河北豐寧撒岱溝門鉬礦區(qū)成礦巖體地球化學(xué)特征及其對礦床成因的約束

駱文娟, 張德會, 孫 劍

(中國地質(zhì)大學(xué)(北京)地球科學(xué)與資源學(xué)院,北京 100083)

河北豐寧撒岱溝門鉬礦區(qū)成礦巖體地球化學(xué)特征及其對礦床成因的約束

駱文娟, 張德會, 孫 劍

(中國地質(zhì)大學(xué)(北京)地球科學(xué)與資源學(xué)院,北京 100083)

本文通過對撒岱溝門鉬礦床的賦礦巖石(二長花崗巖)的主量元素地球化學(xué)的研究,揭示了該區(qū)花崗巖為準(zhǔn)鋁質(zhì)高鉀鈣堿性I型花崗巖。該區(qū)賦礦巖石(二長花崗巖)的稀土元素地球化學(xué)特征為輕稀土富集,重稀土虧損,輕重稀土分餾明顯,Eu負(fù)異常較弱(δEu=0.78)。La/Sm-La圖解表明二長花崗巖由巖漿分離結(jié)晶作用形成;微量元素Nb、Ta、P、Zr、Ti具有明顯的負(fù)異常,富集大離子親石元素Rb、Th、K、Ba,黑云母全鋁壓力計所計算的巖體結(jié)晶壓力平均為1.83kbar,平均侵位深度為6.78km,綜合地球化學(xué)各方面的特征,探討了該區(qū)斑巖型Mo礦床形成的制約因素,以及為什么該區(qū)形成斑巖型鉬礦床而非斑巖型銅礦床的原因,最后認(rèn)為該礦床為深源中成斑巖型鉬礦床。

撒岱溝門 地球化學(xué) 侵位深度 礦床成因 斑巖型礦床

LuoW en-juan,Zhang De-hui,Sun Jian.Geochem ical characters of m ineralization rock of the Sada igoumen molybdenum deposit and their constra ints on the deposit genesis in Fengn ing,HebeiProvince[J].Geology and Exploration,2010,46(3):0491-0505.

0 引言

斑巖型礦床作為一種主要的經(jīng)濟型礦床,一直是礦床學(xué)家重點研究的對象,并取得了大量重要的成果。目前,依據(jù)賦礦侵入體的組成及區(qū)域構(gòu)造環(huán)境,國際上將斑巖型鉬礦床分為兩個主要類型:一是與島弧和分異較小的鈣堿性巖漿有關(guān)的,以低氟、低鉬為特點的石英二長巖型;另一個是與裂谷、高演化的流紋質(zhì)堿性巖漿有關(guān)的,并具有高氟和高鉬的特征的Climax型礦床(Kula,2000)。如果按蝕變分帶特征分,斑巖型鉬礦床以Lowell和Guibert的“二長巖”型和Hollister的“閃長巖”型最具有代表性(Hollister,1978;Lowellet al.,1970)。對于斑巖型銅、鉬礦床的成因模式,目前主要有四種模式(高合明,1995;陳文明,2002):巖漿熱液說,板塊構(gòu)造成礦說,活動轉(zhuǎn)移說以及變質(zhì)巖漿成礦說。鉬通常與各種金屬共生(比如:Mo-Cu,Mo-W,Mo-Sn-W, Mo-Bi),并且通常與花崗巖體有關(guān)?？刹摄f礦的兩個最重要來源:一是輝鉬礦為礦石的斑巖型鉬礦(Mo:Cu>1),即單鉬礦床;二是斑巖型銅鉬礦床(Mo: Cu<0.1),這種礦床中很多包含足夠多的鉬以至于可以作為伴生產(chǎn)品或者副產(chǎn)品來開采?？v觀中國華北地臺南北緣,可以發(fā)現(xiàn)北緣以小寺溝斑巖銅鉬礦、大灣斑巖銅鉬礦、大莊科斑巖鉬礦、壽王墳斑巖銅鉬礦和肖家營子斑巖鉬礦等為代表;南緣以金堆城斑巖鉬礦、東溝斑巖鉬礦床、南泥湖斑巖鉬(鎢)礦、上房溝斑巖型鉬(鐵)、雷門溝斑巖鉬礦、秋樹灣斑巖銅鉬礦等為代表。是什么因素造成了斑巖型單鉬礦和銅鉬礦的差異?與鉬礦化密切相關(guān)的又是什么因素?

本文將以河北豐寧撒岱溝門斑巖型鉬礦為例,主要從巖石地球化學(xué)的角度,并結(jié)合野外地質(zhì)特征,探討礦床成因,為今后的地質(zhì)工作提供基礎(chǔ)資料。該礦床于1980年由原華北冶金地質(zhì)勘探公司514隊、519隊聯(lián)合對此地進(jìn)行物化探異常檢查時發(fā)現(xiàn),盡管發(fā)現(xiàn)早,但研究程度較低,但最近卻引起了一些學(xué)者的關(guān)注(代軍治等,2007),其對該礦床進(jìn)行了流體包裹體的研究,發(fā)現(xiàn)該礦床的形成與成礦流體的液態(tài)不混溶有關(guān),但從礦區(qū)成礦母巖的巖石地球化學(xué)角度來研究該礦床的成礦機制及制約因素,尚未進(jìn)行過研究工作。作為一個大型斑巖型鉬礦床,系統(tǒng)地研究其成礦地質(zhì)特征、蝕變礦化特征、地球化學(xué)特征等,探討礦床成因無論在理論上還是指導(dǎo)找礦均具有重要的意義。

1 地質(zhì)背景

河北豐寧撒岱溝門礦區(qū)位于燕遼銅鉬成礦帶內(nèi),即華北克拉通的北緣(圖1)。撒岱溝門鉬礦床位于河北豐寧縣境內(nèi),地理坐標(biāo)為東經(jīng)116°35′30″,北緯41°15′37″。礦區(qū)構(gòu)造單元為內(nèi)蒙地軸上黃旗構(gòu)造巖漿巖帶中段豐寧背斜的北翼,出露地層主要有太古界變質(zhì)巖、侏羅系火山巖、火山碎屑和陸相沉積巖及沿溝谷、河床低洼處分布有第四系風(fēng)積、沖積和洪積層。區(qū)內(nèi)巖漿活動極為強烈,主要有三期:一為呂梁-五臺期的中酸性巖體,分布于近外圍的潮河?xùn)|部和撒二營南部,主要有黑云閃長巖、斜長花崗巖、花崗閃長巖組成;二為印支期二長花崗巖,分布于土城子、撒二營及撒岱溝門一帶,侵入于紅旗營子群,并被上侏羅統(tǒng)火山巖覆蓋,是主要含礦巖體;三為燕山期中酸性小侵入體,分布于四道營子、五道營子一帶,有二長花崗巖、石英正長斑巖等,均呈巖株狀、巖墻狀產(chǎn)出。巖漿巖巖體與早元古界紅旗營子群(Pt1h)混合巖化片麻巖為侵入接觸,控巖、控礦構(gòu)造是近東西向及近南北向兩組非同期生成卻交織成棋盤格子狀的斷裂裂隙系統(tǒng),以上黃旗-棋盤山NE向斷裂和豐寧SN向大斷裂為主,撒岱溝門二長花崗巖體即沿兩大斷裂交匯的銳角部位侵入,其次為SN向、近EW向、NE向和NW向的次級斷裂,他們主要控制了脈巖的產(chǎn)出和展布,對礦體影響不大(代軍治等,2007)。

圖1 撒岱溝門鉬礦床礦區(qū)地質(zhì)圖(據(jù)代軍治等修改,2007)Fig.1 Geologicalmap of the Sada igoumen molybdenum deposit(after Da iet al.,2007)

2 礦床地質(zhì)

2.1 地質(zhì)特征

礦區(qū)地層主要分布在礦區(qū)的北部,為早元古界紅旗營子群(Pt1h)混合巖化片麻巖,與該礦區(qū)主要巖石類型二長花崗巖體侵入接觸。二長花崗巖呈巖株狀侵入于混合花崗巖中,面積15km2,分肉紅色與白色兩類,兩者呈相變過渡關(guān)系,礦體主要產(chǎn)于肉紅色二長花崗巖中(圖1),平面上呈南北向分布,在外接觸帶混合花崗巖內(nèi)也有規(guī)模小、品位低的礦體。石英斑巖、石英正長斑巖、閃長玢巖等以巖脈的形式侵入在二長花崗巖體內(nèi),與其組成一個復(fù)式巖體。

礦床埋藏淺,賦礦標(biāo)高260～840m,礦體規(guī)模大、品位均勻連續(xù),2004年全區(qū)詳查探獲鉬礦石量49245.47wt,鉬平均品位0.059%,總金屬量290381.13t①(天津華北地質(zhì)勘查總院,2004)。以Mo≥0.03%為邊界,地表圈定6個礦體,呈SN向展布的不規(guī)則透鏡狀(圖1)。以三號勘探線剖面為例(圖2),礦體形態(tài)大致是以ZK1為中心呈不規(guī)則透鏡狀,由此向外,厚度漸小、品位漸低、連續(xù)性漸差,中心部位礦體垂厚540m,東西寬960m,礦體局部分枝明顯。

主要賦礦巖石二長花崗巖為中粗粒似斑狀結(jié)構(gòu),塊狀構(gòu)造,主要礦物有微斜長石(35%)、斜長石(25%)、石英(20%)、黑云母10%),副礦物有榍石、磁鐵礦、鋯石、磷灰石、綠簾石等。二長花崗巖中微斜長石和斜長石大部分已經(jīng)發(fā)生絹云母化和高嶺土化,呈二長結(jié)構(gòu)、似斑狀結(jié)構(gòu),斑晶主要為長石和石英,基質(zhì)為顯晶質(zhì)石英、長石。

礦石呈灰白—肉紅色,具花崗結(jié)構(gòu)、不等粒結(jié)構(gòu)、溶蝕結(jié)構(gòu)、交代結(jié)構(gòu)及半自形晶粒結(jié)構(gòu),細(xì)脈狀構(gòu)造、星散狀浸染構(gòu)造、平行脈狀、交錯脈狀及網(wǎng)脈狀構(gòu)造。金屬礦物有輝鉬礦(0.16%),黃鐵礦(2.5%),磁鐵礦(0.3%),赤鐵礦(0.4%),褐鐵礦(0.08%),黃銅礦(0.05%),有微量閃鋅礦、鈦鐵礦及斑銅礦等。脈石礦物占礦物總量的96.51%,主要有石英、鉀長石、斜長石、云母、螢石及碳酸巖礦物。

圖2 撒岱溝門鉬礦床3號勘探線剖面圖(據(jù)代軍治等,2007)Fig.2 Cross section along prospecting line No.3 in the Sada igoumen molybdenum deposit(after Da iet al.,2007)

礦區(qū)圍巖的蝕變分帶性,由于多期多階段熱液蝕變的疊加,而變得復(fù)雜。為了在平面上大致控制礦區(qū)的蝕變分帶,本次研究選擇了7個地質(zhì)點(圖1)進(jìn)行野外的觀察,并根據(jù)每個地質(zhì)點的蝕變特征,結(jié)合室內(nèi)31片薄片的鏡下觀察,得出時間上由早到晚,空間上由里向外,蝕變帶大體可分為:鉀化帶(石英、微斜長石)—黃鐵絹英巖化帶(黃鐵礦、石英、白云母、微斜長石、絹云母)—青磐巖化帶(綠泥石、綠簾石、方解石)三個帶(圖1),各個帶中蝕變礦物特征(圖3)。

圖3 撒岱溝門鉬礦床礦物蝕變鏡下特征Fig.3 Characteristics of m ineral alteration of the Sada igoumen molybdenum deposit observed by m icroscope

2.2 礦化階段

對于代軍治等(2007)厘定的該礦床的礦化階段,其認(rèn)為該礦床可以劃分為三個成礦期:成礦前,成礦期和成礦期后。成礦前包括一個階段,即早期無礦石英脈階段;成礦期包含三個階段,即①石英-磁鐵礦-黃鐵礦-輝鉬礦脈階段,②石英-輝鉬礦階段,③石英-白云母-黃鐵礦-閃鋅礦階段;成礦期后包括兩個階段,即①純輝鉬礦階段,②晚期無礦熱液階段。筆者經(jīng)過野外觀察和鏡下特征,覺得有所異議,這里重新厘定。

據(jù)礦物組合間的差異以及各礦物、脈體之間的穿插關(guān)系,可將本礦床成礦作用大體劃分3期6個礦化蝕變階段,分別為成礦前、成礦期和成礦期后。

成礦前,即早期無礦石英脈階段,石英脈較寬,乳白色,沿二長花崗巖裂隙分布,使二長花崗巖發(fā)生微斜長石化,常被后期石英-輝鉬礦脈所穿切,基本無金屬礦物產(chǎn)出(圖4A)。

成礦期,該期可分為4個成礦階段:1)磁鐵礦-黃鐵礦-輝鉬礦-石英脈階段,硫化物多呈浸染狀或網(wǎng)脈狀分布,單顆粒細(xì)小,呈自形、半自形粒狀(圖4B,4C);2)石英-輝鉬礦階段,主要形成輝鉬礦,其它硫化物少,輝鉬礦常呈浸染狀、細(xì)脈狀分布于石英脈兩側(cè)伴隨大量硅化及絹云巖化(圖4D);3)純輝鉬礦階段,伴隨著絹云母化,輝鉬礦呈薄膜層狀穿切早期礦脈或沿著二長花崗巖節(jié)理及裂隙分布(圖4E);4)石英-白云母-黃鐵礦-閃鋅礦階段,形成少量的輝鉬礦、黃鐵礦、閃鋅礦、黃銅礦(圖4F,4G),伴隨強烈的白云母化和微弱螢石礦化,螢石呈浸染狀分布。

成礦期后,包括1個階段:晚期無礦熱液階段,發(fā)育低溫硅化、螢石化(圖4H)、碳酸巖化及高嶺土化,螢石多呈脈狀分布。

3 樣品采集和測試

撒岱溝門賦礦巖體(二長花崗巖)樣品采集分為兩個方面,一是地表平面采樣(圖1中7個地質(zhì)點),二是鉆孔垂向采樣(圖2中zk8鉆孔),分別控制了平面和垂向的元素變化。地表樣取了28件,鉆孔樣取了42件。經(jīng)過系統(tǒng)篩選后,取了地表樣3件,其中S-10’是從S-10二長花崗巖上切下來的含輝鉬礦的石英脈,鉆孔樣8件,作為測試分析樣品。樣品在經(jīng)過清洗、編錄和拍照后。在河北省區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查研究所實驗室加工細(xì)碎,縮分后再經(jīng)過棒式研磨至200目,樣重150 g。取了4件地表二長花崗巖樣,在中國地質(zhì)大學(xué)(北京)磨片室磨了4件探針片,用于黑云母探針分析。

圖4 撒岱溝門礦區(qū)各礦化階段特征圖Fig.4 D iagram s showing characteristics of different m ineralization phases of the Sada igoumen molybdenum deposit

樣品主量、微量元素分析由核工業(yè)北京地質(zhì)研究院完成。主量元素用GB/T14506.28-93硅酸鹽巖石化學(xué)分析方法和X射線熒光光譜法測定,分析儀器為飛利浦PW2404X射線熒光光譜儀。微量元素用德國Finnigan-MAT公司生產(chǎn)的ELEMENT I型等離子質(zhì)譜儀(I CP-MS)測定。儀器工作溫度20℃,工作相對濕度30%。所有研究元素的含量均高于檢出下限,分析相對誤差小于5%,分析結(jié)果見表1、表2、表3。黑云母(二長花崗巖中)探針測試在中國地質(zhì)大學(xué)(北京)地學(xué)實驗中心完成,分析相對誤差在4%～6%之間,分析結(jié)果見表4。

4 巖石地球化學(xué)特征

4.1 主量元素

撒岱溝門鉬礦區(qū)的成礦母巖二長花崗巖的巖石化學(xué)特征(表1)如下:1)富硅,SiO2含量變化于72.54～78.78%,平均為75.42%,且數(shù)據(jù)變化范圍小,花崗巖的分異指數(shù)D I平均為92.70,反映巖體經(jīng)歷了高程度的分異演化作用;二長花崗巖的固結(jié)指數(shù)SI在0.79～4.3之間,平均為2.69,表明固結(jié)深度為中深成。2)鋁、鈣、鎂含量低,Al2O3含量在10.34～13.14%之間,平均為11.85%,CaO含量在0.27～1.36%之間,平均為0.77%,MgO含量在0. 076～0.47%之間,平均為0.28%。3)富堿高鉀, ALK為7.38～10.45%,平均為8.48%,K2O(平均為5.98%)大于Na2O(平均2.40%),K2O/Na2O比值為1.26～5.54,平均為2.50。里特曼指數(shù)δ從1.53到3.54,為堿性、鈣堿性巖石。4)富鐵,二長花崗巖氧化指數(shù)0.11～0.57,平均為0.31。

表1 撒岱溝門二長花崗巖主量元素測試數(shù)據(jù)(%)及特征參數(shù)Table1 Major element content(%)and related geochem ical parameters of monzon itic gran ite in Sada igoumen

表2 撒岱溝門鉬礦床稀土元素測試數(shù)據(jù)及特征參數(shù)(10-6)Table2 REE content(10-6)and related geochem ical parameters of molybdenum deposit in Sada igoumen

在花崗巖K2O-SiO2圖解(圖5)中,該礦區(qū)所有二長花崗巖樣品點落入了高鉀鈣堿性區(qū),在A/ CNK圖解(圖6)中,撒岱溝門鉬礦區(qū)的樣品全落在了準(zhǔn)鋁質(zhì)和過鋁質(zhì)區(qū),只有少量的過堿質(zhì)區(qū)?；◢弾r的A/CNK在0.95～1.12之間,A/NK在1.04～1.25之間,表明該區(qū)的花崗巖主要為準(zhǔn)鋁質(zhì)巖石,具有I型花崗巖的特征。

4.2 稀土元素

采用Sun and McDonough(1989)的球粒隕石數(shù)據(jù)來標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素,將本研究區(qū)二長花崗巖稀土元素數(shù)據(jù)進(jìn)行標(biāo)準(zhǔn)化,作成配分模式圖(圖7),其特征如下:

圖5 二長花崗巖K2O-S iO2圖解(Peccerillo and Taylor,1971)Fig.5 K2O-S iO2diagram of monzon itic gran ite (from Peccerillo R,Taylor S R,1976)

表3 撒岱溝門鉬礦床微量元素測試數(shù)據(jù)(10-6)Table3 Trace element content(10-6)of molybdenum deposit in Sada igoumen

圖6 二長花崗巖A/NK-A/CNK判別圖Fig.6 A/NK-A/CNK discr im inate diagram of monzon itic gran ite

總體上看(表2)本區(qū)二長花崗巖具有輕稀土元素富集特點,∑REE在94.24×10-6～274.3×10-6,LREE在8.64×10-5～2.55×10-4,HREE在7.81×10-6～2.06×10-5;輕和重稀土元素之間分異明顯, LREE/HREE值在7.98～14.07,(La/Yb)N值在42.47～87.46;輕稀土分餾度(La/Sm)N介于5.40～7.93,輕稀土分餾程度好,輕稀土富集;重稀土分餾度(Gd/Yb)N介于3.89～6.27,重稀土虧損;二長花崗巖除了S-8-41的δEu=1.24,表現(xiàn)為Eu的正異常外,其余樣品皆具有弱的Eu負(fù)異常,且δEu在0.67-0.79之間,總體平均δEu=0.78。

二長花崗巖(圖7)的配分模式圖呈從左到右,曲線近似光滑下降,沒有特別明顯的正或負(fù)異常,且重稀土部分較虧損。

表4 二長花崗巖中黑云母探針測試數(shù)據(jù)(%)Table4 Electron m icroprobe analyses of biotite of monzon itic gran ite(%)

4.3 微量元素

采用Sun and McDonough(1989)的原始地幔數(shù)據(jù)來標(biāo)準(zhǔn)化微量元素,撒岱溝門鉬礦的成礦母巖(二長花崗巖)微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖表現(xiàn)為整體向右傾斜的階梯式下降型式(圖8),具有高場強元素Nb、Ta、P、Ti明顯的負(fù)異常,富集大離子親石元素Rb、Th、K、Ba,Zr、Hf負(fù)異常不明顯的特點。Rb含量較高,在1.82×10-4～3.23×10-4,平均2.4×10-4。Mo主要富集于二長花崗巖中,且以鉀化的紅色二長花崗巖尤為顯著(Mo在樣品s-03、s-10、s-8-3、s-8-19中含量較高,均高于該礦床的最低工業(yè)品位0.06%),由此可見Mo主要來源于二長花崗巖巖漿。二長花崗巖中Co/Ni比值2.03～7.83,平均為4.56,多數(shù)大于4,Co含量偏高,顯示巖漿熱液成礦特點(馬國璽,1997)。較低的高場強元素(二長花崗巖平均為Zr=6.47× 10-5、Hf=2.46×10-6,華北地臺二長花崗巖(遲清華等,2007)為Zr=1.6×10-4,Hf=4.5×10-6),由于高場強元素為不相容元素,通常在地殼中較為富集,如此低含量的高場強元素表明來源較深。

圖7 撒岱溝門鉬礦區(qū)二長花崗巖稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分模式圖Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns of monzon itic gran itefrom Sada igoumen molybdenum deposit

圖8 撒岱溝門鉬礦區(qū)二長花崗巖微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖Fig.8 Pr im itive mantle-normalized trace element spider diagram of monzon itic gran ites from Sada igoumen molybdenum deposit

5 討論

5.1 巖石成因

由于其他巖石類型的數(shù)據(jù)不是很多,代表性不強,且這里與礦床密切相關(guān)的是二長花崗巖,所以這里只討論成礦母巖(二長花崗巖)的巖石成因問題。

由主量元素特征表明該區(qū)二長花崗巖具有I型花崗巖的特征,二長花崗巖的稀土元素總量偏低,∑REE=9.42×10-5～2.74×10-4,平均為1.93× 10-4,輕重稀土分餾明顯,Ce/Y平均為9.78,δEu比較大(平均0.78),配分曲線為左高右低型,Eu基本無虧損的平滑曲線,顯示殼源花崗巖的特征(肖慶輝,2002)。圖8可見具有明顯的Nb負(fù)異常,為典型I型花崗巖特征(Christiansenet al.,1996)。二長花崗巖弱的負(fù)Eu異常,可能說明巖漿形成演化過程中結(jié)晶分異作用不占主導(dǎo)地位(馬鴻文,1990)或源區(qū)缺少富含Eu的礦物,如斜長石等,但是由圖9可見,二長花崗巖主要是由分離結(jié)晶作用形成的,前后矛盾,所以認(rèn)為該二長花崗巖的源區(qū)是缺少富含Eu的礦物的源區(qū),且二長花崗巖具有分離結(jié)晶作用成因。并且,該礦床為斑巖型鉬礦床,而不是斑巖型銅礦床,鉬是不相容元素,而銅是相容元素,如果該二長花崗巖為部分熔融成因,則形成的應(yīng)該是斑巖型銅礦床,而不是斑巖型鉬礦床,所以二長花崗巖為分離結(jié)晶成因。

圖9 二長花崗巖La-La/Sm圖解Fig.9 La-La/Sm diagram of monzon itic gran ite

實驗巖石學(xué)研究表明,源巖的K含量明顯影響派生熔體的K含量,低鉀拉斑玄武巖的部分熔融一般不可能產(chǎn)生高鉀鈣堿性巖漿,除非這種熔融發(fā)生在較深的深度或其熔融程度極低(Defantet al., 1990;Peacocket al.,1994)。K2O含量主要與熔融源巖的K2O含量和熔融程度和深度有關(guān)(肖慶輝等,2002)。在原巖部分熔融程度較低時,只有富含Na、K、Si、Al的礦物被熔融,巖漿中這些元素的含量較高;隨著原巖的部分熔融程度增高,富含Na、K、Si、Al的礦物被熔融耗盡,富含F(xiàn)e、Ca、Mg的礦物開始被熔融,巖漿中Fe、Ca、Mg的含量逐漸增高,熔融的堿度和SiO2含量降低、基性程度增高(韓吟文等, 2003),即部分熔融程度越高巖石越基性。如果該區(qū)二長花崗巖為部分熔融形成,則應(yīng)該為低度的部分熔融,這樣才能產(chǎn)生高酸高鉀的二長花崗巖,而根據(jù)主量元素巖石學(xué)已知該巖石演化程度較高,不可能為低度的部分熔融形成的,所以由前面的微量元素得出的結(jié)論相一致,該二長花崗巖為分離結(jié)晶成因。

黑云母的含鐵鎂特性是區(qū)分其寄主巖石成因類型的標(biāo)志之一,結(jié)合黑云母的電子探針分析結(jié)果并以氧為11計算陽離子數(shù)(表4),在黑云母分類圖解(Foster,1960)(圖11)中,撒岱溝門鉬礦區(qū)二長花崗巖中大部分黑云母屬鎂質(zhì)黑云母,少量為鐵質(zhì)黑云母,典型I型花崗巖中黑云母為鎂質(zhì)黑云母(Fattahet al.,1994),表明該區(qū)花崗巖具有I型花崗巖的特征。據(jù)丁孝石(1998)的研究,典型幔源黑云母中MgO>15%,殼源黑云母中MgO<6%,本區(qū)所測樣品中MgO的含量變化在8.85%～12.47%,平均10.27%,具殼幔過渡性質(zhì)。此外,FeO含量為16.91-20%,平均為18.50%,穩(wěn)定度平均為50. 38,所以二長花崗巖中黑云母為鐵鎂質(zhì)黑云母,在黑云母成因圖解(周作俠,1986)(圖10)中,大部分落入殼慢混合型花崗巖區(qū),少量落入殼源區(qū)。殼型花崗巖中黑云母的MF值一般小于0.5,而鈣堿性斑巖中黑云母的MF為1.27～1.36,平均值為1.32 (謝應(yīng)雯等,1995),本區(qū)二長花崗巖的MF值為0. 44～0.56。綜上所述,表明該花崗巖為殼源花崗巖,并有地幔物質(zhì)的混入。

圖10 黑云母FeOT/(M gO+FeOT)-M gO圖(底圖據(jù)周作俠,1986)Fig.10 FeOT/(MgO+FeOT)-MgO d iagram of biotites(after Zhou,1986)

圖11 黑云母成分分類圖(底圖據(jù)Foster,1960)Fig.11 Classification diagram of biotite(after Foster,1960)

黑云母的電子探針結(jié)果分析,所測樣品的AlVI含量(0.1921～0.3223,除了樣品s-17-3為0.3223,其余9件樣品平均值為0.2374),低于S型花崗巖(0.353～0.561),接近I型花崗巖(0.144～0.224)(Whalenet al.,1988)。Fe2++Fe3+在1.09～1.28之間,全部小于1.3,Mg在1.01～1.39之間,全部大于1.0,同樣顯示具有I型花崗巖特征(王潔民等,1988)。徐克勤(1984)等曾提出用黑云母的MF[MF=Mg/(Mg+Fe2++Fe3++Mn)]來區(qū)分I型和S型花崗巖,MF<0.38為S型花崗巖,反之為I型花崗巖。本區(qū)所測樣品MF值為0.44～0.56,表明撒岱溝門鉬礦區(qū)巖體屬I型花崗巖類。

呂志成等(2003)研究認(rèn)為,巖石中黑云母的鎂質(zhì)率M=Mg/(Mg+Fe2++Mn)是區(qū)分深源系列和淺源系列巖漿巖的一個判別標(biāo)志(呂志成等,2003),南嶺淺源系列黑云母M<0.45,長江深源系列黑云母M>0.45(楊文金等,1986)。該區(qū)二長花崗巖中黑云母的鎂質(zhì)率為0.46～0.60,平均為0.53,應(yīng)為深源型花崗巖。

所以綜合黑云母的各種特征,可以認(rèn)為該區(qū)的二長花崗巖為I型花崗巖。Uchida等(2007)的研究表明黑云母全鋁含量與花崗質(zhì)巖石固結(jié)壓力之間具有良好的正相關(guān)性,黑云母的全鋁含量可以用來估計花崗質(zhì)巖石的固結(jié)壓力,其經(jīng)驗方程:

P(kbar)=3.03×TAl-6.53(±0.33) (Uchidaet al.,2007)

式中TAl代表黑云母以22個氧為基的全鋁含量。根據(jù)以上原理,對該區(qū)二長花崗巖中的黑云母的做探針分析,得黑云母探針數(shù)據(jù)(表4),按照上述模式計算出該地區(qū)巖漿巖的侵位壓力從而計算出侵位的深度。把計算結(jié)果投在圖上,如圖12所示。

圖12 撒岱溝門礦區(qū)二長花崗巖侵位深度計算結(jié)果投點圖Fig.12 Emplacement depth scatters of monzon itic gran ite from Sada igoumen

由黑云母全鋁壓力計計算的靜巖壓力為1.42～2.15kbar,平均壓力1.83kbar,所以撒岱溝門礦區(qū)的巖漿巖侵位深度落在5.27～7.98km之間(圖12),平均深度為6.78km,投點相對集中,此外,鏡下觀察所選的這些黑云母均屬于未蝕變黑云母,所以可信度較高。表明該區(qū)二長花崗巖為中成I型花崗巖。

5.2 礦床成因討論

Kula CM(2000)認(rèn)為斑巖鉬礦床和斑巖銅礦床一樣,是形成于斑巖巖漿結(jié)晶的某個階段所釋放出來的富含金屬的熱液流體。該區(qū)含礦石英脈與圍巖的稀土元素分配形式和特征有相似性和繼承性(圖13),符合花崗巖漿中稀土元素分異演化的規(guī)律,表明石英脈與紅色二長花崗巖具有同源性,成礦熱液可能來自巖漿熱液,與代軍治(2007)研究結(jié)果相吻合,與Kula C M(2000)的觀點相一致。且石英脈中含有Mo含量較高,從另一個方面來說,該巖漿具有較高的Mo含量,為成礦提供了礦源。

圖13 撒岱溝門鉬礦區(qū)二長花崗巖及其共生石英脈稀土元素配分模式圖Fig.13 REE patterns of monzonitic granite and its symbiotic quartiz ve in from Sada igoumen molybdenum deposit

由主量元素可知二長花崗巖w(SiO2)平均為75.42%,屬強酸性花崗巖,明顯高于世界和國內(nèi)一般花崗巖類(71.30%),撒岱溝門鉬礦的平均w(K2O)=5.98%,而世界一般花崗巖類平均w(K2O)僅為4.07%,表明成鉬巖體具有強酸高鉀的特點。前人的元素地球化學(xué)實驗結(jié)果表明,在水蒸汽相對飽和的鉀硅酸鹽(K2Si2O3)熔體中, MoS2的溶解度可高達(dá)12.5%(聶鳳軍等,2007),表明了強酸高鉀的巖漿有利與鉬的礦化。另外,部分研究者認(rèn)為鉬的流體/熔體分配系數(shù)為11.5(Isuk et al.,1981;Ryabchikovet al.,1981),表明Mo傾向于進(jìn)入流體,意味著Mo更容易富集到最后。

本區(qū)成礦母巖(二長花崗巖)的巖石類型對于該礦床的形成具有一定的制約,該二長花崗巖為中成I型花崗巖,侵位深度為6.78km,要比通常的斑巖型Cu(Mo)礦床(0.5～2km)要深(鄭有業(yè)等, 2006),與斑巖型Mo、Cu礦化較為密切相關(guān)的通常為I型花崗巖(Robb L,2005)。對于該礦床的形成, I型花崗巖決定了其為斑巖型礦床,其較深的侵位深度決定了其為Mo礦床而非Cu礦床,巖漿的演化程度較高也決定了其為Mo礦而非Cu礦。

為什么高度演化且侵位較深的I型花崗巖巖漿傾向于形成斑巖鉬礦床,而非斑巖銅(鉬)礦床呢?可能的答案是:這兩種元素在巖漿演化過程中顯著不同的性質(zhì)和斑巖體不同的侵位深度所致。

高度演化的巖漿,其發(fā)生了較多的結(jié)晶作用, Cu為相容元素(相對于Mo),則在演化過程中被結(jié)晶進(jìn)入礦物相中,使Cu均勻地遍布巖石,從而使流體中的Cu相對被貧化。對于Mo來說,其為不相容元素(相對于Cu),在結(jié)晶作用中不傾向于進(jìn)入礦物相,則在流體中大大富集,在合適的物理化學(xué)條件下可以沉淀成礦。所以,鉬礦化往往與演化程度較高的巖漿有關(guān)。

低度演化的巖漿,意味著結(jié)晶作用發(fā)生程度較低,巖漿中以熔體成分為主,其流動性較好,較易上升運移,所以低度演化的巖漿其侵位深度也會相對較淺,反之,演化程度較高的巖漿,其侵位相對較深,這可能是斑巖型鉬礦的成礦巖體要比斑巖型銅礦的成礦巖體侵位較深的原因之一。

目前,有研究者注意到巖漿侵位深度對斑巖銅、鉬礦床中銅、鉬相對含量的影響,即侵位較深(> 5km)的巖體形成富Mo礦床,侵位較淺(<5km)的巖體形成富Cu的礦床(Robb,2005;Candelaet al., 1986;Candela,1997)。Robb(2005)認(rèn)為,巖漿侵位深度通過控制巖漿結(jié)晶過程來影響斑巖銅、鉬礦床中的銅、鉬相對含量。巖漿侵位較深時,由于壓力較大,揮發(fā)分的溶解度也大,在侵位之初不會發(fā)生沸騰作用,無獨立的流體相形成。由于巖漿降溫緩慢,揮發(fā)分含量高,巖漿結(jié)晶緩慢,礦物與巖漿之間的分離會造成巖漿高度演化。Cu是相容元素,較高的巖漿結(jié)晶程度導(dǎo)致Cu被貧化(Candelaet al.,1986); Mo是不相容元素,巖漿演化導(dǎo)致Mo在巖漿結(jié)晶晚期富集(Candelaet al.,1986)。因而,侵位較深的巖體形成富Mo而貧Cu的礦床。巖漿在地殼淺部侵位,由于水和其他揮發(fā)分在巖漿中的溶解度降低,巖漿會發(fā)生沸騰,獨立的流體相隨之形成。由于獨立的流體相形成時,Cu會大量進(jìn)入流體(Dfluid/melt =9.1)(Robb,2005),而Mo由于相對較小的分配系數(shù)(Dfluid/melt=2.5)(Robb,2005)不能大量進(jìn)入流體相;另外由于巖漿侵位較淺,巖漿冷卻較快,導(dǎo)致巖漿侵位后快速結(jié)晶,其結(jié)果是巖漿演化程度低, Mo不能有效富集。因而,侵位較淺的巖體形成貧Mo而富Cu的礦床。

由圖14可以看出,該區(qū)二長花崗巖主要落在了S型和I型花崗巖的分界線上,從構(gòu)造環(huán)境上來說是落在同碰撞花崗巖和火山弧花崗巖的分界線上。該二長花崗巖所在的區(qū)域為Mo和W的礦化區(qū),撒岱溝門主要是鉬礦,還沒有發(fā)現(xiàn)有大面積的鎢礦,可以考慮在該鉬礦周邊勘探是否有鎢礦化出現(xiàn)。由圖14可以看到如果要形成斑巖型銅礦,則Rb的含量要再低一些才行。從另一個方面講,Rb是不相容元素,表明該二長花崗巖為分離結(jié)晶成因的,分離結(jié)晶過程使得Rb可以在殘留熔體中富集,最終該殘留熔體上侵形成斑巖鉬礦的賦礦巖體?；蛘呖梢岳斫鉃椴糠秩廴诤头蛛x結(jié)晶是導(dǎo)致成斑巖鉬礦還是斑巖銅鉬礦床的決定因素之一。

圖14 二長花崗巖Rb-Y+Nb圖(據(jù)Christ iansenet al.,1996)Fig.14 Rb-Y+Nb diagram of monzon itic gran ite (after Christ iansenet al.,1996)

撒岱溝門鉬礦區(qū)的蝕變分帶從二長花崗巖巖體中心到周邊,為高溫蝕變到低溫蝕變,并且鉀含量也從中心向四周降低,所以認(rèn)為該區(qū)蝕變分帶主要與二長花崗巖侵位時的溫度場和巖漿熱液有關(guān)(圖15),溫度從侵入巖體中心向四周降低,巖漿熱能促使巖漿熱液從中心向四周擴散沉淀,從而形成礦區(qū)該種蝕變分帶。礦化主要集中于鉀化帶(高溫蝕變帶),表明二長花崗巖巖體高鉀有利于鉬礦化,并且為鉬礦床的形成提供促使成礦流體循環(huán)的熱能。在與巖漿熱液流體循環(huán)相關(guān)的斑巖型礦化作用的侵入體內(nèi)和周圍,Mo的礦化富集要強于Cu,從而產(chǎn)生Mo(Cu)斑巖型礦床(Robb,2005)。

綜上所述,撒岱溝門鉬礦床是與印支期二長花崗巖侵入體(段煥春等,2007)有關(guān)的中高溫?zé)嵋旱V床,可劃屬為斑巖型鉬礦床。

圖15 K2O-Al2O3-S iO2-H2O體系在不同溫度組分下的礦物共生組合關(guān)系以及斑巖銅(鉬)礦床蝕變分帶過程示意圖(據(jù)M ontoya和Hem ley,1975)Fig.15 M ineral assemblages in K2O-Al2O3-S iO2-H2O system under different temperatures and components, alteration processdiagram of porphyry copper(molybdenum)deposit(afterM ontoya and Hem ley,1975)

6 結(jié)論

1、撒岱溝門賦礦巖體(二長花崗巖)以強酸高鉀,低Ti、虧損Nb、Ta和強烈富集輕稀土元素和大離子親石元素為特征,屬于準(zhǔn)鋁質(zhì)高鉀鈣堿性I型花崗巖。巖體壓力范圍為1.42～2.15kbar,巖體侵位深度為5.27～7.98km,且形成于巖漿的分離結(jié)晶作用。

2、成礦巖漿本身的強酸高鉀性有利于鉬的礦化,賦礦巖體(二長花崗巖)的侵位深度平均為6.78km,達(dá)中深成,比通常的斑巖型銅礦床要深,其侵位深度和Mo、Cu的相容性差異決定了該礦床為斑巖型鉬礦床而非斑巖型銅礦床。微量元素(比如Rb)的含量高低可以反映Mo、Cu的富集程度,為該礦床之所以為斑巖型鉬礦床而非斑巖型銅礦床提供了佐證。

3、黑云母、主量元素、微量元素特征表明該礦床為深源中成斑巖型鉬礦床。

[注釋]

①天津華北地質(zhì)勘查總院.2004.河北省豐寧滿族自治縣撒岱溝門鉬礦地質(zhì)評價說明書,1-27

Candela P A,Holland H D.1986.A mass transfer model for copper and molybdenum in magmatic hydrother mal systems:The origin of porphyry-type ore deposits[J].Econ.Geol.,81(1):1-19

Candela P A.1997.A review of shallow,ore-related granites:Textures, volatiles,and ore metals[J].Journal of Petrology,38(12):1619-1633

ChenWen-ming.2002.The originsofporphyry copper deposits[J].Geoscience,16(1):228

ChiQing-hua,Yan Ming-cai.2007.Element Abundance Handbook of Applied Geochemistry[M].Beijing:Geological Publishing House: 8:108

Dai Jun-zhi,Xie Gui-qing,Duan Huan-chun,Yang Fu-quan,Zhao Cai-sheng.2007.Characteristics and evolution of ore-forming fluids from the Sadaigoumen porphyrymolybdenum deposit,Hebei[J]. Acta Petrologica Sinica,23(10):2519-2529

Defant M J and Drummond M S.1990.Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducting lithosphere[J].Nature, 347:662-665

Ding Xiao-shi.1998.The typomorphic characteristics of biotitie of granites in southern Tibet and its geological implication[J].Acta CAJ, (1):33-50

Duan Huan-chun,Qin Zheng-yong,Lin Xiao-hui,Zhang Bao-hua, Liu Xue-wu,Zhang Xiao,Guo Peng-zhi,Han Fang,Qin Lei, Dai Jun-ye.2007.Zircon U-Pb ages of intrusive bodies in Da cao ping molybdenum ore district,Fengning County,Hebei Province [J].MineralDeposits,26(6):634-642

Eric H.Christiansen,Jeffrey D.Keith.1996.Trace element systematics in silicic magmas:A Metallogenic Perspective[A].D.A.Wyman.Trace element geochemistry of volcanic rock:Applications for massive sulphide exploration[M].Geological Association of Canada.Short Course Notes:115-151

Fattah A,Rahman A.1994.Nature of biotite from alkaline,calc-alkaline and peraluminousmagmas[J].Jour.Petr,35(2):525-532

FosterM D.1960.Interpretation of the composition of trioctahedral micas [J].Geol.Surv.Prof.Paper,354-B:11-49

Gao He-ming.1995.A s ummary of researches on porphyry copper deposits[J].Advance in Earth Sciences,10(1):40-46

Han Yin-wen,Ma Zhen-dong.2003.Geochemistry[M].Beijing:Geological Publishing House:276

HollisterV F.1978.Geology of the porphyry copper deposits of theWestern Hemisphere[M].New York:SocMing EngineersA IME:219

Isuk E E and Carman J H.1981.The system Na2Si2O5-K2Si2O5-MoS2-H2O with implication for molybdenum transport in silicate melts[J].Econ.Geol,76(8):2222-2235

Kula C M.2000.Understandingmineral deposits[M].Dordrecht:KluwerAcademic Publishers:397-413

Lowell J D,Guilbert J M.1970.Lateral and vertical alteration-mineralization zoning in porphyry ore deposits[J].Econ Geol,65:373-408

Lv Zhi-cheng,Duan Guo-zheng,Dong Guang-hua.2003.Mineral chemistry of biotite fromg granites associated with different mineralization in there stages of Yanshanina period in the southern-middle parts of the Da HingganLingMountains and itspetrogenetic andmetallogenic significance[J].ActaMineralogica Sinica,23(20):177-184

Ma Guo-xi.1997.Geological Characteristics and Metallogenic Model of CopperDeposit at Muji Village of Laiyuan County,Hebei province [J].Jour Geol andMin ResNorth China,12(1):34-48

Ma Hong-wen.1990.Granite type and ore deposits of porphyry copper deposits in Yulong,Tibet[M].Wuhan:China University of Geosciences Press:98,134

Montoya J W and Hemley J J.1975.Activity relations and stabilities in alkali feldspar and mica alteration reactions[J].Economic Geology, 70(3):577-583

Nie Feng-jun,ZhangWan-yi,Jiang Si-hong,Liu Yan.2007.Geological characteristics and origins of porphyry molybdenum deposit in Xiao Dong-gou,InnerMongolia[J].Ore Geology,26(6):609-620

Peacock SM,Rushmer T,Thompson A B.1994.Partial melting of subducting oceanic crust[J].Earth and Planetary Science Lett,122: 227-244

Robb L.2005.Introduction to ore-for mingprocesses[M].Oxford:Blackwell:1-166

Ryabchikov ID,Rekharskiy V I,Kudrin A V.1981.Mobilization of molybdenum by fluids during the crystallization of granite melts[J] .Geochem Int,18(4):183-186

Sun S S andMcDonoughW F.1989.Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes. In:SaundersA D andNorryM J(ed).Magmatism in theOceanBasins.[J].Geological Society Special Publications,42:313-345

Uchida E,Endo S,Makino M.2007.Relationship between solidification depth of granitic rocks and formation of hydrothermal ore deposits [J].Japan Resource Geology:47-56

Wang Hao-ming,Liu Zhen-sheng.1988.Characteristics of biotite of granite in Tibet[J].Minerology and Petrology,8:66-71

Whalen J B and Chappell BW.1988.Opaque mineralogy and mafic mineral chemistry of I-and S-type granites of Lachlan fold belt,southeast Australia[J].AmericanMineralogist,73(3-4):281-296

Xiao Qing-hui,DengJin-fu,MaDa-quan.2002.The Introduction and Methods to Granite[M].Beijing:Geological Publishing House:24, 177,186,194,195,199

Xie Ying-wen,Zhang Yu-quan.1995.Compositional characteristics and petrological significance ofMg-Fe micas in alkalic rocks of the Ailaoshan-Jinshajiang rift system[J].Acta Mineralogica Sinica,15 (1):82-87

Xu Ke-qing,Sun Nai,Wang De-zi,Hu Shou-xi,Liu Ying-jun,Ji Shou-yuan.1984.Granites in southern China and ore formation [A].Xu Ke-qing,Tu Guang-chi.Granite geology and relation-ship to ore formation(InternationalAcademic Conference Collection) [C].Nanjing:Jiangsu Science Technology PublishingHouse:1-20

Yang Wen-jin,Wang Lian-kui,Zhang Shao-li,Xu Wenxin.1986.The typomorphic characteristics of biotitie of two different series of genetic granites in southern China[J].Acta Mineralogica Sinica,(4):298-397

Zheng You-ye,Gao Shun-bao,Zhang Da-quan.2006.Ore-Forming Fluid Controlling Mineralization in Qulong Super-Large Porphyry CopperDeposit,Tibet[J].Earth Science(JournalofChinaUniversity of Geosciences),31(3):349-354

Zhou Zuo-xia.1986.Discussion of Fengshan Hole rock in Hubei[J]. Acta Petrologica Sinica,2(1):59-70

[附中文參考文獻(xiàn)]

陳文明.2002.論斑巖銅礦的成因[J].現(xiàn)代地質(zhì),16(1):228

遲清華,鄢明才.2007.應(yīng)用地球化學(xué)元素豐度數(shù)據(jù)手冊[M].北京:地質(zhì)出版社:8,108

代軍治,謝桂青,段煥春,楊富全,趙財勝.2007.河北撒岱溝門斑巖型鉬礦床成礦流體特征及其演化[J].巖石學(xué)報,23(10):2519 -2529

丁孝石.1988.西藏中南部各類花崗巖中黑云母標(biāo)型特征及其地質(zhì)

意義[J].中國地質(zhì)科學(xué)院礦床地質(zhì)研究所所刊,(1):33-50段煥春,秦正永,林曉輝,張寶華,劉學(xué)武,張 曉,郭鵬志,韓 芳,秦

磊,代軍治.2007.河北豐寧縣大草坪鉬礦區(qū)巖體鋯石U-Pb年齡研究[J].礦床地質(zhì),26(6):634-642

高合明.1995.斑巖銅礦床研究綜述[J].地球科學(xué)進(jìn)展,10(1):40 -46

韓吟文,馬振東.2003.地球化學(xué)[M].北京:地質(zhì)出版社:276

呂志成,段國正,董廣華.2003.大興安嶺中南段燕山期三類不同成礦花崗巖中黑云母的化學(xué)成分特征及其成巖成礦意義[J].礦物學(xué)報,23(20):177-184

馬國璽.1997.河北省淶源縣木吉村銅礦地質(zhì)特征及成礦模式[J].華北地質(zhì)礦產(chǎn)雜志,12(1):34-48

馬鴻文.1990.西藏玉龍斑巖銅礦帶花崗巖類與成礦[M].武漢:中國地質(zhì)大學(xué)出版社:98,134

聶鳳軍,張萬益,江思宏,劉 妍.2007.內(nèi)蒙古小東溝斑巖鉬礦床地質(zhì)特征及成因探討[J].礦床地質(zhì),26(6):609-620

王潔民,劉振聲.1988.西藏花崗巖類中黑云母的特征[J].礦物巖石,8:66-71

肖慶輝,鄧晉福,馬大銓.2002.花崗巖研究思維與方法[M].北京:地質(zhì)出版社:24,177,186,194,195,199

謝應(yīng)雯,張玉泉.1995.哀牢山-金沙江裂谷系巖石中鎂鐵云母成分特征及其巖石學(xué)意義[J].礦物學(xué)報,15(1):82-87

徐克勤,孫 鼐,王德滋,胡受奚,劉英俊,季壽元.1984.華南花崗巖與成礦[A].徐克勤,涂光熾.花崗巖地質(zhì)和成礦關(guān)系(國際學(xué)術(shù)會議論文集)[C].南京:江蘇科學(xué)技術(shù)出版社:1-20

楊文金,王聯(lián)魁,張紹立,徐文新.1986.華南兩個不同成因系列花崗巖的云母標(biāo)型特征[J].礦物學(xué)報,(4):298-397

鄭有業(yè),高順寶,張大權(quán),張剛陽,馬國桃,程順波.2006.西藏驅(qū)龍超大型斑巖銅礦床成礦流體對成礦的控制[J].地球科學(xué)-中國地質(zhì)大學(xué)學(xué)報,31(3):349-354

周作俠.1986.湖北豐山洞巖體成因探討[J].巖石學(xué)報,2(1):59-70

Geochem ical Characters ofM ineralization rock of the Sada igoumen M olybdenum Deposit and their Constra ints on the Deposit Genesis in Fengn ing,Hebei Province

LUO Wen-juan,ZHANGDe-hui,SUN Jian
(School of Earth Sciences and Resources,China University of Geosciences(Beijing),Beijing 100083)

The geochemical studies on the main elements ofmonzogranite,the host rock ofmolybdenum deposit in Sadaigoumen,reveal that the granite ismetaluminous high-K calc-alkaline I-type.The host-rock,monzogranite,has a significant fractionation between LREE and HREE and hasLREE enriched patternswith relativelyweak Eu negative anomalies(δEu=0.78).La/Sm-La diagram shows thatmonzogranite is related to fractional crystallization.Trace elements such asNb,Ta,P,Zr,and Ti are clearly depleted while large ion lithophile elements such asRb,Th,K,and Ba are enriched. Measured with Biotite aluminum manometer,the average crystallization pressure is 1.83kbar,namely the emplacement depth is 6.78km on average.The constraints on the formation of porphyry-typeMo deposits,and the reason why porphyry-type molybdenum was generated,rather than porphyry copper deposit,are discussed.It is finally concluded that this deposit is of the deep source and medium generation porphyry-type molybdenum deposit.

Sadaigoumen,geochemistry,depth of emplacement,genesis of deposits,porphyry-type deposit

book=5,ebook=63

P611.1+P595

A

0495-5331(2010)03-0491-15

2010-03-07;

2010-04-08;[責(zé)任編輯]鄭 杰。

國家自然科學(xué)基金(No:40573033)資助。

駱文娟(1986年—),女,2009年畢業(yè)于中國地質(zhì)大學(xué)(北京),獲學(xué)士學(xué)位,在讀碩士生,主要從事巖石地球化學(xué)研究工作,E-mail:luowenjuan05@126.com。