甘肃北山地区公婆泉铜矿区岩体年龄及其地质意义

2021-04-08吕昶良杨富强罗家书马文富刘文勋石伟民

矿产与地质 2021年1期

吕昶良，杨富强，罗家书，马文富，刘文勋，石伟民

(1.广西壮族自治区地球物理勘察院，广西柳州 545005；2. 中国-东盟地学合作中心(南宁)，广西南宁 530023)

0 引言

中亚地区是世界上斑岩铜矿床的重要产区，已发现有蒙古的Oyu Tolgoi、哈萨克斯坦的Central Region以及中国的土屋—延东、多宝山等一系列超大型斑岩铜矿[1]。同处于中亚造山带内的北山地区，与东天山地区毗邻且均主要经历了古亚洲洋古生代俯冲—碰撞—碰撞后伸展的构造过程，伴随着大量岩浆岩的形成。这表明北山地区与东天山地区有相似的成矿潜力。然而，东天山地区已发现了土屋—延东超大型斑岩铜矿与福兴、三岔口及玉海等中型铜矿[2]；北山地区多年来在找矿勘查上却一直未有大的突破，鲜有大型矿床被报道，很大程度上是由于北山地区的研究程度较低而导致的。因此有必要加大对北山地区成矿作用的研究。

公婆泉铜矿是北山地区在20世纪50年代发现的一中型铜床，位于北山地区公婆泉—月牙山地体内(图1)，已探明铜金属量为20万吨。自发现以来，学者们对公婆泉矿床的地质特征、成矿机制、成矿流体特征等做了一定的研究。但其成矿年龄至今不清，这也严重制约了对公婆泉矿床成矿类型、成矿时代的理解，严重阻碍了对北山地区进一步的研究及勘查。因此，本文对公婆泉铜矿主要的含矿岩体(英安斑岩和花岗闪长斑岩)进行了锆石U-Pb定年，在此基础上探讨公婆泉铜矿的成矿过程。

1 矿区地质特征

北山地区位于华北板块、塔里木板块以及哈萨克斯坦板块的交汇处，该区由不同地体在古生代期间相互拼接、增生而来。该区以马鬃山地体为中心，南部拼接了花牛山早古生代陆缘裂谷带、磁海—红柳园—大奇山—白山堂晚古生代陆内裂谷带，北部拼接了窑洞努如—公婆泉—白云山—东七一山早古生代活动陆缘、星星峡—明水—旱山地块，从而形成了一个复杂的北山构造带[3](图1)。

图1 公婆泉铜矿区域构造简图(据文献[3])Fig.1 Regional tectonic sketch map of Gongpoquan copper depositⅠ：哈萨克斯坦板块；Ⅰ-1：大南湖—雀儿山—狐狸山早古生代活动陆缘带 Ⅰ-2：雅满苏—红石山—黑鹰山晚古生代陆内裂谷带 Ⅰ-3：星星峡—明水—旱山地块 Ⅰ-4：窑洞努如—公婆泉—白云山—东七一山早古生代活动陆缘 Ⅱ：塔里木板块 Ⅱ-1：方山口—营毛沱—鹰嘴红山早古生代被动陆缘带(马鬃山地块) Ⅱ-2：花牛山早古生代陆缘裂谷带 Ⅱ-3：磁海—红柳园—大奇山—白山堂晚古生代陆内裂谷带 Ⅱ-4：敦煌地块 Ⅲ：华北板块 ① 红柳河—牛圈子—洗肠井蛇构造缝合带 ② 阿尔金断裂带

公婆泉铜矿位于甘肃北山地区中部的窑洞努如—公婆泉—白云山—东七一山早古生代活动陆缘中部，矿区内出露地层主要为公婆泉群火山岩，可分为上、中、下三个组。其中，下组主要由灰绿—紫红色安山岩、安山质火山碎屑岩、火山沉积岩以及玄武岩组成；中组主要由灰—紫色中—酸性熔岩、火山碎屑岩组成，并有少量的玄武岩、凝灰质砂岩等；上组主要由灰—灰绿色英安岩、流纹岩、流纹英安岩、安山岩以及中—酸性火山角砾岩组成，夹有少量玄武岩、生物碎屑灰岩、大理岩等。三组间彼此呈整合接触[4]。

矿区内构造复杂，以韧性剪切带最为发育，野外踏勘共在矿区识别出3条韧性剪切带，走向分别为NNW、NWW及NEE。其中，NEE向剪切带长约10 km，宽2.5～3 km，走向60°～65°，倾向SE，被NNW及NWW向断裂错断，表明其形成最早；NNW向剪切带长约6 km，宽1～1.5 km，走向约340°，倾向SW；NWW向剪切带长约7 km，宽约100 m，走向约300°，倾向SSW[5]。

矿区岩浆活动强烈，侵入岩发育，已发现岩体有英安斑岩、花岗闪长斑岩、石英闪长玢岩等，以及后期的基性、中酸性脉岩。其中，英安斑岩、花岗闪长斑岩是矿区的主要含矿岩体。花岗闪长呈斑状结构、块状构造，斑岩斑晶为0.5～3 mm，主要成分为斜长石(约50%)、石英(20%～25%)、黑云母(约10%)及钾长石(5%～10%)等，斑晶约占总量的70%；基质成分与斑晶相似。岩石中还有少量的锆石、磁铁矿、磷灰石、榍石等矿物。岩体主要侵入志留纪地层中，主要以隐伏状产出，局部呈岩枝状出露地表。英安斑岩斑晶含量约为40%，主要为斜长石(约60%)、石英(约30%)、黑云母(约10%)、角闪石(3%～5%)等，基质主要由斜长石(约50%)、钾长石(约20%)、黑云母(约5%)及石英(约20%)等组成；并有少量的磁铁矿、磷灰石、锆石、榍石等副矿物。英安斑岩呈斑状结构、块状构造，岩枝状产于一、二矿区。

2 矿体地质特征

公婆泉铜矿共有一、二、三等3个矿区组成，其彼此间独立分布(图2)，一号矿区是该矿床的主要矿区，拥有矿区80%以上的铜储量。矿区共发现矿脉150余条，长约几十到一百多米，延伸多在100～1100 m之间，其主要分布在花岗闪长玢岩及英安斑岩中。矿区蚀变强烈，但分带明显；从英安斑岩、花岗闪长斑岩为中心，向外依次可划分为绢英岩化带、钾化带及青磐岩化带。其中，绢英岩化带主要分布在斑岩岩体中，由绢云母、黄铁矿、石英等蚀变矿物组成，是矿区铜矿化的主要赋存位置；钾化带主要分布在斑岩岩体中，由石英、钾长石、黑云母等蚀变矿物组成，并出现少量黄铜矿等矿物；青磐岩化带分布范围最广，主要出现在公婆泉组火山岩中，带内岩石普遍发生绿泥石、绿帘石、方解石蚀变。矿区主要的金属矿物为黄铜矿、斑铜矿、黄铁矿、方铅矿及赤铁矿等，主要的脉石矿物有石英、绢云母、绿泥石、绿帘石、方解石等。矿石主要以脉状、浸染状及团块状等形式产出。

图2 公婆泉铜矿地质简图(据文献[6])Fig.2 Geological sketch map of Gongpoquan copper deposit1—第四系 2—白垩系 3—志留系公婆泉组 4—华力西晚期花岗岩 5—华力西中期石英闪长岩 6—加里东晚期辉长岩 7—加里东晚期英安斑岩 8—加里东晚期花岗闪长斑岩 9—加里东晚期石英闪长斑岩 10—逆断层 11—走滑断层 12—性质不明断层 13—韧性剪切带 14—地质界线 15—铜矿体

二号矿区分布在公婆泉组中，有37个矿体，矿体均位于NEE向韧性剪切带内。三号矿区位于NEE和NNW向韧性剪切带叠加部位，分为3个近平行的矿化带。

3 分析方法及结果

分别选取公婆泉铜矿英安斑岩及花岗闪长斑岩样品，进行锆石U-Pb定年工作。样品挑选工作是在河北廊坊市区域地质研究院完成。岩石样品经过破碎、浮选及磁选后分离，并在双目镜下对锆石进行挑选，保证其纯度≥90%。从中选取150颗晶形较好、裂隙较少的锆石，固定在环氧树脂上，并进行锆石透射光、反射光及阴极发光(CL)图像分析。选择20颗环带清晰、无包裹体及裂隙的锆石，进行锆石LA-ICP-MS U-Pb分析。年龄测试是在武汉上谱分析科技有限责任公司，由GeoLas 2005激光器、Agilent7500a型电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)共同完成。测试过程中，激光剥蚀束斑直径为32μm，能量密度为5 J/cm2，剥蚀频率为5Hz。实验过程中，以91500作为锆石标样，每分析10个测试点后，分析2个标样点；He、Ar为实验过程中的载气。实验结果在软件ICPMSDataCal 10.8中进行处理，并在Isoplot 4.10软件中进行作图。

公婆泉英安斑岩锆石约为100～300 μm，长宽比为1∶1～1∶3，具有清晰的CL生长环带。锆石中w(Th)为75×10-6～301×10-6，w(U)为189×10-6～387×10-6，Th/U比值为0.26～1.59，均大于0.1，表明其均为岩浆锆石。18颗锆石的206Pb/238U年龄为429～452 Ma，加权平均年龄为(439.6±7.1)Ma(MSWD=0.21)，代表了英安斑岩的形成年龄(图3a、3b)。花岗闪长斑岩锆石粒径为150～400 μm，长宽比多为1∶1～1∶2；在CL图像上，具有清晰的生长环带。测试结果显示，锆石中w(Th)为85×10-6～689×10-6，w(U)为164×10-6～1047×10-6，Th/U比值为0.38～1.01，均大于0.1，表明其为岩浆锆石。15颗锆石的206Pb/238U年龄为444～422 Ma，加权平均年龄为(431.0±8.8)Ma(MSWD=0.16)，代表了花岗闪长斑岩的形成年龄(图3c、3d)。分析结果见表1和图3。

表1 公婆泉岩体锆石U-Pb年龄数据Table 1 Zircon U-Pb age data of Gongpoquan rock mass

图3 公婆泉英安斑岩(a，b)、花岗闪长斑岩(c，d)锆石U-Pb年龄谐和图与加权平均年龄Fig.3 Zircon U-Pb concordia plot and weighted-average age diagram of Gongpoquan dacite porphyry (a，b) and granodiorite porphyry (c，d)

4 讨论

4.1 矿床成因

对于公婆泉铜矿的成因，学者们提出了多种不同的模式。何养珍等[7]通过对含矿岩体、围岩、蚀变与矿化等方面的研究，认为公婆泉铜矿与典型斑岩铜矿特征相似；江思宏等[4]认为公婆泉铜矿是由花岗闪长斑岩和英安斑岩侵入而引起，为斑岩铜矿；致矿岩体具有岛弧岩浆的典型特征。而许荣科[8]则认为公婆泉铜矿一矿区主矿体为斑岩成矿类型，而二矿区为热液成矿，三矿区为岩浆热液交代型铜矿床；同样认为公婆泉铜矿主体为斑岩铜矿，成矿后经过后期的叠加作用。杨晖[9]通过对比公婆泉铜矿与典型斑岩铜矿的斑岩体、围岩、蚀变分布、矿化类型等特征，同样认为公婆泉铜矿与斑岩铜矿特征不符；认为其是受岩浆作用及韧性剪切带共同控制的叠生矿床。郭小宝等[10]对公婆泉组流体包裹体进行了详细的研究，结果表明，石英脉体的形成温度多集中在100℃～260℃，明显低于世界典型斑岩铜矿的形成温度(>300℃)，包裹体中含有CO2等气体[11-13]。而与中亚造山带内康古尔金矿(100℃～320℃)[14]、红石金矿(140℃～250℃)[15]等造山型金矿床形成温度相似，且其均含有CO2等成分，表明公婆泉铜矿与韧性剪切带型金矿的成因上可能有相似性。锆石U-Pb定年表明，公婆泉铜矿中英安斑岩、花岗闪长斑岩的形成年龄均在440～430 Ma，而K-Ar法测定结果却为372～336 Ma[6]。由于云母等含K矿物的K-Ar同位素封闭温度多小于400℃，因此容易受到后期热事件的影响，从而反应后期热事件的年龄；而锆石U-Pb体系封闭温度较高，不易受后期热事件的影响，因此能够较好的反应岩体形成年龄。公婆泉铜矿中英安斑岩、花岗闪长斑岩的锆石U-Pb年龄明显大于K-Ar年龄，表明岩体在形成之后的372～336 Ma时，经历了热事件，含K矿物保存了该热事件的年龄。在公婆泉矿区二、三号矿区中，矿体明显沿韧性剪切带分布。而韧性剪切过程中，石英、长石等矿物发生韧性变形，其温度高于400℃，可以使云母等含K矿物K-Ar体系发生重置。

续表1

诸多的证据均表明，公婆泉铜矿并不是单纯的斑岩铜矿，其可能是由多期成矿作用相互叠加而形成：早期为斑岩成矿作用，由英安斑岩及花岗闪长岩引起，主要分布在公婆泉一矿区，也是公婆泉铜矿的主体，其形成年龄为440～430 Ma；后期为热液成矿，与后期的韧性剪切作用相关，其形成年龄为372～336 Ma，主要分布在二、三矿区。

4.2 构造背景

对于公婆泉岛弧带的构造环境，学者们也提出了多种观点：① 戴霜等[16]认为北山地区以红柳河—牛圈子—洗肠井蛇绿岩带形成于弧后盆地，该盆地在516～463 Ma就已经存在，其标志为红柳河堆晶辉长岩形成于516 Ma，牛圈子基性熔岩形成于463 Ma。在公婆泉—月牙山带内，可分为南、北两个带，南带地层具有弧后盆地特征，而北带具有岛弧特征。通过对公婆泉铜矿内基性—超基性岩进行岩石地球化学分析，杨晖[3]认为公婆泉铜矿形成于弧后盆地环境中。② 杨合群等[17]则认为，红柳河—牛圈子—洗肠井为南天山洋缝合带的一部分，公婆泉—月牙山带为南天山洋向北俯冲所形成的岛弧。

前人对公婆泉铜矿岩石成因及成矿背景的研究已经较多。戴霜等[18]对公婆泉铜矿岩体进行了地球化学分析，并结合矿区地层特征，提出公婆泉岩体与陆相环境的岩体明显不同，具有海相岩浆岩特征，很可能形成于岛弧环境。于明杰等[19]认为公婆泉铜矿的花岗闪长斑岩及英安斑岩均属于高价钙碱性系列，均来自于亏损地幔，且同形成于岛弧环境。王盛栋[20]通过详细对比研究北山地区的地层及蛇绿岩带，认为红柳河—牛圈子—洗肠井为南天山洋缝合带的东延，其形成于寒武纪，一直持续到石炭纪，在石炭纪末闭合。前人的研究表明，全球斑岩铜矿主要形成于岛弧或后碰撞环境下[21]。公婆泉铜矿斑岩成矿期形成于440～430 Ma，且公婆泉—月牙山带在430 Ma后形成大量的岛弧岩浆岩，如营毛沱玄武岩 [(333.1±9.8)Ma][22]、东七一山花岗岩 [(356±2)Ma][23]，这些排除了公婆泉斑岩期成矿形成于后碰撞环境下的可能。由此，可以认为古生代时，公婆泉—月牙山带为前寒武—古生代岛弧，公婆泉矿区在早古生代处于岛弧环境。而在随后的俯冲、拼接、增生的过程中，形成了大量的断层、韧性剪切带；在此过程中，伴随着热液成矿作用，并在公婆泉矿床形成了叠生矿床。