2020, Vol. 36
2. 吉林大学地球科学学院, 长春 130061;
3. 自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室, 长春 130061;
4. 黑龙江省第一地质勘察院, 牡丹江 157011
2. College of Earth Sciences, Jilin University, Changchun 130061, China;
3. Key Laboratory of Mineral Resources Evaluation of Northeast Asia, Ministry of Natural Resources, Changchun 130061, China;
4. First Geological Exploration Institute of Heilongjiang Province, Mudanjiang 157011, China
完达山地区位于黑龙江省东部，按中生代以来我国东北地区的大地构造格局，属佳木斯地块东缘的完达山地体。完达山地体发育两套增生于东亚大陆边缘的构造混杂岩(跃进山杂岩和饶河杂岩)(张夺，2019)，被认为是古太平洋板块向中国东北微陆块之下俯冲的结果(周建波等，2016)，因此是探讨其东侧古太平洋板块俯冲起始时间和演化的理想场所和焦点地区。前人研究主要集中在完达山地体内构造杂岩的地质-地球化学组成(田东江，2007)、构造-岩浆事件及其演化(王智慧，2017)、构造属性及增生过程(李三忠等，2017；万阔，2017；曾振，2017；张夺，2019)。近年来的基础地质和找矿工作表明，完达山地体晚中生代以来构造作用强烈，中酸性侵入岩发育，具备有色金属和贵金属的成矿地质条件，现已发现河口林场锡多金属矿床和四平山、跃进山、358高地、先锋北山、258高地、代王砬子等10余个金铜矿床(点)，显示出良好的成矿潜力与找矿远景。然而，由于区内多个矿床发现时间晚，勘查程度较低，且多为中小型，因此理论研究薄弱；现有资料和成果主要集中在少数矿床的成矿地质条件、矿床地质特征、成因类型及相关侵入体形成时代等方面(孙甲富等，2012；Zhang et al., 2013；王庆磊等，2015；王庆双，2015；韦延兰, 2015, 谈艳，2015；谈艳等，2016；王硕等，2017；张国宾等，2018)，缺乏区域成矿作用期次、构造背景以及与完达山地体构造演化关系等方面的系统研究。基于此，本文以完达山地区的金铜成矿作用为重点，选择不同成因类型的代表性矿床，通过成矿地质条件和矿床特征研究，确定矿床成因类型；开展成矿岩体的年代学和地球化学研究，判断成岩成矿构造背景，示踪物质源区，进而提高完达山地体构造演化和区域成矿理论的认识水平。
1 区域地质概况完达山地体也称那丹哈达地体，位于中亚造山带东段的兴蒙造山带东端，西以跃进山断裂为界与佳木斯地块相连，南以敦化-密山断裂为界与兴凯地块相接，东邻俄罗斯锡霍特-阿林地体(图 1a)，发育典型的由太平洋板块俯冲拼贴而形成的增生杂岩带(周建波等，2018)。完达山地体区域地质背景与东北地区其他地块差异很大，未发育古老基底，而发育由晚三叠世-中侏罗世含放射虫的深海硅质岩、浅海灰岩、蛇绿岩系及陆源碎屑浊积岩等不同岩性、不同时代的岩块组成构造混杂堆积体(程瑞玉等，2006；张国宾，2014)，并伴有镁铁-超镁铁质杂岩、花岗质岩石。完达山地体的增生与就位通常被认为与古太平洋的西向俯冲有关(Zhou et al., 2014; Wang et al., 2015; Zhou and Li, 2017)。这些构造岩片在增生过程中受到持续的挤压作用，使地体中发育大量强烈变形的褶皱带，经历一系列构造活动改造，地体构造线的形态和方向均发生了改变，地体北部的构造线为NNE向，中部转为NNW向，南部再转为NW向，平面上呈整体向西凸出的弧形构造(图 1b，万阔，2017)。
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图 1 东北地区大地构造简图(a, 据Wu et al., 2011修改)和完达山地区地质简图(b, 据万阔，2017修改) Fig. 1 Sketch tectonic map of the Northeast China (a, modified after Wu et al., 2011) and simplified geological map of Wandashan area (b, modified after Wan, 2017) |
区内中生代中酸性侵入岩十分发育(图 1b)，岩石类型为石英闪长岩、花岗斑岩、花岗闪长岩、二长花岗岩、二长花岗斑岩等。其中，以蛤蟆河(124Ma)和太平村(115Ma)两大岩体为代表的早白垩世正长花岗岩与二长花岗岩出露于增生带的北部和东部(王硕，2014)；本文所测的258高地、358高地、跃进山矿床的成矿相关岩体形成于100~110Ma(见下文)，岩石类型为闪长玢岩和花岗斑岩。
2 金铜矿床地质特征及成因类型现有资料表明，完达山地区成矿地质条件优越，矿床(矿化点)数量较多，迄今已发现四平山金矿床和河口林场锡多金属矿床两个中型矿床(Zhang et al., 2013; 王硕，2014)，258高地、358高地、跃进山和先锋北山等多个小型金、金铜矿床(点)(图 1b)，显示出较好的成矿潜力和找矿远景。本文以258高地、358高地和跃进山矿床为代表性矿床，研究区内金铜成矿特征。
2.1 258高地金矿床258高地金矿床位于完达山地体东北部(图 1b)，产于地体内最大的酸性侵入岩体(蛤蚂河岩体)中(张国宾，2014)。矿区主要发育白垩纪似斑状二长花岗岩、黑云母花岗闪长岩及少量的花岗细晶岩脉。金矿化带及矿体赋存于蛤蚂河花岗闪长岩中的NW向构造破碎蚀变带内(图 2)，与NW向雁行式排列的闪长玢岩脉密切相伴，多数闪长玢岩发生蚀变及矿化，直接构成矿(化)体，晚阶段较新鲜的闪长玢岩切穿矿(化)体(谈艳，2015；谈艳等，2016)。
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图 2 完达山地区258高地金矿区地质图(据张国宾，2014修改) Fig. 2 Geological map of No. 258 Highland gold deposit in Wandashan area (modified after Zhang, 2014) |
矿区内已探明4条金矿化带，以位于矿区中部的II号金矿化带规模最大，长约280m，宽60~120m，共圈出5条金矿体。金矿体均赋存于花岗闪长岩和闪长玢岩中，长150~250m，宽2~10m，金品位1.23~8.28g/t(张国宾，2014；谈艳等，2016)。金矿石中金属矿物含量较少(＜5%)，以黄铁矿为主，其次为黄铜矿、闪锌矿。矿石多呈细脉状、浸染状构造。蚀变带呈NW向展布，蚀变类型为硅化、黄铁矿化、绢云母化、高岭土化、绿泥石化、碳酸盐化。
2.2 358高地金矿床358高地金矿床位于完达山地体东部(图 1b)。矿区及外围主要出露穆棱组(K1m)、大佳河组(T3dj)和大桥岭组(T3-J1d)。矿区构造较为发育，西部以褶皱、近EW向和近SN向断裂为主；东部为NNE向和NNW向断裂及其次生构造裂隙。侵入岩主要呈规模较小的岩株、岩脉产出，岩石类型包括花岗斑岩、花岗闪长岩、闪长玢岩等(图 3)。矿区共发育3条近SN-NNE向金矿带，均产于花岗斑岩或闪长玢岩中。在Ⅰ号金矿化带内圈出2条金矿体，呈NNE向产出于强硅化花岗斑岩中，长90~100m，宽2~3m，金平均品位2.22g/t；Ⅱ号金矿化带内圈出2条金矿体，赋存于硅化、褐铁矿化花岗斑岩中，厚0.20~3.10m，走向NNE向，倾角70°，Au品位变化介于1.37~4.41g/t之间；Ⅲ号金矿化带内金矿体呈NNW向，长350m，宽1m，Au品位1.43~1.86g/t(张国宾，2014)。
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图 3 完达山地区358高地金矿床地质图(据张国宾，2014修改) Fig. 3 Geological map of No.358 Highland gold deposit in Wandashan area (modified after Zhang, 2014) |
矿石中金属矿物主要为黄铁矿、磁黄铁矿、毒砂、黄铜矿及少量自然金，非金属矿物主要为微晶状石英，其次有长石、绢云母等。矿石具隐晶、半自形-他形粒状结构，脉状、网脉状构造(图 4)。矿区内发育强硅化、绿帘石化、绿泥石化、碳酸盐化等围岩蚀变现象，其中硅化和黄铁矿化与金矿化关系密切，可作为本区重要的找矿标志(王庆磊等，2015)。
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图 4 完达山地区358高地金矿床闪长玢岩及金矿石特征 (a)闪长玢岩(+)；(b)含金属硫化物石英脉切穿闪长玢岩；(c)黄铜矿交代磁黄铁矿(-)；(d)毒砂呈半自形粒状结构(-). Apy-毒砂；Ccp-黄铜矿；Hbl-角闪石；Pl-斜长石；Po-磁黄铁矿 Fig. 4 Diorite porphyrite and gold ore in No. 358 Highland gold deposit in Wandashan area (a) diorite porphyrite (+); (b) quartz-polymetallic sulfide vein cutting the diorite porphyrite; (c) pyrrhotite replaced by chalcopyrite; (d) arsenopyrite with subhedral granular texture. Apy-arsenopyrite; Ccp-chalcopyrite; Hbl-hornblende; Pl-plagioclase; Po-pyrrhotite |
前人多认为358高地金矿床属浅成低温热液型(黄永卫，2010；张国宾，2014)，但本文研究发现，矿石中的金属矿物主要为毒砂、黄铁矿、磁黄铁矿、黄铜矿等中温矿物组合，发育中温热液蚀变特征，且流体包裹体测温结果显示主成矿阶段包裹体均一温度为~300℃(作者未发表数据)，初步认为该矿床属中温热液脉型。
2.3 跃进山铜金矿床跃进山铜金矿床地处完达山地体西南端。与成矿密切相关的花岗岩体侵入上三叠统-下侏罗统大岭桥组地层中，在接触带形成矽卡岩带及铜金矿化。铜金矿体主要赋存于矽卡岩内，其次产于花岗斑岩和构造裂隙中(图 5)。共圈出铜(金)矿化带3条，其中I号矿化带规模最大(韦延兰等，2015)，位于矿区北部，包含有4条矿体，矿体呈脉状或扁豆状，走向NW向，倾向NE，倾角45°~50°，除I-4号矿体赋存于矽卡岩带中，其余3条矿体主要赋存于花岗斑岩中。I-1号矿体长约100m，斜深50m，平均厚度为3m，金平均品位3.87g/t(张国宾，2014)。矿石中金属矿物有斑铜矿、黄铜矿、自然铜、蓝铜矿、赤铜矿、黄铁矿、辉铜矿、辉钼矿和磁铁矿等。脉石矿物为阳起石、透闪石、辉石、石榴石、黑柱石和石英等(张国宾等，2018)。矿石中金属矿物主要有自形-半自形粒状结构、交代与交代残余结构、骸晶结构及填隙结构等。矿石主要呈细脉状、细脉浸染状和块状构造等。围岩蚀变类型主要表现为早期的透辉石化、透闪石化、阳起石化、绿帘石化、绿泥石化和晚期的硅化等。
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图 5 跃进山铜金矿床地质图(据张国宾，2014) Fig. 5 Geological map of Yuejinshan copper-gold deposit in Wandashan area (modified after Zhang, 2014) |
根据成矿地质条件，矿体、矿石和围岩蚀变特征，本文认为该矿床与花岗斑岩具有密切的时空及成因联系，且黄铜矿等金属硫化物在斑岩体内呈细脉浸染状，即花岗斑岩体内部发育斑岩型铜金矿化，而在花岗斑岩与大岭桥组地层中富镁(钙)的碳酸盐岩的接触带附近发生热接触交代作用形成矽卡岩型矿化，含矿热液沿构造裂隙充填交代形成脉型矿化，因此跃进山铜金矿床成因上斑岩型-矽卡岩型，而非前人认为的矽卡岩型(张国宾等，2018)。
3 样品采集与分析方法 3.1 锆石U-Pb测年和Lu-Hf同位素本文对258高地闪长玢岩(样品编号258GD-5)、358高地闪长玢岩(样品编号358GD-2)以及跃进山花岗斑岩(样品编号YJS-3)进行锆石U-Pb年代学测试和Lu-Hf同位素分析。其中，258高地的闪长玢岩取自钻孔ZK0-2的150m处，358高地矿区的闪长玢岩取自钻孔ZK6-1的70m处，跃进山花岗斑岩取自钻孔ZK004的200m处。上述三个岩体内部均发育矿化蚀变，与成矿关系密切，本文认为均属于成矿相关岩体。
锆石单矿物分选、锆石制靶、透射光、背射光照相和阴极发光(CL)显微结构照相由北京锆年领航科技有限公司完成。锆石U-Pb测年在自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室利用LA-ICP-MS分析完成，具体实验测试过程参见Yuan et al.(2004)。激光剥蚀系统为COMPEx GeoLas Pro型193nm ArF准分子激光器，与激光器联用的是Agilent 7900型ICP-MS仪器；采用91500标准锆石外部校正法进行锆石原位U-Pb分析(Geng et al., 2017)；激光束斑直径为32μm、频率为7Hz；用GLITTER软件计算同位素比值和207Pb/206Pb、206Pb/238U、207Pb/235U的年龄值；采用Andersen(2002)的方法对结果进行普通铅校正，采用Isoplot程序计算其年龄。
锆石Hf同位素分析在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成，采用Neptune多接收MC-ICP-MS配套的COMPEx GeoLas Pro型193nm ArF准分子激光剥蚀系统。为了保证Lu-Hf同位素分析数据的代表性，选择测试点时尽量接近U-Pb同位素测试点。激光束斑直径44μm，激光脉冲频率为8Hz，以He气作为载气。为了校正176Lu和176Yb对176Hf的干扰，取176Lu/175Lu=0.02658和176Yb/173Yb=0.796218作为定值，分别采用172Yb/173Yb=1.35274，179Hf/177Hf=0.7325对Yb，Hf同位素比值进行指数归一化质量歧视校正，Lu质量歧视和Yb一致。详细分析步骤可参见Wu et al.(2005)和侯可军等(2007)。
3.2 岩石主量、微量元素和Sr-Nd-Pb同位素分析用于岩石主量元素、微量元素和稀土元素以及Sr-Nd-Pb同位素分析的样品的岩石类型和取样位置与锆石测年和Hf同位素分析样品相同。样品的元素分析在自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室完成，其中主量元素化学分析利用日本理学PrimusⅡX射线荧光光谱仪(XRF)分析完成，分析精度(相对误差)除H2O外为1%；微量元素与稀土元素分析采用Agilent 7500a型电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)测定，误差小于5%。
Sr-Nd-Pb同位素分析的化学前处理与质谱测定在南京聚谱检测科技有限公司完成。岩石粉末经高压密闭溶样弹消解后，经过阳离子-锶特效联合树脂，分离出Sr、总稀土。总稀土组分再经过LN特效树脂，分离出Nd。Sr、Nd淋洗液被蒸干后，先用1.0mL 2%稀硝酸溶解，将其作为母液；取其中50mL，稀释成500mL，在Agilent 7700x四极杆型ICP-MS上测定Sr、Nd准确含量。再用2%稀硝酸将Sr、Nd母液稀释成50×10-9Sr、×10-9Nd。同位素溶液经CetacAridus II膜去溶系统引入，在Nu Plasma II MC-ICP-MS上测定同位素比值。Sr同位素比值测定过程中，采用86Sr/88Sr=0.1194校正仪器质量分馏。Sr同位素国际标准物质NIST SRM 987作为外标，校正仪器漂移。Nd同位素比值测定过程中，采用146Nd/144Nd=0.7219校正仪器质量分馏。Nd同位素国际标准物质JNdi-1作为外标，校正仪器漂移。中国地质科学院地质所研发的Nd同位素标准溶液(GSB 04-3258-2015)作为质控盲样，经过以上化学前处理与质谱测定，质控盲样的Sr-Nd同位素比值实测值均值146Nd/144Nd=0.512435(n=6)在误差范围内与推荐值一致(Li et al., 2017)。将岩石样品粉末用与微量元素分析相同的方法溶解并通过离子交换法分离提纯Pb，并在Nu Plasma II MC-ICP-MS上测定Pb同位素比值。NBS 981未校正结果：208Pb/206Pb=2.16655±26，207Pb/206Pb=0.914500±36，206Pb/204Pb=16.94078±68，全程本底Pb＜100pg。
4 测试结果 4.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb测年258高地闪长玢岩(样品编号258GD-5)中锆石粒度介于50~180μm之间，具有良好的晶形和明显的岩浆振荡环带(图 6a)。25个测点的表面年龄具有很好的一致性。238U含量变化于327×10-6~2700×10-6，232Th含量介于153×10-6~1449×10-6，Th/U比值范围介于0.24~0.59，均远大于0.1 (表 1)，结合锆石CL图像特征判断，所测锆石为岩浆成因(Bowring and Schmitz, 2003)。25粒锆石的206Pb/238U年龄范围为106±3Ma~115±2Ma，加权平均年龄为110.7±1.0Ma(MSWD=1.3；N=25)(图 6a)。
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图 6 258高地闪长玢岩(a)、358高地闪长玢岩(b)和跃进山花岗斑岩(c)LA-ICP-MS锆石207Pb/235U-206Pb/238U年龄谐和图 Fig. 6 Accordant diagrams of zircon U-Pb ages of different ore-hosting granitoids in Wandashan area |
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表 1 258高地闪长玢岩、358高地闪长玢岩和跃进山花岗斑岩LA-ICP-MS锆石U-Pb测试结果 Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating results of No. 258 Highland and No. 358 Highland diorite porphyite, Yunjinshan granite porphyry |
358高地闪长玢岩(样品编号358GD-2)中锆石粒度介于40~150μm之间，具有良好的晶形和明显的岩浆振荡环带(图 6b)。19个测试分析点的238U含量变化于333×10-6~1718×10-6，232Th含量介于91×10-6~504×10-6之间，Th/U比值范围介于0.26~1.21 (表 1)，结合锆石CL图像特征判断，所测锆石为岩浆成因。19粒锆石的206Pb/238U年龄范围为105±1Ma~111±2Ma，加权平均年龄为108.4±0.9 Ma(MSWD=1.4；N=19)(图 6b)。
跃进山花岗斑岩(样品编号YJS-3)中锆石粒度介于50~200μm之间，具有良好的晶形和明显的岩浆振荡环带(图 6c)。27个测试分析点的表面年龄具有很好的一致性。238U含量变化于202×10-6~1041×10-6，232Th含量介于60×10-6~440×10-6，Th/U比值范围介于0.29~0.68 (表 1)，均远大于0.1，结合锆石CL图像特征判断，所测锆石为岩浆成因。19粒锆石的206Pb/238U年龄范围为99±3Ma~106±3Ma，加权平均年龄为101.9±1.1Ma(MSWD=0.34；N=27)(图 6c)。
4.2 岩石地球化学分析258高地闪长玢岩Na2O/K2O为1.15~1.22，铝过饱和指数(A/CNK)介于0.87~0.94之间，A/NK为1.84~2.01，里特曼指数(δ)介于2.20~2.26之间(表 2)，属钙碱性系列；在A/CNK-A/NK图上(图 7a)，样品落入了准碱质区域；SiO2-K2O图解(图 7b)上，样品落入高钾-钙碱性岩石系列区域内。358高地闪长玢岩样品含有较高的SiO2(58.18%~60.29%)，富Al2O3(17.36%~18.07%)、Fe2O3T(5.86%~6.64%)和MgO(2.68%~2.91%)；Fe2O3T/MgO比值范围为2.19~2.35；CaO和Na2O含量较高，分别介于6.07%~6.67%和3.63%~3.73%，铝饱和指数(A/CNK)为0.88~0.90，显示出准碱质的特点(图 7a)；SiO2-K2O图解上，样品落入钙碱性系列范围内(图 7b)。跃进山花岗斑岩具有较高的SiO2含量(76.89%~77.32%)，富铝(Al2O3=12.38%~12.72%)，高钾(K2O=2.74%~3.13%)，高钠(Na2O=4.4%~4.76%)，低钛(TiO2=0.05%~0.06%)，低钙(CaO=0.41%~1.24%)，低磷(P2O5=0.02%)，里特曼指数(σ)为1.61~1.66，岩石样品在A/CNK-A/NK图解(图 7a)中落入准铝质-过铝质区域内，在SiO2-K2O图解(图 7b)中落入钙碱性岩石系列范围。
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表 2 258高地闪长玢岩、358高地闪长玢岩和跃进山花岗斑岩主量(wt%)和微量、稀土(×10-6)元素含量 Table 2 Major elements (wt%) and trace elements (×10-6) compositions of ore-hosting granitoids in Wandashan area |
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图 7 258高地闪长玢岩、358高地闪长玢岩和跃进山花岗斑岩主量元素特征(a, 底图据Maniar and Piccoli, 1989; b, 底图据Peccerillo and Taylor, 1976) Fig. 7 Major elements diagrams of different ore-hosting granitoids in Wandashan area (a, base map after Maniar and Piccoli, 1989; b, base map after Peccerillo and Taylor, 1976) |
258高地闪长玢岩的稀土元素总量较低(∑REE=42.82×10-6~55.89×10-6，平均值49.16×10-6)，轻、重稀土分馏不明显[(La/Yb)N=3.08~3.64]，具有弱的正Eu异常(δEu= 0.99~1.12)。球粒陨石标准化稀土元素配分模式图上显示轻稀土相对富集(LEEs)的弱右倾模式(LREE/HREE=4.72~5.43)(图 8a)，无明显的Eu异常现象(δEu为0.99~1.12)。微量元素组成上显示富集大离子亲石元素Rb、Ba和K，相对亏损高场强元素Nb、Ta和Ti的特征。
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图 8 258高地闪长玢岩、358高地闪长玢岩和跃进山花岗斑岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(a，标准化值据Sun and McDonough, 1989)及原始地幔标准化微量元素蛛网图(b，McDonough and Sun, 1995) Fig. 8 Chondrite-normalized REE distribution patterns (a, normalization values after Sun and McDonough, 1989) and primitive mantle-normalized spider diagrams (b, normalization values after McDonough and Sun, 1995) of ore-hosting granitoids in Wandashan area |
358高地闪长玢岩稀土、微量元素特征与258高地闪长玢岩相似(图 8)。球粒陨石标准化配分图比较平缓，显示弱右倾的稀土模式，其(La/Yb)N比值为4.54~5.43，岩石样品的稀土元素含量中等(ΣREE=58.22×10-6~75.49×10-6)。重稀土元素无明显分异现象，轻稀土元素具有较强的分异现象，并且无明显的Eu异常现象(δEu为0.94~1.03)。样品相对于原始地幔要富集Th、U和K，亏损Nb、Ta和Ti(图 8b)。
跃进山矿区花岗斑岩球粒陨石化稀土分模式为轻稀土富集，重稀土亏损的右倾型(图 8a)。稀土总量(ΣREE)为128.7~173.9×10-6，LREE/HREE=5.89~9.27，(La/Yb)N=5.71~10.51，具有强Eu负异常(δEu=0.36~0.40)，富集Rb、Ba、La、Nd等元素，相对亏损Nb、Ta、Sr、Ti等元素(图 8b)。
4.3 锆石Lu-Hf同位素3个岩体中的锆石176Lu/177Hf值均较低(均值分别为0.0017、0.0022和0.0024)(表 3)，表明锆石在形成后具有极低的放射性成因Hf积累，因此测定的176Hf/177Hf值可以代表锆石结晶时体系的Hf同位素组成(Amelin et al., 1999)。258高地闪长玢岩14粒锆石εHf(t)值变化范围为+0.4~+10.3，平均值+6.1；Hf同位素单阶段模式年龄(tDM1)和二阶段模式年龄(tDM2)分别为0.36~0.77Ga和0.51~1.15Ga。358高地闪长玢岩15粒锆石εHf(t)值变化范围为+2.2~+7.1，平均值+4.8；Hf同位素单阶段模式年龄(tDM1)和二阶段模式年龄(tDM2)分别为0.50~0.70Ga和0.72~1.02Ga。跃进山花岗斑岩15粒锆石εHf(t)值变化范围为+2.2~+6.9，平均值为+5.2；Hf同位素单阶段模式年龄(tDM1)和二阶段模式年龄(tDM2)分别为081~0.71Ga和0.72~1.02Ga。
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表 3 258高地闪长玢岩、358高地闪长玢岩和跃进山花岗斑岩锆石Lu-Hf同位素组成 Table 3 Lu-Hf isotope compositions of the zircon from different ore-hosting granitoids in Wandashan area |
样品的Sr-Nd-Pb同位素组成见表 4。3个岩体的初始Sr、Nd同位素组成用其对应的锆石U-Pb年龄(分别为111Ma、108Ma和102Ma)进行校正计算。3个矿区样品全岩Sr-Nd同位素相对较均一，同位素值较接近。258高地闪长玢岩样品的全岩初始(87Sr/86Sr)i比值为0.7048926~0.7049182，平均值为0.7049074；初始(143Nd/144Nd)i值为0.512670~0.512681，平均值为0.512675；εNd(t)值为+3.4~+3.6，平均值为+3.5；二阶段模式年龄tDM2介于614~632Ma，平均值为625Ma。258高地闪长玢岩岩206Pb/204Pb值为18.893~19.023，207Pb/204Pb值为15.618~15.623，208Pb/204Pb值为38.854~38.866。按照成岩年龄111Ma计算的μ值为9.45~9.46，△β值为18.98~19.29，△γ值为39.74~42.01。
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表 4 258高地闪长玢岩、358高地闪长玢岩和跃进山花岗斑岩全岩Sr-Nd-Pb同位素分析结果 Table 4 Sr-Nd-Pb isotope compositions of different ore-hosting granitoids in Wandashan area |
358高地闪长玢岩的全岩初始(87Sr/86Sr)i比值为0.704336~0.704396，平均值0.704371；初始(143Nd/144Nd)i值0.512588~0.512611，平均值0.512604；εNd(t)值为+1.7~+2.2，平均值为+2.0；二阶段模式年龄tDM2介于729~765Ma，平均值741Ma。358高地闪长玢岩岩206Pb/204Pb值为18.877~18.947，207Pb/204Pb值为15.605~15.621，208Pb/204Pb值为38.979~39.049。根据成岩年龄108Ma计算μ值为9.43~9.46，△β值为18.11~19.15，△γ值为44.97~46.83。
跃进山花岗斑岩样品的全岩初始(87Sr/86Sr)i比值为0.708087~0.708255，平均值0.708165；初始(143Nd/144Nd)i值为0.512475~0.512507，平均值0.512487；εNd(t)值为0~0.6，平均值为-0.4；二阶段模式年龄tDM2介于902~952Ma，平均值933Ma。跃进山花岗斑岩206Pb/204Pb值为19.129~19.220，207Pb/204Pb值为15.629~15.636，208Pb/204Pb值为39.248~39.349。根据成岩年龄102 Ma计算μ值为9.46~9.47，△β值为19.66~20.12，△γ值为51.90~54.60。
5 讨论 5.1 金铜矿床成岩成矿时代258高地金矿(化)体主要受NW向断裂构造控制，赋存于碎裂蚀变的花岗闪长岩和闪长玢岩中，与闪长玢岩脉空间上密切伴生，金矿化与闪长玢岩脉具有一定的成生联系。因此，闪长玢岩成岩年龄可限定矿床的成矿时代。本文测得闪长玢岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为110.7±1.0Ma，与张国宾(2014)和谈艳等(2016)获得闪长玢岩年龄(110.0±1.0Ma和107.4±2.2Ma)在误差范围内基本一致，表明258高地金矿床形成时代为早白垩世晚期。
前人多根据358高地金矿床含矿花岗斑岩的年龄来限定该矿床成矿时代(张国宾，2014；王庆磊等，2015)，但本文野外调研发现切穿花岗斑岩的闪长玢岩脉发育矿化蚀变现象，且矿区未发现其它岩浆岩。结合围岩蚀变类型及流体包裹体测温结果，认为该矿床属中温热液脉型矿床，闪长玢岩应为该矿床的成矿岩体。本文获得闪长玢岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为108.4±0.9Ma，表明358高地金矿床形成时代也为早白垩世晚期。
跃进山铜金矿床中的矽卡岩型和斑岩型矿化均与花岗斑岩密切相关。本文获得含矿花岗斑岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为101.9±1.1Ma，因此跃进山铜金矿床成矿年龄为~102Ma，与前人认为的该矿床形成于早白垩世晚期认识一致(韦延兰等，2015；张国宾等，2018)。
5.2 成矿岩体的岩石成因及源区性质258高地和358高地闪长玢岩均具有高硅、富铝、贫镁以及高Na2O的主量元素特征，高Sr、Ni、Cr和低Yb和Y和无明显负δEu异常的微量元素特征，这与埃达克岩的地球化学特征相吻合(Defant and Drummond, 1990；Martin，1999)。Sr/Y-Y图解上，两矿区闪长玢岩样品点均落入了埃达克岩区域内(图 9a)，反映该期侵入岩为埃达克(质)岩。目前关于埃达克(质)岩的成因模式主要有三种观点：(1)俯冲洋壳的部分熔融(Defant and Drummond, 1990)；(2)加厚地壳下部铁镁质岩石部分熔融(Xiong et al., 2006)；(3)拆沉的下地壳部分熔融(Wang et al., 2006)。通常来说，拆沉下地壳或俯冲洋壳的部分熔融形成的埃达克岩由于产生于地幔楔中，在上升的过程中必会于地幔橄榄岩发生反应，因此具有高的Mg#、Cr及Ni的含量等特征(Defant and Drummond, 1990；Martin，1999)；俯冲洋壳部分熔融形成的埃达克岩的Mg#值及Cr含量分别为48×10-6和36×10-6(Defant and Drummond, 1990)。258高地闪长玢岩Mg#平均值及Cr平均含量分别为48×10-6和49×10-6，而358高地闪长玢岩Mg#平均值及Cr平均含量分别为47×10-6和18×10-6；在MgO-SiO2图解中，两个矿区的样品点均落在俯冲洋壳部分熔融形成的埃达克岩区域内及其附近(图 9b)，因此本文认为258高地和358高地闪长玢岩来源与俯冲洋壳有关。两岩体具有正的εHf(t)值(分别为+0.4~+10.3和+2.2~+7.1)及εNd(t)值(分别为+3.4~+3.6和+1.7~+2.2)、高的(87Sr/86Sr)i值(分别为0.7048926~0.7049182和0.704336~0.704396)、较老的Hf二阶模式年龄(分别为0.51~1.15Ga和0.72~1.02Ga)和Nd二阶模式年龄(分别为0.61~0.63Ga和0.73~0.77 Ga)。以上Sr-Nd-Hf同位素特征暗示岩浆来源于被板片流体交代的地幔楔。
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图 9 258高地与358高地闪长玢岩的Sr/Y-Y图解(a, 底图据Martin，1986)和MgO-SiO2图解(b, 底图据Wu et al., 2015) Fig. 9 Sr/Y vs. Y (a, base map after Martin, 1986) and MgO vs. SiO2 (b, base map after Wu et al., 2015) diagrams of ore-hosting granitoids in Wandashan area |
跃进山花岗斑岩属于准碱质岩石，具有高的全碱含量，类似于I型花岗岩的地球化学特征。在P2O5-SiO2判别图解中，5件花岗斑岩样品SiO2和P2O5不具有正相关性(图 10a)，与S型花岗岩趋势不一致，铝饱和指数(A/CNK值)＜1.1，且不含过铝质矿物(如石榴石、白云母、堇青石)，因此该岩石不属于S型花岗岩。跃进山花岗斑岩中Zr＜250×10-6、Nb＜20×10-6、Ce＜100×10-6、Y＜80×10-6、Zn＜100×10-6，且Ce+Zr+Y+Nb)值为200×10-6~230×10-6，远低于A型花岗岩的下限值(350×10-6)，暗示其不属于A型花岗岩(Eby，1990)。利用锆石饱和温度计估算的跃进山花岗斑岩结晶温度介于745~757℃，远低于A型花岗岩结晶温度(TZr＞870℃，King et al., 1997)。在(K2O+Na2O)/CaO-(Ce+Zr+Y+Nb)图解中，样品均落入了A型花岗岩区域之外(图 10b)。根据跃进山花岗斑岩样品SiO2和Al2O3具有负相关性(图 10c)、里特曼指数(δ)介于1.61~1.66之间、A/CNK值介于0.98~0.99之间(＜1.1)等地球化学特征，以及在Na2O-K2O图解中落入I型花岗岩区域(图 10d)，认为其应属于高钾钙碱性I型花岗岩。
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图 10 跃进山花岗斑岩岩石成因判别图解(a、c, 据Chappell and White, 1992；b, 据Whalen et al., 1987；d, 据Boynton, 1984) Fig. 10 Petrogenesis diagrams of granite porphyry in Yuejinshan deposit (a, c, after Chappell and White, 1992; b, after Whalen et al., 1987; d, after Boynton, 1984) |
跃进山花岗斑岩富集轻稀土元素、大离子亲石元素(Rb、Ba、K)和不相容元素(U、Th)，相对亏损高场强元素(Nb、Ta、Ti)，具有岛弧岩浆岩的地球化学属性，同时反映其岩浆源区相对富水，或表明岩浆源区遭受过俯冲带流体的交代作用(侯增谦，2010)。Sr含量较低、稀土元素含量较低、“右倾”的稀土配分模式、强负铕异常、源区残留相为石榴石、斜长石和金红石(Xiong et al., 2005, 2006)。大离子亲石元素相对富集，反映壳源成因特点(李昌年，1992)；Nb、Ta、Ti等高场强元素的亏损则暗示了岩浆源区曾受到地壳物质或俯冲残留洋壳流体的混染和交代(Fitton et al., 1991)。Nb/Ta比值为10.20~12.02，平均11.20，与下地壳Nb/Ta的平均值11(Weaver，1991)一致，佐证花岗斑岩的壳源成因。跃进山花岗斑岩锆石Hf同位素研究结果表明，锆石的εHf(t)均为正值(+2.2~+6.9，平均值为+5.2)，二阶段Hf模式年龄(tDM2)为0.72~1.02Ga，其特征与中亚造山带东部古生代以来的花岗质岩石相类似(图 11)(Yang et al., 2006；吴福元等，2007)，暗示岩浆的源区可能为新元古代由亏损地幔增生的年轻地壳物质。
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图 11 258高地闪长玢岩、358高地闪长玢岩和跃进山花岗斑岩的锆石Hf同位素特征(据Yang et al., 2006) Fig. 11 Hf isotope characteristics of ore-hosting granitoids in Wandashan area(after Yang et al., 2006) |
跃进山花岗斑岩、358高地闪长玢岩和258高地闪长玢岩的铅μ值分别介于9.46~9.47、9.43~9.46和9.45~9.46(表 4)，明显高于正常铅μ值(8.69~9.24)和地幔μ值(8.92)，而均低于造山带μ值(10.87，Doe and Zartman, 1979)。多数研究者认为，μ值大于9.58为高放射成因壳源Pb的特征，小于9.58说明有低放射成因深源Pb存在(吴开兴等，2002；沈能平等，2008)，且一般认为来自下部地壳或上地幔铅μ值比较低(朱上庆和黄华盛，1988)。三个岩体均具有低Th/U比值(3.47~3.73)的特征，与全球上地壳Th/U比值(3.88，Zartman and Haines, 1988)吻合。以上证据表明，3个岩体低放射成因深源Pb可能受到区域内的上地壳物质混染。此外，在Zartman and Haines(1988)的206Pb/204Pb-207Pb/204Pb和206Pb/204Pb-208Pb/204Pb构造模式图解中，3个岩体的样品均落入造山带演化线上或造山带区域内及其附近(图 12a-c)，表明其铅同位素具有混源铅特点。此外，随年龄变新，样品点由造山带向上地壳区域漂移，表明岩体中铅同位素受上地壳影响逐渐变大。利用朱炳泉(1998)Δβ-Δγ成因分类图解可以示踪铅的源区，三个岩体样品点在Δβ-Δγ成因分类图解中投入地幔俯冲带与上地壳混合铅区域及上地壳铅区域内(图 12d)，表明随岩体年龄变新，铅同位素由上地壳与地幔混合的俯冲带铅逐渐向上地壳铅过渡。
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图 12 258高地闪长玢岩、358高地闪长玢岩和跃进山花岗斑岩的Pb同位素图解(a, 据Zartman and Haines, 1988; b、c, 据褚少雄等，2012；d, 据朱炳泉，1998) Fig. 12 Pb isotope diagrams of different ore-hosting granitoids in Wandashan area (a, after Zartman and Haines, 1988; b, c, after Chu et al., 2012; d, after Zhu, 1998) |
在完达山地体中生代火成岩εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图解(图 13)中，258高地闪长玢岩和358高地闪长玢岩样品落在幔源岩石区域附近，而跃进山花岗斑岩样品落在壳源岩石和幔源岩石间，显示随岩体年龄变新，岩浆源区存在由幔源岩石向壳源岩石过渡的趋势，暗示随时间变化，可能存在地壳物质对岩浆源区贡献程度变大的趋势，这与Pb同位素结果认识相一致。
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图 13 258高地闪长玢岩、358高地闪长玢岩和跃进山花岗斑岩Sr-Nd同位素组成(底图据Guo et al., 2010) Fig. 13 Sr-Nd composition diagram of different ore-hosting granitoids in Wandashan area (base map after Guo et al., 2010) |
综上所述，Hf-Sr-Nd-Pb同位素结果表明，随着时代变新，258高地闪长玢岩、358高地闪长玢岩和跃进山花岗斑岩岩浆源区可能具有由幔源向壳源过渡的趋势。
5.3 成矿构造背景现有资料表明，完达山地体主要由一套近南北走向，向西突出的超镁铁质、镁铁质堆晶岩、基性熔岩和硅质岩及泥质岩组成，是中国东部唯一发育早中生代(169~150Ma)深海沉积的区域(水谷伸治郎等，1989；张庆龙等，1989；张勤运，1990；邵济安等，1991；赵海玲等，1996)。晚侏罗世，完达山地体就位于佳木斯地块东缘(田东江，2007；Zhang et al., 2013；万阔，2017)，并于晚侏罗晚期-早白垩世与佳木斯地块发生俯冲拼贴作用，自此完达山地体与西侧布列亚-佳木斯-兴凯等复合地块的拼合，由此作为一个整体它们共同经了东亚大陆东缘的演化过程(Kojima，1989；水谷伸治郎等，1989；邵济安等，1991；Mizutani and Kojima, 1992)。在早白垩世，完达山地体大规模的岩浆-成矿作用与古太平洋板块向欧亚大陆板块下的俯冲作用密切相关(田东江，2007；王硕等，2017；王智慧，2017; Qiu et al., 2019；张夺，2019)。
在(Y+Nb)-Rb图解和(Yb+Ta)-Rb图解(图 14)中，3个矿区岩体均落入火山弧区域内。此外，258高地和358高地闪长玢岩岩石地球化学特征表明其均属于埃达克(质)岩，形成与俯冲环境有关；跃进山花岗斑岩富集轻稀土元素、大离子亲石元素(Rb、Ba、K)和不相容元素(U、Th)，相对亏损高场强元素(Nb、Ta、Ti)的特征，显示其具有岛弧岩浆岩的地球化学属性。基于以上证据，本文认为完达山地体在早白垩世处于古太平洋板块俯冲环境下，区内的各类金铜成矿作用(中温热液脉型、浅成低温热液型、矽卡岩型和斑岩型)均是古太平洋板块俯冲作用的产物。
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图 14 258高地闪长玢岩、358高地闪长玢岩和跃进山花岗斑岩的(Y+Nb)-Rb判别图解(a)及(Yb+Ta)-Rb判别图解(b)(底图据Pearce et al., 1984) Syn-COLG-碰撞花岗岩；WPG-板内花岗岩；VAG-火山弧花岗岩；ORG-洋脊花岗岩 Fig. 14 (Y+Nb) vs. Rb (a) and (Yb+Ta) vs. Rb (b) diagrams of different ore-hosting granitoids in Wandashan area (base map after Pearce et al., 1984) Fields for syn-collision (COLG), post-collisional volcanic arc (VAG), within plate (WPG) and ocean ridge (ORG) granites are indicated |
(1) 完达山地体已知的金铜矿床可划分为矽卡岩型(跃进山铜金矿床)、斑岩型(跃进山花岗斑岩体中的斑岩型铜矿化)、浅成低温热液型(258高地金矿床)和中温热液脉型(358高地矿床)四种成因类型。
(2) 258高地闪长玢岩的锆石U-Pb年龄为110.7±1.0Ma，358高地金矿床的成矿闪长玢岩的成岩年龄为108.4±0.9Ma，跃进山矿床成矿花岗斑岩的锆石U-Pb年龄为101.9±1.1Ma，表明该区金铜矿床集中形成于早白垩世(100~110Ma)。
(3) 258高地闪长玢岩与358高地闪长玢岩属于埃达克(质)岩石，而跃进山花岗斑岩属于I型花岗岩；Hf-Sr-Nd-Pb同位素研究表明，随着时代变新，该区的早白垩世晚期的岩浆源区可能存在由幔源向壳源过渡的趋势。
(4) 根据258高地闪长玢岩、358高地闪长玢岩和跃进山花岗斑岩的岩石地球化学特征，结合区域构造演化，认为完达山地区金铜成矿作用的构造背景与古太平洋板块俯冲作用密切相关。
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