第 3 期黄勇等 : 西藏冈底斯厅宫铜矿侵入岩成因 :LA ICP MS 锆石 U Pb 年龄 地球化学及 Sr Nd Pb 同位素证据 665 量稀土元素分析 Rb Sr Sm Nd Pb 同位素测试, 并与区域内的始新世火山岩浆岩开展对比研究, 揭示厅宫矿区始新世岩浆岩的成因与源区特征 1 区域

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1 第 61 卷第 3 期 年 5 月 地质论评 GEOLOGICALREVIEW Vol 61 No 3 May 2015 西藏冈底斯厅宫铜矿侵入岩成因 :LA ICP MS 锆石 U Pb 年龄 地球化学及 Sr Nd Pb 同位素证据 黄勇 1), 丁俊 1), 李光明 1), 董随亮 1), 黄瀚霄 1), 崔晓亮 1), 戴婕 1) 2,1), 闫国强 1) 中国地质调查局成都地质调查中心, 成都,610081; 2) 成都理工大学, 成都, 内容提要 : 西藏厅宫斑岩铜钼矿床是冈底斯成矿带上最早开发的斑岩铜矿之一, 矿区大面积分布的黑云母花岗闪长岩 二长花岗岩 钾长花岗岩均为容矿岩体, 因此详细开展这几套岩体的评价工作, 对于今后的找矿勘探工作具有重要的指导意义 本文通过分析上述三类岩体 LA ICP MS 锆石 U Pb 测年, 全岩主微量 稀土元素,Rb Sr Sm Nd Pb 同位素, 结果显示三类岩体锆石结晶年龄分别为 50 32Ma 48 34Ma 49 41Ma, 早于成矿事件, 与成矿事件无关 三类岩体均属高钾钙碱性, 弱过铝质 I 型花岗岩, 稀土元素呈轻稀土富集的右倾 V 型模式图, 重稀土分馏不明显, 明显负 δeu,δeu 随 SiO 2 含量的升高而降低, 推测与岩浆结晶分异的程度有关, 微量元素均明显亏损高场强元素 Ba Nb Sr Ti, 富大离子亲石元素 Th U K Cs Rb Pb 同位素结果表明初始 n( 206 Pb)/n( 204 Pb) n( 207 Pb)/n( 204 Pb) n( 208 Pb)/n( 204 Pb) 计算值较为分散, 分别为 ~ ~ ~ , 放射成因 Pb 含量较高 初始 n( 87 Sr)/n( 86 Sr) 同位素较为均一, 主要介于 ~ 之间 初始 n( 143 Nd)/n( 144 Nd) 同位素介于 ~ 之间, 计算得出的 ε Nd (t) 为 0 51~1 44, 均大于 0 上述分析结果表明, 厅宫矿区大面积分布的容矿始新世岩体并非为成矿岩体, 上述岩体具有同源复式侵入特征, 岩浆起源与特提斯洋发生的板片前端的拖拽作用造成板片的回旋 断离有关, 岩浆起源于新生下地壳 / 地幔, 并在岩浆侵位过程中经历过 AFC 过程 关键词 :LA ICP MS 锆石 U Pb 测年 ;Sr Nd Pb 同位素 ; 厅宫斑岩铜矿 ; 西藏冈底斯 厅宫斑岩铜矿位于西藏冈底斯斑岩铜矿带, 拉萨地体南缘 冈底斯斑岩铜矿带东起墨竹工卡县, 西至谢通门县, 全长 350km 近年来在该带上已探明的铜资源量超过 2000 万吨, 金资源量超过 300 吨, 钼资源量超过 100 万吨 冈底斯斑岩铜矿带自早侏罗世起, 经历了复杂的多岛弧拼贴 弧 陆俯冲 陆 陆碰撞转换过程, 形成了一系列的大型斑岩型矿床, 因此冈底斯成矿带已成为世界斑岩铜矿的研究热点地区之一 ( 芮宗瑶等,2004;QuXiaominget al.,2007; 孟祥金等,2004;HouZengqianetal., 2004,2009b; 侯增谦等,2006a;MoXuanxueetal., 2007,Taftietal.,2009; 郎兴海等,2010) 厅宫斑岩铜矿位于冈底斯斑岩成矿带的腹地, 同时也是最早开发的斑岩铜矿之一 前人详细开展过厅宫矿区的成岩成矿时代研究, 辉钼矿 Re Os 年代学结果表 明厅宫斑岩铜矿形成时代为中新世 (15 49Ma)( 芮宗瑶等,2004a), 与区内甲玛 驱龙 白荣等矿床成矿时代一致 ( 应丽娟等,2010; 孟祥金等,2003;Hou Zengqianetal.,2009a), 表明该矿床与中新世斑岩铜矿具有统一的构造背景, 系大规模的陆 陆碰撞造山产物 ( 侯增谦等,2006a,2006b) 但厅宫矿区大面积出露的容矿二长花岗岩 钾长花岗岩以及黑云母花岗闪长岩一直缺少精确的年代学研究, 制约着厅宫矿床的找矿方向 因此本文通过开展上述岩体的 LA ICP MS 锆石 U Pb 测年查明了矿区大面积分布的岩浆岩形成时代, 结果表明矿区内大规模分布的二长花岗岩 钾长花岗岩以及花岗闪长岩均形成于始新世, 年龄分别为 50 32Ma 48 34Ma 49 41Ma, 与中新世铜钼矿化无关 同时, 为了查明上述岩浆岩的成因, 本文针对上述侵入岩开展常微 注 : 本文为西藏大型矿床成矿专属性研究 ( 编号 ); 青藏高原南部矿床勘查模型与定位预测技术 ( 编号 2011CB403105); 西藏米拉山铜矿整装勘查区关键基础地质研究 ( 编号 ); 西藏扎西康铅锌多金属矿整装勘查区专项填图与技术应用示范 ( 编号 ) 的成果 收稿日期 : ; 改回日期 : 责任编辑: 章雨旭 Doi: /j.georeview 作者简介 : 黄勇, 男,1982 年生 博士, 工程师 专业 : 矿物学 岩石学 矿床学 研究方向为矿床学与成矿规律, yong.huang@ hotmail.com; 通讯作者 : 丁俊, 男,1954 年生 研究员 主要从事地层古生物 区域地质 构造地质 矿产地质研究 cddjun@163. com

2 第 3 期黄勇等 : 西藏冈底斯厅宫铜矿侵入岩成因 :LA ICP MS 锆石 U Pb 年龄 地球化学及 Sr Nd Pb 同位素证据 665 量稀土元素分析 Rb Sr Sm Nd Pb 同位素测试, 并与区域内的始新世火山岩浆岩开展对比研究, 揭示厅宫矿区始新世岩浆岩的成因与源区特征 1 区域构造背景 拉萨地体展布于青藏高原南缘 ( 图 1), 按照不同的沉积盖层, 拉萨地体可以划分为北冈底斯带 中冈底斯 冈底斯背断隆带和南冈底斯带四个次级地体 (ZhuDichengetal.,2008;ZhuDichengetal., 2011), 主要由中生代和新生代的火山岩浆岩构成, 结合目前所发表的年代学资料显示, 早侏罗世岩浆岩主要分布在南冈底斯带达孜 工布江达 尼玛大桥以北侧 乌郁盆地, 冈底斯弧背断的隆带布久 金达 宁中一带和北冈底斯聂荣等地 (ZhuDichenget al.,2008;hsüetal.,1995; 董彦辉等,2006;Chu Meifeietal.,2006; 张宏飞等,2007;Guynnetal., 2006) 早白垩世期间岩浆岩主要呈断续分布在南冈底斯带中东段, 包括规模宏大的桑日群火山 岩浆岩 (136 5Ma, 杨经绥,2006), 以及中冈底斯的则弄群火山 岩浆岩, 北冈底斯西段多泥组 申拉组 接奴群, 以及北冈底斯带东部的那曲地区的罗马区 (116Ma)( 刘伟等,2011) 古近纪 始新世期间是冈底斯带岩浆活动集中爆发的时间, 该时期岩浆岩也是冈底斯岩基的主要组成部分, 岩浆岩横亘于广袤的青藏高原南缘 目前冈底斯带上发表的年代学数据中, 接近 50% 的年龄数据介于这个时期之间, 而在 50Ma 左右出现最高峰值, 并广泛出露基性岩体 岩性类型也具有多样性, 从辉长岩类, 闪长岩类, 花岗闪长岩类, 花岗岩类均有出露, 主要呈岩基分布在冈底斯带南缘 渐新世 中新世岩浆岩是冈底斯带上最为重要的岩浆岩, 其重要性体现在以下两个方面 : (1) 渐新世 中新世岩浆岩展布于世界上著名的冈底斯斑岩成矿带上, 自西向东, 中新世岩浆岩控制着朱诺 冲江 厅宫 白容 驱龙 甲玛等一大批大型 超大型斑岩 矽卡岩铜 铅 锌 金 银矿床, 因此详细开展这一时期的斑岩矿床研究, 具有良好的找矿指示意义 (2) 对这一时期与斑岩铜矿成矿有关的中新世岩浆岩开展详细的研究, 开创了继弧岩浆岩之后另一个重大的斑岩铜矿成矿理论, 即产于碰撞造山环境下的斑岩铜矿理论 因此详细开展这一时期斑岩矿床的研究, 对斑岩矿床的形成构造环境的多样性提供了更多的依据 ( 芮宗瑶等,2003,2004b; 侯增谦 等 2004,2006a b; 李光明等,2004;QuXiaominget al.,2004; 王全海等,2002;Taftietal.,2009, 2011) 2 矿区地质 矿区主要出露的地层为古近系始新统帕那组地层 E 2 p(ar Ar 年龄 43 93~53 53Ma), 分布在矿区北西侧, 在矿区南东侧也有小面积出露 该地层是由一套中酸性火山熔岩和火山碎屑岩组成 主要岩石组合有 : 安山岩 英安岩 流纹岩 英安质晶屑凝灰岩 流纹质晶屑凝灰岩 凝灰质砂岩 在矿区一带, 斑岩体的围岩为凝灰质砂岩, 两者呈侵入接触关系, 接触面倾角一般在 25 ~50 之间, 局部为 50 ~ 60, 地层多已青磐岩化 除此之外, 邻区分布较为普遍的为白垩系上统设兴组 K 2 sh, 岩性为紫红色细砂岩 粉砂岩 矿区岩浆岩分布较广, 主要沿东西展布 主要包括有两期岩浆事件 : 第一期为始新世复式侵入岩, 包括黑云母花岗闪长岩, 二长花岗岩 钾长花岗岩 黑云母花岗闪长岩呈岩珠状分布在矿区南北两侧, 野外可见始新世林子宗群帕那组火山岩覆盖其上, 为矿区出露面积最大的一期岩浆活动, 具典型的花岗不等粒结构 ( 图 2g i), 主要矿物为斜长石 钾长石 石英 黑云母, 次要矿物为绢云母 方解石 角闪石 电气石, 副矿物 : 磷灰石, 锆石, 金红石 二长花岗岩地表主要分布在矿区中 西侧, 矿物南部可见小岩枝产出, 是矿区最主要的容矿围岩 钾长花岗岩呈浅肉红色, 主要由钾长石 石英 斜长石组成, 粒径小于 500μm( 图 2d f), 含少量或基本不含黑云母 二长花岗岩的矿物组合与钾长花岗岩类似, 但矿物粒径明显大于钾长花岗岩, 可达 1cm 以上 ( 图 2a c), 推测为同一岩体的不同相带, 因此填图过程中并为区分两类岩体 ( 图 1); 第二期岩浆事件为中新世的复式侵入体, 包括有斑状二长花岗岩 斜长花岗斑岩 闪长玢岩, 年龄分别为 15 54Ma Ma 14 49Ma( 杜等虎,2013) 斜长花岗斑岩主要以岩脉的形式分布在矿区北西侧, 出露面积小于 0 1km 2, 侵入与帕拉组地层中 岩体呈浅灰色, 斑状结构, 斑晶为石英 斜长石 黑云母 基质由石英 黑云母和长石组成, 副矿物为磷灰石和锆石 石英 : 常见溶蚀结构, 不规则状, 粒径在 20 ~1000μm, 属于潜火山岩浅成相 斜长石 : 全部被粘土矿物交代, 几乎不见原生结构, 粒径主要集中在 200~700μm 之间, 单偏光下呈暗色斑状, 只保留了斜长石的外

3 666 地质论评 2015 年 图 1 西藏冈底斯厅宫斑岩矿床地质简图 Fig.1GeologicalmapofTinggongporphyrydeposit,Gangdese,Xizang(Tibet) E 2 p 始新统帕拉组 ;ηγ 二长花岗岩 / 钾长花岗岩 ;ξγ 斑状二长花岗岩 ;γδπ 斜长花岗斑岩 ;γδ 黑云母花岗闪长岩岩 ;μ 闪长玢岩 E 2 p EocenePalaFormation;ηγ monzogranite/k feldspargranite;ξγ porphyricmonzogranite; γδπ plagioclasegranotieporphyry;γδ biotitegranodiorite;μ dioriteporphyry 形 ; 黑云母 : 多色性不明显, 呈浅绿色, 干涉色可达二级, 粒径为 250μm 左右, 常见黑云母中出现较强的碳酸盐化 基质主要为石英 长石和少量黑云母, 粒径为 30~40μm 岩芯遭受很强的蚀变, 主要表现为斜长石的粘土化和黑云母的碳酸盐化, 前人认为该岩体为主成矿岩体 ( 杜等虎,2013) 斑状二长花 岗岩主要分布在矿区的中东部, 出露面积 0 4km 2, 含有石英 辉钼矿脉, 石英 黄铜矿脉, 以及浸染状硫化物 岩体呈似斑状结构, 呈灰白色到浅肉红色, 具有典型的似斑状结构, 块状构造 可见钾长石巨晶, 粒径一般大于 1cm, 主要为条纹长石, 常见钠长石双晶, 并包裹有少量的石英 黑云母和斜长石 石

4 第 ３期 黄勇等 西藏冈底斯厅宫铜矿侵入岩成因 ＬＡ Ｉ ＣＰ ＭＳ锆石 Ｕ Ｐｂ年龄 地球化学及 Ｓ Ｎ Ｐｂ同位素证据 ６６７ 英 黑云母和斜长石颗粒较小 一般小于 ０ ５ｃ ｍ 似斑状二长花岗岩中有三条呈北东走向的断层 长 闪长玢岩为矿区最晚的一期岩浆活动 呈岩脉穿插 度均小于 ５０ ０ｍ 倾向南东的两条倾角分别为 ７ ２ 在早期的二长花岗岩 钾长花岗岩 斑状二长花岗岩 ７５ 其中间的一条倾向北西 倾角 ３５ 长度 ３５ ０ｍ 中 岩脉宽度小于 ５ｍ 岩体呈灰黑色 斑状结构 斑 从矿区地质特征分析 近东西向断裂与北东向断裂 晶多为斜长石 含少量的角闪石 石英 黑云母 钾长 的交汇部位严格控制了含矿岩体的形成和展布 起 石等 石英呈溶蚀状或港湾状 基质为隐晶质 岩芯 主导作用的主要是近东西向断裂 图 １ｃ 具有较强的青磐岩化蚀变 ３ 样品情况与测试方法 近东 西 向 的 帕 古 热 堆 韧 性 剪 切 带 和 麻 达 拉 冲江断裂在矿区附近通过 受其影响 矿区次一 ３ １ 样品情况 级近东西向断裂和北东向断裂发育 形成时间以近 本次研究采集的二长花岗岩 钾长花岗岩 以及 东西向断裂最早 北东向和北西向断裂晚于前者 与 黑云母花岗闪长岩 它们在矿区分布规模最大 但研 区域构造背景基本一致 矿区内主要发育沿彭岗玛 究程度较低 样品编号为 ＴＧ０２ ０５的二长花岗岩采 曲的东西向断裂 长度超过 ３ｋｍ 由于河床冲洪积 自钻孔 ＺＫ０２０ ５ 孔深 ２７ ８ ２ ２ ７ ９ ６ｍ处 样品编号 物覆盖 所以断层性质不清楚 另外在矿区南东的 为 ＴＧ０２０ ６的 钾 长 花 岗 岩 采 自 钻 孔 ＺＫ０２０６ 孔 深 图 ２西藏厅宫矿区侵入岩照片 ｃ 二长花岗岩 ｆ 钾长花岗岩 黑云母花岗闪长岩 ｂ 钾长石 具正条纹结构 见热液白云母 绢云母集合体 ｃ 钾长石的卡斯巴双晶 ｆ 石英颗粒细小 且形状不规则 ｈ 黑云母呈团块分布 Ｋｆ 钾长石 Ｑ ｚ 石英 Ｐ 斜长石 Ｂ 黑云母 Ｆ ２Ｔｈ ｐ ｈ ｆ ｃ ｋ ｆ ｍ ｈ Ｔ ｐ Ｇ Ｘ ｚ Ｔ ｂ ｃ ｃ ｍ ｚ ｆ ｆ Ｋ ｆ ｐ ｂ ｂ ｐ ｖ ｐ ｕ ｃ ｕ ｆｋ ｆ ｐ ｂ ｖ ｈ ｙ ｈ ｍ ｍｕ ｃ ｖ ｃ ｍｂ ｃ ｃ ｂ ｗ ｕ ｃ ｕ ｆｋ ｆ ｐ ｆ ｕ ｆ ｑ ｕ ｚ ｈ ｍｂ ｂ Ｋｆ Ｋ ｆ ｐ Ｑ ｚ ｑ ｕ ｚ Ｐ ｐ ｃ Ｂ ｂ

5 668 地质论评 2015 年 281 3~282 9m 处 ; 样品编号为 TG0906 的黑云母花岗闪长岩采自钻孔 ZK0906, 孔深 176 5~177 6m 处 二长花岗岩呈花岗不等粒结构, 主要有钾长石 斜长石 石英 少量的黑云母组成, 长石粒径可达 0 5cm; 钾长石常见卡斯巴双晶, 正条纹结构, 单偏光下呈无色至浅灰色, 表面粗糙, 边缘或裂隙处常被碳酸盐, 白云母和石英交代, 可见方解石细脉穿插在钾长石中 ( 图 2a c) 钾长花岗岩矿物组合与二长花岗岩类似, 但粒度较细, 粒径小于 0 1cm 主要由钾长石 石英 斜长石 少量黑云母组成 石英含量为约 35%, 干涉色一级黄白, 粒径在 0 2~0 6 mm 之间 钾长石 : 含量为 35%, 常见条纹结构 ( 图 2d f) 黑云母花岗闪长岩主要具有典型的花岗不等粒结构 ( 图 2g i), 主要矿物为斜长石 35% 钾长 25% 石英 15% 黑云母 15%, 含少量的角闪石 电气石, 副矿物为磷灰石 锆石 金红石 3.2 测试方法锆石由河北廊坊区域地质调查实验室按照标准流程挑选, 将挑选好的待测锆石颗粒置于环氧树脂制靶, 然后研磨至一半, 通过锆石透射光 CL 照像分析后选择无包裹体部位开展 U Pb 定年 微量元素分析 锆石 LA ICP MSU Pb 及微量元素测试在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成, 仪器型号为 Agilent7700 型 ICP MS, 激光斑束直径为 32μm, 剥蚀深度为 20~40μm, 采用 He 作为剥蚀物质的载气, 测试过程中采用每隔 5 个测点中插入一个标准样品点, 测试样品之前和之后分别插入两个 和 GJ 1 运用武汉地质大学开发的 ICPMSDataCal 8 3 处理信号, 数据处理过程中采用 标准锆石作为外标,29Si 作为内标, 样品协和图解和加权平均年龄采用 Isoplot3 0 完成 (Ludwig,1999) 主量元素由成都地质调查中心实验室完成, 微量 稀土元素由武汉地质调查中心实验室完成 主量元素采用 XRF 方法测定, 分析误差优于 5%; 微量元素采用 ICP MS 法测定 : 首先称取 40mg 样品和 3 个国家一级样品用酸溶法制成溶液, 然后在等离子质谱仪上进行测定 其精度优于 10% 全岩 Rb Sr,Sm Nd,Pb 同位素由武汉地质调查中心实验室完成, 样品研磨至 200 目后缩分至 10g, 样品分析前置于烘箱,80 干燥 3h, 加入 85 Rb+ 84 Sr 混合稀释剂, 用氢氟酸和高氯酸溶解样品, 采用阳离子树脂交换法分离和纯化 Rb Sr, 用热电离子质谱仪 MAT261 分析 Rb Sr 同位素组成 Nd 同位素比值质谱分析采用热电离质谱仪 Triton 完成, 质谱分 析中产生的质量分馏采用 n( 146 Nd)/n( 144 Nd)= 进行幂定律校正,Sm Nd 含量采用同位素稀释法公式计算得到 整个分析过程用 GBW04419 和 JNdi 1 标准物质分别对全流程和仪器进行监控 全岩 Pb 同位素分析 : 称取约 50mg 的岩石矿物样品于聚四氟乙烯烧杯中, 加入 HF 和 HNO 3 混合酸分解样品, 待样品全溶后蒸干, 加入 6mol/LHCl2 ~3 次赶尽溶样时带进的其他酸根离子, 最后转化成 1 1HBr 和 HCl 混合酸介质溶液 将已转化成混合酸介质的样液, 通过 AG 1 8(200~400 目 ) 阴离子树脂交换柱, 用 5~10mL0 1mol/LHBr 淋洗杂质, 再用 5mL0 5mol/LHCl 将树脂转型, 最后用 5~10mL6mol/L 的 HCl 解析 Pb Pb 同位素比值的测定在 MAT 261 可调多接收质谱仪上完成 铅同位素测量采用硅胶发射剂和铼金属带 4 分析结果 4.1 LA ICP MS 锆石 U Pb 测年 LA ICP MS 锆石 U Pb 测年结果见表 1, 阴极发光图像见图 3 二长花岗岩锆石呈柱状, 长宽比为 2 1, 最大可达 4 1 锆石具有清晰的环带结构, 部分锆石可见核边结构, 如 3 1 和 8 1,8 1 测试结果为 65Ma, 明显大于其他有效数据, 因此解释为继承锆石 而 3 1 号测点边缘无环带,238U 含量高达 , 存在异常高的 U 含量 排除上述两个数据, 其余 18 个测点 Th/U 比值为 0 40~0 79, 加权平均年龄为 48 34±0 60Ma(MSWD=1 5), 代表二长花岗岩岩浆结晶年龄 钾长花岗岩中锆石呈短柱状, 长宽比介于 2:1 至 3:1, 按照锆石的阴极发光图可划分为三类, 第一类具有清晰的环带韵律结构 ; 第二类为无环带结构, 颜色呈暗灰色, 其 U 和 Pb 含量较高, 如 ; 第三类环带结构不明显, 亮度较高, 与 U 含量较低有关, 如 11 1 第一类锆石 Th/U 比值介于 0 48~0 91, 为岩浆锆石, 第二类锆石 U 含量高达 , 是第一类锆石的数十倍, 测年结果介于 63 5~67 5Ma 之间, 推测可能与异常高的 U 含量有关, 不能代表锆石结晶年龄, 第三类锆石 U 含量较低, 但 Th/U 比值为 0 61, 属于岩浆结晶锆石, 因此排除第二类的四个测年结果, 其余 16 个测点的加权平均年龄为 49 41± 0 75Ma(MSWD=1 9), 代表钾长花岗岩的结晶年龄 黑云母花岗闪长岩的锆石特征与上述两类岩体不同, 呈扇状短柱状, 长宽比近于 1:1, 测点 结果偏低, 可能与 Pb 丢失有关, 而 9 1 和

6 第 3 期黄勇等 : 西藏冈底斯厅宫铜矿侵入岩成因 :LA ICP MS 锆石 U Pb 年龄 地球化学及 Sr Nd Pb 同位素证据 669 图 3 西藏冈底斯厅宫矿区始新世岩浆岩锆石阴极发光图 Fig.3TheCLimagesofZirconsfromtheTinggongdeposit,Gangdese,Xizang(Tibet) 15 1 结果偏高, 推测与异常 Pb 的累积有关, 排除上述 5 个测点, 其余 15 个测点加权平均年龄为 ±0 39Ma(MSWD=0 76), 代表黑云母花岗闪长岩的结晶年龄 4.2 主微量元素分析结果主微量 稀土元素分析结果见表 2, 黑云母花岗闪长岩 SiO 2 为 65 31% ~67 18%,K 2 O/Na 2 O 为 0 8~1 5,K 2 O+Na 2 O 为 6 12% ~7 44%,A/CNK 介于 1 05~1 11, 含少量的角闪石, 属高钾钙碱性, 弱过铝质花岗岩 ( 图 5) 黑云母花岗闪长岩具有轻稀土富集的右倾 V 型模式图, 负 Eu 异常,(La/Yb) N 为 6 23~7 87,δEu 为 0 66~0 73,Mg# 值为 43 9 ~66 6( 图 6a) 明显亏损高场强元素 Ba Nb Sr Ti, 富大离子亲石元素 Th U K Cs Rb( 图 6b) 二长花岗岩 SiO 2 为 74 23% ~75 45%,K 2 O/Na 2 O 为 1 7~1 8,K 2 O+Na 2 O 为 7 8% ~8 54%,A/CNK 介于 1 03~1 07, 属高钾钙碱性, 弱过铝质花岗岩 稀土元素与微量元素特征与黑云母花岗闪长岩相似,δEu 为 0 36~0 66,(La/Yb) N 为 6 91~7 67 钾长花岗岩 SiO 2 为 77 37% ~79 98%,K 2 O/Na 2 O 为 2 3~6 4,K 2 O+Na 2 O 为 7% ~8 86%,A/CNK 介于 1 01~1 13, 为高钾钙碱性, 弱过铝质花岗岩 稀土和微量元素模式图与上述两类岩体类似, 但 δeu 为 0 18~0 26 上述三类始新世岩体具有相似的微量与稀土元素组成, 稀土模式图均为轻稀土富集的右倾 V 型, 重稀土分馏不明显, 明显负 Eu,δEu 随 SiO 2 含量的升高而降低, 推测与岩浆结晶分异的程度有关 同时上述岩体 Sr 含量较低 ( 介于 ~ ), 而 Y 含量较高 ( ~ ), 明显不同于冈底斯成矿带上广泛分布的 Adakite 岩浆岩 ( 即富锶低钇中酸性岩 ) 地球化学特征 ( 图 5b), 上述岩浆岩均具有岛弧岩浆岩特征 4.3 Sr Nd Pb 同位素分析结果全岩 Rb Sr Sm Nd 和 Pb 同位素分析结果列于表 3, 初始 Pb 同位素采用 U Th Pb 含量分析结果和锆石结晶年龄计算得出 数据结果显示三类始新世岩体初始 n( 206 Pb)/n( 204 Pb) n( 207 Pb)/n( 204 Pb) n( 208 Pb)/n( 204 Pb) 计算值较为分散, 分别为 ~ ~ ~ ,

7 1 样品号 T G 二长花岗岩 T G 钾长花岗岩 元素含量 表 1 西藏冈底斯厅宫矿区侵入岩 LA ICP MS 锆石 U Pb 测年结果表 Table1ZirconLA ICP MSU Pbdatingofintrusionsfrom Tinggongdeposit,GangdeseXizang(Tibet) 同位素比值 年龄 (Ma) 点号 Th U Pb Th n( 207 Pb)/n( 206 Pb) n( 207 Pb)/n( 235 U) n( 206 Pb)/n( 238 U) n( 208 Pb)/n( 232 Th) n( 207 Pb)/n( 235 U) n( 206 Pb)/n( 238 U) 谐和度 ( 10-6 ) U 测值 1σ 测值 1σ 测值 1σ 测值 1σ 测值 1σ 测值 1σ (%)

8 2 样品号 T G 钾长花岗岩 T G 黑云母花岗闪长岩 元素含量 同位素比值 年龄 (Ma) 点号 Th U Pb Th n( 207 Pb)/n( 206 Pb) n( 207 Pb)/n( 235 U) n( 206 Pb)/n( 238 U) n( 208 Pb)/n( 232 Th) n( 207 Pb)/n( 235 U) n( 206 Pb)/n( 238 U) 谐和度 ( 10-6 ) U 测值 1σ 测值 1σ 测值 1σ 测值 1σ 测值 1σ 测值 1σ (%)

9 672 地质论评 2015 年 图 4 西藏冈底斯厅宫矿区始新世岩浆岩锆石协和年龄和加权平均年龄图解 Fig.4ConcordiaandweightedageofEocenegranitesintheTinggongdeposit,Gangdese,Xizang(Tibet) 放射成因 Pb 含量较高, 介于造山带 Pb 和上地壳 Pb 之间 ( 图 8), 表明有壳源 Pb 的参与 初始 n( 87 Sr)/ n( 86 Sr) 同位素较为均一, 主要介于 ~ 之间, 初始 n( 143 Nd)/n( 144 Nd) 同位素介于 ~ 之间, 计算得出的 ε Nd (t) 为 0 51 ~1 44, 均大于 0 Sr 同位素和 Nd 同位素分析结果表明厅宫始新世岩体具有初始 Sr 同位素较低和放射成因 Nd 含量较低的特征, 表明岩浆源区具有幔

10 第 3 期黄勇等 : 西藏冈底斯厅宫铜矿侵入岩成因 :LA ICP MS 锆石 U Pb 年龄 地球化学及 Sr Nd Pb 同位素证据 673 表 2 西藏厅宫矿区侵入岩主量元素 (%) 稀土元素 ( 10-6 ) 微量元素分析结果 Table2Major(%),traceandrareearthelements( 10-6 )resultsofintrusionsfrom Tinggongdeposit 样号 TG01 TG02 TG03 TG04 TG05 TG06 TG07 TG08 TG09 TG10 TG11 黑云母花岗闪长岩钾长花岗岩二长花岗岩 SiO Al 2 O Fe 2 O FeO CaO MgO < <0.04 < K 2 O Na 2 O TiO P 2 O MnO 烧失量 F La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Y Pb Cr Ni Co <1 <1 <1 < Rb Cs Sr Ba V Sc Nb Ta Zr Hf Ga U Th Sr/Y A/CNK Mg # ΣREE (La/Yb) N δeu δce

11 ６７４ 地 质 论 评 ２ ０ １ ５年 图 ５西藏冈底斯厅宫矿区始新世岩浆岩 Ｓ Ｏ２ Ｋ２Ｏ图 解 和 ｋ 高锶低钇中酸性岩 判别图解 ｂ Ｆ ５ Ｓ Ｏ２ ｖ Ｋ２Ｏ ｈ ｋ ｃ ｍ ｍ ｂ ｈ Ｅ ｃ Ｔ ｐ Ｇ Ｘ ｚ Ｔ ｂ 源或新生地壳特征 ５ 讨论 ５ １ 热液蚀变对分析结果的影响 斑岩铜矿通常受多期次岩浆活动控制明显 热 液蚀变具有复杂的叠加作用 而这种叠加作用易造 成部分元素的迁移或再分配 从而影响分析测试结 果 例如大离子亲石元素 ＬＩ Ｌ 尤其是 Ｋ Ｒｂ Ｓ Ｂ等在热液蚀变作用下易发生迁移 而 Ｔ Ｆ Ｐ和 高场强元素 ＨＦＳ Ｅ 稀土元素抗热液蚀变扰动能 力较强 难发生迁移 Ｄ ｐ ｖ ２０ １３ 依

12 第 3 期黄勇等 : 西藏冈底斯厅宫铜矿侵入岩成因 :LA ICP MS 锆石 U Pb 年龄 地球化学及 Sr Nd Pb 同位素证据 675 图 6(a) 稀土元素配分模式图 ;(b) 微量元素蜘蛛网图, 标准化数据引自 SunandMcDonough(1989) Fig.6(a)REEpaterns;(b)traceelementpaterns,standardsfromSunandMcDonough(1989) 据 Khashgerel 等 (2008) 研究结果, 受泥化蚀变的影响, 可能会高估初始 87 Sr/ 86 Sr 和 ε Nd (t) 计算结果 但本文不认为上述热液蚀变对本文测试结果有影响, 首先 LOI 分析结果较低, 大部分低于 2 5, 表明采集的样品热液蚀变较弱, 其次抗扰动能力较弱的 Sr 同位素的测试结果与 Nd 同位素得出的结果一致, 并与前人发表的 Hf 同位素结果吻合 [ε Hf (t) 为 4 4~8 4, 杜等虎等,2012], 表明 Sr 同位素测试结果可信, 因此本文认为本次测试的结果均真实可信 5.2 岩浆成因本文获得的黑云母花岗闪长岩锆石 LA ICP MS U Pb 年龄为 50 32±0 39Ma, 二长花岗岩锆石 LA ICP MSU Pb 年龄为 48 34±0 60Ma, 钾长花岗岩锆石 LA ICP MSU Pb 年龄为 49 41±0 75Ma 三类岩体的冷却年龄基本一致, 误差在 2Ma 以内, 黑云母花岗闪长岩形成较早 而野外地质观察显示钾长花岗岩与二长花岗岩在矿物组合上相似, 之间没有明显的接触界线, 因此本文认为两类岩体为同一岩体的不同相带, 二长花岗岩属于中心相带, 形成时间较早 上述岩浆冷却时限与冈底斯南缘大规模分布的始新世岩浆岩时间 ( 约 50Ma) 相吻合 (Mo Xuanxueetal.,2005;DongGuochengetal.,2005; 董国臣等,2008;JiWeiqiangetal.,2009), 同属碰撞期, 表明始新世大规模的岩浆作用构成冈底斯巨量新生代构造 岩浆岩带 本次样品在微量元素组成上基本一致, 而且全部样品 P 2 O 5 含量随 SiO 2 含量的增加而降低 ( 图 7), 同时黑云母花岗闪长岩中可见少量的角闪石, 因此上述岩体的成因类型属于 I 型 图 7 显示 TFe 2 O 3 与 SiO 2 含量呈负相关 ( 图 7), 表明岩浆经历过富铁 镁矿物的分异结晶作用 同时花岗岩负 Eu Sr Ba 特征表明岩浆演化经历过斜长石和钾长石的分离 (Wuetal.,2002,2003), 而明显的负 Ti 异常表明存在含钛矿物的分离, 如钛铁矿和榍石,P 2 O 5 与 SiO 2 呈负相关, 表明发生过磷灰石的分异结晶 综上所述, 始新世花岗岩经历过 Fe Mg 矿物 Ti Fe 氧化物 斜长石 钾长石和磷灰石的分异结晶 同时 Eu/ Eu 随 SiO 2 含量的增加而增大, 表明岩浆由早到晚, 花岗岩的分异程度不断增高 K 2 O 含量随 SiO 2 的增高而增高以及正的 K 异常 ( 图 7), 可能指示混染有壳源物质, 同时高放射成因 Pb 组成特征 ( 图 8a) 进一步表明岩浆经历过 AFC 过程 近年来众多研究结果表明, 冈底斯成矿带大规模分布的岩浆岩时限集中在 65~44Ma 之间, 在约 50Ma 为岩浆活动爆发期, 形成了横亘于拉萨腹地的大规模岩基 (Mo Xuanxue etal.,2005; Dong Guochengetal.,2005; 张宏飞等,2007; 李皓杨等, 2007;WenDarenetal.,2008;JiWeiqiangetal., 2009) 而本文获得的钾长花岗岩 二长花岗岩和黑云母花岗闪长岩 与冈底斯南部岩浆活动峰期吻合, 表明厅宫矿区大规模分布的侵入岩明显早于成矿时限 ( 辉钼矿 Re Os 年龄为 15 49Ma, 芮宗瑶等, 2004a), 与成矿事件无关 5.3 岩浆源区及动力学背景本文获得的厅宫矿区始新世侵入岩地球化学组

13 676 地质论评 2015 年 图 7 厅宫矿区花岗岩哈克图解 ( 单位 :%) Fig.7HarkerdiagramofgranitesfromTinggongdeposit(unit:%) 成与区域古新世 始新世花岗岩类地球化学组成类似 ( 纪伟强等,2009; 徐旺春,2010), 均显示出岛弧型花岗岩的特征 ( 图 5a) 正如前人所提出的, 欧亚大陆初始碰撞不会晚于 55Ma, 可能发生在 65Ma 左右, 而在约 50Ma 期间最为强烈, 因此上述地球化学组成并非由俯冲作用产生 另一方面 Rb Sr Sm Nd 同位素结果显示, 始新世花岗岩具有相对一致的 Sr 同位素初始 n( 87 Sr)/n( 86 Sr) 比值为 ~ ) 和 Nd 初始 n( 143 Nd)/n( 144 Nd) 比值为 ~ ) 同位素组成, 表明上述岩体具有相同的起源 图 8b 显示, 始新世岩体均分布在拉萨铁镁质脉体中 ε Nd (t) 计算结果表明, 始新世岩体 ε Nd (t) 为 0 51~1 44 之间 上述分析结果表明厅宫矿区始新世岩体起源于拉萨新生铁镁质下地壳, 同时图 8a 显示, 厅宫矿区始新世岩体明显富集放射 成因 Pb, 全岩 Pb 同位素位于造山带铅和上地壳 Pb 之间, 表明岩浆演化过程中经历过地壳的混染 MoXuanxue 等 (2008) 通过研究同期的林子宗火山岩认为, 这一时期的火山岩浆为同碰撞环境, 起源于俯冲板片的熔融 但另外一种观点认为, 该期岩浆作用经历了新特提斯洋的板片俯冲 回旋 断离等一系列作用 (WenDarenetal.,2008; 周肃等, 2004) 依据目前发表的年代学资料, 拉萨地块以北主要分布早白垩世为主, 而古新世 始新世岩浆活动主要集中分布在拉萨地体南缘, 岩浆作用具有由北向南迁移的趋势 同时大规模分布的 I 型花岗岩的形成过程需要解决热量来源等问题, 同时俯冲板块理论的提出必然造成由于脱水作用和变质作用的影响, 俯冲板片前端密度增大 因此采用新特提斯洋的俯冲 回旋 断离模式解释巨量带状分布的始

14 第 3 期黄勇等 : 西藏冈底斯厅宫铜矿侵入岩成因 :LA ICP MS 锆石 U Pb 年龄 地球化学及 Sr Nd Pb 同位素证据 677 新世岩基和同期林子宗火山岩更为合理 由于板片前端的拖拽作用造成板片的回旋 断离必然造成软流圈的上涌, 深部软流圈上涌提供的热量足以促使上覆地幔或下地壳的部分熔融 Castro(2014) 提出关于 I 型花岗岩的成因模式, 依据目前所认同的观点,I 型花岗岩的成因可划分为下地壳模式 (On crustmodels) 和地幔模式 (of crustmodels) 地幔模式可以细分为三类: (1) 俯冲板片熔体与地幔橄榄岩反应形成高镁安山岩, 安山岩发生分离结晶形成 I 型花岗岩母岩浆 (2) 俯冲板片流体交代上覆地幔发生部分熔融形成富水苦橄玄武岩, 并发生分离结晶形成安山岩, 在地壳中安山岩分离结晶形成 I 型花岗岩母岩浆 (3) 俯冲物质在地幔中直接熔融形成安山质岩浆, 并在地壳中发生分离结晶形成 I 型花岗岩母岩浆 上述模式主要应用于板块俯冲消减作用时期, 因此不能用来解释上述岩体的成因问题 下地壳模式认为 I 型花岗岩起源于部分熔融的下地壳, 其热量可以直接来源于上涌的炙热地幔, 或由交代地幔部分熔融形成的玄武质岩浆地垫作用提供 依据热力学平衡条件, 底垫的玄武岩提供的热量最大可以熔融其体积的 1/2 的熔体, 现代年代学研究表明冈底斯成矿带大规模分布的岩体均形成于始新世, 但 目前的资料没有证据表明始新世发生过明显的地壳加厚事件 (ZhuDichengetal.,2011), 因此笔者等认为始新世岩浆活动与软流圈的上涌提供的巨量热量造成下地壳部分熔融有关 另一方面, 依据目前所发表的同位素资料显示, 冈底斯南缘始新世岩浆活动具有 Sr Nd Pb Hf 同位素变化较大的特点 (ChuMeifeietal.,2006;JiWeiqiangetal.,2009; 董国臣,2002;Daviesetal.,1995), 按照除下地壳部分熔融外, 也有少量的地幔和上地壳物质参与 6 结论 通过开展西藏冈底斯厅宫矿区主要侵入岩的年代学一 地球化学研究结果, 本文得出如下结论 : (1) 厅宫矿区规模最大的黑云母花岗闪长岩 二长花岗岩 钾长花岗岩年龄分别为 50 32± 0 39Ma 48 34±0 60Ma 49 41±0 75Ma, 与冈底斯成矿带岩浆活动峰期 ( 约 50Ma) 吻合, 与厅宫矿床主成矿事件无关 (2) 上述三类始新世岩体具有相似的微量与稀土元素组成, 稀土模式图均为轻稀土富集的右倾 V 型, 重稀土分馏不明显, 明显负 Eu,δEu 随 SiO 2 含量的升高而降低, 与岩浆结晶分异的程度有关 TFe 2 O 3 P 2 O 5 与 SiO 2 含量呈负相关, 同时花岗岩负 Eu Sr Ba Ti 特征表明岩浆演化经历过经历过 Fe Mg 矿物 Ti Fe 氧化物 斜长石 钾长石和磷灰石 图 8 西藏厅宫矿区全岩 Pb 同位素组成图解 (a), 初始 n( 87 Sr)/n( 86 Sr)vsε Nd (t) 同位素图解 (b) ( 图中已发表数据来源于 HouZengqianetal.,2004) Fig.8WholerockPbisotopiccompositonofgranitesfromtheTinggongdeposit(a) and( 87 Sr/ 86 Sr)ivsε Nd (t)diagram(b)(publisheddatafromhouzengqianetal.,2004)

15 678 地质论评 2015 年 的分异结晶 (3) 始新世岩浆岩具有富集放射成因 Pb 同位素组成特征黑云母花岗闪长岩 二长花岗岩 钾长花岗岩的初始 n( 206 Pb)/n( 204 Pb) n( 207 Pb)/n( 204 Pb) n( 208 Pb)/n( 204 Pb) 分别主要介于 ~ ~ ~ 之间 初始 n ( 87 Sr)/n( 86 Sr) 同位素较为均一, 主要介于 ~ 之间, 初始 n( 143 Nd)/n( 144 Nd) 同位素介于 ~ 之间, 计算得出的 ε Nd (t) 为 0 51~1 44, 均大于 0, 表明起源于深部的母岩浆在侵位过程中发生过 AFC 过程 (4) 厅宫矿区始新世岩浆岩形成于冈底斯南缘岩浆作用的峰期时间, 与特提斯洋发生的板片前端的拖拽作用造成板片的回旋 断离有关, 深部软流圈通过构造窗口上涌提供的热量足以促使新生下地壳的部分熔融, 形成始新世岩浆岩的母岩浆, 并可能含有亏损地幔组分 致谢 : 感谢尼木矿业公司对野外工作的大力支持, 同时感谢西北大学张红老师 王建强老师在锆石 LA ICP MS 测年上提供的帮助, 最后感谢匿名审稿人提出的宝贵意见与建议 参考文献 / References 董国臣, 莫宣学, 赵志丹, 朱弟成, 宋云涛, 王磊 西藏冈底斯南带辉长岩及其所反映的壳幔作用信息. 岩石学报,24(2):203 ~210. 董国臣 西藏林周盆地林子宗火山岩及其反演的印度 欧亚大陆碰撞过程. 导师 : 莫宣学. 北京 : 中国地质大学博士学位论文. 董彦辉, 许继峰, 曾庆高, 王强, 毛国政, 李杰 存在比桑日群弧火山岩更早的新特提斯洋俯冲纪律么? 岩石学报.22(3): 661 ~668. 杜等虎, 杨志明, 李秋耘, 刘云飞, 格桑平措, 王海勇 西藏厅宫矿区始新世斑岩的厘定及其地质意义. 矿床地质,31(4): 745 ~757. 侯增谦, 高永丰, 孟祥金, 曲晓明, 黄卫 西藏冈底斯中新世斑岩铜矿带 : 埃达克质斑岩成因与构造控制. 岩石学报,20(2): 239 ~248. 侯增谦, 莫宣学, 杨志明, 王安建, 潘桂棠, 曲晓明, 耶凤军.2006a. 青藏高原碰撞造山带成矿作用 : 构造背景 时空分布和主要类型. 中国地质,33(2):348 ~359. 侯增谦, 曲晓明, 杨竹森, 孟祥金, 李振清, 杨志明, 郑绵平, 郑有业, 聂凤军, 高永丰, 江思宏, 李光明.2006b. 青藏高原碰撞造山带 : Ⅲ. 后碰撞伸展成矿作用. 矿床地质,25(6):629 ~651. 郎兴海, 陈毓川, 唐菊兴, 李志军, 邓起, 黄勇, 陈渊, 张丽 西藏谢通门县雄村斑岩型铜金矿床成因讨论 来自元素的空间分布特征的证据. 地质论评,56(3):384 ~402 李皓扬, 锺孙霖, 王彦斌, 朱弟成, 杨进辉, 宋彪, 刘敦一, 吴福元 藏南林周盆地林子宗火山岩的时代 成因及其地质意义 : 锆石 U Pb 年龄和 Hf 同位素证据. 岩石学报,23(2):493 ~ 500. 李光明, 芮宗瑶.2004a. 西藏冈底斯成矿带斑岩铜矿的成岩成矿年龄. 大地构造与成矿学.28(2):165 ~170. 刘伟, 李奋其, 袁四化, 张万平, 王保弟, 卓皆文, 陈璐, 陈莉 西藏那曲南部早白垩世闪长玢岩 LA ICP MS 锆石 U Pb 年龄. 地质通报,30(7):1043 ~1049. 孟祥金, 侯增谦, 高永丰, 黄卫, 曲晓明, 屈文俊 西藏冈底斯成矿带驱龙铜矿 Re Os 年龄及成矿学意义. 地质论评,49(6): 660 ~666. 芮宗瑶, 侯增谦, 曲晓明, 张立生, 王龙生, 刘玉琳 冈底斯斑岩铜矿成矿时代及青藏高原隆升. 矿床地质,22(3):217 ~ 225. 芮宗瑶, 李光明, 张立生, 王龙生.2004a. 西藏斑岩铜矿对重大地质事件的响应. 地学前缘,11(1):145 ~152. 芮宗瑶, 张立生, 陈振宇, 王龙生, 刘玉琳, 王义天.2004b. 斑岩铜矿的源岩或源区探讨. 岩石学报,20(2):229 ~238. 王全海, 王保生, 李金高, 姚鹏, 李志, 周祖翼, 程力军, 刘鸿飞 西藏冈底斯岛弧及其铜多金属矿带的基本特征与远景评估. 地质通报,21(1):35 ~40. 杨经绥, 许志琴, 耿全如, 等 中国境内可能存在一条新的高压 / 超高压 (?) 变质带 青藏高原拉萨地体中发现榴辉岩带. 地质学报,80(12):3 ~12. 徐旺春 西藏冈底斯花岗岩类锆石 U Pb 年龄和 Hf 同位数组成的空间变化及其地质意义. 导师 : 张宏飞. 中国地质大学 ( 北京 ) 博士学位论文 :42 ~57. 应立绢, 王登红, 唐菊兴, 畅哲生, 屈文俊, 郑文宝, 王焕 西藏甲玛铜多金属辉钼矿 Re Os 定年及其成矿意义. 地质学报,84 (8):1165 ~1174. 张宏飞, 徐旺春, 郭建秋, 宗克清, 菜宏明, 袁洪林 冈底斯南缘变形花岗岩锆石 U Pb 年龄和 Hf 同位素组成 : 新特提斯洋早侏罗世俯冲作用的证据. 岩石学报,23(6):1347 ~1353. 周肃, 莫宣学, 董国臣, 赵志丹, 邱瑞照, 王亮亮, 郭铁鹰 西藏林周盆地林子宗火山岩 40 Ar/ 39 Ar 年代格架. 科学通报,49 (20):2095 ~2103. CastroA.2014.Theof crustoriginofgranitebatholiths.geoscience Frontiers,5:63 ~75. ChuMeifei,ChungSun lin,songbiao,liudunyi,o ReilySY, PearsonNJ,JiJianqing,WenDa jen.2006.zirconu PbandHf isotopeconstraintsonthemesozoictectonicsandcrustalevolutionof southerntibet.geology,34:745 ~748. DaviesJH,vonBlanckenburgF.1995.Slabbreakof:amodelof lithosphere detachment and its test in the magmatism and deformationofcolisionalorogens.earthplanet.sci.let.,129: 85 ~102. DongGuochen, Mo Xuanxue, Zhao Zhidan, Guo Tieying, Wang Liangliangand Chen Tao Geochronologicconstraintsby SHRIMPⅡ zirconu Pbdatingonmagmaunderplateinginthe GangdesebeltfolowingIndia Eurasiacolision.ActaGeologica Sinica,79(6):787 ~794. DolgopolovaA,SeltmannR,ArmstrongR,BelousovaE,PankhurstRJ, KavalierisI.2013.Sr Nd Pb Hfisotopesystematicsofthe HugoDummetCu Auporphyrydeposit(OyuTolgoi,Mongolia). Lithos,47 ~64. GuynnJH,KappP,PulenA,etal.2006.Tibetanbasementrocks nearamdoreveal mising MesozoictectonismalongtheBangong suture,centraltibet.geology,34(6):505 ~508. Hou Zengqian, Gao Yongfeng, Qu Xiaoming, RuiZongyao, Mo Xuanxue.2004.Originofadakiticintrusivesgeneratedduringmid

16 第 3 期黄勇等 : 西藏冈底斯厅宫铜矿侵入岩成因 :LA ICP MS 锆石 U Pb 年龄 地球化学及 Sr Nd Pb 同位素证据 679 Mioceneeast westextensioninsoutherntibet.earthplanet.sci. Let.,220:139 ~155. Hou Zengqian, Yang Zhiming, Qu Xiaoming, Meng Xianjin, Li Zhenqing,Beaudoin G, RuiZongyao, GaoYongfeng, ZarK. 2009a. TheMioceneGangdeseporphyrycopperbeltgenerated duringpost colisionalextensioninthetibetanorogen.oregeology Review,36:25 ~51. HouZengqian,CookN.2009b.MetalogenesisoftheTibetanColisional orogen:areviewandintroductiontothespecialisure.oregeology Review,36:1 ~28. HsüK J,PanG T,SengrA M C.1995.Tectonicevolutionofthe TibetanPlateau:A workinghypothesisbasedonthearchipelago modeloforogenesis.internationalgeologyreview,37:473 ~ 508. Ji Weiqiang, Wu Fuyuan, Chung Sun lin Zircon U Pb geochronologyandhfisotopicconstraintsonpetrogenesisofthe Gangdesebatholith,southernTibet.Chem.Geol.,262:229 ~ 245. KhashgerelBE,KavalierisI,HayashiK.2008.Mineralogy,textures, andwhole rockgeochemistryofadvancedargilicalteration:hugo DummetporphyryCu Audeposit,OyuTolgoimineraldistrict, Mongolia.MineraliumDeposita,43:913 ~932. Ludwig A K P Using Isoplot/EX, version 3.23, A geolocronolgicaltoolkitformicrosoftexcel.berkeley:berkeley GeochronologicalCenterSpecialPublication,47. MoXuanxue, Dong Guochen, Zhao Zhidan, Guo Tieying, Wang Liangliang,ChengTao.2005.Timingofthemagmamixinginthe GangdisemagmaticbeltduringtheIndia Asiacolision Zircon SHRIMPU Pbdating.ActaGeologicaSinica,79(1):66 ~76. Mo Xuanxue, Hou Zengqian, Niu Yaoling, Dong Guochen, Qu Xiaoming, Zhao Zhidan, Yang Zhiming Mantle contributionsto crustalthickening during continentalcolision: evidencefromcenozoicigneousrocksinsoutherntibet.lithos,96 (1~2):225 ~242. QuXiaoming, Hou Zengqian, LiYouguo Meltcomponents derivedfromasubductedslabinlateorogenicore bearingporphyries inthegangdesecopperbelt,southerntibetanplateau.lithos,74: 131 ~148. QuXiaoming,HouZengqian,KhinZ,LiYouguo.2007.Characteristics andgenesisofgangdeseporphyrycopperdepositsinthesouthern Tibetan Plateau: Preliminary geochemicaland geochronological results.oregeologyreview,31:205 ~223. TaftiR,JamesK M,JamesR L,MarkR,JamesL,Oliver JurasicU PbandReOsagesforthenewlydiscoveredXietongmen Cu Au porphyry district, Tibet, PRC: implications for metalogenic epochs in the southern Gandese belt. Economic Geology,104:127 ~136. TaftiR.2011.Metalogeny,geochronologyandtectonicsetingofthe Gangdesebelt,SouthernTibet,China.PhD sthesis,ubc. WenDaren,LiuDunyi,ChungSun lin,chumeifei,jijianqing,zhang Qi,SongBiao,LeeTung yi,yehmeng wang,loching hua ZirconSHRIMPU PbagesoftheGangdeseBatholithand implicationsforneotethyansubductioninsoutherntibet.chemical Geology,252:191 ~201. WuFuyuan,SunDeyou,LiHuimin,JahnBor ming,wildesa A type granites in northeastern China: age and geochemical constraintsontheirpetrogenesis.chemicalgeology,187:143 ~ 173. WuFuyuan,JahnBor ming,wildersa,loching hua,yuitzen fu, LinQiang,GeWenchun,SunDeyou.2003.HighlyfractionatedI typegranitesinnechina(i):geochronologyandpetrogenesis. Lithos,66:241 ~273. ZhuDichen,PanGuitang,ChungSun lin.2008.shrimpzirconage andgeochemicalconstraintsontheoriginofearlyjurasicvolcanic rocksfromtheyebaformation,southerngangdeseinsouthtibet. Inter.Geol.Rev.,50:442 ~471. ZhuDicheng,ZhaoZhidan,NiuYaoling,MoXuanxue,ChungSun lin, HouZengqian, WangLiquan, Wu Fuyuan TheLhasa Terane:Recordofamicrocontinentanditshistoriesofdriftand growth.earthandplanetaryscienceleters,301:241 ~255. PetrogenesisofIntrusionsinTinggongCopperDeposit,Gangdese, Xizang(Tibet):Evidencefrom LA ICP MSZirconU PbDating, Petrogeochemical,andSr Nd PbIsotopicComposition HUANGYong 1),DINGJun 1),LIGuangming 1),DONGSuiliang 1),HUANGHanxiao 1), CUIXiaoliang 1),DAIJie 1),YANGGuoqiang 2,1) 1)ChengduCenter,ChinaGeologicalSurvey,Chengdu,610081;2)ChengduUniversityofTechnology,Chengdu, Abstract:TheTinggongporphyryCu ModepositisoneofthefirstexploreddepositsinTibet.Ore bearing biotitegranodiorite,coarsegrainmonzograniteandfinegraink feldspargrantiearespreadwithinthisareaand detailedstudiesofabovemajorgranitesarebenefitedforfutureexploration.la ICP MSzirconU Pbdating,major andtraceelements,rb Sr,Sm Nd,Pbisotopecompositionweretestbythisstudy.Theresultsshowthattheageof abovegranitesare50.32ma,48.34ma,and49.41ma,respectively,whichareapparentlyolderthanthatof mineralization.abovestocksbelongtohigh K calc alkaline,weaklyperaluminous,i typegranites.theree paternsindicatealreerich,withweak/nohreefractionationv typemodelandstrongdepletedδeu,whichare reversewithsio 2 content.algranitesarerichinth,u,k,cs,andrb,depletedinba,nb,sr,ti.whole

17 680 地质论评 2015 年 rockpbisotopiccompositionsshowthatcalculatedn( 206 Pb)/n( 204 Pb)n( 207 Pb)/n( 204 Pb),n( 208 Pb)/n( 204 Pb) are18.414~ ,15.616~ , ~ ,respectively,indicatingahighradio Pbisotope composition.calculatedn( 87 Sr)/n( 86 Sr)andn( 143 Nd)/n( 144 Nd)restrictinnarowrange: ~ , ~ ,respectively,withcalculatedpositiveε Nd (t)(0.51~1.44).theaboveresultsindicatethat spreadmagnaarenotrelatedtothemineralizationandderivedfrom newlowercrust/depletedmantleduringthe rol backandbreak ofofnorthwardsubductedoceancrust,undergoingafcprocesduringemplace. Keywords:LA ICP MSZirconU Pbdating;Sr Nd Pbisotope;Tinggongporphyrycopperdeposit; Gangdese,Xizang(Tibet)