图1 大苏计矿区一号矿区地质图 ③
Fig. 1 Geological map of the No.1 mining area in Dasuji Mo deposit ③
廖曼琪 赖勇 † 周弋涛 舒启海
造山带与地壳演化教育部重点实验室, 北京大学地球与空间科学学院, 北京 100871
摘要 为研究内蒙古大苏计斑岩型钼矿床赋矿岩体的形成年龄、地球化学特征及构造背景, 对 3 种岩体(石英斑岩、花岗斑岩和正长花岗岩)的样品进行锆石 U-Pb 定年和主量元素、微量元素分析。结果显示, 石英斑岩、正长花岗岩和花岗斑岩分别形成于 231, 227和225 Ma, 为印支期产物。3 种岩体属于高钾钙碱性 - 钾玄质系列, 为高分异的 I 型花岗岩。岩石组合特征与区域地质背景揭示, 大苏计地区在印支期处于伸展环境, 软流圈上涌导致不同深度的地壳发生部分熔融作用, 产生与大苏计斑岩型钼矿成矿相关的母岩浆。这些母岩浆向上运移过程中萃取前中生代形成的矿源层中的成矿元素, 并在结晶分异过程中不断地富集钼元素, 当岩浆挥发分达到过饱和时发生流体相与熔体相的分离, 钼进入流体相。岩浆热液沿裂隙充填, 在演化过程中发生沸腾作用, 导致大量钼和石英沉淀, 形成大苏计钼矿床。
关键词 大苏计斑岩型钼矿; 锆石U-Pb定年; 岩石地球化学
近十年来, 在内蒙古中西部陆续发现一些新的钼矿 [1 - 2] , 如兴和县曹四夭超大型钼矿 [3 - 5] 、卓资县大苏计大型钼矿 [6] 和李清地‒大西沟钼矿 [7] , 其中大苏计钼矿探明的钼金属量超过 20万吨 [8] , 曹四夭钼矿探明的钼金属量达到 176 万吨 ① 。这些矿床的发现说明燕辽成矿带的西段具有巨大的钼成矿潜力。
大苏计钼矿位于内蒙古自治区乌兰察布市卓资县, 2006 年由内蒙古自治区有色地质勘查局发现, 2012 年正式投产。该钼矿位于华北克拉通北缘的中部, 索伦‒西拉沐沦河缝合带以南。有关古亚洲洋沿索伦‒西拉沐沦河缝合带的闭合时间, 一直存在较大的争议。Xiao 等 [9] 认为闭合时间是晚二叠世至三叠纪期间, 该区域在三叠纪处于后造山阶段的伸展时期。Xu 等 [10] 和 Zhao 等 [11] 则认为二叠纪以前就已闭合, 其后进入陆内演化阶段。从印支期开始, 华北克拉通进入减薄阶段, 并在燕山期达到高峰 [12 - 13] 。上述研究主要集中在华北北缘东部地区, 大苏计钼矿所在的中部地区欠缺详细的年代学和地球化学研究。前人对大苏计钼矿的地质特征 [6,14 - 17] 、物化探特征 [6] 、成矿 Re-Os 年龄 [14,17] 、流体包裹体特征 [17] 、地球化学特征 [18] 等方面进行了研究。本文在前人研究的基础上, 通过对大苏计钼矿床赋矿岩体的锆石 U-Pb 定年和主、微量元素特征分析, 讨论赋矿岩体的形成年龄、地球化学特征、岩浆成因及构造背景, 为加深对内蒙古中西部地区钼成矿作用的认识, 寻找相关的新矿床提供科学依据。
大苏计地区位于华北克拉通北缘内蒙古隆起的凉城断隆, 区内构造以北东向为主。该区北侧以东西向的乌拉特前旗‒集宁深大断裂为界与阴山断隆相分离, 南邻黄旗海‒岱海北北东向断陷带, 西侧以北北东向的河曲‒呼和浩特深断裂与河套断陷盆地相隔离 [15] 。在3个断裂组成的三角形区域内, 形成一个独特的多金属成矿域, 产出包括大苏计钼矿在内的多个金属矿床。区内的凉城‒羊圈湾复背斜轴向呈北东向, 南侧为黄旗海‒岱海断陷带, 北侧为北东东向的大榆树‒后房子挤压破碎带。
区域内主要出露太古宙、中生代和新生代的地层。太古界集宁群构成本区古老的结晶基底, 集宁群下部以矽线石石榴石钾长(二长)片麻岩为主, 夹石榴石黑云斜长片麻岩、含石墨片麻岩及透辉石大理岩等; 上部以含石榴石浅粒岩为主, 夹矽线石石榴石钾长(斜长)片麻岩。中生代地层主要由上侏罗统火山岩和下白垩统固阳组地层组成, 分布于中生代陆相盆地中。其中, 上侏罗统以凝灰岩为主, 夹薄层英安粗面岩; 固阳组下部以含砾砂岩和砾岩为主, 上部为砂岩夹含砾砂岩和褐煤层。新生代地层不整合于中生代地层之上, 主要为第三系上新统玄武岩夹泥岩以及第四系风成黄土和砂砾石层 ② 。
区域内太古宙岩浆侵入活动强烈, 岩浆岩分布面积较广, 主要有英云闪长岩、钾长花岗岩及少量紫苏花岗岩。华力西期岩体呈岩株状零星分布, 主要有华力西中晚期细粒钾长花岗岩和华力西晚期辉长岩。印支期岩浆岩一般为浅成至超浅成酸性小岩枝或小岩株, 岩石类型为正长花岗(斑)岩、花岗斑岩和石英斑岩。
大苏计钼矿位于内蒙古自治区乌兰察布市卓资县境内, 地理坐标为 112°42′30″—112°44′00″E, 40°43′00″—40°44′30″N。矿区位于凉城‒羊圈湾复背斜的北东端, 矿区南部﹑北部及东部出露太古界集宁群石榴石黑云斜长片麻岩基底, 由于太古宙晚期英云闪长岩的侵入, 该基底呈捕虏体形式分布于英云闪长岩中。片麻岩之上覆盖第三系和第四纪沉积物。第三系上新统玄武岩出露于矿区北侧, 不整合于片麻岩之上。第四纪沉积物为风成黄土、残坡积物和冲洪积物(图1)。
矿区岩浆岩主要为太古宙晚期英云闪长岩和中生代浅成‒超浅成侵入体 [14,17] 。太古宙晚期英云闪长岩大面积出露, 广泛存在挤压破碎现象。中生代浅成‒超浅成侵入体主要有石英斑岩、花岗斑岩和正长花岗岩, 钼矿化主要与这些花岗岩体相关, 矿体呈层状、锥状、囊状和透镜体赋存于岩体中。
石英斑岩出露于矿区中部, 总面积为 0.2km 2 , 呈小岩株或岩脉状侵入太古宙晚期斜长花岗岩中, 接触部位有明显的蚀变带。石英斑岩矿化较强, 为主要的赋矿岩体。石英斑岩呈斑状结构, 斑晶约占30%, 基质约占 70%, 斑晶以石英(约 70%)和钾长石(约 30%)为主, 基质为隐晶质, 以长英质矿物为主(图2(a)和(b))。
图1 大苏计矿区一号矿区地质图 ③
Fig. 1 Geological map of the No.1 mining area in Dasuji Mo deposit ③
花岗斑岩主要出露于矿区中北部, 呈岩株或岩脉状侵入石英斑岩之中, 侵入接触关系明显, 接触部位岩石破碎。花岗斑岩矿化较弱, 呈斑状结构, 斑晶约占 50%, 基质约占 50%, 斑晶以钾长石(约50%)和石英(约 50%)为主, 基质为隐晶质, 以长英质矿物为主(图 2(c)和(d)))。
正长花岗岩出露于矿区中部, 地表露头长 200 m, 宽 100m, 深部规模变大, 呈小岩株状侵入石英斑岩之中, 外接触带存在范围较大的碎裂状石英斑岩, 碎裂现象与正长花岗岩的侵入有直接关系。正长花岗岩也是含矿岩体, 岩石结构变化较大, 以花岗结构为主, 局部为斑状结构, 矿物以钾长石(约50%)、石英(约 40%)和斜长石(约 10%)为主(图 2(e)和(f)) [6,15,17] 。
大苏计钼矿床的围岩蚀变较发育, 从岩体内部向外依次为: 早期的黑云母化和钾长石化; 中期的石英 - 钾长石化和石英 - 绢云母化(图 2(g)), 常形成绢英岩, 主要发育于接触带和岩体顶部, 尤其发育于构造破碎和热流体对流循环强烈地带; 晚期的黏土化和碳酸盐化(图 2(h)), 多形成泥英岩, 主要分布于岩体上部, 出现大量高岭石和非晶质黏土矿物, 钾长石和黑云母作为残余矿物保留。
钼矿体赋存于斑岩体顶部和接触带, 石英斑岩和正长花岗岩中矿化较强, 花岗斑岩中矿化较弱。钼矿体为隐伏的透镜体, 上部局部氧化。在氧化带中被氧化的钼矿石具交代结构, 空洞状构造和浸染状构造。主要矿物成分为褐铁矿、钼华、石英、高岭土和长石。原生矿石中的矿石矿物为辉钼矿、闪锌矿和黑钨矿, 脉石矿物为石英、长石、黄铁矿、高岭土、云母、锆石和磷灰石 ① , 矿石主要具细脉状(图 3(a))和浸染状构造(图 3(b)), 它形(图 3(c)~ (d))、发丝状(图 3(c))、碎裂状(图 3(e))、半自形粒状和片状(图 3(f))。
用于测年的样品采自大苏计钼矿矿坑, 选取其中较新鲜花岗斑岩(DSJ60)、石英斑岩(DSJ89)和正长花岗岩(DSJ90)中的锆石进行 LA-ICP-MS U-Pb同位素测试。
锆石单矿物分选由河北廊坊宇能岩石矿物分选技术服务有限公司完成, 锆石靶制备由北京锆年领航科技有限公司完成。锆石阴极发光照相和锆石LA-ICP-MS U-Pb 同位素测定在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成, 质谱系统为美国Agilent 公司的 7500ce/cs 型质谱仪, 激光剥蚀系统为美国 Coherent 公司的 ComPex102 型 ArF 准分子激光器。激光束斑直径为 32μm, 能量密度为 10 J/cm 2 , 剥蚀频率为 5Hz。使用 Plesovice 锆石(337 Ma) [19] 作为标样进行 U, Pb 分馏标定, 以 91500 标准锆石 [20] 作为监控盲样。用 GLITTER4.4.2 软件进行 U-Pb 同位素和微量元素含量计算。谐和年龄及谐和图用 Isoplot/Ex 3.0 版本软件 [21] 进行计算和绘制, 用 Andersen [22] 的方法进行普通铅扣除。
选取较新鲜的 17 件岩石样品(花岗斑岩 7 件, 石英斑岩 6 件, 正长花岗岩 4 件)进行全岩主要氧化物和微量元素成分分析, 由澳实矿物实验室完成。将样品粉末分为两份, 其中一份加入偏硼酸锂/硼酸锂(Li 2 B 4 O 7 -LiBO 2 )助熔物, 充分混合后, 在1000°C 熔融。熔融物冷却后, 加入稀硝酸和稀盐酸溶解, 然后用电感耦合等离子体原子发射光谱仪(ICP-AES)分析主要氧化物。将另一份样品粉末放入马弗炉中, 1000°C 加热 1 小时, 冷却后称重, 样品加热前后的质量差即是烧失量(LOI)。主要氧化物的检测精度优于 5%。
(a) 石英斑岩手标本; (b) 石英斑岩, 有硅化和绢云母化蚀变; (c) 花岗斑岩手标本; (d) 花岗斑岩; (e) 正长花岗岩手标本; (f) 正长花岗岩, 有绢云母化蚀变; (g) 中期绢云母化蚀变; (h) 晚期碳酸盐化蚀变。(b), (d)和(f)~(h)均为正交偏光
图2 大苏计钼矿赋矿岩体手标本及显微照片
Fig. 2 Hand specimen and their micrographs of the ore-bearing intrusions in Dasuji Mo deposit
(a) 矿石的细脉状构造; (b) 矿石的浸染状构造; (c) 它形闪锌矿, 片状、发丝状辉钼矿; (d) 它形黄铁矿与它形闪锌矿; (e) 碎裂状黄铁矿; (f) 半自形粒状黄铁矿和片状辉钼矿
图3 大苏计钼矿矿石及矿相学特征
Fig. 3 Molybdenum ore and mineralogical characteristics of Dasuji Mo deposit
微量元素试样用高氯酸、硝酸、氢氟酸和盐酸进行消解, 蒸至近干后的样品用稀盐酸溶解定容, 再用 ICP-AES 进行分析。元素之间的光谱干扰得到矫正后, 即是最后分析结果。微量元素的检测精度优于10%。
测试样品中锆石自形程度较好, 以长柱状为主, 少数呈短柱状, 粒径在 100~200μm 之间。锆石颜色以淡棕色和灰白色为主。阴极发光电子(CL)图像显示, 锆石颗粒具有清晰的振荡型岩浆生长环带, 全部分析点都位于明显具有环带结构的部位(图 4)。
对花岗斑岩(DSJ60)、石英斑岩(DSJ89)和正长花岗岩(DSJ90)样品各自完成 30 个锆石点的测试, 分析结果见表 1 (花岗岩样品测试点 DSJ60-09 未得到有效数据)。花岗斑岩样品有 11 个测试点的数据位于谐和线附近。由于锆石年龄较年轻, 采用Anderson [22] 的方法进行普通铅扣除后, 206 Pb/ 238 U加权平均年龄为 225 ±1Ma, MSWD= 0.49 (图 5(a))。石英斑岩样品有 15 个测试点的数据位于谐和线附近, 206 Pb/ 238 U加权平均年龄为 231 ±1 Ma, MSWD= 0.74 (图 5(b))。正长花岗岩样品有 9 个测试点的数据位于谐和线附近, 206 Pb/ 238 U 加权平均年龄为 227 ±2 Ma, MSWD=1.04 (图5(c))。因此, 花岗斑岩、石英斑岩和正长花岗岩分别形成于 225, 231和227 Ma, 属于中 - 晚三叠世。
花岗斑岩、石英斑岩和正长花岗岩的主要氧化物和微量元素分析结果见表2。
花岗斑岩的SiO 2 含量为 72.6%~76.1%, CaO 含量为 0.01%~0.03%, MgO 含量为 0.09%~0.19%, 分异指数(DI)为 88.17~92.75。Ca 和 Na 含量很低, 原因可能是岩石普遍遭受的绢英岩化作用导致 Na 和Ca流失, 因此 Na 2 O+K 2 O 含量、K 2 O/Na 2 O 比值、里特曼指数( σ )和铝指数(A/CNK)等参数的指示意义受限。石英斑岩和正长花岗岩样品存在同样的问题。在 K 2 O-SiO 2 图解(图 6)中, 花岗斑岩样品主要落在高钾钙碱性系列区域内。花岗斑岩的稀土元素总量(∑REE)为 153.46~358.91μg/g, 稀土元素配分曲线为略微右倾型(图 7(a)), (La/Yb) N 为9.70~22.72, Eu负异常明显( δ Eu=0.37~0.47), 10000Ga/Al比值接近或超过 2.6。微量元素蛛网图(图 7(b))显示, 样品亏损 Ba, Sr 和 Ti, 富集 Rb, Th, U 和 Hf。
图4 大苏计钼矿3种岩体中锆石样品的CL图像
Fig. 4 CL images of zircon samples from three intrusions in Dasuji Mo deposit
图5 大苏计赋矿岩体样品锆石U-Pb年龄谐和曲线
Fig. 5 U-Pb concordia diagrams of zircon samples from three intrusions in Dasuji Mo deposit
表1 大苏计钼矿相关岩体的锆石U-Pb同位素数据
Table 1 Zircon U-Pb isotopic data for three intrusions in Dasuji Mo deposit
续表
续表
注: *为不谐和锆石年龄数据点, **为谐和的继承锆石年龄数据点。
表2 大苏计钼矿相关岩体的化学组成
Table 2 Chemical compositions for the intrusions in Dasuji Mo deposit
续表
说明: 主量元素含量单位为%, 微量元素含量单位为μg/g。
图6 大苏计赋矿岩体样品的 K 2 O-SiO 2 图解(底图据文献[23])
Fig. 6 K 2 O vs. SiO 2 diagrams for the ore-bearing intrusions in Dasuji Mo deposit(based on Ref. [23])
石英斑岩的SiO 2 含量为76.0%~79.3%, CaO含量为 0.02%~0.06%, MgO 含量为 0.12%~0.19%, DI指数为 89.33~92.21。在K 2 O-SiO 2 图解(图6)中, 石英斑岩样品全部落在高钾钙碱性系列区域内。石英斑岩的∑REE为57.34~96.25 μg/g, 稀土元素配分曲线为略微右倾型(图7(c)), (La/Yb) N 为2.36~3.62, Eu负异常明显( δ Eu=0.53~0.64), 10000Ga/Al 比值均超过 2.6。微量元素蛛网图(图 7(d))显示, 样品亏损Ba, Sr和Ti, 富集Rb, Th和Hf。
(a)和(b) 花岗斑岩; (c)和(d) 石英斑岩; (e)和(f) 正长花岗岩。标准化数据采用Sun等 [24] 的数据
图7 大苏计赋矿岩体样品的稀土元素配分图(左列)和微量元素蛛网图(右列)
Fig. 7 REE pattern (left) and trace elements spider diagram (right) of the three intrusions in Dasuji Mo deposit
正长花岗岩的 SiO 2 含量为 71.2%~73.8%, CaO含量为0.1%~0.26%, MgO含量为 0.26%~0.41%, DI指数为 89.13~91.58。在 K 2 O-SiO 2 图解(图 6)中, 正长花岗岩样品主要落在钾玄岩系列区域内。正长花岗岩的∑REE为271.51~489.16 μg/g, 稀土分配曲线为右倾型(图7(e)), (La/Yb) N 为49.23~119.55, 轻、重稀土分馏明显, Eu 呈微弱的负异常或正异常( δ Eu=0.87~1.13), 10000Ga/Al 比值均高于 2.6。微量元素蛛网图(图 7(f))显示, 样品亏损 Ba, Nb, Ta和Ti, 富集Rb, Th, U, Hf和Nd。
大苏计钼矿样品的 LOI 较高(2.67%~4.78%), 薄片观察也见较多的蚀变矿物(如绢云母、方解石等(图 2))。因此, 在进行岩浆成因分析前, 应对岩石蚀变作用对地球化学特征的影响做必要的评估。
在 CIW (风化指数, CIW=[Al 2 O 3 /(Al 2 O 3 +CaO+ Na 2 O)]×100, 其中氧化物比值为分子比) [25] 与主量元素氧化物的关系图解(图 8)中, Na 2 O 和 CaO 与CIW 呈明显的负相关关系, 表明随着蚀变作用增强, Na 和 Ca发生丢失; K 2 O 与 CIW呈现正、负相关两种关系, 表明整体上以 K 丢失为主, 但其中一些样品有 K 和 Al 的富集, 这可能与岩石的绢云母化有关; SiO 2 , Fe 2 O 3 和 MgO 与 CIW 无相关性, 表明这些氧化物较稳定。
通常认为, Zr 是最稳定的高场强元素 [26] , 基本上不受蚀变影响, 可用于检测微量元素的活动 性 [27] 。图9显示, Rb, Nb, Sr和稀土元素(如La, Ce等)均与 Zr 存在相关性, 表明这些元素受蚀变的影响较小; Y在花岗斑岩和石英斑岩中基本上与Zr没有相关性, 只在正长花岗岩中存在较弱的相关性, 表明 Y 的活动性较强。
因此, 在与大苏计钼矿相关的花岗岩类中, Na, K和Ca受到蚀变的影响, Si, Fe和Mg保持稳定性, Rb, Nb, Sr和稀土元素基本上未受蚀变影响, Y在正长花岗岩中比较稳定, 但在其他两类岩石中显示较强的活动性。Whalen 等 [28] 也提到 Al, Fe, Mg, Ga, Zr, Nb, Ce和Y在低‒中级的蚀变过程中相对稳定, 因此与这些元素相关的图解对于判读新鲜和蚀变花岗质岩石的岩浆演化和起源仍然有效。
灰色箭头指示元素分布趋势, 下同
图8 大苏计赋矿岩体样品的风化指数与主量元素氧化物相关性图解(底图据文献[25])
Fig. 8 Diagrams of correlations between CIW and major elements oxides for the ore-bearing intrusions in Dasuji Mo deposit (based on Ref. [25])
图9 大苏计赋矿岩体样品的Zr与微量元素相关性图解(底图据文献[27])
Fig. 9 Diagrams of correlations between Zr and trace elements for the ore-bearing intrusions in Dasuji Mo deposit (based on Ref. [27])
锆石 U-Pb 年龄测试结果显示, 石英斑岩为231±1Ma, 正长花岗岩为 227±2Ma, 花岗斑岩为225±1Ma, 三者年龄非常接近, 均为印支期岩浆活动的产物。聂凤军等 [29] 也提到华北克拉通北缘印支期含矿侵入岩多为复式岩体, 由两种或多种岩石组成。吴昊等 [17] 和张彤等 [14] 对大苏计钼矿的辉钼矿进行Re-Os同位素定年, 分别得到223.5±5.5Ma和 222.5±3.2Ma 的等时线年龄。成矿年龄与 3 种岩体的侵位年龄非常接近, 说明大苏计钼矿的形成与印支期这次规模较大的岩浆活动密切相关。
一般认为, 华北克拉通北缘及邻区产出的钼和金矿床主要与海西期或燕山期岩浆及相关流体活动有关, 并且将成矿作用的爆发期限定在早侏罗世到早白垩世 [30] 。近年在华北克拉通北缘及邻区发现一系列与印支期侵入岩相关的钼矿床, 同位素年代学数据表明, 钼矿床的形成可以从早三叠世中 - 晚期一直持续到晚三叠世末期, 其中 63%矿床形成时间集中在230~220 Ma [29] , 大苏计钼矿就形成于这个时期。同期的还有小狐狸山钼 - 铅 - 锌矿 [31] 、河坎子钼(金)矿 [32] 等矿床。因此, 在华北克拉通北缘及邻区, 除侏罗纪至白垩纪的大规模成矿作用外, 印支期的成矿作用也很重要。
目前最常用的花岗岩成因分类是 I 型、S 型和A 型 [33] 。角闪石、堇青石和碱性暗色矿物是判别 I型、S 型和 A 型花岗岩的重要矿物学标志, 而白云母和石榴石不是鉴定S型花岗岩的有效标志 [33] 。然而, 无论哪种类型的花岗岩, 当经历高度结晶分异作用之后, 其矿物组成和化学成分都趋近低共结的花岗岩, 使得 I 型、S 型和 A 型 3 种花岗岩的成因类型特征变得模糊 [33] 。
与大苏计钼矿相关的花岗斑岩、石英斑岩和正长花岗岩样品的元素含量散点图显示, P 2 O 5 与 SiO 2 的含量负相关(图 10(a)); Al 2 O 3 与 SiO 2 的含量负相关(图 10(b)); SiO 2 含量小于 75%时 Y 含量稳定(图10(c)), SiO 2 含量大于75%时Y含量显著增加; P 2 O 5 与 Rb 的含量负相关(图 10(d))。根据 Chappell [34] 的判别标准，这些特征都指向 I 型花岗岩。另外, 3种岩体中都没有特征性的富铝矿物或碱性暗色矿物, 说明属于 S 型或 A 型花岗岩的可能性较小, 因此, 与大苏计钼矿相关的 3 种花岗质岩石应为 I 型花岗岩。
图10 大苏计赋矿岩体样品的成因判别图解
Fig. 10 Origin discrimination diagram of the ore-bearing intrusions in Dasuji Mo deposit
SiO 2 -K 2 O 图解(图 6)显示, 与大苏计钼矿相关的 3 种花岗质岩石(花岗斑岩、石英斑岩和正长花岗岩)属于高钾钙碱性‒钾玄岩系列。样品中没有观察到角闪石, 具有高 SiO 2 含量(71.2%~79.3%)和较高的分异指数, 亏损Ba, Ti和P, 富集Rb, U, Th和Hf, 这些特征指示岩石经历了高分异的演化过程, 可能发生了富 P 矿物(如磷灰石)和富 Ti 矿物(如榍石、钛铁矿)的分离结晶。样品中 Mg, Fe, Cr 和 Ni的含量很低, 可能经历了角闪石和黑云母的分离结晶。一般来说, 随着岩浆分异程度的增加, SiO 2 含量增加, Ba和Sr含量降低 [35] 。Ba-Sr图解(图 11(a))显示, 钾长石在 3 种岩石中有不同程度的分异, 尤其在花岗斑岩样品中较明显, 随着岩浆分异程度的升高, Ba 和 Sr 含量均呈现较快的下降趋势。但是, 在石英斑岩样品中, 随着Sr含量的下降, Ba含量的下降趋势较缓慢, 表明在石英斑岩中斜长石的分异起到更重要的作用。在正长花岗岩样品中, 随着Ba含量的急剧下降, Sr含量变化较小, 说明黑云母发生一定程度的结晶分异。(La/Yb) N -La 图解(图 11 (b))显示, 除主要造岩矿物外, 稀土元素含量主要受控于独居石或褐帘石的分离结晶。
虽然同属 I 型花岗岩, 但是正长花岗岩的微量元素特征与另外两种有明显区别。花岗斑岩与石英斑岩的稀土元素配分曲线为略微右倾型, 轻稀土富集, 中、重稀土相对亏损, (La/Yb) N 为 2.36~22.72, Eu负异常明显, 稀土元素配分曲线呈 V 字型, Sr/Y较低(1.44~12.26) (图 12)。正长花岗岩稀土元素配分曲线亦为右倾型, 轻稀土富集, 中、重稀土亏损, (La/Yb) N 为49.23~119.55, Eu异常不明显(正异常或微弱的负异常), Sr含量高(272~458μg/g), Y含量低(10.5~13μg/g), Sr/Y 较高(25.9~40.2)(图 12), 显示一定程度的埃达克岩地球化学特征 [38 - 40] 。
图11 大苏计赋矿岩体样品的Ba-Sr图解(a)和(La/Yb) N -La(b)图解(底图据文献[35])
Fig. 11 Ba vs. Sr (a) and (La/Yb) N vs. La (b) diagrams in Dasuji Mo deposit (based on Ref. [35])
图12 大苏计赋矿岩体样品的Sr/Y-Y图解(底图据文献[38])
Fig. 12 Sr/Y vs. Y diagram for the ore-bearing intrusions in Dasuji Mo deposit (based on Ref. [38])
研究表明, 含 Mo 的岩浆主要起源于加厚的古老下地壳的部分熔融 [41] 。本文中花岗斑岩和石英斑岩的 Sr 和 Eu 含量很低, Eu 出现明显的负异常,表明斜长石在源区稳定, 熔融的深度较浅。同时, 较低的 Cr, Ni, Fe 和 Mg 含量表明, 地幔物质的参与较少, 甚至没有。虽然 DSJ76, DSJ92 和 DSJ95这 3 个样品中 Mg#值相对较高(40~52), 但这是由于样品中的 Fe 2 O 3 含量很低(<1%)造成的, 可能只代表壳源母岩浆在岩浆分异过程中富铁矿物的分离(如角闪石、黑云母等), 不一定代表地幔组分的参与。对大苏计地区同时代花岗岩锆石 Hf 同位素的研究表明, 这些锆石的 ε Hf ( t ) 介于 −21~−7.9 之间, 模式年龄 t DM2 为 2.6~1.8Ga [18] , 与华北克拉通基底年龄 [29] 一致, 表明其源区很可能是华北克拉通的古老地壳, 几乎没有地幔物质的参与。另外, 正长花岗岩具有高 Sr 低 Y、Eu 正异常或微弱负异常、重稀土元素强烈亏损等特征, 表明源区没有或几乎没有斜长石, 而存在角闪石、辉石等富集重稀土元素的矿物相(可能也存在石榴石), 其源区深度比花岗斑岩和石英斑岩更大, 表明这些 I 型花岗岩并非全部来自相同的母岩浆。
从区域上看, 华北北缘一带在印支期存在大量与本文样品类似的高 Sr 低 Y 的花岗质岩石, 对其成因有较大的争议 [42] 。传统观点认为, 该类岩石的源区应该满足石榴石稳定、斜长石基本上消失的温压条件。例如, 刘红涛等 [43] 指出, 高锶花岗岩浆的起源深度应该大于 55km, 源区为强烈加厚的地壳。但是, 华北北缘的埃达克质岩石通常富 K, 与典型埃达克岩的富 Na 属性不符 [44] 。一些实验岩石学研究结果表明, 以华北基底麻粒岩作为原岩, 在800~950°C 和 1.0~1.25MPa 条件下发生部分熔融, 也可以产生类似的高 Sr 低 Y 的花岗质岩石 [45] , 源区残留相可能是二辉麻粒岩(<33 km)、含石榴石的麻粒岩(33~45 km)或榴辉岩(>45 km), 因此埃达克质岩石的出现不一定代表源区是异常加厚的地壳, 也可能是正常厚度的地壳。华北北缘与中亚造山带之间的古亚洲洋最终缝合于索伦 - 西拉沐沦河一带, 但对其闭合时间存在争议。例如, Xiao 等 [9] 认为在二叠纪至早三叠世最终闭合, Xu 等 [10] 则认为可能在古生代中期就已经闭合。但是, 无论何时闭合, 本地区在三叠纪已进入区域性的伸展阶段 [29] 。
本研究中高分异的 I 型花岗岩和区域上大量带状分布的岩浆活动表明, 本地区在三叠纪发生了重要的造山后构造‒热事件。从包头到张家口一带的同期花岗岩中存在较多的碱性花岗岩, 其中包括一些典型的含碱性矿物的 A 型花岗岩 [46 - 47] 。这种高分异的 I 型花岗岩与 A 型花岗岩的岩石组合表明, 该地区发生过一期广泛的伸展作用。尽管 A 型花岗岩的成因存在争议, 但实验岩石学研究表明其低压、高温的成因特征是比较明显的 [33] , 因此最容易产生在拉张环境, 如后造山期或陆内伸展期。不论是后造山时期的地壳拆沉作用, 还是陆内伸展引发的裂谷拉张, 都会导致软流圈上涌, 造成地壳热异常。深部岩浆的底垫作用使下地壳发生部分熔融, 从而形成来源较深的高 Sr 花岗质岩浆; 拉张环境下地壳浅部的热异常则导致较浅的地壳发生部分熔融, 产生低 Sr 的 I 型花岗质岩浆及 A 型花岗岩。这些岩浆在同一时期内上侵, 说明在这个时期造山带的地壳在不同深度上发生了广泛的部分熔融作用。与大苏计钼矿赋矿岩体类似, 整个华北北缘地区在印支期都有大量花岗岩侵位, 同位素组成以负的 ε Nd ( t )和 ε Hf ( t )值为特征, 岩石组合为 I 型花岗岩和 A 型花岗岩伴生 [18,48 - 51] , 表明在拉张环境下软流圈上涌引发的不同地壳层次的部分熔融在整个区域上是普遍现象。
岩石的含矿性与其地球化学性质关系密切。张勇 [52] 认为, 斑岩型矿床中与成矿相关的斑岩体多为中酸性钙碱性岩浆系列, 但不同构造环境中含矿斑岩的类型有所差异。陆内及碰撞型造山带环境含钼矿斑岩多属高钾钙碱性‒钾玄岩系列, 为酸性岩体, 具有高 Si 高 K 的特征 [41] (如本文中 3 种花岗质岩石)。研究表明, 母岩浆的结晶分异作用有利于钼的富集, 进而形成以钼矿为主的斑岩型矿床 [53] , 然而, 斑岩型钼矿在流体出溶前, 岩浆大多已发生明 显的结晶分异作用(如 Cave Peak 钼矿和 Questa 钼 矿 [54 - 55] )。这是因为钼在花岗质岩浆中是不相容元素, 在结晶分异过程中会在残余岩浆中逐渐富集, 当结晶分异到达一定程度时, 岩浆达到水饱和, 残余岩浆中富集的钼会进一步在流体中富集, 形成有经济价值的钼矿 [56 - 58] 。国内大多数斑岩型钼矿床, 其成矿相关的岩体多为高分异的花岗岩, 如宝音图斑岩型钼矿 [59] 、大别山千鹅冲和汤家坪斑岩型钼矿 [60] 和安徽沙坪沟超大型钼矿 [61] 等。Wu 等 [62] 指出, 高分异的花岗岩是经过两个阶段长期演化形成的: 首先, 地壳部分熔融(有时有幔源岩浆混合)产生花岗质的母岩浆; 随后, 母岩浆在相对较长的冷却时间内发生斜长石、钾长石、角闪石和副矿物等矿物相的分离结晶, 最终侵位、冷却, 形成花岗岩体。华北北缘在印支期所处的后造山伸展构造背景给研究区带来较高的热流值, 导致这些花岗质岩浆有稳定的结晶分异条件, 从而产生大苏计及其邻区高SiO 2 、富碱、高Rb的高分异花岗岩。
1)对大苏计钼矿赋矿岩体的锆石U-Pb测试结果表明, 与大苏计钼矿相关的岩浆作用发生于印支期(231~225Ma), 这是华北克拉通北缘地区除燕山期外又一次重要的与成矿相关的岩浆作用。
2)华北克拉通北缘在印支期处于伸展状态, 引发软流圈上涌, 导致地壳在不同深度范围内发生部分熔融作用, 产生与大苏计斑岩型钼矿成矿相关的初始 I 型花岗质母岩浆。母岩浆在向上运移过程中萃取前中生代形成的矿源层中的成矿元素, 并在结晶分异过程中更加富钼, 当岩浆挥发分达到过饱和时发生流体相和熔体相的分离, 钼进入流体相形成高温、高盐度的岩浆热液。岩浆热液沿裂隙充填, 在演化过程中发生沸腾作用, 导致大量钼元素沉淀, 形成大苏计钼矿床。
致谢 北京大学地球与空间科学学院孙克克和刘恺同学在本文撰写过程中提供有益的建议, 在此表示感谢。
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Zircon U-Pb Dating and Geochemical Analysis of Ore-Bearing Intrusions of Dasuji Porphyry Mo Deposit
LIAO Manqi, LAI Yong † , ZHOU Yitao, SHU Qihai
The Key Laboratory of Orogenic Belts and Crustal Evolution (MOE), School of Earth and Space Sciences, Peking University, Beijing 100871
Abstract In order to study the age, geochemical characteristics and tectonic genesis of the ore-bearing intrusions of Dasuji porphyry Mo deposit, three kinds of rock samples of quartz porphyry, syenogranite and granite porphyry that are related to molybdenum mineralization were collected from the deposit. Zircon U-Pb dating reveals that the ages of quartz porphyry, granite porphyry and syenogranite are 231, 227 and 225 Ma, respectively. Characteristics of major and trace elements indicate that they belong to high-K calc-alkaline to shoshonite series and highly fractionated I-type granite. Geochemistry of the rock associations, integrated with regional geology indicate that Dasuji area was in extension during Indosinian. The upwelling of asthenosphere triggered partial melting of crust in a wide range of depth. Magma related to this deposit was generated in this process. During ascending, the magma extracted ore elements from protore which had collected ore elements in the pre-Mesozoic during multiple geological activities and the magma became more enriched in Mo due to the extensive crystal fractionation. When volatiles in magma were supersaturated, ore-forming fluid was separated from melt with Mo. Ore minerals were mainly precipitated with quartz and filled in the fractures during the boiling process.
Key words Dasuji porphyry Mo deposit; zircon U-Pb dating; petrogeochemistry
† Corresponding author , E-mail: yonglai@pku.edu.cn
doi: 10.13209/j.0479-8023.2018.007
中图分类号 P597; P611
收稿日期: 2017-04-23;
修回日期: 2017-06-11;
网络出版日期: 2018-03-22
†通信作者 , E-mail: yonglai@pku.edu.cn
国家重点研发计划(2017YFC0601302)和国家自然科学基金(41390443)资助
① 河南省地质矿产勘查开发局第二地质勘查院. 内蒙古自治区兴和县曹四夭钼矿勘探报告, 2014
② 内蒙古自治区有色地质矿业(集团)有限责任公司. 内蒙古自治区卓资县大苏计矿区钼矿勘探报告, 2012
③ 同764页脚注②。