西藏谢通门雄村地区洞嘎金矿赋矿凝灰岩的年代学和地球化学特征

何青,解鸿儒,郎兴海,王旭辉,邓煜霖,谢富伟,王涌滔,杜良艺,吴伟哲,王勇,刘洲基,姜楷,詹宏宇

1)成都理工大学地球科学学院,成都,610059;2)西藏天圆矿业资源开发有限公司,西藏日喀则,857000

内容提要:西藏谢通门县雄村地区洞嘎金矿作为南拉萨地体较早发现的独立金矿,其成矿作用研究较为薄弱。笔者等以洞嘎金矿赋矿凝灰岩为研究对象,开展了岩相学、年代学、地球化学和Hf同位素特征研究,探讨洞嘎金矿赋矿凝灰岩的岩石成因及构造背景,揭示凝灰岩对成矿的控制作用。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果显示,凝灰岩结晶年龄为185.1 ± 1.9 Ma(MSWD = 0.48),成岩时代为早侏罗世;主量元素地球化学特征显示K2O/Na2O值(2.91 ～ 12.3)较高,属于钙碱性系列;微量元素地球化学特征显示富集大离子亲石元素(如Sr、Ba)和轻稀土元素(LREEs),亏损高场强元素(如Nb、Ta、Ti等)和重稀土元素(HREEs)。结合微量元素构造环境判别图解,认为凝灰岩形成于新特提斯洋洋壳北向俯冲相关的大洋岛弧环境。另外,凝灰岩以Nb/Ta值为14.0 ～ 17.8、La/Nb平均值<2.50、Zr/Ba平均值为0.31为特征,具有较高的正的εHf(t)(+ 8.05 ～ + 14.2),暗示凝灰岩岩浆源区为受到新特提斯俯冲洋壳释放的流体交代的亏损软流圈地幔楔;岩浆上升侵位的过程中未受到地壳物质的混染,主要经历了橄榄石和单斜辉石结晶分异。洞嘎金矿赋矿凝灰岩中的裂隙构造不仅为洞嘎金矿的含矿热液运移提供了空间,而且也为矿质的沉淀提供了场所;同时,凝灰岩也起到了盖层作用,保护矿床形成后免受剥蚀作用的影响。综合分析认为,洞嘎金矿形成于新特提斯洋北向俯冲的大洋岛弧环境,是斑岩型铜金矿床外侧的热液脉型金矿体。

南拉萨地体位于青藏高原拉萨地块南缘,该地体记录了自新特提斯洋洋壳俯冲及印度—亚洲大陆碰撞造山过程的构造、岩浆和成矿作用(潘桂棠等, 2006; Ji Weiqiang et al., 2009; 梁华英等, 2010; 唐菊兴等, 2012; 孙祥等, 2013),其独特而复杂的演化历史,长期的构造—岩浆—成矿活动,一直是地质学家开展基础地质研究(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)和矿床学研究的热点区域(唐菊兴等, 2014; Lang Xinghai et al., 2019a, 2020; 郎兴海等, 2019b)。在南拉萨地体发现评价了众多中生代—新生代的斑岩型矿床,如雄村斑岩型Cu—Au矿床(Tang Juxing et al., 2015)、驱龙斑岩型Cu—Mo矿床(郑有业等, 2004)、甲玛斑岩型Cu多金属矿床(林彬等, 2019)、朱诺斑岩型Cu—Mo矿床(郑有业等, 2007)、岗讲斑岩型Cu—Mo矿床(冷成彪等, 2009)、邦铺斑岩型Mo—Cu矿床(陈伟等, 2011)、沙让斑岩型Mo矿床(秦克章等, 2008)等。雄村矿集区位于南拉萨地体中段南缘,是目前勘查评价的与新特提斯洋洋壳俯冲相关的大型斑岩型铜金矿集区(郎兴海等, 2019b),在矿集区已经发现了雄村铜金矿(1、2、3号矿体)及洞嘎金矿,它们的赋矿围岩均为雄村组火山—沉积岩(唐菊兴等, 2014; Lang Xinghai et al., 2019a, 2020; 郎兴海等, 2019b)。近年来,关于雄村铜金矿的矿床地质特征、成岩成矿时代、成矿流体来源与演化、地球动力学背景以及成矿物质来源等方面进行了大量研究(唐菊兴等, 2012; Lang Xinghai et al., 2019a, 2020; 郎兴海等, 2019b)。对于洞嘎金矿,有学者从地质特征、成矿流体特征、成矿物质来源等方面进行了相关研究(朱细刨, 1993; 曲晓明等, 2002; 邢俊兵等, 2003; 王海平等, 2006; 郎兴海, 2007)。而关于洞嘎金矿赋矿凝灰岩尚未开展过相关研究,尽管有学者报道过雄村矿集区凝灰岩的形成时代介于195～176 Ma之间,但其形成时代跨度大(曲晓明等, 2007; 唐菊兴等, 2010; Lang Xinghai et al., 2019a),亟待进一步精细厘定。为此,笔者等以洞嘎金矿赋矿凝灰岩为研究对象,开展了岩相学、全岩地球化学、锆石U-Pb年代学和Hf同位素研究,以期精细厘定其成岩时代,揭示岩石成因及其对成矿的意义,进而探讨洞嘎金矿床成因及其形成构造背景,深化雄村矿集区的成矿作用认识,为矿区找矿突破提供理论支撑。

1 区域地质背景

谢通门县洞嘎金矿床位于拉萨地块南缘,拉萨地块记录了中生代以来的增生造山构造演化(Hou Zengqian et al., 2015),岩浆活动频繁,主要发生在白垩纪—古近纪(Ji Weiqiang et al., 2009)。早中生代岩浆岩在南拉萨地体较为发育(图1),主要包括中三叠世—早白垩世桑日群玄武岩、安山岩和英安岩(Lang Xinghai et al., 2020; Deng Yulin et al., 2021),早—中侏罗世叶巴组玄武岩、英安岩和流纹岩(Lang Xinghai et al., 2019a; Deng Yulin et al., 2021),早—中侏罗世雄村组凝灰岩和英安岩(Lang Xinghai et al., 2019a),以及零星分布的侏罗纪基性—中酸性侵入岩(Lang Xinghai et al., 2018; Wang Chao et al., 2019; He Qing et al., 2021; Li Liang et al., 2021),在东经88°～ 94°之间形成了一个600 km长的岩浆弧(Hou Zengqian et al., 2015)。在雄村组火山—沉积岩及侵入其中的早—中侏罗世斑岩中发现了雄村超大型斑岩Cu—Au矿床(1、2、3号矿体)及洞嘎金矿床,构成了雄村铜金矿集区(图2a),该矿集区是目前发现的与新特提斯洋洋壳俯冲相关的大型斑岩型铜金矿集区,矿集区的铜金属量超过2.50 Mt、伴生金超过250 t、伴生银超过1000 t(唐菊兴等, 2014; Lang Xinghai et al., 2019a, 2020; 郎兴海等, 2019b)。

图1 南拉萨地体中东段地质简图(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 矿区地质特征与样品采集

洞嘎矿区出露地层为下—中侏罗统雄村组火山—沉积岩(J1-2x)和第四系(Q)洪积—冲积—崩积物(图3a;Lang Xinghai et al., 2019a)。雄村组是一套火山—沉积岩,分为三个岩性段(图2; Lang Xinghai et al., 2018, 2019a; 郎兴海等, 2019b),下部主要由长英质及安山质火山集块岩和火山角砾岩组成,含薄层凝灰岩和砂岩;中部主要由中细粒安山质凝灰岩、少量玄武质凝灰岩和砂岩夹层构成;上部主要由砂岩、粉砂岩、炭质板岩、灰岩和凝灰岩夹层构成(图2b)。第四系(Q)崩积物主要分布于矿区南侧的洞嘎普一带及矿区斜坡之上,厚度较大,一般可达数十米(图3a);洪积物—冲积物主要分布于沟谷中,由砾石、砂砾、砂土等构成(Lang Xinghai et al., 2017)。矿区构造发育,主要为断裂构造,断裂走向以北西—南东为主,倾向多为北东,少数为南西向,倾角多在65°以上,延伸较为稳定(图3a)。特别是北西—南东与北东走向断裂交叉部位,显示出较好的金矿化特征。矿区内岩浆活动频繁,除了早—中侏罗世雄村组火山岩外,还包括矿区南侧的早侏罗世石英闪长斑岩,洞嘎普西侧可见呈岩枝产出的早—中侏罗世石英闪长斑岩,另可见中侏罗世辉绿岩、始新世煌斑岩呈小岩脉状零星分布于矿区中部及北部(图3a)。

图3 西藏谢通门县洞嘎金矿地质简图(a)及洞嘎金矿联合中段平面图(b)Fig.3 Geological map of the Dongga Au deposit (a) and geological plan of mining level of Dongga Au deposit (b)

矿区广泛分布雄村组火山—沉积岩,雄村组凝灰岩是洞嘎金矿的赋矿围岩,普遍发生黄铁绢英岩化蚀变。已完成的勘查工作表明,矿体受控于北西—南东走向的断裂裂隙,矿体倾向北东,倾角80°,矿体赋存标高4160 ～ 5215 m(图3b),但矿体在深部仍未得到控制(图3a)。洞嘎金矿石金品位变化大(0.03 ～ 193 g/t),金金属量7.2 t,达到中型规模。矿石结构主要有自形—半自形粒状结构、压裂结构、共边结构,次要有粒状结构、乳浊状结构(图4)。矿石构造以脉状构造为主,块状构造为次(图4)。洞嘎金矿发育石英硫化物脉、绿泥石硫化物脉、黄铁矿脉、阳起石脉和晚期石英脉(图4),其中绿泥石硫化物脉是主要的含金脉体。金属矿物主要为黄铁矿、黄铜矿,次为自然金,少量的闪锌矿、磁黄铁矿、磁铁矿(图4);非金属矿物以石英、绢云母为主,绿泥石、绿帘石、阳起石为次,少量碳酸盐矿物。

本次工作对洞嘎金矿赋矿凝灰岩进行了采样,共采集8件样品(图3a)。其中化学分析样品8件(DG-10、DG-19-1、DG-19-2、DG-120、DG-55-1、DG-55-2、DG-42和DG-91),选取受蚀变影响小的样品(DG-120)进行锆石U-Pb定年及Lu—Hf同位素测试。凝灰岩样品呈现灰色—灰黑色,具凝灰质结构,块状构造,岩石质地坚硬(图5a、b)。晶屑凝灰岩主要由晶屑、火山灰胶结物组成。晶屑约30%～35%,大小在0.05～5 mm,成分以石英、斜长石为主,石英晶屑呈不规则粒状,晶面多亮净,分布不均匀;斜长石晶屑表面普遍发育绢云母化,但仍可见斜长石的宽板状和板状轮廓,粒径长100～500 μm(图5c、d)。胶结物以火山灰为主,主要由粒径< 0.01 mm的长石、石英等矿物组成(图5c、d)。

图5 西藏谢通门县洞嘎金矿赋矿凝灰岩的野外露头照片(a),手标本照片(b)和薄片显微照片(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—黄铁矿; Q—石英; Pl—斜长石; Ser—绢云母Py—pyrite; Q—quartz; Pl—plagioclase; Ser—sericite

3 测试方法

3.1 锆石U-Pb定年

锆石分选、制靶、照相在北京锆年领航科技有限公司完成,采用重液法和磁选法分离锆石。纯锆石在双目显微镜下手工挑选,安装在环氧树脂中,然后抛光,直到颗粒内部暴露。在分析之前,用3% HNO3清洗表面,以去除铅污染物。锆石U-Pb年龄分析点参照锆石阴极发光(CL)(图6)及透反射光图像选择。锆石U-Pb定年在北京锆年领航科技有限公司进行测试。锆石U-Pb定年采用激光剥蚀—电感耦合等离子体质谱仪法(LA-ICP-MS),同位素分析仪器Neptune型MC-ICP-MS,激光剥蚀系统为NewwaveUP 213,激光斑束直径为32 μm,频率为8 Hz,剥蚀深度30 ～ 50 μm,能量密度约为2.5 J/cm2,用He作为剥蚀物质载气,用Ar作为补偿气体。试验过程,使用NIST610玻璃对仪器进行了优化,并作为测定微量元素测试的外标。使用标准锆石91500作为校正标样,锆石GJ1作为监控标样。每一个单点的分析时间跨度为100 s,包括大约20 s的背景采集和50 s的样品数据采集;每五次分析之后分析两次标准锆石91500,详细的实验测试流程见侯可军等(2009)。使用ICPMSDataCal 9.0软件离线处理获得的原始数据(刘栋等, 2013)。使用IsoplotR(Vermeesch, 2018)处理锆石年龄结果。结果见表1。

表1 西藏谢通门雄村地区洞嘎金矿赋矿凝灰岩(DG120)的锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素分析结果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)

图6 西藏谢通门县洞嘎金矿赋矿凝灰岩锆石阴极发光图像Fig.6 Cathodoluminescene images of the zircons from the ore-bearing tuff in the Dongga gold deposit

3.2 锆石Hf同位素分析

锆石Hf同位素分析在北京锆年领航科技公司完成,采用配备有Geolas-193型紫外激光剥蚀系统(LA)的Neptune型多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)采集信号,测定时以GJ-1为参考标样,详细实验步骤参见侯可军等(2007)。采用的激光束斑直径约为55 μm,Ar为载气。GJ-1的n(176Hf)/n(177Hf)测试加权平均值为0.282030 ±0.000010(2σ),与Elhlou 等(2006)给出的推荐值相比,在误差之内。

3.3 全岩主微量测试

全岩主微量、稀土元素分析在南京聚谱检测科技有限公司进行。样品去除风化面后,用自来水清洗后分别用5% HNO3和5% HCl在超声波清洗仪中浸泡至无气泡产生,再用纯净水把样品冲洗干净,在低于100 ℃环境中烘干,确保样品不会相互污染的情况下,将样品细碎到200目筛孔以下进行分析测试。主量元素测试采用X射线荧光光谱法(XRF),使用荷兰帕纳科Axios X荧光仪完成,分析相对误差< 3%。微量元素和稀土元素测定采用电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS),在NexIon 300x ICP-MS仪器上完成。将细碎好的样品用酸溶法制成溶液,然后在等离子质谱仪上进行测定,并用标准溶液进行校正,含量大于10×10-6元素分析相对误差< 5%,而含量小于10×10-6的元素相对误差< 10%,实验具体方法步骤据参考文献(Qi Liang et al., 2000)。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb年代学

表1显示了洞嘎金矿赋矿凝灰岩样品(DG120)的地质年代学数据。在锆石阴极发光图像(CL图像;图6)中,锆石大多数为柱状或长柱状,无色至微黑色,透明,大多数锆石的宽度为40 ～ 100 μm,长宽比为1∶1 ～ 3∶1,并显示出清晰的振荡环带(图6),具有岩浆锆石特征(Hoskin and Schaltegger, 2003)。由表1可知,样品DG120的Th、U的含量分别为136× 10-6～ 4968 × 10-6和3758× 10-6～ 57358 × 10-6,Th/U值为0.31 ～ 0.89(平均值0.55),暗示锆石均为岩浆锆石(Rubatto, 2002; Kirkland et al., 2015)。本次实验共测定了27个有效数据点,n(206Pb)/ n(238U)年龄分布较集中,在177 ～ 190 Ma之间变化(表1),在U-Pb年龄谐和图中分布在谐和线附近(图7a),表明在锆石形成后的U-Pb体系处于封闭状态,n(206Pb)/n(238U)加权平均年龄分别为185.1 ± 1.9 Ma(MSWD = 0.48)(图7b),加权平均年龄被解释为洞嘎金矿赋矿凝灰岩的成岩年龄较为可靠(Ireland and Williams, 2003),表明形成于早侏罗世。

图7 西藏谢通门县洞嘎金矿赋矿凝灰岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄谐和图Fig.7 Concordia diagram of LA-ICP-MS zircon U-Pb for ore-bearing tuff in Dongga gold deposit

4.2 锆石Hf同位素

在锆石U-Pb年代学的基础上,对DG120样品中15个点进行了Hf同位素测试,测试位置与锆石U-Pb测年位置相同或相近,结果见表2。由表2可见,所有测点的176Lu/177Hf值绝大部分都小于0.002,表明岩浆锆石在形成后,176Lu经衰变产生的177Hf极少,所测得176Hf/177Hf值可代表成岩时岩浆体系的Hf同位素组成(Kinny et al., 1991)。样品的(176Hf/177Hf)i为0.282883 ～ 0.283055,εHf(t)为+ 8.05 ～ + 14.2,均值为+ 10.9;一阶段模式年龄(TDM1)变化为274 ～ 526 Ma,二阶段模式年龄(TDM2)变化为323 ～ 716 Ma。

表2 西藏谢通门雄村地区洞嘎金矿赋矿凝灰岩(DG120)Hf同位素分析结果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 地球化学特征

洞嘎金矿赋矿凝灰岩8件样品的主微量元素含量及特征见表3。凝灰岩具有较高的SiO2含量,范围为58.14% ～ 67.04%(平均值 = 61.93%),TiO2的含量为(0.64% ～ 1.43%)。样品的K值较高,K2O及Na2O含量分别为1.80% ～ 4.44%和0.28% ～ 0.62%,其K2O/Na2O值为2.91 ～ 12.3。样品具较高的Fe2O3含量,为4.62% ～ 11.59%;Al2O3含量为14.36% ～ 19.69%,平均为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%)。样品Mg#值(25.59 ～ 37.65)较低。在Zr/TiO2—SiO2岩石类型判别图解上,洞嘎金矿赋矿凝灰岩样品落入了安山岩和英安岩范围(图8a, b),与野外观察和室内镜下鉴定结果一致。在Co—Th岩石系列判别图解中,洞嘎金矿赋矿凝灰岩样品位于钙碱性区域,属于钙碱性岩石系列(图8b)。

图8 西藏洞嘎金矿赋矿凝灰岩(a)Nb/Y—Zr/TiO2(Winchester and Floyd, 1977)和(b)Co—Th(Hastie et al., 2007)图解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数据来源:叶巴组引自耿全如等(2005), 董彦辉等(2006), Zhu Dicheng 等 (2008, 2011), 陈炜等(2009), 黄丰等 (2015), Ma Xuxuan 等 (2017a), Wei Youqing 等 (2017), Liu Zhichao 等 (2018), 韩奎等(2018), Deng Yulin 等 (2021);比马组引自陈炜等(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);雄村组引自Lang Xinghai 等 (2019a);驱龙矿集区引自Hu Yongbin 等 (2015);甲玛矿集区引自Chung Sunlin 等 (2009), Sun Fei 等 (2022),多龙矿集区引自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)

洞嘎金矿赋矿凝灰岩的稀土总量(ΣREEs)为45.3× 10-6～ 93.4 × 10-6,平均为63.8 × 10-6;轻稀土元素(ΣLREEs)为36.5 × 10-6～ 74.5 × 10-6,平均为51.5 × 10-6;重稀土元素(ΣHREEs)为8.19 × 10-6～ 20.5 × 10-6,平均为12.4 × 10-6。稀土元素球粒陨石标准化配分图(图9a)显示,轻稀土元素富集,重稀土元素亏损,呈右倾趋势,轻稀土元素与重稀土元素分馏较为明显,LREEs/HREEs为3.29 ～ 5.35,平均4.41,(La/Yb)N为2.37 ～ 4.14,平均为3.49;δCe值为0.83 ～ 0.99(除DG42为1.02),平均为0.94;δEu值为0.57 ～ 0.94,平均为0.71。微量元素原始地幔标准化蛛网图显示出其配分模式整体向右倾斜,相对亏损高场强元素(HFSEs:如Nb、Ta、Ti等)和强烈亏损大离子亲石元素(LILEs:如Sr、Ba等)(图9b)。

图 9 西藏谢通门洞嘎金矿赋矿凝灰岩(a)球粒陨石标准化稀土元素配分模式和(b)微量元素原始地幔标准化图解Fig.9 (a) Chondrite-normalized REE diagram and (b)primitive mantle-normalized trace element diagram for ore-bearing tuff in Dongga gold deposit数据来源:原始地幔,球粒陨石,OIB,E-MORB和N-MORB值来自Sun and McDonough, (1989);安第斯弧,日本弧,马里亚纳弧参考自GEOROC数据库(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 讨论

5.1 蚀变影响

活动性微量元素的含量可能会在热液蚀变作用和低级变质作用过程中发生改变。洞嘎金矿赋矿凝灰岩的斜长石发生绢云母化(图5)和较高的烧失量(表2;2.33% ～ 3.81%),表明凝灰岩遭受了不同程度的热液蚀变。因此,在使用这些数据之前,有必要考虑热液蚀变的影响。在热液蚀变过程中,Zr元素通常被认为是一种非活性元素,常被用于评估其他微量元素的迁移(Polat and Hofmann, 2003)。微量元素与Zr具有较好的相关性,这意味着这些元素在热液蚀变过程中是稳定的(图10)。因此,利用微量元素数据可以讨论凝灰岩的成因和构造意义。

图 10 西藏谢通门洞嘎金矿赋矿凝灰岩元素—Zr图解Fig.10 Element—Zr diagram of ore-bearing tuff in Dongga gold deposit

5.2 凝灰岩的成岩时代

对南拉萨地体岩浆弧的研究以往更加注重白垩纪及之后的岩浆岩,近年来晚三叠世—中侏罗世的弧岩浆岩逐渐成为研究热点,南拉萨地体上不断报道了晚三叠世—中侏罗世岩浆岩:中酸性侵入岩包括曲水花岗闪长岩(228 Ma;Wang Xuhui et al., 2022a)、汤白斑状花岗岩(190.4 Ma;王旭辉等, 2018)和雄村石英闪长斑岩(181 ～ 161 Ma;Lang Xinghai et al., 2014a)等;基性侵入岩包括曲水角闪辉长岩(206 ～ 203 Ma;Wang Xuhui et al., 2022a)、洞嘎角闪辉长岩(182.8 Ma;Li Liang et al., 2021)、雄村辉绿岩脉(165.3 Ma; Lang Xinghai et al., 2018)和努玛角闪辉长岩(163.7 Ma;Li Liang et al., 2021)等;火山岩包括晚三叠世—中侏罗世比马组火山岩(237 ～ 165 Ma; Lang Xinghai et al., 2020; Deng Yulin et al., 2021)、晚三叠世昌果火山岩(237 ～ 212 Ma,Wang Chao et al., 2016)、雄村组火山岩(195 ～ 176 Ma;曲晓明等, 2007; 唐菊兴等, 2010; Lang Xinghai et al., 2019a)和早—中侏罗世叶巴组火山岩(193 ～ 168 Ma; Deng Yulin et al., 2021)。已有的年代学数据表明上述侵入岩及火山岩的形成时间主要为220～170 Ma,暗示南拉萨地体在晚三叠世—中侏罗世存在一期岩浆活动。笔者等的研究表明洞嘎金矿赋矿凝灰岩的形成时代为185.1 ± 1.9 Ma,与南拉萨地体晚三叠世—中侏罗世时期的岩浆活动时间是相同的,表明他们属于同一时期的岩浆作用的产物。

5.3 构造背景

目前,南拉萨地体中晚三叠世—侏罗纪岩浆岩均形成于新特提斯洋壳北向俯冲相关的岩浆弧环境的认识已得到大多数研究者的认可(Wang Xuhui et al., 2022a;Li Liang et al., 2021; Lang Xinghai et al., 2019a, 2020; Deng Yulin et al., 2021)。洞嘎金矿赋矿凝灰岩的稀土元素配分模式图呈右倾模式,显示出轻稀土富集特征(图9a),在微量元素原始地幔标准化蛛网图相对富集大离子亲石元素(如Rb、U和K)和亏损高场强元素(如Nb、Ta和Ti;图9b),以及La/Nb值为1.35 ～ 2.95(平均值为2.14),这些特征与俯冲带弧岩浆岩地球化学特征相似(Pearce, 1982; Keppler, 1996),暗示其形成于新特提斯洋壳北向俯冲相关的岩浆弧环境。在Yb—Ta构造环境判别图解中(图11a),洞嘎金矿赋矿凝灰岩都落入火山弧范围,进一步暗示其构造背景为俯冲相关的岩浆弧环境,与区域上同时代的比马组大洋岛弧火山岩具有相似的构造环境(Deng Yulin et al., 2021)(图11)。另外,洞嘎金矿赋矿凝灰岩也与产于班公湖—怒江洋俯冲相关弧环境的多龙斑岩型铜金矿集区相似(王勤等,2019),不同于碰撞型斑岩铜多金属矿集区的构造背景(如甲玛、驱龙;林彬等, 2019; 曾忠诚等, 2016)(图11,图15),表明洞嘎金矿赋矿凝灰岩形成于俯冲相关的岩浆弧环境。

图 11 西藏谢通门洞嘎金矿赋矿凝灰岩构造环境判别图: (a)La/Yb—Nb+Y判别图(底图据Whalen and Hildebrand, 2019);(b)Sm/Yb—Ta+Yb判别图(底图据Whalen and Hildebrand, 2019);(c)Gd/Yb—Ta+Yb判别图(底图据Whalen and Hildebrand, 2019);(d)La/Yb—Sc/Ni图(底图据Condie, 1989);(e)La/Yb—Th判别图(底图据Condie, 1989);(f)La/Yb—Th/Yb图(底图据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)数据来源:安第斯弧及马里亚纳弧参考自GEOROC数据库(https://georoc.eu/);其他数据来源见图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,微量元素比值可以识别中酸性岩浆岩的构造背景是否为岛弧环境,在Nb+Y—La/Yb(图11b)及Ta/Yb—Sm/Yb(图11c)图解中,凝灰岩都落入岛弧区,暗示其可能形成于新特提斯洋洋壳俯冲相关的岛弧环境。并且大洋岛弧岩浆岩具有较高的LaN/YbN值(2.40 ～ 5.10)、低的Nb/La值(0.37 ～ 0.62),较高的Zr/Nb值(21.0 ～ 48.0)和高的Ba/La值(11.0 ～ 130)(Safonova et al., 2017)。洞嘎金矿赋矿凝灰岩的(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图解(图11d)及Th—La/Yb图解(图11e)中,凝灰岩样品全部位于演化的大洋岛弧区域,表明洞嘎金矿赋矿凝灰岩与新特提斯洋洋壳俯冲相关的大洋岛弧环境联系紧密。除此之外,洞嘎金矿赋矿凝灰岩稀土元素特征也类似马里亚纳弧岩浆岩,暗示其具有与大洋岛弧岩浆岩相似的特征(图9a)。在Th/Yb—Ta/Yb图解中洞嘎金矿赋矿凝灰岩样品全部落入岛弧范围,并靠近马里亚纳弧范围(图11f),更进一步支持凝灰岩的构造环境是大洋岛弧环境,而不是活动大陆边缘弧环境。综合区域上存在同时代的大洋岛弧岩浆岩(图11;如比马组火山岩),表明南拉萨地体南缘应该存在一个分布广泛的大洋岛弧环境。

近年来,洋内俯冲系统是否存在于南拉萨地体南缘已成为地质学家们关注的热点问题(Aitchison et al., 2000; Tang Juxing et al., 2015; Lang Xinghai et al., 2019a)。Aitchison 等(2000)和McDermid 等(2002)在雅鲁藏布江缝合带的泽当地区识别出一套中—晚侏罗世的洋内弧系统。Lang Xinghai 等(2019a)在雄村地区也识别出一套早—中侏罗世岩浆岩具有大洋岛弧属性(图11)。随后,Deng Yulin 等(2021)通过对南拉萨地体早中生代岩浆岩的系统研究,认为中三叠世至晚侏罗世(240 ～ 150 Ma)由于新特提斯洋的北向俯冲,南拉萨地体发生了广泛的洋内弧岩浆作用,主要分布于曲水、雄村、桑日、泽当等区域(图11)。相对于岩浆岩,沉积岩地球化学行为更稳定不易被热液蚀变作用影响,因此是判断古构造环境的重要证据(Li Chusi et al., 2015)。Lang Xinghai 等(2019c)获得了雄村组砂岩的碎屑锆石年龄,介于243 ～ 161 Ma之间,其缺乏年龄较老的锆石(如中拉萨地体,喜马拉雅地体中含有的古老碎屑锆石颗粒)特征,结合砂岩全岩地球化学特征与大洋岛弧环境相近的特征,推断其物源区为大洋岛弧火山岩(中—酸性安山质和英安质),认为该雄村组砂岩形成于大洋岛弧环境。同时,斑岩型Cu—Au矿床一般形成于大洋岛弧环境,如西南太平洋斑岩型Cu—Au成矿带(Cooke et al., 2007);而斑岩型Cu—Mo矿床常形成于陆缘弧环境,如安第斯斑岩Cu—Mo成矿带(Kesler, 1973)。雄村矿集区类似于西南太平洋斑岩型Cu—Au矿床(Cooke et al., 2007),其主成矿元素以Cu—Au为主而不是Cu—Mo,指示雄村斑岩型Cu—Au矿床可能形成于大洋岛弧环境。综上所述,我们认为洞嘎金矿赋矿凝灰岩形成于新特提斯洋壳北向俯冲相关的大洋岛弧环境。

5.4 岩石成因

5.4.1地壳混染

岩浆在上升侵位过程中可能会发生地壳混染和分离结晶过程。因此,在讨论岩浆源区之前,有必要考虑岩石是否受到地壳混染的影响。Nb和Ta是地壳混染的敏感性指标,地幔的Nb/Ta值通常为17.4 × 10-6～ 18.3 × 10-6(Hofmann, 1988; McDonough and Sun, 1995),而地壳的Nb/Ta值为11.4(Rudnick and Gao, 2003),因此地壳混染会导致Nb/Ta值的显著降低。洞嘎金矿赋矿凝灰岩Nb/Ta值为13.9 ～ 17.8,高于地壳Nb/Ta值,同地幔的Nb/Ta值类似,暗示其经历地壳混染的可能性就较小。在SiO2—Nb/Ta图解中,Nb/Ta与SiO2含量的相关性较弱,表明洞嘎金矿赋矿凝灰岩可能未受到地壳混染的影响(图12a)。同时,在岩浆混合或地壳混染过程中,Zr/Nb值会呈现明显的变化(Weaver et al., 1996),洞嘎金矿赋矿凝灰岩的Zr/Nb值20.3 ～ 29.5,变化较小,且在SiO2—Zr/Nb图解中,Zr/Nb与SiO2没有明显的相关性,表明其没有受到地壳混染(图12b)。此外,洞嘎金矿赋矿凝灰岩的所有样品的Th元素含量范围为2.51 × 10-6～ 3.78 × 10-6(平均值3.22 × 10-6),明显低于中地壳(6.50 × 10-6)和上地壳(10.5 × 10-6)(Rudnick and Gao, 2003),因此表明地壳混染凝灰岩的形成中影响甚微。另外,南拉萨地体上同时代的岩浆岩也显示出未受到地壳混染的特征(图12)。因此,认为洞嘎金矿赋矿凝灰岩没有受到明显的地壳混染。

图12 西藏谢通门洞嘎金矿赋矿凝灰岩(a)SiO2—Nb/Ta图解和(b)SiO2—Zr/Nb图解。 数据来源同图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分离结晶

高度不相容元素到中度不相容元素的比值,通常用于区分部分熔融的性质和分异结晶的趋势(Allègre and Minster, 1978)。洞嘎金矿赋矿凝灰岩的La/Sm值(3.58 ～ 4.70)变化较小,在La—La/Sm图中没有明显的线性关系,显示了分异结晶的趋势(图13a)。同样,凝灰岩样品的Ce/Sm值(7.22 ～ 9.31)变化较小,在Ce—Ce/Sm图中显示出平缓的趋势以及分异结晶的趋势(图13b)。原始地幔岩浆的Ni >400 × 10-6、Cr >1000 × 10-6和Mg#>70.0(例如,Frey et al., 1978),而洞嘎金矿赋矿凝灰岩样品中Ni含量变化为9.20× 10-6～ 22.2 × 10-6,Cr变化范围为25.8× 10-6～ 50.9 × 10-6,Mg#值为25.59 ～37.65,进一步暗示洞嘎金矿赋矿凝灰岩可能经历了分异结晶。对比区域上同时代的岩浆岩,均表现出分离结晶的趋势(图13a、b)。同时,洞嘎金矿赋矿凝灰岩的Ni含量随着Mg#的降低而急剧下降(图13c),这也表明橄榄石分馏是最重要的过程。并且Ni含量的急剧升高没有伴随着Cr的增加(图13d),指示洞嘎金矿赋矿凝灰岩岩浆可能经历了明显的橄榄石分馏。而缺乏中稀土元素亏损特征(图9a),低的ΣHREEs(8.19 × 10-6～ 20.5 × 10-6)和低的Y/Yb值(6.03 ～ 11.4)都暗示石榴石分馏不明显。另外,区域上同时代的岩浆岩也显示出经历了橄榄石结晶分异(图13c、d)。因此,认为洞嘎金矿赋矿凝灰岩岩浆主要经历了橄榄石结晶分异。

5.4.3岩浆源区

洞嘎金矿赋矿凝灰岩不同程度地富集LILEs和LREEs,亏损HFSEs,具有明显的Eu、Nb、Ta及Ti负异常(图9),并有较高的La/Nb(1.35 ～ 2.95)、Zr/Nb(20.3 ～ 29.5)和较低的Ce/Pb(0.74 ～ 2.08)(表2)。这种典型岛弧岩浆岩的微量元素特征一般归因于交代地幔的部分熔融或岩浆在侵位过程中经历了地壳混染作用(Neal et al., 2002)。在大洋岛弧环境中,岩浆源区主要有两个来源:地幔楔及俯冲洋壳。因为大洋岛弧环境缺乏大陆地壳,岩浆不可能在上升过程受到地壳混染或者起源于地壳,同时考虑到洞嘎金矿赋矿凝灰岩没有受到明显的地壳混染(如前讨论),因此这种典型的岛弧岩浆岩地球化学特征可能反映了交代地幔的部分熔融作用(Condie, 1999)。俯冲洋壳对岩浆源区的贡献一般包括:俯冲洋壳直接部分熔融、俯冲沉积物熔融体和俯冲洋壳释放的流体加入岩浆源区。俯冲洋壳直接部分熔融形成的岩浆通常形成高Sr(> 400 × 10-6)低Y(< 18.0 × 10-6)、Yb值< 1.90 × 10-6的Adakite(埃达克岩)(Defant and Drummond, 1990; 王强等, 2020)。洞嘎金矿赋矿凝灰岩的Sr含量为82.7 × 10-6～ 192 × 10-6(平均值 = 119 × 10-6),Y含量为10.4 × 10-6～ 34.5 × 10-6(平均值 = 18.8 × 10-6),Yb含量为1.61 × 10-6～ 3.02 × 10-6(平均值 = 2.15 × 10-6),表明它们不可能直接来源于洋壳的部分熔融。受来自俯冲洋壳流体交代的地幔楔发生部分熔融,就可以形成俯冲带复杂的岩浆作用,并形成岩浆弧(Winter, 2014; 郑永飞和陈伊翔, 2019)。俯冲洋壳的脱水,产生了富集大离子亲石元素(如Rb、Sr、U、Th)和稀土元素的流体进入俯冲带上覆的地幔楔并与之发生交代作用,进而导致地幔楔发生部分熔融而产生弧岩浆岩(赵振华等, 2004; 郑永飞和陈伊翔, 2019)。流体交代过程中的富水流体会亏损高场强元素(如Nb、Ta和Ti),最终形成的岛弧火山岩表现为Nb、Ta和Ti的强烈亏损。从原始地幔标准化蛛网图中可知,洞嘎金矿赋矿凝灰岩的Rb和U表现为明显富集的特征,而Nb、Ta和Ti表现为强烈亏损特征(图9b),这些特征暗示了俯冲洋壳释放的流体对岩浆源区发生了交代作用。在Th/Yb—Ba/La及Th/Zr—Nb/Zr图解中(图14),变化较大的Ba/La和Th/Zr值进一步支持了岩浆源区受到俯冲洋壳释放流体交代的认识。

图14 西藏谢通门洞嘎金矿赋矿凝灰岩岩浆源区交代组分判别图解(底图据Kepezhinskas et al., 1997): (a)Ba/La—Th/Yb图解; (b)Th/Zr—Nb/Zr图解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

洞嘎金矿赋矿凝灰岩的Nb/Ta值为13.9 ～ 17.8,接近原始地幔和地幔源熔体(17.5 ± 2.0;Hofmann, 1988),远高于大陆地壳(～ 8.00;Taylor and McLennan, 1985),进一步表明洞嘎金矿赋矿凝灰岩岩浆源区可能起源于地幔。洞嘎金矿赋矿凝灰岩的锆石εHf(t)值集中于 + 8.05 ～ + 14.2,平均值 + 10.9,与研究区时代相近的岩浆岩的锆石Hf同位素组成较为相似,较高的正的εHf(t)值反映凝灰岩岩浆起源于亏损地幔(图15a、b)。另外,选择Nb、Ce、P、Zr、Ti、Y以Nb为标准进行标准化图是判别地幔类型的有效方法(Breitkopf, 1989)。洞嘎金矿赋矿凝灰岩的Nb标准化作图为正斜率并呈发散状放射线,类似于亏损地幔(图15c)。并且在Zr—Nb判别图中,洞嘎金矿赋矿凝灰岩落入了亏损地幔范围(图15d)。另外,来自软流圈地幔的岩浆的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,也表明洞嘎金矿赋矿凝灰岩起源于软流圈地幔。而且Ormerod 等(1988)指出Zr/Ba值大于0.20表明源区来自软流圈地幔,Zr/Ba值小于0.20则来自岩石圈地幔,洞嘎金矿赋矿凝灰岩的Zr/Ba值(平均值为0.31)进一步表明源区为软流圈地幔。因此,我们认为洞嘎金矿赋矿凝灰岩起源于亏损的软流圈地幔。

综上,我们认为在新特提斯洋洋壳北向俯冲作用下,俯冲洋壳释放的流体交代了亏损软流圈地幔楔,进而发生部分熔融形成母岩浆,母岩浆经历了分异结晶作用,最终形成了雄村组火山岩(图16)。

图16 西藏洞嘎金矿赋矿凝灰岩构造背景及成岩模式图(据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 凝灰岩对成矿的意义

赋矿围岩的渗透性以及断裂的连通性控制了斑岩系统远端(外围)的矿化强度,高渗透性火山围岩以及与斑岩系统连通的断裂带中则可以赋存脉状Au矿体(卿敏等, 2019)。洞嘎金矿的赋矿凝灰岩具有高渗透性,矿区断裂构造发育,金矿化与北西—南东与北西走向裂隙交叉部位基本重合(图2a和图3a)。洞嘎金矿毗邻雄村2号斑岩型矿体南侧(图2a),成矿时代(180 Ma;未刊资料)略晚于赋矿凝灰岩成岩年龄(185.1 ± 1.9 Ma;表1;图7),但与雄村2号矿体含矿斑岩的形成时代基本一致(175 ～ 181 Ma;Lang Xinghai et al., 2014a),表明两者同属一个斑岩成矿系统,雄村组凝灰岩中的裂隙构造不仅为洞嘎金矿的含矿热液运移提供了空间,而且也为矿质的沉淀提供了场所。另外,考虑到洞嘎金矿的成矿时代略晚于赋矿凝灰岩的成岩时代,且与北侧的雄村2号矿体的含矿斑岩的形成时代一致,而无论是洞嘎金矿赋矿凝灰岩(本文)亦或是雄村矿区的斑岩型矿化(Lang Xinghai et al., 2014a)均形成于新特提斯洋北向俯冲作用有关的大洋岛弧环境,因此,我们认为目前雄村矿区已发现的1、2、3号斑岩型铜金矿床和洞嘎金矿,同属新特提斯洋北向俯冲作用诱发的岛弧岩浆作用有关的斑岩成矿系统,洞嘎金矿是斑岩型铜金矿床外侧的热液脉型金矿体。

斑岩型铜矿床形成深度一般为地下2 ～ 3 km处(Sillitoe, 2005; Cooke et al., 2005),成矿后强烈抬升及快速剥蚀使得形成时代较老的矿床很难被保存下来,但成矿后若抬升和剥蚀很小或停止也有可能对矿床保存是有利的(翟裕生等, 2000)。近年来,在南拉萨地体南缘,发现的大量斑岩型矿床均有火山—沉积岩盖层产出,如雄村矿床(雄村组;Tang Juxing et al., 2015)、驱龙矿床(叶巴组;郑有业等, 2004)、甲玛矿床(多底沟组及林布宗组;林彬等, 2019)、朱诺矿床(帕那组;郑有业等, 2007)、岗讲矿床(典中组;冷成彪等, 2009)、邦铺矿床(典中组;陈伟等, 2011)、沙让矿床(蒙拉组;秦克章等, 2008)等。因此,火山—沉积盖层有利于斑岩型铜矿的保存(Cooke et al., 2005; 邓军等, 2010)。雄村组火山—沉积岩厚度 >2100 m,其中凝灰岩厚度大约800 m左右(图2b;Lang Xinghai et al., 2019a),洞嘎金矿产于雄村组凝灰岩中,金赋存于绿泥石硫化物脉,围岩蚀变主要为黄铁绢英岩化(图4a),矿区地球物理及地球化学特征表明深部可能有斑岩型矿体(郎兴海等, 2014b)。因此,雄村组凝灰岩作为洞嘎金矿的盖层,避免了自中生代形成以来的复杂构造活动(Mo Xuanxue et al., 2008; Lang Xinghai et al., 2017)对洞嘎金矿的剥蚀,保护了矿床免受剥蚀作用的影响,使得矿床能够较好保存。

6 结论

(1)洞嘎金矿赋矿凝灰岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为185.1 ±1.9 Ma,形成于早侏罗世。

(2)洞嘎金矿赋矿凝灰岩形成于新特提斯洋北向俯冲相关的大洋岛弧环境。岩浆源区为受到俯冲流体交代的亏损软流圈地幔楔部分熔融,上升侵位的过程中未受到地壳的混染,主要经历了橄榄石和单斜辉石结晶分异。

(3)洞嘎金矿为斑岩型矿化外侧的脉状金矿化,形成于新特提斯洋北向俯冲的大洋岛弧环境,与雄村矿区的斑岩型矿化同属一个斑岩成矿系统。雄村组凝灰岩中的裂隙构造不仅为洞嘎金矿的就位提供了空间,也为含矿热液的沉淀提供了场所,同时雄村组凝灰岩也起盖层作用,避免矿床遭受剥蚀。