玉龙铜（钼）矿带多霞松多岩体成因：锆石U-Pb 年代学和岩石地球化学约束*

袁亚娟 欧诗敏 吴楷杨 骆小康柯依晴 肖敬国 张玉泉 夏 斌

（1.华南师范大学地理科学学院 广州 510631；2.中国科学院广州地球化学研究所 广州 510640；3.中山大学海洋学院 广东珠海 519082）

金沙江—哀牢山富碱斑岩带作为青藏高原三江地区资源丰富的多金属成矿带，保存了新特提斯洋俯冲、陆—陆碰撞和后碰撞等构造事件记录。其中，藏东玉龙斑岩铜（钼）矿带是与碰撞造山环境有关的重要斑岩铜矿带，其构造环境、成因机制及成矿过程一直是地学界的研究热点（Deng et al.，2014；陈奇等，2022）。但目前研究工作主要集中在玉龙斑岩铜矿床，对其南部的多霞松多斑岩铜矿床研究较少。多霞松多斑岩铜矿床位于玉龙斑岩铜（钼）矿带南部，是该带两个大型斑岩铜钼矿床之一。张玉泉等（1998a，1998c）根据野外考察及钻孔观察，将该岩体分为早期二长花岗斑岩及晚期碱长花岗斑岩。关于多霞松多岩体的形成年代，前期主要通过K-Ar 和Rb-Sr 定年，如马鸿文（1989）曾报道多霞松多斑岩的钾长石K-Ar 年龄为25 Ma 和30.9 Ma，全岩Rb-Sr 同位素年龄为51.6 Ma（王永坤等，1992）。近年来，随着锆石微区原位U-Pb 测年技术的发展，可以较为准确地确定侵入岩年龄。Liang et al.（2006）对多霞松多岩体进行LA-ICP-MS 锆石U-Pb 定年，测定的早期斑岩成岩年龄为37.2±0.4 Ma，晚期斑岩成岩年龄为37.5±0.3 Ma，结果显示早期成岩年龄比晚期成岩年龄稍新，这可能是计算平均值时数据误差造成的。此外，前人已对玉龙斑岩铜矿带开展了构造背景和成因机制的研究工作，并提出了4 种不同成因模式：1）来源于印度—亚洲大陆碰撞引发的富集岩石圈地幔的部分熔融（Jiang et al.，2006；Xu et al.，2020）；2）来源于陆内板片俯冲造成的软流圈上涌导致的壳幔部分熔融（Lin et al.，2018）；3）来源于幔源玄武岩岩浆的同化混染—分异结晶（马鸿文，1983）；4）来源于加厚的新生镁铁质下地壳或拆沉的下地壳部分熔融（Hou et al.，2003，2013；Yang et al.，2014）。

由此可见，目前对多霞松多含矿斑岩的形成年龄和成因机制仍存在争议。本文在前人工作基础上，通过研究该岩体含矿斑岩的岩相学、年代学、岩石地球化学及锆石Hf 同位素特征，探讨其成岩时代、岩浆源区物质组成及地球动力学背景，从而为更好地认识玉龙斑岩铜（钼）矿带含矿斑岩的成因提供新的地质依据。

1 地质概况与样品特征

玉龙斑岩铜（钼）矿带位于西藏东部，处在金沙江缝合带西侧，其东北侧为贡觉盆地，西南侧为囊谦和拉屋盆地（Hou et al.，2003）。区内出露的地层主要为古—新近系红色碎屑岩（E），包括砂岩、粉砂岩及砾岩；上三叠统（T3），包括甲丕拉组粉砂岩、砂岩、泥灰岩、灰岩和火山岩，夺盖拉组长石石英砂岩，波里拉组灰岩和阿堵拉组页岩夹长石石英砂岩；石炭—二叠系（C—P），主要为灰白色大理岩夹板岩、砂岩及基性火山岩；下奥陶统（O1），主要为浅变质石英砂岩、千板岩、板岩夹结晶灰岩。带内已发现1 个超大型斑岩铜矿床（玉龙）、2 个大型斑岩铜矿床（马拉松多、多霞松多）和2 个中小型斑岩铜矿床（莽总、扎拉尕）及20 多个矿化岩体（Hou et al.，2003；林彬等，2017；Lin et al.，2018）（图1）。其中，多霞松多矿床为大型低品位的斑岩型铜（钼）矿床，位于莽总背斜中段近轴部的南西翼，出露地层为上三叠统甲丕拉组中段（T3j2）泥质粉砂岩、泥灰岩、灰岩和火山岩，下段（T3j1）为紫红色砂砾岩、石英砂岩及页岩夹凝灰岩（吴伟中等，2013）。含矿斑岩体呈向东南开口的马蹄形，面积约0.3 km2，侵入于甲丕拉组下段砂泥岩中（T3j1）。该矿床由一个矿体组成，矿体平面形态呈肾状，面积约为0.2 km2，空间形态呈上端外敞、南北向扁平的圆柱状，与岩体均向西陡倾（图2）。矿体西南侧围岩以蚀变砂岩和角岩为主，东北侧以斑岩为主（吴伟中等，2013）。研究表明，矿体与含矿岩体具多期次活动特征（张玉泉等，1998a，1998c）。

图1 玉龙斑岩铜（钼）矿带地质简图（据Hou et al.，2003修改）Fig.1 Simplified geological map of the Yulong porphyry Cu-Mo belt（modified after Hou et al.，2003）

图2 多霞松多矿床地质略图（据吴伟中等，2013 修改）Fig.2 Simplified geological map of the Duoxiasongduo deposit（modified after Wu et al.，2013）

2 样品采集与分析方法

本文分别采集二长花岗斑岩和碱长花岗斑岩样品各5 件（图2）。两类岩石均为含矿斑岩。岩石薄片磨制在中国科学院广州地球化学研究所完成，并在尼康ECLIPSE LV100POL 偏光显微镜下进行薄片鉴定与照相。

样品全岩主量元素在中国科学院广州地球化学研究所Rigaku RIX 2000 型X 射线荧光光谱仪（XRF）中完成，分析精度优于5%。微量元素包括稀土元素，在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室用PE-Elan 6000 型ICP-MS 测试，元素误差小于5%。主量元素和微量元素（表1）的分析流程参照文献（刘颖等，1996；Li et al.，2005）。

表1 多霞松多岩体全岩主量元素含量/%、CIPW 标准矿物/%和微量元素含量/×10-6Table 1 Representative composition of major/% and trace element contents /×10-6 in Duoxiasongduo masses

二长花岗斑岩样品MG-2 采自ZK3 孔孔深260 m处，样品锆石U-Pb LA-ICP-MS 定年在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室完成。实验仪器为Resolution M-50 激光剥蚀系统和Agilent 7500a 型的ICP-MS 联机，激光剥蚀斑束直径为31 μm，频率为8 Hz，锆石剥蚀过程中采用He 气作为剥蚀物质的载气，采用单点剥蚀的方法。元素含量外标采用美国国家标准技术研究院人工合成的硅酸盐玻璃标准参考物质NIST610，元素内标采用29Si，锆石年龄外标则采用Temora（417 Ma），实验流程见文献（Li et al.，2012a）。测得的激光信号数据使用ICPMSData 7.2软件进行处理（Liu et al.，2008）并进行普通Pb 校正（Andersen，2002），获得可靠的锆石微量元素含量和U-Pb 同位素比值，最终通过Isoplot 3.15 软件计算出样品的U-Pb 年龄谐和图和加权平均年龄（Ludwig，2003）。

碱长花岗斑岩样品AF-11 采自ZK22 孔孔深220 m 处，样品锆石U-Pb SHRIMP 定年在中国地质科学院地质研究所北京离子探针中心完成。本次定年采用SL13（572 Ma；U = 238×10-6）作为锆石微量元素外标（Williams et al.，1996），年龄外标则同样选择Temora（206Pb/238U 年龄为417 Ma）（Black et al.，2003），斑束直径为25 μm，采用实测204Pb校正锆石中的普通Pb（Compston et al.，1992），详细的仪器操作和测试步骤参考文献（Jian et al.，2012）。U-Pb 年龄谐和图和加权平均年龄的计算通过Isoplot 3.15 软件完成（Ludwig，2003）。

锆石原位Lu-Hf 同位素测定在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室完成。实验设备为Resolution M-50 型193 nm ArF准分子激光剥蚀系统和Neptune Plus 型多接收等离子质谱（MC-ICP-MS）。激光剥蚀斑束直径为45 μm，剥蚀频率8 Hz，采用He 气作为剥蚀物质载气，每个样点测试总时长约60 s，其中约30 s 为剥蚀时间（Zhang et al.，2015）。每8 个未知锆石样品中插入两个Penglai 锆石标样，以获取仪器漂移校正，全过程中测得的Penglai 锆石176Hf/177Hf = 0.282 905±0.000 009（±2σ，n= 8），与文献（Li et al.，2010）中的推荐参考值（176Hf/177Hf = 0.282 906± 0.000 010）一致。测试数据获得后，采用标准值179Hf/177Hf =0.732 5 对样品176Hf/177Hf 值进行质量分馏校正（Nowell et al.，1998），而176Lu 和176Yb 对176Hf 的同质异位干扰则分别使用176Lu/175Lu = 0.026 55和176Yb/171Yb = 0.901 84 来进行校正。

3 岩相学

采集的二长花岗斑岩样品呈灰白色，斑状结构，斑晶为细粒半自形—自形粒状结构，基质为显微晶质结构，块状构造（图3a）。斑晶主要为斜长石（10%～15%）、钾长石（10%～15%）、石英（5%～10%）及少量黑云母（1%～2%）。斜长石粒径0.50～2.50 mm，呈半自形—自形板状，具聚片双晶，次生绢云母化。正长石粒径约0.80～2.50 mm，呈半自形板状，少见卡式双晶，略有泥化。石英粒径约0.40～1.50 mm，呈半自形粒状，常具熔蚀边。黑云母粒径约0.50～1.50 mm，呈浅褐色—褐色，呈半自形片状，次生白云母化。基质颗粒粒径约0.02～0.20 mm，主要由斜长石（15%～20%）、钾长石（15%～20%）、石英（20%～40%）、黑云母（1%～2%）及少量金属矿物（3%）组成。其中金属矿物主要为黄铜矿、黄铁矿，呈稀疏浸染状分布于基质中。根据CIPW 标准矿物计算（表1），二长花岗斑岩石英（Q）含量为31.42%～38.86%，碱性长石（A）含量为26.47%～41.46%，斜长石（P）含量为25.78%～34.66%， 与镜下观测结果一致， 在Q-A-P 图解中，5 个样品均落入二长花岗斑岩区（图4a）。

图3 多霞松多二长花岗斑岩（a）、碱长花岗斑岩（b）镜下特征（正交偏光）Kfs.钾长石；Pl.斜长石；Bi.黑云母；Qtz.石英；Py.黄铁矿Fig.3 Microscopic characteristics of the monzogranite porphyry（a）and alkali feldspar granite porphyry（b）（orthogonal polarized light）in Duoxiasongduo

图4 多霞松多岩体Q-A-P 图解（a.据Streckeisen，1976；Le Maitre et al.，1989），A/NK-A/CNK 判别图（b.据Maniar and Piccoli，1989），K2O-SiO2图解（c.据Rickwood，1989；Le Maitre et al.，2002）及SiO2-AR 图解（d.据Wright，1969）Fig.4 Q-A-P diagram（a.after Streckeisen，1976；Le Maitre et al.，1989），A/NK-A/CNK diagram（b.after Maniar and Piccoli，1989），K2O-SiO2 diagram（c.after Rickwood，1989；Le Maitre et al.，2002）and SiO2-AR diagram（d.after Wright，1969）for Duoxiasongduo complex mass

碱长花岗斑岩样品呈灰白色，斑状结构，斑晶为中细粒半自形粒状结构，基质为显微晶质结构，块状构造（图3b）。斑晶主要为钾长石（15%～20%）、石英（10%～15%）及少量斜长石（2%）。正长石粒径约1.80～5.00 mm，呈半自形板状，不具双晶，裂纹发育，见包含自形粒状黄铁矿。石英粒径约0.30～2.50 mm，呈它形—半自形粒状，常具熔蚀边。斜长石粒径1.00～2.00 mm，呈半自形板状，次生绢云母化较强。基质中，颗粒粒径约0.02～0.20 mm，主要由钾长石（25%～30%）、石英（35%～40%）及少量金属矿物（3%）组成。其中金属矿物主要为黄铜矿、黄铁矿，呈稀疏浸染状分布于基质或斑晶中。根据CIPW 标准矿物计算（表1），碱长花岗斑岩石英（Q）含量为48.22%～55.76%，碱性长石（A）含量为43.39%～48%，斜长石（P）含量为0.85%～1.26%，与镜下观测结果一致，在Q-A-P 图解中，5 个样品均落入碱长花岗斑岩区（图4a）。

4 分析结果

4.1 元素地球化学特征

多霞松多岩体样品全岩主量和微量元素结果见表1。二长花岗斑岩地球化学特征显示：1） Na2O含量为 2.35%～3.04%， K2O 含量为 4.43%～5.04%， 全碱（Na2O+K2O）含量变化在6.81%～7.95%之间，Na2O/K2O 变化在0.53～0.69 之间，属高钾系列；2）Al2O3含量为13.6%～14.1%，A/CNK（铝饱和指数）为1.18～1.29，显示弱过铝质花岗岩的特征（图4b）；3） MgO 含量较低，为0.97%～1.33%； 4） P2O5含量较低， 为0.16%～0.30%，TiO2含量较低，为0.20%～0.29%。

碱长花岗斑岩地球化学特征显示：1）Na2O 含量为0.32%～0.41%，K2O 含量为5.47%～6.12%，全碱（Na2O+K2O）含量变化在5.79%～6.50%之间，Na2O/K2O 变化在0.06～0.07 之间，属高钾系列；2）Al2O3含量为12.1%～14.5%，A/CNK（铝饱和指数）为1.73～1.9，显示强过铝质花岗岩的特征（图4b）；3）MgO 含量较低，为0.31%～0.92%；4）P2O5含量较低，为0.11%～0.20%，TiO2含量较低，为0.19%～0.34%。

在K2O-SiO2图解（图4c）和SiO2-AR 图解（图4d）中，本次研究的样品投点在高钾钙碱性系列—钾玄岩系列和碱性区，与前人认识一致（芮宗瑶等，1984；马鸿文，1989；张玉泉等，1998a，1998b；吴伟中等，2013）。多霞松多含矿斑岩均表现为富碱、高钾，属于过铝质的高钾钙碱性—钾玄岩系列。前人研究表明，按SiO2含量，高原东缘的富碱斑岩大致分为两组：SiO2小于63%的富碱斑岩以正长斑岩为主，通常不发生矿化，而SiO2大于63%的富碱斑岩主要为花岗斑岩、长花岗斑岩、二长斑岩和正长斑岩，多发生不同程度的矿化（姜耀辉等，2006）。本研究采集的样品SiO2含量均大于63%，发生Cu 矿化，与镜下观察发现黄铜矿、黄铁矿等矿物一致。

多霞松多二长花岗斑岩稀土总量变化范围∑REE 为243.65×10-6～290.91×10-6，LREE（轻稀土元素）为233.37×10-6～280.95×10-6，HREE（重稀土元素）为9.96×10-6～10.92×10-6， LREE/HREE 为22.19～28.21，（La/Yb）N、（Ce/Yb）N比值分别为35～46 和24～33，表明稀土元素具有强烈分馏且轻稀土明显富集。铕表现轻微负异常（Eu/Eu*= 0.73～0.86）。碱长花岗斑岩的稀土总量变化范围∑REE为145.04×10-6～224.35×10-6，LREE为130.56×10-6～191.89×10-6， HREE 为 14.48×10-6～32.46×10-6，LREE/HREE 为5.91～9.02，（La/Yb）N范围为7～16、（Ce/Yb）N范围为4～10，表明轻稀土富集而重稀土相对亏损。铕表现中等负异常（Eu/Eu*= 0.35～0.39）。研究表明，随着岩浆分异程度的增高，固结指数（SI）值逐渐降低。二长花岗斑岩SI 值为8.71～13.8，平均10.9，碱长花岗斑岩SI 值为3.17～8.61，平均6.23，说明与二长花岗斑岩相比，碱长花岗斑岩的分异程度相对较高。

多霞松多岩体原始地幔标准化微量元素蛛网图（图5a）显示，两类岩石的曲线模式基本一致，并表现出亏损Nb、Ti 等高场强元素（HFSEs），富集Rb、Th、U 等大离子亲石元素（LILEs）和Pb 的特征。球粒陨石标准化稀土元素配分曲线略有不同（图5b），二长花岗斑岩表现为重稀土元素相对亏损，轻稀土元素强富集的右倾型；碱长花岗斑岩则表现为“海鸥”形曲线，轻稀土曲线较陡，重稀土曲线较平缓，具明显的Eu 负异常。除碱长花岗斑岩AF-3 样品外，基本无Ce 异常。

图5 多霞松多岩体原始地幔标准化不相容元素配分图解（a）和稀土元素球粒陨石标准化图解（b）（标准化值据Sun and McDonough，1989）Fig.5 Primitive mantle-normalized patterns（a）and chondrite-normalized REE patterns of incompatible elements of Duoxiasongduo masses（b）（normalized data after Sun and McDonough，1989）

4.2 锆石U-Pb 年龄

多霞松多岩体锆石阴极发光图像（CL）显示，二长花岗斑岩和碱长花岗斑岩的锆石均发育有规则的韵律环带，岩浆锆石特征明显（Wu and Zheng，2004；图6a、图6c）。

图6 多霞松多二长花岗斑岩锆石阴极发光（CL）图像、年龄谐和图（a）及其加权年龄图（b）和碱长花岗斑岩锆石阴极发光（CL）图像、年龄谐和图（c）及其加权年龄图（d）Fig.6 Zircon cathodoluminescence images，concordia U-Pb isotope age diagram（a）and their weighted mean ages（b）for the monzogranite porphyry and cathodoluminescence images，concordia U-Pb isotope age diagram（c）and their weighted mean ages（d）for the alkali feldspar granite porphyry

二长花岗斑岩（MG-2）中的锆石为自形，长径多在150～200 μm 之间，柱状，长宽比在2∶1～5∶2 之间。锆石LA-ICP-MS U-Pb 定年结果如表2所示，共测定了8 个点，Th 的含量变化范围为413×10-6～954×10-6，U 的含量变化范围为466×10-6～903×10-6，Th/U 比值介于0.54～1.09，显示测定锆石为岩浆成因（Wu and Zheng，2004）。单颗粒锆石的206Pb/238U 年龄介于39.7～37.4 Ma（表2），其206Pb/238U 加权平均年龄为38.3±0.64 Ma，加权平均方差MSWD = 1.3（图6b）。

表2 多霞松多岩体锆石U-Pb 年龄数据Table 2 Zircon U-Pb dating results of Duoxiasongduo masses

碱长花岗斑岩（AF-1）中的锆石为自形，长径多在150～250 μm 之间，柱状，长宽比在3∶2～3∶1 之间。锆石SHRIMP U-Pb 定年如表2 所示，共测定8 个点。Th 的含量变化范围为243×10-6～815×10-6，U 的含量变化范围为410×10-6～1 340×10-6，除1 个测试点，Th/U 比值均大于0.4，显示测定锆石为岩浆成因（Wu and Zheng，2004）。单颗粒锆石的206Pb/238U 年龄介于40.1～35.9 Ma，其206Pb/238U 加权平均年龄为37.8±1.0 Ma，加权平均方差MSWD = 2.6（图6d）。

结合样品的岩相学、锆石形态特征、Th/U 比值和CL 图像特征，本文获得的38.3±0.64 Ma 和37.8±1.0 Ma 年龄值分别为二长花岗斑岩和碱长花岗斑岩的结晶年龄，属于喜马拉雅期，相当于新生代始新世晚期。

4.3 锆石Hf 同位素

二长花岗斑岩（MG-2）和碱长花岗斑岩（AF-1）锆石原位Hf 同位素测试结果见表3。样品中锆石176Lu/177Hf 比值范围为0.000 502～0.001 260，均小于0.002，表明锆石形成后无明显放射性成因的Hf 累积，测得的176Lu/177Hf 可以代表成岩时的Hf 同位素体系（Wu et al.，2006）。

表3 多霞松多岩体锆石Lu-Hf 同位素分析结果Table 3 Lu-Hf isotopic data of zircons from Duoxiasongduo masses

二长花岗斑岩（MG-2）176Lu/177Hf 值和176Hf/177Hf值分别为0.000 502～0.001 260、0.282 804～0.282 826之间，fLu/Hf值的范围为-0.98～-0.96。各点根据岩石成岩的谐和年龄校正计算后，锆石εHf（t）值位于+1.9～+2.6 之间，处于玉龙二长花岗斑岩锆石Hf 同位素范围区间内（图7；Jiang et al.，2006；Li et al.，2012b），二阶段模式年龄（TDM2）为0.99～0.94 Ga。

图7 多霞松多岩体锆石Hf 同位素DM 表示亏损地幔演化线；CHUR 表示球粒陨石演化线；LC 表示下地壳演化线Fig.7 Zircon Hf isotopic composition of the Duoxiasongduo masses

碱长花岗斑岩（AF-1）176Lu/177Hf 值和176Hf/177Hf值分别介于0.000 513～0.001 231 和0.282 771～0.282 798 之间，fLu/Hf值的范围为-0.98～-0.97。各点根据岩石成岩的谐和年龄校正计算后锆石εHf（t）值位于+1.3～+1.7 之间（图7），二阶段模式年龄（TDM2）为1.03～1.01 Ga。

5 讨 论

5.1 多霞松多岩体的形成时代和A 型花岗岩特征

关于多霞松多岩体的形成年代，马鸿文（1989）和王永坤等（1992）分别报道了钾长石K-Ar年龄为25 Ma 和30.9 Ma，全岩Rb-Sr 同位素年龄为51.6 Ma。由于这些成岩时间跨度较大，一些学者提出多霞松多岩体是多期次活动形成的，分为早晚两期（张玉泉等，1998c）。然而，本文研究显示二长花岗斑岩和碱长花岗斑岩在岩石化学特征上相似，属于同源岩浆演化的产物（详见下文）。锆石U-Pb 定年结果显示，二长斑岩成岩年龄为38.3±0.6 Ma，碱长斑岩成岩年龄为37.8±1.0 Ma，两者成岩时代相差0.5 Ma，表明现代同位素定年体系中两者的形成时代基本一致（Liang et al.，2006），显示在多霞松多地区始新世存在一期重要的岩浆热液Cu-Mo 成矿事件。

目前，花岗岩类分为I 型、S 型、A 型和M 型（Whalen et al.，1987；Eby，1992）。Eby（1992）指出A 型花岗岩通常具有“碱性”、“无水”和“非造山”的特征，是在非造山和伸展构造环境下形成的。实际上，A 型岩浆可以产生在不同的构造环境中，如藏南拉萨地块孔隆地区的长英质A 型花岗岩类产生于后碰撞的伸展环境（Hao et al.，2019），埃塞俄比亚西部布雷地区A 型花岗岩形成于碰撞造山的后伸展环境（向文帅等，2021）。

本次研究的多霞松多斑岩岩体表现出富集SiO2、总碱（K2O+Na2O）、Ra、Th 和LREE，亏损CaO、MgO、Ba、Sr 和Ti 的特征。根据锆石饱和温度TZr的计算公式（1）（Miller et al.，2003）：

其中，（496000/Zr）melt为Zr 元素在锆石中浓度（496 000×10-6）与在Zr 饱和熔体中浓度的比值；M =（Na+K+ 2×Ca）/（Al×Si），数值为全岩Si、Al、Fe、Mg、Ca、Na、K、P 元素阳离子数归一化后各元素的阳离子数数值。多霞松多斑岩岩体锆石饱和温度为805 ℃～864 ℃，明显高于I型花岗岩和S型花岗岩的平均温度（分别为781 ℃和764 ℃；King et al.，1997），表明其与A 型花岗岩类具有相似的亲缘关系（Whalen et al.，1987；Eby，1992）。虽然该岩体矿物组成中富含碱性长石，但其锆石的εHf（t）值为正，与M 型花岗岩特征不同。同样，正的εHf（t）值表明母岩浆不是沉积岩部分熔融形成的（S 型）。此外，样品中的锆石显示出明显的振荡环带，但没有继承核，这与I 型花岗岩不同。王强等（2000）提出A 型花岗岩全铁（TFeO）含量一般较高，通常大于1.00%。多霞松多斑岩岩体TFeO 含量范围为1.49%～3.75%，具有A 型花岗岩的特征。其中，碱长花岗斑岩表现出明显的铕负异常（Eu/Eu*= 0.35～0.39），反映了A 型花岗岩通常具有的强烈铕负异常特征。但由于铝质A 型花岗岩成岩岩浆分异程度相对较低，其铕负异常并不明显，Eu/Eu*可高达0.5以上，如九嶷山侏罗纪过铝质A 型花岗岩的Eu/Eu*为0.71（Huang et al.，2011），蔡江三叠纪过铝质A 型花岗岩的Eu/Eu*为0.75（Zhao et al.，2013）。因此，本次研究中的二长花岗岩，Eu/Eu*范围为0.73～0.86，属于过铝质花岗岩系列的A 型花岗岩。

在Zr-10000Ga/Al（图8a）和Nb-10000Ga/Al（图8b）的化学分类图上，多霞松多斑岩样品基本投点在A 型花岗岩区域（Whalen et al.，1987）。A 型花岗岩可分为A1型和A2型（Eby，1992）。A1型与板内裂谷或者地幔柱有关，其地球化学特征与OIB（洋岛玄武岩）相似，而A2型主要形成于由陆内剪切作用或大陆边缘地壳伸展作用产生的拉张环境。根据化学分类图，二长花岗斑岩和碱长花岗斑岩均投点在A1和A2花岗岩类区域界限附近，因此无法准确判断多霞松多斑岩的类型，需进一步判断。多霞松多斑岩的锆石饱和温度为805 ℃～864 ℃，处于A2型锆饱和温度范围内（772 ℃～1 103 ℃）（刘昌实等，2003）。此外，由于Y/Nb 和Rb/Nb 比值在A 型花岗岩中相对稳定，可作为判别A 型花岗岩亚型分类的参数（Eby，1992）。样品的Rb/Nb比值为11.22～21.57，Y/Nb 比值为0.71～1.98，与A2型花岗岩类似（Eby，1992）。综上所述，多霞松多二长花岗斑岩和碱长花岗斑岩均属于A2花岗岩。

图8 多霞松多岩体花岗岩成因类型判别图解（据Whalen et al.，1987）Fig.8 Discrimination diagrams of granite types for Duoxiasongduo masses（after Whalen et al.，1987）

5.2 多霞松多岩体的岩浆源区

多霞松多二长花岗斑岩和碱长花岗斑岩的主量元素P2O5、K2O、Na2O、TiO2、CaO 和TFe3O2与SiO2呈负相关，而Al2O3与SiO2基本呈正相关，具有一致的演化趋势，表明它们可能来源于同一岩浆演化的产物。从二长花岗斑岩到碱长花岗斑岩，Eu/Eu*负异常逐渐变强，同时随着Sr 含量升高，Ba/Sr 比值降低。这些特征表明在岩浆演化过程中，斜长石可能发生了分离结晶，或者源区存在大量斜长石残留，暗示这套岩石系列属于同源岩浆的演化（郭正林等，2010）。另外，多霞松多二长花岗斑岩和碱长花岗斑岩的143Nd/144Nd 比值在0.512 492～0.512 532 之间，εNd（t）值范围为-2.8～-2.1（张玉泉等，1998c），锆石的176Hf/177Hf 比值在0.282 785～0.282 825 之间，εHf（t）值为1.3～2.6。这些同位素比值的一致性表明两者为同源岩浆演化产物。

Rb 是一种大离子亲石元素，在地球演化过程中向地壳迁移，导致地壳中Rb/Sr 比值（平均值为0.24）明显高于地幔（0.025）。尽管Rb 和Sr 变化复杂，但从地壳到地幔深处Rb/Sr 比值通常逐渐减小。在岩浆演化过程中，随着分异程度的增加，Rb/Sr 比值也相应增加。因此，Rb/Sr 比值在一定程度上反映了形成花岗岩等深成侵入体的岩浆分异程度（Imeokparia，1981；金成伟和郑祥身，2000）。另一方面，Green（1995）认为由壳源物质改造而成的花岗岩在熔融过程中，如果存在熔体与流体的相互作用，将导致Nb 与Ta 的分馏。随着岩浆分异程度的增加，Nb/Ta 比值显著减小（Dostal and Chatterjee，2000）。二长花岗斑岩的Rb/Sr 值范围为0.35～0.85，平均值为0.61，低于碱长花岗斑岩的Rb/Sr 值（0.67～2.43，平均值为1.32），同时，两者的Rb/Sr 值均高于全球上地壳平均值（0.32；Taylor and McLennan，1985）。这表明二长花岗斑岩的分异程度低于碱长花岗斑岩。在二长花岗斑岩的演化过程中，成熟度较高的地壳物质发生了部分熔融；而在碱长花岗斑岩的演化过程中，则经历了富含挥发分的流体与熔体之间的强烈相互作用（Dostal and Chatterjee，2000）。二长花岗斑岩的Nb/Ta 比值介于9.85～23.71，平均值为13.49，接近于亏损地幔平均值（15.5；Rudnick et al.，2000），而碱长花岗斑岩的Nb/Ta值范围为5.00～8.08，平均值为6.77，低于全球上地壳平均值（12.0；Taylor and McLennan，1985），这进一步表明二长花岗斑岩的分异程度低于碱长花岗斑岩。

但无论是二长花岗斑岩，还是碱长花岗斑岩，它们普遍具有较高的稀土元素含量，尤其是轻稀土元素，而Nb/U 比值偏低。这是因为在壳幔演化过程中，U 和Nb 具有不同的地球化学亲和性，导致在不同类型的地壳和地幔中的Nb/U 值也不同。多霞松多含矿斑岩的Nb/U 比值（1.09～4.85）低于MORB 和OIB（47；Hofmann et al.，1986）以及陆壳地壳（Nb/U≈9.7； Rudnick and Fountain， 1995，1985），其均值（2.59）介于全球平均俯冲沉积物（Nb/U≈5；Plank and Langmuir，1998）与俯冲带释放的流体（Nb/U≈0.22；Ayers，1998）之间，表明岩石源区受到相当程度的俯冲组分改造。据张玉泉等（1998c）的报道，多霞松多二长花岗斑岩与碱长花岗斑岩的Sr、Nd、Pb 同位素数据点分布均接近EM II 富集地幔端元，具有较低的87Sr/86Sr 比值和εNd（t），范围分别为0.705 453～0.706 576 和-2.8～-2.1，表明其地幔源区与交代地幔有关。然而，本次研究中样品εHf（t）值为正，表明源区为亏损地幔，与Sr-Nd-Pb 同位素的结果不一致。这可能是早期的俯冲过程影响的结果（姜耀辉等，2006）。因为在俯冲洋壳释放的流体中，HFSE 的活动性相对小于LREE 和LILE（Polat and Munker，2004），从而造成Hf 与Sr-Nd-Pb 同位素的解耦。虽然本次研究的样品锆石εHf（t）值变化较小，介于1.3～2.6之间，但结合该地区同期形成的其他含矿斑岩的微量元素、同位素地球化学以及深源包体证据，一致表明含矿斑岩来自于遭受俯冲板片组分混染交代和深部软流圈物质注入的镁铁质下地壳。

综上所述，较低的87Sr/86Sr 比值和εNd（t）值，正的εHf（t）值和年轻的Nd 和Hf 二阶段模式年龄均表明多霞松多含矿斑岩可能来源于亏损地幔分异的新生玄武质下地壳。

5.3 多霞松多岩体形成的动力学背景

玉龙斑岩铜（钼）矿带大地构造位置位于青藏高原东南缘，处在金沙江—哀牢山构造带。约在65 Ma 左右，印度与欧亚板块发生碰撞（Yin and Harrison，2000），在藏东引发了红河—哀牢山左行走滑深大断裂。本文通过同位素年代学将多霞松多岩体成岩时代限定在38.3～37.8 Ma 之间，处于印度与欧亚板块的陆内碰撞造山阶段（曾庆高等，2020）。在印度与欧亚板块的持续会聚和SN向挤压作用下，发育于三江古特提斯构造岩浆带之上的高原东缘发生了新生代变形，经历了由压扭到应力松弛阶段，表现为大规模的走滑断裂、逆冲推覆和强烈剪切，发育了由嘉黎—高黎贡断裂、贡觉—芒康断裂和巴塘—丽江断裂组成的金沙江走滑断裂系统，形成了由花岗质斑岩、正长岩、正长斑岩、粗面岩、粗面斑岩等岩相组成的金沙江红河富碱侵入岩带（Hou et al.，2003）。

在Rb-（Y+Nb）图解（图9）中，多霞松多岩体样品点都落入后碰撞花岗岩类区，表明其形成于陆陆碰撞环境（Pearce et al.，1996）。同时，多霞松多岩体表现出A2花岗岩的亲和性，与汇聚板块边界有关。前人研究发现金沙江走滑断裂系统的走滑断裂活动始于约43 Ma（Hou et al.，2003），晚于玉龙铜（钼）矿各斑岩岩体的年龄，这暗示金沙江走滑断裂系统可能控制了该地区富碱岩浆的侵位。密集台阵观测资料和共反射点相位加权叠加处理显示，青藏高原东南缘在45～37 Ma 之间发生了一次大规模岩石圈拆沉事件（Feng et al.，2022）。印度大陆与欧亚大陆的碰撞造成该区域岩石圈受到强烈的挤压而增厚，最终导致了大范围的岩石圈拆沉，从而引发热的软流圈物质上涌。曾遭受古洋壳板片流体强烈交代的壳幔过渡带发生部分熔融，其中上部含水的下地壳石榴石角闪岩熔融，形成含矿斑岩岩浆。金沙江走滑断裂系统为这些岩浆的上升、就位提供了通道。伴随地壳的拉张和抬升，形成多霞松多岩体（图10）。

图9 多霞松多岩体构造环境判别图（据Pearce et al.，1996）WPG.板内花岗岩；VAG.火山岛弧花岗岩；Syn-COLG.同碰撞花岗岩；ORG.洋脊花岗岩；post-COLG.后碰撞构造花岗岩Fig.9 Tectonic discrimination diagrams for Duoxiasongduo masses（after Pearce et al.，1996）

图10 多霞松多含矿斑岩成因模式图（据Liang et al.，2006 修改）Fig.10 Genetic model diagram of Duoxiasong ore bearing porphyry（modified after Liang et al.，2006）

6 结 论

（1）多霞松多岩体岩性为二长花岗斑岩和碱长花岗斑岩，属于高钾钙碱性—钾玄质侵入岩，结合年代学和地球化学特征，表明在多霞松多地区始新世存在一期重要的岩浆热液Cu-Mo 成矿事件。

（2）多霞松多含矿斑岩属于同源岩浆演化的产物，均属于A2花岗岩，可能来源于亏损地幔分异的新生玄武质下地壳。

（3）多霞松多矿床是喜马拉雅期的41～37 Ma左右侵入形成的大型斑岩铜矿床，其形成可能受控于中新世受印度板块与欧亚板块碰撞诱发的金沙江走滑断裂系统。

致 谢北京离子探针中心的刘敦一研究员、王彦斌研究员和中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室涂湘林高级工程师协助U-Pb 年龄测定并提出了许多宝贵的意见，在此一并表示衷心感谢!