于永斌 謝明材 李紫源 韓春明

（1.吉林省通化市第四地質(zhì)調(diào)查所 吉林通化 134001；2.中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所 北京 100029）

赤柏松是吉林通化地區(qū)最大的巖漿銅鎳硫化物礦床，該礦床自發(fā)現(xiàn)以來(lái)受到國(guó)內(nèi)外地質(zhì)界和礦業(yè)界的廣泛關(guān)注，并取得了有關(guān)礦床地質(zhì)特征、礦床地球化學(xué)、成巖成礦時(shí)代和礦床成礦預(yù)測(cè)等方面的研究成果（孫寶善，1983；傅德彬，1991，1994；趙全國(guó)，2004；裴福萍等，2005；鐘長(zhǎng)林等，2005；李立興等，2009）。

隨著負(fù)熱離子質(zhì)譜技術(shù)（NTIMS）的廣泛應(yīng)用（V?lkening et al.，1991）和187Re衰變常數(shù)的精確測(cè)定（λ=1.666×10-11/year，Smoliar et al.，1996），導(dǎo)致Re-Os同位素體系在巖石學(xué)和礦床學(xué)研究方面取得了很大進(jìn)展。Re-Os同位素體系近年來(lái)在成礦研究方面的主要進(jìn)展集中體現(xiàn)在與巖漿硫化物有關(guān)的大型Cu-Ni-PGE礦床成礦時(shí)代厘定和成礦物質(zhì)來(lái)源同位素示蹤（Lambert et al.，1989，1994，1999，2000；Walker et al.，1991，1994；Dickin et al.1992；Marcantonio et al.，1993；毛景文等，2002）。為了進(jìn)一步厘定赤柏松礦床的成礦時(shí)代和成礦物質(zhì)來(lái)源，筆者挑選了赤柏松銅鎳硫化物礦石中的硫化物進(jìn)行Re-Os同位素測(cè)定，追索其成礦物質(zhì)來(lái)源和成礦動(dòng)力學(xué)背景。

1 礦床地質(zhì)特征和采樣位置

通化赤柏松一帶含銅鎳礦基性—超基性巖體多沿赤柏松穹隆構(gòu)造中張裂隙產(chǎn)出。分布于赤柏松穹隆和小蜂蜜溝—臭李子溝背斜核部及其附近。從赤柏松—金斗所出露的基性巖體的展布方向由近南北向逐漸變?yōu)楸睎|向，呈指狀展開的放射狀。多呈脈狀產(chǎn)出，巖體最長(zhǎng)達(dá)4 800 m，寬幾十米到百余米，最短幾十米，巖體明顯受赤柏松穹隆構(gòu)造核部斷裂控制，穿切圍巖，其內(nèi)部多有圍巖捕虜體。

赤柏松基性—超基性巖體多為復(fù)式巖體，視其侵入期次的不同，可分為輝綠輝長(zhǎng)巖巖體、橄欖蘇長(zhǎng)輝長(zhǎng)巖巖體、輝綠輝長(zhǎng)巖—橄欖蘇長(zhǎng)輝長(zhǎng)巖巖體、輝綠輝長(zhǎng)巖—橄欖蘇長(zhǎng)輝長(zhǎng)巖—含長(zhǎng)二輝橄欖巖巖體以及輝綠輝長(zhǎng)巖—橄欖蘇長(zhǎng)輝長(zhǎng)巖—含長(zhǎng)二輝橄欖巖—細(xì)粒蘇長(zhǎng)輝長(zhǎng)巖—輝綠玢巖巖體。以赤柏松Ⅰ號(hào)巖體為代表，是一典型的巖漿多次侵入形成的復(fù)式巖體，各巖相均為侵入接觸關(guān)系。該巖體賦存大型銅鎳硫化物礦床。

赤柏松Ⅰ號(hào)基性巖體侵位于鞍山群四道砬子河組混合質(zhì)黑云角閃斜長(zhǎng)片麻巖（局部為均質(zhì)混合巖及斜長(zhǎng)片麻巖）中，與圍巖呈不整合接觸。圍巖產(chǎn)狀傾向200°～230°，傾角40°～70°。

巖體呈脈狀產(chǎn)出，長(zhǎng)約4 800 m，寬度40～140 m，面積約0.4 km2。總體走向5°～10°，沿傾向Ⅳ線以北呈上寬下窄的漏斗狀，Ⅳ線以南呈板狀。傾向及傾角有變化，北段（Ⅷ線以北）傾向南東東，傾角由北向南漸陡（55°～86°），中段及南段傾向轉(zhuǎn)為北西西，傾角63°～85°。巖體北端翹起，向南東東向側(cè)伏，側(cè)伏角為45°左右。

赤柏松Ⅰ號(hào)含礦基性巖體的巖相變化，是區(qū)域內(nèi)所見巖體中最為完善者。隨巖體側(cè)伏，無(wú)論水平方向或垂直方向，巖相變化十分清楚。按其巖石組合類型、巖石化學(xué)及含礦性等特點(diǎn)，可分5個(gè)巖相帶：輝綠輝長(zhǎng)巖相、橄欖蘇長(zhǎng)輝長(zhǎng)巖相、含長(zhǎng)二輝橄欖巖相、細(xì)粒蘇長(zhǎng)輝長(zhǎng)巖相和輝綠玢巖相。以上各巖相之間均為侵入接觸關(guān)系（圖1）。

圖1 吉林通化赤柏松銅鎳硫化物礦床No.1礦體地質(zhì)和采樣位置圖（據(jù)趙全國(guó)，2004修改）Fig.1 Geological and showing sampling locations map No.1 ore body of the Chibaisong Cu-Ni deposit（modified after Zhao，2004）

輝綠輝長(zhǎng)巖相：在地表主要出露于Ⅰ號(hào)巖體的中部與南部，按體積占整個(gè)Ⅰ號(hào)巖體的近70%，是Ⅰ號(hào)復(fù)式巖體侵入最早的主體巖相，也是赤柏松基性巖脈群中十分發(fā)育的，走向近南北（北北東向）基性輝長(zhǎng)巖脈群的唯一巖相。以其結(jié)晶粒度粗、遭受變質(zhì)作用、輝綠輝長(zhǎng)結(jié)構(gòu)顯著為特征。地表出露面積占巖體總面積的90%以上。長(zhǎng)度約4 600 m，寬度40～140 m。為不含礦體。

橄欖蘇長(zhǎng)輝長(zhǎng)巖相：地表出露面積占巖體總面積的5%。長(zhǎng)度378 m，寬度24～62 m。橄欖蘇長(zhǎng)輝長(zhǎng)巖相一般不含工業(yè)礦體，僅于鄰接含長(zhǎng)二輝橄欖巖相（礦體）部位，局部有礦體賦存。橄欖蘇長(zhǎng)輝長(zhǎng)巖相的厚度在走向和垂相上隨遠(yuǎn)離含二輝橄欖巖相而增大。

含長(zhǎng)二輝橄欖巖相：為含礦主要巖相，約占Ⅰ號(hào)巖體體積的8%～10%。中-細(xì)粒結(jié)構(gòu)。侵位于輝綠輝長(zhǎng)巖中，呈透鏡狀或板狀，隱伏于巖體的中-下部，出露于巖體的北端，向南東東向側(cè)伏。上部界面亦呈弧形上凸，下部呈參差不齊的根須狀尖滅于圍巖中。在與輝綠輝長(zhǎng)巖及變質(zhì)巖的接觸帶上，分別發(fā)育有冷凝邊與接觸混染現(xiàn)象。地表出露面積占巖體總面積的4%。長(zhǎng)度213 m，寬度32～68 m。向深部寬度逐漸增大，且局部出現(xiàn)輝石橄欖巖和橄欖蘇長(zhǎng)輝長(zhǎng)巖。含長(zhǎng)二輝橄欖巖相產(chǎn)于巖體北部?jī)?nèi)側(cè)（地表）和底部?jī)?nèi)側(cè)（深部），其外緣為橄欖蘇長(zhǎng)輝長(zhǎng)巖相環(huán)繞。

細(xì)粒蘇長(zhǎng)輝長(zhǎng)巖相：呈脈狀侵位于含長(zhǎng)二輝橄欖巖相中，被后期輝綠玢巖穿切，在空間上位于含長(zhǎng)二輝橄欖巖相與輝綠玢巖相之間。于地表僅見于巖體北端。其產(chǎn)狀與巖體整體產(chǎn)狀一致，長(zhǎng)1 000 m，厚幾米到十幾米，最厚可達(dá)幾十米，占Ⅰ號(hào)巖體體積的近1%。金屬硫化物豐富，以致整個(gè)巖相即為礦體。金屬硫化物附近幾乎總有黑云母存在，作為礦化的標(biāo)志。

輝綠玢巖相：呈脈狀侵位于細(xì)粒蘇長(zhǎng)輝長(zhǎng)巖相底部或邊部，局部侵入到含長(zhǎng)二輝橄欖巖相中。以致密塊狀構(gòu)造、斑狀構(gòu)造為特征。長(zhǎng)1 000 m，厚15～45 m，產(chǎn)于Ⅰ號(hào)巖體底部，出露在其北端，體積占巖體的近2%。

礦體主要分布在巖體邊緣及部分圍巖內(nèi)，其分布、產(chǎn)狀與形態(tài)明顯受巖相及構(gòu)造裂隙控制，總體產(chǎn)狀與巖體一致。礦石礦物主要是磁黃鐵礦、鎳黃鐵礦、黃銅礦、針鎳礦、紫硫鎳鐵礦、輝鎳礦、方黃銅礦、黃鐵礦等。此外尚有自然金及鉑族元素礦物。礦石結(jié)構(gòu)主要有共結(jié)結(jié)構(gòu)、交代結(jié)構(gòu)、似顯微文象結(jié)構(gòu)及固溶體分解結(jié)構(gòu)。礦石構(gòu)造有浸染狀、斑點(diǎn)狀、角礫狀、塊狀與條紋狀等。圍巖蝕變與礦化有關(guān)，主要有綠泥石化、絹云母化、碳酸化、蛇紋巖化。蝕變帶的特征礦物為綠泥石、蛇紋石、絹云母和碳酸鹽。

本次研究所取的樣品為Ⅰ號(hào)礦體礦石，采集了6件礦石硫化物樣品進(jìn)行Re-Os同位素年齡測(cè)定，其具體采樣位置見（圖1），為了保證采集的樣品的代表性，所取的樣品具有不同的礦石類型，其中有浸染狀礦石和塊狀礦石。

2 樣品及測(cè)試方法

本次樣品Re-Os同位素組成是在國(guó)家地質(zhì)實(shí)驗(yàn)中心采用同位素稀釋ICP-MS質(zhì)譜法測(cè)定；實(shí)驗(yàn)中采用Carius管封閉溶樣分解樣品（Shirey and Walker，1998；杜安道等，2001），化學(xué)處理過(guò)程簡(jiǎn)述如下。

2.1 樣品分解

將準(zhǔn)確稱取的待分析樣品，通過(guò)長(zhǎng)細(xì)頸漏斗加入到Carius管（一種高硼厚壁大玻璃安瓿瓶）底部，然后置于溫度為-80℃～-50℃的盛有液氮與乙醇混合溶液的保溫杯中。經(jīng)過(guò)一段時(shí)間的冷卻后，把準(zhǔn)確稱取的185Re和190Os混合稀釋劑加入到Carius管底部，再加入2 mLc（HCl）=10 mol/L的HCl，6 mLc（HNO3）=16 mol/L的HNO3。當(dāng)管底溶液冰凍凝固后，用丙烷氧氣火焰加熱將Carius管封閉。待封閉的Carius管回溫至室溫后，放入不銹鋼套管內(nèi)，并置于鼓風(fēng)烘箱內(nèi)，逐漸升溫到230℃，保溫10 h。最后，在Carius管底部冷凍的情況下打開，并用40 mL水將管中溶液轉(zhuǎn)入蒸餾瓶中。

2.2 蒸餾分離Os

為滿足儀器測(cè)量所要求的酸度及消除OsO4水吸收液中的少量錸的干擾，鋨的蒸餾分兩次進(jìn)行。首先，于105℃～110℃蒸餾50 min，用10 mL水吸收蒸出的OsO4，將蒸餾殘液轉(zhuǎn)入50 mL小燒杯中待分離錸用。然后，將吸收液轉(zhuǎn)入已洗凈的原蒸餾瓶中，再加入40 mL水進(jìn)行第二次蒸餾，蒸餾約1 h左右。蒸出的OsO4用10 mL水吸收后用于ICP-MS測(cè)定鋨同位素比值。

2.3 萃取分離Re

將第一次蒸餾殘液置于電熱板上，加熱至近干后，再加入少量水，加熱至近干。然后加入10 mLc（NaOH）=5 mol/L的NaOH，使其轉(zhuǎn)為堿性介質(zhì)。稍微加熱后取上清液轉(zhuǎn)入120 mL的Teflon分液漏斗中，加入10 mL丙酮，萃取5 min。靜止分相后棄去水相。再加2 mL的（NaOH）=5 mol/L的NaOH溶液到分液漏斗中，振蕩2 min，洗去丙酮相中的雜質(zhì)，棄去水相。將丙酮轉(zhuǎn)到已加有2 mL水的小玻璃燒杯中。在電熱板上50℃加熱以蒸發(fā)丙酮，并加熱溶液至近干后加數(shù)滴濃硝酸，以除去殘存的鋨。最后，用數(shù)毫升稀HNO3溶解鹽類并轉(zhuǎn)移至10 mL比色管中，調(diào)整溶液硝酸濃度為2%，用ICP-MS測(cè)定錸同位素比值。

2.4 質(zhì)譜測(cè)定

采用美國(guó)TJA公司生產(chǎn)的TJA PQ Excell ICP MS（電感耦合等離子體質(zhì)譜儀）測(cè)定錸同位素比值。采用美國(guó)Finigan公司HR ICP-MS測(cè)定鋨同位素比值。對(duì)于Re：選擇質(zhì)量數(shù)為185、187，用190監(jiān)測(cè)Os。對(duì)于Os：選擇質(zhì)量數(shù)為186、187、188、189、190、192，用185監(jiān)測(cè)Re。

本實(shí)驗(yàn)全流程空白R(shí)e約為10 pg，普Os約為1 pg，遠(yuǎn)遠(yuǎn)小于所測(cè)樣品中的錸、鋨含量，不會(huì)影響實(shí)驗(yàn)中錸、鋨含量的準(zhǔn)確測(cè)定。

3 測(cè)試結(jié)果

赤柏松銅鎳硫化礦Re、Os豐度及鋨同位素組成如表1所示。塊狀硫化物Os豐度從0.47×10-9～13.97×10-9和Re含 量 介于19.27×10-9～490.2×10-9之 間。利用Isoplot軟 件 將6件分析數(shù)據(jù)回歸成一條直線，187Re/188Os初始比值0.80±0.16，平均權(quán)重方差為MSWD=0.17，獲得等時(shí)線年齡為1 885±94 Ma（圖2）。該等時(shí)線年齡可以反映赤柏松銅鎳礦床的成礦年齡。

圖2 吉林通化赤柏松銅鎳硫化物礦石Re-Os同位素等時(shí)線圖解Fig.2 Re-Os isochron of the Cu-Ni sulfide ores of the Chibaisong deposit，Tonghua

根據(jù)Peck et al.（1992）等時(shí)線方程公式：

表l吉林通化赤柏松銅鎳硫化物Re-Os同位素?cái)?shù)據(jù)Table 1 Re-Os isotope data for the Cu-Ni sulfide ores from the Chibaisong deposit，Tonghua，Jilin

其中，187Os/188Os為現(xiàn)今所測(cè)定到的比值；（187Os/188Os）i為體系中相對(duì)于Re及Os封閉時(shí)的初始比值；λ為衰變系數(shù)；λ=1.666×10-11/year（Smoliar et al.，1996），t為體系相對(duì)于Re及Os封閉以后所經(jīng)歷的地質(zhì)年齡。根據(jù)公式（1）計(jì)算，赤柏松礦床（187Os/188Os）i介于0.72～4.32之間，表明成礦物質(zhì)來(lái)源于上地幔，后期有大量地殼物質(zhì)加入。

與Sm-Nd同位素體系研究的εNd（t）值一樣，Re-Os同位素體系是用γOs來(lái)反映t時(shí)相對(duì)于統(tǒng)一地幔庫(kù)（UMR）的Os同位素成分差異；γOs是指示地殼物質(zhì)加入成礦體系的一個(gè)重要參數(shù)，它能夠反映殼—幔混染程度，

根據(jù)Walker et al.（1989）提出的公式：

計(jì)算得出赤柏松礦床的γOs介于24～623之間，平均為483，也表明該礦床形成過(guò)程中有大量殼源物質(zhì)成分的加入。

4 討 論

4.1 成礦物質(zhì)來(lái)源

負(fù)熱離子質(zhì)譜的應(yīng)用和187Re衰變常數(shù)（λ）的精確測(cè)定（λ=1.666×10-11/year，Smoliar et al.，1996），導(dǎo)致Re-Os同位素體系在礦床學(xué)研究方面的廣泛應(yīng)用，集中體現(xiàn)在與巖漿銅鎳硫化物礦床成礦時(shí)代的厘定和成礦物質(zhì)來(lái)源的示蹤（毛景文等，2002），如Norseman-Wiluna地區(qū)（西澳）、Norilsk Camp（俄羅斯西伯利亞）、Stillwater雜巖體（美國(guó)Montana地區(qū)）、pechenga雜巖體（俄羅斯克拉半島）、Bushveld雜巖體（南非）、Sudbury（加拿大安大略）、金川、廣西寶壇、陜西省略陽(yáng)煎茶嶺、喀拉通克、黃山東等大型—超大型巖漿銅鎳硫化物礦床都進(jìn)行了大量的Re-Os同位素體系的研究（Walker et al.，1991；Marcantonio et al.，1993；Lambert et al.，1994，1999，2000；Shirey and Walker，1998；毛景文等，2001，2002；王瑞廷等，2003）。

Re-Os同位素體系是銅鎳硫化物礦床形成的強(qiáng)有力的示蹤劑和成礦過(guò)程地殼物質(zhì)混入程度的高度靈敏的指示劑（Foster et al.，1996）。在鎂鐵質(zhì)—超鎂鐵質(zhì)巖漿上涌過(guò)程中及其在地殼巖漿房中與地殼物質(zhì)，尤其是與含硫化物地殼發(fā)生反應(yīng)，使其組分發(fā)生變化。由于地殼相對(duì)富Re，混入越多地殼物質(zhì)產(chǎn)生放射性187Os含量越高，相應(yīng)187Os/188Os初始值發(fā)生變化。鋨被認(rèn)為是一種像Ni和Cr一樣相容性元素（Morgan et al.，1986；

Walker et al.，1989；Martin et al.，1994；Hart and Rvaizaz，1996；Hauri et al.，1996），Re是一種不相容元素（Walker et al.，1989），而且與S豐度相關(guān)性好。在殼幔分異和地球化學(xué)循環(huán)過(guò)程中，Os趨于在地幔富集，Re相對(duì)親地殼。據(jù)此可以使用Re/Os和普通Os判斷成巖成礦物質(zhì)的來(lái)源。Foster et al.（1996）在Re/Os和普通Os圖中初步確定地慢熔體的位置，Sproule et al.（1999）進(jìn)一步把世界上主要的銅鎳硫化物礦床中礦石和富硫地殼的數(shù)值范圍也標(biāo)在圖中。Walker et al.（1994）研究俄羅斯Noirl'sk巖漿型Cu-Ni硫化物礦床及有關(guān)基性和超基性巖時(shí)作了大量Re-Os同位素測(cè)量，初步證明Noirl'sk銅鎳礦基本上未受地殼同化混染；而Viosey's Bay，Duluth，Sudbury和Sally Malay巖漿形成過(guò)程中同化混染了不同量的地殼物質(zhì)（Lambert et al.，1999；Sproule et al.，1999）。這些Re-Os同位素?cái)?shù)據(jù)不僅給出了高度精確的等時(shí)線年齡245.7±0.6 Ma，而且這個(gè)年齡的準(zhǔn)確性被西伯利亞玄武巖流中測(cè)得的有關(guān)鋯石和斜鋯石U-Pb年齡所證實(shí)。

毛景文等（2001）通過(guò)對(duì)廣西寶壇地區(qū)銅鎳硫化物礦石的進(jìn)行了Re-Os同位素測(cè)年，獲得該礦床等時(shí)線年齡數(shù)據(jù)為982±21 Ma，貫入型塊狀礦石具有低γOs（-15.6～-8.2）和低Re/Os比值（0.32～0.43）特點(diǎn)，底部熔離型礦石的γOs介于-27.9～-7.3之間，Re/Os比值為5.36～11.24，表明這套銅鎳硫化物礦石和有關(guān)的鎂鐵—超鎂鐵質(zhì)巖漿源于Re虧損地幔，并且在侵位過(guò)程中受到上地殼物質(zhì)的混染作用。王瑞廷等（2003）對(duì)陜西省略陽(yáng)煎茶嶺銅鎳礦床硫化物礦石的Re-Os同位素測(cè)年，獲得等時(shí)線年齡數(shù)據(jù)為575±27 Ma，187Os/188Os初始比值為0.131±0.01，γOs變化范圍很大介于-15.37～+280.65，表明該礦床成礦物質(zhì)主要來(lái)自于Re虧損地幔，后期有殼源物質(zhì)加人成礦系統(tǒng)。毛景文等（2002）通過(guò)對(duì)黃山東銅鎳硫化物礦石的Re-Os同位素測(cè)年，獲得等時(shí)線年齡數(shù)據(jù)為282±20 Ma，187Os/188Os初始比值為0.25±0.04，γOs值平均為99，顯示出在成礦過(guò)程及巖漿侵位期間有大量地殼物質(zhì)加入成巖成礦系統(tǒng)。上述結(jié)果表明來(lái)自地幔的鎂鐵質(zhì)—超鎂鐵質(zhì)巖漿及銅鎳硫化物礦質(zhì)，在上涌和定位過(guò)程中由于地殼物質(zhì)的同化混染而導(dǎo)致γOs增加（表2）。由上述Re-Os同位素研究結(jié)果表明，世界上與鎂鐵質(zhì)—超鎂鐵巖有關(guān)的銅鎳硫化物礦床的成礦物質(zhì)既可完全來(lái)自于地幔，也可完全來(lái)自于地殼，但多數(shù)情況下，則是殼一?；旌蟻?lái)源的產(chǎn)物（Shirey and Walker，1998；表2）。

本次工作獲得赤柏松礦床硫化物礦石187Os/188Os初始比值0.80±0.16，γOs值變化范圍很大，介于24～623之間，平均為483；187Os/188O初始比值明顯高于與原始地幔有關(guān)的Kambalda銅鎳硫化物礦床187Os/188O初始比值（0.108 89±0.000 4），但遠(yuǎn)小于加拿大Sudbury的Tarthcona銅鎳硫化物礦床的187Os/188O初始比值8.73±0.37（表2），與東天山香山銅鎳礦床的187Os/188O初始比值0.682±0.032接近；表明赤柏松銅鎳硫化物礦床在成礦過(guò)程及巖漿侵位期間有大量地殼物質(zhì)加入成巖成礦系統(tǒng)中。

表2 世界上與鎂鐵一超鎂鐵質(zhì)巖有關(guān)的Cu-Ni-PGE大型銅鑲硫化物礦床的Re-Os，同位素體系特征Table 2 Re-Os dating of ore from some Cu-Ni-PGE deposits in the world

傅德彬（1994）報(bào)道赤柏松礦體硫化物δ34S值為-1.1‰～+0.7‰，平均值為-0.03‰，斜長(zhǎng)石δ18O值為+6.1‰～+7.7‰，平均值為+7.15‰，侵入體的87Sr/86Sr比值為0.703～0.708。這說(shuō)明赤柏松礦床的礦石和熔體均以幔源為主，但也可能有少量的地殼物質(zhì)被同化到熔體中。上述穩(wěn)定同位素研究結(jié)果表明，赤柏松礦床的成礦物質(zhì)來(lái)源于虧損的軟流圈地幔，而后期有地殼物質(zhì)加入，這個(gè)結(jié)論在Re/Os和普通Os圖中也可以得到印證（圖3）。

圖3 通化赤柏松硫化物礦石Re/Os和普Os對(duì)比圖（據(jù)Lambert et al.，1999）Fig.3 Common Os concentration vs.Re/Os of the sulfide ores at the Chibaisong deposit（after Lambert et al.，1999）

4.2 成礦時(shí)代及其地質(zhì)意義

對(duì)于該控礦輝長(zhǎng)巖體的形成時(shí)代，主要有以下幾種觀點(diǎn)：1）認(rèn)為該巖體形成于2 500～2 240 Ma（全巖K-Ar法）（吉林省地礦局，1988）；2）認(rèn)為該巖體形成于2 188±8 Ma（LA-ICP-MS）（路孝平，2004），也就是說(shuō)認(rèn)為該巖體形成于古元古代。3）僅據(jù)其侵入侏羅系地層及控巖構(gòu)造特征，推測(cè)巖體侵位時(shí)代為海西期—燕山期（吉林省地質(zhì)局區(qū)域地質(zhì)調(diào)查大隊(duì)，1976①吉林省地質(zhì)局區(qū)域地質(zhì)調(diào)查大隊(duì).1977.通化市幅K-51-24 1/20萬(wàn)區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報(bào)告.），但缺乏年齡上的證據(jù)?；谏鲜鲅芯靠梢钥闯?，赤柏松輝長(zhǎng)巖的形成時(shí)代仍是目前研究中的最大問題。這一問題的存在，其中主要原因在于定年方法的采用上，在以往的地質(zhì)工作中，多采用區(qū)域地層對(duì)比及對(duì)存在于火山巖夾層年齡（或由生物化石組合）的研究來(lái)確定，即使有同位素定年資料，也多是K-Ar法、Rb-Sr法定年，這些定年數(shù)據(jù)，多是60、70年代測(cè)定的，應(yīng)用的技術(shù)及方法等方面都存在問題，而該區(qū)廣泛發(fā)育的基性—超基性巖的形成時(shí)代是人們認(rèn)識(shí)該區(qū)地質(zhì)演化的關(guān)鍵和前提。

本研究獲得赤柏松成礦年齡為1 885±94 Ma的年齡數(shù)據(jù)。這一新的Re-Os年齡（1 885±94 Ma）與赤柏松侵入體（2 188±8 Ma）年齡在誤差范圍一致。遼吉裂谷始于2.2 Ga，裂谷盆地于1.93～1.90 Ga完成，緊隨其后的是一個(gè)造山期后的伸展活動(dòng)1.88～1.85 Ga（Li et al.，2004，2005，2006，2007，2010）；赤柏松超鎂鐵—鎂鐵質(zhì)侵入體是遼吉裂谷造山期后伸展作用的產(chǎn)物。

遼吉古裂谷西起渤海灣，東至日本海，從遼寧省營(yíng)口蓋縣起途徑岫巖、鳳城、桓仁、臨江等地，整條裂谷橫向延伸近500 km，縱向?qū)挾确秶?0～80 km之間。擁有這樣豐富礦藏的遼吉古裂谷，其地質(zhì)構(gòu)造主要是由深達(dá)萬(wàn)米的古元古代時(shí)期的遼河群和不同演化階段的裂谷巖漿巖共同組成。從橫向上看，按照高低深淺的不同，裂谷可以大致劃分為3個(gè)區(qū)域，即北緣斜坡區(qū)（遼河群最為發(fā)育地帶）、中部低凹區(qū)（基底為古元古代花崗巖）和南緣淺臺(tái)區(qū)（太古宙基底裸露）。

遼吉古裂谷的地質(zhì)演化，從2.3 Ga前的華北大陸開始裂解，經(jīng)過(guò)2.2 Ga前至1.7 Ga前期間的這一段時(shí)間的拉伸裂陷，擠壓褶皺，巖漿活動(dòng)，沉積積累，此起彼伏，逐漸消亡等一系列的演化過(guò)程，最終形成了今天人們所見到的礦產(chǎn)資源種類豐富、儲(chǔ)量巨大的遼吉古裂谷。在裂谷拉伸裂陷初期，地殼厚度變薄下陷，地幔逐漸上升，這一時(shí)期沉積了陸源成熟度高的碎屑巖，粘土巖。隨著裂谷的繼續(xù)拉伸裂陷，地幔的繼續(xù)上升，地殼也隨之而繼續(xù)張拉下陷，這一地質(zhì)運(yùn)動(dòng)引發(fā)了大規(guī)模的火山噴發(fā)，使得火山碎屑巖、碳酸鹽巖等大量沉積，形成了高家峪組和里爾峪組。伴隨地殼下陷的減緩直至停止，裂谷地殼開始變得較為穩(wěn)定，火山活動(dòng)也逐漸停止，但海侵范圍開始擴(kuò)大，出現(xiàn)了偏酸性巖漿的底侵現(xiàn)象。后期，海侵范圍繼續(xù)擴(kuò)大，形成了淺海相富鎂碳酸鹽巖和碎屑巖，主要分布于今天的蓋縣和大石橋。沉積之后，遼吉古裂谷地質(zhì)演化開始向伸展、收縮擠壓、碰撞、變質(zhì)變形轉(zhuǎn)化，這表明該裂谷開始進(jìn)入造山階段，部分區(qū)域隆升形成高山，期間經(jīng)過(guò)幾次巖漿巖事件，最終遼吉古裂谷消亡。

遼吉古裂谷不同地質(zhì)演化階段體現(xiàn)著不同的成礦作用，因而才有今天種類豐富的礦床。裂谷拉伸裂陷階段的成礦作用主要表現(xiàn)在銅、鎳成礦之上。其中具有代表性的銅鎳礦是吉林省通化的赤柏松大型銅、鎳礦床。受裂谷斷裂構(gòu)造與邊緣基底褶皺的協(xié)同作用，含礦的、由主侵入體、附加侵入體、含礦輝長(zhǎng)玢巖體組成的復(fù)雜巖體—赤柏松基性巖群侵位于處于基底位置的鞍山巖群，最終形成了赤柏松大型銅、鎳礦。

5 結(jié) 論

赤柏松銅鎳硫化物礦床是通化地區(qū)規(guī)模最大的銅鎳礦床，對(duì)其礦石進(jìn)行的Re-Os同位素年齡測(cè)定獲得1 885±94 Ma，認(rèn)為該礦床形成于古元古代；赤柏松硫化物礦石187Os/188Os初始比值0.80±0.16，γOs值變化范圍很大，介于24～623之間，平均為483，表明赤柏松銅鎳硫化物礦床在成礦過(guò)程及巖漿侵位期間有大量地殼物質(zhì)加入成巖成礦系統(tǒng)中。結(jié)合前人研究結(jié)果，認(rèn)為赤柏松超鎂鐵—鎂鐵質(zhì)侵入體是遼吉裂谷造山期后伸展作用的早期產(chǎn)物。