东昆仑莫河下拉银多金属矿床花岗斑岩年代学、地球化学特征及其构造背景

许庆林, 孙丰月, 李碧乐, 钱 烨, 李 良, 杨延乾

(1.吉林大学 地球科学学院, 吉林 长春 130061; 2.青海省地质调查局, 青海 西宁 810001)

东昆仑莫河下拉银多金属矿床花岗斑岩年代学、地球化学特征及其构造背景

许庆林1, 孙丰月1, 李碧乐1, 钱 烨1, 李 良1, 杨延乾2

(1.吉林大学 地球科学学院, 吉林 长春 130061; 2.青海省地质调查局, 青海 西宁 810001)

莫河下拉银多金属矿床是东昆仑成矿带近几年新发现的研究程度较低的斑岩型矿床。本文首次采用 LA-ICP-MS技术对成矿花岗斑岩进行了锆石 U-Pb 定年分析, 获得其成岩年龄为 222±1 Ma, 属印支晚期。莫河下拉花岗斑岩 SiO2含量为 66.62%～70.75%, 富碱((Na2O+K2O)=7.69%～8.69%), K2O/Na2O=1.38～2.38, A/CNK=0.77～0.90, 属高钾钙碱性至钾玄岩系列的准铝质花岗岩。岩石明显富集 Rb、Th、U 等大离子亲石元素(LILE), 亏损 Nb、Ti、P 等高场强元素(HFSE); 稀土总量(ΣREE)为 144×10-6～189×10-6, 轻重稀土元素分馏明显((La/Yb)N=9.15～12.1), 并表现出中等负 Eu 异常(δEu=0.43～0.64)。综合区域地质背景及年代学数据认为, 莫河下拉花岗斑岩为上地壳变质杂砂岩部分熔融的产物, 成岩成矿的动力学背景为印支晚期阿尼玛卿洋闭合以后的后碰撞伸展环境。

花岗斑岩; 元素地球化学; 锆石 LA-ICP-MS U-Pb 年代学; 莫河下拉银多金属矿床; 东昆仑

0 引 言

近年来, 在我国重要的金属成矿带东昆仑地区相继发现了埃坑德勒斯特铜钼矿、下得波利铜钼矿、乌兰乌珠尔铜锡矿、卡而却卡铜矿、鸭子沟铜钼矿、加当根铜(钼)矿等多处斑岩型矿床(点), 表现出了巨大的找矿潜力(张梅芬等, 2007; 佘宏全等, 2007; 李世金等, 2008a, b; 何书跃等, 2009; 丰成友等, 2009, 2012; 李碧乐等, 2010; 向鹏和熊索菲, 2010; 刘建楠等, 2012)。莫河下拉银多金属矿床是东昆仑地区近年来新发现的一处较大的斑岩型矿床, 位于格尔木市乌图美仁乡西南约 80 km 处, 地理坐标为东经92°16′42″～92°24′16″; 北纬 36°47′20″～36°50′05″。该矿床是 1997 年青海省地球化学勘查技术研究院实施“柴达木盆地西南缘 1∶20 万区域地球化学调查”时圈出的一处异常点。2000 年以来, 青海省柴达木综合地质矿产勘查院在区内陆续开展了地质、物化探、槽探及钻探等各种工程验证工作, 在深部发现了多个银多金属矿体及铜矿体。其中 2011 年施工的11MZK08 钻孔在孔深 363.10～465.68 m 间见厚达102.58 m 具黄铜矿化的花岗斑岩, 证明了深部斑岩型铜矿体的存在。前人只是在矿区及矿床地质特征描述的 基础上 对其成 因进行 了简 要 总结 (李 洪普 , 2010; 拜红奎等, 2012), 相关科研工作基本处于空白。本文在野外实地调查和已有资料综合分析的基础上, 对隐伏的成矿花岗斑岩体开展了年代学及地球化学方面的工作, 并探讨了花岗斑岩体的成岩时代、岩浆源区及其形成的构造背景, 以期提高矿床研究程度, 并为区域成矿规律和地质找矿提供依据。

1 地质背景及样品岩石学特征

昆仑造山带是中国中央造山带的重要组成部分之一, 它被左行走滑的阿尔金断裂错断, 分为东、西昆仑两个造山带。东昆仑造山带北邻柴达木盆地,南邻巴颜喀拉, 西端以阿尔金大型走滑断裂为界与西昆仑隔开。不同学者根据不同的构造演化观对东昆仑造山带的构造划分提出了各自的划分方案(姜春发等, 1992; 古凤宝, 1994; 许志琴等, 1996; 莫宣学等, 1998①莫宣学, 邓晋福, 喻学惠等. 1998. 东昆仑中段成矿地质背景与找矿方向的框架研究. 原地质矿产部定向基金项目科研报告.)。孙丰月等(2003)②孙丰月, 陈国华, 迟效国, 李碧乐, 赵俊伟. 2003. 新疆青海东昆仑成矿带成矿规律和找矿方向综合研究. 中国地质调查局地质调查项目科研报告.以东昆北、东昆中和东昆南 3条近 EW 向平行展布的断裂带将东昆仑造山带划分为东昆北弧后裂陷带、东昆中基底隆起及花岗岩带和东昆南复合拼贴带, 再往南为巴颜喀拉构造带。莫河下拉银多金属矿床位于祁漫塔格山北坡, 大地构造位置处于柴达木陆块与祁漫塔格陆块的结合部位, 位于东昆北弧后裂陷带内(图 1)。

矿区内出露地层主要有古元古界白沙河岩组、上泥盆统牦牛山组及第四系。白沙河岩组在区内大面积分布, 总体走向 NWW, 倾向 NE, 倾角 20°～45°,岩性主要有条带状混合岩、黑云斜长片麻岩、薄层(含黄铁矿)硅质大理岩等。牦牛山组岩性主要有中性-中偏酸性熔结凝灰岩。区内断裂作用较强烈, 共发育有 F1～F5等 5 条规模较大的断裂, 走向多为 NWNNW 向, 断裂带宽数米至数十米, 带内角砾岩、断层泥发育。断裂带上及其附近发育有大量中酸性岩浆岩和许多小岩脉, 带内岩石较破碎, 黄铁矿化、褐铁矿化、硅化等较发育。

图 1 莫河下拉银多金属矿床地质简图(据青海省柴达木综合地质矿产勘查院, 2012③青海省柴达木综合地质矿产勘查院. 2012. 青海省格尔木市莫河下拉银多金属矿普查 2011 年度工作总结.修改)Fig.1 Geological sketch map of the Mohexiala silver polymetallic deposit

矿区海西期、印支期和燕山期侵入岩广泛分布,其中印支期侵入岩与金属矿化关系最为密切。印支期侵入岩主要为花岗斑岩、二长花岗岩、似斑状二长花岗岩及钾长花岗岩等。钾长花岗岩主要分布于矿区东部, 呈不规则岩基产出, 岩体表面节理发育,节理缝被泥灰质及铁质充填, 与古元古界白沙河岩组呈侵入接触, 岩体边部较多围岩捕虏体, 亦有辉长岩、闪长岩捕虏体等。二长花岗岩主要出露于矿区 中部 , 呈不 规则 长条 状 , 近 北 东向 展布 , 亦侵 入到古元古界白沙河岩组地层中, 与钾长花岗岩呈脉动接触关系。花岗斑岩主要见于矿区西南部, 为隐伏岩体, 斑岩体具明显蚀变分带特征, 多见黄铁矿、磁黄铁矿、方铅矿、黄铜矿等矿化现象。此外, 矿区内还发现大小不一的脉岩达百余条, 岩石类型主要为花岗岩、闪长岩、辉绿玢岩、辉长岩、闪长玢岩等。

矿区内目前共发现矿(化)体 17 个, 其中锌矿体3个、铜矿体8个、铅锌矿体 3个、银多金属矿体3个。在地表或钻孔中近地表发现的多金属矿(化)体主要赋存在裂隙面、构造破碎带内, 深部盲矿(化)体则多产于花岗斑岩体及与其接触的地层内, 金属硫化物多呈细脉状或浸染状产于岩体内或节理、裂隙中,表现出斑岩型矿化的特点。矿区矿石矿物主要有辉银矿、黄铁矿、黄铜矿、方铅矿及闪锌矿等, 脉石矿物主要有石英、长石、绢云母及角闪石等; 矿石结构主要有粒状结构、填隙结构、交代结构, 次为乳滴状结构、镶嵌结构、放射状或束状结构; 矿石构造以稀疏-稠密浸染状、细脉状构造为主, 还可见星点浸染状及团块状构造等。矿床蚀变分带清楚,自岩体中心向外依次为钾质蚀变带、石英-绢云母化带、青磐岩化带。钾质蚀变带中蚀变矿物主要为钾长石、黑云母, 矿化主要为黄铜矿化; 石英-绢云母化带中蚀变矿物为石英、绢云母、高岭土, 矿化主要为黄铜矿化、黄铁矿化、斑铜矿化; 青磐岩化带中蚀变矿物为绿泥石、绿帘石、方解石, 矿化主要为黄铁矿化、方铅矿化、闪锌矿化及少量黄铜矿化。其中钾质蚀变带和石英-绢云母化带为主要的矿化带。

本文研究的样品取自莫河下拉矿床 11MZK08钻孔 370～450 m 的新鲜花岗斑岩(图 2)。岩石呈肉红色, 斑状结构, 块状构造。斑晶主要有钾长石、石英和斜长石。钾长石呈半自形板状, 具卡式双晶及微条纹, 斑晶大小 0.5～3.0 mm, 含量约 10%; 石英呈浑圆状 或 不规 则 粒状, 有 少许 裂 纹, 斑 晶 大小为0.2～1.0 mm, 含量 10%左右; 斜长石呈自形-半自形板状, 有连晶, 聚片双晶发育, 有的受交代影响, 双晶纹变模糊, 部分斜长石发生绢云母化蚀变, 粒径为 0.5～4.0 mm, 含量约 5%。基质占岩石总量的 72%,成分与斑晶相似, 主要由石英、斜长石、钾长石微晶和少量角闪石组成, 具显微晶质或隐晶质结构,微晶粒径为 0.05～0.1 mm, 副矿物为磷灰石、榍石、磁铁矿等(图 3)。

图 2 莫河下拉银多金属矿床 15 号勘探线地质剖面图(据青海省柴达木综合地质矿产勘查院, 2012 修改③)Fig.2 Geological section along the No.15 exploration line in the Mohexiala silver polymetallic deposit

2 样品分析方法

2.1 锆石 U-Pb 定年

图 3 莫河下拉花岗斑岩手标本及显微照片Fig.3 Photos of the hand specimen and micrographs of the Mohexiala granite-porphyry

锆石分选在河北省廊坊市区域地质矿产调查研究所实验室完成。首先将样品采用常规方法进行粉碎, 并用电磁选方法进行分选, 然后在双目镜下挑选出晶形和透明度较好, 无裂痕和包裹体的锆石颗粒, 将其粘贴在环氧树脂表面, 打磨、抛光, 然后对其进行透射光、反射光和阴极发光(CL)图像的采集。锆石制靶及阴极发光(CL)图像采集均在北京锆年领航公司完成。

锆石 U-Pb 定年工作在中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室完成, 使用仪器为 Finnigan Neptune 多接收电感耦合等离子质谱仪(LA-MC-ICPMS), 激光剥蚀系统为 Newwave UP213 激光剥蚀系统。采样方式为单点剥蚀, 数据采集采用所有信号同时静态方式接收,锆石 U-Pb 同位素测试采用 30 μm 光斑剥蚀, 使用锆石 GJ-1 作为外标, 元素质量分数采用锆石 M127 (Nasdala L)作为外标样, 详细实验步骤见侯可军等(2009)。样品的同位素比值和元素质量分数计算采用ICP-MS-DataCal 程序处理(Liu et al., 2008, 2010)。普通 Pb 校正采用 Andersen(2002)方法, 年龄计算及谐和 图 的 绘 制 均 采 用 国 际 标 准 程 序 Isoplot(ver3.0) (Ludwig, 2003)完成。

2.2 主量元素、稀土元素和微量元素

样品的全岩主量元素、稀土元素和微量元素均由澳实矿物实验室测定, 主量元素分析方法为 X-射线荧光熔片法, 分析仪器为荷兰 PAN alytical生产的Ax-ios 荧光光谱仪(XRF), 各项元素的分析精度和准确度优于 5%; 微量元素和稀土元素分析采用HF+HNO3密封溶解, 加入 Rh 内标溶液后转化为 1% HNO3介 质 , 以 ICP-MS 测 定 , 使 用 的 仪 器 是PEElan6000 型电感耦合等离子质谱计。REE 含量测试误差小于 7%, 其余微量元素的误差小于 10%。

3 分析结果

3.1 锆石 U-Pb 定年

花岗斑岩锆石 LA-ICP-MS U-Pb 测年结果列于表 1。大部分锆石为长柱状, 长宽比值较大。在阴极发光图像上(图 4), 锆石晶体具均匀的内部结构和明显 的 韵 律 环 带 , 为 典 型 的 岩 浆 锆 石 (Pupin, 1980; Koschek, 1993)。锆石 Th 和 U 的含量变化范围较大,分别为 179.9×10-6～816.1×10-6和 412.8×10-6～1655.3 ×10-6, Th/U 比值介于 0.36～0.71 之间, 大部分大于0.4, 也显示了岩浆锆石的特征。选择环带结构清晰的 14 个代表性颗粒进行锆石 U-Pb 年龄测定, 共分析了 14 个测点。锆石点数据基本落在谐和线及其附近(图 5), 表明岩体没有经历过 Pb 丢失事件, 反应了锆石是原生的岩浆锆石。14个分析点的加权平均年龄值为 222±1 Ma(MSWD=0.58), 属于印支晚期, 该年龄代表了岩体结晶年龄。

3.2 主量元素

莫河下拉花岗斑岩的主量元素、稀土元素和微量元素分析数据列于表 2。6 个样品的 SiO2含量为66.62%～70.75%, Al2O3为 13.67%～14.34%, Fe2O3为1.75%～2.17%, 富碱((Na2O+K2O)=7.69%～8.69%, K2O/Na2O=1.38～2.38), 里特曼指数(δ)为 2.18～3.20 (均 小 于 3.3), 显 示 钙 碱 性 系 列 岩 石 特 征 。 MgO (0.68%～1.20%, Mg#=41～52)、CaO(2.92%～4.32% )和TiO2(0.26%～0.39% )含量中等。在 TAS 图解上, 样品落入花岗岩区(图 6a); 在 AFM 图解上, 样品均落入钙碱性区(图 6b)。A/CNK 主要介于 0.77～0.90 之间(均小于 1), 在 A/CNK-A/NK 图解上, 所有样品投点均落在准铝质系列岩石区域内(图 6c); 在硅钾图解上,样品投影点全部落于高钾钙碱性至钾玄岩系列范围(图 6d)。

表 1 莫河下拉花岗斑岩(MHXL-11MZK08-B1)中锆石 LA-ICP-MS U-Pb 同位素分析结果Table1 Zircon LA-ICP-MS U-Pb analytical results for the Mohexiala granite-porphyry

图 4 莫河下拉花岗斑岩中部分锆石阴极发光(CL)图像Fig.4 CL images of zicons from the Mohexiala graniteporphyry

3.3 稀土元素和微量元素

图 5 莫河下拉花岗斑岩锆石 LA-ICP-MS U-Pb 年龄谐和图Fig.5 U-Pb concordia diagram of zircons from the Mohexiala granite-porphyry

表 2 莫河下拉花岗斑岩主量元素(%)、稀土元素及微量元素(×10-6)分析结果Table 2 Major (%), REE and trace element (×10-6) compositions of the Mohexiala granite-porphyry

续表2：

莫河下拉花岗斑岩的稀土元素总量(ΣREE)为144×10-6～189×10-6, 平均为 163×10-6, 明显高于地壳平均值(106×10-6, Rudnick and Gao, 2003)。富集轻稀土元素(LREE/HREE=9.38～12.0, 平均为 11.1), 稀土配分模式为轻稀土富集右倾型, 轻重稀土元素分馏明显((La/Yb)N=9.74～12.9)。δEu 为 0.43～0.64, 平均0.57, 呈现中等程度的 Eu 负异常(图 7a), 表明岩浆分异作用不明显。原始地幔标准化微量元素蛛网图显示(图 7b), 样品明显富集 Rb、Th、U 等大离子亲石元素, 亏损 Nb、Ti、P 等高场强元素。岩石具有一定程度的负 Eu 异常, 强烈亏损 P、Ti 等元素, 表明源区矿物相中有斜长石、磷灰石、角闪石、钛铁矿的残留(Lightfoot et a1., 1987)。

图 6 莫河下拉花岗斑岩分类图解(a, 据 Wilson, 1989; b, 据 Irvine and Baragar, 1971; c, 据 Maniar and Piccoli, 1989; d,据 Rickwood, 1989)Fig.6 Classification diagrams of the Mohexiala granite-porphyry

图 7 莫河下拉花岗斑岩球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(a, 球粒陨石数值据 Boynton, 1984)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b, 原始地幔数值据 Sun and McDonough, 1989)Fig.7 Chondrite-normalized rare earth element patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagram (b) of the Mohexiala granite-porphyry

4 讨 论

4.1 成岩时代

前人主要通过岩石地层对比方法确定莫河下拉花岗斑岩的形成时代(青海省柴达木综合地质矿产勘查院, 2012③), 未见精确的年龄数据报道。由于野外地质关系复杂, 其推测的年代学数据可信度较低。鉴于此, 本文采用锆石 LA-ICP-MS U-Pb 定年法对其进行了年代学测定, 获得了～222 Ma 的年龄,属印支晚期。

印支期作为东昆仑地区一个重要的成矿期已为众多学者所论证(王岳军等, 1999; 袁万明等, 2000;孙丰月等, 2003②; 李大新等, 2003; 张德全等, 2005;何书跃等, 2008; 吴健辉等, 2010; 李碧乐等, 2010, 2012)。东昆仑地区目前已知的斑岩型矿床的年龄相对比较集中, 如鸭子沟辉钼矿化钾长花岗斑岩锆石SHRIMP U-Pb 年龄为 224.0±1.6 Ma, 辉钼矿 Re-Os等时线年龄为 224.7±3.4 Ma(李世金, 2008b); 卡而却卡 A 区含矿似斑状二长花岗岩的锆石 SHRIMP U-Pb 年龄为 227±2 Ma(丰成友等, 2009), 矿区石英闪长岩锆石 U-Pb 年龄为 205.7±0.9 Ma 和 223±2.8 Ma(青海省地质调查院, 2005④青海省地质调查院. 2005. 1∶25 万兴海幅区域地质调查报告.); 加当根花岗闪长斑岩锆石 U-Pb 年龄为 227±2 Ma(另文发表), 以及本次获得的莫河下拉花岗斑岩 222±1 Ma 的锆石 U-Pb 年龄, 这些数据表明, 印支晚期为区内斑岩型矿床成矿作用的一个主要时期。不仅如此, 由于印支晚期东昆仑发生强烈的壳-幔相互作用, 为大量的幔源物质参与该区的岩浆活动和成矿作用提供了重要基础, 且后期抬升剥蚀程度较小, 有利于矿床的保存,该时期也是东昆仑地区除斑岩型矿床外其他类型热液矿床最重要的成矿期。

4.2 岩石成因及岩浆源区

莫河下拉花岗斑岩以含钾长石斑晶的花岗结构为主要特征, 并含少量角闪石, 野外和镜下均未见白云母, 这些矿物组合与钾长石斑状钙碱性花岗岩类相似(Barbarin, 1999)。从地球化学特征来看, 岩石主量元素中碱质含量较高, K2O/Na2O 大于 1, AKI 值及 P2O5、TiO2含量均较低, 富集 LILE, 贫 HFSE, 同样显示了富钾钙碱性花岗岩类(KCG)的地球化学特征(Sylvester, 1998)。岩石具有不同程度的 Nb、Ta、P 和 Ti 的亏损(图 7b), 显示了它们与火山弧构造环境的亲缘性。然而它们具有较低的(La/Yb)N和 Sr/Y比值, 且富集大离子亲石元素, 又与典型的岛弧花岗岩有明显差异, 而与后碰撞阶段形成的花岗岩相一致, 即岩浆源区除有新生地壳的加入外, 还有早期消减带形成物质的参与(Liégeois, 1998)。岩石的Rb/Sr 比值(0.63～0.98, 平均为 0.75)和 Rb/Nb 比值(11.6～14.5, 平均为 12.7)均高于全球上地壳平均值(0.32 和 4.5, Taylor and McLennan, 1995), 暗示其岩浆源区主要为地壳。岩石的 Nb/Ta 比值除一个样外(MHXL-11MZK08-B4=10.5), 其余样品均 小 于地壳平 均 值 (8.3), 也 显 示 了 壳 源 岩 浆 的 特 点 。 在Rb/Sr-Rb/Ba 图解中所有样品点均落在左下方贫黏土区的杂砂岩范围内(图 8a), 显示了沉积岩为主派生的花岗岩特点, 岩石的 Al2O3/TiO2比值为 37～53,均小于 100, 反映其岩浆源区岩石成分可能以砂质沉积岩为主(Sylvester, 1998)。在 δEu-(La/Yb)N图解中(图 8b), 样品的投影点均落在壳源型区域内。在样品成分与实验熔体成分(Patiño Douce, 1999)对比图解(图 8c, d)中, 除 1 个样品外其他样品投影点全部落入变质杂砂岩部分熔融区, 表明其源区的化学组成与变质杂砂岩相似。此外, 岩石具有较高的 SiO2和 Al2O3含量, 也暗示其成岩物质可能来源于硅铝质的上 地 壳, 为 上地壳熔 融的产物 (Patiño Douce, 1999; Altherr et al., 2000)。综上所述, 莫河下拉花岗斑岩应为上地壳变质杂砂岩部分熔融的产物。

4.3 构造背景

如前所述, 莫河下拉花岗斑岩与富钾钙碱性花岗岩类(KCG)相类似(Barbarin, 1999)。研究表明, 富钾钙碱性花岗岩类(KCG)一般被认为形成于将碰撞事件主峰期分开的张弛阶段或从挤压体制转变为拉张体制的过程中(Sylvester, 1998; Barbarin, 1999)。在Rb/30-Hf-Ta×3 三角图解上样品点全部落入碰撞后区 域 (图 9a), 在 花 岗 岩 类 形 成 环 境 的 微 量 元 素(Y+Nb)-Rb 判别图中, 样品点全部落入后碰撞花岗岩区(图 9b)。区域上同莫河下拉银多金属矿床邻近的卡而却卡矿区与矽卡岩多金属成矿关系密切的花岗闪长岩 SHRIMP 锆石 U-Pb 年龄为 237±2 Ma, 被认为形成于同碰撞构造背景(王松等, 2009; 李碧乐等, 2010), 莫河下拉花岗斑岩与之相比, 其矿物组合、稀土配分模式以及微量元素特征等方面基本相似(图 7), 但由于岩石富碱质及准铝质的特征, 以及岩体的形成时代 222±1 Ma 晚于卡而却卡花岗闪长岩, 推测其可能形成于后碰撞伸展背景下。

图 8 莫河下拉花岗斑岩源区判别图解(a, 据 Sylvester, 1998; b, 据 Altherr et al., 2000; c、d, 据 Patiño Douce., 1999)Fig.8 Discriminant diagrams of source regions of the Mohexiala granite-porphyry

图 9 莫河下拉花岗斑岩构造环境判别图解(a, 据 Harris et al., 1986; b, 据 Pearce et al., 1996)Fig.9 Tectonic setting discrimination diagrams of the Mehexiala granite porphyry

早印支后期, 随着阿尼玛卿洋的关闭, 洋壳俯冲作用停止, 整个东昆仑地区转入陆内活动阶段(罗照华等, 1999; 袁万明等, 2000; 孙丰月等, 2003②;杨经绥等, 2005)。进入印支晚期以后, 开始发生强烈的壳-幔相互作用, 幔源岩浆活动广 泛 (罗照华等, 2002; 刘成东等, 2002, 2004; 莫宣学等, 2005⑤莫宣学, 罗照华, 喻学惠等．2005．东昆仑造山带花岗岩及地壳生长(原名: 东昆仑造山带岩浆混合花岗岩及其填图方法基础研究). 中国地质调查局重大基础研究项目报告．; 谌宏伟等, 2005; 伍跃中等, 2011; 李碧乐等, 2012)。罗照华等(2002)在东昆仑中段石灰沟角闪辉长岩中获得了约 220 Ma 左右的角闪石40Ar-39Ar 同位素等时线年龄, 并认为以该岩体为代表的印支晚期基性-超基性杂岩体的出现是东昆仑地区幔源岩浆底侵事件或造山体制向造山后伸展体制转换的标志;赵财胜(2004)在东昆仑西段肯德可克矿区西侧也获得 了 一 辉 长 岩 体 中 斜 长 石 207.8±1.9 Ma 的40Ar-39Ar 坪年龄。此外, 李世金等(2008b)测得东昆仑西段鸭子沟钾长花岗斑岩锆石 SHRIMP U-Pb 年龄为 224.0±1.6 Ma, 并认 为该岩体 为 壳-幔相互 作用的产物。丰成友等(2012)获得祁漫塔格中-晚三叠世 两 个 花 岗 岩 锆 石 SHRIMP U-Pb 年 龄 分 别 为227.3±1.8 Ma 和 219.9±1.3 Ma, 并认为其形成于后碰撞构造背景。以上研究均表明印支晚期东昆仑确实发生了强烈的壳-幔相互作用, 该时期是东昆仑地区构造体制从挤压造山向造山后拉张转换的重要时期, 这也与全球背景的 Pangaea 超大陆在印支晚期开始初始裂解(224 Ma)相一致, 也就是说印支晚期在全球范围内也是从挤压构造体制向伸展构造体制转化的重要转折期。东昆仑造山带在此构造背景下发育了幔源、壳幔混合源及壳源岩浆等强烈而多样化的岩浆活动, 并在不同岩石圈层次的断裂内形成了钙碱性-高钾钙碱性-钾玄岩系列的岩石。莫河下拉矿区广泛发育大量与花岗斑岩时空关系密切的辉长岩、辉绿玢岩、闪长玢岩及闪长岩等幔源脉岩, 它们同属于印支晚期东昆仑构造-岩浆活动的产物, 莫河下拉银多金属矿床成岩成矿的动力学背景与东昆仑印支晚期的动力学背景相一致, 为后碰撞伸展环境。

5 结 论

(1) 莫河下拉花岗斑岩锆石 LA-ICP-MS U-Pb年龄为 222±1 Ma, 属印支晚期, 与区域上斑岩型矿床成矿岩体年龄基本一致, 表明印支晚期为东昆仑地区斑岩型矿床成矿作用的一个主要时期。

(2) 莫河下拉花岗斑岩为准铝质的高钾钙碱性至钾玄岩系列岩石, 富集 Rb、Th、U 等大离子亲石元素, 亏损 Nb、Ti、P 等高场强元素, 其 Rb/Sr、Rb/Nb及 Nb/Ta 比值均表现为壳源特点, 显示岩石为上地壳变质杂砂岩部分熔融的产物。

(3) 莫河下拉银多金属矿床成岩成矿的构造背景为东昆仑地区印支晚期阿尼玛卿洋闭合以后的后碰撞伸展环境。

致谢: 野外工作得到了青海省柴达木综合地质矿产勘查院莫河下拉矿区工作人员的大力支持, 锆石LA-ICP-MS U-Pb 定年工作得到了中国地质科学院矿产资源研究所侯可军博士的帮助, 中国地质调查局西安地质调查中心宋忠宝研究员及另一位匿名审稿专家对本文提出了许多建设性的意见和建议, 笔者在此一并表示衷心感谢。

拜红奎, 马 鸿 颖, 鄂琴莲, 孙斌 涛 . 2012. 青 海 省格尔 木市莫河下拉银多金属矿地质特征及成因浅析. 城市建设理论研究, (7): 194-200.

谌宏伟, 罗照华, 莫宣学, 刘成东, 柯珊. 2005. 东昆仑造山带三叠纪岩浆混合成因花岗岩的岩浆底侵作用机制. 中国地质, 32(3): 386-395.

丰成友, 李东生, 吴 正 寿 , 马 圣钞, 李国臣, 王松. 2009.青海东昆仑成矿带斑岩型矿床的确认及找矿前景分析. 矿物学报, (增刊): 171-172.

丰成友, 王松, 李国臣, 马圣钞, 李东生. 2012. 青海祁漫塔格中晚三叠世花岗岩: 年代学地球化学及成矿意义. 岩石学报, 28(2): 665-678.

古凤宝. 1994. 东昆仑地质特征及晚古生代-中生代构造演化. 青海地质, (1): 4-14.

何书跃, 祁兰英, 舒树兰, 尹和珍, 何寿福, 景向阳. 2008.青海祁漫塔格地区斑岩铜矿的成矿条件和远景. 地质与勘探, 44(2): 14-22.

何书跃, 李东生, 李良林, 祁兰英, 何寿福. 2009. 青海东昆仑鸭子沟斑岩型铜(钼)矿区辉钼矿铼-锇同位素年龄及地质意义. 大地构造与成矿学, 33(2): 236-242.

侯可军, 李延河, 田有荣. 2009. LA-MC-ICP-MS锆石微区原位U-Pb定年技术. 矿床地质, 28(4): 481-492.

姜春发, 杨经绥, 冯 秉 贵 , 朱 志直, 赵民, 柴耀楚. 1992.昆仑开合构造. 北京: 地质出版社: 183-192.

李碧乐, 孙丰月, 于晓飞, 丁清峰, 钱烨, 张晗, 许庆林. 2010. 青海东昆仑卡尔却卡地区野拉塞铜矿床成因类型及成矿机制. 岩石学报, 26(12): 3696-3708.

李碧乐, 沈鑫, 陈广俊, 杨延乾, 李永胜. 2012. 青海东昆仑阿斯哈金矿Ⅰ号脉成矿流体地球化学特征和矿床成因. 吉林大学学报(地球科学版), 42(6): 1676-1687.

李大新, 张 德 全, 崔艳合, 丰成 友 . 2003. 小 赛 什腾山 斑岩 铜 (钼 )矿 床 根 部 带 的 特 征 . 地 球 学 报 , 24(3): 211-218.

李洪普. 2010. 东昆仑祁漫塔格铁多金属矿成矿地质特征与成矿预测. 北京: 中国地质大学(北京)博士学位论文: 1-157.

李世金, 孙丰月, 王力, 李玉春, 刘振宏, 苏生顺, 王 松. 2008a. 青海东昆仑卡尔却卡多金属矿区斑岩型铜矿的流体包裹体研究. 矿床地质, 27(3): 339-406.

李世 金 , 孙丰 月, 丰成 友 , 刘振 宏 , 赵俊 伟, 李玉 春 , 王松. 2008b. 青 海东昆仑鸭 子 沟多金属矿的 成 矿年代学研究. 地质学报, 82(7): 949-955.

刘成 东 , 张文 秦, 莫宣 学 , 罗照 华 , 喻学 惠, 李述 为 , 赵欣. 2002. 东昆仑约格鲁岩体暗色微粒包体特征及成因. 地质通报, 21(11): 739-744.

刘成 东 , 莫宣 学, 罗照 华 , 喻学 惠 , 谌宏 伟, 李述 为 , 赵欣 . 2004. 东 昆 仑 壳 - 幔 岩 浆 混 合 作 用 : 来 自 锆 石SHRIMP年代学的证据. 科学通报, 49(6): 596-602.

刘建楠, 丰成友, 亓锋, 李国臣, 马圣钞, 肖晔. 2012. 青海都兰县下得波利铜钼矿区锆石U-Pb测年及流体包裹体研究. 岩石学报, 28(2): 679-690.

罗照华, 邓晋福, 曹永清, 郭正府, 莫宣学. 1999. 青海省东昆仑地区晚古生代-早中生代火山活动与区域构造演化. 现代地质, 13(1): 51-56.

罗照华, 柯珊, 曹永清, 邓晋福, 谌宏伟. 2002. 东昆仑印支晚期幔源岩浆活动. 地质通报, 21(6): 292-297.

佘宏 全 , 张德 全, 景向 阳 , 关军 , 朱华平 , 丰成友 , 李大新. 2007. 青海省乌兰乌珠尔斑岩铜矿床地质特征与成因. 中国地质, 34(2): 306-314.

王松, 丰成 友 , 李 世 金, 江军华, 李东生, 苏 生 顺 . 2009.青海祁漫塔格卡尔却卡铜多金属矿区花岗闪长岩锆石SHRIMP U-Pb测年及其地质意义. 中国地质, 36(1): 74-84.

王岳 军 , 林 舸, 沈远超, 谢 宏 远. 1999. 中 昆仑北部 古 生代构造岩浆作用及其演化. 地球学报, 20(1): 1-9.

吴健辉, 丰成友, 张德全, 李进文, 佘宏全. 2010. 柴达木盆地南缘祁漫塔格—鄂拉山地区斑岩-矽卡岩矿床地质. 矿床地质, 24(2): 87-98.

伍跃中, 乔耿彪, 陈登辉. 2011. 东 昆 仑祁漫塔格地区构造岩浆作用与成矿关系初步探讨. 大地构造与成矿学, 35(2): 232-241.

向鹏, 熊索菲. 2010. 青 海 省共和县加当根铜(钼 )矿矿床类型探讨. 矿床地质, 29(S1): 303-304.

许志琴, 杨经绥, 陈方远. 1996. 阿尼玛卿缝合带及“俯冲-碰撞”动力学//张旗. 蛇绿岩与地球动力学研究. 北京:地质出版社: 185-189.

杨经 绥 , 许 志琴, 李海 兵 , 史仁灯. 2005. 东昆仑 阿 尼玛卿地区古特提斯火山作用和板块构造体系. 岩石矿物学杂志, 24(5): 369-379.

袁万明, 莫宣学, 喻学惠, 罗照华. 2000. 东昆仑印支期区域构造背景的花岗岩记录. 地质论评, 46(2): 203-211.

张德全, 党兴彦, 佘宏全, 李大新, 丰成友, 李进文. 2005.柴北缘-东昆仑地区造山型金矿床的Ar-Ar测年及其地质意义. 矿床地质, 24(2): 87-98.

张梅芬, 刘 建 华, 肖文进, 杨 自 安. 2007. 青 海省斑岩 铜矿 地 质 特 征 及 找 矿 方 向 探 讨 . 矿 产 与 地 质 , 21(4): 440-444.

赵财胜. 2004. 青海东昆仑造山带金、银成矿作用. 长春:吉林大学博士学位论文: 1-136.

Altherr R, Holl A, Hegner E, Langer C and Kreuzer H. 2000. High-potassium, calc-alkaline I-type plutonism in the European Variscides: Northern Vosges (France) and northern Schwarzwald (Germany). Lithos, 50(1-3): 51-73.

Andersen T. 2002. Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report204Pb. Chemical Geology, 192(1-2): 59-79.

Barbarin B. 1999. A review of relationship between granitiod types, their origins and their geodynamic environments. Lithos, 46: 605-626.

Boynton W V. 1984. Geochemistry of the rate earth elements: Meteorite studies // Henderson P. Rare earth elements geochemistry. Amsterdam: Elsevier: 63-114.

Harris N B W, Pearce J A and Tindle A G. 1986. Geochemical characteristics of collision-zone magmatism. Geological Society, London, Special Publication, 19: 67-81.

Irvine T N and Baragar W R A. 1971. A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences, 8(5): 523-548.

Koschek G. 1993. Origin and significance of the SEM cathodoluminescence from zircon. Journal of Microscopy, 171: 223-232.

Liégeois J P. 1998. Some words on the post-collisional magmatism. Lithos, 45: 15-18.

Lightfoot P C, Hawkesworth C J and Sethna S F. 1987. Petrogenesis of rhyolites and trachytes from the Deccan Trap: Sr, Nd and Pb isotope and trace element evidence. Contributions to Mineralogy and Petrology, 95(1): 44-54.

Liu Y S, Hu Z C, Gao S, Günther D, Xu J, Gao C G and Chen H H. 2008. In situ analysis of major and trace elements of anhydrous minerals by LA-ICP-MS without applying an internal standard. Chemical Geology, 257: 34-43.

Liu Y S, 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 inzircons of mantle xenoliths. Journal of Petrology, 51: 537-571.

Ludwig K R. 2003. ISOPLOT 3: A geochronological toolkit for microsoft excel. Berkeley Geochronology Centre Special Publication, 4: 74.

Maniar P D and Piccoli P M. 1989. Tectonic discrimination of granitoids. Geological Society of America Bulletin, 10: 635-643.

Patiño Douce A E. 1999. What do experiments tell us about the relative contributions of crust and mantle to the origin of granitic magmas? // Castro A, Fernandez C and Vigneressese J L. Understanding granites: Intergrating new and classical techniques. Geological Society, London, Special Publication, 168: 55-75.

Pearce J A. 1996. Sources and settings of granitic rocks. Episodes, 19(4): 120-125.

Pupin J P. 1980. Zircon and granite petrology. Contributions to Mineralogy and Petrology, 73: 207-220.

Rickwood P C. 1989. Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and minor elements. Lithos, 22: 247-263.

Rudnick R L and Gao S. 2003. Composition of the continental crust // Rudnick R L. Treatise on geochemistry. 3: 1-64

Sun S S and McDonough W F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes // Saunders A D and Norry M J. Magmatism in ocean basins. Geological Society, London, Special Publication, 42: 313-345.

Sylvester P J. 1998. Post-collisional strongly peraluminous granites. Lithos, 45: 29-44.

Taylor S R and McLennan S M. 1995. The geochemical evolution of the continental crust. Reviews of Geophysics, 33(2): 241-265.

Wilson M. 1989. Igneous petrogenesis. London: Allen and Unwin.

Geochronological Dating, Geochemical Characteristics and Tectonic Setting of the Granite-porphyry in the Mohexiala Silver Polymetallic Deposit, Eastern Kunlun Orogenic Belt

XU Qinglin1, SUN Fengyue1, LI Bile1, QIAN Ye1, LI Liang1and YANG Yanqian2
(1. College of Earth Sciences, Jilin University, Changchun 130061, Jilin, China; 2. Qinghai Geological Survey, Xining 810001, Qinghai, China)

The Mohexiala silver polymetallic deposit is a new found porphyry deposit in the eastern Kunlun metallogenic belt, and it is far from well documented. In this paper, we first present zircon LA-ICP-MS U-Pb dating for the ore-bearing granite-porphyry, with a concordia age of 222±1 Ma, i.e., Late Indosinian. The granite-porphyry have SiO2of 66.62% -70.75%, high alkali content (Na2O+K2O) of 7.69%-8.69%, K2O/Na2O=1.38-2.38, and A/CNK=0.77-0.90. Chemically, they are metaluminous and belong to high-K calc-alkaline to shoshonite series. Moreover, they are enriched in large ion lithophile elements (LILE; e.g., Rb, Th, and U), and depleted in high field strength elements (HFSE; e.g., Nb, Ti and P). The total rare earth element (ΣREE) contents of the granite-porphyry are 144×10-6-189×10-6, and characterized by enrichment of light rare earth elements (LREE), depletion of heavy rare earth elements (HREE; (La/Yb)N=9.15-12.1), with moderate negative Eu anomalies (δEu=0.43-0.64). Combined with the regional geological background and geochronological data, we consider that the granite-porphyry in the Mohexiala silver polymetallic deposit was derived from primary magmas generated by partial melting of the upper crustal metagreywacke, and the magmatism and mineralization took place in a post-collisional extensional environment following the closure of A’nyemaqen Ocean in the Late Indosinian.

granite-porphyry; elemental geochemistry; zircon LA-ICP-MS U-Pb dating; Mohexiala silver polymetallic deposit; eastern Kunlun

P595; P597

A

1001-1552(2014)02-0421-013

2013-10-18; 改回日期: 2013-12-17

项目资助: 本文受中国地质调查局地质大调查项目(编号: 1212011086020)资助。

许庆林(1986-), 男, 博士研究生, 矿物学、岩石学、矿床学专业。Email: xuql10@mails.jlu.edu.cn

孙丰月(1963-), 男, 教授, 博士生导师, 主要从事热液矿床成矿理论与预测、区域成矿作用研究。Email: sfy@jlu.edu.cn