Abstract： The ore-bearing rock mass of Xiaogushan gold deposit in western Liaoning is a suit of pyroclastic rock assemblage，which was originally divided into Yixian Formation of Lower Cretaceous of Mesozoic. In order to accurately determine the age of this rock body，and to explore the petrogenesis and tectonic significance of the rocks in the western part of the Liaoxi region，petrography，LA-ICP -MS zircon ΔU-Pb dating and petrogeochemical analysis were carried out on the ore-bearing tuff of the Xiaogushan gold deposit. The results show that the weighted average age of the tuff is 2 510.7 - 2 508.9Ma ， which is the product of Late Neoarchean magmatism. The geochemical characteristics of the major elements show that the tuff is rich in silicon （ w （ SiO₂ ）is 68.99%-71.82% ），rich in alkali and potassium（w （ ΔNa₂O+K₂O） is 7.13%-8.82% ， w （ K₂O） is 6.94%-8.59%） ， poor in magnesium 0 （w（MgO） is 0.51%- 0.66%） ，and poor in calcium is 0.43%- 0.90%） . The aluminum saturation index（A/CNK） ranges from 1.16 to 1.42，which belongs to the peraluminous calc-alkaline shoshonite series rocks. The rocks are enriched in LREEs and LILEs such as Rb ， ΔTh ，U，Kand Pb ，and depleted in HREEs and HFSEs such as Nb ， Ta and P. The rare earth distribution pattern shows a rightleaning gentle low“V”curve，with obvious fractionation of light and heavy rare earth elements.（La/ Yb）_N is between 15.19 and 38.23，with weak Eu anomaly （ δEu is 0.60-0.72 .Petrogenesis and magma source discrimination show that the rocks have the characteristics of S- type granite，and the magma originated from the partial melting of metamorphic mudstone in the lower crust. Combined with the regional tectonic evolution，tectonic discrimination and geochronological characteristics，it is believed that the ore-endowed tuffs of the Xiaogushan gold deposit were formed in the tectonic environment of syn-collision after the subduction of the Longgang block and the Langlin block in the eastern part of the North China craton，which reflects the formation and evolution of the consolidated basement of the North China craton in the Archean period，and provides evidence for the tectonic mechanism of the North China craton in the Archean.

Key words： Neoarchean； tuff； zircon U - Pb dating； rock geochemistry； petrogenesis； tectonicsignificance;North China craton;Xiaogushan gold deposit

0 引言

遼西位于華北克拉通東北緣，其獨特的地理位置見證并記錄了自前寒武紀以來華北克拉通東北部地殼的生長與演化歷史，以及長期以來在該區(qū)域發(fā)生的巖漿、構造與成礦作用[1-2]。新太古代早期至新太古代晚期是華北克拉通陸殼增生的最重要階段[3]，眾多學者證實，在 2.7～2.5Ga 期間，華北克拉通發(fā)生了強烈的巖漿活動與地殼生長再造事件[4-7]華北克拉通東部在 2.7Ga 的新太古代早期發(fā)生了強烈的殼幔分異事件，并形成了大量新生地殼巖石、火山巖和TTG巖石，到 2.5Ga 新太古代晚期，構造熱事件對華北克拉通進行了強烈改造；上述巖石經(jīng)歷了部分熔融作用，致使華北克拉通在新太古代晚期發(fā)育了大面積的巖槳巖，奠定了華北克拉通的基本構造格架[1，8]。長期以來，華北克拉通以其廣泛分布的太古宙巖石基底而著稱，其主體主要由太古宙至古元古代巖石構成，并覆蓋有中元古代至新生代未變質的蓋層[8-10]。長期多次的構造巖漿活動，為華北克拉通東北緣 Au，Ag，Pb，Zn 等金屬元素的富集提供了有利條件。遼西地區(qū)已發(fā)現(xiàn)的金礦床（點）眾多，據(jù)統(tǒng)計，已發(fā)現(xiàn)大型金礦床2處、中型金礦床9處、小型金礦床35處和金礦化點182處[11]。這些礦床與礦化點的發(fā)現(xiàn)，證明了遼西地區(qū)所蘊含的巨大找礦前景。位于遼西綏中縣的小孤山金礦床研究程度較低，礦區(qū)內賦礦凝灰?guī)r尚未開展過系統(tǒng)的年代學、巖石成因及構造背景研究。根據(jù)以往資料記載，該地區(qū)出露地層被劃為義縣組火山巖[12]，但由于缺少可靠的年代學和巖石地球化學分析數(shù)據(jù)，具體時代亟待進一步精細厘定。為此，本文選取小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r為研究對象，采取詳細的野外地質調查、系統(tǒng)的巖石巖相學、LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學和巖石地球化學等研究方法，以期精細厘定其成巖時代、物源和大地構造背景，從而揭示其對成礦的意義。該研究有助于豐富研究區(qū)及周邊地區(qū)巖石地球化學與年代學資料，為找礦勘查和實現(xiàn)新一輪找礦突破提供思路和理論支撐。

1 區(qū)域地質背景與巖石巖相學特征

1.1 區(qū)域地質背景

華北克拉通由西部陸塊、東部陸塊和中央造山帶構成[8，13]，西部陸塊由陰山陸塊和鄂爾多斯陸塊沿東西向延伸的孔茲巖帶拼合而成，東部陸塊由龍崗陸塊和狼林陸塊沿近北東向延伸的膠一遼一吉造山帶碰撞拼合而成（圖1a）。華北克拉通結晶基底的形成主要經(jīng)歷了多陸核分散形成、微陸塊拼合和華北克拉通化三個階段，華北克拉通初始板塊構造誕生于 2.56Ga 左右，成熟于 2.2Ga 左右，東、西部陸塊在大約 1.8Ga 最終拼合并形成了華北克拉通統(tǒng)一的結晶基底[14]。遼西地區(qū)位于華北克拉通東部陸塊膠—遼—吉造山帶的北側，于印支晚期—燕山期發(fā)生巖石圈破裂，在剛性的基底上產(chǎn)生斷裂，同時形成大小不等的早白堊世斷陷盆地，并伴隨有中酸性火山巖的噴發(fā)。當大規(guī)模巖槳活動趨于結束時，巖漿活動表現(xiàn)形式主要為沿構造帶侵入的中酸性小侵入體及其伴生的爆發(fā)角礫巖體。區(qū)域內侵入巖廣泛分布，沿要路溝一葫蘆島斷裂有堿廠、圣宗廟等巖體侵入，侵入巖石組合為石英二長花崗巖、花崗閃長巖和二長花崗巖[12]

遼西小孤山金礦床位于膠—遼—吉造山帶北側的山海關古隆起與遼西坳陷交接帶部位，行政區(qū)劃隸屬于綏中縣大王廟鎮(zhèn)，礦區(qū)中心地理坐標為 （圖1b）。研究區(qū)出露地層較簡單，除第四系堆積物外，主要由中生界白堊系下統(tǒng)義縣組火山巖、火山碎屑巖和新太古界小塔子溝巖組綏中二長花崗巖和正長花崗巖組成[12]。義縣組火山巖組成了小孤山火山機構（火山口），巖性由外到內依次為花崗質熔結集塊角礫巖、熔結凝灰角礫巖和熔結巖屑晶屑凝灰?guī)r，小孤山金礦床的賦礦巖體位于這一套火山碎屑巖內，以黃鐵礦化熔結凝灰?guī)r為主。新太古代綏中二長花崗巖是小孤山火山機構的直接圍巖。礦區(qū)內火山機構和斷裂構造發(fā)育，火山機構面積約 0.7km² ，地貌上呈正地形的火山錐，產(chǎn)狀由四周向中心傾伏，傾角為 50^°～70^° 。小孤山金礦區(qū)內巖漿活動較強烈，并具有多旋回、多期次的特點。區(qū)域上受近東西向的明水斷裂帶控制，此外還有瓜地溝斷裂等環(huán)狀斷裂和放射狀斷裂。礦區(qū)內圍巖蝕變較發(fā)育，主要有硅化、鉀化、綠泥石化、葉臘石化、絹云母化、高嶺土化、黃鐵礦化、黃銅礦化和鐵錳礦化等。

1.2 巖石巖相學特征

本次研究主要采集了6件小孤山金礦區(qū)井下-70m 水平中段的黃鐵礦化熔結凝灰?guī)r樣品，樣品編號為 KS0324-1、KS0324－2、KS0324-3、KS0324-4.KS0324-5.KS0324-6. 。針對以上6件樣品開展全巖主量、微量及稀土元素分析，選取受蝕變影響小、巖屑較少的KS0324-1、KS0324－5兩件樣品進行 LA-ICP-MS 鋯石U-Pb同位素定年。

凝灰?guī)r樣品呈青灰色，凝灰結構（圖2a、b），熔結程度一般，塑性玻屑與塑性巖屑變形較弱，有弱的流狀構造，屬于火山頸相產(chǎn)物（圖2c、d）。巖石由火山巖屑（約 10% ）晶屑 （20%） 與玻屑 （70%） 組成，以 lt;2mm 的凝灰質為主。巖屑成分主要為花崗巖和次流紋巖；晶屑成分為石英、鉀長石，粒徑 lt;

圖1華北克拉通構造簡圖（a）和遼西小孤山地區(qū)地質簡圖（b）

Fig.1Tectonic subdivision of the North China craton （a）and simplified geological mapof Xiaogushan area，western Liaonin Province （b）

圖2小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r樣品照片（a、b）和顯微照片 （c，d）

Fig.2Sample photos （a，b）and thin-section photomicrographs（c，d）of ore-bearing tuff in Xiaogushan gold deposi

2mm ;玻屑以火山灰為主。巖石中含稀疏浸染狀半自形一他形黃鐵礦，粒徑 lt;0.5mm ，局部可見絹云母化。

2 分析測試方法

2.1 鋯石U-Pb定年分析

鋯石的分選、制靶、陰極發(fā)光（CL）圖像拍攝，以及 LA-ICP-MS 測年和鋯石微量元素測定在北京鋯年領航科技有限公司完成。測試前，首先將巖石樣品粉碎成 80～100 目，經(jīng)水粗淘、強磁-電磁分選和重液分選等方法對礦物進行分類挑選；然后在雙目顯微鏡下手工挑選晶形較好、顆粒粗大、無包裹體和無裂痕的透明鋯石；再將鋯石顆粒均勻粘在載玻片上，用環(huán)氧樹脂灌注成激光樣品靶，在加熱臺上放置 24～48h 等待凝固；最后拋光直至鋯石顆粒核部出露。采用IT-5O0和DELMIC的陰極熒光系統(tǒng)拍攝陰極發(fā)光（CL）圖像。選取有代表性的鋯石顆粒進行 LA-ICP-MS 鋯石U-Pb定年分析，LA采用NWR193UC型 193nm 深紫外激光剝蝕進樣系統(tǒng)，ICP-MS采用Agilent790O 型電感耦合等離子體質譜儀，儀器詳細參數(shù)及調諧方法見參考文獻[15]。分析測試前首先應消除樣品表面可能存在的污染，激光剝蝕采用He作為剝蝕物質載氣，用Ar作為補償氣體調節(jié)靈敏度，激光束斑直徑 30μm ，剝蝕深度 20μm ，剝蝕頻率 6Hz ，能量密度 5J/cm² 。試驗過程中，采用標定樣品NISTSRM610和NISTSRM612玻璃對儀器進行了優(yōu)化，并作為微量元素測試的外標，采用標準鋯石91500作為校正標樣，PLE鋯石作為監(jiān)測標樣，每間隔1O個樣品點分析2個9150O標樣和1和PLE標樣。利用ICPMSDataCal7.7軟件對獲得的原始數(shù)據(jù)進行處理，通過Isoplot軟件進行年齡計算與諧和圖繪制[16-17]

2.2 巖石主量、稀土及微量元素分析

全巖主量、稀土及微量元素分析在北京鋯年領航科技有限公司完成。主量元素成分采用Axios-maxX射線熒光光譜儀測定，檢測方法執(zhí)行GB/T14506.28—2010標準，燒失量、 H₂O⁺ 和 H₂O^- 采用P124S電子分析天平測定，分析誤差優(yōu)于 ±5% 。稀土、微量元素成分采用ICAPQ電感耦合等離子體質譜儀測定，檢測方法執(zhí)行GB/T14506.30—2010標準，測試誤差優(yōu)于 ±10% 。

3 分析結果

3.1 鋯石U-Pb年齡

在KS0324-1樣品中選取30顆典型鋯石進行測年分析，結果見表1。鋯石陰極發(fā)光（CL）圖像（圖3）顯示，鋯石呈自形和半自形柱狀或長柱狀，粒徑介于 60～120μm 之間，長寬比為 1：1～3：1 ，震蕩環(huán)帶清晰，具有巖漿鋯石的特征[18]。 w （Th）、 w （U）分別為 （63.2～285.1）×10^-6 和 （85.5～475.1）× 10^-6 ， Th/U 值為 0.28～1.61 ，平均為1.04，暗示其為巖漿成因鋯石[19-20]。樣品鋯石的 ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb 年齡為 2 727～2 254Ma ，在 ²⁰⁶Pb/²³⁸U^-207Pb/²³⁵U 年齡諧和圖（圖4a）中，有24個鋯石分析點落在諧和線上及其附近并沿不一致線分布，上交點年齡為0 （2513.5±8.8）Ma ，加權平均年齡為 （2508.9±8.9） 0Ma（MSWD=0.62） ，兩者在誤差范圍內一致。

在KS0324－5樣品中選取30顆典型鋯石進行測年分析，結果見表1。鋯石陰極發(fā)光（CL）圖像（圖3）顯示，鋯石呈自形和半自形柱狀或長柱狀，粒徑介于 80～120μm 之間，長寬比為 1：1～3：1 ，震蕩環(huán)帶清晰，具有巖漿鋯石的特征[18]。 w （Th）、 w （U）分別為 （65.2～852.7）×10^-6 和 （79.6～879.0）× 10^-6 ， Th/U 值為 0.63～1.41 ，平均為0.96，暗示其為巖漿成因鋯石[19-20]。樣品鋯石的 ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb 年齡為 2 828～2 476Ma ，在 ²⁰⁶Pb/²³⁸U^-207Pb/²³⁵U 年齡諧和圖（圖4b）中，有23個鋯石分析點落在諧和線上及其附近并沿不一致線分布，上交點年齡為（ 2507.4±8.0）Ma ，加權平均年齡為 （2 510.7± 8.9）Ma（MSWD=0.86） ，兩者在誤差范圍內一致。

火山碎屑巖的鋯石U-Pb定年結果易受圍巖擾動，本次研究所選取的60顆鋯石具有粒度較小、長寬比較大、棱角分明且震蕩環(huán)帶清晰等火山巖鋯石特征，說明其結晶年齡可以反映凝灰?guī)r的形成時代。測得的60顆鋯石的年齡均早于 2 200Ma ，根據(jù)兩件凝灰?guī)r樣品的加權平均年齡 （2 510.7～ 2 508.9Ma 推測得出，小孤山金礦賦礦凝灰?guī)r形成于新太古代晚期。

3.2 鋯石微量元素

本文對用于定年的兩件凝灰?guī)r樣品中的鋯石進行了微量元素分析，結果見表2。稀土元素球粒隕石標準化配分圖解見圖5。小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r的鋯石稀土元素配分型式表現(xiàn)為輕稀土元素虧損、重稀土元素富集的特征，具有強烈的Ce正異常（ ?δCe=1.07～144.27） 和明顯的Eu負異常（ δEu= 0.24～0.83） ，屬于典型的巖漿鋯石稀土元素特征[25]。將小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r的鋯石稀土元素配分型式與研究區(qū)內新太古代以來直至中生代時期的花崗巖和火山巖的鋯石稀土元素配分型式進行對比后發(fā)現(xiàn)，本次研究的凝灰?guī)r與同是新太古代時期形成的遼南安波花崗質片麻巖（ （2 519± 11）Ma， ）遼南城子坦片麻狀石英閃長巖（ （2505± 10）Ma） 和遼西綏中花崗巖（ （2552±15）Ma） 其有基本一致的鋯石稀土元素配分型式，均為典型的巖漿鋯石稀土元素配分型式，表明其具有一定的親緣性。以上三種花崗質巖石中鋯石微量元素的負Eu異常分別為0.41、0.45和0.47，大于本次研究的凝灰?guī)r中大部分鋯石的負 Eu 異常 （0.24～0.83） ，表明其經(jīng)歷了比凝灰?guī)r更加強烈的斜長石的分離結晶作用[23，暗示本次用于定年的凝灰?guī)r中的鋯石為火山巖鋯石。與中生代冀北熔結凝灰?guī)r（ （135.7± 1.8）Ma） 的鋯石稀土元素配分型式進行對比后發(fā)現(xiàn)，小孤山賦礦凝灰?guī)r明顯具有更弱的負 Eu 異常，可能與其經(jīng)歷了弱的變質作用有關。

3.3 主量元素特征

小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r樣品主量元素含量測試結果見表3。樣品普遍具有較高的 ），為68.99%～71.82% ，平均為 70.32% ；富鉀， 為 6.94%～8.59% ，平均為 8.21% ；貧鈉， w（Na₂O） （2為 0.18%～0.25% ，平均為 0.22% ；全堿質量分數(shù)為7.12%～8.82% ，平均為 8.43% ; w （Al₂O₃ ）為12.27%～13.09% ，平均為 12.76% ;全鐵 ）為 1.94%～4.80% ，平均為 3.33% ；其余主量元素質量分數(shù)分別為： TiO₂ 為 0.29%～0.42% 1 MnO 為0.118%～0.271% 、 MgO 為 0.51%～0.66% 、CaO為 0.43%～0.90%?P₂O₅ 為 0.116%～0.213% 。

在TAS巖石系列判別圖解（圖6a）中，6件凝灰?guī)r樣品全部落入流紋巖區(qū)域內且均屬于亞堿性系列。鋁飽和指數(shù)A/CNK為 1.15～1.42 ，平均為1.21，屬于強過鋁質巖石。在 A/NK-A/CNK 圖解（圖6b）中，樣品全部落入過鋁質區(qū)域。凝灰?guī)r樣品中，樣品均全部落人鉀玄巖系列。在 τ?（Th）-τυ（C o）圖解（圖6d）中，全部落入高鉀/鉀玄質系列。上述特征表明小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r屬于過鋁質鈣堿性鉀玄巖系列巖石。

圖3小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r鋯石陰極發(fā)光（CL）圖像

圖4小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)rLA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡諧和圖（a）和加權平均年齡（b）

3.4稀土及微量元素特征

小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r稀土總量 w（ZREE） 為 （147.86～217.11）×10^-6 ，平均為 180.00×10^-6 輕稀土元素總量 w （LREE）為 （140.97～207.45）X 10^-6 ，平均為 170.29×10^-6 ，重稀土元素總量w （HREE）為 （6.89～13.61）×10^-6 ，平均為 9.71× 10^-6 ，輕重稀土比值（LREE/HREE）為 11.68～21.48 ，球粒隕石標準化數(shù)值引自文獻[21]；冀北熔結凝灰?guī)r數(shù)據(jù)引自文獻[22」；遼西綏中花崗巖數(shù)據(jù)引自文獻[23]；遼南安波花崗質片麻巖與遼南城子坦片麻狀石英閃長巖數(shù)據(jù)引自文獻[24]。

表2小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r鋯石微量元素分析結果

續(xù)表2

圖5小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r鋯石稀土元素球粒隕石標準化配分型式

Fig.5Chondrite-normalized REE patterns of zircons for orebearing tuff in Xiaogushan gold deposit

平均為18.19， ?La/Yb?_N 為 15.19～38.23 ，平均為28.02，δEu 為 0.60～0.72 ，平均為0.64，呈現(xiàn)負Eu異常。在凝灰?guī)r稀王元素球粒隕石標準化配分圖解（圖7a）中，表現(xiàn)出輕稀土元素富集、重稀土元素虧損的特征，稀土配分模式均呈右傾型平緩低“V”曲線，輕重稀土元素分餾明顯。凝灰?guī)r微量元素原始地幔標準化蛛網(wǎng)圖解（圖7b）顯示，樣品均富集Rb、Th、U、K、Pb等大離子親石元素，虧損Nb、Ta、P等高場強元素，表現(xiàn)出殼源巖石的特征。

4討論

4.1 形成時代

本次定年分析所選取的鋯石均為自形和半自形晶且具有清晰的震蕩環(huán)帶，大部分Th/U值在0.4以上，表明其為巖漿成因鋯石[19-20]。U-Pb 測年分析點選擇在環(huán)帶清晰部位，絕大部分數(shù)據(jù)投點在U-Pb諧和線上，表明測試結果可以代表鋯石的結晶年齡，進而能夠反映樣品的形成時代。兩件凝灰?guī)r樣品加權平均年齡分別為 （2508.9±8.9）Ma（MSWD=

表3小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r主量、微量及稀土元素分析結果

Table 3Major，trace and rare earth elements composition of ore-bearing tuff in Xiaogushan gold depo

注：主量元素質量分數(shù)單位為 % ；微量、稀土元素質量分數(shù)單位為 10^-6 。

0.62）和 。

以往年代學研究顯示：綏中地區(qū)花崗質巖石形成于新太古代晚期，時代介于 2 532～2 499Ma 之間，不同巖性的形成時代無明顯差異；遼西臺里地區(qū)花崗質片麻巖的巖漿侵位年齡為 2 522Ma^[31-33] ；遼西地區(qū)釣魚臺二長花崗巖中巖漿鋯石的 ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb 加權平均年齡為 （2519±9）Ma^[22] ，斑狀黑云母花崗閃長巖、石英閃長巖的形成年齡為2 ？538～ 2 470Ma^[34] ;遼西新立屯似斑狀黑云母二長花崗巖、中細粒石英閃長巖及花崗細晶巖的測年結果為

2 496～2 479Ma^[35] 。 Fu 等[36-37]分別對冀北—遼西地區(qū)中粒二長花崗巖與正長花崗片麻巖、石英閃長質片麻巖與奧長花崗質片麻巖進行了鋯石U-Pb定年，結果顯示它們的侵位時間分別為 2 527～ 2 511Ma和 2 532～2 499Ma 。

目前的資料表明，在華北克拉通東部陸塊，特別是在吉南一遼北變質地塊和冀東變質地區(qū)，區(qū)域變質事件常與新太古代末一古元古代初的巖槳事件相伴；而本次的研究區(qū)綏中地區(qū)，以及冀東、魯西未遭受古元古代晚期構造熱事件疊加改造，故顯示較弱的變質變形[3]。位于華北克拉通北部冀東的青龍地區(qū)發(fā)育一套低級變質表殼巖系，即青龍火山-沉積巖系，形成于 2 511～2 503Ma ，由斜長角閃巖、變質長英質巖、變質基性-變質長英質火山巖和片巖等構成，形成于陸內裂谷時期，是華北克拉通太古宙晚期蓋層的一部分[38]。該火山-沉積巖系的變質程度特征和產(chǎn)出環(huán)境與研究區(qū)凝灰?guī)r較相似，很可能為同一期巖漿事件的產(chǎn)物。以上年代學研究表明遼西地區(qū)在新太古代晚期存在大規(guī)模的巖漿活動，小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r即為新太古代晚期巖槳事件的產(chǎn)物。

圖6小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)rTAS圖解（a） ?_?A/NK-A/CNK 圖解 （b），w（K₂O）-w（SiO₂） 圖解（c）和 w（Th）-w（Co） 圖解 （d）

4.2 巖石成因類型

樣品的主量元素特征與鋯石定年結果顯示，小孤山金礦床熔結凝灰?guī)r主要由長英質巖漿噴發(fā)形成，且其形成時代與圍巖綏中二長花崗巖接近，認為其屬于巖漿活動后期的產(chǎn)物?；◢弾r根據(jù)物源特征可劃分為I型、S型、M型和A型4種類型[39-46]本文參照以上分類方法對小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r開展成因類型研究，研究結果可以為巖漿源區(qū)及構造背景的討論提供參考。小孤山賦礦凝灰?guī)r樣品中未發(fā)現(xiàn)角閃石、輝石等基性礦物，因此排除M型花崗巖可能。A型花崗巖通常富含堿性鐵鎂質礦物，TFeO/MgO 值通常 gt;10 ，富集Nb、Zr等高場強元素[41]，小孤山賦礦凝灰?guī)r樣品貧鐵鎂，虧損 Nb，Zr 等高場強元素， TFeO/MgO 值為 2.92～6.57 ，平均為5.24，以上特征均與A型花崗巖不符。在 ΔNa₂O+ K₂ 0）/ CaO-w （ Zr+Nb+Ce+Y） 圖解（圖8a）

圖7小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r稀土元素球粒隕石標準化模式圖解（a）、微量元素原始地幔標準化蛛網(wǎng)圖解（b）Fig.7Chondrite-normalizedREEparterns（a）and primitivemantle-normalized trace element spiderdiagrams（b）fororebearing tuff in Xiaogushan gold deposit

和 TFeO/MgO-w（SiO₂） 圖解（圖8b）中，樣品全部落入I型和S型花崗巖區(qū)域內，因此排除A型花崗巖可能。有研究[44]表明，Y在過鋁質巖漿演化早期優(yōu)先進入Y富集的礦物中，S型花崗巖的 較低并隨 的增加而降低， 和 呈負相關關系；相反，I型花崗巖 w （Y）較高，與 w （Rb）呈正相關關系。在 w（Y）-w（ Rb）巖石類型判別圖解（圖8c中可以看出，樣品的投點與S型花崗巖演化趨勢一致。典型的S型花崗巖具有強過鋁質特征， A/CNKgt;1.1^[45] 。小孤山凝灰?guī)r樣品 A/CNKgt; 1.1，平均為1.21，屬于強過鋁質巖石，符合S型花崗巖特征。此外，在ACF巖石類型判別圖解（圖 8d）中，凝灰?guī)r樣品均落入S型花崗巖范圍內。與此同時，巖石學實驗證明，在過鋁質巖漿中， τω（P₂O₅） 與z0（SiO₂ ）的相關性也可以用于區(qū)分I型與S型花崗巖，I型花崗巖的 隨 Δzo（SiO₂） ）增加而降低，呈負相關關系，而S型花崗巖 隨 ）增加基本趨于穩(wěn)定[47]。綜合上述特征表明，形成小孤山金礦床凝灰?guī)r的巖槳為一種類似于S型花崗巖系列的巖石對應的巖漿。

4.3 巖漿源區(qū)特性

小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r具有高硅、富鉀、富集大離子親石元素（Th、U、K、Pb等），虧損高場強元素 （Nb，Ta，P 等）的特征，輕重稀土元素分餾明顯且具有 Eu 負異常，以上特征表明其可能來源于地殼物質的部分熔融[48-51]。據(jù)前文所述，小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r具有與S型花崗巖相似的特征，一般認為S型花崗巖來自變質沉積巖的深熔作用，屬于典型的殼源巖槳巖。在 A/FM-C/FM 圖解（圖9a）中，樣品全部落人變質泥巖部分熔融區(qū)域，進一步表明其殼源特征。由地幔部分熔融或者分離結晶作用所形成的巖漿通常是基性或中性的，一般具有較低的 ）和較高的 Mg^#[42，53] 。與之相比，小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r的 ） （68.99%～71.82% ，平均為 70.32% 較高且 Mg^#（21.50～38.13 ，平均為26.82）較低，表明其巖漿源區(qū)不可能直接來自幔源巖漿部分熔融與分離結晶。原始地幔的Nb/Ta值與 Zr/Hf 值分別為17.8和 37^[31] ，地殼的 Nb/Ta值與 Zr/Hf 值分別為11.4 和 33.33^[48] ，小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r樣品的Nb/Ta值為 12.00～16.04 ，平均為 13.53，Zr/Hf 值為 30.08～34.01 ，平均為32.29，與地殼更為接近，暗示其地殼來源。

高度不相容元素到中度不相容元素的比值，通?？捎脕韰^(qū)分部分熔融的性質和分異結晶的趨勢[54]。小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r的 La/Sm 值變化較小，為 8.67～11.18 之間， _{La/Sm-w（La）} 圖解（圖9b）中顯示樣品在巖漿演化階段經(jīng)歷了分離結晶作用。Ba、Sr和 Eu 的虧損通常指示斜長石或鉀長石分離結晶作用的存在[55-56]。在 τν（Ba）-τν（Sr） 圖解（圖9c）和 w（Sr）-δEu 圖解（圖9d）中， 與 與 w（Sr） 之間的強正相關關系支持斜長石和鉀長石分離結晶作用的發(fā)生。 P 的負異常與磷灰石的分離結晶作用有關[58]，Nb、Ta、Ti的負異常與鈦鐵礦的分離結晶作用有關[59]， MgO 、FeO和

圖8小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r巖石成因類型判別圖解

Fig.8Rock type discrimination diagrams for ore-bearing tuff in Xiaogushan gold depos

Fe₂O₃ 質量分數(shù)的降低表明黑云母或角閃石等鐵鎂質礦物分離結晶作用的發(fā)生。在Harker圖解（圖10）中：主要氧化物 Al₂O₃?TFe₂O₃?TiO₂ 和 MgO 質量分數(shù)隨 SiO₂ 質量分數(shù)增加而降低，呈負相關關系， K₂O 質量分數(shù)與 SiO₂ 質量分數(shù)呈正相關性，指示長石類礦物、鐵鎂礦物（如角閃石和黑云母）和含鈦（如鈦鐵礦、鈦礦和金紅石）礦物的分離結晶，說明該火山巖的演化作用具有連續(xù)性。

根據(jù)樣品 Sr，Yb 質量分數(shù)可對花崗質巖石進行分類，且中酸性巖漿巖的Sr、Yb質量分數(shù)被認為與巖漿形成的深度有關，能用于判別巖漿源區(qū)的成因與性質。小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r樣品具有低w（Sr）（（77～120）×10^-6 ，平均為 110.5×10^-6 ）、低w（Yb）（（0.88～1.94）×10^-6 ，平均為 1.23×10^-6 ）的特點，屬于低 Sr 低Yb型（圖11a），可能形成于中壓環(huán)境。通過Sr、Yb質量分數(shù)變化趨勢，小孤山地區(qū)地殼具有從正常地殼 （w（Sr）lt;400×10^-6 ，w（Yb）gt;2×10^-6 ）向增厚地殼 （Δw（Sr）lt;100× 10^-6 ，w（Yb）lt;2×10^-6， 發(fā)展趨勢，處于地殼增厚階段[50，60-61]。在 Sr/Y-w （Y）圖解（圖11b）中，凝灰?guī)r大部分樣品落入埃達克巖邊緣。在 （La/Yb）_N- Yb_N 圖解（圖11c）中，凝灰?guī)r樣品均落入埃達克巖區(qū)域，表明巖漿來源較深。綜上所述，小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r起源于增生下地殼變質泥巖的部分熔融，巖漿在演化過程中經(jīng)歷了斜長石、鉀長石、磷灰石和鈦鐵礦等礦物不同程度的分離結晶作用。

4.4構造背景及地質意義

華北克拉通在新太古代晚期巖漿活動顯著并形成了大面積的太古宙花崗巖，能夠充分反映當時陸殼的增生過程與構造背景[3-4，64-65]。目前，關于新太古代晚期華北克拉通大規(guī)模巖槳活動的構造背景存在兩種觀點：一種觀點認為，新太古代末期板塊構造已經(jīng)形成，在與俯沖相關的島弧環(huán)境下，弧-陸碰撞與陸-陸碰撞引起的板塊拼貼作用形成了華北克拉通大規(guī)模巖漿事件[66-68]；另一種觀點則認為，由地幔柱引起的幔源巖槳的底板墊托作用是新太古代晚期花崗質巖石形成的主要原因[4.8，69-70] 。

圖9小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r A/FM-C/FM 圖解（a） La/Sm-w（La） 圖解（ b）?w（Ba）-w（Sr） 圖解（c）和 w（Sr）-δEu 圖解（d）Fig.9 A/FM-C/FM diagram （a）， La/Sm-w（La） diagram （b）， w（Ba）-w（Sr） diagram （c） and w（Sr）-δEu diagram （d）for ore-bearing tuff in Xiaogushan gold deposit

小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r的主量元素分析結果顯示具有較高的 w（Al₂O₃ 和較低的 ） （0.29%～0.42%） ，與俯沖島弧和同碰撞構造背景下的巖漿巖地球化學特征相似[71-73]。Pearce 等[74]建立了 w（Nb）-w（Y） 雙變量投影圖，將花崗質巖石劃分為三個巖石分布區(qū)，分別是大洋脊花崗巖（ORG）、板內花崗巖（WPG）和火山弧花崗巖（VAG） + 同碰撞花崗巖 Γ_syn-COLG） ，在此基礎上又建立了 w（Rb）-w（Y+Nb） 投影圖，將同碰撞花崗巖和火山弧花崗巖區(qū)分開來。在w（Nb）-w（Y ）構造環(huán)境判別圖解（圖12a）上，6件凝灰?guī)r樣品全部落入火山弧和同碰撞型花崗巖區(qū)域內；在 w（Rb）-w（Y+Nb） 構造環(huán)境判別圖解（圖12b）上，6件凝灰?guī)r樣品全部落人同碰撞花崗巖區(qū)域。Betchelor等[75]提出了 R₂-R₁ 因子判別圖解用于判斷巖石形成時的構造背景。在 R₂-R₁ 構造環(huán)境判別圖解（圖12c）中，6件凝灰?guī)r樣品全部落入同碰撞區(qū)域。Harris等[76]建立了 Hf-Rb/10-3Ta 三角形圖解用于區(qū)分大洋脊花崗巖、火山弧花崗巖、板內花崗巖和碰撞大地構造背景上的花崗巖。在Hf-Rb/10-3Ta 圖解（圖12d）中，6件凝灰?guī)r樣品全部落入碰撞大地構造背景上的花崗巖區(qū)域。

圖10小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)rHarker圖解

Fig.10Harker diagrams for ore-bearing tuff in Xiaogushan gold deposit

圖11小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r w（Sr）-w（Yb） 圖解（a） Ω_ΩSr/Y-w（ΩY） 圖解（b）和 （La/Yb）_N-Yb_N 圖解（c） Fig.11 w（Sr）-w（Yb） diagram（a）， Sr/Y-w（Y） diagram（b）and （La/Yb）_N-Yb_N diagram（c）for ore-bearingtuff in Xiaogushan gold deposit

S型花崗巖具有明確的構造意義，強過鋁質S型花崗巖的形成通常與大陸碰撞造山作用密切相關，是造山作用由匯聚向伸展過渡的標志[7]。小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r的鋁飽和指數(shù)A/CNK為 1.15～ 1.42，平均為1.21，屬于典型的強過鋁質S型花崗質巖石。強過鋁質花崗質巖石的形成環(huán)境可劃分為兩種類型，分別是同碰撞型和后碰撞型。其中：同碰撞型強過鋁質花崗巖形成于碰撞早期的地殼加厚階段，熔融溫度一般 lt;875^°C ，部分熔融的熱源為K、Th、U等元素的放射性衰變產(chǎn)生的熱量；后碰撞型強過鋁質花崗質巖石形成于地殼加厚之后，熔融溫度一般 gt;875^°C ，部分熔融的熱源來自軟流圈上涌[45]。利用鋯石飽和溫度估算公式 T_Zr=12900/" - 2 7 3 . 1 5" ，可以估算出巖石初始源區(qū)巖漿溫度。其中： ）代表全巖中 Zr 的質量分數(shù)；計算前需對全巖Si、Al、Fe、 Mg 、 Ca 、Na、K、P元素陽離子數(shù)進行歸一化

a. w（Nb）-w（Y） 圖解，底圖據(jù)文獻[74] ;b.w（Rb）-w（Y+Nb） 圖解，底圖據(jù)文獻[74]；c. R₂-R₁ 圖解，底圖據(jù)文獻[75];d. Hf-Rb/10-3Ta圖解，底圖據(jù)文獻[76]。

圖12小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r構造判別圖解

Fig.12Tectonic discrimination diagrams for ore-bearing tuff in Xiaogushan gold deposit

處理，再將歸一化后數(shù)據(jù)代入公式 （ Na+ K+2Ca）/（ω（Al）×ω（Si）） ，求出陽離子質量分數(shù)比值[78]。根據(jù)以上方法計算得出小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r初始源區(qū)巖漿溫度為 771～812^°C ，平均為788°C ，巖漿形成溫度 lt;875^°°C ，表明符合同碰撞型。綜上所述，小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r應該形成于同碰撞的構造環(huán)境。

太古宙末期，華北克拉通整個東部陸塊已形成了統(tǒng)一塊體。大約 2.5Ga ，龍崗陸塊與狼林陸塊發(fā)生了碰撞拼合作用并沿碰撞拼合帶形成了增生造山體系——膠—遼—吉造山帶[79-80]；到了 2.2Ga 左右，東部陸塊開始裂解，形成了膠一遼一吉裂谷帶；在華北克拉通東、西部陸塊碰撞之前 1.92～1.88Ga 期間，膠—遼一吉裂谷帶發(fā)生了強烈的巖漿-變質-變形作用，致使其連續(xù)收縮、變形直至封閉，膠一遼一吉帶成為了一條線性分布的古元古代的陸內造山帶；隨后在 1.8Ga 左右，東、西部陸塊碰撞拼合最終形成了華北克拉通統(tǒng)一的結晶基底[81-82]。本文研究證實，小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r形成于新太古代晚期，當時華北克拉通東部陸塊上的龍崗陸塊和狼林陸塊俯沖作用剛剛開始，位于膠一遼一吉造山帶北部遼東本溪的劉家堡子巖體（巖石類型為似斑狀細中粒黑云母二長花崗巖），即是龍崗陸塊和狼林陸塊第一次俯沖作用的產(chǎn)物，其形成年齡為 （2 518± 21）Ma ，當時兩陸塊被洋盆分隔尚未拼合，劉家堡子巖體形成于大洋板塊向大陸板塊俯沖的島弧構造環(huán)境[83]。隨著龍崗陸塊和狼林陸塊俯沖作用的不斷持續(xù)，兩陸塊進入了同碰撞階段，此時地殼加厚熔融，在 2 510～2 508Ma 期間，強烈的巖槳活動導致火山噴發(fā)，形成了小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r。碰撞造山活動趨于結束后大陸開始伸展，位于膠一遼一吉造山帶南部的馬家溝巖體（巖石類型為片麻狀中細粒黑云母二長花崗巖），定年為 （2490±21）Ma 被證實形成于龍崗陸塊與狼林陸塊碰撞造山結束后的伸展環(huán)境，是造山活動結束的標志[84]。以上研究表明，在新太古代晚期華北克拉通東部陸塊東北部的活動大陸邊緣經(jīng)歷了一系列連續(xù)的俯沖、同碰撞和碰撞后伸展運動，先后形成了劉家堡子巖體、小孤山金礦床賦礦熔結凝灰?guī)r和馬家溝巖體。該過程體現(xiàn)了太古宙時期華北克拉通固結基底的形成與演化，為太古宙板塊構造機制的存在提供了新的證據(jù)。同時，連續(xù)的構造運動和強烈頻繁的火山活動還導致研究區(qū)內火山機構及斷裂構造發(fā)育，為小孤山金礦床的富集與沉淀提供了有利條件。

5結論

1）遼西小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)rLA-ICP-MS鋯石U-Pb定年結果為 2 510.7～2 508.9Ma 表明其形成時代為新太古代晚期，不屬于義縣組火山巖。

2）遼西小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r屬于過鋁質鈣堿性鉀玄巖系列巖石，具有S型花崗巖特征，巖槳起源于增生下地殼變質泥巖的部分熔融，巖漿在演化過程中經(jīng)歷了斜長石、鉀長石、磷灰石和鈦鐵礦等礦物不同程度的分離結晶作用。

3）遼西小孤山金礦床賦礦凝灰?guī)r形成于同碰撞的構造環(huán)境，體現(xiàn)了太古宙時期華北克拉通的板塊構造機制；同時新太古代晚期持續(xù)的構造運動和強烈瀕繁的火山活動為小孤山地區(qū)金礦床的富集與沉淀提供了有利條件。

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