楊永勝， 呂新彪， 高榮臻 李春誠 孫喜新，李　杰 袞民汕 吳建亮 邢偉偉

黑龍江爭光金礦床英云閃長斑巖年代學(xué)、地球化學(xué)及地質(zhì)意義

楊永勝1， 呂新彪2，3*， 高榮臻2， 李春誠2， 孫喜新4，李杰2， 袞民汕2， 吳建亮2， 邢偉偉5

（1.中國地質(zhì)大學(xué)（武漢） 地質(zhì)調(diào)查研究院， 湖北 武漢 430074； 2.中國地質(zhì)大學(xué)（武漢） 資源學(xué)院， 湖北 武漢430074； 3.中國地質(zhì)大學(xué) 地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室， 湖北 武漢 430074； 4.遼寧省冶金地質(zhì)勘查局四O二隊， 遼寧 鞍山 114001； 5.河北省區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查研究所， 河北 廊坊 065000）

黑龍江省黑河市爭光金礦床位于大興安嶺東北緣多寶山礦集區(qū)東南端， 于Ⅰ號礦帶鉆孔中發(fā)現(xiàn)較大規(guī)模的隱伏英云閃長斑巖體， 其LA-ICP-MS鋯石U-Pb諧和年齡和加權(quán)平均年齡分別為462.0±0.9 Ma（MSWD=0.0025）和462.1±1.8 Ma（MSWD=0.34）， 屬中奧陶世晚期， 代表巖體結(jié)晶年齡。巖石具高鎂埃達克質(zhì)巖特征： SiO2（62.54%～64.62%）≥56%， 高 Al，富集LILE（Rb、Ba、Sr、U）和LREE， 虧損HFSE（Nb、Ta、Ti）、Y及HREE， 無Eu異常； 高MgO和Cr， 高Mg#（56～61）， 低FeOT/MgO比值。Sr、Sr/Y、La/Yb及Na2O/K2O較典型埃達克巖偏低。與多寶山花崗閃長巖可對比且具演化關(guān)系， 二者均為俯沖洋殼熔融成因， 隨俯沖深度增加， 體系溫度和壓力增大， H2O含量降低， 主要礦物相穩(wěn)定性逐漸發(fā)生改變， 在 16.9 Ma時間差的地質(zhì)歷史時期， 先后形成早、中奧陶世多寶山和爭光兩期埃達克質(zhì)巖， 后者巖漿在上升過程中與地幔楔發(fā)生了一定程度的交代作用； 二者均形成于陸緣弧大地構(gòu)造背景。爭光礦床奧陶紀(jì)成礦作用更可能與該巖體有關(guān)， 熔體高氧逸度、較低聚合度及低演化和分異程度是Cu、Au成礦的有利因素。

埃達克質(zhì)斑巖； 洋殼熔融； 古亞洲洋； 地球化學(xué)； 爭光金礦床； 多寶山礦集區(qū)

0 引 言

黑龍江省黑河市爭光金礦床大地構(gòu)造位置位于西伯利亞板塊、華北板塊及古太平洋板塊三大板塊夾持的興蒙造山帶（中亞造山帶東部北段）東部的中間地帶（張興洲等， 2006； 葛文春等， 2007）， 賀根山-黑河斷裂北西側(cè)的興安褶皺帶內(nèi)（圖 1a， 武廣等，2009）。古生代以來， 先后經(jīng)歷了古亞洲洋、蒙古ˉ鄂霍茨克海和環(huán)太平洋構(gòu)造域演化（李錦軼等， 2004）：古生代經(jīng)歷多個陸塊（自北西向南東包括額爾古納地塊、興安地塊、松嫩-張廣才嶺地塊、佳木斯地塊和興凱地塊）之間的拼合； 古生代晚期-中生代早期古亞洲洋最終閉合（Tang et al.， 2013）； 中生代經(jīng)歷蒙古-鄂霍茨克構(gòu)造體系和環(huán)太平洋構(gòu)造體系的疊加與改造， 可能前者影響的空間范圍主要在松遼盆地以西和華北板塊北緣， 后者主要影響松遼盆地及以東地區(qū)（孟凡超等， 2014）。

爭光金礦床位于多寶山礦集區(qū)（包括多寶山銅鉬金礦床、銅山銅鉬金礦床、三礦溝鐵銅礦床、爭光金礦床等18個礦床（點）（趙忠海等， 2012））東南端， 由黑龍江省地勘局齊齊哈爾礦產(chǎn)開發(fā)研究總院于2000年進行化探異常檢查時發(fā)現(xiàn)， 截止 2013年底， 探明金儲量增至30 t， 規(guī)模達到大型， 平均品位3.49 g/t， 伴生銀、鉛、鋅、銅等元素（鄧軻等， 2013； 高榮臻， 2015）。

礦區(qū)共有 3個礦帶， 大部分礦體（包括主礦體）分布于Ⅱ號礦帶， 而Ⅱ號礦帶中多數(shù)礦體呈脈狀產(chǎn)于閃長巖體與多寶山組的內(nèi)外接觸帶， 因而前人認為閃長巖與成礦關(guān)系密切， 并據(jù)該閃長巖鉛同位素單階段模式年齡（鄭全波， 2012）、附近巖石學(xué)特征（包括礦物成分、結(jié)構(gòu)、構(gòu)造、蝕變等特征）相似的裸河閃長巖體的鋯石U-Pb年齡（鄭全波， 2012）及其邊緣相石英閃長巖 K-Ar年齡（趙元藝等， 2011）， 推斷該閃長巖成巖與礦床成礦時代均為早侏羅世。早期基于礦床地質(zhì)特征認為礦床成因為熱液-構(gòu)造蝕變巖型（趙廣江等， 2006）， 而后主微量元素和同位素地球化學(xué)及流體包裹體研究較一致地認為屬于（低硫化型）淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V床（武子玉等， 2006； 付艷麗和楊言辰， 2010； 鄭全波， 2012； 鄧軻等， 2013）。

最新研究顯示， 該礦床至少存在早古生代和中生代兩期成巖成礦作用： （1）早寒武世-中奧陶世閃長質(zhì)巖漿活動（Ⅱ號礦帶采坑中礦化閃長巖鋯石 U-Pb年齡為459.7±1.4 Ma、494.34±0.99 Ma及538.1±2.4 Ma（符家駿等， 2014）； 480.7±3.2 Ma（Shen et al.， 2014））與早奧陶世礦化（鉆孔中輝鉬礦Re-Os同位素加權(quán)平均年齡為480±3 Ma（Fu et al.， 2014））； （2）晚侏羅世閃長質(zhì)巖漿活動（采坑中被礦脈切斷的閃長巖脈鋯石U-Pb加權(quán)平均年齡為 150.67±0.77 Ma（符家駿等，2014））和早侏羅世礦化（石英多金屬硫化物階段鉀長石 Ar-Ar同位素年齡為 188.9±2.2 Ma（符家駿等，2015未發(fā)表數(shù)據(jù)））。因多寶山礦集區(qū)存在多期與成礦有關(guān)的花崗質(zhì)巖漿活動： 包括三礦溝矽卡巖型鐵銅礦床早-中侏羅世英云閃長巖或花崗閃長巖， 多寶山斑巖型銅鉬金礦床早奧陶世花崗閃長巖， 銅山斑巖型銅鉬金礦床早奧陶世（475.9±0.8 Ma）和中三疊世花崗閃長巖和花崗斑巖， 成巖年齡均與成礦年齡接近或稍早（佘宏全等， 2012； Hao et al.， 2015）， 特別是銅山礦床新發(fā)現(xiàn)中奧陶世（461±1 Ma）含礦埃達克質(zhì)英云閃長巖（劉軍等， 2015）， 故認為爭光礦床早期成礦隸屬于奧陶紀(jì)多寶山斑巖成礦體系， 晚期成礦作用可能與侏羅紀(jì)閃長質(zhì)巖漿活動關(guān)系密切。

就目前認識來看， 多寶山礦集區(qū)其他熱液礦床成礦均與酸性侵入巖具成因聯(lián)系， 而爭光金礦床熱液成礦僅與閃長質(zhì)巖漿活動（包括早寒武世-中奧陶世和侏羅紀(jì)兩期）有關(guān)， 若與早古生代閃長巖有關(guān)的成礦屬多寶山斑巖成礦體系， 則不可避免地需要回答該期閃長質(zhì)巖漿活動與同時期的多寶山花崗閃長質(zhì)巖漿活動之間， 在成巖與成礦作用方面， 有何成因聯(lián)系？

我們在爭光礦床Ⅰ號礦帶多個鉆孔中發(fā)現(xiàn)了規(guī)模較大的隱伏英云閃長斑巖體， 斑巖與礦化體產(chǎn)出部位有緊密的空間關(guān)系， 尤其是高品位金礦化體和強烈的黃銅礦化主要產(chǎn)出于斑巖中， 于斑巖內(nèi)部及其與多寶山組圍巖接觸帶見浸染狀、脈狀及角礫巖膠結(jié)物形式產(chǎn)出的多種金屬硫化物（包括黃鐵礦、黃銅礦、閃鋅礦及方鉛礦等）礦化， 同時伴有強烈的硅化、絹英巖化、鉀化、綠泥石化等蝕變； 而遠離斑巖體的安山質(zhì)火山碎屑巖或安山巖中， 則礦化與蝕變均弱。因此我們認為爭光礦床中的銅金礦化和相關(guān)蝕變主要與該英云閃長斑巖（下文以γδoπ表示）有關(guān)。

本文對爭光金礦中發(fā)現(xiàn)的γδoπ進行了巖石地球化學(xué)和年代學(xué)研究， 并對比多寶山花崗閃長巖（下文以γδ表示）， 探討巖石成因、形成構(gòu)造環(huán)境及與成礦的關(guān)系， 以期能夠明晰礦床多期成礦成因和主要成礦有利地質(zhì)條件， 深入認識多寶山礦集區(qū)各礦床之間的成巖成礦聯(lián)系， 并為區(qū)域大地構(gòu)造演化制約提供佐證。

1　區(qū)域地質(zhì)背景與礦床地質(zhì)特征

1.1區(qū)域地質(zhì)背景

區(qū)域地層以奧陶系、志留系、泥盆系為主， 石炭系和白堊系小范圍出露（圖 1b）。其中奧陶系主要為銅山組和多寶山組， 二者呈整合接觸（內(nèi)蒙古自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局， 1996）， 后者是區(qū)內(nèi)銅、鉬、鉛、鋅、金礦產(chǎn)的主要賦礦地層（鄧軻等， 2013）； 下白堊統(tǒng)龍江組為一套陸相中性-中酸性火山-碎屑巖建造， 與銅、鉬、金成礦作用有關(guān)（李德榮， 2011）。

侵入巖分布廣泛， 多沿NW向和NE向斷裂交匯處侵入（圖1b）。包括加里東期（多寶山花崗閃長（斑）巖： 474.4±1.3～485±8 Ma）、海西期（位于爭光金礦南西直線距離約15 km處的大狼溝西側(cè)堿長花崗巖和依克特村正長花崗巖（曲暉等， 2011）， 位于爭光金礦床以南約 20 km處的大岔子正長花崗巖（代宇等，2012）： 299.3±2.8～345±3 Ma； 少量花崗閃長（斑）巖）、印支期（銅山花崗斑巖： 230.9±0.9～240.7±0.8 Ma）、燕山期（三礦溝角閃/黑云母花崗閃長巖： 168.2±1～177.46±0.35 Ma， 少量鉀長花崗巖和細晶閃長巖）等四期（鄧軻等， 2013； Hao et al.， 2015）， 其中加里東期和燕山期巖漿巖與成礦關(guān)系最為密切（Hao et al.， 2015）。

區(qū)域斷裂構(gòu)造發(fā)育， 以壓性、壓扭性斷裂和斷裂破碎帶為主， NW 向三礦溝-多寶山-裸河斷裂帶和區(qū)內(nèi) NW向的多寶山復(fù)背斜軸部相復(fù)合， 為本區(qū)基礎(chǔ)構(gòu)造， 控制了三礦溝、多寶山、銅山、爭光等礦床的空間分布， 與多寶山復(fù)背斜軸向近平行的石灰窯復(fù)向斜， 控制著躍進、小平山、南溝等礦點的空間分布， 尚有NE向斷裂與之截切， 構(gòu)成了棋盤格子狀的構(gòu)造輪廓（鄧軻等， 2013）， 還存在巖漿侵入穹窿和與火山機構(gòu)有關(guān)的環(huán)形構(gòu)造疊加（杜琦等， 1988；韓振新等， 2004）（圖1b）。

圖1　爭光金礦床大地構(gòu)造位置（a）和區(qū)域地質(zhì)簡圖（b）（據(jù)韓振新等， 2004； 武廣等， 2009修改）Fig.1 Sketch showing tectonic setting （a） and regional geology （b） of the Zhengguang gold deposit in Heilongjiang

1.2礦床地質(zhì)特征

爭光礦區(qū)出露地層主要為中奧陶統(tǒng)銅山組和多寶山組。銅山組主要為安山質(zhì)凝灰?guī)r和石英砂巖；多寶山組以安山質(zhì)凝灰?guī)r、凝灰質(zhì)砂巖、安山巖為主， 夾粉砂巖、炭質(zhì)板巖和火山角礫巖薄層， 是礦區(qū)主要的賦礦圍巖。礦區(qū)內(nèi)構(gòu)造主要有 NW 向、NE向和NNE向斷裂： NW向斷裂形成于海西期， 控制了地層和少部分礦化帶的形態(tài)、產(chǎn)狀及分布， 可見兩條出露較大的斷層： 一條為多寶山組與銅山組接觸界面斷層傾向NE傾角55°， 一條位于礦區(qū)中部南東端為閃長巖體截斷； NE向斷裂截切 NW向斷裂，并控制了金礦體的產(chǎn)出（趙廣江等， 2006， 2007）。出露的侵入巖主要為閃長巖， 見巨斑狀次安山巖及少量閃長玢巖、花崗細晶巖、花崗斑巖、煌斑巖等脈巖產(chǎn)出， 均侵入多寶山火山巖地層。閃長巖體呈不規(guī)則橢圓狀巖株沿NE向與NW向斷裂交匯部位侵入，地表出露面積約為1.8 km2（圖2a）。

礦帶多沿NW向斷裂與NE向斷裂的交匯部位產(chǎn)出， 控制礦體空間產(chǎn)出的構(gòu)造主要為接觸帶構(gòu)造，其次為與NW向向斜軸近直交的NE向張性斷裂構(gòu)造、節(jié)理構(gòu)造等（高榮臻， 2015）。目前發(fā)現(xiàn)控制金礦體131條， 地表多為氧化礦體， 深部為原生礦體， 自北西向南東分為3個金礦帶： Ⅰ號礦帶37條礦體、Ⅱ號礦帶93條礦體、Ⅲ號礦帶1條礦體。礦區(qū)大部分金礦體分布在Ⅱ號礦帶內(nèi)， 主要呈NNE、NEE及NE向展布， 少量呈NNW、NWW和NW向。Ⅰ號礦帶位于礦床北西部， 礦體長度較小， 走向 40°～52°，傾向W和NWW， 傾角集中于45°左右， 明顯受NE向張性斷裂構(gòu)造控制； Ⅱ號礦帶位于礦床中部，礦體走向NNE， NW， NWW和NE， 傾向W、NWW，SW， NW、N及NE， 傾角多在50°～65°， 主礦體Ⅱ-7、Ⅱ-20、Ⅱ-14 均產(chǎn)于閃長巖與多寶山組地層接觸帶附近； Ⅲ號礦帶尚未進行詳細勘查， 礦體特征有待進一步查明（黑龍江齊齊哈爾礦產(chǎn)勘查開發(fā)總院，2007， 圖2）。

圖2　爭光金礦床地質(zhì)圖（a、b）和49300勘探線剖面圖（c）（據(jù)黑龍江齊齊哈爾礦產(chǎn)勘查開發(fā)總院， 2007修改）Fig.2 Geological maps of the Zhengguang gold deposit （a， b） and cross section along prospecting line 49300 （c）

根據(jù)主要金屬元素和礦物共生組合， 可將礦石劃分為金銀鉛鋅銅礦石和銅鉬鐵礦石兩類。礦石中金屬硫化物主要為黃鐵礦、閃鋅礦、方鉛礦、黃銅礦， 少量黝銅礦、輝銀礦、斑銅礦、輝鉬礦、藍銅礦、自然金等， 在部分脈體中見鏡鐵礦、磁鐵礦、赤鐵礦等氧化物； 非金屬礦物主要為石英、方解石、（鐵）白云石、絹云母、綠泥石、綠簾石、高嶺石、伊利石以及少量鈉長石； 其中黃鐵礦、閃鋅礦及石英為主要的載金礦物（趙廣江等， 2007； 付艷麗和楊言辰， 2010； 鄧軻等， 2013； 高榮臻， 2015）。礦石結(jié)構(gòu)主要有結(jié)晶結(jié)構(gòu)、交代結(jié)構(gòu)、固溶體分離結(jié)構(gòu)及動力成因結(jié)構(gòu)， 其中以交代結(jié)構(gòu)為主（趙廣江等， 2007；付艷麗和楊言辰， 2010； 鄧軻等， 2013； 高榮臻，2015）。礦石構(gòu)造可見浸染狀、角礫狀、脈狀、塊狀、孔洞狀等原生構(gòu)造， 其中浸染狀和角礫狀構(gòu)造最為常見（鄧軻等， 2013； 高榮臻等， 2014； 高榮臻， 2015）：浸染狀礦石中常為黃鐵礦、方鉛礦、閃鋅礦、黃銅礦、斑銅礦等金屬硫化物， 主要與金礦化有關(guān)， 部分亦與銅礦化有關(guān)； 角礫狀礦石中膠結(jié)物為硅質(zhì)綠泥石， 時常發(fā)育黃銅礦、斑銅礦等銅礦化， 而石英±黃鐵礦±方鉛礦±閃鋅礦±黃銅礦等硫化物膠結(jié)時則多與金礦化關(guān)系密切； 脈狀構(gòu)造礦化形式主要為碳酸鹽多金屬（黃鐵礦為主+方鉛礦+閃鋅礦）脈和黃鐵礦+黃銅礦+方鉛礦等金屬硫化物細脈。

圍巖蝕變存在多期疊加， 蝕變類型以中低溫為主， 包括硅化、碳酸鹽化、青盤巖化（綠泥石化和綠簾石化為主）、絹云母化、黃鐵絹英巖化、高嶺土化、伊利石化等。青盤巖化廣泛分布于多寶山組中， 主要組成礦物有綠泥石、綠簾石、絹云母、碳酸鹽及少量鈉長石， 局部與鐵、銅礦化關(guān)系密切， 如角礫狀黃銅礦±斑銅礦±孔雀石礦石中膠結(jié)物常為綠泥石，大治鐵礦點中綠泥石與較多磁鐵礦和鏡鐵礦伴生；黃鐵絹英巖化主要分布于閃長巖體與圍巖多寶山組接觸帶兩側(cè)， 在平面上為不規(guī)則的島狀體存在于青磐巖化帶中， Ⅱ號礦帶中幾乎所有的金礦化體均產(chǎn)出于黃鐵絹英巖化帶中（黑龍江齊齊哈爾礦產(chǎn)勘查開發(fā)總院， 2007）； 近地表發(fā)育褪色蝕變帶， 主要由石英、高嶺石及伊利石等礦物組成， 受酸性淋濾較強部位多見孔洞狀石英， 其中黃鐵礦呈浸染狀分布，金品位高； 在深部鉆孔中存在高溫?zé)嵋何g變， 如鉀長石化和黑云母化， 主要發(fā)生于γδoπ巖體內(nèi)及其接觸帶附近（高榮臻， 2015）。黃鐵絹英巖化和褪色蝕變與金礦化關(guān)系密切（黑龍江齊齊哈爾礦產(chǎn)勘查開發(fā)總院， 2007）， 青盤巖化與鐵銅礦化關(guān)系密切（高榮臻，2015）。

2　英云閃長斑巖及其巖相學(xué)特征

本次在礦區(qū)北西部Ⅰ號礦帶42到62號勘探線ZK4608、ZK4806、ZK5206、ZK5808、ZK6201、ZK6205多個鉆孔中發(fā)現(xiàn)規(guī)模較大的隱伏γδoπ巖體，其主要以脈體形式侵入多寶山組地層中， 從46線到62線產(chǎn)出深度逐漸變淺， 反映巖體從南西深部向北東淺部侵位（圖2a）。

γδoπ巖體及其與多寶山組的接觸帶常為礦化體空間產(chǎn)出部位（如礦化較好的 ZK4806， 圖 3）， 石英多金屬硫化物（黃鐵礦-閃鋅礦（-方鉛礦）-黃銅礦）膠結(jié)的角礫巖（角礫幾乎全為 γδoπ）（圖 4a、c）、（石英）黃鐵礦脈（圖4b、d、e）及細脈浸染狀黃鐵礦化（圖4f）γδoπ為主要Au礦化形式， 前兩者常具高品位（Au品位最高＞17 μg/g）， 其中硅化、黃鐵礦化及部分閃鋅礦化與Au礦化關(guān)系密切； 而在遠離γδoπ的安山質(zhì)火山碎屑巖或安山巖中， 蝕變和礦化變得不明顯（如ZK4806的160～193 m， 圖3）（高榮臻， 2015）。巖體中還多見細脈浸染狀黃銅礦化和黃鐵礦-黃銅礦化石英脈形式的 Cu礦化， 前者常伴隨鉀長石化和硅化；亦可見（石英）脈狀或浸染狀形式的（方鉛礦）閃鋅礦化， 均伴隨有黃鐵礦化， 且多伴有鉀長石化； 此外還發(fā)育斜長石分解蝕變（絹英巖化）和黑云母化蝕變。γδoπ與圍巖接觸帶附近硅化、黃鐵礦化等熱液礦化蝕變也較強烈， 局部產(chǎn)出以黃鐵礦為主的塊狀礦石，附近圍巖中發(fā)育浸染狀或（石英）脈狀形式的黃鐵礦-黃銅礦化， 并常伴隨浸染狀和脈狀的綠泥石化。

圖3　爭光金礦床ZK4806鉆孔柱狀圖及Au品位折線圖Fig.3 Profile of drill core ZK4806 with line of Au grade in the Zhengguang gold deposit

圖4　爭光英云閃長斑巖巖相學(xué)特征Fig.4 Photographs and microphotographs showing petrographic characters of the mineralized and barren tonaliteporphyry in the Zhengguang gold deposit

ZK5808中 γδoπ產(chǎn)出視厚度最大， 由上至下依次有97～166 m（視厚度69 m）、263～321 m（68 m）、596～645 m（49 m）三段， 本次研究選擇該鉆孔中蝕變和礦化弱的部位， 分別于289 m、318 m、610 m、630 m處采集ZK5808-04、ZK5808-05、ZK5808-19及ZK5808-10四件全巖主微量元素分析樣品， 于 630 m處采集RG01一件鋯石U-Pb定年樣品。

γδoπ巖相學(xué)特征： （淺）灰色， 塊狀構(gòu)造， 局部含少量白云母、黃鐵礦。鏡下觀察， 巖石具斑狀結(jié)構(gòu)，斑晶含量約 40%～65%（文中礦物含量為體積分數(shù)百分比， 主量元素/氧化物和微量元素含量為質(zhì)量分數(shù)百分比）， 基質(zhì)含量約 35%～60%， 斑晶成分主要為：斜長石（53%～67%）灰-灰白， 自形-半自形板狀、粒狀，粒徑0.3 mm×0.35 mm～5 mm×8 mm， 發(fā)育聚片雙晶和簡單雙晶， 部分表面混濁， 在表面和節(jié)理裂隙中普遍發(fā)育絹云母化（圖 4a、b）； 石英（14%～21%）為灰白-煙灰色， 表面干凈， 它形渾圓狀， 局部見溶蝕港灣， 粒徑0.6～3.2 mm， 具波狀消光， 裂紋發(fā)育， 局部包含絹云母化的長石晶體（圖 4a、b、e）； 角閃石（5%～11%）具褐綠-淺黃褐多色性， 呈自形-半自形柱狀，粒徑 0.7～3 mm， 部分內(nèi)部含自形斜長石小顆粒， 部分蝕變?yōu)楹谠颇福▓D 4c）； 黑云母（9%～15%）呈半自形-它形片狀， 具褐-淺黃多色性， 輕微綠泥石化和絹云母化（圖 4a、b、c、e）； 少量鉀長石（2%～5%）呈半自形-自形板柱狀， 粒徑 1～3 mm， 雙晶不發(fā)育， 內(nèi)部有半自形的斜長石小顆粒（圖 4d）?；|(zhì)（35%～60%）礦物成分與斑晶類似， 為長英質(zhì)顯微和微晶成分， 但石英和鉀長石含量相對增多， 斜長石、角閃石和黑云母含量減少。斑晶礦物和基質(zhì)發(fā)育的微裂隙中充填有碳酸鹽礦物， 并在其末端或邊緣有少量綠泥石。反射光下可見少量磁鐵礦副礦物和較多微粒黃鐵礦（圖4f）。γδoπ巖體隨著與圍巖接觸帶距離的減小， 顏色變淺， 斑晶粒度變小， 斜長石斑晶蝕變增強， 部分幾乎全部蝕變?yōu)榻佋颇福?巖石中多見碳酸鹽細脈。

3　分析方法

3.1LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年

鋯石分選由河北省區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查研究所實驗室完成， 采用常規(guī)破碎到80～100目， 經(jīng)重砂淘選和電磁分選， 然后在雙目鏡下挑出相對透明干凈、完整的鋯石顆粒， 從中再挑選透明度和光澤度好、粒度較大、晶形完好且具代表性的鋯石進行制靶，用混有固化劑的環(huán)氧樹脂將鋯石顆粒膠結(jié)于樣品靶上， 固化后進行表面研磨拋光至鋯石核部。

鏡下觀察靶中的鋯石并進行反射光和透射光照相， 選擇其中鋯石晶形完整、無裂隙、無包裹體的鋯石進行陰極發(fā)光（CL）照相， 進一步據(jù)內(nèi)部結(jié)構(gòu)特征選擇鋯石進行U-Pb同位素和微量元素的測定（吳元保和鄭永飛， 2004）。鋯石CL照相在中國地質(zhì)大學(xué)（武漢）地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室JEOL-JXA-8100電子探針儀器上拍攝完成。鋯石LA-ICP-MS分析在中國地質(zhì)大學(xué)（武漢）地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室內(nèi)完成， 采用MicroLas公司的 GeoLas2005準(zhǔn)分子激光剝蝕系統(tǒng)， 在美國Agilent公司的Agilent7500a型ICP-MS儀器上進行。剝蝕過程以氦氣為載氣， 氬氣為補償氣以調(diào)節(jié)靈敏度， 二者在進入感應(yīng)耦合等離子體（ICP）之前通過一個T型接頭混合， 在等離子體中心氣流（Ar+He）中加入了少量氮氣， 以提高儀器靈敏度、降低檢出限和改善分析精密度（Hu et al.， 2008）。激光剝蝕束斑直徑32 μm，剝蝕深度20～40 μm， 激光脈沖6 Hz， 能量為50 mJ，每個數(shù)據(jù)分析時間包括大約 20～30 s的背景信號和50 s的樣品信號； 鋯石年齡以國際標(biāo)準(zhǔn)鋯石 91500作為外標(biāo)樣品， 以 GJ-1作為內(nèi)標(biāo)， 元素含量以SRM610為外標(biāo)，29Si為內(nèi)標(biāo)元素， 每輪樣品測試開始和結(jié)束前， 分別分析SRM610標(biāo)樣1個點、91500標(biāo)樣2個點及GJ-1標(biāo)樣3個點， 每隔6個點做兩個標(biāo)準(zhǔn)鋯石點 91500測定， 以降低每次測定條件之間的偏差。采用ICPMSDataCal 8.3對測得的同位素數(shù)據(jù)進行相關(guān)離線處理（包括對樣品和空白信號的選擇、儀器靈敏度漂移校正、元素含量、U-Th-Pb同位素比值和年齡計算）， 詳細操作流程及數(shù)據(jù)處理見文獻（Liu et al.， 2008， 2010）。U-Pb年齡諧和線圖和加權(quán)平均年齡的計算及繪圖采用 Isoplot 3.7完成（Ludwig， 2008）， 單個數(shù)據(jù)點誤差均為1σ， 樣品加權(quán)平均年齡置信度為2σ， 置信水平為95%。

3.2元素地球化學(xué)測試

所采巖石樣品在中國地質(zhì)大學(xué)（武漢）地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室用顎式破碎機進行初碎，用碳化鎢球形碾磨機將樣品粉碎至 200目以下粉樣。送至澳實分析檢測集團廣州澳實礦物實驗室進行全巖主微量元素測試分析， 主量元素由荷蘭PANalytical生產(chǎn)的Axios儀器利用熒光光譜儀（XRF）測試分析， 分析精度優(yōu)于5%。微量元素和稀土元素分析采用美國 Perkin Elmer公司生產(chǎn)的 Elan 9000，分析方法為 LiBO2熔融， 在 1000 ℃以上的熔爐中熔化， 利用電感耦合等離子體質(zhì)譜儀（ICP-MS）分析，分析精度優(yōu)于 10%。詳細溶樣和分析流程可參考Gao et al. （2002）和高劍峰等（2003）。

4　鋯石U-Pb同位素年代學(xué)特征

用于LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素和微量元素分析的樣品（編號RG01）采自ZK5808鉆孔630 m處的新鮮γδoπ， 全部分析點及陰極發(fā)光（CL）圖像見圖5， 分析結(jié)果列于表1。鋯石以無色和淺褐色為主， 透明-半透明，多為自形錐柱狀， 少數(shù)近橢圓狀， 很少不規(guī)則狀， 粒度100～170 μm， 長寬比 1∶1～4∶1， 表面干凈， 包裹體少； 部分鋯石邊部由于U含量較高（＞2000 μg/g）， 受到U放射性衰變的影響， 部分區(qū)域遭受破壞和重結(jié)晶， 呈現(xiàn)較弱的似泡沫狀結(jié)構(gòu)（高利娥等， 2013） （如圖 5中 RG01-3）； 少數(shù)鋯石最外層具一圈白色窄邊（如圖5中RG01-2）， 約1.5～6 μm， 可能為后期熱液事件的記錄（高利娥等， 2013）。據(jù)CL圖像核邊結(jié)構(gòu)發(fā)育特征將鋯石分為三類： A類鋯石發(fā)育清晰的振蕩環(huán)帶， 無明顯核邊結(jié)構(gòu)， 占絕大多數(shù)（圖 5a），顯示典型巖漿鋯石特征（吳元保和鄭永飛， 2004）；B類和C類為含繼承鋯石核的混合鋯石： B類鋯石占少數(shù)， 核部發(fā)光明顯強于邊部， 核邊均具清晰的巖漿振蕩環(huán)帶（圖 5b）， 但存在核部與邊部環(huán)帶形狀不一致現(xiàn)象（如圖5中RG01-26）， C類鋯石少量， 含無振蕩環(huán)帶發(fā)光弱的繼承核（圖 5c）； 另有極少數(shù)發(fā)育核-幔-邊結(jié)構(gòu)。對這三類鋯石分別選擇振蕩環(huán)帶發(fā)育區(qū)域（邊部或中心）、發(fā)光強具振蕩環(huán)帶的核部及發(fā)光弱無振蕩環(huán)帶的繼承核進行分析。

圖5　爭光金礦床英云閃長斑巖全部U-Pb年齡分析點及鋯石CL圖像Fig.5 U-Pb dating analytical points and CL images of zircon grains from the tonalite-porphyry in the Zhengguang gold deposit

全部鋯石Th含量117～1932 μg/g， U含量318～3451 μg/g， Th/U比值（0.19～0.56）相對較低， 但均＞0.1，不具變質(zhì)鋯石微量元素特征（吳元保和鄭永飛，2004）。其中無核邊結(jié)構(gòu)的 A類鋯石具較高 Th、U含量及較大變化幅度Th/U比值（Th=188～1932 μg/g，U=915～3451 μg/g， Th/U=0.19～0.56）， 且Th和U具有良好的正相關(guān)性（相關(guān)系數(shù)=0.97）； 發(fā)光強具振蕩環(huán)帶的 B類鋯石核部具最低的 Th、U含量和較低的Th/U比值（Th=117～282 μg/g， U=318～1286 μg/g，Th/U=0.22～0.42）， Th和U具有很好的正相關(guān)性（相關(guān)系數(shù)=0.99）； 發(fā)光弱無振蕩環(huán)帶的 C類鋯石中的繼承核具中等的Th、U含量及Th/U比值（Th=302～391 μg/g，U=1072～1369 μg/g， Th/U=0.26～0.37）， 而Th和U相關(guān)性差（相關(guān)系數(shù)=ˉ0.08）。所有鋯石稀土元素均顯示LREE虧損（36.28～158.15 μg/g）， HREE明顯富集（867.29～3715.95 μg/g）， LREE/HREE=0.02～0.06， 具顯著的 Ce正異常（8.04～484.34）和較弱的 Eu負異常（0.31～0.64）（圖表略）， 為巖漿鋯石特征（Hoskin， 2005）。

共分析25顆鋯石26個點， 形成三組年齡（圖6），其中A類鋯石組年齡由20個分析點組成， 諧和度較高（≥96%）， 在諧和圖上（圖 6a）， 這組年齡數(shù)據(jù)點相對集中分布于一致線上， 諧和年齡為 462.0±0.9 Ma（MSWD=0.0025），206Pb/238U 表面年齡變化于 458～467 Ma， 加權(quán)平均年齡為 462.1±1.8 Ma （MSWD= 0.34）， 兩個年齡值一致， 可信度高， 屬中奧陶世晚期， 代表γδoπ巖體的結(jié)晶年齡； B類鋯石組年齡由3個分析點組成， 諧和度最高（≥98%）， 在諧和圖上（圖 6b）， 樣品點集中分布于一致線上， 諧和年齡為482.5±3.4 Ma（MSWD=0.13），206Pb/238U表面年齡變化于 481～483 Ma， 加權(quán)平均年齡為 482.4±6.6 Ma（MSWD=0.06）， 兩個年齡值也一致， 屬早奧陶世，可能指示更早一期巖漿活動時限， 暗示在爭光 γδoπ巖體形成過程中可能有早奧陶世巖漿物質(zhì)的加入； C類鋯石組年齡由3個分析點組成， 諧和度偏低（有一個低至42%， 其余兩個≥95%）， 在諧和圖上（圖6b），兩個樣品點集中分布于一致線附近， 一個偏離較遠，206Pb/238U表面年齡變化于506～509 Ma， 加權(quán)平均年齡為507.6±6.5 Ma（MSWD=0.052）， 屬中寒武世， 可能代表巖漿在上升過程中有圍巖物質(zhì)的加入。

5　元素地球化學(xué)特征

5.1蝕變對樣品主、微量元素含量影響程度的評估

γδoπ的4件樣品主量、微量和稀土元素分析結(jié)果見表2。因樣品主量元素分析數(shù)據(jù)中燒失量高（LOI介于 5.95%～10.1%）， 必須對熱液蝕變影響進行評估和校正后方能使用。巖石主微量元素含量均會受熱液蝕變作用影響， 且同一組分在不同的地質(zhì)過程中活動性可能存在較大差異， 不能按一般情況予以籠統(tǒng)的評估； 由于體系開放前后地質(zhì)樣品總質(zhì)量一般會發(fā)生變化， 直接比較樣品組分含量不能夠真實反映開放過程中組分的遷移情況， 故需應(yīng)用質(zhì)量平衡計算定量限定蝕變過程中巖石組分（元素）遷移的種類和程度。

圖6　爭光金礦床英云閃長斑巖巖漿鋯石（a）和繼承鋯石（b）U-Pb年齡諧和圖及加權(quán)平均年齡示意圖Fig.6 LA-ICP-MS zircon U-Pb concordant diagrams for magmatic zircon （a） and inherited zircon grains （b） from the tonalite-porphyry pluton in the Zhengguang gold deposit

表2　爭光金礦床英云閃長斑巖主量（%）、微量和稀土元素（μg/g）分析數(shù)據(jù)及巖石地球化學(xué)參數(shù)Table 2 Major elements （%）， trace elements （μg/g） compositions and geochemical parameters of tonalite-porphyry in Zhengguang gold deposit

續(xù)表2：

我們以全巖分析中含量較高的 Al2O3為不活動組分（魏俊浩等， 2000； Li et al.， 2007； Guo et al.，2012）， 其為主量元素氧化物中 Cmax/Cmin比值（含量相對變化幅度）最小者（O’Hara， 1988）， 在熱液礦床蝕變過程中質(zhì)量得失率很?。ㄎ嚎『频?， 2000）； 以 LOI最小樣品（ZK5808-19）作為組分遷移程度最小的參照（郭順等， 2013）； 運用標(biāo)準(zhǔn)化等地球化學(xué)濃度線（Isocon）圖解法（Guo et al.， 2009； 郭順等， 2013）定量計算和展示蝕變對樣品主微量元素含量的相對影響程度（圖7a、b）； 并定量計算衡量組分遷移程度參數(shù)——相對質(zhì)量遷移率（ρ = （CmA/Cm0）（Ci0/CiA）-1）成圖（郭順等，2013； 廖時理等， 2014）（圖7c）， 計算表格略。

據(jù)Gong et al. （2011）和龔慶杰等（2012）建議的對蝕變過程中元素質(zhì)量相對得失量的定性描述： SiO2、Cr2O3， La、Eu、Lu、Th、U、Ta及Ga為極不活動元素（ρ介于-10%～11%）， Fe2O3T、MnO、P2O5、Na2O、Ce、Pr、Nd、Sm、Gd、Rb、Zr、Hf、Nb、V為輕微帶出或帶入的不活動元素（ρ介于-20%～25%）， 其中 LREE基本為輕微帶入， HFSE均為輕微帶出；TiO2、MgO、K2O、Sr、Cr為微弱帶出或帶入元素（ρ介于-40%～-20%）， 其中除K2O有微弱帶入外， 其他元素均為微弱帶出； CaO、Tb、Dy、Ho、Er、Tm、Yb、Y、Cs為微弱帶入元素（ρ介于25%～67%）， 其中HREE和Y均為微弱帶入元素； Ba為強烈?guī)С鲈兀é呀橛?80%～-60%）。

圖7　蝕變對爭光英云閃長斑巖主量（a）和微量（b）元素影響的CA-C0圖解及相對組分遷移率圖（c）Fig.7 CAvs. C0diagram showing the influence of alteration to the main （a） and trace elements （b）， and the diagram showing the mobility of components （c） of tonalite-porphyry in the Zhengguang gold deposit

由以上分析可知， 熱液蝕變過程中， 除 Ba外，其他元素受影響程度均較??； 其中微量和稀土元素呈有規(guī)律的變化： REE含量輕微增加， 特別是LREE，HFSE和TE（過渡族元素， 如Cr）含量輕微-微弱降低，這些元素均具有較大的不活動性， 受熱液蝕變的影響較弱（Jiang et al.， 2005； 朱碧等， 2008）， 同TiO2和MgO一樣， 分析時僅需適當(dāng)注意蝕變使其含量降低的影響； K2O、Na2O和CaO含量做適當(dāng)?shù)男Ｕ蠓娇蓱?yīng)用于巖石成因、構(gòu)造環(huán)境等方面的分析（見下節(jié)），其他氧化物均為不活動元素。由熱液蝕變對本文所用地球化學(xué)參數(shù)造成的相對于真實值的相對定性偏差程度見表 2， 文中在討論問題時也盡量綜合多個元素含量和參數(shù)以降低數(shù)據(jù)多解性。

鏡下觀察樣品主要遭受碳酸鹽化和長石分解兩種熱液蝕變： 長石蝕變過程中所釋放的REE可以直接被其蝕變所產(chǎn)生的云母類礦物所吸附， 使得稀土元素不會明顯流失（凌其聰和劉叢強， 2002； 廖時理等， 2014）； REE增加、HFSE和TE降低與碳酸鹽流體富集REE（相對于LREE更富HREE）和貧大部分的不相容元素的特征相一致（宋文磊等， 2013）； 而Eu2+易隨流體遷移而與其他REE分離（廖時理等， 2014），使樣品Eu含量受蝕變影響極微弱。

另外從樣品稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化曲線和微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化曲線（圖9）來看， 除Ba變化較大， Sr有較小的變化外， 其他元素均呈現(xiàn)一致的配分型式， 并不隨蝕變程度而表現(xiàn)出大的差別， 也說明這些元素受蝕變作用的影響小， 數(shù)據(jù)接近樣品實際值， 能夠反映巖漿結(jié)晶時巖石的稀土和微量元素組成（朱碧等， 2008）。

5.2主量元素地球化學(xué)

5.2.1氧化物含量校正

主量元素校正若按一般方法用總量減去LOI后歸一化處理， 將使樣品在蝕變過程中有帶入的元素含量進一步升高， 而被帶出減少的元素也沒有得到適當(dāng)?shù)倪€原， 故我們通過在手標(biāo)本和鏡下觀察統(tǒng)計各類蝕變體積， 并計算各主量元素與LOI相關(guān)系數(shù)、散點圖擬合等統(tǒng)計分析的基礎(chǔ)上， 對主要蝕變類型分別用蝕變反應(yīng)方程式進行校正之后， 再歸一化處理， 過程如下：

圖8　爭光英云閃長斑巖巖石化學(xué)分類圖Fig.8 Geochemical classification diagrams of tonalite-porphyry in the Zhengguang gold deposit

圖9　爭光英云閃長斑巖稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分型式（a）和微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖（b）Fig.9 Chondrite-normalized rare earth element patterns （a） and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams （b）of the tonalite-porphyry in the Zhengguang gold deposit

鏡下觀察巖石主要遭受絹英巖化和碳酸鹽化（主要為方解石化）蝕變（圖4a、d、e、f）， 分別約占蝕變總體積的 55%和 40%， 少量黑云母化和綠泥石化（約 5%）： 黑云母化多為角閃石蝕變形成， 為巖體早期蝕變， 均具角閃石外形， 未完全交代形成的黑云母中可見夾角為 56°的兩組解理； 絹云母化主要為斜長石和少量黑云母蝕變形成； 綠泥石化和碳酸鹽化主要以脈狀形式充填于裂隙（包括石英、斜長石、黑云母斑晶及基質(zhì)中的裂隙）中， 綠泥石化所占體積很小， 一般分布于碳酸鹽脈末端或邊部， 少量呈浸染狀分布， 應(yīng)較方解石化稍早或同期形成， 二者均主要為外來成分。

樣品主體蝕變?yōu)榻佊r化和碳酸鹽化， LOI主要為方解石和絹云母灼燒去揮發(fā)分（H2O和 CO2）貢獻， 其次為原生含水礦物（主要為角閃石和黑云母）、黃鐵礦等硫化物及少量綠泥石和蝕變成因黑云母等蝕變礦物失水或硫， 主量元素氧化物含量 SiO2、Al2O3、Na2O及P2O5與LOI呈負相關(guān)關(guān)系， CaO和K2O與 LOI呈正相關(guān)關(guān)系， Fe2O3、MgO、TiO2及MnO與LOI無明顯相關(guān)性， 指示蝕變過程中CaO和K2O應(yīng)有相對較大量的代入， 而其他氧化物受到的影響相對較小。

基于以上， 可鑒別出蝕變對巖石化學(xué)組成的改變主要存在以下 4種情況： （1）樣品中各氧化物含量如無外來成分帶入， 均應(yīng)由于 LOI的增大而相對減小， 尤其如 SiO2和 Al2O3為巖石中含量高且受熱液蝕變影響較小的穩(wěn)定組分， 其含量與 LOI呈高的負相關(guān)關(guān)系； （2）斜長石絹英巖化使巖石中的 K2O和H2O增加， Na2O和CaO減少， 中酸性巖中斜長石以更長石為主， 故主要造成Na2O的減少； （3）沿裂隙呈充填形式的碳酸鹽化， 使巖石中CaO和CO2凈增； （4）一定量的角閃石黑云母化和少量的綠泥石化對氧化物含量影響相對較小。

對（2）和（3）的蝕變過程， 需以鏡下觀察的占蝕變和原生含水礦物總體積的比例為依據(jù)： 絹英巖化（38%）、方解石化（28%）、黑云母（18%）、角閃石（13%）及其他含揮發(fā)分礦物（3%， 可忽略）， 先對Na2O、K2O及CaO按以下反應(yīng)（1）、（2）及（3）進行校正， 其中LOI中H2O和CO2的質(zhì)量比按公式（1）計算； 其他氧化物主要為第（1）種情況， 通過歸一化換算成干成分即可校正， 校正結(jié)果見表2。

公式1 m（H2O/CO2）

=［ρ（Ser/Bt/Hbl/Cc）×（0.38/0.18/0.13/0.28）×V/M（S er/Bt/Hbl/Cc）］×M（H2O/CO2） （V為樣品中含揮發(fā)分礦物總體積， ρ為礦物密度， m為揮發(fā)分質(zhì)量， M為礦物或揮發(fā)分摩爾質(zhì)量）

反應(yīng) 1： NaAlSi3O8+ 2/3H++ 1/3K+= 1/3KAl2（AlSi3O10）（OH）2+ 2SiO2+ Na+（鈉長石絹英巖化）

反應(yīng)2： CaAl2Si2O8+ 4/3H++ 2/3K+= 2/3KAl2（AlSi3O10）（OH）2+ Ca2+（鈣長石絹英巖化）

反應(yīng)3： CaCO3= CaO + CO2

需要說明此方法也只是對蝕變中主體元素變化進行校正， 優(yōu)于常規(guī)籠統(tǒng)地按總量減去 LOI后歸一化獲得干成分的過程， 使各主量元素含量更接近未蝕變巖石， 使依據(jù)這些數(shù)據(jù)的分析結(jié)果更加可信，實際也無法完全將各類蝕變和各種蝕變過程全部考慮， 對于具體蝕變巖石需結(jié)合詳細的標(biāo)本、鏡下觀察和已有主量元素含量與LOI之間的相關(guān)性等統(tǒng)計結(jié)果選擇具體校正過程。

5.2.2主量元素地球化學(xué)特征

經(jīng)校正再換算成干成分后， 爭光 γδoπ的 SiO2含量為 62.54%～64.62%， Al2O3為 15.61%～16.31%，Na2O為2.97%～4.06%， K2O為2.4%～3.08%， CaO為3.83%～6.2%， MgO為2.83%～3.86%， Fe2O3T為4.35%～5.17%， TiO2為0.42%～0.54%， P2O5為0.151%～0.186%， ALK為5.98%～6.46%， Na2O/K2O為0.99～1.69； 呈現(xiàn)低硅和鈉， 高鋁、堿、鈣和鎂， 相對較低的Na2O/K2O比值等特點。在侵入巖TAS圖解（圖8a）中落入英云閃長巖區(qū)域， 與薄片鑒定結(jié)果一致； 在微量元素Zr/TiO2-Nb/Y圖解中與多寶山γδ一同落入閃長巖區(qū)域（圖8b）， 屬亞堿性巖漿巖； 堿度率AR值（1.81～1.89）低， 里特曼指數(shù)σ43（1.65～2.01）＜3.3， 為鈣堿性特征； 在K2O-SiO2圖解（圖 8c）中， 顯示高鉀到中鉀鈣堿性系列過渡特征； 鋁飽和度 A/CNK（0.79～1.08）＜1.1、A/NK（1.76～2）＞1， 在A/NK-A/CNK圖解（圖8d）中顯示準(zhǔn)鋁質(zhì)特征。因此， 爭光γδoπ屬準(zhǔn)鋁質(zhì)高鉀鈣堿性巖石。

5.3稀土和微量元素地球化學(xué)特征

樣品顯示ΣREE（64～67.96 μg/g）低， 稍高于下地殼（56.59 μg/g）和洋殼（53.97 μg/g）平均值（張宏飛和高山， 2012）； 輕重稀土分餾明顯， 考慮蝕變影響則分異趨勢應(yīng)略加著， LREE富集而 HREE虧損，LREE/HREE 介于 9.38～11.75， （La/Yb）N介于 10.26～14.79； LREE相對HREE分異程度稍高， （La/Sm）N介于2.7～3.59， （Gd/Yb）N介于 2.06～2.37； Sm/Nd（介于 0.19～0.21）＜0.333， 屬輕稀土富集型的稀土元素組成； 低Yb含量（0.65～0.86 μg/g， 平均0.73 μg/g）， Y（6.7～8.6 μg/g，平均7.6 μg/g）≈10×Yb（0.65～0.86 μg/g， 平均0.73 μg/g），極微弱-無Eu異常（δEu=0.91～1.06， 平均0.99）。

稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分曲線（圖 9a）為中等程度向右傾斜的分布形狀， HREE呈平坦型， 無中稀土（MREE）虧損。原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化的微量元素蛛網(wǎng)圖（圖9b）中， 樣品均顯示富集強不相容元素Rb、Sr、U及LREE， 相對輕微富集Zr和Hf， 虧損高場強元素（HFSE）Nb、Ta、Ti、Y及 HREE， 相對輕微虧損Th。考慮蝕變影響則 Rb和LREE富集程度應(yīng)輕微減小， Sr、Zr、Hf富集程度應(yīng)輕微增大， Ti、Nb、Th虧損程度應(yīng)輕微減小， Y和HREE虧損程度應(yīng)微弱增大， Ba則應(yīng)屬富集元素。

6　討 論

6.1巖石成因

6.1.1埃達克質(zhì)巖的確定

爭光 γδoπ的 SiO2（62.54%～64.62%）≥56%、Al2O3（15.61%～16.31%）≥15%， Y和 HREE含量低（Y（6.7～8.6 μg/g）＜18 μg/g， Yb（0.65～0.86 μg/g）＜1.9 μg/g），虧損高場強元素（如 Nb、Ta、Ti）， 與典型埃達克巖特征（相對于島弧安山巖-英安巖-鈉質(zhì)流紋巖 ADRs）吻合（Defant and Drummond， 1990）； 極微弱-無Eu異常（0.92～1.07， 平均 0.99）亦為埃達克質(zhì)巖特征（張旗等， 2008）； 而MgO（2.83%～3.86%， 平均3.47%）＞3%和Mg#（56～61）＞50， 較埃達克巖MgO（一般＜3%）含量偏高， FeOT/MgO比值（1.14～1.38）較低， Cr含量（70～90 μg/g）較高， 屬高鎂埃達克質(zhì)巖（張旗等， 2008）， 亦即Mg花崗閃長巖（鄧晉福等， 2007）； Sr（232～368 μg/g，平均311 μg/g）較典型埃達克巖Sr（很少＜400 μg/g）偏低（Defant and Drummond， 1990）， Sr/Y（26.98～54.93，平均41.77）和La/Yb（14.3～20.62， 平均18.26）也相對偏低， 這可能與熱液蝕變使Sr微弱降低， Y和REE微弱升高， 且HREE相對LREE升高幅度稍大具有一定程度的關(guān)系。

與典型埃達克巖相比相對富鉀， K2O/Na2O （0.59～1.01， 平均 0.88）＜2， 多寶山花崗閃長巖亦有此特征（K2O/Na2O=0.39～0.86， 平均0.63）， 高于下地殼成因的埃達克質(zhì)巖（接近0.5）（陳育曉等， 2012）， 與中國東部埃達克質(zhì)巖類似（張旗等， 2003）， 可能有多種成因：源區(qū)富 K、部分熔融程度低或壓力大（Rapp et al.，2002）， 或受深部富鉀流體參與和上部地殼混染影響（張旗等， 2003）， 或為俯沖板片上的沉積物部分熔融的貢獻（Hermann and Spandler， 2007）。

6.1.2巖石成因

（1） 巖石成因判別

爭光埃達克質(zhì)γδoπ在REE球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分型式圖和微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化的微量元素蛛網(wǎng)圖（圖9）中， 除Rb和Ba偏低外， 其他元素均落在俯沖洋殼熔融形成的埃達克質(zhì)巖區(qū)域， 且曲線形狀和變化趨勢與該成因區(qū)域的形狀和各元素范圍的變化趨勢一致， 而LREE、LILE及Nb-Ta低于拆沉下地殼熔融形成的埃達克質(zhì)巖區(qū)域， HREE和Ti高于加厚下地殼熔融形成的埃達克質(zhì)巖范圍。多寶山γδ的LILE（Rb、Th和K）、LREE及HFSE（Hf和Ti）與爭光γδoπ分布一致， Nb-Ta、Ba、Sr、Y、Eu和HREE稍高于爭光 γδoπ， 并與爭光 γδoπ同樣除 Rb和 Ba偏低外， 均落在俯沖洋殼熔融形成的埃達克質(zhì)巖區(qū)域， 僅Y和少數(shù)HREE（Er、Tm、Yb和Lu）高于俯沖洋殼熔融形成的埃達克質(zhì)巖區(qū)域， 且與其他兩種成因區(qū)域差別明顯。

爭光γδoπ與多寶山γδ相比， 含較高的TiO2、MgO、Mg#和Cr， 較低的Al2O3、FeOT/MgO比值及Yb， 相近的P2O5、Th和Th/Ce比值。從SiO2與主量、微量元素（圖10a-j）和（La/Yb）N-YbN（圖12a）的埃達克質(zhì)巖石成因判別圖解來看， 爭光 γδoπ和多寶山γδ樣品點在大多數(shù)圖解中均位于俯沖洋殼熔融形成的埃達克質(zhì)巖區(qū)域內(nèi)， 表明這兩期埃達克質(zhì)巖成因機制很可能為俯沖洋殼熔融。只有Yb-SiO2圖和（La/Yb）N-YbN圖中多寶山 γδ因 Yb偏高而落在俯沖洋殼形成的埃達克巖區(qū)域邊界附近及其外部（在（La/Yb）N-YbN圖中較多樣品點落入典型島弧區(qū)域）， 遠離其他成因區(qū)域。多寶山花崗閃長巖Yb偏高， 可能是因為早期部分熔融時洋殼富水而提高了石榴子石的穩(wěn)定壓力， 使其推遲出現(xiàn)而導(dǎo)致部分熔融形成的埃達克質(zhì)熔體具 HREE相對偏高的特征。

高的Sr/Y和（La/Yb）N比值是判別埃達克質(zhì)巖的兩個重要參數(shù)（Defant and Drummond， 1990； Drummond and Defant， 1990）， Sr/Y-（La/Yb）N圖被認為能夠有效區(qū)分其成因類型（謝建成等， 2012； Ling et al.， 2013）。爭光 γδoπ具相對較低的 Sr/Y（26.98～54.93， 平均41.77）和（La/Yb）N比值（10.26～14.79， 平均 13.1）， 多寶山γδ的Sr/Y（40～61.12， 平均49.11）和（La/Yb）N（5.82～7.84， 平均6.85）比值也較低； 但爭光γδoπ和多寶山γδ的 Sr/Y和（La/Yb）N的比值均呈明顯正線性相關(guān)，且（Sr/Y）/（（La/Yb）N）比值均較大， 在圖10k中落入變化趨勢斜率較大的俯沖洋殼型埃達克質(zhì)巖區(qū)域， 主要是由低溫海水蝕變洋殼部分熔融形成（Aguillón-Robles et al.， 2001； 謝建成等， 2012）， 而不同于變化趨勢斜率低的加厚下陸殼型埃達克質(zhì)巖。

圖10　爭光埃達克質(zhì)英云閃長斑巖成因判別圖解Fig.10 Discriminant diagrams of adakitic tonalite-porphyry in the Zhengguang gold deposit

（2） 俯沖洋殼部分熔融形成爭光和多寶山兩期埃達克質(zhì)巖

洋殼俯沖發(fā)生部分熔融， 需要有足夠的熱源，熱的年輕板片、快速/平緩/斜向的俯沖過程及板片窗等可滿足條件（Martin， 1999； 陳育曉等， 2012）。

Watson and Harrison （1983）提出， 經(jīng)Miller et al.（2003）修改的鋯石飽和溫度計算公式， 利用全巖數(shù)據(jù)計算得到爭光γδoπ鋯石飽和溫度TZr為756～767 ℃，平均761 ℃， 其中樣品ZK5805-5（邊緣相）TZr為723℃，與其他樣品偏差較大； 多寶山γδ的TZr為739～771 ℃，平均752 ℃， 二者相當(dāng)（表2）， 近似代表巖漿近液相線溫度的上限（Watson and Harrison， 1983； 趙振華，2010）。爭光γδoπ的TZr符合Miller et al. （2003）對富含繼承鋯石花崗巖 TZr的統(tǒng)計結(jié)果（730～780 ℃， 平均766±24 ℃）， 與多寶山γδ同屬“冷”巖漿（TZr＜800 ℃），同時二者較低的 TiO2（分別為 0.42%～0.54%和0.38%～0.44%）和 P2O5含量（分別為 0.15%～0.19%和0.18%～0.21%）也指示均形成于較低溫度條件下（Green and Pearson， 1986； 謝建成等， 2012）， 故源區(qū)需要有流體加入才能發(fā)生熔融（趙振華， 2010）， 與俯沖洋殼部分熔融常為含有較多自由水（＞5% H2O）的濕體系熔融（熊小林等， 2011）條件相符。

爭光γδoπ高Al、Na和相對高的Sr（232～368 μg/g，平均311 μg/g＞300 μg/g）含量， 高Sr/Y（26.98～54.93）和 Sr/Yb（269.77～566.15）比值， 以及無 Eu異常等特征， 指示源區(qū)部分熔融時斜長石發(fā)生了分解， 斜長石在源區(qū)是微量或缺失的（Xiong et al.， 2005； Castillo，2012）； 輕重稀土元素強烈分餾（LREE/HREE=9.38～11.75、La/Yb=14.3～20.62及（La/Yb）N=10.26～14.79比值高）， HREE（HREE=5.03～6.36 μg/g， Yb=0.65～0.86 μg/g）和Y（6.7～8.6 μg/g）含量低， 指示源區(qū)部分熔融殘留相中富含石榴子石（葛小月等， 2002； 吳福元等， 2002； 張旗等， 2005， 2008； 熊小林等， 2007），稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化曲線無MREE虧損， 指示源區(qū)角閃石發(fā)生了分解， 而較為平坦的 HREE配分型式， （Ho/Yb）N（1.06～1.13， 平均1.11）≈1， Y/Yb（10～11.45）≈10， 又指示角閃石仍為巖漿源區(qū)主要殘留相， 即作為源區(qū)主要組成礦物相的角閃石發(fā)生了部分分解（葛小月等， 2002； 吳福元等， 2002）； 負Nb-Ta異常則為源區(qū)殘留金紅石造成（Xiong et al.，2005； 熊小林等， 2005a， 2007； Xiong， 2006）。故爭光埃達克質(zhì)γδoπ巖漿源區(qū)殘留相主要由石榴子石+角閃石+金紅石±輝石±很少量的斜長石組成， 即含金紅石的石榴子石角閃巖或角閃榴輝巖（Kay and Mpodozis， 2001； 張旗等， 2003）， 為俯沖洋殼變質(zhì)基性巖石在角閃巖相向榴輝巖相過渡條件下部分熔融的產(chǎn)物。

隨著洋殼板片俯沖深度的增加， 體系壓力和溫度升高， 脫水變質(zhì)使變質(zhì)玄武巖水含量減少， 斜長石穩(wěn)定壓力和溫度邊界顯著增加（穩(wěn)定壓力在流體存在條件下低于1 GPa， 脫水熔融條件下可達1.8 GPa甚至更高）（熊小林等， 2011）， 角閃石穩(wěn)定壓力和溫度邊界明顯降低（角閃石分解從脫水固相線開始直至其穩(wěn)定性邊界溫壓條件結(jié)束， 總體不超過 2.2～2.5 GPa和 1050 ℃）， 金紅石出現(xiàn)的穩(wěn)定壓力小幅降低（Xiong et al.， 2005； 熊小林等， 2007）（圖11）， 推測無水礦物石榴子石出現(xiàn)的穩(wěn)定壓力也將小幅降低。

受以上礦物相穩(wěn)定性改變控制， 在統(tǒng)一的洋殼板片俯沖過程中， 于 16.9 Ma時間差的地質(zhì)歷史時期， 形成多寶山γδ（早期， 479±2 Ma， Wu et al.， 2015）和爭光γδoπ（晚期， 462.1±1.8 Ma， 圖6a）兩期地球化學(xué)特征相似且存在演化關(guān)系的埃達克質(zhì)巖石。爭光γδoπ形成于晚期貧水條件， 斜長石穩(wěn)定性升高， 較晚且少量分解或分離結(jié)晶提早（圖 11）， 使脫水熔融產(chǎn)生的熔體Sr含量偏低（圖12b）、Eu無異常； 角閃石穩(wěn)定性降低， 發(fā)生分解時間提前分解量增大（圖 11），熔體MREE含量較高； 石榴子石和金紅石提早出現(xiàn)并于殘留相中含量增多（圖 11）， 致熔體更加虧損HREE、負Nb-Ta異常加著。早期多寶山γδ部分熔融深度相對地幔楔淺， 故熔體在上升過程中并未與地幔楔發(fā)生反應(yīng)或僅發(fā)生了極低程度的反應(yīng)； 而晚期隨著板片下插深度增大， 板片發(fā)生熔融的深度與地幔楔深度差逐漸減小， 最后初生熔體位于地幔楔之下， 故熔體在上升過程中要穿過（較厚的）地幔楔，從而爭光 γδoπ經(jīng)歷了更高程度的地幔 AFC過程（Charles and Rolf， 1996）。

圖11　含水和貧水基性巖部分熔融域溫度-壓力相圖（Martin，1999； Xiong et al.， 2005； 熊小林等， 2011）Fig.11 P-T phase relationships in the dehydration partial melting and anhydrous partial melting field of basaltic compositions

按照批式熔融模型， （La/Yb）N-YbN圖（圖 12a）顯示由基性巖（如圖中G518輝長巖， Abdurrahman et al.，2006）源巖經(jīng) 20%～30%的部分熔融而殘留含少量石榴子石（＜3%＝的角閃巖與多寶山 γδ數(shù)據(jù)對應(yīng)， 經(jīng)～30%的部分熔融而殘留含較多石榴子石（近10%）的角閃巖與爭光γδoπ數(shù)據(jù)對應(yīng)（Karsli et al.， 2010， 2011；Asadi et al.， 2014）。指示同樣的基性源巖可在不同的溫壓條件下經(jīng)部分熔融形成可對比的具演化特征的埃達克質(zhì)熔體， 多寶山γδ和爭光γδoπ的埃達克質(zhì)巖漿可隨著洋殼板片俯沖過程的進行， 分別來自相對低溫低壓富揮發(fā)分條件（殘留較少石榴子石而具較高的HREE和較低的HREE/LREE）和較高溫壓相對貧揮發(fā)分條件下（殘留較多的石榴子石而具較低的HREE和較高的HREE/LREE）的部分熔融。

Sr/Y-Y圖（圖12b）顯示Y含量不同的基性源巖，在部分熔融程度和殘留相大致相同時， 形成埃達克質(zhì)熔體的Y含量也隨源巖Y含量減小具由高到低的特征， 如高Y的新生代MORB源巖經(jīng)30%～50%的部分熔融而殘留～10%石榴子石角閃巖與多寶山 γδ數(shù)據(jù)對應(yīng)， 低Y的太古宙鎂鐵質(zhì)巖石經(jīng)30%～50%的部分熔融而殘留～10%石榴子石角閃巖與爭光 γδoπ數(shù)據(jù)對應(yīng)（Defant and Drummond， 1990； Drummond and Defant， 1990）。指示基性源巖隨Y含量減小， 在部分熔融程度和殘留相大致相同時， 形成埃達克質(zhì)熔體Y含量也具由高到低的特征。我們注意到恰好隨著洋殼俯沖過程的進行， 由于壓力增大變質(zhì)基性巖發(fā)生轉(zhuǎn)變的巖相中難溶的石榴子石穩(wěn)定性增大且含量增多， Y更多地選擇性進入殘留相而熔體中含量減少， 與作為埃達克質(zhì)熔體源巖Y含量降低有著同樣的效果。

Rb-（Y+Nb）圖（圖13a）中， 爭光γδoπ和多寶山γδ樣品分別位于俯沖帶熔體交代趨勢線附近和富集地幔趨勢線盡頭（鄰近總陸殼成分）， 指示巖漿均來自虧損地幔MORB熔融（Pearce， 1996； 趙振華， 2007）；隨著大洋板片俯沖深度增加， 壓力增大， 源區(qū)殘留相中石榴子石和金紅石含量增加， 熔體中 Y和 Nb含量分別減少， 導(dǎo)致樣品點向左移動（黑色趨勢線箭頭方向）（張旗等， 2007）， 指示爭光γδoπ源區(qū)深度較多寶山γδ深。爭光γδoπ和多寶山γδ的La/Sm（平均值分別為 5.04和 5.08）接近， Sm/Yb（平均值分別為3.61和1.88）相差較大， 指示二者來自富集程度相似的源區(qū)， 而多寶山γδ多類似正常消減帶地幔楔衍生巖漿的地球化學(xué)特點（Sm/Yb介于 1～3）， 爭光 γδoπ則形成于更大深度（高壓）條件下（Kay and Mpodozis，2001； Asadi et al.， 2014）。

圖12　爭光埃達克質(zhì)英云閃長斑巖成因圖解Fig.12 Diagrams showing the origin of the adakitic tonalite-porphyry in the Zhengguang gold deposit

圖13　爭光英云閃長斑巖構(gòu)造環(huán)境判別圖解Fig.13 Discriminant diagrams showing the tectonic environment of the tonalite-porphyry in the Zhengguang gold deposit

此外爭光γδoπ的鋯石中存在206Pb/238U加權(quán)平均年齡接近多寶山γδ年齡的繼承鋯石核（482.4±6.6 Ma，圖 6b）， 指示爭光 γδoπ巖漿上升可能經(jīng)過了部分早期多寶山γδ巖漿的通道； 因爭光礦床距多寶山礦床水平直線距離約為 5.5 km， 我們推測造成俯沖板片深度增大和部分熔融壓力升高的原因， 很可能是受板片前部榴輝巖相高密度部分下沉拖曳作用使俯沖角度增大引起。

以上分析顯示受洋殼俯沖機制控制， 在角閃巖相向榴輝巖相過渡條件下， 隨著俯沖深度的增加，分別形成的早晚多寶山γδ和爭光γδoπ兩期成分性質(zhì)可對比且具演化特征的埃達克質(zhì)巖。

（3） 與地幔楔的交代程度

實驗巖石學(xué)及熔融包裹體研究表明， 高壓條件下變質(zhì)基性巖含水部分熔融產(chǎn)生的熔體， 一般MgO＜3%， Mg#＜45（Rapp， 1997； 張旗等， 2008）；SiO2＞60%的花崗巖類巖石， 不可能是地幔橄欖巖直接部分熔融的產(chǎn)物（Jahn and Zhang， 1984）； 變質(zhì)基性巖在石榴子石穩(wěn)定域內(nèi)可產(chǎn)生埃達克質(zhì)熔體， 且熔體SiO2一般＜70%（熊小林等， 2011）。爭光高鎂埃達克質(zhì)γδoπ（SiO2=62.54%～64.62%）具較高的MgO含量（2.83%～3.86%， 平均3.47%）、Mg#（56～61， 平均59）及Cr含量（70～90 μg/g， 平均77.5 μg/g）（圖10a、b、g）， Mg#-SiO2圖（圖10b）中位于變質(zhì)玄武巖或榴輝巖熔體經(jīng)歷10%～20%的地幔AFC過程演化線（Mg#增加， SiO2含量減?。└浇?， 表明由俯沖板片熔融形成的原始埃達克質(zhì)巖漿在上升過程中與地幔楔發(fā)生了一定程度的交代作用（Kilian and Stern， 2002； Xiong et al.， 2006； 熊小林等， 2007； Castillo， 2012）， 其中Mg#大小對該過程反應(yīng)最為靈敏（Peacock et al.， 1994；Martin， 1999； Smithies， 2000）； 多寶山γδ（SiO2=64.11%～66.67%）的MgO含量（1.79%～2.42%， 平均2.11%）、Mg#（41～45， 平均43）及Cr含量（10.1～19.4 μg/g， 平均11.57 μg/g）較低， Mg#-SiO2圖（圖10b）中位于變質(zhì)玄武巖或榴輝巖1～4 GPa下的熔體范圍內(nèi)， 并接近純板片熔融形成的熔體， 反映其未經(jīng)歷或僅經(jīng)歷了非常低程度的地幔AFC過程。以上從早到晚由多寶山γδ到爭光高鎂γδoπ的變化， 一般認為是洋殼板片俯沖深度增大的結(jié)果（Falloon et al.， 2008； 陳育曉等，2012）。

有實驗表明熔體受地幔巖混染過程中 Cr和 Ni等過渡元素含量增加幅度較大， 而其他微量元素特征（包括含量和比值）改變相對較?。≧app et al.，1999）。爭光 γδoπ的 La/Yb（14.3～20.62）較多寶山γδ（8.12～10.93）高， Nb/La（0.19～0.22， 平均 0.21）較多寶山γδ（0.28～0.33， 平均0.30）低， 且總體低于下地殼巖石的 Nb/La（0.2～1.0， 平均 0.6）（熊小林等， 2011），并顯示Nb/La隨La/Yb的增大而減小， 可能因洋殼板片俯沖深度和熔融深度增大， 殘留石榴子石含量增加而使 La/Yb增加， 同時殘留金紅石的存在和含量增加導(dǎo)致了 Nb/La的減小； 而隨 Mg#的增加未顯示熔體-地幔反應(yīng)導(dǎo)致的熔體 Nb/La增加和 La/Yb降低（因地幔巖比地殼長英質(zhì)巖石 Nb/La高， La/Yb低， 故隨地幔成分的加入， 巖漿的 Nb/La增加，La/Yb減?。ㄐ苄×值龋?2011）， 表明地?；烊九c源巖部分熔融殘留相的作用相比， 對這兩個微量元素比值的影響小。

6.2成巖大地構(gòu)造環(huán)境

前人根據(jù)奧陶紀(jì)多寶山花崗閃長巖巖石地球化學(xué)特征及區(qū)域巖漿巖組合（鈣堿性系列的安山巖-石英閃長巖、花崗閃長巖組合）的研究， 認為多寶山γδ產(chǎn)出于島弧或活動陸緣環(huán)境（杜琦等， 1988； 崔根等，2008； 趙煥利等， 2012）； 多寶山和銅山斑巖型銅礦床流體包裹體研究顯示， 二者均具大陸內(nèi)部和巖漿弧漿控高溫?zé)嵋旱V床成礦流體成分的雙重特征， 可能產(chǎn)出于陸緣弧背景（武廣等， 2009； 劉軍等， 2010）；而最新（Wu et al.， 2015）對多寶山γδ進行的巖石地球化學(xué)及Sr-Nd-Hf同位素地球化學(xué)研究， 認為γδ是在后碰撞環(huán)境下年輕加厚下地殼部分熔融形成。

爭光γδoπ和多寶山γδ在花崗巖類主量元素構(gòu)造環(huán)境判別圖解FeOT/（FeOT+MgO）-SiO2、（FeOT+MgO）-CaO及 FeOT-MgO圖（圖略）中， 均落入 IAG（島?。?CAG（大陸?。?CCG（大陸碰撞）花崗巖區(qū)域； 微量元素判別圖解 Rb/10-Hf-3Ta、Rb/30-Hf-3Ta、Rb-（Y+Nb）、Rb-（Yb+Ta）及 Nb-Y圖（代表性地列出Rb-Y+Nb圖解（圖 13a）， 其他圖略）中， 均落入 VAG（火山?。﹨^(qū)域， 且進一步在Th/Yb-Nb/Yb圖（圖13b）中落入大陸弧范圍。在稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化分布型式圖和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖（圖 9）中， 爭光γδoπ和多寶山γδ標(biāo)準(zhǔn)化曲線形狀、變化趨勢及含量均接近安第斯型陸緣弧， 而與島弧差別較大， 此亦與二者高鉀特征相符。爭光γδoπ較多寶山γδ具高的K2O和K2O/Na2O比值（而較低的ALK可能主要因巖性偏中性所致）， K2O-SiO2圖中總體為HKCA， SiO2-FeOT/MgO圖（圖略）中更偏 CA區(qū)域，呈現(xiàn)俯沖作用的時間組成極性， 指示巖漿弧逐漸成熟和地殼厚度不斷增加的過程（鄧晉福等， 2007）。

區(qū)域上， 早奧陶世花崗閃長巖類形成于474.4±1.3～485±8 Ma（鄧軻等， 2013； Hao et al.， 2015）， 早寒武世-中奧陶世閃長巖類形成于 459.7±1.4～538.1±2.4 Ma（符家駿等， 2014）， 中奧陶世火山巖（多寶山組）形成于 447±2～460.5±3.2 Ma（譚成印， 2009； 佘宏全等，2012； Wu et al.， 2015）。奧陶紀(jì)侵入巖巖石類型為（中）高鉀鈣堿性系列花崗巖類-低鉀拉斑系列閃長巖類-鈣堿性系列（島弧拉斑系列）安山巖（A-D-R）的巖石組合， 其中多寶山組為火山弧性質(zhì)基性-中酸性火山巖-碎屑巖組合， 符合俯沖帶巖漿巖組合特征； 以鈣堿性 CA系列（SiO2-FeOT/MgO圖略）、高鉀鈣堿性HKCA（SiO2-K2O圖略）及無Eu異常巖漿巖為主的花崗閃長巖和英云閃長巖巖石組合（Mgγδ）， 為活動大陸邊緣弧巖漿巖巖石類型系列組合（鄧晉福等， 2007）；微量元素亦均具有HFSE相對虧損， LILE相對富集的消減帶組分（SZC）特征。據(jù)侵入銅山組的花崗閃長巖年齡479.5±4.6 Ma（崔根等， 2008）將該地層劃為下奧陶統(tǒng)， 另對銅山組地球化學(xué)、古生物及巖石地層的研究顯示， 其為形成于大陸弧-活動陸緣環(huán)境的一套陸源碎屑巖建造（李仰春等， 2013）。

爭光γδoπ結(jié)晶年齡（462.1±1.8 Ma， 圖6a）晚于額爾古納地塊與興安地塊拼合的碰撞花崗巖時間（480～494 Ma， 葛文春等， 2005）， 屬多寶山-伊爾施島弧帶及其碰撞造山巖漿活動時限（420～485 Ma，佘宏全等， 2012）早期； 區(qū)域沉積盆地演化研究也顯示， 多寶山地區(qū)經(jīng)歷了早-中奧陶世多島弧盆系陸間洋殼俯沖巖漿作用（楊文麟等， 2014）。

古亞洲洋造山帶中目前發(fā)現(xiàn)的埃達克質(zhì)巖形成時代為奧陶紀(jì)-二疊紀(jì)（張旗等， 2003）， 以侵入巖為主， 興蒙造山帶中以早古生代為主， 沿內(nèi)蒙古合教-蘇尼特左旗白音寶力道-黑龍江多寶山呈帶狀分布（張旗等， 2003； Wu et al.， 2015； 劉軍等， 2015）。

綜上分析， 爭光γδoπ和多寶山γδ主微量元素地球化學(xué)特征（包括微量元素、REE標(biāo)準(zhǔn)化型式曲線及主微量元素花崗巖構(gòu)造環(huán)境判別圖解）類似陸緣?。粎^(qū)域同時代巖漿巖是具島弧性質(zhì)的 ADR巖石組合，其地球化學(xué)特征均具SZC特征， 早于該期巖漿巖的沉積地層銅山組亦為大陸弧-活動陸緣環(huán)境下的碎屑巖建造； 符合多寶山-伊爾施島弧帶的區(qū)域構(gòu)造、巖漿巖及沉積盆地演化史， 屬興蒙造山帶東部早古生代埃達克質(zhì)巖的時空分布范疇。故本文認為爭光γδoπ和多寶山γδ埃達克質(zhì)巖更可能產(chǎn)于發(fā)生洋殼俯沖消減作用過程的陸緣弧大地構(gòu)造環(huán)境， 而非區(qū)域面型分布的埃達克質(zhì)巖指示的板塊碰撞后地殼加厚環(huán)境（張旗等， 2003）。

6.3Cu、Au成礦意義

爭光γδoπ和多寶山γδ埃達克質(zhì)巖均為俯沖洋殼部分熔融成因， Cu在洋殼中的豐度最高， 且屬中度不相容的親硫元素， 故初始巖漿應(yīng)具有系統(tǒng)偏高的Cu含量（Mclnnes et al.， 1999； Mungall， 2002； 張旗等， 2009）。爭光γδoπ和多寶山γδ初始巖漿均來自石榴子石角閃巖的部分熔融， 于角閃巖相向榴輝巖相轉(zhuǎn)變過程中， 較高的地?zé)崽荻仁菇情W石發(fā)生大量分解， 釋放H2O和Cl進入埃達克質(zhì)巖漿， 從而有利于巖漿攜帶Cu、Au等成礦元素， 這些揮發(fā)分絡(luò)合劑最初來自海水而被保存于含水蝕變礦物（綠泥石、黝簾石等）中， 由綠片巖相轉(zhuǎn)變?yōu)榻情W巖相時， 部分羥基和Cl保留到角閃石中（熊小林等， 2005b）， 該過程在強烈的埃達克質(zhì)巖漿活動與大規(guī)模成礦作用耦合關(guān)系中起著重要作用（Kay and Mpodozis， 2001）。

鋯石具穩(wěn)定的物理、化學(xué)性質(zhì)， 其 Ce4+/Ce3+比值可靈敏有效地用于判別巖漿氧化還原狀態(tài)， 利用鋯石微量元素及對應(yīng)的全巖數(shù)據(jù)， 據(jù) Ballard et al.（2002）提出的方法計算得到爭光γδoπ鋯石Ce4+/Ce3+值為 134.75～498.27， 平均 319.39， 高于 Ballard et al.（2002）利用該參數(shù)對智利超大型 Chuquicamata-El Abra斑巖型銅礦帶中含礦巖體的判別標(biāo)志（Ce4+/ Ce3+＞300）， 反映巖漿較氧化， 高氧逸度條件使硫呈氧化態(tài)， 抑制還原硫與礦質(zhì)結(jié)合沉淀， 從而親硫元素Cu和Au在部分熔融和巖漿遷移過程中表現(xiàn)為不相容元素行為， 逐步富集于熔體相中（Oyarzun et al.，2001； 熊小林等， 2005b） ； 而正?；r漿巖（Mungall，2002）或玄武質(zhì)下地殼（Carmichael， 1991）熔融產(chǎn)物氧逸度均不夠高而不易富集Cu、Au等成礦元素（謝建成等， 2012）。爭光γδoπ高氧逸度埃達克質(zhì)巖漿在穿過地幔楔發(fā)生地幔AFC過程中， 可氧化其中高含量的金屬硫化物， 進一步萃取 Cu、Au等成礦元素（Mungall， 2002）。

爭光γδoπ和多寶山γδ均具低分異特征： K/Rb比值高， 二者分別為523.95～608.92和430.52～615.22； Rb/Sr比值低， 二者分別為0.1～0.2和0.03～0.1；隨 SiO2增大 δEu無明顯變化； 在基于 Ga/Al和Zr+Nb+Ce+Y的一系列主微量元素判別圖解中均落入未分異花崗巖范圍（圖略）。其中K/Rb比值均＞400，屬未演化巖漿， 與Cu-Au礦化相關(guān)花崗巖特征一致（Blevin， 2003， 2004）； 可能因巖漿快速上升到地殼淺部， 有利于礦質(zhì)從深部遷移至淺部， 壓力迅速降低導(dǎo)致流體大量出溶， 同時使熔體中的Cu、Au等成礦元素分配系數(shù)迅速降低， 與揮發(fā)分（Cl、H2O及S等）結(jié)合以絡(luò)合物形式強烈析出進入流體相形成含礦流體（趙振華等， 2004； 熊小林等， 2005b）。

硅酸鹽熔體結(jié)構(gòu)（可以 Si-O、Al-O等四面體基本結(jié)構(gòu)單元中所含非橋氧離子數(shù)NBO/T表示， 倪懷瑋， 2013）是影響成礦元素分配行為的因素之一， 一定溫壓條件下其主要取決于熔體成分， 熔體聚合度減?。∟BO/T值升高）， 導(dǎo)致Fe、Mn、Mg、K、Zn、Mo分配系數(shù)減小， 而更傾向于進入熔體相， 使熔體能夠攜帶更多的成礦元素， 含硫硅酸鹽體系中，NBO/T的0.1個單位的增加或ASI的0.1個單位的減小， 可使 Au溶解度增加 2.6～4倍（Zajacz et al.，2013； 王水龍等， 2014）。爭光 γδoπ的 NBO/T值（0.462～0.564， 平均0.522）較多寶山γδ的NBO/T值（0.393～0.482， 平均0.451）高（表2）， 熔體聚合度較低，可能有巖漿基性程度稍高、揮發(fā)分（如F、Cl、H2O、CO2等）或變網(wǎng)陽離子（隔斷和修整四面體網(wǎng)絡(luò)的主要陽離子， 如Fe2+、Mg2+、Ca2+、Na+和K+六次或更高配位體）含量較高等多個因素的貢獻（倪懷瑋，2013）， 有利于Cu、Au等金屬成礦。

7　結(jié) 論

（1） 爭光隱伏英云閃長斑巖（γδoπ） LA-ICP-MS鋯石U-Pb諧和年齡和206Pb/238U加權(quán)平均年齡分別為 462.0±0.93 Ma（MSWD=0.0025）和 462.1±1.8 Ma（MSWD=0.34）， 屬中奧陶世晚期， 代表巖體結(jié)晶年齡； 巖石高MgO、Mg#（56～61）及Cr， 低FeOT/MgO比值， 屬高鎂埃達克質(zhì)巖。

（2） 爭光埃達克質(zhì) γδoπ為俯沖洋殼熔融成因，是變質(zhì)玄武巖在角閃巖相向榴輝巖相過渡條件下部分熔融的產(chǎn)物， 源區(qū)殘留相為含金紅石石榴子石角閃巖， 巖漿在上升過程中與地幔楔發(fā)生了一定程度的交代作用。

（3） 隨洋殼俯沖深度增加， 溫度和壓力升高，脫水變質(zhì)使體系H2O含量減少， 導(dǎo)致無水礦物斜長石分解壓力和溫度顯著增加， 而金紅石和石榴子石出現(xiàn)壓力和溫度小幅降低， 含水礦物角閃石分解壓力和溫度明顯降低； 在 16.9 Ma時間差的地質(zhì)歷史時期， 發(fā)生部分熔融先后形成多寶山γδ和爭光γδoπ早、中奧陶世兩期地球化學(xué)特征相似且存在演化關(guān)系的埃達克質(zhì)巖。

（4） 爭光γδoπ和多寶山γδ埃達克質(zhì)巖屬興蒙造山帶東部早古生代埃達克質(zhì)巖的時空分布范疇， 均產(chǎn)于發(fā)生洋殼俯沖消減作用的陸緣弧大地構(gòu)造環(huán)境，而非具區(qū)域面型分布的埃達克質(zhì)巖指示的板塊碰撞后地殼加厚環(huán)境。

（5） 爭光 γδoπ與細脈浸染狀或角礫巖型 Cu、Au礦化空間產(chǎn)出部位密切相關(guān)， 同時伴有強烈的黃鐵礦化、硅化、絹云母化、鉀化、綠泥石化等蝕變；熔體高氧逸度、較低聚合度及低演化和分異程度指示巖體可與 Cu、Au成礦有成因聯(lián)系。結(jié)合前人認識， 爭光礦床應(yīng)為多期成礦， 早期為與中奧陶世γδoπ有關(guān)的 Cu、Au礦化， 晚期可能為與侏羅紀(jì)閃長質(zhì)巖漿活動有關(guān)的淺成低溫?zé)嵋盒虯u礦化。這一認識指示該礦床今后的勘探與研究工作應(yīng)同時注重與英云閃長斑巖有關(guān)的斑巖型或淺成低溫?zé)嵋盒虲u、Au成礦。

致謝： 中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所張旗研究員和中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所趙元藝研究員認真細致地審閱了本文， 并提出了許多有益的建議和啟發(fā)性的修改意見， 對文章的改進、提升及最終定稿起到了重要作用； 野外地質(zhì)工作得到了黑龍江寶山礦業(yè)有限公司與遼寧冶金地質(zhì)勘查局 402隊領(lǐng)導(dǎo)及相關(guān)地質(zhì)工作人員的大力支持， 一并表示衷心的感謝！

（References）：

陳育曉， 夏小洪， 宋述光. 2012. 北祁連山西段志留紀(jì)高硅埃達克巖： 洋殼減壓熔融的證據(jù). 科學(xué)通報，57（22）： 2072-2085.

崔根， 王金益， 張景仙， 崔革. 2008. 黑龍江多寶山花崗閃長巖的鋯石SHRIMP U-Pb年齡及其地質(zhì)意義. 世界地質(zhì)， 27（4）： 387-394.

代宇， 劉江領(lǐng)， 劉旭光， 王建民. 2012. 黑龍江多寶山地區(qū)大岔子正長花崗巖鋯石U-Pb年齡及其地質(zhì)意義.地質(zhì)與資源， 21（2）： 188-193.

鄧晉福， 肖慶輝， 蘇尚國， 劉翠， 趙國春， 吳宗絮， 劉勇. 2007. 火成巖組合與構(gòu)造環(huán)境： 討論. 高校地質(zhì)學(xué)報，13（3）： 392-402.

鄧軻， 李諾， 楊永飛， 張成， 于援幫， 張東財. 2013. 黑龍江省黑河市爭光金礦流體包裹體研究及礦床成因.巖石學(xué)報， 29（1）： 231-240.

杜琦， 趙玉明， 盧秉剛， 馬德友， 李佩蘭， 律景凱， 李文深， 敖立志， 崔革. 1988. 多寶山斑巖銅礦床. 北京：地質(zhì)出版社： 1-386.

符家駿， 趙元藝， 曾輝， 李運. 2014. 黑龍江省爭光金礦地球化學(xué)與年代學(xué)特征初步研究 // 2014年中國地球科學(xué)聯(lián)合學(xué)術(shù)年會——專題45： 中亞-興蒙造山帶.北京： 2171-2173.

付艷麗， 楊言辰. 2010. 黑龍江省爭光金礦床成因及找礦標(biāo)志. 黃金， 31（6）： 13-18.

高劍峰， 陸建軍， 賴鳴遠， 林雨萍， 濮巍. 2003. 巖石樣品中微量元素的高分辨率等離子質(zhì)譜分析. 南京大學(xué)學(xué)報（自然科學(xué)版）， 39（6）： 844-850.

高利娥， 曾令森， 侯可軍， 郭春麗， 唐索寒， 謝克家， 胡古月， 王莉. 2013. 藏南馬拉山穹窿佩枯錯復(fù)合淡色花崗巖體的多期深熔作用. 科學(xué)通報， 58（27）：2810-2822.

高榮臻. 2015. 黑龍江爭光金礦床地質(zhì)特征及其成因探討.武漢： 中國地質(zhì)大學(xué)碩士學(xué)位論文： 1-82.

高榮臻， 呂新彪， 楊永勝， 李春誠. 2014. 黑龍江爭光金礦床隱爆角礫巖特征及其地質(zhì)意義. 地質(zhì)與勘探，50（5）： 874-883.

葛文春， 吳福元， 周長勇， Abdel Rahman A A. 2005. 大興安嶺北部塔河花崗巖體的時代及對額爾古納地塊構(gòu)造歸屬的制約. 科學(xué)通報， 50（12）： 1239-1247.

葛文春， 吳福元， 周長勇， 張吉衡. 2007. 興蒙造山帶東段斑巖型Cu， Mo礦床成礦時代及其地球動力學(xué)意義.科學(xué)通報， 52（20）： 2407-2417.

葛小月， 李獻華， 陳志剛， 李伍平. 2002. 中國東部燕山期高Sr低Y型中酸性火成巖的地球化學(xué)特征及成因：對中國東部地殼厚度的制約. 科學(xué)通報， 47（6）：474-480.

龔慶杰， 周連壯， 胡楊， 閆磊， 張翰奇， 賈玉杰. 2012. 膠東玲瓏金礦田煌斑巖蝕變過程元素遷移行為及其意義. 現(xiàn)代地質(zhì)， 26（5）： 1065-1077.

郭順， 葉凱， 陳意， 劉景波， 張靈敏. 2013. 開放地質(zhì)體系中物質(zhì)遷移質(zhì)量平衡計算方法介紹. 巖石學(xué)報， 29（5）：1486-1498.

韓振新， 徐衍強， 鄭慶道. 2004. 黑龍江省重要金屬和非金屬礦產(chǎn)的礦床成礦系列及其演化. 哈爾濱： 黑龍江人民出版社： 1-241.

黑龍江齊齊哈爾礦產(chǎn)勘查開發(fā)總院. 2007. 黑龍江省黑河市爭光巖金礦詳查地質(zhì)報告： 1-149.

李德榮. 2011. 黑龍江三礦溝銅多金屬礦區(qū)（床）成礦規(guī)律及找礦方向. 北京： 中國地質(zhì)大學(xué)博士學(xué)位論文：1-138.

李錦軼， 莫申國， 和政軍， 孫桂華， 陳文. 2004. 大興安嶺北段地殼左行走滑運動的時代及其對中國東北及鄰區(qū)中生代以來地殼構(gòu)造演化重建的制約. 地學(xué)前緣，11（3）： 157-168.

李仰春， 汪巖， 吳淦國， 金哲巖， 張達， 楊曉平. 2013. 大興安嶺北段扎蘭屯地區(qū)銅山組源區(qū)特征： 地球化學(xué)及碎屑鋯石U-Pb年代學(xué)制約. 中國地質(zhì)， 40（2）：391-402.

廖時理， 陳守余， 鄧小虎， 李培. 2014. 個舊西凹銅-錫多金屬礦床花崗巖蝕變帶稀土元素特征及意義. 中南大學(xué)學(xué)報（自然科學(xué)版）， 45（5）： 1555-1565.

凌其聰， 劉叢強. 2002. 低級變質(zhì)巖在熱液蝕變過程中的微量元素地球化學(xué)行為——以贛東北銀山地區(qū)雙橋山群為例. 巖石學(xué)報， 18（1）： 100-108.

劉建輝， 劉敦一， 張玉海， 楊之青. 2011. 使用SHRIMP測定鋯石鈾-鉛年齡的選點技巧. 巖礦測試， 30（3）：265-268.

劉軍， 武廣， 鐘偉， 朱明田. 2010. 黑龍江省多寶山斑巖型銅（鉬）礦床成礦流體特征及演化. 巖石學(xué)報， 26（5）：1450-1464.

劉軍， 周振華， 何哲峰， 歐陽荷根. 2015. 黑龍江省銅山銅礦床英云閃長巖鋯石U-Pb年齡及地球化學(xué)特征.礦床地質(zhì)， 34（2）： 289-308.

孟凡超， 劉嘉麒， 崔巖， 高金亮， 劉祥， 童英. 2014. 中國東北地區(qū)中生代構(gòu)造體制的轉(zhuǎn)變： 來自火山巖時空分布與巖石組合的制約. 巖石學(xué)報， 30（12）：3569-3586.

內(nèi)蒙古自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局. 1996. 內(nèi)蒙古自治區(qū)巖石地層.武漢： 中國地質(zhì)大學(xué)出版社： 1-344.

倪懷瑋. 2013. 硅酸鹽熔體的物理化學(xué)性質(zhì)研究進展及其應(yīng)用. 科學(xué)通報， 58（10）： 865-890.

曲暉， 李成祿， 趙忠海， 王卓， 張儉峰. 2011. 大興安嶺東北部多寶山地區(qū)花崗巖鋯石U-Pb年齡及巖石地球化學(xué)特征. 中國地質(zhì)， 38（2）： 292-300.

佘宏全， 李進文， 向安平， 關(guān)繼東， 楊鄖城， 張德全， 譚剛， 張斌. 2012. 大興安嶺中北段原巖鋯石U-Pb測年及其與區(qū)域構(gòu)造演化關(guān)系. 巖石學(xué)報， 28（2）：571-594.

宋文磊， 許成， 王林均， 吳敏， 曾亮， 王麗澤， 馮夢. 2013.與碳酸巖-堿性雜巖體相關(guān)的內(nèi)生稀土礦床成礦作用研究進展. 北京大學(xué)學(xué)報（自然科學(xué)版）， 49（4）：725-740.

譚成印. 2009. 黑龍江省主要金屬礦產(chǎn)構(gòu)造-成礦系統(tǒng)基本特征. 北京： 中國地質(zhì)大學(xué)博士學(xué)位論文： 1-261.

王水龍， 尚林波， 畢獻武， 樊文苓. 2014. 硅酸鹽熔體和流體中金的性質(zhì)及行為研究進展. 地球科學(xué)進展，29（6）： 683-690.

魏俊浩， 劉叢強， 丁振舉. 2000. 熱液型金礦床圍巖蝕變過程中元素遷移規(guī)律——以張家口地區(qū)東坪、后溝、水晶屯金礦為例. 礦物學(xué)報， 20（2）： 200-206.

吳福元， 葛文春， 孫德有. 2002. 埃達克巖的概念， 識別標(biāo)志及其地質(zhì)意義 // 肖慶輝， 鄧晉福， 馬大銓等.花崗巖研究思維與方法. 北京： 地質(zhì)出版社：172-191.

吳元保， 鄭永飛. 2004. 鋯石成因礦物學(xué)研究及其對U-Pb年齡解釋的制約. 科學(xué)通報， 49（16）： 1589-1604.

武廣， 劉軍， 鐘偉， 朱明田， 糜梅， 萬秋. 2009. 黑龍江省銅山斑巖銅礦床流體包裹體研究. 巖石學(xué)報， 25（11）：2995-3006.

武子玉， 孫有才， 王保全. 2006. 黑龍江爭光金礦地質(zhì)地球化學(xué)研究. 地質(zhì)與勘探， 42（1）： 38-42.

肖慶輝， 鄧晉福， 馬大銓， 洪大衛(wèi)， 莫宣學(xué)， 盧欣祥， 李志昌， 汪雄武， 馬昌前， 吳福元， 王濤. 2002. 花崗巖研究思維與方法. 北京： 地質(zhì)出版社： 1-294.

謝建成， 陳思， 孫衛(wèi)東， 楊曉勇. 2012. 安徽銅陵早白堊世埃達克質(zhì)巖地球化學(xué)： 成巖成礦制約. 巖石學(xué)報，28（10）： 3181-3196.

熊小林， Adam J， Green T H， 牛賀才， 吳金花， 蔡志勇. 2005a. 變質(zhì)玄武巖部分熔體微量元素特征及埃達克熔體產(chǎn)生條件. 中國科學(xué)（D輯）， 35（9）： 41-50.

熊小林， 蔡志勇， 牛賀才， 陳義兵， 王強， 趙振華， 吳金花. 2005b. 東天山晚古生代埃達克巖成因及銅金成礦意義. 巖石學(xué)報， 21（3）： 967-976.

熊小林， 韓江偉， 吳金花. 2007. 變質(zhì)玄武巖體系相平衡及礦物ˉ熔體微量元素分配： 限定TTG/埃達克巖形成條件和大陸殼生長模型. 地學(xué)前緣， 14（2）： 149-158.

熊小林， 劉星成， 朱志敏， 李元， 肖萬生， 宋茂雙， 張生，吳金花. 2011. 華北埃達克質(zhì)巖與克拉通破壞： 實驗巖石學(xué)和地球化學(xué)依據(jù). 中國科學(xué)（D輯）， 41（5）：654-667.

楊文麟， 駱滿生， 王成剛， 徐增連. 2014. 興蒙造山系新元古代ˉ古生代沉積盆地演化. 地球科學(xué)， 39（8）：1155-1168.

張宏飛， 高山. 2012. 地球化學(xué). 北京： 地質(zhì)出版社：1-410.

張旗， 李承東， 王焰， 王元龍， 金惟俊， 賈秀勤， 韓松. 2005. 中國東部中生代高Sr低Yb和低Sr高Yb型花崗巖： 對比及其地質(zhì)意義. 巖石學(xué)報， 21（6）： 1527-1537.

張旗， 潘國強， 李承東， 金惟俊， 賈秀勤. 2007. 花崗巖構(gòu)造環(huán)境問題： 關(guān)于花崗巖研究的思考之三. 巖石學(xué)報， 23（11）： 2683-2698.

張旗， 王焰， 劉紅濤， 王元龍， 李之彤. 2003. 中國埃達克巖的時空分布及其形成背景. 地學(xué)前緣， 10（4）：385-400.

張旗， 王焰， 熊小林， 李承東. 2008. 埃達克巖和花崗巖：挑戰(zhàn)與機遇. 北京： 中國大地出版社： 1-340.

張旗， 殷先明， 殷勇， 金惟俊， 王元龍， 趙彥慶. 2009. 西秦嶺與埃達克巖和喜馬拉雅型花崗巖有關(guān)的金銅成礦及找礦問題. 巖石學(xué)報， 25（12）： 3103-3122.

張興洲， 楊寶俊， 吳福元， 劉國興. 2006. 中國興蒙-吉黑地區(qū)巖石圈結(jié)構(gòu)基本特征. 中國地質(zhì)， 33（4）：816-823.

趙廣江， 候玉樹， 程富強. 2007. 黑龍江黑河市爭光巖金礦床地質(zhì)特征及成因淺析. 有色金屬， 59（3）： 91-94.

趙廣江， 侯玉樹， 王寶權(quán). 2006. 黑龍江省爭光金礦地質(zhì)特征及成因初探. 有色礦冶， 22（3）： 3-6.

趙煥利， 朱春艷， 劉海洋， 劉寶山. 2012. 黑龍江多寶山銅礦床中花崗閃長巖鋯石SHRIMP U-Pb測年及其構(gòu)造意義. 地質(zhì)與資源， 21 （5）： 421-424.

趙元藝， 王江朋， 趙廣江， 崔玉斌. 2011. 黑龍江多寶山礦集區(qū)成礦規(guī)律與找礦方向. 吉林大學(xué)學(xué)報（地球科學(xué)版）， 41（6）： 1676-1688.

趙振華. 2007. 關(guān)于巖石微量元素構(gòu)造環(huán)境判別圖解使用的有關(guān)問題. 大地構(gòu)造與成礦學(xué)， 31（1）： 92-103.

趙振華. 2010. 副礦物微量元素地球化學(xué)特征在成巖成礦作用研究中的應(yīng)用. 地學(xué)前緣， 17（1）： 267-286.

趙振華， 熊小林， 王強， 白正華， 梅厚均. 2004. 新疆西天山莫斯早特石英鈉長斑巖銅礦床——一個與埃達克質(zhì)巖石有關(guān)的銅礦實例. 巖石學(xué)報， 20（2）： 249-258.

趙忠海， 鄭衛(wèi)政， 曲暉， 郭艷， 李成祿， 王卓， 張儉峰. 2012. 黑龍江多寶山地區(qū)銅金成礦作用及成礦規(guī)律.礦床地質(zhì)， 31（3）： 601-614.

鄭全波. 2012. 黑龍江省黑河市爭光金礦床地質(zhì)特征及成因. 長春： 吉林大學(xué)碩士學(xué)位論文： 1-45.

朱碧， 蔣少涌， 丁昕， 姜耀輝， 倪培， 顧連興. 2008. 江西永平銅礦區(qū)花崗巖熱液蝕變與巖石成因： 礦物化學(xué)、元素地球化學(xué)和Sr-Nd-Hf同位素制約. 巖石學(xué)報，24（8）： 1900-1916.

Abdurrahman D， Erkan T and Salim G. 2006. A mantle- and a lower crust-derived bimodal suite in the Yusufeli（Artvin） area， NE Turkey trace element and REE evidence for subduction-related rift origin of early Jurassic Demirkent intrusive complex. International Journal of Earth Sciences， 95（3）： 370-394.

Aguillón-Robles A， Calmus T， Benoit M， Bellon H， Maury R C， Cotten J， Bourgois J and Michaud F. 2001. Late Miocene adakites and Nb-enriched basalts from Vizcaino Peninsula， Mexico： Indicators of East Pacificrise subduction below southern Baja California？Geology， 29（6）： 531.

Asadi S， Moore F and Zarasvandi A. 2014. Discriminating productive and barren porphyry copper deposits in the southeastern part of the central Iranian volcanoplutonic belt， Kerman region， Iran： A review. Earth-Science Reviews， 138： 25-46.

Ballard J R， Palin M J and Campbell I H. 2002. Relative oxidation states of magmas inferred from Ce（IV）/Ce（III） in zircon： Application to porphyry copper deposits of northern Chile. Contributions to Mineralogy and Petrology， 144（3）： 347-364.

Blevin P L. 2003. Metallogeny of granitic rocks // Gemoc Macquarie University. The Ishihara Symposium：Granites and Associated Metallogenesis. Australia，Canberra： Geoscience Australia： 1-4.

Blevin P L. 2004. Redox and compositional parameters for interpreting the granitoid metallogeny of eastern Australia： Implications for gold-rich ore systems. Resource Geology， 54（3）： 241-252.

Carmichael I S E. 1991. The redox states of basic and silicic magmas： A reflection of their source regions？Contributions to Mineralogy and Petrology， 106（2）：129-141.

Castillo P R. 2012. Adakite petrogenesis. Lithos， 134（3）：304-316.

Charles R S and Rolf K. 1996. Role of the subducted slab，mantle wedge and continental crust in the generation of adakites from the Andean Austral Volcanic Zone. Contributions to Mineralogy and Petrology， 123（3）：263-281.

Defant M J and Drummond M S. 1990. Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere. Nature， 374（6294）： 662-665.

Drummond M S and Defant M J. 1990. A model for trondhjemite-tonalite-dacite genesis and crustal growth via slab melting： Archean to modern comparisons. Journal of Geophysical Research: Solid Earth（1978-2012）， 95（B13）： 21503-21521.

Escuder Viruete J， Contreras F， Stein G， Urien P， Joubert M，Pérez-Estaún A， Friedman R and Ullrich T. 2007. Magmatic relationships and ages between adakites，magnesian andesites and Nb-enriched basalt-andesites from Hispaniola： Record of a major change in the Caribbean island arc magma sources. Lithos， 99（3-4）：151-177.

Falloon T J， Danyushevsky L V， Crawford A J， Meffre S，Woodhead J D and Bloomer S H. 2008. Boninites and adakites from the northern termination of the Tonga Trench： Implications for adakite petrogenesis. Journal of Petrology， 49（4）： 697-715.

Fu J J， Zhao Y Y， Zeng H and Li Y. 2014. Chronological and isotopic characteristics of Zhengguang gold deposit in Heilongjiang province， China. Acta Geologica Sinica，88（s2）： 718-719.

Gao S， Liu X M， Yuan H L， Hattendorf B， Günther D， Chen L and Hu S H. 2002. Determination of forty two major and trace elements in USGS and NIST SRM glasses by laser ablation-inductively coupled plasma-mass spectrometry. Geostandards and Geoanalytical Research， 26（2）： 181-196.

Gong Q， Deng J， Yang L， Zhang J， Zhang G and Wang Q. 2011. Behavior of major and trace elements during weathering of sericite-quartz schist. Journal of Asian Earth Sciences， 42（1）： 1-13.

Green T H and Pearson N J. 1986. Ti-rich accessory phase saturation in hydrous mafic-felsic compositions at high P， T. Chemical Geology， 54（3-4）： 185-201.

Guo S， Ye K， Chen Y and Liu J B. 2009. A normalization solution to mass transfer illustration of multiple progressively altered samples using the ISOCON diagram. Economic Geology， 104（6）： 881-886.

Guo S， Ye K， Chen Y， Liu J， Mao Q and Ma Y. 2012. Fluid-rock interaction and element mobilization in UHP metabasalt： Constraints from an omphacite-epidote vein and host eclogites in the Dabie orogen. Lithos， 136（4）：145-167.

Hao Y J， Ren Y S， Duan M X， Tong K Y， Chen C， Yang Q and Li C. 2015. Metallogenic events and tectonic setting of the Duobaoshan ore field in Heilongjiang province， NE China. Journal of Asian Earth Sciences，97（B1）： 442-458.

He Y S， Li S G， Hoefs J， Huang F， Liu S A and Hou Z H. 2011. Post-collisional granitoids from the Dabie orogen：New evidence for partial melting of a thickened continental crust. Geochimica et Cosmochimica Acta，75（13）： 3815-3838.

Hermann J and Spandler C J. 2007. Sediment melts at sub-arc depths： An experimental study. Journal of Petrology， 49（4）： 717-740.

Hoskin P W O. 2005. Trace-element composition of hydrothermal zircon and the alteration of Hadeanzircon from the Jack Hills， Australia. Geochimica et Cosmochimica Acta， 69（3）： 637-648.

Hu Z C， Gao S， Liu Y S， Hu S H， Chen H H and Yuan H L. 2008. Signal enhancement in laser ablation ICP-MS by addition of nitrogen in the central channel gas. Journal of Analytical Atomic Spectrometry， 23（8）： 1093-1101. Jahn B and Zhang Z. 1984. Archean granulite gneisses from eastern Hebei Province， China： Rare earth geochemistry and tectonic implications. Contributions to Mineralogy and Petrology， 85（3）： 224-243.

Jiang S， Wang R， Xu X and Zhao K. 2005. Mobility of high field strength elements （HFSE） in magmatic-，metamorphic-， and submarine-hydrothermal systems. Physics and Chemistry of the Earth， Parts A/B/C，30（17-18）： 1020-1029.

Karsli O， Dokuz A and Uysal I. 2010. Generation of the Early Cenozoic adakitic volcanism by partial melting of mafic lower crust， Eastern Turkey： Implications for crustal thickening to delamination. Lithos， 114（1/2）：109-120.

Karsli O， Ketenci M and Uysal I. 2011. Adakite-like granitoid porphyries in the Eastern Pontides， NE Turkey： Potential parental melts and geodynamic implications. Lithos， 127（1/2）： 354-372.

Kay S M and Mpodozis C. 2001. Central Andean ore deposits linked to evolving shallow subduction systems and thickening crust. Gsa Today， 11（3）： 4-9.

Kilian R and Stern C R. 2002. Constraints on the interaction between slab melts and the mantle wedge from adakitic glass in peridotite xenoliths. European Journal of Mineralogy， 14（1）： 25-36.

Le Maitre R W， Bateman P， Dudek A， Keller J， Lameyre J，Le Bas M J， Sabine P A， Schmid R， Sorensen H，Streckeisen A， Woolley A R and Zanettin B. 1989. A Classification of Igneous Rocks and Glossary of Terms. Oxford： Blackwell Sciences Publications： 25-34.

Li X P， Zhang L， Wei C， Ai Y and Chen J. 2007. Petrology of rodingite derived from eclogite in western Tianshan，China. Journal of Metamorphic Geology， 25（3）：363-382.

Ling M， Li Y， Ding X， Teng F， Yang X， Fan W， Xu Y and Sun W. 2013. Destruction of the North China Craton induced by ridge subductions. The Journal of Geology，121（2）： 197-213.

Liu Y S， Hu Z C， Gao S， Gunther D， Xu J， Gao C G and Chen H. 2008. In situ analysis of major and trace elements of anhydrous minerals by LA-ICP-MS without applying an internal standard. Chemical Geology， 257（1-2）： 34-43.

Liu Y S， Hu Z C， Zong K Q， Gao C G， Gao S， Xu J and Chen H H. 2010. Reappraisement and refinement of zircon U-Pb isotope and trace element analyses by LA-ICP-MS. Chinese Science Bulletin， 55（15）：1535-1546.

Ludwig K R. 2008. Isoplot 3.7： A geochronological toolkit for Microsoft Excel. Special Publication 4. Berkeley，California： Berkeley Geochronology Center： 1-77.

Maniar P D and Piccoli P M. 1989. Tectonic discrimination of granitoids. Geological Society of America Bulletin，101（5）： 635-643.

Martin H. 1999. Adakitic magmas： Modern analogues of Archaean granitoids. Lithos， 46（3）： 411-429.

Mclnnes B I， McBride J S， Evans N J， Lambert D D and Andrew A S. 1999. Osmium isotope constraints on ore metal recycling in subduction zones. Science，5439（286）： 512-516.

Middlemost E A K. 1994. Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth-Science Reviews，37（3）： 215-224.

Miller C F， McDowell S M and Mapes R W. 2003. Hot and cold granites？ Implications of zircon saturation temperatures and preservation of inheritance. Geology，31（6）： 529-532.

Mungall J E. 2002. Roasting the mantle： slab melting and the genesis of major Au and Au-rich Cu deposits. Geology， 30（10）： 915-918.

O’Hara K. 1988. Fluid flow and volume loss during mylonitization： An origin for phyllonite in an overthrust setting， North Carolina USA. Tectonophysics，156（1）： 21-36.

Oyarzun R， Márquez A， Lillo J， López I and Rivera S. 2001. Giant versus small porphyry copper deposits of Cenozoic age in northern Chile： Adakitic versus normal calc-alkaline magmatism. Mineralium Deposita， 36（8）：794-798.

Peacock S M， Rushmer T and Thompson A B. 1994. Partial melting of subducting oceanic crust. Earth and Planetary Science Letters， 121（1）： 227-244.

Pearce J. 1996. Sources and settings of granitic rocks. Episodes， 19（4）： 120-125.

Pearce J A and Peate D W. 1995. Tectonic implications of the composition of volcanic arc magmas. Annual Reviewof Earth and Planetary Sciences， 23（1）： 251-285.

Qin J F， Lai S C， Diwu C R， Ju Y J and Li Y F. 2010. Magma mixing origin for the post-collisional adakitic monzogranite of the Triassic Yangba pluton，Northwestern margin of the South China block：Geochemistry， Sr-Nd isotopic， zircon U-Pb dating and Hf isotopic evidences. Contributions to Mineralogy and Petrology， 159（3）： 389-409.

Rapp P R. 1997. Heterogeneous source regions for Archaean granitoids： Experimental and geochemical evidence. Oxford Monographs on Geology and Geophysics， 35：267-279.

Rapp R P， Shimizu N， Norman M D and Applegate G S. 1999. Reaction between slab-derived melts and peridotite in the mantle wedge： Experimental constraints at 3.8 GPa. Chemical Geology， 160（4）：335-356.

Rapp R P， Xiao L and Shimizu N. 2002. Experimental constraints on the origin of potassium-rich adakites in eastern China. Acta Petrologica Sinica， 18（3）： 293-302.

Rickwood P C. 1989. Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and minor elements. Lithos， 22（4）： 247-263.

Shen J， He M and Ding Z. 2014. Geological characteristics and discussion on metallogenic epoch of Zhengguang gold deposit， Heihe city， Heilongjiang province. Acta Geologica Sinica， 88（s2）： 599-600.

Smithies R H. 2000. The Archaean tonalite-trondhjemitegranodiorite （TTG） series is not an analogue of Cenozoic adakite. Earth and Planetary Science Letters，182（1）： 115-125.

Sun S S and McDonough W F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts： Implications for mantle composition and processes. Geological Society， London，Special Publications， 42（1）： 313-345.

Tang J， Xu W L， Wang F， Wang W， Xu M J and Zhang Y H. 2013. Geochronology and geochemistry of Neoproterozoic magmatism in the Erguna massif， NE China：Petrogenesis and implications for the breakup of the Rodinia supercontinent. Precambrian Research， 224：597-611.

Watson E B and Harrison T M. 1983. Zircon saturation revisited： Temperature and composition effects in a variety of crustal magma types. Earth and Planetary Science Letters， 64（2）： 295-304.

Winchester J A and Floyd P A. 1977. Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology， 20（4）： 325-343. doi： 10.1016/0009-2541（77）90057-2

Wu G， Chen Y C， Sun F Y， Liu J， Wang G R and Xu B. 2015. Geochronology， geochemistry， and Sr-Nd-Hf Isotopes of the Early Paleozoic igneous rocks in the Duobaoshan area， NE China， and their geological significance. Journal of Asian Earth Sciences， 97： 229-250.

Xiong X L. 2006. Trace element evidence for growth of early continental crust by melting of rutile-bearing hydrous eclogite. Geology， 34（11）： 945-948.

Xiong X L， Adam J and Green T H. 2005. Rutile stability and rutile/melt HFSE partitioning during partial melting of hydrous basalt： Implications for TTG genesis. Chemical Geology， 218（3-4）： 339-359.

Xiong X L， Xia B， Xu J F， Niu H C and Xiao W S. 2006. Na depletion in modern adakites via melt/rock reaction within the sub-arc mantle. Chemical Geology， 229（4）：273-292.

Zajacz Z， Candela P A， Piccoli P M， Sanchez-Valle C and W?lle M. 2013. Solubility and partitioning behavior of Au， Cu， Ag and reduced S in magmas. Geochimica et Cosmochimica Acta， 112（3）： 288-304.

Zhang W， Pease V and Wu T. 2012. Discovery of an adakite-like pluton near Dongqiyishan （Beishan， NW China） —Its age and tectonic significance. Lithos，142（6）： 148-160.

Geochronology， Geochemistry and Geological Significance of the Tonalite Porphyry in Zhengguang Gold Deposit， Heilongjiang Province

YANG Yongsheng1， LV Xinbiao2，3*， GAO Rongzhen2， LI Chuncheng2， SUN Xixin4， LI Jie2，GUN Minshan2， WU Jianliang2and XING Weiwei5
（1. Geological Survey Institute， China University of Geosciences， Wuhan 430074， Hubei， China； 2. Faculty of Earth Resource， China University of Geosciences， Wuhan 430074， Hubei， China； 3. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resource， China University of Geosciences， Wuhan 430074， Hubei， China； 4. 402 Team of Liaoning Metallurgical Geological Prospectiong Bureau， Anshan 114001， Liaoning， China； 5. Institute of Geology and Mineral Resources Survey of Hebei Province， Langfang 065000， Hebei， China）

The Zhengguang gold deposit is located in the southeast of the Duobaoshan metallogenic belt in the northeastern Great Hinggan Range， Heihe city， Heilongjiang province. Relatively large-scale tonalite porphyry， which may relate to the mineralization， has been discovered in the No.Ⅰ ore belt. The LA-ICP-MS U-Pb concordant age and206Pb/238U weighted average age of zircons from the tonalite porphyry are 462.0±0.9 Ma （MSWD=0.0025） and 462.1±1.8 Ma （MSWD=0.34） respectively， which represent its crystallization age and belong to the late of Middle Ordovician. The tonalite porphyry exhibits geochemical features like high Mg adakitic rock， including the SiO2（62.54%～64.62%）≥56%， high Al content， enriched in large ion lithophile elements （LILE） （Rb， Ba， Sr， U） and light rare earth elements （LREE）， depleted in the high field strength elements （HFSE） （Nb， Ta， Ti）， Y and heavy rare earth elements （HREE）， without Eu anomaly， high Mg#（56～61）， MgO and Cr contents and low FeOT/MgO ratios. The Sr contents， Sr/Y， La/Yb and Na2O/K2O ratios are lower than those of the typical adakites. There are lots of geochemical similarities between the tonalite porphyry in the Zhengguang gold deposit and the Duobaoshan granodiorite. They may have evolution relationship to some extent. They are originated from partial melting of subducted oceanic slab. And with the increase of subduction depth， the temperature and pressure increased， the H2O content decreased and the stability of the main minerals， such as plagioclase， amphibole， garnet and rutile， gradually changed. The early Ordovician Duobaoshan granodiorite and the Middle Ordovician Zhengguang tonalite porphyry belong to the two periods of adakitic magmatic activity during a period of 16.9 Ma. They both came from continental margin arc， but the Zhengguang tonalite porphyry interacted with the mantle wedge during accending. The Ordovician mineralization of the Zhengguang deposit may relate to the tonalite porphyry pluton that is characterized by high oxygen fugacity， low polymerization degree， low evolution degree and fractionation degree， which is critical for Cu and Au mineralization.

adakitic porphyry； oceanic crust slab melting； paleo-Asian ocean； geochemistry； Zhengguang gold deposit；Duobaoshan metallogenic belt

P597； P595

A

1001-1552（2016）04-0674-027

2015-5-30； 改回日期： 2015-07-25

項目資助： 內(nèi)蒙古自治區(qū)呼倫貝爾市營林區(qū)等二幅1∶5萬區(qū)域礦產(chǎn)地質(zhì)調(diào)查項目（NMKD2014-23）成果。

楊永勝（1985-）， 男， 博士生， 主要從事區(qū)域礦產(chǎn)地質(zhì)調(diào)查與礦床學(xué)研究。Email： yangysh04@163.com

呂新彪（1962-）， 男， 教授， 博士生導(dǎo)師， 從事礦床學(xué)、礦產(chǎn)勘查研究。Email： lvxb_01@163.com