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  地质通报  2018, Vol. 37 Issue (4): 669-681  
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赵辛敏, 郭周平, 王育习, 高永伟, 张乐, 白赟, 杨生飞. 北祁连甘肃毛藏寺铜-钼矿床花岗质岩石锆石U-Pb年龄、地球化学特征及其地质意义[J]. 地质通报, 2018, 37(4): 669-681.
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Zhao X M, Guo Z P, Wang Y X, Gao Y W, Zhang L, Bai Y, Yang S F. Zircon U-Pb age, geochemical characteristics and geo-logical significance of granitoids in the Maozangsi deposit, Northern Qilian Mountain[J]. Geological Bulletin of China, 2018, 37(4): 669-681.
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基金项目

中国地质调查局项目《祁连成矿带肃南—大柴旦地区地质矿产调查》(编号:DD20160012)

作者简介

赵辛敏(1988-), 男, 硕士, 研究实习员, 从事矿床地球化学研究。E-mail:835177076@qq.com

文章历史

收稿日期: 2017-06-02
修订日期: 2017-07-07
北祁连甘肃毛藏寺铜-钼矿床花岗质岩石锆石U-Pb年龄、地球化学特征及其地质意义
赵辛敏1 , 郭周平1 , 王育习1 , 高永伟1 , 张乐2 , 白赟3 , 杨生飞1     
1. 国土资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室/中国地质调查局西安地质调查中心, 陕西 西安 710054;
2. 长安大学地球科学与资源学院, 陕西 西安 710054;
3. 核工业西藏地质调查院, 四川 成都 610052
摘要: 甘肃毛藏寺铜钼矿是与花岗质岩石有关的斑岩型矿床,矿区内花岗质岩石类型主要为似斑状二长花岗岩和花岗闪长岩。对矿区岩体进行年龄、地球化学研究,以约束其形成时代,并探讨岩石成因及其与成矿的关系。LA-ICP-MS锆石UPb测年分别获得似斑状二长花岗岩与花岗闪长岩谐和年龄为455.8±3.1Ma和425.0±2.8Ma,属于晚奥陶世和晚志留世岩浆活动的产物。地球化学数据显示,似斑状二长花岗岩属于过铝质钙碱性岩浆系列,花岗闪长岩属于准铝质高钾钙碱性岩浆系列,二者均富集大离子亲石元素,亏损高场强元素,稀土元素配分曲线呈右倾型,轻、重稀土元素分馏明显。似斑状二长花岗岩具有弱正Eu异常(δEu=1.18~1.24),显示埃达克岩的地球化学特征,形成于北祁连洋俯冲消减阶段,由俯冲洋壳(含海洋沉积物)部分熔融形成,源区主要残留物为石榴子石。花岗闪长岩显示弱负Eu异常,形成于碰撞后伸展环境,是洋壳板片断离后软流圈上涌诱发的下地壳玄武质岩石部分熔融的产物。似斑状二长花岗岩符合成矿期埃达克岩特征,具有较好的成矿条件。结合前人资料,在北祁连东段寻找和勘查与埃达克岩有关的铜-钼-金矿可能是一个新的方向。
关键词: 花岗质岩石    地球化学    LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄    毛藏寺铜钼矿    北祁连    
Zircon U-Pb age, geochemical characteristics and geo-logical significance of granitoids in the Maozangsi deposit, Northern Qilian Mountain
ZHAO Xinmin1, GUO Zhouping1, WANG Yuxi1, GAO Yongwei1, ZHANG Le2, BAI Yun3, YANG Shengfei1     
1. Key Laboratory for the Study of Focused Magmatism and Giant Ore Deposits/MLR, Xi'an Center of China Geological Survey, Xi'an 710054, Shaanxi, China;
2. School of Earth Science and Resources/Chang'an University, Xi'an 710054, Shaanxi, China;
3. Tibet Geological Research Institute of Nuclear Industry, Chengdu 610052, Sichuan, China
Abstract: The Maozangsi Cu-Mo deposit in Gansu is a porphyry type deposit related to granitoids. Maozangsi granitoids are com-posed of porphyritoid monzogranite and granodiorite. In this paper, zircon U-Pb dating and geochemical study of the Maozangsi granitoids were conducted to constrain its geochronology and discuss petrogenesis and its relationship with mineralization. Zircon LA-ICP-MS dating yielded concordant ages of 455.8±3.1Ma and 425.0±2.8Ma respectively, indicating that the two plutons were formed in Late Ordovician and late Silurian respectively. Geochemical data show that porphyritoid monzogranite is a peraluminous granite and belongs to the calc-alkaline series, whereas granodiorite is a aluminous granite and belongs to the high-K calc-alkaline series. They are characterized by enrichment of LILEs and depletion of HFSEs, with REE patterns exhibiting the right-deviation type and strong fractionation with LREE enrichment. The porphyritoid monzogranite show weak positive Eu anomalies (δEu=1.18~1.24) and geochemical affinity to adakite, probably resulting from the slab melting (including marine sediments) of the subduction of North Qilian Ocean with the residual minerals of garnet in the source. The granodiorite shows weak negative Eu anomalies and was generated in a post-collisional extension setting and derived from partial melting of basaltic rocks in the lower crust induced by asthe-nosphere after the breakup of previously subducted North Qilian oceanic slab. The features of porphyritoid monzogranite are in ac-cordance with the characteristics of ore-forming period adakitic rocks and thus suggest good mineralization conditions. In combina-tion with data obtained from previous studies, the authors hold that it is possible to find Cu-Mo-Au deposits related to adakites in the eastern section of the Northern Qilian Mountain.
Key words: granitoids    geochemistry    LA-ICP-MS zircon U-Pb age    Maozangsi Cu-Mo deposit    Northern Qilian    

北祁连山位于华北板块西南缘,与秦岭、昆仑一起构成中国大陆内部巨型的中央造山带。作为中国重要的加里东期有色金属成矿带,北祁连造山带的工作多围绕火山岩进行,特别是古生代海相火山岩与成矿作用的研究,对造山带内分布的大量花岗岩类及其成矿的研究相对薄弱。花岗岩作为大陆地壳的重要组成部分,蕴含有壳幔演化及其相互作用过程的丰富信息,且与构造演化及成矿作用密切相关。近年来,北祁连花岗岩类的研究取得了一些进展,特别是在通过精确年代学和岩石成因研究对北祁连构造演化及时限进行约束方面[1-7]。然而,与花岗岩类有关的成矿作用研究仍然较少。斑岩型矿床作为最重要的铜钼矿床类型,其研究深度远高于其他类型矿床。基于板块构造理论建立的经典的弧环境下斑岩成矿模型有效地指导了找矿实践,俯冲板片脱水导致交代作用和软流圈地幔楔的部分熔融通常被认为是弧岩浆成因的主要过程[8-14]。近年来的研究发现,最具成矿潜力的含矿斑岩通常具有埃达克岩岩浆的亲和性,而非典型的弧岩浆特征[15]。最近,笔者在北祁连东段甘肃天祝县毛藏寺铜钼矿床的研究中,发现其含矿斑岩具有埃达克岩的地球化学特征,显示出良好的成矿潜力。本文以毛藏寺铜钼矿区花岗质岩石为对象,通过LAICP-MS锆石U-Pb年代学及系统的全岩元素地球化学研究,探讨岩石成因及其与成矿的关系,不仅能为北祁连花岗岩类成矿作用研究提供线索,还可为该区的板块构造演化提供新的资料,同时对拓宽北祁连地区铜钼等矿床的找矿方向有重要意义。

1 区域地质概况

祁连造山带以中祁连北缘断裂和中祁连南缘断裂为界,可分为北祁连造山带、中祁连变质基底和南祁连褶皱带[16]。其中,北祁连造山带是一个具有典型沟-弧-盆体系的早古生代造山带,随着祁连山构造演化从Rodinia超大陆裂解,经早古生代大洋打开、扩张、洋壳俯冲和弧后伸展,直至洋盆闭合、弧-陆碰撞和陆-陆碰撞,火山作用也逐渐从裂谷和大陆溢流玄武质喷发,经大洋中脊型、岛弧和弧后盆地火山活动,转变为碰撞后裂谷式喷发[17]。毛藏寺铜钼矿位于北祁连东段冷龙岭地区(图 1),区域内出露地层主要有下奥陶统阴沟群、中奥陶统中堡群、中上奥陶统天祝组和斯家沟组、上奥陶统斜壕组、中下泥盆统老君山组、石炭系、二叠系等。阴沟群下部为碎屑岩,上部以基性-中性-中酸性火山岩为主,夹绢云千枚岩及硅质板岩。中堡群主要为浅灰绿色变质砂岩夹千枚岩;天祝组主要是紫红色石英砂岩、粉砂岩、泥岩夹紫红色复成分砾岩;斯家沟组主要为浅色泥灰岩夹薄层砂岩、微晶灰岩、粉砂质板岩;统斜壕组主要为灰绿色千枚状板岩夹砂岩、砂质板岩、薄层灰岩、石英砂岩、薄层砂岩;中—下泥盆统老君山组为磨拉石建造;石炭系和二叠系均为碎屑岩夹少量碳酸盐岩、煤线等。本区经历了各板块多次俯冲、碰撞作用,构造运动强烈,褶皱、断裂构造相当发育。区域性褶皱构造主要为冷龙岭复式背斜,呈NW—NNW向延展,走向延伸约42km。区内断裂构造以NWW向、NNW向为主,主要有昌马-俄博-毛毛山断裂、皇城-塔儿庄断裂、武威-天祝断裂、哈溪-大靖断裂。区域内岩浆活动强烈,侵入岩极为发育,以加里东期岩浆作用为主,其次为海西期岩浆作用。其中北祁连东段北缘沿老虎山-毛毛山区域大断裂岩浆侵入活动强烈,在该断裂北侧侵入有基性-超基性、中酸性、酸性岩体。主要分布于莲花山、毛藏寺、直沟、北大坂、银洞沟、干沙沟一带,形成规模巨大的复式岩基。本次研究的毛藏寺铜钼矿区内岩体位于毛藏寺岩基东段,毛藏寺岩基呈不规则的长条状沿毛藏寺古凸起的近轴部呈EW向侵入分布,出露面积约700km2,主要岩性为花岗闪长岩,含少量闪长岩、二长花岗岩[7]。北祁连为中国重要的有色、黑色、贵金属及能源矿产的找矿靶区,其东段毛藏寺一带已发现的矿床、矿(化)点较多,主要矿产为铜、铁、金、稀土、萤石、重晶石等。

图 1 北祁连山地质简图[18] Fig.1 Geological sketch map of Northern Qilian Mountain 1—中新生界;2—晚古生代沉积岩系;3—寒武纪复理石建造;4—奥陶纪火山岩系;5—中寒武世-早奥陶世火山岩系;6—前寒武系;7—前加里东期花岗岩类;8—加里东期花岗岩类;9—加里东期后花岗岩类
2 矿床地质特征

毛藏寺铜钼矿位于天祝县北西方向约85km处,行政区划属甘肃省天祝藏族自治县毛藏乡管辖,由中国建筑材料工业地质勘查中心甘肃总队于2012年发现,矿区出露地层主要为中奥陶统中堡群、下石炭统臭牛沟组和第四系。中奥陶统中堡群大面积布于矿区中南部,为一套浅海相碎屑岩建造,岩性主要由灰绿色变质石英砂岩、变质砂岩、千枚岩等组成。下石炭统臭牛沟组上部为灰色灰岩、页岩、石英砂岩,下部为灰白、灰绿色细砂岩、细-粗粒石英岩、页岩夹砂砾岩、粉砂岩,底部为底砾岩、长石石英杂砂岩,总厚度约为305m,角度不整合于中奥陶统中堡群和奥陶纪岩体之上。第四系全新统主要为风积亚砂土和冲洪积及残坡积物。矿区位于毛藏寺背斜的近轴部,由于岩体侵入及断层破坏,毛藏寺背斜形态不全。区内地层表现为一向南陡倾斜的单斜构造,局部地层产状甚至倒转,倾向北,产状一般为130°~190°∠50°~88°。矿区内没有发现较大规模的断裂构造,无论地表还是深部坑道中,断层延伸均在200m以内,且走向以NW—SE为主,次为NE—SW,近EW向者最不发育。断层普遍有5~200cm宽的破碎带,倾角42°~86°,多具平移性质。矿区位于毛藏寺岩基东段,侵入岩体呈不规则状分布在矿区北部,分布面积约占矿区总面积的一半。岩体与中奥陶统中堡群呈侵入接触关系,下石炭统臭牛沟组不整合于其上。地表出露岩石主要为中细粒花岗闪长岩(图版Ⅰ-b),呈深灰色-灰白色,中细粒花岗结构,块状构造,主要矿物组成为石英(20%~25%)、斜长石(40%~45%)、钾长石(15%左右)、黑云母和角闪石(15%~20%)。地下探矿工程中发现隐伏似斑状二长花岗岩(图版Ⅰ-a),岩石呈浅灰白色,似斑状结构,块状构造,主要矿物组成为石英(25%~30%)、斜长石(25%~30%)、钾长石(30%~35%)、黑云母(约5%)。

图版Ⅰ a.似斑状二长花岗岩;b.花岗闪长岩;c.钾长石化、绢云母化铜钼矿石;d.浸染状铜钼矿石;e、f.黄铜矿-辉钼矿-石英脉

矿体产于似斑状二长花岗岩及其与中奥陶统中堡群的接触部位。共圈定42个矿体,其中铜矿体7个,钼矿体35个,各矿体形态较简单,主要呈似层状、透镜状、脉状等产出,走向NEE,倾向SSW,倾角70°左右。铜矿体长91~156m,厚度多为0.28~3.09m,平均品位0.25%。钼矿体长40~496m,厚度多为0.67~13.57m,平均品位0.086%。矿石类型主要为细脉浸染状矿石(图版Ⅰ-c~f),金属矿物主要有黄铁矿、黄铜矿,辉钼矿、方铅矿、磁铁矿等,脉石矿物主要有石英、钾长石、绢云母、绿泥石、方解石等。矿床围岩蚀变较发育,蚀变范围可达数百米,可分为钾化带、黄铁-绢英岩化带、青磐岩化带等,岩体中存在上述所有蚀变带,围岩中主要为青磐岩化带。另有碳酸盐化、高岭土化在岩石中普遍发育,蚀变强度较弱。

3 样品及分析方法

用于锆石U-Pb测年的似斑状二长花岗岩样品采自矿区坑道内,花岗闪长岩样品采自矿区露天地表。经人工破碎后按照常规方法分选锆石,在双目镜下挑选透明、晶形完好的锆石颗粒,粘于环氧树脂表面,固化后打磨抛光至露出中心平面。然后进行透射光、反射光和阴极发光(CL)照像,结合这些图像选择干净、透明、无裂纹、无包裹体、较自形的锆石进行测定。锆石分选在河北区域地质调查研究所采用浮选和电磁选方法完成。锆石的CL图像在西北大学大陆动力学国家重点实验室电子探针仪加载的阴极发光仪上完成。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年测试分析在西北大学大陆动力学重点实验室完成,采用Agilent 7500型ICP-MS和德国Lambda Physik公司的ComPex 102ARF准分子激光器(工作物质ArF,波长193nm)及MicroLas公司GeoLas 200M光学系统联机进行。激光剥蚀斑束直径为30μm,激光剥蚀样品的深度为20~40μm,以氦为载气。采取单点剥蚀,每完成5个测点的样品测定,加测标样1次。在所测锆石样品分析40个点之前、后各测1次NISTSRM610,锆石年龄计算采用国际标准锆石91500作为外标,元素含量采用NISTSRM610作为外标,29Si作为内标元素进行校正。数据处理采用ICPMSDataCal程序,年龄计算使用Isoplot3.0程序完成。

岩石地球化学样品采集于矿区相对新鲜的岩石,在西安地质调查中心的实验测试中心进行系统的主量、微量及稀土元素分析。主量元素采用X射线荧光法(XRF)在X荧光光谱仪(3080E)上测定,精度优于2%~5%。微量和稀土元素利用电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS)在离子质谱仪(X-series)上测试完成,相对标准偏差小于5%。

4 分析结果 4.1 锆石LA-ICP-MS定年

本文对似斑状二长花岗岩和花岗闪长岩中的锆石进行了U-Pb同位素分析,其结果见表 1。似斑状二长花岗岩和斑状花岗闪长岩样品中锆石以自形粒状为主,颗粒较大,粒径多为60~150μm。阴极发光图像(图 2)揭示,大部分锆石具有清晰的岩浆韵律环带。似斑状二长花岗岩中锆石的U含量为671×10-6~4087×10-6,Th含量为430×10-6~2934×10-6,Th/U值介于0.60~0.86之间,平均值为0.71;花岗闪长岩中锆石的U含量为643×10-6~2112×10-6,Th含量为582×10-6~2344×10-6,Th/U值介于0.69~1.19之间,平均值为0.94,显示岩浆锆石的特点[19]

表 1 毛藏寺矿区花岗质岩石LA-ICP-MS锆石U-Th-Pb分析结果 Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Th-Pb isotopic data of Maozangsi granitoids
图 2 毛藏寺矿区二长花岗岩(a)和花岗闪长岩(b)锆石阴极发光(CL)图像 Fig.2 Zircon CL images of the monzogranite (a) and granodiorite (b) from the Maozangsi deposit

似斑状二长花岗岩样品共测定20个点,1、3、6、7、8、19、20号点的测试异常已删去,剩余13个分析点均投影于谐和线上或其附近,具有非常一致的年龄,变化于450.0±6.6~460.1±7.0Ma之间,其206Pb/238U年龄加权平均值为455.8±3.1Ma(MSWD=1.2)(图 3-a),代表了岩浆结晶年龄,表明其形成于晚奥陶世。花岗闪长岩共测定20个点,11、15号点的测试异常已删去,剩余18个分析点均投影于谐和线上或其附近,代表了岩浆结晶时间,变化于420.3±5.8~428.9±5.6Ma之间,其206Pb/238U年龄加权平均值为425.0±2.8Ma(MSWD=0.18)(图 3-b),表明其形成于晚志留世。

图 3 毛藏寺矿区二长花岗岩(a)和花岗闪长岩(b)锆石U-Pb谐和图 Fig.3 Zircon U-Pb concordia diagrams for the monzogranite (a) and granodiorite (b) from the Maozangsi deposit
4.2 地球化学特征 4.2.1 主量元素

毛藏寺矿区似斑状二长花岗岩的SiO2含量为70.26%~71.07%,Al2O3含量为15.01%~15.18%,MgO含量为0.73%~0.94%,K2O+Na2O含量为6.85%~7.64%,K2O/Na2O=0.51~0.56,铝饱和指数(A/CNK)介于1.08~1.12之间(表 2)。花岗闪长岩的SiO2含量为62.99%~63.36%,Al2O3含量为15.55%~15.74%,MgO含量为3.18~3.47,K2O + Na2O含量为6.60%~6.75%,K2O/Na2O=0.78~0.79,铝饱和指数(A/CNK)介于0.92~0.94之间(表 2)。在SiO2-K2O图解(图 4-a)上,二长花岗岩落在钙碱性系列区域,花岗闪长岩落在高钾钙碱性系列区域。在A/CNK-A/NK图解(图 4-b)上,二长花岗岩落在过铝质区域,花岗闪长岩落在准铝质区域。

表 2 毛藏寺矿区花岗质岩石的主量、微量和稀土元素分析结果 Table 2 Major, trace and rare earth element data of the granitoids from the Maozangsi deposit
图 4 毛藏寺矿区花岗质岩石SiO2-K2O[20](a)及A/CNK-A/NK图解[21](b) Fig.4 SiO2-K2O (a) and A/CNK-A/NK (b) diagrams of the granitoids from the Maozangsi deposit
4.2.2 微量及稀土元素

毛藏寺矿区二长花岗岩和花岗闪长岩在原始地幔标准化微量元素蛛网图上的分布型式相似(图 5-a),二者均强烈富集大离子亲石元素Rb、Th、U、K,而Nb、Ta、P、Ti明显亏损。在稀土元素球粒陨石标准化图解(图 5-b)上,二者曲线呈现相似的右倾型。二长花岗岩的稀土元素总量ΣREE为71.0×10-6~93.5 × 10-6,LREE/HREE值为16.1~17.7,(La/Yb)N=26.7~32.4,显示轻微的正Eu异常(δEu=1.18~1.24)。与二长花岗岩相比,花岗闪长岩稀土元素总量较高,为249×10-6~317×10-6,LREE/HREE值为12.0~13.6,(La/Yb)N值为16.9~20.3,显示较弱的负Eu异常(δEu=0.80~0.84)。二者均呈轻、重稀土元素分馏明显特征,较富集轻稀土元素。

图 5 毛藏寺矿区花岗质岩石微量元素原始地幔标准化蛛网图(a)及稀土元素球粒陨石标准化配分曲线(b)(标准值据参考文献[22]) Fig.5 Primitive mantle-normalized trace element patterns (a) and chondrite-normalized REE patterns (b) of granitoids from the Maozangsi deposit
5 讨论 5.1 岩石成因

埃达克岩(adakite)是Defand等[23]提出的,其原始定义是产生在俯冲消减环境由年轻的俯冲洋壳板片部分熔融产生的,具有独特地球化学特征的一套中酸性火山岩和侵入岩,主量元素以SiO2(≥56%),Al2O3(> 15%),高Na2O(Na2O≥3.5%)和低MgO < 3%为特征。微量元素,高Sr(> 400×10-6),低Y(≤18×10-6)和Yb(≤1.9×10-6),Sr/Y > 20~40,La/Yb > 8~15,一般具有正Eu异常(少数具有极弱负Eu异常)。毛藏寺矿区与成矿有关的似斑状二长花岗岩的地球化学特征符合上述定义,显示毛藏寺矿区含矿斑岩具有埃达克质岩石特征。在Y-Sr/Y和YbN-(La/Yb)N图解(图 6)上,二长花岗岩投影在埃达克岩石区域,花岗闪长岩投影在岛弧岩石区域。

图 6 毛藏寺矿区二长花岗岩和花岗闪长岩的Y-Sr/Y(a)和YbN-(La/Yb)N(b)图解 Fig.6 Y-Sr/Y(a) and YbN-(La/Yb)N(b) diagrams of the monzogranite and granodiorite from the Maozangsi deposit

目前,有关埃达克质岩的成因主要有俯冲洋壳部分熔融成因[23-25]、加厚玄武质下地壳部分熔融成因[26-29]、拆沉下地壳部分熔融成因[30-32],以及洋壳熔体交代地幔在含水条件下部分熔融形成[33-35]。根据毛藏寺矿区与成矿有关的似斑状二长花岗岩地球化学特征,认为其可能起源于俯冲洋壳的熔融。似斑状二长花岗岩地球化学特征富Na、贫K,类似于洋壳组分,不同于由下地壳熔融形成的较富K的埃达克质岩石[23, 27]。实验岩石学研究表明,下地壳部分熔融产生的熔体Mg#值一般小于40,MORB(洋中脊玄武岩)部分熔融产生的熔体Mg#值一般小于45,而Mg#值大于45的埃达克岩可能是初始埃达克质熔体与地幔橄榄岩发生相互反应的缘故[36-37]。毛藏寺矿区似斑状二长花岗岩的Mg#值介于42~51之间,说明其可能由俯冲洋壳熔融形成,并与地幔橄榄岩发生了一定程度的相互作用,导致岩浆中的Mg#值增高,而不可能为加厚玄武质下地壳熔融形成。拆沉下地壳熔融产生的具有埃达克质特征的原始熔体在上升过程中不可避免地与地幔橄榄岩反应,从而获得较高的Mg#[31],但拆沉下地壳来源的埃达克岩通常含有壳源继承锆石,而本次研究中锆石结构均一,没有继承性锆石。此外,拆沉作用一般发生在造山带去根或古老克拉通减薄过程中,毛藏寺矿区似斑状二长花岗岩形成时代为奥陶纪,此时北祁连地区处于沟弧盆演化阶段,其与早古生代岛弧火山岩系密切共生,有理由认为其源岩为俯冲洋壳,而非造山带去根或者古老克拉通减薄环境,也明显不同于中国东部或藏北地区等大陆板块内构造环境形成的埃达克岩,因此不支持是由加厚玄武质下地壳或拆沉下地壳部分熔融形成的。

Martin等[38]通过对300多个产于俯冲带环境的埃达克岩进行统计研究,将埃达克岩分为高硅埃达克岩(HSA)和低硅(LSA)2类,认为高硅埃达克岩为大洋俯冲板片熔融形成,并常与地幔楔发生交换作用,而低硅埃达克岩为俯冲板片熔体交代的地幔熔融形成的,两者在元素地球化学特征上存在一系列差别,并开发了一套判别高硅和低硅埃达克岩的图解。毛藏寺矿区埃达克岩的地球化学特征与高硅埃达克岩(HSA)相符,在判别图上的投影点落入高硅埃达克岩区域(图 7),说明毛藏寺矿区埃达克岩应为大洋俯冲板片熔融的产物,而不是洋壳熔体交代的地幔部分熔融形成。

图 7 毛藏寺矿区埃达克岩地球化学特征图解(底图据参考文献[38]) Fig.7 Geochemical characteristics of adakites in the Maozangsi deposit

俯冲板片玄武岩部分熔融形成的熔体以富Ba、Rb、Sr、U和Pb为特征,而俯冲沉积物部分熔融形成的熔体富Th和LREE[39],因此,用Th/Sm-Th/Yb图可以判断埃达克岩的源区情况。毛藏寺埃达克岩在Th/Sm-Th/Yb图解(图 8)上落在MORB和海洋沉积物熔体连线之上,并处于二者之间,暗示其源岩既有洋壳玄武岩也有海洋沉积物,或称含海洋沉积物的俯冲板片。

图 8 毛藏寺矿区埃达克岩的Th/Sm-Th/Yb图解(N-MORB(正常洋中脊玄武岩)据参考文献[22];GLOSS(全球俯冲沉积物)据参考文献[40]) Fig.8 Th/Yb versus Th/Sm diagram for the adakite in the Maozangsi deposit

矿区成矿埃达克岩富集Sr和Al,且具有微弱的正Eu异常,表明斜长石在残留相中不稳定而进入熔体。当残留相主要为石榴子石时,熔体表现为HREE强烈亏损,此时Y/Yb > 10,(Ho/Yb)N > 1.2,而当残留相主体为角闪石时,形成的熔体具有平坦的HREE配分型式(Y/Yb≈10,(Ho/Yb)N≈1)。毛藏寺矿区埃达克岩Y/Yb=10.3~11.2,(Ho/Yb)N=3.48~3.87,说明其残留相主要为石榴子石。另外,在微量元素蛛网图上还表现出Ba相对于Rb和Th富集,指示角闪石不是主要的残留物,因为角闪石中Ba的分配系数高于Rb和Th[41-42],如果角闪石是主要残留物,则Ba相对于Rb和Th亏损。综上所述,笔者认为,毛藏寺矿区埃达克岩很可能是由俯冲洋壳(含海洋沉积物)部分熔融形成的,源区主要残留物为石榴子石。

花岗闪长岩属于高钾钙碱性系列岩石,具有较高的Mg#值(约57)和Cr、Ni含量,因地壳玄武质岩石部分熔融产生的熔体的Mg#值一般小于45,说明其岩浆形成过程中有地幔物质的加入。高钾钙碱性岩浆主要在2种构造条件下产生,一种是高钾的大陆弧地区,如安第斯;另一种是后碰撞环境,地壳加厚之后的伸展作用导致地幔上升,使镁铁质岩浆成为其基底,这种热量进入到很热的地壳中,会使地壳熔融[43]。夏林圻等[17]认为,北祁连洋的最终闭合发生于445Ma,之后北祁连俯冲大洋板片断离,导致软流圈上涌,诱发碰撞后岩浆活动,晚志留世—早泥盆世(420~400Ma),山体隆升,前期俯冲的壳体(包括洋壳和陆壳)折返,400Ma之后,祁连造山系拆沉、伸展-垮塌,同时伴随有碰撞后花岗质侵入活动。本次研究获得花岗闪长岩成岩年龄为425.0± 2.8Ma,在区域构造演化的年代学框架内可限定其形成于碰撞后环境,在构造判别图解(图 9)中也投影于碰撞后花岗岩区域,结合前人对北祁连碰撞后花岗岩成因及分布特征的研究[7],其岩浆产生的地球动力学机制应为俯冲洋壳的断离作用。因此,矿区花岗闪长岩可能形成于碰撞后伸展环境,是洋壳板片断离后软流圈上涌诱发的下地壳玄武质岩石部分熔融的产物。

图 9 毛藏寺矿区花岗质岩石(Y+Nb)-Rb图解(据参考文献[44]) Fig.9 (Y+Nb)-Rb diagram for the granites in the Maozangsi deposit ORG—洋中脊花岗岩;VAG—火山弧花岗岩;WPG—板内花岗岩;Syn-COLG—同碰撞花岗岩;Post-COLG—后碰撞花岗岩
5.2 与成矿关系

埃达克岩与铜-钼-金矿床密切相关的原因,是埃达克质岩浆与正常长英质岩浆不同,其以高水含量、高氧逸度和富硫为特征[24]。Kay等[45]研究中安第斯新生代火成岩的地球化学与大规模Cu、Au矿化的耦合关系时发现,岩浆的中、重稀土元素比值Sm/Yb具有成矿指示意义,成矿期埃达克岩的Sm/Yb= 3~5可指示源区残留固相从角闪石大量向石榴子石转变的特点。毛藏寺矿区埃达克岩Sm/Yb=4.12~4.65,符合成矿期埃达克岩特征,说明其源区残留相主要为石榴子石,角闪岩相向榴辉岩相转变过程中的脱水作用释放大量的H2O将大大降低MORB的固相线温度,导致洋壳熔融产生富含成矿元素和挥发分的埃达克岩浆,表明毛藏寺含矿斑岩具有较好的成矿条件。另外,板片熔体具高氧逸度,可以携带大量的Fe2O3,当携带大量Fe2O3的板片熔体进入到富金属硫化物的地幔楔时,导致地幔楔橄榄岩氧逸度的增高,地幔中的金属硫化物被氧化,亲铜元素等顺利进入板片熔体或岛弧岩浆中,有利于成矿[25]。前人研究成果表明,北祁连东段已发现来自俯冲洋壳和陆缘加厚下地壳物质部分熔融的2类埃达克岩石[3-6],其中部分岩体,如银硐梁埃达克岩内已发现铜-金矿体[4]。毛藏寺铜钼矿床的发现,表明北祁连东段具有良好的斑岩型铜-钼-金矿床的成矿潜力,在该区可能有更多的埃达克岩有待发现和研究,因此建议加强该区与埃达克岩有关的找矿工作,有望发现一批铜、钼、金矿床。

6 结论

(1)毛藏寺铜钼矿区似斑状二长花岗岩和花岗闪长岩侵位年龄分别为455.8 ± 3.1Ma和425.0 ± 2.8Ma,分别属于晚奥陶世和晚志留世岩浆活动的产物。

(2)成矿的似斑状二长花岗岩属于过铝质钙碱性岩浆系列,具埃达克岩地球化学特征,形成于北祁连洋俯冲消减阶段,由俯冲洋壳(含海洋沉积物)部分熔融形成,源区主要残留物为石榴子石。花岗闪长岩属于准铝质高钾钙碱性岩浆系列,形成于碰撞后伸展环境,是洋壳板片断离后软流圈上涌诱发的下地壳玄武质岩石部分熔融的产物。

(3)毛藏寺铜钼矿区似斑状二长花岗岩符合成矿期埃达克岩特征,具有较好的成矿条件。结合前人资料,在北祁连东段寻找和勘查与埃达克岩有关的铜-钼-金矿可能是一个新的方向。

致谢: 衷心感谢中国地质调查局西安地质调查中心杨合群研究员在成文过程中给予的帮助和指导。

参考文献
[1] 吴才来, 姚尚志, 杨经绥, 等. 北祁连洋早古生代双向俯冲的花岗岩证据[J]. 中国地质, 2006, 33(6): 1197–1208.
[2] 吴才来, 徐学义, 高前明, 等. 北祁连早古生代花岗质岩浆作用及构造演化[J]. 岩石学报, 2010, 26(4): 1027–1044.
[3] 王金荣, 郭原生, 付善明, 等. 甘肃黑石山早古生代埃达克质岩的发现及其构造动力学意义[J]. 岩石学报, 2005, 21(3): 977–985.
[4] 王金荣, 吴春俊, 蔡郑红. 北祁连山东段银硐梁早古生代高镁埃达克岩:地球动力学及成矿意义[J]. 岩石学报, 2006, 22(11): 2655–2664.
[5] 王金荣, 吴继承, 贾志磊. 北祁连山东段苏家山高Mg埃达克岩地球动力学意义[J]. 兰州大学学报:自然科学版, 2009, 44(3): 16–24.
[6] Tseng C, Yang H, Yang H. Continuity of the North Qilian and North Qinling orogenic belts, Central Orogenic System of China: Evidence from newly discovered Paleozoic adakitic rocks[J]. Gondwana Research, 2009(16): 285–293.
[7] 熊子良, 张宏飞, 张杰. 北祁连东段冷龙岭地区毛藏寺岩体和黄羊河岩体的岩石成因及其构造意义[J]. 地学前缘, 2012, 19(3): 214–227.
[8] Sillitoe R. A plate tectonic model for the origin of porphyry copper deposits[J]. Economic Geology, 1972, 67: 184–197. DOI:10.2113/gsecongeo.67.2.184.
[9] Burnham C W. Magmas and hydrothermal fluids[C]//Barnes H L. Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits, 2nd edition. John Wiley and Sons, New York, 1979: 71-13.
[10] Tatsumi Y. Formation of the volcanic front in subduction zones[J]. Geophysical Research Letters, 1986, 17: 717–720.
[11] Peacock S M. Large-scale hydration of the lithosphere above subducting slabs[J]. Chemical Geology, 1993, 108: 49–59. DOI:10.1016/0009-2541(93)90317-C.
[12] Schmidt M W, Poli S. Experimentally based water budgets for dehydrating slabs and consequences for arc magma generation[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1998, 163: 361–379. DOI:10.1016/S0012-821X(98)00142-3.
[13] Grove T L, Chatterjee N, Parman S W, et al. The influence of H2O on mantle wedge melting[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2006, 249: 74–89. DOI:10.1016/j.epsl.2006.06.043.
[14] Grove T L, Till C B, Krawczynski M J. The role of H2O in subduction zone magmatism[J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 2012, 40: 413–439. DOI:10.1146/annurev-earth-042711-105310.
[15] 侯增谦, 莫宣学, 高永丰, 等. 埃达克岩:斑岩铜矿的一种可能的重要含矿母岩——以西藏和智利斑岩铜矿为例[J]. 矿床地质, 2003, 22(1): 1–12.
[16] 冯益民, 何世平. 祁连山大地构造与造山作用[M]. 北京: 地质出版社, 1996: 1-135.
[17] 夏林圻, 李向民, 余吉远, 等. 祁连山新元古代中—晚期至早古生代火山作用与构造演化[J]. 中国地质, 2016, 43(4): 1087–1138.
[18] 李文渊, 郭周平, 王伟. 北祁连山加里东期聚敛作用的构造转换及其成矿响应[J]. 地质论评, 2005, 51(2): 120–127.
[19] Hoskin P W O, Black L P. Metamorphic zircon formation by solidstate recrystallization of protolith igneous zircon[J]. J. Metamorph. Geol, 2000, 18: 423–439.
[20] Rickwood PC. Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides major and minor elements[J]. Lithos, 1999, 22: 247–263.
[21] Preccerillo R, Taylor S R. Geochemistry of Eocene calakaline volcanic rocks from the Kastamonu area, northern Turkey[J]. Contrib. Mineral. Petrol, 1976, 58: 63–81. DOI:10.1007/BF00384745.
[22] Sun S S, McDonough W F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalt: Implications for mantle composition and process[C]//Saunders A D, Norry M J. Magmatism in the Ocean Basins[J]. Spc. Publ. Geol. Soc. Lond., 1989, 42: 313 -345.
[23] Defant M J, Drummond M S. Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere[J]. Nature, 1990, 347(6294): 662–665. DOI:10.1038/347662a0.
[24] Oyarzun R, Marquez A, Lillo J, et al. Giant versus small porphy copper deposits of Cenozoic age in northern Chile: Adakite versus normal calcKalkaline magmatism[J]. Mineralium Deposita, 2001, 36: 794. DOI:10.1007/s001260100205.
[25] Mungall J E. Roasting the mantle: Slab melting and the genesis of major Au and Au-rich Cu deposits[J]. Geology, 2002, 30(10): 915–918. DOI:10.1130/0091-7613(2002)030<0915:RTMSMA>2.0.CO;2.
[26] Atherton M P, Petford N. Generation of sodium- rich magmas from newly underplated basaltic crust[J]. Nature, 1993, 362: 144–146. DOI:10.1038/362144a0.
[27] 张旗, 王焰, 钱青, 等. 中国东部中生代埃达克岩的特征及其构造-成矿意义[J]. 岩石学报, 2001, 17(2): 236–244.
[28] 王强, 赵振华, 熊小林, 等. 底侵玄武质下地壳的熔融:来自沙溪adakite质富钠石英闪长玢岩的证据[J]. 地球化学, 2001, 30(4): 353–362.
[29] Chung S L, Chu M F, Zhang Y Q, et al. Tibetan tectonic evolution inferred from spatial and temporal variations in post-collisional magmatism[J]. Earth Science Reviews, 2005, 68(3/4): 173–196.
[30] Xu J F, Shinjo R, Defant M J, et al. Origin of Mesozoic adakitic intrusive rocks in the Ningzhen area of east China: partial melting of delaminated lower continental crust?[J]. Geology, 2002, 30(12): 1111–1114. DOI:10.1130/0091-7613(2002)030<1111:OOMAIR>2.0.CO;2.
[31] Gao S, Rudnick R L, Yuan H L, et al. Recycling lower continental crust in the North China craton[J]. Nature, 2004, 432: 892–897. DOI:10.1038/nature03162.
[32] Wang Q, Xu J F, Jian P, et al. Petrogenesis of adakitic porphyriesin an extensional tectonic setting, dexing, South China: Implications for the genesis of porphyry copper mineralization[J]. Journal of Petrology, 2006, 47(1): 119–144. DOI:10.1093/petrology/egi070.
[33] Shirey S B, Hanson G N. Mantle- derived Archaean monozodiorites and trachyandesites[J]. Nature, 1984, 310(5974): 222–224. DOI:10.1038/310222a0.
[34] Stern R A, Hanson G N. Archean high-Mg granodiorite: A derivative of light rare earth element-enriched monozodiorite of mantle origin[J]. Journal of Petrology, 1991, 32(1): 201–238. DOI:10.1093/petrology/32.1.201.
[35] Hirose K. Melting experiments on lherzolite KLB-1under hydrous conditions and generation of high-magnesian andesitic melts[J]. Geology, 1997, 25(1): 42–44. DOI:10.1130/0091-7613(1997)025<0042:MEOLKU>2.3.CO;2.
[36] Kay R W, Kay S M. Delamination and delamination magmatism[J]. Tectonophysics, 1993, 19: 177–189.
[37] Rapp R P, Shimizu N, Norman M D, et al. Reaction between slab-derived melts and peridotite in the mantle wedge: Experimental constraints at 3.8Ga[J]. Chem. Geol., 1999, 160: 335–356. DOI:10.1016/S0009-2541(99)00106-0.
[38] Martin H, Smithies R, Rapp R, et al. An overview of adakite, tonalite-trondhjemite-granodiorite(TTG), and sanukitoid: Relationships and some implications for crustal evolution[J]. Lithos, 2005, 79(1): 1–24.
[39] Hawkesworth C, Turner S, Peate D, et al. Elemental U and Th variations in island arc rocks: Implications for U-series isotopes[J]. Chem. Geol., 1997, 139: 207–221. DOI:10.1016/S0009-2541(97)00036-3.
[40] Plank T, Langmuir C H. The chemical composition of subducting sediment and its consequences for the crust and mantle[J]. Chem. Geol, 1998, 145: 325–394. DOI:10.1016/S0009-2541(97)00150-2.
[41] Green T H. Experimental studies of trace-element portioning applicable to igneous petrogenesisi- Sedona 16 years later[J]. Chem. Geol, 1994, 117: 1–36. DOI:10.1016/0009-2541(94)90119-8.
[42] Foley S F, Jackson S E, Fryer B J, et al. Trace element artition coefficients for clinopyroxene and phlogopite in an alkaline lamprophyre from Newfoundland by LA-ICP-MS[J]. Geochim. Cosmochim. Acta, 1996, 60: 629–638. DOI:10.1016/0016-7037(95)00422-X.
[43] Pitcher W S. The nature and origin of granite(2nd edition)[M]. Chapman and Hall, Landon, 1997.
[44] Pearce J A. Sources and setting of granitic rocks[J]. Episodes, 1996, 19: 120–125.
[45] Kay S M, Mpodozis C. Central Andean ore deposits linked to evolving shallow subduction systems and thickening crust[J]. GSA Today, 2001, 11(3): 4–9. DOI:10.1130/1052-5173(2001)011<0004:CAODLT>2.0.CO;2.