2020, Vol. 36
2. 自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室, 长春 130061;
3. 中国地质调查局发展研究中心, 北京 100037;
4. 吉林省第四地质调查所, 通化 134001
2. Key Laboratory of Mineral Resources Evaluation in Northeast Asia, Ministry of Natural Resources, Changchun 130061, China;
3. Development and Research Center of China Geological Survey, Beijing 100037, China;
4. The Fourth Geological Survey of Jilin Province, Tonghua 134001, China
华北克拉通作为欧亚大陆东部最大的克拉通之一，是地球上少有的地质演化历史可以追溯到3.8Ga以前的地区(Liu et al., 1992; Song et al., 1996; Wan et al., 2015)。华北克拉通自1.85Ga克拉通化后，长期保持稳定状态；但自中生代以后，华北克拉通稳定性质遭到破坏，所谓“克拉通破坏”即克拉通失去稳定性的过程，其表象就是华北克拉通在显生宙期间发生的岩石圈减薄、岩浆活动、构造演化以及成矿作用(吴福元等, 2003, 2008, 2014；翟明国等，2005；刘俊来等，2009；朱日祥等，2011)。古太平洋板块的俯冲作用作为华北克拉通破坏的一级驱动力，有关这一俯冲作用的开始时间一直存在争议，主要有以下三种观点：早-中侏罗世(Yu et al., 2012; 许文良等，2013)；晚侏罗世-早白垩世(唐克东等，2011；张允平，2011)；晚三叠世(Zhou et al., 2009, 2014; Yang et al., 2017)。由于俯冲作用的影响，早白垩世(120~130Ma)成为中国东部岩浆和成矿作用最为强烈的时期(吴福元等，2003；翟明国等，2004；杨立强等，2014；朱日祥等，2015)，含水板片释放流体熔融岩石圈地幔产生富水镁铁质岩浆并底侵地壳引起的水致熔融作用在早白垩世大规模的岩浆作用形成过程中发挥了重要作用(Li et al., 2017, 2018a)。华北克拉通金矿床成矿时代与克拉通破坏峰期相一致，呈现爆发性成矿特征(朱日祥等，2015)。
胶东作为我国最重要并且研究程度较高的金矿集区，已探明大型-超大型金矿床数十处，中小型金矿床百余处。根据矿化-蚀变特征，这些矿床主要分为焦家式金矿(破碎带蚀变岩型金矿)和玲珑式金矿(石英脉型金矿)两种类型(Fan et al., 2003；Li et al., 2015；郭林楠，2016)。针对胶东金矿的成因类型，起初部分学者将其划分为造山型金矿(Zhou and Lü, 2000；Goldfarb et al., 2001, 2007)，但随着研究工作的不断进行，可以发现尽管胶东金矿在矿化蚀变特征上与造山型金矿相似，但二者在成矿作用和成矿构造背景上存在明显不同(翟明国等，2004；杨立强等，2014；Li et al., 2015)。作为我国最重要的金成矿省，华北克拉通除胶东金矿集区以外，还存在辽东-吉南-赤峰-朝阳、小秦岭-熊耳山、太行山中段、冀北等多个金矿集区(图 1)，并将胶东地区以外并且具有与胶东地区金矿相似的特征和地球动力学环境的金矿命名为“胶东型金矿”(Li et al., 2015)。为了突出其与克拉通破坏的成因联系，后将其称为“克拉通破坏型金矿床”，并指出其形成于强烈伸展构造背景并且成矿流体主要来源于与克拉通破坏相关的岩浆活动，这两个特征是区别于典型造山型金矿的重要标志(朱日祥等，2015)。
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图 1 华北克拉通基底构造单元划分及早白垩世主要矿集区分布图(据Zhao et al., 2005, 2012; 朱日祥等，2015修改) Fig. 1 The tectonic division of the NCC and distribution of major gold districts in Early Cretaceous (modified after Zhao et al., 2005, 2012; Zhu et al., 2015) |
相对于胶东矿集区，以上其它克拉通破坏型金矿矿集区的研究程度相对较低，尤其位于华北克拉通东北部的吉南矿集区更是缺乏典型矿床的研究。板庙子金矿床位于吉南地区中部(图 2)，累计查明金金属量约50t，品位高达4.55×10-6，是吉南地区老岭成矿带内典型的大型金矿床。自1998年发现以来，虽然地质工作者针对其地质学、地球化学以及矿床学特征做了大量研究，但其矿床成因类型仍然存在争议，主要包括以下几种观点：浅成低温热液型金矿(宿晓静和臧兴运，2010)；在浅成低温热液型金矿基础上强调与燕山期造山运动有关(张建泽，2015)；造山带型金矿(刘文香等，2009)；中低温热液型金矿(李敏，2008；冯罡等，2016)。针对其成矿时代的不同观点则主要包括：通过矿区西南面出露的花岗闪长斑岩(170.12±0.58Ma)的酸碱度推测其为与成矿有关的岩体，从而限定成矿时代为燕山期(张建泽，2015)；通过矿体中矿化蚀变的闪长玢岩角砾及与邻区矿床的对比，推测成矿时代为燕山晚期，但缺乏准确的定年数据支持(刘文香等，2009)。本文通过讨论板庙子金矿区东部出露的闪长玢岩体的岩相学、年代学及地球化学特征来限定板庙子金矿床成矿时代及成矿作用所处的大地构造背景，并结合主成矿期重晶石矿物中流体包裹体的显微特征和H-O-S同位素组成研究判断矿床成因类型，借助对吉南地区典型金矿床成矿模式的研究来讨论克拉通破坏型金矿的成矿机制。
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图 2 吉南地区地质构造简图(据Pei et al., 2011a; Chai et al., 2016修改) Fig. 2 Geological sketch map of the southern Jilin Province (modified after Pei et al., 2011a; Chai et al., 2016) |
目前关于华北克拉通基底构造单元的划分普遍采用三分法，即包括西部陆块、东部陆块以及二者陆-陆碰撞形成的中部造山带。其中，西部陆块又由阴山地块、鄂尔多斯地块以及东西向展布的孔兹岩带组成；东部陆块于2.2~1.9Ga经历了裂谷作用，并接受了古元古代巨量的陆壳物质沉积，并于~1.9Ga闭合形成胶-辽-吉带(Zhao et al., 2005, 2012; Li et al., 2005)(图 1)。吉南地区位于华北克拉通东北部，地处龙岗地块与胶-辽-吉造山带的交界部位(刘福来等，2015)(图 2)。研究区内出露的龙岗地块主要由太古代TTG片麻岩、表壳岩以及壳源花岗岩组成(Wan et al., 2015；李鹏川等, 2016, 2018)；胶-辽-吉古元古代造山带在研究区出露的主要为古元古代火山-沉积岩以及辽吉花岗岩(张秋生等，1988；Li and Zhao, 2007；赵国春，2009)；同时区域上还出露新元古代-古生代沉积盖层、中生代断陷盆地以及沿北东向鸭绿江断裂分布的中生代花岗质岩石，其中早白垩世花岗岩分布尤为广泛，岩浆结晶年龄集中在122~130Ma，表明吉南地区早白垩世存在一期较为强烈的岩浆活动(路孝平等，2003；孙德有等，2005；裴福萍等, 2008, 2009；Yu et al., 2009；Pei et al., 2011a；Zhang et al., 2019c)。
区域上沿老岭成矿带已发现的金矿床，除板庙子大型金矿外，还包括天桥金矿床，以及受小四平-南岔“S”型韧性剪切带控制的小四平、荒沟山、大横路、南岔等规模较大的金矿床，具有较好的找矿前景(关键等，2004；李宝毅等，2010)。其中南岔金矿属于造山型造山型金矿，并且含金石英脉绢云母40Ar-39Ar定年为170.1±1.9Ma(Chai et al., 2016)；荒沟山金矿属于岩浆热液型金矿，通过与成矿作用相关的黑云母花岗岩结晶年龄限定成矿年龄在178Ma左右(秦亚等，2013；Wang et al., 2020)；总体上，NE-SW向“S”型韧性剪切带相关矿床的成矿时代为早-中侏罗世。
2 矿床地质特征 2.1 矿区地质板庙子金矿位于吉林省南部白山市老岭成矿带内，矿区出露的地层包括：古元古代老岭群珍珠门组白云质大理岩、新元古代青白口系钓鱼台组石英砂岩及南芬组页岩、泥岩。珍珠门组大理岩出露在矿区的西南部，勘探线26线以西，F102断裂的上盘近断裂带地段；钓鱼台组石英砂岩发育在矿区的中部，与下伏珍珠门组大理岩分别构成F100正断层的上下两盘，二者呈断层接触，同时，在矿区中部钓鱼台组石英砂岩两侧分布有南芬组页岩、泥岩，二者呈整合接触；矿区地层走向总体呈北东向展布。矿区内发育北东向、北西向两组断裂构造，其中北东向断裂占主体，北西向断裂次之，且形成较晚。最主要的两组北东向断裂分别为F102左行斜向走滑断层及F100正断层。矿区东部吊水壶村处可见闪长玢岩体侵入南芬组，该岩体地表出露规模不大，但在7号、10号、14号、16号、30号钻孔深部均可见蚀变的闪长玢岩脉体，说明该岩体深部规模较大，应该为一巨大岩基(图 3a)。
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图 3 板庙子金矿区地质图(a)和88号勘探线剖面图(b)(据吉林省第四地质调查所，2015①修改) Fig. 3 Geological map of the Banmiaozi gold deposit (a) and geological section along exploration line 88 (b) |
① 吉林省第四地质调查所. 2015.吉林省白山市金英金矿资源储量核实报告
2.2 矿化特征矿体赋存于新元古代青白口系钓鱼台组石英砂岩与古元古代老岭群珍珠门组大理岩的不整合面上的硅化构造角砾岩蚀变带中(图 3b)。目前查明有9条矿体，呈似层状北东向展布。矿石类型以硅化蚀变构造角砾岩为主，角砾成分复杂，并可见闪长玢岩角砾；该套角砾岩分布具有明显分带特征(图 4)，在剖面上角砾岩由上到下分别为：砂岩单砾角砾岩、石英复砾角砾岩、混合复砾角砾岩、白云单砾角砾岩，其中混合复砾角砾岩的含金品位最高。矿石矿物主要包括黄铁矿、白铁矿、毒砂、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、赤铁矿、褐铁矿、石英、重晶石等。矿石结构主要以交代结构为主，矿石构造以角砾状构造为主。围岩蚀变主要存在硅化、重晶石化、黄铁矿化和赤铁矿化，上盘围岩赤铁石英砂岩明显发育，下盘围岩主要发育硅化大理岩。
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图 4 构造角砾岩岩石类型剖面图 Fig. 4 The section of rock types of tectonic breccia |
依据矿石结构、矿物共生组合、矿物生成顺序以及矿脉间的穿切关系将矿床分为4个成矿阶段：(Ⅰ)早期硅化石英-金-烟灰色黄铁矿阶段；(Ⅱ)微细粒硅化石英-金-星散浸染状黄铁矿阶段；(Ⅲ)重晶石、玉髓-金-赤铁矿阶段；(Ⅳ)微含金细粒黄铁矿-白铁矿叠加矿化阶段，其中，其Ⅱ、Ⅲ阶段为金的主要富集成矿阶段(刘文香等，2009；宿晓静和臧兴运，2010；邢延安等，2012；冯罡等，2016；门兰静等，2016)。
3 样品与测试方法 3.1 闪长玢岩在板庙子金矿区东部吊水壶村西北1.1km处采集5块新鲜闪长玢岩进行全岩主、微量元素分析测试, 并选取DN-1(41°59′37″N、126°24′9″E)进行LA-ICP-MS锆石U-Pb测年研究。闪长玢岩手标本风化面灰褐色，新鲜面青灰色，斑状结构，块状构造。斑晶以斜长石(25%)为主，半自形板柱状或粒状，具聚片双晶，环带结构；斑晶中含有少量黑云母(>5%)、普通角闪石(< 5%)和石英(< 5%)，其中黑云母和普通角闪石可见绿泥石化。基质为细粒显微晶体结构，由细粒长石显微晶体组成(图 5)。
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图 5 闪长玢岩岩心照片(a)及显微镜下照片(b) Q-石英；Pl-斜长石；Hb-普通角闪石；Bi-黑云母 Fig. 5 Core photo (a) and photomicrograph (b) of diorite porphyrite Q-quartz; Pl-plagioclase; Hb-hornblende; Bi-biotite |
锆石的挑选在河北廊坊市区域地质调查所进行。样品制靶和CL图像采集在北京燕都中实测试技术有限公司完成。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年在北京燕都中实测试技术有限公司和自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室完成，使用GeoLasPro型193nm ArF准分子激光器和Agilent7900型ICP-MS仪器对锆石进行U-Pb测试，锆石91500作为外部锆石年龄标准。样品主、微量元素地球化学分析测试在澳实分析检测(广州)有限公司完成，主、微量元素测试方法分别为ME-XRF26d、ME-MS81。
3.2 流体包裹体显微测温及H-O-S同位素测试选取矿区260中段、395中段以及299号钻孔中含烟灰色硅质脉的重晶石、含重晶石热液角砾岩、重晶石化赤铁矿化角砾岩以及重晶石岩心柱样品共4件，4件样品根据重晶石矿物的出现划分属于Ⅲ成矿阶段。在吉林大学地球科学学院地质流体实验室对上述样品中的重晶石矿物中发育的流体包裹体进行岩相学及显微测温工作，实验仪器为英国Linkam THMS-600型冷热台，测温精度＜31℃时为±0.1℃，＞31℃时为±2℃。并且在澳实分析检测(广州)有限公司矿物实验室进行重晶石矿物流体包裹体H-O同位素分析，氢同位素分析采用的实验仪器为Thermo-Finnigan DeltaplusXP连续气流同位素质谱仪，数据基于V-SMOW国际标准水样标准化；氧同位素的测定所采用的仪器为Finnigan MAT 252稳定同位素比质谱仪，数据基于V-SMOW国际标准水样标准化。在自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室进行重晶石矿物流体包裹体S同位素分析。
4 测试结果 4.1 闪长玢岩 4.1.1 年代学从闪长玢岩锆石CL阴极发光图中我们可以观察出锆石具有明显的分组现象。根据CL图像是否具有阴极发光特征、锆石颗粒的形态以及内部结构可以将闪长玢岩中的锆石分为三组：(1)锆石形状规则，较为自形，板柱状，锆石长宽约为2:1，部分具幔-边结构，边部阴极发光极弱甚至个别锆石整体基本不具阴极发光特征(图 6a)，为典型的热液锆石特有的特征(Hoskin and Schaltegger, 2003; 朱永峰和宋彪, 2006)，其极弱的阴极发光特征是由于后期成矿热液流体作用的结果，这部分锆石的Th/U比值介于0.05~0.24(多为0.05~0.15, 表 1)，虽然部分锆石Th/U比值大于0.1，但结合其极弱的阴极发光特征综合来看该组锆石为热液锆石；(2)锆石形态自形-半自形，长宽比约为2:1，与前组热液锆石相比具有典型的、清晰的振荡环带(图 6b)，Th/U比值介于0.06~0.25(多为0.15~0.25, 表 1)，大于0.1，综合来看第二组锆石为岩浆成因锆石；(3)锆石形态自形-半自形，锆石内部结构振荡环带较弱(图 6c)，同时边部发育不具阴极发光特征的边带，可能为后期热液流体蚀变的结果，Th/U比值介于0.12~1.62，均大于0.1 (表 1)，综合来看该组锆石为岩浆锆石，并且受到后期的热液蚀变。在锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄谐和图中，样品分布同样表现出分组特征，同时样品年龄分组与锆石CL图分组相一致(图 7a)。样品均投影在谐和线附近，有效测点共计25个；其中6个测点的锆石206Pb/238U年龄值介于130.1~130.9Ma，加权平均年龄为130.6±1.0Ma，为热液锆石年龄(图 7c)；10个测点的锆石206Pb/238U年龄值介于132.8~133.9Ma，加权平均年龄为133.3±0.9Ma，为闪长玢岩的结晶年龄，代表吊水壶闪长玢岩的形成时代为早白垩世(图 7d)；9个测点的锆石206Pb/238U年龄值介于168.0~170.6Ma，加权平均年龄为169.1±1.7Ma，为捕获锆石或继承锆石重结晶作用形成，说明研究区在该中侏罗世发育岩浆活动，捕获锆石的时代与周边发育的花岗闪长斑岩侵位时代一致(张建泽，2015；高天宇等，2019)。
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图 6 闪长玢岩锆石CL图像 Fig. 6 Zircon cathodoluminescence (CL) images of diorite porphyrite |
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表 1 闪长玢岩LA-ICP-MS锆石U-Pb定年数据 Table 1 Diorite porphyrite LA-ICP-MS zircon U-Pb data |
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图 7 闪长玢岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄谐和图 Fig. 7 LA-ICP-MS zircon U-Pb concordia diagrams for diorite porphyrite |
闪长玢岩样品SiO2含量为64.07%~65.02%，Al2O3含量为14.72%~14.99%，Fe2O3含量为3.29%~3.37%，K2O含量为3.01%~3.05%，Na2O含量为3.77%~4.03%，CaO含量为2.76%~3.66%，MgO含量2.58%~3.31%，Mg#=60.48~66.32，铝指数A/CNK=0.90~1.02，属于准过铝质-过铝质系列，全碱(Na2O+K2O)=6.82%~7.05%，Na2O/K2O=1.24~1.33(表 2)。在SiO2-K2O图解中(图 8)，样品主要分布在高钾钙碱性系列中。
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表 2 闪长玢岩主量元素(wt%)和稀土、微量元素(×10-6)分析结果 Table 2 Compositions of major (wt%), rare earth and trace element (×10-6) for diorite porphyrite |
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图 8 闪长玢岩SiO2-K2O图解(据Peccerillo and Taylor, 1976) Fig. 8 Plots of SiO2 vs. K2O for diorite porphyrite (after Peccerillo and Taylor, 1976) |
从闪长玢岩样品的原始地幔标准化微量元素蛛网图(图 9a)中可以看到样品富集Cs、Ba、K、Sr等大离子亲石元素(LILEs)，Sr含量为690×10-6~825×10-6(＞400×10-6)，显示出明显的高Sr的特征，并且Y含量较低，为6.7×10-6~8.4×10-6(＜18×10-6)；同时样品亏损Nb、Ta、Ti、P等高场强元素(HFSEs)。球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(图 9b)中我们可以看出曲线整体呈现向右陡倾的特征，相对富集轻稀土元素(LREEs)、亏损重稀土元素(HREEs)，稀土总量(∑REE)=109.6×10-6~121.5×10-6，LREEs/HREEs=15.42~19.78，(La/Yb)N=26.32~34.57，轻重稀土元素分馏强烈，强烈亏损重稀土元素，δEu=0.83~0.92，具有极为微弱的负Eu异常，重稀土元素Yb含量为0.54×10-6~0.62 ×10-6(＜1.9 ×10-6)。
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图 9 闪长玢岩原始地幔标准化微量元素蛛网图(a，标准化值据Sun and McDonough, 1989)及球粒陨石标准化稀土元素配分曲线图(b，标准化值据Boynton, 1984) Fig. 9 Primitive mantle-normalized trace element patterns (a, normalization values after Sun and McDonough, 1989) and chondrite-normalized REE distribution patterns (b, normalization values after Boynton, 1984) for diorite porphyrite |
在流体包裹体显微镜下观察发现所取样品中重晶石矿物所含的流体包裹体性质接近，室温下重晶石矿物中的流体包裹体均为气液两相流体包裹体(图 10)，气液比大约在10%~30%，大小在4~20μm之间，其中4~12μm居多，形态呈椭圆、长条、四边形以及不规则形状(表 3)。
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图 10 板庙子金矿重晶石流体包裹体显微照片 Fig. 10 Photomicrographs of fluid inclusions in barite from the Banmiaozi gold deposit |
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表 3 重晶石流体包裹体测试数据 Table 3 Microthermometric data of fluid inclusions in barite |
对重晶石矿物中所含的气液两相流体包裹体进行均一测温，测温结果见图 11。由实验结果我们可以得出：Ⅲ成矿阶段重晶石中气液两相流体包裹体的均一温度在105.9~360.5℃之间，根据冰点温度-盐度公式S=1.78θ-0.0442θ2+0.000557θ3(Potter et al., 1978; Hall et al., 1988)计算得出成矿流体的盐度为0.5%~7.3% NaCleqv。
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图 11 重晶石流体包裹体均一温度、盐度直方图 Fig. 11 Histograms of homogenization temperatures and salinities of fluid inclusions in barite |
重晶石矿物的H-O同位素的分析测试结果见表 4，根据同位素平衡分馏公式重晶石-水：1000lnαBrt-W=δ18OBrt-δ18Ow=3.00×106T-2-6.79(Friedman and O'Neil, 1977)，代入重晶石矿物流体包裹体的均一温度，计算得出平衡水的δ18O值。重晶石矿物中的S同位素分析结果见表 5，实验结果显示δ34S集中在17.61‰~27.27‰之间，平均值为23.52‰。
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表 4 板庙子金矿重晶石矿物氢-氧同位素组成 Table 4 The hydrogen, oxygen isotopic data in barite from the Banmiaozi gold deposit |
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表 5 板庙子金矿重晶石矿物的硫同位素组成 Table 5 The sulfur isotopic data in barite from the Banmiaozi gold deposit |
目前，通常我们所说的埃达克岩主要是指具有埃达克质地球化学特征并且是由于俯冲板片的部分熔融所形成的中酸性火成岩(Defant and Drummond, 1990)，除此成因外，其他成因的具有埃达克质地球化学特征的火成岩则被称作埃达克质岩石(许继峰等，2014; Zhang et al., 2019a)。众多学者针对埃达克质岩石的成因模式主要提出以下几种主流观点：(1)玄武质岩浆AFC演化(Castillo et al., 1999)；(2)加厚下地壳直接部分熔融(Atherton and Petford, 1993)；(3)拆沉下地壳的部分熔融(Xu et al., 2002; Gao et al., 2004)；(4)幔源岩浆与壳源岩浆的混合(Guo et al., 2007；许继峰等，2014)；(5)富集地幔部分熔融同化混染下地壳(谢桂青等，2008)。
从早白垩世早期吊水壶闪长玢岩样品的主、微量元素表现出来的特征来看，其具有典型的埃达克岩的特征即SiO2≥56%，Al2O3的平均含量为14.85%，略小于15%，MgO含量2.58%~3.31%，平均含量为2.95%，强烈亏损重稀土元素和Y，富集Sr。在Sr/Y-Y图解和(La/Yb)N-YbN图解中(图 12)，样品也均投影在埃达克岩的区域内。在SiO2-MgO图解中(图 13)，显示岩浆来源于俯冲洋壳熔融或者拆沉下地壳的部分熔融，但是本文样品Na2O/K2O=1.24~1.33(＞1)，K2O含量为3.01%~3.05%，同时表现高钾钙碱性，与典型俯冲板片熔融形成的埃达克岩所具有的贫K的特征明显不同，所以吊水壶闪长玢岩不属于典型的俯冲板块熔融的埃达克岩；同样由于野外地质调查并未发现周边与其共生的基性玄武质岩石，所以排除玄武质岩浆AFC演化成因；同时本文样品具有较高的MgO(2.58%~3.31%)和Cr(130×10-6)，以及较为集中的Na2O/K2O，而富集地幔部分熔融同化混染下地壳产生的埃达克质岩石具有较低MgO(0.17%~2.18%)、Cr(15×10-6~49×10-6)以及Na2O/K2O变化较大(谢桂青等，2008)，二者明显不同；结合本文样品富Mg(Mg#=60.48~66.32，＞50)的特征，可以判断其并非是直接来源于下地壳镁铁质物质部分熔融，而是下地壳下部含角闪石榴辉岩同下伏岩石圈地幔一起拆沉到软流圈中，发生脱水熔融产生初始埃达克质熔体并与地幔橄榄岩反应(Kay et al., 1993; 吴福元等，2003)。
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图 12 闪长玢岩Sr/Y-Y图解(a)和(La/Yb)N-YbN图解(b)(底图据Defant and Drummond, 1990) Fig. 12 Sr/Y vs. Y diagram (a) and (La/Yb)N vs. YbN diagram (b) for diorite porphyrite (base map after Defant and Drummond, 1990) |
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图 13 闪长玢岩SiO2-MgO图解(底图据王强等，2004) Fig. 13 SiO2 vs. MgO diagram for diorite porphyrite (base map after Wang et al., 2004) |
埃达克质闪长玢岩Rb-(Y+Nb)和Ta-Yb判别图解中(图 14)，样品均落在火山弧花岗岩范围内；同时样品富集轻稀土元素(LREEs)，亏损重稀土元素(HREEs)以及Nb、Ta、P、Ti等高场强元素(HFSEs)，具有活动大陆边缘弧岩浆岩特征。吉黑东部出露的一系列钙碱性火山岩指示了早白垩世古太平洋板块对欧亚大陆边缘的俯冲作用(Yu et al., 2009)，向陆内至松辽盆地-大兴安岭地区则发育一系列双峰式火山岩组合(葛文春等，1999；Wang et al., 2006；Zhang et al., 2008, 2010；裴福萍等，2008；许文良等，2013)。同时通化地区三棵榆树组埃达克质火山岩(118.3Ma)同样形成于古太平洋板块俯冲作用下的引张环境(裴福萍等，2009)。同时辽吉地区分布大量早白垩世变质核杂岩与伸展断陷盆地，辽西医巫闾山韧性剪切带构造片岩中白云母40Ar-39Ar年龄为131.6±1.0Ma(李刚等，2012)；辽南和万福变质核杂岩、大营子拆离断层以及辽东东部多个伸展断陷盆地通过与伸展构造相关的同构造侵入岩以及伸展断陷盆地火山岩年代学分析证明形成于135~106Ma(刘俊来等，2011)；沿鸭绿江断裂带分布的丹东盆地、绿江村盆地以及凉水盆地砂岩中碎屑锆石定年研究同样显示沉积时代为早白垩世，并且通过伸展盆地内火山岩锆石年龄以及最年轻火山岩斜长石40Ar-39Ar年龄限定了鸭绿江断裂带伸展活动的时限为131~100Ma(Zhang et al., 2019b)；由此我们可以判断吉南地区早白垩世处于活动大陆边缘弧后伸展的构造背景。Pei et al. (2011a)通过LA-ICP-MS锆石U-Pb定年测得吉南地区沿鸭绿江断裂自东北向西南出露的七处花岗质岩体的形成年龄为122~130Ma，以及区域上出露的镁铁质-超镁铁质杂岩体年龄为129~137Ma (Pei et al., 2011b)，说明吉南地区早白垩世发育一期强烈的岩浆活动，这期岩浆活动与古太平洋板块俯冲作用引起的强烈伸展构造环境有关。
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图 14 闪长玢岩(Y+Nb)-Rb (a)和Yb-Ta (b)判别图解(底图据Pearce et al., 1984) Fig. 14 Y+Nb vs. Rb (a) and Yb vs. Ta (b) diagrams for diorite porphyrite (base map after Pearce et al., 1984) |
通过对矿区东部出露的闪长玢岩进行ICP-MS锆石U-Pb测年可知，闪长玢岩锆石中有一组形成年龄略小于闪长玢岩体的侵位结晶年龄(133.3±0.9Ma)的热液锆石(130.6±1.0Ma)，表明在闪长玢岩体侵位结晶之后，随即受到热液的蚀变改造，由此，我们可以初步限定板庙子金矿的成矿年龄即在130.6±1.0Ma，与华北克拉通破坏型金矿的成矿爆发期(集中在130~120Ma)相一致(朱日祥等，2015)。
成矿流体的来源可以直接根据保存在矿物流体包裹体中的水的同位素组成来判断(Ohmoto and Rye, 1974; Richardson et al., 1988; 邹灏, 2013)。将板庙子金矿重晶石矿物H-O同位素分析测试结果进行投图(图 15)，从图中可以看出板庙子金矿成矿Ⅲ阶段成矿流体来源比较复杂，为岩浆水、变质水和建造水的混合。
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图 15 板庙子金矿床成矿流体氢-氧同位素组成(底图据Taylor，1974修改) 华北克拉通东、西金矿带早白垩世金矿及国外造山型金矿成矿流体H-O同位素组成数据转朱日祥等(2015) Fig. 15 Plot of δ18O vs. δD for ore-forming fluids of the Banmiaozi gold deposit (base map after Taylor, 1974) δD and δ18O data of Eastern Belt, Western Belt and foreign orogenic gold deposits from Zhu et al. (2015) |
硫作为极其重要的成矿元素，是解决矿床成因问题的重要指示，根据矿石中硫的来源判断矿床成矿物质的来源是矿床学研究中极为重要的手段。对重晶石矿物中的S进行同位素分析结果显示δ34S集中在17.61‰~27.27‰之间，平均值为23.52‰ (表 5)，数据较为集中，说明为单一来源S；张建泽(2015)对重晶石S同位素进行分析，δ34S=21.1‰~24.4‰，数据同样比较集中，分布在20‰左右。成矿热液中的总硫同位素不同数值对应不同的S来源也就是不同的成矿物质来源：(1)δ34S∑s=0，代表幔源硫，与岩浆活动有关；(2)δ34S∑s=20‰左右，代表成矿物质来源于大洋水和海相蒸发岩；(3)δ34S∑s为较大的负值，代表成矿物质来源于沉积环境下的还原S。在SO42-占优势的成矿热液环境下，重晶石中的δ34S大致相当于热液的δ34S∑s(Ohmoto, 1972；Ohmoto and Rye, 1979; 吴南平等, 2003)，所以，板庙子金矿成矿Ⅲ阶段的成矿物质主要来源于大洋水和海相蒸发岩。
通过对板庙子金矿成矿Ⅲ阶段重晶石矿物进行流体包裹体显微均一测温、H-O-S同位素组成研究，我们可以得知：(1)板庙子金矿的成矿温度在105.9~360.5℃之间，表现为中-低温，同时盐度在0.5%~7.3% NaCleqv之间，总体符合华北克拉通破坏型金矿主成矿期成矿流体的显微特征；(2)重晶石H-O同位素分析结果显示成矿流体来源于岩浆水、建造水和变质水的混合，与华北克拉通东、西金矿带早白垩世金矿床H-O同位素组成所表现的投图落点范围基本一致，不同于造山型金矿成矿流体主要来源于变质流体的特征。
华北克拉通破坏型金矿区别于造山型金矿最典型的特征是：前者形成于强烈伸展构造背景，而后者形成于长期挤压构造背景。通过板庙子金矿床成矿作用所处的大地构造背景以及成矿流体特征，我们可以判断板庙子金矿床属于克拉通破坏型金矿。
F102走滑断裂作为板庙子金矿区规模最大的断裂，呈北东向贯穿整个矿区，勘查所设的槽探工程控制断层产状，断层倾向南东，倾角较大，约为67°~76°，断裂带中构造角砾岩可以观察到硅化、褐铁矿化及黄铁矿化蚀变，是板庙子金矿重要的控矿构造。同时依据区域上同样呈NE向展布的驮道沟花岗闪长斑岩(162.3Ma)以及呈顺层侵入北东向展布的南芬组页岩新路花岗闪长斑岩脉(163.3Ma)(高天宇等，2019)，我们推测北东向F102走滑断层形成时代为中侏罗世晚期。F100正断层呈北北东向与F102走滑断层于地表处汇聚相交于26号勘探线，F100正断层的倾角约43°~70°，从深部较缓到向F102断裂汇合逐渐变陡，断层上下盘之间的不整合面经早期F100断裂构造演化，形成了层间破碎带，后又经后期F102作用，越靠近F102断裂所受到的叠加改造越强烈，层间破碎带硅化程度加强，构造角砾岩的厚度也变大，形成了物理化学条件更加有利于成矿的更大范围的构造角砾岩带，是板庙子金矿区重要的控矿和容矿构造(图 3b)。
综合板庙子金矿的控矿构造、构造动力学背景以及流体包裹体地球化学特征，我们初步建立板庙子金矿成矿模型(图 16)：古元古代老岭群珍珠门组和新元古代青白口系钓鱼台组之间呈角度不整合接触，不整合面上盘钓鱼台组底部发育赤铁石英砂岩，表现为氧化环境；由于地壳运动，太古代基底强烈隆升，导致沿不整合面形成正断层F100，发育破碎的构造角砾岩带，表现为氧化环境，发育赤铁矿化、硅化；中生代早中侏罗世由于古太平洋板块俯冲，形成北东向走滑断层F102，由此导致F100断层活化，与此同时板块俯冲作用致使深部岩浆上涌，由于热的富矿岩浆热液沿断裂空隙流入，致使由氧化环境转变为还原环境，同时改造早期的硅化构造角砾岩，发育明显孔隙，金和金属硫化物沉淀在孔隙中，形成板庙子金矿成矿第Ⅰ、Ⅱ成矿阶段；~130Ma岩浆热液沿断裂再次上涌，与老地层中的建造水、变质水混合，热液温度降低，同时，由于F100断层拉伸运动，致使蚀变带空间扩大，同样导致热液温度降低，由还原环境转换为氧化环境，并且不整合面上盘钓鱼台组底部的赤铁石英砂岩同样起到氧化作用，S2-由于氧化作用，被氧化成S6+，形成重晶石，构成板庙子金矿成矿第Ⅲ成矿阶段，重晶石呈不规则脉状充填、胶结硅化构造角砾岩角砾，附存在角砾岩中的孔洞和裂隙内，边部伴生金属矿物，重晶石与硅化石英之间的裂隙为金矿化提供了良好空间。
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图 16 板庙子金矿成矿模式图 Fig. 16 Metallogenic model of Banmiaozi gold deposit |
华北克拉通岩石圈减薄与克拉通破坏，及其引发的构造-岩浆-成矿作用一直以来都是国内外学者的研究热点。华北克拉通自1.85Ga克拉通化后，一直保持稳定克拉通状态；但自中生代以后，华北克拉通稳定性质遭到破坏，尤其是东部，经历复杂构造变形和岩浆活动，各种类型盆地广泛发育，为金属矿产和油气资源提供了有利场所(Yang et al., 2003；朱日祥等，2011)。随着工作的积累，人们对于华北克拉通破坏的认识也逐渐清晰：(1)借助山东蒙阴和辽宁复县早古生代金伯利岩中的金刚石及其中流体包裹体、新生代玄武岩中的幔源包体我们可以推断中国东部在显生宙期间发生岩石圈减薄百余千米并且岩石圈地幔性质也发生改变(池际尚，1988；郑建平等，1999；吴福元等，2008)，中国东部的埃达克岩同样暗示中国东部燕山中晚期可能是一个高原(张旗等，2001)；(2)通过中国东部岩浆活动-成矿作用以及以伸展断陷盆地、变质核杂岩为标志的区域伸展变形限定华北克拉通破坏的峰期为早白垩世(刘俊来等，2011；朱日祥等，2012；Wang et al., 2012；吴福元等，2014)；(3)华北克拉通自中生代起，经历了古亚洲洋闭合(Cao et al., 2013；Xu et al., 2013；刘锦等，2016；Guan et al., 2018)、扬子克拉通深俯冲及碰撞(郭敬辉等，2005；吴福元等，2005；Yang et al., 2007；Zhang et al., 2019c)、古太平洋板块向欧亚大陆俯冲(Zhang et al., 2008, 2010；裴福萍等，2008；许文良等，2013；唐杰等，2018)以及蒙古-鄂霍茨克洋的闭合(Zhang et al., 2014；Li et al., 2018b；Guan et al., 2019)的多重叠加影响，通过不同构造域作用的时间跨度以及影响空间范围的限定，古太平洋板块俯冲作用是华北克拉通破坏的一级外部控制因素和驱动力已经得到多数研究者的认同(吴福元等, 2003, 2008, 2014；朱日祥等，2012；朱日祥和徐义刚，2019)。
增生杂岩就位时间以及在陆缘分布的弧岩浆作用表明古太平洋板块对欧亚大陆的俯冲作用开始于早侏罗世(朱日祥和徐义刚，2019)，吉黑东部钙碱性火山岩组合(许文良等，2013)，小兴安岭-张广才岭双峰式火成岩(唐杰等，2011)，吉林延边和吉南地区埃达克质花岗质岩石(张超等，2014；Zhang et al., 2019c)也为俯冲作用开始于早-中侏罗世提供了有力证据。古太平洋板块对欧亚大陆的俯冲作用分为侏罗纪的俯冲(岩石圈增厚)和白垩纪的拉张(拆沉作用)两个阶段(吴福元等，2008)，并且下地壳和岩石圈地幔的整体拆沉作用这一观点也逐渐被大家接受(Gao et al., 1998, 2004；吴福元等，2003；Xu et al., 2006；Yang and Li, 2008)。古太平洋板块俯冲作用的实质是引起上覆地幔的非稳态流动，拆沉作用是地幔对流失稳的表现形式(朱日祥等，2011；朱日祥和徐义刚，2019)。
对板庙子金矿区内出露的闪长玢岩岩浆源区和构造背景的研究，说明了拆沉作用(地幔非稳态流动)为其成矿作用提供了必不可少的条件，岩浆水作为板庙子金矿成矿流体的重要组成部分，表明岩浆上涌侵蚀地壳的过程很有可能在主成矿阶段前期为成矿作用提供了成矿物质来源和热量。同时，古太平洋板块俯冲作用引起的断裂构造活化以及强烈伸展构造环境为成矿流体的运移和混合提供了有利通道。因此，古太平洋板块的俯冲作用及其在早白垩世引起的拆沉作用是克拉通破坏型金矿成矿机制的关键(图 17)。
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图 17 吉南地区早白垩世克拉通破坏型金矿成矿机制图 Fig. 17 Metallogenic mechanism of Ji'nan district Early Cretaceous decratonic gold deposits |
由于受到古太平洋板块对欧亚大陆俯冲作用的影响，吉南地区中生代构造-岩浆-成矿作用十分强烈，总体看来主要存在两期金成矿作用：早中侏罗世与NE-SW向“S”型韧性剪切带相关的金矿床和早白垩世克拉通破坏型金矿床，前者以南岔金矿和荒沟山金矿为代表，后者以板庙子金矿为代表。将板庙子金矿与南岔、荒沟山金矿进行对比(表 6)，我们可以发现：(1)成矿作用均受断裂控制，板庙子金矿矿体主要赋存在硅化构造角砾岩蚀变带中，南岔、荒沟山金矿主要受“S”型韧性剪切带控制；(2)赋矿围岩均具有元古代变质火山-沉积岩系；(3)矿区内虽然均发育岩浆活动，但板庙子金矿和荒沟山金矿成矿作用与岩浆活动有关，提供了成矿流体与成矿物质，而南岔金矿成矿作用与岩浆活动无关，成矿流体来源于变质水，成矿物质来源于围岩与成矿变质流体；(4)南岔、荒沟山金矿成矿构造背景为古太平洋板块俯冲欧亚大陆形成的挤压环境，板庙子金矿则与俯冲作用下的强烈伸展环境有关。吉南地区独特而复杂的构造演化表明其必定具有形成大型金矿的潜力，针对吉南地区典型矿床的研究为老岭成矿带金地质找矿提供了重要方向。
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表 6 克拉通破坏型金矿、板庙子金矿、南岔金矿以及荒沟山金矿基本特征对比 Table 6 Comparison of basic characteristics of decratonic gold deposits, Banmiaozi gold deposit, Nancha gold deposit and Huanggoushan gold deposit |
(1) 板庙子金矿区出露的闪长玢岩地球化学特征显示其属于典型的埃达克质岩石，其岩浆来源于拆沉下地壳部分熔融，并与地幔橄榄岩反应，结晶年龄为133.3±0.9Ma，侵位时代为早白垩世，形成于古太平洋板块俯冲相关的强烈伸展构造背景。并且在闪长玢岩锆石中识别出一组与成矿作用相关的热液锆石，表明岩浆侵位结晶后遭受热液蚀变改造，热液锆石U-Pb加权平均年龄为130.6±1.0Ma，以此限定了板庙子金矿的成矿时代为早白垩世。
(2) 板庙子金矿重晶石矿物H-O同位素组成表明成矿流体来源于岩浆水、建造水、变质水的混合；重晶石矿物S同位素表明成矿物质来源于大洋水和海相蒸发岩。
(3) 根据板庙子金矿成矿时代、成矿构造背景以及成矿流体/物质来源判断板庙子金矿属于克拉通破坏型金矿，古太平洋板块对欧亚大陆的俯冲作用及其在早白垩世引起的拆沉作用是克拉通破坏型金矿成矿机制的关键。
(4) 吉南地区中生代成矿作用总体表现为两期：早中侏罗世与NE-SW向“S”型韧性剪切带相关的金矿床和早白垩世克拉通破坏型金矿床，分别与古太平洋板块早中侏罗世的俯冲作用以及早白垩世引起的拆沉作用有关，总体看来古太平洋板块的俯冲作用对于华北克拉通东北部的成矿作用有着深刻的影响。
致谢 感谢两位审稿人对本文提出的宝贵意见！
谨以此文祝贺杨振升先生九十华诞暨从事地质事业七十周年！
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