華北克拉通南緣晚中生代鉬、金成礦關系:以祁雨溝金礦床和雷門溝鉬礦床為例

詹 強, 吳 強, 陳 程, 孟 雷, 趙太平

華北克拉通南緣晚中生代鉬、金成礦關系:以祁雨溝金礦床和雷門溝鉬礦床為例

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

(1. 中國科學院 廣州地球化學研究所 礦物學與成礦學重點實驗室, 廣東 廣州 510640; 2. 中國科學院大學, 北京 100049; 3. 中國科學院深地科學卓越創新中心, 廣東 廣州 510640; 4. 中國科學院 地球化學研究所, 礦床地球化學國家重點實驗室, 貴州 貴陽 550081)

華北克拉通南緣是我國重要的鉬、金成礦帶之一, 已探明的鉬資源量超過800萬噸, 金資源量超過1300噸。前人研究表明, 區內金成礦事件多發生于晚侏羅世?早白堊世(160～110 Ma), 與區內大規模的鉬成礦事件(148～112 Ma)及巖漿侵位事件(158～112 Ma)時代相近, 且三者在空間上緊密相關, 但關于金與鉬的成礦關系尚不清楚。本文以位于華北克拉通南緣熊耳山礦集區緊鄰的早白堊世祁雨溝金礦床和雷門溝鉬礦床為研究對象, 分析鉬與金的成礦關系。通過對兩個礦床中含礦斑巖體中的磷灰石進行詳細的主量和微量元素分析, 結合前人已有的地球化學資料, 認為形成于130 Ma的祁雨溝花崗斑巖與雷門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, 成礦物質鉬、金均來源于殼?；旌显磪^, 但相對于鉬礦床, 金礦床的幔源組分所占比例更高。研究區內的鉬、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和金屬來源不同, 金主要與幔源物質相關, 鉬主要與古老地殼物質相關。

華北克拉通南緣; 晚中生代; 祁雨溝金礦床; 雷門溝鉬礦床; 磷灰石

0 引 言

華北克拉通南緣是我國重要的Mo-Au-Ag-Pb-Zn多金屬成礦帶之一(陳衍景等, 2004; Mao et al., 2008)。區內金礦床主要分布于小秦嶺和熊耳山兩個礦集區(圖1), 已探明金資源量超過1300 t(Wang et al., 2020)。小秦嶺礦集區以石英脈型金礦床為主; 而熊耳山礦集區發育的金礦床以構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800萬噸, 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生于早白堊世(132～119 Ma)(王義天等, 2001, 2002; Li et al., 2012a, 2012b; 強山峰等, 2013; Tang et al., 2013; Zhao et al., 2018), 少量形成于三疊紀(230～201 Ma; 王義天等, 2010; 唐克非, 2014; Jian et al., 2015)和侏羅紀(160～155 Ma; Li et al., 2012b; 抄尉尉等, 2016)。鉬成礦事件主要集中發生于晚侏羅世?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生于晚三疊世(233～221 Ma; Mao et al., 2008)。同時, 華北克拉通南緣也發育大規模的、與區內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), 侵位時間主要集中于158～112 Ma(Chen et al., 1998; 朱賴民等, 2008; 焦建剛等, 2009; Li et al., 2012b; Gao and Zhao, 2017)。

由此可見, 華北克拉通南緣鉬與金的成礦作用多集中于晚中生代, 它們在空間上緊密相關(圖1), 但二者是否具有成因聯系尚不清楚。Han et al. (2013)通過對石瑤溝斑巖型鉬礦床(132.8±2.8 Ma)及周圍的元嶺、南坪、紅莊三個金礦床的研究, 認為鉬礦床和金礦床為同一成礦事件的產物, 礦化類型由深部斑巖型鉬礦化向淺部轉化為構造蝕變巖型金礦化。唐克非(2014)根據區內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),認為鉬礦化和金礦化為兩期獨立的成礦事件, 與區內多期的巖漿作用有關(Tang et al., 2013)。李永峰(2005b)通過區內晚中生代鉬礦床、金礦床以及相關花崗巖體的地球化學特征研究, 認為鉬成礦與花崗斑巖密切相關, 而金成礦是巖漿熱液萃取金并在適當空間富集成礦的結果。由于前人對區內鉬、金成礦作用的研究多集中于單一礦床, 關于鉬與金的成礦關系的研究仍存在一定不足。因此, 本文選擇區內成礦時代相近、空間位置緊鄰的祁雨溝金礦床與雷門溝鉬礦床進行對比分析, 進而探討鉬與金的成礦關系。

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

祁雨溝金礦床以發育隱爆角礫巖型金礦體為主, 還發育石英脈型金礦體。最近的找礦勘查發現, 祁雨溝金礦床還存在斑巖型礦體(189礦體,圖2), 且巖體中發現少量輝鉬礦, 其與礦區角礫巖型礦體和石英脈型礦體構成一個完整的斑巖型金成礦系統(Wang et al., 2020)。與成礦有關的189花崗斑巖體的鋯石U-Pb年齡為130 Ma(Wang et al., 2020; 吳強, 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。結合前人成礦年代學研究, 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, 且均與礦區內同時期的早白堊世花崗斑巖密切相關。張元厚(2006)認為雷門溝斑巖型鉬礦化與祁雨溝角礫巖型金礦化可能是同一個礦化系統。但隨著祁雨溝189斑巖型礦體的發現, 具有時空相似性的雷門溝鉬礦床與祁雨溝金礦床的成因聯系仍需要進一步深入研究。

圖2 祁雨溝金礦床與雷門溝鉬礦床礦區地質圖(據Xiong et al., 2019修改)

磷灰石是斑巖礦床中最常見的副礦物之一, 通常含有大量揮發分(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作用的影響下保持穩定, 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程(Henderson and Pierozynski, 2012)。磷灰石中的揮發分和微量元素(如, Mn、Sr、LREE、Th、Y、Eu、Ce等)對巖漿成分和氧化狀態特別敏感, 有助于判別成礦巖漿的性質(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溝鉬礦床為研究對象, 開展詳細的礦床地質與磷灰石礦物學研究, 結合區域內已有的構造?巖漿?流體?成礦研究成果, 探討兩類礦床的成礦關系, 分析熊耳山地區與鉬、金成礦作用有關巖石的元素和同位素組成, 探討成礦物質來源和動力學背景, 深化了對整個華北克拉通南緣鉬、金成礦規律的認識, 促進區域找礦工作突破。

1 成礦巖體地質特征

1.1 祁雨溝金礦床成礦巖體地質特征

祁雨溝金礦床位于華北克拉通南緣熊耳山礦集區的東南部(圖1), 受NW向、NE向斷裂控制, 以發育典型的隱爆角礫巖型金礦化為主。截至2021年, 該礦床累計探明金資源量達70 t, 規模達到大型。祁雨溝礦區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(資源儲量＞8 t, 平均品位2.15 g/t) (萬利敏和陳冰麗, 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)以及賦存于構造破碎帶中的NE向脈狀金礦(資源儲量＞10.3 t, 平均品位10.07 g/t)(李永峰等, 2005a)三種類型(圖2)。角礫巖型金礦體是礦區最主要的礦化類型。金礦體主要賦存于角礫巖筒膠結物中, 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, 礦化類型以硫化物石英脈型為主, 少量為構造蝕變巖型。

礦區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、河流地區出露。礦區隱爆角礫巖筒、斷裂構造發育, 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向斷裂為區內主要含礦斷裂, 而NW向斷裂控制了區內角礫巖筒的產出。祁雨溝金礦床具有工業價值的含金角礫巖筒有4個(J2、J4、J5、J6)(圖2)。角礫巖型礦體主要受角礫巖筒控制, 巖筒中可產出有一個或數個不等的金礦體。礦區與成礦相關的巖漿巖主要分布在礦區東部和中部(圖2), 通常為燕山期巖漿巖, 且與金礦化密切相關, 不同類型的侵入巖的特征如下:

石英斑巖: 分布在礦區邊緣, 手標本呈淺肉紅色, 斑狀結構, 斑晶主要為石英、鉀長石, 含量約為5%, 基質為隱晶質, 塊狀構造, 發育明顯鉀化蝕變(圖3a、b), 其形成年齡為157～159 Ma(Wang et al., 2020; 吳強, 2021)。

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

花崗斑巖: 主要出露在礦區J8角礫巖體西南邊緣(圖2), 出露面積最大, 手標本呈灰白色、淺紅色(圖3e)。斑晶主要是鉀長石、石英及少量斜長石、角閃石。其中石英含量～30%, 粒徑大小0.75～1.25 mm, 呈它形粒狀; 鉀長石含量～40%, 粒徑大小0.6～1 mm, 表面發生絹云母化蝕變; 斜長石含量～20%?；|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, 2021)。

二長花崗斑巖: 呈巖脈、巖墻狀分布于礦區中南部, 寬40 m左右, 傾角一般＞80°, 截穿花崗斑巖和石英斑巖。手標本呈暗灰色、肉紅色, 斑狀結構, 斑晶為鉀長石(～30%)、斜長石(～20%)、石英(～20%)和角閃石(3%～6%), 粒徑為0.1～4 cm, 基質為隱晶質, 塊狀構造, 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, 2021)。

1.2 雷門溝鉬礦床成礦巖體地質特征

雷門溝鉬礦床是熊耳山地區典型的斑巖型鉬礦床之一, 位于祁雨溝金礦床西側約2 km(圖2), 探明鉬資源量達34萬噸以上, 平均品位0.07%(陳小丹等, 2012)。礦區主要出露古元古界太華群雜巖, 巖性為角閃斜長片麻巖、黑云母斜長片麻巖和黑云母角閃斜長片麻巖。礦區發育近EW向、NNE向、NE向和NW向斷裂構造。

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

2 研究對象和測試方法

本次研究在雷門溝鉬礦床露天采場以及祁雨溝金礦床中最新勘查發現的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組成, 以獲取與鉬、金成礦有關的巖漿性質及其演化信息。

磷灰石的掃描電鏡(SEM)和電子探針(EPMA)分析在中國科學院廣州地球化學研究所礦物學與成礦學重點實驗室完成, 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。本次實驗所用的標樣為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試在合肥工業大學資源與環境工程學院礦床成因與勘查技術研究中心(OEDC)完成。激光剝蝕系統為CetacAnalyte HE, 電感耦合等離子質譜儀(ICP-MS)為Agilent 7900。激光剝蝕過程中采用氦氣(0.9 L/min)作載氣, 氬氣(0.85 L/min)為補償氣以調節靈敏度, 二者在進入ICP之前通過T型接頭進行混合。激光束斑直徑為30 μm, 重復頻率為8 Hz, 激光能量約為4 J/cm2。每個剝蝕點的分析時間為60 s, 其中包括20 s的剝蝕前背景值測定和40 s的激光剝蝕測定值, 剝蝕氣溶膠由氦氣送入ICP-MS完成測試(汪方躍等, 2017)。采用EPMA獲得的43Ca作為內部標準, NIST-610和SRM-612作為外部標準, 繪制校準曲線。利用軟件ICPMSDataCal(Liu et al., 2008)對數據進行離線處理, 對分析信號圖譜進行截選, 避免異常信號對分析結果的影響, 并輸出最后的含量(×10?6)結果。

3 分析結果

祁雨溝金礦床花崗斑巖中的磷灰石主要呈六方柱狀或細長柱狀, 多無色透明或半透明, 部分晶體包在斜長石或鉀長石中(圖3g、4a)。陰極發光圖像顯示, 磷灰石成分不均一, 發育明顯的核邊結構, 標記為Ap?核、Ap?邊(圖4c)。分析結果顯示, 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負異常(δEu=0.44～0.82; 圖6)。

(a) 祁雨溝花崗斑巖顯微照片; (b) 雷門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, 發育明顯的核邊結構; (d) 雷門溝花崗斑巖中磷灰石的CL圖像。礦物代號: Py. 黃鐵礦; Kfs. 鉀長石; Ap. 磷灰石; Chl. 綠泥石; Qtz. 石英。

表1 磷灰石電子探針分析結果(%)

續表1:

上房溝、魚庫與南泥湖鉬礦床磷灰石數據引自Du et al., 2019。

表2 磷灰石微量元素特征(′10?6)

數據來源: 雷門溝花崗斑巖據曹晶等, 2016; Hu et al., 2020; 祁雨溝189礦體花崗斑巖據吳強, 2021。

雷門溝花崗斑巖中的磷灰石主要呈長柱狀, 多無色透明或半透明。陰極發光圖像顯示, 磷灰石的成分均一, 無明顯的核邊結構(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含量多低于檢測限, 為巖漿成因(Du et al., 2019)。磷灰石的揮發分富F(3.17%～4.56%)、貧Cl(多低于檢測限)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 成巖與成礦的關系

前人對熊耳山礦集區的成巖成礦時代開展了大量同位素年代學研究, 區內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, 該地區發育眾多與中酸性巖漿密切相關的礦床。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)和魚池嶺(131.2±1.4 Ma; Zhang et al., 2014)等礦床。晚中生代與巖漿關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石英斑巖、花崗斑巖、二長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, 2021)。石英斑巖(～160 Ma)是礦區早期巖漿活動的產物, 同時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。二長花崗斑巖(～125 Ma)晚于石英斑巖與花崗斑巖(～130 Ma), 野外產狀也顯示其切穿金礦體與花崗斑巖體, 且無明顯蝕變或礦化, 說明二長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代問題, 近年來多位學者對該礦床中的輝鉬礦和黃鐵礦等礦石礦物開展Re-Os同位素定年研究, 獲得其Re-Os等時線年齡為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。兩者在誤差范圍內基本一致, 且與區內花崗斑巖的時代(～130 Ma)吻合。結合祁雨溝礦區角礫巖筒主要圍繞花崗斑巖體分布, 且礦區斑巖型礦化也主要賦存于花崗斑巖體中(圖2), 因而推測花崗斑巖體為祁雨溝金礦床的致礦和賦礦巖體。

雷門溝花崗斑巖的鋯石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性。

綜上可知, 祁雨溝金礦床和雷門溝鉬礦床的成礦時代都與區內侵位于～130 Ma的花崗斑巖的結晶年齡近乎一致, 表明鉬、金礦化都與礦區內侵位于～130 Ma的花崗斑巖體密切相關。

4.2 成礦巖體的成因

4.2.1 巖石類型和巖漿源區特征

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

數據來源: 雷門溝花崗斑巖據曹晶等, 2016; 祁雨溝189礦體花崗斑巖據吳強, 2021。

圖8 FeOT/MgO-10000×Ga/Al(a)和P2O5-SiO2(b)圖解(數據來源同圖7)

雷門溝花崗斑巖的A/CNK為1.12～1.17(圖7a), 屬于過鋁質花崗巖。在FeOT/MgO-10000×Ga/Al圖解(圖8a)中, 樣品落于I、S、M型花崗巖區域內。樣品的P2O5含量低(0.07%～0.1%), P2O5與SiO2含量具負相關關系, 與I型花崗巖演化趨勢一致。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過渡型花崗巖(曹晶等, 2016)。

雷門溝花崗斑巖的地球化學特征明顯區別于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, 祁雨溝和雷門溝花崗斑巖的主量元素具有連續演化的趨勢, 雷門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。兩個巖體的樣品具有相似的REE配分模式, 均表現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負異常(圖6a)。微量元素蛛網圖顯示, 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等高場強元素(圖10)。元素組成特征表明祁雨溝花崗斑巖與雷門溝花崗斑巖具有相似的母巖漿, 結晶分異作用導致兩者的元素組成差異。

數據來源同圖7。原始地幔標準化值據Sun and McDonough, 1989。

祁雨溝花崗斑巖和雷門溝花崗斑巖中磷灰石的LREE含量很高, HREE含量相對較低, 且有明顯的負Eu異常(圖6b), 具有殼?；旌蟻碓吹奶卣?Du et al., 2019)。在磷灰石的ΣLa～Nd–ΣSm～Ho–ΣEr～Lu圖解(圖11) 中, 樣品測點主要落在地幔、殼?；旌蠀^域, 也說明其物質源區為殼?；旌蠋r漿源, 但祁雨溝樣品的幔源物質貢獻更大。兩個巖體樣品的Sr-Nd-Hf同位素組成也反映其源區有地幔物質的貢獻(曹晶等, 2016; Hu et al., 2020; 吳強, 2021), 與磷灰石的REE特征表明其來自殼?；旌显磪^一致。以上分析表明祁雨溝和雷門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果。晚中生代, 華北克拉通南緣的構造環境由擠壓向伸展轉變, 軟流圈上涌, 巖漿底侵作用導致中下地殼發生大規模熔融, 產生大面積花崗質巖漿侵位, 并形成了與之相關的鉬、金多金屬大規模成礦(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Yang et al., 2020)

4.2.2 巖漿演化和氧逸度特征

在巖漿演化過程中, 由于受到其他礦物結晶的影響, 磷灰石的微量元素也會發生變化。由于Sr優先被分配進入到斜長石和堿性長石的晶格中, 隨著長英質巖漿分異, 斜長石和堿性長石的結晶作用會降低殘余熔體中Sr的含量, 結晶晚于長石的磷灰石的Sr含量將會降低(Belousova et al., 2001; Hendersonand Pierozynski, 2012), 且Sr的分配對熔體組分和溫度并不敏感(Watson and Green, 1981); 同時,磷灰石屬于富REE礦物, 且會在其結晶過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程(Watson and Green,1981)。祁雨溝和雷門溝花崗斑巖中磷灰石的(La/Sm)N、(La/Yb)N和(Sm/Yb)N值與Sr含量呈正相關關系(圖12),雷門溝花崗斑巖相對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, 斜長石和褐簾石的結晶以及巖漿結晶過程中富含Cl的熱液的出溶將導致磷灰石的(Sm/Yb)N值降低(Keppler, 1996), 由于雷門溝花崗斑巖的磷灰石顯著貧Cl, 所以雷門溝花崗斑巖較低的Sr含量和(Sm/Yb)N值可能是由于其演化分異程度相對更高, 大量的斜長石結晶造成的。磷灰石的Ce/Pb、Th/U值可以反映巖漿形成過程中流體活動性(Sun and McDonough, 1989), Ce/Pb值高、而Th/U值越低反映流體活動性越強, 相反則指示流體活動性較弱。在Ce/Pb-Th/U圖解(圖12d)中, 雷門溝花崗斑巖中磷灰石的Ce/Pb值更高, 反應在演化過程中其巖漿流體活動性比祁雨溝花崗斑巖的流體活動性更強。因此, 認為祁雨溝花崗斑巖與雷門溝花崗斑巖為相似母巖漿結晶分異的結果, 但雷門溝斑巖體的結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含量與其形成時整個體系的氧逸度也存在密切的相關性, 根據經驗性公式: “logO2=?0.0022(±0.0003)Mn(×10?6)?9.75(±0.46)”可以推斷出長英質巖漿的氧逸度(Miles et al., 2014)?；诖擞嬎愕贸龅钠钣隃匣◢彴邘r的logO2=?12.0～ ?10.4(核部平均值為?11.3, 邊部平均值為?11.1), 雷門溝花崗斑巖的logO2=?11.3～?9.8(平均值為?10.5; 表1),兩者相差不大, 表明雷門溝和祁雨溝花崗斑巖都具有較高的氧逸度, 雷門溝花崗斑巖的氧逸度可能相對稍高。

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), 鋯石結晶溫度為527～790 ℃ (平均670 ℃,=43)。而雷門溝花崗斑巖體中鋯石的Ce4+/Ce3+為346～895(平均547), 鋯石結晶溫度為625～793 ℃(平均716 ℃,=10; Hu et al., 2020)。兩個巖體的結晶溫度相似, 且鋯石的Ce4+/Ce3+值與δEu呈正相關關系(圖13), 表明Ce4+/Ce3+與δEu在鋯石結晶過程中主要受氧逸度控制, 但雷門溝花崗斑巖體相對祁雨溝花崗斑巖體具有相對更高的氧逸度。

圖13 鋯石Ce4+/Ce3+-δEu圖解

斑巖型礦化與高氧逸度巖漿關系密切(Richards, 2009; Sillitoe, 2010)。對金礦床而言, 在還原狀態下, Au易與S2?離子結合而過早達到飽和沉淀下來,不利于Au在巖漿中的運移; 而在中?高氧逸度的狀態下, 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較高; 所以當S2?存在時, 可能會導致Mo進入硫化物相, 造成其在殘余熔體中虧損(Mengason et al., 2011); 同時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, 當巖漿氧逸度較高時(≥Ni/NiO緩沖線), 巖漿中的Mo主要以六價的形式存在, 且S也主要以硫酸根的形式存在, 其演化過程會造成Mo在殘余熔體中富集(Lowenstern et al., 1993)。因此無論鉬礦床還是金礦床, 巖漿氧逸度都是控制成礦的關鍵因素之一。

由于大多數金礦床難以查明與其相關的侵入巖體, 因此也難以確定與斑巖型金礦化相關的巖體地球化學性質。巖漿的氧逸度和結晶分異程度可能是控制斑巖型礦化成礦專屬性的兩個最關鍵因素(冷成彪等, 2020)。Blevin (2004)通過對澳大利亞東部花崗巖類成礦作用的各巖石地球化學參數對比研究, 指出與金礦化相關的I型花崗巖體演化分異程度不能過高, 在花崗質巖漿中早期硫化物或磁鐵礦的沉淀會使得Au在巖漿熔融相中難以保存, 在FMQ～NNO的弱氧化區間才有利于Au在長英質花崗巖漿中保存, 進而促進Au的成礦。Botcharnikov et al. (2011)指出O2在～FMQ+1時, 熔體中的Au含量達到最高值, 而隨著O2繼續增加, 熔體中的Au則會顯著降低。對比不同礦化類型中成礦巖體的巖石地球化學組成發現, 相較于金礦床, 與斑巖型鉬礦床相關的成礦巖體氧逸度、巖漿的演化分異程度更高(Blevin, 2004)。值得注意的是, 兩個巖體有相似的源區, 祁雨溝巖體的演化分異程度較低, 在該金礦床內僅發現少量的輝鉬礦。而雷門溝露天采場東南部的下雷門溝處存在不成規模、未達到開采標準的金礦化點, 表明雷門溝巖體在演化過程中可能也發生了小范圍的含Au流體出溶與金礦化, 但由于該巖體分異程度較高, 所以其整體以發育大規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 巖漿揮發分特征

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

對比祁雨溝花崗斑巖與雷門溝花崗斑巖中的磷灰石, 發現所有磷灰石都具富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在巖漿系統中的分配系數不同, Cl主要富集在地幔流體相, F的親石性使其更易進入熔體相, 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可能有更多幔源物質加入。祁雨溝礦區花崗斑巖中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含量相對較高, 說明相對Mo而言, S對Au的運移富集成礦可能起更重要的促進作用。

揮發分在鉬成礦過程中起重要作用, 成礦流體中的F和Cl對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的含量增加會降低Mo的分配系數流體/熔體; 實驗巖石學結果也表明富F的熱液體系相對于富Cl的熱液體系Mo具有更高的流體/熔體(Keppler and Wyllie, 1991)。Zhang et al. (2022)應用新的黑云母/熔體OH-F-Cl交換分配模型計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～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含量則相對較高(～3000′10?6)。此外, 磷灰石中的SO3含量也可以評價巖體的含礦性。Imai (2002, 2004)對產于西太平洋島弧帶(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行了詳細研究, 發現與Cu-Au有關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)發現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, 本文認為不同的揮發分成分體系可能對鉬、金成礦專屬性有重要影響, 在Mo、Au元素的運移或者聚集過程中發揮了不同的作用, 富F貧Cl, 具有相對高F/Cl值的巖漿體系有利于斑巖型鉬礦化的產生, 而與斑巖型金礦有關的巖漿體系則具有相對更高的SO3、Cl和低的F/Cl值。

4.3 鉬、金成礦物質來源

祁雨溝金礦床、雷門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自巖漿體系, 但在流體循環演化過程中有大氣降水等外部流體的加入。

數據來源: 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; 王長明等, 2006; 葉會壽, 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同位素組成發現, 鉬礦床的S同位素相對集中, 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, 區內鉬、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, 與太華群部分重合。在208Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解(圖16a、c)中, 區內鉬、金礦床的Pb同位素主要落于下地殼和地幔演化線之間, 暗示其成礦物質均來自于殼?；旌显磪^。在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解(圖16b、d)中,區內鉬、金礦床的Pb同位素主要落于造山帶和地幔演化線之間, 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, 表明其源區幔源物質的貢獻更大, 該時期區域構造體制由擠壓向伸展環境轉換。這與前人研究顯示區域花崗巖在～127 Ma存在元素和同位素組成的系統變化的認識一致(Gao and Zhao, 2017), 表明127 Ma前后是華北克拉通南緣晚中生代構造體制發生轉變的關鍵時期。

數據來源: 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。

數據來源: 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的礦石礦物, 其Re含量可反映成礦物質來源。Mao et al. (1999)在綜合分析、對比了中國各種類型鉬礦床中輝鉬礦的Re含量后, 認為Re含量從地幔(×10?4)到殼?；煸?×10?5)再到地殼(×10?6)會呈現10倍的下降。李永峰等(2006)報道了雷門溝鉬礦中輝鉬礦的Re含量為11.5×10?6～ 16.2×10?6, 認為其成礦物質主要來源于下地殼, 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), 整體來說其輝鉬礦的Re含量明顯高于雷門溝鉬礦床。雖然兩者的成礦物質均顯示殼?；旌蟻碓吹奶卣? 但祁雨溝金礦床的幔源組分更多, 也說明華北克拉通與金相關的成礦流體主要來自地幔(朱日祥和孫衛東, 2021)。

成礦物質/熔流體有大量幔源物質的參與是整個華北克拉通金爆發式成礦的重要特點(朱日祥等, 2015)。Au為中等不相容元素, 雖然在強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成礦物質均來源于滯留在地幔過渡帶脫水的俯沖板片(朱日祥和孫衛東, 2021)。Mo也屬于中等不相容元素, 盡管目前對于華北克拉通南緣鉬礦床中Mo的來源依然存有爭議, 但研究者對鉬礦集中區存在富Mo的背景已基本達成共識(李諾, 2022), 這種富Mo背景可能主要是下地殼物質(Farmer and DePaolo, 1984; Mercer et al., 2015)。對于秦嶺鉬礦帶而言, 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, 該區域貢獻了95%的鉬資源量, 而同樣發育燕山期花崗巖的北秦嶺地區則僅有弱的鉬礦化甚至無礦化, 原因可能是該地區缺少古老的克拉通基底, 而華北克拉通南緣則廣泛發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), 鉬礦區內的中?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), 這些地層也多是區內超大型鉬礦床的賦礦圍巖, 說明華北克拉通南緣的Mo來源可能以地殼物質為主。

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源不同, Au主要與幔源物質有關, Mo則主要與古老地殼物質有關。綜合對比祁雨溝金礦床和雷門溝鉬礦床兩個與斑巖體有關的礦床的地質特征(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, 具有較為一致的時空關系, 相似的物質源區和成因類型表明二者可能為相似的母巖漿結晶分異的結果。但雷門溝花崗斑巖相對祁雨溝花崗斑巖其氧逸度更高, 巖體的結晶分異演化程度更高, 更有利于斑巖型鉬礦化的產生。此外, 雷門溝斑巖體相對更加富F貧Cl的揮發分組成更加有利于鉬礦的產生, 而相對富SO3和Cl的揮發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溝鉬礦床地質特征對比表

5 結 論

(1) 華北克拉通南緣熊耳山礦集區緊鄰的早白堊世祁雨溝金礦床和雷門溝鉬礦床的鉬、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溝巖體的演化分異程度更高, 二者均富揮發分F, 但雷門溝巖體相對貧Cl, 其F/Cl值更高, 更利于鉬礦化的產生, 祁雨溝巖體富SO3和Cl的揮發分組成則更有利于金礦化。

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

致謝:感謝中國黃金集團在野外工作中給予的支持和幫助, 感謝中國地質大學趙新福教授、東華理工大學冷成彪教授和另外一名匿名評審老師對本文提出的建設性意見和建議, 對提高文章質量起了重要作用！

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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

國家自然科學基金項目(41872088)和礦床地球化學國家重點實驗室開放研究基金項目(201806)聯合資助。

詹強(1996–), 男, 博士研究生, 礦物學、巖石學、礦床學專業。E-mail: 826315132@qq.com

趙太平(1963–), 男, 研究員, 從事前寒武紀重大地質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