Zircon U-Pb age and Hf isotopic characteristics of Qushenla Formation volcanic rocks in the middle part of the Bangong Co-Nujiang suture, Tibet
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摘要:
西藏班公湖-怒江缝合带广泛分布中生代岩浆活动，对于认识特提斯洋的演化有重要的启示。班公湖-怒江缝合带中段东卡错微陆块去申拉组安山岩的锆石U-Pb测年和Hf同位素测试结果显示，其中21个测点给出的锆石206Pb/238U年龄加权平均值为110.3±0.7Ma；εHf（t）值为-5.66~1.05，二阶段Hf模式年龄为1020~1448Ma，表现出壳幔混源的特征。综合区域构造沉积演化及前人研究成果，认为东卡错微陆块内发育的去申拉组火山岩很可能与早白垩世班公湖-怒江洋壳南向俯冲消减引起的板片断离有关，并形成于板内伸展环境，其岩浆来源于聂荣微陆块成熟地壳物质发生深熔或重熔作用形成的酸性熔体与古老岩石圈地幔部分熔融产生的基性熔体的混合。
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关键词:
- LA-ICP-MS锆石U-Pb定年 /
- Hf同位素 /
- 岩浆混合 /
- 东卡错微陆块 /
- 班公湖-怒江缝合带
Abstract:Mesozoic magmatic activities are widely distributed in the Bangong Co-Nujiang suture zone in Tibet, and it is important to study them for understanding the evolution of the Tethys Ocean. This paper reports the zircon U-Pb dating and zircon Hf isotope data of the andesites of the Qushenla Formation in the Dongkaco microcontinental block of the middle Bangong Co-Nujiang suture zone. The zircon 206Pb/238U weighted age of the andesites obtained from 21 sites is 110.3±0.7Ma. Zircon Hf isotope analysis shows that the zircon εHf(t) varies in the range of -5.66~1.05, and second stage Hf model ages are 1020~1448Ma, showing the characteristics of crust-mantle mixing. Considering regional tectonic sedimentary evolution and previous research results, the authors hold that the volcanic rocks of the Qushenla Formation were probably related to the slab break-offduring southward subduction of the Bangong Co-Nujiang oceanic crust in the Early Cretaceous, and were produced in an intraplate extensional environment. The magma was derived from the mixing of acidic melt formed by deep melting or remelting of mature crustal material in Nyainrong microcontinent with basic melt formed by partial melting of ancient lithospheric mantle.
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IOCG型矿床，即铁氧化物-铜-金矿床，指铁氧化物含量大于20%的铜-金矿床，主要分布在澳大利亚、巴西、智利、加拿大、美国、南非等国及中国内蒙古、海南、四川、长江中下游等地。其一般具有规模大、品位高、元素多、埋藏浅、易采选等特点，是近年来颇受国内外矿业界、勘查界、矿床界等地质领域重视的一种矿床组合类型[1-7]。由于IOCG型矿床富含铁氧化物，常缺失硫化物，且蚀变范围广阔，地球物理特征明显(成矿区的磁场和重力效应明显，具有重力高、中-高幅磁异常为标志)。因此，高精度磁测往往是寻找IOCG矿床重要的有效手段之一。
对于磁测数据的处理和解译是找矿预测的重要环节。其中RGIS是中国地质调查局发展研究中心牵头研发的物探重磁电数据处理与解释软件系统。与国内外重磁专业数据处理软件相比，RGIS系统具有重磁数据整理齐备、规范，数据预处理功能丰富，重磁数据处理功能全面、实用，数据范围和格式广泛，输入输出方便、快捷、规范等特点。目前已成为中国用户最多、覆盖面最广、产学研多方应用率最高的物探专业软件，在各类地质矿产和油气勘查与评价工作中发挥着重要作用[8-22]。
为探讨高精度磁测在IOCG型铁矿勘查中的应用效果，本文以智利英格瓦塞铁矿为例，在矿区1:5000地面高精度磁测基础上，利用RGIS软件重点针对中部矿区的磁测数据，进行面积上延、面积下延、精测剖面下延及2.5D反演拟合处理，初步确定了矿体的空间分布，为后期地质找矿勘探工作奠定了很好的基础。同时，通过初步对比海南石碌铁矿，发现IOCG型铁矿皆具有富含铁氧化物的特征，磁场特征明显，因而该方法也可进一步推广应用于中国IOCG型铁矿勘查。
1. 区域地质背景
智利英格瓦塞铁矿位于美洲大陆西缘安第斯褶皱山系南美褶皱带构造区内中生代格拉岛弧弧前盆地。区域出露地层主要为中生界上三叠统—下侏罗统水之歌组、下白垩统大十二弦琴组和查尼拉尔组、上白垩统塞里约斯组、新生界古近系—新近系和第四系。区域构造主要由褶皱和断层构成。其中褶皱主要分布在区域西北部；区域内断裂构造相对发育，主要为SN向断层(区域阿塔卡玛断裂近SN向贯穿本区)，其次为NE向、NW向断层。区域内岩浆活动强烈，主要为燕山期中酸性侵入体，岩体贯穿区域南北，规模巨大，呈岩基产出，出露面积占区域面积30%以上。区域内矿产资源丰富，主要矿种为铜、金、铁。铁氧化物铜金型(IOCG)矿床分布广泛(图 1)。
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图 1 智利英格瓦塞铁矿中部矿区地质图(区域位置图据参考文献[1]修改)Figure 1. Geological map of the central mining area of the Incaguasi iron deposit in Chile2. 矿区地质特征
智利英格瓦塞铁矿属于IOCG型矿床，由中部、北部、西南部3个矿区构成，中部矿区是其主要部分，位于智利阿塔卡玛大区巴耶纳尔市英格瓦塞镇北西约1.5 km处，隶属英格瓦塞镇管辖。
矿区地层出露主要为中生界下白垩统大十二弦琴组(其岩性为安山岩)和第四系(冲积物)。矿区地层总体为一单斜构造，走向NE，倾向SE，倾角约为16°，局部有扭曲现象，产状略有变化。由于本区工作程度尚低，未见明显的断裂等构造。区内岩浆岩极发育，主要发育花岗闪长岩岩体、花岗斑岩岩脉及辉石角闪石岩岩体。其中，区内广泛发育花岗闪长岩，其侵入大十二弦琴组中，使地层出露分布较凌乱，同时亦侵入辉石角闪石岩岩体中，野外可见辉石角闪石岩岩体以捕虏体形式赋存于花岗闪长岩岩体中，两者之间界线清晰。辉石角闪石岩主要分布在矿区中部，局部根据含磁铁矿异同，可分为含磁铁辉石角闪石岩、磁铁角闪石岩、角闪磁铁岩。花岗斑岩岩脉主要分布在中部矿区的东北部，总体呈NW向产出，侵入于花岗闪长岩及含磁铁角闪石岩中。此外还出露少量正长岩，呈岩株产出(图 1)。
矿区目前发现4条规模较大的矿体，主要产于含磁铁辉石角闪石岩中，围岩基本为花岗闪长岩。矿体总体呈带状，走向NE，倾向NW，倾角较陡，多70°~90°，单个矿体长约几百米至上千米，宽约几十米至上百米。矿石类型可分为含磁铁辉石角闪石岩、磁铁角闪石岩，含角闪磁铁岩。矿石主要为细粒结构，块状构造。矿石矿物成分较简单，主要为磁铁矿，其次为赤铁矿，局部见孔雀石、蓝铜矿。脉石矿物以角闪、辉石为主。地表浅部围岩矿化与蚀变主要有褐铁矿化、磁铁矿化、赤铁矿化、镜铁矿化、孔雀石化、蓝铜矿化(多在岩石裂隙面发育)、高岭土化、绿泥石化等。
3. 中部矿区磁异常特征
从区域物性参数K(磁化率，单位为4π×10-6SI)和Jr(剩磁强度，单位为10-3A/m)可知，本区花岗闪长岩磁性一般为K=37.5~3046，Jr=14.74~350；花岗斑岩磁性一般为K=23.46~3792，Jr=12.24~228；磁铁角闪石岩为K=2000~120000，Jr=2000~160000；正长斑岩K=0.41~2000，Jr=0.01~30；安山岩K=5~3000，Jr=5~400；含磁铁辉石角闪石岩一般为K=10~10000，Jr=10~3000；辉石角闪石岩一般为K=0.1~1000，Jr=0.1~400。磁性最强的为磁铁角闪石岩，其次为含磁铁辉石角闪石岩，与围岩有明显的磁性差异，因此，本区采用磁法手段勘查非常有效。
根据1:5000地面高精度磁测ΔT等值线图，结合本地区地质及岩石磁性特征，有意义的异常区圈定为大于或等于1600 nT。该工区内的ΔT最大值为5173.3 nT，等值线总体呈NE向延伸。该磁异常区内含7个大于1600 nT的规模较大的磁异常圈，编号分别为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ、Ⅵ、Ⅶ(图 2)。
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图 2 智利英格瓦塞中部矿区地面磁测ΔT等值线图Figure 2. ΔT contour map of ground magnetic survey for the central mining area of the Incaguasi iron deposit in ChileⅠ号磁异常位于中部矿区的北部，异常中心ΔT最大值为3273.1 nT。该磁异常呈不规则椭圆状，长轴呈NE向，长321 m，短轴最大宽度123 m，规模为40936 m2。该磁异常东南翼等值线较密，梯度变化较大，北西翼梯度变化较小，定性判断引起该磁异常的磁性地质体呈NE走向、向NW向倾斜。
Ⅱ号磁异常位于Ⅰ号磁异常的西南部，异常中心ΔT最大值为2229.3 nT。该磁异常呈不规则椭圆状，长轴呈EW向，长轴长340 m，短轴最大宽度为97 m，规模为39856 m2。该磁异常两翼较对称，初步认定引起该磁异常的磁性地质体呈EW走向、倾角较直立。
Ⅲ号磁异常位于矿区的中西部，异常中心ΔT最大值为2423.8 nT。该异常未完全封闭，长轴呈NE向，长轴长500 m，短轴最大宽度180 m，规模为98163 m2。该异常两翼较对称，初步认定引起该磁异常的磁性地质体呈NE走向、倾角较直立。
Ⅳ号磁异常位于Ⅲ号磁异常的南部，异常中心ΔT最大值为2814.6 nT。该磁异常呈不规则长圆状，长轴呈NE向，长370 m，短轴最大宽度120 m，规模为53993 m2。该磁异常南部为负异常且梯度变化大，初步判定引起该磁异常的磁性地质体呈NE走向、向NW倾斜。
Ⅴ号磁异常位于矿区的南部，异常中心ΔT最大值为2511.3 nT。该异常呈不规则长圆状，长轴呈NE向，长190 m，短轴最大宽度64 m，规模为14396 m2。该磁异常两翼较对称，初步认定引起该磁异常的磁性地质体呈NE走向、倾角较直立。
Ⅵ号磁异常位于矿区的东南部，异常中心ΔT最大值为4339.6 nT。该磁异常呈不规则椭圆状，长轴呈NE向，长660 m，短轴最大宽度170 m，规模为75645 m2。该磁异常南部为负异常且梯度变化大，初步判定引起该磁异常的磁性地质体呈NE走向、向NW倾斜。
Ⅶ号磁异常位于矿区的东北部，异常中心ΔT最大值为5173.3 nT。该磁异常呈椭圆状，长轴呈NE向，长300 m，短轴最大宽度130 m，规模为34740 m2。该磁异常西南翼等值线较密，梯度变化较大，东北部梯度变化较小，初步判定引起该磁异常的磁性地质体呈NE走向、向NW倾斜。
4. 中部矿区磁异常解释
磁异常是各种不同性质、不同深度、不同形态、不同规模的磁性体磁场叠加在一起反应的结果。但是在原始图件上很难识别，给地质解释及验证工作带来了难度。为了进一步提高对磁异常的分辨能力，突出更多有用信息，根据测区磁异常特征和地质解释需要，利用RGIS2010对智利英格瓦塞中部矿区磁测数据进行了面积上延、面积下延、剖面下延及2.5D反演拟合处理。
4.1 面积上延解释
面积上延计算主要目的是压制浅部干扰异常或规模较小的局部异常，突出埋藏较深和规模较大的磁异常。对英格瓦塞中部矿区面积磁测分别进行了向上延拓25 m、50 m、75 m、100 m的数据处理，经统计各矿体ΔT等值线分布情况，如表 1所示。
表 1 各地磁异常上延中心变化统计结果Table 1. Statistical table of the center variation of magnetic anomalies'upward continuation磁异常编号 延拓高度/m 中心异常/nT 与原始曲线差值/nT 每25 m变化值/nT 上延解译 Ⅰ 0 3273.1 0 0 Ⅰ号磁异常区峰值衰减速度快，说明引起该异常的磁性地质体埋藏较浅，规模较小。初步认为该磁性地质体为有限延深 +25 2024.9 -1248.2 -1248.2 +50 1548.2 -1724.9 -476.7 +75 1315.1 -1958 -233.1 +100 1175.3 -2097.8 -139.8 Ⅱ 0 2229.3 0 0 Ⅱ号磁异常区峰值衰减速度较慢，说明引起该异常的磁性地质体埋藏有一定的深度，磁性体有一定的规模。初步认为该磁性地质体为有限延深 +25 1725 -504.3 -504.3 +50 1505.9 -723.4 -219.1 +75 1337.3 -892 -168.6 +100 1277 -952.3 -60.3 Ⅲ 0 2423.8 0 0 Ⅲ号磁异常区峰值衰减速度慢，说明引起该异常的磁性地质体埋藏有深度，磁性体规模较大。初步认为该磁性地质体为有限延深 +25 1934.7 -489.1 -489.1 +50 1710.4 -713.4 -224.3 +75 1557 -866.8 -153.4 +100 1443.7 -980.1 -113.3 Ⅳ 0 2814.6 0 0 Ⅳ号磁异常区峰值衰减速度较慢，说明引起该异常的磁性地质体埋藏有一定深度，磁性体有一定的规模。初步认为该磁性地质体为有限延深 +25 2000.2 -814.4 -814.4 +50 1619.5 -1195.1 -380.7 +75 1410.9 -1403.7 -208.6 +100 1283.8 -1530.8 -127.1 Ⅴ 0 2511.3 0 0 Ⅴ号磁异常区峰值衰减速度非常快，说明引起该异常的磁性地质体埋藏较浅，规模较小。初步认为该磁性地质体为有限延深 +25 1751.2 -760.1 -760.1 +50 异常消失 +75 异常消失 +100 异常消失 Ⅵ 0 4339.6 0 0 Ⅵ号磁异常区峰值衰减速度慢，说明引起该异常的磁性地质体埋藏有深度，磁性体规模大 +25 2667 -1672.6 -1672.6 +50 1933.2 -2406.4 -733.8 +75 1641.1 -2698.5 -292.1 +100 1425.8 -2913.8 -215.3 Ⅶ 0 5173.3 0 0 Ⅶ号磁异常区峰值衰减速度快，说明引起该异常的磁性地质体埋藏浅，磁性体规模大 +25 2946.1 -2227.2 -2227.2 +50 1916.3 -3257 -1029.8 +75 1352.1 -3821.2 -564.2 +100 1013 -4160.3 -338.8 从地面磁测上延25 m、50 m、75 m、100 m的ΔT等值线统计结果(表 1)明显看出，随着向上高度的增加，Ⅰ、Ⅴ磁异常中心值迅速减小，且磁异常消失，说明引起Ⅰ、Ⅴ磁异常的磁性地质体规模小，埋藏浅且为有限延深；Ⅱ、Ⅳ、Ⅶ磁异常中心值衰减较慢，且磁异常有一定的规模，说明引起Ⅱ、Ⅳ、Ⅶ磁异常的磁性地质体有一定的规模，埋藏浅且为有限延深；Ⅲ、Ⅵ磁异常中心值衰减慢，且磁异常规模较大，说明引起Ⅲ、Ⅵ磁异常的磁性地质体有一定规模，埋藏有深度且有一定的延深。
4.2 面积下延解释
向下延拓是由实测磁场向磁源方向的延拓，利用向下延拓可以处理旁侧叠加异常，将多个单独异常从叠加异常中区分出来，同时延拓也可以用于分离上下叠加异常。对英格瓦塞中部矿区面积磁测分别进行了向下延拓25 m、50 m、75 m的数据处理，其磁异常分布情况如下(图 3、图 4、图 5)。
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图 3 智利英格瓦塞中部矿区地面磁测ΔT下延25 m等值线图Figure 3. ΔT contour map with downward continuation 25 m of ground magnetic survey for the central mining area of the Incaguasi iron deposit in Chile![]()
图 4 智利英格瓦塞中部矿区地面磁测ΔT下延50 m等值线图Figure 4. ΔT contour map with downward continuation 50 m of ground magnetic survey for the central mining area of the Incaguasi iron deposit in Chile![]()
图 5 智利英格瓦塞中部矿区地面磁测ΔT下延75 m等值线图Figure 5. ΔT contour map with downward continuation 75 m of ground magnetic survey for the central mining area of the Incaguasi iron deposit in Chile从图 3可以看出，Ⅰ号、Ⅱ号、Ⅲ号、Ⅳ号、Ⅴ号、Ⅵ号磁异常中心在下延25 m时，其磁异常中心值增加速度快，说明延拓深度接近磁性地质体深度；而Ⅶ号磁异常中心在下延25 m时，其中心值增加速度快，且磁异常区及周边场源明显出现凌乱，定性分析已经接近磁性地质体场源上表。由此推断，引起Ⅶ号磁异常的磁性地质体顶板埋深在25 m左右。
从图 4可以看出，Ⅰ号、Ⅳ号磁异常中心在下延50 m时，磁异常区及周边场源明显出现凌乱，说明其已经接近磁性地质体场源上表，结合图 3推断，它们的磁性地质体顶板埋深在25~50 m之间；Ⅱ号、Ⅴ号、Ⅵ号磁异常中心在下延50 m时，磁异常区及周边场源开始出现凌乱，说明延拓深度接近磁性地质体深度；Ⅲ号磁异常中心在下延50 m时，其磁异常中心值增加速度快，说明延拓深度向磁性地质体深度靠近。
从图 5可以看出，Ⅰ号、Ⅳ号磁异常中心在下延75 m时，磁异常周围非常凌乱，证实延拓深度超过磁性地质体顶板；Ⅱ号、Ⅴ号、Ⅵ号磁异常中心在下延75 m时，磁异常区及周边场源出现明显凌乱，定性分析已经接近至磁性地质体场源上表。因此推断引起Ⅱ号、Ⅴ号、Ⅵ号磁异常的磁性地质体顶板埋深在75 m左右；Ⅲ号磁异常中心在下延75 m时，磁异常区及周边场源开始出现凌乱，说明延拓深度接近磁性地质体深度，推断引起Ⅲ号磁异常的磁性地质体顶板埋深在75 m以下。
磁异常面积下延综合表明，Ⅰ号、Ⅳ号磁性地质体顶板埋深在25~50 m之间；Ⅱ号、Ⅴ号、Ⅵ号磁性地质体顶板埋深在75 m左右；Ⅲ号磁性地质体顶板埋深在75 m以下；Ⅶ号磁性地质体顶板埋深在25 m左右。此外，地面磁测ΔT下延25 m、50 m、75 m等值线图显示，有一条NE向呈连续的串珠状的等值线，推测为一条断裂构造(TF1)。
4.3 精测剖面下延与2.5D反演拟合
通过对本区的7个异常8条(242线、246线、254线、274线、290线、292线、296线、336线)精测剖面进行曲线圆滑，高频滤波等数据处理，去掉了地表干扰和一些突跳点。利用RGIS2010对精测剖面进行向下延拓拟推断面处理和2.5D反演拟合，从下延拟推断面图和2.5D拟合结果看，8条精测剖面下延拟推与2.5D拟合结果基本一致(表 2)。
表 2 精测剖面下延拟推和2.5D反演拟合各地磁体空间分布统计结果Table 2. Statistical table of each magnetic bodies' spatial distribution by inferred profile with downward continuation and 2.5D inversion fitting线号 对应磁异常 推测磁性体顶板埋深/m 推测磁性体倾角/° 精测剖面下延拟推 2.5D反演拟合 精测剖面下延拟推 2.5D反演拟合 242 Ⅲ 118 62 75 78 246 Ⅳ 56 60 78 68 254 Ⅲ 60 55 75 75 274 Ⅱ 80 77 70 72 290 Ⅰ 37 42 75 69 292 Ⅵ 70 70 75 73 296 Ⅵ 60 80 75 70 336 Ⅶ 20 18 80 76 例如246线剖面，在对精测剖面进行向下延拓时，首先考虑到随着延拓深度的加大，在有意义的异常得到“放大”的同时，也把某些浅部的干扰或误差随着延拓深度的加大而放大，使延拓曲线发生剧烈的跳动，出现震荡现象，为克服延拓引起的震荡影响，在延拓前先对剖面异常进行“光滑”(即滤波处理)。向下延拓深度与精测剖面的取样点距(即采用数据的剖面长度)有直接关系，一般要求延拓的点距大于延拓的深度，本次取样点距为450 m。采用泊松积分公式进行向下延拓，结合向下延拓实践中出现的规律性，在向下延拓至100 m时，异常出现起伏跳动的震荡现象，就停止向下继续延拓，即到达延拓的深度。同时结合本次地面高精度磁测以大于等于1600 nT的异常确定为有意义的磁异常，推测磁性体顶部埋深56 m，倾角78°。在本剖面野外地质特征和磁异常的基础上，进行了2.5D反演拟合，剖面方位为150°，磁化强度为11271.3×10-2，模型密度为3.35 g/cm3，地磁倾角为为-26.2231°、磁偏角为-1.061°，反演结果磁铁矿体顶部埋深60 m，倾角68°。由此可见，下延拟推断面图和2.5D拟合结果基本一致(图 6、图 7)。
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图 6 智利英格瓦塞中部矿区246线精测剖面曲线及下延拟推断面图Figure 6. Fine profile curve and inferred profile with downward continuation of the 246 surveying line of the central mining area of the Incaguasi iron deposit in Chile![]()
图 7 智利英格瓦塞中部矿区246线精测剖面2.5D反演拟合剖面图Figure 7. Fine profile from 2.5D inversion fitting of the 246 surveying line of central mining area of the Incaguasi iron deposit in Chile需特别说明的是，242、246、254、274、292、336号线的2.5D反演拟合磁异常剖面曲线推测为由2个到几个不等的磁性体引起，若要开展下一步地质工作，应首先对引起磁异常峰值的磁性地质体进行验证。
5. 中国IOCG型矿床勘查简论
自20世纪70年代，在探明的澳大利亚奥林匹克坝铜-铁-金-铀矿床中发现了富铁氧化物这一新特征，受到大家的关注。Hitzman等[23]通过研究澳大利亚奥林匹克坝矿床、加拿大韦尔内克山矿床、瑞典基鲁钠铁矿、美国密苏里东南铁矿及中国白云鄂博矿床，发现它们具有富含铁氧化物矿物组合的共同特征，于1992年将其统称为元古宙铁氧化物(铜-铀-金-稀土)矿床。因该类矿床巨大的潜在经济价值和理论研究意义，也逐渐受到了中国专家学者的关注，并对IOCG矿床进行了研究现状评述[2-3, 24-27]。聂凤军等[3]认为，IOCG型矿床主要产于大陆边缘俯冲带或克拉通盆地(裂谷、张裂带)，容矿围岩多为元古宙、中生代和新生代火山-沉积岩，成矿与A型、I型或磁铁矿系列侵入岩有关，矿体主要为角砾状、脉型、浸染状或块状矿石构成，矿石矿物富铁氧化物(磁铁矿和赤铁矿)而相对贫铁硫化物，围岩蚀变从下往上为钠化带、钾化带和硅化-绢云母化-赤铁矿化带，其矿床成因主要有岩浆流体说、地表/盆地流体说和变质流体说3类[3]。尽管中国对IOCG型矿床的研究刚刚起步，但是一些专家根据其地质特征，建议将长江中下游宁芜庐枞地区的玢岩铁矿、海南石碌铁矿、东准格尔地区的老山口和乔夏哈拉铁-铜-金矿床、内蒙古白云鄂博铁矿、四川拉拉矿床等矿床归为IOCG型矿床[2-3, 27]，展示了很好的资源前景。
随着传统硫化物铁型铜多金属矿床浅部资源的耗竭和深部勘查难度的增大，寻找以氧化铁为主体的铜金矿床(IOCG型矿床)则是一新的勘查方向。富铁氧化物和贫铁硫化物是IOCG型矿床的重要特征，对于勘查IOCG型铁矿而言，利用高精度磁测可以快速地圈定因富含磁铁矿引起的局部磁异常，这也是国内外勘查磁铁矿床最常见、有效的勘查方法。再利用RGIS软件对磁异常进行反演处理分析，推测和圈定矿体埋深和产出状态，能有效地减少中国此类矿床的后期勘查风险，具有很好的应用前景。
比如，中国海南石碌铁矿，其大地构造位于华南褶皱系五指山褶皱带的西段。区内地层主要为青白口系石碌群、震旦系石灰顶组，东南部分布有石炭系南好组、二叠系南龙组、峨查组-鹅顶组等。其中，石碌群中段岩性为条带状透辉透闪石化白云岩、条带状透辉透闪岩、铁质千枚岩等，是主要的赋铁矿围岩。矿区北部、西部、南部三面均被花岗岩侵入。区内褶皱、断裂发育，对赋矿地层和矿体起着重要的控制或改造作用。主矿床主要呈层状、似层状产出。铁矿石中，赤铁矿和石英分别是富铁矿石主要的矿石和脉石矿物，而贫铁矿石矿物主要为赤铁矿和磁铁矿，脉石矿物由石英、透辉石、透闪石、白云石等组成[26, 28-29]。智利英格瓦塞铁矿大地构造位于美洲大陆西缘安第斯褶皱山系南美褶皱带构造区内中生代格拉岛弧弧前盆地，矿区地层主要为中生界下白垩统大十二弦琴组(其岩性为安山岩)，铁矿体主要产于含磁铁辉石角闪石岩中，赋矿围岩基本为花岗闪长岩。矿体呈带状、层状，矿石矿物主要为磁铁矿，次为赤铁矿。虽然中国海南石碌铁矿与智利英格瓦塞铁矿在产状背景、赋矿地层、赋矿围岩、成因有很大差别，但是两者的矿石皆具有富铁氧化物的特征，与围岩的磁性参数差异较大，为高精度磁测奠定了很好的基础。例如，蒋立婷[30]通过高精度磁测在中国海南石碌铁矿矿区东南部如翁—牙加地区发现了7个磁异常，确定了2个铁多金属重点找矿靶区。
6. 结论
(1) 通过对智利英格瓦塞铁矿进行矿区地质、地球物理特征综合研究，利用RGIS软件对高精度磁测数据进行了面积上延、面积下延、精测剖面下延及2.5D反演拟合处理。从结果看，英格瓦塞中部矿区磁异常总规模为371585 m2，引起磁异常的磁性地质体整体呈NE向延伸、倾向NW、倾角较陡。除Ⅰ号和Ⅴ号磁异常规模较小外，其他几个磁异常中心找矿前景较大，有规模的磁异常区大多埋深在50~120 m之间。为本区下一步地质找矿方向提供了很好的依据。
(2) 虽然对IOCG型铁矿床的产出背景、矿床特征、成因机制还有待进一步认识，但是该类矿床富含铁氧化物和明显的地球物理异常却是其显著特征，这为高精度磁测奠定了很好的基础。利用RGIS软件对高精度磁测数据进行处理和解译，可获得磁性体相对可靠的空间产状和分布特征。因而，结合RGIS软件，利用高精度磁测对IOCG型铁矿床的找矿勘查是一种有效的手段，建议在中国大力推广应用。
致谢: 野外工作中得到西藏自治区地质矿产勘查开发局第六地质大队的大力支持，广州市拓岩检测技术有限公司在本文锆石挑选、制靶、拍照工作中给予支持，锆石U-Pb和Lu-Hf同位素分析得到了国家地质实验测试中心李超副研究员的大力支持和耐心指导，审稿专家对本文提出了诸多宝贵意见和建议，在此一并深表衷心的感谢。 -
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图 1 研究区大地构造位置(a)及地质简图(b)
a—拉萨地体构造格架及早白世火山岩分布图[2]；b—班戈地区地质简图[3]。BNSZ—班公湖-怒江缝合带；SNMZ—狮泉河-纳木错混杂岩带；LMF—洛巴堆-米拉山断层；IYZSZ—印度河-雅鲁藏布江缝合带；1—全新统冲洪积层；2—全新统冲积层；3—第四系全新统；4—上更新统冲洪积层；5—蛇绿岩；6—白垩纪花岗闪长岩；7—白垩纪花岗岩类；8—上白垩统竟柱山组；9—下白垩统去申拉组；10—下白垩统多尼组；11—中-上侏罗统接奴群；12—下-中侏罗统希湖群；13—侏罗系粉砂岩；14—上三叠统曲龙共巴组；15—上三叠统确哈拉群；16—下二叠统下拉组；17—中-上泥盆统查果罗玛组；18—下泥盆统达尔东组；19—下志留统东卡组；20—湖；21—河流；22—采样位置
Figure 1. Geotectonic location map(a) and simplified geological map(b) of the study area
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图 2 去申拉组安山岩野外照片（a、b）与显微照片（c、d）
a—去申拉组火山岩野外露头；b—去申拉组安山岩岩石照片；c、d—安山岩样品中斜长石（Pl）斑晶和角闪石（Hbl）斑晶及基质交织结构（正交偏光）
Figure 2. Field photographs(a, b)and microphotographs(c, d)of andesitesin the Qushenla Formation
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图 3 去申拉组安山岩锆石阴极发光（CL）图像、测点206Pb/238U年龄值和εHf(t)值(实线圈代表测点206Pb/238U年龄值，虚线圈代表εHf(t)值)
Figure 3. CL images of zircons, 206Pb/238Uages and εHf(t) values of andesites in the Qushenla Formation
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图 4 去申拉组安山岩锆石U-Pb谐和图（a）和206Pb/238U年龄图（b）
Figure 4. U-Pb concordia diagram (a) and weighted mean age chart (b) of the zircon of andesites in the Qushenla Formation
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图 5 去申拉组安山岩锆石εHf(t)-U-Pb年龄图解(a)和锆石Hf同位素直方图(b)
Figure 5. Plot of εHf(t) versus U-Pb ages (a) of zircons and zircon Hf isotope histogram (b) of andesites in the Qushenla Formation
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图 6 东卡错微陆块构造演化简图
J1-2X—下-中侏罗统希湖群；T3Q—上三叠统确哈拉群；J2-3J—中-上侏罗统接奴群；J2-3l—中-上侏罗统拉贡塘组；K1q—下白垩统去申拉组
Figure 6. Structural evolution of the Dongkaco microcontinental block
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图 7 去申拉组玄武岩Zr-Zr/Y和Ta/Hf-Th/Hf图解(盐湖地区去申拉玄武岩数据据Sui等[35]，物玛地区数据据康志强等[37]；查格隆地区数据据麦源君等[36]，改则地区数据据李伟等[38]，达查沟地区数据据吴亮等[34])
WPB—板内玄武岩；MORB—洋中脊玄武岩；IAB—岛弧玄武岩；3种玄武岩分布范围数据见参考文献[40]；Ⅱ2—大陆边缘岛弧+大陆边缘火山弧；Ⅳ1—陆内裂谷+大陆边缘裂谷拉斑玄武岩；Ⅳ2—陆内裂谷碱性玄武岩；Ⅳ3—大陆伸展带/初始裂谷玄武岩
Figure 7. Zr-Zr/Y and Ta/Hf-Th/Hf diagrams of basalts in the Qushenla Formation
表 1 去申拉组安山岩样品（17D021）LA-ICP-MS锆石U-Th-Pb同位素组成
Table 1 LA-ICP-MS zircons U-Th-Pb isotope composition from andesites(17D021) in the Qushenla Formation
测点
编号Pb Th U Th/U 同位素比值 年龄/Ma /10-6 207Pb/206Pb 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 207Pb/206Pb 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 1 1.78 85.2 230 0.37 0.0488 0.0017 0.1187 0.0041 0.0168 0.0002 142 81 113.9 3.8 107.9 1.7 2 3.10 124 386 0.32 0.0497 0.0016 0.1195 0.0040 0.0171 0.0002 184 77 114.7 3.6 109.8 1.7 4 1.85 112 241 0.47 0.0480 0.0020 0.1153 0.0049 0.017 0.0002 104 99 110.8 4.5 108.7 1.9 5 3.45 153 445 0.34 0.0474 0.0011 0.1155 0.0027 0.0174 0.0002 72 55 111.0 2.5 111.5 1.5 6 3.17 180 408 0.44 0.0477 0.0013 0.1158 0.0032 0.0173 0.0002 87 65 111.3 3.0 110.8 1.5 7 2.79 168 356 0.47 0.0480 0.0012 0.1148 0.0029 0.0174 0.0002 99 60 110.3 2.7 111.5 1.5 8 2.65 127 318 0.40 0.0512 0.0014 0.1244 0.0035 0.0174 0.0002 252 64 119.1 3.2 111.4 1.6 9 3.39 166 417 0.40 0.0496 0.0012 0.1184 0.0029 0.0175 0.0002 178 55 113.7 2.6 111.9 1.5 10 5.26 199 656 0.30 0.0486 0.0010 0.1187 0.0026 0.0176 0.0002 129 50 113.9 2.4 112.7 1.4 11 1.31 62.3 164 0.38 0.0495 0.0020 0.1188 0.0048 0.0173 0.0003 176 93 114.0 4.4 110.9 1.9 12 2.82 142 344 0.41 0.0518 0.0016 0.1207 0.0038 0.0169 0.0002 279 70 115.8 3.5 108.2 1.6 13 1.78 78.7 218 0.36 0.0505 0.0018 0.1218 0.0045 0.0173 0.0002 219 84 116.8 4.1 110.6 1.8 14 0.95 33.6 109 0.31 0.0542 0.0025 0.1252 0.0057 0.0170 0.0003 383 102 119.8 5.2 109.2 2.1 15 2.87 152 366 0.41 0.0484 0.0012 0.1156 0.0029 0.0173 0.0002 122 59 111.1 2.7 110.7 1.5 16 2.42 101 304 0.33 0.0492 0.0014 0.1208 0.0034 0.0173 0.0002 157 65 115.8 3.2 111.1 1.6 17 1.97 106 256 0.41 0.0481 0.0014 0.1152 0.0035 0.0171 0.0002 108 71 110.7 3.2 109.4 1.6 19 2.60 128 333 0.39 0.0501 0.0016 0.1186 0.0040 0.0167 0.0002 203 77 113.8 3.7 107.0 1.6 20 2.95 167 377 0.44 0.0483 0.0012 0.1161 0.0030 0.0173 0.0002 114 59 111.6 2.7 111.2 1.5 21 3.45 178 437 0.41 0.0490 0.0012 0.1171 0.0029 0.0172 0.0002 149 57 112.5 2.7 110.5 1.5 22 3.02 209 400 0.52 0.0467 0.0014 0.1131 0.0035 0.0173 0.0002 34 73 108.9 3.3 110.9 1.6 24 1.66 63.5 203 0.31 0.0531 0.0036 0.1181 0.0080 0.0165 0.0004 333 147 113.4 7.3 105.6 2.6 
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表 2 去申拉组安山岩样品（17D021）锆石Hf同位素组成
Table 2 Hf isotopic composition of zircons from andesites (17D021) in the Qushenla Formation
测点编号 176Hf/177HfCorr 2σ 176Lu/177Hf 2σ 176Yb/177Hf 2σ εHf(0) εHf(t) tDM1/Ma tDM2/Ma f(Lu/Hf) 1 0.282648 0.000021 0.001459 0.000019 0.036403 0.000556 -4.37 -4.37 865 1366 -0.96 2 0.282719 0.000019 0.000676 0.000014 0.015172 0.000324 -1.89 -1.89 749 1208 -0.98 4 0.282671 0.000018 0.001128 0.000013 0.025349 0.000304 -3.56 -3.56 825 1314 -0.97 5 0.282730 0.000018 0.001134 0.000012 0.026297 0.000291 -1.47 -1.47 742 1181 -0.97 6 0.282612 0.000019 0.001052 0.000011 0.028600 0.000264 -5.66 -5.66 907 1448 -0.97 7 0.282675 0.000017 0.001050 0.000009 0.024113 0.000240 -3.43 -3.43 818 1306 -0.97 8 0.282678 0.000020 0.001322 0.000008 0.031477 0.000223 -3.33 -3.33 820 1299 -0.96 10 0.282719 0.000018 0.001098 0.000006 0.024985 0.000146 -1.86 -1.86 757 1206 -0.97 11 0.282802 0.000018 0.000701 0.000012 0.015777 0.000312 1.05 1.05 633 1020 -0.98 12 0.282700 0.000017 0.001348 0.000034 0.032514 0.000958 -2.56 -2.56 790 1250 -0.96 13 0.282741 0.000018 0.001106 0.000009 0.025384 0.000208 -1.10 -1.10 726 1157 -0.97 14 0.282643 0.000021 0.000891 0.000032 0.022070 0.000808 -4.58 -4.58 860 1379 -0.97 15 0.282669 0.000020 0.001449 0.000027 0.035175 0.000638 -3.66 -3.66 836 1320 -0.96 16 0.282740 0.000018 0.000846 0.000019 0.019199 0.000453 -1.13 -1.13 722 1159 -0.97 17 0.282729 0.000018 0.001000 0.000003 0.022321 0.000095 -1.54 -1.54 742 1185 -0.97 19 0.282737 0.000016 0.001078 0.000003 0.025248 0.000119 -1.23 -1.23 731 1166 -0.97 20 0.282672 0.000019 0.001237 0.000004 0.029806 0.000138 -3.53 -3.53 826 1312 -0.96 21 0.282675 0.000024 0.001004 0.000014 0.023222 0.000334 -3.43 -3.43 817 1306 -0.97 注：同位素校正公式：εHf(t)=104×{[(176Hf/177Hf)S-(176Lu/177Hf)S×(eλt-1)]/[(176Hf/177Hf)CHUR(0)-(176Lu/177Hf)CHUR(t)×(eλt-1)]1},tDM=1/λ×ln{1+ [(176Hf/177Hf)S- (176Hf/177Hf)DM]/[(176Lu/177Hf)S- (176Lu/177Hf)DM]},tDMC=tDM- (tDM- t) × [(fCC- fS)/(fCC- fDM)], fLu/Hf =(176Lu/177Hf)S/ (176Lu/177Hf)CHUR-1, 其中λ=1.867×10-11a-1[23]; (176Lu/177Hf)S和(176Hf/177Hf)S为样品测量值; (176Lu/177Hf)CHUR(t)=0.0332, (176Hf/177Hf)CHUR(0) =0.282772[24]; (176Lu/177Hf)DM=0.0384, (176Hf/177Hf)DM=0.28325, (176Hf/177Hf) 平 均 地 壳 =0.015[25]; fCC=(176Hf/177Hf) 平 均 地 壳/ (176Lu/177Hf)CHUR-1; fS=fLu/Hf ;fDM=(176Lu/177Hf)DM/(176Lu/177Hf)CHUR-1; t为锆石结晶年龄
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