內(nèi)蒙古東烏珠穆沁旗溝特巖體地球化學特征及成因

內(nèi)蒙古東烏珠穆沁旗溝特巖體地球化學特征及成因

內(nèi)蒙古東烏珠木沁旗活血體位于蒙古-中蒙邊境南戈壁-東烏旗旗的銅多金屬成礦帶內(nèi)。東烏旗是我國北部重要的銀、鉛、鋅、銅、鐵、鎢、錫成礦集中區(qū)之一。該區(qū)巖漿活動以海西期和燕山期最為發(fā)育,且與成礦關系密切(王守光等,2004)。王建平(2003)對該帶的銅、銀多金屬成礦類型進行了系統(tǒng)的分析;金巖等(2005)闡述了東烏旗巖漿活動與成礦作用的關系。內(nèi)蒙古地質(zhì)礦產(chǎn)局(1978)圈定溝特地區(qū)及其附近為鐵錳多金屬找礦遠景區(qū),這一結論也得到聶鳳軍等(2007a)的認同。作為成礦遠景區(qū)內(nèi)的一個重要巖體,前人還沒有對溝特巖體開展詳盡的研究,因此筆者對溝特巖體的地球化學、年代學等特征進行描述,研究該花崗巖的成巖類型及源區(qū)性質(zhì),為該區(qū)中生代以來成礦構造背景的厘定以及在此基礎上開展的礦產(chǎn)資源評價提供一定的科學依據(jù)。1構造-構造背景溝特巖體位于二連—賀根山斷裂帶北部,西伯利亞板塊東南緣,內(nèi)蒙古東烏旗境內(nèi)朝不楞多金屬礦床的南側15km。溝特巖體大地構造位置屬天山—內(nèi)蒙地槽褶皺系,東烏旗海西中期褶皺帶,二連—東烏旗復背斜的北翼(內(nèi)蒙古自治區(qū)地質(zhì)局,1978;聶風軍等,2007b),地處大興安嶺成礦省二連-東烏旗-嫩江晚古生代-中生代鐵銅鉬鉛鋅金銀成礦帶(徐志剛等,2008)(圖1A)。區(qū)內(nèi)地層主要發(fā)育有中奧陶統(tǒng)、上志留統(tǒng)、侏羅系以及新近系上新統(tǒng),多為第四系所覆蓋(圖1B)。巖漿巖主要以燕山晚期花崗巖為主,該階段花崗巖以黑云母花崗巖為主,碎裂花崗巖、絹云母化斑狀花崗巖以及白云母化不等粒花崗巖零星分布(金巖等,2005),侵入上志留統(tǒng)和中奧陶統(tǒng)。區(qū)內(nèi)褶皺構造和斷裂構造同等發(fā)育,主要以北東或北東東向為主(聶風軍等,2007a)。研究區(qū)構造演化可分為2個階段:(1)早階段晚古生代西伯利亞古板塊與華北古板塊碰撞隆升-裂陷-再次碰撞,形成了基本構造格架;(2)晚階段中生代時期強烈的陸緣活化型構造-巖漿活動,引發(fā)成礦大爆發(fā)(徐志剛和張德全,1993;王長明等,2006;王長明等,2007;張永正等,2007)。古生代期間在華北板塊與西伯利亞板塊之間存在著晚古生代消失,中生代封閉成陸(任收麥和黃寶春,2002)。中生代從晚三疊世開始,經(jīng)歷了印支期和燕山期的造山作用;進入侏羅紀,造山運動更為強烈。在此期間,古亞洲洋閉合,華北板塊與西伯利亞板塊造山過程中,烏拉爾-蒙古-鄂霍茨克洋的封閉使陸殼加厚,伴隨著一系列構造巖漿活動的發(fā)生(趙書躍等,2004)。晚侏羅世,本區(qū)被火山和巖漿活動所占據(jù),燕山運動晚期,區(qū)內(nèi)北北東向的盆地進一步相對下降,形成內(nèi)陸湖盆(內(nèi)蒙古自治區(qū)地質(zhì)局,1978)。如圖1B所示,溝特巖體呈北東向展布,斷續(xù)延伸14km,呈巖株產(chǎn)出。本次研究主要針對溝特巖體中的黑云母花崗巖。該巖體西北部發(fā)育有流面構造(內(nèi)蒙古自治區(qū)地質(zhì)局,1978),其延長方向與區(qū)域構造一致,巖體西北部節(jié)理發(fā)育,發(fā)育有層節(jié)理、橫節(jié)理以及縱節(jié)理,以層節(jié)理尤為發(fā)育。由于研究區(qū)草原覆蓋嚴重,僅在地形較高處見零星出露的黑云母花崗巖,且大部分受到強烈風化,本次工作只在局部小范圍采集到新鮮的巖石樣品(圖1B)。黑云母花崗巖(圖2A):手標本風化面為褐色,新鮮面為肉紅色,粗粒花崗結構,塊狀構造(圖2C)。主要礦物為石英、鉀長石、斜長石,暗色礦物主要為黑云母。石英呈它形粒狀,大小為0.3~3mm,含量約為30%;斜長石多呈自形-半自形粒狀、板狀,偶見聚片雙晶、卡納復合雙晶,含量約為10%;鉀長石多呈粒狀,偶見有卡氏雙晶,含量約為50%,部分鉀長石呈條紋構造;黑云母呈片狀,具淺黃色-褐色多色性,一組極完全解理,含量9%左右,部分黑云母由于析出鐵質(zhì)而呈黑色;副礦物為磁鐵礦,粒狀,反射光下呈呈黃白色金屬光澤,含量1%(圖2B)。粗粒黑云母花崗巖中見有細?；◢弾r以巖脈形式侵入到粗粒黑云母花崗巖中(圖2D)。2la-icp-ms鋯石u-pb同位素樣品為粗粒黑云母花崗巖,由于細粒花崗巖以巖脈形式侵入到粗粒黑云母花崗巖中,巖石樣品較少,因而未選取其做地球化學分析。樣品由河北省廊坊市地科勘探技術服務有限公司進行碎樣。全巖主量元素在國家地質(zhì)測試中心完成,采用XRF方法測定,相對標準樣品的偏差,高含量氧化物小于2%,低含量氧化物低于8%;而痕量元素在河北省區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查研究所實驗室完成,采用等離子質(zhì)譜儀(ICP-MS)測定,分析精度優(yōu)于5%。用于U-Pb年齡測定的鋯石樣品由河北省廊坊市地科勘探技術服務有限公司利用磁選技術和常規(guī)的重選技術進行挑選。鋯石制靶在中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所完成,在中國地質(zhì)科學院北京離子探針中心完成的陰極發(fā)光圖像。在環(huán)氧樹脂靶上黏貼鋯石樣品顆粒TEMORA(Blacketal.,2004),拋光使其曝露一半晶面。然后對鋯石進行陰極發(fā)光圖象分析以及透射光和反射光照相,以達到檢查鋯石內(nèi)部結構以及幫助選擇適宜的測試點位。樣品靶在真空下鍍金以備分析。鋯石LA-ICP-MSU-Pb同位素在中國地質(zhì)大學(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室完成測試。激光剝蝕系統(tǒng)為GeoLas2005,其過程是以氦氣作載氣、氬氣為補償氣調(diào)節(jié)靈敏度,ICP-MS為Agilent7500a。在等離子體中心氣流(Ar+He)中加入少量氮氣,用于提高儀器的靈敏度、降低檢出限以及改善分析精密度(Huetal.,2008)。每個時間分辨數(shù)據(jù)包括20~30s的空白信號和50s的樣品信號。對分析數(shù)據(jù)的離線處理采用軟件ICPMS-DataCal(Liuetal.,2008,2010a)進行分析。詳細的儀器操作條件和數(shù)據(jù)處理方法見Liu等(2008,2010a,2010b)。參照鋯石陰極發(fā)光(CL)圖像和U-Pb同位素測定的位置進行鋯石Hf同位素原位測定。Lu-Hf同位素測試在中國地質(zhì)大學(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室完成。用176Lu/175Lu=0.02669和176Yb/172Yb=0.5886進行同量異位干擾校正計算測定176Lu/177Hf和176Hf/177Hf比值(DebievreandTaylor,1993;Chuetal.,2006)。表樣91500作為外部標準,176Hf/177Hf推薦值為0.282302±8(Goolaertsetal.,2004)。176Lu的衰變常數(shù)采用1.867×10-11/a(Schereretal.,2001)。εHf和Hf模式年齡計算中采用的球粒隕石和虧損地幔的176Hf/177Hf比值分別是0.282772和0.28325(BlichertandAlbarede,1997),二階段模式年齡計算采用平均地殼的fcc為-0.55(Griffinetal.,2002),數(shù)據(jù)投圖采用CGDK(v1.0)(Qiuetal.,2013)軟件。3測試結果3.1溝特巖體pla從表1可以看出,4件樣品的化學分析結果為:(1)SiO2含量為74.13%~78.36%;(2)Al2O3含量偏高,為11.72%~12.86%,A/CNK值為1.35~1.43,在A/NK-A/CNK圖(圖3A)上,溝特花崗巖巖體是鋁質(zhì)過飽和;(3)K2O+Na2O含量為7.99%~8.86%,K2O含量為4.58%~5.26%,Na2O含量為3.18%~4.28%,Na2O/K2O值為0.62~0.93,樣品的K2O含量均大于Na2O含量,屬鉀質(zhì)類型巖石(圖3B);(4)在SiO2-K2O判別圖上,溝特巖體樣品落入高鉀鈣堿性系列中(圖3C);(5)里特曼組合指數(shù)σ值為1.81~2.52,屬鈣堿性系列;堿度率AR=4.67~5.03,也表明溝特花崗巖巖體屬于鈣堿性系列;(6)在花崗巖的Q’-ANOR標準化礦物圖解上,投在堿性花崗巖區(qū)內(nèi)(圖3D)。3.2zr和ti的富集和相對重要性在微量元素原始地幔標準化蛛網(wǎng)圖上(圖4A)顯示,溝特花崗巖體富集大離子親石元素(如U,Th,K)和Pb,明顯虧損高場強元素(Nb,Ta,Zr和Ti),相對于Rb和Th虧損Ba。其∑REE值為115.84×10-6~153.56×10-6(表2),平均138.21×10-6;LREE/HREE值為7.75~9.27,平均值8.78,LREE相對HREE更為富集,表現(xiàn)為(La/Yb)N>1,其變化于5.24~7.73,平均6.63;δEu值為0.27~0.35,平均值0.30,為Eu負異常,球粒隕石標準化模式顯示明顯的負Eu異常特征圖(圖4B)。3.3溝特巖體dw29-b在野外觀察和室內(nèi)分析樣品的基礎上,我們利用鋯石激光剝蝕等離子體分析技術(LA-ICP-MS),對研究區(qū)巖體編號為DW09-b6的樣品進行了精確的定年。根據(jù)研究區(qū)花崗巖的鋯石CL圖像(圖5)分析,鋯石大多呈灰白色、透明、半自形-自形晶。鋯石大小和形狀大體一致,短柱狀,部分長柱狀,粒徑大小20~100μm。陰極發(fā)光圖像顯示,大多數(shù)鋯石具有一定的振蕩環(huán)帶。20顆鋯石的測試分析結果(表3)顯示,鋯石Th為320×10-6~925×10-6,平均599.5×10-6,U為600×10-6~2260×10-6,平均值為1246.85×10-6,Th/U值為0.38~0.74,平均0.50(>0.1),應屬巖漿鋯石。此外,DW09-b6樣品的20顆鋯石的分析點均位于U-Pb諧和線附近,其加權平均年齡為134.1±1.0Ma(MSDW=0.68,1σ,圖6)。因此134.1±1.0Ma代表溝特巖體的侵位年齡。表明溝特巖體形成時代為早白堊世。3.4hf和hf值樣品DW09-b6的20顆鋯石原位Hf測試結果顯示(表4),176Yb/177Hf值和176Lu/177Hf值分別為0.020292~0.051628和0.000626~0.001647,176Lu/177Hf值均小于0.002,表明這些鋯石在形成以后,僅具有較少的放射成因Hf的積累,因而可以用初始176Hf/177Hf值代表鋯石形成時的176Hf/177Hf值(吳福元等,2007)。εHf(t)值為7.3~13.4,顯示具有虧損的幔源組分特性;tDM1值為256~497Ma,平均443Ma,tDM2值為330~719Ma,平均628Ma(圖7)。4討論4.1溝特火山巖成因溝特花崗巖無角閃石,具有高SiO2,全堿含量高,明顯虧損Sr、Ba、Nb、Eu等元素,分異指數(shù)DI(93.07~95.87)高,Rb/Sr值(9.7~11.3)高,巖石具有過鋁質(zhì)特征,在圖8D中,溝特花崗巖樣品位于高分異鈣堿性巖區(qū)域中,在圖8E、F中,巖體同樣位于高分異的花崗巖,區(qū)域上訴特征表明巖漿經(jīng)歷了高分異作用。實驗表明,在強過鋁質(zhì)巖漿中,P205隨SiO2變化趨勢可以用來區(qū)別I型和S型花崗巖(Chappel,1999;Wuetal.,2003;Lietal.,2006),但本文所測出的P205含量始終不變,因此也無法判斷。溝特花崗巖中的Y含量低,并隨Rb含量的升高而降低,表現(xiàn)為S型花崗巖的特征(李獻華等,2007)(圖7A);如圖7B和7C所示,呈現(xiàn)出S型花崗巖特征,表現(xiàn)為Pb與SiO2和Th與Rb含量呈負相關關系。這些特征表明,溝特花崗巖區(qū)別于I型花崗巖,具有S型花崗巖特征。當花崗巖中SiO2含量大于72%時,鋁質(zhì)A型花崗巖所表現(xiàn)出的礦物學和地球化學特征與高分異S型花崗巖相似(ChappellandWhite,1992),從而使兩者難以分辨(Kingetal.,1997)。Loiselle和Wones(1979)指出,A型花崗巖具有堿性、無水以及非造山成因特征,這與高分異花崗巖成因特征不同,并且高分異花崗巖TFeO含量較低(多<1%)。溝特花崗巖TFeO的含量低于1%,且?guī)r石含有云母類礦物,顯示富水特征,表現(xiàn)為高分異花崗巖的特點,而非A型花崗巖。綜上分析,溝特花崗巖應屬于高分異S型花崗巖?；◢弾r成因模式有地殼物質(zhì)的部分熔融(Collinsetal.,1982;Whalenetal.,1987)和由大陸巖石圈地幔的熔融或者地幔巖漿與地殼物質(zhì)混合而成的板內(nèi)及碰撞后花崗巖(Jungetal.,1998;Goodenoughetal.,2000)。由于Rb/Ba及Rb/Sr對巖漿作用敏感,因此強烈的結晶分異作用可使得Rb/Ba及Rb/Sr增高(邱瑞龍,1998)。Sr的富集主要出現(xiàn)在巖漿的早期階段,而Rb的富集主要出現(xiàn)在巖漿的晚期階段,因此Rb/Sr值隨巖漿分異程度的增強而變大(涂光熾,1984)。因Rb主要存在于云母類礦物,Sr主要存在于斜長石,云母脫水熔融過程中斜長石的熔融量顯著減少,熔體中Rb/Sr增大(張金陽等,2007),因此Rb的相對富集以及Ba、Sr相對虧損,可能與斜長石分離結晶作用有關。Nb-TaTi負異常和低的Nb/La的存在表明其不可能直接由軟流圈部分熔融產(chǎn)生(Milleretal.,1999),其源區(qū)或受到了俯沖組分的影響,或者是源區(qū)部分熔融過程中存在殘留鈦酸鹽礦物(Fleyetal.,1992)。如圖9所示,溝特花崗巖落于大洋島玄武巖及島弧玄武巖區(qū)之間,并趨近島弧玄武巖。這可能暗示著該花崗巖源區(qū)的來源與相對富集的大洋島弧玄武巖源區(qū)類似(Eby,1992)。溝特花崗巖的εHf(t)值為7.3~13.4,顯示具有虧損的幔源組分特性;單階段模式年齡(tDM1)值為256~497Ma,平均443Ma,二階段年齡(tDM2)為330~719Ma,平均628Ma。而從該區(qū)花崗巖的地球化學特征以及較年輕的tDM值表明,其地幔源區(qū)的形成可能與早期的板塊俯沖作用有關。因此溝特地區(qū)花崗巖為受俯沖組分影響而形成的殼幔型混合花崗巖。符合興蒙造山帶內(nèi)的顯生宙花崗巖主要來源于由起源于地幔的年輕地殼物質(zhì)(Chenetal.,2000;洪大衛(wèi)等,2000;Wuetal.,2000;Wuetal.,2002)以及吳福元等(1999)指出的該帶上花崗巖為殼幔型混合花崗巖。4.2溝特地區(qū)的地球化學特征由于本區(qū)處于良好的大地構造位置,成礦地質(zhì)條件十分優(yōu)越,區(qū)內(nèi)燕山期花崗巖侵入體內(nèi)、外接觸帶部位已發(fā)現(xiàn)很多礦床、礦(化)點。前人從溝特巖體的地層、構造、蝕變等地質(zhì)特征圈定溝特巖體及其附近為找礦遠景區(qū),筆者通過地球化學特征對溝特地區(qū)花崗巖的含礦性進行簡明的論述。從SiO2-Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)判別圖(圖10A)中,溝特花崗巖為含礦巖體,且在SiO2與MgO、K2O以及Fe2O3/(Fe2O3+FeO)的關系圖上可以看出,該區(qū)花崗巖具有成鉬、鎢和錫礦的潛力(圖10B、C、D)。4.3蒙古-鄂霍姆克海強過鋁質(zhì)花崗巖的形成與碰撞造山作用有關,在地殼收縮高峰之后的伸展構造環(huán)境中發(fā)生后碰撞花崗巖的侵位(Vernon,1984;Sylester,1998;Barbarin,1999)。在Rb-Y+Nd構造判別圖中,溝特花崗巖全部投于后碰撞花崗巖區(qū)(圖11A)。在Sr-Yb判別圖中(圖11B),投影點落入非常低Sr高Yb型花崗巖(南嶺型花崗巖)區(qū)域中,表明溝特花崗巖形成于擠壓向伸展轉換階段(張旗等,2008)。上述表明,溝特花崗巖形成于后碰撞階段,為后碰撞花崗巖。早中生代早期,古亞洲洋閉合,西伯利亞板塊與華北板塊拼合形成統(tǒng)一的大陸(Chenetal.,2007;劉偉等,2007;李益龍等,2012),在其北側仍存在蒙古微大陸與西伯利亞板塊夾著的蒙古-鄂霍茨克洋,研究區(qū)及其鄰區(qū)仍受蒙古-鄂霍茨克洋的影響。蒙古-鄂霍茨克洋于三疊紀-晚侏羅世封閉縫合(Kravchinskyetal.,2002;Cognéetal.,2005;Tomuetogooetal.,2005;Yingetal.,2010),之后蒙古東北部進入了后造山伸展環(huán)境,而古太平洋板塊向東北亞大陸俯沖最早發(fā)生于早白堊世之后(Engebretsonetal.,1985)。中生代以來,研究區(qū)進入陸內(nèi)造山作用階段,構造運動最為強烈,形成一條重要的構造-巖漿成礦帶(肖慶輝等,2009)。毛景文等(2005)指出中國北方在140Ma左右已經(jīng)進入構造體制大轉折的晚期。溝