拉薩地塊南緣大竹卡組富銫硅質角礫巖的發現及其地質意義*

賈 敏，謝富偉**，白 云，徐煜昕，邱澤航，韓警銳

(1 成都理工大學地球科學學院，四川成都 610059；2 四川水利職業技術學院，四川成都 611231)

銫具有優良的光電特性和強烈的化學活動性，在全球定位衛星、夜視設備中得到廣泛應用（黃萬撫等，2003；毛景文等，2019），被多個國家列入關鍵金屬清單，同時也是中國的短缺礦種（李建武等，2023）。銫礦床類型主要有花崗巖型、花崗偉晶巖型、巖漿熱液型、鹽湖型、花崗巖風化殼型、地下鹵水型和硅華型（鄭綿平等，1995；董普等，2005；陳炳翰等，2023）。中國的銫礦資源主要分布在新疆、江西、湖北、西藏等地，大部分銫礦床形成時代集中在中生代和新生代（陳炳翰等，2023）。

青藏高原熱泉分布廣泛，地熱水活動強烈，形成了眾多現代的熱泉型銫硅華礦床，如搭格架、谷露等。前人對銫硅華礦床形成時代、礦物組成、結構構造、銫的賦存狀態和成因機制等進行了系統研究（趙元藝等，2006a；2006b；2006c；2007；2008；2010；王香桂等，2011）。西藏銫硅華礦床的形成總體可以描述為：在印度—亞洲大陸碰撞的背景下，加上西藏古大湖的泄水所引起地殼減負回彈，使幔源或殼源物質上涌和侵位，從而形成殼內熔融層（李振清等，2005）。由于殼內熔融層的多次活動，開始了較大規模的熱水活動和成礦作用，形成了大量硅華。趙元藝（2006c）認為硅華中的銫來自深部地殼熔融層，硅主要來自圍巖。然而，這些殼內熔融層何時形成尚無定論，銫硅華礦床銫的來源還有待進一步研究。

最近，筆者團隊在拉薩地塊南緣大竹卡組中發現了一層富銫硅質角礫巖的層位。本文對該角礫中挑選出來的巖漿鋯石開展了LA-ICP-MS U-Pb 測年和鋯石Hf 分析，并結合硅質角礫巖的Sr-Nd 同位素地球化學和主、微量元素地球化學研究，探討了富銫硅質角礫巖的形成時代、成因以及銫的來源，證實了始新世—中新世期間，拉薩地塊南緣存在一期富銫巖漿-熱水流體的活動，研究成果對西藏銫礦床的成礦理論及找礦勘探有重要意義。

1 地質背景

研究區大地構造位置位于拉薩地塊南緣中段（圖1a；Zhu et al., 2013），出露的地層主要為麻木下組、比馬組、楚木龍組、塔克那組、昂仁組、秋烏組、大竹卡組和第四系（圖1b）。構造主要為近東西向逆斷層、北西向-南東向平移斷層和北東向-南西向正斷層（圖1b）。研究區的火山-巖漿活動頻繁，侵入巖和火山巖均較為發育。侵入巖有早白堊世閃長巖、晚白堊世黑云母花崗閃長巖、始新世黑云石英二長閃長巖、漸新世黑云母花崗巖和黑云堿長花崗巖。

圖1 拉薩地塊區域構造圖（a，修改自Zhu et al.,2013）和拉薩地塊南緣大竹卡組富銫硅質角礫巖研究區地質簡圖（b，修改自朱杰等，2003）1—第四系；2—大竹卡組；3—秋烏組；4—昂仁組一段；5—塔克那組；6—楚木龍組；7—比馬組；8—麻木下組；9—黑云堿長花崗巖；10—黑云母花崗巖；11—黑云石英二長閃長巖；12—黑云母花崗閃長巖；13—閃長巖；14—地質界線；15—不整合地質界線；16—正斷層；17—逆斷層；18—平移斷層及斷層；19—河流；20—采樣位置Fig.1 Regional tectonic setting of Lhasa Block(a,modified from Zhu et al.,2013)and geological map of the cesium-rich siliceous breccia research area of the Dazhuka Formation,southern margin of Lhasa Block(b,modified from Zhu et al.,2003)1—Quaternary;2—Dazhuka Formation;3—Qiuwu Formation;4—The first member of Angren Formation;5—Takena Formation;6—Chumulong Formation;7—Bima Formation;8—Mamuxia Formation;9—Biotite alkali feldspar granite;10—Biotite granite;11—Biotite quartz monzonite diorite;12—Biotite granodiorite;13—Diorite;14—Geological boundaries;15—Unconformable geological boundary;16—Normal fault;17—Reverse fault;18—Strike slip fault and fault;19—River;20—Sampling location

大竹卡組（E3N1d）為沿雅魯藏布江分布的一套雜色的砂礫巖沉積，總體屬濱湖相磨拉石堆積建造（劉寶珺等，1990；林壽洪，2012），其孢粉形成時代為漸新世—中新世（李建國等，2009），與下伏老地層皆呈角度不整合接觸（圖1b）。本文研究對象硅質角礫巖位于大竹卡組的中上部（圖2；朱杰等，2003），地表出露寬度約200 m，厚度約40 m，出露面積約1200 m2。

圖2 大竹卡組地層剖面柱狀圖（據朱杰等，2003修改）Fig.2 Stratigraphic column of the Dazhuka Formation(modified from Zhu et al.,2003)

2 樣品采集與分析方法

本文研究樣品采自拉薩地塊南緣謝通門地區大竹卡組（圖3a~d），硅質角礫巖多呈渾圓狀分布在砂礫巖中，風化面呈黃灰色，新鮮面呈深灰色（圖3b~d）。本文所用樣品首先在野外地質調查中從砂礫巖中挑選出硅質角礫巖，室內對角礫巖表皮進行切割，以未風化的深灰色硅質角礫巖為研究對象。將新鮮硅質角礫巖進行破碎，采用重液分選挑出鋯石單礦物，并制靶、固化后打磨拋光使鋯石內部結構暴露，并進行反射光、透射光、陰極發光（CL）照相。此外，另一部分樣品研磨至200 目粉末用于元素和同位素地球化學分析。

圖3 拉薩地塊南緣大竹卡組硅質角礫巖野外露頭照片a.大竹卡組富銫硅質角礫巖露頭；b和c.大竹卡組富銫硅質角礫巖風化面；d.大竹卡組富銫硅質角礫巖新鮮面Fig.3 Field photos of siliceous breccia in the Dazhuka Formation at the southern margin of Lhasa Blocka.Field photos of siliceous breccia in the Dazhuka Formation;b and c.Weathering surface of siliceous breccia in the Dazhuka Formation;d.Fresh surface of siliceous breccia in the Dazhuka Formation

鋯石U-Pb 定年測試在中國地質大學（北京）科學研究院地質過程與礦產資源國家重點實驗室完成。采用Agilent 7500a四極桿（Q）LA-ICP-MS和Neptune多集電極(MC)ICP-MS 結合193 nm 準分子ArF 激光燒蝕系統(GeoLas Plus)同時測定鋯石U-Pb年齡。激光光斑直徑為32 μm，頻率為8 Hz。以He為載氣，Ar為補償氣。采用NIST610 玻璃對儀器進行優化。以鋯石91500為外標，以鋯石GJ1為監測樣品。每個點分析時間為100 s，包括大約20 s的背景采集和50 s的樣本數據采集；每5次分析之后，會有兩次對91500鋯石的分析。使用ICP-MS DataCal軟件離線處理時間分辨譜（Liu et al., 2010）。使用Isoplot/Ex_ver3 進行繪制協和年齡曲線圖和加權平均計算。

主、微量元素測試在南京聚譜檢測科技有限公司完成。先稱取部分全巖粉末酸溶消解制成溶液，取一部分適當稀釋，以溶液霧化形式送入Agilent 7700x ICP-MS測定微量元素；再取一部分適當稀釋，以溶液霧化形式送入Agilent 5110 ICP-OES測定除Si以外的主量元素（即Na、Mg、Al、P、K、Ca、Ti、Mn、Fe）；再稱取部分全巖粉末進行堿溶消解，取一部分適當稀釋，以溶液霧化形式送入Agilent 5110 ICP-OES 測定Si 元素。微量元素和稀土元素測定采用電感耦合等離子體質譜法(ICP-MS)，在Agilent 7700x ICP-MS儀器上完成，將細碎好的樣品用酸溶法制成溶液，然后在等離子質譜儀上進行測定。含量大于50×10-6的微量元素，偏離度<5%；含量介于(5~50)×10-6的微量元素，偏離度<10%；含量介于(0.5~5.0)×10-6的微量元素，偏離度<20%。

鋯石的Lu-Hf 同位素在南京聚譜檢測科技有限公司完成，Lu-Hf 同位素的測點與鋯石LA-ICP-MS U-Pb 測點相同，使用儀器為Neptune multicollector ICP-MS 配備Geolas-193 激光剝蝕系統。分析激光束斑直徑為44 μm，剝蝕頻率為8 Hz，高純度的He作載氣、Ar為補償氣，二者再進入ICP混合均勻。單個測點包括30 s 的背景采集時間和40 s 的信號采集時間。每5 個測點結束后測點一次91500、GJ-1 和Monastery 標準鋯石。詳細的分析步驟見Wu 等(2006)。分析數據的離線處理利用軟件ICP-MS DataCal(Liu et al.,2010)完成。

Sr-Nd同位素化學前處理與質譜測定在南京聚譜檢測科技有限公司完成。經過處理的樣品溶液在Ag‐ilent 7700x 四極桿型ICP-MS 上準確測定元素含量，適當稀釋后在多通道接收電感耦合等離子體質譜儀(Nu Plasma II MC-ICP-MS)上測定Sr-Nd同位素比值。測定過程中，采用86Sr/88Sr=0.1194內部校正儀器質量分餾，Sr同位素國際標準物質NIST SRM 987作為外標校正儀器漂移；采用146Nd/144Nd=0.7219內部校正儀器質量分餾，Nd 同位素國際標準物質JNdi-1 作為外標校正儀器漂移。以美國地質調查局USGS 地球化學標準巖石粉末（玄武巖BCR-2、玄武巖BHVO-2、安山巖AGV-2、流紋巖RGM-2等）作為質控盲樣，經過化學前處理與質譜測定，同位素比值結果在誤差范圍內與文獻報道值吻合(Weis et al.,2006;2007)。

3 分析結果

3.1 鋯石U-Pb測年

鋯石陰極發光（CL）圖（圖4a）顯示其粒徑不超過200 μm，晶形較好，大多數呈長柱狀，可見結晶環帶和條帶結構，部分鋯石顆粒不完整。硅質角礫巖所測鋯石Th/U 值在0.58~1.28 之間，平均為0.78，指示其為巖漿鋯石（Rubatto,2002）。

圖4 大竹卡組富銫硅質角礫巖鋯石陰極發光圖(a)及鋯石U-Pb年齡諧和圖(b)Fig.4 Cathodoluminescene images of zircons(a)and U-Pb concordia diagram of zircons(b)in cesium-rich siliceous breccia of the Dazhuka Formation,southern margin of Lhasa Block

通過對鋯石進行ICP-MC 分析，獲取了25 個點位數據（表1），其中的6 個點位年齡諧和度偏低，19個點位年齡波動范圍較小，比較集中。通過計算，206Pb/238U 年齡分布范圍為51.8 Ma~59.0 Ma，加權平均年齡為(54.92±0.75)Ma(MSWD=2.1，n=19)（圖4b），能夠代表巖漿鋯石的形成時代。

表2 大竹卡組硅質角礫巖主量元素（w(B)/%）、微量元素（w(B)/10-6）分析結果Table 2 Major(w(B)/%)and trace(w(B)/10-6)elements analytical results of siliceous breccia of the Dazhuka Formation

3.2 主量元素和微量元素

硅質角礫巖具有極高的w(SiO2)，范圍為88.34%~90.39%（平均值=89.41%），與搭格架硅華w(SiO2)相近（80.01%~91.8%，趙元藝等，2007），低于海相成因硅質巖的w(SiO2)（91.0%~98.8%，呂志成等，2004）；w(TiO2)為0.08%~0.11%（平均值=0.09%）；w(K2O)為0.65%~0.95%（平均值=0.82%）；w(Na2O)為0.08%~0.14%（平均值=0.11%）；w(Fe2O3)為2.38%~3.21%（平均值=2.67%）；w(Al2O3)為2.78%~3.62%（平均值=3.21%）；w(P2O5)為0.05%~0.06%（平均值=0.06%）；w(MgO)為0.33%~0.40%（平均值=0.37%）；w(CaO)為0.21%~0.29%（平均值=0.24%）；w(MnO)為0.01%~0.07%（平均值=0.04%）；燒失量分布在1.93%~3.07%之間。

硅質角礫巖稀土元素總量為(18.10~22.14)×10-6，平均為19.03×10-6；ΣLREE 為(14.53~20.35)×10-6，平均為17.40×10-6，ΣHREE 為(1.39~1.88)×10-6，平均為1.60×10-6，ΣLREE/ΣHREE 為10.03~11.42（平均為10.71）、(La/Yb)N為11.91~14.80（平均為13.50）；δCe 分布在0.94~0.96 之間；δEu 值為0.97~1.04，平均為1.01。硅質角礫巖微量元素含量與原始地幔相比，高場強元素（如Th、Nb、Ta 等）強烈虧損，大離子親石元素Ti相對虧損（圖5a）。從稀土元素配分模式圖（圖5b）中看出，硅質角礫巖輕稀土元素富集、重稀土元素虧損。

圖5 大竹卡組富銫硅質角礫巖微量元素原始地幔標準化圖解（a）和稀土元素球粒隕石標準化配分圖（b）Fig.5 Primitive mantle-normalized trace element diagram(a)and chondrite-normalized REE patterns(b)of siliceous breccia of the Dazhuka Formation

3.3 同位素特征

本文在12 顆開展過U-Pb 定年的鋯石上進行了Hf 同位素組成測定（表3），分析結果顯示176Hf/177Hf比值介于0.282 957~0.283 027，εHf(t)分布在7.71~10.17 之間，其兩階段Hf 同位素模式年齡介于476~633 Ma。

表3 大竹卡組硅質角礫巖鋯石Hf同位素分析結果Table 3 Hf isotope analysis of zircon in siliceous breccia of the Dazhuka Formation

硅質角礫巖Sr-Nd同位素測定結果見表4。由表中數據可看出，硅質角礫巖的(87Sr/86Sr)i比值均為正值，介于0.705 042~0.705 430，εNd(t)分布在-2.48~1.45之間，Nd兩階段模式年齡TDM2為746~1065 Ma。

表4 大竹卡組富銫硅質角礫巖Sr-Nd同位素分析結果Table 4 Sr-Nd isotope analysis of siliceous breccia of the Dazhuka Formation

4 討 論

4.1 硅質角礫巖特征及成因

4.1.1 硅質角礫巖特征

角礫巖呈深灰色，多呈棱角狀，分選差，多數角礫巖直徑集中在10~40 cm 之間，在所在層位中含量約占80%（圖3b~d）。硅質角礫巖主要表現為致密塊狀構造，結構主要為碎屑結構，少數為非晶質結構和隱晶質結構（圖6a）。

圖6 大竹卡組硅質角礫巖手標本剖光面（a）及顯微鏡下照片（b~f）a.硅質角礫巖手標本拋光面；b、c、f.巖屑照片(正交偏光)；d、e.晶屑照片(正交偏光)Qzt—石英；Pl—長石；Ser—絹云母Fig.6 Polished section of siliceous breccia hand specimen of the Dazhuka Formation(a)and Photomicrographs(b~f)a.Polished section of siliceous breccia hand specimen;b,c,f.photos of detritus(cross-polarized light);d,e.Photos of crystal pyroclast(crosspolarized light)Qzt—Quartz;Pl—Plagioklase;Ser—Sericite

碎屑成分主要由分選磨圓差的角礫狀巖屑和不規則晶屑組成。巖屑為火山碎屑巖（圖6b、c、f），晶屑成分主要為石英、長石（圖6d、e）。膠結物與角礫成分無太大差異，主要為石英、長石。由于在硅質角礫巖中挑選出的鋯石皆為巖漿鋯石，結合其碎屑形態和成分特征，硅質角礫巖原巖極有可能為火山碎屑巖。

4.1.2 硅質角礫巖成因

大竹卡組為濱湖相磨拉石堆積建造，湖相礫質扇三角洲沉積是該磨拉石盆地主要的沉積類型之一。劉寶珺等（1990）認為大竹卡組物源一方面來自于雅魯藏布縫合帶北側，礫石均以放射蟲硅質巖、凝灰質硅質巖、基性凝灰巖、安山巖、玄武巖、輝綠巖和輝長巖為主；另一方面，也來源于原大洋板塊的沉積。李建國等（2009）通過孢粉形成時代，推測大竹卡組形成于漸新世—早中新世。這期間雅魯藏布江縫合帶以北、拉薩地塊南緣主要發育的火山巖為林子宗群帕那組（52~48 Ma）（Mo et al., 2008; Lee et al.,2009）。因此，帕那組的火山碎屑巖極有可能為大竹卡組提供了部分物源?；诖瞬孪?，本文對大竹卡組硅質角礫巖進行了鋯石單礦物挑選，并獲得了大量巖漿鋯石，由于鋯石很少會受到后期蝕變或風化的影響（Hanchar et al.,2007），其形成時代能夠反映其共存巖漿熔體結晶年齡。本文獲得大竹卡組硅質角礫巖中巖漿鋯石的形成時代為(54.92±0.75)Ma，與帕那組年齡相近（51.8~52.4 Ma），證實帕那組或同期的火山碎屑巖為大竹卡組提供了部分物源。

鋯石的Hf 同位素能有效地反映巖漿的來源（Griffin et al., 2002; Beloisova et al., 2006）。本文獲得大竹卡組硅質角礫巖中巖漿鋯石的εHf(t)值介于7.71~10.17，與林子宗群火山巖相似（圖7a），反映大竹卡組硅質角礫巖原巖與林子宗群可能具有相似的源區屬性，正且高的εHf(t)值充分說明了虧損地幔物質在其成巖中的重要性。Sr-Nd同位素在探究物質來源的研究中也發揮了重要作用（Sharifi et al., 2018）。前人對硅華中的Sr-Nd 同位素研究較少，趙元藝等（2006c）利用搭格架硅華中的Sr-Nd同位素來判斷物質來源。本文大竹卡組硅質角礫巖的Sr-Nd 同位素研究結果顯示，大竹卡組硅質角礫巖與林子宗群的Sr-Nd同位素特征相似，其(87Sr/86Sr)i明顯區別于拉薩地塊南緣以上地殼來源為主的銫硅華礦床（圖7b）。

圖7 大竹卡組硅質角礫巖及林子宗火山巖樣品U-Pb年齡-εHf(t)分布圖解（a，典中組、年波組數據引自李皓揚等，2007；帕那組數據引自劉富軍等，2019；）及大竹卡組硅質角礫巖(87Sr/86Sr)i-εNd(t)圖解（b，修改自Zheng et al.,2015;林子宗火山巖的數據引自董國臣，2002；Mo et al.,2007;2008;搭格架銫硅華的數據引自趙元藝等，2006c）Fig.7 Illustration of the U-Pb age-εHf(t)distribution of siliceous breccia of the Dazhuka Formation(a,the data of the Dianzhong Formation,Nianbo Formation are quoted from Li et al.,2007;the data of the Pana Formation are quoted from Liu et al.,2019)and(87Sr/86Sr)i-εNd(t) diagram of siliceous breccia of the Dazhuka Formation (b, modified from Zheng et al., 2015; the data of the Linzizong volcanic rock are from Dong,2002;Mo et al.,2007;2008;the data of geyserite of the Targejia from Zhao et al.,2006c)

硅質巖中Fe、Mn 的富集主要與熱水的參與有關，Al 的相對富集多與陸源物質的介入相關(周永章，1990；周永章等，1994b；呂志成等，2004)，Al/(Fe+Mn+Al)比值由純水的0.01到純遠海生物成因的0.60變化。據此，Adachi 等(1986)和Yamamoto 等(1987)系統地給出了熱水沉積和非熱水沉積硅質巖在Fe-Mn-Al 圖中的位置。本文將大竹卡組硅質角礫巖的樣品數據投于Fe-Mn-Al圖（圖8a）中，可見樣品分布較為集中，均位于非熱水沉積物區，而銫硅華的樣品大部分位于熱水沉積物區，部分位于非熱水沉積物區的邊部更富鋁質的部位（趙元藝等，2007）。因此，大竹卡組硅質角礫巖并非熱水沉積成因。

圖8 大竹卡組硅質角礫巖Fe-Mn-Al圖解（a，底圖據Adachi et al.,1986；Zhou et al.,1994a；呂志成等，2004；搭格架銫硅華的數據引自趙元藝等，2007）、Cr-Zr圖解（b，底圖據呂志成等，2004）、SiO2-(K2O+Na2O)（c，王東安，1981）、SiO2-Al2O3圖解（d，王東安，1981）及林子宗群火山巖與大竹卡組富銫硅質角礫巖Cs含量柱狀圖（e，數據引自呼建雄等，2018；劉安琳，2020）1—大竹卡組硅質角礫巖；2—搭格架硅華；3—生物及其他非熱水沉積物區；4—熱水沉積物區；5—現代水成含金屬沉積物分布區；6—搭格架硅華區；7—生物成因硅質巖；8—火山成因硅質巖Fig.8 Fe-Mn-Al diagram of siliceous breccia of the Dazhuka Formation(a,basemap after Adachi et al.,1986;Zhou et al.,1994a;Lü et al.,2004;The data of Cs geyserite of the Targejia from Zhao et al.,2007),Cr-Zr diagram(b,basemap after Lü et al.,2004),SiO2-(K2O+Na2O)diagram(c,Wang,1981),SiO2-Al2O3 diagram(d,Wang,1981)and Cs content histogram of the Linzizong volcanic rock and siliceous breccia of the Dazhuka Formation(e,data cited from Hu et al.,2018;Liu,2020)1—Siliceous breccia of the Dazhuka Formation;2—Geyserite of the Targejia;3—Biological and other non-hydrothermal sediment region;4—Hy‐drothermal sediment region;5—Concentration region of modern metal-bearing hydrothermal sediments;6—Geyserite region of the Targejia;7—Biologically-deposited siliceous rocks;8—Volcano-sedimentary siliceous rocks

一般而言，Cr 主要富集在還原性的熱水沉積物中，而Zr則主要富集在碎屑成因的顆粒物中。因此，在Cr-Zr圖解中，現代熱水沉積物與其他成因沉積物應有不同的位置，且現代熱水沉積物的Cr與Zr呈負相關關系（Bostrom, 1984; 呂志成等，2004）。在Cr-Zr 圖(圖8b)中，大竹卡組硅質角礫巖與現代熱水沉積物及現代水成沉積物趨勢線不吻合，Cr 與Zr 沒有明顯的線性關系，進一步指示大竹卡組硅質角礫巖與熱水沉積無關。

硅質巖的SiO2-(K2O+Na2O)和SiO2-Al2O3圖解對其成因具有很好的指示作用（王東安，1981）。大竹卡組硅質角礫巖落于生物沉積成因區域和火山沉積成因區域之外（圖8c、d），指示了大竹卡組硅質角礫巖不具備生物沉積成因和火山沉積成因的特點。

綜上所述，大竹卡組硅質角礫巖非沉積成因，其原巖為與林子宗群帕那組同時代、相同源區屬性的火山碎屑巖。結合大竹卡組形成時代，本文認為碰撞造山初期形成于始新世的火山碎屑巖在大竹卡組沉積之前（即漸新世—中新世），經歷了一期富銫、富硅的熱液流體交代事件，熱液交代成因的硅質角礫巖被搬運至扇三角洲，進而與大竹卡組砂礫巖共同沉積。

4.2 銫的來源及找礦前景分析

大竹卡組硅質角礫巖的w(Cs)在(413~442)×10-6之間，平均約為43×10-6（表2），已達到邊界品位，接近工業品位。銫在地殼中的豐度為3×10-6，在地幔中的含量則小于0.3×10-6（劉英俊，1984），相對于地殼豐度，大竹卡組硅質角礫巖中的銫富集了143 倍，如此高含量的Cs來源不明。除Cs之外，大竹卡組硅質角礫巖的w(Li)在(114~128)×10-6之間，平均為120.6×10-6，高于Li 的克拉克值(24×10-6,Rudnick et al.,2003)，Li的來源及富集機制也需進一步研究。

鑒于硅質角礫巖中巖漿鋯石U-Pb 年齡為(54.92±0.75)Ma，而大竹卡組地質時代約為漸新世—中新世（李建國等，2009），因此，與林子宗群相似源區的火山碎屑巖至少在始新世之后、中新世之前受到了富銫、富硅流體的交代。林子宗群火山巖中w(Cs)較少，平均為7.63×10-6（呼建雄等，2018；劉安琳，2020），遠不足以為大竹卡組硅質角礫巖提供足夠的Cs（圖8e），可以推測這一時期的巖漿活動并未有銫富集的現象。前人研究認為拉薩地塊南緣富銫硅華中Cs的富集與白堊紀末期—新近紀以來青藏高原多次碰撞幕的殼源重熔巖漿-熱水流體有關（鄭綿平等，1995），由于Cs的地球化學性質決定了其來源為殼源（劉英俊，1984；鄭綿平等，1995），本文發現中新世以前的富銫硅質角礫巖證實在印度—歐亞大陸碰撞造山過程中殼源巖石重熔發生了Cs的富集。這些富銫硅質角礫巖層如果在碰撞造山過程中發生重熔，可能為第四紀銫硅華礦床提供物源。

西藏的銫礦床有硅華型和鹽湖型2 種類型，大多位于高喜馬拉雅中央主斷裂及班公湖-怒江大斷裂帶之間，形成于第四紀，礦產規模大多為小到中型（鄭綿平等，1995；趙元藝，2007）。鄭綿平等（1995）據含Cs 熱水和含Cs 硅華形成的構造地球化學特征，對全區熱水Cs 含量進行分析，圈定出面積約18 萬km2的高Cs 熱水區，部分地區已經得到驗證（圖9）。本文的研究區位于銫礦Ⅰ級遠景區內，首次發現了中新世以前的銫礦化，說明拉薩地塊不僅在第四紀形成了大量的銫硅華礦床，在中新世以前也存在富銫的熱液流體活動，對西藏銫礦床的找礦勘探有重要意義。

圖9 西藏及鄰區熱水銫礦遠景預測圖（鄭綿平等，1995）1—新硅華沉積的地熱田及編號；2—老硅華沉積區及編號；3—熱水銫等值線/10-6；4—銫礦Ⅰ級遠景區；5—銫礦Ⅱ級遠景區；6—遠景區界線；7—研究區位置Fig.9 Geothermal Cs prospective areas of Tibet and neighboring regions(after Zheng et al.,1995)1—Geothermal fields deposited by new geyserite and number; 2—Old geyserite region sedimentary area and number; 3—Isoline of Cs/10-6;4—Cs ore Class Ⅰprospective area;5—Cs ore Class Ⅱprospective area;6—Boundary of the prospective areas;7—Location of study area

5 結 論

（1）大竹卡組硅質角礫巖中巖漿鋯石的形成時代為(54.92±0.75)Ma，始新世具有虧損地幔源區屬性的巖漿作用產物為大竹卡組提供了部分物源。

（2）大竹卡組富銫硅質角礫巖Sr-Nd同位素特征明顯區別于上地殼來源為主的搭格架硅華。元素地球化學研究表明大竹卡組硅質角礫巖是與林子宗群帕那組同時代、相同源區屬性的火山碎屑巖經歷富銫、富硅的熱液流體交代后形成的，與拉薩地塊南緣熱水沉積和生物沉積成因的富銫硅華有顯著差別。

（3）本文首次發現了中新世以前的銫礦化，說明拉薩地塊不僅在第四紀形成了大量的銫硅華礦床，在中新世以前也存在富銫的熱液流體活動，對西藏銫礦床的找礦勘探有重要意義。

致 謝感謝趙元藝研究員及匿名審稿專家對本文提出的寶貴意見。本文分析測試得到了中國地質大學(北京)相鵬老師和南京聚譜檢測科技有限公司李亮博士的幫助，在此一并感謝！