白云鄂博铁铌稀土矿床成因、形成时代及成因的再认识

白云鄂博铁铌稀土矿床成因、形成时代及成因的再认识

白云银波矿床是世界著名的大型铁醚稀土矿床。许多科学家进行了长期的研究，积累了非常丰富的数据。但由于证据的多样和复杂,研究者们对其赋矿白云岩成因、成矿时代及赋矿地层白云鄂博群的年代有多种不同认识。刘淑春等(1999)、章雨旭等(2009)曾对已有的赋矿白云岩成因进行了综合评述,归纳起来主要可分为4类:(1)正常沉积,(2)岩浆侵入,(3)海底火山沉积,(4)与深源热卤水有关。章雨旭等(2008,2009)对白云鄂博成矿年代和白云鄂博群的年代进行了综合评述,其Sm-Nd和锆石SHRIMPU-Pb年龄主要集中在中元古代,而Re-Os年龄和古生物证据则为早古生代。基于上述资料、证据和不同认识,研究者们对白云鄂博地区(图1)构造演化史、白云鄂博矿床成矿大地构造环境也得出了多种不同的结论。1热液性质和成矿的地质性质关于白云鄂博群及白云鄂博矿床成矿构造环境的主要认识是中元古代裂谷。最早,王楫等(1987,1989)取白云鄂博群为中元古代,赋矿白云岩为海底火山喷出,认为白云鄂博地区为中元古代裂谷;陈辉等(1987),陈辉(1993)率先提出白云鄂博赋矿白云岩系热水沉积,认为白云鄂博赋矿白云岩形成于一个热卤水裂谷。随后,Drew等(1990)对白云鄂博矿区地质构造、成矿作用进行了综合研究,认为白云鄂博群形成于中元古代大陆内部裂谷背景,H53页岩为碳酸岩浆侵入的顶板,而多金属稀土铁矿为热液交代型矿床。二叠纪大陆碰撞造成花岗岩侵入,含矿岩系则成了侵入体上方的顶垂体。涂光炽(1998)总结分析了前人对白云鄂博赋矿白云岩的研究后指出:“白云鄂博矿床形成机制特殊性在于其沉积喷流作用,这种作用与碳酸岩岩浆有关,但具热液性质。目前,这种不寻常的喷流热液仅见于非洲大裂谷,估计在地质历史中它也很少出现,不像岩浆碳酸岩那样普遍……”。显然,作者认为白云鄂博群具有裂谷沉积性质,而其成矿物质来源于深部的碳酸岩浆的向上喷流。周建波等(2002)研究认为:白云鄂博群可以划分为中元古代、新元古代和早古生代三个沉积组合,分别代表陆内裂谷、陆缘裂谷和活动大陆边缘裂谷的沉积过程。邵济安等(2002)推断白云鄂博为中—新元古代“大陆斜坡裂陷槽”。曹秀兰(2002)认为,白云鄂博群赋矿白云岩为中元古代的热水沉积,盆地性质为内、外裂谷系的外支裂谷。洪作民(1994,1997)认为,白云鄂博亚旋回为华北古陆北部边缘的中元古代坳拉谷裂陷沉积。李锦轶等(2009)采信白云鄂博群为中元古代,认为华北地台北缘经历了“中元古代裂谷、早古生代弧陆碰撞、晚古生代晚期安第斯型大陆边缘,在侏罗纪中—晚期,那里还叠加了与蒙古-鄂霍茨克造山带有关的陆内逆冲叠覆”。然而,白云鄂博群中并没有双峰式火山岩;有许多证据不支持白云鄂博群的时代为中元古代。事实上,也有许多文献没有明确或没有承认白云鄂博地区为中元古代裂谷。如:王鸿祯等(1985)取白云鄂博群为中—新元古界,位于华北古陆的北缘。张鹏远等(1993)对白云鄂博地区的地层、岩石、岩浆活动、构造演化等进行了综合研究,特别是做了比较详细的野外调查,建立了详细的地层柱和构造框架,为后续研究奠定了良好的基础(笔者等的课题组一直采用张鹏远的地层分类、对比方案,将赋矿白云岩及其下伏板岩和上覆钾质板岩一起划归为尖山组上段,即赋矿白云岩为H52,其上富钾板岩为H53,其下板岩为H51。而很多学者则采用较早的地层划分方案,将赋矿白云岩标为H8,其上的钾质板岩为H9)。LeBas等(1997,2007)根据碳氧同位素判别赋矿白云岩为岩浆碳酸岩,而层状特征则解释为构造成因,而且石英岩、板岩和碳酸岩都为逆冲杂岩,但他们没有进行详细的构造地质研究。潘启宇(1995,1996,1997)认为白云鄂博位于华北地台北缘中—新元古代白云鄂博大陆坡的南缘,华北地台北缘发展到中元古代以后,地壳进入一个迅速拉张阶段。贾和义等(2002)分白云鄂博群为中元古界、新元古界和早古生界,主要形成于滨浅海环境。王希斌等(2002)认为赋矿白云岩是典型的碱性碳酸岩,与附近的碳酸岩墙、橄榄岩体等共同构成了独特的华北“地台”北缘碱性杂岩带。郝梓国等(2002)认为白云鄂博是一个典型的破火山机构。2化学和古生界归属白云鄂博群是华北地台北缘的一个重要地质体,它自白云鄂博矿区之西至集(宁)二(连浩特)线以东呈带状分布,其时代因证据不足,长期未得确认。乔秀夫等(1997)认为腮林忽洞群相当于白云鄂博群的下部(图2),笔者等近期在腮林忽洞群腮二组中发现了海绵和腹足类宏体化石(章雨旭等,2010),为腮林忽洞群的古生界归属提供了确凿证据;在白云鄂博群中,多处发现了与腮林忽洞群腮四组顶部震动液化脉(乔秀夫等,1997)相同的震动液化脉(章雨旭等),为腮林忽洞群相当于白云鄂博群下部提供了新的佐证。2.1风神地层及白云岩1950~1954年,地质部241地质队,在白云鄂博地区进行了普查找矿工作,正式命名了白云鄂博群,并将其划分为9个岩段(即H1~H9,矿区之外尚有H10~H16),时代归属为元古代(地质部241地质队)。1971年,内蒙古自治区地质局在1∶20万区域地质图中,将白云鄂博群归为寒武系—奥陶系。将腮林忽洞群划归震旦系(注:当时震旦系相当于中元古界—新元古界)。1996年,内蒙古自治区第一区域地质研究院第一、二分队在1∶5万区域地质图中,将都拉哈拉组和尖山组(即H1~H5)划归长城系;哈拉霍圪特组和比鲁特组(H6~H10)划归蓟县系。且将赋矿白云岩单独划出,称为菠萝吐白云岩。2003年,内蒙古自治区地质调查院在1∶25万区域地质图中,H1~H10的划分与1∶5万区域地质图相同;将白音布拉格组和呼吉尔图组划归青白口系;将腮林忽洞群划归震旦系(应当是今天的狭义震旦系);而将阿牙登组(H16)剔出白云鄂博群,置于白云鄂博群与腮林忽洞群之间。孙淑芬等(1992)及张鹏远等(1993)依据尖山组(H4~H5)中发现的微古植物,将白云鄂博群划归寒武系—奥陶系。乔秀夫等(1997)在腮林忽洞群中发现与孙淑芬等(1992)相似的微古植物组合及三叶虫碎片;认为腮林忽洞群相当于白云鄂博群的下部,时代为寒武系—奥陶系(图2)。谭励可等(2000)在商都阿牙登组下部发现梅树村动物群8属8种,认为阿牙登组为寒武系。但是,白云鄂博矿床产于白云鄂博群中,而白云鄂博矿床的成矿年代的同位素年代却以中元古代为多(范宏瑞等,2006)。章雨旭等(2008)对之进行了评述,并据公开发表的98个Sm-Nd测年数据,得出一条1125.8±32.5Ma的等时线年龄(R=0.96325),认为这可能代表Sm-Nd时钟起动的时间,成矿应当不早于这一时间,更老的“成矿年龄”应当寻找合适的地质解释。2.2野外地质调查章雨旭等(2010)曾经报道在腮林忽洞群中发现了宏体化石:2009年9月7日,章雨旭、柳建勇、朱祥坤、房楠和孙剑等5人在内蒙古达茂旗黑脑包腮林忽洞群露头区(白云鄂博矿区南东约25km)进行野外地质调查时获得化石标本一块,上有两个宏体化石(图版Ⅰ-7、8),经古生物学家———中国地质科学院地质研究所田树刚研究员、王思恩研究员、高林志研究员和中国地质调查局天津地质矿产研究所牛绍武研究员———初步辨认,一为腹足类,另一为海绵。化石产于腮二组褐灰色白云质灰岩中。海绵为一横切面,直径10~15mm,具清晰的放射状纹。腹足类最大直径约7mm,可见清晰的螺旋。这一发现,有力地印证了乔秀夫等(1997)关于腮林忽洞群中三叶虫碎片的报道。据田树刚研究员告知,从本腹足类标本可以断定,腮林忽洞群腮二组的时代应当不早于晚寒武世。2.3砾角状,35笔者等在百灵庙北西,百灵庙-满都拉公路北东侧的白云鄂博群灰岩中(在内蒙古自治区地质调查院1∶25万区域地质图上为阿牙登组)发现了振动液化脉和振动液化角砾岩。在N41°47.775′E110°18.438′H1525±10m(GPS位置,2010年9月5日),可见两层液化角砾岩,两层相距约1.2m,角砾棱角状,成分为与上、下层相同的灰岩,砾石排列杂乱无定向(图版Ⅱ-1)。上一点北东约50m(N41°47.808′E110°18.484′H1529±4m),经追索知道,层位比上一点低十几米,又有两层液化角砾岩。下层厚超过70cm(图版Ⅱ-2),上层厚十几厘米。在下层的下部可见刚刚拉断,位移还很小的条状砾石(图版I-3~5)。振动液化脉位于北侧山梁,N41°48.033′E110°18.288′H1544±4.4m一带(图版Ⅱ-6)。此外,在白云鄂博矿区内,主矿正北宽沟北侧的H8灰岩中也见有振动液化脉(图版Ⅱ-7):点位:N41°49.632′E109°58.156′,H1635±4.6在西矿正北,比鲁特超基性岩探槽群西端石灰岩马石(N41°50.007′E109°53.573′H1644±4.4m,20100906)上也见振动液化脉(图版Ⅱ-8)。这些振动液化脉和振动液化角砾岩的存在,表明,白云鄂博群沉积时亦存在频繁的地震活动,与腮林忽洞群的形成环境相似,支持腮林忽洞群与白云鄂博的下部相当。3早古生代的被动力近年来,笔者等对赋矿白云岩成因、成矿时代及赋矿地层白云鄂博群的年代这两个关键问题进行了系统的地质、地球化学研究,获得了一系列关键证据(章雨旭等,1998a,1998b,2005,2009;杨晓勇等,2000;吕洪波等,2006;LüHongboetal.,2006;柳建勇等,2006;张绮玲等,2010),并对前人资料进行了系统地梳理(刘淑春等,1999;章雨旭等,2005,2006,2008,2009),论证了白云鄂博矿床赋矿白云岩为一大型微晶丘,而微晶丘是热水沉积形成(章雨旭等,2005,2009);确定其成矿时代及白云鄂博群的年代均为早古生代(章雨旭等,2008,2009)。乔秀夫等(1997)明确指出,白云鄂博南东20余千米黑脑包一带的腮林忽洞群与白云鄂博群的下部相当(图2),且发现有与孙淑芬(1992)在白云鄂博群尖山组中发现的类似的微古植物组合。白云鄂博群和腮林忽洞群均直接与变质岩不整合接触,二者底部均可见清晰的不整合面、底砾岩等(图版Ⅰ-1~3)(章雨旭等,2009)。显然,无论是将上万米厚的白云鄂博群置于腮林忽洞群与变质岩之间(2003年,内蒙古自治区地质调查院1∶25万区域地质图),还是将千余米厚的腮林忽洞群置于白云鄂博群与变质岩之间(1971年,内蒙古自治区地质局1∶20万区域地质图)均是不可想像的,因为不太可能在如此短的距离内[事实上腮林忽洞群与白云鄂博群是空间上相邻的地质体(图1),清晰的不整合面露头(图版Ⅰ-1~3)也仅相距约25km]产生如此大的剥蚀差异。所以,笔者等亦认为腮林忽洞群与白云鄂博群的下部相当。腮林忽洞群中宏体化石的发现,为腮林忽洞群的早古生代归属提供了确凿证据;而白云鄂博群中振动液化脉和振动液化角砾岩的发现,为腮林忽洞群与白云鄂博群下部相当提供了新的佐证。根据笔者等的研究,白云鄂博矿床赋矿白云岩不是岩浆碳酸岩,白云鄂博群和腮林忽洞群中也均不存在双峰式火岩岩[仅赋矿白云岩上覆的板岩可能为火山岩(白鸽等,1996)],所以,“白云鄂博裂谷”的物质证据缺失。而白云鄂博群形成于早古生代的证实,使其形成环境也只能放在早古生代这一大框架之下。众所周知,罗迪尼亚超大陆裂解于新元古代,古亚洲洋闭合始于晚古生代,因此,按威尔逊旋回推论,华北地台北缘在早古生代应当是被动大陆边缘。依据以下事实:(1)在白云鄂博南东20余千米黑脑包一带的腮林忽洞群中-下部碳酸盐岩中有滑塌堆积(图版Ⅰ-4);(2)据滑塌堆积中的同沉积布丁构造(图版Ⅰ-5)判断,腮林忽洞群沉积于NW—SE向的拉伸背景,且具有SE高而NW低的古地貌特点;(3)根据腮林忽洞群底部石英砂岩中的前积纹判断,古流向自南东向北西,古海洋中心在北侧(吕洪波等,2006);再考虑到:(4)腮四组的多层振动液化脉表明曾有多次地震(乔秀夫等,1994,1997,2006);(5)腮五组微晶丘及白云鄂博赋矿白云岩和“碳酸岩墙”表明,伴随着地震的发生,地幔富CO2等的流体沿着海洋中的深裂隙上涌,切穿深部沉积层而喷出海底,在海底形成热水沉积的微晶,另有一些热液则在海底岩石中交代变质岩或石英砂岩等围岩形成碳酸岩脉及其脉侧的霓长岩化(图版I-6)(章雨旭等,2005)。从而,我们认为,早古生代时白云鄂博地区处于被动拉伸的大陆边缘环境。现代西班牙Cadiz湾海底的白云石烟囱(微晶丘之一)(Diaz-del-Rioetal.,2001)表明被动大陆边缘可以有热水沉积。白云鄂博矿床具有十分独特的地球化学特征,而随着时间的推移,大地构造环境必然改变,而不同大地构造环境形成如此相同的地幔流体的可能性是极小的,即不太可能有多期成矿。现有证据表明成矿是在加里东期,而后来的构造运动都是对矿床的改造和破坏(章雨旭等,2008,2009)。白云鄂博群形成以后,华北地台北缘由被动陆缘演变为汇聚边缘,在其北侧出现俯冲带,大致由北向南的俯冲作用使得深埋的白云鄂博群遭受水平挤压,使得岩层产生了早期平面X剪节理(后来的挤压作用将软岩层中的剪节理破坏,仅在巨厚层的强岩层中得以保存,如:辉绿岩床中的早期平面X剪节理)。早期的挤压方向为大致南北向,但明显的是从北向南俯冲的。俯冲的时代大概是晚古生代(附近有石炭纪火山岩)。随着南北向挤压作用的加剧,白云鄂博群开始褶皱并抬升,其中宽沟一带抬升最高,连同不整合面一起形成了复背斜的核部。因为白云鄂博附近的碳酸盐岩微晶丘(赋矿