吉林二密铜矿区含矿次火山岩年代学及其形成环境探讨

邢树文, 张增杰, 马玉波, 杜晓慧, 孙景贵, 张 勇, 杨凤超, 王 岩

1)中国地质科学院矿产资源研究所, 国土资源部成矿作用与资源评价重点开放实验室, 北京 100037; 2)中国地质图书馆, 北京 100083; 3)吉林大学地球科学学院, 吉林长春 130012

吉林二密铜矿区含矿次火山岩年代学及其形成环境探讨

邢树文1), 张增杰1), 马玉波1), 杜晓慧2), 孙景贵3), 张 勇3), 杨凤超3), 王 岩1)

1)中国地质科学院矿产资源研究所, 国土资源部成矿作用与资源评价重点开放实验室, 北京 100037; 2)中国地质图书馆, 北京 100083; 3)吉林大学地球科学学院, 吉林长春 130012

吉林通化二密铜矿区次火山岩为其成矿的主要围岩。该次火山岩成岩时代未定, 对其成岩及成矿机理等问题仍有很大的争论。本文即通过利用LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb分析测定了该次火山岩的形成时代: 二长闪长玢岩(JEM02)、石英二长闪长岩(JEM03-1)以及石英二长岩(JEM03-2)锆石的206Pb/238U加权平均年龄分别为(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),与其相应的206Pb/238U-207Pb/235U谐和年龄一致。松顶山次火山岩侵位的先后顺序为: 石英二长闪长岩、石英二长岩、二长闪长玢岩。通过主、微量元素分析, 本文认为该次火山岩为碰撞后到晚造山或非造山环境下形成的花岗岩-A型花岗岩的系列。该次火山岩形成的过程为: 在中国东部岩石圈减薄的过程中, 地幔物质上涌与地壳发生强烈的相互作用形成富碱的钙碱性岩浆。该岩浆在岩浆房中进一步分异形成二长-闪长岩浆和花岗斑岩岩浆。两种岩浆先后沿火山喷发通道浅成侵入形成次火山岩。

锆石U-Pb; 火山-次火山热液; 二密

吉林省通化市二密铜矿区次火山岩, 也有人称之为松顶山序列次火山岩, 为二密铜矿赋矿围岩,主要包括石英二长岩、石英二长闪长岩和花岗斑岩。到目前为止, 有关该火山岩年代学的研究仅有乔国华等(2009)利用 K-Ar法测得了其中的花岗斑岩年龄为97 Ma或95 Ma。该火山岩年代学研究的薄弱,导致对很多重要问题认识不清, 争论不止: 1)该次火山岩与盆地火山岩的关系不清楚, 欧阳喜(2001)和刘兴桥(2003)认为该序列的三类岩石分别是通化三源浦盆地三次火山喷发旋回(果松期、林子头期、和三棵榆树期)形成的次火山岩; 而乔国华等(2009)则认为该岩石系列仅仅为盆地第三次火山旋回—三棵榆树期三次喷发时期形成的次火山岩。2)由于时代不确定, 该次火山岩序列的形成与中国东部岩石圈减薄的关系也不清楚, 其物源和形成环境还有待于深入研究。3)该次火山形成机理也不清楚。二密铜矿作为吉林省危机矿山, 对其围岩次火山岩年代学的研究和二密铜矿成岩环境等的探讨, 能够为老矿山深部及外围找矿提供科学依据。本文重点研究了该次火山岩中的赋矿围岩石英二长-闪长岩以及二长闪长玢岩的成岩年龄, 并进一步探究其形成原因。

1 地质背景

二密铜矿位于吉林通化盆地中(图1)。盆地发育在辽北—龙岗古陆与其南侧古元古代坳拉槽的拼贴带之上(邢树文等, 2011), 形成于中侏罗世晚期(刘尔义等, 1985; 许敏等, 1997), 到晚白垩世早期结束(刘兴桥, 2003), 为库拉板块俯冲挤压体制下, 在隆起带拉张形成的断陷盆地。该盆地为东西翼不对称的向斜盆地, 主要延伸方向为北东向, 与控制盆地西缘的三源浦—样子哨断裂带方向一致。盆地内的地层既有沿北东向展布的特征, 又有围绕火山机构分布的特点。

通化盆地形成演化过程可分为两大沉积旋回(许敏等, 1997), 每个旋回都是有冲积扇-湖泊的非补偿沉积及火山喷发岩沉积系两个部分组成: 盆地早期非补偿阶段形成中侏罗的侯家屯组和晚侏罗世长流村组的冲积扇-湖泊沉积, 晚侏罗开始形成果松组偏碱性的中基性火山岩沉积, 为第一个旋回;盆地的第二个沉积旋回开始于晚中侏罗世鹰嘴砬子组、林子头组、下桦皮甸子组和亨通组的非补偿性沉积(其中夹有林子头组火山喷发沉积, 主要岩石类型灰色安山岩、英安岩、英安质角砾凝灰岩、流纹质晶屑岩屑凝灰岩和少量流纹岩), 其后的火山喷发沉积岩系为三棵榆树组火山喷发沉积, 为粗面安山岩和粗面岩碱性流纹岩。

二密铜矿围岩次火山岩为盆地东侧火山机构中心相, 按侵位的顺序, 其岩性为石英二长闪长岩,石英二长岩和花岗斑岩。矿体赋存于该次火山岩及其与侏罗系火山岩的接触带附近。矿体有两种类型:以脉状为主, 主要产于松顶山序列石英二长-闪长岩体与侏罗系火山岩接触带附近, 受接触带构造、原生节理和断裂构造联合控制; 浸染状矿体次之,主要分布在北西、北东东向两组断裂交汇处附近,且多有松顶山序列花岗斑岩相伴, 尤其是斑岩体小岩株的内部或接触带附近。蚀变主要为硅化、电气石化、绢云母化, 及高岭土化, 矿化主要为黄铜矿化, 见有黄铁矿化、磁黄铁矿化等。

图1 吉林通化二密铜矿地质简图(据冯守忠, 1998)Fig. 1 Geological map of the Ermi copper deposit in Tonghua, Jilin Province (after FENG, 1998)

2 二密铜矿围岩次火山岩锆石年龄测试分析

2.1 样品特征

本文研究所采三个样品为二密铜矿的直接围岩, 其岩性为石英二长岩、石英二长闪长岩和二长闪长玢岩。石英二长闪长岩(JEM03-1), 为松顶山次火山岩的主体。中细粒半自形粒状结构, 块状构造。岩石主由斜长石、角闪石、黑云母、石英、钾长石组成。石英二长岩(JEM03-2), 为松顶山序列中侵入时间介于二长闪长岩和花岗斑岩之间, 与花岗斑岩关系截然, 而与二长闪长岩关系渐变。中粗粒半自形粒状结构、块状构造岩石主, 由斜长石、钾长石、角闪石、黑云母、石英组成。二长闪长玢岩(JEM02),在矿区的南部呈椭圆状出露, 为松顶山超浅成次火山岩。斑状结构, 块状构造。斑晶为斜长石, 基质为斜长石、辉石、角闪石、石英、黑云母。其镜下特征见图2。

图2 二密矿区次火山岩岩石薄片显微照相Fig. 2 Microphotographs of sub-volcanic rocks in the Ermi copper mining area

2.2 分析处理方法

分别取岩石样品大约 5 kg, 清洗干净后, 按照样品岩石薄片中主要锆石的粒度, 将样品粉碎至相应大小。接着反复手工淘洗, 收集包含锆石的重矿物组分。然后进行电磁选分离, 最后再利用双目镜,挑出锆石。为了避免外来物质颗粒的混染, 每个步骤和工序都仔细清洗。最后, 将选出的锆石置于环氧树脂中制成样品靶, 固结干燥后打磨至锆石内部暴露, 拍摄锆石阴极发光图像待测。

二长闪长玢岩(JEM02)中的锆石大小为 50～250 μm不等, 粒状、短柱状和长柱状都有, 无针状,以粒状和短柱状为主。晶形发育较好, 有明显的增生边。阴极发光下没有韵律环带和扇形分带。石英二长闪长岩(JEM03-1)中的锆石大小为 60～150 μm,粒状和短柱状。锆石晶形发育较好, 无增生边。阴极发光下可见较宽的韵律环带, 有扇形分带。石英二长岩(JEM03-2)中的锆石大小为60～250 μm, 从粒状到长柱状都有, 以粒状和短柱状为主。晶形发育较好, 无增生边。阴极发光下韵律环带可见, 但不发育, 无扇形分带(图3)。

LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb定年测试分析在中国地质科学院矿产资源研究所同位素实验室完成,锆石定年分析所用仪器为 Finnigan Neptune型MC-ICP-MS及与之配套的Newwave UP 213激光剥蚀系统。激光剥蚀所用斑束直径为 25 μm, 频率为10 Hz, 能量密度约为2.5 J/cm2, 以He为载气。详细实验测试过程参见侯可军等(2009)。

图3 松顶山次火山岩部分锆石阴极发光图像Fig. 3 Cathodoluminescence (CL) images of zircons from Songdingshan sub-volcanic rocks

2.3 分析结果

二长闪长玢岩(JEM02)分析了 26颗锆石(没有分析增生边), 从粒状到长柱状都有。由分析结果,锆石的 Th/U比值比较高, 从 0.56～2.86都有; 与206Pb/238U年龄相比,207Pb/235U年龄相似或稍高, 但206Pb/238U-207Pb/235U谐和年龄与206Pb/238U加权平均年龄相一致, 分别为(95.85±0.47) Ma (MSWD=1.3), (95.71±0.33) Ma (MSWD=1.6)(图4a, b)。

石英二长闪长岩(JEM03-1)分析了15颗粒状和短长柱状锆石。由分析结果, 锆石的Th/U比值范围为 0.54～1.06; 与206Pb/238U年龄相比,207Pb/235U年龄与之相似或稍高,206Pb/238U-207Pb/235U 谐和年龄为(97.13±0.46) Ma (MSWD=1.3),206Pb/238U加权平均年龄为(97.18±0.46) Ma (MSWD=1.19), 两者相一致(图4c, d)。

石英二长岩(JEM03-2)分析了 25颗锆石, 从粒状到长柱状都有。由分析结果, 锆石的Th/U比值比较高, 变化范围为 0.60～1.15;206Pb/238U-207Pb/235U谐和年龄与206Pb/238U 加权平均年龄相一致, 分别为(96.00±0.62) Ma (MSWD=1.5), (96.10±0.50) Ma (MSWD=2.0)(图4e, f)。

3 结果讨论

3.1 成岩成矿时代

根据本文对二密矿区次火山岩的三类岩石的测年结果, 可以判定该次火山岩形成于通化盆地三棵榆树期火山喷发形成火山岩之后, 可能为该火山岩的次火山岩。由乔国华等(2009)测得松顶山序列次火山岩最后一次侵位形成的花岗斑岩年龄为95 Ma (K-Ar年龄), 结合野外接触关系, 松顶山次火山岩侵位的先后顺序应该为: 石英二长闪长岩、石英二长岩、二长闪长玢岩和花岗斑岩。

根据二密铜矿矿床地质的研究, 无论是那种具体成因, 从根本上应该为火山-次火山热液有关的矿床, 其成矿的年龄即为其直接围岩的年龄, 所以二密铜矿成矿分为两期: 早期为石英二长闪长岩-石英二长岩成矿阶段, 为97～96 Ma, 主要为脉状矿体。晚期为二长闪长玢岩-花岗斑岩成矿阶段, 成矿时间为95 Ma, 主要形成细脉浸染状矿体。

3.2 形成环境的推断

3.2.1 R1-R2构造环境判别图解

R1-R2图解充分地考虑了岩石化学的总体特征,涉及了主要的8种造岩元素(Si、Na、K、Fe、Ti、Ca、Mg、Al)。根据二密矿区次火山岩岩石地球化学特点, 计算出各类岩石相应的R1和R2值(表1), 按Bechelor等(1985)提出的R1-R2因子构造环境判别图解投点成图(图5)。由图5可知, 1)最后侵位的花岗斑岩为晚造山花岗岩或非造山环境下的A型花岗岩; 2)除花岗斑岩外, 矿区次火山岩主体都落在板块碰撞前和碰撞后隆起花岗岩的范围, 显示该次火山岩主体形成应该与碰撞前挤压和碰撞后隆起的构造环境密切关联; 3)按闪长岩-二长岩-闪长玢岩的侵位顺序, 该次火山岩首先侵位的是碰撞隆起期后花岗岩, 然后为破坏性活动板块边缘花岗岩。总之, 矿区次火山岩为从碰撞前到碰撞后再到到晚造山或非造山环境下形成的花岗岩类。

图4 二密矿区次火山岩锆石U-Pb分析谐和图和206Pb/238U加权平均值图Fig. 4 U-Pb concordia diagrams and weighted207Pb/206Pb age average diagrams of zircons from sub-volcanic rocks in Ermi

3.2.2 主要元素判别图解

根据岩石的主要元素化学成分判断其形成时的大地构造环境是比较常用的一种方法。把松顶山次火山岩各类岩石中SiO2含量大于60%, 石英实际大于 2%的数据投点到 Maniar等(1989)提出的花岗岩类主要元素判别图, 得到以下几点结论: 1)花岗斑岩在该次火山岩系列中比较特殊, 其在SiO2-TFeO/(TFeO+MgO)图上显示有非造山环境花岗岩(与裂谷有关的花岗岩RRG或陆内造陆运动隆起花岗岩 CEUG)和造山环境花岗岩(造山后花岗岩POG), 而在其他两个图上显示可能为造山环境花岗岩(岛弧、陆弧和大陆碰撞的环境花岗岩); 2)除了花岗斑岩的其他松顶山次火山岩主体在图中三种图解中都显示为造山环境(岛弧、大陆弧和碰撞带)花岗岩的特点(图6)。

3.2.3 微量元素判别图解

由于高场强不活泼微量元素在岩石形成后的稳定性, 其常被利用来判定岩石形成的大地构造环境。本文所应用的微量元素主要是 Rb、Y、Yb、Nb、Ta。由微量元素判别图解(图7)可以得出: 1)矿区次火山岩主体石英二长闪长岩和石英二长岩不是岛弧花岗岩就是同碰撞花岗岩类; 2)同主量元素判别图解一样, 花岗斑岩显示与主体次火山岩不同的特点。其既有同碰撞和岛弧花岗岩的特征, 也具有板内花岗岩的特征。

图5 R1-R2二密次火山岩构造判别图解Fig. 5 R1-R2 diagram of the sub-volcanic rocks in Ermi

图6 矿区次火山岩主要元素判别图解Fig. 6 Oxide content diagrams of sub-volcanic rocks in Ermi

总结以上三种图解判别的结果, 该次火山岩主体石英二长-闪长岩形成的环境应该属于岛弧或碰撞花岗岩类, 花岗斑岩, 作为矿区次火山岩最后侵位期次的岩株, 其形成环境可能为非碰撞环境, 此时挤压仍然存在但是伸展已经开始, 从而呈现碰撞期后和非造山A型花岗岩的特点。

根据前人研究, 在晚中生代中国东部岩石圈发生了持续减薄的深部地质过程: 在 130～120 Ma(早白垩纪)达到高潮(吴福元等, 2003, 2005, 2008), 在100 Ma以后软流圈呈“蘑菇状”大规模上涌(路凤香等, 2006a, b; 邵济安等, 2006)。二密松顶山序列次火山岩形成于 97～95 Ma, 所以其形成的环境为深部存在壳-幔和岩石圈-软流圈之间的两个相互作用带。据乔国华等(2009), 三棵榆树组火山岩的 Isr 为0.7056～0.7057, εNd(t)为: -8.9 ～ -19.71, 其岩浆源区地幔性质为 I型富集地幔。松顶山序列岩石, 作为三棵榆树组火山岩的同源的次火山岩, 其形成应该有I型富集地幔物质的参与。据该次火山系列明显地富集大离子亲石元素(LILE, 如 Sr、Ba)和高场强元素(HFSE, 如Nb、Zr等), 并且富集轻稀土的特征(图 8), 说明松顶山次火山岩形成于较强的壳幔相互作用, 虽有地幔物质的参与, 但具有较强地壳物质的特点。其轻微负铕异常(图8)则指示了该火山岩系列在侵位之前于岩浆房内作较短时间的停留。所以, 松顶山序列次火山形成的过程可以推测为:在中国东部岩石圈减薄的过程中, 地幔物质上涌与地壳发生强烈的相互作用形成富碱的钙碱性岩浆。岩浆在上涌的过程中形成小的岩浆房, 富碱的钙碱性岩浆在岩浆房中进一步分异形成二长-闪长岩浆和花岗斑岩岩浆。两种岩浆先后沿火山喷发通道浅成侵入形成次火山岩。

图7 矿区次火山岩微量元素判别图解Fig. 7 Trace elements diagrams of sub-volcanic rocks in the Ermi mining area

图8 松顶山次火山岩球粒陨石标准化微量元素蜘蛛网图(a)及稀土配分型式图(b)(球粒陨石数据引自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

本文由中国地质调查局地质调查项目(编号: 12120113090100)和国土资源部公益性行业科研专项(编号: 201111002-01)联合资助。

2014-03-27; 改回日期: 2014-06-30。责任编辑: 张改侠。

邢树文, 男, 1963年生。博士, 研究员。主要从事矿床学和矿产勘查专业研究。E-mail: xsw63@163.com。