乌拉溪铝质A型花岗岩：松潘—甘孜造山带早燕山期热隆伸展的岩石记录

周家云，谭洪旗，龚大兴，朱志敏，罗丽萍

1) 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，北京，100037；2) 中国地质科学院矿产综合利用研究所，成都，610041

内容提要：乌拉溪岩体位于松潘—甘孜造山带南段，江浪穹隆北部。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年获得岩体年龄为159.31±0.9Ma。岩石中出现含钙钠长石和铁叶云母等A型花岗岩典型矿物；岩体具有高SiO2、Na2O和K2O含量，高FeOt/MgO、Ga/Al比值，以及低TiO2、CaO和MgO含量特征；稀土元素配分模式呈右倾海鸥型，Eu负异常明显；微量元素富含Rb、Nb和Ga等高场强元素，原始地幔标准化蛛网图显示出Ba、Sr、P和Ti亏损；岩体中锆石的古核稀少，锆石饱和温度计算显示岩体成岩温度很高(变化在967～984℃之间)；岩体还相对富铝，A/CNK=0.97～1.27，分布比较集中，都大于0.95，过碱指数(NK/A=0.74～0.91)较低，均在1之下。以上特征表明乌拉溪二云母花岗岩为铝质A型花岗岩。锆石n(176Hf)/n(177Hf)比值变化于0.282228～0.282749，平均值为0.282586，f Lu/ Hf为-0.99～-0.10，平均值为-0.90，εHf(t)绝大多数为负值，变化于-15.88～1.77之间，平均值为-3.14，说明岩石形成是壳源物质占主导地位，可能为江浪穹隆核部元古宙变质核杂岩的部分熔融。结合区域构造演化，本文认为乌拉溪二云母花岗岩形成于陆—陆碰撞之后的伸展环境，是甘孜—松潘造山带在燕山早期增厚的地壳因伸展松弛而发生减压熔融的产物。

松潘—甘孜造山带是特提斯—喜马拉雅造山系中的一个重要组成部分，其特殊的构造演化受到国内外学者的广泛关注。许志琴等(1992)提出的“构造—热”模型认为松潘—甘孜造山带的造山过程包括滑脱逆冲、热隆伸展与平移作用等几个阶段，所以，早燕山期是否存在岩石圈热隆伸展是讨论松潘—甘孜造山带“构造—热”模型的关键问题之一。在松潘—甘孜造山带内广泛出露的花岗岩是造山带构造发展过程中的一个重要部分,澄清它们的侵位时代、岩石地球化学特征，以及形成机制等问题，对揭示松潘—甘孜造山带复杂的构造演化历史和动力学机制至关重要(赵永久等，2007a)。近年来，许多学者对松潘—甘孜造山带内的花岗岩进行了年代学和地球化学的研究(Roger et al.，2004；胡健民等，2005；Zhang Hongfei et al.，2006，2007；Xiao Long et al.，2007；李建康等，2009；时章亮等，2009；蔡宏明等，2010；万传辉等，2011；袁静等，2011；戴宗明等，2011a，2011b)，为该区构造—岩浆演化研究奠定了坚实基础。对于这些花岗岩的构造背景及成因机制，一些学者(Roger et al.，2004；胡健民等，2005；Zhang Hongfei et al.，2006；李建康等，2009；蔡宏明等，2010；袁静等，2011)认为这些花岗岩主要侵位于印支期，岩石类型多数为同碰撞花岗岩，代表了造山带碰撞事件，而赵永久等(2007a，2007b)报道了个别产于燕山期后造山伸展背景的岩体，还争议较大(戴宗明等，2011b)。乌拉溪花岗岩所处的江浪穹隆构造代表了一种隆升伸展环境，所以，乌拉溪岩体是否为甘孜—松潘造山带碰撞后热隆伸展的产物，值得研究。本文对乌拉溪二云母花岗岩进行了锆石LA-ICP-MS年代学、主量元素、微量元素和锆石Hf同位素的研究，讨论乌拉溪岩体的成因类型和岩浆源区，为甘孜—松潘造山带燕山期岩石圈碰撞后热隆伸展作用提供地球化学证据。

图1 松潘—甘孜造山带江浪穹隆地区地质简图Fig. 1 Simplified geological map of the Jianglang dome area in Songpan—Garze terraneP1s—二叠系三道桥组；T2z—三叠系杂谷脑组；γμβ52—燕山期二云母花岗岩P1s—Permian Shandaoqiao Group；T2z—Triassic Zhagunao Group；γμβ52—Yanshanian two-mica granite

1 地质背景及岩石学、岩相学特征

松潘—甘孜造山带位于青藏高原的东北缘，为一夹持于扬子、华北和青藏高原三大岩石圈板块之间的巨形三角状褶皱区域(万传辉等，2011)。北侧以阿尼玛卿—勉略缝合线为界，与昆仑—秦岭造山带相接，西南缘以金沙江缝合带为界，与青藏高原的羌塘—昌都地块相接，东南缘以龙门山—锦屏山断裂带为界，与扬子板块相连(图1a)。造山带内部则由甘孜—理塘缝合带、后龙门山断裂和木里前缘逆冲带分割成西部碰撞带(义敦岛弧带)、造山带主体和造山带前陆(许志琴等，1992)。松潘—甘孜造山带是一个中生代以来长期演化的造山带，经历了古特提斯和新特提斯两个连续的造山事件，造山过程、演化历史及板块动力学机制与众不同。

松潘—甘孜造山带内充填了巨厚的三叠系复理石沉积，在东南部有震旦系—古生界地层，及少量前震旦系基底出露。造山带内广泛出露花岗岩类侵入体，它们呈面状散布于造山带内，多以小岩体和小岩株的形式产出，在东缘和南部出露更广，大部分属于钙碱性花岗岩(万传辉等，2011)或埃达克质花岗岩(Zhang Hongfei et al，2006，2007；Xiao Long et al.，2007)。

乌拉溪岩体位于松潘—甘孜造山带南段，江浪穹隆北部(图1a、b)，是造山带内少数显示与穹隆构造有密切时空关系的花岗岩体，对研究造山带构造演化和成矿作用具有重要的探针作用。乌拉溪岩体平面上呈纺锤形，侵位于二叠系地层中(图1c)，与二叠系大理岩接触带常产生矽卡岩化，并伴有白钨矿化。根据光学显微镜鉴定(图2)和X射线衍射分析(图3，仪器型号为日本理学DX-2000型)，乌拉溪岩体岩石为灰白色二云母花岗岩，具中—粗粒花岗结构，主要矿物成分为石英、钾长石，含少量斜长石、白云母和黑云母，副矿物主要为磷灰石和锆石等。石英含量约40%，自形粒状；钾长石主要为微斜长石，含量约40%，发育格子双晶；斜长石含量约5%，主要为含钙钠长石，发育聚片双晶；暗色矿物主要为黑云母，含量约5%，填隙状分布于长石、石英颗粒之间，以铁叶云母为主，矿物成分与铝质A型花岗岩矿物成分比较相符(刘昌实等，2003)。

图2 岩石薄片显微照片Fig. 2 Photomicrograph showing texture of the Wulaxi granite

图3 岩石X射线粉晶衍射图谱Fig. 3 X-ray powder diffracion patterns of the Wulaxi granite

2 样品及分析方法

2.1 锆石U-Pb年代学及Hf同位素

用于LA-ICP-MS锆石U-Pb定年及Hf同位素分析的样品(样品号PM06-1)采自乌拉溪乡坡上村转经楼沟，地理位置为：28°38′7.9″N，101°37′52.2″E。样品在廊坊地质服务公司经破碎、分选，双目镜下挑纯获得锆石。然后，锆石按宋彪等(2002)描述的方法制作样品靶，并对待测锆石进行阴极发光显微结构观察和照相，从而选定最佳的待测锆石和部位。锆石的阴极发光显微结构照相、LA-ICP-MS U-Pb年代学及Hf同位素分析在中国地质科学院矿产资源研究所成矿作用与资源评价重点实验室完成。锆石U-Pb年龄测定和Hf同位素分析在Finnigan Neptune型MC-ICP-MS上完成，激光剥蚀系统为Newwave UP 213，采用澳大利亚MacQuarie大学GJ1标准锆石作为外标校正。U-Pb年龄测定采用的激光束斑直径为25μm，仪器测试条件及参数见文献(侯可军等，2009)。锆石测点同位素比值数据和元素含量计算采用ICPMSData(Liu Yongsheng et al.，2008)软件处理，使用Andersen(2002)的方法进行普通铅校正。年龄计算及谐和图的绘制采用Isoplot 3.0(Ludwig，2003)完成。详细分析流程和原理见文献(侯可军等，2009)。锆石原位Hf同位素分析激光束斑直径为55μm，采用Chu Nan-Chin 等(2002)的方程进行Yb和Lu干扰效正。样品在测定过程中获得GJ1的n(176Hf)/n(177Hf)=0.282024±0.000020(n=12，2σ)，与Elhlou等(2006)报道的LA-ICP-MS法测得值(0.282015±0.000019)在误差范围内一致。详细分析流程和原理见文献(侯可军等，2007)。

2.2 地球化学

岩石地球化学分析样品采自乌拉溪岩体实测剖面，剖面起点坐标：28°38′24.65″N，101°38′43.67″E，终点坐标：28°37′44.71″N，101°37′41.14″E。样品经室内洗净晾干，挑选内部新鲜部位破碎至200目，然后送样分析。一组样品(wlx4、wlx5、wlx6、wlx12、wlx13、wlx14、wlx16)送中国地质科学院矿产综合利用研究所分析，主量元素用XRF方法完成(FeO运用重铬酸钾容量法测定)，误差小于5%；微量元素和稀土元素采用Thermo XseriesⅡ型等离子质谱仪(ICP-MS)测定，误差小于10%，其中稀土元素分析误差小于5%。另一组样品(wlx17、wlx18、wlx19)送澳实分析检测(广州)有限公司分析，主量元素用荷兰PANalytical 型X 射线荧光光谱仪完成(FeO运用重铬酸钾容量法测定)，误差小于5%；微量元素和稀土元素分析用Perkin Elmer Elan 9000型等离子质谱仪(ICP-MS)测定，分析误差系统控制小于10%。对比两组样品的分析结果，数据比较接近，表明分析数据较为可靠。稀土元素配分曲线图和微量元素原始地幔标准化蛛网图采用Geokit程序(路远发，2004)完成。

图4 乌拉溪花岗岩锆石阴极发光照片Fig. 4 CL images of zircon from the Wulaxi granite

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年龄

样品中绝大多数锆石无色透明，自形程度好，呈正方双锥状、柱状及半截锥状，晶体长150～300μm，宽80～120μm，长宽比约2：1，阴极发光图像表现出典型的岩浆韵律环带和明暗相间的条带结构，无继承锆石核，属典型岩浆锆石(图4a)。另有少量锆石自形程度较好，但是发育核边结构，核部呈浑圆状，边部薄环带，可能是捕获早期源岩的锆石(图4b)。利用LA-ICP-MS测年方法进行了20测点分析，其中岩浆锆石11点，捕获锆石9点，结果列于表1。捕获锆石的Th/U值变化于0.04～0.56之间，206Pb/238U与207Pb/206Pb年龄谐和度较差(未列入图中)，可能存在混合现象，导致年龄偏高。去除捕获锆石的年龄，其他11个岩浆锆石具有较高U、Th含量和Th/U比值，U含量变化于45.87×10-6～406.53×10-6，Th含量变化于30.53×10-6～438.25×10-6，U、Th具有正相关性，Th/U值介于0.23～1.56之间，多数接近于1，表明该类锆石为同期岩浆结晶成因。岩浆锆石具有比较一致的206Pb/238U表面年龄(158～160Ma)，年龄数据点集中分布在谐和曲线159Ma附近(图5)，206Pb/238U加权平均年龄为159.31±0.9Ma(MSWD=0.13)，该年龄具有很高的可信度，代表了乌拉溪二云母花岗岩的岩浆结晶年龄。因此，乌拉溪二云母花岗岩应为燕山早期岩浆活动产物。

图5 乌拉溪花岗岩锆石U-Pb年龄谐和图(a)及加权平均图(b)Fig. 5 Zircon U-Pb concordia diagram(a)and weighted average dating of the Wulaxi granite(b)

3.2 锆石Hf同位素

上述定年样品中岩浆锆石Lu-Hf同位素原位微区测定结果列于表2。所有测定锆石的n(176Lu)/n(177Hf)值小于0.002，平均值为0.000692，表明锆石在形成后具有极低的放射性成因Hf积累(Kinny et al.，2003; 卢仁等，2013)，因此所测定的n(176Lu)/n(177Hf)值基本可以代表锆石结晶时体系的Hf同位素组成。采用Taylor and McLennan(1985)推荐的上地壳平均成分[n(176Lu)/n(177Hf)=0.008]计算岩石模式年龄，用测定的锆石U-Pb年龄(159.31Ma)计算的εHf(t)值和两阶段模式年龄。分析结果表明，乌拉溪岩体中锆石的n(176Lu)/n(177Hf)值变化于0.282228～0.282749，平均值为0.282586，fLu/ Hf为-0.99～-0.10，平均值为-0.90，εHf(t) 变化于-15.88～1.77之间，绝大多数为负值，平均值为-3.14，说明该岩石的源区物质中壳源物质成分占主导地位。二阶段Hf模式年龄变化于1048～2214Ma之间，平均值为1407Ma，表明该花岗岩的物质源区可能为中元古代形成的地壳。

表1 乌拉溪花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分析结果Table 1 LA-ICP-MS U-Pb isotopic analytical data of zircon in Wulaxi granite

表2 乌拉溪花岗岩的锆石Hf同位素分析结果Table 2 Hf isotopic compositions of of zircon in Wulaxi granite

3.3 主量元素和微量元素

乌拉溪二云母花岗岩化学分析结果及有关参数列于表3。从表3可以看出，乌拉溪岩体SiO2、Na2O和K2O含量较高，分别为70.52%～73.78%、3.44%～3.97%和4.76%～5.05%；而TiO2、CaO和MgO含量较低，分别为0.11%～0.16%、0.89%～1.03%和0.16%～0.26%；岩石富碱、富钾，Na2O+K2O含量高达8.4%～8.95%，平均值8.67%，且K2O>Na2O；岩石全铁(FeOt)含量变化于2.09%～2.80%之间，平均2.42%，低于一般I型(3.12%)、S型(3.06%)和M型(4.20%)花岗岩，而与A型花岗岩(2.70%)相近(Chappell et al.，1992；Whalen et al.，1987)；FeOt/MgO比值(8.35～16.49，平均12.77)较高，高于一般I型(2.27)、S型(2.38)和M型(2.37)花岗岩(Whalen et al.，1987)，而与A型花岗岩(13.4)基本一致(Turner et al.，1992；杨高学等，2010)。在(FeOt/MgO)—SiO2图解中(Eby，1990)，样品均落入A型花岗岩区(图6)。此外，岩石还富铝，Al2O3含量在11.17%～14.69%之间，过碱指数[NK/A=n(Na2O+K2O) /n(Al2O3)]在0.75～1.03之间，绝大多数在1之下，不同于碱性花岗岩(NK/A>1)；铝饱和度A/CNK值在0.85～1.14之间，分布比较集中，除一个样品小于0.95外，其余都大于0.95，显示岩石属准铝质或弱过铝质A型花岗岩(图7)。

图6 乌拉溪岩体FeOt/MgO—SiO2判别图解(据Eby，1990)Fig. 6 FeOt/MgO—SiO2 discrimination diagram of the Wulaxi granite(after Eby，1990)

岩石稀土总量变化于132.32×10-6～187.67×10-6之间，轻稀土元素含量高于重稀土元素，∑Ce/∑Y比值稳定且较高(20.84～6.53)，属LREE富集型，Eu负异常明显，REE配分模式呈右倾海鸥型(图8a)，显示出A型花岗岩REE配分模式典型特征，且岩浆形成过程中富Ca斜长石或作为残留相或者作为结晶分离相起着重要的作用。在微量元素原始地幔标准化蛛网上(图8b)，岩石明显亏损P、Zr、Ti等高场强元素和Ba、Sr等大离子亲石元素，富集La、Nd、Hf、Yb等元素。104×Ga/Al值变化于2.63～3.69之间，明显高于I型(平均值2.1)S型(平均值2.28)花岗岩，与 A型花岗岩(>2.6)吻合(Whalen et al.，1987)。在 Zr—104Ga/Al、Ce—104Ga/Al、Nb—104Ga/Al、Y—104Ga/Al、NK/A—104Ga/Al、FeOt/MgO—(Zr+Nb+Ce+Y)图解(Whalen et al., 1987；Eby，1990)上(图9)，除了在FeOt/MgO—(Zr+Nb+Ce+Y) 图上有少数样品落入A型与I型和S型的过渡区域，其余图解上样品都落入A型区域，因此，总体上看，乌拉溪岩体岩石类型应归属A型花岗岩类。

表3 乌拉溪花岗岩主量元素(%)、稀土及微量元素(×10-6)分析结果Table 3 Major(%), rare earth and trace element(×10-6) compositions of the Wulaxi granite

注：NK/A=[n(Na2O)+n(K2O)]/n(Al2O3)A/CNK=n(Al2O3)/[n(Na2O)+n(K2O)+n(CaO)]；FeOt= FeO+0.9Fe2O3

图7 乌拉溪岩体A/ANK—A/NK图解(据Maniar et al., 1989)Fig. 7 A/ANK—A/NK plot of the Wulaxi granite(after Maniar et al., 1989)

图8 乌拉溪岩体稀土元素配分曲线(a,标准化值据Taylor and McLennan,1985 )和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b,标准化值据Sun and McDonough, 1989)Fig. 8 Chondrite-normalized REE patterns(a, normalization values after Taylor and McLennan,1985) and primitive mantle-normalized trace elements spidergrams(b, normalization values after Sun and McDonough, 1989)of the Wulaxi granite

4 讨论

4.1 岩石类型及成因

图9 乌拉溪岩体Zr、Ce、Nb、Y、NK/A—104Ga/Al以及FeOt/MgO—(Zr+Nb+Ce+Y)图解(据Whalen等，1987)Fig. 9 Zr、Ce、Nb、Y、NK/A—104Ga/Al and FeOt/MgO—(Zr+Nb+Ce+Y) discrimination diagrams of the Wulaxi granite (after Whalen et al.，1987)

Loiselle和Wones(1979)最早将A型花岗岩定义为碱性(alkaline)、贫水(anhydrous)和非造山(anorogenic)的花岗岩。Collins等(1982)和Whalen 等(1987)进一步提出了A型花岗岩区别于其他类型(M、I、S型)花岗岩的化学特征，成为划分A型花岗岩的重要标准：岩石富Si、Na和K，贫Ca、Mg和Al，高(K2O+Na2O)/Al2O3、 FeOt/MgO和Ga/Al值，富Rb、Th、Nb、Ta、Zr、Hf、Ga、Y等高场强元素，贫Sr、Ba、Cr、Co、Ni、V、Eu、Ti和P等元素，以及右倾海鸥型REE配分模式和显著的负Eu异常。如前所述，乌拉溪岩体具有较高的SiO2、Na2O和K2O含量和高FeOt/MgO、104×Ga/Al值，低TiO2、CaO和MgO含量，以及富含Rb、Nb和Ga等高场强元素，明显不同于I型和S型花岗岩，与A型花岗岩相似。Collins等(1982)认为Ga/Al比值是判定A型花岗岩最为有效的方法，Whalen等(1987)进一步以104×Ga/Al>2.6作为划分A型花岗岩的标准。乌拉溪岩体104×Ga/Al值在2.63～3.69之间，明显高于I型(平均2.1)和S型(平均2.28)，符合A型特征。Eby(1990)指出，对于SiO2含量很高的A型花岗岩，不同成因类型花岗岩的(K2O+Na2O)、CaO含量是类似的，所以不能作为区分A型与S型、I型花岗岩的有效准则，并进一步给出FeOt/MgO—SiO2图解来区别A型花岗岩与其他类型花岗岩。乌拉溪岩体的全铁(FeOt)含量和FeOt/MgO比值都与A型花岗岩十分相近，明显区别于I型、S型和M型花岗岩(Whalen et al., 1987；Chappell et al., 1992；Turner et al.,1992；杨高学等，2010)，在(FeOt/MgO)—SiO2图解中(Eby，1990)，样品均落入A型花岗岩区(图6)。同时，在 Zr—104Ga/Al、Ce—104Ga/Al、Nb—104Ga/Al、Y—104Ga/Al、NK/A—104Ga/Al、FeOt/MgO—(Zr+Nb+Ce+Y)六幅图解上(图9)，绝大多数样品落入A型花岗岩区域。然而，有学者认为高分异I、S型花岗岩和A型花岗岩在地球化学特征方面十分相似(King et al.,1997)，有时会造成FeOt/MgO、104×Ga/Al等判别方法失效(李小伟等，2010)。鉴此，King 等(1997)提出对于A型花岗岩比高分异的S型花岗岩具有更高的P2O5(均值为0.14%)和更低的Na2O(均值为2.81%)含量。王强等(2000)提出高分异I型花岗岩全铁含量(FeOt)一般小于1.00%，而A型花岗岩则一般大于1.00%。乌拉溪岩体P2O5、Na2O和FeOt含量分别在0.7%～1.4%、3.44%～3.97%和2.09%～2.80%之间，和高分异的I型和S型花岗岩明显区分开来。

此外，稀土元素和微量元素分布图的联用，基本上概括了A型花岗岩最重要的地球化学特征，用它们来判别基本上不会失误(张旗等，2012)。乌拉溪岩体REE配分模式呈右倾海鸥型，Eu负异常明显(图8b)，微量元素原始地幔标准化蛛网图(图8b)显示出Ba、Sr、Nb、P和Ti亏损，与A型花岗岩特征一致。实际上，A型花岗岩最本质的特征在于它是一种高温花岗岩，其形成温度要比I型和S型花岗岩高，这是判别它们归属的重要指标之一(King et al.， 1997；刘昌实等，2003)。乌拉溪岩体锆石饱和温度计算(Watson et al., 1983)显示乌拉溪岩体的成岩岩浆温度很高，变化在967～984℃之间，明显高于S型花岗岩(平均764℃)和I型花岗岩(平均781℃)的成岩温度(King et al.， 1997)，结合阴极发光图像下绝大多数锆石环带结构明显，继承锆石稀少，说明乌拉溪二云母花岗岩应属于形成于高温条件下的A型花岗岩。

近年来的研究将A型花岗岩的概念外延，A型花岗岩不仅包括碱性A型花岗岩(简称AAG)，也包括准铝质、过铝质以及强过铝的铝质A型花岗岩(简称ALAG)(杨高学等，2010)。与AAG相比，ALAG还具有以下特点：

(1)ALAG以石英、条纹长石、斜长石(低钙钠长石为主)为主要造岩矿物，常常出现铁绿钠闪石、白云母、锰铝榴石等富Al矿物和铁黑云母等含Li和F矿物，区别于AAG中常常出现钠闪石、霓石等碱性铁镁矿物(刘昌实等，2003；李小伟等，2010)。

(2)ALAG相对富铝，绝大多数样品的Al2O3含量在12%以上，A/NKC一般大于0.95(邱检生等，2000)。

(3)ALAG过碱指数较低，一般在1.0以下，而AAG则多大于1.0(邱检生等，2000)。

乌拉溪岩体岩矿特征和地球化学特征可以看出，矿物组成中未见霓石等碱性铁镁矿物，相反，却发现有铁叶云母和含钙钠长石等含F矿物；Al2O3含量在11.17%～13.30%之间，且绝大多数样品Al2O3含量在12%以上，相对富铝；A/CNK值(0.97～1.27)分布比较集中，都大于0.95；过碱指数(NK/A=0.74～0.91)较低，均在1之下，所有这些特征都明显不同于碱性A型花岗岩，而与铝质A型花岗岩相似，所以，乌拉溪二云母花岗岩的成因类型应进一步归属准铝质或弱过铝质A型花岗岩。

4.2 岩浆源区与性质

目前普遍认为花岗岩是由地壳中各种不同成分的岩石部分熔融而成(陈国能等，2009)，其成分随源区物质组成、温度、压力、氧逸度以及自由水的存在与否而变化(徐夕生等，2010)。乌拉溪岩体锆石Hf同位素的研究显示，乌拉溪花岗岩中代表源区特征的岩浆锆石εHf(t)变化于-15.88～1.77，平均值-3.14，绝大多数为负值，反映了乌拉溪岩体的源区物质中壳源成分占主导地位(梁清玲等，2013)，成岩过程中可能有少量幔源组分参与。对于铝质花岗岩，其成因一般被认为是地壳中富铝质沉积物部分熔融(White et al.，1997)。铝质花岗岩CaO/Na2O比值是判断源区成分的一个极其重要的指标(Chappell et al.，1992)。根据实验研究(Patio Douce et al.，1991，1995；Skjerlie et al.，1996)，由泥质岩石熔融生成的强过铝花岗岩，CaO/ Na2O 值一般小于0. 3，由杂砂岩熔融形成的花岗岩，CaO/ Na2O 值一般大于0.3。乌拉溪二云母花岗岩CaO/ Na2O=0.23～0.29，都小于0.3，表明岩体源区物质应主要为贫长石、富粘土的泥质岩。大量的研究表明，在严重缺水的深部地壳源区，源区物质的部分熔融主要通过含水矿物的脱水反应来进行(Patio Douce et al.，1999)，对于泥质岩，高Al2O3含量主要是由于泥质岩中白云母、黑云母和夕线石的脱水熔融造成(Masberg et al. ，2005)，由此可判断乌拉溪岩体是由富泥岩的源岩经白云母、黑云母和夕线石脱水熔融而成。

图10 乌拉溪岩体构造环境判别图(底图据Pearce et al.,1984)Fig. 10 Tectonic discrimination diagrams of the Wulaxi granite using trace elements (after Pearce et al.,1984)VAG—火山弧花岗岩；ORG—洋脊花岗岩；WPG—板内花岗岩；Syn-COLG—同碰撞花岗岩；VAG—volcanic arc granite；ORG—ocean ridge granite；WPG—intraplate granite；Syn-COLG—syncollision granite.

在江浪穹隆核部，有一套元古代褶皱基底地层里伍群，它是一套以片岩、千枚岩和变质杂砂岩为主的变质核杂岩。前人研究表明，里伍群锆石U-Pb法年龄为1437Ma(颜丹平等，1999)，岩层具高硅，高铝，轻稀土元素相对富集(LREE/HREE为8.70～11.58，平均为9.97)，Eu弱负异常的特征(李同柱等，2010)，并在165Ma左右受到过一次热变质作用(Huang et al.，2003)。对比乌拉溪岩体的源岩年龄(1407Ma)与江浪穹隆核部已获得的褶皱基底年龄(1437Ma)，乌拉溪岩体的形成年龄(159.31Ma)与褶皱基底变质年龄(165Ma)，以及乌拉溪岩体与褶皱基底的地球化学特征(都具高硅、高铝、富集轻稀土等)，都十分相符，有理由推断乌拉溪岩体是江浪穹隆核部褶皱基底岩系里伍群部分熔融的产物。

4.3 构造背景

A型花岗岩的厘定不能脱离构造背景研究，现有报道的A型花岗岩几乎全部形成于主体上的伸展体制或挤压、剪切体制下派生的局部拉张环境(吴锁平等，2007)。近年来的研究成果表明，A型花岗岩又分为非造山和后造山两类，分别命名为A1型和A2型(Collins et al.，1982；Eby，1992)，或AA型和PA型(洪大卫等，1995)。A1(或AA)型花岗岩的岩浆物质来源于类似大洋岛屿玄武岩，但是侵入于大陆裂谷或者在板内岩浆作用期间侵入，为大陆岩石圈稳定之后的拉张环境；A2(或PA)型花岗岩岩浆直接起源于经历了陆—陆碰撞或者岛弧岩浆作用的陆壳或者板下地壳，标志造山作用结束后不久即开始拉张，其规模和深度均较小，是造山作用结束的标志(叶会寿等，2008)。目前，A型花岗岩的构造环境判别主要运用Nb—Y—Ce及Nb—Y—3Ga三角图解(Eby，1992)和R1—Ga/Al构造判别图(洪大卫等，1995)，且运用这些图解的前提是用于判别的样品在Pearce等的判别图解中均落入“板内环境”区(李小伟等，2010)。通常分异程度不高的A型花岗岩，其Zr、Nb、Y元素含量较高，但是确实存在Zr、Nb、Y含量少的情况(King et al.，1997；邱检生等，2000；Rajesh，2000)，直接影响基于与Zr、Nb、Y相关的判别图解的可靠性(李小伟等，2010)，出现这种情况的原因可能是花岗岩的高度分异使富Zr、Nb、Y矿物结晶分离(李小伟等，2010)。在判断岩浆分异程度的时候，一般Rb>(250～300)×10-6时就属于高分异的情况(李小伟等，2010)。乌拉溪岩体的Nb、Y含量较正常A型花岗岩偏低，其Rb含量为182×10-6～325×10-6，大部分大于250×10-6，可见岩体的高分异可能导致Nb、Y含量下降，影响Nb—Y—Ce及Nb—Y—3Ga等判别图解的可靠性，所以，本文选用R1—Ga/Al构造判别图进行构造背景分析。在Pearce等(1984)的花岗岩构造环境判别图解中(图10)，乌拉溪花岗岩样品都落入板内环境。进一步在R1—Ga/Al构造判别图上(图11)，样品均落入PA区，结合岩体产出于伸展环境的穹窿构造内，表明乌拉溪岩体形成于后碰撞或后造山环境。

江浪穹隆位于松潘—甘孜造山带南端造山带主体内部(许志琴等，1992)，属于松潘—甘孜地块范围。近年来，详细的年代学研究确定了松潘—甘孜造山带钙碱性I型花岗岩和埃达克质花岗岩的形成年龄介于219～185Ma之间(Roger et al.，2004；胡健民等，2005；Zhang Hongfei et al.，2006；李建康等，2009；蔡宏明等，2010；袁静等，2011；万传辉等，2011)，说明松潘—甘孜造山带在180～220 Ma时期发生了俯冲碰撞事件。本文获得的乌拉溪黑云母花岗岩的形成年龄为159.31±0.9Ma，滞后于该区与俯冲碰撞有关的岩浆活动约20Ma。与许志琴等(1992)的“构造—热”模式吻合，说明乌拉溪岩体形成于松潘—甘孜造山带收缩逆冲—滑脱(碰撞造山)之后，代表了岩石圈热隆伸展开始。

4.4 形成机制

地壳熔融可能的热源有以下几种：① 地层内含有大量放射性元素，衰变生热；② 大尺度构造剪切带的剪切生热；③ 地幔热能的加入；④ 岩石圈主碰撞后增厚的地壳因伸展松弛而发生减压熔融(时章亮等，2009)。在松潘—甘孜地体内，没有发现超量放射性元素的存在，第一种可能可以排除；野外观察和数值模拟表明剪切生热最多可以导致变形岩石温度升高到590℃(Leloup et al.，1999)，无法满足A型花岗岩的熔融高温要求，第二种可以排除；乌拉溪二云母花岗岩锆石εHf(160Ma)= -15.88～1.77，平均值为-3.14，指示乌拉溪岩体的岩浆源区含有较高比例的地壳组分，第三种可以排除，因此对于乌拉溪岩体，其碰撞后增厚的地壳因伸展松弛而发生减压熔融是最有可能的诱发因素。一般而言，由地壳增厚而导致的部分熔融一般要滞后20～30Ma(胡健民等，2005)。乌拉溪二云母花岗岩年龄为159.31±0.9Ma，正好与松潘—甘孜地体180～220 Ma时地壳碰撞收缩增厚晚约20 Ma左右，指示了江浪穹隆地区岩石圈挤压收缩停止后，加厚的岩石圈伴随地壳局部熔融，产生地壳软化及花岗岩侵位，出现以上升的花岗岩体为中心或者古老变质杂岩重熔而上隆形成热隆构造，或者说这种后碰撞花岗岩的形成和演化标志了江浪穹隆地区后碰撞岩浆底侵作用导致大陆地壳垂向生长的过程。

图11 乌拉溪花岗岩R1—Ga/Al判别图(据洪大卫等，1995)Fig. 11 R1—Ga/Al discrimination diagrams of the Wulaxi granite (after Hong Dawei et al.，1995)

4.5 矿床成因制约

大多数学者研究认为，与矽卡岩型钨矿有关的花岗岩主要起源于大陆地壳重熔，成因类型为S型花岗岩(华仁民等，2003；陈国能等，2009；徐夕生等，2010)，其次是同熔型花岗岩(I型)(Newberry et al.，1986)。但随着花岗岩及相关矿床研究的不断深入，在世界各地陆续发现了与A花岗岩有密切成因关系的矽卡岩型钨矿(马铁球等，2004；朱金初等，2008)。乌拉溪岩体南缘与二叠系三道桥组接触带，发育角岩化和矽卡岩化，并形成层状矽卡岩型钨矿床(四川省地质矿产局，1974)。前人研究认为，扬子地台的元古宙变质岩系是重要的钨矿源层，燕山期花岗岩侵入到古生代碳酸岩地层中形成的矽卡岩型白钨矿，被认为是岩浆在上侵穿越元古宙变质岩时，同化了其中钨元素，为矽卡岩白钨矿床形成提供了成矿物质(舒全安等，1984)。乌拉溪矽卡岩型白钨矿的成矿母岩为乌拉溪铝质A型花岗岩，而乌拉溪岩体来源于富含钨元素的元古宙地层部分熔融，因而可以推测，这些含钨原始岩石的原地重熔可能为钨矿床形成提供了绝大部分成矿物质。今后若能更系统地进行地层中钨元素(包括其他元素)含量的测定，进一步研究成矿元素的地球化学分区和分布规律，将对成矿预测起到更好的指导作用。

5 结论

(1)乌拉溪二云母花岗岩的锆石LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为159.31±0.9Ma，形成于燕山早期。

(2)乌拉溪二云母花岗岩富硅、富碱、富钾、富铝、贫钙，高FeOt/MgO、104×Ga/Al比值，以及富含Rb、Nb和Ga等高场强元素，REE配分模式呈右倾海鸥型，Eu负异常明显，微量元素原始地幔标准化蛛网显示出Ba、Sr、P和Ti亏损，以及岩浆形成温度高，锆石阴极发光图像下绝大多数锆石无古核存在。这些特征表明乌拉溪岩体为铝质A型花岗岩，可能为江浪穹隆核部元古代变质核杂岩系(里伍群)部分熔融的产物。

(3)乌拉溪A型花岗岩具有后造山型(PA)花岗岩的特征，形成于陆—陆碰撞之后的伸展环境，是甘孜—松潘造山带燕山早期在碰撞后增厚的地壳因伸展松弛而发生减压熔融的产物。

(4)乌拉溪矽卡岩型白钨矿的成矿母岩为乌拉溪铝质A型花岗岩，它来源于富含钨元素的元古代地层，因而，乌拉溪矽卡岩型白钨矿成矿物质主要来源于这些含钨原始岩石的原地重熔。

致谢：锆石阴极发光图像分析和LA-ICP-MS锆石U-Pb定年得到中国地质科学院矿产资源研究所侯可军博士的支持，特此致谢！