张国宾 王丞明 蒋玉岩 周杨 韩超 陈兴凯

摘要：温杖子金矿床位于辽宁省建昌县境内，为辽西地区著名的中型金矿床，矿体主要赋存于破碎蚀变岩中，受断裂控制明显。岩石地球化学研究表明：温杖子金矿区花岗闪长岩属于过铝质高钾钙碱性系列岩石，轻稀土元素富集、重稀土元素亏损，具有微弱的负Eu异常，无或极弱Ce异常，富集大离子亲石元素（Rb、K、Ba等）和化学性质活泼的不相容元素（U、Th等），亏损高场强元素（Nb、P、Hf、Zr、Ti等）和重稀土元素（Y、Yb、Lu等），具有与埃达克岩相似的岩石地球化学特征，岩浆来源于地壳和地幔物质混合源区，为火山弧花岗岩构造环境，形成于华北板块由挤压构造体制转化为伸张构造体制阶段。温杖子金矿区成矿作用经历了燕山早期、燕山中期和燕山晚期3个阶段，主成矿期为燕山晚期，其成矿作用与花岗闪长岩侵位相关，认为温杖子金矿床属于蚀变岩型金矿床。

关键词：花岗闪长岩;岩石地球化学特征;矿床地质特征;温杖子金矿区;辽西

中图分类号：TD11 P618.51文献标志码：A开放科学（资源服务）标识码（OSID）：

文章编号：1001-1277（2020）05-0020-06doi：10.11792/hj20200504

温杖子金矿床位于华北板块北缘燕辽褶皱带的东段。前人对温杖子金矿床的矿床成因仍存在一定争议，王和胜[1]认为温杖子金矿床为与次火山岩—碱性火山相关的构造破碎带型金矿床;王丹丽等[2-3]认为该矿床成因类型应为中低温岩浆热液型;杨振德等[4]认为该矿床为多成因复合与叠加型金矿床;吴明刚[5]认为温杖子金矿床的形成与燕山期中酸性岩浆热液活动相关，成因类型为中低温热液型金矿床;王丽娜[6]认为温杖子金矿区韧—脆性断裂发育，金矿化与构造蚀变岩相关，矿床成因类型为蚀变岩型。虽然温杖子金矿床在成因类型上具有较大的争议，但关于控矿因素的观点基本一致，即受中生代含金建造、燕山期岩浆岩活动和韧—脆性构造联合控制，燕山期岩浆岩活动主要指与隐伏矿体相关的燕山期花岗闪长岩。因此，本文对该矿区燕山期花岗闪长岩进行岩石地球化学研究，分析花岗闪长岩成因、岩浆源区及成岩构造背景，为温杖子金矿床的进一步研究奠定基础。

1 矿区及矿床地质特征

温杖子金矿区位于辽宁省建昌县，大地坐标为E40°25′30″～40°30′00″，N119°33′45″～119°38′30″，大地构造位置处于华北板块北缘中段，山海关隆起与辽西坳陷接触部位。

矿区出露地层主要为上侏罗统土城子组（J3c）、中侏罗统蓝旗组（J2t）。土城子组岩性主要为黄褐色—灰白色砂岩、砾岩和紫红色含砾粉砂岩、泥岩。蓝旗组分为上、中、下3段，蓝旗组上段（J2t3）以溢流相火成岩为主，岩性为灰绿色英安岩、安山岩，夹有少量火山碎屑岩、玄武岩、流纹斑岩和底砾岩，顶部为凝灰岩，底部为灰紫色凝灰砂岩;蓝旗组中段（J2t2）以沼泽相和河湖相的沉积岩为主，局部夹有灰色安山质沉火山角砾岩、灰白色流纹质沉火山角砾岩等中—酸性火山碎屑岩;蓝旗组下段（J2t1）分为3层，上层岩性为流纹岩、安山岩和粗安斑岩，中层岩性为灰黑色玄武安山岩，下层岩性为火山角砾岩、破碎蚀变岩和凝灰质细砂岩。蓝旗组下段下层火山角砾岩和破碎蚀变岩是该矿区的主要赋矿层位。

矿区构造主要表现为断裂，褶皱不发育。断裂走向主要为北西西向和近东西向，其次为南北向、北东向和东西向。北西西向断裂构成了矿区的主要构造格架，是导矿构造，近东西向断裂为成矿提供了良好的储存空间，为容矿构造。

矿区岩浆活动强烈，主体为燕山期岩浆侵入活动，主要形成白庙子岩体和各类岩脉、喷出岩。白庙子岩体呈舌状凸出的部分在该矿区内出露，呈东西走向，出露面积12 km2。该岩体与蓝旗组呈侵入接触关系，接触面向西微倾，倾角10°，岩性主要为花岗闪长岩（γδ25）（见图1）。岩脉发育，岩性主要为花岗斑岩（γπ）、石英斑岩（λοπ）、正长斑岩（ξπ）。

矿体位于近东西向断裂发育的破碎蚀变岩中，产状严格受断裂控制，在断裂复合处矿体明显变大，呈透镜状。矿体围岩为花岗闪长岩、安山岩和安山质角砾熔岩。矿区分为东、西2个矿段，东矿段控制3条矿体，矿体编号为102、111、101，分别受102、111、101 3条压扭性蚀变破碎带控制。矿体在平面上呈S形弯曲，具有分支复合现象，矿体在剖面上陡倾，倾角70°左右，长度为40～520 m，宽度为0.32～0.72 m。其中，东矿段102矿体Au、Ag、Cu平均品位分别为28.3×10-6、277.9×10-6、2.0 %。西矿段控制2条矿体，编号分别为102、101，受102、101蚀变破碎带控制，为东矿段102、101矿体的南西向延长，长度为45～880 m，宽度为0.41～2.48 m。其中，西矿段101矿体Au、Ag、Cu平均品位分别为5.3×10-6、221.6×10-6、0.9 %。矿石结构主要为（半）自形粒状结构，其次为不等粒他形粒状结构、包含结构、碎裂结构和填隙结构。矿石构造主要为细脉状构造和网脉状构造，其次为浸染状构造、块状构造、条带状构造、团块状构造和斑杂状构造。矿石矿化类型有多金属硫化物型、石英-多金属硫化物型、蚀变岩型和次生氧化富集型。金属矿物主要有自然金、自然银、黄铁矿、闪锌矿、方铅矿、黄铜矿、磁黄铁矿、银黝铜矿、黑硫银锡矿，脉石矿物为石英、方解石、重晶石、绢云母、绿泥石、叶腊石、绿帘石等。矿体围岩蚀变强烈，主要有黄铁矿化、硅化、绢云母化、钾化和绿泥石化，蝕变带宽数米到十余米不等。

2 岩石地球化学特征

温杖子金矿区花岗闪长岩的全岩岩石地球化学测试工作在澳实分析检测（广州）有限公司完成。样品的主量元素测试采用X射线荧光光谱（XRF）法，误差小于1 %;微量和稀土元素测试采用电感耦合等离子体质谱（ICP-MS）法，误差小于5 %。

2.1 主量元素

温杖子金矿区花岗闪长岩主量元素分析结果及特征值见表1。

花岗闪长岩SiO2质量分数为66.39 %～68.72 %，平均值为67.21 %，属于酸性岩类;Al2O3质量分数为14.99 %～15.39 %，平均值为15.25 %;K2O质量分数为3.17 %～3.41 %，平均值为3.32 %;Na2O质量分数为3.59 %～3.71 %，平均值为3.64 %;w（K2O）/w（Na2O）值为0.88～0.94，平均值为0.91;碱质量分数（w（Na2O+K2O））为6.79 %～7.10 %，平均值为6.96 %;铝指数（A/CNK）为1.00～1.08，平均值为1.06;里特曼指数（σ）为1.79～2.15，表明花岗闪长岩属于钙碱性岩石。在TAS图解（见图2-a））中，样品均落入花岗闪长岩区域内;在A/CNK-A/NK图解（见图2-b））中，样品均落入过铝质区域内;在w（SiO2）-w（K2O）图解（见图2-c））中，样品均落到高钾钙碱性系列区域内。由此可知，温杖子金矿区花岗闪长岩样品属过铝质高钾钙碱性系列岩石。

2.2 稀土和微量元素

温杖子金矿区花岗闪长岩稀土和微量元素分析结果及特征值见表2。

从稀土元素球粒陨石标准化配分模式图（见图3）可以看出：样品均表现为轻稀土富集、重稀土亏损的右倾型，稀土总量REE为130.85×10-6～148.25×10-6，平均值139.40×10-6，轻重稀土元素分馏程度较强，w（LREE）/w（HREE）值为18.11～20.82，平均值为18.94，w（La）N/w（Yb）N值为25.08～32.22，平均值为28.76，重稀土元素相对平坦，具有微弱负Eu异常（δEu为0.82～0.88，平均值为0.85），无或极弱Ce异常（δCe为0.84～1.06，平均值为0.98），负Eu异常表明岩浆热液与围岩发生部分熔融时围岩残留少量长石矿物，或岩浆熔体在上升运移过程中有部分长石矿物从岩浆熔体中分离结晶[7]。

从微量元素原始地幔标准化蜘网图（见图4）可以看出：样品相对富集Rb、K、Ba、U、Th等元素，相对亏损Nb、Zr、Hf、P、Ti、Y、Yb、Lu等元素，P、Ti元素亏损由磷灰石和钛铁矿分离结晶作用引起。

3 岩石成因及构造环境

埃达克岩[9]是在研究阿留申群岛火山岩时提出来的，是指具有特定化学性质的中酸性火山岩或侵入岩，其地球化学标志特征为：w（SiO2）≥56 %，高铝（w（Al2O3）≥15 %）、w（MgO）<3 %，贫Y和Yb（w（Y）≤18×10-6、w（Yb）≤1.9×10-6），高Sr（w（Sr）>400×10-6），轻稀土元素富集，无Eu负异常（或具有轻微的负Eu异常）[10-14]。目前，认为埃达克岩的成因机制主要有4种：①与俯冲有关的大洋板块的部分熔融作用[10，15];②同期玄武质母岩浆的地壳混染和分离结晶作用[16-18];③加厚下地壳的部分熔融作用[15-16，19-20];④拆沉下地壳的部分熔融作用[20-22]。

与典型的埃达克岩相比，近年来报道中国东部埃达克岩相对富钾（w（Na2O）/w（K2O）=0.88～1.38），且w（87Sr）/w（86Sr）>0.704，张旗等[23]根据埃达克岩特点将其命名为大陆型埃达克岩，并推测是由于软流圈地幔玄武岩底侵到加厚陆壳（>50 km）底部，导致下地壳基性岩部分熔融形成的。温杖子金矿区花岗闪长岩具有埃达克岩的特征：SiO2质量分数为66.39 %～68.72 %（平均值为67.21 %），Al2O3质量分数为14.99 %～15.39 %（平均值为15.25 %），MgO质量分数为0.89 %～1.52 %（平均值为1.13 %），Sr质量分数为563.56×10-6～661.68×10-6（平均值为594.55×10-6），Yb质量分数为0.69×10-6～0.81×10-6（平均值为0.75×10-6），Y质量分数为7.19×10-6～9.25×10-6（平均值为8.19×10-6），富集轻稀土元素，具有微弱负Eu异常（δEu=0.82～0.88，平均值为0.85）。在w（La）N/w（Yb）N-w（Yb）N图解（见图5-a））中，样品均落入埃达克岩中，同时具有富K（w（K2O）=3.17 %～3.41 %，平均值为3.32 %），贫Mg（镁指数（Mg#）为35.00～46.00，平均值为39.00）的特征，属于高钾钙碱性系列岩石，应为高钾钙碱性埃达克岩[24]。花岗闪长岩样品的w（Rb）/w（Sr）值（0.13～0.21）介于地壳（0.35）与上地幔（0.034）之间[8]，w（Zr）/w（Hf）值（31.99～37.89）介于地壳（44.68）与地幔（30.74）之间[25]，w（Nb）/w（Ta）值（14.76～16.46）介于地壳（12.3）与地幔（17.5）之间[9]，且在w（La）N/w（Yb）N-δEu图解（见图5-b））中，样品均落入壳幔型区域内，表明温杖子金矿区花岗闪长岩的岩浆来源于壳幔混合源区。

在w（Y+Nb）-w（Rb）图解（见图6-a））中和w（Nb）-w（Y）图解（见图6-b））中，样品均落入火山弧或同碰撞+火山弧区域内，表明花岗闪长岩形成于火山弧构造环境。花岗闪长岩成巖时代为燕山期，杨振德等[4]测得温杖子花岗闪长岩K-Ar年龄为144 Ma，这一时期正处于华北板块由挤压构造体制转化为伸张构造体制，即由东西向板内造山体制转化为北北东向盆岭构造体制，也是中生代早期古亚洲洋构造域（华北板块、西伯利亚板块和太平洋板块相互作用区域）向中晚期太平洋构造域转化的时期[26]。

4 矿床成因

前人对温杖子金矿床的成因类型存在争议，认为其成因类型主要为构造破碎带型[1]、中低温岩浆热液型[2-3，5]和蚀变岩型[6]3类。王和胜[1]认为早白垩世中晚期碱性火山—次火山岩在构造应力作用下形成压剪性断裂和破劈理，形成了矿体的主要赋矿空间，该矿床属于构造破碎带型金矿床。王丹丽等[2-3]认为温杖子金矿成矿作用与燕山期中酸性岩浆热液活动相关，该矿床属中低温岩浆热液型金矿床。王丽娜[6]认为混有地下水的岩浆热液与火山-沉积含金建造矿源层发生水岩交换作用，在断裂构造内形成蚀变带和蚀变岩型金矿体，该矿床属蚀变岩型金矿床。在总结前人研究成果基础上，对温杖子金矿床进行了系统的调研，认为温杖子金矿区矿体主要赋存于北东东向压扭性—张性断裂破碎带中，矿体形态受断裂控制，围岩为花岗闪长岩、安山岩和安山质角砾熔岩，金元素来源与赋矿火山-沉积地层和中生代岩浆岩相关，成矿流体来源于岩浆热液和大气降水[6]，成矿时代为燕山中晚期（129.8～136.2 Ma）[5]。温杖子金矿区成矿作用可划分为3个阶段：燕山早期，辽西地区爆发了强烈的构造-岩浆作用，把大量的金、银等成矿元素从太古代幔源基性—超基性金铁建造中活化迁移出来，形成了蓝旗组安山岩盖层;燕山中期，该矿区形成的花岗闪长岩中酸性岩浆发生大规模侵位作用，使金、银等成矿元素进一步富集;燕山晚期，即华北板块构造体制转化期，在构造应力作用下成矿热液与矿源层发生水岩交换作用，使金、银等成矿元素大量富集，并在次级断裂中沉淀，形成温杖子金矿床。因此，认为温杖子金矿床属于蚀变岩型金矿床。

5 结 论

1）花岗闪长岩属过铝质高钾钙碱性系列岩石，轻稀土富集，重稀土亏损，具有微弱的负Eu异常，無或极弱Ce异常，相对富集Rb、K、Ba、U、Th等元素，相对亏损Nb、Zr、Hf、P、Ti、Y、Yb、Lu等元素，具有与埃达克岩相似的岩石地球化学特征，岩浆来源于壳幔混合源区。

2）花岗闪长岩形成于火山弧构造环境，形成于早白垩世，这一时期也是华北板块由挤压构造体制转化为伸张构造体制阶段。

3）温杖子金矿区成矿作用经历了燕山早期、燕山中期和燕山晚期3个阶段，主成矿期为燕山晚期，与花岗闪长岩侵入作用相关，属于蚀变岩型金矿床。

[参 考 文 献]

[1] 王和胜.建昌县大石沟金矿床特征及矿床模式[J].辽宁地质，1998（3）：195-204.

[2] 王丹丽，王恩德.辽西温杖子金矿床成矿特征研究[J].黄金地质，1995，1（4）：32-37.

[3] 贾三石，王恩德，付建飞，等.冀东-辽西主要金矿矿集区地质特征的差异性与成矿作用的统一性探析[J].地质学报，2011，85（9）：1 493-1 506.

[4] 杨振德，张秀棋.温杖子金矿成因类型与成矿模式[J].贵金属地质，1995，4（2）：118-122.

[5] 吴明刚.辽西温杖子金矿床地球化学特征及成矿作用研究[D].沈阳：东北大学，2014.

[6] 王丽娜.辽西地区温杖子金矿床地质特征与成矿系统[D].长春：吉林大学，2015.

[7] 马顺清，陈静.黑龙江鹿鸣钼矿区花岗岩锆石年龄地球化学特征及其地质意义[J].中国地质，2012，39（5）：1 162-1 171.

[8] TAYLOR S R，MCLENNAN S M.The geochemical evolution of the continental crust[J].Reviews of Geophysics，1995，33（2）：241-265.

[9] DEFANT M J，DRUMMOND M S.Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere[J].Nature，1990，347：662-665.

[10] SUN W D，MCDONOUGH W F.Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts：implication for mantle composition and processes[J].Geological Society London Special Publications，1989，42（1）：313-345.

[11] 王冬兵，罗亮，唐渊，等.昌宁-孟连结合带牛井山早古生代埃达克岩锆石U-Pb年龄、岩石成因及其地质意义[J].岩石学报，2016，32（8）：2 317-2 329.

[12] 郭志军，周振华，李贵涛，等.内蒙古敖尔盖铜矿中-酸性侵入岩体SHRIMP锆石U-Pb定年与岩石地球化学特征研究[J].中国地质，2012，39（6）：1 486-1 500.

[13] 吴鸣谦，左梦璐，张德会，等.TTG岩套的成因及其形成环境[J].地质论评，2014，60（3）：503-514.

[14] 康磊，校培喜，高晓峰，等.西昆仑西北缘大洋斜长花岗岩带的岩石地球化学特征、成因及其构造环境[J].岩石学报，2015，31（9）：2 566-2 582.

[15] KAY R M，KAY S M.Andean adakites：three ways to make them[J].Acta Petrologica Sinic，2002，18（3）：303-311.

[16] CASTILLO P R.An overview of adakite petrogenesis[J].Chinese Science Bulletin，2006，51（3）：258-268.

[17] CASTILLO P R，JANNEY P E，SOLIDUM R U.Petrology and geochemistry of Camiguin Island，southern Philippines：insights to the source of adakites and other lavas in a complex arcsetting[J].Contributions to Mineralogy and Petrology，1999，134（1）：33-51.

[18] ROONEY T O，FRANCESCHI P，HALL C M.Water-saturated magmas in the Panama Canal region：a precursor to adakite-like magma generation？[J].Contributions to Mineralogy and Petrology，2011，161（3）：373-388

[19] XIONG X L，ADAM J，GREEN T H.Rutile stability and rutile/melt HFSE partitioning during partial melting of hydrous basalt：implications for TTG genesis[J].Chemical Geology，2005，218（3）：339-359.

[20] 張超，郭巍，徐仲元，等.吉林东部延边地区二长花岗岩年代学、岩石成因学及其构造意义研究[J].岩石学报，2014，30（2）：512-526.

[21] XU J F，SHINJO R，DEFANT M J，et al.Origin of Mesozoic adakitic intrusive rocks in the Ningzhen area of Last China：partial melting of delaminated lower continental crust[J].Geology，2002，30（12）：1 111-1 114.

[22] XU W L，WANG Q H，WANG D Y，et al.Mesozoic adakitic rocks from the Xuzhou-Suzhou area，eastern  China：Evidence for partial melting of delaminated lower continental crust？[J].Journal of Asian Earth Sciences，2006，27（4）：454-464.

[23] 张旗，王元龙，王焰.燕山期中国东部高原下地壳组成初探：埃达克质岩Sr、Nd同位素制约[J].岩石学报，2001，17（4）：505-513.

[24] 张旗，许继峰，王焰，等.埃达克岩的多样性[J].地质通报，2004，23（9）：959-965.

[25] WEAVER B L，TARNEY J.Empirical approach to estimating the composition of the continental crust[J].Nature，1984，310（5 978）：575-577.

[26] 翟明国.华北克拉通的形成演化与成矿作用[J].矿床地质，2010，29（1）：24-36.

Abstract：Located in Jianchang County，Liaoning Province，Wenzhangzi Gold Deposit is a renowned medium gold deposit，and its ore bodies mainly host in fragmented altered rocks and are strictly controlled by fractures.Lithogeochemistry characteristics study indicates the granodiorite in Wenzhangzi Gold District are subalkaline peraluminous high potassium calcium alkaline rock series and are characterized by LREE enrichment，HREE depletion，slight negative Eu anomaly，and no or extremely weak Ce anomaly，enrichment of large-ion lithosphile elements （Rb，K，Ba） and incompatible elements（U，Th），depletion of high field-strength elements （Nb，P，Hf，Zr，Ti） and HREE（Y，Yb，Lu）.Granodiorites have similar petrological features of adakite，and their magmas came from crust-mantle mixture origin.The tectonic background is volcanic arc granite tectonic environment，formed in the North China Plate transformation stage from the extrusion tectonic system into the stretching tectonic system stage.The mineralization of Wenzhangzi Gold District experienced three stages：early Yanshanian，middle Yanshanian and late Yanshanian periods.The main mineralization period is the late Yanshanian period，which is related to the intrusion of granodiorite.So Wenzhangzi Gold Deposit is deemed to be an altered rock type gold deposit.

Keywords：granodiorite;lithogeochemistry

characteristics;deposit geological characteristics;Wenzhangzi Gold District;Western Liaoning