大興安嶺南段前進場巖體鋯石U-Pb年齡、地球化學及其地質意義

陳公正, 武 廣*, 李英雷, 2, 李鐵剛, 劉瑞麟, 2, 李睿華, 2, 楊 飛, 2

大興安嶺南段前進場巖體鋯石U-Pb年齡、地球化學及其地質意義

陳公正1, 武 廣1*, 李英雷1, 2, 李鐵剛1, 劉瑞麟1, 2, 李睿華1, 2, 楊 飛1, 2

(1. 中國地質科學院 礦產資源研究所, 自然資源部成礦作用與資源評價重點實驗室, 北京 100037; 2. 北京大學 造山帶與地殼演化教育部重點實驗室, 北京 100871)

前進場巖體位于大興安嶺南段, 主要巖石類型為黑云母二長花崗巖, 是道倫達壩銅鎢錫銀礦床的賦礦圍巖之一。本文對前進場巖體開展了巖石地球化學、LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年、鋯石Lu-Hf同位素及礦物地球化學研究。鋯石U-Pb定年結果表明前進場巖體形成于278～279 Ma, 為早二疊世巖漿活動產物。巖石地球化學特征顯示其SiO2含量為66.18%～68.71%, 具有較高的全堿含量(Na2O+K2O=7.14%～8.05%)和A/CNK值(1.10～1.21), 富集輕稀土元素、虧損重稀土元素, 稀土元素配分曲線呈右傾式, 具中等Eu負異常(δEu=0.40～0.56); 巖石富集大離子親石元素(Rb、Th和K等)和輕稀土元素(La和Ce等), 強烈虧損高場強元素(Nb、Ta、Zr、Hf、P和Ti等)和Sr。樣品的鋯石Hf()值在2.5～9.7之間, Hf同位素單階段模式年齡(DM1)在552～747 Ma之間, 兩階段模式年齡(DM2)在696～1023 Ma之間, 表明其源區主要為起源于虧損地幔的新元古代新生地殼物質。電子探針分析結果顯示巖體中的云母為富鐵黑云母, 斜長石為更長石, 表明巖漿分異程度較低。磷灰石具有富F(2.73%～5.09%, 平均為3.75%)、貧Cl(0.02%～0.07%, 平均為0.05%)特征, 稀土元素總量較低, 其配分曲線呈海鷗式, 輕重稀土元素分餾不明顯, 具有明顯的Eu負異常和弱的Ce正異常, 表明巖漿氧逸度較低。前進場巖體形成于賀根山洋閉合后的后碰撞環境, 是黑云斜長角閃巖部分熔融形成的過鋁質花崗巖, 不是道倫達壩礦床的成礦巖體。

鋯石U-Pb年齡; 巖石地球化學; 礦物地球化學; 黑云母二長花崗巖; 前進場巖體; 大興安嶺南段

0 引 言

大興安嶺南段位于中亞造山帶東端, 是我國北方最重要的錫銀多金屬礦集區, 已發現以錫為主或共伴生錫的礦床達23處(王春女等, 2016), 代表性的如維拉斯托、大井、白音查干東山、道倫達壩、安樂、毛登、邊家大院等礦床(圖1)。這些礦床多為熱液脈型(趙一鳴和張德全, 1997; 歐陽荷根, 2013), 亦有矽卡巖型和陸相火山巖型(陳春良, 2015; 翟德高等, 2016)。古生代以來, 該區先后經歷了古亞洲洋構造體制、蒙古?鄂霍茨克洋構造體制與古太平洋構造體制, 大量燕山期、華力西期及部分印支期巖漿巖在空間上的疊加套合, 給礦床成因研究造成了極大困難。在這種背景下, 正確厘定成礦巖體對礦床成因機制的研究顯得尤為重要。研究表明, 該區多數礦床的成礦巖體并未出露地表, 而礦區內出露的巖體未必是成礦巖體, 如維拉斯托、拜仁達壩、白音查干東山、毛登、邊家大院等礦床成礦巖體均發育于礦區深部或外圍(劉翼飛, 2009; 劉瑞麟等, 2018; 李睿華, 2019)。多數研究者認為大興安嶺南段錫銀多金屬礦床多形成于早白堊世, 成礦與早白堊世高分異花崗巖有關(周振華等, 2010; Liu et al., 2016); 除此之外, 亦有華力西期、印支期和多期疊加成礦的觀點, 如江思宏等(2011)認為白音諾爾礦床存在印支期和燕山期兩期成礦作用, 其中印支期成礦與印支期花崗閃長巖有關, 而燕山期成礦與早白堊世長石斑巖有關; Zhai et al. (2017)認為邊家大院礦床存在兩期早白堊世的成礦事件。

本次研究的前進場巖體出露于道倫達壩礦區及外圍, 是道倫達壩銅鎢錫銀礦床的主要賦礦圍巖之一。前人多認為該巖體為S型花崗巖, 是道倫達壩礦床的成礦巖體, 并根據其成巖時代認為礦床形成于華力西期(徐佳佳等, 2012; 周振華等, 2014; 張雪冰, 2017; 李巖等, 2020)。而陳公正等(2018a)認為道倫達壩礦床與前進場巖體無關。前人對前進場巖體的研究集中于成巖時代及地球化學方面, 但對成巖與成礦關系的限定則僅限于礦床與巖體在空間上相近。本文選擇道倫達壩礦區出露的前進場巖體為研究對象, 從年代學、巖石地球化學、同位素及礦物地球化學方面開展研究, 以揭示其巖體成因、探討其與道倫達壩礦床成因關系, 并為該區晚古生代大地構造背景研究提供依據。

1. 新生界沉積物; 2. 新生代玄武巖; 3. 侏羅系?白堊系火山?沉積巖; 4. 晚古生代地層; 5. 早古生代地層; 6. 古元古代變質巖; 7. 晚侏羅世?早白堊世花崗巖類; 8. 三疊紀花崗巖; 9. 晚石炭世?早二疊世侵入巖; 10. 石炭紀蛇綠巖; 11. 深斷裂; 12. 主要斷裂; 13. 復背斜; 14. 復向斜; 15. 錫多金屬礦床。礦床名稱: 1. 白音查干東山超大型熱液脈型Sn-Ag-Pb-Zn-Cu-Sb礦床; 2. 毛登小孤山中型熱液脈型Sn-Zn-Cu礦床; 3. 花敖包特超大型熱液脈型Pb-Zn-Ag-Sn-Cu礦床; 4. 查木罕小型熱液脈型W-Sn-Mo-Be礦床; 5. 維拉斯托大型巖漿熱液脈型Sn-Zn-W-Cu-Mo-Rb-Nb-Ta-Li礦床; 6. 安樂中型熱液脈型Sn-Cu礦床; 7. 黃崗超大型矽卡巖型 Sn-Fe-W礦床; 8. 老盤道背后中型巖漿熱液脈型Sn-Cu-Ag礦床; 9. 道倫達壩中型熱液脈型Cu-Sn-W-Ag礦床; 10. 東山灣小型熱液脈型Sn-W-Mo-Cu 礦床; 11. 寶蓋溝小型熱液脈型Sn礦床; 12. 沙布楞山中型淺成低溫熱液型Cu-Pb-Zn-Sn-Mo礦床; 13. 莫古吐小型熱液脈型Sn礦床; 14. 邊家大院中型熱液脈型Pb-Zn-Ag-Sn礦床; 15. 大井大型熱液脈型Sn-Zn-Cu-Pb-Ag礦床; 16. 白音諾爾大型矽卡巖型Pb-Zn-Ag-Sn礦床; 17. 浩布高大型矽卡巖型Pb-Zn-Cu-Sn礦床; 18. 敖腦達巴中型熱液脈型Sn-Cu-Ag礦床; 19. 孟恩陶勒蓋大型熱液脈型Pb-Zn-Ag-Sn 礦床。

1 區域地質背景

大興安嶺南段北起二連?賀根山斷裂, 南至西拉木倫斷裂, 東自嫩江?八里罕斷裂, 西至錫林浩特?東烏珠穆沁旗一線, 屬于古亞洲洋成礦域和濱西太平洋成礦域疊加部位。大興安嶺南段出露的地層有古元古代變質巖、下古生界海相火山巖?碎屑巖、上古生界海相火山巖?碎屑巖和陸相碎屑巖、侏羅系?白堊系陸相火山巖?碎屑巖、新生代玄武巖以及松散沉積物(內蒙古自治區地質礦產局, 1991)。晚古生代期間, 伴隨著古亞洲洋的閉合, 形成了NEE-NE向褶皺和斷裂構造, 奠定了本區的基本構造格架; 中生代則以NE-NNE向斷裂為主。區內主要發育燕山期、印支期和華力西期三期侵入巖, 其中燕山期侵入巖規模最大(圖1b)。

前進場巖體所在的道倫達壩地區位于大興安嶺南段主脊斷裂與西坡斷裂之間的米生廟復背斜東南翼, 北西距西烏珠穆沁旗政府所在地約50 km(圖1b)。道倫達壩地區出露的地層有古元古界寶音圖群黑云斜長片麻巖、石英二云片巖、變粒巖等, 上石炭統本巴圖組海相硬砂巖、長石砂巖夾含礫砂巖及生物碎屑灰巖, 上石炭統阿木山組海相碎屑巖和碳酸鹽巖, 下二疊統壽山溝組海相粉砂巖、長石砂巖夾砂礫巖, 中二疊統哲斯組海相粗砂巖夾生物碎屑灰巖及薄層流紋巖, 上侏羅統瑪尼吐組陸相中性火山巖和火山碎屑巖, 下白堊統白音高老組陸相酸性火山巖和火山碎屑巖, 第四系廣泛分布(圖2)。區內整體受米生廟復式背斜及3條北東向展布的擠壓破碎帶控制, 其中烏海廟?達青牧場擠壓破碎帶發育最好, 道倫達壩礦床就位于其內。道倫達壩地區主要發育華力西期及燕山期侵入巖。華力西期侵入巖由角閃輝長巖、石英閃長巖和黑云母二長花崗巖組成, 角閃輝長巖出露于道倫達壩礦床北側, 呈NE向展布; 石英閃長巖亦呈NE向零星出露在道倫達壩礦床北側; 黑云母二長花崗巖大面積出露在礦區南部, 屬于前進場巖體的一部分。燕山期的張家營子巖體廣泛分布在道倫達壩礦區東側, 主要巖石類型為中細粒花崗巖和斑狀細粒花崗巖, 屬于北東向產出的燕山期花崗巖基的一部分(陳公正等, 2018b)。此外, 區內脈巖較為發育, 巖性主要為花崗細晶巖、石英斑巖和閃長玢巖, 它們侵入晚古生代地層、前進場巖體和張家營子巖體(圖2)。

1. 第四系; 2. 下白堊統白音高老組; 3. 上侏羅統瑪尼吐組; 4. 中二疊統哲斯組; 5. 下二疊統壽山溝組; 6. 上石炭統阿木山組; 7. 上石炭統本巴圖組; 8. 古元古界寶音圖群; 9. 燕山期花崗巖; 10. 華力西期黑云母二長花崗巖; 11. 華力西期石英閃長巖; 12. 華力西期角閃輝長巖; 13. 石英斑巖脈; 14. 花崗細晶巖脈; 15. 閃長玢巖脈; 16. 石英脈。

2 前進場巖體巖相學特征

前進場巖體出露于道倫達壩礦床南側, 以巖基形式產出, 出露面積192 km2, 呈不規則元寶狀, 侵入到古元古界寶音圖群變質巖和下二疊統壽山溝組碎屑巖中(圖2)。該巖體的主要巖石類型為黑云母二長花崗巖, 巖石呈灰色?灰白色, 中粒花崗結構, 塊狀構造(圖3a), 主要由石英(23%～28%)、鉀長石(35%～42%)、斜長石(30%～35%)和黑云母(5%～8%)組成, 還含少量的磷灰石和鋯石等副礦物(2%)。石英多呈不規則粒狀, 粒徑為0.3～3 mm; 鉀長石常呈半自形?它形粒狀或板狀, 粒徑多在0.2～3 mm之間, 可見輕微高嶺土化; 斜長石常呈自形板狀, 板條長多在0.3～4 mm之間, 部分發育絹云母化; 黑云母呈自形片狀, 晶體長介于0.5～1.5 mm之間(圖3b)。

3 樣品特征及分析方法

本次測試的18件前進場巖體樣品采自鉆孔及井下, 其中樣品D7和D9采自14號井1012 m中段, 樣品DZ2和DZ3采自鉆孔ZK904的1118 m和1040 m處; 樣品DZ4、DZ5、DZ8和DZ10采自鉆孔ZK905的1240 m、1175 m、1076 m和974 m處; 樣品DZ13和DZ14采自鉆孔ZK908的1192 m和1096 m處; 樣品DLZK1、DLZK2和DLZK3采自鉆孔ZK909的1252 m、1139 m和1034 m處; 樣品DY1、DY2、DY3和DY4采自鉆孔ZK910的1235 m、1190 m、1125 m和1078 m處; 樣品DL3采自鉆孔ZK907的1186 m處(圖4)。巖性均為黑云母二長花崗巖。除DY1、DY2、DY3和DY4外, 其余14件樣品進行了主量、微量元素測試, 其中樣品DLZK1和DLZK3進行了LA-ICP-MS鋯石U-Pb測試和鋯石Lu-Hf同位素測試。對樣品DY1、DY2、DY3和DY4中的長石和樣品DY1、DY2和DY4中的云母進行了電子探針分析。對樣品DY1中的磷灰石進行了電子探針及LA-ICP-MS微量元素分析。

3.1 LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年

樣品在廊坊誠信地質服務有限公司經粉碎后采用重液和磁選法初選挑出鋯石, 在雙目鏡下挑出無污染無氧化鋯石, 并確保其純度高于99%。所選鋯石晶型較好, 晶面完整, 將挑選出的鋯石顆粒置于環氧樹脂中制靶并拋光, 使鋯石的核部剝露, 并對其進行透射光、反射光以及陰極發光(CL)圖像的拍攝。

鋯石激光剝蝕等離子質譜U-Pb同位素分析在北京科薈測試技術有限公司利用激光燒蝕多接收等離子體質譜儀完成, 采用美國ESI公司生產的New Wave 193nm FX ArF準分子激光器, 多接收器電感耦合等離子體質譜儀為美國 Thermo Fisher 公司生產的Nepune Plus。測試過程中, 激光剝蝕束斑直徑為30 μm, 頻率為10 Hz, 能量密度約為2.5 J/cm2, 并以氦氣作為剝蝕物質載氣。測得單個鋯石U-Pb年齡數據點誤差均為1σ, 使用ICPMSdatacal進行數據的處理與年齡計算(Liu et al., 2010), 用Isoplot程序繪制鋯石年齡諧和圖以及直方圖(Ludwig, 2003)。

礦物代碼: Bi. 黑云母; Kf. 鉀長石; Pl. 斜長石; Q. 石英。

1. 第四系; 2. 下二疊統壽山溝組; 3. 古元古界寶音圖群; 4. 華力西期黑云母二長花崗巖; 5. 斷層及產狀; 6. 背斜; 7. 向斜; 8. Cu礦體; 9. Cu-W礦體; 10. Cu-Sn礦體; 11. Cu-W-Sn礦體; 12. 剖面及編號; 13. 勘探線及編號; 14. 礦段及編號; 15. 礦體編號; 16. 平硐及海拔; 17. 鉆孔及編號; 18. 采樣位置。

3.2 鋯石Lu-Hf同位素分析

鋯石Lu-Hf同位素分析在中國地質科學院礦產資源研究所自然資源部成礦作用與資源評價重點實驗室進行, 使用Neptune型多接收等離子體質譜儀及 New Wave UP 213激發激光剝蝕系統進行測試。測試時采用GJ-1為標樣進行校正, 選用氦氣為載氣, 激光束斑直徑為44 μm, 頻率為10 Hz, 能量為100 mJ。儀器工作條件和詳細操作步驟見侯可軍等(2009)。

3.3 全巖主量、稀土和微量元素分析

在廊坊誠信地質服務有限公司進行粉末樣的磨制, 主量、稀土和微量元素分析在核工業北京地質研究院實驗室完成。FeO采用滴定法分析, 其他主量元素采用X射線熒光光譜法分析, 儀器型號為3080E, 燒失量(LOI)采用重量法分析, 測試流程按照GB/T14506.28-1993標準執行, 分析精度優于1%。稀土和微量元素分析采用Agilent-7500a型電感耦合等離子體質譜儀, 分析數據采用標樣BCR-1和BHVO-1監控, 分析精度優于5%。

3.4 電子探針分析

巖體探針片的鍍碳及硅酸鹽礦物的電子探針分析在中國地質科學院礦產資源研究所電子探針實驗室完成, 測試儀器為日本JEOL公司生產的JXA-8230型電子探針顯微分析儀。測試過程中的加速電壓為15 kV、電流為20 nA、束斑直徑為5 μm, 收集時間20 s, 分析精度優于0.01%。

3.5 磷灰石LA-ICP-MS微量元素分析

磷灰石分選在河北省廊坊地科勘探服務有限公司進行, 先將黑云母二長花崗巖樣品破碎, 然后經過重力分選, 在雙目鏡下挑選出磷灰石。挑選出的磷灰石顆粒在北京鋯年領航有限公司進行制靶, 先將磷灰石置于環氧樹脂上, 然后進行拋光, 并進行背散射(BSE)、透射光和反射光拍照。LA-ICP-MS微量元素分析在南京聚譜科技有限公司利用激光燒蝕多接收等離子體質譜儀完成, 采用New Wave 193nm FX ArF準分子激光器, 多接收電感耦合等離子體質譜儀型號為Agilent 7500a。測試過程中的激光剝蝕斑束直徑為35 μm, 頻率為5 Hz, 能量為80 mJ。每個測試點分析時間為90 s, 包括30 s的背景值測定和60 s分析及接收數據, 以Ca為內標元素進行元素含量計算。

4 測試結果

4.1 LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年

對前進場巖體黑云母二長花崗巖樣品DLZK1和DLZK3進行LA-ICP-MS 鋯石U-Pb測試。鋯石CL圖像及分析點位見圖5。測試點多選在鋯石環帶之上, 少部分位于鋯石核部。鋯石大小多在100～250 μm,晶體長寬比在1∶1～4∶1之間。鋯石的Th/U值在0.05～0.59之間, 除5顆鋯石外, 其余鋯石Th/U值均大于0.1, CL圖像顯示鋯石內部結構清楚, 均發育明顯巖漿振蕩環帶, 應屬于巖漿成因鋯石。

LA-ICP-MS鋯石U-Pb測試結果見表1和圖6。其中樣品DLZK1中鋯石的Th和U含量分別在31.2～117 μg/g和79.1～777 μg/g, Th/U值在0.05～0.58,206Pb/238U表面年齡在277～283 Ma之間, 加權平均值為279±1 Ma(=14, MSWD=0.31; 圖6a)。樣品DLZK3中鋯石的Th和U含量分別為31.0～147 μg/g和175～572 μg/g, Th/U值在0.06～0.59,206Pb/238U表面年齡在275～281 Ma之間, 加權平均值為278±1 Ma (=12, MSWD=0.34; 圖6b)。2件樣品的加權平均年齡在誤差范圍內一致, 表明前進場巖體結晶年齡為278～279 Ma, 巖體形成于早二疊世。

4.2 全巖主量、稀土和微量元素分析

前進場巖體14件黑云母二長花崗巖樣品的全巖主量、稀土和微量元素分析結果見表2。樣品的SiO2含量為66.18%～68.71%, TiO2含量為0.46%～0.68%, Al2O3含量為15.01%～16.39%, Na2O+K2O含量介于7.14%～8.05%之間(平均7.55%), Na2O/K2O值為0.75～1.14(平均0.98), 鋁飽和指數(A/CNK)為1.10～ 1.21(平均1.15), Mg#介于32～40之間。巖石具有富堿、高鋁特征。在QAP圖解(圖7a)中, 前進場巖體的所有樣品均落入二長花崗巖區域; 在K2O-SiO2圖解(圖7b)中, 所有樣品均落入了高鉀鈣堿性系列區域; 在A/NK-A/CNK圖解(圖7c)中, 全部樣品落入過鋁質巖石區域; 在FeOT/(FeOT+MgO)-SiO2圖解(圖7d)中, 全部樣品落入鎂質花崗巖區域。

樣品的稀土元素總量(∑REE)為187～243 μg/g, δEu值介于0.41～0.56之間, 顯示中等的Eu負異常。輕重稀土元素分餾較明顯((La/Yb)N=7.87～11.53)。在球粒隕石標準化稀土元素配分模式圖上(圖8a), 樣品具有明顯的輕稀土富集和重稀土虧損特征。

圖5 前進場巖體黑云母二長花崗巖中鋯石CL圖像

表1 前進場巖體黑云母二長花崗巖 LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年結果

圖6 前進場巖體黑云母二長花崗巖鋯石U-Pb年齡諧和圖

表2 前進場巖體黑云母二長花崗巖主量(%)和微量元素(μg/g)分析結果

1a. 硅英巖; 1b. 富石英花崗巖; 2. 堿長花崗巖; 3a. 花崗巖; 3b. 二長花崗巖; 4. 花崗閃長巖; 5. 英云閃長巖; 6*. 石英堿長正長巖; 7*. 石英正長巖; 8*. 石英二長巖; 9*. 石英二長閃長巖、石英二長輝長巖; 10*. 石英閃長巖、石英輝長巖、石英斜長巖; 6. 堿長正長巖; 7. 正長巖; 8. 二長巖; 9. 二長閃長巖、二長輝長巖; 10. 閃長巖、輝長巖、斜長巖。

樣品的微量元素組成明顯富集Rb、Th、U、K, La、Ce、Pb、Nd和Sm, 強烈虧損Nb、Ta、Zr、Hf、Sr、P、Ti和重稀土(圖8b)。Sr含量在144～ 244 μg/g之間, Y含量在23.2～40.7 μg/g之間, Sr/Y值低, 介于4.1～7.2之間。

4.3 鋯石Lu-Hf同位素分析

在LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年基礎上對2件樣品的26個分析點進行了鋯石原位Lu-Hf同位素分析, 結果見表3。多數分析點的176Lu/177Hf值小于0.002, 表明鋯石在形成之后放射成因Hf積累較低, 由176Lu衰變形成的177Hf很少, 所測176Hf /177Hf值可代表鋯石形成時的176Hf/177Hf值(Amelin et al., 2000)。樣品DLZK1中鋯石的176Hf/177Hf值為0.282722～ 0.282866, 平均為0.282808。用相應U-Pb年齡進行回算, 獲得Hf()值在4.3～9.4, 平均7.4; 單階段Hf模式年齡(DM1)為552～747 Ma, 平均為632 Ma; 兩階段Hf模式年齡(DM2)為696～1023 Ma, 平均為828 Ma。樣品DLZK3的鋯石176Hf/177Hf值為0.282670～0.282872, 平均為0.282803。用相應U-Pb年齡進行回算, 獲得Hf()值為2.5～9.7, 平均為7.2; 單階段Hf模式年齡為539～813 Ma, 平均為635 Ma; 兩階段Hf模式年齡為683～1140 Ma, 平均為843 Ma(表3)。

球粒隕石標準化值據Boynton, 1984; 原始地幔標準化值據Sun and McDonough, 1989。

表3 前進場巖體黑云母二長花崗巖中鋯石Lu-Hf同位素分析結果

表4 黑云母二長花崗巖中云母電子探針分析結果(%)

4.4 電子探針分析

前進場巖體黑云母二長花崗巖中的云母、長石和磷灰石電子探針分析結果見表4、5和6。

云母的SiO2含量在34.91%～35.71%, TiO2含量在3.16%～4.00%, Al2O3含量在17.98%～18.51%, FeOT含量在22.92%～24.60%, MgO含量在6.05%～6.51%。計算獲得Li2O含量為0.47%～0.70%(表4)。斜長石的Ab值在74～81之間, An值在16～25之間, Or值在0.6～10之間; 鉀長石的Or值在81～97之間, Ab值在2.4～19之間, An值在0.0～0.3之間(表4)。磷灰石的CaO含量在52.29%～53.91%, P2O5含量在39.00%～40.82%, Al2O3含量均低于0.01%, SiO2含量均低于檢出限, F含量在2.73%～5.09%(平均為3.75%), Cl含量在0.02%～0.07% (平均為0.05%)(表6), 具有富F、貧Cl的特征。

4.5 磷灰石LA-ICP-MS微量元素分析

前進場巖體黑云母二長花崗巖(樣品DY1)中磷灰石的LA-ICP-MS微量元素分析結果見表7和圖9。結果顯示: ①磷灰石中不同測點的稀土元素和微量元素組成較為均一; ②磷灰石的稀土元素總量較高, ∑REE介于3133～4560 μg/g之間, 平均為3665 μg/g; 輕重稀土元素分餾不明顯, 稀土元素配分曲線呈“海鷗式”分布; 具有明顯的Eu負異常(δEu=0.04～0.06,平均0.05)和微弱的Ce正異常(δCe=1.10～1.17, 平均1.14); ③磷灰石的Sr含量相對較低,為111～137 μg/g, 平均120μg/g; Y含量較高, 在2101～2827 μg/g之間, 平均2492 μg/g; Th和U含量變化較大, Th含量較低(0.13～4.49 μg/g,平均2.14 μg/g), U含量較高(45.8～ 191 μg/g之間, 平均88.3 μg/g)。

5 討 論

5.1 巖石成因

5.1.1 巖漿源區性質

前進場巖體樣品中鋯石的Hf()值介于2.5～9.7之間, 平均7.3, 兩階段Hf同位素模式年齡(DM2(Hf))為683～1140 Ma, 平均833 Ma。在Hf()-年齡圖解中(圖10), 所有分析點均落入中亞造山帶東段巖漿巖區域, 而遠離燕山褶皺逆沖帶巖漿巖區域。其成因有兩種可能: ①起源于虧損地幔的新元古代新生地殼物質部分熔融; ②二疊紀期間起源于虧損地幔的巖漿與古老地殼物質部分熔融產物混合。前進場巖體的Hf()值變化范圍較小(2.5～9.7), 表明其源區組成較為單一, 此外, 磷灰石“海鷗式”稀土元素配分曲線表明巖漿起源于地殼物質的部分熔融, 基本上沒有幔源物質的貢獻(朱笑青等, 2004)。因此, 我們認為前進場巖體的源區為起源于虧損地幔的新元古代新生地殼物質。巖漿巖的CaO/Na2O值可以指示源區的成熟度。研究表明, 巖漿巖的CaO/Na2O<0.3, 指示其源區富黏土貧斜長石, 如長英質泥巖和中酸性火成巖; 巖漿巖的CaO/Na2O>0.3, 指示其源區成熟度較低, 如硬砂巖、鎂鐵質泥巖和基性火成巖(Sylvester, 1998; Pati?o Douce, 1999)。樣品的CaO/Na2O值介于0.4～0.6之間, 平均0.54, 暗示其源區成熟度低, 這與巖石具有較高的Mg#值(33～40)為鎂質花崗巖一致(圖7d)。Pati?o Douce (1999)通過高溫高壓實驗提出了花崗巖源區的主量元素組合判別圖(圖11)。在這些圖中, 前進場巖體的樣品均落入角閃巖區域, 但靠近硬砂巖、鎂鐵質泥巖、長英質泥巖區域。

表5 黑云母二長花崗巖中長石電子探針分析結果(%)

表6 黑云母二長花崗巖中磷灰石電子探針分析結果(%)

續表6:

表7 黑云母二長花崗巖中磷灰石LA-ICP-MS微量元素(μg/g)分析結果

球粒隕石標準化值據Boynton, 1984; 原始地幔標準化值據Sun and McDonough, 1989。

中亞造山帶東段Hf同位素組成據Xiao et al., 2004; Chen et al., 2009; 燕山褶皺逆沖帶Hf同位素組成據Yang et al., 2006。

綜上分析認為, 前進場巖體的源區為新元古代期間起源于虧損地幔的新生地殼物質, 這種新生地殼物質沒有經歷風化剝蝕。考慮到樣品具有高的鋁飽和指數, 其原巖可能為高鋁玄武巖, 經變質形成黑云斜長角閃巖。

5.1.2 巖石成因類型

關于花崗巖的分類, 當前主流的分類方法主要依據花崗巖源區組成及構造背景, 主要分為I型、S型、M型和A型(Chappell and White, 1974)。前進場巖體黑云母二長花崗巖具有高Al(Al2O3= 15.01%～16.39%)、低Zr(48.2～98.0 μg/g)、中等P(P2O5= 0.14%～0.23%)和Sr(144～244 μg/g)及中等負銪異常(δEu=0.41～0.56)特征, 明顯不同于A型花崗巖低Al、Sr、Eu、Ti、P, 高Zr和Ga特征(Whalen et al., 1987; 張旗等, 2012)。在(Na2O+K2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)和(Zr+Nb+Ce+Y)-10000Ga/Al圖解中(圖12a、b), 樣品均落入未分異的I、S和M型花崗巖區域。巖體中云母的類型與巖漿演化程度有關, 分異程度低的巖漿巖中云母多為富鐵黑云母, 而隨著巖漿演化程度的增加, 云母會向鐵鋰云母轉化, 甚至演化為鋰云母。隨著巖漿演化程度的升高, 鉀長石會變為極端富K, 而斜長石會演化為極端富Na的鈉長石。前進場巖體樣品中的云母均投影在富鐵黑云母區域(圖12c);對長石進行Ab-An-Or投圖, 斜長石多投影于更長石區域, 鉀長石則落于正長石區域(圖12d)。主量和微量元素判別圖及云母和長石類型表明前進場巖體黑云母二長花崗巖為未分異花崗巖。M型花崗巖常與蛇綠巖共生, 構成蛇綠巖套的淺色巖組, 前進場巖體主要巖石類型為黑云母二長花崗巖, 且野外未見與其同期的蛇綠巖, 因此, 可以排除其為M型花崗巖的可能。前進場巖體為過鋁質花崗巖, 前人根據其高的鋁飽和指數(>1.10)認為其為S型花崗巖(徐佳佳等, 2012; 周振華等, 2014)。然而, 前進場巖體黑云母二長花崗巖中未見特征性富鋁礦物, 如堇青石和石榴子石, 甚至原生白云母也很少見到。Miller (1985)、Sylvester (1998)、吳福元等(2007)指出, 鋁飽和指數>1.1的過鋁質花崗巖并不一定是S型花崗巖。即使花崗巖的源區是富鋁的, 也不一定是沉積巖源區, 含黑云母的英云閃長巖發生部分熔融, 形成的熔體其鋁飽和指數就>1.1,但它與S型花崗巖無關(Pati?o Douce, 1999)。吳福元等(2017)認為, 鋁飽和指數大于1.1的過鋁質花崗巖作為獨立的一類巖石, 不宜簡單地將其歸于S型, 很可能有些是I型花崗巖。綜合考慮前進場巖體樣品的巖石地球化學特征和源區組成判別圖, 我們認為該巖體為過鋁質I型花崗巖。

圖11 前進場巖體源區判別圖(據Pati?o Douce, 1999)

5.1.3 巖漿結晶的物理化學條件

前進場巖體黑云母二長花崗巖具有較低的Sr含量和較高的Yb含量, 屬于低Sr高Yb型花崗巖(張旗等, 2008)。這種巖石形成于低壓環境, 其源區缺少石榴子石, 富斜長石, 典型的殘留相組合為角閃石+斜長石。黑云母二長花崗巖中等的負Eu異常亦表明其源區有斜長石殘留。前人的研究表明, Al2O3/TiO2值與成巖溫度有關(Sylvester, 1998), 低Al2O3/TiO2值(≤60)的巖石形成溫度較高(≥875 ℃), 高Al2O3/TiO2值(>60)的巖石形成溫度較低(<875 ℃)。前進場巖體樣品的Al2O3/TiO2值介于24～33, 平均27, 遠小于60, 說明其形成溫度較高。

磷灰石是重要的副礦物之一, 含較高的揮發性組分(F、Cl、OH、S、C)、Sr和稀土元素(Watson, 1980; Belousova et al., 2002; Pan and Fleet., 2002; Zhao et al., 2015; Zeng et al., 2016)。磷灰石在很多地質過程和地質環境中保持穩定, 不易受變質作用、熱液蝕變和表生作用的影響, 且有許多元素(S、Fe、Mn、F、

Cl、Sr、Th和REEs等)可以通過類質同象替代進入磷灰石的晶格中。在巖漿巖和變質巖形成和演化過程中, 與其他主要造巖礦物相比, 磷灰石對微小地球化學擾動更加敏感, 是記錄這些巖石精細演化歷史的重要載體(Tsuboi, 2005)。鹵素元素可以在高溫(>500 ℃)條件下進入磷灰石, 而磷灰石不易受亞固相線鹵素交換的影響(Roegge et al., 1974; Tacker and Stormer, 1989; Piccoli and Candela, 1994), 因此磷灰石中鹵素成分可以指示初始巖漿中揮發分特征。磷灰石中F和Cl的含量受其在磷灰石與花崗質熔體之間的分配系數(ap/melt)和它們各自在熔體中的濃度控制。Cl的ap/melt值是熔體組成和體系中Cl濃度的復雜函數, 在Cl不飽和的長英質巖漿體系中,ap/melt值在1～4.5之間, 但當熔體中的Cl濃度等于或接近熔體的Cl飽和值時,ap/melt值將顯著地增大(Webster et al., 2009)。與Cl相比, F的ap/melt值對熔體成分和F在硅酸鹽熔體中的濃度依賴性很弱,ap/melt值在很大的成分范圍內是恒定的(Mathez and Webster, 2005)。因此, 磷灰石中F含量可以示蹤熔體中的F含量, Cl含量不但可以指示熔體中Cl含量高低, 而且可以探討巖漿中Cl的飽和程度。前進場巖體黑云母二長花崗巖中磷灰石的F含量較高(2.73%～5.09%, 平均3.75%), Cl含量很低(0.02%～0.07%,平均0.05%),表明形成前進場巖體的熔體具有富F貧Cl特征, 且Cl濃度未達到熔體的Cl飽和值。

(a) (Na2O+K2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)(據Whalen et al., 1987); (b) 10000Ga/Al-(Zr+Nb+Ce+Y)(據Whalen et al., 1987); (c) (FeT+Mn+Ti?AlVI)-(Mg?Li) (據Tischendorf et al., 1997); (d) An-Ab-Or。

磷灰石中的Mn、Fe、Eu、Ce和Ga等元素可以用來評估巖漿的氧化狀態(Drake, 1975; Miles et al., 2014; Pan et al., 2016)。Mn置換進入磷灰石晶體結構時的價態形式受體系氧逸度的影響, 在氧逸度較低時以Mn2+的形式存在, 而當氧逸度較高時多以Mn3+的形式存在, Mn2+的離子半徑與Ca2+相近, 遠大于Mn3+。因此, Mn以Mn2+的形式存在時置換Ca2+的能力遠高于Mn3+, 巖漿氧逸度較低時, Mn以Mn2+的形式進入磷灰石。同理, Fe、Eu、Ce、Ga均為變價元素, 具有不同的化合價態: Fe2+/Fe3+、Ga2+/Ga3+、Eu2+/Eu3+和Ce3+/Ce4+, Mn2+、Fe2+、Ga2+、Eu3+、Ce3+更易替代磷灰石中的Ca2+。在高氧逸度巖漿環境中, 熔體中的Mn、Ga、Eu、Ce元素被氧化成高價態Mn4+、Ga3+、Eu3+和Ce4+, 而Mn2+、Fe2+、Ga2+、Eu3+更傾向于進入磷灰石(Shannon, 1976; Sha and Chappell, 1999; Belousova et al., 2002)。因此, 當巖漿中這些元素的濃度相同的情況下, 高氧逸度巖漿中結晶的磷灰石相比于低氧逸度巖漿形成的磷灰石具有更低的Ce含量和較高的Eu含量, 而當巖漿氧逸度較低的時候則情況剛好相反。Ce和Eu這兩個具有相反的配分行為的磷灰石元素, 對巖漿氧化狀態具有重要的指示意義。前進場巖體樣品中磷灰石的δCe值較為均一, 均呈弱的正異常, δEu呈明顯負異常, 表明形成前進場巖體的巖漿氧逸度較低。

綜上, 前進場黑云母二長花崗巖形成于低壓高溫環境, 原始巖漿富F貧Cl, 具有低的氧逸度。

5.2 構造背景

古亞洲洋為包含眾多小洋盆和微陸塊的多島洋盆系統(邵濟安等, 2018), 小洋盆閉合過程中形成了多條不同時代的蛇綠混雜巖帶(劉永江等, 2019)。關于古亞洲洋在內蒙古中東部地區的最終閉合位置和時間一直存在爭議, 主要有3種觀點: ①古亞洲洋在早古生代末期沿著艾力格廟、蘇尼特左旗南、錫林浩特南、大石寨、黑河一線閉合, 中?晚泥盆世之后, 內蒙古及東北地區完成了由古亞洲洋到興蒙造山帶的構造格局轉變(徐備等, 2014); ②古亞洲洋俯沖一直持續到晚古生代, 甚至持續到早中生代, 其閉合位置在索倫?西拉木倫一帶(Xiao et al., 2003; 劉永江等, 2019); ③古亞洲洋在晚泥盆世?早石炭世初已經閉合, 碰撞位置在索倫山?賀根山蛇綠巖帶一線(洪大衛等, 1994)。前進場巖體位于錫林浩特地塊北部邊緣, 形成于早二疊世, 因此, 其形成的大地構造背景主要涉及到賀根山洋石炭紀?早二疊世期間的構造演化過程。內蒙古中東部的賀根山洋指分隔北部額爾古納?興安地塊和南部嫩江?錫林浩特地塊的洋盆(劉永江等, 2019)。賀根山洋盆閉合期間形成南北2條北東東向的蛇綠混雜巖帶: 北部的二連浩特?賀根山蛇綠混雜巖帶, 南部的達青牧場?迪彥廟蛇綠混雜巖帶。對于二連浩特?賀根山蛇綠混雜巖帶, Zhang et al. (2015)在二連浩特地區獲得輝長巖和斜長花崗巖的鋯石U-Pb年齡分別為354±5 Ma和345±6 Ma; 黃波等(2016)在崇根山鎂鐵質堆晶巖中獲得輝長閃長巖年齡為341±1 Ma, 與變質橄欖巖斷層接觸的玄武巖年齡為359±5 Ma。對于達青牧場?迪彥廟蛇綠混雜巖帶, 迪彥廟蛇綠巖中的輝長巖和枕狀玄武巖的鋯石U-Pb年齡分別為346±2 Ma和304±4 Ma(Song et al., 2015); 達青牧場蛇綠巖帶中的輝長巖和玄武巖的鋯石U-Pb年齡分別為321±2 Ma (董金元, 2014)和318±3 Ma(Song et al., 2015)。劉建峰等(2009)對西烏珠穆沁旗一帶的角閃閃長巖、石英閃長巖、英云閃長巖、花崗閃長巖組合進行了系統的年代學和地球化學研究, 這套侵入巖形成于322～325 Ma, 地球化學特征與島弧和活動大陸邊緣巖漿巖組合相似, 構成早石炭世晚期到晚石炭世的巖漿弧。為形成于活動陸緣環境。賈孝新等(2017)獲得蘇尼特左旗北部的白音烏拉北A型花崗巖的年齡為280±3 Ma; 東烏珠穆沁旗京格斯臺堿性花崗巖的鋯石U-Pb年齡為285±1 Ma(張玉清等, 2009)。這些A型花崗巖與洪大衛等(1994)報到的內蒙古中部二疊紀堿性花崗巖的形成時代一致, 均為早二疊世。周志廣等(2010)在賀根山縫合帶北東側的內蒙古東烏珠穆沁旗滿都胡寶拉地區發現豐富的早、中二疊世華夏植物群。上述蛇綠巖、島弧和/或活動大陸邊緣侵入巖、堿性花崗巖及古植物群特征表明, 賀根山洋的閉合時間最可能在晚石炭世, 早二疊世該區主體已經進入后造山伸展環境。關于前進場巖體, 周振華等(2014)、李巖等(2020)認為其形成于俯沖環境, 賀根山洋在早二疊世尚未完全閉合, 在迪彥廟地區仍然存在俯沖作用; 徐佳佳等(2012)認為前進場巖體屬后碰撞花崗巖, 形成于華北板塊和西伯利亞板塊碰撞后拉張伸展的構造背景。

前進場巖體的巖石類型為黑云母二長花崗巖, 屬高鉀鈣堿性系列, 野外和鏡下均未見堇青石和石榴子石等特征的富鋁礦物; 巖石富集Rb、Th、U、K等大離子親石元素, 強烈虧損Nb、Ta、Zr、Hf、P、Ti等高場強元素; 稀土元素表現出輕稀土富集和中等Eu負異常。上述地球化學特征與形成于后碰撞環境的花崗巖類相似(Liegeois et al., 1998; Sylvester, 1998)。在Yb-Sr判別圖中(圖13a), 樣品全部落入低Sr高Yb型花崗巖區域, 指示巖石形成于低壓環境; 在log(CaO/(Na2O+K2O))-SiO2判別圖中(圖13b), 樣品全部投入擠壓型與伸展型過渡區, 表明巖石形成于擠壓向伸展的轉換階段; 在Rb-(Yb+Nb)判別圖中(圖13c), 樣品全部落入火山弧、同碰撞和板內花崗巖過渡區, 即: 后碰撞區域; 在2-1判別圖中(圖13d),樣品落入同碰撞、碰撞后隆升和晚造山花崗巖過渡區, 亦屬于擠壓向伸展的轉換階段。此外, 磷灰石富F貧Cl, 暗示巖漿源區沒有受到俯沖流體的交代; 巖石低的Al2O3/TiO2值指示巖漿形成溫度高。這種高溫、富F貧Cl巖漿需要地幔提供熱源,暗示巖漿形成時軟流圈物質上涌, 加熱下地殼, 使其發生部分熔融, 這種背景一般屬于后碰撞或后造山環境。然而, 前進場巖體黑云母二長花崗巖的特征與堿性花崗巖明顯不同。實際上, 內蒙古中部的早二疊世堿性花崗巖基本上都分布在二連浩特?賀根山斷裂以北的蘇尼特左旗?東烏珠穆沁旗一帶, 該斷裂南側的錫林浩特?西烏珠穆沁旗一線尚未見到同期的堿性花崗巖報道。洪大衛等(1994)指出, 導致這種現象的原因可能與構造運動的進程在俯沖的南北兩側并不同步, 造山帶擠壓之后的松弛、拉張有一個遞進的發展過程, 最終導致了不同巖石組合的花崗巖的時空分布規律。

ORG. 大洋中脊花崗巖; Post-COLG. 后造山花崗巖類; Syn-COLG. 同碰撞花崗巖; VAG. 火山弧花崗巖; WPG. 板內花崗巖。Ⅰ. 地幔分異的花崗巖; Ⅱ. 板塊碰撞前的花崗巖; Ⅲ. 碰撞后隆升的花崗巖; Ⅳ. 晚造山花崗巖; Ⅴ. 非造山花崗巖; Ⅵ. 同碰撞花崗巖; Ⅶ. 后造山花崗巖。

綜合本次研究, 以及前人的區域巖漿巖和構造演化研究成果, 認為前進場巖體形成于賀根山洋閉合后的后碰撞環境, 即: 擠壓向伸展的轉換環境。

5.3 與成礦關系

大興安嶺南段發育有多個大型?超大型錫銀多金屬礦床, 這些礦床幾乎全部形成于早白堊世, 如維拉斯托錫多金屬礦床成礦時代為136±6.1 Ma, 白音查干東山錫銀多金屬礦床成礦時代為140±12 Ma, 黃崗Sn-Fe礦床成礦時代為135.3±0.9 Ma(周振華等, 2010; 劉瑞麟等, 2018; 李睿華, 2019)。但道倫達壩礦床的形成時代一直有較大爭議, 目前主要存在三種觀點: ①部分研究者認為成礦與前進場巖體有關, 礦床形成于晚華力西期(徐佳佳等, 2009, 2012; 周振華等, 2014); ②陳公正等(2018b)通過錫石U-Pb測年, 獲得了138 Ma的年齡, 認為該礦床形成于早白堊世, 成礦與前進場巖體無關; ③李巖等(2020)提出了疊加成礦的觀點, 認為道倫達壩礦床的形成主要與前進場黑云母花崗巖有關, 但礦床存在少量中生代錫的成礦作用。首先, 道倫達壩礦床發育有Sn礦體、W礦體、Cu礦體、W-Sn礦體和W-Sn-Cu礦體, 在同一礦體中含錫礦物(錫石、黝錫礦)與黃銅礦、磁黃鐵礦和毒砂共伴生; 而且道倫達壩礦床流體包裹體測溫和H-O同位素組成表明成礦流體具有連續演化的特征, S-Pb同位素顯示成礦物質來源較為單一(徐佳佳等, 2009; 陳公正等, 2018b), 表明Cu、W、Sn為同一成礦體系。

研究表明, 錫多金屬礦床和高分異巖體關系密切, 如大興安嶺南段白音查干東山礦床的成礦巖體中含電氣石花崗斑巖為高分異花崗巖(李睿華, 2019), 維拉斯托礦床的成礦巖體中斑狀細粒堿長花崗巖為高分異花崗巖(劉瑞麟等, 2018)。在華南地區, 許多錫鎢多金屬礦床的成礦巖體亦屬于高分異花崗巖, 如云南個舊大型錫多金屬礦床(Cheng and Mao, 2010; Cheng et al., 2013)、廣西大廠大型錫多金屬礦床(Wang et al., 2019)、湖南柿竹園大型鎢錫多金屬礦床(Chen et al., 2014; Liao, 2019)以及江西的西華山和大湖塘鎢礦床(Guo et al., 2012; Yang et al., 2012, 2013; Huang and Jiang, 2014; Mao et al., 2014)。泰國北部的Sn-W礦化被認為與高分異的Khuntan巖基有關(Yokart et al., 2003)。Erzgebirge山脈中部和葡萄牙北部的錫鎢礦床(Neiva, 2002; Breiter, 2012), 阿根廷西北部Sierras Pampeanas的錫鎢礦床(Fogliata et al., 2012), Balda地區的鎢礦床(Santosh and Satyendra, 2001)都與高分異花崗巖有關。高分異巖漿體系通常富含F、Cl、B和H2O, 揮發分的增加會導致巖漿的固相線溫度降低, 有利于巖漿演化。Sn和W都是高度不相容的元素, 傾向于在巖漿結晶后期富集, 因此, 隨著分異程度的增加, Sn和W將進一步在殘余巖漿中富集, 最終導致鎢錫多金屬成礦(Fogliat et al., 2012; Teixeira et al., 2012; Huang and Jiang, 2014)。

前進場巖體黑云母二長花崗巖中的云母為富鐵黑云母、斜長石為更長石, 表明其分異程度較低。另一方面, 巖石的SiO2含量為66.18%～68.17%, 分異指數(DI)介于76～83, 平均為78, 亦表明其分異程度低, 與多數錫多金屬礦床成礦巖體特征相悖。因此, 無論是成巖時代(278～279 Ma), 還是地球化學特征, 均表明前進場巖體與道倫達壩礦床(成礦時間為136.8～134.7 Ma，陳公正等, 2018a)的形成無關。大興安嶺南段錫銀多金屬礦床成礦巖體多為隱伏巖體, 常產出于礦區深部或礦區外圍, 如維拉斯托礦床成礦巖體斑狀細粒堿長花崗巖隱伏于礦床深部(劉瑞麟等, 2018); 拜仁達壩礦床成礦巖體北大山巖體出露于礦區外圍(劉翼飛, 2009); 白音查干東山礦床成礦巖體電氣石花崗斑巖發現于礦區深部(李睿華, 2019); 毛登小孤山礦床成礦巖體花崗斑巖出露于礦區東側(李睿華, 2019); 而在礦區中大量出露的晚古生代巖體往往僅作為賦礦圍巖, 絕大多數與錫銀多金屬成礦無關, 不能根據這些巖體出露于礦區, 就將其作為成礦巖體。

6 結 論

(1) 前進場巖體黑云母二長花崗巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為278～279 Ma, 形成于早二疊世。

(2) 前進場巖體形成于賀根山洋閉合后的后碰撞環境, 巖體的源區主要為起源于虧損地幔的新元古代新生地殼物質, 是黑云斜長角閃巖部分熔融形成的過鋁質I型花崗巖。

(3) 前進場巖體黑云母二長花崗巖SiO2含量相對較低, 云母為富鐵黑云母, 斜長石為更長石, 巖漿的分異程度較低, 認為其不是道倫達壩礦床的成礦巖體。

致謝:內蒙古自治區地質調查院張彤、章培春、李雪嬌、趙靜、閆潔、張婷婷和魏雅玲參加了部分野外工作; 野外工作得到了內蒙古銀鑫礦業有限公司各級領導的大力支持; 吉林大學許文良教授和中國地質科學院礦產資源研究所江思宏研究員對稿件進行了細致的評審, 并提出了寶貴的修改意見, 顯著提高了稿件質量。在此一并致以誠摯的感謝。

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Zircon U-Pb Age and Geochemistry of the Qianjinchang Intrusion in the Southern Great Xing’an Range and its Geological Implications

CHEN Gongzheng1, WU Guang1*, LI Yinglei1, 2, LI Tiegang1, LIU Ruilin1, 2, LI Ruihua1, 2, YANG Fei1, 2

(1. MNR Key Laboratory of Metallogeny and Mineral Assessment, Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China; 2. MOE Key Laboratory of Orogen and Crust Evolution, Peking University, Beijing 100871, China)

The Qianjinchang intrusion, located in the southern Great Xing’an Range and mainly composed of biotite monzogranite, is the main host rock of the Daolundaba Cu-W-Sn-Ag deposit. In this paper, we report the geochemistry, zircon U-Pb age, Lu-Hf isotopes, and mineral geochemistry of the Qianjinchang intrusion. U-Pb dating of zircon from the biotite monzogranite yielded crystallization ages of 278 Ma and 279 Ma. The geochemical characteristics of the biotite monzogranite show high contents of SiO2(66.18% – 68.71%) and Na2O+K2O (7.14% – 8.05%), with high values of A/CNK (1.10 – 1.21). The biotite monzogranites show right-inclined chondrite-normalized REE patterns, rich in LREE and LILE (such as Ba, Rb, and K) and deplete in HREE and HFSE (Nb, Ta, Zr, Hf, P, and Ti), with medium negative Eu anomalies (0.4 – 0.56). The Qianjinchang intrusion has highHf() values (2.5 – 9.7), young single-stage and two-stage model ages (552 – 747 Ma; 696 – 1023 Ma), suggesting that the Qianjinchang intrusion originated from partial melting of juvenile crust material that originally derived from depleted mantle. The mica and plagioclase in the Qianjinchang intrusion are haughtonite and andesine, respectively, implying a slight magma differentiation. Apatite from the Qianjinchang intrusion is enrich in F (2.73% – 5.09%, averaging 3.74%) and poor in Cl (0.02% – 0.09%, averaging 0.05%), with low REE contents, negative Eu anomalies, and positive Ce anomalies, implying a lowO2for the magma of the Qianjinchang intrusion. The apatite has seagull forms rare earth element distribution patterns. Our results show that the Qianjinchang intrusion consisting of peraluminous granite that formed by partial melting of a source dominated by biotite-bearing plagioclase amphibolite, under a post-collisional environment after the closure of the Hegenshan Ocean, which is a branch ocean of the Paleo-Asian Ocean. The Qianjinchnag intrusion is not the ore-forming rock body of the Daolundaba deposit.

zircon U-Pb dating; petrogeochemistry; mineral geochemistry; biotite monzogranite; Qianjinchang intrusion; the southern Great Xing’an Range

2020-12-04;

2021-01-25

國家重點研發計劃項目(2017YFC0601303)、戰略性礦產重點遠景區礦產地質調查二級項目(DD20221684)、國家自然科學基金項目(41772086)和河北地質大學青年科技基金項目(QN202218)聯合資助。

陳公正(1993–), 男, 博士研究生, 礦物學、巖石學、礦床學專業。E-mail: 86793604@qq.com

武廣(1965–), 男, 研究員, 從事礦床學和地球化學研究。E-mail: wuguang65@163.com

P595; P597

A

1001-1552(2022)02-0356-024