西藏冈底斯中段错杰地区花岗斑岩年代学、地球化学特征及其找矿意义

胡林， 徐琳， 肖进， 徐刚， 罗绍强

(四川省地质矿产勘查开发局川西北地质队，四川 绵阳 621000)

0 引言

作为一种重要的矿床类型，斑岩型矿床提供了世界上超过一半的铜、金和钼资源，常成群、成带产于岩浆弧和碰撞造山带环境[1-5]。位于西藏腹地拉萨地体南缘的冈底斯斑岩铜矿带是一条处于碰撞造山带环境的重要铜矿带。目前该带已发现甲玛、驱龙、邦铺、朱诺、冲江、厅宫、白容等斑岩型铜矿床，具有大型或超大型矿床的找矿前景，有望成为具有世界级规模的富铜、富铁多金属成矿带[6-12]。

冈底斯斑岩铜矿带的成功勘查和突破可为西藏地区提供新的铜矿开发基地，并缓解全国矿产尤其是战略性矿产的急需和短缺状况。然而，由于西藏地区海拔高，低压缺氧，高寒干旱，多高山河流，交通阻塞，大多数含矿斑岩尚未充分剥露。另外，冈底斯斑岩铜矿带处于碰撞造山带环境，目前对其理论研究还不够深入，该区除几个大型斑岩矿床外，其他斑岩矿床总体研究程度不高，这对矿产勘查开发造成了制约。

本研究在西藏尼木县麻江乡北东错杰地区发现了一套含孔雀石的花岗斑岩。通过对该套花岗斑岩进行岩相学、锆石U-Pb年代学及岩石地球化学特征的研究，深化对该套花岗斑岩的地质认识，为进一步开展矿产勘查及开发奠定了基础。通过将研究区与其他典型斑岩铜矿床进行对比，初步探讨其成矿背景、时空分布特征以及成矿机理，为冈底斯成矿带区域找矿提供了基础数据。

1 地质概况

研究区位于西藏尼木县麻江乡错杰地区，大地构造位置属于拉达克—冈底斯—下察隅岩浆弧带中段[13-14](图1(a))，西距厅宫铜矿约20 km。区内出露地层主要为林子宗群典中组、年波组以及第四系(图1(b))。区内岩浆活动强烈，发育古新世二长花岗岩、始新世石英二长岩、始新世二长花岗岩与花岗斑岩。区内断裂主要为5组近平行展布的NE—SW向逆断层，走向为40°～60°，倾角为59°～76°，见破碎带、断层泥等。

1.全新统冲洪积物； 2.全新统湖积物； 3.全新统冰碛物； 4.更新统冰碛物； 5.年波组； 6.典中组； 7.正长花岗斑岩； 8.石英斑岩； 9.二长花岗岩； 10.花岗闪长岩； 11.石英二长岩； 12.石英二长闪长岩； 13.二长花岗岩； 14.地质界线； 15.角度不整合界线； 16.逆断层及倾角； 17.岩石全岩分析样采样点； 18.岩石年龄样采样点

本次发现的花岗斑岩出露面积约0.8 km2，呈岩脉状产出，与始新世石英二长岩呈侵入接触关系，岩石中可见孔雀石、铜蓝等矿物，主要存在3种矿化形式： ①氧化带矿化，分布在地表及浅部地下氧化带中，主要表现为沿断裂、裂隙、破碎带发育的次生铜富集，矿石矿物以孔雀石为主，含少量蓝铜矿并发育褐铁矿化； ②原生矿化，以硫化物为主，表现为不连续的薄膜状或浸染状孔雀石化或黄铜矿； ③构造破碎带矿化，无论在氧化带还是原生带，在后期断裂破碎带构造发育处，铜品位相对于岩石完整地段均有增高趋势。伴随铜矿化，区内发育钾化、硅化、绢云母化等。总体上，由内到外可分为钾硅酸盐化带—石英绢云母化带—青磐岩化带，呈环带状脉型分布。

2 样品采集及分析方法

2.1 样品采集

本研究的花岗斑岩样品采集于西藏自治区尼木县麻江乡错杰东侧约2 km处。岩石呈灰色，斑状结构，块状构造，致密，坚硬。斑晶约占12%，基质约占88%。斑晶主要由斜长石组成，另有部分石英，粒径可达7 mm。斜长石主要为更-中长石，多呈半自形板柱状，部分具环带结构，多发生绢云母化、方解石化蚀变，分布不均匀。石英多呈它形粒状，分布不均匀，部分可见熔蚀现象。基质具微细粒结构，主要由细小的斜长石和石英组成，分布广泛，斜长石多发生绢云母化和方解石化。基质中的石英多呈它形粒状。岩石中含有少量黑云母，多发生绿泥石化，还可见微量的磷灰石和不透明矿物。磷灰石呈细小柱粒状，不透明矿物主要为金属矿物，多呈它形粒状或集合体，分布不均匀(图2)。

在野外调查和室内研究的基础上，选择风化、蚀变较弱的1件样品开展锆石U-Pb测年，4件样品开展主量和微量元素测试。

2.2 锆石U-Pb同位素分析方法

样品破碎和锆石挑选工作在河北省区域地质矿产调查研究所完成，锆石制靶、阴极发光照相在北京科荟测试有限责任公司完成。进一步挑选分选出的锆石，粘至双面胶上，使用环氧树脂固定，待环氧树脂固化后对其表面抛光打磨至中心，进行透反射、阴极发光(CL)照相。锆石U-Pb定年在北京科荟测试有限责任公司完成，所用设备为PQMSICP-MS电感耦合等离子体质谱仪和NW193激光剥蚀系统，激光能量和剥蚀直径可调，束斑直径为25 μm，数据处理采用软件ICPMSDataCal 10.7，具体分析条件及流程详见参考文献[15]。

2.3 岩石地球化学分析方法

岩石地球化学分析在成都矿产资源检测中心进行。主量元素采用X射线荧光光谱法(XRF)测试，分析误差在允许范围内。微量元素和稀土元素测试采用电感耦合等离子体质谱法，将样品研磨并用酸溶法制成溶液，然后在等离子质谱仪上进行测定，用标准溶液进行校正，其分析误差在允许范围内。测试分析具体的实验原理、分析步骤和测试条件详见参考文献[16]。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年龄

锆石阴极发光(CL)图像显示锆石大多晶形较好，局部被溶蚀，呈不规则短柱状或长柱状(图3)。锆石颗粒直径为100～200 μm，长宽比为1∶1～2∶1，发育明显的韵律环带，Th/U值为0.9～1.4，为典型的岩浆成因锆石[17-18]。测试结果显示，剔除谐和度低于90%的分析点后剩余的15个测点206Pb/238U年龄为13.4～14.6 Ma(表1)，在谐和图上投影点均落在谐和线上或谐和线附近(图4)，206Pb/238U年龄加权平均值为(13.9±0.2) Ma(MSWD=0.54，n=15)，指示花岗斑岩的侵位时代为中新世。

图3 研究区花岗斑岩锆石阴极发光图像

表1 研究区花岗斑岩LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果

图4 研究区花岗斑岩锆石U-Pb年龄谐和图(左)及加权平均年龄(右)

3.2 地球化学特征

3.2.1 主量元素特征

花岗斑岩主量元素分析结果(表2)显示: 花岗斑岩SiO2含量为63.78%～70.68%，平均值为68.43%，属于典型的酸性岩类； Al2O3含量为15.33%～16.52%，平均值为16.07%； Na2O含量为4.23%～5.02%，平均值为4.54%； K2O含量为2.65%～3.36%，平均值为3.13%； MgO含量为0.49%～1.43%，平均值为0.87%； 全碱(Na2O+K2O)含量为6.91%～8.32%； K2O/Na2O值为0.6～0.79，相对富钠。CIPW标准矿物组合为Q+An+Ab+Or+C+Hy，未见Di分子。分异指数DI为78.79～90.15。固结指数SI为4.44～11.73。里特曼指数σ为1.71～2.72，平均值为2.31，指示岩石为钙碱性岩石。铝饱和指数A/CNK为0.9～1.5，平均值为1.25，指示岩石属于强过铝质岩石。

表2 花岗斑岩主量元素、微量元素和稀土元素含量及特征参数

在花岗岩类TAS图解(图5左)中，样品落入花岗岩-石英二长岩区，与镜下鉴定结果基本一致。在SiO2-K2O图解(图5右)中，样品投点落入高钾钙碱性区域。

图5 花岗斑岩TAS图解(左)和SiO2-K2O图解(右)[19- 20]

3.2.2 稀土和微量元素特征

花岗斑岩的稀土元素和微量元素分析结果(表2)显示，研究区花岗斑岩稀土元素总量为(47.4～141.4)×10-6，平均值为97.1×10-6，稀土元素总量不高，在球粒陨石标准化稀土元素配分曲线图(图6左)上表现为轻稀土富集的右倾曲线。LREE含量为(44.7～131.6)×10-6，平均值为90.76×10-6; HREE含量为(2.7～9.8)×10-6，平均值为6.4×10-6； LREE/HREE含量为12.4～19.0，(La/Yb)N为23.07～380.62，说明轻稀土元素和重稀土元素分异程度较高。δEu为0.9～2.6，平均值为1.51，为明显的正Eu异常，说明与岩浆熔体平衡的残留固相中斜长石发生了熔融。δCe为0.56～0.95，说明岩浆在演化过程中仅有极少量的Ce3+氧化为Ce4+，岩浆在演化过程中应处于相对还原的环境。

在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图6右)上，曲线呈“多峰多谷”的形态特征，表现为相对富集U、Th等大离子亲石元素，亏损Nb、Yb等高场强元素。Nb、Yb亏损的原因可能为地幔楔受到流体交代作用而发生部分熔融，与残留的金红石及榍石有关。Sr和Yb是岩浆演化中有意义的地球化学指标，张旗等[21]以Sr=400×10-6、Yb=2×10-6为标志，探讨了4类花岗岩对形成源区深度的影响。本研究的样品均为高Sr低Yb型花岗岩，说明其形成深度较大，可能处于俯冲板片深部或加厚下地壳的底部。

图6 研究区花岗斑岩球粒陨石标准化稀土元素配分曲线图(左)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(右)[22-23]

4 讨论

4.1 岩体形成时代

研究显示，冈底斯斑岩铜矿带含矿斑岩侵位发生在18～12 Ma[24-26]，大规模的铜多金属成矿作用集中发生在14 Ma左右。前人[27-29]对尼木成矿带含矿斑岩做了系统的年代学研究，限定其年龄为16.5～12.2 Ma。

本文对错杰地区含孔雀石的花岗斑岩进行LA-ICP-MS锆石U-Pb测年，获得花岗斑岩的成岩年龄为(13.9±0.2) Ma(MSWD=0.54，n=15)，表明其侵位时代为中新世，与前人在冈底斯斑岩铜矿带及尼木厅宫铜矿地区获得的含矿斑岩成岩年龄相近(表3)，表明该花岗斑岩与尼木成矿带含矿斑岩为同一时期的产物。在18～12 Ma，冈底斯斑岩成矿带不同矿床的成矿年龄相差不超过6 Ma，说明冈底斯斑岩成矿事件的发生具有统一性和集中性，成矿作用受统一的区域性构造作用控制，暗示其具有相同的动力学背景。从冈底斯乃至西藏的碰撞造山带演化历史看，冈底斯斑岩成矿活动时间发生在新特提斯洋闭合之后，印度板块与亚洲板块陆陆碰撞第二次加速时期(18～12 Ma)[30]，其时代与冈底斯区域上小规模中酸性斑岩体的浅成侵位时间(17～12 Ma)一致，可见，错杰地区含矿斑岩形成于由SN向挤压隆升转变为EW向伸展初始发育的过渡构造背景下。

表3 冈底斯尼木成矿带含矿斑岩形成时间[24，27，31-33]

4.2 岩石成因及源区

本研究中，花岗斑岩的地球化学特征具有典型埃达克岩的特征[34]。目前，关于埃达克岩的成因主要有以下认识： ①年轻的俯冲洋壳熔融[34]； ②玄武质岩浆的地壳混染-分离结晶(低压)或分离结晶[34]； ③增厚下地壳的熔融[35]； ④富集地幔的低度熔融[36]； ⑤滞留洋壳或俯冲板片熔体交代的地幔熔融[37]。本次研究的花岗斑岩在Sr/Y-Y图解(图7左)中均落入埃达克岩区。俯冲洋壳起源的埃达克质岩浆与上覆地幔楔发生交代作用，使之具有相对较高的MgO含量与Mg#值，K2O含量较低[35]。花岗斑岩中MgO含量为0.49%～1.43%，Mg#值含量不高，K2O含量为2.65%～3.36%，远大于板片熔融形成的埃达克岩(K2O含量为1.72%[37])，接近下地壳部分熔融形成的埃达克岩[38-41]。

在MgO-SiO2判断图解(图7右)中，所有样品均落入加厚下地壳部分熔融形成的埃达克岩区，暗示了岩浆源区可能既有洋壳物质也有地壳物质。实验岩石学研究[43]表明，在1～4 GPa条件下，地幔橄榄岩和幔源熔体在加厚地壳底部高压环境下受到中下地壳的混染，将形成高MgO和高Mg#值的埃达克质岩浆，通过模拟计算得出俯冲的洋壳+部分沉积物的熔融可形成埃达克质岩石。在大陆俯冲区，部分大洋岩石圈(蛇绿岩套)会被带到大陆壳下，大洋岩石圈在加厚地壳背景下可能成为埃达克质花岗岩的源区，属于C型埃达克岩[44]。综上所述，本研究中的花岗斑岩形成于加厚下地壳部分熔融，形成过程中岩浆可能发生了部分分离结晶作用。

图7 Sr/Y-Y判断图解(左)和MgO-SiO2(右)判断图解[34,42]

4.3 找矿意义

无论形成于岛弧环境、陆缘弧环境还是碰撞造山环境，斑岩型矿床的重要特点都是成群、成带分布，发现一个斑岩型矿床，可能在区域上可以寻找到更多的斑岩型矿床，形成斑岩型矿床成矿带(表4)。冈底斯带的典型矿床厅宫斑岩型铜矿床已有较深入的年代学研究成果[24-29]，与矿化相关的二长花岗斑岩中的黑云母40Ar/39Ar年龄为17.0～14.2 Ma，含矿斑岩锆石SHRIMP U-Pb年龄为(17.00±0.80)Ma，矿石形成年龄为(15.49±0.36) Ma，表明厅宫含矿斑岩主要形成于17.0～14.2 Ma，成矿约时间约为15.49 Ma，成矿岩体侵位和矿化时间间隔在2 Ma以内。研究[30]表明青藏高原在25～18 Ma和13～7 Ma存在2个碰撞造山快速隆升阶段，在此期间为应力松弛阶段(18～13 Ma)，该阶段对应于研究区斑岩铜矿形成和矿化时段。

表4 错杰地区花岗斑岩与冈底斯斑岩带典型成矿带地质特征对比

坚润堂等[45]研究发现西藏尼木斑岩型铜矿床岩浆岩应为青藏高原隆升过程中地壳部分融熔的产物; 胡永斌[46]研究表明驱龙斑岩铜矿的中新世斑岩具有典型的埃达克质特征，存在俯冲板片部分熔融和加厚下地壳部分熔融现象。

综合研究认为，本次发现的含矿花岗斑岩具有与冈底斯典型斑岩铜矿相似的地质特征，其形成时代、地球化学特征、围岩蚀变、构造及形成背景均相似。因此初步认为错杰地区新发现的(13.9±0.2)Ma花岗斑岩具备斑岩成矿系统的条件，其深部可能隐伏较大的含矿斑岩体，具有较好的找矿前景。

5 结论

(1)错杰地区含矿花岗斑岩LA- ICP-MS锆石U-Pb年龄为(13.9±0.2)Ma，岩石形成于中新世。

(2)错杰地区含矿花岗斑岩为典型的埃达克岩，形成于加厚下地壳的部分熔融，形成过程中岩浆发生了部分分离结晶作用。

(3)错杰地区含矿花岗斑岩具有与厅宫斑岩铜矿相似的地质特征及成矿系统，深部可能隐伏有较大含矿斑岩体，具有较好的找矿前景。