黑龙江省完达山地区河口林场斑岩型锡多金属矿床花岗斑岩的形成年代、岩石成因及构造背景*

2020-04-01郝宇杰任云生史雨凡商青青孙振明高煜王崇一杨群

岩石学报 2020年3期

郝宇杰任云生史雨凡商青青孙振明高煜王崇一杨群

1. 吉林大学地球科学学院，长春 1300612. 自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室，长春 1300613. 防灾科技学院，三河 0652014. 长春工程学院勘察与测绘工程学院，长春 1300211.

中国是世界上锡矿资源最为丰富的国家，且集中分布于华南地区(毛景文等，2007)。近年来，东北地区西部的大兴安岭南段相继发现了道伦达坝、维拉斯托、大井、白音查干、安乐、毛登、边家大院等多个大型-超大型锡多金属矿床，已成为中国北方最重要的锡多金属成矿域(赵一鸣和张德全，1997；欧阳荷根，2013；陈春良，2015；翟德高等，2016；陈公正等，2018)。该区已知的锡多金属矿床的成因类型主要为热液脉型(赵一鸣和张德全，1997；欧阳荷根，2013；陈公正等，2018)，其次为矽卡岩型和斑岩型(陈春良，2015；翟德高等，2016)。东北地区东部的完达山地区与俄罗斯远东地区的锡霍特-阿林陆缘增生带中生代以来为同一大型地质单元，统称为完达山-锡霍特-阿林地体(Kojima，1989；Zhangetal.，2013；Wilde，2015；Tangetal.，2016)，该地体的俄罗斯境内产出规模不等的锡矿床500 余个，提供了俄罗斯锡需求总量的近70%(Gonevchuketal.，2010；王硕等，2017)，显示出巨大的锡成矿潜力，但在我国境内，目前仅在吉黑东部的完达山地体内的黑龙江省宝清县发现了河口林场中型锡多金属矿床。

对完达山地体西部的河口林场锡多金属矿床开展解剖性研究，可以弥补东北地区东部锡矿床成矿理论的空白，为寻找同类矿床提供理论指导。由于发现时间短，且地处森林覆盖区，河口林场锡多金属矿床勘查程度低，理论研究薄弱。前人通过成矿地质条件和矿床地质特征研究提出该矿床成因类型为斑岩型，获得成矿花岗斑岩的锆石U-Pb年龄为121.4±0.5Ma，并研究了花岗斑岩的岩石地球化学特征(王硕，2014；王硕等，2017)，但由于岩石样品的数量不足(仅3个样品)，且具有较高烧失量(分别为2.49%、2.72%和6.94%)，而据此得出的岩石成因和岩浆源区性质的认识尚有待进一步明确。为此，本文在地质研究基础上，对河口林场矿床成矿花岗斑岩体开展了LA-ICP-MS锆石U-Pb定年、全岩主微量元素与Sr-Nd-Pb同位素以及锆石Hf同位素分析，以期确定该岩体及相关锡多金属矿化的时代、岩石成因、岩浆源区性质及构造背景，为成矿机制和区域成矿理论研究奠定基础。

1 成矿地质背景

完达山地体位于黑龙江省东部，西接佳木斯地块，南邻兴凯地块，东部与俄罗斯锡霍特-阿林地体相连(图 1a)。该地体与东部锡霍特-阿林地体在地层古生物组合、岩相和构造特征等方面具有相似性(水谷伸治郎等，1989；邵济安等，1991；万阔，2017)，而与其它相邻构造单元存在很大的差异性。现有资料表明，完达山地体是中国东部典型的外来地块，普遍缺失晚古生代之前的古老地层，而发育中生代和新生代地层。其中，中三叠统-中侏罗统地层与区域成矿关系最为密切，由老至新依次为：十八晌组(T2s)、大坝山北组(T2d)、大佳河组(T3dj)、大岭桥组(T3J1d)、永福桥组(J1y)和白鹤山组(J1b)等(图 1b)(张国宾，2014)。在完达山地体中，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了混杂堆积体，它们被大量逆冲推覆断层和走滑断层所切割，形成一系列近平行的构造岩片，整体构成了叠瓦状逆冲推覆带。这些构造岩片在增生过程中受到持续的挤压作用，使地体中发育强烈变形的褶皱带，随后经历一系列构造活动改造后，构造线的形态和方向均发生了改变，形成北部构造线为NNE向，中部转为NNW向，南部转为NW向，在平面上整体呈向西凸出的弧形构造(万阔，2017)。

图1 东北地区大地构造单元划分图(a，据Wu et al.，2011修改)和完达山地区地质矿产简图(b，据万阔，2017修改)

完达山地体内的岩浆岩十分发育，主要有晚古生代和早中生代基性-超基性岩、晚中生代中酸性侵入岩和火山岩(张国宾，2014)。区内成矿地质条件优越，矿床(矿化点)数量较多(图1b)，但迄今只探明四平山金矿床(金资源量5.8t)和河口林场锡多金属矿床(锡金属量20000t)2个中型矿床(Zhangetal., 2013; 王硕，2014)，其余均为小型矿床(矿化点)。

2 矿床地质特征

河口林场锡多金属矿区出露的地层主要包括以灰白色硅质岩夹硅质板岩、粉砂质板岩、细砂岩为主的上三叠统大佳河组(T3dj)，以砂板岩夹硅质板岩为主的上三叠统-下侏罗统大岭桥组(T3J1d)，以及主要由流纹岩组成的下白垩统皮克山组(K1p)(图2a)(王硕等，2017)。由于经历了复杂的地质构造演变过程，矿区内岩石普遍经历了低级区域变质作用，在构造带附近可见糜棱岩化现象。区内褶皱、断裂构造非常发育，早期构造线方向以SN向及NNE向为主，晚期构造线方向则以NE、NW向为主。矿区内侵入岩不发育，仅在河口林场南部见呈NE向分布的花岗斑岩(图3a)以及受NE向构造控制明显的辉长岩脉。其中，花岗斑岩与锡多金属矿体具有密切的时空关系，蚀变强烈，岩石呈斑状结构，块状构造，斑晶占30%，主要有长石、石英和黑云母，粒度在0.5～2.0mm；基质以长英质成分为主，细粒结构，粒度一般在0.02～0.10mm(图3b)。

河口林场矿区地表出露矿体有5条(图2a)。矿体由近平行的薄脉状矿体群组成，走向与区域构造线方向一致，倾向280°±，倾角40°～65°(图2b)。地表以锡、铅矿体为主，厚度一般在1～3m之间，最厚可达11m；深部以锡、铅、锌、铜等多金属矿体为主，厚度一般在5～8m。经普查工作估算该矿床资源量(333+334级)中，锡金属量可达20000t、银236t、铅15000t和锌38000t，锡、银、铅和锌的平均品位分别为0.27%、122.89g/t、0.84%和1.43%(王硕等，2017)。

矿石中主要金属矿物有磁黄铁矿、黄铁矿、黝锡矿、锡石等，次要金属矿物为毒砂、方铅矿、闪锌矿和黄铜矿等(图3c-g)，金属矿物主要为自形-半自形晶粒结构、他形晶粒结构、固溶体分离结构、骸晶结构和交代残余结构等；非金属矿物主要有石英、斜长石、绿泥石、绿帘石和方解石等(图3h-l)。矿石主要呈稀疏浸染状构造、稠密浸染状构造(图3f)、细脉状和网脉状构造(图3g)。

图2 河口林场矿区地质略图(a)及40号勘探线剖面图(b)(据王硕等，2017修改)

图3 河口林场花岗斑岩及其蚀变矿化特征

矿体及围岩中普遍发育硅化、黑云母化、绢云母化、绿泥石化、绿帘石化和碳酸盐化等蚀变现象(图3h-l)。其中硅化和绢云母化与成矿作用关系最为密切。蚀变具有面型分带特征，表现为从深至浅、从中心到边缘，依次为硅化-黑云母化-绢云母化-绿泥石化(绿帘石化)-方解石化。

根据矿石中的矿物组合、矿物交生关系以及围岩蚀变特征，可将河口林场锡多金属矿床的形成过程划分为3个阶段：石英-黄铁矿-毒砂阶段、石英-锡多金属硫化物阶段(主成矿阶段)以及碳酸盐-多金属硫化物阶段。石英-黄铁矿-毒砂阶段主要矿物为自形粒状的黄铁矿及毒砂；石英-锡多金属硫化物阶段主要矿物为磁黄铁矿、闪锌矿、黄铁矿、黄铜矿、黝锡矿和锡石，其中黄铁矿呈他形填隙结构分布在岩石裂隙中，黝锡矿和锡石主要呈浸染状被闪锌矿包围或与闪锌矿呈共生边结构；碳酸盐-多金属硫化物阶段形成晚期的方解石-黄铁矿-磁黄铁矿-方铅矿细脉切穿早期生成的矿物。

3 样品与测试方法

在河口林场锡多金属矿区ZK07钻孔岩心的210m处，选取新鲜且矿化和蚀变较弱的花岗斑岩样品，开展锆石的LA-ICP-MS U-Pb法测年和Hf同位素分析、全岩主微量元素及Sr-Nd-Pb同位素分析。

3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb分析方法

锆石单矿物分选由北京锆年领航科技有限公司完成。通过阴极发光(CL)图像对比和分析，选择晶形完好、无裂隙及包裹体、环带清晰、形态相似锆石颗粒用于U-Pb 年龄和Hf 同位素测试的。

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Yuanetal.(2004)。测试和数据处理的主要流程及仪器主要技术参数为：(1)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；(2)实验采用He 作为剥蚀物质的载气，仪器最佳化采用美国国家标准技术研究院研制的人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST 610，采用91500 标准锆石外部校正法进行锆石原位U-Pb分析(Gengetal., 2017)；(3)采用直径为32μm、频率为7Hz的激光束斑进行样品分析；(4)用GLITTER 软件计算同位素比值和207Pb/206Pb、206Pb/238U、207Pb/235U 的年龄值；(5)采用Andersen(2002)的方法对结果进行普通铅校正；(6)采用Isoplot程序计算其年龄。

3.2 岩石地球化学分析

岩石地球化学分析在自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室完成。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%。

3.3 全岩Sr-Nd-Pb同位素分析

花岗斑岩全岩Sr-Nd-Pb同位素分析的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，先经过阳离子-锶特效联合树脂，分离出Sr和总稀土；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、50×10-9Nd。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，用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(Lietal.，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。

3.4 锆石Lu-Hf同位素测试

锆石Hf 同位素组成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。激光束斑直径根据锆石的大小选择44μm，激光脉冲频率为8Hz，剥蚀时间为26s，以He气作为载气，采用锆石91500和MT作为外部标样，本次实验获得的上述2个标样的176Hf/177Hf比值分别为0.282317±0.000018(n=15)和0.282487±0.000012(n=10)，在误差范围内均与推荐值一致(Griffinetal.，2007)。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Wuetal.(2005)和侯可军等(2007)。

表1河口林场花岗斑岩锆石LA-ICP-MSU-Pb测试结果

Table 1 Zircon LA-ICP-MS U-Pb data of the granite porphyry from the Hekoulinchang deposit

测点号ThU(×10-6)Th/U同位素比值年龄(Ma)207Pb206Pb±%207Pb235U±%206Pb238U±%207Pb206Pb2σ207Pb235U2σ206Pb238U2σ-012485580.440.050470.001470.130620.00430.018770.000492173512541203-022004400.450.049050.001610.121750.004390.0180.000481504011741153-031944420.440.049290.001570.126010.004440.018540.000491623912141183-042374840.490.048040.001480.123580.004240.018660.000491013811841193-051633980.410.050830.001640.131530.004680.018770.00052333912541203-061423550.400.04890.001650.125230.004610.018570.000491434212041193-071533600.430.051340.001760.130690.004860.018460.000492564112541183-084046580.610.051420.001420.132430.004180.018680.000492603312641193-093476040.570.047780.001410.122330.004060.018570.00049883611741193-101773850.460.049650.001640.126660.004580.01850.000491794012141183-111503700.410.04990.001660.127840.004640.018580.000491904112241193-121964160.470.073050.002230.1820.006150.018070.0004810153217051153-1379913210.600.049210.001570.125010.00440.018430.000491583912041183-143325730.580.049020.001610.122990.004420.01820.000481494011841163-152524660.540.048920.001790.124180.004880.018410.000491444611941183-163515640.620.049860.001580.128220.004480.018650.00051883812241193-171733500.490.048440.001870.123960.005090.018560.00051214911951193-181754010.440.055610.002110.137570.005550.017950.000494374513151153-191623750.430.052160.00170.133130.004760.018510.000492923912741183-202414980.480.047760.001550.12150.004330.018450.00049874011641183-212544090.620.046330.001570.118690.004370.018580.00049153611441193-226408830.720.049530.00140.123660.003970.018110.000481733411841163-233165810.540.048070.001460.122820.004160.018540.000491033711841183-242024630.440.049670.001670.125520.004590.018330.000491804112041173-253096570.470.049160.001380.125020.0040.018450.000491553412041183-261814450.410.04750.001510.121210.004250.018510.00049743911641183-274167770.540.049670.001540.124620.004290.01820.000481803711941163-282084470.460.050160.001580.127330.004420.018420.000492023812241183-291963750.520.059220.002240.150970.006050.018490.000515754314351183-302775440.510.049820.001760.12630.004810.018390.00051874312141173

通过详细对比锆石透反射光和阴极发光图后，所选择锆石形态相似，结构发育完整，内部结构清晰，振荡环带发育，呈自形-半自形长柱状、粒状。U-Pb、Lu-Hf 同位素测试锆石部分均无包裹体、无裂隙及无杂质。此外，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。

4 测试结果

4.1 锆石U-Pb测年

河口林场矿床含矿(成矿)花岗斑岩(样品编号HK-61)锆石U-Pb同位素分析结果见表1。

花岗斑岩中锆石颗粒粒度介于80～200μm之间，具有良好的晶形和明显的岩浆振荡环带。30个测试分析点的数据中，除了3颗锆石(测点号： -12、-18、-29)表面年龄存在明显偏差外，其余27个测点的表面年龄具有很好的一致性(图4a)。238U含量变化于350×10-6～1321×10-6，232Th含量介于142×10-6～799×10-6，232Th/238U比值范围介于0.41～0.72，均远大于0.1，结合CL图像特征判断，所测锆石为典型的岩浆成因锆石 (Bowring and Schmitz， 2003)。27粒锆石的206Pb/238U年龄变化范围115±3Ma～120±3Ma，加权平均年龄为118.0±1.1Ma (MSWD=0.17)(图4b)，代表了该岩体的结晶年龄，表明河口林场矿区花岗斑岩形成于早白垩世。

表2河口林场花岗斑岩主量(wt%)、微量(×10-6)元素含量

Table 2 Major (wt%) and trace (×10-6) element compositions of the Hekoulinchang granite porphyry

样品号HK-61-1HK-61-2HK-61-3HK-61-4HK-61-5HK-61-6HK-61-7HK-61-8HK-61-9HK-61-10SiO267.6666.8567.8667.5366.6767.4967.6567.7267.8868.37 TiO20.500.480.470.490.490.440.440.450.410.40 Al2O315.3315.5215.0514.9315.4015.3115.1215.1315.6215.44 Fe2OT33.633.653.603.853.743.473.433.673.133.06 MnO0.110.120.120.120.130.120.120.140.110.11 MgO1.681.661.611.671.621.491.541.531.411.34 CaO3.233.333.273.223.473.163.113.172.612.42 Na2O3.433.483.423.363.503.923.833.694.294.26 K2O2.972.952.932.992.902.762.742.692.933.08 P2O50.120.120.120.130.120.110.120.120.100.10 LOI1.411.461.431.471.581.431.411.491.561.48 Total100.0799.6299.8899.7699.6299.7199.5099.78100.05100.06 Na2O/K2O1.151.181.171.121.211.421.401.371.461.38 A/NK1.731.741.711.701.731.621.631.681.531.49 A/CNK1.041.041.021.021.011.011.011.021.041.05 Li35.9134.3633.3734.6334.6920.1329.9033.5326.8724.95 Be1.771.731.641.651.731.321.601.591.551.58 B74.6728.7922.3725.2124.499.4422.7824.2421.8620.21 Sc2.282.332.992.982.812.502.732.422.251.62 V58.1356.1451.3154.1155.7842.0149.6147.2942.9938.97 Cr45.2239.9844.4758.7048.1237.7328.5355.0623.5931.73 Mn709.8698.5749.7769.1814.3601.1760.8871.1630.9595.0 Co8.128.277.638.058.656.367.448.326.105.78 Ni16.1716.9315.3617.3015.8612.9814.6417.6112.3913.88 Cu17.1423.6119.6815.9831.1119.4617.4631.4312.3312.11 Zn75.3272.1663.1957.3589.8557.2645.7058.5440.6546.59 Ga15.1914.9414.9915.0415.7613.9415.3615.2015.3015.02 Ge6.066.046.246.116.764.866.046.165.815.16 As0.540.730.760.730.650.680.850.810.851.07 Se1.361.331.371.511.731.591.561.341.501.23 Rb11.069.8310.7513.0512.1221.2011.589.9318.5113.88 Sr153.8144.6143.7160.3142.9147.6163.6168.8172.2158.0 Y9.7010.429.2112.0111.2911.1310.888.468.363.34 Zr191.8149.4142.4176.8182.1137.4159.2168.1144.8139.8 Nb14.8814.0513.7813.8514.0910.7912.0011.748.918.64 Mo1.141.560.972.031.092.721.222.551.050.87 Ag0.300.270.260.280.340.230.250.260.230.22 Cd2.031.671.521.772.061.441.661.811.421.45 Sn3.372.754.104.163.712.443.392.513.042.72 Sb20.241.791.721.781.721.822.362.102.091.73 Cs1.241.411.471.511.441.781.671.421.941.75 Ba172.0130.3242.2213.6169.8186.6178.0188.5267.9393.5 La7.849.739.8211.2112.149.938.919.889.184.82 Ce20.9625.2024.6128.4329.0525.6722.8026.7421.5313.99 Pr2.552.992.823.403.492.972.753.142.601.63

续表2

Continued Table 2

样品号HK-61-1HK-61-2HK-61-3HK-61-4HK-61-5HK-61-6HK-61-7HK-61-8HK-61-9HK-61-10Nd9.6311.2510.5412.9213.0211.2310.6311.579.986.19 Sm2.212.492.272.812.642.532.452.482.161.33 Eu0.550.590.590.670.640.570.580.510.590.40 Gd2.182.512.332.762.792.582.422.382.121.21 Tb0.380.420.380.460.430.400.410.390.330.21 Dy2.332.452.302.752.602.382.482.331.871.23 Ho0.510.540.490.590.570.510.540.490.410.26 Er1.541.521.481.721.651.501.571.441.180.80 Tm0.250.260.240.280.270.230.260.220.180.13 Yb1.661.611.531.821.741.501.611.501.170.82 Lu0.280.260.250.290.270.250.270.250.200.14 Hf8.506.786.558.017.956.487.117.616.306.28 Ta1.371.281.311.291.281.011.111.100.760.73 W1.581.531.491.471.930.820.990.811.421.44 Au0.120.110.110.110.100.050.110.100.080.08 Tl0.630.640.660.640.660.540.550.480.680.70 Pb14.4016.0815.8216.0120.3018.6211.3013.058.629.33 Bi0.100.130.120.110.190.610.410.310.090.10 Th4.454.564.655.945.455.254.945.133.721.69 U2.042.022.102.131.971.671.911.911.321.35 δ1.661.731.621.641.731.821.751.652.102.12 ΣREE52.8961.8259.6470.1071.2962.2657.6963.2953.4933.17 LREE43.7552.2550.6459.4360.9852.9048.1354.3146.0328.36 HREE9.149.579.0010.6710.319.359.568.987.454.81 LREE/HREE4.795.465.635.575.915.665.046.056.175.89 (La/Yb)N3.394.334.614.425.004.743.974.735.614.22 δEu0.760.720.770.720.720.680.720.630.830.94 δCe1.141.141.131.121.081.151.121.171.061.22

图4 河口林场花岗斑岩LA-ICP-MS锆石U-Pb 年龄谐和图(a)及加权平均年龄(b)

图5 河口林场花岗斑岩主量元素地球化学特征图解

图6 河口林场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, 标准化值据McDonough and Sun, 1995)

4.2 主微量元素特征

表3河口林场花岗斑岩全岩Sr-Nd-Pb同位素分析结果

Table 3 Sr-Nd-Pb isotopic data of the Hekoulinchang granite porphyry

样品号AgeRbSr(Ma)(×10-6)87Rb86Sr87Sr86Sr()iSmNd(×10-6)147Sm144Nd143Nd144Nd143Nd144Nd()iεNd(t)tDM2(Ma)206Pb204Pb207Pb204Pb208Pb204Pbμ△β△γHK-63-1HK-63-2HK-63-3HK-63-411821.21470.417310.7041362.5311.20.136340.5124870.512381-2.0108218.44315.59638.4709.4517.5831.7411.61630.205920.7081242.4510.60.139780.5124690.512361-2.4111418.44215.59138.5159.4417.2332.969.931680.171030.7081632.4811.60.128930.5124310.512332-3.0116118.46015.59538.7619.4517.4739.5518.51720.311230.7083312.169.980.130660.5124780.512377-2.1108918.41415.59338.4979.4517.3532.48

注：计算过程所用参数为(147Sm/143Nd)CHUR=0.1967；(143Nd/144Nd)CHUR=0.512638；(147Sm/143Nd)DM=0.2137；(143Nd/144Nd)DM=0.51315.μ=238U/204Pb；△β和△γ分别代表两种铅同位素和同期地幔值之间的相对偏差

河口林场花岗斑岩的稀土元素(REEs)总含量较低(∑REE=33.17×10-6～71.29×10-6，平均值为58.56×10-6)，轻、重稀土分馏不明显[(La/Yb)N=3.39～5.61]，除1个样品无Eu异常外，其他样品均显示弱的负Eu异常(δEu=0.63～0.94)。球粒陨石标准化稀土元素配分曲线显示(图6a)，所有样品的轻稀土相对富集(LEEs)，显示轻微右倾的稀土配分模式。原始地幔标准化微量元素蛛网图解上(图6b)，样品显示富集不相容元素Th、U和K，相对亏损高场强元素Nb、Ta、Hf和Ti的特征，且Eu和Sr呈现耦合的特征。

4.3 Sr-Nd-Pb同位素组成

河口林场花岗斑岩Sr-Nd-Pb同位素组成见表3。4件样品的初始Sr、Nd同位素组成用其对应的锆石U-Pb年龄值118Ma进行校正计算。由表3可知，河口林场花岗斑岩全岩Sr-Nd同位素相对较均一，其同位素值较接近。其中，全岩初始(87Sr/86Sr)i比值为0.708124～0.708331，平均值0.708189；初始(143Nd/144Nd)i值为0.512332～0.512381，平均值0.512363；εNd(t)值为-2.0～-3.0，平均值-2.4；二阶段模式年龄tDM2介于1082～1161Ma，平均值1112Ma。4件样品206Pb/204Pb值为18.414～18.460，207Pb/204Pb值为15.591～15.596，208Pb/204Pb值为38.470～38.761。根据成岩年龄118Ma，计算μ值为9.44～9.45，△β值为17.23～17.58，△γ值为31.74～39.55。

4.4 锆石Lu-Hf同位素

河口林场花岗斑岩的锆石Lu-Hf同位素测试结果列于表4。15个锆石测点的176Lu/177Hf值均较低(均值为0.0013)，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(Amelinetal.，1999)。花岗斑岩锆石εHf(t)值变化范围为3.4～7.4，平均值为5.4；Hf同位素单阶段模式年龄(tDM1)和二阶段模式年龄(tDM2)分别为488～647Ma和701～956Ma(表4)。

5 讨论

5.1 矿床成因及形成时代

本文及前人研究资料(王硕，2014；王硕等，2017)表明，河口林场锡多金属矿床具有斑岩型矿床的地质背景、成矿地质条件、矿体和矿石特征以及围岩蚀变特征。具体表现为：(1)矿体主要赋存于花岗斑岩体及其内外接触带附近，与花岗斑岩具有密切的空间及成因关系；(2)矿体规模大，品位较低，锡最高品位0.46%，平均品位为0.27%；(3)矿石中金属矿物有黄铁矿、毒砂、磁黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿、黝锡矿、锡石和方铅矿等，其中，毒砂、磁黄铁矿、黄铜矿、锡石和黝锡矿均为典型的中高温矿物；(4)矿石具有典型的浸染状构造、细脉状和细脉-浸染状构造；(5)花岗斑岩体发育斑岩型矿床的标志性面型蚀变分带，从深至浅，从中心向外，围岩蚀变主要为硅化-黑云母化-绢云母化-绿泥石化(绿帘石化)-方解石化；(6)河口林场矿床上述特征与国内典型斑岩型锡矿床地质特征具有很好的可比性(表5)。

表4河口林场花岗斑岩锆石Lu-Hf同位素组成

Table 4 Zircon Lu-Hf isotope data of Hekoulinchang granite porphyry

测点号年龄(Ma)176Hf177Hf1σ176Lu177Hf1σ176Yb177Hf1σHfiεHf(t)tDM1 (Ma)tDM2(Ma)fLu/Hf-011180.2828710.0000200.0014050.0000110.0355330.0001710.0001716.0547794-0.96-021190.2829110.0000220.0013390.0000240.0344600.0004590.0004597.4488701-0.96-031200.2827980.0000180.0009560.0000170.0263760.0003230.0003233.5644956-0.97-041190.2828440.0000170.0014160.0000300.0381880.0009930.0009935.1585854-0.96-051180.2828880.0000310.0011260.0000090.0283040.0002620.0002626.6519754-0.97-061190.2828680.0000190.0010670.0000070.0292060.0001950.0001955.9545797-0.97-071180.2828200.0000190.0016540.0000110.0459730.0001640.0001644.2623909-0.95-081160.2827990.0000180.0012840.0000160.0337420.0003230.0003233.4647956-0.96-091180.2828610.0000220.0011950.0000130.0305820.0002840.0002845.6558815-0.96-101190.2828330.0000160.0015130.0000120.0406630.0001930.0001934.6603880-0.95-111190.2829050.0000240.0015290.0000110.0389790.0003490.0003497.2500717-0.95-121180.2828550.0000170.0009750.0000200.0253740.0005870.0005875.4563828-0.97-131180.2828410.0000170.0015870.0000360.0400890.0007260.0007264.9593863-0.95-141190.2828590.0000210.0013300.0000210.0361580.0006000.0006005.6563820-0.96-151180.2828390.0000190.0013310.0000060.0355980.0001230.0001234.9591864-0.96

表5河口林场矿床矿化特征与国内典型斑岩型锡矿床的地质特征对比表

Table 5 Geological characteristics of the Hekoulinchang compared with those of the typical porphyry tin deposits in China

矿床名称黑龙江省宝清县河口林场广东省陆河县塌山江西省会昌县岩背内蒙古省赤峰维拉斯托矿种锡多金属锡多金属锡锡多金属成矿岩体花岗斑岩花岗斑岩和石英斑岩花岗斑岩和流纹斑岩石英斑岩矿体形态脉状带状、透镜状、囊状、不规则状扁平透镜状、似层状、脉状连续的脉状或大脉状矿石构造浸染状构造、脉状构造细脉浸染状构造浸染状、细脉浸染状构造,局部角砾状构造块状、浸染状、细脉状和条带状金属矿物主要为黄铁矿、黝锡矿、锡石,次要为毒砂、方铅矿、闪锌矿、黄铜矿主要为锡石, 有少量至微量黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、毒砂等锡石、黄铜矿、黄铁矿、闪锌矿、辉钼矿为主,含有少量黑钨矿、黝锡矿主要有锡石、黝锡矿、闪锌矿、辉钼矿,以及少量的方铅矿、黄铜矿、黄铁矿、毒砂及黝铜矿等非金属矿物石英、斜长石、绿泥石、绿帘石、方解石石英、白云母、黑云母、石榴石、钠长石、绿泥石、红柱石、锆石、尖晶石、褐帘石、金红石、绿帘石、电气石、锐钛矿、绢云母等石英、黄玉、萤石、绿泥石、叶腊石、绢云母石英、白云母、黄玉、萤石、绢云母、绿泥石等围岩蚀变硅化、绢云母化、黑云母化、绿泥石化、绿帘石化、碳酸盐化黑云母化、黑云母-石榴石化、钠长石化、绿泥石化以及硅化等黄玉-硅化、绢云母、绿泥石化、高岭土化、碳酸盐化强云英岩化、硅化、绢云母化、绿帘石化以及高岭土化和叶腊石化成矿时代早白垩世早白垩世早白垩世早白垩世资料来源本文闫庆贺等,2018梅玉萍等,2007;余长发等,2013翟德高等,2016;刘瑞麟等,2018

图7 河口林场花岗斑岩P2O5-SiO2(a, 据Chappell and White, 1992)和Na2O-K2O(b, 据Boynton, 1984)判别图解

图8 河口林场花岗斑岩A型花岗岩判别图解(据Whalen et al.，1987)

鉴于河口林场锡多金属矿床成因为斑岩型，且成矿岩体花岗斑岩，花岗斑岩成岩年龄可基本代表该矿床形成时代(或略晚于成岩时代)。本文测得花岗斑岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为118.0±1.1Ma，与前人测年结果(121.4±0.5Ma；王硕等，2017)在误差范围内基本一致。因此，本文认为河口林场锡多金属矿床的成岩成矿时代为早白垩世。东北地区目前已发现的锡多金属矿床除河口林场矿床外，其余均产于大兴安岭南段，成矿时代主要集中在129～144Ma，如维拉斯托矿床锡石U-Pb年龄为136.0±6.1Ma(刘瑞麟等，2018)；黄岗梁矿床花岗斑岩锆石U-Pb年龄为136.8±0.57Ma(刘伟等，2007)；大井矿床锡石U-Pb年龄为144±16 Ma(廖震等，2014)；东山湾矿床辉钼矿Re-Os年龄为140.5±3.2Ma(王承洋，2015)；查木罕矿床辉钼矿Re-Os年龄为139.3±3.2Ma(王明艳和何玲，2013)；白音诺尔矿床石英斑岩锆石U-Pb年龄为129.2±1.4Ma(江思宏等，2011)；边家大院矿床黑云母花岗斑岩锆石U-Pb年龄为143.2±1.5Ma(阮班晓等，2013)；白音查干矿床石英斑岩锆石U-Pb年龄为141.7±0.8Ma(姚磊等，2017)。鉴于河口林场矿床明显晚于大兴安岭南段锡多金属矿床约10～25Myr，且明显早于完达山地块东部锡霍特-阿林地体锡成矿作用的峰期(96Ma，63Ma和55Ma；Ognyanov，1986；Rodionov, 2000，2005；Nokleberg，2010)约20Myr，本文初步认为，兴蒙造山带东段不仅存在129～144Ma和55～96Ma两期锡成矿作用，而且也具有寻找～120Ma锡矿床的潜力。

5.2 岩石成因及岩浆源区性质

图9 河口林场花岗斑岩的锆石Hf同位素特征(据Yang et al.，2006)

图10 河口林场花岗斑岩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)

如表3所示，河口林场花岗斑岩中206Pb/204Pb值为18.414～18.460，高于18.000；207Pb/204Pb值15.591～15.596，大于15.300，显示铀铅富集的特征；208Pb/204Pb=38.470～38.761，低于39.000，显示钍铅微弱亏损。河口林场花岗斑岩铅μ值为9.44～9.45，介于正常铅μ值(8.69～9.24)和地幔μ值(8.92)与造山带μ值(10.87，Doe and Zartman，1979)之间。多数研究者认为，μ值的高低可在一定程度上说明铅源特征(朱上庆和黄华盛，1988；吴开兴等，2002；沈能平等，2008)。河口林场花岗斑岩具有低μ值(9.44～9.45<9.58)，暗示有下部地壳或上地幔铅参与。然而，鉴于该岩体铅源物质成熟度较高，且相对富集铀铅，以及其Th/U比值(3.73～3.84)与全球上地壳Th/U比值(3.88，Zartman and Haines，1988)相近，表明也存在一定程度上地壳铅或沉积物铅的贡献。以上证据表明，河口林场花岗斑岩Pb并非单一来源，具有混源铅的特征，其来源可能与区域内的下部地壳(或上地幔铅)与上地壳铅(或沉积物铅)混染有关。在Zartman and Haines(1988)的206Pb/204Pb-207Pb/204Pb和206Pb/204Pb-208Pb/204Pb构造模式图解中，样品点均落在铅的造山带演化线上或造山带区域内(图10a-c)，同样表明其铅同位素具有混源铅特点。此外，利用朱炳泉(1998)Δβ-Δγ成因分类图解消除了时间因素的影响，具有一定的优越性，可以示踪铅的源区(图10d)，河口林场花岗斑岩的样品点投入地幔与上地壳混合的俯冲带铅区域，显示其铅同位素具有造山带及与俯冲带相关的性质，暗示岩浆形成于板块俯冲的构造背景。考虑到深部俯冲通常富集LREEs和Ba，Th和Sr等元素，基于本文中样品低的LREEs含量，本文认为发生混染的物质来源于浅部俯冲带沉积物。

河口林场花岗斑岩的Sr同位素特征显示，其初始值(87Sr/86Sr)i比值为0.708136～0.708331，平均值为0.708189，可能代表了成岩时有地壳物质参与。结合该岩体εNd(t)值为-2.0～-3.0，平均值为-2.4，代表其来自地壳或富集地幔(邵济安等，2010)。鉴于在εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图解中，河口林场花岗斑岩样品均落在完达山地体中生代火成岩壳源岩石和幔源岩石间，并靠近壳源岩石(图11)，以及该岩体的二阶段模式年龄tDM2介于1082～1161Ma，综合认为元古代的地壳物质对岩浆源区具明显贡献。

图11 河口林场花岗斑岩Sr-Nd同位素组成(底图据Guo et al.，2010修改)

基于以上岩石地球化学及Sr-Nd-Pb-Hf同位素研究，本文认为河口林场花岗斑岩属于属高钾-中钾钙碱性系列的I型花岗岩，初始岩浆主要来源于基性新生下地壳物质的部分熔融，同时受到俯冲带浅部沉积物质的混染，其原始岩浆形成于活动大陆边缘环境。

5.3 成矿构造背景

图12 河口林场花岗斑岩的Rb-(Y+Nb)(a)及Rb-(Yb+Ta)判别图解(b)(底图据Pearce et al.，1984)

增生杂岩作为板块俯冲过程中刮削与增生的特征性产物，可作为板块俯冲作用的直接记录(Karig and Sharman，1975)。前人研究资料表明，完达山地体是典型的古太平洋板块俯冲拼贴的增生楔(水谷伸治郎等，1989；田东江，2007；张国宾，2014；王硕等，2017；王智慧，2017；Wuetal.，2018；张夺，2019)。在晚侏罗世，完达山地体就位于佳木斯地块东缘(田东江，2007；Zhangetal.，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)。此外，放射虫硅质岩和其它区域地质证据也限定了完达山地体内的饶河增生杂岩就位时代为晚侏罗世-早白垩世(Kojima，1989)。结合最新研究资料显示，饶河杂岩的就位年龄由西向东逐渐变年轻，即具有由西向东增生物质逐渐变新的趋势，这与古太平洋板块的西向俯冲相对应(孟恩等，2011；Zhouetal.，2014；Sunetal.，2015；Zhou and Li，2017；周建波等，2018)。综上所述，在晚侏罗-早白垩世，由于兴蒙造山带东部发生古太平洋板块俯冲挤压，在佳木斯地块东缘最终形成现有的完达山构造增生杂岩带(Zhangetal.，2013)。

大量研究资料证实，完达山地体白垩纪火成岩主要由中酸性火山岩与I型和高分异I型花岗质岩石和辉长岩组成(王智慧，2017)，具有活动大陆边缘火成岩的地球化学特征(Wilson，1989；Kelemenetal.，2007)。一般认为，I型花岗岩主要形成于活动大陆边缘环境和碰撞后环境(Winter，2001)，河口林场花岗斑岩属于I型花岗岩，具有较高的SiO2含量，轻重稀土元素分异程度较大，同时富集大离子亲石元素，亏损高场强元素，显示出活动大陆边缘火成岩的地球化学特征。Rb-(Y+Nb)和Rb-(Yb+Ta)判别图解中(图12)，河口林场花岗斑岩样品均落入火山弧花岗岩区域。可见，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; Qiuetal.，2019；张夺，2019)。