黑龍江省團(tuán)結(jié)溝淺成低溫?zé)嵋航鸬V床成因
——鋯石U-Pb定年、元素地球化學(xué)和Hf-S-Pb-He同位素證據(jù)

何軍成,劉 軍,李小偉,王曉彤, ,孫 鵬

1.中國地質(zhì)大學(xué)(北京)地球科學(xué)與資源學(xué)院,北京 100083

2.中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所/自然資源部成礦作用與資源評價重點實驗室,北京 100037

0 引言

淺成低溫?zé)嵋盒偷V床是世界上貴金屬及賤金屬礦產(chǎn)資源的主要來源之一,為全球提供超過8%的金、16%的銀和部分鉛鋅[1-2],是當(dāng)前國際礦床學(xué)界研究的熱點。這類礦床通常形成于低溫(<300 ℃)、低壓(10～50 MPa)條件下,賦存于地殼淺表(約1.5 km),礦化方式有脈狀、網(wǎng)脈狀、角礫狀和浸染狀等[3-5]。目前,已發(fā)現(xiàn)的大型和超大型淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V床主要發(fā)育在環(huán)太平洋構(gòu)造帶、地中?！柴R拉雅構(gòu)造帶和蒙古—鄂霍茨克構(gòu)造帶[6-9]。我國東北地區(qū)東北陸緣是西太平洋成礦域的重要組成部分,其中佳木斯地塊及鄰區(qū)發(fā)育大量淺成低溫?zé)嵋篈u/Au-Cu礦床和斑巖型銅礦床[9-14]?，F(xiàn)已陸續(xù)勘探出東安金礦[15-16](5.04～24.30 g/t)、團(tuán)結(jié)溝金礦[17-18](4.61～81.60 g/t)和高松山金礦[19](6.30～ 22.00 g/t)等多處大、中型淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V床。因此,佳木斯地塊及鄰區(qū)顯示出良好的淺成低溫?zé)嵋航鸬V床成礦與找礦潛力。

目前,多數(shù)地質(zhì)學(xué)家認(rèn)為佳木斯地塊及鄰區(qū)內(nèi)淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V床形成于早白堊世[12-14],但在成礦構(gòu)造背景、成礦巖漿和流體性質(zhì)及成礦機(jī)制等關(guān)鍵問題上仍存在爭議。佳木斯地塊內(nèi)早白堊世金礦形成的構(gòu)造背景主要有:太平洋板塊俯沖引起的巖石圈拆離作用[20-22]、太平洋板塊俯沖導(dǎo)致的陸內(nèi)碰撞造山作用[23]及太平洋洋殼俯沖產(chǎn)生的埃達(dá)克巖漿與下地殼部分熔融形成的巖漿混合作用[12]等多種觀點。另外,大部分學(xué)者研究認(rèn)為佳木斯地塊內(nèi)淺成低溫?zé)嵋航鸬V床的成礦流體具有殼-?；煸刺卣鱗12],但是地殼和地幔的貢獻(xiàn)程度仍需深入研究。團(tuán)結(jié)溝金礦床是佳木斯地塊內(nèi)最具代表性的大型淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V床,該礦床礦體賦存于晚中生代花崗雜巖體內(nèi)部斷裂體系中[12,24],是研究區(qū)域上同類金礦成礦機(jī)理的理想窗口。淺成低溫?zé)嵋航鸬V床與火山-次火山巖具有密切時空聯(lián)系[25]。巖漿活動不僅為金礦提供主要熱源,還提供一定量的成礦流體和成礦物質(zhì)[26-28]。因此,深入研究與金礦化密切相關(guān)的火山-次火山巖對探討區(qū)域內(nèi)淺成低溫?zé)嵋撼傻V系統(tǒng)的成礦機(jī)制與區(qū)域找礦方向均具有重要意義。近年來地質(zhì)工作者對團(tuán)結(jié)溝金礦床的地質(zhì)特征、成礦流體性質(zhì)及成巖成礦時限等方面開展了研究工作[12,18,20,29-32]。然而,與團(tuán)結(jié)溝成礦有關(guān)的次火山巖成因、成礦物質(zhì)來源及構(gòu)造背景方面研究仍較薄弱。鑒于此,本次工作選取與團(tuán)結(jié)溝金礦化密切相關(guān)的花崗閃長斑巖和花崗斑巖開展LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年、全巖主量和微量(稀土)元素、鋯石原位微量元素及Hf同位素研究,并對金礦石中載金黃鐵礦開展S-Pb-He同位素測試,目的是精確測定團(tuán)結(jié)溝金礦床的成巖成礦時間,確定成礦巖漿成因,示蹤成礦物質(zhì)來源,探討成礦動力學(xué)背景。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

團(tuán)結(jié)溝金礦床位于黑龍江省嘉蔭縣烏拉嘎鎮(zhèn),產(chǎn)于烏拉嘎中生代火山-沉積盆地與佳木斯地塊接合帶上(圖1)。佳木斯地塊具有基底-蓋層雙層結(jié)構(gòu),其中麻山雜巖被認(rèn)為是佳木斯地塊的變質(zhì)基底[37]。麻山雜巖自下而上分為西麻山組和余慶組,二者為整合接觸[38]。西麻山組主要由紫蘇麻粒巖、黑云變粒巖等組成;余慶組主要由混合花崗巖、黑云斜長片麻巖、大理巖等組成[39]。佳木斯地塊的蓋層主要由晚古生代—中生代地層組成。晚古生代地層有泥盆系黑臺組、老禿頂子組及七里嘎山組,石炭系北興組、光慶組及珍子山組,二疊系二龍山組和楊崗組。其中:泥盆系黑臺組巖性主要為碳酸鹽巖-碎屑巖,與上覆老禿頂子組呈整合接觸;老禿頂子組巖性主要為流紋質(zhì)熔巖、凝灰?guī)r,與上覆七里嘎山組整合接觸;七里嘎山組巖性主要為流紋質(zhì)凝灰熔巖、英安質(zhì)凝灰?guī)r。石炭系北興組巖性主要為英安質(zhì)凝灰?guī)r和凝灰質(zhì)板巖,與七里嘎山組呈整合接觸;光慶組巖性主要為凝灰質(zhì)板巖、凝灰?guī)r,與上覆珍子山組呈整合接觸;珍子山組巖性主要為碎屑沉積巖。二疊系二龍山組巖性主要為安山巖和凝灰?guī)r,與下伏地層珍子山組整合接觸;楊崗組巖性主要為酸性-中酸性火山巖。中生代地層包括侏羅系滴道組,白堊系城子河組、穆棱組、東山組、猴石溝組和松木河組。其中:侏羅系滴道組巖性主要為礫巖和火山巖,與城子河組平行不整合。白堊系城子河組巖性主要為砂巖和凝灰?guī)r,與上覆穆棱組呈整合接觸;穆棱組巖性主要為細(xì)砂巖和粉砂巖,與上覆東山組呈整合接觸;東山組巖性主要為安山質(zhì)集塊巖、火山角礫巖,與上覆猴石溝組呈平行不整合接觸;猴石溝組巖石類型以粗碎屑巖為主,與上覆松木河組呈平行不整合接觸;松木河組巖性為中基性熔巖和酸性熔巖[40]。

a據(jù)文獻(xiàn)[33]修編;b據(jù)文獻(xiàn)[34-35]修編;c據(jù)文獻(xiàn)[36]修編。F1. 依蘭—伊通斷裂;F2. 嘉蔭—牡丹江斷裂;F3. 敦化—密山斷裂;F4. 賀根山—黑河斷裂;F5. 新林—喜桂圖斷裂;F6. 索倫—西拉木倫—長春縫合帶。

佳木斯地塊內(nèi)主要出露新元古代、寒武紀(jì)、二疊紀(jì)、白堊紀(jì)及新生代巖漿巖。其中:新元古代巖漿巖主要為堿長花崗巖、正長花崗巖及二長花崗巖,鋯石U-Pb年齡為898～751 Ma[41];寒武紀(jì)巖漿巖主要為花崗巖、花崗閃長巖以及二長花崗巖,鋯石U-Pb年齡為541～476 Ma[41-45];二疊紀(jì)巖漿巖以花崗質(zhì)巖石為主,有少量輝長巖和閃長巖,鋯石U-Pb年齡為290～253 Ma[46-54];白堊紀(jì)巖漿巖主要為火山巖-火山碎屑巖及少量侵入巖,侵入巖有花崗斑巖和花崗閃長斑巖等,其鋯石U-Pb年齡為110～98 Ma[55-56]。

佳木斯地塊主要發(fā)育依蘭—伊通斷裂、敦化—密山斷裂及嘉蔭—牡丹江斷裂3條深斷裂(圖1),其中依蘭—伊通斷裂、敦化—密山斷裂屬于郯廬斷裂帶的北延部分[35,57]。依蘭—伊通斷裂是中國東北地區(qū)規(guī)模最大斷裂[58],該斷裂存在燕山期超基性巖侵入,形成時間為晚三疊世或更早時期[59]。敦化—密山斷裂由多支NE向斷裂組成,沿沈陽—樺甸—敦化—密山一線貫穿于中國東北地區(qū),并向北延伸俄羅斯遠(yuǎn)東地區(qū),形成于三疊紀(jì),并在侏羅紀(jì)—早白堊世早期發(fā)生了大規(guī)模左旋走滑運動,其走滑斷裂可達(dá)300 km以上[60-62],控制著區(qū)域晚中生代—新生代盆地的形成和演化[40]。嘉蔭—牡丹江斷裂沿牡丹江—依蘭—嘉蔭呈近SN向分展布,形成時代尚有爭議,近年來研究傾向形成于早侏羅世,分布黑龍江雜巖[41]。

2 礦床地質(zhì)特征

礦區(qū)地質(zhì)研究表明,礦區(qū)出露中元古代黑龍江增生雜巖和白堊系寧遠(yuǎn)村組及淘淇河組等。黑龍江增生雜巖是一套綠片巖相到角閃巖相變質(zhì)巖,分布于礦區(qū)東部和南部,厚880 m,地層走向270°～ 310°。寧遠(yuǎn)村組主要為英安巖,分布于礦區(qū)北部的葡萄溝和張三溝一帶,大體呈北東向分布,出露面積2.7 km2,不整合覆蓋于中元古界黑龍江增生雜巖之上。淘淇河組巖性包括凝灰質(zhì)砂巖、砂礫巖、礫巖等,分布于礦區(qū)南西、北西及北東部。

礦區(qū)內(nèi)侵入巖主要有花崗閃長斑巖和花崗斑巖。花崗閃長斑巖、花崗斑巖沿烏拉嘎斷裂及其次級構(gòu)造侵入到中元古界黑龍江增生雜巖中的結(jié)晶片巖與寧遠(yuǎn)村組英安巖的不整合接觸帶中(圖2)。巖體長>4 000 m,寬<750 m,地表出露面積0.66 km2,呈巖墻狀,平面或傾斜方向均具明顯的膨縮或分支,巖體遍布的黑龍江增生雜巖有角巖化現(xiàn)象;在巖體內(nèi)部發(fā)育角礫巖,空間上呈上寬下窄的“漏斗狀”角礫巖帶。礦區(qū)內(nèi)巖體在深部可能與礦區(qū)外圍葡萄溝巖株相連,整個巖體呈蘑菇狀。

a、b據(jù)文獻(xiàn)[24]修編。

礦區(qū)位于團(tuán)結(jié)溝背斜與烏拉嘎斷裂交會處的東側(cè),主要構(gòu)造類型包括褶皺構(gòu)造、斷裂構(gòu)造和角礫巖帶。褶皺構(gòu)造為團(tuán)結(jié)溝背斜,其在礦區(qū)內(nèi)由黑龍江增生雜巖中的片巖構(gòu)成,其軸向主體為300°,西部轉(zhuǎn)變?yōu)榻麼W向。斷裂構(gòu)造主要為NNE向烏拉嘎斷裂,其次有NWW、NNW、NEE向次級斷裂。角礫巖帶的形成明顯受次火山巖體控制,發(fā)育在花崗斑巖體上部,近EW走向,延長3 000余m,寬度為100～250 m,其寬度變化與巖體寬度變化一致。角礫巖組成視與圍巖遠(yuǎn)近和其成分的不同而異,角礫巖帶內(nèi)部為次火山巖成分,與圍巖接觸處混有圍巖成分[63]。

礦產(chǎn)勘查揭示,礦區(qū)內(nèi)已發(fā)現(xiàn)76條金礦體,其中64條金礦體賦存于花崗斑巖角礫巖帶及其與中元古界黑龍江增生雜巖中的變質(zhì)巖接觸帶內(nèi),12條金礦體位于黑龍江增生雜巖中的變質(zhì)巖層間破碎蝕變帶中。礦體主要受巖體上部角礫巖帶控制,多呈脈狀、扁豆?fàn)?、蝌蚪狀。出露地表礦體多呈上寬下窄的漏斗狀。隱伏礦體多呈上中部厚大,下端多有分支。含礦角礫巖發(fā)育地段,礦體呈串珠式橢球狀。礦體總體呈NWW—NW向雁形排列,傾向NNE,傾角20°～26°,金礦化不均勻。1號礦體是礦區(qū)內(nèi)最重要的金礦體,其儲量占整個礦床總儲量的96.7%。其他礦體為小盲礦體或出露地表的小礦體,規(guī)模較小,其總儲量只占3.3%。1號礦體長1 550 m,平均金品位4×10-6,最大厚度133 m,平均厚度46 m,礦體延深450 m。1號礦體分為東部和西部礦體兩部分,其中:1號礦體西部為隱伏礦體,產(chǎn)于花崗閃長斑巖、花崗斑巖及其與黑龍江增生雜巖中的變質(zhì)巖接觸帶內(nèi),走向為NWW,傾向NNE,傾角10°～30°,呈透鏡狀、不規(guī)則脈狀,礦體長350 m,延深240 m,最大厚度132 m,平均厚度38 m;1號礦體東部地表出露,長670 m,產(chǎn)于花崗閃長斑巖、花崗斑巖與黑龍江增生雜巖中的變質(zhì)巖接觸帶及斑巖體中,礦體呈蝌蚪狀、帶狀、透鏡狀等,礦體最大厚度133 m,平均厚度>50 m,延深450 m,走向NWW,傾向NNE,傾角為20°～25°。

金礦石有4種類型:含金玉髓狀石英-黃鐵礦型礦石;含金玉髓狀石英-膠黃鐵礦型礦石;含金角礫巖型礦石;含金碳酸鹽-黃鐵礦型礦石(圖3a,b,c,d)。礦石礦物主要為黃鐵礦(圖3e,f,g),次為白鐵礦、自然金,少量為輝銻礦、自然銀、閃鋅礦、方鉛礦、黃銅礦等;脈石礦物有玉髓狀石英、石英、膠狀蛋白石、碳酸鹽等,其中玉髓狀石英是區(qū)內(nèi)主要載金礦物,黃鐵礦和白鐵礦是次要載金礦物。礦石結(jié)構(gòu)主要為膠狀結(jié)構(gòu)、細(xì)粒狀結(jié)構(gòu)、碎裂結(jié)構(gòu)等。礦石構(gòu)造以脈狀、網(wǎng)脈狀、角礫狀構(gòu)造最為發(fā)育。礦石中金絕大部分為自然金,自然金多呈角礫狀,粒徑為0.1～0.5 mm。礦區(qū)圍巖蝕變從礦體向外依次為硅化(玉髓狀石英)-冰長石化-絹云母化-泥化-碳酸鹽化,其中冰長石化和硅化是近礦圍巖蝕變,特別是硅化與成礦關(guān)系最為密切,灰黑色玉髓狀石英強(qiáng)烈發(fā)育處為礦體賦存部位[33,63]。

a. 含金玉髓狀石英-黃鐵礦型礦石;b. 含金玉髓狀石英-膠黃鐵礦型礦石;c. 含金角礫巖型礦石;d. 含金碳酸鹽-黃鐵礦型礦石;e. 自形—半自形粒狀黃鐵礦;f、g. 自形—半自形粒狀及膠狀黃鐵礦;h. 花崗閃長斑巖(正交);i. 花崗斑巖(正交)。Py. 黃鐵礦;Pl. 斜長石;Kfs. 鉀長石。

3 樣品特征及測試方法

3.1 樣品特征

用于鋯石U-Pb定年和原位微量元素、鋯石Hf同位素及全巖主、微量元素分析的花崗閃長斑巖樣品(樣品編號:HT-1、HT-3、HT-4、HT-5、HT-10、HT-11、HT-12、HT-13、HT-14、HT-15)采自礦區(qū)北部葡萄溝巖體,花崗斑巖樣品(樣品編號:HT-16、HT-17、HT-18、HT-19、HT-21、HT-22、HT-23、HT-24)采自礦區(qū)內(nèi)1號礦體的東露天采坑內(nèi)(圖2a)。采樣時,盡量采集無礦化且較新鮮的巖石。

花崗閃長斑巖:呈斑狀結(jié)構(gòu),斑晶體積分?jǐn)?shù)為50%左右,主要礦物為斜長石(30%)、石英(10%)、鉀長石(5%)及黑云母(5%)。斜長石呈半自形板狀,聚片雙晶發(fā)育(圖3h),大小為0.5～4.0 mm,見輕微絹云母化或綠泥石化;石英呈半自形—他形粒狀,波狀消光,大小為0.3～2.0 mm;鉀長石呈半自形板狀或他形粒狀,大小為0.3～3.0 mm,網(wǎng)格狀雙晶,部分晶體表面高嶺石化;黑云母呈片狀,大小為0.2～2.0 mm。基質(zhì)占50%左右,顯微花崗結(jié)構(gòu),由細(xì)粒狀的鉀長石、斜長石及石英組成,粒徑一般<0.5 mm。副礦物見榍石、鋯石和磁鐵礦。

花崗斑巖:呈斑狀結(jié)構(gòu),斑晶體積分?jǐn)?shù)為10%左右,主要礦物有斜長石(5%)、鉀長石(3%)及石英(2%),大小在1.0～3.0 mm之間。斜長石呈半自形板狀,聚片雙晶發(fā)育,絹云母化;鉀長石為半自形板狀或他形粒狀,具格式狀雙晶(圖3i),表面發(fā)育輕微高嶺石化;石英呈他形粒狀。基質(zhì)占90%左右,顯微花崗結(jié)構(gòu),由細(xì)粒狀的鉀長石、斜長石及石英等組成,粒徑一般<0.5 mm。副礦物見鋯石、榍石、磷灰石等。

用于S-Pb-He同位素研究的樣品采自礦體的東露天采坑內(nèi),主要為玉髓狀石英-黃鐵礦和玉髓狀石英-膠黃鐵礦型礦石(圖3a,b)。

3.2 鋯石U-Pb定年方法

將采集的樣品破碎,按重力和磁選方法分選,最后在雙目鏡下根據(jù)鋯石顏色、自形程度、形態(tài)等特征初步分類,挑選出具有代表性的鋯石。將分選好的鋯石用環(huán)氧樹脂制靶、打磨和拋光。鋯石的陰極發(fā)光(CL)圖像在北京鋯年領(lǐng)航科技有限公司完成,儀器為日本JEOL公司生產(chǎn)的JSM 6510型掃描電子顯微鏡。LA-MC-ICP-MS鋯石U-Pb定年測試工作在自然資源部成礦作用與資源評價重點實驗室完成,鋯石定年分析所用儀器為Finnigan Neptune型MC-ICP-MS及與之配套的Newwave UP 213激光剝蝕系統(tǒng)。激光剝蝕所用斑束直徑為25 μm,頻率為10 Hz,能量密度約為2.5 J/cm2,以He為載氣。信號較小的207Pb、206Pb、204Pb(+204Hg)、202Hg用離子計數(shù)器(multi-ion-counters)接收,208Pb、232Th、238U信號用法拉第杯接收,詳細(xì)實驗測試過程見文獻(xiàn)[64]。

3.3 巖石主量、微量(稀土)元素分析方法

巖石主量、微量及稀土元素分析在北京燕都中實測試技術(shù)有限公司完成,測試流程如下:將巖石粉碎并選取無蝕變及脈體穿插的新鮮樣品用純化水沖洗干凈,烘干并粉碎至200目以備測試使用。主量元素測試首先將粉末樣品稱量后加Li2B4O7(1∶8)助熔劑混合,并使用融樣機(jī)加熱至1 150 ℃,使其在金鉑坩堝中熔融成均一玻璃片體,然后使用XRF(Zetium, PANalytical)測試。測試結(jié)果保證數(shù)據(jù)誤差小于1%。微量元素測試將200目粉末樣品稱量并置放入聚四氟乙烯溶樣罐,然后加入HF+HNO3,在干燥箱中將高壓消解罐保持在190 ℃溫度72 h,之后取出經(jīng)過趕酸并將溶液定容為稀溶液上機(jī)測試。測試使用ICP-MS(M90,analytikjena)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)性元素及極低質(zhì)量分?jǐn)?shù)元素的分析誤差小于10%。

3.4 鋯石微量元素測試方法

鋯石原位微量元素分析在自然資源部成礦作用與資源評價重點實驗室完成。釆用激光剝蝕等離子質(zhì)譜(LA-ICP-MS)方法。使用儀器為Thermo Element II等離子質(zhì)譜儀,激光剝蝕系統(tǒng)為New Wave UP-213;實驗釆用He作為剝蝕物質(zhì)的載氣,激光波長213 nm,束斑40 μm,脈沖頻率10 Hz,數(shù)據(jù)測試標(biāo)樣使用NIST-610。相關(guān)儀器運行條件及詳細(xì)分析流程見文獻(xiàn)[65]。

3.5 鋯石Lu-Hf同位素測試方法

鋯石完成U-Pb定年后,在原位用LA-MC-ICP-MS進(jìn)行Lu-Hf同位素分析,測試工作在自然資源部成礦作用與資源評價重點實驗室完成。實驗過程中采用He作為剝蝕物質(zhì)載氣,剝蝕直徑為55 μm,測定時使用鋯石國際標(biāo)樣GJ1作為參考物質(zhì),分析點與U-Pb定年分析點為同一位置。分析過程中鋯石標(biāo)準(zhǔn)GJ1的176Hf/177Hf測試加權(quán)平均值為0.282 008±0.000 025(2σ,n=26)。相關(guān)儀器運行條件及詳細(xì)分析流程見文獻(xiàn)[66]。

3.6 S-Pb同位素測試方法

金屬硫化物樣品的原位S同位素分析在國家地質(zhì)實驗測試中心完成。原位微區(qū)硫化物硫同位素比值測試?yán)脟业刭|(zhì)實驗測試中心飛秒激光剝蝕多接收杯電感耦合等離子體質(zhì)譜(fs-LA-MC-ICP-MS)完成。激光剝蝕系統(tǒng)為ASI公司J200飛秒激光,MC-ICP-MS為熱電公司Neptune Plus。激光剝蝕系統(tǒng)使用He作為載氣。分析采用線模式,20 μm×40 μm束斑和低頻率(6 Hz)的激光條件,確保在低頻率條件下獲得穩(wěn)定的信號。激光能量密度固定為1.02 J/cm2。質(zhì)譜儀Neptune Plus采用L3、C和H3三個法拉第杯同時靜態(tài)接收32S、33S 和34S 信號。采用中分辨模式(約7 000)去除干擾峰的影響。硫同位素質(zhì)量分餾采用Standard-Sample-Bracketing方法校正。黃鐵礦樣品采用黃鐵礦參考物質(zhì) Balmat[67]校正,基體效應(yīng)影響不超過0.5‰,實驗室標(biāo)準(zhǔn)黃鐵礦的測定結(jié)果為δ34S=16.8±0.4(2σ,n=21),與傳統(tǒng)氣體同位素質(zhì)譜方法測定結(jié)果δ34S=16.9±0.3在誤差范圍內(nèi)一致。

金屬硫化物樣品的Pb同位素分析在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測試研究中心完成。儀器型號為ISOPROBE-T,對1 μg的208Pb/206Pb測量精度≤0.005%。相關(guān)儀器運行條件及詳細(xì)分析流程見文獻(xiàn)[68]。

3.7 He-Ar同位素測試方法

測試對象為黃鐵礦中的流體包裹體,黃鐵礦是研究成礦流體稀有氣體同位素組成的理想寄主礦物,黃鐵礦中流體包裹體的He和Ar同位素組成基本可以代表其成礦流體的氦氬同位素體系[69-71]。樣品的制備和測試分析均在自然資源部成礦作用與資源評價重點實驗室完成,測試儀器為Helix SFT型稀有氣體質(zhì)譜儀,系統(tǒng)由壓碎、純化和質(zhì)譜系統(tǒng)組成。測試在高真空下完成,壓碎和純化系統(tǒng)真空n×10-7Pa,質(zhì)譜系統(tǒng)真空為n×10-8Pa。相關(guān)儀器運行條件及詳細(xì)分析流程見文獻(xiàn)[72]。

4 測試結(jié)果

4.1 鋯石U-Pb年齡

花崗閃長斑巖(HT-1)中鋯石大多呈長柱狀,少量為短柱狀,粒徑集中在100～250 μm之間,無色透明或黃褐色,顯示清楚的生長韻律環(huán)帶(圖4)。14顆鋯石的Th/U值介于0.33～0.62之間,平均值為0.46,大于0.4;Th質(zhì)量分?jǐn)?shù)為68.6×10-6～399.1×10-6,平均值為201.5×10-6;U質(zhì)量分?jǐn)?shù)為197.2×10-6～704.4×10-6,平均值為420.4×10-6(表1)。據(jù)此認(rèn)為鋯石為巖漿成因[73]。在206Pb/238U-207Pb/235U諧和圖(圖5a)上,14顆鋯石中12顆鋯石分析點落在諧和線上及其附近,其206Pb/238U加權(quán)平均年齡為(105.9±1.1)Ma(MSWD=0.32),另外2顆鋯石(HT-1-09、HT-1-15)年齡分別為(149.8±3.6)、(109.1±2.7)Ma,屬于捕獲的繼承鋯石。

圖4 團(tuán)結(jié)溝金礦床花崗閃長斑巖及花崗斑巖鋯石代表性CL圖像

圖5 團(tuán)結(jié)溝金礦床花崗閃長斑巖(a)及花崗斑巖(b)鋯石年齡諧和圖

花崗斑巖(HT-16)中鋯石大多呈長柱狀,少量為短柱狀,粒徑集中在70～250 μm之間,無色透明或黃褐色,顯示清楚的生長韻律環(huán)帶(圖4)。14顆鋯石的Th/U值介于0.25～0.58之間,平均值為0.45,大于0.4。Th質(zhì)量分?jǐn)?shù)為74.2×10-6～340.8×10-6,平均值為215.7×10-6;U質(zhì)量分?jǐn)?shù)為299.9×10-6～613.3×10-6,平均值為467.0×10-6(表1)。據(jù)此認(rèn)為鋯石為巖漿成因[73]。在206Pb/238U-207Pb/235U諧和圖(圖5b)上,14顆鋯石的分析點均落在諧和線上及其附近,其206Pb/238U加權(quán)平均年齡為(102.3±1.2)Ma(MSWD=1.7)。

4.2 主量、微量(稀土)元素

9件花崗閃長斑巖和7件花崗斑巖樣品的主量、微量及稀土元素組成見表2?；◢忛W長斑巖樣品的SiO2質(zhì)量分?jǐn)?shù)為68.22%～69.73%,Al2O3質(zhì)量分?jǐn)?shù)為15.19%～15.67%,MgO質(zhì)量分?jǐn)?shù)為1.29%～1.44%,CaO質(zhì)量分?jǐn)?shù)為1.43%～2.81%。A/CNK為1.07～1.29,為弱過鋁至強(qiáng)過鋁質(zhì)花崗巖;Na2O質(zhì)量分?jǐn)?shù)為3.60%～4.01%,K2O質(zhì)量分?jǐn)?shù)為2.65%～2.86%,全堿(Na2O+K2O)質(zhì)量分?jǐn)?shù)為6.47%～6.72%,Na2O/K2O為1.26～1.48,里特曼指數(shù)為1.61～1.70。Mg#為50.86～53.36。在TAS圖解(圖6a)中,花崗閃長斑巖樣品落到花崗閃長巖和花崗巖過渡區(qū)域。在w(K2O)-w(SiO2)圖解(圖6b)上,花崗閃長斑巖樣品落入中鉀鈣堿性系列區(qū)域。

表2 團(tuán)結(jié)溝金礦床花崗質(zhì)巖石主量、微量及稀土元素分析結(jié)果

a底圖據(jù)文獻(xiàn)[74];b底圖據(jù)文獻(xiàn)[75]。

花崗斑巖樣品的SiO2質(zhì)量分?jǐn)?shù)為69.65%～70.26%,Al2O3質(zhì)量分?jǐn)?shù)為15.38%～16.99%,MgO質(zhì)量分?jǐn)?shù)為0.64%～0.87%,CaO質(zhì)量分?jǐn)?shù)為0.98%～1.52%。A/CNK為1.17～1.56,為弱過鋁至強(qiáng)過鋁質(zhì)花崗巖;Na2O質(zhì)量分?jǐn)?shù)為3.17%～3.54%,K2O質(zhì)量分?jǐn)?shù)為2.94%～4.27%,全堿(Na2O+K2O)質(zhì)量分?jǐn)?shù)為6.41%～7.79%,Na2O/K2O為0.82～1.20,里特曼指數(shù)為1.53～ 2.23。Mg#為43.48～48.19。在TAS圖解(圖6a)中,花崗斑巖樣品落到花崗巖區(qū)域。在w(K2O)-w(SiO2)圖解(圖6b)上,花崗斑巖樣品主要落入高鉀鈣堿性系列區(qū)域。

花崗閃長斑巖樣品稀土元素總量質(zhì)量分?jǐn)?shù)介于77.65×10-6～ 99.10×10-6之間,(La/Yb)N為11.09～14.38,呈現(xiàn)輕稀土元素富集的右傾特征(圖7a)。δEu為0.88～0.97,顯示較弱的銪負(fù)異常?；◢彴邘r樣品稀土元素總量介于71.11×10-6～79.32×10-6之間,(La/Yb)N為12.88～16.06,呈現(xiàn)輕稀土元素富集的右傾特征(圖7a)。δEu為0.83～0.97,顯示較弱的銪負(fù)異常?；◢忛W長斑巖和花崗斑巖均富集Rb、K等大離子親石元素,強(qiáng)烈虧損P、Ti、Nb、Ta等高場強(qiáng)元素(圖7b)。

球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化數(shù)值引自文獻(xiàn)[76];原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化數(shù)值引自文獻(xiàn)[77]。

4.3 鋯石原位微量元素

花崗閃長斑巖(HT-1)及花崗斑巖(HT-16)樣品中鋯石微量元素測試結(jié)果見表3?；◢忛W長斑巖中鋯石稀土元素總量介于302.39×10-6～1 358.85×10-6之間,顯示Eu和Pr負(fù)異常及Ce正異常,呈現(xiàn)重稀土元素富集的左傾特征(圖7c)?；◢彴邘r樣品中鋯石稀土元素總量介于537.01×10-6～840.69×10-6之間,顯示Eu和Pr負(fù)異常及Ce正異常,呈現(xiàn)重稀土元素富集的左傾特征(圖7d)。

表3 團(tuán)結(jié)溝金礦床花崗閃長斑巖和花崗斑巖中鋯石微量元素及稀土元素分析結(jié)果

4.4 鋯石Lu-Hf同位素

花崗閃長斑巖12顆鋯石的176Yb/177Hf和176Lu/177Hf值分別為0.019 507～0.027 231、0.000 811～0.001 092,花崗斑巖內(nèi)14顆鋯石的176Yb/177Hf和176Lu/177Hf值分別為0.017 026～0.028 680、0.000 716～0.001 172(表4)。176Lu/177Hf值小于0.002,表明這些鋯石在形成后僅具有較少的放射成因Hf積累,即初始176Hf/177Hf值與鋯石形成時的176Hf/177Hf值[78]近似。花崗閃長斑巖中鋯石的εHf(t)值為6.9～8.1,平均值為7.5,fLu/Hf值介于-0.98～-0.97之間,鋯石Hf同位素二階段模式年齡TDM2為729～653 Ma,平均值為687 Ma。花崗斑巖中鋯石的εHf(t)值為5.6～8.2,平均值為7.1,fLu/Hf值介于-0.98～-0.96之間,鋯石Hf同位素二階段模式年齡TDM2為804～638 Ma,平均值為713 Ma。

4.5 S-Pb同位素

黃鐵礦樣品的S同位素組成見表5,本次δ34S值介于-7.8‰～-0.2‰之間,平均值為-3.5‰。4件黃鐵礦樣品的Pb同位素組成見表6,其206Pb/204Pb=18.160～18.399,207Pb/204Pb =15.538～15.590,208Pb/204Pb = 38.135～38.340。

4.6 He-Ar同位素

3件黃鐵礦樣品的He同位素組成見表7。黃鐵礦中流體包裹體的R/Ra值為0.75～1.23,40Ar/36Ar值為287.16～299.10。

表7 團(tuán)結(jié)溝金礦床黃鐵礦He同位素組成

5 討論

5.1 成巖成礦時限及構(gòu)造背景

團(tuán)結(jié)溝成礦花崗斑巖是礦區(qū)北部葡萄溝花崗閃長斑巖體的舌狀分支,二者均為早白堊世巖漿侵位產(chǎn)物[32]。前人對礦區(qū)內(nèi)花崗質(zhì)巖石開展過部分年代學(xué)研究,獲得花崗閃長斑巖鋯石U-Pb年齡為(109.7±3.8)Ma[79]、(107.0±1.2)Ma[12]、(108.2±1.2)Ma[32],花崗斑巖鋯石U-Pb年齡為(106.0±1.1)Ma[32]、(107.0±1.2)Ma[80]、(103～102)Ma[12]。本文獲得花崗閃長斑巖和花崗斑巖的最新鋯石U-Pb年齡分別為(105.9±1.1)和(102.3±1.2)Ma,與前人的年齡數(shù)據(jù)基本一致。聶喜濤[79]獲得團(tuán)結(jié)溝礦區(qū)寧遠(yuǎn)村組英安質(zhì)凝灰?guī)r的鋯石U-Pb年齡為(113.3±1.2)Ma。Sun等[12]指出團(tuán)結(jié)溝地區(qū)寧遠(yuǎn)村組火山活動時限介于(119.3±3.3)～(113.2±1.1)Ma之間。綜上所述,團(tuán)結(jié)溝礦區(qū)內(nèi)巖漿活動可能為同一期火山-巖漿作用產(chǎn)物,演化次序為早白堊世晚期中酸性火山巖(119～113 Ma)→花崗閃長斑巖(110～106 Ma)→花崗斑巖(107～102 Ma),其中花崗閃長斑巖-花崗斑巖與團(tuán)結(jié)溝金成礦作用關(guān)系密切。

早白堊世,古太平洋板塊—伊澤奈崎板塊沿 NWW向俯沖至東亞大陸之下,產(chǎn)生對東亞陸緣的側(cè)向擠壓作用,形成了一系列NNE—NE向左行走滑斷層[81-87]。隨著古太平洋板塊—伊澤奈崎板塊俯沖作用的持續(xù)進(jìn)行,俯沖洋殼開始幕式地后撤、前卷 、后撤循環(huán)[88]。早白堊世晚期,古太平洋板塊—伊澤奈崎板塊由向NWW運動轉(zhuǎn)變?yōu)橄騈W運動,導(dǎo)致中國東部伸展方向由NWW—SEE向轉(zhuǎn)變?yōu)镹W—SE向[83,89-96],對應(yīng)著古太平洋板塊—伊澤奈崎板塊俯沖、后撤,在弧后拉張背景下,誘發(fā)巖石圈大規(guī)模減薄拆沉,導(dǎo)致中國東北東部地區(qū)早白堊世發(fā)生強(qiáng)烈火山-巖漿活動和巨量金屬成礦事件[89,97-102]。團(tuán)結(jié)溝金礦床位于佳木斯地塊北部,形成于早白堊世晚期。

在w(Rb) -w(Y+Nb)、w(Rb)-w(Yb+Ta)和w(Ta)-w(Yb)圖解(圖8a,b,c)中,團(tuán)結(jié)溝金礦床樣品落于火山弧花崗巖區(qū)域內(nèi);在Th/Ta-w(Yb)圖解(圖8d)中,團(tuán)結(jié)溝金礦床樣品落于活動大陸邊緣區(qū)域。綜合區(qū)域構(gòu)造-巖漿演化資料,認(rèn)為團(tuán)結(jié)溝礦床可能形成于活動大陸邊緣弧環(huán)境。在早白堊世,古太平洋—伊澤奈崎俯沖板片后撤之后形成的滯留板片脫水交代地幔楔和下地殼,富水的基性熔體與大陸地殼反應(yīng)產(chǎn)生中酸性熔體,并經(jīng)歷了熔融、混染、儲存和熔體均一(MASH)過程[102]。中酸性巖漿沿著NNE的斷裂噴發(fā),在佳木斯地塊及鄰區(qū)的火山機(jī)構(gòu)中形成了眾多淺成低溫?zé)嵋航鸬V,如高松山、張三溝、杜家河、小西南岔和東安等金礦床,這些礦床形成于107～101 Ma[12,97,105-116]。

a. w(Rb)-w(Y+Nb)關(guān)系圖,底圖據(jù)文獻(xiàn)[103];b. w(Rb)-w(Yb+Ta)關(guān)系圖,底圖據(jù)文獻(xiàn)[103];c. w(Ta)-w(Yb)關(guān)系圖,底圖據(jù)文獻(xiàn)[103];d.Th/Ta-w(Yb)關(guān)系圖,底圖據(jù)文獻(xiàn)[104]。VAG. 火山弧花崗巖;syn-COLG. 同碰撞花崗巖;ORG. 洋脊花崗巖;WPG. 板內(nèi)花崗巖。

5.2 巖漿來源及成礦專屬性

團(tuán)結(jié)溝花崗閃長斑巖和花崗斑巖屬于I型花崗巖(圖9a)。花崗閃長斑巖的(La/Yb)N為11.09～14.38,LREE/HREE為8.54～10.44,呈現(xiàn)輕稀土元素富集的右傾特征。δEu為0.88～0.97,顯示較弱銪負(fù)異常?；◢彴邘r樣品具有相似微量元素組成,其(La/Yb)N為12.88～16.06,LREE/HREE為9.63～10.84,呈現(xiàn)輕稀土元素富集的右傾特征,δEu為0.83～0.97,顯示較弱銪負(fù)異常?；◢忛W長斑巖和花崗斑巖均富集Rb、K等大離子親石元素,虧損P、Ti、Nb、Ta等高場強(qiáng)元素強(qiáng)烈。此外,鋯石微量元素分析結(jié)果(圖7c,d)表明,花崗閃長斑巖及花崗斑巖中的鋯石具有相似的稀土配分模式,指示兩者具有相似的源區(qū)性質(zhì)。在Nb/La-(La/Yb)N圖(圖9b)上,花崗閃長斑巖和花崗斑巖沿分異結(jié)晶演化線分布,暗示其由巖漿分異結(jié)晶而來。團(tuán)結(jié)溝花崗閃長斑巖和花崗斑巖的Al2O3、TiO2、P2O5、Na2O質(zhì)量分?jǐn)?shù)隨著SiO2質(zhì)量分?jǐn)?shù)的遞增表現(xiàn)出明顯的線性變化趨勢(圖10),表明二者為同源同期巖漿在不同演化階段分異結(jié)晶作用的結(jié)果。相比花崗閃長斑巖,花崗斑巖的Eu負(fù)異常更為明顯,顯示后者演化程度更高。

a底圖據(jù)文獻(xiàn)[117];b底圖據(jù)文獻(xiàn)[118]。

圖10 團(tuán)結(jié)溝金礦床花崗閃長斑巖及花崗斑巖w(SiO2)-氧化物協(xié)變圖

一般來說,正的εHf(t)值被解釋為其源巖可能來自于新生地殼或虧損地幔[119-120],負(fù)的εHf(t)值指示其源巖為古老地殼物質(zhì)[121],而具有正εHf(t)值的花崗質(zhì)巖石一般來自虧損地?；驈奶潛p地幔中新增生的年輕地殼物質(zhì)的部分熔融[122]。團(tuán)結(jié)溝金礦床花崗閃長斑巖-花崗斑巖的鋯石εHf(t)值介于5.6～8.2之間,揭示其源區(qū)是新元古代期間從虧損地幔新增生的年輕下地殼(圖11)。Mg#是判斷巖漿熔體單純來源于地殼還是有地幔物質(zhì)參與的有效參數(shù),地殼部分熔融形成的熔體不管熔融程度如何,形成的巖石均具有較低的Mg#(<40),而高M(jìn)g#(>40)的巖石可能與地幔物質(zhì)加入有關(guān)[123]。團(tuán)結(jié)溝礦區(qū)成礦有關(guān)的花崗質(zhì)巖石均顯示高M(jìn)g#(43.48～53.36,均值為49.50),反映部分幔源巖漿的加入。本文認(rèn)為團(tuán)結(jié)溝花崗閃長斑巖和花崗斑巖可能是古太平洋板片俯沖背景下年輕下地殼物質(zhì)部分熔融的產(chǎn)物,形成過程中混合部分幔源物質(zhì)。

圖11 團(tuán)結(jié)溝金礦床花崗閃長斑巖及花崗斑巖鋯石εHf (t)與U-Pb年齡圖解

在巖漿-熱液成礦體系中,含礦巖漿在結(jié)晶分異過程中經(jīng)歷了金屬元素從分散到富集的漫長演化過程,晚期成礦巖漿結(jié)晶溫度通常略低于早期巖漿的結(jié)晶溫度[124]。本文采用鋯石Ti溫度計的計算方法(lgw(Tizircon) = 6.01±0.03-(5080 ± 30)/T。式中:w(Tizircon)為鋯石中Ti的質(zhì)量分?jǐn)?shù);T為鋯石Ti飽和溫度)對團(tuán)結(jié)溝金礦床的花崗閃長斑巖和花崗斑巖進(jìn)行溫度計算[125-126],結(jié)果顯示團(tuán)結(jié)溝花崗斑巖的鋯石Ti飽和溫度(606～680 ℃,平均值為646 ℃)略低于花崗閃長斑巖的鋯石Ti飽和溫度(605～715 ℃,平均值為658 ℃)。上述年代學(xué)及巖石地球化學(xué)研究表明,花崗閃長斑巖和花崗斑巖是同期同源巖漿不同演化階段的產(chǎn)物,花崗斑巖是巖漿演化晚階段產(chǎn)物。近年來,隨著副礦物鋯石在實驗測試中的逐步運用,利用鋯石微量元素和稀土元素來計算氧逸度(fO2)的方法逐漸被大家所接受[127-128]。在巖漿中,絕大多數(shù)稀土元素都是正3價,而Ce和Eu則有2個價態(tài)(Ce4+和Ce3+、Eu3+和Eu2+)[129]。Ce的Ce4+與Zr4+的離子半徑相似,Ce4+易取代Zr4+進(jìn)入鋯石當(dāng)中,氧逸度越高,巖漿所處氧化環(huán)境中則Ce4+越多,會有更多的Ce4+取代Zr4+進(jìn)入鋯石當(dāng)中,鋯石會出現(xiàn)Ce正異常。因此可以用Ce4+/Ce3+值去衡量氧逸度的高低[126,130-131]。氧逸度一定程度上暗示巖漿的氧化性和還原性,氧化性高有利于巖漿金屬元素的運移和富集,還原性不利于巖漿金屬元素的運移和富集[124,132]。團(tuán)結(jié)溝花崗閃長斑巖和花崗斑巖的鋯石Ce4+/Ce3+值分別為165.30～656.40(平均值為322.08)、359.31～868.11(平均值為479.57),相比花崗閃長斑巖,花崗斑巖較高的氧逸度抑制了Au以硫化物的形式沉淀,有利于Au在巖漿早期的聚集,最終提高了花崗斑巖母巖漿的成礦潛力。

5.3 成礦流體及成礦物質(zhì)源區(qū)

地球上的硫主要有3種來源:地幔硫或巖漿硫,δ34S值接近于0,并且變化范圍較小(0±3‰);沉積硫或者還原硫,δ34S值一般以較大的負(fù)值為特征;海水硫,地質(zhì)歷史時期的海水硫同位素組成隨時間發(fā)生變化,但普遍表現(xiàn)為較大的正值[133-134]。團(tuán)結(jié)溝金礦床黃鐵礦樣品的δ34S值介于-7.8‰～4.9‰之間,平均值為-2.2‰,輝銻礦樣品的δ34S值介于-2.0‰～3.2‰之間,平均值為1.2‰(圖12),表明硫為深源巖漿硫。盡管鉛的源區(qū)與金的源區(qū)并不完全相同,但團(tuán)結(jié)溝金礦床的金屬硫化物和金具有密切的成因聯(lián)系,這說明金屬硫化物與金來源于同一成礦流體。在鉛構(gòu)造模式圖(圖13a,b)中,花崗斑巖和礦石鉛同位素組成類似,投影點均位于造山帶和地幔演化線之間,顯示殼-?；煸刺卣?。團(tuán)結(jié)溝金礦床的成礦物質(zhì)主要來早白堊世晚期巖漿。

數(shù)據(jù)來自本文及文獻(xiàn)[24]。

c底圖據(jù)文獻(xiàn)[135];d底圖據(jù)文獻(xiàn)[70]。LC為下地殼;M為地幔;O為造山帶;UC為上地殼;MASW為修正后的大氣飽和水。cm3STP/g表示標(biāo)準(zhǔn)溫壓狀態(tài)下黃鐵礦流體包裹體立方厘米每克的氣體吸附量。

地殼流體中的稀有氣體有3個明顯不同的源區(qū),即飽和空氣雨水、地殼和地幔,其中:飽和空氣水中R/Ra,40Ar/36Ar=295.5;地殼中R/Ra=0.01～0.05,40Ar/36Ar>295.5;地幔中R/Ra=6～9,40Ar/36Ar>40000[136]。由于氦在大氣中的含量極低,不足以對地殼流體中氦的豐度和同位素組成產(chǎn)生明顯影響[137]。因此,團(tuán)結(jié)溝金礦床成礦流體中的氦僅有地殼和地幔2個源區(qū)。團(tuán)結(jié)溝金礦床黃鐵礦中流體包裹體R/Ra值為0.75～1.23,明顯高于地殼He,低于地幔He。團(tuán)結(jié)溝金礦床He同位素投點位于地幔He和地殼He之間(圖13c),顯示其成礦流體不是單一的地殼或地幔流體,而是二者的混合產(chǎn)物。Hu等[70]提出地殼與修正后的飽和大氣水(MASW)3He/4He基本一致,團(tuán)結(jié)溝金礦床He同位素投點趨勢更為接近修正后的飽和大氣水(圖13d),說明其成礦流體主要來源于地殼。假如成礦流體是簡單的二元混合模式,可以利用3He/4He值推算流體中地幔流體和地殼流體的比例[138]。其中,幔源4He的比例由下式計算:Hem=[(R-Rc)/(Rm-Rc)]×100%。式中:Hem為地幔4He的比例,%;R為樣品3He/4He值;Rc為地殼3He/4He值;Rm為地幔3He/4He值。地殼中的3He/4He=0.01～0.05,地幔中的3He/4He=6～9[137]。團(tuán)結(jié)溝金礦床成礦流體中地幔流體參與成礦作用的比例為8%～14%,表明成礦流體主要來源于地殼,且有少量幔源物質(zhì)的加入。因此,團(tuán)結(jié)溝金礦床的成礦流體具有地殼流體和地幔流體混合的特征,主要來源于地殼,并有少量地幔流體混入。

在早白堊世,古太平洋—伊澤奈崎板片俯沖過程中,富H2O、高fO2基性巖漿有利于萃取和攜帶地幔中的金屬元素進(jìn)入到熔體,同時,當(dāng)其底侵至下地殼與殼源巖漿發(fā)生混合時,形成的混漿由于繼承了幔源巖漿的性質(zhì)(特別是高fO2),會進(jìn)一步促進(jìn)地殼中的成礦元素遷移到巖漿中。徐九華等[18]通過團(tuán)結(jié)溝金礦床的熔融-流體包裹體研究,認(rèn)為在次火山巖漿活動晚期成礦硅酸鹽熔體通過不混溶作用產(chǎn)生了含礦鹽水溶液。聶喜濤[79]通過H-O同位素研究,認(rèn)為團(tuán)結(jié)溝金礦床成礦流體為巖漿水與大氣降水混合成因,早期熱液以巖漿熱液為主,晚期混入大量大氣降水。因此,本文認(rèn)為團(tuán)結(jié)溝金礦床成礦巖漿在晚期通過不混溶作用分異出成礦熱液,后期混入大量大氣降水,這導(dǎo)致成礦流體的溫度和氧逸度等物化性質(zhì)發(fā)生快速變化,成礦熱液中Au元素快速沉淀,最終形成團(tuán)結(jié)溝大型金礦床。

6 結(jié)論

1)團(tuán)結(jié)溝花崗閃長斑巖及花崗斑巖的鋯石U-Pb年齡分別為(105.9±1.1)和(102.3±1.2)Ma,其形成于早白堊世晚期。

2)團(tuán)結(jié)溝花崗閃長斑巖和花崗斑巖可能是古太平洋板片俯沖背景下年輕下地殼物質(zhì)部分熔融的產(chǎn)物,形成過程中混合部分幔源物質(zhì)。

3)與花崗閃長斑巖相比,成礦花崗斑巖是同期同源巖漿演化晚階段產(chǎn)物,具有更高的Ce4+/Ce3+值和更低鋯石Ti飽和溫度,顯示更持久的金富集過程和良好的運移能力。團(tuán)結(jié)溝金礦床成礦流體具有殼-幔流體混合特征。

致謝:野外工作期間得到了黑龍江烏拉嘎礦業(yè)有限責(zé)任公司于愛國副總經(jīng)理和趙俊工程師的熱情幫助,室內(nèi)測試過程得到中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所劉鋒研究員、侯可軍副研究員、王倩助理研究員,國家地質(zhì)測試中心李超副研究員、趙令昊副研究員的熱情幫助,在此一并致以誠摯的感謝。