玉龍銅（鉬）礦帶多霞松多巖體成因：鋯石U-Pb 年代學和巖石地球化學約束*

袁亞娟 歐詩敏 吳楷楊 駱小康柯依晴 肖敬國 張玉泉 夏 斌

（1.華南師范大學地理科學學院 廣州 510631；2.中國科學院廣州地球化學研究所 廣州 510640；3.中山大學海洋學院 廣東珠海 519082）

金沙江—哀牢山富堿斑巖帶作為青藏高原三江地區資源豐富的多金屬成礦帶，保存了新特提斯洋俯沖、陸—陸碰撞和后碰撞等構造事件記錄。其中，藏東玉龍斑巖銅（鉬）礦帶是與碰撞造山環境有關的重要斑巖銅礦帶，其構造環境、成因機制及成礦過程一直是地學界的研究熱點（Deng et al.，2014；陳奇等，2022）。但目前研究工作主要集中在玉龍斑巖銅礦床，對其南部的多霞松多斑巖銅礦床研究較少。多霞松多斑巖銅礦床位于玉龍斑巖銅（鉬）礦帶南部，是該帶兩個大型斑巖銅鉬礦床之一。張玉泉等（1998a，1998c）根據野外考察及鉆孔觀察，將該巖體分為早期二長花崗斑巖及晚期堿長花崗斑巖。關于多霞松多巖體的形成年代，前期主要通過K-Ar 和Rb-Sr 定年，如馬鴻文（1989）曾報道多霞松多斑巖的鉀長石K-Ar 年齡為25 Ma 和30.9 Ma，全巖Rb-Sr 同位素年齡為51.6 Ma（王永坤等，1992）。近年來，隨著鋯石微區原位U-Pb 測年技術的發展，可以較為準確地確定侵入巖年齡。Liang et al.（2006）對多霞松多巖體進行LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 定年，測定的早期斑巖成巖年齡為37.2±0.4 Ma，晚期斑巖成巖年齡為37.5±0.3 Ma，結果顯示早期成巖年齡比晚期成巖年齡稍新，這可能是計算平均值時數據誤差造成的。此外，前人已對玉龍斑巖銅礦帶開展了構造背景和成因機制的研究工作，并提出了4 種不同成因模式：1）來源于印度—亞洲大陸碰撞引發的富集巖石圈地幔的部分熔融（Jiang et al.，2006；Xu et al.，2020）；2）來源于陸內板片俯沖造成的軟流圈上涌導致的殼幔部分熔融（Lin et al.，2018）；3）來源于幔源玄武巖巖漿的同化混染—分異結晶（馬鴻文，1983）；4）來源于加厚的新生鎂鐵質下地殼或拆沉的下地殼部分熔融（Hou et al.，2003，2013；Yang et al.，2014）。

由此可見，目前對多霞松多含礦斑巖的形成年齡和成因機制仍存在爭議。本文在前人工作基礎上，通過研究該巖體含礦斑巖的巖相學、年代學、巖石地球化學及鋯石Hf 同位素特征，探討其成巖時代、巖漿源區物質組成及地球動力學背景，從而為更好地認識玉龍斑巖銅（鉬）礦帶含礦斑巖的成因提供新的地質依據。

1 地質概況與樣品特征

玉龍斑巖銅（鉬）礦帶位于西藏東部，處在金沙江縫合帶西側，其東北側為貢覺盆地，西南側為囊謙和拉屋盆地（Hou et al.，2003）。區內出露的地層主要為古—新近系紅色碎屑巖（E），包括砂巖、粉砂巖及礫巖；上三疊統（T3），包括甲丕拉組粉砂巖、砂巖、泥灰巖、灰巖和火山巖，奪蓋拉組長石石英砂巖，波里拉組灰巖和阿堵拉組頁巖夾長石石英砂巖；石炭—二疊系（C—P），主要為灰白色大理巖夾板巖、砂巖及基性火山巖；下奧陶統（O1），主要為淺變質石英砂巖、千板巖、板巖夾結晶灰巖。帶內已發現1 個超大型斑巖銅礦床（玉龍）、2 個大型斑巖銅礦床（馬拉松多、多霞松多）和2 個中小型斑巖銅礦床（莽總、扎拉尕）及20 多個礦化巖體（Hou et al.，2003；林彬等，2017；Lin et al.，2018）（圖1）。其中，多霞松多礦床為大型低品位的斑巖型銅（鉬）礦床，位于莽總背斜中段近軸部的南西翼，出露地層為上三疊統甲丕拉組中段（T3j2）泥質粉砂巖、泥灰巖、灰巖和火山巖，下段（T3j1）為紫紅色砂礫巖、石英砂巖及頁巖夾凝灰巖（吳偉中等，2013）。含礦斑巖體呈向東南開口的馬蹄形，面積約0.3 km2，侵入于甲丕拉組下段砂泥巖中（T3j1）。該礦床由一個礦體組成，礦體平面形態呈腎狀，面積約為0.2 km2，空間形態呈上端外敞、南北向扁平的圓柱狀，與巖體均向西陡傾（圖2）。礦體西南側圍巖以蝕變砂巖和角巖為主，東北側以斑巖為主（吳偉中等，2013）。研究表明，礦體與含礦巖體具多期次活動特征（張玉泉等，1998a，1998c）。

圖1 玉龍斑巖銅（鉬）礦帶地質簡圖（據Hou et al.，2003修改）Fig.1 Simplified geological map of the Yulong porphyry Cu-Mo belt（modified after Hou et al.，2003）

圖2 多霞松多礦床地質略圖（據吳偉中等，2013 修改）Fig.2 Simplified geological map of the Duoxiasongduo deposit（modified after Wu et al.，2013）

2 樣品采集與分析方法

本文分別采集二長花崗斑巖和堿長花崗斑巖樣品各5 件（圖2）。兩類巖石均為含礦斑巖。巖石薄片磨制在中國科學院廣州地球化學研究所完成，并在尼康ECLIPSE LV100POL 偏光顯微鏡下進行薄片鑒定與照相。

樣品全巖主量元素在中國科學院廣州地球化學研究所Rigaku RIX 2000 型X 射線熒光光譜儀（XRF）中完成，分析精度優于5%。微量元素包括稀土元素，在中國科學院廣州地球化學研究所同位素地球化學國家重點實驗室用PE-Elan 6000 型ICP-MS 測試，元素誤差小于5%。主量元素和微量元素（表1）的分析流程參照文獻（劉穎等，1996；Li et al.，2005）。

表1 多霞松多巖體全巖主量元素含量/%、CIPW 標準礦物/%和微量元素含量/×10-6Table 1 Representative composition of major/% and trace element contents /×10-6 in Duoxiasongduo masses

二長花崗斑巖樣品MG-2 采自ZK3 孔孔深260 m處，樣品鋯石U-Pb LA-ICP-MS 定年在中國科學院廣州地球化學研究所同位素地球化學國家重點實驗室完成。實驗儀器為Resolution M-50 激光剝蝕系統和Agilent 7500a 型的ICP-MS 聯機，激光剝蝕斑束直徑為31 μm，頻率為8 Hz，鋯石剝蝕過程中采用He 氣作為剝蝕物質的載氣，采用單點剝蝕的方法。元素含量外標采用美國國家標準技術研究院人工合成的硅酸鹽玻璃標準參考物質NIST610，元素內標采用29Si，鋯石年齡外標則采用Temora（417 Ma），實驗流程見文獻（Li et al.，2012a）。測得的激光信號數據使用ICPMSData 7.2軟件進行處理（Liu et al.，2008）并進行普通Pb 校正（Andersen，2002），獲得可靠的鋯石微量元素含量和U-Pb 同位素比值，最終通過Isoplot 3.15 軟件計算出樣品的U-Pb 年齡諧和圖和加權平均年齡（Ludwig，2003）。

堿長花崗斑巖樣品AF-11 采自ZK22 孔孔深220 m 處，樣品鋯石U-Pb SHRIMP 定年在中國地質科學院地質研究所北京離子探針中心完成。本次定年采用SL13（572 Ma；U = 238×10-6）作為鋯石微量元素外標（Williams et al.，1996），年齡外標則同樣選擇Temora（206Pb/238U 年齡為417 Ma）（Black et al.，2003），斑束直徑為25 μm，采用實測204Pb校正鋯石中的普通Pb（Compston et al.，1992），詳細的儀器操作和測試步驟參考文獻（Jian et al.，2012）。U-Pb 年齡諧和圖和加權平均年齡的計算通過Isoplot 3.15 軟件完成（Ludwig，2003）。

鋯石原位Lu-Hf 同位素測定在中國科學院廣州地球化學研究所同位素地球化學國家重點實驗室完成。實驗設備為Resolution M-50 型193 nm ArF準分子激光剝蝕系統和Neptune Plus 型多接收等離子質譜（MC-ICP-MS）。激光剝蝕斑束直徑為45 μm，剝蝕頻率8 Hz，采用He 氣作為剝蝕物質載氣，每個樣點測試總時長約60 s，其中約30 s 為剝蝕時間（Zhang et al.，2015）。每8 個未知鋯石樣品中插入兩個Penglai 鋯石標樣，以獲取儀器漂移校正，全過程中測得的Penglai 鋯石176Hf/177Hf = 0.282 905±0.000 009（±2σ，n= 8），與文獻（Li et al.，2010）中的推薦參考值（176Hf/177Hf = 0.282 906± 0.000 010）一致。測試數據獲得后，采用標準值179Hf/177Hf =0.732 5 對樣品176Hf/177Hf 值進行質量分餾校正（Nowell et al.，1998），而176Lu 和176Yb 對176Hf 的同質異位干擾則分別使用176Lu/175Lu = 0.026 55和176Yb/171Yb = 0.901 84 來進行校正。

3 巖相學

采集的二長花崗斑巖樣品呈灰白色，斑狀結構，斑晶為細粒半自形—自形粒狀結構，基質為顯微晶質結構，塊狀構造（圖3a）。斑晶主要為斜長石（10%～15%）、鉀長石（10%～15%）、石英（5%～10%）及少量黑云母（1%～2%）。斜長石粒徑0.50～2.50 mm，呈半自形—自形板狀，具聚片雙晶，次生絹云母化。正長石粒徑約0.80～2.50 mm，呈半自形板狀，少見卡式雙晶，略有泥化。石英粒徑約0.40～1.50 mm，呈半自形粒狀，常具熔蝕邊。黑云母粒徑約0.50～1.50 mm，呈淺褐色—褐色，呈半自形片狀，次生白云母化?；|顆粒粒徑約0.02～0.20 mm，主要由斜長石（15%～20%）、鉀長石（15%～20%）、石英（20%～40%）、黑云母（1%～2%）及少量金屬礦物（3%）組成。其中金屬礦物主要為黃銅礦、黃鐵礦，呈稀疏浸染狀分布于基質中。根據CIPW 標準礦物計算（表1），二長花崗斑巖石英（Q）含量為31.42%～38.86%，堿性長石（A）含量為26.47%～41.46%，斜長石（P）含量為25.78%～34.66%， 與鏡下觀測結果一致， 在Q-A-P 圖解中，5 個樣品均落入二長花崗斑巖區（圖4a）。

圖3 多霞松多二長花崗斑巖（a）、堿長花崗斑巖（b）鏡下特征（正交偏光）Kfs.鉀長石；Pl.斜長石；Bi.黑云母；Qtz.石英；Py.黃鐵礦Fig.3 Microscopic characteristics of the monzogranite porphyry（a）and alkali feldspar granite porphyry（b）（orthogonal polarized light）in Duoxiasongduo

圖4 多霞松多巖體Q-A-P 圖解（a.據Streckeisen，1976；Le Maitre et al.，1989），A/NK-A/CNK 判別圖（b.據Maniar and Piccoli，1989），K2O-SiO2圖解（c.據Rickwood，1989；Le Maitre et al.，2002）及SiO2-AR 圖解（d.據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

堿長花崗斑巖樣品呈灰白色，斑狀結構，斑晶為中細粒半自形粒狀結構，基質為顯微晶質結構，塊狀構造（圖3b）。斑晶主要為鉀長石（15%～20%）、石英（10%～15%）及少量斜長石（2%）。正長石粒徑約1.80～5.00 mm，呈半自形板狀，不具雙晶，裂紋發育，見包含自形粒狀黃鐵礦。石英粒徑約0.30～2.50 mm，呈它形—半自形粒狀，常具熔蝕邊。斜長石粒徑1.00～2.00 mm，呈半自形板狀，次生絹云母化較強?；|中，顆粒粒徑約0.02～0.20 mm，主要由鉀長石（25%～30%）、石英（35%～40%）及少量金屬礦物（3%）組成。其中金屬礦物主要為黃銅礦、黃鐵礦，呈稀疏浸染狀分布于基質或斑晶中。根據CIPW 標準礦物計算（表1），堿長花崗斑巖石英（Q）含量為48.22%～55.76%，堿性長石（A）含量為43.39%～48%，斜長石（P）含量為0.85%～1.26%，與鏡下觀測結果一致，在Q-A-P 圖解中，5 個樣品均落入堿長花崗斑巖區（圖4a）。

4 分析結果

4.1 元素地球化學特征

多霞松多巖體樣品全巖主量和微量元素結果見表1。二長花崗斑巖地球化學特征顯示：1） Na2O含量為 2.35%～3.04%， K2O 含量為 4.43%～5.04%， 全堿（Na2O+K2O）含量變化在6.81%～7.95%之間，Na2O/K2O 變化在0.53～0.69 之間，屬高鉀系列；2）Al2O3含量為13.6%～14.1%，A/CNK（鋁飽和指數）為1.18～1.29，顯示弱過鋁質花崗巖的特征（圖4b）；3） MgO 含量較低，為0.97%～1.33%； 4） P2O5含量較低， 為0.16%～0.30%，TiO2含量較低，為0.20%～0.29%。

堿長花崗斑巖地球化學特征顯示：1）Na2O 含量為0.32%～0.41%，K2O 含量為5.47%～6.12%，全堿（Na2O+K2O）含量變化在5.79%～6.50%之間，Na2O/K2O 變化在0.06～0.07 之間，屬高鉀系列；2）Al2O3含量為12.1%～14.5%，A/CNK（鋁飽和指數）為1.73～1.9，顯示強過鋁質花崗巖的特征（圖4b）；3）MgO 含量較低，為0.31%～0.92%；4）P2O5含量較低，為0.11%～0.20%，TiO2含量較低，為0.19%～0.34%。

在K2O-SiO2圖解（圖4c）和SiO2-AR 圖解（圖4d）中，本次研究的樣品投點在高鉀鈣堿性系列—鉀玄巖系列和堿性區，與前人認識一致（芮宗瑤等，1984；馬鴻文，1989；張玉泉等，1998a，1998b；吳偉中等，2013）。多霞松多含礦斑巖均表現為富堿、高鉀，屬于過鋁質的高鉀鈣堿性—鉀玄巖系列。前人研究表明，按SiO2含量，高原東緣的富堿斑巖大致分為兩組：SiO2小于63%的富堿斑巖以正長斑巖為主，通常不發生礦化，而SiO2大于63%的富堿斑巖主要為花崗斑巖、長花崗斑巖、二長斑巖和正長斑巖，多發生不同程度的礦化（姜耀輝等，2006）。本研究采集的樣品SiO2含量均大于63%，發生Cu 礦化，與鏡下觀察發現黃銅礦、黃鐵礦等礦物一致。

多霞松多二長花崗斑巖稀土總量變化范圍∑REE 為243.65×10-6～290.91×10-6，LREE（輕稀土元素）為233.37×10-6～280.95×10-6，HREE（重稀土元素）為9.96×10-6～10.92×10-6， LREE/HREE 為22.19～28.21，（La/Yb）N、（Ce/Yb）N比值分別為35～46 和24～33，表明稀土元素具有強烈分餾且輕稀土明顯富集。銪表現輕微負異常（Eu/Eu*= 0.73～0.86）。堿長花崗斑巖的稀土總量變化范圍∑REE為145.04×10-6～224.35×10-6，LREE為130.56×10-6～191.89×10-6， HREE 為 14.48×10-6～32.46×10-6，LREE/HREE 為5.91～9.02，（La/Yb）N范圍為7～16、（Ce/Yb）N范圍為4～10，表明輕稀土富集而重稀土相對虧損。銪表現中等負異常（Eu/Eu*= 0.35～0.39）。研究表明，隨著巖漿分異程度的增高，固結指數（SI）值逐漸降低。二長花崗斑巖SI 值為8.71～13.8，平均10.9，堿長花崗斑巖SI 值為3.17～8.61，平均6.23，說明與二長花崗斑巖相比，堿長花崗斑巖的分異程度相對較高。

多霞松多巖體原始地幔標準化微量元素蛛網圖（圖5a）顯示，兩類巖石的曲線模式基本一致，并表現出虧損Nb、Ti 等高場強元素（HFSEs），富集Rb、Th、U 等大離子親石元素（LILEs）和Pb 的特征。球粒隕石標準化稀土元素配分曲線略有不同（圖5b），二長花崗斑巖表現為重稀土元素相對虧損，輕稀土元素強富集的右傾型；堿長花崗斑巖則表現為“海鷗”形曲線，輕稀土曲線較陡，重稀土曲線較平緩，具明顯的Eu 負異常。除堿長花崗斑巖AF-3 樣品外，基本無Ce 異常。

圖5 多霞松多巖體原始地幔標準化不相容元素配分圖解（a）和稀土元素球粒隕石標準化圖解（b）（標準化值據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 鋯石U-Pb 年齡

多霞松多巖體鋯石陰極發光圖像（CL）顯示，二長花崗斑巖和堿長花崗斑巖的鋯石均發育有規則的韻律環帶，巖漿鋯石特征明顯（Wu and Zheng，2004；圖6a、圖6c）。

圖6 多霞松多二長花崗斑巖鋯石陰極發光（CL）圖像、年齡諧和圖（a）及其加權年齡圖（b）和堿長花崗斑巖鋯石陰極發光（CL）圖像、年齡諧和圖（c）及其加權年齡圖（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

二長花崗斑巖（MG-2）中的鋯石為自形，長徑多在150～200 μm 之間，柱狀，長寬比在2∶1～5∶2 之間。鋯石LA-ICP-MS U-Pb 定年結果如表2所示，共測定了8 個點，Th 的含量變化范圍為413×10-6～954×10-6，U 的含量變化范圍為466×10-6～903×10-6，Th/U 比值介于0.54～1.09，顯示測定鋯石為巖漿成因（Wu and Zheng，2004）。單顆粒鋯石的206Pb/238U 年齡介于39.7～37.4 Ma（表2），其206Pb/238U 加權平均年齡為38.3±0.64 Ma，加權平均方差MSWD = 1.3（圖6b）。

表2 多霞松多巖體鋯石U-Pb 年齡數據Table 2 Zircon U-Pb dating results of Duoxiasongduo masses

堿長花崗斑巖（AF-1）中的鋯石為自形，長徑多在150～250 μm 之間，柱狀，長寬比在3∶2～3∶1 之間。鋯石SHRIMP U-Pb 定年如表2 所示，共測定8 個點。Th 的含量變化范圍為243×10-6～815×10-6，U 的含量變化范圍為410×10-6～1 340×10-6，除1 個測試點，Th/U 比值均大于0.4，顯示測定鋯石為巖漿成因（Wu and Zheng，2004）。單顆粒鋯石的206Pb/238U 年齡介于40.1～35.9 Ma，其206Pb/238U 加權平均年齡為37.8±1.0 Ma，加權平均方差MSWD = 2.6（圖6d）。

結合樣品的巖相學、鋯石形態特征、Th/U 比值和CL 圖像特征，本文獲得的38.3±0.64 Ma 和37.8±1.0 Ma 年齡值分別為二長花崗斑巖和堿長花崗斑巖的結晶年齡，屬于喜馬拉雅期，相當于新生代始新世晚期。

4.3 鋯石Hf 同位素

二長花崗斑巖（MG-2）和堿長花崗斑巖（AF-1）鋯石原位Hf 同位素測試結果見表3。樣品中鋯石176Lu/177Hf 比值范圍為0.000 502～0.001 260，均小于0.002，表明鋯石形成后無明顯放射性成因的Hf 累積，測得的176Lu/177Hf 可以代表成巖時的Hf 同位素體系（Wu et al.，2006）。

表3 多霞松多巖體鋯石Lu-Hf 同位素分析結果Table 3 Lu-Hf isotopic data of zircons from Duoxiasongduo masses

二長花崗斑巖（MG-2）176Lu/177Hf 值和176Hf/177Hf值分別為0.000 502～0.001 260、0.282 804～0.282 826之間，fLu/Hf值的范圍為-0.98～-0.96。各點根據巖石成巖的諧和年齡校正計算后，鋯石εHf（t）值位于+1.9～+2.6 之間，處于玉龍二長花崗斑巖鋯石Hf 同位素范圍區間內（圖7；Jiang et al.，2006；Li et al.，2012b），二階段模式年齡（TDM2）為0.99～0.94 Ga。

圖7 多霞松多巖體鋯石Hf 同位素DM 表示虧損地幔演化線；CHUR 表示球粒隕石演化線；LC 表示下地殼演化線Fig.7 Zircon Hf isotopic composition of the Duoxiasongduo masses

堿長花崗斑巖（AF-1）176Lu/177Hf 值和176Hf/177Hf值分別介于0.000 513～0.001 231 和0.282 771～0.282 798 之間，fLu/Hf值的范圍為-0.98～-0.97。各點根據巖石成巖的諧和年齡校正計算后鋯石εHf（t）值位于+1.3～+1.7 之間（圖7），二階段模式年齡（TDM2）為1.03～1.01 Ga。

5 討 論

5.1 多霞松多巖體的形成時代和A 型花崗巖特征

關于多霞松多巖體的形成年代，馬鴻文（1989）和王永坤等（1992）分別報道了鉀長石K-Ar年齡為25 Ma 和30.9 Ma，全巖Rb-Sr 同位素年齡為51.6 Ma。由于這些成巖時間跨度較大，一些學者提出多霞松多巖體是多期次活動形成的，分為早晚兩期（張玉泉等，1998c）。然而，本文研究顯示二長花崗斑巖和堿長花崗斑巖在巖石化學特征上相似，屬于同源巖漿演化的產物（詳見下文）。鋯石U-Pb 定年結果顯示，二長斑巖成巖年齡為38.3±0.6 Ma，堿長斑巖成巖年齡為37.8±1.0 Ma，兩者成巖時代相差0.5 Ma，表明現代同位素定年體系中兩者的形成時代基本一致（Liang et al.，2006），顯示在多霞松多地區始新世存在一期重要的巖漿熱液Cu-Mo 成礦事件。

目前，花崗巖類分為I 型、S 型、A 型和M 型（Whalen et al.，1987；Eby，1992）。Eby（1992）指出A 型花崗巖通常具有“堿性”、“無水”和“非造山”的特征，是在非造山和伸展構造環境下形成的。實際上，A 型巖漿可以產生在不同的構造環境中，如藏南拉薩地塊孔隆地區的長英質A 型花崗巖類產生于后碰撞的伸展環境（Hao et al.，2019），埃塞俄比亞西部布雷地區A 型花崗巖形成于碰撞造山的后伸展環境（向文帥等，2021）。

本次研究的多霞松多斑巖巖體表現出富集SiO2、總堿（K2O+Na2O）、Ra、Th 和LREE，虧損CaO、MgO、Ba、Sr 和Ti 的特征。根據鋯石飽和溫度TZr的計算公式（1）（Miller et al.，2003）：

其中，（496000/Zr）melt為Zr 元素在鋯石中濃度（496 000×10-6）與在Zr 飽和熔體中濃度的比值；M =（Na+K+ 2×Ca）/（Al×Si），數值為全巖Si、Al、Fe、Mg、Ca、Na、K、P 元素陽離子數歸一化后各元素的陽離子數數值。多霞松多斑巖巖體鋯石飽和溫度為805 ℃～864 ℃，明顯高于I型花崗巖和S型花崗巖的平均溫度（分別為781 ℃和764 ℃；King et al.，1997），表明其與A 型花崗巖類具有相似的親緣關系（Whalen et al.，1987；Eby，1992）。雖然該巖體礦物組成中富含堿性長石，但其鋯石的εHf（t）值為正，與M 型花崗巖特征不同。同樣，正的εHf（t）值表明母巖漿不是沉積巖部分熔融形成的（S 型）。此外，樣品中的鋯石顯示出明顯的振蕩環帶，但沒有繼承核，這與I 型花崗巖不同。王強等（2000）提出A 型花崗巖全鐵（TFeO）含量一般較高，通常大于1.00%。多霞松多斑巖巖體TFeO 含量范圍為1.49%～3.75%，具有A 型花崗巖的特征。其中，堿長花崗斑巖表現出明顯的銪負異常（Eu/Eu*= 0.35～0.39），反映了A 型花崗巖通常具有的強烈銪負異常特征。但由于鋁質A 型花崗巖成巖巖漿分異程度相對較低，其銪負異常并不明顯，Eu/Eu*可高達0.5以上，如九嶷山侏羅紀過鋁質A 型花崗巖的Eu/Eu*為0.71（Huang et al.，2011），蔡江三疊紀過鋁質A 型花崗巖的Eu/Eu*為0.75（Zhao et al.，2013）。因此，本次研究中的二長花崗巖，Eu/Eu*范圍為0.73～0.86，屬于過鋁質花崗巖系列的A 型花崗巖。

在Zr-10000Ga/Al（圖8a）和Nb-10000Ga/Al（圖8b）的化學分類圖上，多霞松多斑巖樣品基本投點在A 型花崗巖區域（Whalen et al.，1987）。A 型花崗巖可分為A1型和A2型（Eby，1992）。A1型與板內裂谷或者地幔柱有關，其地球化學特征與OIB（洋島玄武巖）相似，而A2型主要形成于由陸內剪切作用或大陸邊緣地殼伸展作用產生的拉張環境。根據化學分類圖，二長花崗斑巖和堿長花崗斑巖均投點在A1和A2花崗巖類區域界限附近，因此無法準確判斷多霞松多斑巖的類型，需進一步判斷。多霞松多斑巖的鋯石飽和溫度為805 ℃～864 ℃，處于A2型鋯飽和溫度范圍內（772 ℃～1 103 ℃）（劉昌實等，2003）。此外，由于Y/Nb 和Rb/Nb 比值在A 型花崗巖中相對穩定，可作為判別A 型花崗巖亞型分類的參數（Eby，1992）。樣品的Rb/Nb比值為11.22～21.57，Y/Nb 比值為0.71～1.98，與A2型花崗巖類似（Eby，1992）。綜上所述，多霞松多二長花崗斑巖和堿長花崗斑巖均屬于A2花崗巖。

圖8 多霞松多巖體花崗巖成因類型判別圖解（據Whalen et al.，1987）Fig.8 Discrimination diagrams of granite types for Duoxiasongduo masses（after Whalen et al.，1987）

5.2 多霞松多巖體的巖漿源區

多霞松多二長花崗斑巖和堿長花崗斑巖的主量元素P2O5、K2O、Na2O、TiO2、CaO 和TFe3O2與SiO2呈負相關，而Al2O3與SiO2基本呈正相關，具有一致的演化趨勢，表明它們可能來源于同一巖漿演化的產物。從二長花崗斑巖到堿長花崗斑巖，Eu/Eu*負異常逐漸變強，同時隨著Sr 含量升高，Ba/Sr 比值降低。這些特征表明在巖漿演化過程中，斜長石可能發生了分離結晶，或者源區存在大量斜長石殘留，暗示這套巖石系列屬于同源巖漿的演化（郭正林等，2010）。另外，多霞松多二長花崗斑巖和堿長花崗斑巖的143Nd/144Nd 比值在0.512 492～0.512 532 之間，εNd（t）值范圍為-2.8～-2.1（張玉泉等，1998c），鋯石的176Hf/177Hf 比值在0.282 785～0.282 825 之間，εHf（t）值為1.3～2.6。這些同位素比值的一致性表明兩者為同源巖漿演化產物。

Rb 是一種大離子親石元素，在地球演化過程中向地殼遷移，導致地殼中Rb/Sr 比值（平均值為0.24）明顯高于地幔（0.025）。盡管Rb 和Sr 變化復雜，但從地殼到地幔深處Rb/Sr 比值通常逐漸減小。在巖漿演化過程中，隨著分異程度的增加，Rb/Sr 比值也相應增加。因此，Rb/Sr 比值在一定程度上反映了形成花崗巖等深成侵入體的巖漿分異程度（Imeokparia，1981；金成偉和鄭祥身，2000）。另一方面，Green（1995）認為由殼源物質改造而成的花崗巖在熔融過程中，如果存在熔體與流體的相互作用，將導致Nb 與Ta 的分餾。隨著巖漿分異程度的增加，Nb/Ta 比值顯著減?。―ostal and Chatterjee，2000）。二長花崗斑巖的Rb/Sr 值范圍為0.35～0.85，平均值為0.61，低于堿長花崗斑巖的Rb/Sr 值（0.67～2.43，平均值為1.32），同時，兩者的Rb/Sr 值均高于全球上地殼平均值（0.32；Taylor and McLennan，1985）。這表明二長花崗斑巖的分異程度低于堿長花崗斑巖。在二長花崗斑巖的演化過程中，成熟度較高的地殼物質發生了部分熔融；而在堿長花崗斑巖的演化過程中，則經歷了富含揮發分的流體與熔體之間的強烈相互作用（Dostal and Chatterjee，2000）。二長花崗斑巖的Nb/Ta 比值介于9.85～23.71，平均值為13.49，接近于虧損地幔平均值（15.5；Rudnick et al.，2000），而堿長花崗斑巖的Nb/Ta值范圍為5.00～8.08，平均值為6.77，低于全球上地殼平均值（12.0；Taylor and McLennan，1985），這進一步表明二長花崗斑巖的分異程度低于堿長花崗斑巖。

但無論是二長花崗斑巖，還是堿長花崗斑巖，它們普遍具有較高的稀土元素含量，尤其是輕稀土元素，而Nb/U 比值偏低。這是因為在殼幔演化過程中，U 和Nb 具有不同的地球化學親和性，導致在不同類型的地殼和地幔中的Nb/U 值也不同。多霞松多含礦斑巖的Nb/U 比值（1.09～4.85）低于MORB 和OIB（47；Hofmann et al.，1986）以及陸殼地殼（Nb/U≈9.7； Rudnick and Fountain， 1995，1985），其均值（2.59）介于全球平均俯沖沉積物（Nb/U≈5；Plank and Langmuir，1998）與俯沖帶釋放的流體（Nb/U≈0.22；Ayers，1998）之間，表明巖石源區受到相當程度的俯沖組分改造。據張玉泉等（1998c）的報道，多霞松多二長花崗斑巖與堿長花崗斑巖的Sr、Nd、Pb 同位素數據點分布均接近EM II 富集地幔端元，具有較低的87Sr/86Sr 比值和εNd（t），范圍分別為0.705 453～0.706 576 和-2.8～-2.1，表明其地幔源區與交代地幔有關。然而，本次研究中樣品εHf（t）值為正，表明源區為虧損地幔，與Sr-Nd-Pb 同位素的結果不一致。這可能是早期的俯沖過程影響的結果（姜耀輝等，2006）。因為在俯沖洋殼釋放的流體中，HFSE 的活動性相對小于LREE 和LILE（Polat and Munker，2004），從而造成Hf 與Sr-Nd-Pb 同位素的解耦。雖然本次研究的樣品鋯石εHf（t）值變化較小，介于1.3～2.6之間，但結合該地區同期形成的其他含礦斑巖的微量元素、同位素地球化學以及深源包體證據，一致表明含礦斑巖來自于遭受俯沖板片組分混染交代和深部軟流圈物質注入的鎂鐵質下地殼。

綜上所述，較低的87Sr/86Sr 比值和εNd（t）值，正的εHf（t）值和年輕的Nd 和Hf 二階段模式年齡均表明多霞松多含礦斑巖可能來源于虧損地幔分異的新生玄武質下地殼。

5.3 多霞松多巖體形成的動力學背景

玉龍斑巖銅（鉬）礦帶大地構造位置位于青藏高原東南緣，處在金沙江—哀牢山構造帶。約在65 Ma 左右，印度與歐亞板塊發生碰撞（Yin and Harrison，2000），在藏東引發了紅河—哀牢山左行走滑深大斷裂。本文通過同位素年代學將多霞松多巖體成巖時代限定在38.3～37.8 Ma 之間，處于印度與歐亞板塊的陸內碰撞造山階段（曾慶高等，2020）。在印度與歐亞板塊的持續會聚和SN向擠壓作用下，發育于三江古特提斯構造巖漿帶之上的高原東緣發生了新生代變形，經歷了由壓扭到應力松弛階段，表現為大規模的走滑斷裂、逆沖推覆和強烈剪切，發育了由嘉黎—高黎貢斷裂、貢覺—芒康斷裂和巴塘—麗江斷裂組成的金沙江走滑斷裂系統，形成了由花崗質斑巖、正長巖、正長斑巖、粗面巖、粗面斑巖等巖相組成的金沙江紅河富堿侵入巖帶（Hou et al.，2003）。

在Rb-（Y+Nb）圖解（圖9）中，多霞松多巖體樣品點都落入后碰撞花崗巖類區，表明其形成于陸陸碰撞環境（Pearce et al.，1996）。同時，多霞松多巖體表現出A2花崗巖的親和性，與匯聚板塊邊界有關。前人研究發現金沙江走滑斷裂系統的走滑斷裂活動始于約43 Ma（Hou et al.，2003），晚于玉龍銅（鉬）礦各斑巖巖體的年齡，這暗示金沙江走滑斷裂系統可能控制了該地區富堿巖漿的侵位。密集臺陣觀測資料和共反射點相位加權疊加處理顯示，青藏高原東南緣在45～37 Ma 之間發生了一次大規模巖石圈拆沉事件（Feng et al.，2022）。印度大陸與歐亞大陸的碰撞造成該區域巖石圈受到強烈的擠壓而增厚，最終導致了大范圍的巖石圈拆沉，從而引發熱的軟流圈物質上涌。曾遭受古洋殼板片流體強烈交代的殼幔過渡帶發生部分熔融，其中上部含水的下地殼石榴石角閃巖熔融，形成含礦斑巖巖漿。金沙江走滑斷裂系統為這些巖漿的上升、就位提供了通道。伴隨地殼的拉張和抬升，形成多霞松多巖體（圖10）。

圖9 多霞松多巖體構造環境判別圖（據Pearce et al.，1996）WPG.板內花崗巖；VAG.火山島弧花崗巖；Syn-COLG.同碰撞花崗巖；ORG.洋脊花崗巖；post-COLG.后碰撞構造花崗巖Fig.9 Tectonic discrimination diagrams for Duoxiasongduo masses（after Pearce et al.，1996）

圖10 多霞松多含礦斑巖成因模式圖（據Liang et al.，2006 修改）Fig.10 Genetic model diagram of Duoxiasong ore bearing porphyry（modified after Liang et al.，2006）

6 結 論

（1）多霞松多巖體巖性為二長花崗斑巖和堿長花崗斑巖，屬于高鉀鈣堿性—鉀玄質侵入巖，結合年代學和地球化學特征，表明在多霞松多地區始新世存在一期重要的巖漿熱液Cu-Mo 成礦事件。

（2）多霞松多含礦斑巖屬于同源巖漿演化的產物，均屬于A2花崗巖，可能來源于虧損地幔分異的新生玄武質下地殼。

（3）多霞松多礦床是喜馬拉雅期的41～37 Ma左右侵入形成的大型斑巖銅礦床，其形成可能受控于中新世受印度板塊與歐亞板塊碰撞誘發的金沙江走滑斷裂系統。

致 謝北京離子探針中心的劉敦一研究員、王彥斌研究員和中國科學院廣州地球化學研究所同位素地球化學國家重點實驗室涂湘林高級工程師協助U-Pb 年齡測定并提出了許多寶貴的意見，在此一并表示衷心感謝!