馬占龍, 張?輝, 唐?勇, 呂正航, 張?鑫, 趙景宇

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新疆卡魯安礦區(qū)偉晶巖鋯石U-Pb定年、鉿同位素組成及其與哈龍花崗巖成因關系研究

馬占龍1,2, 張?輝1*, 唐?勇1, 呂正航1, 張?鑫1,2, 趙景宇1,2

(1. 中國科學院 地球化學研究所, 貴州 貴陽?550002; 2. 中國科學院大學, 北京?100049)

利用LA-ICPMS和LA-MC-ICPMS技術, 對卡魯安-阿祖拜偉晶巖田中4條偉晶巖脈以及哈龍巖體中鋯石U-Pb定年、鉿同位素組成進行了研究。研究顯示, 卡魯安礦區(qū)805、806、807號脈的形成時代分別為(216.0±2.6) Ma、(223.7±1.8) Ma和(221±15) Ma, 屬三疊紀巖漿活動的產(chǎn)物。對于庫卡拉蓋650號脈, 鋯石U-Pb定年結果顯示, 它由形成時代為(227.9±2.6) Ma的早期鈉長石偉晶巖與形成時代為(211.3±2.4) Ma的晚期鋰輝石-鈉長石-鋰云母偉晶巖2期偉晶巖構成。哈龍巖體形成時代為400.9 ~ 403.3 Ma, 由于偉晶巖與哈龍巖體之間存在形成時代上的差異(170 Ma以上), 預示著它們之間不具成因上的聯(lián)系。卡魯安礦區(qū)偉晶巖脈中鋯石顯示較小的正Hf()值(+0.65~+2.50)和較大的模式年齡DM2(1090~1213 Ma), 相似于可可托海3號脈、柯魯木特112號脈中鋯石的鉿同位素組成, 指示偉晶巖由陸-陸碰撞體制伸展背景下的加厚地殼物質(zhì)減壓熔融所形成。

鋯石U-Pb定年; 鋯石鉿同位素; 花崗巖; 偉晶巖; 阿爾泰

0?引?言

位于新疆北部的阿爾泰造山帶, 是中亞造山帶的重要組成部分, 其中廣泛分布著花崗巖及偉晶巖脈[1–3], 是我國稀有金屬、寶石及白云母的重要產(chǎn)地[3]。近年來, 大量年代學研究揭示, 阿爾泰花崗巖主要形成于470~440 Ma、425~360 Ma、355~320 Ma、290~270 Ma和245~190 Ma[4–5], 而在三疊紀發(fā)生了大規(guī)模偉晶巖侵入事件[6–10]。

位于中阿爾泰構造單元中的哈龍花崗巖體, 是一個規(guī)模巨大的復式巖基, 在其東西部分布著4個偉晶巖田, 分別是位于哈龍巖體東部的柯魯木特-吉得克偉晶巖田和阿拉山偉晶巖田, 位于哈龍巖體西部的卡魯安-阿祖拜偉晶巖田和瓊庫爾偉晶巖田。這4個偉晶巖田中分布有一萬余條偉晶巖脈, 其中具代表性的稀有金屬偉晶巖礦床, 包括卡魯安806、807號脈大型鋰礦床、庫卡拉蓋650號脈大型鋰礦床、柯魯木特112號脈中型Li-Nb-Ta礦、佳木開碧璽礦及瓊庫爾1號脈中型Nb-Ta礦。空間上, 在哈龍巖體西側, 由花崗巖與庫魯木提群外接觸帶向西, 偉晶巖礦化呈現(xiàn)出分帶性, 依次出現(xiàn)無礦化偉晶巖、鈹?shù)V化偉晶巖、鋰礦化偉晶巖、石英脈的分帶特征, 卡魯安礦區(qū)偉晶巖則處于鋰礦化偉晶巖帶。但由于缺乏系統(tǒng)可靠的偉晶巖、花崗巖年代學資料, 目前不清楚該區(qū)偉晶巖脈形成時代以及與哈龍片麻狀花崗巖的成因聯(lián)系。

卡魯安礦區(qū)是一個潛在的超大型鋰輝石礦床。本工作擬利用LA-ICPMS、LA-MC-ICPMS技術, 開展哈龍花崗巖、卡魯安礦區(qū)805、806、807號脈及庫卡拉蓋650號脈中鋯石U-Pb定年及鋯石鉿同位素研究, 旨在揭示卡魯安礦區(qū)偉晶巖形成時代及期次, 偉晶巖形成的可能物源、構造背景以及與哈龍花崗巖之間的成因關系。

1?區(qū)域地質(zhì)概況

中亞造山帶是由西伯利亞克拉通與中朝、塔里木板塊之間的古亞洲洋消減而形成的巨型縫合帶[11–14], 也是世界上最大的顯生宙增生造山帶之一[15–17]。阿爾泰造山帶作為中亞造山帶的重要組成部分[18], 其獨特的構造演化-巖漿活動-成礦作用一直是國內(nèi)外地球科學研究的熱點。

新疆阿爾泰造山帶位于西伯利亞板塊西南緣與準噶爾-哈薩克斯坦板塊結合部位, 南以額爾齊斯大斷裂為界與準噶爾板塊相接, 北為西伯利亞板塊, 向南東延至蒙古國的戈壁阿爾泰, 向北西延至哈薩克斯坦的礦區(qū)阿爾泰和俄羅斯的山區(qū)阿爾泰。Windley.[1]根據(jù)新疆阿爾泰造山帶的地層、巖漿巖、變質(zhì)巖及構造, 將新疆阿爾泰造山帶由北向南劃分為6個塊體 (圖1)。塊體1主要包括中晚泥盆世的安山巖、英安巖, 晚泥盆世到早石炭世的頁巖、粉砂巖、雜砂巖、砂巖、石灰?guī)r以及古生代花崗巖類。塊體2位于西阿爾泰, 主要包括哈巴河群(中奧陶世-志留紀), 夾一部分變質(zhì)程度低的新元古代-早泥盆世的沉積巖、火山巖。塊體3是中阿爾泰的主體部分, 由角閃巖相的變質(zhì)沉積巖和可能為前寒武紀 (新元古代)的高級變質(zhì)沉積巖組成。塊體2和塊體3可以并為一個塊體, 具微陸塊的性質(zhì)[1,11,19,22]。塊體4包括康布鐵堡組和阿爾泰組[1], 其中康布鐵堡組主要由弧火山巖、火山碎屑巖以及很少的一部分基性火山巖和細碧巖組成, 屬晚泥盆世-早泥盆世[23]; 阿爾泰組變質(zhì)程度較低, 主要為一套濁流沉積和砂頁巖, 含有少量的玄武巖、酸性火山巖和石灰?guī)r, 其中化石顯示為中泥盆世, 被認為形成于弧前盆地[1,24]。塊體5也包括一些變質(zhì)程度較高的片麻巖、片巖, 新的鋯石年代學研究表明其可能形成于石炭紀[25]。塊體6是由泥盆紀島弧和少量奧陶紀石灰?guī)r及石炭紀火山巖組成, 屬準噶爾塊體北緣, 被額爾齊斯斷裂帶與塊體5分開。額爾齊斯斷裂帶是中亞最大的一個走滑斷層[18,26,27], 被認為是古生代俯沖帶[11,26]?？偟目磥? 新疆阿爾泰造山帶以紅山嘴-諾爾特斷裂、康布鐵堡-庫爾特斷裂和額爾齊斯斷裂為界, 可以簡單地劃分為北、中、南阿爾泰塊體[11,26]。北阿爾泰塊體對應于塊體1, 中阿爾泰塊體對應于塊體2和塊體3, 南阿爾泰塊體對應于塊體4和5[4]。

2?卡魯安-阿祖拜偉晶巖礦田以及哈龍巖體地質(zhì)特征

福?？h卡魯安-阿祖拜偉晶巖礦田處于中阿爾泰構造單元哈龍-青河早古生代深成巖漿弧內(nèi)。礦田位于哈龍河-阿祖拜河兩側, 在可可托海復背斜所出露的哈龍花崗巖與片巖接觸帶約2000 m (圖2), 屬于群庫爾-阿祖拜偉晶巖帶的北端延伸部分, 向北至哈龍河上游, 向南延伸至阿祖拜。

圖1?阿爾泰造山帶區(qū)域地質(zhì)簡圖(據(jù)文獻[19–21])

礦田出露地層為中上志留系庫魯木提群 (S2-3KLa), 為一套淺海-半淺海相類建造, 主要巖性為由灰綠-灰紫色細砂巖、粉砂巖與泥巖組成的不均勻互層體。受區(qū)域變質(zhì)作用, 巖石多已變質(zhì)成石英-黑云母片巖, 包括夕線石-石英片巖、紅柱石-黑云母-石英片巖、含長石黑云母的絹云母-綠泥石-石英片巖和堇青石-黑云母-石英片巖。

區(qū)內(nèi)巖漿巖主要為哈龍片麻狀黑云母花崗巖及花崗偉晶巖。哈龍巖體呈巖基狀, 出露于礦田的東邊, 在平面上近似呈NNW-SSE向的帶狀展布, 規(guī)模較大, 面積約為600 km2。巖體巖性主要有片麻狀黑云母花崗巖、二云母花崗巖。在巖體北、西及南側, 與庫魯木提下亞群呈侵入接觸關系, 接觸變質(zhì)作用明顯, 在巖體內(nèi)接觸帶常見庫魯木提下亞群的捕擄體。

在礦田范圍內(nèi), 由哈龍花崗巖體向西, 偉晶巖類型及其礦化依次出現(xiàn)水平分帶(圖2): Ⅰ帶, 距花崗巖接觸帶內(nèi)外各約500 m, 走向大致平行花崗巖接觸帶展布, 偉晶巖脈規(guī)模巨大, 分布著長數(shù)百米至大于千米、寬數(shù)米至數(shù)十米的微斜長石型偉晶巖, 稀有金屬礦化極弱, 不具工業(yè)價值; Ⅱ帶, 在巖體外接觸帶500~1500 m的范圍內(nèi), 分布著長為數(shù)十米至數(shù)百米的微斜長石型偉晶巖, 早期文象結構帶中含有大量綠柱石, 為具有工業(yè)價值鈹?shù)V化帶, 此外有鉭鈮鐵礦和非金屬白云母產(chǎn)出; Ⅲ帶, 在巖體外接觸帶2000~4500 m范圍內(nèi), 分布著規(guī)模較大的鈉長石-鋰輝石型偉晶巖, 絕大多數(shù)偉晶巖脈平行圍巖片理產(chǎn)出, 走向近NS向, 傾向SW-W陡傾斜, 偉晶巖脈長五十米至千余米, 為具有工業(yè)價值鋰礦化帶; Ⅳ帶, 位于Ⅲ帶西側 (外側), 分布著低溫熱液階段產(chǎn)出的石英脈。

圖2?卡魯安-阿祖拜稀有金屬礦田礦化分帶圖(據(jù)新疆有色地勘局, 1957)

卡魯安礦區(qū)代表性偉晶巖脈分述如下。

卡魯安805號脈??地理坐標為47°54′31.41″N, 88°49′46.74″E。地表露頭長90 m, 厚5.45 m, 呈反“C”形, 延深35 m, 產(chǎn)狀105°∠74°, 為一復雜的透鏡狀脈體, 結構帶分帶性較差, 可見細粒結構帶和中粗粒結構帶, 局部有塊體微斜長石。石英-鈉長石-鋰輝石結構帶是該礦脈的主體, 位于礦脈的中心部位, 鋰輝石為薄板狀, 定向排列明顯, 長軸垂直脈壁。

卡魯安806號脈??地理坐標為47°56′10.34″N, 88°50′05.42″E。該脈是2009年對物探異常查證時發(fā)現(xiàn)的盲礦體, 位于礦區(qū)北部哈龍河東岸。礦脈形態(tài)為不規(guī)則脈狀, 沿走向變化較大, 厚度0.70~5.60 m。目前控制長度約900 m, 平均水平厚度2.42 m, 順層侵入到黑云母-石英片巖, 產(chǎn)狀260°∠65°, 延深200 m。偉晶巖類型為鈉長石-鋰輝石型, 主要結構帶分別為1~3 cm的細粒偉晶巖帶, 30~50 cm的石英-微斜長石中粗粒偉晶巖帶(鋰輝石含量<5%), 中部為石英-薄片鈉長石-鋰輝石帶(鋰輝石礦體)。

卡魯安807號脈??地理坐標為47°54′57.81″N, 88°49′48.03″E。該脈走向為近EW, 地表揭露出偉晶巖長約650 m, 目前已控制礦脈長~480 m, 總體呈波狀彎曲, 產(chǎn)狀為170°~180°∠60°~80°, 與產(chǎn)狀為262°∠50°的黑云母石英片巖呈切層侵入關系。向下延深較穩(wěn)定, 已控制200 m, 且礦體有變厚的趨勢。自上而下, 807號脈由石英-鈉長石-鋰云母偉晶巖過渡到石英-鈉長石-鋰輝石偉晶巖, 過渡界線大約在2400 m標高左右, 上部為石英-鈉長石-鋰云母偉晶巖, 中粗粒結構, 由石英、鈉長石、少量的白云母和鋰云母組成。下部為石英-鈉長石-鋰輝石偉晶巖, 為中細粒結構, 塊狀構造, 主要由石英、鈉長石和鋰輝石組成。

庫卡拉蓋650號脈??地理坐標為47°54′45.65″N, 88°50′24.92″E。已控制長度1230 m, 平均水平厚9.88 m, 產(chǎn)狀240°~250°∠60°~70°, 向南在300 m左右處尖滅。脈體由2期侵入的偉晶巖組成, 早期為鈉長石偉晶巖, 侵入于黑云母-石英層理中, 含少量鋰輝石; 晚期偉晶巖既可以侵入到黑云母-石英層理中, 也見侵入到早期的偉晶巖中, 以接觸帶見薄片狀鋰輝石定向生長為特征, 主要為鋰輝石-鈉長石-鋰白云母和鋰云母-鈉長石組合。

3?樣品采集及分析測試方法

本次采集卡魯安-阿祖拜偉晶巖田中805、806、807號脈以及庫卡拉蓋650號脈中早期和晚期偉晶巖大樣(大于10 kg)以及礦區(qū)東側2件哈龍花崗巖樣品, 其中HLG-5為片麻狀黑云母花崗巖, 而HLG-7為二云母花崗巖。具體采樣位置參見圖2。

2件花崗巖樣品和5件偉晶巖大樣分別破碎至60~120目和40~100目, 鋯石按照常規(guī)重力和磁選方法分選, 最后在雙目鏡下挑純。鋯石制靶、陰極發(fā)光(CL)成像在北京鋯年領航科技有限公司完成。鋯石U-Pb定年測試在中國科學院地球化學研究所礦床地球化學國家重點實驗室LA-ICPMS實驗室完成。193 nm ArF準分子激光剝蝕系統(tǒng)由德國哥廷根Lamda Physik公司制造, 型號為GeoLasPro。電感耦合等離子體質(zhì)譜由日本東京安捷倫公司制造, 型號為Agilent 7700x 。準分子激光發(fā)生器產(chǎn)生的深紫外光束經(jīng)勻化光路聚焦于鋯石表面, 能量密度為10 J/cm2,束斑直徑為44mm, 頻率為5 Hz, 共剝蝕60 s, 鋯石氣溶膠由氦氣送入ICP-MS 完成測試。測試過程中以標準鋯石91500為外標, 校正儀器質(zhì)量歧視與元素分餾; 以標準鋯石GJ-1與Ple?ovice為盲樣, 監(jiān)控U-Pb定年數(shù)據(jù)質(zhì)量; 以NIST SRM 610為外標, 以Si為內(nèi)標, 標定鋯石中的Pb元素含量, 以Zr為內(nèi)標, 標定鋯石中其余微量元素含量[28–29]。原始的測試數(shù)據(jù)經(jīng)過ICPMSDataCal軟件離線處理完成[28,30]。年齡計算、諧和圖的繪制采用Isoplot (3.0)程序完成[31]。普通鉛校正參考Andersen方法完成[32]。

鋯石鉿同位素測定在西北大學大陸動力學國家重點實驗室完成, 所用儀器為配備Geolas-193型紫外激光剝蝕系統(tǒng)(LA)的Nu Plasma HR(Wrexham, UK)多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(MC-ICPMS)。激光剝蝕的脈沖頻率為10 Hz, 激光束直徑為32 μm, 激光束的能量密度為10 J/cm2。176Lu和176Yb對176Hf的同質(zhì)異位素干擾通過監(jiān)測175Lu和172Yb信號強度, 采用176Lu/175Lu=0.02669和176Yb/172Yb=0.5886[33]進行校正。用標準鋯石91500與鋯石樣品交叉分析對儀器漂移進行外部監(jiān)控。在本研究分析過程中獲得標準鋯石樣品91500和GJ-1的176Hf/177Hf值分別為0.282295±0.000028 (=14, 2) 和0.282734±0.000015 (=16, 2), 在誤差范圍內(nèi)與文獻[34,35]的結果一致。計算Hf()值時, 球粒隕石的176Hf/177Hf值為0.282772,176Lu/177Hf值為0.0332[36],176Lu的衰變常數(shù)=1.867×10–11/a[37]。單階段Hf模式年齡(DM1)計算時, 虧損地幔的值采用Griffin.的結果[38]; 兩階段Hf模式年齡(DM2)計算時, 下地殼的176Lu/177Hf值為0.019。

4?結?果

4.1?鋯石形態(tài)特征和U-Pb年代學

4.1.1?偉晶巖鋯石形態(tài)特征和U-Pb年代學

偉晶巖鋯石具有較高的U、Th含量, 加之放射性元素衰變造成晶格破壞和有序度降低, 因此呈半透明或不透明。激光剝蝕選點主要根據(jù)鋯石CL和反射光特征, 對具有韻律環(huán)帶或殘余環(huán)帶且反射光均一的微區(qū)以及CL不發(fā)光鋯石但反射光均一的微區(qū)進行剝蝕, 采集信號過程中通過監(jiān)視信號穩(wěn)定性來推測是否混入包裹體或裂隙信號, 從而剔除無效的分析點[7,8,10]。各偉晶巖鋯石樣品分析結果如下。

樣品KLP805(卡魯安805號脈)??鋯石粒徑變化于200~350mm, 呈半自形, 大多數(shù)鋯石顆粒陰極發(fā)光較弱, 局部微區(qū)有較強的陰極發(fā)光(圖3a)。部分鋯石分析點具有較高的Th (測點5為22945 μg/g; 測點8為40288 μg/g) 或U (測點3為69534 μg/g; 測點5為64288 μg/g; 測點8為53783 μg/g)。其余鋯石測點具有相對較低的Th、U含量, 分別變化于599~12837 μg/g和3400~16457 μg/g。所有分析點的Th/U值變化范圍為0.08~1.95 (表1)。18個測點U-Pb分析結果顯示, 其中4個測點(測點3、7、14和18)位于諧和線上但206Pb/238U年齡相對偏低 (176~182 Ma),獲得206Pb/238U加權平均年齡為(180.7±3.1) Ma (MSWD=0.48), 可能代表后期重結晶年齡。其余14個測點的206Pb/238U分布于212~236 Ma之間, 考慮到測點8、9、10及11的U、Th過高及普通鉛的影響較大, 而不參與年齡計算, 其余10個測點的加權平均年齡為(216.0±2.6) Ma (MSWD=0.37), 代表脈體的侵入年齡(圖4a)。

圖3?代表性鋯石的陰極發(fā)光特征和激光剝蝕位置

表1?鋯石LA-ICPMS U-Pb年齡分析結果

(續(xù)表1)

(續(xù)表1)

樣品KLP806 (卡魯安806號脈)??鋯石粒徑變化于200~400mm,呈半自形到自形。鋯石呈斑雜狀, 內(nèi)部蛻晶化較強 (圖3b)。除測點4具有較高的Th (7135 μg/g) 和U (53574 μg/g) 含量, 其余測點具有相對較低的Th、U含量, 主要變化于360~2287 μg/g和1419~7126 μg/g之間。18個分析點的Th/U值變化于0.09~0.49 (表1)。鋯石U-Pb分析結果顯示, 所有測點都偏離諧和線, 可能受到蛻晶化作用的影響, 除測點7和測點12顯示較大的206Pb/238U ((230±2) Ma)和較小的206Pb/238U ((212±4) Ma), 其余16個測點則顯示了較為一致的206Pb/238U年齡 (218~229 Ma), 加權平均年齡為(223.7±1.8) Ma (MSWD=1.7), 代表脈體的侵入年齡(圖4b)。

圖4?卡魯安偉晶巖鋯石U-Pb年齡諧和圖解

樣品KLP807 (卡魯安807號脈)??鋯石粒徑變化于200~350mm, 晶形呈半自形到自形。大部分鋯石可見模糊的震蕩環(huán)帶, 部分鋯石邊部較亮, 很可能是后期熱液重結晶所致, 少量鋯石CL很弱, 不顯示內(nèi)部特征 (圖3c)。KLP807樣品中測點1、5、12、13和20具有較高的Th含量, 分布于10317~30667 μg/g之間, 其余測點的Th含量介于964~8945 μg/g。21個測點的含量值介于241~3534 μg/g, Th/U值變化于0.74~42.84 (表1)。鋯石U-Pb分析結果顯示, 由于具有顯著高的普通Pb*, 未能獲得206Pb/238U加權平均年齡, 只獲得下交點年齡(221±15) Ma (MSWD=6.1) (圖4c), 大致代表脈體的侵入年齡。

樣品KLP650-1(庫卡拉蓋650號脈早期偉晶巖)??鋯石粒徑變化于200~350mm, 呈半自形到自形, 大多數(shù)鋯石邊部有殘余環(huán)帶, 少量鋯石內(nèi)部有較亮的微區(qū), 可能是后期熱液所致 (圖3d)。KLP650-1樣品中除測點1.1具有相對較高的Th (10506 μg/g)、U (8436 μg/g) 含量及Th/U (1.25) 值, 其余17個測點的Th含量介于47~2953 μg/g, U含量介于1340~7661 μg/g, Th/U變化于0.03~0.61 (表1)。18個測點的U-Pb分析結果顯示, 其中4個測點 (測點1.10、1.12、1.13和1.15) 位于諧和線上但206Pb/238U年齡相對偏低 (172~193 Ma), 獲得206Pb/238U加權平均年齡為(180.6±4.9) Ma (MSWD=2.5), 可能代表后期重結晶年齡。其余14個測點顯示了較為一致的206Pb/238U年齡 (222~234 Ma), 加權平均年齡為(227.9±2.6) Ma (MSWD=1.4), 代表脈體的侵入年齡(圖5a)。

樣品KLP650-2(庫卡拉蓋650號脈晚期偉晶巖)??鋯石粒徑變化于150~300mm, 半自形。大部分鋯石呈斑駁狀, 局部出現(xiàn)亮斑, 可能是重結晶所致 (圖3e)。21個測點的Th、U含量分別變化于115~10035 μg/g和1104 ~10072 μg/g范圍, Th/U值介于0.04~1.64之間 (表1)。鋯石U-Pb分析結果顯示, 測點2.14、2.15及2.19遠離諧和線, 其余18個測點諧和度高, 獲得206Pb/238U加權平均年齡為(211.3±2.4) Ma (MSWD= 1.6), 代表脈體的侵入年齡(圖5b)。

4.1.2 哈龍巖體鋯石形態(tài)特征和U-Pb年代學

所采哈龍巖體樣品中鋯石顆粒在透反射光下大多為無色-淺黃褐色, 半透明; 粒徑為120~300mm, 長寬比在2﹕1~4﹕1之間, 大多自形程度較好, 呈四方柱狀、雙錐發(fā)育。陰極發(fā)光圖像顯示, 鋯石晶體內(nèi)部發(fā)育較好的震蕩環(huán)帶或扇形環(huán)帶結構, 屬于典型的巖漿成因鋯石 (圖3f、圖3g)。激光剝蝕選點參照透射光、反射光和陰極發(fā)光圖像特征, 避開裂隙和包裹體發(fā)育的鋯石或微區(qū), 利用LA-ICPMS對所采哈龍巖體2件樣品進行了鋯石U-Pb分析, 結果見表1。

圖5?庫卡拉蓋650號偉晶巖鋯石U-Pb年齡諧和圖解

分析結果表明, 哈龍巖體中鋯石U含量變化于206~2167 μg/g之間, Th含量變化于54~408 μg/g之間, Th/U值為0.05~0.9。樣品HLG-5和HLG-7, 各自18個測點206Pb/238U年齡分布集中且諧和度高,206Pb/238U加權平均年齡值分別為(400.9±2.1) Ma (MSWD=0.48)(圖6a)和(403.3±2.3) Ma (MSWD= 0.42)(圖6b)。

4.2?偉晶巖鋯石鉿同位素組成

利用LA-MC-ICPMS開展鋯石鉿同位素組成分析的測點均選自已進行鋯石U-Pb定年的剝蝕點附近。對樣品KLP805、KLP806、KLP650-1和KLP650-2,根據(jù)已測定鋯石U-Pb年齡, 并結合鋯石CL特征, 本次選取每個樣品中的10顆鋯石進行鉿同位素測試, 分析結果見表2。

40個測點中的38個測點給出了較一致的176Hf/177Hf值, 變化于0.282651~0.282708, 測點KLP805- 10和測點KLP650-2-2.2較低, 分別為0.282638和0.282627。根據(jù)各樣品已測鋯石結晶年齡計算得出的Hf()值變化于0.65~2.50范圍, 對應的模式年齡DM2變化于1090~1213 Ma之間。

5?討?論

5.1?卡魯安-阿祖拜偉晶巖田中偉晶巖形成時代及期次

野外地質(zhì)觀察顯示, 位于卡魯安-阿祖拜偉晶巖田中部的庫卡拉蓋650號脈存在2期次偉晶巖巖漿的脈動貫入特征, 早期偉晶巖侵入到黑云母-石英片理中, 為鈉長石型偉晶巖; 晚期偉晶巖既可以侵入到黑云母-石英片理中, 也見侵入到早期的偉晶巖中, 以接觸帶見薄片狀鋰輝石定向生長為特征, 為石英-鈉長石-鋰輝石、石英-鈉長石-鋰云母型偉晶巖(圖7)。位于偉晶巖田北部的卡魯安礦田中產(chǎn)出的是石英-鈉長石-鋰輝石、石英-鈉長石-鋰云母型偉晶巖(圖8a), 而在偉晶巖田南部的阿祖拜礦田中, 以微斜長石型偉晶巖產(chǎn)出(圖8b)。

圖6?哈龍花崗巖鋯石U-Pb年齡諧和圖解

表2?卡魯安偉晶巖脈鋯石鉿同位素組成(LA-MC-ICPMS)

注:Hf()={[(176Hf/177Hf)s(176Lu/177Hf)s×(e–1)]/[(176Hf/177Hf)CHUR,0(176Lu/177Hf)CHUR×(e–1)]1}×10000;DM1=1/×ln{1+[(176Hf/177Hf)s(176Hf/177Hf)DM]/[(176Lu/177Hf)s(176Lu/177Hf)DM]};DM2=+1/×ln{1+[(176Hf/177Hf)s(176Hf/177Hf)DM]/[(176Lu/177Hf)LC(176Lu/177Hf)DM]};Lu/Hf=(176Lu/177Hf)s/(176Lu/177Hf)CHUR1;(176Lu/177Hf)s和(176Hf/177Hf)s為樣品測定值,為樣品形成時間;(176Lu/177Hf)CHUR=0.0332, (176Hf/177Hf)CHUR,0=0.282772[36];(176Lu/177Hf)DM=0.0384, (176Hf/177Hf)DM=0.28325[38]; (176Lu/177Hf)LC= 0.019;176Lu的衰變常數(shù)=1.867×10-11/a[37]

偉晶巖鋯石U-Pb定年結果顯示, 650號脈中早期鈉長石偉晶巖侵入時間為(227.9±2.6) Ma, 而侵入于早期偉晶巖中的晚期鋰輝石-鈉長石-鋰云母偉晶巖形成時代為(211.3±2.4) Ma。對于卡魯安礦區(qū)的805、806、807號脈, 本次鋯石U-Pb定年獲得它們的形成時代分別為(216.0±2.6) Ma、(223.7±1.8) Ma和(221±15) Ma。

圖7?庫卡拉蓋650號脈中晚期偉晶巖侵入到早期偉晶巖中

由上可見, 庫卡拉蓋650號脈由2期偉晶巖構成, 即可劃分出形成時代為(227.9±2.6) Ma的早期鈉長石偉晶巖與形成時代為(211.3±2.4) Ma的晚期鋰輝石-鈉長石-鋰云母偉晶巖。卡魯安礦區(qū)中偉晶巖形成時代在216.0~223.7 Ma之間, 其上限值與庫卡拉蓋650號脈中早期鈉長石偉晶巖形成時代相似, 而其下限值與庫卡拉蓋650號脈中晚期鋰輝石-鈉長石-鋰云母偉晶巖形成時代接近。對于卡魯安礦田, 未見存在2期偉晶巖侵入的野外地質(zhì)證據(jù), 而且因所采集偉晶巖樣品數(shù)有限, 鋯石U-Pb定年暫時無法明確分辨出存在2期偉晶巖; 對于阿祖拜礦區(qū), 還未開展對偉晶巖的鋯石U-Pb定年工作。庫卡拉蓋650號脈存在2期偉晶巖的野外地質(zhì)及鋯石U-Pb定年證據(jù), 以及卡魯安-阿祖拜偉晶巖田中, 南部的阿祖拜礦區(qū)中偉晶巖與中部的庫卡拉蓋偉晶巖、北部的卡魯安礦區(qū)偉晶巖存在類型上的差異, 這意味著在卡魯安-阿祖拜偉晶巖田中至少存在2期次的偉晶巖脈動侵入的特征。

5.2?卡魯安-阿祖拜偉晶巖田中偉晶巖與哈龍花崗巖的成因關系

鋯石U-Pb定年結果顯示, 哈龍花崗巖體形成時代在400.9~403.3 Ma之間, 屬泥盆紀巖漿活動的產(chǎn)物; 而卡魯安-阿祖拜偉晶巖田中4條偉晶巖形成時代在211~228 Ma之間, 均為三疊紀偉晶巖。

由于LCT型偉晶巖與S型過鋁質(zhì)花崗巖具有成因聯(lián)系, 因此, 許多學者傾向性認為偉晶巖是花崗巖巖漿演化晚期的殘余巖漿固結的產(chǎn)物[39–41]。加拿大Superior province (Ontario)、Bernic Lake (Manitoba)地區(qū)分布的太古代偉晶巖(~2640 Ma)與花崗巖之間時空、組成上存在明顯的演化關系。隨著巖漿分異的進行, 存在明顯的垂直分帶, 由早期的黑云母花崗巖T二云母花崗巖T粗粒白云母淺色花崗巖T偉晶狀淺色花崗巖T晚期的稀有金屬偉晶巖脈[42]。此外, 在空間上可劃分出不同的偉晶巖帶, 如在Mavis Lake偉晶巖集中區(qū), 由過鋁質(zhì)的Ghost Lake侵入體向SE, 由近及遠依次出現(xiàn)內(nèi)部綠柱石帶、綠柱石-鈮鐵礦帶、鋰輝石-綠柱石-鉭鐵礦帶、鈉長石型偉晶巖帶[42]。此外, 西方學者推測出露于地表的偉晶巖脈與深部埋藏的花崗巖體有成因聯(lián)系[43–48]?？臻g上, 盡管由哈龍巖體向西, 稀有金屬偉晶巖也存在分帶性(卡魯安偉晶巖處于Ⅲ帶: Li、Be、Ta、Nb礦化帶), 但由于形成時代相差170 Ma以上, 可以斷定哈龍巖體與稀有金屬偉晶巖之間不可能存在成因聯(lián)系。

圖8?卡魯安-阿祖拜偉晶巖田中的偉晶巖類型

(a) 卡魯安806號脈為石英-薄片狀鈉長石-鋰輝石型偉晶巖; (b) 阿祖拜礦田中的微斜長石型偉晶巖。Ab–鈉長石; Brl–綠柱石; Kfs–微斜長石; Spd–鋰輝石; Qtz–石英

(a) quartz-lamellar albite-spodumene type pegmatite of the Kaluan No.806 pegmatite; (b) microline type pegmatite of Azubai mining area. Ab–albite; Brl–beryl; Kfs–microline; Spd–spodumene; Qtz–quartz

已有的研究顯示, 位于哈龍巖體東側的柯魯木特-吉得克偉晶巖田中柯魯木特112號偉晶巖脈侵入時代為(238.3±2.0) Ma[8]; 位于哈龍巖體西南側的瓊庫爾偉晶巖田中瓊庫爾1號脈(Be-Nb-Ta礦床)形成年齡為(207.2±1.6) Ma、佳木開偉晶巖(碧璽礦) 為(212.2±1.7) Ma[7]。由此可見, 圍繞著哈龍巖體展布的不同偉晶巖田中偉晶巖很可能均是形成于三疊紀, 晚于哈龍巖體的形成時代約170~200 Ma。如此大的時間上的差異, 指示卡魯安-阿祖拜偉晶巖田以及哈龍巖體周邊的其他偉晶巖田中偉晶巖的形成不可能與哈龍巖體的形成、演化存在成因聯(lián)系。

5.3?偉晶巖形成物源及大地構造背景

已有的研究顯示, 阿爾泰偉晶巖以其鋯石中低的鉿同位素組成和相對較老的DM2為特征, 如可可托海3號脈中鋯石Hf()變化于+1.25 ~ +2.39范圍, 二階段模式年齡(DM2)變化于1102~1174 Ma[49]; 位于哈龍巖體東部的柯魯木特-吉得克偉晶巖田, 其112號脈中鋯石Hf()變化于+0.03 ~ +2.35之間,DM2= 1112~1225 Ma[8]。

本次研究的卡魯安礦區(qū)偉晶巖脈中鋯石顯示較小的正Hf()值(+0.65~+2.50)和較大的模式年齡DM21090~1213 Ma, 與柯魯木特112號脈、可可托海3號脈中鋯石鉿同位素組成一致, 即以較小的正Hf()值和古老的DM模式年齡為特征(圖9)。正的Hf()值, 表明形成偉晶巖初始巖漿含有地幔物質(zhì)的部分熔融, 或者是殼源物質(zhì)和虧損幔源共同作用的結果。由于其DM2遠遠大于偉晶巖的形成年齡, 表明偉晶巖形成與殼源物質(zhì)的部分熔融有關。加之該區(qū)未見有三疊紀基性火山巖的數(shù)據(jù)報道, 因此我們認為與稀有金屬礦床相關的三疊紀偉晶巖初始巖漿不可能是由軟流圈地幔底侵誘發(fā)的板內(nèi)巖漿活動的產(chǎn)物, 而很可能與先期存在幔源物質(zhì)的古老地殼, 即元古代的不成熟地殼物質(zhì)的減壓部分熔融有關。研究表明阿爾泰-蒙古微陸塊可能是元古代的不成熟陸殼[50], 而來自花崗巖的同位素對比研究表明, 中阿爾泰的古生代(500 ~ 370 Ma)花崗巖較之南阿爾泰顯示較低的Hf()、Nd()和更老的模式年齡, 中阿爾泰可能存在前寒武紀基底[3,51,52]。最近, Kr?ner.[53]綜合對比了中亞造山帶中的花崗巖, 提出大量的元古代古老地殼物質(zhì)改造貫穿于中亞造山帶的演化過程。而且, 與Li-Be-Nb-Ta-Cs 礦床相關的偉晶巖為LCT偉晶巖, 以過鋁質(zhì), 富含B、Be、Li、P、堿質(zhì) (Na、K), 貧Fe、Mg、Ca 為特征, 這意味著它很可能是由泥質(zhì)巖深熔形成。已有的研究給予我們啟示, 泥質(zhì)巖, 尤其是與蒸發(fā)巖有關的黏土巖類, 是最富集電氣石的, 可提供大量的硼[54–55], 以及Na、K、Li、Cl、F、P、Fe、Mn 等組分[56–57]。綜合以上研究, 我們提出三疊紀偉晶巖的形成很可能是與先期存在幔源物質(zhì)的古老地殼物質(zhì)的部分熔融有關。

圖9?偉晶巖鋯石εHf(t)與結晶年齡相關圖

可可托海3號脈和柯魯木特112號脈鉿同位素數(shù)據(jù)據(jù)文獻[8, 49]

Data sources: the No.3 pegmatite[49]; the Kelumute No.112 pegmatite[8]

新疆阿爾泰造山帶從前寒武世晚期至早古生代早期處于穩(wěn)定大陸邊緣階段, 早古生代開始進入造山啟動期, 之后造山運動一直延續(xù)到晚古生代, 相繼發(fā)生了俯沖、碰撞和增生等構造運動, 早-中二疊世時期開始進入了后造山階段, 中生代之后則進入非造山期[1,11,16,22,26,58,59]?；诨◢弾r地球化學研究得出的中亞造山帶構造模式, 由于受到對花崗巖形成復雜性的有限認識而受到質(zhì)疑[52], 而花崗偉晶巖尤其是LCT型稀有金屬偉晶巖對大地構造演化具有很好的指示意義。前人統(tǒng)計了全球最大的140個LCT偉晶巖田形成時代分布頻率, 并與全球超大陸旋回和陸殼生長時間進行對比, 發(fā)現(xiàn)大規(guī)模偉晶巖侵位與超級大陸聚合時間一致并總是形成于主造山期之后的后碰撞造山階段[60]。近年來, 越來越多的阿爾泰三疊紀巖漿活動及典型的陸-陸碰撞體制下造山型礦床被報道, 比如偉晶巖型Li-Be-Nb-Ta礦[7,8,10,61,62]、烏拉斯溝銅礦[63]、鐵木爾特Pb-Zn-Cu礦[64]以及薩熱闊布金礦[65]?；谝陨险J識, 我們認為阿爾泰三疊紀稀有金屬偉晶巖可能形成于古亞洲洋閉合之后的阿爾泰-蒙古微大陸與相鄰板塊之間的陸-陸碰撞造山作用晚期的后碰撞造山階段, 這一階段主要表現(xiàn)為主造山期后的伸展垮塌、地殼減薄導致的地殼減壓熔融。

6?結?論

(1) 鋯石U-Pb定年結果顯示, 卡魯安鋰礦區(qū)805、806、807號脈的形成時代分別為(216.0±2.6) Ma、(223.7±1.8) Ma、(221±15) Ma, 形成于三疊紀。庫卡拉蓋650號脈由2期偉晶巖構成, 早期鈉長石偉晶巖形成時代為(227.9±2.6) Ma, 晚期鋰輝石-鈉長石-鋰云母偉晶巖形成時代為(211.3±2.4) Ma。哈龍巖體形成時代為400.9~403.3 Ma, 為泥盆紀巖漿活動的產(chǎn)物。

(2) 所研究的卡魯安-阿祖拜偉晶巖田中偉晶巖形成于三疊紀, 與哈龍巖體形成時代之間存在170 Ma以上的差異, 它們之間不具成因上的聯(lián)系。

(3) 卡魯安礦區(qū)偉晶巖中鋯石顯示與柯魯木特112號脈、可可托海3號脈相似的鉿同位素組成, 由三疊紀陸-陸碰撞體制伸展背景下加厚地殼物質(zhì)減壓熔融所致。

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Zircon U-Pb geochronology and Hf isotopes of pegmatites from the Kaluan mining area in the Altay, Xinjiang and their genetic relationship with the Halong granite

MA Zhan-long1,2, ZHANG Hui1*, TANG Yong1, Lü Zheng-hang1, ZHANG Xin1,2and ZHAO Jing-yu1,2

1. Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guiyang?550002, China; 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing?100049, China

Zircon U-Pb dating and Hf isotopes of four pegmaites from the Kaluan-Azubai pegmatite mining area were carried out by LA-ICPMS and LA-MC-ICPMS in this paper. The formation ages of pegmatites, numbered 805, 806 and 807 in the Kaluan mining area, were determined to be (216.0±2.6) Ma, (223.7±1.8) Ma and (221±15) Ma, respectively, i.e. products of Triassic magmatic activities. For the Kukalagai No.650 pegmatite, zircon U-Pb dating shows that it made up of two stages of pegmatites, that is, the early albite pegmatite (227.9±2.6) Ma and the late spodumene-albite-lepidolite pegmatite (211.3±2.4) Ma. The intrusive age of Halong granite is in the range of 400.9–403.3 Ma, as the products of Devonian magmatic activities. As large gaps in their formation age (>170 Ma) between pegmatites and Halong granites, it indicates that pegmatites from the Kaluan mining area have no genetic relationship with the Halong granite. Zircons from the pegmatites of Kaluan mining area have lower positiveHf() values (+0.65 – +2.50), withDM2model ages of 1090–1213 Ma, similar to zircon Hf isotopes of the Keketuohai No.3 pegmatite and the Kelumute No.112 pegmatite, indicating that the pegmatites were created by crust thickening and decompression melting in a post-collision tectonic setting.

zircon U-Pb dating; zircon Hf isotopes; granite; pegmatite; Altay

P597

A

0379-1726(2015)01-0009-18

2014-02-07;

2014-04-17;

2014-07-24

國家自然科學基金(41372104); 新疆有色金屬工業(yè)(集團)有限責任公司科研項目(2011YSKY-02); 中國科學院地球化學研究所礦床地球化學國家重點實驗室開放課題資助基金(2008012)

馬占龍(1988–), 男, 碩士研究生, 巖石地球化學、礦床地球化學研究方向。E-mail: mazhanlong88@163.com

ZHANG Hui, E-mail: zhanghui@vip.gyig.ac.cn; Tel: +86-851-5891494