内蒙古白乃庙铜.docx
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内蒙古白乃庙铜
内蒙古白乃庙铜-金-钼矿床成矿机制——来自流体包裹体和He-Ar同位素的证据
周振华1),车合伟2),欧阳荷根1),马星华1)
1)中国地质科学院矿产资源研究所,国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室,北京,100037;
2)中国地质大学(北京)地球科学与资源学院,北京,100083
内容提要:
白乃庙铜-金-钼矿是华北板块北缘中段一个重要矿床,其矿化特征既显示斑岩型蚀变特征,同时又表现出明显的后期造山作用改造的特点。
本次研究通过系统的流体包裹体显微测温、激光拉曼和气液相色谱分析揭示其成矿流体为中-低温、中低盐度的CO2(CO)-H2O-CH4(C2H2+C2H4)-NaCl-CaCl2体系,流体混合作用和CO2逃逸为成矿主要因素。
富还原性流体的存在可能促使气相流体携带大量的Cu、Au等成矿元素迁移至较远点的白乃庙群地层,沿着片理或裂隙沉淀成矿。
对不同成矿阶段矿石中黄铁矿的He-Ar同位素组成测试结果显示白乃庙矿床黄铁矿流体包裹体的3He/4He比值在0.06~0.71Ra之间,40Ar/36Ar比值为375.5~1436.3,指示成矿体系由不同性质和组成的两个端元流体混合而成,即混入了类似于MORB型地幔端元的高温高盐度流体和富含地壳放射成因氦但具有空气氩同位素组成特征的低温大气降水。
白乃庙矿床属受后期造山作用改造的斑岩型铜-金-钼矿床,形成于古亚洲洋板块持续向南俯冲背景。
关键词:
He-Ar同位素;还原性流体;叠加改造;白乃庙铜-金-钼矿床;内蒙古
白乃庙铜-金-钼矿床是华北北缘中段一个重要矿床,由于矿床的形成经历了复杂的构造演化阶段(ShaoJi’an,1991;NieFengjunetal.,1993),成矿作用也表现出一些特殊现象,其矿化特征既显示斑岩型蚀变特征,同时又表现出明显的后期造山作用改造的特点。
尽管前人对该矿床开展了大量的矿床地质特征(WuGanguoetal.,1989;LiJinwenetal.,2007)、地球化学(NieFengjunetal.,1994,1995;ZhaoYunetal.,2014)、成矿流体(LiWenboetal.,2007)、成岩成矿时代(NieFengjunetal.,1990;LiWenboetal.,2008;Lietal.,2012;ZhaoYunetal.,2013;FengXiaoxietal.,2014;LiJunjianetal.,2015)等方面的研究工作,但关于矿床的成因仍存在较大分歧,主要观点集中在:
(1)海底喷流沉积(变质)型(NieFengjunetal.,1993);
(2)斑岩-火山热液复合型(NieFengjunetal.,1994);(3)海相火山沉积(变质)-热液叠加复合型(LiDongxuandWuGanguo,1987;LiJinwenetal.,2007);(4)造山型(LiWenboetal.,2007,2008);(5)斑岩型(MengLiangyi,1997;LiChaoyangetal.,2000;NiuFengjunetal.,2004;Lietal.,2012,2015)或者说是RuiZhongyaoetal.(1984)所提出的“白乃庙式”斑岩铜-金-钼矿床。
不同学者甚至同一学者对矿床的研究过程中提出了不同的成因认识,足以可见该区成矿地质构造背景的复杂性和矿化类型的特殊性。
矿床的成因类型和成矿机制的争议影响到对矿床成矿作用的正确认识,也严重制约了外围及深部找矿工作。
总体而言,矿床成因争议的焦点在于白乃庙矿床南、北矿段矿化表现形式显著不同,虽然前人对该矿床开展过成矿流体和成矿物质来源方面的研究,但由于缺乏对南、北矿段成矿流体的系统对比研究,因此,对于南、北矿段是否为同一成矿系统尚未明确。
是否由于还原性流体的存在(富含大量CH4、C2H2+C2H4和CO等,下文详述),使得气相流体更易携带大量的Cu和Au,而使其无法富集在液相流体中,而随着富气相流体迁移至较远点的白乃庙群地层沉淀成矿?
矿床成矿金属物质来源是什么,是否来源于深部斑岩岩浆亦或是古老的下地壳物质?
围绕这些重要科学问题,本次研究对白乃庙矿床南、北矿段及含矿斑岩开展了系统的野外地质调查,显微测温、激光拉曼、气/液相成分质谱分析,对比了成矿流体性质差异,对硫化物矿石进行了He-Ar同位素组成测试,以期解决困扰矿床成因认识的问题,为矿区进一步的找矿勘查工作提供重要的理论依据。
1区域地质背景
白乃庙地区大地构造位置位于华北北缘中段增生造山带,其南侧为赤峰-白云鄂博断裂带,北侧为温都尔庙俯冲-增生杂岩带(Xiaoetal.,2003;图1a)。
该地区经历了陆壳裂解、洋壳扩张、陆壳增生、板内构造活动等多个构造演化阶段,构造-岩浆活动强烈(ShaoJi’an,1991;LuQietal.,1992;Sengöretal.,1993;SengŏrandNatal’in,1996;Xiaoetal.,2003;Zhouetal.,2012)。
区内断裂构造和褶皱构造发育,以北西西向-近东西向断裂为主,断裂延伸150km以上,具多期活动特点,对控制地层分布、岩浆活动和变质活动等方面起着主导作用。
区域出露的地层主要为中元古代白云鄂博群、温都尔庙群,古生界白乃庙群、白银都西群、徐尼乌苏组板岩、千枚岩、变砂岩及安山质火山岩,上石炭统阿木山组杂砂岩、凝灰质砂岩、泥板岩、下二叠统三面井组硬砂岩、凝灰质砂岩夹灰岩,以及零星分布的中生界侏罗系满克头鄂博组陆相火山凝灰岩夹凝灰质砂岩和第四系地层(图1b)。
白云鄂博群为一套浅变质或未变质的沉积岩系,主要为陆源碎屑岩、泥页岩、碳酸盐岩,局部可见少量火山岩,是古元古代末华北克拉通化基础上发育起来的中元古代裂陷槽,与志留系顶部西别河组呈逆断层接触(LiuChangfengetal.,2014)。
温都尔庙群主要由下部桑达来音组变质玄武岩、安山岩、中部哈尔哈达组含放射虫的铁硅质建造,和上部哈尔哈达组绿泥绢云母石英片岩组成(BGMRIMAR,1991),其南侧与白银都西群呈断层接触,北部或顶部为上石炭统灰岩不整合覆盖。
白音都西群的岩石组合主要为变质石英砂岩、黑云母石英片岩和斜长角闪岩,其中变质石英砂岩的碎屑锆石的U-Pb年龄集中在450~480Ma(GuCongnanetal.,2012)。
白乃庙群是绿片岩、长英片岩等浅变质岩组合,其中绿泥阳起斜长片岩和绿泥斜长片岩的锆石U-Pb年龄为488~492Ma(ZhouZhenhuaetal.,Unpublisheddata),原岩主要为中基性火山碎屑岩和熔岩,具有安第斯型火山岩的特征。
图1内蒙古白乃庙地区大地构造位置图(a)(据Xiaoetal.,2003修改)和区域地质简图(b)(据柳长峰等,2014修改)
1-南蒙古生代大陆边缘;2-南蒙古生代弧增生杂岩;3-索伦克尔缝合带晚古生代增生杂岩;4-华北早古生大陆边缘;5-华北前寒武纪克拉通;6-蛇绿岩;7-高压变质岩;8-中新元古界白云鄂博群;9-古生界白音都西群;10-奥陶系白乃庙群;11-志留系徐尼乌苏组;12-志留系西别河组;13-石炭系本巴图组;14-二叠系三面井组;15-侏罗系大青山组;16-新近系汉诺坝组;17-奥陶纪花岗闪长岩;18-奥陶纪石英闪长岩;19-二叠纪花岗岩
Fig.1Tectoniclocation(a)(afterXiaoetal.,2003)andregionalgeologicalmap(b)(afterLiuetal.,2014)oftheBainaimiaoarea,InnerMongolia
1-PaleozoiccontinentalmarginofSouthMongolia;2-Paleozoicarc-accretioncomplexofsouthMongolia;3-LatePaleozoicaccretioncomplexofSolonkermultiplesuturezone;4-EarlyPaleozoiccontinentalmarginofNorthChina;5-PrecambriancratonofNorthChina;6-Ophiolite;7-High-pressuremetamorphicrocks;8-Middle-lateProterozoicBayanOboGroup;9-PaleozoicBaiyinduxiGroup;10-OrdovicianBainaimiaoGroup;11-SilurianXuniwusuFormation;12-SilurianXibieheFormation;13-CarboniferousBenbatuFormation;14-PermianSanmianjinFormation;15-JurassicDaqingshanFormation;16-NeogeneHannuobaFormation;17-Ordoviciangranodiorite;18-Ordovicianquartzdiorite;19-Permiangranite
区内岩浆岩广泛发育,主要有两期岩浆活动:
(1)加里东期-华力西期,岩石组合为黑云母花岗闪长岩、石英闪长岩、斜长花岗岩、花岗闪长斑岩等(TongYingetal.,2010),主要分布于乌兰哈达断裂和徐尼乌苏断裂之间以及徐尼乌苏断裂以北的地区(图1b);
(2)印支期-燕山期,岩石组合为黑云母花岗岩、正长花岗岩、黑云母花岗岩、花岗斑岩、石英闪长岩等(WangZhongjie,2011),主要分布于徐尼乌苏断裂带以北(图1b)。
2矿床地质特征
白乃庙矿床位于内蒙古四子王旗白音朝克图苏木,现已发现可开采铜金属储量51×104t,平均品位0.8%,金储量19.1t,品位1~6g/t,伴生钼、银等(LiWenboetal.,2007)。
矿区出露的地层(图2)主要有古生界白银都西群、白乃庙群、中志留统徐尼乌苏组、下二叠统三面井组以及上侏罗统大青山组等。
其中以白乃庙群地层分布范围最广,构成主要的赋矿围岩。
白乃庙群由一套中浅变质的绿片岩、长英片岩组成,共划分为5个岩性段,在矿区呈近EW向分布,其中第一、三、五岩段以绿片岩为主,第二、四岩段以长英片岩为主,局部夹薄层含铁石英岩。
东西向断裂是矿区内的主要构造,北东向和近南北向断层亦较发育并且对矿体发生不同程度破坏作用,特别是斜切本区的北东向白乃庙断层将东西向连续分布的铜矿带分为南东和北西两部分,不仅破坏了矿带的连续性,而且致使Ⅳ、Ⅴ、Ⅵ矿段走向偏离主矿带延伸方向,呈北西向分布,而靠近断层的Ⅶ矿段变为近南北走向。
岩浆岩主要为石英闪长岩、花岗闪长斑岩及白云母花岗岩,含少量花岗斑岩。
其中,花岗闪长斑岩呈NWW-近EW向分布于矿区中部和北部,空间上与北矿带关系密切,在南矿带Ⅵ、Ⅶ矿段的深部亦见有与矿化关系密切的花岗闪长斑岩岩枝。
图2内蒙古白乃庙铜-金-钼矿区地质图
Fig.2GeologicalmapoftheBainaimiaoCu-Au-Modeposit,InnerMongolia
依据各矿段矿体空间展布形态和地质特征,可将整个矿床划分为南矿带和北矿带,迄今已查明南、北矿带共由12个矿段组成,能够单独圈定的铜、钼矿体共有724个。
南矿段矿体多以雁行状排列的似层状、扁豆状、透镜状和脉状体在绿片岩内产出(图3a),其产状与区域构造线方向和近矿围岩层理一致;北矿带各矿段中,铜、钼矿体分布零星且多分布在花岗闪长斑岩体内(图3b)。
矿石矿物主要为黄铜矿、黄铁矿、辉钼矿、磁铁矿,次要矿物为磁黄铁矿、闪锌矿、方铅矿、斑铜矿、辉钴矿和自然金,脉石矿物主要有石英、方解石、黑云母、钾长石、绢云母、白云母、绿帘石、绿泥石、石膏等。
矿床围岩蚀变较为发育,主要有钾长石化、黑云母化,硅化-绢云母化,绿泥石-绿帘石化和碳酸岩化、泥化等,其中南矿段以黑云母化和硅化为主,北矿段以石英-钾长石化、石英-绢云母化为主,蚀变分带较明显。
钾长石化、硅化与成矿关系密切,碳酸岩化与成矿关系不大,主要为成矿后期蚀变。
图3内蒙古白乃庙矿床Ⅴ矿段Ⅴ勘探线剖面图(a)和Ⅻ矿段XIII勘探线剖面图(b)(据ZhaoYunetal.,2014修改)
Fig.3ExplorationprofileinlineⅤfromtheoresectionⅤ(a)andinlineXIIIfromtheoresectionⅫ(b)oftheBainaimiaodeposit,InnerMongolia(modifiedafterZhaoetal.,2014)
矿床受构造挤压作用明显,矿石和围岩均表现出定向拉伸的细脉状、条带状现象(图4a、4e)。
根据野外和显微镜下观察,初步将矿化分为3个阶段:
早阶段石英-黄铁矿阶段,主要矿石矿物以黄铁矿为主,少量黄铜矿,黄铁矿多呈细脉状、条带状沿绿片岩层理产出(图4a、4f),局部可见石香肠构造;中阶段石英-硫化物阶段,该阶段的主要金属矿物以黄铜矿、辉钼矿为主,黄铁矿、方铅矿、闪锌矿次之(图4b、4g),可见辉钼矿沿绿片岩的裂隙面贯入(图4c、4h),脉石矿物主要为石英、方解石等;晚阶段石英-碳酸盐岩阶段,表现为厚大的石英脉、方解石脉,脉宽5~10cm,石英、方解石晶形完整,矿化较弱,黄铜矿、黄铁矿、斑铜矿等呈细脉状、星点状分布(图4d、4i),常穿切早阶段石英和中阶段硫化物。
图4白乃庙铜-金-钼矿床野外地质和显微照片:
(a)-早阶段细脉状黄铁矿沿绿片岩片理发育;(b)-中阶段产于钾化带中的石英脉型黄铜矿矿石;(c)-中阶段辉钼矿-黄铁矿-黄铜矿矿石呈片状沿裂隙面发育;(d)-晚阶段发育于厚大石英脉中的脉状黄铁矿-黄铜矿-斑铜矿矿石;(e)-绿片岩中矿物呈定向拉伸条带状构造;(f)-早阶段自形-半自形黄铁矿与黄铜矿共生;(g)-中阶段细脉状黄铜矿穿切早阶段黄铁矿;(h)-中阶段辉钼矿、黄铜矿和黄铁矿共生矿石;(i)-晚阶段细脉状黄铜矿、斑铜矿穿切早阶段黄铁矿
Fig.4FieldandmicroscopicphotosoftheBainaimiaoCu-Au-Modeposit:
(a)-Theveinletpyriteofearlymineralizationstagedevelopedalongthefoliationofgreenschist;(b)-Thequartz-veintypechalcopyriteoresofmiddlestageformedinpotassiczone;(c)-Themolybdenite-pyrite-chalcopyriteofmiddlemineralizationstagedevelopedalongthecrackface;(d)-Thevein-typechalcopyriteandborniteoflatemineralizationphaseformedinthelargequartzvein;(e)-Orientedbandedstructureinthegreenschist;(f)-Symbioticeuhedral-subhedralpyriteandchalcopyriteofearlystage;(g)-Thechalcopyriteveinletsofmiddlestagecutthepyriteofearlystage;(h)-Parageneticmolybdenite,chalcopyriteandpyriteoresofmiddlestage;(i)-Thechalcopyrite,borniteveinletsoflatestagecutthepyriteofearlystage
3样品及分析方法
白乃庙矿区主矿体断续分布于东西长10km,南北宽2~3km的狭长地带内,南矿段由Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ、Ⅵ、Ⅶ、Ⅹ、Ⅺ共8个矿段组成,北矿段包括Ⅷ、Ⅸ、Ⅻ、XIII等4个矿段。
为了保证样品的代表性,本次研究所选用的样品来自白乃庙矿区南、北矿段不同矿段的露天采场和井下巷道,样品新鲜。
选取了不同矿段、不同成矿阶段的石英、方解石等透明矿物磨制了流体包裹体片40余片,为了保证实验数据的可靠性,本文尽量选择长径大于5μm的样品,从中挑选代表性样品21件进行了显微测温和激光拉曼探针成分,同时,对12件样品进行了气/液相成分色谱分析。
另外,对8件来自不同矿段和成矿阶段的典型矿石中的黄铁矿进行了氦-氩同位素组成分析。
3.1流体包裹体显微测温
显微测温测试在中国地质大学(北京)流体包裹体实验室完成,流体包裹体显微测温仪器为LinkamTHMSG-600型冷热台,其温度范围为-196~600℃,该冷热台在0~-196℃温度区间的测定精度为±0.5℃,0~+600℃温度区间为±2℃。
熔融包裹体测温在英国产LinkamTS1500热台上进行,可测温范围为室温至+1500℃。
对H2O-NaCl型流体包裹体,盐度可根据冰点温度查表换算(Bodnar,1993),该表基于公式:
WNaCl=0.00+1.78X-4.42×10-2X2+5.57×10-4X3,其中X为冰点温度的绝对值(Halletal.,1988);对含子矿物包裹体,盐度可通过子晶融化温度(T)换算(Halletal.,1988),公式为:
WNaCl=26.242+4.928×10-3T+1.420×10-4T2-2.330×10-7T3+4.129×10-10T4+6.295×10-13T5-1.967×10-15T6+1.112×10-18T7(当0.1℃≤T≤801℃)。
3.2包裹体激光拉曼测试
流体包裹体原位激光拉曼探针分析在核工业北京地质研究院完成,使用LABHR-VISLabRAMHR800型显微激光拉曼光谱仪,光源为yag晶体倍频固体激光器,激光波长为532nm,功率为50MW,实验室温度为25℃,湿度为50%。
对流体包裹体中近30个包裹体的进行了分析,扫描波段范围100~4200cm-1。
3.3包裹体气、液相质谱测试
流体包裹体的气相及离子色谱分析是在国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室完成的,气相色谱所用仪器为GC-2010型气相色谱仪。
样品预处理为:
将石英样品装入烧杯,加入王水30mL、去离子水20mL,电热板80~100℃保温3h,其间勤于搅拌,倾去酸液,用去离子水洗涤样品,直到洗涤液电导与去离子水电导一致,用去离子水浸泡过夜,定量滤纸过滤后将试样于90~95℃烘干4h,干燥后备用(YangDanetal.,2007)。
流体包裹体的离子色谱分析程序为称取适量经过清洗的试样于瓷皿中,加盖置于马弗炉中,于450~500℃下加热0.5h,使包裹体充分爆裂,冷却后将试样倒入石英烧杯中,加适量纯水,置于超声波清洗器中,数分钟后取出,将溶液倒入样品管,如此4次,制成大约30mL溶液,继续浸取3次,制成空白溶液,将已处理过的空白溶液及试样溶液进行测试。
实验所用仪器为ShimadzuHIC-SPSuper型离子色谱仪。
3.4He-Ar同位素测试
硫化物He-Ar同位素组成测试在国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室完成,采样IIelixSFT稀有气体质谱仪测试。
系统由压碎、纯化和质谱系统组成。
测试在高真空下完成,压碎和纯化系统真空n×10-7Pa,质谱系统真空在n×10-8Pa。
质谱离子源采用Nier,灵敏度对He在800μA阱电流时好于2×10-4amps/Torr,对Ar在200μA阱电流时好于1×10-3amps/Torr。
40Ar静态上升率小于1×10-12cm3SPT/min,36Ar本底小于5×10-14cm3SPT。
法拉第杯分辨率>400,离子计数器分辨率>700,可将3He与4He、HD+H3与3He峰完全分开。
实验过程中首先将高纯度40~60目样品清洗、烘干,取0.5~1.0g装入不锈钢坩埚再移到压碎装置中,密封并加热去气、抽真空。
随后压碎样品,多级纯化包裹体气,分离出纯He和Ar。
He模式下,4He信号用法拉第杯接收,3He用离子倍增器接收。
离子源电压4.5kV,电流1218μA,trap电压15.56V,电流450μA。
Ar模式下,40Ar和36Ar用法拉第杯接收,38Ar用倍增器接收。
离子源电压4.5kV,电流454μA,trap电压15.02V,电流200μA。
利用当天空气标准的测试结果和空气标准值校正样品测试结果。
空气的3He/4He标准值采用1.4×10-6,40Ar/36Ar和36Ar/38Ar标准值采用295.5和5.35。
利用0.1mL标准气4He(52.3×10-8cm3SPT)和40Ar(4.472×10-8cm3SPT)含量、标准气和样品的同位素信号强度以及样品压碎后过筛100目以下的质量标定样品中4He和40Ar含量。
4测试结果
4.1流体包裹体
4.1.1岩相学研究
包裹体岩相学特征在显微镜下对双面抛光的薄片观察得到。
本次研究的包裹体绝大多数为原生包裹体,约占98%以上,形状多为圆形、椭圆形、纺锤形、负晶形和不规则形,包裹体大多在几微米到几十微米(其中70%以上为6~10μm,25%以上达到10~30μm,少数包裹体较大,达到40~55μm),气液比多集中在5%~30%。
根据室温下包裹体的物理相态不同,依据Roedder(1984)提出的流体包裹体在室温下的相态分类准则,将原生包裹体分为富液相水溶液包裹体(L型)、富气相水溶液包裹体(V型)、含子矿物多相(S型)等3类包裹体,以L型包裹体为主。
此外,有少量的纯气相包裹体(PV型),多属次生包裹体,与成矿关系并不密切,故不做详细讨论。
对主要的包裹体类型现分述如下:
图5内蒙古白乃庙铜-金-钼矿床流体包裹体显微照片
(a)、(b)-L型包裹体;(a)-L型“卡脖子”包裹体群;(d)-V型包裹体;(e)-S型包裹体;(f)-PV型包裹体
Fig.5PhotomicrographsshowinginclusionsfromtheBainaimiaoCu-Au-Modeposit
(a),(b)-L-typefluidinclusions;(c)-L-type“bottle-neck”fluidinclusiongroup;(d)-V-typefluidinclusions;(e)-S-typefluidinclusions;(f)-PV-typefluidinclusions
L型富液相包裹体由气相和液相组成,气液比小于50%,多为5%~25%。
包裹体个体相差悬殊,3~55μm(图5a~c),是白乃庙矿床中最发育的流体包裹体类型,占包裹体总数的95%左右。
加热后均一为液相,少数临界均一。
包裹体形态为椭圆形、长条形、圆形、纺锤形和负晶形,呈群状、面状及孤立状分布。
偶尔可见“卡脖子”包裹体群(图5c),表明可能受到后期热液活动扰动的影响。
V型富气相包裹体由气相和液相组成,气相比例较高,气液比
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