甘肅余石山鈮鉭礦化變粒巖原巖成巖年齡及構造背景

陳 威, 曹曉峰, 呂新彪, 楊 文, 盧友月, 李通國, 吳義布

甘肅余石山鈮鉭礦化變粒巖原巖成巖年齡及構造背景

陳 威1, 2, 曹曉峰2*, 呂新彪2, 楊 文2, 盧友月1, 李通國3, 吳義布3

(1. 中國地質調查局 武漢地質調查中心, 湖北 武漢 430205; 2. 中國地質大學(武漢) 資源學院, 湖北 武漢 430074; 3. 甘肅省地質調查院, 甘肅 蘭州 730020)

與已報道的巖漿型和沉積型鈮鉭礦床含礦巖石特征不同, 甘肅余石山鈮鉭礦化體呈層狀產在熬油溝組變粒巖中, 為探討該鈮鉭礦化變粒巖的原巖巖性、原巖成巖年齡及形成構造背景, 本文運用礦物學、巖石學、礦床學、地質年代學及巖石地球化學等手段進行研究。鏡下觀察及EDS元素分析結果顯示, 礦化變粒巖和淺粒巖中含鈮鉭的獨立礦物主要為鈮鐵礦、褐釔鈮礦、燒綠石、鈮鉭金紅石、鈮釔礦及鋯英石等。不活動元素指標和圖解顯示變粒巖和淺粒巖原巖為中酸性火成巖, 結合變粒巖的變余火山碎屑結構, 指示變粒巖和淺粒巖原巖為粗面巖或堿流巖。微量和稀土元素分析結果顯示變粒巖與淺粒巖都富集Th、U、Rb等大離子親石元素, 虧損Ba和Sr; 富集Nb、Ta、Zr、Hf等高場強元素, 虧損P和Ti。變粒巖和淺粒巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡分別為812±5 Ma和814±3 Ma, 指示變粒巖原巖形成年齡為812～814 Ma。在構造環境判別圖解中, 變粒巖和淺粒巖樣品都投在板內構造花崗巖區域, 結合前人對該區域構造背景的研究, 推測變粒巖原巖應噴發于陸內裂谷環境, 其形成與Rodinia超大陸的裂解有關。

余石山; 變粒巖; 鈮鉭礦化; 地球化學; 地質年代學

0 引 言

世界上的鈮鉭礦床主要分布在加拿大、澳大利亞、巴西、剛果及尼日利亞等地, 國內主要分布在華南地區(王汾連等, 2012)。已報道的內蒙古白云鄂博REE-Fe-Nb礦床(劉淑春等, 1999; 劉健等, 2009)、江西宜春Nb-Ta礦床(Lin et al., 1995; Belkasmi et al., 2000)、廣西栗木黃玉?鋰云母?鈉長石花崗巖Ta礦床(甘曉春等, 1992; Zhu et al., 2001)、福建南坪西坑偉晶巖Nb-Ta礦床(陳寶泉, 2008)、新疆可可托海偉晶巖Ta礦床(朱金初等, 2000; 冷成彪等, 2007)及湖南平江縣仁里偉晶巖Nb-Ta多金屬礦床(劉翔等, 2018)等都為大型鈮鉭礦床。近些年來, 國內外學者對鈮鉭礦開展了大量的研究, 在鈮鉭富集機制等方面取得一系列成果(Kovalenko et al., 1995; Kempe et al., 1999; Belkasmi et al., 2000; Zhu et al., 2001; Pal et al., 2007)。Dill (2010)根據含礦巖石類型將鈮鉭礦床劃分為巖漿型和沉積型兩種, 其中巖漿型包括鈣堿性和堿性富含Ta-Nb-Sn的花崗巖和偉晶巖、堿性的富鈮巖體及碳酸巖3類。王汾連等(2012)將巖漿型鈮鉭礦床劃分為偉晶巖型、花崗巖型、堿性巖型及碳酸巖型, 并認為沉積型鈮鉭礦床主要產于殘余風化殼及沉積層中。鈮和鉭大多以含鈮鉭的獨立礦物(如: 鈮鐵礦、鉭鐵礦及燒綠石等)呈浸染狀分布于含礦巖石中, 也有部分以類質同象的形式分布于云母、鋯石、榍石、霓石、金紅石和鈦鐵礦等礦物中。

余石山鈮鉭礦化變粒巖是甘肅省地質調查院在2011年實施甘肅1∶5萬莫壩爾等六幅區域調查項目過程中發現的, 目前已圈定20個鈮鉭礦化體, 初步估算Nb2O5資源量達20萬噸, 達大型以上(余君鵬等, 2012, 2015; 謝燮和楊合群, 2014)。與已報道的巖漿型和沉積型鈮鉭礦床含礦巖石特征不同的是, 余石山鈮鉭礦化體呈層狀產在熬油溝組變粒巖中。楊再朝等(2014)報道了切穿余石山鈮鉭礦化體的霓輝正長巖形成年齡為778 Ma; 賈志磊等(2016)對礦化變粒巖進行了原巖恢復, 但還未對鈮鉭礦化變粒巖開展全面而細致的研究。本文綜合余石山礦化區普查資料和已發表的研究成果, 在詳細的野外地質調查基礎上, 對余石山礦化變粒巖和淺粒巖開展了鋯石U-Pb年代學和全巖地球化學分析, 并探討了其原巖的性質和構造背景, 為后期探討余石山鈮鉭礦化變粒巖成因及鈮鉭礦化規律提供了線索, 指導進一步找礦與勘查。

1 區域地質背景

甘肅余石山地區大地構造位置位于塔里木板塊與柴達木板塊的交接地帶, 以阿爾金山斷裂系為界, 北為塔里木板塊東緣敦煌地塊, 南為中祁連?柴達木板塊北緣褶皺帶, 東與中南祁連地塊相交接。前人通過對蛇綠巖、高壓變質巖和相關花崗巖的研究認為該區為早古生代縫合帶(崔軍文等, 1999; 陳能松等, 2007; 高曉峰等, 2012), 主要經歷了前加里東期、加里東期以及喜馬拉雅期以來的多旋回造山作用, 在長期的地質演化過程中, 不同成因、不同時代及不同構造環境的地質體彼此以巖片、斷塊的形式拼合在一起, 形成現今復雜的構造格局和豐富的礦產資源(Liu et al., 2000; 郝杰等, 2006; 賈群子等, 2007; 劉良等, 2007; 劉永順等, 2009)。

區域內出露的地層主要為古元古界達肯達坂巖群、長城系熬油溝組、薊縣系?青白口系冰溝南組、寒武系?奧陶系拉配泉組及石炭系羊虎溝組(圖1)。其中熬油溝組與余石山鈮鉭礦化關系最密切, 該地層總體呈NW向展布, 南側與古元古界達肯大坂巖群呈斷層接觸, 北側與石炭系?二疊系因格布拉克組呈斷層接觸, 南西與寒武系?奧陶系拉配泉巖群呈斷層接觸, 為一套變中基性火山巖夾碳酸鹽巖及變質砂泥質碎屑巖組合。區域內巖漿活動具有多期性, 以加里東期為主, 華里西期和燕山期次之, 多為巖株或巖脈產出的中酸性巖。

1. 第四系; 2. 石炭系?二疊系楊虎溝組; 3. 寒武系?奧陶系拉配泉群; 4. 薊縣系?青白口系冰溝南組; 5. 長城系熬油溝組二段; 6. 長城系熬油溝組五段; 7. 長城系熬油溝組六段; 8. 奧陶紀輝長巖體; 9. 二長花崗巖; 10. 石英閃長巖; 11. 斷層及產狀; 12. 余石山鈮鉭礦。

2 地質特征

2.1 礦化區地質特征

余石山鈮鉭礦化區出露的地層主要為熬油溝組, 地層整體呈NWW-NEE向展布, 受構造強烈改造, 呈無序狀出露。該地層巖性組合從北至南大致為斜長角閃巖→變粒巖→大理巖(圖2), 整體為變中基性火山巖夾碳酸鹽巖及變質砂泥質碎屑巖。礦化區內斷裂構造發育, 整體以近EW向為主, NE向和NW向斷裂次之, 斷裂受到早期韌性變形和晚期逆沖推覆構造的疊加改造。礦化區外主要出露呈巖株產出的二長花崗巖和閃長巖, 區內主要出露脈狀霓輝正長巖、輝長巖、正長巖、花崗斑巖、花崗巖、角閃石巖及少量花崗偉晶巖, 其中部分花崗巖脈和石英正長巖脈呈順層或切層侵入到鈮鉭礦化變粒巖體中。

2.2 鈮鉭礦化變粒巖特征

余石山鈮鉭礦化體產狀受區內斷裂帶控制明顯, 整體近平行產出, 略具向東發散、向西收斂的趨勢。就單礦化體而言, 礦化體大多呈透鏡狀和層狀, 走向近東西, 傾向北(圖2)。礦化體的產出嚴格受到NWW-EW-NEE向舒緩波狀逆沖推覆構造、變粒巖層及不含礦大理巖透鏡體的控制, 其中無鈮鉭礦化大理巖可作為鈮鉭礦化體的頂底板(圖3)。

變粒巖為最主要的含礦巖性, 分為變粒巖型(圖4a、d、e、f)和淺粒巖型(圖4b、c、g、h、i), 主要由石英和長石組成, 為細粒狀變晶結構(圖4j、k、l)。鈮鉭礦化變粒巖主要發育條帶狀(圖4a、g)和浸染狀(圖4e、f、h、i)構造, 少量發育細脈浸染狀構造(圖4b)。本次研究在變粒巖和糜棱巖化變粒巖中發現了變余火山碎屑結構(圖5), 據此判斷變粒巖原巖應為火山巖。礦化變粒巖普遍發育云英巖化、鈉長石化、鉀化、綠簾石化、綠泥石化及蛇紋石化等, 其中鉀化與鈮鉭礦化關系最密切, 一般鉀化越強, 鈮鉭含量越高。

礦化變粒巖中含鈮鉭礦物主要呈半自形單礦物(圖6、7)和它形星點狀分布(圖8), 少量呈定向排列。鏡下觀察及EDS(energy dispersive spectrometer)元素分析結果顯示含鈮鉭的獨立礦物主要為鈮鐵礦(圖6)、鈮釔礦(圖7、9)、褐釔鈮礦(圖8)及燒綠石等, 但也有以類質同象的形式分布在鋯石、金紅石、含鈦磁鐵礦及鈦鐵礦中(圖9)。含鈮鉭獨立礦物大多被石英或長石包裹, 少量呈脈狀和粒狀分布于長石及石英顆粒間隙中, 大小約5～120 μm; 而含鈮鉭的星點狀礦物多呈半自形?它形粒狀集合體與磁鐵礦、鈦鐵礦和鋯石共生(圖8)。鈮釔礦、褐釔鈮礦及氟碳鈣鈰礦主要呈不規則粒狀或星點狀分布在磁鐵礦、鋯石顆粒邊緣及裂隙中(圖8), 少量分布在獨居石、金紅石顆粒周圍, 該特征與Timofeev and Williams-Jones (2015)報道的含鈮鉭礦物特征極為類似, 應為熱液成因。

3 變粒巖地球化學特征及原巖性質

本次研究共選取了7個淺粒巖和2個變粒巖樣品在澳實分析檢測(廣州)有限公司進行主量和微量元素分析, 結果見表1。為查明變粒巖原巖性質, 本次研究采用尼格里四面體圖解、(al-alk)-c圖解和TiO2-SiO2圖解(圖10)判別原巖性質, 所有樣品點都投在火成巖區域, 說明變粒巖及淺粒巖原巖應為火成巖。賈志磊等(2016)通過巖石地球化學方法對余石山變粒巖進行了原巖恢復, 認為變粒巖原巖為中酸性巖漿巖。此外, 在野外地質調查工作中發現了變粒巖的變余火山碎屑結構及氣孔構造(圖5), 也說明變粒巖及淺粒巖原巖應為火成巖。

圖2 甘肅余石山鈮鉭礦化區地質簡圖(據余君鵬等, 2015修改)

圖3 鈮鉭礦化體與大理巖野外接觸關系照片

3.1 主量元素特征

變粒巖SiO2含量為62.97%～64.75%, 屬中性巖; 淺粒巖的SiO2含量較高為72.56%～75.48%, 屬酸性巖。變粒巖及淺粒巖的K2O含量明顯高于Na2O, 為富鉀系列。在火山巖TAS分類圖(圖11)中, 變粒巖樣品全投在粗面巖/粗面安山巖區域, 淺粒巖樣品全投在流紋巖區域。變粒巖及淺粒巖的Al2O3含量較高, 為9.68%～17.53%, 鋁飽和指數A/CNK值為0.98～1.73。在A/NK-A/CNK判別圖解中(圖12b), 變粒巖及淺粒巖樣品全投在過鋁質區域, 指示為過鋁質系列巖石。在SiO2-AR圖解中(圖12a), 樣品點全投在堿性巖區域, 指示為堿性系列巖石。綜上所述, 變粒巖為中性過鋁質堿性系列巖石, 淺粒巖為酸性過鋁質堿性系列巖石。

3.2 稀土及微量元素特征

變粒巖及淺粒巖樣品都具有稀土元素明顯富集的特征, 變粒巖的稀土元素總量(∑REE)為539～ 824 μg/g; 淺粒巖的∑REE比變粒巖高, 為925～ 3458 μg/g。變粒巖和淺粒巖的稀土元素配分曲線都顯示LREE富集和HREE虧損的特征(圖13a), (La/Yb)N值為13.14～47.70, 具有明顯的Eu負異常(δEu=0.05～0.22)。

在SiO2-Zr/TiO2和SiO2-Nb/Y圖解中(圖14), 變粒巖樣品全投在粗面巖區域, 而淺粒巖樣品全投在堿流巖區域, 與在火山巖TAS分類圖中的投點結果一致。在La/Yb-∑REE圖解中(圖15), 變粒巖及淺粒巖樣品全投在花崗巖區域。不活動元素指標和巖石類型判別圖解都指示所有的變粒巖和淺粒巖樣品都是中酸性火成巖, 結合野外地質調查發現變粒巖中的變余火山碎屑結構, 本文認為變粒巖及淺粒巖原巖應為粗面巖或堿流巖。

與淺粒巖相比, 變粒巖顏色較深, SiO2和∑REE含量相對低, 兩種巖性巖石只在礦物成分含量上存在差異。野外地質調查及鉆孔巖心揭露發現礦區變粒巖和淺粒巖兩種巖性并無明顯的界線且交替互層(圖3)。兩種巖性原巖的成巖年齡一致、主量和微量元素組成相似, 也說明它們應來自同一巖漿的演化。變粒巖及淺粒巖都相對富集Th、U和Rb等大離子親石元素, 但虧損Ba和Sr; 明顯富集Nb、Ta、Zr和Hf等高場強元素, 但虧損P和Ti(圖13b), 反映了其原巖應來自地殼。

4 變粒巖原巖形成時代及構造背景

4.1 原巖形成年齡

對礦化變粒巖(TC01-1)和淺粒巖(TC01-2)進行LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡測試, 探討其原巖的成巖年齡。鋯石顆粒挑選是在廣州拓巖檢測技術有限公司及武漢上譜分析檢測有限責任公司完成, 鋯石陰極發光(CL)照相和LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡及稀土元素分析分別在武漢上譜分析檢測有限責任公司和中國地質大學地質過程與礦產資源國家重點實驗完成。其中鋯石U-Pb年齡數據見表2, 鋯石稀土元素含量見表3。

礦化變粒巖TC01-1中鋯石為無色透明的半自形?它形晶體, 粒徑長達200 μm, 長寬比多為1∶1～ 2∶1。CL圖像顯示大部分鋯石為具有振蕩環帶或條帶狀分帶的巖漿鋯石, 部分鋯石為具有熔蝕、斑雜或團塊狀分帶的變質和熱液鋯石(圖16a)。對10顆巖漿鋯石進行分析, 其206Pb/238U年齡為806～821 Ma,加權平均值為812±5 Ma(MSWD=0.35,=10)(圖17a)。這些鋯石的U、Th含量分別為142～890 μg/g、103～693 μg/g, Th/U值為0.33～1.05。球粒隕石標準化稀土元素配分曲線顯示具有明顯Ce的正異常和Eu的負異常, 為巖漿鋯石的特征(圖17b)。

礦化淺粒巖TC01-2中鋯石大部分為巖漿鋯石, 并含有部分變質和熱液鋯石(圖16b)。對具有振蕩環帶或條帶狀分帶的13顆巖漿鋯石進行分析, 其206Pb/238U年齡為791～833 Ma, 加權平均值為814±3 Ma (MSWD=0.67,=13)(圖17c)。這些鋯石的U、Th含量分別為138～407 μg/g、77～238 μg/g, Th/U值為0.15～0.95。球粒隕石標準化稀土元素配分曲線也顯示明顯Ce正異常和Eu負異常, 為巖漿鋯石的特征(圖17d)。

此外, 對變粒巖和淺粒巖中大量變質鋯石也進行了LA-ICP-MS U-Pb年齡分析,206Pb/238U年齡值變化范圍較大, 為472～770 Ma, 這些變質或熱液鋯石應是變粒巖原巖形成后期經過多期熱變質或熱液作用形成的。礦化變粒巖及淺粒巖原巖結晶年齡在誤差范圍內基本一致, 指示余石山礦化變粒巖原巖噴發年齡約為812～814 Ma。

(a) 條帶狀礦化變粒巖, 發育磁鐵礦細脈和云母; (b) 細脈浸染狀礦化淺粒巖, 發育硅化脈; (c) 浸染狀礦化淺粒巖, 發育鉀化和硅化; (d) 浸染狀礦化變粒巖; (e) 浸染狀礦化變粒巖, 發育鉀化和綠泥石化; (f) 浸染狀礦化變粒巖, 發育云英巖化; (g) 條帶狀礦化淺粒巖; (h) 浸染狀礦化淺粒巖, 發育鉀化和綠泥石化; (i) 浸染狀礦化淺粒巖, 發育磁鐵礦化, 出現氣孔構造; (j) 變粒巖鏡下照片, 細粒變晶結構, 主要由石英(Q)和長石(Pl)組成, 還有一些白云母(Ms)和磁鐵礦(Mt)等副礦物; (k) 變粒巖鏡下照片, 斜長石和鉀長石(Kfs)還保留部分晶形; (l) 淺粒巖鏡下照片, 細粒變晶結構。

圖5 熬油溝組變粒巖中變余火山碎屑

圖6 鈮鐵礦BSE照片及EDS元素分析結果

圖7 鈮釔礦BSE照片及EDS元素分析結果

礦物代號: Q. 石英; Mt. 磁鐵礦; Kfs. 鉀長石; Zrn. 鋯石; Ferg. 褐釔鈮礦; Bast. 氟碳鈣鈰礦。

4.2 原巖形成構造背景分析

LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡結果顯示變粒巖和淺粒巖原巖的形成年齡約為812～814 Ma, 為新元古代。前人將祁連山一帶新元古代到早古生代的構造演化模式分為: 新元古代早期匯聚(940～900 Ma)→Rodinia超大陸裂谷化和裂解及洋盆開啟擴張(約880～550 Ma)→大洋俯沖和島弧、弧后盆地的發育(約630～446 Ma)→洋盆閉合、大陸深俯沖(約445～420 Ma)→造山期后伸展剝蝕(<400 Ma) (Wan et al., 2000; 郭進京等, 2000; Tung et al., 2013; 夏林圻等, 2016)。祁連地塊新元古代中?晚期火山巖主要分布在祁連陸塊的西北部(夏林圻等, 2016), 包括多若諾二群火山巖和朱龍關群火山巖(Mao et al., 1998; Xia et al., 1999; 夏林圻和夏祖春, 2000; 夏林圻等, 2001; 夏小洪等, 2012), 也有少量的火山巖分布于祁連陸塊的東部和南部, 分別為興隆山群(徐學義等, 2008)和全吉群(李懷坤等, 2003)。新元古代中?晚期火山巖主要由玄武巖和玄武安山巖組成, 也有少量的火山碎屑巖, 其中大陸裂谷(和大陸溢流)玄武巖在熬油溝地區出露最完整。前人研究顯示, 這些大陸裂解或溢流玄武巖是Rodinia超大陸裂解的產物(Xia et al., 1999; 夏林圻等, 2001, 2016; 夏小洪等, 2012)。李懷坤等(2003)在祁連全吉群底部發現了冰積礫巖, 獲得火山巖鋯石U-Pb年齡約為800 Ma,并結合巖石地球化學特征, 認為全吉群沉積序列是Rodinia超大陸在新元古代早期解體階段的產物。Tung et al. (2013)認為祁連山存在約850 Ma和800 Ma (751～815 Ma)的巖漿作用高峰期, 分別代表裂谷、同裂谷階段。近年來祁連地區大量的鋯石U-Pb年齡數據顯示祁連地塊在新元古代(790～900 Ma)具有明顯的熱事件信息, 研究認為該期構造熱事件與Rodinia超大陸的裂解有關(Wu et al., 2006; Zhang et al., 2006)。

圖9 高鈦鈮磁鐵礦、鈮釔礦及含鈮鋯石BSE照片及EDS能譜元素掃面照片

表1 余石山變粒巖(YSSB)與淺粒巖(YSSQ)全巖主量(%)和微量元素(μg/g)地球化學組成

續表1:

變粒巖及淺粒巖為細粒粒狀變晶結構(圖4j、k、l), 主要由石英和長石組成, 還含有少量的磁鐵礦、白云母等副礦物(圖4k), 可見大量的石英和長石顆粒因變質作用而呈它形(圖4j、l)。變粒巖和淺粒巖原巖整體受變質應力作用而強烈變形, 組成巖石的礦物粒度整體變小變細, 但成分并沒有發生明顯的改變。在構造背景判別圖解中(圖18), 樣品投點在板內構造環境區域。變粒巖及淺粒巖的主量元素都顯示富硅、堿, 貧鈣、鎂的特征; 微量元素具有高的Rb、Th、Nb、Ta、Zr、Hf、Ga、Y含量和低Sr、Ba含量的特征; 具有高的Ga/Al、K2O/Na2O及FeOT/MgO值特征, 與A型花崗巖相似(Loiselle and Wones, 1979; Collins et al., 1982; Whalen et al., 1987)。A型花崗巖最初被定義為形成于“非造山”的張性環境(Loiselle and Wones, 1979), 后來研究表明其可形成于多種構造環境(Whalen et al., 1987; Eby, 1990, 1992), 不同程度的拉張背景可以產生不同類型的A型花崗巖。因此, 本文認為余石山熬油溝組的變粒巖和淺粒巖原巖應噴發于陸內裂谷環境, 其形成應與Rodinia超大陸的裂解有關。

我國的鈮鉭礦床主要為花崗巖型、偉晶巖型、堿性巖型和碳酸巖型, 堿性系統的鈮鉭成礦帶主要有塔里木?華北北緣、秦嶺和揚子西緣成礦帶(李建康等, 2019), 余石山鈮鉭礦化(礦化原巖為堿性火山巖)應屬于塔里木?華北北緣成礦帶。近年來, 沿此斷裂帶附近甘肅北山?內蒙古阿拉善地區及柴達木盆地周緣已發現多個堿性巖型鈮?稀土礦床或礦化點(李建康等, 2019; 趙海超等, 2019), 如交通社西北山鈮鉭礦化點、沙柳泉偉晶巖型鈮鉭礦床、生格偉晶巖型鈮鉭礦床及內蒙古額齊納旗的石灰山礦床等(李善平等, 2016; 李建康等, 2019; 潘鑫等, 2019)。沿塔里木?華北北緣深斷裂帶及其兩側出露大量的堿性巖體及堿性偉晶巖脈(鄒天人等, 2000), 塔里木?華北北緣深斷裂曾發生多次拉張活動, 導致深源巖漿多次侵入或噴發, 該斷裂帶中的堿性巖形成時代主要集中在新元古代(931～683 Ma)、早?中石炭世、早二疊世和晚二疊世, 其中與堿性巖有關的鈮鉭成礦作用主要發生在二疊紀(鄒天人和李慶昌, 2006; 李建康等, 2019)。近年來, 柴達木盆地周緣地區已發現沙柳泉、交通社、大紅山、生格、交勒薩依及八龍溝等多處鈮鉭礦床或礦化點(楊樹清, 2009; 余君鵬等, 2012; 周小玲, 2014; 李善平等, 2016; 杜發等, 2018; 喬建峰, 2018; 潘鑫等, 2019)。這些礦床或礦化點類型為偉晶巖型、堿性巖型和堿長花崗巖型, 但成礦時間或礦化巖石年齡基本為前寒武紀, 如交通社鈮鉭礦化點(潘鑫等, 2019)。已發表的年齡數據顯示這些礦床或礦化點中與成礦相關巖體(包括含礦巖體)具有明顯的兩期礦化, 為776～820 Ma和450～500 Ma(楊再朝等, 2014; 喬建峰等, 2019), 說明該區域應具有新元古代和早古生代兩次重要的構造熱事件和鈮鉭礦化作用。本次研究獲得的余石山變粒巖原巖成巖年齡為812～814 Ma, 其原巖為一套中酸性火山巖, 表明早期余石山鈮鉭礦化應形成于新元古代陸內裂谷環境下的火山噴發作用。有的鈮鉭礦物以獨立礦物的形式產在石英和長石顆粒內部(圖6、7), 也有的以不規則粒狀或星點狀集合體形式分布在磁鐵礦、金紅石及鋯石顆粒邊緣和裂隙中(圖8、9), 而該特征與Timofeev and Williams-Jones (2015)報道的含鈮鉭礦物特征極為類似, 應為熱液成因。變粒巖中大量472～770 Ma的變質和熱液鋯石, 表明該礦床可能受到了早古生代熱事件疊加作用, 區域上新元古代大陸裂谷環境下的巖漿活動應為該區重要的一次構造熱事件及鈮鉭礦化作用。但以交通社及余石山鈮鉭礦化點為代表的新元古代鈮鉭礦化多為Nb高Ta低, 鈮鉭獨立礦物過少過小, 大部分以分散狀態賦存, 導致采選冶困難, 不能稱為成型的前寒武紀鈮鉭礦床, 柴達木盆地周緣地區新元古代應存在與堿性巖相關的鈮鉭礦化作用。

圖10 余石山變粒巖及淺粒巖尼格里四面體圖解(a; 據Niggli, 1954修改)、(al-alk)-c圖解(b; 底圖據王仁民等, 1987)和TiO2-SiO2圖解(c; 底圖據趙振華, 1997)

圖11 余石山變粒巖及淺粒巖樣品在火山巖TAS分類圖中的圖解(底圖據Le Maitre, 2002)

圖12 余石山變粒巖及淺粒巖SiO2-AR (a)和A/NK-A/CNK (b)圖解(底圖據Maniar and Piccoli, 1989)

圖13 余石山變粒巖及淺粒巖球粒隕石標準化稀土元素配分模型圖(a)和原始地幔標準化微量元素蛛網圖(b)(球粒隕石和原始地幔標準化值據Sun and McDonough, 1989)

圖14 余石山變粒巖及淺粒巖SiO2-Zr/TiO2(a)和SiO2-Nb/Y(b)圖解(底圖據Winchester and Floyd, 1977)

圖15 余石山變粒巖及淺粒巖La/Yb-∑REE圖解(底圖據Allègre and Minster, 1978)

表2 余石山含礦變粒巖及淺粒巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡數據

續表2:

表3 余石山含礦變粒巖及淺粒巖中鋯石的稀土元素(μg/g)含量

圖16 余石山礦化變粒巖及淺粒巖鋯石陰極發光圖像

syn-COLG. 同碰撞花崗巖; WPG. 板內花崗巖; VAG. 火山弧花崗巖; ORG. 洋脊花崗巖。

5 結 論

(1) 余石山鈮鉭礦化呈層狀或透鏡狀產在熬油溝組變粒巖中, 其中變粒巖可分為變粒巖型和淺粒巖型, 原巖為中酸性火山巖, 可能為粗面巖或堿流巖。

(2) 余石山鈮鉭礦化變粒巖中含鈮鉭的獨立礦物主要有鈮鐵礦、褐釔鈮礦、燒綠石、鈮鉭金紅石、鈮釔礦及鋯英石等, 礦物顆粒大小約5～120 μm, 這些礦物多呈不規則粒狀或星點狀集合體形式分布在磁鐵礦、金紅石和鋯石顆粒邊緣及裂隙中。

(3) 變粒巖和淺粒巖的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡分別為812±5 Ma和814±3 Ma, 指示變粒巖原巖噴發時代為新元古代。

(4) 巖石地球化學組成顯示變粒巖為中性過鋁質堿性系列巖石, 淺粒巖為酸性過鋁質堿性系列巖石。變粒巖與淺粒巖都具有REE明顯富集和LREE高度富集、HREE虧損的特征, 都富集Th、U和Rb等大離子親石元素, 虧損Ba和Sr; 富集Nb、Ta、Zr和Hf等高場強元素, 虧損P和Ti, 表明其為同一巖漿演化的產物。

(5) 余石山變粒巖原巖噴發于陸內裂谷環境, 其形成與Rodinia超大陸的裂解有關, 柴達木盆地周緣地區新元古代堿性巖漿活動伴隨著一次重要的鈮鉭礦化作用。

致謝:中國科學院地質與地球物理研究所李曉峰研究員和匿名審稿專家對稿件中存在的問題提出了富有建設性和寶貴的修改意見, 作者謹此表示最誠摯的感謝！

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Genetic Age and Tectonic Setting of Parent Rocks of Nb-Ta Mineralized Leptynites in Yushishan, Gansu Province

CHEN Wei1, 2, Cao Xiaofeng2*, Lü Xinbiao2, Yang Wen2, LU Youyue1, Li Tongguo3, Wu Yibu3

(1. Wuhan Center, China Geological Survey, Wuhan 430205, Hubei, China; 2. School of Earth Resources, China University of Geosciences (Wuhan), Wuhan 430074, Hubei, China; 3. Geological Survey of Gansu Province, Lanzhou 730020, Gansu, China)

The Yushishan Nb-Ta mineralized bodies are strata-like, hosted in the leptynites of the Aoyougou Formation which are different from the ore-bearing rocks of the known magmatic and sedimentary Nb-Ta deposits. In order to delineate the lithology, genetic age and tectonic setting of the primary rocks of the Yushishan Nb-Ta mineralized leptynites, we carried out petrological, mineralogical, geochronological, and geochemical analyses of the ore-bearing leptynites. The results of microscopic observation and EDS analysis show that the niobium and tantalum bearing minerals in the Yushishan letynites are mainly columbite, fergusonite, pyrochlorite, Nb-Ta rutile, samarskite, and zircon. Inactive element indicators indicate that the leptynites were originally intermediate-acid igneous rocks. Combined with the metamorphic residual pyroclastic structure of the leptynites, it is likely that the leptynites derived from trachyte or pantellerite. The trace element results show that the leptynites are rich in REE, especially LREE. The primitive mantle-normalized spider diagrams show that the leptynites are enriched in large iron lithophile elements (LILE) such as Th, U and Rb and depleted in Ba and Sr, enriched in high field strength element (HFSE) like Nb, Ta, Zr and Hf, but depleted in P and Ti. LA-ICP-MS U-Pb dating of magmatic zircon from two leptynite samples provided weighted mean206Pb/238U ages of 812±5 Ma and 814±3 Ma, indicating the parent rocks of the leptynites were crystallized at ca. 812 – 814 Ma. In the tectonic discrimination diagrams, the leptynite samples all fall in the within-plate granite field. Combined with the previous research results, the parent rocks of the Yushishan leptynites were likely formed in a rift setting, possibly related to the break-up of the Rodinia supercontinent.

Yushishan; leptynite; Nb-Ta mineralization; geochemistry; geochronology

P595; P612

A

1001-1552(2022)04-0755-018

2020-10-19;

2021-05-14

國家重點研發計劃項目(2017YFC0602404)和中國地質調查局地質調查項目(DD20190154、DD20221689)聯合資助。

陳威(1992–), 男, 博士, 從事礦物學、巖石學及礦床學研究工作。E-mail: weichen@cug.edu.cn

曹曉峰(1985–), 男, 副教授, 從事礦床成因及成礦規律相關教學和研究工作。E-mail: Cao079@qq.com

10.16539/j.ddgzyckx.2022.04.005