大兴安岭南段毛登Sn-Cu矿床岩浆作用对成矿制约:年代学、地球化学及Sr-Nd-Pb同位素证据

2021-08-24季根源江思宏李高峰易锦俊张莉莉刘翼飞

大地构造与成矿学 2021年4期

季根源, 江思宏, 李高峰, 易锦俊, 张莉莉, 刘翼飞

季根源1, 2, 江思宏1*, 李高峰1, 3, 易锦俊2, 张莉莉1, 刘翼飞1

(1.中国地质科学院矿产资源研究所, 自然资源部成矿作用与资源评价重点实验室, 北京 100037; 2.自然资源实物地质资料中心, 河北廊坊 065201; 3.北京大学造山带与地壳演化重点实验室, 北京 100871)

毛登Sn-Cu矿床位于大兴安岭南段内蒙古锡林浩特境内, 其Sn、Cu储量均达到中型。本文利用LA-ICP-MS锆石U-Pb法测得与成矿关系密切的花岗斑岩成岩年龄为138±0.6 Ma; 利用LA-ICP-MS锡石U-Pb法测得锡石‒硫化物‒石英脉型矿石中锡石的Tera-Wasserburg谐和年龄为139±3.2 Ma, 表明花岗斑岩体形成年龄与毛登矿床成矿年龄在误差范围内一致, 均形成于早白垩世。花岗斑岩富硅(SiO2=73.18%～77.3%)、富碱(Na2O+K2O=8.00%～8.69%)、富钾(K2O=4.80%～ 5.22%)、贫铝(Al2O3=11.67%～12.83%), 贫钙(CaO=0.49%～0.95%)、镁(MgO=0.12%～0.46%), 具有较高的FeOT/(MgO+FeOT)值(0.74～0.91)、10000×Ga/Al值(3.64～4.28); 微量元素亏损Ba、Sr、P、Ti等元素, 富集Rb、Th、K、Hf等元素; 稀土元素配分模式图呈典型的“海鸥型”以及显著的Eu负异常(δEu=0.05～0.2); 锆石饱和温度为817～861 ℃, 以上均说明花岗斑岩具有A型花岗岩特征。全岩Sr-Nd同位素结果显示低初始(87Sr/86Sr)i值(0.702907～0.704506)、较高的Nd()值(+0.8～+4.4)以及年轻的二阶段模式年龄(DM2=572～863 Ma), 说明花岗斑岩可能为新生地壳经部分熔融后, 在上升过程中经历较强烈的结晶分异演化作用而形成。Pb同位素组成指示岩体和矿石的Pb同位素组成接近, 说明成矿物质主要来源于岩浆。微量元素特征、构造环境判别图解显示花岗斑岩具有A2型造山后花岗岩特征, 成岩环境处于伸展构造背景。结合前人研究成果以及矿区地质特征、成岩(矿)年代学、Sr-Nd-Pb同位素特征, 认为毛登矿床成矿物质的富集与花岗斑岩体侵入密切相关, 矿床成矿物质的富集规模受花岗斑岩结晶分异演化程度制约。

大兴安岭南段; 毛登锡铜矿床; 锡石U-Pb年龄; 锆石U-Pb年龄; Sr-Nd-Pb同位素

0 引言

大兴安岭南段位于中亚造山东部的兴蒙造山带内(图1), 行政区隶属于内蒙古自治区, 区内大量Sn-Ag-Cu-Pb-Zn-Mo矿成矿作用与中生代岩浆活动关系密切(毛景文等, 2013)。在20世纪末期, 区内已经发现闹牛山、莲花山等中小型铜矿床以及黄岗、安乐、大井、宝盖沟、查木罕等大中型锡多金属矿床。随着近年来地质找矿工作的不断深入, 白音查干、维拉斯托、拜仁达坝、白音诺尔等一批大型锡铅锌银矿床的陆续发现, 大兴安岭南段地区已逐渐成为我国北方地区重要锡多金属矿产地, 显示着巨大的锡资源找矿潜力(陈郑辉等, 2015; Liu et al., 2016; 王春女等, 2016; Wang et al., 2017; 姚磊等, 2017)。大兴安岭南段地区丰富的矿产资源引起了地质科研人员的重点关注, 有关该区的地学研究成果日益丰富, 主要集中在岩石地球化学以及成岩(矿)年代学方面。研究表明, 区内与锡矿床成因有关的晚中生代花岗质岩体多为正长花岗岩、似斑状二长花岗岩、石英斑岩等, 多数属于钙碱性‒高钙碱性系列的准铝质‒弱过铝质的A型花岗岩(邵济安等, 2010; 周振华等, 2010; 叶天竺, 2013; Liu et al., 2016; 刘新等, 2017), 岩体形成于岩石圈伸展减薄构造背景(郭锋等, 2001; Fan et al., 2003; 吕志成等, 2004; 江思宏等, 2012; Ouyang et al., 2015); 成矿年龄与成岩年龄具有一致性, 集中在130～150 Ma(王京彬等, 2005; 王长明等, 2006; 翟德高等, 2012; 要梅娟等, 2016; Zhai et al., 2017)。

图1 大兴安岭南段地质简图及锡多金属矿床分布图(据徐备等, 2014; Ouyang et al., 2015; Chen et al., 2017; 姚磊等, 2017)

毛登Sn-Cu矿床位于内蒙古锡林浩特市北东50 km处, 是20世纪大兴安岭南段西坡发现的一处中型Sn-Cu矿床。近年在其深部新发现大型钼矿体, 钼金属资源量达15万吨。毛登Sn-Cu矿床为大兴安岭南段的典型锡矿床之一, 但地质科研工作相对薄弱。刘玉强(1996a, 1996b)、张巧梅等(2013)、袁小平等(2016)分析了毛登矿床地质特征, 探讨了控矿因素, 认为毛登矿床是受构造控制的高‒中温热液脉型Sn-Cu矿床。张晓玲和张文山(2010)、刘传宝等(2018)研究认为区内与矿化有关的花岗斑岩与火山熔岩‒火山碎屑岩是燕山晚期岩浆活动同源同期异相产物。程天赦等(2014)、郭硕等(2019)研究认为毛登‒小狐山锡多金属矿田的岩浆侵入与成矿作用发生在早白垩世。本文采集毛登锡铜矿区内典型矿石及与成矿关系密切的花岗斑岩样品, 开展岩石地球化学、Sr-Nd-Pb同位素、锆石和锡石LA-ICP-MS U-Pb年龄研究, 厘定成岩(矿)时代, 揭示岩体起源及其形成环境, 探讨岩石成因与演化及其对成矿的制约, 对认识大兴安岭南段地区燕山晚期岩浆演化与锡多金属矿床成矿作用具有重要意义。

1 矿区和矿床地质

毛登Sn-Cu矿床位于大兴安岭南段, 地处古亚洲洋、古太平洋和蒙古‒鄂霍茨克洋构造体系叠加区域, 属于中亚造山带东部的兴蒙造山带, 北以二连‒贺根山断裂为界, 南为西拉木伦断裂, 东临嫩江断裂(图1)。区域内主要出露下二叠统大石寨组、中二叠统哲斯组、下侏罗统红旗组、上侏罗统满克头鄂博组及和玛尼吐组、下白垩统白音高老组以及第四系。断裂构造主要呈北东‒北北东向, 北西向次之, 两者交汇处控制着岩浆岩的空间分布(张巧梅等, 2013)。区域内晚古生代、中生代岩浆岩沿主构造线呈近北东向分布, 中生代侵入岩发育最广泛, 与成矿关系也最紧密(吕志成等, 2000; Ouyang et al., 2015)。

毛登Sn-Cu矿床主要出露地层有下二叠统大石寨组、下侏罗统红旗组、下白垩统白音高老组以及第四系(图2)。大石寨组分布在矿区中部, 岩性为火山角砾岩、含火山角砾熔岩以及变质粉砂岩等, 毛登Sn-Cu矿体主要赋存于岩体与大石寨组的外接触带。下侏罗统红旗组分布在矿区北部, 岩性为砂岩、砂砾岩以及泥岩等。下白垩统白音高老组分布在矿区西北部, 岩性为酸性熔岩、凝灰岩、凝灰质粉砂岩等。

图2 毛登Sn-Cu矿床地质简图(据石得凤, 2007; 张巧梅等, 2013; 郭硕等, 2019)

矿区内北西向断裂及节理裂隙是区内主要容矿构造, 控制着矿体的产出位置和形态。FⅠ-2、FⅡ- 35、FⅡ-46是三条主断裂, 断裂总体走向315°～335°, 倾向NE, 倾角60°～85°。断裂之间发育大量密集的节理裂隙, 众多的断裂与节理裂隙构成北西向断裂‒裂隙带, 自西向东(离岩体的由远至近)划分为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ号断裂‒裂隙带(图2)。矿区东部2 km处阿鲁宝格山发育燕山晚期花岗斑岩, 与成矿关系密切。毛登Sn-Cu矿体以密集矿脉状形式赋存于Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ号断裂‒裂隙带中(图2、3), 矿体产状与受控断裂、节理裂隙面基本一致, 连续性较差。Ⅰ号断裂‒裂隙带在岩体西侧0.5～1 km处, 矿脉以锡石‒硫化物‒石英脉为主, 沿走向长48～200 m, 沿倾向深23～200 m; Ⅱ号断裂‒裂隙带在岩体西侧0.5 km以内, 赋存于岩体与围岩的外接触带中, 矿脉为锡石‒石英脉或锡石‒辉钼矿‒石英脉型, 沿走向长28～297 m, 沿倾向深23～166 m; Ⅲ号断裂‒裂隙带在岩体内接触带中, 矿脉为锡石‒石英脉型, 沿走向长26～215 m, 沿倾向深40～118 m(刘玉强, 1996a, 1996b; 石得凤, 2007; 张巧梅等, 2013)。

图3 毛登Sn-Cu矿床101号勘探线剖面图(据河南省有色金属地质勘查总院, 2009)

矿床的矿石矿物主要有锡石、黄铜矿、闪锌矿、辉钼矿、毒砂、黄铁矿、黑钨矿, 含少量的黝铜矿、方铅矿、黄锡矿、磁黄铁矿、硫锑铅矿等。脉石矿物主要有黄玉、绢云母、白云母、石英、萤石, 含少量的独居石、板钛矿等(图4)。矿石结构主要有自形‒半自形晶结构、它形粒状结构、镶嵌结构、交代结构、共生结构、交代残余结构等。矿石构造主要有细脉浸染状、块状、脉状、晶簇状构造等。矿床近矿蚀变普遍发育, Sn矿化与云英岩化、硅化、萤石化、黄玉化、绢云母化关系密切, 而Cu矿化与硅化、萤石化、碳酸盐化关系密切。

根据矿石组构、光薄片鉴定、围岩蚀变以及脉体之间穿插关系, 将毛登Sn-Cu矿床成矿过程归纳为4个成矿阶段: 分别为①锡石‒黑钨矿‒黄玉‒石英阶段, 为气成‒高温热液阶段, 是重要的Sn成矿阶段, 金属矿物包括锡石、黑钨矿, 及少量黄铜矿、毒砂、辉钼矿和闪锌矿等, 脉石矿物主要为石英、黄玉, 及少量的独居石、板钛矿、白云母等(图4a、c、d)。②黄铜矿‒闪锌矿‒辉钼矿‒萤石‒石英阶段, 为高温热液阶段, 是重要的Cu成矿阶段, 金属矿物包括黄铜矿、闪锌矿、辉钼矿、黄锡矿、黄铁矿、毒砂、自然铋, 及少量磁黄铁矿等, 脉石矿物主要为石英、萤石、白云母等(图4b、e、f)。③闪锌矿‒方铅矿‒萤石‒绢云母‒石英阶段, 为中温热液阶段, 金属矿物主要为闪锌矿、方铅矿、磁黄铁矿、黄铁矿, 及少量黄锡矿、黝铜矿、毒砂、硫锑铅矿等, 脉石矿物主要为石英、萤石和绢云母等(图4g、h)。④黄铁矿‒石英‒碳酸盐阶段, 属低温热液阶段, 成矿较差, 金属矿物仅见少量黄铁矿, 脉石矿物主要为石英、方解石, 及少量绿泥石、蓝闪石、高岭石等(图4i)。

(a) 锡石+黄铁矿+石英矿石; (b) 闪锌矿+黄铜矿+黄铁矿矿石; (c) 黄玉+石英脉(单偏光); (d) 石英脉中独居石+黑钨矿+锡石(正交偏光); (e) 辉钼矿+毒砂+自然铋(反射光); (f) 黄铜矿和黄锡矿交代闪锌矿(反射光); (g) 黄铜矿、闪锌矿和磁黄铁矿共生(反射光); (h) 硫化物矿石中金属矿物+萤石+绢云母(单偏光); (i) 绿泥石+蓝闪石(正交偏光)。

2 样品采集与分析方法

2.1 样品采集

岩石样品采于毛登Sn-Cu矿床1号采区至2号采区的山坡(坐标: 44°10′30.61″N, 116°34′08.75″E), 均为花岗斑岩, 风化程度较弱, 具斑状结构‒基质霏细结构, 块状构造(图5)。斑晶由斜长石(5%～10%)、钾长石(15%～25%)、石英(20%～25%)及少量角闪石、辉石假象暗色矿物(2%～5%)构成。斜长石呈半自形板状结构, 聚片双晶清晰, 粒径0.2～4.0 mm, 具轻微绢云母化、高岭土化, 局部皂石化, 少量显破碎状特征。钾长石呈半自形‒近半自形板状结构, 粒径0.5～5.0 mm, 轻微高岭土化, 钾长石卡式双晶清晰。石英呈半自形粒状‒它形结构, 粒径0.05～4.5 mm, 见熔蚀现象, 少量石英斑晶具破碎状特征。暗色矿物粒径0.2～1.2 mm, 角闪石显褐绿色, 多色性明显; 辉石变为微粒长英质及针柱状角闪石等的集合体假像, 发育少量角闪石反应边。基质主要由长英质、暗色矿物组成, 粒径多小于0.02 mm。长英质包括斜长石、钾长石、石英, 部分具霏细‒微晶结构; 暗色矿物量少, 零散可见, 偶见黑云母、角闪石等。

矿石样品MDX-1来自毛登Sn-Cu矿1号采区(坐标: 44°10′30.61″N, 116°34′08.75″E), 为矿区内第①成矿阶段代表性的锡石‒硫化物‒石英脉型矿石, 矿石矿物主要有锡石、黄铜矿、闪锌矿、毒砂、黄铁矿、辉铋矿等。锡石以自形‒半自形粒状结构零星分布, 粒径一般小于0.4 mm, 多具环带构造, 颜色为黄褐色, 与石英、黄玉等紧密共生。黄铜矿、闪锌矿呈粒状, 一般不能分辨单晶颗粒大小, 两者常共生发育, 交代毒砂、黄铁矿。黄铜矿颗粒边缘见黝铜矿; 闪锌矿粒内见黝铜矿、黄锡矿嵌布。

2.2 分析方法

2.2.1 锆石LA-ICP-MS U-Pb测年

将较新鲜花岗斑岩样品MD16-13破碎, 经人工淘洗、分选后, 在双目镜下挑选出自形程度较好的锆石颗粒, 用环氧树脂固定、制靶, 打磨锆石靶至中心部位出露; 再进行透射光、反射光、阴极发光照相, 观察锆石颗粒结构选择合适的测年点位。

锆石LA-ICP-MS U-Pb定年工作在中国地质科学院矿产资源研究所LA-MC-ICP-MS实验室完成, 采用单点激光剥蚀的方式, 测试仪器为Finnigan Neptune型MC-ICP-MS及配套的Newwave UP 213激光剥蚀系统。数据分析前用锆石GJ-1调试仪器, 使之达到最优状态, U、Th含量以锆石M127(Nasdala et al., 2008)为外标进行校正, 测试流程见侯可军等(2009), 采用ICPMSDataCal 4.3程序(Liu et al., 2008)处理测得数据, 运用Isoplot3.0程序(Ludwig, 2003)计算、绘制锆石U-Pb年龄谐和图。

(a) 花岗斑岩标本; (b)辉石假象+角闪石反应边(单偏光); (c) 石英斑晶+钾长石斑晶+微晶长英质基质(正交偏光); (d) 钾长石斑晶+斜长石斑晶+微晶长英质基质(正交偏光)。

2.2.2 锡石LA-ICP-MS U-Pb测年

采用常规重选法从锡石‒硫化物矿石样品MDX-1中分选出重砂矿物, 在双目镜下挑出晶形好、颗粒大的锡石单矿物制靶, 和上述锆石制靶过程类似。在透射光、反射光和背散射显微图像中挑选晶形完整、裂隙少的锡石单矿物供定年测试。

锡石LA-MC-ICP-MS U-Pb同位素年代学测试分析在中国地质调查局天津地质矿产研究所Thermo fisher Neptune型多接收电感耦合等离子体质谱仪和ESI UP193-FXArF激光取样系统完成, 测试的激光波长为193 nm, 脉冲宽度为5 ns, 激光剥蚀束斑为75 μm, 频率为20 Hz, 能量密度为11 J/cm2。采用AY-4作为标样(U含量约30×10−6,206Pb/238U表面年龄加权平均值为158.2±0.4 Ma, ID-TIMS; Yuan et al., 2011)。通过测试标样的Tera-Wasserburg谐和年龄与ID-TIMS标准年龄对比, 计算出校正系数。具体实验操作流程可参考崔玉荣等(2017)。研究表明Tera- Wasserburg谐和年龄图解法可同时完成普通铅和元素分馏效应的校正, 且相比206Pb/207Pb-238U/207Pb等时线年龄图解法受高含量的普通Pb影响更小(郝爽等, 2016)。因此本次锡石测年数据采用Tera- Wasserburg谐和年龄图解法计算毛登锡石的形成年龄, 运用Isoplot3.0程序(Ludwig, 2003)进行数据处理和图形绘制。

2.2.3 全岩主量、微量和稀土元素分析

选择MD16-13等8件花岗斑岩样品清洁、粉碎(200目以下), 在中国核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成全岩主量和微量元素分析测试工作。主量元素测试采用X射线荧光光谱法(XRF), 使用仪器为Axiosm AX型X射线荧光光谱仪, 根据标准岩石样品监控氧化物的分析误差小于1%。微量和稀土元素测试分析采用电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS), 使用的仪器为Element XR等离子体质谱仪, 根据标准岩石样品监控分析误差小于5%。

2.2.4 全岩Sr-Nd-Pb同位素分析

花岗斑岩的Sr-Nd-Pb同位素测试分析工作在中国核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成, 测试仪器为Phoenix型IsoProbe-T热表面电离质谱仪。Sr、Nd同位素比值分别采用86Sr/88Sr=0.1194、146Nd/144Nd=0.7219进行标准化校正; Pb同位素比值采用NBS-981进行标准化校正。Sr、Nd、Pb同位素测试分析工作具体的实验室操作流程见赵海杰等(2010)。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年龄结果

花岗斑岩(MD16-13)中锆石阴极发光图像(图6a)显示所选锆石颗粒多为自形结构, 晶形较为完整, 多为长柱状或短柱状, 长约80～200 μm, 宽约30～90 μm; 无色透明锆石颗粒居多, 少数U含量高的晶体呈暗色; 大部分具有指示岩浆成因的震荡环带。

利用LA-ICP-MS分析了样品中的21颗锆石, Th含量为37×10−6～491×10−6, U含量为72×10−6～1400×10−6, Th/U值为0.34～0.64, 属岩浆成因。21个分析点的206Pb/238U加权平均年龄为138±0.6 Ma(MSWD=1.02,=21)(表1, 图7a), 代表了花岗斑岩结晶年龄。

3.2 锡石U-Pb测年结果

BSE图像(图6b)显示锡石颗粒较大(0.2～0.4 mm), 主要为半自形长柱状, 次为短柱状。对矿石样品MDX-1中锡石颗粒开展38个点位LA-MC-ICP-MS U-Pb测试, 结果见表2和图7b。

测得238U/206Pb值19.36～45.10,207Pb/206Pb值0.0766～0.4734。U-Pb数据在Tera-Wasserburg谐和年龄图上构成一条线性数组, 表示测年锡石含有一致的普通Pb成分。在Tera-Wasserburg谐和年龄图获得下交点的年龄为139±3.2 Ma(MSWD=2.3)。张东亮等(2011)研究认为有效扩散半径为1 μm和1 mm的锡石, 其Pb封闭温度分别为560 ℃和860 ℃, 本次测年的锡石颗粒多在0.2～0.4 mm之间, U-Pb封闭温度大于560 ℃。毛登Sn-Cu矿床锡石矿化阶段温度为310～450 ℃(刘玉强, 1996a), 小于锡石的U-Pb体系封闭温度, 因此认为本次锡石年龄测试结果139±3.2 Ma能代表锡石结晶年龄。

3.3 全岩主量、微量和稀土元素分析结果

毛登Sn-Cu矿床8件花岗斑岩样品的主量、微量和稀土元素分析结果见表3。

3.3.1 主量元素

花岗斑岩具高硅(SiO2=73.18%～77.3%); 贫钙、镁、铁、铝(CaO=0.49%～0.97%, MgO=0.19%～0.46%, FeO=0.25%～0.92%, Fe2O3=0.44%～1.95%, Al2O3= 11.67%～12.83%); 富碱(Na2O+K2O=8.00%～8.69%, 其中Na2O=3.15%～3.51%、K2O=4.80%～5.22%), Na2O/ K2O=0.6～0.7, 低于国内及全球同类型岩石平均值(分别为0.89和1.16; 黎彤等, 1998), 相对富K贫Na; 较高的FeOT/(MgO+FeOT)值(0.74～0.91); 分异指数DI值为93.0～96.7, 固结指数SI值为1.34～4.38, 指示岩浆上升侵位过程经历了明显的结晶分异作用。

图6 毛登Sn-Cu矿床花岗斑岩中锆石阴极发光图像(a)和锡石BSE图像(b)

表1 毛登Sn-Cu矿床花岗斑岩(MD16-13)的LA-ICP-MS锆石U-Pb分析数据

图7 毛登Sn-Cu矿床花岗斑岩中锆石U-Pb年龄谐和图(a)、锡石U-Pb年龄谐和图(Tera-Wasserburg)(b)

表2 毛登Sn-Cu矿床锡石LA-MC-ICP-MS U-Pb定年数据

表3 毛登Sn-Cu矿床花岗斑岩主量(%)、微量和稀土元素(×10−6)组成

续表3:

注: A/CNK=Al2O3/(Na2O+K2O+CaO)(摩尔比); A/NK=Al2O3/(Na2O+K2O)(摩尔比);Zr.为锆石饱和温度, 据Watson and Harrison (1983)方法计算;1=4Si−11(Na+K)−2(Fe+Ti),2=6Ca+Mg+Al, 据Batchelor and Bowden (1985)方法计算; TE1, 3为稀土四分组效应指数, 据Irber (1999)方法计算; DI. 分异指数; SI. 固结指数。

在TAS岩石分类图解(图8a)中, 样品投点落入到花岗岩区域中, 在QAP岩石分类图解(图8b)中, 样品投点落入到正长花岗岩石和碱长花岗岩区域中, 与野外观察命名、岩矿鉴定结果一致。样品的里特曼指数(σ)值在1.91～2.49之间, 属钙碱性; 在SiO2-K2O图解(图9a)中样品表现出高钾钙碱性岩石的特征。在A/NK-A/CNK图解(图9b)中, A/CNK值为0.99～1.04, A/NK值在1.11～1.14, 投点位于准铝质向弱过铝质过渡的区域。

在Harker图解(图10)中, SiO2与主量元素具有较好的相关性, Al2O3、CaO、Fe2O3T、MgO、MnO、Na2O、P2O5、TiO2的含量变化趋势相同, 均随SiO2含量的增加而减少, 表明花岗斑岩经历了分异结晶演化作用, 在演化过程中发生铁镁质矿物、磷灰石、斜长石、钛氧化物、铁氧化物的结晶分离作用, 岩浆总体向富硅, 贫铝、钙、铁、镁、锰、钾、钠、磷、钛的方向演化。

3.3.2 稀土元素

花岗斑岩样品稀土总含量高, 变化范围小(ΣREE=319.58×10−6～381.81×10−6), 相对富集轻稀土元素(LREE=291.92×10−6～354.14×10−6), 贫重稀土元素(HREE=25.41×10−6～38.29×10−6)。LREE/HREE值为8.57～12.8, (La/Yb)N值为10.6～18.3, 轻重稀土元素分异明显。(La/Sm)N值为3.12～4.32, (Gd/Yb)N值为2.09～2.47, 表明轻稀土元素组、重稀土元素组均发生轻度分馏。稀土元素配分模式图呈“海鸥式”分布(图11a), 整体呈右倾, 较陡。岩石具有强烈的Eu负异常(δEu=0.05～0.2), 可能是因为斜长石的分离结晶作用或者岩浆源区熔融岩石中大量的斜长石存在; 无Ce异常或弱Ce正异常(δCe=0.98～1.17), 可能因为岩石在弱酸性、弱氧化条件形成或经历了轻度风化、蚀变作用。

图8 毛登Sn-Cu矿花岗斑岩TAS(a, 据Middlemost, 1994; Ir界线据Irvine and Baragar, 1971)和QAP图解(b, 据Streckeisen, 1973)

图9 毛登Sn-Cu矿花岗斑岩K2O-SiO2(a, 据Peccerillo and Taylor, 1976)及A/NK-A/CNK(b, 据Maniar and Piccoli, 1989; 虚线代表I型和S型花岗岩之间的边界, 据Chappell and White, 1992)图解

3.3.3 微量元素

微量元素测试结果显示, 样品总体上呈相对富集大离子亲石元素LILE, 亏损高场强元素HFSE的特点; (Zr+Nb+Ce+Y)值(396～595)×10−6, 平均为480×10−6, 明显高于A型花岗岩的下限值350×10−6; 10000Ga/Al值(3.64～4.28)平均为3.89, 大于A型花岗岩与其他类型花岗岩的分界值2.6(Whalen et al., 1987; 吴福元等, 2007), 显示A型花岗岩地球化学特征。原始地幔标准化微量元素蜘蛛网图(图11b)呈现显著的Ba、Sr、P、Ti、Nb、Ta等元素负异常和Rb、Th、La、Nd、Zr等元素的正异常, 显示出大陆弧环境造山带花岗岩微量元素特征(李昌年, 1992)。Ba、Sr、P、Ti的负异常暗示了长石、磷灰石和钛铁矿的结晶分离或在源区部分熔融过程中的大量残留。毛登Sn-Cu矿床花岗斑岩整体上与大兴安岭南段锡多金属成矿有关的燕山晚期花岗岩有相似的主、微量地球化学特征(郝立波等, 1999)。

3.4 全岩Sr-Nd-Pb同位素分析结果

Sr、Nd和Pb同位素研究在岩浆岩物质来源方面有着重要的示踪作用,Nd()、208Pb/204Pb、207Pb/204Pb、206Pb/204Pb等值可以较为准确的指示成岩物质来源。

3.4.1 Sr-Nd同位素

岩石样品Sr、Nd测试结果见表4。根据本次获得的花岗斑岩锆石U-Pb年龄(138 Ma)计算得出初始(87Sr/86Sr)i、Nd()。此次毛登Sn-Cu矿床花岗斑岩测得较高的Rb含量(183～226)×10−6以及较低的Sr含量(21～54)×10−6,87Rb/86Sr值(9.82～30.11)较高且范围较大,87Sr/86Sr值(0.713429～0.780369)、(87Sr/86Sr)i(0.692360～0.721307)变化范围较大。前人研究大兴安岭南段燕山期晚期花岗岩(87Sr/86Sr)i值多介于0.7020～0.7100之间(张德全, 1993; 刘伟等, 2007; 周振华等, 2011; 顾玉超等, 2017), 剔除毛登花岗斑岩4个(87Sr/86Sr)i值不在0.7020～0.7100之间的不合理数据, 剩余样品的(87Sr/86Sr)i值在0.702907～0.704506之间。(143Nd/144Nd)i值为0.512503～0.512686,Nd()值为+0.8～+4.4, 具有新生地壳源区特征;Sm/Nd为−0.54～−0.31(平均值−0.45), 基本介于−0.5～−0.2之间, Nd模式年龄有实际地质意义(吴福元等, 1997), 计算获得Nd同位素两阶段模式年龄DM2为572～863 Ma。

3.4.2 Pb同位素

花岗斑岩的Pb同位素测试结果见表5。样品的208Pb/204Pb、207Pb/204Pb、206Pb/204Pb值都较高, 分别为38.572～38.831、15.572～15.601、18.642～18.851, 其初始铅同位素比值分别为(208Pb/204Pb)i=38.222～ 38.391, (207Pb/204Pb)i=15.563～15.585, (206Pb/204Pb)i= 18.441～18.526。李睿华(2019)对毛登Sn-Cu矿床8件矿石样品Pb同位素测试结果显示, (208Pb/204Pb)i、(207Pb/204Pb)i、(206Pb/204Pb)i值分别为37.668～38.622、15.482～15.679、17.772～18.427。由图12和表5可知, 花岗斑岩体的初始铅Pb同位素比值变化范围小, 具有相似的Pb同位素组成, 暗示Pb来源相对简单, 而矿石Pb同位素比值变化范围较大, 具有较好的线性分布特征, 表明为混合来源。

在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解(图12a)中, 花岗斑岩样品初始Pb同位素比值均落入造山带和地幔演化曲线之间, 且靠近造山带区域, 具有从造山带‒地幔过渡的特征; 矿石样品Pb同位素比值分布较分散, 多数落入造山带和地幔演化曲线之间, 1件样品落入上地壳演化线附近, 1件样品紧靠地幔演化线附近。在208Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解(图12b)中, 花岗斑岩样品均落入造山带演化曲线附近, 指示Pb可能来源于造山带; 矿石样品均落入造山带演化曲线上方, 指示Pb主要来源于造山带, 混有一定量的下地壳物质。造山带本身代表了壳幔混合来源, 因此从铅同位素构造模式图解可推断花岗斑岩体、矿石Pb具深源特征, 可能来源于壳幔混合铅。另外, 花岗斑岩Pb同位素投点非常靠近矿石投点区域, 指示花岗斑岩体与矿石Pb的亲缘性, 表明矿石Pb与岩体关系密切。

图10 毛登Sn-Cu矿床花岗斑岩哈克图解

图11 毛登Sn-Cu矿床花岗斑岩样品球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和原始地幔标准化微量元素蜘蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)

表4 毛登Sn-Cu矿床花岗斑岩Sr-Nd同位素组成

表5 毛登Sn-Cu矿床花岗斑岩、矿石Pb同位素组成

注: a. 本文; b. 李睿华(2019)。

4 讨论

4.1 成岩(矿)时代

毛登Sn-Cu矿床处于大兴安岭南段Pb-Zn-Ag- Cu-Sn-Fe成矿带(刘建明等, 2004; 要梅娟等, 2012), 前人对区内多个典型矿床的成岩(矿)年代学已开展了研究, 毛景文等(2005, 2013)认为大兴安岭南段地区大量金属矿床聚集与区内中生代花岗质岩浆侵位关系密切; 周振华等(2010)、翟德高等(2012)等研究认为燕山晚期(130～140 Ma)是大兴安岭南段地区成岩(矿)的高峰期之一; 王长明等(2006)研究大兴安岭南段铜多金属矿成矿时空结构表明区内锡成矿作用主要集中在燕山晚期。本文在前人统计的大兴安岭南段主要锡多金属矿床的成矿年龄及与成矿关系密切岩体侵入年龄基础上(刘瑞麟等, 2018), 补充了维拉斯托Sn-Cu-Pb-Zn-Ag多金属矿床锡石U-Pb年龄136 Ma, 辉钼矿Re-Os年龄136.8～138.8 Ma, 碱长花岗岩锆石U-Pb年龄137～138 Ma(刘瑞麟, 2018); 拜仁达坝银铅锌锡多金属矿床矿石中蚀变矿物白云母Ar-Ar年龄135 Ma(常勇和赖勇, 2010); 毛登‒小狐山锡多金属矿田花岗斑岩锆石U-Pb年龄132～133 Ma, 似斑状花岗岩锆石U-Pb年龄134 Ma, 锡石U-Pb年龄134.8 Ma、140 Ma(郭硕等, 2019; 李睿华, 2019); 查木罕钨钼锡矿床辉钼矿Re-Os年龄140 Ma, 二长花岗岩独居石U-Pb年龄137 Ma、138 Ma、139 Ma (Zhang et al., 2019); 白音查干锡银多金属矿床电气石花岗斑岩锆石U-Pb年龄为140.5 Ma, 花岗斑岩锆石U-Pb年龄143.4 Ma, 锡石U-Pb年龄140 Ma、140.6 Ma(李睿华, 2019); 道伦达坝铜钨锡银矿床张家营子细粒花岗岩锆石U-Pb年龄135 Ma, 矿石锡石U-Pb年龄134.7 Ma、136.8 Ma(陈公正等, 2018), 统计结果见图13。从图13可以看出大兴安岭南段锡多金属矿床形成于126～144 Ma, 成矿时代峰值135～ 139 Ma, 与成矿关系密切的花岗质岩体侵入时代为129～149 Ma, 成岩时代峰值137～140 Ma。综上得出, 大兴安岭南段Sn多金属矿床成岩(矿)时代主要集中在燕山晚期的早白垩世(135～140 Ma), 成岩时代范围略大于成矿时代, 两者具有一致性, Sn多金属矿化与早白垩世花岗质岩浆有紧密的联系; 成矿时代晚于成岩时代, 指示花岗质岩体成矿热事件可能具有多期次、多阶段的演化, 与区域Sn多金属成矿系列先后发生高温浸染状Sn-W-Mo和云英岩化脉状Sn-W氧化物矿化及中低温Cu-Pb-Zn和Pb-Zn-Ag-Sb硫化物矿化也较为吻合。

本次获得毛登Sn-Cu矿床花岗斑岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为138±0.6 Ma, 代表了岩浆岩的形成年龄; 锡石LA-ICP-MS U-Pb年龄为139±3.2 Ma, 代表了锡石的结晶年龄, 成岩成矿时间一致为早白垩世。毛登Sn-Cu矿床成岩(矿)年龄测试结果与上述大兴安岭南段主要锡多金属矿床成岩(矿)年龄基本一致, 说明毛登Sn-Cu矿床与区内锡多金属成矿系列皆属于大兴安岭南段燕山晚期岩浆活动的产物。

图12 毛登Sn-Cu矿床Pb同位素构造模式图(据Zartman and Doe, 1981)

数据来源于: 常勇和赖勇, 2010; 陈公正等, 2018; 刘瑞麟, 2018; 刘瑞麟等, 2018; Zhang et al., 2019; 郭硕等, 2019; 李睿华, 2019。

4.2 花岗岩成因

4.2.1 岩石类型

前人对大兴安岭南段广泛发育的晚侏罗世‒早白垩世花岗岩成因类型有不同的认识, 多数属于A型花岗岩(邵济安等, 2010), 包括白音查干矿床、巴尔哲地区、边家大院矿床(A1型)、黄岗矿床(A1型)、德勒哈达地区(A2型)、石匠山地区(A2型)、努和特地区(A2型)等(周振华等, 2010; 杨武斌等, 2011; 王喜龙等, 2014; 王金芳等, 2017; 姚磊等, 2017; 王金芳等, 2018a, 2018b); 少数属于I型花岗岩, 如维拉斯托矿床石英斑岩(Wang et al., 2017; 张天福等, 2019), 白音查干花岗斑岩(李睿华, 2019)。另外杨奇荻等(2014)认为甘珠尔庙地区早白垩世花岗岩为I-A过渡型。虽然对花岗岩类型观点不完全一致, 但研究者一致认为大兴安岭南段晚侏罗世‒早白垩世花岗岩经历了高分异演化作用。高分异演化的I型、A型花岗岩主量元素以及矿物相趋于共熔点, 具有相似的地球化学、矿物学特征(King et al., 1997, 2001)。经历了高度演化结晶分异作用的残余熔浆固相线温度大大降低, 在最终的岩浆‒热液过渡体系中发生强烈的熔体‒流体作用, 致使岩体中主(微)量元素地球化学行为发生了很大变化(吴福元等, 2007)。以上两方面原因给大兴安岭南段燕山晚期高分异花岗岩成因类型判别造成了一定的困扰。

毛登Sn-Cu矿床8件花岗斑岩样品具有较高的分异指数(DI值为93.0～96.7), 固结指数较小(SI值为1.34～4.38), Ba、Sr、P、Ti、Eu显示负异常(图11)。微量元素Zr/Hf值可反映花岗岩结晶分异演化程度和熔体‒流体相互作用情况, 随着岩浆的演化Zr/Hf值逐渐减小(Irber, 1999; Dostal and Chatterjee, 2000)。毛登矿床花岗斑岩Zr/Hf值为25.8～33.0 (平均值30.0), 一般花岗岩Zr/Hf值为39(章荣清等, 2016)。主(微)量元素组成均表明毛登矿床花岗斑岩具有高分异演化花岗岩的特征, 表明了成岩过程经历了较强烈的结晶分异作用, 常用的花岗岩类型判别图解法很可能对毛登矿区花岗斑岩失效。

吴福元等(2017)在Whalen et al. (1987)研究A型花岗岩地球化学判别基础上, 提出A型花岗岩在结晶分异过程中10000Ga/Al值逐渐减小, I或S型花岗岩则逐渐升高, 对区分A型花岗岩和高分异花岗岩效果较好。将毛登、白音查干、维拉斯托和黄岗等大兴安岭南段四个典型的Sn多金属矿床的花岗质岩体投点在A型花岗岩与高分异花岗岩判别图解(图14)中, 可以看出毛登、黄岗花岗岩体部分投点落入A型和I/S分异型的相交区域, 总体呈A型花岗岩的演化趋势; 白音查干花岗岩体多数投点落入A型和I/S分异型的相交区域, 总体呈I/S分异型花岗岩演化趋势; 维拉斯托花岗岩体投点均落入I/S分异型区域。

黄岗、维拉斯托、白音查干岩体数据来源于周振华等, 2010; 赵辉等, 2015; 祝新友等, 2016; Wang et al., 2017; 刘新等, 2017; 姚磊等, 2017; 刘瑞麟, 2018; 张天福等, 2019; 郭硕等, 2019; 李睿华, 2019。I、S、M和A分别代表I型、S型、M型和A型花岗岩。

A型花岗岩形成的温度(800～900 ℃)明显高于I型和S型花岗岩(刘昌实等, 2003; 汪洋, 2008, 2009; 贾小辉等, 2009; 王楠等, 2017)。研究认为锆石的饱和温度近似代表花岗质岩石近液相线的温度, 可用来估算花岗质岩浆的结晶温度(King et al., 1997; 王涛和刘燊, 2013)。毛登Sn-Cu矿床花岗斑岩样品的Zr含量随着SiO2含量的增加而减少, 表明岩浆中Zr达到了饱和(图15)。利用花岗质熔体锆石饱和温度公式(Watson and Harrison, 1983), 计算得出毛登Sn-Cu矿床花岗斑岩锆石饱和温度为817～861 ℃, 平均834 ℃(表3), 属高温花岗岩, 与典型的A型花岗岩形成温度一致。

综上认为毛登、黄岗矿床花岗斑岩为A型花岗岩, 成岩演化过程中经历了较强烈的结晶分异作用; 白音查干、维拉斯托矿床花岗质岩体为高分异的I型花岗岩。燕山晚期造山带垮塌和地壳逐渐减薄诱导幔源物质底侵以及地壳减薄不均一性, 是大兴南岭南段早白垩世形成A型、I型不同类型花岗岩的主要原因(赵辉等, 2015)。

4.2.2 岩石源区

关于A型花岗岩的成因主要有以下3种观点: ①地幔玄武质岩浆的分离结晶作用(Han et al., 1997; Mushkin et al., 2003); ②幔源岩浆与地壳深熔岩浆的混合作用(Dickin, 1994; Harris et al., 1999; Mingram et al., 2000); ③下地壳源岩的部分熔融(Collins et al., 1982; Clemens et al., 1986)。Wyllie (1984)研究认为地幔物质部分熔融形成的大量玄武质岩浆才可能分异出少量的花岗质岩浆, 研究区内没发现与花岗岩时空关系密切且大面积分布的玄武质岩体出露, 因此花岗斑岩由地幔玄武质岩浆的分离结晶作用形成的可能性不大。毛登花岗斑岩强烈亏损Eu、Ba、Sr, 表明其源区有大量长石残留, 暗示成岩在低压、较浅的环境(Rapp and Watson, 1995), 同样排除为幔源岩浆分离结晶作用的成因。毛登花岗斑岩未见明显的暗色基性包体, 不显示幔源、壳源岩浆混合特征, 排除其为幔源岩浆与地壳深熔岩浆混合作用的成因。

图15 毛登Sn-Cu矿床花岗斑岩Zr-SiO2图解

Jahn et al. (2000)研究表明中亚造山带是地球上显生宙新生地壳增长最快的地区, 位于其东部的大兴安岭地区显生宙的花岗岩表现出正的Nd()值(平均值+2.0)和较低的DM值(多在500～1000 Ma), 暗示花岗岩源区为幔源年轻的地壳物质(吴福元等, 1997; 洪大卫等, 2000; Wu et al., 2000, 2002)。肖成东等(2004)测得东蒙地区燕山期花岗岩的Nd()值为+0.75～+8.12(均值+3.07),DM2为2622～930 Ma(均值705 Ma), 认为成岩物质来源与亏损地幔有关。毛登Sn-Cu矿床花岗斑岩Sr-Nd同位素测试分析显示其具有低的(87Sr/86Sr)i值、正的Nd()值(Nd()=+0.8～ +4.4)和年轻的Nd同位素模式年龄(DM2=572～863 Ma),与中亚造山带显生宙花岗岩Sr-Nd同位素特征一致(洪大卫等, 2000; Jahn et al., 2000, 2001; Wu et al., 2003;刘伟等, 2007; 邵济安等, 2010)。在(87Sr/86Sr)i-Nd()图解(图16)中, 样品投点落入或靠近主地幔趋势线上, 靠近亏损地幔单元, 远离华北陆块下地壳区域, 与大兴安岭中南段晚中生代花岗岩Sr-Nd同位素范围(Jahn et al., 1999)基本一致, 说明成岩物质来源于地幔。Sr-Nd同位素特征表明了毛登矿区花岗斑岩有可能来源于新元古代含有大量幔源组分的新生地壳物质, 在岩石圈伸展减薄背景下幔源玄武质岩浆底侵作用诱使新生地壳部分熔融, 大量岩浆上升侵位并经历了较强烈的结晶分异作用, 形成酸性侵入岩。

4.3 构造背景

关于大兴安岭中生代岩浆活动构造背景存在着不同的观点: 赵国龙等(1989)认为大兴安岭中生代火山岩形成于与古太平洋板块俯冲有关的活动大陆边缘; 张连昌等(2007)认为形成于蒙古‒鄂霍茨克洋造山后伸展和古太平洋板块俯冲的联合作用, 反映陆内伸展环境和陆缘弧火山岩双重特征; 吴福元和曹林(1999)指出中生代以来东部太平洋板块的俯冲至关重要。近来年, 越来越多的学者认为大兴安岭地区大规模的中生代岩浆活动构造背景归于蒙古‒鄂霍茨克洋闭合后伸展构造背景(郭锋等, 2001; Fan et al., 2003; 吕志成等, 2004; 江思宏等, 2012; Ouyang et al., 2015), 或古太平洋板块俯冲后撤伸展构造背景环境(王喜龙等, 2014; 王良玉等, 2016)。

在A型花岗岩分类判别图解(图17)中, 花岗斑岩样品投点大多数落入了A2型区, 代表造山后环境(如陆陆碰撞后期或岛弧岩浆作用环境)。在Al2O3- SiO2、FeOT/(FeOT+MgO)-SiO2、(Y+Nb)-Rb和1-2构造环境判别图解(图18、19)中, 大多数样品落在造山期后A型花岗岩区域, 暗示其具有拉张构造环境特征。

大兴安岭中南段数据来源: 张德全等, 1993; 赵一鸣等, 1994; 蔡剑辉等, 2004; 肖成东等, 2004; 周振华等, 2011; 顾玉超等, 2017。

结合区域构造演化史(刘伟等, 2007; 周振华等, 2011; 陈公正等, 2018; 江思宏等, 2018)以及毛登Sn-Cu矿床花岗斑岩地球化学特征、成岩年代学、Sr-Nd-Pb同位素特征, 本文认为在早白垩世大兴安岭南段毛登地区可能受到蒙古‒鄂霍茨克洋造山后伸展和古太平洋俯冲的双重影响, 蒙古‒鄂霍茨克洋构造域已进入后碰撞阶段, 古太平洋板块俯冲方向由N-NNW向NW转变(Engebretson et al., 1985), 两大构造域都处于构造体系转变期间, 区域构造体系由挤压环境向伸展环境转换过渡期, 总体处于伸展构造背景。两大构造体系联合作用也被认为是大兴安岭南段地区燕山晚期成矿高峰期的主要原因(Ouyang et al., 2015; 江思宏等, 2018)。

4.4 岩浆作用对成矿制约

毛登Sn-Cu矿床主要为受断裂‒节理裂隙控制的石英脉型矿床, 花岗斑岩体与角砾岩等围岩的接触带外侧控制矿体的产出形态, 岩体内部矿化弱。锡石矿化和花岗斑岩形成的年龄分别为139±2.8 Ma和138±0.6 Ma, 两者在误差范围内一致, 表明毛登Sn-Cu矿床的形成与该期岩浆活动有关。李睿华(2019)研究毛登Sn-Cu矿床8件金属硫化物S、Pb同位素特征, 发现δ34SV-CDT值较均一, 介于−3.3‰～ −0.6‰之间(平均值−2.1‰), 具有岩浆成因的S同位素特征; Pb同位素组成与本文研究的花岗斑岩范围接近(图12), 认为金属硫化物成矿物质主要来源于花岗斑岩体。刘玉强(1996a)对各成矿阶段流体的H-O同位素研究显示成矿流体来自花岗斑岩的深部, 晚期蚀变和矿化流体中大气降水逐渐增多。矿床内黄玉、萤石等蚀变矿物共生表明, 成矿热液具有岩浆成因的高F特征(Wang et al., 2017)。

A1. 非造山花岗岩; A2. 造山后花岗岩。

IAG. 岛弧花岗岩类; CAG. 大陆弧花岗岩类; CCG. 大陆碰撞花岗岩类; POG. 后造山花岗岩类; RRG. 与裂谷有关的花岗岩类; CEUG. 与大陆的造陆抬升有关的花岗岩类。

图19 毛登Sn-Cu矿床花岗斑岩(Y+Nb)-Rb(a, Pearce et al., 1984)和R1-R2(b, 据Batchelor and Bowden, 1985)构造背景判别图解

前人研究认为, 花岗质岩浆经历高度结晶分异作用后, 在演化晚期的残余熔体‒热液共存体系中富含挥发分、Na2O+K2O、REE、稀有金属, 熔体与热液的相互作用使得Eu的负异常增强, 以及W、Sn、Sb、REE、Nb、Ta、Zr、Be等成矿元素在残余花岗质岩浆中逐渐富集, 为形成W、Sn、稀土、稀有矿床提供物质基础(Jahn et al., 2001; Zhao et al., 2002; Wu et al., 2004)。例如华南地区西华山W-Sn矿床、千里山W-Sn矿床、喜马拉雅造山带扎西康Sb-Pb-Zn-Au矿床、大兴安岭南段地区维拉斯托Sn多金属矿床、沙麦W-Mo矿床、巴尔哲REE-Nb-Zr-Be矿床(Zhao et al., 2002; Guo et al., 2012; 梁维等, 2015; Jiang et al., 2016; Wang et al., 2017)。

前述全岩主、微量地球化学特征分析表明, 毛登矿区花岗斑岩为经历了较强烈的结晶分异作用的A型花岗岩, 李小伟等(2010)认为A型花岗岩的Rb含量大于(250×10−6～300×10−6)时属于高分异型花岗岩, 毛登矿床花岗斑岩Rb含量为183×10−6～226×10−6, 显然未达到“高”分异演化程度。研究表明高演化结晶分异的花岗质岩石具有M型稀土四分组效应(Bau, 1996, 1997; 赵振华等, 1999), 毛登花岗斑岩稀土元素量化参数TE1, 3和关键元素K/Rb、Y/Ho、Zr/Hf的比值(分别为0.95～1.02, 187～237、22.4～26.9、25.8～33.0)接近或偏离具明显四分组效应花岗岩的区间范围(TE1, 3>1.10, K/Rb<100, Y/Ho>28, Zr/Hf<25) (Irber, 1999)。综上认为毛登花岗斑岩为分异的A型花岗岩, 在演化过程中经历了较强烈的结晶分异作用, 对Sn、W等成矿金属元素的富集起到积极作用; 但岩体并未达到维拉斯托矿床石英斑岩“高”演化结晶分异的程度(Wang et al., 2017), 这或许是毛登矿床Sn金属资源量未达到维拉斯托矿床规模的原因之一。

5 结论

(1) 毛登Sn-Cu矿床的LA-ICP-MS锡石U-Pb等时线年龄为139±3.2 Ma, 花岗斑岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为138±0.6 Ma, 二者在误差范围内近于一致, 表明成岩成矿均发生在早白垩世。

(2) 毛登Sn-Cu矿床花岗斑岩的形成受到蒙古‒鄂霍茨克洋闭合造山后伸展和古太平洋俯冲的双重影响, 总体处于伸展构造背景; 岩石地球化学和Sr-Nd同位素特征表明, 毛登花岗斑岩具备A型花岗岩特点, 为新元古代新生地壳部分熔融的产物; Pb同位素组成特征表明, 成矿物质主要来自深部岩浆。

(3) 毛登Sn-Cu矿床花岗斑岩经历了较强烈的结晶分异演化作用, 但未达到“高”分异演化程度, 这可能是毛登矿床Sn金属资源量未达到维拉斯托矿床规模的原因之一。

致谢:野外地质工作期间得到了锡林浩特市兴原有色金属有限责任公司杜祖权总经理和史贺龙工程师的大力协助, 吉林大学孙景贵教授、中国地质科学院矿产资源研究所武广研究员对本文提出了宝贵的修改意见, 在此一并表示衷心的感谢！

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Metallogenetic Control of Magmatism on the Maodeng Sn-Cu Deposit in the Southern Great Xing’an Range: Evidence from Geochronology, Geochemistry, and Sr-Nd-Pb Isotopes

JI Genyuan1, 2, JIANG Sihong1*, LI Gaofeng1, 3, YI Jinjun2, ZHANG Lili1and LIU Yifei1

(1.MNR Key Laboratory of Metallogeny and Mineral Assessment, Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037,China; 2.Cores and Samples Center of Natural Resources, Langfang 065201, Hebei, China; 3. Key Laboratory of Orogen and Crust Evolution, Peking University, Beijing 100871,China)

The Maodeng Sn-Cu deposit is a medium-sized deposit in the southern segment of the Great Xing’an Range located in Xinlinhot City of Inner Mongolia. Whole rock geochemistry, LA-ICP-MS zircon and cassiterite U-Pb ages, and Sr-Nd-Pb isotopic compositions of the granite porphyry and Sn-Cu ores in the Maodeng deposit have been studied in detail and are reported in this contribution. The zircon from the ore-related granite porphyry has a weighted mean U-Pb age of 138±0.6 Ma, while the cassiterite from cassiterite-sulphide-quartz vein-type ore has a Tera-Wasserburg concordant U-Pb age of 139±3.2 Ma. These two ages are consistent within error, which indicates that the emplacement of granite porphyry and Sn-polymetallic mineralization in Maodeng took place during the Early Cretaceous. Geochemically, the granite porphyry is characterized by high SiO2(73.18% to 77.3%), (Na2O+K2O) (8.00% to 8.69%), and K2O (4.80% to 5.22%), with low CaO (0.49% to 0.95%), Al2O3(11.67% to 12.83%), MgO (0.12% to 0.46%), and relatively high FeOT/(MgO+FeOT) (0.74 to 0.91), and 10000×Ga/Al (3.64 to 4.28) ratios. The rock is enriched in Rb, Th, K, Hf, and depleted in Ba, Sr, P and Ti. The REE distribution patterns of the granite porphyry are of typical gull-wing shape with obviously negative Eu anomalies (δEu=0.05 to 0.2). Zircon saturation temperatures of the granite porphyry vary from 817 to 861 ℃. All these show that the granite porphyry exhibits geochemical characteristics typical for A-type granite. The granite porphyry has relatively low (87Sr/86Sr)ivalues (0.702907 to 0.704506), high εNd() values (+0.8 to +4.4) and young two-stage Nd model ages (DM2=572 to 863 Ma), suggesting that the rock was dominantly derived from partial melting of a juvenile lower crust, followed by strong fractional crystallization during magma ascent. The Pb isotope compositions of the granite porphyry and ores are similar, indicating that the Pb of the ores could be sourced from the granite porphyry. According to the trace element characteristics, chemical subdivision diagrams and tectonic environmentdiscrimination diagrams, the granite porphyry in the Maodeng belongs to A2-type granite, which formed in an extensional setting. Based on previous studies and combining geological characteristics, ages of the ores and granite porphyry, and Pb istope characteristics, it is believed that the intensely fractionated granite porphyry at the Maodeng deposit is spatiallyand temporally, and possibly genetically related to the Sn-Cu mineralization. It is proposed that the size of the Sn deposit is constrained by the degree of fractional crystallization of the magma.

southern segment of the Great Xing’an Range; Maodeng Sn-Cu deposit; cassiterite U-Pb dating; zircon U-Pb dating; Sr-Nd-Pb isotopes

2020-02-04;

2020-06-19

科技部深地项目(2017YFC0601303)、国家自然科学基金项目(41873051)、地科院基本业务费项目(YYWF201715)和地质调查项目(DD20190437、DD20190411)联合资助。

季根源(1987–), 男, 工程师, 博士研究生, 矿物学、岩石学、矿床学专业。Email: csujigenyuan@163.com

江思宏(1968–), 男, 研究员, 博士生导师, 主要从事金属矿床成矿规律研究。Email: jiangsihong1@163.com

P597; P612

1001-1552(2021)04-0681-024

10.16539/j.ddgzyckx.2021.04.004