新疆可可托海3号伟晶岩脉锆石U-Pb定年、Hf同位素特征及地质意义

陈剑锋，张 辉，张锦煦，马慧英



新疆可可托海3号伟晶岩脉锆石U-Pb定年、Hf同位素特征及地质意义

陈剑锋1, 2，张 辉3，张锦煦2，马慧英1, 2

(1. 中南大学 地球科学与信息物理学院，长沙 410083； 2. 湖南省地质调查院，长沙 410116； 3. 中国科学院地球化学研究所 地球内部物质高温高压院重点实验室，贵阳 550081)

研究了新疆可可托海3号伟晶岩脉多个结构带中锆石U-Pb定年及锆石Hf同位素组成，旨在厘定3号伟晶岩脉形成及岩浆−热液演化的时限，探讨岩浆形成的物源特征及大地构造背景。锆石的BSE、CL特征显示，可可托海3号脉岩浆结晶锆石普遍遭受了蜕晶化、流体交代和不同程度重结晶等作用。锆石的LA-ICP-MS U-Pb定年结果显示，3号伟晶岩脉岩钟体部分中II带、IV带和V带以及缓倾斜部分中II带分别形成于(211.9±3.2)、(214.9±2.1)、(212±4.1)和(212.0±1.8) Ma，指示岩浆阶段时限从~220 Ma至215 Ma，岩浆−热液过渡阶段时限从215 Ma至209 Ma，热液阶段时限从209 Ma至195 Ma。3号伟晶岩脉岩钟体部分中IV带和V带锆石Hf同位素组成变化于+1.25~+2.39之间，二阶段模式年龄变化于1103~1173 Ma之间，指示形成3号伟晶岩脉的岩浆很可能与中亚造山带在三叠纪为陆−陆碰撞后的伸展构造背景下导致加厚下地壳沉积物减压熔融有关。

锆石U-Pb定年；Hf同位素组成；可可托海3号脉

可可托海3号伟晶岩脉位于新疆富蕴县城北东约35 km处，北依额尔齐斯河，东离蒙古边境约60 km，为阿尔泰伟晶岩成矿省中已发现的十万余条伟晶岩脉中分异最完善的一条伟晶岩矿脉[1]。自20世纪60年代起，我国许多学者分别从矿物学[2−10]、同位素年代学[11−15]、以及岩浆−热液演化[16−24]等不同的角度，对其进行了大量的研究工作。

长期以来，很多学者已在新疆可可托海3号伟晶岩脉 (简称3号脉)的成因、演化及形成时代上开展了一系列的研究工作，但不同研究成果存在较大差异，邹天人等[12]利用K-Ar、Rb-Sr和U-Pb法对3号脉岩钟体部分中各个结构带形成时代进行测定，提出3号脉从侵位到全部固结可能经历了长达1亿年左右的时间，与王登红等[14]利用K-Ar和Ar-Ar定年方法得出的年龄有很大的差别。上述两者测得的年龄存在的一个相矛盾的问题就是伟晶岩晚期形成的结构带 (如V带)年龄较早期形成的结构带 (如I带)要老。CHEN等[13]对3号脉岩钟体的I、V带中白云母以及IX带中钾长石进行Ar-Ar年龄测定，指出3号脉的形成演化大概经历了30 Ma (178~148 Ma)，但由于伟晶岩体系容易受后期热液作用的影响，Ar的丢失可能会造成所获得年龄偏小。近年来，ZHU等[15]通过Rb-Sr全岩年龄的测定，报道了3号脉边缘带形成于(218±5.8) Ma，WANG等[16]利用SHRIMP进行锆石U-Pb定年，获得3号脉I带的形成年龄为(220±9) Ma；刘锋等[25]对采自3号脉中外接触带的辉钼矿开展Re-Os定年，获得(208.9±2.4) Ma的形成时代。本文作者认为这些年龄是可信的。需要指出的是，以上所有年龄的测定都只是针对3号伟晶岩脉的岩钟体部分进行的，而对3号脉缓倾斜部分的研究工作尚未展开。本文作者尝试利用LA-ICP-MS技术，对3号脉的岩钟体中II带、IV带和V带及首次对缓倾斜部分中II带开展锆石U-Pb定年，并利用LA-MC-ICP-MS对岩钟体部分IV带和V带进行了锆石Hf同位素组成分析，以确定3号脉岩钟体部分中主要结构带的形成时代，以及岩钟体部分与缓倾斜部分之间的成因关系。

1 区域与矿区地质概况及3号伟晶岩内部分带

中国阿尔泰位于新疆维吾尔自治区的最北端，北依西伯利亚的南缘，南至准噶尔地台的北端，一个巨大的、东西走向的、延绵数千公里的天山–蒙古–兴安的加里东−海西造山带从这里通过。已有研究显 示[26−27]，阿尔泰造山带可划分为6个以断层为界限的呈NW-SE向的地质构造单元。它们包括(见图1)：1) 阿尔泰地体；2) 阿尔泰西北地体；3) 阿尔泰中部地体；4) 琼库尔−阿巴宫地体；5) 额尔齐斯地体；6) 布尔津−二台地体。

可可托海3号伟晶岩脉位于阿尔泰中部地体，该区主要出露花岗岩和受高级变质作用的变质岩，其次为部分新元古代至志留纪的沉积岩。本区深成岩浆作用主要包括加里东晚期的辉长岩、辉绿岩及各种I型和S型花岗岩的侵入活动，海西早−中−晚期的辉长岩、辉绿岩、闪长岩及各种I型、S型和A型花岗岩的侵入活动。区内古生代花岗岩类的分布十分广泛，占全区总面积的50%以上，出露面积在数千平方公里以上的大岩基屡见不鲜，为形成花岗伟晶岩创造了充分的物质前提[28]。矿区范围内出露的基岩地层，包括由晚奥陶世泥砂质岩石和泥盆纪火山沉积岩变质而成的各类片岩 (黑云母、二云母、十字石和石榴石片岩)以及片麻岩和混合岩，出露的深成岩浆岩为由加里东晚期的辉长岩变质而成的斜长角闪岩 (变辉长岩)以及加里东期的片麻状黑云母花岗岩、斑状黑云母花岗岩和二云母花岗岩。

3号脉侵入于变辉长岩中(见图2)[6, 29]。伟晶岩形态复杂，整个伟晶岩脉形似一顶实心草帽，主要由两部分组成，即上部陡倾斜的筒状岩钟部分和下部缓倾斜的脉状体部分。岩钟呈椭圆柱状，从地表向下，深度大于250 m。在地表平面图上，呈椭圆形，走向NW335°，长约250 m，宽约250 m，倾向NE，上盘倾角40°~60°，下盘倾角80°~90°，即自上而下有逐渐变大的趋势。缓倾斜脉状体见于地下200~500 m处，走向NW310°，倾向SW，沿走向长2160 m，沿倾向延伸1660 m，厚20~60 m，平均40 m，倾角10°~25°[23]。

3号脉内部分带十分明显，根据岩石结构和矿物共生组合特征，其岩钟体部分由外到内可划分为9个近同心环状结构带(见图3)[10]，即：(I) 文象、变文象伟晶岩带；(II)糖粒状钠长石带；(III)块体微斜长石带；(IV)石英−白云母带；(V)叶钠长石−锂辉石带；(VI)石英−锂辉石(叶钠长石)带；(VII)白云母−薄片钠长石带；(VIII) 锂云母−薄片钠长石带；(IX) 块体石英核。缓倾斜脉状体部分可以划分为7个带，依次为：(I) 文象、变文象伟晶岩带；(II) 含钠长石细粒伟晶岩带；(III) 细粒钠长石带；(IV) 块体微斜长石带；(V) 石英−白云母带；(VI) 叶钠长石−石英−锂辉石带；(VII) 锂云母−薄片钠长石带。在缓倾斜部分，各个结构带并不是呈对称排列的，从脉的上盘到下盘呈不对称形式分布。其中石英−白云母带(V带)在脉的上盘与I带接触，而在脉的下盘与III带或V带接触，有时候甚至还与围岩直接接触。缓倾斜脉状体部分的矿化主要由Be(绿柱石)和Li(锂辉石和锂云母)，Be和Li的富集的结构单元与岩钟体[1]的相同。Be主要富集在细粒钠长石集合体中，其次为石英−白云母带中。Li主要富集在叶钠长石−石英−锂辉石(VI带)和锂云母−薄片状钠长石带(VII带)中。与岩钟体部分相似，3号脉缓倾斜部分的演化可划分为3个地球化学阶段，即：K(Na)阶段，包括文象变文象伟晶岩带、细粒伟晶岩带和块体微斜长石带，此阶段以Be的矿化为主，其矿化相对较弱；Na(K)阶段，包括细粒钠长石带、石英−白云母带，这个阶段也以Be的矿化为主，其矿化较强；Na-Li阶段，包括叶钠长石−石英−锂辉石带、锂云母−薄片状钠长石带，在此阶段的演化过程中，Li的矿化是由强变弱的。

图1 新疆阿尔泰地区构造分区图[25]

图2 可可托海矿区平面地质图[22]

图3 可可托海3号伟晶岩脉岩钟体部分内部构造分带图[10]

2 实验样品及分析方法

岩钟体部分的3件样品Y2、Y4、Y5采集于3号脉露天采场，缓倾斜部分的样品H2为采集于ZK702的岩芯样。样品Y2采集于3号脉岩钟体部分的II带，Y2主要由钠长石 (60%)、钾长石 (22%)和石英 (16%)组成，其副矿物有锰铝榴石、绿柱石、磷灰石和锆石等。样品H2采集于3号脉缓倾斜部分的II带，此带主要由钠长石 (70%)、石英 (20%)和白云母 (9%)组成。副矿物主要有石榴子石、电气石、绿柱石、磷灰石和锆石等。样品Y4采集于3号脉岩钟体部分的IV带，主要由石英(50%)、长石(30%)和白云母(18%)组成，其副矿物主要由绿柱石、锂辉石、电气石、磷灰石和锆石等。样品Y5采集于3号脉岩钟体部分的V带，其主矿物有叶钠长石(50%)、石英(30%)、锂辉石(12%)和白云母(6%)组成，副矿物主要有绿柱石、电气石、铌钽铁矿、磷灰石和锆石等。

锆石单矿物是在无污染的环境下用人工重砂方法分出(包括手工碎样、水洗、磁选)，然后在双目镜下挑选，选出晶形较好、具代表性的锆石粘贴在双面胶上，然后用无色透明的环氧树脂固定，待环氧树脂充分固定后将其抛光至锆石露出一个平面，制成样品靶。在阴极发光(CL)和背散射(BSE)条件下，将抛光好的锆石样品靶进行对锆石照相，以此作为锆石进行原位U-Pb同位素分析时选择测点的依据。锆石的阴极发光 (CL)是在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成的，背散射(BSE)照相是在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室完成的。

锆石U-Pb定年是在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成的，所用仪器为LA-ICP-MS。其中激光剥蚀系统为德国MicroLas公司生产的GeoLas200M，测试时激光束斑直径为30 μm，剥蚀深度20~40 μm，剥蚀信号采集40 s，激光脉冲10 Hz；电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)系统为Agilent7500a，采用He作为剥蚀物质的载气，由美国国家标准技术研究院研制的人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST SRM610进行仪器最佳化，采用国际标准锆石91500作为外标标准物质，外标校正方法为每隔4~5个样品分析点测1次标准样品，保证标准和样品的仪器条件一致。锆石U-Pb同位素数据处理采用ICPMS Data Cal (V4.6)程序，U-Pb年龄计算及作图使用Isoplot (3.00版)完成[30]。测试中的误差标准为1，本实验中详细的流程参见文献[30−32]。

Hf 同位素分析在中国科学院地球化学研究所环境地球化学国家重点实验室完成。所用仪器为英国Nu Instruments Ltd. 生产的多接收等离子质谱仪配备 UP−213 型激光剥蚀系统而成的激光剥蚀多接受等离子质谱仪 (LA-MC-ICPMS)。分析条件如下：以He 为载气，激光束能量强度因锆石中Hf 含量而定，分别为4.40~5.27 J/cm2(伟晶岩锆石)，和5.27~6.15 J/cm2(花岗岩锆石)，频率分别为5 Hz (伟晶岩锆石) 和10 Hz (花岗岩锆石)，激光束斑为60 μm。采用国际标准锆石 91500 作为仪器灵敏度校准和测试结果准确性参考，详细的分析测试仪器配备和条件参照文献[33]。

图4 可可托海3号伟晶岩脉部分锆石阴极发光(CL)和背散射(BSE)图像

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb定年结果

1) 样品Y2

大多数锆石呈自形，短轴状，不透明，粒径较大，在200~500 μm之间。在背散射条件下，部分锆石颗粒边部发育有明显的同心环带结构(见图4)，但大多数锆石颗粒的内部孔隙发育，呈海绵状，基本没有分带现象，这说明锆石的内部结构经历了明显的蜕晶质化。少数锆石核部可见模糊的原始内部分带结构，指示锆石为岩浆成因，但在岩浆流体的影响下，经历了不同程度的蜕晶质作用或重结晶作用[16]。

样品Y2中15个测点的分析结果显示，锆石中的普通铅含量很低，但多数点206Pb/238U与207Pb/235U年龄值的谐和度不是十分理想，特别是207Pb/235U年龄值 (197~356 Ma)跨度较大且分散(见表1和图5)。这种锆石的不一致年龄是锆石受蜕晶质作用而发生强烈铅丢失所造成的，因为除了少数距谐和线较近的点外，其他的测点含有非常的高U((4783~88433)×10−6)和Th ((1833~8780)×10−6)，且所获得年龄值显示207Pb/206Pb＞207Pb/235U＞206Pb/238U＞208Pb/238Th(见表1)。在15个测点中，7个测点 (如测点3、5、6、10、11、12、15)因为遭受蜕晶质化作用的程度较强，导致其206Pb/238U年龄同样十分分散，另外8个测点的206Pb/238U年龄接近，其206Pb/238U加权平均年龄为(211.9±3.2) Ma(1，MSWD为0.79，=8)，代表岩钟体部分的II带形成年龄。

2) 样品H2

锆石形态为半自形−自形，不透明，粒径在100~400 μm之间。在背散射条件下，其特征与Y2中锆石相似。

样品H2中15个测点的分析结果显示，其中有8个测点 (测点3、4、7、8、9、10、13、15)的谐和度较差，Th((665~3892)×10−6)和U((4719~12435)×10−6)含量较高(见表1和图5)，表明它们受蜕晶质化作用而发生了比较强的铅丢失。其余7个测点显示相对较低的Th((118~1783)×10−6)、U((4328~9061)×10−6)含量，整体谐和度较高，其206Pb/238U年龄变化范围较小((209~215) Ma)。7个测点的206Pb/238U加权平均年龄为(212.0±1.8) Ma(1，MSWD为1.5，=7)，代表可可托海3号伟晶岩脉缓倾斜部分II带形成的时间。

3) 样品Y4

大多数锆石呈半自形，个别为自形，不透明，粒径在150~500 μm之间。在阴极发光 (CL)条件下，大多数锆石内部显示弱的韵律环带或无分带现象；锆石内部孔隙发育，大多数锆石颗粒的边缘部分发育有明显的环带结构(见图4)。此外，某些锆石的内部呈均一的暗色 (如测点1位置)，并无环带结构发育，这很可能是经历了晚期热液作用后的重结晶作用所致。

样品Y4中15个测点的分析结果显示，15个测点中5个测点，如测点2、11、12、14、15，由于Th和U含量或普通铅含量较高，导致其偏离谐和曲线较远，其206Pb/238U年龄值变化范围较大(见表2和图5)，显然，这些由于Pb丢失或混入普通铅造成的谐和度很差的测点所代表的年龄数据没有实际意义。其他10个测点的Th和U以及普通铅的含量均较低，整体谐和度较高，其中10个测点中的9个测点位于在锆石环带发育部位，所获得的206Pb/238U的年龄值也非常相近(在200~218 Ma之间)，加权平均年龄值为(214.9±2.1) Ma(见图4)，代表 3号脉岩钟体部分的IV带形成时代。而另一个测点(测点1)位于锆石边部呈均一暗色的区域(见图4)，明显富U贫Th，其206Pb/238U的年龄值为(195.3±2.1) Ma(1，MSWD为1.3，=9)，很可能代表晚期热液阶段的锆石重结晶年龄。

4) 样品Y5

大部分锆石为半自形晶体，少数锆石呈长柱状，粒径较大，在150~450 μm之间。与Y4相同，锆石明显受到了后期的蜕晶质化与重结晶作用，阴极发光条件下，在锆石内部，基本见不到锆石的原始韵律环带(见图4)，即使在锆石的边缘部位，也只有少量的锆石 (如测点5位置)显示有较弱的韵律环带，指示Y5中锆石所遭受的后期改造作用比Y4中锆石更为强烈。

样品Y5中16个测点的分析结果显示，由于此带的锆石蜕晶质化十分严重，大部分锆石中Th((1106~57951)×10−6)、U((5248~33291)×10−6)含量较高(见表1)，此外，部分锆石含有较高的普通铅(＞103×10−6)。此带未能获得206Pb/238U加权平均年龄，只获得上交点年龄为(212±4.1) Ma(见图5)，大致代表3号脉岩钟体部分的V带的形成年龄。其中测点3、6和15这3个测点的206Pb/238U年龄与下交点年龄接近，在这3个测点中，测点所在的锆石并无环带结构，在CL图上显示均一的暗色区域(见图4)，相对其他测点明显富U贫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热液作用后的重结晶作用所致。

表1 可可托海泰3号伟晶岩脉部分结构带LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学分析结果

图5 可可托海3号伟晶岩脉LA-ICP-MS的U-Pb年龄一致曲线图

表2 阿尔泰3号伟晶岩脉部分结构带LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学分析结果

3.2 锆石Hf同位素组成

样品Y4中的16颗锆石和Y5中的15颗锆石的Lu-Hf同位素结果及计算的Hf()值和两阶段模式年龄DM2列于表2。分析结果显示，Y4和Y5锆石中的176Hf/177Hf与176Lu/177Hf值均十分接近，其中176Lu/177Hf值非常小，在0.00000131~0.0000469范围内变化，指示锆石在形成以后具有较低的放射性成因Hf的积累，因而可以用初始176Hf/177Hf比值代表锆石形成时的176Hf/177Hf比值[35]，从而能够示踪岩浆源 区[36]；而176Hf/177Hf值在0.282676~0.282706的小范围内变化，表明阿尔泰3号脉岩钟体部分中的IV带与V带中锆石的Hf同位素组成相对比较均匀。

Y4与Y5中锆石Hf()值均为正值，两者非常接近，分别变化于1.25~2.39和1.26~2.25的很小范围(见表3和图6)，平均值分别为1.90和1.70。同样，计算得到的Y4与Y5的二阶段模式年龄DM2十分接近，DM2变化于1103~1173 Ma之间，平均值为1135 Ma(见表3和图6)。

表3 阿尔泰3号伟晶岩脉岩钟体部分IV带与V带中锆石Hf同位素组成

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]

图6 可可托海3号伟晶岩脉岩钟体部分IV、V带锆石的εHf(t)−t图

4 讨论

4.1 可可托海3号脉形成及岩浆−热液演化时限

已有研究显示，可可托海3号伟晶岩脉岩钟体部分IV带中的锆石含有6.25%~13.33% HfO2，V带中的锆石具有明显的成分不均一性，其HfO2含量变化于10.36%~35.21%之间[40]。可见，本实验中所研究的可可托海3号脉岩钟体部分的IV、V带中锆石应归属于铪质锆石[41]。早期结构带(样品Y2, H2)中的锆石，在背散射条件下，大多数锆石颗粒的内部孔隙发育，呈海绵状，不发育韵律环带，而部分锆石颗粒边部发育有明显的韵律环带结构；晚期结构带(样品Y4, Y5)中的锆石，大部分锆石显示半透明的边和弱化的振荡环带结构以及较强的阴极发光，锆石的幔核部通常显示多孔隙的海绵结构或伴有残余振荡环带，由蜕晶化引起的裂隙发育，表明岩浆结晶锆石遭受了蜕晶化、流体交代和不同程度重结晶等作用[42−45]。锆石U-Pb定年结果显示，有相当一部分的锆石测点在U-Pb一致年龄图谱上显得十分分散，且谐和度很差，这些数据点代表的年龄基本是没有任何地质意义的。这些测点所代表的锆石区域，主要包括：1) U与Th含量非常高，指示锆石内部经历了强烈的蜕晶质化作用；2) 由于受多期次的热液作用下重结晶作用，导致Pb丢失；3) 可能由于锆石中存在包裹体所带来的分析误差；4) 普通铅含量过高所致[16]。而另外的数据点，其206Pb/238U年龄相对集中且在U-Pb一致年龄图上谐和度较好，其206Pb/238U年龄则代表了可可托海3号脉不同结构带的形成年龄。

本次获得的可可托海3号伟晶岩脉岩钟体部分中II、IV、V带形成的年龄分别为(211.9±3.2)、(214.9±2.1)和(212.0±4.1) Ma，而缓倾斜部分中II带形成时代为(212.0±1.8) Ma。考虑到ZHU等[15]和WANG等[16]限定的(218±5.8) Ma、(220±9) Ma年龄代表可可托海3号脉侵入时代，刘锋等[25]报道的(208.9±2.4) Ma的热液成因辉钼矿Re-Os年龄很可能代表伟晶岩体系中岩浆流体相出溶的上限年龄，而本实验中在岩钟体部分中IV带中所获得的(195.3±2.1) Ma的锆石很可能代表晚期热液成因锆石，指示岩浆热液活动时限的下限年龄。因此，基于前人可可托海3号脉岩浆阶段 (I−IV带)、岩浆−热液过渡阶段 (V−VIII带)和热液阶段 (IX带)的划分，可以确定岩浆阶段的时限为~220~215 Ma，岩浆−热液过渡阶段时限为215~209 Ma，热液阶段时限209~195 Ma，同时表明热液阶段明显晚于岩浆阶段[46−48]。

由于岩钟体部分中I−V带占3号脉整个岩钟体部分体积的85%以上[46]，因此，研究结果指示可可托海3号脉岩浆−热液演化是在相对较短的时间内完成的，不超过10 Ma。此外，可可托海3号伟晶岩脉缓倾斜部分II带的锆石U-Pb年龄为(212.0±1.8) Ma，与岩钟体部分中II带的形成年龄完全一致，表明可可托海3号伟晶岩脉的岩钟体部分与缓倾斜部分的岩浆来源相同，是同一岩浆在围岩变辉长岩中不同构造断裂系统就位的体现，在近水平断裂系统就位形成可可托海3号脉缓倾斜部分，而定位于两组断裂系统的交汇处则形成了岩钟体部分。

4.2 伟晶岩形成物源特征及构造背景

ZHU等[16]曾报道可可托海3号伟晶岩脉的边缘带全岩的Nd()值在−2.27~−3.12范围内变化，二阶段模式年龄DM2为1.47 Ga，提出了3号伟晶岩脉的物质来源为古老的大陆地壳。锆石的Hf同位素比全岩的Nd同位素能更加有效地反映岩浆的来源[49]，本实验中所获得的可可托海3号脉岩钟体部分中IV、V带 (Y4、Y5)锆石Hf同位素组成显示，锆石的176Lu/177Hf比值非常低，计算得出的Hf()值均为正值，在Hf()−图解上(见图6)，这些数据落在球粒陨石演化线之上并且集中分布，表明3号脉的源区物质明显有地幔组分的加入。所计算的二阶段模式年龄DM2变化于1103~1173 Ma之间，远远大于3号脉的形成年龄，这表明可可托海3号伟晶岩脉的物质来源上，古老大陆地壳的部分熔融也扮演了非常重要的角色。与可可托海3号脉相似，柯鲁木特112号脉[50]、卡鲁安矿区伟晶岩脉[51]、阿斯喀尔特伟晶岩脉[52]等典型的三叠纪伟晶岩以其锆石中低的Hf同位素组成 (Hf()=−1.50~+2.50)和相对较老的DM2(1100~1350 Ma)为特征，显著不同于亏损地幔的Hf()值。正的Hf()值，表明形成伟晶岩初始岩浆包含有地幔物质，或者是壳源物质和亏损幔源共同作用的结果。

通常，LCT伟晶岩与同造山、造山晚期过铝质S型花岗岩具紧密联系[52−53]。已有研究表明，世界上强过铝质花岗岩主要形成于后碰撞构造环境，它们形成于造山作用所导致地壳增厚之后的构造减压过程[54]。由于基于锆石Hf同位素组成计算的上述伟晶岩脉形成的二阶段模式年龄(DM2)远大于伟晶岩中锆石的结晶年龄，已提出伟晶岩的形成很可能是中亚造山带在三叠纪为陆−陆碰撞后的伸展构造背景下导致加厚地壳沉积物减压熔融的产物，这一推断与ZAGORSKY等[55]的研究结论一致。中亚造山带 (包括中国阿尔泰造山带)中LCT型伟晶岩形成明显晚于同构造花岗岩，阿尔泰造山带中的三叠纪伟晶岩大规模侵入事件指示了伟晶岩形成于后碰撞大陆岩石圈伸展的动力学 背景。

5 结论

1) 可可托海3号脉中的锆石因为经历了蜕晶化、流体交代和不同程度重结晶等作用而表现出十分复杂的内部结构。高U、Th含量，因蜕晶质化作用，某些锆石不适合用于U-Pb定年。

2) 可可托海3号脉岩钟体部分中II带、IV带和V带以及缓倾斜部分中II带分别形成于(211.9±3.2)、(214.9±2.1)、(212±4.1)和(212.0±1.8) Ma，可确定岩浆阶段时限从~220 Ma至215 Ma，岩浆−热液过渡阶段时限从215 Ma至209 Ma，热液阶段时限从209 Ma至195 Ma。岩钟体部分和缓倾斜部分为同一岩浆在围岩变辉长岩中不同构造断裂系统就位的体现。

3) 可可托海3号伟晶岩脉IV带、V带中锆石Hf()值均为小的正值，在1.25~2.39之间，二阶段模式年龄的变化范围较小在(1103~1173) Ma内，其成因很可能与中亚造山带在三叠纪为陆−陆碰撞后的伸展构造背景下导致加厚下地壳沉积物减压熔融有关。

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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

国家自然科学基金资助项目(41372104，41373024)；新疆有色金属工业(集团)有限责任公司科研项目(2011YSKY-02)；中国地质调查局南岭中西段地质矿产调查二级项目(DD20160032)

2017-05-20；

2018-01-10

张 辉，研究员，博士；电话：13985434327；E-mail：zhanghui@mail.gyig.ac.cn

(编辑 龙怀中)