邢樹文, 張增杰, 馬玉波, 杜曉慧, 孫景貴, 張 勇, 楊鳳超, 王 巖

1)中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所, 國土資源部成礦作用與資源評價重點開放實驗室, 北京 100037; 2)中國地質(zhì)圖書館, 北京 100083; 3)吉林大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院, 吉林長春 130012

吉林二密銅礦區(qū)含礦次火山巖年代學(xué)及其形成環(huán)境探討

邢樹文1), 張增杰1), 馬玉波1), 杜曉慧2), 孫景貴3), 張 勇3), 楊鳳超3), 王 巖1)

1)中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所, 國土資源部成礦作用與資源評價重點開放實驗室, 北京 100037; 2)中國地質(zhì)圖書館, 北京 100083; 3)吉林大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院, 吉林長春 130012

吉林通化二密銅礦區(qū)次火山巖為其成礦的主要圍巖。該次火山巖成巖時代未定, 對其成巖及成礦機理等問題仍有很大的爭論。本文即通過利用LA-MC-ICP-MS鋯石U-Pb分析測定了該次火山巖的形成時代: 二長閃長玢巖(JEM02)、石英二長閃長巖(JEM03-1)以及石英二長巖(JEM03-2)鋯石的206Pb/238U加權(quán)平均年齡分別為(95.71±0.33) Ma (MSWD=1.6)、(97.18±0.46) Ma (MSWD=1.19)和(96.10±0.50) Ma (MSWD=2.0),與其相應(yīng)的206Pb/238U-207Pb/235U諧和年齡一致。松頂山次火山巖侵位的先后順序為: 石英二長閃長巖、石英二長巖、二長閃長玢巖。通過主、微量元素分析, 本文認(rèn)為該次火山巖為碰撞后到晚造山或非造山環(huán)境下形成的花崗巖-A型花崗巖的系列。該次火山巖形成的過程為: 在中國東部巖石圈減薄的過程中, 地幔物質(zhì)上涌與地殼發(fā)生強烈的相互作用形成富堿的鈣堿性巖漿。該巖漿在巖漿房中進一步分異形成二長-閃長巖漿和花崗斑巖巖漿。兩種巖漿先后沿火山噴發(fā)通道淺成侵入形成次火山巖。

鋯石U-Pb; 火山-次火山熱液; 二密

吉林省通化市二密銅礦區(qū)次火山巖, 也有人稱之為松頂山序列次火山巖, 為二密銅礦賦礦圍巖,主要包括石英二長巖、石英二長閃長巖和花崗斑巖。到目前為止, 有關(guān)該火山巖年代學(xué)的研究僅有喬國華等(2009)利用 K-Ar法測得了其中的花崗斑巖年齡為97 Ma或95 Ma。該火山巖年代學(xué)研究的薄弱,導(dǎo)致對很多重要問題認(rèn)識不清, 爭論不止: 1)該次火山巖與盆地火山巖的關(guān)系不清楚, 歐陽喜(2001)和劉興橋(2003)認(rèn)為該序列的三類巖石分別是通化三源浦盆地三次火山噴發(fā)旋回(果松期、林子頭期、和三棵榆樹期)形成的次火山巖; 而喬國華等(2009)則認(rèn)為該巖石系列僅僅為盆地第三次火山旋回—三棵榆樹期三次噴發(fā)時期形成的次火山巖。2)由于時代不確定, 該次火山巖序列的形成與中國東部巖石圈減薄的關(guān)系也不清楚, 其物源和形成環(huán)境還有待于深入研究。3)該次火山形成機理也不清楚。二密銅礦作為吉林省危機礦山, 對其圍巖次火山巖年代學(xué)的研究和二密銅礦成巖環(huán)境等的探討, 能夠為老礦山深部及外圍找礦提供科學(xué)依據(jù)。本文重點研究了該次火山巖中的賦礦圍巖石英二長-閃長巖以及二長閃長玢巖的成巖年齡, 并進一步探究其形成原因。

1 地質(zhì)背景

二密銅礦位于吉林通化盆地中(圖1)。盆地發(fā)育在遼北—龍崗古陸與其南側(cè)古元古代坳拉槽的拼貼帶之上(邢樹文等, 2011), 形成于中侏羅世晚期(劉爾義等, 1985; 許敏等, 1997), 到晚白堊世早期結(jié)束(劉興橋, 2003), 為庫拉板塊俯沖擠壓體制下, 在隆起帶拉張形成的斷陷盆地。該盆地為東西翼不對稱的向斜盆地, 主要延伸方向為北東向, 與控制盆地西緣的三源浦—樣子哨斷裂帶方向一致。盆地內(nèi)的地層既有沿北東向展布的特征, 又有圍繞火山機構(gòu)分布的特點。

通化盆地形成演化過程可分為兩大沉積旋回(許敏等, 1997), 每個旋回都是有沖積扇-湖泊的非補償沉積及火山噴發(fā)巖沉積系兩個部分組成: 盆地早期非補償階段形成中侏羅的侯家屯組和晚侏羅世長流村組的沖積扇-湖泊沉積, 晚侏羅開始形成果松組偏堿性的中基性火山巖沉積, 為第一個旋回;盆地的第二個沉積旋回開始于晚中侏羅世鷹嘴砬子組、林子頭組、下樺皮甸子組和亨通組的非補償性沉積(其中夾有林子頭組火山噴發(fā)沉積, 主要巖石類型灰色安山巖、英安巖、英安質(zhì)角礫凝灰?guī)r、流紋質(zhì)晶屑巖屑凝灰?guī)r和少量流紋巖), 其后的火山噴發(fā)沉積巖系為三棵榆樹組火山噴發(fā)沉積, 為粗面安山巖和粗面巖堿性流紋巖。

二密銅礦圍巖次火山巖為盆地東側(cè)火山機構(gòu)中心相, 按侵位的順序, 其巖性為石英二長閃長巖,石英二長巖和花崗斑巖。礦體賦存于該次火山巖及其與侏羅系火山巖的接觸帶附近。礦體有兩種類型:以脈狀為主, 主要產(chǎn)于松頂山序列石英二長-閃長巖體與侏羅系火山巖接觸帶附近, 受接觸帶構(gòu)造、原生節(jié)理和斷裂構(gòu)造聯(lián)合控制; 浸染狀礦體次之,主要分布在北西、北東東向兩組斷裂交匯處附近,且多有松頂山序列花崗斑巖相伴, 尤其是斑巖體小巖株的內(nèi)部或接觸帶附近。蝕變主要為硅化、電氣石化、絹云母化, 及高嶺土化, 礦化主要為黃銅礦化, 見有黃鐵礦化、磁黃鐵礦化等。

圖1 吉林通化二密銅礦地質(zhì)簡圖(據(jù)馮守忠, 1998)Fig. 1 Geological map of the Ermi copper deposit in Tonghua, Jilin Province (after FENG, 1998)

2 二密銅礦圍巖次火山巖鋯石年齡測試分析

2.1 樣品特征

本文研究所采三個樣品為二密銅礦的直接圍巖, 其巖性為石英二長巖、石英二長閃長巖和二長閃長玢巖。石英二長閃長巖(JEM03-1), 為松頂山次火山巖的主體。中細粒半自形粒狀結(jié)構(gòu), 塊狀構(gòu)造。巖石主由斜長石、角閃石、黑云母、石英、鉀長石組成。石英二長巖(JEM03-2), 為松頂山序列中侵入時間介于二長閃長巖和花崗斑巖之間, 與花崗斑巖關(guān)系截然, 而與二長閃長巖關(guān)系漸變。中粗粒半自形粒狀結(jié)構(gòu)、塊狀構(gòu)造巖石主, 由斜長石、鉀長石、角閃石、黑云母、石英組成。二長閃長玢巖(JEM02),在礦區(qū)的南部呈橢圓狀出露, 為松頂山超淺成次火山巖。斑狀結(jié)構(gòu), 塊狀構(gòu)造。斑晶為斜長石, 基質(zhì)為斜長石、輝石、角閃石、石英、黑云母。其鏡下特征見圖2。

圖2 二密礦區(qū)次火山巖巖石薄片顯微照相Fig. 2 Microphotographs of sub-volcanic rocks in the Ermi copper mining area

2.2 分析處理方法

分別取巖石樣品大約 5 kg, 清洗干凈后, 按照樣品巖石薄片中主要鋯石的粒度, 將樣品粉碎至相應(yīng)大小。接著反復(fù)手工淘洗, 收集包含鋯石的重礦物組分。然后進行電磁選分離, 最后再利用雙目鏡,挑出鋯石。為了避免外來物質(zhì)顆粒的混染, 每個步驟和工序都仔細清洗。最后, 將選出的鋯石置于環(huán)氧樹脂中制成樣品靶, 固結(jié)干燥后打磨至鋯石內(nèi)部暴露, 拍攝鋯石陰極發(fā)光圖像待測。

二長閃長玢巖(JEM02)中的鋯石大小為 50～250 μm不等, 粒狀、短柱狀和長柱狀都有, 無針狀,以粒狀和短柱狀為主。晶形發(fā)育較好, 有明顯的增生邊。陰極發(fā)光下沒有韻律環(huán)帶和扇形分帶。石英二長閃長巖(JEM03-1)中的鋯石大小為 60～150 μm,粒狀和短柱狀。鋯石晶形發(fā)育較好, 無增生邊。陰極發(fā)光下可見較寬的韻律環(huán)帶, 有扇形分帶。石英二長巖(JEM03-2)中的鋯石大小為60～250 μm, 從粒狀到長柱狀都有, 以粒狀和短柱狀為主。晶形發(fā)育較好, 無增生邊。陰極發(fā)光下韻律環(huán)帶可見, 但不發(fā)育, 無扇形分帶(圖3)。

LA-MC-ICP-MS鋯石U-Pb定年測試分析在中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所同位素實驗室完成,鋯石定年分析所用儀器為 Finnigan Neptune型MC-ICP-MS及與之配套的Newwave UP 213激光剝蝕系統(tǒng)。激光剝蝕所用斑束直徑為 25 μm, 頻率為10 Hz, 能量密度約為2.5 J/cm2, 以He為載氣。詳細實驗測試過程參見侯可軍等(2009)。

圖3 松頂山次火山巖部分鋯石陰極發(fā)光圖像Fig. 3 Cathodoluminescence (CL) images of zircons from Songdingshan sub-volcanic rocks

2.3 分析結(jié)果

二長閃長玢巖(JEM02)分析了 26顆鋯石(沒有分析增生邊), 從粒狀到長柱狀都有。由分析結(jié)果,鋯石的 Th/U比值比較高, 從 0.56～2.86都有; 與206Pb/238U年齡相比,207Pb/235U年齡相似或稍高, 但206Pb/238U-207Pb/235U諧和年齡與206Pb/238U加權(quán)平均年齡相一致, 分別為(95.85±0.47) Ma (MSWD=1.3), (95.71±0.33) Ma (MSWD=1.6)(圖4a, b)。

石英二長閃長巖(JEM03-1)分析了15顆粒狀和短長柱狀鋯石。由分析結(jié)果, 鋯石的Th/U比值范圍為 0.54～1.06; 與206Pb/238U年齡相比,207Pb/235U年齡與之相似或稍高,206Pb/238U-207Pb/235U 諧和年齡為(97.13±0.46) Ma (MSWD=1.3),206Pb/238U加權(quán)平均年齡為(97.18±0.46) Ma (MSWD=1.19), 兩者相一致(圖4c, d)。

石英二長巖(JEM03-2)分析了 25顆鋯石, 從粒狀到長柱狀都有。由分析結(jié)果, 鋯石的Th/U比值比較高, 變化范圍為 0.60～1.15;206Pb/238U-207Pb/235U諧和年齡與206Pb/238U 加權(quán)平均年齡相一致, 分別為(96.00±0.62) Ma (MSWD=1.5), (96.10±0.50) Ma (MSWD=2.0)(圖4e, f)。

3 結(jié)果討論

3.1 成巖成礦時代

根據(jù)本文對二密礦區(qū)次火山巖的三類巖石的測年結(jié)果, 可以判定該次火山巖形成于通化盆地三棵榆樹期火山噴發(fā)形成火山巖之后, 可能為該火山巖的次火山巖。由喬國華等(2009)測得松頂山序列次火山巖最后一次侵位形成的花崗斑巖年齡為95 Ma (K-Ar年齡), 結(jié)合野外接觸關(guān)系, 松頂山次火山巖侵位的先后順序應(yīng)該為: 石英二長閃長巖、石英二長巖、二長閃長玢巖和花崗斑巖。

根據(jù)二密銅礦礦床地質(zhì)的研究, 無論是那種具體成因, 從根本上應(yīng)該為火山-次火山熱液有關(guān)的礦床, 其成礦的年齡即為其直接圍巖的年齡, 所以二密銅礦成礦分為兩期: 早期為石英二長閃長巖-石英二長巖成礦階段, 為97～96 Ma, 主要為脈狀礦體。晚期為二長閃長玢巖-花崗斑巖成礦階段, 成礦時間為95 Ma, 主要形成細脈浸染狀礦體。

3.2 形成環(huán)境的推斷

3.2.1 R1-R2構(gòu)造環(huán)境判別圖解

R1-R2圖解充分地考慮了巖石化學(xué)的總體特征,涉及了主要的8種造巖元素(Si、Na、K、Fe、Ti、Ca、Mg、Al)。根據(jù)二密礦區(qū)次火山巖巖石地球化學(xué)特點, 計算出各類巖石相應(yīng)的R1和R2值(表1), 按Bechelor等(1985)提出的R1-R2因子構(gòu)造環(huán)境判別圖解投點成圖(圖5)。由圖5可知, 1)最后侵位的花崗斑巖為晚造山花崗巖或非造山環(huán)境下的A型花崗巖; 2)除花崗斑巖外, 礦區(qū)次火山巖主體都落在板塊碰撞前和碰撞后隆起花崗巖的范圍, 顯示該次火山巖主體形成應(yīng)該與碰撞前擠壓和碰撞后隆起的構(gòu)造環(huán)境密切關(guān)聯(lián); 3)按閃長巖-二長巖-閃長玢巖的侵位順序, 該次火山巖首先侵位的是碰撞隆起期后花崗巖, 然后為破壞性活動板塊邊緣花崗巖。總之, 礦區(qū)次火山巖為從碰撞前到碰撞后再到到晚造山或非造山環(huán)境下形成的花崗巖類。

圖4 二密礦區(qū)次火山巖鋯石U-Pb分析諧和圖和206Pb/238U加權(quán)平均值圖Fig. 4 U-Pb concordia diagrams and weighted207Pb/206Pb age average diagrams of zircons from sub-volcanic rocks in Ermi

3.2.2 主要元素判別圖解

根據(jù)巖石的主要元素化學(xué)成分判斷其形成時的大地構(gòu)造環(huán)境是比較常用的一種方法。把松頂山次火山巖各類巖石中SiO2含量大于60%, 石英實際大于 2%的數(shù)據(jù)投點到 Maniar等(1989)提出的花崗巖類主要元素判別圖, 得到以下幾點結(jié)論: 1)花崗斑巖在該次火山巖系列中比較特殊, 其在SiO2-TFeO/(TFeO+MgO)圖上顯示有非造山環(huán)境花崗巖(與裂谷有關(guān)的花崗巖RRG或陸內(nèi)造陸運動隆起花崗巖 CEUG)和造山環(huán)境花崗巖(造山后花崗巖POG), 而在其他兩個圖上顯示可能為造山環(huán)境花崗巖(島弧、陸弧和大陸碰撞的環(huán)境花崗巖); 2)除了花崗斑巖的其他松頂山次火山巖主體在圖中三種圖解中都顯示為造山環(huán)境(島弧、大陸弧和碰撞帶)花崗巖的特點(圖6)。

3.2.3 微量元素判別圖解

由于高場強不活潑微量元素在巖石形成后的穩(wěn)定性, 其常被利用來判定巖石形成的大地構(gòu)造環(huán)境。本文所應(yīng)用的微量元素主要是 Rb、Y、Yb、Nb、Ta。由微量元素判別圖解(圖7)可以得出: 1)礦區(qū)次火山巖主體石英二長閃長巖和石英二長巖不是島弧花崗巖就是同碰撞花崗巖類; 2)同主量元素判別圖解一樣, 花崗斑巖顯示與主體次火山巖不同的特點。其既有同碰撞和島弧花崗巖的特征, 也具有板內(nèi)花崗巖的特征。

圖5 R1-R2二密次火山巖構(gòu)造判別圖解Fig. 5 R1-R2 diagram of the sub-volcanic rocks in Ermi

圖6 礦區(qū)次火山巖主要元素判別圖解Fig. 6 Oxide content diagrams of sub-volcanic rocks in Ermi

總結(jié)以上三種圖解判別的結(jié)果, 該次火山巖主體石英二長-閃長巖形成的環(huán)境應(yīng)該屬于島弧或碰撞花崗巖類, 花崗斑巖, 作為礦區(qū)次火山巖最后侵位期次的巖株, 其形成環(huán)境可能為非碰撞環(huán)境, 此時擠壓仍然存在但是伸展已經(jīng)開始, 從而呈現(xiàn)碰撞期后和非造山A型花崗巖的特點。

根據(jù)前人研究, 在晚中生代中國東部巖石圈發(fā)生了持續(xù)減薄的深部地質(zhì)過程: 在 130～120 Ma(早白堊紀(jì))達到高潮(吳福元等, 2003, 2005, 2008), 在100 Ma以后軟流圈呈“蘑菇狀”大規(guī)模上涌(路鳳香等, 2006a, b; 邵濟安等, 2006)。二密松頂山序列次火山巖形成于 97～95 Ma, 所以其形成的環(huán)境為深部存在殼-幔和巖石圈-軟流圈之間的兩個相互作用帶。據(jù)喬國華等(2009), 三棵榆樹組火山巖的 Isr 為0.7056～0.7057, εNd(t)為: -8.9 ～ -19.71, 其巖漿源區(qū)地幔性質(zhì)為 I型富集地幔。松頂山序列巖石, 作為三棵榆樹組火山巖的同源的次火山巖, 其形成應(yīng)該有I型富集地幔物質(zhì)的參與。據(jù)該次火山系列明顯地富集大離子親石元素(LILE, 如 Sr、Ba)和高場強元素(HFSE, 如Nb、Zr等), 并且富集輕稀土的特征(圖 8), 說明松頂山次火山巖形成于較強的殼幔相互作用, 雖有地幔物質(zhì)的參與, 但具有較強地殼物質(zhì)的特點。其輕微負銪異常(圖8)則指示了該火山巖系列在侵位之前于巖漿房內(nèi)作較短時間的停留。所以, 松頂山序列次火山形成的過程可以推測為:在中國東部巖石圈減薄的過程中, 地幔物質(zhì)上涌與地殼發(fā)生強烈的相互作用形成富堿的鈣堿性巖漿。巖漿在上涌的過程中形成小的巖漿房, 富堿的鈣堿性巖漿在巖漿房中進一步分異形成二長-閃長巖漿和花崗斑巖巖漿。兩種巖漿先后沿火山噴發(fā)通道淺成侵入形成次火山巖。

圖7 礦區(qū)次火山巖微量元素判別圖解Fig. 7 Trace elements diagrams of sub-volcanic rocks in the Ermi mining area

圖8 松頂山次火山巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蜘蛛網(wǎng)圖(a)及稀土配分型式圖(b)(球粒隕石數(shù)據(jù)引自Wood et al., 1979)Fig. 8 Chondrite-normalized trace elements spider diagram(a) and REE patterns(b)(data of chondrite from Wood et al., 1979)

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A Discussion on the Chronology and Formation Environment of the Ore-bearing Sub-volcanic Rocks in the Ermi Copper Deposit, Jilin Province

XING Shu-wen1), ZHANG Zeng-jie1), MA Yu-bo1), DU Xiao-hui2), SUN Jing-gui3), ZHANG Yong3), YANG Feng-chao3), WANG Yan1)
1) MRL Key Laboratory of Metallogeny and Mineral Assessment, Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037; 2) China Geological Library, Beijing 100083; 3) College of Earth Sciences, Jilin University, Changchun, Jilin 130012

The sub-volcanic rocks in the Ermi copper deposit constitute the host rocks of the copper orebodies. As their ages remain unclear, many basic geological problems, such as the mechanism of their intrusion and the mineralization of the deposit, remain controversial. In this paper, the technique of LA-MC-ICP-MS was applied to determining the age of the sub-volcanic rocks. The results show that the weighted206Pb/238U ages of the zircons from monzodiorite porphyrite (JEM02), monzodiorite (JEM03-1) and quartz monzonite (JEM03-2), are (95.71±0.33) Ma (MSWD=1.6), (97.18±0.46) Ma (MSWD=1.19), and (96.10±0.50) Ma (MSWD=2.0), respectively, which are consistent with their corresponding concordant ages, and therefore the intrusion sequence of the sub-volcanics should be quartz monzodiorite, quartz monzonite, and monzodiorite porphyrite. According to the investigation of the composition of the sub-volcanics, the sub-volcanics should be island-arc granitoid-A type granitoid formed in the environment from the post-collision to late-orogenic or anorogenic stage. Combined with the ages of these sub-volcanics, the formation process of the sub-volcanics are considered to be as follows: thelithospheric thinning of eastern China triggered the interaction between the enriched mantle and the crust, and formed the calc-alkaline magma with alkali enrichment. The calc-alkaline magma evolved into two types of magma (monzodiorite-quartz monzonite magma and monzodiorite porphyrite-granite porphyry magma) in the magma chamber in the course of the magma rising, and formed the two kinds of sub-volcanics.

U-Pb content of zircons; volcanic and sub-volcanic fluids; Ermi

P588.13; P597.1

A

10.3975/cagsb.2014.05.12

本文由中國地質(zhì)調(diào)查局地質(zhì)調(diào)查項目(編號: 12120113090100)和國土資源部公益性行業(yè)科研專項(編號: 201111002-01)聯(lián)合資助。

2014-03-27; 改回日期: 2014-06-30。責(zé)任編輯: 張改俠。

邢樹文, 男, 1963年生。博士, 研究員。主要從事礦床學(xué)和礦產(chǎn)勘查專業(yè)研究。E-mail: xsw63@163.com。