青藏高原東緣高鉀富堿斑巖銅鉬金成礦帶的成因來自巖漿-巖石學和sr-nd-pb同位素的約束

青藏高原東緣高鉀富堿斑巖銅鉬金成礦帶的成因來自巖漿-巖石學和sr-nd-pb同位素的約束

自silitoe和mithyl發(fā)表了關于角巖銅的優(yōu)秀研究以來，人們廣泛接受了這種結構模式。換句話說，角巖銅形成于板塊聚集界面處的島弧或陸緣弧段。巖漿來自相對封閉系統(tǒng)的晶體變化、界面或地殼混合，形成含礦角巖，并發(fā)育巖漿-熱液成礦系統(tǒng)。一系列大型—巨型斑巖銅金礦床環(huán)繞太平洋大量發(fā)育也有力地支持了這個模式[3～5]。然而,斑巖銅礦不僅僅在島弧環(huán)境產出,也在碰撞造山帶環(huán)境發(fā)育。藏東玉龍斑巖銅礦帶[6～8]和藏南岡底斯斑巖銅礦帶是其典型實例。盡管初步研究已經揭示,前者形成于碰撞期壓扭環(huán)境,含礦斑巖具有鉀玄巖系列特征[10～11],受大規(guī)模走滑斷裂系統(tǒng)控制,后者形成于碰撞后伸展環(huán)境[13～14],含礦斑巖具有埃達克巖特征,受切割碰撞帶的正斷層系統(tǒng)控制,但控制斑巖銅礦形成發(fā)育的構造模式尚未建立。建立碰撞造山帶斑巖銅礦的構造模型,其關鍵需要了解:(1)區(qū)域斑巖礦化事件的時空坐標和形成環(huán)境;(2)含礦斑巖與非含礦斑巖的形成機制;(3)斑巖成礦系統(tǒng)所根植的巖石圈淺表構造和深部結構。在青藏高原東緣構造轉換帶長期的礦產勘查和不懈的深入研究,已基本勾畫出斑巖成礦帶的整體輪廓和礦化結構[6～7,12,18～20];對長達千余千米的富堿斑巖的長期系統(tǒng)研究,不僅積累了大量地球化學數(shù)據(jù),而且對其成因機制與動力學背景取得了重要進展[21～26];對三江特提斯及藏東構造轉換帶的精細構造研究,為斑巖銅礦帶形成背景提供了相對清楚的構造框架[27～29],跨越該構造帶的一系列深部地球物理探測資料[30～34],為理解斑巖巖漿深部過程提供了十分豐富的信息,使人們討論和構建陸內斑巖銅礦成礦構造模型成為可能。本文將主要依據(jù)前人的成果資料,總結斑巖成礦帶的時空分布特征,厘定含礦與非含礦斑巖的巖漿親合性類型,探討斑巖起源的深部作用過程,嘗試性地提出斑巖銅鉬金礦床的構造控制模型。1走滑斷裂組合本研究區(qū)位于印度—亞洲大陸碰撞形成的青藏高原東緣地區(qū)。構造上,該區(qū)是吸納和調節(jié)印度—亞洲大陸碰撞應力應變的構造轉換帶,先后經歷了古生代古特提斯造山作用和喜山期大規(guī)模陸內變形(圖1)。其古生代造山作用主要表現(xiàn)為金沙江古特提斯洋盆俯沖消減和江達—維西弧發(fā)育,新生代變形主要表現(xiàn)為始新世—漸新世(40～24Ma)轉換壓扭變形、早—中中新世(24～17Ma)轉換張扭變形和新近紀以來東西向伸展,先后形成了一系列不同方向的走滑斷裂組合。其中,西部組合包括嘉黎和高黎貢走滑斷裂,環(huán)繞東構造結發(fā)育;中部組合包括北段巴塘—麗江斷裂和南段哀牢山—紅河斷裂,前者SN向展布,右行走滑,后者NW向延伸,左行走滑,兩者構成東側揚子陸塊與西側羌塘地體的邊界斷裂帶;東部組合包括龍門山逆沖帶和鮮水河、小江走滑斷裂(圖1)。沿走滑斷裂發(fā)育一系列派生性的拉張盆地,如貢覺、劍川、大理盆地等,其中發(fā)育新生代富堿侵入巖和鉀質火山巖,構成著名的金沙江—紅河富堿巖漿巖帶[10～11]。在此巨型巖漿巖帶內,有兩條含礦的富堿斑巖帶引人矚目,其一為江達—鶴慶—大理富堿斑巖帶,沿兩大陸塊接合帶分布,同位素年齡介于48～27Ma,其二為中甸—鹽源—姚安富堿斑巖帶,在揚子陸塊西緣產出,同位素年齡介于48～31Ma。2斑巖成礦帶的年齡及礦化特征圖2展示了高原東緣構造轉換帶重要斑巖礦床的空間分布。大致以金沙江古縫合帶為界,分東西兩條成礦帶。西帶北起江達,南抵祥云。包括北段玉龍斑巖Cu帶、中南段北衙斑巖Au(-Pb-Zn)礦田和南段馬廠箐Cu-Mo-Au礦床(圖2)。東帶北起中甸,南達姚安。北段為中甸甭哥斑巖Cu-Au礦床帶,中段為西范坪斑巖Cu-Au礦床,南段為姚安斑巖PbZn-Ag-Au礦床(圖2)。總體上,西帶產于揚子地塊與羌塘地體的對接帶上,受大規(guī)模的走滑斷裂帶控制;東帶產于揚子地塊西緣,北段受走滑斷裂控制,南段受沿襲攀西裂谷期的繼承性斷裂制約。“成對”出現(xiàn)的斑巖成礦帶,具有如下類似特征:成礦時代類似性:斑巖礦床的成礦年齡可利用輝鉬礦Re-Os精確定年,也可根據(jù)含礦斑巖結晶年齡間接估計,一般說來,斑巖成礦通常出現(xiàn)在含礦斑巖最晚次侵入前1～3Ma。在西帶,玉龍斑巖成礦帶的輝鉬礦Re-Os年齡為35.6～35.8Ma。馬廠箐斑巖銅鉬礦成礦年齡沒有直接測定,但根據(jù)含礦斑巖的Rb-Sr等時線年齡,估計成礦年齡在36.0Ma左右。北衙斑巖礦床成礦歷史和礦化類型比較復雜,根據(jù)北衙正長斑巖的K-Ar年齡(48Ma),估計主成礦年齡在(45±2)Ma。在東帶,西范坪含Cu二長斑巖角閃石的40Ar/39Ar坪年齡為47.52Ma,等時線年齡為46.8Ma,估計成礦年齡在(44±2)Ma。姚安正長斑巖的K-Ar年齡變化于31～50Ma間,估計礦床成礦年齡在34～47Ma之間。上述資料雖有一定的推測性,但兩個帶的成礦年齡具有很大的一致性。含礦斑巖類似性:類似性表現(xiàn)為:(1)東西兩帶的含礦斑巖組合均為二長花崗斑巖、二長斑巖和少量正長斑巖,空間上,自北而南,由二長花崗斑巖向正長斑巖遞變;(2)含礦斑巖體多呈小巖株產出,多為多期次侵入的復式巖體;(3)在復式巖體中,礦化多與中晚階段侵入的偏酸性斑巖密切相關。圍巖蝕變類似性:圍巖蝕變多以巖體為中心,呈環(huán)帶狀發(fā)育。礦化巖體多出現(xiàn)硅化核,向外依次為鉀-硅酸巖化帶、石英絹云母化帶和青磐巖化帶,外接觸帶多發(fā)育夕卡巖化帶、大理巖化帶和角巖化帶。成礦特征類似性:類似性表現(xiàn)為:(1)盡管藏東斑巖礦床與環(huán)太平洋斑巖礦床的產出環(huán)境不同,但礦化特征基本一致;(2)東西兩帶出現(xiàn)類似的礦化組合,西礦帶為Cu、CuMo、Au-Pb-Zn組合,東礦帶為Cu、Cu-Au、Au-Pb-Ag組合;(3)礦化類型類似,如在斑巖體內多為細脈浸染狀礦化在接觸帶多為富硫化物板狀體,在圍巖多為似層狀、透鏡狀和脈狀體。3au-pb-zn礦化過程高原東緣的新生代富堿斑巖群多達10余個,可統(tǒng)計的斑巖體多達1000個,積累了大量的巖石地球化學分析數(shù)據(jù)(表1)。正確區(qū)分和準確判斷含礦與非含礦斑巖,并建立相應的地球化學判別標志,無疑具有十分重要的科學意義和實用價值。筆者對此進行了初步嘗試。圖3—a比較了印度—亞洲大陸自60Ma碰撞以來在青藏高原不同部位發(fā)育的鉀質巖漿巖。可以發(fā)現(xiàn)3個重要事實:(1)高原東緣的富堿斑巖,多數(shù)為鉀玄巖系列,部分為高鉀鈣堿性系列。與高原腹地的碰撞后鉀質—超鉀質火山巖系相比[37～38],以相對高SiO2含量為特征;(2)高原東緣含礦斑巖與高原腹地岡底斯含礦斑巖十分類似,但與島弧環(huán)境含礦斑巖明顯不同,證實碰撞造山環(huán)境的斑巖銅礦,其含礦斑巖以高鉀為特征;(3)按SiO2含量,高原東緣的富堿斑巖大致分為兩組:SiO2<63%的富堿斑巖以正長斑巖為主,通常不含礦,而SiO2>63%的富堿斑巖主要為花崗斑巖、二長花崗斑巖、二長斑巖和少量正長斑巖,多出現(xiàn)不同程度的礦化,其中,花崗斑巖為Cu-Mo礦化,二長花崗斑巖為Cu礦化,二長斑巖為Cu-Au礦化,正長斑巖為Au(-Pb-Zn)礦化。Y和Yb是兩個既不參與地幔不均一作用(如地幔交代作用),又具有不相容元素行為且在蝕變過程中保持穩(wěn)定的微量元素。類似高場強元素(HFSE,如Nb),其地球化學行為決定了其在流體交代過程中也保持穩(wěn)定,而在巖漿作用過程中顯示高度不相容性,因此,Nb/Y比值不受流體交代事件影響,可敏感地反映與巖漿熔體有關的源區(qū)富集過程。相反,大離子不相容元素(LILE),如Ba,在流體交代過程中極為活躍可作為反映流體交代富集的指示元素。據(jù)此,筆者可將富堿斑巖分為3類:低Y—低Ba斑巖:以玉龍帶含Cu斑巖為代表,巖石類型主要為二長花崗斑巖和正長花崗斑巖。其Y含量通常<20×10-6,Ba含量通常<1000×10-6,Nb/Y值變化于0.35～1.25之間。在圖3-b中,這些含Cu斑巖構成一個平行于Nb/Y軸的水平趨勢,反映不同斑巖體之間或不同期次斑巖之間的地球化學變化主要受巖漿過程控制。高Y—高Ba斑巖:這些斑巖通常是不含礦的正長斑巖,大量發(fā)育在整個富堿斑巖帶。其Y含量通常>20×10-6,Ba含量通常>1000×10-6,并變化于1000×10-6～4000×10-6之間。這些斑巖的Nb/Y值雖然也變化于0.35～1.25之間,但構成了一個Nb/Y—Ba正相關趨勢(圖3—b),反映了區(qū)域性的俯沖板片流體交代與巖漿作用過程的聯(lián)合控制。低Y-中Ba斑巖:其Y含量通常類似于低Y-低Ba斑巖,變化于10×10-6～20×10-6之間,Ba含量通常>1000×10-6。代表性斑巖為花崗斑巖、二長斑巖和正長斑巖。其中,花崗斑巖發(fā)育在馬廠箐礦區(qū),含Cu-Mo;二長斑巖發(fā)育在西范坪礦區(qū),含Cu-Au;而正長斑巖主要發(fā)育在北衙礦區(qū)和姚安礦區(qū),含Au-Pb-Zn-Ag。但與低Y-低Ba斑巖相比,含礦性略差。在圖3—b中,它們通常處于上述兩類不同斑巖變化趨勢之間,但也存在一個Nb/Y—Ba正相關趨勢,反映其源區(qū)也遭受流體交代作用,但與低Y-低Ba斑巖相比交代富集程度較高。圖3—c對含礦斑巖與非含礦斑巖的巖漿親合性做了進一步區(qū)分。絕大多數(shù)的含礦斑巖通常處于埃達克巖區(qū)域內,而不含礦的正長斑巖則處于埃達克巖區(qū)域外。典型實例是玉龍斑巖銅礦帶,含礦的二長(正長)花崗斑巖和少量的含礦正長斑巖以低Y和高Sr/Y比處于埃達克巖區(qū),而不含礦的正長斑巖以其較高的Y含量而處于埃達克巖區(qū)之外。此外,含礦斑巖的高SiO2(>63%)、高Al2O3(>15%,在SiO2=65%時)以及LREE與HREE強烈分餾和無Eu負異常諸特征,也證明它們具有埃達克巖地球化學親合性。然而,與典型的埃達克巖相比,本區(qū)含礦斑巖則相對高鉀和富集LILE,因此,可將這套含礦斑巖稱為似埃達克巖(adakite-like)。眾所周知,安第斯弧造山帶是全球規(guī)模最大的斑巖銅礦帶,該帶可細分為正常的弧鈣堿性斑巖帶和埃達克質斑巖帶[40～41]。最近研究表明,鈣堿性斑巖帶主要發(fā)育淺成低溫熱液型Au-Cu礦,斑巖銅礦雖有產出,但規(guī)模較小。相反,埃達克質斑巖帶大量發(fā)育大型—巨型斑巖銅礦,其Cu資源規(guī)模是前者的10倍。在西藏岡底斯斑巖銅礦帶,含礦斑巖也是埃達克質巖,但以鉀質為特征。藏東含礦斑巖與岡底斯含礦斑巖相比,雖然更富LILE和Y,也具有埃達克巖特征。這些重要事實說明,埃達克質巖不僅是一種具有特殊構造意義的重要巖石,同時也是一種極具成礦潛力的含礦母巖。4島弧型“地禾”構造模式關于富堿斑巖成因,已提出多種模式,如富集地幔部分熔融模式、殼/幔過渡帶部分熔融模式、大陸板片沿紅河斷裂帶向東俯沖模式和大規(guī)模走滑誘發(fā)“島弧型”地幔部分熔融模式。但任何模式必須解釋如下3個重要事實:(1)富堿斑巖與煌斑巖以及含礦埃達克質斑巖與非含礦正長斑巖的時空共生;(2)富堿斑巖及其相伴巖石的LILE富集、HFSE虧損以及Nd-Sr同位素均一化的地球化學特征;(3)淺部巖石圈尺度的大規(guī)模走滑斷裂系統(tǒng)對富堿斑巖的時空定位控制,以及深部巖石圈尺度的揚子陸塊俯沖與軟流圈低速體上涌的成礦地球動力學背景。下面從3個方面進一步約束富堿斑巖的成因。4.1拉斑玄武質巖和下地殼角閃巖在富堿斑巖及其伴生的煌斑巖中,已發(fā)現(xiàn)兩類不同的深源包體,即上地幔包體和下地殼包體。上地幔包體主要為金云母方輝橄欖巖,見于木里、鹽源、大理等地的鉀質煌斑巖中,證實煌斑巖來自含水的上地幔。下地殼包體主要為角閃巖、石榴石角閃巖和榴輝巖,見于劍川、六合、大理等地的正長斑巖和二長斑巖中。這些包體證明,藏東下地殼曾在印度—亞洲大陸碰撞過程中縮短加厚(>40km),拉斑玄武質成分的下地殼巖石相變?yōu)槭袷情W巖和/或榴輝巖,可能成為含礦的似埃達克質斑巖的理想源區(qū)。當然,其寄存于富堿斑巖之中,也可能反映二長斑巖和正長斑巖巖漿起源于上地幔頂部,在巖漿分凝和上升侵位過程中被攜帶上來。按包體礦物組合,下地殼角閃巖至少可分為含斜長石的和不含斜長石的兩類,前者的LILE和HFSE相對富集,后者則相對虧損。在Ba-Nb/Y圖中,兩者的Nb/Y相當,但前者以高Ba為特征,后者更接近于MORB(圖3—b)。這些特征反映,藏東下地殼具有較大的地球化學變異,其原因可能與流體交代作用有關。其中,含斜長石的角閃巖交代富集程度較高,而不含斜長石的角閃巖交代富集程度明顯偏低。假定參與交代作用的流體來自古俯沖板片,那么,含斜長石的角閃巖應處于不含斜長石的角閃巖之下,但這與>40km條件下的巖石相變是相反的。兩類包體在同一斑巖群同時產出,可能暗示著下地殼化學成分變化主要是橫向尺度上的,亦即板片流體交代作用導致了下地殼底部的地球化學不均一性,這種不均一性在Sr-Nd-Pb同位素組成上也有明顯的反映(圖5—a)。4.2沖沖帶沉積型成巖與成礦關系盡管富堿斑巖的成因認識各不相同,但都公認富堿斑巖具有如下地球化學特征:(1)富堿斑巖相對富集LILE,如K、Rb、Ba、Sr,相對虧損HFSE,如Nb、Ta、P、Ti,顯示一種類似于島弧型巖漿源區(qū)的地球化學特征(圖4—a);(2)REE配分形式均為LREE富集型,LREE與HREE具有強烈的分餾,但均不出現(xiàn)明顯的負Eu異常(圖4—b);(3)進化程度較低的富堿斑巖,成分偏中性,但卻相對富集基性巖漿中富集的過渡性元素(Cr、Ni、Co),這些特征對其成因有重要約束。與其說富堿斑巖的源區(qū)具有“島弧型”地球化學特征,不如說其源區(qū)曾經發(fā)生過俯沖板片流體的交代富集作用,這是因為:(1)俯沖板片脫水形成的流體將攜帶大量的活躍元Theshadedareadenotesore-bearingporphyries,othersquaresdenote素(如LILE),其交代上覆巖石圈將使之高度富集LILE;(2)含水條件下的部分熔融,常常使富含Nb,Ta,Ti,P的金紅石等礦物相在源區(qū)穩(wěn)定性,因此,其巖漿熔體相對富集LILE,但強烈虧損HFSE;(3)至于發(fā)生脫水的俯沖板片,既可以是富含海水的大洋板片,也同樣可以是富含建造水的大陸板片[48～49]。在高原東緣構造轉換帶,這兩種類型的俯沖板片都曾在不同時期出現(xiàn)。金沙江洋殼板片于二疊紀向西俯沖,形成了江達—維西火山弧;揚子大陸板片于新生代向西俯沖,并誘發(fā)軟流圈物質上涌。究竟哪種板片引起流體交代作用,尚需同位素資料進一步限定。富堿斑巖通常不存在明顯的負Eu異常,并且相對富集Sr,一方面說明斑巖巖漿不是幔源玄武質原生巖漿分離結晶斜長石后的進化殘漿,也即斑巖巖漿本身應是一種中性成分的獨立巖漿;另一方面反映巖漿的源區(qū)基本不含斜長石,即使存在,量也很小,并且不能在熔融中殘留,也即,可能的源巖要么是角閃巖石和/或石榴石角閃巖,要么是含水的上地幔。斑巖Y含量大小是判定其源區(qū)是否存在石榴石礦物相的重要標志。以低Y為標志的中酸性成分的埃達克巖,之所以被普遍認為來源于玄武質巖石變質成的榴輝巖的部分熔融,是因為富Y石榴石礦物相在部分熔融過程中得以穩(wěn)定殘留。以玉龍含礦斑巖為代表的似埃達克巖,其Y含量<20×10-6,反映其源巖應為角閃巖或石榴石角閃巖,下地殼包體是其典型的源巖代表。雖然這些斑巖富LILE和貧HFSE特征揭示了俯沖板片流體交代巖漿源區(qū)的重要信息,但巖漿化學變化受板片流體影響不大,可能主要受與熔漿有關的富集過程控制(圖3—b)。以高Y為標志的正長斑巖,其高Ba、Rb、K和低Ti、Nb特征反映其源區(qū)可能不存在石榴石礦物相,應是含水的上地幔巖,煌斑巖中的幔源包體———金云母方輝橄欖巖可能是其典型代表。特別值得注意的是這些高Y正長斑巖構成的Ba-Nb/Y正相關趨勢(圖3—b),暗示著正長斑巖的地球化學變化可能受兩種富集過程控制,一是與熔漿有關的富集過程(增大Nb/Y比值),二是流體交代富集過程。與熔漿有關的富集過程可能與軟流圈熔融體向上部的斷續(xù)滲濾作用有關(見后),而流體交代富集過程除與古俯沖板片脫水有關外,是否還遭受來自揚子陸塊俯沖板片流體的再次交代,尚不清楚。4.3殼禾過渡帶的同位素組成基于深源包體和巖石微量元素地球化學獲得的基本認識,得到了斑巖Sr-Nd-Pb同位素系統(tǒng)的有力證實。圖5顯示,不論是富堿斑巖還是鉀質煌斑巖,其初始的Nd-Sr-Pb同位素組成既不同于同位素虧損的軟流圈地幔(MORB),也不同于正常的地殼。據(jù)此,鄧萬明等認為,其源區(qū)為俯沖洋殼與地幔物質混合形成的Ⅱ型富集地幔(EMⅡ),巖漿源于殼幔過渡帶。王建等認為,其地幔源區(qū)受到古俯沖帶流體交代,巖漿源于“島弧型”地幔。筆者認為,被俯沖板片流體交代和軟流圈物質注入而成的殼幔過渡帶應是富堿斑巖的理想源區(qū)。在這個殼幔過渡帶,其橫向和垂向尺度上具有微量元素和同位素不均一性。垂向上,過渡帶下部應為含水的地幔橄欖巖,因受到俯沖板片流體的強烈交代而具有EMⅡ特征,因軟流圈物質注入而使高Y正長斑巖在Sr-Nd同位素組成上介于EMⅡ與MORB之間(圖5—a);過渡帶上部應為玄武質下地殼,因碰撞造山和縮短加厚而相變?yōu)榻情W巖和石榴石角閃巖,同時,此區(qū)也受到俯沖板片流體不同程度的交代,甚至有來自軟流圈熔融體的注入。被巖漿帶上來的下地殼樣品具有較大的Sr-NdPb同位素組成變化,但處于EMⅡ與MORB之間,并與低Y斑巖同位素組成相吻合(圖5)。橫向上,殼幔過渡帶也顯示不均一性,Pb同位素組成反映最明顯(圖5—b)。不論含礦的還是不含礦的富堿斑巖,在東斑巖成礦帶,其206Pb/204Pb變化于18.078～18.205之間,而在西斑巖成礦帶,其206Pb/204Pb變化于18.576～18.908之間,在圖5—b中分別構成兩個不同的近垂直陣列,一端接近于MORB,一端接近于EMⅡ。這種變化特征暗示,與西礦帶相比,東礦帶的富堿斑巖源區(qū)可能遭受了虧損地幔(軟流圈)物質的更大規(guī)?；烊尽｀嚾f明等曾根據(jù)滇西富堿斑巖的Pb同位素研究,推斷富堿斑巖源區(qū)的形成時代為220～250Ma。王增等根據(jù)玉龍含Cu斑巖的Nd同位素組成,估算模式年齡為200～240Ma。據(jù)此資料估計,區(qū)域性的大規(guī)模流體交代作用可能與金沙江大洋板片于晚古生代向西的俯沖作用有關,俯沖板片流體對大陸巖石圈的交代,形成了富堿斑巖的巖漿源區(qū)雛形(圖6—A)。而區(qū)域性的軟流圈物質注入,甚至二次流體交代富集,則可能與印度—揚子大陸相向俯沖誘發(fā)的軟流圈上涌有關(圖6—B)。這已得到深部地球物理探測資料的證實(見下)。5陸相沖淤的巖石圈物質內部涌流鐘大賚等根據(jù)深部地球物理探測資料已經證實,藏東新生代巖漿巖空間分布受地幔上涌體制約,而富鉀巖漿源于殼幔過渡帶的部分熔融,在此不再累贅。這里將主要根據(jù)層析資料,進一步論述揚子陸塊俯沖及軟流圈上涌對富堿斑巖巖漿的誘發(fā)活動。根據(jù)地震層析資料結合區(qū)域構造推演的綜合解釋圖(圖7)。兩條剖面雖然方位不同,但跨越了類似的構造單元,揭示出十分一致的深部信息。在23.5°N的近EW向剖面上,顯示出印度大陸板片與揚子大陸板片的相向俯沖。印度大陸板片出現(xiàn)在嘉黎—高黎貢走滑斷裂以西地區(qū)(94°～97°E),以緩角度俯沖于特提斯喜馬拉雅之下,俯沖前緣抵達96°～97°E后突然下插并近垂直延伸至180km。揚子大陸板片出現(xiàn)于嘉黎—高黎貢走滑斷裂以東地區(qū)(99°～102°E),該板片沿紅河走滑斷裂向西緩角度俯沖,大約在100°E前后,俯沖板片變陡,向下斜插,前緣抵達250km深度(圖7—a)。在NE向速度擾動剖面上,俯沖的揚子大陸板片影像依然清楚可見,俯沖板片也在100～99°E區(qū)域突然變陡,前緣抵達近300km深處(圖7—b)?？赡苡捎谟《取獊喼薮箨?0Ma以來的斜向碰撞和揚子—印度大陸板片相向俯沖,誘發(fā)了軟流圈物質上涌。地震層析成像證實,在兩個俯沖板片前緣之間區(qū)域(97°～99°E),發(fā)育一個源自450km深處的顯著低速的軟流圈上涌體,其在200～250km處被細頸化,由此向上涌流導致上覆巖石圈顯著減薄至70～80km,并側向向東底侵使上地幔頂部和地殼下部明顯低速,在騰沖現(xiàn)代火山區(qū)下部,底侵的軟流圈物質甚至局部熱蝕掉巖石圈地幔。顯然,高熱的軟流圈上涌和底侵,為富堿巖漿源區(qū)部分熔融提供了必要的熱能,同時,軟流圈熔融體向巖石圈的注入和浸透,使殼幔過渡帶及其巖漿產物深深地打上MORB組分“烙印”。6下地殼下玄武質巖的混染-分離結晶過程構建斑巖銅鉬金礦床的構造控制模式,不能回避高原東緣富堿斑巖的地球動力學背景。然而,同樣是基于這條富堿斑巖帶的巖漿作用研究,卻得出兩個完全不同的構造模式。以鐘蓀霖等為代表的隆升后伸展模式強調,富堿斑巖的巖漿形成歸因于巖石圈地幔對流減薄和富集地幔的部分熔融,巖漿活動發(fā)育于高原東緣差異性隆升后的地殼伸展環(huán)境。根據(jù)富堿斑巖的巖漿活動峰期年齡,他們推斷高原東緣于40Ma前便隆升至最大高度。以鐘大賚等為代表的壓扭構造模式則認為,斑巖巖漿的形成起因于小尺度的軟流圈上涌和殼幔過渡帶的部分熔融,巖漿活動發(fā)育于大陸碰撞期的陸內擠壓剪切環(huán)境。至少在40Ma前,高原東緣一致處于壓扭狀態(tài),直到20Ma后才開始區(qū)域伸展。筆者在上述各節(jié)所展示的區(qū)域構造、巖漿作用和地球物理證據(jù)顯然支持第二種模式。建立斑巖銅鉬金礦床的構造控制模式,關鍵是闡明含礦的似埃達克巖的形成機制。關于埃達克巖成因,目前已提出幾種成因模式,如俯沖的洋殼板片部分熔融[52～53]、鎂鐵質下地殼部分熔融[54～55]、玄武質巖漿的混染-分離結晶過程(AFC)等。藏東含礦斑巖雖然記錄了來自金沙江俯沖洋殼板片的交代流體信息,但在斑巖巖漿起源深度范圍(48～60km),深部地球物理并沒有探測到這種俯沖板片。即使向西俯沖的金沙江洋殼板片可以作為西礦帶含礦斑巖的可能源區(qū),也無法解釋發(fā)育在揚子陸塊內部的東礦帶的含礦斑巖成因。藏東含礦斑巖體的多期次侵位反映其母巖漿曾發(fā)生結晶分異甚至地殼混染,但含礦斑巖較小的成分變化和不存在明顯的Eu異常,表明玄武巖