延边闹枝铜金矿区中生代火山岩锆石U-Pb年代学、地球化学及其地质意义

2020-09-14李晓鹏孙景贵刘阳王清海任泽宁谷小丽

世界地质 2020年3期

李晓鹏，孙景贵，刘阳，王清海，任泽宁，谷小丽

1.吉林大学地球科学学院，长春 130061；2.吉林大学东北亚国际地学研究与教学中心，长春 130026；3.长春汽车工业高等专科学校，长春 130011

0 引言

闹枝铜金矿区位于延边地区北部，地处中国东北部陆缘东段，西侧为敦密断裂，北侧为佳木斯地块与兴凯地块，处于古亚洲构造域与环太平洋构造域的叠加、转换部位[1](图1a)。大量研究揭示，该地区是一个历经了古亚洲洋消减[2-4]、华北板块与佳木斯—兴凯地块拼贴[5-6]和古太平洋板块活动[7]等多次构造活动叠加的复合构造-岩浆-成矿区[8-10]。区内金铜成矿作用与中生代火山岩带关系密切[11-12]。

吉林省地矿局在《吉林省区域地质志》[11]中将矿区及附近地区出露的中生代早期火山岩(安山岩、粗面安山岩和角闪安山岩等)划分到中侏罗世屯田营组，将晚期火山岩(玄武岩、安山岩和凝灰岩等)划分到早白垩世金沟岭组。在汪清县幅(K-52-32-B)1∶5万区域地质矿产调查中，早白垩世的地层又被进一步细分为早期的刺猬沟组和晚期的金沟岭组。近年来的锆石U-Pb定年结果表明，矿区内出露的中生代早期火山岩(粗面安山岩、角闪安山岩)均形成于130 Ma前后[13-14]，应划归到早白垩世热河期刺猬沟组，而非屯田营组。但是，粗面安山岩、角闪安山岩在矿区的出露面积远少于安山岩与英安质凝灰岩，且缺少对英安质凝灰岩的精确定年。因此，区内中生代火山岩的形成时代与地层单元归属仍存在争议，通过前人的测年结果说明该问题也存在一定的局限性，无法真正确定安山岩与英安质凝灰岩的地层单元归属。

野外踏勘过程中，笔者在矿区东侧发现一处完好的中生代火山岩地层剖面，包含了安山岩、英安质晶屑岩屑凝灰岩和英安质角砾凝灰岩等矿区主要的火山岩岩性，而且其中有明显的底砾岩夹层，具有良好的年代学指示意义。笔者在野外观察、室内镜下鉴定和LA-LCP-MS锆石U-Pb年代学研究的基础上，理清其地层单元归属并探讨其地质意义。

1 区域地质和矿区地质概况

延边地区地处兴蒙造山带东端，夹于佳木斯地块、兴凯地块与华北板块之间[1]，独特的大地构造位置(图1a)以及晚古生代—中生代(200～100 Ma)的岩浆-构造演化造就了复杂的成矿背景[15-18]，形成了一系列内生金属矿床，其中以金矿床(杜荒岭、刺猬沟和九三沟等)、金铜矿床(小西南岔、闹枝等)及钨矿床(杨金沟、五道沟等)最为常见。

延边北部(图1b)火山地层较为发育，占区域总面积的40%±，除了少部分新生代玄武岩，主要为古生代的浅变质岩(形成于晚二叠世至早三叠世古亚洲洋闭合背景)以及中生代的火山岩(形成于古太平洋板块俯冲背景)和沉积岩[10]。目前区内燕山期的地层主要包括屯田营组、长财组、刺猬沟组、金沟岭组和泉水村组，其中白垩世地层的出露面积相对较小。区域侵入岩可以划归到古亚洲洋和濒太平洋两大构造域中，前者呈东西向展布，岩性主要为古生代晚期至中生代早期的辉长岩、闪长岩、花岗闪长岩和二长花岗岩；后者呈孤岛状分布，主要为燕山期的花岗岩。区域内褶皱与断裂构造发育，其中断裂依据走向可以分为NE、NW和EW三组[1]，NE向的敦化—密山断裂带(图1a)控制着区域内热液矿床的产出[10]。

图1 延边地区构造位置图(a)和区域地质背景图(b)Fig.1 Tectonic map (a) and regional geological map (b) in Yanbian Region mining area

闹枝铜金矿区(图2)出露的火山岩岩性主要包括古生代的浅变质流纹岩和中生代的安山岩、英安质凝灰岩。浅变质流纹岩主要分布于矿区北部；中生代火山岩主要分布于10号矿体东侧，呈南北向带状分布[19]。区内岩浆岩主要产出于燕山期，以火山喷发和岩浆侵入交替作用为特征，分为早侏罗世与早白垩世两个旋回：早侏罗世岩浆岩主要呈大规模岩基状产出，岩性以花岗闪长岩为主；早白垩世岩浆主要形成了一套呈岩株、岩脉状产出的中酸性侵入岩，脉岩的走向与区内次级断裂的走向相一致，区内金矿体的形成与燕山晚期的岩浆侵位活动密切相关[20-22]。区内成矿断裂走向以NW和近EW为主，个别走向NEE，成矿断裂及东部矿带的矿体穿切安山岩与粗面安山岩[20, 23]。

1.第四纪沉积物；2.金沟岭组英安质凝灰岩；3.刺猬沟组安山岩；4.古生代浅变质流纹岩；5.早白垩世花岗斑岩；6.早白垩世花岗闪长斑岩；7.早白垩世花岗闪长岩；8.早白垩世辉长闪长岩；9.早侏罗世花岗闪长岩；10.三叠纪钾长花岗岩；11.花岗闪长斑岩脉；12.闪长玢岩脉；13.主断裂和次级断裂；14.矿体及编号；15.铜钼矿点；16.采样位置。图2 闹枝铜金矿区地质图Fig.2 Geological map in Naozhi copper-gold mining area

2 矿区中生代火山岩地层层序及岩性组合

本次锆石年代学研究的样品采集地点位于闹枝铜金矿区东部采石场附近的人工露头(图3a)。该处火山岩地层剖面恰好处于矿区内安山岩与英安质凝灰岩的接触部位，对于火山作用期次具有良好的指示意义(因前人已对区内粗面安山岩做过详细的年代学与地球化学研究[13]，本文不作详述)。

剖面中出露的岩性主要有安山岩、底砾岩、英安质晶屑岩屑凝灰岩与英安质角砾凝灰岩。安山岩整体呈深灰绿色，受成矿作用影响局部可见弱绿泥石化蚀变，与底砾岩或凝灰岩之间为假整合接触，接触面倾角近直立(图3b)。底砾岩层的厚度约为20 m，整体呈黄褐色，胶结物为泥质，层理较清晰，层理产状为70°∠85°；砾岩层底部砾石磨圆度低且直径较大(30～50 cm)，成分主要为花岗岩、安山岩或石英岩；顶部砾石磨圆度高、直径较小(10～20 cm)且分布均匀，成分主要为石英岩。英安质凝灰岩与砾岩层顶部之间为角度不整合接触(图3c)。英安质晶屑岩屑凝灰岩主体呈浅灰绿色，英安质角砾凝灰岩主体呈灰白色，两者之间为整合接触关系(图3d)，为同期岩浆活动的产物。

a.安山岩、底砾岩与英安质凝灰岩的野外接触关系；b.安山岩与英安质凝灰岩之间为假整合接触；c.底砾岩与英安质凝灰岩之间为角度不整合接触；d.英安质晶屑岩屑凝灰岩与英安质角砾凝灰岩之间为整合接触；e.英安质晶屑岩屑凝灰岩中含木化石；f.英安质角砾凝灰岩中含安山岩角砾；g.英安质晶屑岩屑凝灰岩中含安山质岩屑(镜下照片)；h.英安质晶屑岩屑凝灰岩手标本照片；i.英安质角砾凝灰岩手标本照片；j.安山岩手标本照片。图3 闹枝铜金矿床中生代火山岩野外地质关系、手标本照片与显微镜下特征Fig.3 Outcrops, specimen and microscopic photos showing characteristics of Mesozoic volcanic rocks in Naozhi copper-gold mining area

笔者在英安质晶屑岩屑凝灰岩中发现大量黑色木化石(图3e)，说明英安质凝灰岩出现之前该地区已经由干旱的河湖相沉积转变为陆相，后被火山灰覆盖，植物残骸以化石的形式被保存在凝灰岩中。同时，在英安质角砾凝灰岩中发现大量大小不一(直径5～30 mm)、棱角状的深灰绿色安山岩角砾(图3f)，并在室内镜下观察中，亦发现英安质晶屑岩屑凝灰岩中含有大量安山岩岩屑(图3g)，结合剖面中底砾岩层的特征，笔者判断英安质凝灰岩对应的火山活动时间应该明显晚于区内安山岩的形成时间。

3 样品特征及测试方法

3.1 样品特征

笔者在矿区东部的人工露头(图3a)采集了中生代火山岩的代表性岩石，综合定名分别为英安质晶屑岩屑凝灰岩(NZ18-1，图3h)、英安质角砾凝灰岩(NZ18-4，图3i)与安山岩(NZ18-6，图3j)。

(1)英安质晶屑岩屑凝灰岩：浅灰绿色，似层状产出；岩石呈凝灰结构、块状构造；碎屑成分主要为晶屑、岩屑和少量岩屑角砾；晶屑含量为20%～25%，主要为斜长石(占晶屑80%±，自形-半自形长柱状，发育聚片双晶，可见环带结构，大小不均，粒度(0.2×0.3)～(0.5×1.5) mm2，部分发生绢云母化)、石英(占晶屑10%±，次圆状，粒径0.1～0.3 mm，表面干净，可见波状消光)和黑云母(占晶屑10%±，片状，粒度<(0.5×0.75) mm2)；岩屑含量为15%～20%，主要为流纹质(占岩屑45%±，棱角状，流纹构造，粒径0.5～3 mm)、安山质(占岩屑45%±，次棱角状，可见交织结构，粒径0.5～2 mm)和少量硅质(占岩屑10%±，主要为石英颗粒的集合体，次棱角-次圆状，粒径0.5～1 mm)；岩屑角砾主要为流纹质，直径最大可达5 mm，含量约占总体的3%；胶结物为凝灰质火山灰和火山玻璃质等。

(2)英安质角砾凝灰岩：灰白色或灰紫色，似层状产出；岩石呈凝灰结构、块状构造；碎屑成分主要为刚性火山角砾和少量岩屑、晶屑；火山角砾的成分主要为流纹岩和安山岩，呈棱角状，粒径最大可达30 mm，含量占总体的25%～30%；岩屑、晶屑的成分和矿物特征与灰绿色晶屑岩屑凝灰岩相近，含量为5%～10%；胶结物为凝灰质火山灰和火山玻璃质等。

(3)安山岩：深灰绿色，似层状产出；岩石呈斑状结构、块状构造；斑晶为斜长石和少量角闪石，占矿物总含量10%～15%，其中斜长石占80%～85%，角闪石占10%～13%，另含有少量不透明矿物；斑晶矿物中，斜长石呈自形-半自形板状，大小不一，粒度在(0.1×0.3)mm2～(1.5×2)mm2±，最大可达(3×5)mm2，可见聚片双晶，个别晶体可见环带结构；角闪石呈自形-半自形长柱状，可见菱形切面，粒度(0.25×1)～(1×1.5)mm2；基质占矿物总量85%～90%，由细小的斜长石组成，显示为显微晶质结构。

3.2 测试方法

本次测试的锆石分选、制靶、阴极发光图像观察与照相工作在南京宏创地质勘查技术服务有限公司完成。

样品NZ18-1、NZ18-4的锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素定年测试工作在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成。测试仪器为美国相干公司的GeoLas Pro 193纳米激光剥蚀系统，激光波长193 nm，激光束斑32 μm，激光分析频率6 Hz，激光能量密度30 J/cm2。质谱仪为美国热电公司的iCAP RQ ICP-MS电感耦合等离子体质谱仪。样品NZ18-6的锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素定年测试工作在自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室完成。测试仪器为德国相干公司的COMPExPro型ArF准分子激光器，激光波长193 nm，激光束斑32 μm。质谱仪为美国安捷伦公司7900型四级杆等离子质谱仪。

实验中，由激光剥蚀系统与等离子体质谱仪相连接，对固体样品进行微区激光剥蚀取样，剥蚀出来的样品物质以气溶胶的形式被He气等载气携带至等离子体质谱仪进行分析。锆石同位素年龄校正以91500为外标，U、Th和Pb等微量元素校正以国际标样NIST610为外标，29Si为内标元素[24]，具体分析方法见文献[25]，普通铅校正方法见文献[26]。采用ICP MS Data Cal软件对同位素比值和元素含量等数据进行处理[27]。样品NZ18-1、NZ18-4的锆石原位测试点U-Pb年龄由Glitter 4.5程序计算，样品NZ18-6的锆石原位测试点U-Pb年龄由Glitter 4.0程序计算。锆石样品的U-Pb年龄谐和图绘制和年龄权重平均值计算采用Isoplot 3.0完成[28]。

4 锆石U-Pb年龄

笔者分别对1个浅灰绿色英安质晶屑岩屑凝灰岩样品、1个灰白色英安质角砾凝灰岩样品和1个深灰绿色安山岩进行了锆石U-Pb定年。锆石的CL图像和测点位置、U-Pb同位素测试结果见图4、表1。

图4 英安质凝灰岩与安山岩的锆石CL图像、测点和年龄Fig.4 CL images of analytical zircons and ages of dacitic tuffs and andesite

表1 英安质凝灰岩与安山岩的锆石LA--ICP--MS U--Pb年龄结果Table 1 Zircon LA--ICP--MS U--Pb age data of dacitic tuffs and andesite

(1)NZ18-1：浅灰绿色英安质晶屑岩屑凝灰岩中共测试15颗锆石，其中有5颗锆石的年龄偏老且数据不集中，为捕获于围岩的锆石年龄，其他10个测点的年龄代表晶屑岩屑凝灰岩的实际年龄；锆石多数呈自形柱状，个别呈半自形椭圆状，未受熔蚀，粒径为100～200 μm，长宽比(1∶1)～(2∶1)，全部发育有清晰的震荡环带，Th/U值范围为0.71～1.17，为典型的岩浆成因锆石[29-31]；测试点206Pb/238U年龄变化范围为110～105 Ma，加权平均年龄为(107.5±1.5)Ma(置信度为95%，MSWD=1.3)(图5a)，对应早白垩世辽西期的岩浆事件(图5d)。

(2)NZ18-4：灰白色英安质角砾凝灰岩中共测试16颗锆石，其中有9个测点年龄为捕获于早期围岩的锆石年龄，其他7个测点的年龄代表角砾凝灰岩的实际年龄；锆石多数呈自形-半自形柱状、短柱状，个别呈半自形椭圆状或它形不规则粒状，未受熔蚀，粒径为60～150 μm，长宽比 (1.5∶1)～(3∶1)，震荡环带清晰，Th/U值范围为0.74～1.26，属于岩浆锆石；测试点206Pb/238U年龄变化范围为110～105 Ma，加权平均年龄为(107.6±2)Ma(置信度为95%，MSWD=1.3)(图5b)，与浅灰绿色英安质晶屑岩屑凝灰岩的锆石年龄基本一致，对应早白垩世辽西期的岩浆事件(图5d)。

图5 英安质凝灰岩与安山岩的锆石U--Pb谐和图(a,b,c)和年龄曲线图(d)Fig.5 Zircon U--Pb age concordia diagrams (a,b,c) and age spectum (d) of dacitic tuffs and andesite

(3)N18-6：深灰绿色安山岩中共测试12个测点的锆石年龄；锆石多数呈自形-半自形柱状，个别呈自形长柱状或它形不规则粒状，粒径为50～200 μm，长宽比(1∶1)～(4∶1)，震荡环带较清晰；根据锆石的测年结果与内部结构将锆石分为两组。

第一组：该组锆石为3颗， Th/U值范围为1.40～1.43，属于岩浆锆石；测试点206Pb/238U年龄变化范围为126～125 Ma，加权平均年龄为(125.8±2.5)Ma(置信度为95%，MSWD=0.045)(图5c)，对应早白垩世热河期的岩浆事件(图5d)。

第二组：该组锆石为8颗； Th/U值范围为0.27～0.60，测试点206Pb/238U年龄变化范围为171～190 Ma，加权平均年龄为(179.9±4.6)Ma(置信度为95%，MSWD=2.8)(图5c)，具有相对较窄的环带，受到较轻的熔蚀作用，为捕获于围岩(早侏罗世花岗闪长岩)[32]的锆石(图5d)。

5 地球化学特征

由于凝灰岩稳定性较低，含杂质较多，不利于指示岩浆源区与构造环境。因此，笔者收集了前人文献[13,33]中两个地层单元的火山岩(粗面安山岩、玄武安山岩、玄武岩和安山岩)地球化学数据。

5.1 主量元素

屯田营组(刺猬沟组)火山岩(粗面安山岩)Mg#值为43～52(均值47)，趋近于下地壳岩浆的Mg#值(<40)；Na2O/K2O为1.73～2.25(均值为1.935)，钾钠含量较高，铁镁含量较低。金沟岭组火山岩(玄武安山岩、玄武岩和安山岩)Mg#值为56～65(均值61)，明显高于前者，趋近于原生幔源岩浆的Mg#值(65～70)；该组火山岩相对富钠低钾(Na2O/K2O=1.50～3.40，均值为2.245)，其钾钠含量明显低于前者，铁镁含量明显高于前者。

在TAS图解(图6a)中，屯田营组火山岩的成分点全部落于粗面安山岩区域，金沟岭组火山岩的岩性分别为玄武安山岩、玄武岩和安山岩，与前人定名[13,33]一致。在SiO2-K2O图解(图6b)中，屯田营组火山岩的成分点全部落于高钾钙碱性系列区域内，金沟岭组的成分点落于高钾钙碱性-钙碱性系列区域内。

图6 屯田营组与金沟岭组火山岩的w (SiO2) -w (K2O + Na2O)化学分类图(a)和w(SiO2) - w(K2O)(b)图解(数据引自文献[13，33])Fig.6 Diagrams of w(SiO2) -w(K2O + Na2O) (a) and w(SiO2) -w(K2O) (b) of volcanic rocks of Tuntianying and Jingouling formations

5.2 稀土和微量元素

前人测得屯田营组火山岩的稀土总量为(109.50～185.54)×10-6，LREE/HREE为8.75～13.16，(La/Yb)N为9.09～15.54，稀土元素配分曲线 (图7a) 表现为明显右倾，稀土配分模式高度分异，轻稀土元素富集，重稀土元素亏损，轻重稀土元素分馏明显，具有弱的负铕异常(δEu为0.87～0.99)。其原始地幔标准化微量元素蛛网图(图7b)中，大离子亲石元素(如K、Ba、Rb)相对富集，高场强元素(Ta、Nb)和 Ti、P则表现为相对亏损。

前人测得金沟岭组火山岩的稀土总量为(97.57～147.32)×10-6，LREE/HREE为6.83～8.74，(La/Yb)N为7.03～9.04，稀土元素配分曲线(图7a)与屯田营组火山岩具有较高的相似性。其原始地幔标准化微量元素蛛网图(图7b)也表现为大离子亲石元素(K、Ba、Rb)相对富集，高场强元素(Ta、Nb)和 Ti、P相对亏损，但屯田营组火山岩的Gr含量明显低于金沟岭组。

图7 屯田营组与金沟岭组火山岩的球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(数据引自文献[13，33])Fig.7 Chondrite-normalized REE distribution patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (b) of volcanic rocks of Tuntianying and Jingouling formations

6 讨论6.1 火山作用期次厘定

延边地区中生代大面积的岩浆作用存在两期，即：早—中侏罗世和早白垩世[8]，这两期岩浆作用又可以分为多次火山喷发和浅成岩浆侵入，形成的区域地层单元有屯田营组、刺猬沟组和金沟岭组。本次研究结果表明，闹枝铜金矿区的安山岩与英安质凝灰岩之间存在明显的沉积间断与捕获关系，属于两个不同的地层单元。年代学的研究结果亦表明矿区内的中生代火山岩均来自于早白垩世的火山活动，刺猬沟组于1993年在延边汪清县刺猬沟一带创建。林博磊[14]获得该组井下角闪安山岩的锆石年龄为(130±6)Ma，刘金龙等[13]获得粗面安山岩的锆石年龄为(130±2)Ma。本次安山岩的测年结果与前人刺猬沟组火山岩的测年结果(表2)相一致。刺猬沟组已被归入屯田营组[34-35]，不再使用。Sun et al.对延边地区白垩系地层中的屯田营组、泉水村组模式剖面安山岩进行测年，获得屯田营组底部年龄(125.1±2.7)Ma,泉水村组底部年龄(116.8±1.4)Ma[36-37]。本文赞同将刺猬沟组改为屯田营组。金沟岭组于1980年在延吉亲河屯金沟岭一带创建，后被归入屯田营组[34]或泉水村组[35],亦不再使用。Chen et al.对延吉三道沟五风金矿火山岩进行了锆石测年，获得(103.6±1)Ma的年龄[38]。李超文[39]获得金沟岭组玄武岩的Ar-Ar平均年龄为(106.1±0.6)Ma；纪伟强[33]获得金沟岭组安山岩的锆石U-Pb年龄为(106.6±2.1)Ma。由此可见，延边地区确实存在106 Ma的火山喷发，较屯田营组和泉水村组晚得多，因此，本文不赞同将金沟岭组纳入屯田营组或泉水村组。本次矿区内英安质凝灰岩的测年结果与前人对金沟岭组火山岩的测年结果(表2)相近。同时，野外剖面信息表明，英安质凝灰岩上覆于底砾岩，其形成时间应明显晚于下伏于底砾岩的安山岩，这与本次锆石U-Pb测年结果指示的结论相一致。因此，区内英安质晶屑岩屑凝灰岩与英安质角砾凝灰岩的地层单元为早白垩世金沟岭组。

表2 屯田营组与金沟岭组火山岩测年结果一览表Table 2 Dating results of volcanic rocks of Tuntianying and Jingouling formations

6.2 地质意义

6.2.1 形成构造环境

Y-Sr/Y分类图解(图8a)的投图结果表明，屯田营组火山岩与金沟岭组火山岩均来源于钙碱性弧岩浆。Ta/Yb-Th/Yb岩浆成因和形成环境判别图解(图8b)显示，两者成分点的分布特征符合富集地幔源的演化趋势。对比主量元素、微量元素数据，两者的Mg#值均介于下地壳的Mg#值与原生幔源岩浆的Mg#值之间，且两者的Nb/Ta、Rb/Sr、Ba/La等微量元素特征比值(表3)绝大部分介于地壳平均值与地幔平均值之间。两组火山岩的Th-Th/Nd和La-La/Sm图解(图8c,d)反映出的线性关系亦表明其岩浆演化的主要过程为部分熔融。以上特征显示，两组火山岩的岩浆均起源于地幔部分熔融，并在上升演化过程中发生壳幔混合。但屯田营组火山岩相对较高的Rb/Sr值及K含量和较低的Mg#值及Gr含量，又说明两组岩浆中壳源物质和幔源物质的贡献程度有所不同，暗示屯田营组与金沟岭组的火山岩并不是一期火山作用的产物。

图8 屯田营组与金沟岭组火山岩的Y-Sr/Y图解(a)、Ta/Yb-Th/Yb图解(b)、Th-Th/Nd图解(c)和La-La/Sm图解(d)(数据引自文献[13，33])Fig.8 Diagrams of Y-Sr/Y (a),Ta/Yb-Th/Yb (b), Th-Th/Nd(c) and La-La/Sm(d) of volcanic rocks of Tuntianying and Jingouling formations

表3 屯田营组与金沟岭组特征元素比值一览表Table 3 Characteristic element ratio of volcanic rocks of Tuntianying and Jingouling formations

为活动大陆边缘。

在Th-Hf/3-Ta构造判别图解(图9a)中，多数屯田营组与金沟岭组火山岩的成分点落入岛弧型钙碱性火山岩系列范围(CAB)内。在MnO×10-TiO2-P2O5×10构造判别图解(图9b)中，屯田营组的成分点全部落入CAB内，而金沟岭组除一个成分点落于岛弧型拉斑系列(IAT)与CAB边界外，其他成分点也均落入CAB内。结合两者的La/Nb值(表3)普遍>2以及SiO2-K2O投图结果(图6b)，两者均为一套岛弧型准铝质高钾钙碱性火山岩系[40]，具有活动大陆边缘的地球化学特征[41]。

IAT：岛弧拉斑玄武岩；CAB：岛弧钙碱性玄武岩；N-MORB：正常型洋脊玄武岩；E-MORB：异常型洋脊玄武岩；WPAB：板内玄武岩；MORB：正常洋脊玄武岩；OIT：洋岛拉斑玄武岩；OIA：洋岛碱性玄武岩。图9 屯田营组与金沟岭组火山岩的Th-Hf/3-Ta图解(a)和MnO×10-TiO2-P2O5×10图解(b)(数据引自文献[13，33])Fig.9 Diagrams of Th-Hf/3-Ta (a), MnO×10-TiO2-P2O5×10 (b) of volcanic rocks of Tuntianying and Jingouling formations

前人研究表明，延边地区在早白垩世晚期 (130～100 Ma)，古太平洋板块又再次向兴蒙造山带东端俯冲，造成区域内广泛而强烈的火山作用[10]，延边地区在该段时间内形成以花岗闪长岩、二长花岗岩、花岗斑岩、闪长玢岩为代表的中酸性侵入岩组合[10,15,18,42]在形成时代、构造背景上与屯田营组和金沟岭组火山岩相一致。结合年代学、地球化学的分析结果，笔者认为研究区早白垩世晚期的火山作用可以进一步细分为两期，分别对应屯田营组与金沟岭组的火山岩，两者构造背景相同，均形成于活动大陆边缘板块俯冲环境。两组火山岩的定年结果亦与中国白垩世地层的划分[43]相吻合，分别属于热河期和辽西期。

6.2.2 火山作用与成矿的关系

笔者将延边地区早白垩世的金属矿床按形成时间范围分为两个部分。第一部分(130～120 Ma)对应的地层单元为热河期屯田营组，形成了主要为以闹枝铜金矿床为代表的中硫化型浅成低温热液矿床；将表4与表2比较，可以看出该矿床的成矿作用发生在屯田营组火山作用后期，岩浆对于壳源物质的混染作用较强，岩浆活动晚期的次火山热液活动是导致成矿的主要因素[12,14,44]。第二部分(110～100 Ma)对应的地层单元为辽西期金沟岭组，处于古太平洋板块向大陆边缘陆壳俯冲的伸展环境，典型矿床主要有小西南岔、马滴达北山、杜荒岭和九三沟等斑岩型金铜矿-高硫化型浅成低温热液型金矿；该部分矿床Au、Cu等成矿物质为壳幔混源，与区域内石英闪长玢岩及石英闪长岩关系密切[10]。