喜馬拉雅東部拉隆巖體偉晶巖中的鈮鐵礦族礦物特征及兩期鈮鉭成礦作用

李雪姣

南京大學 內生金屬礦床成礦機制研究國家重點實驗室， 南京大學 地球科學與工程學院，南京 210023

1 引言

鈮和鉭是重要的稀有金屬元素，在微電子、航空航天和國防工業上有著廣泛的應用。鈮和鉭的克拉克值低（Rudnick and Gao, 2003），屬于親石元素，也屬于高場強元素，在大多數地質過程中趨于穩定（Wood，2005）。鈮和鉭的電荷數相同，并且有效的離子半徑近似一致（Shannon, 1976），因而它們的晶體化學和地球化學性質高度相近，被看作為“地球化學對”。

青藏高原南部的喜馬拉雅造山帶是地球上最年輕的造山帶之一，廣泛分布著新生代以來結晶的淡色花崗巖（涂光熾等，1982；Le Fort et al., 1987；Le Fort, 1988；吳福元等，2015）。前人研究表明，這些淡色花崗巖與稀有金屬成礦作用密切相關（如王汝成等，2017，2020；Wu et al., 2020；Xie et al.,2020），具有良好的稀有金屬成礦潛力。

王汝成等（2017）明確提出：“喜馬拉雅淡色花崗巖的稀有金屬成礦范圍廣，具有良好的稀有金屬成礦潛力，可成為中國重要的稀有金屬成礦帶，未來需要盡快加強該地區的稀有金屬成礦調查和研究工作，為中國稀有金屬礦產資源接替基地的找尋提供理論依據”。近些年隨著研究的深入和找礦工作的不斷突破，充分說明喜馬拉雅淡色花崗巖的稀有金屬成礦潛力巨大，有望成為中國稀有金屬資源的接替基地（如李光明等，2017；王汝成等，2020；Wu et al., 2020；Xie et al., 2020；秦克章等，2021；吳福元等，2021）。喜馬拉雅淡色花崗巖稀有金屬的成礦年代和成礦機制是需要解決的重要科學問題（李光明等，2017，2022；付建剛等，2020，2021）。

本次研究工作以喜馬拉雅東部拉隆巖體的花崗質偉晶巖為研究對象，通過野外考察、巖石樣品采集、巖石薄片鑒定、礦物產狀觀察和成分測試等，旨在研究：（1）拉隆巖體花崗質偉晶巖脈的分帶；（2）稀有金屬礦物——鈮鐵礦族礦物的分布、成分和分類；（3）鈮鉭成礦作用期次和成礦環境；（4）對該區稀有金屬礦產勘探的啟示。

2 地質背景

青藏高原位于亞洲中部，是世界上最高的高原，也是新生代以來全球地質活動最為活躍的區域之一。喜馬拉雅造山帶位于青藏高原南部，北以雅魯藏布江縫合線為界，南可至印度恒河平原北側的西瓦利克山，是目前世界上最高和最年輕的造山帶。根據其構造屬性，自南向北可進一步分為低喜馬拉雅（Lesser Himalaya）、高喜馬拉雅（Higher Himalaya）和特提斯喜馬拉雅（Tethyan Himalaya）三部分（如Zhang et al., 2012；吳福元等，2015）（圖1）。

圖1 喜馬拉雅淡色花崗巖分布圖（修改自潘桂棠等，2004）Fig. 1 The distribution of leucogranite in the Himalayas and adjacent regions (modified from Pan et al., 2004)

高喜馬拉雅南側以近東—西走向的中央逆沖斷層（Main Central Thrust，MCT）為界，與低喜馬拉雅帶相鄰，北側以藏南拆沉系（South Tibetan Detachment System，STDS）為界，與特提斯喜馬拉雅相鄰。該帶內較為特色的巖石包括一套原巖以泥質巖和鐵鎂質巖為主的角閃巖相副變質巖系（包括麻粒巖相和榴輝巖相包體）和泛非期的花崗片麻巖（Lee et al., 2000；Gehrels et al., 2003；Cawood et al.,2007）。高喜馬拉雅帶東部以錯那洞巖體和庫拉崗日巖體為代表，發育有大量淡色花崗巖，而拉隆巖體位于特提斯喜馬拉雅沉積巖系中（如黃勇等，2019；Xie et al., 2020；付建剛等，2021；何暢通等，2020；吳明鍇等，2021；張丁川等，2021），這些淡色花崗巖的形成時間多集中在新喜馬拉雅期（25~14 Ma，Wu et al., 2020）。

拉隆巖體位于西藏自治區山南市洛扎縣扎日鄉拉隆村東側（圖1），巖體近似呈等軸狀展布，直徑約7千米，邊部與古生界圍巖（多為發生接觸變質作用的黑云母片巖）呈侵入接觸關系，外側為三疊系涅如組和侏羅系陸熱組（黃勇等，2019；付建剛等，2020，2021）。巖體花崗巖大致包括了二云母花崗巖、白云母花崗巖和鈉長石花崗巖等巖性（付建剛等，2020）。該巖體的偉晶巖少部分侵入淡色花崗巖中，大部分則沿著花崗巖體邊緣分布，是稀有金屬元素富集的主要地質體（黃勇等，2019；付建剛等，2020，2021；秦克章等，2021）。

3 樣品和分析方法

本次研究采集的拉隆花崗質偉晶巖出露于拉隆淡色花崗巖體南緣，位于拉隆寺正北方向約8千米處（90°42′27.26″E，28°24′54.41″N）。通過野外觀察，該偉晶巖可劃分為邊部帶、過渡帶和核部帶三部分，本次研究對不同相帶的偉晶巖樣品分別進行了采樣。

鈮鐵礦族礦物的主量和微量元素成分以及鈮鐵礦U-Pb同位素定年測試均在南京大學內生金屬礦床成礦機制研究國家重點實驗室完成。鈮鐵礦族礦物和其它賦存礦物的主量元素測試使用了JEOL JXA-8100M電子探針（EPMA），測試加速電壓為15 KV，束流為20 nA，束斑直徑為1 μm。礦物主要元素和次要元素的峰位時間分別設定為10 s和20 s，背景測定時間為峰位時間的一半。分析使用了以下標樣：白鎢礦（W）、合成金（Nb、Ta、Sc金屬）、金紅石（Ti）、錫石（Sn）、黑云母（Fe）、鐵橄欖石（Mn）。實驗數據采用ZAF校正方法統一校正（Xie et al., 2018）。

鈮鐵礦族礦物的微量元素和U-Pb同位素測試使用了激光剝蝕電感耦合等離子體質譜（LAICP-MS），其中激光剝蝕系統為澳大利亞科學儀器公司（ASI）的Resolution S155型193 nm ArF 準分子激光器，質譜儀主體為美國ThermoFisher 公司生產的iCAP Q四級桿等離子質譜儀（Che et al.，2015）。激光剝蝕的束斑直徑為43 μm，頻率為4 Hz，能量密度為7.38 J/cm2。U-Pb定年的標樣為Coltan 139（TIMS年齡：506.6±2.4 Ma, Melcher et al.,2015）；微量元素校正時采用NIST SRM 610為外標，Mn為內標。數據處理以及U-Pb年齡計算采用了ICPMSData Cal軟件進行數據處理和分析（Liu et al., 2008）。

4 分析結果

4.1 拉隆偉晶巖分帶與巖相學特征

根據造巖礦物的種類將拉隆偉晶巖脈分為三個帶（圖2），分別為邊部帶（糖粒狀鈉長石帶）、過渡帶（石英—長石—白云母帶）以及核部帶（塊狀石英—鉀長石帶）。它們的巖石特征和礦物組合分述如下：

（1）邊部帶（糖粒狀鈉長石帶）

邊部帶（糖粒狀鈉長石帶）位于偉晶巖脈的最外側，并與圍巖黑云母片巖（以石英、鈉長石、黑云母和次生的綠泥石為主要礦物）接觸（圖2）。該帶的巖石新鮮色為灰白色，塊狀結構，主要造巖礦物為石英（~50 vol%）、鈉長石（~45 vol%）、白云母（~5 vol%）（圖3a，b）。其中鈉長石呈糖粒狀結構，顆粒大小為100~400 μm，粒徑大于200 μm的鈉長石可見發育有聚片雙晶（圖3a）。主要副礦物有貝塔石、鈮鐵礦族礦物、鋯石、褐釔鈮礦、燒綠石等（圖3c-f）。其中貝塔石、褐釔鈮礦、燒綠石等數量稀少，自形程度差，賦存于造巖礦物或其它礦物的晶體間隙或晶體內部（3c-f）。

圖3 拉隆花崗質偉晶巖邊部帶（糖粒狀鈉長石帶）的顯微照片（a-b）和特征礦物的背散射電子圖像（c-f）Fig. 3 Photomicrographs (a, b) and backscattered electron (BSE) images (c-f) of minerals in the wall zone (sugar-granulated albite zone)of the Lalong granitic pegmatite

（2）過渡帶（石英—長石—白云母帶）

過渡帶（石英—長石—白云母帶）位于偉晶巖邊部帶的內側（圖2）。該帶內的巖石新鮮色為灰白色或肉紅色，塊狀構造，主要造巖礦物包括鉀長石（~30 vol%）、石英（~30 vol%）、鈉長石（~25 vol%）、白云母（~15 vol%）。其中一些鉀長石與石英共同形成文象結構（圖4b），鈉長石發育有聚片雙晶或卡鈉復合雙晶，雙晶有時可見扭折現象（圖4a）。副礦物主要有鈮鐵礦、鉭鐵礦、獨居石、鋯石、磷灰石、貝塔石等（圖4c-f），其中貝塔石粒徑約150 μm，自形程度差。

圖4 拉隆花崗質偉晶巖過渡帶（石英-長石-白云母帶）巖石薄片的顯微照片（a, b）和特征礦物的背散射電子圖像（c-f）Fig. 4 Photomicrographs (a, b) and backscattered electron (BSE) images (c-f) of minerals in the intermediate zone (quartz-feldsparmuscovite zone) of the Lalong granitic pegmatite

（3）核部帶（塊狀石英—鉀長石帶）

核部帶（塊狀石英—鉀長石帶）位于偉晶巖的中心，邊部與過渡帶接觸（圖2）。該帶內的巖石為淺紅色，具偉晶結構（圖5a，b）。在露頭上，有些地方發育分米級的石英晶洞。該帶巖石的主要造巖礦物為鉀長石（~60 vol%）和石英（~40 vol%）。鉀長石的粒度粗大，呈肉紅色，晶體粒徑可達2 mm以上，呈半自形狀，個別晶體發育有卡斯巴雙晶或格子雙晶（圖5c，d）。副礦物包括綠柱石和燒綠石族礦物。綠柱石較為自形，呈六方短柱狀，晶柱截面寬最大可達5 cm。一些柱狀綠柱石晶體比較透明，雜質少，達到了寶石級礦物的篩選標準。燒綠石自形程度差，粒度為20~40 μm，主要出現在石英和鉀長石的間隙中。

圖5 拉隆花崗質偉晶巖核部帶（塊狀石英—鉀長石帶）巖石標本（a, b）和薄片的顯微照片（c, d）Fig. 5 Photos (a, b) and photomicrographs (c, d) of rock samples in the core zone (quartz-K-feldspar zone) of the Lalong granitic pegmatite

4.2 鈮鐵礦族礦物的礦物學特征

鈮鐵礦族礦物在拉隆花崗質偉晶巖中作為鈮和鉭最主要的賦存礦物，主要分布于過渡帶中（圖6a，b），顆粒粒徑約為20~300 μm，多呈自形或半自形狀，包裹于白云母中，或沿著鈉長石、石英、白云母的晶間生長，有些與燒綠石族礦物共生。

圖6 背散射電子圖像顯示拉隆花崗質偉晶巖中鈮鐵礦族礦物的賦存狀態和內部結構Fig. 6 Backscattered electron (BSE) images of columbite-group minerals in the intermediate zone (quartz-feldspar-muscovite zone) of the Lalong granitic pegmatite

根據鈮鐵礦族礦物的產狀，可分為兩類。第一類鈮鐵礦族礦物質地均一，自形程度好，粒徑多為100~200 μm，晶體內部缺少內部結構（圖6b，d）。這一類鈮鐵礦族礦物的成分較為均一，Ta#[Ta/(Ta+Nb)]的范圍為0.08~0.36，Mn#[Mn/(Mn+Fe)]的范圍為0.15~0.35，在鈮鐵礦族礦物成分四方圖解中分布于左下角，均屬于鉭含量較低的鈮鐵礦（圖7；表1）。

表1 拉隆花崗質偉晶巖中鈮鐵礦族礦物的主量（wt%）元素成分Table 1 Major element compositions (wt%) of columbite-group minerals in the Lalong granitic pegmatite

圖7 拉隆花崗偉晶巖中鈮鐵礦族礦物成分分類圖（底圖修改自?erny and Ercit, 1989）Fig. 7 Compositional classification of columbite-group minerals in the Lalong granitic pegmatite (modified from ?erny and Ercit, 1989)

第二類鈮鐵礦族礦物自形程度差，主要分布于第一類礦物的邊部，寬度可達10~20 μm（圖6c），或填充第一類礦物的裂隙（圖6g），或位于第一類礦物的內部直接交代原生礦物（圖6h）。在同一粒礦物顆粒的背散射電子圖像中，第二類礦物比第一類礦物更加明亮，且發育有一系列的亞顯微結構（包括韻律環帶結構、交代結構、溶蝕孔洞結構和裂隙填充結構）。這一類鈮鐵礦族礦物的元素組成變化較大，Ta#的范圍為0.45~0.60，Mn#的范圍為0.19~0.32。這些礦物在鈮鐵礦族礦物成分分類圖中分布于左上角，屬于鉭含量較高的鈮鐵礦和鉭鐵礦（圖7；表1）。

4.3 鈮鐵礦族礦物的稀土元素成分

本研究分別對兩類鈮鐵礦族礦物的稀土元素進行了測試（表2）?？傮w上看，這兩類鈮鐵礦族礦物的稀土配分模式（Sun and McDonough, 1989）相近（圖8），均為海鷗型，四分組效應不明顯。它們的LREE/HREE值相近，范圍為0.02~0.04，反映出重稀土元素富集而輕稀土元素相對虧損的特征。Eu負異常表現強烈，δEu的范圍小至0.001~0.02。

表2 拉隆花崗質偉晶巖中鈮鐵礦族礦物的微量（×10-6）元素成分Table 2 Trace element compositions (×10-6) of columbite-group minerals in the Lalong granitic pegmatite

圖8 拉隆花崗質偉晶巖鈮鐵礦族礦物的稀土元素配分曲線（球粒隕石標準化數據引自Sun and McDonough, 1989）Fig. 8 Chondrite-normalized REE patterns of columbite-group minerals in the Lalong granitic pegmatite (chondrite normalized data from Sun and McDonough, 1989)

與此同時，第二類礦物比第一類礦物更加富集稀土元素。測試的第一類礦物稀土元素成分最低為155×10-6，最高為359×10-6，平均值為246×10-6；測試的第二類礦物稀土元素成分最低為557×10-6，最高為1184×10-6，平均值為849×10-6。

4.4 鈮鐵礦U-Pb定年

單顆粒礦物分選得到鈮鐵礦族礦物晶體較大，成分均一，根據成分判別屬于第一類鈮鐵礦族礦物，是U-Pb同位素測年的理想對象。本研究選擇了16個成分均一的鈮鐵礦顆粒（Ta#<0.15）進行 U-Pb同位素測年，以獲得鈮鉭成礦的時代。通過對這些鈮鐵礦的U-Pb同位素測量（圖9，表3）。結果顯示207Pb/235U的比值范圍為0.0203（1σ=0.0009）~0.0299（1σ=0.0009），指示的年齡范圍為20.6±0.9~30.1±0.8 Ma。206Pb/238U的比值范圍為0.0034（1σ=0.0001）~0.0035（1σ=0.0001）,指示的年齡范圍為21.7±0.3~23.8±0.4 Ma。將這些數據點投入207Pb/235U—206Pb/238U年齡圖中（圖10），得出鈮鐵礦的形成年齡為22.3±0.3 Ma。

表3 拉隆花崗質偉晶巖中鈮鐵礦U-Pb同位素數據和年齡Table 3 U-Pb isotopic data of ferrocolumbite grains in the Lalong granitic pegmatite

圖9 拉隆花崗質偉晶巖第一類鈮鐵礦族礦物單顆粒BSE圖像（紅色圓圈為U-Pb同位素定年位置）Fig. 9 BSE images of the type I columbite-group grains in the Lalong granitic pegmatite for U-Pb isotopic dating(red circles indicating LA positions)

圖10 拉隆巖體花崗質偉晶巖中鈮鐵礦U-Pb定年諧和線圖Fig. 10 U-Pb dating diagram of ferrocolumbite minerals in the Lalong granitic pegmatite

5 討論

5.1 鈮鐵礦族礦物指示兩期成礦

鈮鐵礦族礦物集中分布于拉隆巖體偉晶巖過渡帶中，根據第二類鈮鐵礦族礦物對第一類鈮鐵礦族礦物的交代和改造作用（圖6c-h）可知，它們是先后兩個成礦期次結晶的產物。單礦物顆粒質地均一，鉭含量較低的鈮鐵礦（即第一類礦物）先結晶，隨后成分不均一，富鉭的鈮鐵礦和鉭鐵礦（即第二類礦物）結晶。相對于第一類礦物較好的晶形和均一的元素組成，第二類礦物多為它形，Ta#變化較大，內部發育有特殊的亞顯微結構（即韻律環帶結構、交代結構、溶蝕孔洞結構和裂隙填充結構），指示了這兩類鈮鐵礦族礦物形成于不同的環境。

韻律環帶結構是指礦物的元素組成（或者物理性質）自核部向邊緣呈周期性變化的結構（張愛鋮等，2004）。在本研究中，第一類礦物邊緣（或核部）常被自形程度較差的第二類礦物包裹（或交代），并在接觸界線附近發育邊緣平直，明暗相間的條紋。環帶中亮帶的寬度明顯大于暗帶，并且二者的寬度有向結晶方向增加的趨勢（如圖6f）。主量元素分析結果表明，韻律環帶的明暗與Nb和Ta的相對含量有關（Nb相對富集時產生暗色條紋，反之亦然），但Fe和Mn的相對含量在環帶中變化不大。

鈮鐵礦族礦物的韻律環帶結構常在稀有金屬花崗巖和偉晶巖中廣泛出現（Lahti, 1987；王汝成等，1996；Belkasmi and Cuney, 1998；Sarbajna et al., 2000；Tindle and Breaks, 2000；Huang et al., 2002）。盡管對其成因有多種解釋，如鈮鐵礦族礦物的不完全互溶，流體成分的振蕩性改變，超臨界流體導致結晶體系的混亂（Barsanov et al., 1971；Sarbajna et al.,2000；Norton and Dutrow, 2001；張愛鋮，2004）。但學界一般認為，韻律環帶的出現是巖漿作用的產物（張愛鋮，2004；Linnen and Cuney, 2005；van Lichtervelde et al., 2007；熊欣等，2021）。

交代結構是指晚期形成的礦物對早期形成的鈮鐵礦族礦物進行了交代和改造，并在晚期礦物的內部保留有可指示該過程的痕跡（張愛鋮等，2004）。在本研究中，第二類礦物的晶體外緣，常有形狀復雜，具不規則明暗變化的條帶（圖6g）。此外，少量第一類礦物的核部被交代形成了第二類礦物（圖6h），且向外過渡為韻律環帶結構（圖6h）。值得一提的是，第二類礦物中的一些韻律環帶結構可被交代結構所截切（圖6g），顯示了晚期交代作用對韻律環帶結構的破壞和改造。

交代結構被認為是在巖漿演化末期，流體對前期形成的礦物交代和結晶所留下的典型結構（Jahns and Burnham,1969；Foord,1976；Lahti, 1987）。鉭鐵礦中的交代結構在中國新疆可可托海1號和3號偉晶巖脈（張愛鋮等，2004；Yin et al., 2015）和四川扎烏龍偉晶巖脈（熊欣等，2021）中均有報道，是富集流體的熔體晚期結晶的產物。在福建南平31號偉晶巖中（Rao et al., 2009），晚期結晶的鉭鐵礦呈網狀切穿早期結晶的晶體，也是流體參與并改造了早期鈮鐵礦和鎢鐵礦的證據。

溶蝕孔洞結構普遍發育于第一類礦物的內部，按數量和孔洞的直徑可分為兩類。第一類孔洞在切面上多為圓形（少數為橢圓形或不規則狀），直徑較小，呈串珠狀分布于第一類礦物的內部（圖6e）。這類孔洞對周圍礦物產生了溶蝕作用，但孔洞內部并沒有新的礦物結晶。第二類孔洞的直徑較大，形狀不規則，孤立地分布于第二類礦物的核部（圖6h）。這類孔洞可能是成礦晚期流體運移的主要通道，為第二類礦物形成提供了反應介質。

裂隙填充結構常見于第一類礦物的內部。這些裂隙大多平直，較細（寬度<1 μm），彼此近似平行，并與晶面垂直，可延伸至晶體核部，甚至切穿整個晶體（圖6g）。裂隙內部均被第二類礦物所填充。在裂隙與第一類礦物晶面匯聚處的晶面外側，韻律環帶往往被切穿，形成指向裂隙的“V”字形結構，顯示了流體對裂隙的填充晚于第二類礦物韻律環帶的形成（圖6d）。鉭鐵礦呈脈狀填充也暗示了這些流體的高流動性（Rao et al., 2009；楊晗等，2021）。

除了這些鈮鐵礦族礦物中發育的亞顯微結構，拉隆巖體偉晶巖帶中還伴生有蝕變礦物（例如邊部帶中的褐釔鈮礦、燒綠石，邊部帶和過渡帶中都有的貝塔石，圖3c，e，f；圖4，c）。

綜上，拉隆巖體偉晶巖脈中的兩類鈮鐵礦族礦物是在兩個期次下分別形成的，反映了兩個不同成礦作用階段。第一期成礦，受控于巖漿作用，結晶出自形程度好，成分較均一，鉭含量低的鈮鐵礦晶體，第二期成礦受到巖漿作用和巖漿—熱液共同作用的影響，結晶出自形程度較差的相對富鉭的鈮鐵礦和鉭鐵礦晶體，它們發育有四類內部結構，并對先期形成的鈮鐵礦進行了交代和改造。

5.2 拉隆巖體偉晶巖的成礦因素

鈮鐵礦族礦物的主微量元素特征對于研究稀有金屬花崗巖的形成和演化有著重要的參考價值（?erny et al., 1985，1986；Tindle et al., 1998，2000；Zhang et al., 2004；Rao et al., 2009）。在巖漿演化后期，隨著巖漿的進一步分異和熱液作用的參與，鈮鐵礦族礦物從富鈮的成分向富鉭方向轉變（?erny et al., 1985；González et al., 2017）。本研究中第一期成礦的鈮鐵礦Ta#的變化范圍為0.08~0.34，第二期成礦的鉭鐵礦（和少量富鉭的鈮鐵礦）Ta#的變化范圍為0.45~0.60，顯示了鉭含量的跳躍性變化和進一步富集的趨勢。第一期鈮鐵礦Mn#的變化范圍為0.15~0.35，第二期鈮鐵礦和鉭鐵礦Mn#的變化范圍為0.19~0.32，二者沒有顯著性區別，反映了鈮鐵礦族礦物結晶過程中Mn#近似不變的演化趨勢。這種趨勢可被歸納為“綠柱石型”鈮鉭礦床的演化模式（Graupner et al., 2010），具備高分異型稀有金屬花崗巖在巖漿演化晚期的特點，可能受到了早期的結晶分異和末期的巖漿—熱液演化的共同影響（Linnen and Cuney, 2005；Linnen et al.,2014）。

本研究中兩個不同階段形成的鈮鐵礦族礦物稀土元素配分模式基本相似，配分曲線總體呈海鷗型，四分組效應不明顯，Eu表現出的強烈負異常（δEu低至0.02或更?。?，LREE/HREE值反映出重稀土元素富集而輕稀土元素相對虧損的特征。這種稀土元素配分模式指示了其成礦母巖（也就是淡色花崗巖）經歷了充分的巖漿演化和結晶分異作用，是高分異型花崗巖（Graupner et al., 2010）。Eu的極度虧損以及LREE的缺少，是巖漿演化中早期礦物（特別是斜長石）結晶和脫離巖漿體系的結果，也可能是成礦母巖經歷了多次熔融、運移和再結晶的過程（吳福元等，2015；Wu et al., 2020）。第二類礦物的稀土含量比第一類更高，說明第二期成礦過程中熱液作用可能促進了稀土元素在鈮鐵礦族礦物中的富集，但是這一過程并不改變稀土元素的配分模式。

鈮和鉭作為強不相容元素，一般在高分異巖漿演化晚期富集（Linnen and Cuney, 2005），并結晶出礦物（Linnen, 1998; Linnen et al., 2014）。喜馬拉雅地區廣泛分布著淡色花崗巖體（如吳福元等，2015），這些巖體多為過鋁質花崗巖，具有異地侵位的特征，形成時經歷了高度的結晶分異作用，微量元素Eu呈負異常，屬于高分異型花崗巖（如吳福元等，2017；Wu et al., 2020）。這些高分異型花崗巖中陸續發現了鈮和鉭等稀有金屬的成礦（如王汝成等，2017，2020）。鈮和鉭的成礦多集中于淡色花崗巖的邊部或偉晶巖中，所形成的礦物包括鈮鐵礦—鉭鐵礦、燒綠石—細晶石、鈮鐵金紅石、褐釔鈮礦和重鉭鐵礦等，成礦潛力大（王汝成等，2017）。

以拉隆巖體東側錯那洞巖體為例，該巖體的主體為高分異型淡色花崗巖，結晶出以鈮鐵礦和鉭鐵礦為主的礦物，偶見重鉭鐵礦，成礦過程中鈮鐵礦族礦物的Ta#逐步增加而Mn#相對穩定（Xie et al.,2020）。此外，錯那洞巖體二云母花崗巖的微量元素配分曲線也顯示出顯著的Eu元素負異常（Xie et al., 2020）。錯那洞巖體與拉隆巖體鈮鐵礦族礦物的礦物類型、元素組成和成礦期次均具有高度相似性，暗示了喜馬拉雅帶內高分異型花崗巖稀有金屬成礦存在普遍規律。

拉隆巖體鈮和鉭的成礦過程還可以與新疆可可托海3號偉晶巖脈（張愛鋮，2004；Zhang et al., 2004）、福建南平31號花崗偉晶巖脈（Rao et al., 2009）、加拿大紅十字湖偉晶巖（?erny et al.,1986）、澳大利亞Wodgina礦體（Sweetapple and Collins, 2002）、津巴布韋Bikita礦體（Cooper, 1964；Martin, 1964）、俄羅斯科拉半島的Kholmozerskoe礦體（Gavrilenko, 2001）等做類比。這些礦床的主體均為高演化型花崗巖或偉晶巖，造巖礦物以以石英、長石、云母族礦物為主，副礦物包括綠柱石、石榴子石、燒綠石超族礦物等。鈮鐵礦族礦物的稀土元素配分模式顯示出強烈的Eu負異常，是花崗質巖漿在巖漿演化末期的重要特征。

5.3 高喜馬拉雅地區的鈮鉭成礦潛力

喜馬拉雅淡色花崗巖的年齡可以分為三個期次（吳福元等，2015；Wu et al., 2020）：原喜瑪拉雅期（46~25 Ma）、新喜馬拉雅期（25~14 Ma）和后喜馬拉雅期（14~7 Ma）。在高喜馬拉雅地區，淡色花崗巖多在新喜馬拉雅期和后喜馬拉雅期形成，對應于印度板塊向北碰撞造山后的拆沉過程和青藏高原的大規模隆升（吳福元等，2015；Wu et al.,2020）。本研究中的鈮鐵礦定年結果為22.3±0.3 Ma，也就是拉隆巖體鈮和鉭的成礦年齡對應于新喜馬拉雅期。

在高喜馬拉雅帶內，距離拉隆巖體不遠的錯那洞巖體和洛扎巖體等也存在鈮—鉭成礦作用（如王汝成等，2017，Xie et al., 2020）。錯那洞巖體的鈮鉭成礦年齡為17.4±0.2 Ma、17.2±0.3 Ma和14.4±0.5 Ma（Xie et al., 2020）。洛扎巖體鋯石U-Pb年齡為17.8 ±0.1 Ma（黃春梅，2013）。歸納起來可以看出，高喜馬拉雅帶東側以鈮和鉭為代表的稀有金屬礦化時間（或富含稀有金屬的淡色花崗巖的成巖時間）大多屬于新喜馬拉雅期。

高喜馬拉雅地區的淡色花崗巖具有較大的稀有金屬成礦潛力（王汝成等，2017），并可能成為我國未來重要的鈮鉭成礦帶之一。在高喜馬拉雅帶，以拉隆巖體和錯那洞巖體等為代表的高分異型淡色花崗巖體在新喜馬拉雅期經歷了巖漿活動和熱液活動，為鈮鉭礦的形成提供了條件。這些巖體還都表現出兩期成礦的特點。這種鈮鉭礦的成礦模式，可能也在該區域內的其它同期形成的淡色花崗巖體中存在，可為未來高喜馬拉雅地區礦產資源調查提供參考。

6 結論

拉隆巖體邊部偉晶巖中的鈮鐵礦族礦物主要分布于過渡帶（石英—長石—白云母帶）中。鈮鉭成礦過程可分為兩期，第一期為單礦物顆粒成分較均一，鉭含量較低的鈮鐵礦，是巖漿作用的產物；第二期為成分不均一，鉭含量較高的鈮鐵礦和鉭鐵礦，礦物中發育有韻律環帶、交代結構、溶蝕孔洞結構和裂隙填充結構等內部結構，成礦過程受到了巖漿和巖漿—熱液的共同作用，并對前期形成的鈮鐵礦進行了交代和改造。兩期形成鈮鐵礦族礦物的稀土元素配分模式相似，只是第二期礦物的稀土元素含量稍高，表明流體作用對稀土元素配分的影響有限。這些鈮鐵礦族礦物的LREE虧損，HREE富集，表現出強烈的Eu負異常，指示了成礦母巖經歷了一系列的巖漿演化和分異結晶，是一類高分異型花崗巖。鈮鐵礦的U-Pb年齡為22.3±0.3 Ma，為該巖體鈮鐵礦族礦物的成礦年齡。高喜馬拉雅帶內分布著多個淡色花崗巖體，它們的巖石類型相似，成巖年齡接近。拉隆巖體鈮鐵礦族礦物的發現，指示了該區域內新喜馬拉雅期結晶的多個淡色花崗巖體具有從巖漿到熱液不同階段成礦的潛力。拉隆巖體中鈮鐵礦族礦物的賦存狀態和兩期次成礦模式，也為未來該區域稀有金屬礦產資源的勘探和研究提供了線索。

致謝：感謝指導老師南京大學王汝成教授給予的各方面指導和幫助。感謝南京大學謝磊教授在野外采樣和室內分析方面給予的指導，以及對本稿件的精心審閱。感謝南京大學胡歡副教授、車旭東副教授、劉晨和湯志敏同學對本項研究提供的幫助。感謝南京大學張文蘭高級工程師對相關測試分析的大力支持。感謝中國科學院地質與地球物理研究所吳福元院士及他的團隊成員在野外科考期間給予的關照。感謝兩位審稿人對本論文的評閱和建議。