滇西北松诺斑岩体岩石化学、锆石U-Pb年龄、Hf同位素特征及其构造背景

王 浩, 余海军, 3, 4*, 张传昱, 王 路, 苏肖宇, 江佳雯

滇西北松诺斑岩体岩石化学、锆石U-Pb年龄、Hf同位素特征及其构造背景

王 浩1, 2, 余海军1, 2, 3, 4*, 张传昱2, 3, 4, 王 路2, 3, 4, 苏肖宇2, 3, 4, 江佳雯3, 4, 5

(1. 昆明理工大学 国土资源工程学院, 云南 昆明 650093; 2. 自然资源部三江成矿作用及资源勘查利用重点实验室, 云南 昆明 650051; 3. 云南省地质调查院, 云南 昆明 650216; 4. 云南省三江成矿作用及资源勘查利用重点实验室, 云南 昆明 650051; 5. 中国地质大学(武汉) 资源学院, 湖北 武汉 430074)

近年来, 随着普朗和红山‒红牛等大型‒超大型铜矿的投产, 滇西北格咱地区已成为我国重要的铜资源勘查开发基地, 在该区寻找类似“普朗‒红山式”斑岩‒矽卡岩型大型‒超大型铜多金属矿床是本区找矿勘查的热点。本次在开展松诺地区铜资源远景调查的基础上, 对松诺含矿石英闪长玢岩开展了锆石U-Pb年代学研究, 结果显示石英闪长玢岩体锆石U-Pb年龄分别为229.7±1.1 Ma和222.3±0.7 Ma, 早于矿区石英二长斑岩体, 为晚三叠世岩浆活动的产物。石英闪长玢岩和石英二长斑岩岩石地球化学特征显示, 为准铝‒弱过铝质的高钾钙碱性系列I型花岗岩, 稀土元素配分曲线均表现为轻稀土元素富集, 重稀土元素相对亏损, 具弱的负Eu异常, 富集Rb、Ba等大离子亲石元素, 亏损Ta、Nb、Ti等高场强元素。综合岩相学、岩石化学、锆石Hf同位素和全岩Sr-Pb同位素等特征, 认为松诺含矿斑岩体形成于印支期甘孜‒理塘洋壳向西俯冲的岩浆弧环境, 岩浆源区为俯冲流体交代的岩石圈富集地幔, 岩浆上升过程经历了壳源沉积物质混染。矿区具备弧环境斑岩型铜多金属矿床的成矿条件, 且蚀变矿化强烈, 找矿前景良好, 值得进一步深入研究和开展勘查工作。

锆石U-Pb年代学; Hf同位素; 岩相学; 松诺铜矿床; 滇西北

三江特提斯复合造山带义敦岛弧南段格咱弧是我国重要的铜多金属矿集区之一, 分布有印支期普朗、雪鸡坪、烂泥塘等大型‒超大型斑岩‒矽卡岩型铜多金属矿床, 燕山晚期红山‒红牛、休瓦促、铜厂沟等大型‒超大型斑岩型‒矽卡岩型‒热液型矿床, 成矿地质背景优越, 找矿潜力巨大(李文昌等, 2010a; Deng et al., 2014; Li et al., 2017; 余海军, 2018;董涛等, 2020)。众多学者在该带开展了大量成岩成矿年代学、成矿动力学、成矿流体及物质来源等方面的研究(曾普胜等, 2003, 2006; 侯增谦等, 2003;李文昌, 2007; 冷成彪等, 2007, 2008; Li et al., 2011, 2017; 李文昌等, 2013; Yu et al., 2014, 2020; Wang et al., 2016; Yang et al., 2018; Cao et al., 2018; 江小均等, 2019)。区内已圈定大小侵入体50余个, 侵入体呈复式岩基、岩株、岩枝和岩墙状产出, 以NNW向带状集中分布在以红山‒懒中断裂(或红山‒属都蛇绿岩带)为界的东、西两个斑岩带内(李文昌等, 2010)。西斑岩带岩体较为集中, 主要分布于烂泥塘‒雪鸡坪‒春都‒阿热一带, 活动时限主要集中于220～215 Ma之间(林清茶等, 2006; 董毅等, 2012; 李文昌等, 2013)。东斑岩带岩体分布较为分散, 分布于欠虽‒地苏嘎‒松诺‒普朗一带及其以东地区, 发育斑岩‒矽卡岩铜多金属矿床。

松诺铜矿床位于东斑岩带, 研究程度较低, 原来是一个铜铅锌矿化点, 近几年找矿勘查工作中, 根据填图资料并结合少量工程, 圈出2条铅锌矿体、2条铜矿体和3条铜矿化体, 矿体规模不大, 但资源潜力巨大, 是格咱斑岩带印支期斑岩铜矿最具潜力的找矿靶区, 目前正处于找矿阶段。矿区大面积出露石英闪长玢岩体, 少量蚀变矿化石英二长斑岩体, 共同组成松诺含矿岩体。前人对区内斑岩体开展过年代学研究, 冷成彪等(2008)获得松诺含矿石英二长斑岩的锆石SHRIMP U-Pb年龄为220.9±3.5 Ma, 赖安琦等(2016)获得松诺黄铜矿化石英二长斑岩的锆石LA-ICP-MS年龄为204.7±1.4 Ma, 两个岩体年龄数据差异较大。本文以松诺地表蚀变石英闪长玢岩、钻孔深部含矿的石英闪长玢岩和石英二长斑岩为研究对象, 通过系统的野外调查和细致的室内岩相学观察, 在全岩地球化学和Sr-Pb同位素分析的基础上, 重点借助LA-(MC)- ICP-MS等微区分析技术开展了锆石U-Pb年代学和Hf同位素研究, 并结合前人研究成果, 提供更加全面的岩石学和地球化学新证据, 以服务于松诺地区的铜找矿勘查。

1 区域地质背景及矿床特征

1.1 区域地质背景

格咱岛弧属义敦岛弧南支, 位于中咱地块东缘格咱大断裂以东、甘孜‒理塘缝合带以西, 向南封闭于扬子陆块西缘(图1a), 是甘孜‒理塘洋壳向西俯冲消减形成的晚三叠世岛弧(潘桂堂等, 2003)。区内大规模俯冲作用产出大量与俯冲作用有关的钙碱性火山岩系列和浅成、超浅成中酸性侵入岩以及伴随的斑岩‒矽卡岩型铜‒钼‒金多金属矿床(侯增谦等, 2003; 李文昌等, 2013), 构成了晚三叠世格咱岛弧斑岩及斑岩型成矿带。地层主要为中‒下三叠统雪鸡坪组(T1+2)、中‒下三叠统尼汝组(T1+2), 以及上三叠统曲嘎寺组(T3)、图姆沟组(T3)、喇嘛哑组(T3)组成的一套巨厚的碎屑岩‒碳酸盐岩‒火山岩建造, 岩性主要为砂板岩夹灰岩、安山玄武岩‒安山岩、英安岩等(图1b)。钙碱性浅成‒超浅成中酸性侵入岩主要以石英闪长玢岩‒石英二长斑岩‒花岗闪长斑岩‒黑云母花岗岩‒花岗斑岩为主, 同时形成一系列与之相关的大型、超大型斑岩‒矽卡岩型以铜为主的多金属矿床, 如普朗超大型斑岩铜矿床、雪鸡坪大型斑岩铜矿床和浪都大型斑岩‒矽卡岩型铜多金属矿床(李文昌, 2007; 余海军等, 2009; Leng et al., 2012)。

图a中: Ⅰ. 扬子陆块; Ⅱ. 甘孜‒理塘结合带; Ⅲ. 义敦岛弧带; Ⅳ. 中咱地块; Ⅴ. 金沙江结合带; Ⅵ. 江达‒维西火山弧。图b中: 1. 第四纪; 2～9. 三叠系: 2. 哈工组粉砂岩、板岩和砂岩; 3. 喇嘛垭组安山岩、英安岩、流纹岩夹碎屑岩; 4. 图姆沟组碎屑岩夹玄武岩、火山碎屑岩; 5. 曲嘎寺组碎屑岩、灰岩; 6. 北衙组灰岩、白云质灰岩夹碎屑岩; 7. 尼汝组上部灰岩, 下部碎屑岩夹玄武岩; 8. 雪鸡坪组砂板岩、安山岩及安山质凝灰岩; 9. 青天堡组泥岩、灰岩, 底部砾岩; 10～12. 二叠系: 10. 聂耳堂刀组碎屑岩夹灰岩、玄武岩; 11. 峨眉山组玄武岩、火山碎屑岩、灰岩; 12. 中村组玄武岩夹泥灰岩、板岩; 13. 古近纪正长斑岩、闪长玢岩; 14. 白垩纪二长花岗斑岩; 三叠纪: 15. 石英斑岩; 16. 石英二长斑岩; 17. 石英闪长玢岩; 18. 英安斑岩; 19. 超基性岩/堆晶岩; 20. 地质界线/断层; 21. 构造单元界线; 22. 蛇绿岩带边界; 23. 矿床及矿种。

1.2 矿床特征

松诺铜矿床位于普朗‒红山铜多金属成矿亚带中段, 区域出露地层主要有: 曲嘎寺组(T3), 岩性主要为灰岩夹板岩; 图姆沟组(T3), 岩性主要为板岩、变质砂岩夹灰岩、安山岩、英安岩和流纹岩。曲嘎寺组与图姆沟组之间呈断层接触, NNW向平行分布(图2), 靠近斑(玢)岩体广泛角岩化, 第四系(Q)冰碛物分布于矿区中部。松诺铜矿床地处红山复式背斜之东翼, 矿区地层总体倾向NE, 倾角40°～60°,次级褶皱为松诺破背斜, 控制了区内岩浆岩及矿体产出。断裂主要有地苏嘎断裂和铁皮丁断裂, 均呈NNW向展布, 发育于矿区北东部。

图2 松诺铜矿床地质略图

根据地表地质测量和槽探工程, 在松诺铜矿区圈出2条斑岩型铜矿体、2条脉状铅锌矿体和3条斑岩型铜矿化体(图2)。其中KT1铜矿体为斑岩型矿体, 矿体真厚18 m(图3); 矿体产于石英闪长玢岩及角岩捕虏体中, 含矿岩性为角岩、石英闪长玢岩; 岩石普遍具黄铁矿、黄铜矿化, 黄铜矿呈稀疏浸染状、微细脉状产出, 黄铁矿呈稠密浸染状、细脉状; 矿体走向为NNW, 倾向SW, 倾角70°, Cu品位0.20%～0.61%, 平均品位0.23%。KT2斑岩型铜矿体产于绢英岩化石英闪长玢岩中, 普遍黄铜矿化和黄铁矿化, 黄铜矿呈浸染状、细脉状产出, 黄铁矿一般呈脉状和星点状分布; 该矿体走向NNW,倾向NE, 倾角84°, 矿体中Cu含量为0.21%～0.49%, 平均0.30%。脉状铅锌矿体产于石英闪长玢岩东接触带内侧, 矿体近EW走向, 倾向N, 倾角近于直立, Pb品位0.30%～8.13%、Zn品位0.18%～6.83%, 伴生Ag品位最高可达63 g/t, 铅、锌矿体均呈脉状和网脉状分布, 方铅矿多呈团块状、细脉状产出, 矿化极弱且不均匀。

图3 松诺铜多金属矿区101号勘探线剖面图

根据野外、镜下观察, 结合矿区矿物共生组合关系, 将松诺矿区成矿过程划分为: 钾硅酸盐阶段和石英硫化物阶段(图4)。钾硅酸盐阶段: 最早形成黑云母‒钾长石‒石英组合, 其次为黄铜矿‒黄铁矿‒石英组合。黄铜矿和黄铁矿呈细脉浸染状产出, 含少量磁铁矿。最常见硅酸盐矿物为长石、石英和黑云母。石英硫化物阶段: 为主成矿阶段,见于KT1和KT2矿体中, 黄铜矿‒黄铁矿‒石英为主要矿物组合, 呈细脉浸染状产出, 为绢英岩化带的矿物共生组合; 金属硫化物以黄铜矿、黄铁矿为主, 少量磁铁矿为特征; 硅酸盐矿物(脉石)以长石、石英、绢云母为主, 次有绿泥石、绿帘石、透闪石。晚期形成的黄铜矿‒方铅矿‒石英组合见于斑岩体边部的铜矿体中, 金属硫化物除黄铜矿、黄铁矿、方铅矿外, 有时可见闪锌矿。孔雀石‒褐铁矿‒石英组合为后期次生氧化阶段, 由中、低温热液活动形成, 铜矿物以孔雀石为主, 多以交代黄铜矿、黄铁矿的形式出现, 呈胶状或薄膜状产出。

图4 松诺铜矿床主要矿物生成顺序表

2 侵入体特征

松诺矿区岩浆岩分布较广(图2)。火山岩主要发育于曲嘎寺组二段(T32)、图姆沟组二段(T32)中。曲嘎寺组二段(T32)内夹中基性玄武岩及火山碎屑岩, 岩石类型主要有变质玄武岩、变质杏仁状玄武岩; 图姆沟组二段(T32)内夹中酸性火山岩, 岩石类型有变质安山岩、变质安山质晶屑凝灰熔岩。

松诺矿区侵入岩主要有石英闪长玢岩(图5a)、石英二长斑岩(图5b)、花岗闪长斑岩和石英二长岩, 其岩石学特征分述如下:

(a) 石英闪长玢岩; (b) 石英二长斑岩; (c) 变余斑状结构, 石英闪长玢岩中的斜长石斑晶发生绢云母化及绿帘石化; (d) 斜长石斑晶发生绢云母化、沸石化及绿帘石化; (e) 石英二长斑岩的斑状结构, 斑晶成分为斜长石、钾长石和角闪石; (f) 石英二长斑岩中的斜长石斑晶和钾长石斑晶, 斜长石斑晶绢云母化和黏土化较强; (g) 细斑结构, 斑晶以斜长石为主, 次为石英; (h) 花岗闪长斑岩中的原角闪石斑晶发生纤闪石化; (i) 石英二长岩的中‒细粒结构, 斜长石绢云母化; (j) 石英二长岩的中‒细粒结构, 微斜长石具格状双晶; (k) 石英二长岩的中‒细粒结构; (l) 石英自形程度低于斜长石和钾长石。矿物代号: Ser. 绢云母; Ep. 绿帘石; Pl. 斜长石; Zeo. 沸石; Kfs. 钾长石; Qz. 石英; Urt. 纤闪石; Amp. 角闪石; Mi. 微斜长石。

(1) 石英闪长玢岩:为松诺矿区最主要的岩石类型, 原岩具斑状结构, 斑晶主要为具环带构造的中性斜长石, 斜长石呈相对自形的板状, 具不同程度蚀变, 主要为绢云母化, 次为绿泥石化、绿帘石化(图5c、d), 常见绢云母集合体呈不规则状、环带状或沿斜长石聚片双晶缝呈线状交代, 部分斜长石呈交代残余或呈绢云母、绿帘石的交代假象, 也常见斜长石中心多绿泥石化、边部绢云母化, 且绿泥石化程度不及绢云母化。斑晶除斜长石外, 尚有少量暗色矿物, 原为角闪石, 通常具蚀变, 已多被黄褐色、浅黄色略带红色的黑云母交代, 但仍保留角闪石柱状、六边形横切面的外形。黑云母也作为斑晶产出, 且多出现浅色化的特征, 或分解成不透明矿物及少量金红石, 或沿极完全解理出现绿泥石化、蛭石化。在斑晶矿物中, 斜长石斑晶粒度较大, 而暗色矿物斑晶相对较小, 基质部分具显微粒状‒细粒状结构, 以长英质为主, 斜长石多被绢云母、绿帘石集合体或黏土矿物集合体取代, 显微粒状石英和碱性长石蚀变相对弱, 基质中还存在少量浅色黑云母。

(2) 石英二长斑岩:岩石具有显著的斑状结构, 斑晶以斜长石为主, 次为钾长石, 少量角闪石, 斑晶含量约20%。镜下斜长石和钾长石斑晶粒度较大, 且自形程度均较高, 多呈自形‒半自形(图5e), 大小多为1～3 mm。斜长石斑晶因毡状绢云母化而浑浊(图5f), 但依稀可见其保留的双晶及环带构造; 钾长石斑晶多呈自形长方形或正方形, 表面相对清洁, 具低负突起, 仅发生弱黏土化, 一级暗灰干涉色, 有时包裹更小的角闪石和斜长石。少量角闪石斑晶粒度明显偏小, 均发生不同程度次闪石化及绿泥石化, 见简单双晶。基质具它形显微粒状结构, 基质中钾长石较多(钾质主要赋存在基质中), 并伴随斜长石和石英。

(3) 花岗闪长斑岩:矿区分布较少, 成分与产状上均与石英闪长玢岩呈过渡关系, 与石英闪长玢岩不同, 花岗闪长斑岩具较高的SiO2含量, 以及出现石英斑晶和少量纤闪石化角闪石斑晶。花岗闪长斑岩具细斑结构(图5g、h), 斑晶粒度多≤1mm, 且斑晶含量约10%, 具少斑的特征, 斑晶成分以斜长石为主, 次为石英; 基质组分主要有斜长石、石英, 少量角闪石及碱性长石。斜长石斑晶边缘通常出现暗化物质环边, 而石英斑晶则出现被基质熔蚀的现象。

(4) 石英二长岩:岩石主要由斜长石、钾长石、石英组成, 次为角闪石, 副矿物为磷灰石、榍石等, 具中‒细粒结构(图5i～l)。镜下斜长石呈半自形‒它形, 表面因绢云母化及泥化而略显浑浊; 钾长石以微斜长石为主, 亦呈半自形‒它形, 蚀变程度不及斜长石, 表面弱泥化, 见明显格状双晶(图5j、k); 角闪石多呈自形‒半自形柱状分布, 具绿‒淡黄色多色性, 横切面呈六边形或菱形; 少量黑云母, 多已蚀变为绿泥石及不透明铁矿物。

3 围岩蚀变特征

松诺复式岩体及其围岩蚀变强烈, 与斑岩体和矿化有关的蚀变类型有: 硅化‒绿帘石化、绢英岩化、碳酸盐化、绿泥石‒绿帘石化等。

硅化‒绿帘石化: 蚀变岩石主要由显微粒状、粒状绿帘石、阴影状绿帘石、显微粒状石英、少量显微鳞片状绢云母组成, 具显微粒状变晶结构(图6a), 原石英闪长玢岩的结构构造已不清, 岩石中一般含有硅质脉。

(a) 硅化、绿帘石化; (b) 绢英岩化, 显微鳞片状的为绢云母, 同时岩石有弱碳酸盐化; (c) 斜长石斑晶的白云母化, 基质中有硅化; (d) 岩石中碳酸酸盐细脉穿切并有金属矿物出现; (e) 石英二长岩中的绿泥石化、绿帘石化(单偏光); (f) 石英闪长玢岩中变余斑状结构, 斜长石被绿帘石集合体所取代。矿物代号: Ep. 绿帘石; Qz. 石英; Cc. 方解石; Mu. 白云母; Pl. 斜长石; Zeo. 沸石; Chl. 绿泥石; Mi. 微斜长石。

绢英岩化: 主要表现为岩石中的长石被绢云母、石英及金属矿物交代(图6b); 长石常被白云母交代(图6c), 同时基质中有硅化。

碳酸盐化: 主要是后期碳酸盐呈细脉状充填于岩石裂隙中(图6d), 或是碳酸盐矿物充填交代早期矿物(图6b)。

绿泥石‒绿帘石化: 分布范围较广, 该蚀变主要表现为石英闪长玢岩、石英二长岩中的长石及暗色矿物被绿泥石、绿帘石交代, 最常见的是长石的绿帘石化、绿泥石化、黑云母的绿泥石化、角闪石的黑云母化、绿泥石化、纤闪石化(图6e、f)。

4 样品采集及分析方法

4.1 样品采集

本次研究的15件样品分别为采自松诺地表露头的风化蚀变石英闪长玢岩(SN1-1)1件, 采自钻孔DZK0007的含矿石英闪长玢岩5件, 采自钻孔SZK6202和SNZK6403的石英闪长玢岩6件, 采自钻孔SNZK2301的石英二长斑岩3件。所有样品均开展了全岩地球化学分析, 并对样品SN1-1和DZK0007-2开展锆石U-Pb定年和Hf同位素分析, 对样品SN1-1、DZK0007-2和DZK0007-3开展全岩Sr、Pb同位素分析。

4.2 分析方法

主量、微量元素分析在核工业北京地质研究院分析中心完成, 首先经过薄片显微镜下鉴定, 然后选取新鲜至弱蚀变的样品, 去除风化面, 手工碎至1 mm, 依次用3%的HCl和去离子水超声浸泡和清洗, 烘干后用不锈钢钵粉碎至200目用于化学分析。主量元素采用硅酸盐岩石化学分析方法X射线荧光光谱(飞利浦PW2404X射线荧光光谱仪)法测定。微量元素采用高温高压消解, 利用ELEMENT 等离子体质谱分析仪分析。主量元素的分析精度优于5%, 微量元素的分析精度优于10%。

LA-ICP-MS锆石U-Pb定年分析在中国地质科学院矿产资源研究所LA-ICP-MS实验室完成。采用Finnigan Neptune型MC-ICP-MS及与之配套的Newwave UP 213激光剥蚀系统。激光剥蚀所用斑束直径为25 μm, 频率为10 Hz, 能量密度约为2.5 J/cm2, 以He为载气。信号较小的207Pb、206Pb、204Pb(+204Hg)、202Hg用离子计数器(multi-ion-counters)接收,208Pb、232Th、238U信号用法拉第杯接收, 实现了所有目标同位素信号的同时接收并且不同质量数的峰基本上都是平坦的, 进而可以获得高精度的数据。均匀锆石颗粒207Pb/206Pb、206Pb/238U、207Pb/235U的测试精度(2s)均为2%左右, 对锆石标准的定年精度和准确度在1%(2s)左右。LA-MC-ICP-MS激光剥蚀采样采用单点剥蚀的方式, 数据分析前用锆石GJ-1进行调试仪器, 使之达到最优状态。锆石U-Pb定年以锆石GJ-1为外标, U、Th含量以锆石M127(U: 923×10−6; Th: 439×10−6; Th/U: 0.475; Nasdala et al., 2008)为外标进行校正。测试过程中在每测定5～7个样品前后重复测定两个锆石GJ-1对样品进行校正, 并测量一个锆石Plesovice, 观察仪器的状态以保证测试的精确度。数据处理采用ICPMSDataCal 4.3程序(Liu et al., 2008), 测量过程中绝大多数分析点206Pb/204Pb>1000, 未进行普通铅校正,204Pb由离子计数器检测,204Pb含量异常高的分析点可能受包体等普通Pb的影响, 对204Pb含量异常高的分析点在计算时剔除, 锆石年龄谐和图用Isoplot 3.0程序获得。详细实验测试过程可参见侯可军等(2009)。样品分析过程中, Plesovice标样作为未知样品的分析结果为337.8±2.8 Ma(=2, 2σ), 对应的年龄推荐值为337.13±0.37(2σ)(Sláma et al., 2008), 两者在误差范围内完全一致。

锆石Lu-Hf同位素在中国地质科学院矿产资源研究所激光剥蚀‒多接收电感耦合等离子体质谱仪(LA-MC-ICP-MS)上测试, 仪器运行条件及详细测试流程参考侯可军等(2007)。实验过程中采用He作为剥蚀物质载气, 根据锆石大小, 剥蚀直径40～60 μm不等, 激光剥蚀点靠近U-Pb年龄测定点, 测试时使用锆石国际标样GJ-1作为参考物质, 其176Hf/177Hf测试加权平均值为0.282015±8(=10), 与文献报道值(Elhlou et al., 2006)在误差范围内完全一致。Hf()计算采用衰变常数=1.865´10−11a−1(Scherer et al., 2001), (176Hf/177Hf)CHUR=0.032, (176Hf/177Hf)CHUR, 0=0.282772(Blichert-Toft et al., 1997), 亏损地幔模式年龄(DM1)计算采用(176Lu/177Hf)DM=0.0384, (176Hf/177Hf)DM=0.28325 (Griffin et al., 2000), 二阶段Hf模式年龄(DM2)计算时, 平均地壳176Lu/177Hf值为0.015(Griffin et al., 2002)。

5 分析结果

5.1 锆石U-Pb年龄

松诺2件石英闪长玢岩的锆石均呈半自形‒自形板状结构, 半透明‒透明, 晶面较光滑, 长宽比约2∶1。从锆石的阴极发光(CL)图像(图7)可以看出, 含矿石英二长斑岩中锆石具有清晰的振荡环带, 未见继承锆石核和新生的变质锆石边, 均具有较典型的岩浆成因锆石特征。

图7 松诺石英闪长玢岩锆石阴极发光CL图片

其中地表风化蚀变石英闪长玢岩样品(SN1-1)中获得11个有效测试点(表1)。样品中锆石Th含量为105×10−6～416×10−6, U含量为454×10−6～968×10−6, Th/U值为0.23～0.43, 显示为典型的岩浆锆石特征(Hoskin and Black, 2000; 吴元保和郑永飞, 2004)。11个测试点的206Pb/238U表面年龄介于227～232 Ma之间, 其加权平均年龄为229.7±1.1 Ma(MSWD=1.9,=11)(图8a)。

表1 松诺石英闪长玢岩LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素测试结果

图8 松诺石英闪长玢岩锆石U-Pb年龄谐和图

含矿石英闪长玢岩(DZK0007-2)样品共获16个有效测试点(表1)。样品中锆石Th含量为53.6×10−6～ 254×10−6, U含量为85.0×10−6～315×10−6, Th/U值为0.6～1.0, 显示为典型的岩浆锆石特征。16个测试点的206Pb/238U表面年龄介于221～223 Ma之间, 其加权平均年龄为222.3±0.7 Ma(MSWD=0.25,=16)(图8b)。2件样品年龄结果相近, 均为晚三叠世岩浆活动的产物。

5.2 岩石地球化学

松诺(含矿)石英闪长玢岩和石英二长斑岩样品的主量和微量元素分析结果见表2。

表2 松诺(含矿)石英闪长玢岩和石英二长斑岩主量(%)和微量元素(×10−6)分析结果

表3 松诺石英闪长玢岩锆石LA-MC-ICP-MS Hf同位素分析结果

所有样品的SiO2含量为59.25%～66.67%, Na2O含量为3.18%～4.62%; K2O含量较高为1.84%～4.73%, K2O/Na2O值为0.36～1.48, 平均0.81, 总体属高钾钙碱性系列岩石; 样品的全碱(Na2O+K2O)变化范围为6.14%～7.95%, 在TAS图解上(图9a), 样品主要落在(花岗)闪长岩和(石英)二长岩过渡区, 与野外、镜下定名基本一致。所有样品的Al2O3含量为14.09%～15.86%,铝饱和指数(A/CNK)为0.71～1.17, 在A/NK-A/CNK图解(图9b)中, 主要为准铝质花岗岩。样品的P2O5含量(0.13%～0.39%)较低。

图9 松诺石英闪长玢岩和石英二长斑岩TAS图解(a;据Middlemost, 1994)和A/NK-A/CNK图解(b;据Maniar and Piccoli, 1989)

(含矿)石英闪长玢岩稀土元素总量(ΣREE)为132×10−6～206×10−6, 平均155×10−6; 轻重稀土元素分异显著, LREE/HREE值平均11.6, (La/Yb)N=10.2～17.3, 含矿石英闪长玢岩具较弱的正Eu异常, 其他几件较新鲜的样品Eu异常不明显。石英二长斑岩的稀土元素总量ΣREE=87.0×10−6～94.7×10−6; LREE富集, HREE亏损, LREE/HREE值平均9.85, (La/Yb)N=9.85～12.5, 具弱的负Eu异常。在球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(图10a)中, 所有样品配分曲线基本一致, 均为右倾型, 表现为轻稀土元素富集、重稀土元素亏损, 但(含矿)石英闪长玢岩稀土元素总含量稍高于石英二长斑岩。

松诺石英闪长玢岩和石英二长斑岩总体表现出相似的微量元素地球化学特征(表2, 图10b), 所有样品均富集Rb、Ba、K等大离子亲石元素(LILE), 而亏损Nb、P、Ta、Ti等高场强元素(HFSE), 呈明显的“V”形谷。另外, 石英闪长玢岩较石英二长斑岩有更高的Ba、Th、Sr、Pb、P、Nd含量。

5.3 全岩Sr-Pb同位素

松诺3件石英闪长玢岩样品的Sr-Pb同位素分析结果见表4。其中SN1-1样品的(87Sr/86Sr)i=0.707012; DZK0007-2和DZK0007-3样品的(87Sr/86Sr)i分别为0.705899和0.705785, 初始208Pb/204Pb、207Pb/204Pb和206Pb/204Pb分别为38.273和38.386、15.532和15.531、18.080和18.191, 变化范围较小。

表4 松诺石英闪长玢岩Sr-Pb同位素分析结果

5.4 锆石Hf同位素

对松诺2件石英闪长玢岩样品(SN1-1、DZK0007-2)进行原位锆石Hf同位素测试, 结果见表3。两件样品的176Lu/177Hf值分别为0.000524～0.001581和0.000995～0.001453(表3), 均小于0.002, 显示锆石在形成后具有极低的放射成因Hf积累, 因此所测定的176Hf/177Hf值可以代表锆石结晶时体系的Hf同位素组成(吴福元等, 2007)。

SN1-1样品中锆石的176Hf/177Hf值为0.282596～ 0.282645,Hf()值为−1.3～0.4, 平均0.4, 分布较集中。单阶段Hf模式年龄(DM1)为859～933 Ma, 平均893 Ma,Hf()对应的二阶段Hf模式年龄DM2为1089～ 1184 Ma, 平均1135 Ma。

DZK0007-2样品中锆石的176Hf/177Hf值为0.282473～0.282633;Hf()值为−5.8～−0.2, 平均−4.6, 分布较集中;DM1为881～1102 Ma, 平均1055 Ma;DM2为1117～1422 Ma, 平均1354 Ma。

6 讨 论

6.1 格咱岛弧晚三叠世岩浆活动

义敦岛弧南段的格咱岛弧晚三叠世中酸性侵入岩主要有闪长玢岩、石英闪长玢岩、石英二长斑岩、花岗斑岩, 侵位于三叠系图姆沟组和曲嘎寺组中, 受NNW向区域性大断裂控制, 岩体整体上呈NNW向展布。综合区域印支期岩体成岩年龄和成矿时代(表5), 格咱斑岩带中闪长玢岩和石英闪长玢岩侵位时间要稍早于石英二长斑岩体和花岗斑岩, 且野外露头侵入接触关系清楚。此外, 在红山‒红牛地区和休瓦促地区除晚三叠世石英闪长玢岩体(216 Ma;黄肖潇等, 2012)和黑云母花岗岩体(200 Ma; 余海军和李文昌, 2016; Yu et al., 2020), 还发育晚白垩世酸性花岗岩体。

表5 格咱斑岩带印支期成岩成矿同位素年龄

前人对松诺中酸性斑岩体年代学开展过一些研究, 冷成彪等(2008)获得的松诺含矿石英二长斑岩锆石SHRIMP U-Pb年龄为220.9±3.5 Ma; 赖安琦等(2016)通过LA-ICP-MS测得松诺黄铜矿化石英二长斑岩锆石U-Pb年龄为204.7±1.4 Ma, 但这些年龄主要集中在矿化石英二长斑岩, 对矿区另外一类重要的含矿石英闪长玢岩缺少年代学限定。本文获得松诺矿区地表露头和钻孔深部含矿石英闪长玢岩体锆石U-Pb年龄分别为229.7±1.1 Ma和222.3±0.7 Ma, 稍早于矿区矿化石英二长斑岩体年龄。且松诺地区的石英闪长玢岩体总体也要早于带内普朗、雪鸡坪、欠虽等其他中酸性斑岩体, 但均为晚三叠世岩浆活动的产物。

6.2 岩体性质及岩浆源区

在(Na2O+K2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)图(图11a)中, 松诺石英闪长玢岩和石英二长斑岩样品均落入未分异的M、S或I型花岗岩区域。两种岩石中暗色矿物多为角闪石, 而未出现堇青石等过铝质矿物, 且大多数样品A/CNK<1.1呈现出准铝质特征, 且在P2O5-SiO2图解(图11b)中, SiO2与P2O5呈负相关关系, 主要表现出I型花岗岩特征(Chappell, 1999; Wu et al., 2003; 闫晶晶等, 2017)。结合主量元素分析结果显示, 松诺石英闪长玢岩和石英二长斑岩均属于高钾钙碱系列、准铝质‒弱过铝质I型花岗岩。

图11 松诺含矿斑岩体岩石成因判别图解(a底图据Whalen et al., 1987; b底图据Chappell, 1999、Wu et al., 2003)

石英闪长玢岩稀土元素总量(ΣREE平均155×10−6)高于石英二长斑岩(ΣREE平均90.6×10−6),但二者的稀土元素配分曲线和微量元素蛛网图具有相似的分布特征(图10)。稀土元素呈现富集轻稀土元素、亏损重稀土元素的右倾型配分模式, 样品均富集K、Rb、Ba等大离子亲石元素(LILE), 明显亏损Ta、Nb、P、Ti等高场强元素(HFSF), 呈现出弧岩浆性质的高钾钙碱性花岗岩特征(Chappell and White, 2001)。

前人根据初始锶比值将容矿斑岩分成了三类(芮宗瑶, 2002): ①幔源型, (87Sr/86Sr)i<0.7040, 以土屋和延东斑岩铜矿床为代表; ②以幔源为主的幔、壳混源型, (87Sr/86Sr)i在0.7040～0.7060之间, 以德兴铜厂和多宝山斑岩铜矿床为代表; ③以壳源为主的壳、幔混源型, (87Sr/86Sr)i在0.7060～0.7086之间, 以玉龙、马拉松多和乌奴格吐山斑岩铜矿床为代表。松诺地表含矿石英闪长玢岩(SN1-1)样品由于受风化和蚀变影响, (87Sr/86Sr)i=0.7070; 而钻孔石英闪长玢岩DZK0007-2和DZK0007-3样品(87Sr/86Sr)i分别为0.7059和0.7058, 且两件样品的初始208Pb/204Pb、207Pb/204Pb和206Pb/204Pb分别为38.273和38.386、15.532和15.531、18.080和18.191, 变化范围较小, 显示松诺含矿斑岩体具有比较单一的物质来源, 主要来源于富集地幔, 有地壳物质混入。

锆石Lu-Hf同位素可准确地约束岩浆源区及演化分异过程(吴福元等, 2007; Li et al., 2007; Guo et al., 2015)。一般而言, 具有低的Hf()负值和相应老的模式年龄表明花岗岩可能来源于古老地壳的深融或重融, 而具有较高的Hf()正值和相应较年轻的模式年龄表明花岗岩可能来源于地幔熔体高度结晶分异或者地壳中地幔物质的再循环或者新生地壳的部分熔融(Ben-Bassat, 1980; Kinny and Mass, 2003; Mo et al., 2007)。I型花岗岩可由地壳内中基性火成岩或基性变质岩部分熔融而来(Chappell and Stephens, 1988), 或地壳重熔过程中有幔源物质的加入而形成(Kemp et al., 2007; Collins and Richards, 2008; Zhu et al., 2009a, 2009b)。松诺含矿石英闪长玢岩体锆石具有较高的176Hf/177Hf值(0.282473～0.282645),Hf()值为−5.8～0.4(图12a), 均值为−2.5, 而Hf二阶段模式年龄(DM2)值为1089～1422 Ma(图12b), 平均值为1245 Ma, 且所有锆石Lu/Hf值(为−0.98～−0.95)显著小于大陆地壳Lu/Hf值(下地壳的Lu/Hf=−0.34, 上地壳的Lu/Hf=−0.72), 表明其源区为地幔岩石或新生地壳部分熔融。在Hf()-年龄关系图(图13)中, 松诺岩体和区域上其他印支期岩体及安山岩具有相似的锆石Hf同位素组成特征, 总体分布在零值附近, 部分岩体完全呈现出正Hf()值特征, 表明在这期成岩作用岩浆源区总体呈现出富集地幔特征(余海军, 2018)。其中SN1-1样品Hf()在零值附近, 而DZK0007-2样品Hf()值均为负值, 说明含矿斑岩形成过程中可能有陆壳物质的加入。

图12 松诺石英闪长玢岩锆石εHf(t)值分布直方图(a)及二阶段Hf模式年龄直方图(b)

图13 松诺含矿斑岩锆石εHf(t)-t关系图(底图据Lu et al., 2013)

综上, 松诺含矿斑岩体年代学、岩石化学、锆石Hf同位素和全岩Sr-Pb同位素等特征, 与区域上印支期含矿斑岩特征相似(侯增谦等, 2003; 李文昌等, 2010, 2013; Li et al., 2017), 显示松诺含矿斑岩体主要来源于富集地幔部分熔融并混有少量的陆壳物质。

6.3 岩石成因及地质意义

花岗岩类型与大地构造环境具有密切的关系, 岩石地球化学特征对构造环境和地球动力学演化方面有重要的指示意义(Barbarin, 1999)。松诺石英闪长玢岩和石英二长斑岩Rb/Sr值为0.08～0.31, 平均值0.15, 介于上地幔值(0.034)与地壳值(0.35)之间(Taylor and McLennan, 1995), 呈现出壳幔混源的特点。松诺岩体样品相对亏损P、Ti、Nb、Ta等元素, 且在哈克图解中, Fe、Mg、Ca等含量与SiO2含量呈负相关关系(图略), 表明岩浆可能经历了磷灰石、金红石、橄榄石、辉石等结晶分异作用。在Rb-(Y+Nb)构造判别图解(图14a)中, 石英二长斑岩和石英闪长玢岩样品全部落在了火山弧花岗岩区; 在(Rb/30)-Hf-3×Ta图解(图14b)中, 大部分样品落在火山弧和靠近火山弧花岗岩区, 显示研究区斑岩体具有弧型岩浆岩的地球化学特征(Taylor, 1985; Sun and Mcdonough, 1989; Kang et al., 2014)。

Syn-COLG. 同碰撞花岗岩; VAG. 火山弧花岗岩; ORG. 洋脊花岗岩; WPG. 板内花岗岩。

此外, 松诺石英闪长玢岩和石英二长斑岩均具有较高的Sr(329×10−6～1050×10−6)含量, 较低的Y(均值为15.6×10−6)和Yb(均值为1.66×10−6)含量, 以及较高的Sr/Y(23.3～60.9)、La/Nb(1.82～4.85)(岛弧岩浆La/Nb>1; Condie, 1982)、Ba/La(29.4～68.5)和Ba/Nb(56.2～251.4)值, 呈现出埃达克质岩石的部分特征(Defant and Drummond, 1990; Richards and Kerrich, 2007; Castillo, 2012)。在Y-Sr/Y和(La/Yb)N- YbN图解(图15)中, 松诺石英闪长玢岩体样品均落入经典岛弧岩石域, 3件石英二长斑岩样品落入埃达克岩石和经典岛弧岩石过渡区靠近埃达克岩石一侧, 表明松诺地区中酸性侵入岩形成于与板片俯冲有关的火山弧环境中。综合区域地质研究表明, 松诺含矿斑岩体为晚三叠世甘孜‒理塘大洋板片向西俯冲, 导致上覆交代地幔楔部分熔融, 岩浆侵位过程中经历结晶分异作用及少量陆壳物质的混染而形成(侯增谦等, 2003; 李文昌等, 2010, 2013; Li et al., 2017)。这些岩石为区域铜成矿作用提供了重要的成矿物质。

图15 松诺含矿斑岩体Sr/Y-Y图解(a)和(La/Yb)N-YbN图解(b)(底图据Defant and Drummond., 1990)

前人研究表明, 富水和高岩浆氧逸度是制约斑岩型铜金成矿的重要因素, 且岩浆水的含量和氧逸度存在正相关关系(Kelley and Cottrell, 2009; Richards, 2015; Sunet al., 2015)。松诺含矿斑岩体斑晶中见大量含水矿物角闪石, 表明原始岩浆具有较高水含量, 为后期岩浆‒热液过程提供有利条件。且含矿斑岩体中普遍发育有磁铁矿, 表明含矿斑岩母岩浆氧逸度较高, 有利于形成斑岩型铜金矿床。松诺含矿斑岩及围岩的蚀变矿化均显示出强烈面状蚀变分布特征, 蚀变类型及其矿物组合具典型斑岩型铜矿化青磐岩化和绢英岩化特征, 外接触带围岩普遍具角岩化蚀变特征。含矿斑岩节理裂隙发育, 具细网脉状、小团块状、浸染状黄铁矿黄铜矿磁铁矿化。钻孔揭露到的矿体垂厚53.54 m、真厚18.22 m, 矿体Cu品位0.20%～0.61%, 平均品位0.23%。因此松诺石英闪长玢岩和石英二长斑岩为含矿岩体, 具有寻找斑岩型铜多金属矿的潜力, 值得进一步开展深入研究和勘查工作。

7 结 论

(1) 锆石U-Pb定年结果显示, 松诺含矿石英闪长玢岩的成岩年龄分别为229.7 Ma和222.3 Ma, 为晚三叠世岩浆活动的产物, 与区域印支期含矿斑岩体成岩‒成矿年龄一致, 属同一构造‒岩浆‒成矿事件产物。

(2) 松诺石英闪长玢岩和石英二长斑岩具有相似的地球化学特征, 富集轻稀土元素和大离子亲石元素, 亏损重稀土元素和高场强元素, 为准铝‒弱过铝质的高钾钙碱性系列的具有弧岩浆性质的I型花岗岩。松诺含矿石英闪长玢岩锆石Hf()在零值附近, 显示来源于交代地幔楔的部分熔融。

(3) 松诺含矿斑岩成岩年龄、岩浆性质和源区等地球化学特征与区域上普朗、雪鸡坪等大型‒超大型斑岩铜矿较为相似, 具备弧构造背景斑岩型铜多金属矿床的成矿条件, 且铜矿化蚀变强烈, 具有较好的找矿前景, 值得进一步深入研究和开展勘查工作。

致谢:野外工作得到了云南省地质调查院的大力支持与帮助, 成文过程得到了东华理工大学冷成彪教授和中国科学院地球化学研究所王新松研究员的指导, 两位审稿人提出的大量建设性修改意见, 一并表示衷心感谢！

曹殿华, 王安建, 黄玉凤, 张维, 侯可军, 李瑞萍, 李以科. 2009. 中甸弧雪鸡坪斑岩铜矿含矿斑岩锆石SHRIMP U-Pb年代学及Hf同位素组成. 地质学报, 83(10): 1430–1435.

代友旭, 董国臣, 景国庆, 李雪峰, 王鹏, 和文言, 周千. 2017. 云南中甸格咱地区晚三叠世火山岩年代学、地球化学特征及其构造意义. 岩石学报, 33(8): 2548– 2562.

董涛, 江小均, 李超, 段召艳, 曹晓民, 杜斌, 董红国, 李冰. 2021. 滇西北中甸地区普上含矿斑岩锆石U-Pb年代学和地球化学特征及其地质意义. 矿物岩石地球化学通报, 40(4): 871–888.

董涛, 余海军, 段召艳, 魏坤, 吴俊, 兰文达, 刘晓波, 杜斌. 2020. 云南香格里拉盖吉夏含矿石英二长闪长斑岩年代学、地球化学、锆石Hf同位素特征及其地质意义. 岩石学报, 36(5): 1369–1388.

董毅. 2013. 云南香格里拉阿热岩体年代学与地球化学. 成都: 成都理工大学硕士学位论文.

董毅, 刘显凡, 邓江红, 李春辉, 易立文, 邹金汐, 黄玉蓬. 2012. 中甸弧西斑岩带印支期中酸性侵入岩成因与成矿意义. 中国地质, 39(4): 887–899.

侯可军, 李延河, 田有荣. 2009. LA-MC-ICP-MS锆石微区原位U-Pb定年技术. 矿床地质, 28(4): 481–492.

侯可军, 李延河, 邹天人, 曲晓明, 石玉若, 谢桂青. 2007. LA-MC-ICP-MS锆石Hf同位素的分析方法及地质应用. 岩石学报, 23(10): 2595–2604.

侯增谦, 杨岳清, 王海平, 曲晓明, 黄典豪. 2003. 三江义敦岛弧碰撞造山过程与成矿系统. 北京: 地质出版社: l–345.

黄肖潇, 徐继峰, 陈建林, 任江波. 2012. 中甸岛弧红山地区两期中酸性侵入岩的年代学、地球化学特征及其成因. 岩石学报, 25(5): 1494–1506.

江小均, 王忠强, 李文昌, 余海军, 李超, 张向飞, 严清高. 2019. 滇西北休瓦促晚白垩世岩浆‒成矿作用动力学机制探讨. 地学前缘, 26(2): 137–156.

赖安琦, 李文昌, 刘学龙, 杨富成, 李喆. 2016. 云南格咱岛弧松诺石英二长斑岩锆石U-Pb年龄、地球化学特征及地质意义. 地质论评, 62(4): 955–969.

冷成彪. 2009. 滇西北雪鸡坪斑岩铜矿地质背景及矿床地球化学特征研究. 贵阳: 中国科学院地球化学研究所博士学位论文.

冷成彪, 张兴春, 王守旭, 秦朝建, 苟体忠. 2007. 云南中甸地区两个斑岩铜矿容矿斑岩的地球化学特征——以雪鸡坪和普朗斑岩铜矿床为例. 矿物学报, 27(3–4): 414–422.

冷成彪, 张兴春, 王守旭, 秦朝建, 苟体忠, 王外全. 2008. 滇西北中甸松诺含矿斑岩的锆石SHRIMP U-Pb年龄及地质意义. 大地构造与成矿学, 32(1): 124–130.

李文昌. 2007. 义敦岛弧构造演化与普朗超大型斑岩铜矿成矿模型. 北京: 中国地质大学(北京)博士学位论文.

李文昌, 尹光候, 卢映祥, 刘学龙, 许东, 张世权, 张娜. 2009. 中甸普朗复式斑岩体演化及40Ar-39Ar同位素依据. 地质学报, 83(1): 1421–1429.

李文昌, 尹光候, 卢映祥, 王彦斌, 余海军, 曹晓民, 张世权. 2010. 西南“三江”格咱火山‒岩浆弧红山‒属都蛇绿混杂岩带厘定及其意义. 岩石学报, 26(6): 1661– 1671.

李文昌, 尹光侯, 余海军, 卢映祥, 刘学龙. 2011. 滇西北格咱火山‒岩浆弧斑岩成矿作用. 岩石学报, 27(9): 2541–2552.

李文昌, 余海军, 尹光候. 2013. 西南“三江”格咱岛弧斑岩成矿系统. 岩石学报, 29(4): 1129–1144.

林清茶, 夏斌, 张玉泉. 2006. 云南中甸地区雪鸡坪同碰撞石英闪长玢岩锆石SHRIMP U-Pb定年及其意义. 地质通报, 25(1–2): 133–135.

马鸿文. 1992. 花岗岩成因类型的判别分析. 岩石学报, 8(4): 341–350.

潘桂堂, 徐强, 侯增谦, 王立全, 杜德勋, 莫宣学, 李定谋, 汪名杰, 李兴振, 江新胜, 胡云中. 2003. 西南“三江”多岛弧造山过程成矿系统与资源评价. 北京: 地质出版社.

任江波, 许继峰, 陈建林. 2011b. 中甸岛弧成矿斑岩的锆石年代学及其意义. 岩石学报, 27(9): 2591–2599.

任江波, 许继峰, 陈建林, 张世权, 梁华英. 2011a. “三江”地区中甸弧普朗成矿斑岩地球化学特征及其成因. 岩石矿物学杂志, 30(4): 581–592.

芮宗瑶. 2002. 中国斑岩铜(钼)矿床. 北京: 中国地质调查局(内部出版).

谭雪春, 曾群望, 苏文宁. 1985. 滇西东部斑岩与斑岩铜矿科研报告. 昆明: 云南省地质科学研究所(内部资料).

吴福元, 李献华, 郑永飞, 高山. 2007. Lu-Hf同位素体系及其岩石学应用. 岩石学报, 23(2): 185–220.

吴元保, 郑永飞. 2004. 锆石成因矿物学研究及其对U-Pb年龄解释的制约. 科学通报, 49(16): 1589–1604.

闫晶晶, 赵志丹, 刘栋, 王珍珍, 唐演. 2017. 西藏中拉萨地块晚侏罗世许如错花岗岩地球化学与岩石成因. 岩石学报, 33(8): 2437–2453.

杨帆, 邹国富, 吴静, 李峰, 姜永果, 赵向东. 2011. 中甸春都铜矿区岩体成岩时代及地质意义. 大地构造与成矿学, 35(2): 307–314.

余海军. 2018. 格咱斑岩带复合成矿系统及找矿方向. 北京: 中国地质大学博士学位论文.

余海军, 李文昌. 2016. 滇西北休瓦促Mo-W矿区印支晚期和燕山晚期岩浆活动与成矿作用: 来自锆石U-Pb年代学和地球化学的证据. 岩石学报, 32(8): 2265–2280.

余海军, 李文昌, 尹光候, 曾普胜, 范玉华, 曹晓民. 2009. 普朗铜矿床铜品位分布地质统计学研究. 地质与勘探, 45(4): 437–443.

云南省地质矿产勘查开发局. 1990. 云南区域地质志. 北京: 地质出版社.

曾普胜, 李文昌, 王海平, 李红. 2006. 云南普朗印支期超大型斑岩铜矿床: 岩石学及年代学特征. 岩石学报, 22(4): 989–1000.

曾普胜, 莫宣学, 喻学惠, 侯增谦, 徐启东, 王海平, 李红, 杨朝志. 2003. 滇西北中甸斑岩及斑岩铜矿. 矿床地质, 22(4): 393–400.

Barbarin B. 1999. A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic environments., 46(3): 605–626.

Ben-Bassat M, Carlson R W, Puri V K, Davenport M D, Schriver J A, Latif M, Smith R, Portigal L D, Lipnick E H, Weil M H. 1980. Pattern-based interactive diagnosis of multiple disorders: The MEDAS system., 2(2): 148–160.

Blichert-Toft J, Chaucel C, Albarede F. 1997. Separation of Hf and Lu for high-precision isotope analysis of rock samples by magnetic sector-multiple collector ICP-MS., 127(3): 248–260.

Cao K, Yang Z M, Xu J F, Fu B, Li W K, Sun M Y. 2018. Origin of dioritic magma and its contribution to porphyryCu-Au mineralization at Pulang in the Yidun arc, eastern Tibet., 304–307: 436–449.

Castillo P R. 2012. Adakite petrogenesis., 134: 304– 316.

Chappell B W. 1999. Aluminium saturation in I- and S-type granites and the characterization of fractionated haplo­granites., 46(3): 535–551.

Chappell B W, Stephens W E. 1988. Origin of infracrustal (I-type) granite magmas.:, 79(2–3): 71–86.

Chappell B W, White A J R. 2001. Two contrasting granite types: 25 years later., 48(4): 489–499.

Collins W J, Richards S W. 2008. Geodynamic significance of S-type granites in circum-Pacific orogens., 36(7): 559–562.

Condie K C. 1982. Plate Tectonics and Crustal Evolution. Oxford: Pergamon Press.

Defant M J, Drummond M S. 1990. Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere., 347(6294): 662–665.

Deng J, Wang Q F, Li G J, Li C S, Wang C M. 2014a. Tethys tectonic evolution and its bearing on the distribution of important mineral deposits in the Sanjiang region, SW China., 26(2): 419–437.

Elhlou S, Belousova E, Griffin W L, Pearson N J, O’Reilly S Y. 2006. Trace element and isotopic composition of GJ-red zircon standard by laser ablation., 70(18), A158.

Griffin W J, Wang X, Jackson S E, Pearson N J, O’Reilly S Y, Xu X S, Zhou X M. 2002. Zircon chemistry and magma mixing, SE China:analysis of Hf isotopes, Tonglu and Pingtan igneous complexes., 61(3), 237–269.

Griffin W L, Pearson N J, Beloussova E, Jackson S E, Van Achterbergh E, O’Reilly S Y, Shee S R. 2000. The Hf isotope composition of cratonic mantle: LA-MC-ICPMSanalysis of zircon megacrysts in kimberlites., 64(1): 133–147.

Guo Z, Wilson M, Zhan G M, Cheng Z, Zhang L. 2015. Post-collisional ultrapotassic mafic magmatism in South Tibet: Products of partial melting of pyroxenite in the mantle wedge induced by roll-back and delamination of the subducted Indian continental lithosphere slab., 56(7): 1365–1406.

Harris N B W, Pearce J A, Tindle A G. 1986. Geochemical characteristics of collision-zone magmatism // Coward M P, Reis A C. Collision Tectonics.,,, 19(5): 67–81.

Hoskin P W O, Black L P. 2000. Metamorphic zircon formation by solid-state recrystallization of protolith igneous zircon., 18(4): 423–439.

Kang Z Q, Xu J F, Wilde S A, Feng Z H, Chen J L, Wang B D,Fu W C, Pan H B. 2014. Geochronology and geochemistry of the Sangri Group volcanic rocks, Southern Lhasa Terrane: Implications for the early subduction history of the Neo-Tethys and Gangdese magmatic arc., 200–201(1): 157–168.

Kelley K A, Cottrell E. 2009. Water and the oxidation state ofsubduction zone magmas., 325(5940): 605–607.

Kemp A I S, Hawkesworth C J, Foster G L, Paterson B A, Woodhead J D, Hergt J M, Gray C M, Whitehouse M J. 2007. Magmatic and crustal differentiation history of granitic rocks from Hf-O isotopes in zircon., 315(5814): 980–983.

Kinny P D, Mass R. 2003. Lu-Hf and Sm-Nd isotope systems in zircon., 53(1): 327–341.

Leng C B, Zhang X C, Hu R Z, Wang S X, Zhong H, Wang W Q, Bi X W. 2012. Zircon U-Pb and molybdenite Re-Os geochronology and Sr-Nd-Pb-Hf isotopic constraints on the genesis of the Xuejiping porphyry copper deposit in Zhongdian, Northwest Yunnan, China., 60: 31–48.

Li W C, Yu H J, Gao X. 2017. Review of Mesozoic multiple magmatism and porphyry Cu-Mo (W) mineralization in the Yidun Arc, eastern Tibet Plateau., 90: 795–812.

Li W C, Zeng P S, Hou Z Q, White N C. 2011. The Pulang porphyry copper deposit and associated felsic intrusionsin Yunnan Province, Southwest China., 106(1): 79–92.

Li X H, Li Z X, Li W X, Liu Y, Yuan C, Wei G G, Qi C S. 2007. U-Pb zircon, geochemical and Sr-Nd-Hf isotopic constraints on age and origin of Jurassic I-and A-type granites from central Guangdong, SE China: A major igneous event in response to foundering of a subducted flat-slab?, 96(1–2): 186–204.

Liu Y S, Hu Z C, Gao S. 2008.analysis of major and trace elements of anhydrous minerals by LA-ICP-MS without applying an internal standard., 257(1–2): 34–43.

Lu Y J, Kerrich R, Kemp A I S, McCuaig T C, Hou Z Q, Hart C J R, Li Z X, Cawood P A, Bagas L, Yang Z M, Cliff J, Belousova E A, Jourdan F, Evans N J. 2013. Intracontinental Eocene-Oligocene porphyry Cu mineral systems of Yunnan, western Yangtze craton, China: Compositional characteristics, sources, and implicationsfor continental collision metallogeny., 108(7): 1541–1576.

Maniar P D, Piccoli P M. 1989. Tectonic discrimination of granitoids., 101(5): 635–643

McDonough W F, Sun S S. 1995. The composition of the Earth., 120: 223–253.

Middlemost E A K. 1994. Naming materials in the magma/ igneous rock system., 37(3–4): 215–224

Mo X X, Hou Z Q, Niu Y L, Dong G C, Qu X M, Zhao Z D, Yang Z M. 2007. Mantle contributions to crustal thickeningduring continental collision: Evidence from Cenozoic igneous rocks in southern Tibet., 96(1–2): 225–242.

Nasdala L, Hofmeister W, Norberg N. 2008. Zircon M257 — A homogeneous natural reference material for the ion microprobe U-Pb analysis of zircon., 32(3): 247–265.

Pearce J A, Harris N B W, Tindle A G. 1984. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks., 25(4): 956–983.

Richards J P. 2015. The oxidation state, and sulfur and Cu contents of arc magmas: Implications for metallogeny., 233(31): 27–45.

Richards J R, Kerrich R. 2007. Special paper: Adakite-like rocks: Their diverse origins and questionable role in metallogenesis., 102(4): 537–576.

Scherer E, Munker C, Mezger K. 2001. Calibration of the lutetium-hafnium clock., 293(5530): 683–687.

Sláma J, Kosler J, Condon D J. 2008. Plesovice zircon — A new natural reference material for U-Pb and Hf isotopic microanalysis., 249(1–2): 1–35.

Sun S S, Mcdonough W F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes.,,, 42(1): 313–345.

Sun W D, Huang R F, Li H, Hu Y B, Zhang C C, Sun S J, Zhang L P, Ding X, Li C Y, Zartman R E, Ling M X. 2015. Porphyry deposits and oxidized magmas., 65: 97–131.

Taylor S R, Mclennan S M. 1985. The continental crust: Its composition and evolution. Oxford: Blackwall Scientific Publications: 1–312

Taylor S R, McLennan S M. 1995. The geochemical evolution of the continental crust., 33(2): 241–265.

Wang C M, Bagas L, Lu Y J, Santosh M, Du B, McCuaig T C. 2016. Terrane boundary and spatio-temporal distributionof ore deposits in the Sanjiang Tethyan Orogen: Insightsfrom zircon Hf-isotopic mapping., 156: 39–65.

Whalen J B, Currie K L, Chappell B W. 1987. A-type granites: Geochemical characteristics, discrimination andpetrogenesis., 95(4): 407–419.

Wu F Y, Jahn B M, Wilder S A, Lo C H, Yu T F, Lin Q, Ge W C, Sun D Y. 2003. Highly fractionated I-type granites in NE China (Ⅰ): Geochronology and petrogenesis., 66(3–4): 241–273.

Yang L Q, He W Y, Gao X, Xie S X, Yang Z. 2018. Mesozoicmultiple magmatism and porphyry-skarn Cu-polymetallicsystems of the Yidun Terrane, Eastern Tethys: Implications for subduction- and transtension-related metallogeny., 62(1): 144–162.

Yu H J, Jiang J W, Li W C. 2020. Controls of variable crustal thicknesses on Late Triassic mineralization in the Yidun Arc, Eastern Tibet., 195(1–2), 104285.

Yu H J, Li W C, Yin G H. 2014. Zircon U-Pb ages of the granodioritic porphyry in the laba molybdenum deposit, Yunnan, SW China and its geological implication.(), 88(4): 1183–1194

Zhu D C, Mo X X, Niu Y L, Zhao Z D, Wang L Q, Liu Y S, Wu F Y. 2009a. Geochemical investigation of Early Cretaceous igneous rocks along an east-west traverse throughout the central Lhasa Terrane, Tibet., 268(3–4): 298–312.

Zhu D C, Mo X X, Wang L Q, Zhao Z D, Niu Y L, Zhou C Y, Yang Y H. 2009b. Petrogenesis of highly fractionated I-type granites in the Zayu area of eastern Gangdese, Tibet: Constraints from zircon U-Pb geochronology, geochemistry and Sr-Nd-Hf isotopes.(), 52(9): 1223–1239.

Petrochemical, Zircon U-Pb age and Hf Isotopic Characteristics of the Songnuo Porphyry in Northwestern Yunnan and Their Geological Significance

WANG Hao1, 2, YU Haijun1, 2, 3, 4*, ZHANG Chuanyu2, 3, 4, WANG Lu2, 3, 4, SU Xiaoyu2, 3, 4, JIANG Jiawen3, 4, 5

(1. Faculty of Land Resource Engineering, Kunming University of Science and Technology, Kunming 650093, Yunnan, China; 2. MNR Key Laboratory of Sanjiang Metallogeny and Resources Exploration and Utilization, MNR, Kunming 650051, Yunnan, China; 3. Yunnan Geological Survey, Kunming 650216, Yunnan, China; 4. Yunnan Key Laboratory of Sanjiang Metallogeny and Resources Exploration and Utilization, Kunming 650051, Yunnan, China; 5. Faculty of Earth Resource, China University of Geosciences (Wuhan), Wuhan 430074, Hubei, China)

In recent years, with the built of large and super-large copper deposits such as Pulang and Hongshan- Hongniu, the Geza area in Northwest Yunnan has become an important porphyry copper ore concentration area and copper resource exploration and development base in China, and searching for the “Pulang-Hongshan style” porphyry-skarn type large and super-large copper polymetallic deposits in this area has become a hot spot of ore geological study and prospecting exploration. Based on the prospective survey of copper resources in the Songnuo area, petrological and geochemical investigations were carried out on the mineralized quartz diorite porphyrite in the Songnuo area. Two samples of ore-bearing quartz diorite porphyrites at Songnuo have zircon U-Pb ages of 229.7±1.1 Ma and 222.3±0.7 Ma, respectively, indicating that they are the products of the Late Triassic magmatic activity. The quartz diorite porphyrite and quartz monzonite porphyry show the petrochemical characteristics of pseudoaluminous-weak peraluminous shoshonite-high-potassium calc-alkaline series I-type granite. The rocks show REE patterns characterized by LREE enrichment, relatively depletion of HREE, weak negative Eu anomalies, whereas their trace elements are featured by enrichment of large ion lithophile elements such as K, Rb and Ba, and depletion of high field strength elements such as Ta, Nb, P and Ti. Based on the characteristics of petrology, rock geochemistry, zircon Hf isotope and whole rock Sr-Pb isotopes, it is considered that the Songnuo ore-bearing porphyry was formed in the arc tectonic environment formed by the westward subduction of the Ganzi-Litang oceanic crust during the Indosinian period. The magma source is the enriched lithosphere mantle metasomatized by subducting related fluids, and during ascending process, the magma experienced contamination by crust-derived sedimentary materials. Thus, the pluton has metallogenic conditions of island arc porphyry copper polymetallic deposits, showing strong alteration and mineralization and promising prospecting potential, and thus is worthy of further research and exploration.

zircon U-Pb geochronology; Hf isotopes; petrography; Songnuo copper deposit; Northwest Yunnan

10.16539/j.ddgzyckx.2023.05.007

2022-05-22;

2022-11-04

国家自然科学基金项目(42173026)、云南省基础研究计划专项面上项目(202301AT070019)、云南省科技计划项目(202305AT350004-3)和云南省“兴滇英才”青年人才项目联合资助。

王浩(1996–), 男, 硕士研究生, 资源勘查和地球化学专业。E-mail: yh121403227@163.com

余海军(1985–), 男, 正高级工程师, 主要从事矿床学和找矿勘查研究。E-mail: 79232816@qq.com

P581; P595; P597

A

1001-1552(2023)05-1040-023