2017, Vol. 33
2. 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;
3. 西部矿业股份有限公司, 西宁 810001
2. MLR Key Laboratory of Metallogeny and Mineral Assessment, Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
3. Western Mining Limited by Share Ltd, Xi'ning 810001, China
秦岭造山带是经历长期多次不同造山作用而形成的复合型大陆造山带，在中国大陆的形成与演化中占有重要地位 (张国伟等, 1996)。秦岭造山带西段 (简称“西秦岭”) 地处秦岭造山带、祁连山造山带和东昆仑造山带的构造衔接部位，同时也是西秦岭-松潘构造结的重要组成部分，其主要由华北板块南缘、商丹缝合带、秦岭微板块、勉略缝合带和扬子板块北缘几大构造单元组成 (张国伟等, 1996, 2001, 2004b; 许志琴等, 2012)，是“碰撞-陆内”复合型造山带 (冯益民等, 2003)。许多学者认同西秦岭于勉略缝合带闭合代表了华北与扬子板块的最终碰撞闭合 (张国伟等, 2003; Dong et al., 2011; 陈衍景, 2010; 毛景文等, 2012)，但是西秦岭的准确的闭合时限还存在争议。
西秦岭地区印支期，受古特提斯洋向北俯冲碰撞造山影响，引发了地壳强烈缩短，伴随着大量的岩浆活动沿逆冲断层和褶皱带侵位 (Wu et al., 2014)，在西秦岭东部和东秦岭西部形成了大致沿勉略缝合带东西向展布，长约400km印支期花岗岩带 (Sun et al., 2002)。事实上，随着近些年在西秦岭地区研究工作的不断深入，发现印支期花岗岩在西秦岭的中部和西部分布也很广泛，整个西秦岭印支期花岗岩进一步可以分为三个集中分布区，即西和-武山-礼县分布区；合作-夏河-同仁分布区；西部共和盆地周缘分布区 (骆必继, 2013)(图 1)。中部集中区的花岗岩，近些年来，随着与中酸性岩体有关的矿床找矿突破，西秦岭地区的印支期花岗岩的研究程度逐渐加深。对这些印支期花岗岩的成岩年代、岩石成因、源区、演化及构造属性的研究，对于揭示秦岭造山带的构造演化及中国大陆如何完成主体拼合均具有重要的意义 (张国伟等, 2004b)。
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图 1 中国构造单元简图 (a)、西秦岭造山带早中生代岩浆岩分布简图 (b, 据Luo et al., 2012) 和岗察岩体地质简图 (c,据 张涛, 2007改编) 1-第四系；下三叠统隆务河群:2-凝灰质粉砂岩；3-板岩；下二叠统大关山群:4-砂砾岩夹大理岩夹层；5-粉细砂岩；6-厚层状大理岩；7-含砾砂岩；8-似斑状二长花岗岩 (ηγ51)；9-花岗闪长岩 (γδ51)；10-石英闪长岩 (δο51)；11-闪长玢岩 (δμ51)；12-辉石闪长岩 (νδ51)；13-断层；14矽卡岩；15-矿点 Fig. 1 Tectonic framework of China (a), simplified map showing the distribution of the Early Mesozoic granitiods in the West Qingling orogen (b, after Luo et al., 2012) and geological map of the Gangcha pluton (c) 1-Quaternary; 2-tuffaceous siltstone and 3-slate of Lower Tricassic Longwuhe Group; 4-sandy conglomerate with marble, 5-fine sandstone, 6-thick bedded marble and 7-sandstone with pebble of Lower Permian Daguanshan Group; 8-porphyritic monoznite; 9-granodiorite; 10-quartz diorite; 11-dioritic porphyrite; 12-pyroxene diorite; 13-faults; 14-skarn; 15-deposites |
江里沟复式岩体位于西秦岭北亚带，青海南山-武山断裂带以南，商丹缝合带以北的岗察杂岩体西北缘 (图 1c)。江里沟复式岩体出露面积约14km2，为一多期次侵位的复式岩体，各阶段侵入体界线截然，岩相学差异明显，是江里沟钨钼多金属矿床的成矿母岩。部分学者对江里沟矿区内的构造、矿床特征、成矿流体、花岗岩的年龄及地球化学等进行了研究，并取得了一定的成果和认识 (卿得成, 2010; 李欢等, 2010; 何谋春等, 2010; 郭现轻等, 2011; 孙小攀等, 2013; 张辉, 2013; 喻晓, 2014; 张涛等, 2014)。其中前人运用不同方法均对江里沟复式岩体的黑云母二长花岗岩进行了测年工作，但是得到的结果非常不一致，分为264Ma、215Ma和210Ma (孙小攀等, 2013; 徐学义等, 2014; 喻晓, 2014; 张涛等, 2014; 骆必继, 2013)。三组不同年龄数据导致对该区域所处的构造背景有了多种解释：(1) 处于中二叠世末期，受阿尼玛卿洋俯冲碰撞的地壳挤压增厚的背景 (孙小攀等, 2013)；(2) 后碰撞，由挤压向伸展转换的构造背景 (张涛等, 2014; 喻晓, 2014)；(3) 后碰撞造山阶段 (骆必继, 2013)。因此，本文在详细的野外调查和岩相学划分的基础上，划分出侵入期次，通过对斑状黑云母二长花岗岩、花岗斑岩及细粒花岗岩进行LA-MC-ICPMS锆石U-Pb测年，精确厘定它们的形成时代，并通过主量元素、微量元素及锆石原位Hf同位素分析，对岩体的成因类型及所处构造背景进行探讨，试图反映西秦岭中部地区印支晚期的构造活动。
2 区域地质背景西秦岭江里沟复式岩体大地构造位置处于西秦岭造山带西段，属于松潘-甘孜印支褶皱系青海南山冒地槽褶皱带，同德-临潭复式向斜北翼之岗察棍巴-恰琼根复式背斜 (图 1)。区内地层出露二叠系大关山群上岩组一套砂岩、含砾砂岩、泥岩及大理岩地层，粒度逐渐变细，反映为一套海退序列；三叠系隆务河群果木沟组和江里沟组一套凝灰质细粉砂岩、不纯灰岩地层，反映该地区处于印支期构造活动时期，海水逐渐变浅，可能为活动大陆边缘短寿命的活动陆缘火山弧环境 (罗根明等, 2007; Chen and Santosh, 2014)。区内构造线以NW向为主，发育不对称复式褶皱和断裂，另发育NE向断裂，截切早期构造。区内岩浆岩以花岗岩为主，主要表现为印支期侵入的岗察杂岩体呈SE-NW向展布，总体表现为由东向西由基性-中性-中酸性-酸性演化的趋势，主要由谢坑辉石闪长岩、闪长岩及双朋西花岗闪长岩及江里沟花岗岩组成，是多阶段侵入的杂岩体 (甘肃地质局, 1972①)。
①甘肃地质局. 1972. 1:20万循化幅区域地质调查报告
3 岩体地质及岩相学特征江里沟复式岩体属于岗察岩体的一部分，分布于该岩体的西北部，出露面积14km2，根据野外岩性穿插关系及岩相学特征可分为三个侵入期次，第一期斑状黑云母二长花岗岩、第二期花岗斑岩及第三3期细粒花岗岩 (图 2)。
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图 2 江里沟复式岩体分布地质简图 (据青海有色地质矿产勘查局七队, 2013①) 1-第四系；2-下三叠统隆务河群凝灰质粉砂岩；下二叠统大关山群:3-砂岩；4-细砂岩，粉砂岩夹大理岩；5-厚层状大理岩；6-角岩夹大理岩及炭质板岩；7-细粒花岗岩；8-花岗斑岩；9-斑状黑云母二长花岗岩；10-石英闪长岩；11-矽卡岩型钨铜矿体；12-斑岩型钨钼矿体；13-断层；14-地层产状；15-推测地质界线；16-平硐；17-竖井；18-采样位置；19-钻孔 Fig. 2 Simplified geological map of Jiangligou composite granite 1-Quarternary; 2-tufaceous siltstone of Lower Triassic Longwuhe Group; 3-sandstone, 4-fine sandstone, siltstone with marble, 5-thick marble, 6-hornfels with marble and carbonaceous slate of Lower Permian Daguanshan Group; 7-fine-grained granite; 8-granite porphyry; 9-biotite porphyritic monzonitic granite; 10-quartz diorite; 11-skarn type W-Cu ore bodies; 12-porphyritic W-Mo ore bodies; 13-fault; 14-attitude of stratum; 15-presumably geological boundary; 16-footrill; 17-pothole; 18-sampling site; 19-drill hole |
①青海有色地质矿产勘查局七队. 2013.青海省同仁县江里沟铜钼多金属矿详查2013年工作设计 (续作)
斑状黑云母二长花岗岩 是江里沟复式岩体的主体部分，分布最广泛，呈大岩株状产出，在其边缘发育不规则状、浑圆状和椭圆状产出的岩浆微粒包体，与下二叠统地层呈侵入接触。岩石呈灰白色-肉红色，块状构造，似斑状结构。斑晶为钾长石、斜长石和石英，总体含量25%~30%，其中石英多呈他形粒状，粒度多在3~5mm，含量5%；钾长石呈半自形-他形粒状，粒度在3~5mm，含量10%；斜长石呈板条状，最大长轴可达15mm，含量10%~15%。长石具微弱高岭土化，斜长石斑晶普遍发育聚片双晶，并且环带结构发育。基质具中粒花岗结构，主要由钾长石 (10%~20%)、斜长石 (10%~20%)、石英 (20%~30%) 及黑云母 (5%) 组成。副矿物主要有锆石、磷灰石、榍石、磁铁矿等 (图 3a, b)。
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图 3 江里沟复式岩体相学特征 斑状黑云母二长花岗岩 (PD2-B10)(a) 及正交偏光下 (b) 照片；花岗斑岩 (PD11-B)(c) 及正交偏光下照片 (d)；细粒花岗岩 (ZK6701-5)(e) 及正交偏光下 (f) 照片.Bt-黑云母；Kf-钾长石；Pl-斜长石；Q-石英 Fig. 3 Prtrography of Jiangligou composite granite Photo (a) and micrograph under CPL (b) of biotite porphyritic monzonitic granite (PD2-B10); photo (c) and micrograph under CPL (d) of granite porphyry (PD11-B); photo (e) and micrograph under CPL (f) of fine-grained granite (ZK6701-5). Bt-biotite; Kf-K-feldspar; Pl-plagioclase; Q-quartz |
花岗斑岩 分布于江里沟岩体的西南部，与斑状黑云母二长花岗岩呈渐变过渡，界线不明显。分布面积较小，与下三叠统地层呈侵入接触。岩石呈肉红色，块状构造，斑状结构。斑晶由石英、钾长石、斜长石为主，占总体含量20%左右；其中石英多呈他形粒状，粒度多在3~5mm，含量5%左右；钾长石多半自形-他形板状，格子双晶发育，长宽多在2~3×5mm，含量10%左右；斜长石多为半自形-自形板状，聚片双晶发育，长宽多在2~3×5mm，含量5%左右；基质具细粒 (1~2mm) 花岗结构，由石英 (35%)，斜长石 (30%)，钾长石 (25%)，黑云母 (4%) 组成，副矿物有锆石、磷灰石和榍石等矿物 (图 3c, d)。
细粒花岗岩 呈岩枝状分布于斑状黑云母二长花岗岩及花岗斑岩中。岩石呈灰白-肉红色，块状构造，细粒花岗结构，主要由石英，斜长石，钾长石及黑云母组成。斜长石呈半自形板状，聚片双晶发育，粒径0.5~1mm，含量30%；钾长石半自形-他形粒状，粒径0.5~1mm，含量40%；石英呈他形粒状，粒径0.2~1mm不等，含量25%；黑云母呈多半自形，局部绿泥石化，粒径0.3~0.8mm，含量3%；榍石、锆石、磷灰石、磁铁矿等副矿物组成 (图 3e, f)。
4 样品描述及分析方法本次用于LA-ICP-MS锆石定年的斑状黑云母二长花岗岩 (样品号：PD2-B10)、花岗斑岩 (样品号：PD11-B) 及细粒花岗岩 (样品号：PD2-B5) 样品分别采自江里沟矿区平硐2(PD2)(坐标经纬度：35°35′19.8″N、102°18′7.8″E)、矿石堆及平硐11(PD11，坐标经纬度：35°35′15.8″N、102°17′8.2″E) 主巷道 (方向168°)75m处，其他15件新鲜样品采集自江里沟岩体的不同部位，用于元素地球化学分析，采样位置见图 2。
本文所用的测试样品是经过手标本和显微镜观察后，挑选无蚀变或蚀变较弱的样品，无污染粉碎至200目，在中国地质科学院国家地质测试中心进行系统的主量元素、微量元素及稀土元素分析。主量元素采用X射线荧光法 (XRF) 在X荧光光谱仪 (3080E) 上测定，精度优于2%~5%。微量元素和稀土元素利用电感耦合等离子体质谱法 (ICPMS) 在离子质谱仪 (X-series) 上测试完成，相对标准偏差小于5%。
锆石分选工作在廊坊市诚信地质服务有限公司完成。将岩石样品破碎，经重力和磁选后在双目镜下挑选出锆石颗粒，并置于环氧树脂做成样品靶，进行锆石透、反射光、阴极发光照相，以及LA-ICP-MS定年、Lu-Hf同位素分析。锆石阴极发光 (CL) 照相在中国地质科学院地质研究所北京离子探针中心完成。锆石U-Pb年龄数据是在南京大学内生矿床实验室完成。制备好的样品在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室激光剥蚀电感耦合等离子体质谱实验室 (LA-ICP-MS) 进行锆石U、Th、Pb同位素含量测定。实验选择的标样为91500，206Pb/238U年龄的加权平均值误差为±2σ。使用美国Berkeley地质年代学中心编制的ISOPLOT和SQUID (Ludwig, 2003) 程序进行处理并得出年龄。
锆石Lu-Hf同位素测试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Neptune多接收等离子质谱和Newwave UP213紫外激光剥蚀系统 (LA-MC-ICP-MS) 上进行的，实验过程中采用He作为剥蚀物质载气，剥蚀直径为55μm，测试时采用锆石国际标样GJ1作为参考物质，分析点与U-Pb定年分析点为同一位置。相关仪器运行条件及详细分析流程见 (侯可军等, 2007)。分析过程中锆石标准GJ1的176Hf/177Hf测试加权平均值为0.282015±28(2σ，n=10)，与文献报道值 (Elhlou et al., 2006; 侯可军等, 2007) 在误差范围内完全一致。
5 分析结果 5.1 LA-ICP-MC-MS锆石U-Pb年龄江里沟岩体中所采集的3个样品PD2-B10、PD11-B和PD2-B5，其所挑选出的锆石多为无色透明，玻璃光泽，晶体形状呈短至长柱状，自形-半自形。粒径多在15~300μm，长宽比2:1~3:1。锆石颗粒完整，少量具有麻点、蚀痕和凹凸不平现象。斑状黑云母二长花岗岩 (PD2-B10)、花岗斑岩 (PD11-B) 和细粒花岗岩 (PD2-B5) 锆石中Th、U含量分别变化于202×10-6~1370×10-6、421×10-6~3121×10-6；241×10-6~1229×10-6、295×10-6~2114×10-6；320×10-6~1662×10-6、831×10-6~2598×10-6；Th/U比值分别为0.01~0.63、0.39~1.21、0.27~0.86；平均值分别为0.46、0.74和0.50(表 1)，均大于0.4。锆石阴极发光主要受锆石内的U、Th等微量元素控制，富U、Th等微量元素和贫U、Th等微量元素的两种锆石组份端元交替生长导致锆石环带，在一些情况下，有些岩浆锆石同样可以显示弱的环带或者不可见环带，而锆石含U、Th高则会导致锆石阴极发光性差，颜色较暗 (Crofu et al., 2003; Hanchar and Miller, 1993)。本次研究锆石U、Th含量较高，阴极发光较暗 (图 4-8CL, -9CL)，背散射 (BSE) 图像 (图 4) 显示锆石普遍具有明显的震荡韵律环带，表现出岩浆锆石特征。
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表 1 江里沟复式岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测定结果 Table 1 U-Pb data of zircon from Jiangligou composite granite |
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图 4 江里沟复式岩体典型锆石背散射和阴极发光图像 (数字代表年龄和εHf(t) 值) Fig. 4 Zircon BSE and CL images of Jiangligou composite granite with U-Pb age and εHf(t) data |
LA-ICP-MS锆石U-Pb测年分析结果 (表 1) 显示：斑状黑云母二长花岗岩 (PD2-B10)35个分析点中，除1、3、13和33号测点异常未能测试出数据，已删除；6、7、15、16和32测点可能存在Pb丢失，谐和度较差，故除去；8、10、20、21、22、11和26号测点 (图 4-8CL) 为较新的锆石，年龄分别为179Ma、175.7Ma、192.2Ma、186.2Ma、186.5Ma、138.5Ma和158.9Ma，其锆石颜色黑，环带较发育不清晰或较弱，可能受后期的岩浆事件影响使得获得年龄较新。9号测点为一颗老锆石年龄为299Ma，其锆石颗粒分析点为该锆石的继承核 (图 4-9)，可能是由于深源的岩浆混合作用导致的岩浆Zr不饱和，使得新生锆石包裹继承锆石 (Crofu et al., 2003)。剩余点有18个分析结果在谐和线上或者附近呈较为密集的 (图 5a) 聚集，206Pb/238U加权平均年龄为229.1±1.8Ma (MSWD=0.82) 代表了斑状黑云母二长花岗岩的结晶年龄。
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图 5 江里沟复式岩体斑状黑云母二长花岗岩 (a)、花岗斑岩 (b) 及细粒二长花岗岩 (c) 锆石谐和图 Fig. 5 Zircon U-Pb concordia diagram for the biotite monzogranite (a), granite porphyry (b) and fine-grained monzogranite (c) from Jiangligou composite granite |
花岗斑岩 (PD11-B) 样品30个测试点中，18、27和29号测点可能存在Pb丢失，导致谐和度较差，除去后剩余27个测试点在谐和线图上或者附近呈现较紧密的一簇 (图 5b)，206Pb/238U加权平均年龄222.5±1.4Ma (MSWD=0.41) 代表了花岗斑岩的结晶年龄。
细粒花岗岩 (PD2-B5) 样品30个测试点中，存在2、3、8、10、12和23号测点测试异常点，16、17、21、22、24和25可能存在Pb丢失，导致谐和度差，除去后剩余的20个测试点绘制谐和线图，数据点除两个稍微偏移外，其余呈紧凑的一簇或者在协和线附近 (图 5c)，206Pb/238U加权平均年龄217.1±1.8Ma (MSWD=1.4) 代表了细粒花岗岩的结晶年龄。
5.2 锆石Hf同位素对完成U-Pb测年的锆石颗粒，在其测点范围内又进行了Lu-Hf同位素的测试，分析结果见表 2。除PD11-B的1号和8号测点，PD2-B5的1、13、15、25、27和30号测点的176Lu/177Hf值>0.002外，其余测试点均 <0.002，说明绝大多数锆石形成后放射性成因Hf积累有限，因此测试的176Lu/177Hf比值能较好地反应其形成过程中Hf同位素组成特征 (Kinny and Maas, 2003; 吴福元等, 2007)。而PD2-B10斑状黑云母二长花岗岩、PD11-B花岗斑岩和PD2-B5细粒花岗岩的fLu/Hf值分别介于-0.94~-0.98、-0.93~-0.98和-0.92~-0.97之间，小于镁铁质地壳的fLu/Hf值 (-0.34) 和硅铝质地壳的fLu/Hf值 (-0.72)(Amelin et al., 2000; Vervoort et al., 1996)，所以岩石的二阶段模式年龄能较好地反映源区物质从亏损地幔分离的时间。
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表 2 江里沟花岗岩体锆石Hf同位素分析结果 Table 2 Hf isotopic data of zircon from Jiangligou composite granite |
斑状黑云母二长花岗岩 (PD2-B10) 的176Hf/177Hf比值介于0.282530~0.282770之间，由对应的锆石U-Pb测点年龄计算得到Hf同位素的初始比值176Hf/177Hf(t)为0.282521~0.282767，Hf同位素组成变化范围较宽，εHf(t) 在-3.8~4.8之间，单阶段模式年龄tDM1=0.7~1.0Ga，二阶段模式年龄tDM2=1.0~1.5Ga，其中28号测点εHf(t)=-8.6，对应二阶段模式年龄较大，为1.5Ga。从图 6a可以看出εHf(t) 主体在2~4，tDM2主体在1.0~1.1Ga。
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图 6 江里沟复式岩体锆石εHf(t) 及二阶段模式年龄柱状图 Fig. 6 Zircon Hf isotope histograms of εHf(t) and two stages Hf model ages from Jiangligou composite granite |
花岗斑岩 (PD11-B) 的176Hf/177Hf比值介于0.282599~0.282727之间，由对应的锆石U-Pb测点年龄计算得到Hf同位素的初始比值176Hf/177Hf(t)为0.282595~0.282722，Hf同位素组成变化范围较宽，εHf(t) 在-1.5~3.1之间，单阶段模式年龄tDM1=0.7~0.9Ga，二阶段模式年龄tDM2=1.0~1.3Ga，其中5、10、16、17、24号测点εHf(t) < 0，对应二阶段模式年龄较大，为1.2~1.3Ga。从图 6b可以看出εHf(t) 主体在0~-1，tDM2主体在1.2~1.3Ga。
细粒花岗岩 (PD2-B5) 的176Hf/177Hf比值介于0.282622~0.282756之间，由对应的锆石U-Pb测点年龄计算得到Hf同位素的初始比值176Hf/177Hf(t)为0.282613~0.282745，Hf同位素组成变化范围较宽，εHf(t) 在-0.8~3.8之间，单阶段模式年龄tDM1=0.7~0.9Ga，二阶段模式年龄tDM2=1.0~1.3Ga，其中10和15号点εHf(t)=-0.5和-0.8，对应二阶段模式年龄较大，为1.27和1.30Ga。从图 6c可以看出εHf(t) 主体在1~2，tDM2主体在1.1~1.2Ga。
5.3 岩石地球化学特征 5.3.1 主量元素地球化学分析结果 (表 3) 显示江里沟花岗岩体的SiO2的含量较高，并且从第一期的斑状黑云母二长花岗岩到第二期的花岗斑岩再到第三期细粒花岗岩，其含量逐渐增高，分别为72.67%~73.04%、73.40%~77.84%和74.44%~76.48%；Fe2O3T(0.57%~1.89%)、MgO (0.16%~0.60%) 和CaO (0.63%~1.45%) 含量均较低，Fe2O3T和MgO含量有降低的趋势；岩石具有富碱 (K2O=4.42%~5.07%、4.62%~5.26%和4.74%~5.75%；K2O+Na2O分别为7.92%~8.55%、7.67%~8.40%和8.05%~8.75%)、高钾 (K2O/Na2O>1) 的特征；并且从早期到晚期，Al2O3、CaO和K2O含量逐渐增高；里特曼指数δ介入1.80~2.33，在SiO2-K2O图解中 (图 7a)，样品主要落入高钾钙碱性系列和钾玄岩系列。岩石铝饱和指数A/CNK=1.01~1.06，在A/CNK-A/NK图解中落入过铝质范围内 (图 7b)，表明江里沟复式岩体属于弱过铝质岩石。三种花岗岩的分异指数DI分别为88.90~89.42、90.88~94.33、90.99~95.36。
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表 3 江里沟花岗岩体的主量元素氧化物 (wt%)、微量元素和稀土元素 (×10-6) 含量 Table 3 Major element oxides (wt%) and trace elements (×10-6) for Jiangligou composite granite, West Qinling |
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图 7 江里沟复式岩体K2O-SiO2图解 (a) 和A/CNK-A/NK图解 (b) Fig. 7 K2O vs. SiO2 diagram (a) and A/CNK vs. A/NK diagram (b) of Jiangligou composite granite |
所采岩石样品的微量元素含量列于表 3。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上 (图 8a) 可明显看出，江里沟花岗岩体的三种岩石具有一致的微量元素特征，均表现出相对富集Rb、Th、U、Ta、Zr、Hf、HREE等元素而亏损Ba、Sr、P、Ti等元素的特征。强不相容元素Rb在三种岩石中均富集 (分别为333×10-6~355×10-6、393×10-6~534×10-6、366×10-6~551×10-6)，Rb/Sr比值变化范围分别为1.76~2.00(平均1.90)、3.07~8.19(平均6.71)、3.86~12.19(平均8.50)，从早期到晚期，Rb/Sr比值明显升高的趋势。并且三种花岗岩中的成矿元素W、Mo和Cu富集明显高于区域的花岗岩的平均水平 (表 4)，并且由早到晚期，补充细节，富集程度呈数量级倍数增大的趋势。
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图 8 江里沟复式岩体原始地幔标准化微量元素蛛网图解 (a) 及球粒陨石标准化稀土元素图解 (b)(标准值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 8 Primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (a) and chondrite-normalized REE patterns (b) of Jiangligou composite granite (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
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表 4 江里沟复式岩体岩体与秦岭-祁连-昆仑造山系内典型花岗岩类W、Cu和Mo元素平均值 (据史长义等, 2005) Table 4 W-Mo-Cu average abundance of Jiangligou composite granite and the typical granites from Qinling-Qilian-Kunlun orogenic belts (after Shi et al., 2005) |
表 3列出了所采岩石样品的稀土元素数据。江里沟花岗岩体的稀土元素总量偏低，斑状黑云母二长花岗岩、花岗斑岩和细粒花岗岩的稀土元素总量∑REE分别为125.5×10-6~176.2×10-6、67.91×10-6~220.9×10-6和54.79×10-6~162.5×10-6，平均值分别为157.0×10-6、97.33×10-6和90.95×10-6。三种岩性的稀土元素均以轻稀土富集及重稀土亏损为特征，且轻重稀土分异明显，其LREE/HREE比值分别为12.8~16.5(平均14.8)、6.26~19.6(平均9.21)、4.28~17.0(平均9.50)；(La/Yb)N分别为14.06~19.67(平均17.29)、4.18~28.74(平均8.47)、2.49~21.20(平均8.50)。在稀土元素球粒陨石标准化配分模式图中 (图 8b)，三种岩石具有基本一致的分配型式，均表现为轻稀土明显富集而重稀土亏损的右倾海鸥型特征；三者都具有中等的Eu负异常 (图 8b)，δEu分别为0.54~0.62、0.26~0.47、0.20~0.60，大部分样品不具有Ce的负异常。
综上所述，江里沟复式岩体具有稀土元素总量偏低、轻稀土富集、轻重稀土分异明显的特点，并且早期的斑状黑云母二长花岗岩与晚期的花岗斑岩和细粒花岗岩相比，具有更高的稀土元素总量和LREE/HREE比值，其轻重稀土分馏更明显，且具有相对较弱的Eu负异常。
6 讨论 6.1 成岩成矿时代本次测得江里沟复式岩第一期斑状黑云母二长花岗岩、第二期花岗斑岩和第三期细粒花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb加权平均年龄分别为：229.1±1.8Ma (MSWD=0.82)、222.5±1.4Ma (MSWD=0.41) 和217.1±1.8Ma (MSWD=1.4)，均形成于晚三叠纪晚世，是岩浆脉动侵位的产物，说明江里沟复式岩体形成至少持续了10Ma。同时，获得矽卡岩和石英细 (网) 脉中的16件辉钼矿的Re-Os测年结果为217±1Ma (MSWD=1.4)(路东宇等，2015)，与江里沟复式岩体的晚期花岗斑岩和细粒花岗岩在误差范围内一致，说明江里沟钨多金属矿床的成岩成矿时限为222~217Ma，为印支晚期成矿作用的产物。
6.2 岩石属性与成因信息 6.2.1 成岩温度分析花岗岩岩浆形成时的物理化学条件，是花岗岩成因研究的重要组成部分。花岗岩形成温度可通过Zr、P2O5以及Al2O3/TiO2等进行计算 (Watson and Harrison, 1983)。在含水的过铝质岩浆中，可根据花岗岩的成分和Zr的含量计算出熔体的“锆石饱和温度”(Watson and Harrison, 1983)。锆石饱和温度计求解温度的计算公式为：TZr(℃)=12900/[lnDZr+0.85M+2.95]-273.15。上述公式中Zr的分配系数DZr=纯锆石Zr/全岩Zr，令Si+Al+Fe+Mg+Ca+Na+K+P=1(阳离子数)，则M=(2Ca+K+Na)/(Si×Al)。用其岩石化学分析数据计算可求出M、DZr和TZr(℃)。
江里沟岩体的铝饱和指数A/CNK=1.01~1.06，属弱过铝质，符合锆石饱和温度计的使用条件。通过锆石饱和温度计计算得出江里沟花岗岩体第一期斑状黑云母二长花岗岩的形成温度为778~795℃，平均为786℃；第二期花岗斑岩的形成温度为748~785℃，平均为757℃；第三期细粒花岗岩的形成温度为738~786℃，平均为755℃。从第一期到第二期和第三期成岩温度明显降低。
6.2.2 成岩深度估计岩浆岩的Eu/Eu*比值受结晶分异作用和岩浆源区的地壳深度控制。斜长石是花岗岩中主要的富Eu矿物，并且在地壳深度35km内稳定，所以在结晶分异或者堆晶过程中，斜长石作为残留组份存在时，Eu在熔体中出现负异常。(Li et al., 2012)。Sr在石榴子石、角闪石和单斜辉石中分配系数很小 (分别为0.015、0.058和0.2)，而在斜长石中很大 (杨进辉等, 2003)。江里沟岩体地球化学数据显示：LREE分异明显，中等-强δEu负异常，并且Sr元素强烈亏损，表明源区明显具有强的斜长石残留或在岩浆发生了结晶分异作用，因此深度估计明显小于35km，并且δEu从第一期至后两期明显变小 (第一期至第三期δEu平均值=0.58、0.34和0.35)，说明深度逐渐变浅。
6.2.3 岩石成因类型江里沟花岗岩体主要岩石类型为斑状黑云母二长花岗岩、花岗斑岩和细粒花岗岩，其中斑状黑云母二长花岗岩边部发育暗色微粒包体，暗示了岩浆可能经历过混合作用。在矿物组成上，江里沟岩体中暗色矿物以黑云母为主，副矿物为磷灰石、锆石、榍石和磁铁矿，未见明显判定花岗岩成因类型的特征矿物。
以源区性质等划分的I型 (infracrustal或igneous)、S型 (supracrustal或sedimentary)、A (alkaline、anorogenic和anhydrous) 型和M型 (mantle-drived) 花岗岩分类是目前最常用的花岗岩分类方案 (吴福元等, 2007)。但是当三种花岗岩经历了高度的分异结晶作用之后，其矿物组成和化学成分都趋于低共结花岗岩，使得上述三种花岗岩难以区别，甚至不可能 (吴福元等, 2007)。Chappell and White (1992)提出P2O5、Th、Ba、Rb等元素可以作为区分上述花岗岩的可靠标志。Chappell (1999)和李献华等 (2007)分别对澳大利亚Lachlan褶皱带中的I型和S型花岗岩和华南燕山早期的花岗岩的研究基础上总结出：I型/分异I型花岗岩的P2O5-SiO2存在明显的负相关性。这是由于磷灰石作为花岗岩的主要副矿物，在准铝质/弱过铝质 (A/CNK<1.1) 岩浆中，其溶解度很低，并且其溶解度随着温度的降低和岩浆分异演化SiO2的增加而降低；反之，在强过铝质 (A/CNK>1.3) 条件下，磷灰石的溶解度随A/CNK的增加而线性增加 (李献华等, 2007; 及其引文)。另一方面，富Y矿物不会在准铝质I型岩浆演化的早期阶段晶出，从而引起分异的I型花岗岩的Y含量高，并与Rb的含量呈正相关关系 (李献华等, 2007)。江里沟岩体为弱过铝质岩石 (A/CNK<1.1)，三种侵入体P2O5含量随SiO2含量增加而降低，呈明显的负相关关系 (图 9a)；而Y含量随着Rb含量的增加而增加 (图 9b)。
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图 9 江里沟复式岩体P2O5-SiO2 (a)、Y-Rb (b)、Zr-TiO2(c) 和SiO2-Ce (d) 判别图 Fig. 9 P2O5 vs. SiO2 (a), Y vs. Rb (b), Zr vs. TiO2 (c) and SiO2 vs. Ce (d) diagrams for Jiangligou composite granite |
江里沟岩体微量元素及稀土元素配分模式一致，表明三种侵入体具有同源演化的特点。在主量元素特征上，江里沟花岗岩体的SiO2含量较高，介于72.67%~77.84%之间；K2O含量为4.42%~5.75%，SiO2-K2O图解指示岩体属于高钾钙碱性系列和钾玄岩系列；K2O/Na2O比值较高，为1.26~2.40，平均为1.59，显示钾质花岗岩特征；岩石富碱，Na2O+K2O=7.67%~8.75%；铝饱和指数A/CNK=1.01~1.06，小于1.1，属于弱过铝质岩石；稀土元素球粒陨石标准化分配曲线呈右倾型，结合Zr-TiO2判别图解 (图 9c) 和SiO2-Ce判别图解 (图 9d) 中岩石样品数据点均落在了I型花岗岩区域内。综上所述，江里沟花岗岩属I型花岗岩。
江里沟花岗岩的10000Ga/Al=2.78~3.36，超过Whalen et al.(1987)厘定的A型花岗岩的Ga的下限值 (10000Ga/Al=2.6)，且全碱含量较高，介于7.67%~8.75%之间，指示江里沟岩体具有A型花岗岩的特征，但Whalen et al.(1987)指出，高分异的花岗岩也具有某些A型花岗岩的特征，如高Ga含量、高碱等特征。另外江里沟岩体中的高场强元素Zr、Nb、Ce、Y等元素含量也比典型的A型花岗岩低，四者之和介于173×10-6~310×10-6，低于厘定的A型花岗岩的下限值 (Zr+Nb+Ce+Y>350×10-6)。另外，江里沟岩体的低锆石饱和温度 (786℃、757℃和755℃) 也不支持其为A型花岗岩 (>800℃, King et al., 1997)。其次据CIPW标准矿物计算，出现了刚玉分子。并且岩石具有较高的分异指数 (DI=88.90~95.36，平均为92.86)，高于西藏察隅高分异花岗岩 (82~92, 朱弟成等, 2009) 和华南佛冈高分异I型花岗岩 (82~94, Li et al., 2007) 也指示了江里沟花岗岩为高度分异的花岗岩。因此，综上所述，认为江里沟花岗岩体属于高分异的I型花岗岩。
6.3 岩浆源区锆石具有较高的Hf含量及较低的Lu含量、存在的普遍性、高温封闭和稳定等的特性以及近年来的测试技术的发展，都使得利用锆石Hf同位素体系来示踪地质过程和岩石源区成为了一种重要手段 (Amelin et al., 1999; 吴福元等, 2007; Chen et al., 2015)。
江里沟复式花岗岩体中大多数锆石的εHf(t) 为正值 (0.1~4.8)，少数锆石的εHf(t) 为负值 (-3.8~-0.2)。εHf(t) 总体变化范围在-3.8~4.8，最高相差高达8.6个ε单位，高于测试引起的变化范围。如此宽泛的范围需要一个开放的系统来引起熔体中的176Hf/177Hf比值的明显变化 (Kemp et al., 2007)。但是在部分熔融和分离结晶过程中，锆石Hf同位素不会改变 (朱弟成等, 2009)，所以造成这种锆石Hf同位素不均一的可能原因是具有较多放射性成因Hf的地幔源岩浆与缺少放射性成因Hf的壳源岩浆的相互作用 (Bolhar et al., 2008)。或者是岩浆经历了不充分的混合作用，亦或者原地的混染导致 (Zheng et al., 2006, 2007)。江里沟岩体中暗色岩浆微粒包体暗示花岗岩形成过程中，可能经历了岩浆混合作用。
在t-εHf(t) 图解和t-(176Hf/177Hf)i图解 (图 10)(老锆石及异常数据未参与作图) 中，江里沟花岗岩样品位于球粒陨石演化线附近，显示该岩体的源区物质是以幔源物质为主，但是，花岗岩是不可能直接起源于地幔的部分熔融的 (Zheng et al., 2009)。实验岩石学表明，地幔橄榄岩和辉石岩的部分熔融不能形成花岗岩质岩浆，因此不能轻易地认为具有正的εHf(t) 值的花岗质岩浆直接起源于地幔。新生的岩石圈地幔和地壳，都可以是具有正的εHf(t) 的镁铁质和长英质岩石的合理源区 (Zheng et al., 2007, 2008)。源自混合岩浆的锆石Hf同位素的单阶段模式年龄 (tDM1) 仅代表了源区母岩浆最小的结晶年龄 (Griffin et al., 2002; Zheng et al., 2006)。尤其是有最大εHf(t) 值的最小一阶段模式年龄代表了岩浆从相应亏损地幔抽离的最大年龄，而最下εHf(t) 对应的最古老的一阶段模式年龄的则代表了最年轻的地壳组份的年龄 (Zheng et al., 2007)。江里沟岩体εHf(t) 最大值4.8，对应tDM1=680Ma，说明了江里沟地区之下发育有新元古代新生的岩石圈地幔。这也得到了该区域东部谢坑及北部尖扎岩体的佐证。岗察岩体东部谢坑岩体，年龄在242~244Ma，其中的闪长岩，无论是高Mg型还是高Al型，均来源于富集岩石圈地幔的部分熔融，而花岗闪长斑岩则来源于壳源熔体和幔源熔体的混合 (Luo et al., 2012; Guo et al., 2011)。另外，还有辉长岩、辉石闪长岩及角闪安山岩与其共生 (后两者锆石U-Pb年龄分别为243.8Ma和242.1Ma, 郭现轻等, 2011)。江里沟北部由中性-基性-超级性岩石组成的尖扎岩体形成于242~246Ma，其岩浆来自于岩石圈地幔 (Li et al., 2014)。说明江里沟地区在印支期时期存在有幔源岩浆的活动。但是，起源于地幔也并不能解释江里沟的微量元素特征，如Ba、Sr、P、Ti的亏损说明岩浆经历了显著的分离结晶作用。δEu中等负异常 (0.26~0.62) 说明了岩浆经历了分离结晶作用 (或源区有斜长石的残余)，Sr和Ba的强烈亏损也说明具有斜长石和钾长石的分离结晶 (朱弟成等, 2009)。PD2-B10斑状黑云母二长花岗岩样品中的9号测点εHf(t)=-7.6，对应一阶段和二阶段模式年龄为1262Ma和1795Ma，说明该残留核源自于古老的下地壳岩石，同时也说明了该花岗岩形成过程中有古老地壳物质的参与。
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图 10 江里沟复式岩体锆石εHf(t)-t和 (176Hf/177Hf)i-t图解 Fig. 10 Diagrams of εHf(t) vs. t and (176Hf/177Hf)I vs. t for Jiangligou composite granite |
综上所述，本文认为江里沟花岗岩应源于大陆岩石圈地幔与古老的下地壳岩石部分熔融的混合，形成镁铁质混合岩浆，随后经强烈的结晶分异作用形成。
6.4 成岩构造背景秦岭造山带是一条多阶段的造山带，位于中国中部的东西延伸近1500km，于新元古代-中三叠世，经历板块构造体制的拼贴造山，使华北-秦岭-华南三板块依次沿商丹和勉略两条缝合带由南向北俯冲碰撞造山，从而奠定了西秦岭造山带基本构造格局 (Meng and Zhang, 2000; 张国伟等, 2001)。
西秦岭三叠纪的构造背景的演化现今仍然存在很大的争议。主要有如下几种观点：(1)冯益民等 (2003)认为T1-T2早期 (250~237Ma或者235Ma) 西秦岭板内伸展，发生盆山转换，T2中期至T3陆内叠覆造山，发生壳内拆离，逆冲推覆造山和构造花岗岩发育；(2)张国伟等 (2003, 2004a) 通过研究西秦岭南带的勉略缝合带提出，沿此带从洋盆俯冲消减-碰撞-造山的总时限为P2-T2-3(345~200Ma)，洋壳板片消减俯冲演化在P3-T2，陆陆碰撞造山在T2-3，T3之后转为陆内造山；(3)金维浚等 (2005)、殷勇和殷先明 (2009)对该区内主要为印支期的具有埃达克岩和喜马拉雅型特征的花岗岩的研究显示，在西秦岭地区，二叠纪末到三叠纪初发生了地壳的加厚事件，岩体侵位于板块消减，地壳加厚的活动陆缘环境；(4) 陈衍景 (陈衍景等, 2009; 陈衍景, 2010)、Chen and Santosh (2014)和Li et al. (2013)综合考虑秦岭印支期岩浆岩的多样性和分带性，认为秦岭印支期处于活动大陆边缘海沟-岩浆弧-盆地环境，为洋陆俯冲向陆陆碰撞的转变时期，扬子与华北-秦岭联合大陆碰撞时限为230~200Ma，并向西碰撞时限变晚；(5) 另一些学者认为三叠纪时期，秦岭造山带经历了俯冲有关的火山弧、大陆碰撞到后碰撞伸展环境，并且特提斯洋可能的闭合时限在~211Ma (Jiang et al., 2010)、215Ma (刘树文等, 2011) 或者217~207Ma (Dong et al., 2012)。
岗察岩体东部谢坑地区，以及西侧的鄂拉山地区分别发育三叠纪的辉石岩、辉石闪长岩、角闪安山岩 (245~242Ma)、安山岩、英安岩和流纹岩等组合 (中-晚三叠世)，其地球化学特征具有类似于安第斯型或者墨西哥型火山岩-岩浆岩组合，指示了该区可能持续至晚三叠世的活动大陆边缘环境 (郝太平, 1990; Guo et al., 2011)。
岩浆的形成与深部地球动力学背景具有密切的联系，根据造山作用的演化P-T-t作用轨迹，一个完整的碰撞造山事件应包括挤压、挤压向伸展转变和伸展3个阶段，在挤压向伸展转变阶段，造山带处于减压增温的特殊构造体制，并以减压熔融应占主导地位，减压促进物质的熔融和流体产生，导致整个造山过程中强烈的流体作用和岩浆作用，大量的花岗质岩浆主要出现在碰撞的挤压体制向构造伸展体制的转换时期 (陈衍景, 1996, 2006; Liégeois et al., 1998)。晚三叠世 (T3)，西秦岭北亚带发育大量印支期岩浆活动、逆冲推覆和褶皱构造，表现为后碰撞特征 (Liégeois et al., 1998; Wu et al., 2014)。江里沟花岗岩的出现比扬子板块与华北板块的碰撞峰期235~238Ma (Zheng et al., 2009) 晚10~20Myr，而在喜马拉雅地区的碰撞后花岗岩比主碰撞期晚26Myr，阿尔卑斯山地区则晚10~15Myr (Sylvester, 1998)。并且岩体从早期至晚期，表现为同碰撞至后碰撞的过渡趋势 (图 11)。因此，本文认为江里沟花岗岩 (229~217Ma) 侵位于该地区扬子板块与华北板块挤压向伸展转变时期。
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图 11 江里沟复式岩体构造环境判别图 (底图据Pearce, 1996) VAG-火山弧花岗岩；ORG-洋中脊花岗岩；WPG-板内花岗岩；Syn-COLG-同碰撞花岗岩；POG后碰撞花岗岩 Fig. 11 Rb vs. (Yb+Ta) (a) and Rb vs. (Y+Nd) (b) (base after Pearce, 1996) diagrams from Jiangligou composite granite VAG-volcanic arc granites; ORG-ocean ridge granites; WPG-intraplate granites; Syn-COLG-syn-collisional granites; POG-post collisional granites |
(1) LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果显示，江里沟复式岩体第一期斑状黑云母二长花岗岩、第二期花岗斑岩和第三期细粒花岗岩的加权平均年龄分别为：229.1±1.8Ma (SMWD=0.82)、222.5±1.4Ma (SMWD=0.41) 和217.1±1.8Ma (MSWD=1.4)，形成于晚三叠世，为印支期构造岩浆活动的产物。
(2) 江里沟复式岩体主量元素氧化物具有高硅 (SiO2=72.67%~77.84%)，富碱 (K2O+Na2O=7.67%~8.75%)，弱过铝质 (A/CNK=1.01~1.06)；稀土元素球粒陨石标准化配分图及微量元素具有大致一致的配分模式，并从早期岩体至晚期岩体具同源演化趋势。分异指数极高，属高分异I型花岗岩。
(3) 江里沟复式岩体锆石Hf同位素εHf(t)=-3.8~4.8，值少数<0外，绝大多数介于0.1~4.8之间，相应的tDM2=0.95~1.25Ga，表明岩石源区可能来源于岩石圈地幔。而继承锆石及暗色包体显示，存在古老地壳物质及幔源岩浆的参与。认为江里沟复式岩体应源于部分熔融的岩石圈地幔与中-新元古代的地壳熔体的混合，形成的镁铁质岩浆经强烈的结晶分异形成。
(4) 江里沟复式岩体岩石Zr饱和温度计计算得到斑状黑云母二长花岗岩、花岗斑岩和细粒花岗岩形成温度分别为：778~795℃，平均786℃；748~785℃，平均757℃；738~786℃，平均755℃。温度从早至晚明显降低。
(5) 西秦岭地区扬子板块向北沿勉略缝合带俯冲到碰撞，主碰撞期之后的晚三叠世，大量花岗岩的发育表明，其构造体制已开始由挤压向伸展转换。而江里沟岩体较长的形成时限 (229~217Ma)，正处于该地区构造体制由挤压向伸展转变时期。
致谢 本文在野外样品采集过程中，受到了青海有色七队霍春建工程师和祁顺德工程师及西部矿业公司杨兵工程师和齐连忠工程师的大力帮助；在锆石测年过程中得到了中国地质大学 (北京) 王小雨硕士的协助；写作过程中与中国地质科学院矿产资源研究的何晗晗硕士和杨阳博士进行了有益的讨论；同时，两位审稿人给予了中肯的意见及建议；在此一并表示感谢！| [] | Amelin Y, Lee DC, Halliday AN, Pidgeon RT. 1999. Nature of the Earth's earliest crust from hafnium isotopes in single detrital zircons. Nature, 399(6733): 252–255. DOI:10.1038/20426 |
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