随县黄家沟—尖水田钼矿床稳定同位素特征及其意义

戴绍杰, 向祥辉, 陈志文, 冯久林, 王家杰

(湖北省地质局 第八地质大队,湖北 襄阳 441002)

随县黄家沟—尖水田钼矿处于东秦岭钼矿聚集区和西大别钼矿聚集区之间的桐柏造山带内,矿体赋存于随州北部桐柏山隆起带的桐柏杂岩中呈条带状、透镜状分布的表壳岩内,含矿岩石以钠长变粒岩、浅粒岩为主,斜长角闪岩及大理岩次之,片麻状花岗岩中未见矿化,斜长角闪岩、大理岩的裂隙中偶见有辉钼矿化。

本文通过对黄家沟—尖水田钼矿床钼矿石中的黄铁矿硫同位素的测试分析、钼矿石中石英包裹体内的C、H、O同位素组成的分析,探讨黄家沟—尖水田钼矿床的成矿物质来源。样品测试工作由核工业北京地质研究院测试中心完成。

1 硫同位素特征

硫同位素样取自黄家沟—尖水田钼矿床,测试样品为钼矿石中的黄铁矿,挑选新鲜的6件矿石硫化物样品进行硫同位素测试分析。首先将样品粉碎至200目,以氧化铜和五氧化二钒作为混合氧化剂,在高温真空条件下与之反应,将S氧化成SO2,用Delta v plus型质谱仪进行分析,δ34S分析精度为±2‰,其结果以相对V-CDT标准的δ34SV-CDT值来表示。

硫化物样品特征及硫同位素分析结果见表1,δ34S值变化范围在0.6‰～3.2‰之间,平均值为2.1‰,极差为2.6‰。硫同位素组成变化范围窄,接近“陨石硫”(图1)[1],反映了岩浆硫同位素的“均一化”特点,说明成矿热液为低fO2和高pH值[2]。

表1 黄家沟—尖水田钼矿床硫同位素组成Table 1 Sulfur isotopic composition of the molybdenum depositin Huangjiagou-Jianshuitian

图1 钼矿床与自然界硫同位素组成对比(底图据Hoesf,1980)[1]Fig.1 Comparison of molybdenum deposit and the compositionof sulfur isotopes in nature

2 碳、氢、氧同位素特征

碳、氢、氧同位素样品采自黄家沟—尖水田钼矿床钼矿石中的石英包裹体,测试石英包裹体内的C、H、O组成,共挑出7个样品进行碳、氢、氧同位素的测定(黄家沟钼矿床2个,尖水田钼矿床5个)。测试仪器为MAT253EM质谱仪,碳同位素组成以V-PDB为标准,氢同位素组成以V-SMOW为标准,氧同位素分别以V-PDB和V-SMOW为标准,换算公式δ18OV-SMOW=1.309 1δ18OV-PDB+30.91[3]。

钼矿石中石英包裹体的δ13CV-PDB介于-25.2‰～-10.4‰,平均-21.74‰,极差14.8‰;δ18OV-SMOW介于6.6‰～11.4‰,平均10.01‰,极差4.8‰;δD值介于-72.7‰～-59.1‰,平均-64.98‰,极差23.6‰(表2)[4]。

表2 黄家沟—尖水田钼矿床碳、氢、氧同位素组成(‰)Table 2 Carbon,hydrogen and oxygen isotopic compositions of the molybdenum deposit in Huangjiagou-Jianshuitian

注:计算公式1 000 lnα石英-水=3.38×106T-2-3.40[4]。

3 稳定同位素来源分析

3.1 硫同位素来源

黄家沟—尖水田钼矿床主要含硫矿物为辉钼矿、黄铁矿和黄铜矿等硫化物,以黄铁矿为绝对优势产出矿物,未见硫酸盐矿物;矿床中δ34S介于0.6‰～3.2‰,众数值为3‰,位于零值附近,极差小,塔式效应明显(图2),δ34S值变化范围狭窄,表明成矿热液中沉淀的硫化物硫源单一,氧化物—硅酸盐阶段的成矿热液中含硫原子团主要是H2S,成矿热液以H2S占绝对优势,或者具有独特狭窄的物理化学条件〔如t、pH、f(O)、f(S)值等〕范围。在判断硫来源时,依据硫化物沉淀期间热液的总硫同位素组成(δ34S∑)[5-7],当热液体系中以H2S占优势时,在平衡条件下,δ34S∑≈δ34SH2O≈34S黄铁矿[8],因此,黄家沟—尖水田钼矿床矿化热液的δ34S∑≈黄铁矿的δ34S=2.1‰。

图2 硫同位素分布图Fig.2 Distribution diagram of sulfur isotopes

天然成矿热液的总硫同位素组成一般可分为4组:①δ34S∑≈0‰;②δ34S∑≈5‰～15‰;③δ34S∑≈20‰;④δ34S∑为较大的负值。δ34S∑接近零值的矿床其硫为火成来源,包括岩浆释放的硫和从火成岩硫化物中淋滤出来的硫[9]。黄家沟—尖水田钼矿床黄铁矿的硫同位素值均在零附近,且黄铁矿的硫值代表了成矿溶液的总硫值,说明矿区内出露的花岗岩体与钼的成矿作用关系不大,推测成矿流体可能与隐伏花岗岩体有关。

区域上看,东秦岭钼矿带中的主要斑岩型钼矿床的硫同位素组成范围为-3.87‰～+6.46‰[10],大别山北麓钼矿床硫同位素组成范围为-2.7‰～+3.7‰[11],而黄家沟—尖水田钼矿床硫同位素组成范围0.6‰～3.2‰落于两者范围之内。表明其与东秦岭和大别山北麓钼矿床硫的来源相似,硫的来源单一,为深源环境。

3.2 碳同位素来源

黄家沟—尖水田钼矿床钼矿石中石英包裹体内CO2的碳同位素组成特征显示:δ13C值显著亏损,δ13CV-PDB介于-25.2‰～-10.4‰,平均-21.74‰,除尖水田钼矿床中1件样品(JS-TZ3-1-1)值为-10.4‰,其余样品值介于-25.2‰～-20.1%,极差小(5.1‰);在黄家沟—尖水田钼矿床碳同位素组成与天然碳碳同位素对比图解(图3)[12]中,样品值高于沉积有机物,低于海相碳酸盐、大气中CO2、幔源和岩浆的δ13C,处于海相、非海相有机物分布范围内,成矿流体中的碳具有混合来源的特征。

在碳氧同位素图解(图4)[13]中,投影点位于岩浆岩区下方,沉积有机物区左侧;个别δ13C值(样号JS-TZ3-1-1)与幔源CO2的δ13C值(-16‰～-1.0‰)[14]接近,与岩浆系统CO2的δ13C值相一致,其余样品δ13C值均明显低于花岗岩与海相碳酸盐的δ13C值,而与有机物的δ13C值的变化范围相一致,有机质对成矿流体产生了强烈影响。

黄家沟—尖水田钼矿床中的碳可能主要由岩浆—地幔、有机质氧化作用提供,炭质来源于深部,并经受了地表的氧化作用。

图3 黄家沟—尖水田钼矿床碳同位素组成与天然碳碳同位素对比图解(底图据Hoesf,2004)[12]Fig.3 Diagrammatic comparison of carbon isotope composition and naturalcarbon isotope in the Huangjiagou-Jianshuitian molybdenum deposit

图4 黄家沟—尖水田钼矿床碳氧同位素图解(底图据刘家军等,2004)[13]Fig.4 Graphic of carbon and oxygen isotopes in theHuangjiagou-Jianshuitian molybdenum deposit

3.3 氢氧同位素来源

因流体与石英中的氧会存在同位素交换,实际流体的氧同位素组成需要将所测得石英的氧同位素值基于流体温度进行换算,结合流体包裹体均一温度及Clayton(1972)平衡方程,计算获得与石英达到平衡时成矿流体的δ18OH2O值。石英属于含氧矿物,容易与它所包含的水发生同位素平衡再交换反应,造成所测定的包裹体的氧同位素组成不能完全反映原始含矿溶液的δ18OH2O值,石英中几乎不含氢原子,交换作用对流体包裹体的氢同位素组成造成的影响很小[15]。黄家沟—尖水田钼矿床的赋矿围岩为变质岩,含氢矿物占岩石比例很低,若发生水岩交换反应,交换后流体的氢同位素组成也不会发生很大的变化,这种变化是可以忽略不计的[16],氢同位素组成代表了原始溶液的组成;计算的δ18OH2O值和石英中的流体包裹体水的δD值代表了石英圈闭时成矿流体的氢、氧同位素组成[17]。根据Clayton(1972)的石英—水的分馏方程:δ18OH2O=δ18OV-SMOW-1 000lnO石英-水=δ18OV-SMOW-3.38×106T-2+3.40,计算得出石英达到分馏平衡的流体中水的δ18OH2O变化范围为-3.96‰～5.40‰,极差9.36‰,均值为1.10‰,与豫南大别山北麓钼矿床流体δ18OH2O值(-4.44‰～4.17‰)[18]相一致。

自然界中,氢同位素变化明显,δD变化范围最大,大洋水δD=0‰,大气水δD=-500‰～-180‰(±100),岩浆水δD=(-60±20)‰,变质水δD=(-60±40)‰;δ18O值的变化范围较氢小,海水δ18O=0‰,大气水δ18O=(-12±12)‰,大气CO2中δ18O值最大(41‰),化学沉积岩δ18O=(+30±10)‰,碎屑岩δ18O=(+15±7)‰,基性火成岩δ18O=(+7±1)‰,酸性火成岩δ18O=(+9±4)‰,变质岩δ18O=(+10±12)‰[19]。黄家沟和尖水田钼矿床矿石矿物石英的氢、氧同位素组成,δD值变化范围为-72.7‰～-59.1‰,极差13.6‰,分布范围窄,在自然体系氢同位素组成图上分布在原生水范围内(图5)[20],为正常岩浆水范围(-80‰～-50‰[21];-85‰～-40‰;-85‰～-50‰[22]),与豫南大别山北麓钼矿床中δD(-84‰～-58‰)的范围相近。δ18OH2O值的变化范围为-3.96‰～5.40‰,变化范围窄,为不同热液的混合产物。

图5 自然体系氢同位素组成(据Hoefs,1997)[20]Fig.5 Hydrogen isotopic composition of natural system

氢氧同位素在δD-δ18OH2O图解(图6)[23]中,含矿热水溶液氢、氧同位素的投影点既没有落入典型的岩浆水区,也没有落入典型的大气降水区,而是在这两者的过渡区,呈水平方向排列,发生了明显的“氧漂移”,产生这种现象的原因可能是由于大气降水的加入,贫18O的雨水热液与富18O的岩浆水之间发生氧同位素交换作用,造成了氧同位素向大气降水的漂移,表明成矿流体为岩浆水与大气降水混合形成。

图6 黄家沟—尖水田钼矿床δD-δ18OH2O图解[23](底图据Shepperd,1977)Fig.6 Graphic of δD-δ18OH2O of the molybdenumore field in Huangjiagou-Jianshuitian

4 稳定同位素特征与东秦岭、大别山北麓钼矿床对比

黄家沟—尖水田钼矿床稳定同位素特征与东秦岭—大别山北麓钼矿床对比结果见表3,结果表明,三者有高度的一致性。

5 结论及意义

黄家沟—尖水田钼矿床硫同位素组成范围(0.6‰～3.2‰)在零附近,变化范围窄,硫的来源单一,为深源环境。矿区内出露的花岗岩体与钼的成矿作用关系不大,推测成矿流体可能与隐伏花岗岩体有关;黄家沟—尖水田钼矿床硫同位素组成范围与东秦岭钼矿带中主要的斑岩型钼矿床的硫同位素组成范围、大别山北麓钼矿床硫同位素组成范围基本一致(表3),表明其与东秦岭和大别山北麓钼矿床硫具有相似来源。

黄家沟—尖水田钼矿床钼矿石中石英内部流体包裹体中CO2的碳同位素:δ13C值显著亏损,δ13CV-PDB介于-25.2‰～-10.4‰,平均-21.74‰,除个别样品值为-10.4‰,其余样品值介于-25.2‰～-20.1%,极差小(5.1‰);表明碳可能主要由岩浆—地幔、有机质氧化作用提供,炭质来源于深部,并经受了地表的氧化作用。

表3 东秦岭、大别山北麓钼矿床及黄家沟—尖水田钼矿床同位素特征及时代对比Table 3 Isotopic characteristics and age comparison of molybdenum deposits in the northern footof East Qinling Mountains and Dabie Mountains and Huangjiagou-Jianshuitian molybdenum deposit

黄家沟—尖水田钼矿床钼矿石中石英内部流体包裹体中δ18OH2O变化范围为-3.96‰～5.40‰,极差9.36‰,均值为1.10‰,δD值变化范围为-72.7‰～-59.1‰,极差13.6‰,平均-64.98‰,表明成矿流体为岩浆水与大气降水混合形成。δ18OH2O、δD值变化范围均与豫南大别山北麓钼矿床流体δ18OH2O、δD值相一致。

综上所述:黄家沟—尖水田钼矿床成矿物质来源于深部,成矿热液为岩浆水与大气降水的混合产物,属壳幔混合的产物。矿区内出露的花岗岩体与钼的成矿作用关系不大,推测成矿流体可能与隐伏花岗岩体有关。

黄家沟—尖水田钼矿床处在东秦岭钼矿聚集区和西大别钼矿聚集区之间的桐柏造山带,具备相似的成矿环境条件,矿区内稳定同位素来源与东秦岭钼矿带中主要的斑岩型钼矿床、大别山北麓钼矿床来源基本一致,指示该区具有找到类似矿床的巨大潜力。