山东土堆－沙旺金矿床同位素组成特征及矿床成因讨论

李红梅, 魏俊浩, 王 启, 于海涛, 刘国春, 黄祥芝

1)中国地质大学资源学院, 湖北武汉 430074;

2)内蒙古赤峰市地质矿产勘查开发院, 内蒙古赤峰 024000;

3)湖北省地质调查院, 湖北武汉 430034

山东土堆－沙旺金矿床同位素组成特征及矿床成因讨论

李红梅1,3), 魏俊浩1), 王 启2), 于海涛2), 刘国春2), 黄祥芝3)

1)中国地质大学资源学院, 湖北武汉 430074;

2)内蒙古赤峰市地质矿产勘查开发院, 内蒙古赤峰 024000;

3)湖北省地质调查院, 湖北武汉 430034

土堆－沙旺金矿床位于胶莱盆地东北缘, 为胶东东部牟平－即墨成矿带的重要组成部分。石英流体包裹体Rb－Sr等时线年龄为119±10 Ma, 与胶东大规模成矿时间一致。矿石硫化物硫同位素组成δ34S介于8.50‰～12.72‰之间, 成矿热液 δ34S∑S=10.03‰, 铅同位素组成中206Pb/204Pb＝17.12～17.86, 且具有低 μ高ω特征, 指示成矿物质来源于下地壳或地幔。氢氧同位素δ18OH2O值为+1.96‰～＋7.71‰, δD为–68.64‰～–86.47‰, 显示成矿流体主体为岩浆水, 并有部分后期大气水的参与。矿石铅同位素与同期脉岩组成接近, 且具有线性特点, 指示二者可能与早白垩世华北克拉通东部构造体制转化所引起的壳幔岩浆混合作用有关。

同位素地球化学; 年代学; 土堆－沙旺; 胶东

胶东矿集区自西向东依次分布有招远－莱州、蓬莱－栖霞、牟平－乳山三大金矿带, 金矿床主要有三种类型: 蚀变岩型(焦家式), 石英脉型(玲珑式)及盆地边缘角砾岩型(蓬家夼式)(张连昌等, 2000;杨金中等, 2001; 翟明国等, 2004a; 范宏瑞等, 2005; Mao et al. 2008)。前人对蚀变岩型和石英脉型金矿床的研究工作较详细, 对盆地边缘角砾岩型金矿床虽有涉及, 但相对较为薄弱, 除蓬家夼和发云矿外(张连昌等, 2000, 2001; Zhang et al., 2003; 杨金中等, 2000a, 2001; Mao et al. 2008), 该类型其它金矿床目前还未见相关矿床地球化学研究报道。土堆－沙旺金矿床是胶莱盆地北东缘盆地边缘角砾岩型金矿床的重要代表, 前人对其进行了基础地质及矿床地质的研究工作(徐国民等, 1998; 沈远超等, 2001; 刘玉强等, 2004; 杨金中等, 2000b; 高玉娟等, 2006), 认为其属盆地边缘滑脱断层控矿(沈远超等, 2001; 杨金中等, 2000b)。由于缺少矿床地球化学的研究, 目前对该矿床形成机理尚不清楚。本文在详细的氢氧硫铅同位素组成研究基础上, 结合同位素年代学数据, 从成矿流体－物质来源以及成矿背景的角度探讨了该矿床的成因。

1 地质背景

土堆－沙旺金矿床位于胶莱盆地东北缘(图 1),处于华北克拉通胶辽台隆胶北隆起南部, 为胶东东部牟平－即墨金矿带的重要组成部分, 为一中型金矿床。区内地层出露简单, 以古元古代荆山群为主,少量中生代莱阳群及新生代第四系。荆山群地层以大理岩、变粒岩和斜长角闪岩为主, 莱阳群主要为一套砾岩、砂砾岩地层。区内断裂构造以 NE走向为主, 构造格架自西向东由桃村断裂、郭城断裂、朱吴－崖子断裂构成, 其中前二者控制了胶莱盆地东北部的边缘, 三者均具左行压扭性特征, 为高角度平移断裂。区内含矿构造为由其派生形成的次级断裂(裂隙)构造, 以NNE和NEE向为主。区内岩浆岩广泛发育, 以晚元古代鹊山－牧牛山二长花岗岩为主, 呈“舌状”由NE向SW方向侵入于荆山群地层中。另外, 区内燕山晚期脉岩活动强烈, 侵位于荆山群地层及牧牛山岩体中, 侵位密度大, 大多呈NE走向, 主体倾向NW, 主要有二长斑岩、闪长玢岩、煌斑岩等。部分脉岩形成早于金矿化或与其同期, 其余均切割穿插金矿脉。

图1 胶东郭城地区构造位置图(a)、地质简图(b)和土堆－沙旺金矿床矿区地质图(c)(据谭俊(2009)修改)Fig. 1 Tectonic location map (a), simplified geological map (b) of Guocheng area and geological map of Tudui-Shawang gold deposit (c) (modified after Tan, 2009)

2 矿床地质特征

矿区内赋矿围岩简单, 土堆矿段以荆山群为主,而沙旺主体为牧牛山二长花岗岩。矿体定位于NNE和 NEE向两组断裂(裂隙)构造中, 位于郭城断裂下盘。已有工程控制及地表信息大致判断矿区内应存在四条矿化带, 从西向东依次为: 土堆西成矿带、土堆东成矿带、沙旺成矿带及沙旺东成矿带。矿带走向为NNE 25°左右。矿带内矿体定位严格受断裂构造控制, 以NNE和NEE向为主, NNE向控矿构造更发育, 矿区内规模较大的46、28号脉即定位于此组构造中。矿体形态以脉状为主, 局部地段呈透镜状、扁豆状和不规则状, 具分枝复合、尖灭再现、膨大狭缩的特点, 产状较缓, 平均15°～25°, 其中沙旺28号脉略陡, 局部35°左右。矿化特征上属于缓倾斜薄而富的矿体, 矿化沿构造基本连续, 但矿体间有明显的间断存在。容矿构造发育连续, 带窄, 水平延长和纵向延深的范围较大, 含矿断裂面具舒缓波状特点, 属于典型的剪切型断裂构造。目前探采较具规模的矿体主要有土堆46号和56号脉, 以及沙旺28号脉(图2)。

46号矿体呈脉状产于野头组大理岩中, 走向NNE25°左右, 整体倾向NW, 倾角20°～30°。走向控制长度250 m, 倾向延深120 m, 厚度0.66～2.31 m,平均1.44 m, 矿体品位为3.47×10-6～84.00×10-6, 平均 24.43×10-6。56号矿体呈脉状产于野头组大理岩中, 走向 NEE70°左右, 分两段, 北东段控制走向长度约100～150 m, 厚度1.42～3.30 m, 品位3.87×10-6～11.62×10-6, 南西段走向控制长度150 m左右, 倾向控制深度仅为60 m左右, 厚度0.67～4.10 m, 向西被一条近南北向后期断裂错断, 品位为 2.98×10-6～16.65×10-6。沙旺 28号脉呈脉状, 主体赋矿围岩为牧牛山二长花岗岩, 矿体总体走向 NE25°左右, 走向长度将近 1000 m, 倾向控制深度约 60 m, 厚度0.69～3.70 m, 金品位为2.82×10-6～18.68×10-6, 平均6.24×10-6。

矿石类型主要以断裂(裂隙)控矿块状硫化物为主, 兼有细脉状、网脉状、团块状及浸染状矿石, 多分布于主矿体两侧。矿石矿物组成简单, 以黄铁矿和磁黄铁矿为主, 少量黄铜矿、白铁矿、自然金等。三条主矿体中46和28号脉以黄铁矿为主, 56号脉以磁黄铁矿为主。脉石矿物有石英、绿泥石、绿帘石、阳起石、钾长石、绢云母、方解石等。矿石结构主要为自形－半自形粒状结构、它形粒状结构及熔蚀结构、交代残余结构、碎裂状结构、骸晶结构等。矿石构造以脉状、网脉状、浸染状构造为主, 其次为团块状、斑块状、斑点状、星点状、星散状、块状等构造。

围岩蚀变总体不发育, 从主矿体向两侧围岩蚀变作用范围有限。出现的蚀变类型主要有黄铁矿化、磁黄铁矿化、硅化、钾化、绢云母化、碳酸盐化、绿泥化、透辉石化、石榴石化等。矿体围岩不同, 蚀变类型也略有差别。

图2 土堆矿区472线(a)及沙旺矿区26线地质剖面图(b)(据谭俊(2009)修改)Fig. 2 Geological section along No.472 line of Tudui ore district (a) and along No.26 line of Shawang ore district (b) (modified after Tan, 2009)

成矿期次划分为以下三个阶段: (1)粗粒硫化物阶段, 主要形成早期粗粒黄铁矿和磁黄铁矿, 后多被压碎及熔蚀交代, 矿物组合简单, 基本不含金; (2)细粒石英硫化物阶段, 主要金属矿物组合为细粒黄铁矿、磁黄铁矿和黄铜矿, 以及磁铁矿和自然金。硫化物形成时硅化较强, 为金主要成矿阶段; (3)低温蚀变矿物阶段, 形成了绿泥石、绿帘石、绢云母、方解石等矿物, 基本不含金(谭俊, 2009)。

3 样品采集与分析方法

本次研究共采集了8件矿石样品进行硫和铅同位素测试。样品TK1和TK4采自土堆矿段56号矿脉, K2和K3采自土堆矿段46号矿脉, SK1、SK3 、SK4 和SK5采自沙旺矿段28号矿脉。矿石样品粉碎至200目以下并在双目镜下精选出纯度大于99%的黄铁矿或磁黄铁矿单矿物。硫铅和铷锶同位素测试在国土资源部中南矿产资源监督检测中心同位素地球化学研究室完成。共采集了 6件石英样品进行氢氧和铷锶同位素测试。石英样品破碎后在双目镜下挑选出纯度大于99%的石英单矿物, 粒径0.2～0.5 mm。氢氧同位素在中国科学院地质与地球物理研究所同位素实验室测试完成。

硫同位素样品分析流程是先将样品按比例加入Cu2O, 然后置于马弗炉内, 在 1050～1060℃真空条件下反应制备SO2, 最后在德国产MAT–251质谱仪上进行测试, 测试误差小于±0.2‰, δ34S的相对标准为V–CDT。

铅同位素测试先称取10～100 mg矿物样品于聚四氟乙烯烧杯中, 加入 HF+HNO3混合酸分解样品,蒸干, 加入6 mol/l的HCl除去溶样时带进的其它酸根离子, 最后转化成HBr: HCl为1: 2混合酸介质,离心, 然后通过阴离子交换柱, 用 HBr淋洗杂质,再用HCl将树脂转型, 最后用HCl解吸Pb。Pb同位素比值测定在MAT–261可调多接收质谱计上完成。监控Pb同位素比值测定的NBS981国际标准物质测定值207Pb/206Pb为 0.9142±0.0005, NBS981证书值:207Pb/206Pb为0.9146±0.0003。μ值(238U/204Pb)和ω值(232Th/204Pb)据S-K模式(Stacey et al., 1975)计算。

氢氧同位素测定工作在Finnigan–MAT252型质谱仪上完成。石英氧同位素组成(δ18O石英)用BrF5法制备 O2, 包裹体水的氢同位素组成 δDH2O由加热爆裂法获取包裹体内水, 经纯化去除 CO2和其它杂质气体后, 与金属铀反应转化为H2。

铷锶同位素测试准确称取0.03～0.05g石英样品和适量 (85Rb+84Sr)混合稀释剂于聚四氟乙烯溶样器中, 加入适量的HF及HClO4混合酸分解样品。采用阳离子交换技术分离 Rb与 Sr和其它杂质元素。87Sr/86Sr同位素比值同位素分析用MAT–261可调多接收质谱计测定。Rb、Sr含量采用同位素稀释质谱法测定, 用NBS987和GBW04411标准物质对仪器和分析流程进行监控。NBS987的87Sr/86Sr同位素组成测定值为 0.71034±0.00026(2σ); GBW04411长石标准物质与样品平行测定多次的平均值分别为 Rb: 249.47×10–6, Sr: 158.92×10–6,87Sr/86Sr: 0.75999± 0.00020(2σ)。

4 测试结果

4.1 硫铅同位素

矿石硫同位素分析结果列于表 1, 其组成显示土堆－沙旺金矿床矿石硫化物具有富集34S的特点,且δ34S变化范围较窄。土堆矿段黄铁矿和磁黄铁矿δ34S变化区间为8.50‰～10.28‰, 极差1.78‰, 均值9.29‰; 沙旺矿段黄铁矿的δ34S变化范围为9.12‰～12.72‰, 极差3.60‰, 均值10.64‰。在直方图上具有明显的塔式分布特点(图 3), 邻区蓬家夼金矿床矿石硫(9.70‰～12.98‰)(Mao et al., 2008; 张连昌等, 2001; 孙丰月等, 1995; 张竹如等, 1999)也表现出相似的分布特点, 说明它们具有近乎一致的来源。

表1 土堆－沙旺金矿床矿石硫铅同位素组成Table 1 Sulfur and lead isotopic composition of ores from the Tudui–Shawang gold deposit

铅同位素测试结果显示(表1), 土堆矿段矿石硫化物的206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb分别为17.124～17.862(极差 0.738)、15.413～15.454(极差0.041)、37.616～37.878(极差0.262), 沙旺矿段矿石硫化物的206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb分别为17. 079～17.248(极差 0.169)、15.359～15.433(极差0.074)、37.552～37.877(极差 0.325)。不同矿段硫化物铅同位素组成基本一致。因为郭城脉岩的成岩时代(114±2Ma和116±1Ma)(Tan et al., 2008)比较年轻,其全岩铅同位素与经过校正的铅同位素相差不大,故可近似采用脉岩全岩铅同位素与矿石铅同位素进行对比研究。分析发现, 矿石铅与矿区内伴生脉岩铅同位素组成接近(206Pb/204Pb＝17.128～17.557(谭俊, 2009))。在铅构造模式图上, 样品点位于下地壳增长线和造山带增长线之间(图 4a)和地幔增长线上(图4b), 显示了其深源特点。同时, 矿石硫化物与同期脉岩基本重叠, 且均显示较为明显的线性特征, 说明二者铅源应为不同端元的混合。

图3 土堆－沙旺金矿床和蓬家夼金矿床矿石硫同位分布素直方图Fig. 3 Histogram of sulfur isotopic composition of ores from the Tudui–Shawang and Pengjiakuang Au deposits

4.2 氢氧同位素

从表 2可以看出, 矿区及邻近采区石英的 δ18O值为 5.96‰～14.79‰, 平均值+9.89‰。根据石英的δ18O 值, 利用平衡分馏方程 1000lnα石英－水=3.38× 106/T2–3.40(Clayton et al. 1972)可求得成矿流体的氧同位素值 δ18O。成矿温度用石英中包裹体的均一温度代替。经计算后, 可看出研究区 δ18OH2O值为+1.96～7.71‰, 平均值为+3.88‰。δD为石英中流体包裹体成分值, 分析结果为–68.64‰～–86.47‰, 平均值为–77.74‰。

在流体氢氧同位素投影图中(图5), 样品点相对集中, 总体分布于岩浆水和大气降水线之间, 靠近岩浆水范围, 显示成矿流体以岩浆水为主, 并有部分大气水的参与。且投影点正好分布于蓬家夼金矿床之间, 指示两矿床成矿流体相似, 均为岩浆水混合大气水, 也与胶东其它地区金成矿流体来源具有类似性(范宏瑞等, 2005)。

图4 土堆－沙旺和蓬家夼金矿床铅构造模式图(底图据Zartman(1981))Fig. 4 Tectonic models of208Pb/204Pb versus206Pb/204Pb and207Pb/204Pb versus206Pb/204Pb for the Tudui–Shawang and Pengjiakuang gold deposits (after Zartman, 1981)

表2 土堆－沙旺金矿区及蓬家夼金矿床氢氧同位素组成Table 2 Hydrogen and oxygen isotopic composition of the Tudui–Shawang and Pengjiakuang gold deposits

图5 土堆－沙旺及蓬家夼金矿床成矿流体氢氧同位素投影图(底图据: Taylor, 1974; 东秦岭中生代大气降水范围据:张理刚, 1989)Fig. 5 δD–δ18OH2Oplot for ore fluids in the Tudui–Shawang and Pengjiakuang Au deposits (base map after Taylor, 1974, and the range of Mesozoic meteoric water in east Qinling after Zhang, 1989)

4.3 Rb–Sr同位素

石英中流体包裹体 Rb 含量为 0.2957×10–6～11.2700×10–6, Sr含量为 0.7383×10–6～7.2490×10–6,87Rb/86Sr比值为 0.233～9.205,87Sr/86Sr比值范围为0.71246～0.72848(表 3), 总体显示了较高的87Sr/86Sr同位素组成特点。在石英流体包裹体Rb–Sr等时线图(图6)中, 剔除一个异常点LQ2外, 其余5个样品点拟合成一条线性关系良好的等时线, 相应等时线年龄为 119±10Ma。87Sr/86Sr初始比值为 0.71211± 0.00084, 与玲珑、焦家和马家窑等金矿床(0.7104～0.7163)(李华芹等, 1993)接近, 反映胶东地区成矿物质来源的相似性。

表3 土堆-沙旺金矿床Rb–Sr分析结果Table 3 Rb-Sr isotopic composition of the Tudui–Shawang gold deposit

图6 土堆－沙旺金矿床Rb-Sr等时线图解Fig. 6 Rb-Sr isochron age of the Tudui–Shawang gold deposit

5 讨论

5.1 成矿时代

土堆－沙旺金矿床成矿后闪长玢岩锆石LA–ICPMS U–Pb年龄为116±1 Ma(Tan et al. , 2008),限定了成矿年代的下限。邻区蓬家夼金矿床形成时间为121～117 Ma(Zhang et al., 2003; Li et al., 2006),为研究区成矿时代确定提供了重要参考。本次研究获得土堆－沙旺金矿床石英流体包裹体 Rb–Sr等时线年龄为 119±10 Ma, 表明该矿床成矿时间应为早白垩世, 与胶东金矿集中区已报道的金主要成矿年龄为 120 Ma左右一致(范宏瑞等, 2005; 陈衍景等, 2004; Zhai et al., 2002)，表明胶东地区不同类型金矿床是在一个相当短或者集中的时间范围内爆发式形成的。胶莱盆地边缘角砾岩型金矿床与蚀变岩型和石英脉型金成矿可能是在相同的构造体系下形成,并具有统一的动力学背景和深部演化过程。

5.2 成矿物质来源

硫铅同位素是示踪成矿物质来源的有效手段之一。土堆－沙旺金矿床的硫化物矿物简单, 主要为黄铁矿和磁黄铁矿, 因此成矿热液的总硫同位素可以近似等于黄铁矿的硫同位素组成(Ohmoto, 1972),即成矿热液的总硫同位素 δ34S∑S应为 10.03‰左右(表1)。根据邻区同类型蓬家夼金矿床成矿流体的物理化学条件(杨金中等, 2000a), 由δ34Spy– fO2– pH相图(Ohmoto, 1972)可知(图 7), 蓬家夼金矿床的成矿流体总硫也可以近似用黄铁矿的硫同位素组成(张连昌等, 2002)代替, δ34S∑S约为11.01‰。二者成矿流体总硫同位素基本一致, 表明硫源的相似性。同时也与胶东西部地区金矿床 δ34S∑S=10‰(王义文等, 2002)十分接近。根据土堆－沙旺金矿床矿物组合反应的成矿流体物理化学条件(Ohmoto, 1972)和蓬家夼金矿床成矿流体物理化学条件(杨金中等, 2000a)做出的δ34Spy– fO2– pH相图中(图7), 二者大致位于fO2较低的B区。

胶东地区虽然成矿热液的总硫同位素组成基本一致, 但各种类型金矿床测试的矿石硫化物硫同位素组成略显差异性, 即从石英脉型、蚀变岩型到盆地边缘角砾岩型具有依次增高的特点(Mao et al., 2008; 王义文等, 2002)。典型热液成矿条件下形成的硫化物硫同位素组成相图(图 7)可以很好地解释这种现象: 石英脉型金矿床成矿热液的fO2最高, 位于相图的Q区, 黄铁矿的δ34S相对较低, 而盆地边缘角砾岩型金矿床的 fO2最低, 位于 B区, 黄铁矿的δ34S相对较高。蚀变岩型金矿床成矿热液的fO2介于前两者之间, 位于相图 F区, 黄铁矿的 δ34S也介于前两者之间。由此说明三种不同类型的金矿类型具有统一的成矿热液系统, 这与前人研究结果一致(Mao et al., 2008)。

图7 胶东地区金矿床δ34Spy– fO2– pH关系图解T = 250 ℃, I = 1. 0, δ34S∑S= 10‰底图据Ohmoto(1972)、王义文等(2002)改编。溶液的fO2、图PH范围详细注解及取值见杨金中等(2000a)、Ohmoto(1972)、王义文等(2002)、陈光远等(1989)Fig. 7 Composite diagram showing the δ34Spy– fO2–pH relationships of gold deposits in Jiaodong Peninsula T = 250 ℃, I = 1. 0, δ34S∑S= 10‰Base plot modified after Ohmoto, 1972 and Wang et al., 2002. fO2and pH range and values of ore–fluid system after Yang et al., 2000a; Ohmoto, 1972; Wang et al., 2002 and Cheng et al., 1989

图8 胶东地区金矿床及变质岩、岩浆岩硫同位素组成图Fig. 8 Sulfur isotopic compositions of gold deposits, metamorphic rocks and magmatic rocks

土堆－沙旺金矿床成矿热液 δ34S∑S=10.03‰指示硫源相对复杂, 具有多源性, 明显高于幔源硫及石英脉型和蚀变岩型金矿床(Mao et al., 2008; 王义文等, 2002; 黄德业, 1994), 与荆山群地层(张竹如等, 1999)类似(图8), 因此可以推测围岩荆山群为成矿热液提供了部分硫源。研究区内广泛发育的中生代岩浆岩为各类高密度侵位脉岩, 并与金矿脉具有密切的时空分布关系。胶东地区中基性脉岩δ34S为5.3‰～10.8‰(黄德业, 1994), 山东地质三队在牟乳地区测试的黄铁更长岩的 δ34S为 9.2‰～13.68‰(夏林, 2003), 均值 11.4, 略低于或略高于土堆－沙旺金矿床成矿热液δ34S∑S, 因此, 与矿体密切伴生的脉岩存在为成矿热液提供硫源的可能性, 这种可能性得到了土堆－沙旺金矿床脉岩斑晶矿物中原生硫化物与矿石硫化物一致的Au/Cu (2.50)及Ag/Au (0.20)比值的有力支持(谭俊, 2009)。已有研究表明, 脉岩岩浆源区为富镁幔源岩浆与壳源岩浆混合作用的产物(Tan et al., 2008), 因此, 成矿热液中硫源可能与脉岩来自同一或类似源区, 在上升成矿过程中又萃取了围岩荆山群中的硫及成矿物质。

铅构造模式图(图 4)显示矿石铅应来自于深源,并且与邻区蓬家夼金矿床(张连昌等, 2002; 孙丰月等, 1995)具有一致性, 说明两者成矿物质来源、成矿物理化学条件、成矿流体与围岩的相互作用基本类似。根据S–K两阶段模式(Stacey et al., 1975)计算,土堆－沙旺矿石铅同位素的μ值为9.17～9.34, 均值9.27, 低于平均地壳μ=9.74; ω值为35.63～43.44, 均值 40.79, 高于平均地壳铅 ω=36.84, 说明二者矿石铅具有低μ高ω特征, 指示矿石铅可能来源于下部地壳或上地幔(Stacey et al., 1975)。

此外, 土堆－沙旺金矿床矿石铅分布具有较为明显的线性, 可能的机制有: (1)能拟合成一条等时线(Harkins et al., 2008; Stendal, 1998), (2)不同来源铅的混合(Billstrom, 1990; Frimmel et al., 2004)。在这里线性不能被解释成等时线, 根据S–K模式计算出来的模式年龄范围为 1037～384 Ma, 明显大于成矿年龄, 因此这种线性趋势指示了矿石铅是由不同的端元混合而成。研究区内矿石与脉岩的成矿成岩时间一致, 两者铅组成分布基本重合, 且脉岩样品点线性特征明显(图4), 说明二者具有一致的混合源区。围岩二长花岗岩的铅同位素组成略高于矿石铅,但是无法进行年龄校正, 所以不能与矿石铅对比。因为牧牛山岩体为新元古代侵位, 不可能直接为中生代成矿作用提供岩浆热液, 仅存在成矿热液流经岩体时萃取其中成矿元素的可能性。荆山群没有铅同位素数据供分析, 但是不能排除其提供铅源及成矿物质的可能性。据现有研究, 脉岩与矿石铅具有基本一致的铅同位素组成, 且两者的铅同位素分布均具线性特征, 表明矿石与脉岩具有相同或类似的铅源。已有研究表明脉岩为壳幔作用的产物, 因此矿石铅最有可能来源于与脉岩相同或类似的壳幔岩浆混合源区。

与焦家和玲珑金矿床相比, 土堆－沙旺和蓬家夼金矿床具有与其近乎一致的铅同位素组成(表 4),说明胶东矿集区的金矿具有相同或相似的铅源, 金成矿可能是在相当短的时间内, 在同一成矿背景下和同一构造岩浆流体成矿系统下集中完成的(范宏瑞等, 2005; Mao et al., 2008)。

5.3 成矿流体

氢氧同位素组成图解显示(图5), 投影点除一个位于岩浆水的范围外, 土堆－沙旺金矿床其它分析点均落在了岩浆水和大气降水线之间, 并靠近岩浆水范围。土堆－沙旺及蓬家夼金矿床成矿流体相似,均显示出了岩浆水混合大气水的特点。已有研究表明, 胶东矿集区内不同类型和不同位置的金矿床具有较一致的成矿流体介质条件, 初始成矿流体以岩浆水为主, 中晚期混有天水, 组成了岩浆水－天水的复合或混合成矿序列(范宏瑞等, 2005)。初始成矿流体岩浆水有可能是基性幔源脉岩岩浆在地壳浅部经脱水作用所形成的岩浆水(Fan et al., 2003; Zhou et al., 2003)。因此, 土堆－沙旺金矿床成矿流体与胶东矿集区其它金矿床的成矿流体亦基本一致, 以岩浆水为主, 后期并混合了大气降水, 这里所说的岩浆水可能是由幔源岩浆脱水而形成。

表4 土堆－沙旺金矿床与蓬家夼、焦家和玲珑金矿床矿石铅同位素组成对比表Table 4 Comparison of lead isotopic compositions of ores from the Tudui-Shawang, Pengjiakuang, Jiaojia, and Linglong gold deposits

5.4 成矿机制

华北克拉通中生代 120 Ma左右构造体制发生了重大转折, 由挤压构造体制转化为伸展构造体制,由EW向转变为NNE向的盆岭构造格局(翟明国等, 2004b)。华北东部陆壳特别是下地壳物质发生了剧烈重组和重熔, 岩石圈地幔和下地壳发生大规模置换(翟明国等, 2003, 2004b), 造成了强烈的岩浆活动(许文良等, 2004; 张田等, 2007; Wu et al., 2005)，发生了大规模的地幔上涌和岩石圈减薄(郑建平等, 1999; Gao et al., 2004), 壳幔相互作用形成了一个统一的成矿流体系统(Mao et al., 2008; 翟明国等, 2003), 与此同时爆发了金的大规模集中成矿。

土堆——沙旺金矿床位于胶东金矿集中区中东部, 郯庐断裂带重要分支－郭城断裂带内。早白垩世郭城断裂带发生了大规模左行走滑引张运动(谭俊, 2009), 在矿区内派生形成了NNE和NEE向两组断裂(裂隙)构造。来自地幔和下地壳混合岩浆携带成矿物质和热能上升到一定高度后, 成矿热液携带成矿物质进入NNE和NEE向断裂(裂隙), 因温度压力的降低及其它因素影响, 具有较低氧逸度(fO2= 5.9～8.9×10–40Pa)和弱酸性(pH 值=5.67～6.30)(杨金中等, 2000a)的成矿热液, 在 250～300℃, 700～500 bar(孙丰月等, 1995; 杨金中, 2000c)的温压条件下卸载成矿。在成矿热液上升过程中, 萃取围岩荆山群中的硫和成矿物质, 并于成矿后期有大气降水的混入。土堆－沙旺金矿床具有与焦家式和玲珑式金矿床相似的硫和铅同位素组成, 说明了胶东矿集区具有类似的成矿物质来源。白垩纪华北中生代构造体制转折期间, 来自深部壳幔作用源区的成矿物质在胶东不同构造部位形成了石英脉型、蚀变岩型和盆地边缘角砾岩型金矿床。土堆－沙旺金矿床成矿物质可能来源于与伴生脉岩一致或类似的壳幔岩浆混合源区和围岩。

6 结论

1. 土堆－沙旺金矿床成矿热液的总硫同位素δ34S∑S为 10.03‰左右, 与胶西北地区金成矿流体10‰左右的总硫同位素接近, 表明胶东地区中生代金成矿物质来源的类似性。研究区成矿热液的硫源应为混合硫, 继承了伴生脉岩深部岩浆源区同位素及元素比值特点, 并萃取了围岩荆山群的硫;

2. 矿石硫化物铅同位素具有低μ高ω组成特点,206Pb/204Pb＝17.12～17.86。铅构造模式和S–K两阶段模式分析显示矿石铅来源于下地壳或地幔, 指示成矿物质可能与伴生脉岩均来自深部壳幔岩浆混合源区, 至少脉岩提供了铅及成矿物质;

3. 氢氧同位素指示成矿流体主体为岩浆水, 并有后期大气降水的参与。初始岩浆热液流体成分可能为地幔流体的衍生物;

4. 石英流体包裹体 Rb–Sr等时线年龄为119±10Ma, 与胶东矿集区大规模金爆发式成矿作用时间一致, 表明研究区所代表的盆地边缘角砾岩型金矿床与胶东石英脉型及蚀变岩型在成矿动力学背景上类似, 可能与白垩纪华北克拉通东部中生代构造体制转折有关。

致谢: 论文研究得到了教育部创新团队发展计划(批准号: IRT0755)和中央高校基本科研业务费专项资金资助项目资助。谭俊博士对文章提出了宝贵的修改意见, 李艳军博士在文章的修改过程中也提供了很大的帮助, 在此表示衷心感谢！

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Isotopic Composition Features and Ore-forming Mechanism of the Tudui-Shawang Gold Deposit in Shandong Province

LI Hong-mei1,3), WEI Jun-hao1), WANG Qi2), YU Hai-tao2), LIU Guo-chun2)，HUANG Xiang-zhi3)
1) Faculty of Earth Resources, China University of Geosciences, Wuhan, Hubei 430074;
2) Inner Mongolia Institute of Geology and Mineral Exploration and Development, Chifeng, Inner Mongolia 024000;

3) Hubei Institute of Geological Survey, Wuhan, Hubei 430034

The Tudui-Shawang gold deposit lies in the northeastern margin of the Jiaolai basin and is located at the center of the Rushan-Mouping gold belt in Jiaodong Peninsula. The Rb-Sr isochron age of the fluid inclusions in quartz is about 119±10 Ma, which is consistent with the main stage of the extensive gold mineralization in the Jiaodong gold province. The sulfur isotopic composition of ores ranges from 8.5‰ to 12.72‰, implying an ore fluid with δ34S∑Sequal to10.03‰. Ore sulfides have206Pb/204Pb of 17.12～17.86 and exhibit low μ but high ω values, indicating the derivation of ore-forming materials from the lower crust or the mantle. δD and recalculated δ18OH2Ovalues vary from –68.64 to –86.47‰ and from +1.96‰ to +7.71‰ respectively, implying that the ore fluid was dominated by magmatic water with the participation of some later meteoric water. Pb isotopes of ore sulfides are coincident with those of contemporaneous dikes and their linear array suggests that both of them might have been related to the change of tectonic regime of the eastern North China craton during the Early Cretaceous.

isotopic geochemistry; geochronology; Tudui-Shawang; Jiaodong

P597.2; P597.3; P611

A

1006-3021(2010)06-791-12

本文由教育部创新团队发展计划项目(编号: IRT0755)和中央高校基本科研业务费专项资金资助项目联合资助。

2010-03-15; 改回日期: 2010-05-04。责任编辑: 魏乐军。

李红梅, 女, 1970年生。博士。主要从事矿床地球化学研究工作。E-mail: hblhm102@163.com。