吉林通化赤柏松铜镍硫化物矿床Re-Os同位素研究及其地质意义*

于永斌 谢明材 李紫源 韩春明

（1.吉林省通化市第四地质调查所 吉林通化 134001；2.中国科学院地质与地球物理研究所 北京 100029）

赤柏松是吉林通化地区最大的岩浆铜镍硫化物矿床，该矿床自发现以来受到国内外地质界和矿业界的广泛关注，并取得了有关矿床地质特征、矿床地球化学、成岩成矿时代和矿床成矿预测等方面的研究成果（孙宝善，1983；傅德彬，1991，1994；赵全国，2004；裴福萍等，2005；钟长林等，2005；李立兴等，2009）。

随着负热离子质谱技术（NTIMS）的广泛应用（Völkening et al.，1991）和187Re衰变常数的精确测定（λ=1.666×10-11/year，Smoliar et al.，1996），导致Re-Os同位素体系在岩石学和矿床学研究方面取得了很大进展。Re-Os同位素体系近年来在成矿研究方面的主要进展集中体现在与岩浆硫化物有关的大型Cu-Ni-PGE矿床成矿时代厘定和成矿物质来源同位素示踪（Lambert et al.，1989，1994，1999，2000；Walker et al.，1991，1994；Dickin et al.1992；Marcantonio et al.，1993；毛景文等，2002）。为了进一步厘定赤柏松矿床的成矿时代和成矿物质来源，笔者挑选了赤柏松铜镍硫化物矿石中的硫化物进行Re-Os同位素测定，追索其成矿物质来源和成矿动力学背景。

1 矿床地质特征和采样位置

通化赤柏松一带含铜镍矿基性—超基性岩体多沿赤柏松穹隆构造中张裂隙产出。分布于赤柏松穹隆和小蜂蜜沟—臭李子沟背斜核部及其附近。从赤柏松—金斗所出露的基性岩体的展布方向由近南北向逐渐变为北东向，呈指状展开的放射状。多呈脉状产出，岩体最长达4 800 m，宽几十米到百余米，最短几十米，岩体明显受赤柏松穹隆构造核部断裂控制，穿切围岩，其内部多有围岩捕虏体。

赤柏松基性—超基性岩体多为复式岩体，视其侵入期次的不同，可分为辉绿辉长岩岩体、橄榄苏长辉长岩岩体、辉绿辉长岩—橄榄苏长辉长岩岩体、辉绿辉长岩—橄榄苏长辉长岩—含长二辉橄榄岩岩体以及辉绿辉长岩—橄榄苏长辉长岩—含长二辉橄榄岩—细粒苏长辉长岩—辉绿玢岩岩体。以赤柏松Ⅰ号岩体为代表，是一典型的岩浆多次侵入形成的复式岩体，各岩相均为侵入接触关系。该岩体赋存大型铜镍硫化物矿床。

赤柏松Ⅰ号基性岩体侵位于鞍山群四道砬子河组混合质黑云角闪斜长片麻岩（局部为均质混合岩及斜长片麻岩）中，与围岩呈不整合接触。围岩产状倾向200°～230°，倾角40°～70°。

岩体呈脉状产出，长约4 800 m，宽度40～140 m，面积约0.4 km2。总体走向5°～10°，沿倾向Ⅳ线以北呈上宽下窄的漏斗状，Ⅳ线以南呈板状。倾向及倾角有变化，北段（Ⅷ线以北）倾向南东东，倾角由北向南渐陡（55°～86°），中段及南段倾向转为北西西，倾角63°～85°。岩体北端翘起，向南东东向侧伏，侧伏角为45°左右。

赤柏松Ⅰ号含矿基性岩体的岩相变化，是区域内所见岩体中最为完善者。随岩体侧伏，无论水平方向或垂直方向，岩相变化十分清楚。按其岩石组合类型、岩石化学及含矿性等特点，可分5个岩相带：辉绿辉长岩相、橄榄苏长辉长岩相、含长二辉橄榄岩相、细粒苏长辉长岩相和辉绿玢岩相。以上各岩相之间均为侵入接触关系（图1）。

图1 吉林通化赤柏松铜镍硫化物矿床No.1矿体地质和采样位置图（据赵全国，2004修改）Fig.1 Geological and showing sampling locations map No.1 ore body of the Chibaisong Cu-Ni deposit（modified after Zhao，2004）

辉绿辉长岩相：在地表主要出露于Ⅰ号岩体的中部与南部，按体积占整个Ⅰ号岩体的近70%，是Ⅰ号复式岩体侵入最早的主体岩相，也是赤柏松基性岩脉群中十分发育的，走向近南北（北北东向）基性辉长岩脉群的唯一岩相。以其结晶粒度粗、遭受变质作用、辉绿辉长结构显著为特征。地表出露面积占岩体总面积的90%以上。长度约4 600 m，宽度40～140 m。为不含矿体。

橄榄苏长辉长岩相：地表出露面积占岩体总面积的5%。长度378 m，宽度24～62 m。橄榄苏长辉长岩相一般不含工业矿体，仅于邻接含长二辉橄榄岩相（矿体）部位，局部有矿体赋存。橄榄苏长辉长岩相的厚度在走向和垂相上随远离含二辉橄榄岩相而增大。

含长二辉橄榄岩相：为含矿主要岩相，约占Ⅰ号岩体体积的8%～10%。中-细粒结构。侵位于辉绿辉长岩中，呈透镜状或板状，隐伏于岩体的中-下部，出露于岩体的北端，向南东东向侧伏。上部界面亦呈弧形上凸，下部呈参差不齐的根须状尖灭于围岩中。在与辉绿辉长岩及变质岩的接触带上，分别发育有冷凝边与接触混染现象。地表出露面积占岩体总面积的4%。长度213 m，宽度32～68 m。向深部宽度逐渐增大，且局部出现辉石橄榄岩和橄榄苏长辉长岩。含长二辉橄榄岩相产于岩体北部内侧（地表）和底部内侧（深部），其外缘为橄榄苏长辉长岩相环绕。

细粒苏长辉长岩相：呈脉状侵位于含长二辉橄榄岩相中，被后期辉绿玢岩穿切，在空间上位于含长二辉橄榄岩相与辉绿玢岩相之间。于地表仅见于岩体北端。其产状与岩体整体产状一致，长1 000 m，厚几米到十几米，最厚可达几十米，占Ⅰ号岩体体积的近1%。金属硫化物丰富，以致整个岩相即为矿体。金属硫化物附近几乎总有黑云母存在，作为矿化的标志。

辉绿玢岩相：呈脉状侵位于细粒苏长辉长岩相底部或边部，局部侵入到含长二辉橄榄岩相中。以致密块状构造、斑状构造为特征。长1 000 m，厚15～45 m，产于Ⅰ号岩体底部，出露在其北端，体积占岩体的近2%。

矿体主要分布在岩体边缘及部分围岩内，其分布、产状与形态明显受岩相及构造裂隙控制，总体产状与岩体一致。矿石矿物主要是磁黄铁矿、镍黄铁矿、黄铜矿、针镍矿、紫硫镍铁矿、辉镍矿、方黄铜矿、黄铁矿等。此外尚有自然金及铂族元素矿物。矿石结构主要有共结结构、交代结构、似显微文象结构及固溶体分解结构。矿石构造有浸染状、斑点状、角砾状、块状与条纹状等。围岩蚀变与矿化有关，主要有绿泥石化、绢云母化、碳酸化、蛇纹岩化。蚀变带的特征矿物为绿泥石、蛇纹石、绢云母和碳酸盐。

本次研究所取的样品为Ⅰ号矿体矿石，采集了6件矿石硫化物样品进行Re-Os同位素年龄测定，其具体采样位置见（图1），为了保证采集的样品的代表性，所取的样品具有不同的矿石类型，其中有浸染状矿石和块状矿石。

2 样品及测试方法

本次样品Re-Os同位素组成是在国家地质实验中心采用同位素稀释ICP-MS质谱法测定；实验中采用Carius管封闭溶样分解样品（Shirey and Walker，1998；杜安道等，2001），化学处理过程简述如下。

2.1 样品分解

将准确称取的待分析样品，通过长细颈漏斗加入到Carius管（一种高硼厚壁大玻璃安瓿瓶）底部，然后置于温度为-80℃～-50℃的盛有液氮与乙醇混合溶液的保温杯中。经过一段时间的冷却后，把准确称取的185Re和190Os混合稀释剂加入到Carius管底部，再加入2 mLc（HCl）=10 mol/L的HCl，6 mLc（HNO3）=16 mol/L的HNO3。当管底溶液冰冻凝固后，用丙烷氧气火焰加热将Carius管封闭。待封闭的Carius管回温至室温后，放入不锈钢套管内，并置于鼓风烘箱内，逐渐升温到230℃，保温10 h。最后，在Carius管底部冷冻的情况下打开，并用40 mL水将管中溶液转入蒸馏瓶中。

2.2 蒸馏分离Os

为满足仪器测量所要求的酸度及消除OsO4水吸收液中的少量铼的干扰，锇的蒸馏分两次进行。首先，于105℃～110℃蒸馏50 min，用10 mL水吸收蒸出的OsO4，将蒸馏残液转入50 mL小烧杯中待分离铼用。然后，将吸收液转入已洗净的原蒸馏瓶中，再加入40 mL水进行第二次蒸馏，蒸馏约1 h左右。蒸出的OsO4用10 mL水吸收后用于ICP-MS测定锇同位素比值。

2.3 萃取分离Re

将第一次蒸馏残液置于电热板上，加热至近干后，再加入少量水，加热至近干。然后加入10 mLc（NaOH）=5 mol/L的NaOH，使其转为碱性介质。稍微加热后取上清液转入120 mL的Teflon分液漏斗中，加入10 mL丙酮，萃取5 min。静止分相后弃去水相。再加2 mL的（NaOH）=5 mol/L的NaOH溶液到分液漏斗中，振荡2 min，洗去丙酮相中的杂质，弃去水相。将丙酮转到已加有2 mL水的小玻璃烧杯中。在电热板上50℃加热以蒸发丙酮，并加热溶液至近干后加数滴浓硝酸，以除去残存的锇。最后，用数毫升稀HNO3溶解盐类并转移至10 mL比色管中，调整溶液硝酸浓度为2%，用ICP-MS测定铼同位素比值。

2.4 质谱测定

采用美国TJA公司生产的TJA PQ Excell ICP MS（电感耦合等离子体质谱仪）测定铼同位素比值。采用美国Finigan公司HR ICP-MS测定锇同位素比值。对于Re：选择质量数为185、187，用190监测Os。对于Os：选择质量数为186、187、188、189、190、192，用185监测Re。

本实验全流程空白Re约为10 pg，普Os约为1 pg，远远小于所测样品中的铼、锇含量，不会影响实验中铼、锇含量的准确测定。

3 测试结果

赤柏松铜镍硫化矿Re、Os丰度及锇同位素组成如表1所示。块状硫化物Os丰度从0.47×10-9～13.97×10-9和Re含 量 介于19.27×10-9～490.2×10-9之 间。利用Isoplot软 件 将6件分析数据回归成一条直线，187Re/188Os初始比值0.80±0.16，平均权重方差为MSWD=0.17，获得等时线年龄为1 885±94 Ma（图2）。该等时线年龄可以反映赤柏松铜镍矿床的成矿年龄。

图2 吉林通化赤柏松铜镍硫化物矿石Re-Os同位素等时线图解Fig.2 Re-Os isochron of the Cu-Ni sulfide ores of the Chibaisong deposit，Tonghua

根据Peck et al.（1992）等时线方程公式：

表l吉林通化赤柏松铜镍硫化物Re-Os同位素数据Table 1 Re-Os isotope data for the Cu-Ni sulfide ores from the Chibaisong deposit，Tonghua，Jilin

其中，187Os/188Os为现今所测定到的比值；（187Os/188Os）i为体系中相对于Re及Os封闭时的初始比值；λ为衰变系数；λ=1.666×10-11/year（Smoliar et al.，1996），t为体系相对于Re及Os封闭以后所经历的地质年龄。根据公式（1）计算，赤柏松矿床（187Os/188Os）i介于0.72～4.32之间，表明成矿物质来源于上地幔，后期有大量地壳物质加入。

与Sm-Nd同位素体系研究的εNd（t）值一样，Re-Os同位素体系是用γOs来反映t时相对于统一地幔库（UMR）的Os同位素成分差异；γOs是指示地壳物质加入成矿体系的一个重要参数，它能够反映壳—幔混染程度，

根据Walker et al.（1989）提出的公式：

计算得出赤柏松矿床的γOs介于24～623之间，平均为483，也表明该矿床形成过程中有大量壳源物质成分的加入。

4 讨 论

4.1 成矿物质来源

负热离子质谱的应用和187Re衰变常数（λ）的精确测定（λ=1.666×10-11/year，Smoliar et al.，1996），导致Re-Os同位素体系在矿床学研究方面的广泛应用，集中体现在与岩浆铜镍硫化物矿床成矿时代的厘定和成矿物质来源的示踪（毛景文等，2002），如Norseman-Wiluna地区（西澳）、Norilsk Camp（俄罗斯西伯利亚）、Stillwater杂岩体（美国Montana地区）、pechenga杂岩体（俄罗斯克拉半岛）、Bushveld杂岩体（南非）、Sudbury（加拿大安大略）、金川、广西宝坛、陕西省略阳煎茶岭、喀拉通克、黄山东等大型—超大型岩浆铜镍硫化物矿床都进行了大量的Re-Os同位素体系的研究（Walker et al.，1991；Marcantonio et al.，1993；Lambert et al.，1994，1999，2000；Shirey and Walker，1998；毛景文等，2001，2002；王瑞廷等，2003）。

Re-Os同位素体系是铜镍硫化物矿床形成的强有力的示踪剂和成矿过程地壳物质混入程度的高度灵敏的指示剂（Foster et al.，1996）。在镁铁质—超镁铁质岩浆上涌过程中及其在地壳岩浆房中与地壳物质，尤其是与含硫化物地壳发生反应，使其组分发生变化。由于地壳相对富Re，混入越多地壳物质产生放射性187Os含量越高，相应187Os/188Os初始值发生变化。锇被认为是一种像Ni和Cr一样相容性元素（Morgan et al.，1986；

Walker et al.，1989；Martin et al.，1994；Hart and Rvaizaz，1996；Hauri et al.，1996），Re是一种不相容元素（Walker et al.，1989），而且与S丰度相关性好。在壳幔分异和地球化学循环过程中，Os趋于在地幔富集，Re相对亲地壳。据此可以使用Re/Os和普通Os判断成岩成矿物质的来源。Foster et al.（1996）在Re/Os和普通Os图中初步确定地慢熔体的位置，Sproule et al.（1999）进一步把世界上主要的铜镍硫化物矿床中矿石和富硫地壳的数值范围也标在图中。Walker et al.（1994）研究俄罗斯Noirl'sk岩浆型Cu-Ni硫化物矿床及有关基性和超基性岩时作了大量Re-Os同位素测量，初步证明Noirl'sk铜镍矿基本上未受地壳同化混染；而Viosey's Bay，Duluth，Sudbury和Sally Malay岩浆形成过程中同化混染了不同量的地壳物质（Lambert et al.，1999；Sproule et al.，1999）。这些Re-Os同位素数据不仅给出了高度精确的等时线年龄245.7±0.6 Ma，而且这个年龄的准确性被西伯利亚玄武岩流中测得的有关锆石和斜锆石U-Pb年龄所证实。

毛景文等（2001）通过对广西宝坛地区铜镍硫化物矿石的进行了Re-Os同位素测年，获得该矿床等时线年龄数据为982±21 Ma，贯入型块状矿石具有低γOs（-15.6～-8.2）和低Re/Os比值（0.32～0.43）特点，底部熔离型矿石的γOs介于-27.9～-7.3之间，Re/Os比值为5.36～11.24，表明这套铜镍硫化物矿石和有关的镁铁—超镁铁质岩浆源于Re亏损地幔，并且在侵位过程中受到上地壳物质的混染作用。王瑞廷等（2003）对陕西省略阳煎茶岭铜镍矿床硫化物矿石的Re-Os同位素测年，获得等时线年龄数据为575±27 Ma，187Os/188Os初始比值为0.131±0.01，γOs变化范围很大介于-15.37～+280.65，表明该矿床成矿物质主要来自于Re亏损地幔，后期有壳源物质加人成矿系统。毛景文等（2002）通过对黄山东铜镍硫化物矿石的Re-Os同位素测年，获得等时线年龄数据为282±20 Ma，187Os/188Os初始比值为0.25±0.04，γOs值平均为99，显示出在成矿过程及岩浆侵位期间有大量地壳物质加入成岩成矿系统。上述结果表明来自地幔的镁铁质—超镁铁质岩浆及铜镍硫化物矿质，在上涌和定位过程中由于地壳物质的同化混染而导致γOs增加（表2）。由上述Re-Os同位素研究结果表明，世界上与镁铁质—超镁铁岩有关的铜镍硫化物矿床的成矿物质既可完全来自于地幔，也可完全来自于地壳，但多数情况下，则是壳一幔混合来源的产物（Shirey and Walker，1998；表2）。

本次工作获得赤柏松矿床硫化物矿石187Os/188Os初始比值0.80±0.16，γOs值变化范围很大，介于24～623之间，平均为483；187Os/188O初始比值明显高于与原始地幔有关的Kambalda铜镍硫化物矿床187Os/188O初始比值（0.108 89±0.000 4），但远小于加拿大Sudbury的Tarthcona铜镍硫化物矿床的187Os/188O初始比值8.73±0.37（表2），与东天山香山铜镍矿床的187Os/188O初始比值0.682±0.032接近；表明赤柏松铜镍硫化物矿床在成矿过程及岩浆侵位期间有大量地壳物质加入成岩成矿系统中。

表2 世界上与镁铁一超镁铁质岩有关的Cu-Ni-PGE大型铜镶硫化物矿床的Re-Os，同位素体系特征Table 2 Re-Os dating of ore from some Cu-Ni-PGE deposits in the world

傅德彬（1994）报道赤柏松矿体硫化物δ34S值为-1.1‰～+0.7‰，平均值为-0.03‰，斜长石δ18O值为+6.1‰～+7.7‰，平均值为+7.15‰，侵入体的87Sr/86Sr比值为0.703～0.708。这说明赤柏松矿床的矿石和熔体均以幔源为主，但也可能有少量的地壳物质被同化到熔体中。上述稳定同位素研究结果表明，赤柏松矿床的成矿物质来源于亏损的软流圈地幔，而后期有地壳物质加入，这个结论在Re/Os和普通Os图中也可以得到印证（图3）。

图3 通化赤柏松硫化物矿石Re/Os和普Os对比图（据Lambert et al.，1999）Fig.3 Common Os concentration vs.Re/Os of the sulfide ores at the Chibaisong deposit（after Lambert et al.，1999）

4.2 成矿时代及其地质意义

对于该控矿辉长岩体的形成时代，主要有以下几种观点：1）认为该岩体形成于2 500～2 240 Ma（全岩K-Ar法）（吉林省地矿局，1988）；2）认为该岩体形成于2 188±8 Ma（LA-ICP-MS）（路孝平，2004），也就是说认为该岩体形成于古元古代。3）仅据其侵入侏罗系地层及控岩构造特征，推测岩体侵位时代为海西期—燕山期（吉林省地质局区域地质调查大队，1976①吉林省地质局区域地质调查大队.1977.通化市幅K-51-24 1/20万区域地质调查报告.），但缺乏年龄上的证据。基于上述研究可以看出，赤柏松辉长岩的形成时代仍是目前研究中的最大问题。这一问题的存在，其中主要原因在于定年方法的采用上，在以往的地质工作中，多采用区域地层对比及对存在于火山岩夹层年龄（或由生物化石组合）的研究来确定，即使有同位素定年资料，也多是K-Ar法、Rb-Sr法定年，这些定年数据，多是60、70年代测定的，应用的技术及方法等方面都存在问题，而该区广泛发育的基性—超基性岩的形成时代是人们认识该区地质演化的关键和前提。

本研究获得赤柏松成矿年龄为1 885±94 Ma的年龄数据。这一新的Re-Os年龄（1 885±94 Ma）与赤柏松侵入体（2 188±8 Ma）年龄在误差范围一致。辽吉裂谷始于2.2 Ga，裂谷盆地于1.93～1.90 Ga完成，紧随其后的是一个造山期后的伸展活动1.88～1.85 Ga（Li et al.，2004，2005，2006，2007，2010）；赤柏松超镁铁—镁铁质侵入体是辽吉裂谷造山期后伸展作用的产物。

辽吉古裂谷西起渤海湾，东至日本海，从辽宁省营口盖县起途径岫岩、凤城、桓仁、临江等地，整条裂谷横向延伸近500 km，纵向宽度范围在40～80 km之间。拥有这样丰富矿藏的辽吉古裂谷，其地质构造主要是由深达万米的古元古代时期的辽河群和不同演化阶段的裂谷岩浆岩共同组成。从横向上看，按照高低深浅的不同，裂谷可以大致划分为3个区域，即北缘斜坡区（辽河群最为发育地带）、中部低凹区（基底为古元古代花岗岩）和南缘浅台区（太古宙基底裸露）。

辽吉古裂谷的地质演化，从2.3 Ga前的华北大陆开始裂解，经过2.2 Ga前至1.7 Ga前期间的这一段时间的拉伸裂陷，挤压褶皱，岩浆活动，沉积积累，此起彼伏，逐渐消亡等一系列的演化过程，最终形成了今天人们所见到的矿产资源种类丰富、储量巨大的辽吉古裂谷。在裂谷拉伸裂陷初期，地壳厚度变薄下陷，地幔逐渐上升，这一时期沉积了陆源成熟度高的碎屑岩，粘土岩。随着裂谷的继续拉伸裂陷，地幔的继续上升，地壳也随之而继续张拉下陷，这一地质运动引发了大规模的火山喷发，使得火山碎屑岩、碳酸盐岩等大量沉积，形成了高家峪组和里尔峪组。伴随地壳下陷的减缓直至停止，裂谷地壳开始变得较为稳定，火山活动也逐渐停止，但海侵范围开始扩大，出现了偏酸性岩浆的底侵现象。后期，海侵范围继续扩大，形成了浅海相富镁碳酸盐岩和碎屑岩，主要分布于今天的盖县和大石桥。沉积之后，辽吉古裂谷地质演化开始向伸展、收缩挤压、碰撞、变质变形转化，这表明该裂谷开始进入造山阶段，部分区域隆升形成高山，期间经过几次岩浆岩事件，最终辽吉古裂谷消亡。

辽吉古裂谷不同地质演化阶段体现着不同的成矿作用，因而才有今天种类丰富的矿床。裂谷拉伸裂陷阶段的成矿作用主要表现在铜、镍成矿之上。其中具有代表性的铜镍矿是吉林省通化的赤柏松大型铜、镍矿床。受裂谷断裂构造与边缘基底褶皱的协同作用，含矿的、由主侵入体、附加侵入体、含矿辉长玢岩体组成的复杂岩体—赤柏松基性岩群侵位于处于基底位置的鞍山岩群，最终形成了赤柏松大型铜、镍矿。

5 结 论

赤柏松铜镍硫化物矿床是通化地区规模最大的铜镍矿床，对其矿石进行的Re-Os同位素年龄测定获得1 885±94 Ma，认为该矿床形成于古元古代；赤柏松硫化物矿石187Os/188Os初始比值0.80±0.16，γOs值变化范围很大，介于24～623之间，平均为483，表明赤柏松铜镍硫化物矿床在成矿过程及岩浆侵位期间有大量地壳物质加入成岩成矿系统中。结合前人研究结果，认为赤柏松超镁铁—镁铁质侵入体是辽吉裂谷造山期后伸展作用的早期产物。