大兴安岭北段塔源二支线铅锌铜矿区岩浆岩岩石成因及其地质意义

2022-06-06刘宇轩杨言辰韩世炯于秋阳

世界地质 2022年1期

刘宇轩, 杨言辰, 韩世炯，于秋阳

吉林大学地球科学学院，长春 130061

0 引言

兴蒙造山带为中亚造山带重要组成部分，是中国重要的铅、锌、银、铜、锡和钼多金属成矿带，其形成和演化一直受到国内外学者的密切关注[1-4]。额尔古纳地块及兴安地块为其重要组成部分[5-6],地处大兴安岭北段，经历古亚洲洋构造体系、蒙古—鄂霍茨克洋构造体系及古太平洋构造体系等多期重要构造事件，岩浆活动在造山带附近频发，复杂的构造演化及多期次的岩浆侵入活动，使得本区成矿地质条件优越[7-10]。随着对大兴安岭北段的深入研究发现，区内中生代成矿作用较为集中，早白垩世达到高峰，中生代岩浆热液活动与成矿密切相关[11-15]。

前人对塔源二支线矿床的成矿地质条件[16-17]、地球化学和地球物理特征[18-19]进行了初步研究，认为该矿床成因属于矽卡岩型[17,20]和低温浅成热液型矿床[17,20]，根据氧硫同位素组成、成矿元素丰度对矿区成矿围岩及不同地质体分析，认为Cu、Pb、Zn元素来源于同一岩体或成矿阶段[21]，主要来源于中酸性岩浆[22-23]，部分来源于基底岩石[17]。以往的研究中缺少对矿区岩浆岩及岩浆活动的系统研究，矿床成矿时代并未受到严格限定，矿区的构造背景演化也不是十分清楚，进而制约了矿床成因及找矿方向的认识。笔者通过系统的野外考察，选择矿区识别出的两期岩浆岩，二长闪长岩及成矿围岩石英斑岩，开展锆石U-Pb年代学、岩石地球化学研究，探讨成岩成矿时代、岩石成因、构造环境及岩浆作用对成矿的制约，以期为塔源二支线铅锌铜矿床的成矿时代、矿床成因及构造背景演化，以及为大兴安岭北段中生代成矿作用研究提供依据。

1 区域地质及矿床地质概况

塔源二支线铅锌铜矿区位于大兴安岭塔源地区，大地构造位置属于兴蒙造山带(图1)。中生代以前属古亚洲洋构造-成矿域，中生代以来为古太平洋构造-成矿域，位于得尔布干成矿带北段。区域地质发展史漫长，沉积作用、岩浆作用十分发育，地质构造复杂，各时期地层、侵入岩均有出露。金属矿体多伴生于区域深大断裂和次级断裂附近或交汇部位，呈带状在区域上展布(1)张金莲.黑龙江省大兴安岭地区新林区塔源二支线铅锌铜矿区资源储量核查报告.齐齐哈尔:黑龙江省齐齐哈尔矿产勘查开发总院，2011.。近年来，西吉诺铅锌矿床、碧水铅锌矿床、岔路口钼多金属矿床、环宇铅锌矿、下加勒河铅锌铜矿床、二道河子铅锌矿床等矿床的发现，表明区域上具有浅成低温热液型铅锌矿床以及热液型银、铅、锌、铜、钼矿床的成矿潜力[18,24]。

研究区出露地层为石炭系、侏罗系和白垩系地层。其中石炭系上统新伊根河组为一套海陆交互相碎屑岩，顶部常被中生代火山岩覆盖，目前区内发现的大部分铅锌铜多金属矿体均赋存于新伊根河组地层，与侏罗系上统白音高老组为断层接触；侏罗系上统白音高老组杂色酸性火山碎屑岩、酸性熔岩组合，由于火山热液作用形成了后期热液石英脉及硅化、绢云母化等蚀变现象，区内塔源金银矿点、二支线铅锌铜矿床的形成与该组地层有关；白垩系下统龙江组为陆相中酸性火山-沉积岩组合。构造裂隙处蚀变强烈，并伴随强烈的矽卡岩化。区内断裂构造十分发育，NE向塔哈河断裂为区内规模最大的构造，多数矿体受近SN向断裂控制。区域侵入岩为海西晚期闪长岩、花岗闪长斑岩，燕山中晚期的花岗斑岩。脉岩为闪长岩、花岗斑岩、石英斑岩等。矿区目前发现的矿体主要以铅锌铜钼矿体为主，大部分产于新伊根河组地层的矽卡岩中，少数赋存在板岩、凝灰岩中。矿体受南北向地层接触带构造裂隙带控制。主要矿物有黄铜矿、黄铁矿、方铅矿、闪锌矿。区内与成矿有关的蚀变有矽卡岩化、绿帘石化、黄铁矿(褐铁矿)化，矽卡岩化分布在蚀变带的核心(矿体)。

图1 塔源二支线铅锌铜矿区大地构造位置(a)与矿区地质图(b)(据文献[25]修改)Fig.1 Geotectonic location (a) and geological map of Tayuanerzhixian Pb--Zn--Cu mining area (b)

2 岩相学特征

大兴安岭塔源二支线铅锌铜矿区的二长闪长岩和石英斑岩分别采自矿区地表及钻孔岩芯(图1、2)。

图2 104勘探线剖面图Fig.2 104 exploration line profile

二长闪长岩(EZX--N2)灰黑色，半自形细粒粒状结构，块状构造。由斜长石(50%～55%)、钾长石(15%～20%)、角闪石(10%～15%)、石英(1%～5%)、黑云母(5%～10%)组成。石英呈他形粒状，粒径0.2～1 mm；斜长石呈半自形-自形柱状、板状，聚片双晶(图3c)，粒径0.3～1 mm，绢云母化；钾长石呈他形板状，粒径0.5～1.2 mm，泥化；黑云母呈片状，粒径0.5～1.0 mm，绿泥石化；角闪石呈半自形菱柱状，粒径0.1～1.5 mm，绿泥石化。

Qtz.石英；Pl.斜长石；Afs.碱性长石；Hbl.角闪石；Bt.黑云母；Chl.绿泥石；a.石英斑岩井下照片；b～c.二长闪长岩；d.石英斑岩。图3 塔源二支线矿区侵入岩野外露头及样品镜下照片Fig.3 Field outcrops of intrusive rocks and microscopic photos of samples in Tayuanerzhixian mining area

石英斑岩(EZX--N4)风化面为土黄色，为斑状结构，块状构造。斑晶由石英(5%～10%)、斜长石(1%～5%)组成。石英呈自形-半自形粒状，粒径0.1～0.2 mm。斜长石呈自形-半自形板柱状，粒径0.2～0.5 mm，大部分已绢云母化。基质含量约占90%，为隐晶质。

3 分析方法

样品在中国地质科学院应用地球化学重点开放实验室完成锆石的挑选，对锆石进行透射光、反射光和阴极发光显微照相，观察锆石晶体的形貌及内部特征进行最佳同位素样品的选择。在吉林大学东北亚矿产资源评价国土资源部重点实验室完成LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析，选用美国Agilent7500A型等离子质谱仪，以标准锆石91500作为外标对锆石样品进行数值校正，采用ICPMSDataCal程序进行处理实验测试结果，并进行图像绘制，测试结果见表1。在中国科学院贵阳地化所国家重点实验室完成样品的主、微量元素分析。主量元素采用大型X-射线荧光光谱和湿化学法进行测试，微量元素及稀土元素采用电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS)测试，测试结果见表2。

4 分析结果

4.1 锆石U--Pb年代学

锆石CL图显示，样品晶面发育和自形程度较好，以长、短柱状为主，具有清晰的环带(图4)，多为无色透明。二长闪长岩(EZX-N2)锆石长度100～250 μm，长宽比为1.5～2.5。Th/U为0.48～1.52，>0.1，属于岩浆成因锆石[26]。19个测点年龄集中分布在299～293 Ma(图5)，测点年龄较一致，获得206Pb/238U加权平均年龄为(296.1±2.3)Ma(MSWD=0.12)，代表二长闪长岩为早二叠世形成。石英斑岩(EZX-N4)锆石长度50～120 μm，长宽比为1.0～1.5，Th/U为0.80～1.98，>0.1。18个测点206Pb/238U年龄集中分布在139～134 Ma，获得加权平均年龄为(136.2±2.1)Ma(MSWD=0.06)，代表石英斑岩的形成时间为早白垩世。

表1 塔源二支线矿区侵入岩定年结果

表2 塔源二支线矿区侵入岩主量和微量元素分析结果

续表2 塔源二支线矿区侵入岩主量和微量元素分析结果

图4 锆石阴极发光图像Fig.4 CL images of zircon

4.2 岩石地球化学特征

表2为岩浆岩的主量、稀土元素和微量元素测试结果。从表中可以看出二长闪长岩的烧失量较大(LOI>2.5%)，文中对主量元素去掉烧失量后重新换算成100%。

a.二长闪长岩；b.石英斑岩。图5 塔源二支线矿区侵入岩锆石U--Pb谐和图Fig.5 Zircon U--Pb concordia diagrams of intrusive rocks from Tayuanerzhixian mining area

二长闪长岩样品ω(SiO2)为52.17%～55.00%， ω(Fe2O3T)为6.64%～12.58%， ω(MgO)为3.39%～6.31%， Mg#为34～62， ω(CaO)为6.37%～9.22%， ω(K2O+Na2O)为5.92%～8.01%，Na/K为2.33～7.60， δ为5.14～5.94，在ω(SiO2)-ω(K2O)图解(图6a)中，样品大部分落在高钾钙碱系列区间。稀土元素总量在126.12×10-6～178.44×10-6之间，LREE/HREE比值为6.94～10.75， (La/Yb)N=7.20～14.39，轻稀土右倾趋势较陡，重稀土右倾趋势较平稳。球粒陨石标准化分布模式图(图7a)中，无负Eu异常。

图6 ω(SiO2)--ω(K2O)图解[27](a)与A/NK--A/CNK图解[28](b)Fig.6 Diagrams of ω(SiO2)--ω(K2O) (a) and A/NK--A/CNK (b)

在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图7b)中，二长闪长岩的微量元素特征介于OIB与E-MORB之间，显示出富集Rb、K、U 等元素，贫高场强元素，不同程度亏损Th、Nb、Ta、Zr、Hf、Ti 等元素的特点。

a,b.二长闪长岩；c,d.石英斑岩。图7 稀土元素球粒陨石标准化分布模式图(a,c)与原始地幔标准化蛛网图[29] (b,d) Fig.7 Chondrite-normalized REE distribution patterns (a,c) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (b,d)

石英斑岩样品ω(SiO2)为73.94%～74.63%， ω(Al2O3)为13.58%～14.24%，δ为2.32～2.57，Mg#为19～20。Na/K为0.73～1.04， A/CNK为1.14～1.18，属于过铝质、高钾钙碱性系列(图6a、b)。在稀土元素配分模式图中(图7)，轻稀土显著富集，且右倾趋势较陡，重稀土趋势平稳，(La/Yb)N比值为7.38～11.93，δEu值为0.64～0.73，Eu为负异常。在原始地幔标准化蛛网图中，样品配分曲线较为统一，样品富集Rb、K、Ba等大离子亲石元素，亏损P元素，以及Nb、Ti等高场强元素。

5 讨论

5.1 成岩与成矿时代

根据侵入岩样品定年结果将岩浆活动分为早晚两期，早期发生在早二叠世(296.1±2.3)Ma，侵入体为二长闪长岩，晚期发生在早白垩世(136.5±2.1)Ma，侵入体为石英斑岩，与成矿有关。

研究区早期岩浆活动时间与区域上古亚洲洋晚石炭世到早二叠世俯冲造山后伸展的岩浆活动期(330～295 Ma)吻合，岩浆组合多缺失中性，呈双峰式特征，代表性岩石为吉峰地区基性岩((306±8.7)Ma)[30]、塔源地区二长花岗岩(318 Ma)[31]、新林二长花岗岩(300 Ma)[32]、塔源辉长岩(322 Ma)[31]、全胜林场I型花岗岩(322～290 Ma)[33]、塔尔气二长花岗岩(313 Ma)[34]等。晚期岩浆活动与大兴安岭北段早白垩世(145～133 Ma)火山作用及区域中生代成矿作用(140～120 Ma)时间相一致[14,35-36]。大兴安岭北段当时地处活动大陆边缘环境，加厚地壳由于拆沉作用导致构造-岩浆活动频发，形成如古里库河金矿(K-Ar 122 Ma)，西吉诺中低温热液脉型铅锌矿床(K-Ar 130.6 Ma)，岔路口斑岩型钼矿床(U-Pb 146.9 Ma)，碧水中低温热液铅锌矿床(U-Pb 135 Ma)，即成矿作用与早白垩世火山岩及热液活动关系密切[37]。

研究区铅锌铜矿体的形成主要与燕山中晚期的中酸性侵入体有关，本次研究获得石英斑岩年龄为(136.5±2.1)Ma，结合鲍希波[19]测得的花岗斑岩年龄(U-Pb 133 Ma)，表明矿区存在早白垩世岩浆活动，并与区域成矿时间相一致，因此该矿床的成矿年代与该期火山-热液活动有关[38]，即塔源二支线铅锌铜矿床形成时代为早白垩世。

5.2 岩石成因

二长闪长岩Nb/Ta的比值为13～20，Zr/Hf的比值为34～39，与原始地幔(Nb/Ta=18、Zr/Hf=37)的比值相近[29]，同时具有高钙、高铁、高钴、低硅的特点，表明由地幔物质部分熔融形成原始岩浆(图8)，然而样品Th/Ta=2.4～4.0(原始地幔Th/Ta=2.3，大陆地壳Th/Ta=10)[41]，高的La/Sm比值，4.8～5.9(受地壳物质混染La/Sm>5)， Mg#=34～62低于原生岩浆(原生岩浆范围Mg#=68～75)的特征，表明原始岩浆后期可能被地壳混染或发生了结晶分异[42]。二长花岗岩富集大离子亲石元素、亏损高场强元素，具有高的La/Nb(2.15～2.45)、Ba/Nb(42.3～59.6)比值，与俯冲相关的岩浆岩特征相似[43-44]。二长闪长岩中的Nb/U(9.6～21.2)、Ta/U(0.64～1.31)和Ce/Pb(1.54～3.40)，比值均介于OIB并接近大陆地壳平均值[45]，较低的Rb/Sr比值(0.03～0.08)和Rb/Ba比值(0.04～0.09)，表明其经历了较小程度的地壳混染。结合判别图9，样品呈受流体交代特征，原始岩浆可能为流体交代的软流圈地幔部分熔融，并在后期运移中受到地壳混染。

TH.拉斑系列；CA.钙碱系列。图8 埃达克ω(Sr)/ω(Y)--ω(Y)判别图[39] (a)与玄武岩岩石系列FAM图[40](b)Fig.8 Diagram of ω(Sr)/ω(Y)--ω(Y) for adakitic rocks (a) and diagram of FAM for basalt rocks (b)

图9 ω(Ba)/ω(Zr)--ω(Th)/ω(Zr)图解[46](a)，ω(Ba)/ω(Th)--(La/Sm)N图解(b)与ω(Th)/ω(Nb)--ω(Ba)/ω(Th)图解(c)Fig.9 Diagrams of ω(Ba)/ω(Zr)--ω(Th)/ω(Zr) (a)，ω(Ba)/ω(Th)--(La/Sm)N (b) and ω(Th)/ω(Nb)--ω(Ba)/ω(Th) (c)

早白垩世石英斑岩富硅、富铝、富碱、贫镁、贫钙， A/NCK>1.1，落入A型花岗岩区域(图10)。其锆石饱和温度计算结果为795～800℃(平均温度为798℃)，结晶温度低可能与流体混入有关，但明显高于I型和S型花岗岩的平均温度(781℃、764℃)，仍符合A型花岗岩形成温度[48]。样品高铝，A/MF指数较高，富集大离子亲石元素 K、Rb、Th、U，亏损高场强元素 Nb、Ti，具壳源特征[49-50]。并且Nb/Ta比值为11.8～12.1，Zr/Hf比值为33.5～34.0，分布在壳源岩浆范围内[29]，接近并略大于大陆地壳的比值[51]。贫水条件下，A型花岗岩可由玄武质或长英质地壳物质部分熔融形成[44]，石英斑岩的锆石饱和温度为800℃±，地壳浅部不满足长英质岩石熔融所需要的高温条件，但地壳深部的玄武质岩石较易发生部分熔融，结合ω(Th)/ω(Yb)-ω(Ta)/ω(Yb)图解(图11a)中样品落入结晶分离作用较强的富集地幔源区，并高于平均上地壳，而且在(La/Yb)N-δEu变异图中(图11b)，样品点均落入壳-幔型花岗岩范围，说明岩浆来源为壳幔物质的混合熔融。同时低Sm/Th(0.15～0.25)、高Th/Y(0.98～1.07)和较高的Th/Zr(0.069～0.074)的特征，都指示源区受到了流体交代作用[30]。综上可知，石英斑岩的岩浆形成可能来源于下地壳岩浆，由基性岩浆底侵诱发，经历了较少的岩浆分离结晶、地壳混染与物质交代。

图11 ω(Th)/ω(Yb)--ω(Ta)/ω(Yb)图解[52](a)与 (La/Yb)N--δEu图解(b)Fig.11 Diagrams of ω(Th)/ω(Yb)--ω(Ta)/ω(Yb) (a) and (La/Yb)N--δEu (b)

5.3 构造环境

额尔古纳地块与兴安地块于早古生代闭合[8,53-55]，闭合后研究区演化分为两个阶段：①晚古生代板块边缘拆沉和伸展，古亚洲洋俯冲消减；②中生代板块碰撞，挤压造山和弧后伸展。第一阶段中晚古生代新林—喜桂图缝合带区域构造运动活跃，为区域提供热源及构造活动背景。最新研究陆续发现晚石炭世古亚洲洋仍向北俯冲的证据，汪岩等[56]通过对扎赉特旗辉长闪长岩(317 Ma)的研究发现，其形成环境类似于岛弧环境，与洋壳俯冲作用有关。此外，和越[57]也发现与古亚洲洋向北俯冲作用有关的大陆边缘环境下生成的塔源杂岩体(320 Ma)。结合前人对该区域碰撞拼合的研究结果[6, 58-61]，认为这种区域性整体的、同时代的晚石炭世岩浆活动的动力源应来自于南侧古亚洲洋的北向俯冲。

在构造环境ω(K2O)/ω(Yb)-ω(Ta)/ω(Yb)和ω(Ba)/ω(Nb)-ω(La)/ω(Nb)判别图中(图12)，矿区二长闪长岩样品落入弧火山区域，暗示早二叠世形成的岩体与俯冲环境有关，大部分落入拉斑质岩浆、向E-MORB转化的区域，揭示岩浆为拉斑质基性岩浆,并且受到蚀变流体交代，由亏损地幔向富集型地幔过渡。由于早二叠世研究区受到额尔古纳—兴安地块与松嫩地块之间的碰撞拼合(322～298 Ma)的影响，地壳垂向加厚，导致侧向逃逸和伸展作用增强[30,60,62]。由于地壳加厚，导致造山带区域附近不稳定，进而加强长期热源的产生[63]。因此，由于重力作用或者岩石圈的拆沉作用，可能会引起先前缝合的造山带发生再次伸展。笔者认为研究区晚石炭世为古亚洲洋北向俯冲环境，至早二叠世经历了地壳减薄事件，先前已缝合的新林—喜桂图造山带发生了再次伸展，由于拆沉作用，残留板片断裂下沉，引起之前受俯冲流体交代的软流圈物质上涌，并在热力和拉张作用的影响下发生了地壳混染，诱发了伸展体制下的岩浆活动。此次岩浆活动生成了少量的铁镁质岩石，并沿塔源—吉峰线展布，所以认为二长闪长岩是形成于古亚洲洋俯冲引起的新林—喜桂图缝合带再次伸展的环境。

MORB.洋中脊玄武岩; OIB.洋岛玄武岩; Dupal OIB.Dupal 洋岛玄武岩。图12 ω(K2O)/ω(Yb)--ω(Ta)/ω(Yb)判别图[52](a)与ω(Ba)/ω(Nb)--ω(La)/ω(Nb)图解(b)[64](弧火山数据据文献[65]；原始地幔据文献[29]；大陆地壳平均组成据文献[43，66]；MORB，OIB和Dupal OIB据文献[67] )Fig.12 Diagrams of ω(K2O)/ω(Yb)--ω(Ta)/ω(Yb) (a) and ω(Ba)/ω(Nb)--ω(La)/ω(Nb) (b)

古亚洲洋的最终闭合发生在二叠纪末—早三叠纪初[31,68-69]。古亚洲洋闭合后，东北地区早白垩世岩浆活动的构造背景存在两种争议：①受古太平洋板块影响[38]，②蒙古—鄂霍茨克洋运动影响[46]。塔源二支线铅锌铜矿区石英斑岩位于额尔古纳地块东南缘，距前者较远，受古太平洋板块俯冲作用较弱，此外，中侏罗世到早白垩世为古太平洋板块俯冲的间歇期[14]，而前人[36,70-71]对塔源地区中酸性火山岩的研究发现，154.6～128.7 Ma正处于蒙古—鄂霍茨克洋闭合后的后造山阶段，说明古太平洋板块活动与石英斑岩形成无关。样品落入后碰撞、造山后环境的特征(图13)，符合大兴安岭地区早白垩世的区域伸展背景。综上所述，石英斑岩形成于蒙古—鄂霍茨克洋造山后伸展，加厚地壳的拆沉减薄，引起软流圈物质上涌，在先前的板片俯冲交代及壳幔作用机制的影响下形成具有幔源组成和部分熔融演化特征的下地壳岩浆，最后形成石英斑岩。

区内多阶段构造叠加运动伴随着强烈的岩浆作用，识别出早二叠世(296.1±2.3)Ma和早白垩世(136.5±2.1)Ma早、晚两期岩浆作用。前人通过硫同位素研究表明，成矿物质来源于中酸性岩体[22-24]，石英斑岩与成矿关系密切。另外，结合同位素结果及地质上二长闪长岩与矿石并无直接接触关系，可认为二长闪长岩与成矿无直接联系。早白垩世，蒙古—鄂霍茨克洋闭合后，造山后伸展引发软流地幔物质上涌，形成具有幔源组成和部分熔融演化特征的下地壳岩浆。高氧逸度、高温的下地壳岩浆携带成矿物质上侵，在以碳酸盐岩围岩为主的石英斑岩体外接触带形成矽卡岩型矿床。晚期岩浆活动与区域中生代成矿作用[74](140～120 Ma)时间相一致，本文得出的成矿时代与前人的研究相符。