内蒙古额尔古纳乌尔根矿田富碱斑岩体成因及构造启示: 地质年代学和地球化学的证据

　　摘 要: 乌尔根矿田由东珺浅成热液型银铅锌矿床和大加布果斯斑岩型钼矿床组成。野外地质调查揭示富碱斑岩岩浆热事件与浅成热液型银铅锌矿床时空或空间关系密切, 获得成矿期正长斑岩和成矿前石英二长斑岩岩浆锆石 U-Pb 年龄分别为 125 Ma 和 165 Ma。鉴于大加布果斯斑岩型钼矿床成矿时代为 147 Ma, 而浅成热液型银铅锌矿床发生在早白垩世, 进而得出两者为相对独立成矿体系。岩石地球化学特征表明, 侵入岩属偏铝质钾玄岩系列, 与 A 型花岗岩特征相似。富集大离子亲石元素(LILE)和轻稀土元素(LREE), 亏损高场强元素(HFSE)和重稀土元素(HREE), Eu 异常 (Eu/Eu*=0.65~0.83)不显著, 进而说明岩浆源自富集型岩石圈地幔的部分熔融, 经历了分异结晶并遭受有限的地壳混染; 暗示矿田岩浆‒成矿作用与洋壳俯冲有关, 结合区域和矿田相关研究认为中侏罗世矿田处于弧后引张环境, 而晚侏罗世 ‒早白垩世处于蒙古‒鄂霍次克洋闭合之后的伸展环境。

　　关键词: 锆石 U-Pb 年代学; 地球化学; 富碱斑岩体; 乌尔根矿田; 额尔古纳地块; 内蒙古

　　张光亮; 温守钦; 李建源; 谢伟， 大地构造与成矿学 发表时间：2021-11-26

　　0 引 言

　　乌尔根矿田位于大兴安岭中北部内蒙古额尔古纳市境内, 得尔布干成矿带北部, 主要由东珺银铅锌矿床和大加布果斯钼矿床组成(图 1b)。因其发育着燕山晚期斑岩型钼矿和浅成中低温热液型银铅锌矿床(聂凤军等, 2011; 赵岩, 2019), 为广大地质学家所关注。东珺银铅锌矿床发现于 21 世纪初, 经近年来的勘查银、铅、锌资源储量已达大型规模, 共伴生金(约 2 吨)和铜等; 大加布果斯钼矿床发现于 2019 年, 初步普查估算出的资源储量钼近 5 万吨。已有研究显示东珺矿床与成矿带二道河子、比利亚谷、得耳布尔、甲乌拉、查干布拉根、额仁陶勒盖等浅成低温热液型矿床成矿环境相似(张斌, 2011; 聂凤军等, 2011; 赵岩, 2019; 刘艳荣等, 2019; 王景昕等, 2019), 成矿与早白垩世岩浆侵入作用有关; 大加布果斯矿床与岔路口矿床成矿环境相似, 而与乌奴格吐山、八大关、八八一和太平川等斑岩型矿床不同(陈志广, 2010), 成矿与晚侏罗世岩浆作用有关(聂凤军等, 2011; Liu et al., 2014; Zhang et al., 2017)。为了揭示岩浆作用与成矿的关系, 许多学者对成矿相关产物开展了定年、稳定同位素、流体包裹体和岩浆岩地球化学等研究(Chen et al., 2011; Niu et al., 2017; Han et al., 2020)。越来越多的同位素测年和地球化学研究结果显示, 成矿带浅成低温热液型矿床成矿时限为 143~128 Ma(Gantunur et al., 2005; MITM, 2002; 李铁刚, 2016; 赵岩, 2017; 戴蒙等, 2016), 斑岩型矿床成矿年龄主要集中于 205~177 Ma 和 150~148 Ma(刘军等, 2013; 谭钢等, 2010; Chen et al., 2011; Zhang et al., 2017), 但对岩浆‒成矿作用发生的构造背景仍有争议(李诺等, 2007; Guo et al., 2010; Dong et al., 2016), 也没有阐明晚侏罗世‒早白垩世斑岩型与浅成低温热液型矿床之间的关系。一些学者在矿田范围内不仅对火山岩进行过年代学和地球化学研究, 同时开展了大加布果斯成矿斑岩体的锆石 U-Pb 年龄测定(杨郧城等, 2015; Zhang et al., 2020; Xie et al., 2021)。但是, 对成矿至关重要的侵入岩的研究仍十分薄弱, 尚未建立矿田成岩成矿的时空格局和不同矿床类型之间的时空关系, 对成矿构造背景研究也有待进一步深入。为此, 本文针对近期发现 2 个侵入体开展锆石 U-Pb 定年和地球化学研究, 旨在揭示岩浆作用与成矿和不同矿床类型之间的关系, 探讨成矿构造背景和丰富成矿认识, 为地质找矿提供科学依据。

　　1 区域地质背景

　　矿田位于西伯利亚克拉通南缘额尔古纳地块北部, 南与兴安地块(XB)相邻, 西侧为得尔布干断裂 (图 1b)。显生宙在古亚洲洋、蒙古‒鄂霍茨克洋和古太平洋三种不同的构造体制下, 该区主要经历了陆缘增生、陆‒陆碰撞造山和造山后伸展等复杂构造演化。古生代在古亚洲洋构造体制主导下, 额尔古纳地块与兴安地块在约 490 Ma 沿两者间的缝合带发生碰撞(葛文春, 2005; 张兴洲等, 2006; Liu et al., 2017)。中生代蒙古‒鄂霍茨克和古太平洋构造体制对额尔古纳地块产生了强烈的构造‒岩浆作用 (Wu et al., 2011; 葛文春, 2005; Windley et al., 2007; 许文良等, 2013; 唐杰, 2016; 赵岩, 2017), 导致大量岩浆岩形成, 地块被一系列北东向和近东西向的断层分割成多个断块。规模较大的北东向断裂, 如得尔布干和额尔古纳等断裂, 具有多期次活动和控岩控矿特征(内蒙古自治区地质矿产局, 1991) (图 1b)。

　　额尔古纳地块主要由火山基底隆起和中生代火山盆地构成。元古界和古生界零星出露于隆起区, 主要为大理岩、变质碎屑岩和变质火山岩等。中生界主要为中侏罗世‒早白垩世火山‒沉积岩, 广泛分布于火山盆地中, 呈北东向展布。侵入岩主要为新元古代、石炭纪和三叠纪‒早侏罗世中酸性侵入岩(图 1b)。中生代侵入岩主要由中酸性和少量的中基性岩组成(Qin et al., 1995; Wu et al., 2011; 佘宏全等, 2012)。根据最新的锆石 U-Pb 定年结果, 它们可以分为三个阶段: (1)中三叠世早期‒侏罗纪(246~180 Ma); (2)早‒中侏罗世(180~160 Ma); (3)晚侏罗世‒早白垩世(155~123 Ma) (Wu et al., 2011; 唐杰等, 2016; 李铁刚, 2016)。晚三叠世‒早侏罗世斑岩型铜钼矿床和晚侏罗世‒早白垩世浅成中低温热液型‒ 斑岩型金银铅锌钼矿床与同期中酸性岩浆侵入作用有关(Qin et al., 1997; 陈志广, 2010; Li et al., 2014; Mi et al., 2016; Niu et al., 2017; 赵岩, 2017)。

　　2 矿田及矿床地质

　　2.1 矿田地质

　　矿田地质研究揭示, 矿田出露地层主要为中生界, 零星出露古生界(图 2a)。古生界仅有石炭系下统莫尔根河组, 中生界主要有侏罗系中统塔木兰沟组, 上统满克头鄂博组和白音高老组。中生界主要为塔木兰沟组, 次为满克头鄂博组, 零星了白音高老组, 三者间为平行或角度不整合接触。塔木兰沟组为矿田主要赋矿地层, 以中基性‒中酸性火山岩为主, 夹少量凝灰岩、沉凝灰岩和凝灰质粉砂岩等 (火山)碎屑岩。满克头鄂博组和白音高老组主要为中酸性火山岩。

　　矿田侵入体地表零星出露或偶见于钻孔和坑道中, 与其周围地层呈侵入接触, 多为小岩株状浅成 ‒超浅成中‒酸性岩体或岩脉。侵入体多沿断裂构造呈近东西向、北东向或北西向展布。根据同位素测年结果, 可将侵入岩可划分为中侏罗世、晚侏罗世和早白垩世 3 期: (1)中侏罗世侵入岩以石英二长斑岩(165 Ma)为主, 仅见于 ZKV50-2钻孔中(图 2a), 推测岩体为小岩株状, 形成于成矿前; (2)晚侏罗世侵入岩主要分布于根河断裂北侧(图 2a), 为斑岩型钼矿床赋矿花岗斑岩(147 Ma, 图 3a)(另文发表中); (3) 早白垩世中酸性侵入岩在地表及钻孔和坑道中均可见到(图 3b), 岩石类型主要为正长斑岩, 见石英闪长岩、闪长玢岩等脉岩, 其中规模较大的小岩株状正长斑岩(125 Ma)与东珺浅成低温热液型银铅锌矿床关系密切。此外, 沿小加布果斯沟断裂和赋矿斑岩体顶部还见有(含矿)隐爆角砾岩。

　　矿田发育的构造主要是近东西向主干断裂与其次级断裂构成复杂构造网络系统, 它们具有多期次活动和控岩控矿特征, 兼有导矿和容矿属性, 东珺和大加布果斯矿床均分布于两者之间。小加布果斯沟‒育良断裂和根河断裂为主干断裂, 前者横贯矿田中部, 后者构成矿田南部边界(图 2a), 断裂倾向南, 倾角约为 80°。主干断裂之间次级断裂极为发育, 其产状复杂多变, 走向有近东西向、北东向、北西向及近南北向等 4 组, 其中前两者形成早于后两者。近东西向陡倾斜断裂和缓倾斜层间断裂是矿区主要容矿构造, 分别控制陡脉状矿体和缓倾斜层状矿体。此外, 矿田火山构造也较发育, 如下乌尔根地区串珠状破火山口沿近东西向断裂构造分布, 被(赋矿)斑岩体充填。

　　2.2 矿床地质

　　东珺银铅锌矿床分布于矿田南西部, 大加布果斯钼矿床均分布于矿田东南部, 前者属浅成中低温热液型矿床(图 2), 后者属斑岩型矿床, 它们的地质特征如下。

　　(1)东珺银铅锌矿床

　　该矿床赋存于塔木兰沟组火山岩中, 主要由Ⅳ、Ⅴ、Ⅵ、Ⅷ、Ⅹ等矿带组成(图 2a, b, c)。矿带中分布有 300 余条矿体, 几乎均为隐伏矿体, 金矿体主要分布于Ⅹ矿带北部。Ⅵ、Ⅷ、Ⅹ矿带以缓倾斜层状矿体为主, Ⅳ、Ⅴ矿带既有缓倾斜层状矿体也有陡脉状矿体(图 2b, c)。主矿体多为层状矿体, 层状主矿体长度为 100~1200 m, 倾斜延深 100~800 m, 平均厚度 1.7~4.2 m。平均品位 Pb+Zn 为 1.8%~4.6%, Ag 57.1 g/t ~112.5 g/t。矿体走向多为北西, 仅Ⅹ矿带为北东, 倾向北西或北东, 倾角一般为 10°~30°。陡脉状主矿体多分布于Ⅳ、Ⅴ矿带, 长度为 100~400 m, 倾斜延深 100~400 m, 平均厚度 1.5~8.0 m。平均品位 Pb+Zn 为 2.5%~4.6%, Ag 25.0 g/t。矿体走向多为近东西, 倾向南或北, 倾角为 50°~80°。矿石矿物主要为方铅矿、闪锌矿、黄铁矿(图 3d‒i), 少量砷黄铁矿、黄铜矿及银的硫盐矿物等。金的独立矿物以银金矿为主, 黄铁矿和毒砂是主要载金矿物之一。脉石矿物主要有长石、石英、绢云母、绿泥石及碳酸盐等。矿石以粒状结晶结构和交代结构为主, 矿石以细脉状、网脉状、浸染状构造和角砾状构造为主(图 3d~i)。矿床围岩蚀变强烈, 硅化和绢云母化为主要蚀变类型, 与成矿关系密切。成矿可划分为热液期和表生期, 热液成矿期又可进一步划分为早、中、晚 3 个阶段: (1)黄铁矿‒ 黄铜矿‒磁黄铁矿‒毒砂‒石英阶段; (2)方铅矿‒闪锌矿‒石英阶段; (3)碳酸盐阶段。

　　(2)大加布果斯钼矿床

　　位于根河断裂北侧, 赋存于晚侏罗世花岗斑岩体中(图 2a), 个别矿体分布于地层中。赋矿斑岩体矿床受大加布果斯火山机构控制, 该火山机构沿根河断裂北侧的北东东向断裂构造分布, 主要由穹状火山和破火山口组成。穹状火山主要由塔木兰沟组和上部满克头鄂博组火山岩组成, 地层围斜外倾, 倾角大约 45°。赋矿岩体出露面积约 0.23 km2 , 岩石类型主要为花岗斑岩, 碎裂状花岗斑岩为赋矿岩石。矿体赋存于斑岩体上部, 共圈定出 KH1、KH2-1、KH2 等 3 条矿带(图 2d), 其中 KH2 矿带含矿性最佳。矿带横截面形态为弯月状或为上凸下凹的透镜状, 个别为脉状。矿带赋存标高为 330~−186 m, 随深度增加, 矿带宽度越大, 品位越高, 矿化连续性越好。共圈定钼矿体 43 条、铅锌矿体 1 条、银矿体 1 条, 平均厚度 1.0~8.5 m。矿床钼平均品位 0.141%, KH2-1 矿带顶部共伴生铅、锌和银。矿石矿物主要为辉钼矿, 次为方铅矿、闪锌矿、黄铜矿、黄铁矿、含银矿物等。脉石矿物主要为石英、钾长石、绢云母及少量高岭石、硬石膏、萤石、方解石等。矿石以自形‒半自形鳞片或粒状结构为主, 其次为充填交代结构、固溶体分离结构。矿石以细脉‒网脉状构造为主(图 3j~n), 其次有浸染状构造、角砾状构造。围岩蚀变具有分带性, 由岩体内向外依次为(1)硅化‒黑云母化带; (2)石英‒钾长石化带; (3)石英‒ 绢云母化带; (4)泥化带; (5)青磐岩化带。相邻蚀变带间有部分重叠, 其中石英‒钾长石化带含矿最佳。矿床自早到晚划分为热液期和表生期, 热液期又可划分为以下4个成矿阶段: (1)石英‒钾长石阶段; (2) 石英‒辉钼矿阶段(3)石英‒多金属硫化物阶段; (4)碳酸盐阶段。

　　3 样品采集与分析方法

　　3.1 样品描述

　　为了限定成矿时代、成矿关系和成矿热动源, 笔者对来自矿田与成矿有一定时空联系的碱性斑岩开展了年代学和元素地球化学实验。针对 2 个富碱斑岩体共采集 2 组样品, 包括 2 件定年样品和 13 件岩石地球化学样品。

　　第一组样品: 包括 1 件 U-Pb 定年样品(GP1)和 8 件岩石地球化学样品(GP1~Gp8), 为与东珺矿床时空关系密切的正长斑岩(图 4a、b), 采自矿田地表出露的唯一处明显与成矿有关且规模较大的岩体, 该岩体位于小加布果斯沟‒育良断裂南侧。在采样点附近的采石场可见岩体与塔木兰沟组安山岩呈侵入接触, 在接触带及其附近可见铜铅锌矿化现象(图 4d, e, f, g)。为避开蚀变矿化对分析结果的影响, 采样地点选在附近的山梁上(图 2a), 其岩相学特征如下。

　　正长斑岩: 岩石呈灰褐色, 斑状结构(图 4h), 基质为显微细晶结构(图 4i)。斑晶以正长石为主(图 4h), 分布不均匀, 含量约 20%。正长石斑晶呈半自形‒它形板柱状, 个别为聚斑, 长轴长度多为 1~6 mm, 长宽比可达 3~5∶1。基质矿物成分主要以正长石为主(图 4g), 次生矿物有少量绿泥石和绿帘石。基质中正长石含量 95%, 呈板柱状、小板条状, 具卡式双晶和聚片双晶, 粒径 0.1~0.2 mm。绿泥石 3%, 呈细鳞片状分布于长石粒间孔隙中, 见少量绿帘石和硫化物微粒呈星散分布。局部暗色矿物和金属矿物经氧化流失, 形成较多流失空洞(图 4h)。第二组样品: 包括 1 件 U-Pb 定年样品(GP9)和 5 件岩石地球化学样品(GP9~Gp13)为与东珺矿床有一定空间关系但时间关系不明确的石英二长斑岩, 样品采自小加布里斯沟‒育良断裂(F2)南侧 ZKV50-2 钻孔中(图 2a), U-Pb 定年样品(GP9)取自孔深 252 m 处, 岩石地球化学样品(GP9~Gp13)采自孔深 85~130 m 和 220~260 m 处。正长斑岩和石英二长斑岩岩相学特征如下。石英二长斑岩: 岩石呈灰褐色, 斑状结构, 块状构造。斑晶为正长石和斜长石(图 4b, c); 其中: 正长石斑晶占 20%, 呈板状、粒状、碎屑状, 具卡式双晶, 次生蚀变泥化, 粒径 0.3~3 mm; 斜长石斑晶 15%, 呈板状, 聚片双晶和环带构造发育, 粒径 0.5~2 mm。有时见斜长石斑晶周围有钾长石环边, 构成正边结构; 基质成分与斑晶相同, 由两种长石微晶和隐晶质组成, 具显微晶质结构。基质特征表现为正长石和斜长石微晶呈小板条状, 而粒间充填隐晶质特征。

　　3.2 分析方法

　　3.2.1 锆石 U-Pb 定年

　　首先采用人工重砂制备和重液和磁选等技术方法, 将锆石颗粒进行分离, 然后在双目镜下手工挑选出单颗粒锆石并将其安置在环氧树脂中, 抛光以显示其横截面。采用透射和反射显微镜图像检查锆石的外部结构, CL 图像检查其内部结构和选择 U-Pb 测试点, 确保选择的锆石内部结构均匀、无包裹体和裂隙。锆石 U-Pb 测年和原位微量元素分析在吉林大学东北亚矿产资源评价国土资源部重点实验室利用 LA-ICP-MS 分析完成。具体实验测试过程和技术参数参见 Yuan et al. (2004)。年龄分析的不确定性由 2σ 给出, 加权平均年龄的误差由 2σ (95%可信度)给出。 3.2.2 全岩主量和微量元素组分测定样品测试在国土资源部东北矿产资源监督检测中心完成。挑选出新鲜的岩石样品, 将其放在玛瑙碾体中粉碎至 200 目。使用 XRF(Primus Ⅱ, Rigaku, Japan)和 ICP-MS(Agilent 7700e system)技术方法进行主量元素和微量元素分析, 主量元素采用三种标样(GBW07103、GBW07105、GBW07107)对分析质量进行监测, 对大部分主量元素的测定精度优于±1%~3%。微量元素采用 4 种标样(安山岩 AGV-2、流纹岩 GSP-2、玄武岩 BCR-2、BHVO-2)进行分析质量监测, 大多数微量元素的分析精度优于±10%。

　　4 分析结果

　　4.1 锆石 U-Pb 年龄

　　4.1.1 正长斑岩(GP1)

　　由正长斑岩样品分离出的锆石颗粒为透明的(图 5a), 其直径范围为 50~100 μm, 长宽比为 1.2~4.0, 所有的分析点都位于岩浆振荡带。26 颗剥蚀锆石中 Th 和 U 含量分别为 159.510−6~1478.010−6 和 151.9810−6~738.3710−6 , Th/U 比值为 0.80~3.01。剔除捕获的和谐和度较低的 5 颗锆石, 由其余 21 颗锆石获得的谐和年龄值和 206Pb/238U 年龄加权平均值分别为 125±0.79 Ma(n=21, MSWD=1.3)和 125.5±1.9 Ma(n=21, MSWD=1.16)(图 5a)。此外, 2 颗捕获锆石 GP1-06 和 GP1-26 的 206Pb/238U 年龄分别为 144.7 Ma 和 167.5 Ma, 与区域白音高老期和塔木兰沟期火山岩年龄一致(杨晓平等, 2020; 舒广龙等, 2020)。

　　4.1.2 石英二长斑岩(GP9)

　　从石英二长斑岩分离出的锆石颗粒呈透明状、发育环带结构(图 5b), 其长轴长度 60~130 μm, 长宽径比为 1.2~3.0。26 颗剥蚀锆石中 Th 和 U 含量分别为 39.610−6~453.110−6 和 69.0610−6~ 556.5210−6 , 其中 25 颗锆石的 Th/U 值为 0.49~2.48(表 1), 与岩浆成因锆石相符(Corfu et al., 2003)。剔除捕获的和谐和度较低的 11 颗锆石, 由其余 15 颗锆石谐和年龄值和 206Pb/238U 年龄加权平均值分别为 165.7±1.2 Ma(n=15, MSWD=0.27)和 165.0±2.5 Ma(n=15, MSWD=0.47)(图 5b)。此外, 6 颗捕获锆石的 206Pb/238U 年龄为 434.7~171.9 Ma, 可将其分为 2 组, 第一组年龄为 434.7~341.7 Ma, 第二组为 189.0~171.9 Ma。结合区域地质特征分析, 推测第一组锆石来自中生代火山基底陆缘增生带岩浆岩, 第二组锆石来自早中生代火山基底岩浆岩和先成塔木兰沟组火山岩(杨晓平等, 2020; 舒广龙等, 2020)。

　　4.2 全岩主量和微量元素

　　正长岩斑岩 SiO2 含量为 63.55%~67.72%(表 2), Al2O3(15.52%~16.71%), Fe2O3 T (2.45%~3.45%), MgO(0.25%~0.40%), CaO(0.71%~1.18%), Na2O(2.79%~3.19%)和 K2O(7.34%~8.93%)含量显示, 岩石具有富 K2O 和贫 CaO、MgO 特征, A/CNK 为 0.97~1.13(均值=1.01<1.1), A/NK 为 1.09~1.15。石英二长斑岩 SiO2 含量为 59.76%~65.05%, 与正长岩斑岩相比, Al2O3、Fe2O3 T、MgO、Na2O、TiO2 含量相近, CaO(1.71%~4.18%) 、 Na2O(3.05%~4.95%) 、 Fe2O3 T (3.91%~4.85%) 、 MnO(0.11%~0.15%) 、 P2O5 (0.16%~0.19%)含量和烧失量(LOI)(2.69%~3.33%)相对较高。A/CNK 一般为 0.80~0.93(均值=0.96<1.1), A/NK 为 1.12~1.30, 仅 1 件样品 A/CNK 为 1.30, 这可能由蚀变造成。在 A/CNK-A/NK 图中, 多数正长斑岩和石英二长斑岩样品落入偏铝质区域 (图 6b; Maniar and Piccoli, 1989), K2O-SiO2图显示两者均属于高钾钙碱性系列(图 6c; Peccerillo and Taylor, 1976), Sr/Y 比值均较低, 与甲乌拉矿区早白垩世侵入岩和哈拉胜矿区早白垩世侵入岩相似(图 6d; Niu et al., 2017; Li et al., 2014; 杨梅, 2017; Han et al., 2020)。

　　在稀土和微量元素方面, 正长斑岩和石英二长斑岩稀土总含量分别为 178.110−6~204.610−6 和 156.210−6~191.110−6 ( 表 2), 两 者 球 粒 陨 石 标 准 化 模 式 相 似 , 显 示 岩 石 具 有 富 集 轻 稀 土 ((La/Yb)N=12.08~15.88)和重稀土分馏不显著((Gd/Yb)N=1.38~1.77)特征(图 7a, 表 1)。石英二长斑岩和正长斑岩负 Eu 异常(Eu/Eu*=0.65~0.83)远不及哈拉胜和甲乌拉矿区侵入岩显著(图 7a; Boynton, 1984)。与甲乌拉矿区和哈拉胜矿区早白垩世侵入岩相似(图 7b; Sun and McDonough, 1989), 原始地幔标准化蛛网图显示矿田石英二长斑岩和正长斑岩富集 U、Th、LILE (K、Rb), 亏损 Nb、Ta、Sr、P、Ti(图 7b)。总之, 两者岩石地球化学特征与 OIB 有一定的相似性, 但与 MORB 差别较大(图 6)

　　5 讨 论

　　5.1 矿田成岩成矿年代格架

　　乌尔根矿田岩浆岩锆石 U-Pb 定年结果表明, 矿田不仅存在中‒晚侏罗世火山岩(张斌, 2016; Zhang et al., 2020), 也分布有中侏罗世‒早白垩世侵入岩。同时, 岩浆岩锆石 U-Pb 定年结果也限定了成矿年代, 基本厘清了成岩与成矿的关系(表 3)。分布于东珺矿区的正长斑岩和石英二长斑岩分别形成于 125 Ma 和 165 Ma, 时代分别为早白垩世和中侏罗世。

　　石英二长斑岩: 锆石 U-Pb 年龄为 165 Ma, 形成时代为中侏罗世, 与东珺、得耳布尔、比利亚谷和二道河子等矿床赋矿塔木兰沟组火山岩(164~167 Ma, U-Pb; 张斌, 2016; 张璟等, 2016; 李进文, 2011; 吴涛涛等, 2014; Xu et al., 2018)年龄一致, 其形成早于大加布果斯斑岩型钼矿床(147 Ma, 另文发表中)和满克头鄂博组火山岩(152 Ma, U-Pb; Zhang et al., 2020)。石英二长斑岩是矿田发现最早期的侵入岩, 为中侏罗世岩浆活动产物, 岩体与塔木兰沟组呈侵入接触, 稍晚于矿田塔木兰沟组但形成。岩体中未见明显的蚀变矿化现象, 推断为矿田成矿前形成。正长斑岩: 锆石 U-Pb 年龄为 125 Ma, 形成时代为早白垩世, 与东珺矿床闪锌矿 Rb-Sr 年龄(130 Ma, 杨郧城等, 2015)接近, 与二道河子矿床(130.5 Ma, Rb-Sr; Xu et al., 2020)、得耳布尔矿床(129~128 Ma, 热液锆石 U-Pb; 明珠等, 2015)和甲乌拉矿床(129~124 Ma, U-Pb; 戴蒙等, 2016)成矿年龄基本一致。在采石场见正长斑岩侵入体与赋矿地层接触带附近有铜铅锌矿化现象(图 4d, e, f), 在Ⅴ矿带坑道中见岩脉及其围岩中赋存工业银铅锌矿体(图 3b), 这些现象表明东珺矿床与岩浆侵入作用有关, 矿床流体包裹体和 S-Pb-H-O 同位素研究结果都支持这一观点(另文发表中)。由上述分析可以得出结论: (1) 正长斑岩锆石 U-Pb 年龄既可以代表其成岩时代, 也可以限定东珺矿床成矿年龄, 矿床成矿时限至少为 130~125 Ma, 与成矿带浅成中低温热液型银铅锌矿床成矿时限一致; (2)东珺矿床晚于大加布果斯斑岩型钼矿床(147 Ma, 另文发表)形成, 为早白垩世矿田岩浆活动接近尾声时的产物。

　　5.2 矿田侵入岩成因

　　5.2.1 成因类型

　　与 哈 拉 胜 和 甲 乌 拉 早 白 垩 世 侵 入 岩 相 比 较 , 乌 尔 根 矿 田 正 长 斑 岩 具 有 较 高 的 K2O+Na2O(10.16%~11.85%)和 FeOT /(FeOT+MgO)(0.88~0.93), 变化范围较大的 Ga/Al (10000×Ga/Al= 1.73~3.49), 较低的 Zr+Nb+Ce+Y(224.9010−6~354.3010−6 )和较弱的负 Eu 异常(图 8a, b, c, d, 图 7a, 表 1); 中侏罗世石英二长斑岩 K2O+Na2O (7.80%~9.06%)、Zr+Nb+Ce+Y (298.1710−6~358.2010−6 )略低和有较弱的负 Eu 异常, Ga/Al(10000×Ga/Al=2.75~2.88)和 FeOT /(FeOT+MgO)(0.90~0.96)较高(图 8a, b, c, d, 图 7a, 表 1)。在 Whalen et al. (1987)和 Frost et al. (2001)判别图中, 矿田正长斑岩和石英二长斑岩在某些方面表现出与 A 型花岗岩特征相似(图 8a, b, c, e), 如较高的 K2O+Na2O(正长斑岩)和 FeOT /(FeOT+MgO)及 Ga/Al(石英二长斑岩), 但较低的 Zr+Nb+Ce+Y 和成岩温度与典型 A 型花岗岩不符(图 8d, f)。基于 Ferry and Watson (2007)公式, 估算出矿田正长斑岩和石英二长斑岩锆石形成温度(TZr) 分别为 780.59 ℃和 782.03 ℃(表 4), 低于 A 型花岗岩形成温度(约 840 ℃, King et al., 1997)。锆石中 Ti(TZr)与 Hf 的负相关性应与岩浆结晶分异作用有关, 而相对低温和富碱特征可能与富集地幔源岩浆和浅成环境有关。

　　5.2.2 岩浆起源

　　中国东北地区古生代至中生代岩浆岩显示出年轻的 Sr-Nd 同位素组成(Wu et al., 2003, 2011), 这与中亚造山带东段显生宙地壳增生有关(Xu et al., 2013)。对于大兴安岭中北部晚中生代岩浆岩的形成有以下几种观点: (1)幔源玄武岩浆分异结晶(Reiners et al., 1995; Soesoo, 2000); (2)壳源硅铝质与幔源镁铁质岩浆的混合(Eichelberger, 1975; Cantagrel et al., 1984; Kemp et al., 2007); (3)铁镁质下地壳部分熔融(Wedepohl, 1995); (4)俯冲带流体或熔体交代地幔楔使其部分熔融(Pearce, 1983)。张旗等(2008)认为花岗岩不可能是幔源的, 都是壳源成因, Han et al.(2020)认为哈拉胜地区的早白垩世侵入岩与下地壳部分熔融有关。矿田正长斑岩和石英二长斑岩 Rb/Sr 比值(0.61~1.58)略高于幔源岩浆(Rb/Sr<0.5), Lu/Yb 比值 (0.12~0.15)与幔源岩浆(Lu/Yb=0.14~0.15)(Sun and McDonough, 1989)一致。岩石的 Y(12.410−6~ 18.410−6 )和 Yb(1.6110−6~2.4410−6 )含量较高, Sr/Y比值(4.58~10.31)和(La/Yb)N (6.95~47.58)较低, 这不能用埃达克质岩石来解释(图 6d)。此外, 岩石的 Sr 含量(62.810−6~12110−6 )略高于原始地幔, Eu 异常(Eu/Eu*=0.65~0.83)不显著, 表明岩浆可能来自地幔(Patino Douce, 1999; Rapp and Watson, 1995)。与幔源岩浆(Zr<5010−6 , P2O5<0.2%; Workman and Hart, 2005)相比, 岩石具有较高的 Zr(20210−6 ~24910−6 )和与之接近的 P2O5 (0.06%~0.19%), 表明它们可能由富集型幔源岩浆形成。

　　矿田正长斑岩和石英二长斑岩相对亏损 HFSEs(如 Nb、Ta 和 Ti), 而相对富集 LILEs(图 7b)和 LREEs(图 7a), 这强烈暗示岩石形成于俯冲带。岩石 Nb/U 比值(5.17~7.11)和 Ta/U 比值(0.33~0.44)均较低, 不仅显著低于 MORB(洋中脊玄武岩)和 OIB(洋岛玄武岩)(Nb/U=47±7, Ta/U≈2.7; Hofmann et al., 1986), 也低于地壳(Nb/U≈12.1, Ta/U=1.1; Rudnick and Gao, 2003)。岩石地球化学特征与岛弧玄武岩相似, 但与 MORB 和 OIB 不同(图 7), 其形成可能与俯冲作用有关; Th/Yb-Nb/Yb 图解也显示该区侵入岩属于大陆岩浆弧背景(图 9a)。岩石 La/Ta 比值高(40.27−60.83 > 2), Zr/Ba 比值低(0.18~1.65), 与岩石圈地幔源相一致(Menzies et al., 1991; Thompson and Morrison, 1988)。Ba/Nb 比值 (13.96~79.34)和 Ba/Ta 比值(216.67~1330.30)较高, 表明俯冲板片在岩浆形成过程中发挥了主导作用(Fitton et al., 1988)。除了俯冲带岩浆作用外, 软流圈地幔的熔融不会产生明显亏损 Nb-Ta-Ti 的岩浆。Nb/La 与 La/Yb 图进一步表明了岩浆的岩石圈地幔源(图 9b), 结合高的 La/Nb 比值(2.68~4.03)和低的 La/Ba 比值(0.04~0.27)(图 9c), 表明岩浆起源于经俯冲改造的大陆岩石圈地幔(Saunderset al., 1991; Coish and Sinton, 1992; Yilmaz and Polat, 1998)。此外, 从 Th/Y 与 Sm/Th 图也可以看出, 岩浆源于富集地幔 (图 9d)。

　　在微量元素原始地幔标准化图解中, 出现 Nb-Ta-Ti 亏损和 LILEs(如 Ba 和 K)富集(图 7 b), 表明岩浆主要由弧源岩浆变异而成。岩浆变异可能由上涌过程中遭受壳源物质混染引起(Green, 1995), 或由俯冲板片和俯冲带入的沉积物脱水而交代地幔楔, 并使沉积物部分熔融引起(Becker et al., 2000; Scambelluri et al., 2001)。元素的亏损与富集与有俯冲衍生挥发性组分参与的岩浆作用过程有关, 如 Ti 的亏损是由含钛矿物, 如金红石、钛铁矿或角闪石残留在地幔中引起(Ringwood, 1990; Saunders et al., 1991)。在洋壳俯冲过程中, 地壳物质连同上覆沉积物一起被带入地球岩石圈深部。与俯冲相关岩浆有高含量的 Th 和高的 La/Sm 比值, 与沉积物再循环融入幔源岩浆有关(Avanzinelli et al., 2009)。矿田侵入岩具有较高 Th 含量(7.3710−6~14.8010−6 )和 La/Sm 比值(图 10b), 较低的 Nb/La 比值(图 10a)、 Ba/Th(图 10b)和 Th/Yb 比值(图 10c), 表明幔源岩浆主要是受到板片衍生流体的影响(Genc and Tuysuz, 2010), 暗示矿田侵入岩形成于岩浆弧背景。水溶液中的不相容元素, 如 HFSEs, 一直用于区分流体与熔体在交代中的作用(Polat and Hofmann, 2003)。矿田侵入岩的 Th/Zr-Nb/Zr(图 11a)、Nb/Y-Ba、Rb/Y -Nb/Y 和(Hf/Sm)N-(Ta/La)N 图解(图 11a, b, c, d), 反映了俯冲板片衍生流体交代作用的影响, 为流体由俯冲沉积物产生提供了证据。微量元素的这些特征反映了俯冲板片衍生流体进入到陆弧之下的幔源区域(Brenan et al., 1995), 这一观点得到了稀土元素配分模式的支持, 也暗示岩浆源区有含水矿物(如角闪石)残留(Rollinson, 1993)。

　　此外, 矿田石英二长斑岩和正长斑岩平均含量(10−6 ), Th 分别为 7.87 和 13.74, U 分别为 2.90 和 1.58; Th/Ce 平均比值分别为 0.10 和 0.17, Th/La 平均比值分别为 0.2 和 0.3。尽管这些数据与陆壳平均值(Th=9.610−6 , U=2.710−6 , Rudnick and Gao, 2003; Th/Ce=0.15, Th/La=0.3, Plank, 2005; Taylor and McLennan, 1995)接近, 显示矿田侵入岩具有一定的陆壳亲和性, 但是其较低的 Nb/La 比值表明母岩浆地壳的成分混染是有限的(图 10a)。综上所述, 认为乌尔根矿田侵入岩源自富集型(EMII)岩石圈地幔的部分熔融, 其岩石圈地幔源区岩石可能遭受了俯冲衍生流体的交代。在岩浆上升到地表过程中, 岩浆经历了不同程度的分异结晶并受到有限的地壳混染。

　　5.3 成岩成矿地球动力学背景

　　额尔古纳地块(EB)为经历了多期次构造作用叠加而成的盆岭耦合式构造区(杨梅, 2017)。古生代受古亚洲洋构造体制影响, 而中生代则受蒙古‒鄂霍次克洋(MOO)及古太平洋(PPO)构造体制影响, 于晚三叠世‒早侏罗世在满洲里地区形成与陆缘弧花岗岩类有关的乌奴格吐山、八八一和八大关等斑岩型铜钼矿床(王召林等, 2014); 于晚侏罗世‒早白垩世形成与造山后中酸性浅成‒超浅成侵入体相关的银多金属矿床, 如东珺银铅锌矿床和大加布果斯钼矿床等。有证据显示古亚洲洋闭合和古太平洋板块开始向大陆俯冲均不晚于早侏罗世(Wu et al., 2007; Tang et al., 2011; 许文良等, 2013), 而乌尔根矿田岩浆‒成矿事件主要发生在中侏罗世‒早白垩世, 显然与古太平洋构造体制和蒙古‒鄂霍次克洋构造体制有关, 不具有板内岩浆岩特征(图 12)。研究区位于蒙古‒鄂霍次克缝合带东段南侧, 蒙古‒鄂霍次克洋构造体制对该区影响起主导作用(许文良等, 2013; 李铁刚等, 2017)。古太平洋板块俯冲的主导作用在大兴安岭东部地区(Zhu et al., 2019), 其弧后伸展背景可能影响程度较小(Han et al, 2020)。关于 MOO 闭合时限尚存争议, 就蒙古‒鄂霍次克洋两侧地体的全面碰撞而言, 一些学者认为其中部闭合于晚侏罗世‒早白垩世(Metelkin et al., 2010; Pei et al., 2011)或中晚侏罗世‒早白垩世(黄始琪等, 2016); 西部闭合于中侏罗世(Parfenov et al., 2001), 中部和东部闭合于晚侏罗世‒早白垩世(李锦轶等, 2013)。不管闭合时间为何时, 早侏罗世 MOO 板片存在双向俯冲已被证实受(唐杰, 2016)。由 MOO 板块南向俯冲而产生的流体交代岩石圈地幔而使其富集, 而矿田钾玄岩‒高钾钙碱性系列岩浆岩(Zhang et al., 2020)恰好与富集地幔有关。矿田中侏罗世塔木兰沟组(163~165 Ma)与晚侏罗世满克头鄂博组 (152 Ma)间呈角度不整合, 沿小加布果斯‒育良断裂发育有近东西向糜棱岩(化)带, 表明碰撞发生在中侏罗世末‒晚侏罗世早期(图 13b)。矿田塔木兰沟组中基性熔岩中夹有稳定的沉凝灰岩层, 石英二长斑岩(165 Ma)与 A 型花岗岩特征相似, 表明中侏罗世矿田所在的大兴安岭中北部处于拉张的构造背景, 由此推测中侏罗世该区处于弧后引张构造环境(图 13a)。

　　晚侏罗世‒早白垩世大兴安岭中北部分布有变质核杂岩, 并出现双峰式火山岩(张兴洲等, 2007)、 A 型花岗岩、碱性流纹岩(葛文春, 2005)和拉张盆地(Wang et al., 2011), 表明晚侏罗世‒早白垩世该区处于伸展背景(Wang et al., 2019)。矿田正长斑岩(125 Ma)与 A 型花岗岩特征相似和满克头鄂博组(152 Ma) 中发育的碎屑岩表明, 晚侏罗世‒早白垩世该区处于伸展背景。尽管造成如此广泛伸展环境的机制仍有争议(Mao et al., 2019), 但晚中生代火山活动的时空范围为这两种构造体制的影响提供了线索。晚侏罗世和早白垩世的火山活动大部分发生在 EB 和 XB 地区, 主要局限于蒙古‒鄂霍次克缝合带(MOOS) 附近, 表明火山作用与 MO 构造体制而非古太平洋构造体制有关(许文良等, 2013)。综上认为矿田晚侏罗世‒早白垩世岩浆活动形成于 MOO 闭合后的伸展背景, 而古太平洋板块俯冲对该区晚侏罗世‒早白垩世火山‒岩浆活动影响不大。MOO 闭合之后矿田构造背景由挤压转变为伸展, 引起重力崩塌和加厚地壳岩石圈拆沉以及软流圈上涌(图 13c)。在软流圈加热和岩石圈伸展减压的共同作用下, 之前在 MOO 演化过程中被板片俯冲衍生流体交代的岩石圈地幔发生部分熔融。晚侏罗世岩浆演化为富含钼酸性岩浆, 在由挤压向伸展转变的构造背景下, 沿根河断裂上侵形成花岗斑岩和赋存于其中的大加布果斯钼矿床; 早白垩世岩浆演化为中酸性岩浆, 在伸展环境下沿主干断裂及其次级断裂上侵, 形成超浅成中酸性岩浆岩和分布于其远端的或附近的东珺银铅锌矿床。

　　6 结 论

　　(1) 乌尔根矿田石英二长斑岩和正长斑岩锆石 LA-ICP-MS U-Pb 定年结果分别为 165±2.5 Ma 和 125±0.79 Ma, 形成时代分别为中侏罗世和早白垩世。野外观察到正长斑岩与铜铅锌矿(化)体有密切的时空关系, 正长斑岩年龄与区域同类型矿床成矿时限和东珺矿床闪锌矿 Rb-Sr 年龄基本一致。表明东珺矿床形成于早白垩世, 成矿与早白垩世岩浆侵入作用有关。

　　(2) 根据测年结果基本建立了矿田成岩成矿年代格架或序列, 由早到晚依次为: 中侏罗世塔木兰沟组(165~166 Ma)→石英二长斑岩(165 Ma)→晚侏罗世满克头鄂博组(152 Ma)→花岗斑岩与大加布果斯钼矿床(147 Ma)→早白垩世侵入岩(如正长斑岩)与东珺银铅锌矿床(130~125 Ma)。

　　(3) 矿田中生代岩浆岩均是由俯冲相关流体交代的富集岩石圈地幔部分熔融形成的, 不同阶段形成的构造背景不同。中侏罗世岩浆岩形成于弧后引张环境, 而晚侏罗世‒早白垩世岩浆岩及相关矿床形成于 MOO 闭合‒造山后由挤压转化为伸展的构造背景。在岩浆上升到地表的过程中, 经历了不同程度的分离结晶和有限程度的地壳污染。