黑龙江省洋灰洞子含矿斑岩锆石U-Pb年代学、地球化学特征及其地质意义

2020-12-23曾冠中赵玉锁许佳琪赵由之闫家盼

矿产与地质 2020年5期

曾冠中，赵玉锁，许佳琪，赵由之，闫家盼，张翔

(1.武警黄金地质研究所，河北廊坊 065000；2.中国有色矿业集团有限公司，北京 100011)

0 引言

洋灰洞子斑岩型铜矿床位于兴蒙造山带上，矿区所处大地构造位置是我国重要铜-金多金属成矿带之一。本区经历了晚二叠世至早三叠世古亚洲洋闭合，晚侏罗至早白垩世蒙古—鄂霍次克洋闭合以及早侏罗世开始的古太平洋俯冲，此过程中产生了铜、钼、金等大量富集的多类型成矿系统。洋灰洞子含矿斑岩体作为成矿岩体，研究其年龄以及地球化学性质具有重要的意义。

前人对洋灰洞子矿床的研究主要证明花岗闪长斑岩为成矿母岩[1]，并对矿体及岩体特征有了详细的认识，并且对成矿流体、成矿温压条件、成矿物质来源做了简单的分析，认为岩浆同熔和交代作用占有主导地位，与矿体形成具有密切的时空关系和成因关系，是矿质主要来源[2]。吕俊超和孟兆贤分别得出含矿斑岩体的年龄[3-4]，并推测岩体岩浆演化过程。

兴蒙造山带具有典型的微陆块碰撞造山的特点，成岩成矿过程与古亚洲洋和鄂霍次克洋的演化密切相关[5]，而且本区紧邻太平洋，到底与洋灰洞子斑岩型铜矿床成矿有关的是什么样的大型构造环境背景？吉林大黑山钼矿床、小兴安岭霍吉河钼矿床、大兴安岭中南段莲花山铜矿等多个矿床实例研究资料表明成矿物质中均有不同程度地幔物质的贡献，但是洋灰洞子斑岩型矿床与地幔岩浆是否有关，岩体的岩浆源区到底在哪里？这些都是亟待解决的问题。前人研究数据较少，对成矿年龄、岩浆源区、构造环境的讨论没有形成共识，直接影响矿区进一步的勘查，对本地区地质研究也不能达到明确的认识。本人在收集整理前人资料的基础上，针对与成矿有关花岗闪长斑岩，进行LA-MC-ICP-MS 锆石U-Pb年龄测试，及岩石地球化学分析，以期厘定其成岩成矿时限及成矿构造环境，进行了岩浆演化探讨，为矿区下一步勘探提供资料依据。

1 区域地质特征

洋灰洞子斑岩型铜矿床位于黑龙江省牡丹江市东宁县境内，矿区位于兴蒙造山带的东南部，南与华北克拉通相邻，西部是敦密深大断裂，东部与太平洋板块相接，地处古亚洲洋构造域、蒙古—鄂霍次克造山带构造域和环太平洋构造域交接的复合地段(图1a)。

三叠纪之前，研究区属于古亚洲洋构造带和中亚构造带的东端，经历了古亚洲洋多期次的裂解与消减闭合，发育多次岩浆弧和增生陆壳，经过古生代—三叠纪的碰撞作用，古亚洲洋最终消失，中亚造山带最终形成[6]。构造运动、岩浆活动、变质作用、矿床形成等地质事件节律的耦合，表明吉黑复合造山带古亚洲洋构造体制结束的综合标志时间为250～230 Ma[7]。晚二叠世开始，鄂霍次克洋向南北两侧俯冲，闭合于晚侏罗—早白垩世[8]，至此西伯利亚板块与华北板块最终缝合，产生了大量与俯冲造山或造山后相关的花岗岩与火山岩，同时伴生了额尔古纳与二连—东、西乌旗—乌兰浩特成矿带[5，9]。

本区出露地层由老至新为下二叠统双桥子组火山碎屑岩、变质中酸性熔岩、绢云母千枚岩和千枚状板岩；上三叠统黄松群杨木组含石榴石二云钠长片岩、黑云斜长片岩、石英片岩、变粒岩和大理岩；黄松群阎王殿组绢云母化千枚岩；下侏罗统绥芬河组中基性熔岩、凝灰质砂岩和凝灰质砾岩，局部夹中性熔岩、凝灰岩；第三系船底山组玄武岩；第四系沙土、砾岩。

研究区岩浆活动强烈，元古宙出露一套花岗闪长岩，系太平岭岩体的一部分，呈岩基、岩株状产出；印支晚期呈岩株状产出二长花岗岩和花岗闪长岩[10]，燕山期呈岩株状产出花岗岩类包括花岗闪长岩和花岗闪长斑岩(图1b)，该期岩浆岩与金、银、铜、钼矿化关系十分密切[11]。还有少量煌斑岩、霏细斑岩产出，离矿区较远，与成矿作用关系不大。

图1 洋灰洞子花岗闪长斑岩体图(c)、大地构造位置图(a)和区域地质简图(b)Fig.1 Tectonic map (a) and regional geological sketch map (b) and Yanghuidongzi granodiorite porphyry map (c)F1—牡丹江断裂 F2—敦化—密山断裂 F3—伊通—伊兰断裂 F4—西拉沐伦—长春断裂 F5—嫩江断裂 F6—塔源—喜桂图断裂 1—第四系 2—绢云母千枚岩 3—黑云母石英片岩 4—燕山晚期花岗闪长斑岩 5—燕山晚期花岗闪长岩 6—新元古代花岗闪长岩 7—霏细斑岩 8—云斜煌斑岩 9—阎王殿组含石榴石碳质绢云母千枚岩 10—花岗闪长斑岩 11—黑云母-石英-绢云母化带(含角砾岩) 12—石英-绢云母化带 13—青磐岩化带 14—云斜煌斑岩 15—断裂 16—蚀变带界线

区内的褶皱构造和断裂构造比较发育，受NE向绥阳深大断裂及NE—NNE向的褶皱构造控制。研究区以西是敦化—密山深大断裂，位于太平岭隆起与老黑山断陷的隆拗转换部位，走向约35°。主要褶皱有3处，北部的白石砬子山复背斜，中部的杨木林—石山复向斜、洋灰洞子复背斜，轴向均呈NE向[12]。

2 矿区地质及岩体岩石学特征

洋灰洞子铜矿床主要由多条铜矿体组成，矿体的空间位置明显受NE向构造带控制。矿石以原生硫化矿石为主，其中4号矿体赋存在Ⅰ号花岗闪长斑岩体中，矿体形态受岩体形态和构造裂隙带的产状制约[4，12-13]。

赋矿岩体由4个花岗闪长斑岩组成，总面积0.044 km2。Ⅰ号岩体为其中最大的一个(图1c)，呈NE向40°～45°产出，倾向SE，平面展布近扁圆状，在地表呈岩基、小岩株状产出，产出面积0.016 km2，侵位于阎王殿组含石榴石绢云母化千枚岩地层中，岩性为花岗闪长斑岩，灰白色，斑状结构，斑晶矿物主要为斜长石、少量为石英，块状构造，蚀变可见少量绢云母化，矿化主要为团块状和细脉浸染状黄铜矿化和黄铁矿化，岩体被后期不含矿石英脉穿插(图2a、2b)。

样品采自Ⅰ号岩体边部及中心的新鲜、未蚀变地段，样品编号y-214，岩性为花岗闪长斑岩，岩石为灰白色，具斑状结构，块状构造，主要矿物有斜长石(45%)、钾长石(20%)、石英(25%)、黑云母(5%)、角闪石(5%)，副矿物为锆石、磷灰石和磁铁矿。斑晶主要为斜长石，少量石英，基质显微粒状结构。斜长石斑晶多自形—半自形，粒径1～2 mm，石英斑晶多呈他形—半自形，粒径0.5～1 mm，角闪石具有二级高干涉色，蚀变可见绢云母化、大量绿泥石化，矿化可见黄铜矿化、黄铁矿化，并含有少量闪锌矿(图2c、2d)。

图2 洋灰洞子花岗闪长斑岩坑道内照片(a)、采样照片(b)及显微岩相学照片(c、d)Fig.2 Photo in the tunnel (a) and sample photo (b) and microphotograph (c， d) of Yanghuidongzi granodiorite porphyryCcp—黄铜矿 Qz—石英 Pl—斜长石

3 分析测试方法

锆石的制备是在河北省廊坊市完成，锆石测年在中国人民武装警察部队黄金地质研究所化验室完成。ICP-MS为美国ThermoFisher X Series 2型四极杆等离子体质谱，该仪器使用等离子体屏蔽技术(PlasmaScreen Plus)来增强灵敏度，使用Xs接口并配合半导体制冷雾室。在标准模式下，采用1.0～1.2mL/min的标准石英雾化器和标准石英锥形撞击球雾室，115In 的信号为7×107cps(μg/g)。在激光剥蚀进样条件下，当激光束斑直径为30μm，频率为10Hz，激光能量密度为18J/cm2，输出能量为0.132mJ时，对于1 μg/g的U，238U 的每秒计数(CPS)为2728，质量稳定性优于0.05 amu/24h。

激光剥蚀系统为美国New Wave公司的 UP213Nd：YAG固体激光器，该系统斑束直径可从4～120 μm逐档变化，脉冲输出能量最高为5 mJ，脉冲频率从1～20Hz连续可调，能量密度最高可达33 J/cm2。该系统对于透明和不透明物质剥蚀时可打出平底坑穴，产生较细小的颗粒，有利于提高传输效率，可明显改善分析灵敏度。实验中对所有锆石都采用斑点直径为30 μm，能量密度为10～12 J/cm2。用测试过程前后4个标准对仪器的质量歧视和漂移进行校正，样品的同位素比值和元素含量计算采ICPMSDataCal程序[14]，该程序详细的同位素比值分馏校正见文献[15]。加权平均年龄计算及谐和图的绘制采用Isoplot 3.0完成[16]。

4 测试结果分析

4.1 锆石U-Pb年龄

所选锆石为无色、淡黄色，半自形—自行长柱状、半圆状，长100～300 μm、宽50～100 μm。均为边界清晰、平直，柱面发育，阴极发光(CL)图像显示发育较好的岩浆振荡环带(图3)。锆石Th/U比值为0.15～0.61(表1)，平均比值为0.35，综合显示岩浆成因锆石特征，U-Pb定年结果可代表岩浆结晶年龄。锆石U-Pb分析结果见表1，Y-214锆石剔除不谐和年龄数据后，206Pb/238U 表面年龄位于(184±3)Ma～(200±4)Ma之间，加权平均年龄为(191.6±1.7)Ma(n= 24，MSWD = 1.2)，为早侏罗世。

表1 洋灰洞子花岗闪长斑岩LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb同位素年代学分析数据Table 1 LA-MC-ICP-MS zircon U-Pb chronological analysis data of Yanghuidongzi granodiorite porphyry

图3 灰洞子花岗闪长斑岩锆石CL图像和LA-ICP-MS年龄Fig.3 Cathodeluminescence (CL) image and LA-ICP-MS dating age of zircon in Yanghuidongzi granodiorite porphyry

4.2 地球化学特征

洋灰洞子矿区花岗闪长斑岩的主量元素(表2)变化范围不大，w(SiO2)的变化范围为66.77%～71.10%，平均68.90%，为酸性岩；w(Na2O)为0.70%～1.02%，平均0.80%，含量较低，w(K2O)为3.89%～4.63%，平均4.33%，钾含量较高；w(Na2O+K2O)为4.71%～5.47%，平均5.13，低碱；w(K2O)/w(Na2O)比值为4.09～6.20，相对富钾贫钠；w(CaO)为3.01%～3.30%，平均3.12%，富钙；w(Al2O3)为14.06%～16.14%，平均15.14%，富铝；w(MgO)为0.74%～1.07%，平均0.92%，贫镁；w(Mg#)为12.61～15.61，平均14.53；w(FeOT)为5.08%～6.04%，平均5.41%，铁含量中等。A/CNK比值为1.16～1.42，平均1.30，均大于1.1。里特曼指数σ为0.84～1.18，平均1.02，在岩浆岩性质投图中，属于高钾钙碱性系列(强)过铝质岩石(图4)。

图4 洋灰洞子花岗闪长斑岩主量投图：(a)TAS分类图解(底图据Middlmost[17])(b) SiO2 - K2O图解(底图据Rollinson [18])(c)A/CNK - A/NK图解(底图据Maniar and Piccoli [19])Fig.4 Selected major-element diagram for Yanghuidongzi granodiorite porphyry(a) TAS discrimination diagram (b) SiO2 - K2O diagram (c) A/CNK - A/NK diagram

岩石稀土总量较低(表2)，ΣREE为58.96×10-6～68.01×10-6，平均62.98×10-6，稀土含量较低；轻重稀土分馏较明显且富集轻稀土，LREE为52.14×10-6～61.10×10-6，平均55.98×10-6；HREE为6.73×10-6～7.43×10-6，平均7.00×10-6；LREE/HREE为7.44～8.60，平均7.99；(La/Yb)N为6.31～9.98，平均8.29；球粒陨石标准化稀土配分图中(标准化顺序和数值采用Boynton球粒陨石)[20]显示向右倾样示(图5)，δCe为30.90～37.90，平均34.40；δEu为1.11～1.34，平均1.23，具有微弱的正异常，而Sr表现出负异常，表明出现斜长石的堆积。花岗闪长斑岩微量元素的标准化顺序和数值(表2)采用Sun and Mcdonough[21]原始地幔，由图5可见，样品明显富集大离子亲石元素K、Pb；而Th、Nb、Ti等元素呈现明显的负异常，说明相对亏损高场强元素(HFSE)；显示为岛弧火山岩的特性，而岩浆岩中出现Nb、Ta、Ti的负异常很可能指示具有俯冲洋壳物质的参与。

表2 洋灰洞子花岗闪长斑岩主量、微量元素、稀土元素分析结果Table 2 Analysis data of major，trace and rare earth elements of Yanghuidongzi granodiorite porphyry

图5 洋灰洞子花岗闪长斑岩的球粒陨石标准化稀土元素配分图(a，标准化值据Sun and McDonough [21])和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b，标准化值据Sun and McDonough [21])Fig.5 Chondrite-normalized REE distribution pattern diagram[21](a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagram[21] (b) of Yanghuidongzi granodiorite porphyry

5 讨论

5.1 花岗闪长斑岩的形成时代

前人对洋灰洞子矿区花岗闪长斑岩的测年数据较少，吕俊超对矿区内与成矿有关的弱蚀变和强蚀变花岗闪长斑岩进行锆石U-Pb测年，结果分别为(204.4±2.8)Ma和(201.2±1.7)Ma[2]，孟兆贤也对该矿区花岗闪长斑岩锆石U-Pb测年，得出结果为(194.8±1.9)Ma[3]。如前所述，作者与前人的测年结果十分接近，本文采取矿区内新鲜含矿花岗闪长斑岩样品进行锆石U-Pb测年，所选锆石全部为具清晰振荡环带的岩浆锆石，得出准确结果，加权平均年龄为(191.6±1.7)Ma(图3)，这一年龄代表成岩年龄，确定花岗闪长斑岩的成岩时代为早侏罗世。

5.2 源区性质

岩石地球化学特征指示，洋灰洞子花岗闪长斑岩为高钾钙碱性系列(强)过铝质花岗闪长岩(图4b、4c)，富集大离子亲石元素(LILE)，亏损高场强元素(HFSE)，显示壳源特征。高铝低镁的特征指示地壳岩浆岩源区性质，基性下地壳部分熔融产生的熔体 Mg#较低<40[27]。明显的铅正异常同样显示具有陆源物质来源的特征。Ni(2.9×10-6～4.98×10-6)、Co(12.09×10-6～13.18×10-6)、Cr(11.9×10-6～161.19×10-6)含量很低，没有高度富集，暗示形成深度较浅；在Harker图解中，FeOT、TiO2、Al2O3、CaO等对于SiO2均呈现良好的线性下降趋势(图6)，暗示长石类以及镁铁质矿物的分离结晶作用或初始岩浆形成于分批熔融程度较高的部分熔融，岩浆成分随熔融程度线性变化部分。

图6 洋灰洞子花岗闪长斑岩的哈克图解Fig.6 Harker diagram of Yanghuidongzi granodiorite porphyry

结合图本区花岗闪长斑岩高钾钙碱性(强)过铝质花岗闪长岩特征，且w(P2O5)介于0.15%～0.27%之间，均大于0.1%，与大多数S型花岗岩的P2O5含量特征一致[23]。在A-I-S型花岗岩判别图解中(图7d)，均落入S型花岗岩的区域内。以上证据表明本区花岗闪长斑岩具有S型花岗岩特征，一般认为源于泥质岩和砂质岩的富片麻岩均可作为S型花岗岩的母岩，中酸性岩的成分又受到源区成分的制约，杂砂岩由于具有富斜长石贫黏土的特征，与泥质岩(富黏土、贫长石)正好相反，所以具有较高的CaO/Na2O比值，一般大于0.3，泥质岩则较低，一般小于0.3[24]，本区花岗闪长斑岩CaO/Na2O比值范围为2.95～4.37，远大于0.3，满足杂砂岩来源的特征。强过铝质花岗岩的Al2O3/TiO2比值主要依赖于温度，因此可以用来判别岩浆形成的温度[24]。本区花岗闪长斑岩岩体的Al2O3/TiO2比值介于24.56～34.12之间，均<100(>100为高压型)，表明其部分熔融温度为高温(> 875℃)，可能是壳源杂砂岩在相对高温的条件下发生深熔作用的产物[26]。

在经过锆石微量元素分析后(表3)，发现呈现于锆石的U/Yb - Y(×10-6)图解和U(×10-6) - Yb(×10-6)图解中(图7a、7b)，显示洋灰洞子锆石为陆壳锆石，为典型的陆壳花岗岩锆石。而且锆石的Co-Zr的图解(图7c)显示明显的壳源花岗岩特征，与幔源源区和混合源区具有较大不同。结合地球化学特征相对富钾、高Al2O3、(强)过铝质(A/CNK=1.16～1.42)的明显特征，判断源区有富铝碎屑物质的参与，弱Eu正异常和斑状浅成侵入相结构以及岩浆分异程度较低，均说明岩浆可能来自与壳源的杂砂岩高温熔融。

图7 洋灰洞子源区判别图：(a，b)锆石成因图解(底图据Grimes et al[22])(c) Zr-Co图解(底图据Peng et al[25])(d)K2O - Na2O图解Fig.7 Source region discrimination diagram of Yanghuidongzi granodiorite porphyry：(a， b) zircon genesis diagram[22] (c) Zr-Co diagram [25] (d) K2O - Na2O diagram

表3 洋灰洞子花岗闪长斑岩锆石微量元素Y、U、Yb分析结果Table 3 Analysis data of trace elements Y，U，Yb of zircon of Yanghuidongzi granodiorite porphyry

5.3 成岩构造背景

目前对于古亚洲洋的最终闭合时间和位置仍存在分歧，但是大部分学者的观点认为古亚洲洋的闭合时间为二叠纪末期-早三叠世(250～240 Ma)，缝合线位于西拉木伦河-长春-延吉一线，小兴安岭-张广才岭地区造山后A型花岗岩(230～210 Ma)，以及吉林红旗岭-漂河川地区大量岩墙群出现的镁铁-超镁铁质侵入岩(217～216 Ma)，都说明继两大板块碰撞造山后岩石圈伸展发生在晚三叠世[29-34]。根据洋灰洞子矿区与成矿有关新鲜花岗闪长斑岩的成岩年代判断，古亚洲洋闭合后很久(约50 Ma)才有本次岩浆活动的发生，故古亚洲洋闭合导致的碰撞及其后伸展对本次岩浆活动的影响甚小。前人认为洋灰洞子含矿花岗闪长斑岩体形成于古亚洲洋闭合后的后碰撞造山环境[3]。并没有直接的证据说明古亚洲洋闭合后50 Ma依然存在对兴蒙造山带有直接影响的后碰撞造山环境。

古太平洋构造活动的开始时间为前190 Ma，兴蒙造山带大兴安岭地区乌奴格吐山铜钼矿、莲花山、闹牛山和布敦花铜银矿的构造环境为岛弧和同碰撞性质，成岩成矿时代集中于前160～180 Ma之间，秦克章等认为是受到了太平洋体系的影响[35]。兴蒙造山带北部大兴安岭地区部分矿床均受到古太平洋的影响，故东部的洋灰洞子矿区更是处于影响范围内，且影响开始的时间早于兴蒙造山带北部矿床的古太平洋影响作用时间。近期对吉黑东部岩浆岩以及东北地区构造格局研究显示，古太平洋板块向欧亚板块的俯冲作用始于早—中侏罗世[29]，表明早中侏罗世开始东北地区已经进入太平洋构造域控制时期。且作者在洋灰洞子外围金厂斑岩型金矿床取得闪长岩测年得(201.8±2.6)Ma，构造环境判定为与古太平洋板块俯冲相关联的活动大陆边缘构造环境(作者未发表论文)。故古太平洋构造体制的作用是洋灰洞子矿区构造的影响因素之一。

所以，洋灰洞子斑岩型铜矿床与蒙古—鄂霍次克洋构造体制密切相关[5-8]，花岗闪长斑岩体具有较高的Ba/La比值(31.51～42.34，平均36.53)、Ba/Nb比值(65.7～86.08，平均79.67)、Ba/Zr比值(2.21～3.33，平均2.65)，这种大离子亲石元素和高场强元素的分离是俯冲消减带火山岩的典型特征[36-37]；U/Yb - Y锆石成因图解中(图5a)，样点主要投入陆壳向洋壳锆石的过渡区域，在U-Yb图解中(图5b)主要投入岛弧区域，显示其具有俯冲背景下花岗质岩浆锆石特征。而且，岩体主量元素TiO2的值为0.33～0.61，平均0.44<0.5，与大多数俯冲环境下岩体TiO2的值一致，而与后碰撞造山环境下岩体TiO2的值(平均值>1)不符合。

在一系列构造环境判别图解中(图8a～8d)[38]，洋灰洞子花岗闪长斑岩多投点于火山弧花岗岩区，说明它的形成与造山运动有关；当点投于火山弧和大陆弧花岗岩区域则表示还存在俯冲作用，大洋还未关闭，所以判断：影响构造环境的不是已经闭合的古亚洲洋构造体制，而与早侏罗世正处于俯冲—碰撞阶段的蒙古—鄂霍次克洋构造体制[39]及古太平洋构造体制有关。

图8 洋灰洞子花岗闪长斑岩的构造环境判别图Fig.8 Tectonic environment discrimination diagram of Yanghuidongzi granodiorite porphyry

兴蒙造山带并非简单的西伯利亚板块与华北板块之间的缝合带，而是由位于两大板块之间的中小块体群组成的构造拼合带。本区所在位置为黑龙江板块的松嫩地块和佳木斯地块之间，二叠纪末—早三叠世，华北板块与黑龙江板块沿西拉木伦—长春—延吉一线呈自西向东的“剪刀式”碰撞对接，古亚洲洋消失，黑龙江板块成为华北板块的一部分[40]。晚二叠世开始，鄂霍次克洋向南北两侧俯冲，闭合于晚侏罗—早白垩世[41]，加之古太平洋向西部中国大陆俯冲。区域上广泛发育的地层岩性特征、大规模岩浆岩带的侵位及火山喷发以及局部北北东向断层角砾岩带的发育，说明晚三叠世至中侏罗世时期，兴蒙造山带的构造环境发生了重大的转变，与晚三叠世之前的以南北向挤压为主的构造环境截然不同。区域构造线方向由近EW向转变为NE向的特点，就是晚三叠世至中侏罗世时期构造环境转变的有力佐证[42]。王亚东等[43]测得扎鲁特地区白音高老组火山岩测定的锆石年龄为(127±1.2)Ma，推断该区火山岩形成于伸展环境，与蒙古—鄂霍茨克洋有关；佘宏全等[44]通过对不同地区变质核杂岩的研究后也认为东北地区晚中生代的构造行迹发生在太平洋板块向俯冲作用的同时，还要受蒙古—鄂霍茨克构造带后期伸展作用的影响。

鄂霍次克洋闭合时间即西伯利亚板块与华北板块最终缝合的时间为晚侏罗世至早白垩世[41]。在整个构造体制作用过程中，由于鄂霍次克洋向南俯冲，古太平洋向西俯冲，岩石圈增厚，温度上升，洋壳板块熔融脱水，脱水产生的流体由于温度和密度的关系向上侵位，交代岩石圈地幔形成富集地幔，底侵于陆壳当中，形成初始岩浆，下地壳初始岩浆沿局部伸展导致的薄弱部位向上涌，岩浆进一步演化形成花岗闪长斑岩，伴随铜、钼等金属元素富集，后期随着温压下降，金属元素等在有利部位释放出来，洋灰洞子花岗闪长斑岩为赋矿岩体。