大興安嶺南段毛登Sn-Cu礦床巖漿作用對成礦制約:年代學、地球化學及Sr-Nd-Pb同位素證據(jù)

季根源, 江思宏, 李高峰, 易錦俊, 張莉莉, 劉翼飛

大興安嶺南段毛登Sn-Cu礦床巖漿作用對成礦制約:年代學、地球化學及Sr-Nd-Pb同位素證據(jù)

季根源1, 2, 江思宏1*, 李高峰1, 3, 易錦俊2, 張莉莉1, 劉翼飛1

(1.中國地質(zhì)科學院 礦產(chǎn)資源研究所, 自然資源部成礦作用與資源評價重點實驗室, 北京 100037; 2.自然資源實物地質(zhì)資料中心, 河北 廊坊 065201; 3.北京大學 造山帶與地殼演化重點實驗室, 北京 100871)

毛登Sn-Cu礦床位于大興安嶺南段內(nèi)蒙古錫林浩特境內(nèi), 其Sn、Cu儲量均達到中型。本文利用LA-ICP-MS鋯石U-Pb法測得與成礦關系密切的花崗斑巖成巖年齡為138±0.6 Ma; 利用LA-ICP-MS錫石U-Pb法測得錫石?硫化物?石英脈型礦石中錫石的Tera-Wasserburg諧和年齡為139±3.2 Ma, 表明花崗斑巖體形成年齡與毛登礦床成礦年齡在誤差范圍內(nèi)一致, 均形成于早白堊世?；◢彴邘r富硅(SiO2=73.18%～77.3%)、富堿(Na2O+K2O=8.00%～8.69%)、富鉀(K2O=4.80%～ 5.22%)、貧鋁(Al2O3=11.67%～12.83%), 貧鈣(CaO=0.49%～0.95%)、鎂(MgO=0.12%～0.46%), 具有較高的FeOT/(MgO+FeOT)值(0.74～0.91)、10000×Ga/Al值(3.64～4.28); 微量元素虧損Ba、Sr、P、Ti等元素, 富集Rb、Th、K、Hf等元素; 稀土元素配分模式圖呈典型的“海鷗型”以及顯著的Eu負異常(δEu=0.05～0.2); 鋯石飽和溫度為817～861 ℃, 以上均說明花崗斑巖具有A型花崗巖特征。全巖Sr-Nd同位素結(jié)果顯示低初始(87Sr/86Sr)i值(0.702907～0.704506)、較高的Nd()值(+0.8～+4.4)以及年輕的二階段模式年齡(DM2=572～863 Ma), 說明花崗斑巖可能為新生地殼經(jīng)部分熔融后, 在上升過程中經(jīng)歷較強烈的結(jié)晶分異演化作用而形成。Pb同位素組成指示巖體和礦石的Pb同位素組成接近, 說明成礦物質(zhì)主要來源于巖漿。微量元素特征、構(gòu)造環(huán)境判別圖解顯示花崗斑巖具有A2型造山后花崗巖特征, 成巖環(huán)境處于伸展構(gòu)造背景。結(jié)合前人研究成果以及礦區(qū)地質(zhì)特征、成巖(礦)年代學、Sr-Nd-Pb同位素特征, 認為毛登礦床成礦物質(zhì)的富集與花崗斑巖體侵入密切相關, 礦床成礦物質(zhì)的富集規(guī)模受花崗斑巖結(jié)晶分異演化程度制約。

大興安嶺南段; 毛登錫銅礦床; 錫石U-Pb年齡; 鋯石U-Pb年齡; Sr-Nd-Pb同位素

0 引 言

大興安嶺南段位于中亞造山東部的興蒙造山帶內(nèi)(圖1), 行政區(qū)隸屬于內(nèi)蒙古自治區(qū), 區(qū)內(nèi)大量Sn-Ag-Cu-Pb-Zn-Mo礦成礦作用與中生代巖漿活動關系密切(毛景文等, 2013)。在20世紀末期, 區(qū)內(nèi)已經(jīng)發(fā)現(xiàn)鬧牛山、蓮花山等中小型銅礦床以及黃崗、安樂、大井、寶蓋溝、查木罕等大中型錫多金屬礦床。隨著近年來地質(zhì)找礦工作的不斷深入, 白音查干、維拉斯托、拜仁達壩、白音諾爾等一批大型錫鉛鋅銀礦床的陸續(xù)發(fā)現(xiàn), 大興安嶺南段地區(qū)已逐漸成為我國北方地區(qū)重要錫多金屬礦產(chǎn)地, 顯示著巨大的錫資源找礦潛力(陳鄭輝等, 2015; Liu et al., 2016; 王春女等, 2016; Wang et al., 2017; 姚磊等, 2017)。大興安嶺南段地區(qū)豐富的礦產(chǎn)資源引起了地質(zhì)科研人員的重點關注, 有關該區(qū)的地學研究成果日益豐富, 主要集中在巖石地球化學以及成巖(礦)年代學方面。研究表明, 區(qū)內(nèi)與錫礦床成因有關的晚中生代花崗質(zhì)巖體多為正長花崗巖、似斑狀二長花崗巖、石英斑巖等, 多數(shù)屬于鈣堿性?高鈣堿性系列的準鋁質(zhì)?弱過鋁質(zhì)的A型花崗巖(邵濟安等, 2010; 周振華等, 2010; 葉天竺, 2013; Liu et al., 2016; 劉新等, 2017), 巖體形成于巖石圈伸展減薄構(gòu)造背景(郭鋒等, 2001; Fan et al., 2003; 呂志成等, 2004; 江思宏等, 2012; Ouyang et al., 2015); 成礦年齡與成巖年齡具有一致性, 集中在130～150 Ma(王京彬等, 2005; 王長明等, 2006; 翟德高等, 2012; 要梅娟等, 2016; Zhai et al., 2017)。

圖1 大興安嶺南段地質(zhì)簡圖及錫多金屬礦床分布圖(據(jù)徐備等, 2014; Ouyang et al., 2015; Chen et al., 2017; 姚磊等, 2017)

毛登Sn-Cu礦床位于內(nèi)蒙古錫林浩特市北東50 km處, 是20世紀大興安嶺南段西坡發(fā)現(xiàn)的一處中型Sn-Cu礦床。近年在其深部新發(fā)現(xiàn)大型鉬礦體, 鉬金屬資源量達15萬噸。毛登Sn-Cu礦床為大興安嶺南段的典型錫礦床之一, 但地質(zhì)科研工作相對薄弱。劉玉強(1996a, 1996b)、張巧梅等(2013)、袁小平等(2016)分析了毛登礦床地質(zhì)特征, 探討了控礦因素, 認為毛登礦床是受構(gòu)造控制的高?中溫熱液脈型Sn-Cu礦床。張曉玲和張文山(2010)、劉傳寶等(2018)研究認為區(qū)內(nèi)與礦化有關的花崗斑巖與火山熔巖?火山碎屑巖是燕山晚期巖漿活動同源同期異相產(chǎn)物。程天赦等(2014)、郭碩等(2019)研究認為毛登?小狐山錫多金屬礦田的巖漿侵入與成礦作用發(fā)生在早白堊世。本文采集毛登錫銅礦區(qū)內(nèi)典型礦石及與成礦關系密切的花崗斑巖樣品, 開展巖石地球化學、Sr-Nd-Pb同位素、鋯石和錫石LA-ICP-MS U-Pb年齡研究, 厘定成巖(礦)時代, 揭示巖體起源及其形成環(huán)境, 探討巖石成因與演化及其對成礦的制約, 對認識大興安嶺南段地區(qū)燕山晚期巖漿演化與錫多金屬礦床成礦作用具有重要意義。

1 礦區(qū)和礦床地質(zhì)

毛登Sn-Cu礦床位于大興安嶺南段, 地處古亞洲洋、古太平洋和蒙古?鄂霍茨克洋構(gòu)造體系疊加區(qū)域, 屬于中亞造山帶東部的興蒙造山帶, 北以二連?賀根山斷裂為界, 南為西拉木倫斷裂, 東臨嫩江斷裂(圖1)。區(qū)域內(nèi)主要出露下二疊統(tǒng)大石寨組、中二疊統(tǒng)哲斯組、下侏羅統(tǒng)紅旗組、上侏羅統(tǒng)滿克頭鄂博組及和瑪尼吐組、下白堊統(tǒng)白音高老組以及第四系。斷裂構(gòu)造主要呈北東?北北東向, 北西向次之, 兩者交匯處控制著巖漿巖的空間分布(張巧梅等, 2013)。區(qū)域內(nèi)晚古生代、中生代巖漿巖沿主構(gòu)造線呈近北東向分布, 中生代侵入巖發(fā)育最廣泛, 與成礦關系也最緊密(呂志成等, 2000; Ouyang et al., 2015)。

毛登Sn-Cu礦床主要出露地層有下二疊統(tǒng)大石寨組、下侏羅統(tǒng)紅旗組、下白堊統(tǒng)白音高老組以及第四系(圖2)。大石寨組分布在礦區(qū)中部, 巖性為火山角礫巖、含火山角礫熔巖以及變質(zhì)粉砂巖等, 毛登Sn-Cu礦體主要賦存于巖體與大石寨組的外接觸帶。下侏羅統(tǒng)紅旗組分布在礦區(qū)北部, 巖性為砂巖、砂礫巖以及泥巖等。下白堊統(tǒng)白音高老組分布在礦區(qū)西北部, 巖性為酸性熔巖、凝灰?guī)r、凝灰質(zhì)粉砂巖等。

圖2 毛登Sn-Cu礦床地質(zhì)簡圖(據(jù)石得鳳, 2007; 張巧梅等, 2013; 郭碩等, 2019)

礦區(qū)內(nèi)北西向斷裂及節(jié)理裂隙是區(qū)內(nèi)主要容礦構(gòu)造, 控制著礦體的產(chǎn)出位置和形態(tài)。FⅠ-2、FⅡ- 35、FⅡ-46是三條主斷裂, 斷裂總體走向315°～335°, 傾向NE, 傾角60°～85°。斷裂之間發(fā)育大量密集的節(jié)理裂隙, 眾多的斷裂與節(jié)理裂隙構(gòu)成北西向斷裂?裂隙帶, 自西向東(離巖體的由遠至近)劃分為Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ號斷裂?裂隙帶(圖2)。礦區(qū)東部2 km處阿魯寶格山發(fā)育燕山晚期花崗斑巖, 與成礦關系密切。毛登Sn-Cu礦體以密集礦脈狀形式賦存于Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ號斷裂?裂隙帶中(圖2、3), 礦體產(chǎn)狀與受控斷裂、節(jié)理裂隙面基本一致, 連續(xù)性較差。Ⅰ號斷裂?裂隙帶在巖體西側(cè)0.5～1 km處, 礦脈以錫石?硫化物?石英脈為主, 沿走向長48～200 m, 沿傾向深23～200 m; Ⅱ號斷裂?裂隙帶在巖體西側(cè)0.5 km以內(nèi), 賦存于巖體與圍巖的外接觸帶中, 礦脈為錫石?石英脈或錫石?輝鉬礦?石英脈型, 沿走向長28～297 m, 沿傾向深23～166 m; Ⅲ號斷裂?裂隙帶在巖體內(nèi)接觸帶中, 礦脈為錫石?石英脈型, 沿走向長26～215 m, 沿傾向深40～118 m(劉玉強, 1996a, 1996b; 石得鳳, 2007; 張巧梅等, 2013)。

圖3 毛登Sn-Cu礦床101號勘探線剖面圖(據(jù)河南省有色金屬地質(zhì)勘查總院, 2009)

礦床的礦石礦物主要有錫石、黃銅礦、閃鋅礦、輝鉬礦、毒砂、黃鐵礦、黑鎢礦, 含少量的黝銅礦、方鉛礦、黃錫礦、磁黃鐵礦、硫銻鉛礦等。脈石礦物主要有黃玉、絹云母、白云母、石英、螢石, 含少量的獨居石、板鈦礦等(圖4)。礦石結(jié)構(gòu)主要有自形?半自形晶結(jié)構(gòu)、它形粒狀結(jié)構(gòu)、鑲嵌結(jié)構(gòu)、交代結(jié)構(gòu)、共生結(jié)構(gòu)、交代殘余結(jié)構(gòu)等。礦石構(gòu)造主要有細脈浸染狀、塊狀、脈狀、晶簇狀構(gòu)造等。礦床近礦蝕變普遍發(fā)育, Sn礦化與云英巖化、硅化、螢石化、黃玉化、絹云母化關系密切, 而Cu礦化與硅化、螢石化、碳酸鹽化關系密切。

根據(jù)礦石組構(gòu)、光薄片鑒定、圍巖蝕變以及脈體之間穿插關系, 將毛登Sn-Cu礦床成礦過程歸納為4個成礦階段: 分別為①錫石?黑鎢礦?黃玉?石英階段, 為氣成?高溫熱液階段, 是重要的Sn成礦階段, 金屬礦物包括錫石、黑鎢礦, 及少量黃銅礦、毒砂、輝鉬礦和閃鋅礦等, 脈石礦物主要為石英、黃玉, 及少量的獨居石、板鈦礦、白云母等(圖4a、c、d)。②黃銅礦?閃鋅礦?輝鉬礦?螢石?石英階段, 為高溫熱液階段, 是重要的Cu成礦階段, 金屬礦物包括黃銅礦、閃鋅礦、輝鉬礦、黃錫礦、黃鐵礦、毒砂、自然鉍, 及少量磁黃鐵礦等, 脈石礦物主要為石英、螢石、白云母等(圖4b、e、f)。③閃鋅礦?方鉛礦?螢石?絹云母?石英階段, 為中溫熱液階段, 金屬礦物主要為閃鋅礦、方鉛礦、磁黃鐵礦、黃鐵礦, 及少量黃錫礦、黝銅礦、毒砂、硫銻鉛礦等, 脈石礦物主要為石英、螢石和絹云母等(圖4g、h)。④黃鐵礦?石英?碳酸鹽階段, 屬低溫熱液階段, 成礦較差, 金屬礦物僅見少量黃鐵礦, 脈石礦物主要為石英、方解石, 及少量綠泥石、藍閃石、高嶺石等(圖4i)。

(a) 錫石+黃鐵礦+石英礦石; (b) 閃鋅礦+黃銅礦+黃鐵礦礦石; (c) 黃玉+石英脈(單偏光); (d) 石英脈中獨居石+黑鎢礦+錫石(正交偏光); (e) 輝鉬礦+毒砂+自然鉍(反射光); (f) 黃銅礦和黃錫礦交代閃鋅礦(反射光); (g) 黃銅礦、閃鋅礦和磁黃鐵礦共生(反射光); (h) 硫化物礦石中金屬礦物+螢石+絹云母(單偏光); (i) 綠泥石+藍閃石(正交偏光)。

2 樣品采集與分析方法

2.1 樣品采集

巖石樣品采于毛登Sn-Cu礦床1號采區(qū)至2號采區(qū)的山坡(坐標: 44°10′30.61″N, 116°34′08.75″E), 均為花崗斑巖, 風化程度較弱, 具斑狀結(jié)構(gòu)?基質(zhì)霏細結(jié)構(gòu), 塊狀構(gòu)造(圖5)。斑晶由斜長石(5%～10%)、鉀長石(15%～25%)、石英(20%～25%)及少量角閃石、輝石假象暗色礦物(2%～5%)構(gòu)成。斜長石呈半自形板狀結(jié)構(gòu), 聚片雙晶清晰, 粒徑0.2～4.0 mm, 具輕微絹云母化、高嶺土化, 局部皂石化, 少量顯破碎狀特征。鉀長石呈半自形?近半自形板狀結(jié)構(gòu), 粒徑0.5～5.0 mm, 輕微高嶺土化, 鉀長石卡式雙晶清晰。石英呈半自形粒狀?它形結(jié)構(gòu), 粒徑0.05～4.5 mm, 見熔蝕現(xiàn)象, 少量石英斑晶具破碎狀特征。暗色礦物粒徑0.2～1.2 mm, 角閃石顯褐綠色, 多色性明顯; 輝石變?yōu)槲⒘ｉL英質(zhì)及針柱狀角閃石等的集合體假像, 發(fā)育少量角閃石反應邊?；|(zhì)主要由長英質(zhì)、暗色礦物組成, 粒徑多小于0.02 mm。長英質(zhì)包括斜長石、鉀長石、石英, 部分具霏細?微晶結(jié)構(gòu); 暗色礦物量少, 零散可見, 偶見黑云母、角閃石等。

礦石樣品MDX-1來自毛登Sn-Cu礦1號采區(qū)(坐標: 44°10′30.61″N, 116°34′08.75″E), 為礦區(qū)內(nèi)第①成礦階段代表性的錫石?硫化物?石英脈型礦石, 礦石礦物主要有錫石、黃銅礦、閃鋅礦、毒砂、黃鐵礦、輝鉍礦等。錫石以自形?半自形粒狀結(jié)構(gòu)零星分布, 粒徑一般小于0.4 mm, 多具環(huán)帶構(gòu)造, 顏色為黃褐色, 與石英、黃玉等緊密共生。黃銅礦、閃鋅礦呈粒狀, 一般不能分辨單晶顆粒大小, 兩者常共生發(fā)育, 交代毒砂、黃鐵礦。黃銅礦顆粒邊緣見黝銅礦; 閃鋅礦粒內(nèi)見黝銅礦、黃錫礦嵌布。

2.2 分析方法

2.2.1 鋯石LA-ICP-MS U-Pb測年

將較新鮮花崗斑巖樣品MD16-13破碎, 經(jīng)人工淘洗、分選后, 在雙目鏡下挑選出自形程度較好的鋯石顆粒, 用環(huán)氧樹脂固定、制靶, 打磨鋯石靶至中心部位出露; 再進行透射光、反射光、陰極發(fā)光照相, 觀察鋯石顆粒結(jié)構(gòu)選擇合適的測年點位。

鋯石LA-ICP-MS U-Pb定年工作在中國地質(zhì)科學院礦產(chǎn)資源研究所LA-MC-ICP-MS實驗室完成, 采用單點激光剝蝕的方式, 測試儀器為Finnigan Neptune型MC-ICP-MS及配套的Newwave UP 213激光剝蝕系統(tǒng)。數(shù)據(jù)分析前用鋯石GJ-1調(diào)試儀器, 使之達到最優(yōu)狀態(tài), U、Th含量以鋯石M127(Nasdala et al., 2008)為外標進行校正, 測試流程見侯可軍等(2009), 采用ICPMSDataCal 4.3程序(Liu et al., 2008)處理測得數(shù)據(jù), 運用Isoplot3.0程序(Ludwig, 2003)計算、繪制鋯石U-Pb年齡諧和圖。

(a) 花崗斑巖標本; (b)輝石假象+角閃石反應邊(單偏光); (c) 石英斑晶+鉀長石斑晶+微晶長英質(zhì)基質(zhì)(正交偏光); (d) 鉀長石斑晶+斜長石斑晶+微晶長英質(zhì)基質(zhì)(正交偏光)。

2.2.2 錫石LA-ICP-MS U-Pb測年

采用常規(guī)重選法從錫石?硫化物礦石樣品MDX-1中分選出重砂礦物, 在雙目鏡下挑出晶形好、顆粒大的錫石單礦物制靶, 和上述鋯石制靶過程類似。在透射光、反射光和背散射顯微圖像中挑選晶形完整、裂隙少的錫石單礦物供定年測試。

錫石LA-MC-ICP-MS U-Pb同位素年代學測試分析在中國地質(zhì)調(diào)查局天津地質(zhì)礦產(chǎn)研究所Thermo fisher Neptune型多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜儀和ESI UP193-FXArF激光取樣系統(tǒng)完成, 測試的激光波長為193 nm, 脈沖寬度為5 ns, 激光剝蝕束斑為75 μm, 頻率為20 Hz, 能量密度為11 J/cm2。采用AY-4作為標樣(U含量約30×10?6,206Pb/238U表面年齡加權平均值為158.2±0.4 Ma, ID-TIMS; Yuan et al., 2011)。通過測試標樣的Tera-Wasserburg諧和年齡與ID-TIMS標準年齡對比, 計算出校正系數(shù)。具體實驗操作流程可參考崔玉榮等(2017)。研究表明Tera- Wasserburg諧和年齡圖解法可同時完成普通鉛和元素分餾效應的校正, 且相比206Pb/207Pb-238U/207Pb等時線年齡圖解法受高含量的普通Pb影響更小(郝爽等, 2016)。因此本次錫石測年數(shù)據(jù)采用Tera- Wasserburg諧和年齡圖解法計算毛登錫石的形成年齡, 運用Isoplot3.0程序(Ludwig, 2003)進行數(shù)據(jù)處理和圖形繪制。

2.2.3 全巖主量、微量和稀土元素分析

選擇MD16-13等8件花崗斑巖樣品清潔、粉碎(200目以下), 在中國核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測試研究中心完成全巖主量和微量元素分析測試工作。主量元素測試采用X射線熒光光譜法(XRF), 使用儀器為Axiosm AX型X射線熒光光譜儀, 根據(jù)標準巖石樣品監(jiān)控氧化物的分析誤差小于1%。微量和稀土元素測試分析采用電感耦合等離子體質(zhì)譜法(ICP-MS), 使用的儀器為Element XR等離子體質(zhì)譜儀, 根據(jù)標準巖石樣品監(jiān)控分析誤差小于5%。

2.2.4 全巖Sr-Nd-Pb同位素分析

花崗斑巖的Sr-Nd-Pb同位素測試分析工作在中國核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測試研究中心完成, 測試儀器為Phoenix型IsoProbe-T熱表面電離質(zhì)譜儀。Sr、Nd同位素比值分別采用86Sr/88Sr=0.1194、146Nd/144Nd=0.7219進行標準化校正; Pb同位素比值采用NBS-981進行標準化校正。Sr、Nd、Pb同位素測試分析工作具體的實驗室操作流程見趙海杰等(2010)。

3 分析結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb年齡結(jié)果

花崗斑巖(MD16-13)中鋯石陰極發(fā)光圖像(圖6a)顯示所選鋯石顆粒多為自形結(jié)構(gòu), 晶形較為完整, 多為長柱狀或短柱狀, 長約80～200 μm, 寬約30～90 μm; 無色透明鋯石顆粒居多, 少數(shù)U含量高的晶體呈暗色; 大部分具有指示巖漿成因的震蕩環(huán)帶。

利用LA-ICP-MS分析了樣品中的21顆鋯石, Th含量為37×10?6～491×10?6, U含量為72×10?6～1400×10?6, Th/U值為0.34～0.64, 屬巖漿成因。21個分析點的206Pb/238U加權平均年齡為138±0.6 Ma(MSWD=1.02,=21)(表1, 圖7a), 代表了花崗斑巖結(jié)晶年齡。

3.2 錫石U-Pb測年結(jié)果

BSE圖像(圖6b)顯示錫石顆粒較大(0.2～0.4 mm), 主要為半自形長柱狀, 次為短柱狀。對礦石樣品MDX-1中錫石顆粒開展38個點位LA-MC-ICP-MS U-Pb測試, 結(jié)果見表2和圖7b。

測得238U/206Pb值19.36～45.10,207Pb/206Pb值0.0766～0.4734。U-Pb數(shù)據(jù)在Tera-Wasserburg諧和年齡圖上構(gòu)成一條線性數(shù)組, 表示測年錫石含有一致的普通Pb成分。在Tera-Wasserburg諧和年齡圖獲得下交點的年齡為139±3.2 Ma(MSWD=2.3)。張東亮等(2011)研究認為有效擴散半徑為1 μm和1 mm的錫石, 其Pb封閉溫度分別為560 ℃和860 ℃, 本次測年的錫石顆粒多在0.2～0.4 mm之間, U-Pb封閉溫度大于560 ℃。毛登Sn-Cu礦床錫石礦化階段溫度為310～450 ℃(劉玉強, 1996a), 小于錫石的U-Pb體系封閉溫度, 因此認為本次錫石年齡測試結(jié)果139±3.2 Ma能代表錫石結(jié)晶年齡。

3.3 全巖主量、微量和稀土元素分析結(jié)果

毛登Sn-Cu礦床8件花崗斑巖樣品的主量、微量和稀土元素分析結(jié)果見表3。

3.3.1 主量元素

花崗斑巖具高硅(SiO2=73.18%～77.3%); 貧鈣、鎂、鐵、鋁(CaO=0.49%～0.97%, MgO=0.19%～0.46%, FeO=0.25%～0.92%, Fe2O3=0.44%～1.95%, Al2O3= 11.67%～12.83%); 富堿(Na2O+K2O=8.00%～8.69%, 其中Na2O=3.15%～3.51%、K2O=4.80%～5.22%), Na2O/ K2O=0.6～0.7, 低于國內(nèi)及全球同類型巖石平均值(分別為0.89和1.16; 黎彤等, 1998), 相對富K貧Na; 較高的FeOT/(MgO+FeOT)值(0.74～0.91); 分異指數(shù)DI值為93.0～96.7, 固結(jié)指數(shù)SI值為1.34～4.38, 指示巖漿上升侵位過程經(jīng)歷了明顯的結(jié)晶分異作用。

圖6 毛登Sn-Cu礦床花崗斑巖中鋯石陰極發(fā)光圖像(a)和錫石BSE圖像(b)

表1 毛登Sn-Cu礦床花崗斑巖(MD16-13)的LA-ICP-MS鋯石U-Pb分析數(shù)據(jù)

圖7 毛登Sn-Cu礦床花崗斑巖中鋯石U-Pb年齡諧和圖(a)、錫石U-Pb年齡諧和圖(Tera-Wasserburg)(b)

表2 毛登Sn-Cu礦床錫石LA-MC-ICP-MS U-Pb定年數(shù)據(jù)

表3 毛登Sn-Cu礦床花崗斑巖主量(%)、微量和稀土元素(×10?6)組成

續(xù)表3:

續(xù)表3:

注: A/CNK=Al2O3/(Na2O+K2O+CaO)(摩爾比); A/NK=Al2O3/(Na2O+K2O)(摩爾比);Zr.為鋯石飽和溫度, 據(jù)Watson and Harrison (1983)方法計算;1=4Si?11(Na+K)?2(Fe+Ti),2=6Ca+Mg+Al, 據(jù)Batchelor and Bowden (1985)方法計算; TE1, 3為稀土四分組效應指數(shù), 據(jù)Irber (1999)方法計算; DI. 分異指數(shù); SI. 固結(jié)指數(shù)。

在TAS巖石分類圖解(圖8a)中, 樣品投點落入到花崗巖區(qū)域中, 在QAP巖石分類圖解(圖8b)中, 樣品投點落入到正長花崗巖石和堿長花崗巖區(qū)域中, 與野外觀察命名、巖礦鑒定結(jié)果一致。樣品的里特曼指數(shù)(σ)值在1.91～2.49之間, 屬鈣堿性; 在SiO2-K2O圖解(圖9a)中樣品表現(xiàn)出高鉀鈣堿性巖石的特征。在A/NK-A/CNK圖解(圖9b)中, A/CNK值為0.99～1.04, A/NK值在1.11～1.14, 投點位于準鋁質(zhì)向弱過鋁質(zhì)過渡的區(qū)域。

在Harker圖解(圖10)中, SiO2與主量元素具有較好的相關性, Al2O3、CaO、Fe2O3T、MgO、MnO、Na2O、P2O5、TiO2的含量變化趨勢相同, 均隨SiO2含量的增加而減少, 表明花崗斑巖經(jīng)歷了分異結(jié)晶演化作用, 在演化過程中發(fā)生鐵鎂質(zhì)礦物、磷灰石、斜長石、鈦氧化物、鐵氧化物的結(jié)晶分離作用, 巖漿總體向富硅, 貧鋁、鈣、鐵、鎂、錳、鉀、鈉、磷、鈦的方向演化。

3.3.2 稀土元素

花崗斑巖樣品稀土總含量高, 變化范圍小(ΣREE=319.58×10?6～381.81×10?6), 相對富集輕稀土元素(LREE=291.92×10?6～354.14×10?6), 貧重稀土元素(HREE=25.41×10?6～38.29×10?6)。LREE/HREE值為8.57～12.8, (La/Yb)N值為10.6～18.3, 輕重稀土元素分異明顯。(La/Sm)N值為3.12～4.32, (Gd/Yb)N值為2.09～2.47, 表明輕稀土元素組、重稀土元素組均發(fā)生輕度分餾。稀土元素配分模式圖呈“海鷗式”分布(圖11a), 整體呈右傾, 較陡。巖石具有強烈的Eu負異常(δEu=0.05～0.2), 可能是因為斜長石的分離結(jié)晶作用或者巖漿源區(qū)熔融巖石中大量的斜長石存在; 無Ce異?；蛉魿e正異常(δCe=0.98～1.17), 可能因為巖石在弱酸性、弱氧化條件形成或經(jīng)歷了輕度風化、蝕變作用。

圖8 毛登Sn-Cu礦花崗斑巖TAS(a, 據(jù)Middlemost, 1994; Ir界線據(jù)Irvine and Baragar, 1971)和QAP圖解(b, 據(jù)Streckeisen, 1973)

圖9 毛登Sn-Cu礦花崗斑巖K2O-SiO2(a, 據(jù)Peccerillo and Taylor, 1976)及A/NK-A/CNK(b, 據(jù)Maniar and Piccoli, 1989; 虛線代表I型和S型花崗巖之間的邊界, 據(jù)Chappell and White, 1992)圖解

3.3.3 微量元素

微量元素測試結(jié)果顯示, 樣品總體上呈相對富集大離子親石元素LILE, 虧損高場強元素HFSE的特點; (Zr+Nb+Ce+Y)值(396～595)×10?6, 平均為480×10?6, 明顯高于A型花崗巖的下限值350×10?6; 10000Ga/Al值(3.64～4.28)平均為3.89, 大于A型花崗巖與其他類型花崗巖的分界值2.6(Whalen et al., 1987; 吳福元等, 2007), 顯示A型花崗巖地球化學特征。原始地幔標準化微量元素蜘蛛網(wǎng)圖(圖11b)呈現(xiàn)顯著的Ba、Sr、P、Ti、Nb、Ta等元素負異常和Rb、Th、La、Nd、Zr等元素的正異常, 顯示出大陸弧環(huán)境造山帶花崗巖微量元素特征(李昌年, 1992)。Ba、Sr、P、Ti的負異常暗示了長石、磷灰石和鈦鐵礦的結(jié)晶分離或在源區(qū)部分熔融過程中的大量殘留。毛登Sn-Cu礦床花崗斑巖整體上與大興安嶺南段錫多金屬成礦有關的燕山晚期花崗巖有相似的主、微量地球化學特征(郝立波等, 1999)。

3.4 全巖Sr-Nd-Pb同位素分析結(jié)果

Sr、Nd和Pb同位素研究在巖漿巖物質(zhì)來源方面有著重要的示蹤作用,Nd()、208Pb/204Pb、207Pb/204Pb、206Pb/204Pb等值可以較為準確的指示成巖物質(zhì)來源。

3.4.1 Sr-Nd同位素

巖石樣品Sr、Nd測試結(jié)果見表4。根據(jù)本次獲得的花崗斑巖鋯石U-Pb年齡(138 Ma)計算得出初始(87Sr/86Sr)i、Nd()。此次毛登Sn-Cu礦床花崗斑巖測得較高的Rb含量(183～226)×10?6以及較低的Sr含量(21～54)×10?6,87Rb/86Sr值(9.82～30.11)較高且范圍較大,87Sr/86Sr值(0.713429～0.780369)、(87Sr/86Sr)i(0.692360～0.721307)變化范圍較大。前人研究大興安嶺南段燕山期晚期花崗巖(87Sr/86Sr)i值多介于0.7020～0.7100之間(張德全, 1993; 劉偉等, 2007; 周振華等, 2011; 顧玉超等, 2017), 剔除毛登花崗斑巖4個(87Sr/86Sr)i值不在0.7020～0.7100之間的不合理數(shù)據(jù), 剩余樣品的(87Sr/86Sr)i值在0.702907～0.704506之間。(143Nd/144Nd)i值為0.512503～0.512686,Nd()值為+0.8～+4.4, 具有新生地殼源區(qū)特征;Sm/Nd為?0.54～?0.31(平均值?0.45), 基本介于?0.5～?0.2之間, Nd模式年齡有實際地質(zhì)意義(吳福元等, 1997), 計算獲得Nd同位素兩階段模式年齡DM2為572～863 Ma。

3.4.2 Pb同位素

花崗斑巖的Pb同位素測試結(jié)果見表5。樣品的208Pb/204Pb、207Pb/204Pb、206Pb/204Pb值都較高, 分別為38.572～38.831、15.572～15.601、18.642～18.851, 其初始鉛同位素比值分別為(208Pb/204Pb)i=38.222～ 38.391, (207Pb/204Pb)i=15.563～15.585, (206Pb/204Pb)i= 18.441～18.526。李睿華(2019)對毛登Sn-Cu礦床8件礦石樣品Pb同位素測試結(jié)果顯示, (208Pb/204Pb)i、(207Pb/204Pb)i、(206Pb/204Pb)i值分別為37.668～38.622、15.482～15.679、17.772～18.427。由圖12和表5可知, 花崗斑巖體的初始鉛Pb同位素比值變化范圍小, 具有相似的Pb同位素組成, 暗示Pb來源相對簡單, 而礦石Pb同位素比值變化范圍較大, 具有較好的線性分布特征, 表明為混合來源。

在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解(圖12a)中, 花崗斑巖樣品初始Pb同位素比值均落入造山帶和地幔演化曲線之間, 且靠近造山帶區(qū)域, 具有從造山帶?地幔過渡的特征; 礦石樣品Pb同位素比值分布較分散, 多數(shù)落入造山帶和地幔演化曲線之間, 1件樣品落入上地殼演化線附近, 1件樣品緊靠地幔演化線附近。在208Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解(圖12b)中, 花崗斑巖樣品均落入造山帶演化曲線附近, 指示Pb可能來源于造山帶; 礦石樣品均落入造山帶演化曲線上方, 指示Pb主要來源于造山帶, 混有一定量的下地殼物質(zhì)。造山帶本身代表了殼?；旌蟻碓? 因此從鉛同位素構(gòu)造模式圖解可推斷花崗斑巖體、礦石Pb具深源特征, 可能來源于殼?；旌香U。另外, 花崗斑巖Pb同位素投點非常靠近礦石投點區(qū)域, 指示花崗斑巖體與礦石Pb的親緣性, 表明礦石Pb與巖體關系密切。

圖10 毛登Sn-Cu礦床花崗斑巖哈克圖解

圖11 毛登Sn-Cu礦床花崗斑巖樣品球粒隕石標準化稀土元素配分圖(a)和原始地幔標準化微量元素蜘蛛網(wǎng)圖(b)(標準化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)

表4 毛登Sn-Cu礦床花崗斑巖Sr-Nd同位素組成

表5 毛登Sn-Cu礦床花崗斑巖、礦石Pb同位素組成

注: a. 本文; b. 李睿華(2019)。

4 討 論

4.1 成巖(礦)時代

毛登Sn-Cu礦床處于大興安嶺南段Pb-Zn-Ag- Cu-Sn-Fe成礦帶(劉建明等, 2004; 要梅娟等, 2012), 前人對區(qū)內(nèi)多個典型礦床的成巖(礦)年代學已開展了研究, 毛景文等(2005, 2013)認為大興安嶺南段地區(qū)大量金屬礦床聚集與區(qū)內(nèi)中生代花崗質(zhì)巖漿侵位關系密切; 周振華等(2010)、翟德高等(2012)等研究認為燕山晚期(130～140 Ma)是大興安嶺南段地區(qū)成巖(礦)的高峰期之一; 王長明等(2006)研究大興安嶺南段銅多金屬礦成礦時空結(jié)構(gòu)表明區(qū)內(nèi)錫成礦作用主要集中在燕山晚期。本文在前人統(tǒng)計的大興安嶺南段主要錫多金屬礦床的成礦年齡及與成礦關系密切巖體侵入年齡基礎上(劉瑞麟等, 2018), 補充了維拉斯托Sn-Cu-Pb-Zn-Ag多金屬礦床錫石U-Pb年齡136 Ma, 輝鉬礦Re-Os年齡136.8～138.8 Ma, 堿長花崗巖鋯石U-Pb年齡137～138 Ma(劉瑞麟, 2018); 拜仁達壩銀鉛鋅錫多金屬礦床礦石中蝕變礦物白云母Ar-Ar年齡135 Ma(常勇和賴勇, 2010); 毛登?小狐山錫多金屬礦田花崗斑巖鋯石U-Pb年齡132～133 Ma, 似斑狀花崗巖鋯石U-Pb年齡134 Ma, 錫石U-Pb年齡134.8 Ma、140 Ma(郭碩等, 2019; 李睿華, 2019); 查木罕鎢鉬錫礦床輝鉬礦Re-Os年齡140 Ma, 二長花崗巖獨居石U-Pb年齡137 Ma、138 Ma、139 Ma (Zhang et al., 2019); 白音查干錫銀多金屬礦床電氣石花崗斑巖鋯石U-Pb年齡為140.5 Ma, 花崗斑巖鋯石U-Pb年齡143.4 Ma, 錫石U-Pb年齡140 Ma、140.6 Ma(李睿華, 2019); 道倫達壩銅鎢錫銀礦床張家營子細?；◢弾r鋯石U-Pb年齡135 Ma, 礦石錫石U-Pb年齡134.7 Ma、136.8 Ma(陳公正等, 2018), 統(tǒng)計結(jié)果見圖13。從圖13可以看出大興安嶺南段錫多金屬礦床形成于126～144 Ma, 成礦時代峰值135～ 139 Ma, 與成礦關系密切的花崗質(zhì)巖體侵入時代為129～149 Ma, 成巖時代峰值137～140 Ma。綜上得出, 大興安嶺南段Sn多金屬礦床成巖(礦)時代主要集中在燕山晚期的早白堊世(135～140 Ma), 成巖時代范圍略大于成礦時代, 兩者具有一致性, Sn多金屬礦化與早白堊世花崗質(zhì)巖漿有緊密的聯(lián)系; 成礦時代晚于成巖時代, 指示花崗質(zhì)巖體成礦熱事件可能具有多期次、多階段的演化, 與區(qū)域Sn多金屬成礦系列先后發(fā)生高溫浸染狀Sn-W-Mo和云英巖化脈狀Sn-W氧化物礦化及中低溫Cu-Pb-Zn和Pb-Zn-Ag-Sb硫化物礦化也較為吻合。

本次獲得毛登Sn-Cu礦床花崗斑巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為138±0.6 Ma, 代表了巖漿巖的形成年齡; 錫石LA-ICP-MS U-Pb年齡為139±3.2 Ma, 代表了錫石的結(jié)晶年齡, 成巖成礦時間一致為早白堊世。毛登Sn-Cu礦床成巖(礦)年齡測試結(jié)果與上述大興安嶺南段主要錫多金屬礦床成巖(礦)年齡基本一致, 說明毛登Sn-Cu礦床與區(qū)內(nèi)錫多金屬成礦系列皆屬于大興安嶺南段燕山晚期巖漿活動的產(chǎn)物。

圖12 毛登Sn-Cu礦床Pb同位素構(gòu)造模式圖(據(jù)Zartman and Doe, 1981)

數(shù)據(jù)來源于: 常勇和賴勇, 2010; 陳公正等, 2018; 劉瑞麟, 2018; 劉瑞麟等, 2018; Zhang et al., 2019; 郭碩等, 2019; 李睿華, 2019。

4.2 花崗巖成因

4.2.1 巖石類型

前人對大興安嶺南段廣泛發(fā)育的晚侏羅世?早白堊世花崗巖成因類型有不同的認識, 多數(shù)屬于A型花崗巖(邵濟安等, 2010), 包括白音查干礦床、巴爾哲地區(qū)、邊家大院礦床(A1型)、黃崗礦床(A1型)、德勒哈達地區(qū)(A2型)、石匠山地區(qū)(A2型)、努和特地區(qū)(A2型)等(周振華等, 2010; 楊武斌等, 2011; 王喜龍等, 2014; 王金芳等, 2017; 姚磊等, 2017; 王金芳等, 2018a, 2018b); 少數(shù)屬于I型花崗巖, 如維拉斯托礦床石英斑巖(Wang et al., 2017; 張?zhí)旄５? 2019), 白音查干花崗斑巖(李睿華, 2019)。另外楊奇荻等(2014)認為甘珠爾廟地區(qū)早白堊世花崗巖為I-A過渡型。雖然對花崗巖類型觀點不完全一致, 但研究者一致認為大興安嶺南段晚侏羅世?早白堊世花崗巖經(jīng)歷了高分異演化作用。高分異演化的I型、A型花崗巖主量元素以及礦物相趨于共熔點, 具有相似的地球化學、礦物學特征(King et al., 1997, 2001)。經(jīng)歷了高度演化結(jié)晶分異作用的殘余熔漿固相線溫度大大降低, 在最終的巖漿?熱液過渡體系中發(fā)生強烈的熔體?流體作用, 致使巖體中主(微)量元素地球化學行為發(fā)生了很大變化(吳福元等, 2007)。以上兩方面原因給大興安嶺南段燕山晚期高分異花崗巖成因類型判別造成了一定的困擾。

毛登Sn-Cu礦床8件花崗斑巖樣品具有較高的分異指數(shù)(DI值為93.0～96.7), 固結(jié)指數(shù)較小(SI值為1.34～4.38), Ba、Sr、P、Ti、Eu顯示負異常(圖11)。微量元素Zr/Hf值可反映花崗巖結(jié)晶分異演化程度和熔體?流體相互作用情況, 隨著巖漿的演化Zr/Hf值逐漸減小(Irber, 1999; Dostal and Chatterjee, 2000)。毛登礦床花崗斑巖Zr/Hf值為25.8～33.0 (平均值30.0), 一般花崗巖Zr/Hf值為39(章榮清等, 2016)。主(微)量元素組成均表明毛登礦床花崗斑巖具有高分異演化花崗巖的特征, 表明了成巖過程經(jīng)歷了較強烈的結(jié)晶分異作用, 常用的花崗巖類型判別圖解法很可能對毛登礦區(qū)花崗斑巖失效。

吳福元等(2017)在Whalen et al. (1987)研究A型花崗巖地球化學判別基礎上, 提出A型花崗巖在結(jié)晶分異過程中10000Ga/Al值逐漸減小, I或S型花崗巖則逐漸升高, 對區(qū)分A型花崗巖和高分異花崗巖效果較好。將毛登、白音查干、維拉斯托和黃崗等大興安嶺南段四個典型的Sn多金屬礦床的花崗質(zhì)巖體投點在A型花崗巖與高分異花崗巖判別圖解(圖14)中, 可以看出毛登、黃崗花崗巖體部分投點落入A型和I/S分異型的相交區(qū)域, 總體呈A型花崗巖的演化趨勢; 白音查干花崗巖體多數(shù)投點落入A型和I/S分異型的相交區(qū)域, 總體呈I/S分異型花崗巖演化趨勢; 維拉斯托花崗巖體投點均落入I/S分異型區(qū)域。

黃崗、維拉斯托、白音查干巖體數(shù)據(jù)來源于周振華等, 2010; 趙輝等, 2015; 祝新友等, 2016; Wang et al., 2017; 劉新等, 2017; 姚磊等, 2017; 劉瑞麟, 2018; 張?zhí)旄５? 2019; 郭碩等, 2019; 李睿華, 2019。I、S、M和A分別代表I型、S型、M型和A型花崗巖。

A型花崗巖形成的溫度(800～900 ℃)明顯高于I型和S型花崗巖(劉昌實等, 2003; 汪洋, 2008, 2009; 賈小輝等, 2009; 王楠等, 2017)。研究認為鋯石的飽和溫度近似代表花崗質(zhì)巖石近液相線的溫度, 可用來估算花崗質(zhì)巖漿的結(jié)晶溫度(King et al., 1997; 王濤和劉燊, 2013)。毛登Sn-Cu礦床花崗斑巖樣品的Zr含量隨著SiO2含量的增加而減少, 表明巖漿中Zr達到了飽和(圖15)。利用花崗質(zhì)熔體鋯石飽和溫度公式(Watson and Harrison, 1983), 計算得出毛登Sn-Cu礦床花崗斑巖鋯石飽和溫度為817～861 ℃, 平均834 ℃(表3), 屬高溫花崗巖, 與典型的A型花崗巖形成溫度一致。

綜上認為毛登、黃崗礦床花崗斑巖為A型花崗巖, 成巖演化過程中經(jīng)歷了較強烈的結(jié)晶分異作用; 白音查干、維拉斯托礦床花崗質(zhì)巖體為高分異的I型花崗巖。燕山晚期造山帶垮塌和地殼逐漸減薄誘導幔源物質(zhì)底侵以及地殼減薄不均一性, 是大興南嶺南段早白堊世形成A型、I型不同類型花崗巖的主要原因(趙輝等, 2015)。

4.2.2 巖石源區(qū)

關于A型花崗巖的成因主要有以下3種觀點: ①地幔玄武質(zhì)巖漿的分離結(jié)晶作用(Han et al., 1997; Mushkin et al., 2003); ②幔源巖漿與地殼深熔巖漿的混合作用(Dickin, 1994; Harris et al., 1999; Mingram et al., 2000); ③下地殼源巖的部分熔融(Collins et al., 1982; Clemens et al., 1986)。Wyllie (1984)研究認為地幔物質(zhì)部分熔融形成的大量玄武質(zhì)巖漿才可能分異出少量的花崗質(zhì)巖漿, 研究區(qū)內(nèi)沒發(fā)現(xiàn)與花崗巖時空關系密切且大面積分布的玄武質(zhì)巖體出露, 因此花崗斑巖由地幔玄武質(zhì)巖漿的分離結(jié)晶作用形成的可能性不大。毛登花崗斑巖強烈虧損Eu、Ba、Sr, 表明其源區(qū)有大量長石殘留, 暗示成巖在低壓、較淺的環(huán)境(Rapp and Watson, 1995), 同樣排除為幔源巖漿分離結(jié)晶作用的成因。毛登花崗斑巖未見明顯的暗色基性包體, 不顯示幔源、殼源巖漿混合特征, 排除其為幔源巖漿與地殼深熔巖漿混合作用的成因。

圖15 毛登Sn-Cu礦床花崗斑巖Zr-SiO2圖解

Jahn et al. (2000)研究表明中亞造山帶是地球上顯生宙新生地殼增長最快的地區(qū), 位于其東部的大興安嶺地區(qū)顯生宙的花崗巖表現(xiàn)出正的Nd()值(平均值+2.0)和較低的DM值(多在500～1000 Ma), 暗示花崗巖源區(qū)為幔源年輕的地殼物質(zhì)(吳福元等, 1997; 洪大衛(wèi)等, 2000; Wu et al., 2000, 2002)。肖成東等(2004)測得東蒙地區(qū)燕山期花崗巖的Nd()值為+0.75～+8.12(均值+3.07),DM2為2622～930 Ma(均值705 Ma), 認為成巖物質(zhì)來源與虧損地幔有關。毛登Sn-Cu礦床花崗斑巖Sr-Nd同位素測試分析顯示其具有低的(87Sr/86Sr)i值、正的Nd()值(Nd()=+0.8～ +4.4)和年輕的Nd同位素模式年齡(DM2=572～863 Ma),與中亞造山帶顯生宙花崗巖Sr-Nd同位素特征一致(洪大衛(wèi)等, 2000; Jahn et al., 2000, 2001; Wu et al., 2003;劉偉等, 2007; 邵濟安等, 2010)。在(87Sr/86Sr)i-Nd()圖解(圖16)中, 樣品投點落入或靠近主地幔趨勢線上, 靠近虧損地幔單元, 遠離華北陸塊下地殼區(qū)域, 與大興安嶺中南段晚中生代花崗巖Sr-Nd同位素范圍(Jahn et al., 1999)基本一致, 說明成巖物質(zhì)來源于地幔。Sr-Nd同位素特征表明了毛登礦區(qū)花崗斑巖有可能來源于新元古代含有大量幔源組分的新生地殼物質(zhì), 在巖石圈伸展減薄背景下幔源玄武質(zhì)巖漿底侵作用誘使新生地殼部分熔融, 大量巖漿上升侵位并經(jīng)歷了較強烈的結(jié)晶分異作用, 形成酸性侵入巖。

4.3 構(gòu)造背景

關于大興安嶺中生代巖漿活動構(gòu)造背景存在著不同的觀點: 趙國龍等(1989)認為大興安嶺中生代火山巖形成于與古太平洋板塊俯沖有關的活動大陸邊緣; 張連昌等(2007)認為形成于蒙古?鄂霍茨克洋造山后伸展和古太平洋板塊俯沖的聯(lián)合作用, 反映陸內(nèi)伸展環(huán)境和陸緣弧火山巖雙重特征; 吳福元和曹林(1999)指出中生代以來東部太平洋板塊的俯沖至關重要。近來年, 越來越多的學者認為大興安嶺地區(qū)大規(guī)模的中生代巖漿活動構(gòu)造背景歸于蒙古?鄂霍茨克洋閉合后伸展構(gòu)造背景(郭鋒等, 2001; Fan et al., 2003; 呂志成等, 2004; 江思宏等, 2012; Ouyang et al., 2015), 或古太平洋板塊俯沖后撤伸展構(gòu)造背景環(huán)境(王喜龍等, 2014; 王良玉等, 2016)。

在A型花崗巖分類判別圖解(圖17)中, 花崗斑巖樣品投點大多數(shù)落入了A2型區(qū), 代表造山后環(huán)境(如陸陸碰撞后期或島弧巖漿作用環(huán)境)。在Al2O3- SiO2、FeOT/(FeOT+MgO)-SiO2、(Y+Nb)-Rb和1-2構(gòu)造環(huán)境判別圖解(圖18、19)中, 大多數(shù)樣品落在造山期后A型花崗巖區(qū)域, 暗示其具有拉張構(gòu)造環(huán)境特征。

大興安嶺中南段數(shù)據(jù)來源: 張德全等, 1993; 趙一鳴等, 1994; 蔡劍輝等, 2004; 肖成東等, 2004; 周振華等, 2011; 顧玉超等, 2017。

結(jié)合區(qū)域構(gòu)造演化史(劉偉等, 2007; 周振華等, 2011; 陳公正等, 2018; 江思宏等, 2018)以及毛登Sn-Cu礦床花崗斑巖地球化學特征、成巖年代學、Sr-Nd-Pb同位素特征, 本文認為在早白堊世大興安嶺南段毛登地區(qū)可能受到蒙古?鄂霍茨克洋造山后伸展和古太平洋俯沖的雙重影響, 蒙古?鄂霍茨克洋構(gòu)造域已進入后碰撞階段, 古太平洋板塊俯沖方向由N-NNW向NW轉(zhuǎn)變(Engebretson et al., 1985), 兩大構(gòu)造域都處于構(gòu)造體系轉(zhuǎn)變期間, 區(qū)域構(gòu)造體系由擠壓環(huán)境向伸展環(huán)境轉(zhuǎn)換過渡期, 總體處于伸展構(gòu)造背景。兩大構(gòu)造體系聯(lián)合作用也被認為是大興安嶺南段地區(qū)燕山晚期成礦高峰期的主要原因(Ouyang et al., 2015; 江思宏等, 2018)。

4.4 巖漿作用對成礦制約

毛登Sn-Cu礦床主要為受斷裂?節(jié)理裂隙控制的石英脈型礦床, 花崗斑巖體與角礫巖等圍巖的接觸帶外側(cè)控制礦體的產(chǎn)出形態(tài), 巖體內(nèi)部礦化弱。錫石礦化和花崗斑巖形成的年齡分別為139±2.8 Ma和138±0.6 Ma, 兩者在誤差范圍內(nèi)一致, 表明毛登Sn-Cu礦床的形成與該期巖漿活動有關。李睿華(2019)研究毛登Sn-Cu礦床8件金屬硫化物S、Pb同位素特征, 發(fā)現(xiàn)δ34SV-CDT值較均一, 介于?3.3‰～ ?0.6‰之間(平均值?2.1‰), 具有巖漿成因的S同位素特征; Pb同位素組成與本文研究的花崗斑巖范圍接近(圖12), 認為金屬硫化物成礦物質(zhì)主要來源于花崗斑巖體。劉玉強(1996a)對各成礦階段流體的H-O同位素研究顯示成礦流體來自花崗斑巖的深部, 晚期蝕變和礦化流體中大氣降水逐漸增多。礦床內(nèi)黃玉、螢石等蝕變礦物共生表明, 成礦熱液具有巖漿成因的高F特征(Wang et al., 2017)。

A1. 非造山花崗巖; A2. 造山后花崗巖。

IAG. 島弧花崗巖類; CAG. 大陸弧花崗巖類; CCG. 大陸碰撞花崗巖類; POG. 后造山花崗巖類; RRG. 與裂谷有關的花崗巖類; CEUG. 與大陸的造陸抬升有關的花崗巖類。

圖19 毛登Sn-Cu礦床花崗斑巖(Y+Nb)-Rb(a, Pearce et al., 1984)和R1-R2(b, 據(jù)Batchelor and Bowden, 1985)構(gòu)造背景判別圖解

前人研究認為, 花崗質(zhì)巖漿經(jīng)歷高度結(jié)晶分異作用后, 在演化晚期的殘余熔體?熱液共存體系中富含揮發(fā)分、Na2O+K2O、REE、稀有金屬, 熔體與熱液的相互作用使得Eu的負異常增強, 以及W、Sn、Sb、REE、Nb、Ta、Zr、Be等成礦元素在殘余花崗質(zhì)巖漿中逐漸富集, 為形成W、Sn、稀土、稀有礦床提供物質(zhì)基礎(Jahn et al., 2001; Zhao et al., 2002; Wu et al., 2004)。例如華南地區(qū)西華山W-Sn礦床、千里山W-Sn礦床、喜馬拉雅造山帶扎西康Sb-Pb-Zn-Au礦床、大興安嶺南段地區(qū)維拉斯托Sn多金屬礦床、沙麥W-Mo礦床、巴爾哲REE-Nb-Zr-Be礦床(Zhao et al., 2002; Guo et al., 2012; 梁維等, 2015; Jiang et al., 2016; Wang et al., 2017)。

前述全巖主、微量地球化學特征分析表明, 毛登礦區(qū)花崗斑巖為經(jīng)歷了較強烈的結(jié)晶分異作用的A型花崗巖, 李小偉等(2010)認為A型花崗巖的Rb含量大于(250×10?6～300×10?6)時屬于高分異型花崗巖, 毛登礦床花崗斑巖Rb含量為183×10?6～226×10?6, 顯然未達到“高”分異演化程度。研究表明高演化結(jié)晶分異的花崗質(zhì)巖石具有M型稀土四分組效應(Bau, 1996, 1997; 趙振華等, 1999), 毛登花崗斑巖稀土元素量化參數(shù)TE1, 3和關鍵元素K/Rb、Y/Ho、Zr/Hf的比值(分別為0.95～1.02, 187～237、22.4～26.9、25.8～33.0)接近或偏離具明顯四分組效應花崗巖的區(qū)間范圍(TE1, 3>1.10, K/Rb<100, Y/Ho>28, Zr/Hf<25) (Irber, 1999)。綜上認為毛登花崗斑巖為分異的A型花崗巖, 在演化過程中經(jīng)歷了較強烈的結(jié)晶分異作用, 對Sn、W等成礦金屬元素的富集起到積極作用; 但巖體并未達到維拉斯托礦床石英斑巖“高”演化結(jié)晶分異的程度(Wang et al., 2017), 這或許是毛登礦床Sn金屬資源量未達到維拉斯托礦床規(guī)模的原因之一。

5 結(jié) 論

(1) 毛登Sn-Cu礦床的LA-ICP-MS錫石U-Pb等時線年齡為139±3.2 Ma, 花崗斑巖的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為138±0.6 Ma, 二者在誤差范圍內(nèi)近于一致, 表明成巖成礦均發(fā)生在早白堊世。

(2) 毛登Sn-Cu礦床花崗斑巖的形成受到蒙古?鄂霍茨克洋閉合造山后伸展和古太平洋俯沖的雙重影響, 總體處于伸展構(gòu)造背景; 巖石地球化學和Sr-Nd同位素特征表明, 毛登花崗斑巖具備A型花崗巖特點, 為新元古代新生地殼部分熔融的產(chǎn)物; Pb同位素組成特征表明, 成礦物質(zhì)主要來自深部巖漿。

(3) 毛登Sn-Cu礦床花崗斑巖經(jīng)歷了較強烈的結(jié)晶分異演化作用, 但未達到“高”分異演化程度, 這可能是毛登礦床Sn金屬資源量未達到維拉斯托礦床規(guī)模的原因之一。

致謝:野外地質(zhì)工作期間得到了錫林浩特市興原有色金屬有限責任公司杜祖權總經(jīng)理和史賀龍工程師的大力協(xié)助, 吉林大學孫景貴教授、中國地質(zhì)科學院礦產(chǎn)資源研究所武廣研究員對本文提出了寶貴的修改意見, 在此一并表示衷心的感謝！

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Metallogenetic Control of Magmatism on the Maodeng Sn-Cu Deposit in the Southern Great Xing’an Range: Evidence from Geochronology, Geochemistry, and Sr-Nd-Pb Isotopes

JI Genyuan1, 2, JIANG Sihong1*, LI Gaofeng1, 3, YI Jinjun2, ZHANG Lili1and LIU Yifei1

(1.MNR Key Laboratory of Metallogeny and Mineral Assessment, Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037,China; 2.Cores and Samples Center of Natural Resources, Langfang 065201, Hebei, China; 3. Key Laboratory of Orogen and Crust Evolution, Peking University, Beijing 100871,China)

The Maodeng Sn-Cu deposit is a medium-sized deposit in the southern segment of the Great Xing’an Range located in Xinlinhot City of Inner Mongolia. Whole rock geochemistry, LA-ICP-MS zircon and cassiterite U-Pb ages, and Sr-Nd-Pb isotopic compositions of the granite porphyry and Sn-Cu ores in the Maodeng deposit have been studied in detail and are reported in this contribution. The zircon from the ore-related granite porphyry has a weighted mean U-Pb age of 138±0.6 Ma, while the cassiterite from cassiterite-sulphide-quartz vein-type ore has a Tera-Wasserburg concordant U-Pb age of 139±3.2 Ma. These two ages are consistent within error, which indicates that the emplacement of granite porphyry and Sn-polymetallic mineralization in Maodeng took place during the Early Cretaceous. Geoche-mically, the granite porphyry is characterized by high SiO2(73.18% to 77.3%), (Na2O+K2O) (8.00% to 8.69%), and K2O (4.80% to 5.22%), with low CaO (0.49% to 0.95%), Al2O3(11.67% to 12.83%), MgO (0.12% to 0.46%), and relatively high FeOT/(MgO+FeOT) (0.74 to 0.91), and 10000×Ga/Al (3.64 to 4.28) ratios. The rock is enriched in Rb, Th, K, Hf, and depleted in Ba, Sr, P and Ti. The REE distribution patterns of the granite porphyry are of typical gull-wing shape with obviously negative Eu anomalies (δEu=0.05 to 0.2). Zircon saturation temperatures of the granite porphyry vary from 817 to 861 ℃. All these show that the granite porphyry exhibits geochemical characteristics typical for A-type granite. The granite porphyry has relatively low (87Sr/86Sr)ivalues (0.702907 to 0.704506), high εNd() values (+0.8 to +4.4) and young two-stage Nd model ages (DM2=572 to 863 Ma), suggesting that the rock was dominantly derived from partial melting of a juvenile lower crust, followed by strong fractional crystallization during magma ascent. The Pb isotope compositions of the granite porphyry and ores are similar, indicating that the Pb of the ores could be sourced from the granite porphyry. According to the trace element characteristics, chemical subdivision diagrams and tectonic environmentdiscrimination diagrams, the granite porphyry in the Maodeng belongs to A2-type granite, which formed in an extensional setting. Based on previous studies and combining geological characteristics, ages of the ores and granite porphyry, and Pb istope characteristics, it is believed that the intensely fractionated granite porphyry at the Maodeng deposit is spatiallyand temporally, and possibly genetically related to the Sn-Cu mineralization. It is proposed that the size of the Sn deposit is constrained by the degree of fractional crystallization of the magma.

southern segment of the Great Xing’an Range; Maodeng Sn-Cu deposit; cassiterite U-Pb dating; zircon U-Pb dating; Sr-Nd-Pb isotopes

2020-02-04;

2020-06-19

科技部深地項目(2017YFC0601303)、國家自然科學基金項目(41873051)、地科院基本業(yè)務費項目(YYWF201715)和地質(zhì)調(diào)查項目(DD20190437、DD20190411)聯(lián)合資助。

季根源(1987–), 男, 工程師, 博士研究生, 礦物學、巖石學、礦床學專業(yè)。Email: csujigenyuan@163.com

江思宏(1968–), 男, 研究員, 博士生導師, 主要從事金屬礦床成礦規(guī)律研究。Email: jiangsihong1@163.com

P597; P612

A

1001-1552(2021)04-0681-024

10.16539/j.ddgzyckx.2021.04.004