內蒙古白云鄂博礦床的稀土礦化時代與期次

朱祥坤, 孫 劍

1)中國地質科學院地質研究所, 大陸構造與動力學國家重點實驗室, 國土資源部同位素地質重點實驗室, 北京 100037;

2)中國地質大學地球科學與資源學院, 北京 100083

內蒙古白云鄂博礦床的稀土礦化時代與期次

朱祥坤1), 孫 劍1,2)

1)中國地質科學院地質研究所, 大陸構造與動力學國家重點實驗室, 國土資源部同位素地質重點實驗室, 北京 100037;

2)中國地質大學地球科學與資源學院, 北京 100083

內蒙古白云鄂博 REE-Fe-Nb礦床是世界罕見的超大型多金屬礦床, 但礦床成因一直沒有解決, 而年代學研究是解決礦床成因的基礎。本文結合礦床地質特征, 系統(tǒng)地分析了前人的年代學研究成果, 并對白云鄂博礦床的Sm-Nd同位素體系進行了深入的分析和討論。結果表明, 白云鄂博稀土的成礦時代約為1.3 Ga,與碳酸巖墻的形成時間一致, 成礦物質來源于地幔。加里東期的熱事件(約0.44 Ga)導致了白云鄂博礦床晚期稀土礦脈的形成和原有礦體中部分稀土礦物的重結晶, 但成礦物質主要來源于礦體內部的稀土再循環(huán), 外源物質的貢獻不明顯。約1.3 Ga到約0.44 Ga間的一系列中間年齡為后期熱擾動的結果, 并不代表成礦事件。簡言之, 白云鄂博礦床只在中元古代發(fā)生過一次實質性的稀土礦化作用, 地幔是稀土物質的單一源區(qū)。

白云鄂博; 稀土; 釤-釹同位素體系; 成礦時代; 成礦期次

內蒙古白云鄂博REE-Fe-Nb礦床是世界著名的超大型多金屬礦床, 輕稀土儲量世界第一, 鈮儲量世界第二, 同時也是我國重要的大型鐵礦床, 其獨特的成礦環(huán)境和巨量的稀土元素富集一直吸引著國內外地質工作者的目光。自20世紀 50年代起, 我國對白云鄂博礦床組織過多次綜合研究, 取得了豐富的資料。但人們在礦床成因、成礦時代等方面的認識仍存在重大分歧。有關礦床成因的主要觀點有:(1)沉積型或沉積-熱液疊加型, 這方面的觀點包括正常沉積成因(孟慶潤, 1982; 孟慶潤等, 1992; 魏菊英等, 1983, 1994)、熱水沉積成因(包括微晶丘成因)(陳輝等, 1987; 喬秀夫等, 1997; 章雨旭等, 1998,2005, 2009; 高計元等, 1999)。這類觀點認為, 礦床圍巖H8是沉積成因的, 成礦物質的富集主要發(fā)生在沉積階段。(2)火成碳酸巖型, 可細分為侵入碳酸巖型(周振玲等, 1980; 劉鐵庚, 1986; Le Bas et al.,1997, 2007)和海相火山碳酸巖型(Yuan et al., 1992;白鴿等, 1996; 丁悌平等, 2003)。其基本觀點是成礦圍巖H8是火成碳酸巖, 白云鄂博礦床是火成碳酸巖巖漿作用的產物。(3)后生熱液交代型(Chao et al.,1992, 1997), 認為圍巖形成于中元古代, 礦床形成于后期熱液(加里東期)交代。(4)混合型(曹榮龍等,1994), 認為鐵礦和圍巖是沉積成因的, 稀土、鈮則來源于地幔, 是地幔流體與碳酸鹽巖交代的結果。

產生不同成礦觀點的一個重要原因是對成礦時代和成礦期次的認識不同。盡管前人在成礦時代方面對白云鄂博礦床作了大量工作, 使用了多種測年方法, 獲得了數(shù)以百計的年齡數(shù)據(jù), 然而由于數(shù)據(jù)較為分散, 導致了認識上的分歧。爭議的焦點在于是一次成礦還是多期成礦。一種觀點認為主成礦期發(fā)生在中元古代, 加里東期發(fā)生了熱擾動事件(張宗清等, 1994, 2003; 劉玉龍等, 2005b)。也有觀點認為成礦作用從中元古代一直持續(xù)到加里東期, 由此提出了“多來源、多階段、多成因”的成礦模式(中國科學院地球化學研究所, 1988)。

基于年代學研究對白云鄂博礦床成因研究的重要意義, 本文結合礦床地質基本特征, 總結前人的年代學研究成果, 運用Sm-Nd同位素體系對稀土成礦時代的期次進行分析。

1 礦區(qū)與礦床地質

白云鄂博礦床位于內蒙古包頭市以北約150 km處, 中蒙邊境附近。大地構造位置上位于華北板塊北緣與古中亞洋板塊的連接帶, 礦區(qū)北東20 km處的烏蘭寶力格深斷裂帶即這一構造的分界線。華北板塊北緣經歷了多期的碰撞和裂解(周建波等, 2002; Zhao et al., 2003, 2004)。白云鄂博在中元古代處于裂谷環(huán)境, 沉積形成了白云鄂博群地層(王楫等, 1992; 白鴿等, 1996); 白云鄂博地區(qū)發(fā)育的大量火成碳酸巖墻和基性巖墻群, 可能是對中元古代Columbia超大陸裂解的響應(Zhao et al., 2003, 2004;翟明國等, 2007; Yang et al., 2011a)。早古生代加里東期, 華北板塊與西伯利亞板塊發(fā)生俯沖碰撞, 白云鄂博地區(qū)處于俯沖帶上盤(周建波等, 2002; Jian et al., 2008)。晚古生代海西期, 區(qū)域上又發(fā)育了大規(guī)模的巖漿活動, 在白云鄂博周圍形成了大片的花崗巖(中國科學院地球化學研究所, 1988; 張宗清等,2003)。正是在這樣復雜的構造背景下, 白云鄂博礦床疊加了多期的區(qū)域變質、構造事件, 給白云鄂博礦床的成礦時代和成礦期次研究帶來了很大的困難。

白云鄂博區(qū)域上出露的地層包括太古宙-古元古代古老基底雜巖, 中元古代白云鄂博群, 以及古生代、中新生代沉積物?；讕r石主要由片麻巖、正長巖、花崗閃長巖、英云閃長質巖等組成, 年齡集中在1.9～2.6 Ga之間(王凱怡等, 2001; 范宏瑞等,2010)?；讕r石之上不整合覆蓋一套中、新元古代白云鄂博群石英巖、板巖、碳酸鹽巖沉積建造, 厚逾萬米, 可分為6個巖組, 18個巖段(自下而上依次命名為H1至H18)。這一建造包含2個大的沉積旋回,6個次級沉積旋回和多個沉積韻律及若干堿性和偏堿性火山巖層(王楫等, 1992; 白鴿等, 1996)。

白云鄂博礦床賦存在寬溝背斜南翼的白云鄂博群 H8白云巖中, 礦區(qū)東西長約 18 km, 南北寬0.5～5 km(圖1)。H8白云巖為層狀、似層狀, 產狀與圍巖類似。H8白云巖主要由細粒含鐵白云石組成(圖2a), 其他礦物包括獨居石、氟碳鈰礦、磁鐵礦、重晶石、黃鐵礦、螢石等。這些礦物顆粒細小, 大多呈浸染狀或細條帶狀分布, 并可見交代白云巖的現(xiàn)象。白云巖中發(fā)育透鏡體狀鐵礦體, 可分為主礦、東礦、西礦三個礦體, 其中主、東礦分別為一個獨立的大礦體, 西礦由幾十個不連續(xù)的小礦體組成。鐵礦體以發(fā)育強烈的霓長巖化、黑云母化為特征,并發(fā)育大量的螢石, 伴隨強烈的稀土、鈮礦化。鐵礦石以條帶狀最為特征, 礦物組成有細粒磁鐵礦、赤鐵礦、螢石、霓石、鈉閃石、黑云母、白云石、磷灰石、重晶石、氟碳鈰礦、獨居石等(圖2b)。

圖1 內蒙古白云鄂博礦區(qū)地質示意圖(據(jù)白鴿等, 1996, 略修改)Fig. 1 Sketch geological map of the Bayan Obo ore deposit, Inner Mongolia(modified after BAI et al., 1996)

圖2 白云鄂博礦床樣品的野外露頭和鏡下特征Fig. 2 Field photographs and photomicrographs of the Bayan Obo ore deposit

礦區(qū)外圍的片麻巖和石英巖中發(fā)育眾多碳酸巖墻, 有的強烈富集稀土(圖 2c), RE2O3含量可達20%(Yang et al., 2011b)。與碳酸巖墻接觸的圍巖發(fā)生強烈的霓長巖化, 形成粗晶的霓石、鈉閃石等礦物。碳酸巖墻的地球化學特征和H8白云巖類似, 兩者可能有成因聯(lián)系(Le Bas et al., 1992, 2007; Yang et al., 2011b)。對于稀土來說, 整個H8白云巖、鐵礦體和碳酸巖墻都是礦體, 稀土含量一般在 1%～10%。稀土元素絕大部分以獨立礦物產出, 分配在稀土礦物中的稀土占 90%以上, 僅百分之幾的稀土以類質同象或細小包裹體分散在鐵礦物、鈮礦物和其他脈石礦物中(中國科學院地球化學研究所, 1988)。從野外地質現(xiàn)象和鏡下特征來看, 稀土礦物主要有兩個世代。第一世代的稀土礦物以細粒獨居石和氟碳鈰礦為主,

以浸染狀或團簇狀集合體形式分布在鐵礦石和白云巖中。第二世代的稀土礦物發(fā)育在晚期脈體中, 以粗晶黃河礦為代表, 粒徑可達 5 cm, 脈石礦物有鈉長石、鈉閃石、螢石、霓石等, 晶體粗大(圖2d)。

2 前人年代學研究成果綜述

前人運用多種同位素體系對白云鄂博礦床進行了年代學研究, 研究對象包括碳酸巖墻、H8白云巖及晚期脈體, 測定的年齡結果分散在約2000 Ma到約270 Ma之間。主要的年代學數(shù)據(jù)如表1所示。

表1 白云鄂博礦床主要年代學資料Table 1 Main geochronologic data of the Bayan Obo ore deposit

2.1 碳酸巖墻

碳酸巖墻與 H8白云巖地球化學特征上的相似性, 表明二者在成因上可能有密切關系(Le Bas et al.,1992, 2007; Yang et al., 2011b)。因此, 碳酸巖墻的年代學研究對礦床成礦年代學有重要意義。研究方法主要有鋯石U-Pb法、Sm-Nd等時線法、Th-Pb等時線法和Rb-Sr等時線法。

鋯石U-Pb定年: 范宏瑞等(2002)最初對菠蘿頭山南側一碳酸巖墻進行了稀釋劑法鋯石 U-Pb測年,5顆鋯石測定數(shù)據(jù)點擬合直線與諧合線的上交點年齡為(2070±33) Ma。劉玉龍等(2006)對位于都拉哈拉和寬溝背斜核部的 3條碳酸巖墻同時進行了SHRIMP和稀釋劑法鋯石 U-Pb測年, 結果也在1934～2085 Ma之間, 與部分基底巖石年齡一致; 進一步的研究發(fā)現(xiàn), 這些鋯石的REE模式特征、包裹體特征表明它們?yōu)椴东@鋯石(Liu et al., 2008)。范宏瑞等(2006)報道了都拉哈拉一號碳酸巖墻 4顆鋯石的稀釋劑法 U-Pb年齡, 1顆鋯石的表面年齡(1925±8) Ma, 另3顆鋯石測定數(shù)據(jù)點擬合直線與諧合線的上交點年齡為(1416±77) Ma, 他們認為(1416±77) Ma代表了碳酸巖墻的形成時代。

Sm-Nd等時線定年: 張宗清等(2003)首先對都拉哈拉一條碳酸巖墻的碳酸巖和霓長巖共3個全巖樣品進行了 Sm-Nd等時線定年, 結果為(1240±94) Ma。Le Bas等(2007)在張宗清等(2003)的基礎上補充了主礦北一條碳酸巖墻的 4個數(shù)據(jù), 結果為(1157±160) Ma。Yang等(2011a)對 8條成分類型不同的碳酸巖墻進行了Sm-Nd測定, 得到的等時線年齡為(1354±57) Ma。除了對碳酸巖全巖進行Sm-Nd定年外, 楊岳衡等(2008)利用LA-ICP-MS對都拉哈拉一條碳酸巖墻的碳酸巖中的獨居石進行了原位 Sm-Nd同位素分析, 得出 Sm-Nd等時線年齡(1320±210) Ma。

其它方法定年: 此外, 任英忱等(1994)、張宗清等(2003)都對都拉哈拉一碳酸巖墻的鈉閃石進行過Ar-Ar定年, 結果為1200～1300 Ma; Conrad等(1992)對碳酸巖墻鈉閃石 Ar-Ar定年結果表明經歷了復雜的熱事件。任英忱等(1994)對都拉哈拉一碳酸巖墻中4個獨居石進行Th-Pb定年, 結果為(445±11) Ma。Rb-Sr等時線定年效果不理想, 但結果都在400 Ma左右(白鴿等, 1983; 張宗清等, 2003)。

上述研究結果表明, 碳酸巖墻的形成時代應該約為1.3 Ga, 而約440 Ma的獨居石Th-Pb年齡和全巖 Rb-Sr年齡到底代表晚期熱事件擾動還是另一期稀土成礦事件, 尚需進一步研究。

2.2 H8白云巖

由于H8白云巖中U的含量極低, 難以用獨居石U-Pb法進行定年, 并且 H8白云巖中也極難選出鋯石, 前人使用的研究方法主要為Sm-Nd和Th-Pb等時線法, 研究對象為鈮-稀土-鐵礦石、白云巖全巖和單礦物, 特別是稀土礦物獨居石、氟碳鈰礦。

Sm-Nd全巖等時線定年: 張宗清等(2003)對主、東礦十幾個鈮-稀土-鐵礦石和白云巖分別進行了全巖Sm-Nd等時線定年, 得出的年齡為(1305±78) Ma和(1273±100) Ma。Yang等(2011b)也對不同礦體H8白云巖的全巖進行了 Sm-Nd等時線定年, 結果為(1341±160) Ma, 與張宗清等(2003)研究結果一致。

Sm-Nd單礦物等時線定年: Philpotts等(1991)對十幾個主、東、西礦白云巖和鈮-稀土-鐵礦石全巖和單礦物進行了Sm-Nd同位素測定, 所獲數(shù)據(jù)無法形成等時線, 估測年齡約為 1000 Ma。Wang等(1994)對十幾個單礦物樣品進行了Sm-Nd同位素測定, 結果數(shù)據(jù)分散, 勉強給出了一條年齡約425 Ma的等時線。曹榮龍等(1994)綜合了Nakai等(1989)和Wang等(1994)的部分單礦物 Sm-Nd數(shù)據(jù), 拉出了1700 Ma, 424 Ma, 402 Ma三條可能的等時線。白鴿等(1996)綜合了上述所有數(shù)據(jù), 結合各樣品的產狀和類型, 發(fā)現(xiàn)白云巖、鈮-稀土-鐵礦石樣品(包括全巖和其中的獨居石、氟碳鈰礦等)基本都分布在約1300 Ma的等時線附近, 后期細脈樣品基本落在約425 Ma的等時線上。任英忱等(1994)對主東礦下盤白云巖層中的獨居石和氟碳鈰礦 7件樣品進行的Sm-Nd等時線測年結果為(1313±41) Ma。張宗清等(2003)對部分鈮-稀土-鐵礦石、白云巖樣品進行Sm-Nd等時線定年, 結果分布在1.3～0.6 Ga之間。劉玉龍等(2005a)對從東礦 H8白云巖中挑選的十幾個大顆粒獨居石進行 Sm-Nd-Th-Pb聯(lián)合定年,Sm-Nd等時線年齡為(1008±320) Ma, Th-Pb等時線年齡為(1231±200) Ma。楊岳衡等(2008)利用LA-ICP-MS對東礦 H8白云巖中的獨居石進行Sm-Nd的原位分析, 結果為(860±100) Ma。

總之, Sm-Nd單礦物等時線定年的結果不一致,但數(shù)據(jù)基本在1.3～0.4 Ga之間。

其它單礦物方法定年: Wang等(1994)對主、東、西礦不同鈮-稀土-鐵礦石和白云巖樣品中的獨居石進行了Th-Pb等時線定年, 結果為555～398 Ma; 任英忱等(1994)對主礦北樣品中的獨居石進行的Th-Pb等時線測年結果為(461±62) Ma。劉玉龍等(2005a)對從東礦 H8白云巖中挑選的十幾個大顆粒獨居石獲得的Th-Pb等時線年齡為(1231±200) Ma。趙景德等(1991)對堿性閃石進行了 K-Ar、Ar-Ar定年, 結果在800～400 Ma均有分布。

與Sm-Nd單礦物等時線定年結果類似, 上述定年結果分散, 但基本在1.3～0.4 Ga之間。

2.3 晚期脈體

白云鄂博礦體被一些晚期脈體穿切。張宗清等(2003)對出露于主、東礦的一條晚期脈體的 Sm-Nd等時線定年結果為(420±46) Ma; Hu等(2009)也測得晚期脈體的 Sm-Nd等時線年齡為(442±42) Ma,Rb-Sr等時線年齡為(459±41) Ma。劉蘭笙等(1996)對采自東礦的一個晚期礦物輝鉬礦進行Re-Os定年,得到模式年齡為(439±8) Ma。劉玉龍等(2005b)對主礦東南晚期黃鐵礦脈進行黃鐵礦 Re-Os定年, 等時線年齡為(439±86) Ma。這些研究表明, 晚期脈體的形成年齡約為 440 Ma, 與 H8礦體中最年輕的一組單礦物年齡基本一致, 也與碳酸巖墻的單礦物Th-Pb年齡相符。

綜上所述, 通過對前人大量定年結果的分析可以獲得如下基本認識: 1)白云鄂博礦床早期稀土礦化時間與碳酸巖墻的形成時間一致, 約為 1.3 Ga, 暗示二者間存在成因聯(lián)系; 2)在約440 Ma白云鄂博地區(qū)經歷了一次熱事件, 這次熱事件形成了白云鄂博礦床的晚期稀土礦脈, 導致了部分稀土礦物的重結晶、和Rb-Sr、K-Ar等同位素體系的重置; 3)440 Ma左右是白云鄂博礦床的最后一期稀土礦化, 這一礦化時代明顯老于該區(qū)花崗巖的侵入時間(中國科學院地球化學研究所, 1988; 張宗清等, 2003), 表明稀土礦化與花崗巖的侵入無關; 4)在約1.3 Ga和約0.44 Ga間還存在一系列白云鄂博礦床單礦物年齡。

然而, 由此引出若干重大科學問題有待回答:1)白云鄂博礦床到底存在幾期稀土礦化作用, 主礦化期是什么？2)約0.44 Ga礦化期的實質是什么, 是稀土礦化的主期嗎？3)約1.3 Ga和約0.44 Ga間的一系列單礦物年齡的意義是什么, 它們代表稀土的多期或連續(xù)礦化嗎？4)如果它們代表了稀土的多期或連續(xù)礦化, 是什么地質作用或機制使稀土的礦化時間在同一地區(qū)持續(xù)達0.9 Ga之久？5)白云鄂博礦床的巨量稀土到底是幔源還是殼源？

下面著重從Sm-Nd同位素體系的角度對這些問題進行分析探討。

3 Sm-Nd同位素體系示蹤

白云鄂博礦床是個超大型稀土礦床, Sm、Nd本身是成礦元素, 因此Sm-Nd同位素體系是研究稀土礦化時代和成礦物質來源于演化的最直接工具。

3.1 原理與模型

假設發(fā)生一次稀土礦化事件時, 稀土來自同一源區(qū), 具有相同的初始143Nd/144Nd比值, 礦化事件發(fā)生后體系保持封閉, 根據(jù)衰變方程, 有:

(143Nd/144Nd)p=(143Nd/144Nd)i+147Sm/144Nd(eλt–1)

其中, (143Nd/144Nd)p代表現(xiàn)今143Nd/144Nd比值,(143Nd/144Nd)i代表初始143Nd/144Nd比值,147Sm/144Nd為現(xiàn)今樣品所測147Sm/144Nd比值, λ為147Sm的衰變常數(shù), t為時間。

依據(jù)上述方程, 以時間t為橫坐標,143Nd/144Nd為縱坐標, 可以獲得具有不同147Sm/144Nd比值樣品的143Nd/144Nd-t的演化圖(圖3a)。從圖3a可以看出,對于147Sm/144Nd比值不同的, 演化時間越長, 樣品的143Nd/144Nd比值會越離散。反之, 根據(jù)現(xiàn)今不同樣品的143Nd/144Nd比值和147Sm/144Nd比值, 可以反推143Nd/144Nd比值在地質歷史時期的演化線。這些具有不同147Sm/144Nd比值樣品的143Nd/144Nd演化線在特定的時間(t0)相交于一點(圖 3a), t0即為稀土成礦作用時間, t0對應的143Nd/144Nd值則為稀土成礦時的初始143Nd/144Nd比值。

如果在 t=t0和 t=t1時分別發(fā)生了兩次獨立的稀土成礦事件, 則在143Nd/144Nd-t的演化圖上, 具有不同147Sm/144Nd比值樣品的143Nd/144Nd的演化線會分別在t0、t1處形成兩個獨立的交點(圖3b)。

如果在 t=t0時發(fā)生了一次稀土成礦作用, 之后在 t=t1時又發(fā)生了一次熱事件, 使得部分礦物發(fā)生重結晶作用, 但在全巖尺度上體系仍然保持封閉,那么在143Nd/144Nd-t的演化圖上, 全巖的143Nd/144Nd的演化線仍然只在 t=t0時形成交點, 但是單礦物的143Nd/144Nd的演化線會在全巖演化的基礎上, 在t=t1時重新發(fā)散演化而形成交點(圖3c)。

3.2 結果和討論

根據(jù)上述原理, 利用前人大量的 Sm-Nd數(shù)據(jù),對白云鄂博稀土成礦時代、成礦期次和物質來源進行討論如下。

3.2.1 碳酸巖墻的稀土礦化時代與物質來源

對碳酸巖墻的全巖作143Nd/144Nd-t的演化圖(圖4), 結果顯示只有一個交點。在約 1.35 Ga時143Nd/144Nd值收斂成一最小值(約為 0.51090), 相應的 εNd(t)為 0.1。這表明碳酸巖墻只發(fā)生了一次稀土礦化事件, 年齡為約 1.35 Ga, 礦化稀土的143Nd/144Nd初始值接近原始地幔值, 說明成礦物質來源于地幔。

圖3 不同147Sm/144Nd樣品的143Nd/144Nd-時間(t)演化示意圖Fig. 3 Diagrams showing 143Nd/144Nd-t evolution for samples with different 147Sm/144Nd

圖4 碳酸巖墻143Nd/144Nd-時間(t)演化圖(據(jù)張宗清等,2003; Le Bas et al., 2007; Yang et al., 2011a)Fig. 4 143Nd/144Nd-t evolution diagram of carbonatite dykes (after ZHANG et al., 2003; Le Bas et al., 2007;Yang et al., 2011a)

3.2.2 主礦、東礦稀土的初次礦化時代與物質來源

對主、東礦礦體的鈮-稀土-鐵礦石、白云巖和碳酸巖墻的全巖作143Nd/144Nd-t演化圖(圖5)。結果顯示, 在約 1.3 Ga時, 鈮-稀土-鐵礦石和白云巖的143Nd/144Nd值收斂成一最小值(約為0.51093), εNd(t)為-0.2。表明在約1.3 Ga時發(fā)生過一次礦化, 礦化稀土的143Nd/144Nd特征接近原始地幔特征。

3.2.3 晚期稀土礦化的實質

對晚期脈體的單礦物作143Nd/144Nd-t演化圖(圖6a)。結果顯示, 在約 0.44 Ga時, 晚期脈體的143Nd/144Nd值很好地收斂成一最小值(約為0.51126),εNd(t)為-16。表明晚期礦脈礦化時間約為0.44 Ga, 與不同定年方法獲得的結果一致, 并且這次礦化的稀土并非直接來自于地幔。

一個值得進一步探討的問題是, 這些晚期礦脈的稀土是白云鄂博礦床稀土物質內部再循環(huán)的結果,還是來自于其它源區(qū)？

如果約0.44 Ga和約1.3 Ga是兩次獨立的礦化事件, 二者間在物質來源方面沒有聯(lián)系, 則兩次礦化產物構成兩個獨立的Sm-Nd演化體系(圖3b)。如果晚期礦化的稀土來自于白云鄂博礦床稀土物質的內部再循環(huán), 那么這次礦化的稀土的Sm-Nd同位素體系將會在總體上繼承白云鄂博礦床原有的Sm-Nd同位素特征, 即, 這次礦化產物的總體組份的Sm-Nd同位素體演化線可反演經過白云鄂博礦床Nd同位素組成的初始點(圖3c)。

圖5 碳酸巖墻、白云巖、鈮-稀土-鐵礦石全巖樣品的143Nd/144Nd-時間(t)演化圖Fig. 5 Diagram showing 143Nd/144Nd-t evolution of bulk samples of carbonatite dykes, H8 dolomite,and Nb-REE-Fe ores

目前沒有晚期脈體的全巖Sm-Nd同位素數(shù)據(jù)。晚期脈體的礦物包括黃河礦、鈉閃石、鈉長石、螢石、方解石、霓石等。其中黃河礦是最主要的稀土礦物, 其他礦物的稀土含量很低。因此, 全巖的Sm-Nd同位素組成可由黃河礦代替。圖6b是以現(xiàn)有黃河礦 Sm-Nd同位素數(shù)據(jù)的平均值做的143Nd/144Nd-t演化圖解, 該圖清楚地顯示了黃河礦Sm-Nd同位素體演化線可返延經過白云鄂博礦床Nd同位素組成的初始點。

3.2.4 中間年齡的含義

圖6 晚期礦脈的Sm-Nd同位素體系.Fig. 6 Sm-Nd isotope system for REE mineralization veins formed at later stage

前已述及, 白云鄂博礦床在約1.3和0.44 Ga間還存在一系列床單礦物年齡。這些年齡是否代表了稀土的多期或連續(xù)礦化, 是個值得進一步討論的重要的礦床學問題。

約1.3 Ga和0.44 Ga間的一些單礦物年齡是用Sm-Nd內部等時線方法獲得的。在這種定年技術中,除了單礦物的Sm-Nd同位素數(shù)據(jù), 還有這些單礦物寄主的全巖的Sm-Nd同位素數(shù)據(jù)。根據(jù)圖3b和圖3c所示的原理, 運用這些全巖數(shù)據(jù)可以對這些年齡代表的意義進行制約。

圖7為這些全巖樣品的143Nd/144Nd-t演化線?？梢钥闯? 這些演化線可以返延至白云鄂博礦床同位素組成在約1.3 Ga的初始點。這說明, 盡管他們的內部等時線年齡不同(張宗清等, 2003), 但這些全巖樣品的 Nd同位素組成保持了白云鄂博礦床原有的 Sm-Nd同位素特征。這說明, 約 1.3 Ga至約0.44 Ga間的系列年齡是熱擾動的結果, 并不代表成礦事件。這些熱擾動造成一些樣品中單礦物Sm-Nd體系的重置, 但在全巖尺度上Sm-Nd體系基本上保持了封閉狀態(tài)。

圖7 中間年齡全巖143Nd/144Nd-t演化圖Fig. 7 Diagram showing 143Nd/144Nd-t evolution of bulk samples with intermediate ages between 1.3 Ga and 0.4 Ga

4 結論

通過上述研究和討論可以得到以下基本認識:

1)白云鄂博礦床稀土礦化的主期年齡約為1.3 Ga, 與碳酸巖墻的形成時代一致, 并且二者均具有與原始地幔非常相似的144Nd/143Nd同位素初始值。

2)加里東期的熱事件(約0.44 Ga)導致了白云鄂博礦床的晚期稀土礦脈的形成和原有礦體中部分稀土礦物的重結晶。但成礦物質主要來源于原有礦體中稀土的再循環(huán), 外源物質的貢獻不明顯。所以, 盡管這次事件導致了稀土的活化和進一步富集, 但對礦床的儲量沒有貢獻。因此, 這算不上是一次實質意義的礦化作用。

3)約1.3 Ga和0.44 Ga間的一系列單礦物年齡為后期熱擾動的結果, 并不代表成礦事件。也就是說, 白云鄂博礦床不存在時間跨度達約0.9 Ga的成礦作用。

綜上所述, 白云鄂博不是一個多期次、多來源的礦床。稀土的成礦時代約為 1.3 Ga, 與碳酸巖墻的形成時間一致, 成礦物質來源于地幔。后期地質事件只在一定程度上造成了稀土的再分配, 并沒有導致新的成礦作用。

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Ore-forming Epoch and Episodes of REE Mineralization in the Bayan Obo Ore Deposit, Inner Mongolia

ZHU Xiang-kun1), SUN Jian1,2)
1)Laboratory of Isotope Geology, Ministry of Land and Resources, State Key Laboratory of Continental Dynamics,Institute of Geology, Chinese Acadeym of Geological Sciences, Beijing100037;
2)School of Earth Sciences and Resources, China University of Geosciences, Beijing100083

The Bayan Obo REE-Fe-Nb ore deposit in Inner Mongolia is world-famous for its extreme enrichment of light rare earth elements; nevertheless, its origin remains controversial. This is partly due to the lack of consensus on the ore-forming epoch and episodes of REE mineralization. This paper made a detailed review on geochronological data and a re-assessment of Sm-Nd isotopic results in literatures. It is shown that the REE mineralization of Bayan Obo ore deposit occurred atca.1.3 Ga, consistent with the epoch of carbonatite dyke intrusion in this region, and REE in both the ore deposit and the carbonatite dykes were derived from the mantle.A significant thermal event occurred atca.0.44 Ga, resulting in the formation of some veins with coarse crystals of REE minerals such as huanghoite. However, the enrichment of REE during this event resulted from REE remobilization within the ore body itself, and the contribution from external source was minimal. A series of ages betweenca.1.3 Ga andca.0.44 Ga resulting from partial disturbance of the isotopic system had no specific meaning for REE mineralization. In short, REE in the Bayan Obo ore deposit were enriched by a single episode of mineralization that occurred in Mesoproterozoic and derived from the mantle only.

Bayan Obo; REE; Sm-Nd isotope system; ore-forming epoch; episodes of mineralization

P618.7; P597.3

A

10.3975/cagsb.2012.06.02

本文由國家自然科學基金項目(編號: 40973037)和國土資源部公益性行業(yè)科研專項經費項目(編號: 200911043-14)聯(lián)合資助。

2012-09-07; 改回日期: 2012-10-11。責任編輯: 張改俠。

朱祥坤, 男, 1961年生。研究員, 博士生導師。長期從事同位素地球化學研究。通訊地址: 100037, 北京市西城區(qū)百萬莊大街26號。電話: 010-68999798。E-mail: xiangkun@cags.ac.cn。