内蒙古北山老硐沟金多金属矿床闪长玢岩年代学、地球化学及其成矿意义*

张国震，张 永，辛后田，黄 成，牛文超，段连峰，赵泽霖，任邦方

（1 中国地质调查局天津地质调查中心，天津 300170；2 内蒙古地质矿产勘查院，内蒙古呼和浩特 010010）

北山造山带位于中亚造山带南部，连接了西边南天山缝合带及东部索伦缝合带，同时是中亚造山带与南部塔里木及华北克拉通的构造结合部位（Jahn et al., 2000; 2004; Badarch et al., 2002; Xiao et al., 2003; Helo et al., 2007; Kroner et al., 2007; John‐son et al.,2008;Lamb et al.,2008;Li et al.,2013），经历了包括古陆形成-板块裂解-俯冲增生-碰撞造山等构造演化阶段，具有多期次、多旋回的复合造山特点（Zuo et al., 1991; 聂凤军等，2002；左国朝等，2003；Windley et al., 2007; Xiao et al., 2010; Song et al.,2013; Zong et al., 2017; 杨富林等，2017；潘志龙等，2017），是中国重要的铜、金、铁、钨、多金属成矿区（聂凤军等，2002；苗来成等，2014），发育包括岩浆热液型、火山岩型、沉积-热液改造型等多种成矿类型（聂凤军等，2002；杜玉良等，2009）。

老硐沟金多金属矿床位于北山造山带东部，红柳河-牛圈子-洗肠井蛇绿混杂岩带南部，发育热液脉型Au-Pb-Ag-As-Sb和矽卡岩型含金Cu-Fe两类原生矿体。野外地质特征显示，闪长玢岩与矿化密切相关，但其地球化学特征、岩石成因及侵位时代未见报导。本文通过研究闪长玢岩岩石地球化学特征、锆石U-Pb 年代学及锆石Lu-Hf 同位素，试图确定成岩成矿时代，揭示岩石成因，示踪岩浆源区。

1 区域地质概况

北山造山带自北向南出露有3 条蛇绿混杂岩带，分别为红石山-百合山蛇绿混杂岩带、牛圈子-洗肠井蛇绿混杂岩带及玉石山-账房山蛇绿混杂岩带（任秉琛等，2001；杨合群等，2010；Xiao et al.,2010；Wang et al.,2018；辛后田等，2020）（图1a），是古亚洲洋及其分支自前寒武纪形成宽阔大洋至晚二叠世最终闭合连续构造演化的地质记录（聂凤军等，2002；Xiao et al., 2010）。牛圈子-洗肠井蛇绿混杂岩带是早古生代洗肠井洋向北俯冲、消减、闭合的产物，分隔了塔里木板块与哈萨克斯坦板块（杨合群等，2009；2010；徐学义等，2008；孙立新等，2017）。斜长花岗岩年龄（（536±7）Ma）表明大洋在寒武纪早期已经形成（侯青叶等，2012）；其弧后拉张形成了石板井-小黄山超基性岩带（何世平等，2005；杨合群等，2010；任邦方等，2019）。北部红石山-百合山蛇绿混杂岩带中辉长岩年龄（344.6±1.8）Ma（牛文超等，2020）及南部玉石山-账房山蛇绿岩带中辉长岩年龄（350.6±2.0）Ma（余吉远等，2012），表明古亚洲洋及其分支在晚古生代依然存在（聂凤军等，2002；何世平等，2005；杨合群等，2010）。

老硐沟金多金属矿床位于牛圈子-洗肠井结合带东南缘的敦煌地块，古硐井-英雄山复式背斜轴部东段转折端北翼（图1b）。区域出露地层包括中元古界长城系白湖群变石英砂岩、粉砂岩、绢云母粉砂质板岩；与蓟县系平头山群白云质大理岩及浅变质碎屑岩呈断层接触；青白口系大豁落山群白云石大理岩，白云质灰岩整合于平头山群之上；下二叠统双堡塘组玄武岩、安山岩、流纹岩夹碎屑岩与下二叠统菊石滩组火山岩夹碎屑岩出露于区域西南部，两者呈断层接触；上侏罗统赤金桥组细碎屑岩不整合于白湖群、大豁落山群、双堡塘组及菊石滩组之上；上新统苦泉组砂砾岩、砂岩、粉砂质泥岩小面积出露于西部；第四纪冲洪积物整体掩盖在区域地层之上。区域构造近东西向，次级构造NE 向、NW向，主体为古硐井-英雄山复背斜，转折端位于老硐沟-英雄山一带。侵入岩广泛分布，代表性岩体为早泥盆世鹰嘴红山岩体（ηγβD1），其次为闪长玢岩、辉绿（玢）岩、花岗闪长岩等小岩体或岩株/岩脉，多形成于海西期—印支期（聂凤军等，2002；钱建平等，2018）。

图1 北山造山带（a）和老硐沟地区（b）地质简图（据聂凤军等，2002；钱建平等，2018修改）Fig.1 Simplified geological maps of the Beishan orogenic belt(a)and Laodonggou area(b)(modified after Nie et al.,2002;Qian et al.,2018)

2 矿床地质

老硐沟矿区主要赋矿地层为中元古界长城系白湖群及蓟县系平头山群，以横跨矿区的近东西向F1断裂为界，白湖群出露于南部，平头山群出露于北部（图2）。白湖群主体为一套碎屑岩组合，上段为石英粉砂岩、变质石英砂岩，下段为变质长石石英砂岩、石英粉砂质泥质板岩，地层倾向北东，倾角55°~75°（黄典豪等，1997；聂凤军等，2007）。平头山群为一套碳酸盐岩组合，底部为钙质泥质板岩与结晶灰岩互层，向上部结晶灰岩常变为白云石大理岩，是矽卡岩型含金Cu-Fe 矿化及部分热液脉型Au-Pb-Ag-As-Sb矿化的赋矿围岩；中部为白云石大理岩，局部夹灰岩透镜体，是Au-Pb-Ag-As-Sb 矿化的主要围岩；上部主要由粉砂质板岩、结晶灰岩及白云石大理岩组成，未见矿化，地层倾向北东-北北东，倾角40°~65°（黄典豪等，1997；聂凤军等，2007）。

矿区断裂构造主要沿近EW 向、NWW 向、NNW向展布，其中EW 向断裂以F1~F3 断裂为主，局部膨大，宽可达数十米，构成构造透镜体；NWW 向断裂以北部F4 断裂为主，充填有辉绿（玢）岩及闪长玢岩脉；NNW 向断裂为一组等距平行断裂，同时切穿地层及东西向断裂（图2）。

图2 老硐沟金多金属矿床地质图（据聂凤军等，2002；钱建平等，2018）Fig.2 Geological map of the Laodonggou gold-polymetallic deposit（modified after Nie et al.,2002;Qian et al.,2018）

矿区侵入岩主要为呈岩株状产出的黑云二长花岗岩，侵位于矿区西南部，未见金矿化，是西南部老硐沟钨矿的赋矿围岩，锆石U-Pb 年龄为（423.1±1.5）Ma（赵鹏彬等，2016）。其次为呈岩株产出的斑状花岗闪长岩，该岩体与平头山组碳酸盐岩接触部位发育小规模矽卡岩型含金铜-铁矿化。辉绿（玢）岩沿NWW 向或近EW 向断裂产出，不发育矿化；闪长玢岩呈透镜状、脉状沿NW 向或NWW 向断裂产出，同时切穿辉绿（玢）岩脉。闪长玢岩在整个矿区广泛分布，有的伴生热液蚀变及金矿化，有的则不发育矿化，可能是不同期次岩浆活动的产物（图2）。其具斑状结构，斑晶主要为斜长石、角闪石、少量黑云母或石英，基质主要为细晶斜长石或角闪石，可见磷灰石、锆石、榍石等副矿物，岩石普遍发育蚀变，斜长石发育钠黝帘石化及碳酸岩化，黑云母、角闪石发育绿泥绿帘石化（图3）。

金矿石分为原生矿石及氧化型矿石，原生矿体中矽卡岩化含金Cu-Fe 矿体由于规模较小，缺乏相应研究。热液脉型矿体呈不连续的巢状、透镜状或扁豆状产于平头山组碳酸盐岩地层中，与闪长玢岩具有密切时空联系，沿断裂破碎带侵位的闪长玢岩往往受到强烈的热液蚀变，伴随金多金属矿化，而无闪长玢岩产出的破碎带，即使有硅化等热液蚀变发生，也通常只有微弱金矿化（黄典豪等，1997）。围绕矿体边部发育硅化、绢云母化、绿泥石化、褐铁矿化、碳酸盐化等构成的热液蚀变带，蚀变围绕矿体呈线性展布，蚀变宽度几厘米至30 cm 不等，产于大理岩中的矿脉热液蚀变主要为硅化及黄铁矿化（黄典豪等，1997）。宏观上，西北部二矿段北部以块状含金方铅矿矿石为主，南部以块状黄铁矿-毒砂矿石及条带状黄铁矿矿石为主，西南部三矿段产出以黄铁矿-毒砂为主的块状及脉状矿石，中部五矿段及东南部一矿段以大量发育辉锑矿为特点（图3g~i）。原生矿石主要以块状或脉状为主，根据其矿物组合可以细分为金-黄铁矿-毒砂-方铅矿-石英矿石，金-黄铁矿-黄铜矿-方铅矿-闪锌矿-毒砂-石英矿石，金-黄铁矿-石英矿石，金-黄铁矿-辉锑矿-石英矿石，金-黄铁矿-黄铜矿-石英矿石。

图3 闪长玢岩及主要矿石手标本及显微照片a.闪长玢岩野外露头；b.矿化闪长玢岩手标本；c.弱蚀变闪长玢岩手标本；d~f.闪长玢岩镜下照片（正交偏光）；g.金-黄铁矿-毒砂脉状矿石；h.黄铁矿-黄铜矿-方铅矿稠密浸染状矿石；i.金-黄铁矿-毒砂-方铅矿块状矿石Hbl—角闪石；Pl—斜长石；Q—石英；Bt—黑云母Fig.3 Hand specimen and microphotographs of the diorite porphyrite and oresa.Outcrop of diorite porphyrite;b.Hand specimen of mineralized diorite porphyrite;c.Hand specimen of weakly altered diorite porphyrite;d~f.Microscopic photos of diorite porphyrite(crossed nicols);g.Gold-pyrite-arsenopyrite vein type ore;h.pyrite-chalcopyrite-galena dense disseminated ore;i.Gold-pyrite-arsenopyrite-galena massive oreHbl—Hornblende;Pl—Plagioclase;Q—Quartz;Bt—Biotite

3 采样及分析方法

用于锆石U-Pb 和Lu-Hf 同位素测定的3 件原岩样品采自矿区西北角2矿区3号井五中段，其中矿化闪长玢岩（L0-1）采自五中段0 号勘探线，走向260°~275°，可见零星黄铁矿、闪锌矿矿化；蚀变未矿化闪长玢岩（L15-3）采自五中段15勘探线，岩石发育绿泥绿帘石化，整体走向北西，倾向北东；弱蚀变闪长玢岩（L0-2）采自0号勘探线，在与碳酸盐岩接触部位发育轻微蚀变。用于主、微量分析的8 件样品相应采自同位素样品附近，尽量避免受矿化蚀变影响。

锆石单矿物分选在河北区域地质矿产调查研究所实验室完成。原岩样品按常规方法粉碎成能够通过200 目的筛网后，淘洗得到重砂，经磁选和重液分离得到锆石试样，在双目镜下挑选出锆石颗粒。锆石的制靶和透射光、反射光、阴极发光照相在北京锆年领航科技有限公司完成。样品测年和Hf 同位素工作于中国地质调查局天津地质调查中心完成。采用激光剥蚀多接收等离子体质谱仪(LA-MC-ICPMS)进行微区原位锆石U-Pb 同位素测定，激光器为美国ESI 公司NEW WAVE 193 nm FX，质谱仪为美国赛默飞世尔公司NEPTUNE。激光束斑直径为35 μm，频率8~10 Hz，激光器能量密度13~14 J/cm2，以氦气作为剥蚀物质的载气（Yuan et al., 2004），数据处理采用 ICPMSDataCal 程序(Liu et al.,2010)，U-Pb谐和图及加权平均计算使用Isoplot程序的4.15版本完成(Ludwig，2003)。采用NEPTUNE(MCICPMS)系统进行Hf同位素测试工作，Lu-Hf 同位素测定时测点的选取位置与U-Pb 同位素测定的位置重合或在其附近，选取锆石颗粒较大且环带清晰的样品进行测试，使用的激光器和质谱仪与前述锆石UPb 测试一致。分析条件、仪器型号及流程见耿建珍等(2011)。在分析过程中，εHf(t)值根据同一测点的206Pb/238U 年龄计算，采用的176Lu 衰变常数为1.867 × 10-11a-1(Söderlund et al., 2004)，球 粒 陨石176Hf/177Hf 比 值 为 0.282 785，176Lu/177Hf 比 值 为0.0336 (Bouvier et al., 2008)。亏损地幔模式年龄(tDM)计算依据现今亏损地幔176Lu/177Hf 比值为0.0384，176Hf/177Hf 比 值 为 0.283 250 (Griffin et al.,2000)。计算锆石Hf 同位素的二阶段模式年龄(tDM2)时，采用176Lu/177Hf 比值为0.015 (Griffin et al.,2002)。

样品主微量元素测试在中国地质调查局天津地质调查中心完成，样品进行去皮去风化壳处理后，用破碎机粉碎，再用球磨仪研磨至粉末状（＞200 目），主量元素采用硼酸锂熔融消解、X 射线荧光光谱法（XRF）测试，FeO应用氢氟酸-硫酸溶样、重铬酸钾滴定的容量法，分析精度优于1%。微量元素和稀土元素采用四酸消解、等离子质谱综合分析（ICP-MS），分析精度优于5%。

4 测定结果

4.1 锆石U-Pb同位素

本次用于LA-ICP-MS 锆石U-Pb 测年的样品包括矿化闪长玢岩（L0-1）、蚀变未矿化闪长玢岩（L15-3）、弱蚀变闪长玢岩（L0-2），测试结果见表1。

矿化及蚀变闪长玢岩锆石均呈自形长柱状、短柱状，表面光滑、干净，锆石具清晰的韵律环带。少数颗粒显示捕掳晶的核部和年轻的生长环带。测定时，选取测点位置尽可能避开捕掳晶而选取岩浆环带部位，部分锆石CL图像及206Pb/238U年龄见图4。

矿化闪长玢岩（L0-1）锆石长80~200 μm，长宽比为 1.5∶1~3.5∶1，锆石w(U)、w(Th)分别为 170×10-6~416×10-6和 114×10-6~360×10-6，Th/U 比值为 0.60~1.11，反映其为岩浆成因（>0.1）。测得的24 粒锆石的24个206Pb/238U年龄介于241~245 Ma，其206Pb/238U年龄加权平均值为（243.0±1.0）Ma（95%置信度），MSDW=0.18（图 5）。

蚀变未矿化闪长玢岩（L15-3）锆石长70~120 μm，长宽比为1∶1~3∶1，锆石w(U)、w(Th)分别为156×10-6~488×10-6和 99×10-6~419×10-6，Th/U 比值介于0.61~1.03，高于变质成因锆石（一般小于0.1），反映其为岩浆成因。测得的24 粒锆石的24 个206Pb/238U年龄介于232~236 Ma，其206Pb/238U 年龄加权平均值为（237.8±1.2）Ma（95%置信度），MSDW=1.4（图5）。

弱蚀变闪长玢岩（L0-2）锆石100~220 μm，长宽比为 1.5∶1~4∶1，锆石w(U)、w(Th)分别为 152×10-6~402×10-6和121×10-6~389×10-6，Th/U 比值介于0.55~1.28，属岩浆成因。 测得的 24 粒锆石的 24个206Pb/238U 年龄介于 233~242 Ma，其206Pb/238U 年龄加权平均值为（233.8±0.9）Ma（95%置信度），MSDW=0.26（图5）。

4.2 主、微量元素地球化学特征

本次对8 件样品进行全岩主、微量元素测定，包括5 件矿化闪长玢岩，3 件弱蚀变闪长玢岩。测定结果见表2，3。全分析结果显示，w(SiO2)介于62.87%~65.33%，w(TiO2)介于0.42%~0.52%，显示低Ti 特征。矿化闪长玢岩相对闪长玢岩具有高w(CaO)（3.01%~3.28%对比0.87%~0.91%），高w(K2O)（4.32%~4.61%对比 3.7%~4.35%），贫w(Al2O3)（15.50%~15.84% 对比16.46%~16.76%）的特征。这些样品均具有较高的烧失量（LOI），矿化闪长玢岩烧失量介于5.91%~6.25%，表明其经受了较为强烈的热液蚀变作用，弱蚀变闪长玢岩介于3.7%~4.35%，同样受轻微蚀变作用影响。基于不活泼元素Nb/Y 和Zr/TiO2的分类图解显示岩石属于闪长岩类，在Co-Th 图解（图6）中，显示岩石的高钾钙碱性和超钾质地球化学特征。

矿化闪长玢岩及弱蚀变闪长玢岩具有相似的原始地幔标准化微量元素图解和球粒陨石标准化稀土元素配分曲线（图7），具有亏损高场强元素如Nb、Ta、Ti、Ce，富集大离子亲石元素如 Rb、Ba 的特征。闪长玢岩稀土元素总量ΣREE 为164.7×10-6~271.8×10-6，LREE/HREE 为 6.4~8.7，（La/Sm）N=3.64~4.49，（Gd/Yb）N=3.97~5.17，整体来说闪长玢岩表现出轻稀土元素富集，重稀土元素亏损，轻稀土元素分馏程度与重稀土元素分馏程度均较高（图7b）。闪长玢岩具有轻微负Eu 异常。而Ce 基本无异常（δCe=0.93~1.00）。

表1 老硐沟闪长玢岩锆石U-Pb同位素数据表Table 1 U-Pb isotope composition of zircons in the diorite porphyrites of the Laodonggou gold deposit

续表 1Continued Table 1

图4 老硐沟闪长玢岩部分锆石的阴极发光图、测点位置及编号实线为年龄点，虚线为Hf测点，锆石下方附年龄及εHf(t)值Fig.4 CL images of selected zircon grains from the diorite porphyrite of the Laodonggou gold-polymetallic deposit,showing the analyzed spotFull line is age point,dotted line is Hf point,and age and εHf(t)are listed under the zircon

4.3 锆石Lu-Hf同位素

Lu-Hf同位素测定的样品与U-Pb 同位素测定的样品相同，测定数据见表4。

矿化闪长玢岩（L0-1）24 个测点176Hf/177Hf 值介于0.282 630~0.282 781，与之对应的εHf(t)值介于0.21~5.53，二阶段模式年龄（tDM2）介于 917~1254 Ma。蚀变未矿化闪长玢岩（L15-3）具有与矿化闪长玢岩相似的176Hf/177Hf 值（0.282 644~0.282 770），其εHf(t)值介于 0.49~5.03，二阶段模式年龄（TDM2）在943 Ma 到1228 Ma 之间。弱蚀变闪长玢岩16 个测点176Hf /177Hf 值（0.282 632~0.282 786），εHf(t) 值（0.05~5.67）及二阶段模式年龄（tDM2）（905~1258 Ma）与上述闪长玢岩样品差别不大（图8）。

图5 老硐沟闪长玢岩锆石U-Pb谐和图和206Pb/238U年龄图Fig.5 Zircon U-Pb concordia diagrams and the weighted mean ages of the diorite porphyrite from the Laodonggou gold-polymetallic deposit

5 讨 论

5.1 蚀变对于全岩地球化学特征的影响

由于老硐沟闪长玢岩与矿化时空联系密切，因此热液蚀变的影响大，发育绿帘绿泥石化、绢云母化、碳酸盐化等蚀变，岩石烧失量高（>3%）（表2；图3d~f）。因此，使用全岩地球化学数据时有必要探讨蚀变作用的影响。一般来说，主量元素中P、Ti、Mn，高场强元素、过渡元素Cr、Co、Ni、V、Sc 及稀土元素在热液蚀变作用中受影响程度较小（Winchester et al.,1976;Hastie et al.,2007）。而Ca、Na、K 等主量元素、大离子亲石元素如Sr、Ba、Rb 等受热液蚀变作用的影响较大（Rollinson,1993）。

通过对比矿化闪长玢岩（L0-1-1~L0-1-5）及轻微蚀变未矿化闪长玢岩（L0-2-1~L0-2-3）样品的地球化学数据，矿化闪长玢岩相对弱蚀变闪长玢岩具有较低的K2O、Al2O3含量和较高的CaO、MnO 含量（表2），在微量元素蛛网图中，Rb、Ba 点相对分散（图7a），可能由热液蚀变作用引起，尤其是斜长石、单斜辉石、绢云母、绿泥石等矿物的蚀变及分解（Rollin‐son, 1993）。对于 P2O5、TiO2、MgO，其含量相对均一，蚀变作用的影响较小（表2）。高场强元素如Nb、Ta、Zr、Hf及稀土元素等在微量元素蛛网图及稀土元素球粒陨石标准化图解中表现平滑一致，受后期蚀变作用影响较小（图7）。因此在讨论过程中要尽量回避受热液蚀变作用影响较大的元素。

5.2 岩石成因及岩浆源区

闪长玢岩的w(SiO2)为62.87%~65.33%，显示中性，与闪长岩成分相当（图6a），地球化学特征显示其属于高钾钙碱性或超钾质系列（图6b）。岩石具有斑状结构，斑晶主要为斜长石、角闪石、少量黑云母，表明岩浆演化过程中经历了分离结晶作用。La-La/Sm图解同样显示分离结晶的演化趋势（图9a），由于稀土元素配分曲线中Eu 负异常不明显（δCe=0.73~0.85），说明斜长石的分离结晶作用不占主导作用，而角闪石在岩石形成过程中经历了较显著的分离结晶作用（图9b）。

岩浆在形成上升过程中会不同程度受到大陆地壳改造，从而影响微量元素含量。闪长玢岩显示较强的Nb、Ta、Ti 亏损（图7a），这可能是：① 岩浆源区部分熔融过程中残留富集高场强元素矿物（如金红石、钛铁矿）；②岩浆上涌过程中受地壳混染；③俯冲流体交代（Wilson，1989;赵玉锁等，2012；Cheng et al.,2014）。岩石中未见金红石、钛铁矿等矿物，同时金红石的残留会引起Zr、Hf 的亏损，这与闪长玢岩实际地球化学特征不符（赵玉锁等，2012）。而早二叠世晚期北山地区已进入陆内演化阶段，可以排除俯冲流体交代的影响，因此Nb、Ta、Ti 异常为闪长玢岩岩浆在上升侵位过程中受到一定程度地壳混染影响的结果。

表2 老硐沟闪长玢岩的主量元素（w(B)/%）Table 2 Major element composition(w(B)/%)of the diorite porphyrite from the Lodonggou gold deposit

表3 老硐沟闪长玢岩的微量元素（w(B)/10-6）Table 3 Trace element composition(w(B)/10-6)of the diorite porphyrite from the Laodonggou gold deposit

图6 老硐沟闪长玢岩Nb/Y-Zr/TiO2图解（a，据Winchester et al.,1976）和Co-Th图解（b，据Hastie et al.,2007）Fig.6 Nb/Y-Zr/TiO2(a,after Winchester et al.,1976)and Co-Th(b,after Hastie et al.,2007)diagrams of the diorite porphyrite from the Laodonggou gold-polymetallic deposit

图7 老硐沟闪长玢岩微量元素蛛网图（a）和稀土元素配分曲线（b）（据Sun et al.，1989）Fig.7 Primitive mantle-normalized trace element patterns(a)and chondrite-normalized REE patterns(b)of the diorite porphyrite from the Laodonggou gold deposit（after Sun et al.，1989）

锆石Hf 同位素是示踪岩浆源区、地壳演化、壳幔相互作用的有效指标（吴福元等，2007）。本文中闪长玢岩的εHf(t)值基本一致，总体介于0.05~5.67，全部落于亏损地幔演化曲线及球粒陨石均一储库线之间（图8），说明闪长玢岩主要起源于新生下地壳（Kinny et al.,2003），而εHf(t)值的不均一性不是由部分熔融或分离结晶作用形成，而是由具放射性成因的幔源Hf 和较少放射性成因壳缘Hf 混合所致（Bol‐har et al.,2008），说明源区受到壳源物质的混染。闪长玢岩二阶段模式年龄（tDM2）介于905~1258 Ma，表明岩浆可能起源于中新元古代地壳的部分熔融。本次研究的矿化闪长玢岩及不同蚀变程度的闪长玢岩具有相似的地球化学特征，除了个别活泼元素，球粒陨石标准化微量元素图解及原始地幔标准化稀土元素配分曲线均表现一致的趋势（图7），结合其相似的εHf(t)值（图8），暗示矿化闪长玢岩及蚀变闪长玢岩具有相同的岩浆源区。

5.3 成岩成矿时代及构造背景

根据闪长玢岩与矿化的关系及其蚀变程度选取了3 件样品用于同位素年龄测定，得到矿化闪长玢岩（L0-1）锆石U-Pb年龄（243.0±1.0）Ma，蚀变未矿化闪长玢岩（L15-3）锆石U-Pb 年龄（237.8±1.2）Ma，弱蚀变闪长玢岩（L0-2）锆石U-Pb年龄（233.8±0.9）Ma，说明闪长玢岩岩浆活动持续超过9 Ma，并发育多幕侵位。矿区发育多种矿体类型，包括原生热液脉型Au-Pb-Ag-As-Sb矿化，矽卡岩型Au-Cu-Fe矿化及后期氧化-淋滤型富矿，不同矿化之间的成因联系，尤其是热液脉型与矽卡岩型矿化的关系仍需进一步确定。在闪长玢岩中也发现原生金矿化，因此成矿与闪长玢岩有一定的成因联系。

晚石炭世至早二叠世，北山地区各大洋盆陆续闭合。贺峰等（2004）在甜水井识别出一套铝质A 型花岗岩，获得锆石U-Pb 年龄271 Ma；Li 等（2013）通过研究柳园地区早二叠世高钾钙碱性花岗岩，认为其就位于后碰撞伸展背景，表明在早二叠世末期，西伯利亚板块、哈萨克斯坦板块及塔里木板块最终拼合在一起，北山地区进入陆内演化阶段（Xiao et al., 2003; 童英等，2010；Song et al., 2013）。三叠纪北山地区整体处于伸展构造体制，发育准铝质-弱过铝质的钙碱性-高钾钙碱性-弱碱性花岗岩至碱性花岗岩，年龄集中于230~240 Ma（苗来成等，2014）。

表4 老硐沟闪长玢岩锆石Lu-Hf同位素组成Table 4 In-situ zircon Lu-Hf isotope data of diorite porphyrite from the Laodonggou gold deposit

续表 4Continued Table 4

图8 老硐沟闪长玢岩t-εHf(t)图解Fig.8 t-εHf(t)diagram of the diorite porphyrite from the Laodonggou gold deposit

图9 老硐沟闪长玢岩La-La/Sm图解（a）及SiO2-Dy/Yb图解（b）(据Davidson et al.,2007)Fig.9 La-La/Sm diagram(a)and SiO2-Dy/Yb diagram(b)of the diorite porphyrite from the Laodonggou gold deposit(after Davidson et al.,2007)

综上，在早-中三叠世，受造山后地壳伸展减薄影响，形成的基性岩浆底侵导致新生下地壳部分熔融形成母岩浆。岩浆在演化过程中发生角闪石、斜长石等矿物的分离结晶作用，随着区域性断裂的持续活动，提供了岩浆上涌的通道及容矿空间，岩浆沿区域性断裂上升并受围岩物质混染与改造，侵位于地壳浅部构造薄弱地段，形成闪长玢岩和岩浆热液型矿体。

6 结 论

（1）闪长玢岩富K，贫Ti，显示高钾钙碱性和超钾质地球化学特征。矿化闪长玢岩、蚀变未矿化闪长玢岩、弱蚀变闪长玢岩锆石U-Pb 年龄分别为（243.0±1.0）Ma、（237.8±1.2）Ma 和（233.8±0.9）Ma，说明闪长玢岩岩浆活动持续至少9 Ma，并发育多幕侵入活动，Hf 同位素特征显示多幕侵位的闪长玢岩具有相同的岩浆源区。

（2）中生代受造山后地壳伸展减薄影响，基性岩浆底侵带来的热导致新生地壳的部分熔融形成母岩浆，经历分离结晶过程，并受到地壳物质的混染与改造，侵位于地壳浅部形成闪长玢岩和金多金属矿体。

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