白云鄂博群和白云鄂博稀土-铌-铁矿床成矿年代讨论

白云鄂博式铁铌稀土伴生萤石矿床~

典型矿床：白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床
一、矿床概况
1.矿床名称
内蒙古自治区白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床。
2.地理位置
白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床分为主矿、东矿、西矿和东介勒格勒4个矿段。位于内蒙古自治区包头市白云鄂博铁矿区，地理坐标：东经109°58′06″，北纬29°27′53″。
3.矿床类型、资源储量、规模、品位、勘查程度和开发情况
白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床，主要矿产为铁、铌、稀土，萤石为伴生矿产。
该矿床成因类型为沉积交代型。
1927年，丁道衡随中瑞西北科学考察团到西北考察，取道乌盟草原，发现了白云鄂博铁矿。1950年至1954年，地质部四一二地质队对该矿床主矿、东矿、西矿进行了勘探，对东介勒格勒矿段进行了普查。
1956年该矿山开采之后，中苏合作队和地质部一零五队又先后对矿床中的稀土、稀有元素做了研究工作。1975年至1977年，包头钢铁公司勘探队等单位进行了补充勘探工作，提交了《白云鄂博铁矿主东矿储量计算说明书》，估算了主矿、东矿铁矿资源量，提交了一个大型铁矿。
1978年至1980年中国有色金属工业总公司内蒙古地质勘探公司对白云鄂博西矿进行了勘探，提交了《内蒙古自治区包头市白云鄂博铁矿西矿地质勘探报告》，提交了铁矿石储量、伴生稀土矿储量、伴生和共生铌矿储量。
白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床的勘查工作未估算伴生萤石矿资源量。
白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床目前正在开采。
4.所属Ⅲ，Ⅳ级成矿区带
白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床位于Ⅲ级成矿区带Ⅲ-58-①华北陆块北缘西Au-Fe-NbREE-Cu-Pb-Zn-Ag-Ni-Pt-W-石墨-白云母成矿带，白云鄂博-商都Au-Fe-Nb-REE-Cu-Ni-Pt成矿亚带。
5.区域成矿地质条件
（1）大地构造位置
该矿床所在大地构造位置属华北陆块区，矿床位于天山-阴山纬向构造带中段，白云鄂博复背斜构造带中。
（2）区域地层
区域上出露的地层和岩性有太古界二道洼群绿色结晶片岩，元古界白云鄂博群变质岩，志留系和石炭系浅变质岩，侏罗系沉积岩和火山岩系及新近系和第四系。区内地层强烈褶皱变质，断裂发育，岩浆岩多种类、多期次侵入，地质情况异常复杂。
（3）区域构造
区内褶皱有加里东期早中期褶皱、加里东期晚期褶皱和华力西期中晚期褶皱。
区内断裂构造发育，后期对早期断裂有继承，有切割。加里东期以东西、北西、北西西、南北向逆断层为主，正断层次之，还有平推和性质不明断层。华力西期主要是北东、北北东向逆断层或逆掩断层。燕山期除继承和发展早期断裂外，见有北北东向平推断层。以加里东期和华力西期断裂与金属矿产关系密切。
（4）区域岩浆岩
岩浆岩分布广泛，分4期14次侵入。加里东期中期为一次侵入，岩性为超基性岩，多呈岩脉产出，侵入于白云鄂博群。加里东期晚期分3次侵入，岩性为压碎、破碎花岗闪长岩、黑云母花岗闪长岩、斜长角闪岩和斜长花岗岩，其中斜长角闪岩和斜长花岗岩侵入于白云鄂博群。华力西期中期分5次侵入，岩性为中细粒花岗闪长岩、黑云母花岗闪长岩、斑状黑云母花岗岩、黑云母二长花岗岩。华力西期晚期分6次侵入，主要岩性为斜长角闪岩、闪长岩、石英闪长岩等。
（5）区域变质岩
分为接触变质岩、混合岩、动力变质岩和区域变质岩。接触变质岩为角岩、板岩和矽卡岩。区域变质岩为片岩、云母石英片岩等。
二、矿床地质特征
（一）矿区成矿及控矿地质条件
1.地层
矿区出露地层有元古界白云鄂博群、火山岩系、古近系和第四系（地质部四二一地质队，1954；包头钢铁公司勘探队，1977；中国有色金属工业总公司内蒙古地质勘探公司，1987）（图10-1）。

图10-1 白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床地质图

1—白云鄂博群第一岩段；2—白云鄂博群第二岩段；3—白云鄂博群第三岩段；4—白云鄂博群第四岩段；5—白云鄂博群第五岩段；6—白云鄂博群第六岩段；7—白云鄂博群第七岩段；8—白云鄂博群第八岩段；9—白云鄂博群第九岩段；10—花岗岩；11—闪长岩；12—混合岩；13—铁矿；14—推测逆断层；15—地质界线；16—推测地质界线；17—推测正断层
白云鄂博群 白云鄂博群与其上部火山岩系及古近系红层呈不整合接触，已出露的岩层总厚度大于3000m，岩层一般为东西走向。受强烈褶皱及断裂作用，这一地区的主要岩石为石英岩、板岩、白云岩及石灰岩。按岩性自下而上分为9个岩段，即H1～H9。
H1：暗色板岩、粗粒石英岩，上部为灰白色粗粒长石石英岩，厚198m。
H2：块状中细粒白色石英岩，层理不明显，厚277m。
H3：下部为黑色板岩，上部为黑色及灰色板岩，局部夹紫黑色铁质细条，厚454m。
H4：下部为灰黑色中粒石英岩，中部为灰色长石石英岩与灰黑色板岩互层，上部为灰黑色石英岩，厚293m。
H5：灰黑色薄层板岩，上部含有石灰岩及砂岩薄层，厚178m。
H6：下部为灰黑色细粒钙质石英岩，上部为棕色、灰色长石石英岩。厚308m。
H7：灰色、灰黑色板状含石英颗粒、含泥石灰岩及灰白色粗粒含长石石英岩。厚433m。
H8：深灰、黑色板状泥质石灰岩，本层分布范围较广。在背斜南部出露者，岩性为白色或淡棕色结晶白云岩，并略呈片状构造。白云岩的分布与铁矿分布有着密切关系，是铁矿赋矿层位。白云岩大部分均受矿化作用的影响而呈棕色，其中大部分含稀土矿物及星散状萤石。厚524m。
H9：石英岩板岩。本层分布广，北部岩石主要为灰黑色薄层板岩，厚度变化大。南部岩石主要为黑色致密硅质板岩，岩层中常夹有白云岩的薄层或透镜体。本层与花岗岩接触处，常受热力变质作用形成角页岩，出现黑云母、红柱石、堇青石等变质矿物。
火山岩系 火山岩系分布于矿区北部，露头呈北西西-南东东向延展，覆于白云鄂博群H8，H9之上，与其呈不整合接触。下部主要为安山岩、石英安山岩，上部主要为流纹岩，局部地区见火山集块岩，岩石风化程度较高。该火山岩系不整合覆于白云鄂博群之上，但为花岗岩所侵入，其形成时代应晚于白云鄂博群，而较花岗岩形成时间略早。
古近系 出露在矿区北部凹地中，为红色地层，主要为砾岩、砂岩和页岩。岩石疏松，未受剧烈的挤压及变质作用。
第四系 主要为冲积物、坡积物，厚度变化较大，一般在11～300m之间。
2.构造
褶皱 白云鄂博附近为一大复背斜，轴向东西。由于错综的逆断层，使构造更加复杂，大背斜中的小背斜和小向斜也呈各种各样的形式出现，因地段不同，其倾斜方向和倾角也有不同。矿区内主要有宽沟背斜、北部向斜、南部向斜等褶皱构造。
南部向斜 宽沟背斜南翼岩层，由老而新，至主矿、东矿之南，H8岩层重复出现，造成以 H9硅质板岩为轴部的向斜构造，轴向东西，铁矿即赋存于向斜两翼的白云岩中。
断层 矿区内断层发育，主要为东西向逆断层和南北向横断层。逆断层有宽沟背斜北翼逆断层、宽沟背斜南翼逆断层、南部向斜南翼逆断层。宽沟背斜北翼逆断层，断距极大，整个白云鄂博群中部的岩层均受此断层影响而缺失。宽沟背斜南翼逆断层之东段南支断层，东起巴音博格都北部，向西经过主矿体、东矿体至乌托乌花与北支断层合并。断层从H4与H8之间通过，使H4与H8之岩层断失。
由断层破碎带中所见到的显著交代作用和铁矿矿化及矿体并未受断层影响等事实证明，白云鄂博矿区的主要断层及主矿西部之横断层形成于成矿作用之前。铁矿及其围岩白云岩都呈东西向分布，矿体附近无显著的东西走向断层，据此认为矿体分布与东西向的褶皱有关，特别是白云岩的紧密褶皱及其延展方向有关系（地质部四二一地质队，1954）。
3.岩浆岩
矿区内岩浆岩主要为侵入岩，位于矿区的南部和西部，主要岩性为花岗岩、片麻状花岗岩、闪长岩和酸性岩脉。
花岗岩体以岩盘、岩株出露于矿区南部及矿区以西以北外围，侵入于白云鄂博群及火山岩中，一般东西向延长。矿区南部花岗岩与白云鄂博群的接触地区有混杂岩带出露。
4.变质岩
白云鄂博附近的白云鄂博群曾受过轻微的区域变质。由于花岗岩所产生的混合作用、热力变质及广泛的交代作用，致岩石原有的轻微区域变质现象，均被后期作用所掩盖。
5.围岩蚀变
主要的围岩蚀变有铁矿化、钠闪石化、霓石化、萤石化、长石化、云母化。随着岩性的不同和距离铁矿体的远近，蚀变种类和强弱程度也有所差异，一般近矿围岩蚀变作用强，铌、稀土含量高，远矿围岩蚀变和矿化作用弱。
（二）矿床特征
1.矿体特征
白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床分为4个矿段，即主矿、东矿、西矿和介勒格勒矿（图10-1）。主矿和东矿每个矿段只有一个矿体，西矿分为11个矿体。矿体均赋存于白云鄂博群H8岩段中。
主矿矿体：矿体东西延长1250m，南北宽415m，向下延伸达970m，为本区最大矿体。矿体走向近于东西，倾向南，倾角45°～57°。矿体呈豆荚状，中部宽，向两端逐渐变窄，上部宽，向下逐渐尖灭。纵向上，因夹层形成矿体的分叉现象，夹有一个含铁矿的云母岩萤石带。
萤石带构成主矿主要夹石，地面、地下分布极广（图10-2）。

图10-2 白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床主矿剖面图

1—表面堆积；2—铁矿碎块堆积层；3—第四系；4—铁矿；5—褐铁矿；6—菱铁矿；7—萤石带；8—钠角闪石岩；9—钠辉石岩；10—钠长石岩；11—白云岩；12—石灰岩；13—云母岩；14—板岩；15—基性岩脉
东矿矿体：矿体东西长1200m，南北最宽350m，向下延伸（斜深）400～800m，为本区第二大矿体。矿体倾向南东，倾角58°。矿体西段窄，东段宽。矿体东段出现分叉尖灭。东段矿体夹有一个含铁矿的钠辉石岩萤石带。
2.矿石特征
（1）矿石自然类型
矿石自然类型主要为块状、条带状、层纹状和浸染状矿石。
块状矿石 主要由铁矿矿物组成，仅含少量脉石矿物，大致相当于高品位矿石，包括磁铁矿石、赤铁矿石、假象赤铁矿石。
条带状、层纹状和浸染状矿石 由于脉石矿物的增加，大致相当于中低品位矿石，一般含有相当数量的稀土矿物，根据其他主要脉石矿物的种类及含量，可以进一步分为富萤石的矿石、富钠辉石的矿石、富钠角闪石的矿石、富云母的矿石和富白云石的矿石。
富萤石的矿石：含萤石、稀土矿物较多，矿石主要呈层纹状和条带状。
富云母矿石、富白云石矿石：含云母、白云石，均含有萤石。
（2）矿石工业类型
按全铁含量分为高品位矿石、中品位矿石、低品位矿石3种。中品位矿石又分为中品位萤石型矿石、中品位钠辉石型矿石。低品位矿石含脉石矿物较多，其中以萤石、钠辉石、稀土矿物为最主要。其工业类型又分为低品位萤石型矿石、低品位钠辉石型矿石。
（3）矿石结构、构造
矿石结构 粒状、柱状、半自形晶和粒状变晶结构等。
矿石构造 块状构造、条带状构造、层纹状构造和浸染状构造。
萤石一般呈粒状，偶见立方体。颜色淡紫至黑紫，无色者偶也见之。在磁铁矿中的萤石，常充填于磁铁矿晶粒之间，也常与鳞片状赤铁矿、重晶石、稀土矿物呈层纹状、条带状产出。
（4）矿石矿物组成
主要有磁铁矿、赤铁矿、褐铁矿、磷灰石、黄铁矿、方铅矿、重晶石、白云石、方解石等，矿石中含有大量稀土矿物、萤石、钠辉石、钠角闪石、云母等。
萤石在矿体中普遍存在，随矿石品位增高而逐渐递减。局部富集呈萤石带，形成夹石。在上下盘矿体部分含量较高，中心部分及矿体外围含量较低。据大量标本鉴定结果，高品位矿石中萤石含量在10%以下，中品位萤石型矿石中含量10%～18%，低品位萤石型矿石中含量15%～24%。
三、矿床成因与成矿模式
（一）矿床成矿及控矿因素
1.地层对成矿的控制
白云鄂博铁矿均赋存于白云鄂博群H8岩段中，在其他岩性段中未见大的矿体存在。
2.岩性对成矿的控制
白云鄂博铁矿均赋存于白云鄂博群H8岩段白云岩中。而在其他岩性段中未见矿体存在，矿体严格受白云岩控制。
3.侵入岩对成矿的控制
本区铁铌稀土伴生萤石矿床的成矿地带与其南之花岗岩基边缘大致平行；在花岗岩体中也见有稀土矿物褐帘石细脉，说明稀土元素可能来自花岗岩；矿体和围岩中有大量含钠矿物，可能与富钠酸性或偏酸性岩浆有关。东介勒格勒的花岗岩中含有萤石颗粒，说明本区含萤石矿床与花岗岩有密切的成因关系（李毓英，1959）。
（二）矿床地球化学特征
1.硫同位素
为探讨白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床的成因，许多学者做了大量的硫同位素测定工作。1979年，杨风筠做了主矿、东矿矿体的方铅矿、黄铁矿硫同位素测定，主东矿铁矿体δ34S=-3.7‰～+7.8‰，平均δ34S=2.93‰。西矿δ34S=-4.2‰～+4.0‰，平均δ34S=0.52‰。认为白云鄂博矿床硫化物的成因明显的不同于32S大量富集的变化范围较宽的典型生物型的硫化矿物，也不同于绝大部分的硫来自海水硫酸盐的海相沉积硫化物，其中硫和一部分成矿物质主要来自深部，并可能与火山成因有关。白鸽等认为可能是与海相火山喷溢作用有关（白鸽等，1983）。
赖小东等（2012）做了该矿床白云岩的硫同位素分析，其结果为全岩的硫同位素组成在硫同位素分布直方图中出现两个比较明显的峰值，一个在0‰左右，平均值为+0.02‰，具有深源特征；另一个在+8‰左右，平均值为+6.88‰，明显高于幔源硫。认为全岩及硫化物的硫有两个来源：地幔和海水。
2.稀土元素
白鸽等（1983）认为白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床的稀土元素球粒陨石标准化形式为中等分馏程度的富集型，轻稀土元素相对富集，重稀土元素相对亏损，略具负铕异常。
（三）成矿时代
白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床的成矿时代有着不同认识。章雨旭等（2008）认为白云鄂博矿床的赋矿围岩为白云鄂博群中部的白云岩，成矿年龄必定晚于白云鄂博群赋矿白云岩及其下伏岩层的年龄。
白云鄂博群H8岩段白云岩的成因，有着不同的观点。周振玲等（1980）、刘铁庚等（1985）、认为是岩浆碳酸盐岩。曹荣龙等（1994），杨晓勇等（2010），孟庆润等（1982，1992）认为白云岩是沉积成因。孟庆润等（1982）通过大量野外和室内工作，认为该层白云岩有一定的层位，与上覆下伏岩层整合接触，是一套连续、渐变过渡的沉积。岩层中残留一些原生的沉积构造如微波状纹理、水平条纹构造、条带状构造、包卷层理和原始沉积的生物碎屑结构、亮晶藻鲕内碎屑结构及含陆源碎屑结构等，在白云岩中发现有蓝绿藻的藻灰结核、菌藻类化石和孢子化石等，认为该层白云岩属于沉积形成。
孙淑芬（1992）、乔秀夫等（1997）根据地层中的古生物证据认为白云鄂博群形成时代不早于震旦纪，可能是震旦纪至奥陶纪。
章雨旭等（2008）对收集到的白云鄂博矿床矿石、矿物及碳酸岩墙和上覆板岩的Sm-Nd年龄数据进行了计算和分析，认为可以采用白云鄂博矿床辉钼矿的Re-Os模式年龄（439±8Ma）或黄铁矿Re-Os等时线年龄（439±86Ma）为白云鄂博的成矿年龄，时代为寒武纪—奥陶纪。这与赋矿地层的古生物化石年代相符。
（四）成矿作用及成矿模式
关于白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床的成因，有着不同观点，主要有①沉积成岩，后期热液交代（李毓英，1959；孟庆润等，1992）；②与碳酸岩岩浆侵入作用有关（周振玲等，1980；刘铁庚，1985；杨学明等，1998）；③幔源碳酸岩流体喷溢同生沉积及富稀土地幔流体对沉积碳酸盐岩的交代成矿（白鸽等，1983）；④海相火山碳酸岩岩浆成矿-火山沉积成因（袁忠信，2012）；⑤同生沉积成矿，又有后期叠加的交代成矿（曹荣龙等，1994；杨晓勇，2010）。
笔者认为白云鄂博H8白云岩的宏观沉积证据充足，又有流体交代作用证据，同意并采用白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床为同生沉积成矿，又有后期叠加的交代成矿的观点。
寒武纪至奥陶纪，白云鄂博地区地壳拉张裂陷形成断陷盆地，来自地幔的富稀土铌铁等成矿物质的碳酸盐流体沿断裂上升，在海底断陷盆地发生海底喷气-沉积，形成碳酸钙和铁铌稀土的沉积物，由于碳酸钙的沉淀，卤水中Mg2+浓度增高，大部分泥晶方解石受镁的同生交代转变为白云石，形成微矿化白云岩和矿化白云岩。
在后期的变质变形过程中，原生沉积的赤铁矿发生重结晶变为磁铁矿，同生成矿物质向褶皱的轴部集中，形成厚大铁铌稀土伴生萤石矿。
燕山期，随着花岗岩的侵入，矿床受到改造，形成现今之面貌。
四、区域成矿要素
1.白云岩
白云鄂博铁铌稀土伴生萤石矿床赋存于白云岩中，白云岩是该类型萤石矿床的必要成矿要素。
2.地层
该类型矿床受白云鄂博群H8岩段控制，其他岩段未见矿体存在，白云鄂博群H8岩段是该类型萤石矿床的区域成矿必要要素。
3.侵入岩
侵入岩在该类型矿床的后期改造中起到了一定作用，是该类型矿床区域成矿的重要要素。

稀土这玩意其实不是土，而是十七种金属元素的合称，其中分为轻稀土、和重稀土两兄弟，小弟轻稀土主要用在冶金、陶瓷等行业；大哥重稀土则主攻激光、超导体、核工业等高精尖科技领域，有这么多的工业都需要稀土的加持，所以它也被称为“工业维生素”。

白云鄂博矿床的赋矿围岩为白云鄂博群中部的白云岩，除非矿体及整个赋矿白云岩是飞来物，则白云鄂博成矿年龄必定晚于白云鄂博群赋矿白云岩及其下伏岩层的年龄——无论矿床是热水沉积、火山喷发、沉积改造还是岩浆侵入成因。

虽然姚德等（1998）提出了白云鄂博矿床形成与陨石有关，但并未提供新的证据，且认为是陨石与海水作用形成了白云岩，即并未说矿体整体是外来块体。而且，在矿体下伏的砂岩中，可见明显的碳酸盐脉（墙）切穿地层，而碳酸盐脉（墙）两侧具有明显的霓长岩化，且具有与主矿体相似的地球化学特征（章雨旭等，1998b；杨晓勇等，2000；倪培等，2003;Yang Xueming et al.，2004；范宏瑞等，2006），表明主矿体与碳酸盐脉（墙）是同源产物，外来岩块的可能性不存在。

长期以来，地质、古生物学家的证据表明白云鄂博群不早于震旦纪，可能是震旦纪至奥陶纪（孙淑芬等，1992；张鹏远等，1993；乔秀夫等，1997；谭励可等，2000）。而地球化学家及同位素年代学家得到的同位素年龄却自古元古代至奥陶纪均有，且多数集中于中元古代。

另一方面，白云鄂博的成矿作用极其特殊，有明显的、十分独特的地球化学特性，如极高的Nb、REE、F^-、CO₂流体（热液或岩浆），由于地质环境、大地构造属性等是随着时间变化的，因此，很难想象不同地质时代在同一地点能够发生性质极为特殊的同一种成矿作用，显然，白云鄂博矿床多时代成矿观点是难以置信的。

本章将应用地质学研究的辩证、系统思想（胡受奚，1983,1992；胡受奚等，1992,2006）及逻辑常识（章雨旭，2006），探讨白云鄂博矿床已有同位素年龄的含义，探讨最基本的成矿时代问题。

一、白云鄂博群的年代

白云鄂博群主要分布于白云鄂博铁矿区东西一线，向东可达锡林郭勒盟南部化德县即河北省所称化德群，向西可达达尔罕茂明安联合旗熊包子等地。自下而上划分6个岩组，15个层，即H₁～H₁₅，分别为都拉哈拉岩组（H₁～H₃）、尖山岩组（H₄～H₅）、哈拉霍疙特岩组（H₆～H₈）、比鲁特岩组（H₉～H₁₀）、白音宝拉格岩组（H₁₁～H₁₂）、呼吉尔图岩组（H₁₃～H₁₅）。此外，上部还有阿牙登岩组、阿勒呼都格岩组、呼和艾力更岩组亦曾划归白云鄂博群。内蒙古自治区区域地质志（内蒙古自治区地质矿产局，1991）将最上边的阿勒呼都格岩组、呼和艾力更岩组划分出去，归入中、上奥陶统包尔汉图群；取消第7岩组阿牙登岩组，将其归人第6岩组即呼吉尔图组上部。

白云鄂博地区只有下部6个岩组，分为15个层，即H₁～H₁₅。较多文献认为赋矿白云岩相当于H₈，但张鹏远等（1993）详细研究后认为相当于

。

白云鄂博群的地质时代长期存在争议，且多次变动：①1957年李毓英等建群时，将其划归古元古界滹沱系；②1964年内蒙古区测一队在进行1:20万区调时根据地层中的Favositidae化石（有争议的蜂巢珊瑚科化石）划归寒武纪—早志留世；③1966年1:20万区调在商都幅白云鄂博群阿牙登组（呼吉尔图组之上）发现头足、腕足及腹足类化石，改为寒武纪—奥陶纪；④内蒙古自治区地质矿产局（1991）将白云鄂博群顶部两组划归中奥陶统，其余岩组均划归中元古界长城系，取消第7岩组阿牙登岩组，将其归入第6岩组即呼吉尔图组上部；⑤1994年在进行地层清理时，将1～6岩组归入中-新元古界长城系—青白口系；⑥内蒙古区调研究院一、二分队，重新将阿牙登组恢复，将都拉哈拉组和尖山组归入中元古界长城系；中部哈拉霍疙特组和比鲁特组划归中元古界蓟县系；上部白音宝拉格组、呼吉尔图组和阿牙登组归人新元古界青白口系。

孙淑芬（1992）、张鹏远等（1993）在白云鄂博群尖山组（H₄～H₅）共发现微古植物共计10属33种，其组合特征以刺球藻群（Acanthomorphida）的分子为主，球藻群（Sphaeromorphida）分子次之。在刺球藻群中以Baltisphaeridium属和Micrhystridium属的分子占绝对优势。微古植物个体一般为10～30μm。除3个新种4个未定种之外，其中有9个种见于云南昆明筇竹寺关山剖面下寒武统，6个种见于苏格兰、格陵兰、挪威、加拿大、俄罗斯的下寒武统；6个种见于中国青白口系以晚，5个种最初发现于俄罗斯的奥陶系。所以，孙淑芬（1992）认为，“白云鄂博群尖山组微古植物分布于下寒武统和继承性的分子二者可约达81%，层位较高的分子只占极少数；因此，白云鄂博群尖山组与我国云南昆明下寒武统以及欧洲、北美一些地区的下寒武统在微古植物组合面貌上可以对比”。张鹏远等（1993）即将白云鄂博群置于寒武系—奥陶系。

谭励可等（2000）在商都阿贵图车站西五道湾北山剖面阿牙登组下部第4层发现梅树村动物群分子8属8种（含1相似种、2未定种）：软舌螺类：弯管锥管螺Conothecasubcurvata；似软舌螺类：剑形原赫兹刺Protohertzinaunguliformis；小托尔管（未定种）Torellellasp.；棱管壳类：棱管壳（未定种）Siphogonuchitites sp.，宽带扁平壳Lopochites latazonalis；齿形壳类：反向寒武钉（相似种）Cambroclavus cf.antis，长刺甘洛刺Ganloudina longispina；卡门壳类：多孔唐努乌拉壳Tannuolinamultifora及大量海绵骨针（3属）：原始海绵（未定种）Protospongiasp.、湖南海绵（未定种）Hunanospongiasp.、玻璃海绵（未定种）Calcihexactinasp.（上述化石均由云南省地质矿产厅蒋志文教授级高工鉴定）。因此认为，阿牙登组中、下部属寒武纪无疑，阿牙登组底部可视为震旦系—寒武系界线，其下呼吉尔图组与阿牙登组整合接触，应视为震旦纪地层。上部6～7层（北山剖面8～9号）属奥陶纪，其中6层中曾发现早奥陶世头足类、腕足类和腹足类化石。

包括笔者们在内的研究组（乔秀夫等，1997）依地质特征对比认为白云鄂博南东20余公里的原腮林忽洞组与白云鄂博群的下部相当，并改腮林忽洞组为腮林忽洞群。在腮林忽洞群顶部发现微晶丘，其特征与白云鄂博赋矿白云岩的宏观特征十分相似，认为二者可能等时。即腮林忽洞群相当于白云鄂博群的H₁～H₅。同时在腮林忽洞群中发现三叶虫碎片、微古植物化石和几丁虫。①在腮林忽洞剖面第10层上部，即DSl顶部的含石英砂微晶灰岩薄片中，发现有十几粒细小生物碎片颗粒呈弧形，个别为波浪形，并在碎屑的一侧外壳上有暗色粉末状铁质镶边，在周围灰泥已结晶为细微晶体时仍保持了生物的原始玻纤结构，在正交偏光下呈追踪式消光，这种结构构造是典型的三叶虫碎屑的特征（图5-1）。②在近底部的板岩夹层中，发现微古植物和几丁虫化石：Lophosphaeridium sp.，LeiopsophosphaerasimplexSin,Leiopsophosphaerasp.，Micrhystridium sp..Zonosphaeridiumsp.，Taeniatum simplexSin。属于寒武系的分子。③在下部黑色纹理灰岩中有：Micrhystridium sp.1,Micrhystridium sp.2,Micrhystridiumconifrum Downia,Lophosphospheridium sp.，Microconcentricasp.,?Goniosphaeridiasp.，Goniosphaeridiasp.，Baltisphaeridium solidium（Sin 1962）Fu,Ancyrochitinasp.，Rbabdochitinasp.，Cyathochitinasp.。④在中部黑色纹理灰岩中有：（?）Rbabdochitinasp.，Goniospheridiasp.,Leiopsophosphaerasp.。下部和中部的具刺疑源类和几丁虫则应属早奥陶世分子。

图5-1　在腮林忽洞群中发现的三叶虫碎屑（引自乔秀夫等，1997）

左：岩石薄片中细小的三叶虫屑（箭头所指），图中可见到细裂缝切断三叶虫碎片，单偏光，比例棒长0.15mm；右：三叶虫屑，具玻纤结构，暗色部分为混染的泥、铁质杂质。单偏光，比例棒长0.52mm

综上所述，将白云鄂博群归为中元古代依据的仅是成矿作用的同位素年龄。然而对这几份古生物证据是难以回避的。

二、成矿作用的同位素年龄

（一）锆石SHRIMP和D-TMSU-Pb法

范宏瑞等（2002）同位素稀释法质谱法（D-TMS）测得白云鄂博矿区菠萝头山南侧碳酸盐脉5颗锆石U-Pb等时线年龄值为2070±33Ma，认为它应代表了锆石的结晶年龄，即碳酸岩墙的侵位年龄。范宏瑞等（2006）用同位素稀释质谱法（D-TMS）测定了Wu-dyke碳酸岩墙3颗锆石U-Pb等时线年龄值为1416±77Ma，另外一颗锆石表明年龄为1925±8Ma。作者认为，较老的年龄1925±8Ma应该代表了来自围岩的捕获锆石年龄，并修订范宏瑞等（2002）获得的2070±33Ma年龄也是来自围岩的捕获锆石年龄，而碳酸岩墙的侵位时代可能为1400Ma左右。

刘玉龙等（2006）测得4个碳酸岩脉（作者称为碳酸岩墙）年龄：①锆石的SHRIMP U-Pb下交点年龄为1984±180Ma，其D-TMS上交点年龄为2085±330Ma，②锆石SHRIMP的上交点年龄为2035±51Ma；③锆石的D-TMS上交点年龄为1934±64Ma；④碳酸岩脉全岩Pb-Pb等时线年龄为1236±300Ma。认为2.0Ga左右的年龄代表碳酸盐脉的形成，而1236±300Ma代表裂谷的活化。

（二）Sm-Nd年龄

已知各文献主要是张宗清研究员或与张宗清研究员合作完成。但年龄相差还是相当大的（表5-1），虽然主要集中在1.2～1.6Ga，但也有多个4亿多年、8亿多年和10亿多年的值。

曹荣龙等（1994）给出3条等时线，其中两条平行且很接近；另一条只是这两条线外的两个点（很接近）加上线上的两点构成，而线上两点的选择作者也未给出理由，所以事实上可以说这是一个唯一一点的线，应当取消这条线。

张宗清等（1994）推论，稀土来源是约1670Ma由变质（交代）亏损地幔分离出来的强烈富CO₂、F、碱金属和稀土元素的流体，在1298Ma左右上升成矿。

（三）Re-Os年龄

刘兰笙等（1996）测得辉钼矿的Re-Os模式年龄为439±8Ma，作者等依照流行观点，认为这代表晚期成矿年龄。

刘玉龙等（2005）测得了黄铁矿Re-Os等时线年龄亦为439±86Ma，也解释为晚期年龄。

（四）其他年龄

刘玉龙等（2001）对宽沟北H₈石灰岩进行了U-Pb和Pb-Pb定年，结果由于体系中铀显著过剩，U-Pb体系不能给出等时线年龄，而Pb-Pb等时线年龄误差很大，且随着数据取舍之不同，可得两个年龄：1500±400Ma和820±370Ma，信度较差。

刘玉龙等（2005）对白云鄂博矿床白云石型稀土矿石中12个单颗粒独居石尝试了U-Th-Pb-Sm-Nd同位素联合定年，U含量太低，U-Pb体系，不能给出等时线；其中的8个独居石Th-Pb体系给出一等时线年龄为1231±200Ma。

表5-1　白云鄂博矿床成矿年龄Sm-Nd法测试结果表

①黄河矿、钠长石、钠闪石及钠长石岩。②独居石、氟碳铈矿、黄河矿、易解石、褐帘石、钠闪石、霓石、磷灰石共10件，另有4个样品的数据来自Nakai et al.，1989。作者给出三条等时线，其中两条平行且很接近；另一条只是这两条线外的两个点（很接近）加上线上的两点构成，事实上仅是一个两点连线，应将线外两点作异常点取消，从而取消这条线，故只列出两条线。③全岩、白云石、萤石、磷灰石、独居石。

赵景德等（1991）测得10件碱性闪石的K-Ar或Ar-Ar年龄为约820～396±4Ma;10件独居石等稀土矿物的Th-Pb模式年龄、矿物等时线或内部等时线年龄为596±3～407±12Ma。

三、讨论

（一）生物地层

从地层古生物学看，白云鄂博群的年代应在震旦纪至奥陶纪。

（二）U-Pb年龄

从上述文献可以看出，用于锆石U-Pb年龄测定的锆石均是采于碳酸盐脉中，且除范宏瑞等（2002）样品所在的碳酸岩脉是发育于

板岩中外，其他样品所在的碳酸盐脉均产于白云鄂博群下伏的变质岩或H₁～H₄砂岩中，尽管它们可能有岩浆锆石的特征，但难以排除它们是来源砂岩或变质岩中的。众所周知，白云鄂博矿床的矿体中很少见到锆石，且富钍而贫铀，碳酸盐脉与矿体具有相同的地球化学特征，其中富产锆石是困难的。笔者等认为，赋矿白云岩是热水沉积形成，碳酸盐脉是同源热液交代变质岩或砂岩等形成（章雨旭等，2005），碳酸盐脉中的锆石就是变质岩或砂岩中的锆石，它们可能被热水改造，其年龄老于赋矿白云岩的年龄是正常的。现在测得的年龄能否代表成矿热液作用对锆石的改造时间，恐怕还得寻找旁证支持。

（三）Sm-Nd年龄

已经报道的Sm-Nd模式年龄较为集中，t_DM均大于1.6Ga,t_Chur均大于1.2Ga；而等时线年龄变化范围很大，自1.7Ga至0.4Ga，且同一作者张宗清先生的数据也从近1.6Ga至0.8Ga。而且，许多等时线年龄本身的误差就很大（表5-1）。

刘玉龙等（2005）指出，白云鄂博矿床的特点是轻稀土高度富集，Sm/Nd值很低，大部分样品低至0.05以下，是导致大部分定年结果误差较大、等时线线性欠佳的原因。查阅这些Sm-Nd定年的原始数据（表5-2）可以发现，绝大多数样品的¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd值小于8%，来自赋矿白云岩或矿石的70件样品中，只有7件样品的¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd大于8%（分别为3件磷灰石、一件易解石、两件矿石和一件钠闪石）；许多小于5%（图5-2b）。再加上¹⁴⁷Sm的半衰期很长——106.0Ga，所以由¹⁴⁷Sm衰变而成的¹⁴³Nd与非放射成因的¹⁴³Nd相比，所占份额极小

已知λ（¹⁴⁷Sm-¹⁴³Nd）＝6.54×10^-12a^-1，经过1.53Ga，衰变而形成的n（¹⁴³Nd^*）=n（¹⁴⁷Sm）（e1/100^-1）≈n（¹⁴⁷Sm）/100。由于现今¹⁴³Nd占Nd总量的12.18%,¹⁴⁴Nd占Nd总量的23.8%，故

。由于，绝大多数样品的n（¹⁴⁷Sm）/n（¹⁴⁴Nd）＜0.08，所以，即使假定白云鄂博成矿于15亿年前，现在测年的大多数样品中的放射成因¹⁴³Nd^*也仅占全部¹⁴³Nd的16/10000以下。。所以，大的误差，不可避免。

笔者等基于白云鄂博是单——次成矿的认识，可以假定，白云鄂博矿床的Sm、Nd均是同源、同时的，所以尝试收集了所有的原始数据98件，其中来自赋矿白云岩或矿体的70件，上覆板岩的25件，下伏碳酸盐脉的3件（表5-2）。并将其混合在一起用Isoplot程序计算，其中一件有笔误（源自张宗清等，1997，一暗色板岩样品，¹⁴⁷Sm/¹⁴³Nd在数据表中为0.01134，但在等时线图上位于0.1134附近。分析可知后者合理）作了校正，另两件离线较远（均来自曹荣龙等，1994，分别为易解石和磷灰石）弃用。96个Sm-Nd数据可以拟合成一条直线，R=0.96325，斜率＝0.00739，可求得年龄t=1125.8±32.5Ma（λ＝6.54×10^-12a^-1），ε_Nd=-3.02（图5-2a）。

若仅用其中的70件赋矿白云岩或矿石全岩或其中的独居石、氟碳铈矿、黄河矿等含稀土矿物，则两件样品远离等时线，其余68件拟合成一条直线，R=0.88631，斜率＝0.00700，年龄t=1066.6±68.8Ma（λ＝6.54×10^-12a^-1），ε_Nd=-4.13（图5-2b）。

若仅用25件板岩（全岩）样品的结果，则R=0.96642，斜率＝0.00809，年龄t=1232.0±68.5Ma（λ＝6.54×10^-12a^-1），ε_Nd=-1.89，参与计算的25件样品均在等时线附近（图5-2c）。

从图5-2a中可见，所有的数据点近于一条直线（两个异常样品除外）。

而将数据分开成为赋矿白云岩（图5-2b）和上覆板岩（图5-2c）两组计算，则上覆板岩早于下伏白云岩或矿体了，这与地质事实明显不符：若白云岩和矿体为热水沉积或海底火山沉积，则板岩必定明晚于白云岩和矿体；若白云岩和矿体为岩浆侵入或热液交代，则上覆板岩中的稀土应与之同源、同时。所以，这可能是误差较大所致。同时我们注意到，张宗清等（1997）将他们的25个数据按富钾板岩、暗色板岩和变基性火山岩分成3组，所得3个年龄值相互差和本身误差也均较大。

图5-2　据各已发表的白云鄂博Sm-Nd年龄原始数据所作的等时线图

a—所有98个数据；b—70个来自赋矿白云岩或矿体的全岩、矿石或单矿物数据；c—25个来自上覆板岩的全岩数据图a中的▲、b中的为异常数据，未参加等时线计算。

表5-2　已发表白云鄂博矿床成矿年龄Sm-Nd同位素测试原始数据表

①该数据在原文的数据表中

为0.01134，在本文所作的所有数据投影上，它远离等时线；但在原文的等时线图上

位于0.1134附近；推断其表格中的值为作者笔误，现更正其

为0.1134。

但无论如何，这种多样品混合计算揭示了一个事实，即Sm-Nd同位素时钟只启动了一次，以后没有再被重置。启动的时间在11亿年左右。

所以，可以认为，在t=1125.8±32.5Ma时Sm-Nd同位素时钟启动，后面的地质作用，无论是岩浆作用还是热液（水）作用都不再扰动Sm-Nd同位素时钟。即1125.8±32.5Ma仅是Sm-Nd源区分离的时间，与后面的成矿过程无关。但这是一个怎样强烈的地质作用还难以解释。著名Sm-Nd同位素专家张宗清等（1994）曾“倾向认为，稀土可能是在1670Ma左右，由变质（交代）亏损地幔分离出来的强烈富CO₂、F、碱金属和稀土元素的流体，在1298Ma左右上升成矿”，似乎可以修改后移植到本书，即这次导致Sm-Nd时钟启动的作用并不是后来的流体上升成矿过程，而可能是一个地幔过程。但是，我们三种算法的ε_Nd值均为负值，却说明，稀土的初始源区可能是地壳，这还需专家解释。

（四）Re-Os年龄

两篇文献的Re-Os年龄，一个是辉钼矿模式年龄，一个是黄铁矿的等时线年龄，却是异常的巧合，均为439Ma，仅是误差不同。而这一年龄与古生物化石证据表明的年龄较为吻合，尽管作者们均认为是成矿后期年龄，但它却很可能是真正的成矿年龄。

刘兰笙等（1996）描述“辉钼矿采自白云鄂博矿区东矿采场，含辉钼矿的矿石矿物有白云石、萤石、钠长石、易解石、锆石、辉钼矿、黄铁矿、黄铜矿。此矿石似属于白云石型铌稀土矿石类型，从镜下观察辉钼矿……呈片状产于萤石及白云石矿物的周围及其裂隙中”。可以看出，这并无晚期特征，是与萤石、白云石等共生的成矿期矿物，事实上，在白云鄂博有相当多的硫化物与稀土、铌、铁矿物共生，包括辉钼矿。

刘玉龙等（2005）在样品描述中指出：“在白云鄂博矿床共观察到3种黄铁矿：①呈浸染状弥散分布于各类矿石中的黄铁矿；②与磁黄铁矿共生的黄铁矿；③与重晶石共生的块状黄铁矿”。作者等采集的是与重晶石共生的黄铁矿，重晶石呈块状，与黄铁矿紧密接触，共生的尚有霓辉石和磁铁矿，还有脉状产出的氟碳铈矿、独居石和磁铁矿、萤石，黄铁矿亦成细脉；与黄铁矿一起呈脉状产出的同样有稀土矿物和磁铁矿，而成矿不可能是多期的（见本章首节）。而且，白云鄂博矿床的矿物组合有一重要特点，即下部为赤铁矿-重晶石等高氧化条件组合，上部为高还原条件的磁铁矿-硫化物组合，两种组合是连续过渡的。作者的样品中，重晶石与磁铁矿、硫化物等共生，仍是白云鄂博矿床的典型组合。作者等将该年龄解释为主成矿期后地壳成因的热扰动事件，是不符合一般规律的，这事实上仍是成矿年龄。

四、结论

（1）收集已发表的各Sm-Nd同位素年龄原始数据并合并重新计算，70件样品得到赋矿白云岩形成或成矿作用的时间为1066.6±68.8Ma（R=0.88631）；25件样品得到上覆板岩的形成时间为1232.0±68.5Ma（R=0.96642）。但这对数据本身就相互矛盾，也得不到其他证据的支持，应当放弃。

（2）综上所述，白云鄂博矿床的成矿年龄应当晚于或等于1125.8±32.5Ma（Sm-Nd同位素时钟启动），早于或等于439±86Ma（矿体中硫化物形成）。若结合古生物证据，且假定Sm-Nd同位素时钟“十分坚牢”不易重置的话，则可以采信成矿年龄为439±86Ma（或乐观地采信439±8Ma）。存在问题就是1125.8±32.5Ma代表什么地质意义，是什么地质作用导致在这一时刻Sm-Nd同位素时钟启动。

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