湖北随县黑龙潭金矿稳定同位素特征及其地质意义

张 战， 向祥辉， 吴凤贤， 朱小平， 孙汉勇， 杨建中

(湖北省地质局 第八地质大队，湖北 襄阳 441002)

湖北省北部随县黑龙潭金矿属随县万和镇所管辖,处于秦岭—大别成矿带桐柏山南侧的随枣地区金、银成矿带内,自上世纪80年代以来进行了大量的地质勘查及科学研究等工作,已开采20余年,属中型金矿床。矿体赋存于断裂蚀变带中,矿化类型主要为黄铁绢英蚀变岩型、石英—多金属硫化物矿脉蚀变岩型,矿体围岩为南华纪早世武当岩群(Nh1W)一套绿片岩相—绿帘-角闪岩相变质火山—沉积岩系,不具成矿专属性。本文通过对氢氧、硫同位素的测试分析，查明了黑龙潭金矿成矿物质、成矿流体的来源及矿体类型、形成机制。

1 区域地质背景

随县黑龙潭金矿位于秦岭造山带和大别—苏鲁造山带衔接部位的桐柏造山带,构造演化、岩浆活动及变质作用强烈。

矿区处于青苔—封江口断裂带,其北东侧、南西侧分别为北西展布的新(城)—黄(陂)断裂带和新(市)—太(山庙)断裂带。主要出露地层有新元古代南华纪早世武当岩群(Nh1W)、晚世耀岭河组(Nh2-3y)和震旦纪早世陡山沱组(Z1d)、晚世灯影组(Z2∈1y)等,构造线北西向,紧闭线状褶皱、脆(韧)性剪切带发育。

区内岩浆活动频繁,除元古代强烈火山活动外,元古代、中生代侵入活动亦非常强烈,岩体分布广、规模大。元古代变基性岩呈不规则的椭圆状、长条状产于新元古代南华纪地层中,展布方向与区域构造线方向一致,规模一般较小;中生代七尖峰花岗岩分布于矿区西北部约6 km,中生代桐柏变形花岗岩(桐柏杂岩)[1]发育于新(城)—黄(陂)断裂带的北东侧(图1);此外,局部见有中生代煌斑岩脉、闪长玢岩脉、正长(斑)岩脉、花岗伟晶岩脉等脉岩。

2 矿床地质特征

2.1 矿区地质特征

矿区位于黑龙潭倒转背斜和下袁家沟—黑龙潭水库倒转向斜南翼东段,构造复杂,断裂和褶皱发育,总体构造线呈北西向,成矿期断裂主要为NW-NWW向韧—脆性剪切蚀变带及其分支,矿体主要赋存于矿区NW-NWW向断裂带(青苔—封江口断裂带)中。出露地层主要为新元古代南华纪武当岩群双峰式火山—沉积岩(矿区中部)、耀岭河组基性火山—沉积岩(矿区西北部、南部边缘);局部见有新元古代震旦纪陡山沱组白云石英片岩等,为低温高压变质带产物,属蓝闪石绿片岩相(图1)。

矿区内岩浆岩不发育,仅在武当岩群和耀岭河组地层中见有变基性岩脉、煌斑岩脉、闪长玢岩脉等脉岩。

2.2 矿体地质特征

黑龙潭金矿受主断裂带及分支断裂控制,矿体呈似层状、透镜状、脉状(个别为不规则状),赋存于断裂带的顶、底板附近强蚀变带底部不同部位(一般不超出断裂蚀变带范围),单矿体规模一般较小，走向、倾向和垂向上均具有等距性分布的规律。黑龙潭金矿矿石自然类型可划分为蚀变岩型矿石、蚀变碎裂岩型矿石、多金属硫化物型矿石等三类;矿石工业类型依据矿石中有用组合含量划分为：金矿石、银矿石和银金矿石。

图1 黑龙潭金矿地质图

黑龙潭金矿围岩蚀变多发育在韧—脆性剪切强应变地段与矿化相应部位,主要为硅化、绢云母化、黄铁矿化、钾长石化、碳酸盐岩化及黄铁钾矾化和褐铁矿化等,其中硅化、绢云母化、黄铁矿化与金矿化关系密切。

黑龙潭金矿从早到晚可划分为：黄铁绢英岩阶段(弱矿化早阶段)，石英—多金属硫化物阶段(主成矿阶段)，方解石—石英—多金属硫化物阶段(无矿化晚阶段)三个阶段。

3 稳定同位素特征

样品采自黑龙潭金矿Ⅲ号矿体不同矿化阶段的岩石(图1),其中黄铁绢英岩阶段样品5件,石英—多金属硫化物阶段样品8件(氢氧同位素、硫同位素测试对象相同的2件),方解石—石英—多金属硫化物阶段样品3件。

3.1 氢氧同位素

氢氧同位素测试对象为石英中流体包裹体,样品来自从石英至多金属硫化物阶段挑选出的6件纯净石英;由中国地质科学院矿产资源研究所稳定同位素实验室测试,测试仪器质谱型号为 MAT253EM。测试中氧气由样品与BrF5反应测得,氧同位素测试精度为±0.2‰。氢气是将金属锌与爆裂法取得的水于反应中生成,测试精度为±2‰。

黑龙潭金矿H-O同位素组成测试结果(表1)显示：主成矿阶段的δ18O流体值介于0.4‰～2.2‰,平均1.3‰;δD值变化范围为-98‰～-78‰,平均-86‰;H-O同位素组成图解(图2)[2-3]的投影点既不在典型的原生岩浆水区(或变质水区),也不在典型的大气降水区,而是在原生岩浆水与东秦岭中生代大气降水区之间的范围[2],具原生岩浆水与东秦岭中生代大气降水混合的氢氧同位素特征[4]。根据石英和水之间的同位素分馏方程[5]将石英中的矿物δ18O石英值换算成流体的δ18O流体值,该阶段有流体不混溶发生,成矿温度(T)取包裹体平均均一温度236 ℃。

表1 黑龙潭金矿矿石中石英流体包裹体的H-O同位素

3.2 硫同位素

硫同位素选取12件来自三个阶段的样品进行分析测试，由中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室矿床地球化学分室测试。测试的激光剥蚀系统是瑞索公司制造的Resonetics-S155,光束斑直径一般选择为33 μm,剥蚀频率5 Hz,剥蚀40 s,多接收等离子体质谱仪为Nu仪器公司制造的Nu Plasma II。

图2 主成矿阶段H-O同位素组成图解(底图据Taylor,1974[3];东秦岭中生代大气降水区据张理刚,1985[2])

黑龙潭金矿不同阶段硫化合物δ34S值介于-20.5‰～15.9‰(表2、图3),变化范围较大。早阶段测试矿物均为黄铁矿,硫同位素值范围为1.4‰～9.6‰(n=32,平均5.2‰);主成矿阶段测试对象为多种硫化物,总范围-7.7‰～4.4‰(n=40,平均-2.0‰),其中黄铁矿硫同位素值介于-7.7‰～4.4‰(n=11,平均-0.9‰),黄铜矿硫同位素值介于-2.2‰～1.7‰(n=9,平均-0.8‰),闪锌矿硫同位素值介于-1.6‰～-0.4‰(n=6,平均-1.1‰),黝铜矿硫同位素值介于-6.4‰～-1.5‰(n=5,平均-4.2‰),方铅矿硫同位素值介于-7.5‰～-1.7‰(n=9,平均-4.1‰),此阶段硫化物的硫同位素组成明显比早阶段更低;晚阶段测试对象为多种硫化物和硫酸盐(重晶石,BaSO4),总范围为-20.5‰～9.2‰(n=23,平均-4.2‰),其中黄铁矿硫同位素值-5.9‰～5.4‰(n=7,平均2.0‰),黄铜矿硫同位素值介于-20.5‰～-7.9‰(n=4,平均-13.5‰),闪锌矿硫同位素值介于-10.1‰～1.6‰(n=3,平均-5.6‰),黝铜矿硫同位素值介于-9.9‰～-8.0‰(n=2,平均-9.0‰),方铅矿硫同位素值介于-12.9‰～-2.2‰(n=5,平均-8.0‰),重晶石硫同位素范围为8.5‰～9.7‰(n=3,平均9.1‰),此阶段硫同位素组成明显比前两个阶段更低,另外,晚阶段各种硫化物的δ34S值均比重晶石低。

表2 黑龙潭金矿金属硫化物的硫同位素组成分析结果

图3 黑龙潭金矿各阶段金属硫化物硫同位素分布直方图

4 稳定同位素来源分析

黑龙潭金矿δD值范围为-98‰～-78‰,与正常岩浆水范围(岩浆水-85‰～-45‰，变质水-65‰～-20‰)相近,偏离变质水,δD值较低，说明成矿流体加入了有机水;δ18O石英范围为10.0‰～11.8‰,接近岩浆水范围(岩浆水5.5‰～9.5‰，变质水5‰～25‰，大气降水-55‰～10‰)[6]外,与变质水、大气降水范围一致,表明成矿流体为岩浆水与大气降水、变质水混合的产物;δ18O流体范围为0.4‰～2.2‰,分布较集中,是不同热液混合的产物。H-O同位素组成图解中,成矿流体投影在原生岩浆水与东秦岭中生代大气降水的过渡区,发生了明显的“氧漂移”,表明成矿流体为原生岩浆水与东秦岭中生代大气降水混合形成。

黑龙潭金矿δ34S值介于-20.5‰～15.9‰,总体变化范围较大,除晚阶段外,早阶段、主成矿阶段变化范围均较窄,表明矿石中硫具多源性(图4),各阶段矿物的硫同位素组成无明显分带现象,说明矿石沉淀较快。早阶段δ34S值为1.4‰～9.6‰(平均5.2‰),相对集中,硫源单一,接近“陨石硫”,在“花岗岩硫”范围内,为壳幔混合硫;主成矿阶段矿石大量沉淀,δ34S值逐渐降低,为-7.7‰～4.4‰,变化范围较窄,总体呈塔式分布,均一化程度较高,有地层硫混入;晚阶段δ34S值为-20.5‰～9.2‰,进一步变小,变化范围明显变大,均一化程度低,呈脉冲分布,表明在成矿演化过程中有两个或两个以上的硫源,有大量的地层硫加入。

图4 黑龙潭金矿各阶段金属硫化物δ34S区间图

彭三国等研究成果表明：黑龙潭金矿矿石石英中流体包裹体Sr同位素初始比(87Sr/86Sr)i平均值暗示成矿物质来源于壳幔混合源,石英包裹体Rb-Sr等时线年龄为(132.6±2.7) Ma[7],属早白垩世中期。此时为扬子板块与华北板块碰撞造山事件的挤压向伸展转变的体制,是大规模流体、岩浆、成矿作用时期,大陆碰撞造山作用形成矿区内复杂的岩浆—流体成矿系统,为岩浆热液型金矿;早期深部高温成矿流体沿断裂向上迁移,同时对围岩进行叠加改造,金进一步富集,成矿流体沸腾，浅源大气降水热液系统大量涌入导致金的沉淀,形成黑龙潭金矿。

5 结论

黑龙潭金矿H-O同位素特征说明成矿流体为原生岩浆水与东秦岭中生代大气降水混合形成,混有变质水;δ34S值显示早期矿石硫为壳幔混合硫,演化过程中有大量的地层硫加入。

结合“武当—桐柏—大别成矿带资源远景调查评价”研究成果,黑龙潭金矿为早白垩世中期扬子板块与华北板块碰撞造山事件的挤压向伸展转变的机制下,大陆碰撞造山作用形成的岩浆热液型金矿。