2012, Vol. 28
2. 中国地质科学院地质研究所国土资源部同位素地质重点实验室; 大陆构造与动力学国家重点实验室, 北京 100037
2. Laboratory of Isotope Geology, MLR; State Key Laboratory of Continental Dynamics, Institute of Geology, CAGS, Beijing 100037, China
白云鄂博Fe-REE-Nb矿床位于内蒙古中部, 是世界著名的巨型多金属矿床。地质构造上, 矿床位于华北板块北缘的狼山-白云鄂博裂谷系(王楫等, 1992), 含矿地层为中元古代白云鄂博群(李毓英, 1959)。白云鄂博群厚逾万米, 岩性以陆源碎屑砂泥质建造为主, 夹有薄层碳酸盐沉积, 包括6个岩性组, 18个岩性段(自下而上依次命名为H1至H18), 其中H8为碳酸盐岩段, 是白云鄂博矿床的赋矿层(图 1)。
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图 1 白云鄂博矿区地质示意图(据白鸽等, 1996略修改) 1-逆掩断层; 2-推断断层; 3-地质界线; 4-推断地质界线; 5-铁矿体; 6-赋矿白云岩; 7-碳酸岩墙; 8-采样位置.H1~H15-白云鄂博群岩段代号, 碎屑岩和碳酸盐岩; C-石炭系火山岩; H-白云鄂博群硅铝质岩残留体; DT-白云岩; ST-板岩; BR-黑云母岩; ε-变质超基性岩; μ-色尔腾山群混合片麻岩; γ-花岗岩; γμ-混合岩化花岗岩; δ-中基性岩 Fig. 1 Sketch Geological map of Bayan Obo ore deposit (modified after Bai et al., 1996) 1-overthrust; 2-inferred fault; 3-geological boundaries; 4-inferred geological boundaries; 5-iron bodies; 6-ore-hosted dolomite; 7-carbonatite dykes; 8-sample location. H1~H15-quartzite, slate, and limestone; C-Carboniferous; H-relicts of slate and quartzite; DT-dolomite marble; ST-mineralized slate; BR-mineralized biotite rock; ε-meta-ultrabasic rocks; μ-migmatitic gneisses; γ-granites; γμ-migmatitic granites; δ-basic-intermediate rocks |
自1927年发现以来, 白云鄂博矿床受到国内外地学界的广泛关注, 前人在此做了大量工作(李毓英, 1959; 孟庆润, 1982; 孟庆润和Drew, 1992; 魏菊英和上官志冠, 1983; 魏菊英等, 1994; 刘铁庚, 1986; 陈辉和邵济安, 1987; Yuan et al., 1992; Le Bas et al., 1992, 1997, 2007; Chao et al., 1992, 1997; 王希斌等, 2002; 丁悌平等, 2003; Fan et al., 2004, 2006; 刘玉龙等, 2005a, b; 范宏瑞等, 2006; Yang XY et al., 2009; Yang et al., 2011)。最近, 我们还对白云鄂博矿床的做了Fe同位素研究(孙剑等, 2012)。前人的研究表明, 白云鄂博矿床的物质组成和形成历史十分复杂(张培善和陶克捷, 1986; 中国科学院地球化学研究所, 1988; 白鸽等, 1996; 张宗清等, 2003)。据不完全统计, 白云鄂博矿床中发现的矿物有170多种; 几乎矿区内各种地质所用, 包括沉积作用、变质作用、岩浆作用、热液交代作用等, 均被认为在不同程度上与矿床的形成有关。中国科学院地球化学研究所(1988)曾在《白云鄂博矿床地球化学》一书中将矿床的形成机制总结为“多成因、多来源、多期次”的“三多”矿床。
20世纪80年代以来, 随着研究的不断深入, 引发了白云鄂博矿床成矿机制的争论。虽然人们做了大量的地质、地球化学工作, 积累了丰富资料, 对稀土元素来源于地幔基本达成了共识, 但对矿床的成因类型的认识仍有很大分歧。前人的观点可归纳为以下4类：(1) 沉积型或沉积-热液叠加型, 这方面的观点可大致分为正常沉积成因(孟庆润, 1982; 孟庆润和Drew, 1992; 魏菊英和上官志冠, 1983, 魏菊英等, 1994)、热水沉积成因(包括微晶丘成因)(陈辉和邵济安, 1987; 乔秀夫等, 1997; 章雨旭等, 1998, 2005, 2009; 高计元和裘愉卓, 1999)。这类观点认为, 矿床围岩H8是沉积成因的, 成矿物质的富集主要发生在沉积阶段。(2) 火成碳酸岩型, 可细分为侵入碳酸岩型(周振玲等, 1980; 刘铁庚, 1986; Le Bas et al., 1997, 2007) 和海相火山碳酸岩型(Yuan et al., 1992; 白鸽等, 1996), 其基本观点是成矿围岩H8是火成碳酸岩, 不是沉积成因碳酸盐岩。(3) 后生热液交代型(Chao et al., 1992, 1997), 认为围岩形成于中元古代, 矿床形成于后期热液(加里东期) 交代。(4) 混合型(曹荣龙等, 1994), 认为铁矿和围岩是沉积成因的, 稀土、铌则来源于地幔, 是地幔流体与碳酸盐岩交代的结果。
上述观点均受到部分地质、地球化学证据的支持, 而矿床赋矿岩层H8白云岩的成因成为争论的焦点之一。
近年来, Mg同位素高精度测试技术取得快速发展, Mg同位素地球化学循环的基本轮廓已初露端倪(Galy et al., 2001, 2002; Chang et al., 2003, 2004; Tipper et al., 2006a, b, 2008a, b; Burl et al., 2007; Wiechert et al., 2007; Brenot et al., 2008; Pogge von Strandmann et al., 2008; Handler et al., 2009; Huang et al., 2009; Yang W et al., 2009; Bourdon et al., 2010; Teng et al., 2010a, b)。葛璐和蒋少涌(2008)、何学贤等(2008a)、柯珊等(2010)对Mg同位素研究进行了有益的综述。在地球物质中, 地幔橄榄岩和玄武岩显示较重的Mg同位素组成; 风化过程中Mg的轻同位素趋向于在水中富集; 在碳酸盐沉淀过程中Mg的轻同位素趋向于在碳酸盐中富集。因此, 与地幔岩相比, 化学沉积的碳酸盐岩呈现显著的Mg的轻同位素富集。而地幔具有均一的Mg同位素组成, 高温条件下发生的岩浆作用过程中Mg同位素的平衡分馏很小。理论上, 幔源火成碳酸岩的Mg同位素组成和地幔橄榄岩及玄武岩一致, 能够和沉积碳酸盐岩区分开来。
Mg是H8白云岩的主量金属元素, 利用Mg同位素对白云岩的来源进行示踪是最直接的。最近, 我们研究建立了适合白云鄂博矿床这类特殊样品的Mg的化学纯化方法(房楠等, 2011), 为白云鄂博矿床的成因研究提供了新的途径。在此基础上, 对白云鄂博矿床H8白云岩及相关碳酸盐岩的Mg同位素进行研究, 为该巨型多金属矿床的成因机制提供约束。
2 地质背景和样品采集 2.1 白云鄂博矿床基本地质特征白云鄂博Fe-REE-Nb矿床位于包头市白云区, 地处华北板块北缘中段, 白云鄂博裂谷系内(王楫等, 1992)。矿区出露的地层主要包括太古代-古元古代基底岩石和中元古代白云鄂博群(图 1)。基底岩石由糜棱岩化花岗片麻岩(~2.6Ga), 正长岩、花岗闪长岩(~2.0Ga) 和黑云母花岗片麻岩、含石榴石蓝晶石花岗片麻岩(~1.9Ga) 等组成(范宏瑞等, 2010)。白云鄂博群为一套石英岩、板岩、碳酸盐岩沉积建造, 不整合覆盖在基底岩石上。白云鄂博群可分为6个岩组, 18个岩段(H1-H18), 变质程度较低, 为低绿片岩相(王楫等, 1992)。区域上发生了多期的构造运动, 形成了叠加的褶皱和众多断层构造, 宽沟断层和宽沟背斜是矿区主要的褶皱构造和断层构造。同时, 白云鄂博地区还发育众多不同期次和类型的岩浆岩。出露面积最大的是海西期的花岗岩, 广泛分布在白云鄂博矿床的东部和南部。区域上还广泛分布基性岩墙, Yang et al.(2010)的研究表明这些基性岩墙和碳酸岩墙都属中元古代(~1.3Ga), 可能与哥伦比亚超大陆的裂解有关。
白云鄂博矿区的地层产状多东西走向, 近直立, 以宽沟地区的基底岩石为核部, 共同构成了宽沟背斜, 白云鄂博矿床位于宽沟背斜的南翼。宽沟以北的H8层位为正常沉积碳酸盐岩地层, 以灰岩为主, 夹有白云岩, 露头可见明显的层理构造(图 2a), 未发生明显的变质作用。
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图 2 白云鄂博矿床H8白云岩、碳酸岩墙和宽沟北沉积碳酸盐岩的露头和显微照片 (a)-宽沟北沉积白云岩, 可见明显层理构造; (b)-白云鄂博矿床H8白云岩, 已变质为白云质大理岩; (c)-粗粒H8白云岩, 正交偏光; (d)-细粒H8白云岩, 颗粒间发育独居石等稀土矿物, 正交偏光; (e)-细粒H8白云岩(BE-09-30), 被萤石和磁铁矿交代, 单偏光; (f)-细粒H8白云岩的背散射电子图像, 显示白云石北萤石和独居石交代; (g)-碳酸岩墙, 侵入到H2石英岩中, 石英岩发生了强烈的霓长岩化; (h)-碳酸岩墙碳酸岩的显微照片, 正交偏光.Bar-重晶石; Dol-白云石; Fl-萤石; Mon-独居石; Mt-磁铁矿 Fig. 2 Field photographs and photomicrographs of H8 dolomite marble and related geological formations in Bayan Obo (a)-sedimentary carbonate rocks in north of Kuangou, showing well developed stratification; (b)-H8 dolomite marble; (c)-coarse-grained H8 dolomite marble with cross-polarized light; (d)-fine-grained H8 dolomite marble with cross-polarized light; (e)-fine-grained H8 dolomite marble (BE-09-30), which is metasomated by fluorite and magnetite; (f)-BSE image of fine-grain H8 dolomitemarble, which is metasomated by fluorite and monazite; (g)-a carbonatite dyke intruding to H2 quartzite; (h)-carbonatite with cross-polarized light. Bar-barite; Dol-dolomite; Fl-fluorite; Mon-monazite; Mt-magnetite |
宽沟以南H8岩段为白云鄂博矿床的赋矿白云岩, 已变质为白云质大理岩(图 2b)。由于其是否是沉积成因还不明确, 按照传统习惯, 仍称其为H8白云岩。H8白云岩东西长约18km, 南北宽约2km, 和下盘围岩之间非整合接触, 与上盘H9板岩的接触关系尚不明确。从宏观上看, 整个H8白云岩层呈一个大的透镜体, 夹在围岩石英岩和板岩中。在野外露头上, H8白云岩通常呈块状构造, 无层理, 由于风化作用表面呈黄色、黄褐色; 新鲜面呈灰白色、浅黄色、白色, 粗粒-细粒结构。H8白云岩可大致分为粗粒白云岩和细粒白云岩两类。粗粒白云岩中的白云石自形程度较好, 颗粒较粗, 大多在0.5~2mm, 颗粒间发育三结点结构(图 2c)。这类白云岩的Fe、REE、F、Na等矿化程度较弱, 矿物以白云石为主, 发育少量的磷灰石、独居石, 以浸染状形式均匀分布在白云石颗粒间。大多数H8白云岩为细粒白云岩, 其特点是白云石颗粒较细, 大多 < 0.2mm, 有时残留有粗粒白云石, 但颗粒边缘可见细粒化作用, 这类白云岩的矿化作用普遍较强, 发生了强烈的Fe、REE、F、Na等矿化作用, 可见萤石、钠闪石、磁铁矿、独居石、氟碳铈矿、磷灰石等矿物以浸染状形式充填在白云石颗粒间(图 2d) 或以细脉状形式交代白云石(图 2e, f)。细粒白云岩可能是粗粒白云岩遭受糜棱岩化或交代作用的产物(Le Bas et al., 1997; 张宗清等, 2003)。
在矿区周围的围岩中还发育上百条碳酸岩墙(陶克捷等, 1998)(图 2g), 一般宽1~2m, 长数十米。其岩性和地球化学特征与H8白云岩类似, 两者可能存在密切的成因联系(Le Bas et al., 1992, 1997)。和碳酸岩墙接触的围岩(特别是石英岩) 发生了不同程度的霓长岩化作用, 形成了钠闪石、霓石等碱性矿物。按矿物组成, 碳酸岩墙大致可分为白云石型碳酸岩墙、方解石型碳酸岩墙、白云石-方解石共存性碳酸岩墙3类, 可能代表了不同的岩浆演化序列(Yang et al., 2011)。不同碳酸岩墙的稀土含量不同, 有的可高达20% (Yang XY et al., 2009)。
对稀土来说, 宽沟南部整个H8白云岩和周围的碳酸岩墙都是矿体。它们发生了不同程度的稀土矿化, 稀土含量一般在1%~10%。稀土主要赋存在稀土矿物中, 最主要的稀土矿物包括独居石、氟碳铈矿。在有的碳酸岩墙中, 稀土矿物颗粒较大(可达0.5mm), 一般为自形-半自形(图 2h), 和白云石、方解石、重晶石等矿物共生。在细粒白云石和铁矿体中, 稀土矿物的颗粒往往较细(10~100μm), 一般和萤石、重晶石、磁铁矿或黄铁矿等矿物共生。白云岩中发育晚期的粗晶脉体, 稀土矿物包括独居石、氟碳铈矿、黄河矿等, 颗粒往往比较粗大, 和萤石、霓石、钠闪石、黑云母等矿物共生。
对铁矿来说, 白云鄂博矿床可分为主矿、东矿、西矿三个矿体, 主矿和东矿都是一个大的铁矿体, 西矿由十几个小的铁矿体组成。最主要的铁矿物是磁铁矿和赤铁矿, 通常和白云石、方解石、萤石、钠闪石、霓石、黑云母、磷灰石、独居石、氟碳铈矿等矿物共生。大多铁矿物以细粒块状、条带状或浸染状形式分布在H8白云岩内。
2.2 样品采集白云鄂博矿床中, 绝大部分的Mg以主量元素的形式赋存在白云岩中, 少量Mg赋存在钠闪石、黑云母等硅酸盐矿物中。因此, 选取分析的样品主体为矿体H8白云岩。为了对比, 还选取了碳酸岩墙中的白云岩, 典型的沉积碳酸盐岩和微晶丘白云岩。样品描述如表 1所示。
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表 1 白云鄂博矿床H8白云岩、碳酸岩墙白云岩及沉积白云岩的样品产状和描述 Table 1 Sample descriptions of H8 dolomite marble, carbonatite, and sedimentary carbonate rocks |
H8白云岩 H8白云岩是白云鄂博矿床矿体的主体, 具体特征已在上文中详细介绍。样品产状和具体描述见表 1。样品采自H8白云岩层的不同空间位置, 包括东矿、主矿铁矿体的上盘和下盘白云岩, 主矿北靠近围岩石英岩的白云岩, 以及西矿东部的白云岩。样品类型包括粗粒白云岩和细粒白云岩, 其中样品BN-09-44和WK-15属粗粒白云岩, 主要由白云石组成, 其他矿物很少, 稀土矿化程度较弱; 其他白云岩(BE-09-16, BE-09-22, BE-09-30, BM-09-63, BM-09-64, WK-36) 属细粒白云岩, 基本都发生了不同程度的稀土、萤石、钠闪石等交代作用。
碳酸岩墙 白云鄂博矿区的围岩中发育了近百条碳酸岩墙(陶克捷等, 1998), 和H8白云岩共同构成了白云鄂博矿床的稀土矿体, 地球化学研究表明碳酸岩墙和矿体H8白云岩之间存在密切的成因联系(Le Bas et al., 1992, 1997)。本研究对2条比较典型的白云石-方解石共存型碳酸岩墙进行了取样。样品BN-09-13为中-细粒白云岩, 发生强烈的稀土富集(图 2d); 样品BN-09-35为巨晶白云岩, 矿物组成简单, 基本由巨晶白云石组成。
典型沉积白云岩 前人已经做过一定数量的显生宙沉积型碳酸盐岩的Mg同位素测试工作(Galy et al., 2002; Tipper et al., 2006b; Brenot et al, 2008)。为了获取白云鄂博群H8岩段碳酸盐岩的Mg同位素信息, 本研究选取了2个宽沟背斜北翼白云鄂博群的沉积型碳酸盐岩(BN-09-64, BN-09-68), 基于前人认为宽沟背斜北翼和南翼的地层可以进行对比的认识(中国科学院地球化学研究所, 1988), 所分析样品应相当于H8岩段。同时, 为了进一步限定中元古代沉积碳酸盐岩的Mg同位素组成, 本研究还选取了2个采自河北平泉中元古界地层剖面的白云岩样品进行Mg同位素分析。样品WZZ-1058-36属雾迷山组, 样品WZZ-1058-38属团山子组, 它们的形成时代和白云鄂博群地层大致相当。
微晶丘白云岩 微晶丘(micrite mound) 是一种沉积成因的碳酸盐岩。但与正常沉积的碳酸盐岩不同的是：微晶丘没有典型的层理构造, 通常为块状构造; 在宏观地貌上, 微晶丘通常呈馒头状山丘。有学者认为黑脑包地区(白云鄂博矿区东南约25km处) 的腮林忽洞群微晶丘和白云鄂博H8白云岩可以对比, 均为巨型的微晶丘(乔秀夫等, 1997; 章雨旭等, 2009)。本研究选择了2个在黑脑包腮林忽洞地区采集的微晶丘白云岩(BH-09-14, BH-09-17) 进行Mg同位素分析, 与正常沉积碳酸盐岩和白云鄂博矿床H8白云岩进行对比。
3 实验方法和测试结果 3.1 测试方法样品的主量元素分析测试在国家地质实验测试中心完成。检测仪器为X荧光光谱仪(PW4400) 和红外碳硫仪。下面对Mg同位素的分析方法进行简单描述。
3.1.1 Mg的化学纯化Mg的化学纯化在国土资源部同位素重点实验室完成。根据Mg含量的不同, 称取粉末样(200目)10~100mg。样品先用6M HCl溶解, 溶解时间>5h, 如果有残留的未溶解固体, 分离后用浓HF+浓HNO3(体积比例为9：1) 进行溶解处理, 溶解温度150℃, 溶解时间24h。基质元素的去除包括以下几个部分。(1) Fe、Mn的去除：采用AGMP-1阴离子交换树脂, 以10M (或10M以上) HCl+0.001%H2O2为介质, 上样0.5mL, 以0.5mL为单位淋洗至2.5mL。该方法可将Mn、Fe分离, Mg的回收率接近100%。(2) Ca、REE、Nb的去除：以2M HCl为介质, 在AG50W-X12阳离子树脂长柱中淋洗, 该方法可去除Ca、REE、Nb、K、Sr、Ti等元素; (3) Na的去除：以0.4M HCl为介质, 在AG50W-X12阳离子树脂短柱中淋洗, 可去除Na。(4) Al的去除：采用稀氨水弱碱共沉淀滴定法, 可去除Al、Fe元素。根据样品中各基质元素的含量, 选择相应的步骤去除基质元素, 处理后的样品中各基质元素的含量均小于5%。整个操作流程Mg的本底 < 10ng。
所有样品的化学处理均在超净实验室内完成, 实验所需的器皿经过严格的清洗。所用的超纯水经过Elga超纯水系统纯化, 电阻率18.2MΩ·cm; 所用超纯HCl、HNO3和HF均为优质纯试剂再经双瓶亚沸蒸馏纯化所得; 所用的氨水为优级纯试剂。
对Mg分离方法更详细的描述已在有关文献中报道(李世珍等, 2008)。
3.1.2 Mg同位素的MC-ICP-MS测试Mg同位素组成的测定在国土资源部同位素地质重点实验室的MC-ICP-MS仪器室完成, 实验具体方法见文献报道(何学贤等, 2008b)。所用仪器为英国Nu Instruments公司生产的双聚焦多接收器电感耦合等离子体质谱仪(Nu Plasma HR)。化学分离后的样品溶液通过DSN-100膜去溶进入等离子体, 在7000K的高温下将样品等离子化, 等离子化的样品经电场和磁场的双聚焦后, 进入法拉第接收器进行测定。在标准的工作条件下, 样品的进样浓度为1×10-6, 介质为1%HNO3。采用样品-标样交叉法(sample-standard bracketing) 来校正仪器的质量分馏, 样品和标样的浓度差控制在10%以内。
Mg同位素值表达为δ值(千分偏差), 公式如下：
δxMg=[(xMg/24Mg) 样品/(xMg/24Mg) 标准-1]×1000,
其中, x=25, 26;标准物质为英国剑桥大学Galy博士提供的以色列Dead Sea Magnesium有限公司生产的DSM3。
3.2 分析结果 3.2.1 主量元素样品的主量元素分析结果见表 2。所有样品的MgO含量均较高(8%~20%), 和白云岩的特征相符。H8白云岩和碳酸岩墙样品的元素含量总和(Total) 明显小于100%, 是由于样品中重晶石、稀土矿物含量较高, 富含REE、Ba、Sr等元素。
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表 2 白云鄂博矿床H8白云岩、碳酸岩墙白云岩及沉积白云岩的主量元素含量(wt%) Table 2 Major element compositions of H8 dolomite marble, carbonatite, and sedimentary carbonate rocks (wt%) |
H8白云岩的SiO2含量平均为1.79%, MgO为13.76%, CaO为27.34%, 其他平均含量较高的元素有Fe2O3 (3.64%), FeO (5.75%), MnO (0.71%), P2O5 (1.09%)。其中有两个样品的元素含量较为异常, 样品BE-09-16的SiO2、MnO含量相对较高, 分别为7.70%、2.86%;样品BE-09-30的FeO、Fe2O3、MnO以及F的含量相对较高, 分别为9.74%、16.51%、2.38%和9.36%, 而MgO含量较低, 为5.08%。
H8白云岩的主量成分特点是SiO2、Al2O3含量较低, 而Fe2O3、FeO、MnO、P2O5、F的含量较高。和碳酸岩墙白云岩的化学组成比较接近, 和沉积白云岩、微晶丘白云岩差别较大。
3.2.2 Mg同位素测试数据的准确性一般通过对数值公认的标准物质测试来检验。但是对Mg同位素来说, 由于数据量还不够多, 目前还没有一个标准物质获得国际公认的Mg同位素比值。本研究对两个玄武岩标样(BCR-2和BIR-1) 的Mg同位素进行了测试, 测试结果和前人获得的结果在误差范围内一致(表 3)。本实验室通过对的两个工作标准CAGS1-Mg和CAGS2-Mg的长期测量, 估计出Mg同位素测试外精度(2SD) 对于δ26Mg为0.18‰, 对于δ25Mg为0.09‰(何学贤等, 2008b)。本文中所有样品的δ26Mg和δ25Mg均很好地落在质量分馏线上(图 3), 表明质谱测量过程中的同质异位素干扰可以忽略。
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表 3 玄武岩标样的Mg同位素分析结果与对比 Table 3 Mg isotope composition of reference materials |
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图 3 Mg同位素测定结果的三同位素图解 Fig. 3 Three-isotope plot of Mg isotopes of analyzed samples |
样品的Mg同位素测试结果如表 4和图 4所示, 其中图 4将样品的测试结果和前人获得的沉积白云岩、地幔岩Mg同位素组成范围进行了对比。2个碳酸岩墙白云岩样品(BN-09-13和BN-09-35) 的δ26Mg分别为-0.34‰~-0.14‰, 落在地幔岩范围内, 并且是所有分析的样品中Mg同位素组成最重的。白云鄂博宽沟北沉积白云岩样品(BN-09-64和BN-09-68) 和河北平泉中元古代沉积白云岩样品(WZZ-1058-36和WZZ-1058-38) 的Mg同位素组成基本一致, δ26Mg为-1.81‰~-1.53‰, 平均值为-1.63‰, 落在沉积白云岩的范围内。9个白云鄂博矿床H8白云岩的δ26Mg变化范围为-1.13‰~-0.10‰, 平均值-0.53‰, 部分落在地幔岩范围, 部分落在地幔岩和沉积白云岩之间; H8白云岩不同类型白云岩的Mg同位素组成类似, 粗粒白云岩(BN-09-44, WK-15) 的δ26Mg为-0.81‰~-0.23‰, 细粒白云岩的δ26Mg为-1.13‰~-0.10‰。2个腮林忽洞微晶丘白云岩样品(BH-09-14和BH-09-17) 的Mg同位素组成δ26Mg分别为-1.99‰、-1.93‰, 是所有样品中最轻的。
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表 4 白云鄂博矿床碳酸岩墙、白云岩、沉积碳酸盐岩、微晶丘白云岩的Mg同位素组成 Table 4 Mg isotope compositions of H8 dolomite marble, carbonatite dykes, and sedimentary carbonate rocks |
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图 4 白云鄂博矿床样品Mg同位素组成 数据来源：(a) Galy et al., 2002；Chang et al., 2003；Tipper et al., 2006b；(b) Wiechert et al., 2007；李世珍等, 2008；Handler et al., 2009；Huang et al., 2009；Yang W et al., 2009；Bourdon et al., 2010；Teng et al., 2010a；Yang et al., 2011 Fig. 4 Distribution of Mg isotope compositions of samples from Bayan Obo ore deposit Data sources:(a) Galy et al., 2002; Chang et al., 2003; Tipper et al., 2006b; (b) Wiechert et al., 2007; Li et al., 2008; Handler et al., 2009; Huang et al., 2009; Yang W et al., 2009; Bourdon et al., 2010; Teng et al., 2010a; Yang et al., 2011 |
Mg是主要的造岩元素, 在地球各主要储库中分布广泛。地球中的绝大多数Mg作为橄榄石、辉石、角闪石、云母等硅酸盐矿物的主要元素, 储存在地幔和地壳的硅酸岩中; 也有部分Mg作为白云石等碳酸盐矿物的主要元素, 储存在火成碳酸岩和沉积碳酸盐岩中。水圈中, Mg也是河水和海水的主要金属元素。综合前人研究成果, 自然界中不同储库Mg同位素组成如图 5所示。
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图 5 自然界中的Mg同位素分布 数据来源：Galy et al., 2002；Chang et al., 2003, 2004；Tipper et al., 2006a, b, 2008a；Burl et al., 2007；Wiechert and Halliday, 2007；Brenot et al., 2008；Pogge von Strandmann et al., 2008；李世珍等, 2008；Handler et al., 2009；Huang et al., 2009；Yang W et al., 2009；Bourdon et al., 2010；Teng et al., 2010a；Yang et al., 2011；Ling et al., 2011 Fig. 5 Mg isotope composition of natural materials Data sources: Galy et al., 2002; Chang et al., 2003, 2004; Tipper et al., 2006a, 2006b, 2008a; Burl et al., 2007; Wiechert and Halliday, 2007; Brenot et al, 2008; Pogge von Strandmann et al., 2008; Li et al., 2008; Handler et al., 2009; Huang et al., 2009; Yang W et al., 2009; Bourdon et al., 2010; Teng et al., 2010a; Yang et al., 2011; Ling et al., 2011 |
上地幔 上地幔的Mg同位素组成可以通过研究球粒陨石、地幔橄榄岩和玄武岩来进行评估。柯珊等(2010)对前人数据进行了总结, 不同类型球粒陨石的δ26Mg为-0.49‰~+0.06‰, 平均值-0.26±0.25‰, 2SD, n=29;全球分布的橄榄岩δ26Mg为-0.48‰~+0.06‰, 平均值为-0.23±0.19‰, 2SD, n=139;全球分布的玄武岩δ26Mg为-0.46‰~-0.09‰, 平均值为-0.24±0.12‰, 2SD, n=203。表明上地幔具有比较均一的Mg同位素组成, δ26Mg平均值在-0.24‰左右。
大陆地壳 大陆地壳尤其是上地壳的Mg同位素组成极不均一。例如, 土壤通常比玄武岩要富集重的Mg同位素, 而碳酸盐岩则明显富集轻的Mg同位素(图 5)。
正常沉积的碳酸盐岩具有非常轻的Mg同位素组成, 而且变化范围很大, δ26Mg为-4.84‰~-1.00‰ (Galy et al., 2002; Tipper et al., 2006a, b; Burl et al., 2007; Brenot et al, 2008; Pogge von Strandmann et al., 2008; Tipper et al., 2008a)。在碳酸盐岩中, 白云岩, δ26Mg值较重, 为-2.29‰~-1.09‰; 而灰岩的Mg同位素组成比白云岩更轻, 除一个样品外, δ26Mg为-4.47‰~-2.43‰。白云岩和灰岩之间的Mg同位素差别可能反映了白云石、方解石与水之间的Mg同位素平衡分馏系数不同(Galy et al., 2002)。钟乳石是水对碳酸盐岩部分溶解-再沉淀的产物, 其δ26Mg比灰岩更小, 说明碳酸盐沉淀过程中发生了明显的Mg同位素分馏(Galy et al., 2002)。有孔虫的δ26Mg为-5.31‰~-4.34‰, 明显低于灰岩的Mg同位素组成, 反映了生物作用对Mg同位素产生了较大的分馏(Chang et al., 2004; Pogge von Strandmann et al., 2008)。
水圈 海水的δ26Mg在-0.83‰左右(Chang et al., 2003; Young and Galy, 2004; Ling et al., 2011), 并且海水的Mg同位素组成比较均一, 这与Mg在海水中具有较长的滞留时间(大于10Ma) 相一致(Li, 1982)。与海水不同, 大陆水的Mg同位素组成非常不均一, 例如, 河水的δ26Mg为-2.08‰~-0.52‰ (Young and Galy, 2004; Tipper et al., 2006a, b; Brenot et al., 2008)。
自然界中Mg同位素组成变化与Mg的分馏作用有关。高温岩浆过程中Mg同位素平衡分馏往往很小(Teng et al., 2007, 2010a; Liu et al., 2010), 而地球表层的低温水-岩反应过程能够产生较大的Mg同位素分馏(Galy et al., 2002; Chang et al., 2004; Young and Galy, 2004; Pogge von Strandmann et al., 2008; Teng et al., 2010b)。硅酸岩风化过程中, 轻的Mg同位素优先被带走, 残余的硅酸岩(土壤) 富集重的Mg同位素, 河水、海水富集相对较轻的Mg同位素(Brenot et al., 2008; Tipper et al., 2006a, b, 2008a)。碳酸盐沉淀过程中, 沉淀物富集轻的Mg同位素(Galy et al., 2002; Chang et al., 2004)。
4.2 Mg同位素对白云鄂博矿床成因的制约白云鄂博矿床成因争议的焦点之一在于赋矿层H8白云岩的成因问题。目前, 对H8白云岩的成因认识主要集中在：(1) 微晶丘成因(乔秀夫等, 1997; 章雨旭等, 1998, 2005, 2009); (2) 正常沉积成因(孟庆润, 1982; 孟庆润和Drew, 1992; 魏菊英和上官志冠, 1983, 魏菊英等, 1994); (3) 火成碳酸岩成因(周振玲等, 1980; 刘铁庚, 1986; Yuan et al., 1992; 白鸽等, 1996; Le Bas et al., 1997, 2007; 王希斌等, 2002)。
自然界中不同储库具有不同的Mg同位素组成特征(见4.1讨论部分)。上地幔具有较重的Mg同位素组成。海水的δ26Mg值比地幔岩的Mg同位素要低, 而碳酸盐岩的沉淀进一步富集海水中轻的Mg同位素。所以碳酸盐岩的Mg同位素与地幔岩有很大的差异。目前还没有火成碳酸岩的Mg同位素数据报道, 但是理论上, 火成碳酸岩应继承了地幔岩的Mg同位素组成特征。因而, 利用Mg同位素在沉积碳酸盐岩和幔源火成碳酸岩上的不同组成, 可以对H8白云岩的成因提供制约。
4.2.1 关于微晶丘成因的可能性微晶丘(micrite mound), 或称为碳酸盐泥丘(mud mound), 主要由灰泥组成, 仅见少量的生物和生物碎屑(范嘉松和张维, 1985)。宏观上一般为底平顶凸的铁饼状体, 厚度一般从几米至几十米, 出现于较深水缓坡地带, 成带状平行于古海岸线(乔秀夫等, 1997)。国内比较典型的微晶丘有：北京西山寒武系顶部微晶丘, 内蒙古黑脑包地区(白云鄂博矿区东南约25km处) 的腮林忽洞群顶部微晶丘(乔秀夫等, 1997; 章雨旭等, 2009)。乔秀夫等(1997)对比了白云鄂博矿床赋矿白云岩和腮林忽洞微晶丘, 认为两者的宏观地质特征一致, 并且可能属同一层位, 首次提出了白云鄂博矿床的微晶丘成因观点。随后, 章雨旭等(1998, 2005, 2009) 对白云矿床的微晶丘成因进行了进一步研究和论证, 并认为微晶丘是海底热水活动(伴CO2) 的产物, 主要由化学沉积作用形成; 白云鄂博是一个处于被动大陆边缘的微晶丘, 成矿物质REE、Nb、Na、F等来源于深部流体, 而Ca、Mg、Fe可能来自海水。
前已述及, 与中元古代正常沉积白云岩相比, 白云鄂博H8白云岩具有较重的Mg同位素组成, 而腮林忽洞微晶丘白云岩的Mg同位素组成比中元古代正常沉积白云岩轻(图 4)。因此, 从Mg同位素的角度, 难以建立H8白云岩和微晶丘之间的成因联系。
4.2.2 关于正常沉积成因的可能性据前人研究, 沉积白云岩Mg同位素组成具有较大的变化范围(δ26Mg为-2.29‰~-1.09‰)(Galy et al., 2002; Chang et al., 2004; Tipper et al., 2006b; Brenot et al., 2008), 这可能和白云岩的不同时代或不同地质背景等因素有关。为了和白云鄂博矿床赋矿白云岩进行对比, 需要获取白云鄂博群H8岩段沉积白云岩的Mg同位素组成特征, 这可以由宽沟北沉积白云岩来获得, 其δ26Mg为-1.67‰~-1.54‰, 应当可以代表白云鄂博群H8岩段白云岩的Mg同位素组成特征。而且, 平泉地区中元古代白云岩的δ26Mg为-1.81‰~-1.53‰, 和宽沟北沉积白云岩的Mg同位素非常一致, 进一步说明中元古代时期白云鄂博-平泉地区的沉积白云岩具有一致的Mg同位素组成。白云鄂博地区中元古代的沉积白云岩的δ26Mg应为-1.81‰~-1.53‰。
白云鄂博矿床H8白云岩δ26Mg明显比中元古代沉积白云岩的Mg同位素组成要重, 而且没有一个样品落在中元古代沉积白云岩的Mg同位素组成范围内(图 4)。表明白云鄂博矿床赋矿白云岩主体上不是正常沉积的白云岩。
4.2.3 关于岩浆成因的可能性为了探讨H8白云岩是否是岩浆成因, 首先需要对火成碳酸岩的Mg同位素组成进行限定。前文已述及, 理论上, 幔源火成碳酸岩总体上应和地幔橄榄岩的Mg同位素组成一致。白云鄂博两个典型火成碳酸岩墙样品的δ26Mg值分别为-0.14‰和-0.34‰, 具有典型的地幔岩的Mg同位素特征, 在一定程度上验证了这一推测。
H8白云岩δ26Mg变化范围为-1.13‰~-0.10‰(图 4), 平均值-0.53‰, 接近地幔岩端元。大多数样品落在了地幔岩Mg同位素组成范围内(δ26Mg为-0.48‰~+0.06‰), 少数样品的Mg同位素组成处在地幔岩和沉积碳酸盐岩端元之间。Mg同位素组成特征表明, 白云鄂博矿床H8白云岩Mg的来源可能是双源的, 但与火成碳酸岩的关系可能更密切。
总结白云鄂博矿床其他同位素研究结果：(1) C、O同位素。白云鄂博矿床的C、O同位素总体上落在沉积碳酸盐岩和火成岩之间(刘铁庚, 1986; 曹荣龙等, 1994; Yang XY et al., 2009)。(2) S同位素。白云鄂博矿床的黄铁矿、方铅矿等硫化物的S同位素落在地幔岩端元(中国科学院地球化学研究所, 1988), 全岩、重晶石的S同位素落在地幔岩端元和海底沉积硫酸盐端元之间(丁悌平等, 2003)。(3) Nd同位素。白云鄂博矿床的Nd同位素具有地幔来源的特征(张宗清等, 2003)。综合分析各元素特征发现：凡是海水中含量极低的元素(如Nd), 其同位素组成显示幔源特征; 而海水中比较富集的元素(如C、O、S、Mg等), 其同位素组成显示一定程度的幔源和沉积混合的特点。所有这些元素的同位素特征均支持幔源火成碳酸岩成因观点, 而且矿床可能受海水影响。
同时, 也不能排除H8白云岩成因的另外一种可能性：原沉积碳酸盐岩被幔源碳酸岩(或流体) 交代。但从目前的研究结果来看, 这种可能性不大, 原因如下。(1) 从H8白云岩总体的Mg同位素分布特征来看, 大多数样品的Mg同位素组成落在地幔岩范围, 而没有一个样品落在沉积碳酸盐岩端元。表明H8白云岩的Mg主体上来自地幔。(2) 如果是原沉积碳酸盐岩被幔源碳酸岩(或流体) 交代, δ26Mg值越小的H8白云岩, 所保留的原始沉积信息应该越多, 交代作用越弱。δ26Mg最小的两个H8白云岩样品(BE-09-16和BE-09-30), 其矿物组成与主量元素特征均有异常(表 1、表 2)。从矿物组成上, 两个样品的白云石含量均相对较低, 钠闪石或萤石、磁铁矿含量相对较高, 并且这些矿物交代白云石(图 2e)。从主量元素上, 两者的常规主量元素总和(Total) 均为85%左右, 明显低于其他样品, 表明Ba、Sr、REE等元素含量较高; 两者的MnO含量也相对较高; 这些元素均是火成碳酸岩的特征元素(Le Bas et al., 1992, 2007)。以上特征表明, 这两个异常样品很有可能是火成碳酸岩, 同时遭受强烈改造或交代作用, 而不是弱交代的沉积碳酸盐岩。
综上所述, 从Mg同位素的角度, 白云鄂博矿床可能是火成碳酸岩成因, 但受到了海水的一定影响。
5 结论白云鄂博矿床H8白云岩的部分样品的Mg同位素组成和碳酸岩墙白云岩一致, 具有幔源火成岩特征; 所有样品的Mg同位素组成落在典型火成碳酸岩墙与地层白云岩之间, 总体上靠近地幔岩端元, 而没有一个样品落在同时代的地层白云岩范围内。表明赋矿白云岩的Mg主体上来自地幔, 可能加入了部分海水Mg。
白云鄂博矿床赋矿白云岩的Mg同位素组成特征可以排除微晶丘成因和正常白云岩沉积成因观点, 更倾向于火成碳酸岩成因观点。
致谢 野外工作中得到了章雨旭研究员、包头钢铁(集团) 公司白云鄂博铁矿温贵总工程师、柳建勇高级工程师, 以及矿区领导和员工们的大力支持; 实验测试工作中得到了何学贤研究员、金彪工程师、李志红博士、唐索寒研究员、李津博士以及其他实验室成员的帮助; 图件的绘制得到了骆文娟和张衎女士的协助; 在此一并表示感谢!| [] | Bai G, Yuan ZX, Wu CY, Zhang ZQ and Zheng LX. 1996. Demonstration on the Geological Features and Genesis of the Bayan Obo Ore Deposit. Beijing: Geological Publishing House, 1-104(in Chinese with English abstract) |
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