小红石砬子铅锌(银)矿床成因:来自S-Pb同位素和元素特征的证据*

王贵龙 王达 白峰 徐德兵 王高天

1.中国地质大学(北京)地球科学与资源学院,北京 100083 2.中国地质大学(北京)珠宝学院,北京 100083

吉中-延边铜镍多金属成矿带是中国东北地区重要的铜-钼-金-铅-锌多金属成矿带之一,地处华北陆块北缘东段与中亚造山带的交汇部位,是我国重要的有色金属和贵金属资源基地(赵华伟等,2020)。该成矿带矿产资源丰富,过去几十年先后发现了多处矿床、矿(化)点,成因类型多样,主要包括岩浆型铜镍硫化物矿床(红旗岭铜镍矿床;孙立吉,2013;吕林素等,2017; Xuetal.,2023)、矽卡岩型矿床(石嘴铜多金属矿床、官马金矿床;李东信,1983; 李楠等,2012; 杨群等,2019)、斑岩型钼矿(大黑山钼矿、季德屯钼矿;李向文等,2013; 卢志强等,2016; Wangetal.,2017a; Zhouetal.,2018; Quetal.,2022)、热液脉型矿床(粗榆金矿床、驿马锑矿床;王家斌等,2010; 苏斌,2014; 周阳等,2018; 刘小禾,2020)。前人对于上述矿床开展了矿床地质特征、同位素年龄、矿床成因和构造背景等方面的研究(Zhangetal.,2015)。相比之下,吉中-延边铜镍多金属成矿带内的铅锌矿床受到的关注比较少,研究相对匮乏,在很大程度上制约着区域成矿潜力评价、成矿规律研究和进一步的找矿突破。除延边天宝山大型铅锌铜钼多金属矿集区外,吉中-延边成矿带上大型铅锌矿床甚少,多数是小型(杨群,2020)。小红石砬子铅锌矿床目前是吉中地区唯一一个达到中型规模的铅锌矿床,因此对该矿床的研究更有利于总结区域成矿作用和成矿特征,为该区域铅锌矿床进一步找矿突破提供理论依据。

小红石砬子铅锌(银)矿床是吉中-延边铜镍多金属成矿带内具有代表性的中型矿床,位于中亚造山带东段,松嫩地块的南缘,伊兰断裂、敦密断裂与索伦缝合带交汇部位,构造背景复杂,成矿条件良好(李凯春等,2022)。矿床资源量如下:铅金属量34970t、平均品位0.49%,锌金属量100155t、平均品位1.39%,银金属量160t、平均品位21.94g/t(于崇波,2012; 郑岩,2019)。虽然该矿床的发现时间较早,但是直至2005年,只有少量矿床地质特征的描述性文章(祝阳阳等,2012; 尤玉玺,2019),关于成矿作用特征的研究不够全面。截至目前,仅有少数学者对小红石砬子铅锌(银)矿床展开了相关研究,但是关于矿床成因类型的划分仍然存在较大争议,主要观点如下所述。

(1)火山成因块状硫化物型矿床(Volcanogenic Massive Sulfide,VMS)。曹建锋等(2012)通过研究发现,小红石砬子铅锌(银)矿床具有典型块状硫化物矿床的特征:矿石中主要金属硫化物为闪锌矿、方铅矿、黄铁矿、磁黄铁矿;矿体具有明显的两层结构,上部是块状硫化物矿体,其下部是浸染状矿化带(李文渊,2007),上覆火山岩与块状硫化物矿体界限明显且呈整合接触,火山岩和浸染状矿体呈渐变过渡关系,矿体边界需要依据化验分析结果圈定;硫化物在矿床形成过程中的堆积作用,可类比于现代海底丘堤和烟囱的积聚过程。随着热液不断从烟囱中排出,导致烟囱的积聚体完全覆盖了原始喷发口,从而使得该区域的喷流和喷气活动停止。这进而形成了上部致密块状的硫化物矿体。在块状硫化物矿体的下部,由于热液流体通过较少的通道并伴随热液蚀变,形成了细脉浸染状的矿体。因此,曹建锋等(2012)认为小红石砬子铅锌(银)矿床具有较典型的岛弧环绕火山成因块状硫化物矿床特征。

(2)晚古生代-早中生代的热水喷流作用下发生初步富集的中成中-低温热液脉型矿床。常景娟(2016)对小红石砬子铅锌(银)矿床中的金属硫化物开展电子探针(EPMA)分析,实验结果表明,该矿床具有中-低温热液脉型矿床的矿物成分特征。以闪锌矿为例,其中FeS含量在3.89%～8.51%之间,接近中温热液矿床中闪锌矿FeS的理论值(中温热液矿床:4.63～7.74%、低温热液矿床:1.07～4.52%;王濮等,1982),指示小红石砬子铅锌(银)矿床属于中-低温热液脉型矿床,与流体包裹体测温结果一致(90～250℃)。此外,矿石光片上闪锌矿在不同阶段呈现由深到浅的颜色变化,这种变化对应着成矿流体温度由高到低的变化(刘英超等,2011),这表明小红石砬子铅锌(银)矿床的成矿过程经历了从高温逐渐向中-低温的演变。综上所述,常景娟(2016)认为小红石砬子铅锌(银)矿床为热水喷流作用下初步富集的中-低温热液脉型矿床,晚古生代成矿元素发生初步富集,在燕山早期岩浆热液有关的中-低温成矿作用下,形成热液脉型铅锌矿床。

(3)喷流沉积-热液叠加改造型铅锌矿床。李勇(2017)在区域地质特征研究的基础上,对小红石砬子铅锌(银)矿床的地质特征进行详细研究,发现存在层状和脉状两种不同类型的矿体,并对两者的成因分别进行了讨论。层状矿体由地层控制,其中矿石金属矿物组合为方铅矿、闪锌矿和磁黄铁矿,闪锌矿的主成分特征与红透山VMS型锌铜矿床中的闪锌矿相似,因此可以推断层状矿体的成因类型为VMS型。与之相比,脉状矿体分布于破碎带和花岗闪长斑岩脉周边,受到断裂和花岗闪长斑岩脉的双重控制,矿石呈脉状和网脉状结构,同时展现出典型的中低温热液矿物组合(黄铁矿-闪锌矿-黄铜矿-方铅矿-石英-方解石),围岩蚀变强烈,可见中-低温热液蚀变产物;脉状矿石中硫化物的δ34S值在-5.7‰～-9.9‰之间,主要的硫源可能来自地层中的硫或生物来源的硫,这与热液矿床的情况相似;脉状矿石硫化物的μ值9.55～9.74,207Pb/204Pb-206Pb/204Pb增长线图解以及Δγ-Δβ成因分类图表明脉状矿体的铅主要来源于上地壳,并有少量地幔物质的参与。上述证据证明,脉状矿体与岩浆-热液作用有关,为中低温热液脉型矿化。通过对以上两种矿体的综合分析,李勇(2017)推测小红石砬子铅锌矿床为喷流沉积-热液叠加改造型铅锌矿床。

为解决上述成因争议,在区域成矿地质背景、矿床地质特征研究的基础上,结合前人相关研究成果,本文开展了硫化物原位S-Pb同位素、赋矿围岩全岩粉末S同位素、硫化物LA-ICP-MS和EPMA原位元素等测试分析,以期约束成矿物质来源,确定矿床成因,为找矿预测提供理论依据。

1 区域成矿地质背景

中国东北地区位于中亚造山带(CAOB,图1a)东段,自西向东,以塔源-喜桂旗、贺根山-黑河、牡丹江、索伦克尔-西拉木伦、敦化-密山断裂为界,被划分为额尔古拉、兴安、松嫩-张广才岭、佳木斯、那丹哈达、兴凯6个地块(图1b;engöretal.,1993; Jahnetal.,2000)。中国东北地区构造演化主要划分为三个阶段:(1)在晚古生代之前,额尔古纳、兴安、松嫩、佳木斯等多个微型大陆地块被拼合形成统一的大陆,命名为佳木斯地块(图1b; 王成文等,2008);(2)晚二叠世至中三叠世期间,该地块沿西拉木伦-长春-延吉缝合带与华北板块发生碰撞,由于古亚洲洋板块的双向俯冲,中间的古亚洲洋自西向东呈剪刀状闭合(许文良等,2013; 刘燊等,2016; Wangetal.,2017b);(3)晚三叠世至中侏罗世时期,蒙古-鄂霍茨克洋板块闭合后,中国东北地区逐渐遭受同碰撞-后碰撞造山演化(Wuetal.,2011)。

图1 中国东北地区位置示意图(a,据Safonova and Santosh,2014修改)、中国东北地区构造示意图(b,据Wu et al.,2011修改)和吉中-延边地区主要矿床分布简图(c,据赵华伟等,2020修改)

根据全国成矿区带划分方案,吉中-延边地区被近东西向的古亚洲洋缝合线划分为两个成矿带(图1c):北部为小兴安岭-张广才岭成矿带,南部为吉中-延边成矿带(徐志刚等,2008)。吉中-延边铜镍多金属成矿带是中亚-天山成矿域的重要组成部分,大地构造位置上位于华北板块北缘东段与兴蒙造山带东段南缘的交汇地带(图1c),东侧与敦化-密山断裂相邻,西侧与伊通-依兰断裂相接,而西拉木伦-长春-延吉缝合线则将该区域与北部的松辽地块隔开(陈毓川等,2007)。对应中国东北地区的构造演化历史,自古生代以来,吉中-延边铜镍多金属成矿带先后经历了三次明显不同的构造演化、叠加和转换事件,使得区内地质构造作用较为复杂,兼具古生代和中生代构造-岩浆-成矿作用的特征(Wuetal.,2002):(1)以古亚洲洋岩石圈递进俯冲为主的古生代构造演化;(2)中新生代构造演化主要受控于蒙古-鄂霍次克洋的闭合(许文良等,2013);(3)早侏罗世古太平洋板块向欧亚大陆的斜向俯冲(Geetal.,2012; Zhouetal.,2015)。

吉中-延边地区大面积分布晚古生代-中生代花岗质侵入体及晚古生代地层,零散分布早古生代地层、侵入体,以及新生代地层。自古生代以来,吉中-延吉地区经历了古亚洲洋和古太平洋两个大型构造域的叠加和演变,导致该区域内的构造和岩浆活动频繁而强烈,主要特征是中生代侵入岩大面积分布,同时有部分晚古生代和早古生代侵入体出露(汪志刚,2012)。这些古生代-中生代侵入岩以花岗质岩石为主,伴有少量镁铁-超镁铁质侵入体(赵新运,2015)。结合近年来相关研究结果(王磊,2012; 杨群,2020),该地区岩浆活动主要划分为四期:(1)加里东期岩浆活动较弱,主要形成一些规模较小的基性-超基性岩,岩体均呈岩基产出,岩石类型主要为辉橄岩-橄榄岩-辉长岩-辉绿岩;(2)海西期的侵入岩主要分布于粗榆和石嘴一带,岩体均呈岩基产出,岩石类型以正长花岗岩、花岗闪长岩和二长花岗岩等中酸性侵入岩为主(陈作文等,1982);(3)印支期岩浆岩主要分布在西拉木伦河-长春断裂带两侧,岩石类型主要有黑云母二长花岗岩、斑状花岗闪长岩、辉长岩、角闪辉石岩等;(4)燕山期岩浆活动最强烈,岩浆岩分布广泛,也是成矿作用的峰期,根据成岩构造背景、岩石组合特征及成矿作用不同,可分为5次构造岩浆活动,分别为:晚三叠世早期基性-超基性岩浆活动、晚三叠世至早侏罗世早期中酸性岩浆活动、早侏罗世晚期至中侏罗世早期酸性岩浆活动、中侏罗世晚期至晚侏罗世早期中酸性岩浆活动、晚侏罗世晚期至早白垩世中酸性岩浆活动(赵华伟等,2020)。在燕山初期,主要以岩浆喷发活动为主,形成了广泛分布的中生代火山岩,随后经历了多期次的中酸性岩浆的侵入活动,形成了正长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩和闪长岩等深成侵入岩,并伴随着闪长玢岩、辉绿岩、花岗斑岩等脉岩的侵入(Yangetal.,2020)。

2 矿床地质特征

小红石砬子铅锌(银)矿床位于吉林省吉林市磐石市石嘴镇和富太镇交界处(126°10′53″～126°11′29″E、43°02′57″～43°03′23″N;图2)。矿区内主要出露地层为二叠系大河深组(P1d),其分布面积约占矿区总面积的98%左右,是一套海相中-酸性火山碎屑岩、火山熔岩的沉积建造(曹花花,2013);主要岩性为英安质凝灰岩、流纹质凝灰岩、安山质凝灰岩、安山质凝灰角砾岩、安山质火山角砾岩、凝灰质板岩、泥质板岩以及灰岩等(林雪峰等,2013)。矿区内主要发育断裂构造和火山机构,按照期次划分成矿前构造(东西向断裂)、成矿期构造(南北向断裂)和成矿后构造(北西向断裂)。其中,规模较大的北西向断裂在矿区广泛分布,是主要的控矿构造;东西向断裂的东段被北西向断裂和闪长玢岩脉切割,且与大河深组(P1d)地层平行。大河深组(P1d)岩性岩相单元以喷发相为主体,夹少量的喷发沉积相,后期发育少量的潜火山岩相,极少见到火山碎屑流相,由此可推断矿区喷发相英安质火山碎屑岩主体为破火山外沿斜坡产物。矿床内侵入岩包括闪长斑岩、花岗闪长斑岩,还有少量闪长岩和辉绿岩,主要为南北走向,与矿体平行(图2)。除断裂构造外,矿区中多个隐爆角砾岩筒及边缘裂隙带、闪长玢岩及花岗斑岩接触带附近都存在明显的多金属矿化,控制着矿体的形成和分布。

图2 小红石砬子铅锌(银)矿床地质图(据李勇,2017修改)

小红石砬子铅锌(银)矿床有层状和脉状两种形态的矿体(杨群,2020;图3a,b)。层状矿体赋存于大河深组(P1d)地层中,矿体产状与地层基本一致,矿体与围岩之间的界限不太明显,围岩蚀变较弱,主要为绿泥石化、绢云母化以及碳酸盐化(图3c);脉状矿体位于地层中层间构造破碎带内,对地层和层状矿体有一定的穿切现象(图2),矿体与围岩之间的界限明显,围岩蚀变强烈,主要为绢云母化、绿泥石化、硅化、高岭土化、碳酸盐化和绿帘石化等(图3d,e)。矿石结构主要有粒状结构、固溶体分离结构、交代结构、嵌晶结构(图3f-n)。金属硫化物以闪锌矿、方铅矿、黄铁矿、磁黄铁矿以及黄铜矿为主。黄铜矿为他形粒状结构,主要呈星散状分布于矿石中,在凝灰岩中,可以看到由于火山喷发作用而被炸碎的黄铜矿颗粒(图3f),说明黄铜矿形成后有火山喷发作用;闪锌矿和方铅矿呈他形粒状结构,它们之间呈交代或共生关系(图3g-i),与其他矿物具备交代关系或固溶体分离结构(图3h-m);黄铁矿主要呈自形-他形粒状结构(图3k),浸染状构造,和磁黄铁矿共生(图3l);磁黄铁矿主要呈他形粒状结构,浸染状构造,多被闪锌矿和方铅矿交代呈港湾状和残余状(图3h,i,k,l),部分呈固溶体分离结构(图3i)。矿体受氧化淋滤影响较小,矿石基本保持原生状态,矿石一般呈稀疏浸染状、稠密浸染状和块状赋存于地层或破碎带中(图3o-q)。

在前人工作的基础上,本文开展详实的野外地质调查以及大量的室内手标本鉴定和镜下观察,根据矿体特征、矿化分带特征、不同脉体交切关系、矿石组构、矿物类型、矿物填充交代、矿物组合特征等,把小红石砬子铅锌(银)矿床的成矿过程划分为两期四个阶段(图4),即热液期和表生期。其中,热液期是主要成矿期,具体划分如下:(1)石英-磁铁矿阶段为最早的成矿阶段,伴随着中-酸性岩脉的早期侵入,热液沿着断裂构造带活动,并与流纹质、英安质、安山质火山碎屑岩类围岩发生交代作用,萃取成矿物质,导致围岩发生硅化蚀变(图3d,e),形成的金属矿物主要为磁铁矿、黄铁矿、磁黄铁矿(图3h,j);(2)石英-多金属阶段为主成矿阶段,热液活动显著增强,主要的岩石蚀变类型有碳酸盐化、绿帘石化(图3c,d),形成大量的金属硫化物,包括闪锌矿、方铅矿、黄铁矿、磁黄铁矿和黄铜矿(图3f-m),形成的金属矿物多以半自形-自形或者集合体状产出(图3q),为铅锌的主要成矿阶段;(3)石英-碳酸盐阶段处于热液成矿的晚期,热液活动逐渐减弱,金属矿物急剧减少,由于热液与围岩的相互作用,形成大量的方解石脉以及石英脉(图3p),矿石中出现少量的绢云母化及绿泥石化,镜下磁黄铁矿中发育自形的黄铁矿晶体,说明黄铁矿形成较磁黄铁矿略晚(图3n)。表生期气水热液活动早已结束,为成矿后的风化剥蚀和氧化淋滤时期,这一时期蚀变主要以绿帘石化、绿泥石化等为主,由于风化作用加强,产生大量褐铁矿、铜蓝、高岭石等表生矿物(图3o)。

图4 小红石砬子铅锌(银)矿床矿物生成顺序表

3 样品采集及分析方法

本文测试涉及样品均采集于小红石砬子铅锌(银)矿床矿井下东矿带和西矿带不同标高的平硐中(标高分别为420m、370m、320m、270m、220m、170m、120m)。经过细致的室内手标本观察,选择典型矿石样品制成光片,开展详细的显微镜下观察,为后续EPMA和LA-ICP-MS原位元素分析和LA-MC-ICP-MS原位S-Pb同位素分析做准备。此外,将岩石样品碎样至200目,为全岩粉末S同位素分析做准备。

3.1 电子探针(EPMA)

本文选择小红石砬子铅锌(银)矿床中4件方铅矿样品进行电子探针分析,测试工作由武汉上谱分析科技有限责任公司完成,涉及17个测试点位。所用仪器型号为日本电子公司生产的JXA-8230(4CH)电子探针分析仪,测试时的电压和电流分别为20kV和50nA。束斑的设置为:常规元素spot(约1μm)、挥发性元素3μm,矿物颗粒的最小尺寸不小于3μm。其中,主量元素含量的校正标样使用由SPI公司提供的53种矿物标样、44种单质标样和15种稀土元素标样,进行数据校正时,采用了日本电子公司(JEOL)提供的ZAF校正方法进行修正。详细的测试方法和分析流程参见Lavrent’ev and Usova (2021)和Yangetal.(2022)。

3.2 LA-ICP-MS原位微区元素分析

本文选择小红石砬子铅锌(银)矿床中5件矿石样品中4种金属硫化物进行原位微区微量元素分析。其中,闪锌矿测试12个点位,黄铁矿测试15个点位,磁黄铁矿测试8个点位,黄铜矿测试8个点位;每个测试点分析46种元素。测试由北京科荟测试技术有限公司完成。在测试之前,通过使用NIST 610进行仪器调试,以确保仪器达到最佳状态。斑束直径为30μm,频率为6Hz,能量密度约为6J/cm2。采用以高纯度氦气为载气的LA-ICP-MS激光剥蚀进行单点剥蚀。在测试过程中,首先遮挡激光束进行空白背景采集20s,然后进行样品的连续剥蚀采集45s。剥蚀结束后,继续吹扫20s,以清洗进样系统。在每隔10个剥蚀点的位置插入一组NIST610、NIST612、BHVO-2G、BCR-2G、BIR-1G、MASS-1,以进行元素含量的定量计算。最后,采用ICP MS Data Cal软件对分析数据进行了离线处理,包括对样品和空白信号的筛选、仪器灵敏度漂移的校正以及元素含量的计算。详细测试方法见Huetal.(2019)。

3.3 S同位素分析

金属硫化物原位微区S同位素测试是在科荟测试(天津)科技有限公司的LA-MC-ICP-MS仪器上完成的。在进行测试之前,使用硫化物标样HN、JX和ZX对仪器参数进行调试,以确保其处于最佳状态,检测温度保持在18～22℃之间,湿度小于65%。首先,根据样品扫描后的图像,在合适的区域内使用激光剥蚀系统对硫化物进行点状剥蚀。剥蚀直径为30μm,能量密度为6J/cm2,频率为6Hz。接着,使用高纯度的氦气作为载气,将剥蚀所产生的气溶胶送入MC-ICP-MS进行质谱测试。同时利用L3、C和H3三个法拉第杯静态接收32S和34S信号。为了减小基质效应对测试结果的影响,在分析过程中采用了与样品基质相似的硫化物作为标样,并利用标准-样品-标准交叉法进行质量歧视校正。数据处理使用软件“Iso-Compass”,分析精密度(1σ)约为±0.1‰。详细的测试方法和分析流程参见Lanetal.(2022)和范玉超(2022)。

科荟测试(天津)科技有限公司完成了对围岩样品的S同位素测试,所使用的测试仪器为EA-IRMS。岩石粉末样品处理至200目后,将含有不超过100μg硫的样品包在一个9mm×5mm的锡杯里,自动进样器每次投入燃烧反应器中一个样品,通入氧气,使样品在960℃下充分燃烧,燃烧产生的所有气体在氦气载气流在带入并通过分层充填WO3和Cu丝的氧化还原反应管,使所有气体充分氧化,同时使生成的少量SO3通过Cu丝时还原为SO2。气体通过一根色谱柱(Sulphur Separation Column for IRMS/HT; PN260 070 80)将SO2和其他杂质气体分开后进入质谱仪测试。采用IAEA-S3,GBW04414和GBW04415三种标准物质,标样的分析精度优于0.2‰。

3.4 LA-MC-ICP-MS原位Pb同位素测试

在武汉上谱分析科技有限责任公司利用LA-MC-ICP-MS完成了对微区原位方铅矿Pb同位素比值的测试。所使用的激光剥蚀系统为Geolas HD(Coherent,德国),而MC-ICP-MS仪器型号为Neptune Plus(Thermo Fisher Scientific,德国)。在激光剥蚀的过程中,使用氦气作为载气,并根据样品的Pb信号强度来调整激光的束斑大小和剥蚀频率(通常为44～90μm、4～10Hz),同时激光能量密度被保持在大约5J/cm2。在分析过程中,我们配置了信号平滑和“去汞”装置,旨在提高信号稳定性和同位素比值测试的精密度,这一措施有效地降低了气体背景和样品自身的Hg信号,确保对204Pb的准确测定(Huetal.,2015)。为了同时静态接收208Pb、207Pb、206Pb、204Pb、205Tl、203Tl和202Hg信号,质谱仪Neptune Plus配置了9个法拉第杯。单标Tl溶液通过膜去溶引入,然后与激光剥蚀气溶胶颗粒混合后进入ICP,通过利用205Tl/203Tl比值,完成对Pb同位素的实时仪器质量分馏校正,这一过程有助于提高测试的准确性和精密度。因为Tl元素和Pb元素在ICP中的质量分馏行为并不相同,我们使用了2个硫化物标准样品MASS-1(来自USGS的标准样品)和Sph-HYLM(实验室内部的闪锌矿标准样品)来确定Tl和Pb的质量分馏关系,这个过程旨在获得1个经过优化且与基体匹配的205Tl/203Tl比值。新获得的205Tl/203Tl比值替代了自然的205Tl/203Tl比值,并被用于接下来的实际硫化物样品Pb同位素分析(Pinetal.,2014)。对于202Hg/204Hg的仪器质量分馏,我们通过Tl同位素校正,并假设Hg和Tl的分馏因子是一致的。闪锌矿标准样品Sph-HYLM在对208Pb/204Pb、207Pb/204Pb和206Pb/204Pb进行长期测试时,其准确度通常在±0.2‰的范围内,外部精度则在0.4‰(2σ)以下。有关详细的仪器操作条件和分析测试方法,请参考Zhangetal.(2016)。所有分析数据均经过专业同位素数据处理软件“Iso-Compass”进行处理(Zhangetal.,2020)。

4 测试结果

4.1 EPMA和LA-ICP-MS原位元素分析

EPMA和LA-ICP-MS原位元素分析结果分别列于表1、表2、表3中。

表1 小红石砬子铅锌(银)矿床方铅矿电子探针数据(wt%)

表2 小红石砬子铅锌(银)矿床金属硫化物微量元素含量(×10-6)

4.1.1 金属硫化物伴生微量元素富集规律与赋存状态

根据分析结果,小红石砬子铅锌(银)矿床的金属硫化物伴生多种金属元素(表2,详细数据见电子版附表1)。闪锌矿中,镉含量高达7577×10-6～11266×10-6、锰含量为312.4×10-6～2367×10-6,还富集银(8.16×10-6～54.24×10-6)和锑(0.11×10-6～57.75×10-6)等元素;方铅矿中,银含量高达370.0×10-6～7240×10-6、镉含量也可达900.0×10-6～1560×10-6、铋含量可达1150×10-6～2990×10-6、镓的含量可达1180×10-6～1810×10-6、锑含量可达1100～8110×10-6,根据元素面扫结果,Bi、Cd、Ag等元素在方铅矿里分布非常均匀,Zn元素含量基本在检测限以下,排除以矿物包裹体(例如闪锌矿)形式赋存在方铅矿的可能,推测均以类质同象替换Pb的方式进入方铅矿中(图5);黄铜矿中,银含量达90.75×10-6～6109×10-6、锡含量为40.96×10-6～1308×10-6、镉含量为1.90×10-6～108.9×10-6、硒和锗含量也高于10.00×10-6,分别为4.02×10-6～33.63×10-6、7.45×10-6～22.76×10-6,上述元素中,虽然Cd和Zn元素的相关性较好,但是Cd元素采样曲线比较平整,排除闪锌矿包裹体存在的可能; 黄铁矿富集钴(3.13×10-6～560.9×10-6)、镍(4.95×10-6～338.7×10-6)、锰(0.17×10-6～2877×10-6)、钛(5.50×10-6～1323×10-6)、锑(0.11×10-6～257.2×10-6)和铋(0.36×10-6～225.9×10-6)等元素;磁黄铁矿富集锰(46.11×10-6～1639×10-6)、钛(0.90×10-6～284.1×10-6)、银(0.74×10-6～63.33×10-6)和锗(8.16×10-6～24.50×10-6)等元素。以上金属硫化物中富集的微量元素均可以作为伴生元素加以回收利用。

4.1.2 稀土元素

依据测试结果,对小红石砬子铅锌(银)矿床中金属硫化物进行稀土元素分析,不同硫化物特征如下(表3):

(1)闪锌矿的∑REE值在0.03×10-6～9.31×10-6之间,平均值为0.95×10-6;LREE值在0.02×10-6～8.89×10-6之间,HREE值在0.01×10-6～0.41×10-6之间,LREE/HREE在0.29～21.53之间,相对富集轻稀土;(La/Yb)N比值在0.06～43.91之间,平均为4.36>1;δEu值为2.11～2.14,平均值为0.39,表现出中等程度的负Eu异常,δCe值在0.21～1.84之间,平均为0.47,具有弱的Ce负异常。

(2)黄铁矿的∑REE值在0.04×10-6～36.85×10-6之间,平均值为4.76×10-6;LREE值在0.01×10-6～30.78×10-6之间,HREE值在0.03×10-6～6.06×10-6之间,LREE/HREE在0.35～20.93之间,相对富集轻稀土;(La/Yb)N比值在0.27～19.44之间,平均为3.34>1;δEu值为0.49～2.07,平均为1.08,存在弱的正Eu异常,δCe值在0.25～1.24之间,平均为0.65,具有中等程度的Ce负异常。

(3)磁黄铁矿的∑REE值在0.07×10-6～3.91×10-6之间,平均值为0.64×10-6;LREE值在0.03×10-6～2.46×10-6之间,HREE值在0.03×10-6～1.46×10-6之间,LREE/HREE在0.15～2.23之间,相对富集轻稀土;(La/Yb)N比值在0.17～0.93之间,平均为0.14<1;δEu值为0.91～1.30,平均为0.28,存在强的负Eu异常,δCe值在0.20～0.80之间,平均为0.12,具有强的Ce负异常。

(4)黄铜矿的∑REE值在0.49×10-6～29.77×10-6之间,平均值为15.13×10-6;LREE值在0.45×10-6～5.02×10-6之间,HREE值在0.04×10-6～24.75×10-6之间,LREE/HREE在0.20～10.10之间,相对富集轻稀土;(La/Yb)N比值在0.12～0.17之间,平均为0.14<1;δEu值为1.00～1.50,平均为1.25,存在中等程度的正Eu异常,δCe值在0.01～0.75之间,平均为0.38,具有强的Ce负异常。

4.2 S同位素

方铅矿、闪锌矿、黄铁矿、磁黄铁矿、黄铜矿原位S同位素分析结果见表4;英安质凝灰岩、绢云母石英片岩、碳质板岩、凝灰岩、角砾熔岩、花岗斑岩、闪长玢岩样品粉末S同位素分析结果见表5。金属硫化物原位S同位素δ34SV-CDT值为-9.6‰～-0.5‰,平均值为-5.4‰,极差为9.1‰(n=52);围岩S同位素δ34SV-CDT值为-8.5‰～4.2‰,平均值为-4.4‰,极差为-12.7‰(n =24)。具体数据如下:黄铁矿δ34SV-CDT值为-7.4‰～-0.5‰,平均值为-3.8‰,极差为6.9‰(n=15);磁黄铁矿δ34SV-CDT值为-8.0‰～-2.2‰,平均值为-5.1‰,极差为5.8‰(n=12);闪锌矿δ34SV-CDT值为-7.3‰～-2.5‰,平均值为-5.4‰,极差为4.8‰(n=10);黄铜矿δ34SV-CDT值为-7.4‰～-2.5‰,平均值为-5.6‰,极差为4.9‰(n=6);方铅矿δ34SV-CDT值为-9.6‰～-7.5‰,平均值为-8.3‰,极差为2.1‰(n=9);英安质凝灰岩δ34SV-CDT值为-8.5‰～0.9‰,平均值为-5.4‰,极差为9.3‰(n=16);绢云母石英片岩δ34SV-CDT值为-2.1‰～0.1‰,平均值为-1.3‰,极差为2.2‰(n=3);碳质板岩δ34SV-CDT值为-8.0‰; 闪长玢岩δ34SV-CDT值为4.2‰; 凝灰岩δ34SV-CDT值为-2.8‰;角砾熔岩δ34SV-CDT值为-3.9‰;花岗斑岩δ34SV-CDT值为-5.3‰。

表4 小红石砬子铅锌(银)矿床金属硫化物S同位素组成

表5 小红石砬子铅锌(银)矿床围岩S同位素组成

4.3 Pb同位素

方铅矿Pb同位素数据见表6。根据测试的Pb同位素比值,采用Geokit软件(路远发,2004)计算获得其源区特征参数(μ、ω、Th/U、Δα、Δβ、Δγ等值)。具体数据如下:方铅矿206Pb/204Pb值为18.30～18.39,平均值18.37,极差为0.09;207Pb/204Pb值为15.61～15.63,平均值15.62,极差为0.02;208Pb/204Pb值为38.38～38.44,平均值38.41,极差为0.06。μ、ω、Th/U、Δα、Δβ、Δγ值范围分别为9.49～9.53、36.64～37.03、3.74～3.76、74.68～76.43、19.11～20.36、33.55～35.95,均值分别为9.51、36.87、3.75、75.58、19.77、34.97。

表6 小红石砬子铅锌(银)矿床方铅矿Pb同位素组成

5 讨论

5.1 元素特征

5.1.1 微量元素特征

在矿床形成过程中,微量元素的分配受到多种因素的控制,主要包括元素的地球化学性质、成矿热液中元素的比例以及成矿地质-地球化学环境。因此,深入研究矿物中微量元素的地球化学特征,如其分布分配、组合特征、以及匹配元素比等方面的特征,对于判断矿床的成因具有重要意义(张先容,1993)。从表2中可以发现,闪锌矿中相对富集了Cd、Hg、Ga、Ge和Mn元素,方铅矿中则相对富集了Sb、Ag、Bi元素,黄铁矿中的Co、Ca、Mg、Al元素相对较丰富,而黄铜矿中则相对富集Ag元素。这一富集趋势充分显示矿物本身微量元素含量特征。

小红石砬子铅锌(银)矿床金属硫化物原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图6a),四种矿物的微量元素变化特征较为一致,均表现为富集Th、U、Ce、Zr、Hf等高场强元素,亏损La、Sr等大离子亲石元素,明显富集Pb元素,指示四种矿物具有相似的流体演化过程。

图6 小红石砬子铅锌(银)矿床原始地幔标准化微量元素蛛网图(a)和球粒陨石标准化稀土元素配分图(b)(标准化值据Sun and McDonough,1989)

在小红石砬子铅锌(银)矿床微量元素Co-Ni、Pb-Cu散点图上(图7a,b),可以明显看出黄铁矿、闪锌矿和磁黄铁矿位于同一范围内,反映它们之间具有成因上的联系,而黄铜矿位于另一个区域,可能受后期火山喷发作用影响较大。

图7 小红石砬子铅锌(银)矿床微量元素Co-Ni散点图(a)和Pb-Cu散点图(b)

5.1.2 稀土元素特征

在水/岩反应过程中,处于相对氧化条件下生成的矿物通常呈现负Eu异常、较高的∑REE含量以及较低的LREE/HREE比值;相对而言,在相对还原条件下生成的矿物则呈现正Eu异常、较低的∑REE含量和相对较高的LREE/HREE比值,这揭示了稀土元素在地球化学演化中的氧化还原模式(周家喜等,2012)。

在小红石砬子铅锌(银)矿床金属硫化物球粒陨石标准化稀土元素配分图中(图6b),闪锌矿、黄铁矿、磁黄铁矿和黄铜矿在配分模式上呈现出相对较好的重叠性,反映了硫化物具有相同的稀土元素来源。此外,金属硫化物稀土元素模式曲线为左微上倾型,说明富集轻稀土、微亏损重稀土。具体来说,整体∑REE值在0.03×10-6～36.85×10-6之间,平均值为4.76×10-6;LREE值在0.01×10-6～30.78×10-6之间,HREE值在0.01×10-6～24.75×10-6之间,LREE/HREE在0.20～21.53之间,相对富集轻稀土;具有明显的正Eu异常。因此,小红石砬子铅锌(银)矿床硫化物表现出明显的正Eu异常、较低的∑REE含量、较高的LREE/HREE比值,指示成矿热液应为还原性流体。

元素Y与REE离子半径非常接近,尤其是与Sm元素离子半径十分相似,且具有REE和Sm元素较为相似的地球化学性质(Bau and Dulski,1995),因此可以利用Y元素与REE和 Sm元素之间变化趋势来区分不同流体的来源。四川会东大梁子MVT型铅锌矿床中碳酸盐矿物的Y-∑REE和Y-Sm比值具有良好的线性关系(图8a,b),暗示它们之间存在有成因联系;并且Y、Sm和∑REE含量较高(分别为0.23×10-6～39.44×10-6、0.04×10-6～2.27×10-6、0.92×10-6～33.38×10-6),表明成矿流体流经了富稀土元素的地层(王海,2019)。类似地,小红石砬子铅锌(银)矿床中,金属硫化物的Y-∑REE和Y-Sm比值也具有良好的线性关系(图8c,d),并且Y、Sm和∑REE含量也较高(分别为0.01×10-6～52.57×10-6、0.02×10-6～1.68×10-6、0.03×10-6～36.85×10-6),说明元素之间存在成因联系,成矿流体流经富稀土元素的地层。因此,推断小红石砬子矿床与大梁子MVT型铅锌矿床应具有类似的成矿过程,可能也为MVT成因。

图8 大梁子MVT型铅锌矿床Y-∑REE(a)和Y-Sm(b)变化图解(数据引自王海,2019)及小红石砬子铅锌(银)矿床铅锌矿床Y-∑REE(c)和Y-Sm(d)变化图解

5.2 矿物标型元素特征指示意义

5.2.1 闪锌矿元素特征对成矿温度的限定

闪锌矿微量元素标型特征对成矿温度有良好的指示意义。使用闪锌矿作为地质温度计的前提是矿物组合中需要包括闪锌矿+黄铁矿的组合,并且闪锌矿中的Fe以类质同象的方式取代Zn。在这个过程中,Fe2+在闪锌矿中与Zn2+发生交代的能力相对于其它元素更强(刘英俊等,1984),因此闪锌矿中的Fe元素含量可以判断闪锌矿形成的温度(王濮等,1982),而且闪锌矿中Zn的含量也与形成的温度有关。对比闪锌矿成矿条件、形成温度和Fe-Zn元素含量(表7)发现:小红石砬子铅锌(银)矿床中闪锌矿Fe的含量在4.48%～10.33%之间,均值为6.25%;Zn的含量在53.67%～62.12%之间,均值59.89%;综合Fe-Zn元素含量变化范围,限定小红石砬子铅锌(银)矿床属于中-低温热液矿床,形成温度在200℃左右,是在中深成-浅成条件下形成的。

表7 闪锌矿的成矿温度与 Fe、Zn含量的关系(据印修章和胡爱珍,2004)

在闪锌矿中,除了Fe、Zn含量以外,Ga/Ge和Zn/Cd比值也可以指示闪锌矿的形成温度(胡鹏等,2014)。Möller (1987)指出闪锌矿的Ga/Ge比值与成矿流体的温度有一定的对应关系,对成矿温度有指示意义,利用lg(Ga/Ge)-T图解能较好的限定成矿温度。在lg(Ga/Ge)-T图解中,小红石砬子铅锌(银)矿床中闪锌矿Ga/Ge比值对应温度约为100～180℃,平均温度为137.5℃(图9)。闪锌矿的Zn/Cd比值也可以指示成矿温度(刘英俊等,1984):Zn/Cd>500,指示高温;Zn/Cd=250～500,指示中温;Zn/Cd<250,指示低温;小红石砬子铅锌(银)矿床中,闪锌矿Zn/Cd比值在小于250(53.68～76.75),表明闪锌矿属低温条件下的产物。上述微量元素特征推测的成矿温度与常景娟(2016)测定的小红石砬子铅锌(银)矿床流体包裹体均一温度(90～250℃)基本吻合。综上所述,小红石砬子铅锌(银)矿床的成矿作用可能为与中低温盆地流体有关。

图9 小红石砬子铅锌(银)矿床成矿温度-闪锌矿lg(Ga/Ge)-T图解

5.2.2 闪锌矿元素特征对矿床成因的指示

在不同成因类型的矿床中,闪锌矿具有不同的元素特征,所以闪锌矿的元素特征对矿床成因也具有一定的指示意义(刘铁庚等,2010)。小红石砬子铅锌(银)矿床中,闪锌矿Fe、Mn含量较低(分别为44801×10-6～103254×10-6、312.4×10-6～2367×10-6);稀散元素Cd、Ge、Ga相对富集,其中Cd富集程度最高(7577×10-6～11266×10-6),Ge富集程度相对较高(4.39×10-6～14.10×10-6),而Ga富集程度较低(0.02×10-6～3.87×10-6),分散元素In含量低(2.13×10-6～5.21×10-6)。

闪锌矿中稀散元素高Ge低In的含量特征与我国华南地区乃至世界范围内一些与盆地流体有关的铅锌矿床(MVT型)基本一致。例如,会泽MVT铅锌矿床中的闪锌矿富Ge (通过LA-ICP-MS测定,Ge范围在29.90×10-6～165.0×10-6之间),同时贫In (通过LA-ICP-MS测定,In为1.92×10-6);墨西哥TresMarias Mine的MVT铅锌矿床中,闪锌矿的Ge元素含量更高(Ge在252.1×10-6～1081×10-6之间),而In元素含量则较低(In在0.10×10-6～0.20×10-6之间)(Cooketal.,2009)。Ge-In元素特征显示小红石砬子铅锌(银)矿床具有典型的MVT型矿床特点。

本文通过收集不同类型铅锌矿床中闪锌矿的Zn、Cd元素含量数据,然后以Zn/Cd为横坐标,Cd元素含量为纵坐标进行投图,对不同类型矿床进行分类(图10)。最后,将小红石砬子铅锌(银)矿床闪锌矿Zn、Cd元素含量数据进行投图对比,发现小红石砬子矿床中闪锌矿Zn/Cd的比值(53.68～76.75)-Cd元素含量(7577×10-6～11266×10-6)的变化特征最为接近MVT型矿床。此外,小红石砬子铅锌(银)矿床闪锌矿中Cd的含量可达7577×10-6～11266×10-6、方铅矿中的Cd的含量也可达1000×10-6以上(900.0×10-6～1560×10-6),高Cd含量是典型的MVT矿床特征。因此,小红石砬子铅锌(银)矿床Zn-Cd元素特征依然显示出MVT型矿床的特点。

图10 小红石砬子铅锌(银)矿闪锌矿Zn/Cd-Cd元素含量图解

5.2.3 黄铁矿元素特征对矿床成因的指示

黄铁矿作为热液矿床中重要的金属硫化物,不仅能够提供有关成矿条件和矿床类型的重要信息,而且也是重要找矿的标志;不同成因类型的铅锌矿床中黄铁矿的元素特征有一定差异,对矿床成因具有一定的指示意义(毛光周等,2006)。

黄铁矿中主量元素的含量及比值能在一定程度上反映其形成的环境和条件(徐国风和邵洁涟,1980)。小红石砬子铅锌(银)矿床中,黄铁矿的Fe/S比值在0.76～1.29之间,平均值为0.89,相对集中,接近世界范围内典型MVT型铅锌矿床中黄铁矿的Fe/S理论值(0.88;图11a),指示小红石砬子铅锌(银)矿床可能为MVT成因。

图11 小红石砬子铅锌(银)矿床黄铁矿Fe-S(a)和Ni-Co成因(b)图解(底图据Bajwah et al.,1987)

黄铁矿中的微量元素Co、Ni等以类质同象替换的方式取代Fe,而Co在周期表中的位置离Fe更近,所以Co较Ni更易进入黄铁矿晶格,因此黄铁矿中的Co/Ni比值对成矿条件及矿床类型具有一定的指示意义(徐国风和邵洁涟,1980)。Bajwahetal.(1987)对不同成因类型矿床中的黄铁矿进行了Co、Ni含量测试,研究发现通常情况下,沉积型矿床中的黄铁矿Co/Ni比值较低,一般小于1,平均0.63;沉积-改造和热液成因的黄铁矿中Co/Ni比值为1～5;岩浆型矿床中黄铁矿Co/Ni值较高(Co/Ni>5)。一般来说,Co/Ni比值越高,矿物的形成温度越高(盛继福等,1999)。小红石砬子铅锌(银)矿床中,黄铁矿Co/Ni比值变化于0.09～1.32之间,平均值为0.69,大多位于沉积成因黄铁矿区域(图11b)。因此,推测小红石砬子铅锌(银)矿床为中低温沉积成因热液矿床,铁元素可能来源于地层中黄铁矿的溶解再沉淀。

5.3 硫的来源

前人研究表明,在S同位素分馏达到平衡的条件下,共生硫化物的δ34SV-CDT值按黄铁矿→磁黄铁矿→闪锌矿→黄铜矿→方铅矿的顺序递减(郑永飞等,2000)。通过计算,小红石砬子铅锌(银)矿床共生金属硫化物中S同位素平均值显示出δ34SV-CDT黄铁矿(-3.8‰)>δ34SV-CDT磁黄铁矿(-5.1‰)>δ34SV-CDT闪锌矿(-5.4‰)>δ34SV-CDT黄铜矿(-5.6‰)>δ34SV-CDT方铅矿(-8.3‰)的特征,符合共生硫化合物δ34SV-CDT的富集顺序,说明在硫化物沉淀过程中S同位素分馏基本达到平衡状态。

关于矿床中硫源的讨论,Ohmoto (1972)认为必须依据硫化物沉淀期间热液的总S同位素组成来判断;若体系的氧逸度较低且不存在硫酸盐,同时矿石硫化物组成较简单时,硫化物的平均δ34SV-CDT值可大致代表热液的总S同位素组成。在野外地质调查、室内手标本观察、显微镜下鉴定过程中,均未发现小红石砬子铅锌(银)矿床有硫酸盐类矿物存在,发育闪锌矿、方铅矿、黄铁矿、磁黄铁矿和黄铜矿矿物组合,符合Ohmoto (1972)所认为的研究体系。因此,成矿热液体系中总S同位素特征与金属硫化物的S同位素特征基本一致。在硫化物-赋矿围岩S同位素组成频数直方图与对比图中(图12、图13),硫化物和围岩均以富轻硫为特征,塔式效应较明显。小红石砬子铅锌(银)矿床硫化物δ34SV-CDT值介于-9.6‰～-0.5‰之间,总体偏负;赋矿围岩样品δ34SV-CDT值介于-8.5‰～4.2‰之间。硫化物和围岩S同位素数据重叠部分较大(主要集中于-9.0‰～-2.0‰),说明围岩可能是主要的硫源;而硫化物S同位素组成相比于围岩略轻,这可能是在成矿过程中,古老基底提供了部分较轻的硫。

图13 小红石砬子铅锌(银)矿床金属硫化物和围岩样品S同位素组成对比图(部分数据引自常景娟,2016; 李勇,2017)

5.4 铅的来源

5.4.1 方铅矿Pb同位素特征

在不同热液环境中沉淀的硫化物(方铅矿、黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿等)中,由于它们不含或含有极低含量的铀U和Th,与矿物中的Pb含量相比可以被忽略。在矿物形成后,不再有放射性成因的Pb加入,因此这些硫化物可以提供能够反映原始热液中成矿物质来源的U-Th-Pb体系的Pb同位素组成特征;并通过对硫化物Pb同位素组成进行相关分析,可以大致推断出成矿物质的来源(顾雪祥等,2019)。通常认为,Pb同位素源区特征值(μ值、ω值),的变化能提供地质体经历地质作用的信息、反映铅的来源。当铅的μ值和ω值处于特定范围时,这可能指示其来源地区:高μ值(大于9.58)的铅一般被认为来自上地壳物质,暗示铅可能起源于地壳层的岩石成分;低μ值(小于9.58)和低ω值(小于31.84)反映矿床的成矿物质主要来源于上地幔,表明铅可能与地幔岩石有关;低μ值(小于9.58)和高ω值(大于41.86)的这一特征通常表示铅来自下地壳,可能与地壳下部的岩浆活动有关(Doe and Zartman,1979; Kamonaetal.,1999)。通过计算,小红石砬子铅锌(银)矿床硫化物μ值为9.49～9.53,皆小于9.58;ω值为36.64～37.03,介于下地壳(41.86)与地幔(31.84)之间,说明该矿床的铅为上地幔和下地壳混合来源。

将Pb同位素数据投影到Zartman and Doe (1981)提出的Pb同位素构造模式图和构造环境判别图中(图14),发现小红石砬子铅锌(银)矿床金属硫化物Pb同位素组成相对较为集中,含有相对较高的放射成因铅。在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb构造环境判别图解中(图14a),数据点大部分投影在造山带区域;而在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb构造模式图中(图14c),数据点大部分投影在造山带铅演化曲线附近,少数投影在造山带和上地壳铅生长演化曲线之间;在208Pb/204Pb-206Pb/204Pb构造环境判别图中(图14b),数据点主要落在造山带区域;在208Pb/204Pb-206Pb/204Pb构造模式图(图14d)中数据点大部分投影在造山带和上地壳演化线上,并且主要靠近上地壳演化线一侧。上述图解表明矿床成矿物质为上地壳和造山带混合来源。

图14 小红石砬子铅锌(银)矿床硫化物组成Pb同位素示意图(底图据Zartman and Doe,1981)

朱炳泉(1998)认为207Pb/204Pb和208Pb/204Pb值能够揭示源区的变化情况。同时,206Pb/204Pb值能够有效反映矿床的成矿时代。因此,朱炳泉(1998)提出利用Δγ-Δβ成因分类图解用于追踪铅源的方法,这一方法的优越之处在于它能够消除时间因素的影响,因而具有更佳的示踪意义。将小红石砬子铅锌(银)矿床金属硫化物特征值Δβ、Δγ投影于Δγ-Δβ成因分类图解上(图15),发现样品主要分布在上地壳与地幔俯冲带铅(岩浆作用)区域,表明其源区与俯冲造山带岩浆作用的成因铅同位素相关。

图15 小红石砬子矿床铅同位素的Δγ-Δβ成因分类图解(底图据朱炳泉,1998)

综上所述,小红石砬子铅锌(银)矿床硫化物Pb同位素具有壳幔混合来源的特点,反映了源区物质的混合关系,成矿物质可能主要来自上地壳和造山带。

5.4.2 硫化物Pb同位素模式年龄

在小红石砬子铅锌(银)矿床中,如果按照H-H单阶段演化模式计算金属硫化物Pb同位素,其模式年龄变化范围较广,甚至可能出现负数的模式年龄。因此,根据Faure (1986)给出的Pb同位素判别准则,小红石砬子铅锌(银)矿床的金属硫化物中的铅为放射性成因的异常铅,不能采用单阶段模式定年。Pb同位素组成缺乏混合线的高斜率特征(Andrewetal.,1984);同时,通过对样品204Pb误差线的斜率R′和质量分辨率误差线斜率R′′的计算(Franklinetal.,1983),也排除了204Pb误差线的可能。因此,硫化物Pb同位素组成构成的直线应当表现为常规的铅等时线,展现了放射性成因异常铅的特征。鉴于小红石砬子铅锌(银)矿床的金属硫化物中铅可能经历了后期的构造-岩浆活动改造,其铅等时线为二次等时线,因此采用Stacey and Kramers (1975)提出的铅两阶段演化模式计算。

小红石砬子铅锌(银)矿床金属硫化物Pb同位素组成所拟合成的异常铅直线与Stacey-Kramers两阶段铅演化模式中的第二阶段铅演化曲线在2.32Ga、205Ma处相交(图16)。异常铅直线与Stacey-Kramers两阶段铅演化模式中的第二阶段铅演化曲线的下交点年龄为2.32Ga,这代表了铅脱离第二阶段储库并与铀、钍分离的年龄。随后,这种铅与不同数量的放射性成因铅混合,并于205Ma时(通过异常铅直线与第二阶段铅演化曲线的上交点年龄确定)被保留在金属硫化物中。因此,205Ma可能代表了小红石砬子铅锌(银)矿床的成矿年龄。这一年龄与李勇(2017)测得的矿床脉状铅锌矿体的Rb-Sr等时线年龄(195±17Ma)在误差范围内一致。

图16 小红石砬子铅锌(银)矿床异常铅演化图(底图据Staecy and Kramers,1975)

在已知小红石砬子铅锌(银)矿床的成矿年龄的条件下,可以通过计算源区的年龄来反推成矿过程中铅的来源(章永梅,2012)。根据放射性铅同位素连续增长模式(Faure and Mensing,2005),图16中的异常铅直线代表了铅脱离第二阶段储库后与不同数量放射性成因铅混合的一组样品。样品中的放射成因铅产生于自脱离第二阶段铅储库(源区)到矿床形成的这段时间内,异常铅直线的斜率R(207Pb/206Pb)可表述为(Faure and Mensing,2005):

R=[(eλ2tr-eλ2t)/(eλ1tr-eλ1t)]/137.88

式中:λ1=1.55125×10-10yr-1;λ2=9.8485×10-10yr-1;R=0.851;tr为源区年龄(Ma);t为成矿年龄(Ma)。小红石砬子铅锌(银)矿床的成矿年龄t取205Ma,根据斜率R可求得源区年龄为2532Ma。所测得年龄值与聂凤军等(1994)所测得的乌拉山群变质镁铁质火山岩锆石U-Pb年龄(2512±45Ma)及沈其韩等(1990)利用U-Pb法测得的乌拉山群变质年龄(2521～2517Ma)一致,暗示了上太古界乌拉山群变质岩可能为铅的初始来源,这与古老基地提供部分硫的推断一致,证实了古老变质基底对成矿的贡献。

5.5 矿床成因综合分析

对矿床成因类型的准确判定有助于深入理解矿床的形成机制,为勘查、评价和开发提供科学依据,对于矿产资源的可持续利用和矿产勘查工作的规划具有重要的指导意义。目前,小红石砬子铅锌(银)矿床成因的争论焦点集中在:VMS型矿床;中-低温热液脉型矿床;喷流沉积-热液叠加改造型矿床。本文在前人工作基础上,通过区域成矿地质背景、小红石砬子铅锌(银)矿床地质特征、地球化学特征研究,确定矿床可能的成因类型。研究发现,小红石砬子铅锌(银)矿床与VMS型矿床、喷流沉积-热液叠加改造型矿床存在明显的差异性;而与典型MVT铅锌矿床具有诸多的相似之处,地球化学特征与MVT型矿床基本一致,地质特征略有差别,主要表现在:

(1)闪锌矿中Fe、Zn含量,Ga/Ge和Zn/Cd比值以及黄铁矿Co/Ni比值均指示小红石砬子铅锌(银)矿床的成矿作用可能为与中低温盆地流体有关,即可能为中低温沉积成因热液矿床;闪锌矿稀散元素高Ge低In的含量特征、Zn/Cd比值-Cd元素含量的图解以及黄铁矿Fe/S比值均表明小红石砬子铅锌(银)矿床与世界范围典型MVT型铅锌矿床具有相似的特点。

(2)小红石砬子铅锌(银)矿床金属硫化物与赋矿围岩的δ34SV-CDT数据重叠部分较大,围岩数据分布较分散,薛春纪等(2007)指出大部分MVT矿床的S、Pb同位素组成变化范围都较大,硫化物δ34SV-CDT与围岩的δ34SV-CDT值接近,分布较分散;该特征指示小红石砬子铅锌(银)矿床可能为MVT型矿床。

(3)小红石砬子铅锌(银)矿床硫化物Pb同位素具有上地壳铅、造山带铅混合的特点,反映了源区物质的壳幔混合关系,这与典型MVT型铅锌矿床Pb同位素组成比较复杂,区域上具有分带性,铅为多来源的特征相似。

(4)典型MVT型矿床的主要赋存于碳酸盐岩建造中,具明显的岩控特征(周朝宪等,1997)。小红石砬子铅锌(银)矿床主要受构造、地层和岩性控制,构造是主要控矿因素,矿体主要呈层状产出,具层控特征;虽然矿床赋矿岩层中碳酸盐岩较少,但是该区域出露的石炭-二叠纪地层中赋存一套海相碳酸盐岩建造,在区域上存在MVT型矿床的形成条件。

(5)典型MVT铅锌矿床多数形成于造山带前陆盆地中,少数在逆冲推覆带环境中,极少数存在于大陆伸展环境中(Leach and Sangster,1993)。小红石砬子铅锌(银)矿床大地构造位置上位于华北板块北缘东段与兴蒙造山带东段南缘的交汇部位;自古生代以来,该地区因先后经历古亚洲洋闭合、造山拉张和古太平洋壳俯冲,形成了弧后伸展的环境,符合MVT矿床形成的构造背景。

综上所述,鉴于小红石砬子铅锌(银)矿床在地质特征上与典型MVT矿床的些许差别,我们推断其为与盆地中低温还原性热液流体有关的类MVT型矿床。

6 结论

(1)通过金属硫化物元素特征研究,小红石砬子铅锌(银)矿床同源金属硫化物展现出典型MVT矿床特征,成矿热液为盆地中低温还原性流体。

(2)金属硫化物和赋矿围岩S同位素数据重叠部分较大,说明围岩地层提供了主要的成矿物质;而硫化物S同位素组成相比于围岩略轻,这可能是在成矿过程中,古老基底也提供了部分较轻的硫。

(3)矿床Pb同位素具有上地壳铅、造山带铅混合的特点,指示铅为壳幔混合来源,成矿物质可能主要来自上地壳和造山带;上太古界乌拉山群变质岩可能为铅的初始来源。

(4)综合区域成矿地质背景、矿床地质特征、元素特征、S-Pb同位素特征,本文认为小红石砬子铅锌(银)矿床为与盆地中低温还原性热液流体有关的类MVT型矿床,成矿物质主要来源于围岩地层,古老的变质基底-上太古界乌拉山群变质岩对成矿也有一定的贡献。