474 地质学报 htp:// 年 出露的花岗闪长岩的岩石地球化学特征, 报道其 SIMS 高精度锆石 U Pb 年龄, 并结合区域上前人研究成果初步探讨该矿床形成的构造环境及动力学背景 1 地质背景 维宝铜铅锌多金

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1 第 89 卷 第 3 期 2015 年 3 月 473~486 地质学报 ACTA GEOLOGICASINICA Vol.89No Mar.473~486 新疆祁漫塔格维宝矿区西北部花岗闪长岩年代学 地球化学及其构造意义 周建厚 1), 丰成友 1), 沈灯亮 2), 李大新 1), 王辉 1), 张明玉 1), 马圣钞 3) 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) 新疆地质矿产勘查开发局地球物理化学探矿大队, 新疆昌吉,831100; 3) 中国冶金地质总局山东正元地质勘查院, 济南, 内容提要 : 维宝铜铅锌多金属矿床位于青海与新疆两省区交界处的若羌县境内, 是近年来在新疆祁漫塔格地区新发现的具有大型远景规模的多金属矿床, 本文对该矿床西北部含暗色包体花岗闪长岩开展了 SIMS 高精度锆石 U Pb 定年和地球化学研究, 结果表明该花岗闪长岩含有角闪石特征矿物,SiO2 含量为 60.74% ~61.34%,K2O 含量为 3.01%~3.20%,A/CNK 值为 0.89~0.94, 属于准铝质高钾钙碱性 I 型花岗岩 ; 在球粒陨石标准化的稀土元素配分图上表现为右倾式, 轻重稀土分馏明显, 具有中等负 Eu 异常 (δeu=0.56~0.59), 微量元素以富集大离子亲石元素 Rb K 和 Th, 明显亏损 Ba Ta Nb Ti 等为特征 SIMS 锆石 U Pb 定年结果显示, 花岗闪长岩结晶年龄为 227.6±2.3 Ma( 狀 =16,MSWD=0.02), 形成于晚三叠世, 是东昆仑祁漫塔格地区中 晚三叠世大规模中酸性岩浆侵入作用的产物 借助元素判别图解, 结合矿床地质特征和区域构造演化特点, 认为维宝矿区西北部花岗闪长岩形成的构造环境为后碰撞演化阶段, 很可能是与深部壳幔混染有关的变火成岩部分熔融的产物 关键词 :Ⅰ 型花岗岩 ; 后碰撞构造背景 ; 壳幔作用 ;SIMS 锆石 U Pb 定年 ; 维宝 ; 新疆祁漫塔格 祁漫塔格属于东昆仑造山带北带, 东西地跨青海 新疆两省, 南北则跨越东昆仑所有地质重要构造单元 ( 王秉璋等,2009), 构造活动强烈, 岩浆岩发育, 成矿条件良好, 近些年来发现了一批与岩浆活动有关的钨 锡 铁 铜 钼 铅 锌 银等多金属矿床 ( 点 ), 是一条重要的构造岩浆岩带 ( 丰成友等,2010, 2012) 岩浆活动可划分出 4 期 : 晋宁期 加里东期 晚华力西 印支期和燕山期, 自西向东呈现加里东期 华力西期 印支 燕山期分带趋势, 白干湖断裂以西早古生代侵入岩为主, 以东晚古生代 中生代侵入岩为主, 其中最强烈的是晚华力西 印支期侵入活动, 其次为加里东期 ( 丰成友等,2010) 维宝铜铅锌多金属矿床位于青海与新疆两省区交界处的新疆祁漫塔格地区, 是近年来国土资源大调查项目 新疆昆仑山东段布喀达坂峰 依吞布拉克 1/20 万区域化探 所圈定的大片 Pb+Zn 多元素组合异常经检查验证后发现的, 随着地质勘查进程的不断深入, 矿床规模已达中型并有望突破大型, 截至 2013 年 4 月, 在维宝矿权内已探获 金属资源量? :Pb+Zn 约 t, 伴生 Ag 近 300 t, 伴 ( 共 ) 生 Cu 约 t 特别是在 2013 年施工的 ZK9901 钻孔在孔深 200 m 附近, 见到平均品位为 1.75%, 最高品位为 7.73%, 真厚度为 9.93m 的富铜矿体, 以及 ZK8702 钻孔在孔深 380 m 附近见到真厚度为 6.77m 的块状方铅矿 闪锌矿 磁铁矿 黄铜矿矿体 (Cu 最高品位为 8.64% 平均为 1.59%,Pb 平均为 17.01%,Zn 平均为 4.55%,Ag 平均为 53.39g/t,TFe 平均为 31%) 显示出该区寻找铁 铜 铅 锌 银等多金属矿产的巨大潜力 但是由于该区严寒 干旱 缺氧, 平均海拔超过 4600m, 自然环境恶劣, 前人研究工作程度较低, 仅对矿床地质特征及矿床成因进行了初步的探讨 ( 潘维良等, 2005; 杨自安等,2008; 黄磊,2010; 李爱民,2011; 景宝盛等,2013), 而对矿区西北面出露的侵入岩的系统研究未见报道, 这制约了该区成矿构造环境和成矿规律的深入研究 本文将重点研究该矿床西北部 注 : 本文为国土资源部公益性行业科研专项经费项目 ( 编号 : ) 中国地质调查局地质调查项目 ( 编号 : ) 中国地质调查局高层次地质人才培养计划 ( 编号 :201309) 和青年地质英才计划 ( 编号 :201112) 资助的成果 收稿日期 : ; 改回日期 : ; 责任编辑 : 黄敏 作者简介 : 周建厚, 男,1989 年生 博士研究生 矿物学 岩石学 矿床学专业 zhoujianhou1989@163.com

2 474 地质学报 htp:// 年 出露的花岗闪长岩的岩石地球化学特征, 报道其 SIMS 高精度锆石 U Pb 年龄, 并结合区域上前人研究成果初步探讨该矿床形成的构造环境及动力学背景 1 地质背景 维宝铜铅锌多金属矿床大地构造位置上处于东昆仑西段祁漫塔格岩浆岩带, 夹持于 NW 向黑山 那陵格勒断裂和昆北断裂带之间, 其南为中昆仑微地块, 北邻柴达木新生代盆地 ( 图 1a, 李荣社等, 2008) 矿区内出露地层前人研究 ( 潘维良等,2005; 杨自安等,2008; 黄磊,2010; 李爱民,2011; 景宝盛等, 2013) 认为主要有 : 古元古界金水口群白沙河 ( 岩 ) 组 (Pt 1 犫 ) 中元古界蓟县系狼牙山组 (Jx 犾 ) 上三叠统鄂拉山组 (T 3 犲 ) 等, 其中蓟县系狼牙山组 (Jx 犾 ) 为维宝 PbZn 矿体的主要容矿地层, 其岩石类型以中浅变质的碳酸盐岩 碎屑岩为主夹部分细碎屑岩 片岩的岩石组合 古元古界白沙河 ( 岩 ) 组 (Pt 1 犫 ) 分布于矿区的东南角, 岩性主要为中深变质的钾长花岗片麻岩, 局部零星出露大理岩, 属构造无序地层 上三叠统鄂拉山组 (T 3 犲 ) 主要分布于矿区的东北与西南两侧, 由一套中酸性火山岩组成, 不整合于元古界地层之上, 主要岩性有灰黑色晶屑 岩屑凝灰岩 凝灰熔岩 流纹岩及中酸性熔岩等 中元古界蓟县系狼牙山组 (Jx 犾 ) 主要出露于矿区的中部, 是维宝铅锌矿体的主要赋矿地层, 但对于该地层的岩性组合及其时代, 本次研究发现其还存在一定疑义, 地表和钻孔岩芯大量观察均表明该套地层岩石类型以中浅变质的碳酸盐岩与中基性火山岩 ( 包括火山碎屑岩与熔岩 ) 互层的岩石组合为主, 而非以中浅变质的碳酸盐岩 碎屑岩为主 此种现象以维宝矿区西南端 ZK8702 钻孔岩芯观察最为典型, 该孔孔深约为 425m, 全孔除了矽卡岩型矿体外, 主要由大理岩 ( 含矽卡岩化大理岩 ) 与玄武 安山质火山岩互层构成, 其中大理岩共 5 层, 累积厚度约 250m, 占比约为 58%, 火山岩共 4 层, 累积厚度约 160m, 占比约为 38% 由于区域上中元古界蓟县系狼牙山组 (Jx 犾 ) 的岩石组合并不含火山岩地层, 因此将该套地层划归为狼牙山组可能并不恰当, 根据该套地层不整合于下伏古元古界白沙河 ( 岩 ) 组 (Pt 1 犫 ) 之上, 又与上覆的上三叠统鄂拉山组 (T 3 犲 ) 陆相火山岩呈不整合接触 ( 不整合面可见紫红色底砾岩 ), 与区域上该时期的地层资料对比, 我们发现其与区域 上早古生界滩间山群火山 沉积组合岩石单元十分类似, 因此, 对于该套地层时代的精确厘定需要进一步深入研究 矿区内构造活动强烈, 断裂构造主要发育 NW 向和 NE 向的两组, 少量近 EW 向和近 SN 向断裂, 其中 NW 向断裂多为成矿前断裂, 而 NE 向断裂多为成矿后断裂, 明显切割 NW 向断裂, 并对矿体具有一定的破坏作用 褶皱构造方面, 总体而言地层产状不稳定, 但在整个矿区内无大的向斜和背斜构造, 只在局部出现了小面积的褶皱现象 矿区内侵入岩出露不多, 多呈脉状分布, 主要为印支期的基性 中酸性浅成侵入岩, 岩石种类主要有 : 辉绿岩 次英安斑岩 次石英霏细斑岩等 矿区外围侵入岩大面积出露, 岩性主要有辉绿岩 辉长岩 花岗闪长岩 二长花岗岩 正长花岗岩和文象碱长花岗斑岩等, 其中正长花岗岩 文象碱长花岗斑岩零星分布于矿区南部, 而辉绿岩 辉长岩 花岗闪长岩 二长花岗岩零星分布于矿区西北部及东南部 2 样品及分析方法 本文研究的花岗闪长岩即位于矿区西北部 ( 图 1b), 岩体呈囊状侵入于蓟县系狼牙山组 (Jx 犾?) 沉积建造中, 岩体的长轴方向大致平行区域构造线走向 岩石新鲜面为灰白色 ( 图 2), 含有暗色微粒包体, 包体呈浑圆状至透镜状, 大者可达 9cm 6cm, 块状构造, 半自形 自形中粗粒结构, 矿物组成依次为斜长石 (40%~50%) 石英 (20% ~25%) 钾长石 (15% ~20%) 角闪石 ( 约为 5%) 和黑云母 ( 约为 5%), 副矿物见磁铁矿 磷灰石和锆石 对上述花岗闪长岩开展锆石 SIMS U Pb 定年和主元素 稀土元素和微量元素分析 用于锆石 SIMSU Pb 定年的花岗闪长岩样品 (WB17) 经纬度坐标为 :E ,N ; 在花岗闪长岩体的不同部位采集新鲜的岩石样品 (WB17 WB18 WB19) 用于主元素 稀土元素和微量元素分析, 采样位置见图 1 SIMS 锆石 U Pb 定年在中国科学院地质与地球物理研究所 CAMECAIMS 1280 二次离子质谱仪 (SIMS) 上进行, 详细分析方法见 LiXianhua 等 (2009) 简述如下: 首先用常规的重选和磁选技术分选出锆石, 将锆石样品颗粒和锆石标样 Plésovice (Slámaetal.,2008) 和实验室锆石工作标样 Qinghu (LiXianhua,2009) 粘贴在环氧树脂靶上, 然后抛光使其曝露一半晶面 对锆石进行透射光和

3 第３期 周建厚等 新疆祁漫塔格维宝矿区西北部花岗闪长岩年代学 地球化学及其构造意义 ４７５ 图 １ 新疆祁漫塔格区域大地构造简图 及维宝铜铅锌多金属矿床地质简图 ｂ 分别据李荣社等 ２００８ 潘维良等 ２００５ 修改 Ｆ １ Ｒｇ ｋ ｈｍｐ Ｘ ｇｑｍ ｇｄｄ ｄｋ ｈｇ ｇ ｍｐ Ｗ ｂ ｇ ｊ ｊ ＣＵ Ｐｂ Ｚ ｐ ｄｐ ｂ Ａ Ｌ Ｒｇｈ ２００８ Ｐ Ｗ ｇ ２００５ ｐ ｖ ｙ ｙｍ １ 第四系 ２ 第三系 ３ 上三叠统鄂拉山组 ４ 蓟县系狼牙山组 ５ 古元古界白沙河组 ６ 正长花岗岩 ７ 花岗闪长岩 ８ 不整合界线 ９ 断层及倾向 １０ 地层产状 １１ 矿床 １２ 采样位置 ｍｂ Ⅱ ｈ Ａｋ Ｄｕｈｕｇｂ ｋ Ⅲ Ａｋ ｇ ｂ Ⅲ １ Ｈｇ ｕｇｕ Ｌｐ ｍé ｇｂ Ⅲ ２ Ⅰ Ｔ ｑｕｐｈ Ｍ ｄ Ａｋ ｍ Ⅲ ３ Ａｐ Ｍｇｙ ｚ ｐｈ ｍé ｇｂ Ⅳ Ｋｕ ｕｄｍ Ⅳ １ ｈ Ｋｕ ｕ Ｑｍ ｇ ｙｐ ｚ Ⅳ ２ Ｍ ｄ Ｋｕ ｕ ｍ Ⅳ ３ ｕ ｈ Ｋｕ ｕ ｍｐ ｘ Ⅴ Ｂｙｋ ｄｂ Ⅵ Ｑ ｄｍ ｙｐ ｙ ｇ ｂ Ｔｈ ｋ ｕ ｄｄ ｍ ｚ ｄｄ ｈｄ ｄ ｕ ｕ ｕ ① ｈ Ａｋ ｂ Ⅶ Ｑ ｕ ｈａｋ ｄ ｍ ｚ ③ ｈｋｕ ｕ ｕ ④ Ｈ ｈ Ｎ ｇｇ ｕ ⑤ Ｂ ｍ ｚ ｄ ｍ ｚ ② ｇｈｕｄ ｄ Ｋｕ ｕ ｕ ⑦ ｕ ｈｋｕ ｕｄ ｍ ｚ ⑧ ｕ ｄ ｇ ｈ ｈ ｂｕｄ ｈ Ｑ ｄｍ ｂ １ Ｑｕ ⑥ Ｍ ｙ ｙ ２ Ｅ ３ Ｕｐｐ Ｔ Ｅ ｈ Ｆ ｍ ４ Ｊ ｘ Ｓｙ ｍ Ｌｙ ｈ Ｆ ｍ ５ Ｐ ｐ ｚ Ｂ ｈｈ Ｆ ｍ ６ ７ ｇ ｍ ９ ｕ １０ ｙ ｕ １１ ｄｐ １２ ｍｐ ｄ ８ ｕ ｙｇ ｙ ｙｍｂ 反射光显微照相以 及 阴 极 发 光 图 象 分 析 以 检 查 锆 得 Ｕ 含 量 采 用 标 准 锆 石 ９１５００ Ｕ ８１ １０ ６ 石的内部结构 帮 助 选 择 适 宜 的 测 试 点 位 样 品 靶 Ｗ ｄｂ ｋ １９９５ 校正获得 以长期监测标 在真空下 镀 金 以 备 分 析 锆 石 标 样 与 锆 石 样 品 以 准样品 获 得 的 标 准 偏 差 １ＳＤ １ ５ Ｌ １ ３ 比例交替测定 Ｕ Ｔｈ Ｐｂ 同位素比值 用标 准锆 ２００９ 和单点测试内 部 精 度 共 同 传 递 得 到 样 品 单 点 石Ｐ é ｖ ３３７Ｍ Ｓ áｍ ２００８ 校 正 获 误差 以标准样品 Ｑ ｇｈｕ １５９ ５ Ｍ Ｌ Ｘ ｈｕ

4 地 ４７６ 质 学 报 ２０１５ 年 ｗｗｗ ｈ ｕ ｄ ｚｘｂ ｈ ｄｘ ｐｘ ｐ ｇ ｊ 图 ２ 新疆祁漫塔格维宝矿区西北部花岗闪长岩野外特征及镜下显微照片 正交偏光 Ｆ ２ Ｆ ｄｄｍ ｐ ｐｈ ｈｇ ｐ ｚ ｇ ｄ ｍ ｇ ｇｑｍ ｇ ｈ ｈｗ Ｗ ｂｄｐ Ｘ ｊ ｂ 花岗闪长岩含旋转椭圆状暗色微粒包体 ｄ 斜长石 Ｐ 具 有 聚 片 双 晶 和 环 带 特 征 角 闪 石 Ｈｂ 具 闪 石 式 解 理 内 含 磁 铁 矿 Ｍｇ 和锆石包体 ｄ 图中角闪石还可见简单双晶 双晶纹平行于菱 形 长 对 角 线 黑 云 母 Ｂ 褐 红 色 一 组 极 完 全 解 理 正 长 石 Ｏ 具 卡 斯 巴 双晶 石英 Ｑｚ 呈它形充填于矿物间隙 矿物符号 Ｂ 黑云母 Ｈｂ 角闪石 Ｍｇ 磁铁矿 Ｏ 正长石 Ｏｚ 石英 ｂ Ｔｈｇ ｄ ｗ ｈ ｄ ｍ ｍ ｇ ｕ ｖ ｄ ｐ ｈ ｗ ｇｄ ｇ ｐ ｙ ｙ ｙｚ ｇ Ｈ ｂ ｄ ｗ ｈ ｈ ｂ ｄ ｖｇ ｇ ｍｇ ｄｚ ｍ ｈ ｂ ｄ Ｆ ２ｄｈｗ ｇ ｐ ｙｐ ｙ ｇ ｍｐ ｗ ｇｗｈ ｈｗ ｇ ｍ ｐ ｈ ｇｄ ｇ ｈｈ ｂ ｄｈｍｂｕ Ｔｈｍ ｖｇ ｙ ｂｄｗ ｇ ｈ Ｔｈｑｕ ｚ ｕ ｇ ｈｄ ｈ ｍ Ｓｙｍｂ ｍ Ｂ ｂ Ｃ ｙ ｂ Ｈｂ ｈ ｂｄ Ｍｇ ｍｇ Ｏ ｈ Ｏｚ ｑｕ ｚ ２００９ 作 为 未 知 样 监 测 数 据 的 精 确 度 普 通 Ｐｂ 校正采用实测 ２０４Ｐｂ 值 由 于 测 得 的 普 通 Ｐｂ 含 ３ Ｓ ＩＭＳ 锆石 Ｕ Ｐｂ 测年结果 量非常低 假 定 普 通 Ｐｂ 主 要 来 源 于 制 样 过 程 中 带 锆石形态主要为长柱状 显微镜下无色 颗粒大 入的表面 Ｐｂ 污染 以现代地壳的平 均 Ｐｂ 同 位 素 组 小为 ８０ ２５０μｍ 大多 数 锆 石 在 阴 极 发 光 图 像 中 均 显示清晰 密 集 的 岩 浆 韵 律 环 带 结 构 对 ＷＢ１７ 样 成 Ｓ ｙ １９７５ 作 为 普 通 Ｐｂ 组 成 进 行 校 正 数据 结 果 处 理 采 用 Ｉ ＳＯＰＬＯＴ 软 件 Ｌｕｄｗ ｇ ２００３ 同位素比值及年龄 误 差 均 为 １σ 因 所 测 样 品 ２０６ 为年轻锆 石 故 采 用２０６Ｐｂ ２３８ Ｕ 年 龄 Ｐｂ ２３８ Ｕ 年 龄的加权平均值误差为 ９５ 置信度 全岩地球化学分析在西北大学大陆动力学国家 品同位素测试 １６ 颗锆石 计 １６ 个点 分析点位选择 锆石生长环带 图 ３ 测 试 结 果 见 表 １ 谐 和 图 见 图 ４ ＷＢ１７ 锆 石 的 ２３２ Ｕ Ｔｈ 含 量 分 别 为 １５８ ６ ６ ２３２ １０ ４４４ １０ ５８ １０ ６ ２１０ １０ ６ Ｔｈ ２３８ Ｕ比值 ０ ３７ ０ ５９ 多 数 ０ ４ 具 有 典 型 岩 浆 锆 ２３８ 重点 实 验 室 进 行 测 试 过 程 中 根 据 同 时 测 定 的 石高 Ｕ Ｔｈ 含 量 和 Ｔｈ Ｕ 比 值 的 特 征 吴 元 保 等 ＢＨＶＯ １ ＡＧＶ １ 和 Ｇ ２ 等 标 样 来 监 测 测 试 精 度 主量元素由 ＸＲＦ 法 测 试 分 析 精 度 好 于 ５ 微 量 ２００４ 其 １６ 个２０６ Ｐｂ ２３８ Ｕ 表 面 年 龄 较 为 集 中 为 ２１８ ５ ２３７ ９Ｍ 加权平均年龄为 ２２７ ７±３ １Ｍ 元素由ＩＣＰ ＭＳ 法测试 分析精度好于 ５ １０ 所有测点均位于 Ｕ Ｐｂ 谐和线上 其谐和年龄为

5 第 3 期 周建厚等 : 新疆祁漫塔格维宝矿区西北部花岗闪长岩年代学 地球化学及其构造意义 ±2.3 Ma( 狀 =16,MSWD=0.02), 谐和年龄与加权平均年龄在误差范围内完全一致, 因此该年龄可代表花岗闪长岩的结晶年龄, 将其岩浆事件时间限定在晚三叠世 4 岩石地球化学特征 4 1 主量元素 维宝矿区西北部花岗闪长岩主量元素分析结果见表 2 从表中可见,3 件样品 SiO 2 含量为 60.74% ~61.34%, 平均为 61.04%, 为中酸性岩类 高钾, K 2O 含量为 3.01% ~3.20%, 里特曼指数为 2.04 ~2.09, 为钙碱性岩石, 在 SiO 2 K 2O 图 ( 图 5a) 上,3 件样品全落入高钾钙碱性系列, 全碱含量 (Na 2O+ K 2O) 为 6.20% ~6.23%, 平均含量为 6.22%, K 2O/Na 2O 比值在 0.93~1.07 之间,Al 2 O 3 为 14.72%~15.10%,A/CNK 和 A/NK 值的分布范围分别为 0.89~0.94 和 1.31~1.40, 二者的均值分别为 0.92 和 1.35, 显示准铝质特征 ( 图 5b) 图 3 新疆祁漫塔格维宝矿区西北部花岗闪长岩锆石阴极发光 (CL) 图像 ( 圆圈数字代表 U Pb 分析点, 编号同表 1) Fig.3 CL images ofzircons of granodioritefrom the northwestof Weibao deposit, Xinjiang Qimantage(The circleandthenumberwithinitrepresentstheanalysisspot, thenumberisthesamewithtable1) 4 2 稀土和微量元素维宝矿区西北部花岗闪长岩稀土及微量元素分析结果见表 2 从表中可见,3 件样品的 REE 总量较低 ( ~ ); 轻 重稀土元素之间分馏较明显 LREE/HREE 为 6.60~6.69, (La/Yb) N 为 6.85~7.08,LREE 相对富集,HREE 相对亏损,LREE 内部又具有一定分异,(La/Sm) N 表 1 新疆祁漫塔格维宝矿区西北部花岗闪长岩犛犐犕犛锆石犝 犘犫定年数据 犜犪犫犾犲 1 犛犐犕犛狕犻狉犮狅狀犝 犘犫犱犪狋犪犳狅狉犵狉犪狀狅犱犻狅狉犻狋犲犳狉狅犿狋犺犲狀狅狉狋犺狑犲狊狋狅犳犠犲犻犫犪狅犱犲狆狅狊犻狋, 犡犻狀犼犻犪狀犵犙犻犿犪狀狋犪犵犲 含量 ( 10-6 ) 同位素比值 ±1σ 年龄 (Ma)±1σ 测点号 Pb Th U Th /U 207 Pb/ 206 Pb 1σ 207 Pb/ 235 U 1σ 206 Pb/ 238 U 1σ 207 Pb/ Pb 1σ Pb/ U 1σ Pb/ 238 U 1σ WB17@ WB17@ WB17@ WB17@ WB17@ WB17@ WB17@ WB17@ WB17@ WB17@ WB17@ WB17@ WB17@ WB17@ WB17@ WB17@

6 478 地质学报 htp:// 年 图 4 新疆祁漫塔格维宝矿区西北部花岗闪长岩锆石 U Pb 年龄谐和图 (a) 和加权平均年龄图 (b) Fig.4 DiagramsofzirconU Pbconcordia(a)andweightedaverageages(b) ofgranodioritefromthenorthwestofweibaodeposit,xinjiangqimantage 图 5 新疆祁漫塔格维宝矿区西北部花岗闪长岩主量元素特征 (a 底图据 Richwood,1989) Fig.5 MajorelementfeatureofgranodioritefromthenorthwestofWeibaodeposit,XinjiangQimantage (Fig.5aafterRichwood,1989) 为 3.06~3.16, 在球粒陨石标准化的稀土元素配分图上 ( 图 6) 表现为右倾式, 具中等负铕异常 δeu = 0.56~0.59, 与鄂拉山组陆相火山岩 ( 刘红涛,2001) 和尕林格 228.3±0.5 Ma 石英二长闪长岩 ( 高永宝等,2012) 具有相似的稀土配分型式 ; 在微量元素原始地幔标准化蛛网图中 ( 图 7), 表现出明显富集 Th 以及 Rb K 等大离子亲石元素, 明显亏损 Ba Ta Nb Ti 等元素, 除了 P 以外, 与鄂拉山组陆相火山岩具有基本一致的微量元素富集和亏损模式 5 讨论 5 1 成岩年龄及其意义东昆仑祁漫塔格地区是一个显著的侵入岩浆构 造带, 莫宣学等 (2007) 将东昆仑花岗岩的形成分为前寒武纪 早古生代 晚古生代 早中生代和晚中生代 新生代 4 个时段 近年来, 随着高精度测年技术的迅猛发展和广泛运用, 在祁漫塔格地区积累了一大批年代学数据, 系统的收集和统计祁漫塔格岩浆岩带内各岩体的同位素测年数据 ( 图 8) 表明祁漫塔格的岩浆活动明显地分为前寒武纪 早 中古生代 晚古生代 早中生代 3 个阶段, 其中前寒武纪岩浆活动集中在中 新元古代, 早 中古生代岩浆活动集中于奥陶纪 泥盆纪, 晚古生代 早中生代岩浆活动集中于二叠纪 三叠纪, 且中 晚三叠世岩浆活动最为强烈 本次研究采用高精度 SIMP 技术获得维宝矿区

7 第 3 期 周建厚等 : 新疆祁漫塔格维宝矿区西北部花岗闪长岩年代学 地球化学及其构造意义 479 表 2 新疆祁漫塔格维宝矿区西北部花岗闪长岩主量元素 (%) 稀土元素和微量元素含量 ( 10-6 ) 及有关参数 犜犪犫犾犲 2 犕犪犼狅狉 (%), 犚犈犈犪狀犱狋狉犪犮犲犲犾犲犿犲狀狋犮狅狀狋犲狀狋狊 ( 10-6 ) 犪狀犱狆犪狉犪犿犲狋犲狉狊狅犳狋犺犲犵狉犪狀狅犱犻狅狉犻狋犲犳狉狅犿狋犺犲狀狅狉狋犺狑犲狊狋狅犳犠犲犻犫犪狅犱犲狆狅狊犻狋, 犡犻狀犼犻犪狀犵犙犻犿犪狀狋犪犵犲 样品号 WB17 WB18 WB19 样品号 WB17 WB18 WB19 SiO LREE TiO HREE Al2O LREE/HREE TFe2O (La/Yb) N MnO δeu MgO δce CaO Li Na2O Be K2O Sc P2O V LOI Cr 总量 Co K2O+Na2O Ni K2O/Na2O Cu σ Zn A/CNK Ga A/NK Ge La Rb Ce Sr Pr Y Nd Zr Sm Nb Eu Cs Gd Ba Tb Hf Dy Ta Ho Pb Er Th Tm U Yb Ga/Al Lu Ce+Zr+Y+Nb ΣREE 犜 ( ) 注 :K2O/Na2O, 重量比 ;A/CNK=Al2O3/(CaO+Na2O+K2O), 分子比 ;A/NK=Al2O3/(Na2O+K2O), 分子比 ; 犜 为锆石饱和温度计算的 岩体温度, 计算公式根据 Watsonetal.,1983;Mileretal.,2003: 犜 Zr=12900/[ 犕 +ln(496000/zrmelt)], 其中, 犕 = (Na+K+ 2Ca)/(Al Si), 所有元素为摩尔分数 ;Zrmelt 为 Zr 在岩浆中的浓度, 犜为开氏温度 (K) 西北部花岗闪长岩锆石 U Pb 年龄为 ±2.3 Ma( 狀 =16,MSWD=0.02), 厘定了其成岩时代为晚三叠世, 说明维宝地区在晚三叠世存在岩浆侵入作用, 结合区域上约格鲁花岗闪长岩锆石 U Pb 年龄 (242±6Ma,LiuChengdongetal.,2004), 景忍中细粒正长花岗岩锆石 U Pb 年龄 (204±3Ma, 刘云华等,2006), 乌兰乌珠尔花岗斑岩锆石 U Pb 年龄 (215±5Ma, 佘宏全等,2007), 鸭子沟钾长花岗斑岩锆石 U Pb 年龄 (224±2Ma, 李世金等,2008), 玛兴大坂二长花岗岩锆石 U Pb 年龄 (218±2Ma, 吴祥珂等,2011), 尕林格石英二长闪长岩和石英二长岩锆石 U Pb 年龄 (228±1Ma,234±1Ma, 高永宝等, 2012), 它温查汉花岗岩锆石 U Pb 年龄 (228± 1Ma, 丰成友等,2012), 长山钾长花岗岩锆石 U Pb 年龄 (220±1Ma, 丰成友等,2012), 虎头崖含暗色包体花岗闪长岩锆石 U Pb 年龄 (224±1Ma, 高永宝等,2014) 等, 这些数据说明祁漫塔格地区中 晚三叠世中酸性岩浆侵入作用集中于 242~204Ma, 对应于东昆仑晚古生代 早中生代构造 岩浆旋回的碰撞 后碰撞阶段 ( 莫宣学等,2007) 5 2 岩石成因类型花岗岩成因类型目前分为 S 型 I 型 A 型和 M 型 4 类, 其成因类型的判定需要结合矿物组成及地球化学特征来综合考虑 在矿物组成方面, 维宝矿区西北部花岗闪长岩含有 I 型花岗岩的特征性矿物角闪石 ( 图 2); 在地球化学特征方面,SiO 2 含量中等

8 地 质 学 报 ２０１５ 年 ｗｗｗ ｈ ｕ ｄ ｚｘｂ ｈ ｄｘ ｐｘ ｐ ｇ ｊ ４８０ 图 ６ 新疆祁漫塔格维宝矿区西北部花岗闪长岩 图 ７ 新疆祁漫塔格维宝矿区西北部花岗闪长岩 稀土元素配分曲线图 和微量元素蛛网图 Ｃｈｄ ｍ ｚ ｄ ＲＥＥ ｐ ｈ ｄ ｍ ｈ ｈｗ Ｗ ｂ ｄｐ ｇ Ｆ ７ Ｐ ｍ ｖｍ ｍ ｚ ｄ ｍ ｄ ｇ ｍ ｇ ｈｇ ｄ ｍ ｈ ｈｗ Ｗ ｂｄｐ Ｘ ｇｑｍ ｇ ｊ Ｘ ｇｑｍ ｇ ｊ ① 本文花岗闪长岩样品 ＷＢ１７ ＷＢ１８ ＷＢ１９ ② ⑤ 依 次 为 ① 本文花岗闪长岩样品 ＷＢ１７ ＷＢ１８ ＷＢ１９ ② ⑤ 依 次 为 Ｆ ６ ｇ 鄂拉山组安山 岩 粗 面 英 安 岩 英 安 岩 流 纹 岩 据 刘 红 涛 ２００１ 鄂拉山组安山岩 粗面英安岩 英安 岩 流 纹 岩 据 刘 红 涛 ２００１ 原 ２０１２ 球 粒 陨 石 数 据 值 ⑥ 尕林格石英二长闪长 岩 据 高 永 宝 等 始地幔数据值引自 Ｓｕ Ｍ ｄｕｇｈ １９８９ 引自 Ｓｕ Ｍ ｄｕｇｈ １９８９ ｄ ｍｐ ｈ ＷＢ１７ ＷＢ１８ ① Ｔｈ ｇ ＷＢ１９ ② ⑤ ｐ ｖ ｐ ｄ ｈｙｄ ｙ ｄ ｄ ｈｙ ｍｐ Ｅ ｈ Ｆ ｍ ｍ Ｌ ｕ Ｈｇ ２００１ ⑥ Ｇ ｇ ｑｕ ｚ ｍｚ ｄ ｍ Ｇ ｍｐ ｈｄ ｍ Ｓｕ Ｙｇｂ ２０１２ ｄ ｍｐ ｈ ＷＢ１７ ＷＢ１８ ① Ｔｈ ｇ ＷＢ１９ ② ⑤ ｐ ｖ ｐ ｄ ｈｙｄ ｙ ｄ ｄ ｈｙ ｍｐ Ｅ ｈ Ｆ ｍ ｍ Ｌ ｕ Ｈｇ ２００１ ｍｐ ｐ ｍ ｖｍ ｍｓｕ １９８９ １９８９ ６０ ７４ ６１ ３４ Ｋ２ Ｏ 含 量 较 高 ３ ０１ Ｔ 为高钾钙碱 性 系 列 花 岗 岩 ３ ０２ ＦＯ ＭｇＯ 较 Ｙｂ 低 ２ ２８ ２ ３１ 轻 稀 土 富 集 Ｌ ８５ Ｎ为６ 为 ７ ０８ 中等强度的负 Ｅｕ 异常 Ｅ ｕ ０ ５ ６ ０ ５９ δ Ａ ＣＮＫ 值为 ０ ８９ ０ ９４ １ 为 准 铝 质 富 集 Ｔｈ 以及 Ｒｂ Ｋ 等 大 离 子 亲 石 元 素 明 显 亏 损 Ｂ 以 及 Ｔ Ｎｂ Ｔ等高场强 元 素 具 有 Ｉ型 花 岗 岩 的 特 征 与区域上玛兴大坂及尕林格中 晚三叠 世 Ｉ型 花岗 岩的地球化学特 征 也 较 为 一 致 吴 祥 珂 等 ２０１１ 高 永宝等 ２０１２ 利 用 锆 石 饱 和 温 度 Ｗ １９８３ Ｍ ２００３ 计 算 其 成 岩 温 度 平 均 为 ７９０ 与 澳 大 利 亚 拉 克 兰 褶 皱 带 Ｌ ｈ Ｆ ｄ 典型 型花岗岩的锆石饱和温 度 Ｂ ７８１ Ｋ ｇ Ⅰ １９９７ 在误差范 围 内 基 本 一 致 在 Ｗｈ 等 １９８７ 提出的花岗岩类岩石成因分类中三件样品全 部落入Ｉ Ｓ 型花岗 岩 区 域 图 ９ 在 Ｓ 型 与 Ｉ型 花 岗岩 ＡＣＦ 三角判别图中 Ｗｈ １９７７ 样品 全投影在Ｉ型花岗岩区域 图 １０ 在花岗岩源区岩 石性 质 判 别 图 中 Ａ ｈ ２０００ 样品全部 图 ８ 祁漫塔格岩浆岩带同位素年龄统计直方图 Ｆ ８ ｇ Ｈ ｇ ｍ ｐ ｇ ｍ ｍｇｍ ｄ ｖ ｋ Ｑｍ ｇｍｍ Ｂ 本文数据 结 合 陈 丹 玲 等 ２００１ Ｌ ｕｃｈｇｄｇ ２００４ 刘 云 华 等 ２００６ 丰成 友 等 ２０１２ 高 永 宝 等 ２０１４ 王 增 振 等 ２０１４ 及 其 所 引文献数据汇编 Ａ ｄ ｇ ｈｄ ｈ ＣｈＤ ｇ ２００１ Ｌ ｕ Ｃｈｇｄｇ ２００４ Ｌ ｕｙｕｈｕ ２００６ ＦｇＣｈｇｙｕ ２０１２ Ｇ Ｙｇｂ ２０１４ ＷｇＺｇ ｚｈ ２０１４ｄ ｈ

9 第 3 期 周建厚等 : 新疆祁漫塔格维宝矿区西北部花岗闪长岩年代学 地球化学及其构造意义 481 图 9 A 型与 I&S 型花岗岩判别图 ( 据 Whalenetal.,1987) Fig.9 DiscriminationdiagramsforA typeandi &S typegranite(afterwhalenetal.,1987) 图 10 新疆祁漫塔格维宝矿区西北部花岗闪长岩 A(Al Na K) C(Ca) F(Mg+Fe 2+ ) 关系图和源岩判别图 ( 分别据 Whiteetal.,1977;Altherretal.,2000) Fig.10 PlotofA(Al Na K) C(Ca) F(Mg+Fe 2+ )anddiscriminatntdiagramforthesourcerockofgranodiorite inthenorthwestofweibaodeposit,xinjiangqimantage(afterwhiteetal.,1977;altherretal.,2000) 落入变火成岩区域 ( 图 10b), 综合以上分析, 维宝矿区西北部花岗闪长岩应为准铝质高钾钙碱性 I 型花岗岩 5 3 岩石形成的构造环境钙碱性 I 型花岗岩大量出现在与板块俯冲过程相关的陆缘弧中 (Pitcher,1987), 并常被当作大陆弧或岛弧存在的指标, 但是, 近年来的大量研究表明, 后碰撞花岗岩类存在多样性及复杂性, 大量的钙碱性 I 型花岗岩也属于后碰撞花岗岩类 ( 韩宝福, 2007), 也就是说, 钙碱性 I 型花岗岩类主要在两种构造背景下产出 : 既可以形成于板块俯冲阶段, 也可以出现在后碰撞阶段 在 Pearce 等 (1984) 和 Pearce(1996) 提出的 Rb (Y+Nb) 花岗岩构造环境判别图解上 ( 图 11), 维宝 矿区西北部花岗闪长岩投在火山弧的构造环境, 但同时圈限于后碰撞花岗岩区域内 花岗岩类岩石类型的多样性往往反映的是岩浆源区性质和岩浆演化的综合结果, 简单运用微量元素构造图解不能够有效地将俯冲 同碰撞和后碰撞花岗岩类区分开来 ( 韩宝福,2007), 而应该结合当时的大地构造演化及地质年代的制约 区域构造演化和统计资料 ( 图 8) 表明, 东昆仑地区主要经历了始特提斯和古特提斯两期重要演化过程 ( 李荣社等,2008; 刘彬等,2012), 相应存在早古生代 晚古生代 早古生代两期构造岩浆旋回 ( 莫宣学等,2007, 高永宝等,2014) 在晚古生代东昆仑地区拉伸裂解并出现阿尼玛卿二叠纪小洋盆 ( 古特提斯洋的一部分 ); 海西 印支期洋盆依次向东昆仑北

10 482 地质学报 htp:// 年 北部花岗闪长岩形成于后碰撞构造环境 维宝矿区西北部花岗闪长岩形成于晚三叠世 (227±2.7Ma), 与区内鄂拉山组陆相火山岩的喷发时代 ( 全岩 Rb Sr 等时线年龄 222±2Ma, 刘红涛, 2001) 在误差范围内基本一致, 说明两者应为同期岩浆作用产物 鄂拉山组陆相火山岩主要由中酸性熔岩和火山碎屑岩构成, 岩石地球化学研究表明 ( 刘红涛,2001), 其属于典型的钙碱性系列岩石 (CA= 59), 并具有富钾特点 ; 富集大离子亲石元素 亏损高场强元素, 并具有稀土总量较高 (REE= 图 11 新疆祁漫塔格维宝矿区西北部花岗闪长岩 Rb (Y+Nb) 构造环境判别图解 ( 据 Pearce,1984,1996) Fig.11 Rb (Y + Nb)diagram for discriminating the tectonicsetingsforthegranodioritefromthenorthwestof Weibaodeposit,XinjiangQimantage (AfterPearce,1984, 1996) 部微板块俯冲 消减, 并在微陆块南缘大面积侵入海西 印支期花岗质岩石, 其成为古特提斯北部的活动陆缘 ; 三叠纪初巴颜喀拉 阿尼玛卿洋闭合后, 东昆仑即进入大洋板块大规模俯冲碰撞 陆内造山作用 (260~230Ma), 整个区域上升成陆 ( 郭正府等, 1998), 在中 晚三叠世 (237~218Ma) 进入碰撞 后碰撞阶段 ( 丰成友等,2012; 高永宝等,2012), 并发生幔源岩浆底侵作用和岩浆混合作用 ( 罗照华等, 2002; 刘成东等,2004; 谌宏伟等,2005; 莫宣学等, 2007), 三叠纪末祁漫塔格西北端 212±7Ma 小红山 A 型花岗岩 ( 陈丹玲等,2001) 和于沟子 210±1Ma 含绿钙闪石 A 型花岗岩 ( 高永宝等,2014) 的发育暗示碰撞结束进入后造山伸展阶段 维宝矿区西北部花岗闪长岩高精度 SIMS 锆石年龄数据 (227±2.7Ma) 表明其形成于晚三叠世, 对应于上述东昆仑晚古生代 早中生代构造 岩浆旋回的碰撞 后碰撞阶段 ( 莫宣学等,2007; 丰成友等, 2012), 并且花岗闪长岩普遍发育闪长质暗色包体 ( 图 2a,2b) 暗示其深部源区岩浆房与中 晚三叠世幔源岩浆底侵作用和岩浆混合作用有密切的成因联系, 结合该花岗闪长岩在空间上与辉绿岩脉伴生产出并且两者具有几乎完全一致的成岩年龄 ( 辉绿岩的锆石 U Pb 年龄为 ±3.3 Ma, 另文发表 ), 同时三件花岗闪长岩样品在构造环境判别图上 ( 图 11) 均圈限于后碰撞花岗岩区域内, 说明维宝矿区西 10-6 ~ ), 轻稀土富集 (La N /Yb N = 9.02~23.14) 和轻微 中等程度的负铕异常 (δeu =0.26~0.82) 的球粒陨石标准化稀土元素配分图谱 ( 图 6,7) 这些岩石学和地球化学特征类似于中安第斯的弧火山岩, 似乎暗示其形成于活动大陆边缘的构造环境 然而, 后碰撞花岗岩套 ( 含侵入岩和火山岩 ) 的岩石类型是多样的, 大量的钙碱性系列花岗岩套也可以产出于后碰撞阶段, 如中亚造山带新疆西准噶尔萨吾尔地区 ( 谭绿贵,2006; 吴小奇等, 2009) 阿尔卑斯 喜马拉雅造山带土耳其比加半岛 (Biga Peninsula) 和乌卢贝伊 (Ulubey) 地区 (Aldanmazetal.,2000;Temizeletal.,2012) 以及泛非造山带埃及西奈半岛 (SinaiPeninsula)(Bialy etal.,2013) 就有相当比例的钙碱性后碰撞花岗岩套产出 其实, 刘红涛等 (2002) 在其论文中即已经指出 :( 华北克拉通北缘 ) 中生代高钾钙碱性和普通钙碱性岩浆之所以具有消减带岩浆的一些地球化学特点, 是因为它在一定程度上继承了碰撞前西伯利亚板块向华北板块消减时期和同碰撞时期已经活化了的源区 ( 包括富集的地幔楔和下地壳 ) 的性质 维宝矿区鄂拉山组陆相火山岩与矿区西北部花岗闪长岩为同期岩浆作用产物, 两者具有基本一致的稀土配分模式和原始地幔标准化微量元素富集亏损样式 ( 图 6,7), 并且两者出露的空间位置非常接近 ( 图 1b), 应具有相同的构造环境, 即形成于后碰撞阶段的伸展构造体制, 其之所以具有消减带岩浆的一些地球化学特征, 可能是继承了碰撞前及碰撞时期已经活化的源区物质的反映 5 4 岩浆源区及形成动力学背景 高钾钙碱性 I 型花岗岩岩浆通常是由镁铁质 安山质火成岩派生出的高钾钙碱性火成岩部分熔融所产生, 而这些源区中基性物质可能来源于富集次大陆的岩石圈地幔 (Robertsetal.,1993), 产生的机制一般为拉伸构造背景下减压熔融作用使得地幔上

11 第 3 期 周建厚等 : 新疆祁漫塔格维宝矿区西北部花岗闪长岩年代学 地球化学及其构造意义 483 涌并以镁铁质岩浆的形式底垫于下地壳, 幔源物质上侵为地壳提供热量和物质, 并促使地壳中镁铁质 安山质钙碱性变火成岩部分熔融产生高钾钙碱性熔浆 包括祁漫塔格地区在内的东昆仑造山带发育的花岗岩体大部分含有丰富的镁铁质微粒包体, 并有与花岗岩类几乎同年龄的镁铁质 超镁铁质火成岩广泛出露, 说明显生宙期间有大量的地幔物质以岩浆的形成进入到地壳 东昆仑西部显生宙花岗岩 Sr Nd 同位素组成 : 87 Sr/ 86 Sr 初始值变化于 ~0.715 之间,εNd( 狋 ) 变化于 -5.10~1.33 之间, 也说明地幔物质和地壳物质的混合作用 ( 莫宣学等, 2007) 结合区域发育的约格鲁杂岩体中的 239± 6Ma 角闪辉长岩体 ( 刘成东等,2004) 石灰沟外滩 227±1Ma 角闪辉长岩 ( 罗照华等,2002), 玛兴大坂 218±2Ma 壳幔混合特征二长花岗岩 ( 吴祥珂等, 2011) 尕林格 228±1Ma 壳幔混合特征石英二长闪长岩 ( 高永宝等,2012) 虎头崖 224±1Ma 含暗色包体花岗闪长岩 ( 高永宝等,2014) 卡尔却卡 234± 1Ma 含暗色包体花岗闪长岩及 234±1Ma 暗色包体 ( 高永宝等,2014) 等, 这些数据说明东昆仑地区在中 晚三叠世 (239~213Ma) 很可能由地幔底侵古老陆壳形成壳源花岗质岩浆, 同时幔源基性岩浆与壳源花岗质岩浆发生不同程度的混合 ( 罗照华等, 2002;LiuChengdongetal.,2004; 莫宣学等,2007; 高永宝等,2012) 如上所述, 维宝矿区西北部花岗闪长岩地球化学特征显示该岩体为晚三叠世 (227±2Ma) 高钾钙碱性 I 型花岗岩, 而且该岩体普遍含有闪长质暗色微粒包体 ( 图 2), 对邻区卡而却卡含暗色包体花岗闪长岩中的暗色包体与主体花岗闪长岩进行锆石 U Pb 测年和地球化学分析的结果表明, 暗色包体与主体花岗闪长岩同时形成于晚三叠世 ( 两者均为 234±1Ma, 高永宝等,2014), 与东昆仑中 晚三叠世 (239~213Ma) 壳幔混染和底侵作用属于同期, 并且暗色包体与主体花岗闪长岩两者具有相似的微量元素配分曲线 ( 另文发表 ), 暗示它们来源于相同的源区, 而且对维宝矿区金属硫化物 Pb 同位素的分析也显示具有壳幔混染的特征 ( 黄磊,2010), 前已论述维宝矿区西北部花岗闪长岩为 I 型花岗岩, 在花岗岩源区岩石性质判别图中 (Altherretal., 2000), 三件样品全部落入中 基性变火成岩区域 ( 图 10), 因此, 可以推测维宝矿区西北部花岗闪长岩可能是与深部壳幔混染有关的变火成岩部分熔融 的产物 已有研究表明, 造山晚期主碰撞阶段之后可能出现高钾钙碱性系列 碱性系列花岗岩 ; 且往往开始为大规模高钾钙碱性岩侵位, 并且后期向伸展构造背景下 A 型花岗岩的板内碱性 过碱性系列转变 高钾钙碱性花岗岩类的出现预示造山期即将结束而板内环境即将来临 (Robertsetal.,1993; Pearce,1996;Eklundetal.,1998) 前文论述表明, 维宝矿区西北部花岗闪长岩形成于后碰撞阶段, 后碰撞阶段地壳增厚使下地壳物质部分熔融, 相对松弛 的应力背景使得下地壳发生拆沉, 矿区西北部花岗闪长岩中出现的暗色包体可能源于幔源物质底侵, 下地壳物质熔融形成大量花岗质岩浆, 同时有地幔物质的混染 岩浆在侵入过程中与含碳酸盐岩的火山 沉积建造进行了物质交代, 形成矽卡岩型铜铅锌多金属矿床, 这为矿石中 Pb 同位素显示为壳幔混染特征以及 δ 34 S 总体为岩浆硫的特征所证实 ( 黄磊,2010) 6 结论 (1)SIMS 高精度锆石 U Pb 定年结果表明维宝矿区西北部含暗色包体花岗闪长岩结晶年龄为 ±2.3 Ma( 狀 =16,MSWD=0.02), 形成于晚三叠世, 是东昆仑祁漫塔格地区中 晚三叠世大规模中酸性岩浆侵入作用的产物 (2) 矿物学和岩石地球化学研究表明 : 维宝矿区西北部含暗色包体花岗闪长岩含有角闪石特征矿物,SiO 2 含量为 60.74% ~61.34%,K 2O 含量为 3.01%~3.20%,A/CNK 值为 0.89~0.94, 属于准铝质高钾钙碱性 I 型花岗岩, 在球粒陨石标准化的稀土元素配分图上表现为右倾式, 轻重稀土分馏明显, 具有中等负 Eu 异常 (δeu =0.56~0.59), 微量元素以富集大离子亲石元素 Rb K 和 Th, 明显亏损 Ba Ta Nb Ti 等为特征 (3) 借助微量元素判别图解, 结合区域构造演化和年代学制约, 表明维宝矿区西北部花岗闪长岩形成构造环境为后碰撞演化阶段, 很可能是与深部壳幔混染有关的变火成岩部分熔融的产物 致谢 : 野外工作得到了新疆地矿局物化探大队和胜华矿业有关同志的支持 ;SIMS 锆石 U Pb 测年得到了中国科学院地质与地球物理研究所李献华研究员的指导与帮助 ; 在成文绘图过程中得到了中国地质科学院矿产资源研究所陈伟师兄和熊欣学姐的帮助, 在此表示真诚感谢

12 484 地质学报 htp:// 年 注 释 报,22(10):2457~2463. 罗照华, 柯珊, 曹永清, 邓晋福, 谌宏伟 东昆仑印支晚期幔? 新疆地矿局物化探大队 新疆若羌县维宝铅锌矿普查报告. 内部资料. 参考文献陈丹玲, 刘良, 车自成, 罗金海, 张云翔 祁漫塔格印支期铝质 A 型花岗岩的确定及初步研究. 地球化学,30(6):540~ 546. 谌宏伟, 罗照华, 莫宣学, 刘成东, 柯珊 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, 李军红, 张占玉, 张爱奎, 舒晓峰, 苏生顺 东昆仑祁漫塔格成矿带矿床类型 时空分布及多金属成矿作用. 西北地质,43(4):10~17. 丰成友, 王松, 李国臣, 马圣钞, 李东生 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. 高永宝, 李文渊, 马晓光, 张照伟, 汤庆艳 东昆仑尕林格铁矿床成因年代学及 Hf 同位素制约. 兰州大学学报 ( 自然科学版 ),48(2):36~47. 高永宝, 李文渊, 钱兵, 李侃, 李东生, 何书跃, 张照伟, 张江伟 东昆仑野马泉铁矿相关花岗质岩体年代学 地球化学及 Hf 同位素特征. 岩石学报,30(6):1647~1665. 郭正府, 邓晋福, 许志琴, 莫宣学, 罗照华 青藏东昆仑晚古生代末 中生代中酸性火成岩与陆内造山过程. 现代地质,12 (3):344~352. 韩宝福 后碰撞花岗岩类的多样性及其构造环境判别的复杂性. 地学前缘,14(3):64~72. 黄磊 新疆若羌县维宝铅锌矿地质特征及矿床成因. 北京 : 中国地质大学 ( 北京 ) 硕士学位论文. 景宝盛, 单金忠 新疆东昆仑维宝地区铅锌矿床找矿标志及找矿方向. 地质找矿论丛,28(4):499~507. 李爱民 维宝铅锌矿床地球化学特征. 西部探矿工程,23 (11):163~166,169. 李荣社, 计文化, 杨永成, 潘晓平 昆仑山及邻区地质. 北京 : 地质出版社,1~400. 李世金, 孙丰月, 丰成友, 刘振宏, 赵俊伟, 李玉春, 王松 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. 刘彬, 马昌前, 张金阳, 熊富浩, 黄坚, 蒋红安 东昆仑造山带东段早泥盆世侵入岩的成因及其对早古生代造山作用的指示. 岩石学报,28(6):1785~1807. 刘成东, 莫宣学, 罗照华, 喻学惠, 谌宏伟, 李述为, 赵欣 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. 刘红涛 祁漫塔格陆相火山岩 : 塔里木陆块南缘印支期活动大陆边缘的岩石学证据. 岩石学报,17(3):337~351. 刘红涛, 翟明国, 刘建明, 孙世华 华北克拉通北缘中生代花岗岩 : 从碰撞后到非造山. 岩石学报,18(4):433~448. 刘云华, 莫宣学, 喻学惠, 张雪亭, 许国武 东昆仑野马泉地区景忍花岗岩锆石 SHRIMPU Pb 定年及其地质意义. 岩石学 源岩浆活动. 地质通报,21(6):292~297. 莫宣学, 罗照华, 邓晋福, 喻学惠, 刘成东, 谌宏伟, 袁万明, 刘云华 东昆仑造山带花岗岩及地壳生长. 高校地质学报,13 (3):403~414. 潘维良, 刘春涌, 景宝盛 新疆维宝铅锌矿床地质特征及成因. 新疆有色金属,1( 增 ):2~4. 佘宏全, 张德全, 景向阳, 关军, 朱华平, 丰成友, 李大新 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. 谭绿贵 新疆西准噶尔萨吾尔地区后碰撞岩浆活动研究. 合肥 : 合肥工业大学博士学位论文. 王秉璋, 罗照华, 李怀毅, 谌宏伟, 胡旭莉 东昆仑祁漫塔格走廊域晚古生代 早中生代侵入岩岩石组合及时空格架. 中国地质,36(4):769~782. 王增振, 韩宝福, 丰成友, 李国臣 新疆白干湖地区花岗岩年代学 地球化学研究及其构造意义. 岩石矿物学杂志,33(4): 597~616. 吴祥珂, 孟繁聪, 许虹, 崔美慧 青海祁漫塔格玛兴大坂晚三叠世花岗岩年代学 地球化学及 Nd~Hf 同位素组成. 岩石学报,27(11):2280~3394. 吴小奇, 刘德良, 魏国齐, 李剑, 李振生 准噶尔盆地陆东 五彩湾地区石炭系火山岩地球化学特征及其构造背景. 岩石学报,25(1):55~66. 吴元保, 郑永飞 锆石成因矿物学研究及其对 U Pb 年龄解释的制约. 科学通报,49(16):1589~1604. 杨自安, 彭省临, 石菲菲, 朱谷昌, 邹林 新疆若羌县维宝铅锌矿床地质特征及成因分析. 矿产与地质,22(6):503~505. AldanmazE,PearceJ A,Thirlwal M F, MitchelJ G PetrogeneticevolutionoflateCenozoic,post colisionvolcanism in western Anatolia, Turkey.Journal of Volcanology and GeothermalResearch,102(1~2):67~95. AltherrR,HolA,HegnerE,LangerC,KreuzerH.2000.High potassium,calc alkaline I type plutonism in the European Variscides: Northern Vosges (France ) and northern Schwarzwald(Germany).Lithos,50(1),51~73. Bialy M Z, Ali K A.2013.Zircon trace element geochemical constraintsontheevolutionoftheediacaran( Ma)post colisionaldokhanvolcanicsandyoungergranitesofsesinai, NE Arabian NubianShield.ChemicalGeology,360~361:54~ 73. EklundO,Konopelko D,Rutanen H,Fr jd S,Shebanov A D Ga Svecofennian post colisional shoshonitic magmatisminthefennoscandianshield.lithos,45(1):87~ 108. KingP L, White A J R,Chappel B W, Alen C M Characterizationandoriginofaluminous A typegranitesfrom the Lachlan Fold Belt,southeastern Australia.Journal of Petrology,38(3):371~391. LiXianhua,Liu Yu,LiQiuli,Guo Cunhua,Chamberlain K R PrecisedeterminationofPhanerozoiczirconPb/Pbageby

13 第 3 期 周建厚等 : 新疆祁漫塔格维宝矿区西北部花岗闪长岩年代学 地球化学及其构造意义 485 multicolector SIMS without external standardization. Geochemistry,Geophysics,Geosystems,10(4):1~21. LiuChengdong, Mo Xuanxue,Luo Zhaohua,Yu Xuehui,Chen Hongwei,LiShuwei,ZhaoXin.2004.Mixingeventsbetween the crust and mantle derived magmas in Eastern Kunlun: evidencefromzirconshrimp Ichronology.ChineseScience Buletin,49(8):828~834. Ludwig K R, User's manual for isoplot 3.0: a geochronological toolkit for Microsoft Excel. Berkeley GeochronologyCenter,1 71. MilerC F, McDowelS M, Mapes R W.2003.Hotandcold granites?implications ofzircon saturation temperatures and preservationofinheritance.geology,31(6):529~532. PearceJ A,Harris N B W,Tindle A G.1984.Traceelement discriminationdiagramsforthetectonicinterpretationofgranitic rocks.journalofpetrology,25(4):956~983. PearceJA.1996.Sourceandsetingsofgraniticrocks.Episodes, 19(4):120~125. PitcherW S.1987.Granitesandyetmoregranitesfortyyearson. GeologischeRundschau,76(1):51~79. RobertsM P,ClemensJD.1993.Originofhigh potassium,talc alkaline,i typegranitoids.geology,21(9):825~828. RickwoodP C.1989.Boundarylines within petrologicdiagrams whichuseoxidesofmajorandminorelements.lithos,22(4): 247~263. SlámaJ,KoslerJ,Condon,DJ,CrowleyJL,GerdesA,Hanchar JM,HorstwoodM SA,MorrisG A,NasdalaL,NorbergN, SchalteggerU,SchoeneB,Tubret M N,Whitehouse M J Ple ovicezircon anewnaturalreferencematerialforu Pb andhfisotopicmicroanalysis.chemicalgeology,249(1):1~ 35. StaceyJS,KramersJD.1975.Approximationofterrestriallead isotopeevolutionbyatwo stage model.earthand Planetary ScienceLeters,26(2):207~221. SunSS,McDonough W F.1989.Chemicalandisotopicsystematics ofoceanic basalts:implicationsfor mantle composition and processes.in:saundersa D,Norry MJ,eds.Magmatismin the Ocean Basins. Geological Society, London, Special Publications,42:313~345. TemizelI,Arslan M,RufetG,PeucatJJ.2012.Petrochemistry, geochronologyandsr Ndisotopicsystematicsofthe Tertiary colisionalandpost colisionalvolcanicrocksfrom the Ulubey (Ordu)area,eastern Pontide,NE Turkey:Implicationsfor extension related origin and mantle source characteristics. Lithos, :126~147. WatsonE B,Harrison T M.1983.Zirconsaturationrevisited: temperature and composition efectsin a variety ofcrustal magmatypes.earthandplanetaryscienceleters,64(2):295 ~304. WhalenJB,Currie K L,ChappelB W.1987.A typegranites: geochemicalcharacteristics,discrimination and petrogenesis. Contributionstomineralogyandpetrology,95(4):407~419. White A J R, Chappel B W Ultrametamorphism and granitoidgenesis.tectonophysics,43(1):7~22. WiedenbeckM,AleP,CorfuF,Grifin W L,MeierM,OberliF, VonquadtA,RoddickJC,Speigel W.1995.Threenatural zirconstandardsforu Th Pb,Lu Hf,traceelementandREE analyses.geostandardnewsleters,19(1):1~23.

14 486 地质学报 htp:// 年 犌犲狅犮犺狉狅狀狅犾狅犵狔, 犌犲狅犮犺犲犿犻狊狋狉狔犪狀犱犜犲犮狋狅狀犻犮犐犿狆犾犻犮犪狋犻狅狀狊狅犳犌狉犪狀狅犱犻狅狉犻狋犲犻狀狋犺犲犖狅狉狋犺狑犲狊狋狅犳犠犲犻犫犪狅犇犲狆狅狊犻狋, 犡犻狀犼犻犪狀犵犙犻犿犪狀狋犪犵犲 ZHOUJianhou 1),FENGChengyou 1),SHEN Dengliang 2),LIDaxin 1), WANG Hui 1),ZHANG Mingyu 1),MAShengchao 3) 1) 犕犔犚犓犲狔犔犪犫狅狉犪狋狅狉狔狅犳犕犲狋犪犾狅犵犲狀狔犪狀犱犕犻狀犲狉犪犾犃狊犲狊犿犲狀狋, 犐狀狊狋犻狋狌狋犲狅犳犕犻狀犲狉犪犾犚犲狊狅狌狉犮犲狊, 犆犺犻狀犲狊犲犃犮犪犱犲犿狔狅犳犌犲狅犾狅犵犻犮犪犾犛犮犻犲狀犮犲狊, 犅犲犻犼犻狀犵,100037;2) 犌犲狅狆犺狔狊犻犮犪犾犪狀犱犌犲狅犮犺犲犿犻犮犪犾犘狉狅狊狆犲犮狋犻狀犵犜犲犪犿狅犳犕犻狀犲狉犪犾犪狀犱犚犲狊狅狌狉犮犲犅狌狉犲犪狌狅犳犡犻狀犼犻犪狀犵, 犆犺犪狀犵犼犻, 犡犻狀犼犻犪狀犵,831100;3) 犛犺犪狀犵犱狅狀犵犣犺犲狀犵狔狌犪狀犐狀狊狋犻狋狌狋犲狅犳犌犲狅犾狅犵犻犮犪犾犈狓狆犾狅狉犪狋犻狅狀狅犳犆犺犻狀犪犕犲狋犪犾狌狉犵犻犮犪犾犌犲狅犾狅犵狔犅狌狉犲犪狌, 犑犻狀犪狀, 犃犫狊狋狉犪犮狋 WeibaoCuPbZn polymetalicdepositislocatedinruoqiangcountryofxinjiangautonomousregion, whichisclosetoqinghaiprovince.thedepositisarecentlydiscoveredpotential largescalepolymetalic depositin Xinjiang Qimantage.Inthispaper,onegranodioritesample (WB17)containingthe mafic microgranularenclavefromtheplutoninthenorthwestof Weibaodepositandthreegranodioritesamples (WB17,WB18,WB19)fromdiferentpositionsinthesameplutonwerecolectedandusedforpetrographic observationsaswelasgeochronologicalandgeochemicalstudies.theplutoncontainsamphibole,andits A/CNKisintherangeof ,withSiO 2andK 2Ocontentrangingform60.74%~61.34%,3.01% ~3.20%,respectively.Thusthisplutonis metaluminousand high K calc alkalinei typegranite.in addition,thisplutonischaracterizedbyenrichmentofliles(rb,th,k)anddepletionofba,ta,nb, Ti,withthechondrite normalizedreepaternsofright dippingtypeandmoderatenegativeanomaliesof Eu (δeu= ).simpzirconu Pbdatingofthegranodioriteyieldsconcordantanageof227.6 ± 2.3 Ma( 狀 =16,MSWD=0.02),whichimpliesthegranodioriteemplacedin Late Triassic.Thedata obtainedbytheauthorsandpreviouslypublishedshowthatthegranodioriteistheresultofthelarge scale intermediate acid magmaemplacementfrom Middle Triassicto Late Triassicinthe Qimantage,East Kunlun.Basedontectonichistoryandthestructureenvironmentdiscrimination,thegranodiorite was inferredtobeformedinapost colisionaltectonicsetingandwasprobablytheproductofpartialmelting fromthemetaigneousrocks,whichmaybetriggeredbymantle crustinteraction. 犓犲狔狑狅狉犱狊 :I typegranite;post colisionaltectonicseting;mantle crustinteraction;simszircon U Pbdating;Weibao;Qimantage,Xinjiang