邓红宾, 李培龙, 何文劲, 杨鹏涛, 官云彬

(四川省地质矿产勘查开发局川西北地质队, 四川 绵阳 621000)

0 引 言

东昆仑造山带主要构造-岩浆演化由加里东期、华力西-印支期两个构造岩浆旋回构成[1-2], 主要岩石类型为英云闪长岩、花岗闪长岩以及花岗岩, 其次为闪长岩和二长花岗岩[3], 岩浆岩较为丰富, 是中国一条重要的构造岩浆活动带, 其中酸性侵入岩广泛出露[2, 4]。中酸性侵入岩体以岩基、岩株及带状产出, 时限可主要从泥盆纪—三叠纪。大水沟一带大地构造背景属北昆仑岩浆弧带, 带内大面积分布泥盆纪侵入岩体, 主要岩石类型有角闪闪长岩、石英闪长岩、二长花岗岩等, 其与俯冲作用有关[5]。区域上众多的花岗岩体显示大水沟一带的岩浆活动并不是一个孤立的岩浆事件。

东昆仑造山带是青海省找矿前景最好的地区之一, 成矿条件优越, 矿产丰富, 众多专家学者对东昆仑花岗岩进行了大量的研究。迄今为止, 东昆仑造山带内起主导并同岩浆作用有关的成矿与火成岩岩石组合之间的关系研究未查阅到相关文献, 火成岩类成岩与成矿作用的实质联系尚未查明[6-7], 区域上针对花岗岩中矿质元素的研究亦极少。近年来东昆仑造山带在基础地质调查中取得了一系列成果和认识, 应在已获得资料中认真梳理岩浆作用与成矿有关的有利地段, 重视火成岩类成岩与成矿实质联系, 进一步寻找矿产突破口。

大水沟一带花岗岩地处东昆仑造山带中段, 位于尕牙合沟至大格勒沟一带即东昆中与东昆北断裂之间[8], 距格尔木市东侧约50 km。在本次工作中，通过野外较详细的地质调查, 进一步细化了研究区侵入岩的岩石类型、时空分布、岩石学及岩石地球化学特征, 加强了各侵入岩体间接触关系观察, 但对花岗岩体缺乏系统的岩石地球化学与成矿作用的关联研究。在剖面测制时, 采用连续拣块方式采集了部分岩体岩石地球化学样品进行光谱分析, 以区分构造岩浆期次及岩石类型, 根据岩石样品中元素含量, 简要分析侵入岩体中矿质特征与成矿的直接、间接关系, 以提高该地区岩浆成岩成矿背景认识, 为总结区域成矿规律提供事实依据。

1 区域地质背景及岩体地质

研究区大地构造位置属东昆仑弧盆系北昆仑岩浆弧带, 北侧以东昆北断裂为界与柴达木地块断层接触, 南侧与康西瓦-南昆仑-玛多-玛沁对接带布尔汗布达蛇绿混杂岩带相邻[5](图1), 成矿区带属昆仑(造山带)东昆仑石棉成矿带东昆仑北部(断隆/岩浆弧)石棉成矿亚带[9]。

图1 大水沟地区中酸性侵入岩分布图(据文献[8]修改)Fig.1 Distribution map of intermediate-acid intrusive rocks in Dashuigou area1—第四系; 2—奥陶系; 3—中-新元古界; 4—古元古界; 5—辉长岩; 6—正长花岗岩; 7—二长花岗岩; 8—英云闪长岩; 9—花岗闪长岩; 10—石英闪长岩; 11—闪长岩; 12—断层及编号; 13—同位素年龄样采集点; 14—剖面位置及编号; 15—金矿点/铜矿点; 16—钼矿化点; 17—1∶50万化探综合异常

与花岗岩体接触地层主要为古元古界金水口岩群(黑云)二长片麻岩、长英质片岩及长英质变粒岩; 零星出露有中-新元古界长城系小庙岩组石英岩与白云石英片岩夹大理岩, 蓟县系狼牙山组大理岩化细晶灰岩为主夹多层凝灰岩及青白口系邱吉东沟组变质砂岩夹板岩等; 东昆中断裂带南地层为奥陶系纳赤台群浅变质玄武岩、玄武安山岩、砂质泥岩、碳酸盐岩组合。构造线为NWW(近EW)、NW向， 少量NE向。

野外花岗岩体基岩裸露, 平面形态长轴方向呈不规则状、椭圆状近EW向展布, 多呈岩基、岩株状产出, 少量呈小岩瘤状。岩体侵位于金水口岩群、小庙岩组等变质地层中, 接触界线不平整, 多具角岩化蚀变, 边缘泥化强烈。主要出露岩性有正长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩、石英闪长岩和英云闪长岩, 以英云闪长岩、正长花岗岩为主, 见少量闪长岩、辉长岩体[10]。在正长花岗岩与英云闪长岩和花岗闪长岩接触边界， 偶见少量后期正长花岗岩脉穿插或花岗闪长岩及英云闪长岩包体, 为超动接触关系, 与二长花岗岩接触界线较清楚, 界面波状弯曲, 为脉动接触关系; 英云闪长岩与花岗闪长岩及石英闪长岩接触界线模糊或呈渐变过渡, 为脉动接触关系[8]。其中正长花岗岩、二长花岗岩及花岗闪长岩特征如下:

正长花岗岩呈肉红色, 具细—粗粒花岗结构, 块状构造(图2a)。矿物成分为正长石(57%±)、斜长石(5%±)、石英(35%±)和黑云母(2%～3%±)(图2b)。斜长石呈半自形-自形板状, 粒径0.5～1 mm, ⊥(0/0)晶带最大消光角法测得An=15～20, 为更长石, 部分斜长石发生绢云母化； 正长石呈他形粒状, 粒径1～6 mm；石英呈他形粒状, 粒径0.1～2 mm； 黑云母呈片状, 棕色。

二长花岗岩呈浅肉红色、浅灰紫色, 中-细粒花岗结构, 块状构造(图2c)。矿物成分为正长石(42%±)、斜长石(33%±)、石英(20%±)、黑云母(5%±)(图2d)。斜长石呈半自形-自形板状, 粒径1～4 mm, 具钠长双晶和卡钠双晶, ⊥(010)晶带最大消光角法测得An=15～35, 为更-中长石, 部分长石发生钠黝帘石化或绢云母化； 正长石呈他形粒状, 粒径4～11 mm；石英呈他形粒状, 粒径0.3～5 mm； 黑云母呈片状, 棕色。

花岗闪长岩呈灰-灰白色, 中-粗粒花岗结构, 块状构造(图2a)。矿物成分为斜长石(50%±)、正长石(10%±)、石英(30%±)、黑云母(5%±)、微斜长石(5%±)。斜长石呈半自形板状, 粒径3～7 mm, 具聚片双晶、环带构造, 斜消光, ⊥(010)晶带最大消光角法测得An=25～40, 为中长石, 部分表面有轻微绢云母化； 微斜长石他形粒状, 可见格子状双晶； 正长石呈他形粒状, 部分与石英相交生形成文象结构； 石英呈他形粒状, 粒径为1.5～6 mm, 充填于斜长石等矿物间； 黑云母呈棕褐色-浅褐色, 片状, 粒径为1～3 mm。

图2 大水沟一带正长花岗岩、二长花岗岩野外接触关系及显微照片Fig.2 Field contact relationship and microphotograph of syenogranite and monzogranite in Dashuigou areaKfs—钾长石; Qtz—石英; Bt—黑云母; Pl—斜长石

2 锆石 U-Pb年龄测定

2.1 样品分析与测试

本次在大格勒东支沟中游实测剖面PM11上(图1)获取测年样品, 岩体裸露, 采集岩性为正长花岗岩, 采样编号为PM11-25-U-Pb1，经纬度坐标为E95°41′58″、N36°06′06″。LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb定年测试分析在中国地质科学院矿产资源研究所MC-ICP-MS实验室完成。数据处理采用ICPMSDataCal程序[11], 测量过程中绝大多数分析点206Pb/204Pb>1 000, 未进行普通铅校正,204Pb由离子计数器检测,204Pb含量异常高的分析点可能受包体等普通Pb的影响, 对204Pb含量异常高的分析点在计算时剔除, 锆石年龄谐和图用Isoplot 3.0程序获得[12]。

2.2 锆石U-Pb年龄

通过详细对比、分析锆石的透反射光和阴极发光CL显微图像, 选取锆石测定部位, 多数锆石自形程度较好、晶形特征相似, 表面较光滑, 内部结构清晰且震荡环带发育。测定中随时将数据投影至谐和曲线图中进行合理的现场判断, 选取合适的锆石及其部位进行测定。样品同位素分析结果见表1, 主要测点的阴极发光图像及锆石U-Pb年龄谐和曲线如图3和图4所示。

表1 大水沟一带正长花岗岩LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb定年结果(样品PM11-25-U-Pb1)Table 1 LA-MC-ICP-MS zircon U-Pb dating results of syenogranite in Dashuigou area(Sample PM11-25-U-Pb1)

图3 锆石阴极发光图像和年龄值Fig.3 Cathodoluminescence images and age of zircon

图4 锆石U-Pb年龄谐和图及加权平均值Fig.4 Zircons U-Pb age concordia and weighted average

对正长花岗岩样品进行了20个锆石测点的同位素数据测试, 结果比较复杂, 具有2组年龄信息。锆石中的Th/U值是判断其成因的有效参数, 当该值大于0.10时, 被作为岩浆成因锆石区别于变质成因锆石的标志[13]。其中测点2～7、9、10、15、20号锆石： Th 和 U 含量分别为(56～659)×10-6和 (92～730)×10-6, 正相关性较为明显, 变化范围较大; Th/U 值在 0.61～0.92, 数据较为集中, 总体表现为线性相关特征, Th/U值相对稳定; 锆石校正后获得的206Pb/238U年龄值在391～400 Ma, 年龄数据比较集中, 在锆石U-Pb一致曲线上均接近谐和线(图4a), 给出的加权平均年龄值为395±3 Ma(MSWD=0.60,n=10)。 测点8、11、12、17～19号锆石： Th和U含量分别为(30～206)×10-6和(34～284)×10-6, 正相关性较为明显, 变化范围不大; Th/U 值为0.68～0.86, 数据较为集中, 总体表现为线性相关特征, Th/U值相对稳定； 锆石年龄值在415～439 Ma(MSWD=2,n=6), 年龄值在锆石U-Pb一致曲线上近于谐和但不集中(图4a),MSWD大于1, 数据不理想, 且锆石环带不清晰, 影响进一步探究正长花岗岩生长环带成因。 测点1号锆石： 虽具有明显的岩浆振荡环带也代表岩体的结晶年龄, 在测试时捕获锆石放射性成因U或Pb含量流失, 导致锆石年龄数据偏小且水平偏离谐和线, Th/U值为0.54, 是锆石测点数据值中最低的, 与其他的锆石年龄数据差较大并为单点, 可信度不高。 测点14、16号锆石：年龄值分散为孤立点, 地质意义不明确。因此, 395±3 Ma年龄结果能代表正长花岗岩的侵入结晶年龄, 与区域地质背景相吻合。

3 岩石地球化学特征

3.1 样品采集与测试方法

研究区岩石地球化学样在剖面PM09、PM10、PM11、PM12中岩体的不同部位采集(图1), 元素分析在国土资源部武汉矿产资源监督检测中心完成。岩石检测温度25 ℃, 湿度55%RH, 主量元素采用四硼酸锂熔片-XRF法用X荧光光谱仪(MagiX pro 2440)进行分析测试, 其中FeO采用硫酸-氢氟酸溶矿-重铬酸钾滴定法， H2O+采用高温加热-浓硫酸吸收-重量法， CO2采用非水滴定法, 误差范围均在0.02%～0.05%。 稀土元素分析仪器是质谱仪(Thermo Elemental X7), 采用HNO3、H2SO4、HClO4、HF溶矿及王水提取 ICP-MS, 误差范围(0.005～0.2)×10-6。 微量元素中， Nb、Ta、Zr、Hf元素用过氧化钠融熔-ICP-MS, 分析仪器是质谱仪(Thermo Elemental X7), 误差范围(0.1～1.5)×10-6； Sr、V、Ba元素分析仪器是等离子体发射光谱仪(iCAP 6300), 用四酸溶矿-ICP-OES, 误差范围(2～5)×10-6； Sc、Cr、Li、U、Cs、Th、Rb元素分析仪器是质谱仪(Thermo Elemental X7), 采用四酸溶矿-ICP-MS, 误差范围(0.05～3)×10-6。分析结果及主要岩石化学参数见表2、表3。

表2 大水沟一带花岗岩体主量元素分析结果Table 2 Analysis results of major elements of granites in Dashuigou areawB/%

表3 大水沟一带花岗岩体微量元素、稀土元素分析结果Table 3 Analysis results of trace elements and REE of granites in Dashuigou areawB/10-6

3.2 主量元素特征

大水沟一带花岗岩主量元素中, 正长花岗岩SiO2含量在70.78%～75.14%, 全碱含量范围在7.90%～8.66%, 碱饱和指数NK/A在0.58～0.68, Na2O/K2O值在0.43～0.75, 显示为富钾特点。 二长花岗岩SiO2含量主要在67.93%～70.41%, 全碱含量为4.80%～7.33%, 碱饱和指数NK/A在0.37～0.50, Na2O/K2O值1个为0.73, 其余3个介于1.04～1.35, 总体显示为富钠特点。 在SiO2-K2O图解中, 岩石属钙碱性-钾玄岩系列岩石[14](图5a); 在TAS图解[15]中，11件落于Irvine分界线下方的花岗岩1个区域中, 1件在花岗闪长岩区域中； 采用An-Ab-Or标准矿物分类方案[16](图5b)，与QAP分类结果总体较为一致。

图5 大水沟一带花岗岩SiO2-K2O图解(a仿文献[14])与An-Ab-Or分类图解(b仿文献[16])Fig.5 SiO2-K2O diagram(a) and An-Ab-Or classification diagram(b) of granites in Dashuigou area

3.3 微量元素和稀土元素特征

大水沟花岗岩微量元素原始地幔标准化蛛网图见图6a。据张旗等研究，在微量元素分布图上, Sr、Ba、Ti、P是强烈亏损的,而REE图最重要的

图6 微量元素原始地幔标准化蛛网图(a)与稀土元素球粒陨石标准化配分图(b)(标准化数值据文献[17])Fig.6 Primitive mantle-normalized trace element spidergrams(a) and chondrite-normalized REE patterns(b) of granites

看点是强烈亏损Eu, Yb一般较高, 但也可以较低(<10×10-6)，这是A型花岗岩最重要的地球化学特征[18]。 本区正长花岗岩及二长花岗岩的样品， 微量元素分析除无Ti元素外, 其余元素特征较为吻合。中酸性岩浆岩Sr和Yb是两个非常有意义的地球化学指标, 以质量分数Sr=400×10-6, Yb=2×10-6为界将花岗岩划分为5类[19], 即: 高Sr低Yb型(Sr>400×10-6, Yb<2×10-6)、低Sr低Yb型(Sr<400×10-6, Yb<2×10-6)、低Sr高Yb型(Sr<400×10-6, Yb>2×10-6)、高Sr高Yb型(Sr>400×10-6, Yb>2×10-6)以及非常低Sr高Yb型(Sr<100×10-6, Yb>2×10-6)花岗岩。研究区花岗岩体具有低Sr(18.1×10-6～291.1×10-6)、高Yb(2.000×10-6～17.380×10-6)特征; 低Sr高Yb型花岗岩形成的压力可能非常低(小于0.5 GPa), 许多A型花岗岩和高分异花岗岩属于此类[20]。

岩石LaN/YbN值在2.40～44.11, LREE/HREE值在2.94～18.92，稀土元素球粒陨石标准化配分图中(图6b), 也反映岩浆岩轻稀土相对富集; 正长花岗岩δEu为0.01～0.07, 二长花岗岩δEu为0.12～0.66, 属于铕亏损型，正长花岗岩铕亏损更显著; δCe为0.94～1.19, 整体显示铈为无异常或略亏损。

4 岩石成因与构造环境

4.1 岩石成因

不同成因类型的花岗岩都与特定构造环境有关。大水沟花岗岩体中正长花岗岩与二长花岗岩FeOT/MgO 值分别为4.88～18.00(均值11.21)及1.26～6.15(均值3.15), 与澳大利亚Lachlan褶皱带中的铝质A型花岗岩的FeOT/MgO 变化范围(4.16～35.2)[21]相近, 明显不同于一般I型(991个样品平均值 2.27)、S型(578个样品平均值 2.38)和M型(17个样品平均值 2.37)花岗岩[22]; 相对于A型花岗岩, 高分异的S型花岗岩具有更高的P2O5(均值为0.14%)和更低的Na2O(均值为2.81%), 随着分异程度的增加, P2O5含量也增加, 表现出与A型花岗岩相反的趋势[21], 研究区正长花岗岩P2O5值在0.04%～0.09%(均值0.07%), Na2O值在2.54%～3.59%(均值3.25%), 二长花岗岩P2O5值在0.11%～0.24%(均值0.195%), Na2O值在2.54%～3.73%(均值2.97%), 与高分异的S型花岗岩截然不同。 一般来说，A型花岗岩全铁(FeOT)含量大于1.00%, 而高分异I型花岗岩全铁(FeOT)小于1.00%, 且具有高的Rb含量(大于270×10-6), 相对低Ba、Sr、Zr+Nb+Ce+Y、Ga含量和Ga/Al值[23]。 研究区正长花岗岩FeOT值在1.62%～4.15%, Rb含量平均值为264×10-6, 但Ba、Sr相对低等; 二长花岗岩FeOT值在2.42%～4.50%, Rb含量平均值为138×10-6, 但Ba、Sr也相对低等。

两种岩性与王强等[23]提出的鉴别特征既有不同也有相同之处, 不易判别。正长花岗岩及二长花岗岩具富集轻稀土、高场强元素Zr、Hf、U、Th、Ce及大离子亲石元素K、Rb, 亏损Ba、Sr、P和Eu元素, 主量元素铝饱和指数A/CNK=0.95～1.22, Al2O3饱和度值变化大, 与S型花岗岩的强烈富铝有差别, 显示出A型花岗岩的地球化学特征; 里特曼指数σ值在0.82～2.53, 属钙碱性系列岩石[24]。

岩石CIPW标准矿物组合，8件正长花岗岩样品中：含刚玉标准分子有5件, 范围为0.13～2.78, 大于1%的3件, 小于1%的2件； 含透辉石标准分子样品3件, 范围为0.58～1.27。 4件二长花岗岩含刚玉标准分子, 范围为0.27～2.58, 大于1%的1件, 小于1%的3件, 显示矿物成分缺少角闪石, 与典型的I型花岗岩具有较大的区别[25-26]。 岩石明显富集高场强元素(HFSE)Zr、Hf、U、Th、Ce, 相对亏损的大离子亲石元素(LILE)Sr、Ba等, 其中出现Ba、Sr、P和Eu元素明显的低谷, 显示出A型花岗岩的岩浆特征[27]。

各稀土元素配分曲线几乎一致, 显示同源岩浆演化特点, Eu负异常特征明显, 显著较深的Eu谷显示具典型的海鸥式REE分配模式, 所有数据表现为右倾缓倾斜型, 轻稀土曲线较陡, 重稀土曲线趋于平缓的特征, 不同岩石类型存在少量差异, 岩浆分异特征明显。

高度分异的I型和S型花岗岩(SiO2>74%)与A型花岗岩在化学成分上有类似的特征, 在Zr+Nb+Ce+Y-FeOT/MgO图解中(图7a), 样品均落入A型花岗岩区, 在Zr+Ce+Y-Rb/Ba图解中(图7b), 样品显示Zr+Ce+Y与Rb/Ba呈分散特征, 无任何相关关系, 与高分异的I型和S型花岗岩Zr+Ce+Y与Rb/Ba值具负相关不同。Eby[28]根据化学成分将A型花岗岩类分为A1型和A2型, 其中A1型(Y/Nb<1.2)与大陆裂谷或板内环境有关, A2型(Y/Nb>1.2)形成于造山后或碰撞环境。本区正长花岗岩Y/Nb值在2.8～3.88(均值3.39),二长花岗岩Y/Nb值在2.41～4.65(均值3.26),两类岩性的Y/Nb值皆>1.2属A2型； Y/Nb-Yb/Ta图解[28](图7c)样品主要落在岛弧玄武岩(IAB)和洋岛玄武岩(OIB)之间的A2区, Nb-Y-Ce图解(图7d)样品全落入A2范围, 两个图解判别属A2型, 表明岩石为壳-幔源岩浆特征。对于区分A型花岗岩及高分异I、S型花岗岩, 不同专家学者提出不同的划分标准[22, 29-30], 东昆仑造山带相继发现了A型花岗岩: 如乌兰乌珠尔与拉陵灶火地区发现了早-中泥盆世A2型花岗岩[31-32], 喀雅克登塔格南坡正长花岗岩体锆石U-Pb年龄在357～369.8 Ma, 具有A型花岗岩的特点[6], 楚鲁套海酸性侵入体具晚二叠世A型花岗岩特征[33], 祁漫塔格地区晚三叠世A2型正长花岗岩[34]等。综合上述结合区域特征, 认为大水沟花岗岩体整体显示为A2型花岗岩的特点。

图7 大水沟一带花岗岩成因判别图解(a、b仿文献[15]); c、d仿文献[28])Fig.7 Discrimination diagrams of granite genesis in Dashuigou area

在前人工作的基础上, 吴锁平等[27]绘制了一定量A型花岗岩的εNd-εSr相关图解, 识别出了亏损、原始、富集地幔及壳-幔、壳源等多种物源类型, 表明了A型花岗岩物源的多样性。A型花岗岩不可能是单一的地壳来源[35], A型花岗岩很可能是多源多成因的[36]。花岗岩中Sr的负异常有两种可能, 一种源区长石矿物的分离, 另一种是源区Sr含量低(下地壳Sr含量低), 具Eu负异常的中酸性火成岩形成于陆壳, 两方面表明物质来源具有壳幔混合的成分[37], 大水沟一带花岗岩的Sr为负异常, 表明物质来源应有壳幔混合的成分。原生幔源岩浆的Mg#值变化范围为0.65～0.75[37], 下地壳岩石部分熔融形成的熔体Mg#值<45[38], 大水沟一带花岗岩Mg#值9.19～60.84, 平均值25.11, 表明花岗岩并非原生幔源岩浆且不全为下地壳熔融; 大水沟一带花岗岩体δEu值为0.01～0.66, 负Eu异常明显, 可能在岩石部分熔融或分离结晶作用过程

中斜长石及正长石大量存在或晶出残留源区, 多阶段的分离结晶可形成大的Eu负异常(δEu<0.1), 正长花岗岩就属于此。δCe值为0.94～1.19, Ce无异常或略亏损, 表明岩浆源于地壳上部的重熔, 部分岩石具下地壳或上地幔物质混染的特征[31]。岩石中强烈亏损Sr、Ba、P、Eu, 说明岩浆结晶分异在演化过程中的主导作用。

Nb/Ta可作为指示壳-幔体系地球化学作用指标[39]。原始地幔Nb/Ta值为17.39, Zr/Hf为36.25[17], 而下地壳Nb/Ta值为8.33, Zr/Hf为35.79[40]。地幔直接派生的OIB玄武岩(夏威夷、大西洋岩石省)Nb/Ta值接近原始地幔值, 但IAB玄武岩、火山弧花岗岩和A2亚型花岗岩由于有陆壳参与熔融或受其混染, 此值明显下降, 如IAB玄武岩为8～28, 同碰撞花岗岩为5～12, A2亚型花岗岩4～9.5, I型花岗岩1.5～22[39, 41-42]。研究区的正长花岗岩: Nb含量(21.4～50.1)×10-6, 平均30.9×10-6; Ta在(1.95～5.41)×10-6, 平均2.62×10-6; Nb/Ta值为9.26～15.37, 平均12.27; Zr在(473～1 189)×10-6, 平均887×10-6; Hf在(22.92～28.14)×10-6, 平均24.72×10-6; Zr/Hf值20.64～46.29, 平均35.62。二长花岗岩: Nb含量(8.1～12.7)×10-6, 平均10.7×10-6; Ta在(0.95～1.44)×10-6, 平均1.15×10-6; Nb/Ta值为7.86～10.74, 平均9.36; Zr(265～1 509)×10-6, 平均588×10-6; Hf(8.29～32.64)×10-6, 平均14.65×10-6; Zr/Hf值30.59～46.23, 平均35.93。显示正长花岗岩源区Nb/Ta值(12.27)低于原始地幔值(17.39)接近IAB玄武岩值(8～28)范围, 但高于下地壳值(8.33), Zr/Hf值(35.62)略低于原始地幔值(36.25)但接近下地壳值(35.79), 说明其源区物质来源为壳-幔混合物质, 受地壳组分影响相对小; 二长花岗岩源区Nb/Ta值(9.36)低于原始地幔值(17.39)接近A2亚型花岗岩值(4～9.5)范围, 也略高于下地壳值(8.33), 但Zr/Hf值(35.93)略低于原始地幔值(36.25)及略高于下地壳值(35.79), 说明其源区物质来源为壳-幔混合物质, 受地壳组分影响略大。综上特征显示, 正长花岗岩及二长花岗岩的源区物质来源为壳-幔混合物质, 与仅受地壳成分的影响不同, 二长花岗岩更接近A2亚型花岗岩。

4.2 构造环境

本次在大格勒沟正长花岗岩中获得锆石U-Pb年龄为395±3 Ma, 英云闪长岩锆石U-Pb年龄为402±3 Ma[10], 大格勒富含暗色微粒包体的二长花岗岩的锆石U-Pb年龄为403±3 Ma(据马昌前等, 未刊资料)， 邻区跃进山花岗闪长岩锆石U-Pb年龄为407±3 Ma[43], 时代属早泥盆世, 均能代表研究区内岩体年龄。

A型花岗岩不仅限于板内裂谷的非造山环境, 还包括了造山晚期、造山后期等多种与俯冲有关的构造环境[28, 36]。A型花岗岩进一步划分为两个亚型: A1亚型为非造山环境的碱性花岗岩, 主要与上地幔热柱和裂谷作用有关, A2亚型为后造山碱性花岗岩, 主要与大陆边缘地壳伸展作用或陆内剪切作用产生的拉张环境有关[28, 44]。大水沟正长花岗岩及二长花岗岩构造判别图解中, 在Rb-(Yb+Ta)判别图解上(图8a), 样品投点靠近同碰撞花岗岩与火山弧花岗岩区域边界, 具有同碰撞花岗岩的地球化学特征, 是一种造山型花岗岩; 在图8b、c图解[46]上, 岩石皆落入IAG+CAG+CCG区, 显示为造山环境。区域上东昆仑喀雅克登塔格早泥盆世花岗岩属后碰撞花岗岩[47], 拉陵灶火地区发现的中泥盆世 A2型花岗岩已处于伸展阶段[32], 跃进山地区早泥盆世二长花岗岩和花岗闪长岩形成后碰撞环境中[43], 表明东昆仑造山带东段和西段出现的大量早泥盆世花岗岩进入了碰撞造山阶段。结合区域上研究成果, 大水沟一带花岗岩属于挤压应力环境中造山事件的地质体, 表明地壳属不稳定状态, 正在以变形作用为特征, 形成华力西期早期具有造山环境A2型花岗岩。

图8 大水沟一带花岗岩构造环境判别图解(a仿文献[45]; b、c仿文献[46])Fig.8 Discriminant diagram of granite tectonic environment in Dashuigou areaIAG—岛弧花岗岩类; CAG—大陆弧花岗岩类; CCG—大陆碰撞花岗岩类; POG—后造山花岗岩类; RRG—与裂谷有关的花岗岩类; CEUG—与大陆的造陆抬升有关的花岗岩类

东昆仑造山带演化不是一个简单的俯冲碰撞增生过程, 而是一个具多旋回复杂演化历史的造山带, 经历过多旋回的洋陆转化, 碰撞后的陆内演化也很复杂[48-50]。结合区域构造演化及地质年代讨论, 东昆仑造山带主要经历了始特提斯和古特提斯两期重要的构造演化过程。东昆仑始特提斯洋的打开和扩张应发生在早寒武世之前[51], 早寒武世末到晚奥陶世, 东昆仑地区存在明显的始特提斯洋持续的俯冲消减过程, 吐木勒克西南晚奥陶世蓝闪石片岩与其伴生的辉长岩(Ar-Ar 年龄为 445±2 Ma)的出现作为洋盆主体关闭和陆壳俯冲碰撞开始的标志[2, 43], 牦牛山组磨拉石建造形成晚志留世—早泥盆世(锆石U-Pb年龄值400～423 Ma)代表地层沉积形成时限[52], 早泥盆世跃进山花岗岩岩浆活动均具有典型后碰撞岩浆作用[43]、曲龙山及大灶火东南花岗岩组合进入弧-陆碰撞阶段[7]等。大水沟一带花岗岩的构造判别图解结果与区域构造岩浆演化较为一致。

5 花岗岩体矿质元素与成矿作用

不同成因类型的花岗岩各有其成矿作用特点, 研究花岗岩中矿质元素的丰度及其规律, 对岩性的含矿特征具有重要意义。矿质元素的含量反映了岩石的物质基础, 是成矿物质的来源、浓集机制及成矿环境问题, 岩石矿质元素含量是侵入岩体成矿的基本要素及其蕴含的地质意义。野外地质调查期间在正长花岗岩、二长花岗岩体实测剖面测制中采集了相应的光谱样品, 获得了10种矿质元素分析数据, 按构造岩浆期次及各岩石类型的元素含量进行统计(表4), 因区域上针对花岗岩的成矿元素分析极少, 故仅与中国花岗岩、青海省主要成矿带及附近各成矿带平均元素丰度值进行对比(表5、图9), 大致了解华力西构造岩浆期次主要岩石类型平均元素含量, 分析花岗岩的矿质特征。

表4 大水沟一带花岗岩体主要岩石类型及区域成矿单元成矿元素含量平均值Table 4 Average content of metallogenic elements in main rock types of granite in Dashuigou area and regional metallogenic unit

表5 大水沟一带花岗岩体主要岩石类型成矿元素的富集系数Table 5 Enrichment factors of ore-forming elements of main rock types in Dashuigou granite

富集系数常用于判断地球化学元素的富集或贫化, 一般情况下: <1, 显示元素的次生贫化; >1, 表示该元素次生富集, 地质找矿意义相对较大。正长花岗岩与二长花岗岩成矿元素与各成矿带对比(图9)表明: 在正长花岗岩中元素Y、Nb、Sb、Sn的含量相对富集, 其次为元素Zn; 二长花岗岩中相对富集的元素为Co、Y、Nb, 其次为Zn、Mo。

图9 大水沟一带正长花岗岩(a)及二长花岗岩(b)富集系数(相对于各成矿带)曲线Fig.9 Curves of enrichment coefficients of syenogranite(a) and monzogranite(b) in Dashuigou area(relative to various metallogenic belts)

随着地质调查及科研工作不断深入, 东昆仑造山带发现了一大批与金属矿形成有密切关系的中酸性岩体。晚华力西-印支期旋回的侵入岩分布广、规模大, 在花岗岩浆-构造事件序列中扮演着非常重要的角色[56-57]。东昆仑造山带祁漫塔格地区花岗岩类成矿专属性中，富钾的A型和S型花岗岩类与钨、锡、铌、钽、稀土元素等矿化相关性强, 富钠的I型花岗岩类与铜、钼矿化关系密切[58]; 祁漫塔格地区早志留世以A型花岗岩为主的白干湖、戛勒赛等地与矽卡岩-云英岩-石英脉型钨锡成矿密切相关, 早-中泥盆世以 I 型花岗岩为主的野马泉北带等与区内的矽卡岩型铁多金属成矿密切相关, 与斑岩型铜钼(卡而却卡等)、矽卡岩型铁多金属(尕林格等)、层控矽卡岩型铅锌(维宝、虎头崖等)成矿密切相关的主要以 I+A 型花岗岩为主, 晚三叠纪末与稀有矿化(于沟子)关系密切为 A 型花岗岩[59]; 中-晚三叠世以碰撞-后碰撞阶段的垂向增生为主, 与成矿有关的岩浆岩主要为中-晚三叠世石英闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩、正长花岗岩、花岗斑岩等, 以I 型、A 型花岗岩为主, 成矿时代集中于248～210 Ma[60]; 夏日哈木铜镍矿床为中国第二大镍矿床, 形成时代为志留纪—泥盆纪, 这意味着志留纪—泥盆纪是我国第3个镍矿主成矿期, 表明在东昆仑祁漫塔格地区华力西期存在一次构造-岩浆事件[61]; 野马泉地区与景忍碱性A型正长花岗岩有关的铁、铜、多金属的主要成矿期为印支期[62]; 野马泉矽卡岩型铁多金属矿床多数分布在印支期晚三叠世A 型正长花岗岩的外接触带上[63]; 已发现哈西亚图、野马泉、尕林格、它温查汉、它温查汉西等多处大、中型矿床与三叠纪花岗质岩浆侵入活动有关的矽卡岩铁多金属成矿系列, 哈西亚图铁多金属矿是该类矽卡岩矿床的典型代表之一, 与石英闪长岩、花岗闪长岩关系密切[64-65]; 野马泉铁多金属矿床的富硅富钾过铝质钙碱性、具有壳幔混合特征的I型花岗岩岩石具有良好的成矿性[66]。

6 结 论

(1)在东昆仑大格勒沟中获得正长花岗岩锆石U-Pb年龄值为395±3 Ma, 属早泥盆世。

(2)岩石地球化学特征显示, 花岗岩体中正长花岗岩及二长花岗岩的轻稀土元素相对富集, 明显富集高场强元素Zr、Hf、U、Th、Ce, 相对亏损大离子亲石元素Sr、Ba， 出现Ba、Sr、P和Eu元素明显的低谷； 铝饱和指数A/CNK=0.95～1.22, Al2O3饱和度值变化大, REE分配模式具显著较深的Eu谷且呈典型海鸥式, 表现为同源岩浆演化且岩浆分异特征明显; 岩体具低Sr高Yb型花岗岩, 源区物质来源为壳-幔混合物质, 整体显示为A2型花岗岩的特点, 岩石构造环境判别图显示属造山型花岗岩。

(3)花岗岩体形成时代属早泥盆世, 区域上有与成矿密切且成因相关的酸性侵入岩体, 具有与成矿事实相对富集的矿质元素Y、Nb、Sb、Sn、Zn、Co等。

(4)在实测剖面中获得正长花岗岩及二长花岗岩10种成矿元素分析数据, 与中国花岗岩、青海省主要成矿带及附近成矿带平均元素丰度值进行对比, 显示有与区域相匹配的富集元素, 初步得到不同岩性、不同类型花岗岩富集的矿质元素, 指示了找矿方向。结合区域目前已有的研究资料, 认为研究区有较好的找矿前景, 应引起足够的重视。