新疆卡鲁安矿区伟晶岩锆石U-Pb定年、铪同位素组成及其与哈龙花岗岩成因关系研究

2015-06-23马占龙吕正航赵景宇

地球化学 2015年1期

马占龙, 张辉, 唐勇, 吕正航, 张鑫, 赵景宇

马占龙1,2, 张辉1*, 唐勇1, 吕正航1, 张鑫1,2, 赵景宇1,2

(1. 中国科学院地球化学研究所, 贵州贵阳 550002; 2. 中国科学院大学, 北京 100049)

利用LA-ICPMS和LA-MC-ICPMS技术, 对卡鲁安-阿祖拜伟晶岩田中4条伟晶岩脉以及哈龙岩体中锆石U-Pb定年、铪同位素组成进行了研究。研究显示, 卡鲁安矿区805、806、807号脉的形成时代分别为(216.0±2.6) Ma、(223.7±1.8) Ma和(221±15) Ma, 属三叠纪岩浆活动的产物。对于库卡拉盖650号脉, 锆石U-Pb定年结果显示, 它由形成时代为(227.9±2.6) Ma的早期钠长石伟晶岩与形成时代为(211.3±2.4) Ma的晚期锂辉石-钠长石-锂云母伟晶岩2期伟晶岩构成。哈龙岩体形成时代为400.9 ~ 403.3 Ma, 由于伟晶岩与哈龙岩体之间存在形成时代上的差异(170 Ma以上), 预示着它们之间不具成因上的联系。卡鲁安矿区伟晶岩脉中锆石显示较小的正Hf()值(+0.65~+2.50)和较大的模式年龄DM2(1090~1213 Ma), 相似于可可托海3号脉、柯鲁木特112号脉中锆石的铪同位素组成, 指示伟晶岩由陆-陆碰撞体制伸展背景下的加厚地壳物质减压熔融所形成。

锆石U-Pb定年; 锆石铪同位素; 花岗岩; 伟晶岩; 阿尔泰

0 引言

位于新疆北部的阿尔泰造山带, 是中亚造山带的重要组成部分, 其中广泛分布着花岗岩及伟晶岩脉[1–3], 是我国稀有金属、宝石及白云母的重要产地[3]。近年来, 大量年代学研究揭示, 阿尔泰花岗岩主要形成于470~440 Ma、425~360 Ma、355~320 Ma、290~270 Ma和245~190 Ma[4–5], 而在三叠纪发生了大规模伟晶岩侵入事件[6–10]。

位于中阿尔泰构造单元中的哈龙花岗岩体, 是一个规模巨大的复式岩基, 在其东西部分布着4个伟晶岩田, 分别是位于哈龙岩体东部的柯鲁木特-吉得克伟晶岩田和阿拉山伟晶岩田, 位于哈龙岩体西部的卡鲁安-阿祖拜伟晶岩田和琼库尔伟晶岩田。这4个伟晶岩田中分布有一万余条伟晶岩脉, 其中具代表性的稀有金属伟晶岩矿床, 包括卡鲁安806、807号脉大型锂矿床、库卡拉盖650号脉大型锂矿床、柯鲁木特112号脉中型Li-Nb-Ta矿、佳木开碧玺矿及琼库尔1号脉中型Nb-Ta矿。空间上, 在哈龙岩体西侧, 由花岗岩与库鲁木提群外接触带向西, 伟晶岩矿化呈现出分带性, 依次出现无矿化伟晶岩、铍矿化伟晶岩、锂矿化伟晶岩、石英脉的分带特征, 卡鲁安矿区伟晶岩则处于锂矿化伟晶岩带。但由于缺乏系统可靠的伟晶岩、花岗岩年代学资料, 目前不清楚该区伟晶岩脉形成时代以及与哈龙片麻状花岗岩的成因联系。

卡鲁安矿区是一个潜在的超大型锂辉石矿床。本工作拟利用LA-ICPMS、LA-MC-ICPMS技术, 开展哈龙花岗岩、卡鲁安矿区805、806、807号脉及库卡拉盖650号脉中锆石U-Pb定年及锆石铪同位素研究, 旨在揭示卡鲁安矿区伟晶岩形成时代及期次, 伟晶岩形成的可能物源、构造背景以及与哈龙花岗岩之间的成因关系。

1 区域地质概况

中亚造山带是由西伯利亚克拉通与中朝、塔里木板块之间的古亚洲洋消减而形成的巨型缝合带[11–14], 也是世界上最大的显生宙增生造山带之一[15–17]。阿尔泰造山带作为中亚造山带的重要组成部分[18], 其独特的构造演化-岩浆活动-成矿作用一直是国内外地球科学研究的热点。

新疆阿尔泰造山带位于西伯利亚板块西南缘与准噶尔-哈萨克斯坦板块结合部位, 南以额尔齐斯大断裂为界与准噶尔板块相接, 北为西伯利亚板块, 向南东延至蒙古国的戈壁阿尔泰, 向北西延至哈萨克斯坦的矿区阿尔泰和俄罗斯的山区阿尔泰。Windley.[1]根据新疆阿尔泰造山带的地层、岩浆岩、变质岩及构造, 将新疆阿尔泰造山带由北向南划分为6个块体 (图1)。块体1主要包括中晚泥盆世的安山岩、英安岩, 晚泥盆世到早石炭世的页岩、粉砂岩、杂砂岩、砂岩、石灰岩以及古生代花岗岩类。块体2位于西阿尔泰, 主要包括哈巴河群(中奥陶世-志留纪), 夹一部分变质程度低的新元古代-早泥盆世的沉积岩、火山岩。块体3是中阿尔泰的主体部分, 由角闪岩相的变质沉积岩和可能为前寒武纪 (新元古代)的高级变质沉积岩组成。块体2和块体3可以并为一个块体, 具微陆块的性质[1,11,19,22]。块体4包括康布铁堡组和阿尔泰组[1], 其中康布铁堡组主要由弧火山岩、火山碎屑岩以及很少的一部分基性火山岩和细碧岩组成, 属晚泥盆世-早泥盆世[23]; 阿尔泰组变质程度较低, 主要为一套浊流沉积和砂页岩, 含有少量的玄武岩、酸性火山岩和石灰岩, 其中化石显示为中泥盆世, 被认为形成于弧前盆地[1,24]。块体5也包括一些变质程度较高的片麻岩、片岩, 新的锆石年代学研究表明其可能形成于石炭纪[25]。块体6是由泥盆纪岛弧和少量奥陶纪石灰岩及石炭纪火山岩组成, 属准噶尔块体北缘, 被额尔齐斯断裂带与块体5分开。额尔齐斯断裂带是中亚最大的一个走滑断层[18,26,27], 被认为是古生代俯冲带[11,26]。总的看来, 新疆阿尔泰造山带以红山嘴-诺尔特断裂、康布铁堡-库尔特断裂和额尔齐斯断裂为界, 可以简单地划分为北、中、南阿尔泰块体[11,26]。北阿尔泰块体对应于块体1, 中阿尔泰块体对应于块体2和块体3, 南阿尔泰块体对应于块体4和5[4]。

2 卡鲁安-阿祖拜伟晶岩矿田以及哈龙岩体地质特征

福海县卡鲁安-阿祖拜伟晶岩矿田处于中阿尔泰构造单元哈龙-青河早古生代深成岩浆弧内。矿田位于哈龙河-阿祖拜河两侧, 在可可托海复背斜所出露的哈龙花岗岩与片岩接触带约2000 m (图2), 属于群库尔-阿祖拜伟晶岩带的北端延伸部分, 向北至哈龙河上游, 向南延伸至阿祖拜。

图1 阿尔泰造山带区域地质简图(据文献[19–21])

矿田出露地层为中上志留系库鲁木提群 (S2-3KLa), 为一套浅海-半浅海相类建造, 主要岩性为由灰绿-灰紫色细砂岩、粉砂岩与泥岩组成的不均匀互层体。受区域变质作用, 岩石多已变质成石英-黑云母片岩, 包括夕线石-石英片岩、红柱石-黑云母-石英片岩、含长石黑云母的绢云母-绿泥石-石英片岩和堇青石-黑云母-石英片岩。

区内岩浆岩主要为哈龙片麻状黑云母花岗岩及花岗伟晶岩。哈龙岩体呈岩基状, 出露于矿田的东边, 在平面上近似呈NNW-SSE向的带状展布, 规模较大, 面积约为600 km2。岩体岩性主要有片麻状黑云母花岗岩、二云母花岗岩。在岩体北、西及南侧, 与库鲁木提下亚群呈侵入接触关系, 接触变质作用明显, 在岩体内接触带常见库鲁木提下亚群的捕掳体。

在矿田范围内, 由哈龙花岗岩体向西, 伟晶岩类型及其矿化依次出现水平分带(图2): Ⅰ带, 距花岗岩接触带内外各约500 m, 走向大致平行花岗岩接触带展布, 伟晶岩脉规模巨大, 分布着长数百米至大于千米、宽数米至数十米的微斜长石型伟晶岩, 稀有金属矿化极弱, 不具工业价值; Ⅱ带, 在岩体外接触带500~1500 m的范围内, 分布着长为数十米至数百米的微斜长石型伟晶岩, 早期文象结构带中含有大量绿柱石, 为具有工业价值铍矿化带, 此外有钽铌铁矿和非金属白云母产出; Ⅲ带, 在岩体外接触带2000~4500 m范围内, 分布着规模较大的钠长石-锂辉石型伟晶岩, 绝大多数伟晶岩脉平行围岩片理产出, 走向近NS向, 倾向SW-W陡倾斜, 伟晶岩脉长五十米至千余米, 为具有工业价值锂矿化带; Ⅳ带, 位于Ⅲ带西侧 (外侧), 分布着低温热液阶段产出的石英脉。

图2 卡鲁安-阿祖拜稀有金属矿田矿化分带图(据新疆有色地勘局, 1957)

卡鲁安矿区代表性伟晶岩脉分述如下。

卡鲁安805号脉地理坐标为47°54′31.41″N, 88°49′46.74″E。地表露头长90 m, 厚5.45 m, 呈反“C”形, 延深35 m, 产状105°∠74°, 为一复杂的透镜状脉体, 结构带分带性较差, 可见细粒结构带和中粗粒结构带, 局部有块体微斜长石。石英-钠长石-锂辉石结构带是该矿脉的主体, 位于矿脉的中心部位, 锂辉石为薄板状, 定向排列明显, 长轴垂直脉壁。

卡鲁安806号脉地理坐标为47°56′10.34″N, 88°50′05.42″E。该脉是2009年对物探异常查证时发现的盲矿体, 位于矿区北部哈龙河东岸。矿脉形态为不规则脉状, 沿走向变化较大, 厚度0.70~5.60 m。目前控制长度约900 m, 平均水平厚度2.42 m, 顺层侵入到黑云母-石英片岩, 产状260°∠65°, 延深200 m。伟晶岩类型为钠长石-锂辉石型, 主要结构带分别为1~3 cm的细粒伟晶岩带, 30~50 cm的石英-微斜长石中粗粒伟晶岩带(锂辉石含量<5%), 中部为石英-薄片钠长石-锂辉石带(锂辉石矿体)。

卡鲁安807号脉地理坐标为47°54′57.81″N, 88°49′48.03″E。该脉走向为近EW, 地表揭露出伟晶岩长约650 m, 目前已控制矿脉长~480 m, 总体呈波状弯曲, 产状为170°~180°∠60°~80°, 与产状为262°∠50°的黑云母石英片岩呈切层侵入关系。向下延深较稳定, 已控制200 m, 且矿体有变厚的趋势。自上而下, 807号脉由石英-钠长石-锂云母伟晶岩过渡到石英-钠长石-锂辉石伟晶岩, 过渡界线大约在2400 m标高左右, 上部为石英-钠长石-锂云母伟晶岩, 中粗粒结构, 由石英、钠长石、少量的白云母和锂云母组成。下部为石英-钠长石-锂辉石伟晶岩, 为中细粒结构, 块状构造, 主要由石英、钠长石和锂辉石组成。

库卡拉盖650号脉地理坐标为47°54′45.65″N, 88°50′24.92″E。已控制长度1230 m, 平均水平厚9.88 m, 产状240°~250°∠60°~70°, 向南在300 m左右处尖灭。脉体由2期侵入的伟晶岩组成, 早期为钠长石伟晶岩, 侵入于黑云母-石英层理中, 含少量锂辉石; 晚期伟晶岩既可以侵入到黑云母-石英层理中, 也见侵入到早期的伟晶岩中, 以接触带见薄片状锂辉石定向生长为特征, 主要为锂辉石-钠长石-锂白云母和锂云母-钠长石组合。

3 样品采集及分析测试方法

本次采集卡鲁安-阿祖拜伟晶岩田中805、806、807号脉以及库卡拉盖650号脉中早期和晚期伟晶岩大样(大于10 kg)以及矿区东侧2件哈龙花岗岩样品, 其中HLG-5为片麻状黑云母花岗岩, 而HLG-7为二云母花岗岩。具体采样位置参见图2。

2件花岗岩样品和5件伟晶岩大样分别破碎至60~120目和40~100目, 锆石按照常规重力和磁选方法分选, 最后在双目镜下挑纯。锆石制靶、阴极发光(CL)成像在北京锆年领航科技有限公司完成。锆石U-Pb定年测试在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室LA-ICPMS实验室完成。193 nm ArF准分子激光剥蚀系统由德国哥廷根Lamda Physik公司制造, 型号为GeoLasPro。电感耦合等离子体质谱由日本东京安捷伦公司制造, 型号为Agilent 7700x 。准分子激光发生器产生的深紫外光束经匀化光路聚焦于锆石表面, 能量密度为10 J/cm2,束斑直径为44mm, 频率为5 Hz, 共剥蚀60 s, 锆石气溶胶由氦气送入ICP-MS 完成测试。测试过程中以标准锆石91500为外标, 校正仪器质量歧视与元素分馏; 以标准锆石GJ-1与Plešovice为盲样, 监控U-Pb定年数据质量; 以NIST SRM 610为外标, 以Si为内标, 标定锆石中的Pb元素含量, 以Zr为内标, 标定锆石中其余微量元素含量[28–29]。原始的测试数据经过ICPMSDataCal软件离线处理完成[28,30]。年龄计算、谐和图的绘制采用Isoplot (3.0)程序完成[31]。普通铅校正参考Andersen方法完成[32]。

锆石铪同位素测定在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成, 所用仪器为配备Geolas-193型紫外激光剥蚀系统(LA)的Nu Plasma HR(Wrexham, UK)多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICPMS)。激光剥蚀的脉冲频率为10 Hz, 激光束直径为32 μm, 激光束的能量密度为10 J/cm2。176Lu和176Yb对176Hf的同质异位素干扰通过监测175Lu和172Yb信号强度, 采用176Lu/175Lu=0.02669和176Yb/172Yb=0.5886[33]进行校正。用标准锆石91500与锆石样品交叉分析对仪器漂移进行外部监控。在本研究分析过程中获得标准锆石样品91500和GJ-1的176Hf/177Hf值分别为0.282295±0.000028 (=14, 2) 和0.282734±0.000015 (=16, 2), 在误差范围内与文献[34,35]的结果一致。计算Hf()值时, 球粒陨石的176Hf/177Hf值为0.282772,176Lu/177Hf值为0.0332[36],176Lu的衰变常数=1.867×10–11/a[37]。单阶段Hf模式年龄(DM1)计算时, 亏损地幔的值采用Griffin.的结果[38]; 两阶段Hf模式年龄(DM2)计算时, 下地壳的176Lu/177Hf值为0.019。

4 结果

4.1 锆石形态特征和U-Pb年代学

4.1.1 伟晶岩锆石形态特征和U-Pb年代学

伟晶岩锆石具有较高的U、Th含量, 加之放射性元素衰变造成晶格破坏和有序度降低, 因此呈半透明或不透明。激光剥蚀选点主要根据锆石CL和反射光特征, 对具有韵律环带或残余环带且反射光均一的微区以及CL不发光锆石但反射光均一的微区进行剥蚀, 采集信号过程中通过监视信号稳定性来推测是否混入包裹体或裂隙信号, 从而剔除无效的分析点[7,8,10]。各伟晶岩锆石样品分析结果如下。

样品KLP805(卡鲁安805号脉) 锆石粒径变化于200~350mm, 呈半自形, 大多数锆石颗粒阴极发光较弱, 局部微区有较强的阴极发光(图3a)。部分锆石分析点具有较高的Th (测点5为22945 μg/g; 测点8为40288 μg/g) 或U (测点3为69534 μg/g; 测点5为64288 μg/g; 测点8为53783 μg/g)。其余锆石测点具有相对较低的Th、U含量, 分别变化于599~12837 μg/g和3400~16457 μg/g。所有分析点的Th/U值变化范围为0.08~1.95 (表1)。18个测点U-Pb分析结果显示, 其中4个测点(测点3、7、14和18)位于谐和线上但206Pb/238U年龄相对偏低 (176~182 Ma),获得206Pb/238U加权平均年龄为(180.7±3.1) Ma (MSWD=0.48), 可能代表后期重结晶年龄。其余14个测点的206Pb/238U分布于212~236 Ma之间, 考虑到测点8、9、10及11的U、Th过高及普通铅的影响较大, 而不参与年龄计算, 其余10个测点的加权平均年龄为(216.0±2.6) Ma (MSWD=0.37), 代表脉体的侵入年龄(图4a)。

图3 代表性锆石的阴极发光特征和激光剥蚀位置

表1 锆石LA-ICPMS U-Pb年龄分析结果

(续表1)

样品KLP806 (卡鲁安806号脉) 锆石粒径变化于200~400mm,呈半自形到自形。锆石呈斑杂状, 内部蜕晶化较强 (图3b)。除测点4具有较高的Th (7135 μg/g) 和U (53574 μg/g) 含量, 其余测点具有相对较低的Th、U含量, 主要变化于360~2287 μg/g和1419~7126 μg/g之间。18个分析点的Th/U值变化于0.09~0.49 (表1)。锆石U-Pb分析结果显示, 所有测点都偏离谐和线, 可能受到蜕晶化作用的影响, 除测点7和测点12显示较大的206Pb/238U ((230±2) Ma)和较小的206Pb/238U ((212±4) Ma), 其余16个测点则显示了较为一致的206Pb/238U年龄 (218~229 Ma), 加权平均年龄为(223.7±1.8) Ma (MSWD=1.7), 代表脉体的侵入年龄(图4b)。

图4 卡鲁安伟晶岩锆石U-Pb年龄谐和图解

样品KLP807 (卡鲁安807号脉) 锆石粒径变化于200~350mm, 晶形呈半自形到自形。大部分锆石可见模糊的震荡环带, 部分锆石边部较亮, 很可能是后期热液重结晶所致, 少量锆石CL很弱, 不显示内部特征 (图3c)。KLP807样品中测点1、5、12、13和20具有较高的Th含量, 分布于10317~30667 μg/g之间, 其余测点的Th含量介于964~8945 μg/g。21个测点的含量值介于241~3534 μg/g, Th/U值变化于0.74~42.84 (表1)。锆石U-Pb分析结果显示, 由于具有显著高的普通Pb*, 未能获得206Pb/238U加权平均年龄, 只获得下交点年龄(221±15) Ma (MSWD=6.1) (图4c), 大致代表脉体的侵入年龄。

样品KLP650-1(库卡拉盖650号脉早期伟晶岩) 锆石粒径变化于200~350mm, 呈半自形到自形, 大多数锆石边部有残余环带, 少量锆石内部有较亮的微区, 可能是后期热液所致 (图3d)。KLP650-1样品中除测点1.1具有相对较高的Th (10506 μg/g)、U (8436 μg/g) 含量及Th/U (1.25) 值, 其余17个测点的Th含量介于47~2953 μg/g, U含量介于1340~7661 μg/g, Th/U变化于0.03~0.61 (表1)。18个测点的U-Pb分析结果显示, 其中4个测点 (测点1.10、1.12、1.13和1.15) 位于谐和线上但206Pb/238U年龄相对偏低 (172~193 Ma), 获得206Pb/238U加权平均年龄为(180.6±4.9) Ma (MSWD=2.5), 可能代表后期重结晶年龄。其余14个测点显示了较为一致的206Pb/238U年龄 (222~234 Ma), 加权平均年龄为(227.9±2.6) Ma (MSWD=1.4), 代表脉体的侵入年龄(图5a)。

样品KLP650-2(库卡拉盖650号脉晚期伟晶岩) 锆石粒径变化于150~300mm, 半自形。大部分锆石呈斑驳状, 局部出现亮斑, 可能是重结晶所致 (图3e)。21个测点的Th、U含量分别变化于115~10035 μg/g和1104 ~10072 μg/g范围, Th/U值介于0.04~1.64之间 (表1)。锆石U-Pb分析结果显示, 测点2.14、2.15及2.19远离谐和线, 其余18个测点谐和度高, 获得206Pb/238U加权平均年龄为(211.3±2.4) Ma (MSWD= 1.6), 代表脉体的侵入年龄(图5b)。

4.1.2 哈龙岩体锆石形态特征和U-Pb年代学

所采哈龙岩体样品中锆石颗粒在透反射光下大多为无色-浅黄褐色, 半透明; 粒径为120~300mm, 长宽比在2﹕1~4﹕1之间, 大多自形程度较好, 呈四方柱状、双锥发育。阴极发光图像显示, 锆石晶体内部发育较好的震荡环带或扇形环带结构, 属于典型的岩浆成因锆石 (图3f、图3g)。激光剥蚀选点参照透射光、反射光和阴极发光图像特征, 避开裂隙和包裹体发育的锆石或微区, 利用LA-ICPMS对所采哈龙岩体2件样品进行了锆石U-Pb分析, 结果见表1。

图5 库卡拉盖650号伟晶岩锆石U-Pb年龄谐和图解

分析结果表明, 哈龙岩体中锆石U含量变化于206~2167 μg/g之间, Th含量变化于54~408 μg/g之间, Th/U值为0.05~0.9。样品HLG-5和HLG-7, 各自18个测点206Pb/238U年龄分布集中且谐和度高,206Pb/238U加权平均年龄值分别为(400.9±2.1) Ma (MSWD=0.48)(图6a)和(403.3±2.3) Ma (MSWD= 0.42)(图6b)。

4.2 伟晶岩锆石铪同位素组成

利用LA-MC-ICPMS开展锆石铪同位素组成分析的测点均选自已进行锆石U-Pb定年的剥蚀点附近。对样品KLP805、KLP806、KLP650-1和KLP650-2,根据已测定锆石U-Pb年龄, 并结合锆石CL特征, 本次选取每个样品中的10颗锆石进行铪同位素测试, 分析结果见表2。

40个测点中的38个测点给出了较一致的176Hf/177Hf值, 变化于0.282651~0.282708, 测点KLP805- 10和测点KLP650-2-2.2较低, 分别为0.282638和0.282627。根据各样品已测锆石结晶年龄计算得出的Hf()值变化于0.65~2.50范围, 对应的模式年龄DM2变化于1090~1213 Ma之间。

5 讨论

5.1 卡鲁安-阿祖拜伟晶岩田中伟晶岩形成时代及期次

野外地质观察显示, 位于卡鲁安-阿祖拜伟晶岩田中部的库卡拉盖650号脉存在2期次伟晶岩岩浆的脉动贯入特征, 早期伟晶岩侵入到黑云母-石英片理中, 为钠长石型伟晶岩; 晚期伟晶岩既可以侵入到黑云母-石英片理中, 也见侵入到早期的伟晶岩中, 以接触带见薄片状锂辉石定向生长为特征, 为石英-钠长石-锂辉石、石英-钠长石-锂云母型伟晶岩(图7)。位于伟晶岩田北部的卡鲁安矿田中产出的是石英-钠长石-锂辉石、石英-钠长石-锂云母型伟晶岩(图8a), 而在伟晶岩田南部的阿祖拜矿田中, 以微斜长石型伟晶岩产出(图8b)。

图6 哈龙花岗岩锆石U-Pb年龄谐和图解

表2 卡鲁安伟晶岩脉锆石铪同位素组成(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为样品测定值,为样品形成时间;(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的衰变常数=1.867×10-11/a[37]

伟晶岩锆石U-Pb定年结果显示, 650号脉中早期钠长石伟晶岩侵入时间为(227.9±2.6) Ma, 而侵入于早期伟晶岩中的晚期锂辉石-钠长石-锂云母伟晶岩形成时代为(211.3±2.4) Ma。对于卡鲁安矿区的805、806、807号脉, 本次锆石U-Pb定年获得它们的形成时代分别为(216.0±2.6) Ma、(223.7±1.8) Ma和(221±15) Ma。

图7 库卡拉盖650号脉中晚期伟晶岩侵入到早期伟晶岩中

由上可见, 库卡拉盖650号脉由2期伟晶岩构成, 即可划分出形成时代为(227.9±2.6) Ma的早期钠长石伟晶岩与形成时代为(211.3±2.4) Ma的晚期锂辉石-钠长石-锂云母伟晶岩。卡鲁安矿区中伟晶岩形成时代在216.0~223.7 Ma之间, 其上限值与库卡拉盖650号脉中早期钠长石伟晶岩形成时代相似, 而其下限值与库卡拉盖650号脉中晚期锂辉石-钠长石-锂云母伟晶岩形成时代接近。对于卡鲁安矿田, 未见存在2期伟晶岩侵入的野外地质证据, 而且因所采集伟晶岩样品数有限, 锆石U-Pb定年暂时无法明确分辨出存在2期伟晶岩; 对于阿祖拜矿区, 还未开展对伟晶岩的锆石U-Pb定年工作。库卡拉盖650号脉存在2期伟晶岩的野外地质及锆石U-Pb定年证据, 以及卡鲁安-阿祖拜伟晶岩田中, 南部的阿祖拜矿区中伟晶岩与中部的库卡拉盖伟晶岩、北部的卡鲁安矿区伟晶岩存在类型上的差异, 这意味着在卡鲁安-阿祖拜伟晶岩田中至少存在2期次的伟晶岩脉动侵入的特征。

5.2 卡鲁安-阿祖拜伟晶岩田中伟晶岩与哈龙花岗岩的成因关系

锆石U-Pb定年结果显示, 哈龙花岗岩体形成时代在400.9~403.3 Ma之间, 属泥盆纪岩浆活动的产物; 而卡鲁安-阿祖拜伟晶岩田中4条伟晶岩形成时代在211~228 Ma之间, 均为三叠纪伟晶岩。

由于LCT型伟晶岩与S型过铝质花岗岩具有成因联系, 因此, 许多学者倾向性认为伟晶岩是花岗岩岩浆演化晚期的残余岩浆固结的产物[39–41]。加拿大Superior province (Ontario)、Bernic Lake (Manitoba)地区分布的太古代伟晶岩(~2640 Ma)与花岗岩之间时空、组成上存在明显的演化关系。随着岩浆分异的进行, 存在明显的垂直分带, 由早期的黑云母花岗岩Þ二云母花岗岩Þ粗粒白云母浅色花岗岩Þ伟晶状浅色花岗岩Þ晚期的稀有金属伟晶岩脉[42]。此外, 在空间上可划分出不同的伟晶岩带, 如在Mavis Lake伟晶岩集中区, 由过铝质的Ghost Lake侵入体向SE, 由近及远依次出现内部绿柱石带、绿柱石-铌铁矿带、锂辉石-绿柱石-钽铁矿带、钠长石型伟晶岩带[42]。此外, 西方学者推测出露于地表的伟晶岩脉与深部埋藏的花岗岩体有成因联系[43–48]。空间上, 尽管由哈龙岩体向西, 稀有金属伟晶岩也存在分带性(卡鲁安伟晶岩处于Ⅲ带: Li、Be、Ta、Nb矿化带), 但由于形成时代相差170 Ma以上, 可以断定哈龙岩体与稀有金属伟晶岩之间不可能存在成因联系。

图8 卡鲁安-阿祖拜伟晶岩田中的伟晶岩类型

(a) 卡鲁安806号脉为石英-薄片状钠长石-锂辉石型伟晶岩; (b) 阿祖拜矿田中的微斜长石型伟晶岩。Ab–钠长石; Brl–绿柱石; Kfs–微斜长石; Spd–锂辉石; 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

已有的研究显示, 位于哈龙岩体东侧的柯鲁木特-吉得克伟晶岩田中柯鲁木特112号伟晶岩脉侵入时代为(238.3±2.0) Ma[8]; 位于哈龙岩体西南侧的琼库尔伟晶岩田中琼库尔1号脉(Be-Nb-Ta矿床)形成年龄为(207.2±1.6) Ma、佳木开伟晶岩(碧玺矿) 为(212.2±1.7) Ma[7]。由此可见, 围绕着哈龙岩体展布的不同伟晶岩田中伟晶岩很可能均是形成于三叠纪, 晚于哈龙岩体的形成时代约170~200 Ma。如此大的时间上的差异, 指示卡鲁安-阿祖拜伟晶岩田以及哈龙岩体周边的其他伟晶岩田中伟晶岩的形成不可能与哈龙岩体的形成、演化存在成因联系。

5.3 伟晶岩形成物源及大地构造背景

已有的研究显示, 阿尔泰伟晶岩以其锆石中低的铪同位素组成和相对较老的DM2为特征, 如可可托海3号脉中锆石Hf()变化于+1.25 ~ +2.39范围, 二阶段模式年龄(DM2)变化于1102~1174 Ma[49]; 位于哈龙岩体东部的柯鲁木特-吉得克伟晶岩田, 其112号脉中锆石Hf()变化于+0.03 ~ +2.35之间,DM2= 1112~1225 Ma[8]。

本次研究的卡鲁安矿区伟晶岩脉中锆石显示较小的正Hf()值(+0.65~+2.50)和较大的模式年龄DM21090~1213 Ma, 与柯鲁木特112号脉、可可托海3号脉中锆石铪同位素组成一致, 即以较小的正Hf()值和古老的DM模式年龄为特征(图9)。正的Hf()值, 表明形成伟晶岩初始岩浆含有地幔物质的部分熔融, 或者是壳源物质和亏损幔源共同作用的结果。由于其DM2远远大于伟晶岩的形成年龄, 表明伟晶岩形成与壳源物质的部分熔融有关。加之该区未见有三叠纪基性火山岩的数据报道, 因此我们认为与稀有金属矿床相关的三叠纪伟晶岩初始岩浆不可能是由软流圈地幔底侵诱发的板内岩浆活动的产物, 而很可能与先期存在幔源物质的古老地壳, 即元古代的不成熟地壳物质的减压部分熔融有关。研究表明阿尔泰-蒙古微陆块可能是元古代的不成熟陆壳[50], 而来自花岗岩的同位素对比研究表明, 中阿尔泰的古生代(500 ~ 370 Ma)花岗岩较之南阿尔泰显示较低的Hf()、Nd()和更老的模式年龄, 中阿尔泰可能存在前寒武纪基底[3,51,52]。最近, Kröner.[53]综合对比了中亚造山带中的花岗岩, 提出大量的元古代古老地壳物质改造贯穿于中亚造山带的演化过程。而且, 与Li-Be-Nb-Ta-Cs 矿床相关的伟晶岩为LCT伟晶岩, 以过铝质, 富含B、Be、Li、P、碱质 (Na、K), 贫Fe、Mg、Ca 为特征, 这意味着它很可能是由泥质岩深熔形成。已有的研究给予我们启示, 泥质岩, 尤其是与蒸发岩有关的黏土岩类, 是最富集电气石的, 可提供大量的硼[54–55], 以及Na、K、Li、Cl、F、P、Fe、Mn 等组分[56–57]。综合以上研究, 我们提出三叠纪伟晶岩的形成很可能是与先期存在幔源物质的古老地壳物质的部分熔融有关。

图9 伟晶岩锆石εHf(t)与结晶年龄相关图

可可托海3号脉和柯鲁木特112号脉铪同位素数据据文献[8, 49]

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

新疆阿尔泰造山带从前寒武世晚期至早古生代早期处于稳定大陆边缘阶段, 早古生代开始进入造山启动期, 之后造山运动一直延续到晚古生代, 相继发生了俯冲、碰撞和增生等构造运动, 早-中二叠世时期开始进入了后造山阶段, 中生代之后则进入非造山期[1,11,16,22,26,58,59]。基于花岗岩地球化学研究得出的中亚造山带构造模式, 由于受到对花岗岩形成复杂性的有限认识而受到质疑[52], 而花岗伟晶岩尤其是LCT型稀有金属伟晶岩对大地构造演化具有很好的指示意义。前人统计了全球最大的140个LCT伟晶岩田形成时代分布频率, 并与全球超大陆旋回和陆壳生长时间进行对比, 发现大规模伟晶岩侵位与超级大陆聚合时间一致并总是形成于主造山期之后的后碰撞造山阶段[60]。近年来, 越来越多的阿尔泰三叠纪岩浆活动及典型的陆-陆碰撞体制下造山型矿床被报道, 比如伟晶岩型Li-Be-Nb-Ta矿[7,8,10,61,62]、乌拉斯沟铜矿[63]、铁木尔特Pb-Zn-Cu矿[64]以及萨热阔布金矿[65]。基于以上认识, 我们认为阿尔泰三叠纪稀有金属伟晶岩可能形成于古亚洲洋闭合之后的阿尔泰-蒙古微大陆与相邻板块之间的陆-陆碰撞造山作用晚期的后碰撞造山阶段, 这一阶段主要表现为主造山期后的伸展垮塌、地壳减薄导致的地壳减压熔融。

6 结论

(1) 锆石U-Pb定年结果显示, 卡鲁安锂矿区805、806、807号脉的形成时代分别为(216.0±2.6) Ma、(223.7±1.8) Ma、(221±15) Ma, 形成于三叠纪。库卡拉盖650号脉由2期伟晶岩构成, 早期钠长石伟晶岩形成时代为(227.9±2.6) Ma, 晚期锂辉石-钠长石-锂云母伟晶岩形成时代为(211.3±2.4) Ma。哈龙岩体形成时代为400.9~403.3 Ma, 为泥盆纪岩浆活动的产物。

(2) 所研究的卡鲁安-阿祖拜伟晶岩田中伟晶岩形成于三叠纪, 与哈龙岩体形成时代之间存在170 Ma以上的差异, 它们之间不具成因上的联系。

(3) 卡鲁安矿区伟晶岩中锆石显示与柯鲁木特112号脉、可可托海3号脉相似的铪同位素组成, 由三叠纪陆-陆碰撞体制伸展背景下加厚地壳物质减压熔融所致。

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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

0379-1726(2015)01-0009-18

2014-02-07;

2014-04-17;

2014-07-24

国家自然科学基金(41372104); 新疆有色金属工业(集团)有限责任公司科研项目(2011YSKY-02); 中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室开放课题资助基金(2008012)

马占龙(1988–), 男, 硕士研究生, 岩石地球化学、矿床地球化学研究方向。E-mail: mazhanlong88@163.com

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