辽东半岛五龙金矿成矿系统新认识：来自外围热液角砾岩型铅锌矿化的指示*

姚晓峰 颜廷杰 林成贵 李生辉 宓奎峰 李建平 李阳 杜宛鸽

1.中国地质调查局发展研究中心，自然资源部矿产勘查技术指导中心，北京 100037 2.辽宁有色地质局103队，丹东 118008 3.辽宁五龙黄金公司，丹东 118000 4.中国地质大学(北京)，北京 1000835.成都理工大学，成都 610059

华北克拉通东部中生代金成矿作用规模宏大，在胶东半岛形成了金属量超4500吨的大型资源基地(宋明春，2015)，但与胶东隔渤海相望的辽东半岛的金资源量仅在500吨左右(曾庆栋等，2019)。辽东地区是否具备类似胶东金矿级别的成矿潜力？这是需要回答的科学问题和现实问题。胶东地区金成矿作用的主要时限已被大量研究者所限定，主体集中于早白垩世120～130Ma之间(杨立强等, 2014; Lietal., 2015; Songetal., 2015; 范宏瑞等, 2016)，与成矿相关的侵入岩有郭家岭岩体(Lietal., 2015)和伟德山岩体(Songetal., 2015)。但也有研究者认为，该期成矿作用与岩浆作用并无直接关联(Goldfarb and Santosh, 2014; Groves and Santosh, 2016)。

五龙金矿是辽东半岛代表性的早白垩世石英脉型金矿(Weietal., 2004; Yuetal., 2018; 刘军等, 2018; Liuetal., 2019; Zhangetal., 2020)，前人已开展了大量的研究。S同位素特征显示其成矿物质主要来源于岩浆，且相比胶东具有更加接近0的δ34S值(陈锦荣等, 1995; 马玉波等, 2013; 成曦晖, 2017; Yuetal., 2018; 刘军等, 2018; Zhangetal., 2020)，指示地层物质混入更少；H-O同位素特征显示成矿流体主要为岩浆水和少量大气水(Liuetal., 2019; Chengetal., 2020; Zhangetal., 2020)，变质流体的贡献较为有限。显然，辽东五龙金矿更容易将成矿作用与岩浆作用关联起来。然而，也有研究者认为其成矿母岩是三股流岩体(战宝贵, 1994; 杨凤超等, 2018)，还有人认为是隐伏岩体(Yuetal., 2018; Chenetal., 2020)。五龙金矿连接岩浆作用和热液成矿之间的“桥梁”还存在明显争议。

本文报道了在五龙矿区边部发现的热液角砾岩型铅锌矿化及其密切相关的闪长岩，该套铅锌矿化属于与五龙金矿同时代、具有成因联系的成矿作用产物。通过开展角砾岩型铅锌矿化相关的岩相学和H-O同位素研究，以及闪长岩的年代学、岩石地球化学、Sr-Nd-Hf同位素研究，探讨了五龙成矿系统中铅锌矿化和金矿化的关系，约束了成矿母岩的岩浆起源特征，这为完善五龙成矿系统提供了新指示，也为进一步认识华北克拉通东部早白垩世金成矿作用提供借鉴和参考。

1 成矿地质背景

五龙金矿位于辽东半岛丹东市附近，大地构造位置属于华北克拉通东北部(图1)。区域上出露的地层有古元古代辽河群和白垩系(图1)，前者主要岩性为云母片岩、石英片岩和浅粒岩，后者主要为一套砂岩和砾岩。区域岩浆岩主要为中生代侵入岩，按照时间范围可以划分出两类，一类为晚侏罗世(154～168Ma)片麻状构造的黑云母花岗岩和二云母花岗岩(Wuetal., 2005; 刘军等, 2018; Liuetal., 2019; Wangetal., 2019; 杨凤超等, 2019)，以五龙岩体为代表；一类为早白垩世(113～130Ma)的花岗岩、花岗闪长岩、闪长岩、辉绿岩和煌斑岩(刘军等, 2018; 肖世椰等, 2018; Liuetal., 2019; Zhangetal., 2020)，花岗岩类以五龙背、三股流岩体为代表，其余岩性主要以岩脉形式发育。区域性构造主要为北东走向断裂，从东向西依次有鸭绿江、郑家、黑沟、鸡心岭、杨家和红石断裂，这些断裂被认为至少经历过左行平移运动(肖世椰等, 2018)。

图1 五龙矿集区大地构造位置图(a，据Lin et al., 2008)及区域地质简图(b，据肖昌浩等，2020)1-第四系；2-早白垩世地层；3-古元古代辽河群地层；4-早白垩世花岗闪长岩；5-晚侏罗世黑云母花岗岩；6-早白垩世岩脉；7-左行平移断层；8-大型和小型矿床Fig.1 Tectonic sketch map showing the location of the Wulong deposit (a, modified after Lin et al., 2008) and geological map of the Wulong gold district (b, after Xiao et al., 2020)

五龙矿区内出露的岩石主要为黑云母花岗岩和二云母花岗岩(属于五龙岩体)、花岗闪长岩(属于三股流岩体)，其次可见少量呈破布状分布于花岗岩中的高家峪组云母石英片岩和穿插充填于断裂构造内的闪长岩和花岗斑岩岩脉(图2)。矿区内发育的构造主要为北东、近南北、北西三个走向的断层(图2)。北东向构造以鸡心岭断裂为代表，走向20°～30°，倾向北西，倾角在 60°～80°之间，可以识别出左行平移、正断两期运动(肖世椰等, 2018)。北西向断裂走向310°，倾向南西，倾角在60°～80°之间。近南北向断裂走向350°左右，既有东倾又有西倾，倾角在75°～90°之间。北西向断裂和近南北向断裂是目前已控制矿体的主要赋存空间，其中侵位了大量的闪长岩、花岗斑岩岩脉(图2)。有研究者认为北西向断裂近和南北向断裂是一对共轭断裂(吕贻峰等, 1994; 杨春福, 1997; 肖世椰等, 2018)，始形成于区域上近南北向的挤压，并在近东西向的伸展背景下进一步活化(肖世椰等, 2018)。

图2 五龙金矿矿区地质简图(据Yu et al., 2018修改)1-第四系；2-古元古代高家峪组云母石英片岩；3-晚侏罗世二云母花岗岩(属于五龙岩体)；4-闪长岩脉；5-花岗斑岩脉；6-辉绿岩脉；7-煌斑岩脉；8-早白垩世花岗闪长岩(属于三股流岩体)；9-断裂；10-金矿脉；11-含铅锌矿石英脉群；12-热液角砾岩Fig.2 Geological map of the Wulong gold deposit (after Yu et al., 2018)

五龙金矿的矿体主要分布于北西走向和近南北走向的断裂构造内，为石英脉型矿体。赋存在北西走向断裂内的矿体倾向南西，倾角在70°～85°之间；赋存在近南北走向断裂内的矿体既有东倾又有西倾，倾角在75°～90°之间。矿体一般呈大脉状、脉状、透镜状产出，具有尖灭再现和尖灭侧现特征。矿区内累计发现的工业矿体超过20条，矿体延长在数十米至五百余米之间，延深在数十米至九百米不等，一般的水平厚度在1～5m之间，金平均品位在3～20g/t之间。矿石矿物以黄铁矿为主，其次可见磁黄铁矿、辉铋矿、辉钼矿、白钨矿等。脉石矿物以石英为主，其次可见绢云母、绿泥石和方解石。矿石构造主要有条带状、网格状、脉状构造，其次可见浸染状、角砾状构造等。围岩蚀变主要为硅化、绢云母化、绿泥石化、碳酸盐化和钾长石化，从断裂构造向外依次发育强绢英岩化带、硅化绢云母化带、绢云母化绿泥石化带(Yuetal., 2018)。

2 热液角砾岩型矿化点地质特征

2.1 地质概况

热液角砾岩露头分布于晚侏罗世黑云母花岗岩和高家峪组云母石英片岩接触带附近(图2)，地面出露范围整体近似椭圆形，长轴超10m，东侧被残破积物和第四系覆盖。热液角砾岩周围分布有大量石英脉群，闪长岩在角砾岩和石英脉群的下方和旁侧出露，黑云母花岗岩和云母石英片岩分布在角砾岩外侧。北侧300m处可见近南北走向断裂控制的闪长岩脉，其内发育有石英脉型金矿体，地表石英脉露头可见黄铁矿化发育。东南侧可见三股流岩体出露，岩体内可见发育有近南北向断裂构造，其中并充填有闪长岩脉。

2.2 主要岩石特征

2.2.1 热液角砾岩

角砾岩整体为灰绿色、灰黄色、斑杂色，角砾多具明显棱角，呈透镜状、板条状、团块状产出，角砾长轴从0.1mm～10cm不等，局部具有可拼接性(图3a)。根据角砾成分和胶结物的关系，可以识别出两阶段角砾岩化作用。第一阶段形成的角砾主要有二云母花岗岩(占15%～20%)、片岩和浅粒岩(占20%～25%)和闪长岩(占10%～15%)(图3b-d)，胶结物(占40%～55%)为细粒暗灰色石英和岩粉、岩屑(图3b, d)，岩屑和岩粉都蚀变至难以辨认；第二阶段将先成固结的角砾岩再次角砾岩化(图3e, f)，胶结物主要为较纯净的灰白色热液石英，结晶早的石英晶形较好，镜下可见呈长柱状、柱状、正六边形产出，结晶晚的石英呈砂糖状、细粒状产出(图3e, f)。

图3 热液角砾岩野外照片和显微照片特征(a)热液角砾岩标本照片，角砾具有可拼性，不规则石英脉和角砾岩胶结物可连通；(b)黑云母花岗岩内热液角砾岩镜下照片，角砾成分主要可见花岗岩碎片、钾长石和石英晶片，角砾位移不明显，胶结物为细粒石英、岩粉和岩屑(单偏光)；(c)闪长岩内热液角砾岩镜下照片，角砾成分为闪长岩碎片，胶结物为细晶石英(单偏光)；(d)云母石英片岩内热液角砾岩镜下照片，照片中角砾主要为石英晶片、云母石英片岩碎片，胶结物为石英和岩粉(单偏光)；(e)第二阶段的热液角砾岩镜下照片，角砾为第一阶段热液角砾岩碎片，胶结物为相对纯净的石英，结晶早的石英晶形较好，结晶晚的石英呈细粒砂糖状(单偏光)；(f)为(e)的正交偏光下照片. 矿物代号：Q-石英；Kfs-钾长石Fig.3 Photographs and photomicrographs of the hydrothermal breccia

2.2.2 石英脉

大量细脉状、脉状、大脉状石英与角砾岩密切伴生，石英脉总体杂乱无章但大脉产状较陡，可见石英脉与角砾岩胶结物连通现象(图3a、图4a)，说明其与热液角砾岩为同一期热液作用所致。石英脉内可见晶洞和石英晶簇发育，指示其热液作用过程为相对张性环境(图4b)。方铅矿、闪锌矿、黄铁矿、黄铜矿等硫化物主要在石英胶结物和石英脉内发育，多呈星点状、团斑状、稀疏浸染状产出(图4c)，显微镜下呈自形晶、半自形晶、他形晶形式(图4d)，可见分布于不同粒度石英的晶隙和空腔内(图4e, f)。

图4 角砾岩型和石英脉型铅锌矿化标本照片和显微照片(a)石英脉群露头照片，石英脉产状总体较陡；(b)石英脉内晶洞和石英晶簇照片；(c)角砾岩手标本内星点状方铅矿和黄铁矿；(d)矿石矿物镜下照片，方铅矿呈半自形晶产出，黄铜矿呈他形晶产出(反射光); (e、f)角砾岩胶结物内矿石矿物镜下照片，方铅矿充填于自形石英晶簇孔隙之间，其中(e)为正交偏光照片，(f)为同一视域反射光照片. 矿物缩写：Gn-方铅矿；Py-黄铁矿；Cp-黄铜矿Fig.4 Photographs and photomicrographs of lead-zinc mineralization in hydrothermal breccia and quartz veins

2.2.3 闪长岩

闪长岩整体上为灰黑色至黑色，细粒结构，块状构造，矿物成分主要有角闪石(35%)、斜长石(30%)、黑云母(20%)、碱性长石(7%)、辉石(5%)(图5a)，副矿物可见磁铁矿、锆石、榍石等。角闪石呈粒状、短柱状、柱状产出，自形程度较长石更高，发育不同程度的绢云母化和泥化(图5b-f)。长石呈不规则粒状、板片状，发育不同程度的绢云母化、绿泥石化、硅化和泥化(图5b-f)。黑云母呈长柱状、短柱状、鳞片状，大部分都已绢云母化和泥化(图5b-f)。闪长岩内发育有晶洞结构，晶洞内充填有热液石英和黑云母，热液黑云母相对岩浆黑云母蚀变明显较弱，同时在石英晶隙之间可见硫化物发育(图5c)。在闪长岩和角砾岩接触带位置，总体蚀变较强，镜下可见硫化物交代闪长岩呈港湾状、破布状(图5d)；还可见发育梳状石英结构，石英晶体尖端指向角砾岩一侧(图5e, f)；同时闪长岩内斜长石、角闪石晶粒之间他形石英含量相对较高，石英与二者多具有生长接触关系(图5e, f)，指示石英为相对较晚的岩浆结晶产物。

图5 闪长岩手标本及显微镜照片(a)闪长岩标本照片；(b)闪长岩单偏光镜下照片，角闪石自形程度较长石高，角闪石和长石都不同程度蚀变；(c)闪长岩内晶洞结构单偏光镜下照片，晶洞内可见热液石英和黑云母发育，石英晶隙之间可见黄铁矿发育；(d)热液黄铁矿单偏光镜下照片，黄铁矿交代闪长岩呈破布状、港湾状；(e、f)闪长岩边部石英梳状结构显微照片，可见石英呈板条状、晶簇状发育，石英晶体顶部指向外侧，他形石英在闪长岩内斜长石、角闪石晶粒间较发育，(e)为单偏光，(f)为正交偏光. 矿物缩写：Pl-斜长石；Hb-角闪石，Bit-黑云母Fig.5 Photographs and photomicrographs of the diorite

3 采样与测试方法

本次研究采集了热液角砾岩下伏的弱蚀变闪长岩，开展了锆石U-Pb定年和Hf同位素测量，以及全岩主微量组分和Sr-Nd同位素测试。采集了热液角砾岩石英胶结物和含铅锌矿石英脉，进行H-O同位素和流体包裹体均一温度测试。

3.1 锆石U-Pb定年和Hf同位素分析

样品破碎和锆石挑选在首钢地质勘查院进行，样品破碎后经淘洗除去密度小的矿物，再经重液分选和电磁分离得到锆石含量较高的重砂样品，最后在双目镜下挑选出锆石晶体。锆石样品置于环氧树脂中，然后磨蚀和抛光至锆石核心出露。对锆石靶进行阴极发光(CL)显微照相，在此基础上结合反射光和透射光照片，观察锆石的内部结构，避开包裹体和裂隙分布位置选定测点。

锆石的U-Pb测年和Hf同位素分析在北京科荟测试技术有限公司完成。锆石U-Pb分析所用仪器为AnlyitikJena PQMS Elite型 ICP-MS及与之配套的ESI NWR 193nm 准分子激光剥蚀系统。激光剥蚀所用斑束直径为25μm，频率为10Hz，能量密度约为2.31J/cm2，以He为载气。详细实验测试过程可参见侯可军等(2009)。数据处理采用ICPMSDataCal程序(Liuetal., 2010)，锆石年龄谐和图用Isoplot 3.0程序获得。锆石Hf同位素分析采用激光剥蚀多接收器电感耦合等离子体质谱仪，激光进样系统为Resolution SE 193nm准分子激光剥蚀系统，分析系统为多接收等离子体质谱仪(NEPTUNE plus)。激光剥蚀的斑束直径为38μm，能量密度为7～8J/cm2，频率为10Hz，激光剥蚀物质以高纯He为载气送入Neptune Plus(MC-ICPMS)。详细实验过程可参见侯可军等(2007)。

3.2 全岩主微量分析

主量及微量元素分析在核工业北京地质研究院完成。主量成分测试使用X射线荧光光谱仪，其中 Al2O3、SiO2、MgO、Na2O 检测限为0.015%，CaO、K2O、TiO2检测限为0.01%，Fe2O3T、MnO、P2O5检测限为0.005%，FeO用容量法完成(检测限为0.1%)。微量元素及稀土元素使用电感耦合等离子体质谱Finingan MAT HR-ICP-MS完成，监控标样 GSR-6显示误差小于5%，部分挥发性元素及极低含量元素的分析误差小于10%。

3.3 Rb-Sr、Sm-Nd同位素

Rb-Sr、Sm-Nd同位素测试在核工业北京地质研究院完成。采用仪器为ISOPROBE‐T热电离质谱仪。Sr同位素质量分馏用86Sr/88Sr=0.1194 校正，国际标样 NBS987测量结果为0.710250±7，实验室流程本底Rb=2×10-10g、Sr=2×10-10g。Nd同位素用146Nd/144Nd=0.7219校正，标样JMC测量结果为143Nd/144Nd = 0. 512109±3，全流程本底Sm、Nd小于50×10-12g。

3.4 H-O同位素

氢氧同位素测试在核工业北京地质研究院完成。所用仪器为 Finnigan MAT 253 型质谱仪。氧同位素测试采用传统的BrF5分析方法，用BrF5与矿物在高温真空条件下反应提取矿物氧，并与灼热电阻-石墨棒燃烧转化成CO2，最后利用MAT253型质谱仪进行氧同位素测试，分析精度为 0.2‰。氢同位素分析采用锌还原法测定，低温烘干去除吸附水，加热至600℃提取原生流体包裹体的水，之后用锌置换出水中的氢，同样利用MAT253 型质谱仪对 H2进行质谱分析，分析精度优于±1‰。

3.5 流体包裹体均一温度

为了计算热液石英内流体中水的δ18O值，对测试H-O同位素的石英样品进行流体包裹体均一测温，实验仪器为THMSG600地质型显微冷热台，采用美国FLUID Inc公司提供的人工合成包裹体标样进行温度校正，精度为±2℃。通过镜下观察选择沿石英晶体生长带发育的流体包裹体群和孤立流体包裹体，以10℃/min的速度逐渐升温，连续升温至气泡消失时记录均一温度。利用流体包裹体群中各包裹体均一温度平均值代表该群的均一温度，如果群内包裹体均一温度差异超过15℃则弃用该群数据。利用流体包裹体群和孤立流体包裹体均一温度平均值代表该样品的均一温度，每个样品获得的有效数据保证在10个以上。

4 结果

4.1 年代学特征

闪长岩内锆石无色、透明，主要呈短柱状、细粒浑圆状和长柱状，粒径在40μm×80μm～230μm×100μm之间。阴极发光图像显示锆石成分比较均匀，以振荡环带为主，可见少量扇状环带和无环带现象。27个测点所在锆石长轴和短轴之比在1.5:1～3:1之间(图6)，Th和U含量分别在59×10-6～246×10-6和52×10-6～372×10-6之间，Th/U比值变化于0.66～1.99之间(表1)，具有岩浆锆石的特征(Corfuetal., 2003)。闪长岩锆石27个有效测点曲线位置一致，获得206Pb/238U年龄加权平均值为120.9±1.6Ma(MSWD= 1.5)(图6)，该年龄可代表闪长岩的结晶年龄。

图6 闪长岩锆石年龄图(a)和典型锆石CL图像(b)Fig.6 Zircon U-Pb concordia and weighted-mean age diagrams (a) and representative cathodoluminescence images (b) of zircons for the diorite

表1 闪长岩锆石U-Pb测年结果

4.2 岩石地球化学特征

闪长岩主微量组分分析结果见表2。结果显示，闪长岩的SiO2的含量在49.62%～54.88%，Al2O3含量在17.25%～18.07%, MgO含量在4.37%～5.91%，Fe2O3含量在3.08%～4.23%，FeO含量在4.67%～6.96%，K2O含量在2.03%～2.35%，Na2O含量在3.64%～4.45%，烧失量在4.25%～6.35%之间(表2)。涉及主量组分的相关指数和判别图解是在去掉烧失量重新计算百分比的基础上再进行计算和投图。在TAS图解中，闪长岩主要投入二长闪长岩范围内(图7a)，属于高钾钙碱性系列(图7b)，为过铝质(A/CNK>1.18，A/NK>2.09)，在氧化还原判别图解中落在中等氧化区域(图7c)。稀土元素总量为在221.6×10-6～258.2×10-6之间(平均为236.8×10-6)，稀土配分型式具有轻稀土富集、重稀土亏损的特征(LREE/HREE值在11.16～12.36之间，平均值为11.70)，无明显铕异常(图8a)。微量元素特征总体具有右倾式配分形式，富集Rb、Ba等大离子亲石元素，亏损Nb、Zr、Hf等高场强元素(图8b，表2)。

图7 闪长岩TAS图解(a，底图据Middlemost, 1994)、SiO2-K2O图(b，底图据Winchester and Floyd，1976)和氧化性判别图解(c，底图据Blevin, 2004)Fig.7 Diagrams of SiO2 vs. K2O+Na2O (a, after Middlemost, 1994), SiO2 vs. K2O (b, after Winchester and Floyd, 1976) and log(Fe2O3/FeO) vs. FeOT (c, after Blevin, 2004) for the diorite

表2 闪长岩主量(wt%)和微量元素(×10-6)含量表

图8 闪长岩球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(a)及原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)三股流岩体数据引自成曦晖(2017),图12同Fig.8 Chondrite-normalized rare earth element patterns (a) and primitive-mantle-normalized trace element patterns (b) for the diorite (normalization values after Sun and McDonough, 1989)Sanguliu pluton data from Cheng (2017), also in Fig.12

4.3 Sr-Nd-Hf同位素特征

闪长岩全岩的Rb-Sr和Sm-Nd同位素数据见表3，锆石测点的Lu-Hf同位素数据见表4，Sr、Nd、Hf初始值利用本次测得U-Pb年龄121Ma进行计算。结果显示，(87Sr/86Sr)t值在0.7110～0.7121之间，平均值为0.7115；εNd(t)值在-8.2～-9.0之间，平均值为-8.7。Hf初始比值(176Hf/177Hf)i为0.282052～0.282097，平均值为0.282070；εHf(0)主要为-23.8～-25.4，平均为-24.8；各测点的εHf(t)值为-21.2～-22.8，平均为-22.2；单阶段模式年龄tDM为1603～1665Ma。

表3 闪长岩的Rb-Sr、Sm-Nd同位素成分表

表4 闪长岩锆石Hf同位素成分表

4.4 H-O同位素和流体包裹体均一温度

热液角砾岩的石英胶结物和含矿石英内δ18O在6.2‰～7.6‰之间，流体包裹体中的δDV-SMOW变化范围为-71.5‰～-85.9‰ 之间(表5)。同一样品石英的原生流体包裹体均一温度主要分布在235～296℃之间。利用1000× lnα石英-流体=3.38 × 106T-2-3.40 (Claytonetal., 1972)计算流体中水的δ18O在-2.7‰～0.1‰ 之间。

表5 角砾岩胶结物和含铅锌矿石英脉的δ18O和δDV-SMOW的成分表

5 讨论

5.1 热液角砾岩矿化与闪长岩关系

从野外露头宏观特征来看，晚侏罗世黑云母花岗岩和古元古代云母石英片岩为侵入接触关系，出露的角砾岩及其下伏的闪长岩主体为沿着二者接触带穿插或叠加在二者接触带上，说明闪长岩和角砾岩形成晚于黑云母花岗岩和云母石英片岩。本次获得闪长岩的U-Pb年龄为121Ma，区内与金矿体空间相依的闪长岩脉的U-Pb年龄在122～126Ma之间(Liuetal., 2020; Yuetal., 2020; Zhangetal., 2020)，五龙金矿矿体内辉钼矿的Re-Os等时线年龄为128Ma (Yuetal., 2020)、热液独居石的Th-Pb年龄为127Ma (Yuetal., 2020)、热液绢云母的Ar-Ar年龄为123Ma (Liuetal., 2019)、黄铁矿的Rb-Sr年龄为119Ma (Zhangetal., 2020)，可以指示闪长岩是区域内大规模岩浆-成矿作用的同一期次产物。

从角砾特征来看，角砾岩内可见大量的花岗岩、片岩角砾以及早阶段角砾岩碎片，角砾整体具有可拼接性，在黑云母花岗岩内还可见原地“震碎”特征，角砾位移量有限，说明角砾岩是原地爆破的角砾岩，且至少经历了两次爆破作用。从角砾岩胶结物特征来看，早阶段的胶结物有细粒石英、岩屑和岩粉，晚阶段的胶结物主要为不同粒度的石英，两个阶段的石英晶出都伴随有硫化物的析出。角砾岩的石英胶结物与石英硫化物脉相连通，二者为同期次热液充填胶结作用产物，H-O同位素特征指示其与五龙金矿晚阶段石英脉特征类似(图9)，为岩浆水和大气降水混合成因(Yuetal., 2018)。

图9 含铅锌矿石英和含金石英的H-O判别图解(底图据Taylor, 1997)五龙金矿不同阶段热液石英H-O同位素数据来自Yu et al. (2018)Fig.9 Diagram of δDV-SMOW vs. δ18O for quartz in the Pb-Zn and Au mineralized veins (base map after Taylor, 1997)H and O isotopic data of quartz in Wulong from Yu et al. (2018)

与角砾岩空间相依的闪长岩发育明显的蚀变和矿化特征，并且在闪长岩边部可见显微级的梳状结构和晶洞结构(图5c, e, f)，石英的梳状结构主要为热液途经闪长岩向上运移，在相对张性的环境中石英的持续生长所致(Dongetal., 1995)；晶洞结构多为岩浆-热液过渡阶段气相存在的记录(Candela and Blevin, 1995; Candela, 1997)，气相占据的空腔被后续形成的岩浆矿物和热液矿物充填。同时，在靠近接触带附近的闪长岩存在有岩浆矿物组分变化，其中与角闪石、长石生长接触的石英含量相对较高，可能是熔体-流体演化晚阶段的结晶产物。角砾岩型铅锌矿化与闪长岩的成因联系较为密切，热液角砾岩及其中的铅锌矿化可能为岩浆及热液上侵至张性空间至少经历两次流体爆破作用所形成的。

5.2 角砾岩型铅锌矿化与石英脉型金矿的关系

五龙金矿前人已经开展大量的研究，已发表的矿石矿物的84个S同位素数据(δ34S平均值为1.94‰，中位数为1.80‰)显示岩浆硫特征(陈锦荣等, 1995; 马玉波等, 2013; 成曦晖, 2017; Yuetal., 2018; 刘军等, 2018; Zhangetal., 2020)；H-O同位素显示成矿流体以岩浆水为主且在晚阶段有少量大气水的加入(Yuetal., 2018; Liuetal., 2019; Chengetal., 2020; Zhangetal., 2020)(图9)；He-Ar同位素指示成矿流体具有壳源为主、混入幔混的成分特征(刘军等, 2018; Liuetal., 2019; Zhangetal., 2020)；成矿与W、Mo、Bi等元素关系密切，矿石内产出有白钨矿、辉钼矿、辉铋矿等矿物(赵玉山等, 1994; Fengetal., 2019)；矿体与闪长岩类密切共伴生且形成时代接近(Liuetal., 2019; Zhangetal., 2020)。上述依据指示五龙金矿具有岩浆热液成因特征。

本次发现的角砾岩型铅锌矿化与闪长岩成因关系密切，可以用闪长岩的侵位年龄代表铅锌矿化的年龄，指示铅锌矿化年龄与五龙金矿的成矿年龄近于一致(Weietal., 2004; Yuetal., 2018; 刘军等, 2018; Liuetal., 2019; Zhangetal., 2020)。角砾岩型矿化与五龙金矿矿体集中区平面距离小于2km，北侧300m处仍有近南北向断裂控制的金矿体(图2)。角砾岩石英胶结物和含矿石英脉可以代表成矿热液作用的记录，其H-O同位素特征显示成矿热液属于岩浆水与大气水混合成因(图9)。因此，角砾岩型铅锌矿化和五龙石英脉型金矿时空关系密切，且同为岩浆热液作用产物，可以认为二者属于同一个热液成矿系统的不同空间位置的不同表现样式。

5.3 闪长岩成因及其指示

既然热液角砾岩型铅锌矿与五龙金矿属于同一成矿系统，那么与之关系密切的闪长岩可以指示整个热液成矿系统的岩浆起源特征。该闪长岩的SiO2<55%、MgO>4%以及换算后的Fe2O3T>14%，指示闪长岩并非地壳起源，更可能为幔源物质部分熔融的产物。同时，闪长岩属于高钾钙碱性系列，具有轻稀土富集、富集大离子亲石元素和亏损高场强元素的特征，以及(87Sr/86Sr)t> 0.711、εNd(t)<-8.2、εHf(t)<-21.2的同位素特征(图10、图11)，指示其源区具有富集岩石圈地幔(EMI)特征，并且可能经历过富含易溶组分流体的交代作用。

图10 五龙矿区早白垩世初侵入岩Sr-Nd同位素判别图解(底图据Yang et al., 2007)数据来源：寒武纪基底范围引自Wu et al. (2005)；浅色闪长岩脉、闪长质暗色包体、花岗斑岩、三股流岩体花岗闪长岩引自魏俊浩等(2003)；辉绿岩引自Liu et al. (2020)Fig.10 Initial 87Sr/86Sr vs. εNd(t) (t=121Ma) diagram for the diorite (base map after Yang et al., 2007)Data sources: Precambrian basement from Wu et al. (2005); light diorite, diorite enclosure, granitic porphyry, granodiorite within Sanguliu pluton from Wei et al. (2003); diabase from Liu et al. (2020)

图11 闪长岩Hf同位素判别图解(底图据Yang et al., 2006)三股流岩体范围引自张朋等(2019)Fig.11 Zircon εHf(t) vs. age (Ma) diagram for the diorite (base map after Yang et al., 2006)Data of Sanguliu pluton from Zhang et al. (2019)

区域上同时期的岩浆作用还形成了三股流岩体和中基性岩脉，三股流岩体已报道的侵位年龄介于137～123Ma之间(杨凤超等, 2018; 张朋等, 2019)，本次研究的闪长岩侵位年龄约为121Ma，区内中基性岩脉的形成时代从126～115Ma皆有发育(Liuetal., 2020; Zhangetal., 2020)。区域上该期次岩浆活动被认为是下地壳部分熔融的产物(杨进辉等, 2003; Yangetal., 2012; Lietal., 2012；杨凤超等，2018)，闪长岩相对于三股流岩体具有富集重稀土、高场强元素(图8)，还相对富集TFe、MgO、TiO2等组分和Co、Ni、Cr等相容元素(图12)，且(87Sr/86Sr)t值更小、εNd(t)值更大(图10)，指示整个岩浆体系中从三股流岩体到闪长岩的形成伴随了岩浆源区从下地壳向岩石圈地幔的转变。稍晚侵位于119Ma的低Ti和高Ti辉绿岩相比闪长岩具有更加亏损的Sr-Nd同位素组成(图10)，代表了软流圈持续上涌和亏损地幔物质部分熔融的产物(Liuetal., 2020)。

图12 闪长岩和三股流花岗闪长岩部分氧化物和微量元素与SiO2含量协变图Fig.12 Some oxides and trace element against SiO2 diagrams for the diorite and Sanguliu pluton

早白垩世是华北克拉通减薄的峰期(朱日祥等，2011，2012)，伴随形成了起源于下地壳的中酸性岩浆(杨进辉等, 2003; Lietal., 2012; Yangetal., 2012)，以及起源于岩石圈地幔甚至软流圈地幔的基性岩浆(Maetal., 2014, 2016; Lietal., 2016)。辽东地区的五龙背、三股流岩体是前者的表现，低Ti(TiO2<2%)和高Ti(TiO2>2%)辉绿岩脉是后者的表现(Liuetal., 2020)。同时，早白垩世克拉通破坏还伴随有区域上大规模的NW-SE到WNW-ESE方向的伸展作用(Linetal., 2008; 关会梅等, 2008; 林伟等, 2011; Charlesetal., 2012)，五龙一带的北东、北西和近南北走向的断裂构造都受之影响而新生或活化(肖世椰等, 2018)。在这样的背景下，岩石圈拆沉、软流圈上涌依次导致了下地壳、岩石圈地幔、软流圈地幔部分熔融形成了不同性质岩浆，岩浆在区域伸展背景下向上运移，气水热液和少量岩浆在浅部沿着断裂系统就位，流体不混溶和地下水混合导致矿质沉淀(Yuetal., 2018)。早白垩世岩浆体系中更加富含相容元素的幔源物质的加入是金成矿的重要物质基础。

5.4 对五龙岩浆热液成矿系统的指示

前人已对五龙金矿的矿床模型进行了很多刻画(Yuetal., 2018; Zhangetal., 2019; 曾庆栋等, 2019; Chenetal., 2020)，总的来说共性很多，主要表现在以下几方面：1)矿体受断裂系统所控制，主要含矿构造为北西走向和近南北走向的断裂；2)矿体和闪长岩空间关系密切，闪长岩在成矿前和成矿后都有发育且年龄主要在122～126Ma之间；3)成矿流体主要为岩浆水，晚阶段可能混入少量大气降水；4)成矿物质主要来源于岩浆；5)成矿流体主要为中低温、中低盐度特征，致矿机制为流体不混溶和水岩反应。上述特征指示五龙金矿属于与侵入岩有关的金成矿系统。

在典型的侵入岩有关的金矿(IRGD)矿床模型(Lang and Baker, 2001; Baker, 2002; Hart, 2007)和中低温岩浆热液型金矿找矿预测地质模型中(叶天竺等，2014)，在岩体(株)近端可形成浸染状和席状石英脉(sheeted veins)型矿化(如：美国Fort Konx，Lang and Baker, 2001；加拿大Dublin Gulch矿床，Maloofetal., 2001；西班牙Linares矿床，Cepedaletal., 2013)，在碳酸盐岩围岩接触带位置可形成矽卡岩型矿化；在岩(株)中-远端张性空间可形成角砾岩型矿化(如澳大利亚Kidsston矿床，Baker and Andrew, 1991)，在层间构造、硅钙地层界面可形成蚀变岩型矿化(叶天竺等，2014)，在先成或同岩浆侵位期的断裂系统可发育石英脉型矿化。五龙金成矿系统已查明了北西向、近南北向断裂控制的石英脉型矿体，本次新发现了局部张性空间发育的热液角砾岩型、石英脉型铅锌矿化。我们可以推测成矿系统深部发育有赋存于岩体内外接触带的浸染状矿化和席状石英脉型矿化(图13)。关于成矿岩体及其可能赋存的空间位置，有研究者认为是三股流岩体(战宝贵, 1994; 杨凤超等, 2018)，但可见其被区内南北走向控矿断裂所切割(图1)，指示其成矿前已结晶冷凝；本次发现的闪长岩与含矿热液角砾岩关系密切，但是出露范围有限，且地质-物探综合解释也没有明显隐伏岩体显示(Zhangetal., 2019)。成矿岩体深部位置仍需在后续工作中进一步探测和勘查。

图13 五龙金矿找矿预测地质模型简图1-辽河群地层；2-五龙岩体(黑云母花岗岩)；3-三股流岩体(花岗闪长岩)；4-闪长岩株(体)；5-闪长岩脉；6-花岗斑岩脉；7-热液角砾岩；8-地质界线；9-断层；10-断裂带内石英脉型金矿体；11-推测岩体内外接触带席状石英脉型金矿化；12-推测岩体内外接触带浸染状金矿化；13-石英脉型铅锌矿化Fig.13 Schematic model for the formation and prediction of Wulong deposit

6 结论

通过对五龙金矿外围新发现的热液角砾岩型铅锌矿化点和临近闪长岩脉的调查和研究，取得了以下主要结论：

(1)热液角砾岩具有流体爆破特征，密切伴生有大量陡立的石英脉群，铅锌矿在石英脉和角砾岩胶结物内发育。角砾岩下伏和旁侧发育有闪长岩脉，闪长岩可见发育矿化和蚀变现象，并可见晶洞结构和梳状石英结构，指示闪长岩与热液角砾岩关系密切。

(2)闪长岩的U-Pb年龄为120.9±1.3Ma，可以近似代表铅锌矿的形成年龄，与五龙金矿形成时代基本一致。热液角砾岩胶结物和石英脉的H-O同位素特征显示形成流体为岩浆水和大气降水混合成因，与五龙金矿成矿流体性质相同。五龙石英脉型金矿与外围热液角砾岩型铅锌矿化应属于同一岩浆热液系统的不同位置的成矿作用产物。

(3闪长岩属于高钾钙碱性系列，具有轻稀土富集、无铕异常的稀土配分模式，以及富集大离子亲石元素(Rb、Ba)而亏损高场强元素(Nb、Zr、Hf)的特征，结合其(87Sr/86Sr)t值(> 0.711)、εNd(t)值(<-8.2)、εHf(t)值(<-21.2)等特征，认为闪长岩可能是富集岩石圈地幔(EMI)部分熔融的产物，相对富集相容元素的幔源岩浆是金成矿的重要物质基础。

(4)整个矿床系统的成矿地质体可能为隐伏闪长岩类，预测成矿系统深部可能发育有赋存于岩体(株)内外接触带的浸染状和席状石英脉型金矿化(体)。

致谢感谢五龙金矿邱海成总工程师对野外工作的支持。感谢中国科学院地质与地球物理研究所曾庆栋研究员和北京矿产地质研究院王玉往研究员对论文提出的宝贵意见和建议。