西藏謝通門雄村地區(qū)洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r的年代學(xué)和地球化學(xué)特征

何青,解鴻儒,郎興海,王旭輝,鄧煜霖,謝富偉,王涌滔,杜良藝,吳偉哲,王勇,劉洲基,姜楷,詹宏宇

1)成都理工大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院,成都,610059;2)西藏天圓礦業(yè)資源開發(fā)有限公司,西藏日喀則,857000

內(nèi)容提要:西藏謝通門縣雄村地區(qū)洞嘎金礦作為南拉薩地體較早發(fā)現(xiàn)的獨(dú)立金礦,其成礦作用研究較為薄弱。筆者等以洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r為研究對(duì)象,開展了巖相學(xué)、年代學(xué)、地球化學(xué)和Hf同位素特征研究,探討洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r的巖石成因及構(gòu)造背景,揭示凝灰?guī)r對(duì)成礦的控制作用。LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年結(jié)果顯示,凝灰?guī)r結(jié)晶年齡為185.1 ± 1.9 Ma(MSWD = 0.48),成巖時(shí)代為早侏羅世;主量元素地球化學(xué)特征顯示K2O/Na2O值(2.91 ～ 12.3)較高,屬于鈣堿性系列;微量元素地球化學(xué)特征顯示富集大離子親石元素(如Sr、Ba)和輕稀土元素(LREEs),虧損高場強(qiáng)元素(如Nb、Ta、Ti等)和重稀土元素(HREEs)。結(jié)合微量元素構(gòu)造環(huán)境判別圖解,認(rèn)為凝灰?guī)r形成于新特提斯洋洋殼北向俯沖相關(guān)的大洋島弧環(huán)境。另外,凝灰?guī)r以Nb/Ta值為14.0 ～ 17.8、La/Nb平均值<2.50、Zr/Ba平均值為0.31為特征,具有較高的正的εHf(t)(+ 8.05 ～ + 14.2),暗示凝灰?guī)r巖漿源區(qū)為受到新特提斯俯沖洋殼釋放的流體交代的虧損軟流圈地幔楔;巖漿上升侵位的過程中未受到地殼物質(zhì)的混染,主要經(jīng)歷了橄欖石和單斜輝石結(jié)晶分異。洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r中的裂隙構(gòu)造不僅為洞嘎金礦的含礦熱液運(yùn)移提供了空間,而且也為礦質(zhì)的沉淀提供了場所;同時(shí),凝灰?guī)r也起到了蓋層作用,保護(hù)礦床形成后免受剝蝕作用的影響。綜合分析認(rèn)為,洞嘎金礦形成于新特提斯洋北向俯沖的大洋島弧環(huán)境,是斑巖型銅金礦床外側(cè)的熱液脈型金礦體。

南拉薩地體位于青藏高原拉薩地塊南緣,該地體記錄了自新特提斯洋洋殼俯沖及印度—亞洲大陸碰撞造山過程的構(gòu)造、巖漿和成礦作用(潘桂棠等, 2006; Ji Weiqiang et al., 2009; 梁華英等, 2010; 唐菊興等, 2012; 孫祥等, 2013),其獨(dú)特而復(fù)雜的演化歷史,長期的構(gòu)造—巖漿—成礦活動(dòng),一直是地質(zhì)學(xué)家開展基礎(chǔ)地質(zhì)研究(Wang Chao et al., 2016; Li Liang et al., 2021; Deng Yulin et al., 2021; Wang Chao et al., 2019; Wang Xuhui et al., 2022a, b)和礦床學(xué)研究的熱點(diǎn)區(qū)域(唐菊興等, 2014; Lang Xinghai et al., 2019a, 2020; 郎興海等, 2019b)。在南拉薩地體發(fā)現(xiàn)評(píng)價(jià)了眾多中生代—新生代的斑巖型礦床,如雄村斑巖型Cu—Au礦床(Tang Juxing et al., 2015)、驅(qū)龍斑巖型Cu—Mo礦床(鄭有業(yè)等, 2004)、甲瑪斑巖型Cu多金屬礦床(林彬等, 2019)、朱諾斑巖型Cu—Mo礦床(鄭有業(yè)等, 2007)、崗講斑巖型Cu—Mo礦床(冷成彪等, 2009)、邦鋪斑巖型Mo—Cu礦床(陳偉等, 2011)、沙讓斑巖型Mo礦床(秦克章等, 2008)等。雄村礦集區(qū)位于南拉薩地體中段南緣,是目前勘查評(píng)價(jià)的與新特提斯洋洋殼俯沖相關(guān)的大型斑巖型銅金礦集區(qū)(郎興海等, 2019b),在礦集區(qū)已經(jīng)發(fā)現(xiàn)了雄村銅金礦(1、2、3號(hào)礦體)及洞嘎金礦,它們的賦礦圍巖均為雄村組火山—沉積巖(唐菊興等, 2014; Lang Xinghai et al., 2019a, 2020; 郎興海等, 2019b)。近年來,關(guān)于雄村銅金礦的礦床地質(zhì)特征、成巖成礦時(shí)代、成礦流體來源與演化、地球動(dòng)力學(xué)背景以及成礦物質(zhì)來源等方面進(jìn)行了大量研究(唐菊興等, 2012; Lang Xinghai et al., 2019a, 2020; 郎興海等, 2019b)。對(duì)于洞嘎金礦,有學(xué)者從地質(zhì)特征、成礦流體特征、成礦物質(zhì)來源等方面進(jìn)行了相關(guān)研究(朱細(xì)刨, 1993; 曲曉明等, 2002; 邢俊兵等, 2003; 王海平等, 2006; 郎興海, 2007)。而關(guān)于洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r尚未開展過相關(guān)研究,盡管有學(xué)者報(bào)道過雄村礦集區(qū)凝灰?guī)r的形成時(shí)代介于195～176 Ma之間,但其形成時(shí)代跨度大(曲曉明等, 2007; 唐菊興等, 2010; Lang Xinghai et al., 2019a),亟待進(jìn)一步精細(xì)厘定。為此,筆者等以洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r為研究對(duì)象,開展了巖相學(xué)、全巖地球化學(xué)、鋯石U-Pb年代學(xué)和Hf同位素研究,以期精細(xì)厘定其成巖時(shí)代,揭示巖石成因及其對(duì)成礦的意義,進(jìn)而探討洞嘎金礦床成因及其形成構(gòu)造背景,深化雄村礦集區(qū)的成礦作用認(rèn)識(shí),為礦區(qū)找礦突破提供理論支撐。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

謝通門縣洞嘎金礦床位于拉薩地塊南緣,拉薩地塊記錄了中生代以來的增生造山構(gòu)造演化(Hou Zengqian et al., 2015),巖漿活動(dòng)頻繁,主要發(fā)生在白堊紀(jì)—古近紀(jì)(Ji Weiqiang et al., 2009)。早中生代巖漿巖在南拉薩地體較為發(fā)育(圖1),主要包括中三疊世—早白堊世桑日群玄武巖、安山巖和英安巖(Lang Xinghai et al., 2020; Deng Yulin et al., 2021),早—中侏羅世葉巴組玄武巖、英安巖和流紋巖(Lang Xinghai et al., 2019a; Deng Yulin et al., 2021),早—中侏羅世雄村組凝灰?guī)r和英安巖(Lang Xinghai et al., 2019a),以及零星分布的侏羅紀(jì)基性—中酸性侵入巖(Lang Xinghai et al., 2018; Wang Chao et al., 2019; He Qing et al., 2021; Li Liang et al., 2021),在東經(jīng)88°～ 94°之間形成了一個(gè)600 km長的巖漿弧(Hou Zengqian et al., 2015)。在雄村組火山—沉積巖及侵入其中的早—中侏羅世斑巖中發(fā)現(xiàn)了雄村超大型斑巖Cu—Au礦床(1、2、3號(hào)礦體)及洞嘎金礦床,構(gòu)成了雄村銅金礦集區(qū)(圖2a),該礦集區(qū)是目前發(fā)現(xiàn)的與新特提斯洋洋殼俯沖相關(guān)的大型斑巖型銅金礦集區(qū),礦集區(qū)的銅金屬量超過2.50 Mt、伴生金超過250 t、伴生銀超過1000 t(唐菊興等, 2014; Lang Xinghai et al., 2019a, 2020; 郎興海等, 2019b)。

圖1 南拉薩地體中東段地質(zhì)簡圖(修改自Zhu Dicheng et al., 2011; Lang Xinghai et al., 2019a)Fig.1 Geological map of the middle east section of the Southern Lhasa Terrane (modified from Zhu Dicheng et al., 2011; Lang Xinghai et al., 2019a)

2 礦區(qū)地質(zhì)特征與樣品采集

洞嘎礦區(qū)出露地層為下—中侏羅統(tǒng)雄村組火山—沉積巖(J1-2x)和第四系(Q)洪積—沖積—崩積物(圖3a;Lang Xinghai et al., 2019a)。雄村組是一套火山—沉積巖,分為三個(gè)巖性段(圖2; Lang Xinghai et al., 2018, 2019a; 郎興海等, 2019b),下部主要由長英質(zhì)及安山質(zhì)火山集塊巖和火山角礫巖組成,含薄層凝灰?guī)r和砂巖;中部主要由中細(xì)粒安山質(zhì)凝灰?guī)r、少量玄武質(zhì)凝灰?guī)r和砂巖夾層構(gòu)成;上部主要由砂巖、粉砂巖、炭質(zhì)板巖、灰?guī)r和凝灰?guī)r夾層構(gòu)成(圖2b)。第四系(Q)崩積物主要分布于礦區(qū)南側(cè)的洞嘎普一帶及礦區(qū)斜坡之上,厚度較大,一般可達(dá)數(shù)十米(圖3a);洪積物—沖積物主要分布于溝谷中,由礫石、砂礫、砂土等構(gòu)成(Lang Xinghai et al., 2017)。礦區(qū)構(gòu)造發(fā)育,主要為斷裂構(gòu)造,斷裂走向以北西—南東為主,傾向多為北東,少數(shù)為南西向,傾角多在65°以上,延伸較為穩(wěn)定(圖3a)。特別是北西—南東與北東走向斷裂交叉部位,顯示出較好的金礦化特征。礦區(qū)內(nèi)巖漿活動(dòng)頻繁,除了早—中侏羅世雄村組火山巖外,還包括礦區(qū)南側(cè)的早侏羅世石英閃長斑巖,洞嘎普西側(cè)可見呈巖枝產(chǎn)出的早—中侏羅世石英閃長斑巖,另可見中侏羅世輝綠巖、始新世煌斑巖呈小巖脈狀零星分布于礦區(qū)中部及北部(圖3a)。

圖3 西藏謝通門縣洞嘎金礦地質(zhì)簡圖(a)及洞嘎金礦聯(lián)合中段平面圖(b)Fig.3 Geological map of the Dongga Au deposit (a) and geological plan of mining level of Dongga Au deposit (b)

礦區(qū)廣泛分布雄村組火山—沉積巖,雄村組凝灰?guī)r是洞嘎金礦的賦礦圍巖,普遍發(fā)生黃鐵絹英巖化蝕變。已完成的勘查工作表明,礦體受控于北西—南東走向的斷裂裂隙,礦體傾向北東,傾角80°,礦體賦存標(biāo)高4160 ～ 5215 m(圖3b),但礦體在深部仍未得到控制(圖3a)。洞嘎金礦石金品位變化大(0.03 ～ 193 g/t),金金屬量7.2 t,達(dá)到中型規(guī)模。礦石結(jié)構(gòu)主要有自形—半自形粒狀結(jié)構(gòu)、壓裂結(jié)構(gòu)、共邊結(jié)構(gòu),次要有粒狀結(jié)構(gòu)、乳濁狀結(jié)構(gòu)(圖4)。礦石構(gòu)造以脈狀構(gòu)造為主,塊狀構(gòu)造為次(圖4)。洞嘎金礦發(fā)育石英硫化物脈、綠泥石硫化物脈、黃鐵礦脈、陽起石脈和晚期石英脈(圖4),其中綠泥石硫化物脈是主要的含金脈體。金屬礦物主要為黃鐵礦、黃銅礦,次為自然金,少量的閃鋅礦、磁黃鐵礦、磁鐵礦(圖4);非金屬礦物以石英、絹云母為主,綠泥石、綠簾石、陽起石為次,少量碳酸鹽礦物。

本次工作對(duì)洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r進(jìn)行了采樣,共采集8件樣品(圖3a)。其中化學(xué)分析樣品8件(DG-10、DG-19-1、DG-19-2、DG-120、DG-55-1、DG-55-2、DG-42和DG-91),選取受蝕變影響小的樣品(DG-120)進(jìn)行鋯石U-Pb定年及Lu—Hf同位素測(cè)試。凝灰?guī)r樣品呈現(xiàn)灰色—灰黑色,具凝灰質(zhì)結(jié)構(gòu),塊狀構(gòu)造,巖石質(zhì)地堅(jiān)硬(圖5a、b)。晶屑凝灰?guī)r主要由晶屑、火山灰膠結(jié)物組成。晶屑約30%～35%,大小在0.05～5 mm,成分以石英、斜長石為主,石英晶屑呈不規(guī)則粒狀,晶面多亮凈,分布不均勻;斜長石晶屑表面普遍發(fā)育絹云母化,但仍可見斜長石的寬板狀和板狀輪廓,粒徑長100～500 μm(圖5c、d)。膠結(jié)物以火山灰為主,主要由粒徑< 0.01 mm的長石、石英等礦物組成(圖5c、d)。

圖5 西藏謝通門縣洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r的野外露頭照片(a),手標(biāo)本照片(b)和薄片顯微照片(c,d)Fig.5 Outcrop photos (a), hand specimen photos(b) and thin-section photomicrographs (c, d) of the ore-bearing tuff in Dongga gold depositPy—黃鐵礦; Q—石英; Pl—斜長石; Ser—絹云母Py—pyrite; Q—quartz; Pl—plagioclase; Ser—sericite

3 測(cè)試方法

3.1 鋯石U-Pb定年

鋯石分選、制靶、照相在北京鋯年領(lǐng)航科技有限公司完成,采用重液法和磁選法分離鋯石。純鋯石在雙目顯微鏡下手工挑選,安裝在環(huán)氧樹脂中,然后拋光,直到顆粒內(nèi)部暴露。在分析之前,用3% HNO3清洗表面,以去除鉛污染物。鋯石U-Pb年齡分析點(diǎn)參照鋯石陰極發(fā)光(CL)(圖6)及透反射光圖像選擇。鋯石U-Pb定年在北京鋯年領(lǐng)航科技有限公司進(jìn)行測(cè)試。鋯石U-Pb定年采用激光剝蝕—電感耦合等離子體質(zhì)譜儀法(LA-ICP-MS),同位素分析儀器Neptune型MC-ICP-MS,激光剝蝕系統(tǒng)為NewwaveUP 213,激光斑束直徑為32 μm,頻率為8 Hz,剝蝕深度30 ～ 50 μm,能量密度約為2.5 J/cm2,用He作為剝蝕物質(zhì)載氣,用Ar作為補(bǔ)償氣體。試驗(yàn)過程,使用NIST610玻璃對(duì)儀器進(jìn)行了優(yōu)化,并作為測(cè)定微量元素測(cè)試的外標(biāo)。使用標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500作為校正標(biāo)樣,鋯石GJ1作為監(jiān)控標(biāo)樣。每一個(gè)單點(diǎn)的分析時(shí)間跨度為100 s,包括大約20 s的背景采集和50 s的樣品數(shù)據(jù)采集;每五次分析之后分析兩次標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500,詳細(xì)的實(shí)驗(yàn)測(cè)試流程見侯可軍等(2009)。使用ICPMSDataCal 9.0軟件離線處理獲得的原始數(shù)據(jù)(劉棟等, 2013)。使用IsoplotR(Vermeesch, 2018)處理鋯石年齡結(jié)果。結(jié)果見表1。

表1 西藏謝通門雄村地區(qū)洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r(DG120)的鋯石LA-ICP-MS U-Pb同位素分析結(jié)果Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb analysis data for ore-bearing tuff (DG120) in Dongga gold deposit in Xiongcun area, Xietongmen County, Xizang (Tibet)

圖6 西藏謝通門縣洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r鋯石陰極發(fā)光圖像Fig.6 Cathodoluminescene images of the zircons from the ore-bearing tuff in the Dongga gold deposit

3.2 鋯石Hf同位素分析

鋯石Hf同位素分析在北京鋯年領(lǐng)航科技公司完成,采用配備有Geolas-193型紫外激光剝蝕系統(tǒng)(LA)的Neptune型多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(MC-ICP-MS)采集信號(hào),測(cè)定時(shí)以GJ-1為參考標(biāo)樣,詳細(xì)實(shí)驗(yàn)步驟參見侯可軍等(2007)。采用的激光束斑直徑約為55 μm,Ar為載氣。GJ-1的n(176Hf)/n(177Hf)測(cè)試加權(quán)平均值為0.282030 ±0.000010(2σ),與Elhlou 等(2006)給出的推薦值相比,在誤差之內(nèi)。

3.3 全巖主微量測(cè)試

全巖主微量、稀土元素分析在南京聚譜檢測(cè)科技有限公司進(jìn)行。樣品去除風(fēng)化面后,用自來水清洗后分別用5% HNO3和5% HCl在超聲波清洗儀中浸泡至無氣泡產(chǎn)生,再用純凈水把樣品沖洗干凈,在低于100 ℃環(huán)境中烘干,確保樣品不會(huì)相互污染的情況下,將樣品細(xì)碎到200目篩孔以下進(jìn)行分析測(cè)試。主量元素測(cè)試采用X射線熒光光譜法(XRF),使用荷蘭帕納科Axios X熒光儀完成,分析相對(duì)誤差< 3%。微量元素和稀土元素測(cè)定采用電感耦合等離子體質(zhì)譜法(ICP-MS),在NexIon 300x ICP-MS儀器上完成。將細(xì)碎好的樣品用酸溶法制成溶液,然后在等離子質(zhì)譜儀上進(jìn)行測(cè)定,并用標(biāo)準(zhǔn)溶液進(jìn)行校正,含量大于10×10-6元素分析相對(duì)誤差< 5%,而含量小于10×10-6的元素相對(duì)誤差< 10%,實(shí)驗(yàn)具體方法步驟據(jù)參考文獻(xiàn)(Qi Liang et al., 2000)。

4 分析結(jié)果

4.1 鋯石U-Pb年代學(xué)

表1顯示了洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r樣品(DG120)的地質(zhì)年代學(xué)數(shù)據(jù)。在鋯石陰極發(fā)光圖像(CL圖像;圖6)中,鋯石大多數(shù)為柱狀或長柱狀,無色至微黑色,透明,大多數(shù)鋯石的寬度為40 ～ 100 μm,長寬比為1∶1 ～ 3∶1,并顯示出清晰的振蕩環(huán)帶(圖6),具有巖漿鋯石特征(Hoskin and Schaltegger, 2003)。由表1可知,樣品DG120的Th、U的含量分別為136× 10-6～ 4968 × 10-6和3758× 10-6～ 57358 × 10-6,Th/U值為0.31 ～ 0.89(平均值0.55),暗示鋯石均為巖漿鋯石(Rubatto, 2002; Kirkland et al., 2015)。本次實(shí)驗(yàn)共測(cè)定了27個(gè)有效數(shù)據(jù)點(diǎn),n(206Pb)/ n(238U)年齡分布較集中,在177 ～ 190 Ma之間變化(表1),在U-Pb年齡諧和圖中分布在諧和線附近(圖7a),表明在鋯石形成后的U-Pb體系處于封閉狀態(tài),n(206Pb)/n(238U)加權(quán)平均年齡分別為185.1 ± 1.9 Ma(MSWD = 0.48)(圖7b),加權(quán)平均年齡被解釋為洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r的成巖年齡較為可靠(Ireland and Williams, 2003),表明形成于早侏羅世。

圖7 西藏謝通門縣洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)rLA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡諧和圖Fig.7 Concordia diagram of LA-ICP-MS zircon U-Pb for ore-bearing tuff in Dongga gold deposit

4.2 鋯石Hf同位素

在鋯石U-Pb年代學(xué)的基礎(chǔ)上,對(duì)DG120樣品中15個(gè)點(diǎn)進(jìn)行了Hf同位素測(cè)試,測(cè)試位置與鋯石U-Pb測(cè)年位置相同或相近,結(jié)果見表2。由表2可見,所有測(cè)點(diǎn)的176Lu/177Hf值絕大部分都小于0.002,表明巖漿鋯石在形成后,176Lu經(jīng)衰變產(chǎn)生的177Hf極少,所測(cè)得176Hf/177Hf值可代表成巖時(shí)巖漿體系的Hf同位素組成(Kinny et al., 1991)。樣品的(176Hf/177Hf)i為0.282883 ～ 0.283055,εHf(t)為+ 8.05 ～ + 14.2,均值為+ 10.9;一階段模式年齡(TDM1)變化為274 ～ 526 Ma,二階段模式年齡(TDM2)變化為323 ～ 716 Ma。

表2 西藏謝通門雄村地區(qū)洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r(DG120)Hf同位素分析結(jié)果Table 2 Results of Hf isotope analysis of zircons from ore-bearing tuff (DG120) in Dongga gold deposit in Xiongcun area, Xietongmen County, Xizang (Tibet)

4.3 地球化學(xué)特征

洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r8件樣品的主微量元素含量及特征見表3。凝灰?guī)r具有較高的SiO2含量,范圍為58.14% ～ 67.04%(平均值 = 61.93%),TiO2的含量為(0.64% ～ 1.43%)。樣品的K值較高,K2O及Na2O含量分別為1.80% ～ 4.44%和0.28% ～ 0.62%,其K2O/Na2O值為2.91 ～ 12.3。樣品具較高的Fe2O3含量,為4.62% ～ 11.59%;Al2O3含量為14.36% ～ 19.69%,平均為17.82%。其余常量元素P2O5(0.09% ～ 0.19%)、MgO(1.17% ～ 2.49%)、CaO(0.78% ～ 2.54%)以及MnO(0.11% ～ 0.26%)。樣品Mg#值(25.59 ～ 37.65)較低。在Zr/TiO2—SiO2巖石類型判別圖解上,洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r樣品落入了安山巖和英安巖范圍(圖8a, b),與野外觀察和室內(nèi)鏡下鑒定結(jié)果一致。在Co—Th巖石系列判別圖解中,洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r樣品位于鈣堿性區(qū)域,屬于鈣堿性巖石系列(圖8b)。

圖8 西藏洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r(a)Nb/Y—Zr/TiO2(Winchester and Floyd, 1977)和(b)Co—Th(Hastie et al., 2007)圖解Fig.8 (a) SiO2—Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977) and (b) Co—Th (Hastie et al., 2007) diagrams for ore-bearing tuff in Dongga gold deposit數(shù)據(jù)來源:葉巴組引自耿全如等(2005), 董彥輝等(2006), Zhu Dicheng 等 (2008, 2011), 陳煒等(2009), 黃豐等 (2015), Ma Xuxuan 等 (2017a), Wei Youqing 等 (2017), Liu Zhichao 等 (2018), 韓奎等(2018), Deng Yulin 等 (2021);比馬組引自陳煒等(2009), Kang Zhiqiang 等 (2014), Wang Chao 等 (2016), Ma Xuxuan 等 (2017b), Wang Xuhui 等 (2019), Lang Xinghai 等 (2020), Deng Yulin 等 (2021);雄村組引自Lang Xinghai 等 (2019a);驅(qū)龍礦集區(qū)引自Hu Yongbin 等 (2015);甲瑪?shù)V集區(qū)引自Chung Sunlin 等 (2009), Sun Fei 等 (2022),多龍礦集區(qū)引自Li Jinxiang 等 (2013)Data source: Yeba Formation from Geng Quanru et al. (2005&), Dong Yanhui et al. (2006&), Zhu Dicheng et al. (2008, 2011), Chen Wei et al. (2009&), Huang Feng et al. (2015&), Ma Xuxuan et al. (2017a), Wei Youqing et al. (2017), Liu Zhichao et al. (2018), Han Kui et al. (2018&), Deng Yulin et al. (2021); Bima Formation form Chen Wei et al. (2009&), Kang Zhiqiang et al. (2014), Wang Chao et al. (2016), Ma Xuxuan et al. (2017b), Wang Xuhui et al. (2019), Lang Xinghai et al. (2020), Deng Yulin et al. (2021); Xiongcun Formation form Lang Xinghai et al. (2019a); Qulong ore concentration area form Hu Yongbin et al. (2015); Jima ore concentration area form Chung Sunlin et al. (2009), Sun Fei et al. (2022); Duolong ore concentration area form Li Jinxiang et al. (2013)

洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r的稀土總量(ΣREEs)為45.3× 10-6～ 93.4 × 10-6,平均為63.8 × 10-6;輕稀土元素(ΣLREEs)為36.5 × 10-6～ 74.5 × 10-6,平均為51.5 × 10-6;重稀土元素(ΣHREEs)為8.19 × 10-6～ 20.5 × 10-6,平均為12.4 × 10-6。稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分圖(圖9a)顯示,輕稀土元素富集,重稀土元素虧損,呈右傾趨勢(shì),輕稀土元素與重稀土元素分餾較為明顯,LREEs/HREEs為3.29 ～ 5.35,平均4.41,(La/Yb)N為2.37 ～ 4.14,平均為3.49;δCe值為0.83 ～ 0.99(除DG42為1.02),平均為0.94;δEu值為0.57 ～ 0.94,平均為0.71。微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖顯示出其配分模式整體向右傾斜,相對(duì)虧損高場強(qiáng)元素(HFSEs:如Nb、Ta、Ti等)和強(qiáng)烈虧損大離子親石元素(LILEs:如Sr、Ba等)(圖9b)。

圖 9 西藏謝通門洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r(a)球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式和(b)微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化圖解Fig.9 (a) Chondrite-normalized REE diagram and (b)primitive mantle-normalized trace element diagram for ore-bearing tuff in Dongga gold deposit數(shù)據(jù)來源:原始地幔,球粒隕石,OIB,E-MORB和N-MORB值來自Sun and McDonough, (1989);安第斯弧,日本弧,馬里亞納弧參考自GEOROC數(shù)據(jù)庫(https://georoc.eu/)Data sources: Primitive mantle, chondrites, OIB, E-MORB and N-MORB values are from Sun and McDonough, (1989); Andean arc, Japanese arc, Mariana arc are referenced from GEOROC database (https://georoc.eu/)

5 討論

5.1 蝕變影響

活動(dòng)性微量元素的含量可能會(huì)在熱液蝕變作用和低級(jí)變質(zhì)作用過程中發(fā)生改變。洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r的斜長石發(fā)生絹云母化(圖5)和較高的燒失量(表2;2.33% ～ 3.81%),表明凝灰?guī)r遭受了不同程度的熱液蝕變。因此,在使用這些數(shù)據(jù)之前,有必要考慮熱液蝕變的影響。在熱液蝕變過程中,Zr元素通常被認(rèn)為是一種非活性元素,常被用于評(píng)估其他微量元素的遷移(Polat and Hofmann, 2003)。微量元素與Zr具有較好的相關(guān)性,這意味著這些元素在熱液蝕變過程中是穩(wěn)定的(圖10)。因此,利用微量元素?cái)?shù)據(jù)可以討論凝灰?guī)r的成因和構(gòu)造意義。

圖 10 西藏謝通門洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r元素—Zr圖解Fig.10 Element—Zr diagram of ore-bearing tuff in Dongga gold deposit

5.2 凝灰?guī)r的成巖時(shí)代

對(duì)南拉薩地體巖漿弧的研究以往更加注重白堊紀(jì)及之后的巖漿巖,近年來晚三疊世—中侏羅世的弧巖漿巖逐漸成為研究熱點(diǎn),南拉薩地體上不斷報(bào)道了晚三疊世—中侏羅世巖漿巖:中酸性侵入巖包括曲水花崗閃長巖(228 Ma;Wang Xuhui et al., 2022a)、湯白斑狀花崗巖(190.4 Ma;王旭輝等, 2018)和雄村石英閃長斑巖(181 ～ 161 Ma;Lang Xinghai et al., 2014a)等;基性侵入巖包括曲水角閃輝長巖(206 ～ 203 Ma;Wang Xuhui et al., 2022a)、洞嘎角閃輝長巖(182.8 Ma;Li Liang et al., 2021)、雄村輝綠巖脈(165.3 Ma; Lang Xinghai et al., 2018)和努瑪角閃輝長巖(163.7 Ma;Li Liang et al., 2021)等;火山巖包括晚三疊世—中侏羅世比馬組火山巖(237 ～ 165 Ma; Lang Xinghai et al., 2020; Deng Yulin et al., 2021)、晚三疊世昌果火山巖(237 ～ 212 Ma,Wang Chao et al., 2016)、雄村組火山巖(195 ～ 176 Ma;曲曉明等, 2007; 唐菊興等, 2010; Lang Xinghai et al., 2019a)和早—中侏羅世葉巴組火山巖(193 ～ 168 Ma; Deng Yulin et al., 2021)。已有的年代學(xué)數(shù)據(jù)表明上述侵入巖及火山巖的形成時(shí)間主要為220～170 Ma,暗示南拉薩地體在晚三疊世—中侏羅世存在一期巖漿活動(dòng)。筆者等的研究表明洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r的形成時(shí)代為185.1 ± 1.9 Ma,與南拉薩地體晚三疊世—中侏羅世時(shí)期的巖漿活動(dòng)時(shí)間是相同的,表明他們屬于同一時(shí)期的巖漿作用的產(chǎn)物。

5.3 構(gòu)造背景

目前,南拉薩地體中晚三疊世—侏羅紀(jì)巖漿巖均形成于新特提斯洋殼北向俯沖相關(guān)的巖漿弧環(huán)境的認(rèn)識(shí)已得到大多數(shù)研究者的認(rèn)可(Wang Xuhui et al., 2022a;Li Liang et al., 2021; Lang Xinghai et al., 2019a, 2020; Deng Yulin et al., 2021)。洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r的稀土元素配分模式圖呈右傾模式,顯示出輕稀土富集特征(圖9a),在微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖相對(duì)富集大離子親石元素(如Rb、U和K)和虧損高場強(qiáng)元素(如Nb、Ta和Ti;圖9b),以及La/Nb值為1.35 ～ 2.95(平均值為2.14),這些特征與俯沖帶弧巖漿巖地球化學(xué)特征相似(Pearce, 1982; Keppler, 1996),暗示其形成于新特提斯洋殼北向俯沖相關(guān)的巖漿弧環(huán)境。在Yb—Ta構(gòu)造環(huán)境判別圖解中(圖11a),洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r都落入火山弧范圍,進(jìn)一步暗示其構(gòu)造背景為俯沖相關(guān)的巖漿弧環(huán)境,與區(qū)域上同時(shí)代的比馬組大洋島弧火山巖具有相似的構(gòu)造環(huán)境(Deng Yulin et al., 2021)(圖11)。另外,洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r也與產(chǎn)于班公湖—怒江洋俯沖相關(guān)弧環(huán)境的多龍斑巖型銅金礦集區(qū)相似(王勤等,2019),不同于碰撞型斑巖銅多金屬礦集區(qū)的構(gòu)造背景(如甲瑪、驅(qū)龍;林彬等, 2019; 曾忠誠等, 2016)(圖11,圖15),表明洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r形成于俯沖相關(guān)的巖漿弧環(huán)境。

圖 11 西藏謝通門洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r構(gòu)造環(huán)境判別圖: (a)La/Yb—Nb+Y判別圖(底圖據(jù)Whalen and Hildebrand, 2019);(b)Sm/Yb—Ta+Yb判別圖(底圖據(jù)Whalen and Hildebrand, 2019);(c)Gd/Yb—Ta+Yb判別圖(底圖據(jù)Whalen and Hildebrand, 2019);(d)La/Yb—Sc/Ni圖(底圖據(jù)Condie, 1989);(e)La/Yb—Th判別圖(底圖據(jù)Condie, 1989);(f)La/Yb—Th/Yb圖(底圖據(jù)Condie, 1989)Fig.11 Discrimination diagrams of the tectonic setting for ore-bearing tuff in the Dongga gold deposit:(a) La/Yb—Nb+Y discriminant map (Whalen and Hildebrand, 2019); (b) Sm/Yb—Ta+Yb discriminant map (Whalen and Hildebrand, 2019); (c) Gd/Yb—Ta+Yb discriminant map (Whalen and Hildebrand, 2019); (d) La/Yb—Sc/Ni map (Condie, 1989); (e) La/Yb—Th discriminant map (Condie, 1989); (f) La/Yb—Th/Yb map (Condie, 1989)數(shù)據(jù)來源:安第斯弧及馬里亞納弧參考自GEOROC數(shù)據(jù)庫(https://georoc.eu/);其他數(shù)據(jù)來源見圖8Data sources: Andean and Mariana arcs are referenced from the GEOROC database (https://georoc.eu/); other data sources are same to figure 8

Whalen和Hildebrand(2019)的研究表明,微量元素比值可以識(shí)別中酸性巖漿巖的構(gòu)造背景是否為島弧環(huán)境,在Nb+Y—La/Yb(圖11b)及Ta/Yb—Sm/Yb(圖11c)圖解中,凝灰?guī)r都落入島弧區(qū),暗示其可能形成于新特提斯洋洋殼俯沖相關(guān)的島弧環(huán)境。并且大洋島弧巖漿巖具有較高的LaN/YbN值(2.40 ～ 5.10)、低的Nb/La值(0.37 ～ 0.62),較高的Zr/Nb值(21.0 ～ 48.0)和高的Ba/La值(11.0 ～ 130)(Safonova et al., 2017)。洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r的(La/Yb)N= 2.37 ～ 4.14,Nb/La = 0.34 ～ 0.74,Zr/Nb = 20.34 ～ 29.52,Ba/La = 22.64 ～ 62.47,以及在Sc/Ni—La/Yb圖解(圖11d)及Th—La/Yb圖解(圖11e)中,凝灰?guī)r樣品全部位于演化的大洋島弧區(qū)域,表明洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r與新特提斯洋洋殼俯沖相關(guān)的大洋島弧環(huán)境聯(lián)系緊密。除此之外,洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r稀土元素特征也類似馬里亞納弧巖漿巖,暗示其具有與大洋島弧巖漿巖相似的特征(圖9a)。在Th/Yb—Ta/Yb圖解中洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r樣品全部落入島弧范圍,并靠近馬里亞納弧范圍(圖11f),更進(jìn)一步支持凝灰?guī)r的構(gòu)造環(huán)境是大洋島弧環(huán)境,而不是活動(dòng)大陸邊緣弧環(huán)境。綜合區(qū)域上存在同時(shí)代的大洋島弧巖漿巖(圖11;如比馬組火山巖),表明南拉薩地體南緣應(yīng)該存在一個(gè)分布廣泛的大洋島弧環(huán)境。

近年來,洋內(nèi)俯沖系統(tǒng)是否存在于南拉薩地體南緣已成為地質(zhì)學(xué)家們關(guān)注的熱點(diǎn)問題(Aitchison et al., 2000; Tang Juxing et al., 2015; Lang Xinghai et al., 2019a)。Aitchison 等(2000)和McDermid 等(2002)在雅魯藏布江縫合帶的澤當(dāng)?shù)貐^(qū)識(shí)別出一套中—晚侏羅世的洋內(nèi)弧系統(tǒng)。Lang Xinghai 等(2019a)在雄村地區(qū)也識(shí)別出一套早—中侏羅世巖漿巖具有大洋島弧屬性(圖11)。隨后,Deng Yulin 等(2021)通過對(duì)南拉薩地體早中生代巖漿巖的系統(tǒng)研究,認(rèn)為中三疊世至晚侏羅世(240 ～ 150 Ma)由于新特提斯洋的北向俯沖,南拉薩地體發(fā)生了廣泛的洋內(nèi)弧巖漿作用,主要分布于曲水、雄村、桑日、澤當(dāng)?shù)葏^(qū)域(圖11)。相對(duì)于巖漿巖,沉積巖地球化學(xué)行為更穩(wěn)定不易被熱液蝕變作用影響,因此是判斷古構(gòu)造環(huán)境的重要證據(jù)(Li Chusi et al., 2015)。Lang Xinghai 等(2019c)獲得了雄村組砂巖的碎屑鋯石年齡,介于243 ～ 161 Ma之間,其缺乏年齡較老的鋯石(如中拉薩地體,喜馬拉雅地體中含有的古老碎屑鋯石顆粒)特征,結(jié)合砂巖全巖地球化學(xué)特征與大洋島弧環(huán)境相近的特征,推斷其物源區(qū)為大洋島弧火山巖(中—酸性安山質(zhì)和英安質(zhì)),認(rèn)為該雄村組砂巖形成于大洋島弧環(huán)境。同時(shí),斑巖型Cu—Au礦床一般形成于大洋島弧環(huán)境,如西南太平洋斑巖型Cu—Au成礦帶(Cooke et al., 2007);而斑巖型Cu—Mo礦床常形成于陸緣弧環(huán)境,如安第斯斑巖Cu—Mo成礦帶(Kesler, 1973)。雄村礦集區(qū)類似于西南太平洋斑巖型Cu—Au礦床(Cooke et al., 2007),其主成礦元素以Cu—Au為主而不是Cu—Mo,指示雄村斑巖型Cu—Au礦床可能形成于大洋島弧環(huán)境。綜上所述,我們認(rèn)為洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r形成于新特提斯洋殼北向俯沖相關(guān)的大洋島弧環(huán)境。

5.4 巖石成因

5.4.1地殼混染

巖漿在上升侵位過程中可能會(huì)發(fā)生地殼混染和分離結(jié)晶過程。因此,在討論巖漿源區(qū)之前,有必要考慮巖石是否受到地殼混染的影響。Nb和Ta是地殼混染的敏感性指標(biāo),地幔的Nb/Ta值通常為17.4 × 10-6～ 18.3 × 10-6(Hofmann, 1988; McDonough and Sun, 1995),而地殼的Nb/Ta值為11.4(Rudnick and Gao, 2003),因此地殼混染會(huì)導(dǎo)致Nb/Ta值的顯著降低。洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)rNb/Ta值為13.9 ～ 17.8,高于地殼Nb/Ta值,同地幔的Nb/Ta值類似,暗示其經(jīng)歷地殼混染的可能性就較小。在SiO2—Nb/Ta圖解中,Nb/Ta與SiO2含量的相關(guān)性較弱,表明洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r可能未受到地殼混染的影響(圖12a)。同時(shí),在巖漿混合或地殼混染過程中,Zr/Nb值會(huì)呈現(xiàn)明顯的變化(Weaver et al., 1996),洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r的Zr/Nb值20.3 ～ 29.5,變化較小,且在SiO2—Zr/Nb圖解中,Zr/Nb與SiO2沒有明顯的相關(guān)性,表明其沒有受到地殼混染(圖12b)。此外,洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r的所有樣品的Th元素含量范圍為2.51 × 10-6～ 3.78 × 10-6(平均值3.22 × 10-6),明顯低于中地殼(6.50 × 10-6)和上地殼(10.5 × 10-6)(Rudnick and Gao, 2003),因此表明地殼混染凝灰?guī)r的形成中影響甚微。另外,南拉薩地體上同時(shí)代的巖漿巖也顯示出未受到地殼混染的特征(圖12)。因此,認(rèn)為洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r沒有受到明顯的地殼混染。

圖12 西藏謝通門洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r(a)SiO2—Nb/Ta圖解和(b)SiO2—Zr/Nb圖解。 數(shù)據(jù)來源同圖8Fig.12 (a) SiO2—Nb/Ta and (b) SiO2—Zr/Nb diagrams of ore-bearing tuff in Dongga gold deposit. The data source is same to figure 8

5.4.2分離結(jié)晶

高度不相容元素到中度不相容元素的比值,通常用于區(qū)分部分熔融的性質(zhì)和分異結(jié)晶的趨勢(shì)(Allègre and Minster, 1978)。洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r的La/Sm值(3.58 ～ 4.70)變化較小,在La—La/Sm圖中沒有明顯的線性關(guān)系,顯示了分異結(jié)晶的趨勢(shì)(圖13a)。同樣,凝灰?guī)r樣品的Ce/Sm值(7.22 ～ 9.31)變化較小,在Ce—Ce/Sm圖中顯示出平緩的趨勢(shì)以及分異結(jié)晶的趨勢(shì)(圖13b)。原始地幔巖漿的Ni >400 × 10-6、Cr >1000 × 10-6和Mg#>70.0(例如,Frey et al., 1978),而洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r樣品中Ni含量變化為9.20× 10-6～ 22.2 × 10-6,Cr變化范圍為25.8× 10-6～ 50.9 × 10-6,Mg#值為25.59 ～37.65,進(jìn)一步暗示洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r可能經(jīng)歷了分異結(jié)晶。對(duì)比區(qū)域上同時(shí)代的巖漿巖,均表現(xiàn)出分離結(jié)晶的趨勢(shì)(圖13a、b)。同時(shí),洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r的Ni含量隨著Mg#的降低而急劇下降(圖13c),這也表明橄欖石分餾是最重要的過程。并且Ni含量的急劇升高沒有伴隨著Cr的增加(圖13d),指示洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r巖漿可能經(jīng)歷了明顯的橄欖石分餾。而缺乏中稀土元素虧損特征(圖9a),低的ΣHREEs(8.19 × 10-6～ 20.5 × 10-6)和低的Y/Yb值(6.03 ～ 11.4)都暗示石榴石分餾不明顯。另外,區(qū)域上同時(shí)代的巖漿巖也顯示出經(jīng)歷了橄欖石結(jié)晶分異(圖13c、d)。因此,認(rèn)為洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r巖漿主要經(jīng)歷了橄欖石結(jié)晶分異。

5.4.3巖漿源區(qū)

洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r不同程度地富集LILEs和LREEs,虧損HFSEs,具有明顯的Eu、Nb、Ta及Ti負(fù)異常(圖9),并有較高的La/Nb(1.35 ～ 2.95)、Zr/Nb(20.3 ～ 29.5)和較低的Ce/Pb(0.74 ～ 2.08)(表2)。這種典型島弧巖漿巖的微量元素特征一般歸因于交代地幔的部分熔融或巖漿在侵位過程中經(jīng)歷了地殼混染作用(Neal et al., 2002)。在大洋島弧環(huán)境中,巖漿源區(qū)主要有兩個(gè)來源:地幔楔及俯沖洋殼。因?yàn)榇笱髰u弧環(huán)境缺乏大陸地殼,巖漿不可能在上升過程受到地殼混染或者起源于地殼,同時(shí)考慮到洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r沒有受到明顯的地殼混染(如前討論),因此這種典型的島弧巖漿巖地球化學(xué)特征可能反映了交代地幔的部分熔融作用(Condie, 1999)。俯沖洋殼對(duì)巖漿源區(qū)的貢獻(xiàn)一般包括:俯沖洋殼直接部分熔融、俯沖沉積物熔融體和俯沖洋殼釋放的流體加入巖漿源區(qū)。俯沖洋殼直接部分熔融形成的巖漿通常形成高Sr(> 400 × 10-6)低Y(< 18.0 × 10-6)、Yb值< 1.90 × 10-6的Adakite(埃達(dá)克巖)(Defant and Drummond, 1990; 王強(qiáng)等, 2020)。洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r的Sr含量為82.7 × 10-6～ 192 × 10-6(平均值 = 119 × 10-6),Y含量為10.4 × 10-6～ 34.5 × 10-6(平均值 = 18.8 × 10-6),Yb含量為1.61 × 10-6～ 3.02 × 10-6(平均值 = 2.15 × 10-6),表明它們不可能直接來源于洋殼的部分熔融。受來自俯沖洋殼流體交代的地幔楔發(fā)生部分熔融,就可以形成俯沖帶復(fù)雜的巖漿作用,并形成巖漿弧(Winter, 2014; 鄭永飛和陳伊翔, 2019)。俯沖洋殼的脫水,產(chǎn)生了富集大離子親石元素(如Rb、Sr、U、Th)和稀土元素的流體進(jìn)入俯沖帶上覆的地幔楔并與之發(fā)生交代作用,進(jìn)而導(dǎo)致地幔楔發(fā)生部分熔融而產(chǎn)生弧巖漿巖(趙振華等, 2004; 鄭永飛和陳伊翔, 2019)。流體交代過程中的富水流體會(huì)虧損高場強(qiáng)元素(如Nb、Ta和Ti),最終形成的島弧火山巖表現(xiàn)為Nb、Ta和Ti的強(qiáng)烈虧損。從原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖中可知,洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r的Rb和U表現(xiàn)為明顯富集的特征,而Nb、Ta和Ti表現(xiàn)為強(qiáng)烈虧損特征(圖9b),這些特征暗示了俯沖洋殼釋放的流體對(duì)巖漿源區(qū)發(fā)生了交代作用。在Th/Yb—Ba/La及Th/Zr—Nb/Zr圖解中(圖14),變化較大的Ba/La和Th/Zr值進(jìn)一步支持了巖漿源區(qū)受到俯沖洋殼釋放流體交代的認(rèn)識(shí)。

圖14 西藏謝通門洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r巖漿源區(qū)交代組分判別圖解(底圖據(jù)Kepezhinskas et al., 1997): (a)Ba/La—Th/Yb圖解; (b)Th/Zr—Nb/Zr圖解Fig.14 Discrimination diagrams of magma source metasomatized components for ore-bearing tuff in Dongga gold deposit (after Kepezhinskas et al., 1997): (a) Ba/La—Th/Yb diagram; (b) Th/Zr—Nb/Zr diagram

洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r的Nb/Ta值為13.9 ～ 17.8,接近原始地幔和地幔源熔體(17.5 ± 2.0;Hofmann, 1988),遠(yuǎn)高于大陸地殼(～ 8.00;Taylor and McLennan, 1985),進(jìn)一步表明洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r巖漿源區(qū)可能起源于地幔。洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r的鋯石εHf(t)值集中于 + 8.05 ～ + 14.2,平均值 + 10.9,與研究區(qū)時(shí)代相近的巖漿巖的鋯石Hf同位素組成較為相似,較高的正的εHf(t)值反映凝灰?guī)r巖漿起源于虧損地幔(圖15a、b)。另外,選擇Nb、Ce、P、Zr、Ti、Y以Nb為標(biāo)準(zhǔn)進(jìn)行標(biāo)準(zhǔn)化圖是判別地幔類型的有效方法(Breitkopf, 1989)。洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r的Nb標(biāo)準(zhǔn)化作圖為正斜率并呈發(fā)散狀放射線,類似于虧損地幔(圖15c)。并且在Zr—Nb判別圖中,洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r落入了虧損地幔范圍(圖15d)。另外,來自軟流圈地幔的巖漿的La/Nb值 <2.50,La/Ta值 <30.0(Fitton et al., 1988; Saunders et al., 1992)。低的La/Nb值(平均值2.14)和La/Ta值(平均值33.2)特征,也表明洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r起源于軟流圈地幔。而且Ormerod 等(1988)指出Zr/Ba值大于0.20表明源區(qū)來自軟流圈地幔,Zr/Ba值小于0.20則來自巖石圈地幔,洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r的Zr/Ba值(平均值為0.31)進(jìn)一步表明源區(qū)為軟流圈地幔。因此,我們認(rèn)為洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r起源于虧損的軟流圈地幔。

綜上,我們認(rèn)為在新特提斯洋洋殼北向俯沖作用下,俯沖洋殼釋放的流體交代了虧損軟流圈地幔楔,進(jìn)而發(fā)生部分熔融形成母巖漿,母巖漿經(jīng)歷了分異結(jié)晶作用,最終形成了雄村組火山巖(圖16)。

圖16 西藏洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r構(gòu)造背景及成巖模式圖(據(jù)Tang Juxing et al., 2015; Lang Xinghai et al., 2019a修改)Fig.16 Cartoon showing tectonic setting and petrogenesis of the ore-bearing tuff in Dongga gold deposit (modified from Tang Juxing et al., 2015; Lang Xinghai et al., 2019a)

5.5 凝灰?guī)r對(duì)成礦的意義

賦礦圍巖的滲透性以及斷裂的連通性控制了斑巖系統(tǒng)遠(yuǎn)端(外圍)的礦化強(qiáng)度,高滲透性火山圍巖以及與斑巖系統(tǒng)連通的斷裂帶中則可以賦存脈狀A(yù)u礦體(卿敏等, 2019)。洞嘎金礦的賦礦凝灰?guī)r具有高滲透性,礦區(qū)斷裂構(gòu)造發(fā)育,金礦化與北西—南東與北西走向裂隙交叉部位基本重合(圖2a和圖3a)。洞嘎金礦毗鄰雄村2號(hào)斑巖型礦體南側(cè)(圖2a),成礦時(shí)代(180 Ma;未刊資料)略晚于賦礦凝灰?guī)r成巖年齡(185.1 ± 1.9 Ma;表1;圖7),但與雄村2號(hào)礦體含礦斑巖的形成時(shí)代基本一致(175 ～ 181 Ma;Lang Xinghai et al., 2014a),表明兩者同屬一個(gè)斑巖成礦系統(tǒng),雄村組凝灰?guī)r中的裂隙構(gòu)造不僅為洞嘎金礦的含礦熱液運(yùn)移提供了空間,而且也為礦質(zhì)的沉淀提供了場所。另外,考慮到洞嘎金礦的成礦時(shí)代略晚于賦礦凝灰?guī)r的成巖時(shí)代,且與北側(cè)的雄村2號(hào)礦體的含礦斑巖的形成時(shí)代一致,而無論是洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r(本文)亦或是雄村礦區(qū)的斑巖型礦化(Lang Xinghai et al., 2014a)均形成于新特提斯洋北向俯沖作用有關(guān)的大洋島弧環(huán)境,因此,我們認(rèn)為目前雄村礦區(qū)已發(fā)現(xiàn)的1、2、3號(hào)斑巖型銅金礦床和洞嘎金礦,同屬新特提斯洋北向俯沖作用誘發(fā)的島弧巖漿作用有關(guān)的斑巖成礦系統(tǒng),洞嘎金礦是斑巖型銅金礦床外側(cè)的熱液脈型金礦體。

斑巖型銅礦床形成深度一般為地下2 ～ 3 km處(Sillitoe, 2005; Cooke et al., 2005),成礦后強(qiáng)烈抬升及快速剝蝕使得形成時(shí)代較老的礦床很難被保存下來,但成礦后若抬升和剝蝕很小或停止也有可能對(duì)礦床保存是有利的(翟裕生等, 2000)。近年來,在南拉薩地體南緣,發(fā)現(xiàn)的大量斑巖型礦床均有火山—沉積巖蓋層產(chǎn)出,如雄村礦床(雄村組;Tang Juxing et al., 2015)、驅(qū)龍礦床(葉巴組;鄭有業(yè)等, 2004)、甲瑪?shù)V床(多底溝組及林布宗組;林彬等, 2019)、朱諾礦床(帕那組;鄭有業(yè)等, 2007)、崗講礦床(典中組;冷成彪等, 2009)、邦鋪礦床(典中組;陳偉等, 2011)、沙讓礦床(蒙拉組;秦克章等, 2008)等。因此,火山—沉積蓋層有利于斑巖型銅礦的保存(Cooke et al., 2005; 鄧軍等, 2010)。雄村組火山—沉積巖厚度 >2100 m,其中凝灰?guī)r厚度大約800 m左右(圖2b;Lang Xinghai et al., 2019a),洞嘎金礦產(chǎn)于雄村組凝灰?guī)r中,金賦存于綠泥石硫化物脈,圍巖蝕變主要為黃鐵絹英巖化(圖4a),礦區(qū)地球物理及地球化學(xué)特征表明深部可能有斑巖型礦體(郎興海等, 2014b)。因此,雄村組凝灰?guī)r作為洞嘎金礦的蓋層,避免了自中生代形成以來的復(fù)雜構(gòu)造活動(dòng)(Mo Xuanxue et al., 2008; Lang Xinghai et al., 2017)對(duì)洞嘎金礦的剝蝕,保護(hù)了礦床免受剝蝕作用的影響,使得礦床能夠較好保存。

6 結(jié)論

(1)洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)rLA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為185.1 ±1.9 Ma,形成于早侏羅世。

(2)洞嘎金礦賦礦凝灰?guī)r形成于新特提斯洋北向俯沖相關(guān)的大洋島弧環(huán)境。巖漿源區(qū)為受到俯沖流體交代的虧損軟流圈地幔楔部分熔融,上升侵位的過程中未受到地殼的混染,主要經(jīng)歷了橄欖石和單斜輝石結(jié)晶分異。

(3)洞嘎金礦為斑巖型礦化外側(cè)的脈狀金礦化,形成于新特提斯洋北向俯沖的大洋島弧環(huán)境,與雄村礦區(qū)的斑巖型礦化同屬一個(gè)斑巖成礦系統(tǒng)。雄村組凝灰?guī)r中的裂隙構(gòu)造不僅為洞嘎金礦的就位提供了空間,也為含礦熱液的沉淀提供了場所,同時(shí)雄村組凝灰?guī)r也起蓋層作用,避免礦床遭受剝蝕。