川西甲基卡烧碳沟地区伟晶岩脉主量元素分析结果见表1。伟晶岩脉主量元素SiO₂含量为73.46%~75.96%, 平均为73.82 %; Al₂O₃含量为14.69%~18.30%, 平均为17.39%; CaO含量为0.22%~0.44%, 平均为0.33%; K₂O含量为1.32%~2.59%, 平均为1.97%; Na₂O为含量2.84%~5.88%, 平均为4.12%; 全碱含量为4.71%~7.36%, 平均为6.08% ; K₂O/Na₂O为0.25~0.68, 平均为0.51; 里特曼指数(σ )为0.70~1.84, 均小于3.3, 反映了伟晶岩的钙碱性特征。

表1

Tab.1

表1(Tab.1)

表1 烧碳沟一带伟晶岩脉主量、微量及稀土元素分析结果 Tab.1 Analytical results of major, trace and rare earth elements content of the pegmatite veins in Shaotangou area

表1 烧碳沟一带伟晶岩脉主量、微量及稀土元素分析结果 Tab.1 Analytical results of major, trace and rare earth elements content of the pegmatite veins in Shaotangou area

在岩浆岩TAS分类图解(图3)中, 所有样品都集中位于花岗岩区域。在K₂O-SiO₂图解(图4)中, 伟晶岩脉主要投点于钙碱性系列区域, 属于钙碱性岩, 个别样品位于低钾系列区域, 这些数据表现了岩浆的高度分异特征, 岩石的低钾特性或与钠长石的大量结晶有关。铝饱和指数A/CNK为1.54~2.49, 全部大于1.1, 在A/NK-A/CNK图解(图5)中全部投点于过铝质范围内。

图3

Fig.3

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	图3 烧碳沟伟晶岩脉TAS分类图解[9]Fig.3 TAS diagram for the pegmatite veins in Shaotangou area[9]

图4

Fig.4

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	图4 烧碳沟伟晶岩脉K2O-SiO2图解[9]Fig.4 K2O-SiO2diagram for the pegmatite veins in Shaotangou area[9]

图5

Fig.5

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	图5 烧碳沟伟晶岩脉A/NK-A/CNK图解[10]Fig.5 A/NK-A/CNK diagram for the pegmatite veins in Shaotangou area[10]

川西甲基卡烧碳沟地区伟晶岩脉的微量元素、稀土元素分析结果见表1。伟晶岩脉的Rb、U、Hf、Y等元素含量呈现正异常特征, Ba、Zr、Ti等元素呈现负异常特征。大离子亲石元素K、Rb、Cs等富集, Ba、Sr元素相对亏损; 高场强元素除Zr、Hf等元素富集外, 其他元素均相对亏损。由微量元素原始地幔标准化蛛网图(图6)可以看出, 伟晶岩内微量元素分布趋势基本一致, Rb、U、Hf等元素为正异常, Ba、Sr、Ti等元素为负异常。与李名则等^[11]对甲基卡花岗岩体研究数据的对比得出, 伟晶岩脉中的Ba、Th、La、Ce、Sr、P、Sm、Ti、Y、Yb、Lu等元素均表现出不同程度的亏损, Rb、Nb、Zr等元素相对富集, K、U元素变化不大。

图6

Fig.6

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	图6 烧碳沟伟晶岩脉微量元素蛛网图[11, 12]Fig.6 Primitive mantle-normalized spidergram for the pegmatite veins in Shaotangou area[11, 12]

伟晶岩的稀土总量较低, 含量3.55× 10^-6~7.29× 10^-6, LREE/HREE为1.35~2.81, (La/Yb)_N为9.49~17.65, 表现出显著的轻稀土富集、重稀土亏损的特征。稀土元素球粒陨石标准化配分图解(图7)显示, 大部分样品具有较为明显的铕负异常, 其模式与前人研究得出的甲基卡二云母花岗岩稀土元素配分模式^[11]具有高度的相似性, 总体呈现出轻稀土富集、重稀土亏损的右倾型配分模式。

图7

Fig.7

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	图7 烧碳沟伟晶岩稀土元素配分图[11, 12]Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns for the pegmatite veins in Shaotangou area[11, 12]

前人对甲基卡二云母花岗岩已做了大量研究, 认为甲基卡二云母花岗岩属于高钾钙碱性强过铝质S型花岗岩, 其形成于印支运动末造山运动相对稳定阶段, 相对二云母花岗岩体的形成时代, 含矿伟晶岩脉形成时间更晚, 两者形成的时间相差7~9 Ma^{[3, 4, 5]}。通过对烧碳沟一带伟晶岩脉的主量元素及微量元素特征分析, 结合甲基卡二云母花岗岩和伟晶岩脉微量元素、稀土元素配分图, 认为两者具有相似的配分形式, 极有可能来自共同源区。Chappell和White^[13]对造山带内的强过铝质花岗岩做了大量研究, 认为花岗岩中CaO和Na₂O含量主要是由沉积物源决定, 含量的不同代表了源岩中黏土物质的差异, 研究认为CaO与Na₂O含量比值能够较好地反映沉积物源中黏土物质的多少, CaO/Na₂O< 0.3代表了强过铝质花岗岩的沉积物源以黏土质为主, 反之则表示物源以砂屑岩为主。研究区花岗伟晶岩脉的CaO/Na₂O比值范围为0.04~0.12, 反映了其物源以黏土质为主, 这与前人对甲基卡二云母花岗岩的研究结果相一致, 进一步表明两者具有相同的源区。利用Nb/Ta比值可以区分岩浆源区, 甲基卡二云母花岗岩体的Nb/Ta比值为1.97~5.00, 烧碳沟伟晶岩脉的Nb/Ta比值为1.14~2.95, 相似的比值范围可进一步表明其同源性特征。此外, 壳源岩浆Nb/Ta比值(11~12)低于幔源岩浆Nb/Ta比值(高达15.5)的特征^[14], 也可进一步表明伟晶岩源区物质来自壳源。造成这种结果的原因在于岩浆分异晚期流体一般具有较高的F含量, 而Ta结合F的能力高于Nb, 导致元素发生分馏, 最终造成Nb/Ta比值较低的结果^[14], 从而也说明伟晶岩脉的形成经历了岩浆分异作用。

伟晶岩主量元素在岩浆岩TAS图解(图3)中投图结果可知, 烧碳沟一带伟晶岩均属于花岗岩范围, 铝饱和指数A/CNK为1.54~2.49, 全部大于1.1, 里特曼指数为0.70~1.84, 在K₂O-SiO₂图解(图4)中, 伟晶岩脉主要投点于钙碱性系列区域, 属于钙碱性岩。Rb-Ba-Sr三角图解(图8)显示, 所有伟晶岩都位于高分异花岗岩区域。此外, 高山等^[16]提出的相容性相似的元素含量比值在壳幔系统中变化较小, 而研究区Nb/Ta、Rb/Cs、Zr/Hf、Ba/Th比值均出现了明显的偏离, 说明在岩浆演化过程中, 熔体相和富含挥发分流体相互之间发生了强烈分馏作用。以上结果均表明烧碳沟一带伟晶岩脉与甲基卡二云母花岗岩来自同一源区, 且属于分异程度较高的钙碱性花岗伟晶岩脉。

图8

Fig.8

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	图8 烧碳沟伟晶岩Rb-Ba-Sr三角图解[15]Fig.8 Rb-Ba-Sr ternary diagram for the pegmatite veins in Shaotangou area[15]

吴元福等^[17]认为大规模花岗岩浆活动同俯冲带的挤压背景或碰撞造山带的后造山伸展背景密切相关, 而强过铝质花岗岩主要形成于后碰撞的构造环境。伟晶岩矿床的形成需要一定的物理化学条件及构造条件, 与一定的侵入体有密切的成因联系^[18]。前人也针对与花岗岩有紧密联系的伟晶岩脉做了大量研究, 一些学者通过对国内外大型及超大型伟晶岩型稀有金属矿床的分析, 认为该类矿床均在造山带范围内, 伟晶岩型稀有金属矿床与造山过程密切相关^[3], 造山后期热伸展阶段岩浆上涌, 早期形成的穹状构造虚脱部位可能为岩浆及伟晶岩脉提供侵位空间^[19]。在Rb-(Y+Nb)图解(图9)中可以看出, 伟晶岩脉所有样品点均落于同碰撞区域的右下角, 而稀有金属具有较强的活动性, 很难在动荡的构造活动期间聚集成矿^[5], 因此推断在经历了剧烈造山运动之后, 印支运动末期地壳处于相对稳定阶段, 甲基卡一带的穹状构造为稀有金属伟晶岩矿床提供了良好的成矿环境^{[21, 22, 23]}。

图9

Fig.9

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	图9 烧碳沟伟晶岩Rb-(Y+Nb)图解[20] syn-COLG.同碰撞花岗岩; WPG.板内花岗岩; VAG.火山弧花岗岩; ORG.洋中脊花岗岩Fig.9 Rb-(Y+Nb)diagram for the pegmatite veins in Shaotangou area[20]