張向飛，李文昌*，楊 鎮(zhèn)，王裕琴，嚴(yán)桃桃，張軍軍

（1. 中國地質(zhì)調(diào)查局成都地質(zhì)調(diào)查中心，四川 成都 610081；2. 貴州民族大學(xué)生態(tài)環(huán)境與工程學(xué)院，貴州 貴陽 550025；3. 自然資源部地球化學(xué)探測重點實驗室，中國地質(zhì)科學(xué)院地球物理地球化學(xué)勘查研究所，河北 廊坊 065000；4. 中國地質(zhì)大學(xué)（北京）研究生院，北京 100083；5. 中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)綜合利用研究所，四川 成都 610041）

0 引言

西南三江位于青藏高原東南緣的怒江、瀾滄江、金沙江三條大江并流地區(qū)，是特提斯構(gòu)造帶由東西轉(zhuǎn)向近南北的轉(zhuǎn)折部位，該構(gòu)造域完整記錄了勞亞大陸與岡瓦納大陸之間特提斯洋的形成與消亡，以及隨后兩個大陸拼合、碰撞等地質(zhì)演化歷史。其中晚古生代—中生代早期（古特提斯階段），勞亞大陸和岡瓦納大陸的匯聚不是簡單的洋俯沖消亡，兩大陸直接拼合，而是通過之間多重溝、洋的消亡，島、弧、地塊和大陸拼合實現(xiàn)的（潘桂棠等，2003；Zhang and Hou，2018；Zheng et al.，2019）。該地區(qū)發(fā)育典型的“多島弧盆”構(gòu)造模式并形成西南三江構(gòu)造格架（潘桂棠等，2003；李文昌等，2010；Li et al.，2021）。

義敦地體位于西南三江的東緣，是甘孜-理塘古特提斯洋西向俯沖造山作用過程中形成的火山巖漿弧，之后經(jīng)歷了侏羅紀(jì)碰撞造山和晚白堊世后造山伸展及新生代構(gòu)造變形的疊加改造（圖1；侯增謙等，2003；李文昌等，2010；楊立強等，2015；Zhang et al.，2021a）。基于構(gòu)造背景和俯沖角度的不同，可將晚三疊世義敦地體劃分為北部張性的昌臺弧和南部壓性的格咱弧，對應(yīng)形成不同的火山巖漿組合和成礦系統(tǒng)（侯增謙等，2003；李文昌等，2013）；而根據(jù)晚白堊世花崗（斑）巖類型和礦床組合的規(guī)律性變化，可將義敦地體劃分為北段昌臺弧、中段鄉(xiāng)城弧和南段香格里拉?。ㄖ械榛。▓D1b；楊立強等，2015；張向飛等2017；Zhang et al.，2020，2021b）。為了消除歧義，本文將義敦島弧帶南段稱謂統(tǒng)一為香格里拉弧。香格里拉弧發(fā)育晚三疊世和晚白堊世兩期巖漿活動和成礦作用，近年來發(fā)現(xiàn)和評價了多個大型—超大型銅多金屬礦床（如普朗、雪雞坪、浪都、爛泥塘等）和鉬多金屬礦床（圖1c；如銅廠溝、東爐房、紅山、休瓦促等）。

圖1 義敦地體南段酸性侵入巖及主要礦床分布圖（據(jù)王新松等，2011；張向飛等，2017修改）Fig.1 Distribution of acid intrusions and typical deposits in southern Yidun Terrane（modified from Wang et al.，2011；Zhang et al.，2017）

香格里拉地區(qū)不同礦區(qū)通常產(chǎn)出晚三疊世或晚白堊世中的一期花崗巖體，然而筆者及其團隊近年來在休瓦促礦床發(fā)現(xiàn)和厘定了兩期巖體直接接觸產(chǎn)出的復(fù)式巖體（圖1c，圖2；余海軍和李文昌，2016；劉學(xué)龍等，2016；張向飛等，2017，2018）。不同組成和構(gòu)造背景的花崗巖體是揭示地殼演化和區(qū)域地質(zhì)動力學(xué)背景的重要研究對象，因此休瓦促礦區(qū)復(fù)式巖體對探索香格里拉地區(qū)地質(zhì)演化歷史及構(gòu)造背景具有重要意義。本文擬在前人研究基礎(chǔ)上，系統(tǒng)梳理休瓦促礦區(qū)復(fù)式巖體時空格架，并在同位素年代學(xué)、地球化學(xué)、Sr-Nd-Hf同位素等新數(shù)據(jù)基礎(chǔ)上，研究復(fù)式巖體巖漿演化歷史及構(gòu)造背景，為區(qū)域地質(zhì)研究和成礦作用研究提供理論依據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

青藏高原東緣主要由三個微陸塊組成：羌塘地塊、松潘-甘孜地體和夾于二者之間義敦地體（圖1；Roger et al.，2010；Zhang et al.，2021b），是全球最復(fù)雜的造山帶和中國最重要的有色-貴金屬成礦帶之一。前人通過對西南三江特提斯造山帶內(nèi)多條蛇綠混雜巖帶及各種類型的島弧、盆地、地塊、陸緣等的系統(tǒng)解剖，證實西南三江特提斯演化至少從早古生代到中生代時期，歷經(jīng)了由發(fā)生、發(fā)展到萎縮、消亡的一個長期連續(xù)的復(fù)雜過程，并建立了多島弧盆系構(gòu)造模式和成礦模式（潘桂棠等，2004；李文昌等，2010；Li et al.，2021）。

義敦地體主要由兩個地質(zhì)構(gòu)造單元組成，分別是西側(cè)的中咱微陸塊和東側(cè)的義敦島弧帶（侯增謙等，2003；Reid et al.，2005）。中咱微陸塊屬揚子陸塊西緣被動邊緣的一部分，于晚古生代初期隨著甘孜-理塘洋的打開而形成一個穩(wěn)定微陸塊；具有明顯的二元結(jié)構(gòu)，基底主要為變質(zhì)結(jié)晶基底，蓋層屬古生界—三疊系地層（潘桂棠等，2001）。義敦島弧帶形成于甘孜-理塘古特提斯洋西向俯沖造山過程，主體形成于長期伸展減薄的陸殼之上，呈近南北向斷續(xù)延伸500 余千米（圖1b）。義敦島弧南北呈現(xiàn)極其不同的構(gòu)造樣式和成巖成礦作用，前人將造成這種差異的原因歸結(jié)為俯沖角度的不同，北部俯沖角度較陡，使得昌臺弧處于張性環(huán)境并發(fā)育相應(yīng)的侵入巖組合和VMS型鉛鋅銀多金屬礦床；南部俯沖角度較緩，使得格咱弧處于壓性環(huán)境并發(fā)育斑巖體及斑巖型銅多金屬礦床（侯增謙等，2003；李文昌等，2010，2013）。

義敦島弧南段的香格里拉弧主要發(fā)育兩期巖漿活動：（1）晚三疊世發(fā)育俯沖相關(guān)的玄武巖-安山巖系列、呈北西向展布的斑巖體，為I 型花崗巖，主要來源于地幔楔的部分熔融，同時有少量地殼物質(zhì)的加入（王新松等，2015；張向飛等，2017，2018）。斑巖體中發(fā)育形成斑巖型多金屬礦床，如典型的普朗超大型、雪雞坪大型銅多金屬礦床（圖1c；Li et al.，2011），筆者研究團隊在該區(qū)域首次評價和圈定了全球首個印支期斑巖型銅多金屬礦帶（李文昌等，2010，2013），具有重要科學(xué)和實踐意義。（2）晚白堊世發(fā)育后碰撞伸展相關(guān)斑巖-花崗巖體，呈近南北向疊加于該區(qū)晚三疊世斑巖型帶上，從南向北具有隱伏—半隱伏—出露特征（圖1c）。巖體具有I型或S型花崗巖特征，主要來源于古老的中基性加厚下地殼的部分熔融（李文昌等，2011，2013；Deng et al.，2014；張向飛等，2017，2018）。巖體內(nèi)多形成鉬多金屬礦床，如銅廠溝超大型鉬多金屬礦床、紅山大型銅鉬多金屬礦床、休瓦促鎢鉬多金屬礦床（圖1c）。

2 礦床地質(zhì)

休瓦促是與花崗巖相關(guān)的石英脈型鎢鉬礦床，位于香格里拉弧的北部，香格里拉市區(qū)20°方向約80公里處（圖1b，c）。休瓦促礦區(qū)所在的侵入巖體出露面積達(dá)93.6km2，跨川滇兩省，在云南香格里拉市出露面積42.5 km2，在四川稻城縣香格里拉鄉(xiāng)出露面積51.1 km2，為了統(tǒng)一稱謂，本文將其命名為香格里拉復(fù)式巖體。香格里拉復(fù)式巖體由三期侵入巖體（印支期、燕山期和喜山期花崗巖體）直接接觸產(chǎn)出，北西部位休瓦促礦區(qū)，北部為四川省拉則鉬多金屬礦區(qū)（圖2a）。休瓦促礦區(qū)目前控制礦石量916 萬噸，鎢平均品位（WO3）0.26%，鉬平均品位0.27%；拉則礦區(qū)目前控制鉬礦資源量13.5 萬噸，此外還有鉛鋅礦等，二者控制資源量已達(dá)大型礦床規(guī)模，具有超大型礦床找礦潛力。

休瓦促礦區(qū)主要出露三疊系上統(tǒng)喇嘛埡組和拉納山組灰-黑色中—厚層狀石英砂巖、板巖和片巖，具有淺?！獮I?！懴喑练e特征（張向飛等，2016），沿北西向呈條帶狀展布（圖2a，b）。休瓦促礦區(qū)由兩期花崗巖體直接接觸構(gòu)成復(fù)式巖體，分別是礦區(qū)東部的晚三疊世巖體和西部的晚白堊世巖體，以及呈脈狀分布于兩期巖體內(nèi)的細(xì)晶巖（圖2b）。晚三疊世侵入巖主要為（似斑狀）黑云母花崗巖，灰—深灰色，半自形粒狀—似斑狀結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造，主要由石英（20% ～25%）、堿性長石（約50%）、斜長石（10% ～15%）、黑云母（約5%）和榍石、磷灰石、鋯石等副礦物組成，鋯石U-Pb 年齡為220 ～200 Ma（圖3a，b；余海軍和李文昌，2016；劉學(xué)龍等，2016；張向飛等，2017）。晚白堊世侵入巖主要為二長花崗巖、花崗斑巖，灰—深灰色，半自形粒狀—（似）斑狀結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造，主要由石英（30%～35%）、鉀長石（35% ～40%）、斜長石（25% ～30%）、黑云母（＜5%）和榍石、磷灰石、鋯石等副礦物組成，鋯石U-Pb年齡為88 ～73 Ma（圖3c，d；楊岳清等，2002；侯增謙等，2003；李健康等，2007；余海軍和李文昌，2016；劉學(xué)龍等，2016；張向飛等2017；陳莉等，2020）。細(xì)晶巖主要為花崗細(xì)晶巖，呈脈狀廣泛分布于復(fù)式巖體內(nèi)，與礦體在時空分布上密切相關(guān)，灰—深灰色，它形微細(xì)粒狀結(jié)構(gòu)、顯微文象結(jié)構(gòu)，脈狀構(gòu)造。巖石主要由石英、鉀長石、斜長石組成，鋯石U-Pb年齡為77 ～80 Ma（圖3e，f；Zhang et al.，2020）。

圖2 香格里拉復(fù)式巖體（a），休瓦促鎢鉬礦區(qū)地質(zhì)簡圖（b）和剖面簡圖（c）（張向飛等，2017修改）Fig. 2 Simplified geological maps of Shangri-La composite intrusion（a）and Xiuwacu deposit（b），and cross-section map of the Xiuwacu deposit（c）（modified from Zhang et al.，2017）

圖3 休瓦促礦區(qū)巖體露頭及鏡下照片F(xiàn)ig.3 Field photographs and microphotographs of intrusions from the Xiuwacu deposit

香格里拉復(fù)式巖體位于松潘-甘孜褶皺系的中甸褶皺帶，屬次級東旺-巨甸褶皺束的翁水-貢嶺復(fù)式向斜，呈北北西向展布，與區(qū)域構(gòu)造線方向一致（圖2a）。礦區(qū)主要發(fā)育兩組不同走向的斷層（圖2b、c）：（1）北北西走向的左行走滑斷層（F4）是休瓦促礦區(qū)的主斷層，貫穿礦區(qū)南北，控制了礦區(qū)復(fù)式巖體空間分布和相互接觸形態(tài)；（2）北西走向的斷層（F1-F3）是礦區(qū)主要的控礦構(gòu)造，呈近平行等距分布，控制了礦體的展布和形態(tài)。礦區(qū)節(jié)理裂隙構(gòu)造發(fā)育，受斷層長期活動和巖體多期侵位影響，在斷層帶附近的巖體內(nèi)發(fā)育密集的節(jié)理裂隙系統(tǒng)），為含礦熱液提供了理想的導(dǎo)礦通道和儲礦空間。晚白堊世細(xì)晶巖呈脈狀分布于復(fù)式巖體節(jié)理裂隙系統(tǒng)中，與W-Mo 礦體在時空上密切相關(guān)（圖2b、c；Zhang et al.，2020）。

3 樣品采集與分析方法

為了系統(tǒng)研究休瓦促復(fù)式巖體特征，本文采集了8 件東礦段黑云母花崗巖樣品和3 件西礦段斑狀二長花崗巖和花崗斑巖，用于全巖主微量元素、Sr-Nd-Pb同位素分析；對東礦段黑云母花崗巖樣品XWEL-3 和西礦段花崗斑巖XWCR-1 開展LA-ICPMS鋯石U-Pb定年；對東礦段樣品XWEL-1、XWEL-3 和西礦段花崗斑巖XWCR-1、斑狀二長花崗巖XWWR-1 開展鋯石微量元素和Lu-Hf 同位素分析①數(shù)據(jù)資料可聯(lián)系編輯部獲取或訪問http：／ ／cjyttsd2.ijoumals.cn／ch／reader／issue_browser.aspx。

3.1 鋯石U-Pb 定年及微量元素、Lu-Hf 同位素分析

將新鮮巖石樣品粉碎淘洗后，用電磁選和重液浮選法分選，鏡下手選出無明顯裂痕且晶形和透明度較好的鋯石，將其均勻粘貼在環(huán)氧樹脂表面，打磨拋光并露出近中心部位，進(jìn)行反射光、透射光和陰極發(fā)光顯微照相，進(jìn)而選取沒有包體和裂痕、且環(huán)帶較好的鋯石備用。鋯石LA-ICP-MS U-Pb 定年及微量元素分析在西北大學(xué)大陸動力學(xué)實驗室完成，測試分析在Agilient 7500a 型ICP-MS、德國Lambda Physik公司的ComPex 102 ArF 準(zhǔn)分子激光器（193nm 深紫色Ar 激光器）和MicroLas 公司的Geo-Las 200M光學(xué)系統(tǒng)的聯(lián)機上進(jìn)行。激光剝蝕束斑直徑30μm，采用單點剝蝕方式。以He作為剝蝕物質(zhì)的載氣，用美國國家技術(shù)研究院研制的人工合成硅酸鹽玻璃標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)NIST 610 進(jìn)行儀器最佳化，測試中誤差標(biāo)準(zhǔn)為1σ。ICP-MS 數(shù)據(jù)采集選用跳峰方式，每完成5 個測點加測標(biāo)樣1 次。數(shù)據(jù)處理采用Glitter 程序，鋯石年齡計算以標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500為外標(biāo)，微量元素分析儀NIST 610 為外標(biāo)，29Si為內(nèi)標(biāo)進(jìn)行校正（Horn et al.，2000；Ballard et al.，2001，2002；Ko?ler et al.，2002）。鋯石樣品的諧和圖及加權(quán)平均年齡計算、繪制均采用Isoplot 軟件（Ludwig，2001）。

鋯石Hf同位素測試在中國地質(zhì)調(diào)查局天津地質(zhì)調(diào)查中心完成。采用Nepture 多接收器電感耦合等離子質(zhì)譜儀（MC-ICP-MS）和193nm 激光取樣系統(tǒng)上進(jìn)行，激光光束直徑約45μm，在做過鋯石LAICP-MS U-Pb激光剝蝕點周圍或附件采用單點剝蝕方式進(jìn)行，脈沖頻率6 ～8Hz，用國際標(biāo)樣鋯石91500作為外標(biāo)（Wu et al.，2006）。

3.2 主微量元素和Sr-Nd-Pb同位素分析

全巖主量元素、微量元素和Sr-Nd-Pb 同位素分析均在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測試研究生完成。將新鮮巖石樣品碎至74μm（200 目），用于主量元素和微量元素測試：（1）主量元素，將約0.5 克樣品粉末放入約5 克的LI2B4O7＋LiBO2溶液中，在1050 ～1250℃溫度下融化，然后將融化后樣品制成玻璃薄片，運用X 射線熒光質(zhì)譜分析儀（XRF）分析，分析精度高于5%；（2）微量元素，將2mg左右全巖粉末至于Teflon燒瓶中，分別用HNO3和HF溶解后，再加入HClO4進(jìn)一步溶解，蒸干后用5%的HNO3溶液將樣品稀釋，最好用Perkin-Elmer Sciex Elan 6000 等離子體質(zhì)譜儀（ICP-MS）進(jìn)行微量元素分析，分析過程中同時測定GBW 系列標(biāo)樣以檢驗外部重現(xiàn)性，分析誤差小于2%（劉穎等，1996；Qi，et al. 2000；Zhang et al.，2002）。

Sr-Nd-Pb同位素利用Phoenix MAT 質(zhì)譜儀測試，分餾校正分別采用86Sr／88Sr ＝ 0.1194 和146Nd／144Nd ＝0.7219，MC 標(biāo)樣143Nd／144Nd 測定值的平均值為0.511937 ±10（2σ）；BCR-1 標(biāo)樣143Nd／144Nd 平均值為0.512594 ±10（2σ）；BSN987 標(biāo)樣87Sr／86Sr平均值為0.710217 ±11（2σ）。Pb 同位素的NBS981 標(biāo)樣平均值分別為206Pd／204Pd ＝16.940 ±4；207Pd／204Pd ＝15.498 ±3；208Pd／204Pd ＝36.722 ±6（Guo et al.，2007）。

4 分析結(jié)果

4.1 鋯石U-Pb年齡和微量元素

休瓦促礦區(qū)兩件樣品（西礦段花崗斑巖XWCR-1 和東礦段黑云母花崗巖XWEL-3）的鋯石U-Pb 定年、微量元素和Hf同位素結(jié)果分別見附表1—3，鋯石CL圖像和U-Pb年齡協(xié)和圖見圖3。所有巖石樣品鋯石均呈長柱狀或短柱狀，半自形—自形晶，棱角分明，一般長100 ～300 μm，寬20 ～100μm，長寬比2∶1 ～5∶1，具有巖漿鋯石特征（圖4a-d；Hoskin and Black，2000）。鋯石的原始176Hf／177Hf 比值和εHf（t）值均由U-Pb定年數(shù)據(jù)基礎(chǔ)上計算而來。

黑云母花崗巖（XWEL-3、XWEL-1）中未發(fā)現(xiàn)繼承性鋯石，鋯石Th 含量變化于485 ×10-6～6299 ×10-6，U含量變化于687 ×10-6～2149 ×10-6，Th／U介于0.27 ～2.93（平均0.92）。XWEL-3 中28 個測點的206Pb／238U年齡介于235.1 ～190.1 Ma，加權(quán)平均年齡為205.4 ±4.3 Ma（MSWD ＝1.6，n ＝28），與XWEL-1 的加權(quán)平均年齡211.7 ±2.6 Ma（MSWD ＝0.9，n ＝22；張向飛等，2017）在誤差范圍內(nèi)一致。在鋯石球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土配分曲線上顯示，從La到Lu元素含量呈現(xiàn)逐漸升高趨勢，具有明顯的正Ce異常和弱的Eu負(fù)異常（圖5）。鋯石Hf同位素組成變化較大，176Hf／177Hf 比值變化于0.282650 ～0.282763，εHf（t）值變化于0.0 ～3.9，二階段模式年齡TDM2介于1.68 ～1.32 Ga（附表3）。

圖5 休瓦促鎢鉬礦區(qū)XWEL-3 和XWCR-1 鋯石球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分曲線Fig.5 Chondrite-normalized rare earth element distribution patterns of samples XWEL-1 and XWCR-1 from the Xiuwacu WMo deposit

花崗斑巖（XWCR-1）中未發(fā)現(xiàn)繼承性鋯石，鋯石Th含量變化于292 ×10-6～9773 ×10-6，U含量變化于439 ×10-6～5567 ×10-6，Th／U介于0.14 ～1.81（平均0.46）。XW CR-1 中28 個測點的206Pb／238U年齡介于91.3 ～73.1 Ma，加權(quán)平均年齡為80.2 ±1.5 Ma（MSWD ＝1.2，n ＝28），與XWWR-1 的加權(quán)平均年齡76.8 ±3.8 Ma（MSWD ＝2.2，n ＝15；張向飛等，2017）在誤差范圍內(nèi)一致。在鋯石球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土配分曲線上顯示，從La 到Lu 元素含量呈現(xiàn)逐漸升高趨勢，具有明顯的正Ce異常和弱的Eu負(fù)異常，與東礦段黑云母花崗巖較一致（圖5）。鋯石Hf同位素組成為176Hf／177Hf 比值變化于0.282487～0.282664，εHf（t）值變化于-8.4 ～-2.1，二階段模式年齡TDM2介于2.35 ～1.78 Ga（附表3）。

4.2 主微量元素和Sr-Nd-Pb同位素

休瓦促礦區(qū)11 件樣品的全巖主微量元素、4 件樣品的Sr-Nd-Pb同位素分析結(jié)果見附表4。

東礦段8 件黑云母花崗巖SiO2含量變化于68.26% ～72.75%，平均70.70%，在TAS 圖解中主要落入花崗巖范圍，顯示高硅特征（圖6a）；在SiO2-K2O圖解中，顯示高鉀鈣堿性—鉀玄巖系列特征（圖6b）；ALK（Na2O ＋K2O）含量變化于7.36% ～8.73%，平均8.10%，K2O／Na2O 介于1.04 ～1.59（平均1.20），在Na2O-K2O圖解中顯示鉀玄巖特征（圖6c）；巖石 Al2O3含量變化于13.76% ～16.94%，平均14.39%，A／CNK 變化于1.23 ～1.50，平均1.38，在A／NK-A／CNK 圖解中顯示偏鋁質(zhì)特征（圖6d）。稀土總量（ΣREE）變化于112×10-6～307 ×10-6，平均207 ×10-6，高于地殼巖漿巖平均值164 ×10-6。輕稀土（LREE）含量介于104 ×10-6～282 ×10-6，平均191 ×10-6；輕重稀土比值（LREE／HREE）變化于9.6 ～15.7 平均12.5。（La／Yb）N變化于8.6 ～20.4，平均14.0。球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分曲線（圖7a）具有總體右傾，LREE 富集，HREE相虧損，輕重稀土分異的特征。其Eu負(fù)異常較明顯（δEu ＝0.35 ～1.13，平均0.62），δCe 平均0.87。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖上（圖7b）可見，巖石富集Rb、Nd、Sm等大離子親石元素，虧損Nb、Ta、Zr、Hf、Ti等高場強元素，顯示出弧巖漿巖的特征。巖石初始87Sr／86Sr 比值介于0.707248 ～0.708070，εNd（t）值介于-2.11 ～-1.18，平均-1.65，（87Sr／86Sr）i值是根據(jù)其加權(quán)平均年齡205.5Ma 計算的，巖石的鉛同位素208Pb／204Pb、207Pb／204Pb 和206Pb／204Pb 值分別變化于39.027 ～39.082、15.634～15.731 和18.653 ～19.105。

圖6 休瓦促鎢鉬礦區(qū)巖體主量元素TAS圖解（據(jù)Maniar and Piccoli，1989；張向飛等，2017；Zhang et al.，2020，2021b修改）Fig. 6 TAS diagrams of intrusions in the Xiuwacu W-Mo deposit（after Maniar and Piccoli，1989；Zhang et al.，2017，2020，2021b）

圖7 休瓦促鎢鉬礦區(qū)巖體主量元素哈克圖解（據(jù)張向飛等，2017；Zhang et al.，2020，2021b修改）Fig. 7 Hark diagrams of the intrusion in the Xiuwacu WMo deposit

西礦段2 件斑狀二長花崗巖SiO2含量變化于72.51% ～73.75%，1 件花崗斑巖SiO2含量為67.35%，在TAS圖解中主要落入花崗巖范圍，花崗斑巖落入石英二長巖區(qū)域（圖6a）；在SiO2-K2O 圖解中，顯示高鉀鈣堿性-鉀玄巖系列特征（圖6b）；ALK（Na2O ＋K2O）含量變化于7.74% ～9.13%，平均8.46%，K2O／Na2O 介于1.20 ～1.37（平均1.28），在Na2O-K2O 圖解中顯示鉀玄巖特征（圖6c）；斑狀二長花崗巖Al2O3含量變化于13.22% ～13.44%，花崗斑巖Al2O3含量略高，為14.33%。在A／NK-A／CNK圖解中顯示偏鋁質(zhì)特征（圖6d）。稀土總量（ΣREE）變化于229 ×10-6～241 ×10-6，平均234 ×10-6，高于地殼巖漿巖平均值164 ×10-6。輕稀土（LREE）含量介于213 ×10-6～224 ×10-6，平均218 ×10-6；輕重稀土比值（LREE／HREE）變化于12.7 ～14.3 平均13.4。（La／Yb）N變化于14.0 ～19.2，平均16.0。球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分曲線（圖7a）具有總體右傾，LREE 富集，HREE 虧損，輕重稀土分異更明顯的特征。其Eu 負(fù)異常更明顯（δEu ＝0.36 ～0.65，平均0.49），δCe平均0.84。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖上（圖7b）可見，巖石富集Rb、Nd、Sm、U等大離子親石元素，虧損Nb、Ba、Sr、Ti等高場強元素。巖石初始87Sr／86Sr比值介于0.713559 ～0.709987，εNd（t）值介于- 8.09 ～-5.14，（87Sr／86Sr）i值是根據(jù)其加權(quán)平均年齡80.2 Ma計算的，巖石的鉛同位素208Pb／204Pb、207Pb／204Pb和206Pb／204Pb 值分別變化于39.129 ～39.815、15.717 ～15.752 和18.745 ～19.695。

5 討論

5.1 巖石成因

東礦段晚三疊世黑云母花崗巖偏鋁質(zhì)特征，地殼深度物質(zhì)分離結(jié)晶作用形成的熔體具有過鋁質(zhì)特征（圖6；Nandedkar et al.，2014）。巖石具有高硅含量（SiO2＝68.26% ～72.75%），且在Hark 圖解中，TiO2、Al2O3、MgO、Fe2O3、CaO、P2O5與SiO2均呈負(fù)相關(guān)（圖8），指示母巖漿經(jīng)歷了一定程度的結(jié)晶分異作用。研究表明隨著結(jié)晶分異作用的進(jìn)行，鋯石中Yb／Gd值與Hf 含量成正比，而Th／U 值與Hf含量成反比（Claiborne et al.，2010），休瓦促礦區(qū)黑云母花崗巖具有這種特征（圖9），表明結(jié)晶分異作用在巖漿演化過程中起了主要作用。鋯石中La／Sm值與La含量正相關(guān)趨勢不明顯，表明部分熔融作用并未起主導(dǎo)作用。鋯石Hf含量變化較大，表明巖漿演化處于一個相對開放的系統(tǒng)中（Kemp et al.，2007）。此外，全巖Sr-Nd同位素組成集中于正負(fù)值之間（圖10），指示其并非單一的地殼來源，具有殼幔混源特征。野外地質(zhì)觀察發(fā)現(xiàn)，黑云母花崗巖中鎂鐵質(zhì)暗色包體并非圍巖地層的捕虜體，主要是微晶閃長巖（張向飛，2018），表明巖漿同化作用不發(fā)育。因此，休瓦促東礦段黑云母花崗巖主要形成于甘孜-理塘古特提斯洋西向俯沖背景下的結(jié)晶分異過程。

圖8 休瓦促鎢鉬礦區(qū)稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化（a）和微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化圖（b）（據(jù)張向飛等，2017；Zhang et al.，2020，2021b修改）Fig. 8 Chondrite-normalized rare earth element distribution patterns（a）and primitive mantle-normalized trace element concentrations（b）in the Xiuwacu W-Mo deposit（modified from Zhang et al.，2017，2020，2021b）

圖9 休瓦促鎢鉬礦區(qū)鋯石Hf含量與Ti溫度（a）、銪異常（b）、Th／U比值和Yb／Gd比值圖解（據(jù)Zhang et al.，2020，2021a，b修改）Fig.9 Diagrams of zircon Hf concentrations vs. Ti-in-zircon temperatures（a），Eu／Eu*（b），Th／U ratios（c）and Yb／Gd（d）in the Xiuwacu W-Mo deposit（modified from Zhang et al.，2020，2021a，b）

圖10 休瓦促鎢鉬礦區(qū)Sr-Nd-Pb同位素判別圖Fig.10 Discriminant diagrams of Sr-Nd-Pb isotope in the Xiuwacu W-Mo deposit

西礦段晚白堊世二長花崗巖、花崗斑巖、細(xì)晶巖具有與黑云母花崗巖相似的地球化學(xué)特征，顯示偏鋁質(zhì)特征，部分細(xì)晶巖具有過鋁質(zhì)特征（圖6），Hark圖解中，TiO2、Al2O3、MgO、Fe2O3、CaO、P2O5與SiO2均呈負(fù)相關(guān)（圖8），鋯石Yb／Gd 值與Hf 含量成正比，而Th／U值與Hf含量成反比（圖9），La／Sm值與La含量正相關(guān)趨勢不明顯，表明結(jié)晶分異作用在巖漿演化過程中起主要作用。鋯石Hf含量變化較小，表明巖漿演化過程并非在開放系統(tǒng)中（Kemp et al.，2007）。此外，全巖Sr-Nd同位素組成分散且主要呈負(fù)值（圖10），指示其主要來源于不均一的地殼物質(zhì)，可能受幔源物質(zhì)影響。野外地質(zhì)和室內(nèi)鏡下觀察發(fā)現(xiàn)，二長花崗巖中暗色包體也主要為微晶閃長巖（張向飛，2018），表明巖漿在分異結(jié)晶過程中同化混染作用不發(fā)育。結(jié)合區(qū)域地質(zhì)背景，休瓦促西礦段侵入巖體主要形成于后碰撞造山階段的巖漿結(jié)晶分異過程。

5.2 巖漿來源

如前所述，休瓦促礦區(qū)侵入體均主要形成于巖漿分離結(jié)晶作用，但形成時間和構(gòu)造背景卻截然不同。

東礦段黑云母花崗巖具有較高的SiO2含量，Sr-Nd-Pb-Hf 同位素組成見附表3、4（87Sr／86Sr ＝0.707248 ～0.708070，εNd（t）＝-2.11 ～-1.18，εHf（t）＝0.0 ～3.9），與義敦地體南段具有地幔成分的晚三疊世斑巖體相似（圖10、圖11）。鋯石Ti 溫度主要位于624 ～787℃（平均692℃），少量可達(dá)1040～1200℃，鋯石氧逸度（fO2）＝-22.8 ～-6.8（圖12），少量為正值（5.1 ～6.7），這與俯沖環(huán)境的開放系統(tǒng)一致。巖石中的Rb／Sr（0.20 ～2.41）和Rb／Ba（0.16 ～1.16）值變化較大，不同于鎂鐵質(zhì)巖石部分熔融的來源特征（Chappell and White，1974）。巖石具有高分異I 型花崗巖特征（圖13；Wang et al.，2014a，b；張向飛等，2017；Zhang et al.，2020），I 型花崗巖的形成機制主要為三種：（1）幔源巖漿的分離結(jié)晶，向上運移過程中同化（或未同化）殼源物質(zhì)（Chiaradia，2009）；（2）上地殼沉積巖部分熔融形成巖漿與幔源巖漿混合（Kemp et al.，2007）；（3）深成火成巖重熔，有（或無）幔源巖漿的加入（Griffin et al.，2002；Yang et al.，2017）。鋯石Hf二階段模式年齡（TDM2＝1.68 ～1.32 Ga；附表3），黑云母花崗巖體顯示中—古元古代模式年齡，對應(yīng)于揚子西緣陸殼顯著生長時期（1.8 ～1.5 Ga；Greentree and Li，2008；Zhao et al.，2010）。研究已揭示揚子西緣與義敦地體之間具有親緣關(guān)系（李文昌等，2010，2011；Reid et al.，2007；Peng et al.，2014），因此休瓦促黑云母花崗巖的原巖可能為揚子西緣角閃巖。選取虧損地幔和俯沖沉積物作為端元進(jìn)行物源模擬，顯示黑云母花崗巖樣品集中分布于虧損地幔一側(cè)，俯沖沉積物成分約占8% ～16%（圖10c，圖14a），主要來源于幔源物質(zhì)的分離結(jié)晶，向上運移過程中同化了部分殼源物質(zhì)。

圖11 休瓦促鎢鉬礦區(qū)鋯石Hf同位素圖解Fig.11 Zircon Hf isotopic diagram in the Xiuwacu WMo deposit

圖12 休瓦促鎢鉬礦區(qū)巖體氧逸度判別圖（MH—磁鐵礦-赤鐵礦緩沖性；FMQ—鐵橄欖石-磁鐵礦-石英緩沖性；IW—自然鐵-方鐵礦緩沖線）Fig. 12 Diagram of intrusions oxygen fugacity in the Xiuwacu W-Mo deposit

西礦段細(xì)晶巖→二長花崗巖→花崗斑巖，SiO2含量具有降低趨勢，而Al2O3、Fe2O3T、MgO、CaO、TiO2、P2O5具有上升趨勢（附表4，圖7），二長花崗巖微量和稀土元素也具有處于細(xì)晶巖和花崗斑巖之間的特征（附表4，圖8）。Sr-Nd-Pb 同位素組成變化較大（87Sr／86Sr ＝0.709987 ～0.713559，εNd（t）＝-8.59 ～-5.14；圖10a，b），可能與巖漿演化過程中同化作用相關(guān)。目前已在二長花崗巖中發(fā)現(xiàn)有219Ma年齡的繼承性鋯石（張向飛等，2017），表明該區(qū)晚白堊世巖漿來源可能有晚三疊世巖漿活動的貢獻(xiàn)。Hf同位素相對集中，與主要來源于下地殼物質(zhì)的義敦地體南段晚白堊世斑巖體類似（二長花崗巖εHf（t）＝-0.4 ～-8.0，花崗斑巖εHf（t）＝-8.4 ～-2.1，細(xì)晶巖εHf（t）＝-3.3 ～-5.3；圖10；Zhang et al.，2020）。鋯石Ti 溫度少量高于1000℃者（可能為繼承性鋯石），主要集中于624 ～866℃（二長花崗巖624 ～849℃，平均695℃；花崗斑巖641 ～866℃，平均713℃；細(xì)晶巖巖639 ～799℃，平均700℃；附表2；張向飛等，2017；Zhang et al.，2020），鋯石氧逸度呈較為一致的負(fù)值，且明顯低于晚三疊世花崗巖體的氧逸度（二長花崗巖（fO2）＝-32.4 ～ - 8.2，平均-23.4；花崗斑巖（fO2）＝-30.2 ～-3.2，平均-20.8；細(xì)晶巖（fO2）＝-33.2～-8.9，平均-25.3；圖12；附表2），表明晚白堊世二長花崗巖、花崗斑巖和細(xì)晶巖具有相同的物質(zhì)來源，且二長花崗巖與細(xì)晶巖具有更加接近的氧逸度、鋯石Ti溫度和εHf（t）值。相同來源的巖漿在較淺部快速形成花崗斑巖，而在較深部緩慢結(jié)晶形成二長花崗巖，巖漿期后熱液在更大范圍內(nèi)運移（跨東、西礦段）并在有利部位形成細(xì)晶巖脈（Zhang et al.，2020）。由于鎢、鉬等金屬元素在巖漿結(jié)晶分異過程中傾向于進(jìn)入熔體相，因此休瓦促礦區(qū)石英脈型鎢鉬礦體與細(xì)晶巖脈密切共生，礦體為細(xì)晶巖母巖漿再次結(jié)晶分異后的產(chǎn)物（Zhang et al.，2020）。巖石中變化較大的Rb／Sr（0.75 ～21.37）和Rb／Ba（0.40 ～5.88），明顯不同于揚子西緣下地殼物質(zhì)來源（Xiao et al.，2007），而與義敦地體下地殼物質(zhì)來源相似的特征（Meng，2013；Wang et al.，2014a）。巖石具有高分異I型花崗巖特征（圖13；Wang et al.，2014a，b；張向飛等，2017；Zhang et al.，2020）。鋯石Hf二階段模式年齡較為一致（TDM2＝2.36 ～1.62 Ga，平均2.01Ga；附表3），顯示古元古代模式年齡。選取班公湖-怒江洋MORB，及揚子西緣角閃巖（下地殼）和松潘-甘孜沉積巖（上地殼）作為端元進(jìn)行物源模擬，顯示休瓦促礦區(qū)晚白堊世巖體主要由古老下地殼物質(zhì)組成，并在源區(qū)受少量幔源物質(zhì)影響，而在運移過程中可能受到圍巖同化混染作用影響（圖10c，圖14b）。

圖13 休瓦促鎢鉬礦區(qū)（Zr ＋Nb ＋Ce ＋Y）-（Na2O ＋K2O）／CaO（a）、SiO2-P2O5（b）、Rb-Y（c）和Rb-Th（d）圖解Fig. 13 Diagrams of（Zr ＋Nb ＋Ce ＋Y）-（Na2O ＋K2O）／CaO（a）、SiO2-P2O5（b）、Rb-Y（c）and Rb-Th（d）

5.3 巖體時空格架及構(gòu)造意義

休瓦促東礦段黑云母花崗巖XWEL-3 的結(jié)晶年齡為205.4 ±4.3 Ma（MSWD ＝1.6，n ＝28），與前人在該礦區(qū)獲得220 ～200Ma 的年齡范圍一致（圖3，附表5；劉學(xué)龍等，2016；余海軍和李文昌，2016；張向飛等2017；Yan et al.，2020）。西礦段花崗斑巖XWCR-1 的年齡為80.2 ±1.5 Ma（MSWD ＝1.2，n ＝28），與前人在該礦區(qū)獲得二長花崗巖、細(xì)晶巖和輝鉬礦的年齡（88 ～75Ma；圖3，附表5；劉學(xué)龍等，2016；余海軍和李文昌，2016；張向飛等2017；江小均等，2019；Zhang et al.，2020）一致?？缭浇?3～20My的花崗巖體鋯石年齡，指示該地區(qū)曾經(jīng)在兩個時期都存在一個較長巖漿活動過程。區(qū)域研究顯示，較早的鋯石U-Pb 年齡可以代表鋯石最早從巖漿中結(jié)晶的時限（Watson and Harrison，1983），已獲得義敦地體中較老的花崗巖體鋯石年齡（260 ～230Ma），指示花崗巖體的母巖漿在260Ma就已經(jīng)形成；而義敦地體在晚三疊世的巖漿鋯石年齡集中于230 ～210 Ma（He et al.，2013；Peng et al.，2014；Wu et al.，2017），表明峰期巖漿結(jié)晶和侵位的時間開始于230Ma左右（Deschamps et al.，2017）。義敦地體南段晚白堊世巖漿活動集中于88 ～75 Ma，峰值集中于85 ～80Ma（如銅廠溝、東爐房、紅山、亞雜、休瓦促礦區(qū)；圖3，附表5；Meng et al.，2013；Wang et al.，2014a，b；張向飛，2018；Zhang et al.，2021a，b），表明這一期花崗巖體的母巖漿在90Ma 前后已經(jīng)形成，而在85 ～80Ma 開始進(jìn)入巖漿集中結(jié)晶和侵位的階段。

表5 休瓦促礦區(qū)巖體年齡統(tǒng)計表Table 5 The statistical table of ages for the Xiuwacu composite intrusion

休瓦促礦區(qū)不同時期形成的花崗巖體主要受不同的構(gòu)造背景、物質(zhì)來源及巖漿演化過程控制。前人研究表明，義敦地體形成于甘孜-理塘洋在260 ～200Ma向西俯沖過程，由于南北俯沖角度不同，導(dǎo)致義敦地體北段以張性為主，而南段以壓性為主，并最終造成南北段所形成礦床類型的巨大差異（侯增謙等，2003；李文昌等，2010，2013；Wu et al.，2017）。黑云母花崗巖具有與義敦地體南段晚三疊世斑巖極為相似的地球化學(xué)特征（張向飛，2018），具備形成斑巖銅礦的條件，然而在勘查實踐中并未找到具有工業(yè)價值的斑巖銅礦體，Zhang et al.（2021a）等通過研究該區(qū)礦床變化與保存，認(rèn)為淺部形成的斑巖銅礦體可能已被剝蝕破壞（Zhang et al.，2021a）。晚白堊世，處于后碰撞伸展環(huán)境的義敦地體南段區(qū)域，發(fā)育板內(nèi)伸展環(huán)境的巖漿活動，其驅(qū)動構(gòu)造機制主要有兩種：（1）班公湖-怒江中特提斯洋閉合后，羌塘地塊與拉薩地塊的后碰撞或碰撞后伸展作用（Wang et al.，2014a，b）；（2）與雅魯藏布江新特提斯洋的俯沖、下地殼加厚作用相關(guān)（江小均等，2019；Zhang et al.，2020）。兩種觀點之間存在爭論，后者主要根據(jù)休瓦促礦區(qū)含礦石英脈與區(qū)域構(gòu)造線之間的對比，及與同時期怒江-潞西縫合帶花崗巖的對比而提出。然而，隨著近年來區(qū)域構(gòu)造新現(xiàn)象的發(fā)現(xiàn)和深入分析，有可能上述兩種觀點為同一構(gòu)造事件（特提斯域演化）在不同區(qū)域的具體響應(yīng)形式（任飛等，2021；Jin et al.，2020），而休瓦促礦區(qū)含礦石英脈的構(gòu)造線可能在青藏高原東緣新生代以來的構(gòu)造活動中被改造和扭轉(zhuǎn)（Zhang et al.，2021a）。晚白堊世巖漿活動與鉬-銅礦化密切相關(guān)，目前已發(fā)現(xiàn)多個具有工業(yè)價值的鉬多金屬礦床，如休瓦促、亞雜、紅山、東爐房和銅廠溝等（He et al.，2018；Zhang et al.，2021b），近年來在這些礦床中又發(fā)現(xiàn)不同程度的鎢礦化，具有較大的尋找鎢礦潛力，這與該區(qū)域后碰撞階段區(qū)域伸展構(gòu)造背景相關(guān)（Zhang et al.，2021b）。休瓦促礦區(qū)兩期巖體的演化模型見圖14。

圖14 休瓦促鎢鉬礦區(qū)復(fù)式巖體構(gòu)造背景及巖漿演化模式圖Fig. 14 Model showing tectonic background and magmatic evolution of the composite intrusion in the Xiuwacu W-Mo deposit

6 結(jié)論

（1）休瓦促礦區(qū)東礦段黑云母花崗巖年齡為205.4 ±4.3 Ma；西礦段花崗斑巖年齡為80.2 ±1.5 Ma，結(jié)合已有測年數(shù)據(jù)，厘定了休瓦促礦區(qū)內(nèi)復(fù)式巖體的時空格架。

（2）晚三疊世花崗巖體主要來源于甘孜-理塘洋西向俯沖過程中的虧損地幔物質(zhì)，同時有少量俯沖洋殼物質(zhì)貢獻(xiàn)，并在相對開放的系統(tǒng)中通過結(jié)晶分異作用形成；晚白堊世二長花崗巖、花崗斑巖和細(xì)晶巖具有共同的物質(zhì)來源，主要源于古老下地殼物質(zhì)，同時有少量早期俯沖過程形成物質(zhì)的貢獻(xiàn)，巖性的差異取決于巖漿侵位的深度及巖漿在相對封閉系統(tǒng)中結(jié)晶分異和同化混染作用的控制。

（3）休瓦促復(fù)式巖體是對不同時期區(qū)域構(gòu)造的典型響應(yīng)結(jié)果，對揭示區(qū)域構(gòu)造和成礦事件具有重要指示意義。

致謝：野外地質(zhì)工作得到香格里拉縣格咱雪域開發(fā)有限責(zé)任公司的大力支持和幫助；兩位匿名審稿人提出了寶貴意見和建議。特此表示衷心感謝！

責(zé)任編輯：黃春梅