柴北緣苦水泉金礦英云閃長巖和細(xì)粒閃長巖年代學(xué)、地球化學(xué)和Hf同位素及地質(zhì)意義*

李治華 李碧樂** 王斌 陳蘇龍 李鵬 廖宇斌 于潤濤

1. 吉林大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院，長春 130061 2. 自然資源部東北亞礦產(chǎn)資源評(píng)價(jià)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，長春 1300613. 青海省第一地質(zhì)勘查院，海東 8106994. 青海省柴達(dá)木周緣大型超大型金礦深部探測技術(shù)創(chuàng)新工程技術(shù)中心，海東 810699

造山型金礦至少為世界提供了30%的金儲(chǔ)量(Weatherley and Henley, 2013)，Grovesetal.(1998)建議將與造山作用存在密切的時(shí)空聯(lián)系，主要受構(gòu)造控制的金礦命名為“造山型金礦”。自造山型金礦的概念引入中國后，許多學(xué)者對(duì)我國的造山型金礦進(jìn)行了研究(張德全等, 2001, 2005; 毛景文等, 2002; 陳衍景, 2006; 蔣少涌等, 2009)，我國的造山型金礦主要分布在華北克拉通北緣及東南緣、江南造山帶、華南板塊、青藏高原及周緣、天山-阿爾泰地區(qū)(王慶飛等, 2019)。

柴達(dá)木盆地北緣(柴北緣)構(gòu)造帶位于青藏高原東北部(圖1a)，在早古生代經(jīng)歷了超高壓變質(zhì)作用，主要由榴輝巖、石榴橄欖巖和圍巖片麻巖組成的碰撞造山帶；超高壓變質(zhì)巖石自東向西依次出露在都蘭、錫鐵山、綠梁山和魚卡等地，記錄了從新元古代到古生代的洋殼俯沖、大陸俯沖/碰撞和板片折返以及造山帶垮塌的完整的演化史(Yangetal., 1998, 2006; Songetal., 2003, 2004, 2005, 2007, 2010, 2014b; Zhangetal., 2005, 2008a, b, 2009, 2010, 2011, 2012, 2016, 2017; Mattinsonetal., 2007; Chenetal., 2009, 2012; Xiongetal., 2012; Yuetal., 2013, 2019a; Zhaoetal., 2017; Wuetal., 2019)。柴北緣地區(qū)的金礦主要分布在柴北緣構(gòu)造帶的西段(圖1b)，自西向東依次發(fā)育勝利溝金礦、野駱駝泉金礦、千枚嶺金礦、紅柳溝金礦、青龍溝金礦、灘間山金礦、魚卡金礦、雙口山金礦；柴北緣構(gòu)造帶東段發(fā)育賽壩溝金礦和阿哈大洼金礦(張德全等, 2001; 豐成友等, 2002; 范賢斌, 2017; Caietal., 2019; 李治華等, 2020)。苦水泉金礦位于柴北緣構(gòu)造帶的中段(圖1b)，是近年來發(fā)現(xiàn)的金礦床；苦水泉金礦的礦體主要分布在英云閃長巖中，金礦體與細(xì)粒閃長巖關(guān)系密切，前人對(duì)礦床地質(zhì)特征和流體包裹體進(jìn)行了研究(廖宇斌, 2020)，缺乏對(duì)與成礦有關(guān)的侵入巖進(jìn)行系統(tǒng)地研究，這對(duì)于深入的研究該礦床的形成時(shí)間、成因和構(gòu)造環(huán)境是不利的，也制約了對(duì)柴北緣金成礦作用的整體認(rèn)識(shí)。

圖1 柴北緣地圖(a，利用GeoMapApp制作，http://geomapapp.org)和地質(zhì)簡圖(b，據(jù)Zhao et al., 2017；造山型金礦空間位置據(jù)張德全等, 2001)斷裂：Ⅰ-拉雞山-中祁連南緣斷裂；Ⅱ-宗務(wù)隆-青海南山斷裂；Ⅲ-烏蘭-魚卡斷裂；Ⅳ-柴北緣斷裂；Ⅴ-阿爾金走滑斷裂；Ⅵ-哇洪山-溫泉斷裂.金礦床：1-勝利溝金礦；2-野駱駝泉金礦；3-千枚嶺金礦；4-紅柳溝金礦；5-青龍溝金礦；6-灘間山金礦；7-魚卡金礦；8-雙口山金礦；9-苦水泉金礦；10-賽壩溝金礦；11-阿哈大洼金礦Fig.1 Map (a, made using GeoMapApp, http://geomapapp.org) and geological sketch map of the North Qaidam (b, after Zhao et al., 2017; spatial location of orogenic gold mineral deposits after Zhang et al., 2001)Faults: Ⅰ-Lajishan-zhongqiliannanyuan fault; Ⅱ-Zongwulong-Qinghainanshan fault; Ⅲ-Wulan-yuka fault; Ⅳ-North Qaidam fault; Ⅴ-Altyn Tagh Strike-slip fault; Ⅵ-Wahongshan-Wenquan fault. Gold mineral deposits: 1-Shengligou; 2-Yeluotuoquan; 3-Qianmeiling; 4-Hongliugou; 5-Qinglonggou; 6-Tanjianshan; 7-Yuka; 8-Shuangkoushan; 9-Kushuiquan; 10-Saibagou; 11-Ahadawa

本文選取苦水泉金礦區(qū)內(nèi)與金礦化密切相關(guān)的細(xì)粒閃長巖和作為容礦圍巖的英云閃長巖進(jìn)行系統(tǒng)的巖石學(xué)、地球化學(xué)、年代學(xué)和Hf同位素研究，厘定成巖成礦時(shí)代，揭示巖石成因和構(gòu)造背景，為柴北緣構(gòu)造演化和金成礦作用研究以及找礦工作提供重要依據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

柴北緣構(gòu)造帶位于柴達(dá)木地塊和祁連地塊的結(jié)合部位，從西向東依次經(jīng)過小賽什騰山、達(dá)肯大坂山、魚卡、綠梁山、錫鐵山，一直到都蘭，呈北西向展布，全長超過700km(圖1b)。柴北緣構(gòu)造帶的南北邊界分別為柴北緣斷裂和拉雞山-中祁連南緣斷裂，西側(cè)為阿爾金走滑斷裂，東側(cè)為哇洪山-溫泉斷裂，其內(nèi)部可根據(jù)宗務(wù)隆-青海南山斷裂和烏蘭-魚卡斷裂進(jìn)一步劃分三個(gè)次級(jí)構(gòu)造單元，從北向南依次為宗務(wù)隆山晚古生代-早中生代裂陷帶、全吉地塊和柴北緣早古生代結(jié)合帶，高壓-超高壓變質(zhì)巖石均分布在早古生代結(jié)合帶(潘桂棠等, 2002; 朱小輝等, 2014, 2015; Yuetal., 2019a)。

苦水泉金礦位于柴北緣構(gòu)造帶中段，錫鐵山鎮(zhèn)東南方向41.3km處(圖1b)?？嗨貐^(qū)出露的地層有古元古代的達(dá)肯大坂巖群、晚泥盆世牦牛山組、早侏羅世大煤溝組、古-始新世路樂河組、漸-中新世干柴溝組和第四系；區(qū)內(nèi)構(gòu)造較發(fā)育，以斷裂構(gòu)造為主，分布在各個(gè)時(shí)代的地層和侵入巖中，受多次構(gòu)造活動(dòng)影響，區(qū)域內(nèi)呈現(xiàn)多組構(gòu)造相互交切的格局，可分為北西向和東西向兩組斷裂，褶皺構(gòu)造主要發(fā)育于達(dá)肯大坂巖群和牦牛山組地層中，區(qū)域上還發(fā)育一條北西向韌性剪切帶；區(qū)域上巖漿活動(dòng)頻繁，有早古生代輝長巖、似斑狀黑云母二長花崗巖、閃長巖、石英閃長巖、英云閃長巖，和晚古生代英云閃長巖、二長花崗巖、似斑狀粗粒二長花崗巖；區(qū)域礦產(chǎn)有錫鐵山鉛鋅礦床、孔雀溝金銅礦點(diǎn)、鉛石山銅礦點(diǎn)等。

2 礦區(qū)地質(zhì)特征及樣品描述

2.1 礦區(qū)地質(zhì)特征

苦水泉金礦礦區(qū)內(nèi)出露的地層主要有古元古代達(dá)肯大坂群、古-始新世路樂河組和第四系，達(dá)肯大坂群主要分布在礦區(qū)西北部，巖性為黑云斜長片麻巖，路樂河組在礦區(qū)西南部和北東部，巖性以含礫粗砂巖、細(xì)砂巖、泥巖為主(圖2)；礦區(qū)的構(gòu)造主要為斷裂構(gòu)造，斷裂多呈北西向展布，部分呈北東向展布(圖2)；礦區(qū)侵入巖為英云閃長巖和細(xì)粒閃長巖(圖2)，英云閃長巖在礦區(qū)內(nèi)呈巖株?duì)町a(chǎn)出，細(xì)粒閃長巖以脈巖的形式產(chǎn)出，侵入到英云閃長巖內(nèi)部(圖3a)，走向主要為NW向和NE向，傾角35°～60°。

苦水泉金礦的礦體主要賦存于石英脈和蝕變英云閃長巖中，在細(xì)粒閃長巖中也存在部分礦體，礦體受嚴(yán)格受斷裂構(gòu)造控制，走向?yàn)镹E向和NW向(圖2)。細(xì)粒閃長巖多沿構(gòu)造呈北東向和北西向展布，礦體和細(xì)粒閃長巖脈多呈近平行產(chǎn)出(圖2)，局部位置礦體分布在細(xì)粒閃長巖脈的上下盤(圖3b, c)；野外觀察和室內(nèi)分析發(fā)現(xiàn)位于礦體上盤的細(xì)粒閃長巖發(fā)生了強(qiáng)烈地蝕變和礦化(圖3c)；分布在細(xì)粒閃長巖下盤的金礦體品位(可達(dá)84.5g/t)要遠(yuǎn)高于平均品位(3～5g/t)(圖3b, c)。礦石類型為石英脈型(圖3b, c)、含礦蝕變英云閃長巖型和含礦蝕變細(xì)粒閃長巖型，前兩種類型含礦性好；金屬礦物組成較為簡單，主要有黃鐵礦、黃銅礦，次生礦物有孔雀石、藍(lán)銅礦、輝銅礦、針鐵礦以及纖鐵礦，非金屬礦物主要有石英、鉀長石、絹云母、方解石等；圍巖蝕變主要有絹英巖化和硅化，其次有絹云母化、白云母化、綠泥石化、綠簾石化和碳酸鹽化，局部發(fā)育有鉀化和云英巖化。

圖2 苦水泉金礦礦區(qū)地質(zhì)圖(據(jù)青海省第一地質(zhì)勘查院, 2018(1)青海省第一地質(zhì)勘查院.2018. 青海省都蘭縣苦水泉一帶金多金屬礦預(yù)查報(bào)告修改)

圖3 苦水泉金礦英云閃長巖、細(xì)粒閃長巖和金礦體野外及鏡下照片(a)侵入到英云閃長巖中的細(xì)粒閃長巖；(b、c)細(xì)粒閃長巖下盤的含金石英脈(品位分別為13.6g/t和84.5g/t)；(d)新鮮的英云閃長巖和細(xì)粒閃長巖；(e)英云閃長巖鏡下照片；(f)細(xì)粒閃長巖鏡下照片；Pl-斜長石；Hb-角閃石；Qz-石英(礦物縮寫據(jù)Whitney and Evans, 2010)Fig.3 Photos (a-d) and microphotographs (e-f) of tonalite, fine-grained diorite and ore body in the Kushuiquan gold deposit(a) fine-grained diorite dike in tonalite; (b, c) gold-bearing quartz vein in the footwall of fine-grained diorite (the grade are 13.6g/t and 84.5g/t, respectively); (d) fresh tonalite and fine-grained diorite; (e) the microscope of tonalite; (f) the microscope of fine-grained diorite. Pl-plagioclase; Hb-hornblende; Qz-quartz (The mineral abbreviations is after Whitney and Evans, 2010)

2.2 樣品描述

本次工作選取礦區(qū)的英云閃長巖和細(xì)粒閃長巖兩種巖性，樣品均采自探槽揭露的新鮮巖石。英云閃長巖的采樣位置經(jīng)緯度坐標(biāo)：37°07′46″N、95°57′26″E，細(xì)粒閃長巖的采樣位置經(jīng)緯度坐標(biāo)：37°07′50″N、95°57′29″E(圖2)。

英云閃長巖：風(fēng)化面黑褐色，新鮮面灰白色、灰綠色，中?；◢徑Y(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造，局部片麻狀構(gòu)造。主要礦物組合為斜長石、石英、角閃石。其中，斜長石呈半自形-自形晶，發(fā)育聚片雙晶，可見絹云母化，粒度為0.5～5mm，含量約為65%；石英多呈他形粒狀晶形，充填在角閃石和斜長石之間的空隙，粒度為0.2～1.5mm，含量約為25%；角閃石：長柱狀，發(fā)育兩組斜交解理，粒度為1～4mm，含量約為10%(圖3d, e)。

細(xì)粒閃長巖：風(fēng)化面為黑褐色，新鮮面為灰黑色，細(xì)粒結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造，主要礦物組合為斜長石、角閃石和少量石英。斜長石呈板狀，多分解為微晶石英和絹云母，0.05～0.3mm，含量約55%；角閃石，長柱狀，多蝕變?yōu)榫G泥石，0.05～0.35mm，含量約40%；石英，他形粒狀，0.1～0.3mm，含量約5%(圖3d, f)。

3 分析方法

全巖主微量和稀土元素測試在北京燕都中實(shí)測試技術(shù)有限公司完成；將巖石粗碎至厘米級(jí)，選取新鮮樣品用純化水洗凈，烘干、粉碎至200目以備測試使用。主量元素測試先將粉末樣品稱量后加Li2B4O7(1:8)助熔劑混合，利用融樣機(jī)加熱至1150℃，使其在鉑金坩堝中熔融成均一玻璃片體，再使用XRF(Zetium，PANalytical)測試，測試結(jié)果誤差小于1%。微量元素測試先將200目粉末樣品稱量并置放入聚四氟乙烯溶樣罐并加入HF+HNO3，在干燥箱中將的高壓消解罐保持在190℃溫度72小時(shí)，后取出經(jīng)過趕酸并將溶液定容為稀溶液上機(jī)測試。使用ICP-MS(M90，Analytik Jena)完成， 所測數(shù)據(jù)根據(jù)監(jiān)控標(biāo)樣GSR-2顯示誤差小于5%， 部分揮發(fā)性元素及極低含量元素的分析誤差小于10%，分析結(jié)果見表1。

本文的鋯石分選工作在在廊坊市宇能礦巖技術(shù)服務(wù)有限公司完成，鋯石制靶和CL圖像采集在北京中興美科科技有限公司完成；將分選好的鋯石置于雙目鏡下，選擇無裂隙、透明、無包裹體的具有代表性的鋯石顆粒，將其制成環(huán)氧樹脂樣品靶，磨至鋯石顆粒中心部位，進(jìn)行拋光。鋯石CL圖像采用掃描電鏡FEI Quanta450和陰極發(fā)光系統(tǒng)Gatan MonoCL4完成。

LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素定年在北京燕都中實(shí)測試技術(shù)有限公司完成，ICP-MS為布魯克M90，激光剝蝕系統(tǒng)為NewWave UP 213。測試剝蝕光斑直徑為25μm，頻率為10Hz，能量密度約為2.5J·cm-2。激光剝蝕過程中采用氦氣作載氣、氬氣為補(bǔ)償氣以調(diào)節(jié)靈敏度，二者在進(jìn)入ICP之前通過一個(gè)勻化混合器混合，每個(gè)樣品點(diǎn)分辨包括大約20～30s的空白信號(hào)和50s的樣品信號(hào)，U-Pb同位素定年中采用鋯石標(biāo)準(zhǔn)91500和Plesovice作為外標(biāo)進(jìn)行同位素分餾校正，數(shù)據(jù)處理采用GLITTER(Ver4.0，Macquarie University)完成，鋯石樣品的U-Pb年齡諧和圖繪制和年齡權(quán)重平均計(jì)算均利用ISOPLOT(Ver3.0)完成，分析結(jié)果見表2。

表2 苦水泉金礦英云閃長巖和細(xì)粒閃長巖的鋯石U-Pb同位素定年結(jié)果

鋯石原位Lu-Hf同位素測試在中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所大陸構(gòu)造與動(dòng)力學(xué)實(shí)驗(yàn)室完成，采用配有193nm激光的Neptune多接收電感耦合等離子質(zhì)譜儀進(jìn)行測定，測試步驟與校準(zhǔn)方法見參考文獻(xiàn)(Wuetal., 2006)，分析過程中標(biāo)準(zhǔn)鋯石GJ-1的176Hf/177Hf測試加權(quán)平均值為0.282285±13(n=35)，鋯石εHf(t)值計(jì)算采用176Lu衰變常數(shù)為1.867×10-11y-1(S?derlundetal., 2004)，球粒隕石的176Hf/177Hf=0.282772，176Lu/177Hf=0.0332(Blichert-Toft and Albarède, 1997)，Hf虧損地幔二階段模式年齡的計(jì)算采用平均陸殼的176Lu/177Hf比值0.015(Griffinetal., 2000)。分析結(jié)果見表3。

表3 苦水泉金礦英云閃長巖和細(xì)粒閃長巖鋯石Lu-Hf同位素組成

4 分析結(jié)果

4.1 全巖地球化學(xué)

苦水泉英云閃長巖和細(xì)粒閃長巖的主微量元素組成原始數(shù)據(jù)如表1所示。巖石產(chǎn)于礦區(qū)，本身存在一定的蝕變，尤其細(xì)粒閃長巖是與成礦密切相關(guān)的成礦期或成礦前的巖石，造成英云閃長巖和細(xì)粒閃長巖的燒失量較高，分別為2.31%～5.38%和6.08%～9.12%，因此必須評(píng)估巖石中元素的遷移情況(后文討論已扣除燒失量重新計(jì)算主量元素)。一般情況下， 巖石中的稀土元素、 高場強(qiáng)元素、Th元素和過渡元素即使在很強(qiáng)的熱液蝕變中均不發(fā)生遷移(劉光賢等, 2017; 譚清立等, 2019)，可以用于巖石成因分析。主量元素中，Mg元素在不含橄欖石和輝石的中酸性巖石內(nèi)基本不受蝕變的影響(劉光賢等, 2017)，Ti、P、Al、Fe和Mn在熱液蝕變的過程中不易發(fā)生遷移，但Ca、Na、K和大離子親石元素(如Sr、Ba、Rb)容易在熱液蝕變中遷移(Smith and Smith, 1976)，在燒失量(LOI)與易遷移元素的雙變量圖解中(圖4)，苦水泉英云閃長巖的主微量元素與燒失量的相關(guān)性較弱，細(xì)粒閃長巖的主微量元素與燒失量的相關(guān)性較強(qiáng)，說明英云閃長巖中的易遷移元素未發(fā)生明顯遷移，而細(xì)粒閃長巖內(nèi)的易遷移元素發(fā)生了遷移，這些元素不適用于細(xì)粒閃長巖的成因分析。

表1 苦水泉英云閃長巖和細(xì)粒閃長巖的主量元素(wt%)、稀土元素和微量元素(×10-6)含量及有關(guān)參數(shù)

續(xù)表1

圖4 苦水泉金礦英云閃長巖和細(xì)粒閃長巖的LOI-Na2O (a)、CaO (b)、K2O (c)、Rb (d)、Sr (e)和Ba (f)圖解Fig.4 Plots of LOI against. Na2O (a), CaO (b), K2O (c), Rb (d), Sr (e) and Ba (f) for tonalite and fine-grained diorite in the Kushuiquan gold deposit

主量元素組成上，苦水泉英云閃長巖富硅(SiO2=62.11%～66.18%)、富鋁(Al2O3=18.16%～19.51%)，相對(duì)貧堿(K2O+Na2O=5.40%～6.51%)，富鈉、貧鉀(Na2O=4.91%～5.89%，K2O=0.40%～0.79%，Na2O/K2O=6.24～13.09)，此外巖石還具有低的鐵、鎂、鈦和磷含量(Fe2O3T=2.47%～4.81%，MgO=0.86%～1.80%，TiO2=0.27%～0.36%，P2O5=0.11%～0.15%)，CaO含量為5.38%～5.67%，Mg#值為38.96～42.72。樣品在(Na2O+K2O)-SiO2圖解和Zr/TiO2×0.0001-SiO2圖解中(圖5a, b)大多數(shù)樣品點(diǎn)落入花崗閃長巖的區(qū)域，在K2O-SiO2圖解(圖5c)中落入低鉀拉斑系列區(qū)域，A/CNK值介于0.88～1.01，A/NK值介于1.78～2.18，屬于I型花崗巖(圖5d)。多數(shù)主量元素與SiO2間的相關(guān)性較弱(圖6)。

圖5 苦水泉金礦英云閃長巖和細(xì)粒閃長巖的巖石系列判別圖解(a) (Na2O+K2O)-SiO2圖解(據(jù)Middlemost, 1994)；(b) Zr/TiO2×0.0001-SiO2分類圖解(據(jù)Middlemost, 1994)；(c) K2O-SiO2圖解(據(jù)Peccerillo and Taylor, 1976)；(d) A/NK-A/CNK圖解(據(jù)Maniar and piccolo, 1989).數(shù)據(jù)來源：錫鐵山榴輝巖中的淺色脈體據(jù)Chen et al., 2012; Yu et al., 2015；都蘭英云閃長巖據(jù)Song et al., 2014a;圖7、圖11、圖12同F(xiàn)ig.5 Rock series diagrams of tonalite and fine-grained diorite in the Kushuiquan gold deposit(a) (Na2O+K2O) vs. SiO2 diagram (Middlemost, 1994); (b) Zr/TiO2×0.0001 vs. SiO2 diagram (Middlemost, 1994); (c) K2O vs. SiO2 diagram (Peccerillo and Taylor, 1976); (d) A/NK vs. A/CNK diagram (Maniar and piccoli, 1989). Data sources: Felsic veins within the Xitieshan eclogite from Chen et al., 2012; Yu et al., 2015; tonalite in Dulan area from Song et al., 2014a; also in Fig.7, Fig.11 and Fig.12

圖6 苦水泉金礦英云閃長巖和細(xì)粒閃長巖的主量元素地球化學(xué)特征Fig.6 Major elements compositions of tonalite and fine-grained diorite in the Kushuiquan gold deposit

苦水泉英云閃長巖樣品的稀土總量很低(∑REE)為15.08×10-6～34.98×10-6，平均值為22.86×10-6(n=10)，多數(shù)樣品具有明顯的Eu正異常，δEu為0.76～1.53，平均值為1.25(n=10)。LREE/HREE=6.11～9.58，(La/Yb)N值為6.37～17.45，稀土配分曲線表現(xiàn)為較為明顯的右傾(圖7a)，輕重稀土分餾明顯，重稀土分餾較弱，呈較平坦的趨勢。富集大離子親石元素(LILEs)如Rb、Ba、K、U和Sr，明顯虧損高場強(qiáng)元素(HFSEs)Nb、Ta、Ti(圖7b)，巖石還具有高的Sr/Y比值(205～335)，呈現(xiàn)出埃達(dá)克巖的特征。

圖7 苦水泉金礦英云閃長巖和細(xì)粒閃長巖的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分曲線(a)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)Fig.7 Chondrite-normalized REE (a) and primitive-mantle normalized multi-element (b) diagrams of tonalite and fine-grained diorite in the Kushuiquan gold deposit (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

苦水泉細(xì)粒閃長巖主量元素的SiO2含量變化范圍為54.16%～58.76%，全堿含量為K2O+Na2O=5.14%～6.11%，多數(shù)樣品的鈉含量高于鉀含量(Na2O=2.52%～4.38%，K2O=1.58%～2.71%，Na2O/K2O=0.97～2.78)。樣品在Zr/TiO2×0.0001-SiO2圖解(圖5b)中落入閃長巖的區(qū)域，在K2O-SiO2圖解中樣品落入高鉀鈣堿性-鈣堿性系列區(qū)域(圖5c)，富鐵貧鎂(Fe2O3T=6.36%～8.35%，MgO=2.68%～3.51%，Mg#=44.30～45.90)，巖石富鈣、鋁(CaO=5.25%～9.41%，Al2O3=18.36%～19.36%)。

苦水泉細(xì)粒閃長巖的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分曲線與苦水泉英云閃長巖具有相似的形態(tài)特征(圖7a)，即富集輕稀土元素(LREEs)，虧損重稀土元素(HREEs);相較于英云閃長巖((La/Sm)N=1.96～2.79)，細(xì)粒閃長巖的輕稀土分餾程度((La/Sm)N=4.01～5.58)更高;稀土元素總量(∑REE)為198×10-6～413×10-6，輕重稀土分餾明顯，LREE/HREE=11.44～18.01，(La/Yb)N值為14.87～33.22。細(xì)粒閃長巖樣品全部具有明顯的Eu負(fù)異常(圖7a)，δEu為0.50～0.66，表明巖石可能經(jīng)歷了斜長石的分離結(jié)晶，或者有斜長石在源區(qū)殘留。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖中，細(xì)粒閃長巖富集大離子親石元素(LILEs)如Rb、U、K，明顯虧損Nb、Ta、Ti、P等高場強(qiáng)元素(HFSEs)。

4.2 鋯石U-Pb年代學(xué)

苦水泉英云閃長巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素定年的測試結(jié)果如表2所示。鋯石表面較為干凈，多呈自形-半自形長柱狀，晶棱平直，在陰極發(fā)光(CL)圖像(圖8a)下，可見明顯的巖漿振蕩環(huán)帶，粒度多在67～122μm之間，長寬比值多數(shù)介于1.80～3.32之間。測試結(jié)果顯示，測試點(diǎn)的Th和U的含量分別為7.14×10-6～1.03×10-6和31.23×10-6～106.2×10-6，Th/U比值為0.22～1.03，鋯石的形態(tài)、結(jié)構(gòu)以及Th/U比值均表明該組鋯石為巖漿成因的鋯石(Wu and Zheng, 2004)，本次實(shí)驗(yàn)獲得的206Pb/238U加權(quán)平均年齡為429.9±2.5Ma(MSWD=0.22，n=21)(圖9a)，應(yīng)代表英云閃長巖的結(jié)晶年齡，屬于早志留世。此外，在英云閃長巖的第20、24號(hào)鋯石得到了446.3±7.1Ma和450.5±7.5Ma的表面年齡，與錫鐵山榴輝巖的變質(zhì)時(shí)代是一致的(Zhangetal., 2011)。

圖8 苦水泉金礦英云閃長巖(a)和細(xì)粒閃長巖(b)的鋯石CL圖像Fig.8 Cathodoluminescence (CL) images of zircons from tonalite (a) and fine-grained diorite (b) in the Kushuiquan gold deposit

圖9 苦水泉金礦英云閃長巖(a)和細(xì)粒閃長巖(b)的鋯石U-Pb年齡諧和圖和頻數(shù)圖Fig.9 Concordia diagram and frequency diagram showing zircon U-Pb dating result of tonalite (a) and fine-grained diorite (b) in the Kushuiquan gold deposit

苦水泉細(xì)粒閃長巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素定年的測試結(jié)果如表2所示。鋯石形態(tài)為橢圓形或近似圓形，在陰極發(fā)光(CL)圖像(圖8b)下，未見明顯的振蕩環(huán)帶。鋯石粒度多在49～106μm之間，長寬比值小于1.64，測試結(jié)果顯示，測試點(diǎn)的Th含量低(Th=1.62×10-6～23.41×10-6，平均為4.05×10-6)，U含量變化范圍226×10-6～486×10-6， Th/U比值變化范圍為0.01～0.05，相對(duì)于一般巖漿鋯石要低，與變質(zhì)鋯石較為相似(Wu and Zheng, 2004)。細(xì)粒閃長巖具有較高的燒失量，表明受流體活動(dòng)的影響，巖石發(fā)生了蝕變，這種很低的Th/U比值的鋯石是在含水的環(huán)境中沉淀形成的(Hawkesworthetal., 1997)，這些鋯石U-Pb定年的結(jié)果也代表鋯石形成的時(shí)間(陳道公等, 2001)，進(jìn)而代表細(xì)粒閃長巖的形成年齡，從測試結(jié)果看細(xì)粒閃長巖的年齡為428.0±1.9Ma(MSWD=0.23，n=21)(圖9b)，比英云閃長巖的結(jié)晶年齡429.9±2.5Ma要晚，與細(xì)粒閃長巖侵入到英云閃長巖中的地質(zhì)事實(shí)也是相符的。綜上，我們認(rèn)為實(shí)驗(yàn)所獲得的年齡應(yīng)代表細(xì)粒閃長巖的結(jié)晶年齡。

4.3 鋯石Hf同位素

苦水泉英云閃長巖和細(xì)粒閃長巖樣品的鋯石176Lu/177Hf比值均小于0.002(表3)，表明鋯石在巖體形成之后具有很低的衰變成因的Hf積累，可以利用鋯石176Hf/177Hf比值來討論巖體的成因(吳福元等, 2007)。

苦水泉英云閃長巖鋯石的176Hf/177Hf比值為0.282773～0.282845，鋯石εHf(t)值為+9.3～+11.9，測試點(diǎn)均投在球粒隕石演化線和虧損地幔演化線之間(圖10)，靠近虧損地幔演化線。鋯石的fLu/Hf為-0.98～-0.97，顯著小于鎂鐵質(zhì)地殼和硅鋁質(zhì)地殼(分別為-0.34和-0.72)，因此二階段模式年齡能更真實(shí)地反映其源區(qū)物質(zhì)從虧損地幔抽取的時(shí)間或源區(qū)物質(zhì)在地殼中的平均存留年齡(第五春榮等, 2007)，鋯石Hf同位素單階段模式年齡(tDM1)為571～676Ma，二階段模式年齡(tDM2)為613～747Ma。

圖10 苦水泉金礦英云閃長巖和細(xì)粒閃長巖的鋯石年齡-εHf(t)值相關(guān)圖數(shù)據(jù)來源：都蘭英云閃長巖據(jù)Song et al., 2014aFig.10 Age vs. εHf(t) diagram for zircons from tonalite and fine-grained diorite in the Kushuiquan gold depositData sources: tonalite in Dulan from Song et al., 2014a

苦水泉細(xì)粒閃長巖鋯石的176Hf/177Hf比值為0.281621～0.282230，除第22號(hào)之外的鋯石εHf(t)值-17.2～-9.9(圖10)，單階段模式年齡(tDM1)為1421～1693Ma，二階段模式年齡(tDM2)為1722～2089Ma，平均值為1903Ma，第22號(hào)鋯石的εHf(t)值和模式年齡都與其他鋯石相差較大，鋯石εHf(t)值-31.4，單階段模式年齡(tDM1)為2249Ma，二階段模式年齡(tDM2)為2803Ma。

5 討論

5.1 巖石成因

5.1.1 英云閃長巖

從前文的分析中可以看出苦水泉英云閃長巖的地球化學(xué)特征與Defant and Drummond (1990)定義的埃達(dá)克巖十分相似：(1)主量元素上，SiO2=62.11%～66.18%(>56%)，Al2O3=18.16%～19.51%(>15%)，MgO=0.86%～1.80%(<3%)，富鈉(K2O/Na2O=0.08～0.16)；(2)稀土、微量元素上，高Sr低Y(Sr=724×10-6～1173×10-6，Y=2.95×10-6～4.45×10-6，Sr/Y=205～335)，低Yb(0.24×10-6～0.33×10-6)，Sr和Eu都呈現(xiàn)明顯的正異常。在Sr/Y-Y圖解(圖11a)中，苦水泉英云閃長巖均落入埃達(dá)克巖的區(qū)域。埃達(dá)克巖原指由年齡較新(≤25Ma)的大洋板片部分熔融形成于島弧環(huán)境中的火山巖或侵入巖(Defant and Drummond, 1990)，即洋殼俯沖到榴輝巖相環(huán)境時(shí)發(fā)生部分熔融形成的產(chǎn)物，石榴石或角閃石作為主要的殘留物質(zhì)，而具有高Sr低Y的地球化學(xué)特征的巖石(張旗等, 2001, 2002)。隨著研究的不斷深入，一些學(xué)者發(fā)現(xiàn)還有許多機(jī)制可以形成具有埃達(dá)克巖地球化學(xué)特征的巖石：(1)加厚下地殼部分熔融(Atherton and Petford, 1993; Kay and Kay, 1993; Wenetal., 2008)；(2)俯沖陸殼部分熔融(Wangetal., 2008)；(3)原始玄武質(zhì)巖漿的同化混染和分離結(jié)晶(Castilloetal., 1999)；(4)酸性與基性巖漿的混合作用(Guoetal., 2007; Strecketal., 2007)；(5)拆沉下地殼的部分熔融(Xuetal., 2002; Gaoetal., 2004)。一般將具有埃達(dá)克質(zhì)地球化學(xué)組成特征但不是板片熔融形成的火成巖統(tǒng)稱為埃達(dá)克質(zhì)巖(許繼峰等, 2014)。下面對(duì)苦水泉英云閃長巖的成因機(jī)制進(jìn)行探討：

圖11 苦水泉金礦英云閃長巖和細(xì)粒閃長巖的Sr/Y-Y (a)和(La/Yb)N-YbN (b)圖解(底圖據(jù)Defant and Drummond, 1990)Fig.11 Sr/Y vs. Y (a) and (La/Yb)N vs. YbN (b) diagrams of tonalite and fine-grained diorite in the Kushuiquan gold deposit (base map after Defant and Drummond, 1990)

(1)加厚下地殼部分熔融形成的埃達(dá)克巖的K2O含量較高(Wangetal., 2005)，而苦水泉英云閃長巖的K2O含量為0.40%～0.79%，屬于拉斑系列，遠(yuǎn)低于加厚下地殼部分熔融形成的埃達(dá)克巖，排除加厚下地殼成因模型；(2)俯沖陸殼部分熔融形成的埃達(dá)克巖具有K2O含量高于3%的特征(Wangetal., 2008)，而苦水泉英云閃長巖的K2O含量很低，而Na2O含量很高，排除來自俯沖陸殼部分熔融；(3)在研究區(qū)內(nèi)未發(fā)現(xiàn)同期的大規(guī)模的基性侵入巖，且苦水泉英云閃長巖樣品在La/Yb-La圖解(圖12a)中，呈現(xiàn)出部分熔融的變化趨勢，與分離結(jié)晶趨勢不符，因此，排除玄武質(zhì)巖漿的同化混染和分離結(jié)晶的可能；(4)酸性與基性巖漿的混合作用形成的埃達(dá)克巖通常具有高的MgO含量(>4.5%)和高M(jìn)g#(>66)(Strecketal., 2007)，苦水泉英云閃長巖樣品貧鎂(MgO=0.86%～1.80%, Mg#=38.96～42.72)，并且在巖石中沒有發(fā)現(xiàn)暗色包體，表明其并非酸性巖漿與基性巖漿混合的產(chǎn)物；(5)拆沉下地殼的部分熔融形成的熔體與地幔橄欖巖發(fā)生交代形成的埃達(dá)克巖具有Ni、Co含量高且Mg#>50的特征(Huangetal., 2007)，苦水泉英云閃長巖苦水泉英云閃長巖明顯偏低的Ni(1.88×10-6～15.63×10-6)、Co(4.33×10-6～11.08×10-6)和明顯小的Mg#(38.96～42.72)，排除拆沉下地殼部分熔融的可能。剩下俯沖洋殼部分熔融的成因模型，但苦水泉英云閃長巖形成于429.9±2.5Ma，比柴北緣超高壓變質(zhì)的峰期(約450Ma)晚20Myr，處于陸殼折返階段(Songetal., 2014a; Yuetal., 2019a, b)，且在地球化學(xué)特征上，苦水泉英云閃長巖的Mg#較低，低于俯沖洋殼熔體與地幔楔反應(yīng)后形成的埃達(dá)克巖。因此，苦水泉英云閃長巖的成因不能用俯沖洋殼部分熔融進(jìn)行解釋。從上述的討論可以看出，利用流行的埃達(dá)克巖成因模型不能很好的解釋苦水泉英云閃長巖的成因。

圖12 苦水泉金礦英云閃長巖和細(xì)粒閃長巖的La/Yb-La (a)和(La/Yb)N-δEu (b)圖解(底圖據(jù)鄒潔瓊等, 2018)Fig.12 La/Yb vs. La (a) and (La/Yb)N vs. δEu (b) diagrams of tonalite and fine-grained diorite in the Kushuiquan gold deposit (base map after Zou et al., 2018)

柴北緣構(gòu)造帶內(nèi)存在與苦水泉英云閃長巖同期的埃達(dá)克質(zhì)熔體(420～433Ma)，主要為都蘭英云閃長巖巖體，和都蘭、錫鐵山、綠梁山等超高壓變質(zhì)地體中榴輝巖在陸殼折返階段部分熔融形成的埃達(dá)克質(zhì)淺色脈體(Chenetal., 2012; Yuetal., 2012, 2015, 2019b; Liuetal., 2014; Songetal., 2014a; Caoetal., 2017)，Songetal.(2014a)認(rèn)為都蘭英云閃長巖(423±4Ma)是俯沖洋殼經(jīng)歷超高壓變質(zhì)形成的榴輝巖在陸殼折返階段發(fā)生部分熔融的產(chǎn)物。我們將苦水泉英云閃長巖與都蘭英云閃長巖和錫鐵山榴輝巖中的淺色脈體進(jìn)行了對(duì)比，發(fā)現(xiàn)他們地球化學(xué)、年代學(xué)等方面具有相似性：

(1)苦水泉英云閃長巖、錫鐵山榴輝巖淺色脈體以及都蘭英云閃長巖(Chenetal., 2012; Yuetal., 2015; Songetal., 2014a)都具有高Sr、低Y的埃達(dá)克質(zhì)巖石的特征(圖11a)，并且?guī)r石的K2O、MgO、MnO和TiO2含量都相對(duì)較低，SiO2、Al2O3、Na2O含量相對(duì)較高，Na2O/K2O比值的平均值分別為9.51、7.61以及4.62，三類巖石的大部分樣品點(diǎn)都落入低鉀拉斑系列的區(qū)域(圖5c)；

(2)苦水泉英云閃長巖和錫鐵山洋殼榴輝巖中的淺色脈體(Chenetal., 2012; Yuetal., 2015)的稀土元素含量都很低(∑REE平均值分別為為22.86×10-6和28.74×10-6)，稀土配分曲線近乎重合(圖7a)，所有的稀土元素的含量都十分接近，微量元素配分曲線也呈現(xiàn)出大致相同的變化趨勢(圖7b)，這表明它們的成因很可能是相同的；

(3)苦水泉英云閃長巖的Sr=724×10-6～1173×10-6，Yb=0.24×10-6～0.33×10-6，說明其源區(qū)無斜長石殘留，而有石榴石殘留(Xiongetal., 2005)，金紅石的Ta的分配系數(shù)大于Nb，在部分熔融過程中，金紅石殘留在源區(qū)，會(huì)造成熔體中的Nb/Ta比值增加(Xiongetal., 2005)，苦水泉英云閃長巖的Nb/Ta比值很大，為42.88～55.60，說明其源區(qū)有金紅石殘留，說明其形成深度較深，大于50km；從(La/Yb)N-YbN圖解(圖11b)可以看出苦水泉英云閃長巖和錫鐵山洋殼榴輝巖中的淺色體(Chenetal., 2012; Yuetal., 2015)的源區(qū)殘留相均為榴輝巖。

(4)二者形成時(shí)代較為接近，苦水泉英云閃長巖形成于429.9±2.5Ma，錫鐵山榴輝巖中的淺色脈體形成于428±2Ma和433±3Ma(Chenetal., 2012; Yuetal., 2015)，都蘭英云閃長巖形成于423±4Ma(Songetal., 2014a)；

(5)在苦水泉英云閃長巖的鋯石中獲得了446.3±7.1Ma和450.5±7.5Ma的表面年齡，與錫鐵山榴輝巖的變質(zhì)時(shí)代(～450Ma)是一致的(Zhangetal., 2011)，表明苦水泉英云閃長巖的源巖經(jīng)歷了超高壓變質(zhì)作用，也從側(cè)面說明俯沖洋殼變質(zhì)形成的榴輝巖可能是苦水泉英云閃長巖的源巖；

(6)苦水泉英云閃長巖鋯石εHf(t)值為+9.3～+11.9，與都蘭英云閃長巖的Hf同位素組成相似(Songetal., 2014a)，都具有接近虧損地幔的Hf同位素組成(圖10)；

從前面的討論可以看出苦水泉英云閃長巖與錫鐵山榴輝巖中的淺色脈體之間的相似性，說明苦水泉英云閃長巖是可以由榴輝巖部分熔融而成，在Mg#-SiO2和MgO-SiO2圖解(圖13)中多數(shù)樣品點(diǎn)落入榴輝巖熔融實(shí)驗(yàn)的范圍。但這并不是說苦水泉英云閃長巖就來自于錫鐵山榴輝巖的部分熔融，因?yàn)殄a鐵山榴輝巖的原巖較為復(fù)雜，且主要形成于750～850Ma(Yangetal., 2006; Zhangetal., 2010, 2011, 2017; Chenetal., 2009; Songetal., 2010, 2014b; Yuetal., 2013)，比苦水泉英云閃長巖的Hf同位素二階段模式年齡(平均值為675Ma)要老，我們推測苦水泉英云閃長巖的源巖為新元古代形成的洋殼在早古生代發(fā)生超高壓變質(zhì)形成的榴輝巖。

圖13 苦水泉金礦英云閃長巖和細(xì)粒閃長巖的Mg#-SiO2圖解(a, 據(jù)Wang et al., 2006)和MgO-SiO2圖解(b, 據(jù)王強(qiáng)等, 2001)Fig.13 Mg# vs. SiO2 (a, after Wang et al., 2006) and MgO vs. SiO2 (b, after Wang et al., 2001) diagrams of tonalite and fine-grained diorite in the Kushuiquan gold deposit

5.1.2 細(xì)粒閃長巖

目前研究表明閃長巖主要有以下3種成因模式：(1)幔源巖漿的分離結(jié)晶(Shawetal., 1993)；(2)俯沖組分與地幔楔橄欖巖相互作用而形成(Carmichael, 2002; Parman and Grove, 2004)；(3)玄武質(zhì)下地殼的脫水熔融(Jungetal., 2002)。下面對(duì)苦水泉細(xì)粒閃長巖的成因進(jìn)行討論：

(1)由幔源巖漿通過分離結(jié)晶作用形成的閃長巖具有Ni、Co含量高、Mg#值(>60)和低TiO2(<0.5%)的地球化學(xué)特征(Tatsumi, 1982; Groveetal., 2003)，而苦水泉細(xì)粒閃長巖低的Ni含量(2.23×10-6～3.42×10-6)、Co含量(14.90×10-6～19.42×10-6)和低Mg#(44.30～45.90)，高的TiO2(1.17%～1.24%)，與幔源巖漿分離結(jié)晶的特征不相符，具有殼源的特點(diǎn)，在La/Yb-La圖解(圖12a)中，細(xì)粒閃長巖樣品呈現(xiàn)出的變化趨勢與分離結(jié)晶趨勢不相符，而更加符合部分熔融的變化趨勢，因此，苦水泉細(xì)粒閃長巖不是幔源巖漿分離結(jié)晶的產(chǎn)物。(2)苦水泉細(xì)粒閃長巖低Ni、Co含量和Mg#值也不符合俯沖組分與地幔楔橄欖巖相互作用的產(chǎn)物的特征，說明其來源于玄武質(zhì)下地殼的脫水熔融，(La/Yb)N-δEu圖解(圖 12b)也顯示其具有殼型的特征。

苦水泉細(xì)粒閃長巖樣品虧損稀土元素Dy和Ho，并且具有較為平坦的HREE配分模式(圖7a)，Y/Yb比值為10.14～11.77，接近10，表明其源區(qū)殘留相主要為角閃石(葛小月等, 2002)。細(xì)粒閃長巖具有較強(qiáng)的Eu負(fù)異常，δEu為0.50～0.66，且在SiO2和CaO、Al2O3圖解(圖6)中呈現(xiàn)負(fù)相關(guān)關(guān)系，再結(jié)合巖石以部分熔融作用為主的特點(diǎn)(圖12a)，我們認(rèn)為細(xì)粒閃長巖的Eu負(fù)異常是由斜長石在源區(qū)殘留所致。我們大致確定苦水泉細(xì)粒閃長巖的源區(qū)殘留相為斜長角閃巖，這也得到了(La/Yb)N-YbN圖解(圖11b)的支持?？嗨?xì)粒閃長巖大多數(shù)鋯石εHf(t)值-17.2～-9.9，負(fù)值程度較高，變化范圍較大，二階段模式年齡為1722～2089Ma，表明源區(qū)的物質(zhì)組成復(fù)雜，主要為古老的玄武質(zhì)下地殼；另外，有一顆鋯石的εHf(t)值為-31.4，二階段模式年齡為2803Ma，指示源區(qū)有太古代物質(zhì)的存在。

5.2 構(gòu)造背景

近年來，人們?yōu)榱嗣鞔_柴北緣構(gòu)造帶的演化歷史，對(duì)超高壓變質(zhì)地體內(nèi)的榴輝巖以及作為圍巖的各類片麻巖進(jìn)行了大量的研究，發(fā)現(xiàn)片麻巖除了記錄早古生代超高壓變質(zhì)事件外，還記錄了與Rodinia超大陸聚合有關(guān)的造山事件(陸松年等, 2002; Zhangetal., 2006, 2008b, 2012; Songetal., 2012, 2014b; Yuetal., 2013)，根據(jù)花崗片麻巖的原巖年齡得出柴北緣新元古代大陸聚合的時(shí)間約為950～900Ma(Zhangetal., 2012; Songetal., 2014b; 任云飛, 2017)。

柴北緣構(gòu)造帶內(nèi)的榴輝巖主要呈透鏡狀或夾層狀產(chǎn)在片麻巖中，大多數(shù)已發(fā)現(xiàn)的榴輝巖原巖并非早古生代的俯沖洋殼(孟繁聰?shù)? 2003; Yangetal., 2006; Zhangetal., 2006, 2017; Chenetal., 2009; Songetal., 2010)。Yangetal.(2006)把柴北緣構(gòu)造帶內(nèi)的榴輝巖分為低Ti、中Ti和高Ti三種類型，原巖年齡為800～750Ma和～1000Ma，并認(rèn)為它們可能來源于大洋環(huán)境，Songetal.(2010, 2014b)認(rèn)為魚卡榴輝巖的原巖為850Ma的大陸溢流玄武巖，也有研究者認(rèn)為柴北緣構(gòu)造帶內(nèi)榴輝巖原巖為新元古代大陸裂谷環(huán)境下形成的玄武質(zhì)巖石(Chenetal., 2009; Yuetal., 2013; Zhangetal., 2017)。柴北緣構(gòu)造帶內(nèi)榴輝巖的原巖年齡集中在750～850Ma(Zhangetal., 2006, 2010, 2011, 2017; Chenetal., 2009; Songetal., 2010, 2014b; Xiongetal., 2012; Yuetal., 2013)，這些榴輝巖與圍巖片麻巖具有相同的變質(zhì)時(shí)代和變質(zhì)P-T軌跡，指示它們同時(shí)經(jīng)歷了早古生代大陸深俯沖作用，表明原巖年齡為新元古代的榴輝巖在新元古代就已經(jīng)就位到陸殼之中(Chenetal., 2009; Songetal., 2010; Yuetal., 2013)。榴輝巖的原巖在新元古代大陸裂谷環(huán)境下大量出現(xiàn)，標(biāo)志著該地區(qū)進(jìn)入大陸裂解、洋殼形成階段。

目前，柴北緣還沒有新元古代形成的早期洋殼(約550～750Ma)的報(bào)道，有研究者在柴北緣東段都蘭沙柳河識(shí)別出一套經(jīng)歷超高壓變質(zhì)的蛇綠巖組合，原巖年齡為516Ma，證明該地區(qū)存在早古生代的洋殼，并發(fā)生了深俯沖(Zhangetal., 2008a)。此外，研究者們還識(shí)別出了其他與大洋有關(guān)的巖石，如都蘭托莫爾洋中脊玄武巖(480±1Ma, 朱小輝等, 2015)，錫鐵山洋島玄武巖(521±7Ma, 朱小輝等, 2012)，綠梁山弧后盆地型蛇綠巖(493～535Ma, 王惠初等, 2005; 朱小輝等, 2014)；吉綠素和雙口山地區(qū)發(fā)現(xiàn)了洋殼俯沖形成的埃達(dá)克巖(514.2±8.5Ma, 史仁燈等, 2004)，這些證據(jù)表明柴北緣存在早古生代的俯沖洋殼。近年來柴北緣報(bào)道的榴輝巖和圍巖片麻巖的超高壓變質(zhì)的年齡普遍集中在460～420Ma(Yangetal., 2006; Songetal., 2010, 2014b; Mattinsonetal., 2007; Chenetal., 2009; Xiongetal., 2012; Zhangetal., 2008a, 2010, 2011, 2012, 2016, 2017; Yuetal., 2013)，超高壓變質(zhì)年齡變化跨度較大，主要?dú)w因于各個(gè)超高壓變質(zhì)地體折返的路徑和機(jī)制不同(Zhangetal., 2017)。

許多研究者注意到榴輝巖和圍巖片麻巖中經(jīng)常發(fā)育有各類淺色脈體，形成時(shí)限約為422～433Ma，并且普遍認(rèn)為這些脈體形成于陸殼折返階段(Chenetal., 2012; Yuetal., 2012, 2015, 2019b; Songetal., 2014a; Caoetal., 2017; 于勝堯等, 2019)，其形成機(jī)制可能為熱松弛(Songetal., 2014a; Yuetal., 2019b)，Songetal.(2014a) 認(rèn)為都蘭埃達(dá)克質(zhì)英云閃長巖(423Ma)為俯沖洋殼經(jīng)歷榴輝巖相變質(zhì)，并在大陸折返階段減壓熔融的產(chǎn)物，同理，筆者認(rèn)為苦水泉英云閃長巖也是在相同的機(jī)制下形成的，即苦水泉英云閃長巖為新元古代洋殼變質(zhì)形成的榴輝巖在大陸折返階段發(fā)生減壓熔融的產(chǎn)物。苦水泉細(xì)粒閃長巖形成于約428Ma，稍晚于苦水泉英云閃長巖，是俯沖陸殼折返的構(gòu)造背景下，古老的玄武質(zhì)下地殼發(fā)生部分熔融的產(chǎn)物。

5.3 成巖成礦時(shí)代及巖體(脈)的成礦意義

國內(nèi)很多金礦均存在中基性脈巖與金礦體具有密切時(shí)空關(guān)系的特征，如膠東和西秦嶺地區(qū)的金礦(毛景文等, 2005; 柯昌輝等, 2020)。有學(xué)者認(rèn)為礦區(qū)中與金礦化時(shí)空關(guān)系密切的中基性脈巖與金礦具有同樣的深部來源，脈巖為成礦提供成礦流體或成礦物質(zhì)(毛景文等, 2005; 柯昌輝等, 2020)?？嗨鸬V內(nèi)也分布有與成礦關(guān)系密切的中性脈巖，我們觀察到以下現(xiàn)象：(1)該礦床的礦體嚴(yán)格受NE和NW向斷裂構(gòu)造控制，細(xì)粒閃長巖也受構(gòu)造控制，走向主要為NE向和NW向，與礦體在空間上多呈近平行產(chǎn)出，部分位置礦體分布在細(xì)粒閃長巖脈的上下盤；(2)位于礦體上盤的細(xì)粒閃長巖發(fā)生了強(qiáng)烈地蝕變和礦化；(3)通過野外觀察和原生暈分析我們發(fā)現(xiàn)，在NE走向的Ⅲ礦帶地表，分布細(xì)粒閃長巖上下盤的金礦體品位局部變富(圖3b，c)，表明細(xì)粒閃長巖為成礦提供熱動(dòng)力、熱液，可能提供了部分礦質(zhì)(微量元素和原生暈分析顯示細(xì)粒閃長巖具有較高的Cu(42×10-6～148×10-6)和Au(16.3×10-9)含量，要遠(yuǎn)高于地層和英云閃長巖)。通過對(duì)這些現(xiàn)象的觀察，筆者認(rèn)為細(xì)粒閃長巖是與成礦關(guān)系密切的脈巖，脈巖的形成時(shí)間略早于金礦體，本文近似地將細(xì)粒閃長巖的年齡作為金礦的形成時(shí)間，即苦水泉金礦的形成時(shí)間約為428Ma，這只是根據(jù)野外觀察和室內(nèi)分析測試得到的初步認(rèn)識(shí)，還有待進(jìn)一步工作來驗(yàn)證。

柴北緣已發(fā)表成礦年齡的金礦有賽壩溝金礦(426±2Ma, 豐成友等, 2002)、魚卡金礦(377±4Ma, 范賢斌, 2017)、灘間山金礦(主要有409Ma、345Ma、269Ma等，張德全等, 2001, 2005; 李世金, 2011; 姜芷筠等, 2020)和野駱駝泉金礦(246±3Ma, 張德全等, 2005)，這些年齡數(shù)據(jù)表明柴北緣在加里東期、海西期和印支期均有金礦形成，本文報(bào)道的苦水泉金礦(～428Ma)與賽壩溝金礦(426±2Ma, 豐成友等, 2002)的形成時(shí)間在誤差范圍內(nèi)是一致的，指示柴北緣在早志留世陸殼折返階段存在一期金礦化。前期研究顯示該期金礦表現(xiàn)為中(深)成造山型金礦特征，成礦深度較大，即使考慮后期剝蝕，仍具有較大的找礦潛力。

6 結(jié)論

(1)苦水泉英云閃長巖形成于429.9±2.5Ma，表現(xiàn)出富硅、鋁、鈉，貧鎂和高Sr低Y的特點(diǎn)，具有埃達(dá)克巖的地球化學(xué)特征，鋯石εHf(t)值為+9.3～+11.9，二階段模式年齡(tDM2)為613～747Ma，為俯沖洋殼變質(zhì)形成的榴輝巖在陸殼折返階段部分熔融的產(chǎn)物。

(2)苦水泉細(xì)粒閃長巖形成于428.0±1.9Ma，具有富鋁、鈣、鐵，貧鎂，富集輕稀土和大離子親石元素，貧高場強(qiáng)元素，Ni、Co含量低的地球化學(xué)特征，多數(shù)鋯石的εHf(t)值為-17.2～-9.9，二階段模式年齡(tDM2)為1722～2089Ma，起源于陸殼折返階段古老玄武質(zhì)下地殼的部分熔融。

(3)苦水泉細(xì)粒閃長巖脈在空間上與金礦體關(guān)系密切，產(chǎn)在細(xì)粒閃長巖脈上下盤的礦體局部品位變富，說明細(xì)粒閃長巖為金礦化提供了熱動(dòng)力和熱液，可能還提供了部分成礦物質(zhì)，初步地將細(xì)粒閃長巖的形成年齡作為金礦的形成時(shí)代(～428Ma)。

(4)苦水泉金礦成礦時(shí)代和構(gòu)造背景的確定，指示柴北緣在早志留世陸殼折返階段存在一期金礦化，應(yīng)重視這一期金礦的找礦工作。

致謝本次研究野外工作得到了苦水泉項(xiàng)目組的熱情幫助；吉林大學(xué)張騫在論文撰寫過程中給予了熱情幫助；審稿專家和編輯部老師提出的建設(shè)性修改意見極大的提高了本文的質(zhì)量；在此一并致以衷心的感謝。