董 瑞, 王 核, 閆慶賀

西昆侖阿克薩依鐵礦二長花崗巖巖石成因及動力學(xué)背景: 年代學(xué)、地球化學(xué)及Sr-Nd-Pb-Hf同位素約束

董 瑞1, 2, 王 核1*, 閆慶賀1, 2

(1.中國科學(xué)院 廣州地球化學(xué)研究所 礦物學(xué)與成礦學(xué)重點實驗室, 廣東 廣州 510640; 2.中國科學(xué)院大學(xué), 北京 100049)

對甜水海地塊東北部阿克薩依矽卡巖型鐵礦區(qū)內(nèi)與礦化有關(guān)的二長花崗巖開展LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學(xué)、全巖主微量元素、Sr-Nd-Pb同位素及鋯石Lu-Hf同位素研究, 旨在厘定花崗巖的形成時代、巖石成因及成礦動力學(xué)背景。LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年結(jié)果表明, 二長花崗巖侵位年齡為12.37±0.18 Ma(中新世高拉瓦爾期)。地球化學(xué)特征表明二長花崗巖屬準(zhǔn)鋁質(zhì)?弱過鋁質(zhì)高鉀鈣堿性?鉀玄巖系列, 具有高Sr(432~1174 μg/g), 低Y(3.08~18.11 μg/g)和Yb(0.35~ 1.39 μg/g)以及高Sr/Y值(64.8~203)的埃達(dá)克巖特征。在Harker圖解上SiO2與其他主量元素呈負(fù)相關(guān)關(guān)系, La/Sm-La以及La/Yb-La圖解顯示具有分離結(jié)晶趨勢, 表明巖漿演化以分離結(jié)晶為主。二長花崗巖SiO2與Y、Yb呈負(fù)相關(guān)關(guān)系而與Sr/Y值呈正相關(guān)關(guān)系, 并且礦區(qū)內(nèi)存在同源同期閃長玢巖, 因此認(rèn)為阿克薩依二長花崗巖的埃達(dá)克巖性質(zhì)是玄武質(zhì)巖漿的分離結(jié)晶作用引起的。全巖Sr-Nd-Pb同位素分析表明, 阿克薩依二長花崗巖與青藏高原北部地球化學(xué)省具有相似的同位素組成特征, 巖漿起源于受俯沖板片交代的富集地幔, 而變化范圍較大的Hf()值以及較低的Mg#暗示巖石侵位過程中受到地殼混染。結(jié)合前人研究, 我們認(rèn)為阿克薩依二長花崗巖及相關(guān)的矽卡巖鐵礦形成于中新世西昆侖受巨型地幔低速體上涌影響的伸展構(gòu)造背景下。

阿克薩依; 矽卡巖鐵礦; 二長花崗巖; 中新世; 伸展背景

0 引 言

亞歐板塊的聚合碰撞是新生代最重要的地質(zhì)事件之一, 碰撞導(dǎo)致青藏高原整體隆升, 地殼加厚, 發(fā)育廣泛而強烈的巖漿活動, 形成遍布高原各地且種類繁多的火成巖。在后碰撞階段, 也產(chǎn)生了大量的花崗巖及超鉀質(zhì)巖石(肖序常和王軍, 1998; Hou et al., 2004; Zhu et al., 2009; Xu et al., 2013)。作為青藏高原主要組成部分的藏北地球化學(xué)省(包括羌塘地塊、松潘?甘孜?可可西里、西昆侖), 碰撞后巖漿作用從約60 Ma以前開始, 一直持續(xù)到<1 Ma(鄧萬明, 1998)。其中, 中新世的鉀質(zhì)?超鉀質(zhì)以及埃達(dá)克質(zhì)巖漿事件受到普遍關(guān)注(Coulon et al., 1986; 賴紹聰, 2003; Hou et al., 2004; Williams et al., 2004; Wang et al., 2005; 莫宣學(xué)等, 2006; Xu et al., 2013; 遲效國等, 2017)。重要的是, 這一時期(21~8 Ma)也是青藏高原快速隆升和東西向伸展的階段(Harrison et al., 1992; Williams et al., 2001), 巖漿事件為深入研究青藏高原后碰撞階段的構(gòu)造演化提供了很好的窗口。近年來, 在西昆侖地區(qū)也發(fā)現(xiàn)許多中新世巖體, 然而由于交通不便、自然環(huán)境惡劣等因素, 其研究程度相對藏北其他地區(qū)較為薄弱, 關(guān)于其形成的原因及構(gòu)造背景等方面還存在較大爭議(柯珊等, 2006; 林清茶等, 2006; 徐曉尹等, 2017)。本文以西昆侖地區(qū)阿克薩依中新世二長花崗巖巖體作為研究對象, 通過研究該巖體的巖石學(xué)、地球化學(xué)特征, 并與藏北其他地區(qū)中新世巖體進(jìn)行對比, 探討其巖石成因、源區(qū)性質(zhì)以及地球動力學(xué)背景, 為西昆侖中新世構(gòu)造演化提供地質(zhì)依據(jù)。

1 地質(zhì)背景

西昆侖造山帶是橫貫中國的秦祁昆中央造山系的重要組成部分, 位于青藏高原西北緣, 塔里木盆地西南緣, 總體上呈NW-SE走向的巨型反S狀展布。地質(zhì)構(gòu)造單元自北向南依次為: 北昆侖地塊、奧依塔格?庫地縫合帶、南昆侖地塊、麻扎?康西瓦縫合帶、甜水海地塊、紅山湖?喬爾天山縫合帶、喀喇昆侖地塊(圖1b)。顯生宙以來, 該地區(qū)先后經(jīng)歷了原特提斯洋和古特提斯洋的旋回演化, 構(gòu)造演化歷史漫長且復(fù)雜(潘裕生, 1990; 李錦軼和肖序常, 1999; 肖文交等, 2000; Jiang et al., 2002; 許志琴等, 2004; 張傳林等, 2007; Hu et al., 2016)。區(qū)內(nèi)巖漿活動強烈, 侵入巖分布廣泛, 出露面積約占全區(qū)的1/5, 前人根據(jù)同位素年齡將其劃分為6個侵入期, 分別為元古代、早古生代、晚古生代、三疊紀(jì)、侏羅紀(jì)?白堊紀(jì)和新生代, 其中以加里東期、印支期和燕山期為主(姜耀輝等, 2000a; 魏小鵬, 2018)。區(qū)域上印度大陸的北“侵”以及原、古特提斯洋的“開與合”造成該區(qū)侵入巖時代總體上呈現(xiàn)出自北向南變新的特點(汪玉珍和方錫廉, 1987; Jiang et al., 2002; 劉成軍, 2015)。

甜水海地塊位于麻扎?康西瓦爾縫合帶以南, 喬爾天山?紅山湖縫合帶以北。該區(qū)地層主要由前寒武紀(jì)基底(布倫闊勒群、甜水海群、賽圖拉群)、古生代沉積巖和中生代復(fù)理石沉積巖組成。早古生代巖漿?變質(zhì)事件以及三疊紀(jì)?白堊紀(jì)花崗巖侵入活動較為普遍(Jiang et al., 2002)。由于自然條件惡劣, 該區(qū)域研究程度較低, 因此該地塊構(gòu)造單元劃分和歸屬一直是學(xué)者們爭論的焦點。Yuan et al. (2003)和張傳林等(2007)提出甜水海地塊是南昆侖地塊的一部分。然而, 也有學(xué)者認(rèn)為甜水海地塊是由晚古生代?早中生代俯沖形成的巨大的增生楔(Mattern et al., 1996; Wang, 2004; Xiao et al., 2005)。甜水海地塊南北地層序列不同, 北部主要由二疊紀(jì)?三疊紀(jì)復(fù)理石沉積及侵入其中的中生代花崗巖組成(Xiao et al., 2002; 李榮社等, 2008; 康磊等, 2015); 而南部以經(jīng)歷區(qū)域變質(zhì)作用的寒武紀(jì)?三疊紀(jì)地層為主(王超等, 2013)。

阿克薩依礦區(qū)構(gòu)造位置處于甜水海地塊東北, 緊靠麻扎?康西瓦縫合帶。礦區(qū)內(nèi)地層出露簡單, 除第四系沉積物外, 主要包括二疊系黃羊嶺群和三疊系巴顏喀拉山群。黃羊嶺群為一套低級變質(zhì)的次深海相濁積巖夾少量滑塌堆積的碳酸鹽巖塊體(類復(fù)理石), 巖性組合主要為石英云母片巖、石英云母千枚巖、變質(zhì)細(xì)粒長石石英砂巖、變質(zhì)鈣質(zhì)長石石英粉砂巖、白云質(zhì)大理巖。三疊系巴顏喀拉山群與下伏地層二疊系黃羊嶺群為斷層接觸, 為一套輕變質(zhì)的濁積巖(復(fù)理石碎屑巖)夾少量碳酸鹽巖, 巖性組合主要為變質(zhì)細(xì)粒長石石英砂巖、粉砂質(zhì)板巖、絹云母板巖、變質(zhì)細(xì)粒石英砂巖、變石英粉砂巖及泥灰?guī)r。礦區(qū)主要出露中生代三疊紀(jì)巖體以及新生代中新世巖體。其中三疊紀(jì)巖體主要為灰白色花崗偉晶巖, 呈脈狀、透鏡體狀廣布全區(qū)。新生代巖體分布在礦區(qū)東北部, 主要為花崗巖和閃長玢巖兩種巖性, 均侵入于二疊系中。其中二長花崗巖規(guī)模較大, 呈巖基產(chǎn)出, 出露面積約2.5 km2。鐵礦體產(chǎn)于巖體的外接觸帶, 呈脈狀透鏡狀產(chǎn)出, 在巖體與礦體之間出露矽卡巖化帶(圖2)。閃長玢巖呈脈狀分布于花崗巖體北西側(cè), 地表未發(fā)現(xiàn)與花崗巖存在明顯的接觸關(guān)系。巖脈多呈NWW-NNW向展布, 寬數(shù)米至數(shù)十米不等, 最長延伸可達(dá)1 km。閃長玢巖與礦體呈接觸關(guān)系, 發(fā)育矽卡巖化帶。

2 巖相學(xué)特征

二長花崗巖采自阿克薩依礦區(qū), 采樣點位于N36°5′57″, E79°4′54″(圖2)。樣品新鮮, 無明顯蝕變和后期交代現(xiàn)象。手標(biāo)本呈淺黃白色, 似斑狀結(jié)構(gòu)?基質(zhì)細(xì)?；◢徑Y(jié)構(gòu), 塊狀構(gòu)造(圖3a), 巖石由鉀長石、斜長石、石英、黑云母、角閃石組成。鉀長石含量為30%~ 45%, 呈半自形板狀、寬板狀, 其成分主要為正長石, 作為斑晶的鉀長石粒徑可達(dá)2~8 mm, 呈星散狀分布在巖石內(nèi), 少數(shù)粒徑0.5~2 mm, 呈星散狀嵌布在石英內(nèi), 部分可見鈉長石化、高嶺土化。斜長石含量為20%~25%, 呈半自形板狀, 作為斑晶的顆粒粒徑一般為2~5 mm, 少數(shù)粒徑為0.5~2 mm的顆粒嵌布在石英內(nèi), 偶見絹云母化、鈉長石化, 粒內(nèi)可見較模糊聚片雙晶, 少量被鉀長石交代。石英含量在20%~30%之間, 呈它形粒狀, 粒徑0.2~0.75 mm, 多呈填隙狀分布在長石粒間, 部分粒內(nèi)可見輕波狀消光。黑云母含量為5%~10%, 呈片狀, 粒徑在0.2~2 mm之間。角閃石含量約為5%, 半自形柱狀, 粒徑一般為0.5~2 mm。此外還有少量磁鐵礦、榍石和鋯石等副礦物(圖3b、c、d)。

圖1 區(qū)域地質(zhì)圖(a, 據(jù)潘桂棠等, 2004; Xiao et al., 2005)和西昆侖巖漿巖分布及構(gòu)造簡圖(b, 據(jù)魏小鵬, 2018)

圖2 西昆侖阿克薩依鐵礦區(qū)地質(zhì)簡圖

3 分析方法

3.1 主量和微量元素分析

全巖主微量元素地球化學(xué)分析在中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國家重點實驗室完成。樣品經(jīng)破碎后, 巖屑用去離子水清洗后烘干, 磨至200目, 在Rigaku RIX2000型熒光光譜儀(XRF)上測定主量元素, 分析精度優(yōu)于2%~5%。在Per-EkmerSciex Elan 6000型電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS)上完成微量元素測定, 使用USGS標(biāo)準(zhǔn)W-2和G-2以及美國國家?guī)r石標(biāo)樣GSR-1、GSR-2和GSR-3來校正所測元素的含量, 具體流程見劉穎等(1996), 稀土元素的分析精度優(yōu)于3%, 其余微量元素的分析精度優(yōu)于5%。

3.2 鋯石U-Pb定年和原位Hf同位素分析

經(jīng)過碎樣、磁選及重液分選等處理之后, 在雙目鏡下手工挑選出晶形較好的鋯石顆粒, 用環(huán)氧樹脂制靶, 并拋光至鋯石內(nèi)部結(jié)構(gòu)充分暴露。鋯石CL圖像在重慶宇勁科技有限公司完成, 單顆粒鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡測定在中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素年代學(xué)與地球化學(xué)重點實驗室完成, 儀器型號為Resolution M50 Agilent7500a, 激光剝蝕系統(tǒng)由Resonetics公司的Resolution M50 ArF 準(zhǔn)激光器(波長193nm)和光學(xué)系統(tǒng)組成, 激光剝蝕束斑直徑為31 μm。采用Temora鋯石作為外標(biāo), 元素含量采用美國國家標(biāo)樣技術(shù)研究院的人工合成硅酸鹽標(biāo)準(zhǔn)參考物質(zhì)NIST SRM610為外標(biāo),29Si作為內(nèi)標(biāo)。數(shù)據(jù)處理采用ICPMSDataCal 10.7程序(Liu et al., 2010), 鋯石的諧和年齡圖繪制使用軟件 Isoplot3.0(Ludwig, 2003)。

(a) 二長花崗巖手標(biāo)本; (b), (c), (d) 二長花崗巖顯微照片(正交偏光); (e) 角閃石交代粗粒石榴石和鐵橄欖石; (f) 磁鐵礦與黑云母伴生, 被方解石交代。礦物代號: Am. 角閃石; Bt. 黑云母; Cal. 方解石; Fa. 鐵橄欖石; Grt. 石榴石; Mag. 磁鐵礦; Or. 正長石; Pl. 斜長石; Qtz. 石英; Ttn. 榍石; Zr. 鋯石。

鋯石U-Pb年齡測試完畢后, 在中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國家重點實驗室進(jìn)行鋯石的原位Hf同位素分析, 分析點對應(yīng)于U-Pb年齡分析點。使用的儀器為Neptune Plus 型多接收等離子質(zhì)譜儀(MC-ICP-MS), 激光剝蝕系統(tǒng)為RESOlution M-50, 激光束斑直徑為45 μm, 具體分析過程參見(吳福元等, 2007)。采用Penglai 鋯石作為標(biāo)樣。Hf的計算采用176Lu的衰變常數(shù)為1.867×10–11a–1(Soderlund et al., 2004)。Hf()和Hf模式年齡計算中采用的球粒隕石和虧損地幔的176Hf/177Hf值分別為0.282772和0.28325(Blichert-Toft and Albarède, 1997; Griffin et al., 2002), 二階段模式年齡(DM2)的計算采用虧損地幔?DM=0.16和平均地殼?cc為–0.5(Griffin et al., 2002)。

3.3 全巖Sr-Nd-Pb同位素分析

Sr-Nd-Pb同位素的分離和測試均在中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國家重點實驗室完成。用于Sr-Nd-Pb同位素分析的樣品, 無污染粉碎至200目。樣品粉末首先在聚四氟乙烯杯中用HF+ HNO3進(jìn)行溶解, 然后以HBr為稀釋劑, 采用傳統(tǒng)的離子交換技術(shù)對Pb進(jìn)行分離和純化, 然后上樣的溶液通過陽離子樹脂交換柱將Sr和REE分離, 再從REE中提取Nd, 具體的樣品準(zhǔn)備和化學(xué)分離過程參見韋剛健等(2002)。測試使用的儀器型號為VG-354型多接收等離子質(zhì)譜(MC-ICP-MS), 詳細(xì)的樣品測試分析步驟參見梁細(xì)榮等(2003)。分析過程中分別采用國際Sr同位素標(biāo)樣NBS98 (87Rb/86Sr = 0.710244±9(2σ,=10))、Nd同位素標(biāo)樣Jndi-1 (143Nd/144Nd=0.511557±8, 2σ,=5)進(jìn)行監(jiān)控, 用于校正Sr、Nd質(zhì)量分餾的標(biāo)準(zhǔn)化常數(shù)為86Sr/88Sr=0.1194,146Nd/144Nd=0.7219, 采用國際標(biāo)樣NBS981 (206Pb/204Pb=16.933±4, 2σ;207Pb/204Pb=15.486±5, 2σ以及208Pb/204Pb= 36.682±2, 2σ)用來校正Pb同位素分析測定過程中的分餾, 分析流程空白小于300 pg。

4 分析結(jié)果

4.1 鋯石U-Pb年齡

鋯石(樣品號: 16AKSYMR-1) LA-ICP-MS U-Pb定年結(jié)果見表1。鋯石主要呈淺黃色, 短柱狀, 粒徑長度在70~150 μm之間, 長寬比為1∶1~1.5∶1。CL圖像(圖4a)顯示, 大部分鋯石具有清晰的振蕩環(huán)帶, 具有巖漿鋯石的特征。鋯石U、Th含量分別為816~ 1931 μg/g和656~1814 μg/g , Th/U值較高(0.59~0.99, 平均值為0.79), 也說明具有巖漿鋯石的特點(吳元保和鄭永飛, 2004)。剔除存在鉛丟失的分析點(9、17、18、20)之后, 16顆有效鋯石年齡測點的206Pb/238U年齡在11.5±0.5 Ma~12.8±0.4 Ma之間, 加權(quán)平均年齡為12.37±0.18 Ma, MSWD=0.97(圖4b)。

4.2 地球化學(xué)特征

4.2.1 主量元素

阿克薩依礦區(qū)5個二長花崗巖樣品的主微量元素分析結(jié)果見表2。樣品SiO2含量在66.05%~76.47%之間, Al2O3含量為12.60%~15.60%, TiO2含量為0.13%~0.55%。MgO含量較低, 介于0.11%~0.72%之間, Mg#為17.85~33.97, P2O5含量較低, 為0.04%~ 0.23%; Na2O含量在3.81%~4.48%之間, K2O含量在3.53%~5.65%之間, 全堿(Na2O+K2O)含量較高, 為7.56%~10.13%, K2O/Na2O介于0.88~1.31之間, 相對富鉀, 在K2O-SiO2圖解中(圖5b), 三個樣品落在鉀玄巖系列, 另外兩個樣品落在了高鉀鈣堿性系列區(qū)域; CaO含量為0.71%~1.60%, 樣品鋁飽和指數(shù)(A/CNK)為0.95~1.03, 在A/NK-A/CNK圖解上(圖5c), 樣品落在準(zhǔn)鋁質(zhì)和弱過鋁質(zhì)分界線附近。在TAS圖解上(圖5a), 樣品落在石英二長巖到花崗巖區(qū)域, 與野外和鏡下觀察基本一致。綜上阿克薩依二長花崗巖屬于準(zhǔn)鋁質(zhì)?弱過鋁質(zhì)高鉀鈣堿性或鉀玄巖系列。在Harker圖解中, Al2O3、TiO2、MgO、K2O、Fe2O3T含量隨著SiO2的增加而減小(圖6)。

4.2.2 微量元素

二長花崗巖稀土元素總量(ΣREE)變化較大, 為89.04~510.12 μg/g, 平均290 μg/g, 且隨著SiO2含量的增加, 稀土元素總量呈逐漸降低的趨勢(圖7b)。樣品的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分曲線與藏北埃達(dá)克具有相似的特征, 明顯不同于藏北鉀質(zhì)超鉀質(zhì)巖(圖7b), 具有輕稀土元素(LREE)富集、重稀土元素(HREE)虧損((La/Yb)N=61.32~165.63), 弱的負(fù)Eu異常(δEu=0.78~1.01)以及輕稀土元素分餾較為明顯((La/Sm)N=8.85~15.85), 重稀土元素分餾相對較弱((Gd/Yb)N=2.73~6.36)的特點。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖中(圖7a), 二長花崗巖具有與藏北埃達(dá)克巖相似的特征, 均表現(xiàn)出富集Rb、Th、U、Pb等大離子親石元素, 相對虧損高場強元素Nb、Ta、Ce、P、Ti的特點。二長花崗巖還顯示出低的Rb/Sr值(0.26~0.50)和較高的K/Rb值(150.21~169.90)。

4.3 鋯石Hf同位素

阿克薩依礦區(qū)二長花崗巖原位Hf同位素分析結(jié)果見表3。鋯石的176Lu/177Hf值均小于0.002, 表明由176Lu衰變生成的176Hf極少。因此, 所測176Hf/177Hf值可以很好的反映該鋯石形成時巖漿的Hf同位素組成特征(吳福元等, 2007)。

表1 阿克薩依二長花崗巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年結(jié)果

圖4 阿克薩依二長花崗巖代表性鋯石陰極發(fā)光(CL)圖像(a)及鋯石U-Pb年齡諧和圖(b)

表2 阿克薩依二長花崗巖全巖主量(%)、微量和稀土元素含量(μg/g)分析結(jié)果

二長花崗巖的(176Hf/177Hf)i值介于0.282544 ~0.282814之間, 平均值0.282671;Hf()為–7.8~1.7 (表3, 圖8a), 平均值為–3.3; 根據(jù)平均地殼176Lu/177Hf值(0.015)(Griffin et al., 2002)計算得到單階段模式年齡(DM1)為620~995 Ma, 平均值為819 Ma;兩階段模式年齡(DM2)為984~1594 Ma (圖7b), 平均值為1306 Ma。

4.4 全巖Sr-Nd-Pb同位素

對5件阿克薩依礦區(qū)二長花崗巖進(jìn)行全巖Sr-Nd同位素分析, 分析結(jié)果見表4。根據(jù)花崗巖結(jié)晶年齡=12.37 Ma計算, 5件樣品全巖的(87Sr/86Sr)i變化于0.707458~0.707667之間, 平均值為0.707550; (143Nd/144Nd)i變化于0.512381~0.512423之間, 平均值為0.512401;Nd()變化于–3.89~–4.71之間, 平均值為–4.31。?Sm/Nd<–5(–0.60~– 0.66), 說明一階段模式年齡沒有意義(高睿等, 2013), 其對應(yīng)的二階段模式年齡DM2為1143~1209 Ma, 平均值為1176 Ma。

圖a中: 1. 橄欖輝長巖; 2a. 堿性輝長巖; 2b. 亞堿性輝長巖; 3. 輝長巖; 4. 閃長巖; 5. 花崗閃長巖; 6. 花崗巖; 7. 硅英巖; 8. 二長輝長巖; 9. 二長閃長巖; 10. 二長巖; 11. 石英二長巖; 12. 正長巖; 13. 副長石輝長巖; 14. 副長石二長閃長巖; 15. 副長石二長正長巖; 16. 副長石正長巖; 17. 副長石深成巖; 18. 霓方鈉巖/磷霞巖/粗白榴巖。Ir分界線上方為堿性系列, 下方為亞堿性系列。

樣品的全巖Pb同位素分析結(jié)果見表5。根據(jù)樣品的U、Th、Pb含量對全巖進(jìn)行Pb同位素的時間校正計算(=12.37 Ma), 校正后的數(shù)值相比于實測值有輕微的降低。(206Pb/204Pb)i值為18.601~18.716, 平均值為18.658; (207Pb/204Pb)i值為15.636~15.655, 平均值15.642; (208Pb/204Pb)i值為38.740~38.797, 平均值為38.770; 所對應(yīng)的值介于37.8~114.1之間, 平均值為71.8,值介于62.1~199.7之間, 平均值為121.8。

5 討 論

5.1 成巖年齡及意義

對阿克薩依礦區(qū)二長花崗巖進(jìn)行LA-ICP-MS測年, 獲得鋯石U-Pb年齡為12.37±0.18 Ma(圖4), 表明其侵位于中新世高拉瓦爾期。青藏高原地區(qū)伴隨巖石圈的水平縮短、地殼增厚和高原隆升, 在岡底斯、羌塘、可可西里以及昆侖地區(qū)形成了分布廣泛的多期新生代巖漿活動, 并且呈現(xiàn)出自南向北時代逐漸變新的趨勢(鄧萬明, 1998; 劉嘉麒, 1999; 遲效國等, 1999; 張蕊, 2018)。在西昆侖?喀喇昆侖地區(qū), 發(fā)育的新生代巖體主要集中在18~10 Ma, 包括羊湖巖體(黑云母Ar-Ar年齡16.8±0.2 Ma), 昝坎巖體(鋯石U-Pb年齡10.3±0.6 Ma; 鉀長石Ar-Ar年齡12.1± 0.2 Ma), 苦子干巖體(鋯石SHRIMP年齡11.1±0.3 Ma、11.3±0.6 Ma)(林清茶等, 2006; 柯珊等, 2006; 徐曉尹等, 2017)。顯然, 與阿克薩依鐵礦床有關(guān)的二長花崗巖也是該巖漿活動階段的產(chǎn)物。

本次研究的二長花崗巖位于阿克薩依矽卡巖鐵礦床兩側(cè), 鐵礦的形成明顯受該花崗巖侵位的制約。礦區(qū)地質(zhì)特征表明從二長花崗巖巖體到礦體發(fā)育較為典型的矽卡巖化蝕變(圖3e、f), 因此認(rèn)為二長花崗巖是阿克薩依矽卡巖鐵礦的致礦巖體, 巖體年齡代表了鐵礦的成礦年齡, 即阿克薩依矽卡巖鐵礦形成于中新世。前人研究表明, 西昆侖地區(qū)鐵礦類型主要為沉積變質(zhì)型(如贊坎、老并、大紅柳灘等鐵礦床), 成礦年齡主要集中在新元古代晚期?寒武紀(jì)(Hu et al., 2016; 張連昌等, 2016; 李智泉等, 2018), 矽卡巖型鐵礦較少, 且成礦年齡主要集中在晚古生代(如康達(dá)達(dá)坂矽卡巖型鐵鋅礦床、庫地矽卡巖型含銅磁鐵礦礦床)(劉建平等, 2009)。因此, 與中新世二長花崗巖侵位有關(guān)的阿克薩依矽卡巖鐵礦的發(fā)現(xiàn), 表明在西昆侖地區(qū)存在青藏高原后碰撞時期的矽卡巖鐵成礦作用, 為西昆侖地區(qū)尋找矽卡巖鐵礦提供了新的思路。

圖6 阿克薩依二長花崗巖Harker圖解

5.2 巖石成因及源區(qū)特征

阿克薩依花崗巖的SiO2含量為66.05%~76.47% (>56%), Al2O3含量為12.60%~15.60%, MgO平均含量為0.44%(<3%); 具有高Sr(432~1174 μg/g), 低Y(3.08~18.11 μg/g)和Yb(0.35~1.39 μg/g), 高Sr/Y值(64.8~203)以及明顯的輕稀土元素富集的特點((La/Yb)N=61.32~165.63)的特點。這些特征與埃達(dá)克巖的地球化學(xué)特征十分相似, 在Sr/Y-Y和Sr/Yb-Yb圖解上(圖9a、b), 所有樣品均落入埃達(dá)克質(zhì)巖區(qū)域。關(guān)于埃達(dá)克質(zhì)巖的成因機制, 有多種觀點: ①巖漿混合作用(Guo et al., 2007; Streck et al., 2007); ②俯沖洋殼板片的部分熔融(Defant and Drummond, 1990);③拆沉玄武質(zhì)下地殼的部分熔融(Gao et al., 2004; Wang et al., 2006); ④加厚下地殼中基性變質(zhì)巖部分熔融(張旗等, 2001; Hou et al., 2004); ⑤同源玄武質(zhì)巖漿的結(jié)晶分異作用(Castillo et al., 1999; Macpherson et al., 2006; Gao et al., 2009)。巖漿混合作用形成的埃達(dá)克質(zhì)巖屬于低硅埃達(dá)克質(zhì)巖, 具有較低的SiO2含量(Martin et al., 2005)。阿克薩依花崗巖具有高的SiO2含量(>66%), 并且野外及鏡下觀察也均未發(fā)現(xiàn)暗色微粒包體等巖漿混合作用現(xiàn)象(Didier and Barbarin, 1991), 因此巖體并非由巖漿混合作用形成的。與經(jīng)典的洋殼俯沖形成的埃達(dá)克巖具有高Al2O3、低K2O/Na2O(≤0.4)的特征(Defant and Drummond, 1990)不同的是, 阿克薩依礦區(qū)埃達(dá)克質(zhì)巖的具有相對較低的Al2O3(12.60%~15.60%, 平均值為14.17%)、低Na2O(3.81%~4.48%, 平均值為4.18%)、高K2O/ Na2O值(0.88~1.31)。而且較高的Th/La比值(0.31~0.82, 平均值為0.51)以及高K2O含量(3.53%~5.65%, 平均值為4.99%), 也與新生代板塊熔融埃達(dá)克巖具有明顯的差別(Stern and Kilian, 1996)(圖9c)。印度板塊與歐亞板塊在~55 Ma時發(fā)生碰撞(Tapponnier et al., 2001; 遲效國等, 2005; Xu et al., 2013), 中新世新特提斯洋已經(jīng)關(guān)閉, 西昆侖造山帶處于造山晚期的構(gòu)造環(huán)境, 不存在俯沖板片的熔融(姜耀輝等, 2000b; 陳希節(jié)等, 2014)。數(shù)值模擬與地球物理研究證明了藏北巖石圈拆沉作用的存在(Liu and Yang, 2003; Deng et al., 2004), 但是拆沉的下地殼部分熔融形成的埃達(dá)克質(zhì)巖漿在上升途中會與周邊的地幔橄欖巖發(fā)生交代反應(yīng), 導(dǎo)致其MgO含量和Mg#值升高(侯增謙等, 2007; Wang et al., 2007), 而樣品低的MgO含量(0.11%~ 0.72%)和低的Mg#值(17.85~33.97)排除了拆沉玄武質(zhì)下地殼的部分熔融的可能。

數(shù)據(jù)來源: 原始地幔值據(jù)Sun and Mcdonough, 1989; 球粒隕石值據(jù)Boynton, 1984; 藏北埃達(dá)克質(zhì)巖據(jù)賴紹聰, 2003; 藏北鉀質(zhì)超鉀質(zhì)巖據(jù)Guo et al., 2006。

表3 阿克薩依二長花崗巖鋯石Hf同位素組成

數(shù)據(jù)來源: 岡底斯含礦斑巖據(jù)侯增謙等, 2012; 日喀則埃達(dá)克巖據(jù)陳希節(jié)等, 2014; 塔什庫爾干堿性巖據(jù)王亞偉等, 2013; 徐曉尹等, 2017。

表4 阿克薩依二長花崗巖Sr-Nd同位素組成

表5 阿克薩依二長花崗巖Pb同位素組成

雖然阿克薩依二長花崗巖落在加厚下地殼部分熔融形成的埃達(dá)克巖區(qū)域, 與藏北埃達(dá)克巖等加厚下地殼型埃達(dá)克巖具有相似的特征(圖9c、d), 但阿克薩依礦區(qū)內(nèi)出露閃長玢巖, 該巖體與二長花崗巖具有密切的時空關(guān)系且Sr-Nd-Pb同位素基本一致, 但是閃長玢巖并不處于典型的埃達(dá)克巖區(qū)域(課題組未發(fā)表數(shù)據(jù)), 因此二長花崗巖的埃達(dá)克性質(zhì)不是由源區(qū)控制的。Castillo et al. (1999)認(rèn)為玄武質(zhì)巖漿通過結(jié)晶分異過程可以產(chǎn)生具有埃達(dá)克巖地球化學(xué)特征的巖石, Richards and Kerrich (2007)也強調(diào)埃達(dá)克巖的高Sr/Y和La/Yb值以及低Y和Yb含量可以通過分離結(jié)晶作用產(chǎn)生。在La/Sm-La以及La/Yb-La圖解中(圖10), 巖體樣品的變化趨勢不同于部分熔融, 而顯示出水平分布的分離結(jié)晶趨勢, 此外在Harker圖解上(圖6), 花崗巖的TiO2、Fe2O3T、MgO、Na2O、K2O等元素含量隨SiO2含量的增加而減小, 也顯示出分離結(jié)晶作用的特點, 表明分離結(jié)晶作用在阿克薩依二長花崗巖巖漿演化中具有重要的作用。楊志明等(2008)對驅(qū)龍銅礦中新世巖漿巖研究表明巖漿巖所表現(xiàn)出的埃達(dá)克質(zhì)親和性是巖漿侵位后副礦物相的結(jié)晶分異所導(dǎo)致的, 角閃石結(jié)晶分異而呈現(xiàn)埃達(dá)克質(zhì)性質(zhì)的巖漿, 其埃達(dá)克質(zhì)特征會隨角閃石的結(jié)晶分異程度增加而更加明顯。這是因為角閃石富集Y、Yb等稀土元素, 隨著分離結(jié)晶作用的進(jìn)行, 大量角閃石逐漸結(jié)晶, 殘余巖漿勢必會逐漸虧損Y、Yb等稀土元素, 從而導(dǎo)致結(jié)晶形成的巖石Sr/Y比值變高, Y和Yb含量變低(Gao et al., 2009; Li et al., 2009)。圖6顯示Y和Yb的含量隨著SiO2含量的增加而減少, Sr/Y值隨著SiO2含量的增加而增加, 表明二長花崗巖存在角閃石的分離結(jié)晶, 這與野外觀察到的閃長玢巖中大量發(fā)育的角閃石相一致。綜上所述, 認(rèn)為阿克薩依二長花崗巖是角閃石等礦物發(fā)生分離結(jié)晶作用的玄武質(zhì)巖漿殘余結(jié)晶形成的。

西昆侖在地球化學(xué)上屬于青藏高原北部地球化學(xué)省(Northern Tibetan Plateau Geochemical Province), 除此之外還包括松潘?甘孜?可可西里以及羌塘。該地球化學(xué)省碰撞后巖漿作用從60 Ma一直持續(xù)到<1 Ma (鄧萬明, 1998), 主要分為兩種類型, 一種是小范圍分布的鈉質(zhì)巖漿作用, 另一種就是廣泛分布的鉀質(zhì)巖漿作用, 包括鉀質(zhì)?超鉀質(zhì)巖石以及埃達(dá)克質(zhì)巖石, 具有均一的Sr-Nd同位素組成((87Sr/86Sr)i= 0.707101~0.710536,Nd()= –9 ~ –2,DM2=0.7~1.3 Ga) (Cooper et al., 2002; Ding et al., 2003; Wang et al., 2005)。本區(qū)二長花崗巖顯示出與藏北埃達(dá)克巖、鉀質(zhì)超鉀質(zhì)火山巖具有相似的Sr-Nd-Pb同位素組成(圖11、12), 表明其屬于青藏高原北部地球化學(xué)省, 并與該地球化學(xué)省碰撞后巖漿作用具有相同的源區(qū)。在143Nd/144Nd-87Sr/86Sr圖解中(圖11), 從藏北鈉質(zhì)鈣堿性火山巖到埃達(dá)克巖再到鉀質(zhì)超鉀質(zhì)巖, 其同位素組成表現(xiàn)出趨向富集地幔的特征, 而在Pb構(gòu)造模式圖中(圖12), 阿克薩依花崗巖與藏北埃達(dá)克巖及鉀質(zhì)超鉀質(zhì)巖一致, 均靠近EMⅡ富集地幔特征區(qū)域, 表明巖石可能起源于富集型地幔(賴紹聰?shù)? 2001; 莫宣學(xué)等, 2006; 遲效國等, 2017)。

數(shù)據(jù)來源: 新生代板塊熔融埃達(dá)克巖據(jù)Stern and Kilian, 1996; 藏北埃達(dá)克巖據(jù)賴紹聰, 2003。

圖10 阿克薩依二長花崗巖La/Sm-La (a)及La/Yb-La (b)圖解

數(shù)據(jù)來源: MORB、EMⅠ、EMⅡ據(jù)Hofmann, 1997; 藏北埃達(dá)克巖據(jù)賴紹聰, 2003; 藏北鉀質(zhì)超鉀質(zhì)巖據(jù)Ding et al., 2003; Guo et al., 2006; 藏北鈉質(zhì)/鈣堿性火山巖據(jù)丁林等, 1999。

關(guān)于EMⅡ型富集地幔的來源, 多數(shù)學(xué)者認(rèn)為是由于受俯沖作用的影響, 高原北部的地幔及軟流圈受到大量洋殼沉積物及陸殼物質(zhì)的廣泛交代而在新生代逐漸形成的(趙振明等, 2007)。值得注意的是, 阿克薩依二長花崗巖具有變化范圍較大的的低Hf()值(–6.7~1.0), 暗示巖石的演化過程中受到一定的地殼混染, 這也是巖石具有較低Mg#的原因。因此, 阿克薩依二長花崗巖起源于俯沖流體交代的富集地幔, 在演化侵位過程中有殼源物質(zhì)的加入。

數(shù)據(jù)來源: NHRL、DM、BSE據(jù)Zindler and Hart, 1986; 藏南鉀質(zhì)超鉀質(zhì)巖據(jù)Zhao et al., 2009; 藏南埃達(dá)克巖據(jù)Chung et al., 2003; Hou et al., 2004; Gao et al., 2007; 其他數(shù)據(jù)來源同圖11。

5.3 構(gòu)造意義

印度?歐亞板塊在早始新世(~55 Ma)發(fā)生強烈碰撞(Royden et al., 2008), 之后, 印度板塊仍以44~ 50 mm/a的速率向北俯沖到歐亞板塊之下, 造成青藏高原整體抬升, 地殼加厚(Molnar and Tapponnier, 1975; Tapponnier et al., 2001)。隨著印度大陸巖石圈持續(xù)向北推進(jìn), 青藏高原下部的軟流圈也隨之向北遷移, 直至被剛性的塔里木板塊所阻擋(Kosarev et al., 1999; Guo et al., 2006)。地震層析成像揭示, 可可西里?西昆侖中新世?第四紀(jì)鉀質(zhì)火山巖帶下方存在一個深達(dá)900 km的巨型地幔低速體(Replumaz et al., 2010)。在30 Ma左右, 南向俯沖的印度大陸巖石圈板片向后彎轉(zhuǎn), 25 Ma自西向東撕裂, 于15 Ma發(fā)生完全斷離(遲效國等, 2017)。受該斷離板塊沉降形成的冷地幔下降流驅(qū)動, 藏北深部的巨型地幔低速體上涌, 一方面導(dǎo)致富集地幔減壓熔融; 另一方面軟流圈的上涌造成巖石圈的強烈拉伸減薄, 在南北向擠壓的同時, 形成了東西向大規(guī)模的走滑剪切活動, 同時伴生拉張盆地和推覆構(gòu)造(Harrison et al., 1992; 鄧萬明, 1998; Yin and Harrison, 2000)。在Rb-(Y+Nb)構(gòu)造判別圖上(圖13), 中新世阿克薩依花崗巖基本都落于后碰撞花崗巖區(qū)域, 表明其形成于青藏高原區(qū)域伸展的構(gòu)造動力學(xué)背景下。一部分走滑斷裂位于較老的縫合帶內(nèi), 如金沙江斷裂、南昆侖斷裂等, 地球物理研究表明, 這些走滑斷層可能穿透了巖石圈地幔(Tapponnier et al., 2001)。由富集地幔減壓熔融形成的玄武質(zhì)巖漿沿著這些深大斷裂侵位到地殼, 形成了藏北新生代火山巖線狀展布的特點。在巖漿上升過程中, 受地殼混染并發(fā)生分離結(jié)晶作用, 形成了具有埃達(dá)克巖特征的阿克薩依二長花崗巖。

圖13 阿克薩依二長花崗巖構(gòu)造判別圖解(據(jù)Pearce, 1996)

6 結(jié) 論

(1) 阿克薩依二長花崗巖形成年齡為12.37± 0.18 Ma, 近似代表了阿克薩依矽卡巖鐵礦化時間, 表明西昆侖地區(qū)存在青藏高原后碰撞時期的矽卡巖鐵成礦作用。

(2) 該巖石為準(zhǔn)鋁質(zhì)?弱過鋁質(zhì)高鉀鈣堿性或鉀玄巖系列。地球化學(xué)上顯示埃達(dá)克巖的性質(zhì)是玄武質(zhì)巖漿演化過程中角閃石等礦物分離結(jié)晶的結(jié)果。鋯石Hf同位素和全巖Sr-Nd-Pb同位素組成表明, 該巖體起源于富集地幔的部分熔融, 同時受到一定程度的地殼混染。

(3) 阿克薩依二長花崗巖及矽卡巖鐵礦化形成于青藏高原區(qū)域伸展的構(gòu)造動力學(xué)背景下。受巨型地幔低速體上涌的影響, 富集地幔發(fā)生部分熔融并沿深大斷裂向上侵位, 受地殼混染并發(fā)生分離結(jié)晶作用, 進(jìn)而形成具有埃達(dá)克性質(zhì)的巖體。

致謝:感謝中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所袁超研究員和中國地質(zhì)調(diào)查局南京地質(zhì)調(diào)查中心張傳林教授認(rèn)真評閱本文, 并提出寶貴的修改意見。鋯石U-Pb和Hf 同位素測試分別得到吳丹老師和張樂老師的幫助; 巖石主元素、微量元素測試得到王鑫玉博士、曾文老師的幫助, 在此一并表示感謝。

陳希節(jié), 許志琴, 孟元庫, 賀振宇. 2014. 岡底斯帶中段中新世埃達(dá)克質(zhì)巖漿作用的年代學(xué)、地球化學(xué)及Sr-Nd-Hf同位素制約. 巖石學(xué)報, 30(8): 2253–2268.

遲效國, 李才, 金巍. 2005. 藏北羌塘地區(qū)新生代火山作用與巖石圈構(gòu)造演化. 中國科學(xué)(D輯), 35(5): 399–410.

遲效國, 李才, 金巍, 劉森, 楊日紅. 1999. 藏北新生代火山作用的時空演化與高原隆升. 地質(zhì)論評, 45(S1): 978–986.

遲效國, 張蕊, 范樂夫, 王利民. 2017. 藏北新生代玄武質(zhì)火山巖起源的深部機制——大陸俯沖和板片斷離驅(qū)動的地幔對流上涌模式. 巖石學(xué)報, 33(10): 3011– 3026.

鄧萬明. 1998. 青藏高原北部新生代板內(nèi)火山巖. 北京: 地質(zhì)出版社: 1–180.

丁林, 岳雅慧, 蔡福龍, 徐曉霞, 張清海, 來慶洲. 2006. 西藏拉薩地塊高鎂超鉀質(zhì)火山巖及對南北向裂谷形成時間和切割深度的制約. 地質(zhì)學(xué)報, 80(9): 1252– 1261.

高睿, 肖龍, 王國燦, 賀新星, 楊剛, 鄢圣武. 2013. 西準(zhǔn)噶爾晚古生代巖漿活動和構(gòu)造背景. 巖石學(xué)報, 29(10): 3413–3434.

侯增謙, 潘小菲, 楊志明, 曲曉明. 2007. 初論大陸環(huán)境斑巖銅礦. 現(xiàn)代地質(zhì), 21(2): 332–351.

侯增謙, 鄭遠(yuǎn)川, 楊志明, 楊竹森. 2012. 大陸碰撞成礦作用: Ⅰ. 岡底斯新生代斑巖成礦系統(tǒng). 礦床地質(zhì), 31(4): 647–670.

姜耀輝, 芮行健, 郭坤一, 賀菊瑞. 2000a. 西昆侖造山帶花崗巖研究新進(jìn)展. 火山地質(zhì)與礦產(chǎn), 21(1): 61–62.

姜耀輝, 芮行健, 郭坤一, 賀菊瑞. 2000b. 西昆侖造山帶花崗巖形成的構(gòu)造環(huán)境. 地球?qū)W報, 21(1): 23–25.

康磊, 校培喜, 高曉峰, 奚仁剛, 楊再朝. 2015. 西昆侖西段晚古生代?中生代花崗質(zhì)巖漿作用及構(gòu)造演化過程. 中國地質(zhì), 42(3): 533–552.

柯珊, 莫宣學(xué), 羅照華, 詹華明, 梁濤, 李莉, 李文韜. 2006. 塔什庫爾干新生代堿性雜巖的地球化學(xué)特征及巖石成因. 巖石學(xué)報, 22(4): 905–915.

賴紹聰. 2003. 青藏高原新生代埃達(dá)克質(zhì)巖的厘定及其意義. 地學(xué)前緣, 10(4): 407–415.

賴紹聰, 劉池陽. 2001. 青藏高原北羌塘榴輝巖質(zhì)下地殼及富集型地幔源區(qū)——來自新生代火山巖的巖石地球化學(xué)證據(jù). 巖石學(xué)報, 17(3): 459–468.

李錦軼, 肖序常. 1999. 對新疆地殼結(jié)構(gòu)與構(gòu)造演化幾個問題的簡要評述. 地質(zhì)科學(xué), 34(4): 405–419.

李榮社, 徐學(xué)義, 計文化. 2008. 對中國西部造山帶地質(zhì)研究若干問題的思考. 地質(zhì)通報, 27(12): 2020–2025.

李智泉, 張連昌, 薛春紀(jì), 鄭夢天, 朱明田, 董連慧, 馮京. 2018. 西昆侖贊坎鐵礦床地質(zhì)特征、形成時代及高品位礦石的成因. 巖石學(xué)報, 34(2): 427–446.

梁細(xì)榮, 韋剛健, 李獻(xiàn)華, 劉穎. 2003. 利用MC-ICPMS精確測定143Nd/144Nd和Sm/Nd比值. 地球化學(xué), 32(1): 91–96.

林清茶, 夏斌, 張玉泉. 2006. 西昆侖-喀喇昆侖地區(qū)鉀質(zhì)堿性巖Ar-Ar年齡——以羊湖、昝坎和苦子干巖體為例. 礦物巖石, 26(2): 66–70.

劉成軍. 2015. 西昆侖造山帶(西段)及周緣早古生代?早中生代物質(zhì)組成與構(gòu)造演化. 西安: 長安大學(xué)博士學(xué)位論文: 1–199.

劉嘉麒. 1999. 中國火山. 北京: 科學(xué)出版社: 1–219.

劉建平, 王核, 任廣利, 付王偉, 吳玉峰. 2009. 西昆侖鐵礦礦床類型及勘探前景. 礦物學(xué)報, 29(S1): 439–441.

劉穎, 劉海臣, 李獻(xiàn)華. 1996. 用ICP-MS準(zhǔn)確測定巖石樣品中的40余種微量元素. 地球化學(xué), 25(6): 552–558.

莫宣學(xué), 趙志丹, DEPAOLO D J, 周肅, 董國臣. 2006. 青藏高原拉薩地塊碰撞-后碰撞巖漿作用的三種類型及其對大陸俯沖和成礦作用的啟示: Sr-Nd同位素證據(jù). 巖石學(xué)報, 22(4): 795–803.

潘桂棠, 朱弟成, 王立全, 廖忠禮, 耿全如, 江新勝. 2004. 班公湖?怒江縫合帶作為岡瓦納大陸北界的地質(zhì)地球物理證據(jù). 地學(xué)前緣, 11(4): 371–382.

潘裕生. 1990. 西昆侖山構(gòu)造特征與演化. 地質(zhì)科學(xué), (3): 224–232.

汪玉珍, 方錫廉. 1987. 西昆侖山、喀喇昆侖山花崗巖類時空分布規(guī)律的初步探討. 新疆地質(zhì), 5(1): 9–24.

王超, 劉良, 何世平, 楊文強, 曹玉亭, 朱小輝, 李榮社. 2013. 西昆侖早古生代巖漿作用過程: 布隆花崗巖地球化學(xué)和鋯石U-Pb-Hf同位素組成研究. 地質(zhì)科學(xué), 48(4): 997–1014.

王亞偉, 廖小瑩, 劉良, 校培喜, 曹玉亭, 楊文強, 康磊, 梁莎. 2013. 西昆侖塔什庫爾干苦子干堿性雜巖體的成因及其構(gòu)造意義. 西北地質(zhì), 46(4): 1–24.

韋剛健, 梁細(xì)榮, 李獻(xiàn)華, 劉穎. 2002. (LP)MC-ICPMS方法精確測定液體和固體樣品的Sr同位素組成. 地球化學(xué), 31(3): 295–299.

魏小鵬. 2018. 西昆侖造山帶三疊紀(jì)花崗巖類時空分布、巖石成因及其構(gòu)造背景. 廣州: 中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所博士學(xué)位論文: 1–196.

吳福元, 李獻(xiàn)華, 鄭永飛, 高山. 2007. Lu-Hf同位素體系及其巖石學(xué)應(yīng)用. 巖石學(xué)報, 23(2): 185–220.

吳元保, 鄭永飛. 2004. 鋯石成因礦物學(xué)研究及其對U-Pb年齡解釋的制約. 科學(xué)通報, 46(16): 1589–1604.

肖文交, 侯泉林, 李繼亮, B.F.Windley, 郝杰, 方愛民, 周輝, 王志洪, 陳漢林, 張國成, 袁超. 2000. 西昆侖大地構(gòu)造相解剖及其多島增生過程. 中國科學(xué)(D輯), 30(S1): 22–28.

肖序常, 王軍. 1998. 青藏高原構(gòu)造演化及隆升的簡要評述. 地質(zhì)論評, 44(4): 372–381.

徐曉尹, 蔡志慧, 許志琴, 曹匯. 2017. 東北帕米爾塔什庫爾干中新世高鉀堿性巖的成因機制與大地構(gòu)造意義. 地質(zhì)論評, 63(3): 616–629.

許志琴, 戚學(xué)祥, 劉福來, 楊經(jīng)綏, 吳才來, 曾令森, 梁鳳華. 2004. 西昆侖康西瓦加里東期孔茲巖系及地質(zhì)意義. 地質(zhì)學(xué)報, 78(6): 733–743.

楊志明, 侯增謙, 宋玉財, 李振清, 夏代詳, 潘鳳雛. 2008. 西藏驅(qū)龍超大型斑巖銅礦床: 地質(zhì)、蝕變與成礦. 礦床地質(zhì), 27(3): 279–318.

張傳林, 陸松年, 于海鋒, 葉海敏. 2007. 青藏高原北緣西昆侖造山帶構(gòu)造演化: 來自鋯石SHRIMP及LA- ICP-MS測年的證據(jù). 中國科學(xué)(D輯), 37(2): 145–154.

張連昌, 馮京, 董連慧, 朱明田, 鄭夢天, 李智泉, 郝延海, 石玉君. 2016. 西昆侖塔什庫爾干鐵礦帶礦床類型、成因及成礦規(guī)律. 地球科學(xué)與環(huán)境學(xué)報, 38(4): 427–443.

張旗, 王焰, 錢青, 楊進(jìn)輝, 王元龍, 趙太平, 郭光軍. 2001.中國東部燕山期埃達(dá)克巖的特征及其構(gòu)造?成礦意義. 巖石學(xué)報, 17(2): 236–244.

張蕊. 2018. 藏北羌塘新生代堿性鉀質(zhì)?超鉀質(zhì)火山巖成因研究. 長春: 吉林大學(xué)博士學(xué)位論文: 1–127.

趙振明, 李榮社, 計文化, 伊海生, 林金輝, 朱同興. 2007. 青藏高原北羌塘地區(qū)古近紀(jì)火山巖中埃達(dá)克巖的地球化學(xué)特征及其構(gòu)造意義. 地球科學(xué), 32(5): 651– 680.

Blichert-Toft J and Albaréde F. 1997. The Lu-Hf isotope geochemistry of chondrites and the evolution of the mantle-crust system., 148(1–2): 243–258.

Boynton W V. 1984. Geochemistry of the rare earth elements: Meteorite studies // Henderson P. Rare Earth Element Geochemistry. Amsterdam: Elsevier: 63–114.

Castillo P R, Janney P E and Solidum R U. 1999. Petrology and geochemistry of Camiguin Island, southern Philippines: Insights to the source of adakites and other lavas in a complex arc setting., 134(1): 33–51.

Chung S L, Liu D Y, Ji J Q, Chu M F, Lee H Y, Wen D J, Lo C H, Lee T Y, Qian Q and Zhang Q. 2003. Adakites from continental collision zones: Melting of thickened lower crust beneath southern Tibet., 31(11): 1021–1024.

Cooper K M, Reid M R, Dunbar N W and McIntosh W C. 2002. Origin of mafic magmas beneath northwestern Tibet: Constraints from230Th-238U disequilibria.,,, 3(11): 1–23.

Coulon C, Maluski H, Bollinger C and Wang S. 1986. Mesozoic and Cenozoic volcanic rocks from central andsouthern Tibet:39Ar/40Ar dating, petrological characteristics and geodynamical significance., 79(3–4): 281–302.

Defant M J and Drummond M S. 1990. Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere., 347(6294): 662–665.

Deng J F, Mo X X, Zhao H L, Wu Z X, Luo Z H and Su S G. 2004. A new model for the dynamic evolution of Chinese lithosphere: ‘continental roots-plume tectonics’., 65(3–4): 223–275.

Didier J and Barbarin B. 1991. Enclaves and Granite Petrology. Amsterdam: Elservier: 1–625.

Ding L, Kapp P, Zhong D L and Deng W M. 2003. Cenozoic volcanism in Tibet: Evidence for a transition from oceanic to continental subduction., 44(10): 1833–1865.

Gao J, Klemd R, Long L L, Xiong X M and Qian Q. 2009. Adakitic signature formed by fractional crystallization: An interpretation for the Neo-Proterozoic meta-plagio-granites of the NE Jiangxi ophiolitic mélange belt, South China., 110: 277–293.

Gao S, Rudnick R L, Yuan H L, Liu X M, Liu Y S, Xu W L, Ling W L, Ayers J, Wang X C and Wang Q H. 2004. Recycling lower continental crust in the North China craton., 432(7019): 892–897.

Gao Y F, Hou Z Q, Kamber B S, Wei R H, Meng X J and Zhao R S. 2007. Adakite-like porphyries from the southern Tibetan continental collision zones: Evidence for slab melt metasomatism., 153(1): 105–120.

Griffin W L, Wang X, Jackson S E, Pearson N J, O'Reilly S Y, Xu X S and Zhou X M. 2002. Zircon chemistry and magma mixing, SE China:analysis of Hf isotopes, Tonglu and Pingtan igneous complexes., 61(3–4): 237–269.

Guo Z F, Wilson M and Liu J Q. 2007. Post-collisional adakites in south Tibet: Products of partial melting of subduction-modified lower crust., 96(1–2): 205– 224.

Guo Z F, Wilson M, Liu J Q and Mao Q. 2006. Post- collisional, potassic and ultrapotassic magmatism of the northern Tibetan Plateau: Constraints on characteristics of the mantle source, geodynamic setting and uplift mechanisms., 47(6): 1177–1220.

Harris N B W and Inger S. 1992. Trace element modeling of pelite-derived granites., 110(1): 46–56.

Harrison T M, Copeland P, Kidd W S F and Yin A. 1992. Raising Tibet., 255(5052): 1663–1670.

Hofmann A W. 1997. Mantle geochemistry: The message from oceanic volcanism., 385(6613): 219–229.

Hou Z Q, Gao Y F, Qu X M, Rui Z Y and Mo X X. 2004. Origin of adakitic intrusives generated during mid-Miocene east-west extension in southern Tibet., 220(1–2): 139–155.

Hu J, Wang H, Huang C Y, Tong L X, Mu S L and Qiu Z W. 2016. Geological characteristics and age of the Dahongliutan Fe-ore deposit in the Western Kunlun orogenic belt, Xinjiang, northwestern China., 116: 1–25.

Jiang Y H, Jiang S Y, Ling H F, Zhou X R, Rui X J and Yang W Z. 2002. Petrology and geochemistry of shoshonitic plutons from the western Kunlun orogenic belt, Xinjiang, northwestern China: Implications for granitoid geneses., 63(3–4): 165–187.

Kay R W and Kay S M. 2002. Andean adakites: Three ways to make them., 18(3): 303–311.

Kosarev G, King R, Sobolev S V, Yuan X, Hanka W and Oreshin S. 1999. Seismic evidence for a detached Indian lithospheric mantle beneath Tibet., 283(5406): 1306–1309.

Li J W, Zhao X F, Zhou M F, Ma C Q, de Souza Z S and Vasconcelos P. 2009. Late Mesozoic magmatism from the Daye region, eastern China: U-Pb ages, petrogenesis, and geodynamic implications., 157(3): 383–409.

Liu M and Yang Y Q. 2003. Extensional collapse of the Tibetan Plateau: Results of three-dimensional finite element modeling., 108(B8), 2361.

Liu Y, Gao S, Hu Z C, Gao C G, Zong K Q and Wang D B. 2010. Continental and oceanic crust recycling-induced melt- peridotite interactions in the trans-north China orogen: U-Pb dating, Hf isotopes and trace elements in zircons from mantle xenoliths., 51(1–2): 537–571.

Ludwig K R. 2003. User’s manual for Isoplot 3.00: A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center Special Publication.

Macpherson C G, Dreher S T and Thirlwall M F. 2006. Adakites without slab melting: High pressure different-tiation of island arc magma, Mindanao, the Philippines., 243: 581–593.

Martin H, Smithies R H, Rapp R, Moyen J F and Champion D. 2005. An overview of adakite, tonalite-trondhjemite- granodiorite (TTG), and sanukitoid: Relationships and some implications for crustal evolution., 79(1–2): 1–24.

Mattern F, Schneider W, Li Y and Li X. 1996. A traverse through the western Kunlun (Xinjiang, China): Tentativegeodynamic implications for the Paleozoic and Mesozoic., 85(4): 705–722.

Middlemost E A K. 1994. Naming materials in the magma igneous rock system., 37(3–4): 215–224.

Molnar P and Tapponnier P. 1975. Cenozoic tectonics of Asia: Effects of a continental collision., 189(4201): 419–426.

Molnar P and Tapponnier P. 1978. Active tectonics of Tibet., 83(NB11): 5361–5376.

Peccerillo A and Taylor S R. 1976. Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic-rocks from Kastamonu area, Northern Turkey., 58(1): 63–81.

Replumaz A, Negredo A M, Guillot S and Villasenor A. 2010. Multiple episodes of continental subduction during India/Asia convergence: Insight from seismic tomography and tectonic reconstruction., 483(1–2): 125–134.

Richards J P and Kerrich R. 2007. Adakite-like rocks: Their origins and questionable role in metallogenesis., 102: 537–576.

Rickwood P C. 1989. Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and minor elements., 22(4): 247–263.

Royden L H, Burchfiel B C and van der Hilst R D. 2008. The geological evolution of the Tibetan plateau., 321(5892): 1054–1058.

Soderlund U, Patchett J P, Vervoort J D and Isachsen C E. 2004. The176Lu decay constant determined by Lu-Hf and U-Pb isotope systematics of Precambrian mafic intrusions., 219(3–4): 311–324.

Stern C R and Kilian R. 1996. Role of the subducted slab, mantle wedge and continental crust in the generation of adakites from the Andean Austral volcanic zone., 123(3): 263–281.

Streck M J, Leeman W P and Chesley J. 2007. High-magnesian andesite from Mount Shasta: A product of magma mixing and contamination, not a primitive mantle melt., 35(4): 351–354.

Sun S S and Mcdonough W F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes.,,, 42(1): 313–345.

Tapponnier P and Molnar P. 1976. Slip-line field-theory and large-scale continental tectonics., 264(5584): 319–324.

Tapponnier P, Xu Z Q, Roger F, Meyer B, Arnaud N, Wittlinger G and Yang J S. 2001. Oblique stepwise rise and growth of the Tibet plateau., 294(5547): 1671–1677.

Wang Q, McDermott F, Xu J F, Bellon H and Zhu Y T. 2005. Cenozoic K-rich adakitic volcanic rocks in the Hohxil area, northern Tibet: Lower-crustal melting in an intra-co-ntinental setting., 33(6): 465–468.

Wang Q, Wyman D A, Zhao Z H, Xu J F, Bai Z H, Xiong X L, Dai T M, Li C F and Chu Z Y. 2007. Petrogenesis of Carboniferous adakites and Nb-enriched arc basalts in the Alataw area, northern Tianshan Range (western China): Implications for Phanerozoic crustal growth in the Central Asia orogenic belt., 236(1–2): 42–64.

Wang Q, Xu J F, Jian P, Bao Z W, Zhao Z H, Li C F, Xiong X L and Ma J L. 2006. Petrogenesis of adakitic porphyries in an extensional tectonic setting, dexing, South China: Implications for the genesis of porphyry copper mineralization., 47(1): 119–144.

Wang Z H. 2004. Tectonic evolution of the western Kunlun orogenic belt, western China., 24(2): 153–161.

Williams H M, Turner S, Kelley S and Harris N. 2001. Age and composition of dikes in Southern Tibet: New constraints on the timing of East-West extension and its relationship to post-collisional volcanism., 29(4): 339–342.

Williams H M, Turner S P, Pearce J A, Kelley S P and Harris N B W. 2004. Nature of the source regions for post-collisional, potassic magmatism in southern and northern Tibet from geochemical variations and inverse trace element modelling., 45(3): 555–607.

Xiao W J, Windley B F, Chen H L, Zhang G C and Li J L. 2002. Carboniferous-Triassic subduction and accretion in the western Kunlun, China: Implications for the collisional and accretionary tectonics of the northern Tibetan Plateau., 30(4): 295–298.

Xiao W J, Windley B F, Liu D Y, Jian P, Liu C Z, Yuan C and Sun M. 2005. Accretionary tectonics of the Western Kunlun Orogen, China: A Paleozoic-early Mesozoic, long-lived active continental margin with implications for the growth of southern Eurasia., 113(6): 687–705.

Xu Z Q, Wang Q, Pecher A, Liang F H, Qi X X, Cai Z H, Li H Q, Zeng L S and Cao H. 2013. Orogen-parallel ductile extension and extrusion of the Greater Himalaya in the late Oligocene and Miocene., 32(2): 191–215.

Yin A and Harrison T M. 2000. Geologic evolution of the Himalayan-Tibetan orogeny., 28: 211–280.

Yuan C, Sun M, Zhou M F, Zhou H, Xiao W J and Li J L. 2003. Absence of Archean basement in the South Kunlun Block: Nd-Sr-O isotopic evidence from granitoids., 12(1): 13–21.

Zhao Z D, Mo X X, Dilek Y, Niu Y L, DePaolo D J, Robinson P, Zhu D C, Sun C G, Dong G C, Zhou S, Luo Z H and Hou Z Q. 2009. Geochemical and Sr-Nd-Pb-O isotopic compositions of the post-collisional ultrapotassic magmatism in SW Tibet: Petrogenesis and implications for India intra-continental subduction beneath southern Tibet., 113: 190–212.

Zhu D C, Zhao Z D, Pan G T, Lee H Y, Kang Z Q, Liao Z L, Wang L Q, Li G M, Dong G C and Liu B. 2009. Early cretaceous subduction-related adakite-like rocks of the Gangdese Belt, southern Tibet: Products of slab melting and subsequent melt-peridotite interaction?, 34(3): 298–309.

Zindler A and Hart S. 1986. Chemical Geodynamics., 14: 493–571.

Petrogenesis and Geodynamic Setting of Akesayi Cenozoic Monzo-granite in West Kunlun: Constraints from Geochronology, Geochemistry and Sr-Nd-Pb-Hf Isotopes

DONG Rui1, 2, WANG He1*and YAN Qinghe1, 2

(1. Key Laboratory of Mineralogy and Metallogeny, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China)

This study focus on the monzogranite intrusion related to the Akesayi skarn Fe deposit which is located in the eastern part of the Tianshuihai terrane, West Kunlun. In this paper, we report new results of laser ablation inductively coupled plasma mass spectrometry (LA-ICP-MS) U-Pb zircon dating, chemical and Sr-Nd-Pb isotopic compositions of the whole-rock samples, and zircon Lu-Hf isotopic compositions, and discuss the petrogenesis and geodynamic settings of the intrusions in Akesayi. LA-ICP-MS zircon U-Pb dating of the monzogranite yields a concordant age of 12.37± 0.18 Ma, which means that the intrusion was formed in the Miocene. The monzogranite belongs to high-K calc-alkaline and shoshonite series, and is characterized by moderate fractionated REE patterns with weak negative Eu anomalies. The monzogranite has geochemical signatures resembling that of the adakites, such as high Sr (432 – 1174 μg/g) and Sr/Y ratio (64.8 – 203), with low Y (3.08 – 18.11 μg/g) and Yb (0.35 – 1.39 μg/g) contents. The Harker, La/Sm-La and La/Yb-La diagrams show that the magmatic evolution is dominated by fractional crystallization. Combined with the negative correlation between SiO2and Y, Yb, positive correlation between SiO2and Sr/Y, it can be inferred that the adakitic monzogranite may be derived from fractional crystallization of mantle-derived basaltic magmas. The Sr-Nd-Pb isotopic compositions of the rocks show affinity of the Northern Tibetan Plateau Geochemical Province (NTPGP), which indicate that the magma may be originated from the enriched mantle source that had been metasomatismed by the subduction fluid. Contamination of the continental crust may account for the highly variedHf() values and relatively low Mg#of the monzogranite. Integrating with previous geochro-nological and geological results, we propose that the monzogranite and related Fe mineralization in the Akesayi deposit were likely formed at a regional extension background induced by the huge mantle upwelling.

Akesayi; skarn Fe deposit; monzogranite; Miocene; regional extension

2019-10-09;

2020-02-29

新疆維吾爾自治區(qū)重點研發(fā)專項“新疆和田縣超大型鋰鈹銣礦床成因及資源綜合利用研究”(2019B00011)、新疆維吾爾自治區(qū)重大科技專項“和田南部喀喇昆侖稀有金屬成礦帶成礦規(guī)律研究”(2018A03004)、國家自然科學(xué)基金項目(41972088)、國家重點研發(fā)計劃(2019YFC0605201)、第二次青藏科考項目(2019QZKK0802)、國家十二五科技支撐計劃項目(2015BAB05B03)和中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所135項目(135TP201601)聯(lián)合資助。

董瑞(1993–), 男, 博士研究生, 礦物學(xué)、巖石學(xué)、礦床學(xué)專業(yè)。Email: 229239053@qq.com

王核(1966–), 男, 研究員, 主要從事成礦預(yù)測方面研究。Email: wanghe@gig.ac.cn

P595; P597

A

1001-1552(2021)02-0370-019

10.16539/j.ddgzyckx.2021.02.008