西藏洞嘎金矿床地质特征、原位硫同位素组成及成因探讨

何 青, 郎兴海*, 王旭辉, 邓煜霖, 王涌涛, 吴伟哲, 谢鸿儒,詹宏宇, 刘洲基, 姜 楷

1)成都理工大学地球科学学院, 四川成都 610059; 2)藏天圆矿业资源开发有限公司, 西藏日喀则 857000

洞嘎金矿床位于西藏冈底斯成矿带的雄村斑岩型铜金矿集区内, 是冈底斯成矿带发现较早(1989 年)且投入开采(2000 年)的岩金矿, 该矿床的发现曾被视为西藏岩金找矿的重要突破(粟登逵和黄卫, 2003)。但由于在矿床的勘查与开发过程中理论指导跟不上, 开采的矿体规模较预期小、金矿化品位变化大、矿化富集规律不清楚, 其资源量为9.95 t, 达中型规模(张延杰等, 2006)。关于洞嘎金矿床的成因目前尚存在较大的争议, 主要有三种观点,分别为隐爆角砾岩型矿床(粟登逵和黄卫, 2003)、中低温岩浆热液交代构造破碎蚀变岩型矿床(邢俊兵等, 2003)和浅成低温热液型矿床(曹志敏等, 1996;郎兴海, 2007)。另外, 洞嘎金矿床的成矿物质来源也存在争议, 主要有三种认识: (1)硫来自俯冲沉积物和岩浆源区, 铅来自地幔(曲晓明等, 2002); (2)硫主要源于幔源, 铅主要来源于上地幔和造山带(邢俊兵等, 2003); (3)硫同位素组成具有深源岩浆硫特征, 铅主要来源于地幔(郎兴海, 2007)。此外, 雄村矿集区目前已经发现了1 号、2 号、3 号斑岩型矿床,洞嘎金矿床与雄村矿集区的斑岩型矿床是否在时空上存在联系, 也需要进一步研究。

为了进一步查明洞嘎金矿床的成因, 本文对洞嘎金矿床开展了详细的野外地质调查和室内光薄片鉴定, 重点查明其控矿要素、金属矿物组合、蚀变矿物组合、脉体类型及金的赋存状态等矿床地质特征, 在此基础上通过开展硫化物原位硫同位素测试,结合前人研究成果, 揭示成矿物质来源, 进而探讨洞嘎金矿床的成因, 为矿区的找矿勘查工作部署提供理论支撑。

1 区域地质背景

青藏高原由北向南主要被金沙江缝合带(JSSZ)、班公—怒江缝合带(BNSZ)和雅鲁藏布缝合带(YZSZ)分隔为羌塘地块、拉萨地块和喜马拉雅地块(Yin and Harrison, 2000; Zhu et al., 2013)。拉萨地块南北分别以雅鲁藏布缝合带(YZSZ)和班公—怒江缝合带(BNSZ)为界, 由南至北被洛巴堆—米拉山断裂(LMF)和狮泉河—纳木错缝合带(SNMZ)进一步划分为北拉萨地体、中拉萨地体和南拉萨地体(图1a)。南拉萨地体主要发育中—新生代花岗岩以及断续分布的中—新生代火山-沉积岩(Zhu et al., 2011,2013; Kapp and Decelles, 2019)。中—新生代花岗岩主要由中三叠世—白垩纪与新特提斯洋俯冲相关的弧花岗岩和古新世—中新世碰撞相关的花岗岩组成(Ji et al., 2009; Zhu et al., 2011, 2015; Wang et al.,2022)。中—新生代火山-沉积岩主要为中—下侏罗统叶巴组和雄村组、中三叠统—下白垩统比马组(Kang et al., 2014; Wang et al., 2016; Wei et al., 2017;Lang et al., 2020; Deng et al., 2022)和古新统—始新统林子宗群(莫宣学等, 2003; Lee et al., 2009)。

图1 青藏高原大地构造图(a, 据Zhu et al., 2013 修改)和冈底斯成矿带成矿区带划分及矿床类型分布示意图(b)Fig. 1 Tectonic map of the Tibetan Plateau (a, modified from Zhu et al., 2013), and division of the metallogenic belt and schematic diagram of deposit type distribution in the Gangdese metallogenic belt (b)

冈底斯成矿带位于拉萨地块南缘, 在平面上呈50 km 宽、400 km 长的狭长带状(Hou and Cook, 2009;唐菊兴等, 2012; Zheng et al., 2014)。根据冈底斯成矿带各时期的岩浆作用及对应的成矿事件, 主要将其划分为3 个重要的成矿时期: (1)210～160 Ma 俯冲斑岩型Cu-Au 成矿期, 主要以雄村斑岩型Cu-Au 矿集区为代表, 其主要由1、2、3 号矿体组成(Lang et al., 2014; Tang et al., 2015); (2)65～50 Ma 主碰撞斑岩-矽卡岩-浅成低温热液型Pb-Zn-Ag-Fe-Cu-W-Mo成矿期, 主要以蒙亚啊矽卡岩型Pb-Zn 矿床、斯弄多浅成低温热液型Pb-Zn-Ag 矿床、哈海岗矽卡岩型W 矿床和列廷冈矽卡岩型Fe-Cu 矿床为代表(Zhao et al., 2014; 王立强等, 2014); (3)20～10 Ma 后碰撞伸展斑岩-矽卡岩型Cu-Mo-(Au-Ag-Pb-Zn)成矿期, 主要以包括驱龙、甲玛、冲江、厅宫、朱诺等斑岩型Cu-Mo 矿床为代表(Hou and Cook, 2009;唐菊兴等, 2017)。

2 矿床地质特征

雄村矿集区位于冈底斯成矿带中段南缘, 南侧紧邻雅鲁藏布江缝合带(图1; 郎兴海等, 2017)。该矿集区是冈底斯成矿带目前发现的一个与新特提斯洋俯冲作用有关的超大型斑岩铜金矿集区, 矿集区的铜金属量超过250 万t、伴生金超过250 t、伴生银超过1000 t(唐菊兴等, 2012)。

洞嘎金矿床位于矿集区中部, 洞嘎矿区出露的地层单元有两套(图2): 即下—中侏罗统雄村组火山-沉积岩(J1-2x)和第四系(Q)洪积-冲积-崩积物(Lang et al., 2019a)。雄村组(J1-2x)下部主要由长英质火山集块岩、安山质火山集块岩和火山角砾岩构成,夹薄层凝灰岩; 中部主要由安山质凝灰岩、玄武质凝灰岩及砂岩夹层组成; 上部主要由石英玄武质砂岩、玄武质砂岩、粉砂岩、炭质板岩、灰岩构成, 夹薄层凝灰岩(杨宗耀等, 2017; Lang et al., 2019a,2020)。其中中部的安山质凝灰岩和玄武质凝灰岩是洞嘎矿区主要的赋矿岩石。第四系(Q)崩积物主要分布于洞嘎矿区斜坡之上, 厚度一般可达数十米, 呈角砾状、局部层状, 分选差, 磨圆度差, 大小混杂堆积, 砾石的成分复杂, 以洞嘎矿区的岩石类型为主;洪积物-冲积物主要分布于沟谷中, 由砾石、砂砾、砂土等构成(Lang et al., 2019a)(图2b)。

图2 雄村地区地质图(a; 修改自Lang et al., 2014)和洞嘎金矿床地质简图(b)Fig. 2 Geological map of the Xiongcun district displaying the sampling locations (a; modified from Lang et al., 2014),and geological map of the Dongga Au deposit (b)

洞嘎矿区内出露的岩浆岩主要有早侏罗石英闪长斑岩(Lang et al., 2014)、早—中侏罗世石英闪长斑岩(Lang et al., 2014)(图2b)。另外在洞嘎矿区北侧还零星分布中侏罗世辉绿岩脉, 始新世煌斑岩脉(图2b)。早侏罗世石英闪长斑岩位于洞嘎矿区的南侧, 侵入到雄村组火山-沉积岩中。早—中侏罗世石英闪长斑岩主要产于洞嘎矿区西侧及中部, 均侵入到雄村组火山-沉积岩中。中侏罗世辉绿岩脉与始新世煌斑岩脉零星分布于洞嘎矿区中北部(图2b)。洞嘎矿区断裂构造较为发育, 主要为EW 向、NE-SW 向、NW-SE 向断层构造, 破碎带宽度一般在一至数十米,长者贯穿整个洞嘎矿区, 倾向北, 倾角一般为40°～50°(图2b)。

2.1 矿体特征

洞嘎金矿床已发现的金矿体均产于下—中侏罗统雄村组凝灰岩中(图2b; 唐菊兴等, 2012; Lang et al., 2014; Tang et al., 2015), 位于洞嘎普北侧(图2b)。矿体受控于NW-SE 走向的裂隙系统(图2b), 裂隙倾向多为 NE, 少数倾向为 SW, 倾角变化大(35°～65°), 延伸较稳定。特别是NW-SE 与NE走向裂隙交叉部位, 显示出较好的金矿化特征。地表由4 个探槽(TC29-1、TC29-2、TC29-4 及TC25-1),深部由 10 个钻孔(ZK9125、ZK9115、ZK9105、ZK9101、ZK9108、ZK9120、ZK8736、ZK8901、ZK8707 及ZK10704)控制(图2b)。矿体厚度10～15 m(平均厚 10 m), 金品位0.13～61.6 g/t(平均品位6.9 g/t), 特高品位可达上千克/吨, 品位变化大, 已探获金金属量9.55 t, 金矿石量199.5 万t, 达到中型规模(张延杰等, 2006)。矿体的空间分布具一定的规律性: 在雄村组凝灰岩中呈脉状产出, 整体倾向NE、倾角在56°～67°之间, 彼此基本平行, 矿体的深部延伸情况仍未控制(图3)。

图3 洞嘎金矿床91 号勘探线剖面图Fig. 3 91# mining sections in the Dongga gold deposit

2.2 矿石特征

洞嘎金矿床主要产于雄村组凝灰岩中, 矿石类型主要为凝灰岩型矿石。矿石构造主要为脉状-细脉状构造和蜂窝状构造(图4a-e)。脉状-细脉状构造在洞嘎金矿床中最为常见, 常表现为黄铁矿、黄铜矿和闪锌矿等金属硫化物呈脉状在黄铁绢英岩化的凝灰岩中充填灌入。硫化物矿石在地表易被氧化成赤铁矿/褐铁矿矿石, 在近地表经氧化淋滤, 呈蜂窝状构造(图4e)。

矿石结构主要有结晶结构、交代结构、固溶体分离结构和压力结构(图4f-l)。结晶结构中, 黄铁矿发育自形(图4f)、半自形(图4h)以及他形粒状结构(图4i-k), 少数镶嵌在黄铜矿或磁黄铁矿中形成嵌晶结构(图4i-k)。黄铜矿、磁黄铁矿以及闪锌矿等矿物主要发育他形粒状结构, 黄铜矿常呈他形填隙结构充填在黄铁矿以及脉石矿物颗粒间隙中(图4h,i, j)。交代结构主要是磁黄铁矿、黄铜矿交代黄铁矿(图4i-k), 磁铁矿交代黄铁矿和黄铜矿(图4i)等, 形成交代残余结构、假象结构、反应边结构、骸晶结构等。固溶体分离结构主要是黄铜矿出溶于闪锌矿中形成乳滴状、叶片状等结构(图4i)。压力结构是黄铁矿受到压力作用形成的压碎结构(图4g)。

洞嘎金矿床金属矿物主要为黄铁矿、黄铜矿,次为自然金, 少量的闪锌矿、磁黄铁矿、磁铁矿(图4), 其他金属矿物有少量的钛铁矿、赤铁矿, 金属矿物占比约5%～15%; 非金属矿物以石英、绢云母为主, 次为绿泥石、绿帘石、阳起石, 少量碳酸盐矿物, 非金属矿物占比约85%～95%。

黄铁矿: 与金关系最为密切, 最为常见的金属硫化物。常呈自形-半自形粒状结构和他形粒状结构等(图4f-h、图4i-l)。发育立方体(图4f)和五角十二面体(图4i)自形粒状黄铁矿。可见他形粒状黄铁矿与磁黄铁矿和黄铜矿形成嵌晶结构(图4h)。黄铁矿发育较多孔洞和裂隙, 经常被黄铜矿、磁黄铁矿、赤铁矿和磁铁矿等矿物交代(图4h-j)。部分裂纹极为发育, 局部受应力破碎呈压碎结构(图4l)。部分黄铁矿被氧化为褐铁矿, 可见黄铁矿氧化为褐铁矿的反应边结构及交代残余结构(图4l)。

自然金: 通过镜下观察, 金在矿石中以独立矿物存在, 以自然金为主(图4m-n), 赋存于黄铁矿或黄铜矿中, 形态以包裹金和粒间金为主。自然金形态多样, 呈自形-他形粒状, 颗粒较大, 粒径在30～100 μm 之间, 以粗粒金为主(图4m)。

黄铜矿: 主要发育半自形-他形粒状结构, 多数呈不规则状和它形粒状, 铜黄色, 金属光泽, 粒径2～4 mm, 在矿石中主要呈脉状或团块状集合体分布, 次为星点状, 浸染状分布, 与磁黄铁矿、磁铁矿、闪锌矿呈共边结构, 少量以乳滴状出溶于闪锌矿中形成固溶体分离结构(图4i, j)。黄铜矿常充填在黄铁矿和脉石矿物颗粒间隙中呈他形填隙结构(图4i), 并沿黄铁矿颗粒边缘和裂隙充填交代(图4i, j)。

闪锌矿: 呈不规则粒状, 常与黄铜矿、黄铁矿共生, 有时分布于黄铁矿裂隙中, 有时与黄铜矿一起构成乳浊状结构、固溶体分离结构(图4h, i)。有时充填于黄铁矿孔洞及裂隙中。

磁黄铁矿: 粉褐色, 主要发育半自形-他形粒状结构, 极少呈自形粒状结构(图4k)。一般和黄铜矿共生, 交代黄铁矿。经常与它形粒状黄铁矿、黄铜矿颗粒构成嵌晶结构(图4h)。

磁铁矿: 在矿石中比较少见, 他形粒状结构。部分含有钛铁矿的片晶、粒晶, 部分钛铁矿中可见金红石(图4k)。交代黄铁矿和黄铜矿(图4i)。

2.3 围岩蚀变特征

通过矿区野外地质调查及典型样品的显微镜下观察, 洞嘎金矿床赋矿围岩凝灰岩受热液作用较强, 发育强烈的黄铁绢英岩化蚀变。黄铁绢英岩化蚀变分布范围较广, 在洞嘎矿区范围内的凝灰岩中普遍存在。主要表现为绢云母化和浸染状-脉状黄铁矿(图5a-c)。绢云母化主要表现为长石类矿物蚀变为绢云母, 长石类晶屑发生绢云母化, 由于蚀变作用较强, 长石晶屑可见板柱状长石晶体假象(图5d)。胶结物(火山灰)普遍发生绢云母化, 镜下在矿物晶粒之间明显分布大量粒状、片状绢云母散布(图5e-f)。洞嘎金矿床黄铁绢英岩化蚀变中常见宽度大于0.5 cm 平直规则的黄铁矿脉(图5b), 脉内黄铁矿颗粒结晶较好。

图5 洞嘎金矿床围岩蚀变特征Fig. 5 Surrounding rock alteration of the Dongga gold deposit

2.4 脉体特征

洞嘎金矿床发育石英硫化物脉、绿泥石硫化物脉、黄铁矿脉、阳起石脉和晚期石英脉(图6), 脉体的主要特征如下:

石英硫化物脉: 是洞嘎金矿床形成最早的脉体,脉体不规则, 弯曲不连续, 脉壁界线清楚, 脉体宽度一般小于3 cm(图6a), 常被绿泥石硫化物脉(图6b)、晚期石英脉穿插。主要矿物组合为自形-半自形的石英、自形-半自形黄铁矿及少量的黄铜矿(图6h-i)。

绿泥石硫化物脉: 脉体为灰绿色, 弯曲不规则,宽度一般小于2 cm, 可大于5 cm(图6b-d)。该脉是洞嘎金矿床的含矿脉体, 它的富集程度决定金矿化的品位。被较晚的阳起石脉、晚期石英脉穿插(图6b-d)。主要矿物组合为绿泥石、绿帘石、黄铁矿和自然金, 以及少量的黄铜矿、磁黄铁矿、闪锌矿及石英(图6j-o), 偶见钛铁矿及金红石。自形-半自形黄铁矿常与黄铜矿共生, 部分破碎有裂纹, 粒径多数在0.1～2 mm。部分黄铁矿后期被氧化为赤铁矿/褐铁矿。

黄铁矿脉: 与围岩界线清楚(图6e), 脉宽0.5～3 cm。主要矿物为黄铁矿和不定量的石英, 有时含有少量的黄铜矿和磁铁矿、钛铁矿, 偶见金红石(图6q-r)。该脉在整个矿体中较常见, 脉中部分黄铁矿后期氧化为赤铁矿(图6p)。

磁铁矿脉: 较少见, 呈平直规则的细脉, 脉宽一般小于0.5 cm。主要矿物为磁铁矿, 次之为钛铁矿, 有时可见金红石, 少量磁铁矿被氧化为赤铁矿。

阳起石脉: 主要由自形程度较高的阳起石颗粒组成, 标本上可见阳起石簇状晶体(图6c-d), 次之为少量绿泥石和碳酸盐矿物以及微量的黄铁矿(图6s)。脉体形状较为规则, 宽度最大大于10 cm。

晚期石英脉: 是洞嘎金矿床热液成矿期形成最晚的脉体, 脉体平直规则, 常宽0.5～5 cm, 也可见宽度大于10 cm(图6f-g)。脉体主要由＞ 1 mm 自形-半自形石英颗粒组成, 石英颗粒间可见方解石或碳酸盐矿物填充(图6t)。

2.5 成矿期、成矿阶段划分

根据洞嘎金矿床矿物组合、生成顺序及相互关系, 成矿过程可划分为热液成矿期与表生氧化期,其中热液成矿期可进一步划分为成矿早阶段、成矿主阶段及成矿晚阶段(图7)。

图7 洞嘎金矿床矿物生成顺序表Fig. 7 Mineral formation sequence of the Dongga gold deposit

成矿早阶段形成大量的石英、绢云母、自形-半自形黄铁矿及少量的黄铜矿(图6h-i)。成矿主阶段形成了大量的黄铁矿、黄铜矿、自然金等, 以及少量的闪锌矿、钛铁矿、磁黄铁矿等; 非金属矿物主要为石英、绢云母、绿泥石, 中等的绿帘石, 及少量的金红石(图6j-o)。成矿晚阶段主要形成黄铁矿及少量的黄铜矿、磁铁矿及钛铁矿; 非金属矿物主要为石英、绢云母、阳起石、绿帘石、绿泥石等矿物, 及少量的金红石及方解石等矿物(图6p-t)。表生氧化期主要为近地表环境中, 原生硫化物经氧化淋虑而发生次生蚀变, 以黄铁矿次生蚀变为褐铁矿为特征(图6e)。矿石多具交代残余结构(图6l)或假象结构, 常见蜂窝状构造(图6e)。主要矿物的生成顺序见图7。

3 硫化物原位硫同位素测试及结果

本次测试原位硫同位素的洞嘎金矿床硫化物样品, 采自不同成矿阶段的硫化物, 包括: 石英硫化物脉中的黄铁矿, 黄铁矿脉中的黄铁矿, 以及绿泥石硫化物脉中的黄铁矿、黄铜矿、磁黄铁矿和闪锌矿(图8; 表2)。硫化物的微区原位硫同位素测试在北京锆年领航科技有限公司完成。激光剥蚀系统使用RESOlution 193 nm 准分子激光剥蚀系统, 多接收等离子体质谱仪型号为Neptune Plus, 束斑直径32 μm。测试过程中, 采用标准样品与未知标准交替测试的方式; 在离线数据处理中, 用标准样品的测值校正未知样品的测值, 并利用前后两个标准样品34S/32S 的均值代表标准样品的硫同位素比值。黄铁矿和磁黄铁矿测试过程中选择黄铁矿标准样品SP-Py-01(δ34SV-CDT为 2.0‰±0.5‰)作为标准样品,黄铜矿测试过程中选择黄铜矿标准样品SP-Po-01(δ34SV-CDT为 1.4‰±0.4‰)作为标准样品,闪锌矿测试过程选择闪锌矿标准样品NBS123(δ34SV-CDT为17.8‰±0.2‰)作为标准样品。同时, 插入闪锌矿标准样品 PTST-3(δ34SV-CDT为26.4‰±0.2‰)作为监控标准样品, 标准样品测试结果(δ34SV-CDT为26.5‰±0.45‰)符合推荐值, 与推荐值在误差范围内一致。最后相对于标准样品的δ34Sv-standard值全部转化为CDT 值(δ34SV-CDT; V-CDT:Vienna Canyon Diablo Troilite), 测试精度优于±0.2‰。具体测试方法见Chen et al.(2017)。

图8 洞嘎金矿床金属硫化物原位硫同位素测点位置Fig. 8 Distribution of in-situ sulfur isotopic C of metal sulfides of the Dongga gold deposit

共测得洞嘎金矿床6 件矿石样品中的金属矿物(黄铁矿、磁黄铁矿、闪锌矿、黄铜矿)的24 个点的原位硫同位素组成, 数据见表1。洞嘎金矿床中的黄 铁 矿δ34SV-CDT值为-1.57～+5.26‰, 平均值+2.59‰, 极差为 6.83‰; 闪锌矿δ34SV-CDT值为+1.45～+1.61‰, 平均值+1.52‰, 极差为0.16‰; 磁黄铁矿δ34SV-CDT值为+1.29～+1.43‰, 平均值+1.37‰, 极差为 0.14‰; 黄铜矿δ34SV-CDT值为-0.07‰～+0.79‰, 平均值+0.43‰, 极差为0.86‰。

表1 洞嘎金矿床金属硫化物原位硫同位素组成Table 1 In-situ sulfur isotopic compositions of metal sulfides of the Dongga gold deposit

4 讨论

4.1 成矿物质来源

矿物未受到地质作用的改造, 其δ34S 值通常不会发生改变, 因此对硫同位素组成的研究有助于判断成矿物质的来源(王云峰和杨红梅, 2016)。金属硫化物矿床硫的来源可分为5 类: (1)幔源硫,δ34S 值在0 值附近, 呈塔式分布(Chaussidon and Lorand,1990); (2)壳源硫,δ34S 值变化范围大(陈岳龙等,2005); (3)海水或者海相硫酸盐富集重硫, 现代海洋硫酸盐的δ34S 值相当稳定, 约为+20‰(陈岳龙等,2005); (4)生物成因则富集轻硫, 通常以负值为特征(郑永飞和陈江峰, 2000; 刘应冬等, 2020); (5)混合硫, 硫源相对复杂, 其δ34S 值变化范围为+5‰～+15‰。只有在矿物组合简单且缺乏硫酸盐矿物的情况下, 硫化物的δ34S 值可大致代表热液的总硫同位素组成(Ohmoto, 1972)。洞嘎金矿床硫化物硫同位素组成具有δ34S黄铁矿(均值约+2.59‰)＞δ34S闪锌矿(均值约+1.52‰)＞δ34S磁黄铁矿(均值约+1.37‰)＞δ34S黄铜矿(均值约+0.43‰)的特征, 显示S 同位素在硫化物间的分馏达到了热力学平衡。洞嘎金矿床矿石矿物组合简单, 主要为黄铁矿、闪锌矿、磁黄铁矿、黄铜矿,未发现硫酸盐岩矿物。因此, 硫化物(特别是黄铁矿)的δ34S 值可近似代表热液流体的δ34S∑S值(Ohmoto,1972), 即δ34S∑S≈δ34S黄铁矿=2.59‰。与幔源岩浆硫的δ34S 值(0±3‰, Chaussidon et al., 1989)一致, 暗示岩浆作用提供了硫源。与地壳硫同位素组成变化范围大以及生物成因硫通常为负值不同, 洞嘎金矿床硫化物的δ34S 值为-1.57‰～+5.26‰,平均值+1.85‰, 表现出多为较大正值且变化范围集中(表1), 具有明显的塔式分布(图9a), 位于地幔硫附近,具有岩浆硫的特点(图9b)。同时, 前人获得洞嘎金矿床的单矿物硫化物δ34S 值变化范围为-1.3‰～+3.0‰(曹志敏等, 1996; 曲晓明等, 2002; 邢俊兵等, 2003), 也显示了岩浆硫的特征。

图9 洞嘎金矿床硫同位素直方图(a)及组成(b)Fig. 9 δ34S frequency histogram (a), and S isotopic composition (b) of the Dongga gold deposit

铅元素在物质迁移以及矿质沉淀过程中几乎不发生分馏作用, 因此矿物中的铅同位素组成及变化能够用来研究成矿物质来源和矿床成因(Macfarlane et al., 1990; Chiaradia et al., 2004)。前人获得的洞嘎金矿床硫化物铅同位素组成较为均一(曲晓明等,2002; 邢俊兵等, 2003), 在反映铅源区构造环境判别图(图10a-c)中, 样品全部落在造山带与地幔演化线之间, 并相对靠近地幔, 揭示出洞嘎金矿床的铅同位素具有地幔铅的特征, 表明铅主要来源于地幔源。在同样反映铅源区构造环境的Δγ-Δβ图(图10d)中, 样品主要落入地幔源铅范围中。这些特征均表明, 洞嘎金矿床成矿物质主要来自俯冲造山作用有关的地幔, 这与硫同位素所指示的源区一致。

图10 雄村矿集区典型矿床的铅同位素组成图解(底图据Zartman et al., 1981; 朱炳泉, 1998)Fig. 10 Pb isotope diagram and Δγ-Δβ diagram of lead isotopes of typical deposits in the Xiongcun district(from Zartman et al., 1981; ZHU, 1998)

4.2 矿床成因探讨

前人对洞嘎金矿床的成因有着不同的认识:(1)隐爆角砾岩型矿床(粟登逵和黄卫, 2003); (2)中低温岩浆热液交代构造破碎蚀变岩型矿床(邢俊兵等, 2003); (3)浅成低温热液型矿床(曹志敏等, 1996;郎兴海, 2007)。从硫同位素组成看, 洞嘎金矿床为-1.57‰～+5.26‰(平均+1.69‰)(表1; 曹志敏等,1996; 曲晓明等, 2002; 邢俊兵等, 2003), 不同于构造破碎蚀变岩型矿床(-20‰～+25‰)和隐爆角砾岩型矿床(-8.2‰～+2.2‰), 更加接近斑岩型矿床(-3‰～+5‰)和浅成低温热液型矿床(0‰～+7‰)(艾霞,2002; 李宏录等, 2008; 邱正杰等, 2015), 暗示洞嘎金矿床更可能属于斑岩成矿系统。

洞嘎金矿床位于雄村矿集区南部(图2a), 紧邻2 号矿体, 其硫、铅同位素组成表明成矿物质属于幔源(图9, 10), 表明洞嘎金矿床与深部岩浆联系紧密。同时, 洞嘎金矿床矿体赋存于雄村组凝灰岩中,类似于雄村矿集区已发现斑岩型矿体(如1 号矿体、2 号矿体)的部分矿化赋存于雄村组凝灰岩的特征(Lang et al., 2014), 表明洞嘎金矿床可能属于斑岩成矿系统。此外, 洞嘎金矿床主要矿石构造为脉状-细脉状构造, 非金属矿物以石英、绢云母为主, 次为绿泥石、绿帘石、阳起石, 少量碳酸盐矿物; 与隐爆角砾岩型矿床发育角砾状和网脉浸染状构造的典型特征不同(陈衍景等, 2007), 与典型的浅成低温热液型矿床相比也缺乏冰长石、伊利石、叶片状方解石、明矾石等特征矿物(陈衍景等, 2007), 表明洞嘎金矿床可能不属于隐爆角砾岩型矿床和浅成低温热液矿床。另外, 洞嘎金矿床的成矿流体具有高盐度特点(26.29 wt%～30.87 wt% NaCl; 曹志敏等, 1996),既不同于构造破碎蚀变岩型金矿床(10 wt% NaCl;Kerrich et al., 2000; 陈衍景等, 2007), 也不同于隐爆角砾岩型金矿床(中-低盐度; 宋世伟等, 2013),而更加类似斑岩型成矿系统高盐度成矿流体特征(陈衍景等, 2007)。

洞嘎金矿床的成矿时代(黄铁矿 Re-Os 年龄:(180.4±2.8) Ma; 未发表数据), 与雄村矿集区2 号矿体(辉钼矿Re-Os 年龄: (172.6±2.1) Ma; 含矿斑岩锆石U-Pb 年龄: 175.7～181.8 Ma; Lang et al., 2014)的成岩成矿时代相近, 表明他们可能属于同一期成矿作用, 与雄村2 号斑岩铜金矿体属于同一岩浆-热液过程。同时, 洞嘎金矿床与雄村2 号矿体具有相似的硫、铅同位素组成, 在硫、铅同位素组成图解中(图9 和图10),δ34S 位于岩浆硫范围, 铅源主要来自地幔源, 但有少量的地壳物质(俯冲沉积物)加入,暗示了它们应存在成因上的联系, 可能属于同一斑岩成矿系统。其次, 洞嘎金矿床的含矿脉体为绿泥石硫化物脉, 雄村2 号矿体的主要含矿脉体之一也是绿泥石-硫化物脉, 其主要金属矿物组合也极为相似(表2; Lang et al., 2019b), 暗示二者存在成因联系。此外, 土壤-岩石地球化学异常和地面高精度磁测异常, 表现出从雄村2 号矿体往南部延伸至洞嘎金矿床的特征, 也表明洞嘎金矿床深部可能有斑岩型矿化体, 且可能与雄村2 号矿体的斑岩型矿化连为一体(郎兴海等, 2017)。

表2 雄村矿集区典型矿床的地质特征对比Table 2 Comparison of geological characteristics of typical deposits in the Xiongcun district

综上, 洞嘎金矿床可能属于斑岩铜金成矿系统外围的热液脉型金矿床, 深部可能存在斑岩型铜金矿床, 找矿潜力极大。

4.3 成矿机制浅析

雄村矿集区1 号矿体金资源量大且品位高, 总量达143.31 t, 平均品位为0.66 g/t; 2 号矿体金资源量少且品位低, 总量76.34 t, 平均品位0.22 g/t; 洞嘎金矿床富金, 金资源量达9.55 t, 平均品位6.9 g/t(表2)。如前文所述, 雄村矿集区2 号矿体和洞嘎金矿床类似的硫、铅同位素组成(图9, 10)、相近的成矿时间(Lang et al., 2014), 说明他们属于同一期成矿作用事件和具有相似的成矿物质来源, 表明2 号矿体和洞嘎金矿床属于同一斑岩铜金成矿系统。

已有研究表明, 金在成矿热液体系中主要以Au-Cl 和Au-HS 络合物的形式富集及迁移, 受到物理化学条件变化可以以多种形式活化迁移, 且可以相互转换(Gammons et al., 1997; Widler and Seward,2002)。金在中高温热液(150～350 ℃)、中-低pH 值(3～8)时, 主要以[Au(HS)2]-的形式存在(Shenberger and Barnes, 1989)。洞嘎金矿床主成矿阶段中的绿泥石为富镁绿泥石, 绿泥石的形成温度为242～272 ℃,绿泥石的 n(Fe)/n(Fe+Mg)值为 0.38～0.47(未刊资料)(铁取代镁表明其形成于相对酸性环境; 张娟等,2020), 表明其形成于低氧化及低pH 值条件(Inoue,1995)。因此, 洞嘎金矿床绿泥石硫化物脉的热液流体呈弱酸性、富硫、氧逸度较低(主要矿物组合为黄铁矿-磁黄铁矿)的特征, 成矿温度为中-高温(242～272 ℃), 推断洞嘎金矿床中金在成矿流体中主要以[Au(HS)2]-的形式运移。

金硫络合物([Au(HS)2]-)的溶解度主要受物理化学条件改变影响, 尤以氧逸度及pH 值影响为主,当热液为中性、中等氧逸度条件时, 金的溶解度最大, 氧逸度和pH 升高或降低均会引起金溶解度降低, 并最终导致金矿化发生(Ohmoto, 1972)。洞嘎金矿床绿泥石硫化物脉中绿泥石的n(Fe)/n(Fe+Mg)平均值为0.42(未刊资料), 且变化较小, 表明成矿流体呈弱酸性(张娟等, 2020), 且变化不大, 因此, 导致金矿化的主要原因不是pH 变化。成矿早阶段向成矿主阶段演化的过程中, 矿物组合由黄铁矿转变为黄铁矿-磁黄铁矿, 表明氧逸度有所降低, 但氧逸度下降会导致硫化物硫同位素值升高(Ohmoto,1972), 与实际硫同位素的变化特征刚好相反(表1),说明此过程中氧逸度的变化较小, 不是造成该期矿物相转变或金沉淀的主要因素。

洞嘎金矿床的金与绿泥石密切相关, 暗示金的沉淀可能与绿泥石的形成密切相关。绿泥石一般分为溶蚀-结晶和溶蚀-迁移-结晶(孙军刚等, 2015; 张娟等, 2020)。溶蚀-结晶机制是后期热液流体进入围岩, 沿围岩的构造断裂、节理和矿物裂隙运移, 对围岩中如长石、黑云母等易蚀变矿物进行溶蚀交代并在原地重结晶形成绿泥石, 原矿物常呈现出明显的蚀变结构, 有的甚至被完全交代呈交代假象结构,此类绿泥石一般不从流体中带入铁、镁组分, 主要由铁、镁硅酸矿物转化而来。其中长石蚀变形成绿泥石的反应式如下(杨献忠等, 2002):

该转换使得流体中的H+大大增加, 导致流体酸性增强。

黑云母蚀变形成绿泥石的反应式如下(李亮,2011):

该转换会消耗流体中大量的H+, 导致流体酸性减弱。

溶蚀-迁移-结晶机制一般是含矿热液流体与易蚀变矿物交代溶蚀后, 继续迁移一段距离, 随着流体物理化学性质的变化, 沿矿物裂隙沉淀结晶形成绿泥石, 呈细脉状-脉状分布, 一般与石英、黄铁矿、磁黄铁矿等矿物共生, 该类绿泥石的铁、镁组分主要来自早期含矿热液流体萃取围岩中的长石、黑云母等易蚀变矿物中的铁、镁等组分, 随后含矿热液流体沿矿物裂隙沉淀结晶为绿泥石(杨献忠等, 2002;孙军刚等, 2015; 张娟等, 2020)。

溶蚀-结晶机制形成的绿泥石会导致热液流体的pH 值发生较大变化(式1 和式2; 杨献忠等, 2002;李亮, 2011), 而洞嘎金矿床中与金共生的绿泥石n(Fe)/n(Fe+Mg)变化较小(未发表资料), 表明成矿流体pH 值变化不大(张娟等, 2020), 因此, 该绿泥石的形成机制为溶蚀-迁移-结晶机制。洞嘎金矿床成矿主阶段的绿泥石与黄铁矿、黄铜矿、磁黄铁矿、闪锌矿等矿物共生(图6b、图6f 和图6j-o), 也表明洞嘎金矿床的绿泥石主要为溶蚀-迁移-结晶机制形成。

因此, 基于上述讨论, 建立了洞嘎金矿床的成矿模式: 在早侏罗世期间(175.7～181.8 Ma), 含矿斑岩体(早侏罗角闪石英闪长斑岩)侵入稍早形成的雄村组火山-沉积岩中, 由于含矿斑岩的侵入, 垂直压力导致岩体顶部的凝灰岩中形成了大量的裂隙(翟裕生和林新多, 1993; 赵茂春等, 2019, 2020a, b)。随后, 当深部岩浆演化至晚阶段时, 分异出含金热液流体, 含矿热液沿着早侏罗角闪石英闪长斑岩顶部的裂隙系统向斑岩成矿系统的外侧运移(Kerrich et al., 2000; 赵茂春等, 2019, 2020a, b)。在该过程中,含矿热液流体从早侏罗角闪石英闪长斑岩中萃取黑云母、角闪石、长石等铁镁矿物中的铁、镁等元素后, 热液沿裂隙继续运移到达较浅的部位(凝灰岩),沿矿物的边部、解理、裂隙等结晶沉淀形成绿泥石(张娟等, 2020)。与此同时, 由于绿泥石的沉淀导致含金热液流体成分及物理化学性质发生改变, 使得成矿流体中的金发生卸载, 最终在早侏罗角闪石英闪长斑岩外围的凝灰岩裂隙系统中形成洞嘎金矿(图11)。

图11 洞嘎金矿床成矿地质模型Fig. 11 Metallogenic geological model of the Dongga gold deposit

5 结论

(1)洞嘎金矿床产于下—中侏罗统雄村组凝灰岩中, 矿体受控于火山机构的裂隙系统, 已探获金金属量9.55 t, 达到中型规模。围岩蚀变为黄铁绢英岩化, 发育石英硫化物脉、绿泥石硫化物脉、黄铁矿脉、阳起石脉和晚期石英脉, 金产于绿泥石硫化物脉中。矿石构造主要为脉状-细脉状构造和蜂窝状构造, 矿石结构主要有结晶结构、交代结构、固溶体分离结构和压力结构。

(2)洞嘎金矿床硫化物的δ34S 值为-1.57‰～5.26‰, 具有塔式分布特征, 表明矿石中的硫为深部岩浆来源。铅同位素比值组成较为均一, 铅可能主要来源于地幔源。

(3)洞嘎金矿床的金与绿泥石密切相关, 该绿泥石主要为溶蚀-迁移-结晶机制形成, 绿泥石的沉淀导致含金热液流体成分及物理化学性质发生改变,使得成矿流体中的金发生卸载, 最终在凝灰岩的裂隙系统中形成洞嘎金矿床。

(4)洞嘎金矿床为斑岩Cu±Au 成矿系统外围的热液脉型金矿床, 深部可能存在斑岩型Cu-Au 矿床,找矿潜力极大。

Acknowledgements:

This study was supported by Science and Technology Plan Project of Sichuan Province (No.2020JDJQ0042), National Natural Science Foundation of China (No. 41972084), and Chengdu University of Technology (No. 2020ZF11047).