福建李家坊金礦區火成巖巖體鋯石U-Pb年齡、地球化學特征及其地質意義*

趙駿峰，吳曉林，陳鏡文，劉文元**，盧 林

（1福州大學紫金地質與礦業學院，福建福州 350108；2中化地質礦山總局福建地質勘查院，福建福州 350013）

華南板塊于新元古代（約970～890 Ma）由西北側的揚子地塊和東南側的華夏地塊在加里東構造運動下拼接形成（圖1a）(Hsüet al.,1988;Wang et al.,2003)，隨后經歷了長期的板內構造演化階段和多期花崗巖漿活動。舒良樹（2012）提出其至少存在四期地球動力學事件：新元古代早—中期的板塊俯沖聚合與裂解事件、早古生代晚期的陸內造山與花崗巖漿事件、早中生代的陸內再造事件與晚中生代構造體制轉換和太平洋俯沖背景下的構造伸展-巨量巖漿活動事件。自早侏羅世以來，古太平洋板塊俯沖使得華夏地塊有大規模燕山期巖漿巖出露(Gilder et al.,1996;Li,2000;Zhou et al.,2000;Zhou et al.,2006)。與揚子地塊相比，華夏地塊具有更為豐富的侏羅紀—早白堊世花崗巖類(Zhou et al.,2006)，常作為與金-銅及鎢-錫礦床有關的成礦巖體或賦礦圍巖產出，其中以福建省為代表的東南沿海一帶成為目前金-銅礦床找礦勘查熱點區域(倪培等,2020)。

福建省金礦主要集中分布于4個區域（圖1b），分別為：①西南部的紫金山礦田，包括紫金山高硫化型淺成低溫熱液銅-金礦床，成礦年齡為～110 Ma（Liu et al.,2016;Li et al.,2017;Zhong et al.,2018），悅洋低硫化型淺成低溫熱液銀-金礦床，成礦年齡為～94 Ma(Zhong et al.,2017)；②東北部的東際淺成中-低溫熱液型金礦床(盧燕等,2017;肖凡等,2020)、上山崗中硫化型淺成低溫熱液金礦床（Chen et al.,2020;Fan et al.,2020）等；③中東部的雙旗山金礦，成礦年齡～153 Ma，為巖漿-熱液型金礦床（Tan et al.,2020），以及丘村低硫化型淺成低溫熱液金礦床（Ni et al.,2018）、東洋金礦（Liet al.,2018a）、安村中硫化型淺成低溫熱液金礦床（Li et al.,2018b）等；④閩西北的何寶山礦田，包括何寶山金礦（陳國建等,2015）、長興金礦（Yuan et al.,2021），以及本文研究的李家坊金礦。前人已對上述多處礦床的地質特征、成巖成礦年代學、礦物學特征、流體性質及特征、礦床成因類型進行詳細研究并取得一系列的成果，在4個金礦集中區域中，閩西北一帶何寶山礦田的研究程度一直相對較低。

圖1 華南板塊簡圖（a）和福建省主要金礦區分布示意圖（b）（據福建省地質礦產局,1985；Nietal.,2018;Yuan etal.,2021修改）Fig.1 Schematic map of South China Plate(a)and schematic distribution map of major gold areas of Fujian Province(b)(modified after Fujian Bureau of Geology and Mineral Resources,1985;Ni et al.,2018;Yuan et al.,2021)

本文研究對象為閩西北何寶山礦田中的李家坊金礦，由于李家坊金礦為近年新發現的礦床，現有研究薄弱，僅對礦床地質特征有過少量報道（周延召，2011；范云虎，2018），而巖漿活動的時限、巖漿巖成因類型及成巖動力學背景尚不清楚。前人對與李家坊金礦床相臨近的何寶山礦床研究發現，主要賦礦圍巖及脈巖的鋯石U-Pb年齡介于437～427 Ma區間，表明礦田內存在廣泛的加里東期巖漿活動（陳國建等，2015）。李家坊金礦床內廣泛存在與何寶山金礦床內巖性相似的加里東期花崗巖巖體，但缺乏精確的年齡數據及巖石地球化學制約。另一方面，前人對閩西北地區燕山期火成巖的報道比較少見，包括白堊紀流紋巖(137±1)Ma、流紋質熔結凝灰巖(135±1)Ma（陳夢婷,2020），在何寶山礦田中尚無燕山期火成巖巖體相關的年代學、巖石地球化學報道，僅在早期地質填圖工作中有所體現。而李家坊金礦邊部及何寶山礦床周邊亦有少量花崗巖、花崗斑巖出露，其是否是金礦的成礦巖體尚不明確。故本文

通過對區內出露的火成巖開展了全巖主微量元素分析、LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年及微量元素測試，確定了李家坊金礦床存在加里東期及燕山期兩期巖漿活動，并討論了地球化學特征，結合巖石成因探討動力學背景，初步厘定了礦床及礦田內部可能的成礦巖體，從而完善李家坊金礦及其所處的何寶山礦田的巖漿活動時限及成巖構造背景，并對礦床及礦田內部的成礦巖體提出新的見解。

1 成礦地質背景

1.1 區域地質

何寶山礦田（圖2）位于武夷成礦帶中段，屬建寧-泰寧成礦遠景區，大地構造位置為崇安-石城深大斷裂和泰寧-龍巖斷裂交界處（圖1b，圖2）。礦田內出露基底屬新元古界萬全群黃潭組和下峰組，為一套變粒巖-片巖的中-淺變質巖系，分布于區域上部及中部；蓋層包括震旦系西溪組的變質雜砂巖，中生界南園組、下渡組、寨下組、沙縣組、崇安組的陸相沉積-陸相火山噴發巖系，分布于區域中部及下部；缺失中元古界。其中，新元古界萬全群黃潭組變質巖廣泛發育，由于其具有較高的金含量（16.98×10-9），被認為是區內金礦化最重要的圍巖（中化地質礦山總局福建地質勘察院，2018）。

圖2 福建省何寶山礦田地質簡圖及主要金礦分布（改自中化地質礦山總局福建地質勘察院,2018）Fig.2 Simplified regional geological map and distribution of the major gold deposits in the Hebaoshan orefield,Fujian Province(modified after Fujian Geological Exploration Institute of China Chemical Geology and Mine Bureau,2018)

礦田區域內構造運動較為強烈，斷裂構造發育，多為加里東期構造運動形成；燕山期構造運動又使得斷裂具有多期次疊加改造的特點（華仁民等，2013；毛建仁等，2014；陳夢婷，2020）。斷裂走向多為北東向、北北東向，分別屬于崇安-石城深大斷裂和泰寧-龍巖斷裂的一部分；個別呈南北向。礦田內巖漿巖出露面積大，多為酸性侵入巖。加里東期包括黑云母中細?；◢弾r與白云母細?；◢弾r，主要分布于礦田西北部與中南部；而燕山期又可分為燕山中期侵入的正長花崗巖與燕山晚期侵入的二長花崗巖和花崗斑巖，分布于區域北部與東南部（福建省區域地質志，1985）。何寶山礦田中目前已發現1處大型金礦（何寶山金礦，Au儲量＞24 t，Yuan et al.,2021），一處中型金礦（李家坊金礦，Au儲量＞5 t，中化地質礦山總局福建地質勘察院，2018）及其他未報告儲量的中小型礦床（點），如長興金礦。

1.2 礦區地質

李家坊金礦位于何寶山礦田北部多條斷裂帶集中區，斷裂構造廣泛發育（圖3）。礦區分為東部的李家坊礦段，西南部的梨樹坪礦段，以及西北部的初樹下礦段，后兩者為后期勘查部位，也是近年來主要的勘查區域。

礦區出露地層單一，均為上元古界萬全群黃潭組變質巖，其巖性主要為變粒巖、片巖，分布于中部，同時作為礦區賦礦圍巖?？氐V構造主要為北東向斷裂（F2、F4、F7）和北北東向（F3）斷裂，分別為崇安-石城深大斷裂和泰寧-龍巖斷裂在何寶山礦田中的體現；其次為近東西向斷裂（F1），為后期形成。礦區內巖漿活動頻繁，加里東期、燕山期侵入巖出露廣泛，形成的火成巖以中酸性為主。加里東期侵入形成的白云母花崗巖分布最為廣泛，占據礦區中部和南部大部分面積，同期形成的黑云母花崗巖出露于礦區西北部，二者均為礦區主要的賦礦圍巖。燕山期侵入巖主要出露于礦區東北側，少量位于礦區東南側，在平面圖上與礦床相鄰，可能為礦體下部隱伏巖體。

礦區內共有4條礦體（①～④），均呈脈狀產出于北東向斷裂帶中（圖3），主礦體為①號和③號，平均品位分別為17.56 g/t和3.55 g/t（范云虎等,2018）。其中，①號礦體位于李家坊礦段，走向北東，傾向130°～140°，傾角35°～55°，長約343 m，延伸260 m；③號礦體位于梨樹坪礦段，走向北東，傾向140°，傾角45°，長200 m，延伸200 m（范云虎等,2018）。金礦石類型可分為石英脈型以及部分浸染狀破碎帶蝕變巖型，礦石中金屬礦物主要為黃鐵礦、黃銅礦、銀金礦等，含有少量鉛鉍礦物、硫鎳鈷礦、硫銅鈷礦（未發表資料）；非金屬礦物主要為石英、長石、云母等常見造巖礦物，典型礦石見圖4a～d。

圖4 李家坊金礦典型礦石照片a～b.石英脈型金礦石，礦石礦物為黃鐵礦、黃銅礦，脈石礦物為石英；c.黃鐵絹英巖化金礦石，礦石礦物為黃鐵礦和少量黃銅礦，脈石礦物為石英、絹云母；d.硅化鉀化蝕變巖型金礦石，礦石礦物為黃鐵礦，脈石礦物為石英和鉀長石Ccp—黃銅礦;Py—黃鐵礦;Qtz—石英;Kfs—鉀長石；Ser—SerciteFig.4 Typical ores in Lijiafang gold deposit a～b.Quartz vein type gold ore,ore minerals are pyrite and chalcopyrite,and gangue minerals are quartz;c.Beresitization type gold ore,ore minerals arepyriteand chalcopyrite,and ganguemineralsarequartz and sericite;d.Potassic and silicification typealtered rocks typegold ore,oreminerals arepyrite and gangueminerals arequartz and potassium feldspar Ccp—Chalcopyrite;Py—Pyrite;Qtz—Quartz;Kfs—Potassium feldspar；Ser—Sercite

2 樣品描述

用于全巖主微量元素分析和LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年的7件樣品均采自李家坊礦床中的賦礦圍巖及周邊相鄰的隱伏巖體（表1），具體采樣位置見圖3。

表1 樣品名稱及采樣位置Table 1 Sample names and sampling locations

圖3 李家坊金礦礦床地質圖（改自中化地質礦山總局福建地質勘察院，2018）Fig.3 Geological map of the Lijiafang gold deposit(modified after Fujian Geological Exploration institute of China chemical Geology and Mine Bareau,2018)

加里東期侵入形成的白云母花崗巖經鏡下鑒定分為3種巖石類型，其中，含白云母花崗巖（18LJF-8）呈灰白色，幾乎不含暗色礦物，塊狀構造（圖5a）。主要礦物包括石英（45%）、鉀長石（25%）、斜長石（20%）和白云母（10%）。其中，斜長石顆粒較大，達0.5～3.0 mm，絹云母化蝕變強烈，偶見綠泥石化；白云母自形較好，平均粒徑約1 mm（圖6a）；含白云母正長偉晶巖（18LJF-9）為白色、淺肉紅色，偉晶結構，塊狀構造（圖5b）。礦物主要為鉀長石（35%）以及石英（50%）。礦物顆粒破碎明顯，暗示其曾受到強烈的構造運動。絹云母化蝕變在條紋長石中沿破碎裂隙發育，呈網格狀（圖6b）；含白云母堿長花崗巖（18LJF-10）產出于花崗巖與偉晶巖接觸帶，巖石呈肉紅色、墨綠色，塊狀構造（圖5c）。礦物組成為石英（45%～50%）、微斜長石（35%～40%）、白云母（10%）以及綠泥石（5%）（圖6c～d）。加里東期黑云母花崗巖（18LJF-20、ZK20101-1）為灰白色，具塊狀構造（圖5d～e），礦物主要為石英（40%）、斜長石（30%）、鉀長石（15%），其中斜長石多呈細粒自形厚板狀，邊緣呈絹云母化（圖6e）；暗色礦物為黑云母（10%），其邊部呈一定程度綠泥石化（圖6f）。

花崗斑巖（19LJF-P）分布于李家坊礦段北側，巖石為黃褐色，斑狀結構，塊狀構造（圖5f）。斑晶約占80%，由石英（50%～55%）和鉀長石（45%～50%）構成，基質成分與斑晶相同。其中石英可分為2類：前者呈他形渾圓粒狀，顆粒相對較大（平均2 mm，最大達8 mm），后者為細小顆粒，具顯微文象結構，分布于大顆粒石英及長石外圍（圖6g）；鉀長石多為自形-半自形厚板狀，平均大小1～2 mm，部分受強烈絹云

母化（圖6g），且有時與磁鐵礦相伴生（圖6i）；鉀長花崗巖（19LJF-G）位于礦床西北部，巖石呈肉紅色（圖5g），鏡下鑒定表明其主要礦物為鉀長石（35%）、石英（45%）及斜長石（15%），鉀長石部分受強烈絹云母化（圖6i），同時石英呈蠕蟲狀生長于鉀長石中（圖5k、6j），亦出現少量磁鐵礦（圖6l）。

圖5 李家坊金礦鋯石U-Pb定年所選樣品手標本照片Fig.5 Photography of hand specimens for zircon U-Pb dating from Lijiafang gold deposit

圖6 李家坊金礦鋯石U-Pb定年所選樣品鏡下照片a.含白云母花崗巖（18LJF-8），白云母呈自形片狀，粒徑1mm左右；斜長石顆粒較大，受強烈絹云母化；b.含白云母正長偉晶巖（18LJF-9），斜長石（暗色）存在于鉀長石（亮色）中形成正條紋長石，礦物顆粒碎裂明顯，絹云母存于條紋長石裂隙中；c～d.含白云母堿長花崗巖（18LJF-10），微斜長石具特征紡錘狀格子雙晶，少量斜長石具鉀-鈉復合雙晶，并受絹云母化：e～f.黑云母花崗巖（ZK20101-1及18LJF-20），斜長石呈細粒自形厚板狀，邊緣受絹云母化；黑云母邊部受綠泥石化；g～i.花崗斑巖（19LJF-P），石英分為兩類，前者他形渾圓粒狀，顆粒較大，后者顆粒細小，呈顯微文象結構；鉀長石呈自形-半自形厚板狀，受強烈絹云母化,周圍出現少量磁鐵礦；j～l.鉀長花崗巖（19LJF-G），鉀長石部分受強烈絹云母化，石英呈蠕蟲狀生長于鉀長石中，少量磁鐵礦Bio—黑云母；Chl—綠泥石；Qtz—石英；Ser—絹云母；Mc—微斜長石；Ms—白云母；Pl—斜長石；Kfs—鉀長石；Mag—磁鐵礦Fig.6 Photomicrographs of specimen under optical microscope for zircon U-Pb dating from Lijiafang gold deposit a.Muscovite-bearing granite(18LJF-8),euhedral flakemuscovite,with particlesizeabout1mm;plagioclasearecoarsegrainswith strong sericitization;b.Muscovite-bering pegmatite(18LJF-9),plagioclase(dark)existsin potassium feldspar(bright)to form positiveperthite,fragmentation of mineral particlesisobvious,and sericiteexistsin perthitefractures;c～d.Muscovite-bering alkalinefeldspar granite(18LJF-10),characteristic spindlecrystal twin microclineand K-Na compound crystal twin in someplagioclase,with strong sericitization;e～f.Biotitegranite(ZK20101-1 and 18LJF-20),fine-grain euhedral plateplagioclase,with edgeby sericited,theedges of biotitearechloritized;g～i.Graniteporphyry(19LJF-P),quartz is divided into two types:theformer isround and grainy with larger grains,and thelatter is fineand hasamicrographic texture;j～l.Moyite(19LJF-G),part of potassium feldspar is strongly sericized.Quartz grows wormlike in potassium feldspar;and exist small amount of magnetite.Bio—Biotite;Chl—Chlorite;Qtz—Quartz;Ser—Sericite;Mc—Microcline;Ms—Muscovite;Pl—Plagioclase;Kfs—Potassium feldspar;Mag—Magnetite

3 測試方法

3件樣品（ZK-20101-1、19LJF-G、19LJF-P）的全巖地球化學分析在廣州拓巖檢測技術有限公司完成，采用等離子發射光譜法（ICP-MS），儀器型號為ICP-OES(Agilent 720)。微量元素測試結果和不確定度與參考物質一致(Potts et al.,2007;Thompson et al.,2000)，大多數元素相對誤差5%～10%。主量元素中，濃度大于0.5%的氧化物相對誤差2%，濃度介于0.1%～0.5%的氧化物相對誤差為5%。

鋯石制靶、陰極發光（CL）成像、微量元素含量和U-Pb同位素定年在武漢上譜分析科技有限責任公司完成。激光剝蝕系統為GeoLas HD，等離子體質譜儀為Agilent 7900。本次分析的激光束斑和頻率分別為32μm和5 Hz。每個時間分辨分析數據包括大約20～30 s的空白信號和50 s的樣品信號，具體測試方法見參考文獻(Hu et al.,2008;2012)數據處理采用軟件ICPMSDataCal10.8(Liu et al.,2008;2010)完成。鋯石微量元素含量利用多個USGS參考玻璃（BCR-2G,BIR-1G）作為多外標、Si作內標的方法進行定量計算(Liu et al.,2010)。鋯石標準91500的U-Th-Pb同位素比值推薦值據Wiedenbeck等（1995）鋯石樣品的U-Pb年齡諧和圖繪制和年齡權重平均計算均采用Isoplot/Ex_ver3(Ludwig,2003)完成。

4 測試結果

4.1 全巖主、微量元素

主微量元素含量分析數據見表2，其中3件樣品燒矢量分別為1.07，1.33及2.08，表明巖石較新鮮，受輕微蝕變，與巖相學觀察結果一致。樣品在TAS圖解中落于花崗巖（圖7a），具有富硅、富鉀、富堿的特征（圖7b）。其中，黑云母花崗巖（ZK20101-1）具有最低的w(SiO2)（71.29%），最高的w(CaO)（2.27%）、w(Al2O3)（13.79%）、w(P2O5)（0.15%）以及最高的A/CNK值（1.07）特征?；◢彴邘r（19LJF-P）與鉀長花崗巖（19LJF-G）樣品的w(SiO2）相近且均較高，分別為77.76%和77.85%，同時二者w(Al2O3）（9.93%與10.13%）、w(P2O5）（0.02%與0.03%）、AKI值（1.08和0.98）均相接近?；◢彴邘r具有最低的w(CaO）（0.15%），鉀長花崗巖具有最高的A/CNK值（0.80），最高的w(Na2O)（3.33%）及w(K2O）（5.01%）。

稀土元素球粒隕石標準化圖（圖7c）顯示樣品呈一致的海鷗式展布，但黑云母花崗巖相較于花崗斑巖與鉀長花崗巖具有更弱的負Eu異常，同時重稀土元素含量相對更低。此外，黑云母花崗巖含有相對較多的大離子親石元素，如w(Rb)=165.00×10-6、

w(Sr)=230.00×10-6、w(Cs)=4.79×10-6、w(Ba)=712.00×10-6、w(Pb)=30.00×10-6（表2）。在原始地幔標準化蛛網圖中（圖7d），3件樣品均表現出顯著富集Rb、Th、U元素和虧損Sr、Nd、P、Ti元素，其中花崗斑巖與鉀長花崗巖各元素富集或虧損程度接近，而黑云母花崗巖富集或虧損程度除重稀土元素外均相對較低。鉀長花崗巖和花崗斑巖的微量元素特征與前人對福建省白堊紀花崗巖巖體(Wang et al.,2020)進行測試的結果基本一致（圖7c、d）。

圖7 TAS投圖（a）、w(SiO2)-w(K 2O)相關圖解（b）、全巖稀土元素球粒隕石標準化圖（c）和原始地幔標準化圖（d）（底圖及數據取自Peccerillo et al.,1976;Sun et al.,1989;Middlemost,1994）Fig.7 Total alkali-silica diagram(a),w(SiO2)versus w(K 2O)plot(b),chondrite-normalized REEdiagram(c)and primitive-mantlenormalized trace element patterns(d)from whole rocks(data and base maps are from Peccerillo et al.,1976;Sun et al.,1989;Middlemost,1994)

表2 李家坊金礦全巖主（w(B)/%）、微量及稀土元素分析((w(B)/10-6)結果Table 2 Analytical results of whole-rock major（w(B)/%）and trace elements((w(B)/10-6)in Lijiafang deposit

4.2 鋯石U-Pb定年

李家坊礦區用于LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年樣品共7件，測得加權平均年齡集中于2個相差較大的時代范圍：①加里東期：年齡范圍介于(446.6±7.1)Ma～(424.5±3.1)Ma；②燕山期：年齡值范圍介于(135.6±3.1)Ma～(133.2±0.8)Ma。

含白云母花崗巖（18LJF-8）中鋯石粒徑在90～100μm左右，長寬比在1.31～2.57之間（圖8a），平均1.91。Th/U值介于0.07～0.60，平均值為0.20。13個測點鋯石206Pb/238U年齡介于(424.1±3.0)～(443.3±3.0)Ma，加權平均年齡為(432.2±3.9)Ma（MSWD=4.4）（圖9a），代表花崗巖形成年齡。

含白云母正長偉晶巖（18LJF-9）中鋯石顆粒多呈不規則粒狀，內部具有冷杉葉狀分帶、海綿結構，無韻律環帶出現（圖8b）。粒徑在100μm左右，長寬比在1.68～2.11之間，平均1.90。鋯石中Th/U平均值為0.04以及極高的w(U)（平均值＞8753×10-6）表明已發生蛻晶化。9個測點鋯石206Pb/238U年齡介于(441.4±5.9)Ma～(438.6±5.0)Ma，加權平均年齡為(438.7±4.6)Ma（MSWD=1.5）（圖9b）。

圖8 李家坊金礦樣品中代表性鋯石單偏光及陰極發光照片（其中同顆鋯石上圖為單偏光，對應下圖為陰極發光；鋯石顆粒形態、206Pb/238U年齡如圖；白圈表示U-Pb定年及微量元素測試點位，半徑大約代表激光斑束大?。〧ig.8 Paired plane-polarized light and CL images of representative selected zircons from Lijiafang gold deposit(The morphology of zircon grains and 206Pb/238U ages is shown;The white circles indicate U-Pb dating and trace elements positions,with circle diameters showing the approximate laser spot sizes)

含白云母堿長花崗巖（18LJF-10）中鋯石粒徑在50～100μm左右，長寬比在1.21～2.11之間（圖8c），平均1.53。15個測點在諧和線上顯示出多組年齡集中區域（圖9c、d），其中5個測點鋯石顯示較一致的206Pb/238U年齡，介于(421.5±3.7)Ma～(431.2±3.8)Ma，加 權 平 均 年 齡 為(424.5±3.1)Ma（MSWD=1.6），此5顆鋯石Th/U值介于0.30～0.71，平均值為0.59，所得年齡代表成巖年齡。5顆鋯石206Pb/238U年齡介于(670.5～815.9)Ma，陰極發光顯示具有明顯的核邊結構（圖9c），與礦床內出露的新元古界年齡吻合，故判斷為繼承鋯石，代表地層的沉積時代。2顆鋯石206Pb/238U年齡介于(439～446)Ma，陰極發光顯示出測點剝蝕位置同時包含暗-亮分區（圖9d），故其所得年齡可能為繼承鋯石代表的地層年齡與巖漿鋯石代表的成巖年齡的混合。3顆鋯石206Pb/238U年齡具有異常，介于471～479 Ma，結合其高U特征（平均值為4621×10-6），判斷已發生蛻晶化，所得年齡無地質意義。

圖9 李家坊金礦鋯石年齡諧和圖及加權平均年齡Fig.9 Zircon U-Pb concordia diagrams and weighted average ages for zircons from Lijiafang gold deposit

黑云母花崗巖（ZK20101-1）中鋯石的自形程度較高，多呈長柱狀。具明顯的振蕩生長環帶結構（圖8d），粒徑在110～180μm左右，長寬比在1.71～4.00，平均2.72。Th/U值介于0.12～0.80，平均值為0.48。12個測點鋯石的206Pb/238U的年齡介于(441.2±5.9)～(447.7±5.9)Ma，加權平均年齡(444.4±2.7)Ma（MSWD=0.32）（圖9e），代表巖石形成年齡。

黑云母花崗巖（18LJF-20）中鋯石粒徑在80～110μm左右，長寬比在1.25～2.51之間，平均1.61（圖8e）。Th/U值介于0.07～0.38，平均值為0.16。6個測點鋯石206Pb/238U年齡介于(439.1±3.4)Ma～(458±3.9)Ma之間，加權平均年齡為(446.6±7.1)Ma（MSWD=3.7）（圖9f），代表巖石成巖年齡。

花崗斑巖（19LJF-P）中鋯石顆粒形態變化大，呈半自形-不規則他形，內部結構復雜，多具有震蕩環帶（圖8f）。粒徑在80～150μm左右，長寬比在1.65～2.24之間，平均1.88。w(Th)、w(U)均較低，平均值分別為178×10-6和231×10-6，Th/U值介于0.43～1.14，平均值為0.83。23個測點鋯石的206Pb/238U年齡介于(132.1±5.8)Ma～(141.4±8.0)Ma，加權平均年齡(135.6±1.2)Ma（MSWD=0.36）（圖9g），代表花崗斑巖形成年齡。

鉀長花崗巖（19LJF-G）中鋯石多呈半自形-自形柱狀，內部可見明顯振蕩生長環帶結構（圖8g），粒徑在100～140μm左右，長寬比在1.41～2.38之間，平均1.81。Th/U值介于0.46～1.22，平均值為0.78，屬典型的巖漿鋯石特征。25個測點鋯石的206Pb/238U年齡介于(129.0±0.5)Ma～(133.8±2.0)Ma，加權平均年齡(133.2±0.8)Ma（MSWD=0.7）（圖9h），代表鉀長花崗巖形成年齡。

4.3 鋯石稀土元素

所有鋯石的稀土元素球粒隕石標準化配分曲線（圖10a～g）均顯示出輕稀土元素相對虧損、重稀土元素相對富集的左傾配分模式，具有負Eu元素異常和正Ce元素異常特征。其中，含白云母正長偉晶巖（18LJF-9）表現強負Eu元素異常和弱正Ce元素異常（圖10b）；黑云母花崗巖（ZK20101、18LJF-20）、含白云母堿長花崗巖（18LJF-10）和含白云母花崗巖（18LJF-8）均具有弱負Eu元素異常和強正Ce元素異常（圖10a、c～e）；鉀長花崗巖（19LJF-G）和花崗斑巖（19LJF-P）則具有強負Eu元素異常和強正Ce元素異常（圖10f、g）。

圖10 李家坊金礦區火成巖鋯石稀土元素球粒隕石標準化圖（球粒隕石標準化數值取自Sun et al.,1989）Fig.10 Chondrite-normalized REEpatterns from zircons of igneous in Lijiafang gold deposit(chondrite values from Sun et al.,1989)

5 討論

5.1 成巖成礦年代學

典型原生巖漿鋯石具有特征性的振蕩環帶（Be‐lousova et al.,2002；吳元保等,2004）、較高的Th/U比值（一般＞0.4）（M?ller et al.,2003）和輕稀土元素虧損、重稀土元素逐步富集的稀土元素配分曲線特征(Whitehouse et al.,2002)，而熱液鋯石則無明顯振蕩環帶且具有較低的Th/U比值（一般＜0.1）（吳元保等，2004），使用巖漿鋯石進行巖石年代學研究可獲得準確的巖石形成年齡(Tomaschek,2003)。本文進行LA-ICP-MSU-Pb定年的鋯石中，除樣品18LJF-9外，均符合巖漿鋯石特征，所得年齡即為成巖年齡。

華南東段加里東期花崗巖類主要形成于410～460 Ma（張芳榮等，2009），本文測得李家坊礦床中加里東期賦礦圍巖包括含白云母花崗巖(432.2±3.9)Ma，含白云母正長偉晶巖(438.7±4.6)Ma，含白云母堿長花崗巖(424.5±3.1)Ma，黑云母花崗巖（(444.4±2.7)Ma、(446.6±7.1)Ma），其年齡分布自(446.6±7.1)Ma至(424.5±3.1)Ma，與前人研究結果一致。同時，本文所獲年齡數據涵蓋了此前陳國建等(2015)對何寶山礦區鉀長混合花崗巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年所得的成巖年齡(437.1±1.3)Ma，并與劉銳等（2008）通過鋯石U-Pb獲得閩西北混合巖和花崗巖成巖年齡為437～441 Ma的結論相一致。其中，黑云母花崗巖的年齡(444.4±2.7)Ma、(446.6±7.1)Ma）與加里東晚期最強活動事件開始時間（～450 Ma）相吻合（王秀璋等，2000），為李家坊金礦及何寶山礦田中加里東期存在巖漿多階段侵入提供了年代學證據。

前人將華南地區中生代礦床分為3期，分別為晚三疊世（230～210 Ma），中—晚侏羅世（170～150 Ma）與早—中白堊世（120～80 Ma），每種類型都對應各自不同的構造-巖漿事件(Mao et al.,2013)。本文對鉀長花崗巖（19LJF-G）及花崗斑巖（19LJF-P）的定年結果均指向早白堊世，是閩西北何寶山礦田中首次獲得的中生代成巖年齡。前人對該礦區成礦年齡尚無報道，筆者所獲得的輝鉬礦Re-Os年齡顯示為～130 Ma（未發表數據），稍晚于本文所得的燕山期巖漿巖成巖年齡，這也與區域上中生代大規模金礦成礦事件相符。鑒于李家坊金礦中成礦巖體尚不明確，我們推測燕山期巖漿巖可能正是與李家坊金礦成礦事件具有緊密聯系的火成巖巖體。

表3 李家坊金礦LA-ICP-MS鋯石同位素比值Table 3 LA-ICP-MSU-Pb isotopes of zircon from the Lijiafang gold deposit

續表 3-1Continued Table 3-1

續表 3-2Continued Table 3-2

通過對前人在福建省主要金礦集中區域所做的成巖、成礦年代學研究結果進行整理分析，發現其具有一定的時空規律：福建省金礦成巖成礦時代主要集中于170～130 Ma和120～90 Ma兩個時間范圍內，前者均位于閩中東部（如雙旗山金礦、東洋金礦等）及閩西北隆起帶（李家坊金礦），而后者均位于閩西南坳陷內（如紫金山礦田）；同時，金礦集中分布區的成巖成礦年齡具有從中東部及北部-西北部-西南部逐漸年輕的演化趨勢（圖11）。

圖11 福建省金礦成巖成礦年齡譜圖多種同位素年代學數據表明福建省金礦時空分布上可能具有從中東部及北部-西北部-西南部的演化趨勢（數據引自Jiang et al.,2016;Duan et al.,2017;Liet al.,2018a;Bao et al.,2020;Fan et al.,2021;Niu et al.,2020;Zhao et al.,2020;張德全等,2003;劉曉東等,2005;李斌等,2013;李海立,2016;肖凡等,2020）Fig.11 Diagram of diagenetic and ore-forming ages in Fujian Province Multipleisotopic chronological dataindicate that it isa Middle East and N-NW-SWevolutionary trend of gold deposits in Fujian Province(data from Zhang et al.,2003;Liu et al.,2005;Liet al.,2013;Li,2016;Jiang et al.,2016;Duan et al.,2017;Liet al.,2018a;Bao et al.,2020;Niu et al.,2020;Zhao et al.,2020;Fan et al.,2021;Xiao et al.,2020)

5.2 巖石成因類型

花崗巖通常由其原巖性質與構造背景被分為A型、S型和I型(Whalen et al.,1987;Chappell,1999)，分別指示不同的地球化學意義，對花崗巖類型的劃分能夠判斷構造環境(Pearce et al.,1984;李獻華等,2007)、指示巖漿來源與演化(Frost et al.,2001;Foden et al.,2015)。樣品全巖主量元素TAS（圖7a）、K2OSiO2投圖（圖7b）均顯示為高鉀鈣堿性系列花崗巖，全巖測試所得黑云母花崗巖鋁指數A/CNK為1.07，屬過鋁質，同時具備屬I型和S型花崗巖的可能性；鉀長花崗巖和花崗斑巖的鋁指數A/CNK分別為0.80和0.99，均屬準鋁質，具備I型花崗巖的特征（王德滋，2004）。S型花崗巖鋁指數通常較大（＞1.10），除黑云母花崗巖外的2件樣品與S型花崗巖常具有的強過鋁質特征不符(Whalen et al.,1987;Chappell et al.,1992)。同時，酸性S型花崗巖通常w(P2O5)＞0.1%(Wolf et al.,1994)，而鉀長花崗巖w(P2O5)=0.03%，花崗斑巖w(P2O5)=0.02%，因此二者屬于S型花崗巖的可能性較低，而應屬于A型花崗巖或I型花崗巖；而黑云母花崗巖具有較高的w(P2O5)（0.15%），結合其較高的鋁指數（1.07），體現出S型花崗巖的特征(King et al.,1997;賈小輝等,2009)，這與華南東段加里東期花崗巖成因類型“絕大多數為S型，I型極少”的特點相符（張榮芳等，2009；舒良樹，2012）。

A型花崗巖的典型特征包括：FeOT/MgO＞10，Ga/Al＞2.6，AKI=0.95，w(Zr+Nb+Ce+Y)＞350×10-6(Whalen et al.,1987;Eby,1990;Qiu et al.,2005;Wu et al.,2017)，本文測得花崗斑巖FeOT/MgO=6.59，Ga/Al=2.68，AKI=1.08，w(Zr+Nb+Ce+Y)=317.8×10-6；鉀長花崗巖FeOT/MgO=8.55，Ga/Al=3.09，AKI=0.98，w(Zr+Nb+Ce+Y)=294.4×10-6，即除Ga/Al比值外，均不具備A型花崗巖特征。I型花崗巖常具含有少量暗色礦物及磁鐵礦(Ishihara,1981)，本文的鉀長花崗巖和花崗斑巖樣品中均出現少量黑云母及磁鐵礦（圖6i、l；表1），與該特征相符。同時，3件樣品均在原始地幔標準化蛛網圖（圖7d）中表現出顯著的Rb、Th、U元素正異常和Sr、Nb、P、Ti元素負異常，稀土元素球粒隕石標準化配分圖（圖7c）中又呈現輕稀土元素相對富集，重稀土元素輕微虧損和強烈的負Eu異常的海鷗式分布，以上特征均指示三者發生了較高程度的分異作用(Miller et al.,1984;Bau,1996;Breiter et al.,2014)。綜合上述特征，黑云母花崗巖屬過鋁質高鉀鈣堿性高分異S型花崗巖，鉀長花崗巖和花崗斑巖應屬于準鋁質、高鉀鈣堿性高分異I型花崗巖。

表4 李家坊金礦鋯石微量元素分析結果（w(B)/10-6）Table 4 Trace elements of zircon compositions（w(B)/10-6）from Lijiafang gold deposit

續表 4-1Continued Table 4-1

續表 4-2Continued Table 4-2

續表 4-3Continued Table 4-3

續表 4-4Continued Table 4-4

5.3 成巖動力學背景

加里東期構造運動不僅形成了獨立的構造單元（華南加里東褶皺帶），還伴隨著廣泛的混合巖化、變質作用、韌性剪切變形和強烈的花崗質巖漿活動（Wang et al.,2007;2011;Chu et al.,2012;Zhao et al.,2013）。張芳榮等（2009）對華南東段加里東期花崗巖的研究認為，加里東期花崗巖類主體形成于板內構造環境，絕大多數火成巖巖體在成因類型上屬S型花崗巖，為地殼物質的部分熔融。劉銳等（2008）對閩西北前寒武紀變質地層中的混合巖和花崗巖的年代學及巖石地球化學研究表明，形成于437～441 Ma的混合巖和花崗巖均為華南加里東期構造熱事件的產物，且二者在成因和物質來源上具有一致性——前寒武紀變質基底發生同變形地殼深熔作用，經脫水熔融產生的初始熔體發生結晶分異，由堆晶產物形成混合巖的淺色體，花崗巖則由殘余熔體持續演化形成。因此，閩西北一帶S型花崗巖的成巖背景應歸于前寒武紀基底變質巖的深熔作用。

本次研究對加里東期黑云母花崗巖(444.6±2.7)Ma的全巖主微量元素測試結果表明，此類花崗巖為準鋁質，微量元素原始地幔標準化圖顯示出Rb、K、Th、U、Zr、Hf、Sm元素和重稀土元素正異常，Nb、Ba、Sr、P、Ti元素負異常，呈現出與劉銳等（2008）所測閩西北花崗巖較為一致的微量元素配分模式（圖7d），符合殼源型或陸殼改造型花崗巖特征（徐克勤，1989）。同時，結合一致的成巖年齡及相近的產出部位，判斷黑云母花崗巖與劉銳等（2008）所測花崗巖巖體具有相同的成因背景。前人研究表明，在志留紀，閩西北區域內存在板內褶皺后造山伸展環境，巖石圈地?？赡苎刈冑|核部發生拆沉作用，變質核兩側的下地殼由于地溫梯度的升高發生部分熔融（Yao et al.,2012;郭樹仁,2021）。因此，加里東期黑云母花崗巖的成巖動力學背景為板內褶皺后造山伸展環境，成巖物源由前寒武紀基底變質巖發生深熔作用產生。

華南地區中生代廣泛發育典型的I型花崗巖受地幔巖漿底侵導致的殼-幔相互作用的制約和影響(王德滋等,2000)，且形成所需的物質很可能來自加里東期古老基底地層(馬東升,2007)。相應的動力學背景為：自中生代以來，太平洋板塊向歐亞板塊俯沖角度發生變化，上覆大陸板塊由擠壓應力向伸展應力轉變，巖石圈減薄，誘使地幔玄武質巖漿底侵，軟流圈上涌，使得花崗巖具有殼-?；旌咸卣?，這對花崗巖和相關礦床的形成均有重要的控制作用(鄧晉福等,1999;舒良樹等,2002;孫衛東等,2008;毛景文等,2009;)。

前人通過研究福建省白堊紀花崗巖的巖石學和地球化學特征，結合Lu-Hf、Sr-Nd同位素特征，將古太平洋板塊的俯沖作用分為3個階段：第一階段（145～137 Ma）為古太平洋板塊的高角度俯沖引發厚層下地殼在拉張環境中部分熔融；第二階段（136～118 Ma）為古太平洋板在拉張環境下導致巖石圈減薄，以及由板塊后撤導致的軟流圈地幔上涌。第三階段（107～86 Ma），古太平洋板塊的斷裂導致了伸展環境下更為強烈的殼幔相互作用(Wang et al.,2020)。本次研究獲得的2件燕山期準鋁質高鉀鈣堿性I型花崗巖（19LJF-P、19LJF-G）的巖石地球化學特征和同位素年齡均與前人(Wang et al.,2020)對第二階段（136～118 Ma）白堊紀花崗巖的測試結果相符（圖7），呈現出一致的全巖稀土配分模式曲線及原始地幔標準化配分曲線（圖7c、d），且其空間地理分布上也為鄰近地區，故判斷二者具有相同的成巖動力學背景。綜上所述，所測2件樣品均為在中生代因古太平洋板塊的俯沖、后撤作用下，經過巖石圈減薄、巖漿底侵和軟流圈上涌等作用形成的殼-?；旌闲突◢弾r。

6 結論

（1）通過LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年獲得對李家坊金礦區2個成巖時代范圍：(446.6±7.1)Ma～(424.5±3.1)Ma與(135.6±3.1)Ma～(133.2±0.8)Ma，前者與何寶山礦床賦礦圍巖年齡一致，表明李家坊金礦賦礦花崗巖均為加里東期侵入巖；而中生代花崗斑巖與鉀長花崗巖的成巖年齡與中生代大規模的金礦成礦事件相符，結合輝鉬礦Re-Os年齡（130 Ma，未發表數據），可能為礦床中隱伏的成礦巖體。

（2）李家坊金礦床內加里東期花崗巖屬過鋁質高鉀鈣堿性、高分異S型花崗巖，其中黑云母花崗巖在加里東期構造熱事件形成的板內褶皺后造山伸展環境中，經前寒武紀基底變質巖發生深熔作用形成。形成于中生代的鉀長花崗巖(133.2±0.8)Ma與花崗斑巖(135.6±3.1)Ma屬準鋁質、高鉀鈣堿性、高分異I型花崗巖，均為經巖石圈減薄、巖漿底侵和軟流圈上涌等作用形成的殼-?；旌闲突◢弾r，其動力學背景為古太平洋板塊在136～118 Ma向歐亞板塊俯沖后撤形成的拉張構造環境。

致謝本文在基礎地質資料收集和野外工作中得到了陳世永工程師及中化地質礦山總局福建地質勘察院李家坊礦區工作人員的支持與幫助；《泰寧李家坊金礦床中黃鐵礦與金的關系》項目組成員王沖、路豐豪在圖件編繪中的幫助，陳劉潤玄、謝華杰在樣品采集、數據處理中提供的幫助；兩位匿名審稿人提出的修改建議及意見，使得本文質量得到了很大的提升，在此一并表示衷心的感謝！