矿C、H、O、S、Pb同位素 地球化学示踪

卷(Volume)37, 期(Number)4, 总(SUM)139 页(Pages)653~670, 2013, 11(November, 2013)

大 地 构 造 与 成 矿 学

Geotectonica et Metallogenia

陕西省煎茶岭金矿C、H、O、S、Pb同位素

地球化学示踪

岳素伟1, 2, 林振文1, 2, 邓小华3, 4, 李福让5, 何怀新6, 冯安国6

(1.中国科学院 矿物学与成矿学重点实验室, 广东 广州 510640; 2.中国科学院大学, 北京 100049; 3.北京 大学 造山带与地壳演化教育部重点实验室, 北京 100871; 4.北京矿产地质研究院, 北京100012; 5.西北有色地质勘查局 711总队, 陕西 汉中 723000; 6.略阳县何家岩金矿, 陕西 略阳 724308)

摘 要: 陕西省煎茶岭金矿床位于勉-略-阳三角区东北部, 勉略缝合带南侧。矿体受F1-45断裂及次级断裂控制。根据矿物共生组合及脉体穿切关系, 可将成矿期划分为三个阶段: (Ⅰ)石英-黄铁矿-白云石细脉, 含少量硫化物, 变形强烈, 形成于变形早期或同构造变形期; (Ⅱ)石英-多金属硫化物-碳酸盐细脉, 发育大量铬云母; (Ⅲ)白云石-方解石-石英-雄黄-雌黄细脉, 形成于张性环境。H、O同位素数据显示, 早阶段成矿流体的δD值平均为 76.5‰, δ18OW值变化于7.5‰~21.1‰, 类似于变质水, 晚阶段δD值为 81‰, δ18OW变化于2.5‰~7.7‰, 接近大气降水线, 指示初始成矿流体为变质流体, 晚阶段向大气降水演化。C同位素研究显示, 早阶段成矿流体δ13CCO2为 2.4‰~2.6‰, 中阶段成矿流体δ13CCO2为 1.9‰~0.4‰, 晚阶段为 5.0‰~1.6‰, 指示早阶段成矿流体来源于碳酸盐岩地层的变质分解, 晚阶段有大气降水的混入。矿石S同位素显示较高的正值, 集中于10‰~15‰, 与断头崖组地层一致, 指示成矿物质与断头崖组地层有关。相比于赋矿围岩, 矿石Pb同位素具有更低的放射性成因铅, 指示成矿物质需要有另一更低放射性成因铅的物质端元, 即地幔物质的加入。总之, 初始成矿流体以变质流体为主, 成矿流体及成矿物质可能主要来源于围岩, 另有少量深部(地幔)物质加入。 关键词: 同位素地球化学；成矿流体；成矿物质来源；煎茶岭金矿；勉-略-阳 中图分类号: P611; P597 文献标志码: A 文章编号: 1001-1552(2013)04-0653-018

0 引 言

秦岭造山带是中国最重要的矿产资源储集地, 被誉为中国的“金腰带”(陈衍景, 2010)。其中, 西秦岭是世界第二大卡林-类卡林型金矿省, 蕴含阳山世界级超大型金矿(>300 t Au)(陈衍景等, 2004); 华北克拉通南缘的小秦岭和熊耳山地体发育了中国第二大造山型金矿带(Chen et al., 2004); 东秦岭蕴

收稿日期: 2013-04-01; 改回日期: 2013-04-25

含世界第一大钼矿带, 蕴含6个超大型钼矿床(Chen et al., 2000; Mao et al., 2011), 同时也是中国最重要的银铅锌成矿带(陈衍景等, 2009)。

勉(县)略(阳)阳(平关)地区位于陕西省南部, 是西秦岭重要的组成部分, 以产金、铜、镍、铅锌等多金属矿产而闻名, 素有“金三角”之称。蕴含了煎茶岭、东沟坝、李家沟等大中型金矿床, 以及煎茶岭大型镍矿(Ni资源量23万吨, 0.669% Ni)和石

项目资助: 本文受国家973项目(编号: 2012CB416602)、国家自然科学基金项目(批准号: 41202050, 41072061)、中国博士后科学基金项目(编

号: 2012M510261)以及全国危机矿山接替资源找矿项目(编号: 20089934)的资助。

第一作者简介: 岳素伟(1985–), 男, 博士研究生, 矿床学专业。Email: qinzhezhi@http://www.77cn.com.cn 通信作者: 邓小华(1984–), 男, 讲师, 从事矿床学与矿床地球化学研究。Email: dxh198411@http://www.77cn.com.cn

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棉、铁等矿产。煎茶岭金矿是勉-略-阳三角区最大的金矿床(>52 t Au), 伴生元素多, 类型特殊, 引起了国内外学者的广泛关注。前人对其地质特征、元素和同位素地球化学以及成矿时代进行了研究, 但对成矿物质来源仍存在不同认识: 1)超基性岩体(庞奖励等, 1994; 王相, 1996; 张复新和汪军谊, 1999; 王瑞廷等, 2000, 2003, 2005; 朱润亚, 2008); 2)超基性岩及鱼洞子组(董广法等, 1998; 廖俊红, 1999; 马建秦等, 1999; 胡建明和董广发, 2002); 3)震旦系白云岩(王林芳等, 1991①); 4)深部来源(马建秦等, 1999)。

同位素地球化学是示踪成矿流体和物质来源的有力工具(郑永飞和陈江峰, 2000)。研究表明, 碳、氧在不同地球化学端元之间存在明显的同位素分馏, 对于探讨成矿物质来源、水岩反应过程等方面有着广泛的应用; D-O-C同位素可以用来判断成矿流体是来源于岩浆流体, 还是变质流体, 抑或大气降水(Hoefs, 1997; Chen et al., 2004, 2009; Zhang et al., 2011; Wan et al., 2012; Yang et al., 2012; 周家喜等, 2012; Deng et al., 2013a); S-Pb同位素可以用于示踪成矿物质的来源

(Rye and Ohmoto, 1974; 陈好寿, 1985; Ohmoto, 1986; Jiang et al., 1999; Yang and Zhou, 2001; 蒋少涌等, 2006; 祁进平等, 2009; 张莉等, 2009; 汪在聪等, 2010; 薛静等, 2011; Ni et al., 2012; Deng et al., 2013b)。然而, 由于水岩作用的复杂性, 导致成矿系统的同位素组成复杂多变, 仅仅利用少量的同位素数据可能得出片面的结论, 甚至可能会出现相互矛盾的结论(Dejonghe et al., 1989; Kerrich et al., 2000)。因此, 本文在对煎茶岭金矿进行了详细的矿床地质研究基础上, 利用新获得的C、O和S等同位素数据, 并结合前人已有数据, 综合分析成矿系统同位素特征及演化, 以期限定成矿流体和成矿物质来源, 为准确厘定矿床成因以及建立成矿模式提供条件。

1 区域地质

煎茶岭金矿地处陕西省略阳县何家岩镇, 位于勉-略-阳三角区东北部。勉-略-阳三角区南以汉江断裂为界, 接邻扬子板块, 北界为勉略缝合带(图1a, b)。

区

图1 (a) 秦岭造山带构造格架与勉-略-阳三角区位置(据 Li et al., 2011); (b) 勉-略-阳三角区地质简图与煎茶岭金矿床位置

Fig.1 Tectonic framework of the Qinling orogen and the location of the Mianxian-Lueyang-Yangpingguan block

(a)(after Li et al., 2011); the geology of Mianxian-Lueyang-Yangpingguan region, showing the location of the Jianchaling Au deposit(b)

① 王林芳, 陈文辉, 王少峰. 1991. 略阳县煎茶岭金矿基本地质特征及找矿方向. 西北金属矿产地质, (1): 6–7.

第4期

岳素伟等: 陕西省煎茶岭金矿C、H、O、S、Pb同位素地球化学示踪 655

内最主要的岩石地层单元是上太古界鱼洞子组, 上元古界碧口群、断头崖组与九道拐组(原震旦系), 以及少量显生宙地层。鱼洞子组岩性主要为混合花岗岩-片麻岩和绿岩组合, 其斜长角闪岩锆石U-Pb年龄为2657±9 Ma(秦克令等, 1992), 黑云母花岗岩锆石U-Pb(LA-ICP-MS)年龄分别为2661±17 Ma和2703±26 Ma(张欣等, 2010)。

碧口群是勉-略-阳地区分布最广泛的地层, 为一套浅变质火山岩系(任小华, 2008), 岩性为细碧岩、角斑岩、火山碎屑岩和沉积碎屑岩等, 闫全人等(2003)获得碧口群基性火山岩锆石SHRIMP U-Pb年龄为840±10 Ma, 浅变质酸性火山岩为790±15 Ma和776±13 Ma。断头崖组岩性以泥质岩、硅质岩和硅质灰岩为主, 九道拐组为凝灰质板岩、白云岩和泥灰岩, 一般认为是新元古代(晚震旦世), 也有人认为形成于早寒武世(杜远生等, 1998)。显生宙地层分布在三角区北部, 主要为晚古生界泥盆系-石炭系灰岩、千枚岩等, 中生代侏罗系及第四系砾石、砂及砂质黏土零星分布。

勉-略-阳三角区受限于北部勉略构造带与南部汉江深大断裂, 区内经历了强烈的变形、变质作用, 发育NW、NE向韧性、韧脆性剪切带及脆性断裂, 控

制了区内火山岩和侵入岩的分布, 同时也是成矿作用的主要控制因素(聂江涛等, 2010)。

区内岩浆岩一般以小岩株或岩脉形式产出, 岩性从超基性到酸性皆有, 空间上多沿断裂分布(图1b), 时间上从新元古代到中生代均有发育。新元古代超基性岩包括煎茶岭和黑木林-廖家山-黎家营超基性岩体, 基性岩有峡口驿、大安驿白雀寺辉长岩体; 而中酸性侵入岩主要为铜厂闪长岩、石英闪长岩及花岗闪长岩, 其锆石U-Pb年龄为880~824 Ma(王伟等, 2011)。印支期中酸性岩浆岩分布于研究区中部, 如煎茶岭花岗斑岩、钠长斑岩(聂江涛等, 2010), 以及研究区以北的光头山岩体, 其英云闪长岩锆石U-Pb(LA-ICP-MS)年龄是221±6 Ma, 二长花岗岩年龄为199±4 Ma(吴峰辉等, 2009)。

2 矿床地质

煎茶岭金矿床位于勉略构造带南侧(图1b), 矿区出露地层有上太古界鱼洞子组, 上元古界碧口群变质火山岩和断头崖组白云岩、灰岩、板岩与九道拐组板岩、粉砂岩、灰岩以及石炭系略阳组灰岩(图2)。

1. 略阳组; 2. 九道拐组; 3. 断头崖组; 4. 碧口群; 5. 鱼洞子组; 6. 花岗斑岩; 7. 钠长斑岩; 8. 超基性岩; 9. 不整合界线; 10. 韧性剪切带; 11.性质不明断层; 12. 逆冲断层及编号; 13. 金矿体; 14. 铅锌矿体; 15. 镍矿体。

图2 煎茶岭矿床地质简图(据王瑞廷等, 2000修改)

Fig. 2 Geological sketch map of the Jianchaling Au deposit (modified after Wang et al., 2000)

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矿床发育NWW与NE向两组剪切带(姜修道等, 2010; 聂江涛等, 2010), 其中控矿构造为NWW向的F1-8与 F1-45脆性、脆韧性断裂(图2)。F1-45为鱼洞子-五房山-西渠沟断裂, 延长20 km, 走向130°~310°, 倾角60°~80°, 总体北倾, 局部南倾, 走向与倾向上均呈舒缓波状。F1-8为略阳-方家坝断裂, 走向120°~330°, 南倾, 倾角可达70°~80°, 控制了超基性岩的南界。

矿区中部超基性岩体出露面积5 km, 呈NEE侧伏的岩墙, 后期强烈蚀变形成纤胶蛇纹岩、叶蛇纹岩、滑镁岩、菱镁岩。庞春勇和陈民扬(1993)对纤胶蛇纹岩进行了Sm-Nd定年, 获得等时线年龄为927.4±49 Ma; 王瑞廷等(2003)测得镍矿石的Re-Os同位素等时线年龄为878±27 Ma; 上述同位素数据指示煎茶岭镍矿形成于新元古代。此外, 矿区发育有花岗斑岩及钠长斑岩, 花岗斑岩主要分布在超基性岩体中部, 其锆石U-Pb(LA-ICP-MS)年龄为216±4 Ma(聂江涛, 2010), 而钠长斑岩较晚, 沿花岗斑岩边部侵位。

金矿床包括南、北两个矿段, 分别受控于F1-8

与F1-45断裂(图2), 其中北矿段储量占绝对优势, 为本文研究对象。该段赋存于超基性岩体与北侧断头崖组白云岩接触构造破碎带中, 矿体分布在F1-45断裂及其次级断裂中。F1-45断裂不仅是导矿构造, 也是容矿构造, 其产状变化对矿体的形态、大小及品位有着重要的控制作用: 在陡变缓的膨大处形成连续性较好、品位较高矿体, 而倾角陡立处则相反。金矿体呈板状、似层状、透镜状, 总体北倾, 与上盘白云岩关系截然, 与下盘超基性岩界线渐变(图3)。

矿石类型主要为黄(褐)铁矿化硅化白云岩型与黄(褐)铁矿化叶蛇纹石硅化白云岩型, 另有少量蛇纹岩型矿石。由于表生氧化作用, 在标高822 m以上形成氧化矿石, 其品位可达几十克/吨, 之下以原生矿为主, 品位为几到十几克/吨。贵金属矿物为自然金, 少量银金矿、自然银; 金属矿物主要是黄铁矿和白铁矿及其次生褐铁矿, 另有微量的磁黄铁矿、闪锌矿、方铅矿、黄铜矿、毒砂、紫硫镍矿、辉砷镍矿、镍黄铁矿、磁铁矿等; 非金属矿物主要为白云石、方解石和石英, 少量的雄黄、雌黄、蛇纹石、铬云母、滑石和钠长石等。金主要以包体金分布于黄铁矿中, 少量呈粒间金、裂隙金赋存于褐铁矿、黄铁矿、石英和白云石中(王瑞廷等, 2000; 王学明等

,

2

1. 白云岩; 2. 蚀变白云岩; 3. 蛇纹岩/滑镁岩; 4. 主断裂; 5. 次级断裂; 6. 矿体及编号。

图3 煎茶岭金矿床870 m标高矿体与断裂关系图(据胡建明和董广发, 2002)

Fig.3 Relationship of the ore body and fault at the adit

of 870 m elevation in the Jianchaling Au deposit (after Hu and Dong, 2002)

2002)。金颗粒大小为0.5~32 μm, 呈现圆形或角砾状, 部分呈叶片状、板状或树枝状等, 电子显微镜检测显示纯度高, 平均为980②。矿石结构多为它形-半自形粒状、交代残余、镶边、压碎与碎裂、假象以及骸晶结构; 矿石构造包括浸染状、网脉状、细脉浸染状、角砾状及团块状。围岩蚀变主要为黄铁矿化、硅化、碳酸盐化、铬云母化等。

根据脉体穿切关系、矿石组构及矿物组合, 可将煎茶岭金矿床热液成矿期划分为三个阶段(图5): Ⅰ阶段形成石英-黄铁矿-白云石细脉, 含少量的磁黄铁矿+镍黄铁矿+黄铜矿+方铅矿+闪锌矿, 变形强烈(图4a), 黄铁矿边缘细粒化, 强烈搓碎、压裂, 并形成大量同变形构造, 形成于变形早期或同构造变形; Ⅱ阶段为石英-多金属硫化物-碳酸盐细脉(图4b), 硫化物包括黄铜矿、闪锌矿、方铅矿及毒砂等, 并以松散集合体状(图4c)或浸染状的铬云母大量发育为标志, 脉体被晚阶段石英-碳酸盐脉穿切(图4d), 黄铁矿包裹了Ⅰ阶段黄铁矿, 显示形成于变形晚期或变形期后; Ⅲ阶段发育梳状白云石-方解石-石英-雄黄-雌黄平行细脉(图4f), 呈白色和灰白色, 可见淡绿色, 雌黄和雄黄呈不规则团块分布在碳酸盐脉中(图4e), 梳状构造表明其形成于张性环境。

3 C、H、O、S同位素

3.1 样品制备与分析方法

本文分析的C、O、S同位素样品均采自煎茶

② 西北有色地勘局711总队. 2000. 陕西省略阳县煎茶岭金矿床32~54线补充详查地质报告.

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岳素伟等: 陕西省煎茶岭金矿C、H、O、S、Pb同位素地球化学示踪

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(a) 早阶段(Ⅰ)石英-粗粒黄铁矿-白云石细脉, 强烈变形; (b) 中阶段(Ⅱ)石英-碳酸盐脉, 包含大量的铬云母; (c) 中阶段石英-碳酸盐脉中的铬云母团块; (d) 晚阶段(Ⅲ)含雄黄雌黄石英-碳酸盐脉穿切中阶段脉体; (e) 晚阶段(Ⅲ)平行脉体中的雄黄和雌黄; (f) 晚阶段(Ⅲ)平行脉体形成的蚀变带。

图4 煎茶岭金矿体特征和穿切关系

Fig.4 Photos showing crosscutting relationship of ore veins of the Jianchaling Au deposit

岭金矿床坑道或地表露头, 样品特征见表1。首先进行C、O、S同位素测试的矿石样品破碎过筛, 然后在双目显微镜下挑选, 粒度一般在60~80目, 纯度优于99%, 再将挑选出的单矿物在玛瑙研钵中磨成200目粉末。

方解石与白云石的C、O同位素测试在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室完成, 利用GVIsoPrime Ⅱ型稳定同位素质谱仪进行C、O同位素测定。δ13C以V-PDB为标准, δ18O分别以V-PDB和SMOW为标准, 计算δ18O时, 采用

Coplen et al.(1983)的公式

δ18OSMOW

=1.03091×δ18OPDB+30.91。分析精度δ13C好于0.05‰, δ18O好于0.10‰。

全岩与硫化物的S同位素在核工业北京地质研究院分析实验室MAT251 3708型稳定同位素质谱仪上测定。首先用氧化铜在980 ℃条件下将硫化物的硫氧化为SO2, 然后将释放的SO2用液氮冻入样品管并纯化, 而全岩S同位素利用碳酸钠-氧化锌半熔法, 在真空达2.0×10 2 Pa状态下加热至980 ℃, 生

图5 煎茶岭金矿床矿物共生顺序

Fig.5 Paragenetic sequence of ore and gangue minerals

of the Jianchaling Au deposit

δ34S以V-CDT为标准, 分析成SO2, 冷冻收集SO2。精度δ34S好于0.10‰。 3.2 C、H、O同位素结果

本次研究与前人数据均列于表2。由表2可知, 早

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表1 煎茶岭金矿床样品地质特征

Table 1 The geological characteristics of samples from the Jianchaling Au deposit

样品号 800-53-2 860-52-7 J-6 913-32-7 913-32-6 913-1 913-2 960-38-1 860-51-5 860-51-6 hjy-8 J3 J3 hjy-1 hjy-12 hjy-10 hjy-20 hjy-14 H-4 780-50-3 800-52-1

矿物 白云石 白云石 白云石 方解石 方解石 白云石 白云石 白云石 白云石 白云石 黄铁矿 黄铁矿 磁黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 全岩 全岩 全岩

白云岩矿石, 碳酸盐脉变形

蛇纹岩中的白云石脉, 挤压变形, 局部可见波状

碎裂白云岩矿石, 碳酸盐脉呈淡绿色, 中部有深灰色白云岩碎块 碎裂白云岩矿石, 碎裂缝隙充填白色方解石脉, 少量硫化物 碎裂白云岩矿石, 有后期挤压的痕迹, 少量硫化物 白云石大脉 乳白色白云石脉

乳白色, 结晶好, 自形程度高

菱镁岩中白云石脉, 可见少量的黄铁矿 菱镁岩中白云石脉, 少量黄铁矿化 白云石中硫化物团块, 剪切变形 团块状硫化物矿石 团块状硫化物矿石

硅化、铬云母化白云岩矿石, 浸染状黄铁矿 硅化、铬云母化白云岩矿石, 浸染状黄铁矿 强硅化、铬云母化白云岩矿石, 浸染状黄铁矿 硅化、铬云母化白云岩矿石, 浸染状黄铁矿 弱硅化、铬云母化白云岩矿石, 浸染状黄铁矿 断头崖组板岩 蛇纹岩 滑镁岩

样品特征

阶段 早 早 早 中 中 晚 晚 晚 晚 晚 早 中 中 中 中 中 中 中

备注 C-O C-O C-O C-O C-O C-O C-O C-O C-O C-O S S S S S S S S

S S S

阶段石英和白云石的δO

18

矿物

分别在14.0‰~17.3‰ 较窄, 除J3样品小于10.0‰外, 其余在10.0‰~ 14.3‰之间; 2件蚀变超基性岩(蛇纹岩与菱镁岩)的δ34S分别为8.6‰和6.1‰, 1件断头崖组板岩为16.6‰。

(平均16.2‰)与18.9‰~23.4‰之间(平均18.0‰), 计算获得成矿流体的δ18OW为7.5‰~21.1‰(平均13.3‰); 中阶段方解石和白云石的δ18O14.9‰), 计算获得成矿流体的

18

矿物

分别为

16.5‰~19.0‰(平均17.5‰)和13.8‰~16.4‰(平均

δ18OW为

9.2‰~14.6‰(平均11.9‰); 晚阶段石英和白云石的δO矿物分别为16.3‰与11.9‰~14.9‰(平均13.7‰), 成矿流体的δ18OW分别为3.9‰与2.5‰~7.7‰(平均6.5‰)。早阶段石英的成矿流体δD为 85‰~ 70‰(原莲肖等, 2004); 晚阶段石英的δD为 81‰(马建秦, 1998)。早阶段样品的δC为 4.4‰~0.6‰(平均 1.1‰), 计算获得成矿流体的δ13CCO2值为 2.4‰~2.6‰(平均0.6‰); 中阶段样品的δ13C为 2.9‰~ 0.4‰(平均 1.4‰), 计算获得成矿流体的δCCO2值为 1.9‰~0.4‰(平均 0.4‰); 晚阶段样品δC为 4.4‰~2.2‰(平均 0.8‰), 成矿流体的δCCO2值为 5.0‰~1.6‰(平均 1.4‰)。 3.3 S同位素结果

煎茶岭不同阶段矿石硫化物和围岩S同位素结果列于表3。本文的8件矿石硫化物硫同位素分布

13

1313

13

4 讨 论

4.1 成矿流体性质和来源

4.1.1 H-O同位素

H-O同位素常被用来示踪热液矿床的成矿流体源区(Hoefs, 1997; Pirajno, 2009), 但由于岩浆水和变质水的范围有较大的重叠(Hagemann and Cassidy, 2000; Kerrich et al., 2000), 导致矿床成因认识上的混乱。煎茶岭金矿床的成矿流体也存在较大争议: ①岩浆热液(庞奖励等, 1994; 郑崔勇等, 2007); ②大气降水(原莲肖等, 2004); ③变质热液与岩浆热液的混合流体(胡建明和董广发, 2002; 任小华, 2008; 王瑞廷等, 2009)。因此, 煎茶岭金矿床的H-O同位素数据需要更合理的解释。

从表2和图6可知, 煎茶岭金矿床早阶段成矿流体的δ18OW值变化于7.5‰~21.1‰(取均一温度峰值310 ℃, 作者未发表数据), 普遍大于10‰, δD值

第4期

岳素伟等: 陕西省煎茶岭金矿C、H、O、S、Pb同位素地球化学示踪

表2 煎茶岭金矿床C、H、O同位素组成(‰)

Table 2 C、H、O isotope compositions of the ores and rocks from the Jianchaling Au deposit(‰)

659

样品号 MS-57 MS-79 MS-52 MS-77 800-53-2 J6 860-52-7

913-32-6 913-32-7 P633-61-I1 J163 J170 J180 J14 913-1 913-2 960-38-1 860-51-5 860-51-6

MS-69 P404-44B-2 P404-43B P406-Y-43w

J142 J171 J25 J167 J42-1 J59 Y-Mg Y-Mg G-Mg

样品

名称 金矿石 金矿石 金矿石 金矿石 金矿石 金矿石 金矿石 平均值 金矿石 金矿石 金矿石 金矿石 金矿石 金矿石

测试 矿物 石英 石英 石英 石英 白云石 白云石 白云石

δ18O矿物 δ18OW

δDW 72 85 79

δ13C δ13CCO2 T (℃) *

阶段 参考文献

17.3 10.7 (8.3~12.1)17.0 10.5 (8.1~11.8)16.6 10.1 (7.6~11.4)

早 原莲肖等, 2004 310 (250~355) 早 原莲肖等, 2004 310 (250~355) 早 原莲肖等, 2004 310 (250~355) 早 原莲肖等, 2004 310 (250~355)

1.7 ( 0.7~2.2) 310 (250~355) 早 2.6 (1.6~ 3.1) 2.4 ( 3.4~ 1.9)

310 (250~355) 310 (250~355)

早 早

本文 本文 本文

14.0 7.5 (5.1~8.8) 7023.4 21.1 (19.2~22.2)18.9

16.8 (14.9~17.9)

0.3

0.6

19.1 17.7 (14.7~17.7) 4.4 77

18.0 13.3( 11.1~14.6)方解石 方解石 方解石 白云石 白云石 白云石

17.0 12.6 (10.6~14.6)16.5 12.1 (10.1~14.1)19 14.6 (12.6~16.6)16.4 11.7 (9.8~13.8)

1.4 0.6 ( 0.3~1.1)

1.9 ( 3.0~ 0.9) 0.7 ( 1.8~0.3)

240 (200~300) 240 (200~300)

中 中

本文 本文 马建秦, 1998 马建秦, 1998 马建秦, 1998 马建秦, 1998 马建秦, 1998

2.9 1.7 0.6 1.6

0.4 ( 0.7~1.4) 240 (200~300) 中 0.8 ( 1.8~0.3)

240 (200~300)

中

13.8 9.2 (7.3~11.4) 0.414.6 9.9 (8.0~12.1) 1.217.5 13.1 (11.1~15.1)16.4 13.8

11.9 (9.9~ 14.0)6.6 (3.8~8.2)

1.1

1.4 1.6 2.2 0.6

0.4 ( 0.6~1.5) 240 (200~300) 中 0.4 ( 1.4~0.7) 0.1 ( 1.2~0.9) 0.4 ( 1.5~0.6)

240 (200~300) 240 (200~300)

中 中

金矿石 铁方解石 平均值 金矿石 金矿石 金矿石 金矿石 金矿石 平均值 金矿石 矿化白

云岩 蚀变白云岩 蚀变白云岩 白云岩 白云岩 白云岩 平均值 蛇纹岩 菱镁岩 菱镁岩 菱镁岩 菱镁岩 菱镁岩 平均值

白云石 白云石 白云石 白云石 白云石

本文 本文 本文 本文 本文

1.1 ( 0.5~2.0) 190 (150~220) 晚 1.6 (0.1~2.5)

190 (150~220)

晚

11.9 4.7 ( 1.5~2.9) 13.1

2.5 (1.9~6.3)

晚 0 ( 1.5~ 0.9) 190 (150~220) 5.0 ( 6.5~ 4.1) 4.7 ( 6.2~ 3.8) 1.4 ( 3.0~ 0.5 )

190 (150~220) 190 (150~220)

晚 晚

14.8 5.9 (3.1~7.5) 4.414.9 7.7 (4.9~9.3) 4.1

13.7 6.5 (3.7~8.1) 0.8石英 白云岩 白云岩 白云岩 白云石 白云石 白云岩

16.3 3.8 (0.8~5.8) 81

晚 马建秦, 1998 190 (150~220)

马建秦, 1998 马建秦, 1998 马建秦, 1998 马建秦, 1998 马建秦, 1998

22.9 0.0 18.0 0.1 16.9 0.7 22.5 2.3 23.1 2.3 22.3 0.4

0.8

马建秦, 1998

21.0 白云石 菱镁矿 菱镁矿 菱镁岩 菱镁岩 菱镁岩

15.0 3.814.3 2.7

马建秦, 1998 马建秦, 1998

马建秦, 1998

16.3 3 13.8 3.213.8 3.213.4 2.2

马建秦, 1998 马建秦, 1998 马建秦, 1998

14.5 3.0

δ18O

注: * 表示流体包裹体均一温度峰值(均一温度范围)(作者未发表数据); 计算公式: 石英与水: 1000lnα石英 水=δ18O石英 δ18O水= 3.38 ×106 /T2 3.40 (Clayton et al., 1972); 白云石/方解石与水: 1000lnα(方解石 水)=δ18Oδ18O

白云

方解石

水

=4.01×106/T2 4.66×103/T+1.71, 1000lnα(白云石 水)=

白云石

δ18O

水

=4.06×106/T2 4.65×103/T+1.71(Zheng, 1999); 白云石/方解石与CO2: 1000lnα(δ13C δ13CCO2)= 0.388×109/T3+5.538×106/T2

11.346×103/T+3.132(Sheppard and Schwarcz, 1970), 1000lnα(δ13C方解石 δ13CCO2)= 0.388×109/T3＋5.538×106/T2 11.346×103/T＋2.962(Chacko et al., 1991)。

660 第37卷

表3 煎茶岭矿床矿石和围岩S同位素特征

Table 3 Sulfur isotope compositions of ores and wall rocks from the Jianchaling Au deposit

样品号/特征 hjy-1(中阶段) hjy-12(中阶段) hjy-10(中阶段) J3(中阶段) J3(中阶段) hjy-20(中阶段) hjy-14(中阶段) hjy-8(早阶段) H-4(断头崖组板岩) 800-52-1(滑镁岩) 780-50-3(蛇纹岩) 965-Y-45-46Ⅱ PD503-Y-Py1-2Ⅱa PD404-cm43-Py a PD406-cm45N-Py a PD404-cm45S-Py PD503-Ym-Py3 PD404-cm43B-Py1 a 965-47E-Ym a PD383-cm58-H1 PD633-cm43B-Py1

G-E-1 a PD383-Y-Py1 a PD633-Ym-59 a 97-ZHE-H1 金矿石 金矿石a Sm-P(钠长斑岩)a N124(钠长斑岩) L-Py(钠长斑岩) 中酸性岩株或岩脉 中酸性岩株或岩脉a 中酸性岩株或岩脉 中酸性岩株或岩脉 中酸性岩株或岩脉 中酸性岩株或岩脉a 中酸性岩株或岩脉a 中酸性岩株或岩脉 中酸性岩株或岩脉 中酸性岩株或岩脉 中酸性岩株或岩脉a 中酸性岩株或岩脉 中酸性岩株或岩脉 灰岩(断头崖组) 灰岩(断头崖组)a 灰岩(断头崖组) 灰岩(断头崖组)a 灰岩(断头崖组)a

aaaaaaaaaaaaaa a

a a a aa

测定对象 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 磁黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 全岩 全岩 全岩 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 雄(雌)黄 雄(雌)黄 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 磁黄铁矿 磁黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 磁黄铁矿 磁黄铁矿 黄铁矿

δ34SV-CDT(‰)

11.3 10.0 10.8 8.2 8.7 13.2 14.3 14.3 16.6 6.1 8.6 8.5 15.4 13.9 14.2 18.5 17.3 12.8 10.9 10.5 12.6 17.0 12.6 12.0 11.2 6.3 15.3 11.0 14.6 12.9 11.8 12.8 17.5 11.6 13.7 9.0 15.2 15.2 15.2 8.3 10.6 9.5 9.9 15 18.5 18.6 16.5 10.3

样品号/特征 灰岩(断头崖组)a 炭质板岩(断头崖组) 含碳板岩(断头崖组)a 白云岩(断头崖组)a Hc-Py1(蛇纹岩)a L-Py-Mt(滑镁岩) 镍矿石或蚀变超基性岩 镍矿石或蚀变超基性岩 镍矿石或蚀变超基性岩a 镍矿石或蚀变超基性岩 镍矿石或蚀变超基性岩 镍矿石或蚀变超基性岩 镍矿石或蚀变超基性岩a 镍矿石或蚀变超基性岩a 镍矿石或蚀变超基性岩 镍矿石或蚀变超基性岩 镍矿石或蚀变超基性岩 镍矿石或蚀变超基性岩a 镍矿石或蚀变超基性岩a 镍矿石或蚀变超基性岩 镍矿石或蚀变超基性岩 镍矿石或蚀变超基性岩a 镍矿石或蚀变超基性岩a 镍矿石或蚀变超基性岩 镍矿石或蚀变超基性岩 镍矿石或蚀变超基性岩 镍矿石或蚀变超基性岩a 镍矿石或蚀变超基性岩a 镍矿石或蚀变超基性岩 镍矿石或蚀变超基性岩 镍矿石或蚀变超基性岩 镍矿石或蚀变超基性岩a 镍矿石或蚀变超基性岩 镍矿石或蚀变超基性岩 镍矿石或蚀变超基性岩 镍矿石或蚀变超基性岩a 镍矿石或蚀变超基性岩a 镍矿石或蚀变超基性岩 镍矿石或蚀变超基性岩 镍矿石或蚀变超基性岩 镍矿石或蚀变超基性岩a 镍矿石或蚀变超基性岩

镍矿化体 镍矿化体 镍矿化体b 镍矿化体 镍矿化体b 花岗斑岩b

bbb

aaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaaa

测定对象 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铜矿 磁黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 磁黄铁矿 磁黄铁矿 磁黄铁矿 磁黄铁矿 磁黄铁矿 磁黄铁矿 磁黄铁矿 磁黄铁矿 磁黄铁矿 磁黄铁矿 磁黄铁矿 磁黄铁矿 磁黄铁矿 磁黄铁矿 磁黄铁矿 磁黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿

δ34SV-CDT(‰)

16.4 5.4 10.6 12.5 12.0 10.5 9.3 11.3 13.2 10.9 11.1 9.5 11.7 10.5 12.3 14.1 12.1 11.7 11.7 11.4 10 10.9 6.1 12.9 7.8 10.6 9.1 10.0 12.5 10.7 12.3 11.4 10.9 11.4 11.8 11.1 8.2 10.5 11.6 10.2 10.3 12.1 9.9 11.4 11.5 13.3 12.3 10.0

注: a. 据马建秦, 1998; b. 据姜修道等, 2010; 其余为本文测试。

第4期

岳素伟等: 陕西省煎茶岭金矿C、H、O、S、Pb同位素地球化学示踪 661

小秦岭和胶东造山型金矿的H-O范围据蒋少涌等(2009); Juneau gold belt, Mother Lode以及Chugach terrace地区造山型金矿H-O范围据Goldfarb et al. (2005)。

图6 煎茶岭金矿床成矿流体H、O同位素组成图(底图据Taylor, 1974)

Fig.6 δD-δ18O plots of ore-fluids at the Jianchaling Au

deposit (after Taylor, 1974)

平均为 77‰, 投影点位于变质水范围下侧, 一个点落在岩浆水范围内, 其余落在岩浆水的右侧, 表明成矿流体的同位素组成类似于岩浆水和/或变质水。假设初始成矿流体为岩浆水, 其初始生成温度应在573 ℃(最低共结点)以上, 生成后又不断通过水岩作用形成石英、碱性长石等lnδ矿物-水>0的矿物, 即初始岩浆水不断卸载δ18O而降温到355 ℃时仍保持δ18OW =22.2‰(表2), 这就要求初始岩浆水δ18OW值必须远高于22.2‰, 而自然界尚未报道δ18OW >>22.2‰的岩浆水。煎茶岭花岗斑岩中石英计算的平衡水δ18OW为10.0‰(573 ℃), 当流体降低至温度355 ℃时, 将<<10.0‰, 不可能提供大于22.2‰的成矿流体, 亦不可能形成中阶段δ18OW高达14.6‰的成矿流体。因此, 煎茶岭金矿床早阶段成矿流体不可能是岩浆水或其他成矿流体, 而只能是变质水, 支持此结论的其他证据有: ①煎茶岭金矿床形成于燕山期初(~200 Ma, 铬云母 Ar-Ar, 作者未发表数据), 晚于矿区花岗斑岩约20 Ma; ②煎茶岭矿区围岩经历了绿片岩相变质作用(黄婉康和冉红彦, 1996); ③煎茶岭金矿床早阶段成矿流体以低盐度、富CO2为标志(作者未发表流体包裹体数据), 明显不同于岩浆热液(陈衍景等, 2007), 而显示变质流体特征。

晚阶段δ18OW值变化于2.5‰~7.7‰(取均一温度峰值190 ℃), 平均5.2‰, 一个石英样品δD值为 81‰, 接近大气降水线, 显示大气降水特征。中阶段成矿流体的δ18OW值变化于9.2‰~14.6‰, 平均11.9‰, 介于早阶段与晚阶段之间, 显示了从早阶

段到晚阶段由变质水向大气降水的演化过程。

全球造山型金矿床的矿石δ18O

石英

极为一致(>10

‰), 而成矿流体δ18OW的范围较宽, 约5‰~ 25‰(Goldfarb et al., 2005), 其他硅酸盐脉和碳酸盐相矿物的δ18O同样具有一致性(Bierlein et al., 2004)。我国胶东和小秦岭金矿省的H-O同位素研究显示(图6; 蒋少涌等, 2009), 胶东金矿省成矿流体δ18OW值为4.9‰~10.9‰, δD为 101‰~ 78‰; 相对而言, 小秦岭金矿省δD略高, δ18OW 略低(图6), 早阶段成矿流体以变质水为主, 混入了少量大气降水, 中阶段δ18OW略有降低, 而晚期以大气降水为主。而煎茶岭金矿床产于南秦岭造山带, 成矿流体的H-O同位素与小秦岭和胶东造山型金矿省的范围基本一致(图6), 与造山型金矿一致。

综上所述, 煎茶岭金矿床成矿流体应为岩石建造的变质脱水, 晚阶段混入了大气降水。

4.1.2 C同位素

Faure(1986)指出: 热液系统流体包裹体CO2的δ13C一般介于 12‰~ 4‰(PDB标准, 下同), 多数热液脉中的早阶段碳酸盐矿物的δ13C为 9‰~ 6‰, 晚阶段沉淀的碳酸盐矿物δ13C往往增高; 热液矿床中CO2和碳酸盐矿物的低δ13C值表明碳来自深源。煎茶岭金矿不同阶段δ13CCO2普遍较高, 并且从早到晚逐渐降低, 而碳酸盐矿物δ13C也较高(表2)。表明煎茶岭金矿成矿流体和来源不符合Faure(1986)的结论。

白云岩中碳酸盐计算得来的早阶段成矿流体的δ13CCO2值为1.7‰~2.6‰(平均2.1‰), 明显高于各碳储库, 如海水(0‰; Ohmoto and Rye, 1979), 岩浆流体和地幔( 7‰~ 2‰; Deines et al., 1991; Cartigny et al., 1998), 沉积岩或变质岩的还原碳( 25‰; Hoefs, 1997), 变质岩中经历C同位素交换的还原碳( 15‰; Schidlowski et al., 1983), 表明流体C同位素不可能单由上述任何一种储库单独或混合提供。相反, 流体δ13C与海相碳酸盐相吻合( 10‰~1‰, 主要 7‰~ 3‰, Faure, 1986; 3‰~2‰, Hoefs, 1997), 与赋矿围岩白云岩相接近( 0.4‰~2.3‰), 表明流体CO2主要来自碳酸盐岩地层的变质分解。

中阶段样品δ13CCO2为 1.9‰~0.4‰(平均0.4‰), 低于早阶段流体, 表明中阶段流体混入了大气降水。因为变质脱气产生的CO2的δ13C值通常高于碳酸盐原岩的δ13C值(Schidlowski, 1998), 而中阶段流体的δ13CCO2值却略低于碳酸盐岩地层(图7), 表明尚有来自其他碳储库的CO2混入成矿流体系统。与此相吻合的是, 前述H、O同位素已经指示确有大气

662 第37卷

O同位素同样逐渐降低, 显示了超基性岩为流体提供了部分碳源并在晚阶段混入了大气降水, 这与白云岩矿石中的C同位素演化趋势一致。

总之, 煎茶岭金矿床C同位素特征指示成矿流体非岩浆来源, 而是海相碳酸盐地层的变质分解。考虑到含矿围岩以及勉-略-阳地区上元古界(原震旦系)广泛发育碳酸盐岩、炭质板岩、粉砂岩等, 与C同位素研究所揭示的流体源区岩性一致, 因此, 它们可能是变质流体的主要来源。晚阶段大气降水

图7 煎茶岭金矿床成矿流体与围岩δ13C-δ18O同位素组成(底图据Chen et al., 2012)

Fig.7 δ13C and δ18O values of fluids and wall rocks of the

Jianchaling Au deposit (after Chen et al., 2012)

的参与, 导致中晚阶段成矿流体的δ13C CO2值相对初始变质流体略微偏低。

4.2 成矿物质来源示踪

煎茶岭金矿的成矿物质来源具有多种认识: 1)超基性岩体(庞奖励等, 1994; 王相, 1996; 张复新和汪军谊, 1999; 王瑞廷等, 2000, 2003, 2005; 朱润亚, 2008); 2)超基性岩及鱼洞子组(董广法等, 1998; 廖俊红, 1999; 马建秦等, 1999; 胡建明和董广发, 2002); 3)震旦系白云岩(王林芳等, 1991①); 4)深部来源(马建秦等, 1999)。争议较大。

4.2.1 S同位素

勉-略-阳地区各金矿床(煎茶岭、李家沟、东沟坝等)S同位素均显示较高的正值(集中于10‰~ 15‰, 图8), 显示了流体活动的区域性。

降水热液混入成矿流体系统, 而大气降水完全可以降低成矿流体系统的δCCO2值和δO值。

白云岩矿石计算的晚阶段流体δCCO2为0~1.6‰, 平均0.9‰, 与中阶段类似, 显示从早到晚流体δ13C与δ18O的降低, 指示存在大气CO2的加入, 即大气降水的不断混入。

另外, 超基性岩中的白云石C同位素与其寄主岩石相似, 均为较低的负值, 由早阶段δ13CCO2的 2.4‰演化为晚阶段的 5‰~ 4.7‰, 逐渐降低, 而

13

13

18

图8 勉-略-阳地区金矿S同位素分布图

Fig.8 δS values of wallrocks and hydrothermal sulfides of the Mianlueyang Zone Au deposite

34

第4期

岳素伟等: 陕西省煎茶岭金矿C、H、O、S、Pb同位素地球化学示踪

663

煎茶岭金矿矿石硫化物具有很高的δS值, 分布范围为6.3‰~18.5‰。这种很高的S同位素值很可能是由硫酸盐还原引起(赵瑞, 1986; 李文博等, 2006), 因为在有机质参与海相硫酸盐还原条件下, 硫酸盐与还原硫之间同位素分馏很小, 在封闭体系中硫酸盐还原为硫化物(如黄铁矿), 具有与海相硫酸盐一样的S同位素值(Gavrielli et al., 1995), 而矿石中δS正异常可能为与富

34

34

34

模式图解中(图9a), 矿石铅分布与造山带演化线较为一致, 而

206

Pb/204Pb-208Pb/204Pb构造模式图解(图

206

9b)中多数分布于下地壳与上地壳之间, 反映了成矿物质来源的复杂性。矿石硫化物的

207

Pb/204Pb、

208

Pb/204Pb、Pb/204Pb分别为17.257~17.931、15.530

~15.579、37.927~37.493, 平均为17.684、15.554、37.158; 而赋矿围岩断头崖组(灰岩、白云岩)的

206

S围岩水岩反应所致

Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb分别为18.365

(Sangster, 1992)。纵观煎茶岭矿区的S同位素分布范围(表3, 图8), 金矿石中的δ34S平均值及变化范围与断头崖组的S同位素基本一致, 与矿区蚀变超基性岩体/镍矿石及花岗岩S同位素虽有重叠, 但最高值普遍高于后者(最高为中酸性岩: 17.5‰, 表3)。这就表明, 矿石中的S同位素虽不能排除超基性岩或中酸性岩浆岩的贡献, 但不可能仅来源于超基性岩或中酸性岩浆岩。另外, 前人报道了我国上元古界海相地层(原震旦系)中的大量矿床均具有较高的S同位素值, 为地层硫酸盐还原硫源特征(李文博等, 2006)。

因此, 结合C同位素特征表明, 煎茶岭上元古界断头崖组可能是煎茶岭金矿重要的硫源, 但并不能排除超基性岩等的贡献。

4.2.2 Pb同位素

热液矿床是成矿流体与围岩发生反应的结果, 因此, 矿石硫化物的放射性同位素组成取决于成矿流体与围岩的特征(Jiang et al., 1999; Voicu et al., 2000; Kempe et al., 2001; Yang and Zhou, 2001; Chen et al., 2004, 2009; Barker et al., 2009; Pirajno, 2009; Zhang et al., 2009; Ni et al., 2012)。

前人获得的煎茶岭矿石硫化物和围岩的Pb同位素数据总结于表4。在206Pb/204Pb-207Pb/204Pb构造

~18.931、15.560~15.601、38.172~38.783, 平均为18.648、15.581、38.478; 蚀变超基性岩和镍矿石的

206

Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb分别为16.705~

19.696、15.370~15.785、36.081~39.986, 平均为18.460、15.597、38.191; 鱼洞子组(绢云母石英岩、变粒岩)的

206

Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb分别

为17.863~18.432、15.481~15.663、38.204~39.161, 平均为18.148、15.572、38.683; 碧口群(细碧岩、千枚岩、石英片岩、变玄岩)的206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、

208

Pb/204Pb分别为16.308~18.763、15.383~15.928、

35.328~39.157, 平均为17.720、15.596、38.052。与围岩相比, 矿石硫化物亏损放射性成因铅, 考虑到矿石是水岩作用的产物, 矿石Pb同位素来源可能为: ①流体直接从围岩地层中淋滤; ②围岩与另一放射性成因Pb同位素源区的混合。由于放射性成因铅优先被流体淋滤出来(张莉等, 2009), 且断头崖组白云岩是成矿流体的重要来源。因此, 若矿石铅由围岩地层淋滤提供, 则硫化物应该具有比地层更高的Pb同位素比值。因此, 考虑到矿石Pb同位素低于围岩地层, 矿石Pb同位素不可能仅由围岩地层淋滤提供, 要求有另一更亏损放射性成因Pb同位素源区与之混合。

图9 煎茶岭金矿床Pb同位素构造模式图(底图据Zartman and Doe, 1981)

Fig.9 Plumbotectonic model for the Jianchaling Au deposit (after Zartman and Doe, 1981)

664 第37卷

表4 煎茶岭金矿床矿石硫化物、赋矿围岩及碧口群的Pb同位素组成

Table 4 Lead isotope compositions of ore sulfides and wallrocks from the Jianchaling deposit and Bikou Group

样品 金矿石 金矿石 金矿石 平均值 镍矿石 镍矿石 镍矿石 镍矿石 镍矿石 镍矿石 镍矿石 镍矿石 镍矿石 镍矿石 镍矿石 镍矿石 镍矿石 镍矿石 镍矿石 镍矿石 镍矿石 镍矿石 镍矿石 镍矿石 镍矿石 镍矿石 镍矿石 超基性岩 超基性岩 超基性岩 超基性岩 超基性岩 超基性岩 超基性岩 超基性岩 超基性岩 平均值 鱼洞子组 鱼洞子组 平均值 花岗斑岩 花岗斑岩 花岗斑岩 平均值 断头崖组 断头崖组 平均值 碧口群 碧口群 碧口群 碧口群 碧口群 碧口群 碧口群 碧口群 碧口群 碧口群 平均值

测试样品 磁黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿

黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 黄铁矿 磁黄铁矿 磁黄铁矿 磁黄铁矿 镍矿石 黄铁矿 镍矿石 磁铁矿 磁铁矿 磁铁矿 磁铁矿 磁铁矿 磁铁矿 黄铜矿 滑镁岩 滑镁岩 滑镁岩 菱镁岩 蛇纹石 叶蛇纹石岩 叶蛇纹石岩 纤胶蛇纹石岩 超基性岩 绢云石英岩 变粒岩 磁铁矿 磁黄铁矿 黄铁矿

灰岩 白云岩

细碧岩 千枚岩 千枚岩 石英片岩 千枚岩 粉砂岩 千枚岩 变玄岩 变玄岩 变玄岩

Pb/Pb

Pb/Pb

Pb/Pb 参考文献

17.931 15.579 37.493 马建秦, 1998 17.863 15.553 37.055 马建秦, 1998 17.257 15.530 36.927 马建秦, 1998

17.684 15.554 37.158

18.469 15.602 37.427 马建秦, 1998 18.405 15.592 37.888 马建秦, 1998 18.020 15.539 37.598 马建秦, 1998 19.387 15.694 38.150 马建秦, 1998 18.914 15.617 37.834 马建秦, 1998 18.702 15.625 38.758 马建秦, 1998 18.289 15.582 38.257 马建秦, 1998 18.496 15.658 38.662 马建秦, 1998 18.471 15.582 38.647 马建秦, 1998 18.410 15.578 37.823 马建秦, 1998 18.235 15.567 38.005 马建秦, 1998 18.308 15.720 38.679 马建秦, 1998 18.873 15.593 38.324 马建秦, 1998 19.696 15.659 39.977 马建秦, 1998 16.705 15.379 36.950 马建秦, 1998 16.786 15.370 38.381 马建秦, 1998 19.241 15.661 39.986 马建秦, 1998 18.552 15.587 36.081 马建秦, 1998 18.407 15.614 38.388 马建秦, 1998 18.780 15.695 38.356 马建秦, 1998 18.252 15.630 38.008 马建秦, 1998 18.840 15.577 38.734 马建秦, 1998 17.789 15.536 37.732 马建秦, 1998 17.952 15.520 36.029 马建秦, 1998 18.599 15.521 38.591 马建秦, 1998 19.193 15.785 38.604 马建秦, 1998 18.260 15.597 38.150 马建秦, 1998 18.553 15.657 38.920 马建秦, 1998 18.390 15.632 38.118 马建秦, 1998 18.633 15.616 38.489 马建秦, 1998 18.833 15.570 38.032 马建秦, 1998 18.281 15.536 38.533 黄建军等, 2002 18.460 15.597 38.191

18.432 15.663 38.204 马建秦, 1998 17.863 15.481 39.161 马建秦, 1998

18.148 15.572 38.683

21.881 15.805 40.359 马建秦, 1998 20.922 15.771 39.265 马建秦, 1998 21.637 15.765 38.338 马建秦, 1998 21.480 15.780 39.321

18.365 15.601 38.172 马建秦, 1998 18.931 15.560 38.783 黄建军等, 2002

18.648 15.581 38.478

17.661 15.491 37.621 周振菊, 2012 16.308 15.383 35.328 周振菊, 2012 17.076 15.447 36.951 周振菊, 2012 17.677 15.486 37.866 周振菊, 2012 17.644 15.471 38.128 周乐尧, 1991 18.126 15.552 38.394 周乐尧, 1991 18.016 15.553 38.064 周乐尧, 1991 18.763 15.928 40.069 李永飞等, 2007 18.017 15.833 39.157 李永飞等, 2007 17.910 15.814 38.945 李永飞等, 2007 17.720 15.596 38.052

第4期

岳素伟等: 陕西省煎茶岭金矿C、H、O、S、Pb同位素地球化学示踪 665

煎茶岭矿区可能的Pb同位素源区包括印支期花岗岩、碧口地体下伏的下地壳和地幔。煎茶岭花岗岩(磁铁矿、磁/黄铁矿)的206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、

208

Pb/204Pb分别为20.922~21.881、15.765~15.805、

38.338~40.359, 平均为21.480、15.780、39.321, 远远高于矿石硫化物, 表明其为成矿提供物质来源的可能性极小, 而已报道的西秦岭印支期花岗岩显示富集Pb同位素特征, 其Pb同位素比值分别为

(206Pb/204Pb)i=17.996~18.468, (207Pb/204Pb)i=15.485~ 15.677, (208Pb/204Pb)i=37.957~38.587(张宏飞等, 2005; Zhu et al., 2011), 亦明显高于矿石硫化物, 甚至高于围岩, 故印支期花岗岩不太

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