中国阿尔泰早泥盆世花岗岩的成因、演化及稀有金属富集机制

2023-11-02陈祉卫袁超林正帆黄宗莹王鑫玉

岩石学报 2023年11期

陈祉卫袁超林正帆黄宗莹王鑫玉

1.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,广州 510640 2.中国科学院深地科学卓越创新中心,广州 510640 3.中国科学院大学地球与行星科学学院,北京 100049 4.南京大学,内生金属矿床成矿国家重点实验室,南京 210023

稀有金属(如Nb、Ta、W和Sn等元素)是全球关注的战略资源, 被称为“工业维生素”(Trueman and Cerny,1982;蒋少涌等,2019;陆建军等, 2022)。这些稀有金属元素均为不相容元素,在地壳分异演化过程中倾向于熔体富集。而花岗岩是大陆地壳的标志性组分,是地壳物质再造的产物(Brown,1994;Jahnetal.,2000;Yuanetal.,2007;吴福元等,2007;Zheng and Gao,2021),与Nb、Ta、W和Sn等多种稀有金属的迁移、富集和矿化密切相关,被认为是这些稀有元素的主要来源(Raimbaultetal.,1995;Linnen and Cuney,2005;Cuney and Barbey,2014;Simonsetal.,2017;吴福元等,2023)。因此,研究花岗岩的成因对于理解稀有金属的富集机制具有重要意义。作为典型的稀有金属,Nb、Ta、W和Sn的矿化与花岗岩的形成机制、源区物质属性和岩浆演化程度等密切相关(吴福元等,2007;Yuanetal.,2019;Michaudetal.,2021;Zhaoetal.,2022)。中下地壳深熔作用是产生壳源花岗岩的主要机制,花岗岩的形成过程中的源区部分熔融、岩浆分异演化、岩浆侵位和热液活动等不同阶段,是造成稀有金属元素迁移富集的重要途径(Brown,1994;Patio Douce and Harris,1998;Petfordetal.,2000;Cuney and Barbey,2014;Zheng and Gao,2021)。大量研究表明,源区部分熔融和结晶分异是造成花岗岩成分变化的最主要机制(Clemens and Stevens,2012;Simonsetal.,2017;吴福元等,2017,2023;Michaudetal.,2021)。比如,华南作为我国乃至世界上最大的钨锡成矿省经历了多期次的地壳改造,华南的Nb、Ta、W和Sn矿化通常与多期次复式岩体中的晚期高分异花岗岩相关,显示多期次改造和岩浆高分异是华南稀有金属成矿的重要机制(华仁民等,2005;陈骏等,2014; Lietal.,2018;吴福元等,2023)。同时,前人也从岩浆源区等多个方面系统地探究部分熔融过程对岩浆中稀有金属行为的影响(Romer and Kroner,2016;Simonsetal.,2016;Michaudetal.,2021;Zhaoetal.,2022),而Romer and Kroner(2016)则强调沉积岩的强烈化学风化作用对钨锡矿源层形成的控制作用。华南与钨锡矿化有关的花岗岩大都源自富钨锡的元古代基底,比如双桥山群和板溪群(刘英俊等,1982;Su and Jiang, 2017),同时岩浆源区中黑云母和白云母在熔融过程中的差异行为也影响着钨锡的矿化,彰显了源区对成矿的控制作用(Yuanetal.,2019;Zhaoetal.,2022)。

阿尔泰造山带位于中亚造山带腹地(图1a),是在阿尔泰增生楔基础上发展而来的 (图1b)。阿尔泰造山带发育多个伟晶岩型稀有金属矿床(如可可托海、大喀拉苏、柯鲁木特等Li、Be、Nb、Ta矿化伟晶岩)和花岗岩型稀有金属矿床(如中国阿尔泰尚可兰钨矿、俄罗斯阿尔泰Kalguty钨矿、哈萨克斯坦Cherdoyak云英岩-石英脉型锡钨矿床和Karasu钠长岩-云英岩型锡钽矿床),形成以哈萨克斯坦Kalba-Narym、中国阿尔泰和俄罗斯阿尔泰为主的3个稀有金属成矿带(Gaskov,2018;张辉等,2019;申萍等,2021)。其中,中国阿尔泰经历了多次强烈的地壳改造,发育大面积的S型花岗岩(Caietal., 2011c;Jiangetal., 2016),具有较好的稀有金属成矿潜力(邹天人和李庆昌,2006;赵振华等,2022)。由于中国阿尔泰的稀有金属矿化主要出现在中生代,因此前人研究多聚焦于中生代伟晶岩和含矿花岗岩(王中刚等,1998;邹天人和李庆昌,2006;王春龙等,2015; Lvetal., 2018,2021;杨富全等,2018;张辉等,2019;申萍等,2021;Shenetal., 2022;Chaietal.,2023),但对大量古生代S型花岗岩的稀有金属富集情况却鲜有涉及。已有的研究表明,这些古生代S型花岗岩体来自相似的地壳源区(Yuanetal., 2007; Jiangetal., 2016; Yuetal., 2019),且随岩浆分异形成了不同程度的W、Sn、Nb和Ta的富集,对这些花岗岩的成因研究对于深入理解中国阿尔泰地壳改造过程中花岗岩稀有金属的富集机制具有重要意义。为此,本文选取了库卫、小喀拉苏和也留曼这3个形成于阿尔泰首个岩浆峰期的花岗岩体,并对这些花岗岩的源区和成因演化进行了讨论。

图1 研究区地质简图(a)中亚造山带简图(据Wang et al.,2021修改);(b)蒙古拼贴体简图(据Jiang et al.,2017修改);(c) 中国阿尔泰地质简图(据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 地质背景

1.1 大地构造单元划分

中亚造山带是世界上最大的显生宙增生造山带,其西起东欧克拉通,东至太平洋,北起西伯利亚克拉通,南至塔里木-华北克拉通,由微陆块、岛弧、蛇绿岩、增生楔及大洋高原等增生拼贴而成(engöretal.,1993;Jahnetal.,2000;Windleyetal.,2007;Xiaoetal.,2015)。中亚造山带分别由环西伯利亚、哈萨克斯坦和塔里木-华北等三个构造域组成,其中环西伯利亚构造域也被称为蒙古拼贴体(Xiaoetal.,2015;图1a)。阿尔泰造山带位于中亚造山带腹地,是蒙古拼贴体的重要组成部分,其以图瓦-蒙古微陆块为中心(Jiangetal.,2017),经历了早古生代的俯冲增生作用,沿微陆块西缘形成了长达1800km的寒武-奥陶系Ikh-Mongol弧(Janoušeketal.,2018),并沿该弧的边缘沉积了巨厚的寒武-奥陶系碎屑沉积物,形成了长达2500km的阿尔泰增生楔(Jiangetal.,2017;Soejonoetal.,2018;图1b)。中国阿尔泰同样经历了长期的演化,发育有不同时代的蛇绿岩,包括位于琼库尔-阿巴宫地体西缘断裂带的阿勒格达依蛇绿岩(志留纪)(Wongetal., 2010)、阿巴宫断裂的库尔提蛇绿岩(中-晚泥盆世)和额尔齐斯剪切带的额尔齐斯蛇绿岩(泥盆纪-石炭纪)(李智佩等,2020),反映了阿尔泰经历了复杂的俯冲增生历史。Windleyetal.(2002)将中国阿尔泰划分为5个地体,包括北阿尔泰地体、西北阿尔泰地体、中阿尔泰地体、琼库尔-阿巴宫地体和南阿尔泰地体。其中,本文研究的3个花岗岩体分别位于中阿尔泰和琼库尔-阿巴宫这两个地体(图1c)。

1.2 地层

中国阿尔泰早古生代的复理石沉积地层主要由寒武-奥陶系的喀纳斯群、哈巴河群和志留系的库鲁木提群构成,沉积总厚度达7000m(Wangetal.,2014b,王乐民等,2016;Broussolleetal.,2019)。其岩性包括砂岩、粉砂岩和页岩,并夹有少量火山碎屑(Huangetal.,2020)。这些早古生代地层经历过绿片岩相-角闪岩相变质作用 (Windleyetal.,2002;Caietal.,2011a),局部地区出露的哈巴河群的高级变质部分可能为中国阿尔泰基底(Sunetal.,2008;Jiangetal.,2011)。泥盆纪地层主要出露于北阿尔泰地体和琼库尔-阿巴宫地体,不整合覆盖于早古生代沉积地层之上,由康布铁堡组的火山碎屑岩和阿勒泰组含凝灰质的复理石组成(Windleyetal.,2002;Caietal.,2011a;图1c)。

1.3 花岗岩

中国阿尔泰花岗岩出露面积约2万多平方千米,占全区的40%(邹天人等,1988;庄育勋和陈斌,1993),主要沿着NW-SE向展布的大岩体产出(图1c),与区域构造线一致。岩体主要侵入寒武-奥陶系哈巴河群和泥盆系地层,常见混合岩化边缘带(刘伟,1990)。时空分布上,中国阿尔泰的花岗岩浆活动在古生代几乎是连续的,在约400Ma和 280Ma时分别形成峰期(Windleyetal., 2002;Yuanetal., 2007;Wangetal., 2009;Caietal., 2011c)。泥盆纪花岗岩主要分布于西北阿尔泰地体、中阿尔泰地体和琼库尔-阿巴宫地体,具有 S 型和 I 型的过渡特征(Chen and Jahn,2002;Yuanetal., 2007;Wangetal., 2009;Caietal., 2011b),呈现出准铝质至过铝质组成(Chen and Jahn., 2002;Yuanetal.,2007;Caietal.,2011b,c;Yuetal.,2017)。早二叠世 (290～270Ma)花岗岩主要分布于琼库尔-阿巴宫地体和南阿尔泰地体,多呈岩株状侵入体或者脉体形式产出,变形弱或没有变形,表明它们处于造山后伸展环境(Hanetal.,1997;Tongetal.,2012,2014;Broussolleetal.,2018;Jiangetal.,2019;Shuetal.,2023)。中生代中国阿尔泰为陆内伸展环境,花岗岩规模明显减弱,多为高度分异的过铝质花岗岩,形状呈圆形或不规则,无变形(Wangetal.,2014a;Linetal.,2019),该时期是中国阿尔泰伟晶岩产出的主要时期,形成了世界级稀有金属伟晶岩带(Lvetal.,2018,2021;杨富全等,2018;张辉等,2019;赵振华等,2022)。

中国阿尔泰泥盆纪的代表性花岗岩体有库卫、也留曼、小喀拉苏、禾木、友谊峰、喀纳斯、塔尔浪、可可托海和琼库尔等(Yuanetal.,2007;童英等,2007;Caietal.,2011a;Zhengetal.,2016)。部分泥盆纪花岗岩体内部存在同时代的细粒二云母或白云母花岗岩,为同源岩浆分异的产物(比如库卫、小喀拉苏和也留曼花岗岩),是研究花岗岩浆演化过程中稀有金属富集机制的理想载体。

1.3.1 库卫岩体

库卫岩体处于中阿尔泰地体内,地理上位于可可托海镇西北方向,阿拉尔岩体的西侧,整体呈条带状并向北西方向展布,面积约200km2(Caietal.,2011b)。岩体侵入哈巴河群地层中,主要岩性有黑云母花岗岩和二云母花岗岩,黑云母花岗岩锆石U-Pb年龄为419±9Ma(Caietal.,2011b)。在岩体西南方向发育库卫基性侵入岩,形成时代为400Ma左右,与库卫花岗岩体同期(李强等,2015)。库卫岩体的中粒黑云母花岗岩主要由石英(25%～30%)、斜长石(20%～25%)、钾长石(20%～30%)、黑云母(5%～15%)组成,副矿物主要有锆石、磷灰石和钛铁矿等(Caietal.,2011b)。库卫二云母花岗岩(47°31′35″N、89°28′48″E;图2a)呈灰白色,中细粒花岗结构,块状构造,与黑云母花岗岩呈过渡演化关系(图3a,b),其主要矿物组成为石英(25%～30%)、斜长石(20%～25%)、钾长石(20%～30%)、黑云母(5%～10%)和白云母(5%)(图3c),副矿物主要有锆石、磷灰石和独居石等。

1.3.2 小喀拉苏岩体

小喀拉苏岩体处于琼库尔-阿巴宫地体内,地理上位于阿勒泰市以西5km处,岩体呈纺锤状并沿西北向延伸,出露面积约20km2。岩体北部侵入志留系库鲁木提群中。岩石类型主要有黑云母花岗岩、二云母花岗岩和白云母花岗岩,其中二云母花岗岩和白云母花岗岩呈渐变过渡(图3d),表明二者为同源岩浆产物。其中,二云母花岗岩(47°51′06″N、88°03′13″E;图2b)呈灰白色,中细粒结构,块状构造,主要由石英(30%)、斜长石(20%)、钾长石(30%)、黑云母(10%)和白云母(10%)组成(图 3e),副矿物主要有锆石、独居石、钛铁矿。白云母花岗岩(47°51′07″N、88°04′37″E;图2b),细粒结构,块状构造,主要矿物成分:斜长石(20%)、钾长石(35%)、石英(30%)、白云母(12%)和石榴石(3%)(图 3f),副矿物主要有锆石和钛铁矿。

1.3.3 也留曼岩体

也留曼岩体处于琼库尔-阿巴宫地体内,冲乎尔盆地西侧,岩体呈椭圆状,向北西-南东向展布,出露面积约 350km2,侵位于哈巴河群地层中,西部与阿勒格达依蛇绿混杂岩构造接触(Alegedayi Ophiolitic Complex,Wongetal.,2010),两者之间为阿勒格达依剪切带(Zhangetal.,2015),北部和东部被泥盆系地层覆盖,南部被第四系沉积物覆盖(图2c)。也留曼岩体以发育面理化的二云母花岗岩(Jiangetal.,2015;Zhangetal.,2015) 和白云母花岗岩为主,与东南部哈巴河群的高级副片麻岩和混合岩带共同构成花岗岩-混合岩穹窿(图2g;Jiangetal.,2015;Zhangetal.,2015;Wangetal.,2021)。也留曼岩体中二云母花岗岩(48°8′09″N、86°53′37″E;图2c)主要位于岩体内部,出露面积最大,其次为白云母花岗岩,两者呈过渡关系。二云母花岗岩呈灰白色,主要矿物组成有斜长石(15%～20%)、钾长石(30%～35%)、石英(20%～30%)、黑云母(10%)和白云母(5%)(图 3h),副矿物主要有锆石、磷灰石、钛铁矿。白云母花岗岩(48°8′51″N、86°51′48″E;图2c)呈灰白色,主要由钾长石(20%～25%)、斜长石(15%～20%)、石英(30%～35%)及少量白云母(5%)等组成 (图3i),副矿物主要有锆石和钛铁矿。

2 分析方法

2.1 锆石U-Pb年代学和微量元素

锆石的分选、制靶和锆石内部结构成像均在广州拓岩分析技术有限公司进行。用于锆石定年的样品经常规的重选和磁选技术分选出单颗粒锆石,然后在显微镜下将晶型较好的锆石颗粒粘贴在环氧树脂靶上并抛光至内部结构暴露,制成样品靶,样品靶经喷碳后通过TESCAN MIRA3场发射扫描电子探针(FE-SEM),在10kV加速电压和15nA电流条件下获得SEM-CL图像,并依据图像选择合适的测试点位。锆石U-Pb分析在中国科学院广州地球化学研究所矿物学与成矿学重点实验室进行,采用激光烧蚀感应耦合等离子体质谱(LA-ICP-MS)(Resonetics RESOlution S-155激光+Agilent 7900)原位测量锆石同位素和微量元素组成,光斑直径为29μm。每次分析包括20s的背景采集以及50s的样品数据采集。以91500锆石为外标,Plesovice锆石为次级标样,对锆石U-Pb年龄进行校正。每测试8个未知样品,前后各测试一组91500锆石标样,每100次闭合分析分别在前后插入一组Plesovice标样。元素含量测试使用标准物质(NIST 610)作为外标,每测试16个未知样品,前后各测试一组NIST 610标样,Si作为内标来计算样品中的元素浓度。背景和分析物信号的离线选择和集成、漂移和定量校准使用ICPMSDataCal进行(Liuetal.,2008;Linetal.,2016)。采用 ISOPLOT 程序进行锆石加权平均年龄计算和谐和年龄图的绘制。

2.2 全岩主微量元素分析

主量元素在澳实分析检测公司(广州)利用X射线荧光光谱仪(PANalytical XRF)分析完成,详细的分析流程见Wangetal. (2020)。主量元素分析不确定度在1%～5%之间。花岗岩微量元素利用电感耦合等离子体质谱仪 (ICP-MS)分析完成。实验过程中将整个岩石粉末与偏硼酸锂/四硼酸锂助熔剂混合,并在高温(>1025℃)炉中熔融,以确保难熔矿物完全消解。然后将所得熔体冷却并溶解在混合酸(4% HNO3+2% HCl)中,再用等离子体质谱仪分析微量元素含量。详细的分析流程见Zhaoetal. (2015),对大多数微量元素的分析精度一般优于5%。

2.3 全岩Sr-Nd同位素分析

全岩Sr-Nd同位素分析由上谱分析检测公司 (武汉)完成,采用Thermo Fisher Scientific 公司的MC-ICP-MS (Neptune Plus),详细的Sr-Nd同位素前处理流程见Tangetal. (2021)。Sr同位素质谱测试流程采用在2个Sr同位素标样(NBS SRM 987和AlfaSr)之间插入7个样品进行分析。NBS SRM 987的87Sr/86Sr分析测试值为0.710242±09(2SD,n=9),与推荐值0.710241±12(2SD)(Thirlwall,1991)在误差范围内一致。BCR-2(玄武岩)和AGV-2(安山岩)(USGS)作为流程监控标样。BCR-2的87Sr/86Sr分析测试值为0.705009±06(2SD,n=1),与推荐值0.705012±20(Zhang and Hu,2020)在误差范围内一致。AGV-2的87Sr/86Sr分析测试值为0.703975±06(2SD,n=1),与推荐值0.703988±13(Zhang and Hu,2020)在误差范围内一致。Nd同位素质谱分析流程采用在2个Nd同位素标样(JNdi-1和AlfaNd)之间插入7个样品进行分析。JNdi-1的143Nd/144Nd分析测试值为0.512440±06(2SD,n=9)与推荐值0.512439±10(2SD)(Lietal., 2017a)在误差范围内一致。BCR-2(玄武岩)和AGV-2(安山岩)(USGS)被选为流程监控标样。BCR-2的143Nd/144Nd分析测试值为0.512630±05(2SD,n=1),与推荐值0.512626±08(Zhang and Hu,2020)在误差范围内一致。AGV-2的143Nd/144Nd分析测试值为0.512788±05(2SD,n=1),与推荐值0.512787±07(Zhang and Hu,2020)在误差范围内一致。

3 分析结果

3.1 锆石形态和U-Pb年代学

本文对采自库卫岩体、小喀拉苏岩体以及也留曼岩体的4个样品进行了锆石分选和反射光、透射光、阴极发光等显微照相以及锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄和微量元素分析。代表性的岩浆锆石阴极发光图像和锆石U-Pb年龄谐和图展示于图4,花岗岩中捕获锆石的阴极发光图像展示于图5,锆石U-Pb同位素分析和微量元素结果列于表1和电子版附表1。

表1 库卫、小喀拉苏和也留曼花岗岩LA-ICP-MS 锆石U-Pb 分析结果

图4 库卫、小喀拉苏和也留曼花岗岩锆石U-Pb年龄谐和图(a)库卫二云母花岗岩;(b)小喀拉苏黑云母花岗岩;(c)小喀拉苏二云母花岗岩;(d)也留曼二云母花岗岩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

图5 小喀拉苏和也留曼花岗岩的捕获锆石阴极发光图Fig.5 Cathodoluminescence diagrams of xenocrystal zircons of the Xiaokalasu and Yeliuman granite

3.1.1 库卫岩体

二云母花岗岩样品(19ALT124)锆石颗粒呈自形-半自形长柱状,长约80～240μm,长宽比在1:1～1:3之间,具有明显的振荡环带,且Th/U 比值均在 0.3～0.8之间(表1),具有岩浆成因锆石特征(Hoskin and Schaltegger,2003)。本样品共测试了 24 颗锆石。除13号测点结果不谐和外,其余 23个测点均具有谐和的年龄且206Pb/238U年龄集中分布于391±3Ma～410±5Ma之间,加权平均值为403±3Ma(MSWD=1.9)(图 4a),代表该岩体的结晶年龄。库卫岩体内未发现较老的捕获锆石。

3.1.2 小喀拉苏岩体

黑云母花岗岩样品(17ALT258)锆石呈自形长柱状,长度约100～280μm,长宽比在1:2～1:5之间,具有岩浆振荡环带结构(图 4b),且Th/U 比值均在0.4～0.9(表1),显示岩浆锆石特征(Hoskin and Schaltegger,2003)。本样品共分析了30 颗锆石。除10号点以外均呈现谐和的年龄,其中 3、12、17、19 和 22 号点具有较老的年龄值,分别为440±5Ma、485±11Ma、497±6Ma、1194±43Ma (207Pb/238U)和467±7Ma,Th/U 在0.4～0.7之间,且3、12和19号锆石阴极发光图像上显示有振荡环带和边缘整齐的特征(图5a),而17和22号锆石边部具有振荡环带,核部呈浑圆状且不发育振荡环带,这些锆石特征均类似于中国阿尔泰早古生代变沉积岩中的碎屑锆石特征(Longetal., 2007;Jiangetal., 2011;Wangetal., 2014b),可能是源自早古生代变沉积岩的捕获锆石。其余 24 颗锆石206Pb/238U年龄集中分布于391±6Ma～408±6Ma之间,加权平均值为399±2Ma(MSWD=0.6)(图 4b),代表小喀拉苏岩体的结晶年龄。

二云母花岗岩样品(17ALT267)锆石呈自形到半自形长柱状,约50～240μm,长宽比在1:1～1:4之间,具有明显的振荡环带(图 4c),且Th/U 比值均在0.4～0.7(表1),符合岩浆锆石特征(Hoskin and Schaltegger,2003)。本样品共分析了29 颗锆石。除20、21、23、24和29号点以外均具有谐和的年龄,其中 8、18、19 和 26 号点分别给出了496±11Ma、443±6Ma、509±15Ma和467±6Ma等较老的年龄值,具有振荡环带和高Th/U特征(图5b、表1),可能来自围岩中的捕获锆石。其余 21 颗锆石206Pb/238U年龄集中分布于393±6Ma～411±7Ma之间,加权平均值为404±3Ma(MSWD=0.6)(图 4c),与小喀拉苏黑云母花岗岩在误差范围内一致。

3.1.3 也留曼岩体

二云母花岗岩样品(17ALT304)的锆石呈现自形到半自形长柱状特征,长约50～230μm,长宽比在1:2～1:3之间,具有明显的振荡环带(图4d),且Th/U 比值为0.4～0.9(表1),显示岩浆锆石特征(Hoskin and Schaltegger,2003)。该样品共分析了30个点,其中5号和11号测点显示不谐和的年龄结果,而1、4、9、24、27和 30 号点则显示了较老的年龄值,分别为442±7Ma、453±9Ma、441±7Ma、490 ± 9Ma、463 ± 8 Ma和499±12Ma,阴极发光图像上这些锆石晶形完整且显示振荡环带(图5c),可能是源自早古生代变沉积岩的捕获锆石(Longetal., 2007;Jiangetal., 2011;Wangetal., 2014b)。其余 22 个测点的206Pb/238U年龄集中分布于394±7Ma～409±6Ma之间,加权平均值为404±3Ma(MSWD=0.4)(图4d),代表也留曼岩体的岩浆结晶年龄。

3.2 锆石温度计和氧逸度

中国阿尔泰地区库卫、小喀拉苏和也留曼的锆石微量元素测试结果见附表1。应用锆石Ti温度计(Ferry and Watson,2007) 计算了各岩体中的岩浆锆石结晶温度,同时使用Geo-fO2程序计算了岩浆锆石氧逸度LnfO2(Trailetal., 2011;Lietal., 2019b)。其中,库卫二云母花岗岩样品岩浆锆石样品 Ti 含量为3.81×10-6～14.2×10-6,计算的温度为721～855℃,LnfO2为-21～-12;小喀拉苏黑云母花岗岩岩浆锆石样品 Ti 含量为3.30×10-6～12.3×10-6,计算的温度分别为 708～838℃,LnfO2为-23～-10;二云母花岗岩岩浆锆石样品 Ti 含量为4.50×10-6～9.38×10-6,计算的温度分别为 719～789℃,LnfO2为-21～-10;也留曼二云母花岗岩岩浆锆石样品 Ti 含量为 3.29 ×10-6～12.4 ×10-6,计算的温度为 708～839℃,LnfO2为-18～-8。

3.3 全岩主微量元素地球化学特征

库卫、小喀拉苏和也留曼花岗岩体共18个花岗岩样品的主量和微量元素的分析结果见表2。

3.3.1 库卫

库卫岩体的5个二云母花岗岩具有较高的SiO2含量 (71.5%～74.9%) 和全碱K2O+Na2O (7.95%～8.88%)含量,在SiO2-K2O 图解中样品点落入高钾钙碱性-钾玄岩系列 (图6a),铝饱和指数 A/CNK介于1.08～1.35之间,为弱过铝质-强过铝质岩石(图6b)。在CIPW标准矿物分类图解中(图7),所有样品点均投影于花岗岩区域。二云母花岗岩样品稀土元素总量(∑REE)介于168×10-6～309×10-6之间 (表2),轻重稀土分馏较为明显,球粒陨石标准化稀土元素配分曲线均呈右倾型((La/Yb)N=3.9～50.7),Eu异常变化较大,为0.29～0.70(图8a)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图 (图8b) 中,二云母花岗岩富集 Rb、Th、U和Pb,同时亏损Ba、Sr、P和Ti。仅有1个二云母花岗岩具有高的W (31.9×10-6)和Sn(5.8×10-6)含量,其余的二云母花岗岩不富集W(<0.2×10-6)、Sn(<3.1×10-6)、Nb(<12.6×10-6)和Ta(<1×10-6)。

图7 库卫、小喀拉苏和也留曼花岗岩An-Ab-Or标准矿物图解(底图据Barker, 1979)Fig.7 An-Ab-Or normative diagram of the Kuwei, Xiaokalasu and Yeliuman granites (base map after Barker, 1979)

3.3.2 小喀拉苏

二云母花岗岩样品稀土元素总量(∑REE)介于127×10-6～151×10-6之间,而白云母花岗岩的稀土元素总量极低,介于5×10-6～6×10-6之间 (表2)。二云母花岗岩和白云母花岗岩轻重稀土分馏较为明显,球粒陨石标准化稀土配分曲线均呈右倾型((La/Yb)N=5.2～13.2),二云母花岗岩δEu=0.44～0.58,而白云母花岗岩1个样品具有铕负异常(δEu=0.54),而另1个样品显示铕正异常(δEu=3.83)(图8c)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图 (图8d)中,白云母花岗岩更富集 Rb、Th、U、Nb和Ta,同时强烈亏损Ba、Sr、P和Ti。相比于上地壳稀有金属含量(Rudnick and Gao,2003),白云母花岗岩具有高的Nb (14.6×10-6～23.6×10-6)和Ta (60.5×10-6～115×10-6)含量,W轻微富集(2×10-6～8×10-6),二云母花岗岩不富集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)则显示了富集。

3.3.3 也留曼

二云母花岗岩样品稀土元素总量(∑REE)介于108×10-6～265×10-6之间,轻重稀土分馏较为明显,球粒陨石标准化稀土配分曲线均呈右倾型((La/Yb)N=5.0～39.4),δEu为0.51～0.69,而白云母花岗岩的稀土元素总量较低,介于45×10-6～52×10-6之间(表2)。白云母花岗岩稀土元素配分曲线呈“海鸥型”分布,具有显著的铕负异常(δEu=0.12～0.16)(图8e)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图 (图8f)中,白云母花岗岩相对更富集 Rb、Th、U、Nb和Pb,同时强烈亏损Ba、Sr、P和Ti。白云母花岗岩和二云母花岗岩均未呈现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 全岩Sr-Nd同位素特征

库卫、小喀拉苏和也留曼花岗岩样品的全岩Sr-Nd同位素分析结果列于表3,并结合前人的研究结果一起投点在图9中。为了便于比较,统一使用各岩体的锆石年龄计算所有样品的初始86Sr/87Sr和143Nd/144Nd比值。库卫二云母花岗岩的(86Sr/87Sr)i比值为0.7056～0.7085,εNd(t)值为-1.4～+0.3,两阶段Nd模式年龄为1.2～1.3Ga,与前人的3个库卫黑云母花岗岩的εNd(t)值范围一致(-1.8～+1.7,Yuetal.,2017)。小喀拉苏二云母花岗岩样品的(86Sr/87Sr)i比值为0.7111,εNd(t)值为-0.7,两阶段Nd模式年龄为1.2Ga。也留曼二云母花岗岩样品的(86Sr/87Sr)i比值为0.7024～0.7085,εNd(t)值为-1.9～-0.2,两阶段Nd模式年龄为1.2～1.3Ga。这些花岗岩与区内其它泥盆纪花岗岩类似,呈现相对低的εNd(t)值(-4.0～+1.7),既不同于中亚造山带内具有高正εNd(t)值的花岗岩(Huetal.,2000;Jahnetal.,2000;王涛等,2010),也不同于华南的S型花岗岩(εNd(t)=-13～-5;Caoetal.,2018;Yuanetal.,2019)。

图9 中国阿尔泰泥盆纪花岗岩Nd同位素图解数据来源:哈巴河群(Chen and Jahn,2002;Long et al.,2012;Jiang et al.,2016;Huang et al.,2020);库卫(Yu et al.,2017以及本文数据);也留曼(本文数据);可可托海(Chen and Jahn,2002;Yuan et al.,2007;Wang et al.,2009);禾木(Cai et al.,2011a);塔尔浪(Yuan et al.,2007);友谊峰(Cai et al.,2011a);喀纳斯(Chen and Jahn,2002;Cai et al.,2011a);琼库尔(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 讨论

4.1 花岗岩的源区和成因

库卫、小喀拉苏和也留曼花岗岩样品的铝饱和指数(A/CNK)介于 1.01～1.65之间,属于弱过铝质-强过铝质花岗岩,不同于I型花岗岩的准铝质特征(Chappell and White,1992;Pitcher,1997),显示S型花岗岩特征。小喀拉苏和也留曼这2个花岗岩体中的白云母花岗岩相比于同一岩体内的二云母花岗岩在稀土元素配分图解和微量元素蛛网图中均显示逐渐亏损的LREE、Ba、Sr、P和Ti特征(图8),表明岩浆经历了一定程度的演化,其中LREE含量的降低指示了独居石的结晶,Ti含量的逐渐降低指示含Ti矿物相(钛铁矿和榍石)和黑云母的结晶,P含量降低可指示磷灰石或独居石的结晶,Sr和Ba含量降低是长石发生结晶或残留的结果。库卫黑云母花岗岩和二云母花岗岩中也体现了上述特征(图8b)。由于库卫、小喀拉苏和也留曼花岗岩(SiO2>70%)均发生了分异,因此演化程度相对低的花岗岩组成(Nb/Ta>5;Zr/Hf>25)更接近初始熔体,可以反映原岩的特征。通常情况下,高硅过铝花岗质熔体形成于地壳内中-基性岩石(Patio Douce and Beard,1995)或者变沉积岩的部分熔融(Thompson,1982;Patio Douce and Johnston,1991;Vielzeuf and Montel,1994;Nabelek and Glascock,1995)。含角闪石中基性岩脱水熔融产生的熔体大都富Fe、Mg、Na和Ca等(Rushmer,1991;Wyllie and Wolf,1993),而这3个岩体的花岗岩大都具有贫和CaO,富K2O和高K2O/Na2O比值的特征(表2),表明它们不可能来源于中基性岩的脱水熔融。如图10所示,这些岩体中的花岗岩大都投影于杂砂岩部分熔融产生的熔体组分范围(Patio Douce,1999),表明它们的源区组分以杂砂岩为主。同位素特征上,库卫、小喀拉苏和也留曼花岗岩的εNd(t)值为-1.9～0.3,二阶段Nd模式年龄相似,为1.2～1.4Ga,与中国阿尔泰早泥盆世花岗岩,如禾木、友谊峰、喀纳斯、塔尔浪、可可托海和琼库尔等岩体的范围一致(图9)。而且它们均具有一致的高硅、富钾、钙碱性、过铝质等地球化学特征,上述特征表明它们具有相似的源区和成因(Yuanetal.,2007;童英等,2007;Caietal.,2011a;Zhengetal.,2016)。这些花岗岩的上述组成特征共同反映了具有增生楔性质的地壳源区特征(Jiangetal.,2016)。支持了前人关于中国阿尔泰早古生代花岗岩主要来源于再循环地壳物质与新生地壳物质混合源区的结论(Yuanetal.,2007;Caietal.,2011b;Yuetal.,2019)。在中国阿尔泰最符合上述特征源区的是区内分布最广泛的早古生代复理石层序,该层序主要岩性为杂砂岩,并夹有少量的火山碎屑岩(Jiangetal.,2016;Huangetal.,2020)。同位素特征上,复理石层序中的哈巴河群的杂砂岩和火山碎屑岩的εNd(t)值(-5.3～+9.1)范围较大(Chen and Jahn,2002;Longetal.,2012;Jiangetal., 2016;Huangetal.,2020),反映了沉积岩组成的复杂性和不均一性。上述阿尔泰早泥盆世花岗岩的εNd(t)值均处于此范围内,并且明显偏向于负值区域(图9),表明物源以具备低εNd(t)值的杂砂岩为主(Chen and Jahn,2002;Longetal.,2012)。此外,对复理石层序碎屑锆石的统计研究表明,约三分之二的碎屑锆石具有显生宙的206Pb/238U年龄,峰值集中于465～542Ma(图11),其εHf(t)值在-26～+15之间,其中一半的εHf(t)值为正值(Longetal.,2007,2010;Jiangetal.,2011),也表明其沉积物源是前寒武纪的古老物质与年轻地壳物质的混合来源。以上证据表明,这些花岗岩极有可能来自于复理石层序的部分熔融。

图10 库卫、小喀拉苏和也留曼花岗岩源区组分判别图(底图据Patio Douce,1999)Fig.10 Source discrimination diagrams of Kuwei, Xiaokalasu and Yeliuman granites (base map after Patio Douce, 1999)

图11 哈巴河群分析的锆石颗粒年龄统计图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

花岗岩深熔作用过程中流体存在与否对地壳部分熔融产生的熔体的主微量元素具有显著影响。主量元素上,长英质岩石富水熔融产生的熔体比脱水熔融产生的熔体显著富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,富水和脱水熔融对熔体中Rb、Sr和Ba等赋存于云母和长石等造岩矿物中的大离子亲石元素也有显著影响 (Inger and Harris,1993;Gaoetal.,2017)。富水熔融会明显降低斜长石的稳定性,使得斜长石相比于脱水熔融过程进入熔体的比例增大,而斜长石相比于云母富集Sr和Eu而亏损Ba和Rb,所以产生的熔体具有富集Sr和Eu但低Rb/Sr特征;而相对高温的云母脱水熔融形成的熔体具有低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)。库卫、小喀拉苏和也留曼二云母花岗岩分别具有较高的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,较低以及变化较大的CaO含量(0.77～1.36%、0.43～3.60%、1.24～2.05%)和Eu异常(δEu=0.29～0.70、0.44～0.58、0.51～0.69),不指示长石在熔体中的大量富集,符合杂砂岩脱水熔融的特征(图10;Patio Douce,1999)。

4.2 花岗岩稀有金属富集机制

库卫岩体的黑云母花岗岩的SiO2含量为71.7%～72.2%,稀土元素配分呈右倾型(图8a),Eu负异常不显著(δEu=0.70～0.71),其Nb/Ta为12～15,Zr/Hf为 30～31,Y/Ho为26～27,不显示岩浆演化的特征,其稀有金属Nb含量为8.65×10-6～9.84×10-6,Ta含量为0.59×10-6～0.79×10-6,不显示富集(Caietal., 2011b)。而二云母花岗岩呈现一定的演化趋势且具有还原性(LnfO2=-21～-12),其具有范围变化较大的SiO2含量(71.5%～74.9%),稀土元素配分也呈右倾型(图8a),Eu负异常变化范围大 (δEu=0.29～0.70),其Nb/Ta(9.48～25.9)、Y/Ho (26～28)和Zr/Hf(30～36)显示中等程度的岩浆演化特征(图12a,b)。除1个样品(19ALT139)具有高W(32×10-6)和Sn(5.8×10-6)含量外,其余样品与主体岩性黑云母花岗岩(Caietal., 2011b)以及其他的二云母花岗岩相比,未见Nb(<12.6×10-6)、Ta(<1×10-6)、W(<0.2×10-6)和Sn(<3.1×10-6)等稀有金属的富集。该富W、Sn的样品具有该岩体中最低的Nb/Ta和(La/Yb)N比值,以及低的负Eu异常(δEu=0.42)(图12c, d、表2),指示其经历了较高程度的分离结晶,可能是造成W和Sn富集的重要原因。

小喀拉苏花岗岩体从二云母花岗岩到白云母花岗岩呈现强烈的岩浆演化趋势,其中二云母花岗岩显示较高且范围变化大的SiO2含量(72.4%～75.7%),稀土元素配分呈右倾型(图8c),Eu负异常不显著 (δEu=0.44～0.58),其Nb/Ta(6.67～9.67)、Y/Ho (27～31)和Zr/Hf(29～31)比值显示中等程度的岩浆演化特征(图12a,b)。二云母花岗岩同样具有低的氧逸度条件(LnfO2=-23～-10),且相对于哈巴河群源岩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;图12c,d)。而白云母花岗岩SiO2含量较高(74.5%～75.5%),稀土元素配分也呈右倾型(图8c),但REE总量极低(5×10-6～6×10-6),具有异常低的Nb/Ta(0.64～1.05)和Zr/Hf(均为11)比值,高的Y/Ho (27～43)比值(图12a,b),上述特征指示岩浆发生了强烈分异,极低的Nb/Ta和Zr/Hf比值和高的Y/Ho比值指示可能存在流体活动(Bau,1996;Irber,1999;Ballouardetal.,2016)。小喀拉苏白云母花岗岩样品具有高的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,可能是岩浆强烈分异和热液活动的结果(Ballouardetal.,2016;Lietal.,2018;图12e,f)。其中,最富W和Ta的白云母花岗岩样品(17ALT247)具有高的Eu正异常(δEu=3.8),可能由低氧逸度的热液流体交代的结果(丁振举等,2003;Sarangietal.,2013)。而白云母花岗岩的Sn含量(1.4×10-6～1.9×10-6)低于二云母花岗岩(图12d)。由于黑云母是Sn的重要赋存矿物(Yuanetal.,2019),白云母花岗岩中Sn含量的降低可能与二云母花岗岩向白云母花岗岩演化的过程中经历的黑云母分离结晶有关。

通过以上的讨论可以看出,库卫、小喀拉苏和也留曼花岗岩形成于早古生代沉积岩的部分熔融,具有过铝质组成和低的氧逸度并经历了不同程度的分异过程,具备了Nb、Ta、W和Sn等稀有金属富集的有利条件。然而分析数据表明,这些岩体并未出现显著的稀有金属矿化,表明花岗岩中的稀有金属含量可能还受其他因素的制约。Romer and Kroner (2016)提出经历强烈化学风化作用的成熟源区是钨锡矿化花岗岩的重要来源,强调优质矿源层在稀有金属成矿过程中的主导作用。华南南岭和江南古陆钨锡成矿带均具有元古代富稀有金属的基底,如双桥山群和板溪群(W>10×10-6;刘英俊等,1982;Yuanetal.,2019)。华南的西华山、雅山、千里山、朱溪、大湖塘等与Nb、Ta、W和Sn矿化相关花岗岩的同位素组成(εNd(t)=-5.0～-13.0;锆石εHf(t)=-2.0～-18.0)反映其源区来自上述基底(Su and Jiang,2017;Caoetal.,2018;Lietal.,2018;Yuanetal.,2019)。与华南不同的是,中国阿尔泰高分异花岗岩的同位素物源具有古老物质与年轻地壳组分的混合属性,直接反映了这两个地区的花岗岩源区在成熟度方面的差异。一般而言,与稀有金属矿化相关的花岗岩多为过铝质S型花岗岩,富稀有金属的源区对于形成富集稀有金属的花岗岩具有重要作用(Försteretal.,1999;Romer and Kroner,2016;Yuanetal.,2019)。但阿尔泰增生楔主要是以新生的岛弧剥蚀物为主的杂砂岩地层,稀有金属含量低(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;作者未发表数据),这可能制约了早泥盆世中国阿尔泰高分异花岗岩出现大规模的稀有金属矿化。

虽然中国阿尔泰一些早古生代高分异花岗岩也显示了低程度的稀有金属富集,但是区内稀有金属矿化主要形成于中生代而很少见于古生代(Lvetal.,2018)。泥盆纪花岗岩是中国阿尔泰地壳改造最强烈时期的产物,广泛的部分熔融和结晶分异使得Nb、Ta、W和Sn等稀有金属完成了从增生楔源区向花岗岩的活化转移和初步富集,然而这一过程并未形成经济意义的矿床。上述事实表明仅凭花岗岩的高分异过程尚不足以使稀有金属富集至成矿的水平,暗示除源区和高演化因素外,地壳改造过程对稀有金属的富集也发挥了重要作用。稀有金属矿化花岗岩主要出现于中生代,此时阿尔泰处于碰撞后伸展阶段,该时期形成的花岗岩属造山后性质,其中一些具有A型花岗岩特征(如将军山和尚克兰等岩体等)(Tongetal.,2014; Wangetal.,2014a)。实验岩石学研究表明,富氟黑云母发生脱水熔融可以产生具有A型花岗岩特征的富氟熔体(Skjerlie and Johnston,1993),证实英云闪长岩在水不饱和条件下的部分熔融可以形成A型花岗岩(Creaseretal.,1991)。由于黑云母也是稀有金属的重要载体矿物,因此黑云母的脱水熔融无疑将造成稀有金属在花岗岩熔体中的富集。在阿尔泰,中生代花岗岩体往往邻近大型的古生代花岗岩基,是古生代构造热事件和中生代地壳改造事件叠加的产物。正如本次研究中的3个岩体所展示的,古生代岩基通常经历过不同程度的分异并形成了不同程度的稀有金属富集,同时其深部可能仍保留有富云母的早期结晶部分。当新一期构造热事件来临时,这些经历稀有金属初步富集作用的花岗岩将会发生黑云母的脱水熔融,从而形成富稀有金属的花岗岩。本文研究表明,阿尔泰古生代花岗岩体虽然和中生代稀有金属花岗岩不具备分异演化关系,但是其成因和演化仍可为中生代花岗岩稀有金属的富集奠定了重要基础。这一机制很好地解释了为何稀有金属花岗岩总是出现在多次构造旋回之后的造山后阶段,体现了从早古生代到中生代地壳改造以及成熟化过程对于花岗岩演化、富集和成矿的重要性。