矿C、H、O、S、Pb同位素 地球化学示踪(9)

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