烏拉溪鋁質(zhì)A型花崗巖：松潘—甘孜造山帶早燕山期熱隆伸展的巖石記錄

周家云，譚洪旗，龔大興，朱志敏，羅麗萍

1) 中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所，國土資源部成礦作用與資源評價重點實驗室，北京，100037；2) 中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)綜合利用研究所，成都，610041

內(nèi)容提要：烏拉溪巖體位于松潘—甘孜造山帶南段，江浪穹隆北部。LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年獲得巖體年齡為159.31±0.9Ma。巖石中出現(xiàn)含鈣鈉長石和鐵葉云母等A型花崗巖典型礦物；巖體具有高SiO2、Na2O和K2O含量，高FeOt/MgO、Ga/Al比值，以及低TiO2、CaO和MgO含量特征；稀土元素配分模式呈右傾海鷗型，Eu負異常明顯；微量元素富含Rb、Nb和Ga等高場強元素，原始地幔標準化蛛網(wǎng)圖顯示出Ba、Sr、P和Ti虧損；巖體中鋯石的古核稀少，鋯石飽和溫度計算顯示巖體成巖溫度很高(變化在967～984℃之間)；巖體還相對富鋁，A/CNK=0.97～1.27，分布比較集中，都大于0.95，過堿指數(shù)(NK/A=0.74～0.91)較低，均在1之下。以上特征表明烏拉溪二云母花崗巖為鋁質(zhì)A型花崗巖。鋯石n(176Hf)/n(177Hf)比值變化于0.282228～0.282749，平均值為0.282586，f Lu/ Hf為-0.99～-0.10，平均值為-0.90，εHf(t)絕大多數(shù)為負值，變化于-15.88～1.77之間，平均值為-3.14，說明巖石形成是殼源物質(zhì)占主導(dǎo)地位，可能為江浪穹隆核部元古宙變質(zhì)核雜巖的部分熔融。結(jié)合區(qū)域構(gòu)造演化，本文認為烏拉溪二云母花崗巖形成于陸—陸碰撞之后的伸展環(huán)境，是甘孜—松潘造山帶在燕山早期增厚的地殼因伸展松弛而發(fā)生減壓熔融的產(chǎn)物。

松潘—甘孜造山帶是特提斯—喜馬拉雅造山系中的一個重要組成部分，其特殊的構(gòu)造演化受到國內(nèi)外學(xué)者的廣泛關(guān)注。許志琴等(1992)提出的“構(gòu)造—熱”模型認為松潘—甘孜造山帶的造山過程包括滑脫逆沖、熱隆伸展與平移作用等幾個階段，所以，早燕山期是否存在巖石圈熱隆伸展是討論松潘—甘孜造山帶“構(gòu)造—熱”模型的關(guān)鍵問題之一。在松潘—甘孜造山帶內(nèi)廣泛出露的花崗巖是造山帶構(gòu)造發(fā)展過程中的一個重要部分,澄清它們的侵位時代、巖石地球化學(xué)特征，以及形成機制等問題，對揭示松潘—甘孜造山帶復(fù)雜的構(gòu)造演化歷史和動力學(xué)機制至關(guān)重要(趙永久等，2007a)。近年來，許多學(xué)者對松潘—甘孜造山帶內(nèi)的花崗巖進行了年代學(xué)和地球化學(xué)的研究(Roger et al.，2004；胡健民等，2005；Zhang Hongfei et al.，2006，2007；Xiao Long et al.，2007；李建康等，2009；時章亮等，2009；蔡宏明等，2010；萬傳輝等，2011；袁靜等，2011；戴宗明等，2011a，2011b)，為該區(qū)構(gòu)造—巖漿演化研究奠定了堅實基礎(chǔ)。對于這些花崗巖的構(gòu)造背景及成因機制，一些學(xué)者(Roger et al.，2004；胡健民等，2005；Zhang Hongfei et al.，2006；李建康等，2009；蔡宏明等，2010；袁靜等，2011)認為這些花崗巖主要侵位于印支期，巖石類型多數(shù)為同碰撞花崗巖，代表了造山帶碰撞事件，而趙永久等(2007a，2007b)報道了個別產(chǎn)于燕山期后造山伸展背景的巖體，還爭議較大(戴宗明等，2011b)。烏拉溪花崗巖所處的江浪穹隆構(gòu)造代表了一種隆升伸展環(huán)境，所以，烏拉溪巖體是否為甘孜—松潘造山帶碰撞后熱隆伸展的產(chǎn)物，值得研究。本文對烏拉溪二云母花崗巖進行了鋯石LA-ICP-MS年代學(xué)、主量元素、微量元素和鋯石Hf同位素的研究，討論烏拉溪巖體的成因類型和巖漿源區(qū)，為甘孜—松潘造山帶燕山期巖石圈碰撞后熱隆伸展作用提供地球化學(xué)證據(jù)。

圖1 松潘—甘孜造山帶江浪穹隆地區(qū)地質(zhì)簡圖Fig. 1 Simplified geological map of the Jianglang dome area in Songpan—Garze terraneP1s—二疊系三道橋組；T2z—三疊系雜谷腦組；γμβ52—燕山期二云母花崗巖P1s—Permian Shandaoqiao Group；T2z—Triassic Zhagunao Group；γμβ52—Yanshanian two-mica granite

1 地質(zhì)背景及巖石學(xué)、巖相學(xué)特征

松潘—甘孜造山帶位于青藏高原的東北緣，為一夾持于揚子、華北和青藏高原三大巖石圈板塊之間的巨形三角狀褶皺區(qū)域(萬傳輝等，2011)。北側(cè)以阿尼瑪卿—勉略縫合線為界，與昆侖—秦嶺造山帶相接，西南緣以金沙江縫合帶為界，與青藏高原的羌塘—昌都地塊相接，東南緣以龍門山—錦屏山斷裂帶為界，與揚子板塊相連(圖1a)。造山帶內(nèi)部則由甘孜—理塘縫合帶、后龍門山斷裂和木里前緣逆沖帶分割成西部碰撞帶(義敦島弧帶)、造山帶主體和造山帶前陸(許志琴等，1992)。松潘—甘孜造山帶是一個中生代以來長期演化的造山帶，經(jīng)歷了古特提斯和新特提斯兩個連續(xù)的造山事件，造山過程、演化歷史及板塊動力學(xué)機制與眾不同。

松潘—甘孜造山帶內(nèi)充填了巨厚的三疊系復(fù)理石沉積，在東南部有震旦系—古生界地層，及少量前震旦系基底出露。造山帶內(nèi)廣泛出露花崗巖類侵入體，它們呈面狀散布于造山帶內(nèi)，多以小巖體和小巖株的形式產(chǎn)出，在東緣和南部出露更廣，大部分屬于鈣堿性花崗巖(萬傳輝等，2011)或埃達克質(zhì)花崗巖(Zhang Hongfei et al，2006，2007；Xiao Long et al.，2007)。

烏拉溪巖體位于松潘—甘孜造山帶南段，江浪穹隆北部(圖1a、b)，是造山帶內(nèi)少數(shù)顯示與穹隆構(gòu)造有密切時空關(guān)系的花崗巖體，對研究造山帶構(gòu)造演化和成礦作用具有重要的探針作用。烏拉溪巖體平面上呈紡錘形，侵位于二疊系地層中(圖1c)，與二疊系大理巖接觸帶常產(chǎn)生矽卡巖化，并伴有白鎢礦化。根據(jù)光學(xué)顯微鏡鑒定(圖2)和X射線衍射分析(圖3，儀器型號為日本理學(xué)DX-2000型)，烏拉溪巖體巖石為灰白色二云母花崗巖，具中—粗粒花崗結(jié)構(gòu)，主要礦物成分為石英、鉀長石，含少量斜長石、白云母和黑云母，副礦物主要為磷灰石和鋯石等。石英含量約40%，自形粒狀；鉀長石主要為微斜長石，含量約40%，發(fā)育格子雙晶；斜長石含量約5%，主要為含鈣鈉長石，發(fā)育聚片雙晶；暗色礦物主要為黑云母，含量約5%，填隙狀分布于長石、石英顆粒之間，以鐵葉云母為主，礦物成分與鋁質(zhì)A型花崗巖礦物成分比較相符(劉昌實等，2003)。

圖2 巖石薄片顯微照片F(xiàn)ig. 2 Photomicrograph showing texture of the Wulaxi granite

圖3 巖石X射線粉晶衍射圖譜Fig. 3 X-ray powder diffracion patterns of the Wulaxi granite

2 樣品及分析方法

2.1 鋯石U-Pb年代學(xué)及Hf同位素

用于LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年及Hf同位素分析的樣品(樣品號PM06-1)采自烏拉溪鄉(xiāng)坡上村轉(zhuǎn)經(jīng)樓溝，地理位置為：28°38′7.9″N，101°37′52.2″E。樣品在廊坊地質(zhì)服務(wù)公司經(jīng)破碎、分選，雙目鏡下挑純獲得鋯石。然后，鋯石按宋彪等(2002)描述的方法制作樣品靶，并對待測鋯石進行陰極發(fā)光顯微結(jié)構(gòu)觀察和照相，從而選定最佳的待測鋯石和部位。鋯石的陰極發(fā)光顯微結(jié)構(gòu)照相、LA-ICP-MS U-Pb年代學(xué)及Hf同位素分析在中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所成礦作用與資源評價重點實驗室完成。鋯石U-Pb年齡測定和Hf同位素分析在Finnigan Neptune型MC-ICP-MS上完成，激光剝蝕系統(tǒng)為Newwave UP 213，采用澳大利亞MacQuarie大學(xué)GJ1標準鋯石作為外標校正。U-Pb年齡測定采用的激光束斑直徑為25μm，儀器測試條件及參數(shù)見文獻(侯可軍等，2009)。鋯石測點同位素比值數(shù)據(jù)和元素含量計算采用ICPMSData(Liu Yongsheng et al.，2008)軟件處理，使用Andersen(2002)的方法進行普通鉛校正。年齡計算及諧和圖的繪制采用Isoplot 3.0(Ludwig，2003)完成。詳細分析流程和原理見文獻(侯可軍等，2009)。鋯石原位Hf同位素分析激光束斑直徑為55μm，采用Chu Nan-Chin 等(2002)的方程進行Yb和Lu干擾效正。樣品在測定過程中獲得GJ1的n(176Hf)/n(177Hf)=0.282024±0.000020(n=12，2σ)，與Elhlou等(2006)報道的LA-ICP-MS法測得值(0.282015±0.000019)在誤差范圍內(nèi)一致。詳細分析流程和原理見文獻(侯可軍等，2007)。

2.2 地球化學(xué)

巖石地球化學(xué)分析樣品采自烏拉溪巖體實測剖面，剖面起點坐標：28°38′24.65″N，101°38′43.67″E，終點坐標：28°37′44.71″N，101°37′41.14″E。樣品經(jīng)室內(nèi)洗凈晾干，挑選內(nèi)部新鮮部位破碎至200目，然后送樣分析。一組樣品(wlx4、wlx5、wlx6、wlx12、wlx13、wlx14、wlx16)送中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)綜合利用研究所分析，主量元素用XRF方法完成(FeO運用重鉻酸鉀容量法測定)，誤差小于5%；微量元素和稀土元素采用Thermo XseriesⅡ型等離子質(zhì)譜儀(ICP-MS)測定，誤差小于10%，其中稀土元素分析誤差小于5%。另一組樣品(wlx17、wlx18、wlx19)送澳實分析檢測(廣州)有限公司分析，主量元素用荷蘭PANalytical 型X 射線熒光光譜儀完成(FeO運用重鉻酸鉀容量法測定)，誤差小于5%；微量元素和稀土元素分析用Perkin Elmer Elan 9000型等離子質(zhì)譜儀(ICP-MS)測定，分析誤差系統(tǒng)控制小于10%。對比兩組樣品的分析結(jié)果，數(shù)據(jù)比較接近，表明分析數(shù)據(jù)較為可靠。稀土元素配分曲線圖和微量元素原始地幔標準化蛛網(wǎng)圖采用Geokit程序(路遠發(fā)，2004)完成。

圖4 烏拉溪花崗巖鋯石陰極發(fā)光照片F(xiàn)ig. 4 CL images of zircon from the Wulaxi granite

3 分析結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb年齡

樣品中絕大多數(shù)鋯石無色透明，自形程度好，呈正方雙錐狀、柱狀及半截錐狀，晶體長150～300μm，寬80～120μm，長寬比約2：1，陰極發(fā)光圖像表現(xiàn)出典型的巖漿韻律環(huán)帶和明暗相間的條帶結(jié)構(gòu)，無繼承鋯石核，屬典型巖漿鋯石(圖4a)。另有少量鋯石自形程度較好，但是發(fā)育核邊結(jié)構(gòu)，核部呈渾圓狀，邊部薄環(huán)帶，可能是捕獲早期源巖的鋯石(圖4b)。利用LA-ICP-MS測年方法進行了20測點分析，其中巖漿鋯石11點，捕獲鋯石9點，結(jié)果列于表1。捕獲鋯石的Th/U值變化于0.04～0.56之間，206Pb/238U與207Pb/206Pb年齡諧和度較差(未列入圖中)，可能存在混合現(xiàn)象，導(dǎo)致年齡偏高。去除捕獲鋯石的年齡，其他11個巖漿鋯石具有較高U、Th含量和Th/U比值，U含量變化于45.87×10-6～406.53×10-6，Th含量變化于30.53×10-6～438.25×10-6，U、Th具有正相關(guān)性，Th/U值介于0.23～1.56之間，多數(shù)接近于1，表明該類鋯石為同期巖漿結(jié)晶成因。巖漿鋯石具有比較一致的206Pb/238U表面年齡(158～160Ma)，年齡數(shù)據(jù)點集中分布在諧和曲線159Ma附近(圖5)，206Pb/238U加權(quán)平均年齡為159.31±0.9Ma(MSWD=0.13)，該年齡具有很高的可信度，代表了烏拉溪二云母花崗巖的巖漿結(jié)晶年齡。因此，烏拉溪二云母花崗巖應(yīng)為燕山早期巖漿活動產(chǎn)物。

圖5 烏拉溪花崗巖鋯石U-Pb年齡諧和圖(a)及加權(quán)平均圖(b)Fig. 5 Zircon U-Pb concordia diagram(a)and weighted average dating of the Wulaxi granite(b)

3.2 鋯石Hf同位素

上述定年樣品中巖漿鋯石Lu-Hf同位素原位微區(qū)測定結(jié)果列于表2。所有測定鋯石的n(176Lu)/n(177Hf)值小于0.002，平均值為0.000692，表明鋯石在形成后具有極低的放射性成因Hf積累(Kinny et al.，2003; 盧仁等，2013)，因此所測定的n(176Lu)/n(177Hf)值基本可以代表鋯石結(jié)晶時體系的Hf同位素組成。采用Taylor and McLennan(1985)推薦的上地殼平均成分[n(176Lu)/n(177Hf)=0.008]計算巖石模式年齡，用測定的鋯石U-Pb年齡(159.31Ma)計算的εHf(t)值和兩階段模式年齡。分析結(jié)果表明，烏拉溪巖體中鋯石的n(176Lu)/n(177Hf)值變化于0.282228～0.282749，平均值為0.282586，fLu/ Hf為-0.99～-0.10，平均值為-0.90，εHf(t) 變化于-15.88～1.77之間，絕大多數(shù)為負值，平均值為-3.14，說明該巖石的源區(qū)物質(zhì)中殼源物質(zhì)成分占主導(dǎo)地位。二階段Hf模式年齡變化于1048～2214Ma之間，平均值為1407Ma，表明該花崗巖的物質(zhì)源區(qū)可能為中元古代形成的地殼。

表1 烏拉溪花崗巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡分析結(jié)果Table 1 LA-ICP-MS U-Pb isotopic analytical data of zircon in Wulaxi granite

表2 烏拉溪花崗巖的鋯石Hf同位素分析結(jié)果Table 2 Hf isotopic compositions of of zircon in Wulaxi granite

3.3 主量元素和微量元素

烏拉溪二云母花崗巖化學(xué)分析結(jié)果及有關(guān)參數(shù)列于表3。從表3可以看出，烏拉溪巖體SiO2、Na2O和K2O含量較高，分別為70.52%～73.78%、3.44%～3.97%和4.76%～5.05%；而TiO2、CaO和MgO含量較低，分別為0.11%～0.16%、0.89%～1.03%和0.16%～0.26%；巖石富堿、富鉀，Na2O+K2O含量高達8.4%～8.95%，平均值8.67%，且K2O>Na2O；巖石全鐵(FeOt)含量變化于2.09%～2.80%之間，平均2.42%，低于一般I型(3.12%)、S型(3.06%)和M型(4.20%)花崗巖，而與A型花崗巖(2.70%)相近(Chappell et al.，1992；Whalen et al.，1987)；FeOt/MgO比值(8.35～16.49，平均12.77)較高，高于一般I型(2.27)、S型(2.38)和M型(2.37)花崗巖(Whalen et al.，1987)，而與A型花崗巖(13.4)基本一致(Turner et al.，1992；楊高學(xué)等，2010)。在(FeOt/MgO)—SiO2圖解中(Eby，1990)，樣品均落入A型花崗巖區(qū)(圖6)。此外，巖石還富鋁，Al2O3含量在11.17%～14.69%之間，過堿指數(shù)[NK/A=n(Na2O+K2O) /n(Al2O3)]在0.75～1.03之間，絕大多數(shù)在1之下，不同于堿性花崗巖(NK/A>1)；鋁飽和度A/CNK值在0.85～1.14之間，分布比較集中，除一個樣品小于0.95外，其余都大于0.95，顯示巖石屬準鋁質(zhì)或弱過鋁質(zhì)A型花崗巖(圖7)。

圖6 烏拉溪巖體FeOt/MgO—SiO2判別圖解(據(jù)Eby，1990)Fig. 6 FeOt/MgO—SiO2 discrimination diagram of the Wulaxi granite(after Eby，1990)

巖石稀土總量變化于132.32×10-6～187.67×10-6之間，輕稀土元素含量高于重稀土元素，∑Ce/∑Y比值穩(wěn)定且較高(20.84～6.53)，屬LREE富集型，Eu負異常明顯，REE配分模式呈右傾海鷗型(圖8a)，顯示出A型花崗巖REE配分模式典型特征，且?guī)r漿形成過程中富Ca斜長石或作為殘留相或者作為結(jié)晶分離相起著重要的作用。在微量元素原始地幔標準化蛛網(wǎng)上(圖8b)，巖石明顯虧損P、Zr、Ti等高場強元素和Ba、Sr等大離子親石元素，富集La、Nd、Hf、Yb等元素。104×Ga/Al值變化于2.63～3.69之間，明顯高于I型(平均值2.1)S型(平均值2.28)花崗巖，與 A型花崗巖(>2.6)吻合(Whalen et al.，1987)。在 Zr—104Ga/Al、Ce—104Ga/Al、Nb—104Ga/Al、Y—104Ga/Al、NK/A—104Ga/Al、FeOt/MgO—(Zr+Nb+Ce+Y)圖解(Whalen et al., 1987；Eby，1990)上(圖9)，除了在FeOt/MgO—(Zr+Nb+Ce+Y) 圖上有少數(shù)樣品落入A型與I型和S型的過渡區(qū)域，其余圖解上樣品都落入A型區(qū)域，因此，總體上看，烏拉溪巖體巖石類型應(yīng)歸屬A型花崗巖類。

表3 烏拉溪花崗巖主量元素(%)、稀土及微量元素(×10-6)分析結(jié)果Table 3 Major(%), rare earth and trace element(×10-6) compositions of the Wulaxi granite

注：NK/A=[n(Na2O)+n(K2O)]/n(Al2O3)A/CNK=n(Al2O3)/[n(Na2O)+n(K2O)+n(CaO)]；FeOt= FeO+0.9Fe2O3

圖7 烏拉溪巖體A/ANK—A/NK圖解(據(jù)Maniar et al., 1989)Fig. 7 A/ANK—A/NK plot of the Wulaxi granite(after Maniar et al., 1989)

圖8 烏拉溪巖體稀土元素配分曲線(a,標準化值據(jù)Taylor and McLennan,1985 )和微量元素原始地幔標準化蛛網(wǎng)圖(b,標準化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)Fig. 8 Chondrite-normalized REE patterns(a, normalization values after Taylor and McLennan,1985) and primitive mantle-normalized trace elements spidergrams(b, normalization values after Sun and McDonough, 1989)of the Wulaxi granite

4 討論

4.1 巖石類型及成因

圖9 烏拉溪巖體Zr、Ce、Nb、Y、NK/A—104Ga/Al以及FeOt/MgO—(Zr+Nb+Ce+Y)圖解(據(jù)Whalen等，1987)Fig. 9 Zr、Ce、Nb、Y、NK/A—104Ga/Al and FeOt/MgO—(Zr+Nb+Ce+Y) discrimination diagrams of the Wulaxi granite (after Whalen et al.，1987)

Loiselle和Wones(1979)最早將A型花崗巖定義為堿性(alkaline)、貧水(anhydrous)和非造山(anorogenic)的花崗巖。Collins等(1982)和Whalen 等(1987)進一步提出了A型花崗巖區(qū)別于其他類型(M、I、S型)花崗巖的化學(xué)特征，成為劃分A型花崗巖的重要標準：巖石富Si、Na和K，貧Ca、Mg和Al，高(K2O+Na2O)/Al2O3、 FeOt/MgO和Ga/Al值，富Rb、Th、Nb、Ta、Zr、Hf、Ga、Y等高場強元素，貧Sr、Ba、Cr、Co、Ni、V、Eu、Ti和P等元素，以及右傾海鷗型REE配分模式和顯著的負Eu異常。如前所述，烏拉溪巖體具有較高的SiO2、Na2O和K2O含量和高FeOt/MgO、104×Ga/Al值，低TiO2、CaO和MgO含量，以及富含Rb、Nb和Ga等高場強元素，明顯不同于I型和S型花崗巖，與A型花崗巖相似。Collins等(1982)認為Ga/Al比值是判定A型花崗巖最為有效的方法，Whalen等(1987)進一步以104×Ga/Al>2.6作為劃分A型花崗巖的標準。烏拉溪巖體104×Ga/Al值在2.63～3.69之間，明顯高于I型(平均2.1)和S型(平均2.28)，符合A型特征。Eby(1990)指出，對于SiO2含量很高的A型花崗巖，不同成因類型花崗巖的(K2O+Na2O)、CaO含量是類似的，所以不能作為區(qū)分A型與S型、I型花崗巖的有效準則，并進一步給出FeOt/MgO—SiO2圖解來區(qū)別A型花崗巖與其他類型花崗巖。烏拉溪巖體的全鐵(FeOt)含量和FeOt/MgO比值都與A型花崗巖十分相近，明顯區(qū)別于I型、S型和M型花崗巖(Whalen et al., 1987；Chappell et al., 1992；Turner et al.,1992；楊高學(xué)等，2010)，在(FeOt/MgO)—SiO2圖解中(Eby，1990)，樣品均落入A型花崗巖區(qū)(圖6)。同時，在 Zr—104Ga/Al、Ce—104Ga/Al、Nb—104Ga/Al、Y—104Ga/Al、NK/A—104Ga/Al、FeOt/MgO—(Zr+Nb+Ce+Y)六幅圖解上(圖9)，絕大多數(shù)樣品落入A型花崗巖區(qū)域。然而，有學(xué)者認為高分異I、S型花崗巖和A型花崗巖在地球化學(xué)特征方面十分相似(King et al.,1997)，有時會造成FeOt/MgO、104×Ga/Al等判別方法失效(李小偉等，2010)。鑒此，King 等(1997)提出對于A型花崗巖比高分異的S型花崗巖具有更高的P2O5(均值為0.14%)和更低的Na2O(均值為2.81%)含量。王強等(2000)提出高分異I型花崗巖全鐵含量(FeOt)一般小于1.00%，而A型花崗巖則一般大于1.00%。烏拉溪巖體P2O5、Na2O和FeOt含量分別在0.7%～1.4%、3.44%～3.97%和2.09%～2.80%之間，和高分異的I型和S型花崗巖明顯區(qū)分開來。

此外，稀土元素和微量元素分布圖的聯(lián)用，基本上概括了A型花崗巖最重要的地球化學(xué)特征，用它們來判別基本上不會失誤(張旗等，2012)。烏拉溪巖體REE配分模式呈右傾海鷗型，Eu負異常明顯(圖8b)，微量元素原始地幔標準化蛛網(wǎng)圖(圖8b)顯示出Ba、Sr、Nb、P和Ti虧損，與A型花崗巖特征一致。實際上，A型花崗巖最本質(zhì)的特征在于它是一種高溫花崗巖，其形成溫度要比I型和S型花崗巖高，這是判別它們歸屬的重要指標之一(King et al.， 1997；劉昌實等，2003)。烏拉溪巖體鋯石飽和溫度計算(Watson et al., 1983)顯示烏拉溪巖體的成巖巖漿溫度很高，變化在967～984℃之間，明顯高于S型花崗巖(平均764℃)和I型花崗巖(平均781℃)的成巖溫度(King et al.， 1997)，結(jié)合陰極發(fā)光圖像下絕大多數(shù)鋯石環(huán)帶結(jié)構(gòu)明顯，繼承鋯石稀少，說明烏拉溪二云母花崗巖應(yīng)屬于形成于高溫條件下的A型花崗巖。

近年來的研究將A型花崗巖的概念外延，A型花崗巖不僅包括堿性A型花崗巖(簡稱AAG)，也包括準鋁質(zhì)、過鋁質(zhì)以及強過鋁的鋁質(zhì)A型花崗巖(簡稱ALAG)(楊高學(xué)等，2010)。與AAG相比，ALAG還具有以下特點：

(1)ALAG以石英、條紋長石、斜長石(低鈣鈉長石為主)為主要造巖礦物，常常出現(xiàn)鐵綠鈉閃石、白云母、錳鋁榴石等富Al礦物和鐵黑云母等含Li和F礦物，區(qū)別于AAG中常常出現(xiàn)鈉閃石、霓石等堿性鐵鎂礦物(劉昌實等，2003；李小偉等，2010)。

(2)ALAG相對富鋁，絕大多數(shù)樣品的Al2O3含量在12%以上，A/NKC一般大于0.95(邱檢生等，2000)。

(3)ALAG過堿指數(shù)較低，一般在1.0以下，而AAG則多大于1.0(邱檢生等，2000)。

烏拉溪巖體巖礦特征和地球化學(xué)特征可以看出，礦物組成中未見霓石等堿性鐵鎂礦物，相反，卻發(fā)現(xiàn)有鐵葉云母和含鈣鈉長石等含F(xiàn)礦物；Al2O3含量在11.17%～13.30%之間，且絕大多數(shù)樣品Al2O3含量在12%以上，相對富鋁；A/CNK值(0.97～1.27)分布比較集中，都大于0.95；過堿指數(shù)(NK/A=0.74～0.91)較低，均在1之下，所有這些特征都明顯不同于堿性A型花崗巖，而與鋁質(zhì)A型花崗巖相似，所以，烏拉溪二云母花崗巖的成因類型應(yīng)進一步歸屬準鋁質(zhì)或弱過鋁質(zhì)A型花崗巖。

4.2 巖漿源區(qū)與性質(zhì)

目前普遍認為花崗巖是由地殼中各種不同成分的巖石部分熔融而成(陳國能等，2009)，其成分隨源區(qū)物質(zhì)組成、溫度、壓力、氧逸度以及自由水的存在與否而變化(徐夕生等，2010)。烏拉溪巖體鋯石Hf同位素的研究顯示，烏拉溪花崗巖中代表源區(qū)特征的巖漿鋯石εHf(t)變化于-15.88～1.77，平均值-3.14，絕大多數(shù)為負值，反映了烏拉溪巖體的源區(qū)物質(zhì)中殼源成分占主導(dǎo)地位(梁清玲等，2013)，成巖過程中可能有少量幔源組分參與。對于鋁質(zhì)花崗巖，其成因一般被認為是地殼中富鋁質(zhì)沉積物部分熔融(White et al.，1997)。鋁質(zhì)花崗巖CaO/Na2O比值是判斷源區(qū)成分的一個極其重要的指標(Chappell et al.，1992)。根據(jù)實驗研究(Patio Douce et al.，1991，1995；Skjerlie et al.，1996)，由泥質(zhì)巖石熔融生成的強過鋁花崗巖，CaO/ Na2O 值一般小于0. 3，由雜砂巖熔融形成的花崗巖，CaO/ Na2O 值一般大于0.3。烏拉溪二云母花崗巖CaO/ Na2O=0.23～0.29，都小于0.3，表明巖體源區(qū)物質(zhì)應(yīng)主要為貧長石、富粘土的泥質(zhì)巖。大量的研究表明，在嚴重缺水的深部地殼源區(qū)，源區(qū)物質(zhì)的部分熔融主要通過含水礦物的脫水反應(yīng)來進行(Patio Douce et al.，1999)，對于泥質(zhì)巖，高Al2O3含量主要是由于泥質(zhì)巖中白云母、黑云母和夕線石的脫水熔融造成(Masberg et al. ，2005)，由此可判斷烏拉溪巖體是由富泥巖的源巖經(jīng)白云母、黑云母和夕線石脫水熔融而成。

圖10 烏拉溪巖體構(gòu)造環(huán)境判別圖(底圖據(jù)Pearce et al.,1984)Fig. 10 Tectonic discrimination diagrams of the Wulaxi granite using trace elements (after Pearce et al.,1984)VAG—火山弧花崗巖；ORG—洋脊花崗巖；WPG—板內(nèi)花崗巖；Syn-COLG—同碰撞花崗巖；VAG—volcanic arc granite；ORG—ocean ridge granite；WPG—intraplate granite；Syn-COLG—syncollision granite.

在江浪穹隆核部，有一套元古代褶皺基底地層里伍群，它是一套以片巖、千枚巖和變質(zhì)雜砂巖為主的變質(zhì)核雜巖。前人研究表明，里伍群鋯石U-Pb法年齡為1437Ma(顏丹平等，1999)，巖層具高硅，高鋁，輕稀土元素相對富集(LREE/HREE為8.70～11.58，平均為9.97)，Eu弱負異常的特征(李同柱等，2010)，并在165Ma左右受到過一次熱變質(zhì)作用(Huang et al.，2003)。對比烏拉溪巖體的源巖年齡(1407Ma)與江浪穹隆核部已獲得的褶皺基底年齡(1437Ma)，烏拉溪巖體的形成年齡(159.31Ma)與褶皺基底變質(zhì)年齡(165Ma)，以及烏拉溪巖體與褶皺基底的地球化學(xué)特征(都具高硅、高鋁、富集輕稀土等)，都十分相符，有理由推斷烏拉溪巖體是江浪穹隆核部褶皺基底巖系里伍群部分熔融的產(chǎn)物。

4.3 構(gòu)造背景

A型花崗巖的厘定不能脫離構(gòu)造背景研究，現(xiàn)有報道的A型花崗巖幾乎全部形成于主體上的伸展體制或擠壓、剪切體制下派生的局部拉張環(huán)境(吳鎖平等，2007)。近年來的研究成果表明，A型花崗巖又分為非造山和后造山兩類，分別命名為A1型和A2型(Collins et al.，1982；Eby，1992)，或AA型和PA型(洪大衛(wèi)等，1995)。A1(或AA)型花崗巖的巖漿物質(zhì)來源于類似大洋島嶼玄武巖，但是侵入于大陸裂谷或者在板內(nèi)巖漿作用期間侵入，為大陸巖石圈穩(wěn)定之后的拉張環(huán)境；A2(或PA)型花崗巖巖漿直接起源于經(jīng)歷了陸—陸碰撞或者島弧巖漿作用的陸殼或者板下地殼，標志造山作用結(jié)束后不久即開始拉張，其規(guī)模和深度均較小，是造山作用結(jié)束的標志(葉會壽等，2008)。目前，A型花崗巖的構(gòu)造環(huán)境判別主要運用Nb—Y—Ce及Nb—Y—3Ga三角圖解(Eby，1992)和R1—Ga/Al構(gòu)造判別圖(洪大衛(wèi)等，1995)，且運用這些圖解的前提是用于判別的樣品在Pearce等的判別圖解中均落入“板內(nèi)環(huán)境”區(qū)(李小偉等，2010)。通常分異程度不高的A型花崗巖，其Zr、Nb、Y元素含量較高，但是確實存在Zr、Nb、Y含量少的情況(King et al.，1997；邱檢生等，2000；Rajesh，2000)，直接影響基于與Zr、Nb、Y相關(guān)的判別圖解的可靠性(李小偉等，2010)，出現(xiàn)這種情況的原因可能是花崗巖的高度分異使富Zr、Nb、Y礦物結(jié)晶分離(李小偉等，2010)。在判斷巖漿分異程度的時候，一般Rb>(250～300)×10-6時就屬于高分異的情況(李小偉等，2010)。烏拉溪巖體的Nb、Y含量較正常A型花崗巖偏低，其Rb含量為182×10-6～325×10-6，大部分大于250×10-6，可見巖體的高分異可能導(dǎo)致Nb、Y含量下降，影響Nb—Y—Ce及Nb—Y—3Ga等判別圖解的可靠性，所以，本文選用R1—Ga/Al構(gòu)造判別圖進行構(gòu)造背景分析。在Pearce等(1984)的花崗巖構(gòu)造環(huán)境判別圖解中(圖10)，烏拉溪花崗巖樣品都落入板內(nèi)環(huán)境。進一步在R1—Ga/Al構(gòu)造判別圖上(圖11)，樣品均落入PA區(qū)，結(jié)合巖體產(chǎn)出于伸展環(huán)境的穹窿構(gòu)造內(nèi)，表明烏拉溪巖體形成于后碰撞或后造山環(huán)境。

江浪穹隆位于松潘—甘孜造山帶南端造山帶主體內(nèi)部(許志琴等，1992)，屬于松潘—甘孜地塊范圍。近年來，詳細的年代學(xué)研究確定了松潘—甘孜造山帶鈣堿性I型花崗巖和埃達克質(zhì)花崗巖的形成年齡介于219～185Ma之間(Roger et al.，2004；胡健民等，2005；Zhang Hongfei et al.，2006；李建康等，2009；蔡宏明等，2010；袁靜等，2011；萬傳輝等，2011)，說明松潘—甘孜造山帶在180～220 Ma時期發(fā)生了俯沖碰撞事件。本文獲得的烏拉溪黑云母花崗巖的形成年齡為159.31±0.9Ma，滯后于該區(qū)與俯沖碰撞有關(guān)的巖漿活動約20Ma。與許志琴等(1992)的“構(gòu)造—熱”模式吻合，說明烏拉溪巖體形成于松潘—甘孜造山帶收縮逆沖—滑脫(碰撞造山)之后，代表了巖石圈熱隆伸展開始。

4.4 形成機制

地殼熔融可能的熱源有以下幾種：① 地層內(nèi)含有大量放射性元素，衰變生熱；② 大尺度構(gòu)造剪切帶的剪切生熱；③ 地幔熱能的加入；④ 巖石圈主碰撞后增厚的地殼因伸展松弛而發(fā)生減壓熔融(時章亮等，2009)。在松潘—甘孜地體內(nèi)，沒有發(fā)現(xiàn)超量放射性元素的存在，第一種可能可以排除；野外觀察和數(shù)值模擬表明剪切生熱最多可以導(dǎo)致變形巖石溫度升高到590℃(Leloup et al.，1999)，無法滿足A型花崗巖的熔融高溫要求，第二種可以排除；烏拉溪二云母花崗巖鋯石εHf(160Ma)= -15.88～1.77，平均值為-3.14，指示烏拉溪巖體的巖漿源區(qū)含有較高比例的地殼組分，第三種可以排除，因此對于烏拉溪巖體，其碰撞后增厚的地殼因伸展松弛而發(fā)生減壓熔融是最有可能的誘發(fā)因素。一般而言，由地殼增厚而導(dǎo)致的部分熔融一般要滯后20～30Ma(胡健民等，2005)。烏拉溪二云母花崗巖年齡為159.31±0.9Ma，正好與松潘—甘孜地體180～220 Ma時地殼碰撞收縮增厚晚約20 Ma左右，指示了江浪穹隆地區(qū)巖石圈擠壓收縮停止后，加厚的巖石圈伴隨地殼局部熔融，產(chǎn)生地殼軟化及花崗巖侵位，出現(xiàn)以上升的花崗巖體為中心或者古老變質(zhì)雜巖重熔而上隆形成熱隆構(gòu)造，或者說這種后碰撞花崗巖的形成和演化標志了江浪穹隆地區(qū)后碰撞巖漿底侵作用導(dǎo)致大陸地殼垂向生長的過程。

圖11 烏拉溪花崗巖R1—Ga/Al判別圖(據(jù)洪大衛(wèi)等，1995)Fig. 11 R1—Ga/Al discrimination diagrams of the Wulaxi granite (after Hong Dawei et al.，1995)

4.5 礦床成因制約

大多數(shù)學(xué)者研究認為，與矽卡巖型鎢礦有關(guān)的花崗巖主要起源于大陸地殼重熔，成因類型為S型花崗巖(華仁民等，2003；陳國能等，2009；徐夕生等，2010)，其次是同熔型花崗巖(I型)(Newberry et al.，1986)。但隨著花崗巖及相關(guān)礦床研究的不斷深入，在世界各地陸續(xù)發(fā)現(xiàn)了與A花崗巖有密切成因關(guān)系的矽卡巖型鎢礦(馬鐵球等，2004；朱金初等，2008)。烏拉溪巖體南緣與二疊系三道橋組接觸帶，發(fā)育角巖化和矽卡巖化，并形成層狀矽卡巖型鎢礦床(四川省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1974)。前人研究認為，揚子地臺的元古宙變質(zhì)巖系是重要的鎢礦源層，燕山期花崗巖侵入到古生代碳酸巖地層中形成的矽卡巖型白鎢礦，被認為是巖漿在上侵穿越元古宙變質(zhì)巖時，同化了其中鎢元素，為矽卡巖白鎢礦床形成提供了成礦物質(zhì)(舒全安等，1984)。烏拉溪矽卡巖型白鎢礦的成礦母巖為烏拉溪鋁質(zhì)A型花崗巖，而烏拉溪巖體來源于富含鎢元素的元古宙地層部分熔融，因而可以推測，這些含鎢原始巖石的原地重熔可能為鎢礦床形成提供了絕大部分成礦物質(zhì)。今后若能更系統(tǒng)地進行地層中鎢元素(包括其他元素)含量的測定，進一步研究成礦元素的地球化學(xué)分區(qū)和分布規(guī)律，將對成礦預(yù)測起到更好的指導(dǎo)作用。

5 結(jié)論

(1)烏拉溪二云母花崗巖的鋯石LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為159.31±0.9Ma，形成于燕山早期。

(2)烏拉溪二云母花崗巖富硅、富堿、富鉀、富鋁、貧鈣，高FeOt/MgO、104×Ga/Al比值，以及富含Rb、Nb和Ga等高場強元素，REE配分模式呈右傾海鷗型，Eu負異常明顯，微量元素原始地幔標準化蛛網(wǎng)顯示出Ba、Sr、P和Ti虧損，以及巖漿形成溫度高，鋯石陰極發(fā)光圖像下絕大多數(shù)鋯石無古核存在。這些特征表明烏拉溪巖體為鋁質(zhì)A型花崗巖，可能為江浪穹隆核部元古代變質(zhì)核雜巖系(里伍群)部分熔融的產(chǎn)物。

(3)烏拉溪A型花崗巖具有后造山型(PA)花崗巖的特征，形成于陸—陸碰撞之后的伸展環(huán)境，是甘孜—松潘造山帶燕山早期在碰撞后增厚的地殼因伸展松弛而發(fā)生減壓熔融的產(chǎn)物。

(4)烏拉溪矽卡巖型白鎢礦的成礦母巖為烏拉溪鋁質(zhì)A型花崗巖，它來源于富含鎢元素的元古代地層，因而，烏拉溪矽卡巖型白鎢礦成礦物質(zhì)主要來源于這些含鎢原始巖石的原地重熔。

致謝：鋯石陰極發(fā)光圖像分析和LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年得到中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所侯可軍博士的支持，特此致謝！