青藏高原东缘休瓦促钨钼矿区复式岩体时空分布及演化意义

张向飞，李文昌*，杨 镇，王裕琴，严桃桃，张军军

（1. 中国地质调查局成都地质调查中心，四川 成都 610081；2. 贵州民族大学生态环境与工程学院，贵州 贵阳 550025；3. 自然资源部地球化学探测重点实验室，中国地质科学院地球物理地球化学勘查研究所，河北 廊坊 065000；4. 中国地质大学（北京）研究生院，北京 100083；5. 中国地质科学院矿产综合利用研究所，四川 成都 610041）

0 引言

西南三江位于青藏高原东南缘的怒江、澜沧江、金沙江三条大江并流地区，是特提斯构造带由东西转向近南北的转折部位，该构造域完整记录了劳亚大陆与冈瓦纳大陆之间特提斯洋的形成与消亡，以及随后两个大陆拼合、碰撞等地质演化历史。其中晚古生代—中生代早期（古特提斯阶段），劳亚大陆和冈瓦纳大陆的汇聚不是简单的洋俯冲消亡，两大陆直接拼合，而是通过之间多重沟、洋的消亡，岛、弧、地块和大陆拼合实现的（潘桂棠等，2003；Zhang and Hou，2018；Zheng et al.，2019）。该地区发育典型的“多岛弧盆”构造模式并形成西南三江构造格架（潘桂棠等，2003；李文昌等，2010；Li et al.，2021）。

义敦地体位于西南三江的东缘，是甘孜-理塘古特提斯洋西向俯冲造山作用过程中形成的火山岩浆弧，之后经历了侏罗纪碰撞造山和晚白垩世后造山伸展及新生代构造变形的叠加改造（图1；侯增谦等，2003；李文昌等，2010；杨立强等，2015；Zhang et al.，2021a）。基于构造背景和俯冲角度的不同，可将晚三叠世义敦地体划分为北部张性的昌台弧和南部压性的格咱弧，对应形成不同的火山岩浆组合和成矿系统（侯增谦等，2003；李文昌等，2013）；而根据晚白垩世花岗（斑）岩类型和矿床组合的规律性变化，可将义敦地体划分为北段昌台弧、中段乡城弧和南段香格里拉弧（中甸弧）（图1b；杨立强等，2015；张向飞等2017；Zhang et al.，2020，2021b）。为了消除歧义，本文将义敦岛弧带南段称谓统一为香格里拉弧。香格里拉弧发育晚三叠世和晚白垩世两期岩浆活动和成矿作用，近年来发现和评价了多个大型—超大型铜多金属矿床（如普朗、雪鸡坪、浪都、烂泥塘等）和钼多金属矿床（图1c；如铜厂沟、东炉房、红山、休瓦促等）。

图1 义敦地体南段酸性侵入岩及主要矿床分布图（据王新松等，2011；张向飞等，2017修改）Fig.1 Distribution of acid intrusions and typical deposits in southern Yidun Terrane（modified from Wang et al.，2011；Zhang et al.，2017）

香格里拉地区不同矿区通常产出晚三叠世或晚白垩世中的一期花岗岩体，然而笔者及其团队近年来在休瓦促矿床发现和厘定了两期岩体直接接触产出的复式岩体（图1c，图2；余海军和李文昌，2016；刘学龙等，2016；张向飞等，2017，2018）。不同组成和构造背景的花岗岩体是揭示地壳演化和区域地质动力学背景的重要研究对象，因此休瓦促矿区复式岩体对探索香格里拉地区地质演化历史及构造背景具有重要意义。本文拟在前人研究基础上，系统梳理休瓦促矿区复式岩体时空格架，并在同位素年代学、地球化学、Sr-Nd-Hf同位素等新数据基础上，研究复式岩体岩浆演化历史及构造背景，为区域地质研究和成矿作用研究提供理论依据。

1 区域地质背景

青藏高原东缘主要由三个微陆块组成：羌塘地块、松潘-甘孜地体和夹于二者之间义敦地体（图1；Roger et al.，2010；Zhang et al.，2021b），是全球最复杂的造山带和中国最重要的有色-贵金属成矿带之一。前人通过对西南三江特提斯造山带内多条蛇绿混杂岩带及各种类型的岛弧、盆地、地块、陆缘等的系统解剖，证实西南三江特提斯演化至少从早古生代到中生代时期，历经了由发生、发展到萎缩、消亡的一个长期连续的复杂过程，并建立了多岛弧盆系构造模式和成矿模式（潘桂棠等，2004；李文昌等，2010；Li et al.，2021）。

义敦地体主要由两个地质构造单元组成，分别是西侧的中咱微陆块和东侧的义敦岛弧带（侯增谦等，2003；Reid et al.，2005）。中咱微陆块属扬子陆块西缘被动边缘的一部分，于晚古生代初期随着甘孜-理塘洋的打开而形成一个稳定微陆块；具有明显的二元结构，基底主要为变质结晶基底，盖层属古生界—三叠系地层（潘桂棠等，2001）。义敦岛弧带形成于甘孜-理塘古特提斯洋西向俯冲造山过程，主体形成于长期伸展减薄的陆壳之上，呈近南北向断续延伸500 余千米（图1b）。义敦岛弧南北呈现极其不同的构造样式和成岩成矿作用，前人将造成这种差异的原因归结为俯冲角度的不同，北部俯冲角度较陡，使得昌台弧处于张性环境并发育相应的侵入岩组合和VMS型铅锌银多金属矿床；南部俯冲角度较缓，使得格咱弧处于压性环境并发育斑岩体及斑岩型铜多金属矿床（侯增谦等，2003；李文昌等，2010，2013）。

义敦岛弧南段的香格里拉弧主要发育两期岩浆活动：（1）晚三叠世发育俯冲相关的玄武岩-安山岩系列、呈北西向展布的斑岩体，为I 型花岗岩，主要来源于地幔楔的部分熔融，同时有少量地壳物质的加入（王新松等，2015；张向飞等，2017，2018）。斑岩体中发育形成斑岩型多金属矿床，如典型的普朗超大型、雪鸡坪大型铜多金属矿床（图1c；Li et al.，2011），笔者研究团队在该区域首次评价和圈定了全球首个印支期斑岩型铜多金属矿带（李文昌等，2010，2013），具有重要科学和实践意义。（2）晚白垩世发育后碰撞伸展相关斑岩-花岗岩体，呈近南北向叠加于该区晚三叠世斑岩型带上，从南向北具有隐伏—半隐伏—出露特征（图1c）。岩体具有I型或S型花岗岩特征，主要来源于古老的中基性加厚下地壳的部分熔融（李文昌等，2011，2013；Deng et al.，2014；张向飞等，2017，2018）。岩体内多形成钼多金属矿床，如铜厂沟超大型钼多金属矿床、红山大型铜钼多金属矿床、休瓦促钨钼多金属矿床（图1c）。

2 矿床地质

休瓦促是与花岗岩相关的石英脉型钨钼矿床，位于香格里拉弧的北部，香格里拉市区20°方向约80公里处（图1b，c）。休瓦促矿区所在的侵入岩体出露面积达93.6km2，跨川滇两省，在云南香格里拉市出露面积42.5 km2，在四川稻城县香格里拉乡出露面积51.1 km2，为了统一称谓，本文将其命名为香格里拉复式岩体。香格里拉复式岩体由三期侵入岩体（印支期、燕山期和喜山期花岗岩体）直接接触产出，北西部位休瓦促矿区，北部为四川省拉则钼多金属矿区（图2a）。休瓦促矿区目前控制矿石量916 万吨，钨平均品位（WO3）0.26%，钼平均品位0.27%；拉则矿区目前控制钼矿资源量13.5 万吨，此外还有铅锌矿等，二者控制资源量已达大型矿床规模，具有超大型矿床找矿潜力。

休瓦促矿区主要出露三叠系上统喇嘛垭组和拉纳山组灰-黑色中—厚层状石英砂岩、板岩和片岩，具有浅海—滨海—陆相沉积特征（张向飞等，2016），沿北西向呈条带状展布（图2a，b）。休瓦促矿区由两期花岗岩体直接接触构成复式岩体，分别是矿区东部的晚三叠世岩体和西部的晚白垩世岩体，以及呈脉状分布于两期岩体内的细晶岩（图2b）。晚三叠世侵入岩主要为（似斑状）黑云母花岗岩，灰—深灰色，半自形粒状—似斑状结构，块状构造，主要由石英（20% ～25%）、碱性长石（约50%）、斜长石（10% ～15%）、黑云母（约5%）和榍石、磷灰石、锆石等副矿物组成，锆石U-Pb 年龄为220 ～200 Ma（图3a，b；余海军和李文昌，2016；刘学龙等，2016；张向飞等，2017）。晚白垩世侵入岩主要为二长花岗岩、花岗斑岩，灰—深灰色，半自形粒状—（似）斑状结构，块状构造，主要由石英（30%～35%）、钾长石（35% ～40%）、斜长石（25% ～30%）、黑云母（＜5%）和榍石、磷灰石、锆石等副矿物组成，锆石U-Pb年龄为88 ～73 Ma（图3c，d；杨岳清等，2002；侯增谦等，2003；李健康等，2007；余海军和李文昌，2016；刘学龙等，2016；张向飞等2017；陈莉等，2020）。细晶岩主要为花岗细晶岩，呈脉状广泛分布于复式岩体内，与矿体在时空分布上密切相关，灰—深灰色，它形微细粒状结构、显微文象结构，脉状构造。岩石主要由石英、钾长石、斜长石组成，锆石U-Pb年龄为77 ～80 Ma（图3e，f；Zhang et al.，2020）。

图2 香格里拉复式岩体（a），休瓦促钨钼矿区地质简图（b）和剖面简图（c）（张向飞等，2017修改）Fig. 2 Simplified geological maps of Shangri-La composite intrusion（a）and Xiuwacu deposit（b），and cross-section map of the Xiuwacu deposit（c）（modified from Zhang et al.，2017）

图3 休瓦促矿区岩体露头及镜下照片Fig.3 Field photographs and microphotographs of intrusions from the Xiuwacu deposit

香格里拉复式岩体位于松潘-甘孜褶皱系的中甸褶皱带，属次级东旺-巨甸褶皱束的翁水-贡岭复式向斜，呈北北西向展布，与区域构造线方向一致（图2a）。矿区主要发育两组不同走向的断层（图2b、c）：（1）北北西走向的左行走滑断层（F4）是休瓦促矿区的主断层，贯穿矿区南北，控制了矿区复式岩体空间分布和相互接触形态；（2）北西走向的断层（F1-F3）是矿区主要的控矿构造，呈近平行等距分布，控制了矿体的展布和形态。矿区节理裂隙构造发育，受断层长期活动和岩体多期侵位影响，在断层带附近的岩体内发育密集的节理裂隙系统），为含矿热液提供了理想的导矿通道和储矿空间。晚白垩世细晶岩呈脉状分布于复式岩体节理裂隙系统中，与W-Mo 矿体在时空上密切相关（图2b、c；Zhang et al.，2020）。

3 样品采集与分析方法

为了系统研究休瓦促复式岩体特征，本文采集了8 件东矿段黑云母花岗岩样品和3 件西矿段斑状二长花岗岩和花岗斑岩，用于全岩主微量元素、Sr-Nd-Pb同位素分析；对东矿段黑云母花岗岩样品XWEL-3 和西矿段花岗斑岩XWCR-1 开展LA-ICPMS锆石U-Pb定年；对东矿段样品XWEL-1、XWEL-3 和西矿段花岗斑岩XWCR-1、斑状二长花岗岩XWWR-1 开展锆石微量元素和Lu-Hf 同位素分析①数据资料可联系编辑部获取或访问http：／ ／cjyttsd2.ijoumals.cn／ch／reader／issue_browser.aspx。

3.1 锆石U-Pb 定年及微量元素、Lu-Hf 同位素分析

将新鲜岩石样品粉碎淘洗后，用电磁选和重液浮选法分选，镜下手选出无明显裂痕且晶形和透明度较好的锆石，将其均匀粘贴在环氧树脂表面，打磨抛光并露出近中心部位，进行反射光、透射光和阴极发光显微照相，进而选取没有包体和裂痕、且环带较好的锆石备用。锆石LA-ICP-MS U-Pb 定年及微量元素分析在西北大学大陆动力学实验室完成，测试分析在Agilient 7500a 型ICP-MS、德国Lambda Physik公司的ComPex 102 ArF 准分子激光器（193nm 深紫色Ar 激光器）和MicroLas 公司的Geo-Las 200M光学系统的联机上进行。激光剥蚀束斑直径30μm，采用单点剥蚀方式。以He作为剥蚀物质的载气，用美国国家技术研究院研制的人工合成硅酸盐玻璃标准物质NIST 610 进行仪器最佳化，测试中误差标准为1σ。ICP-MS 数据采集选用跳峰方式，每完成5 个测点加测标样1 次。数据处理采用Glitter 程序，锆石年龄计算以标准锆石91500为外标，微量元素分析仪NIST 610 为外标，29Si为内标进行校正（Horn et al.，2000；Ballard et al.，2001，2002；Košler et al.，2002）。锆石样品的谐和图及加权平均年龄计算、绘制均采用Isoplot 软件（Ludwig，2001）。

锆石Hf同位素测试在中国地质调查局天津地质调查中心完成。采用Nepture 多接收器电感耦合等离子质谱仪（MC-ICP-MS）和193nm 激光取样系统上进行，激光光束直径约45μm，在做过锆石LAICP-MS U-Pb激光剥蚀点周围或附件采用单点剥蚀方式进行，脉冲频率6 ～8Hz，用国际标样锆石91500作为外标（Wu et al.，2006）。

3.2 主微量元素和Sr-Nd-Pb同位素分析

全岩主量元素、微量元素和Sr-Nd-Pb 同位素分析均在核工业北京地质研究院分析测试研究生完成。将新鲜岩石样品碎至74μm（200 目），用于主量元素和微量元素测试：（1）主量元素，将约0.5 克样品粉末放入约5 克的LI2B4O7＋LiBO2溶液中，在1050 ～1250℃温度下融化，然后将融化后样品制成玻璃薄片，运用X 射线荧光质谱分析仪（XRF）分析，分析精度高于5%；（2）微量元素，将2mg左右全岩粉末至于Teflon烧瓶中，分别用HNO3和HF溶解后，再加入HClO4进一步溶解，蒸干后用5%的HNO3溶液将样品稀释，最好用Perkin-Elmer Sciex Elan 6000 等离子体质谱仪（ICP-MS）进行微量元素分析，分析过程中同时测定GBW 系列标样以检验外部重现性，分析误差小于2%（刘颖等，1996；Qi，et al. 2000；Zhang et al.，2002）。

Sr-Nd-Pb同位素利用Phoenix MAT 质谱仪测试，分馏校正分别采用86Sr／88Sr ＝ 0.1194 和146Nd／144Nd ＝0.7219，MC 标样143Nd／144Nd 测定值的平均值为0.511937 ±10（2σ）；BCR-1 标样143Nd／144Nd 平均值为0.512594 ±10（2σ）；BSN987 标样87Sr／86Sr平均值为0.710217 ±11（2σ）。Pb 同位素的NBS981 标样平均值分别为206Pd／204Pd ＝16.940 ±4；207Pd／204Pd ＝15.498 ±3；208Pd／204Pd ＝36.722 ±6（Guo et al.，2007）。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb年龄和微量元素

休瓦促矿区两件样品（西矿段花岗斑岩XWCR-1 和东矿段黑云母花岗岩XWEL-3）的锆石U-Pb 定年、微量元素和Hf同位素结果分别见附表1—3，锆石CL图像和U-Pb年龄协和图见图3。所有岩石样品锆石均呈长柱状或短柱状，半自形—自形晶，棱角分明，一般长100 ～300 μm，宽20 ～100μm，长宽比2∶1 ～5∶1，具有岩浆锆石特征（图4a-d；Hoskin and Black，2000）。锆石的原始176Hf／177Hf 比值和εHf（t）值均由U-Pb定年数据基础上计算而来。

黑云母花岗岩（XWEL-3、XWEL-1）中未发现继承性锆石，锆石Th 含量变化于485 ×10-6～6299 ×10-6，U含量变化于687 ×10-6～2149 ×10-6，Th／U介于0.27 ～2.93（平均0.92）。XWEL-3 中28 个测点的206Pb／238U年龄介于235.1 ～190.1 Ma，加权平均年龄为205.4 ±4.3 Ma（MSWD ＝1.6，n ＝28），与XWEL-1 的加权平均年龄211.7 ±2.6 Ma（MSWD ＝0.9，n ＝22；张向飞等，2017）在误差范围内一致。在锆石球粒陨石标准化稀土配分曲线上显示，从La到Lu元素含量呈现逐渐升高趋势，具有明显的正Ce异常和弱的Eu负异常（图5）。锆石Hf同位素组成变化较大，176Hf／177Hf 比值变化于0.282650 ～0.282763，εHf（t）值变化于0.0 ～3.9，二阶段模式年龄TDM2介于1.68 ～1.32 Ga（附表3）。

图5 休瓦促钨钼矿区XWEL-3 和XWCR-1 锆石球粒陨石标准化稀土元素配分曲线Fig.5 Chondrite-normalized rare earth element distribution patterns of samples XWEL-1 and XWCR-1 from the Xiuwacu WMo deposit

花岗斑岩（XWCR-1）中未发现继承性锆石，锆石Th含量变化于292 ×10-6～9773 ×10-6，U含量变化于439 ×10-6～5567 ×10-6，Th／U介于0.14 ～1.81（平均0.46）。XW CR-1 中28 个测点的206Pb／238U年龄介于91.3 ～73.1 Ma，加权平均年龄为80.2 ±1.5 Ma（MSWD ＝1.2，n ＝28），与XWWR-1 的加权平均年龄76.8 ±3.8 Ma（MSWD ＝2.2，n ＝15；张向飞等，2017）在误差范围内一致。在锆石球粒陨石标准化稀土配分曲线上显示，从La 到Lu 元素含量呈现逐渐升高趋势，具有明显的正Ce异常和弱的Eu负异常，与东矿段黑云母花岗岩较一致（图5）。锆石Hf同位素组成为176Hf／177Hf 比值变化于0.282487～0.282664，εHf（t）值变化于-8.4 ～-2.1，二阶段模式年龄TDM2介于2.35 ～1.78 Ga（附表3）。

4.2 主微量元素和Sr-Nd-Pb同位素

休瓦促矿区11 件样品的全岩主微量元素、4 件样品的Sr-Nd-Pb同位素分析结果见附表4。

东矿段8 件黑云母花岗岩SiO2含量变化于68.26% ～72.75%，平均70.70%，在TAS 图解中主要落入花岗岩范围，显示高硅特征（图6a）；在SiO2-K2O图解中，显示高钾钙碱性—钾玄岩系列特征（图6b）；ALK（Na2O ＋K2O）含量变化于7.36% ～8.73%，平均8.10%，K2O／Na2O 介于1.04 ～1.59（平均1.20），在Na2O-K2O图解中显示钾玄岩特征（图6c）；岩石 Al2O3含量变化于13.76% ～16.94%，平均14.39%，A／CNK 变化于1.23 ～1.50，平均1.38，在A／NK-A／CNK 图解中显示偏铝质特征（图6d）。稀土总量（ΣREE）变化于112×10-6～307 ×10-6，平均207 ×10-6，高于地壳岩浆岩平均值164 ×10-6。轻稀土（LREE）含量介于104 ×10-6～282 ×10-6，平均191 ×10-6；轻重稀土比值（LREE／HREE）变化于9.6 ～15.7 平均12.5。（La／Yb）N变化于8.6 ～20.4，平均14.0。球粒陨石标准化稀土元素配分曲线（图7a）具有总体右倾，LREE 富集，HREE相亏损，轻重稀土分异的特征。其Eu负异常较明显（δEu ＝0.35 ～1.13，平均0.62），δCe 平均0.87。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上（图7b）可见，岩石富集Rb、Nd、Sm等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、Zr、Hf、Ti等高场强元素，显示出弧岩浆岩的特征。岩石初始87Sr／86Sr 比值介于0.707248 ～0.708070，εNd（t）值介于-2.11 ～-1.18，平均-1.65，（87Sr／86Sr）i值是根据其加权平均年龄205.5Ma 计算的，岩石的铅同位素208Pb／204Pb、207Pb／204Pb 和206Pb／204Pb 值分别变化于39.027 ～39.082、15.634～15.731 和18.653 ～19.105。

图6 休瓦促钨钼矿区岩体主量元素TAS图解（据Maniar and Piccoli，1989；张向飞等，2017；Zhang et al.，2020，2021b修改）Fig. 6 TAS diagrams of intrusions in the Xiuwacu W-Mo deposit（after Maniar and Piccoli，1989；Zhang et al.，2017，2020，2021b）

图7 休瓦促钨钼矿区岩体主量元素哈克图解（据张向飞等，2017；Zhang et al.，2020，2021b修改）Fig. 7 Hark diagrams of the intrusion in the Xiuwacu WMo deposit

西矿段2 件斑状二长花岗岩SiO2含量变化于72.51% ～73.75%，1 件花岗斑岩SiO2含量为67.35%，在TAS图解中主要落入花岗岩范围，花岗斑岩落入石英二长岩区域（图6a）；在SiO2-K2O 图解中，显示高钾钙碱性-钾玄岩系列特征（图6b）；ALK（Na2O ＋K2O）含量变化于7.74% ～9.13%，平均8.46%，K2O／Na2O 介于1.20 ～1.37（平均1.28），在Na2O-K2O 图解中显示钾玄岩特征（图6c）；斑状二长花岗岩Al2O3含量变化于13.22% ～13.44%，花岗斑岩Al2O3含量略高，为14.33%。在A／NK-A／CNK图解中显示偏铝质特征（图6d）。稀土总量（ΣREE）变化于229 ×10-6～241 ×10-6，平均234 ×10-6，高于地壳岩浆岩平均值164 ×10-6。轻稀土（LREE）含量介于213 ×10-6～224 ×10-6，平均218 ×10-6；轻重稀土比值（LREE／HREE）变化于12.7 ～14.3 平均13.4。（La／Yb）N变化于14.0 ～19.2，平均16.0。球粒陨石标准化稀土元素配分曲线（图7a）具有总体右倾，LREE 富集，HREE 亏损，轻重稀土分异更明显的特征。其Eu 负异常更明显（δEu ＝0.36 ～0.65，平均0.49），δCe平均0.84。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上（图7b）可见，岩石富集Rb、Nd、Sm、U等大离子亲石元素，亏损Nb、Ba、Sr、Ti等高场强元素。岩石初始87Sr／86Sr比值介于0.713559 ～0.709987，εNd（t）值介于- 8.09 ～-5.14，（87Sr／86Sr）i值是根据其加权平均年龄80.2 Ma计算的，岩石的铅同位素208Pb／204Pb、207Pb／204Pb和206Pb／204Pb 值分别变化于39.129 ～39.815、15.717 ～15.752 和18.745 ～19.695。

5 讨论

5.1 岩石成因

东矿段晚三叠世黑云母花岗岩偏铝质特征，地壳深度物质分离结晶作用形成的熔体具有过铝质特征（图6；Nandedkar et al.，2014）。岩石具有高硅含量（SiO2＝68.26% ～72.75%），且在Hark 图解中，TiO2、Al2O3、MgO、Fe2O3、CaO、P2O5与SiO2均呈负相关（图8），指示母岩浆经历了一定程度的结晶分异作用。研究表明随着结晶分异作用的进行，锆石中Yb／Gd值与Hf 含量成正比，而Th／U 值与Hf含量成反比（Claiborne et al.，2010），休瓦促矿区黑云母花岗岩具有这种特征（图9），表明结晶分异作用在岩浆演化过程中起了主要作用。锆石中La／Sm值与La含量正相关趋势不明显，表明部分熔融作用并未起主导作用。锆石Hf含量变化较大，表明岩浆演化处于一个相对开放的系统中（Kemp et al.，2007）。此外，全岩Sr-Nd同位素组成集中于正负值之间（图10），指示其并非单一的地壳来源，具有壳幔混源特征。野外地质观察发现，黑云母花岗岩中镁铁质暗色包体并非围岩地层的捕虏体，主要是微晶闪长岩（张向飞，2018），表明岩浆同化作用不发育。因此，休瓦促东矿段黑云母花岗岩主要形成于甘孜-理塘古特提斯洋西向俯冲背景下的结晶分异过程。

图8 休瓦促钨钼矿区稀土元素球粒陨石标准化（a）和微量元素原始地幔标准化图（b）（据张向飞等，2017；Zhang et al.，2020，2021b修改）Fig. 8 Chondrite-normalized rare earth element distribution patterns（a）and primitive mantle-normalized trace element concentrations（b）in the Xiuwacu W-Mo deposit（modified from Zhang et al.，2017，2020，2021b）

图9 休瓦促钨钼矿区锆石Hf含量与Ti温度（a）、铕异常（b）、Th／U比值和Yb／Gd比值图解（据Zhang et al.，2020，2021a，b修改）Fig.9 Diagrams of zircon Hf concentrations vs. Ti-in-zircon temperatures（a），Eu／Eu*（b），Th／U ratios（c）and Yb／Gd（d）in the Xiuwacu W-Mo deposit（modified from Zhang et al.，2020，2021a，b）

图10 休瓦促钨钼矿区Sr-Nd-Pb同位素判别图Fig.10 Discriminant diagrams of Sr-Nd-Pb isotope in the Xiuwacu W-Mo deposit

西矿段晚白垩世二长花岗岩、花岗斑岩、细晶岩具有与黑云母花岗岩相似的地球化学特征，显示偏铝质特征，部分细晶岩具有过铝质特征（图6），Hark图解中，TiO2、Al2O3、MgO、Fe2O3、CaO、P2O5与SiO2均呈负相关（图8），锆石Yb／Gd 值与Hf 含量成正比，而Th／U值与Hf含量成反比（图9），La／Sm值与La含量正相关趋势不明显，表明结晶分异作用在岩浆演化过程中起主要作用。锆石Hf含量变化较小，表明岩浆演化过程并非在开放系统中（Kemp et al.，2007）。此外，全岩Sr-Nd同位素组成分散且主要呈负值（图10），指示其主要来源于不均一的地壳物质，可能受幔源物质影响。野外地质和室内镜下观察发现，二长花岗岩中暗色包体也主要为微晶闪长岩（张向飞，2018），表明岩浆在分异结晶过程中同化混染作用不发育。结合区域地质背景，休瓦促西矿段侵入岩体主要形成于后碰撞造山阶段的岩浆结晶分异过程。

5.2 岩浆来源

如前所述，休瓦促矿区侵入体均主要形成于岩浆分离结晶作用，但形成时间和构造背景却截然不同。

东矿段黑云母花岗岩具有较高的SiO2含量，Sr-Nd-Pb-Hf 同位素组成见附表3、4（87Sr／86Sr ＝0.707248 ～0.708070，εNd（t）＝-2.11 ～-1.18，εHf（t）＝0.0 ～3.9），与义敦地体南段具有地幔成分的晚三叠世斑岩体相似（图10、图11）。锆石Ti 温度主要位于624 ～787℃（平均692℃），少量可达1040～1200℃，锆石氧逸度（fO2）＝-22.8 ～-6.8（图12），少量为正值（5.1 ～6.7），这与俯冲环境的开放系统一致。岩石中的Rb／Sr（0.20 ～2.41）和Rb／Ba（0.16 ～1.16）值变化较大，不同于镁铁质岩石部分熔融的来源特征（Chappell and White，1974）。岩石具有高分异I 型花岗岩特征（图13；Wang et al.，2014a，b；张向飞等，2017；Zhang et al.，2020），I 型花岗岩的形成机制主要为三种：（1）幔源岩浆的分离结晶，向上运移过程中同化（或未同化）壳源物质（Chiaradia，2009）；（2）上地壳沉积岩部分熔融形成岩浆与幔源岩浆混合（Kemp et al.，2007）；（3）深成火成岩重熔，有（或无）幔源岩浆的加入（Griffin et al.，2002；Yang et al.，2017）。锆石Hf二阶段模式年龄（TDM2＝1.68 ～1.32 Ga；附表3），黑云母花岗岩体显示中—古元古代模式年龄，对应于扬子西缘陆壳显著生长时期（1.8 ～1.5 Ga；Greentree and Li，2008；Zhao et al.，2010）。研究已揭示扬子西缘与义敦地体之间具有亲缘关系（李文昌等，2010，2011；Reid et al.，2007；Peng et al.，2014），因此休瓦促黑云母花岗岩的原岩可能为扬子西缘角闪岩。选取亏损地幔和俯冲沉积物作为端元进行物源模拟，显示黑云母花岗岩样品集中分布于亏损地幔一侧，俯冲沉积物成分约占8% ～16%（图10c，图14a），主要来源于幔源物质的分离结晶，向上运移过程中同化了部分壳源物质。

图11 休瓦促钨钼矿区锆石Hf同位素图解Fig.11 Zircon Hf isotopic diagram in the Xiuwacu WMo deposit

图12 休瓦促钨钼矿区岩体氧逸度判别图（MH—磁铁矿-赤铁矿缓冲性；FMQ—铁橄榄石-磁铁矿-石英缓冲性；IW—自然铁-方铁矿缓冲线）Fig. 12 Diagram of intrusions oxygen fugacity in the Xiuwacu W-Mo deposit

西矿段细晶岩→二长花岗岩→花岗斑岩，SiO2含量具有降低趋势，而Al2O3、Fe2O3T、MgO、CaO、TiO2、P2O5具有上升趋势（附表4，图7），二长花岗岩微量和稀土元素也具有处于细晶岩和花岗斑岩之间的特征（附表4，图8）。Sr-Nd-Pb 同位素组成变化较大（87Sr／86Sr ＝0.709987 ～0.713559，εNd（t）＝-8.59 ～-5.14；图10a，b），可能与岩浆演化过程中同化作用相关。目前已在二长花岗岩中发现有219Ma年龄的继承性锆石（张向飞等，2017），表明该区晚白垩世岩浆来源可能有晚三叠世岩浆活动的贡献。Hf同位素相对集中，与主要来源于下地壳物质的义敦地体南段晚白垩世斑岩体类似（二长花岗岩εHf（t）＝-0.4 ～-8.0，花岗斑岩εHf（t）＝-8.4 ～-2.1，细晶岩εHf（t）＝-3.3 ～-5.3；图10；Zhang et al.，2020）。锆石Ti 温度少量高于1000℃者（可能为继承性锆石），主要集中于624 ～866℃（二长花岗岩624 ～849℃，平均695℃；花岗斑岩641 ～866℃，平均713℃；细晶岩岩639 ～799℃，平均700℃；附表2；张向飞等，2017；Zhang et al.，2020），锆石氧逸度呈较为一致的负值，且明显低于晚三叠世花岗岩体的氧逸度（二长花岗岩（fO2）＝-32.4 ～ - 8.2，平均-23.4；花岗斑岩（fO2）＝-30.2 ～-3.2，平均-20.8；细晶岩（fO2）＝-33.2～-8.9，平均-25.3；图12；附表2），表明晚白垩世二长花岗岩、花岗斑岩和细晶岩具有相同的物质来源，且二长花岗岩与细晶岩具有更加接近的氧逸度、锆石Ti温度和εHf（t）值。相同来源的岩浆在较浅部快速形成花岗斑岩，而在较深部缓慢结晶形成二长花岗岩，岩浆期后热液在更大范围内运移（跨东、西矿段）并在有利部位形成细晶岩脉（Zhang et al.，2020）。由于钨、钼等金属元素在岩浆结晶分异过程中倾向于进入熔体相，因此休瓦促矿区石英脉型钨钼矿体与细晶岩脉密切共生，矿体为细晶岩母岩浆再次结晶分异后的产物（Zhang et al.，2020）。岩石中变化较大的Rb／Sr（0.75 ～21.37）和Rb／Ba（0.40 ～5.88），明显不同于扬子西缘下地壳物质来源（Xiao et al.，2007），而与义敦地体下地壳物质来源相似的特征（Meng，2013；Wang et al.，2014a）。岩石具有高分异I型花岗岩特征（图13；Wang et al.，2014a，b；张向飞等，2017；Zhang et al.，2020）。锆石Hf二阶段模式年龄较为一致（TDM2＝2.36 ～1.62 Ga，平均2.01Ga；附表3），显示古元古代模式年龄。选取班公湖-怒江洋MORB，及扬子西缘角闪岩（下地壳）和松潘-甘孜沉积岩（上地壳）作为端元进行物源模拟，显示休瓦促矿区晚白垩世岩体主要由古老下地壳物质组成，并在源区受少量幔源物质影响，而在运移过程中可能受到围岩同化混染作用影响（图10c，图14b）。

图13 休瓦促钨钼矿区（Zr ＋Nb ＋Ce ＋Y）-（Na2O ＋K2O）／CaO（a）、SiO2-P2O5（b）、Rb-Y（c）和Rb-Th（d）图解Fig. 13 Diagrams of（Zr ＋Nb ＋Ce ＋Y）-（Na2O ＋K2O）／CaO（a）、SiO2-P2O5（b）、Rb-Y（c）and Rb-Th（d）

5.3 岩体时空格架及构造意义

休瓦促东矿段黑云母花岗岩XWEL-3 的结晶年龄为205.4 ±4.3 Ma（MSWD ＝1.6，n ＝28），与前人在该矿区获得220 ～200Ma 的年龄范围一致（图3，附表5；刘学龙等，2016；余海军和李文昌，2016；张向飞等2017；Yan et al.，2020）。西矿段花岗斑岩XWCR-1 的年龄为80.2 ±1.5 Ma（MSWD ＝1.2，n ＝28），与前人在该矿区获得二长花岗岩、细晶岩和辉钼矿的年龄（88 ～75Ma；图3，附表5；刘学龙等，2016；余海军和李文昌，2016；张向飞等2017；江小均等，2019；Zhang et al.，2020）一致。跨越近13～20My的花岗岩体锆石年龄，指示该地区曾经在两个时期都存在一个较长岩浆活动过程。区域研究显示，较早的锆石U-Pb 年龄可以代表锆石最早从岩浆中结晶的时限（Watson and Harrison，1983），已获得义敦地体中较老的花岗岩体锆石年龄（260 ～230Ma），指示花岗岩体的母岩浆在260Ma就已经形成；而义敦地体在晚三叠世的岩浆锆石年龄集中于230 ～210 Ma（He et al.，2013；Peng et al.，2014；Wu et al.，2017），表明峰期岩浆结晶和侵位的时间开始于230Ma左右（Deschamps et al.，2017）。义敦地体南段晚白垩世岩浆活动集中于88 ～75 Ma，峰值集中于85 ～80Ma（如铜厂沟、东炉房、红山、亚杂、休瓦促矿区；图3，附表5；Meng et al.，2013；Wang et al.，2014a，b；张向飞，2018；Zhang et al.，2021a，b），表明这一期花岗岩体的母岩浆在90Ma 前后已经形成，而在85 ～80Ma 开始进入岩浆集中结晶和侵位的阶段。

表5 休瓦促矿区岩体年龄统计表Table 5 The statistical table of ages for the Xiuwacu composite intrusion

休瓦促矿区不同时期形成的花岗岩体主要受不同的构造背景、物质来源及岩浆演化过程控制。前人研究表明，义敦地体形成于甘孜-理塘洋在260 ～200Ma向西俯冲过程，由于南北俯冲角度不同，导致义敦地体北段以张性为主，而南段以压性为主，并最终造成南北段所形成矿床类型的巨大差异（侯增谦等，2003；李文昌等，2010，2013；Wu et al.，2017）。黑云母花岗岩具有与义敦地体南段晚三叠世斑岩极为相似的地球化学特征（张向飞，2018），具备形成斑岩铜矿的条件，然而在勘查实践中并未找到具有工业价值的斑岩铜矿体，Zhang et al.（2021a）等通过研究该区矿床变化与保存，认为浅部形成的斑岩铜矿体可能已被剥蚀破坏（Zhang et al.，2021a）。晚白垩世，处于后碰撞伸展环境的义敦地体南段区域，发育板内伸展环境的岩浆活动，其驱动构造机制主要有两种：（1）班公湖-怒江中特提斯洋闭合后，羌塘地块与拉萨地块的后碰撞或碰撞后伸展作用（Wang et al.，2014a，b）；（2）与雅鲁藏布江新特提斯洋的俯冲、下地壳加厚作用相关（江小均等，2019；Zhang et al.，2020）。两种观点之间存在争论，后者主要根据休瓦促矿区含矿石英脉与区域构造线之间的对比，及与同时期怒江-潞西缝合带花岗岩的对比而提出。然而，随着近年来区域构造新现象的发现和深入分析，有可能上述两种观点为同一构造事件（特提斯域演化）在不同区域的具体响应形式（任飞等，2021；Jin et al.，2020），而休瓦促矿区含矿石英脉的构造线可能在青藏高原东缘新生代以来的构造活动中被改造和扭转（Zhang et al.，2021a）。晚白垩世岩浆活动与钼-铜矿化密切相关，目前已发现多个具有工业价值的钼多金属矿床，如休瓦促、亚杂、红山、东炉房和铜厂沟等（He et al.，2018；Zhang et al.，2021b），近年来在这些矿床中又发现不同程度的钨矿化，具有较大的寻找钨矿潜力，这与该区域后碰撞阶段区域伸展构造背景相关（Zhang et al.，2021b）。休瓦促矿区两期岩体的演化模型见图14。

图14 休瓦促钨钼矿区复式岩体构造背景及岩浆演化模式图Fig. 14 Model showing tectonic background and magmatic evolution of the composite intrusion in the Xiuwacu W-Mo deposit

6 结论

（1）休瓦促矿区东矿段黑云母花岗岩年龄为205.4 ±4.3 Ma；西矿段花岗斑岩年龄为80.2 ±1.5 Ma，结合已有测年数据，厘定了休瓦促矿区内复式岩体的时空格架。

（2）晚三叠世花岗岩体主要来源于甘孜-理塘洋西向俯冲过程中的亏损地幔物质，同时有少量俯冲洋壳物质贡献，并在相对开放的系统中通过结晶分异作用形成；晚白垩世二长花岗岩、花岗斑岩和细晶岩具有共同的物质来源，主要源于古老下地壳物质，同时有少量早期俯冲过程形成物质的贡献，岩性的差异取决于岩浆侵位的深度及岩浆在相对封闭系统中结晶分异和同化混染作用的控制。

（3）休瓦促复式岩体是对不同时期区域构造的典型响应结果，对揭示区域构造和成矿事件具有重要指示意义。

致谢：野外地质工作得到香格里拉县格咱雪域开发有限责任公司的大力支持和帮助；两位匿名审稿人提出了宝贵意见和建议。特此表示衷心感谢！

责任编辑：黄春梅