪长岩及竹鸡顶花岗细晶岩成分点3件投入火山弧区并靠板内区，红山2件投于同碰撞区外，其他茨林措、三道桥、日绒措和热林等岩体均投入碰撞后区域。此外，本区燕山期花岗岩的成因类型判别图(图12)多位于A型花岗岩区，进一步在图13中投点发现，其在A1和A2区分界附近，Ce均比较高，离不开岛弧环境，或在此基础之上经历了岛弧岩浆作用的陆壳，或大陆碰撞旋回派生的岩浆成因(蒋小辉等，2009)。

图13 Nb－Y－Ce三角图解(据Harris，1986)Fig.13 Nb－Y －Ce Triangle Diagram(base diagram form Harris，1986)

综合研究区内花岗岩的地质(岩体相带明显等)、地球化学特征，以及据热林岩体副矿物特征和锶初始值0.7084③(谭雪春等，1985)显示由Ⅰ型向 S型过渡特点得出，本期岩浆作用总体发生于火山－岩浆弧带(环境)，而再次活动时已经远离了岛弧发展阶段，但又继承岛弧环境及造山带壳幔混合物质特征，属造山后厚地壳板内山根伸展作用的铝质－弱过铝质花岗岩，与滇西“金沙江富碱斑岩带”跨越各构造单元发育类似。

3.3 花岗岩侵位时间及持续时限

以往已在本地区获得较多的有关岩体及成矿的K －Ar、Ar－Ar、Rb－Sr、Re－Os同位素年龄资料，见图1。现主要列述岩体侵位及成矿年龄于后。

从北向南，茨林措岩基K－Ar年龄65Ma，与岩体有关的洪措含辉锑矿脉HAESRDQ测年值98.7Ma①，竹鸡顶岩枝花岗细晶岩全岩K－Ar年龄86.5Ma和96.4Ma②(唐菊兴等，2006);热林复式岩体全岩Rb－Sr等时线年龄80.4Ma③(谭雪春等，1985)，休瓦促岩基单矿物黑云母Ar－Ar等时线年龄84.4±1.1Ma，蚀变岩型辉钼矿石英脉Re－Os年龄83±1Ma，热林岩体单矿物黑云母Ar－Ar等时线年龄81.7±1.1Ma，蚀变岩型辉钼矿石英脉Re－Os年龄81.2±2.3Ma(尹光候等，2009);红山矽卡岩铜矿勘查中ZK0901等钻孔揭露到深部辉钼矿化蚀变隐伏岩体，含细脉侵染状辉钼矿的蚀变花岗闪长岩Re－Os等时线年龄为80.2±1.3Ma(李文昌等，2011，徐兴旺等，2006)获得含细脉侵染状辉钼矿石英脉Re－Os等时线年龄为80.2±1.3Ma;取自铜厂沟半隐伏岩体含细脉侵染状辉钼矿的蚀变二长花岗(斑)岩(地表岩脉风化强烈)的7个数据点Re－Os等时线年龄为85±10Ma(李文昌等，2012)。此外，吕伯西等(1993)在乡城措莫隆钾长花岗岩中获黑云母Ar－Ar等时线年龄77Ma等。其中，茨林措岩基K－Ar年龄65Ma显然可能属于K－Ar法测年年龄偏小引起，在此仅表示有该组数据，以供进一步研究参考。因此，乡城－洛吉燕山期岩带侵入活动时限为77～96.4Ma，高峰期集中于81～87Ma。

4 含矿性与成矿作用

4.1 含矿性与成矿特征

与乡城－洛吉燕山期花岗岩带有关产出的矿种和矿化类型主要可分为:(1)蚀变岩型、斑岩型铜矿－热香、洪措及竹鸡顶铜矿;(2)脉状、斑岩铜多金属矿－青达铜多金属矿;(3)蚀变岩型型、石英脉型(钨)钼矿－休瓦促、沙都格勒钨钼矿;(4)蚀变岩型、石英脉型铜钼矿－热林铜钼矿;(5)矽卡岩型、蚀变岩型(钨、金)铜钼矿－红山、铜厂沟5类。此外，红山边部和顶部产出脉状铅锌矿。茨林措等8个代表性含矿岩体的岩石学、化学特征和矿化特征各异，见表5及图14。

(1)蚀变岩型、斑岩型铜矿的母岩——茨林措及竹鸡顶岩体的SiO2含量65.95～76.74%，均属酸性岩类，前者为二长花岗岩类，后者属花岗细晶岩类的不同，以及矿化蚀变，尤其是硅化等引起化学成分的差异。贫TiO2、Al2O3与MgO，富碱(除花岗细晶岩外)Na2O+K2O 3.11～7.76%，尤其以富 K2O 4.06～5.18%，K2O/Na2O较高，组合指数0.29～1.83，属于铝过饱和系列。分异指数 60.56～93.63，酸性程度越高分异程度增高。稀土总量145.47 ～ 261.79 × 10－6，δEu 0.28 ～ 1.02，(La/Yb)N7.42～15.92较大，原因是二长花岗岩和花岗细晶岩类的不同，以及矿化蚀变，尤其是硅化等引起。但是，可以肯定其稀土元素特征明显区别于岛弧稀土元素特征。Rb/Sr0.43～8.50，平均2.72，Zr/Hf 12.143～28.695，平均 21.25，Cu、Pb 含量较高，Zn、W的富集系数分别为1.2和7。

(2)脉状、斑岩铜多金属矿的母岩——三道桥、日绒措花岗(斑)岩岩株的 SiO2含量70.24% ～73.43%，相对富 Al2O3、Na2O+K2O 2.67 ～6.80%，K2O/Na2O 1.35～1.94，贫碱 TiO2与 MgO。组合指数0.23～1.68，属于铝过饱和系列。分异指数78.42～80.76，分异程度较高。稀土总量181.59～227.28 ×10－6，δEu 0.58 ～0.77，(La/Yb)N12.41 ～15.51，差异较大等。其矿化类型相同，因岩石类型的不同，以及矿化蚀变尤其是硅化等引起岩石化学和地球化学的差异。但是，其具有明显的造山后花岗岩稀土元素特征(图7)。Rb/Sr 0.356～1.203，Zr/Hf 25.581，Cu、Pb 含量较高，Zn、W 的富集系数分别为0.67和8.37。

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图14 燕山期花岗岩成矿模型图Fig.14 Metallogenesis model for the Yanshanian granites

(3)蚀变岩型型、石英脉型(钨)钼矿的母岩——休瓦促 －早堆岩基的 SiO2含量68.38% ～77.36%，贫TiO2与MgO，富Al2O3和碱Na2O+K2O 6.24% ～8.68%，其 K2O/Na2O 1.21～7.68，组合指数1.17～2.80，属于铝过饱和系列。分异指数78.42～92.65，酸性程度高(SiO2高)分异程度也高。稀土总量 154.96 ×10－6～356.18 ×10－6，δEu 0.55～0.72，(La/Yb)N27.96 ～46.17，三者差异较大，但是均显轻稀土富集。虽然其矿化类型相同，而岩石化学和地球化学的差异明显，是因为岩石类型的差异，斑晶含量及巨斑和小斑大小不一等引起。Cu、Pb含量低，Sn较高，Zn、W、Mo富集系数分别为0.52、45.33 和25，W 最高。

(4)蚀变岩型、石英脉型铜钼矿的母岩——热林岩株的 SiO2含量66.67% ～70.19%，贫TiO2与MgO，富 Al2O3和碱 Na2O+K2O 7.23～8.03%，K2O/Na2O 1.07～7.88，组合指数1.91～2.39，属于铝过饱和系列。分异指数79.55～86.59，比较接近，显示分异程度高。稀土总量80.72～169.49×10－6，δEu 0.42 ～ 0.83，(La/Yb)N7.63 ～ 32.22，三者差异较大，但是轻稀土富集，虽然其矿化类型相同，而地球化学的差异是因为该岩体具有结构分带(见前述)和岩石斑晶含量及大小、结晶分异等引起。Rb/Sr 0.657～2.284，Zr/Hf 28.823～57.270，Cu、Pb、Sn 含量较高，Zn、W、Mo的富集系数分别为0.72、13.2 和20。

(5)矽卡岩型、蚀变岩型(钨、金)铜钼矿的母岩——红山和铜厂沟隐伏岩体的SiO2含量66.59%～73.02%，富 TiO2、Fe2O3与 MgO，Al2O3和碱Na2O+K2O 3.64～9.11%，K2O/Na2O 0.71～3.73，组合指数0.53～3.48，属于铝过饱和系列。分异指数59.37～80.99，分异程度高。稀土总量128.49×10－6～233.847 ×10－6，δEu 0.58 ～1.01，(La/Yb)N8.29～50.01，三者差别较大，可能与岩体的演化和后期蚀变矿化有关，但轻稀土富集。Rb/Sr 0.140～2.191，Zr/Hf 32.564～84.51，Cu达382.25×10－6最高、Pb、Sn含量最低，Zn、W、Mo的富集系数分别为0.64、17.58 和127，Mo最高。

综上所述，本期含矿花岗岩总体具有如下一些特征:

(1)共同特点，含矿岩石SiO2含量69.07% ～72.91%，属酸性岩范畴，岩石富碱，Na2O+K2O平均4.74% ～7.64%之间，富Al2O3，属于铝过饱和系列，相对贫 TiO2、Fe2O3与 MgO;分异指数76.90～86.59，从SiO2含量由低到高，酸性程度越高分异程度增高。

含矿岩石稀土总量187.62×10－6～240.50×10－6，较高，(La/Yb)N9.73 ～34.19;δEu 平均 0.47～0.68，具轻稀土富集，δEu负异常而明显区别于岛弧稀土元素分布特征。

含矿岩石的Rb/Sr为0.78～2.72，较大，Zr/Hf平均21.25～51.076，富铪，具有岩浆属地壳重熔特点。岩石富集 Cu、Mo、W，贫 Pb、Zn、Sn。

(2)铜矿型、铜多金属矿型、钨钼矿型、铜钼矿型、(钨、金)铜钼矿型5个矿种组合总体显示出岩石化学、地球化学差异:

SiO2含量(%):钨钼矿(72.91)＞铜矿(72.10)＞铜多金属矿(71.84)＞铜钼矿(69.20)＞钨、金、铜钼矿(69.07)，依次酸度减小，铜钼矿最低。

Na2O+K2O含量(%):钨钼矿(7.59)、铜钼矿(7.64)钨、金、铜钼(7.34)＞铜矿(5.32)、铜多金属矿(4.74)，钼矿Na2O+K2O含量大于铜矿。

Rb/Sr:依次为铜矿(2.72)，铜钼矿(1.362)，钨、金、铜钼(0.785)。铜多金属矿最低，为0.78。表示岩浆分异和矿化蚀变由强依次降低。

Zr/Hf:铜矿(21.25)＜铜多金属矿(25.581)＜铜钼矿(40.960)＜钨、金、铜钼矿(51.076)，表明岩石铪含量依次降低，反映重熔地壳岩浆成份减弱。

铜矿、铜多金属矿Cu、Pb、Zn含量较高，W富集系数最低(7)、Zn富集系数最高(1.2);钨钼矿Cu、Pb、Zn含量较低，W富集系数最高(45.33)、Mo富集系数较高(25);铜钼矿Cu、Pb、Sn含量较高，W、Mo的富集系数较低(13.2、20);钨、金、铜钼矿Cu达382.25 ×10－6，最高，Pb、Zn、Sn 含量最低，Mo富集系数最高(127)、W富集系数较高(17.58)。此外，钨、金、铜钼矿，富TiO2、Fe2O3与MgO和富碱。

4.2 成矿特征与找矿方向

(1)花岗岩的围岩主要为晚三叠世图姆沟组、喇嘛哑组。目前有同位素年龄的岩体有休瓦促等8个之多。岩石贫水，富 Zr、Nb、REE、Ta，并形成于厚地壳深源岩浆，而以浅成就位为特征，属于铝过饱和系列花岗岩类。岩体和围岩的侵入关系明显，在与砂泥质围岩接触时，外接触带普遍产生角岩化，如休瓦促和热林岩体角岩型铜钼矿化;与碳酸盐岩接触时常形成矽卡岩，如红山和铜厂沟岩体形成矽卡岩铜矿。伴随岩浆侵入活动与演化与热液作用，及后期构造作用，在一些岩体的内外广泛发育了蚀变岩型、斑岩型、脉型 Cu矿铜多金属矿化，特别是钨钼矿化，以及少量铅锌、银等多金属矿化。代表性矿床为香格里拉县休瓦促中型钨钼矿、热林中型铜钼矿，铜厂沟中型铜钼矿，乡城县青达小型铜多金属矿、稻城县竹鸡顶小型铜矿、乡城县洪措铜钼矿点。

(2)从热林和休瓦促复式岩体成矿研究发现，边部角岩带内具有细脉状黄铜矿、团块状辉钼矿化，而且主要为铜矿化;中部蚀变中粒似斑状花岗岩、二长花岗斑岩中发生辉钼矿化，尤其是二长花岗斑岩形成辉钼矿石英脉、稀疏粗晶浸染状和浸染状辉钼矿;沿裂隙发育石英－辉钼矿脉。因此，本期花岗岩矿化具蚀变花岗岩、石英脉型和角岩型3种类型。

(3)从茨林措→休瓦促→热林→红山、铜厂沟(隐伏)岩体与矿床:因形成与保存条件的差异，由北向南随岩浆就位深度的增加(剥蚀浅)，具有(锡)钨、钼→钨钼、铜→铜钼、铅锌的分布规律，显示成矿元素由钨、钼等高温组合向铜、铅锌等中温组合的规律。

(4)单一岩体成矿在纵向上具有分带性，并以红山铜矿表现最为明显，深部以蚀变岩型钼为主，上部和边部以矽卡岩型钨铜为主，外围以铅锌多金属为主。

(5)成矿作用以蚀变花岗(斑)岩－石英脉型钨钼、铜、铅锌成矿为主要特色。根据休瓦促、热林、红山铜厂沟等蚀变花岗(斑)岩的出露面积和隐伏状态、成矿元素组合判断，由北向南岩浆就位依次加深，因此在休瓦促矿区以北应以寻找钨锡钼等高温元素矿床为主;在红山矿区及南部地区则以断裂控矿和深部(隐伏)为特点，应主要寻找高中温成矿元素矿床;南延铜厂沟等一带，含矿斑岩侵入埋藏更深，应注意深部找矿(2009～2011年找矿勘查中铜钼获重大突破)。洪措岩体和热香岩体中SiO2含量较高(72.5%)，具有酸性、富碱、基性组分低以及高分异的特点，是滇西地区含锡花岗岩的主要特点。因此，洪措和热香岩体还具有W、Sn矿产的成矿潜力。

5 结论

(1)乡城－洛吉燕山期花岗岩带沿乡城－洛吉一带南北向跨(古)构造单元带分布，侵入活动时限为77～96.4Ma，高峰期集中于81～87Ma。目前工作程度确认主要有茨林措岩基等8个岩体以上，随着工作的深入将发现更多的燕山期花岗岩。

(2)岩石类型由二长花岗(斑)岩、花岗细晶岩、花岗闪长(斑)岩、花岗斑岩及其岩脉组成。由二长花岗岩→花岗闪长岩→花岗细晶岩→花岗斑岩，岩石的组合指数从高到低;分异程度较好;固结指数从低到高;铝碱指数A/CNK多接近1，属过铝质岩石。H2O含量在2.59～4.94之间，贫水;液相线温度在702～913℃之间，具类同源区特征。

(3)岩石稀土元素总量高，轻稀土元素高度富集，δEu平均0.61，具造山带稀土配分模式。岩石微量元素高场强元素Ta、Rb、Th、Nb等和轻稀土元素La、Ce、Sm等含量普遍较高，不相容元素Rb多富集，岩浆分异作用充分;Zr/Hf比值大，Ba/Rb及Rb/Sr反应Ba、Sr较亏损，显示陆内岩浆作用特征。

(4)花岗岩成因类型属A型，形成于碰撞造山地壳加厚之后的厚地壳板内环境。即印支期褶皱造山后，喜马拉雅期再碰撞造山之前的燕山晚期(135～75Ma)地壳得拉伸调整期。

(5)含矿岩石SiO2含量69.07% ～72.91%，酸性程度越高分异程度增高。岩石富碱、Al2O3，相对贫TiO2、Fe2O3与MgO;含矿岩石稀土总量较高，轻稀土富集，δEu中等异常，明显区别于岛弧稀土元素特征。含矿岩石富集 Cu、Mo、W，贫 Pb、Zn、Sn。Rb/Sr较大。富Hf，属地壳重熔具有岩浆特点。

(6)从铜矿型、铜多金属矿型、钨钼矿型、铜钼矿型、(钨、金)铜钼矿型5个矿种组合总体显示出岩石化学、地球化学差异:

SiO2含量(%):钨钼矿(72.91)＞铜矿(72.10)＞铜多金属矿(71.84)＞铜钼矿(69.20)＞钨、金、铜钼矿(69.07)，依次酸度减小，铜钼矿最低。

Na2O+K2O含量(%):钨钼矿(7.59)，铜钼矿(7.64)钨、金、铜钼(7.34)＞铜矿(5.32)铜多金属矿(4.74)，钼矿Na2O+K2O含量大于铜矿。

Rb/Sr:依次为铜矿(2.72)，铜钼矿(1.362)，钨、金、铜钼(0.785)。铜多金属矿最低，为0.78。

Zr/Hf:铜矿(21.25)＜铜多金属矿(25.581)＜铜钼矿(40.960)＜钨、金、铜钼矿(51.076)。

(7)成矿作用以蚀变花岗(斑)岩－石英脉型钨钼、铜、铅锌成矿为主要特征。

(8)岩体边部角岩带内具有细脉状黄铜矿、团块状辉钼矿化，主要为铜矿化;中部蚀变花岗岩发生辉钼矿化，形成辉钼矿石英脉、稀疏粗晶浸染状和浸染状辉钼矿;沿裂隙发育石英－辉钼矿脉。矿化具蚀变花岗(斑)岩、石英脉型和角岩型3种类型。

致谢:本文在成文和研究期间得到了云南省地质调查局李文昌教授的指导，野外工作和资料收集过程中，得到了云南省地质调查院的大力支持，在此一并致谢!

［注释］

① 云南省地质局十二地质队，1979.大理县荒草坝矿区铂钯矿详查地质报告［R］.

② 唐菊兴，李佑国，钟康惠，李至军，陈旭，杨映东，林青等，2006.四川乡城—稻城—得荣斑岩型铜矿找矿方向研究报告［R］.

③ 谭雪春，曾群望，苏文宁，1985.滇西东部斑岩和斑岩铜矿(内部)［R］.

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