相山铀矿田西部地区深部多金属矿化成矿年代与成矿流体演化：Rb-Sr同位素体系的制约

2019-10-11刘军港李子颖聂江涛张万良王勇剑田明明

岩石学报 2019年9期

刘军港李子颖聂江涛张万良王勇剑田明明

1. 核工业北京地质研究院, 中核集团铀资源勘查与评价技术重点实验室，北京 1000292. 核工业270研究所,南昌 330200

在矿床学研究中，热液矿床的直接定年一直是研究的难点，但却是探讨成矿物质来源、认识成矿时代和地质事件之间关系以及建立矿床成因模式的关键。目前常用的定年方法包括硫化物Rb-Sr法(Nakaietal., 1990; Christensenetal., 1995)、辉钼矿Re-Os方法(Steinetal., 1998; Maoetal., 1999; Pengetal., 2006; Huetal., 2012)、脉石矿物Sm-Nd法(Belletal., 1989; Jiangetal., 2000; Pengetal., 2003; Henjes-Kunstetal., 2014)、黄铁矿40Ar-39Ar法(Yorketal., 1982; Smithetal., 2001)等。其中闪锌矿的Rb-Sr等时线测年被公认为是铅锌矿床较理想的定年方法(Nakaietal., 1993)。闪锌矿是铅锌矿床的主要矿石矿物之一，在许多铅锌矿床中闪锌矿常具多个世代、多种结构、多种颜色产出，表明其形成贯穿整个成矿过程，且闪锌矿中Rb、Sr主要赋存在包裹体或者矿物晶格中，其Rb、Sr含量和Rb/Sr比值会有变化，从而满足定年的条件，具有直接定年的潜力(Nakaietal., 1990; 赵葵东和蒋少涌, 2004)。该方法首次成功应用于美国田纳西密西西比河谷型(MVT)铅锌矿床，获得矿床形成的精确年龄为377±29Ma (Nakaietal., 1990)。此后，闪锌矿的Rb-Sr同位素定年方法被学者广泛采用(Brannonetal., 1992; Schneideretal., 2003; 徐贻赣等, 2013; Huetal., 2015)，近几年来，该方法进一步发展应用于其他金属硫化物，如黄铁矿(Yang and Zhou, 2001; 韩以贵等, 2007; Lietal., 2008)、黄铜矿(张瑞斌等, 2008; Wanetal., 2009)以及硫砷铊汞矿(Tretbaretal., 2000)等，取得了良好的定年效果。

Rb-Sr同位素体系除用于直接测定成矿时间外，Sr同位素还能够提供成矿流体来源和演化方面信息(Kesleretal., 1983; Castorina and Masi, 2000)。Sr和Ca离子半径相近，因此Sr常以分散状态出现在含Ca的矿物中，如方解石、斜长石、磷灰石等(Chapman and Spooner, 1977)。而Rb和K离子半径也很接近，因此在云母、长石等含K矿物中Rb的衰变会使得矿物中87Sr逐渐增多(Belletal., 1989)。但是，由于Rb和Sr不能进入硫化物晶格，仅能赋存于硫化物的包体矿物(通常为云母、长石等热液矿物)或流体包裹体中(Nakaietal., 1990; 李华芹, 1993)，因此，硫化物的Sr同位素组成可反映硫化物沉淀时的流体特征(Barton and Hallbauer, 1996; Lüders and Ziemann, 1999; Voicuetal., 2000)，此外，Sr同位素属于重同位素，同位素分馏作用不明显，因此Sr同位素是示踪成矿流体来源的重要指示剂(Pettke and Diamond, 1997; 祁进平等, 2009; Moussaetal., 2017)。

赣杭构造带是我国最主要的火山岩型铀成矿带，发育有相山、大洲、新路、盛源等多个含铀火山盆地，同时也发育有冷水坑铅锌银矿、德兴铜矿、银山铅锌银矿、金山金矿等多个铜铅锌银金矿床，构成了一条罕见的板内U、Cu、Pb、Zn、Ag、Au、W、Sn、Nb、Ta、REE等铀多金属成矿带(Zawetal., 2007; 毛景文等, 2008, 2011; Hu and Zhou, 2012)。该带上的相山矿田是我国最富、最大的火山岩型铀矿田，几十年来，大量学者对该矿田内的铀矿床开展了详细的矿床特征(Linetal., 2006; 邵飞等, 2008)、成矿流体特征(Huetal., 2009; 张树明等, 2012)、成矿年代学及成矿物质来源(范洪海等, 2001; Jiangetal., 2006; 邵飞等, 2008)、成矿机理(范洪海等, 2003; 张万良和余西垂, 2011; 李子颖等, 2014)等方面的研究工作，认为相山地区火山岩型铀矿主成矿时代晚于围岩火山岩约40Ma，且成矿过程中有幔源组分的参与(赵军红等, 2002; Huetal., 2008, 2009;李子颖等, 2014)。近年来，随着勘探深度不断增加，在相山深部相继发现了大量热液脉状多金属矿化，且矿化出现铜-铅锌-银的分带现象(刘军港等，2019b)。前人对相山深部的多金属开展了矿化地质特征(杨庆坤等, 2014; 张万良和邹茂卿, 2014; 王健等, 2016)、矿石组构学和矿物学(刘军港等, 2019b)、石英和方解石流体包裹体(聂江涛等, 2015; 王健等, 2015)、矿石S-Pb-He-Ar同位素和微量元素(杨庆坤等, 2015, 2017; 刘军港等, 2017, 2019a)等成矿流体特征、成矿物质来源方面研究，取得了一系列的成果。但相对于相山地区研究程度较高的热液型铀矿成矿作用，深部热液脉型多金属矿化成矿时代和成矿流体演化特征方面缺乏系统的研究，很大程度上制约了对深部多金属矿化成矿作用以及相山铀-多金属成矿系统的认识。为此本文选取相山深部多金属矿化阶段的闪锌矿和不同阶段毒砂、黄铁矿、方铅矿等及含矿围岩火山岩开展了Rb-Sr同位素研究，以期对深部多金属成矿时代和成矿流体来源及演化进行约束。

图1 相山铀矿田大地构造位置图(a)和地质简图(b)(据余心起等，2006；张万良和邹茂卿，2014)1-第四系粘土、砾石；2-上白垩统南雄组红色砂岩、砂砾岩；3-下白垩统鹅湖岭组碎斑流纹岩；4-下白垩统打鼓顶组流纹英安岩；5-下白垩统打鼓顶组砂岩、熔结凝灰岩；6-上三叠统安源组石英砂岩、页岩；7-中元古界片岩、千枚岩；8-流纹英安(斑)岩；9-花岗斑岩；10-地质界线；11-断裂；12-采样钻孔Fig.1 The tectonic location sketch map (a) and geological sketch map of Xiangshan uranium ore field (b) (after Yu et al., 2006; Zhang and Zou, 2014)1-Quaternary clay and gravel; 2-sandstone and glutenite of Nanxiong Fm., Upper Cretaceous; 3-crystal tuffs and porphyroclastic rhyolite of Ehuling Fm., Lower Cretaceous; 4-pyroclastic rock and rhyodacite of Daguding Fm., Lower Cretaceous; 5-sandstone and welded tuff of Daguding Fm., Lower Cretaceous; 6-sandstone of Anyuan Fm., Upper Triassic; 7-Mesoproterozoic metamorphic rocks; 8-pyroclastic porphyric rock; 9-granite porphyry; 10-geological boundary; 11-fault; 12-location of sampling drill

1 研究区地质概况

相山铀矿田位于江西省抚州市境内，大地构造上处于扬子板块与华夏板块缝合带南缘(张国伟等, 2013)，遂川-德兴深断裂南东侧，赣杭构造带西南端(Gilderetal., 1996; 余心起等, 2006)，是重要中生代铀-多金属矿田(图1)。赣杭构造带东至浙江绍兴，西至江西乐安，长约600km，宽约50km (Gilderetal., 1995)，大地构造上同时受控于江山-绍兴(扬子克拉通和华夏地块界线)和五洲-永丰(华夏地块内)深断裂(杨明桂和梅勇文, 1997)。赣杭构造带由一系列以早白垩统长英质火山岩为主的火山盆地组成，该火山岩被认为与中生代太平洋板块的俯冲到欧亚板块之下有关(Li and Li, 2007; Yangetal., 2011, 2012)。

相山火山盆地的具有明显3层结构(图1)：由碎斑流纹岩、流纹英安岩和次火山岩(花岗斑岩)组成的火山-侵入杂岩体，厚度超过2000m，相山火山岩的形成时代集屮在135Ma左右(137～134Ma)(杨水源等, 2013)，深部次火山岩形成时代为129.9±0.9Ma(彭中用等, 2018)，是一次集屮且短暂的火山-侵入活动，它们可能为地壳深处已经脱水和麻粒岩化的屮元古界变质岩部分熔融形成的富碱的高温A型岩浆(Yangetal., 2011, 2012)。盆地基底主要为早-中元古界和震旦系的低绿片岩相和低角闪岩相的变质岩系(胡恭任等, 1997)。盆地火山岩被晚白垩纪红层覆盖。

图2 相山铀矿田西部26号线剖面图(据吴志坚和胡志华, 2014修改)1-下白垩统鹅湖岭组上段碎斑流纹岩; 2-下白垩统鹅湖岭组下段晶屑凝灰岩; 3-下白垩统打鼓顶组上段流纹英安岩；4-下白垩统打鼓顶组下段火山碎屑岩; 5-中元古界变质岩; 6-河元背-小陂断裂; 7-推测地质界线; 8-钻孔; 9-铅锌银矿化; 10-铀矿化Fig.2 No. 26 stratigraphic section of western Xiangshan uranium ore field (modified after Wu and Hu, 2014)1-porphyroclastic rhyolite of Upper Ehuling Fm., Lower Cretaceous; 2-crystal tuff of Lower Ehuling Fm., Lower Cretaceous; 3-rhyodacite of Upper Daguding Fm., Lower Cretaceous; 4-volcanoclastic rock of Lower Daguding Fm., Lower Cretaceous; 5-Mesoproterozoic metamorphic rocks; 6-Heyuanbei-Xiaopi fault; 7-inferred geological boundary; 8-drill hole; 9-polymetalic mineralization; 10-uranium mineralization

研究区内目前发现的铅锌(银、铜)矿化主要发育于矿田西部，均在钻孔较深的位置发现，根据ZK9-10、ZK24-9、ZK26-9、ZK26-11、ZK26-13、ZK26-101、ZK28-9和CUSD3钻孔资料显示，铅锌多金属矿化位于铀矿化下部，主要分布于NNW向的河元背-小陂断裂及旁侧的次级构造中(图2)，总体产状大致与河元背-小陂断裂平行，倾向250°～260°，倾角60°～65°。多金属矿化对围岩无选择性，矿脉主要赋存于鹅湖岭组上段碎斑流纹岩和打鼓顶组上段流纹英安岩中(图3a, b)，少量赋存于鹅湖岭组下段晶屑凝灰岩、打鼓顶组下段泥质粉砂岩(图3c)以及中元古界变质岩中(图3d)，呈脉状、浸染状，矿脉厚几毫米至几厘米(图3a-d)，局部形成0.5～2m富矿脉。根据矿物组合，矿床发育四种矿化类型：石英-毒砂-黄铜矿脉、黄铁矿脉、方铅矿-闪锌矿脉和银-碳酸盐脉，四种矿化类型在垂向呈明显分带性(刘军港等, 2019b)。围岩蚀变种类主要有碳酸盐化(图3i)、绿泥石化(图3j)、绢云母化(图3k)、硅化(图3k)和黄铁矿化(图3g，k)，局部发育少量的泥化、褐铁矿化。矿化与黄铁绢英岩化和绿泥石化最为密切，其次为碳酸盐化；从蚀变强度来看绢云母化最为发育，其次为绿泥石化，碳酸盐化多伴随硅化出现，主要以菱铁矿、方解石的形式存在(图3h)。根据矿脉穿插关系、矿物形成顺序和围岩蚀变特征，多金属矿化可划分为矿前碱性流体作用期、多金属矿化期和矿后碳酸盐-硅化期，其中矿前期以形成绿泥石、锡石和金红石为特征，多金属矿化期又可进一步分为石英-毒砂阶段(S1，图3e)、无矿黄铁矿阶段(S2)、铅锌多金属阶段(S3)、铅锌银碳酸盐阶段(S4) (刘军港等, 2019b)，具体见图4，其中S3阶段为主成矿阶段，矿物自形程度较高(图3f)。

2 样品及分析方法

本次研究共采集的样品26件取自CUSD3、1件取自ZK9-10，然后从中挑选新鲜表面无氧化膜的毒砂、黄铁矿、闪锌矿、方铅矿、菱铁矿等单矿物样品16件(其中包括用于测年的主成矿阶段(S3)自形闪锌矿单矿物6件)，以及新鲜的围岩样品17件，进行Rb、Sr同位素组成测定。首先将富含金属硫化物的矿石新鲜样品破碎至40～60目，清洗、干燥后在双目显微镜下对金属硫化物进行挑纯，使每一单矿物的纯度大于99%，再次将挑纯样品在玛瑙研钵中进行研磨，使其达到200目，全岩样品为手工破碎、研磨至200目，最后将挑纯处理的样品送实验室分析。

分析测试由核工业北京地质研究院分析测试中心完成，依据EJ/T 6921992《岩石矿物Rb-Sr等时年龄测定》方法。测试流程为：准确称取200mg单矿物或岩石粉末样品，同时加入85Rb-84Sr稀释剂，用混合酸(HNO3+HF)溶解24h，待样品完全溶解，蒸干。加入1mL浓硝酸蒸干，再加入1mL混合酸(HNO3+HF)蒸干，最后加入6mol/L的盐酸转为氯化物蒸干。用0.5mol/L的盐酸溶液溶解，离心分离，清液加入阳离子交换柱(φ0.5cm×15cm，AG50W×8(H+)100～200目)，用2mol/L的盐酸溶液淋洗铷，用3mol/L的盐酸溶液淋洗锶。蒸干上质谱分析。质谱测试在IOPROBE-T热电离质谱仪上完成，对Sr的长期测试结果表明，分析精度要好于×10-5。本实验长期测试的Sr标样NBS987测试结果为87Sr/86Sr=0.71025±0.00007，Sr同位素测定过程中的分馏效应采用86Sr/88Sr=0.1194进行校正。全部操作均在净化实验室内进行，与样品同时测定的全流程空白分别为Rb=2×10-10g，Sr=2×10-10g。

图3 相山铀矿田西部地区深部多金属矿化地质特征照片(a)早阶段(S1)石英毒砂脉及旁侧蚀变带，围岩为碎斑流纹岩；(b)主成矿阶段(S3)铅锌多金属脉及围岩流纹英安岩；(c)泥岩中多金属矿化；(d)变质岩中多金属脉；(e) S1阶段石英毒砂脉中黄铜矿沿碎裂毒砂间隙充填；(f) S3阶段自形、半自形的方铅矿、闪锌矿；(g)碎裂不规则他形黄铁矿；(h)晚阶段菱铁矿；(i)碳酸盐化蚀变; (j)长石发生绿泥石化; (k)黄铁绢英岩化蚀变围岩; (l)闪锌矿中他形孤立分布的流体包裹体. Apy-毒砂; Sp-闪锌矿；Gn-方铅矿；Ccp-黄铜矿；Py-黄铁矿；Q-石英；Ser-绢云母；Chl-绿泥石；Sd-菱铁矿；Cal-方解石Fig.3 Photos of geological characteristics of deep Pb-Zn polymetallic mineralization in western Xiangshan ore feild(a) in early stage (S1), quartz arsenopyrite vein and lateral alteration zone, the surrounding rock is rhyolite; (b) main metallogenic stage (S3) Pb-Zn polymetallic veins and surrounding rock rhyolite quartzite; (c) polymetallic mineralization in mudstone; (d) polymetallic mineralization in metamorphic rocks; (e) the chalcopyrite in quartz arsenopyrite vein (S1) is filled along the gap of cataclastic arsenopyrite; (f) idiomorphic, semiidiomorphic galena and sphalerite; (g) cataclastic irregular allochthonous pyrite; (h) late stage siderite; (i) carbonate alteration; (j) beresitization alterated wall rock; (k) chloritization of feldsphar; (l) fluid inclusion in sphalerite. Apy-arsenopyrite; Sp-sphalerite; Gn-gelenite; Ccp-chalcopyrite; Py-pyrite; Q-quartz; Ser-sericite; Chl-chlorite; Sd-siderite; Cal-calcite

3 结果与讨论

3.1 分析结果

因为闪锌矿等金属矿物的Rb、Sr含量较低，甚至低于0.01×10-6，为了确定进行Rb-Sr同位素定年的可行性，首先对样品进行了微量元素Rb、Sr的测试，然后根据测定结果计算了样品的Rb/Sr值(表1)，结果显示这组样品的Rb、Sr含量较高，Rb/Sr值(0.013～0.330)变化明显，说明该组样品可以进行Rb-Sr等时线定年，年龄计算的数据拟合采用(Ludwig, 2001)编写的ISOPLOT软件，等时线回归计算是87Sr/86Sr比值采用2%误差，Sr同位素比值采用0.02%误差。计算结果121.0±3.5Ma (MSWD=2.1)，87Sr/86Sr的初始值为0.714988±0.000028(图5)。

表2列出了各阶段矿石矿物及赋矿围岩的Sr同位素组成。通过Sr同位素的组成对于成矿物质来源进行判断，为了避免放射性87Rb衰变对Sr同位素组成造成影响，将闪锌矿、黄铁矿、方铅矿、方解石和毒砂中87Sr/86Sr值按照公式(87Sr/86Sr)i=87Sr/86Sr-87Rb/86Sr×(eλt-1)对于测试样品的初始同位素进行计算，在此λ取1.42×10-11/a，矿石样品t取值121Ma。由于成矿时代与赋矿地层有矿岩时差，必须考虑87Rb的衰变和87Sr的累积效应，赋矿围岩样品中碎斑流纹岩和流纹英安岩年龄为132Ma(杨水源等, 2013)和135Ma(杨水源等, 2010)，其87Sr/86Sr值校正到成矿时代(121Ma)；计算结果见表2。

表1主成矿阶段闪锌矿单矿物Rb-Sr同位素组成

Table 1 Rb-Sr dating data for sphalerites from western Xiangshan ore field

样品号样品Rb(×10-6)Sr(×10-6)Rb/Sr87Rb/86Sr87Sr/86Sr (2σ)(87Sr/86Sr)iSD3-107bSD3-112bSD3-118bSD3-121bSD3-123bSD3-135b闪锌矿0.20315.80.0130.03730.715027±0.0000160.7149610.5211.70.0440.12800.715217±0.0000150.7150020.3767.140.0530.15230.715246±0.0000170.7149780.4895.380.0910.69440.716154±0.0000120.7149591.384.180.3300.95670.716617±0.0000110.7149720.4692.350.1990.57780.715991±0.0000160.714998

从表2可以看出，不同阶段矿石单矿物样品初始Sr同位素组成变化较大，(87Sr/86Sr)i变化介于0.706114～0.718814。其中代表成矿早阶段的2件毒砂(87Sr/86Sr)i分别为0.718814和0.718516，平均0.718665，代表铅锌矿化主成矿阶段的黄铁矿的(87Sr/86Sr)i变化介于0.713804～0.715151，平均0.714322 (n=3)，闪锌矿的(87Sr/86Sr)i变化介于0.714961～0.715002，平均0.714978(n=6)。代表成矿晚阶段的黄铁矿(87Sr/86Sr)i分别为0.706712和0.709832，平均0.708272 (n=2)；方解石的(87Sr/86Sr)i为0.706114 (n=1)；方铅矿的(87Sr/86Sr)i分别为0.711888和0.712558，平均0.712223 (n=2)。

表2相山铀矿田西部地区深部铅锌多金属矿化Rb-Sr同位素组成

Table 2 Rb-Sr isotopic composition of single grain minerals of ore

样品号样品类型Rb(×106)Sr(×106)87Rb/86Sr87Sr/86Sr(87Sr/86Sr)iLH05-1LH05-3LH06a-1LH06a-2LH06a-3晚阶段(S4阶段)方铅矿0.04163.10.00190.7118950.711888 黄铁矿0.4096.50.18220.7101410.709832方铅矿0.04729.70.00450.7125680.712558 方解石0.10431.60.00950.7061230.706114黄铁矿0.30512.70.06960.7068300.706712 SD3-107aSD3-124aSD3-135a主成矿阶段(S3阶段)黄铁矿0.1585.240.08710.7153010.715151黄铁矿0.1531.790.24620.7142250.713804黄铁矿1.386.810.5880.7150150.714012D3-482-1D3-408-1早阶段(S1阶段)毒砂1.352.680.4880.7196520.718814 毒砂0.674.430.3370.7190940.718516 SD3-061含稀疏浸染状硫化物流纹英安岩232651813.00370.7384510.716088SD3-063含稠密浸染状硫化物流纹英安岩74.382.42.60960.7182740.713792SD3-064含星点状硫化物流纹英安岩22642.915.26530.7423830.716128SD3-109流纹英安岩21391.36.75160.7253860.713778 SD3-118流纹英安岩173588.60330.7294030.714609SD3-121流纹英安岩15519.123.48920.7548780.714491 SD3-123流纹英安岩11224.912.9840.7368490.714522SD3-137流纹英安岩8935.57.26310.7279890.715497SD3-138流纹英安岩82.837.46.39710.7265980.71562SD3-184流纹英安岩30266.513.12590.7371820.714612SD3-189流纹英安岩35865.815.74010.7414730.714399 SD3-191流纹英安岩3141426.38150.7246670.713697SD3-164碎斑流纹岩34677.712.88230.7361620.714011SD3-156碎斑流纹岩1631822.59940.7202810.715813SD3-175碎斑流纹岩35898.510.52180.7307180.712632SD3-177碎斑流纹岩37471.715.09370.7391880.713231 SD3-211碎斑流纹岩32683.611.2860.7358140.716398

图4 相山铀矿田西部地区铅锌多金属矿化阶段和矿物生成顺序简图(据刘军港等, 2019b)Fig.4 Pb-Zn polymtallic mineralization stages from deep Pb-Zn polymetallic mineralization in western Xiangshan ore field (after Liu et al., 2019b)

3.2 讨论

3.2.1 成矿时代及其意义

热液矿物Rb-Sr等时线年龄测年的基本前提是同源、同时、封闭性、一致的(87Sr/86Sr)i以及具有不同的87Rb/86Sr(Nakaietal., 1990; Schneideretal., 2003; 李文博等, 2006)。实验过程中，将闪锌矿粉碎至200目以下，然后进行超声波清洗，基本可排除次生包裹体的干扰，本次工作选择未见或少见裂隙，且结晶较好的致密块状矿石为研究对象，这样闪锌矿单矿物纯度相对比较高，尽量满足Rb-Sr同位素测年的前提条件，另外闪锌矿中包裹体发育，呈不规则状(图3l)，本文所利用的闪锌矿Rb-Sr定年是直接将单矿物全溶，测其Rb-Sr同位素组成，来确定其形成年龄，也直接代表了成矿年龄。

图5 相山铀矿田西部地区深部铅锌多金属矿化闪锌矿Rb-Sr等时线Fig.5 Rb-Sr isochron for sphalerite from polymetallic mineralization in western Xiangshan ore field

由于Rb的流动性，极易形成开放系统，得到不正确的年龄。特别在样品少的情况下，表现更为明显，因此，我们也需判断本次测定年龄的真假。前人认为假等时线可以通过以下方法判别(Petke and Diamond, 1996)：(1)在Rb/Sr比值变化不大的情况下，87Sr/86Sr与1/Sr呈正相关；(2)等时线截距明显小于同时期地幔Sr同位素值，或明显高于研究区同时期地壳Sr同位素值。本文等时线由6件样品的测试结果拟合，符合常规等时线测量数目要求，Rb/Sr比值变化较大，并且87Rb/86Sr与1/Rb(图6a)、87Sr/86Sr与1/Sr无相关关系(图6b)，初始Sr同位素值合理，因此认为本年龄真实可靠，代表铅锌多金属矿化阶段的成矿年龄。

前人研究结果显示，铅锌多金属矿化蚀变矿物绢云母的39Ar/40Ar年龄为137.5～138.3Ma之间 (杨庆坤等, 2017)，处于矿田中生代火山岩浆活动阶段，但是根据野外观察可以看出，多金属矿化明显晚于围岩火山岩(图3a-d)，并且相山铀矿田西部地区热液活动频繁，无论成矿前还是成矿后都有热液活动，都能使矿物发生绢云母化，以上同火山活动时代接近的年龄更可能代表火山热液活动的时代。故此该年龄应不能代表多金属矿化年龄。因此本次采用Rb-Sr同位素测年方法测定主成矿阶段的矿石矿物闪锌矿，得出精确年龄为121.0±3.5Ma，代表铅锌多金属矿化主成矿期发生的时间。

相山铀矿田的基底地层为中元古界变质岩，远远早于多金属成矿时代，本文不做讨论。研究区盖层主要为早白垩系打鼓顶组和鹅湖岭组火山岩，为铅锌矿脉的主赋矿层位。杨水源等(2010)采用SHRIMP、LA-ICP-MS测定的流纹英安岩和流纹英安斑岩的年龄分别为135.1Ma和134.8Ma。陈正乐等(2013)采用锆石SHRIMP微区U-Pb测年技术测定相山铀矿田鹅湖岭组碎斑流纹岩的年龄为134.1Ma，似斑状花岗岩的年龄为134.7Ma，石英二长花岗斑岩的年龄为136.4Ma，流纹质英安斑岩的年龄为137.4Ma。因此相山矿田的火山喷发年龄为134～137Ma，为一次短暂的火山-侵入活动。范洪海等(2005)采用单颗粒锆石U-Pb同位素法测定火山期后的潜石英二长斑岩及煌斑岩脉的形成年龄分别为129.5Ma和125.1Ma。李子颖等(2014)测定混合花岗岩、辉绿辉长岩、石英二长斑岩和微晶辉绿岩单颗粒锆石U-Pb年龄为385Ma、167Ma、127.1Ma、127.5Ma；彭中用等(2018)测定深部次火山岩形成时代为129.9±0.9Ma；王勇剑(2015)测定晚期中基性岩脉形成时代为107～90Ma。以上结果表明，相山地区是一个长期和多次的岩浆活动中心，这为相山地区形成铀-多金属矿化提供了基础，但是多金属成矿时代与围岩存在一定的矿岩时差(约15Ma)，而与最晚期的次火山岩时代较为接近，而早于晚期的基性脉岩时代。因此矿床成因可能与火山活动后期次火山期后热液作用有关。

图6 相山铀矿田西部地区深部铅锌多金属矿化87Rb/86Sr-1/Rb (a)和1/Sr-87Sr/86Sr (b)关系图Fig.6 Diagrams of 1/Rb vs. 87Rb/86Sr (a) and 1/Sr vs. 87Sr/86Sr (b) of sphalerites from polymetallic mineralization in western Xiangshan ore field

图7 相山铀矿田西部地区铀矿化与多金属矿化关系照片Hem-赤铁矿；Fl-萤石Fig.7 The relationship between uranium mineralization and polymetallic mineralizationHem-hematite; Fl-fluorite

陈繁荣等(1990)分别对相山钠交代型和萤石-水云母型矿化用沥青铀矿U-Pb法进行了测定，获得了115.2Ma和97.6Ma两期成矿年龄；陈迪云等(1993)对相山钠长石化花岗斑岩Rb-Sr等时线定年，认为第一次成矿在钠长石化之后，约为120Ma，第二期成矿为100Ma左右。李子颖等(2014)采用精淘沥青铀矿U-Pb定年结果显示年龄集中于120～128Ma和90～110Ma两个时间段，其中碱交代型铀矿化年龄为128～115Ma，萤石-水云母型铀矿化年龄104～98Ma，这代表了相山成矿作用集中于两个时间段。从成矿年龄上来看，多金属的矿化可能发生在碱交代作用发生前后，而明显早于晚阶段酸性交代期铀矿化。本文对相山铀矿田西部河元背八号带的钻孔(ZK9-10)岩心样品进行详细镜下观察发现，铅锌硫化物细脉切过早期碱交代的蚀变岩石(图7a, d)，而明显被晚期含铀萤石脉交代(图7b, c, e, f)。因此相山铀矿田西部地区多金属矿化的发生在铀矿化碱交代阶段之后，但是时代比较接近，而明显早于晚期酸性交代铀矿化阶段，这与二者的成矿年龄数据相吻合。

图8 相山铀矿田西部地区铅锌多金属矿化Rb-Sr同位素组成(a)矿石与围岩Rb-Sr同位素组成对比；(b) (87Sr/86Sr)i-1/Sr图解Fig.8 Rb-Sr isotopic composition of single grain minerals and host rocks of western Xiangshan Pb-Zn mineralization(a) the comparison diagram of Rb-Sr isotopic composition between ores and wall rocks; (b)diagram of (87Sr/86Sr)i vs. 1/Sr

3.2.2 成矿流体来源与演化

各个矿化阶段的黄铁矿颗粒不一，可见细小、呈他形、半自形细粒集合体和呈指纹状、胶状以及较为自形的粗粒黄铁矿胶结在一起(图3g)，反映黄铁矿结晶空间局限或结晶时间较短，并且形成条件复杂或者叠加后期热液作用，不利于同位素体系平衡，或者平衡遭受破坏。方铅矿中Rb含量非常低(较黄铁矿和闪锌矿多低1～2个数量级)，导致其放射成因87Sr含量微乎其微，因此不是定年的理想矿物，上述表明，早、中、晚各个阶段的黄铁矿、方铅矿和方解石同位素组成变化较大，样品数据点较分散，不能给出有效的Rb-Sr等时线年龄，但其Sr同位素比值仍然显示了重要的信息，结合闪锌矿的Sr同位素比值可对矿床成因进一步约束。

由于多数硫化物87Rb/86Sr较低，介于0.0019～0.9567，平均0.2596，明显小于1，因此(87Sr/86Sr)i误差较小，且在误差范围内一致，因此可以进行用(87Sr/86Sr)i进行源区示踪(Pettke and Diamond, 1995, 1997; Hanetal., 2003)。成矿早阶段围岩蚀变较弱、矿物颗粒自形程度不高，颗粒细小(图3a, e)，表明矿物沉淀速度较快或沉淀空间较为局限，流体与围岩之间相互作用较弱，加之矿石矿物均为贫Sr矿物，因此按121Ma计算的毒砂初始Sr同位素组成应能够代表流体的Sr同位素特征，并接近流体源区的Sr同位素特征。成矿主阶段和晚阶段伴随较强的碳酸盐化蚀变，表明流体富Ca、CO2等组分，因此，主成矿阶段硫化物Sr同位素组成可能受其他因素影响较大，反映的是初始成矿流体和其他流体的混合或者成矿流体进行水岩反应特征。如此以来，早阶段毒砂Sr同位素特征就成为探讨成矿系统起因和流体来源的关键，对比早阶段毒砂与相关地质体的Sr同位素地球化学特征是揭示矿床成因的关键。

Faure (1986)计算求得大陆壳平均的87Sr/86Sr比值为0.719，代表上地幔同位素组成的大洋玄武岩87Sr/86Sr初始比值在0.704±0.0002范围内。早阶段硫化物(87Sr/86Sr)i值明显高于0.7100，接近大陆地壳的比值，因此成矿流体Sr应为上地壳来源(Pettke and Diamond, 1995, 1997; Staudeetal., 2011)。由表2和图8a, b可以看出：成矿流体与赋矿围岩具有截然不同的演化趋势，且早阶段毒砂的(87Sr/86Sr)i值(0.718665)普遍高于成矿时赋矿围岩(流纹英安岩(87Sr/86Sr)121Ma为0.712862、碎斑流纹岩(87Sr/86Sr)121Ma为0.712773)，说明成矿流体更富集放射成因Sr，如果成矿流体Sr主要来源于赋矿围岩，那么很有可能为赋矿围岩与成矿热液不断反应，Rb/Sr比值比较高的火成硅酸盐矿物分解，使得87Sr在成矿流体中逐渐积累。但本文认为这种可能性均不大，因为：赋矿围岩为火成岩，岩石致密，不可能进行大范围水岩反应，即使有断裂发育，早阶段与矿化有关的围岩蚀变也仅发育与矿脉两侧(图3a, b)，蚀变强度小，反应水岩反应较弱，而且流体与赋矿围岩的不断反应，必然会导致成矿晚期热液富含87Sr/86Sr，但是中、晚阶段的87Sr/86Sr却明显降低，因此排除水岩反应导致的早期成矿流体高的Sr同位素组成。因此，成矿流体中的Sr可能并非主要来自于赋矿围岩本身，即赋矿火山岩并非成矿流体的直接提供者，结合其初始Sr同位素比值，本文认为早期成矿流体可能来自深部的壳源岩浆体系，与本矿田的铀成矿流体可能并非同一来源。

早阶段到晚阶段的87Sr/86Sr、(87Sr/86Sr)i明显呈降低的趋势(图8b)，这表明自早阶段的石英-毒砂阶段(S1阶段，早阶段)到铅锌多金属阶段(S3阶段，中阶段)再到铅锌银碳酸盐阶段(S4阶段，晚阶段)成矿流体性质发生了变化，那么导致这一变化的原因有以下可能：(1) 成矿作用由同一种流体所致，随着流体与围岩相互作用的进行，流体系统的Sr同位素比值降低；(2) 不同阶段为不同来源的流体混合。对于第一种可能，铅锌主成矿阶段的单矿物(87Sr/86Sr)i与围岩具有相似的组成(图8b)，低于早阶段，因此随着成矿作用的进行，不排除围岩中的Sr可逐渐影响成矿系统的可能，但是矿化特征显示不存在大规模的围岩蚀变，况且晚阶段成矿流体的(87Sr/86Sr)i明显低于围岩的(87Sr/86Sr)i值(图8b)，因此由该作用影响的(87Sr/86Sr)i的降低微乎其微。对于第二种可能，87Sr/86Sri-1/Sr图解显示了混合的Sr源(图8b)，前文提及相山深部多金属成矿流体可能与来自晚期的壳源岩浆体系，虽然有He-Ar同位素特征表明可能存在少量幔源流体加入，但是演化过程并无幔源流体增加的趋势(刘军港等, 2019a)，且在矿体附近无幔源岩浆体系的存在，因此应该不存在幔源物质不断混合导致Sr同位素体系的降低可能；已有研究结果显示，不同阶段H-O同位素特征表明成矿流体演化过程伴随着大气降水的不断混合，流体包裹体研究也已证实早阶段深源含CO2的中-高盐度流体和晚阶段浅源富水低盐度流体的混合的可能为铅锌矿化的主要原因(刘军港，2017)，因此早阶段至晚阶段成矿流体Sr同位素显著减低可能与大气降水的不断混合稀释有关。

3.2.3 成矿动力学背景

毛景文等(2008)认为华南地区中生代主要金属矿床成矿主要集中于3个阶段，即晚三叠世(230～210Ma)的钨锡铌钽成矿系列、中晚侏罗世(170～150Ma)的斑岩-矽卡岩铜矿和花岗岩有关的钨锡多金属矿床以及早中白垩世(134～80Ma)的浅成低温热液型铜金银铀矿床，本文所测的多金属成矿时代与区域上浅成低温热液多金属矿床成矿时代一致。此外，徐贻赣等(2013)采用闪锌矿Rb-Sr同位素测年方法获得冷水坑铅锌银矿田成矿年龄为126.9±7.1Ma，张家菁等(2012)采用相同方法测得篁碧生米坑铅锌银矿床成矿年龄为135Ma，也证明了区域存在早中白垩世的一期铅锌银的成矿事件。研究表明，印支运动早期(二叠纪末或三叠纪初)，扬子板块与华南陆块之间发生俯冲-陆内拼贴碰撞，华南原大地构造性质互异的各地质单元，拼合为统一的刚-塑性块体，此后，该区有了相对统一的地质历史(Gilderetal., 1995; Lingetal., 2003)。晚侏罗世(145±5Ma)以来，相山地区所处的华南陆块经历了构造格局的重大调整，地壳的受力状态由挤压转换为板内伸展，深部复杂的壳幔相互作用造成大陆岩石圈大面积伸展而形成了大量白垩纪断陷盆地和变质核杂岩，伴随大规模的火山活动和巨量花岗质岩浆侵位，并伴随大爆发成矿(Gilderetal., 1996; 毛景文和王志良, 2000; Huetal., 2008, 2009; Hu and Zhou, 2012; 胡瑞忠等, 2015)。有部分学者认为，这可能与中生代地幔柱热点作用有关(李子颖等, 1999)；而也有学者认为在早白垩世(135Ma左右)，古太平洋俯冲板块改变了运动方向，由斜向俯冲调整到几乎平行大陆边缘沿NE方向走滑，导致中国东部构造体制从近东西向的特提斯构造域向北北东向的滨太平洋构造域转换从而引起了区域的伸展作用(Zhou and Li, 2000; 毛景文等, 2008; Chenetal., 2014) 。也有研究认为，这个拉张环境是由于太平洋板块俯冲之后的板片后撤所引起的，持续的拉张作用导致地壳和岩石圈地幔逐渐减薄，软流圈地幔上涌并底侵引发了广泛的A型花岗质岩浆作用(Li and Li, 2007; Jiangetal., 2009, 2011; 杨水源等, 2013)，并伴随形成了浅成低温热液铜金银矿化系统和热液型铀矿的形成。结合相山已有研究，本文认为相山矿田内铀矿化和深部多金属矿床均形成于早白垩世的板内伸展环境，具有一致的构造动力学背景。