内蒙古东七一山花岗质杂岩的形成演化及对成矿的贡献:年代学及地球化学证据*

张善明 胡雅璐 王根厚 胡二红 胡华斌 周彦波 何泽宇

内蒙古东七一山钨多金属矿由甘肃省第四地质队于1977年检查M777航磁异常时发现,该矿具有一定的典型性和独特性,成矿组分极为复杂,W-Sn-Mo伴生,Rb-Be-Nb-Ta伴生,但分带清楚。在不足3km2的范围内,探明萤石矿为大型,初步查明铷矿为大型,钨锡等矿为中型,铍、钼、铁、铜矿为小型,另尚有铌、钽、锂等矿化线索。该矿床自发现以来,围绕其赋矿岩石的地质特征和成岩成矿年代等产生了众多争议,如1:20万区调报告认为含矿岩体为燕山晚期钠长石化二长花岗岩;聂凤军等(2002a,b)推定含矿花岗岩为加里东期产物,获得了511Ma的萤石成矿年龄,并对萤石开展了稀土元素和Sm-Nd同位素地球化学研究,从成岩(矿)物质来源及成矿流体演化过程方面分析了矿床成因;后来,又报道有156.8Ma的成矿年龄数据(殷先明,2008),但其缺少定年方法及岩石学、同位素等方面的详细研究资料;随后,王勇等(2009)和吕博等(2011)认为与成矿有关的侵入岩体为碱长花岗岩,并获得128.2Ma的成岩年龄,王勇等(2009)对碱长花岗岩中长石、云母、钽铌铁矿及黑钨矿、锡石等矿物化学成分进行了测定,结合大地构造背景分析了岩体及矿体形成机制,吕博等(2011)则对碱长花岗岩开展了主量、微量元素及Rb-Sr和Pb同位素地球化学研究,探讨了花岗岩的成因。近年来,我们通过1:2000精细地质填图发现矿区与成矿有关的侵入岩是一套杂岩体,其锂、铌钽、铷、铍等赋存在钠长石化似斑状二长花岗岩内,而钨锡钼则主要赋存在似斑状二长花岗岩和花岗斑岩内。该矿W-Sn-Mo伴生,Rb-Be-Nb-Ta伴生,而W-Sn-Mo和Rb-Be-Nb-Ta又共存在一个小杂岩体内,伴生在一起的W-Sn-Mo矿体和Rb-Be-Nb-Ta矿体尚有一定的内部结构分带。

七一山花岗质杂岩体W-Sn-Mo和Rb-Be-Nb-Ta共存的矿床学特征是什么?二者的岩浆过程和成矿作用有何差异?解决这两个问题对丰富W、Sn、Mo、Rb、Nb、Ta金属的矿化机制,指导这类矿产的找矿勘查具有重要意义。为此,作者对该杂岩体开展了年代学及地球化学研究,以期更全面地构建矿区成岩成矿年代学格架,并探讨富W-Sn-Mo花岗岩和富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩的形成演化以及其对成矿的贡献。

1 区域地质概况

北山造山带位于中亚造山带的东南缘(Caietal.,2012),是由多块体拼贴而成(左国朝等,1990),区内既有前寒武纪地块,也有大规模古生代造山带,同时还叠加了古生代-中生代的火山-岩浆岩带(Windleyetal.,2007;Suetal.,2011;Songetal.,2013;Xiaoetal.,2013)。造山带内地层出露齐全,火山岩广布,岩浆岩发育,构造复杂,金属矿点(床)众多。尤其是近几年,随着钨、锡、钼、铷、铌、钽及稀土等找矿发现,该区又掀起了新一轮找矿热潮。

北山钨多金属矿主要产出在星星峡-明水-旱山岛弧及花牛山-双鹰山岛弧(图1),是早志留-晚石炭世(439～362Ma,322～314Ma)和早二叠-中三叠世(286～226Ma)中酸性岩浆作用的产物(丁嘉鑫等,2019)。其中,早志留-中石炭世典型矿床包括红尖兵山(322～215Ma,聂凤军等,2004;江思宏和聂凤军,2006)、国庆(439～392Ma,杨合群等,2010;丁嘉鑫等,2015)、鹰嘴红山(424～362Ma,杨合群等,2010;丁嘉鑫等,2015)和白峡尼山(380～370Ma,孙永君和李大民,2009)钨多金属矿等;而早二叠-中三叠世典型矿床主要有玉山(286～250Ma,聂凤军等,2002a;丁嘉鑫等,2015)、花黑滩(226Ma,朱江,2013)、小白石头(251～239Ma,Dengetal.,2017)等。矿床类型主要为石英脉型、云英岩型和矽卡岩型。

图1 北山区域地质图(据Song et al.,2013修改)Fig.1 Geological map of the Beishan Orogen(modified after Song et al.,2013)

此外,北山地区钼矿则主要产出在大南湖-雀儿山-圆包山岛弧、雅满苏-黑鹰山古生代弧盆系和双鹰山-花牛山-石板山石炭-二叠纪弧盆系内,是石炭-二叠纪(349～252Ma)和三叠纪(246～200Ma)中酸性岩浆作用的产物(Wuetal.,2017)。其中,石炭-二叠纪的钼矿床包括额勒根乌兰乌拉(332Ma,聂凤军等,2005)和流沙山(262～260Ma,聂凤军等,2002a;杨岳清等,2013)等;中-晚三叠世钼矿床主要有小狐狸山(213～220Ma,彭振安等,2010;杨帅师,2012)、白山(229～223Ma,Zhangetal.,2015)钼多金属矿等。其类型主要为斑岩型、斑岩-叠加热液脉型。新近发现的额济纳旗微波山花岗伟晶岩型铌钽矿则形成于晚侏罗-早白垩世。

2 矿床地质特征

2.1 矿区地质概况

东七一山钨多金属矿区出露地层有寒武系西双鹰山组、下志留统圆包山组、中上志留统公婆泉组。侵入体则有早石炭世闪长岩、石英闪长岩、黑云母二长花岗岩、斜长花岗斑岩,晚三叠世二长花岗岩及花岗斑岩。晚三叠世岩体构成的含矿杂岩体沿NNE向断层侵位,岩体上可见围岩地层的残留顶盖,岩体内围岩捕掳体常见。岩体与围岩接触界线极不规整,接触带内可见宽窄不一的同化混染带。岩体内萤石矿脉和文石-碳酸盐脉发育。矿区内断裂构造发育,主要走向有E-W、NE-SW、NNE-SSW及S-N四组,前三组构成总体走向NNE的断层束,其形成早于杂岩体,多构成杂岩体与围岩之间的断层接触,亦被晚期侵入体截断破坏。S-N向断裂形成晚于杂岩体,穿切杂岩体和围岩,萤石矿脉主要充填在该组断裂中。围岩内韧性变形发育。

2.2 矿体特征

东七一山钨多金属矿区共圈定钨、锡、钼、铷、铍、铁和铜组成的单生和共生矿体71条,具工业价值的主要是钨、锡、钼矿体,其中规模最大、数量众多的矿体集中分布在矿区东部杂岩体南、东边缘,呈残环状产于似斑状二长花岗岩和花岗斑岩内以及围岩中。矿区西部则以铷、铍、锡等矿化为主,主要分布在钠长石化似斑状二长花岗岩内。在矿区东部侵入体与围岩外接触带矽卡岩内见铁矿体,断裂破碎带内见铜矿化(图2)。

图2 东七一山钨多金属矿矿区地质图Fig.2 Mining area geological map of Dongqiyishan tungsten polymetallic deposit

2.3 矿化分带

东七一山钨多金属矿区东段为W、Sn、Mo矿体,西段为Rb、Be、Sn、Nb、Ta矿(化)体,矿化均具一定的分带特征。其中,W、Sn、Mo矿化特征为:水平方向由岩体向外依次为Mo→W、Mo→Sn→Fe、Cu→CaF2,垂直方向由上而下大致是Sn、Fe、Cu(1180～1000m标高)→W(1100～900m标高)→Mo(1000～800m标高)(图3);Rb-Be、Sn、Nb、Ta矿化特征表现为:水平方向由岩体向外依次为厚大Rb-Be→脉状Rb-Be→脉状Sn;垂直方向由上而下大致是脉状Rb-Be、Sn→厚大Rb-Be。

图3 东七一山钨多金属矿44号勘探线剖面图Fig.3 Cross section of No.44 exploratioin line in Dongqiyishan tungsten polymetallic deposit

3 样品特征及分析方法

3.1 样品采集及其岩石学特征

通过对矿区1:2000精细地质填图,发现富W-Sn-Mo花岗岩岩性为细粒似斑状二长花岗岩、中细粒似斑状二长花岗岩、花岗斑岩,富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩岩性为中粗粒钠长石化似斑状二长花岗岩。本次工作,在野外对富W-Sn-Mo花岗岩和富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩分别采集18件、8件样品进行了主、微量元素分析;另外,还分别采集3件和1件样品进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb测年,其采样位置分别为QN1 (99°36′05″E、41°23′18″N)、QN2 (99°36′06″E、41°23′16″N)、QN3 (99°36′05″E、41°23′22″N)、QN7 (99°35′13″E、41°22′54″N),并对这些样品均进行了Hf同位素分析;另外,在矿区东部W-Sn-Mo矿化集中区钻孔不同深度的石英细脉中采集5件辉钼矿(伴生黄铁矿)样品进行Re-Os同位素年龄测定。本文样品的岩石学特征如下:

富W-Sn-Mo二长花岗岩:细粒或中细粒结构、花岗结构、交代结构,由钾长石(55%～70%)、斜长石(5%～20%)、石英(20%±)、锂云母(3%～5%)组成。次生矿物有高岭土、绿泥石、萤石(<5%)、硬石膏、黄玉、钠长石(>30%)等(图4a,d)。

富W-Sn-Mo花岗斑岩:中细粒结构、斑状结构、基质微粒花岗结构,由斑晶和基质组成。斑晶矿物有钾长石(10%～15%)、斜长石(1%～5%)、石英(10%～15%),基质以长石为主,含少部分石英,二者总含量65%±,黑云母(1%～5%),萤石(5%±)。次生矿物有高岭土、绢云母、绿泥石、钠长石(>15%)等(图4b,e)。

富Rb-Be-Nb-Ta钠长石化二长花岗岩:中粗粒结构、花岗结构、交代结构,由钾长石(65%～70%)、斜长石(10%)、石英(20%)、锂云母(3%～5%)组成,被近半自形-半自形小板条状钠长石不均匀交代,偶见雪球结构。次生矿物有高岭土、绢云母、钠长石(>45%)、萤石等,其中钠长石呈半自形板条状、板状,粒度一般0.05～1.85mm,多分布在钾长石、斜长石、石英粒内或其边缘以及裂隙内(图4c,f),偶见黄玉,其内可见钠长石包体。

3.2 分析方法

主、微量元素测试由河北省区域地质矿产研究所实验室完成。主要检测仪器为:主量元素用AxiosmaxX射线荧光光谱仪,灼失量用P124S电子分析天平,H2O-、H2O+、FeO用50mL滴定管,微量元素用X Series2电感耦合等离子体质谱仪。

锆石的分选及制靶由河北省区域地质矿产研究所完成,锆石样品经过分选、制靶、透反射光照相和阴极发光显微照相等前期准备,然后筛选表面光洁无裂隙,透射光避开包体的锆石。锆石U-Pb测年分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成,其中,锆石阴极发光显微照相采用Gatan MonoCL3+X型阴极荧光谱仪完成。锆石U-Pb测年和微量元素在LA-ICP-MS仪器上用标准测定程序完成,分析仪器为Agilent7900电感耦合等离子体质谱仪和RESOlution激光剥蚀系统,激光器为193nmArF准分子激光器。激光剥蚀斑束直径为30μm,激光剥蚀样品的深度为20～40μm。单个分析点的同位素比值和同位素年龄的误差(标准偏差)为1σ,采用206Pb/238U年龄,其加权平均值具有95%的置信度。锆石年龄计算均采用国际标准锆石GJ-1作为外标,元素含量采用美国国家标准物质局人工合成的硅酸盐玻璃NIST SRM610作为外标,29Si作为内标元素进行校正,样品的同位素比值和元素含量数据处理采用ICPMSDataCal11.8软件完成,采用Andersen(2002)软件对测试数据进行普通铅校正,年龄计算及谐和图采用ISOPLOT(2.49版)软件完成。

锆石原位Lu-Hf同位素测定在配备了RESOlution193nm激光剥蚀系统的Nu Plasma II多接收电感耦合等离子质谱仪MC-ICP-MS上完成,激光剥蚀脉冲频率为10Hz,激光束斑直径为44μm,剥蚀时间为50s。用176Lu/175Lu=0.02669和176Yb/172Yb=0.5886进行校正,εHf(t)计算采用的176Lu衰变常数为1.865×10-11yr,球粒陨石的176Hf/177Hf比值为0.282785,176Lu/177Hf的比值为0.336。Hf单阶段模式年龄(tDM)的计算以现今的亏损地幔值为参考,其176Hf/177Hf=0.28325,176Lu/177Hf=0.0384。两阶段Hf模式年龄(tDM2)计算时,平均地壳的值采用176Lu/177Hf=0.015。

辉钼矿Re-Os同位素测试在国家地质实验测试中心完成,分析原理及详细流程见Duetal.(2004)。采用美国TJA公司生产的TJA X-series电感耦合等离子体质谱仪测定同位素比值。测得的Re、Os和187Os的空白值分别为(0.003995±0.00064)×10-9、(0.0000002±0.0017163)×10-9和(0.00009±0.00043)×10-9,远小于标样和所测样品中的Re、Os和187Os含量,不会对实验结果造成影响。实验采用国家标准物质GBW04436(JDC)为标样来监控化学流程和分析数据等过程的可靠性。实验测得标样GBW04435(HLP)的Re、187Os和模式年龄值都与标准值(Duetal.,2004)在误差范围内一致。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb年龄

锆石颗粒较小,透明、不透明者均有,富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩不透明者较富W-Sn-Mo花岗岩多。富W-Sn-Mo花岗岩锆石颗粒多为柱状,少部分近圆状,而富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩多为近圆状,部分柱状。阴极发光(CL)图像中透明锆石震荡环带发育,不透明锆石内部呈海绵状,部分见边部发育韵律环带(图5)。

图5 东七一山矿区花岗质杂岩代表性锆石CL图像Fig.5 CL images of representative zircons from the granitic complex in Dongqiyishan deposit

从锆石U-Pb同位素分析结果(表1)可见,Th含量25×10-6～1878×10-6,含量较低的主要为元古宙继承锆石(继承锆石核部与边部年龄相差大)。U含量154×10-6～5222×10-6,Th/U比值为0.03～1.07,绝大部分在典型岩浆成因锆石Th/U比值范围(0.1～1.0)内,Th和U具有明显的正相关性,属岩浆成因。测试结果表明,样品QN1锆石206Pb/238U年龄值介于219～223Ma,加权平均年龄为220.4±1.3Ma(MSWD=0.12,n=14);样品QN2锆石206Pb/238U年龄值介于219～222Ma,加权平均年龄为220.6±1.6Ma(MSWD=0.14,n=11),另有1颗继承锆石,207Pb/206Pb年龄值为4542Ma;样品QN3锆石206Pb/238U年龄值介于219～222Ma,加权平均年龄为220.0±1.1Ma(MSWD=0.11,n=20);样品QN7锆石206Pb/238U年龄值介于219～223Ma,加权平均年龄为219.9±1.9Ma(MSWD=0.44,n=6),另有5颗继承锆石,锆石207Pb/206Pb年龄值介于1836～2174Ma(图6)。

表1 东七一山矿区花岗质杂岩锆石U-Pb同位素分析结果

续表1

4.2 全岩主、微量元素特征

全岩主、微量元素含量见表2。在QAP图解中(图7a),绝大部分样品都投点在二长花岗岩区,少数点投在花岗闪长岩区。在TAS图解中(图7b),所有样品都投点在花岗岩区,均为亚碱性。

表2 东七一山矿区花岗质杂岩地球化学分析结果(主量元素:wt%;微量和稀土元素:×10-6)

续表2

续表2

续表2

图7 东七一山矿区花岗质杂岩QAP图解(a,据Streckeisen,1976)、TAS图解(b,Ir-Irvine分界线,上方为碱性,下方为亚碱性,据Middlemost,1994)、K2O-SiO2(c,据Peccerillo and Taylor,1976)和A/NK-A/CNK图解(d,据Maniar and Piccpli,1989)Fig.7 Diagrams of QAP(a,after Streckeisen,1976),TAS(b,Ir-Irvin,the dividing line is alkaline above and subalkaline below,after Middlemost,1994),SiO2 vs. K2O(c,after Peccerillo and Taylor,1976)and A/CNK vs. A/NK (d,after Maniar and Piccpli,1989) for the granitic complex in Dongqiyishan deposit

4.2.1 富W-Sn-Mo花岗岩

SiO2、Al2O3、Fe2O3、FeO、CaO、MgO含量分别为73.23%～78.63%、10.21%～14.42%、0.09%～0.32%、0.04%～0.96%、0.33%～4.34%、0.03%～0.19%,岩石高硅,富铝钙,贫铁镁,TiO2、MnO和P2O5含量亦较低,平均值分别为0.03%、0.03%、0.01%;Na2O、K2O含量分别为1.07%～4.99%、1.64%～5.74%,Na2O/K2O比值为0.54～2.90,相对富钾贫钠,属于高钾钙碱性系列(图7c);A/CNK指数为0.72～1.51,为准铝质-过铝质花岗岩(图7d)。

稀土总量(78.72×10-6～409.2×10-6)较高,平均值199.6×10-6,大部分样品低于世界花岗质岩石稀土平均含量(290×10-6,Taylor and Sheppard,1986),较高的Yb含量(4.17×10-6～26.70×10-6),强烈的铕负异常(δEu值为0.01～0.16)。轻重稀土分馏程度较低,(La/Yb)N值介于0.58～6.47之间。在球粒陨石标准化稀土元素配分曲线上(图8a),轻重稀土含量持平,轻稀土分馏弱,重稀土分馏不明显。在原始地幔标准化微量元素蛛网图解上(图8b),Ba、Sr、P、Ti显示强负异常,La、K显示弱负异常,大离子亲石元素Rb(平均含量985.7×10-6)、Pb富集,Ba(平均含量112.0×10-6)、Sr亏损;高场强元素U、Ta、Nd、Sm富集,Th、Ce、Hf轻微富集,Ti(平均含量190.7×10-6)、P(平均含量54.63×10-6)亏损,Nb、Zr弱亏损。

图9 东七一山钨多金属矿辉钼矿Re-Os等时线年龄图(a)与加权平均年龄图(b)Fig.9 Molybdenite Re-Os isochron (a) and weighted mean ages (b) of the Dongqiyishan tungsten-polymetallic deposit

4.2.2 富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩

SiO2、Al2O3、Fe2O3、FeO、CaO、MgO含量分别为70.06%～73.18%、15.62%～17.93%、0.02%～0.13%、0.13%～0.25%、0.28%～1.09%、0.08%～0.40%,岩石高硅,富铝,贫铁镁钙,TiO2、MnO和P2O5含量亦较低,平均值分别为0.01%、0.05%、0.01%;Na2O、K2O含量分别为2.87%～5.51%、3.58%～4.84%,Na2O/K2O比值为0.63%～1.54%,相对富钾贫钠,属于高钾钙碱性系列(图7c);A/CNK指数为1.16～1.66,为强过铝质花岗岩(图7d)。

稀土总量低(17.49×10-6～60.64×10-6),远低于世界花岗质岩石稀土平均含量(290×10-6,Taylor and Sheppard,1986)。相对低的Yb含量(0.99×10-6～3.59×10-6),强烈的铕负异常(δEu值为0.05～0.09)。轻重稀土分馏程度较低,(La/Yb)N值介于1.65～2.31之间。在球粒陨石标准化稀土元素配分曲线上(图8a),轻稀土相对富集,重稀土略微亏损,轻稀土分馏弱,重稀土分馏不明显。在原始地幔标准化微量元素蛛网图解上(图8b),Ba、U、Sr、P、Ti显示强负异常,K、La、Zr显示弱负异常,大离子亲石元素Rb(平均含量1437×10-6)、Pb富集,Ba(平均含量24.02×10-6)、Sr亏损。高场强元素Ta(平均含量36.22×10-6)强富集,Th、Hf轻微富集,Nb、La、U、Zr弱亏损,Ti(平均含量36.30×10-6)、P(平均含量36.19×10-6)强烈亏损。

4.3 锆石Hf同位素分析结果

4个样品的Hf同位素分析结果见表3,QN1的14个数据点的176Lu/177Hf比值在0.001086～0.002144之间,176Hf/177Hf比值在0.282583～0.282723之间,εHf(t)值为+0.14～+2.81,其中有2个值为-2.24和-0.52,二阶段Hf模式年龄tHfDM2为903～1162Ma;QN2的11个数据点的176Lu/177Hf比值在0.001241～0.003506之间,176Hf/177Hf比值在0.282516～0.282689之间,εHf(t)值为-4.48～+1.89,均值为-0.85,二阶段Hf模式年龄tHfDM2为964～1284Ma;QN3的15个数据点的176Lu/177Hf比值在0.000739～0.002490之间,176Hf/177Hf比值在0.282661～0.282809之间,εHf(t)值为+0.66～+6.05,二阶段Hf模式年龄tHfDM2为745～1021Ma;QN7的7个数据点的176Lu/177Hf比值在0.001101～0.003730之间,176Hf/177Hf比值在0.282518～0.282753之间,εHf(t)值为-4.81～+4.01,均值为-0.75,二阶段Hf模式年龄tHfDM2为845～1292Ma。

表3 东七一山矿床花岗质杂岩锆石Hf同位素分析结果

整体来看,锆石εHf(t)分布在-4.81～+6.05,集中在+0.42～+3.78,二阶段Hf模式年龄tHfDM2为745～1292Ma,集中在924～1042Ma。

4.4 辉钼矿的Re-Os年龄

5件辉钼矿样品的Re-Os同位素测年数据列于表4。各样品的Re-Os模式年龄比较集中,加权平均年龄为211±1Ma(MSWD=0.83),利用Isoplot求得等时线年龄为213±3Ma(MSWD=0.32)(图9)。样品的Re含量介于117.2×10-9～468.5×10-9之间。实验测得187Os的初始值为 -0.0034±0.0046×10-9,符合Re-Os同位素体系模式年龄的计算条件,数据可靠。

表4 东七一山钨多金属矿辉钼矿Re-Os同位素测年数据

5 讨论

5.1 成岩成矿时代

本次研究所获得的杂岩体锆石LA-ICP-MS U-Pb加权平均年龄为:细粒似斑状二长花岗岩220.6±1.6Ma,中细粒似斑状二长花岗岩220.4±1.3Ma,花岗斑岩220.0±1.1Ma,钠长石化中粗粒似斑状二长花岗岩219.9±1.9Ma。富W-Sn-Mo花岗岩年龄在220.0～220.6Ma之间,富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩年龄为219.9Ma。可见,早期结晶岩浆形成W、Sn、Mo矿产,晚期结晶岩浆演化时间长,分异更彻底,形成Rb、Nb、Ta矿产。辉钼矿的Re-Os加权平均年龄为211±1Ma,等时线年龄为213±3Ma,成岩成矿时差为8～10Myr。吕博等(2011)对碱长花岗岩开展了年代学研究,获得的Rb-Sr等时线年龄为128±1Ma,显然此碱长花岗岩是钨多金属成矿后侵位的。聂凤军等(2002b)对萤石样品进行了Sm-Nd同位素测定,获得的等时线年龄为511±5Ma,该年龄无法解释萤石呈脉状赋存于志留系中的地质现象。

内蒙古北山地区中生代成岩成矿的典型实例当属小狐狸山钼多金属矿,前人年代学研究表明成岩年龄在198～222Ma间(张雨莲等,2012;杨岳清等,2013;位鸥祥,2019),成矿年龄在213～220Ma间(聂凤军等,2002a;彭振安等,2010;杨帅师等,2012;张雨莲等,2012)。可见,东七一山钨多金属矿与小狐狸山钼多金属矿成岩成矿均几乎同时发生。对甘新蒙北山地区与中生代岩浆活动有关的矿床进行了统计,其成岩成矿年龄分别分布在261～181Ma(n=64)和251～181Ma(n=39)之间。其中,成岩年龄可划分为3个阶段:260～245Ma、242～210Ma、192～180Ma,主要集中在242～210Ma间;而240～220Ma则是成矿集中爆发期;即成岩与成矿年龄一般相差小于10Myr。对多个矿区复式岩体的研究发现,成矿岩浆一般发育于大规模、强烈岩浆活动周期的晚期。

5.2 岩浆岩成因与源区

5.2.1 岩浆岩成因类型

从区域有关三叠纪花岗岩的研究成果来看,该时期花岗岩成因类型主要为I型或A型,一般认为,当A型花岗岩受到结晶分异作用影响时,会与S型花岗岩和高分异的I型花岗岩具有相似的地球化学特征(Chappell and White,1992)。富W-Sn-Mo花岗岩SiO2含量均高于73%,富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩为过铝质岩石,与S型花岗岩相似,然而其较低的P2O5含量和较高的Na2O含量却与S型花岗岩明显不同(Kingetal.,1997)。

图10 东七一山花岗质杂岩岩石成因类型判别图解(据Whalen et al.,1987)Fig.10 Chemical classification diagrams for the Dongqiyishan granitic complex(after Whalen et al.,1987)

东七一山含矿杂岩体10000Ga/Al值在1.74～5.08之间,平均3.90,超过Whalenetal.(1987)厘定的A型花岗岩的10000Ga/Al下限值2.6(图10a-c)。对于Zr+Nb+Ce+Y值,富W-Sn-Mo花岗岩在175.8×10-6～475.6×10-6之间,大部分低于A型花岗岩的下限值350×10-6,富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩在80.99×10-6～154.9×10-6之间,低于A型花岗岩的下限值(吴福元等,2007;Zhaoetal., 2019)(图10d)。从微量元素含量来看,部分样品尤其是富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩具有极低的Ce含量,导致样品投点向I型花岗岩区偏移,一般而言,Ce会在岩浆演化晚期富集,而七一山杂岩体Ce亏损则可能是古俯冲带及古洋壳的残留所致(任耀武,1998)。含矿杂岩体不含角闪石,有钠长石和黑云母,全碱含量较高,P2O5与SiO2含量正相关,高的Rb/Sr和Rb/Ba比值等与I型花岗岩不同,Eu强负异常的稀土元素配分模式,强烈亏损Sr、Ba、Ti、P,富集Th、U、Ta,总体表现为A型花岗岩特征,但富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩残留I型花岗岩痕迹。

众多学者对东天山-北山地区的三叠纪花岗岩开展了研究,李舢(2013)认为大泉(221Ma)、花牛山(221～217Ma)、长流水(223Ma)、白峡尼山(224Ma)花岗岩主要为高分异的I型花岗岩,具有向A型花岗岩过渡的特点。朱江(2013)认为小西弓石英正长斑岩(246Ma)和花牛山钾长花岗岩(226Ma)为A型。位鸥祥(2019)对小狐狸山花岗斑岩(198～215Ma)的研究认为其为A型花岗岩,而非高分异的I型花岗岩。其他如前红泉斑状花岗闪长岩(264～234Ma)为I型(杨镇熙等,2021)、小红山花岗斑岩(212～206Ma)为高分异的I型花岗岩(李敏等,2020)、芦草沟斜长花岗斑岩脉(249Ma)为I型(过磊等,2018)、亚干钾质花岗岩(228Ma)具有A型花岗岩的某些特点(王涛等,2002)等。扩展到整个中亚造山带中南段,可发现早中生代侵入岩绝大部分为A型或I-A型,部分具有高分异I型花岗岩特点(Lietal.,2012),而且总体上,从早-中三叠世到晚三叠-早侏罗世,其成因类型由I型向A型转变。

5.2.2 岩浆岩源区

东七一山含矿杂岩体富含SiO2,富集Rb、Pb等大离子亲石元素,亏损Ti、P等高场强元素,MgO(0.03%～0.41%)和Cr(除一个样为31.06×10-6外,其他都在0.40×10-6～9.39×10-6之间)含量低,显示一定壳源特征(Rudnick and Gao,2003)。杂岩体Rb/Sr值分别为5.29～111.7,37.76～84.15,部分比值较高,但变化较大。杂岩体显示Ba负异常(Sunetal.,2019),固结指数SI分别为0.36～3.48、0.82～4.61,远小于幔源岩浆物质的固结指数40(李胜虎等,2015),总体以陆壳物质为主。

本次5件不同类型辉钼矿样品的Re含量(117.2×10-9～468.5×10-9)极低,说明杂岩体主要为壳源(Maoetal.,1999)。小狐狸山辉钼矿样品Re的含量在7.22×10-9～40.46×10-9之间(彭振安等,2010;杨帅师等,2012),表现壳幔混源特征。统计了其他几个三叠纪钼矿床Re含量,白山、花黑滩、东戈壁、小白石头均为壳幔混源(Wuetal.,2017),只是壳幔源主次有别而已。

图11 东七一山花岗质杂岩锆石Hf同位素演化图解Fig.11 Hf isotope evolution diagrams for representative zircons of the Dongqiyishan granitic complex

图12 东七一山花岗质杂岩SiO2对Rb(a)、P(b)、Sr(c)和Ba(d)的哈克图解Fig.12 Harker diagrams for the variations of SiO2 against Rb (a), P(b), Sr (c) and Ba (d) of the Dongqiyishan granitic complex

图13 东七一山花岗质杂岩中Zr含量对TiO2、Hf、Y、Zr/Hf、Nb/Ta、∑REE、LREE、HREE、Ta、Rb、Sr和Rb/Sr相关性图解Fig.13 Variations of Zr against TiO2, Hf, Y, Zr/Hf, Nb/Ta, ∑REE, LREE, HREE, Ta, Rb, Sr and Rb/Sr of the Dongqiyishan granitic complex

图14 东七一山花岗质杂岩演化程度判别图Fig.14 Discrimination diagrams for evolution degree of the Dongqiyishan granitic complex

东七一山含矿杂岩体大多数锆石εHf(t)为正值(0.42～3.78),少数为负值(-4.81～-0.09),总体变化在-4.81～6.05间,差值高达10.86个ε单位,超过测试引起的变化范围(图11a)。如此宽泛的范围需要一个开放的系统来引起熔体中176Hf/177Hf比值的明显变化(Kempetal.,2007),但是在部分熔融和分离结晶过程中,锆石Hf同位素不会改变(朱弟成等,2009),因此造成这种锆石Hf同位素不均一的可能原因是具有较多放射性成因Hf的地幔源岩浆与缺少放射性成因Hf的壳源岩浆的相互作用(Bolharetal.,2008),或者是岩浆经历了不充分的混合作用,亦或者原地的混染导致(Zhengetal.,2007)。在t-εHf(t)和t-(176Hf/177Hf)i图解中(图11b),除5颗继承锆石外,其他锆石投点均位于球粒陨石演化线附近,显示该杂岩体的源区物质是以幔源为主,但是,花岗岩是不可能直接起源于地幔的部分熔融的(Zhengetal.,2009)。杂岩体εHf(t)最大值为6.05,对应tHfDM1=632Ma,tHfDM2=745Ma,说明该区发育新元古代新生的岩石圈地幔,这也与小狐狸山岩体对应,岩石地球化学及Sr-Nd同位素研究表明,小狐狸山岩体可能源于新生下地壳(位鸥祥,2019)。但是,起源于地幔并不能解释东七一山岩体的微量和稀土元素特征,前已论述,杂岩体还含有相当数量的壳源成分。杂岩体εHf(t)最小值为-4.81,对应tHfDM1=1119Ma、tHfDM2=1292Ma,说明该残留核源自于古老的下地壳岩石,岩体中继承锆石的存在,均说明了该花岗岩形成过程中有古老地壳物质的参与。

前人针对萤石和含矿花岗岩的Rb-Sr、Sm-Nd和Pb同位素分析表明,萤石样品的εHf(t)值为-4.2±0.5(聂凤军等,2002a,b),花岗岩的(87Sr/86Sr)i值基本在0.71以上(王勇等,2009),Pb同位素均投点在板内造山带的上地壳岩石区(吕博等,2011),可见成岩成矿物质起源于亏损地幔和古大陆地壳源,以壳源为主。针对邻近的小红山(212～206Ma)(李敏等,2020)和老硐沟(234～243Ma)(张国震等,2021)侵入岩的Sm-Nd、Lu-Hf同位素研究表明,花岗岩可能起源于新元古代-古生代新生地壳与古元古代古老地壳重熔岩浆的混合。

5.3 岩浆分异演化

空间上看,富W-Sn-Mo花岗岩和富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩呈相变接触,前者应是中央相,年代学研究结果表明二者几乎同时形成。岩石地球化学对比发现,两者微量、稀土元素特征具有相似性,但主量元素含量差别较大,在哈克图解中(图12),杂岩体的主要氧化物和代表岩浆演化的组分如Rb、P、Sr和Ba与SiO2具有明显的线性关系。从富W-Sn-Mo花岗岩到富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩,SiO2、TiO2、FeOT、CaO、P2O5、Zr、Ba、La、Ce、Ti、Bi、Th、U、Hf、W、Mo和REE含量降低,Al2O3、MgO、MnO、Li、Ta、Rb、Ga含量增加,综上,两者可能为一次岩浆活动不同阶段的产物。

富W-Sn-Mo花岗岩和富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩分异指数(DI:81.68～96.58、88.26～95.25)高于世界花岗岩分异指数(DI=83.93,刘春明,2018),Rb/Ba(0.78～147.2、35.17～134.9)和Rb/Sr(5.29～111.7、37.76～84.15)值变化较大且整体较高,而固结指数SI、K/Rb(28.98～78.47、20.39～28.27)和Zr/Hf比值(10.45～22.94、6.06～11.33)均较低。前人研究表明,低的K/Rb值是高程度岩浆演化体系的特征(苏慧敏和蒋少涌,2017; Yuanetal., 2018),在准铝质或过铝质花岗岩中,随着矿物的分离会导致Zr/Hf值的降低(Yuanetal., 2019;Maoetal.,2019,2021a,b),说明其岩浆经历了强烈的分异演化(吴福元等,2017)。世界上与W(Sn)、Nb、Ta成矿有关的花岗岩均显示高分异特征(Yuanetal.,2008, 2011;Huetal., 2012; Zhaoetal.,2016, 2018),分离结晶是促使W-Sn、Nb-Ta在岩浆中富集的一种非常重要的机制(Zhaoetal.,2022a,b)。含矿杂岩体高U含量(1.89×10-6～54.49×10-6、0.61×10-6～1.99×10-6)也符合多数与钨锡矿成矿有关的高分异花岗岩普遍富U的特征(Wangetal.,2016)。

从富W-Sn-Mo花岗岩到富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩,矿物粒度增大,伴随萤石矿化增强,钠长石化更强更普遍,K/Rb、Nb/Ta和Zr/Hf等这些反映花岗质岩体分异演化程度的比值逐渐降低,并伴随着稀土总量明显降低,而挥发份F和Nb、Ta、Rb、Be等则不断增加,反映了花岗岩的分异演化进程。

对于富W-Sn-Mo花岗岩,δEu强负异常和Sr亏损反映斜长石发生了分离结晶,并导致Ba/Sr比值升高,Ba亏损及Th富集表明钾长石发生了分离结晶(Lietal.,2007)。FeOT、Ti含量低说明发生了黑云母的分离结晶。Nb和Ta含量偏低和极低的Nb/Ta比值可能是角闪石分离结晶所致(Pfänderetal.,2007)。Ti亏损和Nb、Ta含量偏低与金红石、钛铁矿、榍石的分离结晶有关。P的负异常可能与磷灰石的分解有关。对比富W-Sn-Mo花岗岩和富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩发现,二者均发生了较强的钾长石分离结晶作用;从富W-Sn-Mo花岗岩到富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩,Zr含量逐渐降低,这一过程与岩浆演化趋势一致,因为随着岩浆演化,花岗岩通常会经历一个由Zr不饱和向Zr饱和的演化过程(Watson and Harrison,1984)。随着Zr含量的降低,TiO2、Hf、Y、Sr含量和Zr/Hf、Nb/Ta比值及REE、LREE、HREE总量均降低,Ta、Rb含量和Rb/Sr比值增加(图13)。这一地球化学变化说明从富W-Sn-Mo花岗岩到富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩,岩浆进一步发生了锆石、褐帘石、斜长石、黑云母、角闪石、磷钇矿、金红石、独居石、钛铁矿、榍石及磷灰石的分离结晶。高分异花岗岩较低的稀土总量是高程度分离结晶(副矿物分离)的结果,也可能与REE在岩浆演化晚期随F-REE、Cl-REE的络合物进入流体有关(Irberetal.,1999),富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩稀土总量很低,且远低于富W-Sn-Mo花岗岩,说明富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩分离结晶程度更高于富W-Sn-Mo花岗岩。

5.4 岩浆流体作用

相比富W-Sn-Mo花岗岩,富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩的Eu负异常更显著,Eu在高分异花岗岩中是非常亏损的,但Kawabe(1999)证明了强烈的熔-流体作用亦可能导致强烈的Eu亏损,因此,Eu的亏损可能是分离结晶与熔-流体共同作用的结果。研究表明,碱性长石的结晶分异可以导致Ba、Sr和Eu的亏损,但岩浆分异晚期流体作用可以使这些元素亏损更明显(Jahnetal.,2001),富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩Ba(24.02×10-6)、Sr(25.50×10-6)均值比富W-Sn-Mo花岗岩Ba(112.1×10-6)、Sr(75.45×10-6)均值低。受流体作用的花岗岩Nb/Ta值<5、Zr/Hf值<26(Ballouardetal.,2016),富W-Sn-Mo花岗岩Nb/Ta值接近5、Zr/Hf值小于26,而富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩Nb/Ta值远小于5、Zr/Hf值远小于26(图14a,b),反映杂岩体经历了岩浆-热液转换阶段,富W-Sn-Mo花岗岩与富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩均发生了流体相互作用(袁顺达和赵盼捞,2021;Zhaoetal., 2022d),只是后者的作用更强烈。

锆石特征也印证了流体作用的存在。阴极发光图像显示锆石总体可以分为两群,一群(占绝大多数)震荡环带发育,另一群环带不发育。环带不发育锆石内部呈现不均匀或不规则的斑杂或斑块(如N3-13、N7-22),可能是蜕晶化或流体交代所致。部分锆石晶棱可见不规则港湾和白色亮边等明显热液交代溶蚀和重结晶现象(如N7-6、N7-9、N7-21、N7-25),说明岩浆热液活动强烈,锆石被热液改造,热液锆石的发育说明岩浆演化晚期发生了岩浆流体-熔体相互作用。岩体中继承锆石的存在,也说明其具有相对较低程度的地壳熔融(Chappelletal.,2004)和较低温的岩浆熔体。低温的岩浆可能要求流体的输入,并且可能更加富集晶体(Milleretal.,2003),并伴随热液成矿,这通常与岩浆侵位在深的地壳有关。

富W-Sn-Mo花岗岩和富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩的TE1,3均值分别为1.19和1.23,富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩略微表现稀土四分组效应(图14c,d)。研究表明,四分组效应仅见于高度演化且富H2O、CO2、Li、B、Cl、F等元素的火成岩中,为与热液发生强烈相互作用晚期岩浆分异的产物(薛怀民等,2009)。武广等(2021)对大兴安岭南段众多锡多金属矿床的研究发现,岩浆演化程度和熔体-流体相互作用是导致大兴安岭南段锡多金属矿床不同矿种组合的控制因素,稀有金属-锡多金属矿床为超分异花岗岩,具有明显的稀土四分组效应,Sn-W组合矿床的岩体分异程度亦较高,显示较明显的稀土四分组效应。从这一点讲,富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩比富W-Sn-Mo花岗岩更富含挥发份,经历了更强的分异结晶作用,发生了更强烈的流体作用。因此,东七一山花岗质熔体的高度分离结晶和与富含Li、F、Cl的挥发份流体的相互作用是形成W-Sn-Mo及Rb-Be-Nb-Ta矿体的关键。

5.5 岩浆作用与成矿

世界上许多与花岗岩有关的W、Sn、Mo、Rb、Nb、Ta、Be矿床中,岩浆应是成矿物质的主要源区,且矿质以岩浆热液方式运移并富集成矿(Zhaoetal.,2022c)。从微量元素分析可看出,杂岩体富集成矿元素Be、Zr、Mo、W、Bi、Li、Rb、Nb、Ta,含量高于全球平均值几至几十倍,相比而言,富W-Sn-Mo花岗岩更富集前5个元素,富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩更富集后4个元素,可见,花岗质岩浆自身就富集成矿元素。

含矿杂岩体内含有大量锂云母,暗示花岗质岩浆和成矿流体富Li。广泛且强烈的钠长石化也可能与含F矿物(如云母等)的沉淀有关(Pollard,1989),矿区大量萤石矿体的存在,亦暗示花岗质岩浆和成矿流体富F。随着残余岩浆向上运移,结晶分异作用使挥发组分(Li、F元素等)和H2O含量等不断增加。含矿杂岩体Zr/Hf值远低于正常花岗岩的38左右,这也可能与岩浆富含B、F等挥发份有关(Jahnetal.,2001)。对研究区1:5/1:20万水系沉积物测量数据的分析发现,成矿元素Bi、Nb、Ta、Rb、Be、Mo、Sn、W与F、Li强相关,说明F、Li参与了成矿作用。

图15 东七一山钨多金属矿成矿系统的成矿模式Fig.15 Ore deposit model of the Dongqiyishan tungsten polymetallic metallogenic system

熔体中较高的F、Li含量可以降低熔体粘度及固相线温度,延长岩浆房出溶流体的时间并降低出溶流体的最低温度(Chang and Meinert,2008),提高熔体扩散系数(Agangietal.,2010),拉长结晶的时间(Manning,1981),降低岩浆粘稠度(李胜虎等,2015),进而提高熔体发生矿物分离结晶的速度和程度(Mysenetal.,2004),而富F、B等挥发份使得熔体中流体溶解度增加(Manning,1981),同时也加剧了熔-流体相互作用的程度,延长了作用时间;另一方面,F的存在可以大大提高W、Sn在富水岩浆中的溶解度及迁移能力(Wood and Samson,1998),从而延缓了含W、Sn热液从岩浆中的分离,导致W、Sn进一步在残余熔体中富集(Websteretal.,2004),为热液型W、Sn矿床的最终形成提供条件(Yuanetal.,2019;袁顺达等,2020);此外,富F熔体还可以降低熔体的密度,加速晶体与熔体之间重力分异的进程(Dingwelletal.,1993)。F还可能从两方面直接参与成矿:(1)在热液中与成矿元素形成稳定络配合物形式迁移;(2)充当氧化剂改变W的价态(从+4到+6),进而促进白钨矿的沉淀(Aksyuk,2000)。南岭地区的钨锡矿大多与富F花岗岩有关(Chenetal.,2014),其中朱溪矿区花岗岩中W-F明显正相关(刘经纬等,2017)。

富F花岗岩易形成含HF的流体,这种流体的强腐蚀性能显著地增大围岩的渗透性,从而有效地增强水-岩反应的强度(McPhieetal.,2011)。东七一山含矿杂岩体具斑状、似斑状结构,角砾构造常见,裂隙发育,这些都为热量以及深部成矿热液流体的运移提供了通道,同时也是浅部低温流体循环涌入以及后来流体混合的最佳场所,为矿质富集沉淀提供了空间(Heetal.,2016)。二长花岗岩或花岗斑岩呈岩枝、岩脉状沿公婆泉组碳酸盐岩、碎屑岩地层侵入,发生了广泛而强烈的矽卡岩化,石榴子石和辉石在矽卡岩退蚀变过程中经分解释放出大量的钙,可能为白钨矿的沉淀提供了充足的钙源(翟裕生和王建平,2011)。从岩浆自身Ca含量来看,富W-Sn-Mo花岗岩(0.33%～4.34%)比富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩(0.28%～1.09%)高,说明岩浆亦提供了形成白钨矿所需要的钙源。由于熔体富F使其具有较低的粘度和结晶温度,岩浆从下地壳源区沿深大断裂进行长距离运移到地壳浅部,运移的过程中不断与围岩相互作用,充分萃取围岩中的W、Mo矿质,或导致围岩粒间流体增温活化而萃取成矿物质。选取FeOT+MgO+TiO2+MnO2作为侵入体与围岩的混染指数(Lentz,1996),可以看出富W-Sn-Mo花岗岩混染指数在0.15～0.84,平均0.40,富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩混染指数在0.21～0.54,平均0.35(图15)。

不论是对结晶基底还是古老地壳加热产生富W-Sn-Mo的熔体以至熔体上侵、分异演化及熔-流体作用,还是分解云母类矿物释放W、Sn(Yuanetal.,2019),甚或是分解硬柱石、多硅白云母、磷灰石等释放出对成矿至关重要的F和Li(Chenetal.,2016),都需要消耗大量热量,高温地幔上涌带来的热动能提供了条件(Lietal.,2007)。

6 结论

(1)东七一山矿区富W-Sn-Mo花岗岩岩性为细粒似斑状二长花岗岩、中细粒似斑状二长花岗岩、花岗斑岩,结晶年龄分别为220.6±1.6Ma、220.4±1.3Ma和220.0±1.1Ma。富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩岩性为中粗粒钠长石化似斑状二长花岗岩,结晶年龄为219.9±1.9Ma。辉钼矿的Re-Os加权平均年龄为211±1Ma,等时线年龄为213±3Ma。成岩成矿时差为8～10Myr。

(2)富W-Sn-Mo花岗岩和富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩为同一次岩浆活动不同演化阶段的产物,均经历了较高程度的结晶分异和较强的熔-流体相互作用,相比而言,富Rb-Be-Nb-Ta花岗岩比富W-Sn-Mo花岗岩结晶分异程度更高,熔-流体作用更强。

(3)含矿岩浆具壳幔混源特征,以古老地壳物质为主。成矿岩浆具有较高的W、Sn、Mo、Rb、Nb、Ta含量,并富含Li、F、Ca等与成矿有关的元素,高度分异和熔-流体相互作用是促使矿质富集的重要因素。

致谢中国地质大学(武汉)付乐兵副教授对测年数据处理给予了指导。中国地质科学院矿产资源研究所武广研究员、中国地质大学(北京)袁顺达教授和另一位匿名审稿专家认真审阅本文并提出了详细的修改意见,这些意见和建议使本文质量得到很大提升。编辑老师亦为此论文辛勤付出。在此一并致以诚挚的感谢。