張會瓊, 王京彬, 王玉往, 鄒　滔, 龍靈利

(北京礦產地質研究院, 北京 100012)

山西支家地銀多金屬礦區(qū)火山–次火山巖鋯石U-Pb年代學研究及其地質意義

張會瓊, 王京彬*, 王玉往, 鄒滔, 龍靈利

(北京礦產地質研究院, 北京 100012)

本文在對山西支家地銀多金屬礦床地質特征研究的基礎上, 對礦區(qū)出露的火山-次火山巖(流紋斑巖、石英斑巖、花崗巖)中的鋯石做了系統的 LA-ICP-MS U-Pb年齡測定: 石英斑巖成巖年齡為 135.4±0.8 Ma, 流紋斑巖成巖年齡為136.2±0.6 Ma, 花崗巖成巖年齡為 136.2±0.7 Ma, 其時代均為早白堊世, 表明該區(qū)出露的火山–次火山巖屬于同一期巖漿活動的產物。石英斑巖與成礦關系密切, 其成巖年齡135 Ma可以近似作為支家地礦床的成礦年齡。流紋巖和石英斑巖在化學成分上表現為富硅(SiO2=72.43％～78.48％)、高鉀(K2O/Na2O值平均為 25.17)、強過鋁質(A/CNK=1.24～1.95), 二者稀土元素和微量元素特征非常類似, 微量元素明顯富Rb、Th、K、La、Nd、Zr等、相對虧損大離子親石元素Ba、Sr、Eu等元素, Ti含量較低, 屬輕稀土元素富集型的鉀玄巖系列過鋁質花崗巖類, 花崗巖僅在P和K元素化學成分上與前2者相差比較大(石英斑巖和流紋巖富K, 虧損P, 而花崗巖反之)。礦區(qū)三類巖石地球化學特征顯示其具后碰撞花崗巖的特征, 推測其可能形成于后碰撞伸展環(huán)境。本次所獲鋯石 U-Pb年齡, 不僅豐富了研究區(qū)火山-次火山巖類的同位素年齡資料, 也為建立中生代構造–巖漿–成礦事件提供了重要信息。

支家地銀多金屬礦床; 成礦年代學; LA-ICP-MS 鋯石U-Pb年齡

0 引 言

支家地銀多金屬礦床是晉北地區(qū)淺成低溫熱液型銀多金屬礦集區(qū)中最具代表性的一個礦床, 位于山西省靈丘縣城以南直距約7 km處, 行政隸屬靈丘縣高家莊鄉(xiāng)。支家地礦床研究程度較高, 前人對其成礦條件、礦床地質特征、地球化學特征、成礦機理及找礦標志等都進行過研究(肖秀梅, 1992; 李兆龍等, 1992; 陳津等, 1992; 張北延等, 1994, 1995; 楊建功, 1999; 李樹臣和周利霞, 2008; 潘益清和康艷輝, 2009; 張會瓊等, 2012), 取得了一系列成果。對支家地礦床的類型和成因, 前人看法較為一致, 均認為其為與次火山巖隱爆作用有關的淺成低溫熱液銀(多金屬)礦床(李兆龍等, 1992; 張北廷等, 1994, 1995; 楊建功, 1999; 李樹臣和周麗霞, 2008; 陃穎和孟瑞發(fā), 2009; 張會瓊, 2015)。將該礦床成礦期次劃分為: 熱液期和表生期, 熱液成礦期又劃分為三個成礦階段: (1)石英–黃鐵礦階段(250～340 ℃), (2)銀多金屬硫化物階段(180～250 ℃), (3)銀多金屬硫化物–碳酸鹽階段(130～240 ℃)(李兆龍等, 1992)。流體包裹體測溫研究表明其主要成礦溫度

在130～240 ℃之間(李兆龍等, 1992)。穩(wěn)定同位素研究表明其成礦熱液主要和巖漿有關, 也有地層熱液的混入, 成礦在弱堿性、還原條件下進行(張北廷等, 1995)。張會瓊(2014)建立了礦區(qū)的垂向礦化–蝕變分帶模式,將礦床從上到下分為四個帶: Ⅰ錳帽帶; Ⅱ脈狀礦化帶; Ⅲ脈狀+筒狀礦化帶; Ⅳ類斑巖型礦化帶, 并建立了支家地礦床脈狀礦化–隱爆角礫巖型礦化–類斑巖型礦化“三位一體”成礦模式。同時, 前人也對礦區(qū)內與成礦關系密切的石英斑巖進行了地球化學及同位素年代學研究, 獲得Rb-Sr同位素等時線年齡為156.03 Ma, (87Sr/86Sr)0為0.7058,87Sr/86Sr與87Rb/86Sr比值的相關系數為 0.997(李兆龍等, 1995), 但該方法的誤差較大,到目前為止還沒有獲得可靠的成礦年代學數據, 一定程度上制約了對該礦床成礦作用及區(qū)域成礦規(guī)律的認識。本文在前人研究的基礎上, 通過對與該礦床成因關系密切的流紋斑巖、石英斑巖、花崗巖等火山–次火山巖進行地球化學特征分析及LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學研究, 從而對支家地礦床的成礦時代加以探討,對成巖成礦環(huán)境進行剖析。

Kz. 新生界; J3h. 侏羅系后城組; C. 石炭系; O. 奧陶系; ?. 寒武紀; Ch-Qn. 長城系-青白口系; Ws. 五臺群變質巖。 1. 侏羅系白旗組; 2. 侏羅系張家口組; 3. 變石英閃長巖; 4. 流紋斑巖; 5. 花崗巖; 6. 正斷層; 7. 逆斷層; 8. 向斜及背斜。圖1　山西靈丘太白維山破火山口地質略圖(據邴穎和孟瑞發(fā), 2009修改)Fig.1 Geological sketch map of the Taibaiwei caldera in the Lingqiu Mt, Shanxi province

1 區(qū)域地質背景

支家地銀多金屬礦床大地構造位置處于華北地臺北緣, 燕山斷塊的淶源塊隆與五臺塊隆的過渡地帶, 中生代火山巖斷陷盆地–太白維山破火山口內(李兆龍等, 1992), 處在中生代瀕太平洋活動大陸邊緣區(qū)。區(qū)內前長城紀變質熱液成礦和中生代巖漿熱液成礦作用十分強烈, 是我國一個重要的銀、錳、金及多金屬成礦區(qū)(李兵院和孟慶春, 2010)。區(qū)域基底構造主要是北東向的褶皺和斷裂。蓋層構造以燕山期太白維山環(huán)形構造最顯著, 具有沉陷型破火山口構造的特征(圖1)。礦田內巖漿作用十分強烈, 主要為燕山晚期火山巖及次火山巖, 與礦化有關的燕山期巖漿巖巖體出露有60余處, 巖體個數和出露面積約占山西省巖漿巖的80％(陳昌勇等, 1999), 主要由中–酸性巖(伴生的隱爆角礫巖)組成, 沿弧形和放射狀斷裂侵入的巖漿巖多為為中–酸性巖脈, 稍晚階段在白旗期火山噴發(fā)之后沿弧形斷裂、放射狀斷裂和受NW向斷裂控制的火山口侵入, 主要為花崗斑巖和石英斑巖巖脈, 有的伴有隱爆角礫巖, 銀、錳、金等多金屬成礦十分強烈。區(qū)內巖漿巖已有的年代學數據多為K-Ar年齡和Rb-Sr年齡, 如小彥、義興寨、鐵瓦殿、刁泉、耿莊、岔口等, 巖體年齡在130.6～186.3 Ma之間。并且區(qū)內幾乎所有的多金屬礦床都分布于燕山期淺成相侵入巖、火山巖、及巖體與圍巖的接觸帶中, 巖體和接觸帶也是區(qū)內礦床最重要的控礦因素。

圖2　支家地礦區(qū)地質圖(據大同晉銀礦業(yè)有限責任公司, 2005修改)Fig.2 Geological map of the Zhijiadi deposit region

圖3　支家地1320中段平面圖(a)和5號勘探線剖面圖(b)(據中國冶金地質總局第三地質勘查院, 2011修改)Fig.3 Map of the 1320 level (a) and cross section profile of the No.5 expection line (b) of the Zhijiadi deposit

2 礦床地質特征

區(qū)內地層以元古界長城系碳酸鹽巖建造和中生界侏羅系陸相火山巖為主。碳酸鹽巖建造屬長城系高于莊組四段, 僅在礦區(qū)北部有少量出露。礦區(qū)斷裂構造十分發(fā)育, 走向以NW向為主, 次為NE向和SN向。主要的斷裂有 F1、F2和 F3(圖 2)。其中 F2斷裂出露于礦區(qū)中部, 傾向 SW, 傾角 50°～70°, 屬壓扭性斷層。該斷層活動時間長, 成礦前、后均有活動, 控制著隱爆角礫巖帶的分布, 是本區(qū)主要的控礦構造。區(qū)內巖漿巖主要出露有前寒武紀變質石英閃長巖、燕山期次火山巖以及隱爆角礫巖, 次火山巖主要為石英斑巖(圖2)。礦體主要賦存于北西向F2斷裂破碎帶及其兩側的隱爆角礫巖中, 以及火山口構造外接觸帶的白云巖中。在兩組構造的交匯部位, 礦體變厚變富。礦化類型有兩類: 隱爆角礫巖型筒狀礦和裂隙充填脈狀礦。礦區(qū)已探明的主要礦體中②、③、④、⑨號礦體以及①號礦體的北端為筒狀的隱爆角礫巖型礦體(圖3a)。空間上, 隱爆角礫巖筒與石英斑巖關系密切, 一般位于斑巖體邊側或上方, 井下可見二者之間的過渡關系, 石英斑巖角礫巖是石英斑巖的爆破碎裂相。金屬硫化物主要賦存于角礫裂隙間或呈浸染狀賦存在蝕變的雜基膠結物中,偶見其呈細脈浸染狀分布在石英斑巖中。最新的研究首次發(fā)現了④號隱爆角礫巖筒的通道相, 通過對比自然界同類礦床相似的特征, 建立了支家地含礦角礫巖筒垂直分帶模式, 垂向上由上而下分為4個相帶:①裂隙相、②震碎相、③爆破相、④通道相。震碎相和爆破相是最主要的賦礦部位, 沿含礦角礫巖筒的通道相有可能追索到深部的斑巖型礦化(張會瓊等, 2012; 張會瓊, 2014)。金屬硫化物以方鉛礦、閃鋅礦、黃鐵礦為主, 偶見到黃銅礦、自然銀、輝銀礦等。圍巖蝕變?yōu)楣杌⑻妓猁}巖化、綠泥石化和黃鐵礦化。

3 巖石巖相學特征

本文進行測年分析的3大巖石類型特征如下:

石英斑巖(樣品 Z1), 采自 4號含礦角礫巖筒1280中段以及1320中段, 巖石為灰白色, 具塊狀構造、斑狀結構。斑晶主要為石英和鉀長石, 含量為5％～10％, 粒徑2～3 mm。石英斑晶大部分被溶蝕, 有時可見裂紋或呈棱角狀, 有的石英保存有完好的六方雙錐晶形。鉀長石斑晶多具卡氏雙晶, 可見碎裂和被溶蝕現象, 具絹云母化和硅化蝕變?；|成分與斑晶成分相同, 為隱晶質(圖4a、d)。

流紋斑巖(樣品 Z2), 采自礦區(qū)山頂地表的火山熔巖區(qū), 地理坐標: E114°13′35.7″, N39°21′32.4″, 海拔1500 m。流紋巖巖石呈紫紅色, 具塊狀構造、斑狀結構。斑晶主要是石英和鉀長石, 含量10％～15％。石英約占 5％, 次圓狀, 少量被溶蝕成港灣狀, 粒徑2～3 mm; 長石約占10％, 肉紅色, 粒徑2～5 mm?；|成分與斑晶成分相同, 為隱晶質(圖4b、e)。

花崗巖(樣品Z3), 采自礦區(qū)上部錳礦開采區(qū), 其在地表沒有出露。地理坐標: E114°12′39.3″, N39°21′47″,海拔1668 m?；◢彴邘r為花崗結構, 塊狀構造, 斑晶主要為石英和長石, 石英呈透明圓形, 約占 25％, 晶粒大小多在 2～4 mm, 長石呈柱狀, 紅棕色和土黃色,晶粒大小多為3～5 mm, 約占25％～ 30％?；|為細粒結構, 呈灰白色, 主要成分為石英和長石(圖4c、f)。

圖4　石英斑巖(a, d)、流紋巖(b, e)、花崗巖(c, f)手標本以及顯微鏡下照片(礦物名稱縮寫: Q. 石英; Ser. 絹云母; Pl. 斜長石)Fig.4 Photos of the hand specimens and the micrographs of the rhyolite porphyry (a, d), quartz porphyry (b, e) and granite (c, f)

4 分析方法

4.1 鋯石U-Pb同位素分析

對巖石樣品進行清洗, 破碎至 40～60目, 經過重選、磁選以及手工挑純等程序完成鋯石的挑選。將挑選出的單顆粒鋯石以及鋯石標樣 Temora粘貼在環(huán)氧樹脂靶上, 然后對其拋光直至鋯石露出一半晶面, 進行透射光、反射光和陰極發(fā)光(CL)照相, 以檢查鋯石的內部結構; 選定最佳的測試部位。鋯石的陰極發(fā)光(CL)圖像分析在中國科學院地質與地球物理研究所掃描電鏡實驗室采用德國LEO1450VP掃描電子顯微鏡(SEM)及MiniCL陰極放光裝置完成。

激光剝蝕電感耦合等離子體質譜(LA-ICP-MS)原位定年, 在北京大學信息科學與技術國家重點實驗室完成。實驗采用的ICP-MS為美國安捷倫科技有限公司電感耦合等離子體質譜儀 Agilent ICPMS7500ce,激光剝蝕系統為德國相干(Coherent)公司準分子激光器COMPexPro102(波長193 nm)。激光剝蝕斑束直徑為44 μm, 激光能量密度為15 J/cm2, 激光頻率為5 Hz, 實驗中采用He作為剝蝕物質的載氣。用硅酸鹽玻璃標準參考物質NISTSRM610進行儀器最佳化,采樣方式為單點剝蝕。鋯石年齡采用標準鋯石 91500作為外部標準物質。元素含量采用NISTSRN1610作為外標, 選擇Si作為內標。元素分析的相對標準偏差和分析值之間的相對標準偏差(RSD)一般≤10％。數據處理采用 Glitter(ver4.0, Macquarie University) (Griffin et al., 2008)對鋯石的同位素比值及元素含量進行計算。

4.2 主量、微量元素分析

主量元素、微量和稀土元素分析均在核工業(yè)北京地質研究院分析測試研究中心完成。主量元素分析使用 X-射線熒光光譜儀(飛利浦 PW2404)完成,其中 Al2O3、SiO2、MgO、Na2O檢測限為 0.015％, CaO、K2O、TiO2檢測限為 0.01％, Fe2O3T、MnO、P2O5檢測限為0.005％; FeO用容量法完成(檢測限為0.1％)。微量元素及稀土元素含量利用酸溶法將樣品制備好后, 采用德國 Finnigan-MAT公司造的ELEMENT I電感耦合等離子體質譜(ICP-MS)測定完成, 具體方法可參考李榮輝等(1993)。

5 分析結果

5.1 鋯石U-Pb年代學

本文對石英斑巖Z1、流紋斑巖Z2和花崗巖Z3進行LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學測試, 結果見表1。選擇分析的鋯石為透明的自形晶體, 具明顯的環(huán)帶結構、無包體, 具巖漿鋯石特征(圖 5)。鋯石 Th 和 U的含量變化范圍較大, 分別為 49×10–6～9811× 10–6和 64×10–6～10208×10–6, Th/U 比值介于 0.33～ 1.42之間, 平均值為0.79, 絕大多數鋯石的Th/U比值都與典型巖漿鋯石的比值范圍相符(Claesson et al., 2000)。因此, 所測鋯石的結晶年齡可代表成巖年齡。

圖5　支家地礦區(qū)石英斑巖、流紋斑巖、花崗巖中鋯石的陰極發(fā)光照片Fig.5 CL images and dating spots of zircon grains from the quartz porphyry, rhyolite porphyry, and granite

樣品Z1分析了15個點, 除了Z1-8.1、Z1-11.1、Z1-15.1三個點因離群而未參與年齡的計算, 其余的12個分析點大部分位于諧和線的右側(圖6a)。由于在年輕樣品中, 普通鉛204Pb的含量對測試結果影響較大,而石英斑巖中含207Pb較低, 分析誤差偏大, 導致207Pb/235U值精度較差, 但是這些點的縱坐標都比較一致, 符合精度要求, 故采用206Pb/238U加權平均年齡來代表石英斑巖的形成年齡, 仍具有一定的參考性(袁洪林等, 2003; 劉建輝, 2012)。12個測點的206Pb/238U年齡加權平均值為135.4±0.8 Ma(95％置信度) (圖6a)。Z1-8.1的206Pb/238U年齡為236 Ma, 應為繼承鋯石或捕獲鋯石年齡, 暗示本區(qū)存在三疊紀和早白堊世的構造巖漿事件。與區(qū)域上中時代多期巖漿活動對應。

樣品Z2分析了20個點, 除了Z2-7.1、Z2-10.1、Z2-13.1、Z2-15.1、Z2-18.1五個點因離群而未參與年齡的計算, 其余的 15個點都位于諧和線附近,206Pb/238U加權平均年齡為 136.2±0.6 Ma(95％置信度)(圖 6b)。樣品Z3分析了18個點, 除了Z3-6.1、Z3-10.1、Z3-16.1、Z3-17.1、Z3-18.1五個點因離群而未參與年齡的計算,其余13個點都位于諧和線附近,206Pb/238U加權平均年齡為136.2±0.7 Ma(95％置信度)(圖6c)。

5.2 巖石地球化學特征

5.2.1 主量元素特征

圖6　支家地礦區(qū)石英斑巖(a)、流紋巖(b)和花崗巖(c)鋯石U-Pb年齡諧和圖解Fig.6 Concordia diagrams of zircon grains from the quartz porphyry (a), rhyolite porphyry (b), granite (c) of Zhijiadi mine area

表1　支家地礦區(qū)石英斑巖、流紋斑巖和花崗巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年結果Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating results of the quartz porphyry, rhyolite porphyry and granite from the Zhijiadi mine area

續(xù)表1:

本次研究對 2個流紋巖樣品, 10個石英斑巖樣品和1個花崗巖樣品進行了成分分析, 其中流部分石英斑巖樣品(Z0618-7、Z0618-8)、流紋巖樣品和花崗巖樣品的采樣位置與上述Z1、Z2、Z3采樣位置分別一致, 其他8個石英斑巖樣品采自與④礦體關系密切的巖體。主量和微量元素分析結果見表2。

三類巖石在分類命名圖中, 它們都落在流紋巖區(qū)域(圖7a), 多屬亞堿性系列。

石英斑巖SiO2含量為72.43％～76.36％, Al2O3含量為 12.86％～14.22％, K2O含量為 6.55％～9.41％, Na2O含量為0.15％～0.35％。K2O/Na2O比值為19.45～54.47, 全堿(K2O+Na2O)含量為 6.85％～9.81％, 鋁飽和指數A/CNK為1.42～1.95, σ為12.5～58.20, 巖石為弱過鋁質鉀玄巖系列。

圖7　支家地礦區(qū)巖漿巖的TAS圖解(a, 據Le Bas et al., 1986)和SiO2-K2O圖解(b, 據Peccerillo et al., 1976)Fig.7 TAS (a), and SiO2vs. K2O (b) diagrams of rocks from the Zhijiadi mine area

流紋巖SiO2含量為76.51％～78.48％, Al2O3含量為11.11％～12.11％, K2O含量為5.54％～6.45％, Na2O含量為3.08％～3.16％。K2O/Na2O比值為1.75～2.09,全堿(K2O+Na2O)含量為 8.7％～9.53％, 鋁飽和指數A/CNK為1.24, σ為0.09～0.13, 均小于3.3, 為過鋁質鉀玄巖與高鉀鈣堿性系列的過渡區(qū)(圖7b)。

花崗巖只測試了一塊樣品, SiO2含量為73.64％, Al2O3含量為13.62％, K2O含量為0.1％, Na2O含量為5.78％。K2O/Na2O比值為0.02, 全堿(K2O+Na2O)含量為5.88％, 鋁飽和指數A/CNK為1.46, σ為0, 均小于3.3, 為強過鋁質花崗巖。

5.2.2 微量和稀土元素特征

石英斑巖、流紋巖和花崗巖稀土元素和微量元素特征非常類似(圖8)。稀土元素球粒隕石標準化圖(圖8a)中前二者配分曲線模式近乎一致, 后者Eu含量相對富集, 稀土總量ΣREE分別為119.7×106-～ 169.3×106-、92.4×106-～140.8×106-、203.2×106-, (La/Yb)N為 10.24～ 18.26、10.60～17.54、28.26, δEu為0.39～ 0.52、0.37～0.41、0.66, 均呈輕稀土富集的右傾型配分模式; 在原始地幔標準化微量元素蛛網圖(圖8b)中, 三者的微量元素特征比較一致, 均相對富集Rb、Th、La、Nd、Zr元素, Ba、Sr相對虧損, Ti含量較低, 僅K和P有所不同(石英斑巖和流紋巖富K, 虧損P, 而花崗巖反之)。

圖8　支家地礦區(qū)巖漿巖稀土元素球粒隕石標準化圖(a)和微量元素原始地幔標準化蛛網圖(b) (球粒隕石標準化值據Sun et al., 1989; 原始地幔標準化值據Wood et al., 1979)Fig.8 Chondrite normalized REE patterns (a) and the primitive-mantle normalized trace element spider diagram (b) of rocks from the Zhijiadi mine area

6 討 論

6.1 形成環(huán)境

研究表明, 強過鋁質花崗巖為陸–陸碰撞過程中同碰撞早期擠壓環(huán)境下, 地殼加厚及碰撞高峰期后的巖石圈伸展構造作用引起下地殼溫度升高, 導致下地殼發(fā)生部分熔融形成(Pearce et al., 1984; Harris et al., 1986; Harris and Inger, 1992; Pearce, 1996; Sylvester, 1998; 張宏飛等, 2007), 與陸–陸碰撞和板塊深俯沖作用密切相關(Sylvester, 1998; Barbarin, 1999)。這類花崗巖以富Rb, 貧Sr、Ba為特征, 在微量元素蛛網圖上出現極為明顯的Rb正異常和Ba、Sr負異常。華北克拉通北緣地區(qū)中生代花崗巖類中出現過此類巖石(劉紅濤等, 2002)。

表2　流紋巖、石英斑巖、花崗巖的主量元素(％)和微量元素(μg/g)的地球化學分析數據Table 2 Major (％) and trace elements (μg/g) composition of the rhyolite porphyry, quartz porphyry and granite

支家地石英斑巖、流紋巖、花崗巖在SiO2-Al2O3圖解(圖 9a)中的投影點主要落入后碰撞花崗巖類區(qū)域。巖體的微量元素和稀土元素表現為富集大離子親石元素和輕稀土元素, 相對虧損高場強元素和重稀土元素, 也具后碰撞花崗巖的特征。在(Y+Nb)-Rb圖解(圖 9b)上, 數據點落入同碰撞花崗巖和后碰撞花崗巖重疊區(qū)域內。據最新研究成果, 鎢錫鉛鋅銀銻汞金鈾礦主要出現于巖石圈伸展環(huán)境, 大規(guī)模成礦作用通常發(fā)育于造山后的伸展環(huán)境而不是碰撞造山期間(毛景文和王志良, 2000)。結合區(qū)域資料分析,中生代(230～110 Ma)是華北地塊有色金屬的主要成礦期, 華北在中生代已完全進入陸內造山作用階段, 在EW向構造活動的基礎上疊加了古太平洋板塊的構造活動, 形成一系列推覆構造和伸展構造, 同時伴隨多期次的火山噴發(fā)和巖漿侵入活動。結合區(qū)域資料綜合分析, 研究區(qū)與成礦有關的巖石(如: 石英斑巖、花崗巖、流紋巖)可能形成于后碰撞伸展環(huán)境。

syn-COLG. 同碰撞花崗巖; Post-COLG. 后碰撞花崗巖; VAG. 火山弧花崗巖; WPG. 板內花崗巖; ORG. 洋脊花崗巖; IAG. 島弧胡崗巖類; CAG. 大陸弧花崗巖類; CCG. 大陸碰撞花崗巖; POG. 后碰撞花崗巖類; RRG. 與裂谷有關的花崗巖; CEUG. 與大陸抬升有關的花崗巖類。圖9　構造環(huán)境判別圖SiO2-Al2O3 (a)和(Y+Nb)-Rb (b, 據Pearce, 1996)Fig.9 SiO2vs. Al2O3(a) and (Y+Nb) vs. Rb (b) diagrams

6.2 成巖與成礦關系

礦區(qū)附近的火山巖被厘定為侏羅系白旗組二段(J3b2)(山西省地質礦產局, 1989), 分布在礦區(qū)北東部,按其巖性可分為下部英安質角礫巖和上部火山凝灰角礫巖, 為一套長英質火山巖。本次研究表明, 火山巖中流紋斑巖的鋯石U-Pb年齡為136.2±0.6 Ma、礦區(qū)侵入花崗巖為136.2±0.7 Ma、次火山石英斑巖為135.4±0.8 Ma、都屬早白堊世?？梢? 礦區(qū)分布的這套火山巖(J3b2), 其時代應屬早白堊世。鄰區(qū)左云縣有較大面積的白堊紀火山巖出露, 在恒山和五臺山隆起的北東端也零星分布有白堊紀火山巖。作為晉北區(qū)域構造–巖漿活動帶的一部分, 礦區(qū)所在的太白維山礦田中發(fā)育白堊紀火山巖也是合理的。前人研究表明, 支家地銀多金屬礦床成礦與石英斑巖密切相關(張北延等, 1995; 周紹芝, 1999; 楊建功, 1999; 李樹臣和周利霞, 2008)。支家地含礦角礫巖筒主要分布在石英斑巖體的上方或旁側, 含礦角礫巖筒中有葉臘石化的石英斑巖角礫, 旁側的石英斑巖體中也發(fā)育了明顯的硅化絹云母化及相伴的細脈浸染狀鉛鋅礦化(張會瓊等, 2012), 局部達到工業(yè)品位。石英斑巖、火山碎屑巖及礦體的稀土分布特征,反映出三者具有同源性(肖秀梅, 1992)。因此, 筆者認為成礦作用與石英斑巖的侵位近同時發(fā)生, 時序上緊隨石英斑巖侵位之后。因此, 支家地礦區(qū)石英斑巖的成巖時代可近似作為成礦時代。初步統計華北地臺北緣中段燕山期Au、Ag、Pb、Zn成礦帶內發(fā)育大、中、小型鉛鋅銀礦床80余處, 其中大型礦床5處、中型26處, 不同規(guī)模的Pb、Zn、Ag地球化學異常 180余處, 帶內成礦時代有新太古代(3.0～ 2.5 Ga)、古元古代末–中元古代(1.9～1.4 Ga)和中生代的中侏羅世–早白堊世(180～140 Ma), 礦帶由北向南呈現了由NE向轉為EW向, 再轉為NE向的分布特點, 資源量或礦山數量均顯示中生代中侏羅世–早白堊世是區(qū)內多金屬礦床成礦的主要時期。中國東部中生代大規(guī)模成礦作用主要發(fā)生于 110～160 Ma, 以130 Ma為鼎盛時期, 如鄰區(qū)的刁泉銅銀礦成礦時代為132.3±6.1 Ma(易洪波, 2012), 義興寨鉬金鉛鋅礦成礦時代為 133±0.87 Ma(羅軍燕, 2009), 山西堡子灣金礦早期成礦年齡為142.9 Ma(韓金良等, 2002;朱翠伊等, 2002), 華北地臺北緣內蒙林西大井錫銅鉛鋅銀礦床為146～133 Ma(江思宏等, 2012)等。這表明與支家地時代相近的銀多金屬礦床在區(qū)域上具有較大的分布范圍, 代表了早白堊世的一次重要的構造–巖漿–成礦事件。

7 結 論

(1) 礦區(qū)流紋斑巖的LA-ICP-MS 鋯石U-Pb同位素測年結果為 136.2±0.6 Ma, 花崗巖和石英斑巖鋯石 U-Pb年齡測定結果分別為: 135.4±0.8 Ma、136.2±0.7 Ma, 三者成巖年齡基本一致, 屬早白堊世。支家地石英斑巖與成礦關系密切, 其成巖時代可近似作為成礦時代, 因此支家地銀多金屬礦床為早白堊世成礦。

(2) 支家地石英斑巖、流紋巖在化學成分上表現為富硅(SiO2=72.43％～78.48％)、高鉀(K2O/Na2O平均值為 25.17)、過鋁質(A/CNK=1.24～1.95), 花崗巖在化學成分上表現為富硅(SiO2=73.64％)、低鉀(K2O/ Na2O=0.02)、強過鋁質(A/CNK=0.02), 三者稀土元素和微量元素特征非常類似, 僅在P和K元素化學成分上花崗巖與前2者相差比較大(石英斑巖和流紋巖富 K, 虧損 P; 而花崗巖反之)。微量元素明顯富Rb、Th、La、Nd、Zr, 虧損Ba、Sr、Eu等元素, Ti含量較低, 屬輕稀土元素富集型的過鋁質花崗巖。支家地石英斑巖、流紋巖和花崗巖地球化學特征研究表明其與后碰撞花崗巖類似, 結合區(qū)域資料的研究, 推測其形成于后碰撞伸展環(huán)境。

致謝： 野外工作得到了山西支家地銀礦史礦長的大力支持, 數據測試以及數據處理得到了有色金屬礦產地質調查中心石煜博士生的幫助, 在此深表謝意。感謝兩位審稿人提出的寶貴修改意見。

邴穎, 孟瑞發(fā). 2009. 山西靈丘太白維山多金屬礦床的地質特征及成因. 地質通報, 28(10): 1499–1510.

陳昌勇, 李守義, 范繼璋, 許亞光. 1999. 華北地塊北緣AuAgCuPbZn成礦規(guī)律. 長春科技大學學報, 29(3): 227–231.

陳津, 唐躍林. 1993. 山西靈丘支家地熱液隱爆銀(多金屬)礦床成礦機制. 地質與勘探, (11): 16–22.

大同晉銀礦業(yè)有限責任公司. 2005. 山西省靈丘縣支家地鉛鋅銀礦資源潛力調查報告: 10–16.

韓金良, 張寶林, 魏廣慶, 丁汝福, 高浩中, 王杰. 2002.山西堡子灣金礦的礦床成因與成礦時代探討. 礦床地質, 21(增刊): 588–601.

江思宏, 梁清玲, 劉翼飛, 劉妍. 2012. 內蒙古大井礦區(qū)及外圍巖漿巖鋯石U-Pb年齡及其對成礦時間的約束.巖石學報, 28(2): 495–513.

李兵院, 孟慶春. 2010. 支家地鉛鋅銀礦成礦地質特征及深部找礦. 礦床地質, 29(増刊): 213–214.

李榮輝, 燕秀琴, 郭冬發(fā), 趙勝利. 1993. 743陽離子交換快速分離-ICP-PGS2單道掃描直讀光譜儀測定地質樣品中15個微量稀土元素. 鈾礦地質, 9(3): 50–57.

李樹臣, 周利霞. 2008. 山西省靈丘縣支家地鉛鋅銀礦床地質特征及成礦預測. 地質與勘探, 44(3): 18–21.

李兆龍, 張連營, 樊秉鴻, 唐耀林, 馬麗華. 1992. 山西支家地銀礦地質特征及礦床成因. 礦床地質, 11(4): 315–324.

劉紅濤, 翟明國, 劉建明, 孫世華. 2002. 華北克拉通北緣中生代花崗巖: 從碰撞后到非造山. 巖石學報, 18(4): 433–448.

劉建輝. 2012. SHRIMP鋯石鈾-鉛同位素測量中普通鉛204Pb對實驗結果的影響. 巖礦測試, 31(4): 597–601.

羅軍燕. 2009. 山西省繁峙縣義興寨金礦床成因礦物學研究與成礦預測. 北京: 中國地質大學(北京)博士學位論文: 29–37.

毛景文, 王志良. 2010. 中國東部大規(guī)模成礦時限及其動力學背景的初步探討. 礦床地質, 19(4): 289–296.

潘益清, 康艷輝. 2009. 山西省支家地鉛鋅銀礦礦床地質特征. 山西建筑, 35(14): 74–75.

山西省地質礦產局. 1989. 山西省區(qū)域地質志. 北京: 地質出版社: 171–218.

肖秀梅. 1992. 支家地銀礦地質特征及找礦標志. 地質與勘探, (10): 13–17.

楊建功. 1999. 晉東北支家地銀礦床成礦特征及成因分析.有色金屬礦產與勘查, 8(6): 551–555.

易洪波. 2012. 山西省靈丘縣習泉銀銅礦地球化學特征及其對礦床成因的約束. 長沙: 中南大學碩士學位論文: 41–53.

袁洪林, 吳福元, 高山, 柳小明, 徐平, 孫德有. 2003. 東北地區(qū)新生代侵入體的鋯石激光探針U-Pb年齡測定與稀土元素成分分析. 科學通報, 48(14): 1511–1520.張北延. 1994. 支家地銀礦區(qū)隱爆角礫巖特征及其與成礦的關系. 地質與勘探, (1): 20–22.

張北延, 李占新, 劉鳳岐, 馬文忠. 1995. 山西-靈丘支家地銀礦地質特征. 華北地質礦產雜志, 10(2): 257–268.

張宏飛, 徐旺春, 郭建秋, 宗克清, 蔡宏明, 袁洪林. 2007.岡底斯印支期造山事件: 花崗巖類鋯石U-Pb年代學和巖石成因證據. 地球科學, 32(2): 155–166.

張會瓊. 2014. 山西支家地淺成低溫熱液型銀鉛鋅礦床成礦作用研究. 北京: 中國地質大學(北京)博士學位論文: 64–101.

張會瓊, 王京彬, 王玉往. 2012. 山西靈丘支家地鉛鋅礦隱爆角礫巖筒的巖相分帶性研究及其勘查意義. 地質論評, 58(6): 1046–1055.

中國冶金地質總局第三地質勘查院. 2011. 山西省靈丘縣支家地礦區(qū)鉛鋅銀礦接替資源勘查(普查)報告: 12–25.

周紹芝. 1999. 晉東北地區(qū)銀(金)礦成礦特征及遠景淺析.地質與勘探, 35(3): 6–23.

朱翠伊, 廖永骨, 卿敏, 韓旭. 2002. 山西堡子灣金礦成礦時代探討. 黃金地質, 8(1): 17–20.

Barbarin B. 1999. A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic environments. Lithos, 46: 605-626.

Claesson S, Vetrin V, Bayanova T and Downes H. 2000. U-Pb zircon ages from a Devonian carbonatite dyke, Kola peninsula, Russia: A record of geological evolution from the Archaean to the Palaeozoic. Lithos, 51(1–2): 95–108.

Griffin W L, Powell W J, Pearson N J and O’Reilly S Y. 2008. Appendix A2. GLITTER: Data reduction software for laser ablation ICP-MS．Mineralogical Association of Canada, 40: 308-311.

Harris N B W and Inger S. 1992. Trace element modeling of pelite-derived granites. Contributions to Mineralogy and Petrology, 110(1): 46–56.

Harris N B W, Pearce J A and Tindle A G. 1986. Geochemical characteristics of collision-zone magmatism // Coward M P and Reis A C. Collision Tectonics. Geological Society, London, Special Publication, 19: 67–81.

Kosler J, Fonneland H, Sylvester P, Tubrett M and Pedersen R B. 2002. U-Pb dating of detrital zircons for sediment provenance studies: A comparison of laser ablation LAICPMS and SIMS techniques. Chemical Geology, 182: 605–618.

Pearce J A, Harris N B W and Tindle A G. 1984. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology, 25(4): 956–983.

Pearce J A. 1996. Sources and setting of granitic rocks. Episodes, 19(4): 120–125.

Peccerillo R and Taylor S R. 1976. Geochemistry of Eocene calk-alkaline volcanic rocks from the Kaslanloun area, Northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology, 58: 63–81.

Sun S S and McDonough W F. 1989. Chemical and isotopic systematics of ocean basalts: Implications for mantle composition and processes // Saunders A D and Norry M J. Magmatism in Ocean Basin. Geological Society, London, Special Publication, 42: 313–345.

Sylvester P J. 1998. Post-collisional strongly peraluminous granites. Lithos, 45: 29–44.

Wood D A, Joron J L, Treuil M, Norry M and Tarney J. 1979. Elemental and Sr isotope variations in basic lavas from Iceland and the surrounding ocean floor. Contributions to Mineralogy and Petrology, 70: 3219–3339.

Zircon U-Pb Geochronology of the Volcanic-subvolcanic Rocks and its Geological Implications on the Zhijiadi Silver Polymetallic Mineralization

ZHANG Huiqiong, WANG Jingbin*, WANG Yuwang, ZOU Tao and LONG Lingli
(Beijing Institute of Geology for Mineral Resource, Beijing 100012, China)

LA-ICP-MS zircon U-Pb dating of the volcanic-subvolcanic rocks (rhyolite porphyry, quartz porphyry and granite) from the Zhijiadi deposit yields ages of 135.4±0.8 Ma, 136.2±0.6 Ma, and 136.2±0.7 Ma for the quartz porphyry, rhyolite porphyry, and granite, respectively. Obviously, they formed simultaneously in Early Cretaceous. Since the quartz porphyry is closely related with the mineralization, its age (about 135 Ma) can be considered to be the age of the mineralization. The rhyolite and quartz porphyry are silicon-rich (SiO2=72.43％-78.48％), highly potassic (K2O/Na2O average value is 25.17) and strong peraluminous (A/CNK=1.24-1.95). Moreover, they have similar rare earth element patterns and trace element characteristics, such as enrichments of Rb, Th, La, K, Nd, Zr, other large ion lithophile elements, depletions of Ba, Sr, Eu, and Ti. So, they should belong to the shoshonite series peraluminous granite. However, the granite has different phosphorus and potassium from the quartz porphyry and the rhyolite (granites have high phosphorus and lower potassium, but the quartz porphyry and the rhyolite have high potassium and lower phosphorus). Their geochemistry and formation environment reveal that they have characteristics of postcollisional granites, and thus mostly like to have been formed post collisional extensional environment.

Zhijiadi silver polymetallic deposit; geochronology; LA-ICP-MS zircon U-Pb age

P595; P597

A

1001-1552(2016)03-0478-013

2013-10-18; 改回日期: 2014-10-8
項目資助: 全國危機礦山接替資源找礦項目——危機礦山勘查理論方法與技術總結(200699105)和行業(yè)科研基金課題——卡拉塔格整裝勘查區(qū)找礦預測與靶區(qū)評價研究(201411026-3)聯合資助。

張會瓊(1982–), 女, 博士, 高級工程師, 主要從事典型礦床研究與成礦預測研究。Email: 123863164@qq.com

王京彬(1961–), 男, 教授, 博士生導師, 主要從事礦產勘查、礦床地球化學與找礦預測研究。Email: wjb@cnncm.com