中國(guó)阿爾泰早泥盆世花崗巖的成因、演化及稀有金屬富集機(jī)制

陳祉衛(wèi) 袁超 林正帆 黃宗瑩 王鑫玉

1.中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所,同位素地球化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,廣州 510640 2.中國(guó)科學(xué)院深地科學(xué)卓越創(chuàng)新中心,廣州 510640 3.中國(guó)科學(xué)院大學(xué)地球與行星科學(xué)學(xué)院,北京 100049 4.南京大學(xué),內(nèi)生金屬礦床成礦國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,南京 210023

稀有金屬(如Nb、Ta、W和Sn等元素)是全球關(guān)注的戰(zhàn)略資源, 被稱為“工業(yè)維生素”(Trueman and Cerny,1982;蔣少涌等,2019;陸建軍等, 2022)。這些稀有金屬元素均為不相容元素,在地殼分異演化過程中傾向于熔體富集。而花崗巖是大陸地殼的標(biāo)志性組分,是地殼物質(zhì)再造的產(chǎn)物(Brown,1994;Jahnetal.,2000;Yuanetal.,2007;吳福元等,2007;Zheng and Gao,2021),與Nb、Ta、W和Sn等多種稀有金屬的遷移、富集和礦化密切相關(guān),被認(rèn)為是這些稀有元素的主要來源(Raimbaultetal.,1995;Linnen and Cuney,2005;Cuney and Barbey,2014;Simonsetal.,2017;吳福元等,2023)。因此,研究花崗巖的成因?qū)τ诶斫庀∮薪饘俚母患瘷C(jī)制具有重要意義。作為典型的稀有金屬,Nb、Ta、W和Sn的礦化與花崗巖的形成機(jī)制、源區(qū)物質(zhì)屬性和巖漿演化程度等密切相關(guān)(吳福元等,2007;Yuanetal.,2019;Michaudetal.,2021;Zhaoetal.,2022)。中下地殼深熔作用是產(chǎn)生殼源花崗巖的主要機(jī)制,花崗巖的形成過程中的源區(qū)部分熔融、巖漿分異演化、巖漿侵位和熱液活動(dòng)等不同階段,是造成稀有金屬元素遷移富集的重要途徑(Brown,1994;Patio Douce and Harris,1998;Petfordetal.,2000;Cuney and Barbey,2014;Zheng and Gao,2021)。大量研究表明,源區(qū)部分熔融和結(jié)晶分異是造成花崗巖成分變化的最主要機(jī)制(Clemens and Stevens,2012;Simonsetal.,2017;吳福元等,2017,2023;Michaudetal.,2021)。比如,華南作為我國(guó)乃至世界上最大的鎢錫成礦省經(jīng)歷了多期次的地殼改造,華南的Nb、Ta、W和Sn礦化通常與多期次復(fù)式巖體中的晚期高分異花崗巖相關(guān),顯示多期次改造和巖漿高分異是華南稀有金屬成礦的重要機(jī)制(華仁民等,2005;陳駿等,2014; Lietal.,2018;吳福元等,2023)。同時(shí),前人也從巖漿源區(qū)等多個(gè)方面系統(tǒng)地探究部分熔融過程對(duì)巖漿中稀有金屬行為的影響(Romer and Kroner,2016;Simonsetal.,2016;Michaudetal.,2021;Zhaoetal.,2022),而Romer and Kroner(2016)則強(qiáng)調(diào)沉積巖的強(qiáng)烈化學(xué)風(fēng)化作用對(duì)鎢錫礦源層形成的控制作用。華南與鎢錫礦化有關(guān)的花崗巖大都源自富鎢錫的元古代基底,比如雙橋山群和板溪群(劉英俊等,1982;Su and Jiang, 2017),同時(shí)巖漿源區(qū)中黑云母和白云母在熔融過程中的差異行為也影響著鎢錫的礦化,彰顯了源區(qū)對(duì)成礦的控制作用(Yuanetal.,2019;Zhaoetal.,2022)。

阿爾泰造山帶位于中亞造山帶腹地(圖1a),是在阿爾泰增生楔基礎(chǔ)上發(fā)展而來的 (圖1b)。阿爾泰造山帶發(fā)育多個(gè)偉晶巖型稀有金屬礦床(如可可托海、大喀拉蘇、柯魯木特等Li、Be、Nb、Ta礦化偉晶巖)和花崗巖型稀有金屬礦床(如中國(guó)阿爾泰尚可蘭鎢礦、俄羅斯阿爾泰Kalguty鎢礦、哈薩克斯坦Cherdoyak云英巖-石英脈型錫鎢礦床和Karasu鈉長(zhǎng)巖-云英巖型錫鉭礦床),形成以哈薩克斯坦Kalba-Narym、中國(guó)阿爾泰和俄羅斯阿爾泰為主的3個(gè)稀有金屬成礦帶(Gaskov,2018;張輝等,2019;申萍等,2021)。其中,中國(guó)阿爾泰經(jīng)歷了多次強(qiáng)烈的地殼改造,發(fā)育大面積的S型花崗巖(Caietal., 2011c;Jiangetal., 2016),具有較好的稀有金屬成礦潛力(鄒天人和李慶昌,2006;趙振華等,2022)。由于中國(guó)阿爾泰的稀有金屬礦化主要出現(xiàn)在中生代,因此前人研究多聚焦于中生代偉晶巖和含礦花崗巖(王中剛等,1998;鄒天人和李慶昌,2006;王春龍等,2015; Lvetal., 2018,2021;楊富全等,2018;張輝等,2019;申萍等,2021;Shenetal., 2022;Chaietal.,2023),但對(duì)大量古生代S型花崗巖的稀有金屬富集情況卻鮮有涉及。已有的研究表明,這些古生代S型花崗巖體來自相似的地殼源區(qū)(Yuanetal., 2007; Jiangetal., 2016; Yuetal., 2019),且隨巖漿分異形成了不同程度的W、Sn、Nb和Ta的富集,對(duì)這些花崗巖的成因研究對(duì)于深入理解中國(guó)阿爾泰地殼改造過程中花崗巖稀有金屬的富集機(jī)制具有重要意義。為此,本文選取了庫衛(wèi)、小喀拉蘇和也留曼這3個(gè)形成于阿爾泰首個(gè)巖漿峰期的花崗巖體,并對(duì)這些花崗巖的源區(qū)和成因演化進(jìn)行了討論。

圖1 研究區(qū)地質(zhì)簡(jiǎn)圖(a)中亞造山帶簡(jiǎn)圖(據(jù)Wang et al.,2021修改);(b)蒙古拼貼體簡(jiǎn)圖(據(jù)Jiang et al.,2017修改);(c) 中國(guó)阿爾泰地質(zhì)簡(jiǎn)圖(據(jù)Windley et al.,2002;Broussolle et al.,2018,2019修改)Fig.1 Geological maps of the studied area(a) simplified geological map of the Central Asian Orogenic Belt (CAOB) (modified after Wang et al., 2021); (b) simplified geological map of the Mongolian Collage System (modified after Jiang et al.,2017); (c) simplified geological map of the Chinese Altai (modified after Windley et al.,2002;Broussolle et al.,2018,2019)

1 地質(zhì)背景

1.1 大地構(gòu)造單元?jiǎng)澐?/h3>

中亞造山帶是世界上最大的顯生宙增生造山帶,其西起東歐克拉通,東至太平洋,北起西伯利亞克拉通,南至塔里木-華北克拉通,由微陸塊、島弧、蛇綠巖、增生楔及大洋高原等增生拼貼而成(eng?retal.,1993;Jahnetal.,2000;Windleyetal.,2007;Xiaoetal.,2015)。中亞造山帶分別由環(huán)西伯利亞、哈薩克斯坦和塔里木-華北等三個(gè)構(gòu)造域組成,其中環(huán)西伯利亞構(gòu)造域也被稱為蒙古拼貼體(Xiaoetal.,2015;圖1a)。阿爾泰造山帶位于中亞造山帶腹地,是蒙古拼貼體的重要組成部分,其以圖瓦-蒙古微陸塊為中心(Jiangetal.,2017),經(jīng)歷了早古生代的俯沖增生作用,沿微陸塊西緣形成了長(zhǎng)達(dá)1800km的寒武-奧陶系Ikh-Mongol弧(Janou?eketal.,2018),并沿該弧的邊緣沉積了巨厚的寒武-奧陶系碎屑沉積物,形成了長(zhǎng)達(dá)2500km的阿爾泰增生楔(Jiangetal.,2017;Soejonoetal.,2018;圖1b)。中國(guó)阿爾泰同樣經(jīng)歷了長(zhǎng)期的演化,發(fā)育有不同時(shí)代的蛇綠巖,包括位于瓊庫爾-阿巴宮地體西緣斷裂帶的阿勒格達(dá)依蛇綠巖(志留紀(jì))(Wongetal., 2010)、阿巴宮斷裂的庫爾提蛇綠巖(中-晚泥盆世)和額爾齊斯剪切帶的額爾齊斯蛇綠巖(泥盆紀(jì)-石炭紀(jì))(李智佩等,2020),反映了阿爾泰經(jīng)歷了復(fù)雜的俯沖增生歷史。Windleyetal.(2002)將中國(guó)阿爾泰劃分為5個(gè)地體,包括北阿爾泰地體、西北阿爾泰地體、中阿爾泰地體、瓊庫爾-阿巴宮地體和南阿爾泰地體。其中,本文研究的3個(gè)花崗巖體分別位于中阿爾泰和瓊庫爾-阿巴宮這兩個(gè)地體(圖1c)。

1.2 地層

中國(guó)阿爾泰早古生代的復(fù)理石沉積地層主要由寒武-奧陶系的喀納斯群、哈巴河群和志留系的庫魯木提群構(gòu)成,沉積總厚度達(dá)7000m(Wangetal.,2014b,王樂民等,2016;Broussolleetal.,2019)。其巖性包括砂巖、粉砂巖和頁巖,并夾有少量火山碎屑(Huangetal.,2020)。這些早古生代地層經(jīng)歷過綠片巖相-角閃巖相變質(zhì)作用 (Windleyetal.,2002;Caietal.,2011a),局部地區(qū)出露的哈巴河群的高級(jí)變質(zhì)部分可能為中國(guó)阿爾泰基底(Sunetal.,2008;Jiangetal.,2011)。泥盆紀(jì)地層主要出露于北阿爾泰地體和瓊庫爾-阿巴宮地體,不整合覆蓋于早古生代沉積地層之上,由康布鐵堡組的火山碎屑巖和阿勒泰組含凝灰質(zhì)的復(fù)理石組成(Windleyetal.,2002;Caietal.,2011a;圖1c)。

1.3 花崗巖

中國(guó)阿爾泰花崗巖出露面積約2萬多平方千米,占全區(qū)的40%(鄒天人等,1988;莊育勛和陳斌,1993),主要沿著NW-SE向展布的大巖體產(chǎn)出(圖1c),與區(qū)域構(gòu)造線一致。巖體主要侵入寒武-奧陶系哈巴河群和泥盆系地層,常見混合巖化邊緣帶(劉偉,1990)。時(shí)空分布上,中國(guó)阿爾泰的花崗巖漿活動(dòng)在古生代幾乎是連續(xù)的,在約400Ma和 280Ma時(shí)分別形成峰期(Windleyetal., 2002;Yuanetal., 2007;Wangetal., 2009;Caietal., 2011c)。泥盆紀(jì)花崗巖主要分布于西北阿爾泰地體、中阿爾泰地體和瓊庫爾-阿巴宮地體,具有 S 型和 I 型的過渡特征(Chen and Jahn,2002;Yuanetal., 2007;Wangetal., 2009;Caietal., 2011b),呈現(xiàn)出準(zhǔn)鋁質(zhì)至過鋁質(zhì)組成(Chen and Jahn., 2002;Yuanetal.,2007;Caietal.,2011b,c;Yuetal.,2017)。早二疊世 (290～270Ma)花崗巖主要分布于瓊庫爾-阿巴宮地體和南阿爾泰地體,多呈巖株?duì)钋秩塍w或者脈體形式產(chǎn)出,變形弱或沒有變形,表明它們處于造山后伸展環(huán)境(Hanetal.,1997;Tongetal.,2012,2014;Broussolleetal.,2018;Jiangetal.,2019;Shuetal.,2023)。中生代中國(guó)阿爾泰為陸內(nèi)伸展環(huán)境,花崗巖規(guī)模明顯減弱,多為高度分異的過鋁質(zhì)花崗巖,形狀呈圓形或不規(guī)則,無變形(Wangetal.,2014a;Linetal.,2019),該時(shí)期是中國(guó)阿爾泰偉晶巖產(chǎn)出的主要時(shí)期,形成了世界級(jí)稀有金屬偉晶巖帶(Lvetal.,2018,2021;楊富全等,2018;張輝等,2019;趙振華等,2022)。

中國(guó)阿爾泰泥盆紀(jì)的代表性花崗巖體有庫衛(wèi)、也留曼、小喀拉蘇、禾木、友誼峰、喀納斯、塔爾浪、可可托海和瓊庫爾等(Yuanetal.,2007;童英等,2007;Caietal.,2011a;Zhengetal.,2016)。部分泥盆紀(jì)花崗巖體內(nèi)部存在同時(shí)代的細(xì)粒二云母或白云母花崗巖,為同源巖漿分異的產(chǎn)物(比如庫衛(wèi)、小喀拉蘇和也留曼花崗巖),是研究花崗巖漿演化過程中稀有金屬富集機(jī)制的理想載體。

1.3.1 庫衛(wèi)巖體

庫衛(wèi)巖體處于中阿爾泰地體內(nèi),地理上位于可可托海鎮(zhèn)西北方向,阿拉爾巖體的西側(cè),整體呈條帶狀并向北西方向展布,面積約200km2(Caietal.,2011b)。巖體侵入哈巴河群地層中,主要巖性有黑云母花崗巖和二云母花崗巖,黑云母花崗巖鋯石U-Pb年齡為419±9Ma(Caietal.,2011b)。在巖體西南方向發(fā)育庫衛(wèi)基性侵入巖,形成時(shí)代為400Ma左右,與庫衛(wèi)花崗巖體同期(李強(qiáng)等,2015)。庫衛(wèi)巖體的中粒黑云母花崗巖主要由石英(25%～30%)、斜長(zhǎng)石(20%～25%)、鉀長(zhǎng)石(20%～30%)、黑云母(5%～15%)組成,副礦物主要有鋯石、磷灰石和鈦鐵礦等(Caietal.,2011b)。庫衛(wèi)二云母花崗巖(47°31′35″N、89°28′48″E;圖2a)呈灰白色,中細(xì)?；◢徑Y(jié)構(gòu),塊狀構(gòu)造,與黑云母花崗巖呈過渡演化關(guān)系(圖3a,b),其主要礦物組成為石英(25%～30%)、斜長(zhǎng)石(20%～25%)、鉀長(zhǎng)石(20%～30%)、黑云母(5%～10%)和白云母(5%)(圖3c),副礦物主要有鋯石、磷灰石和獨(dú)居石等。

1.3.2 小喀拉蘇巖體

小喀拉蘇巖體處于瓊庫爾-阿巴宮地體內(nèi),地理上位于阿勒泰市以西5km處,巖體呈紡錘狀并沿西北向延伸,出露面積約20km2。巖體北部侵入志留系庫魯木提群中。巖石類型主要有黑云母花崗巖、二云母花崗巖和白云母花崗巖,其中二云母花崗巖和白云母花崗巖呈漸變過渡(圖3d),表明二者為同源巖漿產(chǎn)物。其中,二云母花崗巖(47°51′06″N、88°03′13″E;圖2b)呈灰白色,中細(xì)粒結(jié)構(gòu),塊狀構(gòu)造,主要由石英(30%)、斜長(zhǎng)石(20%)、鉀長(zhǎng)石(30%)、黑云母(10%)和白云母(10%)組成(圖 3e),副礦物主要有鋯石、獨(dú)居石、鈦鐵礦。白云母花崗巖(47°51′07″N、88°04′37″E;圖2b),細(xì)粒結(jié)構(gòu),塊狀構(gòu)造,主要礦物成分:斜長(zhǎng)石(20%)、鉀長(zhǎng)石(35%)、石英(30%)、白云母(12%)和石榴石(3%)(圖 3f),副礦物主要有鋯石和鈦鐵礦。

1.3.3 也留曼巖體

也留曼巖體處于瓊庫爾-阿巴宮地體內(nèi),沖乎爾盆地西側(cè),巖體呈橢圓狀,向北西-南東向展布,出露面積約 350km2,侵位于哈巴河群地層中,西部與阿勒格達(dá)依蛇綠混雜巖構(gòu)造接觸(Alegedayi Ophiolitic Complex,Wongetal.,2010),兩者之間為阿勒格達(dá)依剪切帶(Zhangetal.,2015),北部和東部被泥盆系地層覆蓋,南部被第四系沉積物覆蓋(圖2c)。也留曼巖體以發(fā)育面理化的二云母花崗巖(Jiangetal.,2015;Zhangetal.,2015) 和白云母花崗巖為主,與東南部哈巴河群的高級(jí)副片麻巖和混合巖帶共同構(gòu)成花崗巖-混合巖穹窿(圖2g;Jiangetal.,2015;Zhangetal.,2015;Wangetal.,2021)。也留曼巖體中二云母花崗巖(48°8′09″N、86°53′37″E;圖2c)主要位于巖體內(nèi)部,出露面積最大,其次為白云母花崗巖,兩者呈過渡關(guān)系。二云母花崗巖呈灰白色,主要礦物組成有斜長(zhǎng)石(15%～20%)、鉀長(zhǎng)石(30%～35%)、石英(20%～30%)、黑云母(10%)和白云母(5%)(圖 3h),副礦物主要有鋯石、磷灰石、鈦鐵礦。白云母花崗巖(48°8′51″N、86°51′48″E;圖2c)呈灰白色,主要由鉀長(zhǎng)石(20%～25%)、斜長(zhǎng)石(15%～20%)、石英(30%～35%)及少量白云母(5%)等組成 (圖3i),副礦物主要有鋯石和鈦鐵礦。

2 分析方法

2.1 鋯石U-Pb年代學(xué)和微量元素

鋯石的分選、制靶和鋯石內(nèi)部結(jié)構(gòu)成像均在廣州拓巖分析技術(shù)有限公司進(jìn)行。用于鋯石定年的樣品經(jīng)常規(guī)的重選和磁選技術(shù)分選出單顆粒鋯石,然后在顯微鏡下將晶型較好的鋯石顆粒粘貼在環(huán)氧樹脂靶上并拋光至內(nèi)部結(jié)構(gòu)暴露,制成樣品靶,樣品靶經(jīng)噴碳后通過TESCAN MIRA3場(chǎng)發(fā)射掃描電子探針(FE-SEM),在10kV加速電壓和15nA電流條件下獲得SEM-CL圖像,并依據(jù)圖像選擇合適的測(cè)試點(diǎn)位。鋯石U-Pb分析在中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所礦物學(xué)與成礦學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行,采用激光燒蝕感應(yīng)耦合等離子體質(zhì)譜(LA-ICP-MS)(Resonetics RESOlution S-155激光+Agilent 7900)原位測(cè)量鋯石同位素和微量元素組成,光斑直徑為29μm。每次分析包括20s的背景采集以及50s的樣品數(shù)據(jù)采集。以91500鋯石為外標(biāo),Plesovice鋯石為次級(jí)標(biāo)樣,對(duì)鋯石U-Pb年齡進(jìn)行校正。每測(cè)試8個(gè)未知樣品,前后各測(cè)試一組91500鋯石標(biāo)樣,每100次閉合分析分別在前后插入一組Plesovice標(biāo)樣。元素含量測(cè)試使用標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)(NIST 610)作為外標(biāo),每測(cè)試16個(gè)未知樣品,前后各測(cè)試一組NIST 610標(biāo)樣,Si作為內(nèi)標(biāo)來計(jì)算樣品中的元素濃度。背景和分析物信號(hào)的離線選擇和集成、漂移和定量校準(zhǔn)使用ICPMSDataCal進(jìn)行(Liuetal.,2008;Linetal.,2016)。采用 ISOPLOT 程序進(jìn)行鋯石加權(quán)平均年齡計(jì)算和諧和年齡圖的繪制。

2.2 全巖主微量元素分析

主量元素在澳實(shí)分析檢測(cè)公司(廣州)利用X射線熒光光譜儀(PANalytical XRF)分析完成,詳細(xì)的分析流程見Wangetal. (2020)。主量元素分析不確定度在1%～5%之間?；◢弾r微量元素利用電感耦合等離子體質(zhì)譜儀 (ICP-MS)分析完成。實(shí)驗(yàn)過程中將整個(gè)巖石粉末與偏硼酸鋰/四硼酸鋰助熔劑混合,并在高溫(>1025℃)爐中熔融,以確保難熔礦物完全消解。然后將所得熔體冷卻并溶解在混合酸(4% HNO3+2% HCl)中,再用等離子體質(zhì)譜儀分析微量元素含量。詳細(xì)的分析流程見Zhaoetal. (2015),對(duì)大多數(shù)微量元素的分析精度一般優(yōu)于5%。

2.3 全巖Sr-Nd同位素分析

全巖Sr-Nd同位素分析由上譜分析檢測(cè)公司 (武漢)完成,采用Thermo Fisher Scientific 公司的MC-ICP-MS (Neptune Plus),詳細(xì)的Sr-Nd同位素前處理流程見Tangetal. (2021)。Sr同位素質(zhì)譜測(cè)試流程采用在2個(gè)Sr同位素標(biāo)樣(NBS SRM 987和AlfaSr)之間插入7個(gè)樣品進(jìn)行分析。NBS SRM 987的87Sr/86Sr分析測(cè)試值為0.710242±09(2SD,n=9),與推薦值0.710241±12(2SD)(Thirlwall,1991)在誤差范圍內(nèi)一致。BCR-2(玄武巖)和AGV-2(安山巖)(USGS)作為流程監(jiān)控標(biāo)樣。BCR-2的87Sr/86Sr分析測(cè)試值為0.705009±06(2SD,n=1),與推薦值0.705012±20(Zhang and Hu,2020)在誤差范圍內(nèi)一致。AGV-2的87Sr/86Sr分析測(cè)試值為0.703975±06(2SD,n=1),與推薦值0.703988±13(Zhang and Hu,2020)在誤差范圍內(nèi)一致。Nd同位素質(zhì)譜分析流程采用在2個(gè)Nd同位素標(biāo)樣(JNdi-1和AlfaNd)之間插入7個(gè)樣品進(jìn)行分析。JNdi-1的143Nd/144Nd分析測(cè)試值為0.512440±06(2SD,n=9)與推薦值0.512439±10(2SD)(Lietal., 2017a)在誤差范圍內(nèi)一致。BCR-2(玄武巖)和AGV-2(安山巖)(USGS)被選為流程監(jiān)控標(biāo)樣。BCR-2的143Nd/144Nd分析測(cè)試值為0.512630±05(2SD,n=1),與推薦值0.512626±08(Zhang and Hu,2020)在誤差范圍內(nèi)一致。AGV-2的143Nd/144Nd分析測(cè)試值為0.512788±05(2SD,n=1),與推薦值0.512787±07(Zhang and Hu,2020)在誤差范圍內(nèi)一致。

3 分析結(jié)果

3.1 鋯石形態(tài)和U-Pb年代學(xué)

本文對(duì)采自庫衛(wèi)巖體、小喀拉蘇巖體以及也留曼巖體的4個(gè)樣品進(jìn)行了鋯石分選和反射光、透射光、陰極發(fā)光等顯微照相以及鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡和微量元素分析。代表性的巖漿鋯石陰極發(fā)光圖像和鋯石U-Pb年齡諧和圖展示于圖4,花崗巖中捕獲鋯石的陰極發(fā)光圖像展示于圖5,鋯石U-Pb同位素分析和微量元素結(jié)果列于表1和電子版附表1。

表1 庫衛(wèi)、小喀拉蘇和也留曼花崗巖LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 分析結(jié)果

圖4 庫衛(wèi)、小喀拉蘇和也留曼花崗巖鋯石U-Pb年齡諧和圖(a)庫衛(wèi)二云母花崗巖;(b)小喀拉蘇黑云母花崗巖;(c)小喀拉蘇二云母花崗巖;(d)也留曼二云母花崗巖Fig.4 Zircon U-Pb concordia diagrams of the Kuwei, Xiaokalasu and Yeliuman granites(a) Kuwei two mica granite; (b) Xiaokalasu biotite granite; (c) Xiaokalasu two mica granite; (d) Yeliuman two mica granite

圖5 小喀拉蘇和也留曼花崗巖的捕獲鋯石陰極發(fā)光圖Fig.5 Cathodoluminescence diagrams of xenocrystal zircons of the Xiaokalasu and Yeliuman granite

3.1.1 庫衛(wèi)巖體

二云母花崗巖樣品(19ALT124)鋯石顆粒呈自形-半自形長(zhǎng)柱狀,長(zhǎng)約80～240μm,長(zhǎng)寬比在1:1～1:3之間,具有明顯的振蕩環(huán)帶,且Th/U 比值均在 0.3～0.8之間(表1),具有巖漿成因鋯石特征(Hoskin and Schaltegger,2003)。本樣品共測(cè)試了 24 顆鋯石。除13號(hào)測(cè)點(diǎn)結(jié)果不諧和外,其余 23個(gè)測(cè)點(diǎn)均具有諧和的年齡且206Pb/238U年齡集中分布于391±3Ma～410±5Ma之間,加權(quán)平均值為403±3Ma(MSWD=1.9)(圖 4a),代表該巖體的結(jié)晶年齡。庫衛(wèi)巖體內(nèi)未發(fā)現(xiàn)較老的捕獲鋯石。

3.1.2 小喀拉蘇巖體

黑云母花崗巖樣品(17ALT258)鋯石呈自形長(zhǎng)柱狀,長(zhǎng)度約100～280μm,長(zhǎng)寬比在1:2～1:5之間,具有巖漿振蕩環(huán)帶結(jié)構(gòu)(圖 4b),且Th/U 比值均在0.4～0.9(表1),顯示巖漿鋯石特征(Hoskin and Schaltegger,2003)。本樣品共分析了30 顆鋯石。除10號(hào)點(diǎn)以外均呈現(xiàn)諧和的年齡,其中 3、12、17、19 和 22 號(hào)點(diǎn)具有較老的年齡值,分別為440±5Ma、485±11Ma、497±6Ma、1194±43Ma (207Pb/238U)和467±7Ma,Th/U 在0.4～0.7之間,且3、12和19號(hào)鋯石陰極發(fā)光圖像上顯示有振蕩環(huán)帶和邊緣整齊的特征(圖5a),而17和22號(hào)鋯石邊部具有振蕩環(huán)帶,核部呈渾圓狀且不發(fā)育振蕩環(huán)帶,這些鋯石特征均類似于中國(guó)阿爾泰早古生代變沉積巖中的碎屑鋯石特征(Longetal., 2007;Jiangetal., 2011;Wangetal., 2014b),可能是源自早古生代變沉積巖的捕獲鋯石。其余 24 顆鋯石206Pb/238U年齡集中分布于391±6Ma～408±6Ma之間,加權(quán)平均值為399±2Ma(MSWD=0.6)(圖 4b),代表小喀拉蘇巖體的結(jié)晶年齡。

二云母花崗巖樣品(17ALT267)鋯石呈自形到半自形長(zhǎng)柱狀,約50～240μm,長(zhǎng)寬比在1:1～1:4之間,具有明顯的振蕩環(huán)帶(圖 4c),且Th/U 比值均在0.4～0.7(表1),符合巖漿鋯石特征(Hoskin and Schaltegger,2003)。本樣品共分析了29 顆鋯石。除20、21、23、24和29號(hào)點(diǎn)以外均具有諧和的年齡,其中 8、18、19 和 26 號(hào)點(diǎn)分別給出了496±11Ma、443±6Ma、509±15Ma和467±6Ma等較老的年齡值,具有振蕩環(huán)帶和高Th/U特征(圖5b、表1),可能來自圍巖中的捕獲鋯石。其余 21 顆鋯石206Pb/238U年齡集中分布于393±6Ma～411±7Ma之間,加權(quán)平均值為404±3Ma(MSWD=0.6)(圖 4c),與小喀拉蘇黑云母花崗巖在誤差范圍內(nèi)一致。

3.1.3 也留曼巖體

二云母花崗巖樣品(17ALT304)的鋯石呈現(xiàn)自形到半自形長(zhǎng)柱狀特征,長(zhǎng)約50～230μm,長(zhǎng)寬比在1:2～1:3之間,具有明顯的振蕩環(huán)帶(圖4d),且Th/U 比值為0.4～0.9(表1),顯示巖漿鋯石特征(Hoskin and Schaltegger,2003)。該樣品共分析了30個(gè)點(diǎn),其中5號(hào)和11號(hào)測(cè)點(diǎn)顯示不諧和的年齡結(jié)果,而1、4、9、24、27和 30 號(hào)點(diǎn)則顯示了較老的年齡值,分別為442±7Ma、453±9Ma、441±7Ma、490 ± 9Ma、463 ± 8 Ma和499±12Ma,陰極發(fā)光圖像上這些鋯石晶形完整且顯示振蕩環(huán)帶(圖5c),可能是源自早古生代變沉積巖的捕獲鋯石(Longetal., 2007;Jiangetal., 2011;Wangetal., 2014b)。其余 22 個(gè)測(cè)點(diǎn)的206Pb/238U年齡集中分布于394±7Ma～409±6Ma之間,加權(quán)平均值為404±3Ma(MSWD=0.4)(圖4d),代表也留曼巖體的巖漿結(jié)晶年齡。

3.2 鋯石溫度計(jì)和氧逸度

中國(guó)阿爾泰地區(qū)庫衛(wèi)、小喀拉蘇和也留曼的鋯石微量元素測(cè)試結(jié)果見附表1。應(yīng)用鋯石Ti溫度計(jì)(Ferry and Watson,2007) 計(jì)算了各巖體中的巖漿鋯石結(jié)晶溫度,同時(shí)使用Geo-fO2程序計(jì)算了巖漿鋯石氧逸度LnfO2(Trailetal., 2011;Lietal., 2019b)。其中,庫衛(wèi)二云母花崗巖樣品巖漿鋯石樣品 Ti 含量為3.81×10-6～14.2×10-6,計(jì)算的溫度為721～855℃,LnfO2為-21～-12;小喀拉蘇黑云母花崗巖巖漿鋯石樣品 Ti 含量為3.30×10-6～12.3×10-6,計(jì)算的溫度分別為 708～838℃,LnfO2為-23～-10;二云母花崗巖巖漿鋯石樣品 Ti 含量為4.50×10-6～9.38×10-6,計(jì)算的溫度分別為 719～789℃,LnfO2為-21～-10;也留曼二云母花崗巖巖漿鋯石樣品 Ti 含量為 3.29 ×10-6～12.4 ×10-6,計(jì)算的溫度為 708～839℃,LnfO2為-18～-8。

3.3 全巖主微量元素地球化學(xué)特征

庫衛(wèi)、小喀拉蘇和也留曼花崗巖體共18個(gè)花崗巖樣品的主量和微量元素的分析結(jié)果見表2。

3.3.1 庫衛(wèi)

庫衛(wèi)巖體的5個(gè)二云母花崗巖具有較高的SiO2含量 (71.5%～74.9%) 和全堿K2O+Na2O (7.95%～8.88%)含量,在SiO2-K2O 圖解中樣品點(diǎn)落入高鉀鈣堿性-鉀玄巖系列 (圖6a),鋁飽和指數(shù) A/CNK介于1.08～1.35之間,為弱過鋁質(zhì)-強(qiáng)過鋁質(zhì)巖石(圖6b)。在CIPW標(biāo)準(zhǔn)礦物分類圖解中(圖7),所有樣品點(diǎn)均投影于花崗巖區(qū)域。二云母花崗巖樣品稀土元素總量(∑REE)介于168×10-6～309×10-6之間 (表2),輕重稀土分餾較為明顯,球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分曲線均呈右傾型((La/Yb)N=3.9～50.7),Eu異常變化較大,為0.29～0.70(圖8a)。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖 (圖8b) 中,二云母花崗巖富集 Rb、Th、U和Pb,同時(shí)虧損Ba、Sr、P和Ti。僅有1個(gè)二云母花崗巖具有高的W (31.9×10-6)和Sn(5.8×10-6)含量,其余的二云母花崗巖不富集W(<0.2×10-6)、Sn(<3.1×10-6)、Nb(<12.6×10-6)和Ta(<1×10-6)。

圖7 庫衛(wèi)、小喀拉蘇和也留曼花崗巖An-Ab-Or標(biāo)準(zhǔn)礦物圖解(底圖據(jù)Barker, 1979)Fig.7 An-Ab-Or normative diagram of the Kuwei, Xiaokalasu and Yeliuman granites (base map after Barker, 1979)

3.3.2 小喀拉蘇

二云母花崗巖樣品稀土元素總量(∑REE)介于127×10-6～151×10-6之間,而白云母花崗巖的稀土元素總量極低,介于5×10-6～6×10-6之間 (表2)。二云母花崗巖和白云母花崗巖輕重稀土分餾較為明顯,球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土配分曲線均呈右傾型((La/Yb)N=5.2～13.2),二云母花崗巖δEu=0.44～0.58,而白云母花崗巖1個(gè)樣品具有銪負(fù)異常(δEu=0.54),而另1個(gè)樣品顯示銪正異常(δEu=3.83)(圖8c)。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖 (圖8d)中,白云母花崗巖更富集 Rb、Th、U、Nb和Ta,同時(shí)強(qiáng)烈虧損Ba、Sr、P和Ti。相比于上地殼稀有金屬含量(Rudnick and Gao,2003),白云母花崗巖具有高的Nb (14.6×10-6～23.6×10-6)和Ta (60.5×10-6～115×10-6)含量,W輕微富集(2×10-6～8×10-6),二云母花崗巖不富集Nb(<6.5×10-6)、Ta(<0.9×10-6)和W(0.8×10-6～2.3×10-6),而Sn(4.7×10-6～28.5×10-6)則顯示了富集。

3.3.3 也留曼

二云母花崗巖樣品稀土元素總量(∑REE)介于108×10-6～265×10-6之間,輕重稀土分餾較為明顯,球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土配分曲線均呈右傾型((La/Yb)N=5.0～39.4),δEu為0.51～0.69,而白云母花崗巖的稀土元素總量較低,介于45×10-6～52×10-6之間(表2)。白云母花崗巖稀土元素配分曲線呈“海鷗型”分布,具有顯著的銪負(fù)異常(δEu=0.12～0.16)(圖8e)。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖 (圖8f)中,白云母花崗巖相對(duì)更富集 Rb、Th、U、Nb和Pb,同時(shí)強(qiáng)烈虧損Ba、Sr、P和Ti。白云母花崗巖和二云母花崗巖均未呈現(xiàn)W(<0.4×10-6)、Sn(<4.4×10-6)、Nb(<13.1×10-6)和Ta(<1.4×10-6)的富集。

3.4 全巖Sr-Nd同位素特征

庫衛(wèi)、小喀拉蘇和也留曼花崗巖樣品的全巖Sr-Nd同位素分析結(jié)果列于表3,并結(jié)合前人的研究結(jié)果一起投點(diǎn)在圖9中。為了便于比較,統(tǒng)一使用各巖體的鋯石年齡計(jì)算所有樣品的初始86Sr/87Sr和143Nd/144Nd比值。庫衛(wèi)二云母花崗巖的(86Sr/87Sr)i比值為0.7056～0.7085,εNd(t)值為-1.4～+0.3,兩階段Nd模式年齡為1.2～1.3Ga,與前人的3個(gè)庫衛(wèi)黑云母花崗巖的εNd(t)值范圍一致(-1.8～+1.7,Yuetal.,2017)。小喀拉蘇二云母花崗巖樣品的(86Sr/87Sr)i比值為0.7111,εNd(t)值為-0.7,兩階段Nd模式年齡為1.2Ga。也留曼二云母花崗巖樣品的(86Sr/87Sr)i比值為0.7024～0.7085,εNd(t)值為-1.9～-0.2,兩階段Nd模式年齡為1.2～1.3Ga。這些花崗巖與區(qū)內(nèi)其它泥盆紀(jì)花崗巖類似,呈現(xiàn)相對(duì)低的εNd(t)值(-4.0～+1.7),既不同于中亞造山帶內(nèi)具有高正εNd(t)值的花崗巖(Huetal.,2000;Jahnetal.,2000;王濤等,2010),也不同于華南的S型花崗巖(εNd(t)=-13～-5;Caoetal.,2018;Yuanetal.,2019)。

圖9 中國(guó)阿爾泰泥盆紀(jì)花崗巖Nd同位素圖解數(shù)據(jù)來源:哈巴河群(Chen and Jahn,2002;Long et al.,2012;Jiang et al.,2016;Huang et al.,2020);庫衛(wèi)(Yu et al.,2017以及本文數(shù)據(jù));也留曼(本文數(shù)據(jù));可可托海(Chen and Jahn,2002;Yuan et al.,2007;Wang et al.,2009);禾木(Cai et al.,2011a);塔爾浪(Yuan et al.,2007);友誼峰(Cai et al.,2011a);喀納斯(Chen and Jahn,2002;Cai et al.,2011a);瓊庫爾(Zheng et al.,2016)Fig.9 Nd isotope diagram of the Chinese Altai Devonian granite Data source: Habahe Group (Chen and Jahn,2002;Long et al.,2012;Jiang et al.,2016;Huang et al.,2020); Kuwei (Yu et al.,2017 and this study); Yeliuman (this study); Keketuohai (Chen and Jahn,2002;Yuan et al.,2007;Wang et al.,2009); Hemu (Cai et al.,2011a); Taerlang (Yuan et al.,2007); Youyifeng (Cai et al.,2011a); Kanasi (Chen and Jahn,2002;Cai et al.,2011a); Qiongkuer (Zheng et al.,2016)

4 討論

4.1 花崗巖的源區(qū)和成因

庫衛(wèi)、小喀拉蘇和也留曼花崗巖樣品的鋁飽和指數(shù)(A/CNK)介于 1.01～1.65之間,屬于弱過鋁質(zhì)-強(qiáng)過鋁質(zhì)花崗巖,不同于I型花崗巖的準(zhǔn)鋁質(zhì)特征(Chappell and White,1992;Pitcher,1997),顯示S型花崗巖特征。小喀拉蘇和也留曼這2個(gè)花崗巖體中的白云母花崗巖相比于同一巖體內(nèi)的二云母花崗巖在稀土元素配分圖解和微量元素蛛網(wǎng)圖中均顯示逐漸虧損的LREE、Ba、Sr、P和Ti特征(圖8),表明巖漿經(jīng)歷了一定程度的演化,其中LREE含量的降低指示了獨(dú)居石的結(jié)晶,Ti含量的逐漸降低指示含Ti礦物相(鈦鐵礦和榍石)和黑云母的結(jié)晶,P含量降低可指示磷灰石或獨(dú)居石的結(jié)晶,Sr和Ba含量降低是長(zhǎng)石發(fā)生結(jié)晶或殘留的結(jié)果。庫衛(wèi)黑云母花崗巖和二云母花崗巖中也體現(xiàn)了上述特征(圖8b)。由于庫衛(wèi)、小喀拉蘇和也留曼花崗巖(SiO2>70%)均發(fā)生了分異,因此演化程度相對(duì)低的花崗巖組成(Nb/Ta>5;Zr/Hf>25)更接近初始熔體,可以反映原巖的特征。通常情況下,高硅過鋁花崗質(zhì)熔體形成于地殼內(nèi)中-基性巖石(Patio Douce and Beard,1995)或者變沉積巖的部分熔融(Thompson,1982;Patio Douce and Johnston,1991;Vielzeuf and Montel,1994;Nabelek and Glascock,1995)。含角閃石中基性巖脫水熔融產(chǎn)生的熔體大都富Fe、Mg、Na和Ca等(Rushmer,1991;Wyllie and Wolf,1993),而這3個(gè)巖體的花崗巖大都具有貧和CaO,富K2O和高K2O/Na2O比值的特征(表2),表明它們不可能來源于中基性巖的脫水熔融。如圖10所示,這些巖體中的花崗巖大都投影于雜砂巖部分熔融產(chǎn)生的熔體組分范圍(Patio Douce,1999),表明它們的源區(qū)組分以雜砂巖為主。同位素特征上,庫衛(wèi)、小喀拉蘇和也留曼花崗巖的εNd(t)值為-1.9～0.3,二階段Nd模式年齡相似,為1.2～1.4Ga,與中國(guó)阿爾泰早泥盆世花崗巖,如禾木、友誼峰、喀納斯、塔爾浪、可可托海和瓊庫爾等巖體的范圍一致(圖9)。而且它們均具有一致的高硅、富鉀、鈣堿性、過鋁質(zhì)等地球化學(xué)特征,上述特征表明它們具有相似的源區(qū)和成因(Yuanetal.,2007;童英等,2007;Caietal.,2011a;Zhengetal.,2016)。這些花崗巖的上述組成特征共同反映了具有增生楔性質(zhì)的地殼源區(qū)特征(Jiangetal.,2016)。支持了前人關(guān)于中國(guó)阿爾泰早古生代花崗巖主要來源于再循環(huán)地殼物質(zhì)與新生地殼物質(zhì)混合源區(qū)的結(jié)論(Yuanetal.,2007;Caietal.,2011b;Yuetal.,2019)。在中國(guó)阿爾泰最符合上述特征源區(qū)的是區(qū)內(nèi)分布最廣泛的早古生代復(fù)理石層序,該層序主要巖性為雜砂巖,并夾有少量的火山碎屑巖(Jiangetal.,2016;Huangetal.,2020)。同位素特征上,復(fù)理石層序中的哈巴河群的雜砂巖和火山碎屑巖的εNd(t)值(-5.3～+9.1)范圍較大(Chen and Jahn,2002;Longetal.,2012;Jiangetal., 2016;Huangetal.,2020),反映了沉積巖組成的復(fù)雜性和不均一性。上述阿爾泰早泥盆世花崗巖的εNd(t)值均處于此范圍內(nèi),并且明顯偏向于負(fù)值區(qū)域(圖9),表明物源以具備低εNd(t)值的雜砂巖為主(Chen and Jahn,2002;Longetal.,2012)。此外,對(duì)復(fù)理石層序碎屑鋯石的統(tǒng)計(jì)研究表明,約三分之二的碎屑鋯石具有顯生宙的206Pb/238U年齡,峰值集中于465～542Ma(圖11),其εHf(t)值在-26～+15之間,其中一半的εHf(t)值為正值(Longetal.,2007,2010;Jiangetal.,2011),也表明其沉積物源是前寒武紀(jì)的古老物質(zhì)與年輕地殼物質(zhì)的混合來源。以上證據(jù)表明,這些花崗巖極有可能來自于復(fù)理石層序的部分熔融。

圖10 庫衛(wèi)、小喀拉蘇和也留曼花崗巖源區(qū)組分判別圖(底圖據(jù)Patio Douce,1999)Fig.10 Source discrimination diagrams of Kuwei, Xiaokalasu and Yeliuman granites (base map after Patio Douce, 1999)

圖11 哈巴河群分析的鋯石顆粒年齡統(tǒng)計(jì)圖Fig.11 Age statistical diagram of analyzed zircon grains in Habahe Group Data from Long et al.,2007,2010;Sun et al.,2008;Jiang et al.,2011;Li et al.,2019a

花崗巖深熔作用過程中流體存在與否對(duì)地殼部分熔融產(chǎn)生的熔體的主微量元素具有顯著影響。主量元素上,長(zhǎng)英質(zhì)巖石富水熔融產(chǎn)生的熔體比脫水熔融產(chǎn)生的熔體顯著富Na和低的K2O/Na2O比值(Conradetal.,1988;Patio Douce and Harris,1998;Weinberg and Hasalová,2015;Johnsonetal.,2021)。另一方面,富水和脫水熔融對(duì)熔體中Rb、Sr和Ba等賦存于云母和長(zhǎng)石等造巖礦物中的大離子親石元素也有顯著影響 (Inger and Harris,1993;Gaoetal.,2017)。富水熔融會(huì)明顯降低斜長(zhǎng)石的穩(wěn)定性,使得斜長(zhǎng)石相比于脫水熔融過程進(jìn)入熔體的比例增大,而斜長(zhǎng)石相比于云母富集Sr和Eu而虧損Ba和Rb,所以產(chǎn)生的熔體具有富集Sr和Eu但低Rb/Sr特征;而相對(duì)高溫的云母脫水熔融形成的熔體具有低Sr和Eu含量,但高Rb/Sr比值特征(Harris and Inger,1992;Inger and Harris,1993;McDermottetal.,1996;Patio Douce and Harris,1998;Weinberg and Hasalová,2015;Gaoetal.,2017)。庫衛(wèi)、小喀拉蘇和也留曼二云母花崗巖分別具有較高的K2O/Na2O比值(1.2～2.0、0.8～1.8、0.7～1.2)和Rb/Sr(0.9～1.8、0.6～1.2、0.8～1.2)比值特征,較低以及變化較大的CaO含量(0.77～1.36%、0.43～3.60%、1.24～2.05%)和Eu異常(δEu=0.29～0.70、0.44～0.58、0.51～0.69),不指示長(zhǎng)石在熔體中的大量富集,符合雜砂巖脫水熔融的特征(圖10;Patio Douce,1999)。

4.2 花崗巖稀有金屬富集機(jī)制

庫衛(wèi)巖體的黑云母花崗巖的SiO2含量為71.7%～72.2%,稀土元素配分呈右傾型(圖8a),Eu負(fù)異常不顯著(δEu=0.70～0.71),其Nb/Ta為12～15,Zr/Hf為 30～31,Y/Ho為26～27,不顯示巖漿演化的特征,其稀有金屬Nb含量為8.65×10-6～9.84×10-6,Ta含量為0.59×10-6～0.79×10-6,不顯示富集(Caietal., 2011b)。而二云母花崗巖呈現(xiàn)一定的演化趨勢(shì)且具有還原性(LnfO2=-21～-12),其具有范圍變化較大的SiO2含量(71.5%～74.9%),稀土元素配分也呈右傾型(圖8a),Eu負(fù)異常變化范圍大 (δEu=0.29～0.70),其Nb/Ta(9.48～25.9)、Y/Ho (26～28)和Zr/Hf(30～36)顯示中等程度的巖漿演化特征(圖12a,b)。除1個(gè)樣品(19ALT139)具有高W(32×10-6)和Sn(5.8×10-6)含量外,其余樣品與主體巖性黑云母花崗巖(Caietal., 2011b)以及其他的二云母花崗巖相比,未見Nb(<12.6×10-6)、Ta(<1×10-6)、W(<0.2×10-6)和Sn(<3.1×10-6)等稀有金屬的富集。該富W、Sn的樣品具有該巖體中最低的Nb/Ta和(La/Yb)N比值,以及低的負(fù)Eu異常(δEu=0.42)(圖12c, d、表2),指示其經(jīng)歷了較高程度的分離結(jié)晶,可能是造成W和Sn富集的重要原因。

小喀拉蘇花崗巖體從二云母花崗巖到白云母花崗巖呈現(xiàn)強(qiáng)烈的巖漿演化趨勢(shì),其中二云母花崗巖顯示較高且范圍變化大的SiO2含量(72.4%～75.7%),稀土元素配分呈右傾型(圖8c),Eu負(fù)異常不顯著 (δEu=0.44～0.58),其Nb/Ta(6.67～9.67)、Y/Ho (27～31)和Zr/Hf(29～31)比值顯示中等程度的巖漿演化特征(圖12a,b)。二云母花崗巖同樣具有低的氧逸度條件(LnfO2=-23～-10),且相對(duì)于哈巴河群源巖存在稀有元素的富集(W:0.8×10-6～2.3 ×10-6;Sn:4.7×10-6～29×10-6;圖12c,d)。而白云母花崗巖SiO2含量較高(74.5%～75.5%),稀土元素配分也呈右傾型(圖8c),但REE總量極低(5×10-6～6×10-6),具有異常低的Nb/Ta(0.64～1.05)和Zr/Hf(均為11)比值,高的Y/Ho (27～43)比值(圖12a,b),上述特征指示巖漿發(fā)生了強(qiáng)烈分異,極低的Nb/Ta和Zr/Hf比值和高的Y/Ho比值指示可能存在流體活動(dòng)(Bau,1996;Irber,1999;Ballouardetal.,2016)。小喀拉蘇白云母花崗巖樣品具有高的Be(57.5×10-6～66.8×10-6)、Nb(14.6×10-6～23.6×10-6)、Ta(60.5×10-6～115×10-6)和W(2×10-6～8×10-6)含量,可能是巖漿強(qiáng)烈分異和熱液活動(dòng)的結(jié)果(Ballouardetal.,2016;Lietal.,2018;圖12e,f)。其中,最富W和Ta的白云母花崗巖樣品(17ALT247)具有高的Eu正異常(δEu=3.8),可能由低氧逸度的熱液流體交代的結(jié)果(丁振舉等,2003;Sarangietal.,2013)。而白云母花崗巖的Sn含量(1.4×10-6～1.9×10-6)低于二云母花崗巖(圖12d)。由于黑云母是Sn的重要賦存礦物(Yuanetal.,2019),白云母花崗巖中Sn含量的降低可能與二云母花崗巖向白云母花崗巖演化的過程中經(jīng)歷的黑云母分離結(jié)晶有關(guān)。

通過以上的討論可以看出,庫衛(wèi)、小喀拉蘇和也留曼花崗巖形成于早古生代沉積巖的部分熔融,具有過鋁質(zhì)組成和低的氧逸度并經(jīng)歷了不同程度的分異過程,具備了Nb、Ta、W和Sn等稀有金屬富集的有利條件。然而分析數(shù)據(jù)表明,這些巖體并未出現(xiàn)顯著的稀有金屬礦化,表明花崗巖中的稀有金屬含量可能還受其他因素的制約。Romer and Kroner (2016)提出經(jīng)歷強(qiáng)烈化學(xué)風(fēng)化作用的成熟源區(qū)是鎢錫礦化花崗巖的重要來源,強(qiáng)調(diào)優(yōu)質(zhì)礦源層在稀有金屬成礦過程中的主導(dǎo)作用。華南南嶺和江南古陸鎢錫成礦帶均具有元古代富稀有金屬的基底,如雙橋山群和板溪群(W>10×10-6;劉英俊等,1982;Yuanetal.,2019)。華南的西華山、雅山、千里山、朱溪、大湖塘等與Nb、Ta、W和Sn礦化相關(guān)花崗巖的同位素組成(εNd(t)=-5.0～-13.0;鋯石εHf(t)=-2.0～-18.0)反映其源區(qū)來自上述基底(Su and Jiang,2017;Caoetal.,2018;Lietal.,2018;Yuanetal.,2019)。與華南不同的是,中國(guó)阿爾泰高分異花崗巖的同位素物源具有古老物質(zhì)與年輕地殼組分的混合屬性,直接反映了這兩個(gè)地區(qū)的花崗巖源區(qū)在成熟度方面的差異。一般而言,與稀有金屬礦化相關(guān)的花崗巖多為過鋁質(zhì)S型花崗巖,富稀有金屬的源區(qū)對(duì)于形成富集稀有金屬的花崗巖具有重要作用(F?rsteretal.,1999;Romer and Kroner,2016;Yuanetal.,2019)。但阿爾泰增生楔主要是以新生的島弧剝蝕物為主的雜砂巖地層,稀有金屬含量低(Nb: 6.4×10-6～11.9×10-6;Ta: 0.7×10-6～1.5×10-6;Sn: 1.4×10-6～5.4×10-6;W: 0.2×10-6～1.1×10-6;作者未發(fā)表數(shù)據(jù)),這可能制約了早泥盆世中國(guó)阿爾泰高分異花崗巖出現(xiàn)大規(guī)模的稀有金屬礦化。

雖然中國(guó)阿爾泰一些早古生代高分異花崗巖也顯示了低程度的稀有金屬富集,但是區(qū)內(nèi)稀有金屬礦化主要形成于中生代而很少見于古生代(Lvetal.,2018)。泥盆紀(jì)花崗巖是中國(guó)阿爾泰地殼改造最強(qiáng)烈時(shí)期的產(chǎn)物,廣泛的部分熔融和結(jié)晶分異使得Nb、Ta、W和Sn等稀有金屬完成了從增生楔源區(qū)向花崗巖的活化轉(zhuǎn)移和初步富集,然而這一過程并未形成經(jīng)濟(jì)意義的礦床。上述事實(shí)表明僅憑花崗巖的高分異過程尚不足以使稀有金屬富集至成礦的水平,暗示除源區(qū)和高演化因素外,地殼改造過程對(duì)稀有金屬的富集也發(fā)揮了重要作用。稀有金屬礦化花崗巖主要出現(xiàn)于中生代,此時(shí)阿爾泰處于碰撞后伸展階段,該時(shí)期形成的花崗巖屬造山后性質(zhì),其中一些具有A型花崗巖特征(如將軍山和尚克蘭等巖體等)(Tongetal.,2014; Wangetal.,2014a)。實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)研究表明,富氟黑云母發(fā)生脫水熔融可以產(chǎn)生具有A型花崗巖特征的富氟熔體(Skjerlie and Johnston,1993),證實(shí)英云閃長(zhǎng)巖在水不飽和條件下的部分熔融可以形成A型花崗巖(Creaseretal.,1991)。由于黑云母也是稀有金屬的重要載體礦物,因此黑云母的脫水熔融無疑將造成稀有金屬在花崗巖熔體中的富集。在阿爾泰,中生代花崗巖體往往鄰近大型的古生代花崗巖基,是古生代構(gòu)造熱事件和中生代地殼改造事件疊加的產(chǎn)物。正如本次研究中的3個(gè)巖體所展示的,古生代巖基通常經(jīng)歷過不同程度的分異并形成了不同程度的稀有金屬富集,同時(shí)其深部可能仍保留有富云母的早期結(jié)晶部分。當(dāng)新一期構(gòu)造熱事件來臨時(shí),這些經(jīng)歷稀有金屬初步富集作用的花崗巖將會(huì)發(fā)生黑云母的脫水熔融,從而形成富稀有金屬的花崗巖。本文研究表明,阿爾泰古生代花崗巖體雖然和中生代稀有金屬花崗巖不具備分異演化關(guān)系,但是其成因和演化仍可為中生代花崗巖稀有金屬的富集奠定了重要基礎(chǔ)。這一機(jī)制很好地解釋了為何稀有金屬花崗巖總是出現(xiàn)在多次構(gòu)造旋回之后的造山后階段,體現(xiàn)了從早古生代到中生代地殼改造以及成熟化過程對(duì)于花崗巖演化、富集和成礦的重要性。

5 結(jié)論

(1)阿爾泰庫衛(wèi)、小喀拉蘇和也留曼巖體均為早泥盆世花崗巖,分別形成于403±3Ma、399±2Ma/404±3Ma和 404±3Ma。這些花崗巖具有過鋁質(zhì)組成和低的氧逸度,類似于S型花崗巖,形成于阿爾泰哈巴河群雜砂巖的部分熔融。

(2)庫衛(wèi)、小喀拉蘇和也留曼巖體均經(jīng)歷了不同程度的分異,形成了二云母花崗巖或白云母花崗巖。不同的巖體的分異過程造成了Nb、Ta、W和Sn不同程度的富集,其中分異程度最高的庫衛(wèi)二云母花崗巖W、Sn含量增加顯著,而小喀拉蘇的白云母花崗巖由于經(jīng)歷熱液階段的演化,稀有金屬富集尤為顯著。

(3)也留曼巖體從二云母花崗巖到白云母花崗巖,其Nb、Ta、W、Sn含量不僅沒有顯著增加,相反還低于早古生代雜砂巖的含量,這可能是由于黑云母等的大量結(jié)晶造成的。

(4)雖然阿爾泰早泥盆世花崗巖未能形成規(guī)模的稀有金屬礦化,但為中生代稀有金屬花崗巖的形成奠定了堅(jiān)實(shí)基礎(chǔ)。

致謝野外考察過程中,得到了中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所蔣映德研究員的支持與幫助,在此表示感謝。感謝中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所吳丹老師提供的LA-ICP-MS實(shí)驗(yàn)支持和幫助。衷心感謝本刊編輯和審稿專家提出的寶貴修改意見。