滇西北红牛—红山铜矿床斑岩锆石U-Pb年龄、Hf同位素及地球化学特征

周杰虎,陶兴雄,刘学龙,李守奎,周云满,魏志毅,曹振梁,李方兰,陆波德,刘雪

1) 昆明理工大学国土资源工程学院,昆明,650093; 2) 云南黄金矿业集团股份有限公司,昆明,650299;3) 云南省地质矿产勘查院,昆明,650051

内容提要:滇西北格咱铜多金属矿集区是西南三江特提斯构造域重要的Cu—Mo多金属成矿带之一,燕山期伴随着构造—岩浆—热液作用形成了一系列的斑岩—矽卡岩型Cu(Mo)多金属矿床。其中红牛—红山铜矿床是区内代表性矿床。笔者等在系统的野外工作基础上对红牛—红山铜矿花岗斑岩—石英二长斑岩复式岩体进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb定年、岩石地球化学和锆石Lu—Hf 同位素分析。结果表明,斑岩富硅(SiO2 =59.19%～72.20%)、富碱(K2O+Na2O=6.65%～12.33%),具有较高的稀土元素含量(ΣREE=163×10-6～588×10-6,平均值为272×10-6),轻重稀土元素分馏程度较高(LREE/HREE=17.2～31.7),负铕异常(δEu=0.64～0.84),相对富集Rb、Th、U、K等大离子亲石元素(LILE),而相对亏损Nb、Ti、Ta、P等高场强元素(HFSE),为一套准铝质—过铝质的高钾钙碱性—钾玄岩系列高分异I型花岗岩,有向A型花岗岩演化趋势,具高锶低钇特征。3件花岗斑岩样品锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄分别为80.11±0.63 Ma、76.59±0.53 Ma、76.49±0.63 Ma,2件石英二长斑岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄为77.27±0.70 Ma、76.99±0.75 Ma,均属于燕山晚期。锆石εHf(t)值为-10.3～-4.6,两阶段模式年龄TDM2为1.277～1.582 Ga,峰值为1.35～1.40 Ga,揭示了红牛—红山花岗斑岩—石英二长斑岩源于中元古代地壳基底的深熔作用。综合认为红牛—红山花岗斑岩—石英二长斑岩的形成与早期形成的印支期格咱岛弧加厚地壳部分熔融密切相关。

滇西北格咱铜多金属矿集区位于“三江”义敦岛弧带南段(李文昌等,2013;刘学龙等,2013),是三江地区重要的多金属富集地带之一,经历了印支期、燕山晚期和喜马拉雅期的多次构造运动,形成了现今的构造格架(侯增谦等,2004)。前人根据区内岩性特征、时空分布以及岩石地球化学特征等将格咱铜多金属矿集区划分为东、西斑岩带以及蜀都蛇绿混杂岩带(曾普胜等,2003),红牛—红山铜矿床位于格咱铜多金属矿集区东斑岩成矿带。

红牛—红山矿床为一与晚白垩世中酸性侵入体有关的典型的斑岩—矽卡岩型铜矿床(彭惠娟等,2012),对该矿床的精细解剖,不仅可以丰富斑岩—矽卡岩成矿系统的成矿理论研究,更有利于在义敦岛弧带内寻找新的铜矿床。已有的研究表明矿区内具有印支期和燕山期矿化叠加(李文昌等,2013;彭惠娟等,2014),近年来,深部揭露出隐伏的Cu、Mo矿化石英二长斑岩和花岗斑岩,但形成时代一直存在不同认识。前人对区内含矿斑岩体进行了许多年代学研究,王新松等(2011)获得了红山花岗斑岩锆石U-Pb年龄为81.1±0.5 Ma;黄肖潇等(2012)获得了红山石英闪长玢岩结晶年龄为216.1±3.2 Ma、花岗斑岩结晶年龄为75.8±1.3 Ma;彭惠娟(2014)获得红牛矿段两处闪长玢岩的形成年龄为201.1±0.7 Ma和198.9±0.5 Ma、石英二长斑岩的形成年龄为77.2±0.2 Ma;王鹏(2016)获得了红山—红牛石英二长斑岩的形成年龄为78.8～80.7 Ma。前人研究结果显示红牛—红山铜钼矿床显然有两期岩浆活动,即印支期和燕山晚期,前人多将红牛矿区、红山矿区侵入岩事件看作独立的岩浆活动。印支期发育有与石英二长斑岩有关的矽卡岩及矽卡岩型铜多金属成矿系统;燕山期发育斑岩型 Cu—Mo—Pb—Zn成矿系统。印支期典型矿体主要为与石榴子石矽卡岩伴生的含铜磁铁矿体、磁黄铁矿体,在斑岩中不发育。而在燕山期成矿元素主要赋存于斑岩体中,斑岩与成矿更为密切。笔者等在详细的野外地质工作基础上,结合前人研究成果,以红牛—红山铜钼矿床侵入岩体为研究对象,开展了LA-ICP-MS锆石U-Pb定年、全岩主微量地球化学测试和锆石Lu—Hf同位素分析,精确厘定了其形成时代,分析了其成因与岩浆来源,探讨了其形成时的构造环境,为进一步研究矿区侵入岩与成矿的关系提供证据。

1 区域地质背景及样品特征

红牛—红山铜钼矿床位于滇西北格咱铜多金属矿集区中部,地处扬子陆块西南缘的义敦岛弧带南段(图1),属于德格—乡城铜铅锌银多金属成矿带,该区域构造活动强烈,地质特征与构造演化之间有重要联系(李文昌等,2015)。向西以德格—乡城深大断裂为界与中咱陆块相邻,向南延伸至丽江,向北延伸至德格以北,在东部和南部以甘孜—理塘缝合带为界与扬子地块相隔(杨岳清等,2002;曾普胜等,2003;侯增谦等,2004)。格咱岛弧是晚三叠世甘孜—理塘洋壳向西俯冲所产生的。由于南、北段俯冲角度的不同,北段昌台弧大量发育双峰式火山岩,而南段的格咱岛弧形成压性为主的构造背景,发育了一系列钙碱性火山岩和浅成—超浅成侵入岩(李文昌等,2013)。该地区经历了印支期洋壳俯冲造山阶段、燕山期弧—陆碰撞阶段以及喜马拉雅期陆内走滑阶段(侯增谦等,2004),与之对应发育了3期岩浆侵入事件,分别是在印支期岛弧型中酸性岩浆侵入(237～206 Ma)、燕山期花岗岩浆侵入(135～73 Ma)、喜马拉雅期正长(斑)岩—二长(斑)岩岩浆侵入(65～15 Ma)(黄肖潇等,2012)。

红牛—红山斑岩—矽卡岩型Cu—Mo矿床是西南三江地区复合成矿作用的典型代表之一,红山和红牛两个矿段经多年来的地质勘查探明资源储量超100 Mt(周云满等,2020),矿区位于香格里拉县城北东方向约40 km。矿区出露的地层为上三叠统曲嘎寺组二段(T3q2)变质砂岩、板岩夹大理岩、火山碎屑岩等,以及曲嘎寺组三段(T3q3)灰岩、板岩、大理岩、变质砂岩等。矿区位于北西—南东向展布的红山复背斜西翼,构造主要以北北西向断裂为主。岩浆岩出露相对较少,主要为闪长玢岩和石英二长斑岩,以往研究的岩浆岩样品大多来源于地表出露的小岩枝,随着深部勘查工作的开展,在矿区深部揭露到了大量花岗质岩体,但整体岩性特征有区别,深部揭露到的岩体有石英二长斑岩、花岗斑岩等,二者均是矿区主要成矿地质体。

笔者等本次所研究的侵入岩样品均采自格咱铜多金属矿集区红牛—红山Cu—Mo矿区(图2)。通过野外调查发现,矿区内花岗斑岩主要见于红山矿段深部,为隐伏岩体,侵位于地表之下约1000 m,笔者等此次研究的花岗斑岩样品HN21-78、HN21-80、HN21-98、HN21-105分别采自HZK17-12钻孔1026.7 m、1050.0 m、1473.2 m、1492.4 m位置,HS-326、HS-327、HS-331、HS-334、HS-336-2、HS-340分别采自HZK0906钻孔930 m、931 m、955 m、990 m、1015 m、1037 m位置,HSB-03采自ZK0901钻孔827 m位置。花岗斑岩呈灰白色、淡红色,似斑状结构,斑晶主要为钾长石(25%)、斜长石(20%)、黑云母(10%)及少量石英(5%)和角闪石(5%),钾长石显示巨晶结构,粒度1～3 cm,斜长石斑晶具有环带结构,黑云母斑晶围绕斜长石斑晶生长,石英斑晶具有浑圆状、港湾状溶蚀表面;基质为半自形结构,由斜长石、黑云母、钾长石、石英及少量角闪石组成,随着深度加深,基质粒度变粗,呈自形结构。岩石具有钾化、泥化、绢云母化等,钾化主要发育于深部、泥化及绢云母化叠加于钾化上,且主要见于岩体上部(图3 a、b、e、f)。石英二长斑岩主要见于地表及红牛铜矿南部钻孔中,呈岩枝产出,样品HN-1采自4047中段12CD1巷道,HN21-147、HN21-149分别采自红牛矿区地表D0005点位(N28°7′24″,E99°53′11″,H约4195 m)、D0006点位(N28°7′30″,E99°53′,H约4205.3 m),HN21-150、HN21-151分别采自15ZK52钻孔1070.8 m、1085.0 m位置。石英二长斑岩呈浅灰色,斑状结构,斑晶主要为斜长石(20%)、钾长石(16%)、石英(8%)、黑云母(2%)、角闪石(1%)等组成,斜长石斑晶呈半自形—自形板状,双晶与环带构造发育,具轻微—中等程度绢云母化,不均匀分布;钾长石斑晶呈半自形—他形板状,较大颗粒内包裹若干板状斜长石小晶体,不均匀分布;石英斑晶呈半自形—他形粒状,部分呈熔蚀状,不均匀分布;角闪石斑晶呈半自形柱状,浅绿色,具轻微—中等程度绿泥石化;黑云母斑晶呈半自形鳞片状,基质由斜长石、钾长石、石英、黑云母、角闪石等组成,具细微粒结构,岩石具稀疏浸染状磁黄铁矿化、黄铁矿化、黄铜矿化等(图3c、d、g、h)。

图2 滇西北红牛—红山铜矿地质简图(据周云满等,2020修改)Fig.2 Geological sketch of the Hongniu—Hongshan copper deposit (modified after Zhou Yunnman et al., 2020&)

图3 红牛—红山复式岩体宏观及显微构造特征: (a)、(b)、(e)、(f)花岗斑岩;(c)、(d)、(g)、(h)石英二长斑岩Fig.3 Macroscopic and microtectonic characteristics of the Hongniu—Hongshan complex pluton: (a), (b), (e), (f) granite porphyry; (c), (d), (g), (h) quartz dioriteQ—石英; Pl—斜长石; Kf—钾长石; Bi—黑云母; Aml —角闪石 Q—quartz; Pl—plagioclase; Kf—K-feldspar; Bi—biotite; Aml—Amphibole

2 样品处理及分析方法

笔者等对采自红牛—红山铜钼矿床的5件样品进行LA-ICP-MS锆石 U-Pb定年测试,13件样品进行岩石地球化学分析。

2.1 全岩主、微量元素

样品的主量元素、微量元素和稀土元素测试分析均由广州澳实分析检测有限公司完成。在野外地质工作的基础上,选择未蚀变(或蚀变较弱)的样品。化学测试方法及流程如下:主量元素除FeO采用重铬酸钾容量法以外,其他元素均采用X荧光光谱法,检测方法相对误差低于5%。微量元素和稀土元素使用HF—HNO3—HCl—H2SO4对0.2 g样品粉末进行溶解,采用ICP-MS测试;当元素质量分数大于10×10-6时,相对误差低于5%;当质量分数小于10×10-6时,相对误差低于10%。相关分析方法和程序参见Chen Jianlin, et al., 2010。

2.2 锆石U-Pb年龄

选取的锆石在武汉上谱分析科技有限责任公司利用LA-ICP-MS方法进行U-Pb定年。详细的仪器参数和分析流程见Zong Keqing et al., 2017。GeolasPro激光剥蚀系统由COMPexPro 102 ArF 193 nm准分子激光器和MicroLas光学系统组成,ICP-MS型号为Agilent 7700e。本次分析的激光束斑和频率分别为32 μm和5 Hz。U-Pb同位素定年和微量元素含量处理中采用锆石标准91500和玻璃标准物质NIST610作外标分别进行同位素和微量元素分馏校正。对分析数据的离线处理采用软件ICPMSDataCal(Liu Yongsheng et al., 2008, 2010)完成。锆石样品的U-Pb年龄谐和图绘制和年龄加权平均计算采用Isoplot(Ludwig, 2003)完成。

2.3 锆石Lu—Hf同位素

原位微区锆石Hf同位素比值测试在武汉上谱分析科技有限责任公司利用激光剥蚀多接收杯等离子体质谱(LA-MC-ICP-MS)完成。在锆石U-Pb 测年的基础上,选择谐和度较好的年龄点,在与年龄点环带趋势一致的微区圈定Hf同位素点位。激光剥蚀系统为Geolas HD (Coherent, 德国), MC-ICP-MS为Neptune Plus(Thermo Fisher Scientific, 德国)。采用单点剥蚀模式,斑束固定为44 μm。详细仪器操作条件和分析方法可参照Hu zhaochu et al., 2012。分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、同位素质量分馏校正)采用软件ICPMSDataCal(Liu Yongsheng et al., 2010)完成。

3 测试结果

3.1 岩石地球化学特征

3.1.1岩石主量元素特征

本次工作选择了13件新鲜样品进行分析,其中花岗斑岩样品9件,石英二长斑岩样品4件。分析结果见表1,岩石样品的烧失量(LOI)变化范围较为稳定,为0.93～3.09(HS-327花岗斑岩样品除外,LOI值为4.04)。

表 1 滇西北红牛—红山复式岩体样品主量(%)、微量和稀土(×10-6)元素分析结果Table 1 Major elements (%), trace elements and rare earth elements (×10-6) analysis data of the Hongniu—Hongshan copper deposit complex pluton in northwestern Yunnan

样品号HN21-80HN21-105HS-326HS-327HS-331HS-334HS-336-2HS-340HSB-03HN21-147HN21-149HN21-150HN21-151岩性花岗斑岩石英二长斑岩(La/Yb)N36.035.133.446.142.650.741.637.131.525.539.459.569.7δEu0.640.700.690.650.750.810.820.740.650.650.770.830.84δCe1.041.020.880.910.930.900.950.911.001.010.980.940.94

红牛—红山复式岩体SiO2含量介于59.19%～72.20%,属中酸性岩范畴。其中,花岗斑岩样品SiO2平均含量69.26%,全碱质量分数(K2O+Na2O)平均值为8.29%,在TAS图解中样品点主要落在花岗闪长岩和花岗岩区域(图4);在SiO2—K2O图解中,样品均落入高钾钙碱性—钾玄岩系列(图5a);样品Al2O3含量为11.84%～14.29%,平均为13.34%,铝饱和指数A/CNK为0.76～1.13,平均值0.97,属于偏铝质岩—过铝质岩,在A/CNK—A/NK图解中样品点落入准铝质—过铝质区域(图5b),分异指数(DI)平均为84.18。石英二长斑岩样品SiO2平均含量64.74%,全碱质量分数(K2O+Na2O)平均值为9.47%,在TAS图解中样品点主要落在石英二长岩区域(图4);在SiO2—K2O图解中,样品均落入高钾钙碱性—钾玄岩系列(图5a),样品Al2O3含量为13.99%～16.36%,平均为15.06%,铝饱和指数A/CNK为0.73～0.98,平均值0.86,属于偏铝质岩,在A/CNK—A/NK图解中样品点落入准铝质区域(图5b),分异指数(DI)平均为81.87。在部分主量元素(Al2O3、P2O5等)与SiO2含量关系图中(图5c、d),可以看出石英二长斑岩中Al2O3、P2O5与SiO2含量呈明显负相关,而花岗斑岩中Al2O3、P2O5与SiO2含量变化关系不大,无明显线性关系。

图4 滇西北红牛—红山复式岩体TAS图解(底图据Middlemost, 1994)Fig.4 TAS diagram of the Hongniu—Hongshan complex pluton in northwestern Yunnan (after Middlemost, 1994)Ir—Irvine分界线,上方为碱性,下方为亚碱性。1—橄榄辉长岩;2a—碱性辉长岩;2b—亚碱性辉长岩;3—辉长闪长岩;4—闪长岩;5—花岗闪长岩;6—花岗岩;7—硅英岩;8—二长辉长岩;9—二长闪长岩;10—二长岩;11—石英二长岩;12—正长岩;13—副长石辉长岩;14—副长石二长闪长岩;15—副长石二长正长岩;16—副长正长岩;17—副长深成岩;18—霓方钠岩/磷霞岩/粗白榴岩Ir—Irvine boundary, alkaline above, subalkaline below. 1—Peridotgaooro; 2a—alkali gabbro; 2b—subalkaline gabbro; 3—gabbroic diorite; 4—diorite; 5—granodiorite; 6—granite; 7—quartzolite; 8—monzogabbro; 9—monzodiorite; 10—monzonite; 11—quartz monzonite; 12—syenite; 13—foidgarrbo; 14—foidmonzodiorite; 15—foidmonzosyenite; 16—foidsyenite; 17—foidolite; 18—tawile/urtite/italite

图5 滇西北红牛—红山复式岩体SiO2—K2O图解(a)(底图据Pearce et al., 1984)、A/CNK—A/NK图解(b)(底图据Maniar and Piccoli, 1989)、SiO2—Al2O3图解(c)、SiO2—P2O5图解(d)Fig.5 SiO2—K2O diagram (a) (Base map after Pearce et al., 1984), A/CNK—A/NK diagram (b) (Base map after Maniar and Piccoli, 1989), SiO2—Al2O3 diagram (c), SiO2—P2O5 diagram (d) of the Hongniu—Hongshan complex pluton, northwestern Yunnan

3.1.2岩石微量元素特征

测试结果显示,红牛—红山复式岩体13件样品具有较为一致的稀土元素配分曲线(图6a),呈轻稀土元素相对富集,重稀土元素相对亏损的右倾模式,并且元素配分型式为轻稀土元素逐渐降低,重稀土元素则趋近于水平。所有样品均具有较高的稀土元素含量,ΣREE=163×10-6～588×10-6,平均值为271×10-6,高于地壳岩浆岩的平均值164×10-6(赵凯等,2020)。其中,花岗斑岩样品的轻、重稀土比(LREE/HREE)为18.3～24.7,(La/Yb)N=31.5～50.7,显示轻、重稀土分馏明显;δCe =0.88～1.04,平均值为0.95,无明显铈异常,δEu=0.64～0.82,平均值为0.72,显示负铕异常。石英二长斑岩样品的轻、重稀土比(LREE/HREE)为17.7～31.7,(La/Yb)N=25.53～69.7,轻、重稀土分馏程度略高于花岗斑岩;无明显铈异常(δCe =0.94～1.01,平均值0.97),显示负铕异常(δEu=0.65～0.84,平均值为0.77)。负铕异常表明在岩体形成过程中经历了一定的斜长石分离结晶作用或源区有一定的斜长石残余。

图6 滇西北红牛—红山复式岩体稀土元素球粒陨石标准化配分图(a)、微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)(标准化值据 Sun and McDonough, 1989)Fig.6 Chondrite-normalized rare earth elements patterns (a); Primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (b) of the Hongniu—Hongshan complex pluton in northwestern Yunnan (the elements value for standarization from Sun and McDonough, 1989)

在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图6b)中,整体曲线形态表现出右倾趋势,表明随着元素不相容性增大,岩石的富集程度随之降低。相对于原始地幔,样品整体表现出富集Rb、Th、U、K等大离子亲石元素(LILE),具Ba负异常,而相对亏损Nb、Ti、Ta、P等高场强元素(HFSE)。

3.2 锆石U-Pb年龄

5件样品的锆石CL图像如图7所示,定年分析数据如表2所示。大部分锆石颗粒自形程度较高,呈长柱状,少数呈短柱状或浑圆状,长宽比在1∶1～1∶3之间,长50～150 μm;CL图像上多数锆石可见清晰明显的岩浆振荡韵律环带结构,属于典型的岩浆锆石。锆石微量元素分析显示REE呈明显的左倾式,Th/U值为0.28～3.1,平均值0.55。定年结果分述如下:

对HN-1样品分析25个锆石U-Pb同位素测点,除测试过程中可能剥蚀到微小裂隙或细小包裹体导致数据信号差,谐和度低外,共获得13个有效数据(表2、图8a),U含量为380.0×10-6～2054×10-6,Th含量为381.0×10-6～1061×10-6,Th/U值为0.29～1.48。获得的n(206Pb)/n(238U)年龄数据在75.62±0.76～82.80±1.45 Ma之间,数据点分布于一致曲线上或其附近,加权平均年龄为77.27±0.70 Ma(MSWD=1.7,n=13),代表了红牛—红山石英二长斑岩的侵入结晶年龄。

对HN21-78样品分析25个测点,共获得12个有效数据(表2、图8b),U含量为1234×10-6～2194×10-6,Th含量为478.0×10-6～1488×10-6,Th/U值为0.37～0.72。获得的n(206Pb)/n(238U)年龄数据在78.40±0.67～81.20±1.00 Ma之间,数据点分布于一致曲线上或其附近,加权平均年龄为80.11±0.63 Ma(MSWD=1.8,n=12),代表了红牛—红山花岗斑岩的侵入结晶年龄。

对HN21-98样品分析25个测点,共获得22个有效数据(表2、图8c),U含量为971.0×10-6～1526×10-6,Th含量为331.0×10-6～1186×10-6,Th/U值为0.34～0.82。获得的n(206Pb)/n(238U)年龄数据在73.30±0.65～78.70±0.83 Ma之间,数据点分布于一致曲线上或其附近,加权平均年龄为76.59±0.53 Ma(MSWD=2.6,n=22),代表了红牛—红山花岗斑岩的侵入结晶年龄。

对HN21-105样品分析25个测点,共获得16个有效数据(表2、图8d),U含量为495.0×10-6～2159×10-6,Th含量为192.0×10-6～ 1584×10-6,Th/U值为0.28 ～ 3.20。获得的n(206Pb)/n(238U)年龄数据在74.29±0.70～78.85±1.26 Ma之间,数据点分布于一致曲线上或其附近,加权平均年龄为76.49±0.63 Ma(MSWD=1.7,n=16),代表了红牛—红山花岗斑岩的侵入结晶年龄。

对HN21-150样品分析25个测点,共获得11个有效数据(表2、图8e),U含量为969.0×10-6～1951×10-6,Th含量为432.0×10-6～1826×10-6,Th/U值为0.34～1.09。获得的n(206Pb)/n(238U)年龄数据在74.98±0.81～80.35±1.08 Ma之间,数据点分布于一致曲线上或其附近,加权平均年龄为76.99±0.75 Ma(MSWD=1.6,n=11),代表了红牛—红山石英二长斑岩的侵入结晶年龄。

3.3 锆石Hf同位素组成

研究Hf同位素组成对寄主岩石源区示踪,探讨岩浆形成、地壳演化与壳幔相互作用具有重要意义(刘学龙等,2017),在LA-ICP-MS锆石U-Pb定年分析基础上,对其中的3件样品进行原位Hf同位素测试。本次工作所测锆石的n(176Lu)/n(177Hf)值均接近或小于0.002,表明这些锆石在形成之后的漫长演化过程中,放射成因Hf 积累较少,故可用测得的锆石n(176Hf)/n(177Hf)值代表岩体形成时的Hf同位素组成。分析数据见表3。

表3 红牛—红山复式岩体样品锆石Hf同位素数据Table 3 Zircon Hf isotopic composition of the Hongniu—Hongshan copper deposit complex pluton

样品HN-1共9个测点,锆石n(176Hf)/n(177Hf)值为0.282434～0.282588,根据相同锆石获得的原位年龄校正计算,锆石εHf(t)值为-10.3～-4.6,平均为-7.0,对应的二阶段模式年龄TDM2为1277～1582 Ma,平均为1402 Ma;fLu/Hf值为-0.99～-0.95,平均为-0.97。

样品HN21-105共9个测点,锆石n(176Hf)/n(177Hf)值为0.282529～0.282570,根据相同锆石获得的原位年龄校正计算,锆石εHf(t)值为-7～-5.5,平均为-6.4,对应的二阶段模式年龄TDM2为1315～1397 Ma,平均为1365 Ma;fLu/Hf值为-0.99～-0.97,平均为-0.98。

样品HN21-150共9个测点,锆石n(176Hf)/n(177Hf)值为0.282506～0.282539,根据相同锆石获得的原位年龄校正计算,锆石εHf(t)值为-7.6～-6.6,平均为-7.1,对应的二阶段模式年龄TDM2为1375～1438 Ma,平均为1404 Ma;fLu/Hf值为-0.98。

4 讨论

4.1 红牛—红山复式岩体形成时代

精确厘定成岩成矿年龄是研究区域成岩成矿规律的基础,矿床岩体的准确测年对成岩成矿模型建立和矿床地质背景反演有重要作用。前人对该区侵入岩进行同位素测年研究得到的结果有红山矿区辉钼矿Re-Os年龄80.2 Ma(李文昌等,2011),花岗斑岩的形成年龄为81.1±0.5 Ma(王新松等,2011),石英闪长玢岩结晶年龄为216.1±3.2 Ma、花岗斑岩结晶年龄为75.8±1.3 Ma(黄肖潇等,2012),斑岩型铜钼矿体辉钼矿Re-Os年龄80.71 Ma(孟健寅等,2013);红牛矿区两处闪长玢岩的形成年龄为201.2±0.7 Ma和199.0±0.6 Ma、石英二长斑岩的形成年龄为77.3±0.3 Ma(彭惠娟,2014)、78.8～80.7 Ma(王鹏,2016)。上述信息说明红牛—红山为同一成矿系统,矿区内存在两期岩浆活动,分别为214～216 Ma、76～81 Ma(黄肖潇等,2012),通过矿区成矿流体地球化学特征的研究,表明红牛—红山矿床为两期岩浆热液叠加(李文昌等,2013)。笔者等对采自红牛矿段的5件侵入岩样品使用LA-ICP-MS锆石U-Pb定年技术精确测定其形成年龄,获得了花岗斑岩的结晶年龄80.11±0.63 Ma(MSWD=1.8)、76.59±0.53 Ma(MSWD=2.6)和76.49±0.63 Ma(MSWD=1.7),3件样品年龄相差近4 Ma,主要是由于同源岩浆不同期次侵入导致(岩浆源区性质见下文所述);石英二长斑岩的结晶年龄77.27±0.70 Ma(MSWD=1.7)和76.99±0.75 Ma(MSWD=1.6),均形成于晚白垩世,属燕山晚期。

复式岩体的显著特征是在空间上共生、具有明显的时间间断、不具备必然的成因联系、可以是同一成因类型,也可以是不同成因类型(刘家远,2003)。结合前人研究资料与本次工作所得数据,可以得出红牛—红山铜矿燕山晚期侵入岩体具有相近的岩浆结晶年龄,是一套在空间上共生的由同期多阶段岩浆侵入活动形成的复式岩体。

4.2 岩石成因与构造环境

岩石地球化学类型的准确判别对于研究岩浆源区和岩浆作用过程具有重要的意义(Yang Liqiang et al., 2017;Deng Jun et al.,2018;Qiu Kunfeng et al., 2020)。岩石地球化学数据显示,红牛—红山复式岩体具有高钾钙碱性、准铝质特征;岩体具有明显亏损Ba、Sr、P、Ti等元素,Rb/Sr值高(平均为0.83),分异指数(DI)高(平均为81.87)的特征,说明岩体经历了高程度的分异演化(赵玉梅等,2016)。根据前人研究,Ba相对于Rb、Th亏损,是由于Ba在角闪石中具有较高的分配系数,当角闪石为源区残留相时,熔体就会亏损Ba;明显亏损P可能是由于磷灰石的分离结晶作用;明显亏损Sr与Eu负异常则表明源区有斜长石残留;轻重稀土分馏明显,强烈亏损HREE,指示源区石榴子石存在(张旗等,2008)。因此推测红牛—红山复式岩体岩浆源区残留相主要由斜长石+角闪石+磷灰石+石榴子石组成。

此外,已有研究表明,在准铝质—弱过铝质岩浆中,磷灰石的溶解度非常低,在岩浆分异过程中随着SiO2含量增大磷灰石含量减小;而在强过铝质岩浆中,则与之相反,这一特征可用于区分I型和S型花岗岩(Collins et al., 1982; Michael and Peter 1994; Chappell et al., 2000; Wu Fuyuan et al., 2003)。主量元素特征表明,红牛—红山花岗斑岩、石英二长斑岩组成的复式岩体为一套准铝质—过铝质的高钾钙碱性—钾玄岩系列岩石;岩体中P2O5的含量随SiO2的含量增大而减小(图5d),显示出I型花岗岩的特征。红牛—红山复式岩体具有较高含量的Al2O3(平均13.87%)、K2O(平均5.99%);较高的稀土元素含量,轻重稀土分馏程度明显,负铕异常;明显富集U、K、Hf等大离子亲石元素,而相对亏损Nb、Ti、Ta、P等高场强元素。在花岗岩ACF图解(图9a)中,红牛—红山复式岩体所有数据点均落入I型花岗岩区域;在(Zr+Nb+Ce+Y)—(K2O +Na2O)/CaO图解中(图9b),花岗斑岩样品点主要落在I型花岗岩到A型花岗岩过渡区及其附近,石英二长斑岩落在了A型花岗岩区域,结合在岩相学观察的过程中,没有发现堇青石、白云母及石榴子石等用于判别S型强过铝质花岗岩的矿物(Chappell et al., 1987),也没有发现霓石、霓辉石、钠闪石、钠铁闪石、铁橄榄石等用于判别A型花岗岩的矿物(张旗等,2012),表明红牛—红山复式岩体属于高分异I型花岗岩,并且有向A型花岗岩演化的趋势。在Y—Sr/Y判别图(图9c)中,红牛—红山复式岩体落入Adakite(埃达克岩)与正常岛弧安山岩—英安岩—流纹岩的过渡区域,虽然红牛—红山复式岩体不是严格意义上的Adakite,但是具有高锶低钇等地球化学特征。结合该区的区域构造演化特征可知, 格咱岛弧于燕山早期进入陆内碰撞造山阶段,燕山晚期, 即造山后伸展作用时期, 岩石圈地幔发生拆沉, 导致下地壳发生部分熔融形成壳源岩浆侵位(李文昌,2007),因此笔者等认为红牛—红山复式岩体的形成与燕山期碰撞造山作用存在密切联系。

4.3 岩浆源区性质

锆石在自然界中具有良好的稳定性,在地壳演化研究及岩石源区示踪研究中具有极其重要的作用,通常可以准确获得锆石形成时的Hf同位素组成,锆石Hf同位素组成代表了岩浆源区壳幔混合的初始信息,前人研究表明较低的εHf(t)值指示岩浆成分来源于早期未受幔源物质影响的古老地壳部分熔融,而εHf(t)值较高则指示岩浆源区受到不同程度幔源物质的混染(邱检生等,2008)

红牛—红山燕山晚期侵入岩体的锆石εHf(t)=(-10.3～-4.6),均为负值(图10a),表明其是由地壳物质部分熔融形成的,在锆石εHf(t)—T图解(图11)中均位于球粒陨石演化线之下,与同时期亏损地幔演化线之间存在一定的差距,指示该原始岩浆从亏损地幔分异后在地壳滞留了一段时间。对应的锆石Hf两阶段模式年龄TDM2=1277～1582 Ma(平均为1376 Ma),峰值在1.35～1.40 Ga之间(图10b),表明其岩浆源区以中元古代陆壳物质为主,锆石Hf同位素地壳模式年龄两阶段地壳模式年龄(TDM2)分布范围较小,暗示了岩体主要来源于中元古代地壳基底的深熔事件,进一步为格咱岛弧存在未出露的中元古代基底提供了依据。

图10 锆石Hf同位素εHf(t)值分布直方图(a)和两阶段Hf模式年龄直方图(b)(红山燕山晚期侵入岩体数据引自余海军,2018)Fig.10 Histogram of Hf isotopic εHf(t) values (a) and Hf two-stages model ages of zicon from the Hongniu—Hongshan complex pluton (b) (Late Yanshanian intrusive rock data from the Hongshan mine area after Yu Haijun, 2018&)

图11 T—εHf (t)关系图(底图据刘学龙等,2017;红山燕山晚期侵入岩体数据引自余海军,2018)Fig.11 εHf(t)—T relation diagram (after Liu Xuelong et al., 2017&; Late Yanshanian intrusive rock data from the Hongshan mine area, Yu Haijun, 2018&)

此外,在MgO—SiO2(图12a)和Mg#—SiO2(图12b)图解中,红牛—红山复式岩体数据点主要落在加厚下地壳部分熔融和变玄武岩/榴辉岩熔体区域;同时岩体具有较低的Nd/Th值(0.80～2.72),与幔源岩石(>15)存在明显差异,而接近于壳源岩石(≈3)(Bea et al., 2000);岩体Th/U值(0.86～5.35,平均值2.98)与大陆地壳比值(Th/U=6)相接近(Kerrich et al., 1999)。基于上述证据,笔者等认为红牛—红山复式岩体可能主要来源于加厚下地壳部分熔融。

图12 SiO2—MgO(a)和SiO2—Mg#(b)投影图(底图据余海军等,2016)Fig.12 SiO2—MgO (a) and SiO2—Mg# (b) diagrams for the Hongniu—Hongshan complex pluton (after Yu Haijun et al., 2016&)

4.4 构造动力学背景与成矿作用

格咱岛弧形成于晚三叠世甘孜—理塘洋壳向西俯冲的造山作用过程,区域内主要发育了三期构造—岩浆活动,分别为印支期、燕山期和喜马拉雅期。在印支期伴随着洋壳的俯冲消减形成了具壳幔混源特征的火山弧I型花岗岩带,构成了印支期斑岩Cu多金属成矿系统;燕山早期为陆内碰撞造山阶段,形成具壳源特征的S型花岗岩带,燕山晚期格咱岛弧区域内发育有陆壳重熔型花岗岩浆侵入作用(姚雪等,2017),标志着该区进入造山后伸展作用阶段,伴随着强烈的Cu、Mo、W多金属成矿作用,形成了燕山期斑岩Cu—Mo多金属成矿系统;喜马拉雅期主要为陆内汇聚—剪切走滑伸展阶段,形成了喜马拉雅期富碱斑岩Au多金属成矿系统(侯增谦等,2001;李文昌等,2013)。

燕山晚期,格咱岛弧区域壳源岩浆的侵位揭示了构造应力场由北北西向挤压环境转换为近南北向伸展环境,说明地壳加厚作用停止或减弱(刘学龙等,2013)。由于地壳双倍增厚,地壳下部岩石变质导致高密度矿物组合(榴辉岩相),陆壳缩短和陆壳加厚,使山根温度相对低于软流圈,这种热—物质结构产生潜在的重力失稳,导致去山根作用或地壳拆沉,从而导致软流圈物质大幅上涌,取代冷的岩石圈,最终岩石圈部分熔融,造成大规模岩浆事件(李文昌,2007)。本区造山后伸展作用主体发生于135～80 Ma,伸展高峰期可能在80 Ma,结合本文锆石U-Pb测年结果,红牛—红山复式岩体形成于80～76 Ma,属于燕山晚期构造—岩浆—热液作用的产物。在红山矿区发育有印支期石英闪长玢岩,其地球化学特征与普朗—雪鸡坪成矿岩体相似,指示其可能是在甘孜—理塘洋壳向西增生俯冲过程中流体交代地幔楔物质发生部分熔融形成(黄肖潇等,2012),另外在红牛矿区新发现喜马拉雅期石英闪长玢岩(刘学龙等,2023),二者与本文研究对象在岩浆性质、演化过程等方面无直接联系,因此笔者等认为红牛—红山复式岩体由燕山期花岗斑岩、石英二长斑岩组成。该复式岩体与区内热林(二长花岗岩锆石U-Pb年龄79.4±2.0 Ma和78±1.6 Ma,杨富成等,2017)、休瓦促(斑状二长花岗岩锆石U-Pb年龄76.8±3.8 Ma,张向飞等,2017)、铜厂沟(花岗闪长斑岩锆石U-Pb年龄84.6±0.3 Ma,余海军等,2015)等斑岩型、矽卡岩型Cu—Mo—W多金属矿床具有较为一致的成岩时代,表明红牛—红山铜矿床燕山晚期岩浆侵入活动并不是一个独立事件,而是晚白垩世整个格咱岛弧乃至义敦岛弧从陆—陆碰撞挤压向陆内伸展环境转变所导致的构造—岩浆—热液活动的一部分。红牛—红山铜矿成岩作用的发生与区内热林、休瓦促、铜厂沟受控于统一的构造动力学背景,其形成过程可概括为:燕山晚期本区进入碰撞后造山阶段,陆壳增厚,岩石圈地幔发生拆沉作用,热的软流圈物质上涌,使加厚陆壳发生部分熔融,并逐渐减薄,伴随着大规模岩浆活动,后期构造环境逐渐由压性环境转变为张性环境,导致了格咱岛弧燕山晚期构造—岩浆—热液系统的发育,含矿岩浆在构造薄弱位置发生侵位,并固结成岩(图13a、b)。

图13 格咱岛弧燕山晚期岩浆起源示意图Fig.13 Schematic diagram of the Late Yanshanian magmatic origin of the Gezan Island arc

在成矿方面,研究区内隐伏的含矿斑岩体是成矿的主体,局部可见全岩矿化,发育细脉浸染状矿化,规模较大。其顶部延伸的一些岩枝,也是成矿斑岩体的一部分,具有斑岩型矿化特征。微量元素分析表明,红牛—红山复式岩体整体表现出富集大离子亲石元素 Rb、Th、U、K和亲铜元素Cu、Pb等,亲铁元素Mo等,亏损高场强元素Nb、Ti、Ta、P的特征;Hf同位素研究表明岩浆源区来自地壳,可能为Pb、Zn、Cu、Mo等元素初始矿源层富集提供了物质来源。同时,中酸性岩浆的侵入提供热源,使得地层中的含矿物质活化运移,形成有用组分的富集,这与石英二长斑岩出露岩枝Cu元素含量高于隐伏石英二长斑岩相吻合(出露岩枝Cu元素平均含量2400×10-6,隐伏岩体Cu元素平均含量178.00×10-6)。岩浆活动为成矿物质提供初始热源与运移动力,岩浆热液上涌及中酸性火山岩侵入作用,产生热液变质作用并汲取多种成矿元素,使之活化成含矿热液,并且迁移、沉淀,在研究区内一系列NW、NNW向断裂及断裂交汇处富集成矿。

5 结论

(1)红牛—红山复式岩体由花岗斑岩和石英二长斑岩组成,锆石U-Pb年龄显示其形成时代为80～76 Ma,属燕山晚期。

(2)红牛—红山复式岩体是一套准铝质—过铝质的高钾钙碱性—钾玄岩系列高分异I型花岗岩,有向A型花岗岩演化的趋势,具高锶低钇地球化学特征。

(3)红牛—红山燕山晚期侵入岩体的锆石εHf(t)=(-10.3～-4.6),对应的锆石Hf两阶段模式年龄TDM2=1277～1582 Ma(平均为1376 Ma),峰值在1.35～1.40 Ga之间,表明其岩浆源区以中元古代陆壳物质为主,锆石Hf同位素两阶段地壳模式年龄(TDM2)分布范围较小,暗示了岩体主要来源于中元古代地壳基底的深熔事件。

(4)红牛—红山铜矿成岩作用的发生与区内热林、休瓦促、铜厂沟受控于统一的构造动力学背景,红牛—红山花岗斑岩—石英二长斑岩复式岩体的形成与早期形成的印支期格咱岛弧加厚地壳部分熔融密切相关,并且与燕山期碰撞造山作用存在密切联系;岩浆活动为成矿物质提供初始热源与运移动力,岩浆热液上涌及中酸性岩浆侵入,产生热液变质作用并汲取多种成矿元素,使之活化成含矿热液,并且迁移、沉淀。

致谢:各位审稿专家对本文提出了许多宝贵的意见和建议,笔者等在此一并致以诚挚的谢意。