青藏高原东北部玉树地区尕朵‒扎朵早侏罗世含(绿柱石‒锂云母)锂辉石伟晶岩的发现及成矿意义

李五福, 刘金恒, 李善平, 贾春兴, 王成武, 周金胜, 王春涛, 许传兵, 谈生祥, 胡继春, 章荣清, 龚 林, 王秉璋*, 王 强*

青藏高原东北部玉树地区尕朵‒扎朵早侏罗世含(绿柱石‒锂云母)锂辉石伟晶岩的发现及成矿意义

李五福1, 刘金恒2, 李善平1, 贾春兴1, 王成武1, 周金胜2, 王春涛1, 许传兵2, 谈生祥1, 胡继春1, 章荣清3, 龚 林2, 王秉璋1*, 王 强2*

(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. 中国科学院 广州地球化学研究所, 同位素地球化学国家重点实验室, 广东 广州 510640; 3. 内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室, 南京大学 地球科学与工程学院, 江苏 南京 210023)

三江北段青海草陇、川西扎乌龙(或卡亚吉)伟晶岩型锂铍矿床与西部的喀喇昆仑白龙山、大红柳滩、肖尔布隆锂铍矿床以及东部的川西甲基卡、可尔因、雪宝顶等锂铍矿床, 一起构成了青藏高原北缘一条近东西向的古特提斯巨型锂成矿带。但在草陇(青海南部玉树)以西到喀喇昆仑白龙山(新疆南部)之间一直还没有其他锂铍矿的报道。本次研究在青海省玉树地区草陇锂铍矿床以西72 km的尕朵‒扎朵地区发现了92条花岗伟晶岩, 其中22条含(绿柱石‒锂云母)锂辉石花岗伟晶岩脉含矿性较好, 另有不含矿伟晶岩脉15条, 含矿性不明伟晶岩55条。本文对尕朵‒扎朵地区新发现的含(绿柱石‒锂云母)锂辉石花岗伟晶岩(含矿)和白云母花岗伟晶岩(不含矿)开展了系统的岩石学、地球化学及年代学研究。结果显示, 含矿伟晶岩具有高SiO2(72.87%～75.01%)、Al2O3(14.81%～17.18%)含量, 低MgO(0.02%～0.03%)、CaO(0.32%～0.48%)、TiO2(0.001%～0.007%)、P2O5(0.30%～0.42%)含量, 及富钠(Na2O/K2O=2.05～12.92)的地球化学特征; 白云母花岗伟晶岩(不含矿)亦具有高SiO2(69.97%～73.75%)、Al2O3(15.18%～16.18%)含量, 低MgO(0.01%～0.02%)、CaO(0.22%～ 0.38%)、TiO2(0.001%～0.003%)、P2O5(0.35%～0.46%)含量, 及变化的Na2O/K2O值(0.35～2.04, 平均1.0)。含矿和不含矿花岗伟晶岩的微量元素均富集大离子亲石元素Rb、K和高场强元素Nb、Ta、Hf, 亏损Ba、Nd、Zr、Ti和稀土元素, 且Zr/Hf值(7.85～18.44)低和Rb/Sr值(2.98～74.21)高; 稀土元素总量较低, 轻稀土元素富集, 轻、重稀土元素分馏弱, 发育负Ce异常, 正‒负Eu异常, 显示出岩浆演化晚期高度分异特性。含矿伟晶岩Li2O品位为0.18%～2.33%, 平均品位0.76%; BeO品位为0.04%～0.05%, 平均品位0.043%, 显示了良好的含矿性。年代学研究显示, 含矿和不含矿伟晶岩的铌钽铁矿和锡石U-Pb年龄分布在194～178 Ma区间内, 代表岩浆结晶和成矿时代, 是燕山早期早侏罗世晚期产物; 其白云母Ar-Ar年龄为158～153 Ma,可能为后期热液改造或侵入体冷却年龄。尕朵‒扎朵地区成矿伟晶岩的形成最有可能与早侏罗世陆内背景下可可西里‒松潘‒甘孜地块巨厚的三叠纪复理石沉积物发生熔融和随后的岩浆与热演化以及锂铍等稀有金属富集有关。该区含(绿柱石‒锂云母)锂辉石花岗伟晶岩的发现具有十分重要的成矿、找矿意义: ①玉树地区锂铍多金属矿化带从草陇向西延伸70多公里到尕朵‒扎朵地区, 构成一个具有重大潜力的矿集区(N: 33°20′～33°50′; E: 96°30′～97°30′), 本研究将其定名为“草陇‒尕朵锂铍多金属矿集区”, 该矿集区将是未来伟晶岩型锂铍多金属矿找矿工作的重点靶区; ②前人的研究显示, 古特提斯巨型锂成矿带中的锂铍多金属矿床主要形成于晚三叠世‒早侏罗世早期(218～194 Ma), 本次研究发现了该巨型锂矿带中最年轻的成矿伟晶岩形成于早侏罗世晚期(194～178 Ma)。这表明该成矿带除晚三叠世‒早侏罗世早期伟晶岩外, 早侏罗世晚期伟晶岩也具有良好的成矿潜力, 拓展了青藏高原北部伟晶岩型锂铍矿的找矿时间和空间范围。

含(绿柱石‒锂云母)锂辉石伟晶岩; 锂铍成矿; 成矿时代; 尕朵‒扎朵; 草陇‒尕朵矿集区; 青海玉树; 青藏北部

0 引 言

稀有、稀土(REE)金属普遍具耐高温、耐腐蚀、光学和电磁性质优良等物理化学特性, 因此广泛应用于农业、军事、能源、以及高精尖仪器等重点领域和新兴产业, 是我国和世界经济发展与科技进步的关键和战略性矿产资源(王登红等, 2014, 2019; 李建康等, 2014, 2019; 杨卉芃等, 2019)。近年来, 关于青藏高原南部喜马拉雅和北部喀喇昆仑‒可可西里‒松潘‒甘孜古特提斯域的稀有金属找矿和成矿理论研究取得许多重要突破(付小方等, 2014, 2019; Li et al., 2015; 吴福元等, 2015, 2017, 2021; 李善平, 2016; 李光明等, 2017; 王登红等, 2017a, 2017b; 王核等, 2017, 2021; 王汝成等, 2017; Wang et al., 2020; Wu et al., 2020; 秦克章等, 2021a, 2021b; 赵俊兴等, 2021; 周起凤等, 2021; Zhao et al., 2022)。而且这些区域的矿床或矿化点普遍与高硅或高演化的花岗岩或伟晶岩密切共生(吴福元等, 2017, 2021; 李光明等, 2017; 王核等, 2017, 2021; 王汝成等, 2017, 2019; Wu et al., 2020; Wang et al., 2020), 如近期新发现的青藏高原南部喜马拉雅锂铍矿普遍与新生代高硅或高演化的花岗岩(二云母或白云母花岗岩或淡色花岗岩)或伟晶岩密切共生(李光明等, 2017; 王汝成等, 2017; 黄勇等, 2019; Liu et al., 2020; Wu et al., 2020; 刘晨等, 2021; 刘小驰等, 2021; 秦克章等, 2021a, 2021b; 吴福元等, 2021)。喜马拉雅地区新生代淡色花岗岩分布广泛(吴福元等, 2015), 且很多花岗岩侵入体或伟晶岩脉与锂铍矿共生, 因此该区稀有金属资源远景巨大, 被认为有可能成为一个新的稀有金属资源基地(吴福元等, 2021)。在青藏高原北部, 西部喀喇昆仑分布有白龙山、大红柳滩、肖尔布隆、热斯卡木、霍什塔什等伟晶岩型锂铍矿床, 中部三江北段分布有青海草陇、川西扎乌龙(或卡亚吉)等伟晶岩型锂铍矿床, 东部川西分布有甲基卡、可尔因、雪宝顶等伟晶岩型锂铍矿床, 其中一些矿床已达到大型‒超大型规模(王登红等, 2005, 2017a; 李建康, 2006; 李建康等, 2007; 李善平, 2016; 王核等, 2017, 2021; 白宗海等, 2018; 李兴杰等, 2018; 燕洲泉等, 2018; 许志琴等, 2018; 李五福等, 2021; 杨荣等, 2021)。这些矿床在青藏高原北缘构成一条长近2800 km呈东西向展布的古特提斯巨型锂成矿带, 该带也是我国近年来发现的一条巨型锂‒铍‒钽稀有元素超常富集带(王核等, 2017, 2021; 王登红等, 2019; 刘丽君等, 2019; 许志琴等, 2020; Wang et al., 2020; Yan et al., 2022; Liu et al., 2022)。对古特提斯成矿带中花岗岩侵入体和成矿伟晶岩脉的类型、成矿时代、流体包裹体、成矿作用、控矿因素、勘查模型等, 一些学者进行了广泛深入的研究, 并取得了重要成果, 如伟晶岩的成岩成矿时代主要为晚三叠世‒早侏罗世早期(218～194 Ma)(图1)(唐国凡和吴盛先, 1984; 王登红等, 2005, 2017a, 2017b; 李建康等, 2006; Wang et al., 2007; 郝雪峰等, 2015; 刘丽君等, 2015, 2017;王核等, 2017, 2021; 涂其军等, 2019; 丁坤等, 2020; 乔耿彪等, 2020; 李五福等, 2021; 熊欣等, 2021a, 2021b; 李永等, 2022)。已有资料显示, 古特提斯成矿带中的重要矿床主要分布在西部和东部(图1), 在中部的可可西里‒甘孜地区, 仅报道有青海玉树州称多县的草陇锂铍矿床、四川甘孜州石渠县的扎乌龙锂铍矿床(李善平, 2016; 白宗海等, 2018; 李兴杰等, 2018; 李五福等, 2021; 熊欣等, 2021a, 2021b; 杨荣等, 2021; 潘彤等, 2022; 严清高等, 2022),而在玉树草陇锂铍矿床以西到喀喇昆仑白龙山锂铍矿床之间近1700 km的范围内, 并没有其他锂铍矿的报道。本研究在青海省草陇锂铍矿床以西72 km的尕朵‒扎朵地区发现了92条花岗伟晶岩脉, 其中22条含(绿柱石‒锂云母)锂辉石花岗伟晶岩脉含矿性较好。本文将对这些花岗伟晶岩脉地质特征、岩石地球化学、年代学以及含矿性进行系统研究, 为青海玉树地区和青藏高原北部古特特斯锂矿带成矿潜力分析及成矿规律提供新的科学依据。

1 区域地质背景

可可西里‒松潘‒甘孜地块位于青藏高原中北部(图1), 其北以东昆仑‒阿尼玛卿缝合带为界与秦祁昆造山系相隔, 南以金沙江缝合带与羌塘地块连接, 东以龙门山断裂带与扬子陆块的四川盆地为邻。可可西里‒松潘‒甘孜地块先后经历了新元古代、中生代到新生代复杂的演化过程(许志琴等, 1992; Nie et al., 1994; Burchfiel et al., 1995; Yin and Harrison, 2000; Zhou et al., 2002; Roger et al., 2003, 2004, 2011; Druschke et al., 2006; Pullen et al., 2008; Xu et al., 2008)。该地块内发育强烈变形变质的巨厚三叠系复理石, 厚度大约10～15 km(Huang et al., 2003; Weller et al., 2013)。受印支末期‒燕山早期构造运动影响, 可可西里‒松潘‒甘孜地块内形成大量构造穹隆, 包括甲基卡、马尔康、雅江等穹隆(de Sigoyer et al., 2014), 是三叠纪末期昆仑地块、羌塘地块和扬子陆块碰撞的产物(许志琴等, 2018, 2019)。此外, 地块内还发育大量北西向和北西西向褶皱构造, 以及燕山期水平挤压作用产生的北东向断裂构造(许志琴等, 1992)。区内分布少量三叠纪火山岩(Wang et al., 2011), 并零散分布大量的三叠纪‒侏罗纪(230～200 Ma)花岗岩体, 这些岩体大多数以小岩体或小岩株的形式产出, 岩石类型主要为石英闪长岩、花岗闪长岩、二云母花岗岩、白云母花岗岩和一些伴生的伟晶岩等(Zhang et al., 2006, 2014; Xiao et al., 2007; Yuan et al., 2010; Cai et al., 2010; de Sigoyer et al., 2014; Deschamps et al., 2017; Wang et al., 2018; Fei et al., 2020; Li et al., 2022), 其中一些富锂铍矿的伟晶岩与晚三叠世‒早侏罗世早期的二云母花岗岩、白云母花岗岩密切共生(时章亮等, 2009; Deschamps et al., 2017; 付小方等, 2017; 李兴杰等, 2018; Fei et al., 2020; Fan et al., 2020; Xu et al., 2020; Yan et al., 2020, 2022; Zhou et al., 2021)。

图1 青藏高原北部喀喇昆仑‒可可西里‒松潘‒甘孜地块(古特提斯带)伟晶岩型锂矿分布(据李五福等, 2021; Liu et al., 2022和Yan et al., 2022修改)

2 研究区地质特征

青海玉树草陇‒尕朵地区位于可可西里‒松潘‒甘孜地块中部, 三叠纪巴颜喀拉浊积盆地西部。巴颜喀拉浊积盆地主要发育以三叠系巴颜喀拉山群浊积岩为代表的碎屑岩系, 该碎屑岩系为一套巨厚的复理石建造, 成分单一, 几乎全由砂岩、板岩组成, 难见顶底。区域上巴颜喀拉山群包括昌马河组、甘德组和清水河组(图2)。清水河组岩性组合为砂岩、板岩, 偶夹薄层微晶灰岩、细砾岩, 由底到顶总体由板岩夹砂岩段向砂板岩互层段再向砂岩夹板岩段过渡, 具有由半深海‒深海‒浅海沉积环境特征。甘德组总体上为一套砂、板岩组合, 其下部为砂岩与板岩互层, 夹灰岩透镜体; 上部渐变为砂岩夹板岩, 发育不完整的鲍马层序, 以深海‒半深海相为主。区内岩浆岩主要为晚三叠世中酸性侵入岩, 分布于珍秦、扎朵、香卡日瓦、草陇等地, 并侵入于三叠纪地层中。珍秦、扎朵、香卡日瓦等侵入体以石英闪长岩和花岗闪长岩为主, 形成时代为218～212 Ma (张新远等, 2022), 岩体中还发育少量二云母花岗岩脉和白云母花岗岩脉(课题组未发表数据)。草陇地区侵入体以二云母花岗岩和白云母花岗岩为主, 形成时代为213～205 Ma(课题组未发表数据), 且在岩体周围发育大量花岗伟晶岩脉, 其中一些为含锂铍矿化伟晶岩脉(图2)(李善平, 2016; 白宗海等, 2018; 李五福等, 2021)。除此之外, 在岩体周边还发育一套片岩组合, 岩性主要为红柱石、堇青石、石榴石片岩, 部分地区发育黑云母石英片岩、二云母石英片岩以及黑云母片麻岩。变质相为高绿片岩相‒角闪岩相, 整体呈NW-SE向不规则的“构造窗”形式展布, 可能为穹窿构造。

3 伟晶岩地质与岩石特征

尕朵‒扎朵伟晶岩脉群出露在草陇‒尕朵地区西部尕朵‒扎朵地区(图2), 区内出露地层以三叠纪巴颜喀拉山群甘德组和清水河组、三叠纪片岩(石榴石、堇青石、红柱石片岩)及第四系为主。伟晶岩脉与围岩界线清楚, 成群出现, 形成伟晶岩脉密集区, 另区内还发育少量石英脉(图3、4)。尕朵‒扎朵地区共发现伟晶岩脉92条, 包括含矿伟晶岩脉22条, 不含矿伟晶岩脉15条, 含矿性不明伟晶岩脉55条。其中扎朵地区共发现伟晶岩脉58条(图3), 包括含矿伟晶岩脉8条(ρ5、ρ20、ρ48、ρ49、ρ50、ρ51、ρ53、ρ58), 不含矿伟晶岩脉6条, 含矿性不明伟晶岩脉44条。脉体主要发育在三叠纪片岩中, 呈脉状、透镜状和不规则状。脉体总体走向120°～300°, 与区域构造方向一致, 部分走向40°～220°。脉长10～140 m不等, 最长可达200 m; 脉宽一般为5～20 m, 最宽可达33 m。矿石矿物以绿柱石、铌铁矿和铌钽铁矿为主, 矿化以铍、铌和钽矿化为主。尕朵地区共发现伟晶岩脉34条(图4), 包括含矿伟晶岩脉14条(ρ3、ρ16、ρ19、ρ20、ρ22、ρ23、ρ24、ρ25、ρ26、ρ27、ρ28、ρ31、ρ33、ρ34), 不含矿伟晶岩脉9条, 含矿性不明伟晶岩脉11条。脉体发育在三叠纪片岩和巴颜喀拉山群甘德组中, 以片岩中发育为主。多呈囊状、透镜状、条带状展布(图5a、b)。脉体主要走向为140°～320°, 部分走向30°～50°至210～230°, 长10～80 m不等, 最长可达150 m; 脉宽一般为3～10 m, 最宽可达16 m。矿石矿物以锂辉石、锂云母、绿柱石等为主(图5c、d), 锂辉石呈板状和短柱状, 以针柱状、纤维状集合体发育在钠长石裂隙中(图5f); 锂云母呈鳞片状, 发育在钠长石晶体间隙或断裂的裂隙中; 绿柱石呈半自形粒状晶、柱状晶, 分布在石英集合体或锂辉石、钠长石、石英晶间和裂隙中(图5e)。

尕朵‒扎朵地区伟晶岩的类型主要有含(绿柱石)锂云母花岗伟晶岩、含(绿柱石)锂辉石花岗岩伟晶岩和含(电气石)白云母花岗伟晶岩, 具体的岩相学特征:

含(绿柱石)锂云母花岗伟晶岩呈灰白色, 块状构造, 由钾长石(24%)、斜长石(32%)、石英(23%)、锂云母(21%)、绿柱石(2%)、白云母(1%)、磷灰石及少量金属矿物组成。其中钾长石呈它形粒状, 具两组解理, 负突起, 因黏土化蚀变呈轻微红褐色, 具脆性裂纹, 见石英、白云母、斜长石嵌晶, 为正长石。斜长石呈半自形粒状, 粒径为0.40～1.30 mm,发育聚片双晶, 因轻微黏土化蚀变而呈灰色, 晶体间隙中或破裂的裂隙中分布有锂云母, 晶体的边缘被锂云母交代熔蚀后呈不平整接触。锂云母呈鳞片状, 片长在0.20～2.96 mm之间, 且多数片长大于1 mm,由于受后期动力变质作用的影响解理呈弯曲现象, 缎带式波状消光变形结构十分发育(图5e)。白云母呈片状, 无色透明, 具鲜艳的二级干涉色, 平行消光, 片径在0.40～1.80 mm之间, 零星分布。绿柱石呈粒状, 粒径为0.07 mm×0.08 mm～0.11 mm×0.32 mm,无色透明, 灰白色干涉色。石英为它形粒状, 粒径在0.30～1.50 mm之间, 常形成集合体, 充填状分布在其他矿物间。

1. 第四系; 2. 巴颜喀拉山群清水河组; 3. 巴颜喀拉山群甘德组; 4. 三叠纪片岩; 5. 三叠纪花岗闪长岩; 6. 三叠纪花岗岩; 7. 伟晶岩脉; 8. 穹窿构造; 9. 断裂; 10. 地质界线; 11. 采样点及编号。

1. 巴颜喀拉山群清水河组; 2. 三叠纪片岩; 3. 第四系; 4. 含矿伟晶岩脉及编号; 5. 含矿性不明伟晶岩脉及编号; 6. 不含矿伟晶岩脉及编号; 7. 石英脉; 8. 地质界线和产状; 9. 背斜构造。

含(绿柱石)锂辉石花岗伟晶岩由锂辉石(35%)、钠长石(22%)、钾长石(18%)、石英(22%)、白云母(2%)、绿柱石和少量不透明矿物组成。锂辉石呈板状和短柱状, 粒径为12 mm×20 mm～60 mm×80 mm (图3f), 发育波状消光变形结构, 在不规则裂隙中充填有绿泥石和石英, 为岩浆结晶的产物, 保留伟晶结构特征; 在与钠长石集合体接触处的锂辉石晶体边部, 发育微粒状、针柱状、纤维状锂辉石雏晶的后成合晶集合体。钠长石多呈它形粒状晶, 部分呈边界不规则板状晶, 粒径为0.46 mm×0.72 mm～6.54 mm× 12.40 mm, 见聚片双晶, 晶体中包含针状磷灰石, 裂隙中充填有针柱状、纤维状锂辉石集合体。钾长石发育格子双晶, 显微条纹构造, 为微斜条纹长石, 伴有黏土化蚀变, 呈交代残留状分布在钠长石晶间, 或包含在钠长石晶体中。石英多呈它形粒状晶, 晶体中较污浊, 发育亚颗粒结构、带状消光、波状消光变形结构, 粒径多为0.74 mm×0.96 mm～2.64 mm× 2.80 mm, 分布在钠长石、钾长石、白云母间隙中。白云母片长在0.12～2.96 mm之间, 标本上最大者可达9.00 mm, 颗粒粗大者分布在石英、钠长石晶间, 0.88 mm以下的细小晶片呈包体含在钠长石晶体中。绿柱石呈半自形粒状晶、柱状晶, 粒径在0.04～0.80 mm之间, 分布在石英集合体中或钠长石、石英晶间和裂隙中, 压碎显微裂纹中充填有氧化铁。

含(电气石)白云母花岗伟晶岩由钾长石(34%)、斜长石(27%)、石英(26%)、白云母(8%)、电气石(4%)和少量磷灰石组成。钾长石呈粒状, 粒径在1～5 mm之间, 发育条纹构造, 因黏土化蚀变而呈轻微红褐色, 见斜长石嵌晶, 为条纹长石。斜长石呈半自形粒状, 粒径为0.40～2.90 mm, 发育聚片双晶, 因黏土化蚀变而呈轻微灰色, An为21～23.5, 为更长石。石英为它形粒状, 粒径在0.30～2.50 mm之间, 常形成集合体, 充填状分布在其他矿物间。白云母呈片状, 无色透明, 具鲜艳的二级干涉色, 平行消光, 片径为0.50～ 1.70 mm,常形成集合体, 零星分布。电气石呈粒状、柱状切面, 粒径在0.30 mm×0.10 mm～10 mm×3 mm之间(标本), 墨绿色, 反吸收特征明显。磷灰石细小柱状, 平均粒径在0.02～0.04 mm之间, 无色透明, 灰白干涉色, 零星偶见。

1. 巴颜喀拉山群甘德组; 2. 三叠纪片岩; 3. 第四系; 4. 含矿伟晶岩脉及编号; 5. 含矿性不明伟晶岩脉及编号; 6. 不含矿伟晶岩脉及编号; 7. 石英脉; 8. 地质界线; 9. 产状。

(a)、(b) 花岗伟晶宏观产出特征; (c) 伟晶岩中锂辉石特征; (d) 伟晶岩中锂云母特征; (e) 含绿柱石锂云母花岗伟晶岩; (f) 含锂辉石花岗伟晶岩。矿物代号: Q. 石英; Ber. 绿柱石; Ab. 钠长石; Lpd. 锂云母; Spo. 锂辉石。

4 样品采集和分析方法

本次研究的7件样品采集自尕朵伟晶岩脉群, 具体采样位置为N33°40′54″, E96°39′57″。其中19GD01-1、2、6、12样品为含(绿柱石)锂辉石花岗伟晶岩(含矿), 19GD01-3、4、5样品为含(电气石)白云母花岗伟晶岩(不含矿)。所有样品均进行了野外及手标本观察、薄片鉴定及全岩主量和微量元素分析, 其中2件样品(19GD01-3、19GD01-6)进行了锡石 LA-ICP-MS U-Pb测年, 3件样品(19GD01-1、19GD01-3、19GD01-6)进行了铌钽铁矿 LA-ICP-MS U-Pb测年, 2件样品(19GD01-1、19GD01-3)进行了白云母 Ar-Ar年代学研究。

样品的主量和微量元素分析在武汉上谱分析科技有限责任公司完成; 白云母Ar-Ar定年测试在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室完成; 锡石和铌钽铁矿U-Pb定年均在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成。

挑选新鲜样品, 切去风化面, 研磨至5 mm剔除杂质, 最后磨至200目粉末进行主量和微量元素分析。主量元素在波长色散X射线荧光光谱仪(ZSXPrimusⅡ)上完成, 标样采用GBW07105(标准值)来保证测试精度, 分析精度为1%～5%, FeO采用化学滴定法, 检出限为0.5%。微量元素测试在电感耦合等离子体质谱仪(Agilent7700eICP-MS)上采用GB/T14506.30-2010硅酸盐岩石化学分析方法完成, 分析精度优于10%。

锡石LA-ICP-MS U-Pb定年采用Thermo Fisher iCAP Qc ICP-MS和ASI分辨率LR 193-nm ArF激光器。激光能量密度为4 J/cm2, 光斑为74 μm和43 μm, 频率为6 Hz。选取英格兰西南部康沃尔成矿省Cligga Head锡矿中锡石(CLGH)(TIMS U-Pb年龄为285.14±0.25 Ma; Tapster and Bright, 2020)、澳大利亚东部新英格兰Mole花岗岩有关的Yankee锡钨矿床中锡石(YK)(TIMS U-Pb年龄为246.48±0.51 Ma; Carr et al., 2020)作为外标, 选取南岭地区香花岭矽卡岩锡矿中锡石(XHL)(约152～154 Ma)作为监控标样。每分析6次和12次待测样品, 对外标和监控标样分别进行两次和一次分析。每个点分析时间包括大约20 s的背景采集和40 s的样品数据采集。对于U-Pb分析,204Pb每次质量扫描停留时间为8 ms,206Pb和208Pb为15 ms,238U、232Pb和207Pb为20 ms。数据还原处理采用软件Iolite 4.0, U-Pb年龄计算和Tera-Wasserburg图绘制使用软件IsoplotR (Li et al., 2016; Zhang et al., 2017a, 2017b; Vermeesch, 2018)。

铌钽铁矿LA-ICP-MS U-Pb 定年仪器为澳大利亚科学仪器公司ASI 的RESOlution S-155 193 nm ArF准分子激光器和美国Thermo Fisher Scientific公司的ICP-MS四极杆等离子体质谱仪。激光剥蚀束斑直径为43 μm, 能量密度为～4 J/cm2, 频率为4 Hz。元素分析时间分别是:232Th和238U为10 ms,204Pb、206Pb和208Pb为15 ms,207Pb为30 ms, 其他元素均为6 ms。铌钽矿族矿物分析中每个样品点分析时间均为90 s, 其中背景信号收集20 s, 样品信号收集50 s和清洗时间20 s。采用Coltan139(506±2.3 Ma, Romer and Lehmann, 1995)作为外标。元素含量采用NIST SRM610为外标,29Si作为内标进行校正。数据处理采用ICPMSDataCal10.1(Liu et al., 2008), 铌钽铁矿U-Pb年龄谐和图绘制和加权平均年龄计算用Isoplot V4.15软件完成(Ludwig, 2011)。

白云母Ar-Ar定年使用丙酮和去离子水在acentrifuge管中反复洗涤白云母样品。将封装在铝箔中的样品放入石英管中, 然后对圆盘进行CD屏蔽, 并在反应器中辐照21 h。ZBH-25黑云母测试标准产生了平坦的年龄谱, 坪年龄为132.7±0.1 Ma (1σ)(王松山, 1983)。平均质量鉴别值为1.00012 (±0.5%)每道尔顿相对于大气比率298.56±0.31。从辐照CaF2和K2SO4中得出干扰Ar同位素的校正因子: (39Ar/37Ar)Ca=5.97×10−4、(36Ar/37Ar)Ca=1.99×10−4、(40Ar/39Ar)K=6.30×10−3。在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室进行了40Ar/39Ar激光逐步加热实验, 使用CO2(=10.4 μm)激光器逐步加热颗粒60 s, 然后使用气体净化系统清洁释放的气体并去除杂质和水分(He et al., 2016; Bai et al., 2018)。用两种SAESNP10 Zr-Al吸气剂在室温和～400 ℃下对气体进行进一步纯化, 以进行Ar-Ar同位素分析。使用ARGUS VImulti-collector质谱仪(Thermofisher)在静态模式下以恒定分辨率～200测量同位素比值。在多收集模式下进行测量, 使用四个法拉第收集器测量质量40～37, 使用零背景紧凑型离散倍增节离子计数器测量质量36。使用2.4版本ArArCALC软件(Koppers, 2002)处理原始数据, 并利用衰减常数计算年龄(Renne et al., 2010)。

5 分析结果

5.1 锡石U-Pb测年结果

因伟晶岩锆石高U、Th含量, 常常引发蜕晶质化作用, 因此无法获得准确的伟晶岩锆石U-Pb形成年龄。锡石是稀有金属伟晶岩中常见的副矿物, 其结构与性质稳定, U-Pb同位素体系不易因扩散迁移导致同位素信息丢失, 因此, 锡石 LA-ICP-MS U-Pb测年成为确定稀有金属伟晶岩成岩成矿时代最有效方法之一而被广泛使用。样品中锡石呈半自形粒状, 分布于锂辉石矿物中或钠长石、石英、白云母晶间, 粒径120～230 μm, 多在140～170 μm左右。锡石透射光下为深红褐色和黄褐色, 正交镜下具鲜艳的高级干涉色。反射光和背散射图像中, 锡石矿物结构简单, 表面干净, 结构和分布特征显示其为岩浆结晶成因。

对尕朵地区白云母花岗伟晶岩(19GD01-3)和含锂辉石花岗伟晶岩(19GD01-6)中锡石进行LA-ICP-MS U-Pb年龄测试, 具体分析结果见表1。其中白云母花岗伟晶岩25颗锡石206Pb/238U值为0.02574～0.09778,207Pb/235U值为0.05969～9.69623, 得到谐和年龄为185±3 Ma(MSWD=0.91,=25) (图6a)。含锂辉石花岗伟晶岩25颗锡石206Pb/238U值为0.02857～0.05548,207Pb/235U值为0.19760～ 3.74764, 得到谐和年龄为194±2 Ma (MSWD=1.40) (图6b)。

表1 尕朵花岗伟晶岩LA-ICP-MS锡石U-Pb测年结果

续表1:

图6 尕朵花岗伟晶岩LA-ICP-MS锡石U-Pb年龄谐和图

5.2 铌钽铁矿U-Pb测年结果

尕朵地区含绿柱石锂辉石花岗伟晶岩(19GD01-1)、白云母花岗伟晶岩(19GD01-3)和含锂辉石花岗伟晶岩(19GD01-6)进行LA-ICP-MSU-Pb定年, 具体分析结果见表2。

3个样品中铌钽铁矿为半自形‒自形板状, 长200～400 μm, 宽140～320 μm, 在BSE图像下选择无包裹体、无裂隙的铌钽铁矿颗粒进行分析。含绿柱石锂辉石花岗伟晶岩的铌钽铁矿进行了30个点测试分析, 去除7个点谐和度较差点之外, 其余23个点的加权平均年龄为188±1 Ma(MSWD=0.90)(图7a、b)。白云母花岗伟晶岩共分析22个点, 去除2个不谐和点外, 剩下20个点的加权平均年龄为188±1 Ma(MSWD=0.70; 图7c、d)。含锂辉石花岗伟晶岩的铌钽铁矿22个点的加权平均年龄为178±1 Ma(MSWD=1.3)(图7e、f)。

5.3 白云母Ar-Ar测年结果

白云母样品的40Ar/39Ar阶段升温加热分析结果见表3, 所有的误差置信水平为2σ。采用Isoplot3.0软件(Ludwig, 2003)进行数据处理与作图, 由表3和图8可知, 含绿柱石锂辉石花岗伟晶岩样品(19GD01-1)的白云母26个阶段加热分析过程中,39Ar(0～100%)释放区域内呈现一条平坦的Ar-Ar坪年龄谱图(图8a),坪年龄为153.4±0.3 Ma, 这表明样品K和放射性40Ar*分布均匀。对参与坪年龄计算的数据进行39Ar/36Ar-40Ar/36Ar等时线拟合处理, 结果构成了线性关系较好的等时线, 等时线年龄为153.6±0.4 Ma (MSWD=0.63)(图8b)。白云母花岗伟晶岩样品(19GD01-3)获得坪年龄为158.2±0.4 Ma(图8c), 等时线年龄为158.4±1.2 Ma(MSWD=0.70)(图8d), 坪年龄和等时线年龄在误差范围内一致。

表2 尕朵花岗伟晶岩的LA-ICP-MS铌钽铁矿U-Pb测年结果

续表2:

图7 尕朵花岗伟晶岩LA-ICP-MS铌钽铁矿U-Pb年龄谐和图

表3 尕朵花岗伟晶岩白云母Ar-Ar测试结果

续表3:

注: Ar同位素的信号用fA列出。点号后标注*的数据是参与年龄计算的数据。40Ar*=40Arm−295.5×36Arm。

图8 尕朵花岗伟晶岩白云母Ar-Ar年龄坪谱图(a、c)和等时线年龄图(b、d)

5.4 全岩主量、微量元素结果

对尕朵地区的花岗伟晶岩样品进行了全岩地球化学分析, 具体结果见表4。

尕朵地区的花岗伟晶岩主量元素特征显示, 所有样品具有高SiO2、Al2O3含量, 低MgO、CaO、TiO2、P2O5含量特征。其中含矿花岗伟晶岩SiO2为72.87%～75.01%, Al2O3为14.81%～17.18%, Fe2O3T为0.12%～0.45%, MgO为0.02%～0.03%, CaO为0.32%～0.48%, TiO2为0.001%～0.007%、P2O5为0.30%～0.42%, Na2O/K2O=2.05～12.95, 具富钠特征。含(电气石)白云母花岗伟晶岩(不含矿) SiO2=69.97%～73.75%, Al2O3=15.18%～16.18%, Fe2O3T=0.08%～0.15%, MgO=0.01%～0.02%, CaO=0.22%～0.38%, TiO2=0.001%～0.003%, P2O5=0.35%～0.46%, 具变化的Na2O/K2O值(0.35～2.04)。在TAS图解中, 所有样品全部落在花岗岩范围内(图9)。在SiO2-K2O图解中, 含矿花岗伟晶岩均落在低钾系列范围内(图10a)。在A/NK-A/CNK图解(图10b)中, 所有样品均落在过铝质区。

表4 尕朵花岗伟晶岩全岩主量(%)和微量(×10−6)元素分析结果

续表4:

微量元素特征特征上, 含矿和不含矿花岗伟晶岩均富集大离子亲石元素Rb、K和高场强元素Nb、Ta、Hf, 亏损Ba、Nd、Zr、Ti和稀土元素(图11a); 在稀土元素特征上, 所有样品稀土元素总量极低, 相对富集轻稀土元素, 配分曲线呈右倾型, 轻、重稀土元素分馏弱, 发育负Ce异常及正–负Eu异常(图11b), 显示高分异花岗岩的特征。其中含矿伟晶岩稀土元素总量为0.75×10−6～1.86×10−6, 平均1.23×10−6; LREE/HREE值4.84～7.30, 平均值6.03; (La/Yb)N值6.72～12.35, 平均值9.32; (Gd/Yb)N值0.48～2.02, 平均值1.20, (La/Sm)N值4.30～19.86, 平均值9.73。不含矿伟晶岩稀土元素总量为0.44×10−6～2.18×10−6, 平均1.03×10−6, LREE/HREE值1.60～9.43, 平均值4.83, (La/Yb)N值1.84～19.96, 平均值9.10, (Gd/Yb)N值0.47～2.23, 平均值1.13, (La/Sm)N值4.72～8.79, 平均值6.36。与含矿伟晶岩相比, 不含矿伟晶岩稀土元素总量更低, 轻、重稀土元素分馏也更明显(图11b)。尕朵地区含矿伟晶岩中Li2O品位为0.18%～2.33%, 平均品位0.76%, BeO品位为0.04%～0.05%, 平均品位0.043%, 以锂、铍矿化为主。

6 讨 论

6.1 岩体形成时代

对松潘‒甘孜中生代岩浆岩带中花岗岩、花岗伟晶岩的形成时代, 前人已开展了锆石U-Pb、锡石U-Pb、铌钽矿U-Pb及白云母40Ar-39Ar法等工作。研究表明, 与锂矿有关的甲基卡花岗岩形成时代约为223～211 Ma(王登红等, 2005; Zhang et al., 2014, 郝雪峰等, 2015; 李贤芳等, 2020; 李名则等, 2020), 马尔康可尔因花岗岩形成时代约为226～211 Ma (李建康等, 2006; 时章亮等, 2009; 费光春等, 2020; 许家斌等, 2020; 叶亚康等2020), 西昆仑大红柳岩体年龄为220～209 Ma(魏小鹏等, 2017; 乔耿彪和伍跃中, 2018; 丁坤等, 2020); 伟晶岩年龄的跨度则比较大, 西昆仑大红柳滩、白龙山伟晶岩的锆石、锡石、铌钽铁矿U-Pb年龄为218～209 Ma(魏小鹏等, 2017; Yan et al., 2018, 2022; 张泽等, 2019; Wang et al., 2020), 川西甲基卡、可尔因、雪宝顶伟晶岩锆石、独居石、锡石、铌钽铁矿U-Pb年龄为216～194 Ma(代鸿章等, 2018; 周雄等, 2018), 青海草陇伟晶岩独居石U-Pb年龄为204～200 Ma(李五福等, 2021)。从这些年龄来看, 花岗岩成岩年龄范围为223～202 Ma,伟晶岩成岩年龄为218～194 Ma, 主要形成于晚三叠世‒早侏罗世早期。本文在尕朵花岗伟晶岩中获得铌钽铁矿U-Pb年龄为188～178 Ma, 锡石U-Pb年龄为194～185 Ma, 白云母Ar-Ar坪年龄为158～153 Ma。从锡石的结构和分布形式特征判断其为岩浆结晶成因锡石, 而且锡石具有比较稳定的化学结构, 其晶格内一般可容纳高含量的U并且不易受后期热液作用的影响(Jiang et al., 2004), 因此锡石作为伟晶岩型稀有金属矿床的矿石矿物, 其结晶年龄可直接代表了伟晶岩的形成时代。近年来铌钽铁矿U-Pb定年方法应用于各种稀有金属伟晶岩矿床的研究中, 并获得了可靠的铌钽铁矿年龄数据。而39Ar-40Ar体系由于封闭温度低, 白云母Ar-Ar定年结果容易受后期热液或热构造事件的影响。因此, 尕朵花岗伟晶岩白云母Ar-Ar年龄为158～153 Ma,可能是后期热液改造的结果或侵入体冷却年龄; 铌钽铁矿和锡石U-Pb年龄为194～178 Ma, 代表其成岩成矿时代属于早侏罗世晚期, 该伟晶岩也是青藏高原北部古特提斯巨型锂矿带中最年轻的成矿伟晶岩(图1)。

6.2 岩石成因与构造环境

在岩浆岩TAS图解中, 本次研究样品均落入花岗岩范围(图9)。铝饱和指数A/CNK=1.03～2.19, 指示了所有样品具过铝质特征(图10b)。含矿和不含矿花岗伟晶岩均具有高SiO2含量和低P2O5含量, 富集大离子亲石元素Rb、K和高场强元素Nb、Ta、Hf, 亏损Ba、Nd、Zr、Ti和稀土元素, 具有较低Zr含量(1.18×10−6～5.21×10−6)、Zr/Hf值(7.85～18.44)、高Rb/Sr值(2.98～74.21)地球化学特征。K/Rb、Zr/Hf、Nb/Ta和Y/Ho等值在一般的岩浆体系中并不发生变化(赵振华, 1997), 而在岩浆发生分异作用时, 则会显著变小(吴福元等, 2007, 2015, 2017)。尕朵花岗伟晶岩的地球化学特征表明其为分异程度较高的花岗质岩石。对于尕朵花岗伟晶岩的成因存在两种可能, ①尕朵‒扎朵伟晶岩以东72 km草陇地区, 伟晶岩是二云母花岗岩、白云母花岗岩高度结晶分异的产物(课题组未发表资料), 尕朵‒扎朵伟晶岩侵入于三叠纪片岩中, 前期调查研究显示研究区及周边未发现与其成因有关的花岗岩(母岩), 可能由于尕朵‒扎朵地区埋深较大, 岩体还未剥蚀出地表; ②该地区不含矿伟晶岩可能为来自中地壳松潘‒甘孜复理石沉积岩熔融的产物, 不含矿伟晶岩经过结晶分异形成含绿柱石、锂辉石伟晶岩, 而含锂云母伟晶岩, 可能与后期热液活动有关。因此, 针对尕朵地区伟晶岩的成因, 还需进一步深入研究。

1. 橄榄辉长岩; 2a. 碱性辉长岩; 2b. 亚碱性辉长岩; 3. 辉长闪长岩; 4. 闪长岩; 5. 花岗闪长岩; 6. 花岗岩; 7. 硅英岩; 8.二长辉长岩; 9. 二长闪长岩; 10. 二长岩; 11. 石英二长岩; 12. 正长岩; 13. 副长石辉长岩; 14. 副长石二长闪长岩; 15. 副长石二长正长岩。

图10 尕朵花岗伟晶K2O-SiO2(a;底图据Peccerillo and Taylor, 1976)和A/NK-A/CNK图解(b; Rickwood, 1989)

图11 尕朵花岗伟晶岩原始地幔标准化微量元素蛛网图(a)和球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)

可可西里‒松潘‒甘孜地块位于古特提斯构造带, 经历了古特提的俯冲、闭合以及昆仑(或华北)、羌塘和扬子等陆块之间在碰撞过程(许志琴等, 1992, 2020; Yin and Harrison, 2000)。可可西里‒松潘‒甘孜地块最显著的特征是发育地球上面积最大的三叠纪(230～203 Ma)地层(约2.2×106km3; Nie et al., 1994)。但该三叠纪复理石沉积盆地形成的构造背景一直存在争议, 包括陆内裂谷、弧后盆地、前陆盆地和残留洋盆等(Nie et al., 1994; Burchfiel et al., 1995; Yin and Harrison, 2000; Pullen et al., 2008; Yuan et al., 2010; Wang et al., 2011; Zhan et al., 2018)观点。一些研究也提出, 松潘‒甘孜晚三叠世巨厚复理石遭受南北向和东西向双向挤压收缩, 经历了多期变形‒变质作用, 发育与碰撞造山早期深层次滑脱‒推覆有关低压热流变质作用; 深熔壳源岩浆底辟侵位→热隆伸展→同构造的动热变质和后期酸性岩枝和花岗伟晶岩侵位→局部热接触变质和气热蚀变作用(许志琴等, 1992, 2018)。不管可可西里‒松潘‒甘孜地块三叠纪复理石沉积盆地形成的动力学背景和过程如何, 学者们普遍认为该三叠纪复理石岩系最有可能为区域晚三叠世以来富锂铍伟晶岩脉的物质源区(王核等, 2017, 2021; 许志琴等, 2018; Wang et al., 2020; Zhou et al., 2021), 而三叠纪后期相对稳定和封闭的穹隆构造环境为稀有金属富集成矿提供有利的成矿条件(王登红等, 2005; 郝雪峰等, 2015; 李贤芳等, 2020), 这也是古特提斯巨型锂矿带发育超大型锂等稀有金属的根本原因所在。根据年代学研究, 尕朵‒扎朵伟晶岩成岩成矿时代为早侏罗世晚期(194～178 Ma), 晚于区内大多数花岗岩类及伴生的锂铍等金属矿床形成时间, 可能与古特提斯洋闭合之后的陆内岩石圈演化过程有关, 即岩石圈伸展或弯曲导致软流圈上涌, 上覆的岩石圈地幔和地壳被加热(Zhang et al., 2006, 2007; Yuan et al., 2010), 触发巨厚的三叠纪复理石沉积物发生熔融(Li et al., 2022)和随后的岩浆或热演化(Fan et al., 2020; Zhou et al., 2021), 导致锂铍等稀有金属富集成矿(Wang et al., 2020)。

6.3 成矿和找矿意义

虽然青藏高原北部沿着喀喇昆仑‒可可西里‒松潘‒甘孜地块, 存在一条东西向长约2800 km的古特提斯锂稀有金属成矿带, 但之前研究显示该带中部草陇锂铍矿床以西到喀喇昆仑白龙山锂铍矿床之间近1700 km的范围内, 并没有其他锂铍矿的报道。本次研究在青海省玉树地区草陇锂铍矿床以西72 km的尕朵‒扎朵地区发现了92条花岗伟晶岩, 其中22条含(绿柱石‒锂云母)锂辉石花岗伟晶岩脉含矿性较好(Li2O品位为0.18%～2.33%, 平均品位0.76%; BeO品位为0.04%～0.05%, 平均品位0.043%), 其成岩成矿时代为194～178 Ma, 属早侏罗世晚期。该伟晶岩的发现具有十分重要的成矿、找矿意义: ①玉树地区锂铍多金属矿化带从草陇向西延伸70多公里到尕朵‒扎朵区域, 构成一个具有重大潜力的矿集区(N: 33°20′～33°50′; E: 96°30′～97°30′), 本研究将其定名为“草陇‒尕朵锂铍多金属矿集区”, 该矿集区将是今后伟晶岩型锂铍多金属矿找矿工作的重点靶区; ②古特提斯巨型锂成矿带中的锂铍多金属矿床主要形成于晚三叠世‒早侏罗世早期(218～194 Ma), 本次研究的尕朵伟晶岩为早侏罗世晚期(194～178 Ma),是该巨型锂矿带中最年轻的成矿伟晶岩, 这表明该成矿带除晚三叠世‒早侏罗早期伟晶岩外, 早侏罗世晚期伟晶岩也具有良好的成矿潜力, 拓展了青藏高原北部伟晶岩型锂铍矿的找矿时间和空间范围。

7 结 语

(1) 尕朵伟晶岩型Li-Be矿的发现, 表明从草陇伟晶岩型锂铍矿床向西70多公里到尕朵‒扎朵地区构成一个具有重大潜力的矿集区——草陇‒尕朵锂铍多金属矿集区, 草陇‒尕朵地区将是青海三江北段锂多金属矿找矿勘探工作的重点靶区。

(2) 尕朵花岗伟晶岩具有高硅、高铝和富钠特征, 低Zr/Hf值(7.85～18.44)、高Rb/Sr值(2.98～74.21), 富集大离子亲石元素Rb、K和高场强元素Nb、Ta、Hf, 亏损Ba、Nd、Zr、Ti和稀土元素, 具有典型的岩浆演化晚期高度分异特性。

(3) 尕朵花岗伟晶岩白云母Ar-Ar年龄为158～ 153 Ma, 可能是后期热液改造或侵入体冷却的结果; 铌钽铁矿和锡石U-Pb年龄为194～178 Ma, 代表成岩成矿时代, 为燕山早期早侏罗世晚期, 这也是目前青藏高原北部古特提斯巨型锂矿带中发现的最年轻的含矿伟晶岩, 表明该带中除晚三叠世‒早侏罗世早期伟晶岩外, 早侏罗世晚期伟晶岩也具有良好的成矿潜力。该研究拓展了青藏高原北部伟晶岩型锂铍矿的找矿时间和空间范围。

致谢:中国科学院青藏高原研究所丁林院士对本次工作给予了大力支持和野外现场指导, 中国科学院广州地球化学研究所黄小龙研究员和王核研究员在论文评审过程中提出了宝贵修改意见, 野外工作得到了中国科学院广州地球化学研究所和青海省地质调查院青藏高原第二次科学考察项目组所有技术人员的大力支持, 在此一并表示衷心感谢。

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Discovery and Mineralization Significance of Early Jurassic (Beryl- and Lepidolite-) Spodumene-bearing Pegmatites in the Gaduo-Zaduo Area of the Yushu Region, Northeastern Tibet

LI Wufu1, LIU Jinheng2, LI Shanping1, JIA Chunxing1, WANG Chengwu1, ZHOU Jinsheng2, WANG Chuntao1, XU Chuanbing2, TAN Shengxiang1, HU Jichun1, ZHANG Rongqing3, GONG Lin2, WANG Bingzhang1*, WANG Qiang2*

(1. Key Laboratory of the Northern Qinghai-Tibet Plateau Geological Processes and Mineral Resources, Qinghai Geological Survey Institute, Xining 810012, Qinghai, China; 2. State Key Laboratory of Isotope Geochemistry, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 3.State Key Laboratory for Mineral Deposits Research, School of Earth Sciences and Engineering, Nanjing University, Nanjing 210023, Jiangsu, China)

The Caolong and Zawulong lithium-beryllium mineralized pegmatites in the northern section of the Sanjiang River Tectonic Zone, together with the Bailongshan, Dahongliu, Xiaoerbulong lithium-beryllium deposits of the Karakoram area in the west and the Jiajika, Keeryin, Xuebaoding deposits of west Sichuan in the east, constitute an approximately west-east trending giant lithium belt of Paleo-Tethys Suture in the northern Tibet Pateau. However, no Li-Be-rich pegmatite has been reported between the Caolong (Yushu of southern Qinghai) and Bailongshan (Karakoram area of southern Xinjiang) pegmatites. This study reports newly discovered more than 92 pegmatite dikes to the west of the Caolong pegmatites (about 72 km) in the Yushu Regions, southern Qinghai province. There are more than 22 pegmatite dikes containing spodumene, lepidolite or beryl, 15 ore-free pegmatite dikes, and 55 pegmatite dikes of unknown ore-bearing potential. In this paper, a systematic study on petrology, geochemistry and chronology has been carried out on the (lepidolite or beryl) spodumene (ore-bearing) and muscovite (ore-free) granitic pegmatites newly discovered in the Gado-Zaduo area of the Yushu region in the middle part of the Paleo-Tethys metallogenic belt. The ore-bearing pegmatites have high contents of SiO2(72.87%–75.01%) and Al2O3(14.81%–17.18%), and low MgO (0.02%–0.03%), CaO (0.32%–0.48%), TiO2(0.001%–0.007%), and P2O5(0.30%–0.42%) with high Na2O/K2O ratios ranging from 2.05 to 12.92, indicating sodium-rich geochemical characteristics. The ore-free muscovite pegmatites have similar high contents of SiO2(69.97%–73.75%) and Al2O3(15.18%–16.18%), and low MgO (0.01%–0.02%), CaO (0.22%–0.38%), TiO2(0.001%–0.003%), and P2O5(0.35%–0.46%), but exhibt varible Na2O/K2O ratios ranging from 0.35 to 2.04.The trace elements of ore-bearing or -free granitic pegomatites show the enrichment of large ion lithophile elements Rb, K and high field strength elements Nb, Ta, and Hf, while the depletion of Ba, Nd, Zr, Ti and rare earth elements. Their Zr/Hf ratios (7.85–18.44) are low and the Rb/Sr ratios (2.98–74.21) are high. The total amount of rare earth elements is low, and there is enrichment and partitioning curve of light rare earth elements. The fractionation of light and heavy rare earth elements is weak. The negative Ce and positive to negative Eu anomalies are developed. All geochemical signatures indicate the highly differentiated characteristics of late magmatic evolution. The Li2O grade of spodumene (or beryl-limica)-bearing granitic pegmatites ranges from 0.18% to 2.33%, with an average grade of 0.76%. The grade of BeO is 0.04%–0.05%, with an average grade of 0.043%, showing great economic potential. The age dating for beryl spodumene-bearing (ore-bearing) and muscovite-bearing (ore-poor) granitic pegmatites suggests that the niobium-tantalite and cassiterite U-Pb ages of the granitic pegmatites range from 194 Ma to 178 Ma, which represent the crystallization or mineraliztion age of magmatic rocks, indicating that they could be formed at early Yanshanian. The Ar-Ar age of muscovite ranges from 158 Ma to 153 Ma, which may be the result of late hydrothermal modification or cooling age of the intrusions. The formation of the Gaduo-Zaduo granitic pegmatites was most probably related to partial melting of Triassic flysch from the Hohxil-Songpan-Ganzi Block and subsequent magma evolution and lithium-beryllium enrichment in an intracontinental setting. The discovery of spodumene-bearing granitic pegmatites in the Gaduo-Zaduo area of the Yushu region has a great significance in ore deposit exploration, including: (1) it means that there is a ore concentration area from the Caolong pegmatites to the Gaduo pegmatites (N: 33°20′–33°50′; E: 96°30′–97°30′). We call it “the Caolong-Gaduo Li-Be polymetallic ore concentration area” and this area will be a very important target for Li polymetallic exploration; (2) Previous studies have shown that the lithium-beryllium polymetallic deposits in the Paleo-Tethys giant lithium metallogenic belt were mainly formed in the Late Triassic-Early Jurassic (218–194 Ma). However, this study shows that the youngest metallogenic pegmatites in the metallogenic belt were formed in the late Early Jurassic (194–178 Ma). It expands the time and space of prospecting for pegmatite-type lithium-beryllium deposits in northern Tibet.

(beryl-lepidolite) spodumene-bearing pegmatites; Li-Be mineralization; mineralogenetic epoch; Gaduo-Zaduo area; Caolong-Gaduo ore concentration area; Yushu region of Qinghai province; northern Tibet

2022-09-13;

2022-09-24

第二次青藏高原综合科学考察研究(STEP)项目(2019QZKK0702)和青海省地质矿产勘查开发局项目(青地矿科[2021]59号)联合资助。

李五福(1982–), 男, 正高级工程师, 从事区域地质调查研究。E-mail: wufu1106@163.com

王秉璋(1969–), 男, 正高级工程师, 从事区域地质矿产调查。E-mail: wbz6901@126.com

王强(1971–), 男, 研究员, 从事岩石学和地球化学研究工作。E-mail: wqiang@gig.ac.cn

P587; P595; P597

A

1001-1552(2022)05-0924-027

10.16539/j.ddgzyckx.2022.05.005