從藏南陸-陸碰撞帶深部結構構造演化探討斑巖銅礦的成巖成礦問題

趙文津

中國地質科學院, 北京 100037

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從藏南陸-陸碰撞帶深部結構構造演化探討斑巖銅礦的成巖成礦問題

趙文津

中國地質科學院, 北京 100037

摘要:本文以INDEPTH項目對印度大陸與歐亞大陸碰撞帶深部成像結果為基礎, 從構造演化角度探討藏南陸-陸碰撞帶岡底斯斑巖銅礦帶的成礦作用問題。深部探測給出的碰撞帶深部結構與侯增謙等地質學家提出的深部結構有較大的異同, 如何協調起來以深化對藏南陸-陸碰撞條件下成礦作用的認識, 這是本文討論的中心。藏南碰撞帶成礦實際上是在新特提斯大洋巖石圈俯沖形成的岡底斯巖漿弧成礦作用的基礎上,再經過陸-陸碰撞擠壓強烈改造后的再成礦。碰撞帶的深部結構構造演化的特點是: (1)新特提斯大洋巖石圈板塊向北連續俯沖了約120 Ma, 形成的岡底斯陸緣火山巖漿弧帶, 這導致了陸緣帶地殼增厚并含有大量的地幔巖漿流體物質(如南美安第斯成礦帶那樣); (2)在印度大陸與岡底斯陸緣弧接近碰撞時, 在對擠中新特提斯大洋洋殼與大洋巖石圈地幔發生向上擠出與向下拆沉, 并使部分洋殼殘片和大洋巖石圈物質保存在中上地殼內; (3)兩大陸巖石圈碰撞對接后, 印度巖石圈地幔加深達70~80 km并沿地殼底部向北推進, 并將加厚地殼內大量的成礦物質、鈣堿性巖漿, 洋殼及新生的下地殼, 以及部分地幔物質從地殼底部將其圍限起來,成為后期再成礦的物質基礎; (4)查明了碰撞帶深部殼/幔間產生了一層中間速度層(相當于MASH層), 在中上地殼部位出現一層巨大的部分熔融層; (5)在碰撞擠壓下岡底斯帶內產生多組斷裂構造, 大型逆沖斷裂系與背沖斷裂, 并引發了含礦巖漿的再活動, 并在浮力(下地殼內)和擠壓力作用下多次活動上升生成斑巖型銅礦床; (6)成礦后地表遭受過強烈的風化剝蝕作用, 使礦床出露地表。

關鍵詞:藏南陸-陸碰撞帶深部結構; 岡底斯斑巖型銅礦帶; 巖石圈地幔碎裂與拆沉; 殼內大型部分熔融層; 殼/幔間的中間速度層

本文由中國地質調查局項目“青藏高原深部過程與資源環境效應研究”(編號: 1212011220903)資助。

斑巖銅礦是當前世界銅資源的主要來源, 已占到77.6%(毛景文等, 2012); 中國直接從斑巖銅礦生產的銅也占到國內礦銅總產量的50%以上。

世界上已發現的斑巖銅礦產出在多種地質構造背景下, 其中位于南美洲西部邊緣科迪勒拉—安第斯成礦帶是產出在太平洋板塊向美洲大陸板塊下俯沖形成的陸緣弧構造背景下, 對其成礦條件和成礦理論已有很多研究; 大陸上也發現了許多個斑巖銅礦, 資源量也很巨大, 對其成礦的地質構造背景、成礦物質來源和成礦作用也有人已作過很多研究, 但因為大陸上的斑巖銅礦的大地構造與成礦作用的情況比較復雜, 認識上還有較大分歧, 特別是涉及深部構造, 地幔物質進入地殼成礦等的認識。

近些年來, 在我國藏南也發現了大量的斑巖型銅(鉬, 或金)礦, 這是在最新的大陸碰撞背景下形成的礦床, 為人們提供了研究碰撞帶斑巖型銅礦床形成機理及其分布規律的有利條件, 研究這些成礦理論問題是為了更好地指導今后找礦和評價其找礦遠景問題。當前, 研究已呈現出一幅百家爭鳴、百花齊放的盛景, 筆者在藏南從事深部構造演化探測研究多年, 也想借此機會參與討論, 目的是探索一下如何將深部構造探測結果與地質、地球化學成礦作用研究結合起來, 以深化人們的認識。由于知識有限, 不當之處, 歡迎讀者提出意見。

1　藏南陸-陸碰撞帶內斑巖銅-鉬礦的發現與分布

藏南沿雅魯藏布江的岡底斯巖漿巖帶上, 已發現的斑巖銅-鉬礦礦床及礦點分布見圖1(吳珍漢等, 2009)。

這些礦床分布在縫合帶以北岡底斯陸緣巖漿弧內, 陸緣巖漿弧是一條早侏羅—始新世中酸性侵入雜巖帶, 已發現的斑巖型銅礦的成礦時間分別為:驅龍斑巖銅礦成礦時間是(16.41±0.48) Ma(孟祥金等, 2003), 甲馬夕卡巖-斑巖銅礦是(15.18±0.98) Ma (芮宗瑤等, 2006), 拉抗俄斑巖銅礦為(13.5±0.10) Ma(侯增謙等, 2003), 沖江斑巖銅礦為(14.04±0.16) Ma(侯增謙等, 2003), 廳宮銅礦為(15.49±0.26) Ma(芮宗瑤等, 2006), 南木斑巖銅礦為(14.67±0.20) Ma(侯增謙等, 2003), 達布斑巖銅礦(14.53±0.8) Ma(芮宗瑤等, 2006), 朱諾斑巖銅礦為(15.6±0.6) Ma(鄭有業等, 2007), 成礦時間相當集中, 這是礦帶的成礦的主要特點。

按印度大陸與歐亞大陸碰撞的時間65 Ma(侯增謙, 2010)或23 Ma(Aitchison and Davis, 2001)考慮,顯然, 這些礦床都是在兩個大陸碰撞后約40 Ma或10 Ma以后才形成, 即在印度大陸持續向北擠壓一段時間后形成的。這種長期擠壓構造條件下斑巖型銅礦又是如何形成的？與安第斯陸緣弧構造條件下的斑巖銅礦又有何異同？中國藏南碰撞帶內斑巖銅礦成礦的大地構造背景與成礦作用研究已持續多年,其中侯增謙先生十多年來相繼發表了一系列研究成果, 提出了很宏大的理論框架與推論。其觀點以2010年發表在《地質學報》上的“大陸碰撞成礦論”一文(侯增謙, 2010)闡述得最明確和系統。這一基本觀點, 在2015年Ore Geology Reviews中又再次發表(Hou and Zhang, 2015), 并將其基本思想進一步概括和升華, 作為普遍性理論進行闡述, 圖件上也有新的加工和描繪。

其中: 主碰撞期延續的時間內, 出現有林子宗火山巖系, 殼/幔混源花崗巖的多期活動, 以及輝長巖及玄武巖活動; 晚碰撞構造轉換期及后碰撞地殼伸展期內, 主要地質現象有超鉀與富鉀火山巖噴發,含銅斑巖, 鈣堿性花崗巖出現(侯增謙, 2010)。這里圖2(a)、(b)、(c)中作者都表示有, 軟流圈物質上涌進入地殼都是與地殼與地幔間的巖石圈地幔發生撕裂和斷離有關, 軟流圈物質上涌后才直接與地殼發生作用, 并形成區域性的構造巖漿活動。

圖1　念青唐古拉及鄰區新生代構造-巖漿-礦點分布簡圖(吳珍漢等, 2009)Fig. 1　Sketch map of Cenozoic tectonics-magma-metallogenesis in Nyainqentanglha and adjacent areas (after WU et al., 2009)

多年來藏南深部地球物理探測結果與上述理論推測的深部結構有很大不同, 如何將兩者統一起來加深對碰撞帶斑巖銅礦成礦理論的認識, 這是筆者的設想。為此, 本文將以圖2(c)所表示的內容為主, 進行有關問題的研究討論。討論中也將從演化角度涉及到整個碰撞帶的構造演化, 落腳到現在深部探測結果。這是一項探索性很強的思考,不當之處難免, 歡迎大家討論, 僅作拋磚引玉之舉。

作者在圖2(c)中認為在25–0 Ma這個時段, “在印度大陸巖石圈持續向北俯沖背景下, 早期(大于18 Ma)表現為下地殼擠壓-流動與上地殼的發生拆沉(delamination), 在前陸區形成北傾的主中央斷裂(MCT)(22—11 Ma)與主邊界斷裂(MBT)(10 Ma?);晚期表現為區域性東西向的伸展(~18 Ma), 形成一系列垂直碰撞帶的南北向的正斷層和裂谷系”。其深部過程則表現為: 地表見到的含礦巖漿有超鉀質(26—13 Ma)巖, 起源于富集地幔; 鉀質巖漿(25—10 Ma)起源于加厚的新生下地殼, 它們的產生都是因印度巖石圈發生了撕裂與斷離, 導致軟流圈物質上涌與下地殼發生作用有關, 即認為“板片撕裂與斷離常常出現于大陸巖石圈的俯沖前緣, 其直接結果導致軟流圈穿過斷裂窗上涌, 誘發含大量地幔組分的新生鎂鐵質下地殼部分熔融, 產生含銅、富水、高fO2的埃達克質巖漿熔體……”。而下地殼內“在部分熔融過程中, 下地殼源區的角閃石發生分解將釋放出大量流體, 使巖漿熔體富水并保持高氧化狀態, 成為斑巖銅礦的潛在含礦巖漿。它在5~7 km深度常常發育有大型巖漿房, 并排泄出高氧逸度含Cu巖漿流體, 形成斑巖巖漿-熱液成礦系統(Zhao et al., 2009; 侯增謙, 2010)”。文中強調了印度巖石圈發生了斷離, 導致殼/幔間生成部分熔融層, 它又分異出含礦巖漿進入5~7 km深度空間構成中間大型巖漿房, 再由這一大型巖漿房分異出埃達克質巖漿熔體, 再通過棋盤格狀斷裂系統直接上侵到地表形成斑巖型銅礦床。鉀質巖主要以巖株、巖瘤狀產出,東西成帶, 平行于逆沖斷裂分布, 南北成串分布,由正斷層控制。斑巖巖漿活動的高峰集中于(15±2) Ma。成礦系統則緊隨岡底斯巖基剝蝕(21~ 18 Ma)和磨拉石沉積之后(20~19 Ma)的伸展環境(侯增謙, 2010)。

圖2　青藏高原碰撞造山過程與區域成礦作用模式圖(侯增謙, 2010)Fig. 2　Models for the collisional tectonic controls on main types of collision-related deposits in the Tibetan orogenic belt (after HOU, 2010)

以上的論述, 提出了幾個基本問題:

1)關于成巖成礦最主要的條件(即作者提出的主導機制)是岡底斯帶出現大量的“超鉀質(26—13 Ma)和鉀質巖漿(25—10 Ma)”, 而這一巖漿活動“可能是印度巖石圈發生斷離”或是“拆沉”導致的。

2)關于斑巖型銅礦床形成的基本條件。原文和附圖已經說明, 含礦斑巖是巖漿房演化的產物, 是“殼/幔間形成的部分熔融層(即中間速度層), 再由它分異出含礦巖漿進入5~7 km深度空間構成中間大型巖漿房, 再由這一大型巖漿房分異出埃達克質巖漿熔體, 再通過棋盤格狀斷裂系統直接上侵到地表形成斑巖型銅礦床”; 認為新生下地殼與原生下地殼內角閃石的分解形成含銅巖漿, 即這些銅元素都是來自新生的下地殼和下地殼中角閃石分解出來的。

在圖中作者僅表示了5~7 km深處的大巖漿房是直接從殼/幔間的部分熔融層中到達地殼5~7 km深處, 需要探討的: 為什么在5~7 km深處堆積形成大巖漿房？巖漿上升機制是什么？現在的斑巖礦床之下這一大巖漿房還存在不？到中間層相隔有幾十km, 大巖漿房之下還有沒有其它巖漿房存在？直接上侵到地表的巖漿熔體又是如何使銅元素能聚集成大礦的？

3)作者強調這一時段“區域處于伸展環境”。依據是, “主要含礦主巖——二長花崗巖和花崗斑巖活動的高峰集中于(15±2) Ma, 輝鉬礦Re-Os年齡為17.6~14.6 Ma, 岡底斯巖基剝蝕時間為21~18 Ma和磨拉石沉積時段為20~19 Ma, 表明了成礦系統是緊隨其后”(侯增謙, 2010)。但是, 這一時段內本區域是否處于伸展環境下？岡底斯巖基剝蝕(21~18 Ma)說明地塊處于隆起狀態并被剝蝕一直到18 Ma, 而磨拉石沉積又表明這個地區在20~19 Ma卻處于凹陷沉積的狀態, 這表明兩者應當是分別在兩個地區發生的地質作用, 即地塊內部有的地段隆升, 在受風化剝蝕, 同時在負地形地段形成了磨拉石沉積, 并不能說明25 Ma以后起區域就進入伸展階段！聯系到15 Ma時含礦的斑巖巖漿沿棋盤格式的斷裂上升, 其上升的動力問題, 如區域處于拉張伸展狀態下靠什么動力巖漿上升？區域一直是處于印度大陸北進的擠壓狀態, 伸展則是局部現象, 是在地殼淺層發生的現象。再就是, 巖漿、含礦流體是多次上升侵入的, 動力來源？

4)含礦巖漿通過棋盤格狀斷裂系統直接上升到淺層形成斑巖型銅礦床。作者歸納出, 以巖株、巖瘤狀產出鉀質巖東西成帶, 平行于逆沖斷裂分布,這些控制巖株的斷裂是什么性質的?與逆沖斷裂的關系？巖株、巖瘤南北成串分布是否已確定？這些斷裂系統是在區域伸展背景下形成的嗎？達到的深度?

5)作者提出, 主碰撞期間發生了印度大陸巖石圈與俯沖下去的特提斯大洋巖石圈的斷離-拆沉,在晚碰撞期印度大陸巖石圈發生了第一次斷離-拆沉, 在后碰撞期向北伸展的印度大陸巖石圈在碰撞帶深部再次發生斷離-拆沉。為什么在岡底斯帶的深部一再發生印度大陸巖石圈的斷離-拆沉？機制是什么？

圖2(c)中表示的印度大陸巖石圈發生撕裂與斷離(或拆沉), 軟流圈物質上涌, 是從25 Ma直到今天的一種常態, 還是一種短期的現象？

作者強調: “碰撞造山帶的主導機制是大陸巖石圈的匯聚與碰撞, 其深部過程, 如俯沖板片的斷離與巖石圈的拆沉、地幔減薄與軟流圈的上涌, 巖漿底侵與下地殼加厚等, 均可能為巖漿系統與成礦系統提供熱能驅動機制”(侯增謙, 2010)。

筆者依據深部地球物理探測結果提出以下設想, 與有關專家們討論。

2　藏南岡底斯陸緣弧的構造巖漿活動與成礦作用分析

藏南陸-陸碰撞帶成礦作用經歷兩大階段:

第一階段: 從早白堊或晚侏羅開始的新特提斯大洋巖石圈向歐亞大陸下俯沖, 先后經歷了120 Ma,在這種長期穩態的俯沖下引發了強烈地構造巖漿活動, 使岡底斯陸緣帶通過地殼、地幔物質的垂向增生, 以及地幔熱巖漿流體上涌帶來了大量的成礦物質進入和交代下地殼(見后面南美的安底斯斑巖銅礦帶), 不一定如作者在圖2(a)中所表示的那樣;

第二是, 陸-陸碰撞階段。在印度大陸巖石圈(包括地殼與巖石圈地幔)持續向北擠壓推進下, 形成了大陸-大陸的碰撞地帶, 岡底斯陸緣巖漿弧的地殼又受到新的縮短增厚的改造, 與此同時, 印度巖石圈地幔則從岡底斯增厚地殼底部向北伸展, 封閉了加厚的地殼, 再經過后期的構造巖漿流體作用促進成巖成礦作用。

所以, 為了深入認識這些構造巖漿活動造成的結果, 所以首先需要了解在大洋板塊俯沖階段對陸緣弧深部改造的規模與程度, 然后再研究碰撞擠壓條件下的二次成巖成礦作用。

侯增謙在探討“與俯沖和碰撞有關的斑巖型銅礦床的成因聯系”問題的文章(Hou et al., 2015)中,表明作者已關注了這一問題, 下文中也將結合他的研究結果進行討論。

2.1新特提斯大洋板塊俯沖對岡底斯陸緣地帶有強烈的改造作用——以南美安第斯成礦帶做為大洋板片穩定地向大陸下俯沖的現代實例,用以將今論古

1)勘查結果顯示的幾點礦床分布規律, 見圖3。

這一銅礦帶由西向東分成5個帶(Camus, 2005; Richards, 2005), 即: 白堊紀(120 Ma), 古新世(60—52 Ma), 晚始新世—漸新世(43—32 Ma), 漸新世—中中新世(23—12 Ma), 及晚中新世—上新世(10—4 Ma)。礦床呈現南北成帶, 但東西向并不成串, 大致分成南北5個礦床集群。已勘查出來淺部的有4億噸以上的銅金屬量, 智利的時代最新的特尼恩特大型銅礦儲量已達9400多萬噸。Stern和Skewes(2005)還提出, 礦床集中的地段大洋板片的俯沖角度很陡, 而俯沖傾角平緩區地段成礦也少,認為大洋板片陡俯沖下去可造成大的俯沖剝蝕, 剝蝕物質與軟流圈熱流體相互作用, 從而產生大量含礦巖漿上涌; 相反, 俯沖角度較平緩則可能不產生含礦巖漿。

這里, 作者并沒有說明使用什么方法確定的巖石圈頂介面深度, 因為確定陡俯沖的大洋板塊頂界面(洋殼頂部或大洋巖石圈地幔頂部)的深度很困難的, 特別是確定100 km以下的陡傾斜的頂界面深度, 所以總結的這個規律還需要進一步求證。再說,作者指出的大洋板片俯沖平緩的地段為33°S至約27°S, 是無礦地段, 但是在從圖上可見32°S附近已發現了Los Pelambres銅礦床, 儲量達2000多萬。今后還可以再發現新的礦床。同時, 圖上還顯示了礦床分布越向東, 成礦時代晚一些, 成礦物質會更為集中, 礦床規模也要大的多。

圖3　南美安第斯成礦帶礦床分布圖(Camus, 2005)Fig. 3　The distribution of ore deposits in Andean South America metallogenic belt (Camus, 2005)

2)安第斯大洋板片俯沖帶的深部結構

圖4為沿21°S線廣角地震方法求得的地震波速度結構剖面圖(Giese et al., 1995)。

圖5為沿22°—24°S所作的天然地震波P波接收函數成像剖面圖(Muawia and Bryan, 1976; Schmitz et al., 1993)。與圖4所確定的界面格局基本一致。

這一緯度地段正是Stern和Skewes(2005)文中標注為俯沖角很陡的地段, 賦存了幾千萬噸銅的富饒地段。地震方法確定的太平洋納斯卡板塊的洋殼與巖石圈地幔頂界面傾斜角度估計僅為40°~45°。

圖4、5, 顯示了: (1)安第斯帶深部中下地殼與殼/幔 間遭受到大規模的改造, 特別是地幔楔部位,即大洋巖石圈俯沖靠近海溝地帶; (2)靠近地幔楔體的尖端地帶含有大量海水侵入形成富水的低速層,位于中下地殼部位(20~30 km深), 寬達300~400 km,厚度可達20多km, 可能的解釋有: 大量海水滲入;或淺地幔熔融產生的流體; 或來自軟流圈的熱的物質流體; 或中、下地殼熔融體; (3)遠離楔體端部深部地幔發生殼/幔物質強烈的交換地段, 可達軟流圈內; (4)俯沖下去的大洋巖石圈(地殼與巖石圈地幔)在80~120 km深度區間(黑點集中地段)有大量震源點出現, 表明大洋巖石圈發生了大段的破裂地段,說明洋殼進入80 km以下深部地幔高溫區(1200°C以上)后, 俯沖板片將會因升溫高而裂碎。沿智利的安底斯山帶不斷發生地球上最大的地震, 9.2級、8.8級、以及最近剛剛發生的8.4級, 應是俯沖大洋巖石圈發生斷裂的實證。按圖4, 大洋巖石圈地幔(圖的西部)的上界面和大陸巖石圈地幔(東部)的上界面(即莫霍面), 按8.0~8.2 km/s速度界面追蹤可達50~60 km的深度(69°—66°S); 在中間66.6°—68°S, 約120 km寬的地段, 觀測不到大陸與大洋的巖石圈地幔頂界面, 表明這一地段可能都被軟流圈熱物質所改造, 俯沖的大洋板片與大陸巖石圈地幔都整段地發生了斷離-拆沉, 并下沉到軟流圈內。俯沖下去的大洋殼與巖石圈地幔可能經過高溫裂碎后熔入到軟流圈內。這樣, 深部洋殼與巖石圈熱爆裂也可促成洋殼和大洋巖石圈地幔再熔化形成新的巖漿。

圖4　沿21°S線的地震波速度結構剖面圖(據Giese et al., 1995)Fig. 4　The profile of seismic wave velocity structure along 21°S (after Giese et al., 1995)

圖5　沿22°—24°S剖面地震接收函數成像及地質解釋圖(Schmitz et al., 1993; Muawia and Bryan, 1976)Fig. 5　The imaging of seismic receiver function and geological interpretation map along the 22°–24° S cross-section (Schmitz et al., 1993; Muawia and Bryan, 1976)

從圖4、5可以看出, 大洋板片俯沖對巖漿弧改造的規模是很大的, 其寬度可達200 km, 深度區間可達幾十km。在殼/幔間形成的中間速度層也比較寬。圖6是Richards(2009)在Winter(2001)模式的基礎上改編的, 圖上所繪的上部巖漿房及殼/幔間MASH層都很小。這一深部結構與上述地球物理給出的結果也有很大的不同, 地幔楔復雜性要小的多,但俯沖板片的俯沖傾角也要比45°大一些, 可能比Stern和Skewes(2005)給出的結果還要小。

圖7是Kyser依據穩定同位素研究成果推測的模式, 圖中僅畫有洋殼沒有畫出大洋巖石圈, 這是很不全面的, 因為巖石圈也要參與活動的; 作者認為大洋殼向下俯沖進入軟流圈內發生碎裂, 部分碎塊進入軟流圈并被帶到大陸巖石圈底部; 大陸巖石圈則保留完整, 但巖石圈/軟流圈界面處發生大規模熔融和混和帶很寬很厚, 與MASH層相當, 但卻是位于地幔內。

圖6　俯沖帶和大陸弧內的結構與地質作用(據Richards, 2009)Fig. 6　The structure and geological processes of subduction zones and epicontinental arc (after Richards, 2009)

圖7　Kyser(1990)提出的另一種地質解釋剖面圖Fig. 7　The geological interpretation map suggested by Kyser (1990)I-島弧鈣堿巖漿房; II-與大陸裂谷有關的堿性巖漿; III-與裂谷有關的鉀質熔巖; IV-由板片來源的揮發分交代, 并引起上覆軟流圈和巖石圈的熔融部分; V-玄武巖向榴輝巖轉變期間釋放的少量揮發分引起交代作用和軟流圈低度部分熔融和產生的過渡性熔巖地段I-calc-alkaline island arcs; II-alkaline magmas related to the continental rift; III-potassic magmas related to the rifts; IV-MASH zone; V-section of Lava derived from the basalts and asthenosphere

圖中還畫出了俯沖板片帶來的揮發分的交代作用引起了上覆的巖石圈熔融, 并在上地殼內形成2級(上地殼淺部與殼/幔間)島弧鈣堿性巖漿房(見圖7中的I); 此外, 圖中的深部還畫有榴輝巖帶及金伯利巖流體, 其中榴輝巖位于軟流圈內。圖7顯然與圖6有很大的不同, 特別是空間位置上有很大的差別。當然, 與地球物理探測結果也有很大不同。應指出地球物理結果是實測的有空間控制的, 而地質和地球化學提出的俯沖帶結構圖是間接推測的,都有一定客觀性, 應當進一步研究使之一致起來。

圖6中還可看到大陸地殼厚度是大洋殼厚度的7倍, 即35~40 km厚, 大洋巖石圈地幔又比南美的大陸巖石圈地幔要厚3倍以上, 即達到100 km±的厚度。這些數據可能不是直接測量的結果, 但推測的數字還是有合理成分。

關于大洋巖石圈地幔的厚度, 筆者尚未查到實測的數據, 考慮到大洋殼很薄, 散熱快, 深部溫度較低, 可以導致其巖石圈地幔厚度的加大, 加上重力均衡的約束, 可以使大洋巖石圈上翹。這種情況與老的克拉通的情況可能類似, 100 km的厚度可以作為一個參考數值。此外, 從圖5還可以看出南美大陸弧后區地殼的厚度也可以達到65 km±, 與青藏高原對比, 這個數據也是合理的。

2.2藏南碰撞帶深部結構: 地球物理探測和解釋出的深部結構模式與地質學家們推測出的模式有所不同

就藏南地區講, 按照侯增謙等說法(紀偉強等, 2009; Hou et al., 2015), 新特提斯大洋向拉薩地塊下俯沖從侏羅紀開始的(出現大量的184~158 Ma的花崗巖類), 到65 Ma時兩大陸碰撞, 俯沖時段長達約120 Ma, 與納茲卡板塊向南美安底斯帶下俯沖的時段(約120 Ma)(Richards, 2005; Stern and Skewes, 2005)相當。所以可以設想新特提斯大洋板塊的俯沖必將對拉薩地塊的陸緣地帶產生重大改造作用。

另一方面, 從拉薩地塊南部巖漿活動情況看,大洋板塊俯沖階段的巖漿活動主要發生在205—152 Ma與109—80 Ma, “中生代侵入巖包括有從基性輝長巖到酸性花崗巖等各種巖石組合, 具有活動陸緣鈣堿性巖石組合特征和微量元素地球化學特征,屬于弧巖漿作用范疇; 其中白堊紀部分巖石具有類似埃達克巖的地球化學特征(紀偉強等, 2009)”。這表明岡底斯地塊邊緣已受到侏羅紀和白堊紀大洋板塊俯沖的影響。

岡底斯地塊侏羅紀的巖漿活動當然與侏羅紀時期的構造活動相關。但是, 這一影響是新特提斯大洋向北俯沖造成的, 還是拉薩地塊北部的班公湖—怒江洋向南部的拉薩地塊下俯沖造成的？這也表明拉薩地塊經受的構造巖漿活動的復雜性。已發現的雄村銅金礦床位于拉薩地塊的南緣, 成礦作用發生在(173±5) Ma(唐菊興等, 2010), 即在侏羅紀, 它與石英閃長斑巖侵入體有關(Hou et al., 2015; Chu et al., 2006)。這也說明侏羅—白堊紀火山巖-深成巖巖漿弧的找礦前景評要更為復雜。

侯增謙等給出構造巖漿活動模式如圖2(候增謙, 2010)所示, 地球物理給出的模式如圖8、9、10所示。宏觀地質構造背景是: 印度大陸向北與拉薩地塊碰撞后, 印度大陸持續地向北偏東(約有10°)方向推進, 速度為5 cm/a, 直到今天。

按照圖2, 作者提出在兩大陸碰撞后印度大陸持續向北運移過程中印度大陸巖石圈地幔先后發生三次的斷離: (a)初期是印度大陸巖石圈與新特提斯大洋巖石圈斷離; (b)、(c)則是分別發生一次印度大陸巖石圈的裂離。作者提出依據是: 在主碰撞階段,在岡底斯中段, 出現成對的殼/幔混源花崗巖(52—42 Ma)與輝長巖帶(52—47 Ma), 并與(42—38 Ma)的鎂鐵質火山巖相伴產出。作者認為這些“巖漿起源可能與印度大陸巖石圈俯沖前緣的板片(圖上表示的是新特提斯大洋巖石圈)斷離和軟流圈上涌有關”(侯增謙, 2010); 第二階段印度大陸巖石圈是持續向下俯沖著, 前緣發生斷離形成構造窗, 以便保持著軟流圈的不斷上涌, 上涌的軟流圈物質與下地殼發生作用, 以解釋這一時段斑巖銅礦的產生; 第三階段, 如圖2(c)顯示, 有大量的超鉀質(26—13 Ma)及鉀質(25—10 Ma)巖漿活動, 它們分別起源于富集地幔和新生的下地殼, 表明印度大陸巖石圈又發生了斷離與軟流圈物質上涌。這里, 印度大陸巖石圈是如何從第二階段的俯沖如何轉為向北伸展,并于15 Ma前后再次發生斷離？斷離保持了多長時間？是否保持到現在？斷離的巖石圈未來去向, 不可能一直漂在軟流圈之上, 或者是向下沉去, 或是被推向北部？

圖8　Nelson等(1996)提出的雅魯藏布江碰撞帶(YZC)深部結構構造模式Fig. 8　Deep structure model of Yarlung Zangbo Collision Zone suggested by Nelson et al. (1996)

圖8、9、10展示的是地球物理得出的現在碰撞帶的深部結構。

2004年趙文津等根據廣角地震及天然地震新的探測新成果, 對INDEPTH-96年提出的模式作了補充修正, 并提出一個INDEPTH-04模式, 見圖9(Zhao et al., 2004)。

圖9中表達了: (1)印度巖石圈地幔在高原地殼之下一直向北延伸到拉薩地塊以北, 沒有見到發生裂離與拆沉痕跡。(2)YZS下面在RTS與GTS之間下地殼物質加厚, 其中應包括俯沖洋殼殘片的堆積和新生的下地殼, 也可能有地幔巖(如含有鉻鐵礦的羅布莎巖體的侵入), 有重力和速度值來約束; (3)縫合帶地表為南傾, 地下為北傾, 閉合處位于江孜—羊卓雍湖一線, 有高導及地震反射亮點等多項異常顯示; (4)20 km±深度處的“部分熔融層”, 厚度約20 km; (5)確定鎂鐵質下地殼厚度大而均勻,并不是呈薄的、鋸齒狀; (6)增加了殼/幔間的中間層,厚達10 km+,寬可達150 km; 即圖8中的②, 原推測它為鎂鐵質的下地殼, 是依據深反射地震結果推測的, 與接收函數成像剖面結果對比, 表明它應為殼/幔間的一個中間速度層的顯示。見圖10。

新的地質解釋突出了: (1)存在2個新層位——約20 km深20 km厚的熔融層和殼/幔間的中間速度層; (2)在岡底斯巖漿巖帶下存有一巨厚的洋殼殘片堆積及新生的下地殼; (3)兩條相對的大型逆沖斷裂: GDT與RBT; (4)印度巖石圈地幔從碰撞帶之下向北伸展出去, 將碰撞帶圍限起來; 深部沒有見到斷離與碎裂熔化的大洋巖石圈的遺跡, 也沒有見到巖石圈的疊加增厚現象。

圖9　藏南碰撞帶結構構造地質圖(據Zhao et al., 2004)Fig. 9　The geological structure map of south Tibetan collision zone(after Zhao et al., 2004)MFT、MBT、MCT、MHT、STD解釋見圖2及圖8; ABS-安崗亮點; YBS-羊八井亮點; NBS-念青唐古拉亮點; DBS-當雄亮點For MFT, MBT, MCT, MHT, STD, see Fig. 2 and Fig. 8; ABS-Angang bright spot; YBS-Yangbajing bright spot; NBS-Nyainqentanglha bright spot; DBS-Damxung bright spot

圖10　沿INDEPTH剖面(位于90°—91°E之間)P波及S波接收函數成像圖(Zhao et al., 2011)Fig. 10　The imaging of PRFs and SRF along the INDEPTH profile(90°–91°E)(Zhao et al., 2011)a-剖面地形高程; b-P波接收函數成像圖; c-S波接收函數成像圖;

圖10為2011年發表在《自然-地學》上的新結果。在圖10b和c中莫霍界面及殼/幔間的中間速度層均顯示得很清楚。淺處的連續性很好的紅色震相代表了Moho界面, 從南部印度大陸40 km深沿高原地殼底部向北加深后伸展出去; 在29°—31°N區間Moho界面之上又出現一條紅色轉換震相, 即“雙紅相位”現象(即圖中的方框1所示), 代表了一個殼/幔之間的一個中間速度層; 巖石圈/軟流圈界面為蘭色轉換震相界面, 也是從北緯30°以南開始向北伸展出去。圖中還顯示了印度大陸巖石圈地幔的總厚度約為60~70 km。

地球物理給出的模式有以下5個特點(或不同):

(1)雅魯藏布江碰撞帶下面巖石圈地幔存在, 并且是沿增厚地殼的底部向北伸展出去;

(2)加厚的中上地殼20 km深處存在一個大型部分熔融層;

(3)在增厚地殼與地幔之間存在一中間速度層;

(4)在雅魯藏布江縫合帶中上地殼下面存在一個下地殼速度體, 可能為擠上的洋殼、下地殼或新生的下地殼, 以及地幔巖(羅布莎地區已見大量的超基性巖和鉻鐵礦石);

(5)多條逆沖斷裂及若干條南北向張裂。現分別討論如下:

2.3第一個差別是25—0 Ma以來印度巖石圈在碰撞帶下面發生斷離, 并保持至今, 還是地球物理的結果顯示的“巖石圈仍存在, 并向北伸展出去”

Chung等(2005)認為, 現今地球物理的結果僅僅反映的是13 Ma以來的情況。為此, 筆者進一步閱讀了作者文章, Chung等(2005)在《西藏大地構造演化的模式》中是這樣描述的: 在65—45 Ma時段,在新特提斯大洋閉合后大洋巖石圈就俯沖到軟流圈內; 在45—30 Ma時段, 印度大陸巖石圈地幔與增厚幾倍的拉薩地塊的巖石圈地幔對撞; 在30—26 Ma時段, 印度大陸和拉薩地塊巖石圈地幔共同發生斷離-拆沉(地幔對流引起的); 在26—13 Ma時段, 印度大陸巖石圈即沿拉薩地塊地殼底部向北伸展到喀拉昆侖—嘉黎斷裂系, 并再次俯沖下去。見圖11。這一結果也同圖2(c)所表示的內容不同。

圖上畫出的印度巖石圈從南部向北伸展到喀拉昆侖—嘉黎斷裂系北部(機制是什么？沒有說明)開始向下俯沖到軟流圈內。印度地幔巖石圈在碰撞帶下是存在的, 并一直伸展到拉薩地塊的北部, 這與地球物理的結果是一致的。關于在嘉利斷裂處就俯沖下去的問題, 這一點估計作者可能是受到了Owens和Zandt(1997)模式的束縛, 他們1997年提出這一模式時深部地球物理的數據還太少, 推測成分過多; 第二, 伸展出去的印度巖石圈各段標注的時間可能是反了, 應當年齡老的在前緣, 年青的在南邊。

再從Lee等(1995)提出的印度大陸向北移動速度的變化的規律來看, 是否存在印度巖石圈發生斷離的情況。見圖12。

圖12表明, 兩個大陸會聚過程中, 從80 Ma到現在的北移速度的變化大體上可分五個階段, 其中45 Ma—20 Ma—10 Ma印度大陸北移速度從5.8 cm/a, 減少到4.8 cm/a, 再到5 cm/a。在25 Ma到今天, 即后碰撞期期間北移速度僅在20 Ma前后變化較大之外, 其它均無大變化(測量精度不可能很高！)。這樣的速度變化基本上反映了印度大陸巖石圈運移受阻情況變化是不大的, 看不出印度巖石圈地幔發生大斷離產生的影響。如果印度大陸北進時當兩大陸對擠過程中巖石圈發生大規模斷離和下沉, 后面繼續推進的巖石圈受阻較小, 將會使會聚速度有變化。

圖11　26 Ma以來印度巖石圈地幔演化圖(據Chung et al., 2005)Fig. 11　Diagram of the India Lithosphere Evolution since 26 Ma (after Chung et al., 2005)KF-昆侖斷裂; GT-岡底斯逆沖斷裂; K-Q-白堊系—第四系KF-Kunlun Fault; GT-Gandise Thrust; K-Q-Cretaceous–Quaternary Period

再就是, 侯增謙提出的碰撞三階段, 相應的巖漿活動, 以及三次印度大陸巖石圈的斷離, 并沒有明確巖石圈發生斷離與拆沉的具體時間與延續時間。作者沒有說明, 印度巖石圈每次斷離后, 后繼的巖石圈是繼續向下俯沖還是變為向北伸展出去？每次巖石圈斷離持續時間有多長？按照圖2(c)上標示的那樣, 則今天碰撞帶下面的巖石圈應當仍然處于斷離狀態, 這種狀況是有可能探測出來的。

對此, 秦克章等(2014)提出一個補充解釋。他認為在主碰撞階段“新特提斯大洋洋殼(應為大洋地殼與巖石圈地幔)在45 Ma發生斷離, 使得安第斯型的岡底斯巖漿弧活動停止”(注: 沒說明大洋巖石圈45 Ma時發生斷離的原因! 斷離又為什么使岡底斯巖漿弧停止巖漿活動？); 第二階段, “西藏岡底斯地區由于受到南北向的擠壓作用發生了強烈的碰撞造山以及縮短變形過程, (使這個地區)整體上處于強烈的擠壓構造背景下” (注: 這是有道理的!), 導致40—25 Ma期間“在整個岡底斯帶上巖漿活動相對很匱乏”(沒說為什么如此！); 隨后進入第三階段, “岡底斯地區由于加厚的地殼發生大規模的拆沉或對流減薄作用(同樣是, 也沒有說明加厚地殼發生拆沉, 或地幔對流的機制!), 使得大量高溫的軟流圈物質上涌, 造成新生的下地殼物質直接與地幔物質接觸, 受到明顯的加熱作用, 使其在深部發生部分熔融形成埃達克質的巖漿, 以及地幔物質的減壓熔融形成鉀質-超鉀質巖漿巖。同時, 大規模軟流圈物質上涌, 造成岡底斯地區……由擠壓背景主導轉變為伸展背景, 因此造成橫跨岡底斯帶的南北向裂谷, 或正斷層(注:僅僅去掉加厚的下地殼根, 不是巖石圈地幔, 又如何使得大量的軟流圈物質直接與下地殼接觸, 中間還有很厚的印度大陸巖石圈地幔的分隔！又如何導致區域伸展?)”, 并導致區域性的伸展。正是這些南北向深大斷裂(注: 還沒有找到資料證明它們是深大斷裂！), 為深部的埃達克質和鉀質-超鉀質巖漿提供了上升的通道; 同時南北向斷裂必定會與區域上先前廣泛發育的東西向斷裂交匯, 可能為深部的巖漿的就位提供了極好的空間。”

圖12　84 Ma以來印度板塊與歐亞大陸會聚速度和角度的變化(據Lee and Lawver, 1995)Fig. 12　The convergent speed and angle of the movementchange of India plate and Eurasia plate since 84 Ma (after Lee and Lawver, 1995)

秦克章這里實質上是套用了Richards的思路(Richards, 2009)。但是, Richards強調的后俯沖伸展階段是指在兩大陸碰撞后, 大陸巖石圈地幔形成疊加后發生了拆沉, 而不是加厚地殼的拆沉！此外,藏南的大陸巖石圈地幔疊加增厚了嗎？沒有！更不存在印度大陸的運動方向從向北轉變為一致向南的運動。按照印度大陸巖石圈與拉薩地塊碰撞后持續向北的推進并擠壓拉薩地塊的基本區域運動與應力狀況, 很難設想會出現區域伸展的狀況！或者是中間階段巖石圈地幔又再發生斷離-拆沉。當然, 在區域擠壓的背景下地表淺層出現伸展的現象也是正常的, 但不反映巖石圈在區域上也是處于伸展的狀態。

相反地, 也可以這樣設想, 在碰撞早期印度大陸巖石圈地幔(厚度約為60~70 km)的前緣-新特提斯大洋巖石圈地幔(應當比印度大陸巖石圈地幔厚!)發生斷離后將形成卸載,它也將發生反彈而轉變為向水平伸展出去, 以5 cm/a的速度沿著增厚地殼的底部向北推進, 40 Ma時段將可北移2000 km(圖12)。這樣, 也就把經過軟流圈物質改造的和加厚的地殼物質全部“封存”起來, 而后期地殼內出現的地幔物質都可以從增厚地殼中找到它的來源(如新生下地殼物質、地幔分異的物質)。不一定必須經歷三次的巖石圈地幔斷離過程, 以得到三次地幔物質上涌, 提供上地幔的熱流體。

2.4關于岡底斯帶深部15~20 km存在的厚大的部分熔融層

1)關于斑巖銅礦的源地, 位于5~7 km深的大巖漿房, 鈣堿性巖漿及含礦流體由此向上排出進入地殼淺層。

按照秦克章等(2014)的數據, 礦床就位深度是3~4 km, 現在礦體已被風化剝蝕出露在地表, 所以可認為地表已被剝蝕掉3~4 km。表層礦體向下延深在1 km左右, 這樣, 深部大巖漿房應當處與近地表,或者是位于礦體下方的3~4 km深處。見圖13。

現在地球物理探測尚未能證實這一巖漿房的存在！表明, 或者這一大巖漿房已固化了, 或者可能就不存在！設已固化, 則深部可能找礦遠景還很好, 但是目前還沒有找到開采更深礦體的實例。

2)地球物理探測到的雅魯藏布江以北15~20 km深處存在一個大型部分熔融層, 向南可達雅魯藏布江以南的江孜一線, 向北可到北緯30.5°以北, 長約200 km。反射地震勘探發現了四個亮點,即強反射地段, 其中羊八井亮點、羊應鄉亮點正位于羊八井高溫熱田和羊應鄉地熱田上, 見圖8。羊八井地熱田, 是高溫熱田, 200 m深熱水溫度可達200°C, 現總裝機容量已達24.18 MW, 占拉薩電網總裝機容量的41.5%, 2009年發電1.419億度。沿85°E、90°E和92°E穿過雅魯藏布江碰撞帶(YZC)的的3條大地電磁剖面均給出一致的電性結構圖,見圖14(Unsworth et al., 2005)。在部分熔融層相應地段均揭示出一個顯著地高導電層。圖中的ITS即為雅魯藏布江縫合帶(YZS)所在位置。導電層向南伸展到YZS以南50 km處, 導電層深度為20 km上下, 在YZS以北約60 km處(100線), 導電帶向深部延伸; 主要導電層厚度, 估計為幾十km(厚度計算缺乏約束); 在拉薩地塊淺層十幾km以上都為高阻層, 應是岡底斯帶上部巖漿房的宏觀反映。這一高導電地段淺部就是一系列斑巖銅礦體存在地段。由于我們所使用的深部探測方法對淺層(10 km以淺)分辨率低, 只能得出一個宏觀顯示。在這一深度區間特別是5~10 km以內, 侯增謙等推測的5~7 km深處的大巖漿房沒能得到任何顯示; 30 km以下還有沒有巖漿房? 礦床與巖漿房的關系?都需要進一步研究。

三條大地電磁剖面分別相距500 km及200 km,高導電層顯示的特征是一致的, 表明這一部分熔融層的出現是與區域性構造特征有聯系, 而不是一個局部性地質因素所造成的。這一部分熔融層, 向南包含了縫合帶附近擠上來的洋殼殘片(或抬升上來的下地殼、新生的下地殼), 向深部又與下地殼相連接, 并可直接與殼/幔邊界的中間速度層相連接; 這一高導層可能是含礦巖漿的會聚場所, 并成為殼/幔間的中間速度層與上層含礦巖體的一個中間站——大巖漿房所在。

對這一部分熔融層的巖石屬性, 原來認為它所處的深部正位于地殼的中上部位, 即結晶基底的位置, 所以綜合考慮認為應是以花崗質巖漿為主; 但是要考慮這一地區是在大陸陸緣巖漿弧的條件下,按照南美安第斯和藏南岡底斯陸緣弧情況, 整個邊緣弧地帶都被深部構造巖漿活動強烈改造和碰撞再改造, 使一地帶空間內充滿了大量鈣堿性巖漿, 因此, 部分熔融層中也必將會包含有大量的鈣堿性巖漿而成為成礦源區。

圖13　驅龍斑巖成礦演化模式圖, 右圖為穩定同位素的巖漿演化模式圖(秦克章等, 2014)Fig. 13　The evolution model of porphyry metallogenesis, the right for magma evolution pattern of the stable isotope (after QIN et al., 2014)

圖14　橫穿縫合帶的3條電性結構剖面圖(據Unsworth et al., 2005)Fig. 14　Three electrical structure profiles across the YZ suture zone(after Unsworth et al., 2005)

3)關于熔融層的形成, 有兩種推測: (1)大斷裂可導致深部巖漿上升形成減壓升溫, 導致淺部巖漿巖部分熔融。岡底斯帶內存在著多條逆沖斷裂, 這個條件不難滿足; (2)經過石耀霖等計算(石耀霖等, 1992), 估計, 陸內巖片間的大型逆沖斷裂的構造活動, 經過10 Ma的時間磨擦生熱可以使淺中部地殼增溫達到濕花崗巖熔融的溫度, 即600°C以上, 可使巖體熔融, 這是構造引起的附加的增溫效果;

按照這一推測, 部分熔融層可能在碰撞擠壓開頭的10 Ma前后形成并一直保持到現在, 如55 Ma碰撞, 45 Ma前后就可形成這一部分熔融層, 并隨著以后階段式地發生向南的大逆沖推覆構造, 如岡底斯逆沖斷裂(發生在30—24 Ma)、仁布背沖斷裂、康馬斷裂等, 以及可能的淺表張性斷裂發生, 深部熔融巖漿上升減壓升溫, 而使形成的部分熔融層一直能夠保持到今天, 并隨著時間的推移, 可能持續下去, 并為未來成礦創造了有利條件。按照25 Ma以來的演化過程, 這一推測應當是實際的。

4)驅龍斑巖銅礦的成礦過程

侯增謙僅僅強調了, “這些高fO2巖漿在地殼5~7 km深部常常發育成大型巖漿房, 并排泄出高氧逸度含銅巖漿流體, 形成斑巖巖漿-熱液成礦系統”(侯增謙, 2010)。沒有提到20 km深處的大部分熔融層。從圖2可以看出, 驅龍斑巖銅礦成礦后已經歷了15 Ma, 主礦體雖已被風化剝蝕出露在地表但還保留著主體部分, 其深部應當還存在“5~7 km”深的含礦斑巖巖漿的源區——大巖漿房。

秦克章等(2014)研究驅龍斑巖銅礦床, 他提出含礦巖漿流體上升與形成礦床的過程。利用了鋯石-磷灰石(U-Th)/定年、熱年代學方法定隆升, 以構造模擬方法研究了含礦巖漿的上升、成礦及隨后的被風化剝蝕的過程, 很有特色。

成礦過程的:

第一階段, 約18 Ma時花崗閃長巖呈大的巖株侵位到古深度下3~7 km;

第二階段, 約17 Ma時, 黑云母二長花崗巖沿著相同的巖漿通道, 以巖株狀又侵入到花崗閃長巖中, 侵位深度為3~4 km, 攜帶有較多流體, 使圍巖發生弱黑云母化、鉀長石化、硬石膏化及金屬礦化;

第三階段, 約16 Ma時, 二長花崗斑巖又沿原巖漿通道侵入, 侵位深度為2~4 km, 攜帶有大量的成礦流體, 疊加在早期礦化之上, 使驅龍銅礦進一步富集, 并使其頂部形成隱爆角礫巖, 淺部形成粘土化、絹云母化、黃鐵礦化、硅化、硬石膏化;

第四階段, 約15 Ma時, 花崗閃長斑巖又沿原巖漿通道侵位, 侵位深度為2~3 km, 流體活動減弱,沒有明顯的礦化和蝕變疊加, 頂部僅發育有巖漿角礫巖;

第五階段, 約13 Ma時, 本區成礦活動停止。但有石英閃長玢巖脈活動。這表明驅龍礦區巖漿成礦活動分了5期, 時間延長達5 Ma。

礦體四周銅、鉬元素分布見圖15。這一圖件表明主礦體已被剝露出來, 礦床的礦化深度為1000 m上下(已有鉆孔結果控制), 銅元素主要分布在上面,鉬元素主要分布在下面, 1000 m以下礦化情況不明。

5)從念青唐古拉山的隆升過程, 可能給人們又一些有益的啟示。見圖16。

現在的念青唐古拉山主要為花崗質巖體, 與斑巖銅礦圍巖鈣堿性巖漿巖不同, 但作為一個地區巖漿巖上涌隆升過程實例來看待還是有啟發意義的。念青唐古拉山最高峰海拔為7162 m, 比拉薩地區約高3500 m。吳珍漢等(2009)同樣利用了熱年代學方法剖析了巖漿體上升的過程, 得出念青唐古拉山巖體分三個階段發生底辟上侵, 共抬升了約20 km,早期11.1—8.6 Ma間, 隆升速率為3.57~5.56 mm/a,上升11 km; 第二階段, 8.6—6.5 Ma期間為

3.5 mm/a, 上升7~8 km; 第三階段, 是6.5 Ma以來為0.68 mm/a, 第三階段達到地下1~2 km, 進入淺層成巖成礦環境, 見圖16。吳珍漢等(2009)并測定其形成時間是在23~18.3 Ma。這表明了深處的局部熔融層位于地下20 km, 與現在探出的20 km深的局部熔融層是一致的; 第一階段巖漿將上升到11 km深, 就達到淺部巖漿房的深度。其上升過程應當與這一時期發生的推覆構造有關。

這表明15~20 km深的巖漿房能夠通過1~2個階段的隆升即可達到5~7 km的深度。

關于念青唐古拉山巖漿體是如何形成的？巖漿通過什么斷裂上升的？上升的動力是在區域性擠壓背景上實現的, 還是拉張環境下靠浮力上涌的？都需要進一步研究。

筆者與唐菊興交談時, 他強調了如甲馬、驅龍等礦區的礦體分布都是受拉分斷裂所控制, 這一斷裂是嘉黎斷裂與雅魯藏布江斷裂兩條走滑斷裂作用下形成的, 并形成北東的走向, 從而為念青唐古拉山巖漿提供了上升通道。但作者沒有提到巖漿上升的動力。

念青花崗巖體的東側以細粒為主, 西側則以粗粒花崗巖為主, 粗粒代表深成部分, 而細粒代表了上升較快到達較淺部位的, 這種產出是不是說明巖體巖漿活動東西不一致？相反, 驅龍銅礦地表僅出現了淺成的斑巖, 表明驅龍含礦巖體隆升不高, 未被剝蝕掉, 所以淺層的斑巖銅礦被保流下來。這樣又提出一個重要問題, 念青唐古拉山巖體原來是否也是含礦的, 但已被風化剝蝕掉？

2.5關于殼/幔間的中間層

在圖9、10中已有明確顯示, 特別是沿剖面在碰撞帶的巖石圈地幔之上南北向伸展的一個中間速度層。圖17為Nábelek等(2009)所作P波接收函數成像圖。剖面大體上沿85°E展布, 在圖10剖面之西約500 km。

圖17中29.5°—31°N區間70 km深處莫霍界面上同樣出現第二條紅色轉換震相, 它與圖9、10中的中間速度層部分相當, 但是其延伸規模與厚度都要大一些。

從這些剖面顯示的結果, 表明“雙紅相位”現象是可信的。

最近在墨竹工卡礦集區東邊完成一條新的綜合剖面, 剖面大體沿92°E線。寬頻地震P波接受函數成像也出現同樣現象。

這一中間層代表的地質含義是什么？已提出有三種說法, 一是由于地殼加厚, 深部溫度-壓力升高, 下地殼物質與軟流圈上侵物質相互作用后轉變為榴輝巖并下沉到地殼底部, 形成的中間速度層, 見(Schulte-Pelkum Vera et al., 2005; Wittlinger et al., 2009); 二是認為它是在早期大洋俯沖階段已形成了寬闊的“新生的下地殼”帶(侯增謙, 2010; Hou et al., 2015), 這一中間層的速度比下地殼的平均速度要高, 比地幔速度要低一些; 三是認為它是熱流體與巖石圈相互作用形成蛇紋石化的交代層, 這可以從藏南許多鉻鐵礦區地幔巖遭受次生變化而形成蛇紋石找到依據(王希斌等, 1987)。成因雖無定論,但是這一層在后期的熱流體的再加工作用下都有利于產生含礦的富鉀的鈣堿性巖漿, 并有利于后期的銅、金金屬的成礦作用。

圖15　驅龍斑巖銅礦鉆孔銅、鉬元素分布圖(秦克章等, 2014)Fig. 15　The distribution of copper and molybdenum elements in the drill holes of the Qulong porphyry copper deposit (after QIN et al., 2014)

圖16　念青唐古拉山抬升過程示意圖(吳珍漢等, 2009)Fig. 16　The model of uplifting processes of Nyainqentanglha Range(after WU et al., 2009)a-隆升剝蝕期(23—18.3 Ma); b-花崗巖侵位期(18.3—11 Ma); c-伸展型性剪切變形期(8.6—6.5 Ma); d-地塹發育期(6.5—0 Ma) a-23–18 Ma, crust uplifting and erosion period; b-18.3–11 Ma, granite invasion period; c-8.6–6.5 Ma, ductile shear deformation period; d-6.5–0 Ma, graben formation period

圖17　吉隆—薩噶—改則—措勤一線的P波接收函數圖(Nábelek et al., 2009)Fig. 17　The P wave receiving function of Geelong–Sa Karma–Gaize–Cuoqin(Nábelek et al., 2009)

有人提出“岡底斯帶埃達克斑巖至少有兩種可能的源巖, 即加厚的下地殼和俯沖的洋殼板片,在溫度壓力(地殼厚度加厚到~75 km)增高的條件下下地殼將相變為角閃榴輝巖或石榴子石角閃巖, 當其發生10%~25%的部分熔融時就會形成埃達克巖”, 這些“下地殼物質的相變物在喜馬拉雅山的東、西構造結處已有發現”(Sillitoe et al., 2003)。很顯然作為陸緣弧的岡底斯地塊內埃達克巖的源巖及銅元素將是很豐富的, 是有利于后期成礦的！中間層現象在高原北部的一些老縫合帶深部也有發現。

2.6關于碰撞帶下殘余洋殼, 或下地殼, 或新生的下地殼

圖18顯示了在雅魯藏布江縫合帶下面中上地殼有一塊高速區, 這是依據: 一是反射地震地震圖上有顯示, 二是跨江地段存在一個局部重力異常高帶, 異常值達幾十毫伽(趙文津和INDEPTH項目組,2001)。對重力異常先后進行了6個地質模型的模擬計算, 圖18是比較合理的方案。

圖18　亞東—羊八井布格重力異常剖面的擬合圖(據趙文津和INDEPTH項目組, 2001)Fig. 18　The gravity anomaly profile fitting map of Yadong–Yangbajing(after ZHAO and INDEPTH Team, 2001)

圖中可見下地殼類的巖層分布比較廣泛, 厚度也大。這種現象正是反映了大洋巖石圈俯沖對岡底斯地殼強烈的改造。沿縫合帶從地表已見到許多地幔巖-超基性鎂鐵質巖體, 地幔巖中還存在許多鉻鐵礦及微粒金剛石等產于深部的礦物(以羅布莎鉻鐵礦床及東坡巖體為例), 經過近期鉆探揭露, 表明地幔巖向下還可以發展, 鉻鐵礦增多。這表明兩大陸碰撞擠壓的作用不僅影響洋殼淺層, 還影響到更深部物質的上移, 情況是很復雜的, 不是簡單地碰撞和擠壓而已。

可以這樣設想, 把一個厚的大洋巖石圈(洋殼薄而巖石圈地幔厚度可達90 km)看成一個厚板片,在南部印度大陸巖石圈(陸殼厚40 km, 巖石圈地幔厚約60 km±)推動下, 向拉薩地塊(應為60~70 km厚地殼與正常巖石圈地幔30~35 km厚)下彎曲和俯沖下去。由于厚板狀的大洋巖石圈彎曲需要很大的撓曲矩, 開始時俯沖角將是很小的; 當兩大陸塊接近到相當程度時(如相距100 km以上時), 可能因大洋巖石圈厚度大, 撓曲矩加大, 而使俯沖阻力加大,因而使印度地塊向北移動的速度減小; 但是, 待大洋巖石圈地幔繼續受擠壓時, 以致會使大洋巖石圈與印度大陸巖石圈發生斷離, 并掉落到軟流圈內,而不能繼續保持在下地殼之下。在兩大陸對擠中一部分洋殼與大洋地幔的深部物質被擠入地殼淺部出露地表, 或經過后期長期地表風化剝蝕后出露。

擠入上地殼的洋殼和地幔巖, 在后期的熱流體作用下也可以參與造巖與成礦作用。

2.7關于控制巖漿上升的棋盤格式斷裂

侯增謙強調含礦巖體是沿南北向裂谷成串分布的。藏南裂谷活動時間分別為23~10 Ma, 18 Ma 或14~13.5 Ma(侯增謙等, 2008; 侯增謙, 2010), 裂谷系為多組斷裂組成, 裂谷為地塹式, 寬度為5~35 km。為此, 張忠杰等(2008)在藏北做了一條東西向廣角地震剖面。其中北部的一條是從仁青休布錯(西端)—仁錯(東端), 總長為620 km, 平均炮點距為50~60 km, 平均道間距小于3 km, 應當說這是迄今最精細的地震波速度結構圖。

這條剖面穿過仁青休布錯—塔若錯之間、當惹雍錯—昂孜錯之間、格仁錯—木糾錯之間(即申扎—謝通門)等3條南北向裂谷。從剖面上看, 10 km深度以上5.9~6.0 km/s速度等值線則略有起伏, 其中塔若錯西、扎日南木錯東、馬爾夏錯、木糾錯四處等值線有上翹的顯示, 是表明結晶基底的花崗質巖層有所抬升, 還是鈣堿性巖漿體的上涌顯示？需要做進一步的地質調查確證; 10 km深度以下的6.2~6.3 km/s等值線呈均勻展布, 沒有顯示局部的巖漿房存在。

圖19　拉薩地塊北部東西向剖面地殼的P波速度結構圖(張忠杰, 2008)Fig. 19　The map of east-west section P wave velocity structure in the north of Lhasa block (ZHANG, 2008)

在馬爾夏錯—格仁錯之間15 km深出現一個6.4~6.5 km/s的高速層, 寬可達150 km, 厚可達10 km, 其下面又有6.6 km/s速度體與深部相連接,是否有可能是深部物質上涌的通道。

我們曾在谷露裂谷的南段做了一條橫穿裂谷的深反射地震短剖面, 表明裂谷成半地塹式, 底部成箕狀, 西深東淺, 深度不超過4 km, 更未看到深達地幔的現象。應當說, 藏南地質構造調查工作已不少了, 但是含礦斑巖體受什么斷裂控制并沒有取得一致看法, 南美安第斯帶上礦床是沿俯沖帶平行分布, 但垂向上礦床并不成串分布。藏南碰撞帶內礦床分布似乎仍然是東—西向成帶分布, 南—北向的是否成串分布還看不出來, 與南北向裂谷的關系也需要進一步研究, 既使印度巖石圈發生撕裂(tearing)是否能形成裂谷? 或者如唐菊興所說是成北東—南西斷裂控制, 或者是另一種規律？從念青唐古拉山以東的拉薩地塊上的剩余重力圖上看, 剩余重力高可分為三條帶, 北帶包括了現在的驅龍、甲馬銅礦田, 很值得進一步研究。

3　結論及建議

筆者從深部地球物理綜合調查得出的俯沖帶及碰撞帶的深部結構與現今區域地質成礦學家給出的模式兩者相差較大。從本文的分析看, 地球物理探測的結果也是反映了地下的一種實際, 在研究區域成礦理論時應當考慮, 也是必需考慮的內容。成礦學的研究是復雜的, 必須將地質、地球化學、地球物理以及其它學科的研究方法都要綜合運用, 綜合考慮到各個方面的信息才有可能得出接近實際的認識！有分歧, 創造了深化之機會。這也是現代地球科學的特點。百家爭鳴就是解決這些矛盾的辦法與途徑, 本文本此精神拋磚引玉, 歡迎大家批評。本文強調:

1)陸-陸碰撞前大洋俯沖階段對陸緣弧有著強烈的改造作用, 為后期碰撞成巖成礦奠定基礎, 應加強對其研究;

2)藏南碰撞帶的情況是, 新特提斯大洋巖石圈俯沖后期在印度大陸和歐亞大陸對擠中它是如何與印度大陸巖石圈地幔斷離的, 其去向？大陸巖石圈地幔在碰撞帶下面一再地發生過斷離和拆沉的機制有沒有? 現今印度大陸巖石圈地幔在碰撞帶下面沒有發生斷離, 而是沿地殼底部向北伸展出去, 它將增厚的地殼圍限起來;

3)在改造后的巖漿弧下中地殼內出現有巨大的部分熔融層, 它可以包括有大量的鈣堿性巖漿巖,有利于形成含礦熔融巖漿層(包括中下地殼及新生的下地殼), 成為地幔流體的儲集層和礦源層。它不僅對過去成礦有貢獻, 也是未來成礦的基礎, 并可能指導深部找礦遠景的評價;

4)在大陸-大陸碰撞擠壓過程中, 將部分洋殼與巖石圈地幔物質擠到中上地殼, 增強了以后成巖成礦的物質基礎;

5)在藏南碰撞帶殼/幔之間出現有巨大的中間速度層, 可與地質學家推測的混染同化層相當, 但規模要大得多, 其成因解釋還需要研究。這一中間速度層在高原北部的碰撞帶或縫合帶上方都有出現,有相當的普遍意義, 應進一步加強研究其形成與地質含義;

6)構造對碰撞帶巖漿體的再激活作用, 很重要,值得再深入研究。侯增謙著作中有關成礦作用的巖石學與地球化學研究內容十分豐富, 有待進一學習與開發, 并在以上的框架下重新作出解釋。

致謝: 本文在寫作過程中承蒙許多專家提出許多寶貴的意見和改進建議, 特別是多位審稿專家和編委同志提出的許多意見和建議, 很深入, 很中肯,令筆者受益很大, 借此深表感謝; 中國地質科學院徐立和宋洋二位幫助本人整理稿件付出很多辛勞,《地球學報》編輯部幫助筆者作了很多修改工作,借此表示衷心地感謝。

Acknowledgements:

This study was supported by China Geological Survey (No. 1212011220903).

參考文獻:

侯增謙, 曲曉明, 王淑賢, 高永豐, 杜安道, 黃衛. 2003. 西藏高原岡底斯斑巖銅礦帶輝鉬礦Re-Os年齡: 成礦作用時限和動力學背景應用[J]. 中國科學(D輯), 33(7): 609-618.

侯增謙, 王二七, 莫宣學, 丁林, 潘桂棠, 張中杰, 李光明(蓉),秦克章, 徐義剛, 王安建, 曲曉明, 余宏全, 孫曉明, 許繼峰, 趙志丹, 楊志明, 江思宏, 張洪瑞, 楊竹森, 田世洪,宋玉財, 李光明(京), 王瑜, 徐文藝, 姜耀輝, 孟祥金, 李振清, 董方瀏, 王立全, 高永豐, 呂慶田, 楊岳清, 徐興旺,趙元藝, 邊千韜, 謝國剛, 王宗起, 聶鳳軍, 唐菊興, 鄭有業, 閆全人, 薛春紀. 2008. 青藏高原碰撞造山與成礦作用(上篇)[M]. 北京: 地質出版社.

侯增謙. 2010. 大陸碰撞成礦論[J]. 地質學報, 84(1): 30-58.

紀偉強, 吳福元, 鍾孫霖, 劉傳周. 2009. 西藏南部岡底斯巖基花崗巖時代與巖石成因[J]. 中國科學D輯: 地球科學, 39(7): 849-871.

毛景文, 張作衡, 王義天. 2012. 國外主要礦床類型、特點及找礦勘查[M]. 北京: 地質出版社: 190.

孟祥金, 侯增謙, 高永豐, 黃衛, 曲曉明, 屈文俊. 2003. 西藏岡底斯成礦帶驅龍銅礦Re-Os年齡及成礦學意義[J]. 地質論評, 49(6): 660-666.

秦克章, 夏代祥, 多吉, 李光明, 蔣光武, 肖波, 趙俊興. 2014.西藏驅龍斑巖-夕卡巖銅鉬礦床[M]. 北京: 科學出版社:277-295.

芮宗瑤, 侯增謙, 李光明, 李波, 張立生, 王龍生. 2006. 岡底斯斑巖銅礦成礦模式[J]. 地質論評, 52(4): 459-466.

石耀霖, 朱元清, 沈顯杰. 1992. 青藏高原構造熱演化的主要控制因素[J]. 地球物理學報, 31(6): 710-720.

唐菊興, 黎風佶, 李志軍, 張麗, 唐曉倩, 鄧起, 郎興海, 黃勇,姚曉峰, 王友. 2010. 西藏謝通門縣雄村銅金礦主要地質體形成的時限: 鋯石U-Pb、輝鉬礦Re-Os年齡的證據[J]. 礦床地質, 29(3): 461-475.

王希斌, 鮑佩聲, 鄧萬明, 王方國. 1987. 西藏蛇綠巖[M]. 北京:地質出版社.

吳珍漢, 吳中海, 胡道功, 趙遜, 趙希濤, 葉培盛. 2009. 青藏高原新生代構造演化與隆升過程[M]. 北京: 地質出版社: 119, 255, 267.

張忠杰. 2008. 青藏高原地球物理探測與殼幔結構[M]//侯增謙,王二七, 莫宣學, 丁林, 潘桂棠, 張中杰, 李光明(蓉), 秦克章, 徐義剛, 王安建, 曲曉明, 余宏全, 孫曉明, 許繼峰,趙志丹, 楊志明, 江思宏, 張洪瑞, 楊竹森, 田世洪, 宋玉財, 李光明(京), 王瑜, 徐文藝, 姜耀輝, 孟祥金, 李振清,董方瀏, 王立全, 高永豐, 呂慶田, 楊岳清, 徐興旺, 趙元藝, 邊千韜, 謝國剛, 王宗起, 聶鳳軍, 唐菊興, 鄭有業,閆全人, 薛春紀. 青藏高原碰撞造山與成礦作用(上篇). 北京: 地質出版社.

趙文津, INDEPTH項目組. 2001. 喜馬拉雅山及雅魯藏布江縫合帶深部結構與構造演化[M]. 北京: 地質出版社.

鄭有業, 張剛陽, 許榮科, 高順寶, 龐迎春, 杜安道, 石玉若. 2007. 西藏岡底斯朱諾斑巖銅礦床成巖成礦時代約束[J].科學通報, 52(21): 2542-2548.

References:

AITCHISON J C, DAVIS A M. 2001. When did the India-Asia collision really happened .International Syposium and Field Workshop on the Assembly and Breakup of Rodinia and Gondwana, and Growth of Asia. Osaka City University, Japan[J]. Gondwana Research, 4: 560-561.

CAMUS F. 2005. The Andean Porphyry Systems. Super Porphyry Copper & Gold Deposits: A Global Perspective[M]. PGC Publishing, Adelaide, V. 1: 45-63.

CHU M F, CHUNG S L, SONG B, LIU D, O’REILLY S Y, PEARSON N J, LI J, WEN D J. 2006. Zircon U-Pb and Hf isotope constraints on the Mesozoic tectonics and crustal evolution of southern Tibet[J]. Geology, 34: 745-748, doi:10.1130/G22725.1.

CHUNG S L, CHU M F, ZHANG Y Q, XIE Y W, LO C H, LEE T Y, LAN C Y, LI X H, ZHANG QI, WANG Y Z. 2005. Tibetan tectonic evolution inferred from spatial and temporal variations in post-collisional magmatism[J]. Earth-Science Reviews, 68: 173-196.

GIESE P, BAHLBURG H, HEINSOHN W D, GORLER K, GOTZE H J, GROSS S, HILLEBRANDT A, KRUGER D, PORTH R, REUTTER K J, SCHEUBER E, SCHMIDT S, SCHMIDT M, SCHWARZ G. WIGGER P. 1995. Die zentralen Anden: ein Konvergentes Plattensystem unter raumlich und zeitlichsich anden Deformationsbedinggungen Mitteilungen der Senatskommission fur Geowissenschaftliche Gemeinschaftsforschung[C]//Deformationsprozesse In Den Anden.

HOU Zeng-qian, QU Xiao-ming, WANG Shu-xian, GAO Yong-feng, DU An-dao, HUANG Wei. 2003. Re - Os age of Gangdese Metallogenic Belt, Xizang plateau: Geodynamics and metallogeny applications[J]. Science in China (Series D: Earth Sciences), 33(7): 609-618(in Chinese).

HOU Zeng-qian, WANG Er-qi, MO Xuan-xue, DING Lin, PAN Gui-tang, ZHANG Zhong-jie, LI Guang-ming, QIN Ke-zhang, XU Yi-gang, WANG An-jian, QU Xiao-ming, YU Hong-quan, SUN Xiao-ming, XU Ji-feng, ZHAO Zhi-dan, YANG Zhi-ming, JIANG Si-hong, ZHANG Hong-rui, YANG Zhu-sen, TIAN Shi-hong, SONG Yu-cai, LI Guang-ming, WANG Yu, XU Wen-yi, JIANG Yao-hui, MENG Xiang-jin, LI Zhen-qing, DONG Fang-liu, WANG Li-quan, GAO Yong-feng, Lü Qing-tian, YANG Yue-qing, XU Xing-wang, ZHAO Yuan-yi, BIAN Qian-tao, XIE Guo-gang, WANG Zong-qi, NIE Feng-jun, TANG Ju-xing, ZHENG You-ye, YAN Quan-ren, XUE Chun-ji. 2008. Collision orogeny and Mineralization of Tibet plateau[M]. Beijing: Geological Publishing House(in Chinese).

HOU Zeng-qian, YANG Zhi-ming, LU Yong-jun, ANTHONY K, ZHENG Yuan-chuan, LI Qiu-yun, TANG Ju-xing, YANG Zhu-sen, DUAN Lian-feng. 2015. A genetic linkage between subduction-and collision-related porphyry Cu deposits in continental collision zones[J]. Geology, 43: 247-250.

HOU Zeng-qian, ZHANG Hong-rui. 2015. Geodynamics and metallogeny of the eastern Tethyan matallogenic domain[J]. Ore Geology Review, 70: 346-384.

HOU Zeng-qian. 2010. Metallogensis of Continental Collision[J]. Acta Geologica Sinica, 84(1): 30-58(in Chinese).

JI Wei-qiang, WU Fu-yuan, ZHONG Sun-lin, LIU Chuan-zhou. 2009. Geodynamics and metallogeny of Gangdise granite[J]. Science in China (Series D: Earth Sciences), 39(7): 849-871(in Chinese).

KYSER T K. 1990. Stable isotopes in the Continental Lithospheric Mantle[C]//MENZIES M A. ContinentalMantle, Oxford. Clarendo Press: 127-156.

LEE T Y, LAWVER L A. 1995. Cenozoic plate reconstruction of Southeast Asia [J]. Tectonophysics, 251(1-4): 85-138.

MAO Jing-wen, ZHANG Zuo-heng, WANG Yi-tian. 2012. Main foreign ore deposit types, characteristics and prospecting exploration[M]. Beijing: Geological Publishing House: 190(in Chinese).

MENG Xiang-jin, HOU Zeng-qin, GAO Yong-feng, HUANG Wei, QU Xiao-ming, QU Wen-jun. 2003. Re-Os Dating for Molybdenite from Qulong Porphyry Copper Deposit in Gangdese Metallogenic Belt, Xizang and Its Metallogenic Significance[J]. Geological Review, 49(6): 660-666.

MUAWIA B, BRYAN L I. 1976. Spatial distribution of earthquakes and subduction of Nazca plate beneath South America[J]. Geology, 4: 686-692.

NáBELEK J, HETéNYI G, VERGNE J, SAPKOTA S, KAFLE B, JIANG M, SU H, CHEN J, HUANG B S. 2009. Underplating in the HimalayaTibet collision zone revealed by the Hi-CLIMB experiment[J]. Science, 325: 1371-1374, doi:10.1126/science. 1167719.

NELSON K D, ZHAO Wen-jin, BROWN L D, KUO J, CHE Jin-kai, LIU Xian-wen, KLEMPERER S L, MAKOVSKY Y, MEISSNER R, MECHIE J, KIND R, WENZEL F, NI J, NABELEK J, LESHOU C, TAN Han-dong, WEI Wen-bo, JONES A G, BOOKER J, UNSWORTH M, KIDD W S F,HAUCK M, ALSDORF D, ROSS A, COGAN M, WU Chang-de, SANDVOL E, EDWARDS M. 1996. Partially Molten Middle Crust beneath Southern Tibet Synthesis of Project INDEPTH Results[J]. Science, 274(5293): 1684-1688, DOI: 10.1126/science.274.5293.1684.

OWENS T, ZANDT G. 1997. Implications of Crustal Property Variation for Models of Tibetan Plateau Evolution[J]. Nature, 387: 37-45, doi: 10.1038/38703720.

QIN Ke-zhang, XIA Dai-xiang, DUO Ji, LI Guang-ming, JIANG Guang-wu, XIAO Bo, ZHAO Jun-xing. 2014. Porphyry-skarn Cu-Mo deposit in Qulong, Tibet[M]. Beijing: Science Press: 277-295(in Chinese)

RICHARDS J P. 2005.Cumulative factors in the generation of giant calc-alkaline porphyry Cu deposits. Super Porphyry Copper & Gold Deposits: A Global Perspective[M]. PGC Publishing, Adelaide, V. 1: 7-25.

RICHARDS J P. 2009. Postsubduction porphyry Cu-Au and epithermal Au deposits: Products of remelting of subduction-Modified lithosphere[J]. Geology, 38(3): 247-250.

RUI Zong-yao, HOU Zeng-qian, LI Guang-ming, LI Bo, ZHANG Li-sheng, WANG Long-sheng. 2006. A Genttic Model for the Gandis Porphyry Copper Deposits[J]. Geology Review, 52(4): 459-466(in Chinese with English abstract).

SCHMITZ M, WIGGER P, ARANEDA M, GIESE P, HEINSOHN W D, ROWER P, VIRAMONTE J. 1993. The Andean crust at 24° South Latitude[C]// XII Congreso Geologico Argentine, Mendoza, Tomo II: 286-290.

SCHULTE-PELKUM V, MONSALVE G, SHEEHAN A, PANDEY M R, SAPKOTA S, BILHAM R, WU F. 2005. Imaging the Indian subcontinent beneath the Himalaya[J]. Nature, 435(7046): doi: 1038/nature 03678.

SHI Yao-lin, ZHU Yuan-qing, SHEN Xian-jie. 1992. Teconic processes and thermal evolution of the Qinghai-xizang (tibetan) plateau[J]. Acta Geophysica Sinica, 31(6): 710-720(in Chinese with English abstract).

SILLITOE R H, HEDENQUIST J W. 2003. Linkages between Volcanotectonic Settings, Ore-Fluid Compositions, and Epithermal Precious Metal Deposits[J]. Society of Economic Geologists Special Publication, 10: 315-343.

STERN C R, SKEWES M A. 2005. Origin of Giant Miocene and Pliocene Cu-Mo Deposits Incentral Chile: Role of ridge subduction, decreased subduction angle, subduction ersion, crustalthicking, and long-lived, batholith-size, open-system magma chambers. Super Porphyry Copper & Gold Deposits: A Global Perspective[M]. PGC Publishing, Adelaide, V. 1: 65-82.

TANG Ju-xing, LI Feng-ji, LI Zhi-jun, ZHANG Li, TANG Xiao-qian, DENG Qi, LANG Xing-hai, HUANG Yong, YAO Xiao-feng, WANG You. 2010. Time limit for forming of main geological bodies in Xiongcun copper-gold deposit, Xietong-men County, Tibet: Evidence from zircon U-Pb Ages and Re-Os age of molybdenite[J]. Mineral Deposits, 29: 461-475(in Chinese with English abstract).

UNSWORTH M J, JONES A G, WEI W, MARQUIS G, GOKARN S G, SPRAT J E, BEDROSIAN P, BOOKER J, LESHOU C, CLARKE G, SHENGHUI L, CHANGHONG L, MING D, SHENG J, SOLON K, HANGDONG T, LEDO J, ROBERTS B, INDEPTH-MT team. 2005. Crustal Rheology of the Himalaya and Southern Tibet Inferred from Magnatotelluric data[J]. Nature, 438(7064): 78-81, doi: 10.1038/nature 04154.

WANG Xi-bin, BAO Pei-sheng, DENG Wan-ming, WANG Fang-guo. 1987. Tibet ophiolite[M]. Beijing: Geological Publishing House(in Chinese).

WINTER J D. 2001. An Introduction to igneous and metamorphic Petrology: Upper Saddle River[M]. New Jersey: Prentice-Hall INC.: 697.

WITTLINGER G, FARRA V, HéTENYI G, VERGNE J, N?BěLEK J. 2009. Seimic velocities in Southern Tibet lower crust: a receiver function Approach for ecologite detection[J]. Geophysical Journal International, 177: 1037-1049.

WU Zhen-han, WU Zhong-hai, HU Dao-gong, ZHAO Xun, ZHAO Xi-tao, YE Pei-sheng. 2009. Cenozoic tectonic evolution and the Tibet plateau uplift process[M]. Beijing: Geological Publishing House: 119, 255, 267(in Chinese).

ZHANG Zhong-jie. 2008. Geophysical detection and crust-mantle structure of the tibetan Plateau[M]// HOU Zeng-qian, WANG Er-qi, MO Xuan-xue, DING Lin, PAN Gui-tang, ZHANG Zhong-jie, LI Guang-ming, QIN Ke-zhang, XU Yi-gang, WANG An-jian, QU Xiao-ming, YU Hong-quan, SUN Xiao-ming, XU Ji-feng, ZHAO Zhi-dan, YANG Zhi-ming, JIANG Si-hong, ZHANG Hong-rui, YANG Zhu-sen, TIAN Shi-hong, SONG Yu-cai, LI Guang-ming, WANG Yu, XU Wen-yi, JIANG Yao-hui, MENG Xiang-jin, LI Zhen-qing, DONG Fang-liu, WANG Li-quan, GAO Yong-feng, Lü Qing-tian, YANG Yue-qing, XU Xing-wang, ZHAO Yuan-yi, BIAN Qian-tao, XIE Guo-gang, WANG Zong-qi, NIE Feng-jun, TANG Ju-xing, ZHENG You-ye, YAN Quan-ren, XUE Chun-ji. 2008. Collision orogeny and Mineralization of Tibet plateau[M]. Beijing: Geological Publishing House(in Chinese).

ZHAO W J, KUMAR P, MECHIE J, KIND R, MEISSNER R, WU Z, SHI D, SU H, XUE G, KARPLUS M, TILMANN F. 2011. Tibetan plate overriding the Asian plate in central and northern Tibet[J]. Nature-Geoscience, 4: 870-873.

ZHAO Wen-jin, INDEPTH Team. 2001. Deep structure and structural evolution of the Himalayas and the Yarlung Zangbo River suture zone[M]. Beijing: Geological Publishing House (in Chinese).

ZHAO Wen-jin, ZHAO Xun, SHI Da-nian, LIU Kui, JIANG Wan, WU Zhen-han. 2004. Progress in the Study of Deep Profiles of Tibet and the Himalayas (INDEPTH)[J]. Acta Geologica Sinica, 78(4): 931-939.

ZHAO Z D, MO X X, DILEK Y, NIU Y L, DON J, PAOLO D, ROBINSON P, ZHU D C, SUN C G, DONG G C, ZHOU S, LUO Z H, HOU Z Q. 2009. Geochemical and Sr-Nd-Pb-O isotopic compositions of the post-collisional ultrapotassic magmatism in SW Tibet: Petrogenesis and implications for India intra-continental subduction beneath southern Tibet[J]. Lithos, 113: 190-212.

ZHENG You-ye, ZHANG Gang-yang, XU Rong-ke, GAO Shun-bao, PANG Ying-chun, DU An-dao, SHI Yu-ruo. 2007. Geochronologic constraints of Zhunuo porphyry copper deposit in Gangdise, Tibet[J]. Chinese Science Bulletion, 52(21): 2542-2548(in Chinese).

A Discussion on the Regional Tectonic-magmatic Activity and the Metallogensis of Gangdise Porphyry Copper Belt Based on the Deep Structure of Continent-continent Collision Belt in Southern Tibet

ZHAO Wen-jin
Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037

Abstract:Based on deep imaging results of India and Eurasia collision belt by INDEPTH project, this paper deals with the metallogenic problem of the Gangdise porphyry copper belt in south Tibet continent-continent collision belt from the perspective of structural evolution. Gangdise continental margin was modified by the subduction of Neo-Tethys Ocean lithosphere and then remodified by the continent-continent collision. Deep structure of the collision belt shows the following characteristics: (1) Neo-Tethys Oceanic plate subducted continuously at about 120 Ma, and formed the Gangdise epicontinental volcanic arc, which resulted in the thickening of the crust and brought a large amount of mantle fluid material into thickened crust. (2) Some residualbook=8,ebook=11oceanic crust, juvenile lower crust and probably mantle material were existent beneath the collision zone. (3) The Indian lithospheric mantle extended northward under and across the collision zone without any break off. (4) A large partial melting layer (or magma chamber) at the depth of 20 km existed across the Gangdise block, after the initiating of Gangdise thrust at about 10 Ma that, which began to supply the magma with copper; in addition, a layer of middle velocity existed between the crust and the mantle. In the upper crust there were large thrust systems and a backthrust. (5) The formation of multiple sets of thrusts and faults with the collision compression in the Gangdise belt triggered the ore magma activity again, which rose to generate porphyry copper deposits. (6) The surface suffered strong weathering denudation and made the deposit exposed on the surface.

Key words:deep structure of continent-continent collision belts in southern Tibet; Gangdise porphyry copper belt; clastation and delamination of lithosphere mantle; partial melting layer of the crust; middle velocity layer between crust and mantle

作者簡介:第一 趙文津, 男, 1931年生。中國工程院院士。主要從事礦產勘查與深部探測研究。

通訊地址:100037, 北京市百萬莊大街26號。電話: 010-68999652。E-mail: zhaowj@cae.cn。

收稿日期:2015-09-23; 改回日期: 2015-11-17。責任編輯: 張改俠, 閆立娟。

中圖分類號:P631.4; P542.4

文獻標志碼:A

doi:10.3975/cagsb.2016.01.02