研究区位于华北克拉通北缘东段，排山楼二长花岗岩体为一个小型的岩株，出露于排山楼韧性剪切带型金矿床的北部。岩石为不等粒似斑状花岗结构，主要由钾长石、更长石、石英、黑云母和少量角闪石构成，含有锆石、榍石、磷灰石、钛铁矿等副矿物，属于高钾钙碱性准铝质I型花岗岩。该二长花岗岩具有富钠，高Sr、Ba含量，重稀土强烈亏损和轻微的正铕异常等特殊的地球化学特征，从而推断其岩浆可能起源于加厚陆壳底部角闪岩类的部分熔融。锆石U-Pb年龄(128±1.3Ma)表明该岩体在燕山晚期白垩纪侵位。由于在排山楼矿床观察到二长花岗岩的侵位晚于控矿糜棱岩带、但岩体本身又发育了金矿化，根据本岩体与含矿韧性剪切带的密切时空关系，参照区域构造热事件与成矿作用的密切联系，认为排山楼二长花岗岩浆的侵位与控矿韧性剪切作用，可能是本区燕山晚期岩石圈伸展体系下同一构造热事件的不同侧面，因而二者应存在构造机制上的密切联系。但不排除控矿韧性断裂长期活动的可能性以及曾经有更早期次金矿化发生的可能性。 关键词 : 排山楼金矿床 二长花岗岩 锆石U-Pb年龄 Origin of the Paishanlou monzogranite in Liaoning Province and its genetic connection with gold mineralization SUN ShouKe , LIU HongTao , CHU ShaoXiong

Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China

Abstract : The Paishanlou monzogranite stock is outcropped in the vicinity of the Paishanlou gold deposit hosted by a ductile shear zone occurred within Late Archean high-grade metamorphic sequences lying in the eastern segment of northern periphery of North China Craton. Mineralogy of the monzogranite consists principally of K-feldspars, oligoclase, quartz and biotite, with minor amphibole and trace zircon, sphene, apatite and ilmenite. The I-type monzogranite with high-K calc-alkaline attributes displays unique geochemical features including sodium enrichment relative to potassium, notably high Sr and Ba concentrations, strongly depleted heavy REE, as well as the presence of minor positive Eu anomalies on the REE patterns, suggesting that the magmas might be derived from the partial melting of amphibolitic protolithes under the P-T conditions of over-thickened continental lower crust. LA-ICP-MS zircon U-Pb dating yields absolute age of 128±1.3Ma indicating the stock was emplaced during Late Yanshanian, Cretaceous, during which a lithospheric extensional regime was prevailing in the region. As the monzogranite intrudes into the mylonite zone which are the ore-controlling structure and the granitoids develop gold mineralization. Also based on the close spatial and temporal relations between the monzogranite and ore-hosting ductile shear zones, with considering the intimate connections among regional thermal-tectonic events and mineralization, it is suggested that the emplacement of the monzogranite stock may probably genetically be related to the ore-hosting ductile shearing nearby to the south by the regional extensional tectonism during Late Yanshanian. But the possibility that the ore-control ductile fracture was active in a long period or there exists an earlier generation of gold mineralization can not be rejected. Key words : Paishanlou gold deposit Monzogranite Petrogenesis Zircon U-Pb age Genetic connection 排山楼金矿床位于辽宁阜新市东南18km处，是一个赋存于太古宙变质岩中的大型金矿床。成矿构造发育在晚太古宙建平群大营子组斜长角闪片麻岩与白云质大理岩之间的片麻岩一侧，并严格受东西向排山楼-侯其营子大型韧性剪切带的控制，它被认为是迄今为止在我国发现的比较典型的韧性剪切带型金矿床( 王荣湖等，2007 )。

自排山楼金矿床1979年发现以来，人们对其成矿时代及其与矿区北部二长花岗岩的关系一直存在较大的争议。 李俊建等(2001) 基于控矿韧性剪切带的宏观发育特征和一些年代学等证据，推断该矿床是太古代末-古元古代成矿；而 罗镇宽等(2001) 则认为排山楼金矿可能为燕山期成矿。 罗镇宽等(2001) 曾对矿区北部出露的二长花岗岩进行了锆石SHRIMP定年，获得绝对年龄124±1Ma，且该年龄与前人获得的矿区蚀变黑云母Ar-Ar测年数据(124±0.4Ma)一致( 骆辉和赵运起，1997 )，因此推测矿区周边广泛发育的燕山期花岗质岩石可能与本区金成矿作用之间存在一定的时空联系。 Zhang et al .(2005) 认为，矿区北部二长花岗岩浆的侵位，可能为排山楼金矿成矿系统提供了必要的热力来源，并与长期活动的排山楼-侯其营子大型韧性剪切带联合作用导致了矿床的最终形成。但由于以往对岩体本身的研究程度较低，目前尚没有充分的证据确认矿区北部二长花岗岩体与排山楼金矿床的形成之间存在成因机制上的联系，相关的一些推论，主要建立在它们的宏观空间接近性及可能的时间联系上。因此，本文将基于野外地质观察和样品测试结果，对排山楼二长花岗岩体进行较系统的岩石学、地球化学和精细年代学研究，探讨岩石成因及其与金矿化的关系，进而为认识排山楼金矿床的形成机制提供新的依据。

2 区域与矿区地质概述 2.1 区域地质

排山楼金矿区位于华北克拉通北缘东段，区域地层以新太古界建平群和中生界白垩系为主，其次为元古界长城系。建平群主要为黑云斜长片麻岩和二长花岗质片麻岩，并含斜长角闪岩、变粒岩等包体或捕虏体以及大理岩透镜体或夹层。从岩石组合来看，角闪岩相-高角闪岩相的大营子组地层原岩应为一套变火山岩-沉积岩构成的表壳岩系。由于建平群含金丰度较高，推测它可能是本区金矿成矿的重要源岩。长城系分为大红峪组和高于庄组，前者主要为粗碎屑岩夹有少量页岩和碳酸盐岩等；后者以白云岩和白云质灰岩为主，其次为砂岩夹页岩。白垩系孙家湾组为一套复成分松散堆积的砾岩( 李俊华等，2010 )。

区域岩浆岩有加里东期(早古生代)、海西期(晚古生代)、燕山期(中生代)、以及鞍山期(晚太古代)，尤以燕山期岩浆活动强烈而普遍( 李达和韩雪梅，1995 )。古生代-中生代岩浆作用以花岗质岩浆为主，也有少量中性岩浆侵位；晚太古代火成岩既有基性岩浆，亦有花岗质岩浆侵位。

2.2 矿区地质

排山楼金矿区( 图 1 )出露的地层主要有晚太古宙建平群大营子组、中元古界长城系高于庄组和大红峪组。

Fig. 1 建平群大营子组主要有黑云母斜长片麻岩、角闪斜长片麻岩夹斜长角闪岩扁豆体和白云质大理岩薄层等。白云质大理岩主要分布在排山楼东沟-马家荒一带，呈似层状，分布较稳定，厚度为数米到数十米。在矿区东部及南部，由于受到了韧性剪切动力变质作用的改造，大营子组变质岩及其相伴的太古宙中酸性侵入体均发育带状糜棱岩化。

中元古界长城系地层主要出露于矿区的西北和东南部。分别为高于庄组和大红峪组。大红峪组分布在上排山楼-上排山楼北沟及两家子一带，岩性主要为石英岩和石英砂岩；高于庄组分布于上排山楼-上排山楼东沟一带，岩性则主要为钙质白云岩和含锰白云质灰岩，而且其下部夹有薄层石英岩，因受北东向韧性剪切作用的改造，本组的碳酸盐地层发育不同程度的糜棱岩化。

排山楼矿区的深成岩较为发育，它们大致可分为晚太古宙、海西期和燕山期。矿区中部寨子沟-上和尚沟北上一带，发育侵位于建平群变质地层中的晚太古宙二长花岗岩，由于该侵入体遭受了与建平群同期的角闪岩相-高角闪岩相区域变质与变形，现为二长花岗片麻岩，其变质面理和变质矿物线理也与建平群变质地层基本一致，推测该古老岩体应属于晚太古宙TTG岩系的组成部分。海西期侵入体主要有矿区南部的上两家岩体和矿区西部的上排山楼岩体，二者均为黑云母花岗岩。燕山期侵入岩主要为矿区北部大石沟一带的二长花岗岩，呈岩株状产出，是本文的研究对象。

矿区构造以发育北东向和北东东向两组韧性剪切带为特征。前者发育在矿区西部；后者则分布于矿区的中部和中南部，自北向南分别为排山楼-北营子剪切带、寨子沟-上和尚沟北山剪切带和上两家剪切带。排山楼金矿床赋存于矿区最北侧的排山楼-北营子韧性剪切带中。在矿区中南部发育的其余两条北东东向韧性剪切带中，也发现了明显的金矿化与热液蚀变现象，指示其潜在的找矿前景。从上述两组韧性剪切带的交切关系看，北东向韧性剪切带的形成应晚于北东东向韧性剪切带。

此外，矿区内还发育多条北东向脆性断裂，这些脆性断裂主要为高角度逆断层，它们切割北东东向韧性剪切带，指示其形成应晚于北东东向韧性剪切带和主要金矿化事件。 2.3 矿化系统概述

排山楼金矿床赋存于矿区北东东向的排山楼-北营子韧性剪切带中( 图 1 、 图 2 )。控矿构造总体表现为上陡下缓、中低角度(35°~55°)北倾的糜棱岩带，而似层状或透镜状矿体的展布严格受该糜棱岩带的控制，但与低应变的蚀变围岩没有明显的边界，因而矿体的圈定主要依靠样品分析结果。矿体或矿化体主要赋存于蚀变长英质糜陵岩和蚀变黑云斜长糜棱岩中，其上、下盘近矿围岩分别为大营子组白云质大理岩和斜长角闪片麻岩。目前矿区工程控制的矿带长度约1000m，矿带斜深大于700m(沿倾向并未封闭)，已圈定大、小矿体35个，矿区平均品位约4.0g/t，已获得黄金地质储量和资源量约44t。矿化总体表现为贫硫化物型浸染状金矿化，原生矿石可大致划分为蚀变长英质糜棱岩(白矿)与蚀变黑云斜长糜棱岩(黑矿)，而在近地表发育少量氧化矿石。矿石矿物主要为黄铁矿和自然金，其次为黄铜矿、磁黄铁矿等；脉石矿物主要为石英、长石以及少量黑云母、绢云母和绿泥石等。从矿体向外依次发育黄铁绢英岩化、碳酸岩化和绿泥石化等围岩蚀变，呈现较为清晰的蚀变分带现象( 图 2 )。

Fig. 2 Fig. 2 Geologic cross-section of the No. 0 exploration line at the Paishanlou gold mine(after Luo and Zhao，1997 ) 1 -dolomitic marbles; 2-plagioclase-amphibole gneisses; 3-monzogranite; 4-granitic gneisses; 5-chloritization; 6-carbonatization; 7-pyretic phyllic alteration; 8-ore body; 9-drill hole 3 二长花岗岩的岩相学特征

排山楼二长花岗岩样品采自矿区北部地表露头及矿井地下。岩石呈灰红色-肉红色，似斑状不等粒花岗结构，块状构造。其主要矿物为钾长石、石英、斜长石、黑云母和少量角闪石，副矿物有榍石、锆石、磷灰石、钛铁矿等( 图 3a - d )。钾长石呈肉红色，含量为25%，多为微斜条纹长石，格子双晶发育，粒度较斜长石大，有的钾长石晶体内可见到斜长石的包体，镜下普遍可见泥化；斜长石呈灰白色，含量为35%，其成分为An _12-15 ，为酸性斜长石，粒度为1cm左右，镜下可见聚片双晶并发育强烈的绢云母化和钠黝帘石化；石英呈浑圆状颗粒，粒径约0.4cm左右，含量为25%；黑云母呈片状，含量为10%；角闪石呈绿色，含量小于2％，局部发育轻微的阳起石-透闪石化，呈自形粒状。岩石局部可见到结晶颗粒相对较为粗大的长柱状钾长石斑晶(1.5~2.5cm)和石英斑晶(1.5cm左右)。 (a、b)-为二长花岗岩的显微照片;(c)-为二长花岗岩的井下岩石露头;(d)-为二长花岗岩的地表露头；(e)-二长花岗岩与含矿剪切带(斜长角闪糜棱岩)的侵入接触关系;(f)-二长花岗岩中钾化和硅化蚀变(石英细脉);(g)-二长花岗岩中含黄铁矿石英细脉，可见浸染状黄铁矿分布岩石中;(h)-矿化二长花岗岩样品(1.29g/t Au) Fig. 3 Photomicrographs and field photos of the Paishanlou monzogranite (a，b)-monzogranite photomicrographs;(c)-monzogranite from underground;(d)-monzogranite from surface outcrop;(e)-contact between monzogranite and ore-bearing mylonite;(f)-potassic alteration and silicification as quartz veinlets;(g)-pyritic quartz veinlets and disseminated pyrite within the monzogranite;(h)-Au-mineralized monzogranite 4 分析方法 4.1 主微量元素测试方法

选取新鲜的岩石样品在河北地勘局廊坊地研所实验室碎样并研磨至200目。主微量元素测试在核工业北京地质研究院进行。主量元素测试首先采用碱熔法将样品熔制成玻璃片，然后通过PHILIPS PW-2404 X-荧光光谱仪完成测试。微量元素和稀土元素含量测试利用酸溶法将样品制备后，在ICP-MS Element(电感耦合等离子体质谱仪器)测试，一般间隔10个待测样品取一个样品作为平行样，每批测试插入2个空白样。误差通过标准曲线进行校正，相对标准偏差一般小于10%。 4.2 年代学测试方法

锆石颗粒的人工挑选在河北省地调所实验室进行。将岩石样品粉碎至60目以下，先用磁选和重液方法粗选锆石，然后在双目镜下将锆石颗粒逐一挑出。锆石制靶在中国科学院地质与地球物理研究所IMS-1280实验室制靶中心完成。首先将锆石颗粒粘在双面胶上，用透明的环氧树脂固定，然后与树脂一起打磨抛光，直至露出锆石的内部适合LA-ICP-MS分析。制靶完成后，在中国科学院地质与地球物理研究所电子探针实验室对锆石进行透射光和反射光照相、观察其抛光面和内部结构情况和CL图像处理等工作。锆石的U-Pb同位素测试在中国科学院地质与地球物理所MC-ICPMS Laboratory实验室完成，该实验室使用带有Geolas Plus型193nm ArF激光剥蚀系统的Agilent7500a型ICP-MS测定。同位素年龄的外标采用哈佛大学的标准锆石91500作为计算标准( Wiedenbeck et al .，1995 )。元素含量计算采用硅酸盐玻璃NIST SRM610为外标，29Si为内标。激光剥蚀束斑直径可以在4~160μm调整，激光脉冲速率为2~10Hz。原始数据使用GLITTER4.0软件(Macquarie University)进行处理。由于LA-ICP-MS测得 ²⁰⁴ Pb含量有很大的不确定性，故数据需要普通铅校正，普通铅校正采用 Anderson(2002) 的方法。锆石的U-Pb年龄结果使用ISOPLOT3.0软件( Ludwig，2003 )计算。 5 分析结果 5.1 地球化学特征 5.1.1 主量元素

排山楼二长花岗岩样品的主微量元素分析数据见 表 1 。

Table 1 表 1 ( Table 1 ) CaO1.962.061.961.982.22 Na ₂ O4.074.424.214.244.52 K ₂ O4.023.764.134.213.79 MnO0.0480.0410.0470.0450.047 TiO ₂ 0.430.360.360.370.41 P ₂ O ₅ 0.180.140.130.140.15 LOI1.020.80.880.390.1 FeO1.251.31.41.451.5 Be2.883.011.991.72.17 Sc4.924.063.994.015.29 V43.933.931.633.339.8 Cr24.220.720.223.124.5 Co6.795.155.285.436.36 Ni11.99.841110.212.5 Ga21.221.618.819.921.2 Rb132113115118120 Sr547484458520551 Cs4.272.521.952.043.01 Ba11747069031071934 Y7.087.296.576.677.41 Nb8.159.467.577.697.55 Ta0.6760.8060.6430.6260.666 Zr89.11196755.465.7 Hf2.623.622.061.852 Pb27.32826.526.227.2 Th12.315.711.611.812 U1.985.52.552.123.25 La3130.428.425.337.6 Ce63.755.950.446.465.9 Pr6.486.085.535.236.97 Nd22.821.119.618.624.3 Sm3.583.222.92.873.77 Eu1.010.9620.8590.9211.05 Gd2.552.492.252.212.66 Tb0.3260.3210.2950.2810.347 Dy1.641.581.361.41.62 Ho0.250.2690.2380.2360.266 Er0.6750.7090.6750.6510.726 Tm0.0970.1040.110.0910.105 Yb0.6690.7610.6250.5870.616 Lu0.1020.1120.10.0960.08 ΣREE134.9124.0113.3104.9146.0 (La/Yb) _N 33.228.732.630.943.8 δ Eu1.021.041.031.121.01 从样品主量元素分析结果来看，高硅(SiO ₂ =69.76%~71.01%)、富钠(4.07%~4.52% Na ₂ O，Na>K，Na ₂ O/K ₂ O=1.01~1.20)和高钾(K ₂ O=3.76%~4.13%)是排山楼二长花岗岩最显著的岩石化学特征，因而在SiO ₂ -K ₂ O图上样品集中分布于高钾钙碱系列区域( 图 4a )。样品的里特曼指数(介于2.42~2.55，小于3，属于钙碱性岩石，这与SiO-K ₂ O图解得到的结果一致。在TAS图解中样品落于花岗岩区( 图 4b )，而在QAP图解中岩石样品落在普通花岗岩与二长花岗岩的边界附近( 图 4c )。岩石的Al ₂ O ₃ 介于13.75%~14.34%，A/CNK介于0.90~0.98，为准铝质岩石( 图 4d )。岩石的MgO、CaO、P ₂ O ₅ 、TiO ₂ 含量分别为0.92%~1.1%、1.96%~2.22%、0.13%~0.18%、0.36%~0.47%，均属于花岗岩类正常的取值范围。综合考虑上述岩石化学判别图解、野外特征与镜下岩相学特点，我们认为将其定为二长花岗岩最为合适。

Fig. 4 (a)-SiO ₂ -K ₂ O图解(据 Peccerillo and Taylor，1976 );(b)-TAS图解(据 Middlemost，1994 );(c)-QAP图解(据 Streckeisen and Le Maitre，1979 );(d)-A/CNK-A/NK 图解(据 Maniar and Piccoli，1989 ) Fig. 4 Petrochemical diagrams of the Paishanlou monzogranite 5.1.2 微量及稀土元素

排山楼二长花岗岩微量元素地球化学总体上与火山弧／活动大陆边缘的钙碱性岩浆或造山(高钾钙碱性)花岗岩类(同碰撞及碰撞后)有许多相似之处，其主要在高场强元素(Nb、Ta、P、Zr、Hf和Ti等)的亏损与大离子亲石元素(Rb、K和Sr等)的富集。从元素的绝对丰度来看，排山楼二长花岗岩样品具有显著的高锶含量(458×10 ^-6 ~551×10 ^-6 )特点，在微量元素蛛网图上( 图 5a )呈现相对的正锶异常。高锶地球化学特征可以解释为：由于作为大离子亲石元素的锶元素，在岩浆过程中Sr ²⁺ 与半径／负电性十分相似的Ca ²⁺ 以类质同象方式优先进入寄主的斜长石晶格而存在，因而推测在高锶花岗岩浆的形成和演化过程中，其源区熔融时斜长石成分大部分进入了部分熔体，而且在岩浆上侵进入岩浆房的过程中没有发生明显的斜长石分离结晶( 刘红涛等，2002a )。

在稀土元素方面，排山楼二长花岗岩的重稀土元素(包括Y)极度亏损(∑HREE =5.55×10 ^-6 ~6.42×10 ^-6 )与发育较弱的正铕异常( δ Eu=1.01~1.12)，是其又一独特的地球化学特征。这一特点与其轻稀土元素富集(∑LREE=99.32×10 ^-6 ~139.6×10 ^-6 )的耦合作用，使得标准化稀土元素配分的形态表现为强烈的右倾样式( 图 5b )。由于重稀土元素(包括Y)在岩浆过程中大多寄主于石榴子石中，其次寄主于角闪石或一些副矿物中，因此推测在排山楼二长花岗岩浆的起源与演化过程中，石榴子石在源区残余固相矿物组合中应该是一种重要的稳定矿物组份，这就要求岩浆源区压力大于1.2GPa。在中酸性岩浆体系中，Eu ²⁺ 的捕获者主要为斜长石及一些副矿物相(如榍石、锆石、金红石和褐帘石等)。由于在该体系中长石比那些副矿物相在数量上占有绝对的优势，因此人们普遍将中酸性岩石的Eu ²⁺ 异常主要归因于长石的贡献，而副矿物对于全岩的Eu ²⁺ 异常贡献并不重要( Hanson，1978 )。从排山楼二长花岗岩发育弱的正铕异常这一地球化学特征可以推论：在源岩部分熔融生成花岗质熔体时的残留固相组合中没有或很少有长石的存在，且这种部分熔体从源区抽取进入岩浆房的演化过程中没有发生过明显的长石分离结晶作用；否则只要有上述任何一种情况曾经发生过，最终形成的花岗质岩石则必然出现明显的负铕异常。

由于排山楼二长花岗岩极高的Sr含量(458×10 ^-6 ~551×10 ^-6 )与相当低的Y含量(6.57×10 ^-6 ~7.41×10 ^-6 )，必然使岩石的Sr/Y比值奇高(66.4~78.0，平均73.1)。高Sr/Y比值被认为是鉴别埃达克岩、类埃达克岩( 张旗等，2006 )以及高锶花岗岩( 刘红涛等，2002a )重要的地球化学参数之一。 5.2 LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄

排山楼二长花岗岩的U-Pb年代学数据列于 表 2 中。锆石阴极发光图像及测点见 图 6 。通过锆石CL透反射观察可见排山楼黑云母二长花岗岩的锆石颗粒粒径为50~200μm，长短轴比大部分在1∶1到1∶2之间。锆石形态完整，多呈柱状及锥状，少见浑圆状锆石。CL图像上( 图 6 )可以看出多数锆石都发育良好的振荡环带，中心可见浑圆状核部，环带清晰，锆石的Th/U比值在0.28~0.92之间，大部分大于0.4，属于岩浆成因，结合振荡环带可以判断为岩浆锆石。

Table 2 表 2 ( Table 2 ) PSL8-3-3300.5634.249.680.47454.769.48127.22.13145.33.92140.44.83 PSL8-3-5301.4560.944.850.548270.33129.81.96127.33.31138.33.95 PSL8-3-7132.4426.333.490.31190.5158.65127.73.92130.88.07178.814.2 PSL8-3-9362.9431.134.020.84333.1142.13128.43.74139.47.83130.26.96 PSL8-3-11260.2511.640.220.51417.392.05128.02.61143.95.19147.16.3 PSL8-3-15245.3533.342.190.4694.774.34128.92.03127.13.48130.14.35 PSL8-3-16135.2218.617.050.62248.6200.78127.15.02133.410.6416312.53 PSL8-3-18664.4107485.110.6286.147.96129.31.61272.22126.92.52 PSL8-3-21746.9814.864.180.92153.659.25128.61.81129.82.89129.92.72 PSL8-3-22251.5909.770.920.28124.190.34127.32.331274.34135.27.04 PSL8-3-24240.9512.739.890.47180.969.22127.11.99129.83.39128.64.23 锆石U-Pb同位素测定得到协和年龄数据(n=12)，除了3点外，年龄比较协和( 图 7 )，以 ²⁰⁶ Pb/ ²³⁸ U计算(误差为1 σ )得到加权平均年龄为128.3±1.3Ma(n=12)，应代表岩浆结晶年龄。

Fig. 7 6 讨论 6.1 岩石成因及其地球动力学意义

又受到北部晚古生代兴蒙造山带形成与演化的影响，最后在中生代又卷入环太平洋构造域，叠加了强烈的燕山期构造岩浆事件和矿化作用。排山楼二长花岗岩就是本区燕山期花岗质岩浆活动的典型产物之一。

排山楼二长花岗岩在地质特征、岩相学、岩石化学、地球化学以及侵位时代等诸方面，均与华北克拉通北缘广泛发育的燕山期高Sr花岗岩类( 刘红涛等，2002a )十分相似。分布于华北克拉通北缘的燕山期高Sr花岗岩类包含的岩石类型主要为二长花岗岩、石英二长岩、花岗闪长岩和石英闪长岩；其岩石化学表现为高铝、富钠、高钾，微量元素和稀土元素呈现突出的高Sr丰度、强烈的重稀土亏损，以及发育轻微乃至显著正铕异常等特殊岩石地球化学特点；同时，它还具有高场强元素亏损与大离子亲石元素富集的地球化学特点，而这些特点同时也是火山弧／活动大陆边缘钙碱性岩浆或造山高钾钙碱性花岗岩类所共有的化学属性。除Al ₂ O ₃ 含量稍低于本区域燕山期高Sr花岗岩类以外，排山楼二长花岗岩其它岩石化学与地球化学特点均与其保持稳定的可比性。

排山楼二长花岗岩以其高钾、富钠、高Sr(Ba)、重稀土(和Y)极度亏损、发育酸性岩类不寻常的正铕异常等地球化学特征，有别于普通的花岗岩。也正是由于这些地球化学特殊性，使它基本上排除了部分熔体从源区抽取后可能经历的如分离结晶、同化混染和岩浆混合等复杂岩浆过程( Pitcher，1997 )，因而它良好地继承了源区性质(源岩和源区温压条件)。排山楼二长花岗岩出现条纹长石这一岩相学特点，可以定性地指示岩浆是在相对较高的温度和贫水的条件下发生结晶的，起码在结晶的早期如此。二长花岗岩中锶元素高度富集和不发育明显的负异常，不仅指示其熔体从源区抽取到大规模结晶前没有发生过显著的斜长石结晶分异作用，而且表明源岩部分熔融时留在源区的残留固相组合中没有或缺乏长石类矿物。这是因为斜长石是Sr ²⁺ 和Eu ²⁺ 的主要捕获者，而且又是花岗质熔体的主要组份，如果斜长石分离结晶或源区残留斜长石两种情形有一个显著地发生过，那么岩石就必然出现贫锶和负铕异常。二长花岗岩的重稀土极度亏损与轻重稀土强烈分馏，可能主要起因于源岩部分熔融时残留可观的石榴子石( Patino Douce，1995 ； Rushmer，1991 )。从稀土元素在中酸性岩浆体系中不同矿物的分配系数得知，由于石榴子石、角闪石及锆石是中、重稀土元素的主要捕获者，从而使得它们的稀土配分曲线呈现强烈陡倾形态。而锆石因为是体系内含量极低的副矿物，其绝对含量可能不足以引起体系的重稀土元素分配的明显变化。

根据上述讨论，可以推断排山楼二长花岗岩可能是下地壳角闪岩类在高压、高温条件下部分熔融生成的贫水且较为原始的熔体，其源区温压条件在角闪岩类脱水熔融相图上应位于石榴子石稳定线(Garnet-in)、玄武岩湿固相线(Basalt wet-solidus)及角闪石消失线(Amphibole-out)所围成的 P-T 区间。在这一区间斜长石熔融随温度增高而急速加剧，使得斜长石分解后Na ₂ O进入熔体而Al ₂ O ₃ 和CaO进入固相石榴子石( Rapp and Watson，1995 )。要使部分熔体具有像排山楼二长花岗岩那样的化学特征(富钠、高锶和强烈亏损重稀土元素等)，就必须保证源区残留固相的构成表现为：石榴子石成为主要组分、角闪石基本消失，斜长石极为次要。综合上述要素，我们推断排山楼二长花岗岩浆的源区温压条件的下限分别为 T ≥850~900℃， P ≥1.5GPa，这一压力条件相当于加厚陆壳的底部( 刘红涛等，2002a )。

对于排山楼二长花岗岩的源岩性质，可以从我们获得的铅同位素数据( 表 3 )得到进一步说明。二长花岗岩全岩的( ²⁰⁶ Pb/ ²⁰⁴ Pb) _t 、( ²⁰⁷ Pb/ ²⁰⁴ Pb) _t 和( ²⁰⁸ Pb/ ²⁰⁴ Pb) _t 分别为16.673~16.761、15.273~15.288和36.772~36.839，而铅同位素构造模式图分布( 图 8 )，也指示排山楼二长花岗岩浆起源于下地壳岩石的部分熔融。

Table 3 表 3 ( Table 3 ) 样品号$\frac{^{206}\text{Pb}}{^{204}\text{Pb}}$$\frac{^{207}\text{Pb}}{^{204}\text{Pb}}$$\frac{^{208}\text{Pb}}{^{204}\text{Pb}}$Pb
(×10 ^-6 )Th
(×10 ^-6 )U
(×10 ^-6 ) t _Ma ${{\left( \frac{^{206}\text{Pb}}{^{204}\text{Pb}} \right)}_{\text{t}}}$${{\left( \frac{^{207}\text{Pb}}{^{204}\text{Pb}} \right)}_{\text{t}}}$${{\left( \frac{^{208}\text{Pb}}{^{204}\text{Pb}} \right)}_{\text{t}}}$ psl-616.86215.29336.97327.312.31.9812816.76115.28836.772 psl4-1416.94815.28637.0892815.75.512816.67315.27336.839 psl4-516.84215.28937.00426.511.62.5512816.70815.28336.809 psl4-5-116.81915.28636.96726.211.82.1212816.70615.28136.767 psl4-816.84815.29436.99727.2123.2512816.68115.28636.800 刘红涛等(2002b) 的相关研究揭示，华北克拉通北缘发育的中生代高Sr花岗岩类的总体年龄分布为225~114Ma，大规模侵位早于130Ma且集中于分布180~150Ma期间，150~114Ma期间急剧减少，而在114Ma以后在本地区绝迹。如果承认这类花岗岩浆的出现的确指示加厚陆壳存在的话，那么上述岩浆侵位强度与年龄分布则表明，华北克拉通北缘从印支末期的加厚陆壳(可能大于50km)在燕山期逐渐减薄，到燕山晚期(114Ma)整个华北克拉通北缘地区乃至中国东部都已减薄到正常的地壳厚度(30~35km)。尽管人们普遍认为中国东部在中生代曾经发生从挤压到伸展的重大构造体制的转折( 吴福元等，2007 ； 翟明国，2008 )，但应当承认这是一个复杂的区域性深部过程，应当存在地壳减薄过程的区域不平衡性和渐进性。

对于华北克拉通北缘地区燕山期构造体制转折及其相伴的岩浆活动等深部过程，有人认为是中生代古亚洲洋闭合后的碰撞导致的岩石圈地幔减压熔融而形成的( Zhang et al .，2005 )；也有人认为是本区处于中生代环太平洋构造域的影响范围，依泽纳吉板块北北西向俯冲，引起中国东部岩石圈减薄和软流圈上涌，进而诱发下地壳减压部分熔融( 孙卫东等，2008 ； Xu et al .，2009 )。最近有研究者指出晚中生代时期太平洋板块的西向俯冲，诱发区域软流圈底侵、熔流体增多和岩石圈拆沉，进而导致华北克拉通的破坏与改造，暗示本地区晚中生代的构造岩浆事件是这一深部过程的具体响应( 朱日祥和郑天愉，2009 ； 朱日祥等，2011 )。无论何种深部过程诱发了华北克拉通中生代时期地壳减薄过程，就研究区而言，排山楼二长花岗岩岩浆侵位时期必然正处于本区岩石圈伸展减薄阶段，相邻的医巫闾山地区瓦子峪变质核杂岩就是这一时期形成的( 张晓晖等，2002 )，我们认为软流圈上涌、区域岩石圈伸展和减薄、下地壳拆沉与部分熔融、变质核杂岩就位等一系列相关地质事件，往往是一个深部地球动力学过程中的不同侧面和不同物质表现。同时区域总体的伸展体制和强度并不代表全区地壳都已经减薄到正常的厚度，但伸展作用可以为深部岩浆形成与侵位提供必要的通道与构造条件(如深达下地壳的韧性剪切带)。

因而我们认为，年龄为128Ma的排山楼二长花岗岩体是在区域伸展的地球动力学背景下，在加厚地壳温压条件下，由基性下地壳部分熔融形成的花岗质岩浆。这些原始岩浆从源区分离后，借助区域伸展作用提供的适宜构造条件(如韧性剪切带通道)快速进入高位岩浆房，进而凝结成为规模巨大的花岗岩基，而岩基南侧的一系列高应变含金韧性剪切带也将不可避免地卷入这一构造热事件中。 6.2 二长花岗岩与金矿化关系的讨论

排山楼金矿床的含金韧性剪切带紧邻排山楼二长花岗岩体的南侧分布，我们在地表露头未见二者之间的直接接触关系，但在矿山井下北部穿脉中，可直接观察到该岩体边部的岩枝侵入并切穿矿化糜棱岩带，而且岩枝本身也发育钾化、硅化、黄铁矿化等热液蚀变和金矿化，而且还发育有大量黄铁矿化石英细脉( 图 3f - h )。同时，这些发育在二长花岗岩岩枝中的黄铁矿化石英细脉，还延伸进入了含矿糜棱岩之中。根据在井下150m中段1N穿脉中采集的蚀变(钾化和黄铁矿化)二长花岗岩样品的金品位分析结果(1.29g/t)( 图 3h )可以肯定，在排山楼二长花岗岩体紧邻含矿韧性剪切带的接触部位，发育一期明显的热液蚀变和金矿化作用。尽管从二者的宏观关系上(二长花岗岩侵入并切割含矿糜棱岩带)表明二长花岗岩的侵位应晚于控矿韧性剪切带，但从二长花岗岩枝本身发育的近矿蚀变现象(钾化、硅化和黄铁矿化等)以及上述矿化石英细脉的贯穿关系看，不能排除排山楼二长花岗岩的侵位及其伴随的岩浆晚期热液对排山楼矿床形成有重要贡献。

对于该矿床的形成时代，大致有太古代末-古元古代成矿和燕山期成矿两种观点。 李俊建等(2001) 获得浸染状矿石的石英Ar-Ar年龄为2105.2±10.4Ma，因而认为矿床应形成于太古代末-古元古代，其成因主要与吕粱期的东西向韧性剪切带有关，其他学者也赞成这一观点( 曲亚军等，1992 ； 骆辉和赵运起，1997 )； 罗镇宽等(2001) 对成矿前闪长玢岩脉、变形花岗斑岩脉、成矿后闪长玢岩脉和黑云母花岗岩进行了SHRIMP锆石U-Pb测年，获得的年龄介于124~126Ma之间； 王荣湖等(2008) 对矿化阶段形成的钾长石和似斑状花岗岩中钾长石进行了Ar-Ar同位素测年，从获得的年龄数据推测矿床在早白垩世形成，而且不早于126.7±2.03Ma。

由于排山楼金矿床的矿化构造系统受到韧性剪切带的严格控制，因而将其认定为典型的剪切带型金矿床。但不同观点的分歧在于：剪切带是何时形成的，是老(太古代末-古元古代)的还是新(燕山期)的？或者是长期活动的？如果是长期活动的，金矿化就位又主要发生在哪个活动期？从整个中国东部赋存于不同类型地体金矿化的时代分布来看，越来越多的数据集中于燕山中晚期，峰值位于120Ma左右( Yang et al .，2003 )。该时期对应着中国东部大规模构造热事件和成矿作用大爆发( 毛景文等，2005 )。因此，就排山楼金矿床而言，作者更倾向于燕山期晚期(120Ma左右)成矿。实际上，燕山期晚期是中国东部(包括研究地区)岩石圈壳发生强烈伸展、区域变质核杂岩和韧性剪切构造形成以及深部岩浆上侵就位的重要时期。我们知道，核杂岩这一构造岩浆系统的形成，其实就是区域岩石圈伸展背景下韧性剪切作用与高位岩浆房上涌联合作用的结果。

鉴于我们在排山楼矿床观察到深源的二长花岗岩的侵位晚于控矿糜棱岩带，但同时也见到岩体本身发育了金矿化。因此，就排山楼金矿床而言，作者推测金矿化的主体形成于燕山晚期(120Ma左右)，但含矿韧性断裂可能在太古代末-古元古代就已经形成，而且也不排除在燕山期以前就曾经有更早期次金矿化发生的可能性。

Anderson T. 2002. Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report ²⁰⁴ Pb. Chemical Geology , 192 (1-2) :59–79. DOI:10.1016/S0009-2541(02)00195-X Hanson JN. 1978. The application of trace elements to the petrogenesis of igneous rocks of granitic composition. Earth and Planetary Science Letters , 38 :26–43. DOI:10.1016/0012-821X(78)90124-3 Li D and Han XM. 1995. Geological characteristics and metallogenic model of gold deposits at Paishanlou. Journal of Precious Metallic Geology , 4 (2) :109–117. Li JH and Xu ZW. 2010. The discussion of gold formation mechanism in Paishanlou gold deposit in Fuxin, West Liaoning Province. China Science and Technology Review (12) :123–123. Li JJ, Shen BF, Luo H, Zhai AM, Cao XL and Sang HQ. 2001. ⁴⁰ Ar/ ³⁹ Ar metallogenic age of Paishanlou gold deposit in Fuxin, Liaoning Province. Chinese Journal of Geology , 36 (1) :107–111. Liu HT, Sun SH, Liu JM and Zhai MG. 2002a. The Mesozoic high-Sr granitoids in the northern marginal region of North China Craton: Geochemistry and source region. Acta Petrologica Sinica , 18 (3) :257–274. Liu HT, Zhai MG, Liu JM and Sun SH. 2002b. The Mesozoic granitoids in the northern marginal region of North China Craton: Evolution from post-collisional to anorogenic settings. Acta Petrologica Sinica , 18 (4) :443–448. Ludwig KR. 2003. User’s Manual for Isoplot 3. 00, a geochronological Toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronological Centre Special Publication , 4 :25–32. Luo H and Zhao YQ. 1997. Geology and mineralization of Paishanlou gold deposit in Fuxin, Liaoning Province. Progress in Precambrian Research , 20 (4) :13–24. Luo ZK, Miao LC, Guan K, Qiu YC, McNaughton NJ, Groves DI and Qiu YM. 2001. SHRIMP U-Pb zircon age of magmatic rock in Paishanlou gold mine district, Fuxin, Liaoning Province, China. Geochimica , 30 (5) :483–490. Maniar PD and Piccoli PM. 1989. Tectonic discrimination of granitoids. Bulletin of the Geological Society of America , 101 (5) :635–643. DOI:10.1130/0016-7606(1989)101<0635:TDOG>2.3.CO;2 Mao JW, Xie GQ, Zhang ZH, Li XF, Wang YT, Zhang ZQ and Li YF. 2005. Mesozoic large-scale metallogenic pulses in North China and corresponding geodynamic setting. Acta Petrologica Sinica , 21 (1) :169–188. Middlemost EAK. 1994. Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth-Science Reviews , 37 (3-4) :215–224. DOI:10.1016/0012-8252(94)90029-9 Patino Douce AE. 1995. Experimental generation of hybrid silicic melts by reaction of high-Al basalt with metamorphic rocks. Journal of Geophysical Research , 100 (B8) :15623–15639. DOI:10.1029/94JB03376 Peccerillo A and Taylor S. 1976. Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology , 58 (1) :63–81. DOI:10.1007/BF00384745 Pitcher WS.1997. The Nature and Origin of Granite. London: Chapman and Hall : 1 -386. Qu YJ, Gao DS, Jia YW, Liu G, Bai MS, Guo BJ and Xu YP. 1992. Alteration characteristics of Paishanlou gold deposit, West Liaoning. Liaoning Geology , 1 :45–52. Rapp RP and Waston EB. 1995. Dehydration melting of metabasalt at 8~32kbar: Implications for continental growth and crust-mantle recycling. Journal of Petrology , 36 (4) :891–931. DOI:10.1093/petrology/36.4.891 Rushmer T. 1991. Partial melting of two amphibolites: Contrasting experimental results under fluid-absent condition. Contributions to Mineralogy and Petrology , 107 :41–59. DOI:10.1007/BF00311184 Streckeisen A and Maitre RL. 1979. A chemical approximation to the modal QAPF classification of the igneous rocks. Neues Jahrbuch für Mineralogie, Abhandlungen , 136 :169–206. Sun SS and McDonough W. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes. In: Saunders AD and Norry MJ (eds.). Magmatism in Oceanic Basins. Geological Society, London, Special Publications , 42 (1) :313–345. DOI:10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19 Sun WD, Ling MX, Wang WY, Ding X, Hu YH, Zhou JB and Yang XY. 2008. Pacific plate subduction and Mesozoic geological event in eastern China. Bulletin of Mineralogy, Petrology and Geochemistry , 27 (3) :218–225. Wang RH, Liu ZY, Zhou NW, Zhao CF and Hou GQ. 2007. Metallogenesis of auriferous shear zone type of gold deposits. Geology and Resources , 16 (1) :16–22. Wang RH, Jin CS and Lin JC. 2008. ⁴⁰ Ar- ³⁹ Ar isotopic dating for Paishanlou gold deposit and its geological implication. Journal of Northeastern University (Natural Science), 29(10): 1482-1485 (in Chinese with English abstract) Wiedenbeck M, Alle P, Corfu F, Griffin W, Meier M, Oberli F, Quadt A, Roddick J and Spiegel W. 1995. Three natural zircon standards for Uh-Pb, Lu-Hf, trace element and REE analyses. Geostandards and Geoanalytical Research , 19 (1) :1–23. DOI:10.1111/ggr.1995.19.issue-1 Wu FY, Li XH, Yang JH and Zheng YF. 2007. Discussions on the petrogenesis of granites. Acta Petrologica Sinica , 23 (6) :1217–1238. Xu YG, Li HY, Pang CJ and He B. 2009. On the timing and duration of the destruction of the North China Craton. Chinese Science Bulletin , 54 :3379–3396. Yang JH, Wu FY and Wilde SA. 2003. A review of the geodynamic setting of large-scale Late Mesozoic gold mineralization in the North China Craton: An association with lithospheric thinning. Ore Geology Reviews , 23 (3-4) :125–152. DOI:10.1016/S0169-1368(03)00033-7 Zartman RE and Haines SM. 1988. The plumbotectonic model for Pb isotopic systematics among major terrestrial reservoirs: A case for bi-directional transport. Geochimica et Cosmochimica Acta , 52 :1327–39. DOI:10.1016/0016-7037(88)90204-9 Zhai MG. 2008. Lower crust and lithospheric mantle beneath the North China Craton before the Mesozoic lithospheric disruption. Acta Petrologica Sinica , 24 (10) :2185–2204. Zhang Q, Wang Y, Li BD, Wang YL, Jin WJ and Jia XQ. 2006. Granite classification on the basis of Sr and Yb contents and its implications. Acta Petrologica Sinica , 22 (9) :2249–2269. Zhang XH, Li TS and Pu ZP. 2002. ⁴⁰ Ar- ³⁹ Ar thermochronology of two ductile shear zones form Yiwulüshan, West Liaoning Region: Age constraints on the Mesozoic tectonic events. Chinese Science Bulletin (13) :1113–1118. Zhang XH, Liu Q, Ma YJ and Wang H. 2005. Geology, fluid inclusions, isotope geochemistry, and geochronology of the Paishanlou shear zone-hosted gold deposit, North China Craton. Ore Geology Reviews , 26 (3-4) :325–348. DOI:10.1016/j.oregeorev.2005.03.001 Zhu RX and Zheng TY. 2009. Destruction geodynamics of the North China Craton and its Paleoproterozoic plate tectonics. Chinese Science Bulletin , 54 :3354–3366. Zhu RX, Chen L, Wu FY and Liu JL. 2011. Timing, scale and mechanism of the destruction of the North China Craton. Science China (Earth Sciences) , 54 (6) :789–797. DOI:10.1007/s11430-011-4203-4 李达, 韩雪梅.1995. 排山楼金矿地质特征及成矿模式初探. 贵金属地质 , 4 (2) :109–117. 李俊华, 胥作武.2010. 辽西阜新排山楼金矿形成机制探讨. 中国科技博览 (12) :123–123. 李俊建, 沈保丰, 骆辉, 翟安民, 曹秀兰, 桑海清.2001. 辽宁阜新排山楼金矿的 ⁴⁰ Ar/ ³⁹ Ar 成矿年龄. 地质科学 , 36 (1) :107–111. 刘红涛, 孙世华, 刘建明, 翟明国.2002a. 华北克拉通北缘中生代高锶花岗岩类: 地球化学与源区性质. 岩石学报 , 18 (3) :257–274. 刘红涛, 翟明国, 刘建明, 孙世华.2002b. 华北克拉通北缘中生代花岗岩: 从碰撞后到非造山. 岩石学报 , 18 (4) :433–448. 罗镇宽, 苗来成, 关康, 裘有守, McNaughtonNJ, GrovesDI, QiuYM.2001. 辽宁阜新排山楼金矿区岩浆岩锆石 SHRIMP 定年及其意义. 地球化学 , 30 (5) :483–490. 骆辉, 赵运起.1997. 辽宁阜新排山楼金矿地质成矿作用. 前寒武纪研究进展 , 20 (4) :13–24. 毛景文, 谢桂青, 张作衡, 李晓峰, 王义天, 张长青, 李永峰.2005. 中国北方中生代大规模成矿作用的期次及其地球动力学背景. 岩石学报 , 21 (1) :169–188. 曲亚军, 高殿生, 贾云伟, 刘贵, 白明山, 郭宝军, 许云鹏.1992. 排山楼金矿床的蚀变特征. 辽宁地质 , 1 :45–52. 孙卫东, 凌明星, 汪方跃, 丁兴, 胡艳华, 周继彬, 杨晓勇.2008. 太平洋板块俯冲与中国东部中生代地质事件. 矿物岩石地球化学通报 , 27 (3) :218–225. 王荣湖, 刘志远, 周乃武, 赵纯福, 侯根群.2007. 含金剪切带型金矿床的成矿作用. 地质与资源 , 16 (1) :16–22. 王荣湖, 金成洙, 李景春.2008. 排山楼金矿床 ⁴⁰ Ar- ³⁹ Ar 年龄及其地质意义. 东北大学学报(自然科学版) , 29 (10) :1482–1485. 吴福元, 李献华, 杨进辉, 郑永飞. 2007. 花岗岩成因研究的若干问题. 岩石学报, 23(6): 1217-1238