试论中亚造山带东部多宝山矿田斑岩铜-浅成低温金系统成矿特征与矿床模型

Metallogenic characteristics and ore deposit model of porphyry copper-epithermal gold system in the Duobaoshan ore field, eastern margin of the Central Asian Orogenic Belt

摘要

多宝山矿田位于中亚造山带东段,是目前我国东北地区规模最大、成矿时代最老(477~470 Ma)的斑岩铜钼-浅成低温热液金成矿系统,已探明铜、钼、金储量分别可达5 Mt、0.16 Mt和130 t。从成矿系统角度,其成矿特征和矿床模型尚不清晰。本文系统分析了矿床的地质地球化学特征和成矿时代,发现该成矿系统存在两期成矿事件,以第一期为主,发生在早奥陶世;第二期为叠加成矿,发生在晚三叠世。成矿作用具有下部为隐爆角砾状铜矿化、中部为脉状铜矿化、上部为金矿化的空间结构特征,围岩蚀变从中心向两侧依次为钾化-黑云母化带、青磐岩化带、黏土化带、碳酸盐化带、绢英岩化带和硅化带。成矿流体主要来源于岩浆水,从多宝山斑岩铜矿到争光浅成热液金矿床呈现大气水加入比例增大的趋势。根据第一期成矿斑岩具有高Ce⁴⁺/Ce³⁺(174~461;均值约290)、高 f_{{\mathrm{O}}_2}埃达克质岩浆特征,进一步得出主成矿期与古生代古亚洲洋俯冲作用相关的壳幔混源岩浆作用有关。成矿受古火山机构所制约,其北西到南东成矿深度增大与剥蚀程度相关,受铜山逆断层作用效应,暗示铜山断层以南为较好的找矿靶区。最后,本文建立了该区古生代斑岩铜-浅成低温热液金成矿系统的矿床模型,以期为该区进一步矿产勘探提供借鉴。

关键词

斑岩铜-浅成低温热液金成矿系统 / 古生代大规模成矿 / 成矿特征 / 成矿模型 / 多宝山矿田 / 中亚造山带东部

Key words

porphyry copper-epithermal gold metallogenic system / Paleozoic large-scale mineralization / metallogenic characteristics / ore deposit model / Duobaoshan ore field / eastern Central Asian Orogenic Belt

0 引言

多宝山矿田地处中亚造山带东缘,位于大兴安岭北段,是东北亚地区最大的多金属矿产研究区,已探明铜储量500万t以上,钼储量16万t以上,金储量130 t以上,伴生银、铅、锌、铂、硒、铼和镉等金属和非金属资源^[1],以其发育的蕴藏丰富矿产资源和复杂的成矿特征倍受国内外地质学家关注。该区是一个经历元古宙沉积、新元古代克拉通化、古亚洲洋裂解、兴蒙造山和中生代古太平洋、鄂霍茨克洋联合俯冲作用的岛弧、大陆边缘构造区^[2-3],多期次的构造-岩浆过程为斑岩型(如多宝山、铜山)及其相关浅成低温热液型(争光等)铜、钼、金成矿系统提供了有利的成矿条件。

前人对多宝山矿田铜、钼、金矿床进行了大量的矿床地质、地质年代学、元素和同位素地球化学以及矿床成因、地球动力学等研究工作^{[4⇓⇓⇓⇓⇓-10]}。成矿时代方面,郝宇杰^[5]、蔡文艳^[4]根据地质与年代学证据认为多宝山矿田存在两期斑岩型铜钼成矿,早期成矿作用以多宝山、铜山奥陶纪矿体为代表,晚期成矿以铜山斑状花岗岩浸染状铜钼矿化较为典型。成矿流体和物质来源方面,刘军等^[6]、武广等^[8]认为多宝山矿田成矿流体总体上属H₂O-CO₂-NaCl体系,流体沸腾作用是矿物质沉淀的主要机制;赵一鸣等^[10]、王喜臣等^[7]认为多宝山组地层铜含量高,提供了成矿物质;郝宇杰^[5]通过S-Pb-Re同位素测试分析认为成矿物质主要为幔源岩浆提供。目前更多的是针对单个矿床方面的研究,以多宝山矿田作为整体成矿系统的关注较少,因而,如何从成矿特征、矿床成因类型和时空关系以及成矿期次、地球动力学角度探讨该区铜、钼、金的成矿规律,已成为破解该区资源潜力的关键。

为此,本文收集了多宝山矿田已有的勘探资料,矿床地质、地球化学特征和成矿时代的资料,结合我们的近期研究成果,认为该区斑岩铜-浅成低温热液金成矿系统存在两期成矿事件,依据成矿地质与地球化学特征建立了适合该区的矿床模型。

1 成矿地质背景

中亚造山带位于西伯利亚古陆、中朝(华北)板块和塔里木板块之间(图1)^[11⇓-13],从西部的乌拉尔山脉延伸到东部的太平洋海岸,长度超过5 500 km,是世界上最大的显生宙增生造山带^[14-15]。中国东北部为中亚造山带的东段(图1B^[12]),由一系列微大陆地体组成,包括额尔古纳、兴安、松辽和佳木斯,地体被几个蛇绿岩带(新林、黑龙江等)和缝合带(贺根山—黑河等)隔开^[12-13,16](图1C)。

多宝山矿田为中国东北部大兴安岭的北段,研究区先后经历了微板块聚合,古亚洲洋、蒙古鄂霍茨克洋、古太平洋等构造体系的叠加转换,长期的构造-岩浆活动形成本区NE-NNE向展布的岩浆矿化带^[2,16]。大兴安岭区域出露地层包括北段边缘前寒武系结晶基底、古生代海相-浅海相碎屑沉积组合夹火山岩(林西、二连浩特-东乌旗、海拉尔和呼玛-嫩江等地)和大面积出露的中生界火山岩-火山碎屑岩地层^[1,17](图1C);侵入岩呈NE向分布,主要为寒武纪—奥陶纪(517~446 Ma)、石炭纪—二叠纪(359~264 Ma)、三叠纪—早侏罗世(252~170 Ma)和晚侏罗世—早白垩世(157~120 Ma)花岗杂岩以及少量基性脉岩^[4,18-19](图1C);区内构造较为发育且复杂,形成以NE、NNE、EW向断裂为主、褶皱次之的构造格局,发育的深大断裂有喜桂图—塔源、贺根山—黑河、索伦—西拉木伦、得耳不干和嫩江—八里罕断裂^[11-12](图1C)。研究区经历了古亚洲洋、蒙古鄂霍茨克海的闭合以及古太平洋板片俯冲等过程,促成本区金属矿产资源发育,且成矿明显具有多阶段性,形成众多Au、Ag、Cu、Fe、Pb、Zn与Mo等金属矿床,包括1座超大型Mo矿床(岔路口)、6座大(中)型Cu(Mo)矿床(多宝山、铜山、乌奴格吐山等)、8座大(中)型Au矿床(争光、恩和哈达河、砂宝斯等)和6座大(中)型Pb-Zn-Ag矿床(蒙恩陶勒盖、甲乌拉、查干布拉根等)^[11⇓-13](图1C),矿床类型以夕卡岩型、斑岩型、浅成低温热液型、热液脉型和沉积冲积砂矿型为主^[4-5]。

2 矿田与典型矿床特征

2.1 多宝山矿田

多宝山矿田位于兴安地块的北东部(图1C),包含多个斑岩型相关的大、中型铜钼(金)和金矿床,成矿地质条件优越,已探明铜、钼和金储量分别达500万t、16万t和130 t以上^[1]。出露地层主要为奥陶系和志留系层序(图2)^{[20⇓⇓-23]},其中中奥陶统多宝山组和铜山组被认为空间上和成因上与成矿相关^[4-5,19]。多宝山组(中酸性火山岩/火山碎屑岩)和铜山组(陆源碎屑岩)由凝灰质砂岩、粉砂岩、结晶灰岩、安山岩、英安质凝灰岩和大理岩、板岩夹层组成^[22]。上奥陶统裸河组和爱辉组为安山质凝灰岩、陆源砂岩、粉砂岩和石灰岩^[18-19]。志留系黄花沟组、八十里小河组和卧都河组由安山质凝灰岩、砂岩、粉砂岩、板岩和石灰岩组成^[6,9]。矿田地理位置特殊,显生宙时期经历多期次构造-岩浆作用,岩浆岩以花岗闪长(斑)岩和英云闪长岩为主,少量(玄武质)安山岩、闪长质脉岩。构造变形强烈且形式复杂,形成以褶皱、断裂及韧性剪切片理化带为主的构造格局,局部断层可分为NW-SE、EW、NE-SW向3组断层,NW-SE向断层为多宝山、铜山和争光矿床的主要控矿构造^[19-20](图2A)。多宝山矿田作为大规模多金属成矿作用的典型代表,现已发现多宝山和铜山两座超大型斑岩型铜钼(金)矿床、争光大型浅成低温金矿床,另有10余处小型矿床或矿化点,进一步找矿潜力巨大。

2.2 铜山斑岩型铜钼(金)矿床

铜山矿床位于多宝山矿田南部(图2A),为黑龙江省嫩江县一座大型铜钼(金)矿床,与相邻多宝山矿床距离3~4 km,为该区乃至中国东北地区最古老斑岩型铜钼(金)矿床之一^[25-26]。赋矿地层为多宝山组和铜山组安山岩、安山质角砾岩和安山质凝灰岩,矿区发育岩浆热事件包括早奥陶世花岗闪长岩(478~476 Ma)^[5]、英云闪长岩(472~461 Ma)^[19,26]和花岗闪长斑岩岩枝(474 Ma)^[21],近期的研究发现矿区存在晚三叠世的侵入岩,包括石英闪长岩(214 Ma)^[25]和斑状花岗岩(235 Ma)^[27]。EW向的铜山断层切割花岗闪长岩和铜山组地层,长约10 km,推测断距1 300 m^[21](图2B)。

铜山矿床可分为5条主矿体,除I号矿体外,其余均为地表以下的隐伏矿体。已探明铜储量168.8万t(平均品位0.44%),钼储量为4.3万t(平均品位0.02%),金储量13.7 t(平均品位0.1~0.4 g/t),伴生Ag(382 t)、Zn(10.4万t)、Pb(0.3万t)、Re(24 t)等资源^[4,19]。矿体类型为细脉浸染状和脉状,其中I、II号矿体产出于断层上盘多宝山组地层,III~V号矿体为断层下盘的蚀变花岗闪长岩、英云闪长岩和多宝山组地层内赋存^[26-27](图3A)^[22-23,28]。矿石组构为结晶结构、交代结构、固溶体分离结构和浸染状、细脉状构造,金属矿物主要为磁铁矿、黄铁矿、黄铜矿、辉钼矿,次要矿物为斑铜矿、方铅矿、闪锌矿、辉铜矿、黝铜矿以及蓝辉铜矿。围岩蚀变发育钾化、黑云母化、硅化、绿泥石化、绿帘石化、伊利石-水白云母化、黏土化、绢英岩化和碳酸盐化(表1)^{[4⇓⇓⇓⇓⇓-10,18⇓⇓⇓⇓-23,25⇓-27,30⇓⇓⇓⇓⇓-36]}。成矿过程大致经历石英-钾长石-磁铁矿、石英-黄铁矿-黄铜矿、石英-黄铜矿-辉钼矿、石英-方解石阶段和表生氧化阶段^[9,25⇓-27]。

2.3 多宝山斑岩型铜钼(金)矿床

多宝山斑岩型矿床位于黑龙江省嫩江县北部,多宝山矿田中部,铜山矿床的西北方向(图2A),南距嫩江县城155 km,为中国东北最具代表性的古老斑岩铜钼(金)矿床之一^[5-6]。控矿地质条件、矿化特征及成矿作用等方面与铜山矿床具有相似性,赋矿地层为大面积的多宝山组和东南部小面积铜山组地层,局部断层呈NW-SE走向,与矿体近平行^[20](图2C)。侵入岩时代可分为早古生代和中生代:前者由奥陶纪花岗闪长岩及其斑岩岩脉组成,主流观点认为与成矿相关^[18-19,29];后者包括三叠纪的花岗闪长岩和英云闪长岩,被认为是贫矿或弱矿化的岩体^[27,30]。

多宝山矿床是以铜、钼矿化为主,伴生金、银、铼和硒等多种资源的超大型矿床,已探明铜储量306.1万t(平均品位0.47%)、钼储量12.1万t(平均品位0.02%)、金储量77.2 t(平均品位0.14 g/t)^[22,27]。矿床由4条矿带组成,受NW向韧性剪切带控制,矿体或矿化体以细脉浸染状和脉状为主,矿体赋存于早奥陶世花岗闪长(斑)岩体两侧,少量产出多宝山组安山岩(图3B)。矿石主要结构类型有结晶结构、交代结构和固溶体分离结构,矿石构造以细脉浸染状为主,块状与条带状次之,局部可见角砾状。金属矿物以黄铜矿、斑铜矿、辉钼矿和黄铁矿为主,少量磁铁矿、闪锌矿、方铅矿和黝铜矿等。矿区围岩蚀变包括钾长石化、黑云母化、硅化、绢云母化、绿泥石化、绿帘石化和碳酸盐化(表1)。成矿过程大致经历石英-钾长石-磁铁矿、石英-辉钼矿-黄铜矿、石英-黄铜矿-黄铁矿和石英-方解石阶段^[4-5,18],整体呈现出与铜山矿床相似的矿化蚀变特征。

2.4 争光中硫浅成低温型金锌矿床

争光浅成低温热液型金矿床位于多宝山矿田东南端,与多宝山(相距8 km)和铜山(相距4 km)相邻(图2A),已有研究认为矿床深部存在斑岩型矿化^[23,31],认为争光矿床为多宝山矿田斑岩型铜成矿系统的外围矿化。矿区出露的地层包括多宝山组和铜山组的安山岩、安山质凝灰岩、凝灰质砂岩、石英砂岩、粉砂岩和碳质板岩^[32]。区内断裂构造发育,以NW(导矿)、NE(容矿)向断裂为主,控制区内脉岩及成矿带的产出,侵入岩主要为闪长岩/闪长玢岩岩脉,侵位接触多宝山组地层(图2D)。此外,杨永胜等^[33]对I号矿带ZK5808岩心样品编录发现了隐伏的斑岩体(花岗闪长斑岩、英安斑岩和英云闪长斑岩),其形成时代为早奥陶世—早志留世。

争光矿床自发现以来,已探明金储量超过35 t(平均品位3.5 g/t),锌8万t(1.05%),伴生银>100 t(平均品位12.03 g/t)^[34-35]。矿床产于奥陶纪多宝山组和闪长岩,矿体产状变化较大,矿体形态受NE、NNE向断裂以及闪长岩侵入接触带构造控制(图3C)。依据矿体空间分布特征,可将争光矿床分为4条矿化带(I~IV),矿体类型包括脉状和浸染状,以透镜状、条带状和不规则状形态赋存。矿石组构特征为结晶结构、溶蚀结构、固溶体分离结构和浸染状、脉状、条带状、角砾状构造。金属矿物包括黄铁矿、方铅矿、闪锌矿和黄铜矿,毒砂、赤铁矿、辉铜矿、黝铜矿和辉银矿次之。金矿物以自然金和银金矿的形式,以粒间金、裂隙金赋存黄铁矿裂隙^[36]。围岩蚀变类型包括硅化、绢云母化、绿帘石化、绿泥石化、碳酸盐化和钾化等(表1)^{[4⇓⇓⇓⇓⇓-10,18⇓⇓⇓⇓-23,25⇓-27,30⇓⇓⇓⇓⇓-36]},硅化与金矿化关系密切。成矿过程大致经历石英-黄铁矿、石英-多金属硫化物、方解石阶段和表生期氧化淋滤作用^[23,36-37],矿化蚀变特征整体表现为中硫化型浅成低温热液金矿的特征。

3 成矿流体物理化学条件和物质来源

3.1 铜山和多宝山斑岩型铜钼(金)矿床

从表2^[4,6,8,38]可知,铜山、多宝山矿床流体包裹体的研究揭示,其流体包裹体类型主要是气液两相(W₁型富气相和W₂型富液相)、含子矿物三相(S型)、含CO₂三相(C型),虽同为斑岩型成矿,但不同成矿阶段的温度和盐度均存在差异。(1)就主成矿(铜-钼±金)阶段而言,铜山矿床流体均一温度范围为240~410 ℃,盐度范围较大,w(NaCl_eq)为1.23%~32.65%,密度变化范围为0.55~1.14 g/cm³,依据计算得出包裹体捕获压力为78~95 MPa,形成深度为4.1~6.3 km(表2、图4A)^[4,6,8,38]。结合流体包裹体激光拉曼成分分析,铜山成矿流体体系为中高温、中高盐度含CH₄的H₂O-CO₂-NaCl热液体系^[4,8],其盐度变化较大与成矿过程经历了流体不混溶沸腾作用有关。(2)多宝山矿床主成矿阶段流体包裹体均一温度为270~360 ℃,盐度w(NaCl_eq)为0.80%~42.40%,密度变化范围为0.60~1.10 g/cm³,计算获得包裹体捕获压力为52~77 MPa,形成深度为2.4~4.2 km(表2、图4B)。结合流体包裹体激光拉曼成分分析,进一步认为多宝山总体为中高温、中高盐度H₂O-CO₂-NaCl不混溶热液体系^[4,6,38]。

矿床同位素地球化学特征方面:目前获得成矿过程形成的石英流体包裹体H-O同位素测试数据显示,铜山矿床δD值和δ¹⁸ {\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_2\mathrm{O}}值分别为-112.0‰~-92.7‰和1.9‰~6.1‰,多宝山矿床δD值和δ¹⁸ {\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_2\mathrm{O}}值分别为-110.0‰~-83.4‰和-0.5‰~8.1‰,样品点全部落入大气降水和岩浆水之间(表3、图5A)^{[4,22,39⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓-49]},指示铜山和多宝山成矿流体来自岩浆源,随着成矿作用的进行以不同比例混入大气降水^[39];硫同位素特征显示,目前获得的矿石δ³⁴S值为较大的负值特征(铜山:-3.6‰~-0.4‰;多宝山:-4.7‰~2.5‰)(表4、图5B)^{[4,9,19,22,25,32,34,42⇓⇓-45]},体现以幔源岩浆热液为主 的流体属性^[40];铅同位素²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb值分别为:铜山17.591~18.453、15.406~15.551、37.201~37.999和多宝山17.201~18.129、15.370~15.431、36.974~37.734(表5;图5C,D)^{[4,19,22,34,45,47,49]},在图5C和5D图解上具有造山带和地幔之间的过渡成矿属性^[40],换言之,成矿物质以地幔源为主,是否存在壳幔混合源的特征尚待考证;此外,辉钼矿Re同位素特征(铜山Re:(151.8~1 650.8)×10^-6;多宝山Re:(121.7~887.6)×10^-6)揭示成矿物质以地幔来源为主(表6;图5E,F)^{[5,9-10,24,30,32,48,50]}。

3.2 争光浅成低温热液金矿床

争光金矿床流体包裹体类型包括W₁型、W₂型,主成矿或金矿化的均一温度范围为198~263 ℃,盐度w(NaCl_eq)为3.53%~7.99%,密度变化范围为0.8~0.9 g/cm³,形成深度为175~495 m(表2、图4D),同一阶段或同一均一温度范围发育不同气液比的原生流体包裹体表明沸腾作用为金属元素沉淀的机制^[4],结合成分分析主要为H₂O,总体上认为成矿流体为低温、低盐度NaCl-H₂O热液体系,流体物理化学特征与浅成低温热液型金矿相似。

矿床同位素地球化学特征方面:目前H-O同位素分析显示,争光金矿δD值和δ¹⁸ {\mathrm{O}}_{{\mathrm{H}}_2\mathrm{O}}值分别为-79.0‰~-63.0‰和-7.0‰~-0.2‰,样品点落入大气降水线的右侧区域(表3、图5A),指示成矿流体为大气降水和岩浆水的混合源,且以大气水为主,广泛的水岩反应可能导致氧同位素向岩浆岩方向漂移^[39];硫同位素特征显示,目前获得的矿石矿物δ³⁴S值均为负值,除单点为-12.1‰外,其他为-8.9‰~-1.5‰(表4、图5B),体现以深度地幔硫为主的成矿来源,不排除多宝山组地层沉积还原硫(δ³⁴S值为-12.1‰)的加入^[40];铅同位素²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb值分别为17.572~17.629、15.424~15.486、37.206~37.418(表5),争光矿石铅同位素分布图显示集中在地幔演化曲线附近(图5C,D),与多宝山组地层范围存在重叠,证明成矿物质具有壳幔混源的特点^[41];Re同位素特征同样揭示存在地幔来源(Re:(295.9~394.7)×10^-6)的特征(表6;图5E,F)。值得注意的是,相比铜山、多宝山,争光矿床的Re含量明显降低,证明幔源物质参与成矿作用明显减弱。

4 讨论

4.1 成矿时代

从全球时空分布角度出发,斑岩型铜及其相关浅成低温热液金等成矿系统可分为三个成矿域(环太平洋、特提斯和中亚)^[51-52],复杂成矿的中亚造山带成矿时代多为新生代和中生代(90%),少量为古生代成矿(10%),特别是早古生代鲜有报道^[53-54](图6)^[52-53]。依据前人的研究记录,古生代斑岩型矿床大部分形成位置为中亚造山带附近(图6),如西段的Boschekul(489 Ma)^[9],东段的玉勒肯(371 Ma)^[55]、奥尤陶勒盖/Oyu Tolgoi(372 Ma)^[56]、Kounrad(327 Ma)^[57]和本次多宝山矿田(铜山、多宝山等,476 Ma)^[4-5,9]。可见中亚造山带具有古生代斑岩型相关铜、钼、金成矿系统的成矿规律,以多宝山矿田古生代典型矿床为指针,对区域指导找矿具有科学意义。

矿床地质特征研究表明,多宝山矿田发育7期岩浆热事件,分别为:(1) 寒武纪的多宝山组火山岩(超铁镁质玄武岩、流纹斑岩等,506~491 Ma)^[20,44];(2)早—中奥陶世侵入岩(花岗闪长岩/花岗闪长斑岩、英云闪长岩/英云闪长斑岩、闪长岩/闪长玢岩,集中为485~471 Ma)^{[4-5,9,25,29⇓-31,36,48]};(3)早志留世中基性脉岩(闪长岩/闪长玢岩和花岗闪长斑岩等,440~436 Ma)^[31,35];(4)石炭纪花岗闪长岩(图2,多宝山矿田外围)^[20];(5)中二叠世闪长质脉岩(如争光矿区闪长玢岩,292 Ma)^[35];(6)中—晚三叠世花岗杂岩(花岗闪长岩、英云闪长岩、斑状花岗岩,年龄集中为240~223 Ma)^{[5,9,20,27,30]};(7)早白垩世花岗质岩浆(花岗闪长岩等,约127 Ma)^[4](表7)^{[4-5,9-10,19-20,24-25,27,29⇓-31,35-36,44,48,50]}。前人获得多宝山矿床辉钼矿Re-Os同位素定年521~507 Ma^[10]和486~476 Ma^[4,9,24],考虑测试技术较老和精度误差((521±20) Ma)较大,本文认为寒武纪成矿年代不够精确,之后越来越多的年代学分析将多宝山矿床成矿限定为早奥陶世,因此早奥陶世成矿较为精确;依据铜山矿床辉钼矿Re-Os同位素年龄为477~470 Ma^[4-5,9,19]和229 Ma^[5],整体认为铜山矿床为早奥陶世成矿叠加晚三叠世成矿,成矿热事件分别为花岗闪长岩/英云闪长岩(485~471 Ma)^[4,9,19]和斑状花岗岩(240~223 Ma)^[5];争光矿床辉钼矿Re-Os同位素年龄为(506±44)^[50]、(475±8)^[4]和(246±6) Ma^[4],考虑误差精度((506±44) Ma),认为争光矿床成矿年代为早奥陶世和早三叠世。总体来说,排除误差精度年龄值,指示多宝山、铜山、争光等相关铜-钼-金斑岩-浅成低温热液成矿系统成矿时限为早奥陶世叠加三叠纪成矿,整体以古生代早奥陶世成矿作用较为显著。

4.2 成矿规律

4.2.1 控矿因素

控矿因素是多元的,地层可以提供成矿物质的基础和条件;构造作用可以控制岩浆岩和矿床的时空分布;岩浆活动除了可以提供成矿物质和热动源,还是成矿流体的重要来源之一。(1)多宝山矿田出露的地层单元为中奥陶统铜山组和多宝山组,其中多宝山组与成矿密切,以安山岩、安山质凝灰岩和安山质角砾岩为主,杜琦等^[22]和刘扬等^[58]先后对其近矿围岩开展Cu、Mo、Au元素的定量分析,获得多宝山组地层Cu含量为(134~151)×10^-6,Mo含量>1.79×10^-6,Au含量为14.2~41.0 g/t。Cu、Au含量远高于黑龙江背景值(Cu:18.5×10^-6;Au:1.0 g/t)和克拉克值(Cu:55×10^-6;Au:4 g/t),Mo含量与克拉克值相比略高。围岩到矿体之间的蚀变分带与Cu含量的变化规律同样印证地层提供了成矿物质,即矿体→钾硅化(374×10^-6)→强片理绢英岩化(4 750×10^-6)→绿泥石化绢英岩化(1 200×10^-6)→外围青磐岩化(26×10^-6)^[22],可见环绕矿体中心的多宝山组地层为Cu含量降低场,地层曾有大量成矿物质与岩浆发生交换,Cu等成矿物质由周围或深部的多宝山组地层向矿化中心发生大规模迁移富集成矿。(2)多宝山矿田断裂和褶皱构造发育,对矿床的形成具有一定控制作用,该区的控矿构造主要为NW、NE和SN向的断裂和褶皱,古生代形成的斑岩型铜钼金矿床(多宝山、铜山)受到NW向弧形构造带的控制^[59-60](图2);相关的浅成低温热液型金矿床受到多组断裂联合控制,如争光矿床为NW、NE和SN向断裂交汇位置控矿^[59-60]。(3)多宝山地区古生代的铜钼金矿床均为广义的岩浆热液矿床所属的亚类型,岩浆侵入与热液活动为成矿最有利的控矿条件。前文已述,多宝山地区与古生代成矿密切的岩浆岩为早—中奥陶世侵入岩(见4.1节),总体上为中-酸性的中深-浅成侵入岩。值得注意的是,同一岩浆旋回一般含有多次岩浆成矿作用,岩浆演化最晚阶段形成富硅、富铝和富成矿元素的小型侵入体,这类侵入体与斑岩及其相关成矿系统的成矿最为密切,如多宝山矿区侵入到大面积中深成相花岗闪长岩(9 km²)的浅成相花岗闪长斑岩小岩体(0.17 km²)形成大规模的成矿作用(图2A);铜山矿区相比隐伏的大面积英云闪长岩,侵入其中的花岗闪长斑岩岩枝与成矿更为密切,预测其岩浆-热液控制的下盘矿体规模可达3 Mt以上^[59]。基于上述论证,从矿床地质角度出发,笔者系统地总结了多宝山矿田的控矿规律,具体表现为:中奥陶统多宝山地层、NW向断裂和张性构造、演化晚阶段的中酸性富硅、富铝的小型侵入体为矿田重要的控矿地质条件。

4.2.2 成矿和剥蚀深度

多宝山矿田斑岩-浅成低温热液矿床主要分布在NW向弧形构造带上,空间上具有一定分布规律。从空间角度可分为南东段浅成低温热液型金矿床(以争光为代表),中段斑岩型铜钼金矿床(铜山)和北西段斑岩型铜钼金矿床(多宝山)。笔者收集了该区代表性斑岩型和浅成低温热液型矿床的流体包裹体数据^{[4⇓-6,8,38]},基于对矿物流体包裹体的研究分析(表2),获得成矿深度依次为0.2~0.5 km(争光)、4.1~6.3 km(铜山)和2.4~4.2 km(多宝山),整体认为斑岩体系为中成(2~6 km)深度成矿(表8),符合斑岩铜钼(金)的成矿特征(斑岩铜钼-斑岩钼成矿深度相比斑岩金-斑岩铜金-斑岩铜矿床更深,斑岩铜钼矿床一般为中成深度成矿)^[61]。考虑到测试分析的误差以及成矿深度计算经验公式^[62]的适用性和精确度,结合地质事实证据,目前多宝山浸染状矿化延深不超过1 000 m^[63],而铜山铜钼金矿床矿体多为隐伏矿体,细脉浸染状矿体控制延深超过1 600 m,体系深部推测延深至少为2 000 m以上(本次研究),证明相比之下多宝山矿床的剥蚀程度较高(图7B)^[63]。Leng 等^[64]通过开展赋矿花岗闪长斑岩的磷灰石裂变径迹研究,认为多宝山矿区晚白垩世—始新世(71.8~50.2 Ma)发生剥露冷却事件,剥蚀深度为2.9~3.8 km,同样佐证多宝山矿床剥蚀程度高(至少剥蚀2~3 km以上)。此外,铜山矿床东南侧可见浅成Au-Zn矿化,争光金矿与铜山矿床相距仅4 km,空间上证明争光可能为铜山斑岩系统相关的浅成低温热液金矿,或争光深部存在“多宝山式”上金下铜的斑岩系统。近期的研究证明争光深部存在独立的斑岩铜矿系统^[33],暗示多宝山矿田成矿具有中下部为角砾状、脉状铜矿化,上部为脉状金矿化的空间结构特征,存在“多宝山式”上金下铜的成矿特点。值得注意的是,铜山东南部分的金矿化规模明显小于争光金矿(Au:35 t),空间位置均为铜山断层南侧系统,证明可以排除差异剥蚀的影响因素,推测争光的剥蚀程度小于铜山东南。综合上述论证,本文从地质事实证据出发,结合成矿深度计算,认为成矿空间结构上多宝山地区整体呈现多宝山→铜山→争光(北西到南东)斑岩-浅成低温热液成矿系统深度增加、剥蚀程度降低的特点(图7A)^[63]。

4.2.3 矿床保存

地势的起伏会影响斑岩和浅成低温热液型矿床的保存潜力,一般来说,成矿后的逆冲构造可将主体层序掩埋在覆盖层之下,下伏系统多为规模较大的矿床^[65-66]。本次研究的多宝山地区以成矿后的铜山断层最为典型,其精细程度如何,是否造成矿体的重复加大或缺失、隐伏等问题,直接影响本区找矿的效果,因此解决逆冲断层与成矿之间的关系,对本区乃至全球断层构造区有利地段找矿勘探与资源潜力评价尤为重要。笔者收集了全球尺度下逆断层错断矿体对斑岩-浅成低温热液铜系统矿体保存有影响的典型矿例^{[56,67⇓⇓⇓⇓⇓-73]}(图8)^{[56,65,67⇓⇓⇓⇓-72]},综合分析断层对成矿保存的制约规律,认为逆断层的下盘(或正断层的上盘)为良好的储矿空间。普遍认为斑岩型矿床形成于1~6 km的浅层地壳,浅成低温热液型矿床形成深度更浅(<1.5 km),假设侵位深度相似,侵入地势较高的斑岩将面临更大程度的剥蚀,而侵位较低地势地区的斑岩成矿更易保存。换言之,地势较低地区更可能被高地势剥蚀掉的沉积物掩埋,从而更有利于矿床保存。矿田尺度或区域尺度的逆断层就可以产生这种地势起伏关系,上盘系统逆冲使原有下盘系统的地势增高,有助于保护断层系统下盘的矿床,例如Oyu Tolgoi(蒙古)^[56]、Tsagaan Suvarga(蒙古)^[67]、Cukaru Peki(塞尔维亚)^[68]、Camaguey(古巴)^[69]、Chuquicamata(智利)^[70]以及美国亚利桑那州东南部Laramide断层隆起区域(Ray、Resolution等)^[65,71]和我国的多不杂^[72]、铁格隆南^[72]、铜山矿床等均受到逆断层的保护制约(图8)。反之亦然,正断层的上盘系统同样起到保护作用,如Kalamazoo(美国)^[66]、智利的中北部^[73]等斑岩型矿床亦是如此。因此,多宝山矿田铜山断层对局部矿床的保存做出了一定贡献,结合其运动学特征,我们认为铜山断层以南为有利的找矿靶区。

4.3 成矿岩体

4.3.1 地球化学特征与源区性质

从多宝山矿田典型矿床的地质、成矿时代和与成矿密切的岩浆热事件角度分析,多宝山地区斑岩体系铜成矿以古生代早奥陶世成矿作用为主,与成矿密切的岩浆作用以早奥陶世花岗闪长岩、英云闪长岩和花岗闪长斑岩为主。地球化学特征揭示花岗闪长岩(485~479 Ma)、英云闪长岩(479~478 Ma)和花岗闪长斑岩(479~476 Ma)形成时代一致,均为早奥陶世。相比花岗闪长岩和花岗闪长斑岩,英云闪长岩总体上具有相对高的硅(63.4%~68.9%)、高钙(5.3%~6.6%)、富碱(Na₂O+K₂O含量为5.1%~6.9%)、低TFe₂O₃(3.3%~5.3%)的地化属性(表9)^{[4,18,22,45,74-75]}。在TAS图解上,侵入岩投点均落入亚碱性系列区域(图9A)^{[4,18,22,45,74⇓⇓⇓-78]};在SiO₂-K₂O图解上,大部分落入高钾钙碱性系列区域(图9B)。稀土元素配分模式呈右倾特点(图9C),Eu负异常(δEu介于0.86~1.09)较弱;微量元素蛛网图(图9D)显示亏损Ta、Nb、P、Eu和Ti等元素。富集LREE、K、Th和U,亏损HREE、Nb、Ta、Ti和P等元素,高Sr(集中于(492~709) ×10^-6;均值为490×10^-6),低Y((2.19~14.4)×10^-6;均值为9.52×10^-6)和Yb((0.35~1.86)×10^-6;均值为1.10×10^-6)的特征,在地化组成和REE分布上符合埃达克岩的特征^[79]。在Y-Sr/Y图解(图10A)^{[4,18,22,45,74-75,79⇓⇓-82]}上均落入埃达克质岩区内,证明多宝山古生代成矿斑岩体为埃达克质岩石,来源于加厚下地壳部分熔融(图10E,F)。相关同位素结果如下:Hf同位素表明,英云闪长岩ε_Hf(t)(年龄479 Ma)= 10.2~13.5^[18],花岗闪长岩岩体ε_Hf(t)(年龄480 Ma)=11.9~12.9^[45],花岗闪长斑岩ε_Hf(t)(年龄479 Ma)=8.7~14.3^[45,78];Sr-Nd同位素表明,英云闪长岩ε_Nd(t)(年龄479 Ma)= 2.6~3.0^[45],花岗闪长岩岩体ε_Nd(t)(年龄480 Ma)=4.9~5.3^[45],花岗闪长斑岩ε_Hf(t)(年龄479 Ma)=3.0~6.7^[78]。以上特征表明成矿斑岩岩浆为地幔源区。值得注意的是,大部分样品较低含量的Cr((4.8~28.9)×10^-6,大部分<10×10^-6)、Co((6.2~14.1)×10^-6)、Ni((2.8~8.4)×10^-6)等不相容元素,反映出下地壳物质的加入^[83],证明上升过程发生了不同程度的壳幔混合,不同的Mg^#值(14.6~67.6)同样支持壳幔物质混合的岩浆性质。因此,本文认为古生代成矿斑岩岩浆作用为壳幔物质不同比例混合的结果。

4.3.2 岩浆属性与成矿潜力

近年来,众多学者已经对全球范围内众多斑岩型铜钼矿床开展锆石微量元素地球化学研究工作,研究表明斑岩型铜钼矿化相关的富矿成矿斑岩体为氧化状态,相比贫矿(与金属矿化无关)斑岩体锆石具有高的Ce含量和Ce⁴⁺/Ce³⁺值^[84-85],且部分学者认为Ce和Eu异常的大小与矿床成矿规模(Cu、Mo吨位)相关^[57,86]。本文收集了中亚成矿带的巨大/大型斑岩型铜钼矿床(古生代)成矿斑岩体锆石微量元素数据(表10、图11A)^{[4,56-57,87-88]},使用Geo- f_{{\mathrm{O}}_2}软件计算了成矿斑岩体氧化还原参数。从$\lg f_{\mathrm{O}_{2}}$-T图上可见均为FMQ-MH区间高氧逸度氧化状态(图11B),锆石Ce⁴⁺/Ce³⁺-Eu/Eu^*图解上,早奥陶世成矿斑岩具有高Ce⁴⁺/Ce³⁺值(174~461,均值为约290)^[4,88],与智利中部安第斯山脉富矿斑岩体属性相似^[84](图11D)。值得注意的是,之后晚三叠世成矿斑岩体Ce⁴⁺/Ce³⁺值较低(均值为54)^[88]。可见如前所述,高 f_{{\mathrm{O}}_2}、高Ce⁴⁺/Ce³⁺值为成矿斑岩富矿的前提条件,高 f_{{\mathrm{O}}_2}有助部分熔融过程将Cu、Mo、Au等提取到熔体,氧化状态S以硫酸盐 {\mathrm{HSO}}_4^{-}、 {\mathrm{SO}}_4^{2-}形式溶解并抑制硫化物S^2-的早期饱和分馏与亲Cu元素的损失,从而提高岩浆Cu、Mo、Au等元素富集程度。此外,对高 f_{{\mathrm{O}}_2}和高Ce⁴⁺/Ce³⁺值与成矿规模或成矿Cu(Mo)吨位的耦合关系研究表明,本文 f_{{\mathrm{O}}_2}和Ce⁴⁺/Ce³⁺值与矿床Cu吨位呈弱的正相关,但ΔFMQ值与矿床规模呈现很好的相关性(图11C),除Oyu Tolgoi(42 Mt)^[87]、Aktogai(11.6 Mt)^[57]和Koksai(3.3 Mt)^[57],其余CAOB中亚成矿带斑岩型铜钼(金)矿床成矿斑岩体ΔFMQ值与成矿吨位呈正相关,即氧化程度越高,成矿规模与成矿潜力越大。

4.4 矿床模型

多宝山地区奥陶纪岩浆作用普遍被认为与古亚洲洋构造域相关^[4,18](图12B^[2]),矿田内高Mg的镁铁质岩浆作用时限为约506 Ma^[20],暗示古亚洲洋初始俯冲或弧后盆地扩展的开始。英云闪长岩-花岗闪长岩-花岗闪长斑岩侵入时限为485~477 Ma,与铜山、多宝山、争光铜钼金矿化在时间上吻合(见4.1节)。岩石地球化学和同位素分析表明,成矿岩浆为埃达克质岩浆,具有壳幔混合的岩浆属性,同时斑岩成矿岩浆肥沃度可能与岩浆高氧逸度、含水的特征相关;Th/Yb-Ta/Yb图解(图10C)上,样品均落入富集地幔源的蚀变洋弧范围,说明岩浆源区受到俯冲组分的改造。R₁-R₂构造判别图解显示样品为碰撞前到同碰撞区域(图10B),Rb-Hf-Ta图解(图10D)显示火山弧的特征,证明多宝山地区在早奥陶世古亚洲洋俯冲碰撞初期形成多宝山弧,并形成多宝山、铜山、争光等斑岩-浅成低温热液系统相关矿床。

综合区域构造背景,本文认为多宝山地区古生代成矿作用过程为:早奥陶世古亚洲洋俯冲、碰撞、挤压兴安地块,俯冲熔-流体交代地幔楔部分熔融形成玄武质岩浆,玄武质岩浆底侵、加热加厚新生下地壳部分熔融,从而壳源物质不同程度地加入幔源岩浆,壳幔混合岩浆上升到地表浅部,形成铜山、多宝山和争光矿床,共同组成多宝山地区斑岩-浅成低温热液铜、钼、金成矿系统(图12)。

5 结论

(1)多宝山矿田作为东北地区最重要的斑岩铜-浅成低温热液金成矿系统,成矿作用有早奥陶世和晚三叠世两期事件,以早奥陶世成矿为主,控矿因素为古生代壳幔混源的岩浆岩、多宝山组地层、NW向断裂以及张性构造。

(2)成矿流体以岩浆水为主,多宝山斑岩铜到争光浅成热液金矿床呈现出大气水加入比例增大、北西→南东成矿深度增加、剥蚀程度降低的变化趋势,铜山逆断层作用效应造成铜山西南方向为有利的找矿靶区。

(3)主成矿期与古生代古亚洲洋俯冲作用相关,俯冲碰撞加厚形成的埃达克质岩浆(高 f_{{\mathrm{O}}_2}和高Ce⁴⁺/Ce³⁺值(174~461,均值约290))为矿田大规模成矿提供了前提条件,古生代矿床模型的建立对下一步找矿勘查工作具有借鉴作用。

感谢多宝山铜业公司地质考察时提供的帮助和地勘院成员的大力支持,如果没有大家长期持久的地勘工作和该地区工作的地质人员的帮助,本次研究无法完成,在此再次表示衷心感谢。同时感谢各位专家以及编辑在审稿过程中提出的宝贵修改意见。

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基金资助

国家重点研发计划项目(2022YFC2903601)

国家杰出青年科学基金项目(41925011)