喜马拉雅东部拉隆岩体伟晶岩中的铌铁矿族矿物特征及两期铌钽成矿作用

李雪姣

南京大学 内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室， 南京大学 地球科学与工程学院，南京 210023

1 引言

铌和钽是重要的稀有金属元素，在微电子、航空航天和国防工业上有着广泛的应用。铌和钽的克拉克值低（Rudnick and Gao, 2003），属于亲石元素，也属于高场强元素，在大多数地质过程中趋于稳定（Wood，2005）。铌和钽的电荷数相同，并且有效的离子半径近似一致（Shannon, 1976），因而它们的晶体化学和地球化学性质高度相近，被看作为“地球化学对”。

青藏高原南部的喜马拉雅造山带是地球上最年轻的造山带之一，广泛分布着新生代以来结晶的淡色花岗岩（涂光炽等，1982；Le Fort et al., 1987；Le Fort, 1988；吴福元等，2015）。前人研究表明，这些淡色花岗岩与稀有金属成矿作用密切相关（如王汝成等，2017，2020；Wu et al., 2020；Xie et al.,2020），具有良好的稀有金属成矿潜力。

王汝成等（2017）明确提出：“喜马拉雅淡色花岗岩的稀有金属成矿范围广，具有良好的稀有金属成矿潜力，可成为中国重要的稀有金属成矿带，未来需要尽快加强该地区的稀有金属成矿调查和研究工作，为中国稀有金属矿产资源接替基地的找寻提供理论依据”。近些年随着研究的深入和找矿工作的不断突破，充分说明喜马拉雅淡色花岗岩的稀有金属成矿潜力巨大，有望成为中国稀有金属资源的接替基地（如李光明等，2017；王汝成等，2020；Wu et al., 2020；Xie et al., 2020；秦克章等，2021；吴福元等，2021）。喜马拉雅淡色花岗岩稀有金属的成矿年代和成矿机制是需要解决的重要科学问题（李光明等，2017，2022；付建刚等，2020，2021）。

本次研究工作以喜马拉雅东部拉隆岩体的花岗质伟晶岩为研究对象，通过野外考察、岩石样品采集、岩石薄片鉴定、矿物产状观察和成分测试等，旨在研究：（1）拉隆岩体花岗质伟晶岩脉的分带；（2）稀有金属矿物——铌铁矿族矿物的分布、成分和分类；（3）铌钽成矿作用期次和成矿环境；（4）对该区稀有金属矿产勘探的启示。

2 地质背景

青藏高原位于亚洲中部，是世界上最高的高原，也是新生代以来全球地质活动最为活跃的区域之一。喜马拉雅造山带位于青藏高原南部，北以雅鲁藏布江缝合线为界，南可至印度恒河平原北侧的西瓦利克山，是目前世界上最高和最年轻的造山带。根据其构造属性，自南向北可进一步分为低喜马拉雅（Lesser Himalaya）、高喜马拉雅（Higher Himalaya）和特提斯喜马拉雅（Tethyan Himalaya）三部分（如Zhang et al., 2012；吴福元等，2015）（图1）。

图1 喜马拉雅淡色花岗岩分布图（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)

高喜马拉雅南侧以近东—西走向的中央逆冲断层（Main Central Thrust，MCT）为界，与低喜马拉雅带相邻，北侧以藏南拆沉系（South Tibetan Detachment System，STDS）为界，与特提斯喜马拉雅相邻。该带内较为特色的岩石包括一套原岩以泥质岩和铁镁质岩为主的角闪岩相副变质岩系（包括麻粒岩相和榴辉岩相包体）和泛非期的花岗片麻岩（Lee et al., 2000；Gehrels et al., 2003；Cawood et al.,2007）。高喜马拉雅带东部以错那洞岩体和库拉岗日岩体为代表，发育有大量淡色花岗岩，而拉隆岩体位于特提斯喜马拉雅沉积岩系中（如黄勇等，2019；Xie et al., 2020；付建刚等，2021；何畅通等，2020；吴明锴等，2021；张丁川等，2021），这些淡色花岗岩的形成时间多集中在新喜马拉雅期（25~14 Ma，Wu et al., 2020）。

拉隆岩体位于西藏自治区山南市洛扎县扎日乡拉隆村东侧（图1），岩体近似呈等轴状展布，直径约7千米，边部与古生界围岩（多为发生接触变质作用的黑云母片岩）呈侵入接触关系，外侧为三叠系涅如组和侏罗系陆热组（黄勇等，2019；付建刚等，2020，2021）。岩体花岗岩大致包括了二云母花岗岩、白云母花岗岩和钠长石花岗岩等岩性（付建刚等，2020）。该岩体的伟晶岩少部分侵入淡色花岗岩中，大部分则沿着花岗岩体边缘分布，是稀有金属元素富集的主要地质体（黄勇等，2019；付建刚等，2020，2021；秦克章等，2021）。

3 样品和分析方法

本次研究采集的拉隆花岗质伟晶岩出露于拉隆淡色花岗岩体南缘，位于拉隆寺正北方向约8千米处（90°42′27.26″E，28°24′54.41″N）。通过野外观察，该伟晶岩可划分为边部带、过渡带和核部带三部分，本次研究对不同相带的伟晶岩样品分别进行了采样。

铌铁矿族矿物的主量和微量元素成分以及铌铁矿U-Pb同位素定年测试均在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成。铌铁矿族矿物和其它赋存矿物的主量元素测试使用了JEOL JXA-8100M电子探针（EPMA），测试加速电压为15 KV，束流为20 nA，束斑直径为1 μm。矿物主要元素和次要元素的峰位时间分别设定为10 s和20 s，背景测定时间为峰位时间的一半。分析使用了以下标样：白钨矿（W）、合成金（Nb、Ta、Sc金属）、金红石（Ti）、锡石（Sn）、黑云母（Fe）、铁橄榄石（Mn）。实验数据采用ZAF校正方法统一校正（Xie et al., 2018）。

铌铁矿族矿物的微量元素和U-Pb同位素测试使用了激光剥蚀电感耦合等离子体质谱（LAICP-MS），其中激光剥蚀系统为澳大利亚科学仪器公司（ASI）的Resolution S155型193 nm ArF 准分子激光器，质谱仪主体为美国ThermoFisher 公司生产的iCAP Q四级杆等离子质谱仪（Che et al.，2015）。激光剥蚀的束斑直径为43 μm，频率为4 Hz，能量密度为7.38 J/cm2。U-Pb定年的标样为Coltan 139（TIMS年龄：506.6±2.4 Ma, Melcher et al.,2015）；微量元素校正时采用NIST SRM 610为外标，Mn为内标。数据处理以及U-Pb年龄计算采用了ICPMSData Cal软件进行数据处理和分析（Liu et al., 2008）。

4 分析结果

4.1 拉隆伟晶岩分带与岩相学特征

根据造岩矿物的种类将拉隆伟晶岩脉分为三个带（图2），分别为边部带（糖粒状钠长石带）、过渡带（石英—长石—白云母带）以及核部带（块状石英—钾长石带）。它们的岩石特征和矿物组合分述如下：

（1）边部带（糖粒状钠长石带）

边部带（糖粒状钠长石带）位于伟晶岩脉的最外侧，并与围岩黑云母片岩（以石英、钠长石、黑云母和次生的绿泥石为主要矿物）接触（图2）。该带的岩石新鲜色为灰白色，块状结构，主要造岩矿物为石英（~50 vol%）、钠长石（~45 vol%）、白云母（~5 vol%）（图3a，b）。其中钠长石呈糖粒状结构，颗粒大小为100~400 μm，粒径大于200 μm的钠长石可见发育有聚片双晶（图3a）。主要副矿物有贝塔石、铌铁矿族矿物、锆石、褐钇铌矿、烧绿石等（图3c-f）。其中贝塔石、褐钇铌矿、烧绿石等数量稀少，自形程度差，赋存于造岩矿物或其它矿物的晶体间隙或晶体内部（3c-f）。

图3 拉隆花岗质伟晶岩边部带（糖粒状钠长石带）的显微照片（a-b）和特征矿物的背散射电子图像（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）过渡带（石英—长石—白云母带）

过渡带（石英—长石—白云母带）位于伟晶岩边部带的内侧（图2）。该带内的岩石新鲜色为灰白色或肉红色，块状构造，主要造岩矿物包括钾长石（~30 vol%）、石英（~30 vol%）、钠长石（~25 vol%）、白云母（~15 vol%）。其中一些钾长石与石英共同形成文象结构（图4b），钠长石发育有聚片双晶或卡钠复合双晶，双晶有时可见扭折现象（图4a）。副矿物主要有铌铁矿、钽铁矿、独居石、锆石、磷灰石、贝塔石等（图4c-f），其中贝塔石粒径约150 μm，自形程度差。

图4 拉隆花岗质伟晶岩过渡带（石英-长石-白云母带）岩石薄片的显微照片（a, b）和特征矿物的背散射电子图像（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）核部带（块状石英—钾长石带）

核部带（块状石英—钾长石带）位于伟晶岩的中心，边部与过渡带接触（图2）。该带内的岩石为浅红色，具伟晶结构（图5a，b）。在露头上，有些地方发育分米级的石英晶洞。该带岩石的主要造岩矿物为钾长石（~60 vol%）和石英（~40 vol%）。钾长石的粒度粗大，呈肉红色，晶体粒径可达2 mm以上，呈半自形状，个别晶体发育有卡斯巴双晶或格子双晶（图5c，d）。副矿物包括绿柱石和烧绿石族矿物。绿柱石较为自形，呈六方短柱状，晶柱截面宽最大可达5 cm。一些柱状绿柱石晶体比较透明，杂质少，达到了宝石级矿物的筛选标准。烧绿石自形程度差，粒度为20~40 μm，主要出现在石英和钾长石的间隙中。

图5 拉隆花岗质伟晶岩核部带（块状石英—钾长石带）岩石标本（a, b）和薄片的显微照片（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 铌铁矿族矿物的矿物学特征

铌铁矿族矿物在拉隆花岗质伟晶岩中作为铌和钽最主要的赋存矿物，主要分布于过渡带中（图6a，b），颗粒粒径约为20~300 μm，多呈自形或半自形状，包裹于白云母中，或沿着钠长石、石英、白云母的晶间生长，有些与烧绿石族矿物共生。

图6 背散射电子图像显示拉隆花岗质伟晶岩中铌铁矿族矿物的赋存状态和内部结构Fig. 6 Backscattered electron (BSE) images of columbite-group minerals in the intermediate zone (quartz-feldspar-muscovite zone) of the Lalong granitic pegmatite

根据铌铁矿族矿物的产状，可分为两类。第一类铌铁矿族矿物质地均一，自形程度好，粒径多为100~200 μm，晶体内部缺少内部结构（图6b，d）。这一类铌铁矿族矿物的成分较为均一，Ta#[Ta/(Ta+Nb)]的范围为0.08~0.36，Mn#[Mn/(Mn+Fe)]的范围为0.15~0.35，在铌铁矿族矿物成分四方图解中分布于左下角，均属于钽含量较低的铌铁矿（图7；表1）。

表1 拉隆花岗质伟晶岩中铌铁矿族矿物的主量（wt%）元素成分Table 1 Major element compositions (wt%) of columbite-group minerals in the Lalong granitic pegmatite

图7 拉隆花岗伟晶岩中铌铁矿族矿物成分分类图（底图修改自Černý and Ercit, 1989）Fig. 7 Compositional classification of columbite-group minerals in the Lalong granitic pegmatite (modified from Černý and Ercit, 1989)

第二类铌铁矿族矿物自形程度差，主要分布于第一类矿物的边部，宽度可达10~20 μm（图6c），或填充第一类矿物的裂隙（图6g），或位于第一类矿物的内部直接交代原生矿物（图6h）。在同一粒矿物颗粒的背散射电子图像中，第二类矿物比第一类矿物更加明亮，且发育有一系列的亚显微结构（包括韵律环带结构、交代结构、溶蚀孔洞结构和裂隙填充结构）。这一类铌铁矿族矿物的元素组成变化较大，Ta#的范围为0.45~0.60，Mn#的范围为0.19~0.32。这些矿物在铌铁矿族矿物成分分类图中分布于左上角，属于钽含量较高的铌铁矿和钽铁矿（图7；表1）。

4.3 铌铁矿族矿物的稀土元素成分

本研究分别对两类铌铁矿族矿物的稀土元素进行了测试（表2）。总体上看，这两类铌铁矿族矿物的稀土配分模式（Sun and McDonough, 1989）相近（图8），均为海鸥型，四分组效应不明显。它们的LREE/HREE值相近，范围为0.02~0.04，反映出重稀土元素富集而轻稀土元素相对亏损的特征。Eu负异常表现强烈，δEu的范围小至0.001~0.02。

表2 拉隆花岗质伟晶岩中铌铁矿族矿物的微量（×10-6）元素成分Table 2 Trace element compositions (×10-6) of columbite-group minerals in the Lalong granitic pegmatite

图8 拉隆花岗质伟晶岩铌铁矿族矿物的稀土元素配分曲线（球粒陨石标准化数据引自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)

与此同时，第二类矿物比第一类矿物更加富集稀土元素。测试的第一类矿物稀土元素成分最低为155×10-6，最高为359×10-6，平均值为246×10-6；测试的第二类矿物稀土元素成分最低为557×10-6，最高为1184×10-6，平均值为849×10-6。

4.4 铌铁矿U-Pb定年

单颗粒矿物分选得到铌铁矿族矿物晶体较大，成分均一，根据成分判别属于第一类铌铁矿族矿物，是U-Pb同位素测年的理想对象。本研究选择了16个成分均一的铌铁矿颗粒（Ta#<0.15）进行 U-Pb同位素测年，以获得铌钽成矿的时代。通过对这些铌铁矿的U-Pb同位素测量（图9，表3）。结果显示207Pb/235U的比值范围为0.0203（1σ=0.0009）~0.0299（1σ=0.0009），指示的年龄范围为20.6±0.9~30.1±0.8 Ma。206Pb/238U的比值范围为0.0034（1σ=0.0001）~0.0035（1σ=0.0001）,指示的年龄范围为21.7±0.3~23.8±0.4 Ma。将这些数据点投入207Pb/235U—206Pb/238U年龄图中（图10），得出铌铁矿的形成年龄为22.3±0.3 Ma。

表3 拉隆花岗质伟晶岩中铌铁矿U-Pb同位素数据和年龄Table 3 U-Pb isotopic data of ferrocolumbite grains in the Lalong granitic pegmatite

图9 拉隆花岗质伟晶岩第一类铌铁矿族矿物单颗粒BSE图像（红色圆圈为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)

图10 拉隆岩体花岗质伟晶岩中铌铁矿U-Pb定年谐和线图Fig. 10 U-Pb dating diagram of ferrocolumbite minerals in the Lalong granitic pegmatite

5 讨论

5.1 铌铁矿族矿物指示两期成矿

铌铁矿族矿物集中分布于拉隆岩体伟晶岩过渡带中，根据第二类铌铁矿族矿物对第一类铌铁矿族矿物的交代和改造作用（图6c-h）可知，它们是先后两个成矿期次结晶的产物。单矿物颗粒质地均一，钽含量较低的铌铁矿（即第一类矿物）先结晶，随后成分不均一，富钽的铌铁矿和钽铁矿（即第二类矿物）结晶。相对于第一类矿物较好的晶形和均一的元素组成，第二类矿物多为它形，Ta#变化较大，内部发育有特殊的亚显微结构（即韵律环带结构、交代结构、溶蚀孔洞结构和裂隙填充结构），指示了这两类铌铁矿族矿物形成于不同的环境。

韵律环带结构是指矿物的元素组成（或者物理性质）自核部向边缘呈周期性变化的结构（张爱铖等，2004）。在本研究中，第一类矿物边缘（或核部）常被自形程度较差的第二类矿物包裹（或交代），并在接触界线附近发育边缘平直，明暗相间的条纹。环带中亮带的宽度明显大于暗带，并且二者的宽度有向结晶方向增加的趋势（如图6f）。主量元素分析结果表明，韵律环带的明暗与Nb和Ta的相对含量有关（Nb相对富集时产生暗色条纹，反之亦然），但Fe和Mn的相对含量在环带中变化不大。

铌铁矿族矿物的韵律环带结构常在稀有金属花岗岩和伟晶岩中广泛出现（Lahti, 1987；王汝成等，1996；Belkasmi and Cuney, 1998；Sarbajna et al., 2000；Tindle and Breaks, 2000；Huang et al., 2002）。尽管对其成因有多种解释，如铌铁矿族矿物的不完全互溶，流体成分的振荡性改变，超临界流体导致结晶体系的混乱（Barsanov et al., 1971；Sarbajna et al.,2000；Norton and Dutrow, 2001；张爱铖，2004）。但学界一般认为，韵律环带的出现是岩浆作用的产物（张爱铖，2004；Linnen and Cuney, 2005；van Lichtervelde et al., 2007；熊欣等，2021）。

交代结构是指晚期形成的矿物对早期形成的铌铁矿族矿物进行了交代和改造，并在晚期矿物的内部保留有可指示该过程的痕迹（张爱铖等，2004）。在本研究中，第二类矿物的晶体外缘，常有形状复杂，具不规则明暗变化的条带（图6g）。此外，少量第一类矿物的核部被交代形成了第二类矿物（图6h），且向外过渡为韵律环带结构（图6h）。值得一提的是，第二类矿物中的一些韵律环带结构可被交代结构所截切（图6g），显示了晚期交代作用对韵律环带结构的破坏和改造。

交代结构被认为是在岩浆演化末期，流体对前期形成的矿物交代和结晶所留下的典型结构（Jahns and Burnham,1969；Foord,1976；Lahti, 1987）。钽铁矿中的交代结构在中国新疆可可托海1号和3号伟晶岩脉（张爱铖等，2004；Yin et al., 2015）和四川扎乌龙伟晶岩脉（熊欣等，2021）中均有报道，是富集流体的熔体晚期结晶的产物。在福建南平31号伟晶岩中（Rao et al., 2009），晚期结晶的钽铁矿呈网状切穿早期结晶的晶体，也是流体参与并改造了早期铌铁矿和钨铁矿的证据。

溶蚀孔洞结构普遍发育于第一类矿物的内部，按数量和孔洞的直径可分为两类。第一类孔洞在切面上多为圆形（少数为椭圆形或不规则状），直径较小，呈串珠状分布于第一类矿物的内部（图6e）。这类孔洞对周围矿物产生了溶蚀作用，但孔洞内部并没有新的矿物结晶。第二类孔洞的直径较大，形状不规则，孤立地分布于第二类矿物的核部（图6h）。这类孔洞可能是成矿晚期流体运移的主要通道，为第二类矿物形成提供了反应介质。

裂隙填充结构常见于第一类矿物的内部。这些裂隙大多平直，较细（宽度<1 μm），彼此近似平行，并与晶面垂直，可延伸至晶体核部，甚至切穿整个晶体（图6g）。裂隙内部均被第二类矿物所填充。在裂隙与第一类矿物晶面汇聚处的晶面外侧，韵律环带往往被切穿，形成指向裂隙的“V”字形结构，显示了流体对裂隙的填充晚于第二类矿物韵律环带的形成（图6d）。钽铁矿呈脉状填充也暗示了这些流体的高流动性（Rao et al., 2009；杨晗等，2021）。

除了这些铌铁矿族矿物中发育的亚显微结构，拉隆岩体伟晶岩带中还伴生有蚀变矿物（例如边部带中的褐钇铌矿、烧绿石，边部带和过渡带中都有的贝塔石，图3c，e，f；图4，c）。

综上，拉隆岩体伟晶岩脉中的两类铌铁矿族矿物是在两个期次下分别形成的，反映了两个不同成矿作用阶段。第一期成矿，受控于岩浆作用，结晶出自形程度好，成分较均一，钽含量低的铌铁矿晶体，第二期成矿受到岩浆作用和岩浆—热液共同作用的影响，结晶出自形程度较差的相对富钽的铌铁矿和钽铁矿晶体，它们发育有四类内部结构，并对先期形成的铌铁矿进行了交代和改造。

5.2 拉隆岩体伟晶岩的成矿因素

铌铁矿族矿物的主微量元素特征对于研究稀有金属花岗岩的形成和演化有着重要的参考价值（Černý et al., 1985，1986；Tindle et al., 1998，2000；Zhang et al., 2004；Rao et al., 2009）。在岩浆演化后期，随着岩浆的进一步分异和热液作用的参与，铌铁矿族矿物从富铌的成分向富钽方向转变（Černý et al., 1985；González et al., 2017）。本研究中第一期成矿的铌铁矿Ta#的变化范围为0.08~0.34，第二期成矿的钽铁矿（和少量富钽的铌铁矿）Ta#的变化范围为0.45~0.60，显示了钽含量的跳跃性变化和进一步富集的趋势。第一期铌铁矿Mn#的变化范围为0.15~0.35，第二期铌铁矿和钽铁矿Mn#的变化范围为0.19~0.32，二者没有显著性区别，反映了铌铁矿族矿物结晶过程中Mn#近似不变的演化趋势。这种趋势可被归纳为“绿柱石型”铌钽矿床的演化模式（Graupner et al., 2010），具备高分异型稀有金属花岗岩在岩浆演化晚期的特点，可能受到了早期的结晶分异和末期的岩浆—热液演化的共同影响（Linnen and Cuney, 2005；Linnen et al.,2014）。

本研究中两个不同阶段形成的铌铁矿族矿物稀土元素配分模式基本相似，配分曲线总体呈海鸥型，四分组效应不明显，Eu表现出的强烈负异常（δEu低至0.02或更小），LREE/HREE值反映出重稀土元素富集而轻稀土元素相对亏损的特征。这种稀土元素配分模式指示了其成矿母岩（也就是淡色花岗岩）经历了充分的岩浆演化和结晶分异作用，是高分异型花岗岩（Graupner et al., 2010）。Eu的极度亏损以及LREE的缺少，是岩浆演化中早期矿物（特别是斜长石）结晶和脱离岩浆体系的结果，也可能是成矿母岩经历了多次熔融、运移和再结晶的过程（吴福元等，2015；Wu et al., 2020）。第二类矿物的稀土含量比第一类更高，说明第二期成矿过程中热液作用可能促进了稀土元素在铌铁矿族矿物中的富集，但是这一过程并不改变稀土元素的配分模式。

铌和钽作为强不相容元素，一般在高分异岩浆演化晚期富集（Linnen and Cuney, 2005），并结晶出矿物（Linnen, 1998; Linnen et al., 2014）。喜马拉雅地区广泛分布着淡色花岗岩体（如吴福元等，2015），这些岩体多为过铝质花岗岩，具有异地侵位的特征，形成时经历了高度的结晶分异作用，微量元素Eu呈负异常，属于高分异型花岗岩（如吴福元等，2017；Wu et al., 2020）。这些高分异型花岗岩中陆续发现了铌和钽等稀有金属的成矿（如王汝成等，2017，2020）。铌和钽的成矿多集中于淡色花岗岩的边部或伟晶岩中，所形成的矿物包括铌铁矿—钽铁矿、烧绿石—细晶石、铌铁金红石、褐钇铌矿和重钽铁矿等，成矿潜力大（王汝成等，2017）。

以拉隆岩体东侧错那洞岩体为例，该岩体的主体为高分异型淡色花岗岩，结晶出以铌铁矿和钽铁矿为主的矿物，偶见重钽铁矿，成矿过程中铌铁矿族矿物的Ta#逐步增加而Mn#相对稳定（Xie et al.,2020）。此外，错那洞岩体二云母花岗岩的微量元素配分曲线也显示出显著的Eu元素负异常（Xie et al., 2020）。错那洞岩体与拉隆岩体铌铁矿族矿物的矿物类型、元素组成和成矿期次均具有高度相似性，暗示了喜马拉雅带内高分异型花岗岩稀有金属成矿存在普遍规律。

拉隆岩体铌和钽的成矿过程还可以与新疆可可托海3号伟晶岩脉（张爱铖，2004；Zhang et al., 2004）、福建南平31号花岗伟晶岩脉（Rao et al., 2009）、加拿大红十字湖伟晶岩（Černý et al.,1986）、澳大利亚Wodgina矿体（Sweetapple and Collins, 2002）、津巴布韦Bikita矿体（Cooper, 1964；Martin, 1964）、俄罗斯科拉半岛的Kholmozerskoe矿体（Gavrilenko, 2001）等做类比。这些矿床的主体均为高演化型花岗岩或伟晶岩，造岩矿物以以石英、长石、云母族矿物为主，副矿物包括绿柱石、石榴子石、烧绿石超族矿物等。铌铁矿族矿物的稀土元素配分模式显示出强烈的Eu负异常，是花岗质岩浆在岩浆演化末期的重要特征。

5.3 高喜马拉雅地区的铌钽成矿潜力

喜马拉雅淡色花岗岩的年龄可以分为三个期次（吴福元等，2015；Wu et al., 2020）：原喜玛拉雅期（46~25 Ma）、新喜马拉雅期（25~14 Ma）和后喜马拉雅期（14~7 Ma）。在高喜马拉雅地区，淡色花岗岩多在新喜马拉雅期和后喜马拉雅期形成，对应于印度板块向北碰撞造山后的拆沉过程和青藏高原的大规模隆升（吴福元等，2015；Wu et al.,2020）。本研究中的铌铁矿定年结果为22.3±0.3 Ma，也就是拉隆岩体铌和钽的成矿年龄对应于新喜马拉雅期。

在高喜马拉雅带内，距离拉隆岩体不远的错那洞岩体和洛扎岩体等也存在铌—钽成矿作用（如王汝成等，2017，Xie et al., 2020）。错那洞岩体的铌钽成矿年龄为17.4±0.2 Ma、17.2±0.3 Ma和14.4±0.5 Ma（Xie et al., 2020）。洛扎岩体锆石U-Pb年龄为17.8 ±0.1 Ma（黄春梅，2013）。归纳起来可以看出，高喜马拉雅带东侧以铌和钽为代表的稀有金属矿化时间（或富含稀有金属的淡色花岗岩的成岩时间）大多属于新喜马拉雅期。

高喜马拉雅地区的淡色花岗岩具有较大的稀有金属成矿潜力（王汝成等，2017），并可能成为我国未来重要的铌钽成矿带之一。在高喜马拉雅带，以拉隆岩体和错那洞岩体等为代表的高分异型淡色花岗岩体在新喜马拉雅期经历了岩浆活动和热液活动，为铌钽矿的形成提供了条件。这些岩体还都表现出两期成矿的特点。这种铌钽矿的成矿模式，可能也在该区域内的其它同期形成的淡色花岗岩体中存在，可为未来高喜马拉雅地区矿产资源调查提供参考。

6 结论

拉隆岩体边部伟晶岩中的铌铁矿族矿物主要分布于过渡带（石英—长石—白云母带）中。铌钽成矿过程可分为两期，第一期为单矿物颗粒成分较均一，钽含量较低的铌铁矿，是岩浆作用的产物；第二期为成分不均一，钽含量较高的铌铁矿和钽铁矿，矿物中发育有韵律环带、交代结构、溶蚀孔洞结构和裂隙填充结构等内部结构，成矿过程受到了岩浆和岩浆—热液的共同作用，并对前期形成的铌铁矿进行了交代和改造。两期形成铌铁矿族矿物的稀土元素配分模式相似，只是第二期矿物的稀土元素含量稍高，表明流体作用对稀土元素配分的影响有限。这些铌铁矿族矿物的LREE亏损，HREE富集，表现出强烈的Eu负异常，指示了成矿母岩经历了一系列的岩浆演化和分异结晶，是一类高分异型花岗岩。铌铁矿的U-Pb年龄为22.3±0.3 Ma，为该岩体铌铁矿族矿物的成矿年龄。高喜马拉雅带内分布着多个淡色花岗岩体，它们的岩石类型相似，成岩年龄接近。拉隆岩体铌铁矿族矿物的发现，指示了该区域内新喜马拉雅期结晶的多个淡色花岗岩体具有从岩浆到热液不同阶段成矿的潜力。拉隆岩体中铌铁矿族矿物的赋存状态和两期次成矿模式，也为未来该区域稀有金属矿产资源的勘探和研究提供了线索。

致谢：感谢指导老师南京大学王汝成教授给予的各方面指导和帮助。感谢南京大学谢磊教授在野外采样和室内分析方面给予的指导，以及对本稿件的精心审阅。感谢南京大学胡欢副教授、车旭东副教授、刘晨和汤志敏同学对本项研究提供的帮助。感谢南京大学张文兰高级工程师对相关测试分析的大力支持。感谢中国科学院地质与地球物理研究所吴福元院士及他的团队成员在野外科考期间给予的关照。感谢两位审稿人对本论文的评阅和建议。