西秦岭地区猪婆沟金矿成矿物质来源及矿床成因分析

2024-01-22焦阳冯俊环

西北地质 2024年1期

焦阳，冯俊环

（甘肃省地质矿产勘查开发局第一地质矿产勘查院，甘肃天水 741020）

1 区域背景

猪婆沟金矿位于甘肃省天水市境内，大地构造处于西秦岭造山带北秦岭加里东鸳鸯镇-关子镇蛇绿混杂岩带（白彦祥等，2018）（图1）。前人虽对区内造山带型金矿床有大量研究，但对矿化特征、地质特征和地球化学特征以及秦岭碰撞造山机制综合性的研究还比较欠缺（冯建忠等，2002；齐金忠等，2005；雷时斌等，2007；张复新等，2009；王洁明等，2023），致使对金矿床的成因仍存争议。有些学者认为成矿作用发生在岩体形成之前，成矿作用与岩浆作用无直接联系。也有学者认为，韧脆性剪切带形成之后，岩体才开始侵入，岩体仅为成矿作用提供了热动力，促使矿源层中的成矿有用元素活化迁移，并在韧脆性剪切带的虚脱部位沉淀聚集成矿（齐金忠等，2003；胡晓隆等，2008；张峻，2008）。近年来，通过对八卦庙金矿、李坝金矿和大水金矿等大型类卡林型金矿床的研究，大多学者（闫升好等，2000；张复新等，2001；赵彦庆等，2003；陈衍景等，2004；袁士松等，2008；谭文娟等，2023）认为该类型金矿床同时受到韧脆性剪切带和岩浆岩体的共同控制，岩浆岩体与金成矿有密切的成因关系，并为金成矿提供了充分的热源、水源和部分物源，认为金矿床就是在岩浆热液作用下形成的。流体包裹体被认为是成矿作用的“探针”（郭玲利，2016；李康宁等，2023），笔者利用猪婆沟金矿矿石H、O、S、Pb、Sr、Nd 等同位素示踪方面的研究来讨论成矿流体及成矿元素的时空变化规律，对猪婆沟金矿床成矿物质来源研究和矿床成因进行探讨和总结。

图1 西秦岭造山带构造略图（a）和猪婆沟金矿矿区地质简图（b）Fig.1 (a) Structural sketch of West Qinling orogenic belt and (b) geological sketch of Zhupogou gold mine

1.1 矿区地质

矿区位于西秦岭造山带北秦岭加里东鸳鸯镇-关子镇蛇绿混杂岩带（白彦祥等，2018），出露地层为早古生代李子园岩群和中泥盆世舒家坝群。猪婆沟金银矿赋矿岩组为早古生代李子园群（图1）。本区经历了多期的构造运动，构造较为复杂，区内主要金银、铅锌等矿床（点）均分布于复式背斜南翼的次级褶皱与断裂发育的虚脱部位。矿区断裂构造复杂，以NW 向和NE 向构造为主。其中，NW 向断裂对中酸性岩浆侵入和金的成矿起到重要的控制作用。矿区内岩浆活动相对较弱，未见大的侵入体出露，主要为石英脉和花岗岩脉，石英脉是本区的主要找矿标志。

1.2 矿体特征

矿区工程控制共圈出矿体12 条，其中7 条金矿体、3 条金银矿体、1 条铜矿体和1 条金铜铁矿体。矿体地表长度为80～1 280 m，厚度为1.20～19.20 m，Au 品位一般为1.29～20.22 g/t，Ag 品位为2.26～48.00 g/t，Au 品位变化系数为77.58%，银品位变化系数为138.28%，厚度变化系数为121.19%；矿体呈脉状或者是复脉状产出于韧脆性断裂带中（洪百雄，2016），矿体产状与断裂产状完全一致。矿体沿走向和倾向具有膨大缩小现象，矿体顶、底板围岩为绢云石英片岩、绿泥绢云石英片岩、闪长岩（脉）等，矿体由地表向深部产状稳定，在深部见有金、金银、铜等盲矿体，反映深部还有良好的找矿远景。近矿围岩蚀变主要有黄铁矿化、绢云母化、绿泥石化、黄铜矿化、硅化及碳酸盐岩化等（刘伟，2020）。

1.3 矿石类型、组构

该区的矿石自然类型主要有黄铁矿化石英脉型、褐铁矿化石英脉型、块状硫化物型和褐铁矿化蚀变岩型。矿石金属矿物成分主要有黄铁矿、褐铁矿、方铅矿、毒砂、银金矿、自然金等。脉石矿物主要为石英、绢云母、绿帘石、绿泥石等。矿石结构有自形-半自形粒状结构、交代结构、鳞片结构、碎裂结构。主要构造有块状构造、细脉浸染状构造、碎裂碎斑状构造、角砾状构造等。

2 同位素地球化学

H-O、C 同位素可以用于判断成矿流体来源；Pb、S、Sr 同位素可以对成矿过程中金属元素的来源起到有效示踪。

2.1 H-O 同位素特征

蚀变岩型矿石（Ⅱ阶段）和块状硫化物型矿石（Ⅲ阶段）为猪婆沟金矿床主要矿石类型，本次共采集代表性矿体（Ⅰ-2、Ⅰ-10 矿体）矿石样品9 件进行H-O同位素分析，其中4 件为蚀变岩型矿石（Ⅱ阶段），5 件为块状硫化物矿石（Ⅲ阶段）（表1）。两阶段矿石石英流体包裹体H-O 同位素分析结果见表2，其中从矿石挑选出的石英中的流体包裹体为氢同位素（δD）和氧同位素（δOV-SMOW）的测试对象（吴晓波等，2011）。

表1 猪婆沟金矿床H-O 同位素测试样品采样信息表Tab.1 sampling information of H-O isotope test samples of Zhupogou gold deposit

表2 猪婆沟金矿床流体包裹体H-O 同位素组成表（‰）Tab.2 H-O isotopic composition of fluid inclusions in Zhupogou gold deposit (‰)

由表2 可知，成矿过程中δD 组成值相对稳定，δ18O 组成值具有逐渐降低趋势。表明不同成矿期矿石O 同位素组成总体变化较小，并不存在从成矿早期到成矿晚期的O 同位素飘移现象，然而如果成矿的热液源自同一系统，在漫长的成矿时期范围内，由于其流经的范围广阔，与岩石间的相互作用（吴晓波等，2011）会不断加剧以及同其他来源的流体混合程度增加，O 同位素的飘移现象是不可避免的。

2.2 S 同位素特征

（1）分析方法

S 同位素分析测试中，先称取15 mg 硫化物单矿物粉末样品放置于真空石英管中，与氧化亚铜一起研磨搅拌均匀后，然后在达20%Pa 真空状态下加热的条件下，当温度达980 ℃时，开始氧化反应发生，用冷冻法收集生成的SO2气体，用MAT251 质谱仪分析测试，分析精度优于±0.2‰。

（2）分析结果

本次于猪婆沟金矿床的2 件二长花岗岩、6 件矿石中的硫化物和1 件围岩地层含黄铁矿碳酸盐脉硫化物进行S 同位素组成测试分析，测试结果列于表3 中。由表中数据可知，2 件二长花岗岩中黄铁矿的δ34S 值为10.8‰～10.9‰；6 件矿石中毒砂的δ34S值为10.7‰～11.5‰，平均值为10.93‰；1 件围岩地层含黄铁矿碳酸盐脉中黄铁矿的δ34S 值为4.5‰（表3）。

表3 猪婆沟金矿床岩矿石及硫化物采样信息和S 同位素组成表Tab.3 Sampling information and S isotopic composition of ore and sulfide in Zhupogou gold deposit

研究区铜矿床不含硫酸盐矿物且含硫矿物组合主要以黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、毒砂等为主，说明硫的溶解类型以S2-为主，所以该地区热液中总硫同位素组成δ34SΣS可以用以上硫化物的δ34S 平均值来代表（Ohmoto，1972）。

2.3 Pb 同位素特征

（1）分析方法

在中科院青岛海洋所实验室完成各成矿期硫化物及岩矿石全岩Pb 同位素的分离提纯及测定，同位素分析采用ISOPROBE-T 热电离质谱计进行测定，NBS981 未校正结果：208Pb/206Pb=2.164 940±15，207Pb/206Pb=0.914 338±7，204Pb/206Pb=0.059 110 7±3，全流程本底Pb＜100 pg。

（2）分析结果

本次于Ⅰ-2、Ⅰ-10 矿体采集10 件样品Pb 同位素测试结果见表4 中。由表中数据可知，Ⅱ成矿阶段的206Pb/204Pb 值为18.190～19.752，207Pb/204Pb 值为15.596～15.722，208Pb/204Pb 值为38.282～39.465；Ⅲ成矿阶段的206Pb/204Pb 值为18.179～18.230，207Pb/204Pb 值为15.593～15.597，208Pb/204Pb 值为38.309～39.230；硫化物的206Pb/204Pb 值为18.179～18.198，207Pb/204Pb 值为15.589～15.594，208Pb/204Pb 值为38.244～38.266。上述特征值表明猪婆沟金矿Pb 同位素组成具有高度的均一性。

表4 猪婆沟金矿床样品采样信息及Pb 同位素组成表Tab.4 Lead isotopic composition of Zhubogou gold deposit

3 流体包裹体地球化学

3.1 样品选择

本次测试样品分别采自猪婆沟金矿1682 中段平硐PD3101 中CM11、19、23、27、29 穿脉代表性矿脉（Ⅰ-2）的典型含石英脉金矿石，以及ZK2702-1 闪长岩石英脉、ZK5303 黄铁矿化绿泥石英片岩石英方解石细脉等。需要说明的是，由于多数流体包裹体过小，无法进行测试，为确保实验数据准确，本次只研究便于观测的气液两相包裹体和含子晶三相包裹体，最终选取了3 件样品中大于5 µm 的气液两相包裹体和含子晶包裹体作为测试对象进行观测。

3.2 流体包裹体岩相学

3.2.1 寄主矿物特征

在进行流体包裹体岩相学研究时，重点针对石英脉型矿石、赋矿的闪长岩、闪长玢岩中的石英脉和石英方解石脉。通过野外的观察，依据客观地质证据，对流体的先后顺序进行区分。在猪婆沟金矿区，如猪婆沟金矿床流体包裹体寄主矿物显微照片（图2）所示，石英颗粒多为半自形-他形粒状，脉状产出，受构造作用影响，波状消光特征显著，少量石英颗粒发生次生加大现象与重结晶作用。其中，主成矿期的石英细脉中伴生有大量的金属硫化物，一定程度上影响了对流体包裹体的观察研究。成矿晚期的石英-方解石脉常穿插、叠加于成矿早期和主成矿期石英脉，使得对于成矿晚期的流体包裹体研究困难较大。鉴于此特征，在进行流体包裹体研究时，区分原生、次生包裹体显得尤其重要。

图2 猪婆沟金矿床流体包裹体寄主矿物显微照片Fig.2 Micrograph of host minerals of fluid inclusions in Zhupogou gold deposit

3.2.2 包裹体类型与分布

镜下所观察到的流体包裹体主要分为两类：原生包裹体和次生包裹体。原生包裹体在石英和方解石颗粒中随机呈单个或群体产出，形态上主要为椭球形，少数呈负晶形和不规则状。一般为4～6 µm，少数可达16 µm。而次生流体包裹体形成于主矿物结晶之后，常沿石英中的裂隙、方解石中的解理发育，呈条带状分布，呈椭球状和不规则状，一般为2～4 µm。

按照成分和常温下的相态，猪婆沟金矿不同成矿阶段流体包裹体分为以下类型：水溶液包裹体、含子晶水溶液包裹体（洪树炯等，2020）、纯CO2包裹体、含CO2包裹体，包裹体大小及分布特征上还存在一定差异（图3）。

图3 猪婆沟金矿床石英脉中流体包裹体显微照片Fig.3 Micrograph of fluid inclusions in quartz vein of Zhupogou gold deposit

成矿早阶段样品中流体包裹体特别发育，大多以不均匀、成群的状态分布，包裹体的形态以椭圆形、负晶形和不规则等形状居多。主要以两相气液包裹体和含子晶三相包裹体形态出现，以前者居多（图3a、图3b、图3e、图3f）。气液两相包裹体主要以液相为主，液态填充度在65%左右，该阶段流体包裹体较小，大多为2～5 µm，少数为6～12 µm。多数均一到液相，少数均一到气相或在完全均一前爆裂。含子晶三相包裹体，常温下可见由水溶液、气泡和固体子晶组成的3 种相态，盐水溶液的充填度变化较大。CO2三相包裹体绝大部分由于体积太小，无法进行精确的测温学研究，只得到少量的冰点和均一温度。由于该阶段为猪婆沟金矿主要的成矿阶段，对其中的气液两相包裹体和含子晶三相包裹体均开展了详细的测温学和地球化学研究。

成矿主阶段样品中流体包裹体数量较多，以上提到多种类型流体包裹体均可见及，以气液两相包裹体（图3c、图3d）为主，呈椭圆状或不规则状，成群分布或以单个包裹体产出，个体普遍较小，一般为2～5 µm，偶尔可达7 µm，绝大多数包裹体均一为液相。含CO2包裹体则较少见且体积太小，无法进行精确的测温学研究。因此，本次工作仅对其中的气液两相包裹体开展了详细的测温学和地球化学研究。

3.3 流体包裹体显微测温

由于所采取的猪婆沟金矿样品中的流体包裹体均较小（多数＜5 µm），为了保证测温的准确性，因此本次测温的流体包裹体粒径一般为3～12 µm，部分可达到15 µm。用于本次测温的样品包括成矿早阶段、主成矿阶段。而成矿晚阶段（石英-方解石阶段）由于包裹体较小、包体片透明度差，缺少有效数据，没有加入接下来的讨论。具体显微测温结果见表5。

表5 猪婆沟金矿流体包裹体显微测温数据表Tab.5 Micro temperature measurement data of fluid inclusions in Zhupogou gold mine

3.3.1 成矿早阶段

成矿早阶段石英中的包裹体主要为气液两相包裹体和含子晶三相包裹体，均为原生包裹体。含子晶三相包裹体仅测出一个冰点温度为-17.4 ℃，气液两相包裹体的冰点温度为-20.1～-12.4 ℃。该阶段含子晶三相包裹体均一温度为148.6～289.4 ℃，平均为203.6 ℃；气液两相包裹体均一温度为165.4～268.6 ℃，平均为208.6 ℃，温度区间较大。在均一温度直方图（图4）上，呈正态分布样式，说明数据可信度较好。均一温度峰值处于180～220 ℃，属于中低温范围。

图4 石英中流体包裹体均一温度、盐度直方图Fig.4 Histogram of homogenization temperature and salinity of fluid inclusions in quartz

根据包裹体的冰点温度，利用冰点-盐度关系表，估算成矿早阶段流体盐度为为16.34～22.44% NaCleqv，平均19.51% NaCleqv，属于高盐度范围。

3.3.2 主成矿阶段

主成矿阶段石英中包裹体主要为气液两相包裹体、含子晶三相包裹体，均为原生包裹体。含子晶三相包裹体的冰点温度范围为-4.8～-4.3 ℃；气液两相包裹体的冰点温度为-5.3～-0.1 ℃。该阶段含子晶三相包裹体均一温度为141.3～198.6 ℃，平均为160.7 ℃；气液两相包裹体均一温度为128.9～285.3 ℃，平均为174.1 ℃。在均一温度直方图（图4）上，峰值范围较宽，处于130～170 ℃。明显低于成矿早阶段，结合矿物共生组合，峰值范围较宽，充分印证了多金属硫化物沉淀的较宽温度区间，并且猪婆沟金矿的热液成矿期的金属矿物沉淀是具有延续性的。这也与镜下观察中，成矿早阶段与主成矿阶段金属矿物相互穿插、交代、熔蚀的现象相一致。

根据包裹体的冰点温度，利用冰点-盐度关系表，估算成矿主阶段流体盐度为1.40～8.28% NaCleqv，平均为5.84% NaCleqv。相比于成矿早阶段，盐度大大降低，与主成矿阶段大量金属矿物沉淀，石英相对比例减少的地质事实相符。

通过流体包裹体测温数据，可知猪婆沟金矿的热液成矿期也是一个温度降低、盐度降低，伴随大量金属矿物沉淀的过程。

3.4 流体包裹体成分特征

不同成矿阶段流体包裹体的激光拉曼原位分析结果（图5），3 件样品49 个包裹体激光拉曼光谱分析结果显示，气相成分较为常见者为CO2、H2O、SO2，部分包裹体中含有微量的CO、CH4、C2H4、C2H6等气体。其中，富CH4、C2H4等还原性标志的烃类有机气体指示成矿流体为还原性质的热液体系。

图5 猪婆沟金矿床流体包裹体激光拉曼光谱图Fig.5 Laser Raman spectra of fluid inclusions in Zhupogou gold deposit

4 矿床成因探讨

4.1 成矿物质来源

猪婆沟金矿床的矿石中S 同位素为10.7‰～11.5‰，类似于二长花岗岩S 同位素为10.8‰～10.9‰，而不同于含黄铁矿碳酸盐脉的S 同位素值为4.5‰。从图6 中看出，岩浆硫值明显低于猪婆沟金矿床的δ34S 值，可能有大量变质岩或沉积岩的成矿物质混入（郑永飞，2000）。

图6 岩、矿石硫化物同位素组成频率直方图Fig.6 Frequency histogram of isotopic composition of S-compounds in rocks and ores

猪婆沟金矿床的Pb 同位素模式图（图7），显示出成矿物质主要来源于上地壳铅，形成于造山带环境。在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb 源区构造环境判别图上（图8），大量投影点落在上地壳、下地壳和富集地幔的交汇部位，足以说明与成矿有关的壳、幔之间的作用发生在下地壳与上地幔的界面处，在上升侵位的过程中受到上地壳物质的混染。

图7 猪婆沟金矿床Pb 同位素模式图Fig.7 Pb isotope pattern of Zhupogou gold deposit

图8 207Pb/204Pb-206Pb/204Pb 源区构造环境判别图Fig.8 Discrimination diagram of tectonic environment of 207Pb/204Pb-206Pb/204Pb source area

4.2 成矿流体来源及演化

从图9 中看出，主成矿阶段（Ⅱ黄铁矿-绢云母-石英-金阶段、Ⅲ石英-绢云母-多金属硫化物-金阶段）投影数据点均在原生岩浆水的左下方，Ⅲ阶段明显的有向雨水线（大气降水）偏移靠近的趋势，结合流体包裹体显微测温结果，反应出该矿床的成矿流体来源于原生岩浆水，伴随着成矿作用演化的进行，大气降水含量逐渐增多。

图9 猪婆沟金矿主成矿阶段δD-δ18O 组成图Fig.9 δD-δ18O composition diagram of main metallogenic stage,Zhupogou gold deposit

4.3 矿床成因演化

（l）中元古代至新元古代，伴随Rodonia 超大陆裂解，西秦岭地区形成商-丹洋，沉积了以秦岭岩群为代表的基底，并爆发了多次的火山活动，形成了李子园岩群火山-沉积岩系。

（2）早古生代末期，区域构造运动，李子园岩群和秦岭岩群发生区域叠加变质和区域变质作用，使秦岭岩群中的金再次在热液变质作用下迁移到李子园岩群，并与李子园岩群中的金元素在变质热液作用下活化（杨礼敬等，2004）、迁移，初步形成金的富集成矿。

（3）至晚古生代，在西秦岭造山运动进入中晚期，区域上发生韧脆性剪切作用，从而叠加了构造热液作用，导致早期初步富集的金元素再次活化，迁移至构造虚脱部位交代成矿，形成构造蚀变岩型金矿（杨礼敬等，2004）。

（4）中生代早期，西秦岭地区进入后碰撞造山伸展阶段，印支运动促使区域发生了大规模的岩浆侵入活动，岩浆期后热液和少量大气降水以及变质水构成成矿热液。从深部携带成矿物质向上迁移，并从矿源层和蚀变岩型金矿中萃取大量的成矿物质，沿韧脆性断裂剪切带和次级断裂迁移至构造虚脱部位迅速充填成矿（杨礼敬，2004），形成多金属硫化物型矿体和石英脉型金矿体。

综上分析，猪婆沟金矿成因类型属沉积变质-岩浆期后热液叠加改造的构造蚀变岩型金矿床（杨礼敬等，2004）。