陳煜嵩 董曉杰,2 劉正宏 賈振楊 于曉飛 吳玉詩 王海建

1. 吉林大學地球科學學院，長春 1300612. 自然資源部東北亞礦產資源評價重點實驗室，長春 1300613. 中國地質調查局發(fā)展研究中心，北京 1000374. 吉林省第四地質調查所，通化 134001

華北克拉通作為歐亞大陸東部最大的克拉通之一，是地球上少有的地質演化歷史可以追溯到3.8Ga以前的地區(qū)(Liuetal.，1992; Songetal., 1996; Wanetal., 2015)。華北克拉通自1.85Ga克拉通化后，長期保持穩(wěn)定狀態(tài)；但自中生代以后，華北克拉通穩(wěn)定性質遭到破壞，所謂“克拉通破壞”即克拉通失去穩(wěn)定性的過程，其表象就是華北克拉通在顯生宙期間發(fā)生的巖石圈減薄、巖漿活動、構造演化以及成礦作用(吳福元等，2003，2008，2014；翟明國等，2005；劉俊來等，2009；朱日祥等，2011)。古太平洋板塊的俯沖作用作為華北克拉通破壞的一級驅動力，有關這一俯沖作用的開始時間一直存在爭議，主要有以下三種觀點：早-中侏羅世(Yuetal., 2012; 許文良等，2013)；晚侏羅世-早白堊世(唐克東等，2011；張允平，2011)；晚三疊世(Zhouetal., 2009, 2014; Yangetal., 2017)。由于俯沖作用的影響，早白堊世(120～130Ma)成為中國東部巖漿和成礦作用最為強烈的時期(吳福元等，2003；翟明國等，2004；楊立強等，2014；朱日祥等，2015)，含水板片釋放流體熔融巖石圈地幔產生富水鎂鐵質巖漿并底侵地殼引起的水致熔融作用在早白堊世大規(guī)模的巖漿作用形成過程中發(fā)揮了重要作用(Lietal.，2017, 2018a)。華北克拉通金礦床成礦時代與克拉通破壞峰期相一致，呈現爆發(fā)性成礦特征(朱日祥等，2015)。

膠東作為我國最重要并且研究程度較高的金礦集區(qū)，已探明大型-超大型金礦床數十處，中小型金礦床百余處。根據礦化-蝕變特征，這些礦床主要分為焦家式金礦(破碎帶蝕變巖型金礦)和玲瓏式金礦(石英脈型金礦)兩種類型(Fanetal.，2003；Lietal.，2015；郭林楠，2016)。針對膠東金礦的成因類型，起初部分學者將其劃分為造山型金礦(Zhou and Lü, 2000；Goldfarbetal., 2001，2007)，但隨著研究工作的不斷進行，可以發(fā)現盡管膠東金礦在礦化蝕變特征上與造山型金礦相似，但二者在成礦作用和成礦構造背景上存在明顯不同(翟明國等，2004；楊立強等，2014；Lietal.，2015)。作為我國最重要的金成礦省，華北克拉通除膠東金礦集區(qū)以外，還存在遼東-吉南-赤峰-朝陽、小秦嶺-熊耳山、太行山中段、冀北等多個金礦集區(qū)(圖1)，并將膠東地區(qū)以外并且具有與膠東地區(qū)金礦相似的特征和地球動力學環(huán)境的金礦命名為“膠東型金礦”(Lietal.，2015)。為了突出其與克拉通破壞的成因聯系，后將其稱為“克拉通破壞型金礦床”，并指出其形成于強烈伸展構造背景并且成礦流體主要來源于與克拉通破壞相關的巖漿活動，這兩個特征是區(qū)別于典型造山型金礦的重要標志(朱日祥等，2015)。

圖1 華北克拉通基底構造單元劃分及早白堊世主要礦集區(qū)分布圖(據Zhao et al., 2005, 2012; 朱日祥等，2015修改)

相對于膠東礦集區(qū)，以上其它克拉通破壞型金礦礦集區(qū)的研究程度相對較低，尤其位于華北克拉通東北部的吉南礦集區(qū)更是缺乏典型礦床的研究。板廟子金礦床位于吉南地區(qū)中部(圖2)，累計查明金金屬量約50t，品位高達4.55×10-6，是吉南地區(qū)老嶺成礦帶內典型的大型金礦床。自1998年發(fā)現以來，雖然地質工作者針對其地質學、地球化學以及礦床學特征做了大量研究，但其礦床成因類型仍然存在爭議，主要包括以下幾種觀點：淺成低溫熱液型金礦(宿曉靜和臧興運，2010)；在淺成低溫熱液型金礦基礎上強調與燕山期造山運動有關(張建澤，2015)；造山帶型金礦(劉文香等，2009)；中低溫熱液型金礦(李敏，2008；馮罡等，2016)。針對其成礦時代的不同觀點則主要包括：通過礦區(qū)西南面出露的花崗閃長斑巖(170.12±0.58Ma)的酸堿度推測其為與成礦有關的巖體，從而限定成礦時代為燕山期(張建澤，2015)；通過礦體中礦化蝕變的閃長玢巖角礫及與鄰區(qū)礦床的對比，推測成礦時代為燕山晚期，但缺乏準確的定年數據支持(劉文香等，2009)。本文通過討論板廟子金礦區(qū)東部出露的閃長玢巖體的巖相學、年代學及地球化學特征來限定板廟子金礦床成礦時代及成礦作用所處的大地構造背景，并結合主成礦期重晶石礦物中流體包裹體的顯微特征和H-O-S同位素組成研究判斷礦床成因類型，借助對吉南地區(qū)典型金礦床成礦模式的研究來討論克拉通破壞型金礦的成礦機制。

圖2 吉南地區(qū)地質構造簡圖(據Pei et al., 2011a; Chai et al., 2016修改)

1 區(qū)域地質背景

目前關于華北克拉通基底構造單元的劃分普遍采用三分法，即包括西部陸塊、東部陸塊以及二者陸-陸碰撞形成的中部造山帶。其中，西部陸塊又由陰山地塊、鄂爾多斯地塊以及東西向展布的孔茲巖帶組成；東部陸塊于2.2～1.9Ga經歷了裂谷作用，并接受了古元古代巨量的陸殼物質沉積，并于～1.9Ga閉合形成膠-遼-吉帶(Zhaoetal.，2005，2012; Lietal.，2005)(圖1)。吉南地區(qū)位于華北克拉通東北部，地處龍崗地塊與膠-遼-吉造山帶的交界部位(劉福來等，2015)(圖2)。研究區(qū)內出露的龍崗地塊主要由太古代TTG片麻巖、表殼巖以及殼源花崗巖組成(Wanetal.，2015；李鵬川等，2016，2018)；膠-遼-吉古元古代造山帶在研究區(qū)出露的主要為古元古代火山-沉積巖以及遼吉花崗巖(張秋生等，1988；Li and Zhao，2007；趙國春，2009)；同時區(qū)域上還出露新元古代-古生代沉積蓋層、中生代斷陷盆地以及沿北東向鴨綠江斷裂分布的中生代花崗質巖石，其中早白堊世花崗巖分布尤為廣泛，巖漿結晶年齡集中在122～130Ma，表明吉南地區(qū)早白堊世存在一期較為強烈的巖漿活動(路孝平等，2003；孫德有等，2005；裴福萍等，2008，2009；Yuetal., 2009；Peietal., 2011a；Zhangetal.，2019c)。

區(qū)域上沿老嶺成礦帶已發(fā)現的金礦床，除板廟子大型金礦外，還包括天橋金礦床，以及受小四平-南岔“S”型韌性剪切帶控制的小四平、荒溝山、大橫路、南岔等規(guī)模較大的金礦床，具有較好的找礦前景(關鍵等，2004；李寶毅等，2010)。其中南岔金礦屬于造山型造山型金礦，并且含金石英脈絹云母40Ar-39Ar定年為170.1±1.9Ma(Chaietal.，2016)；荒溝山金礦屬于巖漿熱液型金礦，通過與成礦作用相關的黑云母花崗巖結晶年齡限定成礦年齡在178Ma左右(秦亞等，2013；Wangetal.，2020)；總體上，NE-SW向“S”型韌性剪切帶相關礦床的成礦時代為早-中侏羅世。

2 礦床地質特征

2.1 礦區(qū)地質

板廟子金礦位于吉林省南部白山市老嶺成礦帶內，礦區(qū)出露的地層包括：古元古代老嶺群珍珠門組白云質大理巖、新元古代青白口系釣魚臺組石英砂巖及南芬組頁巖、泥巖。珍珠門組大理巖出露在礦區(qū)的西南部，勘探線26線以西，F102斷裂的上盤近斷裂帶地段；釣魚臺組石英砂巖發(fā)育在礦區(qū)的中部，與下伏珍珠門組大理巖分別構成F100正斷層的上下兩盤，二者呈斷層接觸，同時，在礦區(qū)中部釣魚臺組石英砂巖兩側分布有南芬組頁巖、泥巖，二者呈整合接觸；礦區(qū)地層走向總體呈北東向展布。礦區(qū)內發(fā)育北東向、北西向兩組斷裂構造，其中北東向斷裂占主體，北西向斷裂次之，且形成較晚。最主要的兩組北東向斷裂分別為F102左行斜向走滑斷層及F100正斷層。礦區(qū)東部吊水壺村處可見閃長玢巖體侵入南芬組，該巖體地表出露規(guī)模不大，但在7號、10號、14號、16號、30號鉆孔深部均可見蝕變的閃長玢巖脈體，說明該巖體深部規(guī)模較大，應該為一巨大巖基(圖3a)。

2.2 礦化特征

礦體賦存于新元古代青白口系釣魚臺組石英砂巖與古元古代老嶺群珍珠門組大理巖的不整合面上的硅化構造角礫巖蝕變帶中(圖3b)。目前查明有9條礦體，呈似層狀北東向展布。礦石類型以硅化蝕變構造角礫巖為主，角礫成分復雜，并可見閃長玢巖角礫；該套角礫巖分布具有明顯分帶特征(圖4)，在剖面上角礫巖由上到下分別為：砂巖單礫角礫巖、石英復礫角礫巖、混合復礫角礫巖、白云單礫角礫巖，其中混合復礫角礫巖的含金品位最高。礦石礦物主要包括黃鐵礦、白鐵礦、毒砂、黃銅礦、方鉛礦、閃鋅礦、赤鐵礦、褐鐵礦、石英、重晶石等。礦石結構主要以交代結構為主，礦石構造以角礫狀構造為主。圍巖蝕變主要存在硅化、重晶石化、黃鐵礦化和赤鐵礦化，上盤圍巖赤鐵石英砂巖明顯發(fā)育，下盤圍巖主要發(fā)育硅化大理巖。

圖3 板廟子金礦區(qū)地質圖(a)和88號勘探線剖面圖(b)(據吉林省第四地質調查所，2015(1)吉林省第四地質調查所. 2015. 吉林省白山市金英金礦資源儲量核實報告修改)

圖4 構造角礫巖巖石類型剖面圖

依據礦石結構、礦物共生組合、礦物生成順序以及礦脈間的穿切關系將礦床分為4個成礦階段：(I)早期硅化石英-金-煙灰色黃鐵礦階段；(II)微細粒硅化石英-金-星散浸染狀黃鐵礦階段；(III)重晶石、玉髓-金-赤鐵礦階段；(IV)微含金細粒黃鐵礦-白鐵礦疊加礦化階段，其中，其II、III階段為金的主要富集成礦階段(劉文香等，2009；宿曉靜和臧興運，2010；邢延安等，2012；馮罡等，2016；門蘭靜等，2016)。

3 樣品與測試方法

3.1 閃長玢巖

在板廟子金礦區(qū)東部吊水壺村西北1.1km處采集5塊新鮮閃長玢巖進行全巖主、微量元素分析測試, 并選取DN-1(41°59′37″N、126°24′9″E)進行LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年研究。閃長玢巖手標本風化面灰褐色，新鮮面青灰色，斑狀結構，塊狀構造。斑晶以斜長石(25%)為主，半自形板柱狀或粒狀，具聚片雙晶，環(huán)帶結構；斑晶中含有少量黑云母(>5%)、普通角閃石(<5%)和石英(<5%)，其中黑云母和普通角閃石可見綠泥石化?；|為細粒顯微晶體結構，由細粒長石顯微晶體組成(圖5)。

圖5 閃長玢巖巖心照片(a)及顯微鏡下照片(b)

鋯石的挑選在河北廊坊市區(qū)域地質調查所進行。樣品制靶和CL圖像采集在北京燕都中實測試技術有限公司完成。LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年在北京燕都中實測試技術有限公司和自然資源部東北亞礦產資源評價重點實驗室完成，使用GeoLasPro型193nm ArF準分子激光器和Agilent7900型ICP-MS儀器對鋯石進行U-Pb測試，鋯石91500作為外部鋯石年齡標準。樣品主、微量元素地球化學分析測試在澳實分析檢測(廣州)有限公司完成，主、微量元素測試方法分別為ME-XRF26d、ME-MS81。

3.2 流體包裹體顯微測溫及H-O-S同位素測試

選取礦區(qū)260中段、395中段以及299號鉆孔中含煙灰色硅質脈的重晶石、含重晶石熱液角礫巖、重晶石化赤鐵礦化角礫巖以及重晶石巖心柱樣品共4件，4件樣品根據重晶石礦物的出現劃分屬于Ⅲ成礦階段。在吉林大學地球科學學院地質流體實驗室對上述樣品中的重晶石礦物中發(fā)育的流體包裹體進行巖相學及顯微測溫工作，實驗儀器為英國Linkam THMS-600型冷熱臺，測溫精度<31℃時為±0.1℃，>31℃時為±2℃。并且在澳實分析檢測(廣州)有限公司礦物實驗室進行重晶石礦物流體包裹體H-O同位素分析，氫同位素分析采用的實驗儀器為Thermo-Finnigan DeltaplusXP連續(xù)氣流同位素質譜儀，數據基于V-SMOW國際標準水樣標準化；氧同位素的測定所采用的儀器為Finnigan MAT 252穩(wěn)定同位素比質譜儀，數據基于V-SMOW國際標準水樣標準化。在自然資源部東北亞礦產資源評價重點實驗室進行重晶石礦物流體包裹體S同位素分析。

表1 閃長玢巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年數據

圖6 閃長玢巖鋯石CL圖像

圖7 閃長玢巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡諧和圖

4 測試結果

4.1 閃長玢巖

4.1.1 年代學

圖9 閃長玢巖原始地幔標準化微量元素蛛網圖(a，標準化值據Sun and McDonough, 1989)及球粒隕石標準化稀土元素配分曲線圖(b，標準化值據Boynton, 1984)

圖8 閃長玢巖SiO2-K2O圖解(據Peccerillo and Taylor, 1976)

從閃長玢巖鋯石CL陰極發(fā)光圖中我們可以觀察出鋯石具有明顯的分組現象。根據CL圖像是否具有陰極發(fā)光特征、鋯石顆粒的形態(tài)以及內部結構可以將閃長玢巖中的鋯石分為三組：(1)鋯石形狀規(guī)則，較為自形，板柱狀，鋯石長寬約為2:1，部分具幔-邊結構，邊部陰極發(fā)光極弱甚至個別鋯石整體基本不具陰極發(fā)光特征(圖6a)，為典型的熱液鋯石特有的特征(Hoskin and Schaltegger, 2003;朱永峰和宋彪, 2006)，其極弱的陰極發(fā)光特征是由于后期成礦熱液流體作用的結果，這部分鋯石的Th/U比值介于0.05～0.24(多為0.05～0.15, 表1)，雖然部分鋯石Th/U比值大于0.1，但結合其極弱的陰極發(fā)光特征綜合來看該組鋯石為熱液鋯石；(2)鋯石形態(tài)自形-半自形，長寬比約為2:1，與前組熱液鋯石相比具有典型的、清晰的振蕩環(huán)帶(圖6b)，Th/U比值介于0.06～0.25(多為0.15～0.25, 表1)，大于0.1，綜合來看第二組鋯石為巖漿成因鋯石；(3)鋯石形態(tài)自形-半自形，鋯石內部結構振蕩環(huán)帶較弱(圖6c)，同時邊部發(fā)育不具陰極發(fā)光特征的邊帶，可能為后期熱液流體蝕變的結果，Th/U比值介于0.12～1.62，均大于0.1 (表1)，綜合來看該組鋯石為巖漿鋯石，并且受到后期的熱液蝕變。在鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡諧和圖中，樣品分布同樣表現出分組特征，同時樣品年齡分組與鋯石CL圖分組相一致(圖7a)。樣品均投影在諧和線附近，有效測點共計25個；其中6個測點的鋯石206Pb/238U年齡值介于130.1～130.9Ma，加權平均年齡為130.6±1.0Ma，為熱液鋯石年齡(圖7c)；10個測點的鋯石206Pb/238U年齡值介于132.8～133.9Ma，加權平均年齡為133.3±0.9Ma，為閃長玢巖的結晶年齡，代表吊水壺閃長玢巖的形成時代為早白堊世(圖7d)；9個測點的鋯石206Pb/238U年齡值介于168.0～170.6Ma，加權平均年齡為169.1±1.7Ma，為捕獲鋯石或繼承鋯石重結晶作用形成，說明研究區(qū)在該中侏羅世發(fā)育巖漿活動，捕獲鋯石的時代與周邊發(fā)育的花崗閃長斑巖侵位時代一致(張建澤，2015；高天宇等，2019)。

圖10 板廟子金礦重晶石流體包裹體顯微照片

圖11 重晶石流體包裹體均一溫度、鹽度直方圖

4.1.2 地球化學

閃長玢巖樣品SiO2含量為64.07%～65.02%，Al2O3含量為14.72%～14.99%，Fe2O3含量為3.29%～3.37%，K2O含量為3.01%～3.05%，Na2O含量為3.77%～4.03%，CaO含量為2.76%～3.66%，MgO含量2.58%～3.31%，Mg#=60.48～66.32，鋁指數A/CNK=0.90～1.02，屬于準過鋁質-過鋁質系列，全堿(Na2O+K2O)=6.82%～7.05%，Na2O/K2O=1.24～1.33(表2)。在SiO2-K2O圖解中(圖8)，樣品主要分布在高鉀鈣堿性系列中。

從閃長玢巖樣品的原始地幔標準化微量元素蛛網圖(圖9a)中可以看到樣品富集Cs、Ba、K、Sr等大離子親石元素(LILEs)，Sr含量為690×10-6～825×10-6(>400×10-6)，顯示出明顯的高Sr的特征，并且Y含量較低，為6.7×10-6～8.4×10-6(<18×10-6)；同時樣品虧損Nb、Ta、Ti、P等高場強元素(HFSEs)。球粒隕石標準化稀土元素配分曲線(圖9b)中我們可以看出曲線整體呈現向右陡傾的特征，相對富集輕稀土元素(LREEs)、虧損重稀土元素(HREEs)，稀土總量(∑REE)=109.6×10-6～121.5×10-6，LREEs/HREEs=15.42～19.78，(La/Yb)N=26.32～34.57，輕重稀土元素分餾強烈，強烈虧損重稀土元素，δEu=0.83～0.92，具有極為微弱的負Eu異常，重稀土元素Yb含量為0.54×10-6～0.62 ×10-6(<1.9 ×10-6)。

4.2 流體包裹體

在流體包裹體顯微鏡下觀察發(fā)現所取樣品中重晶石礦物所含的流體包裹體性質接近，室溫下重晶石礦物中的流體包裹體均為氣液兩相流體包裹體(圖10)，氣液比大約在10%～30%， 大小在4～20μm之間， 其中4～12μm居多，形

表2 閃長玢巖主量元素(wt%)和稀土、微量元素(×10-6)分析結果

態(tài)呈橢圓、長條、四邊形以及不規(guī)則形狀(表3)。

對重晶石礦物中所含的氣液兩相流體包裹體進行均一測溫，測溫結果見圖11。由實驗結果我們可以得出：Ⅲ成礦階段重晶石中氣液兩相流體包裹體的均一溫度在105.9～360.5℃之間，根據冰點溫度-鹽度公式S=1.78θ-0.0442θ2+0.000557θ3(Potteretal., 1978; Halletal., 1988)計算得出成礦流體的鹽度為0.5%～7.3% NaCleqv。

4.3 H-O-S同位素

重晶石礦物的H-O同位素的分析測試結果見表4，根據同位素平衡分餾公式重晶石-水：1000lnαBrt-W=δ18OBrt-δ18Ow=3.00×106T-2-6.79(Friedman and O’Neil, 1977)，代入重晶石礦物流體包裹體的均一溫度，計算得出平衡水的δ18O值。重晶石礦物中的S同位素分析結果見表5，實驗結果顯示δ34S集中在17.61‰～27.27‰之間，平均值為23.52‰。

5 討論

5.1 埃達克質閃長玢巖及其巖漿源區(qū)

目前，通常我們所說的埃達克巖主要是指具有埃達克質地球化學特征并且是由于俯沖板片的部分熔融所形成的中酸性火成巖(Defant and Drummond, 1990)，除此成因外，其他成因的具有埃達克質地球化學特征的火成巖則被稱作埃達克質巖石(許繼峰等，2014; Zhangetal., 2019a)。眾多學者針對埃達克質巖石的成因模式主要提出以下幾種主流觀點：(1)玄武質巖漿AFC演化(Castilloetal.,1999)；(2)加厚下地殼直接部分熔融(Atherton and Petford,1993)；(3)拆沉下地殼的部分熔融(Xuetal., 2002; Gaoetal., 2004)；(4)幔源巖漿與殼源巖漿的混合(Guoetal.，2007；許繼峰等，2014)；(5)富集地幔部分熔融同化混染下地殼(謝桂青等，2008)。

從早白堊世早期吊水壺閃長玢巖樣品的主、微量元素表現出來的特征來看，其具有典型的埃達克巖的特征即SiO2≥56%，Al2O3的平均含量為14.85%，略小于15%，MgO含量2.58%～3.31%，平均含量為2.95%，強烈虧損重稀土元素和Y，富集Sr。在Sr/Y-Y圖解和(La/Yb)N-YbN圖解中(圖12)，樣品也均投影在埃達克巖的區(qū)域內。在SiO2-MgO圖解中(圖13)，顯示巖漿來源于俯沖洋殼熔融或者拆沉下地殼的部分熔融，但是本文樣品Na2O/K2O=1.24～1.33(>1)，K2O含量為3.01%～3.05%，同時表現高鉀鈣堿性，與典型俯沖板片熔融形成的埃達克巖所具有的貧K的特征明顯不同，所以吊水壺閃長玢巖不屬于典型的俯沖板塊熔融的埃達克巖；同樣由于野外地質調查并未發(fā)現周邊與其共生的基性玄武質巖石，所以排除玄武質巖漿AFC演化成因；同時本文樣品具有較高的MgO(2.58%～3.31%)和Cr(130×10-6)，以及較為集中的Na2O/K2O，而富集地幔部分熔融同化混染下地殼產生的埃達克質巖石具有較低MgO(0.17%～2.18%)、

表3 重晶石流體包裹體測試數據

續(xù)表3

圖12 閃長玢巖Sr/Y-Y圖解(a)和(La/Yb)N-YbN圖解(b)(底圖據Defant and Drummond, 1990)

圖13 閃長玢巖SiO2-MgO圖解(底圖據王強等，2004)

表4 板廟子金礦重晶石礦物氫-氧同位素組成

Cr(15×10-6～49×10-6)以及Na2O/K2O變化較大(謝桂青等，2008)，二者明顯不同；結合本文樣品富Mg(Mg#=60.48～66.32，>50)的特征，可以判斷其并非是直接來源于下地

表5 板廟子金礦重晶石礦物的硫同位素組成

殼鎂鐵質物質部分熔融，而是下地殼下部含角閃石榴輝巖同下伏巖石圈地幔一起拆沉到軟流圈中，發(fā)生脫水熔融產生初始埃達克質熔體并與地幔橄欖巖反應(Kayetal.,1993; 吳福元等，2003)。

5.2 成礦構造背景

埃達克質閃長玢巖Rb-(Y+Nb)和Ta-Yb判別圖解中(圖14)，樣品均落在火山弧花崗巖范圍內；同時樣品富集輕稀土元素(LREEs)，虧損重稀土元素(HREEs)以及Nb、Ta、P、Ti等高場強元素(HFSEs)，具有活動大陸邊緣弧巖漿巖特征。吉黑東部出露的一系列鈣堿性火山巖指示了早白堊世古太平洋板塊對歐亞大陸邊緣的俯沖作用(Yuetal.，2009)，向陸內至松遼盆地-大興安嶺地區(qū)則發(fā)育一系列雙峰式火山巖組合(葛文春等，1999；Wangetal.，2006；Zhangetal.，2008,2010；裴福萍等，2008；許文良等，2013)。同時通化地區(qū)三棵榆樹組埃達克質火山巖(118.3Ma)同樣形成于古太平洋板塊俯沖作用下的引張環(huán)境(裴福萍等，2009)。同時遼吉地區(qū)分布大量早白堊世變質核雜巖與伸展斷陷盆地，遼西醫(yī)巫閭山韌性剪切帶構造片巖中白云母40Ar-39Ar年齡為131.6±1.0Ma(李剛等，2012)；遼南和萬福變質核雜巖、大營子拆離斷層以及遼東東部多個伸展斷陷盆地通過與伸展構造相關的同構造侵入巖以及伸展斷陷盆地火山巖年代學分析證明形成于135～106Ma(劉俊來等，2011)；沿鴨綠江斷裂帶分布的丹東盆地、綠江村盆地以及涼水盆地砂巖中碎屑鋯石定年研究同樣顯示沉積時代為早白堊世，并且通過伸展盆地內火山巖鋯石年齡以及最年輕火山巖斜長石40Ar-39Ar年齡限定了鴨綠江斷裂帶伸展活動的時限為131～100Ma(Zhangetal.，2019b)；由此我們可以判斷吉南地區(qū)早白堊世處于活動大陸邊緣弧后伸展的構造背景。Peietal. (2011a)通過LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年測得吉南地區(qū)沿鴨綠江斷裂自東北向西南出露的七處花崗質巖體的形成年齡為122～130Ma，以及區(qū)域上出露的鎂鐵質-超鎂鐵質雜巖體年齡為129～137Ma (Peietal., 2011b)， 說明吉南地區(qū)早白堊世發(fā)育一期強烈的巖漿活動，這期巖漿活動與古太平洋板塊俯沖作用引起的強烈伸展構造環(huán)境有關。

圖14 閃長玢巖(Y+Nb)-Rb (a)和Yb-Ta (b)判別圖解(底圖據Pearce et al., 1984)

5.3 礦床成礦時代限定與成因分析

通過對礦區(qū)東部出露的閃長玢巖進行ICP-MS鋯石U-Pb測年可知，閃長玢巖鋯石中有一組形成年齡略小于閃長玢巖體的侵位結晶年齡(133.3±0.9Ma)的熱液鋯石(130.6±1.0Ma)，表明在閃長玢巖體侵位結晶之后，隨即受到熱液的蝕變改造，由此，我們可以初步限定板廟子金礦的成礦年齡即在130.6±1.0Ma，與華北克拉通破壞型金礦的成礦爆發(fā)期(集中在130～120Ma)相一致(朱日祥等，2015)。

成礦流體的來源可以直接根據保存在礦物流體包裹體中的水的同位素組成來判斷(Ohmoto and Rye, 1974; Richardsonetal., 1988;鄒灝, 2013)。將板廟子金礦重晶石礦物H-O同位素分析測試結果進行投圖(圖15)，從圖中可以看出板廟子金礦成礦Ⅲ階段成礦流體來源比較復雜，為巖漿水、變質水和建造水的混合。

圖15 板廟子金礦床成礦流體氫-氧同位素組成(底圖據Taylor，1974修改)

硫作為極其重要的成礦元素，是解決礦床成因問題的重要指示，根據礦石中硫的來源判斷礦床成礦物質的來源是礦床學研究中極為重要的手段。對重晶石礦物中的S進行同位素分析結果顯示δ34S集中在17.61‰～27.27‰之間，平均值為23.52‰ (表5)，數據較為集中，說明為單一來源S；張建澤(2015)對重晶石S同位素進行分析，δ34S=21.1‰～24.4‰，數據同樣比較集中，分布在20‰左右。成礦熱液中的總硫同位素不同數值對應不同的S來源也就是不同的成礦物質來源：(1)δ34S∑s=0，代表幔源硫，與巖漿活動有關；(2)δ34S∑s=20‰左右，代表成礦物質來源于大洋水和海相蒸發(fā)巖；(3)δ34S∑s為較大的負值，代表成礦物質來源于沉積環(huán)境下的還原S。在SO42-占優(yōu)勢的成礦熱液環(huán)境下，重晶石中的δ34S大致相當于熱液的δ34S∑s(Ohmoto, 1972；Ohmoto and Rye, 1979; 吳南平等, 2003)，所以，板廟子金礦成礦Ⅲ階段的成礦物質主要來源于大洋水和海相蒸發(fā)巖。

圖16 板廟子金礦成礦模式圖

通過對板廟子金礦成礦Ⅲ階段重晶石礦物進行流體包裹體顯微均一測溫、H-O-S同位素組成研究，我們可以得知：(1)板廟子金礦的成礦溫度在105.9～360.5℃之間，表現為中-低溫，同時鹽度在0.5%～7.3% NaCleqv之間，總體符合華北克拉通破壞型金礦主成礦期成礦流體的顯微特征；(2)重晶石H-O同位素分析結果顯示成礦流體來源于巖漿水、建造水和變質水的混合，與華北克拉通東、西金礦帶早白堊世金礦床H-O同位素組成所表現的投圖落點范圍基本一致，不同于造山型金礦成礦流體主要來源于變質流體的特征。

華北克拉通破壞型金礦區(qū)別于造山型金礦最典型的特征是：前者形成于強烈伸展構造背景，而后者形成于長期擠壓構造背景。通過板廟子金礦床成礦作用所處的大地構造背景以及成礦流體特征，我們可以判斷板廟子金礦床屬于克拉通破壞型金礦。

F102走滑斷裂作為板廟子金礦區(qū)規(guī)模最大的斷裂，呈北東向貫穿整個礦區(qū)，勘查所設的槽探工程控制斷層產狀，斷層傾向南東，傾角較大，約為67°～76°，斷裂帶中構造角礫巖可以觀察到硅化、褐鐵礦化及黃鐵礦化蝕變，是板廟子金礦重要的控礦構造。同時依據區(qū)域上同樣呈NE向展布的馱道溝花崗閃長斑巖(162.3Ma)以及呈順層侵入北東向展布的南芬組頁巖新路花崗閃長斑巖脈(163.3Ma)(高天宇等，2019)，我們推測北東向F102走滑斷層形成時代為中侏羅世晚期。F100正斷層呈北北東向與F102走滑斷層于地表處匯聚相交于 26 號勘探線，F100 正斷層的傾角約 43°～70°，從深部較緩到向F102斷裂匯合逐漸變陡，斷層上下盤之間的不整合面經早期F100斷裂構造演化，形成了層間破碎帶，后又經后期F102作用，越靠近F102斷裂所受到的疊加改造越強烈，層間破碎帶硅化程度加強，構造角礫巖的厚度也變大，形成了物理化學條件更加有利于成礦的更大范圍的構造角礫巖帶，是板廟子金礦區(qū)重要的控礦和容礦構造(圖3b)。

圖17 吉南地區(qū)早白堊世克拉通破壞型金礦成礦機制圖

綜合板廟子金礦的控礦構造、構造動力學背景以及流體包裹體地球化學特征，我們初步建立板廟子金礦成礦模型(圖16)：古元古代老嶺群珍珠門組和新元古代青白口系釣魚臺組之間呈角度不整合接觸，不整合面上盤釣魚臺組底部發(fā)育赤鐵石英砂巖，表現為氧化環(huán)境；由于地殼運動，太古代基底強烈隆升，導致沿不整合面形成正斷層F100，發(fā)育破碎的構造角礫巖帶，表現為氧化環(huán)境，發(fā)育赤鐵礦化、硅化；中生代早中侏羅世由于古太平洋板塊俯沖，形成北東向走滑斷層F102，由此導致F100斷層活化，與此同時板塊俯沖作用致使深部巖漿上涌，由于熱的富礦巖漿熱液沿斷裂空隙流入，致使由氧化環(huán)境轉變?yōu)檫€原環(huán)境，同時改造早期的硅化構造角礫巖，發(fā)育明顯孔隙，金和金屬硫化物沉淀在孔隙中，形成板廟子金礦成礦第Ⅰ、Ⅱ成礦階段；～130Ma巖漿熱液沿斷裂再次上涌，與老地層中的建造水、變質水混合，熱液溫度降低，同時，由于F100斷層拉伸運動，致使蝕變帶空間擴大，同樣導致熱液溫度降低，由還原環(huán)境轉換為氧化環(huán)境，并且不整合面上盤釣魚臺組底部的赤鐵石英砂巖同樣起到氧化作用，S2-由于氧化作用，被氧化成S6+，形成重晶石，構成板廟子金礦成礦第Ⅲ成礦階段，重晶石呈不規(guī)則脈狀充填、膠結硅化構造角礫巖角礫，附存在角礫巖中的孔洞和裂隙內，邊部伴生金屬礦物，重晶石與硅化石英之間的裂隙為金礦化提供了良好空間。

5.4 克拉通破壞型金礦成礦機制討論

華北克拉通巖石圈減薄與克拉通破壞，及其引發(fā)的構造-巖漿-成礦作用一直以來都是國內外學者的研究熱點。華北克拉通自1.85Ga克拉通化后，一直保持穩(wěn)定克拉通狀態(tài)；但自中生代以后，華北克拉通穩(wěn)定性質遭到破壞，尤其是東部，經歷復雜構造變形和巖漿活動，各種類型盆地廣泛發(fā)育，為金屬礦產和油氣資源提供了有利場所(Yangetal.，2003；朱日祥等，2011)。隨著工作的積累，人們對于華北克拉通破壞的認識也逐漸清晰：(1)借助山東蒙陰和遼寧復縣早古生代金伯利巖中的金剛石及其中流體包裹體、新生代玄武巖中的幔源包體我們可以推斷中國東部在顯生宙期間發(fā)生巖石圈減薄百余千米并且?guī)r石圈地幔性質也發(fā)生改變(池際尚，1988；鄭建平等，1999；吳福元等，2008)，中國東部的埃達克巖同樣暗示中國東部燕山中晚期可能是一個高原(張旗等，2001)；(2)通過中國東部巖漿活動-成礦作用以及以伸展斷陷盆地、變質核雜巖為標志的區(qū)域伸展變形限定華北克拉通破壞的峰期為早白堊世(劉俊來等，2011；朱日祥等，2012；Wangetal.，2012；吳福元等，2014)；(3)華北克拉通自中生代起，經歷了古亞洲洋閉合(Caoetal.，2013；Xuetal.，2013；劉錦等，2016；Guanetal.，2018)、揚子克拉通深俯沖及碰撞(郭敬輝等，2005；吳福元等，2005；Yangetal.，2007；Zhangetal.，2019c)、古太平洋板塊向歐亞大陸俯沖(Zhangetal.，2008, 2010；裴福萍等，2008；許文良等，2013；唐杰等，2018)以及蒙古-鄂霍茨克洋的閉合(Zhangetal.，2014；Lietal.，2018b；Guanetal.，2019)的多重疊加影響，通過不同構造域作用的時間跨度以及影響空間范圍的限定，古太平洋板塊俯沖作用是華北克拉通破壞的一級外部控制因素和驅動力已經得到多數研究者的認同(吳福元等，2003，2008，2014；朱日祥等，2012；朱日祥和徐義剛，2019)。

增生雜巖就位時間以及在陸緣分布的弧巖漿作用表明古太平洋板塊對歐亞大陸的俯沖作用開始于早侏羅世(朱日祥和徐義剛，2019)，吉黑東部鈣堿性火山巖組合(許文良等，2013)，小興安嶺-張廣才嶺雙峰式火成巖(唐杰等，2011)，吉林延邊和吉南地區(qū)埃達克質花崗質巖石(張超等，2014；Zhangetal.，2019c)也為俯沖作用開始于早-中侏羅世提供了有力證據。古太平洋板塊對歐亞大陸的俯沖作用分為侏羅紀的俯沖(巖石圈增厚)和白堊紀的拉張(拆沉作用)兩個階段(吳福元等，2008)，并且下地殼和巖石圈地幔的整體拆沉作用這一觀點也逐漸被大家接受(Gaoetal.，1998，2004；吳福元等，2003；Xuetal.，2006；Yang and Li，2008)。古太平洋板塊俯沖作用的實質是引起上覆地幔的非穩(wěn)態(tài)流動，拆沉作用是地幔對流失穩(wěn)的表現形式(朱日祥等，2011；朱日祥和徐義剛，2019)。

表6 克拉通破壞型金礦、板廟子金礦、南岔金礦以及荒溝山金礦基本特征對比

對板廟子金礦區(qū)內出露的閃長玢巖巖漿源區(qū)和構造背景的研究，說明了拆沉作用(地幔非穩(wěn)態(tài)流動)為其成礦作用提供了必不可少的條件，巖漿水作為板廟子金礦成礦流體的重要組成部分，表明巖漿上涌侵蝕地殼的過程很有可能在主成礦階段前期為成礦作用提供了成礦物質來源和熱量。同時，古太平洋板塊俯沖作用引起的斷裂構造活化以及強烈伸展構造環(huán)境為成礦流體的運移和混合提供了有利通道。因此，古太平洋板塊的俯沖作用及其在早白堊世引起的拆沉作用是克拉通破壞型金礦成礦機制的關鍵(圖17)。

5.5 吉南地區(qū)成礦作用

由于受到古太平洋板塊對歐亞大陸俯沖作用的影響，吉南地區(qū)中生代構造-巖漿-成礦作用十分強烈，總體看來主要存在兩期金成礦作用：早中侏羅世與NE-SW向“S”型韌性剪切帶相關的金礦床和早白堊世克拉通破壞型金礦床，前者以南岔金礦和荒溝山金礦為代表，后者以板廟子金礦為代表。將板廟子金礦與南岔、荒溝山金礦進行對比(表6)，我們可以發(fā)現：(1)成礦作用均受斷裂控制，板廟子金礦礦體主要賦存在硅化構造角礫巖蝕變帶中，南岔、荒溝山金礦主要受“S”型韌性剪切帶控制；(2)賦礦圍巖均具有元古代變質火山-沉積巖系；(3)礦區(qū)內雖然均發(fā)育巖漿活動，但板廟子金礦和荒溝山金礦成礦作用與巖漿活動有關，提供了成礦流體與成礦物質，而南岔金礦成礦作用與巖漿活動無關，成礦流體來源于變質水，成礦物質來源于圍巖與成礦變質流體；(4)南岔、荒溝山金礦成礦構造背景為古太平洋板塊俯沖歐亞大陸形成的擠壓環(huán)境，板廟子金礦則與俯沖作用下的強烈伸展環(huán)境有關。吉南地區(qū)獨特而復雜的構造演化表明其必定具有形成大型金礦的潛力，針對吉南地區(qū)典型礦床的研究為老嶺成礦帶金地質找礦提供了重要方向。

6 結論

(1)板廟子金礦區(qū)出露的閃長玢巖地球化學特征顯示其屬于典型的埃達克質巖石，其巖漿來源于拆沉下地殼部分熔融，并與地幔橄欖巖反應，結晶年齡為133.3±0.9Ma，侵位時代為早白堊世，形成于古太平洋板塊俯沖相關的強烈伸展構造背景。并且在閃長玢巖鋯石中識別出一組與成礦作用相關的熱液鋯石，表明巖漿侵位結晶后遭受熱液蝕變改造，熱液鋯石U-Pb加權平均年齡為130.6±1.0Ma，以此限定了板廟子金礦的成礦時代為早白堊世。

(2)板廟子金礦重晶石礦物H-O同位素組成表明成礦流體來源于巖漿水、建造水、變質水的混合；重晶石礦物S同位素表明成礦物質來源于大洋水和海相蒸發(fā)巖。

(3)根據板廟子金礦成礦時代、成礦構造背景以及成礦流體/物質來源判斷板廟子金礦屬于克拉通破壞型金礦，古太平洋板塊對歐亞大陸的俯沖作用及其在早白堊世引起的拆沉作用是克拉通破壞型金礦成礦機制的關鍵。

(4)吉南地區(qū)中生代成礦作用總體表現為兩期：早中侏羅世與NE-SW向“S”型韌性剪切帶相關的金礦床和早白堊世克拉通破壞型金礦床，分別與古太平洋板塊早中侏羅世的俯沖作用以及早白堊世引起的拆沉作用有關，總體看來古太平洋板塊的俯沖作用對于華北克拉通東北部的成礦作用有著深刻的影響。

致謝感謝兩位審稿人對本文提出的寶貴意見！

謹以此文祝賀楊振升先生九十華誕暨從事地質事業(yè)七十周年！