大兴安岭南段前进场岩体锆石U-Pb年龄、地球化学及其地质意义

陈公正, 武 广*, 李英雷, 2, 李铁刚, 刘瑞麟, 2, 李睿华, 2, 杨 飞, 2

大兴安岭南段前进场岩体锆石U-Pb年龄、地球化学及其地质意义

陈公正1, 武 广1*, 李英雷1, 2, 李铁刚1, 刘瑞麟1, 2, 李睿华1, 2, 杨 飞1, 2

(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. 北京大学 造山带与地壳演化教育部重点实验室, 北京 100871)

前进场岩体位于大兴安岭南段, 主要岩石类型为黑云母二长花岗岩, 是道伦达坝铜钨锡银矿床的赋矿围岩之一。本文对前进场岩体开展了岩石地球化学、LA-ICP-MS锆石U-Pb定年、锆石Lu-Hf同位素及矿物地球化学研究。锆石U-Pb定年结果表明前进场岩体形成于278～279 Ma, 为早二叠世岩浆活动产物。岩石地球化学特征显示其SiO2含量为66.18%～68.71%, 具有较高的全碱含量(Na2O+K2O=7.14%～8.05%)和A/CNK值(1.10～1.21), 富集轻稀土元素、亏损重稀土元素, 稀土元素配分曲线呈右倾式, 具中等Eu负异常(δEu=0.40～0.56); 岩石富集大离子亲石元素(Rb、Th和K等)和轻稀土元素(La和Ce等), 强烈亏损高场强元素(Nb、Ta、Zr、Hf、P和Ti等)和Sr。样品的锆石Hf()值在2.5～9.7之间, Hf同位素单阶段模式年龄(DM1)在552～747 Ma之间, 两阶段模式年龄(DM2)在696～1023 Ma之间, 表明其源区主要为起源于亏损地幔的新元古代新生地壳物质。电子探针分析结果显示岩体中的云母为富铁黑云母, 斜长石为更长石, 表明岩浆分异程度较低。磷灰石具有富F(2.73%～5.09%, 平均为3.75%)、贫Cl(0.02%～0.07%, 平均为0.05%)特征, 稀土元素总量较低, 其配分曲线呈海鸥式, 轻重稀土元素分馏不明显, 具有明显的Eu负异常和弱的Ce正异常, 表明岩浆氧逸度较低。前进场岩体形成于贺根山洋闭合后的后碰撞环境, 是黑云斜长角闪岩部分熔融形成的过铝质花岗岩, 不是道伦达坝矿床的成矿岩体。

锆石U-Pb年龄; 岩石地球化学; 矿物地球化学; 黑云母二长花岗岩; 前进场岩体; 大兴安岭南段

0 引 言

大兴安岭南段位于中亚造山带东端, 是我国北方最重要的锡银多金属矿集区, 已发现以锡为主或共伴生锡的矿床达23处(王春女等, 2016), 代表性的如维拉斯托、大井、白音查干东山、道伦达坝、安乐、毛登、边家大院等矿床(图1)。这些矿床多为热液脉型(赵一鸣和张德全, 1997; 欧阳荷根, 2013), 亦有矽卡岩型和陆相火山岩型(陈春良, 2015; 翟德高等, 2016)。古生代以来, 该区先后经历了古亚洲洋构造体制、蒙古‒鄂霍茨克洋构造体制与古太平洋构造体制, 大量燕山期、华力西期及部分印支期岩浆岩在空间上的叠加套合, 给矿床成因研究造成了极大困难。在这种背景下, 正确厘定成矿岩体对矿床成因机制的研究显得尤为重要。研究表明, 该区多数矿床的成矿岩体并未出露地表, 而矿区内出露的岩体未必是成矿岩体, 如维拉斯托、拜仁达坝、白音查干东山、毛登、边家大院等矿床成矿岩体均发育于矿区深部或外围(刘翼飞, 2009; 刘瑞麟等, 2018; 李睿华, 2019)。多数研究者认为大兴安岭南段锡银多金属矿床多形成于早白垩世, 成矿与早白垩世高分异花岗岩有关(周振华等, 2010; Liu et al., 2016); 除此之外, 亦有华力西期、印支期和多期叠加成矿的观点, 如江思宏等(2011)认为白音诺尔矿床存在印支期和燕山期两期成矿作用, 其中印支期成矿与印支期花岗闪长岩有关, 而燕山期成矿与早白垩世长石斑岩有关; Zhai et al. (2017)认为边家大院矿床存在两期早白垩世的成矿事件。

本次研究的前进场岩体出露于道伦达坝矿区及外围, 是道伦达坝铜钨锡银矿床的主要赋矿围岩之一。前人多认为该岩体为S型花岗岩, 是道伦达坝矿床的成矿岩体, 并根据其成岩时代认为矿床形成于华力西期(徐佳佳等, 2012; 周振华等, 2014; 张雪冰, 2017; 李岩等, 2020)。而陈公正等(2018a)认为道伦达坝矿床与前进场岩体无关。前人对前进场岩体的研究集中于成岩时代及地球化学方面, 但对成岩与成矿关系的限定则仅限于矿床与岩体在空间上相近。本文选择道伦达坝矿区出露的前进场岩体为研究对象, 从年代学、岩石地球化学、同位素及矿物地球化学方面开展研究, 以揭示其岩体成因、探讨其与道伦达坝矿床成因关系, 并为该区晚古生代大地构造背景研究提供依据。

1. 新生界沉积物; 2. 新生代玄武岩; 3. 侏罗系‒白垩系火山‒沉积岩; 4. 晚古生代地层; 5. 早古生代地层; 6. 古元古代变质岩; 7. 晚侏罗世‒早白垩世花岗岩类; 8. 三叠纪花岗岩; 9. 晚石炭世‒早二叠世侵入岩; 10. 石炭纪蛇绿岩; 11. 深断裂; 12. 主要断裂; 13. 复背斜; 14. 复向斜; 15. 锡多金属矿床。矿床名称: 1. 白音查干东山超大型热液脉型Sn-Ag-Pb-Zn-Cu-Sb矿床; 2. 毛登小孤山中型热液脉型Sn-Zn-Cu矿床; 3. 花敖包特超大型热液脉型Pb-Zn-Ag-Sn-Cu矿床; 4. 查木罕小型热液脉型W-Sn-Mo-Be矿床; 5. 维拉斯托大型岩浆热液脉型Sn-Zn-W-Cu-Mo-Rb-Nb-Ta-Li矿床; 6. 安乐中型热液脉型Sn-Cu矿床; 7. 黄岗超大型矽卡岩型 Sn-Fe-W矿床; 8. 老盘道背后中型岩浆热液脉型Sn-Cu-Ag矿床; 9. 道伦达坝中型热液脉型Cu-Sn-W-Ag矿床; 10. 东山湾小型热液脉型Sn-W-Mo-Cu 矿床; 11. 宝盖沟小型热液脉型Sn矿床; 12. 沙布楞山中型浅成低温热液型Cu-Pb-Zn-Sn-Mo矿床; 13. 莫古吐小型热液脉型Sn矿床; 14. 边家大院中型热液脉型Pb-Zn-Ag-Sn矿床; 15. 大井大型热液脉型Sn-Zn-Cu-Pb-Ag矿床; 16. 白音诺尔大型矽卡岩型Pb-Zn-Ag-Sn矿床; 17. 浩布高大型矽卡岩型Pb-Zn-Cu-Sn矿床; 18. 敖脑达巴中型热液脉型Sn-Cu-Ag矿床; 19. 孟恩陶勒盖大型热液脉型Pb-Zn-Ag-Sn 矿床。

1 区域地质背景

大兴安岭南段北起二连‒贺根山断裂, 南至西拉木伦断裂, 东自嫩江‒八里罕断裂, 西至锡林浩特‒东乌珠穆沁旗一线, 属于古亚洲洋成矿域和滨西太平洋成矿域叠加部位。大兴安岭南段出露的地层有古元古代变质岩、下古生界海相火山岩‒碎屑岩、上古生界海相火山岩‒碎屑岩和陆相碎屑岩、侏罗系‒白垩系陆相火山岩‒碎屑岩、新生代玄武岩以及松散沉积物(内蒙古自治区地质矿产局, 1991)。晚古生代期间, 伴随着古亚洲洋的闭合, 形成了NEE-NE向褶皱和断裂构造, 奠定了本区的基本构造格架; 中生代则以NE-NNE向断裂为主。区内主要发育燕山期、印支期和华力西期三期侵入岩, 其中燕山期侵入岩规模最大(图1b)。

前进场岩体所在的道伦达坝地区位于大兴安岭南段主脊断裂与西坡断裂之间的米生庙复背斜东南翼, 北西距西乌珠穆沁旗政府所在地约50 km(图1b)。道伦达坝地区出露的地层有古元古界宝音图群黑云斜长片麻岩、石英二云片岩、变粒岩等, 上石炭统本巴图组海相硬砂岩、长石砂岩夹含砾砂岩及生物碎屑灰岩, 上石炭统阿木山组海相碎屑岩和碳酸盐岩, 下二叠统寿山沟组海相粉砂岩、长石砂岩夹砂砾岩, 中二叠统哲斯组海相粗砂岩夹生物碎屑灰岩及薄层流纹岩, 上侏罗统玛尼吐组陆相中性火山岩和火山碎屑岩, 下白垩统白音高老组陆相酸性火山岩和火山碎屑岩, 第四系广泛分布(图2)。区内整体受米生庙复式背斜及3条北东向展布的挤压破碎带控制, 其中乌海庙‒达青牧场挤压破碎带发育最好, 道伦达坝矿床就位于其内。道伦达坝地区主要发育华力西期及燕山期侵入岩。华力西期侵入岩由角闪辉长岩、石英闪长岩和黑云母二长花岗岩组成, 角闪辉长岩出露于道伦达坝矿床北侧, 呈NE向展布; 石英闪长岩亦呈NE向零星出露在道伦达坝矿床北侧; 黑云母二长花岗岩大面积出露在矿区南部, 属于前进场岩体的一部分。燕山期的张家营子岩体广泛分布在道伦达坝矿区东侧, 主要岩石类型为中细粒花岗岩和斑状细粒花岗岩, 属于北东向产出的燕山期花岗岩基的一部分(陈公正等, 2018b)。此外, 区内脉岩较为发育, 岩性主要为花岗细晶岩、石英斑岩和闪长玢岩, 它们侵入晚古生代地层、前进场岩体和张家营子岩体(图2)。

1. 第四系; 2. 下白垩统白音高老组; 3. 上侏罗统玛尼吐组; 4. 中二叠统哲斯组; 5. 下二叠统寿山沟组; 6. 上石炭统阿木山组; 7. 上石炭统本巴图组; 8. 古元古界宝音图群; 9. 燕山期花岗岩; 10. 华力西期黑云母二长花岗岩; 11. 华力西期石英闪长岩; 12. 华力西期角闪辉长岩; 13. 石英斑岩脉; 14. 花岗细晶岩脉; 15. 闪长玢岩脉; 16. 石英脉。

2 前进场岩体岩相学特征

前进场岩体出露于道伦达坝矿床南侧, 以岩基形式产出, 出露面积192 km2, 呈不规则元宝状, 侵入到古元古界宝音图群变质岩和下二叠统寿山沟组碎屑岩中(图2)。该岩体的主要岩石类型为黑云母二长花岗岩, 岩石呈灰色‒灰白色, 中粒花岗结构, 块状构造(图3a), 主要由石英(23%～28%)、钾长石(35%～42%)、斜长石(30%～35%)和黑云母(5%～8%)组成, 还含少量的磷灰石和锆石等副矿物(2%)。石英多呈不规则粒状, 粒径为0.3～3 mm; 钾长石常呈半自形‒它形粒状或板状, 粒径多在0.2～3 mm之间, 可见轻微高岭土化; 斜长石常呈自形板状, 板条长多在0.3～4 mm之间, 部分发育绢云母化; 黑云母呈自形片状, 晶体长介于0.5～1.5 mm之间(图3b)。

3 样品特征及分析方法

本次测试的18件前进场岩体样品采自钻孔及井下, 其中样品D7和D9采自14号井1012 m中段, 样品DZ2和DZ3采自钻孔ZK904的1118 m和1040 m处; 样品DZ4、DZ5、DZ8和DZ10采自钻孔ZK905的1240 m、1175 m、1076 m和974 m处; 样品DZ13和DZ14采自钻孔ZK908的1192 m和1096 m处; 样品DLZK1、DLZK2和DLZK3采自钻孔ZK909的1252 m、1139 m和1034 m处; 样品DY1、DY2、DY3和DY4采自钻孔ZK910的1235 m、1190 m、1125 m和1078 m处; 样品DL3采自钻孔ZK907的1186 m处(图4)。岩性均为黑云母二长花岗岩。除DY1、DY2、DY3和DY4外, 其余14件样品进行了主量、微量元素测试, 其中样品DLZK1和DLZK3进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb测试和锆石Lu-Hf同位素测试。对样品DY1、DY2、DY3和DY4中的长石和样品DY1、DY2和DY4中的云母进行了电子探针分析。对样品DY1中的磷灰石进行了电子探针及LA-ICP-MS微量元素分析。

3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年

样品在廊坊诚信地质服务有限公司经粉碎后采用重液和磁选法初选挑出锆石, 在双目镜下挑出无污染无氧化锆石, 并确保其纯度高于99%。所选锆石晶型较好, 晶面完整, 将挑选出的锆石颗粒置于环氧树脂中制靶并抛光, 使锆石的核部剥露, 并对其进行透射光、反射光以及阴极发光(CL)图像的拍摄。

锆石激光剥蚀等离子质谱U-Pb同位素分析在北京科荟测试技术有限公司利用激光烧蚀多接收等离子体质谱仪完成, 采用美国ESI公司生产的New Wave 193nm FX ArF准分子激光器, 多接收器电感耦合等离子体质谱仪为美国 Thermo Fisher 公司生产的Nepune Plus。测试过程中, 激光剥蚀束斑直径为30 μm, 频率为10 Hz, 能量密度约为2.5 J/cm2, 并以氦气作为剥蚀物质载气。测得单个锆石U-Pb年龄数据点误差均为1σ, 使用ICPMSdatacal进行数据的处理与年龄计算(Liu et al., 2010), 用Isoplot程序绘制锆石年龄谐和图以及直方图(Ludwig, 2003)。

矿物代码: Bi. 黑云母; Kf. 钾长石; Pl. 斜长石; Q. 石英。

1. 第四系; 2. 下二叠统寿山沟组; 3. 古元古界宝音图群; 4. 华力西期黑云母二长花岗岩; 5. 断层及产状; 6. 背斜; 7. 向斜; 8. Cu矿体; 9. Cu-W矿体; 10. Cu-Sn矿体; 11. Cu-W-Sn矿体; 12. 剖面及编号; 13. 勘探线及编号; 14. 矿段及编号; 15. 矿体编号; 16. 平硐及海拔; 17. 钻孔及编号; 18. 采样位置。

3.2 锆石Lu-Hf同位素分析

锆石Lu-Hf同位素分析在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进行, 使用Neptune型多接收等离子体质谱仪及 New Wave UP 213激发激光剥蚀系统进行测试。测试时采用GJ-1为标样进行校正, 选用氦气为载气, 激光束斑直径为44 μm, 频率为10 Hz, 能量为100 mJ。仪器工作条件和详细操作步骤见侯可军等(2009)。

3.3 全岩主量、稀土和微量元素分析

在廊坊诚信地质服务有限公司进行粉末样的磨制, 主量、稀土和微量元素分析在核工业北京地质研究院实验室完成。FeO采用滴定法分析, 其他主量元素采用X射线荧光光谱法分析, 仪器型号为3080E, 烧失量(LOI)采用重量法分析, 测试流程按照GB/T14506.28-1993标准执行, 分析精度优于1%。稀土和微量元素分析采用Agilent-7500a型电感耦合等离子体质谱仪, 分析数据采用标样BCR-1和BHVO-1监控, 分析精度优于5%。

3.4 电子探针分析

岩体探针片的镀碳及硅酸盐矿物的电子探针分析在中国地质科学院矿产资源研究所电子探针实验室完成, 测试仪器为日本JEOL公司生产的JXA-8230型电子探针显微分析仪。测试过程中的加速电压为15 kV、电流为20 nA、束斑直径为5 μm, 收集时间20 s, 分析精度优于0.01%。

3.5 磷灰石LA-ICP-MS微量元素分析

磷灰石分选在河北省廊坊地科勘探服务有限公司进行, 先将黑云母二长花岗岩样品破碎, 然后经过重力分选, 在双目镜下挑选出磷灰石。挑选出的磷灰石颗粒在北京锆年领航有限公司进行制靶, 先将磷灰石置于环氧树脂上, 然后进行抛光, 并进行背散射(BSE)、透射光和反射光拍照。LA-ICP-MS微量元素分析在南京聚谱科技有限公司利用激光烧蚀多接收等离子体质谱仪完成, 采用New Wave 193nm FX ArF准分子激光器, 多接收电感耦合等离子体质谱仪型号为Agilent 7500a。测试过程中的激光剥蚀斑束直径为35 μm, 频率为5 Hz, 能量为80 mJ。每个测试点分析时间为90 s, 包括30 s的背景值测定和60 s分析及接收数据, 以Ca为内标元素进行元素含量计算。

4 测试结果

4.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年

对前进场岩体黑云母二长花岗岩样品DLZK1和DLZK3进行LA-ICP-MS 锆石U-Pb测试。锆石CL图像及分析点位见图5。测试点多选在锆石环带之上, 少部分位于锆石核部。锆石大小多在100～250 μm,晶体长宽比在1∶1～4∶1之间。锆石的Th/U值在0.05～0.59之间, 除5颗锆石外, 其余锆石Th/U值均大于0.1, CL图像显示锆石内部结构清楚, 均发育明显岩浆振荡环带, 应属于岩浆成因锆石。

LA-ICP-MS锆石U-Pb测试结果见表1和图6。其中样品DLZK1中锆石的Th和U含量分别在31.2～117 μg/g和79.1～777 μg/g, Th/U值在0.05～0.58,206Pb/238U表面年龄在277～283 Ma之间, 加权平均值为279±1 Ma(=14, MSWD=0.31; 图6a)。样品DLZK3中锆石的Th和U含量分别为31.0～147 μg/g和175～572 μg/g, Th/U值在0.06～0.59,206Pb/238U表面年龄在275～281 Ma之间, 加权平均值为278±1 Ma (=12, MSWD=0.34; 图6b)。2件样品的加权平均年龄在误差范围内一致, 表明前进场岩体结晶年龄为278～279 Ma, 岩体形成于早二叠世。

4.2 全岩主量、稀土和微量元素分析

前进场岩体14件黑云母二长花岗岩样品的全岩主量、稀土和微量元素分析结果见表2。样品的SiO2含量为66.18%～68.71%, TiO2含量为0.46%～0.68%, Al2O3含量为15.01%～16.39%, Na2O+K2O含量介于7.14%～8.05%之间(平均7.55%), Na2O/K2O值为0.75～1.14(平均0.98), 铝饱和指数(A/CNK)为1.10～ 1.21(平均1.15), Mg#介于32～40之间。岩石具有富碱、高铝特征。在QAP图解(图7a)中, 前进场岩体的所有样品均落入二长花岗岩区域; 在K2O-SiO2图解(图7b)中, 所有样品均落入了高钾钙碱性系列区域; 在A/NK-A/CNK图解(图7c)中, 全部样品落入过铝质岩石区域; 在FeOT/(FeOT+MgO)-SiO2图解(图7d)中, 全部样品落入镁质花岗岩区域。

样品的稀土元素总量(∑REE)为187～243 μg/g, δEu值介于0.41～0.56之间, 显示中等的Eu负异常。轻重稀土元素分馏较明显((La/Yb)N=7.87～11.53)。在球粒陨石标准化稀土元素配分模式图上(图8a), 样品具有明显的轻稀土富集和重稀土亏损特征。

图5 前进场岩体黑云母二长花岗岩中锆石CL图像

表1 前进场岩体黑云母二长花岗岩 LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果

图6 前进场岩体黑云母二长花岗岩锆石U-Pb年龄谐和图

表2 前进场岩体黑云母二长花岗岩主量(%)和微量元素(μg/g)分析结果

1a. 硅英岩; 1b. 富石英花岗岩; 2. 碱长花岗岩; 3a. 花岗岩; 3b. 二长花岗岩; 4. 花岗闪长岩; 5. 英云闪长岩; 6*. 石英碱长正长岩; 7*. 石英正长岩; 8*. 石英二长岩; 9*. 石英二长闪长岩、石英二长辉长岩; 10*. 石英闪长岩、石英辉长岩、石英斜长岩; 6. 碱长正长岩; 7. 正长岩; 8. 二长岩; 9. 二长闪长岩、二长辉长岩; 10. 闪长岩、辉长岩、斜长岩。

样品的微量元素组成明显富集Rb、Th、U、K, La、Ce、Pb、Nd和Sm, 强烈亏损Nb、Ta、Zr、Hf、Sr、P、Ti和重稀土(图8b)。Sr含量在144～ 244 μg/g之间, Y含量在23.2～40.7 μg/g之间, Sr/Y值低, 介于4.1～7.2之间。

4.3 锆石Lu-Hf同位素分析

在LA-ICP-MS锆石U-Pb定年基础上对2件样品的26个分析点进行了锆石原位Lu-Hf同位素分析, 结果见表3。多数分析点的176Lu/177Hf值小于0.002, 表明锆石在形成之后放射成因Hf积累较低, 由176Lu衰变形成的177Hf很少, 所测176Hf /177Hf值可代表锆石形成时的176Hf/177Hf值(Amelin et al., 2000)。样品DLZK1中锆石的176Hf/177Hf值为0.282722～ 0.282866, 平均为0.282808。用相应U-Pb年龄进行回算, 获得Hf()值在4.3～9.4, 平均7.4; 单阶段Hf模式年龄(DM1)为552～747 Ma, 平均为632 Ma; 两阶段Hf模式年龄(DM2)为696～1023 Ma, 平均为828 Ma。样品DLZK3的锆石176Hf/177Hf值为0.282670～0.282872, 平均为0.282803。用相应U-Pb年龄进行回算, 获得Hf()值为2.5～9.7, 平均为7.2; 单阶段Hf模式年龄为539～813 Ma, 平均为635 Ma; 两阶段Hf模式年龄为683～1140 Ma, 平均为843 Ma(表3)。

球粒陨石标准化值据Boynton, 1984; 原始地幔标准化值据Sun and McDonough, 1989。

表3 前进场岩体黑云母二长花岗岩中锆石Lu-Hf同位素分析结果

表4 黑云母二长花岗岩中云母电子探针分析结果(%)

4.4 电子探针分析

前进场岩体黑云母二长花岗岩中的云母、长石和磷灰石电子探针分析结果见表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%。计算获得Li2O含量为0.47%～0.70%(表4)。斜长石的Ab值在74～81之间, An值在16～25之间, Or值在0.6～10之间; 钾长石的Or值在81～97之间, Ab值在2.4～19之间, An值在0.0～0.3之间(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含量均低于检出限, F含量在2.73%～5.09%(平均为3.75%), Cl含量在0.02%～0.07% (平均为0.05%)(表6), 具有富F、贫Cl的特征。

4.5 磷灰石LA-ICP-MS微量元素分析

前进场岩体黑云母二长花岗岩(样品DY1)中磷灰石的LA-ICP-MS微量元素分析结果见表7和图9。结果显示: ①磷灰石中不同测点的稀土元素和微量元素组成较为均一; ②磷灰石的稀土元素总量较高, ∑REE介于3133～4560 μg/g之间, 平均为3665 μg/g; 轻重稀土元素分馏不明显, 稀土元素配分曲线呈“海鸥式”分布; 具有明显的Eu负异常(δEu=0.04～0.06,平均0.05)和微弱的Ce正异常(δCe=1.10～1.17, 平均1.14); ③磷灰石的Sr含量相对较低,为111～137 μg/g, 平均120μg/g; Y含量较高, 在2101～2827 μg/g之间, 平均2492 μg/g; Th和U含量变化较大, Th含量较低(0.13～4.49 μg/g,平均2.14 μg/g), U含量较高(45.8～ 191 μg/g之间, 平均88.3 μg/g)。

5 讨 论

5.1 岩石成因

5.1.1 岩浆源区性质

前进场岩体样品中锆石的Hf()值介于2.5～9.7之间, 平均7.3, 两阶段Hf同位素模式年龄(DM2(Hf))为683～1140 Ma, 平均833 Ma。在Hf()-年龄图解中(图10), 所有分析点均落入中亚造山带东段岩浆岩区域, 而远离燕山褶皱逆冲带岩浆岩区域。其成因有两种可能: ①起源于亏损地幔的新元古代新生地壳物质部分熔融; ②二叠纪期间起源于亏损地幔的岩浆与古老地壳物质部分熔融产物混合。前进场岩体的Hf()值变化范围较小(2.5～9.7), 表明其源区组成较为单一, 此外, 磷灰石“海鸥式”稀土元素配分曲线表明岩浆起源于地壳物质的部分熔融, 基本上没有幔源物质的贡献(朱笑青等, 2004)。因此, 我们认为前进场岩体的源区为起源于亏损地幔的新元古代新生地壳物质。岩浆岩的CaO/Na2O值可以指示源区的成熟度。研究表明, 岩浆岩的CaO/Na2O<0.3, 指示其源区富黏土贫斜长石, 如长英质泥岩和中酸性火成岩; 岩浆岩的CaO/Na2O>0.3, 指示其源区成熟度较低, 如硬砂岩、镁铁质泥岩和基性火成岩(Sylvester, 1998; Patiño Douce, 1999)。样品的CaO/Na2O值介于0.4～0.6之间, 平均0.54, 暗示其源区成熟度低, 这与岩石具有较高的Mg#值(33～40)为镁质花岗岩一致(图7d)。Patiño Douce (1999)通过高温高压实验提出了花岗岩源区的主量元素组合判别图(图11)。在这些图中, 前进场岩体的样品均落入角闪岩区域, 但靠近硬砂岩、镁铁质泥岩、长英质泥岩区域。

表5 黑云母二长花岗岩中长石电子探针分析结果(%)

表6 黑云母二长花岗岩中磷灰石电子探针分析结果(%)

续表6:

表7 黑云母二长花岗岩中磷灰石LA-ICP-MS微量元素(μg/g)分析结果

球粒陨石标准化值据Boynton, 1984; 原始地幔标准化值据Sun and McDonough, 1989。

中亚造山带东段Hf同位素组成据Xiao et al., 2004; Chen et al., 2009; 燕山褶皱逆冲带Hf同位素组成据Yang et al., 2006。

综上分析认为, 前进场岩体的源区为新元古代期间起源于亏损地幔的新生地壳物质, 这种新生地壳物质没有经历风化剥蚀。考虑到样品具有高的铝饱和指数, 其原岩可能为高铝玄武岩, 经变质形成黑云斜长角闪岩。

5.1.2 岩石成因类型

关于花岗岩的分类, 当前主流的分类方法主要依据花岗岩源区组成及构造背景, 主要分为I型、S型、M型和A型(Chappell and White, 1974)。前进场岩体黑云母二长花岗岩具有高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)及中等负铕异常(δEu=0.41～0.56)特征, 明显不同于A型花岗岩低Al、Sr、Eu、Ti、P, 高Zr和Ga特征(Whalen et al., 1987; 张旗等, 2012)。在(Na2O+K2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)和(Zr+Nb+Ce+Y)-10000Ga/Al图解中(图12a、b), 样品均落入未分异的I、S和M型花岗岩区域。岩体中云母的类型与岩浆演化程度有关, 分异程度低的岩浆岩中云母多为富铁黑云母, 而随着岩浆演化程度的增加, 云母会向铁锂云母转化, 甚至演化为锂云母。随着岩浆演化程度的升高, 钾长石会变为极端富K, 而斜长石会演化为极端富Na的钠长石。前进场岩体样品中的云母均投影在富铁黑云母区域(图12c);对长石进行Ab-An-Or投图, 斜长石多投影于更长石区域, 钾长石则落于正长石区域(图12d)。主量和微量元素判别图及云母和长石类型表明前进场岩体黑云母二长花岗岩为未分异花岗岩。M型花岗岩常与蛇绿岩共生, 构成蛇绿岩套的浅色岩组, 前进场岩体主要岩石类型为黑云母二长花岗岩, 且野外未见与其同期的蛇绿岩, 因此, 可以排除其为M型花岗岩的可能。前进场岩体为过铝质花岗岩, 前人根据其高的铝饱和指数(>1.10)认为其为S型花岗岩(徐佳佳等, 2012; 周振华等, 2014)。然而, 前进场岩体黑云母二长花岗岩中未见特征性富铝矿物, 如堇青石和石榴子石, 甚至原生白云母也很少见到。Miller (1985)、Sylvester (1998)、吴福元等(2007)指出, 铝饱和指数>1.1的过铝质花岗岩并不一定是S型花岗岩。即使花岗岩的源区是富铝的, 也不一定是沉积岩源区, 含黑云母的英云闪长岩发生部分熔融, 形成的熔体其铝饱和指数就>1.1,但它与S型花岗岩无关(Patiño Douce, 1999)。吴福元等(2017)认为, 铝饱和指数大于1.1的过铝质花岗岩作为独立的一类岩石, 不宜简单地将其归于S型, 很可能有些是I型花岗岩。综合考虑前进场岩体样品的岩石地球化学特征和源区组成判别图, 我们认为该岩体为过铝质I型花岗岩。

图11 前进场岩体源区判别图(据Patiño Douce, 1999)

5.1.3 岩浆结晶的物理化学条件

前进场岩体黑云母二长花岗岩具有较低的Sr含量和较高的Yb含量, 属于低Sr高Yb型花岗岩(张旗等, 2008)。这种岩石形成于低压环境, 其源区缺少石榴子石, 富斜长石, 典型的残留相组合为角闪石+斜长石。黑云母二长花岗岩中等的负Eu异常亦表明其源区有斜长石残留。前人的研究表明, Al2O3/TiO2值与成岩温度有关(Sylvester, 1998), 低Al2O3/TiO2值(≤60)的岩石形成温度较高(≥875 ℃), 高Al2O3/TiO2值(>60)的岩石形成温度较低(<875 ℃)。前进场岩体样品的Al2O3/TiO2值介于24～33, 平均27, 远小于60, 说明其形成温度较高。

磷灰石是重要的副矿物之一, 含较高的挥发性组分(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)。磷灰石在很多地质过程和地质环境中保持稳定, 不易受变质作用、热液蚀变和表生作用的影响, 且有许多元素(S、Fe、Mn、F、

Cl、Sr、Th和REEs等)可以通过类质同象替代进入磷灰石的晶格中。在岩浆岩和变质岩形成和演化过程中, 与其他主要造岩矿物相比, 磷灰石对微小地球化学扰动更加敏感, 是记录这些岩石精细演化历史的重要载体(Tsuboi, 2005)。卤素元素可以在高温(>500 ℃)条件下进入磷灰石, 而磷灰石不易受亚固相线卤素交换的影响(Roegge et al., 1974; Tacker and Stormer, 1989; Piccoli and Candela, 1994), 因此磷灰石中卤素成分可以指示初始岩浆中挥发分特征。磷灰石中F和Cl的含量受其在磷灰石与花岗质熔体之间的分配系数(ap/melt)和它们各自在熔体中的浓度控制。Cl的ap/melt值是熔体组成和体系中Cl浓度的复杂函数, 在Cl不饱和的长英质岩浆体系中,ap/melt值在1～4.5之间, 但当熔体中的Cl浓度等于或接近熔体的Cl饱和值时,ap/melt值将显著地增大(Webster et al., 2009)。与Cl相比, F的ap/melt值对熔体成分和F在硅酸盐熔体中的浓度依赖性很弱,ap/melt值在很大的成分范围内是恒定的(Mathez and Webster, 2005)。因此, 磷灰石中F含量可以示踪熔体中的F含量, Cl含量不但可以指示熔体中Cl含量高低, 而且可以探讨岩浆中Cl的饱和程度。前进场岩体黑云母二长花岗岩中磷灰石的F含量较高(2.73%～5.09%, 平均3.75%), Cl含量很低(0.02%～0.07%,平均0.05%),表明形成前进场岩体的熔体具有富F贫Cl特征, 且Cl浓度未达到熔体的Cl饱和值。

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

磷灰石中的Mn、Fe、Eu、Ce和Ga等元素可以用来评估岩浆的氧化状态(Drake, 1975; Miles et al., 2014; Pan et al., 2016)。Mn置换进入磷灰石晶体结构时的价态形式受体系氧逸度的影响, 在氧逸度较低时以Mn2+的形式存在, 而当氧逸度较高时多以Mn3+的形式存在, Mn2+的离子半径与Ca2+相近, 远大于Mn3+。因此, Mn以Mn2+的形式存在时置换Ca2+的能力远高于Mn3+, 岩浆氧逸度较低时, Mn以Mn2+的形式进入磷灰石。同理, Fe、Eu、Ce、Ga均为变价元素, 具有不同的化合价态: Fe2+/Fe3+、Ga2+/Ga3+、Eu2+/Eu3+和Ce3+/Ce4+, Mn2+、Fe2+、Ga2+、Eu3+、Ce3+更易替代磷灰石中的Ca2+。在高氧逸度岩浆环境中, 熔体中的Mn、Ga、Eu、Ce元素被氧化成高价态Mn4+、Ga3+、Eu3+和Ce4+, 而Mn2+、Fe2+、Ga2+、Eu3+更倾向于进入磷灰石(Shannon, 1976; Sha and Chappell, 1999; Belousova et al., 2002)。因此, 当岩浆中这些元素的浓度相同的情况下, 高氧逸度岩浆中结晶的磷灰石相比于低氧逸度岩浆形成的磷灰石具有更低的Ce含量和较高的Eu含量, 而当岩浆氧逸度较低的时候则情况刚好相反。Ce和Eu这两个具有相反的配分行为的磷灰石元素, 对岩浆氧化状态具有重要的指示意义。前进场岩体样品中磷灰石的δCe值较为均一, 均呈弱的正异常, δEu呈明显负异常, 表明形成前进场岩体的岩浆氧逸度较低。

综上, 前进场黑云母二长花岗岩形成于低压高温环境, 原始岩浆富F贫Cl, 具有低的氧逸度。

5.2 构造背景

古亚洲洋为包含众多小洋盆和微陆块的多岛洋盆系统(邵济安等, 2018), 小洋盆闭合过程中形成了多条不同时代的蛇绿混杂岩带(刘永江等, 2019)。关于古亚洲洋在内蒙古中东部地区的最终闭合位置和时间一直存在争议, 主要有3种观点: ①古亚洲洋在早古生代末期沿着艾力格庙、苏尼特左旗南、锡林浩特南、大石寨、黑河一线闭合, 中‒晚泥盆世之后, 内蒙古及东北地区完成了由古亚洲洋到兴蒙造山带的构造格局转变(徐备等, 2014); ②古亚洲洋俯冲一直持续到晚古生代, 甚至持续到早中生代, 其闭合位置在索伦‒西拉木伦一带(Xiao et al., 2003; 刘永江等, 2019); ③古亚洲洋在晚泥盆世‒早石炭世初已经闭合, 碰撞位置在索伦山‒贺根山蛇绿岩带一线(洪大卫等, 1994)。前进场岩体位于锡林浩特地块北部边缘, 形成于早二叠世, 因此, 其形成的大地构造背景主要涉及到贺根山洋石炭纪‒早二叠世期间的构造演化过程。内蒙古中东部的贺根山洋指分隔北部额尔古纳‒兴安地块和南部嫩江‒锡林浩特地块的洋盆(刘永江等, 2019)。贺根山洋盆闭合期间形成南北2条北东东向的蛇绿混杂岩带: 北部的二连浩特‒贺根山蛇绿混杂岩带, 南部的达青牧场‒迪彦庙蛇绿混杂岩带。对于二连浩特‒贺根山蛇绿混杂岩带, Zhang et al. (2015)在二连浩特地区获得辉长岩和斜长花岗岩的锆石U-Pb年龄分别为354±5 Ma和345±6 Ma; 黄波等(2016)在崇根山镁铁质堆晶岩中获得辉长闪长岩年龄为341±1 Ma, 与变质橄榄岩断层接触的玄武岩年龄为359±5 Ma。对于达青牧场‒迪彦庙蛇绿混杂岩带, 迪彦庙蛇绿岩中的辉长岩和枕状玄武岩的锆石U-Pb年龄分别为346±2 Ma和304±4 Ma(Song et al., 2015); 达青牧场蛇绿岩带中的辉长岩和玄武岩的锆石U-Pb年龄分别为321±2 Ma (董金元, 2014)和318±3 Ma(Song et al., 2015)。刘建峰等(2009)对西乌珠穆沁旗一带的角闪闪长岩、石英闪长岩、英云闪长岩、花岗闪长岩组合进行了系统的年代学和地球化学研究, 这套侵入岩形成于322～325 Ma, 地球化学特征与岛弧和活动大陆边缘岩浆岩组合相似, 构成早石炭世晚期到晚石炭世的岩浆弧。为形成于活动陆缘环境。贾孝新等(2017)获得苏尼特左旗北部的白音乌拉北A型花岗岩的年龄为280±3 Ma; 东乌珠穆沁旗京格斯台碱性花岗岩的锆石U-Pb年龄为285±1 Ma(张玉清等, 2009)。这些A型花岗岩与洪大卫等(1994)报到的内蒙古中部二叠纪碱性花岗岩的形成时代一致, 均为早二叠世。周志广等(2010)在贺根山缝合带北东侧的内蒙古东乌珠穆沁旗满都胡宝拉地区发现丰富的早、中二叠世华夏植物群。上述蛇绿岩、岛弧和/或活动大陆边缘侵入岩、碱性花岗岩及古植物群特征表明, 贺根山洋的闭合时间最可能在晚石炭世, 早二叠世该区主体已经进入后造山伸展环境。关于前进场岩体, 周振华等(2014)、李岩等(2020)认为其形成于俯冲环境, 贺根山洋在早二叠世尚未完全闭合, 在迪彦庙地区仍然存在俯冲作用; 徐佳佳等(2012)认为前进场岩体属后碰撞花岗岩, 形成于华北板块和西伯利亚板块碰撞后拉张伸展的构造背景。

前进场岩体的岩石类型为黑云母二长花岗岩, 属高钾钙碱性系列, 野外和镜下均未见堇青石和石榴子石等特征的富铝矿物; 岩石富集Rb、Th、U、K等大离子亲石元素, 强烈亏损Nb、Ta、Zr、Hf、P、Ti等高场强元素; 稀土元素表现出轻稀土富集和中等Eu负异常。上述地球化学特征与形成于后碰撞环境的花岗岩类相似(Liegeois et al., 1998; Sylvester, 1998)。在Yb-Sr判别图中(图13a), 样品全部落入低Sr高Yb型花岗岩区域, 指示岩石形成于低压环境; 在log(CaO/(Na2O+K2O))-SiO2判别图中(图13b), 样品全部投入挤压型与伸展型过渡区, 表明岩石形成于挤压向伸展的转换阶段; 在Rb-(Yb+Nb)判别图中(图13c), 样品全部落入火山弧、同碰撞和板内花岗岩过渡区, 即: 后碰撞区域; 在2-1判别图中(图13d),样品落入同碰撞、碰撞后隆升和晚造山花岗岩过渡区, 亦属于挤压向伸展的转换阶段。此外, 磷灰石富F贫Cl, 暗示岩浆源区没有受到俯冲流体的交代; 岩石低的Al2O3/TiO2值指示岩浆形成温度高。这种高温、富F贫Cl岩浆需要地幔提供热源,暗示岩浆形成时软流圈物质上涌, 加热下地壳, 使其发生部分熔融, 这种背景一般属于后碰撞或后造山环境。然而, 前进场岩体黑云母二长花岗岩的特征与碱性花岗岩明显不同。实际上, 内蒙古中部的早二叠世碱性花岗岩基本上都分布在二连浩特‒贺根山断裂以北的苏尼特左旗‒东乌珠穆沁旗一带, 该断裂南侧的锡林浩特‒西乌珠穆沁旗一线尚未见到同期的碱性花岗岩报道。洪大卫等(1994)指出, 导致这种现象的原因可能与构造运动的进程在俯冲的南北两侧并不同步, 造山带挤压之后的松弛、拉张有一个递进的发展过程, 最终导致了不同岩石组合的花岗岩的时空分布规律。

ORG. 大洋中脊花岗岩; Post-COLG. 后造山花岗岩类; Syn-COLG. 同碰撞花岗岩; VAG. 火山弧花岗岩; WPG. 板内花岗岩。Ⅰ. 地幔分异的花岗岩; Ⅱ. 板块碰撞前的花岗岩; Ⅲ. 碰撞后隆升的花岗岩; Ⅳ. 晚造山花岗岩; Ⅴ. 非造山花岗岩; Ⅵ. 同碰撞花岗岩; Ⅶ. 后造山花岗岩。

综合本次研究, 以及前人的区域岩浆岩和构造演化研究成果, 认为前进场岩体形成于贺根山洋闭合后的后碰撞环境, 即: 挤压向伸展的转换环境。

5.3 与成矿关系

大兴安岭南段发育有多个大型‒超大型锡银多金属矿床, 这些矿床几乎全部形成于早白垩世, 如维拉斯托锡多金属矿床成矿时代为136±6.1 Ma, 白音查干东山锡银多金属矿床成矿时代为140±12 Ma, 黄岗Sn-Fe矿床成矿时代为135.3±0.9 Ma(周振华等, 2010; 刘瑞麟等, 2018; 李睿华, 2019)。但道伦达坝矿床的形成时代一直有较大争议, 目前主要存在三种观点: ①部分研究者认为成矿与前进场岩体有关, 矿床形成于晚华力西期(徐佳佳等, 2009, 2012; 周振华等, 2014); ②陈公正等(2018b)通过锡石U-Pb测年, 获得了138 Ma的年龄, 认为该矿床形成于早白垩世, 成矿与前进场岩体无关; ③李岩等(2020)提出了叠加成矿的观点, 认为道伦达坝矿床的形成主要与前进场黑云母花岗岩有关, 但矿床存在少量中生代锡的成矿作用。首先, 道伦达坝矿床发育有Sn矿体、W矿体、Cu矿体、W-Sn矿体和W-Sn-Cu矿体, 在同一矿体中含锡矿物(锡石、黝锡矿)与黄铜矿、磁黄铁矿和毒砂共伴生; 而且道伦达坝矿床流体包裹体测温和H-O同位素组成表明成矿流体具有连续演化的特征, S-Pb同位素显示成矿物质来源较为单一(徐佳佳等, 2009; 陈公正等, 2018b), 表明Cu、W、Sn为同一成矿体系。

研究表明, 锡多金属矿床和高分异岩体关系密切, 如大兴安岭南段白音查干东山矿床的成矿岩体中含电气石花岗斑岩为高分异花岗岩(李睿华, 2019), 维拉斯托矿床的成矿岩体中斑状细粒碱长花岗岩为高分异花岗岩(刘瑞麟等, 2018)。在华南地区, 许多锡钨多金属矿床的成矿岩体亦属于高分异花岗岩, 如云南个旧大型锡多金属矿床(Cheng and Mao, 2010; Cheng et al., 2013)、广西大厂大型锡多金属矿床(Wang et al., 2019)、湖南柿竹园大型钨锡多金属矿床(Chen et al., 2014; Liao, 2019)以及江西的西华山和大湖塘钨矿床(Guo et al., 2012; Yang et al., 2012, 2013; Huang and Jiang, 2014; Mao et al., 2014)。泰国北部的Sn-W矿化被认为与高分异的Khuntan岩基有关(Yokart et al., 2003)。Erzgebirge山脉中部和葡萄牙北部的锡钨矿床(Neiva, 2002; Breiter, 2012), 阿根廷西北部Sierras Pampeanas的锡钨矿床(Fogliata et al., 2012), Balda地区的钨矿床(Santosh and Satyendra, 2001)都与高分异花岗岩有关。高分异岩浆体系通常富含F、Cl、B和H2O, 挥发分的增加会导致岩浆的固相线温度降低, 有利于岩浆演化。Sn和W都是高度不相容的元素, 倾向于在岩浆结晶后期富集, 因此, 随着分异程度的增加, Sn和W将进一步在残余岩浆中富集, 最终导致钨锡多金属成矿(Fogliat et al., 2012; Teixeira et al., 2012; Huang and Jiang, 2014)。

前进场岩体黑云母二长花岗岩中的云母为富铁黑云母、斜长石为更长石, 表明其分异程度较低。另一方面, 岩石的SiO2含量为66.18%～68.17%, 分异指数(DI)介于76～83, 平均为78, 亦表明其分异程度低, 与多数锡多金属矿床成矿岩体特征相悖。因此, 无论是成岩时代(278～279 Ma), 还是地球化学特征, 均表明前进场岩体与道伦达坝矿床(成矿时间为136.8～134.7 Ma，陈公正等, 2018a)的形成无关。大兴安岭南段锡银多金属矿床成矿岩体多为隐伏岩体, 常产出于矿区深部或矿区外围, 如维拉斯托矿床成矿岩体斑状细粒碱长花岗岩隐伏于矿床深部(刘瑞麟等, 2018); 拜仁达坝矿床成矿岩体北大山岩体出露于矿区外围(刘翼飞, 2009); 白音查干东山矿床成矿岩体电气石花岗斑岩发现于矿区深部(李睿华, 2019); 毛登小孤山矿床成矿岩体花岗斑岩出露于矿区东侧(李睿华, 2019); 而在矿区中大量出露的晚古生代岩体往往仅作为赋矿围岩, 绝大多数与锡银多金属成矿无关, 不能根据这些岩体出露于矿区, 就将其作为成矿岩体。

6 结 论

(1) 前进场岩体黑云母二长花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为278～279 Ma, 形成于早二叠世。

(2) 前进场岩体形成于贺根山洋闭合后的后碰撞环境, 岩体的源区主要为起源于亏损地幔的新元古代新生地壳物质, 是黑云斜长角闪岩部分熔融形成的过铝质I型花岗岩。

(3) 前进场岩体黑云母二长花岗岩SiO2含量相对较低, 云母为富铁黑云母, 斜长石为更长石, 岩浆的分异程度较低, 认为其不是道伦达坝矿床的成矿岩体。

致谢:内蒙古自治区地质调查院张彤、章培春、李雪娇、赵静、闫洁、张婷婷和魏雅玲参加了部分野外工作; 野外工作得到了内蒙古银鑫矿业有限公司各级领导的大力支持; 吉林大学许文良教授和中国地质科学院矿产资源研究所江思宏研究员对稿件进行了细致的评审, 并提出了宝贵的修改意见, 显著提高了稿件质量。在此一并致以诚挚的感谢。

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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

国家重点研发计划项目(2017YFC0601303)、战略性矿产重点远景区矿产地质调查二级项目(DD20221684)、国家自然科学基金项目(41772086)和河北地质大学青年科技基金项目(QN202218)联合资助。

陈公正(1993–), 男, 博士研究生, 矿物学、岩石学、矿床学专业。E-mail: 86793604@qq.com

武广(1965–), 男, 研究员, 从事矿床学和地球化学研究。E-mail: wuguang65@163.com

P595; P597

A

1001-1552(2022)02-0356-024