东昆仑金水口泥盆纪层状花岗岩成因和找矿意义*

王秉璋 潘彤 李五福 许光 刘建栋 张新远 王春涛 金婷婷

我国锂资源对外依存度高,而碳达峰和碳中和的减排需求将会进一步加剧我国锂资源供需矛盾,从而引发了我国对锂资源供应链安全的担忧(周娜,2021)。为此,提高国内锂资源的保障能力迫在眉睫。伟晶岩型锂矿床和富锂盐湖卤水是两种最重要的锂来源,锂需求量快速增长导致伟晶岩型锂矿床勘探开发越来越受重视(陈衍景等,2021)。高分异花岗岩又被称为稀有金属花岗岩,与锂、铍等稀有金属矿化密切相关(吴福元等,2017)。我国锂矿资源主要集中于花岗岩型、花岗伟晶岩型和盐湖型中(李建康等,2014),其中硬岩型锂矿又以伟晶岩型为主,其次为花岗岩型,它们均与高度演化的花岗岩相关,即高分异花岗岩的识别在锂、铍等稀有金属成矿预测中具有重要意义。

青藏高原已发现的伟晶岩型锂铍矿主要形成于中生代和新生代,前者主要有松潘-甘孜造山带东端的甲基卡(王登红等,2005)和可尔因(李建康等,2006)矿床、中部的扎乌龙(严清高等,2022)和草陇-尕朵矿床(李五福等,2022)、西端的大红柳滩矿床(王核等,2017),以及南祁连地块南缘的茶卡北山矿床(王秉璋等,2020,Liuetal., 2023);后者主要有藏南喜马拉雅琼嘉岗(秦克章等,2021;吴福元等,2021)。此外,除了在阿尔金吐格曼发现古生代锂铍矿(徐兴旺等,2019),其他地区鲜有古生代锂铍成矿的报道。青藏高原北部阿尔金-柴北缘-东昆仑碰撞造山带在加里东期未-早海西期经历了大陆碰撞和碰撞后伸展,并形成了大量与碰撞相关的花岗岩(宋述光等,2013;张建新等,2015;Lietal., 2020;吴福元等,2020;王秉璋等,2022a, 2023),与青藏高原中生代和新生代伟晶岩型锂铍矿具有相似的成矿地质背景,但该带已发现的伟晶岩型锂铍矿仅见于阿尔金吐格曼地区,时代为468～454Ma(李杭等,2020),青藏高原北部是否存在广泛的古生代伟晶岩型锂铍成矿作用并不清楚。

东昆仑造山带是青藏高原可与冈底斯带相媲美的一条巨型岩浆岩带(莫宣学等,2007),是青藏高原北部重要的贵金属、有色金属成矿带,近年来相继发现了五龙沟金矿田、沟里金矿田、白干湖超大型钨锡矿田、夏日哈木超大型镍矿和大量斑岩-矽卡岩型铁、铜和铅锌等多金属矿床。东昆仑稀有金属找矿方面并无明显进展,是否具有形成稀有金属矿床的成矿环境和找矿潜力还不清楚,最近东昆仑金水口地区发现了伟晶岩型锂铍矿(青海省第五地质勘查院, 2022(1)青海省第五地质勘查院. 2022. 青海省都兰县金水口地区锂稀有金属矿调查评价2021年工作总结及2022年工作安排.1-184),暗示东昆仑以锂铍为主的稀有金属成矿也应具有找矿前景,然而该地区稀有金属成矿环境、时代和构造动力学背景均属于空白,制约了东昆仑稀有金属矿成矿规律的研究与成矿预测的开展。本文以金水口矿化伟晶岩空间上紧密共生的金水口层状花岗岩体为研究对像,采用锆石、独居石LA-ICP-MS U-Pb定年、全岩主微量和Nd、Pb同位素分析,查明了金水口地区与伟晶岩型锂铍矿紧密共生的花岗岩的形成时代、岩石成因,以此为主要依据推断东昆仑金水口地区伟晶岩型Li-Be矿的找矿方向。本文确定金水口花岗岩形成于泥盆纪(396～391Ma),这一发现表明青藏高原很有可能存在晚古生代伟晶岩型锂铍矿成矿作用。

1 地质背景和岩体特征

图1 东昆仑造山带地理位置(a,据Bi et al., 2022)和地质简图(b,据王秉璋等,2021)1-侏罗系;2-三叠系;3-石炭系-二叠系;4-石炭系;5-泥盆系;6-寒武系-奥陶系;7-志留系;8-元古宇;9-二叠纪-三叠纪花岗岩;10-志留纪-泥盆纪花岗岩;11-寒武纪-奥陶纪花岗岩;12-镁铁-超镁铁质岩;13-区域性断裂及编号;14-一般断裂;15-榴辉岩产地;16-湖泊;17-河流. F1-阿尔金断裂;F2-昆北断裂;F3-昆中断裂;F4-昆南断裂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

图2 东昆仑金水口地区地质略图Fig.2 Geological sketch map of the Jinshuikou area, East Kunlun

东昆仑造山带自北向南依次由祁漫塔格构造带、北昆仑岩浆弧、东昆仑南坡俯冲增生杂岩带和布青山蛇绿混杂岩带四个构造单元组成(潘桂棠等,2009)(图1),金水口锂铍矿化伟晶岩位于北昆仑岩浆弧,不同时代、多种成因类型岩浆岩构成了该岩浆弧的主体(王秉璋等,2022b, c)。金水口地区出露地层主要为古-中元古界金水口岩群,为角闪岩相副变质岩组合,岩性以长英质片麻岩和片岩为主,次为大理岩和斜长角闪岩,元古代变质侵入岩是该地区出露面积最大的地质体,特征尚不清楚,以往将其归入太古宙TTG(刘永成和叶占福,1998),但缺乏可靠的时代依据(图2)。金水口地区泥盆纪侵入岩发育,主要有金水口强过铝花岗岩、跃进山花岗岩和镁铁质岩。强过铝花岗岩岩性有堇青石花岗岩、石榴子石黑云母二长花岗岩和黑云母花岗闪长岩,源于元古代地壳的重熔(龙晓平等,2006;巴金等,2012;Baetal., 2018;Wangetal., 2022)。跃进山花岗岩为壳幔混合形成的I型花岗岩,经历了较高程度的结晶分异(刘彬等,2012)。镁铁质岩浆源区复杂,金水口西侧辉长岩体源于被俯冲带流体交代的岩石圈地幔的部分熔融(413Ma,Wangetal., 2022);金水口地区呈捕虏体产出于堇青石花岗岩中的角闪石岩是来源于亏损软流圈地幔部分熔融的基性岩浆与少量大陆地壳物质混合的产物(409Ma,Wangetal., 2022);跃进山高钛辉长岩为富集岩石圈地幔部分熔融产生熔体经过分异演化的产物,其形成过程中受到了地壳物质的混染(406Ma,刘彬等,2012;Tangetal., 2020);跃进山低钛镁铁质岩源于亏损软流圈地幔部分熔融,有少量大陆地壳组分的加入(408Ma,Tangetal., 2020)。近期矿产勘查工作在金水口地区发现了大量的伟晶岩脉(图2),脉宽0.3～20m,长约30～2700m,走向北西或近南北向,东倾,倾角一般是15°～42°。个别岩脉含有锂云母,并达到工业品位,圈出Li矿体2条,长约100～225m,厚度约2～2.55m,Li2O平均品位为1.27%～2.57%(青海省第五地质勘查院, 2022)。

金水口层状花岗岩体位于金水口东侧,地表形态不规则,整体呈一厚板体NEE向倾,倾角<20°,本文沿金水口东侧选择岩性复杂的地段测制了花岗岩剖面,系统采集了样品(图3)。剖面自下而上描述如下:

⑦ 黑色斜长角闪岩(金水口岩群)

______________侵入接触______________

⑥ 灰白色细粒二云母正长花岗岩(样品JSK5)

______________渐变过渡______________

⑤ 含锂云母伟晶岩(ρ15号脉,M3矿体)

______________渐变过渡______________

④ 乳白色钠长花岗岩(样品JSK6)

______________渐变过渡______________

③ 灰白色细粒二云母正长花岗岩(样品JSK2、JSK4)

______________渐变过渡______________

② 灰白色细粒黑云母二长花岗岩(样品JSK1、JSK7)

______________侵入接触______________

① 斜长角闪岩(金水口岩群)

第②层为灰白色细粒黑云母二长花岗岩(样品JSK1、JSK7),整体相对破碎,节理发育(图4a,b),与下部金水口岩群斜长角闪岩呈侵入接触关系,接触面呈舒缓波状(图4a)。灰白色,块状构造,细粒花岗结构,矿物成分为钾长石(20%～38vol%)、斜长石(32%～43vol%)、石英(24%～26vol%)、黑云母(4%～9vol%);钾长石多呈他形粒状晶,少数呈半自形粒状晶,短轴约0.14～0.18mm,长轴约1.56～1.76mm间,0.2mm以上的细粒级为主,发育格状双晶,具条纹构造,为微斜条纹长石(图5a);斜长石切面形态为半自形粒状晶、他形粒状晶,晶体短轴0.10～0.20mm,长轴约1.52～1.56mm,以0.2mm以上细粒级为主,伴有粘土化、绢云母化、碳酸盐化蚀变,少数晶体具简单环带构造,环带核部具交代蚀变现象,边缘干净,An值在25～27之间,为更长石;石英呈他形粒状,粒径为0.10～1.32mm,具波状消光变形结构;黑云母呈褐色,片径为0.10～1.12mm,发育缎带式波状消光变形结构。

第③层为灰白色细粒二云母正长花岗岩(样品JSK2、JSK4),岩体风化面浅黄褐色,新鲜面灰白色,块状构造,似层状构造,岩体中可见厘米级伟晶岩平行层状产出(间距20～50cm),构成假层状构造,倾向北东,倾角20°±,伟晶岩与花岗岩之间没有清晰的侵入接触界线,呈渐变过渡(图4c)。含中粒细粒花岗结构,矿物成分主要为斜长石(18%～35vol%)、钾长石(30%～54vol%)、石英(23%～34vol%)、黑云母(3%～8vol%)和白云母(1%～2vol%);斜长石多呈半自形粒状,部分为他形粒状(图5b),短轴约0.22～0.32mm,长轴约1.44～3.04mm,具钠长双晶,简单环带构造,具粘土化、绢云母化和碳酸盐化蚀变,少数斜长石与钾长石接触处斜长石中析出蠕英石,An是24～32,为更-中长石;钾长石为他形粒状、半自形粒状,短轴约0.20～0.36mm,长轴约1.20～3.28mm,2.00mm以上的细粒级晶约8vol%左右,发育格状双晶,见接触双晶,条纹构造,为微斜条纹长石,发育波状消光变形结构,具粘土化蚀变;石英呈他形粒状,粒径约0.16～2.96mm,多在0.20 mm以上,具波状消光变形结构;黑云母呈褐色,片径约0.16～1.76mm;白云母片径约0.14～1.60mm。

图4 东昆仑金水口层状花岗岩野外照片(a)黑云母二长花岗岩与斜长角闪岩的侵入接触关系;(b)黑云母二长花岗岩岩石面貌;(c)二云母正长花岗岩中的层状构造;(d、e)钠长花岗岩岩石面貌;(f)金水口层状花岗岩体;(g)二云母正长花岗岩中的层状构造;(h)石榴子石碱长花岗岩岩石面貌

图5 东昆仑金水口层状花岗岩正交偏光镜下照片(a)黑云母二长花岗岩;(b)二云母正长花岗岩;(c、d)钠长花岗岩;(e)二云母正长花岗岩;(f)碱长花岗岩.Qz-石英;Pl-斜长石;Kf-钾长石;Ab-钠长石;Bit-黑云母;Mu-白云母;Lpd-锂云母;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层为钠长花岗岩(样品JSK6),乳白色,块状构造(图4d),层状构造(图4d, e),与上覆伟晶岩和下伏二云母正长花岗岩为渐变过渡关系(图4f)。矿物成分为钠长石(70vol%)、石英(22vol%)、锂云母(3vol%)、钾长石(1vol%),微量绿柱石和黑电气石;钠长石多呈他形粒状,少数呈半自形粒状晶或自形板状,钠长双晶发育,颗粒间多呈不规则镶嵌接触(图5c),晶体长轴约0.20～1.44mm,1.00mm以下的细粒级占多数,An为5～10;石英呈他形粒状,粒径为0.32～1.12mm,1.00mm以下的细粒级占多数;锂云母呈鳞片状,片径在0.16～1.20mm间,手标本上大者达3.00mm,颜色略带淡紫色,发育缎带式波状消光变形结构;绿柱石呈半自形粒状、柱状晶,粒径约0.08mm×0.10mm～0.20mm×0.28mm,分布在钠长石晶间;钾长石被钠长石交代呈不规则状残留在钠长石集合体中(图5d)。

第⑤层为含锂云母伟晶岩(图4f),岩性为灰白色含绿柱石锂云母花岗伟晶岩,伟晶结构,块状构造。矿物主要为锂云母(5%～10vol%)、钠长石(30%～50 vol%)、钾长石(5%～10vol%)、石英(40%～50vol%)、白云母(5%～10vol%)和少量绿柱石。矿体(M3)平均厚度2.55m,Li2O平均品位为1.27%,Cs2O平均品位为0.22%,Rb2O平均品位为0.059%(青海省第五地质勘查院, 2022)。

第⑥层为灰白色细粒二云母正长花岗岩(样品JSK5),灰白色,块状构造,层状构造,细粒花岗结构(5e),岩体中可见厘米级到十个厘米级伟晶岩平行层状产出(间距20～50cm),构成假层状构造,倾向北东,倾角20°±,伟晶岩与花岗岩之间没有清晰的侵入接触界线,呈渐变过渡(图4g),与上覆斜长角闪岩呈侵入接触关系。矿物成分为钾长石(44vol%)、斜长石(20vol%)、石英(32vol%)、黑云母(3vol%)和白云母(1vol%)。钾长石为他形粒状晶,粒径约0.24mm×2.72mm,结合标本来看2.00mm以下的细粒级为主,发育格状双晶,见条纹构造,发育波状消光变形结构,为微斜条纹长石,伴有粘土化蚀变;斜长石多呈半自形粒状晶,少数为他形粒状晶,粒径约0.20mm×2.48mm,一般在2.00mm以下,具粘土化蚀变,An为24～27之间,为更长石;石英呈他形粒状晶,粒径约在0.27～2.96mm间;黑云母呈褐色,片径在0.16～1.04mm之间;白云母片径在0.14～0.48mm间。

灰白色石榴子石碱长花岗岩(样品JSK3)与其他岩层接触关系不清楚,岩石风化面土黄色,新鲜面灰白色,块状构造、层状构造,中细粒花岗结构,局部具类似于沉积岩中的平行层理和粒序层理(图4h),显示出牛顿流体的岩浆流动行为,是岩浆流动分异的重要证据(吴福元等,2017);矿物成分为钾长石(48vol%)、斜长石(22vol%)、石英(25vol%)、黑云母(3vol%)、白云母(1vol%)和石榴子石(1vol%),电气石、磷灰石和锆石等微量。钾长石呈半自形粒状晶、他形粒状晶,粒径约0.40mm×2.72mm,2.00mm以下的细粒级晶体占多数,发育格状双晶,见接触双晶和条纹构造,为微斜条纹长石,伴有粘土化蚀变;斜长石呈半自形粒状晶,少数呈他形粒状晶,粒径为0.28mm×3.52mm,2.00m以上的中粒级占少数,具粘土化蚀变,伴有高岭石化、绢云母化蚀变,An为25～28,为更长石;石英呈他形粒状晶,粒径约0.24mm×2.80mm,2.00mm以下的细粒级占多数;黑云母呈褐色;石榴子石呈多边形的粒状晶,包含在钾长石晶体(图5f)。

2 样品采集及分析方法

样品系统采自本次研究测制的金水口层状花岗岩剖面(图2、图3),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-Pb同位素分析。用于锆石、独居石U-Pb年龄和Lu-Hf同位素分析的样品包括1件黑云母二长花岗岩(JSK1,N36°13′00.49″、E96°24′55.81″)、2件二云母正长花岗岩(JSK2,N36°12′46.72″、E96°24′56.04″;JSK5,N36°12′38.63″、E96°24′44.06″)和1件钠长花岗岩(JSK6,N36°12′38.45″、E96°24′44.29″)。

所有样品分析均在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。主量元素在波长色散X射线荧光光谱仪(ZSX PrimusⅡ)上完成,标样采用GBW07101-14(标准值)来保证测试精度,数据校正采用理论α系数法,测试相对标准偏差(RSD)<2%,FeO用重铬酸钾容量法检测完成;微量元素测试在电感耦合等离子体质谱仪(Agilent 7700e ICP-MS)上采用GB/T14506.30—2010硅酸盐岩石化学分析方法完成。

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,激光束斑和频率分别为32μm和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。锆石原位微区Hf同位素比值测定在激光剥蚀多接收杯等离子体质谱(LA-MC-ICP-MS)开展,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,斑束固定为44μm。

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。本次分析的激光束斑和频率分别为16μm和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。

Nd同位素经分离和提纯后在Nepture Plus MC-ICPMS(Thermo Fisher Scientific)进行测试。Nd同位素测试过程中加测国际标样JNdi-1,标样JNdi-1的143Nd/144Nd测试值为0.512118±0.000009和0.512119±0.000009。选择BCR-2(玄武岩)和RGM-2(流纹岩)(USGS)作为流程监控标样。BCR-2的143Nd/144Nd分析测试值为0.512641±11(2SD,n=82),RGM-2的143Nd/144Nd分析测试值为0.512804±12(2SD,n=80)。

Pb同位素前处理在配备100级操作台的千级超净室完成样品消解。同位素分析采用德国Thermo Fisher Scientific 公司的MC-ICP-MS(Neptune Plus)。使用Alfa公司的Pb单元素溶液优化仪器操作参数。质量监控和外部校正标样为Pb国际标准溶液NIST 981(200μg/L)。实验流程采用两个Pb同位素标样(NIST 981和AlfaPb)之间插入7个样品进行分析。全部分析数据采用专业同位素数据处理软件“Iso-Compass”进行数据处理(Zhangetal., 2020)。NIST 981的20xPb/204Pb的外部测试精度达到0.03%(2RSD),NIST 981的推荐值采用208Pb/204Pb=36.7262±31,207Pb/204Pb=15.5000±13,206Pb/204Pb=16.9416±13(n=119,Bakeretal., 2004)。流程监控标样为BCR-2(玄武岩),208Pb/204Pb=38.736±17,207Pb/204Pb=15.628±3,206Pb/204Pb=18.756±10(2SD,n=22)。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Pb同位素分析。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb测年和微量元素测试结果

本文在黑云母二长花岗岩(样品JSK1)、二云母正长花岗岩(样品JSK2、JSK5)和钠长花岗岩(JSK6)中采集了4件样品开展LA-ICP-MS锆石U-Pb测年,分析结果见表1、表2。

样品JSK1黑云母二长花岗岩锆石为完整自形的长柱状自形晶,灰黑色(图6a),环带弱或不发育,选择晶形完整的锆石进行测试。9～22号测点代表的较老的一组锆石为自形长柱状晶,锆石U(878×10-6～1455×10-6)和Th(111×10-6～797×10-6)含量较高,Th/U比值是0.11～0.78,206Pb/238U年龄分布范围为429～415Ma,206Pb/238U加权平均年龄为421.6±2.6Ma(n=14,MSWD=1.4)(图6a)。1～8号测点206Pb/238U年龄主要分布在403～387Ma,206Pb/238U加权平均年龄为396.0±4.8Ma(n=8,MSWD=1.7)(图6b);锆石U(833×10-6～1717×10-6)和Th(137×10-6～703×10-6)含量较高,Th/U比值是0.13～0.68,重稀土相对轻稀土强烈富集,具明显的正Ce异常和负Eu异常(图7a),Ti含量主要分布在5.0×10-6～38.2×10-6,Nb含量为3.6×10-6～17.0×10-6,Ta含量为2.8×10-6～7.1×10-6,P含量为531×10-6～817×10-6,均值为689×10-6,推断年龄较小的一组锆石测点(1～8号测点)206Pb/238U加权平均年龄396.0±4.8Ma为岩浆结晶年龄。

样品JSK2二云母正长花岗岩锆石均为灰黑色,以完整自形的长柱状晶为主,次为自形的短柱状晶,部分锆石具不规则暗化边,环带较发育(图6c),选择晶形完整锆石及其相对均匀的部位进行测试。1～21号测点206Pb/238U年龄主要分布在397～381Ma,206Pb/238U加权平均年龄为388.8±2.1Ma(n=21,MSWD=1.8)(图6c)。锆石U(307×10-6～1264×10-6)和Th(108×10-6～790×10-6)含量较高,Th/U比值是0.15～0.93,重稀土相对轻稀土强烈富集,具明显的正Ce异常和负Eu异常(图7b),Ti含量主要分布在2.0×10-6～11.2×10-6,Nb含量为2.2×10-6～12.5×10-6,Ta含量为0.8×10-6～6.1×10-6,P含量为342×10-6～1841×10-6,均值为883×10-6。

样品JSK5二云母正长花岗岩锆石均为深灰色,以自形的长柱状晶为主,次为短柱状晶,晶形多不完整,晶棱弯曲或不平直,多数锆石具不规则暗化边,显示出明显热液交代的特征,环带较发育(图6d),选择晶形完整锆石晶体及其相对均匀的部位进行LA-ICP-MS测试。1～23号测点206Pb/238U年龄主要分布在404～387Ma,206Pb/238U加权平均年龄为395.2±2.3Ma(n=23,MSWD=2.7)(图6d)。锆石U(240×10-6～1143×10-6)和Th(114×10-6～486×10-6)含量较高,Th/U比值是0.30～0.87,重稀土相对轻稀土强烈富集,具明显的正Ce异常和负Eu异常(图7c),Ti含量主要分布在2.9×10-6～14.5×10-6,Nb含量为1.8×10-6～8.6×10-6,Ta含量为0.8×10-6～2.9×10-6,P含量为410×10-6～2246×10-6,均值为963×10-6。

样品JSK6钠长花岗岩锆石U-Pb测年未获得可信数据。锆石U(3420×10-6～52041×10-6)和Th(443×10-6～7602×10-6)含量非常高,CL图像为暗黑色,斑杂岩,局部呈海绵状(图7d)。锆石高Nb(151×10-6～1157×10-6)、Ta(26.6×10-6～371×10-6)和P(983×10-6～2915×10-6,平均值为1959×10-6),Ti为1.7×10-6～46.2×10-6,相对于金水口层状岩体的其他岩性,显著富集高场强元素;锆石重稀土相对轻稀土弱富集,具明显负Eu异常和弱的正Ce异常(图7d)。

3.2 独居石U-Pb测年和微量元素测试结果

本文对黑云母二长花岗岩(样品JSK1)、二云母正长花岗岩(样品JSK2、JSK5)和钠长花岗岩(JSK6)4件样品开展LA-ICP-MS独居石U-Pb测年,分析结果见表3、表4。

黑云母二长花岗岩(JSK1)CL图像中独居石均为灰色,自形-半自形粒状,粒径约80～150μm,部分晶体具环带(图6e)。对该样品选择25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58455×10-6～69247×10-6、2250×10-6～5362×10-6和1118×10-6～1434×10-6,Th/U比值为12.3～26.0,25个测点协和度高,206Pb/238U表面年龄分布在401～386Ma,加权平均年龄为394.1±1.8Ma(MSWD=2.4)(图6e)。原位微量元素测试结果表明,独居石主要由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)组成,轻重稀土分馏强烈,轻稀土富集(图7e),(La/Yb)N为81～225,Eu具强烈负异常(δEu=0.01～0.02)。

表1 东昆仑金水口层状花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素测定结果

续表1

表2 东昆仑金水口层状花岗岩锆石 LA-ICP-MS 微量元素(×10-6)分析结果

续表2

图6 东昆仑金水口层状花岗岩锆石(a-d)和独居石(e-h)CL图和U-Pb年龄谐和图图中白色圆圈表示锆石LA-ICP-MS U-Pb 定年点位, 红色圆圈表示锆石Hf 同位素测试点位; 图中数值表示年龄和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 东昆仑金水口层状花岗岩独居石U-Pb同位素测定结果

续表3

续表3

续表4

续表4

图7 东昆仑金水口层状花岗岩锆石(a-d)和独居石(e-h)的球粒陨石标准化稀土元素配分图(标准化值据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)

样品JSK2岩性为二云母正长花岗岩,CL图像中独居石均为灰色,为他形粒状,粒径约50～200μm(图6f)。对该样品选择25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33551×10-6～136274×10-6、225×10-6～7741×10-6和767×10-6～2546×10-6,Th/U比值为8.2～217.7,25个测点协和度高,206Pb/238U年龄分布在400～385Ma,加权平均年龄为390.8±1.9Ma(MSWD=2.1)(图6f)。独居石主要由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)组成,轻重稀土分馏强烈,轻稀土富集(图7f),(La/Yb)N为18～1852,Eu具强烈负异常(δEu=0.003～0.069)。

样品JSK5岩性为二云母正长花岗岩,CL图像中独居石均为灰色,半自形-他形粒状,粒径约50～120μm(图6g)。对该样品选择23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22897×10-6～79503×10-6、670×10-6～4140×10-6和563×10-6～1484×10-6,Th/U比值为5.5～97.0,23个测点协和度高,206Pb/238U年龄分布在401～383Ma,加权平均年龄为391.1±1.9Ma(MSWD=1.6)(图6g)。独居石主要由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)组成,轻重稀土分馏强烈,轻稀土富集(图7g),(La/Yb)N为103～554,Eu具强烈负异常(δEu=0.003～0.023)。

样品JSK6岩性为钠长花岗岩,CL图像独居石均为灰色,为半自形-他形粒状,粒径约50～120μm(图6h)。对该样品选择25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59732×10-6～131476×10-6、5225×10-6～16088×10-6和1419×10-6～2730×10-6,Th/U比值为6.5～20.5,25个测点协和度高,206Pb/238U年龄分布在403～390Ma,加权平均年龄为396.6±1.4Ma(MSWD=2.1)(图6h)。独居石主要由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)组成,轻重稀土分馏强烈,轻稀土富集(图7h),(La/Yb)N为749～5191,Eu具强烈负异常(δEu=0.00001～0.00007)。

3.3 锆石Hf同位素特征

在锆石U-Pb定年的基础上,对1件黑云母二长花岗岩(JSK1)和2件二云母正长花岗岩(JSK2、JSK5)样品进行原位Hf同位素比值测定,锆石Hf测定点位见图6,测试结果见表5。

样品JSK1黑云母二长花岗岩存在两组锆石。9～21号是捕获锆石,176Hf/177Hf比值为0.282456～0.282534,采用同一颗锆石206Pb/238U年龄计算,εHf(t)值介于-2.35～+0.58,二阶段模式年龄为1.55～1.37Ga。1～8号锆石测点176Hf/177Hf比值为0.282450～0.282500,采用同一颗锆石206Pb/238U年龄计算,εHf(t)值介于-3.32～-1.68,二阶段模式年龄为1.59～1.49Ga。

样品JSK2二云母正长花岗岩176Hf/177Hf比值为0.282376～0.282516,采用同一颗锆石206Pb/238U年龄计算,εHf(t)值介于-6.06～-0.93,二阶段模式年龄为1.76～1.44Ga。

样品JSK5二云母正长花岗岩176Hf/177Hf比值为0.282373～0.282528,采用同一颗锆石206Pb/238U年龄计算,εHf(t)值介于-6.25～-0.24,二阶段模式年龄为1.77～1.40Ga。

3.4 全岩Nd、Pb同位素测试结果

本文采集了7件全岩Nd同位素和5件全岩Pb同位素地球化学样品,测试结果列于表6。7件样品Nd同位素组成相似,143Nd/144Nd比值为0.512115～0.512938,εNd(t)值为-6.52～-4.48,Nd模式年龄(tDM2)为1.67～1.51Ga。黑云母二长花岗岩和二云母正长花岗岩Pb同位素组成相似,208Pb/204Pb(t)为38.187～38.219,207Pb/204Pb(t)为15.627～15.652,206Pb/204Pb(t)为18.299～18.527。石榴子石碱长花岗岩208Pb/204Pb(t)为38.252,207Pb/204Pb(t)为15.669,206Pb/204Pb(t)为18.849。

3.5 全岩主微量元素

本文采集20件样品进行全岩主量、微量元素地球化学测试,结果列于表7。根据实际矿物和地球化学分类(图8a, b),剖面中岩石可以分为4类,分别为黑云母二长花岗岩(JSK1-1～3;JSK7-1, 2)、二云母正长花岗岩(JSK2-1～3;JSK4-1;JSK5-1～3)、石榴子石碱长花岗岩(JSK3-1, 2)和钠长花岗岩(JSK6-1～6)。

表5 东昆仑金水口层状花岗岩锆石Lu-Hf 分析结果

表6 东昆仑金水口层状花岗岩全岩Nd和Pb同位素组成

4 讨论

4.1 岩体形成时代

本文对金水口层状花岗岩进行了锆石和独居石U-Pb定年。锆石和独居石这两种含U、Th、Pb的矿物性质都比较稳定,一般不容易受后期地质作用的影响,适合作为定年矿物。但是,这两种矿物具有不同的U-Pb封闭温度:锆石U-Pb同位素体系具有较高的封闭温度(一般要高于800℃)(Cherniak and Watson,2001),而独居石U-Pb 同位素体系的封闭温度一般略低,约为700℃(Smith and Giletti,1997;Cherniaketal., 2004)。因此,同一侵入体或岩浆岩中同一样品中,锆石、独居石不同的U-Pb年龄应该代表了不同地质意义:锆石U-Pb年龄代表的是岩浆的结晶年龄,而独居石代表了侵入体或岩浆冷却到约700℃的冷却年龄。

金水口层状花岗岩体黑云母二长花岗岩(样品JSK1)锆石U-Pb年龄是396.0 ± 4.8Ma,代表了黑云母花岗岩的形成时代,而独居石U-Pb年龄是394.1±1.8Ma,最有可能代表了黑云母二长花岗岩冷却到约700℃的冷却年龄。由于黑云母二长花岗岩的锆石、独居石U-Pb年龄二者在误差范围内非常接近, 反映黑云母二长花岗岩可能经历了快速冷却过程。二云母正长花岗岩(样品JSK2、JSK5)锆石U-Pb年龄分别是388.8±2.1Ma、395.2±2.3Ma。由于样品JSK2锆石阴极发光图像显示灰黑色且部分锆石具不规则暗化边,很可能受到了后期地质事件的影响而发生了Pb丢失,而JSK5锆石阴极发光图像总体显示深灰色特征且颜色较均匀,暗示其锆石没有受到后期地质作用影响,因此,样品JSK5的锆石U-Pb年龄(395.2±2.3Ma)可能代表了二云母正长花岗岩的形成时代。2件样品(JSK2、JSK5)的独居石U-Pb年龄分别为390.8±1.9Ma、391.1±1.9Ma,几乎一致,暗示二云母正长花岗岩在约390Ma快速冷却到约700℃。钠长花岗岩(样品JSK6)的锆石呈现出暗黑色、斑杂状,局部呈海绵状,暗示锆石形成后明显遭受了后期地质事件(如热液)的影响,因此钠长花岗岩锆石U-Pb测年未获得可信数据,但是,其独居石颗粒阴极发光图像显示均为灰色且均匀,其U-Pb年龄是396.6±1.4Ma,与黑云母二长花岗岩和二云母正长花岗岩的形成时代(锆石U-Pb年龄396～395Ma)非常一致,由于三者具有相似的Nd同位素近乎同源岩浆(详见后面讨论),暗示钠长花岗岩形成之后经历了极其快速冷却到约700℃。因此,锆石U-Pb定年显示,金水口层状岩体不同岩石类型形成时代接近,约在396～395Ma之间,而其形成之后在约396～391Ma经历快速冷却到约700℃。

表7 东昆仑金水口层状花岗岩全岩主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析结果

续表7

续表7

图8 东昆仑金水口层状花岗岩R1-R2图解(a,据de la Roche et al.,1980)、Ab-An-Or图解(b,据O’Connor,1965)、SiO2-K2O图解(c,据Peccerillo and Taylor,1976)和A/NK-A/CNK图解(d,据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

图9 东昆仑金水口层状花岗岩SiO2和Zr与主、微量元素相关图Fig.9 SiO2 and Zr against selected major and trace elements’ variation diagrams of the layered granites from Jinshuikou, East Kunlun

图10 东昆仑金水口层状花岗岩球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(a、c)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b、d)(标准化值据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)

金水口南部强过铝S型花岗岩形成时代为412～387Ma(图2)(龙晓平等,2006;Wangetal.,2022),金水口地区镁铁质岩形成时代为413～406Ma(刘彬等,2012;Baetal.,2018;Tangetal.,2020;Wangetal.,2022),金水口地区东部跃进山黑云母花岗岩体时代为407Ma(刘彬等,2012);金水口地区强过铝花岗岩中麻粒岩包体变质年龄的研究表明该地区约在410～377Ma发生了麻粒岩相的低压高温变质作用(Baetal.,2018;Wangetal.,2022)。综合本文金水口层状花岗岩中新获得的花岗岩的形成时代(锆石U-Pb 396～395Ma)和快速冷却年龄(独居石U-Pb 396～391Ma),表明东昆仑金水口地区在413～377Ma发生了一次重要的晚古生代构造热事件。

4.2 成因类型

由于高分异花岗岩成因类型鉴定非常困难,与之相关的偏镁铁质的岩石较多保留了原始的矿物学和地球化学特征,其成因类型判别相对可信(吴福元等,2007)。金水口层状岩体下部黑云母二长花岗岩分异程度相对较低,与上部高分异花岗岩在空间上紧密共生,形成时代近于一致,具有相似的全岩Nd同位素组成(图12)和锆石Hf同位素组成(图13),表明它们可能具有相同的成因。本文以下部黑云母二长花岗岩为代表讨论金水口层状岩体的成因类型,黑云母二长花岗岩为弱过铝高钾钙碱性系列,暗色矿物为黑云母(4%～9vol%),具有SiO2含量高、K2O含量适中、MgO含量低和弱过铝质的特征,这种成分花岗岩不可能是幔源岩浆结晶分异形成。既不含I型花岗岩的判别矿物角闪石,也不含S型花岗岩的判别矿物堇青石,较低的FeOT/MgO(2.81～4.94)和10000×Ga/Al(2.32～2.41)区别于典型的A型花岗岩(FeOT/MgO>10,10000×Ga/Al>2.6)(Whalenetal., 1987);磷灰石在偏铝质/弱过铝质和强过铝质花岗岩熔体中的溶解度存在显著差异,可用于区分I型和S型花岗岩,I型花岗岩P2O5含量随SiO2含量的增加呈线性下降趋势,而S型花岗岩P2O5含量与SiO2含量之间没有规律的相关性(Lietal., 2007),SiO2-P2O5图中黑云母二长花岗岩显示出了明显的I型花岗岩的变化趋势(图9g)。由上述特征推断金水口层状花岗岩体下部黑云母二长花岗岩为I型花岗岩,上部二云母正长花岗岩、石榴子石碱长花岗岩和钠长花岗岩为高分异I型花岗岩。

图11 东昆仑金水口层状花岗岩成因判别图解(底图据Whalen et al., 1987)Fig.11 Genesis diagram of the layered granites from Jinshuikou, East Kunlun (base map after Whalen et al., 1987)

图12 东昆仑金水口层状花岗岩全岩Nd同位素随时间分布图(a、b)数据来源:跃进山花岗岩据刘彬等(2012);金水口强过铝S型花岗岩据余能等(2005),巴金等(2012),Wang et al.(2022);东昆仑志留纪-泥盆纪A型花岗岩据刘彬等(2013),Xin et al.(2018),Chen et al.(2020),Zhang et al.(2021),张亮等(2021);金水口地区镁铁质岩据Tang et al.(2020),张亮等(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)

图13 东昆仑金水口层状花岗岩锆石t-εHf (t) 图解(a)和tDM2频率直方图(b)Fig.13 εHf (t) vs. t (a) and tDM2 values (b) of the layered granites from Jinshuikou, East Kunlun

4.3 岩石成因与构造环境

4.3.1 源区

东昆仑在晚古生代早期岩石圈(可能还包括软流圈)不同层均可能发生部分熔融(Dongetal.,2018;Wangetal., 2022),形成多种源区和类型的岩浆岩。金水口地区强过铝S型花岗岩形成时代为412～387Ma,源于元古代地壳的重熔,是东昆仑最富集Nd同位素的端元(图12a, b),εNd(t)为-12.6～-9.0(余能等,2005;巴金等,2012;Wangetal., 2022)。金水口及邻区泥盆纪A型花岗岩形成时代为427～390Ma(Xinetal., 2018;王艺龙等,2018;Chenetal., 2020;Zhangetal., 2021;张亮等,2021),εNd(t)为-5.4～-0.6,是在高温低压条件下,由奥陶纪-志留纪钙碱性花岗岩部分熔融形成,这些钙碱性花岗岩是与原特提斯洋俯冲相关的新生钙碱性花岗岩(Xinetal., 2018;Chenetal., 2020;Zhangetal., 2021)。金水口地区泥盆纪镁铁质岩主要有两种类型,第一类是低钛的镁铁质岩,例如跃进山低钛镁铁质岩和呈捕虏体产出于堇青石花岗岩中的低钛角闪石岩,具有正的εNd(t)(+4.7～+1.2),是源于亏损软流圈地幔部分熔融的基性岩浆与少量的大陆地壳物质混合的产物(Tangetal., 2020;Wangetal., 2022);第二类是高钛的镁铁质岩,主要是跃进山辉长岩,εNd(t)是-6.8～-3.4,是富集岩石圈地幔部分熔融产生熔体受到地壳物质混染并经过分异演化的产物,源区继承了早期大洋俯冲阶段流体交代积累(刘彬等,2012;Tangetal., 2020;张亮等,2021)。金水口地区跃进山花岗岩为幔源岩浆与元古代地壳部分熔融形成S型岩浆发生混合产生I型岩浆经过结晶分异后结晶形成(刘彬等,2012)。这些不同源区侵入岩的形成时代相近,约在427～387Ma之间(图12b)。上述晚古生代早期侵入岩Nd同位素地球化学组成暗示金水口及邻区岩浆岩可能存在元古代地壳、地壳混染的亏损软流圈地幔、交代富集的岩石圈地幔和早古生代钙碱性花岗岩4种潜在的岩浆源区,以及不同岩浆源区共同构成的混合源区,源于不同岩浆源区岩浆也可以混合呈现复杂的源区类型。

金水口层状岩体与跃进山花岗岩具有相似的全岩Nd同位素组成和锆石Hf同位素组成(图12、图13),金水口层状岩体下部黑云母二长花岗岩和跃进山花岗岩各元素氧化物含量与SiO2含量的协变图大多具有近于一致的线性的关系(图9),微量元素组成也近于一致(图10),暗示它们具有相似的成因。金水口层状花岗岩和跃进山花岗岩与金水口壳源强过铝S型花岗岩Nd同位素组成具有明显的差别(图12),表明其并非完全来源于古老地壳的重熔;与金水口及邻区A型花岗岩有相近的Nd同位素组成(图12),但在CaO/(FeOT+MgO+TiO2)与CaO+FeOT+MgO+TiO2图中金水口层状岩体黑云母二长花岗岩、跃进山花岗岩与具有低压演化趋势的A型花岗岩差别明显(图14),表明金水口层状花岗岩与A型花岗岩并不具有相似的源区。金水口层状花岗岩、跃进山花岗岩与金水口地区富集岩石圈地幔部分熔融形成的跃进山辉长岩具有相似的Nd同位素组成,但这些辉长岩多呈规模很小的岩株产出,很难通过结晶分异形成如此大规模侵入的酸性岩体,由于代表金水口强过铝花岗岩源岩的元古代地壳是东昆仑最富集Nd同位素的端元,该端元或其部分熔融产生的熔体与源于亏损地幔(例如跃进山低钛镁铁质岩的源区)部分熔融产生的熔体或新生地壳最有可能共同构成了金水口层状花岗岩的源区(图12),由此我们推断金水口层状岩体与跃进山花岗岩很有可能是源于元古代地壳的岩浆与亏损地幔的基性岩浆相互作用相关,两个端元的相互作用可能存在两种可能:(1)源于亏损软流圈地幔的基性岩浆与壳源岩浆混合;(2)源于亏损软流圈地幔基性岩浆底侵形成新生的年轻地壳与元古代地壳组成的混合地壳发生部分熔融。金水口层状花岗岩下部黑云母二长花岗岩中未发现岩浆混合的证据,跃进山花岗岩也未曾发现岩浆混合的证据(刘彬等,2012),由此推断源于亏损地幔部分熔融基性岩浆底侵形成的年轻地壳与元古代地壳构成的下地壳共同构成了金水口层状岩体的源区。

黑云母二长花岗岩、二云母正长花岗岩和石榴子石碱长花岗岩Pb同位素组成相似,主要分布在造山带和上地壳Pb演化线之间,与金水口堇青石花岗岩相似(巴金等,2012),显示高放射性成因铅同位素组成,在206Pb/204Pb(t)-207Pb/204Pb(t)和206Pb/204Pb(t)-208Pb/204Pb(t)图中(图15),样品均具有较高的207Pb/204Pb,由于207Pb/204Pb的增长主要出现在地球形成的早期,表明金水口层状花岗岩源区主要由较古老的地壳岩石组成。

综上所述,推断金水口层状花岗岩源区以元古代地壳为主并有少量源于地幔新生年轻地壳物质加入的地壳源区。

图14 (CaO+FeOT+MgO+TiO2)-CaO/(FeOT+MgO+TiO2)关系图(底图据Patio Douce, 1999; Watson et al., 2006)用LP和HP标记的实线是高铝橄榄拉斑玄武岩与变质杂砂岩在低压(LP,≤0.5GPa)和高压(HP,1.2～1.5GPa)下所产生的熔体成分的反应曲线(Patio Douce,1999); 虚线为钙碱性花岗岩与高铝橄榄拉斑玄武岩低压反应曲线(Patio Douce, 1999). MAGS:偏铝质A型花岗岩;CAGS:钙碱性花岗岩;FBRS:与溢流玄武岩有关的流纹岩. A型花岗岩据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 结晶分异

二云母二长花岗岩和石榴子石碱长花岗岩为高分异花岗岩,主量和微量元素含量与较低程度分异黑云母花岗岩有较大的区别(图9、图10a, b),随着SiO2含量增高,TiO2、Al2O3、Fe2O3、MgO、MnO、CaO含量明显降低,尽管与黑云母花岗岩存在成分间断,但仍具有明显相关的演化趋势,并存在与黑云母二长花岗岩类似的分离结晶过程(图9),二云母二长花岗岩和石榴子石碱长花岗岩中常见有类似沉积岩中的粒序层理或平行层理(图4c, e, g, h),表明它们形成时岩浆具有流动特征,可能为流动分异的结果(吴福元等,2017)。

钠长花岗岩层状产出,产状与上覆含矿伟晶岩和下伏二云母正长花岗岩一致(图4f),钠长石多呈他形粒状晶,但也存在大量半自形粒状晶和板状晶(图5c),指示其形成于岩浆结晶,但存在明显的流体交代作用,镜下也具有各种交代现象,例如钠长石广泛交代钾长石(图5d)。主微量元素成分与变化趋势和黑云母二长花岗岩和二云母正长花岗岩有明显的差异,具显著低的Zr/Hf(7.1～7.9)、Nb/Ta(5.1～10.8),结晶温度更低(Tzr=607～622℃),可能存在岩浆演化晚期流体的加入。随着分异程度的增加和流体的加入,钠长花岗岩P2O5和Li、Be元素的含量显著增加(图9g, n, o),同时也进一步降低了岩浆的粘度和固相线的温度,使得Nb、Ta等金属阳离子在硅酸盐熔体中的溶解度增加,Nb和Ta逐渐富集(图9l, m),并且随着分异程度的增加Nb/Ta比值有明显降低的趋势(图9i),岩浆演化晚期的流体促使岩浆更容易富集Ta而不是Nb(Green,1995)。结晶分异也使钠长花岗岩Zr/Hf显著降低(图9j)。强烈结晶分异也使稀土元素总量显著降低(∑REE=2.5×10-6～14.5×10-6)。这个过程中流体与熔体的交代可能发挥了重要的作用,例如钠长花岗岩中独居石成分已发生明显的变化(图7h),与分异程度相对较低的黑云母二长花岗岩和高分异二云母正长花岗岩相比,钠长花岗岩独居石HREE和Eu显著降低并且影响了钠长花岗岩整体的稀土元素组成,钠长花岗岩与其中的独居石具有相似稀土元素配分模式图(图7h、图10c);钠长花岗岩中锆石受到流体交代更为强烈,CL图中无分带,多呈海绵状,具溶蚀结构(图7d),锆石富P(均值为1959×10-6)、U(均值为12944×10-6)和Th(均值为2555×10-6),与黑云母花岗岩和二云母二长花岗岩相比轻稀土(La、Ce、Pr、Nd)和中稀土(Sm、Gd、Tb、Dy)明显增高,重稀土(Ho、Er、Tm、Yb、Lu)略有降低(图7d),Nb(平均值为588×10-6)和Ta(平均值为115×10-6)显著富集,Eu、Ce异常相对弱,流体交代显著改变了锆石的成分,可能也间接影响了钠长花岗岩的微量元素组成。因此钠长花岗岩是受强烈结晶分异和流体交代影响的高分异花岗岩,这种特征的花岗岩也被称为超分异花岗岩(吴福元等,2017)。

图15 东昆仑金水口层状花岗岩Pb同位素构造模式Fig.15 Pb isotope-tectonic model of the layered granites from Jinshuikou, East Kunlun

4.3.3 构造环境

东昆仑志留纪-泥盆纪通常被认为是原特提斯洋闭合,碰撞造山作用发生的时期(莫宣学等,2007),其中广泛分布的榴辉岩可能代表了原特提斯洋最终闭合的产物,陆壳变质榴辉岩变质年龄为428～421Ma(孟繁聪等,2015),含柯石英包裹体的克合特云母片岩变质年龄为427Ma(Bietal., 2020),表明东昆仑造山带在晚志留世-泥盆纪发生过大陆碰撞与深俯冲。金水口及邻区是东昆仑造山带晚志留世-泥盆纪岩浆活动最为强烈的地区之一,广泛发育A型花岗岩(427～390Ma,Xinetal., 2018;王艺龙等,2018;Chenetal., 2020;Zhangetal., 2021;张亮等,2021)和镁铁质岩(426～393Ma,刘彬等,2012;Xiongetal.,2014;Zhangetal.,2018;Tangetal.,2020;张亮等,2021;Wangetal.,2022),它们均被推断为形成于东昆仑加里东期碰撞造山带碰撞后伸展的构造环境,金水口西侧大格勒地区发现了稀有金属矿化橄榄岩和碳酸岩,时代为418Ma和382Ma(王秉璋等,2022c),可能也说明东昆仑晚志留世-泥盆纪岩石圈伸展作用的发生,金水口层状花岗岩形成时代为396～391Ma,由此推断金水口层状花岗岩形成于东昆仑加里东期碰撞造山带碰撞后伸展的构造环境。

4.4 找矿意义

高分异花岗岩与Li、Be等稀有金属矿化联系密切,金水口层状岩体上部二云母正长花岗岩、石榴子石碱长花岗岩和钠长花岗岩发生了强烈的结晶分异,其中含有大量厘米级到十个厘米级平行脉状产出的伟晶岩(图4c, e, g, h),与花岗岩呈渐变过渡,形成假层状构造,局部地段出露一定规模的Li-Be矿化伟晶岩,例如:ρ15号脉(图4f,M3矿体),矿化伟晶岩产状与层状花岗岩产状一致(图4f),与ρ15号伟晶岩接触的钠长花岗岩为超分异花岗岩,结晶分异过程具有明显的Li、Be、Nb和Ta的富集趋势(图9l-o),钠长花岗岩中Sn元素也有明显的富集,含量为12.79×10-6～24.02×10-6。推断金水口层状花岗岩与Li-Be矿化伟晶岩可能存在成因的联系,我们认为金水口高分异层状花岗岩具有形成伟晶岩型Li-Be矿的可能。

在金水口地区发现了大量伟晶岩(图2),其中部分岩脉具有Li-Be矿化,例如ρ15号伟晶岩,目前勘探工作正在进行,矿化伟晶岩空间分布、Li-Be矿化体品位厚度变化以及时代等特征还不清楚。除了少量分布在金水口层状岩体内的伟晶岩外,金水口南北两侧和西部还有广泛分布,形成脉群,伟晶岩均呈走向沿伸较长的脉状产出,均向东缓倾,与金水口层状花岗岩的产状一致(图2)。金水口层状岩体和伟晶岩东侧是跃进山花岗岩,该花岗岩体是金水口地区出露规模最大的泥盆纪花岗岩体(图2),与金水口层状花岗岩下部黑云母二长花岗岩具有相似成因,其形成时代为407Ma(刘彬等,2012),略早于金水口层状岩体(396～391Ma)。跃进山花岗岩与金水口岩体下部黑云母二长花岗岩具相近的地球化学成分,暗色矿物均为黑云母,各元素氧化物含量及其与SiO2含量的协变图具有近于一致的线性演化关系(图9),稀土元素和微量元素组成类似(图10a, b),两者Nd、Hf同位素组成相似(图12、图13),推断金水口层状花岗岩、矿化伟晶岩和跃进山花岗岩可能为同一个岩浆岩系统。跃进山花岗岩和金水口层状岩体下部黑云母二长花岗岩分异程度相对较低,金水口层状岩体上部二云母花岗岩、钠长花岗岩为典型高分异花岗岩,且具有明显的流动分异的特征,金水口层状花岗岩岩浆演化过程中Li、Be、Nb、Ta和Sn富集,与其东侧跃进山花岗岩共同构成了潜在的稀有金属矿化伟晶岩的母体花岗岩,金水口地区矿化伟晶岩与这一岩浆演化过程应当存在关联,如果这种关联得到进一步证实,有理由建议金水口地区的伟晶岩型Li-Be矿的找矿工作应当围绕跃进山花岗岩开展,例如跃进山花岗岩的南部和东部(图2)。

青藏高原已发现的伟晶岩型锂铍矿主要形成于中生代和新生代,新生代主要是喜马拉雅成锂带、中生代主要为松潘-甘孜成锂带,早古生代为阿尔金成锂带(王登红等,2022),晚古生代未见报道。金水口泥盆纪层状花岗岩的发现暗示青藏高原北部除了中生代外,古生代也存在Li-Be矿成矿潜力,明确了东昆仑加里东期碰撞造山带碰撞后伸展阶段具有重要的成矿意义,特别是东昆仑加里东期碰撞造山带碰撞后(晚志留世-泥盆纪)伸展作用影响的区域具有很大的伟晶岩型Li-Be矿找矿前景。

5 结论

(1)东昆仑金水口层状岩体由下部相对弱分异黑云母二长花岗岩和上部高分异二云母正长花岗岩、石榴子石碱长花岗岩、钠长花岗岩组成。形成时代为396～391Ma。

(2)高分异二云母正长花岗岩、石榴子石碱长花岗岩和钠长花岗岩是黑云母二长花岗岩结晶分异的产物,它们具有相似的全岩Nd同位素组成,εNd(t)值为-6.52～-4.48,源于元古代地壳和部分新生年轻地壳组成的下地壳,为I型花岗岩,形成于碰撞后伸展构造背景。

(3)金水口层状花岗岩与跃进山花岗岩共同构成了潜在的稀有金属矿化伟晶岩的母体花岗岩,跃进山花岗岩南侧和东侧具有伟晶岩型Li-Be矿的找矿空间。

(4)在青藏高原北部出现泥盆纪Li-Be矿成矿作用,暗示该区除了中生代外,古生代也存在Li-Be矿重要成矿潜力。

致谢两位评审人对本文提出了建设性的建议和修改意见。南京大学王孝磊教授和中国科学院广州地球化学研究所王强研究员审阅了全文,在此表示衷心的感谢!