波龙铜矿区成矿斑岩同位素对岩浆源区的限制

周 玉 多 吉 温春齐 费光春 何阳阳

(1.成都理工大学地球科学学院,四川 成都 610059；2.中国地质科学院矿产综合利用研究所,四川 成都 610041；3.西藏自治区地质矿产勘查开发局,西藏 拉萨 850000)

波龙铜矿区成矿斑岩同位素对岩浆源区的限制

周 玉1,2多 吉1，3温春齐1费光春1何阳阳1

(1.成都理工大学地球科学学院,四川 成都 610059；2.中国地质科学院矿产综合利用研究所,四川 成都 610041；3.西藏自治区地质矿产勘查开发局,西藏 拉萨 850000)

为了查明波龙铜矿区成矿花岗闪长斑岩的岩浆源区，系统地测试了斑岩的Sr-Nd-Pb同位素。结果表明,成矿花岗闪长斑岩的δ87Rb/δ86Sr为1.265～10.151 2，δ87Sr/δ86Sr为0.711 041～0.725 101，(δ87Sr/δ86Sr)i为0.707 59～0.709 83；δ143Nd/δ144Nd为0.512 09～0.512 30，εNd(t)变化范围为-7.714 774～-3.572 778；δ206Pb/δ204Pb为17.068～17.820，δ207Pb/δ204Pb变化范围为15.485～15.556，δ208Pb/δ204Pb为36.861～37.804。Sr-Nd-Pb同位素特征表明，波龙成矿斑岩的岩浆源区具有EMⅠ型富集地幔与EMⅡ型富集地幔的特征，起源于洋壳俯冲脱水形成的流体交代楔形地幔区，并在上侵过程中受到了下地壳物质的混染。波龙铜矿床形成于班公湖—怒江洋向北俯冲诱发的岩浆作用过程中。

Sr-Nd-Pb同位素 花岗闪长斑岩 地球化学

西藏波龙矿床是产于班公湖—怒江西段斑岩铜矿带的大型斑岩型铜矿床，也是近年来在青藏高原中部发现的最大铜矿床。虽然对该矿床的研究取得了一些进展[1-5]，但对成矿密切相关的花岗闪长斑岩的研究比较薄弱。同位素组成是最为常用的岩浆源区性质的指示剂，在岩浆形成过程中由于147Sm同位素在部分熔融时易于在残留相中聚集，使熔体相对岩浆源区亏损Sm元素并衰变形成143Nd同位素，因而形成的岩浆岩具有较低的(δ143Nd/δ144Nd)i值和εNd(t)值；但大离子亲石元素倾向于在熔体中聚集，因而使岩浆岩具有高于岩浆源区Sr同位素初始值和Pb同位素含量比值。鉴于Sr、Nd、Pb同位素可以很好地示踪岩浆岩的源区性质，本研究基于详细的野外调查，选取波龙岩体5件花岗闪长斑岩样品进行了Sr-Nd-Pb同位素测试，从而阐明花岗闪长斑岩的Sr-Nd-Pb同位素地球化学特征，探讨成矿斑岩岩浆源区及可能的成矿机制，对波龙以及多龙矿集区的矿床勘查工作以及建立成因模型乃至对班公湖—怒江成矿带西段的构造演化研究都具有一定的意义。

1 地质背景

波龙矿区位于西藏改则县北西约80 km处、班公湖—怒江岩浆构造带西段北侧、羌塘—三江复合板片南缘多龙矿集区内。波龙岩体为波龙铜矿区的成矿斑岩体，岩性为花岗闪长斑岩。岩体主要侵位于中侏罗统曲色组灰色中薄层状石英粉砂岩夹泥岩的第一岩性段(J2q1)地层中，局部与下白垩统美日切错组(K1m)以及第四系(Q4)呈侵位接触关系。岩体自中心向外可依次划分出绢英岩化带、褐铁矿化带以及青磐岩化带。岩体地表未见出露，据钻孔资料，岩体顶面离地表约85 m，底部由于钻孔深度不够未能有效控制。岩体呈近直立状的岩枝状产出，为呈近东西向的扁椭圆状不规则体，南北宽约600 m，东西长约900 m[1]。波龙北部岩体铅直厚度为80～270 m。

2 花岗闪长斑岩特征

波龙成矿花岗闪长斑岩体岩石手标本呈浅灰、灰白色，块状构造、斑状结构，基质具霏细结构。岩石中斑晶成分含量约为55%，斑晶成分主要为石英(30%)、斜长石(60%)和暗色矿物(10%)等。岩石中基质含量约占岩石的45%，成分主要为长英质矿物，其次为蚀变矿物和次生矿物等，主要为石英、绿泥石和绿帘石等矿物成分。此外还含有少量的金属硫化物及绢云母等[1]。斑晶粒径为0.5～5 mm，其中石英为他形-半自形粒状，具波状消光特征，镜下可见碎裂重结晶现象；而斜长石为他形-半自形板柱状，其中部分已被绿帘石、绢云母交代；暗色矿物仅呈残余体，已全部被绿帘石、绿泥石和氧化铁质等交代。基质成分为霏细长英质矿物。

3 样品及分析方法

5件花岗闪长斑岩样品取自ZK15502及ZK17103。Sr、Nd和Pb同位素测试在核工业北京地质研究院同位素室应用英国GV公司ISOPROBE-T热电离质谱仪完成。质谱测量过程中Sn同位素校正采用δ86Sr/δ88Sr=0.1194，Nd同位素分馏校正采用δ146Nd/δ144Nd=0.721 9。Rb-Sn全流程空白本底约为1×10-10g，Sm-Nd全流程空白本底约为5×10-11g，Pb同位素质量分馏校正系数为1‰，Pb全流程本底小于5×10-11g，测量误差为2σ。

4 Sr-Nd-Pb同位素组成

样品Sr、Nd、Pb同位素测试结果见表1。表中亦列出了以BL031样品LA-ICPMS U-Pb 年龄(121.41 Ma)作为花岗闪长斑岩结晶年龄计算的地质体在121.41 Ma时的(δ87Sr/δ86Sr)i、(δ143Nd/δ144Nd)i、εNd(t)值及TDM2、fSm-Nd等特征值。

表1 西藏波龙铜矿区花岗闪长斑岩Sr-Nd-Pb同位素组成及特征值Table 1 Sr-Nd-Pb isotopic compositions and eigenvalues of granodiorite porphyry in Bolong copper district

4.1 Rb-Sr同位素

5件花岗闪长斑岩样品的δ87Rb/δ86Sr值变化范围为1.265 0～10.151 2，平均值为4.938 6；δ87Sr/δ86Sr值变化范围为0.711 041～0.725 101，平均值为0.717 040，变化范围很小；(δ87Sr/δ86Sr)i值变化范围为0.707 59～0.709 83，平均值为0.708 52，变化范围极小。Rb-Sr同位素特征显示其受到了地壳组分的影响。

4.2 Sm-Nd同位素

5件花岗闪长斑岩样品的δ143Nd/δ144Nd值变化范围为0.512 191～0.512 385，平均值为0.130；δ147Sm/δ144Nd值为0.106～0.186，平均值为0.512 282。(δ143Nd/δ144Nd)i值为0.512 09～0.512 30，平均值为0.512 18，变化范围很小，εNd(t) 值变化范围为-7.714 774～-3.572 778，平均值为-5.905 932；TDM2值变化范围为1.21～1.55 Ga，平均值为1.40 Ga，数值较均一。

4.3 Pb同位素

5件花岗闪长斑岩样品的δ206Pb/δ204Pb值变化较小，范围为17.068～17.820，平均值为17.501；δ207Pb/δ204Pb值变化范围为15.485～15.556，平均值为15.527；δ208Pb/δ204Pb值范围为36.861～37.804，平均值为37.419。5件花岗闪长斑岩样品的δ206Pb/δ204Pb、δ207Pb/δ204Pb和δ208Pb/δ204Pb值变化均很小。相对较低的同位素比值，显示成岩物质具有幔源成分的属性特征。

5 讨 论

5.1 岩浆源区

波龙铜矿区成矿花岗闪长斑岩的(δ87Sr/δ86Sr)i值变化范围为0.707 59～0.709 83，均大于0.705，εNd(t)值变化范围为-7.714 774～-3.572 778，均小于0，显示高Sr低Nd特征，在 Sr-Nd-Pb图解[6]中，样品主要位于EMⅠ型富集地幔与EMⅡ型富集地幔区域之间，更接近EMⅠ型富集地幔区域，表明成矿斑岩的岩浆源区为富集地幔源区，并显示出由EMⅠ型富集地幔向EMⅡ型富集地幔演化的特征，见图1、图2。

图1 δ206Pb/δ204Pb-(δ87Sr/δ86Sr)i源区判别图解Fig.1 The discrimination diagrams ofδ206Pb/δ204Pb-(δ87Sr/δ86Sr)iEMⅠ—EMⅠ型富集地幔；EMⅡ—EMⅡ型富集地幔；DM—亏损地幔；MORB—现代洋中脊玄武岩；HIUH—高δU/δPb值地幔

在Zartman的铅构造模式图[7]上，Pb同位素投点靠近于EMⅠ型富集地幔区域附近，并沿零等时线分布，同样具有从EMI型富集地幔向EMII型富集地幔演化的趋势，见图3、图4。

图2 δ206Pb/δ204Pb-(δ143Sr/δ144Sr)i源区判别图解Fig.2 The discrimination diagrams ofδ206Pb/δ204Pb-(δ143Sr/δ144Sr)iEMⅠ—EMⅠ型富集地幔；EMⅡ—EMⅡ型富集地幔；DM—亏损地幔；MORB—现代洋中脊玄武岩；HIUH—高δU/δPb值地幔

图3 δ206Pb/δ204Pb-δ207Pb/δ204Pbi判别图解Fig.3 The discrimination diagrams ofδ206Pb/δ204Pb-δ207Pb/δ204PbiEMⅠ—EMⅠ型富集地幔；EMⅡ—EMⅡ型富集地幔；DM—亏损地幔； HIUH—高δU/δPb值地幔

图4 δ206Pb/δ204Pb-(δ87Sr/δ86Sr)i判别图解Fig.4 The discrimination diagrams ofδ206Pb/δ204Pb-(δ87Sr/δ86Sr)iEMⅠ—EMⅠ型富集地幔；EMⅡ—EMⅡ型富集地幔；DM—亏损地幔； HIUH—高δU/δPb值地幔

在(δ87Sr/δ86Sr)i-εNd(t)图解中，样品点也主要位于EMⅠ型富集地幔向EMⅡ型富集地幔过渡区域，但更靠近EMⅡ型富集地幔，这可能是由于成矿斑岩在上侵过程中受到了地壳物质的混染，导致了样品具有相对较高的(δ87Sr/δ86Sr)i值,见图5。样品数据的离散性相对较高，也印证了物源区可能受到了富含放射性成因Sr同位素组分的壳源物质的影响。判断岩石遭受地壳混染重要证据之一就是其Sr同位素含量比值与1/δ87Sr或1/δSr呈正相关性[8]，波龙岩体5件样品1/Sr与δ87Sr/δ86Sr呈正相关分布(R2=0.972 2)，查阅相关系数检验表，在置信度99%水平下数据可信，说明可信度很高，因此岩石受到富放射性成因Sr的地壳物质直接混染比较明显。

图5 (δ87Sr/δ86Sr)i-(δ143Nd/δ144Nd)i图解Fig.5 The diagrams of (δ87Sr/δ86Sr)i-(δ143Nd/δ144Nd)iEMⅠ—EMⅠ型富集地幔；EMⅡ—EMⅡ型富集地幔；DM—亏损地幔； HIUH—高δU/δPb值地幔；BSE—整个硅酸盐地球；PREMA—普通地幔储库

波龙成矿斑岩具有正的锆石εHf(t)值[5]，表明这套斑岩很可能来源于幔源或下地壳物质。成矿斑岩Pb同位素μ值为9.42～9.48，高于地幔μ值(8.92)而低于造山带μ值(10.87)[9]，表明成矿斑岩中有幔源组分的重要贡献。波龙成矿斑岩样品稀土元素配分模式均具有中稀土元素相对亏损的特征[1]，这是角闪岩相下地壳物质发生部分熔融的特征，说明成矿斑岩物源区具有下地壳成分的贡献，可能是岩浆在上涌过程中受到了下地壳物质的混染。波龙矿床辉钼矿中Re的含量较高，为(279～306 6)×10-6，也同样指示波龙成矿斑岩的物质主要源于地幔[4]。

(δ87Sr/δ86Sr)i-(δ143Nd/δ144Nd)i图解显示出波龙成矿斑岩的源区明显具有印度洋沉积物的组分特征，这可能和班公湖—怒江洋向北俯冲有关，见图6。形成于早白垩世早期[4-5]的波龙成矿斑岩构造背景可能为大陆边缘岛弧或大陆弧环境[1,5]，表明班公湖—怒江洋至少在早白垩世早期正在向北俯冲，暗示波龙成矿斑岩很可能形成于班公湖—怒江洋向北俯冲的过程中。

现有的研究成果认为，EMⅠ型富集地幔可能起源于陆下岩石圈地幔，而具有高放射成因 Sr和低放射成因Nd特点的 EMⅡ型富集地幔可能是上地幔与沿着古俯冲带被带入地幔楔的壳源物质、大洋沉积物发生了混合交代作用的产物[8]。综合Sr-Nd-Pb同位素特征及Hf同位素、稀土元素、Re同位素以及岩浆源区具有EMⅠ型富集地幔与EMⅡ型富集地幔属性并主要以EMⅠ型富集地幔为主的特征，波龙成矿斑岩源区更有可能是受到俯冲地壳物质强烈交代的地幔。因此认为斑岩的岩浆源区可能为由洋壳俯冲脱水形成的流体交代楔形地幔区。

图6 (δ87Sr/δ86Sr)i-(δ143Nd/δ144Nd)i源区判别图解Fig.6 The discrimination diagrams ofδ87Sr/δ86Sr)i-(δ143Nd/δ144Nd)i

5.2 成矿机制

产出波龙矿床的多龙矿集区内广泛分布增生杂岩[3]，且成矿斑岩具有岛弧岩浆岩的特征[1]，表明该区处于岛弧构造环境中。怒江洋壳在向北羌塘盆地俯冲过程中脱水形成的流体交代楔形地幔区形成了波龙成矿斑岩的原始岩浆源并诱发部分熔融形成基性岩浆，岩浆在上涌过程中，在下地壳角闪岩相经历了MASH过程[9]，同化了部分下地壳岩石的原始岩浆受压力差驱动上侵并最终在浅部地壳内形成稳定的岩浆房；基性熔体将来自深源的S[4]以及成矿元素和Cl等挥发份携带至浅部岩浆房内[10]，使Cu、Au、Mo等成矿元素聚集，成矿流体分凝。岩浆房内岩浆沿超壳断裂脉动上侵，成矿流体携带成矿元素伴随岩浆侵位上涌，在波龙矿区有利的构造部位形成波龙斑岩侵入体，最终形成了波龙斑岩型铜矿床。

6 结 论

(1)波龙成矿花岗闪长斑岩具有高 (δ87Sr/δ86Sr)i、低(δ143Nd/δ144Nd)i和负εNd(t)值特征以及相对中等程度的放射性Pb同位素富集的特征，其岩浆源区具有EMⅠ型富集地幔与EMⅡ型富集地幔属性，为洋壳俯冲脱水形成的流体交代楔形地幔区，并在上侵过程中受到了下地壳物质的混染。

(2)起源于楔形地幔区的波龙成矿原始岩浆上涌在下地壳经历了MASH过程，混染了下地壳成分的熔体将成矿元素和S、Cl等挥发份携带至浅部岩浆房内使金属元素聚集、成矿流体分凝，岩浆沿超壳断裂脉动侵位，伴随岩浆侵位，富含S、Cu、Au等成矿元素的流体上涌，最终在有利的构造部位形成了波龙斑岩型铜矿床。波龙铜矿床形成于班公湖—怒江洋向北俯冲诱发的岩浆作用过程中。

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(责任编辑 邓永前)

Restriction of Mineralization of Porphyry Isotopes to Magma Source Area in Bolong Copper Mine Area

Zhou Yu1,2Duo Ji1,3Wen Chunqi1Fei Guangchun1He Yangyang1

(1.CollageofEarthSciences,ChengduUniversityofTechnology,Chengdu610059,China；2.InstituteofMultipurposeUtilizationofMineralResources,ChineseAcademyofGeologicalSciences,Chengdu610041,China；3.TibetDevelopmentBureauofMineralResourceExploration,Lasa850000,China)

In order to identify the magma source of the Bolong metallogenic granodiorite porphyry,the Sr-Nd-Pb isotopes of the metallogenic granodiorite porphyry are tested systematically.The test results show that,the values ofδ87Rb/δ86Sr andδ87Sr/δ86Sr are from 1.265 to 10.151 2 and from 0.711 041 to 0.725 101，and the value of (87Sr/86Sr)iis from 0.707 59 to 0.709 83.The value of (143Nd/144Nd)iandεNd(t) are from 0.512 09 to 0.512 30 and from -7.714 774 to -3.572 778 respectively.And the ranges ofδ206Pb/δ204Pb,δ207Pb/δ204Pb andδ208Pb/δ204Pb are from 17.068 to 17.820,from 15.485 to 15.556,and from 36.861 to 37.804 correspondingly.The characteristics of Sr-Nd-Pb isotope shows that,the magma source of the Bolong copper mine area owns the property of EMⅠ and EMⅡ type enriched mantle and it may have originated from the mantle fluid metasomatism wedge area formed by the oceanic curst subduction dehydration,and been contaminated by the lower crust mass in the process of invasion.The Bolong porphyry copper deposit is formed in the magmatism process induced with the northward subduction of the Bangong Lake Neo-Tethyan Ocean.

Sr-Nd-Pb isotope,Granodiorite porphyry,Geochemistry

2014-06-04

国土资源部公益性行业科研专项(编号：201011013)，矿物学岩石学矿床学国家重点(培育)学科建设项目(编号：SZD0407)。

周 玉(1984—)，男，博士研究生。

P597+.1,P581

A

1001-1250(2014)-10-117-05