黔东南从江地虎铜多金属矿床成因研究：来自铂族元素和年代学的证据

申娴达 王 琼 息朝庄 李艳桃

(1.贵州省有色金属和核工业地质勘查局七总队；2.贵州省有色金属和核工业地质勘查局核资源地质调查院)

黔东南从江地虎铜多金属矿处于江南古岛弧西段的党扭断层北盘的加车鼻状背斜北东翼，党扭断层北盘为铜、金、银、铅、锌多金属成矿带，地虎矿床即位于该成矿带上。区域经历了四堡期、雪峰期、加里东期和华力西—印支期、燕山—喜马拉雅期等多期次构造运动，岩浆岩活动频繁，变质变形强烈，构造形迹复杂[1]。区域分布有早元古宙四堡群、晚元古宙下江群甲路组、晚元古宙下江群乌叶组、晚元古宙番召组等地层，在岩体内和边缘接触带、中—晚元古宙地层、层状基性—超基性岩体中均有不同类型矿床出现，为有利的成矿区域。本研究结合相关同位素分析成果，对地虎铜多金属矿床成因进行厘定，为该区后续找矿工作提供可靠依据。

1 矿区地质特征

地虎铜多金属矿位于从江地虎—翁浪—摆容韧性剪切带上(图1)。矿区赋矿地层为下江群甲路组，围岩蚀变作用强烈；蚀变类型主要为硅化和绿泥石化，其次为绢云母化、黄铜矿化、黄铁矿化、方铅矿化、闪锌矿化等。区内矿石中的主要金属矿物有黄铜矿、黄铁矿、磁铁矿、方铅矿、闪锌矿，非金属矿物主要有石英、绿泥石、绢云母。矿石矿物主要在热液成矿期的石英—多金属硫化物阶段生成，矿体形态受该剪切带及其之上的次级褶皱联合控制，蚀变体控制着含矿带和含矿体的产出。

图1 从江地虎铜多金属矿区域地质特征(1∶50 000)

2 矿床地球化学特征

2.1 铂族元素分析

铂族元素(PGE)是研究与基性—超基性岩浆活动有关的各类金属矿床的有效手段[2]，在示踪贵金属、铜镍硫化物等与地幔来源岩浆作用有关的矿床成因方面发挥了重要作用[3-4]。由于PGE为高度亲铁元素，导致它们富集于地核中，少量分布于地幔。在壳幔相互作用过程中，铂族元素从地幔向地壳迁移，因其熔点的差异，在演化过程中会产生分异[5]。地壳、酸性岩浆岩中PGE含量较低，地幔来源的铁镁质岩石则具有较高的PGE含量。因此，PGE现已成为示踪地幔来源岩浆起源和演化的重要方法。

为进一步确定地虎铜多金属矿的成矿物质来源和含矿流体性质，本研究采集了蚀变岩型金矿石样品进行PGE分析，并与黔东南基性岩进行对比。位于同一剪切带上的地虎铜多金属矿床、九星铜多金属矿床、翁浪金矿床形成于相同地质构造背景，空间上密切共生，具有相似的成矿特征，如容矿地层和岩石类型相同、成矿温度和盐度相近、构造变形特征相似等。因此，可选用翁浪金矿床、九星铜多金属矿床中的蚀变岩型金矿石进行PGE分析，以示踪地虎铜多金属矿床的成矿物质来源。共采集了6件翁浪—九星地区的金矿石样品和5件黔东南地区基性岩石样品进行铂族元素(PGE)测试分析，结果见表1、表2。

表1 翁浪—九星金矿石铂族元素分析结果

注：分析测试单位为中国科学院地球化学研究所。

表2 黔东南基性岩石铂族元素分析结果

注：分析测试单位为中国科学院地球化学研究所。

由于铂族元素在岩浆作用过程中地球化学行为的明显差异，w(Pd)/w(Ir)值变化可以反映地幔的熔融程度[4]。分析表1、表2可知：①蚀变岩型金矿石的w(Pd)/w(Ir)值为3.5～406.722，基性岩的w(Pd)/w(Ir)为4.267～35.75，远大于原始地幔值(1.22)以及球粒陨石值(1.01)，除WL-3-1、WL-6-2 2件样品外，蚀变岩型金矿石的w(Pd)/w(Ir)值远大于基性岩的w(Pd)/w(Ir)值；②w(Pd)/w(Pt)与w(Pd)/w(Ir)值变化特征基本一致，与地幔低度熔融形成的正常洋脊玄武岩(N-MORB)[6]、大陆拉斑玄武岩的特征值较接近[7]；③蚀变作用对Rh、Pt、Pd、Ru富集的影响较大，热液蚀变使Pd迁移，在与岩浆有关的Cu-Ni(Cu)硫化物矿床中Rh、Pt、Pd、Ru相对富集，说明矿区成矿金属来源与岩浆活动、区域内基性岩有关，暗示部分成矿物质来源于上地幔熔融程度偏低的岩浆。

表1中的铂族元素分析值经原始地幔成分标准化处理后的PGE配分曲线见图2。由图2可知：矿石的PGE含量明显低于原始地幔值，Ir、Ru、Rh均相对于地幔亏损，Pt、Pd相对于地幔轻度亏损，仅有JX-3-2样品中Pd出现富集；Ir组元素与Pd组元素之间发生了显著的分异，总体上矿石中PGE分布与玄武岩浆相似。

图2 翁浪—九星地区金矿石的PGE原始地幔标准化曲线

表2中的铂族元素分析值经原始地幔成分标准化处理后的PGE配分曲线见图3。分析图3可知：该类曲线与储雪蕾等[2]总结的大陆拉斑玄武岩的PGE配分曲线较为接近，其特征是Ir组元素分异小，而Pd组元素分异程度大，反映了该类岩体具有亲岛弧和被地壳物质混染的特点。

图3 黔东南基性岩石的PGE原始地幔标准化曲线

综合分析可知：矿石与基性岩具有类似的正斜率PGE分布特征，且与玄武岩的PGE分布特征相似，反映了两者在物质来源方面具有密切关系，说明该矿床的成矿金属来源与岩浆活动、区域内基性岩有关，暗示部分成矿物质来源于上地幔熔融程度偏低的岩浆，基性岩浆在形成和上升就位过程中受到了地壳不同程度的混染影响。

2.2 铷锶同位素分析

铷、锶仅能赋存于硫化物包裹体矿物或流体包裹体中[8]，锶同位素的分馏作用不明显，故锶同位素为示踪成矿流体和成矿物质来源的重要指示剂[9]。w(87Sr)/w(86Sr)初始值对于示踪物质来源、壳幔物质演化及壳幔相互作用均具有重要意义。地虎铜多金属矿床与九星铜多金属矿床在空间上密切共生，具有相同的地质构造背景以及相似的成矿特征。因此，本研究选用九星铜多金属矿床黄铁矿进行Rr-Sr同位素分析和年龄测定，以示踪成矿物质来源，并以该同位素年龄代表地虎铜多金属矿床的成矿时代。本研究共采集了10件成矿期黄铁矿、5件花岗斑岩、5件辉绿岩样品进行Rb-Sr同位素分析，结果见表3、表4。

表3 九星铜多金属矿床黄铁矿Rb-Sr同位素分析结果

注：分析测试单位为国土资源部武汉地质调查中心。

表4 黔东南那哥花岗斑岩、辉绿岩锶同位素含量比值

注：分析测试单位为国土资源部武汉地质调查中心。

据表3分析可知：w(87Sr)/w(86Sr)初始值为0.744 949±0.000 395，相关系数R=0.998 7，等时线年龄为(691.2±17.9)Ma(图4)。

图4 黄铁矿Rb-Sr同位素等时线年龄

综合分析表3、表4及相关测试分析结果可知：10件黄铁矿样品w(87Rb)/w(86Sr)为0.329 7～1.899，数值变化大，w(87Sr)/w(86Sr)为0.726 06～0.763 75，高于地幔值0.699；5件辉绿岩样品w(87Sr)/w(86Sr)为0.717 27～0.722 71；区域内4件铁镁质—超铁镁质岩石样品w(87Sr)/w(86Sr)分别为0.737 249、0.725 527、0.722 637、0.709 677，w(87Sr)/w(86Sr)初始值分别为0.719、0.715、0.719、0.707[10]；5件花岗斑岩样品w(87Sr)/w(86Sr)为0.761 26～0.916 03；矿区2件花岗岩样品w(87Sr)/w(86Sr)分别为0.726、0.735[11]，3件花岗岩样品w(87Sr)/w(86Sr)分别为0.739 7、0.741 4、0.740 7[12]，均大于幔源岩浆值0.707，表明矿区内的花岗岩具有壳源特征。

总体上，黄铁矿w(87Sr)/w(86Sr)初始值大于基性—超基性岩w(87Sr)/w(86Sr)值，且略小于区内花岗岩w(87Sr)/w(86Sr)值，更接近于花岗岩，说明矿区成矿物质来源于地壳，与区域内隐伏花岗岩有关，推测部分成矿物质来源于花岗岩。

从江地区铜矿主要产于从江南部花岗岩体内，在岩体的内外接触带或之外的滑脱构造带、断裂带中也有铜矿产出，舒家湾铜矿、南加铜矿、高华铜矿点等主要分布于早期侵入的花岗岩中的NW向、EW向、NE向断裂带内。地虎、九星铜多金属矿则分布于翁浪—地虎构造滑脱带中，铜矿化与花岗岩具有一定的成因联系，花岗岩具有可能形成铜矿的条件[13]。在摩天岭花岗岩体北缘成矿区，成矿热能主要来自构造能及花岗岩浆热能，形成了由花岗岩体内接触带向外侧高温—低温成矿的一个逐渐演替的矿床系列(即钨锡矿床—铜铅锌矿床—锑矿床)及元素异常系列[14]。因此，区域内可以围绕花岗岩寻找铜矿。

2.3 钐钕同位素分析

由于各种地质作用很难使Sm和Nd发生分离和迁移，故而Nd同位素在探讨地幔、地壳演化、壳幔交换、岩石成因和物质来源等方面具有十分重要的意义。Nd同位素初始比值(w(143Nd)/w(144Nd))为Nd同位素地球化学示踪的重要基础。地虎铜多金属矿床甲路组二段地层中存在较多的石英方解石脉(图5)，前人对区域内剪切带构造控矿规律进行研究时，认为方解石的形成时代与成矿时代相当。因此，可以对石英方解石脉中的方解石进行Sm-Nd同位素分析和年龄测定，以示踪矿床成矿物质来源，并以此年龄来作为该矿床的成矿时代。

图5 地虎矿区甲路组二段中的石英方解石脉

本研究在石英方解石脉中采集了4件方解石样品，在加榜岩体中采集了5件辉绿岩样品进行Sm-Nd同位素分析，结果分别见表5、表6。

表5 方解石样品Sm-Nd同位素分析结果

注：分析测试单位为国土资源部武汉地质调查中心。

表6 辉绿岩样品Sm-Nd同位素分析结果

注：分析测试单位为国土资源部武汉地质调查中心。

据表5分析可知：方解石w(143Nd)/w(144Nd)初始值为0.511 484±0.000 006，相关系数R=0.999 9，等时线年龄为(662.3±6.6)Ma。

图6 方解石Sm-Nd同位素等时线年龄

由表5、表6及相关测试分析结果可知：辉绿岩w(147Sm)/w(144Nd)变化较小，为0.1060～0.149 5，w(143Nd)/w(144Nd)为0.512 227～0.512 511，w(Sm)/w(Nd)为0.175～0.247，w(Sm)/w(Nd)均值(0.228)小于未发生分馏作用的球粒陨石的w(Sm)/w(Nd)均值(0.333)，并且在自然界各岩石的w(Sm)/w(Nd)值变化范围(0.1～0.5)内；方解石w(147Sm)/w(144Nd)为0.116 3～0.148 5，w(147Sm)/w(144Nd)平均为0.127 95，小于地壳岩石值0.195；方解石w(143Nd)/w(144Nd)初始值小于那哥辉绿岩w(143Nd)/w(144Nd)值，明显偏离亏损地幔和球粒陨石值。可见，地虎铜多金属矿床的成矿物质来源于地壳，此外金井、平秋2个矿床的w(187Os)/w(188Os)初始值也指示出该区域内矿床的部分成矿物质来源于地壳[15]。

3 成矿时代

现阶段，学术界对于黔东南地区金矿成矿时代的研究主要存在3种观点：武陵—雪峰期(1 000～800 Ma)成矿[16-18]；加里东期(370～450 Ma)成矿[19-22]；兼有加里东期、印支—燕山期2期成矿[23-26]。黔东南蚀变岩型矿床与石英脉型矿床的成矿时代有所差别，前者主要产于黎平水口南江、金抗一带、天柱枫溪一带以及从江翁浪、地虎、九星、摆容一带，地虎铜多金属矿为该区蚀变岩型矿床的典型代表；后者位于东南部天柱、锦屏及黎平等县境内，典型矿床有平秋、同古、八克、金井、金头等矿床。黔东南地区与比邻的湘西地区的石英脉型金矿的同位素年龄如表7所示。

区域内的平秋金矿存在石英脉型和构造蚀变岩型2种类型[28]。朱笑青等[22]研究认为黔东南石英脉型金矿床的形成时代主要为加里东期，距今500～400 Ma；王加昇等[15]通过采集蚀变岩型毒砂样品进行铼-锇法测年得出的平秋金矿的成矿年龄为(400±24)Ma，属加里东期，认为与该区域基底断裂形成时代一致，说明该期金矿的形成与区域韧性剪切作用密不可分，此外，该学者进一步采集了石英大脉型毒砂样品进行铼-锇法测年得出的金井金矿的成矿年龄为(174±15)Ma，属印支—燕山期，与史明魁等[29]用石英中流体包裹体铷锶法定年得出的湘中龙山金矿的成矿年龄(175 Ma)一致，认为该区至少存在加里东期、印支—燕山期2个重要的成矿期。

表7 黔东南地区与其邻区的石英脉型金矿的同位素年龄[15,22,24,27-28,31]

总体上，黔东南石英脉型金矿的成矿年龄与其比邻的湘西南、湘北石英脉型金矿的成矿年龄相近，其主要成矿时代应为加里东期，诸多Rb-Sr、K-Ar以及Sm-Nd法测定的成矿年龄都在该范围内；加里东期为区域内含金石英脉的主要形成时代，与区域比邻的湘西同类型金矿的形成时代一致[22]。

本研究经过黄铁矿Rb-Sr同位素和方解石Sm-Nd同位素年龄测定，所得出的等时线年龄分别为(691.2±17.9)Ma和(662.3±6.6)Ma，有别于区域内石英脉型金矿的成矿年龄(约400 Ma)，表明区域内蚀变岩型矿床与石英脉型矿床为不同成矿时代的产物。

4 结 论

(1)矿区金属来源与岩浆活动、区域内基性岩浆岩有关，铜、铅、锌等成矿物质来源于地壳，与区域内隐伏花岗岩有关，推测部分成矿物质来源于花岗岩，因此在该区域内花岗岩周围寻找铜矿具有一定的效果。

(2)区域矿床成因类型为蚀变岩型矿床与石英脉型矿床，两者为不同成矿时代的产物。

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