王雅美 尹繼元 袁超 肖文交 陳文 蔡克大 楊雪葉 陶再禮

1. 中國地質(zhì)大學(xué)(北京)地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京 100083

2. 中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所，自然資源部深地動力學(xué)重點實驗室，北京 100037

3. 中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所，同位素地球化學(xué)國家重點實驗室，廣州 510640

4. 中國科學(xué)院新疆生態(tài)與地理研究所新疆礦產(chǎn)資源研究中心，烏魯木齊 830011

5. 中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，巖石圈演化國家重點實驗室，北京 100029

斑巖型鉬礦床是全球Mo金屬最主要的來源之一(Hart, 2007; Sillitoe, 2010)，通常形成于俯沖帶上方的巖漿弧中或俯沖后碰撞帶中(Richards, 2009; Wilkinson, 2013)。已有研究表明，成礦巖體通常就位于3～5km深度(Sillitoe, 2010; 陳華勇和吳超, 2020)，礦床平均厚度為2km(Aliyarietal., 2020)。世界范圍內(nèi)保存完好的斑巖型礦床大多形成于中-新生代(Singeretal., 2008)，而多數(shù)古生代及其以前的斑巖型礦床常常受到長期的剝蝕而消失殆盡(Kesler and Wilkinson, 2006; Wilkinson and Kesler, 2007)。然而，還是有少量古老的斑巖型礦床得以保存下來(如內(nèi)蒙古泥盆紀奧尤陶勒蓋銅金礦床，新疆天山晚古生代的土屋-延?xùn)|斑巖銅礦床和西準噶爾晚古生代蘇云河斑巖型鉬礦床等)，這些礦床的儲量巨大，具備一定的經(jīng)濟價值。前中生代斑巖型礦床經(jīng)過長期的構(gòu)造演化而保存良好，必定存在特殊的保存條件，研究古老斑巖型礦床成礦后的剝露和去頂過程是理解其保存條件的關(guān)鍵。

近二十年來，低溫?zé)崮甏鷮W(xué)(裂變徑跡和(U-Th)/He定年)分析技術(shù)已經(jīng)逐步發(fā)展成熟，并被廣泛應(yīng)用到礦床地質(zhì)領(lǐng)域(McInnesetal., 2005; 袁萬明, 2016; Yinetal., 2019)。磷灰石(AFT)和鋯石(ZFT)裂變徑跡和鋯石 (U-Th)/He(ZHe)方法能有效提取礦床成礦期后的不同時間和溫度區(qū)間內(nèi)的熱演化信息(Reinersetal., 2004; McInnesetal., 2005; Enkelmann and Garver, 2016)。傳統(tǒng)的鋯石U-Pb同位素體系具有較高的封閉溫度，主要記錄火成巖的侵位時代，含鉀礦物的40Ar/39Ar測年(如：角閃石、黑云母和鉀長石40Ar/39Ar)主要記錄熱液蝕變和成礦時代，結(jié)合含礦巖體或圍巖中鋯石和磷灰石等礦物的 (U-Th)/He和裂變徑跡測年，可以獲取金屬礦床礦化、蝕變以及后期剝露過程完整的時間-溫度信息。

本文以新疆西準噶爾晚古生代的蘇云河斑巖型鉬礦為例，通過該礦床的鋯石 (U-Th)/He以及鋯石和磷灰石裂變徑跡熱年代學(xué)的研究，結(jié)合前人已發(fā)表的輝鉬礦Re-Os和鋯石U-Pb年齡來約束該礦床形成和熱液演化過程，旨在揭示礦床埋藏與剝露過程，探討其特殊的礦床保存條件。

1 區(qū)域地質(zhì)背景與礦床地質(zhì)特征

1.1 區(qū)域地質(zhì)背景

西準噶爾地區(qū)位于中國新疆維吾爾自治區(qū)境內(nèi)，處于準噶爾盆地、天山和阿爾泰山、哈薩克斯坦地體所包圍的一個三角形區(qū)域(圖1)，是巴爾喀什-西準噶爾成礦帶的重要組成部分(朱永峰, 2014; Shenetal., 2015; 申萍等, 2015)。以NEE向謝米斯臺斷裂為界，西準噶爾劃分為北部和南部(Xuetal., 2012)。西準噶爾北部的謝米斯臺和薩吾爾兩條斷裂控制著該地區(qū)巖漿巖的分布(Chenetal., 2010)。

圖1 中亞造山帶構(gòu)造簡圖(a, 據(jù)Jahn et al., 2000修改)和西準噶爾地區(qū)地質(zhì)簡圖(b, 據(jù)Yin et al., 2017修改)TC-塔里木克拉通；NCC-華北克拉通Fig.1 Simplified tectonic divisions of the Central Asian Orogenic Belt (a, modified after Jahn et al., 2000) and simplified geological map of the West Junggar (b, modified after Yin et al., 2017)TC-Tarim Craton; NCC-North China Craton

西準噶爾南部NE向的大斷裂(如達拉布特斷裂、安齊斷裂、瑪伊勒斷裂和巴爾魯克斷裂等)十分發(fā)育(圖1b)，表現(xiàn)為多組、多期次的時空分布特征，對區(qū)內(nèi)地層、巖漿巖、構(gòu)造形態(tài)及成礦等起著重要的控制作用。區(qū)域內(nèi)廣泛分布泥盆-石炭系地層，其中巴爾魯克山位于西準噶爾西南部，主要出露中泥盆統(tǒng)巴爾魯克組、上泥盆統(tǒng)鐵列克組、下石炭統(tǒng)姜巴斯套組等地層。西準噶爾地區(qū)晚古生代花崗巖廣泛分布，這些花崗巖的形成時代主要集中在早石炭世(ca. 340～320Ma)和晚石炭世至早二疊世(ca. 310～290Ma)(韓寶福等, 2006; Gengetal., 2009; Chenetal., 2010; 尹繼元等, 2013)。

晚古生代以來，西準噶爾地區(qū)主要經(jīng)歷了俯沖增生、洋盆關(guān)閉、走滑和逆沖推覆等多個階段(Allenetal., 1995)。達拉布特斷裂在二疊紀經(jīng)歷了左旋走滑，使克拉瑪依西巖體偏移了100km(Allenetal., 1995; Chouletetal., 2012)。古地磁資料顯示，西準噶爾相對于西伯利亞在早二疊世經(jīng)歷了逆時針旋轉(zhuǎn)，而NW向的北天山斷裂則發(fā)育右旋走滑(Wangetal., 2007; Chouletetal., 2011)。準噶爾盆地地震剖面顯示，西準噶爾在二疊紀被推覆到準噶爾盆地基底巖石之上(Lietal., 2017)。中亞造山帶西段多數(shù)近直立的韌性剪切帶的黑云母40Ar/39Ar年齡在290～245Ma之間，如額爾齊斯斷裂在二疊紀(290～265Ma)發(fā)生了地殼尺度的逆沖(Briggsetal., 2007)，北天山剪切帶北部在245Ma之前發(fā)生了區(qū)域性的右旋走滑事件(Charvetetal., 2007)。這些斷層活動表明新疆北部在二疊至三疊紀期間發(fā)生了廣泛變形。這種變形在整個中亞地區(qū)主要表現(xiàn)為走滑作用，并伴隨著收縮變形或伸展變形(Gillespieetal., 2017, 2020)。而構(gòu)造地質(zhì)學(xué)、古地磁學(xué)、地震等地質(zhì)資料也顯示，西準噶爾在中生代發(fā)生構(gòu)造活化(Chouletetal., 2013)，主要表現(xiàn)為區(qū)內(nèi)大型斷裂均發(fā)生了右旋走滑作用(余養(yǎng)里, 2016)。有學(xué)者認為蒙古-鄂霍茲克海的閉合和歐亞板塊南緣的地塊間碰撞的遠程效應(yīng)波及中亞西部，包括準噶爾地區(qū)(Hendrixetal., 1992; Sobel and Arnaud, 1999; Jolivetetal., 2001; Gongetal., 2021)，使西準噶爾地區(qū)在中生代構(gòu)造活動非常活躍，并引發(fā)該地區(qū)整體抬升和夷平作用(Dumitruetal., 2001; 李瑋等, 2007; 李麗等, 2008; Lietal., 2014)。

1.2 礦床地質(zhì)特征

蘇云河斑巖型鉬礦位于巴爾魯克斷裂北側(cè)(圖1、圖2)，礦區(qū)主要出露地層為中泥盆統(tǒng)巴爾魯克組，由凝灰?guī)r和安山質(zhì)凝灰?guī)r等組成(鐘世華等, 2015)。NE向斷裂構(gòu)造在礦區(qū)內(nèi)十分發(fā)育，控制著含礦帶的分布，礦化主要發(fā)生在長英質(zhì)巖石及其圍巖中(圖2)。礦區(qū)內(nèi)共出露三個花崗斑巖體，分別為Ⅰ號、Ⅱ號和Ⅲ號巖體，其中Ⅱ號巖體出露面積最大。三個巖體均呈巖株狀侵入到中泥盆統(tǒng)地層中。礦化主要發(fā)生在斑巖體及其接觸的圍巖中，礦體呈水平-緩傾的巨厚層狀或似層狀，主要賦存在中泥盆統(tǒng)巴爾魯克組火山沉積巖中，部分賦存于花崗斑巖及花崗閃長斑巖體中(圖2)。礦體與圍巖無明顯界限，呈漸變接觸關(guān)系，目前已探明的鉬儲量為57萬t。

圖2 蘇云河斑巖型鉬礦礦區(qū)地質(zhì)圖(據(jù)Shen et al., 2017修改)Fig.2 Geological map of Suyunhe porphyry molybdenum deposit (modified after Shen et al., 2017)

礦石礦物包括輝鉬礦、白鎢礦、黃鐵礦和黃銅礦，以及少量的輝銅礦、斑銅礦、鈦鐵礦和磁黃鐵礦。脈石礦物以石英、鉀長石、斜長石和黑云母為主。鉬礦化主要出現(xiàn)在石英脈和細脈中(Shenetal., 2017)。鉬礦化相關(guān)的圍巖蝕變包括鉀質(zhì)、綠泥石-白云母和千枚巖蝕變。在熱液活動的初始階段，鉀質(zhì)蝕變廣泛發(fā)育，后被綠泥石-白云母蝕變和火山碎屑圍巖中的千枚巖蝕變疊加。綠泥石-白云母蝕變具有綠泥石+白云母+伊利石+石英+鈦石的礦物組合，以黑云母部分至完全轉(zhuǎn)變?yōu)榫G泥石、斜長石轉(zhuǎn)變?yōu)榧毩０自颇负鸵晾癁榇怼Ｇ稁r蝕變具有白云母+伊利石+石英+黃鐵礦的礦物組合，廣泛存在于火山碎屑圍巖中(Shenetal., 2017)。鐘世華等(2015)將蘇云河鉬礦成礦過程劃分為3個階段。早期流體以巖漿水為主，發(fā)育石英-鉀長石脈、石英-鉀長石-(黃鐵礦)-輝鉬礦脈、鉀長石脈和無礦石英脈；中期流體以巖漿水和大氣水的混合水為主，主要發(fā)育石英-輝鉬礦-黃鐵礦脈、石英-輝鉬礦脈和石英-黃鐵礦脈和無礦石英脈；晚期流體的混合水中，大氣水的比例增加，為中低溫、低鹽度流體，主要發(fā)育石英-碳酸鹽脈、石英-黃鐵礦脈和無礦石英脈。中期為主要成礦階段，而晚期脈體中幾乎沒有礦化。

楊猛等(2015)和Shenetal.(2017)通過測定花崗巖樣品的鋯石U-Pb年齡限定了侵入巖的活動年限為294～309Ma。Shenetal.(2013)和鐘世華等(2015)報道蘇云河鉬礦中輝鉬礦的Re-Os加權(quán)年齡分別為301±4Ma和295±2Ma，表明礦化發(fā)生于晚石炭世-早二疊世。對含礦斑巖及圍巖中的流體包裹體進行成礦條件分析顯示，主要成礦階段流體均一溫度為240～443℃，壓力77.3～81.3MPa，對應(yīng)成礦深度為1.9～4.8km(楊志強等, 2012; 鐘世華等, 2015)。

2 樣品與測試方法

2.1 樣品描述

本次研究采集了4件花崗質(zhì)巖石樣品開展低溫?zé)崮甏鷮W(xué)研究，采樣位置見圖2，分別為石英閃長玢巖(WJ16-02)、微細粒斑狀二長花崗巖(WJ16-06)、二長閃長玢巖(WJ16-07)和二長花崗巖(WJ17-11)。所有樣品均為斑狀或似斑狀結(jié)構(gòu)，斑晶含量為35%～45%，斑晶礦物主要為斜長石(20%～30%)、鉀長石(少量)、石英(約10%)、角閃石(5%～10%)和黑云母(少量)?；|(zhì)主要由斜長石組成(20%～50%)，含少量鉀長石、角閃石、石英、黑云母。樣品中的黑云母等暗色礦物普遍被白云母及綠泥石交代呈假象(圖3)。4件樣品均有不同程度礦化，其中樣品WJ16-07較為明顯，含有大量立方體晶形的黃鐵礦、輝鉬礦顆粒，部分白云母被碳酸鹽巖礦物交代，有輕微綠泥石化。樣品WJ16-06和WJ17-11中穿插有大量石英細脈，綠泥石化蝕變較強。樣品的基本情況見表1。

表1 蘇云河鉬礦樣品位置和熱年代學(xué)分析方法匯總Table 1 Summary of sample localities and thermochronological analysis in the Suyunhe Mo deposit

圖3 蘇云河地區(qū)花崗質(zhì)巖石的正交偏光鏡下照片(a、b)石英閃長玢巖(WJ16-02)；(c、d)二長花崗巖(WJ16-06)；(e、f)二長閃長玢巖(WJ16-07). Ksp-鉀長石；Pl-斜長石；Bi-黑云母；Chl-綠泥石；Hbl-角閃石；Mus-白云母；Cbn-碳酸鹽Fig.3 Microscopic photos of granitic rocks in the Suyunhe area (under CPL)(a, b) quartz diorite porphyrite (WJ16-02); (c, d) monzodiorite porphyrite (WJ16-06); (e, f) monzogranite (WJ16-07). Ksp-K-feldspar; Pl-plagioclase; Bi-biotite; Chl-chlorite; Hbl-hornblende; Mus-muscovite; Cbn-carbonate

2.2 樣品測試方法

2.2.1 鋯石和磷灰石裂變徑跡測年

裂變徑跡分析是在美國亞利桑那大學(xué)地球科學(xué)系完成，鋯石和磷灰石顆粒通過外探測器方法進行測年。磷灰石顆粒被安裝在環(huán)氧樹脂、 氧化鋁和金剛石中拋光，然后在20±1℃下用5.5M的HNO3蝕刻20±0.5秒，顯示出自發(fā)裂變徑跡。鋯石顆粒固定在全氟烷氧基樹脂上，使用金剛石進行拋光，而后在鋯坩堝 220℃條件下使用KOH-NaOH共晶熔體蝕刻3～36小時(Gleadowetal., 1986)。最佳刻蝕時間取決于樣品的年齡和輻射損傷，需要通過重復(fù)刻蝕和每隔3～6小時觀察監(jiān)測。在美國俄勒岡州立大學(xué)Triga反應(yīng)堆進行照射，中子通量使用歐洲標準物質(zhì)和測量研究所(IRMM)的鈾玻璃IRMM 540R進行監(jiān)測。照射后通過用48% HF刻蝕20分鐘揭示出誘發(fā)徑跡。最后利用奧林巴斯BX61顯微鏡和Kinetek自動分級系統(tǒng)計算自發(fā)和誘發(fā)的裂變徑跡密度。裂變徑跡的長度和Dpar值使用FTStage軟件進行校準，裂變徑跡年齡采用Hurford and Green (1983)推薦的Zeta校準方法IUGS計算，以獲得±1σ誤差的中心年齡。根據(jù)Hurford (1990)的建議，通過反復(fù)校準包括Durango、Fish Canyon磷灰石和Fish Canyon鋯石在內(nèi)的大量國際公認的年齡標準，獲得了磷灰石和鋯石IRMM 540R和IRMM541 Zeta校準因子分別為351.9±3.8和116.0±1.3。詳細分析流程依據(jù)Thomson and Ring (2006)的標準。

2.2.2 鋯石(U-Th)/He測年

鋯石(U-Th)/He測年在美國科羅拉多大學(xué)波爾得分校熱年代學(xué)研究和儀器實驗室完成。鋯石顆粒首先在顯微鏡下進行挑選，主要觀察鋯石顆粒的尺寸，形狀和包裹體等情況。由于α粒子的射出效應(yīng)的存在，需要對實測年齡進行校正。將挑選好的鋯石顆粒進行拍照，并在鏡下測量鋯石顆粒的長、寬和高及錐體的長度，根據(jù)測量結(jié)果計算α校正系數(shù)。完成測量后鋯石顆粒裝入鈮囊中。用四極質(zhì)譜儀來測定4He/3He值，4He含量用同位素稀釋法測定。完成4He含量分析后，鋯石顆粒需要經(jīng)歷多次消解。第一次消解時樣品中加入200μL含235U-230Th-145Nd稀釋劑的HF酸。將小瓶加蓋，堆放在125mL的聚四氟乙烯瓶中，然后放置在高壓釜(Parr)中，在220℃下消解72小時。消解過的溶液在90℃的熱盤上蒸干后，加入200μL 7:1 HNO3:HF的混合液，然后加蓋，在90℃的熱盤消減4個小時。礦物溶解后用1～3mL的雙去離子水稀釋，使用Agilent 7900型四極桿電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(Q-ICP-M_S)進行U、Th和Sm含量分析。詳細的分析流程請參考Johnsonetal.(2017)。

3 測試結(jié)果

3.1 裂變徑跡測年結(jié)果

3.1.1 磷灰石裂變徑跡測年結(jié)果

本文采集的4件樣品均進行了磷灰石裂變徑跡分析。在每個樣品中挑選出20個質(zhì)量良好的磷灰石顆粒進行測試，測試結(jié)果如表2和圖4所示。4件樣品的平均裂變徑跡長度為13.4～14.0μm，均顯示為較窄的單峰分布(圖4)，暗示樣品快速通過部分退火帶(Gleadowetal., 1986; 呂紅華等, 2013)。所有樣品均通過卡方檢驗(P(χ2)>5%，表2)，顯示了單一的單顆粒年齡，即樣品的年齡可以反映其經(jīng)歷的構(gòu)造熱事件。樣品的中心年齡分別為190±13.8Ma(樣品WJ16-02)、126±7.3Ma(樣品WJ16-06)、186±13.9Ma(樣品WJ16-07)和146±6.1Ma(樣品WJ17-11)。4件樣品的平均Dpar值在2.02～2.45μm之間，大于標準礦物磷灰石的蝕刻半徑(Donlicketal., 1999, 2005)，表明其較高的耐退火率。

圖4 蘇云河斑巖鉬礦區(qū)磷灰石裂變徑跡年齡雷達圖(左)和徑跡長度分布圖(右)Fig.4 Radial plots (left) and track length distribution (right) of apatite fission track of the Suyunhe Mo deposit

3.1.2 鋯石裂變徑跡測年結(jié)果

樣品WJ17-11進行了鋯石裂變徑跡分析。在樣品中挑選14個質(zhì)量良好的鋯石顆粒進行測試，所有單顆粒年齡分布在193～317Ma之間，且通過卡方檢驗(P(χ2)>5%)，說明單顆粒年齡聚合性較好。中心年齡采用IUGS推薦的Zeta校準方法計算(Hurford and Green, 1983)，本次實驗鋯石的Zeta值為116.0±1.3，其中心年齡為247±15.8Ma(表2)。

3.2 鋯石(U-Th)/He測年結(jié)果

樣品WJ16-06的鋯石(U-Th)/He分析結(jié)果見表3。4個鋯石顆粒的(U-Th)/He年齡分別為209±1Ma、208±2Ma、238±2Ma、239±2Ma(表3)，其加權(quán)平均年齡為224±1Ma。該樣品的單顆粒ZHe年齡或者加權(quán)年齡都明顯比其鋯石U-Pb年齡更年輕，表明這些數(shù)據(jù)是可靠的，能反映巖體就位以來的冷卻過程。

表3 蘇云河鉬礦的鋯石(U-Th)/He結(jié)果Table 3 Zircon (U-Th)/He results from the Suyunhe Mo deposit

3.3 HeFTy軟件模擬

本文使用HeFTy軟件對樣品進行熱歷史模擬，以便更好地了解樣品所經(jīng)歷的時間-溫度信息。輸入數(shù)據(jù)包括磷灰石裂變徑跡的單顆粒年齡、長度、蝕刻半徑以及C軸投影夾角等。擴散動力學(xué)模型引自Ketchametal.(2007)的多元動力學(xué)模型，動力學(xué)參數(shù)用Dpar值，初始徑跡長度為16.3μm(Donelicketal., 1999)。長度擬合最優(yōu)方程選用Kolmogorov-Smirnov Test，計算方法選擇Monte Carlo(Ketchametal., 2009)。起始點限制條件為溫度280～320℃，年齡260～280Ma(圖5)，溫度的限制必須高于ZFT封閉溫度，年齡的限制范圍是ZFT和鋯石U-Pb的年齡之間。同時假定模擬終點的地表溫度為20±3℃。其中模擬結(jié)果分為良好熱歷史曲線(GOF>0.5)和較好熱歷史曲線(GOF>0.05)。每件樣品的模擬直到良好路徑達到100條時才會停止，模擬結(jié)果見圖5。其中，最佳擬合路徑和加權(quán)平均路徑分別用黑色和藍色曲線標注。本研究熱史模擬年齡的GOF值均大于0.9，徑跡長度GOF值大于0.6，說明本次熱模擬結(jié)果可信。AFT、ZFT、ZHe的封閉溫度區(qū)間分別為60～110℃、210～270℃、160～200℃(Gleadowetal., 1986; Green, 1989; Corrigan, 1991)。由于裂變徑跡在高于封閉溫度時退火作用幾乎在瞬時發(fā)生，而低于封閉溫度時退火速率極低(Gleadowetal., 1986)，因此，退火模型僅在封閉溫度(PAZ)范圍內(nèi)有效，不應(yīng)過度解釋PAZ以外獲得的冷卻曲線。本文的熱歷史模擬結(jié)果顯示蘇云河斑巖鉬礦經(jīng)歷了一期快速冷卻，即中三疊世至早白堊世(240～120Ma)。

圖5 蘇云河鉬礦花崗質(zhì)巖石樣品的熱歷史模擬結(jié)果紫色區(qū)域代表擬合良好；綠色區(qū)域代表擬合可接受；藍色線代表加權(quán)平均路徑；黑色線代表最佳擬合曲線；方框代表模擬初始值限制；4個樣品均輸入AFT年齡作為初始條件；GOF代表擬合良好值；TL代表徑跡長度.封閉溫度范圍為：AFT：60～110℃，ZHe: 160～200℃，ZFT：210～270℃Fig.5 Results of HeFTy thermal history modeling of selected granitic samples from the Suyunhe porphyry Mo deposit

3.4 剝露速率計算

本文使用礦物對法、年齡-封閉溫度法和熱史模擬法計算蘇云河鉬礦的剝露速率(丁汝鑫等, 2007; 常遠和周祖翼, 2010; 呂紅華等, 2013)。礦物對法是指對同一樣品采用不同方法進行測年，而后根據(jù)封閉溫度差和年齡差的比來計算剝露速率。年齡-封閉溫度法為已知樣品年齡和封閉溫度，假定區(qū)域的地溫梯度和當(dāng)今地表溫度來計算剝露速率。而熱史模擬法是根據(jù)模擬曲線及冷卻區(qū)間的劃分來計算剝露速率。因此，熱史模擬法較之其他兩種方法，更能體現(xiàn)每個階段的剝露速率和揭頂量的差異。由于AFT、ZHe和ZFT的封閉溫度分別為60～110℃、160～200℃和210～270℃(Hurford and Green, 1983; Ketchametal., 1999; Reinersetal., 2004; Enkelmann and Garver, 2016)，計算時，AFT、ZHe與ZFT的封閉溫度分別取85℃、180℃和240℃，計算結(jié)果見表4。根據(jù)熱史模擬法的計算結(jié)果，蘇云河鉬礦在中二疊世-早白堊世(240～120Ma)的剝露速率為49.0～56.7m/Myr，在早白堊世至今(120～0Ma)的剝露速率為6.7～21.7m/Myr。

表4 基于年齡-封閉溫度法、礦物對法和熱史模擬法估算蘇云河斑巖型鉬礦不同時期的剝露速率Table 4 Denudation rate of different periods from the Suyunhe porphyry Mo deposit based on age-closure temperature, mineral pairs and thermal modeling method

4 討論

4.1 蘇云河斑巖型鉬礦的巖漿-熱液演化過程

斑巖型礦床主要形成于匯聚板片邊緣，是復(fù)雜巖漿和熱液過程的產(chǎn)物，其就位古深度通常小于6km(Wilkinson and Kesler, 2007; Richards, 2009; Sillitoe, 2010; Cookeetal., 2014)。準確掌握巖漿-熱液-冷卻過程是探索斑巖礦床形成、演化和保存機制的基礎(chǔ) (McInnesetal., 2005; Wilkinson and Kesler, 2009)。傳統(tǒng)鋯石U-Pb同位素體系具有較高的封閉溫度，主要記錄火成巖的侵位時代(Cherniak and Watson, 2001)，輝鉬礦Re-Os年齡，鋯石裂變徑跡和(U-Th)/He年齡主要記錄成礦和熱液活動時代(Green, 1989; Suzukietal., 1996)。楊猛等(2015)報道了蘇云河鉬礦區(qū)I#含礦花崗巖體的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為309±4Ma。而Shenetal.(2017)得到蘇云河花崗巖和花崗閃長巖的SIMS鋯石U-Pb年齡為298～294Ma。這些鋯石U-Pb年齡結(jié)果表明，蘇云河鉬礦區(qū)侵入巖巖漿活動時限為晚石炭-早二疊世。Shenetal.(2013)和鐘世華等(2015)報道蘇云河鉬礦中輝鉬礦的Re-Os加權(quán)年齡分別為301±4Ma和295±2Ma，表明礦化發(fā)生于晚石炭世晚期到早二疊世。蘇云河鉬礦區(qū)花崗巖的侵位時限與成礦年齡在誤差范圍內(nèi)一致，表明這些花崗巖可能與鉬礦化密切相關(guān)。另外，蘇云河礦床綠泥石化蝕變廣泛發(fā)育。三種類型的綠泥石化蝕變被識別出來，分別為綠泥石化蝕變Ⅰ、Ⅱ和Ⅲ型。Ⅰ型綠泥石賦存于深部花崗巖中，以原生黑云母或角閃石的置換為特征。除綠泥石蝕變外，絹云母蝕變常被觀察到，并取代花崗巖中的斜長石或長石；Ⅱ型綠泥石主要賦存于含礦石英脈或細脈中，Ⅱ型綠泥石與輝鉬礦有密切的關(guān)系，因此它們的化學(xué)成分可以用來測定鉬礦化的物理化學(xué)條件；Ⅲ型綠泥石也伴有絹云母。但它們賦存于淺層火山沉積序列中，并形成蝕變邊，與貧瘠的石英脈或細脈接壤(鐘世華等, 2015; Caoetal., 2020)。類型Ⅱ的綠泥石化蝕變是相對高的溫度(319～353℃)，與所測量的流體包裹體溫度一致(鐘世華等, 2015; Caoetal., 2020)。而類型Ⅰ和Ⅲ綠泥石化蝕變的溫度較低(247～319℃)。鋯石裂變徑跡的封閉溫度剛好可以控制晚期綠泥石化蝕變的上限，這表明該礦床的低溫蝕變不晚于240Ma。因此，蘇云河斑巖型礦床可能經(jīng)歷了長期的(>55Myr)蝕變過程。

4.2 蘇云河斑巖型鉬礦的礦床保存和剝露史

通常，巖漿從巖漿房上侵到淺部地殼過程中，由于巖漿與圍巖巨大的溫度差，導(dǎo)致巖漿與圍巖之間快速的熱傳導(dǎo)過程而快速降溫，其冷卻速率可達1000℃/Myr，甚至更高(McInnesetal., 2005; Harrisetal., 2008; Fuetal., 2010; Lietal., 2014)。蘇云河花崗巖和花崗閃長巖從鋯石U-Pb(298～294Ma)到ZFT(247±16Ma)封閉溫度的平均冷卻速率僅為10.1～19.7℃/Myr，比典型的斑巖型礦床小兩個數(shù)量級。這可能有以下三種原因：(1)花崗巖就位較深，圍巖溫度大于ZFT部分保留區(qū)，導(dǎo)致ZFT系統(tǒng)長時間沒有計時；(2)花崗巖的ZFT年齡被成礦后巖漿熱液事件所重置；(3)成礦后接受了較厚的埋藏，礦體被埋藏至較深的位置，埋藏溫度高于ZFT的部分保留區(qū)，重置了ZFT年齡。根據(jù)邵潔璉計算成礦壓力和深度的經(jīng)驗公式(楊志強等, 2012)，獲得蘇云河斑巖鉬礦成礦深度為1.9～4.8km(鐘世華等, 2015)。假定地表溫度為20℃，地溫梯度為25℃/km。蘇云河斑巖鉬礦最大侵位深度對應(yīng)的圍巖溫度為140℃左右。花崗巖的形成溫度明顯高于圍巖溫度。因此，這些花崗巖只是淺部就位，第一種可能排除。蘇云河地區(qū)已報道的最年輕的鋯石U-Pb年齡為293.7±2.3Ma(Shenetal., 2017)，在早二疊世之后沒有巖漿活動的證據(jù)，而且也沒有受到后期流體交代的跡象，第二種可能也排除。西準噶爾在晚石炭至早二疊世主要為伸展背景(Gengetal., 2009; Yinetal., 2010; 尹繼元等, 2013)，十分有利于接受沉積。由于斷裂構(gòu)造作用，西準噶爾在～285～260Ma經(jīng)歷了普遍剝蝕過程(Gillespieetal., 2020)，這可能為礦區(qū)之上的蓋層提供了物源。此外，位于準噶爾盆地西南端的石炭紀碎屑巖樣品的熱歷史模擬也顯示，它們經(jīng)歷了二疊紀至中三疊世的埋藏過程，該樣品至少被加熱至～120℃，導(dǎo)致其AFT年齡重置(Glorieetal., 2019)。因此我們認為，蘇云河鉬礦可能也經(jīng)歷了一期快速埋藏過程，其溫度超過ZFT的部分保留區(qū)，導(dǎo)致其年齡重置。

以地溫梯度25℃/km和ZFT封閉溫度210～270℃計算(Hurford and Green, 1983; Brandonetal., 1998)，若要重置ZFT年齡，樣品的溫度至少到達270℃，對應(yīng)最大的埋藏深度為10km(圖6a, b)。根據(jù)WJ16-06和WJ17-11兩組樣品的礦物對計算結(jié)果，蘇云河鉬礦208～126Ma的冷卻速率為1.1℃/Myr，247～146Ma的冷卻速率為1.5℃/Myr，明顯低于晚石炭-中三疊世期間的冷卻速率，說明中三疊世以來礦體和圍巖的溫度已經(jīng)基本平衡。因此，厚埋藏應(yīng)該發(fā)生于中三疊世之前。斑巖的侵位古深度為1.9～4.8km，需要在晚石炭至中三疊世期間覆蓋約5.2～8.1km的蓋層。

圖6 蘇云河斑巖型鉬礦侵位、埋藏和剝露模型圖縱坐標是以294Ma時古地表海拔為0km設(shè)置的參考系.(a)花崗巖質(zhì)巖漿侵入到中泥盆統(tǒng)地層中，巖漿作用和成礦作用幾乎同時形成；(b)礦床在早二疊世-中三疊世之間接受了較厚的沉積；(c)中三疊世-早白堊世期間經(jīng)歷了快速的快速剝露過程；(d)早白堊世以后經(jīng)歷緩慢剝露過程Fig.6 Schematic diagrams of emplacement, burial and exhumation of the Suyunhe porphyry Mo deposit

自中三疊世開始，礦床進入快速冷卻階段。對準噶爾盆地西北緣的物源研究表明，在這一階段西準噶爾為盆地提供了大量的碎屑沉積(蔚遠江等, 2020)。熱史模擬結(jié)果和沉積學(xué)證據(jù)均表明，礦床在三疊紀至早白堊世發(fā)生了快速冷卻。根據(jù)熱史模擬法的計算結(jié)果，蘇云河鉬礦中三疊世-早白堊世(240～120Ma)的剝露速率為49.0～56.7m/Myr，揭頂量為7.4～9.2km(圖6c)。

早白堊世之后，礦床進入緩慢冷卻階段，蘇云河鉬礦所受剝蝕作用明顯減緩。根據(jù)熱史模擬法的計算結(jié)果，其平均剝露速率為6.7～21.7m/Myr，較之中三疊世-早白堊世已經(jīng)明顯減緩。在緩慢冷卻階段，該地區(qū)的揭頂量為0.8～2.6km。此外，準噶爾盆地的沉積學(xué)相關(guān)研究表明，白堊紀末期以來，準噶爾盆地受全球氣候變冷和青藏高原隆升共同影響，干旱化程度不斷加強(王熠哲等, 2019)，這種干旱性氣候在中生代晚期及新生代一定程度上限制了西準噶爾的剝蝕作用(Pullenetal., 2020)。這些證據(jù)表明蘇云河鉬礦在晚白堊世之后經(jīng)歷了緩慢剝露過程，直至裸露至地表(圖6d)。

4.3 西準噶爾中生代快速冷卻事件

目前，一些學(xué)者認為西準噶爾地區(qū)中生代經(jīng)歷快速冷卻過程(Yinetal., 2018)，也有學(xué)者認為是緩慢冷卻過程(Gillespieetal., 2020)。本文獲得的ZFT、ZHe和AFT年齡結(jié)果表明西準噶爾地區(qū)經(jīng)歷了漫長的中生代冷卻過程(247～126Ma)。熱模擬也顯示該地區(qū)經(jīng)歷了一期連續(xù)的冷卻和剝露過程(圖7)。樣品WJ16-06和WJ17-11使用礦物對法計算結(jié)果表明，其在224～126Ma和246～145Ma期間的冷卻速率分別為1.1℃/Myr和1.5℃/Myr，指示了相對快速的冷卻。這些結(jié)果與準噶爾盆地在中生代接受了巨厚的沉積一致。比如：準噶爾盆地西北緣的紅山嘴地區(qū)在三疊紀持續(xù)拗陷并發(fā)生沉積補償，湖盆內(nèi)充填巨厚的三疊-白堊系沉積(高陽等, 2016)。這些中生代沉積巖物源來自于西北地區(qū)，由厚層的礫巖和沉積角礫巖組成，巖石成分成熟度差、碎屑顆粒分選差，均支持這一期的快速剝露(Hendrixetal., 1992)。另外，前期在西準噶爾包古圖地區(qū)也獲得相似的中生代的ZHe和AHe熱年代學(xué)數(shù)據(jù)(Yinetal., 2018)。這表明這一時期的快速冷卻不僅僅局限于蘇云河地區(qū)，而是整個西準噶爾地區(qū)。前人的研究顯示，西準噶爾地區(qū)中生代經(jīng)歷多期次的快速冷卻事件，可能與區(qū)域南部的遠程效應(yīng)有關(guān)(如：羌塘和昆侖-柴達木碰撞或者羌塘和拉薩碰撞)(Hendrixetal., 1992; Dumitruetal., 2001)。然而，西準噶爾在二疊-三疊紀呈現(xiàn)由NW向SE的逆沖、旋轉(zhuǎn)的區(qū)域構(gòu)造(何登發(fā)等, 2018)，這些構(gòu)造活動并非受到由南向北的擠壓應(yīng)力而形成的。本文的研究結(jié)果表明，單一的構(gòu)造事件的遠程效應(yīng)很難解釋如此漫長的冷卻過程。相比而言，區(qū)域內(nèi)走滑-逆沖斷層的活動可能更好地解釋這期冷卻過程。

圖7 蘇云河鉬礦綜合的熱史模擬匯編黑色圓點表示樣品處于封閉溫度區(qū)間中間時的年齡Fig.7 Interpreted thermal history of the Suyunhe Mo deposit derived from the modeling

首先，本文在蘇云河地區(qū)獲得的磷灰石裂變徑跡數(shù)據(jù)(190～126Ma)和西準噶爾南部地區(qū)獲得的磷灰石(U-Th)/He數(shù)據(jù)(237～120Ma)都比較分散(Yinetal., 2018)。Gillespieetal.(2020)在西準噶爾地區(qū)也獲得比較分散的磷灰石裂變徑跡結(jié)果(307～177Ma)(圖8)。而熱模擬結(jié)果也顯示西準噶爾地區(qū)經(jīng)歷漫長的中生代快速冷卻過程(圖5、圖7)。其次，西準噶爾地區(qū)在晚古生代末期到中生代由廣泛發(fā)育走滑斷層轉(zhuǎn)換為走滑逆沖斷層(Allenetal., 1995; Allen and Vincent, 1997; Laurent-Charvetetal., 2003; Chouletetal., 2012)，并發(fā)育多組逆沖推覆體，由西向東依次為塔爾巴哈臺-薩吾爾推覆體、巴爾魯克-謝米斯臺推覆體、加依爾推覆體，呈前展式活動，紅車斷裂帶、克百斷裂帶和烏夏斷裂帶處于沖斷前鋒部位，同時伴有地塊旋轉(zhuǎn)(何登發(fā)等, 2018)。第三，準噶爾盆地西北緣在三疊紀發(fā)生了強烈擠壓變形，侏羅-白堊紀雖然構(gòu)造作用有所減弱，但地層內(nèi)部存在多期局部不整合，說明局部的斷層活動仍然活躍(隋風(fēng)貴, 2015; 胡小文等, 2020)。最后，Yangetal.(2012)通過地震剖面分析顯示，準噶爾盆地南隆起的斷裂活動時限一直持續(xù)到白堊紀。西準噶爾東南緣斷裂帶在三疊紀-侏羅紀發(fā)育右旋走滑活動(余養(yǎng)里, 2016)。綜上所述，西準噶爾地區(qū)在中生代斷裂活動頻繁，在時間上很難與某個特定的構(gòu)造事件或者遠程效應(yīng)相關(guān)。因此，我們認為西準噶爾地區(qū)中生代的快速冷卻過程可能與區(qū)內(nèi)發(fā)生的走滑-逆沖作用有關(guān)。

圖8 西準噶爾不同類型低溫年代學(xué)年齡統(tǒng)計圖圖中數(shù)據(jù)來自本研究、Yin et al. (2018)和Gillespie et al. (2020). 與圖中標示出的冷卻區(qū)間相關(guān)的主要構(gòu)造事件有：古亞洲洋的閉合(310～250Ma)(Gillespie et al., 2020; Glorie et al., 2019)；區(qū)域內(nèi)走滑-逆沖斷層活化(240～120Ma)Fig.8 Low temperature geochronological data summary of different dating systems in the West Junggar

5 結(jié)論

對蘇云河鉬礦花崗質(zhì)巖石進行了低溫?zé)崮甏鷮W(xué)分析，包括ZFT、AFT和ZHe測年。綜合其它地質(zhì)背景資料和年齡數(shù)據(jù)，得出以下結(jié)論：

(1)蘇云河礦床經(jīng)歷了超過55Myr的中-低溫蝕變過程。

(2)蘇云河斑巖型鉬礦在晚石炭-早三疊世期間接受大約5.2～8.1km的蓋層埋藏。而后經(jīng)歷了中生代快速冷卻過程，揭頂量約為7.4～9.2km，在晚白堊世之后進入緩慢冷卻階段，揭頂量為0.8～2.6km。礦床的保存很大程度上受到后期的埋藏和抬升速率的控制。

(3)西準噶爾地區(qū)中生代的快速冷卻可能是由區(qū)內(nèi)大型斷層活化引起的。

致謝韓春明研究員與劉麗萍博士與作者就斑巖成礦與保存機制進行了討論；三位匿名審稿人詳細審閱了全文，并提出很多寶貴的意見和建議；在此一并衷心的表示感謝！

謹以此文致敬李繼亮先生！李繼亮先生在多個領(lǐng)域的開創(chuàng)性研究，引領(lǐng)和推進了我國沉積學(xué)和造山帶大地構(gòu)造學(xué)的研究發(fā)展。他嚴謹?shù)目蒲袘B(tài)度、崇高的學(xué)術(shù)思想令我輩深深折服，感謝先生在中國地質(zhì)學(xué)科作出的杰出貢獻！