西藏尼雄铁矿成矿花岗岩成因及其对成矿构造背景的启示

范淑芳, 曲晓明, 宋 扬, 辛洪波

(中国地质科学院 矿产资源研究所, 北京 100037)

西藏尼雄铁矿成矿花岗岩成因及其对成矿构造背景的启示

范淑芳, 曲晓明, 宋 扬, 辛洪波

(中国地质科学院 矿产资源研究所, 北京 100037)

本文分析了西藏尼雄铁矿与成矿有关花岗闪长岩的主量元素、微量元素、稀土元素及Sr-Nd-Pb同位素特征, 并做了锆石LA-ICPMS U-Pb年龄测定。岩石地球化学分析结果显示样品为亚铝质中钾–高钾钙碱性岩系列, 属I-型花岗岩。地球化学组成上其富集大离子亲石元素(LILE)Rb、Ba、Sr、Th、U、K、Pb, 亏损高场强元素(HFSE)Nb、Ta、Ti, 具有典型的岛弧岩浆作用的特征; 稀土元素球粒陨石标准化图解表现为富集轻稀土的右倾型式(LREE/HREE=5.67～8.37), 无Eu异常, 显示活动大陆边缘岩浆岩的稀土配分特征。岩体ISr为0.707625～0.710997, εNd(t)为–6.6～–8.7,206Pb/204Pb,207Pb/204Pb,208Pb/204Pb比值分别为18.786～18.955、15.694～15.726、39.355～39.676, 显示出富集地幔特征(EMⅡ), 表明地壳组分对岩浆生成有重要影响。所测岩体的锆石206Pb/238U 加权平均年龄为112.09±0.54 Ma(MSWD=0.45), 表明尼雄花岗岩体形成于早白垩世晚期。综合分析班公湖–怒江中特提斯洋和雅鲁藏布江新特提斯洋的演化历史, 作者认为尼雄铁矿是早白垩世雅鲁藏布江洋壳板块向北侧拉萨地块之下俯冲的构造背景下的产物。而成矿岩体主要是俯冲组分(流体和熔融)对地幔楔交代改造的结果, 是地幔岩浆底侵引起下地壳物质部分熔融, 两种岩浆混合而形成的。

岩石地球化学; Sr-Nd-Pb同位素; 锆石U-Pb年龄; 尼雄铁矿; 西藏

地处青藏高原南部的冈底斯带(也称为拉萨地块)夹持于雅鲁藏布江缝合带和班公湖–怒江缝合带之间, 区内构造岩浆活动强烈, 成矿地质条件优越,孕育了大量的铜、金、银、钼、富铁、铅锌等矿产资源, 是青藏高原上最重要的成矿区带。目前对冈底斯成矿带的研究, 多集中于新生代斑岩型铜金成矿作用(曲晓明等, 2001; 侯增谦等, 2003)和矽卡岩型铅锌银成矿作用(佘宏全等, 2005; 李光明等, 2011), 对铁矿的研究明显偏少。尼雄铁矿是近年来江西省地质调查研究院在1：25万填图过程中发现的一个超大型矽卡岩型富铁矿床(曹圣华等, 2007;袁健芽等, 2008; 王乐等2012)。该矿床南距雅鲁臧布江缝合带约150 km, 北距班公湖–怒江缝合带约130 km, 基本处于冈底斯带的中带位置。目前该矿床研究中争议最大的问题是它的产出构造背景, 即它是由雅鲁藏布江洋壳向北俯冲形成的？还是由班公湖–怒江洋壳向南俯冲形成的？亦或是拉萨地块板内岩浆作用的产物？从目前的研究结果看, 多数人倾向于该铁矿与班公湖–怒江洋壳向南俯冲有关(袁健芽等, 2008; 张晓倩等, 2010; 曹圣华, 2012;于玉帅等, 2012), 也有人认为是雅鲁藏布江洋壳向北俯冲的结果(吴旭玲和陈振华, 2005)。然而, 对该矿床形成构造背景的正确认识不能仅依靠矿床本身,还涉及到对班公湖–怒江中特提斯洋演化历史的厘定。本文根据曲晓明等(2012)获得的有关班公湖–怒江洋盆闭合的证据, 通过对尼雄铁矿成矿岩体的岩石地球化学分析和LA-ICPMS锆石U-Pb定年, 阐述了尼雄铁矿与班公湖–怒江和雅鲁藏布江两条缝合带之间的关系, 为该矿床的形成环境提供了新的依据。并利用成矿岩体的Sr、Nd、Pb同位素特征, 进一步探讨了该矿床的岩浆源区组成。通过本文的研究, 揭示冈底斯带铁矿的成矿地质条件和成矿规律,更好地为区域地质找矿服务。

1 地质背景及岩石学特征

1.1 成矿地质条件

冈底斯带夹持于南侧的印度河–雅鲁藏布江缝合带与北部的班公湖–怒江缝合带之间, 是一条东西长约2500 km, 南北宽150～300 km, 面积达45万平方公里的巨型构造–岩浆岩带(潘桂棠等, 2006)。中生代以来印度大陆向北侧欧亚大陆的俯冲以及新生代的陆–陆碰撞孕育了丰富的铜金多金属矿产资源。同时,由于其处于两个大陆碰撞造山的关键部位, 冈底斯带一直被看作是窥探青藏高原隆升机制的窗口和研究全球大陆动力学的天然实验室。

尼雄铁铜矿田处于隆格尔–工布江达断裂带南侧、冈底斯陆缘火山–岩浆弧以北、措勤–纳木错初始弧间盆地南部(吴旭玲和陈振华, 2005)。矿田由北西至南东方向划分为5个矿区: 滚纠铁矿区、尼雄铁矿区、沙松南铁矿区、毛加崃铁矿区及日阿铜矿区(图1)。尼雄铁矿区内出露的主要地层为石炭系永珠组, 二叠系拉嘎组、昂杰组、下拉组、敌布错组及古近系日贡拉组。中二叠统下拉组和上二叠统敌布错组是区内磁铁矿床形成的重要条件。下拉组为灰–浅灰色厚层状(含)生物碎屑微晶灰岩、中厚层状含菱铁矿灰岩、含鲕状赤铁矿灰岩; 敌布错组为深灰–灰白色中厚层状含砾长石砂岩、含鲕状赤铁矿长石石英砂岩、含炭岩屑砂岩与黑色薄层状含炭泥质粉砂岩、含炭粉砂质泥岩互层, 下部夹深灰色薄层状硅质岩, 上部夹深灰色微晶灰岩。

图1 西藏尼雄矿田地质简图(据曹圣华等, 2010修改)Fig.1 Sketch geological map of the Nixiong ore field

铁矿体主要产于中细粒黑云母花岗闪长岩、中细粒黑云母二长花岗岩与二叠纪下拉组、敌布错组地层的外接触带、下拉组和敌布错组的层间破碎带及二者的接触面上。断裂构造主要表现为NWW向的推覆构造带。矿区燕山晚期岩浆活动强烈, 一系列中酸性侵入体沿NWW向呈串珠状分布, 岩性主要为中细粒角闪黑云花岗闪长岩、中细粒二长花岗岩、细粒斑状花岗岩和花岗斑岩脉。铁矿体呈 NWW 向产于矽卡岩带内及敌布错和下拉组地层中(图1)。

1.2 成矿岩体地质及岩相学

尼雄铁铜矿田早白垩世晚期侵入的成矿岩浆岩出露面积约180 km2, 呈多个不规则椭圆形、圆形岩株产出, 沿NWW向呈串珠状分布。本文研究的成矿岩体样品采自尼雄铁矿区(采样位置见图1), 为中细粒花岗闪长岩, 具中细粒花岗结构, 块状构造。岩株存在岩相分带, 内部岩性为二长花岗岩。岩石主要矿物组成为斜长石(45%～50%)、钾长石(15%～20%)、石英(20%～25%)、黑云母(<5%)、角闪石(5%), 副矿物为磷灰石、锆石、磁铁矿、榍石等(<1%)。岩体与二叠纪地层接触带附近蚀变强烈, 主要有矽卡岩化、大理岩化、黄铁绢英岩化、绿泥石化、绿帘石化、磁铁矿化等。

2 分析测试方法

笔者在三个采样点共采集12件新鲜样品做了全岩主量元素、微量元素和稀土元素含量分析(分析结果见表1)。样品分析在北京核工业地质分析研究中心完成。主量元素采用PHILLIPSPW-2404型X-荧光光谱仪分析完成, 精度好于1%; 微量元素和稀土元素采用ICP-MS测定, 仪器型号为ELEMENT-2质谱仪, 分析精度优于2%, 分析流程见Qu et al. (2004)。

尼雄铁矿成矿花岗岩12件样品的Pb、Sr、Nd同位素分析在北京核工业地质分析测试研究中心完成, 所用仪器是MAT-261固体同位素质谱仪。Nd和Sr同位素分析, 样品(200目粉末)先用HF+HNO3完全溶解, 蒸干后再用HCl溶解。样品中的Nd、Sr采用常规的离子交换技术分离。Nd同位素测定用146Nd/144Nd=0.7219进行质量分馏校正。标样J.M.Nd2O3测定结果143Nd/144Nd=0.511125±8(2σ), GBW04419测定结果143Nd/144Nd=0.512725±10(2σ), Sm、Nd流程空白为5×10–11g。Sr同位素测定用88Sr/86Sr= 8.37521进行质量分馏校正。标样NBS987 SrCO3测定结果为87Sr/86Sr=0.71025±(2σ); Rb、Sr流程空白为10–9～10–11g。Pb同位素分析, 样品用三酸(HF+H2SO4+ HCl)分解后用离子交换树脂分离出铅, 蒸干后进行同位素测试。分析精度对1 μg铅含量204Pb/206Pb低于0.05%,208Pb/206Pb一般不大于0.005%。对国际标样NBS981的测试结果为:208Pb/206Pb=2.162189, 误差为0.0027%;207Pb/206Pb=0.913626, 误差为0.0059%;204Pb/206Pb=0.059201, 误差为0.0015%所用锆石从样品NX11-04中分选出, 样品经人工破碎后用重力和磁选的方法分选出锆石, 之后在双目镜下去除杂质,使锆石单矿物纯度达到95%以上。将待测锆石及标准锆石用环氧树脂固定于载玻片上, 磨至锆石颗粒的2/3使其内部结构充分暴露, 用透射光、反射光和阴极发光(CL)照相, 以选取合适部位进行U-Pb同位素定年。锆石CL照相在国土资源部同位素地质重点实验室完成, LA-ICPMS锆石U-Pb年龄测定在国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室完成, 采用的仪器分别为Agilent 7500型ICPMS和ComPex 102 ArF准分子激光器, 工作物质ArF波长193 nm,与GeoLas 200M光学系统联机进行。锆石年龄采用国际标准锆石91500作外标, 元素含量采用NIST SRM 610作外标,29Si作内标, 数据用Ludwig SQUID 1.0程序处理, 应用Isoplot程序完成年龄计算以及谐和图的绘制。

3 分析结果

3.1 主量元素

从表1分析结果可知, 尼雄矿区成矿岩体的SiO2含量在63.63%～67.37%之间, 平均为65.72%; K2O含量为2.19%～3.07%, Na2O含量为3.09%～4%,全碱含量5.76%～6.81%, Na2O/K2O>1, 样品在TAS图(图2a)上落入花岗闪长岩区, 在K2O-SiO2图(图2b)上显示样品为中钾–高钾钙碱性岩。岩体的CaO和MgO含量分别为3.73%～4.72%和1.51%～2.11%, FeOT含量2.28%～5.27%, Al2O3含量15.37%～16.24%,平均为15.71%, 在A/NK-A/CNK图(图2c)上位于亚铝质岩区。在R2-R1图(图2d)上它们都落在碰撞前阶段, 表现为板块俯冲阶段岩浆作用产物。在P2O5-SiO2图和Na2O-K2O图(图2e, 2f)上样品都显示出I-型花岗岩特征, 表明其源岩为火成岩。

表1 尼雄花岗闪长岩主量元素(%)、微量元素和稀土元素(μg/g)分析结果Table 1 Major (%) and trace (μg/g) element results of the granodiorites in the Nixiong iron deposit

图2 尼雄花岗闪长岩地球化学图: TAS图(a, 据Middlemost, 1994); K2O-SiO2图(b, 据Peccerillo and Taylor, 1976); A/NK-A/CNK图(c, 据Maniar and Piccoli, 1989); R2-R1图(d, 据Batchelor and Bowden, 1985); P2O5-SiO2图(e, 据李献华等, 2007); Na2O-K2O图(f, 据Collins et al., 1982)Fig.2 Geochemical plots for the granodiorites in the Nixiong iron deposit: TAS (a); K2O vs SiO2(b); A/NK vs A/CNK (c); R2vs R1(d); P2O5vs SiO2(e); Na2O vs K2O (f)

3.2 微量元素

在原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图3a),尼雄花岗闪长岩表现为富集大离子亲石元素Rb、Ba、Th、U、K、Pb、Sr, 亏损高场强元素Nb、Ta、 Ti, 显示出岛弧岩浆岩的基本特征(Wilson, 1989)。大离子不相容元素 Sr 呈弱富集, Ba 则相对亏损, 说明岩浆经历过分异演化。在构造环境判别图上(图4),岩体均落在岛弧型岩浆岩区。

图3 尼雄花岗闪长岩的微量元素原始地幔标准化蛛网图(a)和稀土元素球粒陨石标准化分布曲线图(b) (原始地幔和球粒陨石标准化值引用 Sun and McDonough, 1989)Fig.3 Primitive mantle normalized trace element spider diagram (a) and chondrite-normalized REE patterns (b) of the granodiorites in the Nixiong iron deposit

图4 尼雄花岗闪长岩Nb-Y (a)、Ta-Yb (b)、Rb-(Y+Nb) (c)和Rb-(Yb+Ta) (d)图(据Pearce et al., 1984)Fig.4 Nb vs Y (a), Ta vs Yb (b), Rb vs (Y+Nb) (c), and Rb vs (Yb+Ta) (d) diagrams for the granodiorites in the Nixiong iron deposit

3.3 稀土元素

样品稀土元素含量较高, ΣREE为84.79～159.92 μg/g,稀土元素球粒陨石标准化分布曲线表现为富集轻稀土元素的右倾型(图3b), LREE/HREE=5.67～8.37, (La/Yb)N=4.8～9.06。岩体的中、重稀土元素没有明显分异, 符合活动大陆边缘岩浆岩的稀土配分型式。岩体δEu接近于1, 无Eu异常, 说明含矿岩浆形成演化过程中没有发生明显的斜长石分离结晶作用或在岩浆源区的无明显残留。

3.4 锆石U-Pb年龄

尼雄铁矿成矿花岗闪长岩的锆石颗粒自形程度较好, 呈长柱状或短柱状, 大小在100～250 μm之间,发育震荡环带(图5a), 锆石U、Th含量分别为55～ 653 μg/g和52～1107 μg/g, Th/U比值变化于0.94～ 1.72之间(表2), 远大于0.4, 说明其为岩浆成因锆石(吴元保和郑永飞, 2004), 而这些锆石的结晶年龄可以代表岩体的侵位时间。17颗锆石的206Pb/238U加权平均年龄为112.09±0.54 Ma, MSWD= 0.45(图5b), 说明尼雄花岗闪长岩体形成于早白垩世晚期。

图5 尼雄花岗闪长岩(NX11-04)中的锆石CL图像(a)和U-Pb年龄谐和图(b)Fig.5 CL images (a) and U-Pb concordant diagram (b) for zircon from the granodiorites (NX11-04) in the Nixiong iron deposit

表2 尼雄花岗闪长岩锆石U-Pb同位素分析结果Fig.2 U-Pb isotope results of zircon from the granodiorites in the Nixiong iron deposit

3.5 Sr、Nd同位素

尼雄花岗闪长岩87Sr/86Sr比值为0.709539～ 0.712390, ISr比值为0.707625～0.710997(表3), 较高的ISr值指示成矿岩浆中有地壳物质的参与。DePaolo (1981)研究指出, 地球上不同构造位置的近代火山岩的εNd是不同的, 源自地幔的火山岩其εNd>0, 若εNd<0, 则说明这些岩石形成于地壳中或受到了地壳物质的强烈混染。尼雄花岗闪长岩143Nd/144Nd比值为0.512135～0.512237, εNd(t)为–6.6～–8.7(表3), 显示出地壳组分对岩浆生成的重要影响。在εNd(t)-ISr图上(图6a), 尼雄铁矿成矿花岗闪长岩处于地幔玄武岩与下地壳的混合线附近, 指示成矿岩浆可能是由壳幔岩浆混合而成。

3.6 Pb同位素

尼雄矿区成矿花岗闪长岩Pb同位素组成变化不大,206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb比值分别为18.786～18.955, 15.694～15.726, 39.355～39.676(表3)。Pb同位素比值206Pb/204Pb>18、207Pb/204Pb>15.5、208Pb/204Pb>38, 反映了高放射成因铅特征(陈能松等, 2007)。在Zartman and Doe (1981)的铅构造模式图上(图7a、b) 尼雄铁矿区成矿花岗闪长岩样品均处于EMⅡ单元内, 说明尼雄铁矿的成矿岩浆源区具EMⅡ型富集地幔特征。而EMⅡ地幔端元的形成与俯冲和再循环的地壳物质密切相关(Hart, 1988), 这些由同位素得出的岩浆源区信息与岩石地球化学所反映的岛弧环境是完全一致的。在Sr-Pb、Nd-Pb同位素图上(图8a、b)也同样反映出俯冲组分对岩浆源区的影响。

4 讨 论

4.1 成矿构造背景

尼雄铁矿床产于冈底斯带内部, 南距雅鲁藏布江缝合带约150 km, 北距班公湖–怒江缝合带约130 km。作为矽卡岩型铁矿, 尼雄铁矿的成因已没有太多异义, 而目前争论最大的是关于该矿床形成的构造环境, 即尼雄铁矿的形成是与雅鲁藏布江洋壳的向北俯冲有关？还是与班公湖–怒江洋壳的向南俯冲有关？抑或是拉萨地块内部板内岩浆作用的产物？吴旭玲和陈振华(2005)通过对尼雄岩体岩石地球化学的研究并结合其所处的大地构造位置, 将尼雄铁矿的形成归因于雅鲁藏布江大洋板块向北俯冲消减;袁建芽等(2008)通过对冈底斯南带的斑岩型矿床与本区的矽卡岩型铁铜矿床的对比研究, 认为该矿田的形成受班公湖–怒江中特提斯洋壳向南俯冲控制;张晓倩等(2010)通过区域宏观构造演化研究, 推断尼雄岩体很可能侵位于一种与班公湖–怒江洋壳岩石圈板片俯冲角度的变陡进而断离有关的伸展背景。曹圣华(2012)以及于玉帅等(2012)通过对滚纠铁矿床地球化学特征的研究, 认为早白垩世晚期羌塘陆壳与冈底斯岛弧陆壳对接碰撞, 使两者会聚速率减缓, 班公湖–怒江中特提斯洋壳继续受重力或/和俯冲惯性拖拽作用下向南俯冲, 导致俯冲的洋壳板片回转, 诱使软流圈地幔上涌, 引发岩石圈地幔和上覆地壳发生部分熔融, 进而形成了以壳源为主的壳幔混合成矿岩浆。

表3 尼雄花岗闪长岩Pb、Sr、Nd同位素组成Table 3 Pb, Sr and Nd isotopic compositions of the granodiorites in the Nixiong iron deposit

图6 尼雄花岗闪长岩 εNd(t)-ISr(a, 据Depaolo and Wassethurg, 1979)和 (La/Yb)N-δEu图(b, 据张宇等, 2013)Fig.6 εNd(t) vs ISr(a) and (La/Yb)Nvs δEu (b) diagrams for the granodiorites in the Nixiong iron deposit

图7 尼雄花岗闪长岩207Pb/204Pb-206Pb/204Pb (a)和208Pb/204Pb-206Pb/204Pb (b)图(底图据Zartman and Doe, 1981)Fig.7207Pb/204Pb vs206Pb/204Pb (a) and208Pb/204Pb vs206Pb/204Pb (b) diagrams for the granodiorites in the Nixiong iron deposit

图8 Sr-Pb (a)和 Nd-Pb (b)同位素图解(据Zindler and Hart, 1986)Fig.8 Sr vs Pb (a) and Nd vs Pb (b) isotopic diagrams for the granodiorites in the Nixiong iron deposit

本文研究表明, 尼雄铁矿与成矿有关的花岗闪长岩富集大离子不相容元素Rb、Ba、Th、U、K、Sr、Pb, 亏损高场强元素Nb、Ta、Ti, 具有岛弧型花岗岩的鲜明特征。R1-R2图(图2d)反映了造山带演化所经历的一个完整的Wilson旋回上, 尼雄铁矿的成矿花岗闪长岩在该图上处于碰撞前阶段, 指示其为板块俯冲阶段岩浆作用的产物。在构造环境判别图上(图4), 这些花岗闪长岩也表现出火山弧的形成环境。在微量元素比值Ce/Pb-Ce和Nb/Th-Nb图上(图9a, b), 它们也显示出岛弧火山岩的特性。

图9 尼雄花闪长岗岩Ce/Pb-Ce (a)和Nb/Th-Nb (b)图(底图据 Boztug et al. 2007; 原始地幔数据据 Hofmann, 1988; 大陆地壳、MORB+OIB和岛弧型火山岩区域据Schmidberger and Henger, 1999)Fig.9 Ce/Pb vs Ce (a) and Nb/Th vs Nb (b) diagrams for the granodiorites in the Nixiong iron deposit

在尼雄铁矿本身的形成构造环境已经明确的情况下, 要查明该铁矿的成矿背景, 即是与南面的雅鲁藏布江洋壳俯冲有关还是与北面的班公湖–怒江洋壳俯冲有关, 还需要先确定两条缝合带的演化历史。作为拉萨地块北缘的班公湖–怒江缝合带构造演化历史十分复杂, 人们对该缝合带的地质问题都还存在较大的争论, 包括班公湖–怒江中特提斯洋盆的打开时间、闭合时间、俯冲方向、俯冲极性乃至洋盆属性(即是一个统一的大洋还是多个局限性洋盆)。对尼雄铁矿的成矿来讲, 重要的是要查明班公湖–怒江中特提斯洋壳向南侧拉萨地块之下俯冲的时间或者说该洋盆的闭合时间。曹圣华等(2006)在综合分析前人成果的基础上, 根据班公湖–怒江缝合带南、北两侧大陆边缘古特提斯地层沉积特征的差异, 推断中侏罗世–晚侏罗世早期为中特提斯洋双向俯冲阶段, 班公湖–怒江洋向南俯冲消减于拉萨地块之下。Kapp et al. (2003)根据沉积地层的覆盖关系, 推断班公湖–怒江洋盆的闭合时间为侏罗纪末–白垩纪初, 即145 Ma左右。Zhu et al.(2009, 2011)通过对拉萨地块北缘岩浆岩的研究,认为 110 Ma 左右班公湖–怒江特提斯洋壳可能发生过板片断离, 此时本地区已经进入板内环境。曲晓明等(2012, 2013)通过对班公湖–怒江缝合带中段新发现的A型花岗岩的研究, 也认为这些110Ma±形成的A-型花岗岩是俯冲的洋壳板片断离, 软流圈地幔沿板片窗上涌的结果。并进一步推断班公湖–怒江特中提斯洋盆的闭合时间应为早白垩世初(140～130 Ma之间)。Sui et al.(2013)通过拉萨地体北部不同类型火山岩岩石地球化学的研究, 认为140～110 Ma该地区已处于同碰撞阶段。由以上讨论可知早白垩世晚期班公湖–怒江缝合带已处于碰撞后阶段, 与尼雄铁矿形成时所处的岩浆弧的构造环境并不相符。

关于南面雅鲁藏布江新特提斯样的演化历史人们的认识还比较一致。Garzanti et al. (1999) 通过对吉隆县南部吉隆沟二叠纪玄武岩的研究, 提出这些早二叠世火山岩是冈瓦纳大陆北缘大陆裂谷作用的产物, 代表了雅鲁藏布江新特提斯的初始开启。关于雅鲁藏布江新特提斯洋的俯冲时间, 早期的研究者提出晚白垩世到始新世为特提斯洋壳的俯冲阶段(髙延林, 1985, 1988), 而近期的研究大多认为特提斯洋壳的早期俯冲开始于晚侏罗世到早白垩世(刘志飞等, 2000;朱弟成等, 2009; 徐向珍等, 2011; 张万平等, 2011; McDermid et al., 2002)。对于雅鲁藏布江洋盆的闭合时间, 郝杰等(1999)通过对日喀则弧前盆地海相沉积岩的研究, 提出特提斯–喜玛拉雅洋消亡和印度板块与欧亚大陆碰撞应发生在始新世末期或渐新世初期。尹安(2001)认为印度板块与亚洲板块之间最初碰撞可能开始于白垩纪晚期(约70 Ma)。李国彪等(2004)认为印度–亚洲板块碰撞启动的时间可能在白垩纪与古近纪之交。由以上研究结果我们不难得出, 早白垩世晚期尼雄铁矿形成时雅鲁藏布江新特提斯洋壳正处于向北侧拉萨地块之下俯冲的早期阶段, 符合尼雄铁矿的形成环境, 因此,笔者认为尼雄铁矿的形成是雅鲁藏布江洋壳板片向北侧拉萨地块之下俯冲所致。

4.2 成矿岩浆源区

尼雄铁矿成矿花岗闪长岩属中钾–高钾钙碱性岩系列, 富碱、富集大离子亲石元素(Rb、Th、U、K、Pb) 和轻稀土元素, 亏损重稀土和高场强元素(Nb、Ta、Ti), 显示出岛弧花岗岩的典型特征。岩体高的(87Sr/86Sr)i(0.707625～0.710997)、低的εNd(t) (–6.6～–8.7)、富集放射成因 Pb 同位素特征, 说明有较多地壳组分参与了成矿岩浆的生成。成矿花岗闪长岩Nb/U比值平均为6.09, MORB和OIB的Nb/U比值为47±(Hofmann et al., 1986), 两者相差甚远,而全球平均俯冲沉积物的Nb/U比值≈5(Plank and Langmuir, 1998), 与该岩体Nb/U比值接近, 因此推测尼雄铁矿成矿岩浆生成过程中俯冲沉积物在地幔深部脱水和熔融产生的流体和熔体是造成岩浆源区EMⅡ型富集特征的首要因素。也就是说中生代早白垩世晚期雅鲁藏布江洋壳向拉萨地块之下低角度俯冲过程中, 来自俯冲板片的流体和熔体对地幔楔进行交代改造, 使之具有了EMⅡ的源区特征, 并在流体和熔体作用下发生部分熔融形成了幔源岩浆。从图10微量元素比值的相关变化(Ba-Nb/Y 和Th/Yb-Sr/Nd图)可以看出尼雄铁矿成矿岩浆生成过程中由俯冲板片释放的流体和熔体起到了同等重要的作用。毫无疑问, 在岛弧岩浆作用阶段, 随洋壳板片一起俯冲到深部的洋底沉积物无疑是地壳物质参入造山带岩浆作用最主要的方式, 然而, 也不能排除壳幔岩浆混合和含矿岩浆在上升过程中地壳物质混染的可能性。对于成矿岩浆在上升过程中是否受到地壳物质混染的情况, Briqueu and Lancelot (1979)指出可以利用ISr对1/Sr变异关系来进行辩别(图11a)。在岩浆上升过程中如果有地壳物质混入, 在ISr-1/Sr图上样品呈正相关分布。图11a中尼雄铁矿的成矿花岗闪长岩没有表现出正消长关系, 表明含矿岩浆在上升途中没有受到地壳物质混染。在εNd(t)-SiO2图(图11b)上, 随着SiO2的增加尼雄花岗闪长岩的εNd(t)值没有明显的变化, 也说明其未遭受明显的地壳物质混染。而对于壳幔岩浆混合, 在(La/Yb)N-δEu图中(图6b)除了一个样品落在壳源以外, 其他样品都显示壳幔混源的特征, 在εNd(t)-ISr图(图6a)中, 样品落在地幔玄武岩与下地壳的混合线附近, 也显示出一种壳幔岩浆混合的特征。朱弟成等(2012)认为尼雄铁矿区所在的拉萨地块中部结晶基底发育古元古代甚至太古宙微陆块, 而成矿岩体Nd同位素模式年龄(tDM)集中在1207～1453 Ma(中元古代)之间, 也说明本地区的下地壳经历过早白垩世晚期幔源岩浆的底侵作用发生了部分熔融, 形成的壳源岩浆与幔源岩浆混合最后形成尼雄铁矿的成矿岩浆。

图10 尼雄花岗闪长岩Ba-Nb/Y图(a, 底图据Kepezhinskas et al., 1997)和Th/Yb-Sr/Nd图(b, 底图据Woodhead et al., 1998)Fig.10 Ba vs Nb/Y (a) and Th/Yb vs Sr/Nd (b) diagrams for the granodiorites in the Nixiong iron deposit

图11 尼雄花岗闪长岩ISr-1/Sr (a, 据Briqueu and Lancelot, 1979)和εNd(t)-SiO2图(b, 据张连昌等, 2007)Fig.11 I vs 1/Sr (a) and ε(t) vs SiO (b) diagrams for the granodiorites in the Nixiong iron deposit

5 结 论

(1) 尼雄铁矿成矿花岗闪长岩为中钾–高钾钙碱性岩, 亚铝质, 是板块俯冲作用的产物。岩体富集大离子不相容元素Rb、Ba、Th、U、K、Sr、Pb, 亏损高场强元素Nb、Ta、Ti, 具有岛弧型岩浆作用的基本特征。稀土元素球粒陨石标准化分布曲线表现为轻稀土富集的右倾型, 无Eu异常, 显示出活动大陆边缘岛弧岩浆作用特征。

(2) 尼雄铁矿成矿花岗闪长岩LA-ICPMS法测得的锆石U-Pb年龄为112.09±0.54 Ma, 表明其形成于早白垩世晚期。

(3) 综合分析班公湖–怒江中特提斯洋和雅鲁藏布江新特提斯洋的演化历史, 得出尼雄铁矿成矿构造背景是雅鲁藏布江洋壳板块向北侧拉萨地块之下俯冲。

(4) 尼雄铁矿成矿花岗闪长岩的岩浆源区主要是俯冲组分(流体和熔融)对地幔楔交待改造的结果,地幔岩浆底侵引起下地壳物质部分熔融, 两种岩浆混合形成尼雄铁矿的成矿岩浆。

致谢: 中国地质大学(北京)赵志丹教授和中国地质调查局成都地质调查中心李光明研究员提出了建设性修改意见和建议, 笔者在此表示衷心的感谢！

曹圣华. 2012. 西藏尼雄式铁矿及冈底斯中部铁铜矿区域成矿规律研究. 北京: 中国地质大学博士论文.

曹圣华, 陈毓川, 楼法生. 2010. 西藏措勤县尼雄矽卡岩型铁(铜)矿田特征与找矿远景分析. 矿床地质, 29(S1): 65–66.

曹圣华, 邓世权, 肖志坚, 廖六根. 2006. 班公湖–怒江结合带西段中特提斯多岛弧构造演化. 沉积与特提斯地质, 26 (4): 25–32.

曹圣华, 李德威, 余忠珍, 袁建芽, 吴旭铃, 胡为正. 2007.西藏冈底斯尼雄超大型富铁矿的成矿地质特征. 大地构造与成矿学, 31(3): 328–334.

陈能松, 王新宇, 张宏飞, 孙敏, 李晓彦, 陈强. 2007. 柴–欧微地块花岗岩地球化学和Nd-Sr-Pb同位素组成: 基底性质和构造属性启示. 地球科学——中国地质大学学报, 32(1): 7–21.

高延林. 1985. 西藏南部雅鲁藏布江缝合带的板块构造标志与演化. 西北大学学报: 自然科学版, 15(4): 92–110.

高延林. 1988. 雅鲁藏布江缝合带中段的板块构造证据及演化特征. 中国区域地质, 7(4): 53–59.

郝杰, 柴育成, 李继亮. 1999. 雅鲁藏布江蛇绿岩的形成与日喀则弧前盆地沉积演化. 地质科学, 34(1): 4–12.

侯增谦, 曲晓明, 王淑贤, 高永丰, 杜安道, 黄卫. 2003. 西藏高原冈底斯斑岩铜矿带辉钼矿 Re-Os 年龄: 成矿作用时限与动力学背景应用. 中国科学(D辑), 33(7): 609–618.

李光明, 秦克章, 陈雷, 陈金标, 范新, 琚宜太. 2011. 冈底斯东段山南地区第三纪矽卡岩–斑岩Cu-Mo-W(Au)多金属矿床勘查模型及深部找矿意义. 地质与勘探, 47(1): 20–30.

李国彪, 万晓樵, 刘文灿, 梁定益, H.Yun. 2004. 雅鲁藏布江缝合带南侧古近纪海相地层的发现及其构造意义. 中国科学(D辑), 34(3): 228–240.

李献华, 李武显, 李正祥. 2007. 再论南岭燕山早期花岗岩的成因类型与构造意义. 科学通报, 52( 9): 981–991.

刘志飞, 王成善, 李祥辉. 2000. 西藏南部雅鲁藏布江缝合带的沉积–构造演化. 同济大学学报: 自然科学版, 28(5): 010.

潘桂棠, 莫宣学, 侯增谦, 朱弟成, 王立全, 李光明, 赵志丹, 耿全如, 廖忠礼. 2006. 冈底斯造山带的时空结构及演化.岩石学报, 22(3): 521–533.

曲晓明, 侯增谦, 黄卫. 2001. 冈底斯斑岩铜矿(化)带: 西藏第二条“玉龙”铜矿带? 矿床地质, 20(4): 355–366.

曲晓明, 辛洪波, 杜德道, 陈华. 2012. 西藏班公湖–怒江缝合带中段碰撞后A–型花岗岩的时代及其对洋盆闭合时间的约束. 地球化学, 41(1): 1–14.

曲晓明, 辛洪波, 杜德道, 陈华. 2013. 西藏班公湖–怒江缝合带中段 A–型花岗岩的岩浆源区与板片断离. 地质学报, 87(6): 759–772.

佘宏全, 丰成友, 张德全, 潘桂棠, 李光明. 2005. 西藏冈底斯中东段矽卡岩铜–铅–锌多金属矿床特征及成矿远景分析. 矿床地质, 24(5): 904-916.

王乐, 何政伟, 刘婷婷, 倪忠云, 高慧, 蔡柯柯, 张船红,吴华. 2012. 西藏尼雄铜铁多金属成矿带遥感找矿模式与找矿方向. 现代地质, 26(3): 489–497.

吴旭铃, 陈振华. 2005. 西藏尼雄岩体岩石地球化学特征及其成因探讨. 中国地质, 32(1): 122–127.

吴元保, 郑永飞. 2004. 锆石成因矿物学研究及其对 U-Pb年龄解释的制约. 科学通报, 49(16): 1589–1604.

徐向珍, 杨经绥, 郭国林, 李金阳. 2011. 雅鲁藏布江缝合带西段普兰蛇绿岩中地幔橄榄岩的岩石学研究.岩石学报, 27(11): 3179–3196.

尹安. 2001. 喜马拉雅–青藏高原造山带地质演化——显生宙亚洲大陆生长. 地球学报, 22(3): 193–230.

于玉帅, 杨竹森, 刘英超, 田世洪, 纪现华, 高原, 赵灿,赵武强, 刘阿睢. 2012. 西藏措勤尼雄矿田滚纠铁矿金云母矿物学特征及40Ar-39Ar年代学. 岩石矿物学杂志, 31(5): 681–690.

袁健芽, 曹圣华, 罗小川, 胡为正. 2008. 西藏措勤县尼雄矽卡岩型铁铜矿田的发现及地质特征与找矿意义.中国地质, 35(1): 88–94.

张连昌, 陈志广, 周新华, 英基丰, 王非, 张玉涛. 2007.大兴安岭根河地区早白垩世火山岩深部源区与构造–岩浆演化: Sr-Nd-Pb-Hf同位素地球化学制约. 岩石学报, 23(11): 2823–2835.

张万平, 袁四化, 刘伟. 2011. 青藏高原南部雅鲁藏布江蛇绿岩带的时空分布特征及地质意义. 西北地质, 44(1): 1–9.

张晓倩, 朱弟成, 赵志丹, 王立全, 黄建村, 莫宣学. 2010.西藏措勤尼雄岩体的岩石成因及其对富Fe成矿作用的潜在意义. 岩石学报, 26(6): 1793–1804.

张宇, 邵拥军, 刘忠法, 周鑫, 郑明泓. 2013. 安徽铜陵新桥铜硫铁矿床地球化学特征及成因分析. 中国有色金属学报, 23(6): 1666–1680.

朱弟成, 莫宣学, 赵志丹, 牛耀龄, 潘桂棠, 王立全, 廖忠礼. 2009. 西藏南部二叠纪和早白垩世构造岩浆作用与特提斯演化: 新观点. 地学前缘, 16(2): 1–20.

朱弟成, 赵志丹, 牛耀龄, 王青, Yildirim DILEK, 董国臣,莫宣学. 2012. 拉萨地体的起源和古生代构造演化.高校地质学报, 18(1): 1–15.

Batchelor R A and Bowden P. 1985. Petrogenetic interpretation of granitoid rock series using multicationic parameters. Chemical Geology, 48(1): 43–55.

Boztug D, Harlavan Y, Arehart G B, Satır M and Avcı N. 2007. K-Ar age, whole-rock and isotope geochemistry of A-type granitoids in the Divriği–Sivas region, eastern-central Anatolia, Turkey. Lithos, 97(1): 193–218.

Briqueu L and Lancelot J R. 1979. Rb-Sr systematics and crustal contamination models for calc-alkaline igneous rocks. Earth and Planetary Science Letters, 43(3): 385–396.

Collins W J, Beams S D, White A J R and Chappell B W. 1982. Nature and origin of A-type granites with particular reference to southeastern Australia. Contributions to Mineralogy and Petrology, 80(2): 189–200.

DePaolo D J. 1981. Nd isotopic studies: Some new perspectives on earth structure and evolution. Eos, Transactions American Geophysical Union, 62(14): 137.

DePaolo D J and Wasserburg G J. 1979. Petrogenetic mixing models and Nd-Sr isotopic patterns. Geochimica et Cosmochimica Acta, 43(4): 615–627.

Garzanti E, Le Fort P and Sciunnach D. 1999. First report of Lower Permian basalts in South Tibet: Tholeiitic magmatism during break-up and incipient opening of Neotethys. Journal of Asian Earth Sciences, 17(4): 533–546.

Hart S R. 1988. Heterogeneous mantle domains: Signatures, genesis and mixing chronologies. Earth and Planetary Science Letters, 90(3): 273–296.

Hofmann A W. 1988. Chemical differentiation of the Earth: The relationship between mantle, continental crust, and oceanic crust. Earth and Planetary Science Letters, 90(3): 297–314.

Hofmann A W, Jochum K P, Seufert M and White W M. 1986. Nb and Pb in oceanic basalts: New constraints on mantle evolution. Earth and Planetary Science Letters, 79(1): 33–45.

Kapp P, Murphy M A, Yin A, Harrison T M, Ding L, and Guo J. 2003. Mesozoic and Cenozoic tectonic evolution of the Shiquanhe area of western Tibet. Tectonics, doi: 10.1029/2001TC001332.

Kepezhinskas P, Mcdermott F, Defant M J, Hochstaedter A, Drummond M S, Hawkesworth C J, Koloskov A, Maury R C and Bellon H. 1997. Trace element and Sr-Nd-Pb isotopicconstraints on a three-component model of Kamchatka arc petrogenesis. Geochimica et Cosmochim Acta, 61(3): 577–600.

Maniar P D and Piccoli P M. 1989. Tectonic discrimination of granitoids. Geological society of America bulletin, 101(5): 635–643.

McDermid I R C, Aitchison J C, Davis A M, Harrison T M and Grove M. 2002. The Zedong terrane: A Late Jurassic intra-oceanic magmatic arc within the Yarlung-Tsangpo suture zone, southeastern Tibet. Chemical Geology, 187(3): 267–277.

Middlemost E A K. 1994. Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth-Science Reviews, 37(3): 215–224.

Pearce J A, Harris N B W and Tindle A G. 1984. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of petrology, 25(4): 956–983.

Peccerillo A and Taylor S R. 1976. Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology, 58(1): 63–81.

Plank T and Langmuir C H. 1998. The chemical composition of subducting sediment and its consequences for the crust and mantle. Chemical Geology, 145(3): 325–394.

Qu X M, Hou Z Q and Li Y G. 2004. Melt components derived from a sub-ducted slab in late orogenic ore-bearing porphyries in the Gangdese copper belt, southern Tibetan plateau. Lithos, 74: 131–148.

Schmidberger S S and Hegner E. 1999. Geochemistry and isotope systematics of calc-alkaline volcanic rocks from the Saar-Nahe basin (SW Germany)-implications for Late-Variscan orogenic development. Contributions to Mineralogy and Petrology, 135(4): 373–385.

Sui Q L, Wang Q, Zhu D C, Zhao Z D, Chen Y, Santosh M and Mo X X. 2013. Compositional diversity of ca. 110 Ma magmatism in the northern Lhasa Terrane, Tibet: Implications for the magmatic origin and crustal growth in a continent-continent collision zone. Lithos, 168: 144–159.

Sun S S and McDonough W F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implication for mantle composition and processes.

Wilson B M. 1989. Igneous petrogenesis a global tectonic approach. Springer.

Woodhead J D, Eggins S M and Johnson R W. 1998. Magma genesis in the New Britain island arc: Further insights into meltingand mass transfer processes. Journal of Petrology, 39(9): 1641–1668.

Zartman R E and Doe B R. 1981. Plumbotectonics—the model. Tectonophysics, 75(1): 135–162.

Zhu D C, Mo X X, Niu Y, Zhao Z D, Wang L Q, Liu Y S and Wu F Y. 2009. Geochemical investigation of Early Cretaceous igneous rocks along an east–west traverse throughout the central Lhasa Terrane, Tibet. Chemical Geology, 268(3): 298–312.

Zhu D C, Zhao Z D, Niu Y, Mo X X, Chung S L, Hou Z Q and Wu F Y. 2011. The Lhasa Terrane: Record of a microcontinent and its histories of drift and growth. Earth and Planetary Science Letters, 301(1): 241–255.

Zindler A and Hart S. 1986. Chemical geodynamics. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 14: 493–571.

Petrogenesis of the Ore-forming Granodiorite in the Nixiong Iron Deposit and its Implications for the Metallogenic Tectonic Background

FAN Shufang, QU Xiaoming, SONG Yang and XIN Hongbo
(Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China)

Whole-rock major, trace and rare earth elements and Sr-Nd-Pb isotopic analyses, combined with zircon LA-ICPMS U-Pb dating, of granodiorite related to the Nixiong iron deposit, are carried out in this paper. The petrogeochemical analysis results indicate that the granodiorite related to Nixiong iron deposit belongs to subaluminous, medium-high K calc-alkaline I-type granite. Geochemically, the granodiorite is enriched in large ion lithophile elements(LILE) Rb, Ba, Sr, Th, U, K, Pb and depleted in high field strength elements(HFSE) Nb, Ta, Ti and shows basic characteristics of arc magmatic rocks. The rare earth element chondrite-normalized distribution patterns appear a notable enrichment of light rare earth elements relative to heavy rare earth elements without marked Eu anomalies and show signatures of magmatic rocks from an active continental margin. Zircon U-Pb LA-ICPMS dating yields a weighted206Pb/238U mean age of 112.09±0.54 Ma with MSWD=0.45, indicating that the granodiorite was formed in late stage of Early Cretaceous. These granites have high radiogenic Sr isotopic ratios (ISr=0.707625–0.710997) and low Nd isotopic ratios εNd(t)(–6.6 to –8.7) and primitive Pb isotopic compositions (206Pb/204Pb=18.786–18.955,207Pb/204Pb=15.694–15.726,208Pb/204Pb=39.355–39.676), reflecting an important influence of crustal components on the magmatic generation. Through a comprehensive analysis on the evolution histories of the Bangonghu-Nujiang Meso-Tethyan ocean and the Yaluzangbo Neo-Tethyan ocean, the authors of the paper reach a conclusion that the Nixiong iron deposit is genetically related to the northward subduction of the Yarlu-Zangbo oceanic crust. The enrichment component of fluid and melt released from sediments adhered to the subducted oceanic crust triggered the mantle wedge partially melt to generate the enriched magma. The mantle magma intruded and caused partical melting of lower crust and mixed with each other to form the metallogenic magma.

petrogeochemistry; Sr-Nd-Pb isotopics; zircon U-Pb LA-ICPMS dating; Nixiong iron deposit; Xizang

P613; P597

A

1001-1552(2015)02-0286-014

2013-05-09; 改回日期: 2013-08-03

项目资助: 中国地质调查局青藏专项工作项目(编号: 12120113037300)和国家重点基础研究发展计划(973计划)(编号: 2011CB403103)联合资助。第一作者简介: 范淑芳(1988–), 女, 硕士研究生, 矿床地球化学专业。Email: fsf1005@126.com

曲晓明(1960–), 男, 研究员, 地球化学专业, 主要从事造山带成矿学研究。Email: xiaominqu@163.com