班公湖–怒江成矿带包含班公湖–怒江缝合线中的蛇绿混杂岩带以及南北两侧的岩浆岩区（宋扬等，2014）。近年来，随着铁格隆南、多布杂、尕尔勤等大型、超大型斑岩Cu-Au矿床以及尕尔穷、嘎啦勒等大型矽卡岩Cu-Au矿床的发现和评价，班公湖–怒江成矿带成为了青藏高原继冈底斯和玉龙成矿带之后又一重要成矿带（唐菊兴，2019）。目前，已发现的矿床主要集中发育在班公湖–怒江成矿带西段。前人针对成矿带西段的构造–岩浆演化与成矿耦合关系开展了大量研究（潘桂棠等，2004，2007；曲晓明等，2006；Shi et al., 2007, 2008；李金祥等，2007；佘洪全等，2009；常青松，2011；陈华安等，2013; Zhu et al., 2016; Li et al., 2016），但对于成矿带北缘晚侏罗世岩浆岩的成因及其成矿潜力的研究还相对薄弱。白板地北部花岗闪长岩位于班公湖–怒江成矿带北缘改则县境内（图1）。地表可见花岗闪长岩与龙格组（P₂l）碳酸盐岩呈侵入接触，接触带上发育好的石榴子石矽卡岩化，并发育有孔雀石和黄铜矿（图2），具有良好的找矿前景，但缺乏深入研究。笔者在野外地质调查基础上，针对白板地北部花岗闪长岩开展LA-ICP-MS锆石U-Pb定年和原位微量元素研究，以精确厘定其侵位年龄和成岩温度，以期为深入认识班公湖–怒江成矿带西段构造–岩浆演化过程提供新证据。

图  1  青藏高原的构造纲要图

Figure  1.  Tectonic outline map of the Tibet Plateau

下载: 全尺寸图片 幻灯片

图  2  研究区地质简图

Figure  2.  Geological map of the study area

下载: 全尺寸图片 幻灯片

1.   区域地质背景

研究区主要出露上晚二叠世龙格组和中侏罗统雀莫错组沉积地层。其中，龙格组岩性自上而下分别为生物碎屑灰岩、亮晶灰岩、泥晶灰岩和生物碎屑灰岩的不等厚互层。雀莫错组岩性主要为浅灰–灰黄色总成变质砂岩、灰绿色薄层变质粉砂岩，夹少量灰绿色薄层粉砂质板岩。花岗闪长岩与龙格组碳酸盐岩呈侵入接触关系，其表面风化为黄白色，局部可见褐铁矿化，新鲜面为灰白色，呈中粒花岗结构，块状构造。岩石主要由石英（25%～30%）、钾长石（30%～35%）、斜长石（40%～45%）、角闪石（5%～10%）、黑云母（0～5%）以及少量锆石和磷灰石等副矿物。接触带附近花岗闪长岩中发育少量绿泥石–绿帘石脉和黄铁矿细脉。矽卡岩主要呈透镜状发育于花岗闪长岩与龙格组碳酸盐岩接触带上，主要矿物组成包括石榴子石、辉石、绿帘石和绿泥石。黄铜矿和孔雀石呈脉状，浸染状发育于石榴子石与辉石颗粒之间，规模宽约1 m，长度大于2 m。拣块样分析结果表明，矽卡的Cu、Mn、Pb、Zn品位分别为：8.75%、0.10%、0.021%和0.13%，呈现出较好的铜成矿潜力。

2.   样品采集及分析测试方法

分析样品采自白板地北部（图2）。在地表采集不同位置花岗闪长岩样品约10 kg并在室内开展样品初步处理和加工，过程中剔除遭受风化作用的样品。样品破碎筛选至80~100目，经重砂和磁选出锆石单矿物并在双目镜下初步挑选，然后将锆石清洗后固定在已刻槽的环氧树胶靶台上，抛光至锆石颗粒内部露出，并镜下对其进行透射光、反射光照相，最后对锆石靶用体积百分比为3%的HNO₃清洗样品并镀金膜，镀膜后进行阴极发光（CL）照相。

在开展原位成分分析前，先详细研究锆石的形貌和内部结构，对解释锆石的U-Pb年龄、微区地球化学成分和同位素组成的至关重要。根据透射光、反射光及阴极发光照片，选取表面干净无裂缝、内部洁净没有包裹体、环带清晰的锆石颗粒17粒，分别对其进行微区U-Pb同位素、微量元素分析，锆石单颗粒LA-ICP-MS（激光剥蚀电感耦合等离子体质谱）、U-Pb同位素定年和微量元素分析在中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室完成，激光剥蚀系统为美国安捷伦公司生产的GeoLas2005，激光器来自于德国ATL公司，ICP-MS型号为Agilent7500a。实验中采用He气作为剥蚀物质的载气。此次样品分析为了得到稳定的信号，测试时激光斑束直径32 μm，剥蚀深度约15 μm。锆石年龄校准采用国际标准锆石91500作为外标（Wiedenbeck et al.，1995，2004），用美国国家标准技术研究院研制人工合成硅酸盐玻璃标准参考物NIST SRM612作为内标。每分析5次未知锆石样品便进行标样分析，以确保分析条件的精度。实验获得的ICP-MS的同位素分析数据比值校正通过GLITTER软件进行计算，普通铅校正采用Andersen的ComPbCorr校正软件（Andersen et al.，2002），以扣除普通Pb的影响。加权平均年龄和谐和图绘制采用ISOPLOT（版本VER3.32版）3.0程序进行（Ludwig et al.，2003）。具体的实验原理和详细的测试方法可参考Yuan 等（2004）。

3.   分析结果

3.1   锆石形态

白板地北部花岗闪长岩锆石颗粒阴极发光照片显示，岩浆锆石的长轴为20～250 μm；锆石CL图像显示晶型主要以双锥状、长板状为主，除受后期人工挑选及制靶过程轻微破坏外，基本呈自形晶（图3）。按形状特点可分为两类，第一类总体锆石颗粒以长板状为主，最长的如13、15测点所在锆石，长约为200 μm，宽约为70 μm，长宽比约为3∶1，以灰黑色为主，典型的岩浆锆石振荡环带清晰，晶型粗大完整；第二类以短板状为主，最小的如2、9测点所在锆石，长约为50 μm，宽约为20 μm，长宽比约为1.5∶1，也以灰黑色为主，偶见灰白色，晶型较小但基本完好，也具有典型的岩浆锆石特征（吴元保等，2004）。尽管锆石形态不一，但均未见后期热液改造、二次捕获等迹象，代表此次岩浆活动为一次形成，因而其可以代表该花岗闪长岩体的成岩年龄（王立强等，2016）。

图  3  白板地北部花岗闪长岩锆石阴极发光（CL）图像及测点图

Figure  3.  The CL images and the laser location of zircon from the granodiorite in the north of Baibandi area

下载: 全尺寸图片 幻灯片

图  4  花岗闪长岩中锆石稀土元素配分模式图

Figure  4.  The chondrite-normalized REE pattern of zircon from the granodiorite

下载: 全尺寸图片 幻灯片

3.2   锆石微量元素特征

样品的锆石17个测点微量元素含量分析结果可见表1。花岗闪长岩锆石的稀土元素球粒陨石标准化配分模式（图4）显示，17个测试点的稀土元素配分模式都表现为一致的明显的重稀土（HREE）富集、轻稀土（LREE）亏损的左倾型。花岗闪长岩中锆石的稀土元素配分模式总体显示显著Ce正异常（δ_Ce = 0.89～4.81）。所有测点均呈现较明显的Eu（δEu=0.26～0.65）负异常。文中测试所有样品稀土总量变化范围大，从最小的6.08×10⁻⁶，到最高的24.03×10⁻⁶，其锆石稀土元素总量一般低于50×10⁻⁶。在La-（Sm/La）_N判别图解大部分测点均落在岩浆成因锆石区域附近，而远离热液锆石区域，表明本次分析的锆石均为岩浆锆石（图5）。

表  1  白板地矿区外围花岗闪长岩锆石微量元素(10^–6)分析结果

Table  1.  The trace element (10^–6) result of zircon from granodiorite in Baibandi area

测点	Ti	Y	Nb	Ta	La	Ce	Pr	Nd	Sm	Eu	Gd	Tb	Dy	Ho	Er	Tm	Yb	Lu	∑REE	δEu	δCe
1	1.20	12.01	0.08	0.04	0.02	0.14	0.01	0.10	0.15	0.04	0.42	0.11	0.97	0.44	2.00	0.48	5.51	1.13	11.53	0.47	2.89
2	1.13	14.14	0.09	0.03	2.26	4.37	0.46	1.93	0.37	0.05	0.38	0.10	1.23	0.49	2.25	0.55	5.50	1.04	20.98	0.39	0.98
3	0.98	12.32	0.09	0.04	0.09	0.27	0.03	0.23	0.17	0.04	0.51	0.13	1.25	0.47	1.88	0.47	3.79	0.65	9.98	0.38	1.23
4	1.14	5.56	0.08	0.05	0.14	0.30	0.04	0.18	0.14	0.03	0.32	0.07	0.63	0.22	1.00	0.28	2.93	0.64	6.92	0.48	0.91
5	1.33	17.87	0.09	0.04	0.01	0.19	0.01	0.09	0.14	0.04	0.46	0.16	1.61	0.63	2.78	0.59	5.59	1.02	13.32	0.41	4.28
6	1.41	9.19	0.07	0.04	0.01	0.18	0.01	0.12	0.16	0.05	0.38	0.10	0.91	0.34	1.59	0.35	3.44	0.70	8.36	0.64	5.03
7	1.43	7.98	0.07	0.03	0.01	0.15	0.02	0.24	0.24	0.06	0.62	0.13	1.01	0.33	1.40	0.41	3.84	0.83	9.29	0.49	2.30
8	0.94	4.69	0.07	0.04	0.01	0.11	0.01	0.10	0.15	0.03	0.29	0.07	0.60	0.19	0.79	0.26	2.81	0.68	6.08	0.41	2.36
9	1.10	31.51	0.10	0.04	0.01	0.15	0.01	0.11	0.17	0.04	0.78	0.22	2.67	1.05	4.99	1.12	10.76	1.96	24.03	0.26	3.28
10	1.25	21.91	0.09	0.04	0.01	0.17	0.01	0.12	0.16	0.05	0.47	0.14	1.81	0.73	3.31	0.82	8.09	1.74	17.63	0.47	4.47
11	1.06	8.81	0.08	0.03	0.01	0.14	0.01	0.13	0.17	0.04	0.36	0.09	0.82	0.31	1.62	0.43	4.79	1.09	10.00	0.45	2.85
12	1.24	8.60	0.08	0.04	0.01	0.12	0.01	0.10	0.16	0.04	0.40	0.10	0.93	0.36	1.45	0.34	3.32	0.66	8.00	0.43	3.51
13	1.24	4.10	0.09	0.04	0.01	0.14	0.01	0.10	0.14	0.04	0.32	0.07	0.59	0.20	0.92	0.26	2.81	0.63	6.25	0.61	2.88
14	0.89	4.32	0.05	0.03	0.27	0.55	0.06	0.32	0.12	0.03	0.28	0.06	0.49	0.20	0.88	0.23	2.34	0.45	6.28	0.41	0.97
15	1.09	11.60	0.09	0.04	0.02	0.16	0.01	0.11	0.16	0.04	0.49	0.12	1.01	0.42	1.87	0.48	4.89	0.93	10.70	0.39	2.29
16	1.16	27.24	0.08	0.03	0.01	0.13	0.01	0.13	0.16	0.04	0.62	0.22	2.53	0.89	4.10	0.89	8.77	1.60	20.09	0.35	3.10
17	1.25	10.00	0.08	0.04	0.01	0.20	0.01	0.14	0.17	0.05	0.41	0.09	0.94	0.32	1.50	0.40	3.99	0.86	9.08	0.58	3.41

下载: 导出CSV 

| 显示表格

图  5  岩浆锆石-热液锆石判别图解（Hoskin, 2005）

Figure  5.  La-(Sm/La)_N diagram for zircon

下载: 全尺寸图片 幻灯片

3.3   锆石U-Pb年龄

花岗闪长岩中17个锆石颗粒的U-Pb同位素测定结果显示（表2），锆石中Th含量为64.27×10⁻⁶～203.13×10⁻⁶，平均值为114.31×10⁻⁶，U含量为105.97×10⁻⁶～472.42×10⁻⁶，平均值为278.27×10⁻⁶。Th/U值为0.33～0.61，均大于0.1，变化范围相对较小，表明这些锆石存在于相对一致的U-Th-Pb封闭体系。这一特征与典型岩浆成因锆石（Th/U＞0.1）的一致（Hoskin et al., 2003；陈澍民等，2023；代新宇等，2024；李平等，2024）。17个测点的Th/U值均在0.3以上，具有典型岩浆锆石特征（吴元保等，2004； 王新雨等，2023）。同时，17个测点的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb 值非常接近典型的岩浆成因锆石值（²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb =0.0459～0.0605），表明该花岗闪长岩中的锆石为同期岩浆结晶形成（Belousova, 2002）。17个测点的U-Pb同位素比值在误差范围内谐和度较高，集中在谐和线附近（图6）。在置信度为95%时的²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均值为（154.8±1.2）Ma（MSWD=1.7）。

表  2  白板地矿区外围花岗闪长岩样品锆石U-Pb定年结果

Table  2.  The U-Pb results of zircon from granodiorite in Baibandi area

测点号	含量（10−6）			同位素比值及误差							年龄（Ma）及误差
	238U	232Th	U/Th	207Pb/206Pb	1σ	207Pb/235U	1σ	206Pb/238U	1σ		206Pb/238U	1σ
1	138.54	366.17	2.64	0.0536	0.0022	0.1811	0.0075	0.0246	0.0002		156.64	1.51
2	148.67	397.41	2.67	0.0518	0.0020	0.1711	0.0062	0.0240	0.0002		153.01	1.50
3	130.68	295.38	2.26	0.0504	0.0024	0.1631	0.0075	0.0236	0.0003		150.12	1.80
4	203.13	472.42	2.33	0.0507	0.0018	0.1726	0.0061	0.0247	0.0002		157.14	1.44
5	68.52	144.69	2.11	0.0469	0.0027	0.1525	0.0084	0.0240	0.0004		152.62	2.28
6	64.27	105.97	1.65	0.0605	0.0036	0.1938	0.0109	0.0241	0.0004		153.25	2.42
7	107.75	184.78	1.71	0.0543	0.0028	0.1821	0.0096	0.0246	0.0004		156.69	2.44
8	165.62	400.21	2.42	0.0527	0.0022	0.1736	0.0066	0.0243	0.0003		154.55	1.91
9	107.27	314.87	2.94	0.0459	0.0022	0.1506	0.0071	0.0240	0.0003		152.73	1.86
10	144.11	333.98	2.32	0.0489	0.0021	0.1596	0.0067	0.0240	0.0003		152.82	1.68
11	118.63	294.75	2.48	0.0508	0.0023	0.1714	0.0074	0.0248	0.0003		158.00	1.84
12	80.83	216.32	2.68	0.0516	0.0028	0.1696	0.0090	0.0240	0.0003		152.90	1.99
13	125.69	343.74	2.73	0.0506	0.0020	0.1684	0.0067	0.0241	0.0003		153.82	1.69
14	83.72	257.36	3.07	0.0523	0.0024	0.1737	0.0075	0.0245	0.0003		155.85	1.77
15	88.07	238.58	2.71	0.0532	0.0026	0.1798	0.0084	0.0248	0.0003		157.90	2.10
16	73.90	206.91	2.80	0.0580	0.0027	0.1982	0.0095	0.0249	0.0004		158.38	2.27
17	93.93	157.44	1.68	0.0518	0.0026	0.1756	0.0093	0.0245	0.0004		156.32	2.29

下载: 导出CSV 

| 显示表格

图  6  白板地北部花岗闪长岩锆石U-Pb年龄谐和图

Figure  6.  The U-Pb Concordia age of the granodiorite in the north of Baibandi area

下载: 全尺寸图片 幻灯片

4.   讨论

4.1   成岩时代

锆石U-Pb定年结果表明，白板地北部花岗闪长岩的侵位年龄为(154.8±1.2) Ma（MSWD=1.7），表明其侵位时间为晚侏罗世。区域上，晚侏罗世岩浆作用大量发育在班公湖–怒江成矿带西段，并伴随有矽卡岩型Fe-Cu矿床的发育。例如，位于缝合带北侧的弗野和材玛岩体（冯国胜等，2006；Guynn et al., 2006; 曲晓明 et al., 2009; Li et al., 2014；胡为正等，2014；Fan et al., 2015; Hao et al., 2016; Li et al., 2016；王立强等，2017）以及位于缝合带南缘的躬琼左波花岗岩以及革吉地区大面积出露的晚侏罗世花岗闪长岩（Cao et al., 2016）。以上晚侏罗世岩浆岩的成岩年龄集中在149～164 Ma之间，表明班公湖–怒江缝合带两侧晚侏罗世岩浆作用不仅规模巨大，且具有持续时间较长。前人通过对上述晚侏罗世岩浆岩的地球化学特征开展研究，提出班公湖–怒江缝合带南缘晚侏罗世岩浆作用主要与班公湖–怒江洋的北向俯冲有关，大量中酸性侵入体与二叠纪、三叠纪碳酸盐岩接触形成了以弗野、材玛和亚龙为代表的一系列矽卡岩型矽卡岩型Fe-Cu矿床。本次研究发现的白板地北部花岗闪长岩可能同样与班公湖–怒江洋南向俯冲密切相关，而且在岩体与龙格组大理岩接触部位发育有矽卡岩，指示其可能具有寻找矽卡岩型Fe-Cu矿床的潜力。

4.2   成岩温度

岩浆岩中的锆石由于较高的封闭温度体系，包含着关于深部地壳和花岗岩源区的重要信息（Belousova, 2002）。得益于单矿物微区高精度微量元素分析技术的发展，锆石中Ti含量近几年被用来作为单矿物微量元素温度计的指示元素（Watson et al., 2005, 2006）。众多学者总结了不同成因锆石的运用条件和范围。这一温度既可反映锆石结晶温度也代表了花岗岩将的上限温度，而锆石中的Ti的含量主要取决于SiO₂的活度，目前较常用也得到众多实验验证的锆石Ti温度计的计算公式为：Log（Ti-in-zircon）=（5.77±0.072）−（4800±86）/T（K）-$\log \alpha_{\mathrm{SiO}_ 2}+\log \alpha_{\mathrm{TiO} _2} $。其中，$\alpha_{\mathrm{SiO} _2} \approx 1 $， $ \alpha_{\mathrm{TiO}_ 2} $在典型岩浆温度范围内，地壳岩石一般为0.6，通过这一公式计算结果可信度可达90%。通过对矿区含矿斑岩的锆石Ti含量温度计算结果分析认为绝大部分锆石的结晶温度低于700 ℃。本中估算的锆石结晶温度为600.3～799.3 ℃（表3），均值为697 ℃，与典型花岗岩的结晶温度相近（周金胜等，2013），表明估算结果相对可靠。

表  3  锆石Ti含量温度计算结果

Table  3.  Ti LA-ICP-MS zircon data and TTi-in-zircon thermometry calculation results

点号	1	2	3	4	5	6	7	8	9
T（℃）	600.3	609.0	607.5	617.0	638.3	665.4	695.3	690.0	698.2
点号	10	11	12	13	14	15	16	17
T（℃）	718.0	723.3	743.4	764.3	752.9	761.3	776.2	799.3

下载: 导出CSV 

| 显示表格

5.   结论

（1）笔者研究的白板地斑岩铜矿床外围花岗闪长岩，露头出露面积不大，花岗闪长岩锆石为典型的岩浆成因锆石，锆石LA-ICP-MS U-Pb谐和年龄为(154.8±1.2) Ma（MSWD=1.7）。

（2）白板地北部花岗闪长岩锆石稀土元素–微量元素地球化学特征显示其相对富集重稀土。锆石Ti温度计估算结果表明其结晶温度平均值为697 ℃。