甘肅北山地區公婆泉銅礦區巖體年齡及其地質意義

呂昶良，楊富強，羅家書，馬文富，劉文勛，石偉民

(1.廣西壯族自治區地球物理勘察院，廣西 柳州 545005；2. 中國-東盟地學合作中心(南寧)，廣西 南寧 530023)

0 引言

中亞地區是世界上斑巖銅礦床的重要產區，已發現有蒙古的Oyu Tolgoi、哈薩克斯坦的Central Region以及中國的土屋—延東、多寶山等一系列超大型斑巖銅礦[1]。同處于中亞造山帶內的北山地區，與東天山地區毗鄰且均主要經歷了古亞洲洋古生代俯沖—碰撞—碰撞后伸展的構造過程，伴隨著大量巖漿巖的形成。這表明北山地區與東天山地區有相似的成礦潛力。然而，東天山地區已發現了土屋—延東超大型斑巖銅礦與福興、三岔口及玉海等中型銅礦[2]；北山地區多年來在找礦勘查上卻一直未有大的突破，鮮有大型礦床被報道，很大程度上是由于北山地區的研究程度較低而導致的。因此有必要加大對北山地區成礦作用的研究。

公婆泉銅礦是北山地區在20世紀50年代發現的一中型銅床，位于北山地區公婆泉—月牙山地體內(圖1)，已探明銅金屬量為20萬噸。自發現以來，學者們對公婆泉礦床的地質特征、成礦機制、成礦流體特征等做了一定的研究。但其成礦年齡至今不清，這也嚴重制約了對公婆泉礦床成礦類型、成礦時代的理解，嚴重阻礙了對北山地區進一步的研究及勘查。因此，本文對公婆泉銅礦主要的含礦巖體(英安斑巖和花崗閃長斑巖)進行了鋯石U-Pb定年，在此基礎上探討公婆泉銅礦的成礦過程。

1 礦區地質特征

北山地區位于華北板塊、塔里木板塊以及哈薩克斯坦板塊的交匯處，該區由不同地體在古生代期間相互拼接、增生而來。該區以馬鬃山地體為中心，南部拼接了花牛山早古生代陸緣裂谷帶、磁海—紅柳園—大奇山—白山堂晚古生代陸內裂谷帶，北部拼接了窯洞努如—公婆泉—白云山—東七一山早古生代活動陸緣、星星峽—明水—旱山地塊，從而形成了一個復雜的北山構造帶[3](圖1)。

圖1 公婆泉銅礦區域構造簡圖(據文獻[3])Fig.1 Regional tectonic sketch map of Gongpoquan copper depositⅠ：哈薩克斯坦板塊；Ⅰ-1：大南湖—雀兒山—狐貍山早古生代活動陸緣帶 Ⅰ-2：雅滿蘇—紅石山—黑鷹山晚古生代陸內裂谷帶 Ⅰ-3：星星峽—明水—旱山地塊 Ⅰ-4：窯洞努如—公婆泉—白云山—東七一山早古生代活動陸緣 Ⅱ：塔里木板塊 Ⅱ-1：方山口—營毛沱—鷹嘴紅山早古生代被動陸緣帶(馬鬃山地塊) Ⅱ-2：花牛山早古生代陸緣裂谷帶 Ⅱ-3：磁海—紅柳園—大奇山—白山堂晚古生代陸內裂谷帶 Ⅱ-4：敦煌地塊 Ⅲ：華北板塊 ① 紅柳河—牛圈子—洗腸井蛇構造縫合帶 ② 阿爾金斷裂帶

公婆泉銅礦位于甘肅北山地區中部的窯洞努如—公婆泉—白云山—東七一山早古生代活動陸緣中部，礦區內出露地層主要為公婆泉群火山巖，可分為上、中、下三個組。其中，下組主要由灰綠—紫紅色安山巖、安山質火山碎屑巖、火山沉積巖以及玄武巖組成；中組主要由灰—紫色中—酸性熔巖、火山碎屑巖組成，并有少量的玄武巖、凝灰質砂巖等；上組主要由灰—灰綠色英安巖、流紋巖、流紋英安巖、安山巖以及中—酸性火山角礫巖組成，夾有少量玄武巖、生物碎屑灰巖、大理巖等。三組間彼此呈整合接觸[4]。

礦區內構造復雜，以韌性剪切帶最為發育，野外踏勘共在礦區識別出3條韌性剪切帶，走向分別為NNW、NWW及NEE。其中，NEE向剪切帶長約10 km，寬2.5～3 km，走向60°～65°，傾向SE，被NNW及NWW向斷裂錯斷，表明其形成最早；NNW向剪切帶長約6 km，寬1～1.5 km，走向約340°，傾向SW；NWW向剪切帶長約7 km，寬約100 m，走向約300°，傾向SSW[5]。

礦區巖漿活動強烈，侵入巖發育，已發現巖體有英安斑巖、花崗閃長斑巖、石英閃長玢巖等，以及后期的基性、中酸性脈巖。其中，英安斑巖、花崗閃長斑巖是礦區的主要含礦巖體。花崗閃長呈斑狀結構、塊狀構造，斑巖斑晶為0.5～3 mm，主要成分為斜長石(約50%)、石英(20%～25%)、黑云母(約10%)及鉀長石(5%～10%)等，斑晶約占總量的70%；基質成分與斑晶相似。巖石中還有少量的鋯石、磁鐵礦、磷灰石、榍石等礦物。巖體主要侵入志留紀地層中，主要以隱伏狀產出，局部呈巖枝狀出露地表。英安斑巖斑晶含量約為40%，主要為斜長石(約60%)、石英(約30%)、黑云母(約10%)、角閃石(3%～5%)等，基質主要由斜長石(約50%)、鉀長石(約20%)、黑云母(約5%)及石英(約20%)等組成；并有少量的磁鐵礦、磷灰石、鋯石、榍石等副礦物。英安斑巖呈斑狀結構、塊狀構造，巖枝狀產于一、二礦區。

2 礦體地質特征

公婆泉銅礦共有一、二、三等3個礦區組成，其彼此間獨立分布(圖2)，一號礦區是該礦床的主要礦區，擁有礦區80%以上的銅儲量。礦區共發現礦脈150余條，長約幾十到一百多米，延伸多在100～1100 m之間，其主要分布在花崗閃長玢巖及英安斑巖中。礦區蝕變強烈，但分帶明顯；從英安斑巖、花崗閃長斑巖為中心，向外依次可劃分為絹英巖化帶、鉀化帶及青磐巖化帶。其中，絹英巖化帶主要分布在斑巖巖體中，由絹云母、黃鐵礦、石英等蝕變礦物組成，是礦區銅礦化的主要賦存位置；鉀化帶主要分布在斑巖巖體中，由石英、鉀長石、黑云母等蝕變礦物組成，并出現少量黃銅礦等礦物；青磐巖化帶分布范圍最廣，主要出現在公婆泉組火山巖中，帶內巖石普遍發生綠泥石、綠簾石、方解石蝕變。礦區主要的金屬礦物為黃銅礦、斑銅礦、黃鐵礦、方鉛礦及赤鐵礦等，主要的脈石礦物有石英、絹云母、綠泥石、綠簾石、方解石等。礦石主要以脈狀、浸染狀及團塊狀等形式產出。

圖2 公婆泉銅礦地質簡圖(據文獻[6])Fig.2 Geological sketch map of Gongpoquan copper deposit1—第四系 2—白堊系 3—志留系公婆泉組 4—華力西晚期花崗巖 5—華力西中期石英閃長巖 6—加里東晚期輝長巖 7—加里東晚期英安斑巖 8—加里東晚期花崗閃長斑巖 9—加里東晚期石英閃長斑巖 10—逆斷層 11—走滑斷層 12—性質不明斷層 13—韌性剪切帶 14—地質界線 15—銅礦體

二號礦區分布在公婆泉組中，有37個礦體，礦體均位于NEE向韌性剪切帶內。三號礦區位于NEE和NNW向韌性剪切帶疊加部位，分為3個近平行的礦化帶。

3 分析方法及結果

分別選取公婆泉銅礦英安斑巖及花崗閃長斑巖樣品，進行鋯石U-Pb定年工作。樣品挑選工作是在河北廊坊市區域地質研究院完成。巖石樣品經過破碎、浮選及磁選后分離，并在雙目鏡下對鋯石進行挑選，保證其純度≥90%。從中選取150顆晶形較好、裂隙較少的鋯石，固定在環氧樹脂上，并進行鋯石透射光、反射光及陰極發光(CL)圖像分析。選擇20顆環帶清晰、無包裹體及裂隙的鋯石，進行鋯石LA-ICP-MS U-Pb分析。年齡測試是在武漢上譜分析科技有限責任公司，由GeoLas 2005激光器、Agilent7500a型電感耦合等離子質譜儀(ICP-MS)共同完成。測試過程中，激光剝蝕束斑直徑為32μm，能量密度為5 J/cm2，剝蝕頻率為5Hz。實驗過程中，以91500作為鋯石標樣，每分析10個測試點后，分析2個標樣點；He、Ar為實驗過程中的載氣。實驗結果在軟件ICPMSDataCal 10.8中進行處理，并在Isoplot 4.10軟件中進行作圖。

公婆泉英安斑巖鋯石約為100～300 μm，長寬比為1∶1～1∶3，具有清晰的CL生長環帶。鋯石中w(Th)為75×10-6～301×10-6，w(U)為189×10-6～387×10-6，Th/U比值為0.26～1.59，均大于0.1，表明其均為巖漿鋯石。18顆鋯石的206Pb/238U年齡為429～452 Ma，加權平均年齡為(439.6±7.1)Ma(MSWD=0.21)，代表了英安斑巖的形成年齡(圖3a、3b)。花崗閃長斑巖鋯石粒徑為150～400 μm，長寬比多為1∶1～1∶2；在CL圖像上，具有清晰的生長環帶。測試結果顯示，鋯石中w(Th)為85×10-6～689×10-6，w(U)為164×10-6～1047×10-6，Th/U比值為0.38～1.01，均大于0.1，表明其為巖漿鋯石。15顆鋯石的206Pb/238U年齡為444～422 Ma，加權平均年齡為(431.0±8.8)Ma(MSWD=0.16)，代表了花崗閃長斑巖的形成年齡(圖3c、3d)。分析結果見表1和圖3。

表1 公婆泉巖體鋯石U-Pb年齡數據Table 1 Zircon U-Pb age data of Gongpoquan rock mass

圖3 公婆泉英安斑巖(a，b)、花崗閃長斑巖(c，d)鋯石U-Pb年齡諧和圖與加權平均年齡Fig.3 Zircon U-Pb concordia plot and weighted-average age diagram of Gongpoquan dacite porphyry (a，b) and granodiorite porphyry (c，d)

4 討論

4.1 礦床成因

對于公婆泉銅礦的成因，學者們提出了多種不同的模式。何養珍等[7]通過對含礦巖體、圍巖、蝕變與礦化等方面的研究，認為公婆泉銅礦與典型斑巖銅礦特征相似；江思宏等[4]認為公婆泉銅礦是由花崗閃長斑巖和英安斑巖侵入而引起，為斑巖銅礦；致礦巖體具有島弧巖漿的典型特征。而許榮科[8]則認為公婆泉銅礦一礦區主礦體為斑巖成礦類型，而二礦區為熱液成礦，三礦區為巖漿熱液交代型銅礦床；同樣認為公婆泉銅礦主體為斑巖銅礦，成礦后經過后期的疊加作用。楊暉[9]通過對比公婆泉銅礦與典型斑巖銅礦的斑巖體、圍巖、蝕變分布、礦化類型等特征，同樣認為公婆泉銅礦與斑巖銅礦特征不符；認為其是受巖漿作用及韌性剪切帶共同控制的疊生礦床。郭小寶等[10]對公婆泉組流體包裹體進行了詳細的研究，結果表明，石英脈體的形成溫度多集中在100℃～260℃，明顯低于世界典型斑巖銅礦的形成溫度(>300℃)，包裹體中含有CO2等氣體[11-13]。而與中亞造山帶內康古爾金礦(100℃～320℃)[14]、紅石金礦(140℃～250℃)[15]等造山型金礦床形成溫度相似，且其均含有CO2等成分，表明公婆泉銅礦與韌性剪切帶型金礦的成因上可能有相似性。鋯石U-Pb定年表明，公婆泉銅礦中英安斑巖、花崗閃長斑巖的形成年齡均在440～430 Ma，而K-Ar法測定結果卻為372～336 Ma[6]。由于云母等含K礦物的K-Ar同位素封閉溫度多小于400℃，因此容易受到后期熱事件的影響，從而反應后期熱事件的年齡；而鋯石U-Pb體系封閉溫度較高，不易受后期熱事件的影響，因此能夠較好的反應巖體形成年齡。公婆泉銅礦中英安斑巖、花崗閃長斑巖的鋯石U-Pb年齡明顯大于K-Ar年齡，表明巖體在形成之后的372～336 Ma時，經歷了熱事件，含K礦物保存了該熱事件的年齡。在公婆泉礦區二、三號礦區中，礦體明顯沿韌性剪切帶分布。而韌性剪切過程中，石英、長石等礦物發生韌性變形，其溫度高于400℃，可以使云母等含K礦物K-Ar體系發生重置。

續表1

諸多的證據均表明，公婆泉銅礦并不是單純的斑巖銅礦，其可能是由多期成礦作用相互疊加而形成：早期為斑巖成礦作用，由英安斑巖及花崗閃長巖引起，主要分布在公婆泉一礦區，也是公婆泉銅礦的主體，其形成年齡為440～430 Ma；后期為熱液成礦，與后期的韌性剪切作用相關，其形成年齡為372～336 Ma，主要分布在二、三礦區。

4.2 構造背景

對于公婆泉島弧帶的構造環境，學者們也提出了多種觀點：① 戴霜等[16]認為北山地區以紅柳河—牛圈子—洗腸井蛇綠巖帶形成于弧后盆地，該盆地在516～463 Ma就已經存在，其標志為紅柳河堆晶輝長巖形成于516 Ma，牛圈子基性熔巖形成于463 Ma。在公婆泉—月牙山帶內，可分為南、北兩個帶，南帶地層具有弧后盆地特征，而北帶具有島弧特征。通過對公婆泉銅礦內基性—超基性巖進行巖石地球化學分析，楊暉[3]認為公婆泉銅礦形成于弧后盆地環境中。② 楊合群等[17]則認為，紅柳河—牛圈子—洗腸井為南天山洋縫合帶的一部分，公婆泉—月牙山帶為南天山洋向北俯沖所形成的島弧。

前人對公婆泉銅礦巖石成因及成礦背景的研究已經較多。戴霜等[18]對公婆泉銅礦巖體進行了地球化學分析，并結合礦區地層特征，提出公婆泉巖體與陸相環境的巖體明顯不同，具有海相巖漿巖特征，很可能形成于島弧環境。于明杰等[19]認為公婆泉銅礦的花崗閃長斑巖及英安斑巖均屬于高價鈣堿性系列，均來自于虧損地幔，且同形成于島弧環境。王盛棟[20]通過詳細對比研究北山地區的地層及蛇綠巖帶，認為紅柳河—牛圈子—洗腸井為南天山洋縫合帶的東延，其形成于寒武紀，一直持續到石炭紀，在石炭紀末閉合。前人的研究表明，全球斑巖銅礦主要形成于島弧或后碰撞環境下[21]。公婆泉銅礦斑巖成礦期形成于440～430 Ma，且公婆泉—月牙山帶在430 Ma后形成大量的島弧巖漿巖，如營毛沱玄武巖 [(333.1±9.8)Ma][22]、東七一山花崗巖 [(356±2)Ma][23]，這些排除了公婆泉斑巖期成礦形成于后碰撞環境下的可能。由此，可以認為古生代時，公婆泉—月牙山帶為前寒武—古生代島弧，公婆泉礦區在早古生代處于島弧環境。而在隨后的俯沖、拼接、增生的過程中，形成了大量的斷層、韌性剪切帶；在此過程中，伴隨著熱液成礦作用，并在公婆泉礦床形成了疊生礦床。

5 結論

1)公婆泉銅礦中英安斑巖、花崗閃長斑巖的年齡分別為(431.0±8.8)Ma和(439.6±7.1)Ma。

2)公婆泉銅礦存在兩期礦化，早期為斑巖成礦，形成于440～430 Ma，由英安斑巖-花崗閃長斑巖引起；晚期形成于372～336 Ma，可能是有韌性剪切作用引起。

3)公婆泉—月牙山帶為前寒武—古生代島弧，公婆泉銅礦斑巖期成礦形成于島弧環境中。