陳劍鋒，張 輝，張錦煦，馬慧英

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新疆可可托海3號偉晶巖脈鋯石U-Pb定年、Hf同位素特征及地質(zhì)意義

陳劍鋒1, 2，張 輝3，張錦煦2，馬慧英1, 2

(1. 中南大學(xué) 地球科學(xué)與信息物理學(xué)院，長沙 410083； 2. 湖南省地質(zhì)調(diào)查院，長沙 410116； 3. 中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所 地球內(nèi)部物質(zhì)高溫高壓院重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，貴陽 550081)

研究了新疆可可托海3號偉晶巖脈多個(gè)結(jié)構(gòu)帶中鋯石U-Pb定年及鋯石Hf同位素組成，旨在厘定3號偉晶巖脈形成及巖漿?熱液演化的時(shí)限，探討巖漿形成的物源特征及大地構(gòu)造背景。鋯石的BSE、CL特征顯示，可可托海3號脈巖漿結(jié)晶鋯石普遍遭受了蛻晶化、流體交代和不同程度重結(jié)晶等作用。鋯石的LA-ICP-MS U-Pb定年結(jié)果顯示，3號偉晶巖脈巖鐘體部分中II帶、IV帶和V帶以及緩傾斜部分中II帶分別形成于(211.9±3.2)、(214.9±2.1)、(212±4.1)和(212.0±1.8) Ma，指示巖漿階段時(shí)限從~220 Ma至215 Ma，巖漿?熱液過渡階段時(shí)限從215 Ma至209 Ma，熱液階段時(shí)限從209 Ma至195 Ma。3號偉晶巖脈巖鐘體部分中IV帶和V帶鋯石Hf同位素組成變化于+1.25~+2.39之間，二階段模式年齡變化于1103~1173 Ma之間，指示形成3號偉晶巖脈的巖漿很可能與中亞造山帶在三疊紀(jì)為陸?陸碰撞后的伸展構(gòu)造背景下導(dǎo)致加厚下地殼沉積物減壓熔融有關(guān)。

鋯石U-Pb定年；Hf同位素組成；可可托海3號脈

可可托海3號偉晶巖脈位于新疆富蘊(yùn)縣城北東約35 km處，北依額爾齊斯河，東離蒙古邊境約60 km，為阿爾泰偉晶巖成礦省中已發(fā)現(xiàn)的十萬余條偉晶巖脈中分異最完善的一條偉晶巖礦脈[1]。自20世紀(jì)60年代起，我國許多學(xué)者分別從礦物學(xué)[2?10]、同位素年代學(xué)[11?15]、以及巖漿?熱液演化[16?24]等不同的角度，對其進(jìn)行了大量的研究工作。

長期以來，很多學(xué)者已在新疆可可托海3號偉晶巖脈 (簡稱3號脈)的成因、演化及形成時(shí)代上開展了一系列的研究工作，但不同研究成果存在較大差異，鄒天人等[12]利用K-Ar、Rb-Sr和U-Pb法對3號脈巖鐘體部分中各個(gè)結(jié)構(gòu)帶形成時(shí)代進(jìn)行測定，提出3號脈從侵位到全部固結(jié)可能經(jīng)歷了長達(dá)1億年左右的時(shí)間，與王登紅等[14]利用K-Ar和Ar-Ar定年方法得出的年齡有很大的差別。上述兩者測得的年齡存在的一個(gè)相矛盾的問題就是偉晶巖晚期形成的結(jié)構(gòu)帶 (如V帶)年齡較早期形成的結(jié)構(gòu)帶 (如I帶)要老。CHEN等[13]對3號脈巖鐘體的I、V帶中白云母以及IX帶中鉀長石進(jìn)行Ar-Ar年齡測定，指出3號脈的形成演化大概經(jīng)歷了30 Ma (178~148 Ma)，但由于偉晶巖體系容易受后期熱液作用的影響，Ar的丟失可能會造成所獲得年齡偏小。近年來，ZHU等[15]通過Rb-Sr全巖年齡的測定，報(bào)道了3號脈邊緣帶形成于(218±5.8) Ma，WANG等[16]利用SHRIMP進(jìn)行鋯石U-Pb定年，獲得3號脈I帶的形成年齡為(220±9) Ma；劉鋒等[25]對采自3號脈中外接觸帶的輝鉬礦開展Re-Os定年，獲得(208.9±2.4) Ma的形成時(shí)代。本文作者認(rèn)為這些年齡是可信的。需要指出的是，以上所有年齡的測定都只是針對3號偉晶巖脈的巖鐘體部分進(jìn)行的，而對3號脈緩傾斜部分的研究工作尚未展開。本文作者嘗試?yán)肔A-ICP-MS技術(shù)，對3號脈的巖鐘體中II帶、IV帶和V帶及首次對緩傾斜部分中II帶開展鋯石U-Pb定年，并利用LA-MC-ICP-MS對巖鐘體部分IV帶和V帶進(jìn)行了鋯石Hf同位素組成分析，以確定3號脈巖鐘體部分中主要結(jié)構(gòu)帶的形成時(shí)代，以及巖鐘體部分與緩傾斜部分之間的成因關(guān)系。

1 區(qū)域與礦區(qū)地質(zhì)概況及3號偉晶巖內(nèi)部分帶

中國阿爾泰位于新疆維吾爾自治區(qū)的最北端，北依西伯利亞的南緣，南至準(zhǔn)噶爾地臺的北端，一個(gè)巨大的、東西走向的、延綿數(shù)千公里的天山–蒙古–興安的加里東?海西造山帶從這里通過。已有研究顯 示[26?27]，阿爾泰造山帶可劃分為6個(gè)以斷層為界限的呈NW-SE向的地質(zhì)構(gòu)造單元。它們包括(見圖1)：1) 阿爾泰地體；2) 阿爾泰西北地體；3) 阿爾泰中部地體；4) 瓊庫爾?阿巴宮地體；5) 額爾齊斯地體；6) 布爾津?二臺地體。

可可托海3號偉晶巖脈位于阿爾泰中部地體，該區(qū)主要出露花崗巖和受高級變質(zhì)作用的變質(zhì)巖，其次為部分新元古代至志留紀(jì)的沉積巖。本區(qū)深成巖漿作用主要包括加里東晚期的輝長巖、輝綠巖及各種I型和S型花崗巖的侵入活動，海西早?中?晚期的輝長巖、輝綠巖、閃長巖及各種I型、S型和A型花崗巖的侵入活動。區(qū)內(nèi)古生代花崗巖類的分布十分廣泛，占全區(qū)總面積的50%以上，出露面積在數(shù)千平方公里以上的大巖基屢見不鮮，為形成花崗偉晶巖創(chuàng)造了充分的物質(zhì)前提[28]。礦區(qū)范圍內(nèi)出露的基巖地層，包括由晚奧陶世泥砂質(zhì)巖石和泥盆紀(jì)火山沉積巖變質(zhì)而成的各類片巖 (黑云母、二云母、十字石和石榴石片巖)以及片麻巖和混合巖，出露的深成巖漿巖為由加里東晚期的輝長巖變質(zhì)而成的斜長角閃巖 (變輝長巖)以及加里東期的片麻狀黑云母花崗巖、斑狀黑云母花崗巖和二云母花崗巖。

3號脈侵入于變輝長巖中(見圖2)[6, 29]。偉晶巖形態(tài)復(fù)雜，整個(gè)偉晶巖脈形似一頂實(shí)心草帽，主要由兩部分組成，即上部陡傾斜的筒狀巖鐘部分和下部緩傾斜的脈狀體部分。巖鐘呈橢圓柱狀，從地表向下，深度大于250 m。在地表平面圖上，呈橢圓形，走向NW335°，長約250 m，寬約250 m，傾向NE，上盤傾角40°~60°，下盤傾角80°~90°，即自上而下有逐漸變大的趨勢。緩傾斜脈狀體見于地下200~500 m處，走向NW310°，傾向SW，沿走向長2160 m，沿傾向延伸1660 m，厚20~60 m，平均40 m，傾角10°~25°[23]。

3號脈內(nèi)部分帶十分明顯，根據(jù)巖石結(jié)構(gòu)和礦物共生組合特征，其巖鐘體部分由外到內(nèi)可劃分為9個(gè)近同心環(huán)狀結(jié)構(gòu)帶(見圖3)[10]，即：(I) 文象、變文象偉晶巖帶；(II)糖粒狀鈉長石帶；(III)塊體微斜長石帶；(IV)石英?白云母帶；(V)葉鈉長石?鋰輝石帶；(VI)石英?鋰輝石(葉鈉長石)帶；(VII)白云母?薄片鈉長石帶；(VIII) 鋰云母?薄片鈉長石帶；(IX) 塊體石英核。緩傾斜脈狀體部分可以劃分為7個(gè)帶，依次為：(I) 文象、變文象偉晶巖帶；(II) 含鈉長石細(xì)粒偉晶巖帶；(III) 細(xì)粒鈉長石帶；(IV) 塊體微斜長石帶；(V) 石英?白云母帶；(VI) 葉鈉長石?石英?鋰輝石帶；(VII) 鋰云母?薄片鈉長石帶。在緩傾斜部分，各個(gè)結(jié)構(gòu)帶并不是呈對稱排列的，從脈的上盤到下盤呈不對稱形式分布。其中石英?白云母帶(V帶)在脈的上盤與I帶接觸，而在脈的下盤與III帶或V帶接觸，有時(shí)候甚至還與圍巖直接接觸。緩傾斜脈狀體部分的礦化主要由Be(綠柱石)和Li(鋰輝石和鋰云母)，Be和Li的富集的結(jié)構(gòu)單元與巖鐘體[1]的相同。Be主要富集在細(xì)粒鈉長石集合體中，其次為石英?白云母帶中。Li主要富集在葉鈉長石?石英?鋰輝石(VI帶)和鋰云母?薄片狀鈉長石帶(VII帶)中。與巖鐘體部分相似，3號脈緩傾斜部分的演化可劃分為3個(gè)地球化學(xué)階段，即：K(Na)階段，包括文象變文象偉晶巖帶、細(xì)粒偉晶巖帶和塊體微斜長石帶，此階段以Be的礦化為主，其礦化相對較弱；Na(K)階段，包括細(xì)粒鈉長石帶、石英?白云母帶，這個(gè)階段也以Be的礦化為主，其礦化較強(qiáng)；Na-Li階段，包括葉鈉長石?石英?鋰輝石帶、鋰云母?薄片狀鈉長石帶，在此階段的演化過程中，Li的礦化是由強(qiáng)變?nèi)醯摹?/p>

圖1 新疆阿爾泰地區(qū)構(gòu)造分區(qū)圖[25]

圖2 可可托海礦區(qū)平面地質(zhì)圖[22]

圖3 可可托海3號偉晶巖脈巖鐘體部分內(nèi)部構(gòu)造分帶圖[10]

2 實(shí)驗(yàn)樣品及分析方法

巖鐘體部分的3件樣品Y2、Y4、Y5采集于3號脈露天采場，緩傾斜部分的樣品H2為采集于ZK702的巖芯樣。樣品Y2采集于3號脈巖鐘體部分的II帶，Y2主要由鈉長石 (60%)、鉀長石 (22%)和石英 (16%)組成，其副礦物有錳鋁榴石、綠柱石、磷灰石和鋯石等。樣品H2采集于3號脈緩傾斜部分的II帶，此帶主要由鈉長石 (70%)、石英 (20%)和白云母 (9%)組成。副礦物主要有石榴子石、電氣石、綠柱石、磷灰石和鋯石等。樣品Y4采集于3號脈巖鐘體部分的IV帶，主要由石英(50%)、長石(30%)和白云母(18%)組成，其副礦物主要由綠柱石、鋰輝石、電氣石、磷灰石和鋯石等。樣品Y5采集于3號脈巖鐘體部分的V帶，其主礦物有葉鈉長石(50%)、石英(30%)、鋰輝石(12%)和白云母(6%)組成，副礦物主要有綠柱石、電氣石、鈮鉭鐵礦、磷灰石和鋯石等。

鋯石單礦物是在無污染的環(huán)境下用人工重砂方法分出(包括手工碎樣、水洗、磁選)，然后在雙目鏡下挑選，選出晶形較好、具代表性的鋯石粘貼在雙面膠上，然后用無色透明的環(huán)氧樹脂固定，待環(huán)氧樹脂充分固定后將其拋光至鋯石露出一個(gè)平面，制成樣品靶。在陰極發(fā)光(CL)和背散射(BSE)條件下，將拋光好的鋯石樣品靶進(jìn)行對鋯石照相，以此作為鋯石進(jìn)行原位U-Pb同位素分析時(shí)選擇測點(diǎn)的依據(jù)。鋯石的陰極發(fā)光 (CL)是在西北大學(xué)大陸動力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成的，背散射(BSE)照相是在中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所礦床地球化學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成的。

鋯石U-Pb定年是在西北大學(xué)大陸動力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成的，所用儀器為LA-ICP-MS。其中激光剝蝕系統(tǒng)為德國MicroLas公司生產(chǎn)的GeoLas200M，測試時(shí)激光束斑直徑為30 μm，剝蝕深度20~40 μm，剝蝕信號采集40 s，激光脈沖10 Hz；電感耦合等離子體質(zhì)譜(ICP-MS)系統(tǒng)為Agilent7500a，采用He作為剝蝕物質(zhì)的載氣，由美國國家標(biāo)準(zhǔn)技術(shù)研究院研制的人工合成硅酸鹽玻璃標(biāo)準(zhǔn)參考物質(zhì)NIST SRM610進(jìn)行儀器最佳化，采用國際標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500作為外標(biāo)標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)，外標(biāo)校正方法為每隔4~5個(gè)樣品分析點(diǎn)測1次標(biāo)準(zhǔn)樣品，保證標(biāo)準(zhǔn)和樣品的儀器條件一致。鋯石U-Pb同位素?cái)?shù)據(jù)處理采用ICPMS Data Cal (V4.6)程序，U-Pb年齡計(jì)算及作圖使用Isoplot (3.00版)完成[30]。測試中的誤差標(biāo)準(zhǔn)為1，本實(shí)驗(yàn)中詳細(xì)的流程參見文獻(xiàn)[30?32]。

Hf 同位素分析在中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所環(huán)境地球化學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。所用儀器為英國Nu Instruments Ltd. 生產(chǎn)的多接收等離子質(zhì)譜儀配備 UP?213 型激光剝蝕系統(tǒng)而成的激光剝蝕多接受等離子質(zhì)譜儀 (LA-MC-ICPMS)。分析條件如下：以He 為載氣，激光束能量強(qiáng)度因鋯石中Hf 含量而定，分別為4.40~5.27 J/cm2(偉晶巖鋯石)，和5.27~6.15 J/cm2(花崗巖鋯石)，頻率分別為5 Hz (偉晶巖鋯石) 和10 Hz (花崗巖鋯石)，激光束斑為60 μm。采用國際標(biāo)準(zhǔn)鋯石 91500 作為儀器靈敏度校準(zhǔn)和測試結(jié)果準(zhǔn)確性參考，詳細(xì)的分析測試儀器配備和條件參照文獻(xiàn)[33]。

圖4 可可托海3號偉晶巖脈部分鋯石陰極發(fā)光(CL)和背散射(BSE)圖像

3 分析結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb定年結(jié)果

1) 樣品Y2

大多數(shù)鋯石呈自形，短軸狀，不透明，粒徑較大，在200~500 μm之間。在背散射條件下，部分鋯石顆粒邊部發(fā)育有明顯的同心環(huán)帶結(jié)構(gòu)(見圖4)，但大多數(shù)鋯石顆粒的內(nèi)部孔隙發(fā)育，呈海綿狀，基本沒有分帶現(xiàn)象，這說明鋯石的內(nèi)部結(jié)構(gòu)經(jīng)歷了明顯的蛻晶質(zhì)化。少數(shù)鋯石核部可見模糊的原始內(nèi)部分帶結(jié)構(gòu)，指示鋯石為巖漿成因，但在巖漿流體的影響下，經(jīng)歷了不同程度的蛻晶質(zhì)作用或重結(jié)晶作用[16]。

樣品Y2中15個(gè)測點(diǎn)的分析結(jié)果顯示，鋯石中的普通鉛含量很低，但多數(shù)點(diǎn)206Pb/238U與207Pb/235U年齡值的諧和度不是十分理想，特別是207Pb/235U年齡值 (197~356 Ma)跨度較大且分散(見表1和圖5)。這種鋯石的不一致年齡是鋯石受蛻晶質(zhì)作用而發(fā)生強(qiáng)烈鉛丟失所造成的，因?yàn)槌松贁?shù)距諧和線較近的點(diǎn)外，其他的測點(diǎn)含有非常的高U((4783~88433)×10?6)和Th ((1833~8780)×10?6)，且所獲得年齡值顯示207Pb/206Pb＞207Pb/235U＞206Pb/238U＞208Pb/238Th(見表1)。在15個(gè)測點(diǎn)中，7個(gè)測點(diǎn) (如測點(diǎn)3、5、6、10、11、12、15)因?yàn)樵馐芡懢з|(zhì)化作用的程度較強(qiáng)，導(dǎo)致其206Pb/238U年齡同樣十分分散，另外8個(gè)測點(diǎn)的206Pb/238U年齡接近，其206Pb/238U加權(quán)平均年齡為(211.9±3.2) Ma(1，MSWD為0.79，=8)，代表巖鐘體部分的II帶形成年齡。

2) 樣品H2

鋯石形態(tài)為半自形?自形，不透明，粒徑在100~400 μm之間。在背散射條件下，其特征與Y2中鋯石相似。

樣品H2中15個(gè)測點(diǎn)的分析結(jié)果顯示，其中有8個(gè)測點(diǎn) (測點(diǎn)3、4、7、8、9、10、13、15)的諧和度較差，Th((665~3892)×10?6)和U((4719~12435)×10?6)含量較高(見表1和圖5)，表明它們受蛻晶質(zhì)化作用而發(fā)生了比較強(qiáng)的鉛丟失。其余7個(gè)測點(diǎn)顯示相對較低的Th((118~1783)×10?6)、U((4328~9061)×10?6)含量，整體諧和度較高，其206Pb/238U年齡變化范圍較小((209~215) Ma)。7個(gè)測點(diǎn)的206Pb/238U加權(quán)平均年齡為(212.0±1.8) Ma(1，MSWD為1.5，=7)，代表可可托海3號偉晶巖脈緩傾斜部分II帶形成的時(shí)間。

3) 樣品Y4

大多數(shù)鋯石呈半自形，個(gè)別為自形，不透明，粒徑在150~500 μm之間。在陰極發(fā)光 (CL)條件下，大多數(shù)鋯石內(nèi)部顯示弱的韻律環(huán)帶或無分帶現(xiàn)象；鋯石內(nèi)部孔隙發(fā)育，大多數(shù)鋯石顆粒的邊緣部分發(fā)育有明顯的環(huán)帶結(jié)構(gòu)(見圖4)。此外，某些鋯石的內(nèi)部呈均一的暗色 (如測點(diǎn)1位置)，并無環(huán)帶結(jié)構(gòu)發(fā)育，這很可能是經(jīng)歷了晚期熱液作用后的重結(jié)晶作用所致。

樣品Y4中15個(gè)測點(diǎn)的分析結(jié)果顯示，15個(gè)測點(diǎn)中5個(gè)測點(diǎn)，如測點(diǎn)2、11、12、14、15，由于Th和U含量或普通鉛含量較高，導(dǎo)致其偏離諧和曲線較遠(yuǎn)，其206Pb/238U年齡值變化范圍較大(見表2和圖5)，顯然，這些由于Pb丟失或混入普通鉛造成的諧和度很差的測點(diǎn)所代表的年齡數(shù)據(jù)沒有實(shí)際意義。其他10個(gè)測點(diǎn)的Th和U以及普通鉛的含量均較低，整體諧和度較高，其中10個(gè)測點(diǎn)中的9個(gè)測點(diǎn)位于在鋯石環(huán)帶發(fā)育部位，所獲得的206Pb/238U的年齡值也非常相近(在200~218 Ma之間)，加權(quán)平均年齡值為(214.9±2.1) Ma(見圖4)，代表 3號脈巖鐘體部分的IV帶形成時(shí)代。而另一個(gè)測點(diǎn)(測點(diǎn)1)位于鋯石邊部呈均一暗色的區(qū)域(見圖4)，明顯富U貧Th，其206Pb/238U的年齡值為(195.3±2.1) Ma(1，MSWD為1.3，=9)，很可能代表晚期熱液階段的鋯石重結(jié)晶年齡。

4) 樣品Y5

大部分鋯石為半自形晶體，少數(shù)鋯石呈長柱狀，粒徑較大，在150~450 μm之間。與Y4相同，鋯石明顯受到了后期的蛻晶質(zhì)化與重結(jié)晶作用，陰極發(fā)光條件下，在鋯石內(nèi)部，基本見不到鋯石的原始韻律環(huán)帶(見圖4)，即使在鋯石的邊緣部位，也只有少量的鋯石 (如測點(diǎn)5位置)顯示有較弱的韻律環(huán)帶，指示Y5中鋯石所遭受的后期改造作用比Y4中鋯石更為強(qiáng)烈。

樣品Y5中16個(gè)測點(diǎn)的分析結(jié)果顯示，由于此帶的鋯石蛻晶質(zhì)化十分嚴(yán)重，大部分鋯石中Th((1106~57951)×10?6)、U((5248~33291)×10?6)含量較高(見表1)，此外，部分鋯石含有較高的普通鉛(＞103×10?6)。此帶未能獲得206Pb/238U加權(quán)平均年齡，只獲得上交點(diǎn)年齡為(212±4.1) Ma(見圖5)，大致代表3號脈巖鐘體部分的V帶的形成年齡。其中測點(diǎn)3、6和15這3個(gè)測點(diǎn)的206Pb/238U年齡與下交點(diǎn)年齡接近，在這3個(gè)測點(diǎn)中，測點(diǎn)所在的鋯石并無環(huán)帶結(jié)構(gòu)，在CL圖上顯示均一的暗色區(qū)域(見圖4)，相對其他測點(diǎn)明顯富U貧Th(U(5368~11924)×10?6，Th(381~837)×10?6，Th/U=0.03~0.12)，表明很可能遭受晚期熱液作用后的重結(jié)晶作用所致。

表1 可可托海泰3號偉晶巖脈部分結(jié)構(gòu)帶LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學(xué)分析結(jié)果

圖5 可可托海3號偉晶巖脈LA-ICP-MS的U-Pb年齡一致曲線圖

表2 阿爾泰3號偉晶巖脈部分結(jié)構(gòu)帶LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學(xué)分析結(jié)果

3.2 鋯石Hf同位素組成

樣品Y4中的16顆鋯石和Y5中的15顆鋯石的Lu-Hf同位素結(jié)果及計(jì)算的Hf()值和兩階段模式年齡DM2列于表2。分析結(jié)果顯示，Y4和Y5鋯石中的176Hf/177Hf與176Lu/177Hf值均十分接近，其中176Lu/177Hf值非常小，在0.00000131~0.0000469范圍內(nèi)變化，指示鋯石在形成以后具有較低的放射性成因Hf的積累，因而可以用初始176Hf/177Hf比值代表鋯石形成時(shí)的176Hf/177Hf比值[35]，從而能夠示蹤巖漿源 區(qū)[36]；而176Hf/177Hf值在0.282676~0.282706的小范圍內(nèi)變化，表明阿爾泰3號脈巖鐘體部分中的IV帶與V帶中鋯石的Hf同位素組成相對比較均勻。

Y4與Y5中鋯石Hf()值均為正值，兩者非常接近，分別變化于1.25~2.39和1.26~2.25的很小范圍(見表3和圖6)，平均值分別為1.90和1.70。同樣，計(jì)算得到的Y4與Y5的二階段模式年齡DM2十分接近，DM2變化于1103~1173 Ma之間，平均值為1135 Ma(見表3和圖6)。

表3 阿爾泰3號偉晶巖脈巖鐘體部分IV帶與V帶中鋯石Hf同位素組成

Hf(0)=1000×[(176Hf/177Hf)s/(176Hf/177Hf)CHUR,0?1]×10000;Hf()=10,000×({[(176Hf/177Hf)S?(176Lu/177Hf)S×(e?1)]/[(176Hf/177Hf)CHUR,0?(176Lu/177Hf)CHUR×((e?1)]?1}.DM1=1/×ln{1+[(176Hf/177Hf)S?(176Hf/177Hf)DM]/[(176Hf/177Hf)S?(176Hf/177Hf)DM]}.DM2=DM1?(DM1?)×[(cc?s)/ (cc?DM)].Lu/Hf=(176Lu/177Hf)S/(176Lu/177Hf)CHUR?1, where, (176Lu/177Hf)Sand (176Hf/177Hf)Sare the measured values of the samples; (176Lu/177Hf)CHUR=0.0332 and (176Hf/177Hf)CHUR,0=0.282772[36]; (176Lu/177Hf)DM=0.0384 and (176Hf/177Hf)DM=0.28325[37];cc=[(176Lu/177Hf)meancrust/(176Lu/177Hf)CHUR]?1[38];DM=[(176Lu/177Hf)DM/ (176Lu/177Hf)CHUR]?1;=crystallization time of zircon. (176Lu/177Hf)mean crust=0.015;=1.867×10?11a[39]

圖6 可可托海3號偉晶巖脈巖鐘體部分IV、V帶鋯石的εHf(t)?t圖

4 討論

4.1 可可托海3號脈形成及巖漿?熱液演化時(shí)限

已有研究顯示，可可托海3號偉晶巖脈巖鐘體部分IV帶中的鋯石含有6.25%~13.33% HfO2，V帶中的鋯石具有明顯的成分不均一性，其HfO2含量變化于10.36%~35.21%之間[40]。可見，本實(shí)驗(yàn)中所研究的可可托海3號脈巖鐘體部分的IV、V帶中鋯石應(yīng)歸屬于鉿質(zhì)鋯石[41]。早期結(jié)構(gòu)帶(樣品Y2, H2)中的鋯石，在背散射條件下，大多數(shù)鋯石顆粒的內(nèi)部孔隙發(fā)育，呈海綿狀，不發(fā)育韻律環(huán)帶，而部分鋯石顆粒邊部發(fā)育有明顯的韻律環(huán)帶結(jié)構(gòu)；晚期結(jié)構(gòu)帶(樣品Y4, Y5)中的鋯石，大部分鋯石顯示半透明的邊和弱化的振蕩環(huán)帶結(jié)構(gòu)以及較強(qiáng)的陰極發(fā)光，鋯石的幔核部通常顯示多孔隙的海綿結(jié)構(gòu)或伴有殘余振蕩環(huán)帶，由蛻晶化引起的裂隙發(fā)育，表明巖漿結(jié)晶鋯石遭受了蛻晶化、流體交代和不同程度重結(jié)晶等作用[42?45]。鋯石U-Pb定年結(jié)果顯示，有相當(dāng)一部分的鋯石測點(diǎn)在U-Pb一致年齡圖譜上顯得十分分散，且諧和度很差，這些數(shù)據(jù)點(diǎn)代表的年齡基本是沒有任何地質(zhì)意義的。這些測點(diǎn)所代表的鋯石區(qū)域，主要包括：1) U與Th含量非常高，指示鋯石內(nèi)部經(jīng)歷了強(qiáng)烈的蛻晶質(zhì)化作用；2) 由于受多期次的熱液作用下重結(jié)晶作用，導(dǎo)致Pb丟失；3) 可能由于鋯石中存在包裹體所帶來的分析誤差；4) 普通鉛含量過高所致[16]。而另外的數(shù)據(jù)點(diǎn)，其206Pb/238U年齡相對集中且在U-Pb一致年齡圖上諧和度較好，其206Pb/238U年齡則代表了可可托海3號脈不同結(jié)構(gòu)帶的形成年齡。

本次獲得的可可托海3號偉晶巖脈巖鐘體部分中II、IV、V帶形成的年齡分別為(211.9±3.2)、(214.9±2.1)和(212.0±4.1) Ma，而緩傾斜部分中II帶形成時(shí)代為(212.0±1.8) Ma?？紤]到ZHU等[15]和WANG等[16]限定的(218±5.8) Ma、(220±9) Ma年齡代表可可托海3號脈侵入時(shí)代，劉鋒等[25]報(bào)道的(208.9±2.4) Ma的熱液成因輝鉬礦Re-Os年齡很可能代表偉晶巖體系中巖漿流體相出溶的上限年齡，而本實(shí)驗(yàn)中在巖鐘體部分中IV帶中所獲得的(195.3±2.1) Ma的鋯石很可能代表晚期熱液成因鋯石，指示巖漿熱液活動時(shí)限的下限年齡。因此，基于前人可可托海3號脈巖漿階段 (I?IV帶)、巖漿?熱液過渡階段 (V?VIII帶)和熱液階段 (IX帶)的劃分，可以確定巖漿階段的時(shí)限為~220~215 Ma，巖漿?熱液過渡階段時(shí)限為215~209 Ma，熱液階段時(shí)限209~195 Ma，同時(shí)表明熱液階段明顯晚于巖漿階段[46?48]。

由于巖鐘體部分中I?V帶占3號脈整個(gè)巖鐘體部分體積的85%以上[46]，因此，研究結(jié)果指示可可托海3號脈巖漿?熱液演化是在相對較短的時(shí)間內(nèi)完成的，不超過10 Ma。此外，可可托海3號偉晶巖脈緩傾斜部分II帶的鋯石U-Pb年齡為(212.0±1.8) Ma，與巖鐘體部分中II帶的形成年齡完全一致，表明可可托海3號偉晶巖脈的巖鐘體部分與緩傾斜部分的巖漿來源相同，是同一巖漿在圍巖變輝長巖中不同構(gòu)造斷裂系統(tǒng)就位的體現(xiàn)，在近水平斷裂系統(tǒng)就位形成可可托海3號脈緩傾斜部分，而定位于兩組斷裂系統(tǒng)的交匯處則形成了巖鐘體部分。

4.2 偉晶巖形成物源特征及構(gòu)造背景

ZHU等[16]曾報(bào)道可可托海3號偉晶巖脈的邊緣帶全巖的Nd()值在?2.27~?3.12范圍內(nèi)變化，二階段模式年齡DM2為1.47 Ga，提出了3號偉晶巖脈的物質(zhì)來源為古老的大陸地殼。鋯石的Hf同位素比全巖的Nd同位素能更加有效地反映巖漿的來源[49]，本實(shí)驗(yàn)中所獲得的可可托海3號脈巖鐘體部分中IV、V帶 (Y4、Y5)鋯石Hf同位素組成顯示，鋯石的176Lu/177Hf比值非常低，計(jì)算得出的Hf()值均為正值，在Hf()?圖解上(見圖6)，這些數(shù)據(jù)落在球粒隕石演化線之上并且集中分布，表明3號脈的源區(qū)物質(zhì)明顯有地幔組分的加入。所計(jì)算的二階段模式年齡DM2變化于1103~1173 Ma之間，遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于3號脈的形成年齡，這表明可可托海3號偉晶巖脈的物質(zhì)來源上，古老大陸地殼的部分熔融也扮演了非常重要的角色。與可可托海3號脈相似，柯魯木特112號脈[50]、卡魯安礦區(qū)偉晶巖脈[51]、阿斯喀爾特偉晶巖脈[52]等典型的三疊紀(jì)偉晶巖以其鋯石中低的Hf同位素組成 (Hf()=?1.50~+2.50)和相對較老的DM2(1100~1350 Ma)為特征，顯著不同于虧損地幔的Hf()值。正的Hf()值，表明形成偉晶巖初始巖漿包含有地幔物質(zhì)，或者是殼源物質(zhì)和虧損幔源共同作用的結(jié)果。

通常，LCT偉晶巖與同造山、造山晚期過鋁質(zhì)S型花崗巖具緊密聯(lián)系[52?53]。已有研究表明，世界上強(qiáng)過鋁質(zhì)花崗巖主要形成于后碰撞構(gòu)造環(huán)境，它們形成于造山作用所導(dǎo)致地殼增厚之后的構(gòu)造減壓過程[54]。由于基于鋯石Hf同位素組成計(jì)算的上述偉晶巖脈形成的二階段模式年齡(DM2)遠(yuǎn)大于偉晶巖中鋯石的結(jié)晶年齡，已提出偉晶巖的形成很可能是中亞造山帶在三疊紀(jì)為陸?陸碰撞后的伸展構(gòu)造背景下導(dǎo)致加厚地殼沉積物減壓熔融的產(chǎn)物，這一推斷與ZAGORSKY等[55]的研究結(jié)論一致。中亞造山帶 (包括中國阿爾泰造山帶)中LCT型偉晶巖形成明顯晚于同構(gòu)造花崗巖，阿爾泰造山帶中的三疊紀(jì)偉晶巖大規(guī)模侵入事件指示了偉晶巖形成于后碰撞大陸巖石圈伸展的動力學(xué) 背景。

5 結(jié)論

1) 可可托海3號脈中的鋯石因?yàn)榻?jīng)歷了蛻晶化、流體交代和不同程度重結(jié)晶等作用而表現(xiàn)出十分復(fù)雜的內(nèi)部結(jié)構(gòu)。高U、Th含量，因蛻晶質(zhì)化作用，某些鋯石不適合用于U-Pb定年。

2) 可可托海3號脈巖鐘體部分中II帶、IV帶和V帶以及緩傾斜部分中II帶分別形成于(211.9±3.2)、(214.9±2.1)、(212±4.1)和(212.0±1.8) Ma，可確定巖漿階段時(shí)限從~220 Ma至215 Ma，巖漿?熱液過渡階段時(shí)限從215 Ma至209 Ma，熱液階段時(shí)限從209 Ma至195 Ma。巖鐘體部分和緩傾斜部分為同一巖漿在圍巖變輝長巖中不同構(gòu)造斷裂系統(tǒng)就位的體現(xiàn)。

3) 可可托海3號偉晶巖脈IV帶、V帶中鋯石Hf()值均為小的正值，在1.25~2.39之間，二階段模式年齡的變化范圍較小在(1103~1173) Ma內(nèi)，其成因很可能與中亞造山帶在三疊紀(jì)為陸?陸碰撞后的伸展構(gòu)造背景下導(dǎo)致加厚下地殼沉積物減壓熔融有關(guān)。

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Geochronology and Hf isotope of zircon for Koktokay No.3 granitic pegmatite in Xinjiang and its geological implications

CHEN Jian-feng1, 2, ZHANG Hui3, ZHANG Jin-xu2, MA Hui-ying1, 2

(1. School of Geosciences and Info-Physics, Central South University, Changsha 410083, China; 2. Hunan Institute of Geological Survey, Changsha 410116, China; 3. Key Laboratory of High-temperature and High-pressure Study of the Earth’s Interior, Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guiyang 55081, China)

This study presents zircon U-Pb dating and Hf isotope of the several textural zones of theKoktokay No.3 pegmatite, so as to declare the intrusion age and evolution time limitation of the pegmatite, and explore the geochemical characteristics of the source and tectonic setting of the pegmatite-forming magma. The results show that zircons from the studied pegmatite are commonly suffered from metamictization, fluid metasomatism and recrystallization based on back-scattered electron (BSE) and catholuminescence (CL) images. The result of zircon LA-ICP-MS U-Pb dating shows that the formation ages of II, IV and V zones from the “cupola” part and II zone from the plate part of the Koktokay No.3 pegmatite are (211.9±3.2), (214.9±2.1), (212.0±4.1) and (212.0±1.8) Ma, respectively, indicating that the time limitations for magmatic stage, magmatic-hydrothermal stage and hydrothermal stage last from about 220 Ma to 215 Ma, from 215 Ma to 209 Ma, and from 209 Ma to 195 Ma. The zircon Hf isotopic compositions of IV and V zones from the cupola part of the pegmatite are varied in a narrow range (in the range of +1.25~+2.39), with two-stage model ages of 1103?1173 Ma, suggesting that the petrogenesis of the pegmatite-forming magma was probably associated with decompression melting of thickened lower crust under continent-continent post-collisional extensional setting of the Central Asia Organic Belt (CAOB) in Triassic.

zircon U-Pb dating; Hf isotope; Koktokay No.3 pegmatite

Projects(41372104, 41373024) supported by the National Science Foundation of China; Projects (41372104, 41373024) supported by Xinjiang Nonferrous Metals Industry (group) Co., Ltd., China; Projects (DD20160032) supported by China Geological Survey

2017-05-20;

2018-01-10

ZHANG Hui; Tel: +86-13985434327; E-mail: zhanghui@mail.gyig.ac.cn

10.19476/j.ysxb.1004.0609.2018.09.15

1004-0609(2018)-09-1832-13

P597

A

國家自然科學(xué)基金資助項(xiàng)目(41372104，41373024)；新疆有色金屬工業(yè)(集團(tuán))有限責(zé)任公司科研項(xiàng)目(2011YSKY-02)；中國地質(zhì)調(diào)查局南嶺中西段地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查二級項(xiàng)目(DD20160032)

2017-05-20；

2018-01-10

張 輝，研究員，博士；電話：13985434327；E-mail：zhanghui@mail.gyig.ac.cn

(編輯 龍懷中)