内蒙古那仁乌拉钨多金属矿床成岩成矿年代学研究及其对找矿勘查的指示*

王倩 侯可军 张增杰 朱乔乔 王天顺 潘忠飞 唐庆

钨是一种重要的战略性金属资源。我国钨资源储量居全球第一,主要分布在华南的江南造山带和南岭地区(盛继福等, 2015; Zhouetal., 2018; Maoetal., 2019, 2021a; Zhaoetal., 2022a, b)。最近在大兴安岭西南部新发现了那仁乌拉大型石英脉型钨多金属矿床,这为在我国北方寻找大型-超大型钨矿床提供了新的找矿思路和方向。

构造位置上,那仁乌拉矿床位于华北地块与西伯利亚克拉通之间的兴蒙造山带。区内先后经历了古亚洲洋的开启和闭合,以及蒙古-鄂霍茨克洋和古太平洋构造域叠加改造的影响(Wuetal., 2011; Xuetal., 2013; 江思宏等, 2018)。复杂的区域构造演化历史导致兴蒙造山带内岩浆活动频繁,形成了多期次、复杂的成岩成矿事件(Ouyangetal., 2013, 2015; 江思宏等, 2018)。但目前对那仁乌拉钨矿的成矿时代及其与矿区内侵入岩的成因关系还不清楚,这在很大程度上制约了对该矿床成因的认识,也阻碍了区域找矿勘查工作的部署。

钨矿床成矿时代的确定是将钨矿形成与一个地区热液和岩浆历史联系起来的关键步骤,一直以来都是钨矿床的研究重点。早期由于技术方法的限制,通常以矿体相关围岩中锆石的U-Pb年龄代表成矿年龄,但有时含矿岩体并非成矿岩体(Yuanetal., 2018a, 2019; 袁顺达等, 2020);或以矿石中脉石矿物(如云母、萤石、长石等)K(Ar)-Ar、Rb-Sr、Sm-Nd同位素年龄来间接限定矿床成矿年龄,但由于这几个同位素体系封闭温度较低,易受到后期热液事件干扰,导致获得的成矿年龄存在很大的不确定性。相比之下,采用矿石矿物直接测年是获取成矿年龄最有效的手段(Yuanetal., 2008, 2011; Huetal., 2012; 袁顺达等,2012; Zhaoetal., 2016, 2019)。石英脉型黑钨矿的主要矿石矿物为黑钨矿,且常伴生有锡石,黑钨矿和锡石有一定的U含量和较低的普通铅,且U-Pb体系封闭温度高。因此,黑钨矿和锡石是直接限定石英脉型黑钨矿成矿年龄的理想矿物(Yuanetal., 2008, 2011; Dengetal., 2019; Luoetal., 2019; Yangetal., 2020)。本文采用激光剥蚀电感耦合等离子体质谱法(LA-HR-ICP-MS),对那仁乌拉钨矿中的黑钨矿和锡石开展了原位U-Pb定年,同时对矿区赋矿花岗岩的锆石和独居石也开展了原位U-Pb定年,以约束那仁乌拉钨矿的成矿时代及其与矿区内侵入岩的成因关系,进而探讨那仁乌拉钨矿的成因及大兴安岭地区成钨矿的潜力,以期对大兴安岭地区的钨矿找矿勘查部署提供指导。

1 区域地质与矿床地质

兴蒙造山带从北西向南东依次可以划分为额尔古纳地块、兴安地块、松辽地块和佳木斯地块,这些陆块依次被新林-喜桂图、二连-贺根山-黑河断裂、西拉木伦和牡丹江-嘉荫断裂分割(图1)。兴蒙造山带的主体格架形成于古亚洲洋的构造演化,后期叠加有蒙古-鄂霍茨克洋和古太平洋构造域的改造(Wuetal., 2011; Xuetal., 2013)。兴蒙造山带在晚古生代-中生代时期的演化主要经历了2个阶段:大约在三叠纪时期,华北板块与蒙古中间板块因古亚洲洋的闭合而形成联合大陆,兴蒙造山带区域成为一个整体(Zhangetal., 2009; Jianetal., 2010; Lietal., 2013, 2014a, b, 2017; Wangetal., 2017b; 江思宏等,2018)。中生代时期,兴蒙造山带北部额尔古纳地块遭受蒙古-鄂霍茨克洋南向俯冲影响,并在晚侏罗世(160Ma)进入造山后伸展阶段(李锦轶等, 2014);研究区东部吉-黑一带,自晚三叠世开始主要受到古太平洋板块俯冲(Engebretsonetal.,1985),并在145Ma俯冲方向转变时期形成了大量矿产(许文良等, 2013)。大兴安岭南段钨多金属成矿带夹于二连-贺根山-黑河断裂、赤峰-康保断裂和嫩江-八里罕断裂之间。区内发育古生界中-高级变质杂岩、奥陶系-志留系、泥盆系和石炭系变质火山-沉积地层(欧阳荷根等, 2016)。

图1 那仁乌拉矿矿区地质简图(据秦亚等, 2012修改)Fig.1 Geological sketch maps of the Narenwula area (after Qin et al., 2012)

图2 那仁乌拉矿床花岗岩和矿石手标本照片(a)粗粒二长花岗岩;(b)绢云母化、硅化花岗岩;(c)黄铁绢英岩化二长花岗岩;(d)多金属硫化物-石英脉矿石;(e、f)矿化石英脉. Apy-毒砂;Bt-黑云母; Kfs-钾长石;Py-黄铁矿;Qz-石英;Ser-绢云母;Sp-闪锌矿Fig.2 Hand specimens photographs of granitoids and ores from the Narenwula deposit(a) coarse grained monzogranite; (b) granite with sericitization and silicification; (c) monzogranite with silicification, sericitization, and pyritization; (d) polymetallic sulfide-quartz-vein ore; (e, f) mineralized quartz vein.Apy-arsenopyrite; Bt-biotite; Kfs-K-feldspar; Py-pyrite; Qz-quartz; Ser-sericite; Sp-sphalerite

那仁乌拉矿是大兴安岭南段新发现的一个大型石英脉型钨多金属矿床,该矿床自西向东由三个矿段组成,探明钨金属储量达8.995万t,WO3平均品位0.76%(Xieetal., 2022c)。矿区出露地层有下二叠统三面井组(P1s)和额里图组(P1e),上侏罗统玛尼吐组(J3mn)和白音高老组(J3b),以及第四系(Q)砂砾石和沙土等沉积物(图1)。区内岩浆活动强烈,那仁乌拉花岗岩体出露面积大于200km2,呈岩基产出;岩性主要以中粗粒黑云母二长花岗岩(图2a)和似斑状二长花岗岩为主,局部有钠长石花岗岩株和岩脉、似伟晶岩脉、细晶岩脉、花岗斑岩脉等发育。矿区内发育多期岩浆作用,可主要划分为321～250Ma和150～131Ma两个岩浆作用峰期(Xieetal., 2022c),但两期岩浆侵入活动与钨成矿的关系目前还不清楚。围岩蚀变主要有硅化、钾化、云英岩化、绢云母化、绿泥石化,碳酸岩化和萤石化(图2b, c)。钨矿体呈石英-黑钨矿-锡石-硫化物脉(图2d-f)、不规则团块状、浸染状-稠密浸染状和致密块状等形式赋存在二长花岗岩体内部。矿石矿物主要为黑钨矿、锡石、黄铁矿、闪锌矿、方铅矿、黄铜矿、辉铋矿和毒砂(图3e-i),铜蓝、辉铜矿和斑铜矿少量。黑钨矿与黄铁矿、黄铜矿共生,且被成矿中晚期形成的铋铅银矿物填充(图3e)。锡石呈他形粒状结构与闪锌矿、黄铁矿、及石英共存(图3f)。毒砂呈自形-半自形粒状结构包裹黄铁矿、闪锌矿,方铅矿与闪锌矿共生(图3g)。脉石矿物有钾长石、石英、绢(白)云母、黄玉等(图3e-i)。

结合野外观察、光薄片鉴定结果及已有资料,将那仁乌拉矿床成矿过程划分为四个阶段:Ⅰ阶段为细粒黑钨矿-石英脉阶段,这一阶段石英脉中主要为中细粒的板状黑钨矿,同时含有钾长石、白云母,且金属硫化物缺失;Ⅱ阶段为中粗粒黑钨矿-石英脉阶段,这一阶段的矿物组合与第一阶段类似,但黑钨矿的颗粒更大甚至呈团块状,同时在黑钨矿的粒间出现自形半自形的锡石、黄铁矿、黄铜矿;Ⅲ阶段为硫化物阶段,主要矿物组合为石英、云母、绿泥石、锡石、黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿、毒砂及少量的铜蓝和斑铜矿;Ⅳ阶段为成矿晚期阶段,主要矿物组合为石英、碳酸盐矿物及少量萤石(Xieetal., 2022c)。

2 样品制备和分析方法

2.1 样品制备

本次研究采集1件粗粒二长花岗岩样品(NRWL-24)(114°32′15″E、42°24′00″N),开展LA-HR-ICP-MS锆石、独居石U-Pb定年实验;在地表矿石堆采集2件矿石样品(NRWL-02、NRWL-15)分别开展黑钨矿、锡石U-Pb定年实验。

单颗粒矿物分选在廊坊尚艺岩科技有限公司完成,单矿物制靶及照相在中科矿研检测技术有限责任公司完成。应用重选和磁选技术挑选出锆石、独居石、黑钨矿以及锡石单矿物,在双目显微镜下挑选出晶行较好的单矿物颗粒,将挑选好的单矿物样品粘在环氧树脂上,待树脂干燥后对其进行抛光制靶。独居石、黑钨矿、锡石、拍摄背散射和透反射图片,锆石拍摄阴极发光和透反射图片。根据背散射/阴极发光和透反射图像,避开包裹体和裂纹,选择合适的区域进行激光测点,来减少普通铅对测试结果的影响。

2.2 分析方法

本次锆石、独居石、黑钨矿和锡石微区U-Pb定年在中国地质科学院矿产资源研究所自然资源部成矿作用与资源评价重点实验室完成。所用仪器为Resolution S-155型193nm准分子激光和Thermo Fisher的Element XR。在联接激光之前用调谐液对HR-ICP-MS仪器参数进行调节,以获得较高的灵敏度和稳定性。激光剥蚀采样条件下,连续剥蚀人工合成硅酸盐玻璃NIST 612对仪器参数再次进行优化,以获得较高而且稳定的信号强度,并控制氧化物产率(ThO/Th<0.5%),二价离子产率(Ba2+/Ba+<1%)以及Th/U比值(0.95～1.05)。通过静电分析仪在eScan模式下,在静态磁质量下循环,分析202Hg、204Pb、206Pb、207Pb、208Pb、232Th和238U等同位素。单点停留时间分别为2ms(202Hg、204Pb、208Pb、232Th)、10ms(238U)、15ms(206Pb),以及25ms(207Pb)。在正式剥蚀前先进行2s的预剥蚀来清除样品表面的污染。每个测试点采集20s的空白信号和40s的样品信号。详细的仪器操作条件如表1所示。数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量计算)采用软件Iolite(version 4.0, Patonetal., 2011)完成。

图3 那仁乌拉矿床矿物的背散射电子图像(a, e-h)和光学显微照片(b-d, i)(a-c)黑云母、斜长石、钾长石、锆石和独居与铁氧化物共生;(d)硅化、绢云母化蚀变;(e)黑钨矿与黄铁矿、黄铜矿共生;(f)锡石与闪锌矿、黄铁矿、及石英共存;(g)毒砂包裹黄铁矿和闪锌矿,方铅矿与闪锌矿共生;(h、i)独居石、蚀变锆石与石英、黄铁矿、闪锌矿及绢云母共存. Ccp-黄铜矿;Cst-锡石;Fe oxide-铁氧化物;Gn-方铅矿;Mnz-独居石;Pl-斜长石;Wol-黑钨矿;Zrn-锆石Fig.3 Backscattered electron images (a, e-h) and optical microscopic photographs (b-d, i) of minerals from the Narenwula deposit(a-c) biotite, plagioclase, K-feldspar, zircon and monazite are associated with iron oxide; (d) silicification and sericitization alteration; (e) wolframite coexists with pyrite and chalcopyrite; (f) cassiterite coexists with sphalerite, pyrite and quartz; (g) pyrite and sphalerite are wrapped in arsenopyrite, and coexistence of galena and sphalerite; (h, i) coexistence of monazite and altered zircon with quartz, pyrite, sphalerite and sericite. Ccp-chalcopyrite; Cst-cassiterite; Fe iron-iron oxide; Gn-galena; Mnz-monazite; Pl-plagioclase; Wol-wolframite; Zrn-zircon

锆石测定时,锆石标准GJ-1作为外标进行同位素分馏校正,Plešovice作为监控标样,分析时激光束斑为24μm,频率为6Hz,能量密度为5J/cm2。本次得到的Plešovice与前人报道的年龄在误差范围内一致(337±0.37Ma,Slámaetal., 2008)。锆石微量元素含量利用NIST 610作为外标、Si作为内标的方法进行定量计算(Liuetal., 2008; 侯可军等, 2009)。锆石样品的谐和图绘制和加权平均年龄计算均采用Isoplot4.15完成。

独居石测定时, 独居石标准44069作为外标进行同位素分馏校正,Trebilcock作为监控标样,分析时激光束斑为24μm,频率为3Hz,能量密度为3J/cm2,本次得到的Trebilcock与前人报道的年龄在误差范围内一致(272±2Ma,Tomascaketal., 1996,279.4±1.0Ma,Kohn and Vervoort, 2008)。以NIST 610为外标计算独居石U、Th、Pb的含量。独居石样品的谐和图绘制和加权平均年龄计算均采用Isoplot4.15完成。

表1 HR-ICP-MS和激光剥蚀系统仪器参数

黑钨矿测定时,黑钨矿标准YG2113作为外标进行同位素分馏校正,黑钨矿标准YG2107作为监控标样,分析时激光束斑为100μm,频率为6Hz,能量密度为5J/cm2,本次得到的YG2107与前人报道的年龄在误差范围内一致(160.1±2.2Ma, Yangetal., 2020)。黑钨矿微量元素含量利用GSE-1G作为外标、Fe作为内标的方法进行定量计算。对于普通Pb含量较高的样品,采用207Pb法进行普通铅校正。首先采用Tera-Wasserburg谐和图解法(T-W图),将实测数据结果作线性拟合得到上交点,为样品的普通Pb组成, 下交点近似代表样品的形成年龄(Tera and Wasserburg, 1972)。然后根据上交点所获得的初始207Pb/206Pb同位素组成,对含有较高普通铅的样品进行207Pb校正,获得校正后的206Pb/238U年龄。黑钨矿样品的T-W图绘制和加权平均年龄计算均采用Isoplot4.15完成。

表2 那仁乌拉钨多金属矿床粗粒二长花岗岩(样品NRWL-24)中锆石微区原位LA-HR-ICP-MS U-Pb定年结果

锡石测定采用非基体匹配校正方法,采用GJ-1作为外标进行同位素分馏校正,锡石标准AY-4作为监控标样,分析时的激光束斑为50μm,频率为6Hz,能量密度为5J/cm2。本次得到的AY-4与前人报道的年龄在误差范围内一致(158.2±0.4Ma,Yuanetal., 2011,陈靖等, 2021)。以NIST 610为外标计算锡石U、Th、Pb的含量。对于普通Pb含量较高的样品,首先采用Tera-Wasserburg谐和图解法,将实测数据结果作线性拟合得到上交点,为样品的普通Pb组成,下交点近似代表样品的形成年龄(Tera and Wasserburg, 1972)。然后根据上交点所获得的初始207Pb/206Pb同位素组成,对含有较高普通铅的样品进行207Pb校正,获得校正后的206Pb/238U年龄。锡石样品的T-W图绘制和加权平均年龄计算均采用Isoplot4.15完成。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年龄

粗粒二长花岗岩中锆石(NRWL-24)的阴极发光图像显示,锆石样品外形呈柱状,晶型较完好,部分晶棱和晶锥不完整,大部分具有韵律环带结构,粒度大小为100～200μm(图4a)。本次实验共分析了12个样品点,Th含量为108×10-6～550×10-6,U含量为122×10-6～708×10-6,Th/U比值为0.4～1.3(表2),表明其为岩浆成因,形成年龄可以用来代表其岩浆结晶年龄(Pupin, 1980)。获得的206Pb/238U加权平均年龄为146.2±2.2Ma(2σ,n=12,MSWD=1.9)(图5a, b)。

图5 那仁乌拉钨多金属矿床粗粒二长花岗岩中(样品NRWL-24)锆石谐和图(a)和加权平均年龄图(b)以及独居石谐和图(c)和加权平均年龄图(d)Fig.5 Concordia diagrams (a) and age histogram (b) of zircon and concordia diagrams (c) and age histogram (d) of monazite from coarse-grained monzogranite (Sample NRWL-24) from Narenwula deposit

3.2 独居石U-Pb年龄

粗粒二长花岗岩中的独居石(NRWL-24)在背散射图像下呈单颗粒的稀疏分布,粒度大小为60～100μm,存在韵律环带结构(图3a, b、图4b)。本次实验共分析了19个样品点,U含量为1538×10-6～9667×10-6,Th含量为38982×10-6～174611×10-6,Th/U比值为13～52(表3)。独居石富Th,Th/U比值较大,结合其背散射图像,可以确定其为岩浆成因独居石,是岩浆活动的记录(Harrisonetal., 1995; Wanetal., 2004)。获得的206Pb/238U加权平均年龄为144.2±0.8Ma(2σ,n=19,MSWD=0.7)(图5c, d)。

表3 那仁乌拉钨多金属矿床粗粒二长花岗岩(样品NRWL-24)中独居石微区原位LA-HR-ICP-MS U-Pb定年结果

3.3 黑钨矿U-Pb年龄

石英脉型矿石中黑钨矿(NRWL-02)背散射图像显示其主要呈自形-半自形,内部结构较简单,颗粒大小为200～5000μm(图4c)。本次实验共分析了41个样品点,结果显示,黑钨矿的Mn和Fe含量较为均一,Mn/(Mn+Fe)比值为0.40～0.43,U含量为1×10-6～3×10-6(平均值为2×10-6),Pb含量为0.01×10-6～2.93×10-6(平均值为0.2×10-6),207Pb/206Pb比值为0.0467～0.3113,207Pb/235U比值为0.1527～1.5450,206Pb/238U比值为0.0208～0.0333(表4)。在Tera-Wasserburg谐和图上,获得的下交点年龄为135.8±1.0Ma(图6a)。经过207Pb校正之后获得的206Pb/238U加权平均年龄为136.7±1.0Ma(2σ)(图6b)。

表4 那仁乌拉钨多金属矿床矿石(样品NRWL-02)中黑钨矿微区原位LA-HR-ICP-MS U-Pb定年结果

续表4

3.4 锡石U-Pb年龄

石英脉型矿石中锡石样品(NRWL-15)的背散射图像显示其内部结构较简单,环带不发育,部分颗粒有明显的裂隙,少数颗粒内部还含有矿物包裹体(图4d)。本次实验共分析了8个样品点(表5)。样品的普通铅含量较高,采用Tera-Wasserburg谐和图解,获得的下交点年龄为137.8±2.3Ma(图6c)。经207Pb校正之后,8个实测点给出的206Pb/238U加权平均年龄为137.8±1.9Ma(2σ)(图6d)。

表5 那仁乌拉钨多金属矿床矿石(样品NRWL-15)中锡石微区原位LA-HR-ICP-MS U-Pb定年结果

图6 那仁乌拉钨多金属矿床矿石(样品NRWL-02)中黑钨矿Tera-Wasserburg谐和图(a)和加权平均年龄图(b)以及矿石(样品NRWL-15)中锡石Tera-Wasserburg谐和图(c)和加权平均年龄图(d)Fig.6 Concordia diagram of Tera-Wasserburg plot (a) and age histogram (b) of wolframite from ore (Sample NRWL-02) and concordia diagram of Tera-Wasserburg plot (c) and age histogram (d) of cassiterite from ore (Sample NRWL-15) from Narenwula deposit

4 讨论

4.1 成岩成矿时代及对矿床成因的约束

成岩成矿时代的精确厘定是理解成岩成矿关系、矿床成因及区域矿床模型构建的关键。前人对那仁乌拉花岗岩体开展过大量的年代学研究,获得不含矿花岗岩的锆石U-Pb年龄主要集中于258.5±1.9Ma～254.7±2.1Ma,并认为这期岩浆事件起到了预成矿作用(Xieetal., 2022b);赋矿花岗岩的锆石U-Pb年龄则集中于149.8±2.7Ma～148.1±2.1Ma(Xieetal., 2022b)。本研究获得赋矿花岗岩的锆石U-Pb年龄为146.2±2.2Ma,独居石U-Pb年龄为144.2±0.8Ma,与前人研究结果在误差范围内一致,均指示该区赋矿花岗岩主要侵位于侏罗纪晚期。本次研究获得石英脉型矿石中的黑钨矿和锡石U-Pb年龄分别为136.7±1.0Ma和137.8±1.9Ma,在误差范围内一致,均指示该钨多金属矿床形成于白垩纪早期。由于花岗岩侵位年龄与钨锡矿化年龄相差超过10Myr,超过一次岩浆-热液活动的时限,且赋矿花岗岩锆石与典型成钨矿花岗岩中发育的高U锆石明显不同(Zhaoetal., 2016, 2018),含矿的那仁乌拉岩体为大型岩基,与典型成钨矿花岗岩常为高分异小岩株不一致,指示该钨多金属矿床与赋矿花岗岩并无成因联系,仅仅是钨多金属矿床的赋矿围岩,这种现象在多个钨锡多金属矿区广泛存在,如华南彭公庙-桂东地区(Yuanetal., 2018a, b, 2019; 袁顺达等, 2020;Zhaoetal., 2022c)。考虑区内尚无约136Ma的花岗岩及钨多金属矿床的报道,本次研究发现该区存在早白垩世的钨多金属成矿事件,矿区深部应该发育隐伏的136Ma左右的高分异花岗岩小岩体,且深部可能有早白垩世钨矿进一步找矿潜力。

4.2 成矿背景与大地构造环境

兴蒙造山带区域内广泛发育多阶段的钨矿化,在晚侏罗世到早白垩世达到顶峰(160～125Ma)(Xieetal., 2022c)。在此期间形成的含钨锡矿床及有关花岗岩主要分布在大兴安岭南段钨矿带(表6),例如达亚纳、沙麦、韦莲河钨矿成岩成矿年龄为133～143Ma(李俊建等, 2016; 向安平等, 2018a,b;宓奎峰等, 2020);查木罕、三胜村钨钼多金属矿床成矿年龄为137～139Ma(王明艳和何玲, 2013;Xieetal., 2022a);宝盖沟、黄岗梁、维拉斯托锡多金属矿床成岩成矿年龄为133～146Ma(王国政, 2002; 潘小菲等, 2009; 周振华等, 2010; 翟德高等, 2012; Liuetal., 2016; 要梅娟等, 2016; Wangetal., 2017a; 刘瑞麟等, 2018; Mietal., 2020);道伦达坝铜钨锡矿床成矿年龄为135～140Ma,成岩年龄为136Ma(陈公正等, 2021)。这些钨锡矿床基本与那仁乌拉钨多金属矿床具有相似的成岩成矿时代,并且这些矿床呈带状出现,表明该成矿带是受区域性大地构造事件控制。

前人对兴蒙造山带内三大构造体系(即古亚洲洋、蒙古-鄂霍茨克洋和古太平洋)的活动时间多有争议。对于区内古亚洲洋的闭合时限,一部分学者依据中-晚泥盆世之后兴蒙造山带出现多处陆相及海陆交互相沉积及古地磁资料认为闭合发生在晚泥盆世(Xuetal., 2013; Zhaoetal., 2013; 徐备等, 2014);另外一种观点结合构造、沉积岩、花岗岩等方面的研究得出古亚洲洋的最终闭合发生在晚二叠世-中三叠世(230Ma)(Zhangetal., 2009; Jianetal., 2010; Lietal., 2014a, b, 2013; Lietal., 2017; Wangetal., 2017b)。对于蒙古-鄂霍茨克洋构造体系的研究,有学者认为其闭合于晚侏罗世(李锦轶等, 2014),也有学者认为晚三叠世就已闭合(佘宏全等, 2012)。古太平洋板块对研究区东部影响的时限也有一定争议,少数学者认为在三叠纪就有影响,但是多数学者认为是从早侏罗世开始的(许文良等, 2013)。

表6 那仁乌拉及邻区钨、锡多金属矿床成岩成矿时代

显然,那仁乌拉石英脉型钨矿床形成于蒙古-鄂霍茨克洋已经闭合-碰撞后的伸展环境,这样的构造背景正是钨锡矿床形成的主要背景。但也有学者认为蒙古-鄂霍茨克洋的影响在160Ma以后就已经结束,古太平洋的斜向俯冲开始主控区域构造岩浆事件,并认为晚中生代成矿事件的大爆发与古太平洋的斜向俯冲、碰撞造山、造山后板片后退伸展滑脱密切相关(Xuetal., 2013, 2015; Maoetal., 2021b)。但与古太平洋俯冲相关的矿床主要产于佳木斯地块和松辽地块东北部,并多集中于早-中侏罗世和早白垩世晚期(Ouyangetal., 2013, 2021; Ouyang and Caulfield, 2023),这个时代明显不同于本次研究的成矿时代。江思宏等(2018)强调尽管蒙古-鄂霍茨克洋已经闭合,处于碰撞并向造山后演化阶段,而东部的古太平洋在145Ma尽管俯冲方向发生了一定的改变,但是依然在向西兴蒙造山带进行俯冲。因此,本文认为那仁乌拉钨多金属矿床所在的成矿带主要受蒙古-鄂霍茨克洋闭合后的伸展过程控制,并可能叠加了古太平洋俯冲的远程效应。

5 结论

(1)主成矿期石英脉型矿石中的黑钨矿和锡石U-Pb年龄分别为136.7±1.0Ma和137.8±1.9Ma,表明那仁乌拉钨多金属矿床形成于早白垩世。

(2)锆石和独居石年龄显示含矿花岗岩形成于晚侏罗世(146～144Ma),表明其仅为赋矿围岩,与钨锡矿体无成因上的联系,区内存在与钨锡成矿有关的早白垩世隐伏的高分异花岗岩小岩体,深部具有钨锡矿找矿潜力。

(3)那仁乌拉钨多金属矿床所在的成矿带主要受蒙古-鄂霍茨克洋闭合后的伸展过程控制,并可能叠加了古太平洋俯冲的远程效应。

致谢感谢马旭东研究员在论文撰写和修改过程中的悉心帮助;感谢审稿人对本文提出的宝贵修改意见,使本文更加严谨、充实。