青海东昆仑莫河下拉银多金属矿区晚泥盆世花岗斑岩锆石U-Pb年代学及地球化学特征

张志颖,孙丰月,王启,孟庆鹏

吉林大学 地球科学学院，长春 130061

0 引言

青海省东昆仑成矿带是中国非常重要的一个金属成矿带，近些年，在该成矿带上相继发现了许多具有巨大找矿潜力的斑岩型金属矿床[1-8]。莫河下拉银多金属矿区位于祁漫塔格山北坡，是东昆仑成矿带上近些年来发现的一个较大的斑岩型矿床。青海省地球化学勘查技术研究院于1997年对该矿床展开区域地球化学调查，并在该区域圈出了一个异常点。2000年以来，青海省柴达木综合地质勘查院在该区域展开了多项地质工作(物化探、槽探及钻探等)，发现深部有多个银多金属矿体及铜矿体，且于2011年的钻孔11MZK08中363～465 m处见到厚达十余米的黄铜矿化斑岩体，进一步证明了该矿床深部找矿的潜力。前人对矿区的研究主要分为两个阶段，第一阶段主要是在矿区及矿床地质特征描述的基础上对其成因进行简要总结[9]，研究程度相对较低；第二阶段是许庆林等[10]相对系统地研究矿区隐伏成矿花岗斑岩体，并推断出该矿床的主成矿期为印支晚期。前人对矿区的研究主要集中在成矿期岩体上，对矿区成矿期以前的岩体研究较少，因此对于矿区成矿期以前的岩体及地球动力学背景认识相对缺乏。本文对矿区平硐口花岗斑岩体的成岩时代、岩浆源区、形成的构造背景展开探讨，以期更清楚地揭露矿床主成矿期以前该矿床的地球动力学背景，进一步推动该矿床的勘查和研究。

1 地质概况及样品特征

研究区位于格尔木市乌图美仁乡西南80 km处(图1)，其地理坐标位置为36°47′20″N～36°50′05″N；92°16′42″E～92°24′16″E。矿区所属的昆仑山造山带是中国中央造山带的一个重要组成部分，该造山带被阿尔金左行走滑断裂错断，形成了东、西两个部分，分别称之为东、西昆仑造山带。东昆仑造山带大地构造位置位于柴达木盆地以南，巴颜喀拉以北，阿尔金走滑断裂以东。东昆仑造山带的大地构造背景较为复杂，不同的学者从不同角度出发，对东昆仑造山带的构造划分提出了各自的方案[11-13]。笔者采用孙丰月等[14]的划分方案，认为东昆仑造山带被东昆北、东昆中、东昆南3条近东西向且平行展布的大型断裂所割裂，将东昆仑造山带分割为最北端的东昆北弧后裂陷带、中部的东昆中基底隆起和东昆南复合拼贴带以及最南端的巴颜喀拉构造带四个部分。

1.第四系；2.上泥盆统牦牛山组；3.古元古界白沙河岩组；4.钾长花岗岩；5.二长花岗岩；6.闪长岩；7.闪长岩脉；8.花岗岩脉；9.闪长玢岩脉；10.辉长岩脉；11.角闪岩脉；12.铜矿体及编号；14.银矿体及编号；15.锌矿化体；16.断层及编号；17.性质不明断层；18.钻孔机编号；19.勘探线及编号；20.平硐口花岗斑岩取样位置.图1 莫河下拉银多金属矿床地质简图Fig.1 Geological sketch map of Mohexiala silver polymetallic deposit

研究区内主要出露的地层有：①古元古界白沙河岩组，在矿区内大面积出露，主要岩性为混合岩、薄层大理岩、黑云斜长片麻岩等；②上泥盆统牦牛山组，主要岩性为中偏酸性熔结凝灰岩；③第四系。研究区发育F1～F5共5 条规模较大的断裂(图1)，断裂宽度为1～10 m不等，且断裂整体多为NW-NNW走向。断裂带内岩石大多呈破碎状，且发育大量的中酸性岩浆岩和很多细小的岩脉。带内发育有黄铁矿化、褐铁矿化及硅化等矿化蚀变现象。

本文研究的花岗斑岩野外岩石样品风化面呈灰褐色，新鲜面呈肉红色，具有斑状结构，块状构造，斑晶主要为石英和钾长石(图2a)。镜下观察可知，岩石主要由斑晶(30%±)和隐晶质基质(70%±)组成，斑晶的主要成分为石英(20%±)和钾长石(10%±)组成。石英呈他形粒状结构，粒径约为1.0～1.5 mm；钾长石呈半自形板状，发育卡式双晶，粒度较小，约为0.6～1.0 mm(图2b)。

图2 平硐口花岗斑岩野外及镜下照片Fig.2 Field photos and microphotographs of Pingdongkou granite-porphyry

2 样品分析方法

2.1 锆石U-Pb定年

本次LA-ICP-MS 锆石U-Pb测年实验的分选工作是在河北省廊坊市区域地质矿产调查研究所实验室采用常规方法完成。将样品粉碎，采用电磁法对其进行分选，在双目镜下对样品进行挑选，尽可能挑选出表面光滑、晶型和透明度较好且无裂缝、无包裹体的锆石颗粒，在北京领航公司将挑选出来的锆石进行制靶，打磨、抛光后，对其进行透射光、反射光和阴极发光图像的采集。

LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素测试分析是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的Finnigan Neptune仪器下完成，试验采用的激光剥蚀系统为Newwave UP213，激光束剥蚀直径为30 μm，最终数据的计算采用ICP-MS-Data程序处理，普通Pb的校正采用Anderson[15]方法，U-Pb谐和图的绘制采用Isoplot(ver.3.0)。

2.2 主量元素、稀土元素和微量元素

全岩主、微量元素和稀土元素的测试分析在澳实矿物实验室完成，主量元素分析方法为X射线荧光熔片法，实验仪器为Ax-ios荧光光谱仪(XRF)(荷兰PAN alytical生产)，该仪器分析的各项主量元素分析精度和准确度均>5%；微量元素和稀土元素分析采用电感耦合等离子质谱仪法(ICP-MS)，将试验样品倒入HF+HNO3密封溶解，加入Rh内标溶液后转化为1% HNO3介质，本次试验使用的仪器是PEElan 6000型电感耦合等离子质谱计。其分析稀土元素含量的误差<7%，微量元素含量的误差<10%。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年代学

为限定莫河下拉银多金属矿区平硐口花岗斑岩的形成时代，本文对花岗斑岩样品进行LA-ICP-MS 锆石U-Pb测年实验。所选锆石在阴极发光(CL)图像(图3)上呈现为宽板状和柱状，粒径约为100 μm，自形程度较好，且具有较为清晰的震荡生长环带，结合样品Th/U的比值为0.52～0.93(全部>0.4)，符合岩浆成因锆石特征[16-18]。根据锆石年龄谐和图(图4)，16个样品测点数据年龄一致性较好(图4)，206Pb/238U年龄为365～376 Ma之间(表1)，加权平均年龄为371.6±2.9 Ma(MSWD=0.21)。由此可知，该矿区平硐口花岗斑岩体的岩浆结晶年龄为晚泥盆世。

图3 平硐口花岗斑岩中部分锆石阴极发光(CL)图像Fig.3 CL images of zircons from Pingdongkou granite-porphyry

图4 平硐口花岗斑岩LA-ICP-MS U-Pb年龄谐和图Fig.4 U-Pb concordia diagram of zircons from Pingdongkou granite-porphyry

3.2 主量元素

样品主量元素特征(表2)为：①高硅：SiO2的含量为73.29%～74.15%；②富铁，且贫镁、钙：Fe2O3的含量为2.31%～2.56%，MgO的含量为0.11%～0.13%(Mg#的值为8.6～9.5)，CaO的含量为0.66%～0.99%；③富碱及相对富钾： K2O+Na2O的含量为8.31%～8.48%，K2O/Na2O的值为1.78～1.83；④富铝：Al2O3的含量为12.53%～12.66%，A/CNK的值介于1.0～1.04之间(均>1)。在TAS图解(图5)中，样品均落入花岗岩区域中。 在K2O-SiO2图解(图6a)中，样品主要落入钾玄岩系列。在A/NK-A/CNK图解(图6b)中，样品均为过铝质岩石。

图5 平硐口花岗斑岩TAS图[19]Fig.5 TAS diagram of Pingdongkou granite-porphyry

图6 平硐口花岗斑岩K2O-SiO2(a)和A/NK-A/CNK图解(b)[20,21]Fig.6 Diagrams of K2O-SiO2(a)and A/NK-A/CNK (b) for Pingdongkou granite-porphyry

3.3 稀土元素

莫河下拉银多金属矿区平硐口花岗斑岩的稀土元素总量变化范围较小，(∑REE)为367.53×10-6～397.01×10-6(表2)，平均为381.52×10-6，明显高于地壳平均值。在球粒陨石标准化稀土元素配分图(图7a)中可以看出配分曲线明显右倾，高度富集轻稀土元素(LREE/HREE=19.2～22.06，平均值为21.11)，且轻重稀土元素分馏明显((La/Yb)N=11.13～12.18，平均值为11.72)。δEu为0.32～0.35，平均值为0.34，呈现较强的Eu负异常，表明可能与岩浆源区中的斜长石残留有关。

3.4 微量元素

在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图7b)中，样品显示出非常好的一致性，蛛网图呈锯齿状，明显富集Rb、Th、La、Ce、Nd、Zr、Sm和Gd等元素，强烈亏损Ba、Sr、P、Ti等元素，相对亏损Nb和Ta。

表2 平硐口花岗斑岩主量元素(%)、稀土元素及微量元素(10-6)分析结果

SAMPLEMHXL-DB-Y1-1MHXL-DB-Y1-2MHXL-DB-Y1-3MHXL-DB-Y1-4MHXL-DB-Y1-5MHXL-DB-Y1-6SiO273.2973.3173.9273.9173.2974.15Al2O312.5312.6412.6612.6512.6412.64Fe2O32.442.562.312.442.542.49CaO0.970.990.910.860.970.66MgO0.130.130.110.130.130.13Na2O2.992.983.032.972.983.03K2O5.325.435.385.435.445.45TiO20.180.180.190.170.180.18MnO0.040.050.040.040.040.04P2O50.0250.0250.0260.0250.0240.025BaO0.020.020.020.020.030.02LOI1.041.020.790.931.040.63Total98.9999.3399.3999.5799.3099.45Mg#9.509.108.609.509.209.40K2O/Na2O1.781.821.781.831.831.80A/CNK1.011.001.011.021.011.04A/NK1.171.171.171.171.171.16K2O+Na2O8.318.418.418.408.428.48Ba291.00290.00297.00269.00294.00268.00Ce168.50180.50179.00167.50172.50172.50Cr20.0010.0020.0020.0020.0020.00Cs2.112.182.402.072.152.12Dy9.749.969.729.289.429.63Er5.465.485.385.245.285.28Eu1.361.431.441.291.311.31Ga20.7021.4021.8021.5022.8021.50Gd11.2011.7011.5010.6010.7010.90Hf10.6010.7011.0010.3010.2010.70Ho1.982.021.961.921.921.92La85.1090.7089.6083.0087.8081.90Lu0.790.780.760.750.760.74Nb16.1016.8017.7016.7017.5017.60Nd68.8073.4074.2068.3069.1073.00Pr18.3519.6019.6518.1018.6519.50Rb180.50191.00202.00195.00203.00194.50Sm12.5513.4513.4012.4012.5013.75Sn6.007.007.007.007.005.00Sr46.5044.8046.3039.2047.2038.00Ta1.201.201.201.201.101.30Tb1.761.791.761.651.671.69Th23.0022.3022.4023.2022.4026.00Tl1.101.101.101.001.001.20Tm0.790.780.770.760.770.79U4.424.473.834.764.084.31V6.005.005.006.006.007.00W2.001.002.002.001.002.00Y47.3050.1051.4050.0053.5049.70Yb5.025.024.994.844.974.96Zr354.00386.00419.00380.00397.00365.00δEu0.340.340.350.340.340.32ΣREE373.05397.01394.48367.53378.70378.37LREE354.66379.08377.29350.59361.86361.96HREE18.3917.9317.1916.9416.8416.41LREE/HREE19.2921.1421.9520.7021.4922.06(La/Yb)N11.4312.1812.1111.5611.9111.13Rb/Sr3.884.264.364.974.305.12Rb/Nb2.622.602.722.862.942.66Nb/Ta13.4214.0014.7513.9215.9113.54Sr/Y0.980.890.900.780.880.76

图7 平硐口花岗斑岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)Fig.7 Chondirite-normalized REE distribution patterns (a) and primitive mantle-normalized trace elements spider diagrams(b) of Pingdongkou granite-porphyry

4 讨论

4.1 岩石成因及岩浆源区

莫河下拉银多金属矿区平硐口花岗斑岩显示出高硅富钾的特征，SiO2含量为73.29%～74.15%(平均含量为73.65%)，与Whalen et al.[22]所总结的全球典型A型花岗岩SiO2含量平均值(73.81%)基本一致，K2O含量为5.32%～5.45%(平均含量为5.41%)，Na2O含量为2.97%～3.03%(平均含量为3.00%)， K2O/Na2O值为1.78～1.83，A/CNK值为1.00～1.04，均表现为A型花岗岩的特征。结合岩石类型判别图解(图8)，样品均投在A型花岗岩区域中。

A型花岗岩作为非造山型花岗岩被提出，研究至今其成因尚存争议，并未形成统一的认识，关于其成因，国内外学者目前已经提出了至少9种模式[23]。Frost et al.[24]通过对前人成果的整理和研究，系统地总结出A型花岗主要有3种不同的成因：①长英质地壳部分熔融；②玄武质岩浆的分异；③玄武质岩浆同化地壳物质并发生分异。

图8 平硐口花岗斑岩岩石类型判别图解Fig.8 Discrimination diagrams of rock types for Pingdongkou granite-porphyry

在地球演化之初，随着地壳和地幔的分离，陆壳逐步发生演化，K和Rb会富集到成熟度高的地壳中，而Sr和Ca会富集到不充分演化的地壳中[25], 故可以用Rb/Sr比值来记录岩浆源区的物质性质[26]。Taylor et al.[27]经过研究证明，K和Rb会在地球不断的演化过程中向上迁移进入硅铝层，上地幔会表现出K和Rb亏损的特性，斜长石中的Ca也会被Sr所代替。因此，若某花岗岩Rb/Sr比值大，则说明该岩浆演化程度很高，其源岩可能主要来自地壳。Taylor认为整个陆壳的Rb/Sr平均值为0.24，而本文样品中Rb/Sr比值为3.88～5.12，平均值4.48，远高于陆壳的平均值，暗示矿区平硐口花岗斑岩的物质来源应为壳源。

在A/MF-C/MF图解(图9a)和nK2O/nNa2O-nCaO/(MgO+nFeOt)图解(图9b)中，样品主要投在变杂砂岩部分熔融的区域中，少数样品落入变泥质岩部分熔融的区域内，故可以初步排除岩体为变玄武质岩浆熔融的产物。此外在La/Sm-La协变图解中，样品投图结果也十分符合部分熔融的趋势(图10)。因此，可以基本排除玄武质岩浆分异的成因，从而推断该套花岗斑岩岩体是长英质地壳部分熔融所形成。

图9 平硐口A/MF-C/FM图解(a)和nK2O/nNa2O-nCaO/(MgO+nFeOt)图解(b)[28,29]Fig.9 A/MF-C/FM(a) and nK2O/nNa2O-nCaO/(MgO+nFeOt) (b)diagram for Pingdongkou granite-porphyry

4.2 构造背景

国内外学者普遍认为A型花岗岩是伸展环境的一种重要岩石学标志[31]，但不同的伸展背景、伸展规模和深度差异下形成的A型花岗岩通常具有不同的特征。因此，前人根据A型花岗岩的构造环境不同，将其进行了多种分类。其中以Eby的分类方法最为广大学者接受，Eby[32]认为不同的伸展环境背景下形成的A型花岗岩可以分为板内裂谷(A1型)和后碰撞伸展(A2型)两个亚类。本文所研究的岩体在Eby提出的A型花岗岩亚类判别图(图11)中，均落入A2区域内，暗示该岩体形成于造山后的伸展环境。在花岗岩类形成环境的微量元素Y-Nb判别图(图12a)、(Y+Yb)-Rb判别图(图12b)中，样品均落在了板内花岗岩区域。

图10 平硐口花岗斑岩的La/Sm-La图解[30]Fig.10 La/Sm versus La plot of Pingdongkou granite-porphyry

综上，可以判断莫河下拉银多金属矿区晚泥盆花岗斑岩体是造山后伸展环境所形成的板内A2型花岗岩。

图11 平硐口花岗斑岩Ce/Nb-Y/Nb图解(a)和Nb-Y-3Ga三角图解(b)[31]Fig.11 Ce/Nb versus Y/Nb(a) and Nb-Y-3Ga(b) diagrams for Pingdongkou granite-porphyry

图12 平硐口花岗斑岩构造环境判别图解[33]Fig.12 Tectonic setting discrimination diagrams of Pingdongkou granite-porphyry

莫河下拉银多金属矿区平硐口花岗斑岩体经LA-ICP-MS 锆石U-Pb年龄测定为371.6±2.9 Ma(MSWD=0.21)，属于海西早期。该矿区位于祁漫塔格陆块与柴达木陆块的结合部位，祁漫塔格山北坡，前人认为祁漫塔格岩浆系列经历从早古生代S型花岗岩到晚古生代A型花岗岩的连续演化，并在早泥盆世进入后碰撞环境[34]；中-晚泥盆世祁漫塔格岩浆系列由志留纪-早泥盆世的碰撞挤压环境转变为后造山伸展环境[35]，而笔者研究的矿区晚泥盆世花岗斑岩体的形成环境经过微量元素投图论证为后造山伸展环境，与前人结论一致。丁清峰[36]认为在加里东末期，万宝沟大洋玄武岩高原和苦海古陆已经拼贴到柴达木地块南缘，所以到海西早期，东昆仑正处于拼贴后的伸展环境。综上所述，笔者认为莫河下拉银多金属矿区平硐口花岗斑岩体是在万宝沟大洋玄武岩高原和苦海古陆拼贴到柴达木地块南缘后的伸展环境下形成的。

5 结论

(1)莫河下拉银多金属矿区平硐口花岗斑岩LA-ICP-MS 锆石U-Pb测年为371.6±2.9 Ma(MSWD=0.21)，属于晚泥盆世，早于矿区主要成矿时代。

(2)莫河下拉银多金属矿区平硐口花岗斑岩具有高硅、富铁铝、相对富钾、贫镁钙的特征，属于过铝质的钾玄岩系列岩石，明显富集Rb、Th、La、Ce、Nd、Zr、Sm和Gd等元素、强烈亏损Ba、Sr、P、Ti等元素，相对亏损Nb和Ta；岩石元素地球化学特征显示岩石为A2型花岗岩，是长英质地壳部分熔融所形成的产物。

(3)莫河下拉银多金属矿区平硐口花岗斑岩成岩成矿的构造背景为东昆仑海西早期万宝沟大洋玄武岩高原与苦海古陆拼贴后的后碰撞伸展环境。