滇东南八布杨万铜矿床硫化物Re-Os同位素年龄及其地质意义

2020-10-13向忠金闫全人夏文静

岩石矿物学杂志 2020年5期

向忠金，闫全人，夏磊，夏文静，李超

(1. 中国地质科学院地质研究所，北京 100037； 2. 自然资源部深地动力学重点实验室，北京 100037； 3. 中国科学院大学地球与行星科学学院，北京 100049； 4. 云南大学地球科学学院，云南昆明 650500； 5. 北京航空航天大学学生处，北京 100191； 6. 国家地质实验测试中心，北京 100037)

铼-锇(Re-Os)同位素体系在确定成矿时代和示踪成矿物质来源方面被证明是一种十分有效的方法，尤其是对Re含量较高的辉钼矿(Steinetal., 1998；杜安道等， 2012)，辉钼矿Re-Os同位素定年技术已被广泛用于铜、钼矿床(Maoetal., 1999；侯增谦等， 2003)。近年来，随着质谱技术的发展以及分析方法的革新，一些具有低放射成因Os含量的硫化物(如黄铁矿、磁黄铁矿和黄铁矿等)也能被准确测定，使得该方法的应用对象和适用矿床类型更为丰富(Steinetal., 2000；高永宝等， 2012； Nozakietal., 2010, 2014；李超等， 2016)。同时，黄铜矿和黄铁矿等矿石硫化物含有一定量的初始Os，还可以示踪矿床的成矿物质来源，因此Re-Os同位素越来越多地被应用于矿床成因研究(Selbyetal., 2009；张正伟等， 2011；赵冰爽等， 2018)。

滇东南地区地质构造及岩浆活动强烈，成矿地质条件优越，一直是我国重要的资源勘查基地之一。区内已发现的铜矿床(点)分布广泛，其中以火山岩为赋矿围岩的铜及铜多金属矿床赋矿层位多、规模较大、品位较富(莫向云等， 2013)，成为区内重要的矿床类型,已引起业界的关注。目前，区内已发现的代表性矿床有金平龙脖河铜矿、麻栗坡杨万铜矿和个旧老厂-卡房铜多金属矿床等(蒙光志， 2003；刘明等， 2007；崔银亮， 2008)。前人对这些矿床的矿化特征和矿床成因已开展过相关地质调查和研究工作，然而关于诸如围岩时代、成矿时代及成矿物质来源等关键问题尚未明确，对赋矿火山岩的成因和形成环境等也存在争议，限制了对区域地质演化和成矿规律的认识，进而严重制约了区域找矿勘查工作的进程。

杨万铜矿床赋存于滇东南麻栗坡八布海相火山岩中，前人研究认为其成矿时代与火山岩年龄一致，形成于中三叠世(蒙光志， 2003；莫向云等， 2013)。然而，近年来的年代学、岩石学和地球化学研究工作表明，八布超镁铁质-镁铁质杂岩(包括赋矿火山岩)可能是一套早中二叠世蛇绿岩组合(钟大赉等， 1998；冯庆来等， 2002；张斌辉等， 2013； Liuetal., 2018)，因此，该矿床的成因和成矿时代需要重新认识。本文在区域地质调查的基础上，通过对杨万铜矿床主矿体中黄铁矿和黄铜矿等矿石矿物进行Re-Os同位素定年，结合区域火山岩同位素定年和地球化学结果，综合分析确定其成矿时代，进而探讨其成因类型和形成环境，为研究区域成矿规律和指导找矿提供依据。

1 地质背景

现今东南亚是由包括华南(扬子和华夏地块)和印支地块在内的众多陆块和一系列古特提斯缝合带拼合而成(Sone and Metcalfe, 2008)。多数学者认同华南与思茅-印支地块沿哀牢山-Song Ma缝合带碰撞拼合(Sone and Metcalfe, 2008； Faureetal., 2014； Laietal., 2014)，也有学者提出华南与印支地块之间沿Song Chay缝合带(Lepvrieretal., 2011；Faureetal., 2014)或滇琼缝合带(Cai and Zhang, 2009)拼合。八布杨万铜矿床产于滇东南麻栗坡盆地东南部，邻近中越边境一带。大地构造位置上，研究区处于滇琼缝合带内(图1a)，属于华南与印支地块汇聚拼合部位。由于受古特提斯华南与印支地块汇聚碰撞和晚新生代哀牢山-红河走滑断裂的影响，滇东南地区发育一系列向北西方向凸出的弧形断裂(图1a)。八布杨万铜矿床所处的麻栗坡盆地正好位于该弧形区的核心部位，南西侧受文山-麻栗坡断裂控制，北东侧与古生界接触，东南方向延伸入越南境内与献河(Song Hein)盆地相连。

图 1 滇东南八布地区地质简图(a据Sone and Metcalfe, 2008； Cai and Zhang, 2009； Faure et al., 2014； b据中国地质调查局成都地调中心， 2011(1)中国地质调查局成都地调中心. 2011. 云南省麻栗坡地区矿产远景调查报告.)Fig.1 Simplified geological map of the Babu area in southeastern Yunnan Province (a after Sone and Metcalfe, 2008; Cai and Zhang, 2009; Faure et al., 2014; b after Chengdu Geological Survey Center, CGS, 2011(2)中国地质调查局成都地调中心. 2011. 云南省麻栗坡地区矿产远景调查报告.)

中国地质调查局成都地调中心(2011)(3)中国地质调查局成都地调中心. 2011. 云南省麻栗坡地区矿产远景调查报告.将研究区内岩石地层分为“原地系统”和“外来系统”两类(图1b)。“原地系统”包括泥盆系、石炭系、二叠系和三叠系，其中石炭系和二叠系岩石组合以碳酸盐岩为主，泥盆系为一套深色硅质岩夹薄层硅质泥岩。三叠系为泥岩和粉砂岩等细碎屑岩组合，云南省地质局第二区域地质调查队(1976)(4)云南省地质局第二区域地质调查队. 1976. 1∶20万马关幅地质图及调查报告.将其划为中三叠统法郎组(T2f)，中国地质调查局成都地调中心(2011)(5)中国地质调查局成都地调中心. 2011. 云南省麻栗坡地区矿产远景调查报告.将其划分为三叠系兰木组(Tl)。局部可见石炭系灰岩呈飞来峰逆冲推覆到三叠系砂岩之上。“外来系统”包括泥盆系古木组碳酸盐岩和八布竜林超镁铁质-镁铁质杂岩。古木组碳酸盐岩逆冲推覆于泥盆系硅质岩和硅质泥岩之上，与三叠系和石炭系均为断层接触。八布乡竜林村一带的超镁铁质-镁铁质杂岩岩石组合包括变橄辉岩、蛇纹岩、玄武岩、辉长岩、辉绿岩和绿片岩等，部分玄武岩和辉绿岩已变质为斜长角闪岩或角闪片岩，绿片岩原岩为凝灰岩和凝灰质粉砂岩。超镁铁质-镁铁质杂岩北侧与石炭系逆断层接触，发育断层破碎带，南侧与三叠系接触带中碎屑岩呈强片理化。早期区域地质调查工作将这套岩石视作区域伸展的产物，形成于裂陷槽或裂谷环境，时代为中三叠世(云南省地质局第二区域地质调查队， 1976(6)云南省地质局第二区域地质调查队. 1976. 1∶20万马关幅地质图及调查报告.；云南省地质矿产局， 1990(7)云南省地质矿产局. 1990. 云南省地质志.)。上述认识仍被许多地质找矿部门用于指导区域找矿(蒙光志， 2003；莫向云等， 2013)。目前，多数研究者基于岩石组合、地球化学和同位素特征，普遍认同竜林超镁铁质-镁铁质杂岩为N-MORB型蛇绿岩，代表了古特提斯分支洋的残留，构造就位于三叠系碎屑岩之上(马文璞， 1998；钟大赉等， 1998；张斌辉等， 2013)。Liu 等(2018)进一步研究认为，八布地区存在N-MORB型和SSZ型两种蛇绿岩，可与金沙江-哀牢山蛇绿岩对比。

杨万铜矿床位于八布竜林东南侧老厂坡至铜厂一带，围岩为未变质玄武岩，具斑状结构，斑晶为斜长石，粒径约1 mm，基质为微晶或隐晶结构，局部可见枕状构造。矿床地质调查表明，铜矿体主要呈层状、似层状，少量呈脉状或囊状赋矿于玄武岩、细碧岩、火山角砾岩和凝灰岩中(图2、3a、3b)(蒙光志， 2003；杨维等， 2018)。目前，区内已探明12个矿体，铜金属量6.78万吨(莫向云等， 2013)。钻孔岩芯观察显示，矿脉平均厚度3～4 m，最厚可达16 m，矿体受断裂构造控制明显，围岩强烈破碎的部位，矿化明显增强且矿体厚大(杨维等， 2018)。矿石具有块状(图3c)、浸染状和细脉状构造，主要由胶状黄铁矿(大于60%)(图3d)组成，铜矿物主要包括黄铜矿和辉铜矿，次为斑铜矿、蓝铜矿和孔雀石等，脉石矿物有石英、方解石、绿泥石、绿帘石和绢云母等。与矿化有关的围岩蚀变有绿泥石化、绿帘石化、硅化、黄铁矿化和碳酸盐化等。

图 2 八布杨万铜矿床老厂坡矿段23号勘探线剖面简图(据杨维等， 2018)Fig. 2 Geological section along No. 23 exploration line of Laochangpo ore block of the Yangwan copper deposit (after Yang Wei et al., 2018)

2 样品采集及分析方法

2.1 样品采集

矿区目前尚未进行大规模采矿作业，因而无法进入坑道内采样，本次样品采自铜厂三号矿体矿石堆。从同一块较大的矿石上采集块状和似层状矿石样品，样品先后经过重力分离、电磁分离和显微镜下挑选，获得黄铁矿和黄铜矿，相关分选工作在河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成。对其中4件黄铜矿和3件黄铁矿进行了Re-Os同位素分析。在矿体外围远离断裂的基岩露头采集了新鲜的斑状玄武岩样品(图3e)，用于全岩地球化学分析。

2.2 分析方法

硫化物Re-Os同位素和全岩主量、微量、稀土元素测试分析在国家地质实验测试中心实验室完成。Re、Os化学分离和详细分析流程参见文献(杜安道等， 2001；李超等， 2009, 2010)，分析步骤简述如下：准确称取样品通过细颈漏斗加入Carius管底部，把准确称取的Re、Os混合稀释剂加入到液氮冷冻的Carius管底部，再依次加入5 mL 15 mol/L硝酸和3 mL 30%的双氧水，用液化石油气和氧气火焰封闭Carius管，在230℃下加热24 h。加热完成后，将溶好冰冻的Carius管在细颈处打开，向管中加入超纯水定容至25 mL采用直接蒸馏法，采用5 mL超纯水作为吸附液对Os进行分离富集。完成Os蒸馏后，将Carius管蒸馏残液转入150 mL Teflon烧杯中，置于电热板上，加热近干。在10 mol/L NaOH碱性介质中，用丙酮对Re进行萃取，丙酮蒸干后，加入5 mL超纯水，用于点带。

图 3 八布杨万铜矿围岩和矿石特征Fig. 3 Photographs and photomicrographs of sulfide ores and basalts from the Yangwan copper deposita—玄武岩中似层状矿体(Ccp+Py)； b—细碧岩中脉状黄铁矿(Py)； c—块状矿石，富含黄铜矿(Ccp)和黄铁矿(Py)； d—黄铁矿(Py)和黄铜矿(Ccp)的共生关系(反射光)； e—斑状玄武岩，斑晶为斜长石(Pl)(矿物缩写符号引自沈其韩， 2009)a—stratiform ore in basalt, coexistent with chalcopyrite (Ccp) and pyrite(Py)； b—pyrite vein in spilite； c—massive ore coexistent with chalcopyrite (Ccp) and pyrite (Py)； d—pyrites scattered in chalopyrite (reflected light)； e—basalts with plagioclas (Pl) phenocryst (mineral abbreviations after Shen Qihan, 2009)

主量元素通过XRF(X荧光光谱仪3080E)方法测试，分析精度为5%。微量和稀土元素通过等离子质谱仪(ICP-MS-Excell)测试，含量大于10×10-6的元素的测试精度为5%，而含量小于10×10-6的元素测试精度为10%。

3 分析结果

3.1 Re-Os同位素组成及等时线年龄

Re和Os的含量以及Os同位素比值经扣除空白后列于表1，其中187Os为总187Os，计算时187Re/187Os和187Os/188Os的误差指其总误差，置信度为95%。从分析结果(表1)可见，黄铜矿Re含量为46.66×10-9～58.51×10-9，普通Os含量为27.35×10-12～53.83×10-12，187Os含量为132.92×10-12～173.51×10-12，187Re/188Os值为4 406～9 395；黄铁矿Re含量变化较大，为7.50×10-9～49.72×10-9，普通Os含量为10.58×10-12～18.29×10-12，187Os含量为21.62×10-9～151.99×10-9，187Re/188Os值为2 108～22 586。采用Isoplot软件(Ludwig, 2003)进行等时线投图，7件样品拟合得到的等时线年龄为292±10 Ma(图未列出)，但平均权重方差较大(MSWD=28)，数据点线性关系不是很好，没有实际的地质意义。其中，TC-20 和TC-22两件黄铁矿样品的187Re/188Os值(>11 000)和模式年龄(300～290 Ma) 明显大于其它样品(表1)，暗示它们可能不是同一成因。剔除这两件样品后，其余5件硫化物的Re-Os等时线年龄为278±18 Ma(MSWD=11)(图4)。该等时线年龄误差和平均权重方差仍然偏大，主要受TC-19(黄铜矿)的影响，其187Re/188Os值(9 395)相较于其余4件样品较大。剔除TC-19后，剩下4件硫化物的Re-Os等时线年龄为269±3 Ma(MSWD=0.19)，初始187Os/188Os值为0.31±0.17(图4)。这4件单矿物的模式年龄约为279～271 Ma，与等时线年龄也非常接近。

表 1 八布杨万铜矿床金属硫化物Re-Os同位素分析数据Table 1 Re-Os isotopic data for sulfides in the Yangwan copper deposit

图 4 八布杨万铜矿硫化物Re-Os等时线图Fig. 4 Re-Os isochron diagram of sulfides for the Yangwan copper deposit

3.2 岩石地球化学

全岩地球化学分析结果见表2。分析结果显示，八布杨万铜矿围岩的玄武岩SiO2含量为49.76%～51.14%，TiO2含量1.06%～1.48%，Al2O3含量为17.52%～19.50%，MgO含量6.08%～8.30%，Na2O含量为3.82%～4.69%，Na/K值为14～25，属于低钾拉斑系列玄武岩(图5)。

表 2 杨万铜矿床容矿围岩玄武岩的主量(wB/%)、微量和稀土元素(wB/10-6)组成Table 2 Major elements (wB/%), trace elements and rare earth elements (wB/10-6) values for basalts in the Yangwan copper deposit

图 5 八布杨万铜矿围岩玄武岩全碱(a)和K2O(b)与SiO2比值图解(a据Le Maitre, 2002; b据Ringwood, 1989)Fig. 5 TAS (a, after Le Maitre, 2002) and K2O versus SiO2 (b, after Ringwood, 1989) ratios diagram for basalts in the Yangwan copper deposit

岩石稀土元素总量较低，介于38.91×10-6～54.95×10-6之间，在球粒陨石标准化配分图(图6a)上，轻稀土元素呈现轻微左倾趋势，重稀土元素平坦，轻重稀土元素分异不明显，(La/Yb)N=0.70～0.77，无Eu异常，表明斜长石结晶分异程度较低。在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图6b)上，Th、Nb和Ta相对亏损，活动元素Rb、Ba、U和K相对富集。Sr具弱的正异常，可能与岩石具轻度蚀变有关。总体上，杨万铜矿围岩玄武岩的稀土和微量元素特征呈现出与N-MORB相似的配分曲线(Sun and McDonough, 1989)。

图 6 八布杨万铜矿围岩玄武岩球粒陨石标准化(a)和原始地幔标准化蛛网图(b)(球粒陨石和原始地幔值据Sun & McDonough, 1989)Fig. 6 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized spider diagram (b) for basalts in the Yangwan copper deposit (chondrite and primitive mantle data after Sun & McDonough, 1989)N-MORB—正常型大洋中脊玄武岩； E-MORB—富集型大洋中脊玄武岩； OIB—洋岛玄武岩N-MORB—normal mid-ocean ridge basalts； E-MORB—enriched mid-ocean ridge basalts； OIB—ocean island basalts

4 讨论

4.1 成矿年龄

八布杨万铜矿床属于火山喷流沉积-热液改造成因，已被普遍认同(蒙光志， 2003；莫向云等， 2013；杨维等， 2018)，因而其成矿时代与围岩地层时代一致。云南省地质局第二区域地质调查队(1976)(8)云南省地质局第二区域地质调查队. 1976. 1∶20万马关幅地质图及调查报告.将八布地区发育的这套火山岩与碎屑岩都划为中三叠统，故其成矿时代被认定为中三叠世(蒙光志， 2003；莫向云等， 2013)，并以此指导区域找矿工作。

从20世纪末开始至今，众多学者先后对八布超镁铁质-镁铁质杂岩和围岩碎屑岩地层的时代开展了大量研究工作，取得了一系列成果。根据岩石组合、结构及地球化学证据，钟大赉等(1998)提出八布超镁铁质-镁铁质杂岩为一套蛇绿岩组合，异地推覆就位于中三叠统细碎屑岩中。吴根耀等(2001)获得镁铁质岩Sm-Nd等时线年龄328 Ma，认为这套超镁铁质-镁铁质杂岩形成于早石炭世末。冯庆来等(2002)在采自竜林附近硅质岩中鉴定出放射虫化石时代为早二叠世，提出八布蛇绿岩形成于早二叠世。近年来，研究者先后对其中变玄武岩和斜长角闪岩进行了锆石U-Pb定年，获得同位素年龄为272～265 Ma，进而认为八布蛇绿岩形成于早中二叠世(张斌辉等， 2013； Liuetal., 2018)。此外，杨江海等(2017)对竜林一带原中三叠统砂岩开展碎屑锆石U-Pb定年分析，获得最年轻一组锆石年龄峰值为285 Ma，提出该套碎屑岩沉积时代应为早二叠世，而非中三叠世。张斌辉等(2019)在这套碎屑岩中新发现一套凝灰岩夹层，对其开展锆石U-Pb定年，获得了226±1 Ma的锆石U-Pb年龄，认为该套碎屑岩沉积时代可能为晚三叠世。综上所述，目前对八布地区碎屑岩地层沉积时代和超镁铁质-镁铁质杂岩年龄仍存在争议，而依据围岩地层时代限定的成矿年龄为中三叠世，值得商榷。

本次从杨万铜矿床矿石中分选出黄铁矿和黄铜矿，对其开展Re-Os同位素定年，直接限定了其成矿时代。尽管金属硫化物Re-Os等时线年龄有时可能是混合等时线而不具地质意义，但根据187Os/188Os与1/192Os是否存在相关性，可排除这类干扰(Lietal., 2015；赵冰爽等， 2018)，从而获取正确的年龄信息。4件硫化物Re-Os等时线年龄为269±3 Ma，其187Os/188Os与1/192Os不存在相关性(图7a)，表明其不是混合等时线，应代表了成矿时代。此外，Stein 等(2000)提出，对于低普通187Os、高放射性成因187Os的硫化物(LLHR)，可以采用187Re与187Os含量进行投图获得更为准确的等时线年龄。从表1可见，上述4件硫化物也具有类似LLHR的Re-Os同位素组成，采用187Re与187Os含量投图获得等时线年龄为272±5 Ma(MSWD=2.0)(图7b)，与187Os/188Os-187Re/188Os等时线年龄在误差范围内是一致的。因而，本文获得的金属硫化物Re-Os等时线年龄(269±3 Ma)代表了真正的成矿时代，表明杨万铜矿床形成于早中二叠世(～270 Ma)，而非中三叠世。

图 7 八布杨万铜矿硫化物187Os/188Os -1/192Os(a)和187Re -187Os(b)图解Fig. 7 187Os/188Os versus 1/192Os(a) and 187Re versus 187Os plot (b) for sulfides of the Yangwan copper deposit

4.2 成矿物质来源

矿床地质调查工作表明，杨万铜矿矿体主要呈层状、似层状产于玄武岩、细碧岩和火山角砾岩中(图2)(杨维等， 2018)，因受同期构造的控制，也多见脉状、网脉状矿体产出，因而具有火山块状硫化物(VMS)矿床的基本特征(Mosieretal., 2009)。本文获得的杨万铜矿床金属硫化物Re-Os等时线年龄(269±3 Ma)早于八布蛇绿岩的构造就位时限(～230 Ma； Wuetal., 1999)，也早于邻区越北一系列褶皱和北向逆冲推覆构造发育的时代(237～230 Ma; Lepvrieretal., 2011；陈泽超等， 2013)，因此其硫化物保留了初始形成时的地球化学信息。金属硫化物初始187Os/188Os值为0.31±0.17，与日本Bessi-type硫化物矿床的初始187Os/188Os值(0.35±0.20～0.38±0.33； Nozakietal., 2010, 2014)相近。本次获得的硫化物Re-Os等时线年龄(269±3 Ma)，也与前人获得的八布蛇绿岩中变辉长岩和变玄武岩年龄(272～265 Ma)在误差范围内一致，表明杨万铜矿床的成矿时代与岩浆活动大致同期，暗示岩浆热液是主要的成矿物质来源。金属硫化物初始187Os/188Os值高于八布蛇绿岩初始187Os/188Os值(0.125～0.134； Liuetal., 2018)，也高于地幔组成(～0.125； Shirey and Walker, 1998)和原始高温热液流体的187Os/188Os值(～0.15； Sharmaetal., 2000)，表明单纯的岩浆和热液流体不能提供如此高的187Os/188Os值。Ravizza等(1996)将TAG热液地区硫化物187Os/188Os值(0.16～1.05)具有的较大变化区间解释为原始热液流体与海水相互作用的结果。八布杨万铜矿床初始187Os/188Os值具有相似的特征，可能也代表了热液流体与海水相互作用的结果。因此，杨万铜矿床成矿物质可能主要来源于海底火山热液与海水的相互作用，属于VMS矿床。而区内赋矿围岩强烈破碎部位的矿化明显增强且矿体变厚大的特征表明，火山活动多期次发育的构造对成矿有重要的控制作用，从而表现出一些构造改造成矿的特点。

4.3 地质意义

八布竜林地区超镁铁质-镁铁质杂岩除赋矿围岩玄武岩外，还包括变橄辉岩、蛇纹岩、斜长角闪岩和变玄武岩。钟大赉等(1998)和Wu等(1999) 基于岩石组合、地球化学和同位素特征，认为其属于一套N-MORB型蛇绿岩，代表了古特提斯分支洋盆的洋壳残片。然而，Lepvrier等(2011)和 Faure 等(2014) 基于Tran 等(2008)对邻区越北高平(Cao Bang)超镁铁质-镁铁质杂岩研究成果，认为八布超镁铁质-镁铁质岩石并不是蛇绿岩，但并未给出相应的野外和室内观察证据，因此其质疑缺乏证据。近年来系统的岩石学、地球化学和同位素研究进一步证实，八布超镁铁质-镁铁质杂岩是一套N-MORB型蛇绿岩(Cai and Zhang, 2009；张斌辉等，2013； Liuetal., 2018)。此外，Liu 等(2018)提出，除N-MORB型蛇绿岩外，八布地区还存在SSZ型蛇绿岩。

本文对Liu等(2018)中的数据进行了对比分析，在稀土元素球粒陨石标准化配分图和微量元素原始地幔标准化蛛网图(图6)上，其变玄武岩和变辉长岩配分曲线与本文玄武岩相似，均呈现类似N-MORB的特征。在Hf-Th-Ta图(图8a)和Th/Yb-Ta/Yb图(图8b)上，所有样品无一例外地全部落入N-MORB区。而Liu 等(2018)所提具SSZ型蛇绿岩特征的数据，皆是引自前人的数据再次投图而来，相对缺少可信度。综上所述，岩石组合、岩石学、地球化学和同位素特征都表明，八布超镁铁质-镁铁质杂岩是一套N-MORB型蛇绿岩，代表了古特提斯分支洋盆消亡的洋壳残片。该区是否存在SSZ型或其它类型蛇绿岩，仍需要寻找更多的证据支撑。

图 8 八布地区玄武岩Hf-Th-Ta(a，据Wood, 1980)和Th/Yb-Ta/Yb(b，据Pearce and Peate, 1995)图解Fig. 8 Hf-Th-Ta (a, after Wood, 1980) and Th/Yb versus Ta/Yb (b, after Pearce and Peate, 1995) diagram for basalts in the Yangwan copper depositN-MORB—正常型大洋中脊玄武岩； E-MORB—富集型大洋中脊玄武岩； WPT—板内拉斑玄武岩； WPA—板内碱性玄武岩； VAB—火山弧玄武岩N-MORB—normal mid-ocean ridge basalts； E-MORB—enriched mid-ocean ridge basalts； WPT—within-plate tholeiitic basalts； WPA—within-plate alkaline basalts； VAB—volcanic arc basalts

如前述，中国地质调查局成都地调中心(2011)(9)中国地质调查局成都地调中心. 2011. 云南省麻栗坡地区矿产远景调查报告.研究表明，八布蛇绿岩由南向北逆冲推覆就位于三叠系碎屑岩中。该套三叠系向东南延伸入越南境内，并与Song Hein盆地相连，也发育大量晚古生代-早中生代岩浆岩(Tranetal., 2008, 2016)。Halpin等(2016) 在Cao Bang超镁铁质-镁铁质岩中识别出N-MORB型和E-MORB型两类蛇绿岩，并获得E-MORB型蛇绿岩的锆石U-Pb年龄为274～262 Ma。该年龄与八布蛇绿岩形成时代大致相当。从野外产出特征看，两套蛇绿岩与围岩都呈现出类似的构造混杂岩(mélange)特征，而构成蛇绿混杂岩带(Isozakietal., 1990； Wakabayashi, 2011)。目前，关于八布-Cao Bang 蛇绿混杂岩带的成因和构造属性还存在争议(Cai and Zhang, 2009； Faureetal., 2014； Thanhetal., 2014； Halpinetal., 2016)，是否代表古特提斯分支洋盆消亡闭合的位置，还有待进一步研究去揭示。