楊崇輝, 杜利林, 任留東, 宋會俠, 耿元生, 王彥斌,路增龍, 王 昊, 李有核

1)中國地質(zhì)科學院地質(zhì)研究所, 北京 100037; 2)山西省地質(zhì)勘查局214地質(zhì)隊, 山西運城 044000

中條山銅礦峪變質(zhì)火山巖的時代、構(gòu)造背景及對成礦的制約

楊崇輝1), 杜利林1), 任留東1), 宋會俠1), 耿元生1), 王彥斌1),路增龍1), 王 昊2), 李有核2)

1)中國地質(zhì)科學院地質(zhì)研究所, 北京 100037; 2)山西省地質(zhì)勘查局214地質(zhì)隊, 山西運城 044000

中條山絳縣群變質(zhì)火山巖是銅礦峪銅礦的賦礦巖石, 其形成的年齡期次還沒有很好的限定, 構(gòu)造背景還存在很大的爭議。本文確定了變質(zhì)石英斑巖的形成年齡為(2179±7) Ma, 變質(zhì)酸性火山巖的形成年齡為(2142±11) Ma, 建議重新劃分銅礦峪變質(zhì)火山巖的層序, 自下而上分別為變質(zhì)石英斑巖(駱駝峰組)、變質(zhì)基性火山巖(西井溝組)和變質(zhì)酸性火山巖(豎井溝組)。其中銅礦峪銅礦主要賦存于駱駝峰組變質(zhì)石英斑巖中。變質(zhì)石英斑巖具有后碰撞花崗巖的特征, 形成于由擠壓向伸展轉(zhuǎn)變的環(huán)境, 其εNd(t)值為–2.21 ~ –2.15,兩階段Nd模式年齡 TDM2為2.75~2.79 Ga。變質(zhì)酸性火山巖具有 A2型花崗巖的特征, 其 εNd(t)值為–1.59~–0.94, 兩階段Nd模式年齡TDM2為2.63~2.69 Ga, 與變質(zhì)石英斑巖一樣都是由老地殼再造而來。變質(zhì)基性火山巖富集LREE、LIL及HFS等元素, 具有Nb、Ta的負異常, 無明顯的Ti負異常, 部分樣品具有Zr、Hf的正異常, 具有受陸殼混染的大陸玄武巖特征, 形成于伸展的構(gòu)造背景。推測中條山—呂梁山在古元古代可能為華北克拉通古陸塊的邊緣, 具有從造山到造山后伸展的復雜演化過程。銅礦峪斑巖型銅礦形成于陸塊邊緣由擠壓轉(zhuǎn)變到伸展的構(gòu)造背景。

中條山; 銅礦峪; 絳縣群; 古元古代; 構(gòu)造背景

中條山呈北東—南西走向, 位于山西省的南部,處在華北克拉通“中部帶”的南段, 西鄰鄂爾多斯盆地, 南接秦嶺造山帶。主要由早前寒武紀變質(zhì)侵入巖和表殼巖組成, 蘊藏有豐富的礦產(chǎn)資源, 是我國重要的銅礦資源基地, 亦是我國前寒武紀地質(zhì)研究的經(jīng)典地區(qū)之一。中條山的前寒武紀地質(zhì)研究有著悠久的歷史, 早在 20世紀 20年代, 侯德封、李悅言、楊鐘健、石川正夫等就對該區(qū)開展過地質(zhì)調(diào)查。20世紀 50年代, 隨著中條山銅礦普查勘探的全面展開, 該區(qū)變質(zhì)基底的巖石、構(gòu)造、地層等基礎工作取得了開拓性的進展, 將早前寒武紀基底劃分為中條群、絳縣群以及涑水雜巖等基本地質(zhì)單元,初步建立了絳縣群和中條群地層序列(王植和聞廣, 1957; 孫大中和石世民, 1959; 《中條山銅礦地質(zhì)》編寫組, 1978)。此后, 隨著研究的不斷開展, 原涑水雜巖被逐步解體, 并劃分出TTG巖系、鈣堿性花崗巖、鉀質(zhì)花崗巖和表殼巖等不同的地質(zhì)單元, 初步建立了較為詳細的巖石-地層年代格架, 探討了有關巖石的成因、構(gòu)造變形特征及與成礦的關系等(孫大中等, 1991, 1993; 孫大中和胡維興1993; 徐朝雷等, 1994; 孫繼源等, 1995; 白瑾等, 1997; 真允慶等, 1999; 劉建忠等, 2003; 田偉等, 2005; 趙風清, 2006; Tian et al., 2006; 劉樹文等, 2007; 郭麗爽等, 2008; He et al., 2008; Li et al., 2011; 趙斌等, 2012; 張瑞英等, 2012, 2013; Zhu et al., 2013; 李寧波等, 2013; Li et al., 2014)。盡管目前還存在許多不同的認識,但將中條山的早前寒武紀基底劃分為涑水雜巖、新太古代西姚表殼巖、古元古代冷口變質(zhì)火山巖、古元古代絳縣群、古元古代中條群及擔山石群(圖 1),已為多數(shù)學者所認同。

涑水雜巖的組成非常復雜, 根據(jù)成分變化, 可大致劃分為富鈉的TTG巖系、鈣堿性的花崗閃長巖-二長花崗巖類、富鉀的正長花崗巖以及中基性的閃長-輝長巖類等。從時代上看, 發(fā)育~2.7 Ga、~2.6 Ga、~2.5 Ga、~2.3 Ga及~2.1 Ga等多期巖漿活動(孫大中等, 1991; 田偉等, 2005; 趙風清, 2006;劉樹文等, 2007; 郭麗爽等, 2008; 張瑞英等, 2012, 2013; 趙斌等, 2012; Zhu et al., 2013)。

絳縣群的形成時代存在新太古代(徐朝雷等, 1994; 白瑾等, 1997)和古元古代(孫大中等, 1991;孫大中和胡維興, 1993)的爭議, 新近的研究表明應形成于古元古代(趙風清, 2006; Li et al., 2011; 李寧波等, 2013; 肖兵等, 2013), 但精確的年齡和火山巖時序還未能很好地限定。絳縣群變質(zhì)火山巖是銅礦峪銅礦的直接賦礦巖石, 其構(gòu)造背景還存在很大的爭議。我們在野外地質(zhì)調(diào)查基礎上, 選擇絳縣群銅礦峪變質(zhì)火山巖進行了鋯石 U-Pb年代學和地球化學的研究, 以期為絳縣群的形成時序和成礦背景提供新的制約。

1 地質(zhì)背景及樣品特征

銅礦峪地區(qū)主要由絳縣群地層和部分侵入巖組成。絳縣群主要分布于絳縣橫嶺關—垣曲縣銅礦峪一帶以及上玉坡—胡家峪背斜的核部(圖1)。絳縣群由白瑾 1962命名建立, 自下而上劃分為平頭嶺組、橫嶺關組和銅礦峪組, 時代歸為太古宙。中條山銅礦編寫組(1978)將該套地層劃歸古元古界。1984年, 山西地質(zhì)局214隊1:5萬絳縣幅地質(zhì)圖將橫嶺關組改稱銅凹組, 與平頭嶺組一起稱為橫嶺關亞群; 將原銅礦峪組升格為銅礦峪亞群, 自下而上依次劃分為后山村組、園頭山組、豎井溝組、西井溝組、和駱駝峰組等5個巖組。山西省地質(zhì)礦產(chǎn)局(1989)將絳縣群改稱為絳縣超群中的上絳縣群, 自下而上分為平頭嶺組、橫嶺關組、圓頭山組、銅礦峪組, 歸上太古界。孫大中和胡維興(1993)仍將其稱為絳縣群, 沿用山西省地質(zhì)礦產(chǎn)局(1989)上述四分方案, 歸古元古界(金文山等, 1996)。相對來說, 1:5萬絳縣幅地質(zhì)圖的劃分方案更為詳盡合理。

圖1 中條地區(qū)地質(zhì)簡圖(據(jù)劉樹文等, 2007)Fig.1 Geological sketch map of Zhongtiao area (after LIU et al., 2007)

圖2 絳縣群野外照片F(xiàn)ig.2 Outcrop photographs of Jiangxian Group in the Zhongtiao Mountain

橫嶺關亞群平頭嶺組出露在平頭嶺—石陽山—樓房底一線, 厚度只有 10~40 m, 但延伸比較穩(wěn)定, 主要為灰白色細粒石英巖(圖2A)。前人認為平頭嶺石英巖與涑水雜巖為沉積不整合關系。據(jù)我們的觀察, 平頭嶺組底部沒有明顯的不整合特征, 底部銀灰色絹云石英片巖實際為石英巖強烈剪切變形所致, 其與花崗巖接觸的界限平直, 界限附近的花崗巖也發(fā)生了強烈的剪切變形, 其面理平行于接觸界線(圖 2B), 遠離接觸界線花崗巖逐漸過渡為塊狀構(gòu)造, 從現(xiàn)存的關系看, 平頭嶺組石英巖與下面的巖石為構(gòu)造接觸關系, 也就是說絳縣群與涑水雜巖之間表現(xiàn)為構(gòu)造接觸關系。橫嶺關亞群銅凹組(相當于原橫嶺關組)出露于廟疙瘩—橫嶺關—老寶窩一帶, 以絹云片巖和云母片巖為主, 局部夾斜長角閃巖, 原巖主要是泥質(zhì)-半泥質(zhì)巖, 變質(zhì)程度為高綠片巖相。中上部的巖石保留較好的沉積組構(gòu), 沉積韻律和沉積條帶發(fā)育。雖然銅凹組局部表現(xiàn)出明顯的濁流組構(gòu), 呈現(xiàn)出可與鮑馬層序相似的剖面結(jié)構(gòu),但其范圍較小(寬僅十幾米), 認為是淺水風暴濁流沉積而不是深水濁流沉積產(chǎn)物(孫大中和胡維興, 1993; 金文山等, 1996; 趙風清, 2006)。

銅礦峪亞群后山村組由巖性單一、厚度較薄的石英巖和絹云石英片巖構(gòu)成, 偶含礫石。與下伏銅凹組呈平行不整合接觸, 與上覆圓頭山組呈整合接觸。銅礦峪亞群圓頭山組底部為石英巖, 含少量礫巖, 向上為含有較多凝灰質(zhì)成分的絹云石英片巖和絹云片巖; 巖石中常保留有較好的粒級序、交錯層及波痕等原生沉積構(gòu)造(孫大中和胡維興, 1993), 原巖為砂巖-火山沉積巖組合。銅礦峪亞群豎井溝組以變質(zhì)富鉀酸性火山巖為主(相當于孫大中和胡維興(1993)所劃分的銅礦峪組早期火山巖), 巖性包括變質(zhì)流紋巖、變?；邘r和變質(zhì)流紋質(zhì)凝灰?guī)r、變火山角礫巖, 底部夾有石英巖薄層透鏡體。銅礦峪亞群西井溝組(相當于孫大中和胡維興(1993)所劃分的銅礦峪組中期火山巖)主要為變質(zhì)基性火山巖,已變質(zhì)為黑云片巖和綠泥片巖, 變余氣孔-杏仁構(gòu)造十分發(fā)育。銅礦峪亞群駱駝峰組(相當于孫大中和胡維興(1993)所劃分的銅礦峪組晚期火山巖)主要為酸性火山凝灰?guī)r和半泥質(zhì)巖沉積, 伴有熔巖噴發(fā)和次火山巖的侵入。銅礦峪亞群駱駝峰組為中條山主要含銅層位之一, 礦床主體與酸性火山-侵入雜巖有密切的關系。主要含礦巖石為變質(zhì)石英晶屑凝灰?guī)r和變質(zhì)石英斑巖, 其次為變質(zhì)石英二長斑巖(金文山等, 1996; 趙風清, 2006)。

本文采集了銅礦峪亞群三套變質(zhì)火山巖的樣品進行測年及地球化學研究。測年樣品 ZT36-1采自 銅 礦 峪 礦 山 露 天 采 場 (N35°21′54.3″, E111°40′13.8″), 巖性為灰白色絹云石英片巖, 肉眼見有灰藍色的石英斑晶, 原巖為石英斑巖(火山巖)(圖 2C)。顯微鏡下巖石為片狀構(gòu)造, 斑狀結(jié)構(gòu),斑晶含量約 5%, 斑晶主要為自形-半自形柱狀及卵圓形的石英, 有些石英斑晶被溶蝕為港灣狀, 有些石英斑晶由于變質(zhì)變形而成為脈狀的石英集合體。還可見個別暗色礦物斑晶, 但多已變?yōu)楹谠颇?綠泥石的集合體?；|(zhì)主要為細粒絹云母、石英及少量綠泥石的集合體, 見有少量綠褐色的黑云母。樣品ZT36-2、ZT36-6的組成及結(jié)構(gòu)基本與ZT36-1相同, 原巖均為石英斑巖, 也有人稱之為流紋斑巖(孫大中和胡維興, 1993; 趙風清, 2006)。樣品ZT86-16為礦化的絹云母石英巖, 金屬礦物主要黃鐵礦、黃銅礦及少量輝鉬礦(圖2H)。該組樣品屬于銅礦峪亞群駱駝峰組, 相當于孫大中和胡維興(1993)劃分的銅礦峪組晚期火山巖。測年樣品 ZT37-3采自銅礦峪溝(N35°21′33.9″, E111°40′40.2″), 巖性為白云母石英片巖, 巖石為灰白色, 片狀構(gòu)造(圖 2E), 主要由石英45%左右、長石25%左右、白云母25%左右以及少量綠泥石、綠簾石及不透明礦物等組成, 原巖為酸性火山巖。樣品ZT37-2、ZT37-3、ZT37-4、ZT37-5、ZT86-3、ZT86-4(圖2F)、ZT86-5的基本組成和結(jié)構(gòu)與 ZT37-3基本相同, 只是有些樣品粒度更細一些, 白云母含量少一些, 絹云母含量多一些,個別樣品有碳酸鹽化蝕變。樣品 ZT87-1為變質(zhì)角礫巖的基質(zhì)部分, 巖性為絹云石英片巖(圖 2G), 樣品 ZT87-2為變質(zhì)角礫巖中的角礫, 巖性亦為絹云石英片巖(圖 2G), 二者的組成和結(jié)構(gòu)與 ZT37-3基本相同, 應為后期構(gòu)造作用使變質(zhì)酸性火山巖被改造成了角礫巖。該組樣品屬于銅礦峪亞群豎井溝組,相當于孫大中和胡維興(1993)劃分的銅礦峪組早期火山巖。此外, 我們還采集了變質(zhì)基性火山巖的樣品ZT36-5、ZT37-1、ZT86-1及ZT86-2進行地球化學研究, 這些樣品的巖性為絹云綠泥片巖, 主要由綠泥石50%左右、綠簾石10%左右、絹云母25%左右、石英10%左右和一些不透明礦物約2%~3%, 以及少量白云母、斜長石、方解石等組成。綠泥石為綠色鱗片狀集合體, 呈條帶狀分布, 具有異常干涉色。綠簾石為他形粒狀, 少量為半自形柱狀。絹云母為細小鱗片狀聚合體。石英呈條帶狀平行于片理分布, 并常見矩形石英構(gòu)成的石英條帶, 為糜棱巖化石英條帶重結(jié)晶而成, 表明該巖石經(jīng)歷了韌性剪切變形的改造。不透明礦物主要為黃鐵礦, 多成四邊形或五邊形的自形晶, 切割片理, 沒有經(jīng)歷變形,說明其在變質(zhì)變形之后形成。在 ZT36-5樣品中見有少量黑云母, 但多已退變?yōu)榫G泥石。樣品ZT36-7為蝕變巖石, 強烈硅化及黃鐵礦化, 主要由綠泥石、絹云母、石英及黃鐵礦等組成, 原巖應為變質(zhì)基性火山巖。該組樣品屬于銅礦峪亞群西井溝組,相當于孫大中和胡維興(1993)所劃分的銅礦峪組中期火山巖。

2 分析方法

測年樣品鋯石的分選由河北省區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查研究所完成, 鋯石制靶(方法詳見宋彪等, 2002)和陰極發(fā)光顯微照相由北京離子探針中心完成, 掃描電鏡工作電壓為15 kV, 電流為4 nA。

鋯石SHRIMP U-Pb測年利用北京離子探針中心的SHRIMP II儀器完成。分析原理與流程見文獻(Williams, 1998; Nelson, 1999)。用標準鋯石SL13(年齡為572 Ma, U 含量為238×10-6, Williams, 1998)標定鋯石的 U、Th、Pb含量, 應用鋯石標樣TEM(TEMORA1, 年齡為 417 Ma)進行年齡校正。測試過程中儀器質(zhì)量分辨率大于5000(1%峰高), 一次離子流 O-2強度為 1.8~2 nA, 一次離子流束斑大小約為30 μm。每分析3~4個待測樣品點進行一次TEM標樣測定, 每個測點記錄采用5組掃描。數(shù)據(jù)處理采用 SQUID1.02及 ISPLOT程序(Ludwig, 2001)。普通鉛用實測的204Pb校正。單個測定的數(shù)據(jù)點誤差采用1σ。年齡結(jié)果采用207Pb/206Pb加權(quán)平均值, 不確定度(誤差)為95%的置信度。

全巖主量、微量和稀土元素含量由中國地質(zhì)科學院國家地質(zhì)測試分析中心測試, 其中全巖主量元素用 X熒光光譜儀(XRF)分析, 所用儀器為日本理學 3080E, 誤差＜0.5%; 微量元素和稀土元素采用等離子質(zhì)譜儀分析, 誤差＜5%。

Sm-Nd和Rb-Sr化學分離及同位素比值測量在中國地質(zhì)科學院地質(zhì)研究所同位素實驗室完成。Sm-Nd和Rb-Sr含量使用同位素稀釋法分析, 儀器為 MAT262固體同位素質(zhì)譜計。Nd同位素分析采用多接收器等離子體質(zhì)譜(MC-ICPMS)高精度測定同位素方法(何學賢等, 2007), 使用儀器為: Nu Plasam HR MC-ICP-MS (Nu Instruments), DSN-100膜去溶; 標準測 定結(jié) 果: JMC Nd2O3143Nd/144Nd=0.511127±10(2σ); Nd同位素質(zhì)量分餾采用146Nd/144Nd =0.7219校正。Sr同位素分析使用儀器為MAT262固體同位素質(zhì)譜計; 標準測定結(jié)果: NBS987 SrCO387Sr/86Sr=0.710242±12(2σ); Sr同位素質(zhì)量分餾采用88Sr/86Sr=8.37521校正。

3 分析結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb年齡

駱駝峰組變質(zhì)石英斑巖(ZT36-1)樣品采自銅礦峪礦山露天采場。鋯石為自形柱狀, 均具有密集的震蕩環(huán)帶(圖3), 個別鋯石具有核邊結(jié)構(gòu)。鋯石U、Th含量分別為221×10-6~593×10-6、65×10-6~257×10-6, Th/U比值在0.24~0.48之間, 多數(shù)在0.3左右, 為典型的巖漿鋯石(表1)。在鋯石U-Pb年齡諧和圖中, 部分鋯石由于鉛丟失, 其數(shù)據(jù)點偏離了諧和線, 但可以擬合成一條很好的不一致線, 其上交點年齡為(2191±9) Ma。我們選取207Pb/206Pb與206Pb/238U年齡不諧和性小于10%的數(shù)據(jù)(13個點)進行加權(quán)平均,獲得207Pb/206Pb年齡值為(2179±7) Ma, 應代表了巖石的結(jié)晶年齡(圖3)。

圖3 駱駝峰組變質(zhì)石英斑巖鋯石U-Pb年齡諧和圖Fig.3 U-Pb concordia diagram of zircon from the metamorphic quartz porphyry

圖4 豎井溝組變質(zhì)酸性火山巖鋯石U-Pb年齡諧和圖Fig.4 U-Pb Concordia diagram of zircons from the metamorphic acidic volcanic rocks

豎井溝組變質(zhì)酸性火山巖(ZT37-3)樣品采自銅礦峪礦山南側(cè)。鋯石為自形-半自形柱狀, 鋯石被溶蝕改造強烈, 很多鋯石具有港灣狀的溶蝕邊和溶蝕凹坑及孔洞。在陰極發(fā)光圖像中, 多數(shù)鋯石發(fā)光比較強, 多數(shù)鋯石的內(nèi)部具有板狀環(huán)帶或不規(guī)則的明暗結(jié)構(gòu), 有些顆粒隱約可見密集震蕩環(huán)帶(圖4)。鋯石U、Th含量為54×10-6~105×10-6、28×10-6~68×10-6, Th/U比值較高(0.54~0.83), 多數(shù)在0.65左右(表1)。在鋯石 U-Pb年齡諧和圖中, 多數(shù)分析結(jié)果位于諧和線上,207Pb/206Pb年齡在2111~2176 Ma之間, 選取諧和度較高的18個點的207Pb/206Pb年齡加權(quán)平均值為(2142±11) Ma(圖4)。

表1 絳縣群變質(zhì)火山巖 SHRIMP 鋯石U-Pb 年齡分析結(jié)果Table 1 SHRIMP U-Pb data of zircons from metavolcanic rocks in Jiangxian Group

表2 絳縣群變質(zhì)火山巖巖石化學分析數(shù)據(jù)(常量元素: %, 微量元素和稀土元素: ×10-6)Table 2 Chemical compositions of metavolcanic rocks of the Jiangxian Group (major elements: %, trace elements and REE: ×10-6)

續(xù)表2

續(xù)表2

續(xù)表2

圖5 變質(zhì)火山巖SiO2-K2O關系圖解Fig.5 Diagrams of SiO2versus K2O for metavolcanic rocks in Jiangxian Group

3.2 巖石化學

駱 駝峰組 變質(zhì)石 英斑巖 高SiO2(65.26%~70.26%), 高K2O(4.4%~5.61%), 高Al2O3(14.37%~16.44%), 相對高MgO(2.12%~3.41%), TFe2O3(TFe2O3=Fe2O3+FeO/0.899, 下同)含量變化較大(2.96%~5.61%), 對酸性巖石來說相對較高。該巖 石 具 有 中 等 程 度 的Mg#(47~59), 低Na2O(0.32%~0.64%), 低CaO(0.29%~1.63%), 低TiO2(0.25%~0.41%)特點(表 2)。變質(zhì)石英斑巖的A/CNK值為1.78~2.01(表2), 表明其為強過鋁質(zhì)巖類。巖石中K2O含量很高, 在SiO2-K2O圖中, 多數(shù)投點于鉀玄巖系列, 只有一個樣品 ZT36-1投到了高鉀鈣堿性系列, 但也靠近鉀玄巖系列(圖 5), K2O/Na2O較高, 介于7.41~13.75之間, 亦表現(xiàn)出鉀玄巖系列的特征。

豎井溝組變質(zhì)酸性火山巖也高SiO2(66.15%~75.09%, 多 數(shù) 大 于72%), 高K2O(5.1%~10.56%), TFe2O3含量變化較大且相對較高(2.22%~8.90%), 低 MgO(0.24%~1.58%), 具有較低 的Mg#(18~48), 低CaO(0.14%~0.29%), 低Na2O(0.09%~0.47%)、和TiO2(0.3%~0.69%)(表2)。相對于高硅含量的巖石來說, 該變質(zhì)火山巖鋁含量相對較高(Al2O3=11.73%~14.58%), 其 A/CNK值為1.02~2.19(表 2), 表明為過鋁質(zhì)巖類。巖石中 K2O含量很高, 在SiO2-K2O圖中, 絕大多數(shù)投點于鉀玄巖系列, 只有一個樣品 ZT87-2投到了高鉀鈣堿性系列(圖5), K2O/Na2O很高, 介于15.34~78.44之間,絕大多數(shù)大于30, 亦表現(xiàn)出鉀玄巖系列的特征。

西井溝組變質(zhì)基性火山巖具有低TiO2(1.27%~1.81%), 低 Al2O3(12.19%~15.1%), 高K2O(1.01%~4.06%), SiO2含量較高(49.67%~55.11%),主要是由于變質(zhì)變形過程中有石英條帶進入所致。變質(zhì)基性巖石中 MgO(7.29%~10.02%)含量變化較大, 具有相對低的 Mg#(52~58), 低于原生玄武巖(Mg#為 70), TFe2O3(11.23%~15.32%)變化范圍亦較大 。 巖 石 中 普 遍 低CaO(0.51%~0.72%), 低Na2O(0.11%~0.34%)。SiO2與MgO呈明顯的負相關性, TFe2O3和 TiO2與 MgO具有一定的正相關性, Al2O3、CaO、Na2O、Cr、Ni與MgO沒有明顯的相關性(圖6)。變質(zhì)基性火山巖K2O/Na2O較高, 介于5.05~36.91之間, 在K2O-Na2O圖解中, 位于高鉀質(zhì)玄武巖區(qū)(圖略)

駱駝峰組變質(zhì)石英斑巖稀土元素含量較低(表2)。巖石中輕稀土相對富集, 在球粒隕石標準化的稀土元素配分圖解中(圖7A), 具有強烈的輕重稀土元素分異特征, (La/Yb)N為 11.07~17.05, 具有輕微的負Eu異常, Eu/Eu*=0.69~0.9(圖7A, 表2)。變質(zhì)石英斑巖中大離子親石元素Rb、Ba、Cs和高場強元素Zr、Hf、Nb、Ta等相對富集, 虧損Sr、V、Cr、Co 和 Ni等相容元素(表 2)。在原始地幔標準化的微量元素配分圖解中(圖 7B), 變質(zhì)石英斑巖具有明顯的Sr、和Ti的負異常, 具有輕微的Nb和Ta負異常, 具有Ba、Rb、U、LREE、Zr和Hf正異常。

豎井溝組變質(zhì)酸性火山巖稀土元素含量相對較高, 但變化較大(表2)。巖石中輕稀土相對富集且分異明顯((La/Sm)N為 2.74~4.03), 重稀土則分異不明顯((Gd/Yb)N為 0.59~1.27), 在球粒隕石標準化的稀土元素配分圖解中(圖 7C), 具有明顯的輕重稀土元素分異特征, (La/Yb)N為 2.74~4.03, 輕稀土向右傾斜, 但重稀土平坦, 具有明顯的負 Eu異常, Eu/Eu*=0.47~0.6(圖 7C, 表 2)。變質(zhì)酸性火山巖中大離子親石元素Rb、Ba、Cs和高場強元素U、Th、Zr、Hf、Nb、Ta以及重稀土等相對富集, 虧損Sr、V、Cr、Co 和Ni等相容元素(表2)。在原始地幔標準化的微量元素配分圖解中, 變質(zhì)酸性火山巖具有強烈的Sr、和Ti的負異常, 明顯的Ba、Nb和Ta的負異常, 具有Th、U、LREE、Zr和Hf正異常(圖7D)。與A型花崗巖特征相似(Collins et al., 1982)。

從稀土組成來看, 西井溝組變質(zhì)基性火山巖可以分為兩組(圖7E), 一組稀土總量較低(48.82×10-6~60.29×10-6), 輕重稀土分異不明顯(ZT37-1、ZT86-2及礦化樣品ZT36-7), (La/Yb)N為1.57~1.93; 另一組稀土元素含量相對較高(122.87×10-6～140.10×10-6), 輕稀土富集(ZT36-5、ZT86-1), (La/Yb)N為4.33~6.54。二者均具有很微弱的負Eu異常, 表明無大量的斜長石分離結(jié)晶。變質(zhì)基性火山巖中相容元素Cr、Ni等含量較低, 而具有相對較高的 Rb、Ba、Th、U、Zr、Hf等含量。在原始地幔標準化的微量元素配分圖解中(圖 7F), 所有樣品均具有強烈的Sr負異常, 弱的Th及Nb、Ta負異常, 分配曲線相似。輕稀土富集的樣品無Zr、Hf負異常, 具有微弱的Ti負異常; 輕重稀土分異不明顯的樣品具有Zr、Hf的正異常, 無Ti的負異常。

圖6 變質(zhì)火山巖MgO-主、微量元素變化圖Fig.6 Variation of Major elements and trace elements versus MgO for metavolcanic rocks in Jiangxian Group

3.3 全巖同位素組成

駱駝峰組變質(zhì)石英斑巖樣品的87Rb/86Sr比值為21.061~30.013,87Sr/86Sr比值很高且變化較大, 為1.199227~1.369162,87Sr/86Sr(t)(t=2179 Ma)比值為0.425989~0.537375(表 3), 說明由于后期事件的影響Sr同位素體系已經(jīng)發(fā)生了改變, 其結(jié)果僅供參考。變質(zhì)石英斑巖樣品的Sm/Nd比值為0.18~0.20, 介于地殼巖石平均Sm/Nd比值0.17~0.21的范圍內(nèi), 同時樣品的富集系數(shù) fSm/Nd值均為變化范圍不大的負值(–0.39 ~ –0.45), 說明源區(qū)Sm、Nd元素沒有明顯的分餾, 計算的Nd模式年齡有明確的地質(zhì)意義。變質(zhì)石英斑巖的143Nd/144Nd比值變化較大, 為0.511254~0.511436,147Sm/144Nd 比值變化也較大,為 0.1079~0.1208, εNd(t)值(t=2179 Ma)為–2.21 ~–2.15之間, 兩階段 Nd模式年齡 TDM2為 2.75~ 2.79 Ga(表3)。

豎井溝組變質(zhì)酸性火山巖的87Rb/86Sr比值為41.868~102.85,87Sr/86Sr比值為1.551863~2.313063,87Sr/86Sr(t)(t=2142 Ma)比值低且變化較大, 為–0.608762~0.258824。變質(zhì)酸性火山巖樣品的Sm/Nd比值為0.18~0.19, 樣品的富集系數(shù) fSm/Nd值均為–0.42 ~ –0.44。樣品的143Nd/144Nd比值為0.511328~0.511381,147Sm/144Nd 比值為0.1096~0.1136, εNd(t)值(t=2142 Ma)為–1.59 ~ –0.94之間, 兩階段Nd模式年齡TDM2為2.63~2.69 Ga(表3)。

圖7 變質(zhì)火山稀土及微量元素配分圖Fig.7 REE and trace elements patterns of metavolcanic rocks in Jiangxian Group

圖8 變質(zhì)火山巖10000 Ga/A1-(K2O+Na2O)和10000 Ga/A1- FeO*/MgO判別圖(底圖據(jù)Whalen et al., 1987)Fig.8 10000 Ga/A1 versus (K2O+Na2O) and 10000 Ga/A1 versus FeO*/MgO diagrams of metavolcanic rocks in Jiangxian Group (after Whalen et al., 1987)

4 討論

4.1 形成年齡

絳縣群的時代歸屬多年來一直存在較大爭議,白瑾等(1997)、徐朝雷(1994)以及1: 5萬絳縣幅地質(zhì)圖等認為絳縣群的形成時代為新太古代。孫大中等(1991)對胡家峪背斜核部的絳縣群銅礦峪組變質(zhì)流紋質(zhì)凝灰?guī)r進行了鋯石SHRIMP測年工作, 獲得了(2115±6) Ma(14點)、(2530±3) Ma(10點)和(2770± 16) Ma(1點)3組鋯石U-Pb年齡。其還用TIMS方法測得銅礦峪變流紋質(zhì)凝灰?guī)r的鋯石 U-Pb年齡為(2166±1) Ma(6顆)。孫大中等(1991, 1993)認為2100~2200 Ma代表了絳縣群火山巖的結(jié)晶年齡,而較老的年齡為繼承和/或捕獲鋯石的年齡信息。趙風清(2006)測得銅礦峪組變質(zhì)流紋巖鋯石 SHRIMP年齡為(2273±18) Ma。李寧波等(2013)用La-ICP-MS方法測得銅礦峪變石英二長斑巖的鋯石 U-Pb年齡(2117±13) Ma。本文獲得銅礦峪駱駝峰組變質(zhì)石英斑巖的207Pb/206Pb加權(quán)平均年齡為(2179±7) Ma, 從鋯石結(jié)構(gòu)看沒有明顯的退變或重結(jié)晶現(xiàn)象, 應該代表了石英斑巖形成年齡, 與孫大中等(1991)所獲得的銅礦峪2166 Ma的流紋質(zhì)凝灰?guī)r年齡在誤差范圍內(nèi)基本一致。豎井溝組變質(zhì)酸性火山巖鋯石207Pb/206Pb加權(quán)平均年齡為(2142±11) Ma, 明顯小于變質(zhì)石英斑巖的形成年齡。在同一儀器, 相同實驗條件下同時測試的數(shù)據(jù)差別, 這種差別已超出了誤差范圍, 應該真實地反映了二者的年齡差別。據(jù)此, 駱駝峰組變質(zhì)石英斑巖的層位應位于豎井溝組變質(zhì)酸性火山巖之下, 而前人均認為變質(zhì)酸性火山巖(豎井溝組)位于下部, 變質(zhì)石英斑巖(駱駝峰組)位于最頂部, 主要是依據(jù)巖石的片理產(chǎn)狀總體向北傾斜, 故而推測由北向南地層逐漸變老, 這與本文獲得的年齡數(shù)據(jù)矛盾。我們傾向于將變質(zhì)石英斑巖(駱駝峰組)置于變質(zhì)酸性火山巖(豎井溝組)之下,由下而上的順序應為駱駝峰組、西井溝組和豎井溝組, 表現(xiàn)為倒轉(zhuǎn)的疊置層序。但這還需要進一步野外工作的證實。

圖9 變質(zhì)火山巖Nb-Y和Rb-(Y+Yb)圖解(底圖據(jù)Pearce et al., 1984)Fig.9 Nb versus Y and Rb versus(Y+Yb) diagrams of metavolcanic rocks in Jiangxian Group (after Pearce et al., 1984) Syn-COLG-同碰撞花崗巖; Post-COLG-后碰撞花崗巖; VAG-火山弧花崗巖; WPG-板內(nèi)花崗巖; ORG-洋脊花崗巖Syn-COLG- syn-collision granites; Post-COLG- post-collision granites; VAG-volcanic arc granites; WPG-intraplate granites; ORG-oceanic granites

表3 絳縣群變質(zhì)火山巖Rb-Sr和Sm-Nd同位素組成Table 3 Rb-Sr and Sm-Nd isotopic compositions of metavolcanic rocks in Jiangxian Group

4.2 絳縣群變質(zhì)火山巖的成因及構(gòu)造背景

4.2.1 駱駝峰組變質(zhì)石英斑巖

變質(zhì)石英斑巖具有高硅、高鉀、高鐵、高鋁, 低鈣、低鈉、低鈦的常量元素特征, 具有明顯的S型花崗巖特征, 在10000 Ga/A1-(K2O+Na2O)和10000 Ga/A1-FeO*/MgO圖解中均投點于I、S及M型花崗巖區(qū)域(圖8), 在ACF圖解中投點于S型花崗巖區(qū)(圖略)。在微量元素組成上富 LREE、Rb、Ba、Cs等元素, 高場強元素Zr、Hf、Nb、Ta等相對富集, 貧Sr、V、Cr、Co 、Ni、Y和Yb等元素, 具有較高Rb/Sr和Rb/Ba比值以及較低的Y/Nb比值(表2); 低Sr和Yb的特征表明巖漿可能來源于加厚地殼的深部(張旗等, 2006, 2010), 顯示出擠壓的構(gòu)造環(huán)境特征。而巖石低鈣, 富Zr、Hf、Nb、Ta等特征又顯示出一定的A型花崗巖特征。在Nb- Y構(gòu)造環(huán)境判別圖上投點于火山弧和同碰撞區(qū)域(圖 9a), 一般情況下島弧型花崗巖或火山巖虧損 Zr、Hf、Nb、Ta等元素, 明顯與該巖石的特征不符, 所以它更可能與碰撞構(gòu)造環(huán)境有關。在Rb-(Y+Nb)構(gòu)造環(huán)境判別圖上投點于火山弧區(qū)域但靠近于同碰撞區(qū)域的分界線,同時位于后碰撞的復合區(qū)域內(nèi)(圖9b)。所以該石英斑巖可能形成于擠壓向伸展的過渡階段。楊志明和侯增謙(2009)曾指出斜向的陸-陸碰撞、擠壓-伸展構(gòu)造轉(zhuǎn)換是斑巖銅礦形成的關鍵性因素, 這也就是為什么駱駝峰組變質(zhì)石英斑巖是銅礦峪斑巖型銅礦的主要成礦巖石。

一般認為鋯石飽和溫度可以近似代表花崗質(zhì)巖石近液相線的溫度(Watson and Harrison, 1983),變質(zhì)石英斑巖測年樣品中未發(fā)現(xiàn)殘留鋯石, 所以可以利用鋯石飽和溫度計算方法(Watson and Harrison, 1983; Miller et al., 2003), 得出變質(zhì)石英斑巖樣品鋯石飽和溫度較高, 在 772~846℃之間, 反映了巖漿起源的深度可能比較大。

變質(zhì)石英斑巖的 εNd(t)值(t=2179 Ma)為–2.21~–2.15之間, 具有殼源的特征, 兩階段Nd模式年齡TDM2為 2.75~2.79 Ga, 李寧波等(2013)計算銅礦峪石英二長斑巖的兩階段 Hf模式年齡平均值為2855 Ma, 略大于兩階段Nd模式年齡。這些特征表明石英斑巖來源于2.7~2.8 Ga古老地殼巖石的部分熔融, 而中條山地區(qū)存在著~2.7 Ga的巖石記錄(Zhu et al., 2013)。

4.2.2 豎井溝組變質(zhì)酸性火山巖

豎井溝組變質(zhì)酸性火山巖具有高硅、高鉀、高鋁、高鐵, 低鎂、低鈣、低鈉和鈦(表2)的常量元素特征, 為典型的鉀玄巖系列, 具有 A型花崗巖的特征。在 10000 Ga／A1-(K2O+Na2O)和 10000 Ga／A1-FeO*/MgO圖解中均投點于A型花崗巖區(qū)域(圖8)。該變質(zhì)火山巖稀土元素含量較高, 輕稀土富集且分異明顯, 重稀土平坦, 具有明顯的負Eu異常。樣品富集大離子親石元素和高場強元素, 虧損相容元素, 亦具有A型花崗巖稀土及微量元素組成特征(Collins et al., 1982)。在Rb/Nb-Y/Nb和Sc/Nb-Y/Nb分類圖解中, 投點于A2型花崗巖區(qū)域(圖10)。巖石富集K、Rb、Th、Ta等元素, 虧損Ba, 具有板內(nèi)花崗巖的組成特征, 在構(gòu)造環(huán)境判別圖上亦投點于板內(nèi)花崗巖區(qū)(圖9)。這些特征表明豎井溝組變質(zhì)酸性火山巖應形成于造山后伸展環(huán)境。

圖10 豎井溝組變質(zhì)酸性火山巖Rb/Nb-Y/Nb和Sc/Nb-Y/Nb判別圖(據(jù)Eby, 1992)Fig.10 Rb/Nb versus Y/Nb and Sc/Nb versus Y/Nb tectonic discrimination diagrams of metamorphic acidic volcanic rocks of Shujinggou Formation (after Eby, 1992)

圖11 西井溝組變質(zhì)基性火山巖Th/Yb-Ta/Yb分類圖解Fig.11 Th/Yb versus Ta/Yb discrimination diagrams of metamorphic basalt of Xijinggou Formation

變質(zhì)酸性火山巖測年樣品中未發(fā)現(xiàn)殘留鋯石,利用鋯石飽和溫度計, 計算得出樣品鋯石飽和溫度很高, 在 901~996℃之間, 具有 A型花崗巖的高溫特征, 這與鋯石具有板狀環(huán)帶的特征是一致的。

變質(zhì)酸性火山巖εNd(t)值(t=2142 Ma)為–1.59 ~–0.94之間, 具有殼源的特征, 兩階段Nd模式年齡TDM2為 2.63~2.69 Ga。綜上所述, 該變質(zhì)酸性火山巖(豎井溝組)是在伸展環(huán)境下由2.7 Ga左右的地殼物質(zhì)再造而形成。

圖12 西井溝組變質(zhì)基性火山巖Zr/Y-Zr構(gòu)造環(huán)境判別圖解(據(jù)Pearce et al., 1979)Fig.12 Zr/Y versus Zr discrimination diagram of tectonic setting of metamorphic basalts of Xijinggou Formation (after Pearce et al., 1979)

圖13 西井溝組變質(zhì)基性火山巖Ti/10-MnO-P2O5構(gòu)造環(huán)境判別圖解(據(jù)Mullen, 1983)Fig.13 Ti/10-MnO-P2O5triangular diagram for identification of tectonic setting of metamorphic basalts in Xijinggou Formation (after Mullen, 1983)

4.2.3 西井溝組變質(zhì)基性火山巖

從西井溝組變質(zhì)基性火山巖具有低 TiO2、Al2O3、CaO、Na2O及高 K2O、SiO2等特征看, 它們既具有鈣堿性玄武巖的某些特征, 同時也具有板內(nèi)玄武巖的一些特點。在Th/Yb-Ta/Yb分類圖解中投點于鈣堿性系列(圖11), 在Zr/Y-Zr圖解中則投點于板內(nèi)玄武巖區(qū)(圖 12), 而在 Ti-MnO-P2O5圖解中則投影于洋島堿性玄武巖區(qū)(圖 13)。這看似矛盾,眾所周知鈣堿性玄武巖常見于島弧環(huán)境, 而板內(nèi)玄武巖要么是大陸玄武巖要么是洋島玄武巖, 通常洋島玄武巖Th/Ta＜1.6, 大陸玄武巖Th/Ta＞1.6(汪云亮等, 2001), 該巖石Th/Ta比值為2.59~6.90, 顯然不是洋島玄武巖。再從巖石富集LREE及K、Rb、Cs、Ba等大離子親石元素, 同時又富集U、Zr、Hf等高場強元素, 虧損Cr、Ni等相容元素特征看, 所反映的是大陸玄武巖的基本特征, 但由于受大陸地殼的混染, 使 Nb、Ta和 Ti的含量明顯下降, (Th/Nb)N在1.85~3.15之間, 未受混染的大陸玄武巖該比值小于1, La/Nb比值高為1.38~3.54, 也反映出地殼混染的特征。變質(zhì)基性火山巖出現(xiàn)Nb和Ta的負異常, 表現(xiàn)出島弧鈣堿性玄武巖的一些特征, 但該巖石沒有明顯的Ti負異常, 有些樣品還出現(xiàn)了Zr和Hf的正異常, 明顯與島弧玄武巖不同。所以該變質(zhì)基性火山巖應為受地殼混染的大陸玄武巖, 從蛛網(wǎng)圖上同時具有Rb-Th和Nb-Ta槽來看, 主要是受下地殼混染, 因為上地殼富 Rb-Th, 而下地殼則貧Rb-Th。結(jié)合它與變質(zhì)酸性火山巖(豎井溝組)共生,構(gòu)成了雙峰式的火山巖組合看, 它們應該形成于陸內(nèi)伸展環(huán)境。

4.3 成礦時代及構(gòu)造演化

翟明國和彭澎(2007)及Zhai and Santosh(2011)認為華北在新太古代末初步克拉通化之后, 在2300~1950 Ma之間經(jīng)歷了基底拉伸-破裂作用。華北克拉通除魯西外, 在很多地區(qū)都記錄有 2.2~ 2.1 Ga的巖漿活動, 一些學者認為該期巖漿活動具有島弧性質(zhì), 可能與造山事件有關(Liu et al., 2005, 2012; Faur et al., 2007; Trap et al., 2008; Zhao et al., 2008; Wang et al., 2010)。但從該期巖漿活動的雙峰式組合、沉積巖由粗到細的沉積序列、沉積碎屑物主要為陸源碎屑的性質(zhì)看, 它們更有可能是陸內(nèi)伸展性質(zhì)的。特別是在華北克拉通中部的太行山—五臺山—恒山地區(qū), 該期巖漿活動具有明顯的裂谷性質(zhì)(杜利林等, 2009, 2011; 楊崇輝等, 2011; 趙瑞福等, 2011; 頡頏強等, 2013; Du et al., 2010, 2012, 2013)。呂梁山地區(qū)2.2~2.1 Ga的巖漿活動也非常發(fā)育, 但其可能為大陸邊緣或造山后伸展環(huán)境(耿元生等, 2006; 杜利林等, 2012)。李寧波等(2013)研究了中條山銅礦峪變質(zhì)石英二長斑巖的時代及性質(zhì),認為其產(chǎn)于裂谷環(huán)境, 進而認為中條山斑巖銅礦形成于伸展環(huán)境。陳兆衡等(2014)認為中條山花崗斑巖、絹英巖等代表的2.2~2.1 Ga巖漿活動具有島弧性質(zhì)。從本文的研究看中條山地區(qū)古元古代隨著時間的推移, 構(gòu)造性質(zhì)有所變化, 駱駝峰組變質(zhì)石英斑巖所代表的早期巖漿活動(2179 Ma)具有由擠壓向伸展過渡的特征; 豎井溝組變質(zhì)酸性火山巖和西井溝組變質(zhì)基性火山巖所代表的晚期巖漿活動(2142 Ma)表現(xiàn)出造山后的伸展特征, 具有裂谷性質(zhì)。同一地區(qū)出現(xiàn)不同構(gòu)造性質(zhì)的結(jié)論, 看似矛盾,但它們都有各自的合理性。在詳細分析巖石組合及建立精細年代格架的基礎上, 我們認為它們分別反映了地質(zhì)演化不同階段的特征。中條山位于華北克拉通太行山—五臺山—恒山等出露太古宙基底陸塊的西側(cè)邊緣, 向西緊鄰鄂爾多斯盆地。過去認為鄂爾多斯為隱伏的太古宙陸塊即華北克拉通西部陸塊,但迄今為止, 尚未發(fā)現(xiàn)鄂爾多斯盆地下太古宙基底存在的可靠證據(jù)。新近的研究表明, 鄂爾多斯盆地基底主要由古元古代花崗巖和孔茲巖系等組成, 其基底片麻巖碎屑鋯石的年齡特征與大青山—烏拉山的年齡類似, 古元古代早期巖石碎屑鋯石核部年齡大于2.4 Ga, 變質(zhì)增生邊的年齡小于2.28 Ga, 古元古代晚期巖石碎屑鋯石核部年齡大于 2.08 Ga, 變質(zhì)增生邊記錄了1.9 Ga的變質(zhì)年齡(Hu et al., 2012; Wan et al., 2013)。這說明鄂爾多斯可能為一古元古代的造山帶, 而非太古宙陸塊。綜合起來看, 古元古代中條山可能處于古陸塊的邊緣, 受其西側(cè)鄂爾多斯造山帶的影響, 從而具有俯沖造山-造山后伸展的演化特征。呂梁山位于中條山的北側(cè), 在古元古代也具有大陸邊緣造山后伸展的特征(杜利林等, 2012), 將其南北聯(lián)系起來, 我們認為從中條至呂梁可能存在著一古陸塊的邊緣, 并深受古元古代造山帶的影響。

銅礦峪銅礦明顯受駱駝峰組變質(zhì)石英斑巖(變質(zhì)流紋斑巖)的控制, 而豎井溝組變質(zhì)酸性火山巖則與成礦沒有明顯的關系。兩套巖石不僅時代上相差約 40 Ma, 巖石地球化學特征也存在明顯差別,駱駝峰組變質(zhì)石英斑巖 SiO2和 K2O含量低于豎井溝組變質(zhì)酸性火山巖, CaO和Mg#則高于豎井溝組變質(zhì)酸性火山巖; 變質(zhì)石英斑巖的相容元素Cs、V、Cr、Co、Ni等及高場強元素Zr、Nb、Hf、Ta、Th、U等含量明顯低于變質(zhì)酸性火山巖, Rb/Sr比值也明顯低于變質(zhì)酸性火山巖。從形成的構(gòu)造背景看, 駱駝峰組變質(zhì)石英斑形成于大陸邊緣由擠壓向伸展過渡的環(huán)境, 而豎井溝組變質(zhì)酸性火山巖則形成于伸展環(huán)境。這些巖石組成特征及構(gòu)造背景的差異決定了它們的成礦特征。華北克拉通內(nèi)部也存在同時代的巖漿活動, 如太行山地區(qū)的甘陶河群和許亭(似斑狀)花崗巖、五臺地區(qū)的滹沱群和黃金山花崗斑巖等, 但卻沒有像中條山銅礦峪一樣形成大規(guī)模銅礦床, 可能主要由于它們處于大陸內(nèi)部并且是完全伸展的裂谷環(huán)境, 不具備中條山古陸邊緣及由擠壓向伸展轉(zhuǎn)變的構(gòu)造環(huán)境。

陳文明和李樹屏(1998)曾測得銅礦峪輝鉬礦的Re-Os年齡為(2108±32) Ma, 說明成礦時代略為滯后于成巖時代。

5 結(jié)論

(1)絳縣群銅礦峪亞群駱駝峰組變質(zhì)石英斑巖和豎井溝組變質(zhì)酸性火山巖的形成年齡分別為2179 Ma和2142 Ma, 變質(zhì)火山巖的層位由下至上應為駱駝峰組變質(zhì)石英斑巖、西井溝組變質(zhì)基性火山巖和豎井溝組變質(zhì)酸性火山巖。

(2)駱駝峰組變質(zhì)石英斑巖具有后碰撞巖漿的特征, 形成于由擠壓向伸展過渡的構(gòu)造背景。豎井溝組變質(zhì)酸性火山巖具有 A2型花崗巖的特征, 西井溝組變質(zhì)基性火山巖的原巖為受陸殼混染的大陸玄武巖, 它們共同形成于造山后的伸展階段。

(3)推測中條山可能處于古陸塊的邊緣, 經(jīng)歷了古元古代俯沖造山(2179 Ma)-造山后伸展(2142 Ma)等地質(zhì)演化過程。

(4)銅礦峪銅礦主要受控于駱駝峰組變質(zhì)石英斑巖, 形成于大陸邊緣由擠壓向伸展轉(zhuǎn)變的階段。

欣逢全國地層委員會副主任王澤九先生 80華誕, 謹以此文表示。

致謝:工作中得到了沈其韓院士的指導和山西省地質(zhì)調(diào)查院李德勝院長、張京俊主任的熱心幫助,野外工作中得到了銅礦峪礦山的支持和幫助, 在鋯石離子探針分析中得到了北京離子探針中心劉敦一、張玉海、萬渝生、董春艷、楊之青等的指導與幫助, 在 Sr-Nd同位素分析中得到了本單位陳文、唐索寒和劉新宇等的支持和幫助, 在全巖化學分析中得到了中國地質(zhì)科學院國家地質(zhì)測試中心的支持,在此向上述有關單位和個人表示衷心的感謝。感謝審稿人認真評閱與修改意見。

Acknowledgements:

This study was supported by China Geological Survey (Nos.12120114021501, 1212010811033), Basic Research Project of Ministry of Science and Technology, China (No.2015FY310100), National Natural Science Foundation of China (Nos.41172171, 41203025) and All China Commission of Stratigraphy (No.1212011120142).

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YANG Chong-hui1), DU Li-lin1), REN Liu-dong1), SONG Hui-xia1), GENG Yuan-sheng1), WANG Yan-bin1), LU Zeng-long1), WANG Hao2), LI You-he2)
1) Institute of Geology, Chinese Academy Geological Sciences, Beijing 100037; 2) No.214 Geological Team, Shanxi Bureau of Geo-Exploration, Yuncheng, Shanxi 044000

The formation time and tectonic setting of metavolcanic rocks of the Jiangxian Group in the Tongkuangyu copper ore district of the Zhongtiao Mountain remain controversial.SHRIMP zircon U-Pb dating reveals that the formation ages of the metamorphic quartz porphyry and metamorphic acidic volcanic rocks are (2179±7) Ma and (2142±11) Ma, respectively.The authors redivided the sequence of the metavolcanic rocks of the Jiangxian Group, in ascending order, into metamorphic quartz porphyrys (the Luotuofeng Formation), metamorphic mafic volcanics (the Xijinggou Formation) and metamorphic acidic volcanic rocks (the Shujinggou Formation).With post-collision granite features, the metamorphic quartz porphyry was formed in a tectonic setting from compression to extension between 2.18 Ga and 2.14 Ga.Nd isotopic analyses show that εNd(t) valuesof the metamorphic quartz porphyry range from –2.21 to –2.15, and the corresponding two stage model ages TDM2are mainly between 2.75 Ga and 2.79 Ga.The metamorphic acidic volcanic rocks are of A2type granite features, with εNd(t) values being –1.59 ~ –0.94, and two stage model ages being mainly between 2.63 Ga and 2.69 Ga.It is inferred that their magmatic origin was related to partial melting of older continental crust.The metamorphic mafic volcanic rocks are enriched in LREE, LIL and HFS elements, with Nb, Ta negative anomalies but no significant negative Ti anomalies.Some samples show Zr, Hf positive anomalies.These features are consistent with geochemical features of continental basalt, with assimilation of crust materials to various degrees in an extension tectonic setting.Zhongtiao–Lüliang Mountains might be located on the margin of the North China ancient continental block and underwent complicated geological evolution from orogeny to post-orogenic extension in the Paleoproterozoic period.The Tongkuangyu porphyry copper deposit was formed on the margin of the land mass in the conversional stage from compression to extension.

Zhongtiao Mountain; Tongkuangyu; Jiangxian Group; Paleoproterozoic; tectonic setting

P618.41; P597.1; P542.4

A

10.3975/cagsb.2015.05.10

本文由中國地質(zhì)調(diào)查局地質(zhì)調(diào)查項目(編號: 12120114021501; 1212010811033)、科技部基礎性工作專項(編號: 2015FY310100)、國家自然科學基金(編號: 41172171; 41203025)和全國地層委員會項目(編號: 1212011120142)聯(lián)合資助。

2015-05-21; 改回日期: 2015-06-19。責任編輯: 閆立娟。

楊崇輝, 男, 1965年生。研究員。主要從事前寒武紀地質(zhì)研究。E-mail: chhyang@cags.ac.cn。