柴达木盆地北缘锲墨格山含绿柱石花岗伟晶岩特征及构造意义

李善平, 潘 彤, 王秉璋, 严兴鹏, 任 华, 余福承, 邱 炜, 王建军, 唐 健, 王进寿, 金婷婷

柴达木盆地北缘锲墨格山含绿柱石花岗伟晶岩特征及构造意义

李善平1, 潘 彤2, 王秉璋1, 严兴鹏1, 任 华1, 余福承1, 邱 炜1, 王建军1, 唐 健1, 王进寿1, 金婷婷1

(1.青海省地质调查院 青海省青藏高原北部地质过程与矿产资源重点实验室, 青海 西宁 810012; 2.青海省地质矿产勘查开发局, 青海 西宁 810001)

宗务隆构造带是近年来发现的重要的锂铍成矿带, 锲墨格山地区隶属宗务隆构造带东段。本次通过对宗务隆构造带锲墨格山地区含绿柱石花岗伟晶岩岩石学、地球化学及年代学研究, 结果显示, 含绿柱石花岗伟晶岩脉以高硅、钙碱质和高分异以及低铁、镁、钙和钛为特征, 属强过铝质花岗伟晶岩。微量元素特征上, 样品明显富集Rb、Nb、Ta等元素, 而亏损Zr、Hf、Th、Ce、Y、Yb等元素; 且稀土元素总量较低, 具轻稀土元素富集, 轻重稀土元素分馏明显, Ce呈负异常, Eu为正异常特征, 显示出岩浆演化晚期高度分异特性。锆石U-Pb年龄显示, 绿柱石花岗伟晶岩锆石结晶年龄为229.5±1.3 Ma。综合研究显示, 花岗伟晶岩主要形成于中‒晚三叠世, 是宗务隆地区构造体制由挤压转换为伸展背景下, 造山过程处于相对稳定阶段的产物。

锲墨格山; 宗务隆构造带; 含绿柱石花岗伟晶岩; 锆石结晶年龄; 构造环境

0 引 言

近年来, 青海省地质调查院在锲墨格山及以西地段新发现伟晶岩脉800余条, 其中含铍矿伟晶岩脉105条, 含锂铍矿伟晶岩脉15条, 部分含矿伟晶岩脉Li2O品位在1.33%～2.59%, 形成长约40 km、宽1.5～3 km呈NW向展布的含矿伟晶岩带。锲墨格山位于茶卡北山东段, 其大地构造属性上为宗务隆构造带。宗务隆构造带位于欧龙布鲁克地块与南祁连地块之间, 呈NWW向展布。由于西秦岭沿共和坳拉谷强烈斜向碰撞柴达木‒欧龙布鲁克地块, 造成了宗务隆构造带东段的造山隆升及强烈岩浆活动(彭渊等, 2016)。王秉璋等(2020)在柴北缘茶卡北山地区新发现伟晶岩型含绿柱石锂辉石矿中获得锆石U-Pb年龄为217 Ma; 吴才来等(2016)在茶卡北山地区许给沟花岗岩中测得锆石U-Pb年龄为254.2±3.5 Ma, 认为宗务隆构造带为印支期构造岩浆活动的产物。近年研究显示, 宗务隆构造带是青藏高原继“马尔康‒雅江‒喀喇昆仑巨型锂矿带”之后又一重要的锂铍成矿带(王秉璋等, 2020), 因此宗务隆印支期岩浆活动可能为研究区伟晶岩及稀有金属成岩成矿物质提供了充足的物质来源。

目前, 对于绿柱石铍矿研究主要集中在铍矿形成地球化学过程、铍矿化及矿化分带与花岗岩类岩石的成因联系等方面(Lykhin et al., 2010; Yarmolyuk et al., 2011; Damdinova et al., 2015; Schilling et al., 2015)。本次研究对锲墨格山地区含绿柱石花岗伟晶岩进行了详细调查, 并在其成矿地质特征, 全岩主量、微量及稀土元素, 锆石U-Pb年龄分析的基础上, 对伟晶岩成矿作用、成矿时代等进行探讨, 以其为稀有金属成矿的构造环境提供制约, 并为该区进一步勘探工作提供指导。

1 区域地质背景

锲墨格山地区构造单元上属中南祁连弧盆系宗务隆山‒夏河甘加裂谷(宗务隆构造带)东部(图1)。宗务隆构造带由土尔根大坂‒宗务隆‒青海南山构造带组成(彭渊等, 2016); 总体走向近E-W, 东部偏向SE, 西部偏向NW, 呈横卧S型(李平安和聂树人, 1982), 被宗务隆‒青海南山断裂、宗务隆山南缘断裂、阿尔金断裂和哇洪山‒温泉断裂所围限。宗务隆构造带地处秦祁昆造山系结合部位, 是中央造山带的重要组成部分, 构造位置极为重要(陆松年等, 2006; 彭渊等, 2018), 一直是地质研究热点地区之一。前人研究显示, 宗务隆构造带是一条具有完整构造旋回的印支期造山带(王毅智等, 2001; 郭安林等, 2009), 经历了早泥盆世‒中三叠世的陆内裂陷、洋盆及碰撞造山的演化过程(强娟, 2008; 郭安林等, 2009)。乌兰地区泥盆纪A型花岗岩的出现, 标志着宗务隆裂谷作用开始(王毅智等, 2001); 宗务隆群果可山组中晚石炭世蛇绿岩(Rb-Sr年龄318±3 Ma)标志着宗务隆洋盆的开始(王毅智等, 2001; 郭安林等, 2009); 二叠纪辉长岩(锆石U-Pb年龄254 Ma)形成于岛弧环境, 反映晚二叠世宗务隆构造带发生过洋壳俯冲(王苏里和周立发, 2016), 且晚二叠世‒中三叠世洋壳向南俯冲, 形成一系列中酸性火山岩和以青海湖南山及天峻南山花岗岩为代表的岛弧地体; 晚三叠世洋壳闭合进入陆内碰撞造山期(彭渊, 2015)。闫臻等(2012)研究认为柴北缘东段出露大量印支期岩浆岩, 向东可与西秦岭北缘同期花岗岩相连, 并共同构成NW-SE向展布的青海南山岩浆岩带。牛漫兰等(2018)研究认为青海南山印支早期岩浆带应形成于古特提斯洋(阿尼玛卿洋)向北俯冲的大陆边缘弧环境。前期研究总体认为, 宗务隆构造带是一条经历了漫长地质演化过程的造山带(孙娇鹏等, 2015), 为印支期构造岩浆活动的产物(张雪亭等, 2007; 吴才来等, 2016)。近年来, 在宗务隆构造带东段茶卡北山发现了含矿伟晶岩脉, 除Li和Be外, Nb、Ta、Cs和Sn也具有找矿潜力, 有望成为青藏高原北部一个新的锂铍资源基地(王秉璋等, 2020)。

1. 达肯大坂岩群片岩岩组; 2. 中吾农山群果可山组; 3. 中吾农山群甘家组; 4. 中二叠世辉长岩; 5. 下中三叠统隆务河组; 6. 第四系; 7. 奥陶纪石英闪长岩; 8. 三叠纪二长花岗岩; 9. 辉长岩脉; 10. 伟晶岩脉; 11. 断裂; 12. 角度不整合地质界线; 13. 地质界线。

2 矿区地质特征

茶卡北山锲墨格山矿区内出露地层主要为古元古界达肯达坂群片岩岩组(Pt2), 石炭系‒二叠系中吾农山群甘家组(CP2)、果可山组(CP2)以及下中三叠统隆务河组(T1-2)及第四系(Q)等(图1)。其中达肯达坂群片岩岩组以中粒二云石英片岩为主, 夹少量黑云斜长片麻岩, 呈NW-SE向条带状展布。岩浆活动主要集中在奥陶纪、三叠纪, 其中奥陶纪岩体呈NW向带状分布于研究区中部茶干哈达一带, 岩体侵入于古元古代变质地层中, 且延伸较远, 主要岩性为灰白色中细粒石英闪长岩(δοO); 三叠纪侵入岩主要出露于研究区单德日乌伊都伯伊南侧一带, 分布广泛, 岩石组合主要为二长花岗岩和花岗闪长岩等。脉岩主要为中、酸性岩脉, 其中中性岩脉主要有石英闪长岩脉, 分布零星; 酸性岩脉为花岗伟晶岩脉、花岗细晶岩脉及二长花岗岩脉等, 其中花岗伟晶岩脉较发育, 脉体呈NW向展布, 其走向与构造线方向基本一致。含锂辉石花岗伟晶岩脉多侵入于达肯达坂群二云石英片岩中, 为区内主要含矿伟晶岩脉。部分花岗伟晶岩脉沿节理、裂隙或次级断裂侵入于石英闪长岩中, 岩脉规模相对较小。区内断裂构造发育, 主要有NW向、NNW向和NE向三组, 其中NW向断裂最为发育。断层两侧岩石较为破碎, 具有糜棱岩化现象。变质岩分布广泛, 均有不同程度变质变形, 总体以低绿片岩相区域变质岩和动力变质岩为主。

3 伟晶岩特征

锲墨格山矿区内已经圈出100余条伟晶岩脉, 脉体规模不等, 脉宽一般0.2～20 m左右, 最宽可达60 m, 长约50～400 m, 呈透镜状、巢状、囊状、条带状等, 多呈NW向展布。含铍伟晶岩主要为含锂辉石花岗伟晶岩和含绿柱石花岗伟晶岩等。

3.1 岩相学

锲墨格山地区花岗伟晶岩呈浅灰白色, 矿物主要由斜长石、钾长石、石英、白云母、绿柱石、锂辉石和电气石等组成; 矿化以白云母化、钠长石化及云英岩化为主; 主要为花岗伟晶结构和碎裂结构; 块状构造(图2a)。

含锂辉石花岗伟晶岩: 由锂辉石(29%)、钾长石(26%)、石英(21%)、斜长石(20%)、白云母(3%)、磷灰石及少量金属矿物组成。其中锂辉石呈板柱状晶, 晶体长短轴值在15.0 mm×6.0 mm～40.0 mm×11.0 mm之间, 晶内见有不规则状裂纹; 钾长石呈板状和它形粒状晶, 粒径大小在11.0～35.0 mm之间, 晶内发育格子双晶和条纹结构, 具明显黏土化蚀变, 晶内见少量石英、斜长石微晶嵌布, 为微斜条纹长石, 多数晶内见裂纹, 其间被粉末状不透明矿物充填; 斜长石呈半自形板状晶, 晶体长短轴值在0.32 mm× 0.08 mm～0.82 mm×0.24 mm 之间, 为更长石, 发育细密的聚片双晶; 石英呈它形粒状晶; 白云母呈片状晶; 磷灰石呈细小柱状晶; 不透明金属矿物呈微粒状、粉末状集合体, 多沿裂隙分布, 量极少。

含绿柱石花岗伟晶岩: 由斜长石(32%)、钾长石(30%)、石英(20%)、白云母(11%)、绿柱石(5%)、石榴石(1%)、磷灰石及少量金属矿物组成。其中钾长石多呈它形粒状晶, 粒径大小一般在0.93～1.78 mm之间, 具轻微黏土化蚀变, 晶内见裂纹, 局部发生破裂; 斜长石呈半自形板状晶, 晶体长短轴值在0.48 mm ×0.28 mm～1.8 mm×0.81 mm 之间, 发育细密聚片双晶, 为更长石, 晶内多具裂纹, 发育机械双晶, 具轻微绢云母化蚀变, 在岩石中不均匀分布于钾长石和石英之间; 石英呈它形粒状晶, 具波状消光; 白云母呈片状晶, 晶粒大小多在0.31～1.05 mm之间; 石榴石呈多边形状, 晶内不规则状裂纹较发育; 磷灰石呈细长柱状; 绿柱石多呈短柱状, 晶内裂纹发育(图2b)。

在含绿柱石花岗伟晶岩中, 绿柱石与白云母、石英、长石密切共生, 反映了绿柱石是在富钾、富挥发组分的熔体‒溶液下结晶的, 其主体在结晶分异阶段早期晶出; 部分绿柱石表现出晶形较好, 呈规则或不规则六棱柱状产出(图2a); 在晚期交代阶段, 绿柱石含量明显减少, 晶体呈细粒状, 晶形不规则且较小, 沿白云母、石英以及更‒钠长石裂隙分布(图2b)。

图2 含绿柱石花岗伟晶岩野外及镜下特征

3.2 矿石矿物

矿石矿物主要为锂辉石和绿柱石, 锂电气石、铌钽铁矿和铌铁矿等次之; 脉石矿物为钾长石、斜长石、石英、石榴石和白云母等。其中锂辉石呈板柱状晶、粒状变晶, 晶体长短轴值在2.0 mm×1.3 mm～ 40 mm×11 mm之间, 晶内见有不规则状裂纹, 不均匀分布于长石和石英等矿物间隙; 绿柱石呈六棱柱状, 多呈浅灰绿色、灰白色, 因蚀变及动力变质作用较破碎, 部分晶型不完整, 粒径一般在0.2～1 cm之间, 分布于石英、斜长石及白云母等矿物晶间。

3.3 围岩蚀变

矿区内含矿伟晶岩脉主要产于石英闪长岩、二云石英片岩中, 与围岩接触的蚀变类型主要有碳酸盐化、绿帘石化和高岭土化等。其中碳酸盐化呈灰白色、白色, 呈薄层状、碎块状产于二云石英片岩片理面; 石英闪长岩中沿节理、裂隙穿插的石英脉边缘可见绿帘石化; 伟晶岩脉侵入于石英闪长岩接触边界可见有高岭土化现象。

4 样品采集及分析方法

4.1 样品采集

在锲墨格山地区含绿柱石花岗伟晶岩脉中共采集了15件样品(采样位置: 36°59′02″N, 99°04′34″E,=4010 m)。其中用于测年的含绿柱石花岗伟晶岩样品1件; 用于全岩主量、微量含量分析的样品共14件, 分别为含绿柱石花岗伟晶岩、含电气石花岗伟晶岩以及含白云母花岗伟晶岩。

4.2 分析方法

岩石主量、微量元素测试和锆石U-Pb同位素定年均在北京燕都中实测试技术有限公司实验室完成。主量元素采用XRF法, 微量元素测试采用消解法(GB/T 14506.30-2010), 对硅酸盐粉末样品(200目)进行前处理, 消解后使用Analytic Jena Plasma Quant MS由M90 ICP-MS进行测定。

锆石U-Pb同位素定年利用LA-ICP-MS分析完成, 激光剥蚀系统为New Wave UP213, ICP-MS为布鲁克M90。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度, 二者在进入ICP之前通过一个匀化混合器混合; 每个样品点分辨包括大约20～30 s的空白信号和50 s的样品信号。U-Pb同位素定年中采用锆石标准91500和Plesovice作为外标进行同位素分馏校正; 锆石微量元素含量利用SRM610作为多外标、Si作内标的方法进行定量计算; 测试剥蚀光斑直径根据实际情况选择25 μm。普通铅计算按3D坐标法进行校正(Anderson, 2002), 样品同位素比值和元素含量计算采用GLITTER4.4软件处理, 锆石的谐和曲线和加权平均年龄计算采用Isoplot3.2等程序完成。

5 分析结果

5.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学

含绿柱石花岗伟晶岩中锆石呈半透明, 为它形粒状、柱状、长柱状, 颗粒长径为100～200 μm, 长宽比为5∶1～2∶1。阴极发光图像(CL)显示, 锆石几乎不显示韵律环带, 其内部呈多孔状、斑杂状, 发光弱且不均匀, 显示热液蚀变锆石的特点, 经历了蜕晶质化或流体交代作用。锆石U和Th含量变化范围较大, 分别为(7201～18034)×10–6和(41.2～110)× 10–6, 其Th/U值为0.01。14个分析点都落在谐和线或附近, 给出的年龄范围为226.3～232.7 Ma(表1),加权平均年龄为229.5±1.3 Ma(MSWD=0.58)(图3), 代表含绿柱石花岗伟晶岩结晶年龄。

表1 锲墨格山伟晶岩LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果

图3 锲墨格山地区伟晶岩锆石U-Pb年龄谐和图

5.2 主量元素

伟晶岩主量、微量元素测试结果见表2, 结果显示含绿柱石花岗伟晶岩、含电气石花岗伟晶岩和含白云母花岗伟晶岩中SiO2含量分别为69.67%～ 77.23%、72.04%～79.18%、67.61%～80.22%, 均属于酸性岩的范畴; 在TAS图解中多数点落在花岗岩区, 仅有两个样品在正长岩、石英二长岩区(图4a)。肖庆辉等(2002)认为强过铝质(SP)花岗岩A/CNK值≥1.1, 强过铝质(SP)花岗岩在时空上与钙碱性花岗岩相关。国内铍矿床主要产于过铝质成矿系统, 矿石矿物主要为绿柱石, 多数形成于中生代(李建康等, 2017)。研究区A/CNK值处于1.01～2.75, 平均为1.56; 在A/NK-A/CNK判别图解中, 多数点处于过铝质区(图4b)。里特曼指数(σ)除个别样品外, 多数为0.86～ 7.62, 平均为2.05, 属于钙碱性岩系列; K2O/Na2O值多数介于0.17～2.59之间, 平均为0.58, 具有富钠花岗岩特性。在花岗岩K2O-SiO2判别图解中, 样品多落入或靠近钙碱性岩系列岩区(图5a)。大多数原生岩浆固结指数为40左右或更大, 且岩浆分异程度差, SI值就大; 岩浆分异程度高, SI值就小(赵振华, 1997)。研究区样品SI偏小, 多在1.10～2.36之间, 平均为1.26, 显示出岩浆演化分异程度较高。研究区伟晶岩铁镁指数为0.76～0.94, 平均为0.89, 铁镁指数较小, 反映岩浆晚期分离结晶程度升高, 是晚阶段高分异岩浆独有的特点。分异指数(DI)是岩浆分离结晶程度和岩浆基性程度的标志, 分异指数越大, 岩浆分离结晶作用越强烈, 酸性程度越高(邓晋福等, 2004)。研究区伟晶岩分异指数为42.86～55.86, 平均为49.36, 分异指数较高, 显示岩浆分异结晶作用较强。在(K2O+Na2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)图解中, 多数点落在分异的I、S和M型花岗岩区内(图5b), 显示具有高分异花岗岩特点。花岗伟晶岩在绝大多数情况下都为高分异花岗岩(London, 2008; Dill, 2015), 而要确定高分异花岗岩是I型还是S型花岗岩难度很大(Chappell, 1999; 吴福元等, 2007)。由上所述, 锲墨格山地区花岗伟晶岩是以高硅、富铝、钙碱质和高分异以及低铁、镁、钙和钛为特征, 属过铝质花岗伟晶岩, 可能形成于大陆碰撞环境。

表2 锲墨格山地区伟晶岩全岩主量(%)、微量和稀土元素(×10–6)分析结果

续表2:

图4 锲墨格山地区伟晶岩TAS(a;据Middlemost, 1994)和A/NK-A/CNK判别图解(b;据Maniar and Piccoli, 1989)

FG. 分异的I、S和M型花岗岩; OGT. 未分异的I、S和M型花岗岩; A型. A型花岗岩。

5.3 微量元素

研究区内花岗伟晶岩明显富集大离子亲石元素Rb, 且富集高场强元素Nb、Ta, 而Sr、Ba相对亏损, Zr、Hf、Th、Ce、U等元素明显亏损, Sm、Y、Yb强烈亏损(表2, 图6b), 在洋脊花岗岩标准化微量元素蛛网图中, 曲线呈“M”型特征(图6b)。邱瑞龙(1998)认为大离子亲石元素Ba和Sr属不相容元素, Rb属高度不相容元素, 其Rb/Ba及Rb/Sr值对岩浆作用敏感, 强烈的结晶分异作用可使Rb/Ba及Rb/Sr值增高。研究区花岗伟晶岩的Rb/Sr值为3.56～40.01, 平均为14.64; Rb/Ba值为5.07～33.56, 平均为20.14, 比值较高, 显示具有强分异作用。全岩Zr/Hf和Nb/Ta值视为花岗岩浆结晶分异程度的标志(吴福元等, 2017)。研究区内伟晶岩类Zr/Hf值介于7.65～27.25, 平均为12.63; Nb/Ta值介于0.45～6.83, 平均为3.40, 显示伟晶岩结晶分异程度较高。微量元素Nb、Ta、W、Sn、Pb、Zn、Be、Li等含量随岩浆的演化不断增加(Du and Qiu, 1991); 华仁民等(2003)认为各类岩浆岩中的Nb含量都高于Ta含量, 但在岩浆结晶作用晚期, Ta趋向富集, 尤其是在花岗伟晶岩中, 从早期相到晚期相, Ta逐渐富集, Nb/Ta值逐渐减小。研究区花岗伟晶岩的Nb含量0.80×10−6～133×10−6, 平均为46.6×10−6; Ta含量2.07×10−6～49.5×10−6, 平均为17.3×10−6; 另外, 部分样品中Rb、Be、Li含量较高(表2)。由上所述, 花岗伟晶岩中Rb、Ta、Nb、Be、Li等元素富集明显, 而Zr、Hf、Th、Ce、Y、Yb等元素明显亏损, 表明为岩浆演化晚期高度分异作用的产物。

5.4 稀土元素

稀土元素分析结果显示, 花岗伟晶岩样品稀土元素总量较低, 为0.34×10–6～3.44×10–6, 平均为1.24×10–6。由于稀土元素在多数情况下为不相容元素, 在岩浆结晶过程中易保存在残余流体相中, 对于深部形成的热液流体其稀土元素总量较低(赵振华, 1997)。样品LREE/HREE=7.29～24.0, 平均为14.2, 具有轻稀土元素富集特点; (La/Yb)N一般为11.3～69.1, 平均为33.6, (La/Sm)N=4.90～23.6, 平均为11.1, 轻重稀土元素分馏明显。在球粒陨石标准化稀土元素配分图中, 曲线呈右倾型(图6a); δCe为0.47～0.93, 平均为0.69, 呈负异常; δEu分布于0.83～3.05之间, δEu平均值为1.75, 具有正Eu异常, 推测Eu正异常与围岩同化混染作用有关。综上, 研究区花岗伟晶岩稀土元素总量较低, 且Eu呈正异常, 具有高分异花岗岩的特征(Gelman et al., 2014)。

球粒陨石标准化值据Boynton (1984); 洋脊花岗岩标准化值据Pearce (1981)。

6 讨 论

6.1 伟晶岩成矿作用

一般认为, 花岗伟晶岩是由富含挥发分的花岗质母岩的残余岩浆结晶分异产生。花岗伟晶岩是重要的绿柱石铍矿类型, 世界上一半以上的铍矿物来自该类型矿床(李建康等, 2017)。富Be岩浆一般具有较高的F含量, 从岩浆晚期(晶洞、伟晶岩)到热液阶段, 是各类铍矿物的结晶和富集成矿过程中, Be含量有升高趋势(London and Evensen, 2002)。当伟晶岩演化到晚期交代阶段, 稀有元素大量沉淀、富集。伟晶岩中稀有元素是通过岩浆结晶分异而逐渐富集的(Evensen et al., 1999)。王登红等(2002, 2004)认为稀有金属元素在多期次岩浆活动中逐步富集成矿。伟晶岩富含水及挥发组分, 携带稀有金属成矿元素一起迁移和富集成矿(Thomas et al., 2006)。卢焕章等(2004)研究认为花岗岩浆在结晶分异过程中将导致Cr、Ni、Co、Sr、Ba和Zr等微量元素的显著降低, 以及Li、Rb和Cs等含量的显著增高。研究区及邻区印支期岩浆活动强烈, 伟晶岩为岩浆演化后期的产物; 花岗伟晶岩中Li、Be主要赋存于锂辉石、锂云母、锂电气石、绿柱石等独立矿物中; 锂电气石主要分布在钾长石表面或沿裂隙充填, 生成晚于锂辉石、钾长石、石英等; 绿柱石呈自形‒半自形粒状晶、它形粒状晶, 与钠长石、石英及白云母等矿物共生。因此, 研究区含绿柱石花岗伟晶岩的形成与印支期岩浆活动密切相关, Li、Be等稀有元素是在多期次岩浆活动中逐步富集成矿。

6.2 伟晶岩形成时代

伟晶岩成岩年龄对于研究伟晶岩形成构造背景、伟晶岩成因等有着极其重要意义。伟晶岩形成及稀有元素富集与造山过程和热历史演化是耦合的(王登红等, 2004)。花岗伟晶岩可能是过冷却状态下快速生长形成的(李建康, 2012)。研究区伟晶岩与印支期花岗岩关系密切, 前人研究显示, 柴北缘东段出露大量印支期岩浆岩, 向东可与西秦岭北缘同期花岗岩相连, 共同构成NW-SE展布的青海南山岩浆岩带(闫臻等, 2012)。柴北缘乌兰地区晚二叠世‒早三叠世岩浆岩, 进一步又可细分为254～251 Ma、250～ 248 Ma、244～240 Ma三期, 对应岩石组合为: 闪长岩+花岗闪长岩+花岗岩(吴才来等, 2016)。郭安林等(2009)和强娟(2008)在天峻南山、青海湖南山发现了246 Ma和238 Ma的印支期花岗岩。宗务隆构造带内普遍发育240～220 Ma花岗岩侵入体(郭安林等, 2009)。卢欣祥等(2010)认为花岗伟晶岩年龄可能要稍微晚于相关花岗岩基年龄。而研究区含绿柱石花岗伟晶岩加权平均年龄为229.5±1.3 Ma; 王秉璋等(2020)在研究区西侧茶卡北山地区含矿伟晶岩中获得锆石U-Pb成岩成矿年龄为217 Ma。由此, 研究区及邻区含矿花岗伟晶岩成岩成矿年龄集中于217～229 Ma, 形成于中‒晚三叠世, 其形成年龄稍晚于柴北缘东段地区花岗岩类(238～254 Ma)成岩年龄。

6.3 伟晶岩形成构造环境

研究区内花岗伟晶岩脉产出于古元古代变质地层及奥陶纪侵入岩中, 形成长约40 km的伟晶岩带, 具有高分异、过铝质含稀有金属花岗伟晶岩的特征。含稀有金属花岗伟晶岩往往产出在造山期后相对稳定阶段(王登红等, 2004; 郝雪峰等, 2015; 李建康等, 2017), 且与过铝质S型花岗岩密切相关(Cerny et al., 1986; Williams and Mckibben, 1989); 世界上过铝质花岗岩主要形成于后碰撞构造环境, 形成于造山作用所导致地壳增厚之后的构造减压过程(Sylvester, 1998); 因此研究区稀有金属花岗伟晶岩可能形成于造山期后碰撞环境。

区域上伟晶岩脉成群分布于宗务隆构造带东缘, 与伟晶岩密切相关的印支期侵入岩主要分布于研究区南侧, 岩石类型主要有二长花岗岩、花岗闪长岩、正长花岗岩等。研究宗务隆构造带内岩浆活动可为伟晶岩提供构造约束, 进而明确其产出的构造环境。宗务隆构造带是在欧龙布鲁克地块与中‒南祁连地块共同构建的加里东地块之上发育起来的印支期造山带(张雪亭, 2007), 吴才来等(2016)认为柴北缘乌兰地区晚二叠世‒早三叠世I型花岗岩类的形成与宗务隆洋壳向南俯冲于欧龙布鲁克陆块之下有关; 闫臻等(2012)认为青海南山岩浆岩带的形成与古特提斯洋演化紧密相关; 牛漫兰等(2018)指出早‒中三叠世岩浆活动与古特提斯洋向北俯冲诱发的幔源岩浆底侵和岩浆混合作用有关; 而青海南山中三叠世岩浆形成于陆块碰撞造山的后碰撞阶段(王季伟, 2019), 且具有相似构造带的鄂拉山构造带岩浆岩形成于碰撞及碰撞后阶段(李玉晔, 2008; 彭渊等, 2016); 三叠纪鄂拉山组(～220 Ma)是与蛇绿岩相伴出现的磨拉石建造, 表征为拉张作用的后造山‒非造山岩浆作用记录(吴福元, 2020); 晚三叠世A型花岗岩(230～214 Ma)的发现(强娟, 2008; 彭渊, 2015), 标志着晚三叠世碰撞造山已结束, 表明宗务隆地区构造体制由中三叠世碰撞及碰撞后阶段转换为晚三叠世伸展阶段。研究区中‒晚三叠世花岗伟晶岩脉主要产出于宗务隆构造带东段, 该时期宗务隆地区构造体制由挤压转换为伸展阶段, 而花岗伟晶岩可能形成于造山期后相对稳定阶段。

7 结 语

(1) 研究区隶属中南祁连弧盆系宗务隆山‒夏河甘加裂谷中东部。伟晶岩脉主要产于奥陶纪石英闪长岩及古元古界达肯达坂群片岩中, 伟晶岩脉呈透镜状、巢状、囊状、条带状等, 北西向展布; 含矿伟晶岩类型主要为含锂辉石绿柱石伟晶岩和含绿柱石伟晶岩等。

(2) 含绿柱石伟晶岩中锆石206Pb/238U年龄为226.3～232.7 Ma, 加权平均年龄为229.5±1.3 Ma, 代表含绿柱石伟晶岩锆石的结晶年龄。

(3) 伟晶岩具有高硅、钙碱质和高分异以及低铁、镁、钙和钛为特征, 属强过铝质花岗伟晶岩; 稀土总量较低, ∑REE平均为1.24×10–6, δEu平均值为1.75, 稀土元素球粒陨石标准化曲线右倾。Nb/Ta值平均为3.40, Zr/Hf值平均为12.63; Rb、Be、Li等元素富集明显, 具有高分异花岗岩特征。

(4) 研究区含矿伟晶岩脉主要产出于宗务隆构造带东段, 中‒晚三叠世宗务隆地区构造体制由挤压转换为伸展阶段, 花岗伟晶岩可能形成于碰撞造山期后相对稳定阶段。

致谢:野外工作期间, 得到韩杰、张尧、郑英、刘建栋等人提供的便利及支持; 中国科学院广州地球化学研究所王强研究员在相关调研过程中进行了有益指点, 并对本文进行详细而全面的审阅, 使本文质量得到很大提高; 在此一并表示衷心感谢。

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Characteristics and Tectonic Significance of Beryl-bearing Pegmatites in Qiemoge Mountain, Northern Margin of Qaidam Basin

LI Shanping1, PAN Tong2, WANG Bingzhang1, YAN Xingpeng1, REN Hua1, YU Fucheng1, QIU Wei1, WANG Jianjun1, TANG Jian1, WANG Jinshou1and JIN Tingting1

(1. Key Laboratory of the Northern Qinghai-Tibet Plateau Geological Processes and Mineral Resources, Qinghai Geological Survey Institute, Xining 810012, Qinghai, China; 2. Bureau of Geology and mineral exploration and development of Qinghai Province, Xining 810012, Qinghai, China)

TheZongwulong structural belt is an important lithium beryllium metallogenic belt discovered in recent years. The Qiemoge Mountain area belongs to the eastern section of the Zongwulong structural belt. In this study, we carried out a detailed study on petrology, geochemistry and chronology of the beryl-bearing granite pegmatites in the Qiemoge Mountain area of the Zongwulong structural belt. The results show that the beryl-bearing granite pegmatite veins in the study area are characterized by high silicon, calc-alkali, high heterogeneous and low iron, magnesium, calcium and titanium, and belong to strong peraluminous granite pegmatite. The granite pegmatites are obviously enriched in Rb, Nb, and Ta, while depleted in Zr, Hf, Th, Ce, Y, and Yb. In addition, the total amount of rare earth elements is low, which is characterized by light rare earth element enrichment, obvious fractionation of light and heavy rare earth elements, negative Ce anomalies and positive Eu anomalies. The above signatures of the granite pegmatites show that the magma is highly differentiated. The beryl-bearing granite pegmatites have zircon U-Pb age of 229.5±1.3 Ma. Our results show that the granite pegmatites in the Qiemoge Mountain area in the eastern section of the Zongwulong structural belt were mainly formed in the Middle-Late Triassic, under a compression to extension transitional tectonic background.

Qiemoge Mountain; Zongwulong structural belt; beryl-bearing granite pegmatite; zircon crystallization age; tectonic environment.

2019-12-22;

2020-09-27

青海省科技计划项目(2018-SF-109、2018-ZJ-779)、青海学者专项资金项目(QHS201802)、青藏高原二次科考项目(2019QZKK0702)和中国地质调查局中国矿产地质与成矿规律综合集成和服务(矿产地质志)项目(DD20160346)联合资助。

李善平(1974–), 男, 硕士, 正高级工程师, 主要从事区域地质及成矿作用研究。Email:lishanping1952@163.com

P581

A

1001-1552(2021)03-0608-012

10.16539/j.ddgzyckx.2021.03.009