矿C、H、O、S、Pb同位素 地球化学示踪(11)

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

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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

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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

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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

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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

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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

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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、

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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)