兴蒙造山带东段斑岩型铜-钼矿床花岗闪长质岩石shrimp锆石u-pb年代学研究

兴蒙造山带东段斑岩型铜-钼矿床花岗闪长质岩石shrimp锆石u-pb年代学研究

cu型斑岩课程主要分布在岛拱附近的活跃大陆边缘。这种起源与大气发射系统的滑动密切相关。这是研究区域构造发育及其结构背景的重要地质标志。中国东北有大量斑岩cu和莫祖矿床。其中，乌努格图山、多宝山斑岩铜矿和大灵山粉矿是该地区斑岩cu和mo矿床的典型代表。近年来，虽然对这些矿床的地质特征进行了详细的研究，但对其形成的具体时间和区域构造发育之间的关系尚不清楚。以大兴安岭北部的多宝山铜矿为例，许多学者认为，多宝山铜矿的形成时间为早古生代[4.6]。然而，一些科学家认为，这是早古生代。这项工作以多宝山、三矿沟铜矿和吉林大蜀山为研究对象，系统地研究了这些斑岩铜矿形态的遗传因素。然后，研究了这些斑岩铜矿形成的地球动力学背景。此外，结合近年来出版的年代学数据，讨论了中国东部中生代斑岩cu、莫成岩作用与太平洋板块冲浪性的关系。1多合成矿物特征兴蒙造山带东段位于中国东部北段(图1(a)),是指中亚造山带在中国东北境内的部分.该区具有多块体拼合的属性,根据塔源-喜桂图断裂、贺根山-黑河断裂和牡丹江断裂可以将该区划分为额尔古纳、兴安、松嫩和佳木斯地块(图1(b)).其中额尔古纳地块在早古生代可能已经转为稳定,兴安地块在早古生代沿塔源-喜桂图断裂与额尔古纳地块拼合,而松嫩地块在古生代晚期沿贺根山-嫩江断裂与上述联合块体拼贴.此后,上述复合块体在古生代末期沿西拉木伦缝合线与华北克拉通聚合.中生代初期,佳木斯地块沿牡丹江断裂与兴蒙造山带内已经联合的块体拼合.该造山带在地质上的最重要特点是花岗岩极为发育,并以较低的初始Sr,正的εNd(t)和较年轻的Nd模式年龄(0.5~1.0Ga)为特征,反映该区年轻的地壳年龄[8~10].本文研究的多宝山地区铜矿位于兴安地块内,而大黑山地区则位于松嫩地块内(图1(b)).多宝山是东北地区最重要的铜富集区,区内主要发育古生代地层和花岗质岩石(图1(c)).早古生代地层包括多宝山组、铜山组,为一套海相中酸性火山岩和碎屑岩建造;晚古生代地层为泥盆纪和石炭纪的中酸性火山岩、火山碎屑岩、陆源碎屑岩夹灰岩透镜体.花岗质岩石类型较多,但主体由花岗闪长岩和花岗闪长斑岩所组成.区内分布着约10个铜矿床(点),多宝山斑岩铜矿是该区的典型代表,其次是三矿沟铜矿(目前正在开采的多宝山矿)和铜山铜矿.多宝山斑岩铜矿的花岗质岩石主要由花岗闪长岩、花岗闪长斑岩组成,花岗闪长岩侵入到多宝山组地层之中,其中花岗闪长斑岩与铜钼矿化有极为密切的成因关系.三矿沟铜矿床位于多宝山斑岩铜矿西北十余公里,其围岩是下泥盆统的粉砂岩和砂岩夹灰岩透镜体,侵入岩被认为是晚古生代的斜长花岗岩(晚期).在靠近侵位接触带500m以内的大理岩体两侧往往形成矽卡岩,铜矿赋存于大理岩边部的矽卡岩带内.此外,多宝山地区的铜山铜矿则赋存于早古生代铜山组火山岩系之中.大黑山地区主要地质体包括花岗闪长质岩石、中生代超基性侵入体和下古生界头道沟组(Pz1t)、上三叠统南楼山组地层(图1(d)).头道沟组是大黑山钼矿花岗质岩石的围岩,可划分为两段,下段以变质中基性、中酸性火山岩为主夹变质砂岩、变质凝灰岩;上段以正常沉积的砂板岩为主夹变质中酸性火山岩及大理岩透镜体.南楼山组不整合于头道沟组之上,主要岩性为中酸性火山岩及火山碎屑岩.前人根据岩体的岩石类型、接触关系及蚀变矿化特征等将大黑山地区的花岗质岩石划分为两期,早期为不含矿的粗粒-不等粒黑云母花岗闪长岩、黑云母花岗闪长岩及少量二长花岗岩,为晚三叠世侵入体;晚期为含矿的花岗闪长斑岩与霏细状花岗闪长斑岩,时代属侏罗纪1).2含矿岩石特征本文的研究对象为多宝山地区的多宝山铜矿花岗闪长岩体和与三矿沟铜矿有关的花朵山花岗闪长岩体,以及吉林大黑山钼矿花岗闪长岩体.与多宝山斑岩铜矿有关的花岗质岩石包括黑云母花岗闪长岩和花岗斑岩,其中前者的铜矿品位低于后者.黑云母花岗闪长岩呈片麻状构造-块状构造,中-细粒半自形结构,局部过渡为似斑状结构,主要矿物组成为石英(15%~30%)+斜长石(50%~60%)+条纹长石(5%~10%)+角闪石(5%~10%)黑云母(2%~5%),斜长石已发生较强的黝帘石化和绢云母化.副矿物为磁铁矿、榍石、磷灰石、锆石及绿帘石.多宝山地区与三矿沟铜矿有关的花朵山岩体由角闪花岗闪长岩和黑云母花岗闪长岩组成,前者与成矿有关而后者与成矿无关.中粗粒角闪黑云花岗闪长岩(GW04-512)为岩体与矿体接触部位,具有不等粒-中粗粒半自形结构,块状构造.主要矿物为斜长石(50%~60%)+钾长石(10%~15%)+石英(20%~25%)+黑云母+普通角闪石(10%~15%),黑云母含量大于角闪石.副矿物为磁铁矿、磷灰石及少量的锆石.远离三矿沟铜矿,岩石中角闪石和钾长石的含量减少,而不等粒结构则更明显,过渡为黑云母花岗闪长岩(如样品GW04-516).大黑山地区早期不含矿的花岗质岩石由不等粒花岗闪长岩和二长花岗岩组成.其中黑云母二长花岗岩(GW04-542)位于矿体的外侧,岩石以块状构造为主,局部呈片麻状构造.主要矿物组成为斜长石(40%~50%)+条纹长石(20%~25%)+石英(20%~25%)+黑云母(5%~10%).随着条纹长石含量的增加和颗粒增大,岩石过渡为斑状黑云母正长花岗岩.与钼矿有关的岩石主要为黑云母花岗闪长岩和花岗闪长斑岩,少量为花岗斑岩.晚期含矿花岗质岩石主要由黑云母花岗闪长岩和花岗闪长斑岩组成,其中,黑云母花岗闪长岩呈中细粒花岗结构,块状构造.主要矿物组成为斜长石(50%~60%)+石英(20%~30%)+钾长石(5%~10%)和黑云母(5~10).斜长石多已绢云母化,残留有聚片双晶和环带构造;偶见有钾长石化的条纹结构残余.副矿物为磷灰石、磁铁矿和锆石.而花岗闪长斑岩(GW04-530)呈斑状结构,基质为显微半自形粒状结构-显微他形粒状结构,有时出现霏细结构,块状构造.斑晶主要为斜长石和石英,呈自形—半自形,特别是石英,自形程度较高.斜长石斑晶多已蚀变.基质为斜长石、石英、黑云母及少量钾长石.副矿物为锆石、磁铁矿、磷灰石.上述3个岩体岩石的主量及微量元素含量测试在西北大学地质学系大陆动力学国家重点实验室完成.主量元素采用X荧光光谱(XRF)法,微量元素利用电感耦合等离子质谱(ICP-MS)分析.代表性岩石的地球化学数据列于表1,其稀土元素配分型式和微量元素比值蛛网图如图2.从表1和图2可以看出,多宝山花岗闪长岩的SiO2含量约70%,Na2O<K2O,含铝指数(ASI)为1.04~1.17;花朵山岩体样品的SiO2含量介于65%~67%,Na2O>K2O,含铝指数小于1;大黑山花岗闪长岩的SiO2含量介于67%~72%,含铝指数为1.01~1.06.结合这些岩石的矿物组合特点,这些岩体都应属于Ⅰ型花岗岩.上述岩石的稀土曲线均为右倾型式(图2(a)),除大黑山不含矿的花岗岩外,其他岩石样品Eu异常不明显,表明斜长石未发生明显的分离结晶作用.在微量元素比值蛛网图上,岩体岩石主要表现为较明显的Nb,Ta负异常和较低的P,Ti含量(图2(b)).其中多宝山岩体和大黑山含矿花岗闪长岩具有明显的低Y,Yb含量及高Sr/Y,(La/Yb)N比值的特点(表1),类似于adakite;而花朵山岩体和大黑山不含矿的二长花岗岩所具有的较高的Y含量和低的(La/Yb)N比值,与张旗等人总结的斑岩铜矿寄主花岗闪长岩具有adakite属性的特点基本相同.结合地质关系和地球化学特征,大黑山二长花岗岩和花岗闪长岩应为两套不同的岩石组合,其中不含矿的二长花岗岩应代表较早一期的岩浆活动,并经历过一定程度的结晶分异作用;而含矿的花岗闪长斑岩形成较晚,且该岩石较高的Sr含量、Sr/Y,La/Yb比值和明显的重稀土亏损等类似adakite地球化学特征,反映岩浆源区中存在石榴石残留相.3成矿地质及成矿岩石形成时代本文样品的年代学测试在北京离子探针中心完成,其具体的测试方法见文献,分析结果列于表2,锆石年龄谐和图见图3和4.全部年龄结果为206Pb/238U年龄的加权平均值.多宝山斑岩铜矿花岗闪长岩(GW04523:E50°14′48.1″,N125°47′13.4″)的锆石全部为具有振荡环带的岩浆结晶锆石.锆石的U,Th含量分别为120~422和31~247µg/g,Th/U比值为0.26~0.62,具有岩浆锆石的特点(表2).13个测试点的结果表明,206Pb/238U介于455~493Ma之间,多数集中在477~493Ma,该样品的锆石全部位于谐和线上,11个点的加权平均年龄为(485±8)Ma,MSWD=0.19(图3(a)).花朵山岩体位于三矿沟铜矿的东侧,与成矿有关的角闪黑云母花岗闪长岩(GW04512:N50°23′01.9″,E125°39′09.0″)及与成矿无关(远离铜矿床)的黑云母花岗闪长岩(GW04516:N50°22′50.4″,E125°43′50.4″)的锆石均显示清晰的岩浆环带结构.GW04512锆石的U,Th含量分别为393~883和138~645µg/g,Th/U比值为0.33~0.76,206Pb/238U介于170~194Ma之间,多数为170~183Ma,12个分析点的加权平均年龄为(177±3)Ma,MSWD=1.03(图3(b)).GW04516锆石的U,Th含量分别为372~1234和160~809µg/g,Th/U比值为0.38~0.68,206Pb/238U介于166~183Ma之间,12个分析点的加权平均年龄为(176±3)Ma,MSWD=1.07(图3(c)).这一测定结果表明,花朵山岩体含矿和无矿岩石的形成时代是一致的.大黑山钼矿的早期二长花岗岩(GW04542:N43°30′00.6″,E126°18′33.5″)和成矿花岗闪长斑岩(GW04530:N43°29′26.0″,E126°19′36.8″)的锆石也全部为具有振荡环带的岩浆结晶锆石.GW04542样品锆石的U,Th含量分别为348~909和147~1017µg/g,Th/U比值为0.36~1.16,206Pb/238U介于169~183Ma之间,13个分析点的加权平均年龄为(178±3)Ma,MSWD=1.3(图4(a)).GW04530锆石的U,Th含量分别为173~308和79~263µg/g,Th/U比值为0.41~0.75,206Pb/238U介于155~176Ma之间,12个分析点的加权平均年龄为(170±3)Ma,MSWD=0.9(图4(b)).4讨论4.1成矿时代探讨兴蒙造山带东段斑岩型铜钼矿的形成时代一直没有定论.多宝山铜矿的形成时代多数学者认为形成于晚古生代,如杜琦等人报道的同位素年龄为292Ma和283Ma(全岩Rb-Sr等时线,但未发表原始分析数据),另据赵一鸣等人对多宝山地区花岗闪长岩的角闪石、黑云母和全岩同位素年龄数据(K-Ar法、Rb-Sr等时线法)统计,多宝山花岗闪长岩和花岗闪长斑岩的形成时代主要为310~226Ma,而刘弛等人通过水热蚀变矿物(绢云母、钾长石和伊利石)激光显微探针确定了多宝山矿的水热成矿时代为253~220和183~162Ma.上述年龄多为K-Ar法,少量为Rb-Sr或Ar-Ar法,而且多宝山铜矿花岗闪长岩具有强烈的绢云母化现象,因此这些年龄结果可能反映该花岗闪长岩的后期蚀变的时间,或后期的花岗质岩浆活动对成矿花岗闪长岩的影响.赵一鸣等人对多宝山和铜山辉钼矿的Re-Os同位素测定结果显示,Re-Os的模式年龄为521~476Ma,认为该年龄代表辉钼矿源岩的年龄.本文的新年代学结果表明,多宝山花岗闪长岩的锆石全部为具清晰振荡环带的岩浆锆石,其年龄为(485±8)Ma,应该反映花岗闪长岩浆结晶年龄.因此,多宝山斑岩铜矿的成岩成矿时代为早古生代,而非前人认为的晚古生代.多宝山地区是东北地区重要的铜钼矿集区,位于多宝山铜矿东南的铜山铜矿体则产于早古生代蚀变安山岩中.苗来成等人1)对该区蚀变安山岩的SHRIMP的测定结果表明,其形成时代为510Ma,而且该安山岩的形成与铜山铜矿有着内在的联系,即~510Ma的安山岩是铜山铜矿的成矿母岩.从这个角度讲,早古生代是多宝山地区一次重要的斑岩型铜钼矿的成矿时期.与多宝山地区三矿沟矽卡岩型铜矿有关的角闪黑云花岗闪长岩结晶年龄为175Ma,远离矿体的黑云母花岗闪长岩的年龄与其相当,并非前人认为的晚古生代(华力西晚期).因此,175Ma的侏罗纪也是多宝山地区的斑岩型铜矿的另外一次重要的成矿时期.即多宝山地区的铜钼矿至少存在两次重要的成矿时期,分别为早古生代(510~485Ma)和侏罗纪(175Ma).大黑山钼矿花岗闪长岩和花岗闪长斑岩的岩浆锆石结晶年龄为175~170Ma,代表大黑山钼矿的成岩成矿时代.这一年龄结果与张广才岭广泛分布的侏罗纪花岗岩的时代基本一致.在误差范围内,大黑山钼矿的成岩成矿时代与多宝山地区的三矿沟铜矿的形成时代一致.因此,东北地区斑岩型铜钼矿(包括与花岗岩浆侵入作用有关的矽卡岩型铜矿)的形成时代至少应该存在两期,即早古生代和侏罗纪,而不是晚古生代.4.2与大黑斑岩岩浆活动的构造背景及成矿时代(ⅰ)多宝山早古生代斑岩Cu矿.多宝山地区位于兴蒙造山带东段的兴安地块,前人一直认为多宝山斑岩铜矿形成于晚古生代,并认为其形成与弧岩浆作用有关.兴安地块的构造属性与额尔古纳地块明显不同.额尔古纳地块发育新元古代兴华渡口群,而在兴安地块上则不存在前寒武纪岩石,并且额尔古纳地块发育大量早古生代花岗岩,而兴安地块则很少发育早古生代花岗岩.本文的年代学结果已经揭示,多宝山斑岩铜矿的形成时代为早古生代,与其北部额尔古纳地块上的塔河杂岩体及额尔古纳地块的其他早古生代岩体的就位时间一致,即兴蒙造山带东段的早古生代岩浆作用时间为500~460Ma.而该地区晚古生代与弧岩浆活动有关的花岗岩(包括少量辉长岩)侵位时间则为370~250Ma,与早古生代岩浆活动具有明显的时间间隔(~80Ma),反映它们之间具有不同的构造演化.根据塔河杂岩体的岩石组合特征并结合区域构造演化分析,兴安地块与额尔古纳地块间的拼合时间为早古生代,而~490Ma以后则为后造山构造背景.因此,与多宝山斑岩铜矿有关的花岗闪长岩可能是在兴安地块与额尔古纳地块拼合的过程中产生的.(ⅱ)侏罗纪花岗岩及Cu,Mo矿床.侏罗纪花岗岩在该区出露的岩石为角闪花岗闪长岩和黑云母花岗闪长岩,具有类似于活动大陆边缘的火成岩组合特征.从区域上看,自小兴安岭-张广才岭-吉林中部-延边地区分布有大面积的早侏罗世花岗岩,构成一个近SN向展布的花岗岩带,其主体形成时代为190~160Ma.该带以西的大兴安岭地区则以145~120Ma的花岗岩为主,与上述侏罗纪花岗岩带近于平行展布,即自东向西,该区中生代岩浆活动的时间有逐渐变新的趋势.上述近SN向展布的侏罗纪花岗岩向南延伸至辽东半岛和辽西地区,也具有自东向西花岗岩浆活动时代变新的变化趋势.再往南,上述侏罗纪花岗岩带延至华南地区[25~27],构成中国东部巨型的侏罗纪花岗岩带.结合近年来获得的沿南北向分布的黑龙江群蛇绿混杂岩中蓝片岩相变质作用的年龄(165~180Ma)资料,东北地区在侏罗纪存在太平洋板块的俯冲作用.因此,推测本文研究的大黑山斑岩Mo矿及与多宝山地区的三矿沟铜矿的形成应与这一板块的俯冲作用有关,其中在大黑山钼矿的邻区,如吉林中部的天桥岗A型花岗岩的形成时代为182~188Ma,表明侏罗纪时该区具有拉张性质,即大黑山斑岩Mo矿可能与板块俯冲体制下的局部伸展拉张作用有关.4.3晚中生代斑岩-内容a中国东部存在大量大规模的侏罗纪斑岩型和斑岩-矽卡岩型铜钼矿(图1(a)),它们自北向南构成一个巨大的侏罗纪Cu,Mo成矿带.根据目前的年代学资料,它们主要可分为两大阶段(图5).第一阶段为早-中侏罗世的斑岩型铜钼矿床,如大兴安岭的多宝山(三矿沟铜矿,~175Ma)、满洲里南的乌努格吐山钼矿((182±3)Ma)、张广才岭的弓棚子铜矿((182±3)Ma)、大黑山钼矿((175±3)Ma)、辽西的肖家营子钼矿((177±5)Ma)、杨家杖子钼矿((182±1)Ma)和兰家沟钼矿((186.5±1.7)Ma),及江西的德兴斑岩铜矿((171±3)Ma),它们的成岩成矿时间主要介于185~170Ma.第二阶段为晚侏罗-早白垩世的斑岩-矽卡岩型铜钼矿,主要以长江中下游(鄂东南)、东秦岭、燕山等地的矿集区为代表.从时间上看,除南泥湖矿床的花岗岩SHRIMP年龄为(158.2±3.1)Ma外,其余的晚中生代斑岩-矽卡岩型铜钼矿有,小寺沟((134±3)Ma)、寿王坟(148±4)Ma、大庄科(145~147Ma)、雷门沟(132~136Ma)、上房沟(143~146Ma)、金堆城((134.8±0.5)Ma)、铜山口(142~144Ma)、铜绿山(137~138Ma)、丰山洞((144.0±2.1)Ma)、阮家湾((143.6±1.7)Ma)、千家湾((137.7±1.7)Ma)、城门山((142.3±2.3)Ma)、大团山((139.1±2.7)Ma)、安庆((140.3±1.6)Ma)、铜矿里((142.4±1.6)Ma)、龙虎山((139.02±0.34)Ma)、南阳山((140.2±1.6)Ma)、沙滩角((141.8±1.6)Ma)、青阳(136~138Ma),它们的主体成岩成矿时代为145~130Ma,与侏罗纪铜钼矿之间的时间间隔大约有30Ma(图5).在上述矿床形成之后,中国东部转入以金、多金属成矿为主的阶段,以前发育的铜钼矿床基本不再出现.目前对这些斑岩-矽卡岩型铜钼矿的形成背景存在不同的认识.但除对东北北部(如乌努格吐山)此类矿床的形成认为可能与蒙古鄂霍茨克构造带的演化有关外,目前的主流观点可概括为两类:其一认为,这些矿床的形成与造山后岩石圈拆沉有关,如德兴斑岩铜矿;第二认为是华北和西伯利亚板块间后碰撞造山阶段的产物,如燕辽地区的侏罗纪斑岩-矽卡岩型铜钼矿.很显然,由于资料所限,我们现在还无法对这一问题给出明确的答案.但我们认为下面两方面的证据能够对这一问题提供新的制约:其一,从空间分布规律看,