华北地台东北缘西岔地区金多金属矿成矿地质体年代学、地球化学及成矿动力学*

2020-05-08钱烨孙金磊李予晋于娜刘金龙李碧乐孙丰月

岩石学报 2020年4期

钱烨孙金磊李予晋于娜刘金龙李碧乐孙丰月**

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. 长春工程学院勘查与测绘工程学院，长春 1300204. 中国地质调查局沈阳地质调查中心，沈阳 110000

吉林南部西岔地区位于华北地台东北缘，东临古太平洋板块，北临西伯利亚板块。研究区经历了太古宙结晶基底的形成(Liuetal., 1992)，元古宙“辽吉洋”的构造演化(李雪梅，2009；张雅静，2014；彭勃，2017；图1a)，中生代遭受古亚洲洋最终闭合的影响(engör and Natalin，1996；Li，2006；肖文交等，2006；郭锋等，2009；徐备等，2014；唐杰等，2018；图1b)，中-新生代又有滨太平洋构造域的叠加与改造(吴福元和孙德有，1999；翟明国等，2005；唐杰等，2018；图1b)，造就了复杂的构造格局和岩浆活动，为矿床的形成奠定了良好的基础，是中国重要的多金属成矿带之一。

图1 华北地台东北缘及邻区元古宙造山带构造简图(图a，据 Li et al., 2012)与三叠世-早白垩世火成岩分布图(图b，据唐杰等，2018)

西岔地区已发现西岔、金厂沟等小型热液金(银)矿、正岔等小型矽卡岩型铅锌矿、复兴屯一号和二号等小型热液铜多金属矿(图2)。研究区矿床规模虽较小，但矿种较多、成矿较为集中，是吉林南部地区颇具潜力的金多金属成矿区。经过数轮地质勘查工作，西岔金银矿床探明储量金4.65t，银53.36t，铅8709.42t；金厂沟金矿床探明金储量1.08t；正岔铅锌矿床探明储量铅15649t，锌20146t，铜443t，同时探明伴生有益组分钴、银等；复兴屯一、二号铜铅锌矿床探明储量铜1023t，铅1867t，锌2244t，金1.63kg，钴27t。此外，研究区外围还有石墨和硼等非金属矿产(王显武和韩雪，1989；郭彦龙等，2015)。

前人对西岔地区的热液金(银)矿开展了较多的地质工作，包括矿床地质特征(刘培喜和陈殿义，2002)、成矿地质条件、控矿因素(朱聪，2012)、矿化富集规律(王键，2013)、围岩蚀变特征(隋静霞，1981)和矿床成因(彭明生等，2013；王键，2013；赵华伟等，2018)等。相对而言，对矽卡岩型铅锌矿的研究较少涉及，但均认为矽卡岩的形成与正岔岩体关系密切(冯守忠，2008；彭明生等，2013；赵华伟等，2018)。这些地质工作极大地提升了区内矿床的研究程度，但由于缺少成矿年代学的支持，普遍笼统地认为/推测这些热液矿床的形成与中生代岩浆侵位活动相关(冯守忠，2008；朱聪，2012；彭明生等，2013；赵华伟等，2018)，导致研究区矿床的形成无法与复杂的地质演化史相对应，制约了找矿突破。本次工作对集安群荒岔沟组变粒岩(金厂沟金矿区)、正岔岩体(闪长岩和花岗岩，正岔铅锌矿区)和西岔正长斑岩(西岔金银矿区)等成矿地质体开展了锆石年代学和岩石地球化学工作，厘定了成矿年龄和成矿地质体的地球化学属性。综合前人的研究成果，探讨了区内金多金属矿床的形成背景与构造演化关系，同时对区域构造演化提供了新的制约。

1 区域地质与矿区地质

1.1 区域地质

图2 西岔地区地质图(据彭明生等，2013；王键等，2016修改)

辽河群火山-沉积岩系和辽吉花岗岩是区内两大元古宙代表性岩石系列(张秋生等，1988；图1a)，与辽吉洋演化相关。辽河群分南辽河群和北辽河群，集安群为南辽河群在吉林省出露的部分(Zhaoetal., 2012；刘福来等，2015；王惠初等，2015)，总体呈北东向展布，向东延伸到朝鲜境内(图1a)。集安群在研究区出露较为完整(王惠初等，2015)，自下而上分为蚂蚁河组、荒岔沟组和大东岔组。蚂蚁河组以含硼为特征(王福润，1991；刘福来等，2015)，主要岩石类型有变粒岩、浅粒岩、斜长角闪岩、片麻岩和大理岩，原岩为一套火山-沉积岩系；由下而上，基性成分由多变少，酸性成分由少变多，反映一次较为清楚的火山喷发沉积旋回(王福润，1991)，其变质年龄为1847～1864Ma(Luetal., 2006；王惠初等，2015)。荒岔沟组与上覆大东岔组和下伏蚂蚁河组均为不整合接触，为一套以含石墨为特征的变质岩系：下部为石墨变粒岩、含石墨黑云变粒岩、石墨透辉变粒岩、石墨浅粒岩夹斜长角闪岩等；中部为含石墨大理岩夹斜长角闪岩，斜长角闪岩原岩为基性喷出岩(张洪武和黄云波，2002)；上部为含石墨变粒岩夹含石墨浅粒岩和大理岩等，原岩恢复为碱性玄武岩、安山岩、凝灰岩、灰岩及细碎屑岩等。秦亚等(2014)对荒岔沟组斜长角闪岩进行锆石U-Pb定年研究获得变质年龄为1879±15Ma，捕获锆石年龄为～2494Ma和～2471Ma。荒岔沟组岩石具有较高的金、银、铜、铅、锌含量，是区域重要的矿源层(冯守忠，2008；刘培喜和陈殿义，2002；彭明生等，2013)。该组岩石的中段和上段含石墨大理岩分别为正岔铅锌矿的下含矿层和上含矿层(彭明生等，2013)。大东岔组为一套富铝的副变质岩石，主要为石墨变粒岩、黑云母变粒岩、片岩、斜长片麻岩、石英岩、浅粒岩等(王福润，1991；刘福来等，2015)；刘福来等(2015)对大东岔组展开了碎屑锆石年代学研究，获得2.1～2.2Ga和2.45～2.5Ga两个年龄主峰，结合区域1.8～1.95Ga的变质年龄数据，将集安群沉积变质岩系的原岩形成时代限定与1.95～2.1Ga。

图3 西岔地区金多金属矿典型勘探线剖面图

辽吉地区古元古代花岗岩按结构可分条带/痕状二长花岗岩类和斑状花岗岩类(郝德峰，2004)。条带/痕状二长花岗岩类具有条带状、条痕状构造, 局部显示似层状构造特征(张秋生等，1988)，构成辽吉花岗岩的主体。条痕状花岗岩类岩体结晶年龄约为2.18～2.10Ga(郝德峰，2004; Lietal., 2006; Luetal., 2006; Wanetal., 2006；Li and Zhao, 2007)。斑状花岗岩类以环斑状或巨斑状结构为特征，该类岩体结晶年龄约为1.87～1.85Ga(郝德峰，2004；路孝平等，2004；项目组待刊数据)，为后碰撞岩浆，与辽河群为侵入接触关系。

受古亚洲洋闭合形成挤压造山环境(曹花花，2013)和闭合后伸展环境的影响，华北地台北缘东段三叠世岩浆活动呈东西向带状分布(图1b；唐杰等，2018)。早-中三叠世的岩浆岩多显示为埃达克质岩石的地化属性，应起源于加厚下地壳物质部分熔融(Zhangetal., 2004；孙德有等，2004；曹花花，2013)。晚三叠世的火成岩主要为A型花岗岩，与同时期的基性-超基性火成岩构成双峰式火山岩组合(Wuetal., 2002，2011; 曹花花，2013；唐杰等，2018)，标志着研究区进入造山后伸展环境。相对早白垩世遍布整个华北地台北缘东段强烈的岩浆活动而言(图1b)，侏罗世的岩浆活动稍显薄弱。早白垩世火成岩主要为钙碱性系列(Yuetal., 2009)，反映了古太平洋板块俯冲作用的存在(唐杰等，2018)。

1.2 矿区地质

研究区范围出露的地层主体为荒岔沟组，蚂蚁河组在区内东南角少量出露(图2)。地层受控于NNE向展布的F7断裂，断裂以东，地层产状总体为NE-SW向分布，倾向SE，倾角22°～45°；断裂以西，地层走向由北向南，由NE向渐变为SN向，倾向也由NW转为W，倾角25°～41°。

郯庐断裂及其分支断裂是区域内最重要的构造(图1b；朱光等，2016)，受控于印支-燕山期以来古太平洋板块俯冲挤压作用，区域内形成一系列NE-NNE向的断裂构造，断裂带具有长期、多期活动特点，对区内的成岩成矿具有控制作用(毛景文等，2005；孙卫东等，2008)。区内发育平行于郯庐断裂的NNE-NE向断裂F7、F303、F310、F311、F410等(图2)，该组断裂走向为15°～30°，且相互平行，大致等距，稀疏间隔，是一组以压性为主并且兼有剪性的断裂构造(王键等，2016)。其中以F7断裂规模最大，斜贯全区，控制了西岔金银矿床的产出与展布。F7断裂结构面呈舒缓波状，具有多期次、继承性活动的特点。断裂带内主要充填正长斑岩和闪长玢岩脉，并在断裂活动期遭受破碎，形成碎裂岩、构造角砾岩、糜棱岩、断层泥。在金厂沟地区发育一组远离主干F7断裂的近南北向断裂构造(图2)，该组断裂构造成群出现，但断裂规模较小，一般宽半米左右，长几百米，个别达千米。金厂沟金矿就赋存于该组扭性断裂之中。

区域内岩浆岩岩石类型复杂多样，从基性到酸性均有。大多数岩体形成于印支早期-燕山晚期(王键等，2016)。在F7断裂东侧的岩浆岩由正岔岩体和少量闪长岩脉、辉长岩脉、正长斑岩脉组成(图2)。正岔岩体由闪长岩和花岗岩组成，呈小岩株状产出，近EW向分布，面积约为0.5km2。在F7断裂以西出露的岩体主要为复兴屯岩体(闪长岩和斑状花岗岩，227～221Ma，王键等，2016)，呈NE向展布，面积约为16km2，其深部可能与正岔岩体相连。F7断裂中则主要被正长斑岩所充填(图2)。

2 矿床地质特征

2.1 西岔金银矿

西岔金银矿床矿体赋存于北东向F7断裂内部或其上下盘与之平行的次级断裂之中，矿化体长达1200m，宽可达100m(图3a)。主要为金银矿体，另有少量铅银矿体。围岩主要有变粒岩、浅粒岩、含石墨大理岩、正长斑岩等(图3a、图4d，e)。

图4 西岔地区金多金属矿典型岩石、矿石手标本特征

(a)荒岔沟组变粒岩岩芯(西岔金银矿)；(b)正岔闪长岩(正岔铅锌矿)；(c)正岔花岗岩(正岔铅锌矿)；(d)西岔正长斑岩(西岔金银矿)；(e)荒岔沟组含石墨大理岩(金厂沟金矿)；(f)浅粒岩中发育的条带状矿化(金厂沟金矿)；(g)变粒岩中发育的条带状矿化(金厂沟金矿)；(h)石英脉型矿石(西岔金银矿)；(i)隐爆角砾岩型矿石，胶结物普遍含金(西岔金银矿)；(j)磁黄铁矿-方解石脉型矿石(金厂沟金矿)；(k)蚀变岩型矿石(西岔金银矿)；(l)变粒岩中发育的磁黄铁矿-方解石脉(金厂沟金矿)；(m)石榴石矽卡岩(正岔铅锌矿); (n)矽卡岩中发育的晚阶段铜铅锌矿化石英脉(正岔铅锌矿)；(o)透闪石透辉石湿矽卡岩(正岔铅锌矿)

Fig.4 Characteristics of typical rock and ore in Xicha region

(a) Huanchagou Formation granulite (Xicha gold-silver deposit); (b) Zhengcha diorite (Zhengcha lead-zinc deposit); (c) Zhengcha granite (Zhengcha lead-zinc deposit); (d) Xicha syenite porphyry (Xicha gold-silver deposit); (e) graphite-bearing marble (Jinchanggou gold deposit); (f) banded mineralization in shallow granulite (Jinchanggou gold deposit); (g) banded mineralization of granulite (Jinchanggou gold Deposit); (h) quartz vein type ore (Xicha gold-silver deposit); (i) cryptoexplosive breccia type ore, cements generally contain gold (Xicha gold-silver deposit);(j) pyrrhotite-calcite vein type ore (Jinchanggou gold deposit);(k) altered rock type ore (Xicha gold-silver deposit);(l) pyrrhotite-calcite vein in granulite (Jinchanggou gold deposit); (m) garnet skarn (Zhengcha lead-zinc deposit); (n) late stage copper-lead-zinc mineralized quartz vein (Zhengcha lead-zinc deposit); (o) amphibole diopside skarn (Zhengcha lead-zinc deposit)

西岔金银矿的代表性矿体为3号金银矿体，也是矿区的主要矿体，3号矿体位于F7断裂内部(图3a)，属于半隐伏矿体。矿体长约500m，宽约0.2～9m，矿体倾向113°～150°，倾角80°。矿体主要呈脉状，豆荚状，扁豆状，常见分枝复合与尖灭再现现象。矿体最厚部位7.3m，最薄0.33m，平均厚度为2.17m。金和银平均品位分别为4.18g/t和32.58g/t，最高分别可达40.24g/t和798.30g/t，二者的品位变化系数分别为67%和132%，金银之间相关系数为0.6(王键等，2016)。西岔金银矿中的代表性铅银矿体为20、21号等，主要赋存在F7断裂下盘次级平行断裂及其分枝断裂之中，围岩大部分为石墨大理岩，矿体与围岩界限清楚。矿体规模较小，大部分为单工程见矿。矿体产状与断裂产状一致，厚度较稳定，平均厚度1.29m。铅银平均品位分别为6.86%和134.34g/t，铅银品位基本成正相关关系。

西岔金银矿矿石物质组成比较简单，金属矿物主要有银金矿、黄铁矿、毒砂、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、深红银矿等(图5e, h)，载金黄铁矿具有高Au/Ag和Co/Ni比值(王键，2013)，非金属矿物主要为是石英和方解石。

西岔金银矿的主要矿石类型为蚀变岩型(图4k)、少量石英脉型(图4h)和隐爆角砾岩型矿石(图4i)。矿石的结构主要有他形粒状结构、自形-半自形结构、包含结构、压碎结构、骸晶结构等。矿石构造有脉状构造、角砾状构造、浸染状构造、团块状构造和条带状构造等。

由于多阶段的热液成矿作用影响，围岩蚀变强烈，分布于矿体和矿体上下盘围岩附近，主要围岩蚀变类型有硅化、碳酸盐化、绢云母化和绿泥石化，其次有重晶石化。

依据矿物的共生组合及矿脉之间的穿插关系，可以将矿床的成矿过程分为两期，热液成矿期和表生成矿期，热液成矿期又分为三个阶段，分别为石英-黄铁矿-毒砂阶段、石英-多金属硫化物阶段和碳酸盐-黄铁矿阶段，其中第一、第二阶段为金的主要形成阶段。

井下观察和剖面图分析均证实正长斑岩与西岔金银矿具有密切的时空联系。二者空间上相互依存，共同构成北东向F7断裂的主要充填体；正长斑岩同时又是金银矿主要的围岩，局部被矿脉所穿切(图3a)，近矿斑岩有明显的蚀变和矿化(王键，2013)。故正长斑岩成岩时代稍早于成矿时代，因此可用正长斑岩的成岩时代来限定成矿时代。矿床的成因类型为热液脉型金银矿(王键，2013)。

2.2 金厂沟金矿

金厂沟金矿矿体严格受南北向断裂构造控制(图2)，断层西倾，倾角60°～80°，断裂规模较小，延长几百米，个别达近千米，厚度一般0.5m左右，最厚5.18m。矿体沿两条矿化带分布，共有8个矿体，主要矿体皆分布在1号矿带中(图2)。1号矿带位于矿区东部，呈南北向展布，主要由1、1-1、1-2、1-3号矿脉组成。其中1与1-1号矿脉地表相距80～150m，根据钻孔资料向深部逐渐靠近，有汇合趋势。矿脉呈南北走向，倾向北西，倾角60°～80°(图3b)，北部转北西350°，倾角40°左右，具有分枝复合现象。

矿体蚀变带较窄，一般0.5米至几米，围岩蚀变简单，以碳酸盐化、硅化为主，绿泥石化次之，局部有绢云母化，钾长石化。碳酸盐化是矿区最为发育、最为典型的蚀变，可分为三个阶段：第一阶段以白色块状方解石为主，且破碎成角砾；乳白色方解石次之，并交代钾长石；粒状方解石最晚，呈脉状穿切前两种。硅化强度次于碳酸盐化，早阶段为他形粒状交代破碎带两侧围岩，稍晚的低温石英与金关系密切，交代块状方解石；晚阶段鱼子状石英交代细脉状方解石(隋静霞，1981)。

隋静霞(1981)依据主要矿物组合将矿石类型划分为四种，分别为磁黄铁矿-黄铁矿-碳酸盐矿石(图4l)、石英-碳酸盐-磁黄铁矿矿石、胶状黄铁矿矿石和碳酸盐-黄铁矿矿石(图5f, g)。其中前两种矿石类型金品位较高，分别为6.23g/t～24.63g/t和4.22g/t～25.05g/t，最高品位380.5g/t(刘培喜和陈殿义，2002)。

矿石中主要的金属矿物为磁黄铁矿和黄铁矿(图5f, g)，另外还有少量胶黄铁矿、黄铜矿和白铁矿，主要的非金属矿物为方解石和石英，绿泥石、绢云母少量。前人还发现极其稀少的针碲金银矿、叶碲铋矿(刘培喜和陈殿义，2002)。金以微细矿物晶出于磁黄铁矿边缘的非金属矿物中和晶出于磁黄铁矿晶粒边缘(隋静霞，1981)。

图5 西岔地区金多金属矿典型岩石、矿石显微特征

矿石结构以自形-他形结构为主，其次为乳滴状结构和溶蚀交代结构，偶见压碎结构、包含结构等。矿石构造以浸染状构造为主，其次为块状构造、条带构造、细脉状构造等。

根据矿物的共生组合和组构特征，主要可划分为四个成矿阶段，分别为碳酸盐阶段、含金磁黄铁矿-石英阶段、含金黄铁矿阶段和不含金黄铁矿阶段，第二和第三阶段是金的主要成矿阶段。矿床的成因类型为热液脉型金矿(王键，2013)。

本次研究在金厂沟金矿井下8中和13中的坑道内还发现了具有纹层状矿化的的黑云变粒岩(图4f，g、图5f)，金属矿物主要为黄铁矿、黄铜矿、磁黄铁矿和镍黄铁矿(图5f)，化学分析表明其具有较高的铜镍含量，显示出较好的Cu-Ni成矿潜力，为古元古热水喷流作用的产物。

2.3 正岔铅锌矿

正岔铅锌矿为研究区的一处代表性矽卡岩型矿床，矿体受荒岔沟组层位控制，为层状、似层状的矽卡岩型矿体，多层平行叠置成群出现(图3c；武殿英等，1992)，成矿岩体为正岔岩体。矿体与围岩界线清楚但不规则，矿化强度不均，矿体厚度变化较大。矽卡岩内主要由钙铝-钙铁榴石、透辉石-钙铁辉石、硅灰石及石英、方解石组成(图4m, o)，大量的金属硫化物分布在远离岩体并顺层发育的层控矽卡岩带。

勘查工作已发现铅锌矿体61条，受控于荒岔沟组中段和下段石墨大理岩的分布，形成上、下两个含矿段(彭明生等，2013)。上含矿层赋存矿体48条，4～6号矿体规模较大，矿体长度多为73～96m，最长可达416m，平均厚度为1.75m，延深控制在25～183m，Pb平均品位为1.66%，Zn平均品位2.24%。下含矿层长约100～500m，厚度多为0.3～9.02m，Pb品位为0.43%～3.19%，Zn品位0.51%～4.35%，共13个矿体，其中1号矿体最大。矿体形态变化复杂，产状变化大，呈似层状、鞍状、扁豆状。矿体产出状态与构造关系密切，在褶皱挠曲、层间破碎带、层内裂隙地段矿化强。矿体在含矿层内常出现分支复合现象，脉状矿体穿切地层。宏观上矿体产在正岔花岗岩北侧外接触带800m范围内，由近至远有Fe、Cu、Mo、Sn-Cu、Pb、Zn-Pb、Zn等不甚发育的水平分带。

根据金属矿物组合，主要矿石类型可划分为方铅矿-闪锌矿矿石，含黄铜矿方铅矿-闪锌矿矿石(图4n、图5i)以及少量的黄铜矿-磁黄铁矿矿石。

矿石结构以结晶粒状和包含结构为主，固熔体分离结构、交代溶蚀结构、环带结构较少。矿石构造主要有块状构造、浸染状构造、条带状构造、斑杂状构造、网脉状构造，以浸染状构造为主。

根据矿体的矿物的结构构造、共生组合及交代穿插关系等可将成矿划分为矽卡岩期和热液期。热液期又可划分为石英-硫化物阶段和石英-碳酸盐阶段。主要围岩蚀变为矽卡岩化、硅化、碳酸盐化、绿泥石化和绿帘石化。

3 样品描述与测试方法

3.1 样品描述

用于锆石U-Pb年代学和岩石地球化学分析的样品分别取自金厂沟金矿区(荒岔沟组变粒岩)、正岔铅锌矿区(正岔闪长岩、正岔花岗岩)和西岔金银矿区(正长斑岩)。

采自井下的荒岔沟组变粒岩岩石新鲜，呈灰色-浅灰绿色，细粒粒状变晶结构，弱片麻状构造(图4a、图5a)，岩石由斜长石、石英、黑云母、少量角闪石组成(图5a)。斜长石呈自形-半自形板柱状，粒间镶嵌状分布，粒度一般 0.5～1.0mm，长石颗粒多具绢云母化、帘石化，含量 50%±，集合体略显定向分布；石英呈他形粒状，粒间镶嵌状分布，粒度一般0.1～0.5mm；粒内可见轻微波状消光，含量25%±。黑云母呈鳞片状，片径 0.1～1mm，含量25%±，部分呈褐红色，不消光。角闪石呈柱状，黄绿色，长轴具定向，粒度一般0.5mm±；部分颗粒被黑云母交代，含量较少。

正岔岩体由闪长岩和花岗岩组成，二者相伴东西向分带，呈侵入接触关系，闪长岩先形成，位于岩体南侧(图2)。闪长岩为灰黑色，中细结构，矿物成分主要由斜长石、黑云母、石英、角闪石所组成(图4b、图5b)。斜长石：灰白色，呈自形-半自形板柱状，粒度一般为0.5～2mm，部分长石具环带结构、高岭土化，含量50%±；黑云母：棕色、棕红色，呈鳞片状，片径0.2～2mm，含量20%±；石英：呈他形粒状，粒径0.1～0.5mm，含量为20%±；角闪石：柱状，可见两组的斜角解理，含量为10%±。花岗岩分布于正岔岩体北侧，颜色为浅红色，岩石由斜长石、钾长石、石英、黑云母组成(图4c、图5c)。斜长石：灰白色，自形-半自形板柱状，粒度为2～5mm，含量为45%±；钾长石：灰白色，自形-半自形版板柱状，表面因高岭土化而变脏，粒度为1～3mm，含量为30%±；石英：灰白色，他形粒状，镜下未见波状消光现象，粒径为1～2mm，含量为20%±；黑云母：褐绿色、棕色，鳞片状，镜下可见平行消光，片径为0.5～1mm，含量为5%±。

正长斑岩沿北北东向断裂F7、F310、F311呈脉状产出(图2)，颜色呈灰绿色-白色，是断裂之中最主要的脉岩(图2)。岩石整体呈隐晶质，斑晶为正长石，基质中的长英质成分在镜下不可辩认，可见部分黑云母呈斑晶出现，具极强的多色性(图4d、图5d)，岩石中可见极多的细长针状的磷灰石，手标本新鲜程度稍差。

3.2 锆石LA-ICP-MS U-Pb测年

锆石的挑选在河北省廊坊市宏信地质勘查技术服务有限公司利用标准重矿物分离技术分选完成。经过双目镜下仔细挑选表面平整光洁、晶形相对较好、无明显裂痕和包体的颗粒，再将这些锆石粘在双面胶上，用无色透明环氧树脂固定，待环氧树脂固化之后对其表面抛光至锆石中心。在原位分析之前，通过透射光、反射光和CL图像详细研究锆石的晶体形貌和内部结构特征，以选择同位素分析的最佳点。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)激光剥蚀系统为德国COMPEx公司生产的GeoLasPro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NIST610，采用91500 标准锆石外部校正法进行锆石原位U-Pb分析；(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。

3.3 全岩地球化学分析

全岩的主量元素、微量元素和稀土元素测试均由自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室完成。主量元素分析方法为X射线荧光玻璃熔片法。将岩石粉末样品(<200目)在 105℃预干燥 2～4h，置于干燥器中，冷却至室温。用电子天平准确称取样品和溶剂(无水四硼酸锂)、氧化剂(硝酸氨)、助熔剂(氟化锂)、脱模剂(溴化锂)混合均匀，倒入铂金坩埚中，将坩埚置于熔样机中，在 1000℃下使样品熔融，冷却成玻璃熔片。分析仪器为日本理学RIX 2100 XRF仪，标准参考物质选用国家标准物质中心的 07103(花岗岩)和07105(玄武岩)。对该标准物质分析结果表明，主量元素分析精度和准确度优于 5%。

微量元素采用电感耦合等离子质谱法(ICP-MS)分析。分析样品制备采用混合酸(HF+HNO3)溶样法完成。样品称重一般为50mg，样品称重后于Teflon溶样弹中加酸在电热板上140℃下加热蒸干进行敞口赶硅，随后进入两次加酸加盖烘烤和一次敞口烘干。最后加入Rh内标溶液后转化为1% HNO3介质，以ICP-MS测定，使用的仪器是Agilent 7500a型电感耦合等离子质谱仪，REE含量测试误差小于7%，其余微量元素的误差小于10%。

表1 西岔地区荒岔沟组变粒岩、正岔岩体和西岔正长斑岩的锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果

Table 1 Zircon LA-ICP-MS U-Pb data of the Huanchagou Formation granulite, Zhengcha granodiorite-granite complex and Xicha orthophyre from the Xicha gold polymetallic region

续表1

Continued Table 1

Spot No.ThU(×10-6)Th/U207Pb/206Pb207Pb/235U206Pb/238U207Pb/206Pb207Pb/235U206Pb/238URatio1σRatio1σRatio1σAge(Ma)1σAge(Ma)1σAge(Ma)1σ-222512491.010.051960.001620.251810.007720.035290.000442837222862243-231611521.060.051890.003740.260310.019930.036180.00060280167235162294-247065021.410.053030.004540.259260.019610.036120.00072332199234162294-251912240.850.052620.001650.260760.007950.036040.000453227223562283-264814141.160.052880.003280.259460.014260.036010.00058324141234112284-274814141.160.052880.003280.259460.014260.036010.00058324141234112284-285417910.680.057360.002260.276640.010570.034900.000475068724882213-294825560.870.059930.003170.289750.014240.035480.00049611119258112253N4正岔花岗岩-014185620.740.052580.001270.248070.006350.034220.000473095622552173-022732211.240.050950.001780.243880.008630.034710.000532397522272203-038046911.160.052350.002220.247170.010470.034240.000403029222492172-047005891.190.052890.002990.248860.013150.034250.00073324132226112175-053753541.060.054860.003550.262420.017510.034540.00057406146237142194-067576411.180.053510.002500.248030.011080.033830.0003935010622592142-076836551.040.050200.001540.236540.007770.034050.000522117221662163-089156611.380.051830.003380.249050.016470.034690.00062280150226132204-093522131.650.049860.002610.233390.012170.034110.00077122213213102165-101972060.960.051600.001920.248910.010030.034920.000553338122682213-115065200.970.052100.002350.249930.010300.035130.0004630010422782233-122352141.100.051410.001710.246900.008540.035030.000592617822472224-131381690.810.052500.002160.247850.011050.034440.000603069422592184-143072651.160.051390.002120.243110.010080.034350.000552579422182183-152052001.020.052420.002040.247840.008440.034770.000503068922572203-163933691.060.058090.004450.275120.020960.034420.00086532170247172185-171501800.830.052970.001740.247590.007740.034240.0005032810822562173-184573291.390.051090.001160.245780.006090.034870.000462565422352213-193744280.880.049350.003480.233310.015810.034380.00063165156213132184-207035571.260.054050.002670.259370.012580.034830.00050372111234102213-212652421.090.053730.003020.252020.017060.033950.00103367128228142156-222622351.120.053020.001610.252570.007790.034680.000593287022962204-231291560.830.055170.003260.258340.015660.034140.00063420133233132164N1西岔正长斑岩-014026890.580.048820.005500.127420.014070.019130.00051139244122131223-0248710030.490.048030.003490.127350.009230.019160.0003210216312281222-03123220380.600.048470.004310.129570.011540.019220.00044120200124101233-0499815570.640.049370.003590.123740.008390.018390.0002816516311881172-05119211221.060.048110.003620.126110.009140.019030.0003410616712181212-0657610150.570.047410.007320.124860.018030.019080.0004878389119161223-0797717240.570.047020.004400.125040.011450.019060.0003250211120101222-0873513680.540.049130.003170.127680.007980.018870.0002715414412271212-0978110730.730.047600.004390.125470.011840.019000.0003880204120111212-10219728050.780.049260.005120.130370.013880.018980.00044167220124121213-11151924490.620.047140.002730.124260.006950.019190.000245813011961232-122072610.800.055350.014750.124510.032220.019230.00096428504119291236-13107018680.570.049790.003030.132010.007780.019050.0003018314312671222-14392050510.780.046710.002180.120660.005540.018680.000253510711651192-15123021310.580.050550.003420.134940.009260.019150.0003222015612981222-16129617560.740.051540.004350.134350.011060.018970.00036265199128101212-1766910690.630.048390.006500.120210.013890.019140.00058117293115131224

图6 西岔地区典型岩石代表性锆石CL图像

图7 锆石谐和年龄与加权平均年龄图

图8 西岔地区典型岩浆岩TAS图解(a，据Middlemost，1994)和A/NK-A/CNK图解(b，据Middlemost，1994)

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb年代学

本次工作对荒岔沟组变粒岩、正岔岩体(闪长岩和花岗岩)以及西岔正长斑岩开展了锆石LA-ICP-MS U-Pb测年分析，分析结果见表 1。

荒岔沟组变粒岩(N2)测试分析点为26点，锆石表面光滑，自形程度较好，呈长柱状，长轴50～100μm，长宽比约1:1～2:1。锆石阴极发光(CL)图像显示，大部分锆石具有明显的岩浆震荡环带和较小的变质增生边，构成核边结构，且核部自形程度高(图6a)。Th含量为64×10-6～437×10-6，U含量为81×10-6～799×10-6，Th/U为0.26～1.23，除06和21号测点外，其余测点Th/U均高于0.4，暗示其为岩浆成因(Hoskin and Schaltegger， 2003)。26个测点的206Pb/238U表面年龄值介于1547～2566Ma之间，在一致曲线中主体远离谐和线(图7a)，暗示铅丢失。207Pb/206Pb表面年龄可分为两组2013～2213Ma和2437～22569Ma，加权平均年龄分别为2157Ma(n=14，MSWD=0.24)和2478Ma (n=12，MSWD=0.79)(图7a)与其上交点年龄(2113Ma和2473Ma)基本一致。其中较小年龄2157Ma代表了火山岩的形成时代，即古元古代，该结果也得到了邻区同时代岩浆事件的印证(路孝平等，2004)。而2478Ma年龄值与区域上前人发表的辽吉花岗岩时代相符(佘宏全等，2012；秦亚等，2013)，应代表了捕获锆石的年龄。

正岔岩体闪长岩(N3)和花岗岩(N4)分选所获得的锆石，在双目镜下观察大多呈柱状，透明-半透明，无包体，表面光滑，大小60～120μm，长宽比1.0～2.5，阴极发光图像都显示出典型的岩浆韵律环带和明暗相间的条带结构(图6b，c)，属于岩浆结晶的产物。正岔岩体闪长岩和花岗岩样品的Th/U比值分别介于0.68～1.52和0.74～1.65，与典型的岩浆成因锆石一致(Hoskin and Schaltegger, 2003)。在一致曲线图中，闪长岩样品(N3)29个锆石点和花岗岩样品(N4)23个锆石点均落在谐和线附近，得到加权平均年龄为分别为224.3±1.3Ma(MSWD=1.3)(图7b)和218.5±1.4Ma(MSWD=0.49)(图7c)，分别代表正岔岩体闪长岩和花岗岩形成年龄。

从西岔正长斑岩样品中分选的锆石形态主要有长柱状，绝大多数锆石具有岩浆锆石的韵律环带结构，具有岩浆锆石的特征(图6d)。17个测点测试结果(表1)显示，Th、U的含量变化范围较宽，分别为207×10-6～3920×10-6和261×10-6～5051×10-6，但Th/U比值比较稳定，为0.49～1.06，具有岩浆锆石特征。所测锆石数据均落于谐和线上及其附近，谐和年龄为121.1±1.0Ma，MSWD=0.49(图7d)，代表了岩石的结晶年龄，为早白垩世。

4.2 岩石地球化学

4.2.1 正岔岩体

正岔闪长岩和花岗岩的岩石地球化学组成列于表2，鉴于复兴屯岩体(由闪长岩和花岗岩组成，221～227Ma，王键等，2016)与正岔岩体时空分布具有相似性，因此本文也将该岩体的化学成分一起进行讨论。

表2 正岔岩体和西岔正长斑岩的全岩主量(wt%)和微量(×10-6)元素数据表

Table 2 Major (wt%) and trace elements (×10-6)of the Zhengcha granodiorite-granite complex and Xicha orthophyre from the Xicha gold polymetallic ore field

样品号04-B104-B204-B304-B404-B504-B604-B704-B801-B101-B201-B301-B401-B501-B601-B701-B8A01A02A03A04A05A06岩性正岔闪长岩正岔花岗岩西岔正长斑岩SiO258.2658.6759.4760.461.9662.561.5461.3670.170.2670.5771.9271.5870.5370.3669.0872.3271.6673.8272.1770.3573.21Al2O316.0116.0315.7515.4914.6314.7314.8415.8416.0115.3815.9415.0815.1314.6915.2516.414.4914.7913.4214.6715.9614.56Fe2O31.551.721.471.71.851.61.391.381.81.451.541.221.221.121.491.49------FeO4.424.153.983.293.023.293.33.740.340.940.431.20.970.90.770.74------Fe2OT36.466.335.895.365.215.265.065.542.182.492.022.552.32.122.352.311.521.641.731.521.831.23CaO4.794.664.364.324.864.494.744.510.421.030.570.830.770.750.470.42.872.852.5432.992.33MgO5.214.85.154.675.264.595.794.960.190.490.20.450.450.560.550.250.880.730.90.880.720.82K2O2.462.712.662.552.252.342.522.544.924.084.864.33.924.744.073.834.774.684.244.364.394.62Na2O4.054.14.084.224.34.114.263.864.074.64.14.164.224.343.914.580.510.650.790.510.870.5TiO20.90.90.660.80.670.680.630.730.390.350.370.380.20.330.280.40.170.160.190.190.180.16P2O50.20.220.220.240.240.230.220.230.110.110.110.120.10.170.110.180.10.070.050.070.050.08MnO0.110.110.110.10.110.120.080.080.060.050.040.030.040.060.060.040.10.10.120.110.10.12LOI1.861.631.882.20.521.310.520.651.20.811.10.230.921.722.292.582.152.342.182.12.012.29Total99.8299.799.7999.9899.6799.9999.8399.8899.6199.5599.8399.9299.5299.9199.6199.9799.8899.6799.9899.5899.4599.92A/NK1.721.661.641.61.541.581.521.741.331.281.331.311.351.21.411.42.412.412.272.632.582.49A/CNK0.890.880.90.880.80.840.810.911.251.111.221.161.21.081.31.321.291.31.271.331.371.44Na2O/K2O1.651.511.531.651.911.761.691.520.831.130.840.971.080.920.961.20.110.140.190.120.20.11Mg#61.5 60.0 63.4 63.3 66.7 63.4 69.4 64.0 14.7 28.0 16.4 25.9 28.0 34.4 31.7 17.6 53.4 46.9 50.8 53.4 43.8 56.9 V96.610185.685.388.410310610026.626.524.826.728.226.925.825.75.24.96.14.87.35.5Cr12312217916815113315814222.714.612.61521.51415.824.29.828.8611.248.6512.429.06Co21.220.919.919.617.821.722.223.85.295.053.585.496.934.864.224.96.025.399.816.9811.889.56Ni74.567.910610396.273.176.168.68.317.485.718.118.618.565.828.41.211.340.980.871.861.1Ga15.816.418.918.216.917.317.318.619.819.618.615.620.119.219.118.817.1420.1718.1919.1818.6119.49Rb50.943.961.457.449.724.954.673.314811112213412111512894153203183146138216Sr907846102010101070798872866483636387416596448517397187223285204149238Y10.113.49.669.629.029.7112.213.94.275.33.092.334.823.523.542.4910.6512.8913.2910.359.8513.19

续表2

Continued Table 2

样品号04-B104-B204-B304-B404-B504-B604-B704-B801-B101-B201-B301-B401-B501-B601-B701-B8A01A02A03A04A05A06岩性正岔闪长岩正岔花岗岩西岔正长斑岩Zr99.812010898.497.316674.188.619316016918418079.31261901101431479089.52173Nb6.116.795.395.284.886.656.76.9912.511.812.413.512.213.111.912.112.0219.8415.7512.9712.2917.71Ba93992512001140115077210201140127011501150119012401140122012506011516996855812916La15.618.92725.321.715.12023.830.132.219.415.323.123.716.89.919.0825.0925.5118.9817.2724.51Ce41.748.752.150.345.6374748.263.867.442.145.960.952.247.929.330.744.3744.132.728.2846.32Pr4.255.035.935.735.384.245.095.755.715.783.913.444.534.743.332.123.755.114.993.723.315.19Nd17.320.322.922.12116.920.222.418.618.512.911.81515.610.87.1512.317.516.412.510.817.2Sm3.534.164.033.953.823.514.044.512.762.791.951.952.352.341.751.262.463.313.032.372.193.36Eu1.361.511.481.471.491.231.471.570.7410.7810.5580.5120.7320.6190.6010.4620.480.630.550.420.440.69Gd3.393.933.413.333.183.193.84.11.952.071.41.331.791.641.250.851.692.542.441.881.552.48Tb0.460.550.410.410.390.450.510.560.210.240.160.140.20.190.150.10.260.430.360.290.270.4Dy2.73.22.22.22.12.633.21.11.30.890.761.110.870.641.752.522.251.71.532.46Ho0.520.620.410.40.390.520.580.620.20.230.160.130.20.170.160.120.310.470.440.320.280.51Er1.51.81.11.11.11.51.61.70.580.710.510.40.620.510.480.410.91.271.221.010.881.5Tm0.20.240.140.140.150.210.210.230.0790.0970.0650.0510.080.0660.0680.060.140.20.180.140.120.2Yb1.31.60.960.960.951.31.41.50.580.690.510.370.610.470.490.451.021.191.260.950.861.36Lu0.190.220.140.130.130.190.20.210.0780.0960.0720.0510.0850.0590.0680.0640.130.20.180.130.130.2Hf3.473.973.213.072.884.62.683.156.125.165.826.185.3334.016.193.675.033.793.343.245.53Ta1.250.8270.4520.3950.30.4760.6840.6311.311.251.451.691.241.321.131.340.911.181.051.040.911.23Pb22.525.126.727.325.62325.224.722.723.719.924.124.71623.723.55.347.867.125.444.677.25Th2.513.913.663.653.051.7834.3914.515.413.610.715.912.511.27.946.669.348.176.555.129.19U1.271.421.11.121.111.191.21.363.373.253.263.42.992.552.482.251.913.113.52.651.923.25REE94.00110.8 122.2 117.5 107.4 87.94109.1118.4 126.5 132.9 84.5982.13111.3103.384.7252.8975.00 109.9 106.780.4571.15111.9 Sr/Y89.863.13105.6105.0118.682.1871.4862.3113.11120125.2178.5123.7127.3146.1159.417.6317.3621.419.715.118.0(La/Yb)N8.097.9618.9617.7715.47.839.6310.734.9931.4625.6527.8825.533423.1214.8312.6114.2113.6513.4713.5412.15δEu1.191.131.191.211.271.11.131.10.930.950.990.921.050.921.191.290.680.640.60.590.70.7

图9 西岔地区典型岩浆岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值据 Sun and McDonough, 1989)

正岔闪长岩分析结果(表2)显示，样品的 SiO2含量为58.26%～62.5%，Al2O3含量为14.63%～16.01%，K2O含量为2.46%～2.71%，Na2O含量为3.86%～4.26%，Na2O/K2O=1.51～1.91，显示了富钠低钾的特征，这与岩石富含斜长石、贫碱性长石的特征一致。CaO含量4.32%～4.86%，MgO含量4.8%～5.79%。在SiO2-(Na2O+K2O)图解中(图8a)，样品落入亚碱性范围内。铝饱和指数A/CNK=0.80～0.91，均小于1.1，在A/CNK-A/NK图解中(图8b)落入准铝质范围内。正岔闪长岩在SiO2、Al2O3、K2O、Na2O、CaO等含量上与复兴屯闪长岩基本一致，碱质(Na2O+K2O)含量稍低(图8a)，MgO含量略高于复兴屯闪长岩。

正岔花岗岩主量元素分析结果(表2)表明，样品的SiO2含量为69.1%～71.9%，Al2O3含量为14.7%～16.4%，K2O含量为3.83%～4.92%，Na2O含量为3.91%～4.6%，Na2O/K2O=0.83～1.20，CaO含量0.4%～1.03%，MgO含量较低为0.19%～0.56%。在SiO2-(Na2O+K2O)图解中(图8a)，样品全部落入亚碱性系列。铝指数A/CNK为1.11～1.41，均大于1.1，在A/CNK-A/NK图解中(图8b)样品落入过铝质范围内。

主量元素方面，正岔花岗岩碱质含量较复兴屯花岗岩稍高，但二者主体均在亚碱性系列范围内(图8a)，其次，复兴屯花岗岩A/CNK变化范围稍大，岩石从准铝质到过铝质均有分布，而正岔花岗岩则表现的相对稳定，均为过铝质(图8b)。总体而言两个岩体相似度较高。

从表2和球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(图9a)中，可以看到正岔岩体稀土总量∑REE偏低(52.89×10-6～132.9×10-6)，轻重稀土分馏较为明显，(La/Yb)N介于7.83～35之间，其中正岔花岗岩的轻重稀土分馏更为明显((La/Yb)N=14.8～35)；两类岩石的Eu的异常均不明显，其中正岔闪长岩δEu为1.1～1.27，表现为微弱的正Eu异常，而正岔花岗岩δEu为0.92～1.29，具有微弱的Eu异常(图9a)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图9b)，两个岩体也显示了类似的配分形式，如均表现为富集Rb、Ba、U等大离子亲石元素(LILE)，相对亏损Nb、Ta等高场强元素(HFSE)；所不同的是正岔闪长岩大离子亲石元素配分曲线相对较低，而重稀土元素配分曲线相对较高(图9b)。此外，正岔闪长岩和花岗岩均有较高Sr含量(均值分别达到923×10-6和485×10-6)、较低的Y和Yb含量(均小于14×10-6和1.6×10-6)，在(La/Yb)N-YbN和Sr/Y-Y判别图解中正岔岩体投影到典型的埃达克岩范围内(图10)。复兴屯闪长岩也有高Sr含量(大于750×10-6)、较低的Y和Yb含量(均小于18×10-6和1.3×10-6)(王键等，2016)，表现为埃达克岩特征；但复兴屯花岗岩却具有完全相反的特征，表现为低Sr含量(小于113×10-6)、高的Y和Yb含量(均大于27×10-6和2.9×10-6)，研究者认为其岩浆源区为浅部古元古代沉积岩地壳(王键等，2016)。

图10 正岔岩体性质判别图

4.2.2 西岔正长斑岩

在西岔正长斑岩主量元素中，样品的SiO2含量为70.35%～73.82%，为酸性岩。K2O和Na2O含量分别为4.24%～4.77%和0.5%～0.87%，Na2O/K2O=0.11～0.2，在SiO2-(Na2O+K2O)图解(图8a)上，所有样品均位于亚碱性上部区域，靠近碱性与亚碱性分界线(图8a)。Al2O3含量为13.42%～15.96%，铝饱和指数A/CNK=1.27～1.44，均大于1.1，在A/CNK-A/NK图解中(图8b)落入过铝质范围内。另外，岩石还具有较低的MgO(0.72%～0.9%)、TiO2(0.16%～0.19%)、CaO(2.33～2.99%)含量。西岔正长斑岩主量元素方面的特征和王键(2013)的描述基本一致。

西岔正长斑岩的稀土总量ΣREE为67.9×10-6～106.4×10-6，(La/Yb)N值为12.2～14.2，轻稀土富集，重稀土亏损，在球粒陨石标准化稀土元素配分型式图解上，配分曲线呈右倾平滑型(图9a)。δEu为0.59～0.7之间，显示明显的负异常，表明此岩体形成过程中存在长石分离结晶作用，或者在部分熔融作用中有长石残留在源区。6件样品的稀土配分曲线高度一致，可能说明岩浆成分具有比较高的均一性。和原始地幔相比，西岔正长斑岩大离子亲石元素如Ba、K、Rb和较活泼的不相容元素Th、U相对富集(图9b)，而Ta、Nb等高场强元素则明显亏损，表明其源区受到了俯冲带流体的交代作用(Ionov and Hofmann, 1995)。

5 讨论

5.1 荒岔沟组变粒岩与辽吉洋演化

从变粒岩中分选出来的锆石，CL图像显示部分锆石具有核边结构，其内核多呈现暗色调，普遍为自形状，没有凹凸不平的边缘线，与碎屑锆石不同(图6a)。其外圈包裹着次生外壳，是变质作用的产物。这些典型的特征暗示变粒岩的原岩为火山岩，其为正变质岩，与张洪武和黄云波(2002)推断其原岩为中基性喷出岩相一致。本次工作获得的2157Ma年龄代表了火山岩的形成时代，这一时限和路孝平等(2004)、Luetal.(2006)和秦亚等(2013)等关于集安群的火山沉积时限基本一致，确定为古元古代的火山喷发沉积活动事件。

在华北克拉通，位于东部陆块内的胶-辽-吉带是最具代表性的一条古元古代造山/活动带(图1a)，它经历了十分复杂的构造演化过程，形成了巨量火山沉积岩系(刘福来等，2015)。长期以来，众多地质学家对胶-辽-吉古元古代造山/活动带的构造属性及其演化模式进行了深入研究，但仍存在激烈的争论。该活动带主要存在裂谷(张秋生等，1988；李守义，1994；李三忠等，2001，2003)和大洋(李雪梅，2009；李壮等，2015；陈斌等，2016)的演化争议。白瑾(1993)则认为辽-吉-朝活动带形成于活动大陆边缘环境，而不是裂谷的背景。路孝平等(2004)通过龙岗地块和辽南地块的差异分析，认为二者相对独立，古元古代并不存在裂谷。李雪梅(2009)首次提出辽吉洋的概念，认为辽北陆块和辽南陆块新太古代并非统一的整体，而具有各自不同的演化背景，并被古元古代辽吉洋分隔。李壮等(2015)、陈斌等(2016)根据南、北辽河群U-Pb锆石年代学证据认为胶-辽-吉活动带的形成演化与弧-陆碰撞有关，而不是裂谷环境。

支持大洋环境的主要证据有：(1)辽吉地块和辽南-狼林地块在地层、岩浆岩、变质作用程度等方面存在较大差异，证明二者在太古宙末并未形成统一的陆块；(2)产于大洋环境的岩石被发现，如南里尔峪组斜长角闪岩为MORB型斜长角闪岩(杜伟为等，1999)、辽东地区古元古代地层中部分岩石可以与大洋中脊型蛇绿岩套对比(董宽志等，2010)、在辽-吉-朝造山带的南段胶东地区，发现洋壳残片(倪志耀等，2001)等；(3)辽河群中大量沉积岩被识别为海相沉积岩(Faureetal., 2004)，在集安地区元古代老岭群珍珠门组、大栗子组识别出多处纹层状海相硅质岩(项目组未发成果)；(4)岛弧岩浆岩大量出现，缺乏裂谷的岩浆岩石组合(玄武岩为主)。研究区2.2～1.9Ga岛弧岩浆岩大量被发现(Faureetal., 2004；路孝平等，2004；李雪梅，2009；杨明春等，2015a, b)，且岩浆岩以酸性岩浆岩为主导，明显不同于东非裂谷的岩浆岩石组合，同时也缺乏具有典型大陆裂谷岩浆作用特征的岩石(如OIB性质的玄武岩、碳酸岩、碱性岩等)(Wilson，1989；Furman，2007)；(5)变质岩石学的研究揭示出大量变质岩形成于碰撞造山环境，而非裂谷的闭合，如集安群紫苏堇青石榴泥质麻粒岩、辽南地区南辽河群、胶北地区荆山群高压泥质麻粒岩等均为近等温减压型顺时针P-T演化轨迹(刘平华等，2015)；(6)辽-吉-朝活动带的地球物理场、地壳厚度特征等与裂谷所具有的特征并不一致，辽-吉-朝活动带的形态多变且不协调(宋建潮，2011)；(7)辽东地区共发现上百个硼矿床，产于南辽河群(集安群)下部。资料表明(Palmer，1991；Ryan and Langmuir, 1993；Yan and Chen，2014; 陈斌等，2016)，硼矿床的形成要求大量流体，俯冲背景下洋壳及其沉积物会在俯冲带脱水而满足其流体条件，但是裂谷环境难以产生富硼的岩浆岩和硼矿。结合本区前寒武纪的研究成果，本文偏向认为古元古代本区存在辽吉洋，并发生洋壳俯冲、南北地块碰撞造山、碰撞后伸展坍塌等作用。

大约在2150Ma的古元古代时期，洋壳的俯冲产生了强烈的海底火山喷发，形成了荒岔沟组富含贱金属的基性-中性-酸性的钙碱性火山岩组合，覆盖在洋底玄武岩之上。在火山喷发的间歇期富含Na+、Cl-的海水在补给处向下渗透，淋滤出下部火山岩石中的金属元素，并在火山喷发的间歇期，在岩浆热源驱动力的作用下向渗透性差的部位运移，并沿着深渗透性的断裂构造喷出地表，热的含矿流体与周围冷的海水混合，导致金属沉淀。如此反复循环，形成了条带状矿化的火山-沉积岩，构成元古代的一期矿化事件，这期矿化事件对区域成矿的贡献和影响还有待深入的研究。随后，～1.9Ga左右遭受角闪岩相的变质及变形作用(秦亚等，2013)，就位于现今的胶-辽-吉造山/活动带(Zhaoetal., 2012)。

5.2 正岔岩体与古亚洲洋演化

正岔闪长岩SiO2含量为58%～62%(≥56%)、Al2O3含量为14.6%～16.1%，平均含量为15.4%(≥15%)、MgO含量为4.6%～5.8%(<6%)、Sr含量为798×10-6～1020×10-6(>400×10-6)，Y含量为9.02×10-6～13.4×10-6(≤18×10-6)，Yb含量为0.95×10-6～1.6×10-6(≤1.9×10-6)，与Defant and Drummond(1990)定义的埃达克岩特征相符合。正岔花岗岩也以更高的SiO2(均值70.55%)、Al2O3(均值15.49%)和更低Y(均值3.67×10-6)、Yb(均值0.52×10-6)和较高的Sr(均值485×10-6)、较低的MgO(均值0.39%)等为特征，亦完全符合埃达克岩特征(Defant and Drummond，1990)。岩石在性质判别图解(图10a，b)中全部落在埃达克岩范围。二者成岩年龄分别为224.3Ma和218.5Ma，共同构成具有密切成因联系的正岔岩体的重要组成部分。

有两种高压环境可以孕育埃达克质岩石，分别是年轻的大洋板片俯冲发生部分熔融(O型，即原始定义类型，Defant and Drummond，1990)和加厚的玄武质下地壳部分熔融(C型，张旗等，2001)。一般而言，O型埃达克岩具有富钠贫钾的特征(NaO/K2O>2)，而C型埃达克岩相对O型埃达克岩具有明显的富钾特征(Na2O/K2O≈1或>1)(张旗等，2001；王强等，2001)。正岔闪长岩和花岗岩Na2O/K2O比值分别是1.51～1.91(均值1.65)和0.83～1.2(均值0.99)，均小于2，符合C型埃达克岩富钾特征。

埃达克岩成因可供选择的成因机制包括：俯冲板片部分熔融(Kay，1978；Defant and Drummond，1990)；拆沉的下地壳熔融(Gaoetal., 2004)；结晶分异作用影响(Castilloetal., 1999; Macphersonetal., 2006)；加厚下地壳部分熔融(翟明国等，2005)和岩浆混合作用(Guoetal., 2007)等。

首先，在详细的野外工作中没有发现正岔岩体中暗色包体的存在。其次，通常情况下，岩浆混合将会在主量元素与微量元素之间产生明显的线性关系(Macphersonetal., 2006)，如图(10c)所示，正岔岩体SiO2和La线性关系不明显。另外，岩浆混合还将会明显地增加岩体的HREE和Y含量，降低SiO2含量与Sr/Y比值。但是正岔岩体相对较高的SiO2和Sr含量，相对低的HREE和Y含量，均不支持岩体由岩浆混合而成。正岔岩体Eu异常不明显，表明没有发生明显的斜长石的结晶分异。同时，该岩体的中稀土元素没有发生明显的亏损，说明角闪石的结晶分异没有发挥重要的作用。在La-La/Yb图解中(图10d)，正岔岩体未表现出结晶分异的趋势，而表现出部分熔融的特征，因此，结晶分异不是该岩体的主要成因。

正岔闪长岩的MgO含量较高，Mg#亦较高(60～70)，实验岩石学表明，玄武岩部分熔融产生熔体的 Mg#极限值为～45(Rapp and Watson, 1995)，故任何 Mg#高于50的板片熔体肯定经过了与比玄武岩更基性的物质——地幔橄榄岩的相互作用；另外，闪长岩还具有较高的Cr、 Co和Ni含量(平均值分别为147×10-6、20.9×10-6和83.2×10-6)，这些特征排除了加厚下地壳部分熔融成因，使得俯冲板片部分熔融模式和拆沉的下地壳熔融进入考虑范畴。

正岔花岗岩与正岔闪长岩空间相邻，虽然均属于埃达克岩，但前者具有低的MgO含量和低的Mg#(14～35)，较低的Cr、 Co和Ni含量，与正岔闪长岩不同，这些特征可以排除俯冲板片部分熔融成因、拆沉的下地壳熔融成因，而加厚下地壳部分熔融成因模式成为首选。

唐杰等(2018)根据华北克拉通北缘火成岩岩石组合和岩石地球化学特征，将其划分为中段(包括华北克拉通范围的燕-辽和内蒙古地区)和东段(实际为华北克拉通北缘古生代陆缘增生带——吉林中东部)两部分。华北克拉通北缘中段早-中三叠世火成岩主要碱性岩和双峰式火成岩组合，它们共同揭示早-中三叠世期间该区处于古亚洲洋闭合后的伸展环境。而华北克拉通北缘东段却出露同时期的加厚下地壳部分熔融的埃达克岩和同碰撞花岗岩(Zhangetal., 2004；孙德有等，2004；曹花花，2013)，据此提出古亚洲洋自西向东呈剪刀式逐渐闭合模型(唐杰等，2018)。华北克拉通北缘中段和东段晚三叠世火成岩包括碱性系列岩石、双峰式火成岩组合及磨拉石建造等，说明华北克拉通北缘晚三叠世期间处于造山后的伸展环境。该期火成岩沿索伦-西拉木伦-长春-延吉缝合带呈东西向带状展布(图1b)，进一步说明华北克拉通北缘晚三叠世火成岩形成于与古亚洲洋最终闭合有关的造山后伸展环境。

从上述描述可以看出，华北克拉通北缘东段在早-中三叠世处于俯冲碰撞阶段，造山作用一致持续至晚三叠世。这个过程中产生了两个时代的埃达克岩：前者为前人研究的早-中三叠世埃达克岩，成因模式为加厚下地壳物质的部分熔融；后者为本次工作所涉及的晚三叠正岔高镁闪长岩和正岔低镁花岗岩。前已叙及，正岔高镁闪长岩可供选择的成因模式为俯冲板片部分熔融模式和拆沉的下地壳熔融；正岔花岗岩可供选择的成因模式加厚下地壳部分熔融。二者时代接近，空间紧密相连，应该是同一地质作用的产物。据此我们提出如下成因解释：三叠纪时期由于持续的造山作用导致地壳加厚，诱发下地壳榴辉岩化，发生重力失稳，拆沉进入高温的软流圈地幔中率先发生部分熔融，形成埃达克质熔体，熔体的密度较小，浮力较大，因此又会穿过上涌的软流圈地幔，遭受软流圈地幔的混染、与其发生反应，没有被软流圈消耗殆尽的熔体上升到下地壳，继而在构造的帮助下上升到地表，形成正岔高镁闪长岩；岩浆源区拆沉作用发生后，引起地幔软流圈物质上涌而加热下地壳，使玄武质的下地壳发生熔融产生埃达克岩岩浆，该方式形成的岩浆通过构造作用引导至地表形成埃达克质的正岔花岗岩。与此同时，上涌的软流圈发生减压部分熔融，形成亏损地幔来源的镁铁质岩浆，如延边地区的长仁11号岩体等(226±1Ma，吴琼等，2019)。

通过对华北岩石圈减薄与破坏持续深入研究，目前认为岩石圈减薄的峰期发生的时间可能为三叠纪(韩宝福等，2004；Yangetal., 2007a，b)、侏罗纪-早白垩世(Yangetal., 2003，2008a；Gaoetal., 2004；Wuetal., 2005；吴福元等，2008)和晚白垩世-新生代(郑建平, 1999；Xu, 2001)，本次的研究表明，在华北北缘岩石圈减薄和克拉通破坏的起始时间可能为晚三叠世，与碰撞造山所引起的碰撞后地壳加厚、拆沉有关，虽然规模可能有限(杨进辉和吴福元，2009)。

伴随着正岔岩体的侵位，岩浆分异流体沿层间构造流动，在流经碳酸盐地层时发生顺层矽卡岩化作用，物理化学条件的改变导致铅锌卸载沉淀成矿。已有的研究表明，埃达克岩石在斑岩-矽卡岩-低温热液矿床成矿作用中发挥着重要作用(Thiéblemontetal., 1997；Sajona and Maury, 1998)，在华北地台北缘及邻区也存在大量与埃达克岩有亲缘关系的斑岩-矽卡岩-低温热液矿床，如斑岩型白音宝力道金矿(张炯飞等，2004)、小西南岔金铜矿(任云生等，2011；王琳琳，2018)、大黑山斑岩型钼矿(李向文等，2013)等。与埃达克岩有关的热液矿床的主要矿种为Au和Cu，次为Mo、Ag、Pb(张炯飞等，2004)。正岔铅锌矿是与埃达克岩石有关的矽卡岩型铅锌矿床的代表。

5.3 西岔正长斑岩与古太平洋演化

西岔正长斑岩具有较低的Y、Nb、Y+Nb、Ta+Yb含量，表现出火山弧花岗岩的特征(Pearceetal., 1984)。其结晶年龄为121.1Ma，属于早白垩世晚期。无论滨太平洋构造域开始的时限是晚三叠世(彭玉鲸和陈跃军，2007)还是早-中侏罗世(孙德有等，2005；徐义刚等, 2009；郭锋，2016)，早白垩世时期古太平洋板块已完成了向欧亚大陆下的大规模俯冲。弧后扩张区软流圈不断上涌，并对上部岩石圈进行侵蚀，从而造成岩石圈大规模的减薄，地壳进入伸展状态，诱发强烈的岩浆作用(吴福元和孙德有，1999；吴福元等，2008；徐义刚等，2009；郑建平，2009；朱日祥和郑天愉，2009)形成一系列NE向侏罗-白垩纪岩体(图1b)和NE向断裂系统。

华北地台早白垩世伸展背景形成的岩石包括A型花岗岩(Wuetal., 2005；孙金凤和杨进辉，2009)，碱性系列岩石、镁铁质岩石，另外还有与环境相匹配的变质核杂岩体系(Yangetal., 2007b)，如冀北的云蒙山、密云和承德变质核杂岩(Davisetal., 2001)、辽西楼子店-大城子变质核杂岩(133～118Ma； Zhangetal., 2002)、华北克拉通南缘的小秦岭变质核杂岩(127～107Ma)等，没有强烈挤压构造作用的地质记录，这进一步说明华北克拉通中东部早白垩世大部分时期(135～100Ma)为伸展构造体制(Yangetal., 2008b；孙金凤和杨进辉，2009；Liuetal., 2012; 武广等，2012)，并且岩石圈大范围减薄事件应与古太平洋板块的俯冲后的伸展作用有关(Wuetal., 2005)。

与克拉通破坏峰期时间上相一致还有早白垩世金矿床的爆发性成矿(朱日祥等，2015)，这些金矿沿华北克拉通东部陆块的边缘分布，包括辽东-吉南、胶东、小秦岭-熊耳山、太行山中段、冀北-冀东和赤峰—朝阳等数个金矿集区(Chenetal., 1998；Yangetal., 2003)。辽东-吉南代表性的大型金矿包括五龙金矿、四道沟和金厂峪金矿、夹皮沟金矿等脉状金矿(Zengetal., 2001)，本次研究的金厂沟金矿、西岔金银矿也是其中的代表，它们与胶东金矿共同构成华北克拉通东部金矿带(朱日祥等，2015)，成矿峰期在120～125Ma(Wangetal.,1998; Yang and Zhou, 2001; Qiuetal., 2002; Lietal., 2005;朱日祥等，2015)，他们的形成与古太平洋板块俯冲后伸展相关。