波龍銅礦區成礦斑巖同位素對巖漿源區的限制

周 玉 多 吉 溫春齊 費光春 何陽陽

(1.成都理工大學地球科學學院,四川 成都 610059；2.中國地質科學院礦產綜合利用研究所,四川 成都 610041；3.西藏自治區地質礦產勘查開發局,西藏 拉薩 850000)

波龍銅礦區成礦斑巖同位素對巖漿源區的限制

周 玉1,2多 吉1，3溫春齊1費光春1何陽陽1

(1.成都理工大學地球科學學院,四川 成都 610059；2.中國地質科學院礦產綜合利用研究所,四川 成都 610041；3.西藏自治區地質礦產勘查開發局,西藏 拉薩 850000)

為了查明波龍銅礦區成礦花崗閃長斑巖的巖漿源區，系統地測試了斑巖的Sr-Nd-Pb同位素。結果表明,成礦花崗閃長斑巖的δ87Rb/δ86Sr為1.265～10.151 2，δ87Sr/δ86Sr為0.711 041～0.725 101，(δ87Sr/δ86Sr)i為0.707 59～0.709 83；δ143Nd/δ144Nd為0.512 09～0.512 30，εNd(t)變化范圍為-7.714 774～-3.572 778；δ206Pb/δ204Pb為17.068～17.820，δ207Pb/δ204Pb變化范圍為15.485～15.556，δ208Pb/δ204Pb為36.861～37.804。Sr-Nd-Pb同位素特征表明，波龍成礦斑巖的巖漿源區具有EMⅠ型富集地幔與EMⅡ型富集地幔的特征，起源于洋殼俯沖脫水形成的流體交代楔形地幔區，并在上侵過程中受到了下地殼物質的混染。波龍銅礦床形成于班公湖—怒江洋向北俯沖誘發的巖漿作用過程中。

Sr-Nd-Pb同位素 花崗閃長斑巖 地球化學

西藏波龍礦床是產于班公湖—怒江西段斑巖銅礦帶的大型斑巖型銅礦床，也是近年來在青藏高原中部發現的最大銅礦床。雖然對該礦床的研究取得了一些進展[1-5]，但對成礦密切相關的花崗閃長斑巖的研究比較薄弱。同位素組成是最為常用的巖漿源區性質的指示劑，在巖漿形成過程中由于147Sm同位素在部分熔融時易于在殘留相中聚集，使熔體相對巖漿源區虧損Sm元素并衰變形成143Nd同位素，因而形成的巖漿巖具有較低的(δ143Nd/δ144Nd)i值和εNd(t)值；但大離子親石元素傾向于在熔體中聚集，因而使巖漿巖具有高于巖漿源區Sr同位素初始值和Pb同位素含量比值。鑒于Sr、Nd、Pb同位素可以很好地示蹤巖漿巖的源區性質，本研究基于詳細的野外調查，選取波龍巖體5件花崗閃長斑巖樣品進行了Sr-Nd-Pb同位素測試，從而闡明花崗閃長斑巖的Sr-Nd-Pb同位素地球化學特征，探討成礦斑巖巖漿源區及可能的成礦機制，對波龍以及多龍礦集區的礦床勘查工作以及建立成因模型乃至對班公湖—怒江成礦帶西段的構造演化研究都具有一定的意義。

1 地質背景

波龍礦區位于西藏改則縣北西約80 km處、班公湖—怒江巖漿構造帶西段北側、羌塘—三江復合板片南緣多龍礦集區內。波龍巖體為波龍銅礦區的成礦斑巖體，巖性為花崗閃長斑巖。巖體主要侵位于中侏羅統曲色組灰色中薄層狀石英粉砂巖夾泥巖的第一巖性段(J2q1)地層中，局部與下白堊統美日切錯組(K1m)以及第四系(Q4)呈侵位接觸關系。巖體自中心向外可依次劃分出絹英巖化帶、褐鐵礦化帶以及青磐巖化帶。巖體地表未見出露，據鉆孔資料，巖體頂面離地表約85 m，底部由于鉆孔深度不夠未能有效控制。巖體呈近直立狀的巖枝狀產出，為呈近東西向的扁橢圓狀不規則體，南北寬約600 m，東西長約900 m[1]。波龍北部巖體鉛直厚度為80～270 m。

2 花崗閃長斑巖特征

波龍成礦花崗閃長斑巖體巖石手標本呈淺灰、灰白色，塊狀構造、斑狀結構，基質具霏細結構。巖石中斑晶成分含量約為55%，斑晶成分主要為石英(30%)、斜長石(60%)和暗色礦物(10%)等。巖石中基質含量約占巖石的45%，成分主要為長英質礦物，其次為蝕變礦物和次生礦物等，主要為石英、綠泥石和綠簾石等礦物成分。此外還含有少量的金屬硫化物及絹云母等[1]。斑晶粒徑為0.5～5 mm，其中石英為他形-半自形粒狀，具波狀消光特征，鏡下可見碎裂重結晶現象；而斜長石為他形-半自形板柱狀，其中部分已被綠簾石、絹云母交代；暗色礦物僅呈殘余體，已全部被綠簾石、綠泥石和氧化鐵質等交代。基質成分為霏細長英質礦物。

3 樣品及分析方法

5件花崗閃長斑巖樣品取自ZK15502及ZK17103。Sr、Nd和Pb同位素測試在核工業北京地質研究院同位素室應用英國GV公司ISOPROBE-T熱電離質譜儀完成。質譜測量過程中Sn同位素校正采用δ86Sr/δ88Sr=0.1194，Nd同位素分餾校正采用δ146Nd/δ144Nd=0.721 9。Rb-Sn全流程空白本底約為1×10-10g，Sm-Nd全流程空白本底約為5×10-11g，Pb同位素質量分餾校正系數為1‰，Pb全流程本底小于5×10-11g，測量誤差為2σ。

4 Sr-Nd-Pb同位素組成

樣品Sr、Nd、Pb同位素測試結果見表1。表中亦列出了以BL031樣品LA-ICPMS U-Pb 年齡(121.41 Ma)作為花崗閃長斑巖結晶年齡計算的地質體在121.41 Ma時的(δ87Sr/δ86Sr)i、(δ143Nd/δ144Nd)i、εNd(t)值及TDM2、fSm-Nd等特征值。

表1 西藏波龍銅礦區花崗閃長斑巖Sr-Nd-Pb同位素組成及特征值Table 1 Sr-Nd-Pb isotopic compositions and eigenvalues of granodiorite porphyry in Bolong copper district

4.1 Rb-Sr同位素

5件花崗閃長斑巖樣品的δ87Rb/δ86Sr值變化范圍為1.265 0～10.151 2，平均值為4.938 6；δ87Sr/δ86Sr值變化范圍為0.711 041～0.725 101，平均值為0.717 040，變化范圍很小；(δ87Sr/δ86Sr)i值變化范圍為0.707 59～0.709 83，平均值為0.708 52，變化范圍極小。Rb-Sr同位素特征顯示其受到了地殼組分的影響。

4.2 Sm-Nd同位素

5件花崗閃長斑巖樣品的δ143Nd/δ144Nd值變化范圍為0.512 191～0.512 385，平均值為0.130；δ147Sm/δ144Nd值為0.106～0.186，平均值為0.512 282。(δ143Nd/δ144Nd)i值為0.512 09～0.512 30，平均值為0.512 18，變化范圍很小，εNd(t) 值變化范圍為-7.714 774～-3.572 778，平均值為-5.905 932；TDM2值變化范圍為1.21～1.55 Ga，平均值為1.40 Ga，數值較均一。

4.3 Pb同位素

5件花崗閃長斑巖樣品的δ206Pb/δ204Pb值變化較小，范圍為17.068～17.820，平均值為17.501；δ207Pb/δ204Pb值變化范圍為15.485～15.556，平均值為15.527；δ208Pb/δ204Pb值范圍為36.861～37.804，平均值為37.419。5件花崗閃長斑巖樣品的δ206Pb/δ204Pb、δ207Pb/δ204Pb和δ208Pb/δ204Pb值變化均很小。相對較低的同位素比值，顯示成巖物質具有幔源成分的屬性特征。

5 討 論

5.1 巖漿源區

波龍銅礦區成礦花崗閃長斑巖的(δ87Sr/δ86Sr)i值變化范圍為0.707 59～0.709 83，均大于0.705，εNd(t)值變化范圍為-7.714 774～-3.572 778，均小于0，顯示高Sr低Nd特征，在 Sr-Nd-Pb圖解[6]中，樣品主要位于EMⅠ型富集地幔與EMⅡ型富集地幔區域之間，更接近EMⅠ型富集地幔區域，表明成礦斑巖的巖漿源區為富集地幔源區，并顯示出由EMⅠ型富集地幔向EMⅡ型富集地幔演化的特征，見圖1、圖2。

圖1 δ206Pb/δ204Pb-(δ87Sr/δ86Sr)i源區判別圖解Fig.1 The discrimination diagrams ofδ206Pb/δ204Pb-(δ87Sr/δ86Sr)iEMⅠ—EMⅠ型富集地幔；EMⅡ—EMⅡ型富集地幔；DM—虧損地幔；MORB—現代洋中脊玄武巖；HIUH—高δU/δPb值地幔

在Zartman的鉛構造模式圖[7]上，Pb同位素投點靠近于EMⅠ型富集地幔區域附近，并沿零等時線分布，同樣具有從EMI型富集地幔向EMII型富集地幔演化的趨勢，見圖3、圖4。

圖2 δ206Pb/δ204Pb-(δ143Sr/δ144Sr)i源區判別圖解Fig.2 The discrimination diagrams ofδ206Pb/δ204Pb-(δ143Sr/δ144Sr)iEMⅠ—EMⅠ型富集地幔；EMⅡ—EMⅡ型富集地幔；DM—虧損地幔；MORB—現代洋中脊玄武巖；HIUH—高δU/δPb值地幔

圖3 δ206Pb/δ204Pb-δ207Pb/δ204Pbi判別圖解Fig.3 The discrimination diagrams ofδ206Pb/δ204Pb-δ207Pb/δ204PbiEMⅠ—EMⅠ型富集地幔；EMⅡ—EMⅡ型富集地幔；DM—虧損地幔； HIUH—高δU/δPb值地幔

圖4 δ206Pb/δ204Pb-(δ87Sr/δ86Sr)i判別圖解Fig.4 The discrimination diagrams ofδ206Pb/δ204Pb-(δ87Sr/δ86Sr)iEMⅠ—EMⅠ型富集地幔；EMⅡ—EMⅡ型富集地幔；DM—虧損地幔； HIUH—高δU/δPb值地幔

在(δ87Sr/δ86Sr)i-εNd(t)圖解中，樣品點也主要位于EMⅠ型富集地幔向EMⅡ型富集地幔過渡區域，但更靠近EMⅡ型富集地幔，這可能是由于成礦斑巖在上侵過程中受到了地殼物質的混染，導致了樣品具有相對較高的(δ87Sr/δ86Sr)i值,見圖5。樣品數據的離散性相對較高，也印證了物源區可能受到了富含放射性成因Sr同位素組分的殼源物質的影響。判斷巖石遭受地殼混染重要證據之一就是其Sr同位素含量比值與1/δ87Sr或1/δSr呈正相關性[8]，波龍巖體5件樣品1/Sr與δ87Sr/δ86Sr呈正相關分布(R2=0.972 2)，查閱相關系數檢驗表，在置信度99%水平下數據可信，說明可信度很高，因此巖石受到富放射性成因Sr的地殼物質直接混染比較明顯。

圖5 (δ87Sr/δ86Sr)i-(δ143Nd/δ144Nd)i圖解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—虧損地幔； HIUH—高δU/δPb值地幔；BSE—整個硅酸鹽地球；PREMA—普通地幔儲庫

波龍成礦斑巖具有正的鋯石εHf(t)值[5]，表明這套斑巖很可能來源于幔源或下地殼物質。成礦斑巖Pb同位素μ值為9.42～9.48，高于地幔μ值(8.92)而低于造山帶μ值(10.87)[9]，表明成礦斑巖中有幔源組分的重要貢獻。波龍成礦斑巖樣品稀土元素配分模式均具有中稀土元素相對虧損的特征[1]，這是角閃巖相下地殼物質發生部分熔融的特征，說明成礦斑巖物源區具有下地殼成分的貢獻，可能是巖漿在上涌過程中受到了下地殼物質的混染。波龍礦床輝鉬礦中Re的含量較高，為(279～306 6)×10-6，也同樣指示波龍成礦斑巖的物質主要源于地幔[4]。

(δ87Sr/δ86Sr)i-(δ143Nd/δ144Nd)i圖解顯示出波龍成礦斑巖的源區明顯具有印度洋沉積物的組分特征，這可能和班公湖—怒江洋向北俯沖有關，見圖6。形成于早白堊世早期[4-5]的波龍成礦斑巖構造背景可能為大陸邊緣島弧或大陸弧環境[1,5]，表明班公湖—怒江洋至少在早白堊世早期正在向北俯沖，暗示波龍成礦斑巖很可能形成于班公湖—怒江洋向北俯沖的過程中。

現有的研究成果認為，EMⅠ型富集地?？赡芷鹪从陉懴聨r石圈地幔，而具有高放射成因 Sr和低放射成因Nd特點的 EMⅡ型富集地?？赡苁巧系蒯Ｅc沿著古俯沖帶被帶入地幔楔的殼源物質、大洋沉積物發生了混合交代作用的產物[8]。綜合Sr-Nd-Pb同位素特征及Hf同位素、稀土元素、Re同位素以及巖漿源區具有EMⅠ型富集地幔與EMⅡ型富集地幔屬性并主要以EMⅠ型富集地幔為主的特征，波龍成礦斑巖源區更有可能是受到俯沖地殼物質強烈交代的地幔。因此認為斑巖的巖漿源區可能為由洋殼俯沖脫水形成的流體交代楔形地幔區。

圖6 (δ87Sr/δ86Sr)i-(δ143Nd/δ144Nd)i源區判別圖解Fig.6 The discrimination diagrams ofδ87Sr/δ86Sr)i-(δ143Nd/δ144Nd)i

5.2 成礦機制

產出波龍礦床的多龍礦集區內廣泛分布增生雜巖[3]，且成礦斑巖具有島弧巖漿巖的特征[1]，表明該區處于島弧構造環境中。怒江洋殼在向北羌塘盆地俯沖過程中脫水形成的流體交代楔形地幔區形成了波龍成礦斑巖的原始巖漿源并誘發部分熔融形成基性巖漿，巖漿在上涌過程中，在下地殼角閃巖相經歷了MASH過程[9]，同化了部分下地殼巖石的原始巖漿受壓力差驅動上侵并最終在淺部地殼內形成穩定的巖漿房；基性熔體將來自深源的S[4]以及成礦元素和Cl等揮發份攜帶至淺部巖漿房內[10]，使Cu、Au、Mo等成礦元素聚集，成礦流體分凝。巖漿房內巖漿沿超殼斷裂脈動上侵，成礦流體攜帶成礦元素伴隨巖漿侵位上涌，在波龍礦區有利的構造部位形成波龍斑巖侵入體，最終形成了波龍斑巖型銅礦床。

6 結 論

(1)波龍成礦花崗閃長斑巖具有高 (δ87Sr/δ86Sr)i、低(δ143Nd/δ144Nd)i和負εNd(t)值特征以及相對中等程度的放射性Pb同位素富集的特征，其巖漿源區具有EMⅠ型富集地幔與EMⅡ型富集地幔屬性，為洋殼俯沖脫水形成的流體交代楔形地幔區，并在上侵過程中受到了下地殼物質的混染。

(2)起源于楔形地幔區的波龍成礦原始巖漿上涌在下地殼經歷了MASH過程，混染了下地殼成分的熔體將成礦元素和S、Cl等揮發份攜帶至淺部巖漿房內使金屬元素聚集、成礦流體分凝，巖漿沿超殼斷裂脈動侵位，伴隨巖漿侵位，富含S、Cu、Au等成礦元素的流體上涌，最終在有利的構造部位形成了波龍斑巖型銅礦床。波龍銅礦床形成于班公湖—怒江洋向北俯沖誘發的巖漿作用過程中。

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(責任編輯 鄧永前)

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

國土資源部公益性行業科研專項(編號：201011013)，礦物學巖石學礦床學國家重點(培育)學科建設項目(編號：SZD0407)。

周 玉(1984—)，男，博士研究生。

P597+.1,P581

A

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