吉林南岔金矿区头道沟花岗岩锆石U-Pb年代学、地球化学特征及地质意义

崔博 王力 孙丰月 刘金龙 张佳楠 卢寅花 孙渠

摘要：南岔金矿床是吉林南部老岭金多金属成矿带内重要的中型金矿床，该矿区内矿体呈似层状、脉状和鞍状，主要赋存于老岭群珍珠门组与花山组接触带附近和蚀变闪长岩中。头道沟花岗岩侵入珍珠门组大理岩中，分布在矿区南东侧，呈小岩株状产出，岩性主要为似斑状黑云母花岗岩。锆石U-Pb定年结果表明，头道沟花岗岩锆石加权平均年龄为120 Ma±1 Ma，表明其结晶时代为早白垩世。全岩地球化学分析结果表明，头道沟花岗岩具有富硅，贫MgO、CaO等特点;相对富集K、Ba、Rb等大离子亲石元素和Th、U等活泼不相容元素，相对亏损Nb、Ta、P、Ti等高场强元素;稀土元素球粒陨石标准化配分曲线显示右倾型，具有微弱Eu负异常，反映源区有少量斜长石残留。该岩石属于高钾钙碱性系列向钾玄岩系列过渡的准铝质花岗岩，具有Ⅰ型花岗岩特征，推断岩石可能来源于加厚下地壳的部分熔融，是吉林省南部中生代晚期岩浆活动的代表，形成于造山后挤压向拉张过渡的后碰撞成岩构造环境，与古太平洋板块俯冲作用有关，与吉林省南部地区120 Ma左右的金矿化事件产于同一构造体制下。

关键词：锆石U-Pb定年;地球化学;头道沟花岗岩;南岔金矿区;吉林

中图分类号：TD11 P618.51文献标志码：A开放科学（资源服务）标识码（OSID）：

文章编号：1001-1277（2021）02-0009-08doi：10.11792/hj20210203

引 言

南岔金矿床位于吉林省东南部，自中生代以来，该地区主要受北部古亚洲洋构造域及东部环太平洋构造域影响[1]。针对环太平洋构造域中生代晚期的演化，相关学者已经进行了一系列研究工作，认为早白垩世晚期侵入岩主要分布在华北板块东部及朝鲜半岛地区，岩石类型复杂，包括辉长岩、闪长岩、Ⅰ型花岗岩、A型花崗岩和碱性岩等。华北地区广泛发育与此同期的火山岩，且具有大规模金成矿作用[2-3]，而普遍缺少中侏罗世晚期—早白垩世早期的岩浆活动记录，暗示该阶段受古太平洋板块俯冲作用影响较弱[4-5]。

南岔金矿床地处华北板块北缘东段，隶属辽吉古元古代活动带，位于老岭变质核杂岩的南西端[6]，是吉林省南部重要的中型金矿床[7]，行政区划隶属于吉林省通化县，发现于1988年，研究程度低。头道沟位于南岔金矿区东南部，到目前为止，仍缺乏对头道沟花岗岩年代学和岩石地球化学特征等的系统研究。因此，本次工作对南岔金矿区出露的头道沟花岗岩进行锆石U-Pb年代学及岩石地球化学研究，旨在确定其形成时代，揭示该岩体岩浆来源、构造背景及成矿指示意义，并为南岔金矿区金成矿作用提供一定的研究资料。

1 成矿地质概况

南岔金矿床位于古元古代辽吉活动带东段老岭成矿带南西端，老岭成矿带是一条重要的贵金属和多金属成矿带，成矿条件优越[8]。

矿区出露地层主要为古元古界老岭群及中生界地层。其中，老岭群为区域内最主要的赋矿层位，自下而上分为达台山组、珍珠门组、花山组、临江组及大栗子组，矿区内广泛分布珍珠门组（Pt1z）与花山组（Pt1h）（见图1）。区域内多数矿床产于珍珠门组大理岩和花山组片岩接触带附近[8]。

矿区构造发育，主要有断裂和变质核杂岩构造，断裂主要为韧脆性断裂，构造线总体呈北东向，以荒沟山—南岔S形断裂为主，该韧脆性断裂位于珍珠门组大理岩与花山组片岩接触带附近，呈30°～40°展布[8]，倾向南东，倾角较陡，断裂深部有变缓的趋势。北西向断裂是最后一期断裂，其特征是规模较大，多沿沟谷分布，走向290°～350°。

矿区岩浆活动强烈，岩浆岩分布广泛，主要为头道沟花岗岩（γ35）及各类脉岩。头道沟花岗岩主要分布在矿区东南部，呈小岩株状侵入珍珠门组大理岩中，岩性为似斑状黑云母花岗岩。前人测得花岗岩中黑云母K-Ar年龄为186 Ma[10]，锆石U-Pb年龄为124.0 Ma±1.6 Ma[11]。区域上，该期岩浆活动与金成矿作用具有密切的时间和空间联系。矿区脉岩发育，岩性以闪长岩和霏细岩为主，其次为花岗闪长岩、花岗斑岩、闪长玢岩和煌斑岩等。

2021年第2期/第42卷  黄金地质黄金地质  黄 金

2 样品采集及测试方法

2.1 样品采集及岩相学特征

本次研究的岩石样品采自南岔金矿区，共5件，采样位置见图1。其中，用于锆石U-Pb定年的样品1件，编号为TDG-N1;用于全岩地球化学分析的样品共4件，编号为TDG-B1—4。

岩石样品为似斑状黑云母花岗岩，新鲜面呈浅灰—浅肉红色，似斑状结构，块状构造，主要矿物为石英、斜长石、正长石、黑云母（见图2），以及少量角闪石，副矿物有榍石、锆石、磷灰石和不透明矿物等。其中，石英呈不规则粒状，体积分数约为35 %，粒度0.2～1.0 mm;正长石斑晶呈自形—半自形粒状，粒度5～10 mm，体积分数约为15 %，卡式双晶发育，基质体积分数约为5 %，微弱黏土化;斜长石斑晶呈自形—半自形粒状，粒度0.2～1.0 mm，聚片双晶发育，微弱绢云母化，体积分数约为35 %;黑云母体积分数约为5 %，呈片状，发育少量绿泥石化，粒度0.2～1.0 mm;角闪石体积分数小于5 %。

Bt—黑云母 Pl—斜长石 Or—正长石 Qz—石英

图2 头道沟花岗岩镜下照片

2.2 测试方法

锆石单矿物挑选是由河北省区域地质矿产调查研究所利用标准重矿物分离技术，在双目镜下挑选出晶形较好的锆石颗粒，将不同矿物粘贴在环氧树脂表面，经抛光露出锆石表面，最后进行透射光、反射光及阴极发光（CL）图像的采集。锆石U-Pb定年在国土资源部东北亚矿产资源评价重点实验室完成，以国际标准锆石91500为外标校正，激光束斑直径为32 μm，同位素比值及元素含量计算采用ICP-MS-DATECAL程序[12-13]完成，年龄计算及谐和图的绘制采用Isoplot软件[14]完成，普通Pb校正方法见文献[15]，详细原理和流程见文献[16]。

样品全岩地球化学分析在吉林大学测试科学实验中心完成。主量元素采用PW1401/10型X射线荧光光谱仪分析，微量元素及稀土元素采用ICP-MS（Agilent 7500A型）法分析。主量元素分析精度和准确度优于5 %。微量元素与稀土元素质量分数大于10×10-6时，分析误差小于5 %;质量分数小于10×10-6时，分析误差小于10 %。

3 测试结果及分析

3.1 锆石U-Pb年代学

头道沟花岗岩锆石U-Pb定年结果见表1，阴极发光（CL）图像见图3，谐和曲线与加权平均年龄图见图4。锆石自形程度较好，内部结构清晰，呈长柱状，发育典型岩浆成因的振荡生长环带。w（Th）/w（U）值（0.38～0.91）均大于0.1，表明其为岩浆成因[17]。锆石206Pb/238U年龄为（119±2）～（121±3）Ma，加权平均年龄为120 Ma±1 Ma（MSWD=0.92，n=17）。因此，头道沟花岗岩结晶年龄为120 Ma±1 Ma，属于早白垩世岩浆活动产物。

3.2 岩石地球化学特征

3.2.1 主量元素

头道沟花岗岩主量元素分析结果及特征值见表2。

头道沟花岗岩具有富硅（71.63 %～74.63 %），贫MgO（0.14 %～0.47 %）、CaO（0.63 %～1.41 %）等特征，镁指数（Mg#）为12.00～25.00。在TAS图解（见图5）中，样品落在花岗岩区域内。铝指数（A/CNK）为0.94～0.98，显示准铝质Ⅰ型花岗岩特征。在w（SiO2）-w（K2O）图解（见图6）中，样品落在高钾钙碱性系列向钾玄岩系列过渡区域内，表明头道沟花岗岩属于高钾钙碱性—钾玄岩系列岩石。

3.2.2 稀土元素和微量元素

头道沟花岗岩微量元素和稀土元素分析结果及特征值見表3。

头道沟花岗岩稀土元素（REE）质量分数为114.24×10-6～170.61×10-6。稀土元素球粒陨石标准化配分模式图（见图7）显示，曲线明显右倾，轻、重稀土元素分异明显。δEu为0.63～0.81，具有弱负Eu异常，反映源区有少量斜长石残留;w（La）N/w（Yb）N值为10.97～14.03，w（LREE）/w（HREE）值为5.40～13.45，表明头道沟花岗岩富集轻稀土元素，亏损重稀土元素。

从微量元素原始地幔标准化蛛网图（见图8）上可以看出，微量元素配分曲线近似一致，显示同源岩浆演化分异特征，相对富集大离子亲石元素（K、Ba、Rb）和活泼不相容元素（Th、U），相对亏损高场强元素（Nb、Ta、P、Ti）。

4 讨 论

4.1 岩浆源区及成因

头道沟花岗岩w（SiO2）为71.63 %～74.63 %;w（MgO）和Mg#分别为0.14 %～0.47 %、12.00～25.00;w（Na2O）和w（K2O）分别为3.56 %～3.80 %、5.18 %～5.56 %，K2O质量分数较高，富集大离子亲石元素和轻稀土元素，亏损Nb、Ta、P、Ti等高场强元素，揭示壳源物质混染导致高场强元素亏损[20-21]，Nb明显亏损通常认为是俯冲带火山岩或典型陆壳岩石的标志[22];以上特征均反映了头道沟花岗岩属于壳源成因岩石[23]。Cr、Ni、Co、Sc和V质量分数分别为6.66×10-6～11.53×10-6、2.54×10-6～3.49×10-6、1.14×10-6～2.75×10-6、1.88×10-6～2.48×10-6和3.48×10-6～9.97×10-6，显示岩石并没有与地幔发生相互作用。

头道沟花岗岩中w（Sr）为58.00×10-6～195.00×10-6（<400×10-6），w（Yb）为1.66×10-6～1.98×10-6（<2×10-6），w（Y）为10.00×10-6～15.00×10-6，δEu为0.63～0.81，张旗等[24]称之为喜马拉雅型花岗岩。头道沟花岗岩极低的Yb和Y含量，表明源区有石榴子石残留，贫Sr则表示源区同时有斜长石残留[24-25]。因此，头道沟花岗岩源区残留物组成是石榴子石+斜长石。张旗等[24]认为这类低Sr、Yb的花岗岩形成压力下限与埃达克岩最低形成压力一致（>1.0 GPa），形成压力上限以斜长石的消失为准，形成压力上限取决于斜长石的稳定范围，通常不超过1.5 GPa，最高不超过1.7～2.0 GPa[24-25]。综上认为，头道沟花岗岩形成深度可能不及埃达克岩的形成深度，是加厚下地壳部分熔融的产物。

4.2 构造背景及地质意义

头道沟花岗岩地球化学特征显示其为钾玄岩系列向高钾钙碱性系列过渡岩石，LIEGEOIS等[26-28]认为该类型岩石主要形成于同碰撞岩石圈加厚之后的伸展垮塌向非造山板内的过渡阶段。在w（SiO2）-w（Al2O3）图解（见图9）和w（SiO2）-w（TFeO）/w（TFeO+MgO）图解（见图10）上，头道沟花岗岩形成于造山后环境中。在w（Ta+Yb）-w（Rb）图解（见图11）和w（Y+Nb）-w（Rb）图解（见图12）上，样品落于后碰撞区域内，代表一种构造体制的转变。

结合区域前人研究成果，延边高岭岩体（～180 Ma）[29]，吉黑地区棉田、东清、朱敦店、大蒲柴河（～165 Ma）[30]、大黑山、团结沟等地埃达克岩的发现[31]，表明东北地区侏罗纪可能存在地壳加厚的地质现象。对应于此，下地壳（前寒武纪岩石）发生熔融形成花岗质岩浆，沿碰撞中局部拉张区上升，于相应部位沉淀富集成矿。头道沟花岗岩具有后碰撞地球化学特点，形成于加厚地壳的伸展垮塌构造环境中。

早—中侏罗世，古太平洋构造体系开始俯冲于欧亚大陆之下[31-32]。早白垩世，强烈的岩浆、构造、成矿热事件和大陆地壳生长等现象标志着华北克拉通于早白垩世已经失去了稳定性，发生了强烈的去克拉通化作用[33-34]。系统的地球化学和同位素研究表明，华北早白垩世岩浆岩源区具有多元性，包括亏损地幔、富集地幔、古老下地壳、新生地壳和浅部地壳，是壳幔强烈相互作用的产物[33，35-36]。与早白垩世大规模岩浆作用和巨量金成矿作用同期，华北板块东部广泛发育大量变质核杂岩[37]和伸展盆地[38]，变质核杂岩通常标志着中下地壳物质被抬升至地壳浅部，这也意味着早白垩世华北板块东部发生了北西向强烈伸展作用[39]。

根据区域地质背景，华北板块中生代早—中期表现为挤压作用，晚期表现为拉张作用。华北板块内脉状金矿体主要形成于陆块活化阶段，其总的构造背景可概括为由挤压、碰撞作用晚期或期后向伸展构造的转变时期[40]。结合前文研究，头道沟花岗岩与金矿化具有密切的时空联系，花岗岩起源于加厚下地壳的部分熔融，形成于燕山晚期挤压向拉张过渡的后碰撞伸展作用构造环境中，这一强烈的后碰撞伸展背景为含金流体向上运移提供了必要的热力学条件和动力学条件。

5 结 论

1）南岔金矿区头道沟花岗岩锆石加权平均年龄为120 Ma±1 Ma，表明其形成时代为早白垩世，是吉林省南部地区晚期岩浆活动产物。

2）头道沟花岗岩属于高钾钙碱性系列向钾玄岩系列过渡的准铝质花岗岩，具有Ⅰ型花岗岩特征，推断其为加厚下地壳部分熔融产物。

3）头道沟花岗岩与金矿化具有密切的时空聯系，岩石形成于挤压向拉张过渡的后碰撞成岩构造环境，与古太平洋板块俯冲作用有关，与吉林省南部120 Ma左右的金矿化事件产于同一构造体制下。

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