劉聰 郭虎 賴勇

準蘇吉花斑巖型鉬銅礦床巖體特征及成礦機制研究

劉聰 郭虎 賴勇?

造山帶與地殼演化教育部重點實驗室, 北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院, 北京 100871; ?通信作者, E-mail: yonglai@pku.edu.cn

通過對輝鉬礦的 Re-Os 及鋯石 U-Pb 同位素年代學(xué)研究, 得到輝鉬礦的 Re-Os 等時線年齡為 297.2±4.3 Ma, 賦礦花崗斑巖的鋯石 U-Pb 年齡為 301.1±4.0Ma, 確定準蘇吉花斑巖型鉬銅(Mo-Cu)礦床的成巖成礦時代為晚石炭世至早二疊世。準蘇吉花礦區(qū)不含礦花崗閃長巖的鋯石 U-Pb 年齡為 301.2±2.2 Ma, 與花崗斑巖成巖時代一致。發(fā)育角閃石和黑云母的礦物學(xué)特征以及高 Rb, Th 和 Ba, 低 P 和 Ti 的巖石地球化學(xué)特征表明, 花崗斑巖和花崗閃長巖同屬于 I 型花崗巖。較低的 Re 含量、Mg#值、Nb/Ta 值和 Zr/Hf 值以及低Sr值和正Nd()值的全巖 Sr-Nd 同位素特征表明, 準蘇吉花花崗巖的源區(qū)為新生下地殼的部分熔融, 巖漿演化過程中, 花崗斑巖和花崗閃長巖均經(jīng)歷較強烈的分離結(jié)晶作用, 有利于 Mo 進一步在殘余熔體中富集。通過鋯石的 Ce4+/Ce3+值計算獲得巖漿結(jié)晶分異時的氧逸度, 發(fā)現(xiàn)花崗斑巖巖漿的氧逸度相對較高(ΔFMQ 平均值為+4.8), 花崗閃長巖巖漿氧逸度相對較低(ΔFMQ 平均值為+2.2), 表明高氧逸度的巖漿更有利于 Mo 和 Cu 富集成礦。

斑巖型鉬銅礦床; 鋯石 U-Pb 年代學(xué); 輝鉬礦 Re-Os 定年; I型花崗巖; 氧逸度; 準蘇吉花

準蘇吉花斑巖型鉬銅(Mo-Cu)礦床位于內(nèi)蒙古蘇尼特左旗西北部, 屬于中蒙邊境巨型成礦帶的組成部分[1?2]。該帶是我國北方重要的多金屬成礦帶, 晚古生代受古太平洋板塊俯沖影響, 發(fā)育一系列斑巖型礦床, 如歐玉陶勒蓋 Cu-Au 礦床、查干蘇布爾加 Cu-Mo 礦床以及準蘇吉花 Mo-Cu 礦床等[3?5]。中新生代以來, 受蒙古?鄂霍茨克洋閉合及太平洋板塊向歐亞大陸俯沖的影響, 巖漿活動強烈, 發(fā)育大量高硅、高鉀的鈣堿性 I 型花崗巖, 形成一系列斑巖型鉬礦、銅礦、矽卡巖型鉛鋅礦以及熱液脈型銀礦等多種礦床[6?11]。礦區(qū)在大地構(gòu)造上位于興蒙造山帶烏里雅蘇臺活動大陸北緣, 除準蘇吉花鉬銅礦床外, 該構(gòu)造區(qū)域近年來還陸續(xù)發(fā)現(xiàn)烏蘭德勒、達萊敖包、烏花敖包和寶格達烏拉等多個燕山期鉬礦床(點), 有著巨大的資源前景[3,11]。作為我國東北地區(qū)古亞洲洋成礦體系中的典型礦床, 準蘇吉花礦床與區(qū)域內(nèi)大多數(shù)形成于環(huán)太平洋構(gòu)造體系的斑巖型銅鉬礦有明顯的區(qū)別。對該礦床進行詳細的巖石學(xué)和成礦機制研究, 有助于認識中亞造山帶不同構(gòu)造背景下斑巖型礦床成礦機制的異同, 并對探討和解釋我國東北地區(qū)多鉬少銅的現(xiàn)象具有重要意義。

目前, 準蘇吉花礦床已探明的 Mo 總礦石量為1961.17 萬噸, 平均品位為 0.138 %; Cu 總礦石量為67.58 萬噸, 平均品位為 0.793%[4,12?13]。前人對礦區(qū)地質(zhì)、年代學(xué)和同位素地球化學(xué)特征進行初步研究, 獲得與成礦相關(guān)巖體的形成年齡(花崗斑巖鋯石 U-Pb 年齡: 298.3±3.1Ma[2]; 花崗閃長巖鋯石 U-Pb 年齡: 299.7±1.9Ma[1], 300.0±2.0Ma[12])和成礦年齡(輝鉬礦 Re-Os 等時線年齡: 298.3±3.6Ma[2])。但是, 有關(guān)與成礦相關(guān)花崗巖的成因以及花崗巖與鉬銅礦成因聯(lián)系的研究相對薄弱[1,12?14], 在一定程度上制約了對該礦床及區(qū)域成礦規(guī)律的認識。

本文在前人工作的基礎(chǔ)上, 通過對花崗斑巖和花崗閃長巖的年代學(xué)、巖石地球化學(xué)、同位素地球化學(xué)及巖漿氧逸度等特征的分析, 進一步論證礦區(qū)巖體的形成時代及輝鉬礦的成礦時代、花崗巖巖漿源區(qū)、巖漿演化及巖漿氧逸度對成礦的指示意義。

1 地質(zhì)背景和樣品測試方法

準蘇吉花斑巖型 Mo-Cu 礦床位于內(nèi)蒙古自治區(qū)東部蘇尼特左旗境內(nèi), 所處構(gòu)造部位屬于中亞造山帶東段西伯利亞板塊南緣俯沖增生帶。該構(gòu)造帶古生代到中生代經(jīng)歷明顯的碰撞造山、碰撞后伸展作用及構(gòu)造轉(zhuǎn)換過程[4]。礦區(qū)出露的地層主要有古生界奧陶系巴彥呼舒組變質(zhì)碎屑巖, 石炭?二疊系寶力高廟組變質(zhì)碎屑巖以及第四系沉積層。區(qū)域內(nèi)海西期、印支期和燕山期均有巖漿活動, 海西期主要發(fā)育花崗閃長巖、花崗斑巖和一些閃長巖脈, 印支期和燕山期主要發(fā)育花崗質(zhì)巖體[2], 燕山期花崗巖體侵入接觸海西期花崗閃長巖。研究區(qū)內(nèi)斷裂構(gòu)造主體呈北東向展布, 控制地層及巖漿巖的分布, 并發(fā)育次一級北西向斷裂構(gòu)造[5](圖 1)。

準蘇吉花礦區(qū)出露的巖漿巖主要有花崗斑巖、花崗閃長巖及少量閃長玢巖脈(圖 2(a)~(c))。花崗斑巖體呈舌狀侵入石炭?二疊系寶力高廟組碎屑巖, 具斑狀或似斑狀結(jié)構(gòu), 塊狀構(gòu)造, 斑晶以石英和長石為主, 含量為 10%~15%, 粒徑為 1~3mm, 基質(zhì)主要為石英、斜長石、鉀長石、角閃石和云母類礦物?；◢忛W長巖具有典型的花崗結(jié)構(gòu), 塊狀構(gòu)造, 主要礦物組合為石英、斜長石、角閃石、黑云母和鉀長石等。礦體主要賦存在花崗斑巖或花崗斑巖與圍巖的接觸帶(圖 1)。礦區(qū)東西長約 2km, 南北寬約 1km, 礦體呈北西向展布。共有 273 條礦體, 其中含 145 條工業(yè)礦體和 128條低品位礦體。

礦體呈網(wǎng)脈狀、浸染狀和團簇狀等, 主要礦石礦物有黃銅礦、輝鉬礦、磁鐵礦、斑銅礦、銅藍和閃鋅礦等, 脈石礦物有石英、黃鐵礦、斜長石、鉀長石、黑云母、絹云母、綠簾石、綠泥石、石膏和方解石等。輝鉬礦為半自形晶片狀, 呈不等粒狀、彎曲狀、樹枝狀、放射狀或菱片狀集合體(圖 2(d)~ (j)), 黃銅礦和黃鐵礦以半自形?它形粒狀分布在石英脈中。礦體圍巖蝕變由內(nèi)向外可劃分為鉀化帶、硅化帶、絹英巖化帶和青磐巖化帶。礦化作用可以劃分為 4 個階段: 1)鉀化階段, 無礦化, 以出現(xiàn)大量鉀長石或黑云母為特征; 2)硅化階段, 為輝鉬礦沉淀的主要階段; 3)石英絹云母化階段, 主要形成黃銅礦、黃鐵礦和閃鋅礦等; 4)碳酸鹽階段, 主要形成無礦石英脈和方解石脈等。

將礦區(qū)花崗斑巖(ZK-1, ZK-2 和 ZK-3)和花崗閃長巖(PG-1, PG-2 和 PG-3)樣品破碎至粒徑約為 100μm, 先用重液和磁法分選, 然后在雙目顯微鏡下人工挑選鋯石。鋯石陰極發(fā)光圖像(CL)、U-Pb 同位素及微量元素分析均在北京大學(xué)造山帶與地殼演化教育部重點實驗室完成, 質(zhì)譜系統(tǒng)為美國 Agilent公司生產(chǎn)的 7500ce/cs 型四級桿電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS), 激光束斑直徑為 32μm, 剝蝕時間控制在 40 秒。用 Andersen[15]的方法進行普通鉛扣除, 使用 Isoplot/Ex3.0 版本軟件計算諧和年齡并繪制諧和圖。全巖主量和微量元素分析在澳實礦物實驗室(廣州)完成。主量元素分析采用 X 熒光光譜儀(XRF)(PANalytical PW2424, 荷蘭), FeO 分析采用容量滴定法, 燒失量分析采用重量法, 檢出精度均為 0.01%。微量和稀土元素分析采用等離子質(zhì)譜法(ICP-MS)(Agilent 7900, 美國), 檢出精度均≤0.5μg/g。輝鉬礦樣品的 Re-Os 同位素分析在中國地質(zhì)科學(xué)院國家地質(zhì)實驗測試中心錸?鋨同位素年代學(xué)實驗室完成, 采用美國 TJA 公司的 TJA X-series ICP-MS 測定同位素比值。對含 Os 的 HBr 溶液反復(fù)蒸餾純化(兩次常量蒸餾和一次微量蒸餾), 將蒸餾殘液倒入 150mL 的 Teflon 燒杯中, 用 ICP-MS 測定Os 同位素比值。Re 的測定采取丙酮萃取分離和陰離子交換純化兩步措施, 最后經(jīng)強酸型陽離子交換樹脂除掉鈉鹽后, 流出液用于ICP-MS測試。

2 樣品分析結(jié)果

2.1 鋯石 U-Pb 年齡和輝鉬礦 Re-Os 等時線年齡

大部分鋯石為自形晶, 具有明顯的震蕩環(huán)帶, 具典型巖漿鋯石特征[16]?；◢彴邘r中鋯石獲得 14個測點的數(shù)據(jù), Th/U 值的變化范圍在 0.31~1.1 之間, 平均值為 0.58 (表 1), 14 組數(shù)據(jù)的206Pb/238U 加權(quán)平均年齡為 301.1±4.0 Ma (圖 3)?；◢忛W長巖中鋯石獲得 18 個測點的數(shù)據(jù), Th/U 值的變化范圍在 0.34~ 0.72 之間, 平均值為 0.47 (表 1), 18 組數(shù)據(jù)的206Pb/238U 加權(quán)平均年齡為 301.2±2.2Ma (圖 3), 成巖時代與花崗斑巖相近。

表 2 顯示, 5 件輝鉬礦樣品的187Re 含量在 6140~ 17581 ng/g 之間,187Os 含量在 30.95~87.66 ng/g 之間, 初始 Os 含量接近零, 可以判定輝鉬礦中的 Os 均為放射性成因。擬合的 Re-Os 同位素等時線年齡為297.2±4.3Ma, Os 模式年齡加權(quán)平均值為 300.3±1.9 Ma (圖 4), 兩個年齡值接近, 表明準蘇吉花斑巖型礦床成礦時代為晚石炭世至早二疊世。巖體的鋯石U-Pb 年齡與輝鉬礦 Re-Os 年齡接近, 成巖時代與成礦時代一致。

2.2 鋯石微量元素和稀土元素組成特征

花崗斑巖中鋯石的∑REE 值為 928~2067μg/g, 平均 1505μg/g, 花崗閃長巖中鋯石的∑REE 值為486~1499μg/g, 平均 854μg/g, 花崗斑巖中鋯石的稀土總量明顯高于花崗閃長巖(表 3)。稀土球粒隕石標準化曲線均呈現(xiàn)輕稀土虧損、重稀土富集的左傾形態(tài)(圖 5)?；◢彴邘r中鋯石Eu 值為 0.24~0.41, 平均 0.29, 花崗閃長巖中鋯石的Eu 值為 0.21~0.45, 平均 0.34, 二者均存在明顯的 Eu 負異常, 花崗斑巖的 Eu 負異常程度比花崗閃長巖更高。

2.3 巖體主量和微量元素組成特征

從表 4 看出, 礦區(qū)花崗閃長巖和花崗斑巖均具有高硅(SiO2含量分別為 69.26%~71.39%和 70.27%~ 70.38%)、高鋁(Al2O3含量分別為 14.36%~15.51% 和 15.18%~15.49%)、富堿(K2O+N2O 的含量分別為7.33%~7.76%和 7.17%~7.40%)、貧鈣(CaO 含量分別為 1.74%~2.03%和 2.08%~2.13%)、低鎂鐵(MgO含量分別為 0.72%~0.87%和 0.74%~0.79%, FeOT含量分別為 2.12%~2.52%和 2.11%~2.17%)的特點?；◢忛W長巖位于高鉀鈣堿性系列區(qū)域(圖 6(a)), 鋁飽和指數(shù)(A/CNK)在 1.09~1.19 之間, 落在過鋁質(zhì)區(qū)域(圖 6(b)), 屬于過鋁質(zhì)高鉀鈣堿性系列巖石; 花崗斑巖位于鈣堿性系列區(qū)域(圖 6(a)), A/CNK 在 1.08~ 1.09 之間, 也落在過鋁質(zhì)區(qū)域(圖 6(b)), 屬于弱過鋁質(zhì)鈣堿性系列巖石。

從表 4 看出, 花崗斑巖的全巖∑REE 值為 97~ 106μg/g, 平均 102μg/g, 輕稀土相對富集, 重稀土虧損, 稀土球粒隕石標準化曲線呈現(xiàn)右傾形態(tài)(圖7(a)); LREE/HREE 值為 8.3~8.7, 平均 8.5; (La/Yb)N值為 9.53~9.69, 平均 9.61;Eu 值為 0.69~0.74, 平均 0.72, 顯示較強的 Eu 的負異常?；◢忛W長巖的全巖∑REE 值為 83~145μg/g, 平均 111μg/g, 輕稀土相對富集, 重稀土虧損, 稀土球粒隕石標準化曲線呈右傾形態(tài)(圖 7(a)); LREE/HREE 值為 5.2~7.2, 平均6.0; (La/Yb)N值為 4.40~6.39, 平均 5.31;Eu 值為0.49~0.77, 平均 0.67, 顯示較強的 Eu 的負異常?；◢忛W長巖與花崗斑巖的稀土分布總體上相近, 但花崗斑巖稀土總量的平均值低, 重稀土含量偏低, 輕重稀土分餾更明顯。

樣品原始地幔標準化的微量元素蛛網(wǎng)圖(圖 7 (b))顯示, 花崗閃長巖與花崗斑巖具有相似的分布形態(tài), 二者均表現(xiàn)出 Th, U, La, Ce, Zr, Hf 和 Sr 等元素的正異常以及 Ba, Ta, Nb, P 和 Ti 的負異常, 差別在于花崗斑巖的 Y, Yb 和 Lu 的含量明顯偏低。

3 討論

3.1 礦區(qū)花崗巖類型

準蘇吉花礦區(qū)花崗斑巖和花崗閃長巖具過鋁質(zhì)特征, 既有 S 型花崗巖的特點, 又有 I 型花崗巖富鈉的特征, 較低的 FeOT/MgO 值(花崗斑巖為 2.74~3.10,花崗閃長巖為 2.90~3.11)和 FeOT/(MgO+ FeOT)值(花崗斑巖為 0.73~0.74, 花崗閃長巖為0.74~0.76)明顯不同于 A 型花崗巖[20], 顯示高分異花崗巖類的特征。在 Whalen 等[20]的花崗巖判別圖解(圖 8(a))中, 準蘇吉花礦區(qū)花崗斑巖和花崗閃長巖均落在 I+S 型區(qū)域, 排除 A 型花崗巖的可能性。至于究竟是 I 型還是 S 型, 需根據(jù)礦物學(xué)和地球化學(xué)特征進行進一步的分析判別。

表1 準蘇吉花礦區(qū)花崗斑巖(ZK)及花崗閃長巖(PG) U-Pb定年分析結(jié)果

角閃石、堇青石和堿性暗色礦物可以作為判別花崗巖類型的重要礦物學(xué)標志[21]。準蘇吉花花崗斑巖和花崗閃長巖均含角閃石和黑云母這兩種 I 型花崗巖中常見的礦物, 但沒有發(fā)現(xiàn)堇青石和白云母等 S 型花崗巖特有的富鋁礦物, 在礦物學(xué)特征上, 這些巖石表現(xiàn)出I型花崗巖的特征。

作為一種不相容元素, 隨著巖漿演化程度的增加, Rb 在巖漿中逐漸富集。準蘇吉花巖體的微量元素組成(表 4)顯示, 隨著 Rb 含量的增加, P 含量逐漸降低, Th 和 Ba 含量則呈現(xiàn)上升趨勢, 呈現(xiàn) I 型花崗巖的地球化學(xué)特征[23], 并且, 其低 Zr 和 Y 的特征也與 I 型花崗巖相符。Rb/Nb 值在巖漿作用過程中不受巖漿分異和部分熔融的影響, 因此用來反映源區(qū)特征[22]。圖 8(b)中, 所有數(shù)據(jù)點都落在 I 型花崗巖區(qū)域。因此, 我們判定準蘇吉花礦區(qū)花崗斑巖和花崗閃長巖均為I型花崗巖。

表2 準蘇吉花礦區(qū)輝鉬礦Re-Os同位素分析結(jié)果

表3 準蘇吉花礦區(qū)花崗斑巖(ZK)和花崗閃長巖(PG)鋯石微量元素分析結(jié)果(μg/g)

續(xù)表

表4 準蘇吉花花崗斑巖與花崗閃長巖主量元素(%)和微量元素含量(μg/g)

3.2 巖漿源區(qū)及巖體演化

近年來, 關(guān)于 I 型花崗巖的巖漿成因有多種認識, 如酸性與基性巖漿混合[24-25]、幔源玄武質(zhì)巖漿部分熔融與分離結(jié)晶[26]以及下地殼基性巖部分熔融[27]。Zhang 等[13]認為花崗閃長巖低Sr值(0.70414~ 0.70461)和較高Nd()值(?0.9~1)的特征說明其巖漿是具有虧損地幔印記的新生玄武質(zhì)成分與古老地殼物質(zhì)混合而成。但是, 準蘇吉花礦區(qū)巖體的巖相學(xué)和地球化學(xué)特征并不支持巖漿混合成因的觀點。

通常, 基性巖漿與殼源酸性巖漿混合后形成的花崗閃長巖以發(fā)育基性包體和化學(xué)組成變化范圍廣為特征。準蘇吉花礦區(qū)花崗閃長巖和花崗斑巖中均未發(fā)現(xiàn)基性巖包體, 雖然在花崗閃長巖中發(fā)育同時代的偏中性閃長巖脈(SiO2含量為 52.17%~58.91%, 年齡為 299Ma[13]), 但在二者接觸帶未發(fā)現(xiàn)明顯的巖漿混合現(xiàn)象, 閃長巖脈與花崗閃長巖體之間界限清晰, 表明閃長巖脈侵入已固結(jié)成巖的花崗閃長巖體中。此外, 沒有看到不平衡礦物組合、環(huán)斑結(jié)構(gòu)和嵌晶結(jié)構(gòu)等巖漿混合的礦物學(xué)特征。因此, 雖然前人依據(jù)有限的同位素特征得出準蘇吉花礦區(qū)花崗閃長巖為巖漿混合成因的結(jié)論, 但巖漿混合成因模型不能很好地解釋該礦區(qū)花崗斑巖和花崗閃長巖的地質(zhì)特征和巖相學(xué)特征。

準蘇吉花礦區(qū)巖體的 SiO2含量很高, 且變化范圍較小, MgO 含量低, 這些特點與幔源巖漿特征不符。花崗斑巖的 Mg#值在 0.39~0.40 之間, 花崗閃長巖在 0.37~0.38 之間, 均顯示殼源特征(Mg#<0.4), 并且與玄武質(zhì)巖石部分熔融形成的中酸性巖漿[28]相似?；◢彴邘r的 Nb/Ta 平均值為 10.82, Zr/Hf 平均值為 37.86, 花崗閃長巖的 Nb/Ta 平均值為 9.08, Zr/Hf 平均值為 34.05, 兩種巖石的 Nb/Ta 和 Zr/Hf值接近, 都與大陸下地殼平均值(Nb/Ta: 上地殼為1.50,下地殼為 9.57,原始地幔為 18.84;Zr/Hf:上地殼為 32.76, 下地殼為 33.33, 原始地幔為 37.50)[29?30]相似。此外, 準蘇吉花礦區(qū)巖體的 Sr-Nd 同位素[13]顯示低Sr、較高Nd()值的特征, 且 Sr 和 Nd 含量變化范圍較小。所有這些特征都指向其源區(qū)為新生下地殼的部分熔融。準蘇吉花礦區(qū)輝鉬礦的 Re 含量為 9712~27971ng/g, 變化范圍較小, 也顯示出具有幔源印記的地殼 Re 元素特征[31]。因此, 我們認為準蘇吉花礦區(qū)的花崗質(zhì)巖漿應(yīng)該來源于保留部分幔源同位素特征的年輕玄武質(zhì)地殼的部分熔融。

準蘇吉花礦區(qū)巖體的主量元素特征表明, 隨著SiO2含量增加, TiO2, FeOT, MgO 和 P2O5含量減少, 說明花崗巖體經(jīng)歷一定程度的 Fe-Ti 氧化物、鎂鐵質(zhì)礦物及磷灰石的分離結(jié)晶, 其較高的鋁飽和指數(shù)可能與角閃石等貧鋁礦物的分離有關(guān)[32]。此外, 花崗斑巖和花崗閃長巖均表現(xiàn)明顯的 Eu 負異常, 表明巖漿在演化過程中較多地發(fā)生斜長石的分離。

3.3 巖漿氧逸度及巖漿演化對成礦作用的制約

巖漿的氧逸度對多種金屬的成礦有明顯的制約作用, 尤其體現(xiàn)在 Cu 和 Au 等親硫元素礦床的形成過程中[33]。在較低氧逸度條件下, 巖漿中的硫主要以 S2?的形式存在, Cu 和 Au 等優(yōu)先與 S2?結(jié)合形成硫化物, 大量硫化物的形成使其因過飽和而沉淀, 殘留在巖漿房; 在較高氧逸度條件下, S2?被氧化成SO42?或 SO2, 大量 Cu 和 Au 溶解在硅酸鹽熔體中, 并隨巖漿遷移, 最終進入熱液而富集成礦[34]。Men-gason 等[35]發(fā)現(xiàn), 隨著氧逸度的升高, 鉬在硫化物相與熔體相之間的分配系數(shù)呈下降趨勢, 即在高氧逸度條件下, 鉬更多地殘留在熔體相, 有利于成礦元素的富集。

鋯石是中酸性巖漿中常見的副礦物, 抗風化和熱液蝕變能力強, 其中的變價元素 Ce 對氧化還原環(huán)境敏感, 可用來計算巖漿的氧逸度。根據(jù)鋯石的微量元素組成(表 3, 排除 La 含量大于 0.1μg/g 的數(shù)據(jù)), 計算準蘇吉花花崗巖鋯石的 Ce4+/Ce3+值(相對氧逸度):

ln(Ce)= (0.1156±0.0050) × ln(lg?(O2)) +

(13860±708)/– 6.125±0.484,

式中, (Ce)是通過分配系數(shù)計算出的鋯石 Ce 異常值;為鋯石結(jié)晶的絕對溫度, 可通過鋯石中的 Ti溫度計[38]來計算:

= (5080±30)/[(6.01± 0.03) – lg(Ti)]。

這樣, 就將相對氧逸度轉(zhuǎn)化為絕對氧逸度(lg?(O2)), 可以定量地研究巖體的氧逸度條件。利用上述公式, 計算出準蘇吉花花崗斑巖和花崗閃長巖的 Ce4+/ Ce3+平均值分別為 128 和 53; lg?(O2)平均值分別為?12.8 和?13.6, 換算成 ΔFMQ 平均值分別為+4.8 和+2.2, 表明花崗斑巖與花崗閃長巖都具有較高的氧逸度, 但前者更高。

4 結(jié)論

1)通過對輝鉬礦 Re-Os 同位素年代學(xué)的研究, 確定準蘇吉花斑巖型鉬銅礦的成礦年齡為 297.2± 4.3Ma, 賦礦花崗斑巖的鋯石 U-Pb 年齡為 301.1± 4.0Ma, 成巖成礦年齡在誤差范圍內(nèi)一致, 均屬于晚石炭世至早二疊世。不含礦花崗閃長巖的 U-Pb年齡為301.2±2.2Ma, 與花崗斑巖形成時代一致。

2)準蘇吉花礦區(qū)花崗斑巖屬于弱過鋁質(zhì)鈣堿性系列, 花崗閃長巖屬于弱過鋁質(zhì)高鉀鈣堿性系列, 二者均為 I 型花崗巖, 巖漿源區(qū)均為新生下地殼的部分熔融。

3)花崗斑巖和花崗閃長巖都經(jīng)歷了較強的分離結(jié)晶作用, 有利于 Mo 的進一步富集?；◢彴邘r初始巖漿氧逸度較高, 攜帶金屬能力強, 最終富集成礦。

致謝 北京大學(xué)李秋根副教授提出寶貴的修改意見, 在此表示感謝。

[1] 覃瑩, 張曉軍, 姚春亮, 等. 內(nèi)蒙古準蘇吉花鉬礦成礦巖體年代學(xué)、地球化學(xué)特征及意義. 礦物學(xué)報, 2015, 35(增刊1): 492

[2] 劉翼飛, 聶鳳軍, 江思宏, 等. 內(nèi)蒙古蘇尼特左旗準蘇吉花鉬礦床成巖成礦年代學(xué)及其地質(zhì)意義. 礦床地質(zhì), 2012, 31(1): 119?128

[3] 陳衍景, 張成, 李諾, 等. 中國東北鉬礦床地質(zhì). 吉林大學(xué)學(xué)報(地球科學(xué)版), 2012, 42(5): 1223?1268

[4] 劉翼飛, 聶鳳軍, 江思宏, 等. 內(nèi)蒙古蘇尼特左旗準蘇吉花斑巖鉬(銅)礦床地質(zhì)與地球化學(xué)特征. 礦床地質(zhì), 2010, 29(增刊1): 237?238

[5] 席明杰, 馬生明, 朱立新, 等. 內(nèi)蒙古準蘇吉花銅鉬礦床稀土元素特征及對成礦作用的約束. 中國稀土學(xué)報, 2013, 31(4): 503?512

[6] 杜青松. 內(nèi)蒙古大興安嶺地區(qū)銀多金屬礦床找礦模型與成礦預(yù)測[D]. 北京: 中國地質(zhì)大學(xué), 2018

[7] 邵積東, 王守光, 趙文濤, 等. 大興安嶺地區(qū)成礦地質(zhì)特征及找礦前景分析. 地質(zhì)與資源, 2007(4): 252?256

[8] 楊帆, 汪巖, 那幅超, 等. 內(nèi)蒙古白音諾爾鉛鋅礦床成礦時代及其地質(zhì)意義——來自侵入巖地球化學(xué)及年代學(xué)的制約. 吉林大學(xué)學(xué)報(地球科學(xué)版), 2018, 48(6): 90?104

[9] 劉新, 李學(xué)剛, 祝新友, 等. 內(nèi)蒙古白音查干錫多金屬礦床成礦作用研究Ⅱ: 成礦花崗斑巖年代學(xué)、地球化學(xué)特征及地質(zhì)意義. 礦產(chǎn)勘查, 2017, 8(6): 981?996

[10] 楊增海, 王建平, 劉家軍, 等. 內(nèi)蒙古烏日尼圖花崗巖的年代學(xué)、地球化學(xué)及其地質(zhì)意義. 現(xiàn)代地質(zhì), 2016, 30(3): 528?540

[11] 王繼春. 內(nèi)蒙古二連–東烏旗成礦帶西段區(qū)域成礦系統(tǒng)研究及找礦預(yù)測[D]. 北京: 中國地質(zhì)大學(xué), 2017

[12] Lu Y J, Kerrich R, Kemp A I, et al. Intracontinental Eocene-Oligocene porphyry Cu mineral systems of Yunnan, western Yangtze Craton, China: compositional characteristics, sources, and implications for con-tinental collision metallogeny. Economic Geology, 2013, 108: 1541?1576

[13] Zhang X, Lentz D R, Yao C, et al. Geochronology, geochemistry, and Sr-Nd-Pb-Hf isotopes of Zhunsuji-hua granitoid intrusions associated with the molyb-denum deposit, northern Inner Mongolia, China: imp-lications for petrogenesis and tectonic setting. Interna-tional Journal of Earth Sciences, 2018, 107(2): 687? 710

[14] 何林陽. 二連?東烏旗成礦帶準蘇吉花斑巖鉬礦床成礦流體地球化學(xué)特征與成礦機制[D]. 北京: 中國地質(zhì)大學(xué)(北京), 2018

[15] Andersen T. Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report204Pb. Chemical Geology, 2002, 192: 59?79

[16] 吳元保, 鄭永飛. 鋯石成因礦物學(xué)研究及其對 U-Pb年齡解釋的制約. 科學(xué)通報, 2004, 49(16): 1589? 1604

[17] Sun S S, McDonough W F. Chemical and isotopic systematics of ocean basins: implications for mantle composition and processes // Saunders A D, Norry M J. Magmatism in ocean basins. London: Geological Society of London and Blackwell Scientific publi-cations, 1989: 313?345

[18] Peccerillo A, Taylor S R. Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, Northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1976, 58: 63?81

[19] Shand S J. Their genesis, composition, classification, and their relation to ore-deposits with a chapter on meteorite // Sons J W. Eruptive rocks. New York, 1943: 1?44

[20] Whalen J B, Currie K L, Chappell B W. A-type granites: geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1987, 95: 407–419

[21] 吳福元, 李獻華, 楊進輝, 等. 花崗巖成因研究的若干問題. 巖石學(xué)報, 2007, 23(6): 1217?1238

[22] 巫建華, 郭佳磊, 祝洪濤, 等. 內(nèi)蒙古東南緣芝瑞盆地流紋斑巖年代學(xué)、地球化學(xué)特征及地質(zhì)意義. 高校地質(zhì)學(xué)報, 2017, 23(3): 383?396

[23] Chappell B W, White A J R. I- and S-type granites in the Lachlan Fold Belt. Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences, 1992, 83(1/2): 1?26

[24] Barbarin B. A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic environments. Lithos, 1999, 46(3): 605?626

[25] Chen B, Arakawa Y. Elemental and Nd-Sr isotopic geochemistry of granitoids from the West Junggar foldbelt (NW China), with implications for Phane-rozoic continental growth. Geochimica et Cosmochi-mica Acta, 2005, 69(5): 1307?1320

[26] Kemp A I S, Hawkesworth C J, Foster G L, et al. Magmatic and crustal differentiation history of grani-tic rocks from Hf-O isotopes in zircon. Science, 2007, 315: 980?983

[27] Chappell B W, White A J R. Two contrasting granite types: 25 years later. Australian Journal of Earth Sci-ences, 2001, 48(4): 489?499

[28] Rapp R P. Reaction between slab-derived melts and peridotite in the mantle wedge: experimental con-straints at 3.8 GPa. Chem Geol, 1999, 160(4): 335? 356

[29] Barth M G, Mcdonough W F, Rudnick R L. Tra- cking the budget of Nb and Ta in the continental crust. Chemical Geology, 2000, 165(3/4): 197?213

[30] Green T H. Significance of Nb/Ta as an indicator of geochemical processes in the crust-mantle system. Chemical Geology, 1995, 120(3/4): 347?359

[31] Mao J W, Zhang Z C, Zhang Z H, et al. Re-Os isotopic dating of molybdenites in the Xiaoliugou W (Mo) deposit in the northern Qilian mountains and its geological significance. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1999, 63(11/12): 1815?1818

[32] 吳福元, 劉小馳, 紀偉強, 等. 高分異花崗巖的識別與研究. 中國科學(xué): 地球科學(xué), 2017(7): 745?765

[33] 俞一凡, 費光春, 李佑國, 等. 云南中甸島弧爛泥塘斑巖銅礦床巖體氧逸度特征及成礦意義. 礦物巖石, 2016, 36(1): 30?38

[34] Blevin P L, Chappell B W. The role of magma sour-ces, oxidation states and fractionation in determining the granite metallogeny of eastern Australia. Earth & Environmental Science Transactions of the Royal Society of Edinburgh, 1992, 83(1/2): 305?316

[35] Mengason M J, Candela P A, Piccoli P M. Molyb-denum, tungsten and manganese partitioning in the system pyrrhotite-Fe-S-O melt-rhyolite melt: impact of sulfide segregation on arc magma evolution. Geo-chimica et Cosmochimica Acta, 2011, 75(22): 7018? 7030

[36] Ballard J R, Palin M J, Campbell I H. Relative oxid-ation states of magmas inferred from Ce(IV)/Ce(III) in zircon: application to porphyry copper deposits of Northern Chile. Contributions to Mineralogy and Pe-trology, 2002, 144(3): 347?364

[37] Trail D, Watson E B, Tailby N D. Ce and Eu ano-malies in zircon as proxies for the oxidation state of magmas. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2012, 97: 70?87

[38] Watso E B, Wark D A, Thomas J B. Crystallization thermometers for zircon and rutile. Contributions to Mineralogy and Petrology, 2006, 151(4): 413?433

[39] Robb L. Introduction to ore-forming processes. Ox-ford: Blackwell Publishing, 2005

[40] Xiao B, Li Q, He S, et al. Contrasting geochemical signatures between Upper Triassic Mo-hosting and barren granitoids in the central segment of the South Qinling orogenic belt, central China: implications for Mo exploration. Ore Geology Reviews, 2016, 81(2): 518?534

Study on Granitoid Intrusions Characteristics and Metallogenetic Mechanism of Zhunsujihua Porphyry Mo-Cu Deposit

LIU Cong, GUO Hu, LAI Yong?

Key Laboratory of Orogenic Belts and Crustal Evolution (MOE), School of Earth and Space Sciences, Peking University, Beijing 100871; ? Corresponding author, E-mail: yonglai@pku.edu.cn

A precise Re-Os isochron age of 297.2±4.3 Ma for the molybdenite and a zircon U-Pb age of 301.1±4.0 Ma for the ore-bearing granite porphyry determined that the age of diagenesis and mineralization of Zhunsujihua porphyry Mo-Cu Deposit is from Late Carboniferous to Early Permian. The barren granodiorite in this mining area yielded a zircon U-Pb age of 301.2±2.2 Ma, which is consistent with that of granite porphyry. Amphibole and biotite in granitic rocks and their geochemical characteristics of high Rb, Th, Ba, and low P, Ti suggest that granite porphyry and granodiorite belong to I-type granites. Relatively low Re, Mg#, Nb/Ta, Zr/Hf values, coupled with whole-rock Sr-Nd isotopes (lowSrand positiveNd()) signify that they are mainly originated from a juvenile lower crust source derived from depleted mantle. It can be recognized from the whole-rock major and trace element data that significant fractional crystallization occurs during magmatic evolution, which is beneficial to further enrich-ment of Mo in the melt. Using the Ce4+/Ce3+ratio in zircons to calculate the oxygen fugacity of magma during fractionation, it is found that the oxygen fugacity of granite porphyry is relatively high (average ΔFMQ is +4.8), and that of the granodiorite is relatively low (average ΔFMQ is +2.2), indicating that magma with high oxygen fugacity is more conducive to mineralization.

porphyry Mo-Cu deposit; zircon U-Pb dating; molybdenite Re-Os dating; I-type granite; oxygen fugacity; Zhunsujihua

10.13209/j.0479-8023.2020.031

國家重點研發(fā)計劃(2017YFC0601302)資助

2019?05?10;

2020?04?12