遼東地區大石湖溝銅礦化構造背景

摘要：遼東地區大石湖溝斑巖型銅礦床位于華北克拉通東北緣遼吉造山帶內，其礦化在空間上與侵入大石湖溝花崗巖體中的閃長玢巖脈關系密切.本文首次報道了礦區閃長玢巖形成時代及其鋯石成因，探討其成礦潛力，為區域找礦提供基礎理論.利用LA ICP MS技術對閃長玢巖鋯石進行U Pb同位素和微量元素測定.鋯石U Pb定年結果顯示，鋯石具有典型巖漿成因特征，閃長玢巖侵位時間為２２５．６～２１８．７Ma，屬于晚三疊世，該期巖漿活動應與礦區內一期銅礦化作用密切相關.鋯石微量元素特征顯示，稀土元素豐度值均較高，w （ΣREE）介于（２１６．３～１３０５．９）×１０－６之間，具有Ce正異常和弱的Eu負異常特征.利用Ti溫度計得到鋯石形成溫度為５６８～９１３ ℃，氧逸度范圍為ΔFMQ－０．０５～ΔFMQ＋４．０５，其氧逸度特征指示巖體具有良好的斑巖型銅礦成礦潛力.區域地質背景和鋯石微量元素特征表明，該期巖漿活動可能與大陸深俯沖過程中板片斷離，導致軟流圈地幔上涌引起下地殼部分熔融有關.

關鍵詞：鋯石U Pb定年;鋯石微量元素;鋯石成因;閃長玢巖;大石湖溝銅礦床;遼東地區

doi：１０．１３２７８/j．cnki．jjuese．２０２２０１９４ 中圖分類號：P５８１;P６１８．４１ 文獻標志碼：A

０ 引言

中生代構造體制轉變引發華北東部地區大規模巖漿活動，主要劃分為晚三疊世（２３３～２１２Ma）、侏羅紀（１９０～１５６ Ma）和早白堊世（１３１～１１７ Ma）３期[１]，并引發了一系列成礦事件[２].遼東寬甸地區礦產資源豐富，發育包括銅、鉬、鉛、鋅等多金屬在內的多個礦床（點）.２０１４年遼寧省化工地質勘查院在大石湖溝地區開展多金屬礦詳查工作，提交斑巖型銅（金）礦床１處，銅資源量２３萬t，達到中型規模，其中銅平均品位達到１．４５％，含金塊段品位０．１２g/t，表明該地區具有良好的找礦前景.銅多金屬礦化與侵入大石湖溝花崗巖體中的閃長玢巖脈密切相關.目前對于礦區閃長玢巖的形成時代、構造背景缺乏系統研究，嚴重制約了對其成礦潛力的預測和區域找礦方向研究.為此，本文對該閃長玢巖開展詳細的巖相學、鋯石年代學和鋯石微量元素地球化學研究，查明其形成時代和鋯石成因，為區域成礦潛力預測和找礦提供基礎理論.

１ 地質背景

１．１ 區域地質背景

研究區位于華北克拉通東北緣的遼東半島北部遼吉造山帶內（圖１a），整體呈北東—南西方向展布，其北緣與龍崗地塊以遼陽—通化斷裂分隔，南側以鴨綠江斷裂與朝鮮狼林地塊相鄰（圖１b）.區內中生代前地層主要出露古元古界遼河群、新元古界青白口系細河群、古生界寒武系和奧陶系.遼吉造山帶和龍崗地塊具有由新太古代TTG 巖系（英云閃長巖奧長花崗巖花崗閃長巖）組成的統一基底，還有部分古太古代—中太古代（３．８～２．５Ga）巖石出露，是研究華北陸塊增生歷史再造的理想對象[４５].遼吉造山帶內分布的太古宙和古元古代花崗巖（２．６５～１．８５Ga）可能與造山后伸展活動有關[６]，同時發育三疊紀、侏羅紀和白堊紀侵入巖以及早白堊世火山巖.其中，三疊紀巖漿巖包括閃長巖、花崗閃長巖和少量花崗巖[７].遼東半島晚三疊世巖漿巖以大連地區的輝綠巖、賽馬—柏林川地區的堿性巖帶、岫巖地區的含暗色包體花崗巖為代表[８１０].三疊紀火山巖報道較少，僅在臨江地區報道了晚三疊世流紋巖[１１].區域斷層主要以北東東或北東向的逆沖斷層為主.

１．２ 礦區地質背景

大石湖溝礦區位于遼寧省寬甸縣北西約３５km，出露面積約３．４km２，區內地層由老到新主要出露震旦系頁巖、泥灰巖、石英砂巖，寒武系灰巖、頁巖、細砂巖，奧陶系竹葉狀灰巖及頁巖，侏羅系砂頁巖夾煤層以及第四紀沉積物（圖２）.巖漿巖以出露大量印支期花崗巖和三疊紀粗面巖、正長巖為特征.礦區中部花崗巖發育，花崗巖多呈碎斑狀、角礫狀，閃長玢巖呈脈狀侵入其中（圖３）.區內地質構造主要表現為北東向、北北東向和北西向斷裂構造，其中北東向斷裂構造中形成破碎蝕變帶，伴有糜棱巖化、硅化、鐵銅礦化和石英脈充填，是主要的控礦構造.變質巖方面，在區內東南部出露少量混合巖，古生界之前地層存在一定程度變質變形，其中多為板巖千枚巖絹云母化、綠泥石化等低綠片巖相變質.

銅礦（體）化體主要賦存在碎斑狀花崗巖中，多呈脈狀沿構造破碎帶充填侵入.構造破碎帶中發育多種脈體，如石英、鉀長石、黑云母、黃銅礦等，不同礦物脈體間具有多期次穿切的特征.金屬礦物主要有黃銅礦、斑銅礦、黃鐵礦等，地表可見孔雀石、褐鐵礦等氧化礦物.礦石主要為塊狀構造、浸染狀構造，呈自形—半自形結構，還可見交代殘余結構、碎裂結構.受熱液作用影響，靠近巖體的圍巖發生鉀化、硅化、角巖化，主要礦物包括鉀長石、黑云母、石英等.根據圍巖蝕變特征劃分為：石英絹云母化帶主要蝕變礦物有絹云母、石英、綠泥石和黃鐵礦等;泥化帶主要礦物組合為高嶺土、絹云母、石英、綠泥石、伊利石等.各礦帶界線不明顯，大體具有由中心向遠呈鉀化硅化石英絹云母化綠泥石化褐鐵礦化的特征.區內礦產資源較為豐富，除大石湖溝銅礦床之外，圍繞八里甸子巖體分布有銅、鉬等多金屬礦點４０余個，具有較好的找礦前景.

２ 樣品與測試分析

２．１ 樣品特征及巖相學

礦區的碎斑狀花崗巖和閃長玢巖在空間和成因上與銅礦化有關，其中碎斑狀花崗巖鉀長石、斜長石、角閃石、石英等斑晶發育（圖３a、b），巖石受后期熱液活動影響，蝕變嚴重（圖３c），偶見角閃石和榍石等礦物（圖３d）.構造破碎帶中發育細脈狀黃銅礦化石英巖（圖３e）.本次研究在大石湖溝銅礦區采集LA ICPMS鋯石U Pb 定年樣品４ 件（ZK００６、ZK３０６、ZK１３０２、ZK２４０１），均來自鉆孔，所采樣品均為新鮮巖石，質量滿足測試要求.巖石具有斑狀、似斑狀結構（圖３f），主要由斜長石、角閃石和黑云母斑晶（圖３f、g），基質以隱晶質和斜長石為主.其中：斜長石斑晶（３５％）呈半自形—自形板狀、長板狀，局部表面有高嶺石化和絹云母化，粒徑０．５～１．６cm;角閃石斑晶（２５％）為他形—半自形針狀、短柱狀，鏡下可見兩組斜交解理和淺綠色—深綠色多色性，粒徑０．１～０．５cm.還有少量榍石等副礦物，局部可見黃鐵礦（圖３h）.

２．２ 測試分析

定年樣品鋯石的挑選在河北省地質礦產局廊坊區調院實驗室利用標準重礦物分離技術分選完成.首先樣品經常規方法破碎研磨，淘洗后用重液分選;然后在雙目鏡下挑選鋯石顆粒，選擇晶形完好并且純凈透明的鋯石;最后將鋯石和標準鋯石TEM 一起粘在玻璃板上，對其進行反射光、透射光和陰極發光（CL）圖像照相以及LA ICP MS分析.鋯石U Pb同位素定年在天津地質礦產研究所完成，所用儀器為Neptune多接收電感耦合等離子體質譜儀和１９３nm 激光取樣系統（LA MCICP MS）.選擇鋯石中的合適區域，利用１９３nmFX激光器對鋯石進行剝蝕，束斑直徑為３５μm，激光能量密度為１３～１４J/cm２，頻率為８～１０Hz.所用鋯石標樣為TEMORA 標準鋯石，數據處理采用ICP MSDataCal程序[１２]和ISOPLOT 程序[１３]進行分析和作圖，并采用２０８Pb對普通鉛進行校正，利用NIST６１２作為外標計算鋯石樣品的Pb、U 質量分數[１４].本文采用２０６Pb/２３８U 年齡的加權平均年齡值，數據誤差為１σ，加權平均年齡值誤差為１σ.鋯石的微量元素分析同步進行.

３ 測試結果

３．１ 鋯石U Pb年代學

本次LA ICP MS鋯石U Pb同位素測年對４ 件閃長玢巖樣品（ZK００６、ZK３０６、ZK１３０２、ZK２４０１）選取的鋯石進行了測試工作，測試結果見表１.鋯石顆粒自形程度較高，顆粒較大，多呈半自形—自形短柱狀，圍繞核部具有明顯的震蕩環帶（圖４），個別發育扇形分帶或平行晶體長軸的生長條帶;少部分鋯石磨圓程度高，邊部具有溶蝕結構，反映后期可能受到改造作用.樣品ZK００６鋯石Th/U 值介于０．８１～１．６７之間，平均１．１０.樣品ZK３０６鋯石Th/U 值介于０．５７～１．８６ 之間，平均０．９６.樣品ZK１３０２鋯石Th/U 值介于０．６２～１．３５之間，平均０．８７.樣品ZK２４０１鋯石Th/U 值介于０．５４～３．０６之間，平均１．４６.各樣品Th/U 值均大于０．４０，具巖漿鋯石特征.鋯石年齡集中分布在諧和線上（圖５），加權平均年齡分別為（２１８．７±１．１）Ma（MSWD＝０．４，n＝２６）、（２２１．９±１．０）Ma（MSWD＝０．７，n ＝２６）、（２２４．３±１．３）Ma（MSWD＝０．５，n＝１７）、（２２５．６±１．４）Ma（MSWD＝０．５，n＝１４），分別代表了鋯石的結晶年齡，綜合以上４件樣品確定本區閃長玢巖的形成時代為晚三疊世.

３．２ 鋯石微量元素特征

本次對４ 件閃長玢巖樣品（ZK００６、ZK３０６、ZK１３０２、ZK２４０１）選取的鋯石同步進行了微量元素測試工作，測試結果見表２.４件樣品的鋯石稀土元素豐度值均較高，w （ΣREE）分別為（３２１．４～１０１９．８）×１０－６ （平均５５０．３ × １０－６，ZK００６）、（２７４．５～１１９９．８）×１０－６ （平均５９１．７×１０－６，ZK３０６）、（３１８．６～１３０５．９）×１０－６ （平均７１３．３×１０－６，ZK１３０２）、（２１６．３～１１６５．６）×１０－６ （平均６６５．９×１０－６，ZK２４０１），鋯石輕稀土元素強烈虧損，重稀土元素富集，呈現出明顯的左傾配分曲線模式（圖６），Ce元素呈正異常，Eu表現出弱的負異常.

４ 討論

４．１ 鋯石成因

鋯石被廣泛應用于指示巖漿演化、源區性質及物理條件[１６]，但由于后期變質作用和流體蝕變導致巖漿中結晶的鋯石組成發生變化，在利用鋯石討論巖漿過程之前應首先確定鋯石的成因.一般將鋯石分為巖漿型、變質型和熱液型，其中變質型鋯石在CL圖中顯示扇形分區，與巖漿鋯石典型的震蕩環帶相區別.Th/U 值大于０．１的鋯石一般被認為屬于巖漿成因，而變質成因的鋯石Th/U 值通常小于０．１，本次研究的鋯石Th/U 值均大于０．１，具有巖漿成因特點.同時，典型的巖漿鋯石具有Ce正異常和Eu負異常、富集重稀土元素的特征.大石湖溝閃長玢巖中的鋯石具有典型的巖漿鋯石稀土元素配分形式（圖６），表明其巖漿成因.（Sm/La）N w （La）圖解（圖７）可以進一步區分巖漿型和熱液型鋯石，本次研究的樣品中鋯石絕大部分都落入巖漿鋯石區域內，少數鋯石落在巖漿和熱液成因鋯石范圍之外，推測可能是由于巖漿含水量對鋯石稀土元素質量分數產生一定的影響.

Ti元素在鋯石中可以與Zr４＋ 和Si４＋ 呈類質同象形式存在.鋯石中Ti質量分數不受壓力變化影響，而與巖漿溫度呈正相關關系.因此，可以利用鋯石Ti質量分數反演結晶溫度[１８]，其計算公式為

式中：T 為開氏溫度，單位為K;α 為活度.由于樣品中含有石英（圖３b），因此SiO２的活度αSiO２取值為１.但由于樣品中未出現金紅石，需要對TiO２的活度（αTiO２ ）進行估算.其中中酸性巖漿巖中的αTiO２一般皆不小于０．５，典型硅酸鹽熔體中αTiO２ ≥０．６，因此本次αTiO２取０．６.利用公式（１）計算得到本次樣品中鋯石的溫度分別為７０８～９１３ ℃（平均７８８ ℃，ZK００６），６４５～８１２ ℃ （平均７１０ ℃，ZK３０６），５６８～８３９℃（平均７１０℃，ZK１３０２），６８２～９１１℃（平均７８７℃，ZK２４０１）.巖漿和熱液成因的鋯石具有顯著不同的結晶溫度[１９]，巖漿鋯石通常在６００℃ 以上結晶，而熱液鋯石形成溫度常低于５００℃，測試鋯石對應的結晶溫度均大于５００℃，表明大石湖溝閃長玢巖中的鋯石來源于巖漿，而非熱液流體.

根據鋯石中的變價元素Ce可以計算巖漿的氧逸度，但這些方法受到礦物分離作用和巖漿含水量的影響，難以得到可靠的氧逸度[２０].Loucks等[２１]根據鋯石中的Ce/U和U/Ti值，利用熱力學公式推導，得到了適用于閃長巖等各類巖漿的氧逸度計算公式：

４．２ 源區構造環境

由于鋯石難熔和較低的元素擴散系數，對于限定巖石源區性質和形成過程具有重要的作用[２２].但鋯石的微量元素成分因受到后期蝕變和外來物質的影響，在利用鋯石討論巖漿構造環境時要排除這部分鋯石.鋯石的LREE I值（Dy/Nd＋Dy/Sm值）可以用來識別流體交代和后期蝕變作用，受到后期蝕變影響的鋯石LREE I值小于３０[２３].外來物質的加入會顯著提高鋯石的w （La），w （La）小于０．１×１０－６可以作為不受外來物質影響的一個指標[２０].因此，在利用鋯石微量元素討論成巖過程時，對LREE I值小于３０和w （La）大于０．１×１０－６的鋯石顆粒應進行剔除.不同來源鋯石的微量元素組成不同，殼源鋯石具有明顯的Ce正異常和Eu負異常.根據不同環境鋯石的判別圖解，閃長玢巖均落入陸殼鋯石環境范圍（圖８a、b、c），表明該巖石中的鋯石形成于地殼巖漿源區.鋯石中Ti、Hf、Th、U、Nb、Ta、Y等元素之間的相關性可以用來判別母巖漿的構造環境[２６２７].板內環境中的鋯石具有較高的Nb/Hf值[２８２９]，大石湖溝閃長玢巖的鋯石Nb/Hf值為０．０００２～０．００１７，位于巖漿弧、造山環境與板內、非造山環境重合的范圍（圖８d）.大陸弧鋯石U/Yb值為０．１～４．０[２５]，同時利用構造環境判別圖解，可以區分鋯石的構造巖漿環境.本次鋯石樣品絕大部分落在大陸弧型巖漿范圍內，少量鋯石落入板內環境（圖９），表明鋯石主要形成于與弧巖漿有關的構造環境中.

中性巖類是匯聚板塊邊緣最重要的巖石類型之一，目前對于這類巖石的成因模式主要包括：玄武質巖漿的分離結晶與地殼混染（AFC 過程）[３２];含水地幔橄欖巖的部分熔融[３３３４];俯沖板片熔體與地幔橄欖巖的相互作用[３５];拆沉的加厚下地殼來源熔體與地幔橄欖巖的相互作用[３６];中—下地殼玄武質巖石的部分熔融[３７].僅根據鋯石微量元素無法準確判別巖石屬于以上何種成因模式，單一的地?；虻貧碓吹娜垠w可能無法解釋上述鋯石的成分特征，據此認為巖石更有可能為俯沖板片熔體或拆沉的下地殼來源熔體與地幔橄欖巖相互作用的成因模式.為探討巖石究竟屬于何種成因，需要結合區域所處的構造環境.

研究區處于華北克拉通東北緣，中生代期間發生了強烈的巖石圈減薄和構造轉換[３８]，其構造演化可能受到古亞洲洋構造域和濱太平洋構造域的影響，構造轉換的時間還存在三疊紀[８，３９]、侏羅紀—早白堊世[４０]和晚白堊世[４１４２]等不同認識.研究認為華北克拉通巖石圈破壞由蘇魯—大別碰撞造山引起[８，３９]，濱太平洋于早—中侏羅世開始俯沖[４３]，古亞洲洋閉合及碰撞發生在晚二疊世至早三疊世[４４]，表明研究區可能受到古亞洲洋閉合后碰撞伸展階段的影響.遼東地區三疊紀巖漿巖來源復雜，部分學者認為該時期巖漿活動與華北克拉通巖石圈拆沉作用有關[４５]，也有學者認為該地區受到大陸深俯沖板片斷離作用的影響[４６].晚三疊世大陸碰撞造山運動導致遼東地區巖石圈增厚，由于區域地殼演化的差異造成巖石圈拆沉至軟流圈，軟流圈上涌導致下地殼物質發生部分熔融，巖漿經過不同程度的混合作用形成復雜的巖漿巖.大石湖溝閃長玢巖鋯石保留了大陸深俯沖的弧巖漿印記，更有可能與大陸深俯沖板片斷離作用有關.同時，鋯石Ti溫度計表明巖石形成于高溫環境，俯沖和碰撞造山帶地殼很難達到這個溫度[４７]，因此其不太可能形成于俯沖或者同碰撞造山階段.綜上所述，陸陸碰撞形成的加厚下地殼深俯沖過程中板片斷離，導致軟流圈地幔上涌引起下地殼底部部分熔融形成大石湖溝閃長玢巖.

４．３ 成礦潛力

在斑巖銅礦床形成的過程中，由于銅被保存在富含硫、氯等元素的流體中，而這些流體是從具有高氧逸度的弧巖漿中溶解出來的[４８]，與氧化性巖漿作用密切相關[４９]，因此，氧逸度常常作為判斷能否成礦的關鍵指標.鋯石的Ce４＋/Ce３＋ 、Eu/Eu? 和Ce/Ce? 值是由于鋯石結晶時的氧化條件決定的，因此可以用來區分具有高成礦潛力和低成礦潛力的巖漿系統[５０]. 大石湖溝閃長玢巖鋯石具有較高的Ce４＋/Ce３＋ 值，與智利和德興斑巖銅礦研究的結果具有相似的特征（圖１０a），鋯石Eu/Eu? 值大部分大于０．４，落在具有較大成礦潛力的富礦巖石的鋯石數據范圍內（圖１０b），這與成礦相關巖漿鋯石具有較高的Ce４＋/Ce３＋ 和Eu/Eu? 值特征具有一致性.大石湖溝閃長玢巖鋯石氧逸度可達ΔFMQ＋３．９，表智利銅礦和貧礦、富礦數據據文獻[５０];德興銅礦數據據文獻[５１].圖１０ 大石湖溝閃長玢巖鋯石成礦性判別圖解Fig．１０ MetallogeneticpotentialitydiscriminationdiagramsofzirconforDashihugoudioriteＧporphyrite明巖漿具有較高的氧逸度，指示該地區具有良好的斑巖型銅礦成礦潛力.

５ 結論

１）閃長玢巖鋯石U Pb年齡為２２５．６～ ２１８．７Ma，屬于晚三疊世，該期巖漿活動影響大石湖溝礦區內一期銅礦化作用.

２）巖石鋯石具有典型巖漿鋯石特征，Ti溫度計顯示鋯石形成溫度為５６８～９１３ ℃，氧逸度范圍為ΔFMQ－０．０５～ΔFMQ＋４．０５，其氧逸度特征指示巖體具有良好的斑巖型銅礦成礦潛力.

３）結合區域地質背景，閃長玢巖可能是大陸深俯沖板片斷離引起的下地殼部分熔融的產物.致謝：中國有色礦業集團賈福東博士在數據處理方面給予了幫助，在此表示衷心感謝！

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