西藏多不杂铜矿区曲色组砂岩化学组分特征及构造背景

何阳阳, 温春齐, 刘显凡, 赵 林, 赵元龙

(1.成都理工大学 地球科学学院，成都 610059; 2.四川省地质矿产勘查开发局 402地质队，成都 611730)

多不杂斑岩铜矿床位于西藏阿里地区改则县物玛乡境内，是西藏地勘局地质五队近年发现的具有超大型规模前景的矿床，研究意义重大。花岗闪长斑岩为该矿床的含矿斑岩体，下侏罗统曲色组第二岩段(J1q2)为主要赋矿层，岩性为浅灰色薄至中厚层状变长石石英砂岩、砂质板岩夹中基性火山岩，厚度>500 m，受到岩浆热液的影响发生角岩化，角岩孔隙度低，可作为含矿流体的阻隔层，形成良好的天然圈闭，促使成矿流体积淀和富集，为矿区矿体的形成提供了必要的围岩外部条件[1]。本文拟对该套地层中砂岩的元素地球化学特征进行研究。

1 成矿地质背景

图1 区域构造位置图Fig.1 Regional tectonic map of the Duobuza copper deposit(据文献[2]修改)

多不杂铜矿区位于羌塘地块的南缘以及班公湖-怒江缝合带的西段(图1)。班公湖-怒江缝合带的形成与侏罗-白垩纪时期的拉萨地块和羌塘地块之间的怒江洋盆的碰撞闭合有关[3]，怒江洋盆碰撞闭合至白垩纪完全拼贴完成。班公湖-怒江缝合带沿线发现有铜金多金属矿化，伴有燕山期中酸性岩和基性岩的侵入，随处可以见到蛇绿混杂体。

图2 多不杂矿区地质简图Fig.2 Geologic map of the Duobuza copper deposit(据文献[4]修改)N1k.新近系康托组; K1m1.下白垩统美日切组第一段; J1q2.下侏罗统曲色组第二段; Q4.第四系沉积物; γδπ53.花岗闪长斑岩; ν.灰绿色辉长岩; αβ53.玄武质安山岩; βμ53.墨绿色辉绿岩

矿区出露地层较为简单(图2)，主要为下侏罗统曲色组第二岩段(J1q2)、下白垩统美日切组(K1m)、新近系康托组(N1k)、第四系(Q)。下侏罗统曲色组第二岩段是多不杂花岗闪长斑岩的主要围岩，地层均已蚀变，近岩体蚀变为灰白-灰绿色绿帘石化、绿泥石化、硅化变长石石英砂岩(块状构造、中砂或细砂结构；岩石中的砂粒>50%，砂粒中石英占75%～95%，长石>岩屑；硅质结物)，伴有细脉、浸染状铜矿化，形成工业矿体；远离岩体，蚀变为褐红色的角岩，伴有褐铁矿化[4]。

F2和F10两条断层穿过矿区，岩体内外接触带及断裂两侧次级裂隙构造十分发育。F2断层穿过多不杂矿区中部，断层面南倾，倾角40°～50°，构造破碎带中夹有一条长约200 m、30～40 m宽的美日切错组紫红色安山质火山碎屑岩、安山玢岩的断片。F10断层在矿区沿萨玛隆沟展布，被第四系覆盖，根据遥感解译、地貌特征、钻孔资料推测该断层走向约35°，倾向约305°，倾角约75°，形成较晚，并对含矿斑岩体有破坏作用[4]。

与成矿有关的岩浆岩是燕山期的中酸性岩和基性岩，它们分布在多不杂构造岩浆带上，属于羌塘-三江复合板片南缘。矿区岩浆岩包括闪长岩、辉绿岩、花岗闪长斑岩、石英闪长岩及石英闪长玢岩等，产出形态主要为岩脉、岩株、岩墙[4]。

2 元素地球化学特征

岩石是由矿物组成的，而矿物又具有相对稳定的化学组成。不同的矿物可能形成于不同的地质环境；同一种矿物由于不同的环境和不同的成矿作用，其元素的组成也可能有所不同，因此可以利用岩石或矿石、矿物的元素组成的差异，应用于矿床研究，诸如矿床的形成环境、矿床的成因、找矿勘查及矿石综合利用等方面[5]。本次研究选取了下侏罗统曲色组第二岩段的5件变质砂岩样品，全部取自多不杂矿区2304和2312号钻孔，具有代表性。对其进行了主元素、痕量元素以及稀土元素质量分数分析，测试单位为西南冶金地质测试中心。

2.1 主元素特征

砂岩主元素质量分数测试结果见表1。由表1可见，变质砂岩中SiO2的质量分数为64.85%～80.85%，平均为72.24%；MgO的质量分数为0.62%～2.85%，平均为1.57%；Fe2O3的质量分数为0.04%～2.22%，平均为0.96%；FeO的质量分数为1.77%～4.64%，平均为3.53%；S的质量分数为0.58%～1.3%，平均为1.03%。可以看到，样品具有较高的Si、S，硅含量高反映了硅化与铜金矿化的密切关系，硫含量明显增高，表明铜金矿化与黄铁矿化关系极为密切[6]。

典型的长石石英砂岩一般以富含钾长石和K含量高为特征，wK2O/wNa2O比值明显高于1，通常在1.5～15之间[7]。表1中砂岩的wK2O/wNa2O均高于1，除了DBZ055号样品以外，其他样品均介于1.5～15之间，反映出较典型长石石英砂岩的特征。

表1 多不杂铜矿床砂岩主元素测试结果(w/%)Table 1 Test results of the constant elements in the sandstone from the Duobuza copper deposit

测试单位为西南冶金地质测试中心； CIA为化学蚀变作用指标； CIW为化学风化作用指标； ICV为化学组分变化指标。

化学蚀变作用指标(CIA=100×wAl2O3/wAl2O3+CaO+Na2O+K2O)和化学风化作用指标(CIW=100×wAl2O3/wAl2O3+CaO+Na2O)经常被用作风化强度指标，高值代表受到的风化作用强烈[8,9]。长石含量较高且含有大量黏土矿物的砂岩，化学组分变化指标[ICV=wFe2O3+K2O+Na2O+CaO+MgO+TiO2/wAl2O3)趋向于<1，伴随着较强的风化作用，这种砂岩的石英含量较高[10]。由表1可见，样品CIA和CIW值较高，ICV值趋向于<1，表明曲色组经受了较强的风化作用，砂岩类型为长石石英砂岩，与上文中地层的描述一致。

2.2 稀土元素特征

稀土元素(REE)地球化学研究为岩石成因、成岩成矿物理化学条件及地球的形成与演化提供了重要的地球化学信息。稀土元素具有类似的地球化学和晶体化学性质，它们常在造岩作用过程中作为一个整体运移，但它们又因镧系收缩及奇偶效应而相互之间存在差异，正因为稀土元素的这一特性使其成为探讨岩石成因的有效工具[11]。

表2为多不杂铜矿床变质砂岩稀土元素质量分数测试结果。根据里德6个球粒陨石平均含量[5]，将表2中的稀土元素经球粒陨石标准化，计算出稀土元素含量比值及其异常系数，结果见表3，绘制的稀土元素配分型式如图3所示。

图3 稀土元素配分型式图Fig.3 REE distribution pattern diagrams

由表3可见，变质砂岩稀土元素总质量分数变化较大，比上地幔稀土元素质量分数(17.7×10-6)高出几倍甚至几十倍。在各特征参数中，(wLa/wYb)N比值的变化表示沉积物中轻重稀土元素分馏的程度，其值变化较大说明轻重稀土元素的分馏程度变化较大。(wLa/wSm)N值、(wGd/wYb)N值>1，说明LREE相对于HREE分馏程度高，LREE富集[5]。δCe<1，为负铈异常，属Ce亏损型；δEu<1，为负铕异常，属Eu亏损型。绝大多数砂岩样品的稀土元素配分模式相似，均属轻稀土富集型，并显示出相互平行的特点，表明稀土含量大致同步变化。可以推测，岩浆在侵位以前可能发生过分异作用，轻重稀土元素发生了一定程度的分馏。

从图3中可以看到，样品的REE配分模式基本一致，总体呈右倾型，说明它们轻稀土富集、重稀土亏损，和表3反映的现象一致。

表2 多不杂铜矿床砂岩稀土元素测试结果(w/10-6)Table 2 Test results of REE in the sandstone from the Duobuza copper deposit

测试单位：西南冶金地质测试中心(2011)。

表3 多不杂铜矿床中变质砂岩的稀土元素相关参数Table 3 Related parameters calculated for REE of metamorphic sandstone from the Duobuza copper deposit

表4 多不杂铜矿床砂岩痕量元素测试分析表(w/10-6)Table 4 Test results of the trace elements in the sandstone of the Duobuza copper deposit

测试单位：西南冶金地质测试中心(2011)。

2.3 痕量元素特征

与主元素相比，痕量元素在岩石中含量低，且在不同类型的岩石中含量变化大，因此对岩石类型具有较强的判别能力[12]。痕量元素蛛网图包括了比稀土元素配分模式更多的痕量元素，展现了更多的波峰(正异常)和波谷(负异常)，从而为岩石特征分析提供了更多的信息[13]。为了研究多不杂变质砂岩的痕量元素特征，对采集的样品进行了系统的痕量元素测试，结果如表4所示。

根据表4，采用McDonough(1992)等[14]的痕量元素排列顺序和原始地幔值标准化后绘制的蛛网图如图4所示。可以看到，曲线型式总体一致，呈斜率较大的右倾型；相对富集Rb、Th、U、Ta、La、Ce、Hf等元素，相对亏损K、Sr、Ti等元素。

图4 痕量元素蛛网图Fig.4 Trace elements spide diagram

3 构造背景判别

砂岩的地球化学特征主要取决于其组成成分，而后者与其物源和大地构造背景的关系非常密切。虽然成岩作用可能会改变砂岩的原始地球化学特征，但这种变化本身就与构造环境密切相关[15]。因此，可以根据砂岩的化学成分来判别其形成的大地构造背景[5,16]。

Bhatia(1983)根据各种元素所具有的特点，确定了相应氧化物在不同构造环境中有着不同的反应。他给出了它们的影响系数(表5)，构造背景与主元素之间的联系他用各种函数关系式来表达。同时他计算出了F1、F2值，采取2个不同的函数来作为判别砂岩构造背景的2个端元，总结划分出了图解中有着4种不同的构造背景区(图5)。Bhatia和Crook (1986)认为，砂岩的痕量元素在判别构造环境和研究砂岩物源区上作用很大[17]，并提出了可以区分形成于被动大陆边缘、活动大陆边缘、海洋岛弧和大陆岛弧砂岩的图解(图6)。

图5 主元素构造环境判别图解Fig.5 Tectonic discrimination diagrams for the main elements(作图方法据文献[7])

图6 痕量元素构造环境判别图解Fig.6 Tectonic discrimination diagrams for the trace elements(作图方法据文献[7])a.海洋岛弧; b.大陆岛弧; c.活动大陆边缘; d.被动大陆边缘

判别SiO2TiO2Al2O3Fe2O3FeOMnOMgOCaONa2OK2OP2O5常数F1-0.0447-0.9720.008-0.2670.208-3.0820.1400.1950.719-0.0327.5100.303F2-0.42101.988-0.526-0.551-1.6102.7200.881-0.907-0.177-1.8407.24443.570

判别公式F=a1xl+a2x2+…+anxn+C。其中，x1-xn为n个判别量，即表中所列氧化物的含量；a1-an为其相应系数；C为常量。

根据上述判别方法，将多不杂铜矿床砂岩成分测试分析结果进行处理计算，投入判别图解。可以看到5个样品均落入或靠近活动大陆边缘区，说明多不杂铜矿形成的构造背景应该是活动大陆边缘[6]。

4 结 论

a.下侏罗统曲色组第二岩段是多不杂矿区花岗闪长斑岩的主要围岩，岩性为浅灰色薄至中厚层状变长石石英砂岩、砂质板岩夹中基性火山岩，受到岩浆热液的影响发生角岩化，可作为含矿流体的阻隔层，形成良好的天然圈闭，促使成矿流体积淀和富集，为矿体的形成提供了必要的条件。

b.通过对样品化学蚀变作用指标、化学风化作用指标、化学组分变化指标等参数的综合分析，认为该地层中的砂岩类型主要为长石石英砂岩，与陈红旗等(2011)的描述相一致。

c.主元素分析表明，硅化、黄铁矿化与铜金矿化关系密切；稀土元素分析表明，岩浆在侵位以前可能发生过分异作用，轻重稀土元素发生了一定程度的分馏，导致LREE富集、HREE亏损；痕量元素分析表明，样品相对富集Rb、Th、U、Ta、La、Ce、Hf等元素，相对亏损K、Sr、Ti等元素。

d.通过对砂岩成分的系统分析，利用相关经验图解进行投图，推断多不杂铜矿床砂岩形成的构造背景是活动大陆边缘。

[参考文献]

[1] 李玉彬,多吉,钟婉婷,等.西藏改则县多不杂斑岩型铜金矿床勘查模型[J].地质与勘探,2012,48(2):274-287.

Li Y B, Duo Ji, Zhong W T,etal. An exploration model of the Duobuza porphyry Cu-Au deposit in Gaize Country, Northern Tibet[J]. Geology and Exploration, 2012, 48(2): 274-287. (In Chinese)

[2] 李金祥,秦克章,李光明,等.西藏班公湖带多不杂富金斑岩铜矿床中金红石的特征及其意义[J].矿床地质,2008,27(2):209-219.

Li J X, Qin K Z, Li G M,etal. Characteristics of rutiles from Duobuza gold-rich porphyry copper deposit in Bangong Lake Belt of northern Tibet and their significance[J]. Mineral Deposits, 2008, 27(2): 209-219. (In Chinese)

[3] 魏玉帅,江万,黄炜,等.西藏自治区班公湖-怒江成矿带西段斑岩铜矿勘查规划部署研究[R].拉萨:西藏自治区地质调查院,2008.

Wei Y S, Jiang W, Huang W,etal. Research of Porphyry Copper Deposit Prospecting Deployment Planning in the Western Bangonghu-Nujiang Metallogenic Belt, Tibet [R]. Lhasa: Geological Survey of Tibet Autonomous Region, 2008. (In Chinese)

[4] 陈红旗,张天平,李玉昌,等.西藏班公湖-怒江成矿带西段铜多金属资源调查报告[R].拉萨:西藏自治区地质调查院,2011.

Chen H Q, Zhang T P, Li Y C,etal. Resources Investigation Report of Copper Polymetallic in the Western Bangonghu-Nujiang Metallogenic Belt, Tibet [R]. Lhasa: Geological Survey of Tibet Autonomous Region, 2011. (In Chinese)

[5] 温春齐,多吉.矿床研究方法[M].成都:四川科学技术出版社,2009.

Wen C Q, Duo Ji. Research Methods of Mineral Deposit [M]. Chengdu: Sichuan Science and Technology Press, 2009. (In Chinese)

[6] 何阳阳.班怒西段多不杂铜矿床流体包裹体研究[D].成都:成都理工大学档案馆,2012.

He Y Y. Study on the Fluid Inclusions of the Duobuza Copper Deposit in the Western Bangonghu-Nujiang Metallogenic Belt, Tibet[D]. Chengdu: The Archive of Chengdu University of Technology, 2012. (In Chinese)

[7] Bhatia M R. Plate tectonics and geochemical composition of sandstones[J]. Journal of Geology, 1983, 91(3): 611-627.

[8] Nesbitt H W, Young G M. Early Proterozoic climates and plate motions inferred from major elemental chemistry of lutites [J]. Nature, 1982, 199: 715-717.

[9] Harnois L. The CIW index: a new chemical index of weathering[J]. Sedimentary Geology, 1988, 55: 319-322.

[10] Cox R, Low D R, Cullers R L. The influence of sediment recycling and basement composition on evolution of mudrock chemistry in the southwestern United States[J]. Geochim Cosmochim Acta, 1995, 59: 2919-2940.

[11] 李昌年.火成岩痕量元素岩石学[M].武汉:中国地质大学出版社,1992.

Li C N. Trace Elements Petrology of Igneous Rocks[M].Wuhan: China University of Geosciences Press, 1992. (In Chinese)

[12] 杨江海,杜远生,徐亚军.北祁连东段景泰地区下古生界两套砂岩痕量元素和稀土元素特征及其构造意义[J].古地理学报,2008,14(4):395-408.

Yang J H, Du Y S, Xu Y J. Two suits of sandstones in the Lower Paleozoic at Jingtai, eastern North Qilian: Trace and rare earth elements characteristics and tectonic setting[J]. Journal of Palaeogeography, 2008, 14(4): 395-408. (In Chinese)

[13] Hugh R. Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation, Interpretation[M]. New York: Longman Scientific & Technical, 1993.

[14] McDonough W F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle compositions and processes[C]// Magmatism in the Oceanic Basins. London: Geological Society Special Publication, 1989: 313-345.

[15] Siever R. Plate tectonic controls on diagenesis [J]. Geology, 1979, 87(2): 127-155.

[16] 何阳阳,温春齐,宋发治,等.贵州水银洞金矿床砂岩成分与构造背景探讨[J].黄金,2010,31(11):8-11.

He Y Y, Wen C Q, Song F Z,etal. Discussion on the tectonic setting and the sandstones chemical composition of Shuiyindong super-large-sized gold deposit[J]. Gold, 2010, 31(11): 8-11. (In Chinese)

[17] Bhatia M R, Crook K A. Trace element characteristics of graywackes and tectonic setting discrimination of sedimentary basins [J]. Contributions to Mineralogy Petrology, 1986, 92: 181-193.