山東淄博地區上石炭統本溪組金紅石型鈦礦源區構造背景及物源分析

張保濤, 胡兆國*, 梅貞華, 李秀章, 姜曉平, 杜利明, 柳 森, 3, 趙曉博, 張永三

山東淄博地區上石炭統本溪組金紅石型鈦礦源區構造背景及物源分析

張保濤1, 胡兆國1*, 梅貞華1, 李秀章2, 姜曉平1, 杜利明1, 柳 森1, 3, 趙曉博1, 張永三1

(1. 中國冶金地質總局 山東正元地質勘查院, 山東 濟南 250013; 2. 山東省地質調查院, 山東 濟南 250014; 3. 中國冶金地質總局 礦產資源研究院, 北京 100131)

山東淄博地區上石炭統本溪組鋁質巖系中新發現古風化殼沉積金紅石型鈦礦, 并共伴生鋰、鈮、鎵等多種戰略性關鍵礦產。由于對賦礦鋁質泥巖的認識不同, 制約對關鍵礦產資源富集及找礦潛力的研究。本文基于巖石主量、微量、電子探針、碎屑鋯石U-Pb同位素測年分析, 探討了研究區本溪組含礦鋁質泥巖源區構造背景及物源特征。研究認為, 物源區巖石類型具復雜性和不唯一性, 以長英質地質體或殼源花崗巖類貢獻為主, 推斷物源區構造背景為活動大陸邊緣; 結合區域研究, 本溪組鋁質泥巖物源以加里東期周緣造山帶巖漿巖為主, 推斷秦嶺造山帶古生代花崗巖體或古生代巖漿產物是主要貢獻者。本次研究為區域本溪組鋁質泥巖金紅石、鋰、鈮、鎵等關鍵礦產資源的富集提供了理論支撐, 為下一步找礦方向提供了啟示。

金紅石; 本溪組; 構造背景; 物源; 山東淄博

0 引 言

上石炭統本溪組是華北克拉通重要的鋁質巖系賦存層位(龍克樹等, 2019; 鐘海仁等, 2019), 為我國重要的沉積型戰略性關鍵礦產發育層位之一(Bardossy, 1982; 曹高社等, 2018; 鐘海仁等, 2019; 張保濤等, 2022)。近年來, 我國鋁質巖系相關層位中逐步發現了一系列關鍵礦產資源的富集現象, 如貴州和云南中部與鋁質巖系相關的超大型富鋰黏土的發現(溫漢捷等, 2020), 及華北克拉通鋁土礦中鋰、鎵、稀土等的普遍富集現象(龍克樹等, 2019; 葉彤等, 2021)。2022年, 山東省淄博地區本溪組中首次發現古風化殼沉積金紅石型鈦礦床, 并伴生鋰、鈮、鎵等多種戰略性關鍵礦產, 表現出巨大的戰略性關鍵礦產找礦潛力, 該礦床為新的礦床類型, 具有重要的找礦示范和理論價值(張保濤等, 2022), 該成果獲得中國地質學會2022年度“地質科技重要進展”。

對于上石炭統本溪組鋁質泥巖的物質的來源, 目前主要有以下幾種認識: ①來源于下伏奧陶系馬家溝群碳酸鹽巖(王紹龍, 1992; 袁躍清, 2005; 孟健寅等, 2011; 班宜紅等, 2012); ②來源于古陸鋁硅酸鹽(真允慶和王振玉, 1991; 盧靜文等, 1997); ③為下伏奧陶系馬家溝群碳酸鹽巖和古陸鋁硅酸鹽混合風化的產物(劉長齡, 1988, 1992; 范忠仁, 1989; 施和生和王冠龍, 1989); ④來自于華北板塊周緣造山帶(曹高社等, 2018; 劉學飛等, 2020)。作為華北克拉通重要的鋁質泥巖發育層位, 上石炭統本溪組鋁質泥巖源區構造背景及物源成為制約戰略性關鍵礦產資源超常富集及資源預測的關鍵科學問題。

本次研究通過對山東省淄博地區本溪組鋁質泥巖進行主量、微量元素分析及鋯石U-Pb測年研究, 結合區域上相同層位的分析, 探討了上石炭統本溪組鋁質泥巖的源區構造背景及物源, 以期為相關地區鋁質泥巖中的戰略性關鍵礦產資源找礦發現提供理論指導。

1 地質背景

研究區跨鄒平?周村凹陷(Ⅴ)和博山凸起(Ⅴ)兩個五級構造單元, 屬于華北板塊(Ⅰ)魯西隆起區(Ⅱ) (圖1a)魯中隆起(Ⅲ)魯山?鄒平斷隆(Ⅳ)。其中的Ⅳ級成礦帶屬于魯中地區煤?鐵?鋁?金?建材、非金屬成礦亞帶。

研究區發育地層主要包括寒武系、奧陶系、石炭系、二疊系、三疊系、侏羅系、白堊系和第四系(圖1b～d)。寒武系?奧陶系主要分布于東部和南部隆起區, 巖性以灰巖、白云巖等碳酸鹽巖為主。石炭系?二疊系主要分布于隆起區和凹陷區的結合區域, 為一套以砂巖、泥巖等為主的碎屑巖沉積, 發育多層煤線。其中, 上石炭統本溪組是本次工作的主要目的層位, 主要分布于隆起區和凹陷區的界線附近, 呈不連續的弧形分布, 平行不整合于下伏奧陶系馬家溝群碳酸鹽巖之上, 總體為一套淺海相?過渡相?陸相組成的海陸交互相沉積: 下部以鐵質泥巖、鋁土巖發育為特征, 為一套風化殼上再沉積的殘積物, 基本層序不明顯; 上部以雜色泥巖、鋁質泥巖為特征, 具有下粗上細的退積型沉積特征。侏羅系?白堊系分布于研究區中北部, 包含坊子組和三臺組, 主要為砂礫巖沉積。第四系廣布, 由次生黃土和沖積層構成, 厚度0～50 m。

研究區東南部、南部和西南部為隆起區, 屬于博山凸起的組成部分, 主要為寒武系?奧陶系出露區; 北部為凹陷區, 屬于鄒平?周村凹陷的組成部分, 本溪組主要分布在隆起區和凹陷區的結合部位。區內斷裂較發育, 按照走向斷裂大致可分為近EW向、近SN向、NE向和NW向4組。區內及周邊呈區域性分布的蓋層褶皺不甚發育, 規模小。蓋層褶皺多與斷裂構造有關, 系斷裂活動形成的牽引褶皺或派生構造。

從奧陶紀寶塔期?石炭紀本溪期, 研究區經歷了整體抬升剝蝕到逐步下降海進的過程。沉積演化可分為三個階段: 中奧陶世寶塔期?晚石炭世本溪期地殼整體處于上升階段, 沉積間斷形成大型不整合面風化殼; 晚石炭世本溪期處于穩定下降階段, 該階段是本溪組鋁質巖系形成的重要時期; 晚石炭世達拉期地殼處于持續下降階段, 形成海陸交互相地層, 覆蓋于本溪組之上。

2 樣品采集與分析

為研究本溪組金紅石型鈦礦成礦地質體特征及其與下伏奧陶系碳酸鹽巖關系, 對本溪組鋁質巖系和奧陶系馬家溝群碳酸鹽巖進行巖石地球化學分析, 對鋁質巖系進行電子探針測試和鋯石U-Pb測年。巖石地球化學分析樣品采自山東省淄博市淄川區羅村鎮?寨里鎮一帶的奧陶系碳酸鹽巖和本溪組鋁質巖系; 鋯石U-Pb測年樣品采自淄博市淄川區羅村鎮鄒家村附近的本溪組鋁質泥巖(圖1b); 電子探針樣品采自區域上山東省棗莊市稅郭鎮野崗埠村的本溪組鋁質泥巖。采樣點主要為以往露天采坑遺留的垂直剖面或露頭。

本次所有分析測試均在中國冶金地質總局山東局測試中心完成。主量元素測試采用X射線熒光光譜法(XRF)完成, 誤差<5%; 微量元素和稀土元素測試采用電感耦合等離子體質譜法(ICP-MS)完成, 誤差<5%。

LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素分析采用儀器為Icapq電感耦合等離子體質譜儀(YQ108)和激光燒蝕Compex Pro ArF Geolas (YQ061)。實驗的激光束斑直徑為32 μm, 采用He作為剝蝕物質的載氣, U-Th-Pb同位素組成分析用29Si作為內標, NIST SRM610作為外標, 同位素比值標樣采用國際標準鋯石91500。實驗獲得的數據采用Andersen的方法進行同位素比值矯正, 以扣除普通Pb的影響(Andersen, 2002)。數據處理采用ICPMSDATACAL軟件, 年齡計算和諧和圖繪制采用Isoplot3.0程序。

電子探針測試儀器為JEOL JXA-8230型電子探針顯微分析儀。工作電壓為15 kV, 工作電流為20 nA,分析束斑為2 μm, 所有數據采用ZAF法進行基體校正; 主量元素(>1%)峰值積分時間為10～20 s, 背景積分時間為5～10 s; 微量元素(<1%)峰值積分時間為20～40 s, 背景積分時間為10～20 s; 標準樣品為美國SPI礦物/金屬標準和中國國家標準樣品GSB。

3 分析和測試結果

3.1 巖性特征

上石炭統本溪組樣品巖性主要為灰白色鋁質泥巖, 手標本風化面呈褐色, 新鮮面呈灰白色, 泥質結構, 塊狀構造, 硬度小于小刀(圖2a)。通過鏡下鑒定, 巖石主要由泥質(82%～85%)、砂粒(3%～5%)、絹云母(3%～5%)、碳酸鹽礦物(1%～2%)、鋁石(1%～2%)和鐵質(3%～5%)組成(圖2b、c)。泥質主要是黏土礦物, 礦物粒徑多小于0.005 mm, 部分發生絹云母化, 常混雜褐色土狀礦物, 多呈片狀或鱗片狀集合體, 可能是一些鋁質礦物; 砂粒主要是長英質礦物, 主要是石英和長石顆粒, 多呈棱角狀, 粒徑多小于0.1 mm,零星分布; 絹云母多呈鱗片狀集合體, 片徑多小于0.1 mm; 碳酸鹽礦物多呈泥晶狀不均勻集合體分布; 三水鋁石多呈雛晶狀集合體; 鐵質多呈粉末狀或浸染狀, 褐黑色或紅褐色, 半透明, 多同泥質混雜分布。除此之外, 巖石中還含多種副礦物, 如金紅石、鋯英石、方解石、褐鐵礦、電氣石、軟水鋁石等。

圖2 本溪組鋁質泥巖手標本(a)和微觀特征(b, c)

3.2 碎屑鋯石U-Pb年齡

對研究區本溪組鋁質泥巖樣品(CZC1)進行碎屑鋯石U-Pb年代學分析, 共獲得93個有效數據, 結果顯示, 鋯石可分為晚古生代、早古生代、元古宙和太古宙4組。其中晚古生代和早古生代鋯石粒徑在100～200 μm之間, 長短軸比介于2∶1～ 4∶1之間, 多呈自形?半自形長柱狀, 韻律環帶明顯; 元古宙和太古宙鋯石粒徑多為50～100 μm, 自形程度低, 多呈半自形?它形渾圓狀, 律環帶結構不顯著, 陰極發光圖像亮度相對較低, 凹蝕坑現象較為普遍(圖3)。

圖3 本溪組鋁質巖系代表性碎屑鋯石CL圖像和U-Pb年齡

鋯石年齡數據顯示, 志留紀及以后的鋯石為47顆, 占總數的46%, 年齡范圍為302～438 Ma; 奧陶紀鋯石為29顆, 占總數的31%, 年齡范圍為439～469 Ma; 寒武紀?晚元古代鋯石為2顆, 占總數的2.2%, 年齡范圍為503～658 Ma; 中元古代?早元古代鋯石為12顆, 占總數的12.9%, 年齡范圍為1061～2500 Ma; 新太古代鋯石為3顆, 占總數的3.2%, 年齡范圍為2536～2617 Ma。

3.3 主量元素

對研究區上石炭統本溪組鋁質泥巖、鋁土巖和下伏奧陶系馬家溝群碳酸鹽巖進行巖石地球化學分析, 結果見表2。鋁質泥巖或鋁土巖SiO2含量總體變化于18.75%～44.42%, 平均為38.06%; TiO2含量變化于1.58%～1.89%, 平均為1.67%; Al2O3含量變化于33.77%～44.14%, 平均為36.53%; Fe2O3T含量受鋁質層和鐵鋁質層的變化, 差異較大, 為0.77%～ 20.81%, 平均為8.29%; MnO含量變化于0.01%～ 0.04%之間, 平均為0.02%; MgO含量變化于0.43%～ 1.27%之間, 平均為0.77%; CaO含量變化于0.21%～ 0.86%之間, 平均為0.37%; Na2O含量變化于0.08%～ 0.20%之間, 平均為0.13%; K2O含量變化于0.08%～ 2.18%之間, 平均為0.97%; P2O5含量變化于0.10%～ 0.31%之間, 平均為0.19%; 鋁硅比為0.82～2.35, 平均為1.06; K2O/Na2O變化范圍大, 為0.65～18.17, 平均為8.08。風化指數CIA為90.30～98.40, 平均為94.93, 指示為強風化產物(圖4)。

表2 研究區巖石樣品主量(%)和微量元素(×10?6)分析結果

底圖據Nesbitt and Young, 1989。

3.4 微量元素

上石炭統本溪組鋁質泥巖和鋁土巖Zr含量為361×10?6～482×10?6, 平均為403×10?6; Hf含量為19.1×10?6～24.8×10?6, 平均為22.3×10?6; Th含量為32.5×10?6～46.8×10?6, 平均為42.8×10?6; U含量為6.58×10?6～21.8×10?6, 平均為13.56×10?6; Sc含量為21.7×10?6～34.1×10?6, 平均為26.3×10?6; Y含量為31.6×10?6～211×10?6, 平均為74.9×10?6。典型特征值如Th/U值為1.93～4.94, 平均為3.40; La/Th值為2.54～3.57, 平均為2.87; Th/Sc值為1.33～2.04, 平均為1.66; La/Y值為0.73～3.28, 平均為2.18; La/Sc值為3.43～5.57, 平均為4.75。

稀土元素總量(∑REE)為361×10?6～767×10?6, 平均為544×10?6。其中, 輕稀土元素總量(LREE)為337×10?6～638×10?6, 平均為487×10?6; 重稀土元素總量(HREE)為24.3×10?6～129×10?6, 平均為57.3×10?6。輕、重稀土元素比值(LREE/HREE)為4.94～14.2, 平均為10.1, 輕、重稀土元素分餾明顯; δEu為0.52～0.60, 平均0.57, 表現出中等負Eu異常特征。球粒隕石標準化稀土元素配分曲線顯示, 上石炭統本溪組鋁質泥巖和鋁土巖樣品呈右傾的海鷗狀, 與下伏奧陶系馬家溝群碳酸鹽巖明顯不同(圖5)。

球粒隕石標準化數據引自Sun and McDonough (1989)。

3.5 礦物成分

本溪組在山東省內廣泛發育, 且特征穩定, 本次研究選擇與淄博盆地在成因和地質演化歷史一致的棗陶盆地, 對該盆地的上石炭統本溪組黃綠色鋁質泥巖樣品(YGB1)進行電子探針分析, 發現了符合絹云母組分特征的測點。BSE圖像顯示, 絹云母呈不規則的鱗片狀, 片徑細小, 光澤度較好(圖6)。電子探針成分分析顯示: SiO2=39.96%～50.38%, 平均46.54%; Al2O3=24.36%～37.09%, 平均27.99%; MgO=0.39%～4.55%, 平均2.69%; FeO=0.34%～ 10.84%, 平均3.97%; K2O=0.68%～7.55%,平均5.11%; Na2O=0.03%～0.14%, 平均0.09%; CaO= 0.11%～0.48%, 平均0.28%; TiO2=0.23%～3.77%, 平均1.10%(表3)。

表3 棗陶盆地本溪組鋁質泥巖樣品(YGB1)電子探針分析結果(%)

圖6 本溪組鋁質泥巖BSE背散射照片及特征

4 討 論

4.1 物源區巖石類型

研究區本溪組鋁質泥巖主量元素組成指示其源區較為復雜。在TiO2-SiO2圖解(圖7a)中, 本溪組樣品均落在了沉積巖區域內; CaO-Na2O-K2O三角組分圖解顯示(圖7b), 本溪組鋁質泥巖樣品分布范圍均較為寬泛。

(a) 底圖據Roser and Korsch (1986); (b) 底圖據Bhatia (1983)。

黏土和粉砂級別樣品的地球化學特征可以在一定程度上反映物源屬性(毛光周和劉池洋, 2011), 由于主量元素的不穩定性和遷移距離的影響, 導致其指示意義具有較大的不確定性。REE一般認為是非遷移的, 沉積物中的REE含量主要受源區巖石中REE豐度及風化條件的制約, 而搬運、沉積和成巖作用對其影響較小(Taylor and McLennan, 1985)。沉積物中的REE能有效反映源區巖石特征, 不少學者將砂巖中REE的特征作為源區判別的有效標志(Bhatia and Taylor, 1981; Bhatia, 1985; Condie, 1991; Crichton and Condie, 1993; Girty et al., 1994; 李雙應等, 2004)。研究區上石炭統本溪組樣品和奧陶系樣品的稀土元素配分曲線明顯不同, 指示其物源不同(圖5)。上石炭統本溪組鋁質泥巖和鋁土巖樣品的REE配分曲線一致, 指示具有穩定的主要物源貢獻者。

前人研究顯示, 地幔、大洋玄武巖、各類沉積巖和殼源花崗巖的Sm/Nd值, 整體上呈“地幔>大洋玄武巖>各類沉積巖和殼源花崗巖”的規律, 且沉積巖和殼源花崗巖的Sm/Nd值一般小于0.3(劉軍和靳淑韻, 2010)。研究區中石炭統本溪組樣品的Sm/Nd=0.15～0.27, 平均為0.20, 具殼源花崗巖和相應沉積巖成分特點。

Zr/Sc和Th/Sc值可以反映沉積物的成分變化、分選程度和重礦物含量(McLennan and Barrett, 1993)。其中Th/Sc值一般不受沉積再循環影響(McLennan et al., 1990); 而Zr主要賦存于鋯石中, 作為穩定礦物的鋯石隨沉積再旋回而富集, 但Zr含量不受后期熱液的影響。在Th/Sc-Zr/Sc圖解(圖8a)中, 本溪組樣品均落在成分演化線附近, 說明碎屑巖成分受源巖控制, 不存在明顯的沉積再旋回。

(a) 底圖據Roser et al. (2002); (b) 底圖據Floyd and Leveridge (1987); (c) 底圖據Allegre and Minster (1978); (d) 底圖據Gu et al. (2002)。

在La/Th-Hf圖解(圖8b)中, 本溪組樣品表現出古老沉積物成分增加的跡象, 即物源中可能有部分來自古老地質體; 在La/Yb-∑REE圖解(圖8c)中, 樣品主要落在堿性玄武巖和花崗巖的重疊區域; 在Co/Th-La/Sc圖解(圖8d)中, 樣品分散落在長英質火成巖和花崗巖之間的區域。

結合巖礦鑒定分析, 樣品含金紅石、電氣石等副礦物, 基本排除沉積巖物源, 因此本溪組鋁質泥巖物源主要來自長英質地質體或殼源花崗巖。

4.2 物源區構造背景

基于不同構造環境中碎屑巖的K2O/Na2O和SiO2/Al2O3值, Roser and Korsch (1988)將沉積盆地劃分為4種構造類型, 即大洋島弧、大陸島弧、活動大陸邊緣和被動大陸邊緣。在SiO2/Al2O3-(K2O+Na2O)圖解(圖9a)中, 本溪組樣品落在活動大陸邊緣和大洋島弧范圍內。

圖9 本溪組物源區構造背景判別圖解(底圖據Bhatia and Crook, 1986)

由于微量元素的不活潑性, 源區母巖成為控制沉積物中微量元素含量特征的主要因素, 其中的一些微量元素能很好地反映沉積盆地的構造環境(Taylor and McLennan, 1985; Bhatia, 1985; McLennan, 2001)。在Th-Co-Zr/10、Th-Sc-Zr/10、La-Th-Sc構造環境判別圖(圖9b～d)中, 本溪組樣品主要落在活動大陸邊緣區域內。

綜合主量、微量元素含量特征, 推測本溪組物源區構造背景為活動大陸邊緣。

4.3 物源區分析

4.3.1 巖石礦物學特征對物源區的反映

淄博地區上石炭統本溪組樣品中礦物組成分析表明, 除高嶺石、鋁石外, 尚發現鋯英石、金紅石、電氣石等副礦物, 與華北克拉通周緣造山帶巖漿巖的副礦物組成一致。另外, 對區域上棗陶盆地相同層位的本溪組鋁質泥巖樣品進行電子探針微區分析, 也證實了絹云母的存在, 且其氧化鋰含量甚至高于鋁石(張保濤等, 2021b)。這也間接指示了巖漿巖應是鋁質泥巖的物源貢獻之一, 而物源大規模來自下伏奧陶系馬家溝群碳酸鹽巖的可能性較小。

4.3.2 碎屑鋯石年代學分析

山東由北向南依次發育淄博盆地、泗水盆地和棗陶盆地, 均為構造成因的斷陷盆地, 具有相似的地層組成, 結合前人和本次研究中本溪組鋁質泥巖的碎屑鋯石年齡組成特征, 可以看出碎屑鋯石年齡呈規律性變化, 即由北向南古老鋯石占比逐漸增加(圖10)。

圖10 區域上由北向南碎屑鋯石年齡組成變化

在北部的淄博盆地, 碎屑鋯石年齡主要集中在加里東中晚期, 顯示加里東運動中晚期劇烈的巖漿活動和火山活動對此貢獻權重最大; 另有少量的呂梁運動中期和末期鋯石, 而海西期鋯石較少。

中部的泗水盆地, 碎屑鋯石年齡則主要集中在海西中期, 表明海西運動中期劇烈的造山作用對此貢獻權重最大; 其次為呂梁運動中期和末期鋯石, 另有少量的加里東中晚期鋯石。

南部的棗陶盆地, 呂梁期?晉寧期的鋯石占一半以上, 表明地臺基底風化是棗陶盆地鋁質巖系物源的重要貢獻者, 其次為加里東中晚期?海西早期的鋯石。

4.3.3 物源區分析

早古生代, 華北板塊周緣構造活躍, 巖漿和火山活動頻繁(盧欣祥, 2000), 形成地質體年齡主要集中在450 Ma, 構造背景與洋殼的俯沖?匯聚?碰撞相關(劉丙祥, 2014)。鐘蓉等(1996)研究顯示, 華北地臺本溪組和太原組共發現6期12次火山事件層, 其中本溪組有1期1次, 這些火山事件沉積遍及全區, 主要為凝灰巖、沉凝灰巖及凝灰質沉積巖, 其火山碎屑可能來自華北地臺及周緣若干不同火山源, 而巖漿可能來自下地殼。Wang et al. (2016)研究認為, 華北陸塊早古生代碎屑鋯石U-Pb年齡可作為華北南緣造山帶的物源標志。曹高社等(2018)在研究華北板塊本溪組鋁土礦物源時, 通過Hf同位素研究證實加里東期鋯石并非來自中亞造山帶和興蒙造山帶, 而可能來自華北南緣造山帶。結合本次研究中本溪組大量存在的加里東晚期碎屑鋯石, 可以斷定, 下伏奧陶系馬家溝群碳酸鹽巖并非本溪組鋁質泥巖的主要物源, 本溪組鋁質泥巖主要來源于研究區周緣造山帶晚加里東期巖漿活動, 這與活動大陸邊緣的構造背景反映的結果一致。

楊陽(2017)對秦嶺造山帶中段花崗巖的時空格架等進行了系統的研究, 發現早古生代?晚古生代花崗巖(470～373 Ma)是其重要組成, 且其球粒隕石標準化稀土元素配分型式與本次研究的本溪組樣品類似, 另秦嶺造山帶與華北板塊南緣造山帶時空聯系緊密, 因此, 研究區本溪組438 Ma以新碎屑鋯石應主要來自秦嶺造山帶。

800～1000 Ma的鋯石在南部的棗陶盆地一帶含量較高, 而在中部和北部則很少。華北板塊南緣新元古代花崗巖(800～1000 Ma)侵入廣泛(王濤等, 2009);且新元古代四堡期?晉寧期, 華北板塊周緣存在陸塊匯聚和裂解過程, 是全球Rodinia事件的響應(郭進京等, 1999), 因此該期鋯石可能由華北板塊周緣造山帶提供。

1800 Ma左右的鋯石在研究區明顯存在, 并具有微弱波峰, 且區域上由北向南該期碎屑鋯石含量逐漸增加。呂梁運動導致華北陸塊早期不同塊體碰撞、拼合, 從而形成統一的華北陸塊結晶基底(Zhao et al., 2000), 對應于全球Columbia超大陸匯聚的主要峰期(陸松年等, 2002), 因此, 本溪組1800 Ma左右的鋯石可能主要來自華北陸塊基底。下伏馬家溝群碳酸鹽巖中鋯石在1800 Ma也存在明顯峰值, 但區域上由北向南(即從基底深埋區到基底裸露區)該期鋯石占比逐漸增加的趨勢判斷, 本溪組該期鋯石經馬家溝群碳酸鹽巖中陸源物質風化而來的貢獻率應低于華北陸塊基底。

2500 Ma左右的巖石在華北陸塊廣泛存在, 占整個太古代出露基底的85%(Zhang et al., 1998), 是華北陸塊重要的陸殼增生及克拉通化時期(翟明國, 2010)。因此, 推斷研究區2500 Ma左右的鋯石由華北陸塊基底提供。

5 結 論

(1) 上石炭統本溪組鋁質泥巖是山東淄博地區金紅石型鈦礦的主要成礦地質體, 屬于強風化成巖的產物, 其碎屑鋯石年齡涵蓋晚古生代、早古生代、元古宙和太古宙, 其中以加里東運動中晚期鋯石最為集中。

(2) 上石炭統本溪組鋁質泥巖物源區巖石類型具有復雜性和不唯一性, 推測以長英質地質體或殼源花崗巖類貢獻為主, 物源區構造背景為活動大陸邊緣。

(3) 上石炭統本溪組鋁質泥巖的物源貢獻者推測涵蓋加里東期巖漿/火山活動、馬家溝群碳酸鹽巖的風化產物及華北克拉通基底的風化再沉積, 但以研究區周緣造山帶晚加里東期巖漿活動和火山活動為主, 推斷秦嶺造山帶古生代花崗巖體或同期巖漿活動產物是本溪組鋁質泥巖物源的主要貢獻者, 亦即淄博地區金紅石型鈦礦的主要物源貢獻者。

致謝:中國地質調查局天津地質調查中心湯超高級工程師及另一位匿名審稿專家對本文提出了寶貴修改建議, 在此一并表示感謝！

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Tectonic Setting and Provenance Analysis of Rutile Type Titanium Deposit in the Benxi Group of Upper Carboniferous in Zibo, Shandong Province

ZHANG Baotao1, HU Zhaoguo1*, MEI Zhenhua1, LI Xiuzhang2, JIANG Xiaoping1, DU Liming1, LIU Sen1,3, ZHAO Xiaobo1, ZHANG Yongsan1

(1. Geological Exploration Institute of Shandong Zhengyuan,China Metallurgical Geology Bureau, Jinan 250013,Shandong, China; 2.Geological Survey Institute of Shandong Province, Jinan 250014, Shandong, China; 3. Institute of Mineral Resources, China Metallurgical Geology Bureau, Beijing 100131, China)

Asedimentary rutile type titanium deposit formed in ancient weathering crust was found recently in the Upper Carboniferous Benxi Group aluminum mudstone in Zibo, the deposit also hosts economical significant lithium, niobium, gallium and other strategic key minerals. However, the provenance of the ore-hosting aluminum mudstone is poorly defined, which hampers the understanding of the ore mineralization and effective exploration of the mineral resources. Based on the major and trace element analytical results and zircon U-Pb ages of the Benxi Group aluminum mudstone, the tectonic setting and provenance of the Benxi Group aluminum mudstone in the study area were investigated. Our results showed that the aluminum mudstone mainly sourced from intermediate- acid igneous rocks, and was deposited in an active continental margin. Together with regional geologic research results, the source of the Benxi Formation aluminum mudstone is mainly magmatic rocks from the Caledonian peripheral orogenic belt, and it is inferred that the Paleozoic intermediate- acid igneous rocks in the Qinling orogenic belt are the main contributors. This study provides theoretical support for the enrichment of key mineral resources such as rutile, lithium, niobium, and gallium in the Benxi Formation aluminum mudstone in the region, and provides inspiration for the future exploration.

rutile; Benxi Group; tectonic setting; provenance; Shandong province

10.16539/j.ddgzyckx.2023.05.011

2021-06-20;

2022-05-18

中國冶金地質總局科研項目(華北地區本溪組金紅石型鈦等戰略性礦產選區預測及可利用研究)和山東省自然資源廳地質調查項目 (魯勘字(2020)36號)聯合資助。

張保濤(1987–), 男, 高級工程師, 主要從事礦物學、巖石學、礦床學研究。E-mail: zhbaotao@163.com

胡兆國(1983–), 男, 高級工程師, 主要從事礦產勘查工作。E-mail: zhongguoren-hu@163.com

P581

A

1001-1552(2023)05-1124-017