The magma records and mineralization of early subduction of Neo-Tethyan oceanic slab: Zircon U-Pb and Hf isotopic composition of granitoids in the northwest of Xigaza
-
摘要:
拉萨地体南缘的晚三叠世—中侏罗世岩浆岩被认为是新特提斯洋早期北向俯冲的岩浆记录，并形成与之相关的雄村特大型斑岩-浅成低温热液铜-金矿床。对该时期岩浆岩成因背景的研究有助于评价其成矿潜力。选取拉萨地体南缘日喀则西北部花岗岩类进行锆石U-Pb测年及Lu-Hf同位素分析。花岗岩类LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果为175～180.1Ma，εHf（t）平均值为+13.4，显示幔源特征，为岛弧（洋内弧）背景成因，具有斑岩铜金成矿潜力。结合前人对拉萨地体南缘晚三叠世—白垩纪岩浆岩的研究，认为拉萨地体南缘未被剥蚀的晚三叠世—白垩纪火山岩中有可能保存有新特提斯洋俯冲形成的斑岩铜金成矿系统。
-
关键词:
- 新特提斯洋 /
- 晚三叠世-中侏罗世岩浆岩 /
- 斑岩铜金矿 /
- 岛弧(洋内弧)
Abstract:The Late Triassic-Middle Jurassic magmatic rocks distributed sporadically in the south of Lhasa terrane are considered to be the magmatic records of the early subduction of the Neo-Tethys. In addition, Xiongcun porphyry copper system was associated with the magma. Therefore, research on the Late Triassic-Jurassic magmatic can help to evaluate its metallogenic potential. This pa-per reports LA-ICP MS zircon U-Pb age and in situ Hf isotopic compositions of the granodiorite in the northwest of Xigaza. The obtained U-Pb zircon age of the granodiorite is 175～180.1Ma. Zircon Hf isotopic compositions of the granodiorite display εHf(180.1Ma)=(+13.4), which shows the characteristics of mantle source with an affinity for island arc which was capable of forming the porphyry Cu-Au system. Therefore, the Late Triassic-Cretaceous volcanic rocks in the south of Lhasa terrane have the potential for exploration of the porphyry Cu-Au system.
-
四川省会理县拉拉矿田包括落凼、老羊汗滩、石龙、红泥坡4个主要铜矿床(区)，其中落凼矿床即为俗称的“拉拉铜矿”，处于四川省西南边陲金沙江北岸，位于会理县城212°方向，直距约55 km。在落凼矿床勘查评价及开发利用过程中，矿床成因一直是研究热点，有众多的矿床成因和成矿模式观点。目前有以下3种主要观点：①火山喷气沉积-变质热液成因[1-3]，认为古元古代海底火山活动带来成矿物质，形成矿源层，新元古代(850~1000 Ma)发生了晋宁运动，相伴生的区域变质作用使岩石脱水形成变质热液，并萃取围岩中的成矿元素，当温压条件改变时在有利部位沉淀成矿。②火山喷气沉积成因[4-6]，认为成矿时期与围岩成岩时期一致(1700~1800 Ma)，古元古代的海底火山喷发带来了大量的成矿物质和酸性气液，成矿元素主要以卤化物形式存在，在火山活动间歇期因海水性质变为碱性弱还原环境，铜的金属配合物迅速分解、沉淀成矿，而后期(850~1000 Ma)的区域变质作用对矿床起到了叠加改造作用。③IOCG(铁氧化物铜金)矿床[7-9]，认为康滇地区铁-铜矿床都赋存在古元古界火山沉积岩中，具层控特征；矿石矿物主要是铁氧化物和铜硫化物，显示出早期铁氧化物矿化、其后铜硫化物矿化的特征，且钠长石化发育；成矿作用伴随着区域构造角砾岩，拥有类似IOCG矿床的特征。
前人研究成矿时代主要依据同位素法定年结果，而基于Pb-Pb、Rb-Sr、40Ar-39Ar等不同测年方法确定一期成矿时代的各年龄之间可对比性不强，加上康滇地区在新元古代经历了大规模区域变质作用，全岩的Rb-Sr同位素测年易受后期热事件影响[10]；所以，矿床早期岩浆活动时代与成矿时代有待进一步研究。由于缺少年代学数据，在成矿时代、成矿过程、成矿机制等方面一直存在分歧。虽然普遍的观点认为矿床的形成与火山作用相关，但是均未对火山机构进行深入的调查，未能说明火山物质来源方向、火山通道和火山口的具体位置、火山机构类型等，以及后期区域变质作用、与矿体相伴而生的辉长岩体对成矿作用的贡献大小。另外，随着落凼矿床外围红泥坡大型铜矿床的发现，“拉拉式”铜矿床的赋矿层位也在传统的河口群“中部火山沉积变质旋回”基础上新增了“上部火山沉积变质旋回”，2个矿床有不同的赋存层位，并且矿化样式亦不完全相似。基于此，在前人研究成果的基础上，结合项目野外调查，观察火山岩建造及其蚀变特征，对拉拉铜矿田矿床成矿环境、成矿物质来源、成矿时代、成矿流体等进行分析、总结，开展典型矿床成矿作用机制及成因模型研究。
1. 区域地质背景
拉拉铜矿田在大地构造位置上位于南北向延伸的川滇被动大陆边缘裂谷系中段，东西向会理-东川裂陷槽的西端(图l)。川滇被动大陆边缘裂谷系(“康滇地轴”构造带)发育于扬子陆块的西部大陆边缘，位于安宁河-绿汁江断裂与雷波断裂、小江断裂之间，部分地区越过小江断裂向东抵达黔西六盘水断裂带，北起丹巴康定，南过金沙江延入云南，为一南北向古基底隆起带。裂谷系南北长1200 km以上，东西宽150~250 km。其中的会理-东川裂陷槽是元古宙扬子陆块西缘川滇被动大陆边缘裂谷系中最重要的成矿构造，西起安宁河-绿汁江断裂，东至小江断裂，宝台厂-九龙断裂和天宝山-巧家断裂分别构成裂陷槽的南、北边界，整个裂陷槽东西长250 km以上，南北宽约80 km[11]。
区域地层以前震旦系的变质岩系和中生界的三叠系—白垩系陆相沉积为主，其他时代的地层零星分布。古元古代晚期(1950~1700 Ma)为裂陷槽火山地堑阶段，会理黎溪—云南姜驿一带沉积了河口群，与云南的大红山群在形成时代上相当，总厚度在1800 m以上。中元古代中期(1700~1400 Ma)是火山地堑向岩石圈挠曲坳陷过渡阶段，形成由因民组、落雪组、黑山组、青龙山组构成的下会理群；中元古代晚期(1400~1000 Ma)岩石圈挠曲沉降阶段，形成由淌塘组、力马河组、凤山营组构成的上会理群；会理群在形成时间上与东川地区的昆阳群大致相当。上三叠统、侏罗系和白垩系发育齐全，为一套红色砂页岩的陆相河湖碎屑建造，构成“会理红盆”。
区域基底构造由前震旦系组成，发育近东西向褶皱；震旦系—中生界组成的盖层发育近南北向褶皱，两者叠加干涉形成本区双层结构的构造格局[11]。伴随着早晋宁运动(1000 Ma)南北向强烈的挤压作用，会理-东川裂陷槽层系(河口群、会理群)挤压变形，总体上形成一个大型复向斜，构造线以东西向为主。在会理地区，大复向斜的南、北缘均有一个次级复背斜，南缘的河口复背斜规模较大，由河口群组成，轴面向南倾斜，次级褶皱发育，并与南倾的逆冲断层共同组成叠瓦式冲断-褶皱构造。晋宁运动晚期东西向的挤压，造成会理-东川裂陷槽层系南北向褶皱、断裂构造，以断裂为主。南北向的小江断裂、益门-鹿厂断裂、普渡河断裂等控制了裂陷槽内次级盆地的分布；南北向褶皱普遍叠加在东西向褶皱之上，其变形强度明显弱于东西向褶皱。
![]()
图 1 会理-东川裂陷槽地质矿产略图[11]1、2—河口群：1—深盆相火山-细屑岩；2—浅海相碎屑-碳酸盐岩；3~8—会理群：3—深盆相；4—斜-台地相；5—潮坪-湖相；6—斜坡槽盆相浊积碳酸盐岩；7—斜坡槽盆相浊积碎屑岩夹碳酸盐岩；8—潮坪—湖相碎屑岩-碳酸盐岩；9—天宝山组；10—基性火山岩；11—变质橄榄岩；12—晋宁期辉长岩；13—沉积型铜矿；14—火山型铜矿；15—裂陷槽边界断层；16—断裂；17—显生宙盖层；①—宝台厂-九龙断裂；②—菜子园-麻塘断裂；③—天宝山-巧家断裂；④—磨盘山断裂；⑤—小关河断裂；⑥—益门-鹿厂断裂；⑦—普渡河断裂；⑧—小江断裂Figure 1. Geological and mineral sketch map of Huili-Dongchuan rift trough区域岩浆活动强烈，具多旋回、多期次特征，总体上构成不完善的两大构造岩浆旋回，即晋宁旋回和华力西—印支旋回。晋宁旋回第一阶段发生于古元古代晚期和中元古代中期，因陆块分裂而形成裂陷槽盆，岩浆沿水下断裂喷发形成钠质细碧角斑岩组合(河口群)。晋宁旋回第二阶段发生于在中元古代晚期—新元古代，古构造再度复活，火山、沉积作用继续进行(会理群淌塘组、凤山营组)，并形成大量辉长岩、辉绿岩组合和沿早期褶皱带定位形成的花岗岩组合。华力西—印支旋回第一阶段发生于二叠纪，由于地幔隆起及攀西裂谷发生发展，地幔部分熔融并沿裂谷带上升喷溢，形成玄武岩组合；同时，产生深部岩浆分异，并沿断裂带多次侵位形成区内较发育的铁质超基性-基性-中性岩组合。华力西—印支旋回第二阶段发生于晚三叠世，随着攀西裂谷的逐渐消亡陆壳重熔，沿南北向及东西向构造交会部位侵位形成非造山期钾质花岗岩组合。
2. 矿床地质
拉拉矿田出露地层主要为古元古界河口群，次为中元古界会理群、三叠系白果湾组和第四系(图 2)。河口群在西部与会理群呈断层接触，在东部、南部与白果湾组呈角度不整合接触。
![]()
图 2 拉拉铜矿田地质简图[12]1—第四系；2—震旦系-新近系；3—会理群；4—河口群长冲组；5—河口群落水组；6—河口群大营山组；7—斑岩；8—辉长石；9—铜矿床Figure 2. Geological sketch map of the Lala copper orefield前震旦系河口群变质沉积-火山岩系，由正常沉积和富钠质的细碧-角斑岩系的熔岩、火山碎屑岩及次火山岩建造组成。刘德华等①①将河口群分为上部、中部、下部3个火山喷发-沉积旋回，6个岩性段(图 3)；张洪刚等②又将每个火山-沉积旋回归并为一个岩性组，从老到新分别为大营山组(Pt1dy)、落凼组(Pt1ld)和长冲组(Pt1cc)。①下部沉积变质岩段(Pt1dy1)，为正常的海相陆源碎屑沉积，但在早期开始少量钠质基性熔岩喷溢。②下部火山变质岩段(Pt1dy2)，由大规模的碱质中性火山熔岩即钾角斑岩的喷溢，形成3个韵律，火山岩的成分从早期到晚期有由基性向中性演化的特征。③中部沉积变质岩段(Pt1ld1), 为一套浅海还原环境下的泥质、泥砂质和碳酸盐沉积, 后期出现小规模的火山喷发活动，表现为岩层中出现远源的火山碎屑物。④中部火山变质岩段(Pt1ld2), 分为3个火山亚旋回, 下部亚旋回由早期海相火山熔岩喷溢和晚期由火山喷发作用形成的火山碎屑岩和少量沉积岩夹层组成，中部亚旋回以熔岩的喷溢作用为主，晚期仍有少量火山碎屑岩的喷发和堆积及沉积夹层，上部亚旋回以强烈的喷发为特征并至少有5个小规模的火山喷发-沉积小旋回。⑤上部沉积变质岩段(Pt1cc1), 以浅海泥砂质、碳酸盐的正常沉积为主，夹少量火山碎屑物。⑥上部火山变质岩段(Pt1cc2)，以熔岩喷溢方式为主，划分为2个亚旋回，在2个亚旋回的间歇期沉积了炭泥质、泥砂质和碳酸盐夹火山碎屑的正常浅海相沉积。
![]()
图 3 河口群综合地层柱状图1—片岩；2—炭质板岩；3—大理岩；4—变质砂岩；5—钠长岩；6—花岗岩；7—辉长岩；8—铜矿体Figure 3. Comprehensive stratigraphic columnar section of Hekou Group矿田位于河口复式背斜南翼的次一级双狮拜象背斜南端西侧。区域性近南北向断裂F13和F29构成矿田西、东两边的自然边界。矿田北部为轴向NE20o左右的双狮拜象平缓背斜，南部有轴向近于一致的红泥坡向斜，这2个褶皱被近东西走向的F1断层分隔。区内断裂构造均为成矿后构造，破坏了矿体的连续性。
区内岩浆活动早期形成火山岩，表现为强烈的间歇式火山喷发，出现数百次具堆积韵律的火山喷发沉积和熔岩岩浆喷溢，形成堆积厚度较大的火山碎屑岩及熔岩，属裂陷槽初期下降阶段细碧-角斑岩系列海底喷发的火山岩建造；该建造与正常的海相沉积岩互层，构成河口群。晚期为侵入岩，属晋宁造山运动初期的基性岩侵入活动，沿河口复式背斜核部，呈大小不同的岩体、岩床和岩脉出露，以辉长岩为主。
落凼铜矿床由32个矿体组成，分布范围东西长1960 m，南北宽900 m。探明表内B+C+D级铜储量55.86×104 t，Cu平均品位0.92%；伴生B+C+D级钼17344 t，Mo平均品位0.031%；伴生B+C+D级钴12164 t，Co平均品位0.022%；伴生D级金6386 kg，Au平均品位0.161 g/t；伴生D级银75.1 t，Ag平均品位1.893 g/t；伴生D级硫123.77×104 t。矿体赋存于河口群中部火山变质岩段——落凼组上段(Pt1ld2)。矿体呈层状、似层状、透镜状，以重叠-叠瓦状产出(图 4)。矿体产状与围岩产状基本一致，受岩性和层位控制，并随着围岩褶皱而发生波状起伏的变化。矿体总体近东西走向，倾向南，倾角15°~40°。①~⑤号主矿体走向长720~1960 m，倾向延深100~525 m，平均厚12.27~26.47 m，Cu平均品位0.89%~0.96%。
![]()
图 4 落凼矿床ⅩⅧ勘查线剖面图1—落凼组上段；2—落凼组下段；3—辉长岩；4—辉绿岩脉；5—侵入角砾岩；6—磁铁钠长岩；7—煌斑岩脉；8—白云石英片岩/石英白云片岩；9—黑云片岩；10—石榴角闪黑云片岩；11—炭质板岩；12—钠长岩；13—大理岩；14—铜矿体及编号；15—地层界线；16—岩性层界线Figure 4. Geological section along No.ⅩⅧ exploration line of the Luodang deposit3. 矿床地球化学
3.1 赋矿火山岩系元素地球化学
拉拉铜矿田的含矿建造是前震旦系河口群海相远源火山混生沉积(具浊流沉积特征)建造。河口群火山岩形成年龄在2000~1700 Ma[13]之间，岩石为碱性玄武岩成分，富钠、轻稀土和强不相容元素，具有较高的Ba、Rb、U、Th等元素含量，较陡的REE分布型式和“驼峰”状微量元素原始地幔标准化分配型式，与大陆玄武岩十分吻合，表明河口群火山岩形成于陆间裂谷或裂陷槽环境[14]。路远发等③根据岩石主量、微量、稀土元素地球化学特征，判别河口群火山岩总体属基性岩类，大部分样品具有碱性玄武岩(TiO2>2%)、高碱(Na2O+K2O＞5%)的特征，与岛弧玄武岩不同；但主量元素组成变化大、范围宽，显示强烈的后期变质或蚀变改造的特征。因此，选取不活泼元素Zr/TiO2-Nb/Y图解进行岩石分类(图略)，所有的样品点均落入基性玄武岩中，且绝大部分样品落入碱性玄武岩和碧玄岩区内，仅有2个样品分布在玄武岩和碱性玄武岩-拉斑玄武岩过渡的区域内。此外，在相对稳定的高场强元素Zr/Y-Zr构造环境判别图解中(图略)，所有的样品点均落入板内玄武岩区域。可见，河口群赋矿火山岩属于碱性玄武岩系列，形成于板内裂谷环境。
因此，拉拉式铜矿床形成于川滇被动大陆边缘裂谷环境中。在漫长的前震旦纪构造发展历程中, 川滇被动大陆边缘裂谷系实际上是西侧古洋板块与东侧扬子微大陆边缘上的古岛弧带, 其板块边界类型同现代西太平洋的弧沟系大体相仿[15]。在康滇运动南北向拉张作用下，原始结晶基底发生裂解，在被动大陆边缘环境发育了呈东西走向的会理-东川裂陷槽裂谷盆地，盆地堆积了一套偏碱性的细碧角斑岩和火山-沉积碎屑岩建造(河口群)。
3.2 矿石同位素地球化学
前人通过硫化矿石中的硫和铅同位素研究成矿物质的来源。落凼铜矿床矿石按赋矿岩石分为钠长岩型、黑云片岩型两类，钠长岩的变质原岩为火山岩，而黑云片岩的变质原岩为沉积岩。
块状硫化物矿床可能的硫源有：①地幔硫，地幔是许多重要成矿物质的源区，根据陨石及地幔来源的镁铁质和超镁铁质岩硫同位素组成的研究，认为地幔δ34S值接近于0±3‰；②海水硫酸盐还原硫，δ34S值为+20‰的海水硫酸盐经过无机还原作用形成，δ34S值主要在5‰~15‰之间；③生物成因硫或地层硫，以较负值为特征[16]。落凼铜矿床矿石中钠长岩型矿石和黑云母片岩型矿石的金属硫化物的硫同位素组成基本一致，δ34S值介于-5.9‰~6.9‰之间，说明硫的来源具有多样性；但δ34S值集中分布在-1‰~4‰范围内，显示组成范围有一定变化，又接近0值的特征，具塔式分布特征。绝大部分金属硫化物硫同位素的组成特征与幔源硫类似，表明落凼铜矿床的硫主要来自上地幔，由火山喷发或火山气液作用带出，成矿过程中可能有少量海水硫酸盐的加入③。
落凼铜矿床矿石中金属硫化物铅同位素组成变化大，206Pb/204Pb值为18.1~70.573，207Pb/204Pb值为15.69~19.13，208Pb/204Pb值为33.89~51.54，且以富含放射性成因铅为特征，说明矿床中铅可能有不同的来源③。金属硫化物铅同位素组成可以分为2期，一期具有低铀铅和钍铅的特征，为低μ值、较高k值；另一期具有高铀铅和钍铅的特征，为高μ、高k值，说明铅可能来源于2个不同地方。赋矿围岩(钠长岩和黑云片岩)全岩铅同位素变化也较大，206Pb/204Pb值为18.636~39.314，207Pb/204Pb值为15.703~17.136，208Pb/204Pb值为38.699~45.522；通过全岩的铅同位素校正，发现钠长岩具低μ、高k值特征，黑云母片岩具有高μ、低k值特征，也暗示了铅来源具多样性。从206Pb/204Pb-207Pb/204Pb组成图(图 5)可以看出，金属硫化物铅同位素组成全部落入黑云片岩和钠长岩铅同位素增长曲线之间，并明显分为具有线性关系的上、下2组，揭示硫化物中金属成矿物质具有混合来源的特征。将2组硫化物铅同位素分别拟合等时线方程，获得上组硫化物年龄为1119 Ma，下组硫化物年龄为1605 Ma[17]。下组硫化物年龄与钠质火山岩形成时代基本一致(1680±13 Ma)[18]，代表了早期火山沉积时矿床主成矿过程。上组硫化物年龄则与辉钼矿Re-Os同位素成矿年龄接近(1086±8 Ma)[19]，可能代表晚期热液事件对矿床的叠加改造。
![]()
图 5 落凼矿床硫化物206Pb/204Pb-207Pb/204Pb组成图③Figure 5. Diagram of sulfide 206Pb/204Pb-207Pb/204Pb components in the Luodang deposit3.3 同位素测年
河口群落凼组作为拉拉矿田的主要赋矿层位，一直是前人进行年代学研究的主要对象。矿体受火山-沉积旋回控制，呈似层状、透镜状产出，其产状与围岩基本一致，受层位和岩性控制的层控特征明显。含矿岩石为黑云片岩(包括二云石英片岩、石榴黑云片岩、石榴二云片岩等)、白云石英(钠长)片岩及(磁铁)石英钠长岩。矿体一般赋存于黑云石英片岩与石英钠长岩的接触处或这些岩石交替频繁的部位，矿化较均匀，厚度较大。较大的矿体无论沿走向或倾斜均可顺延至不同的围岩中，即黑云石英片岩→二云石英片岩→白云石英片岩→石英钠长岩中。矿体属于原生成矿结构面控矿，矿床与围岩生成时代应相同，具同生特点。朱志敏[20]采集落凼矿区赋矿围岩中的凝灰质片岩进行LA-ICP-MS U-Pb测年，获得的交点年龄为1667±13 Ma(MSWD=0.63)，207Pb/206Pb年龄加权平均值为1669±6.2 Ma(MSWD=1.15)，代表原岩的形成年龄。王冬兵等[21]采集露天采坑赋矿围岩中的钠质火山岩进行LA-ICP-MS U-Pb测年，分别获得交点年龄为1742±39Ma(MSWD=0.83)和207Pb/206Pb年龄加权平均值为1722±25 Ma(MSWD=0.50)，代表其成岩年龄。因此，矿区赋矿围岩(河口群)的形成年龄在1700 Ma左右，即火山喷发沉积的主成矿年龄。
在空间分布上，拉拉矿田各矿区均与辉长岩紧密相伴，而辉长岩与矿床的形成是否有物质联系？朱志敏[20]对落凼矿区基性侵入岩——辉长岩采集了一组锆石U-Pb测年样品，其LA-ICP-MS测定数据大致可分为5组，分别具有不同的地质意义。第1组数据交点年龄为2588±42 Ma，表明区内可能存在晚太古代基底，也说明在元古宙本区是大陆边缘裂谷环境。第2组数据207Pb/206Pb年龄加权平均值为1720±48 Ma，与河口群火山岩成岩年龄一致；关俊雷等[22]测得大营山组内辉长岩侵入体SHRIMP锆石U-Pb年龄为1710±8 Ma，Chen等[12]测得落凼组内变质凝灰岩和变质辉长岩的锆石U-Pb年龄分别为1679±13 Ma和1657±21 Ma，变质辉长岩侵位时间略晚于河口群火山岩成岩年龄。第3组数据207Pb/206Pb年龄加权平均值为1062±31 Ma，与Chen等[12]测得的辉钼矿Re-Os年龄较一致，可能反映了后期热液事件对矿床的改造，说明1060 Ma左右发生过较大规模的构造-岩浆事件，是Rodinia超大陆拼合事件的产物。第4组数据年龄为770±8(206Pb/238U年龄)~931±29 Ma(207Pb/206Pb年龄)，可能代表了辉长岩的侵位年龄；陈好寿等[23]、孙燕等[24]分别利用矿石铅获得Pb-Pb等时线年龄833 Ma和887 Ma，说明本区在新元古代发生过重要的构造-岩浆事件，是Rodinia超大陆裂解事件在本区的响应，可能反映了构造-岩浆事件对矿床的改造作用，该时期在矿区广泛分布的辉长岩侵入于河口群，为成矿流体提供了热驱动力，叠加改造作用使矿体进一步富集③。
随着测年技术的进步，辉钼矿Re-Os同位素测年因其较高的封闭温度，被认为是目前较可靠的成矿年龄确定方法。李泽琴等[3]报道的4个辉钼矿Re-Os年龄为928~1005 Ma；Chen等[19]报道的辉钼矿Re-Os年龄为1086±8 Ma。Zhu等[25]将落凼矿床划分为5个成矿期、6个成矿阶段，选择不同成矿期的辉钼矿进行Re-Os定年，并结合前人的数据，限定了1306±8 Ma、1086±8 Ma、988±8 Ma、835±4 Ma四组年龄，揭示可能存在至少4期热成矿作用。研究结果表明，矿床形成于多期成矿过程，其成矿时间甚至跨越了数亿年。
综上认为，落凼铜矿床在成矿过程中经历过多期次、多形式的地质作用，不同的同位素测年数据显示成矿年龄总体上在1600~1800 Ma、1000~1100 Ma、770~900 Ma三个阶段，与本区地质事件相符。
3.4 成矿流体地球化学
孙燕等[1]对落凼矿床进行了流体包裹体研究，脉石矿物石英、方解石中流体包裹体类型为气液两相包裹体和含CO2包裹体，测温得到其成矿早阶段和成矿主阶段的温度分别为300℃和260℃，含盐度分别为9% NaCleq和6.6% NaCleq，认为成矿流体可能主要是海水，与典型的喷流沉积型矿床成矿流体特征一致。
路远发等③通过流体包裹体研究认为，落凼矿床各阶段的热液矿物中包裹体类型不同，基本为早期石英硫化物中Ⅰ型包裹体及后期方解石、石英硫化物中的Ⅱ和Ⅲ型包裹体。Ⅰ型包裹体多为含石盐子晶多相包裹体，均一温度较高，变化于260~380℃之间，盐度变化范围为35%~50%NaCleq.；流体特征是浆控高温热液型矿床所特有的，也与矿床的钾长石化、黑云母化、石榴子石化、钠长石化、阳起石化等高温蚀变矿物组合吻合，反映为主成矿阶段。Ⅱ型包裹体和Ⅲ包裹体多为气液包裹体，气相多为CO2且气液比较低，为5%~10%，个头较小，在宿主矿物中多呈定向排列，体现后期特征；均一温度较低，变化于120~170℃之间；盐度主要集中在10%~25%NaCleq.，Ⅱ型包裹体整体盐度相对Ⅲ型略高。Ⅱ型包裹体和部分Ⅲ型包裹体反映了晚期流体混溶现象。从成矿早阶段到晚阶段，成矿流体的温度、盐度、密度均呈降低趋势，尤其Ⅰ型包裹体呈线性排布，暗示其流体端元冷却过程；Ⅲ型包裹体数据排布集中，与Ⅱ型包裹体均一温度差别不大，只是盐度发生变化，说明流体在晚期有后期大气降水混入的可能，或者中期构造导致包体破裂发生泄漏所致。
初步认为，落凼铜矿床与喷流沉积型矿床、IOCG型的流体类型相似。但是，对于典型的IOCG型矿床，最显著的鉴别标志是与角砾岩带具有密切的时空分布关系。通过采坑观察，在块状矿石之上分布少量角砾状矿石，以及在矿体与辉长岩脉接触部位见因侵入作用形成的角砾状矿石，但分布范围很局限。落凼矿床缺乏大范围分布的角砾状矿石，受断裂控制也不明显，矿床在成矿过程中经历了多期次的改造，为深源-浅成-多期热液改造矿床，其可能的IOCG矿床成因的流体特征目前还存在较大的争议。
4. 矿床成因模式
4.1 主要控矿因素
拉拉铜矿田矿床成矿构造环境为川滇被动大陆边缘裂谷系，成矿作用受会理-东川裂陷槽构造及其演化的控制[26]。矿床主要控矿因素及矿化特征表现在以下几个方面。
(1) 裂陷槽构造演化控矿
会理-东川裂陷槽演化的不同阶段成矿特征不同。古元古代晚期—中元古代早期(河口期)火山地堑阶段，海底火山成矿作用活跃，形成“拉拉式”幔源型铜多金属矿床。中元古代中期(东川期)由火山地堑向岩石圈挠曲过渡，中元古代晚期(会理期)岩石圈挠曲坳陷沉降，伴随晋宁运动裂陷槽褶皱封闭，普遍发生强烈变质-变形改造成矿作用，矿层、矿体与围岩随褶皱弯曲或波状起伏，形成同型构造形态，一般在背斜轴部及其倾没端含矿层膨胀变厚。
(2) 火山活动控矿
火山活动广泛发育于裂陷槽演化的各个阶段。河口群为一套海相细碧-角斑岩系的火山岩建造，3个旋回均以正常沉积开始，至火山喷发沉积结束告终。最早的火山喷发以钾质为主，表现为富钾而贫钠；之后的火山喷发越富钠而贫钾，以钠质角斑岩为代表。3个旋回中的火山喷发作用都表现出火山集块岩不发育的特点，表明区内的火山喷发是以较宁静的裂隙式喷溢作用为主。
火山活动的多旋回性对成矿控制也十分明显，多旋回火山活动晚期是矿质富集的最佳时期。基本上表现为一个小旋回一个矿体，旋回越多，矿体数目也越多；每个旋回的火山碎屑物越发育，矿体厚度也就越大。矿体赋存部位与亚旋回或小旋回的火山凝灰岩关系密切，以细碧角斑岩组合的矿化富集程度高。因此，成矿与火山岩组合密切相关，富钠质中性岩或中偏基性的火山熔岩、火山碎屑岩及次火山岩岩性层是本区铜矿的矿(源)层；在裂陷槽次级喷发旋回的末期或喷发间歇期最有利于形成较大规模的海相火山喷流沉积型铜矿床，属同生沉积矿床。
(3) 断裂控矿
断裂控矿主要表现在断裂是成矿期的古火山通道，东西向断裂和南北向断裂交会处喷发强烈，断裂及其多期次活动控制早期海底火山喷发(溢)及晚期含矿地层展布，并作为海底喷流含矿热水的主干通道。河口期火山活动可能主要沿裂陷槽南界的宝九断裂呈东西向线性喷发。受东西向、南西向断裂网络控制，整个裂陷槽被分割为若干级次不同的盆地，铜铁矿床集中形成于黎溪、通安、东川等Ⅱ级盆地中，具体矿床则与更次级局限盆地有关。拉拉铜矿田形成于古火山喷发中心近侧半深水局限滞流洼地，空间上拉拉铜矿田明显受近南北向F13、F29断裂夹持，各矿床沿矿田中部近东西向F1断裂两侧分布。
(4) 矿体严格受层位、岩性控制
中部火山喷发旋回是落凼矿床的含矿层，上部火山喷发旋回是红泥坡矿床的主含矿层。矿体严格受层位、岩性控制，呈似层状产出，矿体产状与地层层理一致，具典型层控特征。具工业价值的矿体多分布在细碧质或角斑质的火山碎屑岩中，由黑云石英片岩、二云石英片岩、石榴黑云石英片岩及含云母、含磁铁矿的条纹-条带状构造的石英钠长岩等组成的含矿层越厚，矿体一般也越厚大。
(5) 辉长岩与矿体在空间位置上密切关联
在空间分布上，拉拉铜矿田辉长岩与各矿床矿体紧密伴生。辉长岩主要沿主干构造F13、F29、F1断裂分布，远离断裂逐渐变薄至尖灭。通过露天采坑、钻孔岩心的观察，至少存在2期辉长岩，早期(1700 Ma左右)辉长岩已受变质蚀变，晚期(770~900 Ma)辉长岩的原岩结构则保持清晰。
通过勘查、开采控制，一般近地表或浅部的辉长岩体规模大，且多集中在地表以下100~200 m深度内的矿体上盘；而位于矿体上、下部的辉长岩多为岩脉，对主要矿体的破坏影响不大。矿体越接近F1和F13断层，岩体对其影响越大。但是，辉长岩在与矿体接触部位，矿体常富集膨大，而辉长岩又占据了矿体空间。这可能指示，新元古代辉长岩对矿床的形成具重要意义，两者之间应存在热动力联系，岩浆活动蕴涵的巨大热量可能促使河口群矿层内的成矿元素进一步活化、运移、富集，岩浆热液对矿床可能起到叠加改造作用。
4.2 不同火山喷发旋回具不同矿化样式
2012—2014年实施的四川省会理县拉拉铜矿接替资源勘查项目，在落凼矿床以南发现了红泥坡大型铜矿床。矿床由5个矿体组成，分布范围南北长2900 m，东西宽2600 m。探明(331+332+333)铜资源量55.76×104 t，Cu平均品位1.67%；伴生(333)钴4003 t、硫91.6×104 t、银14.9 t，平均品位Co 0.012%、S 2.74%、Ag 4.5g/t。矿体赋存于河口群上部火山变质岩段——长冲组上段(Pt1cc2)。矿体呈似层状、透镜状，其产状与地层层理一致(图 6)。矿体总体近南北走向，倾向南西西，倾角5°~30°。①号主矿体长2170 m，宽1590 m，平均厚11.55 m，平均Cu品位1.70%。
![]()
图 6 红泥坡矿床P-3勘查线剖面图1—第四系；2—长冲组上段；3—长冲组下段；4—落凼组上段；5—大理岩；6—辉长岩；7—铜矿体及编号；8—钻孔及编号Figure 6. Geological section along No.P-3 exploration line of the Hongnipo deposit但因主成矿期、赋矿层位不同，拉拉铜矿田落凼、红泥坡2个大型矿床具有明显不同的矿化样式。
(1) 赋矿层位
因拉拉地区地质构造复杂，对河口群的岩相建造划分主要有3种不同的认识。①河口群由3个沉积-火山旋回组成，作为河口背斜南翼的一部分，总的形态为向南倾斜的单斜构造。②河口群3个旋回中的炭质板岩可以对比，是同一层位的重复，河口复背斜应由一系列紧密的倒转背、向斜组成。③拉拉地区存在一平卧褶皱，矿田内地表出露的地层属平卧褶皱的倒转翼，地层层序应该颠倒过来。为了探索拉拉地区总体的构造格架，指导进一步找矿，四川省地矿局四○三地质队与凉山矿业股份有限公司合作在AMT深部探测的基础上，于2003年在落凼矿床ⅩⅧ线施工了ZK1801钻孔(孔深750.42 m)，于2009—2010年在红泥坡矿床-5线施工了ZK-501钻孔(孔深2067.68 m)，经岩性、岩相、矿层对比，结合物探解译，未发现地层倒转现象。基于区内总体构造形态为单斜构造的这一认识，认为红泥坡矿床主含矿层处于落凼矿床的主含矿层之上，河口群中部火山喷发旋回(Pt1ld2)是落凼矿床的主含矿层，而上部火山喷发旋回(Pt1cc2)是红泥坡矿床的主含矿层。
(2) 赋矿岩石
落凼矿床矿体赋存于黑云石英片岩与石英钠长岩接触部位，与围岩呈渐变过渡关系。而红泥坡矿床矿体赋存于黑云石英片岩(或炭质板岩)与石英钠长岩界面附近，均属原生成矿结构面控矿。红泥坡矿床矿体围岩出现较大厚度的炭质板岩，这与落凼矿床明显不同。2个矿床常在矿体上、下盘见到辉长岩，辉长岩与矿化关系密切，只是落凼矿床的辉长岩规模更大、分布更广。
(3) 矿石类型
落凼矿床以纹层状(条带状)矿石、浸染状矿石为主，次为脉状矿石、角砾状矿石，少量块状矿石。对露天采场1974 m平台地质剖面(图 7)观察，也显示①号矿体的矿石类型以纹层状(条带状)为主。纹层状(条带状)矿石、浸染状矿石、块状矿石应代表早期火山喷发(溢)主成矿阶段，沉积特征明显。角砾状矿石产于块状矿石上方，疑似火山作用形成的由矿质胶结的爆破角砾岩或坍塌角砾岩。脉状矿石可见矿脉切穿片理，显示矿区在普遍发生绿片岩相区域变质作用及基性岩侵入作用下，矿体、矿石发生了变形；该类型矿石具有钾长石化、钠长石化、碳酸岩化、硅化、黑云母化、萤石化等强烈的围岩蚀变，应代表了后期热液叠加改造次要成矿阶段。
![]()
图 7 落凼矿床露天采场1974 m平台剖面示意图(a)及典型矿石照片(b~g)①—黑云石英钠长岩；②—纹层状矿石；③—块状矿石；④—角砾状矿石；⑤—黑云石英钠长片岩；⑥—脉状矿石；⑦—纹层状矿石；⑧—块状矿石；⑨—角砾状矿石；⑩—黑云石英钠长片岩；b—层纹状黄铜黄铁矿石；c—块状黄铜黄铁矿石；d—角砾状黄铜黄铁矿石；e—脉状黄铜黄铁矿石；f—角砾状黄铜黄铁矿石；g—黑云石英钠长片岩Figure 7. Diagrammatic cross-section(a)and typical ore photograph(b~g)of 1974 m platform in open-pit stope of the Luodang deposit红泥坡矿床以脉状矿石、团块状矿石为主，次为纹层状、浸染状矿石(图 8)。在火山喷发(溢)成矿阶段，以黄铁矿化为主，黄铜矿化较弱，以纹层状、浸染状矿石为代表，形成了初始的矿(化)层，Cu品位不高。而脉状矿石、团块状矿石代表了热液主矿化阶段，Cu含量进一步富集，形成工业矿石。矿石最高单样品Cu品位达13.52%，单工程Cu品位达4.08%，矿体最大厚度达44.08 m，矿化均匀程度不如落凼矿床的稳定。虽然矿脉斜交岩石层理，但总体矿化只沿层发生，严格受层位控制，矿体呈似层状产出。
![]()
图 8 红泥坡矿床典型矿石照片a—脉状、团块状铜矿石；b—脉状铜矿石；c—纹层状铜矿石；d—浸染状铜矿石Figure 8. Typical ore photographs of the Hongnipo deposit(4) 矿石矿物
落凼矿床矿石的矿物成分较复杂，主要有用矿物为黄铜矿、斑铜矿、黄铁矿，次要矿物为辉钴矿、方硫镍钴矿、辉钼矿、磁铁矿，另有少量磷灰石、独居石和氟碳铈矿，自然金、自然银呈粒状包裹于黄铁矿、黄铜矿晶体中。红泥坡矿床矿石矿物主要有黄铜矿、斑铜矿、黄铁矿、磁铁矿、赤铁矿、自然铜等，矿石矿物以硫化物为主，贫氧化物，磁铁矿含量明显较低。与落凼矿床不同的是，红泥坡矿床矿石具较少的辉钼矿、辉钴矿、磁铁矿、稀土矿、自然金，其矿物成分更简单。
(5) 主要有用组分
落凼矿床可综合回收利用的元素为Cu、Mo、Co、Fe、Au、Ag、S，而红泥坡矿床可综合回收利用的元素仅为Cu、Co、Ag、S。与落凼矿床矿石相比，红泥坡矿床矿石Mo、Au、REE、Fe含量较低。
(6) 围岩蚀变
落凼矿床围岩蚀变类型较多，分布广泛，主要有氟磷灰石化、阳起石化、黑云母化、硅化、碳酸盐化、萤石化、绿泥石化、电气石化等，与成矿密切相关的蚀变作用主要有黑云母化、萤石化、硅化和碳酸盐化。黑云母常呈粗大集合体，与黄铁矿、黄铜矿密切共生。萤石有紫色和绿色2种，紫色萤石呈粒状集合体分布不均匀，萤石化越强烈，矿化富集程度越高；绿色萤石分布较少，多出现于石英钠长岩型矿石中，萤石化较弱且不均匀。硅化和碳酸盐化以碳酸盐(白云石、方解石)-石英-硫化物脉的形式产出。红泥坡矿床围岩蚀变较弱，与成矿关系密切的蚀变作用主要为硅化和碳酸盐化，以碳酸盐(白云石、方解石)-石英-硫化物脉的形式产出。
(7) 主成矿作用
根据矿体与矿石特征，结合野外观察，研究认为拉拉铜矿田的成矿作用是多期多阶段的，至少存在火山喷流成矿期、热液叠加改造成矿期2个成矿阶段。对于主成矿作用阶段，落凼矿床与红泥坡矿床有明显区别。落凼矿床主要形成于早期火山喷流成矿期，后期受到热液叠加改造。红泥坡矿床在火山喷流成矿期可能仅形成了初始矿源层或规模较小的矿条，属次要成矿阶段；后期经热液叠加改造后富集成工业矿体，其主成矿作用阶段应属晚期热液改造成矿阶段。
4.3 成矿作用机制与矿床成因模型
通过前述分析，认为拉拉铜矿田矿床形成于川滇被动大陆边缘裂谷的构造环境；成矿物质来源于前期火山喷发或火山气液作用、后期热液作用；成矿时代总体分为火山喷发沉积成矿期(1600~1800 Ma)、构造-岩浆的叠加改造期(770~900 Ma)2个成矿阶段；成矿流体特征显示，落凼铜矿床类似于喷流沉积型矿床，且在成矿过程中经历了多期热液改造。结合矿体产于前震旦系河口群富钠质的细碧-角斑岩系中，其形成与海相火山喷发密切相关；矿石以浸染状、纹层状、条带状构造为主等，显示原生沉积的特征。初步认为，拉拉矿田落凼铜矿床属海底火山喷流成因的海相火山岩型铜矿床，即火山块状硫化物矿床(VMS型)。经对主要成矿要素的对比，落凼矿床与别子型亚类相似(表 1)。
表 1 落凼矿床与别子型矿床主要成矿要素对比Table 1. Comparison of major metallogenic factors between the Luodang deposit and the Biezi type deposit成矿要素 别子型矿床 落凼矿床 大地构造环境 板块交界处(陆缘裂谷或弧前盆地)，尤其是弧前海沟 扬子陆块的西缘川滇被动大陆边缘裂谷 成矿时代 元古宙、古生代及中生代 元古宙 含矿建造 三波川群基性火山岩-近源陆源碎屑沉积岩建造 河口群富钠质的细碧角斑岩-沉积岩建造 容矿岩石 拉斑玄武岩-安山质凝灰岩和角砾岩、杂砂岩, 局部为黑色页岩 石英钠长岩、黑云片岩 矿体特征 矿体呈板状，与围岩产状一致；矿体长1700 m，延深3500 m，单层矿体厚度不大，一般厚3~10 m，最厚10~20 m 矿体呈层状、似层状，与围岩产状基本一致；矿体长720~1960 m，延深100~525 m，平均厚度12.27~26.47 m 矿石特征 矿石构造主要为块状、条带状矿石，次为角砾状、细脉状矿石；矿石矿物以黄铜矿、闪锌矿、黄铁矿为主，有较多磁铁矿、磁黄铁矿，少量斑铜矿、毒砂、辉砷钴矿等 矿石构造以浸染状、纹层状和条带状构造为主，次有角砾状、网脉状、块状构造；矿石矿物主要为黄铜矿、斑铜矿、黄铁矿，少量辉钴矿、方硫镍钴矿、辉钼矿、磁铁矿 有用元素组合 铜-锌型/Cu-Zn(Au) 铜型/Cu 变质作用 绿片岩相-角闪岩相 高绿片岩相 围岩蚀变 微弱的硅化、碳酸盐化 黑云母化、硅化和碳酸盐化 以前人研究为基础，结合本次研究成果，认为拉拉矿田海相火山岩型铜矿床的成矿过程可大致分为火山喷发沉积作用、变质变形作用和热液叠加改造作用3个阶段(图 9)。
(1) 古元古代晚期(1600~1800 Ma)海底火山喷流沉积期
古元古代晚期(1600~1800 Ma)，康滇运动雏形陆核分裂、拗陷，发生了地幔热物质上涌侵位的构造-岩浆事件, 导致古扬子陆块发生裂解并形成裂谷构造和大陆裂谷盆地。在近东西向大陆裂谷盆地发育初期，构造动力学特征为火山地堑式断陷成盆。随着多阶段构造岩浆作用，会理-东川裂陷槽裂谷盆地火山活动可能主要沿其南界宝九断裂呈东西向线性喷发，强烈而频繁的火山活动在盆地堆积了一套偏碱性的细碧角斑岩和火山-沉积碎屑岩建造(河口群)。河口群下部火山旋回(大营山组)以裂隙溢流为主，早期为细碧质岩浆喷溢，伴有连续分异的角斑质岩浆，形成细碧岩和角闪角斑岩；中期出现了次角斑质岩浆的火山爆发，形成含铁角斑质凝灰岩；晚期为三次较大规模的富钾酸性熔岩，在其间隙期尚有少量细碧质和角斑质凝灰岩形成。河口群中部火山旋回(落凼组)以爆发活动为主，早期属规模不大的细碧质岩浆喷发，形成细碧质凝灰岩；中期出现多次强烈喷发，形成角斑质-石英角斑质凝灰岩和沉凝灰岩、火山角砾岩及熔岩；晚期喷发活动较弱，形成角斑质凝灰岩及熔岩。河口群上部火山旋回(长冲组)以爆发活动为主，早期属细碧质岩浆喷发，形成细碧质凝灰岩；中期和晚期是角斑质岩浆喷发，形成了角斑质和石英角斑质火山角砾岩、凝灰岩及熔岩。
海底火山喷发气、液携带了大量的成矿物质，Cu、Co、Mo等以卤化物的络合物形式随火山物质(碎屑、凝灰)一起搬运④，于火山喷出岩和火山沉积岩之间，或不同岩相的火山碎屑岩之间沉淀形成浸染状、层纹状矿石，显示了火山同生沉积成因特征。在沉积-成矿、成岩过程中，于中部火山旋回中形成了落凼矿床，矿体形成于火山活动的间歇期。
(2) 中元古代晚期(1000~1100 Ma)变质变形期
中元古代晚期，伴随Rodinia超大陆的聚合作用，晋宁运动使本区发生了广泛的区域热动力变质作用。在绿片岩相-绿帘角闪岩相的低-中压和中-低温变质环境中，含矿建造或矿体、矿层主要发生了构造褶皱变形。含矿地层沿走向和倾斜有舒缓的波状小褶曲，控制着矿体的产出形态。矿石结构构造既保留了大量火山沉积的形迹，又具有变质重结晶的组构特征。而与区域变质作用有关的气液活动，一定程度上可能对矿质的进一步富集起到变质改造作用，形成变质期的脉状矿化，但对成矿的贡献应该有限。构造变形产生的空间也为后期含矿热液叠加提供了通道和赋存场所。
(3) 新元古代(770~900Ma)热液叠加改造成矿期
新元古代时，伴随Rodinia超大陆的裂解作用，扬子陆块内部和陆缘发生造山带-沉积盆地-深部地幔柱上涌侵位。起源于地幔深部的基性岩浆沿区域性的深大断裂运移到浅表，形成了区内广泛发育的基性岩(辉长岩)。伴随着岩浆的活动和侵位过程，深部流体沿先存通道上升，同时浅部流体下渗并与其混合后，循环淋滤矿源层中的成矿元素，形成富含铜、钼、钴、金、银等多金属的含矿热液，运移至有利的容矿空间再次沉淀富集，使火山喷流沉积期生成的矿体发生岩浆热液叠加改造，此时矿石多具脉状构造，从而使落凼矿床的矿体进一步加富，或者形成红泥坡矿床典型的脉状矿石。
5. 结论
(1) 拉拉铜矿田形成于川滇被动大陆边缘裂谷的构造环境，成矿作用受会理-东川裂陷槽构造岩浆演化控制，其矿床成因类型初步类比为海底火山喷流成因的海相火山岩型铜矿床，即火山块状硫化物矿床(VMS型)。
(2) 矿床的成矿过程可大致分为火山喷流作用、变质变形作用和热液叠加改造作用3个阶段，古元古代晚期(1600~1800 Ma)火山喷发沉积期形成矿体、矿层，中元古代晚期(1000~1100 Ma)变质变形期主要是含矿建造或矿体、矿层发生了构造变形，新元古代(770~900 Ma)受深部基性岩浆热液活动的叠加改造，先期形成的矿体进一步加富。
(3) 河口群不同火山喷发旋回具不同矿化样式，落凼矿床受中部火山喷发旋回控制，前期海底火山喷发沉积作用阶段是其主成矿期，以纹层状(条带状)矿石、浸染状矿石为主；而红泥坡矿床受上部火山喷发旋回控制，后期热液叠加改造作用阶段是其主成矿期，以脉状矿石、团块状矿石为主。
致谢: 资料收集阶段得到成都理工大学杨宗耀同学的大力帮助，实验过程中得到中国地质大学(北京)相鹏博士的悉心指导，在此深表感谢。 -
![]()
![]()
图 2 侏罗纪花岗岩类岩石学特征
Pl—斜长石；Am—角闪石；Q—石英
Figure 2. Petrological features of Jurassic granitoids
![]()
图 3 侏罗纪花岗岩类部分锆石阴极发光图像及U-Pb、Lu-Hf测点
Figure 3. Representative zircon CL images and analytical points of the zircons from the Jurassic granitoids
![]()
图 4 侏罗纪花岗岩类锆石U-Pb年龄谐和图及相应的锆石稀土元素配分模式
Figure 4. U-Pb concordia diagrams and corresponding chondrite–normalized REE patterns of zircons from the Jurassic granitoids
![]()
图 5 拉萨地体南缘晚三叠世—中侏罗世岩浆岩Sr-Nd-Hf同位素特征
Figure 5. Sr-Nd-Hf isotopic characteristics of the Late Triassic to Middle Jurassic magmatic rocks on the southern margin of Lhasa terrane
表 1 侏罗纪花岗岩类的LA-ICP-MS锆石U-Th-Pb年龄分析结果
Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Th-Pb dating results of the Jurassic granitoids
测点 Th/10-6 U/10-6 Th/U 同位素比值 年龄/Ma 207Pb/206Pb 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 207Pb/206Pb 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ TD134-1 185 260 0.71 0.05048 0.0045 0.1899 0.0154 0.02744 0.0005 217 193 177 13.2 175 3.1 TD134-2 89.2 157 0.57 0.05150 0.0054 0.1974 0.0186 0.02791 0.0007 265 43.5 183 15.8 177 4.6 TD134-3 114 192 0.59 0.05185 0.0043 0.1953 0.0141 0.02804 0.0005 280 191 181 12.0 178 3.3 TD134-4 185 239 0.77 0.05118 0.0046 0.1892 0.0151 0.02780 0.0006 256 207 176 12.9 177 3.6 TD134-5 96.6 150 0.64 0.05160 0.0053 0.2031 0.0188 0.02887 0.0006 333 237 188 15.9 183 3.7 TD134-6 124 204 0.61 0.05097 0.0045 0.1918 0.0164 0.02788 0.0007 239 199 178 14.0 177 4.3 TD134-7 157 200 0.79 0.05143 0.0058 0.1908 0.0187 0.02741 0.0005 261 237 177 15.9 174 3.4 TD134-8 213 260 0.82 0.05597 0.0048 0.2040 0.0176 0.02768 0.0014 450 188 188 14.8 176 8.6 TD134-9 92.1 157 0.59 0.04925 0.0047 0.1931 0.0168 0.02862 0.0006 167 202 179 14.3 182 3.7 TD134-10 135 221 0.61 0.04986 0.0044 0.1821 0.0137 0.02689 0.0006 187 202 170 11.8 171 3.5 TD134-11 124 207 0.60 0.04969 0.0062 0.2033 0.0221 0.03024 0.0007 189 261 188 18.7 192 4.4 TD134-12 184 242 0.76 0.04916 0.0044 0.2036 0.0176 0.02956 0.0006 154 200 188 14.8 188 3.7 TD134-13 156 186 0.84 0.05484 0.0079 0.2034 0.0177 0.02999 0.0007 406 321 188 14.9 190 4.4 TD134-14 119 170 0.70 0.05112 0.0043 0.2034 0.0153 0.02947 0.0006 256 193 188 12.9 187 3.7 TD134-15 163 232 0.70 0.04823 0.0036 0.1953 0.0142 0.02880 0.0006 109 167 181 12.1 183 4.1 TD134-16 144 198 0.73 0.04860 0.0039 0.1917 0.0129 0.02864 0.0006 128 181 178 11.0 182 3.9 TD134-17 117 194 0.60 0.04707 0.0036 0.1983 0.0134 0.03033 0.0007 53.8 180 184 11.4 193 4.3 TD134-18 116 203 0.57 0.04992 0.0049 0.1892 0.0172 0.02774 0.0007 191 215 176 14.7 176 4.4 TD134-19 267 330 0.81 0.04920 0.0035 0.1944 0.0129 0.02827 0.0004 167 150 180 11.0 180 2.7 TD134-20 147 197 0.75 0.05087 0.0041 0.1935 0.0130 0.02813 0.0006 235 185 180 11.1 179 3.6 TD134-21 79.8 145 0.55 0.05025 0.0062 0.2107 0.0239 0.02975 0.0010 206 272 194 20.1 189 6.0 TD134-22 137 210 0.65 0.04833 0.0061 0.1846 0.0211 0.02783 0.0007 122 265 172 18.1 177 4.5 TD134-23 113 183 0.62 0.04968 0.0046 0.1965 0.0167 0.02873 0.0006 189 200 182 14.2 183 3.9 TD134-24 248 278 0.89 0.05256 0.0044 0.1954 0.0140 0.02741 0.0005 309 197 181 11.9 174 3.3 TD134-25 122 180 0.68 0.04750 0.0042 0.1863 0.0156 0.02738 0.0007 76.0 196 173 13.4 174 4.2 TD136-2 282 345 0.82 0.05098 0.0027 0.1947 0.0096 0.02800 0.0004 239 122 181 8.1 178 2.8 TD136-3 138 142 0.97 0.05285 0.0079 0.1988 0.0260 0.02817 0.0009 324 307 184 22.0 179 5.5 TD136-4 213 191 1.12 0.05250 0.0046 0.1961 0.0157 0.02760 0.0005 306 200 182 13.3 176 3.2 TD136-6 175 222 0.79 0.05111 0.0043 0.2104 0.0156 0.03068 0.0005 150 174 181 12.7 181 3.7 TD136-7 108 120 0.90 0.04904 0.0038 0.1946 0.0149 0.02851 0.0006 254 252 173 16.5 173 4.0 TD136-8 209 213 0.98 0.05132 0.0060 0.1863 0.0193 0.02720 0.0006 220 183 176 11.6 174 3.4 TD136-9 256 231 1.11 0.05056 0.0040 0.1897 0.0136 0.02729 0.0005 172 172 176 11.0 176 3.2 TD136-10 491 484 0.79 0.04952 0.0036 0.1897 0.0129 0.02767 0.0005 209 128 183 8.9 181 2.9 TD136-11 155 206 0.82 0.05029 0.0028 0.1977 0.0105 0.02854 0.0005 333 224 181 13.7 180 3.8 TD136-12 111 154 0.59 0.05167 0.0050 0.1946 0.0161 0.02835 0.0006 467 318 185 18.8 177 4.7 TD136-13 125 136 0.61 0.05472 0.0077 0.1993 0.0222 0.02791 0.0008 394 155 185 21.2 174 4.7 TD136-14 229 198 0.60 0.05457 0.0084 0.1994 0.0250 0.02744 0.0007 276 234 166 13.0 164 3.4 TD136-15 148 151 0.76 0.05181 0.0052 0.1777 0.0150 0.02584 0.0005 183 181 175 12.6 175 4.0 TD136-16 98.0 123 0.84 0.04975 0.0041 0.1881 0.0148 0.02758 0.0006 339 315 176 21.3 177 4.2 TD136-17 322 219 0.70 0.05327 0.0081 0.1892 0.0250 0.02788 0.0007 333 226 171 14.7 167 3.7 TD136-18 170 232 0.70 0.05163 0.0050 0.1831 0.0172 0.02625 0.0006 250 226 178 14.2 179 3.6 TD136-19 75.3 101 0.73 0.05121 0.0050 0.1913 0.0166 0.02808 0.0006 300 268 180 21.7 175 5.6 TD136-20 205 368 0.60 0.05217 0.0068 0.1945 0.0256 0.02758 0.0009 233 137 177 9.5 174 3.0 TD136-21 170 275 0.57 0.05061 0.0030 0.1902 0.0111 0.02731 0.0005 191 185 175 13.1 174 3.1 TD136-22 124 137 0.81 0.04991 0.0042 0.1886 0.0153 0.02736 0.0005 117 350 175 18.5 177 5.2 TD136-23 117 131 0.75 0.04837 0.0063 0.1880 0.0216 0.02777 0.0008 220 215 183 15.8 175 4.3 TD136-24 1584 1394 0.55 0.05059 0.0050 0.1973 0.0187 0.02746 0.0007 191 89.8 174 6.5 173 2.7 TD136-25 144 152 0.65 0.04987 0.0020 0.1869 0.0076 0.02714 0.0004 187 202 171 12.3 172 3.6 
下载: 导出CSV
表 2 侏罗纪花岗岩类锆石稀土元素分析结果
Table 2 REE analyses of zircon of the Jurassic granitoids
10-6 样品号 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Y Th U Th/U TD134-1 0.007 15 0.071 1.4 1.7 1.1 14.4 5.7 77 35 185 45 507 121 1143 185 260 0.71 TD134-2 0.010 10 0.029 0.2 1.7 0.9 9.9 3.8 52 23 129 33 376 92 803 89 157 0.57 TD134-3 1.552 15 0.392 0.8 1.5 0.5 6.9 3.0 42 21 111 28 312 78 670 114 192 0.59 TD134-4 0.008 14 0.019 1.0 1.1 0.6 10.9 4.5 61 27 146 37 410 99 905 185 239 0.77 TD134-5 0.020 9 0.058 1.3 2.2 1.0 11.4 4.3 55 25 126 31 348 83 783 97 150 0.64 TD134-6 0.021 12 0.033 0.4 1.3 0.7 7.6 3.1 45 21 114 28 317 78 676 124 204 0.61 TD134-7 0.013 11 0.096 2.0 3.1 1.7 18.0 6.1 78 33 162 40 426 99 1038 157 200 0.79 TD134-8 0.001 15 0.027 0.6 1.4 0.8 9.9 4.0 56 26 142 35 398 97 865 213 260 0.82 TD134-9 0.019 9 0.041 0.6 1.6 0.7 8.8 3.6 49 23 122 31 355 87 745 92 157 0.59 TD134-10 0.001 15 0.034 1.1 1.5 0.8 12.0 4.6 66 31 167 43 474 116 1021 135 221 0.61 TD134-11 0.001 12 0.049 0.7 1.5 0.8 9.2 3.6 51 24 128 32 361 89 774 124 207 0.60 TD134-12 0.045 15 0.091 1.8 3.1 1.5 17.4 6.5 85 37 190 45 494 118 1156 184 242 0.76 TD134-13 0.038 10 0.023 0.3 0.7 0.5 6.3 2.5 34 15 79 19 220 55 481 156 186 0.84 TD134-14 0.013 10 0.093 1.4 2.9 1.1 15.6 5.2 69 29 146 36 385 92 932 119 170 0.70 TD134-15 0.001 14 0.058 1.5 3.2 1.5 17.6 6.1 81 36 188 46 505 123 1167 163 232 0.70 TD134-16 0.001 11 0.024 0.6 0.9 0.5 5.9 2.4 34 16 81 20 226 55 495 144 198 0.73 TD134-17 0.013 12 0.020 0.3 1.4 0.9 10.2 3.7 51 24 131 33 368 91 785 117 194 0.60 TD134-18 0.089 11 0.065 0.7 1.2 0.5 7.6 3.0 44 21 112 28 321 80 679 116 203 0.57 TD134-19 0.020 21 0.068 0.8 1.8 0.8 14.6 5.6 80 37 198 49 544 132 1210 267 330 0.81 TD134-20 0.001 11 0.020 0.5 0.9 0.9 8.5 3.2 46 21 113 28 317 78 685 147 197 0.75 TD134-21 0.014 9 0.024 0.3 0.7 0.4 5.3 2.1 30 13 72 18 206 52 433 80 145 0.55 TD134-22 0.001 12 0.014 0.5 1.8 0.6 9.1 3.5 50 24 129 33 366 89 764 137 210 0.65 TD134-23 2.299 16 0.505 2.7 1.7 0.9 9.4 3.8 53 25 131 34 373 94 774 113 183 0.62 TD134-24 0.001 15 0.028 0.7 1.7 0.7 10.1 3.7 51 23 121 30 331 80 735 248 278 0.89 TD134-25 0.016 11 0.039 1.0 2.2 0.8 10.1 4.2 57 26 138 34 385 94 843 122 180 0.68 TD136-2 0.007 32 0.109 1.5 3.6 1.7 21.4 7.4 103 44 235 60 663 155 1445 282 345 0.82 TD136-3 0.080 18 0.283 4.8 5.8 3.9 34.5 10.6 125 50 244 55 583 131 1538 138 142 0.97 TD136-4 0.036 29 0.391 6.3 9.7 4.6 48.0 15.1 176 70 325 76 774 171 2139 213 191 1.12 TD136-6 0.009 27 0.057 1.3 2.2 1.4 16.9 6.9 100 45 239 58 618 143 1470 175 222 0.79 TD136-7 0.021 15 0.213 3.6 5.5 2.7 28.5 8.7 104 41 201 46 494 110 1286 108 120 0.90 TD136-8 0.013 28 0.127 2.4 5.0 2.6 30.2 10.5 137 58 290 68 717 161 1847 209 213 0.98 TD136-9 0.054 30 0.418 4.9 9.5 4.9 48.8 15.1 177 72 338 77 801 178 2186 256 231 1.11 TD136-10 0.001 59 0.040 1.3 3.2 1.7 21.8 9.3 131 59 314 77 836 192 1935 491 484 1.01 TD136-11 0.009 24 0.044 1.1 2.3 1.2 17.4 6.7 93 43 229 57 614 141 1415 155 206 0.75 TD136-12 0.014 19 0.096 1.2 2.5 1.2 14.9 5.7 81 36 188 46 504 115 1160 111 154 0.72 TD136-13 0.049 17 0.268 3.7 6.2 3.1 32.3 8.7 108 43 210 49 524 117 1349 125 136 0.92 TD136-14 0.023 30 0.532 6.6 10.8 5.0 51.3 15.8 187 72 349 79 819 180 2267 229 198 1.16 TD136-15 0.485 20 0.306 3.4 6.8 2.9 30.9 10.3 124 49 238 55 583 130 1544 148 151 0.98 TD136-16 0.013 15 0.145 2.6 3.9 1.8 19.9 6.4 78 32 165 39 430 100 1034 98 123 0.80 TD136-17 0.038 39 0.471 8.3 15.8 7.5 69.7 22.4 252 97 448 100 1036 220 2943 322 219 1.47 TD136-18 0.001 9 0.072 1.3 2.1 1.1 10.8 3.3 45 19 93 22 251 58 591 170 232 0.73 TD136-19 0.001 11 0.102 3.3 3.4 1.7 16.5 5.4 66 27 135 32 349 79 863 75 101 0.75 TD136-20 0.007 11 0.015 0.2 0.5 0.5 3.7 1.6 23 11 65 18 213 57 387 205 368 0.56 TD136-21 0.001 10 0.044 0.6 1.2 0.7 6.3 2.6 33 14 80 20 242 59 491 170 275 0.62 TD136-22 0.192 18 0.170 3.8 5.1 2.7 26.7 8.6 105 43 217 51 547 124 1378 124 137 0.90 TD136-23 0.080 17 0.216 3.1 6.7 3.0 27.1 9.0 106 43 211 50 528 118 1346 117 131 0.89 TD136-24 0.025 54 0.077 2.0 2.9 1.3 15.0 5.2 75 36 212 58 692 170 1259 1584 1394 1.14 TD136-25 0.070 20 0.247 3.7 6.5 3.3 31.4 10.4 121 49 239 55 584 130 1524 144 152 0.95
下载: 导出CSV
表 3 侏罗纪花岗岩类的锆石Lu-Hf同位素数据
Table 3 Zircon Hf isotope data of the Jurassic granitoids
样品号 176Hf/177Hf 2σ 176Lu/177Hf 176Yb/177Hf 年龄/Ma εHf(0) εHf(t) TDM1/Ma 2σ fLu/Hf TDM2-1/Ma 2σ TDM2-2/Hf 2σ TD134-1 0.283134 0.000019 0.001263 0.027206 180.1 12.8 16.6 167 54 -0.96 159 85 150 121 TD134-2 0.282997 0.000013 0.001362 0.029658 180.1 7.9 11.7 365 38 -0.96 471 60 594 85 TD134-3 0.283109 0.000012 0.001589 0.034189 180.1 11.9 15.7 204 35 -0.95 218 54 234 77 TD134-4 0.283010 0.000012 0.001106 0.023603 180.1 8.4 12.2 344 36 -0.97 439 57 548 80 TD134-5 0.282975 0.000014 0.001172 0.025073 180.1 7.2 11.0 394 39 -0.96 519 62 662 89 TD134-6 0.283027 0.000011 0.001029 0.022321 180.1 9.0 12.9 319 31 -0.97 400 50 493 70 TD134-7 0.283046 0.000014 0.001492 0.032106 180.1 9.7 13.5 295 41 -0.96 360 64 435 90 TD134-8 0.282980 0.000011 0.001521 0.032397 180.1 7.3 11.1 391 30 -0.95 511 48 650 68 TD134-9 0.283099 0.000011 0.001786 0.039349 180.1 11.6 15.3 220 33 -0.95 243 51 269 73 TD134-10 0.283037 0.000011 0.000974 0.021004 180.1 9.4 13.2 304 32 -0.97 377 51 459 72 TD134-11 0.282989 0.000013 0.001090 0.023435 180.1 7.7 11.5 374 38 -0.97 487 60 616 85 TD134-12 0.283058 0.000012 0.001589 0.034490 180.1 10.1 13.9 278 34 -0.95 333 53 398 75 TD134-13 0.282928 0.000012 0.001603 0.034201 180.1 5.5 9.3 467 35 -0.95 629 54 818 77 TD134-14 0.283048 0.000012 0.001336 0.028546 180.1 9.8 13.6 291 35 -0.96 354 55 428 78 TD134-15 0.283018 0.000011 0.001142 0.024235 180.1 8.7 12.5 333 32 -0.97 422 51 523 73 TD134-16 0.283153 0.000010 0.001129 0.023995 180.1 13.5 17.3 139 30 -0.97 115 47 88 67 注：εHf(0)=((176Hf/177Hf)s/(176Hf/177Hf)CHUR, O-1)×10000，fLu/Hf=(176Lu/177Hf)s/(176Lu/177Hf)CHUR-1, εHf(t)=((176Hf/177Hf)s- (176Lu/177Hf)s×(eλt-1))/((176Hf/177Hf))CHUR, O-(176Lu/177Hf) CHUR ×(eλt-1))-1)×10000, (176Hf/177Hf)t=(176Hf/177Hf)s-(176Lu/177Hf)s×(eλt-1)。其中，(176Lu/177Hf)s和(176Hf/177Hf)s为样品测定值，(176Lu/177Hf)CHUR=0.0332，(176Hf/177Hf)CHUR, O=0.282772[31]。t为样品形成时间，λ=1.867×10-11 year-1[31]
下载: 导出CSV
表 4 拉萨地体南部晚三叠世—中侏罗世岩浆岩锆石U-Pb年龄数据(表中序号①～⑧与图 1-c、d序号相对应)
Table 4 Summary of the zircon U-Pb isotopic ages of the Late Triassic to Middle Jurassic magmatic rocks on the southern margin of Lhasa terrane
样号 岩性 采样位置 方法(锆石) 年龄/Ma 图中位置/参考文献 Td134 闪长岩 E88°42′47″、N29°21′51″ MC-ICP-MS 180.1 ①/本文 Td136 花岗闪长岩 E88°40′39″、N29°21′51″ MC-ICP-MS 175 ①/本文 X-1 含矿石英闪长玢岩 E88°25′53″、N29°21′50″ MC-ICP-MS 161.1 ①/[8] ZK5056-4 含矿石英闪长玢岩 E88°25′40″、N29°21′50″ MC-ICP-MS 167.5 ①/[8] 7226-233.7 石英闪长玢岩 E88°26.00′、N29°22.00′ SHRIMP 181.8 ①/[8] 7224-159.9 石英闪长玢岩 E88°26.01′、N29°22.01′ SHRIMP 175.7 ①/[8] 7235-123.4 石英闪长玢岩 E88°26.02′、N29°22.02′ SHRIMP 179 ①/[8] Tafti-1 石英闪长玢岩 E88°26.02′、N29°22.02′ MC-ICP-MS 173 ①/[7] Tafti-2 石英闪长玢岩 E88°26.02′、N29°22.02′ MC-ICP-MS 171.7 ①/[7] Tafti-3 石英闪长玢岩 E88°26.02′、N29°22.02′ MC-ICP-MS 171.3 ①/[7] Tafti-4 细粒闪长岩 E88°26.02′、N29°22.02′ MC-ICP-MS 172.4 ①/[7] Tafti-5 细粒闪长岩 E88°26.02′、N29°22.02′ MC-ICP-MS 173.5 ①/[7] Tafti-6 细粒闪长岩 E88°26.02′、N29°22.02′ MC-ICP-MS 149.1 ①/[7] Tafti-7 石英闪长玢岩 E88°26.02′、N29°22.02′ MC-ICP-MS 171.8 ①/[7] Tafti-8 花岗闪长岩 E88°26.02′、N29°22.02′ MC-ICP-MS 173.9 ①/[7] Tafti-9 花岗闪长岩 E88°26.02′、N29°22.02′ MC-ICP-MS 174.8 ①/[7] Tafti-10 细粒闪长岩 E88°26.02′、N29°22.02′ MC-ICP-MS 177.1 ①/[7] Tafti-11 石英闪长玢岩 E88°26.02′、N29°22.02′ MC-ICP-MS 177.2 ①/[7] Tafti-12 矿化石英闪长玢岩 E88°26.02′、N29°22.02′ MC-ICP-MS 177.8 ①/[7] Tafti-13 矿化石英闪长玢岩 E88°26.02′、N29°22.02′ MC-ICP-MS 178 ①/[7] Tafti-14 矿化石英闪长玢岩 E88°26.02′、N29°22.02′ MC-ICP-MS 178.1 ①/[7] Tafti-15 矿化石英闪长玢岩 E88°26.02′、N29°22.02′ MC-ICP-MS 179.4 ①/[7] Tafti-16 矿化石英闪长玢岩 E88°26.02′、N29°22.02′ MC-ICP-MS 179.5 ①/[7] Tafti-17 矿化石英闪长玢岩 E88°26.02′、N29°22.02′ MC-ICP-MS 180.2 ①/[7] Tafti-18 矿化石英闪长玢岩 E88°26.02′、N29°22.02′ MC-ICP-MS 181 ①/[7] Tafti-19 矿化石英闪长玢岩 E88°26.02′、N29°22.02′ MC-ICP-MS 182.5 ①/[7] Tafti-20 玄武岩 E88°26.02′、N29°22.02′ MC-ICP-MS 184.5 ①/[7] Tafti-21 蚀变镁铁质凝灰岩 E88°26.02′、N29°22.02′ MC-ICP-MS 186.9 ①/[7] XC5-01 花岗闪长玢岩脉 E88°26.00′、N29°22.00′ MC-ICP-MS 179 ①/[37] XC5002 花岗闪长玢岩脉 E88°26.00′、N29°22.00′ MC-ICP-MS 175 ①/[37] 5036-303 闪长玢岩 E88°26.00′、N29°22.00′ MC-ICP-MS 173 ①/[6] XRX-1 英云闪长岩 E88°45.54′、N29°21.92′ LA-ICP-MS 182 ②/[3] XRX-2 英云闪长岩 E88°45.60′、N29°21.92′ LA-ICP-MS 181 ②/[3] XRX-3 花岗闪长岩 E88°41.25′、N29°21.96′ LA-ICP-MS 178 ②/[3] XRX-4 英云闪长岩 E88°41.24′、N29°21.94′ LA-ICP-MS 184 ②/[3] XRX-5 英云闪长岩 E88°38.19′、N29°21.94′ LA-ICP-MS 180 ②/[3] XRX-37 花岗闪长岩 E88°43.45′、N29°21.88′ LA-ICP-MS 170 ②/[3] XRX-38 花岗闪长斑岩 E88°43.77′、N29°21.82′ LA-ICP-MS 168 ②/[3] XRX-40 蚀变花岗闪长岩 E88°50.67′、N29°22.18′ LA-ICP-MS 172 ②/[3] 06FW164 二长花岗岩 E89°37.4′、N29°31.32′ MC-ICP-MS 185 ③/[17] 06FW165 花岗闪长片麻岩 E89°37.87′、N29°30.2′ MC-ICP-MS 194 ③/[17] 06FW166 二长花岗片麻岩 E89°37.87′、N29°30.2′ MC-ICP-MS 205 ③/[17] 06FW167 二长花岗岩 E89°37.92′、N29°26.38′ MC-ICP-MS 156 ③/[17] 06FW168 角闪闪长岩 E89°37.92′、N29°26.38′ MC-ICP-MS 174 ③/[17] 06FW169 正长花岗岩墙 E89°37.92′、N29°26.38′ MC-ICP-MS 152 ③/[17] XN-8 英云闪长岩 E89°37.85′、N29°29.78′ LA-ICP-MS 170 ③/[3] CT10-2-1 闪长岩 E89°38′01″、N29°29′59″ LA-ICP-MS 180.9 ③/[16] CT10-2-3 闪长岩 E89°37′53″、N29°30′12″ LA-ICP-MS 181 ③/[16] XG4-7-1 花岗闪长岩 E89°37′19″、N29°31′38″ LA-ICP-MS 182 ③/[16] XG4-9-1 花岗闪长岩 E89°37′29″、N29°29′39″ LA-ICP-MS 169.2 ③/[16] XY7-5-2 花岗岩 E89°37′29″、N29°31′03″ LA-ICP-MS 191.2 ③/[16] ST134A* 花岗闪长岩 E89°37.2′、N29°31.2′ MC-ICP-MS 188.1 ③/[12] T384 黑云母二长花岗岩 E90°11.47′、N29°21.36′ LA-ICP-MS 178 ④/[12] XN-20 花岗闪长岩 E90°11.47′、N29°21.36′ LA-ICP-MS 180 ④/[3] CT10-1-1 花岗岩 E90°11′17″、N29°21′28″ LA-ICP-MS 179.9 ④/[16] CT8-1-1 角闪辉长岩 E90°36′11″、N29°19′48″ LA-ICP-MS 209.9 ⑤/[5] CT8-1-8 角闪辉长岩 E90°36′11″、N29°19′48″ LA-ICP-MS 210.8 ⑤/[5] CT8-1-13 角闪辉长岩 E90°36′11″、N29°19′48″ LA-ICP-MS 212.4 ⑤/[5] CT8-2-5 角闪辉长岩 E90°36′11″、N29°19′48″ LA-ICP-MS 210.2 ⑤/[5] 10SR-23 火山凝灰岩 E92°02′、N29°16′ LA-ICP-MS 189 ⑥/[19] 10SR-13 安山岩 E92°02′、N29°16′ LA-ICP-MS 195 ⑥/[19] T09-14-2 花岗闪长片麻岩 桑日 LA-ICP-MS 190.4 ⑥/[18] T09-15-1 花岗闪长片麻岩 桑日 LA-ICP-MS 180 ⑥/[18] T09-16-1 二长花岗岩 加查 LA-ICP-MS 195.3 ⑦/[18] T09-16-2 花岗闪长岩 加查 LA-ICP-MS 196.5 ⑦/[18] T09-16-3 花岗闪长岩 加查 LA-ICP-MS 202 ⑦/[18] JD-1 砂岩 E88°22′14″、N29°09′19″ MC-ICP-MS 182 ⑧/[32] 09FW171 砂岩 E88°51′34″、N29°18′47″ MC-ICP-MS 185 ⑧/[32] 09FW172 砂岩 E88°48′28″、N29°13′22″ MC-ICP-MS 171 ⑧/[32]
下载: 导出CSV
-
莫宣学, 董国臣, 赵志丹, 等.西藏冈底斯带花岗岩的时空分布特征及地壳生长演化信息[J].高校地质学报, 2005, 11(3):281-290. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-GXDX200503001.htm 徐旺春. 西藏冈底斯花岗岩类锆石U-Pb年龄和Hf同位素组成的空间变化及其地质意义[J]. 中国地质大学(武汉)博士学位论文, 2010. Guo L, Liu Y, Liu S, et al. Petrogenesis of Early to Middle Jurassic granitoid rocks from the Gangdese belt, Southern Tibet:Implica-tions for early history of the Neo-Tethys[J]. Lithos, 2013, 179:320-333. doi: 10.1016/j.lithos.2013.06.011
朱杰, 杜远生, 刘早学, 等.西藏雅鲁藏布江缝合带中段中生代放射虫硅质岩成因及其大地构造意义[J].中国科学(D辑), 2005, (12):1131-1139. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=zgkx-cd200512004 Meng Y, Xu Z, Santosh M, et al. Late Triassic crustal growth in southern Tibet:Evidence from the Gangdese magmatic belt[J]. Gondwana Research, 2015, 37:449-464.
唐菊兴, 黎风佶, 李志军, 等.西藏谢通门县雄村铜金矿主要地质体形成的时限:锆石U-Pb、辉钼矿Re-Os年龄的证据[J].矿床地质, 2010, (3):461-475. Tafti R, Lang J R, Mortensen J K, et al. Geology and Geochronolo-gy of the Xietongmen (Xiongcun) Cu-Au Porphyry District, South-ern Tibet, China[J]. Economic Geology, 2014, 109(7):1967-2001. doi: 10.2113/econgeo.109.7.1967
Lang X, Tang J, Li Z, et al. U-Pb and Re-Os geochronological evi-dence for the Jurassic porphyry metallogenic event of the Xiongcun district in the Gangdese porphyry copper belt, southern Tibet, PRC[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2014, 79:608-622. doi: 10.1016/j.jseaes.2013.08.009
Tang J, Lang X, Xie F, et al. Geological characteristics and genesis of the Jurassic No. I porphyry Cu-Au deposit in the Xiongcun district, Gangdese porphyry copper belt, Tibet[J]. Ore Geology Reviews, 2015, 70:438-456. doi: 10.1016/j.oregeorev.2015.02.008
Decelles P G, Robinson D M, Zandt G. Implications of shortening in the Himalayan fold-thrust belt for uplift of the Tibetan Plateau[J]. Tectonics, 2002, 21(6):11-12.
Ma L, Wang Q, Wyman D A, et al. Late Cretaceous crustal growth in the Gangdese area, southern Tibet:Petrological and Sr-Nd-HfO isotopic evidence from Zhengga diorite-gabbro[J]. Chemical Geology, 2013, 349/350:54-70. doi: 10.1016/j.chemgeo.2013.04.005
尹安.喜马拉雅-青藏高原造山带地质演化——显生宙亚洲大陆生长[J].地球学报, 2001, (3):193-230. http://mall.cnki.net/magazine/Article/DQXB200103000.htm 莫宣学.岩浆作用与青藏高原演化[J].高校地质学报, 2011, 17(3):351-367. http://www.cqvip.com/QK/90539X/201103/39866061.html Chu M, Chung S, Song B, et al. Zircon U-Pb and Hf isotope con-straints on the Mesozoic tectonics and crustal evolution of southern Tibet[J]. Geology, 2006, 34(9):745. doi: 10.1130/G22725.1
张宏飞, 徐旺春, 郭建秋, 等.冈底斯南缘变形花岗岩锆石U-Pb年龄和Hf同位素组成:新特提斯洋早侏罗世俯冲作用的证据[J].岩石学报, 2007, 23(06):1347-1353. doi: 10.3969/j.issn.1000-0569.2007.06.011 Meng Y, Dong H, Cong Y, et al. The early-stage evolution of the Neo-Tethys ocean:Evidence from granitoids in the middle Gang-dese batholith, southern Tibet[J]. Journal of Geodynamics, 2016, 94/95:34-49. doi: 10.1016/j.jog.2016.01.003
Ji W, Wu F, Chung S, et al. Zircon U-Pb geochronology and Hf isotopic constraints on petrogenesis of the Gangdese batholith, southern Tibet[J]. Chemical Geology, 2009, 262(3):229-245.
董昕, 张泽明.拉萨地体南部早侏罗世岩浆岩的成因和构造意义[J].岩石学报, 2013, 29(6):1933-1948. http://mall.cnki.net/magazine/Article/YSXB201306007.htm Kang Z, Xu J, Wilde S A, et al. Geochronology and geochemistry of the Sangri Group Volcanic Rocks, Southern Lhasa Terrane:Im-plications for the early subduction history of the Neo-Tethys and Gangdese Magmatic Arc[J]. Lithos, 2014, 200/201:157-168. doi: 10.1016/j.lithos.2014.04.019
耿全如, 潘桂棠, 王立全, 等.西藏冈底斯带叶巴组火山岩同位素地质年代[J].沉积与特提斯地质, 2006, 26(1):1-7. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-TTSD200601000.htm Zhu D, Pan G, Chung S, et al. SHRIMP zircon age and geochemi-cal constraints on the origin of lower Jurassic volcanic rocks from the Yeba formation, Southern Gangdese, south Tibet[J]. Interna-tional Geology Review, 2008, 50(5):442-471. doi: 10.2747/0020-6814.50.5.442
陈炜, 马昌前, 边秋娟, 等.西藏得明顶地区叶巴组火山岩地球化学特征和同位素U-Pb年龄证据[J].地质科技情报, 2009, 28(3):31-40. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTotal-ZQYD201509006.htm 陈炜, 马昌前, 边秋绢, 等.西藏冈底斯带中段以东得明顶地区晚白垩世花岗岩类锆石U-Pb年代学和地球化学证据[J].矿物岩石, 2010, 30(1):83-92. https://www.wenkuxiazai.com/doc/33ad6dc849649b6648d74744.html 魏友卿. 藏南叶巴组火山岩的年代学、地球化学及岩石成因[D]. 中国地质大学(北京)硕士学位论文, 2014. 黄丰, 许继峰, 陈建林, 等.早侏罗世叶巴组与桑日群火山岩:特提斯洋俯冲过程中的陆缘弧与洋内弧?[J].岩石学报, 2015, 31(7):2089-2100. http://www.doc88.com/p-7146852309002.html Liu Y, Gao S, Hu Z, et al. Continental and Oceanic Crust Recy-cling-induced Melt-Peridotite Interactions in the Trans-North China Orogen:U-Pb Dating, Hf Isotopes and Trace Elements in Zircons from Mantle Xenoliths[J]. Journal of Petrology, 2010, 51(1/2):537-571.
Liu Y, Hu Z, Gao S, et al. In situ analysis of major and trace ele-ments of anhydrous minerals by LA-ICP-MS without applying an internal standard[J]. Chemical Geology, 2008, 257(1/2):34-43.
Anderson T. Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report 204Pb[J]. Chemical Geology, 2002, 192(1):59/79. https://www.researchgate.net/profile/Xiumian_Hu/publication/281855067_Data_Repository_Hu_et_al_2015_GEOLOGY_Direct_stratigraphic_dating_of_India-Asia_collision_onset/data/55fbac3608ae07629e07bf84/Data-Repository-Hu-et-al.pdf
Ludwig K R. User's manual for Isoplot 3. 00: a geochronological toolkit for Microsoft Excel[M]. 2003.
吴元保, 郑永飞.锆石成因矿物学研究及其对U-Pb年龄解释的制约[J].科学通报, 2004, 49(16):1589-1604. doi: 10.3321/j.issn:0023-074X.2004.16.002 Söderlund U, Patchett P J, Vervoort J D, et al. The 176Lu decay con-stant determined by Lu-Hf and U-Pb isotope systematics of Pre-cambrian mafic intrusions[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2004, 219(3):311-324. https://www.researchgate.net/publication/256806486_LA-ICP-MS_zircon_U-Pb_dating_trace_element_and_Hf_isotope_geochemistry_of_the_Heyu_granite_batholith_eastern_Qinling_central_China_Implications_for_Mesozoic_tectono-magmatic_evolution
Wu F, Ji W, Liu C, et al. Detrital zircon U-Pb and Hf isotopic da-ta from the Xigaze forearc basin:Constraints on Transhimalayan magmatic evolution in southern Tibet[J]. Chemical Geology, 2010, 271(1/2):13-25.
郎兴海. 西藏雄村斑岩型铜金矿集区成矿作用与成矿预测[D]. 成都理工大学博士学位论文, 2012. Miller C, Thoni M, Frank W, et al. Geochemistry and tectonomag-matic affinity of the Yungbwa ophiolite, SW Tibet[J]. Lithos, 2003, 66(3):155-172.
Xu J, Castillo P R. Geochemical and Nd-Pb isotopic characteris-tics of the Tethyan asthenosphere:implications for the origin of the Indian Ocean mantle domain[J]. Tectonophysics, 2004, 393(1):9-27. https://www.researchgate.net/profile/Patrizia_Fiannacca/publication/277009447_Enriched_asthenosphere_melting_beneath_the_nascent_North_African_margin_trace_element_and_Nd_isotope_evidence_in_middle-late_Triassic_alkali_basalts_from_central_Sicily_Italy/links/555dddfd08ae8c0cab2bcaf8.pdf
Mcdermid I R C, Aitchison J C, Davis A M, et al. The Zedong ter-rane:a Late Jurassic intra-oceanic magmatic arc within the Yar-lung-Tsangpo suture zone, southeastern Tibet[J]. Chemical Geolo-gy, 2002, 187(3/4):267-277.
曲晓明, 辛洪波, 徐文艺.西藏雄村特大型铜金矿床容矿火山岩的成因及其对成矿的贡献[J].地质学报, 2007, 81(7):964-971. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTotal-DZXE200707011.htm Hébert R, Bezard R, Guilmette C, et al. The Indus-Yarlung Zang-bo ophiolites from Nanga Parbat to Namche Barwa syntaxes, south-ern Tibet:First synthesis of petrology, geochemistry, and geochro-nology with incidences on geodynamic reconstructions of Neo-Te-thys[J]. Gondwana Research, 2012, 22(2):377-397. doi: 10.1016/j.gr.2011.10.013
Aitchison J C, Badengzhu, Davis A M, et al. Remnants of a Creta-ceous intra-oceanic subduction system within the Yarlung-Zang-bo suture (southern Tibet)[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2000, 183(1/2):231-244. https://www.researchgate.net/publication/251666477_Discovery_of_a_dismembered_metamorphic_sole_in_the_Saga_ophiolitic_melange_South_Tibet_Assessing_an_Early_Cretaceous_disruption_of_the_Neo-Tethyan_supra-subduction_zone_and_consequences_on_basin_closi
张立雪, 王青, 朱弟成, 等.拉萨地体锆石Hf同位素填图:对地壳性质和成矿潜力的约束[J].岩石学报, 2013, 29(11):3681-3688. http://www.ysxb.ac.cn/ysxb/ch/reader/create_pdf.aspx?file_no=20131103&journal_id=ysxb&year_id=2013 Hou Z, Lianfeng Duan Y L Y Z, Zhusen Yang, et al. Lithospheric Architecture of the Lhasa Terrane and Its Control on Ore Deposits in the Himalayan-Tibetan Orogen[J]. Economic Geology, 2015, 110:1541-1575. doi: 10.2113/econgeo.110.6.1541
Liu D, Zhao Z, Zhu D, et al. Postcollisional potassic and ultrapotas-sic rocks in southern Tibet:Mantle and crustal origins in response to India-Asia collision and convergence[J]. Geochimica et Cosmo-chimica Acta, 2014, 143:207-231. doi: 10.1016/j.gca.2014.03.031
Mao J W, Pirajno F, Xiang J F, et al. Mesozoic molybdenum depos-its in the east Qinling-Dabie orogenic belt:Characteristics and tec-tonic settings[J]. Ore Geology Reviews, 2011, 43(1):264-293. doi: 10.1016/j.oregeorev.2011.07.009
Cooke D R, Hollings P, Walshe J L. Giant porphyry deposits:char-acteristics, distribution, and tectonic controls[J]. Economic Geolo-gy, 2005, 100(5):801-818. doi: 10.2113/gsecongeo.100.5.801
Sillitoe R H. Porphyry copper systems[J]. Economic Geology, 2010, 105(1):3-41. doi: 10.2113/gsecongeo.105.1.3
梁华英, 魏启荣, 许继峰, 等.西藏冈底斯矿带南缘矽卡岩型铜矿床含矿岩体锆石U-Pb年龄及意义[J].岩石学报, 2010, 26(6):1692-1698. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98201006006 Jiang Z, Wang Q, Li Z, et al. Late Cretaceous (ca. 90Ma) adakitic intrusive rocks in the Kelu area, Gangdese Belt (southern Tibet):Slab melting and implications for Cu-Au mineralization[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2012, 53:67-81. doi: 10.1016/j.jseaes.2012.02.010
赵珍, 胡道功, 陆露, 等.西藏泽当地区晚白垩世埃达克岩的发现及其成矿意义[J].地质力学学报, 2013, (1):45-52. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=dzlxxb201301005 Jiang Z, Wang Q, Wyman D A, et al. Zircon U-Pb geochronolo-gy and geochemistry of Late Cretaceous-early Eocene granodio-rites in the southern Gangdese batholith of Tibet:petrogenesis and implications for geodynamics and Cu ±Au ±Mo mineralization[J]. International Geology Review, 2015, 57(3):373-392. doi: 10.1080/00206814.2015.1009503
李金祥, 李光明, 秦克章, 等.班公湖带多不杂富金斑岩铜矿床斑岩-火山岩的地球化学特征与时代:对成矿构造背景的制约[J].岩石学报, 2008, (3):531-543. http://www.ysxb.ac.cn/ysxb/ch/reader/view_abstract.aspx?file_no=20080313&journal_id=ysxb 张志, 陈毓川, 唐菊兴, 等.西藏多不杂富金斑岩铜矿床蚀变与脉体系统[J].矿床地质, 2014, (6):1268-1286.
计量
- 文章访问数: 2526
- HTML全文浏览量: 285
- PDF下载量: 2135
