从藏南陆-陆碰撞带深部结构构造演化探讨斑岩铜矿的成岩成矿问题
2016-03-17赵文津
赵文津
中国地质科学院, 北京 100037
从藏南陆-陆碰撞带深部结构构造演化探讨斑岩铜矿的成岩成矿问题
赵文津
中国地质科学院, 北京 100037
摘要:本文以INDEPTH项目对印度大陆与欧亚大陆碰撞带深部成像结果为基础, 从构造演化角度探讨藏南陆-陆碰撞带冈底斯斑岩铜矿带的成矿作用问题。深部探测给出的碰撞带深部结构与侯增谦等地质学家提出的深部结构有较大的异同, 如何协调起来以深化对藏南陆-陆碰撞条件下成矿作用的认识, 这是本文讨论的中心。藏南碰撞带成矿实际上是在新特提斯大洋岩石圈俯冲形成的冈底斯岩浆弧成矿作用的基础上,再经过陆-陆碰撞挤压强烈改造后的再成矿。碰撞带的深部结构构造演化的特点是: (1)新特提斯大洋岩石圈板块向北连续俯冲了约120 Ma, 形成的冈底斯陆缘火山岩浆弧带, 这导致了陆缘带地壳增厚并含有大量的地幔岩浆流体物质(如南美安第斯成矿带那样); (2)在印度大陆与冈底斯陆缘弧接近碰撞时, 在对挤中新特提斯大洋洋壳与大洋岩石圈地幔发生向上挤出与向下拆沉, 并使部分洋壳残片和大洋岩石圈物质保存在中上地壳内; (3)两大陆岩石圈碰撞对接后, 印度岩石圈地幔加深达70~80 km并沿地壳底部向北推进, 并将加厚地壳内大量的成矿物质、钙碱性岩浆, 洋壳及新生的下地壳, 以及部分地幔物质从地壳底部将其围限起来,成为后期再成矿的物质基础; (4)查明了碰撞带深部壳/幔间产生了一层中间速度层(相当于MASH层), 在中上地壳部位出现一层巨大的部分熔融层; (5)在碰撞挤压下冈底斯带内产生多组断裂构造, 大型逆冲断裂系与背冲断裂, 并引发了含矿岩浆的再活动, 并在浮力(下地壳内)和挤压力作用下多次活动上升生成斑岩型铜矿床; (6)成矿后地表遭受过强烈的风化剥蚀作用, 使矿床出露地表。
关键词:藏南陆-陆碰撞带深部结构; 冈底斯斑岩型铜矿带; 岩石圈地幔碎裂与拆沉; 壳内大型部分熔融层; 壳/幔间的中间速度层
本文由中国地质调查局项目“青藏高原深部过程与资源环境效应研究”(编号: 1212011220903)资助。
斑岩铜矿是当前世界铜资源的主要来源, 已占到77.6%(毛景文等, 2012); 中国直接从斑岩铜矿生产的铜也占到国内矿铜总产量的50%以上。
世界上已发现的斑岩铜矿产出在多种地质构造背景下, 其中位于南美洲西部边缘科迪勒拉—安第斯成矿带是产出在太平洋板块向美洲大陆板块下俯冲形成的陆缘弧构造背景下, 对其成矿条件和成矿理论已有很多研究; 大陆上也发现了许多个斑岩铜矿, 资源量也很巨大, 对其成矿的地质构造背景、成矿物质来源和成矿作用也有人已作过很多研究, 但因为大陆上的斑岩铜矿的大地构造与成矿作用的情况比较复杂, 认识上还有较大分歧, 特别是涉及深部构造, 地幔物质进入地壳成矿等的认识。
近些年来, 在我国藏南也发现了大量的斑岩型铜(钼, 或金)矿, 这是在最新的大陆碰撞背景下形成的矿床, 为人们提供了研究碰撞带斑岩型铜矿床形成机理及其分布规律的有利条件, 研究这些成矿理论问题是为了更好地指导今后找矿和评价其找矿远景问题。当前, 研究已呈现出一幅百家争鸣、百花齐放的盛景, 笔者在藏南从事深部构造演化探测研究多年, 也想借此机会参与讨论, 目的是探索一下如何将深部构造探测结果与地质、地球化学成矿作用研究结合起来, 以深化人们的认识。由于知识有限, 不当之处, 欢迎读者提出意见。
1 藏南陆-陆碰撞带内斑岩铜-钼矿的发现与分布
藏南沿雅鲁藏布江的冈底斯岩浆岩带上, 已发现的斑岩铜-钼矿矿床及矿点分布见图1(吴珍汉等, 2009)。
这些矿床分布在缝合带以北冈底斯陆缘岩浆弧内, 陆缘岩浆弧是一条早侏罗—始新世中酸性侵入杂岩带, 已发现的斑岩型铜矿的成矿时间分别为:驱龙斑岩铜矿成矿时间是(16.41±0.48) Ma(孟祥金等, 2003), 甲马夕卡岩-斑岩铜矿是(15.18±0.98) Ma (芮宗瑶等, 2006), 拉抗俄斑岩铜矿为(13.5±0.10) Ma(侯增谦等, 2003), 冲江斑岩铜矿为(14.04±0.16) Ma(侯增谦等, 2003), 厅宫铜矿为(15.49±0.26) Ma(芮宗瑶等, 2006), 南木斑岩铜矿为(14.67±0.20) Ma(侯增谦等, 2003), 达布斑岩铜矿(14.53±0.8) Ma(芮宗瑶等, 2006), 朱诺斑岩铜矿为(15.6±0.6) Ma(郑有业等, 2007), 成矿时间相当集中, 这是矿带的成矿的主要特点。
按印度大陆与欧亚大陆碰撞的时间65 Ma(侯增谦, 2010)或23 Ma(Aitchison and Davis, 2001)考虑,显然, 这些矿床都是在两个大陆碰撞后约40 Ma或10 Ma以后才形成, 即在印度大陆持续向北挤压一段时间后形成的。这种长期挤压构造条件下斑岩型铜矿又是如何形成的？与安第斯陆缘弧构造条件下的斑岩铜矿又有何异同？中国藏南碰撞带内斑岩铜矿成矿的大地构造背景与成矿作用研究已持续多年,其中侯增谦先生十多年来相继发表了一系列研究成果, 提出了很宏大的理论框架与推论。其观点以2010年发表在《地质学报》上的“大陆碰撞成矿论”一文(侯增谦, 2010)阐述得最明确和系统。这一基本观点, 在2015年Ore Geology Reviews中又再次发表(Hou and Zhang, 2015), 并将其基本思想进一步概括和升华, 作为普遍性理论进行阐述, 图件上也有新的加工和描绘。
其中: 主碰撞期延续的时间内, 出现有林子宗火山岩系, 壳/幔混源花岗岩的多期活动, 以及辉长岩及玄武岩活动; 晚碰撞构造转换期及后碰撞地壳伸展期内, 主要地质现象有超钾与富钾火山岩喷发,含铜斑岩, 钙碱性花岗岩出现(侯增谦, 2010)。这里图2(a)、(b)、(c)中作者都表示有, 软流圈物质上涌进入地壳都是与地壳与地幔间的岩石圈地幔发生撕裂和断离有关, 软流圈物质上涌后才直接与地壳发生作用, 并形成区域性的构造岩浆活动。
图1 念青唐古拉及邻区新生代构造-岩浆-矿点分布简图(吴珍汉等, 2009)Fig. 1 Sketch map of Cenozoic tectonics-magma-metallogenesis in Nyainqentanglha and adjacent areas (after WU et al., 2009)
多年来藏南深部地球物理探测结果与上述理论推测的深部结构有很大不同, 如何将两者统一起来加深对碰撞带斑岩铜矿成矿理论的认识, 这是笔者的设想。为此, 本文将以图2(c)所表示的内容为主, 进行有关问题的研究讨论。讨论中也将从演化角度涉及到整个碰撞带的构造演化, 落脚到现在深部探测结果。这是一项探索性很强的思考,不当之处难免, 欢迎大家讨论, 仅作抛砖引玉之举。
作者在图2(c)中认为在25–0 Ma这个时段, “在印度大陆岩石圈持续向北俯冲背景下, 早期(大于18 Ma)表现为下地壳挤压-流动与上地壳的发生拆沉(delamination), 在前陆区形成北倾的主中央断裂(MCT)(22—11 Ma)与主边界断裂(MBT)(10 Ma?);晚期表现为区域性东西向的伸展(~18 Ma), 形成一系列垂直碰撞带的南北向的正断层和裂谷系”。其深部过程则表现为: 地表见到的含矿岩浆有超钾质(26—13 Ma)岩, 起源于富集地幔; 钾质岩浆(25—10 Ma)起源于加厚的新生下地壳, 它们的产生都是因印度岩石圈发生了撕裂与断离, 导致软流圈物质上涌与下地壳发生作用有关, 即认为“板片撕裂与断离常常出现于大陆岩石圈的俯冲前缘, 其直接结果导致软流圈穿过断裂窗上涌, 诱发含大量地幔组分的新生镁铁质下地壳部分熔融, 产生含铜、富水、高fO2的埃达克质岩浆熔体……”。而下地壳内“在部分熔融过程中, 下地壳源区的角闪石发生分解将释放出大量流体, 使岩浆熔体富水并保持高氧化状态, 成为斑岩铜矿的潜在含矿岩浆。它在5~7 km深度常常发育有大型岩浆房, 并排泄出高氧逸度含Cu岩浆流体, 形成斑岩岩浆-热液成矿系统(Zhao et al., 2009; 侯增谦, 2010)”。文中强调了印度岩石圈发生了断离, 导致壳/幔间生成部分熔融层, 它又分异出含矿岩浆进入5~7 km深度空间构成中间大型岩浆房, 再由这一大型岩浆房分异出埃达克质岩浆熔体, 再通过棋盘格状断裂系统直接上侵到地表形成斑岩型铜矿床。钾质岩主要以岩株、岩瘤状产出,东西成带, 平行于逆冲断裂分布, 南北成串分布,由正断层控制。斑岩岩浆活动的高峰集中于(15±2) Ma。成矿系统则紧随冈底斯岩基剥蚀(21~ 18 Ma)和磨拉石沉积之后(20~19 Ma)的伸展环境(侯增谦, 2010)。
图2 青藏高原碰撞造山过程与区域成矿作用模式图(侯增谦, 2010)Fig. 2 Models for the collisional tectonic controls on main types of collision-related deposits in the Tibetan orogenic belt (after HOU, 2010)
以上的论述, 提出了几个基本问题:
1)关于成岩成矿最主要的条件(即作者提出的主导机制)是冈底斯带出现大量的“超钾质(26—13 Ma)和钾质岩浆(25—10 Ma)”, 而这一岩浆活动“可能是印度岩石圈发生断离”或是“拆沉”导致的。
2)关于斑岩型铜矿床形成的基本条件。原文和附图已经说明, 含矿斑岩是岩浆房演化的产物, 是“壳/幔间形成的部分熔融层(即中间速度层), 再由它分异出含矿岩浆进入5~7 km深度空间构成中间大型岩浆房, 再由这一大型岩浆房分异出埃达克质岩浆熔体, 再通过棋盘格状断裂系统直接上侵到地表形成斑岩型铜矿床”; 认为新生下地壳与原生下地壳内角闪石的分解形成含铜岩浆, 即这些铜元素都是来自新生的下地壳和下地壳中角闪石分解出来的。
在图中作者仅表示了5~7 km深处的大岩浆房是直接从壳/幔间的部分熔融层中到达地壳5~7 km深处, 需要探讨的: 为什么在5~7 km深处堆积形成大岩浆房？岩浆上升机制是什么？现在的斑岩矿床之下这一大岩浆房还存在不？到中间层相隔有几十km, 大岩浆房之下还有没有其它岩浆房存在？直接上侵到地表的岩浆熔体又是如何使铜元素能聚集成大矿的？
3)作者强调这一时段“区域处于伸展环境”。依据是, “主要含矿主岩——二长花岗岩和花岗斑岩活动的高峰集中于(15±2) Ma, 辉钼矿Re-Os年龄为17.6~14.6 Ma, 冈底斯岩基剥蚀时间为21~18 Ma和磨拉石沉积时段为20~19 Ma, 表明了成矿系统是紧随其后”(侯增谦, 2010)。但是, 这一时段内本区域是否处于伸展环境下？冈底斯岩基剥蚀(21~18 Ma)说明地块处于隆起状态并被剥蚀一直到18 Ma, 而磨拉石沉积又表明这个地区在20~19 Ma却处于凹陷沉积的状态, 这表明两者应当是分别在两个地区发生的地质作用, 即地块内部有的地段隆升, 在受风化剥蚀, 同时在负地形地段形成了磨拉石沉积, 并不能说明25 Ma以后起区域就进入伸展阶段！联系到15 Ma时含矿的斑岩岩浆沿棋盘格式的断裂上升, 其上升的动力问题, 如区域处于拉张伸展状态下靠什么动力岩浆上升？区域一直是处于印度大陆北进的挤压状态, 伸展则是局部现象, 是在地壳浅层发生的现象。再就是, 岩浆、含矿流体是多次上升侵入的, 动力来源？
4)含矿岩浆通过棋盘格状断裂系统直接上升到浅层形成斑岩型铜矿床。作者归纳出, 以岩株、岩瘤状产出钾质岩东西成带, 平行于逆冲断裂分布,这些控制岩株的断裂是什么性质的?与逆冲断裂的关系？岩株、岩瘤南北成串分布是否已确定？这些断裂系统是在区域伸展背景下形成的吗？达到的深度?
5)作者提出, 主碰撞期间发生了印度大陆岩石圈与俯冲下去的特提斯大洋岩石圈的断离-拆沉,在晚碰撞期印度大陆岩石圈发生了第一次断离-拆沉, 在后碰撞期向北伸展的印度大陆岩石圈在碰撞带深部再次发生断离-拆沉。为什么在冈底斯带的深部一再发生印度大陆岩石圈的断离-拆沉？机制是什么？
图2(c)中表示的印度大陆岩石圈发生撕裂与断离(或拆沉), 软流圈物质上涌, 是从25 Ma直到今天的一种常态, 还是一种短期的现象？
作者强调: “碰撞造山带的主导机制是大陆岩石圈的汇聚与碰撞, 其深部过程, 如俯冲板片的断离与岩石圈的拆沉、地幔减薄与软流圈的上涌, 岩浆底侵与下地壳加厚等, 均可能为岩浆系统与成矿系统提供热能驱动机制”(侯增谦, 2010)。
笔者依据深部地球物理探测结果提出以下设想, 与有关专家们讨论。
2 藏南冈底斯陆缘弧的构造岩浆活动与成矿作用分析
藏南陆-陆碰撞带成矿作用经历两大阶段:
第一阶段: 从早白垩或晚侏罗开始的新特提斯大洋岩石圈向欧亚大陆下俯冲, 先后经历了120 Ma,在这种长期稳态的俯冲下引发了强烈地构造岩浆活动, 使冈底斯陆缘带通过地壳、地幔物质的垂向增生, 以及地幔热岩浆流体上涌带来了大量的成矿物质进入和交代下地壳(见后面南美的安底斯斑岩铜矿带), 不一定如作者在图2(a)中所表示的那样;
第二是, 陆-陆碰撞阶段。在印度大陆岩石圈(包括地壳与岩石圈地幔)持续向北挤压推进下, 形成了大陆-大陆的碰撞地带, 冈底斯陆缘岩浆弧的地壳又受到新的缩短增厚的改造, 与此同时, 印度岩石圈地幔则从冈底斯增厚地壳底部向北伸展, 封闭了加厚的地壳, 再经过后期的构造岩浆流体作用促进成岩成矿作用。
所以, 为了深入认识这些构造岩浆活动造成的结果, 所以首先需要了解在大洋板块俯冲阶段对陆缘弧深部改造的规模与程度, 然后再研究碰撞挤压条件下的二次成岩成矿作用。
侯增谦在探讨“与俯冲和碰撞有关的斑岩型铜矿床的成因联系”问题的文章(Hou et al., 2015)中,表明作者已关注了这一问题, 下文中也将结合他的研究结果进行讨论。
2.1新特提斯大洋板块俯冲对冈底斯陆缘地带有强烈的改造作用——以南美安第斯成矿带做为大洋板片稳定地向大陆下俯冲的现代实例,用以将今论古
1)勘查结果显示的几点矿床分布规律, 见图3。
这一铜矿带由西向东分成5个带(Camus, 2005; Richards, 2005), 即: 白垩纪(120 Ma), 古新世(60—52 Ma), 晚始新世—渐新世(43—32 Ma), 渐新世—中中新世(23—12 Ma), 及晚中新世—上新世(10—4 Ma)。矿床呈现南北成带, 但东西向并不成串, 大致分成南北5个矿床集群。已勘查出来浅部的有4亿吨以上的铜金属量, 智利的时代最新的特尼恩特大型铜矿储量已达9400多万吨。Stern和Skewes(2005)还提出, 矿床集中的地段大洋板片的俯冲角度很陡, 而俯冲倾角平缓区地段成矿也少,认为大洋板片陡俯冲下去可造成大的俯冲剥蚀, 剥蚀物质与软流圈热流体相互作用, 从而产生大量含矿岩浆上涌; 相反, 俯冲角度较平缓则可能不产生含矿岩浆。
这里, 作者并没有说明使用什么方法确定的岩石圈顶介面深度, 因为确定陡俯冲的大洋板块顶界面(洋壳顶部或大洋岩石圈地幔顶部)的深度很困难的, 特别是确定100 km以下的陡倾斜的顶界面深度, 所以总结的这个规律还需要进一步求证。再说,作者指出的大洋板片俯冲平缓的地段为33°S至约27°S, 是无矿地段, 但是在从图上可见32°S附近已发现了Los Pelambres铜矿床, 储量达2000多万。今后还可以再发现新的矿床。同时, 图上还显示了矿床分布越向东, 成矿时代晚一些, 成矿物质会更为集中, 矿床规模也要大的多。
图3 南美安第斯成矿带矿床分布图(Camus, 2005)Fig. 3 The distribution of ore deposits in Andean South America metallogenic belt (Camus, 2005)
2)安第斯大洋板片俯冲带的深部结构
图4为沿21°S线广角地震方法求得的地震波速度结构剖面图(Giese et al., 1995)。
图5为沿22°—24°S所作的天然地震波P波接收函数成像剖面图(Muawia and Bryan, 1976; Schmitz et al., 1993)。与图4所确定的界面格局基本一致。
这一纬度地段正是Stern和Skewes(2005)文中标注为俯冲角很陡的地段, 赋存了几千万吨铜的富饶地段。地震方法确定的太平洋纳斯卡板块的洋壳与岩石圈地幔顶界面倾斜角度估计仅为40°~45°。
图4、5, 显示了: (1)安第斯带深部中下地壳与壳/幔 间遭受到大规模的改造, 特别是地幔楔部位,即大洋岩石圈俯冲靠近海沟地带; (2)靠近地幔楔体的尖端地带含有大量海水侵入形成富水的低速层,位于中下地壳部位(20~30 km深), 宽达300~400 km,厚度可达20多km, 可能的解释有: 大量海水渗入;或浅地幔熔融产生的流体; 或来自软流圈的热的物质流体; 或中、下地壳熔融体; (3)远离楔体端部深部地幔发生壳/幔物质强烈的交换地段, 可达软流圈内; (4)俯冲下去的大洋岩石圈(地壳与岩石圈地幔)在80~120 km深度区间(黑点集中地段)有大量震源点出现, 表明大洋岩石圈发生了大段的破裂地段,说明洋壳进入80 km以下深部地幔高温区(1200°C以上)后, 俯冲板片将会因升温高而裂碎。沿智利的安底斯山带不断发生地球上最大的地震, 9.2级、8.8级、以及最近刚刚发生的8.4级, 应是俯冲大洋岩石圈发生断裂的实证。按图4, 大洋岩石圈地幔(图的西部)的上界面和大陆岩石圈地幔(东部)的上界面(即莫霍面), 按8.0~8.2 km/s速度界面追踪可达50~60 km的深度(69°—66°S); 在中间66.6°—68°S, 约120 km宽的地段, 观测不到大陆与大洋的岩石圈地幔顶界面, 表明这一地段可能都被软流圈热物质所改造, 俯冲的大洋板片与大陆岩石圈地幔都整段地发生了断离-拆沉, 并下沉到软流圈内。俯冲下去的大洋壳与岩石圈地幔可能经过高温裂碎后熔入到软流圈内。这样, 深部洋壳与岩石圈热爆裂也可促成洋壳和大洋岩石圈地幔再熔化形成新的岩浆。
图4 沿21°S线的地震波速度结构剖面图(据Giese et al., 1995)Fig. 4 The profile of seismic wave velocity structure along 21°S (after Giese et al., 1995)
图5 沿22°—24°S剖面地震接收函数成像及地质解释图(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)
从图4、5可以看出, 大洋板片俯冲对岩浆弧改造的规模是很大的, 其宽度可达200 km, 深度区间可达几十km。在壳/幔间形成的中间速度层也比较宽。图6是Richards(2009)在Winter(2001)模式的基础上改编的, 图上所绘的上部岩浆房及壳/幔间MASH层都很小。这一深部结构与上述地球物理给出的结果也有很大的不同, 地幔楔复杂性要小的多,但俯冲板片的俯冲倾角也要比45°大一些, 可能比Stern和Skewes(2005)给出的结果还要小。
图7是Kyser依据稳定同位素研究成果推测的模式, 图中仅画有洋壳没有画出大洋岩石圈, 这是很不全面的, 因为岩石圈也要参与活动的; 作者认为大洋壳向下俯冲进入软流圈内发生碎裂, 部分碎块进入软流圈并被带到大陆岩石圈底部; 大陆岩石圈则保留完整, 但岩石圈/软流圈界面处发生大规模熔融和混和带很宽很厚, 与MASH层相当, 但却是位于地幔内。
图6 俯冲带和大陆弧内的结构与地质作用(据Richards, 2009)Fig. 6 The structure and geological processes of subduction zones and epicontinental arc (after Richards, 2009)
图7 Kyser(1990)提出的另一种地质解释剖面图Fig. 7 The geological interpretation map suggested by Kyser (1990)I-岛弧钙碱岩浆房; II-与大陆裂谷有关的碱性岩浆; III-与裂谷有关的钾质熔岩; IV-由板片来源的挥发分交代, 并引起上覆软流圈和岩石圈的熔融部分; V-玄武岩向榴辉岩转变期间释放的少量挥发分引起交代作用和软流圈低度部分熔融和产生的过渡性熔岩地段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
图中还画出了俯冲板片带来的挥发分的交代作用引起了上覆的岩石圈熔融, 并在上地壳内形成2级(上地壳浅部与壳/幔间)岛弧钙碱性岩浆房(见图7中的I); 此外, 图中的深部还画有榴辉岩带及金伯利岩流体, 其中榴辉岩位于软流圈内。图7显然与图6有很大的不同, 特别是空间位置上有很大的差别。当然, 与地球物理探测结果也有很大不同。应指出地球物理结果是实测的有空间控制的, 而地质和地球化学提出的俯冲带结构图是间接推测的,都有一定客观性, 应当进一步研究使之一致起来。
图6中还可看到大陆地壳厚度是大洋壳厚度的7倍, 即35~40 km厚, 大洋岩石圈地幔又比南美的大陆岩石圈地幔要厚3倍以上, 即达到100 km±的厚度。这些数据可能不是直接测量的结果, 但推测的数字还是有合理成分。
关于大洋岩石圈地幔的厚度, 笔者尚未查到实测的数据, 考虑到大洋壳很薄, 散热快, 深部温度较低, 可以导致其岩石圈地幔厚度的加大, 加上重力均衡的约束, 可以使大洋岩石圈上翘。这种情况与老的克拉通的情况可能类似, 100 km的厚度可以作为一个参考数值。此外, 从图5还可以看出南美大陆弧后区地壳的厚度也可以达到65 km±, 与青藏高原对比, 这个数据也是合理的。
2.2藏南碰撞带深部结构: 地球物理探测和解释出的深部结构模式与地质学家们推测出的模式有所不同
就藏南地区讲, 按照侯增谦等说法(纪伟强等, 2009; Hou et al., 2015), 新特提斯大洋向拉萨地块下俯冲从侏罗纪开始的(出现大量的184~158 Ma的花岗岩类), 到65 Ma时两大陆碰撞, 俯冲时段长达约120 Ma, 与纳兹卡板块向南美安底斯带下俯冲的时段(约120 Ma)(Richards, 2005; Stern and Skewes, 2005)相当。所以可以设想新特提斯大洋板块的俯冲必将对拉萨地块的陆缘地带产生重大改造作用。
另一方面, 从拉萨地块南部岩浆活动情况看,大洋板块俯冲阶段的岩浆活动主要发生在205—152 Ma与109—80 Ma, “中生代侵入岩包括有从基性辉长岩到酸性花岗岩等各种岩石组合, 具有活动陆缘钙碱性岩石组合特征和微量元素地球化学特征,属于弧岩浆作用范畴; 其中白垩纪部分岩石具有类似埃达克岩的地球化学特征(纪伟强等, 2009)”。这表明冈底斯地块边缘已受到侏罗纪和白垩纪大洋板块俯冲的影响。
冈底斯地块侏罗纪的岩浆活动当然与侏罗纪时期的构造活动相关。但是, 这一影响是新特提斯大洋向北俯冲造成的, 还是拉萨地块北部的班公湖—怒江洋向南部的拉萨地块下俯冲造成的？这也表明拉萨地块经受的构造岩浆活动的复杂性。已发现的雄村铜金矿床位于拉萨地块的南缘, 成矿作用发生在(173±5) Ma(唐菊兴等, 2010), 即在侏罗纪, 它与石英闪长斑岩侵入体有关(Hou et al., 2015; Chu et al., 2006)。这也说明侏罗—白垩纪火山岩-深成岩岩浆弧的找矿前景评要更为复杂。
侯增谦等给出构造岩浆活动模式如图2(候增谦, 2010)所示, 地球物理给出的模式如图8、9、10所示。宏观地质构造背景是: 印度大陆向北与拉萨地块碰撞后, 印度大陆持续地向北偏东(约有10°)方向推进, 速度为5 cm/a, 直到今天。
按照图2, 作者提出在两大陆碰撞后印度大陆持续向北运移过程中印度大陆岩石圈地幔先后发生三次的断离: (a)初期是印度大陆岩石圈与新特提斯大洋岩石圈断离; (b)、(c)则是分别发生一次印度大陆岩石圈的裂离。作者提出依据是: 在主碰撞阶段,在冈底斯中段, 出现成对的壳/幔混源花岗岩(52—42 Ma)与辉长岩带(52—47 Ma), 并与(42—38 Ma)的镁铁质火山岩相伴产出。作者认为这些“岩浆起源可能与印度大陆岩石圈俯冲前缘的板片(图上表示的是新特提斯大洋岩石圈)断离和软流圈上涌有关”(侯增谦, 2010); 第二阶段印度大陆岩石圈是持续向下俯冲着, 前缘发生断离形成构造窗, 以便保持着软流圈的不断上涌, 上涌的软流圈物质与下地壳发生作用, 以解释这一时段斑岩铜矿的产生; 第三阶段, 如图2(c)显示, 有大量的超钾质(26—13 Ma)及钾质(25—10 Ma)岩浆活动, 它们分别起源于富集地幔和新生的下地壳, 表明印度大陆岩石圈又发生了断离与软流圈物质上涌。这里, 印度大陆岩石圈是如何从第二阶段的俯冲如何转为向北伸展,并于15 Ma前后再次发生断离？断离保持了多长时间？是否保持到现在？断离的岩石圈未来去向, 不可能一直漂在软流圈之上, 或者是向下沉去, 或是被推向北部？
图8 Nelson等(1996)提出的雅鲁藏布江碰撞带(YZC)深部结构构造模式Fig. 8 Deep structure model of Yarlung Zangbo Collision Zone suggested by Nelson et al. (1996)
图8、9、10展示的是地球物理得出的现在碰撞带的深部结构。
2004年赵文津等根据广角地震及天然地震新的探测新成果, 对INDEPTH-96年提出的模式作了补充修正, 并提出一个INDEPTH-04模式, 见图9(Zhao et al., 2004)。
图9中表达了: (1)印度岩石圈地幔在高原地壳之下一直向北延伸到拉萨地块以北, 没有见到发生裂离与拆沉痕迹。(2)YZS下面在RTS与GTS之间下地壳物质加厚, 其中应包括俯冲洋壳残片的堆积和新生的下地壳, 也可能有地幔岩(如含有铬铁矿的罗布莎岩体的侵入), 有重力和速度值来约束; (3)缝合带地表为南倾, 地下为北倾, 闭合处位于江孜—羊卓雍湖一线, 有高导及地震反射亮点等多项异常显示; (4)20 km±深度处的“部分熔融层”, 厚度约20 km; (5)确定镁铁质下地壳厚度大而均匀,并不是呈薄的、锯齿状; (6)增加了壳/幔间的中间层,厚达10 km+,宽可达150 km; 即图8中的②, 原推测它为镁铁质的下地壳, 是依据深反射地震结果推测的, 与接收函数成像剖面结果对比, 表明它应为壳/幔间的一个中间速度层的显示。见图10。
新的地质解释突出了: (1)存在2个新层位——约20 km深20 km厚的熔融层和壳/幔间的中间速度层; (2)在冈底斯岩浆岩带下存有一巨厚的洋壳残片堆积及新生的下地壳; (3)两条相对的大型逆冲断裂: GDT与RBT; (4)印度岩石圈地幔从碰撞带之下向北伸展出去, 将碰撞带围限起来; 深部没有见到断离与碎裂熔化的大洋岩石圈的遗迹, 也没有见到岩石圈的叠加增厚现象。
图9 藏南碰撞带结构构造地质图(据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解释见图2及图8; ABS-安岗亮点; YBS-羊八井亮点; NBS-念青唐古拉亮点; DBS-当雄亮点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
图10 沿INDEPTH剖面(位于90°—91°E之间)P波及S波接收函数成像图(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波接收函数成像图; c-S波接收函数成像图;
图10为2011年发表在《自然-地学》上的新结果。在图10b和c中莫霍界面及壳/幔间的中间速度层均显示得很清楚。浅处的连续性很好的红色震相代表了Moho界面, 从南部印度大陆40 km深沿高原地壳底部向北加深后伸展出去; 在29°—31°N区间Moho界面之上又出现一条红色转换震相, 即“双红相位”现象(即图中的方框1所示), 代表了一个壳/幔之间的一个中间速度层; 岩石圈/软流圈界面为兰色转换震相界面, 也是从北纬30°以南开始向北伸展出去。图中还显示了印度大陆岩石圈地幔的总厚度约为60~70 km。
地球物理给出的模式有以下5个特点(或不同):
(1)雅鲁藏布江碰撞带下面岩石圈地幔存在, 并且是沿增厚地壳的底部向北伸展出去;
(2)加厚的中上地壳20 km深处存在一个大型部分熔融层;
(3)在增厚地壳与地幔之间存在一中间速度层;
(4)在雅鲁藏布江缝合带中上地壳下面存在一个下地壳速度体, 可能为挤上的洋壳、下地壳或新生的下地壳, 以及地幔岩(罗布莎地区已见大量的超基性岩和铬铁矿石);
(5)多条逆冲断裂及若干条南北向张裂。现分别讨论如下:
2.3第一个差别是25—0 Ma以来印度岩石圈在碰撞带下面发生断离, 并保持至今, 还是地球物理的结果显示的“岩石圈仍存在, 并向北伸展出去”
Chung等(2005)认为, 现今地球物理的结果仅仅反映的是13 Ma以来的情况。为此, 笔者进一步阅读了作者文章, Chung等(2005)在《西藏大地构造演化的模式》中是这样描述的: 在65—45 Ma时段,在新特提斯大洋闭合后大洋岩石圈就俯冲到软流圈内; 在45—30 Ma时段, 印度大陆岩石圈地幔与增厚几倍的拉萨地块的岩石圈地幔对撞; 在30—26 Ma时段, 印度大陆和拉萨地块岩石圈地幔共同发生断离-拆沉(地幔对流引起的); 在26—13 Ma时段, 印度大陆岩石圈即沿拉萨地块地壳底部向北伸展到喀拉昆仑—嘉黎断裂系, 并再次俯冲下去。见图11。这一结果也同图2(c)所表示的内容不同。
图上画出的印度岩石圈从南部向北伸展到喀拉昆仑—嘉黎断裂系北部(机制是什么？没有说明)开始向下俯冲到软流圈内。印度地幔岩石圈在碰撞带下是存在的, 并一直伸展到拉萨地块的北部, 这与地球物理的结果是一致的。关于在嘉利断裂处就俯冲下去的问题, 这一点估计作者可能是受到了Owens和Zandt(1997)模式的束缚, 他们1997年提出这一模式时深部地球物理的数据还太少, 推测成分过多; 第二, 伸展出去的印度岩石圈各段标注的时间可能是反了, 应当年龄老的在前缘, 年青的在南边。
再从Lee等(1995)提出的印度大陆向北移动速度的变化的规律来看, 是否存在印度岩石圈发生断离的情况。见图12。
图12表明, 两个大陆会聚过程中, 从80 Ma到现在的北移速度的变化大体上可分五个阶段, 其中45 Ma—20 Ma—10 Ma印度大陆北移速度从5.8 cm/a, 减少到4.8 cm/a, 再到5 cm/a。在25 Ma到今天, 即后碰撞期期间北移速度仅在20 Ma前后变化较大之外, 其它均无大变化(测量精度不可能很高！)。这样的速度变化基本上反映了印度大陆岩石圈运移受阻情况变化是不大的, 看不出印度岩石圈地幔发生大断离产生的影响。如果印度大陆北进时当两大陆对挤过程中岩石圈发生大规模断离和下沉, 后面继续推进的岩石圈受阻较小, 将会使会聚速度有变化。
图11 26 Ma以来印度岩石圈地幔演化图(据Chung et al., 2005)Fig. 11 Diagram of the India Lithosphere Evolution since 26 Ma (after Chung et al., 2005)KF-昆仑断裂; GT-冈底斯逆冲断裂; K-Q-白垩系—第四系KF-Kunlun Fault; GT-Gandise Thrust; K-Q-Cretaceous–Quaternary Period
再就是, 侯增谦提出的碰撞三阶段, 相应的岩浆活动, 以及三次印度大陆岩石圈的断离, 并没有明确岩石圈发生断离与拆沉的具体时间与延续时间。作者没有说明, 印度岩石圈每次断离后, 后继的岩石圈是继续向下俯冲还是变为向北伸展出去？每次岩石圈断离持续时间有多长？按照图2(c)上标示的那样, 则今天碰撞带下面的岩石圈应当仍然处于断离状态, 这种状况是有可能探测出来的。
对此, 秦克章等(2014)提出一个补充解释。他认为在主碰撞阶段“新特提斯大洋洋壳(应为大洋地壳与岩石圈地幔)在45 Ma发生断离, 使得安第斯型的冈底斯岩浆弧活动停止”(注: 没说明大洋岩石圈45 Ma时发生断离的原因! 断离又为什么使冈底斯岩浆弧停止岩浆活动？); 第二阶段, “西藏冈底斯地区由于受到南北向的挤压作用发生了强烈的碰撞造山以及缩短变形过程, (使这个地区)整体上处于强烈的挤压构造背景下” (注: 这是有道理的!), 导致40—25 Ma期间“在整个冈底斯带上岩浆活动相对很匮乏”(没说为什么如此！); 随后进入第三阶段, “冈底斯地区由于加厚的地壳发生大规模的拆沉或对流减薄作用(同样是, 也没有说明加厚地壳发生拆沉, 或地幔对流的机制!), 使得大量高温的软流圈物质上涌, 造成新生的下地壳物质直接与地幔物质接触, 受到明显的加热作用, 使其在深部发生部分熔融形成埃达克质的岩浆, 以及地幔物质的减压熔融形成钾质-超钾质岩浆岩。同时, 大规模软流圈物质上涌, 造成冈底斯地区……由挤压背景主导转变为伸展背景, 因此造成横跨冈底斯带的南北向裂谷, 或正断层(注:仅仅去掉加厚的下地壳根, 不是岩石圈地幔, 又如何使得大量的软流圈物质直接与下地壳接触, 中间还有很厚的印度大陆岩石圈地幔的分隔！又如何导致区域伸展?)”, 并导致区域性的伸展。正是这些南北向深大断裂(注: 还没有找到资料证明它们是深大断裂！), 为深部的埃达克质和钾质-超钾质岩浆提供了上升的通道; 同时南北向断裂必定会与区域上先前广泛发育的东西向断裂交汇, 可能为深部的岩浆的就位提供了极好的空间。”
图12 84 Ma以来印度板块与欧亚大陆会聚速度和角度的变化(据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)
秦克章这里实质上是套用了Richards的思路(Richards, 2009)。但是, Richards强调的后俯冲伸展阶段是指在两大陆碰撞后, 大陆岩石圈地幔形成叠加后发生了拆沉, 而不是加厚地壳的拆沉！此外,藏南的大陆岩石圈地幔叠加增厚了吗？没有！更不存在印度大陆的运动方向从向北转变为一致向南的运动。按照印度大陆岩石圈与拉萨地块碰撞后持续向北的推进并挤压拉萨地块的基本区域运动与应力状况, 很难设想会出现区域伸展的状况！或者是中间阶段岩石圈地幔又再发生断离-拆沉。当然, 在区域挤压的背景下地表浅层出现伸展的现象也是正常的, 但不反映岩石圈在区域上也是处于伸展的状态。
相反地, 也可以这样设想, 在碰撞早期印度大陆岩石圈地幔(厚度约为60~70 km)的前缘-新特提斯大洋岩石圈地幔(应当比印度大陆岩石圈地幔厚!)发生断离后将形成卸载,它也将发生反弹而转变为向水平伸展出去, 以5 cm/a的速度沿着增厚地壳的底部向北推进, 40 Ma时段将可北移2000 km(图12)。这样, 也就把经过软流圈物质改造的和加厚的地壳物质全部“封存”起来, 而后期地壳内出现的地幔物质都可以从增厚地壳中找到它的来源(如新生下地壳物质、地幔分异的物质)。不一定必须经历三次的岩石圈地幔断离过程, 以得到三次地幔物质上涌, 提供上地幔的热流体。
2.4关于冈底斯带深部15~20 km存在的厚大的部分熔融层
1)关于斑岩铜矿的源地, 位于5~7 km深的大岩浆房, 钙碱性岩浆及含矿流体由此向上排出进入地壳浅层。
按照秦克章等(2014)的数据, 矿床就位深度是3~4 km, 现在矿体已被风化剥蚀出露在地表, 所以可认为地表已被剥蚀掉3~4 km。表层矿体向下延深在1 km左右, 这样, 深部大岩浆房应当处与近地表,或者是位于矿体下方的3~4 km深处。见图13。
现在地球物理探测尚未能证实这一岩浆房的存在！表明, 或者这一大岩浆房已固化了, 或者可能就不存在！设已固化, 则深部可能找矿远景还很好, 但是目前还没有找到开采更深矿体的实例。
2)地球物理探测到的雅鲁藏布江以北15~20 km深处存在一个大型部分熔融层, 向南可达雅鲁藏布江以南的江孜一线, 向北可到北纬30.5°以北, 长约200 km。反射地震勘探发现了四个亮点,即强反射地段, 其中羊八井亮点、羊应乡亮点正位于羊八井高温热田和羊应乡地热田上, 见图8。羊八井地热田, 是高温热田, 200 m深热水温度可达200°C, 现总装机容量已达24.18 MW, 占拉萨电网总装机容量的41.5%, 2009年发电1.419亿度。沿85°E、90°E和92°E穿过雅鲁藏布江碰撞带(YZC)的的3条大地电磁剖面均给出一致的电性结构图,见图14(Unsworth et al., 2005)。在部分熔融层相应地段均揭示出一个显著地高导电层。图中的ITS即为雅鲁藏布江缝合带(YZS)所在位置。导电层向南伸展到YZS以南50 km处, 导电层深度为20 km上下, 在YZS以北约60 km处(100线), 导电带向深部延伸; 主要导电层厚度, 估计为几十km(厚度计算缺乏约束); 在拉萨地块浅层十几km以上都为高阻层, 应是冈底斯带上部岩浆房的宏观反映。这一高导电地段浅部就是一系列斑岩铜矿体存在地段。由于我们所使用的深部探测方法对浅层(10 km以浅)分辨率低, 只能得出一个宏观显示。在这一深度区间特别是5~10 km以内, 侯增谦等推测的5~7 km深处的大岩浆房没能得到任何显示; 30 km以下还有没有岩浆房? 矿床与岩浆房的关系?都需要进一步研究。
三条大地电磁剖面分别相距500 km及200 km,高导电层显示的特征是一致的, 表明这一部分熔融层的出现是与区域性构造特征有联系, 而不是一个局部性地质因素所造成的。这一部分熔融层, 向南包含了缝合带附近挤上来的洋壳残片(或抬升上来的下地壳、新生的下地壳), 向深部又与下地壳相连接, 并可直接与壳/幔边界的中间速度层相连接; 这一高导层可能是含矿岩浆的会聚场所, 并成为壳/幔间的中间速度层与上层含矿岩体的一个中间站——大岩浆房所在。
对这一部分熔融层的岩石属性, 原来认为它所处的深部正位于地壳的中上部位, 即结晶基底的位置, 所以综合考虑认为应是以花岗质岩浆为主; 但是要考虑这一地区是在大陆陆缘岩浆弧的条件下,按照南美安第斯和藏南冈底斯陆缘弧情况, 整个边缘弧地带都被深部构造岩浆活动强烈改造和碰撞再改造, 使一地带空间内充满了大量钙碱性岩浆, 因此, 部分熔融层中也必将会包含有大量的钙碱性岩浆而成为成矿源区。
图13 驱龙斑岩成矿演化模式图, 右图为稳定同位素的岩浆演化模式图(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)
图14 横穿缝合带的3条电性结构剖面图(据Unsworth et al., 2005)Fig. 14 Three electrical structure profiles across the YZ suture zone(after Unsworth et al., 2005)
3)关于熔融层的形成, 有两种推测: (1)大断裂可导致深部岩浆上升形成减压升温, 导致浅部岩浆岩部分熔融。冈底斯带内存在着多条逆冲断裂, 这个条件不难满足; (2)经过石耀霖等计算(石耀霖等, 1992), 估计, 陆内岩片间的大型逆冲断裂的构造活动, 经过10 Ma的时间磨擦生热可以使浅中部地壳增温达到湿花岗岩熔融的温度, 即600°C以上, 可使岩体熔融, 这是构造引起的附加的增温效果;
按照这一推测, 部分熔融层可能在碰撞挤压开头的10 Ma前后形成并一直保持到现在, 如55 Ma碰撞, 45 Ma前后就可形成这一部分熔融层, 并随着以后阶段式地发生向南的大逆冲推覆构造, 如冈底斯逆冲断裂(发生在30—24 Ma)、仁布背冲断裂、康马断裂等, 以及可能的浅表张性断裂发生, 深部熔融岩浆上升减压升温, 而使形成的部分熔融层一直能够保持到今天, 并随着时间的推移, 可能持续下去, 并为未来成矿创造了有利条件。按照25 Ma以来的演化过程, 这一推测应当是实际的。
4)驱龙斑岩铜矿的成矿过程
侯增谦仅仅强调了, “这些高fO2岩浆在地壳5~7 km深部常常发育成大型岩浆房, 并排泄出高氧逸度含铜岩浆流体, 形成斑岩岩浆-热液成矿系统”(侯增谦, 2010)。没有提到20 km深处的大部分熔融层。从图2可以看出, 驱龙斑岩铜矿成矿后已经历了15 Ma, 主矿体虽已被风化剥蚀出露在地表但还保留着主体部分, 其深部应当还存在“5~7 km”深的含矿斑岩岩浆的源区——大岩浆房。
秦克章等(2014)研究驱龙斑岩铜矿床, 他提出含矿岩浆流体上升与形成矿床的过程。利用了锆石-磷灰石(U-Th)/定年、热年代学方法定隆升, 以构造模拟方法研究了含矿岩浆的上升、成矿及随后的被风化剥蚀的过程, 很有特色。
成矿过程的:
第一阶段, 约18 Ma时花岗闪长岩呈大的岩株侵位到古深度下3~7 km;
第二阶段, 约17 Ma时, 黑云母二长花岗岩沿着相同的岩浆通道, 以岩株状又侵入到花岗闪长岩中, 侵位深度为3~4 km, 携带有较多流体, 使围岩发生弱黑云母化、钾长石化、硬石膏化及金属矿化;
第三阶段, 约16 Ma时, 二长花岗斑岩又沿原岩浆通道侵入, 侵位深度为2~4 km, 携带有大量的成矿流体, 叠加在早期矿化之上, 使驱龙铜矿进一步富集, 并使其顶部形成隐爆角砾岩, 浅部形成粘土化、绢云母化、黄铁矿化、硅化、硬石膏化;
第四阶段, 约15 Ma时, 花岗闪长斑岩又沿原岩浆通道侵位, 侵位深度为2~3 km, 流体活动减弱,没有明显的矿化和蚀变叠加, 顶部仅发育有岩浆角砾岩;
第五阶段, 约13 Ma时, 本区成矿活动停止。但有石英闪长玢岩脉活动。这表明驱龙矿区岩浆成矿活动分了5期, 时间延长达5 Ma。
矿体四周铜、钼元素分布见图15。这一图件表明主矿体已被剥露出来, 矿床的矿化深度为1000 m上下(已有钻孔结果控制), 铜元素主要分布在上面,钼元素主要分布在下面, 1000 m以下矿化情况不明。
5)从念青唐古拉山的隆升过程, 可能给人们又一些有益的启示。见图16。
现在的念青唐古拉山主要为花岗质岩体, 与斑岩铜矿围岩钙碱性岩浆岩不同, 但作为一个地区岩浆岩上涌隆升过程实例来看待还是有启发意义的。念青唐古拉山最高峰海拔为7162 m, 比拉萨地区约高3500 m。吴珍汉等(2009)同样利用了热年代学方法剖析了岩浆体上升的过程, 得出念青唐古拉山岩体分三个阶段发生底辟上侵, 共抬升了约20 km,早期11.1—8.6 Ma间, 隆升速率为3.57~5.56 mm/a,上升11 km; 第二阶段, 8.6—6.5 Ma期间为
3.5 mm/a, 上升7~8 km; 第三阶段, 是6.5 Ma以来为0.68 mm/a, 第三阶段达到地下1~2 km, 进入浅层成岩成矿环境, 见图16。吴珍汉等(2009)并测定其形成时间是在23~18.3 Ma。这表明了深处的局部熔融层位于地下20 km, 与现在探出的20 km深的局部熔融层是一致的; 第一阶段岩浆将上升到11 km深, 就达到浅部岩浆房的深度。其上升过程应当与这一时期发生的推覆构造有关。
这表明15~20 km深的岩浆房能够通过1~2个阶段的隆升即可达到5~7 km的深度。
关于念青唐古拉山岩浆体是如何形成的？岩浆通过什么断裂上升的？上升的动力是在区域性挤压背景上实现的, 还是拉张环境下靠浮力上涌的？都需要进一步研究。
笔者与唐菊兴交谈时, 他强调了如甲马、驱龙等矿区的矿体分布都是受拉分断裂所控制, 这一断裂是嘉黎断裂与雅鲁藏布江断裂两条走滑断裂作用下形成的, 并形成北东的走向, 从而为念青唐古拉山岩浆提供了上升通道。但作者没有提到岩浆上升的动力。
念青花岗岩体的东侧以细粒为主, 西侧则以粗粒花岗岩为主, 粗粒代表深成部分, 而细粒代表了上升较快到达较浅部位的, 这种产出是不是说明岩体岩浆活动东西不一致？相反, 驱龙铜矿地表仅出现了浅成的斑岩, 表明驱龙含矿岩体隆升不高, 未被剥蚀掉, 所以浅层的斑岩铜矿被保流下来。这样又提出一个重要问题, 念青唐古拉山岩体原来是否也是含矿的, 但已被风化剥蚀掉？
2.5关于壳/幔间的中间层
在图9、10中已有明确显示, 特别是沿剖面在碰撞带的岩石圈地幔之上南北向伸展的一个中间速度层。图17为Nábelek等(2009)所作P波接收函数成像图。剖面大体上沿85°E展布, 在图10剖面之西约500 km。
图17中29.5°—31°N区间70 km深处莫霍界面上同样出现第二条红色转换震相, 它与图9、10中的中间速度层部分相当, 但是其延伸规模与厚度都要大一些。
从这些剖面显示的结果, 表明“双红相位”现象是可信的。
最近在墨竹工卡矿集区东边完成一条新的综合剖面, 剖面大体沿92°E线。宽频地震P波接受函数成像也出现同样现象。
这一中间层代表的地质含义是什么？已提出有三种说法, 一是由于地壳加厚, 深部温度-压力升高, 下地壳物质与软流圈上侵物质相互作用后转变为榴辉岩并下沉到地壳底部, 形成的中间速度层, 见(Schulte-Pelkum Vera et al., 2005; Wittlinger et al., 2009); 二是认为它是在早期大洋俯冲阶段已形成了宽阔的“新生的下地壳”带(侯增谦, 2010; Hou et al., 2015), 这一中间层的速度比下地壳的平均速度要高, 比地幔速度要低一些; 三是认为它是热流体与岩石圈相互作用形成蛇纹石化的交代层, 这可以从藏南许多铬铁矿区地幔岩遭受次生变化而形成蛇纹石找到依据(王希斌等, 1987)。成因虽无定论,但是这一层在后期的热流体的再加工作用下都有利于产生含矿的富钾的钙碱性岩浆, 并有利于后期的铜、金金属的成矿作用。
图15 驱龙斑岩铜矿钻孔铜、钼元素分布图(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)
图16 念青唐古拉山抬升过程示意图(吴珍汉等, 2009)Fig. 16 The model of uplifting processes of Nyainqentanglha Range(after WU et al., 2009)a-隆升剥蚀期(23—18.3 Ma); b-花岗岩侵位期(18.3—11 Ma); c-伸展型性剪切变形期(8.6—6.5 Ma); d-地堑发育期(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
图17 吉隆—萨噶—改则—措勤一线的P波接收函数图(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“冈底斯带埃达克斑岩至少有两种可能的源岩, 即加厚的下地壳和俯冲的洋壳板片,在温度压力(地壳厚度加厚到~75 km)增高的条件下下地壳将相变为角闪榴辉岩或石榴子石角闪岩, 当其发生10%~25%的部分熔融时就会形成埃达克岩”, 这些“下地壳物质的相变物在喜马拉雅山的东、西构造结处已有发现”(Sillitoe et al., 2003)。很显然作为陆缘弧的冈底斯地块内埃达克岩的源岩及铜元素将是很丰富的, 是有利于后期成矿的！中间层现象在高原北部的一些老缝合带深部也有发现。
2.6关于碰撞带下残余洋壳, 或下地壳, 或新生的下地壳
图18显示了在雅鲁藏布江缝合带下面中上地壳有一块高速区, 这是依据: 一是反射地震地震图上有显示, 二是跨江地段存在一个局部重力异常高带, 异常值达几十毫伽(赵文津和INDEPTH项目组,2001)。对重力异常先后进行了6个地质模型的模拟计算, 图18是比较合理的方案。
图18 亚东—羊八井布格重力异常剖面的拟合图(据赵文津和INDEPTH项目组, 2001)Fig. 18 The gravity anomaly profile fitting map of Yadong–Yangbajing(after ZHAO and INDEPTH Team, 2001)
图中可见下地壳类的岩层分布比较广泛, 厚度也大。这种现象正是反映了大洋岩石圈俯冲对冈底斯地壳强烈的改造。沿缝合带从地表已见到许多地幔岩-超基性镁铁质岩体, 地幔岩中还存在许多铬铁矿及微粒金刚石等产于深部的矿物(以罗布莎铬铁矿床及东坡岩体为例), 经过近期钻探揭露, 表明地幔岩向下还可以发展, 铬铁矿增多。这表明两大陆碰撞挤压的作用不仅影响洋壳浅层, 还影响到更深部物质的上移, 情况是很复杂的, 不是简单地碰撞和挤压而已。
可以这样设想, 把一个厚的大洋岩石圈(洋壳薄而岩石圈地幔厚度可达90 km)看成一个厚板片,在南部印度大陆岩石圈(陆壳厚40 km, 岩石圈地幔厚约60 km±)推动下, 向拉萨地块(应为60~70 km厚地壳与正常岩石圈地幔30~35 km厚)下弯曲和俯冲下去。由于厚板状的大洋岩石圈弯曲需要很大的挠曲矩, 开始时俯冲角将是很小的; 当两大陆块接近到相当程度时(如相距100 km以上时), 可能因大洋岩石圈厚度大, 挠曲矩加大, 而使俯冲阻力加大,因而使印度地块向北移动的速度减小; 但是, 待大洋岩石圈地幔继续受挤压时, 以致会使大洋岩石圈与印度大陆岩石圈发生断离, 并掉落到软流圈内,而不能继续保持在下地壳之下。在两大陆对挤中一部分洋壳与大洋地幔的深部物质被挤入地壳浅部出露地表, 或经过后期长期地表风化剥蚀后出露。
挤入上地壳的洋壳和地幔岩, 在后期的热流体作用下也可以参与造岩与成矿作用。
2.7关于控制岩浆上升的棋盘格式断裂
侯增谦强调含矿岩体是沿南北向裂谷成串分布的。藏南裂谷活动时间分别为23~10 Ma, 18 Ma 或14~13.5 Ma(侯增谦等, 2008; 侯增谦, 2010), 裂谷系为多组断裂组成, 裂谷为地堑式, 宽度为5~35 km。为此, 张忠杰等(2008)在藏北做了一条东西向广角地震剖面。其中北部的一条是从仁青休布错(西端)—仁错(东端), 总长为620 km, 平均炮点距为50~60 km, 平均道间距小于3 km, 应当说这是迄今最精细的地震波速度结构图。
这条剖面穿过仁青休布错—塔若错之间、当惹雍错—昂孜错之间、格仁错—木纠错之间(即申扎—谢通门)等3条南北向裂谷。从剖面上看, 10 km深度以上5.9~6.0 km/s速度等值线则略有起伏, 其中塔若错西、扎日南木错东、马尔夏错、木纠错四处等值线有上翘的显示, 是表明结晶基底的花岗质岩层有所抬升, 还是钙碱性岩浆体的上涌显示？需要做进一步的地质调查确证; 10 km深度以下的6.2~6.3 km/s等值线呈均匀展布, 没有显示局部的岩浆房存在。
图19 拉萨地块北部东西向剖面地壳的P波速度结构图(张忠杰, 2008)Fig. 19 The map of east-west section P wave velocity structure in the north of Lhasa block (ZHANG, 2008)
在马尔夏错—格仁错之间15 km深出现一个6.4~6.5 km/s的高速层, 宽可达150 km, 厚可达10 km, 其下面又有6.6 km/s速度体与深部相连接,是否有可能是深部物质上涌的通道。
我们曾在谷露裂谷的南段做了一条横穿裂谷的深反射地震短剖面, 表明裂谷成半地堑式, 底部成箕状, 西深东浅, 深度不超过4 km, 更未看到深达地幔的现象。应当说, 藏南地质构造调查工作已不少了, 但是含矿斑岩体受什么断裂控制并没有取得一致看法, 南美安第斯带上矿床是沿俯冲带平行分布, 但垂向上矿床并不成串分布。藏南碰撞带内矿床分布似乎仍然是东—西向成带分布, 南—北向的是否成串分布还看不出来, 与南北向裂谷的关系也需要进一步研究, 既使印度岩石圈发生撕裂(tearing)是否能形成裂谷? 或者如唐菊兴所说是成北东—南西断裂控制, 或者是另一种规律？从念青唐古拉山以东的拉萨地块上的剩余重力图上看, 剩余重力高可分为三条带, 北带包括了现在的驱龙、甲马铜矿田, 很值得进一步研究。
3 结论及建议
笔者从深部地球物理综合调查得出的俯冲带及碰撞带的深部结构与现今区域地质成矿学家给出的模式两者相差较大。从本文的分析看, 地球物理探测的结果也是反映了地下的一种实际, 在研究区域成矿理论时应当考虑, 也是必需考虑的内容。成矿学的研究是复杂的, 必须将地质、地球化学、地球物理以及其它学科的研究方法都要综合运用, 综合考虑到各个方面的信息才有可能得出接近实际的认识！有分歧, 创造了深化之机会。这也是现代地球科学的特点。百家争鸣就是解决这些矛盾的办法与途径, 本文本此精神抛砖引玉, 欢迎大家批评。本文强调:
1)陆-陆碰撞前大洋俯冲阶段对陆缘弧有着强烈的改造作用, 为后期碰撞成岩成矿奠定基础, 应加强对其研究;
2)藏南碰撞带的情况是, 新特提斯大洋岩石圈俯冲后期在印度大陆和欧亚大陆对挤中它是如何与印度大陆岩石圈地幔断离的, 其去向？大陆岩石圈地幔在碰撞带下面一再地发生过断离和拆沉的机制有没有? 现今印度大陆岩石圈地幔在碰撞带下面没有发生断离, 而是沿地壳底部向北伸展出去, 它将增厚的地壳围限起来;
3)在改造后的岩浆弧下中地壳内出现有巨大的部分熔融层, 它可以包括有大量的钙碱性岩浆岩,有利于形成含矿熔融岩浆层(包括中下地壳及新生的下地壳), 成为地幔流体的储集层和矿源层。它不仅对过去成矿有贡献, 也是未来成矿的基础, 并可能指导深部找矿远景的评价;
4)在大陆-大陆碰撞挤压过程中, 将部分洋壳与岩石圈地幔物质挤到中上地壳, 增强了以后成岩成矿的物质基础;
5)在藏南碰撞带壳/幔之间出现有巨大的中间速度层, 可与地质学家推测的混染同化层相当, 但规模要大得多, 其成因解释还需要研究。这一中间速度层在高原北部的碰撞带或缝合带上方都有出现,有相当的普遍意义, 应进一步加强研究其形成与地质含义;
6)构造对碰撞带岩浆体的再激活作用, 很重要,值得再深入研究。侯增谦著作中有关成矿作用的岩石学与地球化学研究内容十分丰富, 有待进一学习与开发, 并在以上的框架下重新作出解释。
致谢: 本文在写作过程中承蒙许多专家提出许多宝贵的意见和改进建议, 特别是多位审稿专家和编委同志提出的许多意见和建议, 很深入, 很中肯,令笔者受益很大, 借此深表感谢; 中国地质科学院徐立和宋洋二位帮助本人整理稿件付出很多辛劳,《地球学报》编辑部帮助笔者作了很多修改工作,借此表示衷心地感谢。
Acknowledgements:
This study was supported by China Geological Survey (No. 1212011220903).
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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
作者简介:第一 赵文津, 男, 1931年生。中国工程院院士。主要从事矿产勘查与深部探测研究。
通讯地址:100037, 北京市百万庄大街26号。电话: 010-68999652。E-mail: zhaowj@cae.cn。
收稿日期:2015-09-23; 改回日期: 2015-11-17。责任编辑: 张改侠, 闫立娟。
中图分类号:P631.4; P542.4
文献标志码:A
doi:10.3975/cagsb.2016.01.02
