內蒙古二道河銀鉛鋅礦礦區巖體鋯石U-Pb年齡、Hf同位素及成礦過程探討*

張波 張守剛 宋宗維 高學正 孔昭煜 李曉蕾 王國棟

1. 中國地質調查局發展研究中心，北京 1000372. 中國地質大學(北京)地球科學與資源學院，北京 1000833. 內蒙古第三地質礦產勘查開發有限責任公司，呼和浩特 0100104. 中煤地質集團有限公司，北京 1000405. 山東省水土保持與環境保育重點實驗室，臨沂大學資源環境學院，臨沂 276005

二道河銀鉛鋅礦是近年來新發現的一處大型矽卡巖型礦床，地處大興安嶺中段柴河-塔爾氣地區，為接觸交代矽卡巖型礦床，礦體的分布與矽卡巖密切相關(Chenetal., 2021; Heetal., 2021; Guoetal., 2021; 袞民汕等, 2021)。已查明其保有資源儲量分別為：鋅134萬t，平均品位5.19%；鉛35萬t，平均品位1.51%；銀0.16萬t，平均品位121.38×10-6，礦床規模為大型(內蒙古第三地質礦產勘查開發有限責任公司, 2017(1)內蒙古第三地質礦產勘查開發有限責任公司(后文簡稱內蒙古第三地質公司).2017. 內蒙古自治區扎蘭屯市二道河礦區鋅多金屬礦生產勘探報告; Guoetal., 2021)。以往在該區未發現大型規模有色金屬礦產，該礦床的發現使得這一地區實現找礦重大突破(崔學武等, 2015)。目前，對于該礦床的研究成果主要集中于礦床類型、物化探特征、控礦構造、流體包裹體以及穩定同位素等，由于礦區內發育多期次的巖漿活動，而礦床的形成究竟與何種性質的巖漿存在密切聯系還存在較大的爭議，礦區發育的各期次的巖漿活動通過不同的研究手段都被認為與成礦關系密切：例如王忠等(2012)、鄭萍等(2013)根據區域多金屬礦化特征和燕山期巖漿活動特征推測成礦年齡為116Ma左右，成礦巖體未明確；楊發亭(2016)認為與成礦相關的地質體是最晚期侵入的花崗斑巖，其年齡為127～134Ma；張璟等(2017)根據礦床同位素特征結合礦體與地質體空間關系，推斷成礦物質來源于145Ma左右的細粒閃長巖或隱伏侵入體；楊發亭(2018)、Guoetal.(2021)根據巖體與礦體之間的接觸關系認為成礦地質體為閃長巖，年齡為145～139Ma；袞民汕等(2021)根據硫同位素特征對比認為礦體的形成與花崗斑巖或閃長巖關系密切；郭向國(2020)測得黃鐵礦Re-Os等時線年齡為145Ma，認為與閃長巖有關；而Chenetal.(2021)測得閃鋅礦Rb-Sr等時線年齡為130.5±1.9Ma，認為與花崗斑巖有關；內蒙古第三地質公司(2017)根據大量勘探結果和區域地質特征，認為礦體形成與礦區廣泛分布的石炭紀碎裂狀花崗閃長巖關系密切，而早白堊世閃長巖和花崗斑巖等為成礦后期巖漿活動產物，穿切礦體及矽卡巖。這些相互沖突的結論表明二道河銀鉛鋅礦的形成可能涉及多期次礦化的復雜過程，需要厘清礦區究竟發育幾期巖漿作用，以及與礦體形成之間的關系，成礦過程等。作為矽卡巖型礦床中重要的賦礦巖石，矽卡巖內礦物組成及地球化學特征對理解二道河銀鉛鋅礦床的成因具有重要的意義(趙一鳴等, 1990; Meinertetal., 2005; 彭惠娟等, 2014; 趙超等, 2017)。因此，通過二道河銀鉛鋅礦礦區典型矽卡巖礦物的化學分析，礦物學研究，結合野外地質調查可有效揭示矽卡巖礦床的成礦過程(Meinertetal., 2005)。鑒于此，本文通過對二道河銀鉛鋅礦礦區鉆孔進行取樣，對與礦體密切相關的巖體中鋯石U-Pb定年和Hf同位素分析以及矽卡巖中石榴子石成分特征研究，揭示二道河銀鉛鋅礦床的成礦過程，并對成礦構造背景進行探討，以期為該區進一步的找礦勘查方向提供一定的依據。

1 地質背景

二道河銀鉛鋅礦位于中亞造山帶東緣(興蒙造山帶)的興安地塊中段(eng?retal., 1993)，以賀根山-黑河斷裂為界，東南緊鄰松嫩地塊，以塔源-喜桂圖斷裂為界，北西側為額爾古納地塊(Liuetal., 2017; 圖1a)。中亞造山帶在古生代-中生代期間疊加了蒙古-鄂霍茨克構造體系的改造，該大洋板塊在晚古生代晚期經歷了向南俯沖(Tangetal., 2014, 2016; Lietal., 2017)、閉合(李宇等, 2015)，以及后期的伸展作用(Wuetal., 2011; 崔芳華等, 2013; Tangetal., 2015)，對中亞造山帶進行了強烈的改造(許文良等, 2019)，中生代期間又經歷了古太平洋板塊向西的俯沖疊加與改造(李益龍等, 2012; Xuetal., 2013; 許文良等, 2019)，這些過程都伴隨了大規模的構造-巖漿-成礦作用，形成許多大型-超大型矽卡巖型、斑巖型、熱液型礦床(Zengetal., 2011; Wangetal., 2015; 秦克章等, 2017; Guoetal., 2021)。

2 礦區及礦床地質特征

2.1 地層、巖漿巖及構造

二道河礦區內出露最老的地層為中-上奧陶統裸河組(O2-3lh)，為一套淺海相變質砂板巖夾砂質灰巖的沉積組合，含腕足、三葉蟲、珊瑚及介形蟲等化石(邵積東等, 2011)，被中侏羅統塔木蘭溝組(J2tm)和上侏羅統滿克頭鄂博組(J3mk)不整合覆蓋。塔木蘭溝組以安山玄武巖、碳酸鹽化安山巖為主，向滿克頭鄂博組逐漸過渡為流紋質凝灰巖。第四系全新統以現代河床沖積物(Qhal)、殘坡積物(Qhspl)為主，覆蓋在古生代和中生代地層之上。礦區內巖漿活動頻繁，具有多階段多期次噴發和侵入的特點，巖石類型為中基性-中酸性，主要為中石炭-早白堊世侵入巖，其次為潛火山巖。侵入巖多以巖株、巖枝、巖脈形式產出，主要包括花崗巖、花崗閃長巖、閃長巖、花崗斑巖等。區內構造極為發育，北東向構造和北西向構造構成了礦區的總體構造格架。北東向斷裂構造控制了礦體和巖體的分布，其派生的小構造又對礦床的形成有著直接的控制作用(王忠等, 2012; 和靜等, 2019; 圖1b)。

圖1 東北大地構造圖(a，據Li et al., 2017)及二道河地區地質簡圖(b，據中煤地質集團有限公司, 2016(2)中煤地質集團有限公司. 2016. 內蒙古自治區扎蘭屯市五一林場南銅多金屬礦預查報告；張璟等, 2017修改)

2.2 礦體和礦石

二道河銀鉛鋅礦礦體主要賦存于矽卡巖或大理巖內，其次賦存于碎裂狀細粒花崗閃長巖內，在礦區其它地質體中也均可見礦體的產出(圖2、圖3)，共計39條，大部分為地表出露礦體，部分為隱伏礦體，主要的礦體有①號和②號礦體，其中①號礦體通過鉆孔和探槽控制長度625m，斜深控制432m，埋深0～264m。礦體呈似層狀-不規則脈狀產出，平均厚度23.21m，走向42°，傾向312°，平均傾角32°，Pb平均品位1.55%，Zn平均品位5.12%，Ag平均品位118.35×10-6；②號礦體通過鉆孔和探槽控制長度475m，斜深控制506m，埋深0～260m。礦體呈似層狀-不規則脈狀產出，平均厚度26.63m，走向25°，傾向295°，平均傾角30°，Pb平均品位1.39%，Zn平均品位5.52%，Ag平均品位136.55×10-6(內蒙古第三地質公司, 2017; 圖2)。

圖2 二道河礦區平面及剖面地質圖(據內蒙古第三地質公司, 2017)(a)二道河礦床地質簡圖；(b)19號勘探線剖面圖；(c)13號勘探線剖面圖；(d)7號勘探線剖面圖Fig.2 Geological sketch map of the Erdaohe deposit (a) and geological sections of exploration line 19 (b), 13 (c) and 7 (d)

圖3 細粒閃長巖脈與大理巖接觸帶一側發育閃鋅礦和方鉛礦Fig.3 Sphalerite and galena developing on one side of the contact zone between fine-grained diorites and marble

圖4 二道河礦床代表性矽卡巖及礦石特征(a)石榴石矽卡巖與綠簾石矽卡巖相互穿插；(b)閃鋅礦與黃銅礦沿裂隙充填交代黃鐵礦；(c)閃鋅礦與方鉛礦相互交代呈港灣狀；(d)閃鋅礦顆粒間隙發育乳滴狀黃銅礦，方鉛礦交代閃鋅礦呈星狀結構. Sp-閃鋅礦；Gn-方鉛礦；Ccp-黃銅礦；Py-黃鐵礦Fig.4 Characteristics of representative skarns and ores in the Erdaohe deposit(a) garnet skarn and epidote skarn interspersed with each other; (b) sphalerite and chalcopyrite filling and replacing pyrite along fissures; (c) mutual metasomatism between sphalerite and galena, showing an embayment pattern; (d) chalcopyrite appearing as emulsion drops among sphalerite crystals, which have been locally replaced with starlike galena. Sp-sphalerite; Gn-galena; Ccp-chalcopyrite; Py-pyrite

礦石礦物包括閃鋅礦、方鉛礦、黃鐵礦和黃銅礦。閃鋅礦為褐色、淺棕色，呈他形粒狀產出，晶體較純，局部見乳滴狀黃銅礦，大部分晶體組成致密狀集合體分布，集合體呈塊狀、細網脈狀和不均勻稠密浸染狀分布于礦脈中，粒度0.1～10mm。閃鋅礦與方鉛礦互為包裹共生關系，局部見兩者沿黃鐵礦邊部分布，或以交代的形式填充于黃鐵礦裂隙中(圖4b)。方鉛礦為鉛灰色，半自形-自形粒狀，可見黑三角孔，大小不一，粒徑在0.01～10mm之間，集合體呈團塊狀、粒狀、浸染狀、斑雜狀分布(圖4c, d)。黃鐵礦為淺黃色，自形(立方體)-半自形，粒狀，晶體呈斑雜狀、星散狀、脈狀分布，粒度大小不等，一般為0.1～5mm(圖4b)。黃銅礦為銅黃色，他形粒狀，多在閃鋅礦中呈包裹體、乳滴狀形式出現(圖4b-d)。

2.3 圍巖蝕變

二道河銀鉛鋅礦圍巖蝕變以矽卡巖化為主，巖石類型主要為綠簾石矽卡巖、石榴石矽卡巖，常相互穿插(圖4a)，脈石礦物主要為綠簾石、石榴子石、石英、方解石以及透輝石、綠泥石等，并伴隨有黃鐵礦化、黃銅礦化、方鉛礦化、閃鋅礦化等。圍巖蝕變還可見硅化、綠簾石化、碳酸鹽化、綠泥石化以及絹云母化等，分帶不明顯。

表1 二道河礦床鋯石LA-ICP-MS U-Pb分析結果

續表1

圖6 二道河礦床各類巖體及矽卡巖鋯石代表性CL圖像圖中白色虛線圈和黃色實線圈分別為U-Pb年齡和Hf同位素測試點Fig.6 Representative cathodoluminescence (CL) images of zircons from different intrusions and skarns in the Erdaohe depositThe white dashed and yellow solid circles denote the locations of the U-Pb dating and Hf isotopic analysis, respectively

3 樣品及分析方法

3.1 樣品特征與采集

本文樣品均取自二道河銀鉛鋅礦鉆孔內，采樣位置如圖2所示。樣品編號以“鉆孔號-采樣深度”表示，例如ZK716-68表示樣品位于ZK716鉆孔的68m深度。選取4件樣品進行LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素定年以及Hf同位素分析，分別是緊鄰矽卡巖帶的綠簾石化細粒花崗閃長巖(ZK716-68)，穿插于矽卡巖內的綠簾石化細粒閃長巖(ZK1309-243)，花崗斑巖(ZK1309-343)以及石榴石矽卡巖(ZK1908-480)。選取2件樣品進行石榴子石電子探針分析，分別是矽卡巖帶中部石榴石矽卡巖(ZK1309-261)和矽卡巖帶邊部石榴石矽卡巖(ZK1908-456)。

綠簾石化細粒花崗閃長巖(ZK716-68，圖5a, b)，細粒結構，塊狀構造，鉀長石(20%)呈半自形-他形板狀，條紋結構發育，粒徑為0.2～2mm；斜長石(50%)半自形板柱狀，粒徑為0.2～2mm；石英(25%)他形粒狀，粒徑為1～2mm；可見少量角閃石、黑云母。副礦物為磁鐵礦、鋯石、榍石，綠簾石呈粒狀、放射狀呈脈狀產出或穿插于礦物顆粒之間。

綠簾石化細粒閃長巖(ZK1390-243，圖5c, d)，細粒結構，塊狀構造，斜長石(65%)自形-半自形板狀，粒徑為0.1～1mm；角閃石(25%)自形-半自形柱狀，粒徑為0.1～1mm。副礦物為少量磁鐵礦、磷灰石、鋯石等，綠簾石呈粒狀、放射狀集合體呈脈狀、團塊狀分布于巖石中。

花崗斑巖(ZK1309-343，圖5e, f)，斑狀結構，塊狀構造，石英斑晶(10%)自形-半自形粒狀，粒徑為2～4mm；鉀長石斑晶(10%)自形-半自形板狀，常具卡式雙晶，粒徑為2～3mm；基質以霏細狀長英質為主，含量為80%。副礦物為少量鋯石、磁鐵礦等。

石榴石矽卡巖(ZK1309-261、ZK1908-456和ZK1908-480，圖5g, h)，粒狀變晶結構，塊狀構造。石榴子石(40%～65%)，自形-半自形粒狀，粒徑為0.1～10mm，玻璃光澤，環帶結構發育，多呈集合體形態產出；透輝石(10%)半自形-他形柱狀，粒徑為0.1～2mm；石英(20%)無色，油脂光澤，他形粒狀，粒徑為0.1～1mm，多充填在礦物顆粒間。副礦物為黃鐵礦等，常為粒狀集合體。

3.2 鋯石U-Pb定年

鋯石挑選工作在廊坊市地科勘探技術服務有限公司完成，在南京宏創地質勘查技術服務有限公司進行鋯石靶的制備和陰極發光(CL)圖像的采集工作。鋯石U-Pb定年在中國冶金地質總局山東局測試中心利用LA-ICP-MS測定，儀器采用X Serise2電感耦合等離子體質譜儀，實驗過程中儀器工作參數為：激光剝蝕束斑直徑為32μm，頻率為10Hz，有效采集時間為45s，采用國際標準鋯石91500進行分餾校正，使用TEMORA和Qinghu作為監控標樣。采用Glitter4.4程序進行樣品的同位素比值和元素含量數據處理。獲得數據通過Isoplot(ver3.0)(Ludwig, 2003)宏程序完成計算與諧和圖的生成。本文采集的4件樣品鋯石ICP-MS U-Pb分析結果列于表1。

3.3 鋯石原位Hf同位素

鋯石Hf同位素原位分析在內蒙古自治區地質調查院實驗室采用Neptune多接收電感耦合等離子質譜儀LA-MC-ICP-MS測試完成。儀器的運行條件和詳細的實驗流程參數見吳福元等(2007)。測定時采用國際標準鋯石91500(176Hf/177Hf=0.282294±0.000015,176Lu/177Hf=0.00031)作為外標，激光剝蝕束斑直徑為32μm，頻率為10Hz，能量為100mJ。本文樣品的鋯石Hf同位素數據列于表2。

3.4 石榴子石電子探針分析

石榴子石電子探針主量元素分析在中國冶金地質總局山東局測試中心完成，儀器型號為日本電子JXA-8230，加速電壓15kV，束流1×10-8A，束斑1μm。采用PRZ方法校正，分析標樣為美國SPI公司的53種礦物，測試精度優于1%。本文采集的2件樣品石榴子石電子探針分析結果列于表3。

4 分析結果

4.1 鋯石U-Pb定年

綠簾石化細粒花崗閃長巖樣品(ZK716-68)鋯石為無色透明或略帶淺黃色，呈自形-半自形柱狀，粒徑在50～200μm之間，長寬比介于1:1～2.5:1，少量顆粒中見少許包裹體和裂隙，部分鋯石發育一層很薄的增生邊，可能是后期變質或蝕變的結果。陰極發光(CL)圖像(圖6a)顯示鋯石具有較為清晰的巖漿振蕩環帶。對其中23粒鋯石進行U-Pb同位素分析，Th/U比值大多介于0.7～1.2之間，23個測試點所得出的206Pb/238U年齡值大多介于521～482Ma之間，23個分

表2 二道河礦床鋯石Lu-Hf同位素組成分析結果

圖7 二道河礦床各類巖體及矽卡巖鋯石U-Pb諧和圖解Fig.7 Zircon U-Pb concordia diagrams of different intrusions and skarns in the Erdaohe deposit

析點在206Pb/238U-207Pb/235U諧和圖上均落在諧和線上或附近，個別樣品可能由于鉛丟失位于諧和線下方(圖7a)。206Pb/238U加權年齡平均值為506±4.3Ma(MSWD=0.71)。

綠簾石化細粒閃長巖樣品(ZK1309-243)鋯石為無色透明或略帶淺黃色，呈自形-半自形柱狀，粒徑在50～150μm之間，長寬比介于1:1～3:1，少量顆粒中見少許包裹體和裂隙，部分鋯石發育一層很薄的增生邊。陰極發光(CL)圖像(圖6b)顯示鋯石具有較為清晰的巖漿振蕩環帶。對其中10粒鋯石進行U-Pb同位素分析，其Th/U比值大多介于0.6～1.0之間，10個測試點所得出的206Pb/238U年齡值介于216～208Ma之間，10個分析點在206Pb/238U-207Pb/235U諧和圖上均落在諧和線上或附近(圖7b)，206Pb/238U加權年齡平均值為213±2.8Ma(MSWD=0.77)。

花崗斑巖樣品(ZK1309-343)鋯石為無色透明或略帶淺黃色，呈自形-半自形柱狀，粒徑在80～200μm之間，長寬比介于1.5:1～3:1，少量顆粒中見少許包裹體和裂隙。陰極發光(CL)圖像(圖6c)顯示鋯石具有較為清晰的巖漿振蕩環帶。對其中30粒鋯石進行U-Pb同位素分析，Th/U比值大多介于0.5～1.0之間，206Pb/238U年齡值介于136～122Ma之間，在206Pb/238U-207Pb/235U諧和圖上均落在諧和線上或附近(圖7c)，206Pb/238U加權年齡平均值為128±1.1Ma(MSWD=1.3)。

石榴石矽卡巖樣品(ZK1908-480)鋯石為無色透明或略帶淺黃色，多呈自形-半自形柱狀，粒徑在50～150μm之間，長寬比介于1:1～2:1，少量顆粒中見少許包裹體和裂隙。陰極發光(CL)圖像(圖6d)顯示鋯石分為兩類，一類為具有較為清晰的巖漿振蕩環帶，Th/U比值介于0.8～1.1之間，暗示其為巖漿成因；另一類不發育振蕩環帶，Th、U含量相對較高，由于該樣品為石榴石矽卡巖，且具有明顯振蕩環帶的鋯石邊部也多具有此類鋯石的增生邊，因此認為此類鋯石為熱液成因(Wu and Zheng, 2004)，但已發育蛻晶化，不具有定年意義。3個巖漿鋯石的測試點在206Pb/238U-207Pb/235U諧和圖上均落在諧和線上或附近(圖7d)，206Pb/238U加權年齡平均值為504±18Ma(MSWD=1.8)，與相鄰巖體(ZK716-68)鋯石U-Pb年齡一致，其余不和諧年齡可能是受成礦熱液作用導致鉛丟失導致的。

4.2 鋯石原位Hf同位素

圖8 二道河礦床石榴子石端元組分三角圖解And-鈣鐵榴石；Gro-鈣鋁榴石；Ura-鈣鉻榴石Fig.8 Ternary diagrams of garnets from the Erdaohe depositAnd-andradite; Gro-grossularite; Ura-uvarovite

所有樣品鋯石除個別Hf同位素組成差別較大外，其余均具有較為均一的Hf同位素組成。綠簾石化細粒花崗閃長巖樣品(ZK716-68)的176Hf/177Hf值變化于0.282489～0.282666，通過其結晶年齡計算，εHf(t)值為0.9～6.9，相應的Hf同位素二階段模式年齡(tDM2)介于1552～1110Ma之間。綠簾石化細粒閃長巖樣品(ZK1309-243)的176Hf/177Hf值變化于0.282882～0.283077，通過其結晶年齡計算，εHf(t)值為8.3～15.1，相應的Hf同位素二階段模式年齡(tDM2)介于792～293Ma之間。花崗斑巖樣品(ZK1309-343)的176Hf/177Hf值變化于0.282918～0.283097，通過其結晶年齡計算，εHf(t)值為7.9～14.1，相應的Hf同位素二階段模式年齡(tDM2)介于762～303Ma之間。

4.3 石榴子石電子探針

矽卡巖帶中部石榴子石(ZK1309-261)的SiO2含量變化范圍為35.89%～37.72%、MgO為0.00%～0.08%、MnO為0.42%～0.96%。FeO與Al2O3含量變化較大，FeO為12.51%～19.73%、Al2O3為7.10%～12.55%(表3)。端元組分以鈣鋁榴石(41.02%～78.18%)為主，其次為鈣鐵榴石(21.79%～58.98%)，含有極少的鈣鉻榴石(0.00%～0.09%)，屬于鈣鋁榴石-鈣鐵榴石固溶體系列(Gro41-78And22-59Ura0-0.1)(圖8)，樣品還含有少量的TiO2(0.08%～0.50%)。

矽卡巖帶邊部石榴子石(ZK1908-456)的SiO2含量變化范圍為34.03%～37.44%、MgO為0.00%～0.04%、MnO為0.20%～0.94%，FeO與Al2O3含量變化較大，FeO為14.47%～29.51%、Al2O3為0.06%～11.16%(表3)。端元組分以鈣鐵榴石(39.63%～99.65%)為主，其次為鈣鋁榴石(0.31%～60.37%)，含有極少的鈣鉻榴石(0.00%～0.11%)，屬于鈣鐵榴石-鈣鋁榴石固溶體系列(And40-100Gro0-60Ura0-0.1)(圖8)，與矽卡巖帶中部石榴子石不同的是，樣品不含TiO2。

選取的4顆環帶構造發育的新鮮石榴子石沿切面進行主量元素電子探針分析測試，分別標記為G1、G2、G3、G4號石榴子石(圖9)，其中G1、G2號石榴子石來自矽卡巖帶中部，G3、G4號石榴子石來自矽卡巖帶邊部。G1、G2號石榴子石成分變化較小，在其核部和幔部較為穩定，各組分變化不大，鈣鋁榴石和鈣鐵榴石組分含量各占50%左右，且鈣鐵榴石組分稍多，至邊部時，鈣鋁榴石組分呈現震蕩增高趨勢，達70%～80%，在石榴子石核部可見透輝石、方解石包裹(圖9a, b)。G3、G4號石榴子石成分變化較大，總體表現為核部和邊部以鈣鐵榴石為主，幔部鈣鋁榴石有增高的趨勢，基本以邊部的純鈣鐵榴石結束晶體的生長，通過環帶特征對比，G4號石榴子石先于G3號石榴子石生長，記錄更為完整的信息，透輝石在幔部和邊部被包裹(圖9c, d)。

5 討論

5.1 礦區巖體侵位時間

二道河銀鉛鋅礦的形成與礦區廣泛發育的古生代-中生代長英質巖體關系密切，形成時代跨度大，巖性主要包括花崗巖、花崗閃長巖、閃長巖、花崗斑巖等，其中花崗巖和花崗閃長巖規模最大，出露面積約38km2，侵位于奧陶系地層中，其他類型巖體主要以巖枝、巖脈形式出現(圖1b)。根據前人研究成果，區域上廣泛發育的花崗巖和花崗閃長巖年齡在336～300Ma之間(張健等, 2011; 崔芳華等, 2013; 楊發亭, 2016)，而本文測得綠簾石化細粒花崗閃長巖鋯石年齡為506±4.3Ma，石榴石矽卡巖內鋯石年齡為504±18Ma，與相鄰綠簾石化細粒花崗閃長巖一致，并且二道河礦區二長閃長巖(226±2Ma)中也有502±7Ma的鋯石存在(Yangetal., 2021)，表明在二道河礦區還發育了一期早古生代早期的巖漿作用。區域上，500Ma左右的巖漿作用在興安地塊也并不孤立(Miaoetal., 2007; 陳會軍等, 2021)。

矽卡巖帶中穿插的脈狀侵入體主要為閃長巖和花崗斑巖，本文測得綠簾石化細粒閃長巖年齡為213±2.8Ma，與Yangetal.(2021)測得二長閃長巖年齡(226±2Ma)相似，而礦區還發現有145Ma左右的閃長巖發育(楊發亭, 2016, 2018; Guoetal., 2021)，表明礦區內閃長巖至少存在兩期巖漿活動。本文測得花崗斑巖年齡為128±1.1Ma，與楊發亭(2016)其中一個花崗斑巖樣品年齡(126.7±0.7Ma)相似，略年輕于其他文獻花崗斑巖年齡131.4±0.3Ma (Heetal., 2021)、133.6±0.5Ma(Chenetal., 2021)和133.4±3.4Ma、133.7±1.2Ma(楊發亭, 2016)，表明該區花崗斑巖也至少有兩期巖漿活動。

通過野外地質調查發現，花崗斑巖樣品新鮮，未發育綠簾石化(圖5e, f)，鋯石無增生邊現象(圖6d)，而綠簾石化細粒花崗閃長巖和綠簾石化閃長巖樣品均發育明顯的綠簾石化和綠泥石化(圖5a-d)，部分鋯石可見增生邊現象(圖6a, b)，而該區域其他同時代巖體鋯石未發現增生邊現象(崔芳華等, 2013; 張超等, 2013; Sunetal., 2014; Yangetal., 2016; 于倩, 2017)，說明本文所采樣品發育的增生邊不是區域性的，應該是受礦區熱液活動影響造成的(Wu and Zheng, 2004; Dengetal., 2015)。結合鉆探編錄情況，花崗斑巖未發育蝕變和礦化現象，呈脈狀切穿礦體及矽卡巖，判斷其是成礦后巖漿活動的產物(圖2c)，其年齡晚于閃鋅礦的Rb-Sr同位素年齡130.5±1.9Ma也可印證這一推論(Chenetal., 2021)。因此，二道河礦區存在早古生代-中生代的多期巖漿活動(表4)，成礦過程復雜。

此外，綠簾石化細粒花崗閃長巖的鋯石U-Pb年齡為506±4.3Ma，這與其圍巖(中-上奧陶統裸河組)地層時代不一致，表明裸河組形成時代有可能為早-中寒武世。值得一提的是，最新年齡數據顯示多寶山銅礦圍巖多寶山組已將其形成時代由中奧陶世更新為中寒武世(Zhaoetal., 2019)。

圖9 二道河礦床石榴子石環帶成分變化示意圖

表4 二道河礦區巖體年代學統計

5.2 成礦過程探討

野外調查發現，二道河礦區矽卡巖分帶特征不明顯，石榴石矽卡巖與綠簾石矽卡巖往往相互穿插(圖4a)，顯示了多期次矽卡巖化過程。石榴子石的組成可以指示其形成時的物理化學條件(趙斌等, 1983; 趙一鳴等, 1990; Meinert, 1992; Jamtveitetal., 1993)，鈣鐵榴石比鈣鋁榴石在更高的氧逸度下形成(Jamtveitetal., 1993)，因為在相對氧化的條件下, Fe主要以三價形式(Fe3+)存在, 形成鈣鐵榴石和透輝石(劉曉菲等, 2014; 彭惠娟等, 2014; 朱喬喬等, 2014; Xieetal., 2015)。鈣鐵榴石的形成更加有利于成礦物質的沉淀(Gaoetal., 2014)。二道河礦床矽卡巖帶中部(ZK1309-261-G1、G2)和邊部(ZK1908-456-G3、G4)均發育類似的石榴石矽卡巖，但其形成過程完全不同：矽卡巖帶邊部石榴子石中顆粒較大者(G4號石榴子石，圖9d)記錄了兩期不同的結晶特征，即該石榴子石核部以鈣鐵榴石為主，環帶特征不明顯，未包裹透輝石等其他矽卡巖礦物，表明核部石榴子石在形成過程中熱液成分相對穩定，以富鐵流體為主；核部與幔部界線與正常形成的環帶成分變化特征顯著不同，具有出現溶蝕以及交代現象，在核部與幔部接觸帶附近可見少量黃鐵礦等金屬硫化物(圖9d)，并且該石榴子石幔部-邊部與其相鄰顆粒較小的石榴子石環帶特征一致(圖9c, d)，與矽卡巖帶中部石榴子石(G1、G2)呈現一定的相關性，可能為另一期流體作用的結果：表現為矽卡巖帶中部與邊部石榴子石結晶起始階段均表現為鈣鐵榴石與鈣鋁榴石組分近似相等，但矽卡巖帶中部石榴子石甚至在核部包裹了方解石等晚期矽卡巖礦物(G2, 圖9b)。通過CL圖像還可以看出，矽卡巖帶中部石榴子石由內向外表現為周期性出現鈣鐵榴石組分緩慢增高，而后突然降低(G1、G2)，矽卡巖帶邊部石榴子石正好相反，周期性出現鈣鐵榴石組分突然增高，而后逐漸降低(G3、G4)的特征(圖9)，這種現象的出現暗示石榴石矽卡巖的形成經歷了至少兩期不同性質流體活動的影響。

前人在二道河礦床開展的穩定同位素研究認為成礦熱液來源與巖漿巖關系更為密切(張璟等, 2017; Heetal., 2021)，勘探揭露的關系顯示矽卡巖帶邊部石榴子石緊鄰細粒花崗閃長巖巖體，矽卡巖帶中部的石榴子石則更加靠近閃長巖等脈狀侵入體(圖2)，石榴石矽卡巖內發育與相鄰綠簾石化細粒花崗閃長巖一致的鋯石年齡，本文認為礦區內發育的細粒花崗閃長巖與矽卡巖礦床的形成關系密切，即早期的細粒花崗閃長巖體由于規模較大，熱液成分較為穩定，巖體攜帶了部分鉛鋅銀等成礦物質，在二道河礦區及附近富集(圖4b)；晚期的細粒閃長巖及花崗斑巖等在侵入過程中再次形成矽卡巖，從而導致矽卡巖分帶不明顯，出現各類矽卡巖相互穿插的情況(圖4a)，并使早期富集的閃鋅礦、方鉛礦等硫化物重熔，在有利的部位形成了規模較大的鉛鋅銀礦(Zhongetal., 2018; 圖2)，從出露的細粒閃長巖脈邊部出現閃鋅礦與方鉛礦礦體而無矽卡巖產生(圖3)，礦石礦物具有重結晶特征(圖4c, d)，可以認為該期巖漿活動將早期礦石顆粒萃取并攜帶至地表淺部；本文所采花崗斑巖無礦化蝕變發育(圖5)，鋯石無增生邊發育(圖6)，分布特征與矽卡巖化和礦化關系不大(圖2)，因此，花崗斑巖為成礦后形成的巖體，對礦體產生了破壞作用。

由于閃鋅礦在高于200℃的熱液中不穩定(Hayashietal., 1990)，而二道河礦床在矽卡巖化階段溫度可以達到400℃以上(Heetal., 2021; 焦天龍等, 2021)，結合二道河地區發育多期次巖漿作用，各類矽卡巖相互穿插(圖4a)，閃鋅礦、方鉛礦等具有重結晶特征(圖4c, d)，以及石榴子石至少兩期不同性質流體活動的影響等特征，都暗示了二道河銀鉛鋅礦至少經歷了兩期以上的礦化事件，而這些礦化事件都有可能造成Rb-Sr同位素年代學系統因形成開放系統而被最后一期礦化事件重置(陳文等, 2011)，從而導致閃鋅礦Rb-Sr同位素年齡記錄了最后一期成礦事件的年齡(Chenetal., 2021)。

圖10 二道河礦床各類巖體及矽卡巖鋯石εHf(t)與U-Pb年齡圖解“興安地塊”和“額爾古納地塊”范圍據Feng et al., 2017Fig.10 εHf(t) vs. U-Pb age plot of zircons from different intrusions and skarns in the Erdaohe depositThe scopes of the Xing’an and Erguna blocks from Feng et al., 2017

5.3 礦區巖體形成背景探討

礦床類型、成因和時空分布特征通常是受構造演化和地球動力學環境所控制(Sillitoe, 2000; Qinetal., 2002; Richards, 2003, 2013; Wanetal., 2011; 秦克章等, 2017; Zhaoetal., 2018)，二道河礦區巖體的形成背景研究對二道河銀鉛鋅礦成因有著重要的相關性。二道河礦床位于中亞造山帶東段的興安地塊中部，該區在早古生代早期經歷了額爾古納地塊和興安地塊的拼合，并廣泛發育巖漿作用和變質作用(Geetal., 2005; Zhouetal., 2011; Miaoetal., 2015; Zhouetal., 2015; 許文良等, 2019)，而500Ma左右被大多數地質學家認為是額爾古納地塊與興安地塊拼合的時間(Geetal., 2005; Hanetal., 2011, 2012, 2015; Zhouetal., 2011, 2015; Fengetal., 2016, 2017; Liuetal., 2017; 許文良等, 2019)，二道河礦區發育的506±4.3Ma的細粒花崗閃長巖鋯石Hf同位素εHf(t)值為0.9～6.9，兩階段模式年齡tDM2=1.5～1.1Ga，在Hf同位素組成演化圖解上分布在虧損地幔線與球粒隕石參考線之間，表明花崗閃長巖的原生巖漿可能來源于下地殼部分熔融，并且這些鋯石主要位于額爾古納地塊范圍內，部分向興安地塊范圍靠近(圖10)，其成因可能與額爾古納地塊和興安地塊的拼合有關；閃長巖鋯石年齡為213±2.8Ma、花崗斑巖鋯石年齡為128±1.1Ma，它們的εHf(t)值分別為8.3～15.1和7.9～14.1，兩階段模式年齡均為tDM2=0.8～0.3Ga，在Hf同位素組成演化圖解上也分布于虧損地幔線與球粒隕石參考線之間，表明閃長巖和花崗斑巖的原生巖漿可能來源于新生的地殼部分熔融(圖10)，它們的形成可能分別與蒙古-鄂霍茨克洋閉合(陳志廣等, 2010; Tangetal., 2014; Wangetal., 2015; Yangetal., 2021)及古太平洋板塊俯沖有關(Chenetal., 2021; Guoetal., 2021; 焦天龍等, 2021)。因此，二道河地區經歷了多次構造體系疊加與演化，對礦床的形成和富集產生了重要的影響。

6 結論

通過對大興安嶺中段新近發現二道河銀鉛鋅礦發育的巖體鋯石年代學、Hf同位素以及石榴子石電子探針研究，得出以下結論：

(1)二道河銀鉛鋅礦主要圍巖是細粒花崗閃長巖，其鋯石年齡為506±4.3Ma，細粒閃長巖鋯石年齡為213±2.8Ma，花崗斑巖鋯石年齡為128±1.1Ma，表明礦區存在多期巖漿活動。

(2)二道河銀鉛鋅礦矽卡巖類型為鈣質矽卡巖，石榴石矽卡巖與綠簾石矽卡巖常呈相互穿插關系，閃鋅礦、方鉛礦等具有重結晶特征，石榴子石至少兩期不同性質流體活動的影響等，表明二道河銀鉛鋅礦至少經歷了兩期以上的礦化事件。

(3)細粒花崗閃長巖、細粒閃長巖以及花崗斑巖鋯石的εHf(t)值分別為0.9～6.9、8.3～15.1和7.9～14.1，對應的二階段模式年齡(tDM2)分別為1.6～1.1Ga、0.8～0.3Ga和0.8～0.3Ga，表明本區原生巖漿可能來源于新生地殼部分熔融，其形成可能與額爾古納地塊和興安地塊的拼合有關，細粒閃長巖和花崗斑巖的形成可能分別與蒙古-鄂霍茨克洋閉合及古太平洋板塊俯沖有關。

致謝野外工作過程中得到了國森礦業有限責任公司大力支持；實驗過程得到了中國冶金地質總局山東局測試中心李鳳春老師、林培軍老師，內蒙古自治區地質調查院實驗室肖劍偉老師的幫助；本文撰寫過程中得到了中國地質大學(北京)李小偉副教授、河海大學葉現韜副教授的幫助與指導；審稿人提出了寶貴的意見和建議；在此一并表示感謝。