王秉璋 潘彤 王强 李五福 祁生胜 郑英 金婷婷 刘金恒

1. 青海省地质调查院, 青藏高原北部地质过程与矿产资源重点实验室,西宁 810012 2. 青海省地质矿产勘查开发局,西宁 810001 3. 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 4. 青海省地质调查局,西宁 810000

花岗岩-伟晶岩型锂铍矿床是锂铍金属矿床的重要类型。我国的花岗伟晶岩中产出的铍矿床数量多、分布广,占探明总储量的比例大,BeO工业储量最多(李建康等,2017)。高分异花岗岩在稀有金属(Li、Be、Nb、Ta等)具有成矿专属性(吴福元等,2017)。近年来,青藏高原发现的Li-Be矿床均被证明与高分异花岗岩相关,例如阿尔金中段吐格曼地区伟晶岩型Li-Be矿(徐兴旺等,2020)、川西甲基卡Li矿(付小方等,2015)等矿床均与高分异花岗岩相关,因此高分异花岗岩的识别在花岗岩-伟晶岩型锂铍矿床成矿规律分析与成矿预测中具有重要意义。茶卡北山伟晶岩型Li-Be矿床和具有一定规模的Li-Be矿化伟晶岩带的发现可推断宗务隆山构造带东段是青藏高原北部一条新的、重要的稀有金属矿成矿带,茶卡北山地区有望成为青藏高原北部一个新的Li-Be资源基地(王秉璋等,2020)。迄今为止的勘探进展表明,相关矿体和矿化体均分布在伟晶岩中,伟晶岩和伟晶岩脉群北西向沿区域构造线呈带状分布在宗务隆山南缘断裂北部地区,然而该地区是否存在与矿化伟晶岩有成因联系的花岗岩类侵入岩还没有报道,这制约了茶卡北山地区伟晶岩型Li-Be矿成矿规律研究与成矿预测的开展。最近,茶卡北山地区1:2.5万地质填图发现了印支期具有高分异特征的花岗岩体(阿斯合塔岩体),本文报道了该花岗岩的独居石和锆石U-Pb年龄、锆石Lu-Hf同位素和全岩Nd同位素、主微量元素资料,并初步分析了其与锂铍矿的成矿关系与找矿意义。

1 地质背景

茶卡北山地区西起乌兰县生格乡,向东至茶卡镇北东侧,相当于全吉地块(也称欧龙布鲁克地块)东北缘至青海南山西端的区域,处于全吉地块、南祁连地块和西秦岭(共和盆地)的接合部位,即祁-秦-柴接合部(图1)。该地区出露大量印支期侵入岩,形成有规模的印支期岩浆岩带,向东与青海南山岩浆岩带相接,并经共和县、贵德县和同仁市与西秦岭北缘印支期花岗岩带相连,构成北西-南东向展布的印支期岩浆岩带(图1),本文称为青海南山-同仁印支期岩浆岩带。青海南山-同仁印支期岩浆岩带岩浆岩主要形成于晚二叠世-中三叠世和晚三叠世两个阶段,晚二叠世-中三叠世(254～234Ma)岩浆岩出露面积占主体,以含有铁镁质暗色微粒包体的Ⅰ型花岗岩为主,其次为基性杂岩体。晚二叠世-中三叠世侵入岩代表性岩体有晒勒克郭来花岗闪长岩(250～243Ma;彭渊等,2016;Wuetal.,2019);同仁花岗闪长岩体(241Ma;Lietal.,2015);黑马河杂岩体(246～235Ma;张宏飞等,2006;张永明等,2017a;王盟等,2019),由辉长岩、闪长岩、石英闪长岩和花岗闪长岩组成;察汗诺花岗闪长岩体(244Ma;彭渊等,2016);许给沟花岗岩体(254Ma)、椅落山花岗闪长岩体(251Ma)、察汗诺角闪闪长岩体(249Ma)、察汗诺花岗岩体(248Ma)和察汗河花岗岩体(240Ma)(Wuetal.,2019);沟后岩浆杂岩体(249～243Ma;张永明等,2017b),由辉长岩、辉长闪长岩、石英闪长岩、花岗闪长岩组成;当家寺花岗岩体(241～240Ma;张永明等,2017c);双朋喜花岗岩体(242Ma;Luoetal.,2012);舍哈力吉岩体(234Ma;黄雄飞等,2014);过马营岩体(243～242Ma;Huetal., 2019)。晚三叠世花岗岩分布较少,主要有二郎洞花岗岩(215Ma;郭安林等,2009),江里沟复式岩体(229～217Ma,路东宇等,2017)。

青海南山-同仁印支期岩浆岩带西段生格-茶卡地区岩体围岩主要为古元古界达肯大坂岩群,是以长英质片麻岩为主的角闪岩相变质地层;茶卡北山Li-Be矿化伟晶岩围岩为含堇青石、石榴子石和十字石等变质矿物的云母片岩和云母石英片岩,被称为新元古界茶卡北山片岩岩组(青海省地质调查院,2022(1)青海省地质调查院. 2022. 青海省天峻县贡卡休玛地区1:2.5万区域地质矿产调查报告. 1-449)。中段青海南山地区岩体围岩主要为中-下三叠统隆务河组,其次为石炭-二叠系宗务隆山群;东段共和-同仁地区岩体主要分布在中-下三叠统隆务河组中(图1)。

2 岩体地质及岩石学特征

阿斯合塔岩体位于茶卡北山中部地区,相当于全吉地块东北缘(图1),围岩为元古界达肯大坂岩群,为一出露面积约34km2的复式岩体,由浅灰红色含石榴子石花岗岩、肉红色黑云母花岗岩和浅肉红色黑云母花岗闪长岩组成。此外,岩体中还分布有闪长岩脉、花岗岩脉、辉绿岩脉和伟晶岩脉(图2)。

图2 阿斯合塔地区地质略图

含石榴子石花岗岩呈岩株状产出,目前已识别出两个侵入体(图2),西侧岩体出露面积为0.16km2,东侧岩体出露面积为2.71km2。岩石呈浅灰红色和浅肉红色(图3a),细中粒花岗结构,块状构造,矿物主要为钾长石(37%～45%)、斜长石(22%～32%)、石英(20%～36%)、黑云母(0～8%)、白云母(1%～3%)和石榴子石(1%);钾长石呈半自形粒状晶,粒径为0.3～3.1mm,具条纹构造和格子双晶(图4a),为微斜条纹长石,轻度黏土矿化;斜长石半自形板状晶,具钠长聚片双晶,An=24～28,为更长石,个别具环带构造,为中长石,粒径为0.2×0.4mm～1.35×3.40mm,轻度绢云母化、黏土矿化蚀变;石英呈他形粒状晶,粒径为0.16～2.85mm;石榴子石呈不规则状,粒径为0.06～0.60mm,充填状分布于钾长石和斜长石晶间(图4a);黑云母呈片状晶,片径在0.10～1.25mm间,呈红褐色多色性,轻度绿泥石化,白云母片长为0.10～1.8mm(图4b)。东侧岩体中分布伟晶岩脉,个别岩脉可见绿柱石(图3b)(1件拣块化学样,BeO品位为0.34%);西侧岩体中也见有极少量晶簇状产出的绿柱石集合体(图3c)(1件拣块化学样,BeO品位0.21%)。

图3 阿斯合塔岩体野外照片

图4 阿斯合塔岩体显微结构照片

肉红色黑云母花岗岩构成了复式岩体的主体(图2),岩体整体呈现肉红色(图3d),块状构造,似斑状结构,中粗粒花岗结构(图4c),斑晶成分主要为钾长石(微斜条纹长石和条纹长石),次为少量斜长石,矿物主要为钾长石(38%～46%)、斜长石(20%～30%)、石英(22%～30%)、黑云母(2%～3%)和少量白云母(1%),磷灰石和褐帘石微量。

浅肉红色黑云母花岗闪长岩分布于复式岩体的南部,察汗诺一带,岩体整体呈现浅肉红色调(图3e),零星可见暗色包体(图3f)。矿物主要为钾长石、斜长石、石英和黑云母等(Wuetal., 2019;张金鹏等,2022)。

3 样品采集和分析方法

选择新鲜样品进行锆石U-Pb年龄、独居石U-Pb年龄、锆石Lu-Hf同位素和全岩主量元素、微量元素及Nd同位素分析。用于锆石、独居石U-Pb年龄和Lu-Hf同位素分析的样品是2件含石榴子石花岗岩(样品4841-1,N37°02′33″、E98°50′46″;4841-2,N37°02′42″、E98°50′22″);用于全岩主微量分析的样品包括4件黑云母花岗岩(ASHT01～04)和12件含石榴子石花岗岩(4841-1～9、ASHT05～07)。其中,样品4841-1的GPS坐标为N37°02′33″、E98°50′46″,样品4841-2～9的GPS坐标为N37°02′42″、E98°50′22″;样品ASHT01的GPS坐标为N37°00′51″、E98°50′19″,ASHT02的GPS坐标为N37°00′59″、E98°50′27″,ASHT03的GPS坐标为N37°01′36″、E 98°50′40″ ,ASHT04的GPS坐标为N37°01′44″、E98°50′44″,ASHT05的GPS坐标为N37°02′04″、E98°50′42″,ASHT06的GPS坐标为N37°02′08″、E98°50′42″,ASHT07的GPS坐标为N37°02′25″、E98°50′44″。用于全岩Nd同位素分析的样品为含石榴子石花岗岩,采样地点和位置与相同编号的全岩主微量分析样品一致。

样品的主量元素、微量元素、原位微区锆石Hf同位素比值、LA-ICP-MS锆石U-Pb定年和独居石LA-ICP-MS微区原位U-Pb定年均在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。

全岩主微量测试挑选新鲜样品,切去风化面,研磨至5mm剔除杂质,最后磨至200目粉末。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%。

锆石U-Pb同位素比值和微量元素含量利用LA-ICP-MS同时分析完成。GeolasPro激光剥蚀系统由COMPexPro 102 ArF 193nm准分子激光器和MicroLas光学系统组成,ICP-MS型号为Agilent 7700e,激光束斑直径为32μm,频率为5Hz。U-Pb同位素定年和微量元素含量处理中采用锆石标准91500和玻璃标准物质NIST610作外标分别进行同位素和微量元素分馏校正。每个时间分辨分析数据包括大约20～30s空白信号和50s样品信号。原位微区锆石Hf同位素比值利用激光剥蚀多接收杯等离子体质谱(LA-MC-ICP-MS)完成,激光剥蚀系统为Geolas HD(Coherent,德国),MC-ICP-MS为Neptune Plus(Thermo Fisher Scientific,德国),分析采用Neptune Plus新设计高性能锥组合,采用单点剥蚀模式,斑束直径为32μm。

独居石U-Pb同位素定年利用LA-ICP-MS分析完成。GeolasPro激光剥蚀系统由COMPexPro 102 ArF 193nm准分子激光器和MicroLas光学系统组成,ICP-MS型号为Agilent 7700e。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T型接头混合,激光剥蚀系统配置有信号平滑装置(Huetal., 2015),即使激光脉冲频率低达1Hz,采用该装置后也能获得平滑的分析信号,特别适用于高U含量样品的微区测试。本次分析的激光束斑直径为16μm,频率为2Hz。U-Pb同位素定年处理中采用独居石标准物质44069和玻璃标准物质NIST610作外标分别进行同位素和微量元素分馏校正。每个时间分辨分析数据包括大约20～30s空白信号和50s样品信号。对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算)采用软件ICPMSDataCa(Liuetal., 2010)完成。独居石样品的U-Pb年龄谐和图绘制和年龄加权平均计算采用Isoplot/Ex_ver3(Ludwig,2003) 完成。

Nd同位素分析采用Thermo Fisher Scientific公司的MC-ICP-MS(Neptune Plus)。实验流程采用2个Nd同位素标样(GSB 04-3258-2015和AlfaNd)之间插入7个样品进行分析,GSB 04-3258-2015的143Nd /144Nd分析测试值为0.512440±6(2SD, n=31)与推荐值0.512438±6(2SD)(Lietal., 2017)在误差范围内一致。选择USGS的BCR-2(玄武岩)和RGM-2(流纹岩)作为流程监控标样,数据表明,本实验流程可以对样品进行有效分离,分析准确度和精密度满足高精度的Nd同位素分析。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb测年和微量元素测试结果

2件锆石U-Pb测年样均采自阿斯合塔东侧岩体含石榴子石花岗岩,锆石U-Pb测年和微量元素测试结果列于表1和表2。

表1 阿斯合塔岩体含石榴子石花岗岩锆石U-Pb测年结果

表2 阿斯合塔岩体含石榴子石花岗岩锆石微量元素(×10-6)

样品4841-1含石榴子石花岗岩锆石以自形柱状晶为主,长约100μm,绝大多数锆石CL图像不透明和暗黑色,内部呈现不均匀或不规则的斑杂、斑块状和海绵状,部分锆石具有核幔结构、残余环带与较亮的微区,部分锆石晶棱弯曲或呈不规则港湾,选择晶形完整,残余环带较清晰的锆石进行测试(图5a)。其Th/U比值为0.11～2.34,平均值为0.64(n=38),这些特征表明其为岩浆成因锆石,受高U含量或残余流体交代,经历了蜕晶化和重结晶。LA-ICP-MS U-Pb分析结果显示38个测点中有23个测点具有高U(1706×10-6～20065×10-6)、Th(795×10-6～17354×10-6)和Pb(16×10-6～851×10-6)含量。锆石U-Pb测年38个测点206Pb/238U分布范围大(图5b),37号和38号测点206Pb/238U年龄是438Ma和1616Ma,其余36个测点分布在306～164Ma,其206Pb/238U年龄分布频率直方图(图6a)中的峰值为248Ma。原位微量元素分析结果显示14号测点(La/Yb)N为0.153,重稀土富集,Eu具负异常(δEu=0.01)(图5c),其余9个测点重稀土强烈富集,(La/Yb)N为0.001～0.025,Eu具负异常(δEu=0.01～0.20);21～22测点具有负Ce异常(δCe=0.31～0.66),其余绝大多数测点具有正Ce异常(δCe=1.00～22.6)。

图5 阿斯合塔岩体含石榴子石花岗岩锆石阴极发光图像(a、d)、U-Pb年龄谐和图(b、e)、球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(c、f)

图6 阿斯合塔岩体含石榴子石花岗岩锆石年龄直方图

样品4841-2含石榴子石花岗岩锆石特征同4841-1相似(图5d),CL图像低亮度或不透明,部分锆石内部呈海绵状,个别具核幔结构,热液交代明显,部分锆石具残余环带,选择晶形完整、环带较清晰以及内部较均匀的锆石进行测年。Th/U比值为0.14～2.59,平均值为0.78(n=45),表明锆石主要为岩浆成因。LA-ICP-MS锆石U-Pb分析结果显示锆石多数具有高U、Th特征,U为260×10-6～19012×10-6,Th为178×10-6～6550×10-6,Pb为12×10-6～897×10-6。46个测点206Pb/238U分布范围大(图5e),在297～173Ma之间,不能获得可信的加权平均年龄,其206Pb/238U年龄分布频率直方图(图6b)的峰值为232Ma。原位微量元素分析结果显示所有10个测点稀土分馏强烈,(La/Yb)N为0.00003～0.00952,重稀土强烈富集(图5f),Eu具负异常(δEu=0.01～0.39),Ce具正异常(δCe=3.66～37.3)。

4.2 独居石U-Pb测年和微量元素测试结果

为进一步约束含石榴子石花岗岩的形成时代,对上述2件样品同时开展了独居石U-Pb测年,分析结果列于表3。

表3 阿斯合塔岩体石榴子石花岗岩独居石U-Pb测年结果

样品4841-1的CL图像中独居石颗粒均为灰色,为自形-半自形柱状晶,粒径约60～220μm,具有分带现象(图7a)。对该样品选择32颗独居石进行测试,分析结果表明独居石的Th、U和Pb含量均较高,分别为72004×10-6～198266×10-6、2201×10-6～8908×10-6和827×10-6～2051×10-6,Th/U比值为12.7×10-6～41.6×10-6,32个测点协和度高(图7b, c),206Pb/238U年龄分布在252～243Ma,加权平均年龄为246.3±1.0Ma(MSWD=2.5)。

图7 阿斯合塔岩体含石榴子石花岗岩独居石阴极发光图像(a、e)、U-Pb年龄谐和图(b、c、f、g)和球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(d、h)

样品4841-2的CL图像中独居石也为均匀的灰色,自形-半自形柱状晶,粒径约80～180μm,具有明显的分带现象(图7e)。对该样品选择32颗独居石进行测试,分析结果表明也具有高Th(39257×10-6～146878×10-6)、U(741×10-6～10429×10-6)和Pb(436×10-6～1812×10-6)的特征,32个测点协和度高(图7f, g),206Pb/238U年龄分布在250～238Ma,加权平均年龄为243.0±1.1Ma(MSWD=2.8)。

原位微量元素测试结果 (表4) 表明,2件样品独居石地球化学成分相似,主要由P2O5(27.2%～34.0%)、REE(353321×10-6～510162×10-6)、Y(8047×10-6～16827×10-6)和Th(39257×10-6～198266×10-6)组成,轻重稀土分馏强烈,轻稀土富集(图7d, h),(La/Yb)N为98～1482,Eu具强烈负异常(δEu=0.0002～0.0205)。

表4 阿斯合塔岩体含石榴子石花岗岩独居石元素丰度(×10-6)

4.3 锆石Hf同位素特征

2件样品的锆石Lu-Hf 同位素分析结果列于表5。样品4841-1中分析了16颗锆石原位微区Hf同位素比值,结果表明176Hf/177Hf比值为0.282383～0.282634,利用同一个样品独居石206Pb/238U加权平均年龄246.3Ma计算,εHf(t)值为-2.6～+0.2,Hf同位素一阶段模式年龄(tDM1)分布范围为1.09～0.91Ga,平均值为0.99Ga,二阶段模式年龄(tDM2)主要分布范围为1.43～1.26Ga,平均值为1.36Ga。

表5 阿斯合塔岩体含石榴子石花岗岩锆石Hf 分析结果

样品4841-2中分析了14颗锆石原位微区Hf同位素比值,结果表明176Hf/177Hf比值为0.282491～0.282635,利用同一个样品独居石206Pb/238U加权平均年龄243Ma计算,εHf(t)值为-5.1～-0.2,Hf同位素一阶段模式年龄(tDM1)分布范围为1.14～0.92Ga,平均值为1.0Ga,二阶段模式年龄(tDM2)主要分布范围为1.59～1.28Ga,平均值为1.37Ga。

4.4 全岩主、微量元素

本文分析了12件含石榴子石花岗岩和4件肉红色黑云母花岗岩样品,分析结果列于表6。根据主量元素地球化学分类,含石榴子石花岗岩和黑云母花岗岩主要为正长花岗岩(图8a,b)。

图8 阿斯合塔岩体花岗岩分类图解

含石榴子石花岗岩SiO2(76.56%～77.70%)和Na2O+K2O(7.81%～8.50%)含量高,Fe2O3T(0.50%～0.73%)、MgO(0.003%～0.072%)、CaO(0.35%～0.88%)、TiO2(0.037%～0.047%)和P2O5(0.010%～0.014%)含量低(图9),Na2O/K2O比值为0.91～1.09,Al2O3含量为11.96%～13.21%,A/CNK为0.98～1.09,为弱过铝质高钾钙碱性系列岩石(图8c, d)。稀土总量较低(ΣREE=74.7×10-6～106.8×10-6),稀土分馏弱(图10a),(La/Yb)N为1.8～3.1,(La/Sm)N为1.83～2.29,(Gd/Yb)N为0.74～1.15,铕具强烈的负异常(δEu = 0.04～0.09);岩石富集Rb、Th、U等大离子亲石元素和Pb,亏损Ba、Nb、Sr、P、Eu和Ti(图10c)。

图9 阿斯合塔岩体SiO2与主、微量元素相关图

图10 阿斯合塔岩体球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(a、b)和原始地幔标准化微量元素(c、d)(标准化值据Sun and McDonough,1989)

黑云母花岗岩SiO2(74.28%～76.82%)和Na2O+K2O(7.27%～8.15%)含量高,Fe2O3T(1.10%～2.27%)、MgO(0.13%～0.53%)、CaO(0.75%～1.27%)、TiO2(0.08%～0.29%)和P2O5(0.021%～0.084%)含量低,Al2O3含量为12.22%～13.07%,Na2O/K2O比值为1.12～1.43,A/CNK为1.01～1.04,为弱过铝质高钾钙碱性系列(图8c, d)。稀土总量(111×10-6～186×10-6)高于含石榴子石花岗岩,稀土分馏弱(图10b),(La/Yb)N为2.16～8.39,(La/Sm)N为2.18～5.58,(Gd/Yb)N为0.89～1.17,铕具明显的负异常(δEu=0.09～0.42);岩石富集Rb、Th、U等大离子亲石元素和Pb(图10d),亏损Ba、Nb、Sr、P、Eu和Ti。

4.5 全岩Nd同位素测试结果

本文采集了5件全岩Nd同位素地球化学样品,测试结果列于表7。5件样品Nd同位素组成均一,143Nd/144Nd比值为0.512335～0.512352,εNd(t)为-5.53～-5.26,Nd模式年龄(tDM2)为1.47～1.45Ga。

5 讨论

5.1 岩体形成时代

2件含石榴子石花岗岩样品锆石为具有流体交代溶蚀特征的高U、Th锆石,表现为年龄偏老的“高U效应”和受放射性损伤导致Pb丢失而使年龄偏年轻的特征(李秋立,2016)(图11),206Pb/238U年龄分布范围大,不能获得加权平均年龄,2件样品锆石206Pb/238U年龄分布频率直方图中峰值为248～232Ma(图6)。2件样品中独居石Th含量高(平均值为11.2%,n=64),Th/U比值高(平均值为22.0,n=64),Eu强烈负异常(图7d, h),推断其为岩浆成因独居石,而且2件样品独居石也没有“高U效应”和受放射性损伤导致Pb丢失的影响(图11),因此本文2件独居石样品LA-ICP-MS U-Pb年龄(246～243Ma)可以代表阿斯合塔岩体含石榴子石花岗岩的结晶时代。最新年龄数据显示,阿斯合塔岩体黑云母花岗岩的时代为244Ma(Liuetal., 2023),黑云母花岗闪长岩时代为256～248Ma(张金鹏等,2022),由此推断阿斯合塔岩体不同岩性结晶时代接近,岩体形成时代介于256～243Ma,与茶卡北山地区印支期Ⅰ型花岗岩形成时代接近(图1)(256～240Ma,彭渊等,2016;牛漫兰等,2018;Wuetal.,2019)。

图11 阿斯合塔岩体锆石和独居石U-age图解

5.2 岩石成因

5.2.1 岩石成因类型

阿斯合塔岩体主体由黑云母花岗岩组成,内部少量出露含石榴子石花岗岩,边部还出露有少量黑云母花岗闪长岩(图2),三者Nd同位素组成相似(图12a, b),形成时代接近,且空间上紧密伴生,推断它们具有相同的成因。

图12 阿斯合塔岩体147Sm/144Nd-εNd(t)图解(a)、SiO2-εNd(t)图解(b)和t-εHf(t)图解(c)

相对于黑云母花岗岩和含石榴子石花岗岩,黑云母花岗闪长岩具有贫SiO2,富TiO2、Al2O3、Fe2O3T、MgO和CaO(图9),低Rb/Sr(0.52～0.88)和Rb/Ba(0.08～0.75),高K/Rb(181～284)和Zr/Hf(35～39),稀土元素四分组效应不明显等特征,其分异指数(DI)主要分布在80～88之间,TE1,3值(Irber, 1999)为0.99～1.03。在成因判别图解(图13)中,样品均投入到未分异的花岗岩区,推断阿斯合塔岩体黑云母花岗闪长岩是低程度分异的花岗岩,具有较低的A/CNK(0.98～1.03),见有暗色镁铁质包体,其地球化学成分非常接近茶卡北山地区Ⅰ型花岗岩(图9、图10、图12),黑云母花岗闪长岩为低程度分异的Ⅰ型花岗岩(Wuetal., 2019;张金鹏等,2022)。

图13 阿斯合塔岩体成因判别图解(a,据Sylvester, 1989; b、c,据Whalen et al., 1987; d,据Li et al., 2007)

含石榴子石花岗岩的锆石在阴极发光图上多为自形的柱状晶,具残余环带结构,低亮度或暗黑色,内部斑块状或海绵状,有明显的交代溶蚀特征(图5a,d),球粒陨石标准化稀土元素配分图(图5c, f)中多数锆石具有明显的正Ce异常和负Eu异常,重稀土强烈富集,Th/U平均值为0.72(n=85),表现出岩浆锆石的特征,具有很高的U(平均值为5787×10-6,n=84)和Th(平均值为2153×10-6,n=84)含量,并显示出较高的Hf(6905×10-6～26746×10-6,平均值为12512×10-6,n=20)和P(320×10-6～5385×10-6,平均值为1561×10-6,n=20)含量,Zr/Hf比值16～70,平均值为45,从锆石特征可以推断含石榴子石花岗岩具有高分异花岗岩的特征。含石榴子石花岗岩主要由长石和石英组成,暗色矿物含量非常低,见少量黑云母,未见角闪石,相对于低程度分异的黑云母花岗闪长岩,具有高的SiO2含量和低的TiO2、Al2O3、Fe2O3T、MgO、CaO和P2O5含量(图9),分异指数高(DI=94.3～96.3),具有强烈的Eu负异常和显著的Ba、Sr、P和Ti的负异常(图10c),具有较低的Zr含量(41.8×10-6～67.8×10-6)、Zr/Hf比值(11～18)、K/Rb(61～93)和LREE/HREE比值(2.46～3.79),高Rb/Sr比值(12～93)和Rb/Ba(12.6～47.3),TE1,3值(Irber, 1999)为1.10～1.14,稀土元素四分组效应明显,表明它们经历了强烈的结晶分异,这些样品投影点均分布在分异花岗岩区(图13)。高分异花岗岩与A型花岗岩,特别是铝质A型花岗岩很难区分(Wuetal., 2017),本文采用全岩Zr元素饱和浓度温度计(Watson and Harrison, 1983)估算岩浆结晶温度(TZr)为686～724℃,平均值为701℃;采用稀土元素饱和浓度温度计(Montel,1993)估算岩浆结晶温度(TREE)为693～723℃,平均值为707℃,明显低于A型花岗岩形成的平均温度833℃(刘昌实等,2003),在高分异花岗岩判别图解中样品均分布在高分异花岗岩区(图13a-c)。因为富Y矿物不会在偏铝质Ⅰ型岩浆演化的早期阶段结晶,从而引起分异的Ⅰ型花岗岩的Y含量高,并与Rb含量呈正相关关系(Watson and Harrison, 1983;Lietal., 2007),含石榴子石花岗岩Y和Rb是正相关趋势(图13d),上述特征表明含石榴子石花岗岩为高分异Ⅰ型花岗岩。

黑云母花岗岩主要由长石、石英和少量黑云母组成,与含石榴子石花岗岩相似,为弱过铝质高钾钙碱性系列,A/CNK为1.01～1.04,具有十分均一且低的锆石O同位素(δ18O=6.77‰～8.4‰)(Liuetal., 2023),表明黑云母花岗岩源于火成岩的部分熔融(Chappell and White, 1992)。黑云母花岗岩全岩Zr元素饱和浓度温度计估算岩浆结晶温度(TZr)为750～801℃,平均值为772℃;稀土元素饱和浓度温度计(Montel,1993)估算岩浆结晶温度(TREE)为716～770℃,平均值为744℃。二者均明显低于A型花岗岩平均温度833℃(刘昌实等,2003),略高于含石榴子石花岗岩,由此排除了A型花岗岩的可能。此外,黑云母花岗岩SiO2与P2O5呈明显负相关关系(图9h),Rb与Y呈明显正相关关系(图13d)。样品具有高的SiO2含量和分异指数(DI=87.7～93.6),具有较低的TiO2、Al2O3、Fe2O3T、MgO、CaO和P2O5含量,具有明显的Eu负异常和明显的Ba、Sr、P和Ti的负异常(图10b,d);Zr含量(94.9×10-6～190.0×10-6)和Zr/Hf比值(19.2～38.7)变化较大、Rb/Sr比值(1.4～39.3)和Rb/Ba(0.6～39.9)较高,TE1,3值(Irber, 1999)为0.99～1.11,平均值为1.1,具有较明显的稀土元素四分组效应,表明它们经历了较强烈的结晶分异,在成因判别图解中样品主要分布在高分异花岗岩区域(图13a-c)。上述特征表明黑云母二长花岗岩也为高分异Ⅰ型花岗岩。

5.2.2 结晶分异

阿斯合塔岩体低程度分异黑云母花岗闪长岩、高分异黑云母花岗岩和含石榴子石花岗岩具有相似的、连续的主量和微量元素演化趋势(图9、图10)。随着结晶温度的降低,稀土四分组效应(图14a)明显增强,Rb/Sr比值显著升高(图14b),Zr/Hf和(La/Yb)N比值显著降低(图14c, d)。

图14 阿斯合塔岩体TZr-TE1,3(a)、TZr-Rb/Sr(b)、TZr-Zr/Hf(c)和TZr-(La/Yb)N(d)图解

Ti的亏损指示了富钛矿物相(如钛铁矿和/或金红石)的结晶分离,而P的强烈亏损表明发生了磷灰石的分离结晶,Eu的强烈负异常可能与斜长石和/或钾长石的分离结晶作用有关,Ba和Sr的强烈亏损表明斜长石的分离结晶作用。为了研究阿斯和塔花岗岩的演化过程,本文使用微量元素Sr、Ba、Rb进行瑞利分馏模拟,这些元素在花岗质岩浆演化过程中主要受矿物角闪石、黑云母、钾长石和斜长石影响。根据模拟结果显示,阿斯和塔花岗岩在演化过程中主要是受钾长石分离结晶影响,可能包含少量斜长石和黑云母(图15a, b),这与作者在阿斯和塔岩体中观察到大量钾长石斑晶的情况是符合的。Th-LREE的关系图解(图15c)表明独居石的分异直接影响了岩体中LREE元素的含量。Zr与SiO2负相关可能与锆石的分离结晶相关(图9i),锆石的分离结晶也导致了明显的Zr/Hf分异(图9k)。随着SiO2含量增加Nb/Ta降低,由于相对于Ta,Nb在黑云母中的分配系数更高(Stepanov and Hermann, 2013),因此黑云母分离结晶可能导致了Nb/Ta降低(图9l)。上述特征也显示随着岩浆分异程度的增加,低分异的黑云母花岗闪长岩演化为高分异黑云母花岗岩,进尔演化为含石榴子石花岗岩,后两者显示出明显的和增强的稀土元素四分组效应,表明岩浆发生高度的分异后熔体中出现大量流体,熔体和流体之间的水岩相互作用强烈(赵振华,2016)。

图15 阿斯合塔岩体Sr-Ba(a)、Sr-Rb(b)和Th-LREE图解(c)

阿斯合塔岩体不同岩性主微量成分演化相对是连续的,但与茶卡北山地区富含角闪石和暗色包体的同时代Ⅰ型花岗岩的演化趋势存在明显的差异(图9),二者存在成分间断。例如,茶卡北山地区Ⅰ型花岗岩Zr含量与SiO2正相关(图9i),表明该花岗岩经历了由Zr不饱和向Zr饱和的演化过程,但Zr/Hf值没有变化,这与阿斯合塔岩体具有明显的差异(图9k)。此外,图14中阿斯合塔岩体不同岩性的演化趋势与茶卡北山地区Ⅰ型花岗岩的演化趋势也显示出明显的差异。

5.2.3 岩浆起源

阿斯合塔高分异黑云母花岗岩、含石榴子石花岗岩和低程度分异的黑云母花岗闪长岩具有相似的全岩Nd同位素组成,并且与茶卡北山地区印支期富含铁镁质暗色微粒包体的Ⅰ型花岗岩相似,明显不同于茶卡北山地区Li-Be矿化伟晶岩围岩新元古界茶卡北山片岩岩组和电气石伟晶岩(图12a, b)。阿斯合塔含石榴子石花岗岩锆石εHf(t)变化范围较小,样品4841-1锆石εHf(t)值为-2.6～+0.2,二阶段模式年龄(tDM2)为1.43～1.26Ga;样品4841-2锆石εHf(t)值为-5.1～-0.2,二阶段模式年龄(tDM2)为1.59～1.28Ga,与阿斯合塔岩体低程度分异黑云母花岗闪长岩和茶卡北山地区同时期Ⅰ型花岗岩相似(图12c)。它们形成时代相近,空间上群居,可能具有相同源区,Nd、Hf同位素组成反映其源区以古老元古代地壳为主,可能有少量幔源新生地壳的加入。

阿斯合塔岩体岩浆演化过程中同化混染的影响很小(图12b),但岩浆结晶分异明显,通常与高分异花岗岩相关的偏镁铁质、低分异程度的岩石可能较多保留了原始的矿物学和地球化学特征,其成因判别相对可信(吴福元等,2007)。阿斯合塔岩体黑云母花岗闪长岩分异程度低,可代表阿斯合塔岩体岩浆的起源。以往研究表明,黑云母花岗闪长岩岩浆起源于由中元古界为主的正常的下地壳,可能存在幔源物质的贡献(张金鹏等,2022)。阿斯合塔岩体较高程度结晶分异的黑云母花岗岩为古老下地壳镁铁质岩石在贫水环境下部分熔融形成,并由幔源基性岩浆的加入混合形成(Liuetal., 2023)。茶卡北山地区中生代Ⅰ型花岗岩由元古代陆壳物质组成的下地壳来源的长英质岩浆与幔源镁铁质岩浆(俯冲交代富集地幔)不同比例混合形成(彭渊等,2016;牛漫兰等,2018;Wuetal.,2019)。

由上述讨论推断阿斯合塔高分异花岗岩源于元古代陆壳物质组成下地壳的部分熔融,并有不同比例幔源镁铁质岩浆混合或幔源新生地壳的加入。

5.2.4 构造环境

青海南山-同仁印支期岩浆岩带岩浆活动时间集中在254～234Ma,并具有以含有暗色微粒包体和角闪石的偏铝质-弱过铝质中高钾钙碱性系列Ⅰ型中酸性花岗岩为主、基性杂岩体为次的岩石组合。其岩浆源区可能具有多样性或为多种源区岩浆的混合,即多数岩体的岩浆被认为主要起源于中下地壳的部分熔融,变质中下地壳物质(角闪岩或变杂砂岩)的贡献显著,但有幔源岩浆物质的混入(张宏飞等,2006;Luoetal., 2012;黄雄飞等,2014;Lietal., 2015;彭渊等,2016;张永明等,2017a, b, c;牛漫兰等,2018;王盟等,2019);另有部分岩体被认为属于中下地壳(角闪岩)的部分熔融(Wuetal.,2019;Huetal., 2019),残留相主要为角闪石。已有的研究普遍被认为其形成与古特提斯洋俯冲有关,中生代早期青海南山-同仁处于古特提斯俯冲的陆缘弧环境(Lietal.,2015;彭渊等,2016;张永明等,2017a, b, c;牛漫兰等,2018;Huetal., 2019;Wuetal., 2019;王盟等,2019;Liuetal., 2021)。形成于256～243Ma的阿斯合塔岩体,与青海南山-同仁印支期岩浆岩带处于相同的构造环境中。

5.3 找矿意义

阿斯合塔含石榴子石花岗岩具有较低的K/Rb比值(61～93)、Zr/Hf比值(11～18)和Ba含量(10.8×10-6～28.7×10-6),并且具有明显的负Eu异常和REE四分组效应,这些较为特殊的地球化学特征暗示强烈的岩浆/流体分馏过程在该岩体的形成过程中起了重要作用(Farahatetal., 2011),表明岩体受到岩浆演化晚期岩浆流体的明显改造;此外,样品中多数锆石内部呈海绵状,部分具核幔结构,热液交代明显,Be、W、Sb、Nb和Ta等稀有金属有关的花岗岩K/Rb比值一般在100以下(赵振华,2016),说明该岩体具有稀有金属成矿条件。从区域上看,阿斯合塔岩体高分异花岗岩形成时代与茶卡北山Li-Be矿化伟晶岩带早期结晶形成伟晶岩形成时代相近,两者距离最近约10km,具有一定的成因的联系,而阿斯合塔含石榴子石花岗岩局部也产出绿柱石(图3c),进一步验证了上述具有稀有金属成矿潜力的推论。

茶卡北山地区赋矿伟晶岩的年龄已得到大量报道,王秉璋等(2020)对含绿柱石伟晶岩开展锆石U-Pb测年获得其成岩成矿年龄为217Ma,Panetal.(2021)获得了岩浆型铌钽铁矿U-Pb年龄为241Ma,Liuetal.(2022)测得含矿伟晶岩中铌钽铁矿和白云母年龄为212～217Ma,而Sunetal.(2023)对不同类型铌钽铁矿开展U-Pb测年并获得了230Ma的成矿年龄和221Ma流体交代年龄。结合本文含石榴子石花岗岩(局部产绿柱石;246～243Ma),表明茶卡北山存在多期Li-Be矿化伟晶岩。然而,究竟哪一期最有利于成矿仍有待进一步研究。

区域上,青海南山-同仁印支期岩浆岩带内除了阿斯合塔高分异花岗岩外,东部同仁地区江里沟复式岩体也具有高分异Ⅰ型花岗岩的特点(229～217Ma,路东宇等,2017),推断青海南山-同仁印支期岩浆岩带内可能存在印支期高分异花岗岩带。此带西起德令哈,向东经青海南山至同仁县江里沟一带,长约450km,带内已发现了茶卡北山伟晶岩型锂铍矿床,沙柳泉伟晶岩型铌钽矿点、石乃亥伟晶岩型铌钽矿床和红岭北伟晶岩型锂铍矿点(图1),表明该带具备形成与高分异Ⅰ型花岗岩相关的稀有金属矿床的成矿潜力。

6 结论

(1)茶卡北山地区阿斯合塔岩体由低程度分异黑云母花岗闪长岩和高分异含石榴子石花岗岩、黑云母花岗岩组成,含石榴子石花岗岩独居石U-Pb年龄为246～243Ma,是青海南山-同仁印支期岩浆岩带的组成。

(2)阿斯合塔岩体高分异花岗岩具有高SiO2、高K2O+Na2O,低Fe2O3T、MgO特征,富集K、Rb、Th、U和Pb,强烈亏损Ba、Sr、P、Eu和Ti,含石榴子石花岗岩全岩εHf(t)为-5.53～-5.26,锆石εHf(t)为-5.1～0.2,是高分异Ⅰ型花岗岩,岩浆源于元古代陆壳物质组成下地壳的部分熔融,并有不同比例幔源镁铁质岩浆混合或新生地壳的加入。

(3)阿斯合塔岩体高分异花岗岩具有形成以Be为主稀有金属矿的可能,Li-Be矿化呈现多期次特征,推断青海南山-同仁印支期岩浆岩带是一个有成矿潜力的稀有金属成矿带。

致谢贵刊编辑和审稿专家对本文提出了建设性修改意见,在此表示感谢!