新疆阿斯喀尔特铍钼矿床中辉钼矿Re-Os定年及成因意义

刘文政, 张 辉, 唐红峰, 唐 勇, 吕正航

(1. 中国科学院 地球化学研究所, 贵州 贵阳 550002; 2. 中国科学院大学, 北京 100049)

0 引 言

中亚造山带是全球最大的增生造山带与大陆成矿域[1–5], 它经历了多期次的洋盆形成、俯冲消减和闭合等过程, 并在二叠纪末-三叠纪初彻底闭合[6–11]。按照现代成矿理论, 洋壳俯冲和大陆碰撞可分别形成古生代和中生代的岩浆热液 (斑岩型夕卡岩型等)、变质热液型(造山型)和浅成热液等多类成矿系统[11–15]。

阿斯喀尔特铍-钼矿床位于中亚成矿域阿尔泰成矿省哈龙-青河成矿带的东南部, 为一富含绿柱石的大型铍钼矿床。截止目前, 该矿床仍是我国花岗岩型铍矿床的典型代表, 在矿床学上具有重要的理论意义。前人对矿床的地质特征、控矿因素、形成机理及其成因等方面开展了一定的研究[16–17], 但至今还缺乏高精度的成矿年代学数据, 从而制约了对该矿床成因的认识。本次我们对阿斯喀尔特铍-钼矿床开展辉钼矿Re-Os定年, 并根据辉钼矿中Re含量,初步探讨矿床成因。

1 地质背景

1.1 区域地质背景

阿尔泰造山带位于中国、蒙古、俄罗斯和哈萨克斯坦四国的交界处, 是中亚造山带的重要组成部分, 北邻西萨彦岭古岛弧带, 东北部是乌列善-科布多古岛弧带, 南侧以额尔齐斯深断裂与哈萨克斯坦板块相接。中国阿尔泰造山带构造运动剧烈, 以红山嘴-诺尔特断裂、康布铁堡-库尔特断裂和额尔齐斯断裂带为界划分为北、中、南阿尔泰3个块体[18–20]。北阿尔泰块体主要由中晚泥盆世火山岩(安山岩、英安岩等)和晚泥盆世-早石炭世火山沉积岩组成。中阿尔泰主要为震旦纪-早古生代深变质岩系以及奥陶纪-二叠纪侵入岩, 并可能有前寒武纪基底[21], 具有微陆块的特点[3,18,22,23]。南阿尔泰由片麻岩和志留纪-石炭纪火山-沉积岩岩系组成[19,24]。

阿斯喀尔特矿区位于中阿尔泰块体的东南端的北东翼, 矿区主要构造线方向与区域构造一致, 为NNW 310°～330°。区域上的沉积火山岩建造主要有下中元古界克木齐群(Pt1-2km)和上元古界富蕴群(Pt3fn)等结晶基底、中上泥盆统忙代恰群(D2-3md)和下石炭统红山咀组(C1h)等上古生代盖层、第四系等新生代盖层; 岩浆岩建造主要有海西早期的青格里英云闪长岩(D2Q)、海西中晚期的阿尔沙特二云母花岗岩(CAL)和库吉尔特钾长花岗岩(KL)、海西晚期的别也萨麻斯钾长花岗岩(PB)和诺尔特达坂花岗斑岩、石英斑岩(PN) (图1)。

1.2 矿区地质特征

矿区出露地层为中上奥陶统哈巴河群上亚群的黑云石英片岩、十字黑云石英片岩、条带状绿帘变粒岩、片麻岩及混合岩, 第四系冰川堆积沿水系分布。矿区位于蒙古边缘弧西段, 走向 NW, 倾向 NE的科克托木斯克-巴勒其格压扭性主干断裂的下盘所派生的第三序次张扭性分枝断裂所夹部位。岩浆活动频繁, 出露花岗岩占区域面积的 60%以上, 主要有花岗闪长岩、黑云母花岗岩、二云母花岗岩、中细粒白云母花岗岩和细粒钠长石化白云母花岗岩。黑云母花岗岩分布于1号矿脉外围, 面积约0.9 km2,为阿斯喀尔特花岗岩型铍钼矿床的围岩。二云母花岗岩出露面积约为5.0 km2, 局部地段含绿柱石, 为阿斯喀尔特花岗岩型铍钼矿床的母岩(图 2a)。中细粒白云母花岗岩与二云母花岗岩呈渐变关系。细粒钠长石化白云母花岗岩产状与中细粒白云母花岗岩一致, 位于中细粒白云母花岗岩顶部, 两者也呈渐变关系。

花岗闪长岩呈浅灰黑色, 中细粒结构, 块状构造。主要矿物组成为石英(20%～25%)、斜长石(50%)、钾长石 (约 10%)和黑云母(10%～15%)。黑云母花岗岩为灰白色, 不等粒半自形粒状结构, 块状构造。主要由石英 (30%～35%)、斜长石(约 40%)、钾长石(约15%)、黑云母(5%～10%)以及少量白云母(约 2%)组成。二云母花岗岩呈灰白色, 中粗粒花岗结构, 似斑状构造、块状构造。主要由钾长石(35%)、斜长石(30%)、石英(25%)、黑云母(约5%)、白云母(约4%)等组成。中细粒白云母花岗岩呈浅灰白色, 中细粒结构, 块状构造。主要矿物组成为石英 (15%～20%)、钾长石(约 50%)、钠长石(25%～30%)、白云母(2%～5%), 副矿物(磷灰石、锆石及榍石等)含量小于1%。细粒钠长石化白云母花岗岩呈浅灰白色, 中细粒结构、花岗结构, 块状构造。主要矿物为石英(约28%)、钠长石(约40%)、钾长石(约30%)、白云母(约2%)。

1.3 花岗岩-伟晶岩的垂直分带及矿化特征

阿斯喀尔特铍钼矿床由原生矿和次生砂矿两部分组成, 其中原生矿产于钠长石化白云母花岗岩岩株顶部, 岩株呈等轴状, 倾向NE, 倾角约60°, 为含Be、Mo、Nb花岗岩。阿斯喀尔特铍钼矿床是由上部的似伟晶岩型铍矿体与下部的花岗岩型铍矿体组成, 两者呈渐变过渡关系。从下部花岗岩到上部伟晶岩, 存在明显的垂直分带现象, 由下往上发育 7个岩性(结构)带, 依次是中细粒白云母花岗岩带、含绿柱石的细粒钠长石化白云母花岗岩带、条带状白云母-石英-钠长石带、含绿柱石的下部白云母-石英带、块体石英带、含绿柱石的上部白云母-石英带、含绿柱石的白云母-微斜长石-钠长石带(图2b)。各岩性(结构)带的特征分述如下。

图1 研究区地质简图(据丁建刚1))Fig.1 Geological sketch map of the study area (after Ding Jian-gang1))CAOB –中亚造山带。

(1) 含绿柱石的白云母-微斜长石-钠长石带, 厚2～10 m, 铍矿化弱, 上盘与斑状黑云母花岗岩接触,围岩蚀变强烈, 矿体本身则有微斜长石、钠长石、白云母和石英, 副矿物有磷灰石、石榴石、磁铁矿、黄铁矿和辉钼矿。矿物颗粒大小、结构及成分变化较大, 粒度0.1～10 cm。

(2) 含绿柱石的上部白云母-石英带, 宽0.1～0.2 m,长 125 m, 倾角 45°～50°, 为铍矿体, 由白云母、微斜

1) 丁建刚, 新疆富蕴县可可托海北部区域地质矿产图, 新疆维吾尔自治区有色地质勘查局, 2008。长石、钠长石、石英和绿柱石组成, 副矿物包括辉钼矿、黄铁矿及铋的氧化物。绿柱石为不同颜色的绿色, 六方柱状, 常见为不透明, 少许无色透明, 横截面直径多数在0.5～4cm之间, 大者可达10 cm。辉钼矿为铅灰色, 呈大小不等的鳞片状, 聚集成星散状、脉状或层状, 发育极不连续。

图2 阿斯喀尔特地铍-钼矿床地质简图(a)和岩性分带剖面图(b) (据文献[17]改编)Fig.2 Geological sketch map of Asikaerte Be-Mo deposit (a) and a profile showing lithologic zonation (b) (after Reference [17])

(3) 块体石英带, 产于矿脉的中心部位, 呈纺锤状, 长264 m, 宽30 m, 延伸60 m, 上下盘皆与石英-白云母带呈波状接触, 铍矿化弱; 石英块体的边部有绿柱石产出, 伴生有黄铁矿、闪锌矿、辉铋矿、巢状石膏及重晶石脉; 辉钼矿产于石英边缘内侧, 与黄铁矿、辉铋矿、闪锌矿和绿柱石共生, 含量极少。

(4) 含绿柱石的下部白云母-石英带, 围绕石英脉呈环状分布, 长265 m, 宽0.1～5 m, 沿倾斜延伸大于100 m, 主要矿物包括白云母(20%～30%)、石英(10%～20%)、绿柱石(3%～5%)、微斜长石(2%～20%),为铍矿体, 副矿物包括辉钼矿、黄铁矿及铋的氧化物。绿柱石为不同颜色的绿色, 六方柱状, 常见为不透明, 少许无色透明, 横截面直径多数在 0.5～4 cm之间, 大者可达 10cm。辉钼矿为铅灰色, 呈大小不等的鳞片状, 聚集成星散状、脉状或层状, 发育极不连续。

(5) 条带状白云母-石英-钠长石带, 长 140 m,宽 4～5 m, 与细粒钠长石化白云母花岗岩石渐变关系, 与白云母绿柱石矿带界线清楚, 具有十分清晰的钠长石、微斜长石、石英、白云母及绿柱石组成的条带状构造, 条带长0.1～2 m, 各条带之界面处辉钼矿较多, 该带为铍矿体, 绿柱石是浅绿色、黄绿色,短柱状和放射状, 粒径0.3～2 cm。

(6) 含绿柱石的细粒钠长石化白云母花岗岩带,厚 20～50 m, 为铍矿体, 绿柱石主要产于钠长石化白云母花岗岩的内部及其岩脉中, 其分布极不均匀。绿柱石产状主要包括: (a) 产于岩体内部, 通常晶体多呈他形-半自形, 充填在微斜长石与石英之间;(b) 赋存于钠长石化白云母岩体顶部的长英质脉中,脉体形状大多不规则, 宽约10～30 cm, 长0.2～1 m,主要由大小为1～2 cm的石英和微斜长石组成。绿柱石主要产于石英与微斜长石的接触处或石英集合体中, 其中产于微斜长石中的绿柱石, 多为他形或半自形, 产于石英、微斜长石接触带中绿柱石, 在靠近微斜长石一侧多为他形, 而靠近石英一侧多发育有完整的晶面, 完全产于石英集合体中的绿柱石则为完整的六方柱状; (c) 绿柱石-石英共生组合呈脉状充填于白云母花岗岩岩体顶部裂隙中, 脉厚2～20 cm,长 1～3 m, 脉体中部主要为石英, 绿柱石一般分布在脉的两侧, 发育完整的六方柱状, 晶体大小在1～2 cm, 晶体的长轴方向多与脉壁垂直排列, 形成梳状结构。当石英特别少时, 便形成了单纯的绿柱石网脉, 厚1～2 cm, 长不到1 m, 同时绿柱石还可形成很小的晶洞, 其中还伴生有少量的无色水晶。辉钼矿呈六角形、叶片状、薄板状(片径0.1～0.4 mm),或沿裂隙面呈星点状、玫瑰浸染状, 与锰铝榴石、绿柱石、黄铁矿密切共生, 或呈巢状集合体星点状分布。

(7) 中细粒白云母花岗岩带, 仅有微弱的铍矿化。

2 样品采集及分析方法

本次采集了 7个辉钼矿样品, 图 3显示含辉钼矿样品的手标本的实物照片, 有关辉钼矿产状及其矿物共生组合特征的描述列于表1。

样品经粉碎分离粗选和双目镜下挑纯, 获得了纯度大于 99%的辉钼矿。辉钼矿样品溶解, Re、Os纯化分离, ICP-MS分析等均在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室完成。

具体步骤如下: 首先进行初测。称取辉钼矿10 mg,放入已清洗的特氟龙罐子中, 加入5 mL HNO3及0.1 mL Re稀释剂 (25 ng/g)密封, 放入烘箱内于120 ℃加热5 h。将特氟龙杯敞口蒸干, 加入2 mL HCl并蒸干(此步骤重复2次)。完全蒸干后加入HCl约2 mL, 趁热转移至15 mL试管内, 定容到10 mL,将溶液混合均匀后离心, 将上述溶液上柱, 用 2 mol/L的HCl清洗1遍以后, 收集用9 mol/L的HNO3淋洗的液体, 浓缩成1滴时转移到试管内, 定容到3 mL,用于Re含量的初测。然后进行实测。根据初测得到的 Re含量确定称样量及稀释剂含量(Re稀释剂及Os稀释剂), 准确称取后放入卡洛斯管中, 并加入5 mL HNO3密封放入钢套中于 185 ℃加热 12 h, 将冷却后的卡洛斯管放入冰箱冷冻层冷冻1 h。开管后连接好特氟龙密封塞, 在消解后的试液中加入约 1倍的纯水及3 mL H2O2, 水浴加热, 将Os鼓入吸收液中,吸收完全后将吸收液放入冰箱冷冻, 该溶液用于Os含量的测定。将剩下的试液移出, 放入100 mL烧杯中蒸干, 用 HCl赶出 HNO3, 完全蒸干后加入 HCl约2 mL, 趁热转移至15 mL试管内, 定容到10 mL,将溶液混合均匀后离心, 将上述溶液上柱以后, 收集用9 mol/L的HNO3淋洗的液体, 浓缩成1滴时转移到试管内, 定容到 3 mL, 该溶液用于 Re的ICP-MS测定。Re-Os化学分离和质谱测定方法参见文献[25–26]。实验仪器为 ELAN DRC-e ICP-MS, 仪器灵敏度大于40000 cps/ppb (1 ppb = l ng/g115In),相对标准偏差(RSD)小于3%。Re和Os全流程空白值分别为0.006 ng/g和0.002 ng/g。实验结果由辉钼矿标样JDC监控, 标样测定年龄数据与推荐值基本一致, 指示分析结果稳定可靠。

图3 含辉钼矿样品的显微照片Fig.3 Microscopic photos for molybdenite-bearing hand samples

表1 辉钼矿样品产状及矿物共生组合特征Table 1 Occurrence of the molybdenite samples and its mineral paragenesis

3 讨 论

3.1 阿斯喀尔特铍钼矿床的成矿时代及成矿物质来源

模式年龄根据辉钼矿中的187Re和187Os含量进行计算, 7件辉钼矿Re-Os同位素测试结果列于表2。计算公式为t= (1/λ) × ln (1 +187Os/187Re), 其中衰变常数λ= 1.666×10–11a–1[27]。本次获得单个辉钼矿样品 Re-Os 同位素年龄介于(224.6±3.1) Ma与(235.7±3.4) Ma之间, 其加权平均值为(229.0±3.0) Ma(图4a)。利用ISOPLOT软件[28], 将7件样品数据进行线性拟合, 获得Re-Os等时线年龄为(228.7±7.1) Ma(图4b)。两者在误差范围内一致, 显示了数据的可靠性。因此, 所获得的(228.7±7.1) Ma的辉钼矿Re-Os等时线年龄代表了阿斯喀尔特铍钼矿床的成矿时代。此年龄与矿区细粒钠长石化白云母花岗岩、伟晶岩中锆石U-Pb年龄((231.4±2.0) Ma和(220.6±1.6) Ma,课题组未发表数据)基本一致, 表明阿斯喀尔特铍钼矿床的成矿时代与钠长石化白云母花岗岩、伟晶岩形成时代几乎是同时, 均形成于印支期。

已有的研究表明, 辉钼矿中Re含量可用于成矿物质来源示踪, 从幔源→壳幔混合源→壳源, 辉钼矿 Re 含量显示从 100nμg/g → 10nμg/g →nμg/g递降趋势[11,15,26,29–31]。阿斯喀尔特铍钼矿床7件辉钼矿样品的 Re含量为 38.26～56.45 μg/g, 显示成矿物质的壳幔混合源特征。

表2 阿斯喀尔特铍钼矿床辉钼矿Re-Os同位素测年数据Table 2 Re-Os isotopic data for molybdenite from the Asikaerte Be-Mo deposit

图4 辉钼矿加权平均年龄(a)和Re-Os等时线年龄(b)Fig.4 The weighted mean age (a) and Re-Os isochron age (b) of molybdenite

3.2 阿勒泰造山带中印支期构造-岩浆-热液-成矿作用

已有的研究揭示, 阿尔泰造山带经历了奥陶纪-志留纪陆缘俯冲, 晚泥盆世发生主碰撞造山, 导致陆弧及陆缘边缘裂解、弧后盆地形成, 最终洋盆闭合, 早石炭世开始转入晚(或后)造山阶段, 早-中二叠世时期开始进入了后造山阶段, 而中生代之后则进入非造山期[18–21,24,32,33]。

近年来, 在阿尔泰造山带中越来越多的印支期成岩、成矿作用得到证实。位于阿尔泰造山带南缘(阿巴宫断裂的北侧)的阿巴宫多金属成矿带中的铁木尔特铅锌铜矿床Ar-Ar年龄为235～240 Ma[34], 乌拉斯沟铜矿Ar-Ar年龄为220 Ma[35], 萨热阔布金矿Ar-Ar年龄为(213.5±2.3) Ma[36], 上述矿床被认为是典型的陆-陆碰撞体制下形成的造山型矿床。而广泛分布于中阿尔泰构造单元中的花岗伟晶岩及其相关的稀有金属矿床, 已有的锆石U-Pb定年结果显示它们形成于印支期, 如世界著名的可可托海 3号伟晶岩脉超大型稀有金属矿床(Li-Be-Nb-Ta-Cs-Rb-Hf矿床)的形成时代应该在 220～210 Ma 之间[37–40], 柯鲁木特 112号伟晶岩脉(Li-Be-Nb-Ta矿床)形成于(238.3±2.0) Ma至(210.7±1.6) Ma之间[41], 群库尔伟晶岩(Be-Nb-Ta矿床)和佳木开伟晶岩(Li-Be-Nb-Ta-Cs矿床)等形成时代分别为(206.8±1.6)Ma和(212.2±1.7) Ma[42]。通过对阿尔泰造山带中典型伟晶岩(可可托海3号脉、柯鲁木特112号脉)地球化学研究, 我们提出陆-陆碰撞造山体制下, 在三叠纪时构造体制由挤压转换为伸展背景, 导致加厚地壳物质减压熔融, 是我国阿尔泰造山带中伟晶岩大规模分布的构造背景[41]。

本文所研究的阿斯喀尔特铍钼矿床的细粒钠长石化白云母花岗岩、伟晶岩形成时代分别为(231.4±2.0) Ma和(220.6±1.6) Ma (课题组未发表数据), 与可可托海3号伟晶岩北部的阿拉尔花岗岩的形成时代(约220 Ma[43]和约230 Ma[39])一致, 表明它们是相同构造-岩浆活动的产物。与之对应的是, 俄罗斯山区阿尔泰有相当数量的中生代花岗岩类产出, 分布在比斯克-巴尔瑙尔盆地以南至中俄、中蒙边界之间的区域以及哈萨克斯坦阿尔泰山区, 主要包括似斑状二云母花岗岩、白云母电气石花岗岩、似斑状角闪石黑云母花岗岩、黑云母花岗岩、角闪石黑云母正长岩、花岗正长岩, 还有白岗岩、翁岗岩和含锂辉石花岗岩等, 构成“淡色花岗岩-花岗岩类”组合,形成时代在250～180 Ma之间[44–46]。在俄罗斯山区阿尔泰南部与中、蒙、哈等国接壤的地区, 已发现有 10多个与稀有金属矿床有关的早中生代花岗岩体, 其中重要的岩体有钦达加泰、昆古尔贾林、奥罗察干、卡尔古特、阿卡拉哈等[46]。已有的研究显示, 俄罗斯阿尔泰山中生代花岗岩的形成时代集中在早三叠纪-早侏罗世, 而相关的稀有金属矿床主要形成于晚三叠世-早侏罗世, 稀有金属成矿作用往往与同一岩体的晚期岩浆活动密切相关。由于花岗岩εNd(t)值与富集地幔来源的岩浆基本相当, 因此很可能是幔源岩浆与地壳物质混合所致[46–47]。

本文研究的矿区条带状伟晶岩中锆石εHf(t)值在–1.50～ +1.69范围, 平均为+0.32, 伟晶岩 Hf 同位素模式年龄为 790～910 Ma,tDM2为 1140～1350 Ma (课题组未发表数据); 与可可托海3号脉、柯鲁木特112号脉、卡鲁安矿区伟晶岩具有相似的Hf同位素特征,均以其锆石中低的正值 (εHf(t) = 0.0～ +2.4)和相对较老的模式年龄(tDM2= 1100～1250 Ma)为特征。较小的正εHf(t)值和古老的tDM2年龄显示伟晶岩的物源是以古老地壳为主、幔源物质为辅的混合物源, 由此, 我们认为与稀有金属矿床相关的伟晶岩初始岩浆很可能是与先期存在幔源物质的古老地壳物质部分熔融有关。

由上可见, 阿尔泰造山带中印支期构造-岩浆-热液-成矿作用异常发育, 三叠纪(即印支期)是中亚地区最重要的成矿时代之一[48]。就阿尔泰山造山带而言, 中生代花岗岩、伟晶岩及其相关的稀有金属成矿作用的时限应为三叠纪-侏罗纪, 是哈萨克斯坦与西伯利亚板块在晚古生代发生陆-陆碰撞造山作用, 在三叠纪-侏罗纪时构造体制由挤压转换为伸展背景下的加厚地壳物质减压熔融的产物。显然, 与伟晶岩一样, 与中生代花岗岩相关的稀有金属矿床在阿尔泰山及毗邻地区可能具有广阔的找矿远景。

4 结 论

(1) 阿斯喀尔特铍钼矿床的 7件辉钼矿样品Re-Os年龄介于(224.6±3.1) Ma和(235.7±3.4) Ma之间,加权平均年龄为(229.0±3.0) Ma, 等时线年龄为(228.7±7.1) Ma, 表明阿斯喀尔特铍钼矿床形成于三叠纪;

(2) 阿斯喀尔特铍钼矿床辉钼矿样品Re含量介于 38.26～56.45 μg/g, 指示成矿元素 Re具有壳幔混合源特征;

(3) 与铍钼矿床形成具成因关系的花岗岩-伟晶岩体系, 其形成很可能与三叠纪时后碰撞体制的伸展背景下先期存在幔源物质的古老地壳物质发生减压部分熔融有关。

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