喜馬拉雅帶片麻巖穹窿成礦作用*
——以扎西康礦集區(qū)錯(cuò)那洞穹窿為例

梁 維，李光明，巴桑元旦，張林奎，付建剛，黃 勇，張 志，王藝云，曹華文

（1中國地質(zhì)調(diào)查局，成都地質(zhì)調(diào)查中心，四川成都610081；2西藏自治區(qū)土地礦權(quán)交易和資源儲(chǔ)量評審中心，西藏拉薩850011）

特提斯喜馬拉雅發(fā)育與造山帶平行的片麻巖穹窿，如雅拉香波穹窿、拉軌岡日穹窿、康馬穹窿等(Lee et al.,2004;張進(jìn)江等,2007;Wagner et al.,2010)。穹窿核部往往以淡色花崗巖+片麻巖為組合，外圍則是特提斯喜馬拉雅變質(zhì)沉積巖系(Harri‐son et al.,1997;Zeng et al.,2011)。穹窿與金屬成礦存在一定的聯(lián)系(Kaiser-Rohrmeier et al.,2004)，如川西甲基卡鋰礦受控于大型穹窿(許志琴等,2016)。特提斯喜馬拉雅穹窿構(gòu)造帶中的高分異淡色花崗巖顯示出良好的稀有金屬成礦潛力(王汝成等,2017;Wu et al.,2020)，已在錯(cuò)那洞、拉隆及措熱等穹窿中發(fā)現(xiàn)了Li、Be、W、Sn、Nb、Ta礦床或礦化線索(李光明,2017;梁維等,2018;黃勇等,2019;Liu et al.,2020)。在空間上，喜馬拉雅造山帶大量的金銻、鉛鋅等多金屬礦圍繞著穹窿分布(楊竹森等,2006;Yang et al.,2009)，形成了以穹窿為核心，向外“輻射狀”分布著高溫、中-低溫和低溫元素組合的特征(吳建陽等,2015)，表明喜馬拉雅造山帶金銻、鉛鋅、錫鎢鈹?shù)认∮薪饘俪傻V與片麻巖穹窿空間關(guān)系密切。

西藏扎西康礦集區(qū)是喜馬拉雅造山帶內(nèi)最大的金銻、鉛鋅、錫鎢鈹多金屬礦集區(qū)。早期礦床學(xué)研究并未關(guān)注礦集區(qū)內(nèi)礦化作用與巖漿活動(dòng)的關(guān)系。例如，早期研究認(rèn)為扎西康鉛鋅多金屬礦為熱泉沉積型(孟祥金等,2008)、沉積-構(gòu)造-熱泉水改造型(張建芳等,2010)及噴流沉積-熱泉水改造型(鄭有業(yè)等,2012)等成因類型，與巖漿作用關(guān)系并不密切。近期，Duan等（2016)對扎西康鉛鋅礦石、地層和鐵錳碳酸鹽巖中的Zn-Pb同位素研究提出扎西康鉛鋅多金屬礦床為巖漿熱液型礦床，這一認(rèn)識(shí)與Wang等（2017）研究的Fe-Zn同位素?cái)?shù)據(jù)的相吻合，暗示成礦過程中有巖漿作用的貢獻(xiàn)。此外，吉松鉛鋅礦、姐納各普金礦流體包裹體中發(fā)現(xiàn)大量富CO2流體包裹體，揭示出巖漿流體參與成礦(尹遠(yuǎn)等,2015;李洪梁等,2017)。扎西康礦集區(qū)內(nèi)礦床（點(diǎn)）與錯(cuò)那洞穹窿在時(shí)空上關(guān)系密切（圖1），表明扎西康礦集區(qū)內(nèi)成礦作用與錯(cuò)那洞穹窿具有成因聯(lián)系。因此，本文以特提斯喜馬拉雅帶內(nèi)的扎西康礦集區(qū)為例，探討錯(cuò)那洞穹窿的巖漿侵位與錫鎢鈹多金屬、鉛鋅、金銻的時(shí)、空及成因聯(lián)系，提出了受淡色花崗巖成穹作用控制的稀有-有色-貴金屬成礦模式。

圖1 喜馬拉雅帶東段大地構(gòu)造圖（a）和區(qū)域地質(zhì)及礦床分布圖（b）（據(jù)Zhang et al.,2020，有修改）STDS—藏南拆離系；THS—特提斯喜馬拉雅沉積巖系；IYS—印度-雅魯藏布江縫合帶；MCT—主中央逆沖斷裂；MBT—主邊界逆沖斷裂；MFT—主前緣逆沖斷裂；HHCS—高喜馬拉雅結(jié)晶巖系；SHS—亞喜馬拉雅沉積巖系Fig.1 Geotectonic map（a）and regional geologic and ore deposit distribution map（b）of eastern Himalaya(modified from Zhang et al.,2020)STDS—South Tibet detachment system;THS—Tethys Himalaya sedimentary sequence;IYS—Indo-Yarlung Zangbo suture;MCT—Main central thrust;MBT—Main boundary thrust;MFT—Main frontal thrust;HHCS—High Himalaya crystalline sequence;SHS—Sub-Himalaya sedimentary sequence

1 區(qū)域地質(zhì)特征

喜馬拉雅造山帶綿延于青藏高原南部，自南而北由主邊界逆沖斷裂（MBT）、主中央逆沖斷裂（MCT）和藏南拆離系（STDS）為界分為4個(gè)構(gòu)造單元：亞喜馬拉雅（SH）、低喜馬拉雅（LH）、高喜馬拉亞（HH）和特提斯喜馬拉雅（TH）(Yin,2000;尹安,2006)。其中，特提斯喜馬拉雅成礦帶夾持于藏南拆離系與雅魯藏布江縫合帶（IYS）之間(Yin et al.,2000;尹安,2006)，受東西長度達(dá)1700 km的藏南伸展拆離系控制。

特斯喜馬拉雅主要由二疊系—三疊系裂谷變碎屑巖沉積、侏羅系—白堊系被動(dòng)陸緣淺變質(zhì)碎屑巖、碳酸鹽巖沉積及火山巖組成。該帶廣泛分布巖漿巖，其形成時(shí)代跨度較大，主要為代表早白堊世（135～130 Ma）被動(dòng)大陸邊緣裂谷的“雙峰式”巖漿巖(Zhu et al.,2008)以及始新世到中新世（44～7 Ma）的高分異淡色花崗巖(Zeng et al.,2015;吳福元等,2017)。帶內(nèi)變質(zhì)作用主要為低級(jí)變質(zhì)巖，在片麻巖穹窿的核部可見片麻巖及斜長角閃巖。

特提斯喜馬拉雅帶東西向有大量的新生代片麻巖穹窿，東西成帶分布，形成北喜馬拉雅片麻巖穹窿帶（NHGD）(Lee et al.,2004;張進(jìn)江等,2012)，包括馬拉山、定日、拉軌崗日、麻布迦、崗巴、康馬、然巴和雅拉香波等穹窿(Le Fort et al.,1987;Lee et al.,2004;張進(jìn)江等,2007;Wagner et al.,2010)，其發(fā)育時(shí)間集中在18～13.5 Ma之間(劉文燦等,2004;張進(jìn)江等,2012)。穹窿大多發(fā)育由下拆離斷層和上拆離斷層所分割“核-幔-邊”三層結(jié)構(gòu)，穹窿核部出露中新元古代花崗巖片麻巖及始新世到中新世淡色花崗巖(Burg et al.,1984;張進(jìn)江等,2007)，幔部由強(qiáng)烈變形的古生代石榴子石二云母片巖組成，邊部主要為中生代—新生代淺變質(zhì)地層組成(Lee et al.,2004;張進(jìn)江等,2012)。最新研究顯示，特提斯喜馬拉雅帶可以劃分為南北“雙穹窿”帶(付建剛等,2018a)，二者以岡巴-定日斷裂為界，南帶穹窿有錯(cuò)那洞穹窿、拉隆穹窿、庫局穹窿、恰隆穹窿等(Fu et al.,2017;黃勇等,2019;Fu et al.,2020)。北帶（簡稱N-NHGD）即前人研究程度較高的拉軌崗日穹窿構(gòu)造帶，自東向西依次包括雅拉香波、康馬、然巴、崗巴、麻布迦、拉軌崗日和馬拉山等穹窿(付建剛等,2018a)。

特提斯喜馬拉雅帶內(nèi)產(chǎn)出大量的熱液金銻、鉛鋅銻、鉛鋅多金屬礦床，構(gòu)成了一條EW向展布長達(dá)600 km的Au-Sb-Pb-Zn成礦帶(侯增謙等,2006b;楊竹森等,2006;戚學(xué)祥等,2008)，是青藏高原重要的鉛鋅金銻資源基地。這些Au-Sb-Pb-Zn礦床主要沿喜馬拉雅穹窿分布，呈現(xiàn)東西成帶、成片和南北成群、成串的空間分布特征，并顯示出以穹窿為中心的環(huán)狀礦化分帶特征(聶鳳軍等,2005;Yang et al.,2009)。錯(cuò)那洞、拉隆、措熱等地發(fā)現(xiàn)的Be-Rb-Nb-Ta-W-Sn等稀有金屬礦床（化），揭示出喜馬拉雅稀有金屬成礦潛力(李光明等,2017;王汝成等,2017;Wu et al.,2020)，這些礦化亦主要發(fā)育于穹窿之中。

扎西康礦集區(qū)位于特提斯喜馬拉雅東段，是帶內(nèi)鉛鋅、銻金、稀有金屬集中發(fā)育的區(qū)域，位于絨布-谷堆斷裂和洛扎斷裂之間（圖1a），其北側(cè)為雅拉香波穹窿，南側(cè)緊鄰藏南拆離系（STDS）（圖2a）。區(qū)內(nèi)主要出露中生代地層，包括三疊系涅如組（T3n）、侏羅系日當(dāng)組（J1r）、陸熱組（J1-2l）、遮拉組（J2z?）、維美組（J3w）和桑秀組（J3K1s）（圖2b）（梁維等，2014）。區(qū)內(nèi)還發(fā)育早白堊世輝長巖、輝綠巖以及始新世淡色花崗巖。早白堊世“雙峰式”火山巖分布于將主拉、古堆一帶（圖2b），基性端員為輝綠巖、輝長巖，侵位時(shí)間集中于132～139 Ma之間(Zhu et al.,2009;Liu et al.,2015)，具有大洋島弧型玄武巖（OIB）相似特征。酸性端員為花崗閃長巖和花崗巖，侵位時(shí)間集中于130～137 Ma(Huang et al.,2018)，與基性端員同為大陸裂谷環(huán)境的產(chǎn)物。始新世花崗巖位于錯(cuò)那洞北部的隆子-恰嘎地區(qū)，呈巖脈或小巖株產(chǎn)出，鋯石U-Pb年齡為44～41 Ma，是青藏高原主碰撞時(shí)期中下地殼變泥質(zhì)巖石部分熔融的產(chǎn)物(胡古月等,2011)。中新世花崗巖集中分布于錯(cuò)那洞及其西側(cè)的空布崗。

2 錯(cuò)那洞穹窿地質(zhì)特征

錯(cuò)那洞穹窿位于扎西康礦集區(qū)中部（圖2b），具有典型的“核-幔-邊”結(jié)構(gòu)（圖3），其核部為古生代花崗片麻巖（～500 Ma，Zhang et al.,2018）及多期中新世淡色花崗巖(黃春梅等,2018;Xiang et al.,2020)。幔部為強(qiáng)烈的變形帶，主要由一套較強(qiáng)變形變質(zhì)的二云母片巖組成，構(gòu)成了穹窿構(gòu)造的滑脫系(Fu et al.,2017;付建剛等,2018b;張林奎等,2018)?；撓蹬c上覆蓋層以上拆離斷層為界，與穹窿核部以下拆離斷層為界。滑脫系內(nèi)巖石變質(zhì)作用從外向內(nèi)依次增強(qiáng)，且具有規(guī)律性變化：夕線石+藍(lán)晶石+石榴子石→藍(lán)晶石+十字石+石榴子石→十字石+石榴子石+黑云母→石榴子石+黑云母→綠泥石+黑云母+石榴子石的變質(zhì)分帶特征，屬于較典型的巴羅式變質(zhì)分帶特征(張志等,2017;張林奎等,2018)。

圖2 青藏高原及周緣地體概圖（a）及扎西康鉛鋅多金屬礦集區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)圖（b，據(jù)張志等，2017修改）Fig.2 Sketch map of Tibetan Plateau and its surrounding terranes(a)and geologic and ore deposit distribution map of the Zhaxikang Pb-Zn polymetallic ore-concentration area（b,modified from Zhang et al.,2017）

圖3 錯(cuò)那洞穹窿巖石-構(gòu)造單元及礦物分帶示意圖Pt3—?mg：新元古界—寒武系花崗片麻巖；T3—J（1sl）：晚三疊世—早侏羅世砂質(zhì)板巖；Pz（sch）：古生代片巖；Pγβm：漸新世變形二云母花崗巖；Nγβm1：中新世變形二云母花崗巖；Nγβm2：中新世二云母花崗巖；Nγβm3：中新世白云母花崗巖Fig.3 Cross section showing the tectonic units and minerals zoning of the Cuonadong gneiss dome Pt3—?mg:Neoproterozoic—Cambrian granitic gneiss;T3—J1(sl):Late Triassic—Early Jurassic silt slate;Pz(sch):Paleozoic schist;Pγβm:Oligocene deformed two-mica granite;Nγβm1:Miocene deformed two-mica granite;Nγβm2:Miocene two-mica granite;Nγβm3:Miocene muscovite granite

錯(cuò)那洞穹隆核部和幔部發(fā)育多期淡色花崗巖（林彬等,2016;Fu et al.,2017;高利娥等，2017;董漢文等,2017;黃春梅等,2018;付建剛等，2018b;Xie et al.,2020）。根據(jù)前人年代學(xué)研究，可以劃分出4期巖漿作用。第一期為33～32 Ma花崗巖-偉晶巖，呈巖脈狀產(chǎn)出于穹窿幔部變形帶，巖脈變形強(qiáng)烈（Fu et al.,2020）；第二期為23～19 Ma二云母花崗巖，呈弱變形（高利娥等,2017;Fu et al.,2020;Xie et al.,2020;Zhang et al.,2020）；第三期為18～17 Ma二云母花崗巖（董漢文等,2017；黃春梅等,2018；Fu et al.,2018；Xiang et al.,2020），該期花崗巖無變形或弱變形，是穹窿核部主體花崗巖；第四期為16～14 Ma的白云母花崗巖（黃春梅等,2018;付建剛等,2018b;夏祥標(biāo)等,2019;Cao et al.,2020），無變形，是錯(cuò)那洞最晚期的淡色花崗巖。

3 扎西康礦集區(qū)典型礦床特征

扎西康礦集區(qū)內(nèi)已發(fā)現(xiàn)的礦床（點(diǎn)）共計(jì)22處，其中金（銻）礦8處、鉛鋅礦10處、稀有金屬礦床（W、Sn、Rb、Li、Be）4處。主要包括扎西康、柯月及則當(dāng)鉛鋅多金屬礦，馬扎拉、姐納各普、姜倉、拉木由塔金（銻）礦、索月銻礦以及錯(cuò)那洞鈹稀有多金屬礦等。目前已探獲鉛鋅資源量超過350萬t，預(yù)測鈹資源量超過1萬t，錫鎢資源量超過30萬t，是喜馬拉雅造山帶最具找礦潛力的金銻-鉛鋅-稀有多金屬礦集區(qū)（圖1）。

錯(cuò)那洞穹窿核部具有高溫元素組合特征，具有明顯的鎢錫鈹鉍異常(吳建陽等,2015)。錯(cuò)那洞發(fā)育4種礦化類型：偉晶巖型鈹銣礦化、矽卡巖型鈹鎢錫礦化、錫石硫化物型錫多金屬礦化以及石英脈型錫礦化。①偉晶巖型鈹銣礦化：主要位于穹窿核部和幔部中的偉晶巖或者偉晶巖脈中，主要礦石礦物為綠柱石，銣賦存于云母之中；②矽卡巖型鈹鎢錫礦化：圍繞錯(cuò)那洞穹窿呈環(huán)帶狀分布，主要為中新世巖漿巖與大理巖的接觸部位形成矽卡巖，其中伴有鎢-錫-鈹?shù)V化。矽卡巖型礦體呈似層狀、透鏡狀、囊狀產(chǎn)出。礦石中金屬礦物主要為白鎢礦和錫石，次要金屬礦物為磁黃鐵礦、黃鐵礦、黃銅礦、閃鋅礦、毒砂及磁鐵礦，非金屬礦物主要為石榴子石、透輝石、方柱石、符山石、透閃石、綠泥石、綠簾石、石英、螢石、方解石、絹云母及電氣石等(梁維等,2018)；③錫石硫化物脈型錫多金屬礦，受南北向、北東向-南西向或拆離斷裂破碎帶控制，呈脈狀、透鏡狀產(chǎn)出。礦物組合為錫石、白鎢礦、黃鐵礦、鏡鐵礦、黃銅礦、毒砂、白云母、石英、螢石、電氣石和黃玉等（Cao et al.,2021）；④石英脈型礦化：發(fā)育于二云母花崗巖頂部或邊部，以脈狀產(chǎn)出，脈寬約0.2～0.5 m，礦石中金屬礦物為錫石，非金屬礦物為石英、長石、電氣石等。

吉松鉛鋅礦位于錯(cuò)那洞穹窿東南約4 km（圖1b），礦區(qū)主要地層為侏羅紀(jì)日當(dāng)組碳質(zhì)板巖。礦區(qū)礦體受NE向和NNE向高角度斷裂控制，呈透鏡狀、脈狀產(chǎn)出。礦石呈灰黃色-淺黃綠色，礦石中金屬礦物主要有方鉛礦、閃鋅礦、磁黃鐵礦、黃銅礦、黃鐵礦及毒砂，非金屬礦物為石英、方解石(梁維等,2019)。吉松流體包裹體以氣液兩相水包裹體為主，含部分CO2包裹體和純液/氣相包裹體，表明成礦過程中發(fā)生了流體沸騰作用(尹遠(yuǎn)等,2015)。成礦流體均一溫度集中在220～340℃，計(jì)算得到鹽度范圍集中在w(NaCleq)=2%～12%，密度0.72～0.99 g/cm3，成礦壓力均值為1.03 kbar，平均深度為3.4 km(尹遠(yuǎn)等,2015)。

扎西康鉛鋅銻多金屬礦位于礦集區(qū)中北部（圖1），研究程度較高(孟祥金等,2008;張建芳等,2010;Xie et al.,2017;Zhou et al.,2018)。礦區(qū)地層主要為下侏羅統(tǒng)日當(dāng)組（J1r）、陸熱組（J1-2l）和上侏羅統(tǒng)維美組（J3w）和第四系（Q）。扎西康呈現(xiàn)出較為明顯的斷裂控礦特征，熱液礦脈體賦存于南北向-北北東向張扭性斷裂之中，主礦體為Ⅴ號(hào)礦體，具有向上收斂，向下膨大的特征，顯示深部還具較大的資源潛力(Li‐ang et al.,2018)。礦石中金屬礦物主要為方鉛礦、閃鋅礦、輝銻礦、鉛銻硫鹽礦物、黃鐵礦、毒砂，少量的黃銅礦等，非金屬礦物主要以鐵錳碳酸鹽礦物、石英及方解石，少量的白云石、辰砂，微量絹云母等（梁維等，2014）。扎西康具有兩期成礦作用（Wang et al.,2018;Liang et al.,2018;Sun et al.,2018），早期為鉛鋅礦化期，晚期為富銻礦化期(梁維等,2014)。早期礦化溫度200～240℃，鹽度w(NaCleq)為3%～10%，平均壓力203×105Pa，顯示相對較高的壓力條件；富銻礦化期溫度變化于180～340℃之間，鹽度也具有較大的變化，成礦壓力平均值變化于（147～228）×105Pa之間（Liang et al.,2018）。

馬扎拉（銻）礦位于礦集區(qū)西北（圖1），礦區(qū)地層包括中-下侏羅統(tǒng)陸熱組（J1-2l）、中侏羅統(tǒng)遮拉組（J2z）及上侏羅統(tǒng)維美組（J3w）(張建芳等,2011)。礦區(qū)內(nèi)發(fā)育近東西向、北西向和近南北向3組網(wǎng)格狀斷裂構(gòu)造(李應(yīng)栩等,2015)。礦體發(fā)育于近東西向的北傾逆沖斷裂與南北向張性斷裂交匯部位，常見硅化、黃鐵礦化、毒砂化、絹云母化（白云母化）、葉蠟石化、迪開石化、碳酸鹽化等蝕變。金礦化以浸染狀為主，銻金礦化以脈狀為主，金的產(chǎn)出方式主要有兩種，一種是肉眼可見的明金，另一種為不可見的顯微金，包括了裂隙金、包裹金及間隙晶等形式賦存在黃鐵礦和石英礦物之中。馬扎拉成礦流體包裹體類型包括富液兩相水溶液包裹體、三相CO2-H2O包裹體、純CO2包裹體和純H2O包裹體，輝銻礦中流體包裹體均一溫度(th)峰值為180～210℃，鹽度w(NaCleq)峰值介于2.5%～3.4%，密度峰值在0.895～0.915 g/cm3之間，表明馬扎拉成礦流體具有成礦流體具有富含CO2、低鹽度、低密度和中低溫度的特征(莫儒偉等,2013)。

4 討論

4.1 礦床空間分布規(guī)律

扎西康礦集區(qū)內(nèi)的金礦、金銻礦、銻鉛鋅多金屬礦、鉛鋅礦、錫鎢鈹稀有金屬礦圍繞錯(cuò)那洞穹窿呈規(guī)律性分布，內(nèi)帶為高溫的錫鎢鈹多金屬礦，中帶為中溫?zé)嵋恒U鋅礦、鉛鋅銻多金屬礦，外帶為脈狀金礦、金銻礦（圖2b）。礦床分布特征與區(qū)域1∶5萬區(qū)域水系沉積物分析結(jié)果相吻合，從錯(cuò)那洞片麻穹窿核部淡色花崗巖內(nèi)部及其接觸帶到外圍表現(xiàn)為W、Sn、Bi、Rb等高溫元素→Pb、Zn、Ag、Sb等中溫元素→Au、Sb、Ag、Hg、As等中低溫元素異常組合(周清等,2014;吳建陽等,2015;Zhou et al.,2018)。這種分布特征暗示錯(cuò)那洞穹窿內(nèi)的花崗巖侵位形成了區(qū)域熱異常，造成礦集區(qū)金屬元素規(guī)律性分布，是區(qū)域流體循環(huán)與金屬元素遷移的主要?jiǎng)恿碓础?/p>

4.2 礦化期次

許多學(xué)者對礦集區(qū)內(nèi)的礦床開展了年代學(xué)研究，本文對前人發(fā)表的相關(guān)年代學(xué)進(jìn)行了統(tǒng)計(jì)。扎西康礦集區(qū)內(nèi)帶為錯(cuò)那洞穹窿，發(fā)育矽卡巖型、錫石-硫化物型、錫石-石英脈型和偉晶巖型礦化，其中矽卡巖型鎢錫鈹?shù)V化中的白云母40Ar-39Ar年齡為14.2～15.4 Ma（梁維等，2020；Cao et al.,2020），錫石U-Pb年齡為14.2 Ma（Cao et al.,2020）。偉晶巖型礦化中的鈮鐵礦U-Pb年齡為(17.4±0.2)Ma～(17.2±0.3)Ma和(14.4±0.5)Ma兩組年齡（Xie et al.,2020）。錯(cuò)那洞錫石-硫化物型錫多金屬礦化中錫石U-Pb年齡為14.3 Ma（代作文,2020），與矽卡巖礦化時(shí)間高度一致。此外，在錯(cuò)那洞巖體頂部的錫石-石英脈中錫石U-Pb年齡為17.1 Ma，共生白云母40Ar-39Ar年齡為17.9 Ma（代作文,2020）。綜上，錯(cuò)那洞發(fā)育2期礦化，分別對應(yīng)錯(cuò)那洞最后2期花崗巖巖漿事件。

扎西康礦集區(qū)中帶主要發(fā)育鉛鋅、鉛鋅銻多金屬礦化。距離錯(cuò)那洞穹窿最近的吉松鉛鋅礦脈中絹云母40Ar-39Ar年齡為16.6 Ma(梁維等,2019)；柯月鉛鋅礦礦脈中獲得的絹云母40Ar-39Ar年齡為21.3 Ma(林彬等,2016b)。扎西康鉛鋅多金屬礦情況復(fù)雜，存在多期、多階段礦化特征（梁維等,2014）。其中，周清等（2014）報(bào)道了扎西康早期鉛鋅礦中黃鐵礦Re-Os同位素年年齡45.4 Ma，銻鉛鋅礦化可能集中于20.48～17.9 Ma(周清等,2014;Sun et al.,2018)形成，而晚期石英-輝銻礦脈可能在12.28 Ma才出現(xiàn)(梁維等,2015)。

外帶主要發(fā)育金銻礦化，其中，姐納各普金礦絹云母40Ar-39Ar年齡為17.6 Ma(董隨亮等,2017)，明塞金礦絹云母Ar-Ar年齡為16.03 Ma（Zhang et al.,2020）。

年代學(xué)統(tǒng)計(jì)結(jié)果顯示扎西康礦集區(qū)內(nèi)礦化集中于3個(gè)時(shí)期，分別為～45 Ma，21～17 Ma以及16～12 Ma。始新世礦化主要發(fā)現(xiàn)于扎西康深部的殘留鉛鋅礦（Liang et al.,2018），該期礦化沒有在區(qū)域上發(fā)現(xiàn)對應(yīng)的巖漿事件，其成因尚缺乏研究。中新世以來，扎西康礦集區(qū)迎來“成礦大爆發(fā)”，統(tǒng)計(jì)發(fā)現(xiàn)這些礦化可分為2期礦化為21～17 Ma和16～12 Ma，對應(yīng)了錯(cuò)那洞穹窿形成過程中的最主要的2期巖漿事件。

4.3 典型礦床物質(zhì)及流體來源

文章系統(tǒng)搜集了扎西康礦集區(qū)內(nèi)典型礦床的SPb、H-O同位素分析結(jié)果，總結(jié)了礦集區(qū)內(nèi)成礦物質(zhì)和流體來源。

4.3.1 成礦流體性質(zhì)

在δ18OH2O-δ18DV-SMOW圖（圖4）中，扎西康礦集區(qū)內(nèi)典型礦床脈石礦物的氫氧同位素投點(diǎn)分布較為分散，均具有混合流體的特征(梁維,2019)。以馬扎拉和姐納各普為代表的外圍金銻礦位于巖漿水與建造水之間的區(qū)域，可能代表成礦流體經(jīng)過更充分的水巖反應(yīng)。以扎西康為代表的銻鉛鋅多金屬礦與錯(cuò)那洞石英電氣石脈中成礦流體具有相同的氫同位素，并呈現(xiàn)出輕重氧同位素的混合。Zn-Pb-Fe同位素特征研究(Duan et al.,2016;Wang et al.,2017)表明，重氧同位素可能來自巖漿熱液(Xie et al.,2017)，輕氧同位素來自于大氣降水。吉松鉛鋅礦具有與錯(cuò)那洞石英電氣石脈以及偉晶巖相同的氧同位素，且位于零值附近，暗示其巖漿熱液的貢獻(xiàn)。吉松鉛鋅礦成礦流體中出現(xiàn)的大量二氧化碳(尹遠(yuǎn)等,2015)以及成礦時(shí)間與二云母花崗巖相同（～17 Ma），都指向與錯(cuò)那洞二云母花崗巖質(zhì)巖漿作用的成因聯(lián)系。穹窿核部的錯(cuò)那洞鈹稀有金屬礦床形成巖漿高分異演化后期的流體出溶過程(Xie et al.,2019)以及巖漿流體與大理巖的交代過程(梁維等,2018)，屬于高分異花崗巖漿熱液直接作用的結(jié)果。

圖4 扎西康礦集區(qū)典型礦床成礦流體δ18OH2O-δ18DV-SMOW圖（修改自梁維,2019；底圖據(jù)Hedenquist et al.,1994；西藏地?zé)崴畵?jù)鄭淑蕙等,1982；車窮卓布銻礦數(shù)據(jù)引自張剛陽,2012；沙拉崗金銻礦引自楊竹森等,2006）Fig.4 Fluid δ18OH2O-δ18DV-SMOW diagram of typical deposits in the ZOA（modified from Liang,2019;base map after Hedenquist et al.,1994;geothermal water data are from Zheng et al.,1982;the Cheqiongzhuobu Sb data from Zhang,2012;the Shalagang Au(Sb)after Yang et al.,2006）

4.3.2 成礦物質(zhì)來源及遷移

鉛同位素統(tǒng)計(jì)數(shù)據(jù)顯示（圖5），扎西康礦集區(qū)內(nèi)典型礦床及地質(zhì)體普遍具有較高的207Pb/204Pb以及208Pb/204Pb值（圖5）。扎西康鉛鋅多金屬礦鉛同位素與喜馬拉基底范圍，表明金屬物質(zhì)可能部分來自于喜馬拉雅基底以及早期（～45 Ma）形成的硫化物（Liang et al.,2018;Sun et al.,2018）。吉松鉛鋅礦在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖中（圖5）位于上地殼鉛同位素演化線附近，靠近淡色花崗巖的分布范圍，與藏南錯(cuò)那洞二云母花崗巖具有相同的鉛同位素組成，暗示吉松成礦物質(zhì)來源于錯(cuò)那洞淡色花崗巖。馬扎拉金銻礦接近藏南基性巖脈和區(qū)域玄武巖鉛同位素范圍（圖5），表明基性巖脈和玄武巖可能提供金（銻）等成礦元素。位于穹窿核部的鈹鎢錫主要來自于淡色花崗巖高分異演化流體(Xie et al.,2019)。

圖5 扎西康礦集區(qū)典型礦床及地質(zhì)體鉛構(gòu)造模式圖（據(jù)Liang et al.,2018）淡色花崗巖數(shù)據(jù)引自Vidal et al.,1982和Gariépy et al.,1985；區(qū)域玄武巖、流紋巖數(shù)據(jù)來自于朱弟成等，2003；藏南基性巖數(shù)據(jù)引自江思宏等，2007；喜馬拉雅基底引自Zhao et al.,2009；拉木由塔銻礦數(shù)據(jù)引自杜澤忠等，2011；藏南其他金銻礦體和流紋巖數(shù)據(jù)引自張剛陽，2012Fig.5 Variations in Pb isotope compositions for samples from the ZOA（after Liang et al.,2018）The regional basalt and rhyolite data from Zhu et al.,2003;the southern Tibet mafic rocks data from Jiang et al.,2008;Himalaya basement from Zhao et al.,2009;the Lamuyouta Sb deposit from Du et al.,2011;other Sb-Au deposits data from Zhang,2012

綜上，扎西康礦集區(qū)的成礦物質(zhì)來源具有多源性，金（銻）主要以來自深源的基性巖及玄武巖等為主，而鉛鋅則以古老基底和淡色花崗巖為主要來源，鈹、鎢錫來自于穹窿核部高分異花崗巖，。

4.4 扎西康礦集區(qū)成礦系統(tǒng)

印度-亞洲陸陸碰撞造山過程經(jīng)歷了主碰撞（65～41 Ma）、晚碰撞（40～26 Ma）和后碰撞（＜25 Ma）3個(gè)階段(侯增謙等,2003;侯增謙等,2006a)。喜馬拉雅造山帶在后碰撞階段經(jīng)歷了強(qiáng)烈的伸展過程，形成了穹窿構(gòu)造帶(Wagner et al.,2010;Zhang et al.,2012;Langille et al.,2012;Jessup et al.,2016)，并圍繞穹窿發(fā)育了金銻、鉛鋅、稀有金屬礦床，形成了貴金屬-有色金屬-稀有多金屬礦集區(qū)，構(gòu)成了受穹窿控制的Au-Sb-Pb-Zn-Be-W-Sn成礦系統(tǒng)（圖6）。

4.4.1 錯(cuò)那洞穹窿控礦

根據(jù)年代學(xué)研究，錯(cuò)那洞穹窿核部花崗巖可劃分為4期。其中，33～32 Ma花崗巖，變形強(qiáng)烈（Fu et al.,2020），表明其形成于穹窿之前。第二期二云母花崗巖-偉晶巖（23～19 Ma）和第三期二云母花崗巖（18～17 Ma，董漢文等,2017;Fu et al.,2018;黃春梅等,2018;Xiang et al.,2020）均為弱變形花崗巖（高利娥等,2017;Fu et al.,2020;Xie et al.,2020;Zhang et al.,2020），表明其主要形成于穹窿過程，且后者作為錯(cuò)那洞穹窿核部主體淡色花崗巖，暗示該時(shí)期錯(cuò)那洞穹窿活動(dòng)最為劇烈。第四期為16～14 Ma無變形的白云母花崗巖（黃春梅等,2017;付建剛等,2018b;夏祥標(biāo)等,2019;Cao et al.,2020），表明在此時(shí)錯(cuò)那洞穹窿已基本就位。付建剛等(2018b)對穹窿變形構(gòu)造研究也認(rèn)為錯(cuò)那洞穹窿產(chǎn)生了2期最主要的韌性變形過程，其早期為近NS向伸展，晚期為近EW向伸展，變形帶片巖白云母Ar-Ar年齡顯示EW向伸展啟動(dòng)時(shí)間在16.5～14.8 Ma之間(Fu et al.,2018)，它們是穹窿強(qiáng)烈活動(dòng)的最直接記錄。因此，錯(cuò)那洞穹窿發(fā)育時(shí)間為23～14 Ma，強(qiáng)烈活動(dòng)時(shí)間為17～14 Ma。此時(shí)為STDS活動(dòng)（35～13 Ma，Schultz et al.,2017）的中后期，正處于南北向裂谷活動(dòng)時(shí)間(19～8 Ma，Harrison et al.,1995;Lee et al.,2011;Mitsuishi et al.,2012)初期。

喜馬拉雅在后碰撞階段總體處于伸展背景，期間形成的各種張性構(gòu)造為成礦熱液提供了有利的空間，如扎西康Ⅴ號(hào)主礦體發(fā)育于南北向-北東向張性斷裂之中(Liang et al.,2018;Sun et al.,2018;Zhou et al.,2018)；姐納各普金礦賦存于北東向-北西向張性斷裂中(李洪梁等,2017)；馬扎拉金礦賦存于東西向韌性斷裂及南北向斷裂的交匯部位(李應(yīng)栩等，2015)；吉松鉛鋅礦產(chǎn)于錯(cuò)那洞穹窿拆離斷裂的次級(jí)張性斷裂系統(tǒng)(梁維等，2019)；日納錫鎢鈹稀有金屬礦產(chǎn)中錫石-硫化物脈體主要產(chǎn)于拆離斷裂和北東向張裂隙之中，矽卡巖型礦體產(chǎn)于強(qiáng)變形片巖帶之中，受上拆離斷裂和下拆離斷裂控制。

扎西康礦集區(qū)內(nèi)成礦元素圍繞錯(cuò)那洞變質(zhì)穹窿呈高溫-中溫-低溫元素分帶性分布（圖2b），靠近巖體為W、Sn、Be等高溫元素、中等距離為Pb、Zn、Ag、Sb等中溫元素、遠(yuǎn)離穹窿為Au、Sb、Ag、Hg、As等中低溫元素異常組(吳建陽等,2015;Xie et al.,2017;Zhou et al.,2018)，且異常特征均與礦床（點(diǎn)）相吻合。從空間距離上來看，鈹錫鎢等稀有金屬主要分布在穹窿核部和幔部，少量分布在邊部的斷裂系統(tǒng)之中，距離距離核部不超過5 km；鉛鋅、鉛鋅銻多金屬礦分布范圍距離錯(cuò)那洞穹窿核部約5～20 km；金銻礦位于距離錯(cuò)那洞核部20～30 km的區(qū)域。

從時(shí)間尺度而言，礦集區(qū)內(nèi)成巖-成礦時(shí)代高度吻合，錯(cuò)那洞穹窿中最重要的兩期花崗巖體分別為18～17 Ma的二云母花崗巖及16～14 Ma的白云母花崗巖，分別對應(yīng)扎西康礦集區(qū)中新世以來的兩期礦化。從時(shí)空兩個(gè)維度的分析結(jié)果表明，錯(cuò)那洞穹窿內(nèi)23～14 Ma的多期淡色花崗巖侵位，形成巖漿熱穹窿的過程驅(qū)動(dòng)了扎西康礦集區(qū)金銻-鉛鋅-鈹鎢錫成礦系統(tǒng)。伸展過程中形成的張性系統(tǒng)、拆離系斷裂及其次級(jí)斷裂構(gòu)造均為成礦熱液的沉淀提供了有利空間。

4.4.2 淡色花崗巖巖漿驅(qū)動(dòng)成礦系統(tǒng)

巖石學(xué)研究表明，藏南淡色花崗巖起源于加厚下地殼深熔作用(Guo et al.,2012;Gao et al.,2014)。藏南拆離系的發(fā)育，構(gòu)成了1條巖漿遷移的通道。淡色花崗巖在構(gòu)造薄弱帶向上侵位形成了巖漿熱穹窿體系(Robyr et al.,2002;Searle et al.,2005;張進(jìn)江等,2012)。喜馬拉雅淡色花崗巖經(jīng)過長時(shí)間的巖漿演化過程，其晚期巖漿本身具有很高含量的不相容元素Be、W、Sn、Rb、Nb、Ta等，成為典型的稀有金屬花崗巖(王汝成等,2017;吳福元等,2017)。高分異巖漿演化后期，往往發(fā)生較大規(guī)模的熔體-流體演化過程，出溶大量的巖漿流體，富集Be、W、Sn等稀有元素及Au、Sb等元素(Kaeter et al.,2019;Peterkováet al.,2019;Xie et al.,2020)。同時(shí)，在錯(cuò)那洞片麻巖形成過程中，核部淡色花崗質(zhì)巖漿多期次的侵位（21～14 Ma），增加了地?zé)崽荻龋瑔?dòng)了地?zé)嵫h(huán)系統(tǒng)。巖漿出溶流體從穹窿向外圍擴(kuò)散，在靠近穹窿核部的區(qū)域以巖漿流體為主，并向外圍地溫低的區(qū)域遷移，并與地層中封存的變質(zhì)流體及大氣降水等地質(zhì)流體發(fā)生混合，形成混合流體。當(dāng)距離穹窿核部越遠(yuǎn)，地層中封存的地質(zhì)流體及大氣降水的含量逐漸增加，巖漿水的比例相對降低。當(dāng)混合流體流經(jīng)喜馬拉古老基底、花崗質(zhì)巖體、圍巖地層、基性巖脈、玄武巖中以及早期形成的鉛鋅礦體時(shí)，可以萃取、活化其中的成礦物質(zhì)（Au、Sb、Pb、Zn），形成富含Pb-Zn、Au-Sb的成礦流體，并在張性斷裂中沉淀成礦。

4.4.3 熱液沉淀成礦過程

巖漿侵位形成較高的地?zé)崽荻?，分析扎西康礦集區(qū)內(nèi)不同類型典型礦床的成因后，認(rèn)為扎西康礦集區(qū)內(nèi)流體循環(huán)系統(tǒng)可以形成以下幾種方式：①錯(cuò)那洞穹窿內(nèi)帶（＜5 km），分異演化后的淡色花崗巖漿出溶流體，富含F(xiàn)、B等揮發(fā)分，沿著伸展拆離斷裂或者構(gòu)造薄弱帶侵位，形成偉晶巖型稀有金屬礦床；淡色花崗巖出溶流體與穹窿核部的大理巖發(fā)生水巖反應(yīng)，使得Be、W、Sn等稀有金屬發(fā)生沉淀，形成矽卡巖型鈹錫鎢稀有多金屬礦床如祥林、日納等鈹錫鎢稀有金屬礦床（圖6）；含礦巖漿熱液在張性裂隙和伸展拆離系中沉淀，可以形成錫石-硫化物脈型錫鎢鈹多金屬礦化，隨著Be、W、Sn的沉淀，流體中的F-與Ca2+結(jié)合，在張裂隙中沉淀出螢石礦化（圖6）；②錯(cuò)那洞穹窿中帶（～5～20 km），地?zé)釡囟认鄬^高，高δ18O和強(qiáng)虧損δD深循環(huán)地?zé)崴蛏线w移，混合少量的弱虧損δD巖漿熱液，形成富Pb-Zn的Na+-Ca2+-Mg2+-Cl-型流體（梁維，2014），在變質(zhì)穹窿伸展拆離斷裂的差異性滑脫的NE-SW向破碎帶及南北向斷裂中沉淀，形成低溫?zé)嵋好}型鉛鋅礦，如吉松鉛鋅礦（圖6）。如果深循環(huán)富銻流體遇到早期鉛鋅硫化物（～45 Ma），富銻流體可以再活化、遷移出鉛鋅硫化物中的鉛、鋅等成礦元素，形成富銻鉛鋅含礦熱液(Liang et al.,2018;Sun et al.,2018)，這一類礦化中似乎繼承了較高的放射性成因鉛（圖5）。再活化的含礦溶液（強(qiáng)虧損δD）在南北向斷層等開放體系中就位，并與下滲的大氣水發(fā)生混合，使得流體中δD降低，形成Na+-Mg2+-SO42--Cl-型流體（梁維,2014），并發(fā)生沉淀。流體中的鉛銻（銀）等元素以硫鹽礦物形式出現(xiàn)(Liang et al.,2018)，形成扎西康式疊加改造鉛鋅多金屬多金屬礦床（圖6）；③錯(cuò)那洞穹窿外帶（20～30 km），地?zé)釡囟雀?。深部上升的富CO2、N2等揮發(fā)分巖漿流體，攜帶S及Au等成礦元素，與向北遷移的深循環(huán)的地?zé)崴嘤?，使得流體中δ18O升高和δD進(jìn)一步虧損，并進(jìn)一步萃取地層和中基性巖中的Au、Sb等元素形成型含礦流體（梁維,2014），具有高δ18O和強(qiáng)虧損δD的特征。富礦流體沿著新生代東西向深斷裂向上遷移，并在次級(jí)斷裂破碎帶、密集劈理和節(jié)理充填和沉淀，形成低溫?zé)嵋航痄R礦床，如姐納各普金銻礦、馬扎拉金銻礦（圖6）。

圖6 扎西康礦集區(qū)受錯(cuò)那洞穹窿控制的金銻-鉛鋅-鎢錫稀有多金屬成礦系統(tǒng)模式圖Fig.6 Schematized conceptual model of the Cuonadong dome-controlled Au-Sb-Pb-Zn-Be-W-Sn metallogenic system in the ZOA

5 結(jié)論

（1）扎西康礦集區(qū)是喜馬拉雅造山帶內(nèi)最典型的礦化集中區(qū)，產(chǎn)出了大量的金銻、鉛鋅、鈹鎢錫多金屬礦，它們圍繞錯(cuò)那洞穹窿呈規(guī)律性分布，從穹窿核部向外依次為鈹鎢錫稀有金屬礦→鉛鋅多金屬礦→金銻礦。

（2）扎西康礦集區(qū)內(nèi)的金屬礦床在21～12 Ma迎來“成礦大爆發(fā)”，且具有多期礦化的特征，在時(shí)空上與錯(cuò)那洞穹窿多期次淡色花崗巖侵位過程高度吻合，因此錯(cuò)那洞成穹作用是扎西康多金屬礦化的主要誘因。

（3）扎西康礦集區(qū)內(nèi)金屬礦床構(gòu)成了統(tǒng)一的成礦系統(tǒng)。錯(cuò)那洞穹窿在碰撞造山晚期伸展過程中就位，在穹窿核部發(fā)育多期次演化程度高的淡色花崗巖，強(qiáng)烈富集Be-W-Sn等稀有元素。在穹窿核部，淡色花崗巖形成偉晶巖型鈹銣礦化，巖漿出溶流體與鈣質(zhì)圍巖交代形成矽卡巖型錫鎢鈹多金屬礦，在張性裂隙和拆離斷裂之中沉淀形成錫石-硫化物脈型錫鎢鈹?shù)V化。巖漿侵位引發(fā)的高地?zé)崽荻茸饔孟拢鋈芰黧w向外擴(kuò)散，混合了與地層中封存的變質(zhì)流體及大氣降水等地質(zhì)流體，并萃取地層中的成礦元素，在錯(cuò)那洞穹窿中帶（5～20 km）形成鉛鋅多金屬礦化，外帶（20～30 km）形成金（銻）礦化。

致謝兩位審稿專家對本文提出了建設(shè)性的修改意見，在此表示衷心的感謝！