東昆侖造山帶海德烏拉鋁質(zhì)A型流紋巖成因及其意義*

雷勇亮 戴佳文 白強(qiáng) 王凱興 孫立強(qiáng) 劉曉東 余馳達(dá) 何世偉

1.核資源與環(huán)境國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，東華理工大學(xué)，南昌 330013 2.東華理工大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院，南昌 330013 3.青海省核工業(yè)地質(zhì)局，西寧 810001

海德烏拉地區(qū)位于青海都蘭縣境內(nèi)，大地構(gòu)造位置處于東昆侖造山帶東部(圖1; Dongetal., 2018a)。根據(jù)鈾礦勘探資料，在海德烏拉火山巖內(nèi)已經(jīng)厘定具有工業(yè)意義的鉆孔若干，圈定鈾礦化帶若干，鈾礦加權(quán)平均品位達(dá)到富礦范疇(0.5%～1.0%為富礦范疇)。眾所周知，中國(guó)境內(nèi)的火山巖型鈾礦床主要發(fā)育在中國(guó)東部地區(qū)，如贛-杭成礦帶、武夷山成礦帶、沽源-紅山子成礦帶(巫建華等, 2014, 2017)。海德烏拉火山巖型鈾礦床是我國(guó)西北地區(qū)厘定的首個(gè)與火山巖有關(guān)的獨(dú)立鈾礦床，具有十分重要的科研及找礦意義。

此外，作為青藏高原北部重要的地質(zhì)構(gòu)造單元，東昆侖造山帶一直以來(lái)備受地質(zhì)學(xué)家的關(guān)注(Dongetal., 2018a及其中的參考文獻(xiàn))。作為岡瓦納超大陸和歐亞大陸之間一個(gè)重要的邊界，東昆侖造山帶是一個(gè)經(jīng)歷多期構(gòu)造活動(dòng)的復(fù)雜造山帶，記錄了晚新元古代-早古生代和晚古生代-新生代兩期次造山作用，分別表征了原特提斯洋和古特提斯洋的形成和演化(古鳳寶, 1994; 豐成友等, 2004; Songetal., 2018; Dongetal., 2018a, b)。前人通過(guò)對(duì)早古生代鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)巖、中酸性侵入巖和相關(guān)的沉積建造等研究，指出東昆侖早古生代為一套與原特提斯洋有關(guān)的俯沖-增生造山作用(Dongetal., 2018a)。然而，對(duì)于原特提斯洋的晚階段演化依舊存在爭(zhēng)議，主要在于原特提斯洋是否最終在志留-泥盆紀(jì)閉合(Songetal., 2018; Chenetal., 2020)，或是被長(zhǎng)時(shí)間俯沖的古特提斯洋所繼承(Dongetal., 2018a; Zhouetal., 2016)。

鑒于此，本文對(duì)海德烏拉地區(qū)酸性火山巖進(jìn)行了詳細(xì)的野外地質(zhì)調(diào)查研究，并選取典型巖石開(kāi)展鋯石U-Pb-Hf同位素研究和巖石地球化學(xué)研究，探討海德烏拉地區(qū)酸性火山巖的成因及成巖大地構(gòu)造背景，寄望為東昆侖造山帶古生代構(gòu)造演化及鈾成礦作用提供新的依據(jù)。

1 地質(zhì)背景及巖相學(xué)特征

昆侖造山帶位于青藏高原北緣(圖1a)，夾持于北中國(guó)板塊群與南中國(guó)板塊群之間，是中國(guó)大陸巨型構(gòu)造帶——中央造山帶的重要組成部分(許志琴等, 2006)。昆侖造山帶東西向延伸約2500km，其西部與帕米爾高原連接，東部與秦嶺造山帶接壤(Dongetal., 2018a)。該造山帶不僅記錄了新生代青藏高原的快速隆起(Yin and Harrison, 2000)，而且充分保留了塔里木、柴達(dá)木和羌塘板塊之間俯沖與碰撞以及古特提斯洋閉合的信息(eng?r, 1979; Molnaretal., 1987a, b; Rogeretal., 2003)。以中生代-新生代的阿爾金走滑斷裂為界，昆侖造山帶可劃分為東昆侖造山帶和西昆侖造山帶。東昆侖造山帶反映了柴達(dá)木和羌塘板塊之間的俯沖增生造山作用，西昆侖造山帶由塔里木和羌塘板塊構(gòu)成(Dongetal., 2018a)。

圖1 東昆侖造山帶構(gòu)造簡(jiǎn)圖(a,據(jù)Dong et al., 2018a修改)和海德烏拉火山巖區(qū)地質(zhì)簡(jiǎn)圖(b)

以昆中縫合帶和昆南縫合帶為界，東昆侖造山帶可以分為北祁漫塔格帶、中昆侖帶、南昆侖帶以及巴顏喀拉地體。海德烏拉地區(qū)位于南昆侖帶內(nèi)，南昆侖帶主要由古生界-三疊紀(jì)沉積或火山巖組合的不連續(xù)逆沖推覆帶構(gòu)成，發(fā)育少量的前寒武紀(jì)變質(zhì)巖和早古生代巖體碎片。前寒武紀(jì)單元主要包括古元古代苦海群和中-新元古代萬(wàn)寶溝群?？嗪Ｈ褐饕ㄆ閹r、片巖、角閃巖和大理巖，其原巖主要由碎屑巖、火山巖和碳酸鹽巖構(gòu)成。萬(wàn)寶溝群主要由低級(jí)變質(zhì)作用的玄武質(zhì)安山巖和碳酸鹽巖夾碎屑巖構(gòu)成。志留紀(jì)賽什騰組主要由礫巖、砂巖、少量火山巖和凝灰?guī)r組成。中泥盆世地層主要由火山碎屑巖和碳酸鹽巖構(gòu)成。晚泥盆世地層由濱海-淺海相沉積構(gòu)成，包括砂巖、粉砂巖夾灰?guī)r和少量細(xì)粒礫巖。石炭紀(jì)和二疊紀(jì)地層主要由礫巖、砂巖、粉砂巖、泥巖和灰?guī)r構(gòu)成。三疊紀(jì)地層由礫巖、砂巖、玄武質(zhì)安山巖、灰?guī)r和泥巖構(gòu)成。

東昆侖造山帶內(nèi)巖漿作用較強(qiáng)烈，主要包括早古生代、二疊-三疊紀(jì)侵入巖及奧陶-志留紀(jì)納赤臺(tái)群火山巖。侵入巖主要為閃長(zhǎng)巖、花崗閃長(zhǎng)巖和花崗巖。納赤臺(tái)群火山巖主要為玄武質(zhì)安山巖、英安巖、流紋巖、火山碎屑巖和濁積巖與少量灰?guī)r互層。海德烏拉火山盆地顯示扁長(zhǎng)型形態(tài)，東西延伸約30km，南北最長(zhǎng)延伸約7km(圖1b)。區(qū)內(nèi)火山巖北側(cè)與中元古代呈斷層接觸，南側(cè)發(fā)育有大量第四紀(jì)、第三紀(jì)和新近紀(jì)的紅色碎屑沉積物。海德烏拉火山盆地內(nèi)區(qū)內(nèi)發(fā)育一套中性-酸性火山巖-次火山巖組合。該套火山巖最初被認(rèn)為形成于晚三疊世(青海省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1991)，朱云海等(2003)認(rèn)為海德烏拉火山巖為侏羅紀(jì)多次噴發(fā)旋回火山作用，巖性為基性-中性-酸性火山熔巖及火山碎屑巖組合，巖性主要有玄武巖、粗安巖、粗面巖、流紋巖、含晶屑凝灰?guī)r及火山角礫巖等，夾有紅色砂巖、粉砂巖。

本次研究選擇酸性火山巖發(fā)育的地區(qū)進(jìn)行剖面測(cè)量并采集典型的樣品進(jìn)行測(cè)試分析。筆者實(shí)測(cè)剖面從北向南結(jié)果依次為(圖2：GPS位置：35°53′24″N、95°56′37″E)：(1)紫紅色集塊巖和火山角礫巖，延伸近10m；(2)塊狀流紋巖和石泡流紋巖，延伸近240m；(3)紫紅色砂巖-粉砂巖，延伸約46m，產(chǎn)狀180°∠70°；(4)灰綠色輝綠巖，延伸近62m；(5)紫紅色厚層狀砂巖-粉砂巖，延伸近57m，產(chǎn)狀186°∠73°；(6)灰黑色輝綠巖，延伸近30m；(7)紫紅色砂巖-粉砂巖，沿走向延伸約12m，產(chǎn)狀178°∠76°；(8)灰綠色粗面巖-粗安巖，沿走向延伸近19m；(9)紫紅色流紋巖，延伸近68m；(10)紫紅色砂巖-粉砂巖，延伸約22m，產(chǎn)狀180°∠73°；(11)灰綠色輝綠巖，延伸約34m；(12)紫紅色砂巖-粉砂巖。本次研究選擇海德烏拉流紋巖作為研究對(duì)象。流紋巖包括深灰色流紋巖(圖3a)、紫紅色流紋巖(圖3b)和紫紅色石泡流紋巖(圖3c)，具有斑狀結(jié)構(gòu)和球粒結(jié)構(gòu)(圖3)，流紋構(gòu)造(圖3b)和石泡構(gòu)造(圖3c)發(fā)育。其中深灰色流紋巖和紫紅色流紋巖斑晶含量約5%，而石泡流紋巖斑晶含量較少。斑晶主要為堿性長(zhǎng)石(圖3d)和石英(圖3e)，堿性長(zhǎng)石斑晶表面泥化，石英斑晶發(fā)育有熔蝕反應(yīng)邊。基質(zhì)普遍具有球粒結(jié)構(gòu)(圖3f)，少量發(fā)育顯微文象結(jié)構(gòu)(圖3e)。副礦物包括鋯石、磷灰石、磁鐵礦等。

圖2 海德烏拉地區(qū)地層剖面圖

圖3 海德烏拉流紋巖巖相學(xué)特征

2 分析方法

2.1 鋯石U-Pb定年及Hf同位素

在手工破碎、淘洗、磁選和重液分選基礎(chǔ)上，選擇具有代表性的鋯石制成樣品靶。在開(kāi)始鋯石U-Pb同位素分析前，先進(jìn)行陰極發(fā)光(CL)圖像分析，以確定鋯石顆粒的內(nèi)部結(jié)構(gòu)。鋯石U-Pb同位素分析檢測(cè)在南京聚譜檢測(cè)科技有限公司完成。其中激光剝蝕系統(tǒng)為193nm ArF準(zhǔn)分子激光剝蝕系統(tǒng)，型號(hào)為RESOlution LR。四極桿型電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS)由安捷倫科技(Agilent Technologies)制造，型號(hào)為Agilent 7700x。測(cè)試過(guò)程中以標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500(1062Ma)為外標(biāo)，校正儀器質(zhì)量歧視與元素分餾；以標(biāo)準(zhǔn)鋯石GJ-1(600Ma)與Ple?ovice(337Ma)為盲樣，檢驗(yàn)U-Pb定年數(shù)據(jù)質(zhì)量。原始的測(cè)試數(shù)據(jù)經(jīng)過(guò)ICPMSDataCal軟件離線處理完成(Liuetal., 2010)。

LA-MC-ICP-MS Hf同位素測(cè)試過(guò)程中多接收器型號(hào)電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(MC-ICP-MS)由英國(guó)Nu Instruments公司制造，型號(hào)為Nu Plasma Ⅱ。測(cè)試過(guò)程中每隔5顆鋯石樣品，依次測(cè)試一顆標(biāo)準(zhǔn)鋯石(包括GJ-1、91500、Ple?ovice、Mud Tank、Penglai)，以檢驗(yàn)鋯石Hf同位素比值的數(shù)據(jù)質(zhì)量。

2.2 主量和微量元素測(cè)試方法

全巖主微量元素測(cè)定在南京聚譜檢測(cè)科技有限公司完成。取40mg全巖粉末置于聚四氟乙烯溶樣彈中，加入0.5mL濃硝酸與1.0mL濃氫氟酸，溶樣彈經(jīng)鋼套密封后放入195℃烘箱加熱3天，確保徹底消解。盛放消解液的溶樣彈在電熱板上蒸至濕鹽狀，加入6mL 20%硝酸，重新密閉溶樣彈，放入195℃烘箱過(guò)夜。約6mL消解液轉(zhuǎn)移至離心管中，經(jīng)天平稱重。取一部分適當(dāng)稀釋(相對(duì)于固體重量，稀釋因子2000倍)，以霧化形式送入Agilent 7700x ICP-MS測(cè)定微量元素；取另一部分適當(dāng)稀釋(相對(duì)于固體重量，稀釋因子500倍)，以霧化形式送入Agilent 5110 ICP-OES測(cè)定除Si以外的主量元素。稱取40mg全巖粉末置于銀坩堝中，加入120mg氫氧化鈉粉末，均勻混合，在馬沸爐熔融。熔融物經(jīng)鹽酸中和，轉(zhuǎn)移至離心管中，經(jīng)天平稱重。取另一部分適當(dāng)稀釋(相對(duì)于固體重量，稀釋因子1000倍)，以霧化形式送入Agilent 5110 ICP-OES測(cè)定Si元素。與德國(guó)馬普學(xué)會(huì)地質(zhì)與環(huán)境標(biāo)物數(shù)據(jù)庫(kù)GeoReM(Jochum and Nohl, 2008)對(duì)比，這些地質(zhì)標(biāo)物的實(shí)測(cè)值固體濃度大于10×10-6的微量元素，偏離范圍不超過(guò)±10%；固體濃度大于50×10-6的微量元素，偏離范圍不超過(guò)±5%。

3 分析結(jié)果

3.1 年代學(xué)特征

海德烏拉流紋巖(HDWL-5、HDWL-7)鋯石LA-ICP-MSU-Pb同位素定年結(jié)果見(jiàn)表1。被測(cè)樣品鋯石的CL圖像均顯示出明顯的振蕩環(huán)帶(圖4)，并具有高的Th/U比值(0.46～0.95)，表明均是典型的巖漿鋯石(吳元保和鄭永飛, 2004)。

圖4 海德烏拉流紋巖鋯石SEM-CL結(jié)構(gòu)、U-Pb定年和Hf同位素點(diǎn)位測(cè)試圖

表1 海德烏拉流紋巖鋯石U-Pb同位素組成

樣品HDWL-5被測(cè)鋯石的數(shù)據(jù)點(diǎn)均在諧和線上(圖5a)，被測(cè)鋯石206Pb/238U年齡數(shù)據(jù)均落在419～435Ma范圍內(nèi)，加權(quán)平均年齡為426.1±3.0Ma(MSWD=0.54)，為該樣品的結(jié)晶年齡(圖5b)。

圖5 海德烏拉流紋巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb同位素定年諧和圖

樣品HDWL-7被測(cè)鋯石的數(shù)據(jù)點(diǎn)均在諧和線上(圖5c)，被測(cè)鋯石206Pb/238U年齡數(shù)據(jù)均落在420～445Ma范圍內(nèi)，加權(quán)平均年齡為426.4±2.6Ma(MSWD=1.07)，為該樣品的結(jié)晶年齡(圖5d)。

鋯石測(cè)年結(jié)果表明，海德烏拉地區(qū)火山巖為古生代志留紀(jì)羅德洛世巖漿作用的產(chǎn)物。

3.2 地球化學(xué)特征

樣品全巖地球化學(xué)分析結(jié)果和相關(guān)參數(shù)見(jiàn)表2。海德烏拉流紋巖主量元素特征可以歸納為：(1)富SiO2(73.17%～77.96%)，屬于高硅流紋巖系列；(2)富堿(K2O+Na2O含量介于7.21%～8.86%之間，平均值為8.00%)；(3)相對(duì)富鉀(K2O/Na2O介于0.92～2.69之間，平均值為1.71)，屬于高鉀鈣堿性至鉀玄巖系列(圖6a, b)；(4)富鋁，A/CNK值為1.04～1.14，屬于過(guò)鋁質(zhì)-強(qiáng)過(guò)鋁質(zhì)巖石系列(圖6c)；(6)富鐵(FeOT=0.66%～2.46%)且相對(duì)貧鎂(MgO=0.07%～0.16%)，F(xiàn)eOT/MgO比值介于8.23～22.57之間，屬于鐵質(zhì)巖石系列(圖6d)。

圖6 海德烏拉流紋巖主量元素特征圖

表2 海德烏拉流紋巖主量(wt%)及微量(×10-6)元素組成

海德烏拉流紋巖具有較高的稀土元素總量(310.0×10-6～456.8×10-6)。在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖上呈現(xiàn)右傾的稀土配分模式(圖7a)，輕、重稀土分異明顯且相對(duì)富集輕稀土((La/Yb)N=6.13～14.23)，具有強(qiáng)烈的負(fù)Eu異常(δEu=0.03～0.06)。在微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化的配分圖解中(圖7b)，樣品均富集Th和U等元素，虧損Nb、Ta、Ti、Ba、Sr和Eu等元素，各樣品中元素的富集與虧損程度都有所不同。

圖7 海德烏拉流紋巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖(a)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)McDonough and Sun, 1995)

3.3 Hf同位素特征

在U-Pb同位素年齡可靠的基礎(chǔ)上，對(duì)鋯石開(kāi)展原位Lu-Hf同位素測(cè)定。鋯石Hf測(cè)定點(diǎn)位見(jiàn)圖4，對(duì)應(yīng)的Hf同位素組成及相關(guān)參數(shù)見(jiàn)表3。海德烏拉流紋巖鋯石Hf同位素初始值(176Hf/177Hf)i介于0.282537～0.282583之間，相對(duì)應(yīng)的εHf(t)值介于+0.60～+2.39之間，與東昆侖造山帶奧陶紀(jì)-志留紀(jì)A型花崗巖類似(圖8a)，對(duì)應(yīng)的二階段Hf同位素模式年齡(tDM2)介于1285～1370Ma之間。在鋯石εHf(t)頻率直方圖上(圖8b)，海德烏拉流紋巖具有單峰鋯石Hf同位素組成。

表3 海德烏拉流紋巖鋯石Hf 同位素組成

圖8 海德烏拉流紋巖鋯石Hf同位素組成圖

4 討論

4.1 巖石類型

自Loiselle and Wones(1979)提出后，A型巖漿巖以其特有的特征，如富堿的、無(wú)水的和非造山的，形成于獨(dú)特的構(gòu)造背景而被沿用至今。傳統(tǒng)而言，A型巖漿巖具有標(biāo)志性的組成礦物——堿性暗色礦物，如鈉閃石-鈉鐵閃石、霓石-霓輝石、鐵橄欖石等；且具有獨(dú)特的地球化學(xué)特征，如高的Fe/(Fe+Mg)、Al/(K+Na)、K/Na以及Ga/Al比值、虧損鎂鐵質(zhì)硅酸鹽(Sc、Cr、Ni)以及長(zhǎng)石(Ba、Sr、Eu)之類的相容元素、富集大離子親石元素和高場(chǎng)強(qiáng)元素(Collinsetal., 1982)。然而，隨著對(duì)A型巖漿巖深入的研究，其特征也相應(yīng)的發(fā)生了一些變化，如部分A型巖漿巖并不貧水，且一些A型巖漿巖顯示出準(zhǔn)鋁質(zhì)系列和過(guò)鋁質(zhì)特征(Sunetal., 2011; Wangetal., 2013; Zhaoetal., 2013)，此外部分A型巖漿巖可形成于后造山環(huán)境(Eby, 1990, 1992; Bonin, 2007)。

海德烏拉流紋巖具有高SiO2含量，屬于高演化巖漿巖序列。前人研究認(rèn)為高演化的A型、S型和I型巖漿巖能表現(xiàn)出相似的地球化學(xué)特征。相對(duì)而言，高演化的S型花崗巖具有較高的P2O5含量(P2O5的平均值是0.14%，Kingetal., 1997)，高演化的I型花崗巖具有較低的FeOT含量(一般低于1%，賈小輝等，2009)。海德烏拉流紋巖具有低的P2O5含量(0.01%)和高FeOT含量(0.66%～2.46%)，排除了海德烏拉流紋巖屬于高分異的I型和S型巖漿巖的可能性。在Whalenetal.(1987)的判別圖解中，海德烏拉流紋巖樣品均投落在A型巖漿巖的區(qū)域內(nèi)(圖9a-d)，因此認(rèn)為海德烏拉地區(qū)流紋巖為A型流紋巖。

圖9 海德烏拉流紋巖類型判別圖(據(jù)Whalen et al., 1987)

海德烏拉流紋巖的TiO2含量為0.12%～0.16%，Al2O3/TiO2比值為88.7～107.6。研究表明，在泥質(zhì)巖和巖屑砂巖的熔融過(guò)程中，由于富Al2O3礦物(白云母和斜長(zhǎng)石)的穩(wěn)定性，隨著溫度的升高，熔體中Al2O3含量變化不大；而富TiO2的礦物，如黑云母和鈦鐵礦，會(huì)隨溫度的升高而加速分解，導(dǎo)致熔體中TiO2含量迅速上升。因此，高溫環(huán)境下熔體的Al2O3/TiO2比值會(huì)偏低。由此可見(jiàn)，海德烏拉流紋巖熔體的形成溫度較高。這一結(jié)論也與海德烏拉流紋巖樣品鋯石飽和溫度(856～887℃)吻合(表2)。

4.2 巖石成因

目前，關(guān)于A型巖漿巖的形成機(jī)制有多種不同的見(jiàn)解，其中以下三種觀點(diǎn)被大多數(shù)人所認(rèn)同：幔源巖漿的結(jié)晶分異作用(Eby, 1992)、幔源巖漿與殼源巖漿的混合作用(Yangetal., 2006)以及地殼物質(zhì)的部分熔融等(Patio Douce, 1997; Skjerlie and Johnston, 1992)。

幔源玄武巖熔體的結(jié)晶分異作用通常產(chǎn)生過(guò)堿性巖漿(Kingetal., 1997; Patio Douce, 1997)，這與海德烏拉流紋巖過(guò)鋁質(zhì)的特征不一致。此外，幔源玄武巖熔體結(jié)晶分異作用所形成的酸性巖在時(shí)間上和空間上往往與大量基性和中性巖漿巖密切相關(guān)(Litvinovskyetal., 2002; Turneretal., 1992)。在海德烏拉地區(qū)發(fā)育著大面積流紋巖，與之相比同時(shí)期的基性巖出露面積較小。因此，海德烏拉A型流紋巖并非源于幔源巖漿的結(jié)晶分異作用。

缺乏鎂鐵質(zhì)暗色微粒包體和地球化學(xué)成分有限變化說(shuō)明海德烏拉流紋巖由巖漿混合作用形成的概率較低。殼-幔巖漿混合作用產(chǎn)生的巖漿具有相對(duì)分散同位素的特征(Griffinetal., 2002; Kempetal., 2007)，然而海德烏拉流紋巖鋯石Hf同位素組成顯示了單峰的特征(圖8b)，這也不支持它們?yōu)闅??；旌铣梢颉４送?，海德烏拉流紋巖顯示高SiO2含量(73.17%～77.96%)、強(qiáng)過(guò)鋁質(zhì)、MgO含量低(0.06%～0.16%)、相容性元素含量低(Cr：0.22×10-6～8.66×10-6、Ni：0.40×10-6～4.81×10-6、Co：0.04×10-6～0.20×10-6)等特征，也表明幔源物質(zhì)對(duì)其形成的影響不明顯。

海德烏拉流紋巖樣品Nb/U和Ce/Pb平均比率為5.1和9.7，與原始地幔(30和9)、OIB(47±10和25±5)的Nb/U和Ce/Pb比值差異明顯，與大陸地殼的Nb/U和Ce/Pb比值近似(10和4，Hofmannetal., 1986)，暗示海德烏拉A型流紋巖與地殼有密切關(guān)系。

不同地殼組成的部分熔融都可以產(chǎn)生A型巖漿巖，如變質(zhì)沉積巖(Collinsetal., 1982)、之前抽離了花崗質(zhì)熔體中的無(wú)水下地殼殘留體(Collinsetal., 1982; Kingetal., 1997; Whalenetal., 1987)、新形成的鎂鐵質(zhì)下地殼(Frostetal., 1999, 2001)以及淺部地殼中的長(zhǎng)英質(zhì)巖石(Creaseretal., 1991; Frost and Frost, 2011; Patio Douce, 1997; Wuetal., 2002; Zhouetal., 2014)等。盡管海德烏拉A型流紋巖具有變質(zhì)沉積巖部分熔融產(chǎn)生的熔體的強(qiáng)過(guò)鋁質(zhì)等特征(Chappell, 1999; Huangetal., 2011)，然而海德烏拉流紋巖鋯石的εHf(t)值不同于東昆侖基底Hf同位素組成的演化域，也明顯高于東昆侖造山帶內(nèi)由變質(zhì)沉積巖部分熔融而成古生代S型花崗巖的εHf(t)值(-6.7～0.7)，說(shuō)明海德烏拉A型流紋巖并非源于變質(zhì)沉積巖的部分熔融。

貧水下地殼部分熔融形成的巖漿巖具有低TiO2/MgO和(Na2O+K2O)/Al2O3比值、低SiO2含量、高CaO和Al2O3含量等特征(Creaseretal., 1991; Frost and Frost, 1997; Patio Douce, 1997)。然而，海德烏拉A型流紋巖具有高TiO2/MgO(0.71～1.79，平均為1.19)比值、高(Na2O+K2O)/Al2O3(0.79～0.89，平均為0.84)比值和高SiO2(73.17%～77.96%)含量，與貧水下地殼殘留部分熔融形成的巖漿巖不一致。

海德烏拉A型流紋巖的高K2O含量(3.86%～5.84%)，暗示它們可以通過(guò)新生鎂鐵質(zhì)下地殼的部分熔融形成(Dall’Agnoletal., 1999; Frostetal., 1999, 2001)。然而，實(shí)驗(yàn)研究表明鐵鎂質(zhì)下地殼物質(zhì)部分熔融形成的巖漿巖一般為準(zhǔn)鋁質(zhì)且K2O/Na2O比值小于1(Dall’Agnoletal., 1999; Rapp and Watson, 1995; Lopez and Castro, 2001; Xiao and Clements, 2007)。盡管部分實(shí)驗(yàn)研究證明當(dāng)壓力大于15kbar時(shí)，鐵鎂質(zhì)巖石部分熔融能產(chǎn)生過(guò)鋁質(zhì)且K2O/Na2O比值大于1的熔體，然而該壓力環(huán)境下形成的富鉀巖漿巖一般都具有埃達(dá)克質(zhì)巖的特征(Rapp and Watson, 1995; Skjerlie and Patino Douce, 2002)。此外，鎂鐵質(zhì)下地殼部分熔融不可能產(chǎn)生大面積高硅熔體(SiO2>70%, Rapp and Watson, 1995)，這與海德烏拉地區(qū)大規(guī)模出露的高SiO2流紋巖不一致。

長(zhǎng)英質(zhì)火成巖如鈣堿性花崗閃長(zhǎng)巖、英云閃長(zhǎng)巖通常是A型巖漿巖的源區(qū)物質(zhì)(Creaseretal., 1991; Petcovic and Grunder, 2003; Dall’Agnol and de Oliveira, 2007; Dall’Agnoletal., 2012)。研究表明A型巖漿巖可以通過(guò)高溫低壓環(huán)境長(zhǎng)英質(zhì)火成巖部分熔融而成(Patio Douce, 1997; Hildreth, 2004; Glazneretal., 2008; Xinetal., 2018; Chenetal., 2020)。然而，該環(huán)境下形成的A型火成巖具有準(zhǔn)鋁質(zhì)-弱過(guò)鋁質(zhì)特征(Patio Douce, 1997, 1999; Dall’Agnoletal., 1999; Frost and Frost, 2011)，諸如東昆侖造山帶的淡水溝、深水潭、念唐、五龍溝準(zhǔn)鋁質(zhì)-弱過(guò)鋁質(zhì)A型花崗巖(Xinetal., 2018; Chenetal., 2020)。海德烏拉流紋巖的A/CNK值為1.04～1.14，屬過(guò)鋁質(zhì)-強(qiáng)過(guò)鋁質(zhì)特征，這與高溫低壓環(huán)境下形成的準(zhǔn)鋁質(zhì)-弱過(guò)鋁質(zhì)A型花崗巖不符合。高溫高壓環(huán)境下的鈣堿性長(zhǎng)英質(zhì)火成巖部分熔融能夠產(chǎn)生過(guò)鋁質(zhì)-強(qiáng)過(guò)鋁質(zhì)A型巖漿巖(Frost and Frost, 2011)。海德烏拉A型流紋巖具有強(qiáng)烈的Eu、Sr負(fù)異常和低(La/Yb)N比值(6.13～14.23)，說(shuō)明源區(qū)存在富鈣斜長(zhǎng)石且無(wú)大量石榴石/角閃石殘留，這與高壓環(huán)境中(>10kbar)的殘留相礦物組合(含有大量石榴石或角閃石殘留，不存在或有少量的斜長(zhǎng)石)不吻合(Sen and Dunn, 1994; Patio Douce, 2004; Watkinsetal., 2007; Qian and Hermann, 2013)。研究表明，在角閃石/黑云母+石英±斜長(zhǎng)石脫水熔融形成單斜輝石+斜方輝石+斜長(zhǎng)石+熔體反應(yīng)過(guò)程中，隨著壓力的增加單斜輝石將替代斜長(zhǎng)石殘留在源區(qū)，該過(guò)程將降低巖漿中的Eu虧損(Patio Douce, 1997)。上述特征都說(shuō)明海德烏拉過(guò)鋁質(zhì)A型流紋巖形成壓力大于10kbar的可能能性較低。因此，海德烏拉流紋巖可能形成于中地殼壓力下。實(shí)驗(yàn)研究表明，中地殼壓力下長(zhǎng)英質(zhì)火成巖的部分熔融能夠形成過(guò)鋁質(zhì)-強(qiáng)過(guò)鋁質(zhì)花崗巖(Skjerlie and Johnston, 1992; Patio Douce, 1997)。

酸性熔體形成時(shí)的壓力可以通過(guò)Qz-Ab-Or組分來(lái)估計(jì)(Anderson and Bender, 1989; Anderson and Cullers, 1978)。在Qz-Ab-Or圖中(圖10)，海德烏拉A型流紋巖硅含量最低的樣品18H-4-6落于7kbar附近，說(shuō)明海德烏拉流紋巖形成深度在21km左右。因此，海德烏拉A型流紋巖是在中地殼壓力下，鈣堿性花崗閃長(zhǎng)巖、英云閃長(zhǎng)巖部分熔融的產(chǎn)物。東昆侖造山帶前中志留世花崗質(zhì)巖石主要包括元古代花崗巖和奧陶-早志留世花崗巖。然而，海德烏拉A型流紋巖εHf(t)明顯高于東昆侖造山帶元古代花崗巖(校正到426Ma)值(Heetal., 2016)，卻與區(qū)內(nèi)晚奧陶世鈣堿性準(zhǔn)鋁質(zhì)花崗質(zhì)巖石類似(如Kumo花崗巖：εHf(t)為-0.29～8.51；Dongetal., 2018b)。綜上，海德烏拉A型流紋巖可能是東昆侖造山帶內(nèi)晚奧陶世鈣堿性花崗閃長(zhǎng)巖在中地殼壓力下部分熔融的產(chǎn)物。

圖10 海德烏拉流紋巖Or-Qz-Ab圖(虛線據(jù)Anderson and Bender, 1989；實(shí)線據(jù)Long et al., 1986)

4.3 構(gòu)造意義

東昆侖造山帶古生代巖漿巖記錄了板塊古生代俯沖增生作用。東昆侖造山帶內(nèi)發(fā)育了三條蛇綠糜棱巖帶(Dongetal., 2018a)：南帶是慕士塔格-布青山-阿尼瑪卿山蛇綠糜棱巖帶(MBAM)、中帶為阿其克庫(kù)勒湖-昆中蛇綠糜棱巖帶(AKM)、北帶為祁漫塔格-香日德蛇綠糜棱巖帶(QXM)。南帶蛇綠巖和弧巖漿巖的成巖年齡介于535～437Ma之間，峰值為515Ma，其N(xiāo)-MORB蛇綠巖屬性說(shuō)明南帶可能是東昆侖造山帶主要縫合帶(陳能松等, 2006; Lietal., 2007; Xiongetal., 2015; Zhouetal., 2016; 劉戰(zhàn)慶等, 2011a, b)；中帶蛇綠巖和弧巖漿巖的成巖年齡峰值在440Ma左右，其SSZ-型蛇綠巖說(shuō)明中帶代表上俯沖帶；北帶蛇綠巖和弧巖漿巖的成巖年齡峰值在400Ma左右，E-MORB型蛇綠巖說(shuō)明北帶形成于弧后盆地。上述蛇綠巖和弧巖漿巖的年代學(xué)和地球化學(xué)特征說(shuō)明了原特提斯洋為北向俯沖，俯沖作用起始于早寒武世，并一直延續(xù)至早志留世(如劉彬等, 2012, 2013a, b; Chenetal., 2020)。

海德烏拉流紋巖形成于426Ma，屬于中志留世羅德洛世巖漿作用的產(chǎn)物。該流紋巖富含高場(chǎng)強(qiáng)元素和稀土元素且富堿，屬于A型巖漿巖。研究表明，A型巖漿巖可以形成于一系列伸展環(huán)境下，如大陸弧后伸展環(huán)境、后碰撞伸展環(huán)境以及板內(nèi)伸展環(huán)境(Eby, 1992; Whalenetal., 1996)。高Y/Nb比值(1.50～2.85)說(shuō)明海德烏拉流紋巖為A2型流紋巖。在構(gòu)造環(huán)境判別圖中(圖11)，海德烏拉A型火山巖落入后碰撞巖漿巖的范疇。近些年，在東昆侖造山帶內(nèi)厘定的一系列中志留世-泥盆紀(jì)A型巖漿巖(圖12, 陳靜等,2013; 王冠等, 2013; Xinetal., 2018; Chenetal., 2020)，構(gòu)成東昆侖造山帶A型巖漿巖帶(Chenetal., 2020)。這些A型巖漿巖屬于后碰撞環(huán)境巖漿作用的產(chǎn)物(Xinetal., 2018; Chenetal., 2020)，說(shuō)明自中志留世開(kāi)始東昆侖造山帶已經(jīng)進(jìn)入了后碰撞伸展環(huán)境。

圖11 海德烏拉流紋巖構(gòu)造環(huán)境判別圖(據(jù)Pearce et al., 1984; Pearce, 1996)

圖12 東昆侖造山帶早古生代巖漿-變質(zhì)-構(gòu)造演化序列圖(據(jù)劉彬等，2013b修改)

對(duì)于東昆侖造山帶后碰撞伸展環(huán)境的觸發(fā)機(jī)制依舊存在著不同的觀點(diǎn)。部分學(xué)者認(rèn)為，東昆侖造山帶后碰撞環(huán)境是由于在祁漫塔格弧后洋盆閉合后中昆侖島弧和柴達(dá)木板塊碰撞所致(Zhouetal., 2016; Dongetal., 2018a)。然而，并沒(méi)有足夠證據(jù)證明在東昆侖造山帶的東部地區(qū)曾經(jīng)發(fā)育有類似于祁漫塔格地區(qū)的弧后洋盆，如東昆侖造山帶中部和東部地區(qū)缺乏類似于祁漫塔格組的弧后沉積體系以及俯沖有關(guān)的巖漿巖，中部地區(qū)至今未發(fā)現(xiàn)蛇綠巖，東部地區(qū)存在的少量蛇綠巖可能僅僅反映的是原始的裂縫或者是非常有限的洋盆(Xinetal., 2018)。另有部分學(xué)者認(rèn)為東昆侖造山帶處于后碰撞造山伸展作用是由岡瓦納大陸東北邊緣的多板塊匯聚后加厚巖石圈底部拆沉引發(fā)(Chenetal., 2020; Xinetal., 2018)。存在于南昆侖帶志留紀(jì)賽什塘組與中泥盆世地層之間的斷層(Dongetal., 2018a)，證明原特提斯洋盆閉合后可能發(fā)生過(guò)陸-陸碰撞(Xinetal., 2018)。東昆侖造山帶發(fā)育459～428Ma榴輝巖(Mengetal., 2013; 國(guó)顯正等, 2017; Songetal., 2018)、448Ma的埃達(dá)克質(zhì)花崗巖(Zhouetal., 2016)以及432Ma的S型花崗巖(Zhengetal., 2018)，說(shuō)明東昆侖造山帶自中奧陶世-中志留世開(kāi)始就處于陸-陸碰撞。事實(shí)上，前人研究已經(jīng)表明早古生代時(shí)期岡瓦納大陸北部延伸至古亞洲洋的南緣，包括東昆侖地塊在內(nèi)的中國(guó)主要陸塊均分布于岡瓦納大陸東北邊緣(Lietal., 2018及其中的文獻(xiàn))，這些陸塊之間及其與岡瓦納主大陸之間的碰撞形成一系列造山帶，如北柴達(dá)木高壓-超高壓變質(zhì)帶(Yuetal., 2013a, b)、北祁連造山帶(Songetal., 2013)等。綜合考慮中央造山帶西部祁連、柴達(dá)木、阿爾金和東昆侖地體中廣泛發(fā)育的近于同時(shí)代的(志留紀(jì)-泥盆紀(jì))與碰撞相關(guān)的花崗巖和高壓-超高壓變質(zhì)巖，可以推斷東昆侖地體在該時(shí)期也卷入了岡瓦納大陸北緣一系列的碰撞造山事件。因此，可認(rèn)為東昆侖造山帶后碰撞伸展環(huán)境是由于岡瓦納大陸東北邊緣的板塊匯聚后加厚巖石圈拆沉所致。

4.4 與鈾成礦作用關(guān)系

火山巖型鈾礦床是指在成因和空間上與火山巖密切有關(guān)的熱液脈型鈾礦床。我國(guó)火山巖型鈾礦床主要分布在中國(guó)東部地區(qū)，零星分布在河南、四川和云南等地。筆者通過(guò)對(duì)中國(guó)東部主要的鈾礦酸性火山巖和次火山巖元素地球化學(xué)數(shù)據(jù)統(tǒng)計(jì)后發(fā)現(xiàn)，這些火山巖/次火山巖存在以下特征(表4)：(1)主量元素特征上，中國(guó)東部鈾礦火山巖表現(xiàn)出富堿(K2O+Na2O中間值為8.79%)且相對(duì)富鉀(K2O/Na2O中間值為1.89)，弱過(guò)鋁質(zhì)-強(qiáng)過(guò)鋁質(zhì)特征(A/CNK中間值為1.05)、Fe#指數(shù)較高(中間值為0.93)，屬于鐵質(zhì)巖漿巖范疇；(2)微量元素組成上，中國(guó)東部鈾礦火山巖富含高場(chǎng)強(qiáng)元素(Zr+Nb+Ce+Y中間值為642.47×10-6)和稀土元素(341.4×10-6)，屬于A型巖漿巖系列，成礦元素U(中間值為3.94×10-6)、Th(中間值為22.05×10-6)含量較高。與中國(guó)東部鈾礦酸性火山巖/次火山巖類似，海德烏拉流紋巖同樣顯示出富堿且相對(duì)富鉀、Fe#指數(shù)較高、富含高場(chǎng)強(qiáng)元素和稀土元素的A型巖漿巖特征。同時(shí)，相對(duì)于中國(guó)東部鈾礦酸性(次)火山巖，海德烏拉火山巖具有更高的成礦元素含量(鈾含量中間值為5.51×10-6，Th含量為28.58×10-6)。海德烏拉這些富鈾的酸性火山巖能夠?yàn)閰^(qū)內(nèi)鈾成礦提供充足的鈾源(巫建華等, 2014)。

表4 海德烏拉流紋巖和中國(guó)東部賦礦酸性火山巖中位值

5 結(jié)論

(1)東昆侖造山帶海德烏拉流紋巖形成于426Ma，為志留紀(jì)羅德洛世巖漿活動(dòng)的產(chǎn)物。

(2)海德烏拉流紋巖顯示A型巖漿巖的特征，可能在高溫、中地殼壓力由長(zhǎng)英質(zhì)火成巖熔融形成。

(3)東昆侖造山帶志留紀(jì)羅德洛世處于后碰撞環(huán)境，該后碰撞伸展環(huán)境可能是由于岡瓦納大陸東北緣的板塊匯聚后加厚巖石圈拆沉所致。

致謝樣品處理與實(shí)驗(yàn)測(cè)試得到了南京聚譜分析檢測(cè)有限公司李亮和薛瑋瑋等人的指導(dǎo)和幫助；在修改文章的過(guò)程中得到陳加杰老師及兩位匿名審稿老師的幫助；在此一并表示感謝。