詹 強(qiáng), 吳 強(qiáng), 陳 程, 孟 雷, 趙太平

華北克拉通南緣晚中生代鉬、金成礦關(guān)系:以祁雨溝金礦床和雷門(mén)溝鉬礦床為例

詹 強(qiáng)1, 2, 3, 吳 強(qiáng)1, 2, 3, 陳 程1, 2, 3, 孟 雷4, 趙太平1, 3*

(1. 中國(guó)科學(xué)院 廣州地球化學(xué)研究所 礦物學(xué)與成礦學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 廣東 廣州 510640; 2. 中國(guó)科學(xué)院大學(xué), 北京 100049; 3. 中國(guó)科學(xué)院深地科學(xué)卓越創(chuàng)新中心, 廣東 廣州 510640; 4. 中國(guó)科學(xué)院 地球化學(xué)研究所, 礦床地球化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 貴州 貴陽(yáng) 550081)

華北克拉通南緣是我國(guó)重要的鉬、金成礦帶之一, 已探明的鉬資源量超過(guò)800萬(wàn)噸, 金資源量超過(guò)1300噸。前人研究表明, 區(qū)內(nèi)金成礦事件多發(fā)生于晚侏羅世?早白堊世(160～110 Ma), 與區(qū)內(nèi)大規(guī)模的鉬成礦事件(148～112 Ma)及巖漿侵位事件(158～112 Ma)時(shí)代相近, 且三者在空間上緊密相關(guān), 但關(guān)于金與鉬的成礦關(guān)系尚不清楚。本文以位于華北克拉通南緣熊耳山礦集區(qū)緊鄰的早白堊世祁雨溝金礦床和雷門(mén)溝鉬礦床為研究對(duì)象, 分析鉬與金的成礦關(guān)系。通過(guò)對(duì)兩個(gè)礦床中含礦斑巖體中的磷灰石進(jìn)行詳細(xì)的主量和微量元素分析, 結(jié)合前人已有的地球化學(xué)資料, 認(rèn)為形成于130 Ma的祁雨溝花崗斑巖與雷門(mén)溝花崗斑巖具有相似的母巖漿, 但后者的氧逸度和分異程度更高,且相對(duì)更富F、貧Cl和S; H-O-S-Pb同位素組成表明, 鉬與金礦床的成礦流體主要為巖漿熱液, 成礦物質(zhì)鉬、金均來(lái)源于殼?；旌显磪^(qū), 但相對(duì)于鉬礦床, 金礦床的幔源組分所占比例更高。研究區(qū)內(nèi)的鉬、金成礦作用受不同演化階段的巖漿巖控制; 造成鉬、金差異性礦化的根本原因可能是成礦巖體的性質(zhì)和金屬來(lái)源不同, 金主要與幔源物質(zhì)相關(guān), 鉬主要與古老地殼物質(zhì)相關(guān)。

華北克拉通南緣; 晚中生代; 祁雨溝金礦床; 雷門(mén)溝鉬礦床; 磷灰石

0 引 言

華北克拉通南緣是我國(guó)重要的Mo-Au-Ag-Pb-Zn多金屬成礦帶之一(陳衍景等, 2004; Mao et al., 2008)。區(qū)內(nèi)金礦床主要分布于小秦嶺和熊耳山兩個(gè)礦集區(qū)(圖1), 已探明金資源量超過(guò)1300 t(Wang et al., 2020)。小秦嶺礦集區(qū)以石英脈型金礦床為主; 而熊耳山礦集區(qū)發(fā)育的金礦床以構(gòu)造蝕變巖型金礦床為主, 并含少量的隱爆角礫巖型金礦床、石英脈型金礦床和斑巖型金礦床(Mao et al., 2002; Wang et al., 2020)。鉬礦床主要為斑巖型鉬礦(Mao et al., 2008), 鉬資源量超過(guò)800萬(wàn)噸, 是世界上最大的鉬礦帶(李諾等, 2007; Mao et al., 2011a)。華北克拉通南緣金成礦事件主要發(fā)生于早白堊世(132～119 Ma)(王義天等, 2001, 2002; Li et al., 2012a, 2012b; 強(qiáng)山峰等, 2013; Tang et al., 2013; Zhao et al., 2018), 少量形成于三疊紀(jì)(230～201 Ma; 王義天等, 2010; 唐克非, 2014; Jian et al., 2015)和侏羅紀(jì)(160～155 Ma; Li et al., 2012b; 抄尉尉等, 2016)。鉬成礦事件主要集中發(fā)生于晚侏羅世?早白堊世(148～138 Ma)和早?中白堊世(131～112 Ma; Mao et al., 2011b), 少量碳酸巖脈型鉬礦床發(fā)生于晚三疊世(233～221 Ma; Mao et al., 2008)。同時(shí), 華北克拉通南緣也發(fā)育大規(guī)模的、與區(qū)內(nèi)多金屬成礦同期的巖漿侵位事件(毛景文等, 2005; Mao et al., 2011b; Gao and Zhao, 2017), 侵位時(shí)間主要集中于158～112 Ma(Chen et al., 1998; 朱賴(lài)民等, 2008; 焦建剛等, 2009; Li et al., 2012b; Gao and Zhao, 2017)。

由此可見(jiàn), 華北克拉通南緣鉬與金的成礦作用多集中于晚中生代, 它們?cè)诳臻g上緊密相關(guān)(圖1), 但二者是否具有成因聯(lián)系尚不清楚。Han et al. (2013)通過(guò)對(duì)石瑤溝斑巖型鉬礦床(132.8±2.8 Ma)及周?chē)脑獛X、南坪、紅莊三個(gè)金礦床的研究, 認(rèn)為鉬礦床和金礦床為同一成礦事件的產(chǎn)物, 礦化類(lèi)型由深部斑巖型鉬礦化向淺部轉(zhuǎn)化為構(gòu)造蝕變巖型金礦化。唐克非(2014)根據(jù)區(qū)內(nèi)前河金礦床成礦期絹云母Ar-Ar 年齡(127±1.6 Ma)與伴生輝鉬礦Re-Os年齡(135±0.5 Ma),認(rèn)為鉬礦化和金礦化為兩期獨(dú)立的成礦事件, 與區(qū)內(nèi)多期的巖漿作用有關(guān)(Tang et al., 2013)。李永峰(2005b)通過(guò)區(qū)內(nèi)晚中生代鉬礦床、金礦床以及相關(guān)花崗巖體的地球化學(xué)特征研究, 認(rèn)為鉬成礦與花崗斑巖密切相關(guān), 而金成礦是巖漿熱液萃取金并在適當(dāng)空間富集成礦的結(jié)果。由于前人對(duì)區(qū)內(nèi)鉬、金成礦作用的研究多集中于單一礦床, 關(guān)于鉬與金的成礦關(guān)系的研究仍存在一定不足。因此, 本文選擇區(qū)內(nèi)成礦時(shí)代相近、空間位置緊鄰的祁雨溝金礦床與雷門(mén)溝鉬礦床進(jìn)行對(duì)比分析, 進(jìn)而探討鉬與金的成礦關(guān)系。

圖1 華北克拉通南緣花崗巖和礦產(chǎn)分簡(jiǎn)圖(a;據(jù)Zhao et al., 2018修改)和熊耳山地區(qū)礦產(chǎn)分布簡(jiǎn)圖(b)

祁雨溝金礦床以發(fā)育隱爆角礫巖型金礦體為主, 還發(fā)育石英脈型金礦體。最近的找礦勘查發(fā)現(xiàn), 祁雨溝金礦床還存在斑巖型礦體(189礦體,圖2), 且?guī)r體中發(fā)現(xiàn)少量輝鉬礦, 其與礦區(qū)角礫巖型礦體和石英脈型礦體構(gòu)成一個(gè)完整的斑巖型金成礦系統(tǒng)(Wang et al., 2020)。與成礦有關(guān)的189花崗斑巖體的鋯石U-Pb年齡為130 Ma(Wang et al., 2020; 吳強(qiáng), 2021), 與祁雨溝金礦床的成礦年齡(132～129 Ma; Qi et al., 2019; Wang et al., 2020)一致。結(jié)合前人成礦年代學(xué)研究, 形成于～130 Ma的花崗斑巖為祁雨溝金礦床的致礦巖體。雷門(mén)溝斑巖型鉬礦床位于祁雨溝金礦床以西2 km處(圖2), 成礦年齡為130 Ma左右(Cao et al., 2018; Hu et al., 2020)。因此, 二者成礦年代相近, 且均與礦區(qū)內(nèi)同時(shí)期的早白堊世花崗斑巖密切相關(guān)。張?jiān)?2006)認(rèn)為雷門(mén)溝斑巖型鉬礦化與祁雨溝角礫巖型金礦化可能是同一個(gè)礦化系統(tǒng)。但隨著祁雨溝189斑巖型礦體的發(fā)現(xiàn), 具有時(shí)空相似性的雷門(mén)溝鉬礦床與祁雨溝金礦床的成因聯(lián)系仍需要進(jìn)一步深入研究。

圖2 祁雨溝金礦床與雷門(mén)溝鉬礦床礦區(qū)地質(zhì)圖(據(jù)Xiong et al., 2019修改)

磷灰石是斑巖礦床中最常見(jiàn)的副礦物之一, 通常含有大量揮發(fā)分(F、Cl、S、OH)、稀土元素(REE)、Mn和Sr, 且具有與寄主巖石一致的稀土元素配分模式(Belousova et al., 2001)。磷灰石在后期熱液蝕變和變質(zhì)作用的影響下保持穩(wěn)定, 能夠記錄和保存母巖漿的原始成分信息, 其微量元素特征也可以指示巖漿的演化過(guò)程(Henderson and Pierozynski, 2012)。磷灰石中的揮發(fā)分和微量元素(如, Mn、Sr、LREE、Th、Y、Eu、Ce等)對(duì)巖漿成分和氧化狀態(tài)特別敏感, 有助于判別成礦巖漿的性質(zhì)(Miles et al., 2014; Mao et al., 2016; Du et al., 2019)。

綜上所述, 為了探討華北克拉通南緣晚中生代斑巖型鉬礦與斑巖型金礦的差異性成礦的原因, 本文以祁雨溝金礦床和雷門(mén)溝鉬礦床為研究對(duì)象, 開(kāi)展詳細(xì)的礦床地質(zhì)與磷灰石礦物學(xué)研究, 結(jié)合區(qū)域內(nèi)已有的構(gòu)造?巖漿?流體?成礦研究成果, 探討兩類(lèi)礦床的成礦關(guān)系, 分析熊耳山地區(qū)與鉬、金成礦作用有關(guān)巖石的元素和同位素組成, 探討成礦物質(zhì)來(lái)源和動(dòng)力學(xué)背景, 深化了對(duì)整個(gè)華北克拉通南緣鉬、金成礦規(guī)律的認(rèn)識(shí), 促進(jìn)區(qū)域找礦工作突破。

1 成礦巖體地質(zhì)特征

1.1 祁雨溝金礦床成礦巖體地質(zhì)特征

祁雨溝金礦床位于華北克拉通南緣熊耳山礦集區(qū)的東南部(圖1), 受NW向、NE向斷裂控制, 以發(fā)育典型的隱爆角礫巖型金礦化為主。截至2021年, 該礦床累計(jì)探明金資源量達(dá)70 t, 規(guī)模達(dá)到大型。祁雨溝礦區(qū)的金礦化可分為賦存于花崗斑巖體以及圍巖中的斑巖型金礦(資源儲(chǔ)量＞8 t, 平均品位2.15 g/t) (萬(wàn)利敏和陳冰麗, 2017)、賦存于隱爆角礫巖體中的角礫巖型金礦(資源儲(chǔ)量＞47 t, 平均品位1.68 g/t) (Chen et al., 2009; Fan et al., 2011)以及賦存于構(gòu)造破碎帶中的NE向脈狀金礦(資源儲(chǔ)量＞10.3 t, 平均品位10.07 g/t)(李永峰等, 2005a)三種類(lèi)型(圖2)。角礫巖型金礦體是礦區(qū)最主要的礦化類(lèi)型。金礦體主要賦存于角礫巖筒膠結(jié)物中, 部分礦體呈脈狀賦存于角礫巖筒外圍的多金屬硫化物脈中。斑巖型礦體(189礦體)主要賦存于花崗斑巖雜巖體的硅化帶中, 其次為蝕變巖及片麻巖。脈狀金礦體主要分布于祁雨溝?公峪金礦區(qū)北部古元古界太華群雜巖與熊耳群不整合接觸帶附近斷裂帶中, 礦化類(lèi)型以硫化物石英脈型為主, 少量為構(gòu)造蝕變巖型。

礦區(qū)地層主要為太華群雜巖和熊耳群火山巖, 第四系沉積物分布較為局限, 僅在溝谷、河流地區(qū)出露。礦區(qū)隱爆角礫巖筒、斷裂構(gòu)造發(fā)育, 按其展布方向可分為NE向、NNE向或近SN向、近NW向三組斷裂。其中, NE向和NNE向斷裂為區(qū)內(nèi)主要含礦斷裂, 而NW向斷裂控制了區(qū)內(nèi)角礫巖筒的產(chǎn)出。祁雨溝金礦床具有工業(yè)價(jià)值的含金角礫巖筒有4個(gè)(J2、J4、J5、J6)(圖2)。角礫巖型礦體主要受角礫巖筒控制, 巖筒中可產(chǎn)出有一個(gè)或數(shù)個(gè)不等的金礦體。礦區(qū)與成礦相關(guān)的巖漿巖主要分布在礦區(qū)東部和中部(圖2), 通常為燕山期巖漿巖, 且與金礦化密切相關(guān), 不同類(lèi)型的侵入巖的特征如下:

石英斑巖: 分布在礦區(qū)邊緣, 手標(biāo)本呈淺肉紅色, 斑狀結(jié)構(gòu), 斑晶主要為石英、鉀長(zhǎng)石, 含量約為5%, 基質(zhì)為隱晶質(zhì), 塊狀構(gòu)造, 發(fā)育明顯鉀化蝕變(圖3a、b), 其形成年齡為157～159 Ma(Wang et al., 2020; 吳強(qiáng), 2021)。

(a) 石英斑巖以角礫形式存在于角礫巖筒中, 邊部發(fā)育明顯的鉀化蝕變; (b) 石英斑巖(單偏光); (c) 成礦后二長(zhǎng)花崗斑巖體; (d) 二長(zhǎng)花崗斑巖顯微照片; (e) 含礦的189花崗斑巖體; (f～g) 花崗斑巖巖相學(xué)和顯微照片; (h) 含輝鉬礦脈的雷門(mén)溝花崗斑巖體; (i) 雷門(mén)溝花崗斑巖顯微照片。礦物代號(hào): Amp. 角閃石; Py. 黃鐵礦; Kfs. 鉀長(zhǎng)石; Ap. 磷灰石; Pl. 斜長(zhǎng)石; Qtz. 石英。

花崗斑巖: 主要出露在礦區(qū)J8角礫巖體西南邊緣(圖2), 出露面積最大, 手標(biāo)本呈灰白色、淺紅色(圖3e)。斑晶主要是鉀長(zhǎng)石、石英及少量斜長(zhǎng)石、角閃石。其中石英含量～30%, 粒徑大小0.75～1.25 mm, 呈它形粒狀; 鉀長(zhǎng)石含量～40%, 粒徑大小0.6～1 mm, 表面發(fā)生絹云母化蝕變; 斜長(zhǎng)石含量～20%?；|(zhì)的成分和斑晶相同。副礦物主要包括鋯石、磷灰石、榍石和磁鐵礦等(圖3f、g)。巖石的形成年齡為～130 Ma (Wang et al., 2020; 吳強(qiáng), 2021)。

二長(zhǎng)花崗斑巖: 呈巖脈、巖墻狀分布于礦區(qū)中南部, 寬40 m左右, 傾角一般＞80°, 截穿花崗斑巖和石英斑巖。手標(biāo)本呈暗灰色、肉紅色, 斑狀結(jié)構(gòu), 斑晶為鉀長(zhǎng)石(～30%)、斜長(zhǎng)石(～20%)、石英(～20%)和角閃石(3%～6%), 粒徑為0.1～4 cm, 基質(zhì)為隱晶質(zhì), 塊狀構(gòu)造, 副礦物有鋯石、磁鐵礦和赤鐵礦(圖3c、d),其形成年齡為125～128 Ma(Wang et al., 2020; 吳強(qiáng), 2021)。

1.2 雷門(mén)溝鉬礦床成礦巖體地質(zhì)特征

雷門(mén)溝鉬礦床是熊耳山地區(qū)典型的斑巖型鉬礦床之一, 位于祁雨溝金礦床西側(cè)約2 km(圖2), 探明鉬資源量達(dá)34萬(wàn)噸以上, 平均品位0.07%(陳小丹等, 2012)。礦區(qū)主要出露古元古界太華群雜巖, 巖性為角閃斜長(zhǎng)片麻巖、黑云母斜長(zhǎng)片麻巖和黑云母角閃斜長(zhǎng)片麻巖。礦區(qū)發(fā)育近EW向、NNE向、NE向和NW向斷裂構(gòu)造。

雷門(mén)溝鉬礦體主要賦存于花崗斑巖體與圍巖的內(nèi)外接觸帶附近。礦石礦物主要為輝鉬礦和黃鐵礦, 脈石礦物包括石英、斜長(zhǎng)石、鉀長(zhǎng)石、綠泥石、綠簾石、絹云母、方解石和螢石等。礦石構(gòu)造主要為浸染狀、細(xì)脈浸染狀和網(wǎng)脈狀構(gòu)造。后期熱液蝕變十分強(qiáng)烈, 常見(jiàn)鉀長(zhǎng)石化、硅化、絹云母化、綠泥石化、碳酸鹽化和螢石化等。鉀長(zhǎng)石化主要發(fā)育于花崗斑巖體與圍巖的內(nèi)外接觸帶附近; 硅化廣泛發(fā)育, 主要呈石英脈和浸染狀分布。雷門(mén)溝花崗斑巖體呈巖株?duì)町a(chǎn)出, 出露面積約0.77 km2(圖2)。巖石呈淺紅色, 塊狀構(gòu)造, 斑狀結(jié)構(gòu)。斑晶以鉀長(zhǎng)石、斜長(zhǎng)石和石英為主(圖3h、i), 局部可見(jiàn)黑云母斑晶; 基質(zhì)主要為石英、鉀長(zhǎng)石和斜長(zhǎng)石以及極少量的黑云母。礦區(qū)東部零星產(chǎn)出脈狀或不規(guī)則橢圓狀灰白?肉紅色的石英斑巖和淺肉紅色的二長(zhǎng)花崗斑巖, 切穿雷門(mén)溝斑巖體。

2 研究對(duì)象和測(cè)試方法

本次研究在雷門(mén)溝鉬礦床露天采場(chǎng)以及祁雨溝金礦床中最新勘查發(fā)現(xiàn)的280中段189斑巖型金礦體中分別采集了花崗斑巖樣品, 分析巖石中的磷灰石和鋯石等礦物學(xué)組成, 以獲取與鉬、金成礦有關(guān)的巖漿性質(zhì)及其演化信息。

磷灰石的掃描電鏡(SEM)和電子探針(EPMA)分析在中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所礦物學(xué)與成礦學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成, 所用儀器為JEOL JXA-8230型電子顯微探針。EPMA的分析條件為加速電壓15 kV, 電流20 nA, 束斑直徑為3 μm, 分析峰值為20 s, 背景值為10 s。本次實(shí)驗(yàn)所用的標(biāo)樣為Na(Albite), F(BaF2), Si(Kaserutite), Ca(Diopside), Mg(Olivine), S(FeS2), Fe(Magnetite), Mn(Rhodonite), Cl(Tugtupite), P(Apatite)。磷灰石和鋯石的LA-ICP-MS 原位微量元素分析測(cè)試在合肥工業(yè)大學(xué)資源與環(huán)境工程學(xué)院礦床成因與勘查技術(shù)研究中心(OEDC)完成。激光剝蝕系統(tǒng)為CetacAnalyte HE, 電感耦合等離子質(zhì)譜儀(ICP-MS)為Agilent 7900。激光剝蝕過(guò)程中采用氦氣(0.9 L/min)作載氣, 氬氣(0.85 L/min)為補(bǔ)償氣以調(diào)節(jié)靈敏度, 二者在進(jìn)入ICP之前通過(guò)T型接頭進(jìn)行混合。激光束斑直徑為30 μm, 重復(fù)頻率為8 Hz, 激光能量約為4 J/cm2。每個(gè)剝蝕點(diǎn)的分析時(shí)間為60 s, 其中包括20 s的剝蝕前背景值測(cè)定和40 s的激光剝蝕測(cè)定值, 剝蝕氣溶膠由氦氣送入ICP-MS完成測(cè)試(汪方躍等, 2017)。采用EPMA獲得的43Ca作為內(nèi)部標(biāo)準(zhǔn), NIST-610和SRM-612作為外部標(biāo)準(zhǔn), 繪制校準(zhǔn)曲線(xiàn)。利用軟件ICPMSDataCal(Liu et al., 2008)對(duì)數(shù)據(jù)進(jìn)行離線(xiàn)處理, 對(duì)分析信號(hào)圖譜進(jìn)行截選, 避免異常信號(hào)對(duì)分析結(jié)果的影響, 并輸出最后的含量(×10?6)結(jié)果。

3 分析結(jié)果

祁雨溝金礦床花崗斑巖中的磷灰石主要呈六方柱狀或細(xì)長(zhǎng)柱狀, 多無(wú)色透明或半透明, 部分晶體包在斜長(zhǎng)石或鉀長(zhǎng)石中(圖3g、4a)。陰極發(fā)光圖像顯示, 磷灰石成分不均一, 發(fā)育明顯的核邊結(jié)構(gòu), 標(biāo)記為Ap?核、Ap?邊(圖4c)。分析結(jié)果顯示, 磷灰石的主量元素成分變化范圍較小(表1), CaO含量為53.86%～55.50%, P2O5含量為40.16%～42.45%, 具有低的MnO含量(0.04%～0.13%), 較高的SiO2含量(0.14%～0.74%), 說(shuō)明其為巖漿成因(Du et al., 2019)。磷灰石的F含量較高(2.85%～3.84%, 平均3.18%)、Cl含量較低(0～0.07%)(表1, 圖5), 屬于氟磷灰石。Ap?核中的SO3含量為0.55%～1.23%(平均為0.85%), 高于Ap?邊(0.01%～0.68%), 同時(shí)Ap?核中Na2O含量為0.10%～0.23%, 高于樣品Ap?邊(0.01%～ 0.11%)。磷灰石的微量元素組成見(jiàn)表2。Ap?核的稀土元素特征與Ap?邊的稀土元素特征一致, 配分模式與花崗斑巖一致, 但相較于母巖漿其存在較明顯的Eu負(fù)異常(δEu=0.44～0.82; 圖6)。

(a) 祁雨溝花崗斑巖顯微照片; (b) 雷門(mén)溝花崗斑巖顯微照片; (c) 祁雨溝花崗斑巖中磷灰石的CL圖像, 發(fā)育明顯的核邊結(jié)構(gòu); (d) 雷門(mén)溝花崗斑巖中磷灰石的CL圖像。礦物代號(hào): Py. 黃鐵礦; Kfs. 鉀長(zhǎng)石; Ap. 磷灰石; Chl. 綠泥石; Qtz. 石英。

表1 磷灰石電子探針?lè)治鼋Y(jié)果(%)

續(xù)表1:

上房溝、魚(yú)庫(kù)與南泥湖鉬礦床磷灰石數(shù)據(jù)引自Du et al., 2019。

表2 磷灰石微量元素特征(′10?6)

數(shù)據(jù)來(lái)源: 雷門(mén)溝花崗斑巖據(jù)曹晶等, 2016; Hu et al., 2020; 祁雨溝189礦體花崗斑巖據(jù)吳強(qiáng), 2021。

雷門(mén)溝花崗斑巖中的磷灰石主要呈長(zhǎng)柱狀, 多無(wú)色透明或半透明。陰極發(fā)光圖像顯示, 磷灰石的成分均一, 無(wú)明顯的核邊結(jié)構(gòu)(圖4d)。磷灰石的CaO含量為54.60%～55.33%, P2O5含量為41.05%～42.36%, MnO含量為0～0.09%, SiO2含量為0.17%～0.31%, MgO和FeO含量多低于檢測(cè)限, 為巖漿成因(Du et al., 2019)。磷灰石的揮發(fā)分富F(3.17%～4.56%)、貧Cl(多低于檢測(cè)限)和S(SO3=0.09%～0.24%)(表1, 圖5), 屬于氟磷灰石。磷灰石的ΣREE=1698′10?6～2866′10?6, δEu為0.33～0.71, 與花崗斑巖的REE配分模式一致(圖6)。

4 討 論

4.1 成巖與成礦的關(guān)系

前人對(duì)熊耳山礦集區(qū)的成巖成礦時(shí)代開(kāi)展了大量同位素年代學(xué)研究, 區(qū)內(nèi)中酸性巖漿侵入事件多集中于晚侏羅世?早白堊世(158～112 Ma; Gao and Zhao, 2017)。伴隨著大量的巖漿活動(dòng), 該地區(qū)發(fā)育眾多與中酸性巖漿密切相關(guān)的礦床。晚中生代的典型斑巖型鉬礦床有南泥湖(141±2.1 Ma; 李永峰, 2005b)、上房溝(145±2.1 Ma; 李永峰, 2005b)、石瑤溝(132.8± 2.8 Ma; Han et al., 2013)、石家灣(136±6 Ma; Stein et al., 1997)和魚(yú)池嶺(131.2±1.4 Ma; Zhang et al., 2014)等礦床。晚中生代與巖漿關(guān)系密切的金礦床有前河(127±1.6 Ma; Tang et al., 2013)、吉家洼(118.2±2.4 Ma; 張興康, 2015)和廟嶺(117±1.6 Ma; 翟雷等, 2012)等礦床。

本次研究的祁雨溝礦區(qū)石英斑巖、花崗斑巖、二長(zhǎng)花崗斑巖年齡分別為159.5±5.7 Ma、130.1±0.9 Ma～ 131.3±0.7 Ma、125.5±1.2 Ma(吳強(qiáng), 2021)。石英斑巖(～160 Ma)是礦區(qū)早期巖漿活動(dòng)的產(chǎn)物, 同時(shí)也是祁雨溝金礦床角礫巖筒中角礫的重要組成部分, 鉀化蝕變明顯。二長(zhǎng)花崗斑巖(～125 Ma)晚于石英斑巖與花崗斑巖(～130 Ma), 野外產(chǎn)狀也顯示其切穿金礦體與花崗斑巖體, 且無(wú)明顯蝕變或礦化, 說(shuō)明二長(zhǎng)花崗斑巖體為成礦后侵入。為了明確祁雨溝金礦床的成礦時(shí)代問(wèn)題, 近年來(lái)多位學(xué)者對(duì)該礦床中的輝鉬礦和黃鐵礦等礦石礦物開(kāi)展Re-Os同位素定年研究, 獲得其Re-Os等時(shí)線(xiàn)年齡為129～133 Ma(Qi et al., 2019; Wang et al., 2020; Tang et al., 2021)。此外, 唐克非(2014)報(bào)道了祁雨溝金礦床的絹云母40Ar-39Ar坪年齡為130.7±1.5 Ma～129.8±0.9 Ma。兩者在誤差范圍內(nèi)基本一致, 且與區(qū)內(nèi)花崗斑巖的時(shí)代(～130 Ma)吻合。結(jié)合祁雨溝礦區(qū)角礫巖筒主要圍繞花崗斑巖體分布, 且礦區(qū)斑巖型礦化也主要賦存于花崗斑巖體中(圖2), 因而推測(cè)花崗斑巖體為祁雨溝金礦床的致礦和賦礦巖體。

雷門(mén)溝花崗斑巖的鋯石U-Pb年齡為131.0±0.6 Ma (曹晶等, 2016), 輝鉬礦的Re-Os年齡為131.6±2.0 Ma～ 133.1±1.9 Ma(李永峰, 2005b), 表明成巖成礦具有同時(shí)性。

綜上可知, 祁雨溝金礦床和雷門(mén)溝鉬礦床的成礦時(shí)代都與區(qū)內(nèi)侵位于～130 Ma的花崗斑巖的結(jié)晶年齡近乎一致, 表明鉬、金礦化都與礦區(qū)內(nèi)侵位于～130 Ma的花崗斑巖體密切相關(guān)。

4.2 成礦巖體的成因

4.2.1 巖石類(lèi)型和巖漿源區(qū)特征

前人研究顯示, 祁雨溝礦區(qū)內(nèi)189礦體花崗斑巖的A/CNK＜1.1(圖7a), 為準(zhǔn)鋁質(zhì)花崗巖。在FeOT/MgO- 10000×Ga/Al圖解(圖8a)中, 樣品落于I、S、M型花崗巖區(qū)域內(nèi)。樣品的P2O5與SiO2含量呈負(fù)相關(guān)關(guān)系(圖8b), 與I型花崗巖相似。以上特征表明祁雨溝礦區(qū)內(nèi)花崗斑巖體為I型花崗巖。

數(shù)據(jù)來(lái)源: 雷門(mén)溝花崗斑巖據(jù)曹晶等, 2016; 祁雨溝189礦體花崗斑巖據(jù)吳強(qiáng), 2021。

圖8 FeOT/MgO-10000×Ga/Al(a)和P2O5-SiO2(b)圖解(數(shù)據(jù)來(lái)源同圖7)

雷門(mén)溝花崗斑巖的A/CNK為1.12～1.17(圖7a), 屬于過(guò)鋁質(zhì)花崗巖。在FeOT/MgO-10000×Ga/Al圖解(圖8a)中, 樣品落于I、S、M型花崗巖區(qū)域內(nèi)。樣品的P2O5含量低(0.07%～0.1%), P2O5與SiO2含量具負(fù)相關(guān)關(guān)系, 與I型花崗巖演化趨勢(shì)一致。且在華北克拉通南緣, 晚侏羅世?早白堊世(160～130 Ma) 的花崗巖均以I型花崗巖為主, 伴有I-A過(guò)渡型花崗巖(曹晶等, 2016)。

雷門(mén)溝花崗斑巖的地球化學(xué)特征明顯區(qū)別于A型花崗巖, 如: ①其FeOT/MgO值較低(3.21～10.2,平均7.04), 有別于A型花崗巖顯著富鐵的特征(FeOT/MgO>10; Whalen et al., 1987); ②Zr、Nb、Ce、Y等元素的含量(Zr+Nb+Ce+Y=117′10?6～330′10?6)也顯著低于建議的A型花崗巖的下限值(350′10?6; Whalen et al., 1987); ③斑巖體的鋯飽和溫度為716～799 ℃(Watson and Harrison, 1983; Hu et al., 2020),較低的成巖溫度同樣不支持其為A型花崗巖。在礦物學(xué)方面, 該巖體中暗色礦物以黑云母為主, 不含石榴子石、白云母等富鋁礦物, 也不含A型花崗巖的特征礦物——堿性暗色礦物, 與具有高分異I型花崗巖特征的祁雨溝成礦巖體一致。

在Harker圖解(圖9)上, 祁雨溝和雷門(mén)溝花崗斑巖的主量元素具有連續(xù)演化的趨勢(shì), 雷門(mén)溝成礦花崗斑巖比祁雨溝花崗斑巖富Si, 貧Ca、Mg、Fe、Ti、P等元素。兩個(gè)巖體的樣品具有相似的REE配分模式, 均表現(xiàn)為富集輕稀土元素虧損重稀土元素的右傾特征, 具有中等Eu負(fù)異常(圖6a)。微量元素蛛網(wǎng)圖顯示, 所有樣品均富集K、Rb、Ba、Sr、Pb等大離子親石元素, 虧損Nb、Ta、Ti、P等高場(chǎng)強(qiáng)元素(圖10)。元素組成特征表明祁雨溝花崗斑巖與雷門(mén)溝花崗斑巖具有相似的母巖漿, 結(jié)晶分異作用導(dǎo)致兩者的元素組成差異。

數(shù)據(jù)來(lái)源同圖7。原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989。

祁雨溝花崗斑巖和雷門(mén)溝花崗斑巖中磷灰石的LREE含量很高, HREE含量相對(duì)較低, 且有明顯的負(fù)Eu異常(圖6b), 具有殼?；旌蟻?lái)源的特征(Du et al., 2019)。在磷灰石的ΣLa～Nd–ΣSm～Ho–ΣEr～Lu圖解(圖11) 中, 樣品測(cè)點(diǎn)主要落在地幔、殼?；旌蠀^(qū)域, 也說(shuō)明其物質(zhì)源區(qū)為殼?；旌蠋r漿源, 但祁雨溝樣品的幔源物質(zhì)貢獻(xiàn)更大。兩個(gè)巖體樣品的Sr-Nd-Hf同位素組成也反映其源區(qū)有地幔物質(zhì)的貢獻(xiàn)(曹晶等, 2016; Hu et al., 2020; 吳強(qiáng), 2021), 與磷灰石的REE特征表明其來(lái)自殼幔混合源區(qū)一致。以上分析表明祁雨溝和雷門(mén)溝花崗斑巖可能是有地幔流體參與的加厚下地殼重融的結(jié)果。晚中生代, 華北克拉通南緣的構(gòu)造環(huán)境由擠壓向伸展轉(zhuǎn)變, 軟流圈上涌, 巖漿底侵作用導(dǎo)致中下地殼發(fā)生大規(guī)模熔融, 產(chǎn)生大面積花崗質(zhì)巖漿侵位, 并形成了與之相關(guān)的鉬、金多金屬大規(guī)模成礦(Mao et al., 2011b; 陳衍景等, 2020)。

圖11 磷灰石ΣLa-Nd–ΣSm-Ho–ΣEr-Lu圖解(底圖據(jù)Yang et al., 2020)

4.2.2 巖漿演化和氧逸度特征

在巖漿演化過(guò)程中, 由于受到其他礦物結(jié)晶的影響, 磷灰石的微量元素也會(huì)發(fā)生變化。由于Sr優(yōu)先被分配進(jìn)入到斜長(zhǎng)石和堿性長(zhǎng)石的晶格中, 隨著長(zhǎng)英質(zhì)巖漿分異, 斜長(zhǎng)石和堿性長(zhǎng)石的結(jié)晶作用會(huì)降低殘余熔體中Sr的含量, 結(jié)晶晚于長(zhǎng)石的磷灰石的Sr含量將會(huì)降低(Belousova et al., 2001; Hendersonand Pierozynski, 2012), 且Sr的分配對(duì)熔體組分和溫度并不敏感(Watson and Green, 1981); 同時(shí),磷灰石屬于富REE礦物, 且會(huì)在其結(jié)晶過(guò)程中從母巖漿中分離稀土元素, 因此磷灰石的(La/Sm)N、(La/Yb)N、(Sm/Yb)N和Sr含量可以指示巖漿的演化過(guò)程(Watson and Green,1981)。祁雨溝和雷門(mén)溝花崗斑巖中磷灰石的(La/Sm)N、(La/Yb)N和(Sm/Yb)N值與Sr含量呈正相關(guān)關(guān)系(圖12),雷門(mén)溝花崗斑巖相對(duì)于祁雨溝花崗斑巖具有較低的Sr含量以及(La/Sm)N、(La/Yb)N和(Sm/Yb)N值。研究表明, 斜長(zhǎng)石和褐簾石的結(jié)晶以及巖漿結(jié)晶過(guò)程中富含Cl的熱液的出溶將導(dǎo)致磷灰石的(Sm/Yb)N值降低(Keppler, 1996), 由于雷門(mén)溝花崗斑巖的磷灰石顯著貧Cl, 所以雷門(mén)溝花崗斑巖較低的Sr含量和(Sm/Yb)N值可能是由于其演化分異程度相對(duì)更高, 大量的斜長(zhǎng)石結(jié)晶造成的。磷灰石的Ce/Pb、Th/U值可以反映巖漿形成過(guò)程中流體活動(dòng)性(Sun and McDonough, 1989), Ce/Pb值高、而Th/U值越低反映流體活動(dòng)性越強(qiáng), 相反則指示流體活動(dòng)性較弱。在Ce/Pb-Th/U圖解(圖12d)中, 雷門(mén)溝花崗斑巖中磷灰石的Ce/Pb值更高, 反應(yīng)在演化過(guò)程中其巖漿流體活動(dòng)性比祁雨溝花崗斑巖的流體活動(dòng)性更強(qiáng)。因此, 認(rèn)為祁雨溝花崗斑巖與雷門(mén)溝花崗斑巖為相似母巖漿結(jié)晶分異的結(jié)果, 但雷門(mén)溝斑巖體的結(jié)晶分異演化程度更高。

圖12 磷灰石中元素濃度和比值的變化圖

研究顯示, 巖漿氧逸度是影響斑巖型礦床的一個(gè)重要因素(Richards, 2003; Tang et al., 2019)。中酸性火成巖磷灰石中的Mn含量與其形成時(shí)整個(gè)體系的氧逸度也存在密切的相關(guān)性, 根據(jù)經(jīng)驗(yàn)性公式: “l(fā)ogO2=?0.0022(±0.0003)Mn(×10?6)?9.75(±0.46)”可以推斷出長(zhǎng)英質(zhì)巖漿的氧逸度(Miles et al., 2014)?；诖擞?jì)算得出的祁雨溝花崗斑巖的logO2=?12.0～ ?10.4(核部平均值為?11.3, 邊部平均值為?11.1), 雷門(mén)溝花崗斑巖的logO2=?11.3～?9.8(平均值為?10.5; 表1),兩者相差不大, 表明雷門(mén)溝和祁雨溝花崗斑巖都具有較高的氧逸度, 雷門(mén)溝花崗斑巖的氧逸度可能相對(duì)稍高。

鋯石的Ce4+/Ce3+值可以估算巖漿的氧逸度(Ballard et al., 2002)。祁雨溝花崗斑巖中鋯石的Ce4+/Ce3+值為19.3～773(平均241; 表3), 鋯石結(jié)晶溫度為527～790 ℃ (平均670 ℃,=43)。而雷門(mén)溝花崗斑巖體中鋯石的Ce4+/Ce3+為346～895(平均547), 鋯石結(jié)晶溫度為625～793 ℃(平均716 ℃,=10; Hu et al., 2020)。兩個(gè)巖體的結(jié)晶溫度相似, 且鋯石的Ce4+/Ce3+值與δEu呈正相關(guān)關(guān)系(圖13), 表明Ce4+/Ce3+與δEu在鋯石結(jié)晶過(guò)程中主要受氧逸度控制, 但雷門(mén)溝花崗斑巖體相對(duì)祁雨溝花崗斑巖體具有相對(duì)更高的氧逸度。

圖13 鋯石Ce4+/Ce3+-δEu圖解

斑巖型礦化與高氧逸度巖漿關(guān)系密切(Richards, 2009; Sillitoe, 2010)。對(duì)金礦床而言, 在還原狀態(tài)下, Au易與S2?離子結(jié)合而過(guò)早達(dá)到飽和沉淀下來(lái),不利于Au在巖漿中的運(yùn)移; 而在中?高氧逸度的狀態(tài)下, S以SO42?的形式存在, 并且硫酸鹽在硅酸鹽中的溶解度比硫化物高(Sun et al., 2013),有利于Au在巖漿中富集(Mungall, 2002)。在斑巖型鉬礦床中, 由于Mo在硫化物和硅酸鹽熔體之間的分配系數(shù)較高; 所以當(dāng)S2?存在時(shí), 可能會(huì)導(dǎo)致Mo進(jìn)入硫化物相, 造成其在殘余熔體中虧損(Mengason et al., 2011); 同時(shí)Mo4+易替代富含Ti礦物(如榍石和黑云母)中的Ti4+(Candela and Holland, 1986)。因此, 當(dāng)巖漿氧逸度較高時(shí)(≥Ni/NiO緩沖線(xiàn)), 巖漿中的Mo主要以六價(jià)的形式存在, 且S也主要以硫酸根的形式存在, 其演化過(guò)程會(huì)造成Mo在殘余熔體中富集(Lowenstern et al., 1993)。因此無(wú)論鉬礦床還是金礦床, 巖漿氧逸度都是控制成礦的關(guān)鍵因素之一。

由于大多數(shù)金礦床難以查明與其相關(guān)的侵入巖體, 因此也難以確定與斑巖型金礦化相關(guān)的巖體地球化學(xué)性質(zhì)。巖漿的氧逸度和結(jié)晶分異程度可能是控制斑巖型礦化成礦專(zhuān)屬性的兩個(gè)最關(guān)鍵因素(冷成彪等, 2020)。Blevin (2004)通過(guò)對(duì)澳大利亞?wèn)|部花崗巖類(lèi)成礦作用的各巖石地球化學(xué)參數(shù)對(duì)比研究, 指出與金礦化相關(guān)的I型花崗巖體演化分異程度不能過(guò)高, 在花崗質(zhì)巖漿中早期硫化物或磁鐵礦的沉淀會(huì)使得Au在巖漿熔融相中難以保存, 在FMQ～NNO的弱氧化區(qū)間才有利于Au在長(zhǎng)英質(zhì)花崗巖漿中保存, 進(jìn)而促進(jìn)Au的成礦。Botcharnikov et al. (2011)指出O2在～FMQ+1時(shí), 熔體中的Au含量達(dá)到最高值, 而隨著O2繼續(xù)增加, 熔體中的Au則會(huì)顯著降低。對(duì)比不同礦化類(lèi)型中成礦巖體的巖石地球化學(xué)組成發(fā)現(xiàn), 相較于金礦床, 與斑巖型鉬礦床相關(guān)的成礦巖體氧逸度、巖漿的演化分異程度更高(Blevin, 2004)。值得注意的是, 兩個(gè)巖體有相似的源區(qū), 祁雨溝巖體的演化分異程度較低, 在該金礦床內(nèi)僅發(fā)現(xiàn)少量的輝鉬礦。而雷門(mén)溝露天采場(chǎng)東南部的下雷門(mén)溝處存在不成規(guī)模、未達(dá)到開(kāi)采標(biāo)準(zhǔn)的金礦化點(diǎn), 表明雷門(mén)溝巖體在演化過(guò)程中可能也發(fā)生了小范圍的含Au流體出溶與金礦化, 但由于該巖體分異程度較高, 所以其整體以發(fā)育大規(guī)模的鉬礦化為主要特征。綜上可知, 不同的巖漿氧逸度和巖漿演化分異程度是造成雷門(mén)溝鉬礦床和祁雨溝金礦床差異性礦化的重要因素。

4.2.3 巖漿揮發(fā)分特征

在巖漿演化過(guò)程中, 揮發(fā)分對(duì)成礦元素的遷移搬運(yùn)至關(guān)重要(Webster et al., 2009; Williams-Jones et al., 2012; Kusebauch et al., 2015)。由于全巖中揮發(fā)分含量低且易受后期風(fēng)化作用影響, 并不能反映熔體的揮發(fā)分含量。在巖漿體系中, 磷灰石是揮發(fā)分(F、Cl、S)的重要載體, 且結(jié)構(gòu)穩(wěn)定不易被后期改造, 可以反映其結(jié)晶時(shí)巖漿中揮發(fā)分的含量(Pan et al., 2016)。磷灰石中的Cl、F含量也可指示其源區(qū)差異(Boudreau and Kruger, 1990; Mathez and Webster, 2005)。

對(duì)比祁雨溝花崗斑巖與雷門(mén)溝花崗斑巖中的磷灰石, 發(fā)現(xiàn)所有磷灰石都具富F特征: 祁雨溝花崗斑巖中的磷灰石F含量為2.85%～3.53%, Cl含量為0.01%～0.07%; 雷門(mén)溝花崗斑巖中的磷灰石F含量為3.17%～4.56%, Cl含量為0～0.013%, 部分低于檢測(cè)限, 其F/Cl值明顯高于祁雨溝花崗斑巖(表1, 圖5)。研究表明, Cl和F在巖漿系統(tǒng)中的分配系數(shù)不同, Cl主要富集在地幔流體相, F的親石性使其更易進(jìn)入熔體相, 主要在地殼中富集(Boudreau and Kruger, 1990; Mathez and Webster, 2005; Webster et al., 2009), 表明祁雨溝花崗斑巖源區(qū)可能有更多幔源物質(zhì)加入。祁雨溝礦區(qū)花崗斑巖中Ap?核的SO3含量為0.55%～1.23%(平均0.85%), Ap?邊的SO3含量為0.08%～0.68%(平均0.23%), 其SO3含量均高于雷門(mén)溝花崗斑巖(0.09%～0.24%, 平均0.15%)。祁雨溝花崗斑巖中磷灰石的SO3含量相對(duì)較高, 說(shuō)明相對(duì)Mo而言, S對(duì)Au的運(yùn)移富集成礦可能起更重要的促進(jìn)作用。

揮發(fā)分在鉬成礦過(guò)程中起重要作用, 成礦流體中的F和Cl對(duì)Mo在流體和熔體間的分配, 以及Mo的遷移有重要影響(Keppler and Wyllie, 1991; Carten et al., 1993; Zajacz et al., 2008)。Zajacz et al. (2008)指出成礦流體中Cl的含量增加會(huì)降低Mo的分配系數(shù)流體/熔體; 實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)結(jié)果也表明富F的熱液體系相對(duì)于富Cl的熱液體系Mo具有更高的流體/熔體(Keppler and Wyllie, 1991)。Zhang et al. (2022)應(yīng)用新的黑云母/熔體OH-F-Cl交換分配模型計(jì)算也得出斑巖型鉬礦的早期巖漿具有極高F, 熔體F含量可高達(dá)～20000′10?6; 斑巖型金礦的早期巖漿明顯具有低F的特征, 熔體F含量不高于1000′10?6, 而熔體Cl含量則相對(duì)較高(～3000′10?6)。此外, 磷灰石中的SO3含量也可以評(píng)價(jià)巖體的含礦性。Imai (2002, 2004)對(duì)產(chǎn)于西太平洋島弧帶(菲律賓、日本等地)中酸性侵入巖與火山巖中的巖漿磷灰石進(jìn)行了詳細(xì)研究, 發(fā)現(xiàn)與Cu-Au有關(guān)的含礦斑巖體中磷灰石的SO3＞0.1%,而不含礦巖體中磷灰石的SO3＜0.1%。Zhu et al. (2018)發(fā)現(xiàn)Red Chris斑巖型Cu-Au礦床成礦巖體中的磷灰石比不成礦巖體中的磷灰石含有更高的SO3和Cl, 成礦巖體中的磷灰石具有更低的F/Cl值。因此, 本文認(rèn)為不同的揮發(fā)分成分體系可能對(duì)鉬、金成礦專(zhuān)屬性有重要影響, 在Mo、Au元素的運(yùn)移或者聚集過(guò)程中發(fā)揮了不同的作用, 富F貧Cl, 具有相對(duì)高F/Cl值的巖漿體系有利于斑巖型鉬礦化的產(chǎn)生, 而與斑巖型金礦有關(guān)的巖漿體系則具有相對(duì)更高的SO3、Cl和低的F/Cl值。

4.3 鉬、金成礦物質(zhì)來(lái)源

祁雨溝金礦床、雷門(mén)溝鉬礦床和華北克拉通南緣晚中生代其他鉬、金礦床不同成礦階段的流體包裹體的H-O同位素組成顯示, 鉬礦床的δDH2O整體介于?102‰～?59‰之間(平均值為?81‰), δ18OH2O介于?3.2‰～+6.7‰之間(平均2.6‰)(圖14a); 金礦床的δDH2O介于?102‰～?37.3‰之間(平均?70.38‰), δ18OH2O介于?4.6‰～+9.7‰之間(平均+3.7‰)(圖14b)。雖然與金礦床相比鉬礦床流體的H-O同位素組成變化范圍較大, 但大部分接近巖漿水范圍, 指示成礦流體主要來(lái)自巖漿體系, 但在流體循環(huán)演化過(guò)程中有大氣降水等外部流體的加入。

數(shù)據(jù)來(lái)源: 范宏瑞等, 1994; 高永豐等, 1995; 王海華等, 2001; 陳衍景等, 2004; 李永峰等, 2005a; 王義天等, 2005; 王長(zhǎng)明等, 2006; 葉會(huì)壽, 2006; Chen et al., 2009; 高亞龍, 2010; 趙海香, 2011; 向君峰等, 2012; Li et al., 2012a, 2012b; 唐克非, 2014; Jian et al., 2015; Yang et al., 2015, 2017; Zhao et al., 2018。

綜合分析祁雨溝金礦床、雷門(mén)溝鉬礦床和華北克拉通南緣其他晚中生代鉬、金礦床S同位素組成發(fā)現(xiàn), 鉬礦床的S同位素相對(duì)集中, 大部分在?5‰～5‰之間(圖15); 金礦床的δ34S值介于?16.80‰～10.22‰之間, 雖然δ34S值變化較大, 但絕大多數(shù)樣品的δ34S值集中在0附近, 為?2‰～4‰(圖15)。S同位素特征表明, 區(qū)內(nèi)鉬、金礦床都具有巖漿硫的特征。祁雨溝金礦床的斑巖型金礦體、角礫巖型金礦體和構(gòu)造蝕變巖型金礦體的不同成礦階段硫化物的δ34S值主要集中分布在?2‰～1‰之間(圖15), 低于太華群(1.3‰～5.7‰)、熊耳群(2.5‰～5.4‰)和花山巖體中的黃鐵礦(1.8‰～5.4‰, 范宏瑞等, 1994), 具幔源S的特征(0±3‰, Chaussidon, 1989)。雷門(mén)溝鉬礦床的S同位素主要分布在?1.8‰～2.6‰之間(Chen et al., 2014), 落入地幔S范圍內(nèi), 與太華群部分重合。在208Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解(圖16a、c)中, 區(qū)內(nèi)鉬、金礦床的Pb同位素主要落于下地殼和地幔演化線(xiàn)之間, 暗示其成礦物質(zhì)均來(lái)自于殼?；旌显磪^(qū)。在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解(圖16b、d)中,區(qū)內(nèi)鉬、金礦床的Pb同位素主要落于造山帶和地幔演化線(xiàn)之間, 而127～116 Ma的鉬礦床以及127～118 Ma的金礦床更靠近地幔演化線(xiàn), 表明其源區(qū)幔源物質(zhì)的貢獻(xiàn)更大, 該時(shí)期區(qū)域構(gòu)造體制由擠壓向伸展環(huán)境轉(zhuǎn)換。這與前人研究顯示區(qū)域花崗巖在～127 Ma存在元素和同位素組成的系統(tǒng)變化的認(rèn)識(shí)一致(Gao and Zhao, 2017), 表明127 Ma前后是華北克拉通南緣晚中生代構(gòu)造體制發(fā)生轉(zhuǎn)變的關(guān)鍵時(shí)期。

數(shù)據(jù)來(lái)源: 黃典豪等, 1984; 羅銘玖, 1991; 周作俠等, 1993; 聶鳳軍等, 2001; 王海華等, 2001; 李永峰等, 2005a; 王義天, 2005; 葉會(huì)壽, 2006; 黃凡, 2009; 高亞龍, 2010; 趙海香, 2011; 陳小丹等, 2012; Lietal., 2012a, 2012b; Yangetal., 2017; Zhaoetal., 2018; Wangetal., 2020; Tangetal., 2021。

數(shù)據(jù)來(lái)源: 黃典豪等, 1984; 羅銘玖等, 1991; 范宏瑞等, 1994; 聶鳳軍等, 2001; 王海華等, 2001; 陳衍景等, 2004; 郭波, 2018; 趙海香, 2011; 陳小丹等, 2012; Li et al., 2017; Yang et al., 2017; Zhao et al., 2018。

輝鉬礦是鉬礦床中常見(jiàn)的礦石礦物, 其Re含量可反映成礦物質(zhì)來(lái)源。Mao et al. (1999)在綜合分析、對(duì)比了中國(guó)各種類(lèi)型鉬礦床中輝鉬礦的Re含量后, 認(rèn)為Re含量從地幔(×10?4)到殼?；煸?×10?5)再到地殼(×10?6)會(huì)呈現(xiàn)10倍的下降。李永峰等(2006)報(bào)道了雷門(mén)溝鉬礦中輝鉬礦的Re含量為11.5×10?6～ 16.2×10?6, 認(rèn)為其成礦物質(zhì)主要來(lái)源于下地殼, 混有少量地幔組分。而祁雨溝金礦床189礦體中輝鉬礦的Re含量為2.6×10?6～95.2×10?6(Qi et al., 2019; Wang et al., 2020; Tang et al., 2021), J4角礫巖筒中輝鉬礦的Re含量為19.3×10?6～522×10?6(姚軍明等, 2009; 唐克非, 2014), 整體來(lái)說(shuō)其輝鉬礦的Re含量明顯高于雷門(mén)溝鉬礦床。雖然兩者的成礦物質(zhì)均顯示殼?；旌蟻?lái)源的特征, 但祁雨溝金礦床的幔源組分更多, 也說(shuō)明華北克拉通與金相關(guān)的成礦流體主要來(lái)自地幔(朱日祥和孫衛(wèi)東, 2021)。

成礦物質(zhì)/熔流體有大量幔源物質(zhì)的參與是整個(gè)華北克拉通金爆發(fā)式成礦的重要特點(diǎn)(朱日祥等, 2015)。Au為中等不相容元素, 雖然在強(qiáng)烈虧損不相容元素的克拉通巖石圈地幔中并不富集, 但巨量的Au可來(lái)自于交代的巖石圈地幔(朱日祥等, 2015), 而華北克拉通巨量的Au成礦物質(zhì)均來(lái)源于滯留在地幔過(guò)渡帶脫水的俯沖板片(朱日祥和孫衛(wèi)東, 2021)。Mo也屬于中等不相容元素, 盡管目前對(duì)于華北克拉通南緣鉬礦床中Mo的來(lái)源依然存有爭(zhēng)議, 但研究者對(duì)鉬礦集中區(qū)存在富Mo的背景已基本達(dá)成共識(shí)(李諾, 2022), 這種富Mo背景可能主要是下地殼物質(zhì)(Farmer and DePaolo, 1984; Mercer et al., 2015)。對(duì)于秦嶺鉬礦帶而言, 超大型鉬礦床主要分布在華北克拉通南緣的熊耳山和外方山地區(qū), 該區(qū)域貢獻(xiàn)了95%的鉬資源量, 而同樣發(fā)育燕山期花崗巖的北秦嶺地區(qū)則僅有弱的鉬礦化甚至無(wú)礦化, 原因可能是該地區(qū)缺少古老的克拉通基底, 而華北克拉通南緣則廣泛發(fā)育古老的克拉通基底(李永峰等, 2005a; 李諾等, 2007; 陳衍景等, 2020)。華北克拉通南緣基底太華群雜巖和熊耳群的Mo豐度均較高(平均分別為2.62×10?6和3.76×10?6)(陳衍景等, 2020), 鉬礦區(qū)內(nèi)的中?新元古界欒川群和官道口群局部層位Mo含量也比較高(李諾, 2022), 這些地層也多是區(qū)內(nèi)超大型鉬礦床的賦礦圍巖, 說(shuō)明華北克拉通南緣的Mo來(lái)源可能以地殼物質(zhì)為主。

綜上所述, 華北克拉通南緣的金礦床與鉬礦床差異性成礦根本因素可能是成礦金屬來(lái)源不同, Au主要與幔源物質(zhì)有關(guān), Mo則主要與古老地殼物質(zhì)有關(guān)。綜合對(duì)比祁雨溝金礦床和雷門(mén)溝鉬礦床兩個(gè)與斑巖體有關(guān)的礦床的地質(zhì)特征(表4), 表明兩者的致礦花崗斑巖體均為中高氧逸度的I型花崗巖, 具有較為一致的時(shí)空關(guān)系, 相似的物質(zhì)源區(qū)和成因類(lèi)型表明二者可能為相似的母巖漿結(jié)晶分異的結(jié)果。但雷門(mén)溝花崗斑巖相對(duì)祁雨溝花崗斑巖其氧逸度更高, 巖體的結(jié)晶分異演化程度更高, 更有利于斑巖型鉬礦化的產(chǎn)生。此外, 雷門(mén)溝斑巖體相對(duì)更加富F貧Cl的揮發(fā)分組成更加有利于鉬礦的產(chǎn)生, 而相對(duì)富SO3和Cl的揮發(fā)分組成更有利于祁雨溝金礦床的形成。

表4 祁雨溝金礦床與雷門(mén)溝鉬礦床地質(zhì)特征對(duì)比表

5 結(jié) 論

(1) 華北克拉通南緣熊耳山礦集區(qū)緊鄰的早白堊世祁雨溝金礦床和雷門(mén)溝鉬礦床的鉬、金差異性成礦作用, 受不同演化階段的巖漿巖控制, 雷門(mén)溝成礦巖體相較于祁雨溝斑巖體具有更高的氧逸度。

(2) 巖體和磷灰石元素特征顯示雷門(mén)溝巖體的演化分異程度更高, 二者均富揮發(fā)分F, 但雷門(mén)溝巖體相對(duì)貧Cl, 其F/Cl值更高, 更利于鉬礦化的產(chǎn)生, 祁雨溝巖體富SO3和Cl的揮發(fā)分組成則更有利于金礦化。

(3) 成礦物質(zhì)來(lái)源是控制華北克拉通南緣鉬、金差異性礦化的根本因素, 金礦化與幔源物質(zhì)相關(guān), 鉬礦化主要與古老地殼物質(zhì)、巖漿巖具有更高的氧逸度和演化分異程度有關(guān)。

致謝:感謝中國(guó)黃金集團(tuán)在野外工作中給予的支持和幫助, 感謝中國(guó)地質(zhì)大學(xué)趙新福教授、東華理工大學(xué)冷成彪教授和另外一名匿名評(píng)審老師對(duì)本文提出的建設(shè)性意見(jiàn)和建議, 對(duì)提高文章質(zhì)量起了重要作用！

曹晶, 葉會(huì)壽, 陳小丹, 李正遠(yuǎn), 張興康, 賀文. 2016. 豫西雷門(mén)溝鉬礦區(qū)花崗斑巖年代學(xué)、地球化學(xué)和Sr-Nd-Hf同位素研究. 礦床地質(zhì), 35(4): 677–695.

抄尉尉, 葉會(huì)壽, 田野, 劉彥偉, 路東宇, 王鵬, 簡(jiǎn)偉, 張興康. 2016. 豫西熊耳山礦集區(qū)欒靈金礦床輝鉬礦Re-Os同位素年齡及其地質(zhì)意義. 礦床地質(zhì), 35(1): 103–116.

陳小丹, 葉會(huì)壽, 汪歡. 2012. 豫西雷門(mén)溝斑巖鉬礦床鉀長(zhǎng)石化蝕變特征及其成礦意義. 現(xiàn)代地質(zhì), 26(3): 478–488.

陳衍景, 李晶, Franco Pirajno, 林治家, 王海華. 2004. 東秦嶺上宮金礦流體成礦作用: 礦床地質(zhì)和包裹體研究. 礦物巖石, 24(3): 1–12.

陳衍景, 李諾, 鄧小華, 楊永飛, Pirajno F. 2020. 秦嶺造山帶鉬礦床成礦規(guī)律. 北京: 科學(xué)出版社: 1–55.

范宏瑞, 謝奕漢, 王英蘭. 1994. 豫西花山花崗巖基巖石學(xué)和地球化學(xué)特征及其成因. 巖石礦物學(xué)雜志, 13(1): 19–32.

高亞龍. 2010. 河南嵩縣萑香洼金礦床地質(zhì)地球化學(xué)特征及成因探討. 北京: 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)碩士學(xué)位論文: 38–44.

高永豐, 欒文樓, 魏瑞華, 李院生. 1995. 河南祁雨溝金礦流體包裹體研究. 地球化學(xué), 24(S1): 150–159.

郭波. 2018. 欒川礦集區(qū)魚(yú)庫(kù)鉬鎢礦床及隱伏巖體地質(zhì)地球化學(xué)特征. 北京: 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)博士學(xué)位論文: 110–119.

黃典豪, 聶鳳軍, 王義昌, 江秀杰. 1984. 東秦嶺地區(qū)鉬礦床鉛同位素組成特征及成礦物質(zhì)來(lái)源初探. 礦床地質(zhì), 3(4): 22–30.

黃凡. 2009. 河南省東溝超大型斑巖鉬礦床成因研究. 北京: 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)碩士學(xué)位論文: 41–44.

焦建剛, 袁海潮, 何克, 孫濤, 徐剛, 劉瑞平. 2009. 陜西華縣八里坡鉬礦床鋯石U-Pb和輝鉬礦Re-Os年齡及其地質(zhì)意義. 地質(zhì)學(xué)報(bào), 83(8): 1159–1166.

冷成彪, 陳喜連, 張靜靜, 馬曉花, 田豐, 郭劍衡, 張樂(lè)駿. 2020. 斑巖型Cu±Mo±Au礦床的勘查標(biāo)志: 巖石化學(xué)和礦物化學(xué)指標(biāo). 地質(zhì)學(xué)報(bào), 94(11): 3189–3212.

李諾. 2022. 斑巖型鉬礦: 新類(lèi)型的識(shí)別及成礦控制因素. 礦物巖石地球化學(xué)通報(bào), 41(1): 113–126.

李諾, 陳衍景, 張輝, 趙太平, 鄧小華, 王運(yùn), 倪智勇. 2007. 東秦嶺斑巖鉬礦帶的地質(zhì)特征和成礦構(gòu)造背景. 地學(xué)前緣, 14(5): 188–200.

李永峰. 2005b. 豫西熊爾山地區(qū)中生代花崗巖類(lèi)時(shí)空演化與鉬(金)成礦作用. 北京: 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)博士學(xué)位論文: 1–125.

李永峰, 毛景文, 胡華斌, 白鳳軍, 李厚民, 李蒙文, 郭保健, 葉會(huì)壽. 2005a. 豫西公峪金礦床流體包裹體及其He、Ar、S、H、O同位素組成對(duì)成礦流體來(lái)源的示蹤. 巖石學(xué)報(bào), 12(5): 1347–1358.

李永峰, 毛景文, 劉敦一, 王彥斌, 王志良, 王義天, 李曉峰, 張作衡, 郭保健. 2006. 豫西雷門(mén)溝斑巖鉬礦SHRIMP 鋯石U-Pb和輝鉬礦Re-Os測(cè)年及其地質(zhì)意義. 地質(zhì)論評(píng), 52(1): 122–131.

羅銘玖. 1991. 中國(guó)鉬礦床. 鄭州: 河南科學(xué)技術(shù)出版社: 1–452.

毛景文, 謝桂青, 張作衡, 李曉峰, 王義天, 張長(zhǎng)青, 李永峰. 2005. 中國(guó)北方中生代大規(guī)模成礦作用的期次及其地球動(dòng)力學(xué)背景. 巖石學(xué)報(bào), 21(1): 169–188.

聶鳳軍, 江思宏, 趙月明. 2001. 小秦嶺地區(qū)文峪和東闖石英脈型金礦床鉛及硫同位素研究. 礦床地質(zhì), 20(2): 163–173.

強(qiáng)山峰, 畢詩(shī)健, 鄧曉東, 郭連巧, 李建威. 2013. 豫西小秦嶺地區(qū)秦南金礦床熱液獨(dú)居石U-Th-Pb定年及其地質(zhì)意義. 地球科學(xué), 38(1): 43–56.

唐克非. 2014. 華北克拉通南緣熊耳山地區(qū)金礦床時(shí)空演化、礦床成因及成礦構(gòu)造背景. 武漢: 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(武漢)博士學(xué)位論文: 74–107.

萬(wàn)利敏, 陳冰麗. 2017. 祁雨溝次火山斑巖型金礦床成礦系統(tǒng)分析及找礦意義. 中國(guó)黃金, 38(2): 24–29.

汪方躍, 葛粲, 寧思遠(yuǎn), 聶利青, 鐘國(guó)雄, White N. 2017. 一個(gè)新的礦物面掃描分析方法開(kāi)發(fā)和地質(zhì)學(xué)應(yīng)用. 巖石學(xué)報(bào), 33(11): 3422–3436.

王海華, 陳衍景, 高秀麗. 2001. 河南康山金礦同位素地球化學(xué)及其成巖成礦及流體作用模式的印證. 礦床地質(zhì), 20(2): 190–199.

王義天, 毛景文, 盧欣祥. 2001. 嵩縣祁雨溝金礦成礦時(shí)代的40Ar-39Ar年代學(xué)證據(jù). 地質(zhì)論評(píng), 47(5): 551–555.

王義天, 毛景文, 盧欣祥, 葉安旺. 2002. 河南小秦嶺金礦區(qū)Q875脈中深部礦化蝕變巖的40A-39Ar年齡及其意義. 科學(xué)通報(bào), 47(18): 1427–1431.

王義天, 毛景文, 葉安旺, 葉會(huì)壽, 李永峰, 盧欣祥, 李永革. 2005. 小秦嶺地區(qū)中深部含金石英脈的同位素地球化學(xué)特征及其意義. 礦床地質(zhì), 24(3): 270–279.

王義天, 葉會(huì)壽, 葉安旺, 李永革, 帥云, 張長(zhǎng)青, 代軍治. 2010. 小秦嶺北緣馬家洼石英脈型金鉬礦床的輝鉬礦Re-Os年齡及其意義. 地學(xué)前緣, 17(2): 140–145.

王長(zhǎng)明, 鄧軍, 張壽庭, 黃守民, 李克寒. 2006. 河南萑香洼金礦床成礦流體特征. 黃金, (2): 7–11.

吳強(qiáng). 2021. 華北克拉通南緣熊耳山地區(qū)晚中生代鉬、金成礦關(guān)系研究: 以祁雨溝金礦和雷門(mén)溝鉬礦為例. 廣州: 中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所博士學(xué)位論文: 43–105.

向君峰, 毛景文, 裴榮富, 葉會(huì)壽, 王春毅, 田志恒, 王浩琳. 2012. 南泥湖?三道莊鉬(鎢)礦的成巖成礦年齡新數(shù)據(jù)及其地質(zhì)意義. 中國(guó)地質(zhì), 39(2): 458–473.

姚軍明, 趙太平, 李晶, 孫亞莉, 原振雷, 陳偉, 韓軍. 2009. 河南祁雨溝金成礦系統(tǒng)輝鉬礦Re-Os年齡和鋯石U-Pb年齡及Hf同位素地球化學(xué). 巖石學(xué)報(bào), 25(2): 374–384.

葉會(huì)壽. 2006. 華北陸塊南緣中生代構(gòu)造演化與鉛鋅銀成礦作用. 北京: 中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院博士學(xué)位論文: 94–172.

翟雷, 葉會(huì)壽, 周珂, 孟芳, 高亞龍. 2012. 河南嵩縣廟嶺金礦地質(zhì)特征與鉀長(zhǎng)石40Ar/39Ar定年. 地質(zhì)通報(bào), 31(4): 569–576.

張興康. 2015. 豫西吉家洼金礦床地質(zhì)地球化學(xué)及成因研究. 北京: 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)碩士學(xué)位論文: 36–38.

張?jiān)? 2006. 祁雨溝角礫巖型金礦蝕變類(lèi)型及其形成的動(dòng)力學(xué)過(guò)程. 北京: 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)博士學(xué)位論文: 101–107.

趙海香. 2011. 河南小秦嶺金礦成礦作用地球化學(xué)研究. 南京: 南京大學(xué)博士學(xué)位論文: 55–81.

周作俠, 李秉倫, 郭抗衡, 趙瑞, 謝奕漢. 1993. 華北地臺(tái)南緣金(鉬)礦床成因. 北京: 地質(zhì)出版社: 1–269.

朱賴(lài)民, 張國(guó)偉, 郭波, 李犇. 2008. 東秦嶺金堆城大型斑巖鉬礦床LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年及成礦動(dòng)力學(xué)背景. 地質(zhì)學(xué)報(bào), 82(2): 204–220.

朱日祥, 范宏瑞, 李建威, 孟慶任, 李勝榮, 曾慶棟. 2015. 克拉通破壞型金礦床. 中國(guó)科學(xué): 地球科學(xué), 45(8): 1153–1168.

朱日祥, 孫衛(wèi)東. 2021. 大地幔楔與克拉通破壞型金礦. 中國(guó)科學(xué): 地球科學(xué), 51(9): 1444–1456.

Ballard J R, Palin M J, Campbell I H. 2002. Relative oxidationstates of magmas inferred from Ce (Ⅳ)/Ce (Ⅱ) in zircon: Application to porphyry copper deposits of northern Chile., 144(3): 347–364.

Belousova E A, Walters S, Griffin W L, O’Reilly S Y. 2001. Trace-element signatures of apatites in granitoids from the Mt IsaInlier, Northwestern Queensland., 48(4): 603–619.

Blevin P L. 2004. Redox and compositional parameters for interpreting the granitoid metallogeny of eastern Australia: Implications for gold-rich ore systems., 54(3): 241–252.

Botcharnikov R E, Linnen R L, Wilke M, Holtz F, Jugo P J, Berndt J. 2011. High gold concentrations in sulphide- bearing magma under oxidizing conditions., 4(2): 112–115.

Boudreau A, Kruger F. 1990. Variation in the composition of apatite through the Merensky cyclic unit in the western Bushveld Complex., 85(4): 737–745.

Candela P A, Holland H D. 1986. A mass transfer model for copper and molybdenum in magmatic hydrothermal systems; The origin of porphyry-type ore deposits., 81(1): 1–19.

Cao J, Ye H S, Chen X D, He W, Wang P. 2018. Geochemistry, zircon U-Pb age, and Lu-Hf isotope of the granite porphyry in Leimengou Mo deposit in the Easte Qinling Molybdenum ore belt, China., 8(7): 1–20.

Carten R B, White W H, Stein H J. 1993. High-grade granite- related molybdenum systems: Classification and origin., 40: 521–554.

Chaussidon M, Albarède F, Sheppard S M. 1989. Sulphur isotope variations in the mantle from ion microprobe analyses of micro-sulphide inclusions., 92(2): 144–156.

Chen X D, Ye H S, Wang H. 2014. Genesis and evolution of the Leimengou porphyry Mo deposit in West Henan Province, East Qinling-Dabie belt, China: Constraints from hydrothermal alteration, fluid inclusions and stable isotope data., 79: 710– 722.

Chen Y J, Guo G J, Li X. 1998. Metallogenic geodynamic background of Mesozoic gold deposits in granite- greenstone terrains of North China Craton.(), 41(2): 113–120.

Chen Y J, Pirajno F, Li N, Guo D S, Lai Y. 2009. Isotope systematics and fluid inclusion studies of the Qiyugou breccia pipe-hosted gold deposit, Qinling Orogen, Henanprovince, China: Implications for ore genesis., 35(2): 245–261.

Du J G, Wang G W, Jia L H. 2019.major and trace element compositions of apatites from Luanchuan orecluster: Implications for porphyry Mo mineralization., 115(8), 103174.

Fan H R, Hu F F, Wilde S A, Yang K F, Jin C W. 2011. The Qiyugou gold-bearing breccia pipes, Xiong’ershan region, central China: Fluid-inclusion, stable-isotope evidence for an origin from magmatic fluids., 53: 25–45.

Farmer G L, DePaolo D J. 1984. Origin of Mesozoic, Tertiary granite in the western United States, implications for pre-Mesozoic crustal structure: 2. Nd, Sr isotopic studies of unmineralized, Cuand Mo-mineralized granite in the Precambrian craton.:, 89(B12): 10141–10160.

Gao X Y, Zhao T P. 2017. Late Mesozoic magmatism, tectonic evolution in the Southern margin of the North China Craton.:, 60(11): 1959– 1975.

Han Y G, Zhang S H, Pirajno F, Zhou X W, Zhao G C, Qü W J, Liu S H, Zhang J M, Liang H B, Yang K. 2013. U-Pb, Re-Os isotopic systematics, zircon Ce4+/Ce3+ratios in the Shiyaogou Mo deposit in eastern Qinling, central China: Insights into the oxidation state of granitoids, Mo (Au) mineralization., 55(4): 29–47.

Henderson, C M B, Pierozynski W J. 2012. An experimental study of Sr, Ba, Rb partitioning between alkali feldspar, silicate liquid in the system nepheline-kalsilite-quartz at 0.1 Gpa P(H2O): A revisitation, reassessment., 76(1): 157–190.

Hu X K, Li T, Zhang S T, Santosha M, Sun L, Christopher S, Zhao Y, Huang D F. 2020. Geochemistry, zircon U-Pb geochronology, Hf-O isotopes of the Late Mesozoic granitoids from the Xiong’ershan area, East Qinling Orogen, China: Implications for petrogenesis, molybdenum metallogeny., 124, 103653.

Imai A. 2002. Metallogenesis of porphyry Cu deposits of the western Luzon arc, Philippines: K-Ar ages, SO3contents of microphenocrystic apatite, significance of intrusive rocks., 52(2): 147–161.

Imai A. 2004. Variation of Cl, SO3contents of microphenocrysticapatite in intermediate to silicic igneous rocks of Cenozoic Japanese island arcs: Implications for porphyry Cume-tallogenesis in the Western Pacific Island arcs., 54(3): 357–372.

Jian W, Bernd L, Mao T W, Ye H S, Li Z Y, He H J, Zhang J, Zhang H, Feng J W. 2015. Mineralogy, fluid characteristics, Re-Os age of the Late Triassic Dahu Au-Mo deposit, Xiaoqinling region, Central China: Evidence for a magmatic-hydrothermal origin., 110(1): 119–145.

Keppler H, Wyllie P J. 1991. Partitioning of Cu, Sn, Mo, W, U, Th between melt, aqueous fluid in the systems haplogranite-H2O?HCl, haplogranite-H2O?HF., 109(2): 139–150.

Keppler H. 1996. Constraints from partitioning experiments on the composition of subduction-zone fluids., 380: 237–240.

Kusebauch C, John T, Whitehouse M J, Klemme S, Putnis A. 2015. Distribution of halogens between fluid, apatite during fluid-mediated replacement processes., 170: 225–246.

Li J W, Bi S J, Selby D, Chen L, Vasconcelos P, Thiede D, Zhou M F, Zhao X F, Li Z K, Qiu H N. 2012a. Giant Mesozoic gold provinces related to the destruction of the North China craton., 349: 26–37.

Li J W, Li Z K, Zhou M F, Chen L, Bi S J, Deng X D, Qiu H N, Cohen B, Selby D, Zhao X F. 2012b. The Early Cretaceous Yangzhaiyu lode gold deposit, North China Craton: A link between craton reactivation, gold veining., 107(1): 43–79.

Li Z K, Bi S J, Li J W, Zhang W, Cooke D R, Selby D. 2017. Distal Pb-Zn-Ag veins associated with the world-class Donggou porphyry Mo deposit, southern North China craton., 82: 232–251.

Liu Y S, Hu Z C, Gao S. 2008.-analysis of major, trace elements of anhydrous minerals by LA-ICP-MS without applying an internal standard., 257(1–2): 34–43.

Lowenstern J B, Mahood G A, Hervig R L, Sparks J. 1993. The occurrence, distribution of Mo, molybdenite in unaltered peralkaline rhyolites from Pantelleria, Italy., 114(1): 119–129.

Mao J W, Goldfarb R J, Zhang Z, Xu W, Qiu Y, Deng J. 2002. Gold deposits in the Xiaoqinling-Xiong’ershan region, Qinling Mountains, central China., 37: 306–325.

Mao J W, Pirajno F, Cook N. 2011a. Mesozoic metallogeny in East China, corresponding geodynamic settings — An introduction to the special issue., 43(1): 1–7.

Mao J W, Pirajno F, Xiang J F, Gao J J, Ye H S, Li Y F, Guo B J. 2011b. Mesozoic molybdenum deposits in the east Qinling-Dabie orogenic belt: Characteristics, tectonic settings., 43: 264–293.

Mao J W, Xie G Q, Bierlein F, Qü W J, Du A D, Ye H S, Pirajno F, Li H M, Guo B J, Li Y F, Yang Z Q. 2008. Tectonic implications from Re-Os dating of Mesozoic molybdenum deposits in the East Qinling-Dabie orogenicbelt., 72(18): 4607– 4626.

Mao J W, Zhang Z C, Zhang Z H, Du A D. 1999. Re-Os isotopic dating of molybdenites in the Xiaoliugou W(Mo) deposit in the northern QilianMountains, its geological significance., 63(11): 1815–1818.

Mao M, Rukhlov A S, Rowins S M, Spence J, Coogan L A. 2016. Apatite trace element compositions: A robust new tool for mineral exploration., 111(5): 1187–1222.

Mathez E A, Webster J D. 2005. Partitioning behavior of chlorine, fluorine in the system apatite-silicate melt- fluid., 69(5): 1275– 1286.

Mengason M J, Candela P A, Piccoli P M. 2011. Molybdenum, tungsten, manganese partitioning in the system pyrrhotite–Fe-S-O melt-rhyolite melt: Impact of sulfide segregation on arc magma evolution., 75(22): 7018–7030.

Mercer C N, Hofstra A H, Todorov T I, Roberge J, Burgisser A, Adams D T, Cosca M. 2015. Pre-Eruptive conditions of the hideaway parktopaz rhyolite: Insights into metal source, evolution of magma parentalto the Henderson porphyry molybdenum deposit, Colorado., 56(4): 645–679.

Miles A J, Graham C M, Hawkesworth C J, Gillespie M R, Hinton R W, Bromiley G D, EMMAC. 2014. Apatite: A new redox proxy for silicic magmas?, 132: 101–119.

Mungall J E. 2002. Roasting the mantle: Slab melting, the genesis of major Au, Au-rich Cu deposits., 30: 915–918.

Pan L C, Hu R Z, Wang X S, Bi X W, Zhu J J, Li C. 2016. Apatite trace element, halogen compositions as petrogenetic- metallogenic indicators: Examples from four granite plutons in the Sanjiang region, SW China., 254– 255: 118–130.

Qi N, Wang P, Yu J, Chen Y J. 2019. Geochronology, origin of the Qi189 porphyry gold deposit in Qiyugou Orefield, Qinling Orogen, China., 114, 103121.

Richards J. 2003. Tectono-magmatic precursors for porphyry Cu-(Mo-Au) deposit formation., 98(8): 1515–1533.

Richards J P. 2009. Postsubduction porphyry Cu-Au, epithermalAu deposits: Products of remelting of subduction-modified lithosphere., 37(3): 247–250.

Sillitoe R H. 2010. Porphyry copper systems., 105: 3–41.

Stein H J, Markey R J, Morgan J W, Du A, Sun Y. 1997. Highly precise, accurate Re-Os ages for molybdenite from the East Qinling molybdenum belt, Shanxi Province, China., 92(3): 827–835.

Sun S S, McDonough W F. 1989. Chemical, isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition, processes // Saunders A D, Norry M J. Magmatism in Oceanic Basins.,,, 42(1): 313–314.

Sun W D, Liang H Y, Ling M X. 2013. The link between reduced porphyry copper deposits, oxidized magmas., 103: 263–275.

Tang K F, Li J W, Selby D, Zhou M F, Bi S J, Deng X D. 2013. Geology, mineralization, geochronology of the Qianhe gold deposit, Xiong’ershan area, southern North China Craton., 48(6): 729–747.

Tang L, Zhang S T, Yang F, Santosh M, Li J J, Kim S W, Hu X K, Zhao Y, Cao H W. 2019. Triassic alkaline magmatism, mineralization in the Xiong’ershan area, East Qinling, China., 54: 143–156.

Tang L, Zhao Y, Zhang S T, Sun L, Hu X K, Sheng Y M, Zeng T. 2021. Origin, evolution of a porphyry-breccia system: Evidence from zircon U-Pb, molybdenite Re-Os geochronology,sulfur isotope, trace elements of the Qiyugou deposit, China., 89: 88–104.

Wang P, Mao J W, Ye H S, Jian W, Chen X D, Tian Y F, He S, Yan J M, Wu S K, Wan L M. 2020. The Qiyugou Au orefield-An intrusion-related gold system in the Eastern Qinling ore belt, China: Constraints from SIMS zircon U-Pb, molybdenite Re-Os, sericite40Ar-39Ar geochronology,S-Pb isotopes, mineralogy., 124, 103636.

Watson E B, Green T H. 1981. Apatite/liquid partition coefficients for rare-earth elements, strontium., 56: 405–421.

Watson E B, Harrison T M. 1983. Zircon saturation revisited: Temperature, compositional effects in variety of crustal magma types., 64: 295–304.

Webster J D, Tappen C M, Mandeville C W. 2009. Partitioning behavior of chlorine, fluorine in the system apatite- melt-fluid. Ⅱ: felsic silicate systems at 200MPa., 73(3): 559–581.

Whalen J B, Currie K L, Chappell B W. 1987. A-type granites:geochemical characteristics, discrimination, petrogenesis., 95: 407–419.

Williams-Jones A E, Migdisov A A, Samson I M. 2012. Hydrothermal mobilisation of the rare earth elements — A tale of “Ceria”, “Yttria”., 8(5): 355–360.

Xiong S F, Jiang S Y, Zhao K D, Ma Y, Chen Q Z, Jiang M R. 2019. Gold distribution, source of the J4 gold-bearing breccia pipe in the Qiyugou district, North China Craton: Constraints from ore mineralogy,analysis of trace elements, S-Pb isotopes., 105: 514–536.

Yang F, Santosh M, Glorie S, Xue F, Zhang S, Zhang X H. 2020. Apatite geochronology and chemistry of Luanchuangranitoids in the East Qinling Orogen, China: Implications for petrogenesis, metallogenesis and exploration., 378, 105797.

Yang Y F, Chen Y J, Pirajno F, Li N. 2015. Evolution of ore fluids in the Donggou giant porphyry Mo system, East Qinling, China, a new type of porphyry Mo deposit: Evidence from fluid inclusion, H-O isotope systematics., 65: 148–164.

Yang Y, Liu Z J, Deng X H. 2017. Mineralization mechanisms in the Shangfanggou giant porphyry-skarn Mo-Fe depositof the east Qinling, China: Constraints from H-O-C-S-Pb isotopes., 81: 535–547.

Zajacz Z, Halter W E, Pettke T, Guillong M. 2008. Deter-mination of fluid/melt partition coefficients by LA-ICPMS analysis of co-existing fluid, silicate melt inclusions: Controls on element partitioning., 72: 2169–2197.

Zhang C, Li X Y, Behrens H, Holtz F. 2022. Partitioning of OH-F-Cl between biotite, silicate melt: Experiments, an empirical model.317: 155–179.

Zhang J, Ye H S, Zhou K, Meng F. 2014. Processes of ore genesis at the world-class Yuchiling molybdenum deposit, Henan province, China., 79(Part B): 666–681.

Zhao T P, Meng L, Gao X Y, Jin C, Wu Q, Bao Z W. 2018. Late Mesozoic felsic magmatism, Mo-Au-Pb-Zn minerali-zation in the southern margin of the North China Craton: A review., 161: 103–121.

Zhu J J, Richards J P, Rees C, Creaser R, DuFrane S A, Locock A, Petrus J A, Lang J. 2018. Elevated magmatic sulfur, chlorine contents in ore-forming magmas at the Red Chris porphyry Cu-Au deposits, Northern British Columbia, Canada., 113(5): 1047–1075.

Genetic Links Between Late Mesozoic Mo Deposits and Au Deposits in the Xiong’ershan Area, Southern Margin of the North China Craton: A Case Study of Leimengou Mo Deposit and Qiyugou Au Deposit

ZHAN Qiang1, 2, 3, WU Qiang1, 2, 3, CHEN Cheng1, 2, 3, MENG Lei4, ZHAO Taiping1, 3*

(1. Key Laboratory of Mineralogy and Metallogeney, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 3. CAS Center for Excellence in Deep Earth Science, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 4. State Key Laboratory of Ore Deposit Geochemistry, Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guiyang 550081, Guizhou, China)

The southern margin of the North China Craton (NCC) is the largest Mo-Au polymetallic belt in China, which contains more than 8 million tons Mo and more than 1300 tons Au. The gold deposits in the belt were mostly formed in the Late Jurassic to Early Cretaceous (160 – 110 Ma), which are roughly contemporaneous with the spatially closely related large-scale Mo mineralization (148 – 112 Ma) and granite magmatism (158 – 112 Ma). Extensive studies in this regard have been conducted, however, the relationship between the Au mineralization and the Mo mineralization remains unclear. The closely spatiotemporal related Qiyugou Au deposit and Leimengou Mo deposit in the Xiong’ershan ore district were formed in the Early Cretaceous. Thus, we chose the two deposits as the research objects to investigate their genetic links, aiming to obtain a better understanding of the metallogenic relationship between molybdenum and gold in this region. Based on detailed analysis of major and trace elements of apatite, combined with the available geochemical data, it is considered that the Qiyugou and the Leimengou granite porphyries were formed in 130 Ma and derived from similar magma source. The oxygen fugacity and degree of magmatic differentiation for the Leimengou granite porphyry are relatively higher, the volatile is relatively rich in F, but poor in Cl and S. The H-O-S-Pb isotopic data of the Mo and Au deposits show that the ore-forming fluids of the Late Mesozoic Mo deposits and Au deposits in the southern margin of the North China Craton are predominantly derived from a magmatic source, the Mo and Au deposits originated from mixed crust-mantle sources. Furthermore, these data suggest that the source of the Au deposits contain more mantle component than that of the Mo deposits. From these results, it can be concluded that the Mo- and Au-related granites are the products of similar magma in different evolution stage. The nature of the ore-related intrusions and metal sources likely play an important role in mineralization types. In detail, mantle-derived components are responsible for Au mineralization, whereas ancient crust-derived components are responsible for Mo mineralization.

southern margin of North China Craton; Late Mesozoic; Qiyugou Au deposit; Leimengou Mo deposit; apatite

2021-12-23;

2022-03-06

國(guó)家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(41872088)和礦床地球化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室開(kāi)放研究基金項(xiàng)目(201806)聯(lián)合資助。

詹強(qiáng)(1996–), 男, 博士研究生, 礦物學(xué)、巖石學(xué)、礦床學(xué)專(zhuān)業(yè)。E-mail: 826315132@qq.com

趙太平(1963–), 男, 研究員, 從事前寒武紀(jì)重大地質(zhì)事件和燕山期巖漿作用與成礦研究。E-mail: tpzhao@gig.ac.cn

P612; P597

A

1001-1552(2023)06-1267-024

10.16539/j.ddgzyckx.2023.06.005