海南抱伦金矿区辉绿岩脉的成因及其对金成矿的启示*

2020-04-01周岳强许德如赵朝霞单强董国军宁钧陶朱昱桦

岩石学报 2020年2期

周岳强许德如赵朝霞单强董国军宁钧陶朱昱桦

1. 中国科学院广州地球化学研究所矿物学与成矿学重点实验室，广州 5106402. 中国科学院大学，北京 1000493. 湖南省地质矿产勘查开发局四〇二队，长沙 4100044. 东华理工大学核资源与环境国家重点实验室，南昌 330013

早在二十世纪七十年代，学者们就曾在普通二辉橄榄岩捕掳体中发现了Au(Frey and Green, 1974)。近几十年来，在对世界各地金矿床的研究过程中，学者们更是发现众多的金矿床在时间和空间上与基性岩、超基性岩有着密切的关系，其中包括加拿大Superior绿岩带(Kitneyetal., 2011; Simardetal., 2013)、Red lake绿岩带(Gulsonetal., 1993)、西非加纳Ashanti带(Berge, 2011)、芬兰北部CLG带(Eiluetal., 2003)和澳大利亚东南部Heathcote绿岩带(Bierleinetal., 1998)的部分金矿床，澳大利亚西部Eastern Goldfields绿岩带的超大型Kalgoorlie金矿床(Berge, 2013)，North Caribou绿岩带的Musselwhite金矿床(Biczoketal., 2012)以及瑞典北部Skellefte地区的金矿床(Berge, 2013)等。在中国，云南墨江金厂金矿床、河北赤城金家庄金矿床、新疆托里县萨尔托海金矿床、吉林延吉后底洞金矿床和陕西略阳煎茶岭金矿床的金矿体均赋存于基性-超基性岩与围岩的接触带或直接产出于基性-超基性岩中(谢贵明，1992)。从地球化学成分上来说，基性岩浆(特别是煌斑质岩浆)中含有所有火成岩中最高含量的CO2、H2O、F、K、Rb和Ba，且同时含有适量的S，是Au运移的合适载体(Rock and Groves, 1988)。近十多年来的研究进一步表明，基性岩浆确实可能在这类金矿床的成矿作用中提供了Au(Rusinovetal., 2005; Kamenovetal., 2007; Tanetal., 2012; Berge, 2013)。

抱伦金矿床位于海南岛的西南部，目前由海南省地质局和海南山金矿业有限公司共同勘查和开采。该矿床已探明金金属资源量80吨以上，平均品位达10.3g/t (Dingetal., 2005; 陈颖民等，2011)，是海南省目前储量最大的高品位金矿床。抱伦金矿床的矿体赋存于下志留统陀烈组中，受NNW向断裂破碎带控制(丁式江等，2007)。自1992年被发现以来，许多单位和学者对其成矿时代、成矿流体和成矿物质来源进行了相关研究。前人通过白云母K-Ar、Ar-Ar同位素和伊利石K-Ar同位素测定的抱伦金矿床的成矿年龄分布于205～221Ma之间(陈柏林等，2001；刘玉琳等，2002；舒斌等，2004)。最新测定的抱伦金矿床矿石中与Au共生的辉钼矿的Re-Os同位素年龄为224.6±7.2Ma (Xuetal., 2017)，与以前得到的成矿年龄值基本一致。然而，对于其成矿物质和成矿流体来源目前仍然存在着较大的争议。因矿区下志留统陀烈组的金丰度平均值较高(达到5.58 ×10-9)，最初有观点认为陀烈组为抱伦金矿床提供了部分成矿物质(丁式江等，2001)。但近年来的研究表明，远离矿体处的陀烈组岩石金丰度值与地壳克拉克值接近，这表明陀烈组不是矿源层(钟增球，2010(1)钟增球. 2010. 海南抱伦金矿扩大矿产规模可能性的地质研究(内部资料). 1-104)。抱板群岩石的Au、Bi等元素含量高，因此，也有观点认为抱伦金矿床的成矿物质来源于抱板群(谢才富等，2006)。相比前两种观点，目前大多数学者认为该地区的侵入岩为抱伦金矿床提供了成矿物质和成矿流体(丁式江等，2001；舒斌等，2004，2006；钟增球，2010)。其中，有人认为是尖峰岩体(丁式江等，2001；舒斌等，2004，2006)，也有人认为是隐伏的燕山期侵入岩(钟增球，2010)。

近年来，我们在对抱伦金矿进行研究的过程中，于矿井中发现了大量的辉绿岩脉，并发现其与金矿脉在空间上紧密伴生。为了探讨这些辉绿岩脉与金成矿的关系，为抱伦金矿床的成因提供进一步制约，我们通过野外观察和采样、薄片鉴定，结合全岩主量和微量元素分析、Sm-Nd同位素分析、SHRIMP锆石U-Pb定年和全岩金丰度分析，对这些辉绿岩脉的岩浆源区特征、岩浆演化过程、岩浆侵位的大地构造背景及其提供金成矿物质的能力进行了较详细的研究。

1 区域地质与矿床地质特征

海南岛位于华南地块的西南缘，并通过琼州海峡与后者相连。大地构造位置上，海南岛处于太平洋板块、印度-澳大利亚板块和欧亚板块的交汇部位(图1a)，因此有着复杂的地质演化历史，并形成了多种类型的金属矿床(Xuetal., 2016, 2017)。

图1 海南省构造地质图(据Xu et al., 2013)Fig.1 Geological map of Hainan Province (modified after Xu et al., 2013)

海南岛地层出露较完全，除泥盆系和侏罗系外，中元古界长城系到第四系都有发育(图1b)。根据近年来同位素和地质年代学的研究成果，海南岛还可能存在着太古宙的基底(许德如等，2001，2007；Lietal., 2002; Xuetal., 2007)。海南岛断裂和褶皱构造都较发育，主要构造方向为近东西向和北东向，局部地区为北西向和近南北向。岩浆岩在海南岛出露尤其广泛，占全岛面积的51%，其中又以侵入岩为主(汪啸风等，1991)。侵入岩除震旦纪、早古生代和新生代外，各个时代都有产出，主要呈酸性和中酸性。晚古生代至早中生代(约290～190Ma)的花岗岩非常发育，且均分布于王五-文教深大断裂以南的地区，其中包括琼中岩体和尖峰岩体等大的岩基。火山岩主要分布于九所-陵水深大断裂以北地区，自中元古代至新生代都有发育。其中，古生代火山岩呈夹层状产出于奥陶系南碧沟组和石炭系南好组中。中生代火山岩在早白垩世陆相火山盆地和陆相火山-沉积盆地都有产出。新生代火山岩面积最广，主要分布于琼北地区，岩性主要为基性火山熔岩，部分为火山碎屑岩(图1b)。海南岛发育有大小规模不等的金矿床、矿(化)点达50余个，其中最具经济意义的有抱伦金矿床、戈枕金成矿带(含土外山、抱板、北牛、红泉十八队、红泉、大田、风水山、红甫门岭和不磨等)、富文金矿床和王下金矿床(图1b)。

图2 抱伦金矿矿区地质简图(据Xu et al., 2017)及辉绿岩脉采样点分布Fig.2 Geological map of the Baolun gold deposit (modified after Xu et al., 2017) with sampling positions of the diabase dykes

抱伦金矿床位于海南岛的西南部。矿区出露的地层有白垩系鹿母湾组、报万组以及下志留统陀烈组的中段和下段(图2)。陀烈组为抱伦金矿的赋矿地层，其北西侧与尖峰岩体呈侵入接触，南东侧与白垩系报万组和鹿母湾组通过铁湾岭断裂呈断层接触，总体呈北东-南西向展布的楔形。陀烈组中段厚度849m左右，主要岩性为含碳千枚岩；下段厚度大于560m，主要岩性为绢云母石英千枚岩和绢云母粉砂岩(符国祥和符策锐，1999)。鹿母湾组和报万组位于矿区的东南部，均为砾质砂岩和含砾砂岩，其中鹿母湾组内部夹有凝灰岩。报万组整合于鹿母湾组之上。矿区构造较发育，主要有豪岗岭背斜、发育于豪岗岭背斜核部的一系列断裂破碎带、铁湾岭断裂(F1)以及矿区中部的F2断层(图2)。豪岗岭背斜发育于陀烈组中，核部为陀烈组下段的绢云母石英千枚岩，两翼为陀烈组中段的含碳千枚岩。断裂破碎带发育于豪岗岭背斜的转折端至核部，和陀烈组有一定的交角。矿区的侵入岩主要为尖峰复式岩体，主要岩性为中粗粒似斑状黑云母正长花岗岩，块状构造。沿矿区北北东向裂隙和局部层间裂隙还发育有细晶岩脉。

抱伦金矿区目前共发现27个矿体，主要赋存于一系列NNW向的断裂破碎带中(图2)，其产状与后者基本一致。其中，断裂破碎带Tr1中的V1-3矿体和断裂破碎带Tr4中的V4-1矿体规模最大，两者金金属资源量之和占抱伦金矿总资源量的44.34%(矿体V1-3占32.36%，矿体V4-1占11.98%)。矿体多成脉状、透镜状和似透镜状产出，有膨缩尖灭再现或尖灭侧现现象，尖灭再现的距离通常在几米之内，主要为右斜列尖灭再现(丁式江等，2007)。矿体局部被小断层错断。矿石类型可分为石英脉型和蚀变岩型，其中石英脉型的品位较高，是主要的矿石类型。矿石金属矿物主要为黄铁矿和磁黄铁矿，也有少量的方铅矿和闪锌矿，微量的黄铜矿、毒砂、自然金、银金矿以及铋矿物(含自然铋、黑铋金矿、辉铋矿、硫金铋矿等)。脉石矿物以石英最为常见，其次为方解石、白云母、绢云母和金红石，此外还有少量伊利石和高岭石等黏土矿物。矿石Ag/Au比值低，且富含铋矿物(Xuetal., 2017)。

本次研究的辉绿岩脉主要在矿区400m、130m和75m中段被揭露。岩石呈灰黑色、灰绿色，一般为细粒，呈脉状、透镜状产出，整体走向为340°，与围岩和矿体基本一致，但倾向变化大，表现出顺层或沿构造面理侵入的特征(表1)。辉绿岩脉脉宽0.4～6m不等，延伸较大者沿走向长达1km以上。辉绿岩脉局部见石英和围岩透镜体，但两者接触面平整，无冷凝边(图3a-d)。

2 样品描述和分析方法

本文中的辉绿岩脉样品采于矿区的坑道内。为了排除和尽量减小矿化和蚀变作用对辉绿岩脉的影响，本次研究的样品均采自脉体宽大的辉绿岩脉。采样处离辉绿岩脉边部较远，且未观察到石英脉和地层的混染。根据矿区坑道平面图将采样位置投影到地面如图2所示。

辉绿岩脉由斜长石、角闪石、辉石和少量黑云母和碳酸盐组成(图4a-c)。斜长石呈自形-半自形，板条状，发育卡纳复合双晶，部分发生绿帘石-黝帘石化(图4c)，构成三角形格架。辉石发生强烈蚀变，蚀变为角闪石和碳酸盐等，充填于较自形的斜长石构成的三角形空隙之中，呈辉绿结构(图4b)。

表1海南省抱伦金矿辉绿岩脉的产状特征

Table 1 Occurrences of the diabase dykes from the Baolun gold deposit, Hainan Province

观测地点产状脉宽特征1号洞北主巷,20°方向H672m处走向340°1m脉中有石英透镜体1号洞北主巷测点,H7南10m走向340°0.5～0.6m脉中见地层捕掳体1号洞北主巷测点,H7南22m走向340°0.5m75中段117-119主巷0.5m脉中见地层捕掳体和石英透镜体1号洞北主巷错车道处南端0.4～0.55m脉中见石英透镜体,立方体黄铁矿1号洞北主巷走向340°1号洞 V5-2矿体主巷口(H163样对面)走向340°,倾角70°1.4m脉中有含黄铁矿、磁黄铁矿石英细脉 400中段15观测点5m400中段Y13810采场110线4～6m24队130中段北主巷0线296°∠50°6m75中段北主巷109穿口位置310°∠52°6m辉绿岩脉与地层平整接触,无冷凝边400中段,109线西,V1-4矿体附近13°∠68°5m

金属矿物主要为磁铁矿，其次为黄铁矿和黄铜矿(图4d)。

图4 海南省抱伦金矿辉绿岩脉薄片照片(a)解理良好的辉石被角闪石交代，绢云母集合体形成“假晶”；(b)斜长石、角闪石、黑云母和碳酸盐伴生；(c)斜长石发生绿帘石-黝帘石化，后者的集合体呈长柱状；(d)黄铁矿、黄铜矿和磁铁矿共生. 除(d)为反射光外，其余均为正交偏光. Amp-角闪石；Aug-辉石；Bt-黑云母；Cb-碳酸盐矿物；Ccp-黄铜矿；Ep-绿帘石；Mag-磁铁矿；Pl-斜长石；Py-黄铁矿；Ser-绢云母；Zo-黝帘石Fig.4 Thin-section photos of the diabase dykes from the Baolun gold deposit, Hainan Province

将采集的5个辉绿岩脉样品洗净晾干，粉碎至200目，进行了主量元素、微量元素和Sm-Nd同位素分析，分析均在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室完成。样品的金丰度分析在澳实分析检测(广州)有限公司完成。

首先采用碱熔法将样品制成玻璃片，然后在X射线荧光光谱仪(XRF)上运用湿化学方法完成主量元素含量的测定，具体步骤参照李献华等(2005)。测定微量元素含量时，运用酸溶液法制备样品，在电感藕合等离子体质谱仪(ICP-MS)和全谱直读电感耦合等离子体发射光谱仪(ICP-AES)上完成测定。通常，主量元素(H2O+除外)分析结果的误差(相对标准偏差值)小于3%，稀土元素和Y小于4%，其它微量元素在3～7%之间，具体分析流程参考刘颖等(1996)。

金丰度分析采用的方法为AU-ICP21等离子体光谱分析法，检测范围：0.001×10-6～10×10-6。

本次进行锆石挑选和年龄测定的样品13BL-173采自抱伦矿区400中段V1-4矿体附近(图2)，为50kg辉绿岩脉大样。样品采集回来，经洗净，晾干后，粉碎至80目，先后经过清水粗淘、强磁分选、电磁分选和酒精细淘后，在实体显微镜下手工挑选出锆石。锆石分选工作由河北省廊坊市诚信地质服务有限公司完成。

将锆石、RSES参考样SL13和TEM置于环氧树脂制靶，随后抛光、洗净并镀金(Xuetal., 2007)。通过反射光、透射光和阴极发光(CL)对锆石的内部结构进行研究，并在测试前在锆石上标记好适宜的测试位置(图5)。锆石U-Pb成分分析在北京离子探针中心的SHRIMPⅡ上完成。采用参考锆石TEM (417Ma)进行同位素分馏校正(Blacketal., 2003a)，采用SL13(572Ma，U含量：238×10-6)标定锆石的U、Th和Pb的含量(Blacketal., 2003b)。为了保证分析的精确度，待测锆石和参考锆石TEM交叉测定。数据通过Ludwig的ISOPLOT程序进行处理 (Ludwig, 1999, 2001)。普通铅根据试验实测的204Pb含量校正。由于辉绿岩脉的形成时代为中生代，较年轻，年龄的计算采用206Pb/238U比值。

图5 海南省抱伦金矿区辉绿岩脉锆石阴极发光图Fig.5 Cathodoluminescence (CL) images of zircons from the diabase dykes in the Baolun gold deposit, Hainan Province

3 分析结果

3.1 辉绿岩脉的SHRIMP锆石 U-Pb年龄

本次对从样品13BL-173中挑选出来的22颗锆石进行了测试分析，分析结果如表2所示。锆石的阴极发光图像、测试点位以及相应的206Pb/238U年龄见图5。从图中可看出，锆石颗粒长80～120μm，长宽比为1:1～1:4。因为矿区流体易导致204Pb升高，且年龄小于1000Ma，所以采用经204Pb校正的206Pb/238U年龄来计算辉绿岩脉的结晶年龄。考虑到本次研究的辉绿岩脉产出在矿区，不可避免地会受到流体的影响，在数据处理时放宽对于不谐和度的要求，对于绝对值小于400%的数据都视为可用。分析点7.1的不谐和度达到1049%，因此不参与年龄的计算。分析点3.1的普通铅校正值较高(10.25%)，分析点9.1和14.1的放射性成因铅含量分别高达106.7×10-6和123.1×10-6，不参与年龄的计算。分析点1.1和4.1的206Pb/238U年龄相对其它年龄显著偏高，分别为289.3Ma和632.3Ma，可能是基性岩浆侵位时从围岩中捕获的锆石。分析点2.1和8.1的206Pb/238U年龄可能因同位素体系被破坏而分别偏大和偏小(表2)。其余14颗锆石在阴极发光图上大都表现出不规则外形，不规则内部分带等基性岩岩浆锆石的典型特征(李怀坤等，2013)，个别发育岩浆振荡环带，且它们的Th/U比值都大于0.1，符合岩浆锆石的特征(Chenetal., 2005)，表示在谐和图上如图6a所示。计算得到231.6±2.6Ma的加权平均年龄(图6b)，可解释为辉绿岩脉的成岩年龄。

图6 海南省抱伦金矿区辉绿岩脉锆石U-Pb年龄谐和图(a)和加权平均图(b)Fig.6 Zircon U-Pb concordia (a) and weighted average age (b) diagrams of the diabase dykes from the Baolun gold deposit, Hainan Province

3.2 地球化学特征

3.2.1 主量元素

主量元素分析结果如表3。辉绿岩脉的SiO2含量分布于49.91%～51.03%之间，Al2O3含量分布于11.99%～14.59%之间，Fe2O3含量分布于12.75%～15.82%之间，MgO含量分布于6.78～7.55%之间，全碱(Na2O+K2O)含量分布于2.76%～3.72%之间，在AFM图解上大多落在拉斑系列的区域(图7)。

图7 海南省抱伦金矿区辉绿岩脉AFM图解(据Irvine and Baragar, 1971)Fig.7 The AFM diagram for the diabase dykes from the Baolun gold deposit, Hainan Province (after Irvine and Baragar, 1971)

图8 海南省抱伦金矿区辉绿岩脉球粒陨石标准化稀土元素分布型式图(标准化值据Sun and McDonough, 1989)Fig.8 Chondrited-normalized REE patterns of the diabase dykes from the Baolun gold deposit, Hainan Province (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

3.2.2 稀土和微量元素

微量元素分析结果显示(表3)，辉绿岩脉的∑REE含量较低，为41.88×10-6～75.76×10-6，是球粒陨石的14～40倍；LREE略亏损，为24.42×10-6～54.18×10-6，稀土配分曲线大多呈左倾模式；轻重稀土分异不明显(LREE/HREE=1.40～2.51)；除样品13BL-71有轻微的Eu负异常外，其它都呈现出Eu正异常，其中样品13BL-44和13BL-173的Eu正异常尤其强烈(Eu/Eu*=1.11、1.44)，说明可能有斜长石的堆晶；所有样品均表现出一定程度的中稀土(Sm-Ho)富集，且都没有HREE强烈亏损的现象(图8)。

在经N-MORB标准化的蛛网图(图9a)中，辉绿岩脉样品相对N-MORB富集Sr、K、 Rb和Ba等LILE和Th，而Ta-Yb的HFSE相对N-MORB并没有明显的富集(样品/MORB接近1)，或者说相对LILE“亏损”，LILE/HFSE比值高，这些特征类似于岛弧岩浆岩。同时，辉绿岩脉的Cs、K和Pb均相对N-MORB富集，这被认为是岛弧岩浆岩特有的特征(图9b)(Winter, 2010)。

图9 海南省抱伦金矿区辉绿岩脉MORB标准化微量元素蛛网图(a)横坐标元素排列顺序引自Pearce (1983)，左侧是LILE，右侧是HFSE，从Ba-Th开始向外侧相容性增加, MORB数据引自Pearce et al. (1981)；(b)横坐标元素排列顺序引自Sun and McDonough (1989)，从左至右元素相容性增加. 图(b)中的MORB数据以及两图中的OIB数据均引自Sun and McDonough(1989)Fig.9 MORB-normalized trace element spidergrams of the diabase dykes from the Baolun gold deposit, Hainan Province

3.2.3 Sm-Nd同位素

Sm-Nd同位素分析结果显示(表4)，辉绿岩脉的147Sm/144Nd值分布于0.17～0.21之间，143Nd/144Nd值分布于0.512665～0.512929之间，根据以上测定的辉绿岩脉成岩年龄(231.6Ma)计算εNd(t)值分布于0.3～5.6之间，fSm/Nd值除样品13BL-44为-0.13，其它样品都处于0.02～0.05的范围内。

3.3 金丰度特征

分析结果表明，样品的Au含量变化较大，其中，13BL-99的Au含量小于0.001g/t，13BL-80和13BL-173的Au含量分别为0.003g/t和0.007g/t，而样品13BL-44和13BL-71的Au含量较高，分别达到了0.187g/t和0.076g/t。

4 讨论

4.1 岩浆来源和岩石成因

Sm/Yb比值对于源区是否有石榴石残留非常敏感，可用来反演岩浆源区的深度(Huangetal., 2000)。本次辉绿岩脉样品的Sm/Yb比值都较低，分布在Northland和Mercury Island区域的附近(图10)，表明它们的岩浆源区较浅，且部分熔融时岩浆源区没有石榴石相残留。在稀土元素配分曲线图上，样品均未表现出HREE的强烈亏损(图8)，也说明岩浆形成时岩浆源区不存在石榴石相的残留。由于在俯冲洋壳板块大量熔融的深度(110km)，玄武岩已转变成了榴辉岩相(单斜辉石-石榴石)。所以，形成抱伦辉绿岩脉的岩浆不是由俯冲洋壳板片熔融形成的。

微量元素蛛网图显示(图9a)，抱伦辉绿岩脉具有较高的LILE/HFSE比值，表明岩浆源区受到过俯冲带含水流体的影响。富集岩石圈地幔的混染会引起Th和Ta的同步富集(Pearce, 1983)，而抱伦辉绿岩脉富集Th但亏损Ta，这表明其未受到过富集岩石圈地幔的混染。由于不活泼的HFSE含量可能反映地幔源区的特征(McCulloch and Gamble, 1991)，抱伦辉绿岩脉和MORB相似的HFSE含量说明其岩浆可能来源于亏损地幔源区。除13BL-44外，抱伦辉绿岩脉左倾型的稀土元素配分曲线(图8)也支持这一推测。而13BL-44的右倾型稀土配分曲线可能是亏损地幔源区通过低程度的部分熔融演化而来的(Tatsumi and Eggins, 1995; Winter, 2010)。

表3海南省抱伦金矿辉绿岩脉主量(wt%)和微量(×10-6)元素含量

Table 3 Major element (wt%) and trace element (×10-6) compositions of the diabase dykes from the Baolun gold deposit, Hainan Province

样品号13BL-4413BL-7113BL-8013BL-9913BL-173SiO250.23 50.17 51.03 49.91 50.59 TiO21.22 1.21 1.22 1.08 1.13 Al2O313.80 13.85 14.59 13.29 11.99 Fe2O313.21 14.96 12.75 13.89 15.82 MnO0.24 0.23 0.21 0.22 0.30 MgO7.28 7.15 7.55 7.18 6.78 CaO10.81 8.96 9.06 11.59 9.60 Na2O2.03 0.90 2.96 2.40 1.31 K2O1.11 2.49 0.56 0.36 2.41 P2O50.08 0.08 0.08 0.07 0.06 LOI1.07 6.45 2.60 1.18 1.38 Total99.53 99.89 99.59 99.53 99.51La9.48 3.91 4.15 3.40 4.69 Ce21.35 9.99 10.97 8.60 11.84 Pr3.01 1.61 1.71 1.39 1.77 Nd14.56 8.39 9.10 7.47 8.99 Sm4.11 2.83 3.10 2.54 2.98 Eu1.67 1.02 1.25 1.01 1.58 Gd5.19 3.95 4.46 3.65 3.79 Tb0.93 0.78 0.87 0.72 0.74 Dy5.99 5.15 5.81 4.89 4.83 Ho1.28 1.14 1.25 1.08 1.07 Er3.53 3.25 3.54 3.12 2.99 Tm0.53 0.48 0.52 0.46 0.46 Yb3.57 3.28 3.41 3.07 2.90 Lu0.56 0.52 0.52 0.48 0.45 Y30.9328.1731.2526.326.4ΣREE75.7646.2750.6441.8849.09LREE/HREE2.511.501.491.401.85(La/Yb)N1.91 0.85 0.87 0.79 1.16 δEu1.110.931.021.011.44δCe0.97 0.98 1.01 0.97 1.01 Sc55.46 54.60 61.06 51.62 48.17 Ti7539 7191 7589 6477 6648 V378 368 388 342 324 Cr205 108 271 218 241 Mn1941 1862 1645 1795 2303 Co36.3263.0842.7351.0142.95Ni71.58 56.01 67.76 88.50 108.30 Cu20.3917.951.5886.3515.98Zn141.7144.1112.799.62206.1Ga19.7518.117.5216.4316.74Ge3.83 3.06 2.79 2.54 4.91 Rb81.2 243.9 45.1 14.2 146.4 Sr220.1175.3158.8179.8244.1Zr72 70 70 60 61 Nb3.43 3.35 3.42 2.92 3.29 Ta0.31 0.29 0.30 0.23 0.24 Cs8.03 52.42 8.49 0.91 3.12 Ba195.5 190.068.30 13.08 268.6 Hf2.05 2.00 1.98 1.73 1.95 Pb5.77 5.18 28.89 13.48 14.22 Th1.18 1.05 1.04 0.89 1.00 U0.44 0.29 0.29 0.23 0.45

注：主量元素已换算成干体系，LOI代表烧失量, Fe2O3含量为全铁含量

图10 海南省抱伦金矿辉绿岩脉La/Sm-Sm/Yb图解图中Auckland、Northland和Mercury Island的区域分别代表新西兰这两个地区玄武岩的数据分布范围. 其中，Auckland玄武岩的Sm/Yb比值较高，表明源区部分熔融时残留有石榴石，另一个区域表明源区没有石榴石残留，因此深度也较浅(Huang et al., 2000) 底图以及Auckland、Northland和Mercury Island的范围引自(Huang et al., 2000)Fig.10 La/Sm vs. Sm/Yb diagram for the diabase dykes from the Baolun gold deposit, Hainan Province

抱伦辉绿岩脉样品的εNd(t)皆为正值，显示出亏损地幔源区的特征。样品13BL-71的εNd(t) 仅为0.33，相对本组其它几个样品明显降低。由于样品从源区分离时同位素143Nd/144Nd的值和源区相同(李献华，1996)，因此，样品13BL-71对应的岩浆有其它源区成分的加入，这种源区可能是地壳和/或富集岩石圈地幔。但由于其fSm/Nd、蛛网图和稀土配分模式的形态相对其它样品没有明显的差异，说明其它源区混入的程度有限。样品13BL-44的fSm/Nd为-0.13，明显偏离其它样品，而εNd(t)未出现明显偏离，因此导致这种结果的主要原因是其发生了低程度的部分熔融，而不是不同源区的混合。根据3.2.2节的分析，样品的岩浆源区应为岛弧岩浆性质，然而，洋内岛弧玄武岩的εNd(t)通常很高(+9)(钱青和王焰，1999)，而本次样品的εNd(t)位于0.3～5.6之间，可能是地壳混染的缘故。

在La/Sm-La图解(图11)中，辉绿岩脉样品的La/Sm比值和La含量呈现出良好的正相关关系。在图12a中，样品的Rb/Nb和Rb/Zr明显地呈现出正相关的关系，且大致沿部分熔融的方向变化；在图12b中，样品基本分布于代表部分熔融的水平方向上。这说明，抱伦辉绿岩脉是岩浆源区部分熔融的产物。

综上所述，抱伦辉绿岩脉的岩浆源区为受到过俯冲带含水流体影响的亏损地幔源区，具有岛弧岩浆的性质，几乎未受到过富集岩石圈地幔的混染，但可能受到过少量地壳物质的混染。所有样品的岩浆源区均较浅，源区没有石榴石相的残余。抱伦辉绿岩脉是岩浆源区部分熔融的产物。

表4海南省抱伦金矿辉绿岩脉Sm-Nd同位素组成

Table 4 Sm-Nd isotopic compositions of the diabase dykes from the Baolun gold deposit, Hainan Province

样品号年龄(Ma)Sm(×10-6)Nd(×10-6)147Sm144Nd143Nd144Nd2σfSm/Nd143Nd144Nd()iεNd(t)tDM1(Ma)tDM2(Ma)13BL-4413BL-7113BL-8013BL-9913BL-173231.64.11 14.56 0.17 0.512888 0.000010 -0.13 0.512631 5.6 927 544 2.83 8.39 0.20 0.512665 0.000005 0.04 0.512359 0.3 7240 977 3.10 9.10 0.21 0.512929 0.000006 0.05 0.512618 5.4 4416 565 2.54 7.47 0.21 0.512918 0.000006 0.05 0.512608 5.2 4445 581 2.98 8.99 0.20 0.512878 0.000005 0.02 0.512576 4.6 3090 632

图11 海南省抱伦金矿区辉绿岩脉La/Sm-La图解(据Treuil and Joron, 1975) Fig.11 La/Sm vs. La diagram for the diabase dykes from the Baolun gold deposit, Hainan Province (after Treuil and Joron, 1975)

图12 抱伦金矿区辉绿岩脉部分熔融判别图(据张贵山等, 2009) Fig.12 Discrimination diagrams of partial melting for the diabase dykes from the Baolun gold deposit (after Zhang et al., 2009)

4.2 构造背景

前人在尖峰花岗岩体的不同部位采样，测得其成岩年龄分布于236±3.5Ma～249±5Ma之间(舒斌等，2004；谢才富等，2006；张小文等，2009)，这与本次抱伦辉绿岩脉的231.6±2.6Ma的年龄在误差范围内一致，抱伦辉绿岩脉的成岩年龄稍晚，且两者的出露位置相邻(图2)。主量元素分析结果表明，抱伦辉绿岩脉的SiO2含量分布于49.91%～51.03%的狭窄范围之内(表3)，而尖峰花岗岩的SiO2含量分布于70.90%～76.31%之间(谢才富等，2006)，缺失SiO2含量为52%～70%的岩石类型，呈现出双峰式的特征。上述尖峰岩体和抱伦辉绿岩脉的特征与唐立梅等(2013)在海南兴隆地区识别的双峰式侵入岩类似。

抱伦辉绿岩脉在AFM图解上大多分布于拉斑系列的区域(图7)。在Ta/Yb-Th/Yb图解(图13)上落于岛弧玄武岩的范围。微量元素特征表明，抱伦辉绿岩脉富集Sr、K、Rb和Ba等LIL元素，亏损Ta、Ti等HFSE，且具有岛弧岩浆岩的Cs、K和Pb特征峰值(图9b)。这些特征与造山后伸展构造环境形成的基性岩一致(Gansetal., 1989; Turneretal., 1992; 李晓勇等，2002)，指示抱伦辉绿岩脉形成于造山后伸展的构造环境。在Maniar and Piccoli (1989)的构造环境判别图上尖峰花岗岩几乎全部落入造山后的区域(谢才富等，2006)也印证了这一点。

图13 海南省抱伦金矿辉绿岩脉构造环境判别图(据Pearce, 1983)IAB-岛弧玄武岩；IAT-岛弧拉斑系列；ICA-岛弧钙碱系列；SHO-岛弧橄榄玄粗岩系列；WPB-板内玄武岩；MORB-洋中脊玄武岩；TH-拉斑玄武岩；TR-过渡玄武岩；ALK-碱性玄武岩Fig.13 Th/Yb vs. Ta/Yb diagram for the diabase dykes from the Baolun gold deposit, Hainan Province (after Pearce, 1983)

关于华南早中生代的构造演化，目前主要存在着两种观点：第一种观点认为，此时的华南主要受特提斯构造域的控制，以近东西向古特提斯洋的闭合和南北向的陆陆碰撞为特征(周新民，2003；Zhouetal., 2006; 董树文等，2007)。第二种观点认为主要受太平洋构造域的控制，以垂直于古太平洋板块俯冲方向发育的岩浆岩带为特征(陈迪云等，1997；Wangetal., 2005; Lietal., 2006；Li and Li, 2007; 王丽娟等，2007)。根据Zhangetal. (2011)的研究，海南岛公爱地区发育的韧性剪切带与印支北部的韧性剪切带有着相似的变形时序和变形样式，且本次识别的双峰式侵入岩与唐立梅等(2013)在万宁市兴隆镇识别的双峰式侵入岩分别位于尖峰-吊罗深大断裂的西部和东部，两者的连线呈东西向，两者的形成年龄分布于250～230Ma。这表明，早中生代时期海南岛主要受古特提斯构造域控制。

目前大多学者都认同海南岛在三叠纪发生了碰撞拼合，但对于海南岛各个块体间的缝合线位置仍然存在分歧。杨树锋等(1989)和张业明等(1997)均认为，海南岛南北两个块体沿九所-陵水断裂带碰撞拼合。李献华等(2000a, b)认为海南岛沿昌江-琼海断裂拼合，刘海龄等(2004, 2006)认为王五-文教断裂和九所-陵水断裂将海南岛分割为琼南、琼中、琼北三个块体，两者均为块体碰撞拼合的缝合线。

李献华等(2000a, b)在邦溪、晨星两地发现了古特提斯洋壳的残片，其全岩Sm-Nd年龄为333Ma，认为海南岛可能沿昌江-琼海断裂拼合。然而，随后Xuetal.(2007)和王智琳等(2013)又在邦溪发现了产出于弧后盆地的变质基性岩，其成岩年龄为269Ma。这表明，李献华等(2000a, b)在邦溪、晨星地区发现的洋壳残片可能产出于弧后盆地扩张而形成的小洋盆。再者，邦溪、晨星两地均分布于昌江-琼海断裂以北。而在海南省构造地质图(图1b)上，可发现晚古生代-早中生代(290～190Ma)产出的花岗岩无一例外地分布于王五-文教断裂以南。因此，华南板块和印支板块在海南岛的缝合带可能位于王五-文教断裂的位置，而不是昌江-琼海断裂的位置，沿昌江-琼海断裂可能在333～269Ma发育弧后盆地。因此，若以王五-文教断裂和昌江-琼海断裂为界将海南岛自北向南依次分为琼北、琼中和琼南三个块体，则琼北块体属于华南板块，琼中、琼南块体属于印支板块。王五-文教断裂以北完全不发育晚古生代-早古生代(290～190Ma)花岗岩，且王五-文教断裂以南的抱伦辉绿岩脉、尖峰花岗岩、兴隆辉绿岩、三亚霓辉石正长岩均受到俯冲带含水流体的影响。这说明，琼北块体一侧为被动大陆边缘，琼南块体一侧为主动大陆边缘，两者之间的古特提斯洋壳向南俯冲到了琼南块体之下，从而触发了一系列的岩浆活动。

发育于琼东乐来地区的255Ma的同造山巨斑状花岗岩(谢才富等，1999)以及发育于石碌、邦溪一带的257.5Ma同造山花岗岩(李孙雄，2005)表明，255Ma左右海南岛已进入同造山期。249～231Ma尖峰岩体和抱伦辉绿岩脉构成的双峰式侵入岩以及238～234Ma兴隆双峰式侵入岩(唐立梅等，2013)构成了造山后伸展构造环境下的双峰式侵入岩组合。三亚地区发育的244Ma的三亚石榴霓辉石正长岩(谢才富等，2005)和乐东县233Ma的A型花岗岩(王大英和云平，1999)、袁水地区230～215Ma 的A型花岗岩(谢才富等，1999)一起，构成了后碰撞时期的特征岩石组合(Turneretal., 1992; Boninetal., 1998; Bonin, 2004)，标志着造山作用的结束。

4.3 辉绿岩脉和金成矿关系

针对基性岩、超基性岩在时间和空间上和金矿的产出密切相关的现象，前人曾通过岩石学、矿物学、全岩地球化学、原位微区、Pb同位素和Sm-Nd同位素等手段研究了金的成矿作用和基性/超基性岩的成因联系。研究结果表明，基性岩可能起源于上升的地幔柱(Kamenovetal., 2007; Berge, 2013)、裂谷(Kamenovetal., 2007)和深大断裂(Bierleinetal., 2001; Tanetal., 2012)等伸展构造环境。与基性岩产出密切相关的金矿床中的Au可能来自于基性岩浆(Rusinovetal., 2005; Kamenovetal., 2007; Tanetal., 2012; Berge, 2013)，但也可能与基性岩浆没有任何成因关系，只是含金成矿流体和基性岩浆在不同时间通过相同的断裂构造上升而形成某种空间上紧密共生的关系(Bierleinetal., 2001)。

通常认为，地核是地球上最富Au的部位(Rock and Groves, 1988)。Frey and Green(1974)和Mitchell and Keays(1981)的研究发现，普通二辉橄榄岩捕掳体中也存在着来源于交代流体的富Au的硫化物成分和晶间物质。基性岩浆，特别是煌斑质岩浆中含有所有火成岩中最高含量的CO2、H2O、F、K、Rb和Ba，且同时含有适量的S，因此被认为是Au运移的合适载体(Rock and Groves, 1988)。但岩浆中S的含量亦不可过高，因为只有当S处于不饱和状态时，岩浆才能把Au及其它许多亲铜元素(如Pd、Pt、Ag、Cu和Zn)从地幔携带到地表(Keays, 1984, 1987)。随着岩浆的演化，Au可随着从岩浆中分离出来的挥发分继续运移(Hedenquist and Lowenstern, 1994; Heinrichetal., 1999)。

关于抱伦金矿床成矿物质和成矿流体的来源，目前主要有志留系陀烈组、尖峰岩体和燕山期岩体几种观点(丁式江等，2001；舒斌等，2004，2006；谢才富等，2006；钟增球，2010)。然而，元素分布特征的研究表明，尽管近矿带的志留系浅变质岩系金含量高，但未受矿化影响的岩系中金的含量与地壳丰度值接近(钟增球，2010)。因此，志留系浅变质岩中金的高含量可能只是成矿热液叠加的结果，陀烈组是抱伦金矿床矿源层的说法值得商榷。在矿床的矿物学研究中，前人(丁式江等，2001；王朝文等，2011)发现金的共生矿物中存在大量的砷、碲、铋矿物，这是岩浆热液成因矿床的特征(Thompsonetal., 1999; Baker, 2002; Maoetal., 2003)。此外，成矿阶段流体包裹体的盐度和密度也处于岩浆热液矿床的范围内(王婧等，2013)。矿石中黄铁矿的硫同位素分析结果表明硫主要来源于岩浆(舒斌等，2006)；而成矿流体的氢氧同位素表明成矿流体主要由岩浆水和大气降水混合而成(舒斌等，2006)，且从早到晚，大气降水的比例逐渐升高(王婧等，2013)。以上这些都表明，成矿物质和成矿流体主要来源于岩浆。舒斌等(2006)认为其主要来源是印支期的花岗质岩浆。丁式江等(2001)认为成矿热液即为尖峰岩体的岩浆期后热液。

然而，在对成矿流体中的CO2进行碳同位素分析时，发现其中的C主要来源于地幔，少量来源于地层(舒斌等，2006；王朝文等，2011)。矿石中黄铁矿包裹体的He-Ar同位素数据(中国科学院广州地球化学研究所许德如课题组，未发表数据)也表明成矿过程中有地幔物质的参与。而舒斌等(2006)提出的印支期花岗质岩浆和丁式江等(2001)提出的尖峰岩体提供成矿物质和成矿流体的观点都不能很好地解释地幔物质的参与。钟增球(2010)和王朝文等(2011)提出，成矿物质和成矿流体可能来自于燕山期的千家岩体，其显示出来的深源浅侵位特征(王朝文等，2011)也表明能为成矿过程带来地幔物质。但矿石定年结果表明，抱伦金矿床的成矿年龄为224.6±7.2Ma(矿石中与Au共生的辉钼矿的Re-Os定年：Xuetal., 2017)，不支持燕山期岩浆提供成矿物质的观点。

图14 海南岛晚石炭世-晚三叠世大地构造发展史及抱伦金矿成矿模式Fig.14 Schematic diagrams showing the possible tectonic evolution of Hainan Island from Late Carboniferous to Late Triassic and the mineralization of the Baolun gold deposit

辉绿岩脉的侵位年龄为231.6±2.6Ma，与成矿年龄在误差范围内一致，且来源于地幔。从辉绿岩脉的金丰度分析结果可以看出，辉绿岩脉样品13BL-44和13BL-71的金丰度达到187×10-9和76×10-9，远远高于地壳克拉克值，而其它3个样品的金丰度仅3×10-9～7×10-9或在检测线以下，数据离散度大。这表明辉绿岩脉中的Au可能在成矿过程中被活化、迁移。样品13BL-80、99、173的金丰度低可能是其中的Au已被活化迁移而在断裂破碎带中成矿的结果。

研究表明，低盐度、富CO2、含适量S的流体能运移Au，但不能运移贱金属，单金矿床的成矿物质是通过这种流体运移的(Phillips and Groves, 1983)。而拥有适当含量的S以及高含量的CO2、H2O、F、K、Rb和Ba的岩浆和上述这种流体很接近(Rock and Groves, 1988)。抱伦金矿床属于单金矿床。抱伦辉绿岩脉主微量元素分析数据(表3、图9)显示，辉绿岩脉富集K、Rb、Ba等元素，且曾受到过来自俯冲板片的含H2O流体的交代。而F-的离子半径和OH-相近，F能部分替代含水矿物(如角闪石和金云母)中的(OH)(Tatsumi and Eggins, 1995)。从而可推测，源区受到过含水流体交代的抱伦辉绿岩脉的岩浆也含有F的成分。因此，抱伦辉绿岩脉的岩浆是Au合适的运移载体，具备将Au从深部携带到浅部的能力。综上所述，抱伦金矿床的Au很可能来源于产出在抱伦金矿区的辉绿岩脉。

根据上文的论述，构建海南岛晚石炭世-晚三叠世大地构造发展史及抱伦金矿成矿模式：

330～270Ma，华南板块往南向印支板块俯冲，在海南岛表现为琼北块体向南俯冲。古特提斯洋洋壳的俯冲在昌江-琼海断裂一带产生拉张的应力，从而将南部块体分为琼中和琼南两个块体，形成弧后盆地(图14a)。

270～250Ma，古特提斯洋以及弧后盆地闭合，在海南岛表现为琼北、琼中、琼南块体的碰撞，分别在古特提斯洋和弧后盆地闭合的位置形成现在的王五-文教断裂和昌江-琼海断裂。洋壳残片逆冲就位于邦溪、屯昌、晨星等地(图14b)。

250～215Ma，造山作用进入后碰撞时期，伴随着富集岩石圈地幔的拆沉，应力机制由原来的挤压为主逐渐向伸展为主的机制转换。地壳中的杂砂岩或变砂屑岩因升温减压而发生大规模的部分熔融，形成尖峰岩体。受到过俯冲带含水流体影响但未被富集岩石圈地幔混染的亏损地幔源区减压熔融，在以部分熔融为主导的岩浆演化过程中沿裂隙上升，并将Au从地球深部携带到近地表处。基性岩浆热液携带着Au等成矿元素和尖峰岩体的酸性岩浆热液混合，随后沿着裂隙运移上升。当遇到志留系陀烈组的含碳千枚岩时，成矿流体的化学性质发生改变，导致Au在陀烈组中的断裂破碎带中富集成矿。从地表下渗的天水和成矿流体混合也改变了成矿流体的物质化学性质，促进了矿化作用的进行(图14c)。