東昆侖金水口泥盆紀層狀花崗巖成因和找礦意義*

王秉璋 潘彤 李五福 許光 劉建棟 張新遠 王春濤 金婷婷

我國鋰資源對外依存度高,而碳達峰和碳中和的減排需求將會進一步加劇我國鋰資源供需矛盾,從而引發了我國對鋰資源供應鏈安全的擔憂(周娜,2021)。為此,提高國內鋰資源的保障能力迫在眉睫。偉晶巖型鋰礦床和富鋰鹽湖鹵水是兩種最重要的鋰來源,鋰需求量快速增長導致偉晶巖型鋰礦床勘探開發越來越受重視(陳衍景等,2021)。高分異花崗巖又被稱為稀有金屬花崗巖,與鋰、鈹等稀有金屬礦化密切相關(吳福元等,2017)。我國鋰礦資源主要集中于花崗巖型、花崗偉晶巖型和鹽湖型中(李建康等,2014),其中硬巖型鋰礦又以偉晶巖型為主,其次為花崗巖型,它們均與高度演化的花崗巖相關,即高分異花崗巖的識別在鋰、鈹等稀有金屬成礦預測中具有重要意義。

青藏高原已發現的偉晶巖型鋰鈹礦主要形成于中生代和新生代,前者主要有松潘-甘孜造山帶東端的甲基卡(王登紅等,2005)和可爾因(李建康等,2006)礦床、中部的扎烏龍(嚴清高等,2022)和草隴-尕朵礦床(李五福等,2022)、西端的大紅柳灘礦床(王核等,2017),以及南祁連地塊南緣的茶卡北山礦床(王秉璋等,2020,Liuetal., 2023);后者主要有藏南喜馬拉雅瓊嘉崗(秦克章等,2021;吳福元等,2021)。此外,除了在阿爾金吐格曼發現古生代鋰鈹礦(徐興旺等,2019),其他地區鮮有古生代鋰鈹成礦的報道。青藏高原北部阿爾金-柴北緣-東昆侖碰撞造山帶在加里東期未-早海西期經歷了大陸碰撞和碰撞后伸展,并形成了大量與碰撞相關的花崗巖(宋述光等,2013;張建新等,2015;Lietal., 2020;吳福元等,2020;王秉璋等,2022a, 2023),與青藏高原中生代和新生代偉晶巖型鋰鈹礦具有相似的成礦地質背景,但該帶已發現的偉晶巖型鋰鈹礦僅見于阿爾金吐格曼地區,時代為468～454Ma(李杭等,2020),青藏高原北部是否存在廣泛的古生代偉晶巖型鋰鈹成礦作用并不清楚。

東昆侖造山帶是青藏高原可與岡底斯帶相媲美的一條巨型巖漿巖帶(莫宣學等,2007),是青藏高原北部重要的貴金屬、有色金屬成礦帶,近年來相繼發現了五龍溝金礦田、溝里金礦田、白干湖超大型鎢錫礦田、夏日哈木超大型鎳礦和大量斑巖-矽卡巖型鐵、銅和鉛鋅等多金屬礦床。東昆侖稀有金屬找礦方面并無明顯進展,是否具有形成稀有金屬礦床的成礦環境和找礦潛力還不清楚,最近東昆侖金水口地區發現了偉晶巖型鋰鈹礦(青海省第五地質勘查院, 2022(1)青海省第五地質勘查院. 2022. 青海省都蘭縣金水口地區鋰稀有金屬礦調查評價2021年工作總結及2022年工作安排.1-184),暗示東昆侖以鋰鈹為主的稀有金屬成礦也應具有找礦前景,然而該地區稀有金屬成礦環境、時代和構造動力學背景均屬于空白,制約了東昆侖稀有金屬礦成礦規律的研究與成礦預測的開展。本文以金水口礦化偉晶巖空間上緊密共生的金水口層狀花崗巖體為研究對像,采用鋯石、獨居石LA-ICP-MS U-Pb定年、全巖主微量和Nd、Pb同位素分析,查明了金水口地區與偉晶巖型鋰鈹礦緊密共生的花崗巖的形成時代、巖石成因,以此為主要依據推斷東昆侖金水口地區偉晶巖型Li-Be礦的找礦方向。本文確定金水口花崗巖形成于泥盆紀(396～391Ma),這一發現表明青藏高原很有可能存在晚古生代偉晶巖型鋰鈹礦成礦作用。

1 地質背景和巖體特征

圖1 東昆侖造山帶地理位置(a,據Bi et al., 2022)和地質簡圖(b,據王秉璋等,2021)1-侏羅系;2-三疊系;3-石炭系-二疊系;4-石炭系;5-泥盆系;6-寒武系-奧陶系;7-志留系;8-元古宇;9-二疊紀-三疊紀花崗巖;10-志留紀-泥盆紀花崗巖;11-寒武紀-奧陶紀花崗巖;12-鎂鐵-超鎂鐵質巖;13-區域性斷裂及編號;14-一般斷裂;15-榴輝巖產地;16-湖泊;17-河流. F1-阿爾金斷裂;F2-昆北斷裂;F3-昆中斷裂;F4-昆南斷裂Fig.1 Geographical location (a, modified after Bi et al., 2022) and geological sketch map of the East Kunlun orogenic belt (b, modified after Wang et al., 2021)1-Jurassic; 2-Triassic; 3-Carboniferous-Permian; 4-Carboniferous; 5-Devonian; 6-Cambrian-Ordovician; 7-Silurian; 8-Proterozoic; 9-Permian-Triassic granite; 10-Silurian-Devonian granite; 11-Cambrian-Ordovician granite; 12-ultramafic-mafic rocks; 13-regional faults and numbers; 14-general faults; 15-eclogite locality; 16-lakes; 17-rivers. F1-Altyn Fault; F2-North Kunlun Fault; F3-Central Kunlun Fault; F4-South Kunlun Fault

圖2 東昆侖金水口地區地質略圖Fig.2 Geological sketch map of the Jinshuikou area, East Kunlun

東昆侖造山帶自北向南依次由祁漫塔格構造帶、北昆侖巖漿弧、東昆侖南坡俯沖增生雜巖帶和布青山蛇綠混雜巖帶四個構造單元組成(潘桂棠等,2009)(圖1),金水口鋰鈹礦化偉晶巖位于北昆侖巖漿弧,不同時代、多種成因類型巖漿巖構成了該巖漿弧的主體(王秉璋等,2022b, c)。金水口地區出露地層主要為古-中元古界金水口巖群,為角閃巖相副變質巖組合,巖性以長英質片麻巖和片巖為主,次為大理巖和斜長角閃巖,元古代變質侵入巖是該地區出露面積最大的地質體,特征尚不清楚,以往將其歸入太古宙TTG(劉永成和葉占福,1998),但缺乏可靠的時代依據(圖2)。金水口地區泥盆紀侵入巖發育,主要有金水口強過鋁花崗巖、躍進山花崗巖和鎂鐵質巖。強過鋁花崗巖巖性有堇青石花崗巖、石榴子石黑云母二長花崗巖和黑云母花崗閃長巖,源于元古代地殼的重熔(龍曉平等,2006;巴金等,2012;Baetal., 2018;Wangetal., 2022)。躍進山花崗巖為殼?；旌闲纬傻腎型花崗巖,經歷了較高程度的結晶分異(劉彬等,2012)。鎂鐵質巖漿源區復雜,金水口西側輝長巖體源于被俯沖帶流體交代的巖石圈地幔的部分熔融(413Ma,Wangetal., 2022);金水口地區呈捕虜體產出于堇青石花崗巖中的角閃石巖是來源于虧損軟流圈地幔部分熔融的基性巖漿與少量大陸地殼物質混合的產物(409Ma,Wangetal., 2022);躍進山高鈦輝長巖為富集巖石圈地幔部分熔融產生熔體經過分異演化的產物,其形成過程中受到了地殼物質的混染(406Ma,劉彬等,2012;Tangetal., 2020);躍進山低鈦鎂鐵質巖源于虧損軟流圈地幔部分熔融,有少量大陸地殼組分的加入(408Ma,Tangetal., 2020)。近期礦產勘查工作在金水口地區發現了大量的偉晶巖脈(圖2),脈寬0.3～20m,長約30～2700m,走向北西或近南北向,東傾,傾角一般是15°～42°。個別巖脈含有鋰云母,并達到工業品位,圈出Li礦體2條,長約100～225m,厚度約2～2.55m,Li2O平均品位為1.27%～2.57%(青海省第五地質勘查院, 2022)。

金水口層狀花崗巖體位于金水口東側,地表形態不規則,整體呈一厚板體NEE向傾,傾角<20°,本文沿金水口東側選擇巖性復雜的地段測制了花崗巖剖面,系統采集了樣品(圖3)。剖面自下而上描述如下:

⑦ 黑色斜長角閃巖(金水口巖群)

______________侵入接觸______________

⑥ 灰白色細粒二云母正長花崗巖(樣品JSK5)

______________漸變過渡______________

⑤ 含鋰云母偉晶巖(ρ15號脈,M3礦體)

______________漸變過渡______________

④ 乳白色鈉長花崗巖(樣品JSK6)

______________漸變過渡______________

③ 灰白色細粒二云母正長花崗巖(樣品JSK2、JSK4)

______________漸變過渡______________

② 灰白色細粒黑云母二長花崗巖(樣品JSK1、JSK7)

______________侵入接觸______________

① 斜長角閃巖(金水口巖群)

第②層為灰白色細粒黑云母二長花崗巖(樣品JSK1、JSK7),整體相對破碎,節理發育(圖4a,b),與下部金水口巖群斜長角閃巖呈侵入接觸關系,接觸面呈舒緩波狀(圖4a)?；野咨?塊狀構造,細?；◢徑Y構,礦物成分為鉀長石(20%～38vol%)、斜長石(32%～43vol%)、石英(24%～26vol%)、黑云母(4%～9vol%);鉀長石多呈他形粒狀晶,少數呈半自形粒狀晶,短軸約0.14～0.18mm,長軸約1.56～1.76mm間,0.2mm以上的細粒級為主,發育格狀雙晶,具條紋構造,為微斜條紋長石(圖5a);斜長石切面形態為半自形粒狀晶、他形粒狀晶,晶體短軸0.10～0.20mm,長軸約1.52～1.56mm,以0.2mm以上細粒級為主,伴有粘土化、絹云母化、碳酸鹽化蝕變,少數晶體具簡單環帶構造,環帶核部具交代蝕變現象,邊緣干凈,An值在25～27之間,為更長石;石英呈他形粒狀,粒徑為0.10～1.32mm,具波狀消光變形結構;黑云母呈褐色,片徑為0.10～1.12mm,發育緞帶式波狀消光變形結構。

第③層為灰白色細粒二云母正長花崗巖(樣品JSK2、JSK4),巖體風化面淺黃褐色,新鮮面灰白色,塊狀構造,似層狀構造,巖體中可見厘米級偉晶巖平行層狀產出(間距20～50cm),構成假層狀構造,傾向北東,傾角20°±,偉晶巖與花崗巖之間沒有清晰的侵入接觸界線,呈漸變過渡(圖4c)。含中粒細?；◢徑Y構,礦物成分主要為斜長石(18%～35vol%)、鉀長石(30%～54vol%)、石英(23%～34vol%)、黑云母(3%～8vol%)和白云母(1%～2vol%);斜長石多呈半自形粒狀,部分為他形粒狀(圖5b),短軸約0.22～0.32mm,長軸約1.44～3.04mm,具鈉長雙晶,簡單環帶構造,具粘土化、絹云母化和碳酸鹽化蝕變,少數斜長石與鉀長石接觸處斜長石中析出蠕英石,An是24～32,為更-中長石;鉀長石為他形粒狀、半自形粒狀,短軸約0.20～0.36mm,長軸約1.20～3.28mm,2.00mm以上的細粒級晶約8vol%左右,發育格狀雙晶,見接觸雙晶,條紋構造,為微斜條紋長石,發育波狀消光變形結構,具粘土化蝕變;石英呈他形粒狀,粒徑約0.16～2.96mm,多在0.20 mm以上,具波狀消光變形結構;黑云母呈褐色,片徑約0.16～1.76mm;白云母片徑約0.14～1.60mm。

圖4 東昆侖金水口層狀花崗巖野外照片(a)黑云母二長花崗巖與斜長角閃巖的侵入接觸關系;(b)黑云母二長花崗巖巖石面貌;(c)二云母正長花崗巖中的層狀構造;(d、e)鈉長花崗巖巖石面貌;(f)金水口層狀花崗巖體;(g)二云母正長花崗巖中的層狀構造;(h)石榴子石堿長花崗巖巖石面貌

圖5 東昆侖金水口層狀花崗巖正交偏光鏡下照片(a)黑云母二長花崗巖;(b)二云母正長花崗巖;(c、d)鈉長花崗巖;(e)二云母正長花崗巖;(f)堿長花崗巖.Qz-石英;Pl-斜長石;Kf-鉀長石;Ab-鈉長石;Bit-黑云母;Mu-白云母;Lpd-鋰云母;Gr-石榴子石Fig.5 Photomicrographs under cross-polarized light of layered granite in Jinshuikou, East Kunlun(a) biotite adamellite; (b) two-mica syenzogranite; (c, d) albite granite; (e) two-mica syenzogranite; (f) alkali-feldspar granite. Qz-quartz; Pl-plagioclase; Kf-feldspar; Ab-albite; Bit-biotite; Ms-muscovite; Lpd-lepidolite; Gr-garnet

第④層為鈉長花崗巖(樣品JSK6),乳白色,塊狀構造(圖4d),層狀構造(圖4d, e),與上覆偉晶巖和下伏二云母正長花崗巖為漸變過渡關系(圖4f)。礦物成分為鈉長石(70vol%)、石英(22vol%)、鋰云母(3vol%)、鉀長石(1vol%),微量綠柱石和黑電氣石;鈉長石多呈他形粒狀,少數呈半自形粒狀晶或自形板狀,鈉長雙晶發育,顆粒間多呈不規則鑲嵌接觸(圖5c),晶體長軸約0.20～1.44mm,1.00mm以下的細粒級占多數,An為5～10;石英呈他形粒狀,粒徑為0.32～1.12mm,1.00mm以下的細粒級占多數;鋰云母呈鱗片狀,片徑在0.16～1.20mm間,手標本上大者達3.00mm,顏色略帶淡紫色,發育緞帶式波狀消光變形結構;綠柱石呈半自形粒狀、柱狀晶,粒徑約0.08mm×0.10mm～0.20mm×0.28mm,分布在鈉長石晶間;鉀長石被鈉長石交代呈不規則狀殘留在鈉長石集合體中(圖5d)。

第⑤層為含鋰云母偉晶巖(圖4f),巖性為灰白色含綠柱石鋰云母花崗偉晶巖,偉晶結構,塊狀構造。礦物主要為鋰云母(5%～10vol%)、鈉長石(30%～50 vol%)、鉀長石(5%～10vol%)、石英(40%～50vol%)、白云母(5%～10vol%)和少量綠柱石。礦體(M3)平均厚度2.55m,Li2O平均品位為1.27%,Cs2O平均品位為0.22%,Rb2O平均品位為0.059%(青海省第五地質勘查院, 2022)。

第⑥層為灰白色細粒二云母正長花崗巖(樣品JSK5),灰白色,塊狀構造,層狀構造,細?；◢徑Y構(5e),巖體中可見厘米級到十個厘米級偉晶巖平行層狀產出(間距20～50cm),構成假層狀構造,傾向北東,傾角20°±,偉晶巖與花崗巖之間沒有清晰的侵入接觸界線,呈漸變過渡(圖4g),與上覆斜長角閃巖呈侵入接觸關系。礦物成分為鉀長石(44vol%)、斜長石(20vol%)、石英(32vol%)、黑云母(3vol%)和白云母(1vol%)。鉀長石為他形粒狀晶,粒徑約0.24mm×2.72mm,結合標本來看2.00mm以下的細粒級為主,發育格狀雙晶,見條紋構造,發育波狀消光變形結構,為微斜條紋長石,伴有粘土化蝕變;斜長石多呈半自形粒狀晶,少數為他形粒狀晶,粒徑約0.20mm×2.48mm,一般在2.00mm以下,具粘土化蝕變,An為24～27之間,為更長石;石英呈他形粒狀晶,粒徑約在0.27～2.96mm間;黑云母呈褐色,片徑在0.16～1.04mm之間;白云母片徑在0.14～0.48mm間。

灰白色石榴子石堿長花崗巖(樣品JSK3)與其他巖層接觸關系不清楚,巖石風化面土黃色,新鮮面灰白色,塊狀構造、層狀構造,中細?；◢徑Y構,局部具類似于沉積巖中的平行層理和粒序層理(圖4h),顯示出牛頓流體的巖漿流動行為,是巖漿流動分異的重要證據(吳福元等,2017);礦物成分為鉀長石(48vol%)、斜長石(22vol%)、石英(25vol%)、黑云母(3vol%)、白云母(1vol%)和石榴子石(1vol%),電氣石、磷灰石和鋯石等微量。鉀長石呈半自形粒狀晶、他形粒狀晶,粒徑約0.40mm×2.72mm,2.00mm以下的細粒級晶體占多數,發育格狀雙晶,見接觸雙晶和條紋構造,為微斜條紋長石,伴有粘土化蝕變;斜長石呈半自形粒狀晶,少數呈他形粒狀晶,粒徑為0.28mm×3.52mm,2.00m以上的中粒級占少數,具粘土化蝕變,伴有高嶺石化、絹云母化蝕變,An為25～28,為更長石;石英呈他形粒狀晶,粒徑約0.24mm×2.80mm,2.00mm以下的細粒級占多數;黑云母呈褐色;石榴子石呈多邊形的粒狀晶,包含在鉀長石晶體(圖5f)。

2 樣品采集及分析方法

樣品系統采自本次研究測制的金水口層狀花崗巖剖面(圖2、圖3),選擇新鮮樣品進行鋯石U-Pb年齡、獨居石U-Pb年齡、鋯石Lu-Hf同位素和全巖主量元素、微量元素及Nd-Pb同位素分析。用于鋯石、獨居石U-Pb年齡和Lu-Hf同位素分析的樣品包括1件黑云母二長花崗巖(JSK1,N36°13′00.49″、E96°24′55.81″)、2件二云母正長花崗巖(JSK2,N36°12′46.72″、E96°24′56.04″;JSK5,N36°12′38.63″、E96°24′44.06″)和1件鈉長花崗巖(JSK6,N36°12′38.45″、E96°24′44.29″)。

所有樣品分析均在武漢上譜分析科技有限責任公司完成。主量元素在波長色散X射線熒光光譜儀(ZSX PrimusⅡ)上完成,標樣采用GBW07101-14(標準值)來保證測試精度,數據校正采用理論α系數法,測試相對標準偏差(RSD)<2%,FeO用重鉻酸鉀容量法檢測完成;微量元素測試在電感耦合等離子體質譜儀(Agilent 7700e ICP-MS)上采用GB/T14506.30—2010硅酸鹽巖石化學分析方法完成。

鋯石U-Pb同位素比值和微量元素含量利用LA-ICP-MS同時分析完成。GeolasPro激光剝蝕系統由COMPexPro 102 ArF 193nm準分子激光器和MicroLas光學系統組成,ICP-MS型號為Agilent 7700e,激光束斑和頻率分別為32μm和5Hz。U-Pb同位素定年和微量元素含量處理中采用鋯石標準91500和玻璃標準物質NIST610作外標分別進行同位素和微量元素分餾校正。每個時間分辨分析數據包括大約20～30s空白信號和50s樣品信號。鋯石原位微區Hf同位素比值測定在激光剝蝕多接收杯等離子體質譜(LA-MC-ICP-MS)開展,激光剝蝕系統為Geolas HD(Coherent,德國),MC-ICP-MS為Neptune Plus(Thermo Fisher Scientific,德國),分析采用Neptune Plus新設計高性能錐組合,采用單點剝蝕模式,斑束固定為44μm。

獨居石U-Pb同位素定年利用LA-ICP-MS分析完成。GeolasPro激光剝蝕系統由COMPexPro 102 ArF 193nm準分子激光器和MicroLas光學系統組成,ICP-MS型號為Agilent 7700e。本次分析的激光束斑和頻率分別為16μm和2Hz。U-Pb同位素定年處理中采用獨居石標準物質44069和玻璃標準物質NIST610作外標分別進行同位素和微量元素分餾校正。

Nd同位素經分離和提純后在Nepture Plus MC-ICPMS(Thermo Fisher Scientific)進行測試。Nd同位素測試過程中加測國際標樣JNdi-1,標樣JNdi-1的143Nd/144Nd測試值為0.512118±0.000009和0.512119±0.000009。選擇BCR-2(玄武巖)和RGM-2(流紋巖)(USGS)作為流程監控標樣。BCR-2的143Nd/144Nd分析測試值為0.512641±11(2SD,n=82),RGM-2的143Nd/144Nd分析測試值為0.512804±12(2SD,n=80)。

Pb同位素前處理在配備100級操作臺的千級超凈室完成樣品消解。同位素分析采用德國Thermo Fisher Scientific 公司的MC-ICP-MS(Neptune Plus)。使用Alfa公司的Pb單元素溶液優化儀器操作參數。質量監控和外部校正標樣為Pb國際標準溶液NIST 981(200μg/L)。實驗流程采用兩個Pb同位素標樣(NIST 981和AlfaPb)之間插入7個樣品進行分析。全部分析數據采用專業同位素數據處理軟件“Iso-Compass”進行數據處理(Zhangetal., 2020)。NIST 981的20xPb/204Pb的外部測試精度達到0.03%(2RSD),NIST 981的推薦值采用208Pb/204Pb=36.7262±31,207Pb/204Pb=15.5000±13,206Pb/204Pb=16.9416±13(n=119,Bakeretal., 2004)。流程監控標樣為BCR-2(玄武巖),208Pb/204Pb=38.736±17,207Pb/204Pb=15.628±3,206Pb/204Pb=18.756±10(2SD,n=22)。數據表明,本實驗流程可以對樣品進行有效分離,分析準確度和精密度滿足高精度的Pb同位素分析。

3 分析結果

3.1 鋯石U-Pb測年和微量元素測試結果

本文在黑云母二長花崗巖(樣品JSK1)、二云母正長花崗巖(樣品JSK2、JSK5)和鈉長花崗巖(JSK6)中采集了4件樣品開展LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年,分析結果見表1、表2。

樣品JSK1黑云母二長花崗巖鋯石為完整自形的長柱狀自形晶,灰黑色(圖6a),環帶弱或不發育,選擇晶形完整的鋯石進行測試。9～22號測點代表的較老的一組鋯石為自形長柱狀晶,鋯石U(878×10-6～1455×10-6)和Th(111×10-6～797×10-6)含量較高,Th/U比值是0.11～0.78,206Pb/238U年齡分布范圍為429～415Ma,206Pb/238U加權平均年齡為421.6±2.6Ma(n=14,MSWD=1.4)(圖6a)。1～8號測點206Pb/238U年齡主要分布在403～387Ma,206Pb/238U加權平均年齡為396.0±4.8Ma(n=8,MSWD=1.7)(圖6b);鋯石U(833×10-6～1717×10-6)和Th(137×10-6～703×10-6)含量較高,Th/U比值是0.13～0.68,重稀土相對輕稀土強烈富集,具明顯的正Ce異常和負Eu異常(圖7a),Ti含量主要分布在5.0×10-6～38.2×10-6,Nb含量為3.6×10-6～17.0×10-6,Ta含量為2.8×10-6～7.1×10-6,P含量為531×10-6～817×10-6,均值為689×10-6,推斷年齡較小的一組鋯石測點(1～8號測點)206Pb/238U加權平均年齡396.0±4.8Ma為巖漿結晶年齡。

樣品JSK2二云母正長花崗巖鋯石均為灰黑色,以完整自形的長柱狀晶為主,次為自形的短柱狀晶,部分鋯石具不規則暗化邊,環帶較發育(圖6c),選擇晶形完整鋯石及其相對均勻的部位進行測試。1～21號測點206Pb/238U年齡主要分布在397～381Ma,206Pb/238U加權平均年齡為388.8±2.1Ma(n=21,MSWD=1.8)(圖6c)。鋯石U(307×10-6～1264×10-6)和Th(108×10-6～790×10-6)含量較高,Th/U比值是0.15～0.93,重稀土相對輕稀土強烈富集,具明顯的正Ce異常和負Eu異常(圖7b),Ti含量主要分布在2.0×10-6～11.2×10-6,Nb含量為2.2×10-6～12.5×10-6,Ta含量為0.8×10-6～6.1×10-6,P含量為342×10-6～1841×10-6,均值為883×10-6。

樣品JSK5二云母正長花崗巖鋯石均為深灰色,以自形的長柱狀晶為主,次為短柱狀晶,晶形多不完整,晶棱彎曲或不平直,多數鋯石具不規則暗化邊,顯示出明顯熱液交代的特征,環帶較發育(圖6d),選擇晶形完整鋯石晶體及其相對均勻的部位進行LA-ICP-MS測試。1～23號測點206Pb/238U年齡主要分布在404～387Ma,206Pb/238U加權平均年齡為395.2±2.3Ma(n=23,MSWD=2.7)(圖6d)。鋯石U(240×10-6～1143×10-6)和Th(114×10-6～486×10-6)含量較高,Th/U比值是0.30～0.87,重稀土相對輕稀土強烈富集,具明顯的正Ce異常和負Eu異常(圖7c),Ti含量主要分布在2.9×10-6～14.5×10-6,Nb含量為1.8×10-6～8.6×10-6,Ta含量為0.8×10-6～2.9×10-6,P含量為410×10-6～2246×10-6,均值為963×10-6。

樣品JSK6鈉長花崗巖鋯石U-Pb測年未獲得可信數據。鋯石U(3420×10-6～52041×10-6)和Th(443×10-6～7602×10-6)含量非常高,CL圖像為暗黑色,斑雜巖,局部呈海綿狀(圖7d)。鋯石高Nb(151×10-6～1157×10-6)、Ta(26.6×10-6～371×10-6)和P(983×10-6～2915×10-6,平均值為1959×10-6),Ti為1.7×10-6～46.2×10-6,相對于金水口層狀巖體的其他巖性,顯著富集高場強元素;鋯石重稀土相對輕稀土弱富集,具明顯負Eu異常和弱的正Ce異常(圖7d)。

3.2 獨居石U-Pb測年和微量元素測試結果

本文對黑云母二長花崗巖(樣品JSK1)、二云母正長花崗巖(樣品JSK2、JSK5)和鈉長花崗巖(JSK6)4件樣品開展LA-ICP-MS獨居石U-Pb測年,分析結果見表3、表4。

黑云母二長花崗巖(JSK1)CL圖像中獨居石均為灰色,自形-半自形粒狀,粒徑約80～150μm,部分晶體具環帶(圖6e)。對該樣品選擇25顆獨居石進行測試, 分析結果表明獨居石的Th、U和Pb含量均較高,分別為58455×10-6～69247×10-6、2250×10-6～5362×10-6和1118×10-6～1434×10-6,Th/U比值為12.3～26.0,25個測點協和度高,206Pb/238U表面年齡分布在401～386Ma,加權平均年齡為394.1±1.8Ma(MSWD=2.4)(圖6e)。原位微量元素測試結果表明,獨居石主要由P2O5(30.7%～32.0%)、REE(466986×10-6～501393×10-6)、Y(20059×10-6～31872×10-6)和Th(58455×10-6～69247×10-6)組成,輕重稀土分餾強烈,輕稀土富集(圖7e),(La/Yb)N為81～225,Eu具強烈負異常(δEu=0.01～0.02)。

表1 東昆侖金水口層狀花崗巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素測定結果

續表1

表2 東昆侖金水口層狀花崗巖鋯石 LA-ICP-MS 微量元素(×10-6)分析結果

續表2

圖6 東昆侖金水口層狀花崗巖鋯石(a-d)和獨居石(e-h)CL圖和U-Pb年齡諧和圖圖中白色圓圈表示鋯石LA-ICP-MS U-Pb 定年點位, 紅色圓圈表示鋯石Hf 同位素測試點位; 圖中數值表示年齡和εHf(t)值Fig.6 CL images and U-Pb diagrams of zircon (a-d) and monazite (e-h) of the layered granites from Jinshuikou, East KunlunThe white circles represent the zircon LA-ICP-MS U-Pb dating sites, while the red circles represent the zircon Hf isotope testing sites. The numbers in the figure indicate the ages and εHf(t) values of these sites

表3 東昆侖金水口層狀花崗巖獨居石U-Pb同位素測定結果

續表3

續表3

續表4

續表4

圖7 東昆侖金水口層狀花崗巖鋯石(a-d)和獨居石(e-h)的球粒隕石標準化稀土元素配分圖(標準化值據Sun and McDonough,1989)Fig.7 Chondrite-normalized REE distribution patterns of zircon (a-d) and monazite (e-h) of the layered granites from Jinshuikou, East Kunlun (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

樣品JSK2巖性為二云母正長花崗巖,CL圖像中獨居石均為灰色,為他形粒狀,粒徑約50～200μm(圖6f)。對該樣品選擇25顆獨居石進行測試,分析結果表明獨居石的Th、U和Pb含量均較高,分別為33551×10-6～136274×10-6、225×10-6～7741×10-6和767×10-6～2546×10-6,Th/U比值為8.2～217.7,25個測點協和度高,206Pb/238U年齡分布在400～385Ma,加權平均年齡為390.8±1.9Ma(MSWD=2.1)(圖6f)。獨居石主要由P2O5(29.3%～32.0%)、REE(431511×10-6～537062×10-6)、Y(3725×10-6～55865×10-6)和Th(33550×10-6～136274×10-6)組成,輕重稀土分餾強烈,輕稀土富集(圖7f),(La/Yb)N為18～1852,Eu具強烈負異常(δEu=0.003～0.069)。

樣品JSK5巖性為二云母正長花崗巖,CL圖像中獨居石均為灰色,半自形-他形粒狀,粒徑約50～120μm(圖6g)。對該樣品選擇23顆獨居石進行測試,分析結果表明獨居石的Th、U和Pb含量均較高,分別為22897×10-6～79503×10-6、670×10-6～4140×10-6和563×10-6～1484×10-6,Th/U比值為5.5～97.0,23個測點協和度高,206Pb/238U年齡分布在401～383Ma,加權平均年齡為391.1±1.9Ma(MSWD=1.6)(圖6g)。獨居石主要由P2O5(30.2%～32.8%)、REE(466494×10-6～526902×10-6)、Y(10248×10-6～24068×10-6)和Th(22897×10-6～79503×10-6)組成,輕重稀土分餾強烈,輕稀土富集(圖7g),(La/Yb)N為103～554,Eu具強烈負異常(δEu=0.003～0.023)。

樣品JSK6巖性為鈉長花崗巖,CL圖像獨居石均為灰色,為半自形-他形粒狀,粒徑約50～120μm(圖6h)。對該樣品選擇25顆獨居石進行測試,分析結果表明獨居石的Th、U和Pb含量均較高,分別為59732×10-6～131476×10-6、5225×10-6～16088×10-6和1419×10-6～2730×10-6,Th/U比值為6.5～20.5,25個測點協和度高,206Pb/238U年齡分布在403～390Ma,加權平均年齡為396.6±1.4Ma(MSWD=2.1)(圖6h)。獨居石主要由P2O5(30.2%～32.4%)、REE(423819×10-6～498527×10-6)、Y(5843×10-6～16086×10-6)和Th(59732×10-6～131476×10-6)組成,輕重稀土分餾強烈,輕稀土富集(圖7h),(La/Yb)N為749～5191,Eu具強烈負異常(δEu=0.00001～0.00007)。

3.3 鋯石Hf同位素特征

在鋯石U-Pb定年的基礎上,對1件黑云母二長花崗巖(JSK1)和2件二云母正長花崗巖(JSK2、JSK5)樣品進行原位Hf同位素比值測定,鋯石Hf測定點位見圖6,測試結果見表5。

樣品JSK1黑云母二長花崗巖存在兩組鋯石。9～21號是捕獲鋯石,176Hf/177Hf比值為0.282456～0.282534,采用同一顆鋯石206Pb/238U年齡計算,εHf(t)值介于-2.35～+0.58,二階段模式年齡為1.55～1.37Ga。1～8號鋯石測點176Hf/177Hf比值為0.282450～0.282500,采用同一顆鋯石206Pb/238U年齡計算,εHf(t)值介于-3.32～-1.68,二階段模式年齡為1.59～1.49Ga。

樣品JSK2二云母正長花崗巖176Hf/177Hf比值為0.282376～0.282516,采用同一顆鋯石206Pb/238U年齡計算,εHf(t)值介于-6.06～-0.93,二階段模式年齡為1.76～1.44Ga。

樣品JSK5二云母正長花崗巖176Hf/177Hf比值為0.282373～0.282528,采用同一顆鋯石206Pb/238U年齡計算,εHf(t)值介于-6.25～-0.24,二階段模式年齡為1.77～1.40Ga。

3.4 全巖Nd、Pb同位素測試結果

本文采集了7件全巖Nd同位素和5件全巖Pb同位素地球化學樣品,測試結果列于表6。7件樣品Nd同位素組成相似,143Nd/144Nd比值為0.512115～0.512938,εNd(t)值為-6.52～-4.48,Nd模式年齡(tDM2)為1.67～1.51Ga。黑云母二長花崗巖和二云母正長花崗巖Pb同位素組成相似,208Pb/204Pb(t)為38.187～38.219,207Pb/204Pb(t)為15.627～15.652,206Pb/204Pb(t)為18.299～18.527。石榴子石堿長花崗巖208Pb/204Pb(t)為38.252,207Pb/204Pb(t)為15.669,206Pb/204Pb(t)為18.849。

3.5 全巖主微量元素

本文采集20件樣品進行全巖主量、微量元素地球化學測試,結果列于表7。根據實際礦物和地球化學分類(圖8a, b),剖面中巖石可以分為4類,分別為黑云母二長花崗巖(JSK1-1～3;JSK7-1, 2)、二云母正長花崗巖(JSK2-1～3;JSK4-1;JSK5-1～3)、石榴子石堿長花崗巖(JSK3-1, 2)和鈉長花崗巖(JSK6-1～6)。

表5 東昆侖金水口層狀花崗巖鋯石Lu-Hf 分析結果

表6 東昆侖金水口層狀花崗巖全巖Nd和Pb同位素組成

4 討論

4.1 巖體形成時代

本文對金水口層狀花崗巖進行了鋯石和獨居石U-Pb定年。鋯石和獨居石這兩種含U、Th、Pb的礦物性質都比較穩定,一般不容易受后期地質作用的影響,適合作為定年礦物。但是,這兩種礦物具有不同的U-Pb封閉溫度:鋯石U-Pb同位素體系具有較高的封閉溫度(一般要高于800℃)(Cherniak and Watson,2001),而獨居石U-Pb 同位素體系的封閉溫度一般略低,約為700℃(Smith and Giletti,1997;Cherniaketal., 2004)。因此,同一侵入體或巖漿巖中同一樣品中,鋯石、獨居石不同的U-Pb年齡應該代表了不同地質意義:鋯石U-Pb年齡代表的是巖漿的結晶年齡,而獨居石代表了侵入體或巖漿冷卻到約700℃的冷卻年齡。

金水口層狀花崗巖體黑云母二長花崗巖(樣品JSK1)鋯石U-Pb年齡是396.0 ± 4.8Ma,代表了黑云母花崗巖的形成時代,而獨居石U-Pb年齡是394.1±1.8Ma,最有可能代表了黑云母二長花崗巖冷卻到約700℃的冷卻年齡。由于黑云母二長花崗巖的鋯石、獨居石U-Pb年齡二者在誤差范圍內非常接近, 反映黑云母二長花崗巖可能經歷了快速冷卻過程。二云母正長花崗巖(樣品JSK2、JSK5)鋯石U-Pb年齡分別是388.8±2.1Ma、395.2±2.3Ma。由于樣品JSK2鋯石陰極發光圖像顯示灰黑色且部分鋯石具不規則暗化邊,很可能受到了后期地質事件的影響而發生了Pb丟失,而JSK5鋯石陰極發光圖像總體顯示深灰色特征且顏色較均勻,暗示其鋯石沒有受到后期地質作用影響,因此,樣品JSK5的鋯石U-Pb年齡(395.2±2.3Ma)可能代表了二云母正長花崗巖的形成時代。2件樣品(JSK2、JSK5)的獨居石U-Pb年齡分別為390.8±1.9Ma、391.1±1.9Ma,幾乎一致,暗示二云母正長花崗巖在約390Ma快速冷卻到約700℃。鈉長花崗巖(樣品JSK6)的鋯石呈現出暗黑色、斑雜狀,局部呈海綿狀,暗示鋯石形成后明顯遭受了后期地質事件(如熱液)的影響,因此鈉長花崗巖鋯石U-Pb測年未獲得可信數據,但是,其獨居石顆粒陰極發光圖像顯示均為灰色且均勻,其U-Pb年齡是396.6±1.4Ma,與黑云母二長花崗巖和二云母正長花崗巖的形成時代(鋯石U-Pb年齡396～395Ma)非常一致,由于三者具有相似的Nd同位素近乎同源巖漿(詳見后面討論),暗示鈉長花崗巖形成之后經歷了極其快速冷卻到約700℃。因此,鋯石U-Pb定年顯示,金水口層狀巖體不同巖石類型形成時代接近,約在396～395Ma之間,而其形成之后在約396～391Ma經歷快速冷卻到約700℃。

表7 東昆侖金水口層狀花崗巖全巖主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析結果

續表7

續表7

圖8 東昆侖金水口層狀花崗巖R1-R2圖解(a,據de la Roche et al.,1980)、Ab-An-Or圖解(b,據O’Connor,1965)、SiO2-K2O圖解(c,據Peccerillo and Taylor,1976)和A/NK-A/CNK圖解(d,據Maniar and Piccoli, 1989)Fig.8 Diagrams of R1 vs. R2 (a, after de la Roche et al., 1980), Ab-An-Or (b, O’Connor,1965), SiO2 vs. K2O (c, after Peccerillo and Taylor, 1976) and A/NK vs. A/CNK (d, after Maniar and Piccoli, 1989) of the layered granites from Jinshuikou, East Kunlun

圖9 東昆侖金水口層狀花崗巖SiO2和Zr與主、微量元素相關圖Fig.9 SiO2 and Zr against selected major and trace elements’ variation diagrams of the layered granites from Jinshuikou, East Kunlun

圖10 東昆侖金水口層狀花崗巖球粒隕石標準化稀土元素配分曲線(a、c)和原始地幔標準化微量元素蛛網圖(b、d)(標準化值據Sun and McDonough,1989)Fig.10 Chondrite-normalized REE distribution patterns (a, c) and primitive mantle normalized trace element spider diagram (b, d) of the layered granites from Jinshuikou, East Kunlun (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

金水口南部強過鋁S型花崗巖形成時代為412～387Ma(圖2)(龍曉平等,2006;Wangetal.,2022),金水口地區鎂鐵質巖形成時代為413～406Ma(劉彬等,2012;Baetal.,2018;Tangetal.,2020;Wangetal.,2022),金水口地區東部躍進山黑云母花崗巖體時代為407Ma(劉彬等,2012);金水口地區強過鋁花崗巖中麻粒巖包體變質年齡的研究表明該地區約在410～377Ma發生了麻粒巖相的低壓高溫變質作用(Baetal.,2018;Wangetal.,2022)。綜合本文金水口層狀花崗巖中新獲得的花崗巖的形成時代(鋯石U-Pb 396～395Ma)和快速冷卻年齡(獨居石U-Pb 396～391Ma),表明東昆侖金水口地區在413～377Ma發生了一次重要的晚古生代構造熱事件。

4.2 成因類型

由于高分異花崗巖成因類型鑒定非常困難,與之相關的偏鎂鐵質的巖石較多保留了原始的礦物學和地球化學特征,其成因類型判別相對可信(吳福元等,2007)。金水口層狀巖體下部黑云母二長花崗巖分異程度相對較低,與上部高分異花崗巖在空間上緊密共生,形成時代近于一致,具有相似的全巖Nd同位素組成(圖12)和鋯石Hf同位素組成(圖13),表明它們可能具有相同的成因。本文以下部黑云母二長花崗巖為代表討論金水口層狀巖體的成因類型,黑云母二長花崗巖為弱過鋁高鉀鈣堿性系列,暗色礦物為黑云母(4%～9vol%),具有SiO2含量高、K2O含量適中、MgO含量低和弱過鋁質的特征,這種成分花崗巖不可能是幔源巖漿結晶分異形成。既不含I型花崗巖的判別礦物角閃石,也不含S型花崗巖的判別礦物堇青石,較低的FeOT/MgO(2.81～4.94)和10000×Ga/Al(2.32～2.41)區別于典型的A型花崗巖(FeOT/MgO>10,10000×Ga/Al>2.6)(Whalenetal., 1987);磷灰石在偏鋁質/弱過鋁質和強過鋁質花崗巖熔體中的溶解度存在顯著差異,可用于區分I型和S型花崗巖,I型花崗巖P2O5含量隨SiO2含量的增加呈線性下降趨勢,而S型花崗巖P2O5含量與SiO2含量之間沒有規律的相關性(Lietal., 2007),SiO2-P2O5圖中黑云母二長花崗巖顯示出了明顯的I型花崗巖的變化趨勢(圖9g)。由上述特征推斷金水口層狀花崗巖體下部黑云母二長花崗巖為I型花崗巖,上部二云母正長花崗巖、石榴子石堿長花崗巖和鈉長花崗巖為高分異I型花崗巖。

圖11 東昆侖金水口層狀花崗巖成因判別圖解(底圖據Whalen et al., 1987)Fig.11 Genesis diagram of the layered granites from Jinshuikou, East Kunlun (base map after Whalen et al., 1987)

圖12 東昆侖金水口層狀花崗巖全巖Nd同位素隨時間分布圖(a、b)數據來源:躍進山花崗巖據劉彬等(2012);金水口強過鋁S型花崗巖據余能等(2005),巴金等(2012),Wang et al.(2022);東昆侖志留紀-泥盆紀A型花崗巖據劉彬等(2013),Xin et al.(2018),Chen et al.(2020),Zhang et al.(2021),張亮等(2021);金水口地區鎂鐵質巖據Tang et al.(2020),張亮等(2021),Wang et al.(2022)Fig.12 Nd isotopic compositions vs. ages of the layered granites from Jinshuikou, East Kunlun (a, b)Data sources: Yuejinshan granite after Liu et al. (2012); Jinshuikou strong peraluminous S-type granite after Yu et al. (2005), Ba et al. (2012), Wang et al. (2022); Siluran-devonian A-type granite in East Kunlun after Liu et al. (2013), Xin et al. (2018), Chen et al. (2020), Zhang et al. (2021), Zhang et al. (2021); Mafic rock in Jinshuikou area after Tang et al. (2020), Zhang et al. (2021), Wang et al. (2022)

圖13 東昆侖金水口層狀花崗巖鋯石t-εHf (t) 圖解(a)和tDM2頻率直方圖(b)Fig.13 εHf (t) vs. t (a) and tDM2 values (b) of the layered granites from Jinshuikou, East Kunlun

4.3 巖石成因與構造環境

4.3.1 源區

東昆侖在晚古生代早期巖石圈(可能還包括軟流圈)不同層均可能發生部分熔融(Dongetal.,2018;Wangetal., 2022),形成多種源區和類型的巖漿巖。金水口地區強過鋁S型花崗巖形成時代為412～387Ma,源于元古代地殼的重熔,是東昆侖最富集Nd同位素的端元(圖12a, b),εNd(t)為-12.6～-9.0(余能等,2005;巴金等,2012;Wangetal., 2022)。金水口及鄰區泥盆紀A型花崗巖形成時代為427～390Ma(Xinetal., 2018;王藝龍等,2018;Chenetal., 2020;Zhangetal., 2021;張亮等,2021),εNd(t)為-5.4～-0.6,是在高溫低壓條件下,由奧陶紀-志留紀鈣堿性花崗巖部分熔融形成,這些鈣堿性花崗巖是與原特提斯洋俯沖相關的新生鈣堿性花崗巖(Xinetal., 2018;Chenetal., 2020;Zhangetal., 2021)。金水口地區泥盆紀鎂鐵質巖主要有兩種類型,第一類是低鈦的鎂鐵質巖,例如躍進山低鈦鎂鐵質巖和呈捕虜體產出于堇青石花崗巖中的低鈦角閃石巖,具有正的εNd(t)(+4.7～+1.2),是源于虧損軟流圈地幔部分熔融的基性巖漿與少量的大陸地殼物質混合的產物(Tangetal., 2020;Wangetal., 2022);第二類是高鈦的鎂鐵質巖,主要是躍進山輝長巖,εNd(t)是-6.8～-3.4,是富集巖石圈地幔部分熔融產生熔體受到地殼物質混染并經過分異演化的產物,源區繼承了早期大洋俯沖階段流體交代積累(劉彬等,2012;Tangetal., 2020;張亮等,2021)。金水口地區躍進山花崗巖為幔源巖漿與元古代地殼部分熔融形成S型巖漿發生混合產生I型巖漿經過結晶分異后結晶形成(劉彬等,2012)。這些不同源區侵入巖的形成時代相近,約在427～387Ma之間(圖12b)。上述晚古生代早期侵入巖Nd同位素地球化學組成暗示金水口及鄰區巖漿巖可能存在元古代地殼、地殼混染的虧損軟流圈地幔、交代富集的巖石圈地幔和早古生代鈣堿性花崗巖4種潛在的巖漿源區,以及不同巖漿源區共同構成的混合源區,源于不同巖漿源區巖漿也可以混合呈現復雜的源區類型。

金水口層狀巖體與躍進山花崗巖具有相似的全巖Nd同位素組成和鋯石Hf同位素組成(圖12、圖13),金水口層狀巖體下部黑云母二長花崗巖和躍進山花崗巖各元素氧化物含量與SiO2含量的協變圖大多具有近于一致的線性的關系(圖9),微量元素組成也近于一致(圖10),暗示它們具有相似的成因。金水口層狀花崗巖和躍進山花崗巖與金水口殼源強過鋁S型花崗巖Nd同位素組成具有明顯的差別(圖12),表明其并非完全來源于古老地殼的重熔;與金水口及鄰區A型花崗巖有相近的Nd同位素組成(圖12),但在CaO/(FeOT+MgO+TiO2)與CaO+FeOT+MgO+TiO2圖中金水口層狀巖體黑云母二長花崗巖、躍進山花崗巖與具有低壓演化趨勢的A型花崗巖差別明顯(圖14),表明金水口層狀花崗巖與A型花崗巖并不具有相似的源區。金水口層狀花崗巖、躍進山花崗巖與金水口地區富集巖石圈地幔部分熔融形成的躍進山輝長巖具有相似的Nd同位素組成,但這些輝長巖多呈規模很小的巖株產出,很難通過結晶分異形成如此大規模侵入的酸性巖體,由于代表金水口強過鋁花崗巖源巖的元古代地殼是東昆侖最富集Nd同位素的端元,該端元或其部分熔融產生的熔體與源于虧損地幔(例如躍進山低鈦鎂鐵質巖的源區)部分熔融產生的熔體或新生地殼最有可能共同構成了金水口層狀花崗巖的源區(圖12),由此我們推斷金水口層狀巖體與躍進山花崗巖很有可能是源于元古代地殼的巖漿與虧損地幔的基性巖漿相互作用相關,兩個端元的相互作用可能存在兩種可能:(1)源于虧損軟流圈地幔的基性巖漿與殼源巖漿混合;(2)源于虧損軟流圈地?；詭r漿底侵形成新生的年輕地殼與元古代地殼組成的混合地殼發生部分熔融。金水口層狀花崗巖下部黑云母二長花崗巖中未發現巖漿混合的證據,躍進山花崗巖也未曾發現巖漿混合的證據(劉彬等,2012),由此推斷源于虧損地幔部分熔融基性巖漿底侵形成的年輕地殼與元古代地殼構成的下地殼共同構成了金水口層狀巖體的源區。

黑云母二長花崗巖、二云母正長花崗巖和石榴子石堿長花崗巖Pb同位素組成相似,主要分布在造山帶和上地殼Pb演化線之間,與金水口堇青石花崗巖相似(巴金等,2012),顯示高放射性成因鉛同位素組成,在206Pb/204Pb(t)-207Pb/204Pb(t)和206Pb/204Pb(t)-208Pb/204Pb(t)圖中(圖15),樣品均具有較高的207Pb/204Pb,由于207Pb/204Pb的增長主要出現在地球形成的早期,表明金水口層狀花崗巖源區主要由較古老的地殼巖石組成。

綜上所述,推斷金水口層狀花崗巖源區以元古代地殼為主并有少量源于地幔新生年輕地殼物質加入的地殼源區。

圖14 (CaO+FeOT+MgO+TiO2)-CaO/(FeOT+MgO+TiO2)關系圖(底圖據Patio Douce, 1999; Watson et al., 2006)用LP和HP標記的實線是高鋁橄欖拉斑玄武巖與變質雜砂巖在低壓(LP,≤0.5GPa)和高壓(HP,1.2～1.5GPa)下所產生的熔體成分的反應曲線(Patio Douce,1999); 虛線為鈣堿性花崗巖與高鋁橄欖拉斑玄武巖低壓反應曲線(Patio Douce, 1999). MAGS:偏鋁質A型花崗巖;CAGS:鈣堿性花崗巖;FBRS:與溢流玄武巖有關的流紋巖. A型花崗巖據Chen et al., 2020;Xin et al., 2018;Zhang et al., 2021Fig.14 (CaO+FeOT+MgO+TiO2) vs. CaO/(FeOT+MgO+TiO2) diagram (after Patio Douce, 1999; Watson et al., 2006)The solid lines labeled with LP and HP are reaction curves as expected for melt compositions that would be produced by hybridization of high-Al olivine tholeiite with metagraywacke at low pressure (LP, ≤0.5GPa) and high pressure (HP, 1.2～1.5GPa) respectively (Patio Douce,1999). The dash-dot lines are reaction curves for low-pressure hybridization of calc-alkaline granites with high-Al olivine tholeiite (Patio Douce, 1999). MAGS: metaluminous ‘A-type’granites; CAGS: calc-alkaline granites; FBRS: rhyolites associated with flood basalts. A-type granite is derived from Chen et al., 2020;Xin et al., 2018;Zhang et al., 2021

4.3.2 結晶分異

二云母二長花崗巖和石榴子石堿長花崗巖為高分異花崗巖,主量和微量元素含量與較低程度分異黑云母花崗巖有較大的區別(圖9、圖10a, b),隨著SiO2含量增高,TiO2、Al2O3、Fe2O3、MgO、MnO、CaO含量明顯降低,盡管與黑云母花崗巖存在成分間斷,但仍具有明顯相關的演化趨勢,并存在與黑云母二長花崗巖類似的分離結晶過程(圖9),二云母二長花崗巖和石榴子石堿長花崗巖中常見有類似沉積巖中的粒序層理或平行層理(圖4c, e, g, h),表明它們形成時巖漿具有流動特征,可能為流動分異的結果(吳福元等,2017)。

鈉長花崗巖層狀產出,產狀與上覆含礦偉晶巖和下伏二云母正長花崗巖一致(圖4f),鈉長石多呈他形粒狀晶,但也存在大量半自形粒狀晶和板狀晶(圖5c),指示其形成于巖漿結晶,但存在明顯的流體交代作用,鏡下也具有各種交代現象,例如鈉長石廣泛交代鉀長石(圖5d)。主微量元素成分與變化趨勢和黑云母二長花崗巖和二云母正長花崗巖有明顯的差異,具顯著低的Zr/Hf(7.1～7.9)、Nb/Ta(5.1～10.8),結晶溫度更低(Tzr=607～622℃),可能存在巖漿演化晚期流體的加入。隨著分異程度的增加和流體的加入,鈉長花崗巖P2O5和Li、Be元素的含量顯著增加(圖9g, n, o),同時也進一步降低了巖漿的粘度和固相線的溫度,使得Nb、Ta等金屬陽離子在硅酸鹽熔體中的溶解度增加,Nb和Ta逐漸富集(圖9l, m),并且隨著分異程度的增加Nb/Ta比值有明顯降低的趨勢(圖9i),巖漿演化晚期的流體促使巖漿更容易富集Ta而不是Nb(Green,1995)。結晶分異也使鈉長花崗巖Zr/Hf顯著降低(圖9j)。強烈結晶分異也使稀土元素總量顯著降低(∑REE=2.5×10-6～14.5×10-6)。這個過程中流體與熔體的交代可能發揮了重要的作用,例如鈉長花崗巖中獨居石成分已發生明顯的變化(圖7h),與分異程度相對較低的黑云母二長花崗巖和高分異二云母正長花崗巖相比,鈉長花崗巖獨居石HREE和Eu顯著降低并且影響了鈉長花崗巖整體的稀土元素組成,鈉長花崗巖與其中的獨居石具有相似稀土元素配分模式圖(圖7h、圖10c);鈉長花崗巖中鋯石受到流體交代更為強烈,CL圖中無分帶,多呈海綿狀,具溶蝕結構(圖7d),鋯石富P(均值為1959×10-6)、U(均值為12944×10-6)和Th(均值為2555×10-6),與黑云母花崗巖和二云母二長花崗巖相比輕稀土(La、Ce、Pr、Nd)和中稀土(Sm、Gd、Tb、Dy)明顯增高,重稀土(Ho、Er、Tm、Yb、Lu)略有降低(圖7d),Nb(平均值為588×10-6)和Ta(平均值為115×10-6)顯著富集,Eu、Ce異常相對弱,流體交代顯著改變了鋯石的成分,可能也間接影響了鈉長花崗巖的微量元素組成。因此鈉長花崗巖是受強烈結晶分異和流體交代影響的高分異花崗巖,這種特征的花崗巖也被稱為超分異花崗巖(吳福元等,2017)。

圖15 東昆侖金水口層狀花崗巖Pb同位素構造模式Fig.15 Pb isotope-tectonic model of the layered granites from Jinshuikou, East Kunlun

4.3.3 構造環境

東昆侖志留紀-泥盆紀通常被認為是原特提斯洋閉合,碰撞造山作用發生的時期(莫宣學等,2007),其中廣泛分布的榴輝巖可能代表了原特提斯洋最終閉合的產物,陸殼變質榴輝巖變質年齡為428～421Ma(孟繁聰等,2015),含柯石英包裹體的克合特云母片巖變質年齡為427Ma(Bietal., 2020),表明東昆侖造山帶在晚志留世-泥盆紀發生過大陸碰撞與深俯沖。金水口及鄰區是東昆侖造山帶晚志留世-泥盆紀巖漿活動最為強烈的地區之一,廣泛發育A型花崗巖(427～390Ma,Xinetal., 2018;王藝龍等,2018;Chenetal., 2020;Zhangetal., 2021;張亮等,2021)和鎂鐵質巖(426～393Ma,劉彬等,2012;Xiongetal.,2014;Zhangetal.,2018;Tangetal.,2020;張亮等,2021;Wangetal.,2022),它們均被推斷為形成于東昆侖加里東期碰撞造山帶碰撞后伸展的構造環境,金水口西側大格勒地區發現了稀有金屬礦化橄欖巖和碳酸巖,時代為418Ma和382Ma(王秉璋等,2022c),可能也說明東昆侖晚志留世-泥盆紀巖石圈伸展作用的發生,金水口層狀花崗巖形成時代為396～391Ma,由此推斷金水口層狀花崗巖形成于東昆侖加里東期碰撞造山帶碰撞后伸展的構造環境。

4.4 找礦意義

高分異花崗巖與Li、Be等稀有金屬礦化聯系密切,金水口層狀巖體上部二云母正長花崗巖、石榴子石堿長花崗巖和鈉長花崗巖發生了強烈的結晶分異,其中含有大量厘米級到十個厘米級平行脈狀產出的偉晶巖(圖4c, e, g, h),與花崗巖呈漸變過渡,形成假層狀構造,局部地段出露一定規模的Li-Be礦化偉晶巖,例如:ρ15號脈(圖4f,M3礦體),礦化偉晶巖產狀與層狀花崗巖產狀一致(圖4f),與ρ15號偉晶巖接觸的鈉長花崗巖為超分異花崗巖,結晶分異過程具有明顯的Li、Be、Nb和Ta的富集趨勢(圖9l-o),鈉長花崗巖中Sn元素也有明顯的富集,含量為12.79×10-6～24.02×10-6。推斷金水口層狀花崗巖與Li-Be礦化偉晶巖可能存在成因的聯系,我們認為金水口高分異層狀花崗巖具有形成偉晶巖型Li-Be礦的可能。

在金水口地區發現了大量偉晶巖(圖2),其中部分巖脈具有Li-Be礦化,例如ρ15號偉晶巖,目前勘探工作正在進行,礦化偉晶巖空間分布、Li-Be礦化體品位厚度變化以及時代等特征還不清楚。除了少量分布在金水口層狀巖體內的偉晶巖外,金水口南北兩側和西部還有廣泛分布,形成脈群,偉晶巖均呈走向沿伸較長的脈狀產出,均向東緩傾,與金水口層狀花崗巖的產狀一致(圖2)。金水口層狀巖體和偉晶巖東側是躍進山花崗巖,該花崗巖體是金水口地區出露規模最大的泥盆紀花崗巖體(圖2),與金水口層狀花崗巖下部黑云母二長花崗巖具有相似成因,其形成時代為407Ma(劉彬等,2012),略早于金水口層狀巖體(396～391Ma)。躍進山花崗巖與金水口巖體下部黑云母二長花崗巖具相近的地球化學成分,暗色礦物均為黑云母,各元素氧化物含量及其與SiO2含量的協變圖具有近于一致的線性演化關系(圖9),稀土元素和微量元素組成類似(圖10a, b),兩者Nd、Hf同位素組成相似(圖12、圖13),推斷金水口層狀花崗巖、礦化偉晶巖和躍進山花崗巖可能為同一個巖漿巖系統。躍進山花崗巖和金水口層狀巖體下部黑云母二長花崗巖分異程度相對較低,金水口層狀巖體上部二云母花崗巖、鈉長花崗巖為典型高分異花崗巖,且具有明顯的流動分異的特征,金水口層狀花崗巖巖漿演化過程中Li、Be、Nb、Ta和Sn富集,與其東側躍進山花崗巖共同構成了潛在的稀有金屬礦化偉晶巖的母體花崗巖,金水口地區礦化偉晶巖與這一巖漿演化過程應當存在關聯,如果這種關聯得到進一步證實,有理由建議金水口地區的偉晶巖型Li-Be礦的找礦工作應當圍繞躍進山花崗巖開展,例如躍進山花崗巖的南部和東部(圖2)。

青藏高原已發現的偉晶巖型鋰鈹礦主要形成于中生代和新生代,新生代主要是喜馬拉雅成鋰帶、中生代主要為松潘-甘孜成鋰帶,早古生代為阿爾金成鋰帶(王登紅等,2022),晚古生代未見報道。金水口泥盆紀層狀花崗巖的發現暗示青藏高原北部除了中生代外,古生代也存在Li-Be礦成礦潛力,明確了東昆侖加里東期碰撞造山帶碰撞后伸展階段具有重要的成礦意義,特別是東昆侖加里東期碰撞造山帶碰撞后(晚志留世-泥盆紀)伸展作用影響的區域具有很大的偉晶巖型Li-Be礦找礦前景。

5 結論

(1)東昆侖金水口層狀巖體由下部相對弱分異黑云母二長花崗巖和上部高分異二云母正長花崗巖、石榴子石堿長花崗巖、鈉長花崗巖組成。形成時代為396～391Ma。

(2)高分異二云母正長花崗巖、石榴子石堿長花崗巖和鈉長花崗巖是黑云母二長花崗巖結晶分異的產物,它們具有相似的全巖Nd同位素組成,εNd(t)值為-6.52～-4.48,源于元古代地殼和部分新生年輕地殼組成的下地殼,為I型花崗巖,形成于碰撞后伸展構造背景。

(3)金水口層狀花崗巖與躍進山花崗巖共同構成了潛在的稀有金屬礦化偉晶巖的母體花崗巖,躍進山花崗巖南側和東側具有偉晶巖型Li-Be礦的找礦空間。

(4)在青藏高原北部出現泥盆紀Li-Be礦成礦作用,暗示該區除了中生代外,古生代也存在Li-Be礦重要成礦潛力。

致謝兩位評審人對本文提出了建設性的建議和修改意見。南京大學王孝磊教授和中國科學院廣州地球化學研究所王強研究員審閱了全文,在此表示衷心的感謝!