摘 要: 烏爾根礦田由東珺淺成熱液型銀鉛鋅礦床和大加布果斯斑巖型鉬礦床組成。野外地質調查揭示富堿斑巖巖漿熱事件與淺成熱液型銀鉛鋅礦床時空或空間關系密切, 獲得成礦期正長斑巖和成礦前石英二長斑巖巖漿鋯石 U-Pb 年齡分別為 125 Ma 和 165 Ma。鑒于大加布果斯斑巖型鉬礦床成礦時代為 147 Ma, 而淺成熱液型銀鉛鋅礦床發生在早白堊世, 進而得出兩者為相對獨立成礦體系。巖石地球化學特征表明, 侵入巖屬偏鋁質鉀玄巖系列, 與 A 型花崗巖特征相似。富集大離子親石元素(LILE)和輕稀土元素(LREE), 虧損高場強元素(HFSE)和重稀土元素(HREE), Eu 異常 (Eu/Eu*=0.65~0.83)不顯著, 進而說明巖漿源自富集型巖石圈地幔的部分熔融, 經歷了分異結晶并遭受有限的地殼混染; 暗示礦田巖漿?成礦作用與洋殼俯沖有關, 結合區域和礦田相關研究認為中侏羅世礦田處于弧后引張環境, 而晚侏羅世 ?早白堊世處于蒙古?鄂霍次克洋閉合之后的伸展環境。
關鍵詞: 鋯石 U-Pb 年代學; 地球化學; 富堿斑巖體; 烏爾根礦田; 額爾古納地塊; 內蒙古
張光亮; 溫守欽; 李建源; 謝偉， 大地構造與成礦學 發表時間：2021-11-26
0 引 言
烏爾根礦田位于大興安嶺中北部內蒙古額爾古納市境內, 得爾布干成礦帶北部, 主要由東珺銀鉛鋅礦床和大加布果斯鉬礦床組成(圖 1b)。因其發育著燕山晚期斑巖型鉬礦和淺成中低溫熱液型銀鉛鋅礦床(聶鳳軍等, 2011; 趙巖, 2019), 為廣大地質學家所關注。東珺銀鉛鋅礦床發現于 21 世紀初, 經近年來的勘查銀、鉛、鋅資源儲量已達大型規模, 共伴生金(約 2 噸)和銅等; 大加布果斯鉬礦床發現于 2019 年, 初步普查估算出的資源儲量鉬近 5 萬噸。已有研究顯示東珺礦床與成礦帶二道河子、比利亞谷、得耳布爾、甲烏拉、查干布拉根、額仁陶勒蓋等淺成低溫熱液型礦床成礦環境相似(張斌, 2011; 聶鳳軍等, 2011; 趙巖, 2019; 劉艷榮等, 2019; 王景昕等, 2019), 成礦與早白堊世巖漿侵入作用有關; 大加布果斯礦床與岔路口礦床成礦環境相似, 而與烏奴格吐山、八大關、八八一和太平川等斑巖型礦床不同(陳志廣, 2010), 成礦與晚侏羅世巖漿作用有關(聶鳳軍等, 2011; Liu et al., 2014; Zhang et al., 2017)。為了揭示巖漿作用與成礦的關系, 許多學者對成礦相關產物開展了定年、穩定同位素、流體包裹體和巖漿巖地球化學等研究(Chen et al., 2011; Niu et al., 2017; Han et al., 2020)。越來越多的同位素測年和地球化學研究結果顯示, 成礦帶淺成低溫熱液型礦床成礦時限為 143~128 Ma(Gantunur et al., 2005; MITM, 2002; 李鐵剛, 2016; 趙巖, 2017; 戴蒙等, 2016), 斑巖型礦床成礦年齡主要集中于 205~177 Ma 和 150~148 Ma(劉軍等, 2013; 譚鋼等, 2010; Chen et al., 2011; Zhang et al., 2017), 但對巖漿?成礦作用發生的構造背景仍有爭議(李諾等, 2007; Guo et al., 2010; Dong et al., 2016), 也沒有闡明晚侏羅世?早白堊世斑巖型與淺成低溫熱液型礦床之間的關系。一些學者在礦田范圍內不僅對火山巖進行過年代學和地球化學研究, 同時開展了大加布果斯成礦斑巖體的鋯石 U-Pb 年齡測定(楊鄖城等, 2015; Zhang et al., 2020; Xie et al., 2021)。但是, 對成礦至關重要的侵入巖的研究仍十分薄弱, 尚未建立礦田成巖成礦的時空格局和不同礦床類型之間的時空關系, 對成礦構造背景研究也有待進一步深入。為此, 本文針對近期發現 2 個侵入體開展鋯石 U-Pb 定年和地球化學研究, 旨在揭示巖漿作用與成礦和不同礦床類型之間的關系, 探討成礦構造背景和豐富成礦認識, 為地質找礦提供科學依據。
1 區域地質背景
礦田位于西伯利亞克拉通南緣額爾古納地塊北部, 南與興安地塊(XB)相鄰, 西側為得爾布干斷裂 (圖 1b)。顯生宙在古亞洲洋、蒙古?鄂霍茨克洋和古太平洋三種不同的構造體制下, 該區主要經歷了陸緣增生、陸?陸碰撞造山和造山后伸展等復雜構造演化。古生代在古亞洲洋構造體制主導下, 額爾古納地塊與興安地塊在約 490 Ma 沿兩者間的縫合帶發生碰撞(葛文春, 2005; 張興洲等, 2006; Liu et al., 2017)。中生代蒙古?鄂霍茨克和古太平洋構造體制對額爾古納地塊產生了強烈的構造?巖漿作用 (Wu et al., 2011; 葛文春, 2005; Windley et al., 2007; 許文良等, 2013; 唐杰, 2016; 趙巖, 2017), 導致大量巖漿巖形成, 地塊被一系列北東向和近東西向的斷層分割成多個斷塊。規模較大的北東向斷裂, 如得爾布干和額爾古納等斷裂, 具有多期次活動和控巖控礦特征(內蒙古自治區地質礦產局, 1991) (圖 1b)。
額爾古納地塊主要由火山基底隆起和中生代火山盆地構成。元古界和古生界零星出露于隆起區, 主要為大理巖、變質碎屑巖和變質火山巖等。中生界主要為中侏羅世?早白堊世火山?沉積巖, 廣泛分布于火山盆地中, 呈北東向展布。侵入巖主要為新元古代、石炭紀和三疊紀?早侏羅世中酸性侵入巖(圖 1b)。中生代侵入巖主要由中酸性和少量的中基性巖組成(Qin et al., 1995; Wu et al., 2011; 佘宏全等, 2012)。根據最新的鋯石 U-Pb 定年結果, 它們可以分為三個階段: (1)中三疊世早期?侏羅紀(246~180 Ma); (2)早?中侏羅世(180~160 Ma); (3)晚侏羅世?早白堊世(155~123 Ma) (Wu et al., 2011; 唐杰等, 2016; 李鐵剛, 2016)。晚三疊世?早侏羅世斑巖型銅鉬礦床和晚侏羅世?早白堊世淺成中低溫熱液型? 斑巖型金銀鉛鋅鉬礦床與同期中酸性巖漿侵入作用有關(Qin et al., 1997; 陳志廣, 2010; Li et al., 2014; Mi et al., 2016; Niu et al., 2017; 趙巖, 2017)。
2 礦田及礦床地質
2.1 礦田地質
礦田地質研究揭示, 礦田出露地層主要為中生界, 零星出露古生界(圖 2a)。古生界僅有石炭系下統莫爾根河組, 中生界主要有侏羅系中統塔木蘭溝組, 上統滿克頭鄂博組和白音高老組。中生界主要為塔木蘭溝組, 次為滿克頭鄂博組, 零星了白音高老組, 三者間為平行或角度不整合接觸。塔木蘭溝組為礦田主要賦礦地層, 以中基性?中酸性火山巖為主, 夾少量凝灰巖、沉凝灰巖和凝灰質粉砂巖等 (火山)碎屑巖。滿克頭鄂博組和白音高老組主要為中酸性火山巖。
礦田侵入體地表零星出露或偶見于鉆孔和坑道中, 與其周圍地層呈侵入接觸, 多為小巖株狀淺成 ?超淺成中?酸性巖體或巖脈。侵入體多沿斷裂構造呈近東西向、北東向或北西向展布。根據同位素測年結果, 可將侵入巖可劃分為中侏羅世、晚侏羅世和早白堊世 3 期: (1)中侏羅世侵入巖以石英二長斑巖(165 Ma)為主, 僅見于 ZKV50-2鉆孔中(圖 2a), 推測巖體為小巖株狀, 形成于成礦前; (2)晚侏羅世侵入巖主要分布于根河斷裂北側(圖 2a), 為斑巖型鉬礦床賦礦花崗斑巖(147 Ma, 圖 3a)(另文發表中); (3) 早白堊世中酸性侵入巖在地表及鉆孔和坑道中均可見到(圖 3b), 巖石類型主要為正長斑巖, 見石英閃長巖、閃長玢巖等脈巖, 其中規模較大的小巖株狀正長斑巖(125 Ma)與東珺淺成低溫熱液型銀鉛鋅礦床關系密切。此外, 沿小加布果斯溝斷裂和賦礦斑巖體頂部還見有(含礦)隱爆角礫巖。
礦田發育的構造主要是近東西向主干斷裂與其次級斷裂構成復雜構造網絡系統, 它們具有多期次活動和控巖控礦特征, 兼有導礦和容礦屬性, 東珺和大加布果斯礦床均分布于兩者之間。小加布果斯溝?育良斷裂和根河斷裂為主干斷裂, 前者橫貫礦田中部, 后者構成礦田南部邊界(圖 2a), 斷裂傾向南, 傾角約為 80°。主干斷裂之間次級斷裂極為發育, 其產狀復雜多變, 走向有近東西向、北東向、北西向及近南北向等 4 組, 其中前兩者形成早于后兩者。近東西向陡傾斜斷裂和緩傾斜層間斷裂是礦區主要容礦構造, 分別控制陡脈狀礦體和緩傾斜層狀礦體。此外, 礦田火山構造也較發育, 如下烏爾根地區串珠狀破火山口沿近東西向斷裂構造分布, 被(賦礦)斑巖體充填。
2.2 礦床地質
東珺銀鉛鋅礦床分布于礦田南西部, 大加布果斯鉬礦床均分布于礦田東南部, 前者屬淺成中低溫熱液型礦床(圖 2), 后者屬斑巖型礦床, 它們的地質特征如下。
(1)東珺銀鉛鋅礦床
該礦床賦存于塔木蘭溝組火山巖中, 主要由Ⅳ、Ⅴ、Ⅵ、Ⅷ、Ⅹ等礦帶組成(圖 2a, b, c)。礦帶中分布有 300 余條礦體, 幾乎均為隱伏礦體, 金礦體主要分布于Ⅹ礦帶北部。Ⅵ、Ⅷ、Ⅹ礦帶以緩傾斜層狀礦體為主, Ⅳ、Ⅴ礦帶既有緩傾斜層狀礦體也有陡脈狀礦體(圖 2b, c)。主礦體多為層狀礦體, 層狀主礦體長度為 100~1200 m, 傾斜延深 100~800 m, 平均厚度 1.7~4.2 m。平均品位 Pb+Zn 為 1.8%~4.6%, Ag 57.1 g/t ~112.5 g/t。礦體走向多為北西, 僅Ⅹ礦帶為北東, 傾向北西或北東, 傾角一般為 10°~30°。陡脈狀主礦體多分布于Ⅳ、Ⅴ礦帶, 長度為 100~400 m, 傾斜延深 100~400 m, 平均厚度 1.5~8.0 m。平均品位 Pb+Zn 為 2.5%~4.6%, Ag 25.0 g/t。礦體走向多為近東西, 傾向南或北, 傾角為 50°~80°。礦石礦物主要為方鉛礦、閃鋅礦、黃鐵礦(圖 3d?i), 少量砷黃鐵礦、黃銅礦及銀的硫鹽礦物等。金的獨立礦物以銀金礦為主, 黃鐵礦和毒砂是主要載金礦物之一。脈石礦物主要有長石、石英、絹云母、綠泥石及碳酸鹽等。礦石以粒狀結晶結構和交代結構為主, 礦石以細脈狀、網脈狀、浸染狀構造和角礫狀構造為主(圖 3d~i)。礦床圍巖蝕變強烈, 硅化和絹云母化為主要蝕變類型, 與成礦關系密切。成礦可劃分為熱液期和表生期, 熱液成礦期又可進一步劃分為早、中、晚 3 個階段: (1)黃鐵礦? 黃銅礦?磁黃鐵礦?毒砂?石英階段; (2)方鉛礦?閃鋅礦?石英階段; (3)碳酸鹽階段。
(2)大加布果斯鉬礦床
位于根河斷裂北側, 賦存于晚侏羅世花崗斑巖體中(圖 2a), 個別礦體分布于地層中。賦礦斑巖體礦床受大加布果斯火山機構控制, 該火山機構沿根河斷裂北側的北東東向斷裂構造分布, 主要由穹狀火山和破火山口組成。穹狀火山主要由塔木蘭溝組和上部滿克頭鄂博組火山巖組成, 地層圍斜外傾, 傾角大約 45°。賦礦巖體出露面積約 0.23 km2 , 巖石類型主要為花崗斑巖, 碎裂狀花崗斑巖為賦礦巖石。礦體賦存于斑巖體上部, 共圈定出 KH1、KH2-1、KH2 等 3 條礦帶(圖 2d), 其中 KH2 礦帶含礦性最佳。礦帶橫截面形態為彎月狀或為上凸下凹的透鏡狀, 個別為脈狀。礦帶賦存標高為 330~−186 m, 隨深度增加, 礦帶寬度越大, 品位越高, 礦化連續性越好。共圈定鉬礦體 43 條、鉛鋅礦體 1 條、銀礦體 1 條, 平均厚度 1.0~8.5 m。礦床鉬平均品位 0.141%, KH2-1 礦帶頂部共伴生鉛、鋅和銀。礦石礦物主要為輝鉬礦, 次為方鉛礦、閃鋅礦、黃銅礦、黃鐵礦、含銀礦物等。脈石礦物主要為石英、鉀長石、絹云母及少量高嶺石、硬石膏、螢石、方解石等。礦石以自形?半自形鱗片或粒狀結構為主, 其次為充填交代結構、固溶體分離結構。礦石以細脈?網脈狀構造為主(圖 3j~n), 其次有浸染狀構造、角礫狀構造。圍巖蝕變具有分帶性, 由巖體內向外依次為(1)硅化?黑云母化帶; (2)石英?鉀長石化帶; (3)石英? 絹云母化帶; (4)泥化帶; (5)青磐巖化帶。相鄰蝕變帶間有部分重疊, 其中石英?鉀長石化帶含礦最佳。礦床自早到晚劃分為熱液期和表生期, 熱液期又可劃分為以下4個成礦階段: (1)石英?鉀長石階段; (2) 石英?輝鉬礦階段(3)石英?多金屬硫化物階段; (4)碳酸鹽階段。
3 樣品采集與分析方法
3.1 樣品描述
為了限定成礦時代、成礦關系和成礦熱動源, 筆者對來自礦田與成礦有一定時空聯系的堿性斑巖開展了年代學和元素地球化學實驗。針對 2 個富堿斑巖體共采集 2 組樣品, 包括 2 件定年樣品和 13 件巖石地球化學樣品。
第一組樣品: 包括 1 件 U-Pb 定年樣品(GP1)和 8 件巖石地球化學樣品(GP1~Gp8), 為與東珺礦床時空關系密切的正長斑巖(圖 4a、b), 采自礦田地表出露的唯一處明顯與成礦有關且規模較大的巖體, 該巖體位于小加布果斯溝?育良斷裂南側。在采樣點附近的采石場可見巖體與塔木蘭溝組安山巖呈侵入接觸, 在接觸帶及其附近可見銅鉛鋅礦化現象(圖 4d, e, f, g)。為避開蝕變礦化對分析結果的影響, 采樣地點選在附近的山梁上(圖 2a), 其巖相學特征如下。
正長斑巖: 巖石呈灰褐色, 斑狀結構(圖 4h), 基質為顯微細晶結構(圖 4i)。斑晶以正長石為主(圖 4h), 分布不均勻, 含量約 20%。正長石斑晶呈半自形?它形板柱狀, 個別為聚斑, 長軸長度多為 1~6 mm, 長寬比可達 3~5∶1。基質礦物成分主要以正長石為主(圖 4g), 次生礦物有少量綠泥石和綠簾石?；|中正長石含量 95%, 呈板柱狀、小板條狀, 具卡式雙晶和聚片雙晶, 粒徑 0.1~0.2 mm。綠泥石 3%, 呈細鱗片狀分布于長石粒間孔隙中, 見少量綠簾石和硫化物微粒呈星散分布。局部暗色礦物和金屬礦物經氧化流失, 形成較多流失空洞(圖 4h)。第二組樣品: 包括 1 件 U-Pb 定年樣品(GP9)和 5 件巖石地球化學樣品(GP9~Gp13)為與東珺礦床有一定空間關系但時間關系不明確的石英二長斑巖, 樣品采自小加布里斯溝?育良斷裂(F2)南側 ZKV50-2 鉆孔中(圖 2a), U-Pb 定年樣品(GP9)取自孔深 252 m 處, 巖石地球化學樣品(GP9~Gp13)采自孔深 85~130 m 和 220~260 m 處。正長斑巖和石英二長斑巖巖相學特征如下。石英二長斑巖: 巖石呈灰褐色, 斑狀結構, 塊狀構造。斑晶為正長石和斜長石(圖 4b, c); 其中: 正長石斑晶占 20%, 呈板狀、粒狀、碎屑狀, 具卡式雙晶, 次生蝕變泥化, 粒徑 0.3~3 mm; 斜長石斑晶 15%, 呈板狀, 聚片雙晶和環帶構造發育, 粒徑 0.5~2 mm。有時見斜長石斑晶周圍有鉀長石環邊, 構成正邊結構; 基質成分與斑晶相同, 由兩種長石微晶和隱晶質組成, 具顯微晶質結構?；|特征表現為正長石和斜長石微晶呈小板條狀, 而粒間充填隱晶質特征。
3.2 分析方法
3.2.1 鋯石 U-Pb 定年
首先采用人工重砂制備和重液和磁選等技術方法, 將鋯石顆粒進行分離, 然后在雙目鏡下手工挑選出單顆粒鋯石并將其安置在環氧樹脂中, 拋光以顯示其橫截面。采用透射和反射顯微鏡圖像檢查鋯石的外部結構, CL 圖像檢查其內部結構和選擇 U-Pb 測試點, 確保選擇的鋯石內部結構均勻、無包裹體和裂隙。鋯石 U-Pb 測年和原位微量元素分析在吉林大學東北亞礦產資源評價國土資源部重點實驗室利用 LA-ICP-MS 分析完成。具體實驗測試過程和技術參數參見 Yuan et al. (2004)。年齡分析的不確定性由 2σ 給出, 加權平均年齡的誤差由 2σ (95%可信度)給出。 3.2.2 全巖主量和微量元素組分測定樣品測試在國土資源部東北礦產資源監督檢測中心完成。挑選出新鮮的巖石樣品, 將其放在瑪瑙碾體中粉碎至 200 目。使用 XRF(Primus Ⅱ, Rigaku, Japan)和 ICP-MS(Agilent 7700e system)技術方法進行主量元素和微量元素分析, 主量元素采用三種標樣(GBW07103、GBW07105、GBW07107)對分析質量進行監測, 對大部分主量元素的測定精度優于±1%~3%。微量元素采用 4 種標樣(安山巖 AGV-2、流紋巖 GSP-2、玄武巖 BCR-2、BHVO-2)進行分析質量監測, 大多數微量元素的分析精度優于±10%。
4 分析結果
4.1 鋯石 U-Pb 年齡
4.1.1 正長斑巖(GP1)
由正長斑巖樣品分離出的鋯石顆粒為透明的(圖 5a), 其直徑范圍為 50~100 μm, 長寬比為 1.2~4.0, 所有的分析點都位于巖漿振蕩帶。26 顆剝蝕鋯石中 Th 和 U 含量分別為 159.5?10−6~1478.0?10−6 和 151.98?10−6~738.37?10−6 , Th/U 比值為 0.80~3.01。剔除捕獲的和諧和度較低的 5 顆鋯石, 由其余 21 顆鋯石獲得的諧和年齡值和 206Pb/238U 年齡加權平均值分別為 125±0.79 Ma(n=21, MSWD=1.3)和 125.5±1.9 Ma(n=21, MSWD=1.16)(圖 5a)。此外, 2 顆捕獲鋯石 GP1-06 和 GP1-26 的 206Pb/238U 年齡分別為 144.7 Ma 和 167.5 Ma, 與區域白音高老期和塔木蘭溝期火山巖年齡一致(楊曉平等, 2020; 舒廣龍等, 2020)。
4.1.2 石英二長斑巖(GP9)
從石英二長斑巖分離出的鋯石顆粒呈透明狀、發育環帶結構(圖 5b), 其長軸長度 60~130 μm, 長寬徑比為 1.2~3.0。26 顆剝蝕鋯石中 Th 和 U 含量分別為 39.6?10−6~453.1?10−6 和 69.06?10−6~ 556.52?10−6 , 其中 25 顆鋯石的 Th/U 值為 0.49~2.48(表 1), 與巖漿成因鋯石相符(Corfu et al., 2003)。剔除捕獲的和諧和度較低的 11 顆鋯石, 由其余 15 顆鋯石諧和年齡值和 206Pb/238U 年齡加權平均值分別為 165.7±1.2 Ma(n=15, MSWD=0.27)和 165.0±2.5 Ma(n=15, MSWD=0.47)(圖 5b)。此外, 6 顆捕獲鋯石的 206Pb/238U 年齡為 434.7~171.9 Ma, 可將其分為 2 組, 第一組年齡為 434.7~341.7 Ma, 第二組為 189.0~171.9 Ma。結合區域地質特征分析, 推測第一組鋯石來自中生代火山基底陸緣增生帶巖漿巖, 第二組鋯石來自早中生代火山基底巖漿巖和先成塔木蘭溝組火山巖(楊曉平等, 2020; 舒廣龍等, 2020)。
4.2 全巖主量和微量元素
正長巖斑巖 SiO2 含量為 63.55%~67.72%(表 2), Al2O3(15.52%~16.71%), Fe2O3 T (2.45%~3.45%), MgO(0.25%~0.40%), CaO(0.71%~1.18%), Na2O(2.79%~3.19%)和 K2O(7.34%~8.93%)含量顯示, 巖石具有富 K2O 和貧 CaO、MgO 特征, A/CNK 為 0.97~1.13(均值=1.01<1.1), A/NK 為 1.09~1.15。石英二長斑巖 SiO2 含量為 59.76%~65.05%, 與正長巖斑巖相比, Al2O3、Fe2O3 T、MgO、Na2O、TiO2 含量相近, CaO(1.71%~4.18%) 、 Na2O(3.05%~4.95%) 、 Fe2O3 T (3.91%~4.85%) 、 MnO(0.11%~0.15%) 、 P2O5 (0.16%~0.19%)含量和燒失量(LOI)(2.69%~3.33%)相對較高。A/CNK 一般為 0.80~0.93(均值=0.96<1.1), A/NK 為 1.12~1.30, 僅 1 件樣品 A/CNK 為 1.30, 這可能由蝕變造成。在 A/CNK-A/NK 圖中, 多數正長斑巖和石英二長斑巖樣品落入偏鋁質區域 (圖 6b; Maniar and Piccoli, 1989), K2O-SiO2圖顯示兩者均屬于高鉀鈣堿性系列(圖 6c; Peccerillo and Taylor, 1976), Sr/Y 比值均較低, 與甲烏拉礦區早白堊世侵入巖和哈拉勝礦區早白堊世侵入巖相似(圖 6d; Niu et al., 2017; Li et al., 2014; 楊梅, 2017; Han et al., 2020)。
在稀土和微量元素方面, 正長斑巖和石英二長斑巖稀土總含量分別為 178.1?10−6~204.6?10−6 和 156.2?10−6~191.1?10−6 ( 表 2), 兩 者 球 粒 隕 石 標 準 化 模 式 相 似 , 顯 示 巖 石 具 有 富 集 輕 稀 土 ((La/Yb)N=12.08~15.88)和重稀土分餾不顯著((Gd/Yb)N=1.38~1.77)特征(圖 7a, 表 1)。石英二長斑巖和正長斑巖負 Eu 異常(Eu/Eu*=0.65~0.83)遠不及哈拉勝和甲烏拉礦區侵入巖顯著(圖 7a; Boynton, 1984)。與甲烏拉礦區和哈拉勝礦區早白堊世侵入巖相似(圖 7b; Sun and McDonough, 1989), 原始地幔標準化蛛網圖顯示礦田石英二長斑巖和正長斑巖富集 U、Th、LILE (K、Rb), 虧損 Nb、Ta、Sr、P、Ti(圖 7b)?？傊? 兩者巖石地球化學特征與 OIB 有一定的相似性, 但與 MORB 差別較大(圖 6)
5 討 論
5.1 礦田成巖成礦年代格架
烏爾根礦田巖漿巖鋯石 U-Pb 定年結果表明, 礦田不僅存在中?晚侏羅世火山巖(張斌, 2016; Zhang et al., 2020), 也分布有中侏羅世?早白堊世侵入巖。同時, 巖漿巖鋯石 U-Pb 定年結果也限定了成礦年代, 基本厘清了成巖與成礦的關系(表 3)。分布于東珺礦區的正長斑巖和石英二長斑巖分別形成于 125 Ma 和 165 Ma, 時代分別為早白堊世和中侏羅世。
石英二長斑巖: 鋯石 U-Pb 年齡為 165 Ma, 形成時代為中侏羅世, 與東珺、得耳布爾、比利亞谷和二道河子等礦床賦礦塔木蘭溝組火山巖(164~167 Ma, U-Pb; 張斌, 2016; 張璟等, 2016; 李進文, 2011; 吳濤濤等, 2014; Xu et al., 2018)年齡一致, 其形成早于大加布果斯斑巖型鉬礦床(147 Ma, 另文發表中)和滿克頭鄂博組火山巖(152 Ma, U-Pb; Zhang et al., 2020)。石英二長斑巖是礦田發現最早期的侵入巖, 為中侏羅世巖漿活動產物, 巖體與塔木蘭溝組呈侵入接觸, 稍晚于礦田塔木蘭溝組但形成。巖體中未見明顯的蝕變礦化現象, 推斷為礦田成礦前形成。正長斑巖: 鋯石 U-Pb 年齡為 125 Ma, 形成時代為早白堊世, 與東珺礦床閃鋅礦 Rb-Sr 年齡(130 Ma, 楊鄖城等, 2015)接近, 與二道河子礦床(130.5 Ma, Rb-Sr; Xu et al., 2020)、得耳布爾礦床(129~128 Ma, 熱液鋯石 U-Pb; 明珠等, 2015)和甲烏拉礦床(129~124 Ma, U-Pb; 戴蒙等, 2016)成礦年齡基本一致。在采石場見正長斑巖侵入體與賦礦地層接觸帶附近有銅鉛鋅礦化現象(圖 4d, e, f), 在Ⅴ礦帶坑道中見巖脈及其圍巖中賦存工業銀鉛鋅礦體(圖 3b), 這些現象表明東珺礦床與巖漿侵入作用有關, 礦床流體包裹體和 S-Pb-H-O 同位素研究結果都支持這一觀點(另文發表中)。由上述分析可以得出結論: (1) 正長斑巖鋯石 U-Pb 年齡既可以代表其成巖時代, 也可以限定東珺礦床成礦年齡, 礦床成礦時限至少為 130~125 Ma, 與成礦帶淺成中低溫熱液型銀鉛鋅礦床成礦時限一致; (2)東珺礦床晚于大加布果斯斑巖型鉬礦床(147 Ma, 另文發表)形成, 為早白堊世礦田巖漿活動接近尾聲時的產物。
5.2 礦田侵入巖成因
5.2.1 成因類型
與 哈 拉 勝 和 甲 烏 拉 早 白 堊 世 侵 入 巖 相 比 較 , 烏 爾 根 礦 田 正 長 斑 巖 具 有 較 高 的 K2O+Na2O(10.16%~11.85%)和 FeOT /(FeOT+MgO)(0.88~0.93), 變化范圍較大的 Ga/Al (10000×Ga/Al= 1.73~3.49), 較低的 Zr+Nb+Ce+Y(224.90?10−6~354.30?10−6 )和較弱的負 Eu 異常(圖 8a, b, c, d, 圖 7a, 表 1); 中侏羅世石英二長斑巖 K2O+Na2O (7.80%~9.06%)、Zr+Nb+Ce+Y (298.17?10−6~358.20?10−6 )略低和有較弱的負 Eu 異常, Ga/Al(10000×Ga/Al=2.75~2.88)和 FeOT /(FeOT+MgO)(0.90~0.96)較高(圖 8a, b, c, d, 圖 7a, 表 1)。在 Whalen et al. (1987)和 Frost et al. (2001)判別圖中, 礦田正長斑巖和石英二長斑巖在某些方面表現出與 A 型花崗巖特征相似(圖 8a, b, c, e), 如較高的 K2O+Na2O(正長斑巖)和 FeOT /(FeOT+MgO)及 Ga/Al(石英二長斑巖), 但較低的 Zr+Nb+Ce+Y 和成巖溫度與典型 A 型花崗巖不符(圖 8d, f)?；?Ferry and Watson (2007)公式, 估算出礦田正長斑巖和石英二長斑巖鋯石形成溫度(TZr) 分別為 780.59 ℃和 782.03 ℃(表 4), 低于 A 型花崗巖形成溫度(約 840 ℃, King et al., 1997)。鋯石中 Ti(TZr)與 Hf 的負相關性應與巖漿結晶分異作用有關, 而相對低溫和富堿特征可能與富集地幔源巖漿和淺成環境有關。
5.2.2 巖漿起源
中國東北地區古生代至中生代巖漿巖顯示出年輕的 Sr-Nd 同位素組成(Wu et al., 2003, 2011), 這與中亞造山帶東段顯生宙地殼增生有關(Xu et al., 2013)。對于大興安嶺中北部晚中生代巖漿巖的形成有以下幾種觀點: (1)幔源玄武巖漿分異結晶(Reiners et al., 1995; Soesoo, 2000); (2)殼源硅鋁質與幔源鎂鐵質巖漿的混合(Eichelberger, 1975; Cantagrel et al., 1984; Kemp et al., 2007); (3)鐵鎂質下地殼部分熔融(Wedepohl, 1995); (4)俯沖帶流體或熔體交代地幔楔使其部分熔融(Pearce, 1983)。張旗等(2008)認為花崗巖不可能是幔源的, 都是殼源成因, Han et al.(2020)認為哈拉勝地區的早白堊世侵入巖與下地殼部分熔融有關。礦田正長斑巖和石英二長斑巖 Rb/Sr 比值(0.61~1.58)略高于幔源巖漿(Rb/Sr<0.5), Lu/Yb 比值 (0.12~0.15)與幔源巖漿(Lu/Yb=0.14~0.15)(Sun and McDonough, 1989)一致。巖石的 Y(12.4?10−6~ 18.4?10−6 )和 Yb(1.61?10−6~2.44?10−6 )含量較高, Sr/Y比值(4.58~10.31)和(La/Yb)N (6.95~47.58)較低, 這不能用埃達克質巖石來解釋(圖 6d)。此外, 巖石的 Sr 含量(62.8?10−6~121?10−6 )略高于原始地幔, Eu 異常(Eu/Eu*=0.65~0.83)不顯著, 表明巖漿可能來自地幔(Patino Douce, 1999; Rapp and Watson, 1995)。與幔源巖漿(Zr<50?10−6 , P2O5<0.2%; Workman and Hart, 2005)相比, 巖石具有較高的 Zr(202?10−6 ~249?10−6 )和與之接近的 P2O5 (0.06%~0.19%), 表明它們可能由富集型幔源巖漿形成。
礦田正長斑巖和石英二長斑巖相對虧損 HFSEs(如 Nb、Ta 和 Ti), 而相對富集 LILEs(圖 7b)和 LREEs(圖 7a), 這強烈暗示巖石形成于俯沖帶。巖石 Nb/U 比值(5.17~7.11)和 Ta/U 比值(0.33~0.44)均較低, 不僅顯著低于 MORB(洋中脊玄武巖)和 OIB(洋島玄武巖)(Nb/U=47±7, Ta/U≈2.7; Hofmann et al., 1986), 也低于地殼(Nb/U≈12.1, Ta/U=1.1; Rudnick and Gao, 2003)。巖石地球化學特征與島弧玄武巖相似, 但與 MORB 和 OIB 不同(圖 7), 其形成可能與俯沖作用有關; Th/Yb-Nb/Yb 圖解也顯示該區侵入巖屬于大陸巖漿弧背景(圖 9a)。巖石 La/Ta 比值高(40.27−60.83 > 2), Zr/Ba 比值低(0.18~1.65), 與巖石圈地幔源相一致(Menzies et al., 1991; Thompson and Morrison, 1988)。Ba/Nb 比值 (13.96~79.34)和 Ba/Ta 比值(216.67~1330.30)較高, 表明俯沖板片在巖漿形成過程中發揮了主導作用(Fitton et al., 1988)。除了俯沖帶巖漿作用外, 軟流圈地幔的熔融不會產生明顯虧損 Nb-Ta-Ti 的巖漿。Nb/La 與 La/Yb 圖進一步表明了巖漿的巖石圈地幔源(圖 9b), 結合高的 La/Nb 比值(2.68~4.03)和低的 La/Ba 比值(0.04~0.27)(圖 9c), 表明巖漿起源于經俯沖改造的大陸巖石圈地幔(Saunderset al., 1991; Coish and Sinton, 1992; Yilmaz and Polat, 1998)。此外, 從 Th/Y 與 Sm/Th 圖也可以看出, 巖漿源于富集地幔 (圖 9d)。
在微量元素原始地幔標準化圖解中, 出現 Nb-Ta-Ti 虧損和 LILEs(如 Ba 和 K)富集(圖 7 b), 表明巖漿主要由弧源巖漿變異而成。巖漿變異可能由上涌過程中遭受殼源物質混染引起(Green, 1995), 或由俯沖板片和俯沖帶入的沉積物脫水而交代地幔楔, 并使沉積物部分熔融引起(Becker et al., 2000; Scambelluri et al., 2001)。元素的虧損與富集與有俯沖衍生揮發性組分參與的巖漿作用過程有關, 如 Ti 的虧損是由含鈦礦物, 如金紅石、鈦鐵礦或角閃石殘留在地幔中引起(Ringwood, 1990; Saunders et al., 1991)。在洋殼俯沖過程中, 地殼物質連同上覆沉積物一起被帶入地球巖石圈深部。與俯沖相關巖漿有高含量的 Th 和高的 La/Sm 比值, 與沉積物再循環融入幔源巖漿有關(Avanzinelli et al., 2009)。礦田侵入巖具有較高 Th 含量(7.37?10−6~14.80?10−6 )和 La/Sm 比值(圖 10b), 較低的 Nb/La 比值(圖 10a)、 Ba/Th(圖 10b)和 Th/Yb 比值(圖 10c), 表明幔源巖漿主要是受到板片衍生流體的影響(Genc and Tuysuz, 2010), 暗示礦田侵入巖形成于巖漿弧背景。水溶液中的不相容元素, 如 HFSEs, 一直用于區分流體與熔體在交代中的作用(Polat and Hofmann, 2003)。礦田侵入巖的 Th/Zr-Nb/Zr(圖 11a)、Nb/Y-Ba、Rb/Y -Nb/Y 和(Hf/Sm)N-(Ta/La)N 圖解(圖 11a, b, c, d), 反映了俯沖板片衍生流體交代作用的影響, 為流體由俯沖沉積物產生提供了證據。微量元素的這些特征反映了俯沖板片衍生流體進入到陸弧之下的幔源區域(Brenan et al., 1995), 這一觀點得到了稀土元素配分模式的支持, 也暗示巖漿源區有含水礦物(如角閃石)殘留(Rollinson, 1993)。
此外, 礦田石英二長斑巖和正長斑巖平均含量(?10−6 ), Th 分別為 7.87 和 13.74, U 分別為 2.90 和 1.58; Th/Ce 平均比值分別為 0.10 和 0.17, Th/La 平均比值分別為 0.2 和 0.3。盡管這些數據與陸殼平均值(Th=9.6?10−6 , U=2.7?10−6 , Rudnick and Gao, 2003; Th/Ce=0.15, Th/La=0.3, Plank, 2005; Taylor and McLennan, 1995)接近, 顯示礦田侵入巖具有一定的陸殼親和性, 但是其較低的 Nb/La 比值表明母巖漿地殼的成分混染是有限的(圖 10a)。綜上所述, 認為烏爾根礦田侵入巖源自富集型(EMII)巖石圈地幔的部分熔融, 其巖石圈地幔源區巖石可能遭受了俯沖衍生流體的交代。在巖漿上升到地表過程中, 巖漿經歷了不同程度的分異結晶并受到有限的地殼混染。
5.3 成巖成礦地球動力學背景
額爾古納地塊(EB)為經歷了多期次構造作用疊加而成的盆嶺耦合式構造區(楊梅, 2017)。古生代受古亞洲洋構造體制影響, 而中生代則受蒙古?鄂霍次克洋(MOO)及古太平洋(PPO)構造體制影響, 于晚三疊世?早侏羅世在滿洲里地區形成與陸緣弧花崗巖類有關的烏奴格吐山、八八一和八大關等斑巖型銅鉬礦床(王召林等, 2014); 于晚侏羅世?早白堊世形成與造山后中酸性淺成?超淺成侵入體相關的銀多金屬礦床, 如東珺銀鉛鋅礦床和大加布果斯鉬礦床等。有證據顯示古亞洲洋閉合和古太平洋板塊開始向大陸俯沖均不晚于早侏羅世(Wu et al., 2007; Tang et al., 2011; 許文良等, 2013), 而烏爾根礦田巖漿?成礦事件主要發生在中侏羅世?早白堊世, 顯然與古太平洋構造體制和蒙古?鄂霍次克洋構造體制有關, 不具有板內巖漿巖特征(圖 12)。研究區位于蒙古?鄂霍次克縫合帶東段南側, 蒙古?鄂霍次克洋構造體制對該區影響起主導作用(許文良等, 2013; 李鐵剛等, 2017)。古太平洋板塊俯沖的主導作用在大興安嶺東部地區(Zhu et al., 2019), 其弧后伸展背景可能影響程度較小(Han et al, 2020)。關于 MOO 閉合時限尚存爭議, 就蒙古?鄂霍次克洋兩側地體的全面碰撞而言, 一些學者認為其中部閉合于晚侏羅世?早白堊世(Metelkin et al., 2010; Pei et al., 2011)或中晚侏羅世?早白堊世(黃始琪等, 2016); 西部閉合于中侏羅世(Parfenov et al., 2001), 中部和東部閉合于晚侏羅世?早白堊世(李錦軼等, 2013)。不管閉合時間為何時, 早侏羅世 MOO 板片存在雙向俯沖已被證實受(唐杰, 2016)。由 MOO 板塊南向俯沖而產生的流體交代巖石圈地幔而使其富集, 而礦田鉀玄巖?高鉀鈣堿性系列巖漿巖(Zhang et al., 2020)恰好與富集地幔有關。礦田中侏羅世塔木蘭溝組(163~165 Ma)與晚侏羅世滿克頭鄂博組 (152 Ma)間呈角度不整合, 沿小加布果斯?育良斷裂發育有近東西向糜棱巖(化)帶, 表明碰撞發生在中侏羅世末?晚侏羅世早期(圖 13b)。礦田塔木蘭溝組中基性熔巖中夾有穩定的沉凝灰巖層, 石英二長斑巖(165 Ma)與 A 型花崗巖特征相似, 表明中侏羅世礦田所在的大興安嶺中北部處于拉張的構造背景, 由此推測中侏羅世該區處于弧后引張構造環境(圖 13a)。
晚侏羅世?早白堊世大興安嶺中北部分布有變質核雜巖, 并出現雙峰式火山巖(張興洲等, 2007)、 A 型花崗巖、堿性流紋巖(葛文春, 2005)和拉張盆地(Wang et al., 2011), 表明晚侏羅世?早白堊世該區處于伸展背景(Wang et al., 2019)。礦田正長斑巖(125 Ma)與 A 型花崗巖特征相似和滿克頭鄂博組(152 Ma) 中發育的碎屑巖表明, 晚侏羅世?早白堊世該區處于伸展背景。盡管造成如此廣泛伸展環境的機制仍有爭議(Mao et al., 2019), 但晚中生代火山活動的時空范圍為這兩種構造體制的影響提供了線索。晚侏羅世和早白堊世的火山活動大部分發生在 EB 和 XB 地區, 主要局限于蒙古?鄂霍次克縫合帶(MOOS) 附近, 表明火山作用與 MO 構造體制而非古太平洋構造體制有關(許文良等, 2013)。綜上認為礦田晚侏羅世?早白堊世巖漿活動形成于 MOO 閉合后的伸展背景, 而古太平洋板塊俯沖對該區晚侏羅世?早白堊世火山?巖漿活動影響不大。MOO 閉合之后礦田構造背景由擠壓轉變為伸展, 引起重力崩塌和加厚地殼巖石圈拆沉以及軟流圈上涌(圖 13c)。在軟流圈加熱和巖石圈伸展減壓的共同作用下, 之前在 MOO 演化過程中被板片俯沖衍生流體交代的巖石圈地幔發生部分熔融。晚侏羅世巖漿演化為富含鉬酸性巖漿, 在由擠壓向伸展轉變的構造背景下, 沿根河斷裂上侵形成花崗斑巖和賦存于其中的大加布果斯鉬礦床; 早白堊世巖漿演化為中酸性巖漿, 在伸展環境下沿主干斷裂及其次級斷裂上侵, 形成超淺成中酸性巖漿巖和分布于其遠端的或附近的東珺銀鉛鋅礦床。
6 結 論
(1) 烏爾根礦田石英二長斑巖和正長斑巖鋯石 LA-ICP-MS U-Pb 定年結果分別為 165±2.5 Ma 和 125±0.79 Ma, 形成時代分別為中侏羅世和早白堊世。野外觀察到正長斑巖與銅鉛鋅礦(化)體有密切的時空關系, 正長斑巖年齡與區域同類型礦床成礦時限和東珺礦床閃鋅礦 Rb-Sr 年齡基本一致。表明東珺礦床形成于早白堊世, 成礦與早白堊世巖漿侵入作用有關。
(2) 根據測年結果基本建立了礦田成巖成礦年代格架或序列, 由早到晚依次為: 中侏羅世塔木蘭溝組(165~166 Ma)→石英二長斑巖(165 Ma)→晚侏羅世滿克頭鄂博組(152 Ma)→花崗斑巖與大加布果斯鉬礦床(147 Ma)→早白堊世侵入巖(如正長斑巖)與東珺銀鉛鋅礦床(130~125 Ma)。
(3) 礦田中生代巖漿巖均是由俯沖相關流體交代的富集巖石圈地幔部分熔融形成的, 不同階段形成的構造背景不同。中侏羅世巖漿巖形成于弧后引張環境, 而晚侏羅世?早白堊世巖漿巖及相關礦床形成于 MOO 閉合?造山后由擠壓轉化為伸展的構造背景。在巖漿上升到地表的過程中, 經歷了不同程度的分離結晶和有限程度的地殼污染。
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