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稳定同位素标志

2021.11.18

在本研究区内,选择部分金矿床(点)进行稳定同位素研究,诸如含金岩、矿石样品的铅同位素、87Sr/86Sr比值、硫同位素以及氢、氧同位素等的测试,以便对矿化蚀变岩石与同类正常岩石进行比较,从其变化特征上得到有用的信息标志。

1.铅同位素标志

现就已获得的铅同位素测试结果及有关地质认识简述如下(详见表6-5、6-6)。

(1)在穿切拴羊沟金矿带的实测剖面上,取其中一段进行了铅同位素的系统分析,据图6-12显示,在金矿体上207Pb/204Pb、206Pb/204Pb、208Pb/204Pb等比值显示三者相关高峰的特征,其中前二者变化范围较小,208Pb/204Pb比值却出现异常,表明大大富集了放射性铅。这可能与中酸性火山岩和酸性岩浆侵入与韧脆性构造蚀变有关。是否可作为该类型金矿带上的找矿标志还有待更广泛的探索才能定论。



图6-12 拴羊沟金矿带铅同位素-地质综合剖面图


1—绢云石英片岩;2—角斑质凝灰岩;3—石英角斑质凝灰岩;4—石英角斑质集块、角砾岩;5—金矿体

(2)据表6-5、6-6和前人测试结果(表6-7)来看,不论是全岩样或是单矿物(黄铁矿、方铅矿),其结果均比较一致,表明金矿床(点)的矿石及其围岩,均具不同程度的构造、蚀变因素的叠加,因而显示其一些变化特征,这些岩、矿石的铅同位素组成是这样的:pb/204Pb为17.721~19.487,离差 1.766;207Pb/204Pb为 15.500~15.680,离差 0.180;Pb/204Pb为37.801~43.212,离差 5.411。其均值206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb分别为18.611、15.595、38.759。μ值8.86~9.59,离差0.73,均值为9.358。虽然铅同位素提供的年龄数据一般不主张利用。但从探讨物质来源等方面仍有益处。从图6-13、图6-14来看,样品均分布在μ值9.238~9.58之间,属低μ值范围,通常认为具高μ值(大于地幔铅演化线)的铅来源于上部地壳和造山带;具低μ值(小于地幔铅演化线)的铅来自下部或上地幔。因而从海相火山岩带的产出背景来考虑,总的成矿物质来自深部及从深部喷出/侵入到浅表部的火山-沉积岩系(裂谷岛弧带的火山岩与洋脊洋岛型蛇绿岩套)。与东天山海西褶皱带康古尔金矿相比,后者的样点与分布非常集中;并与海相沉积物铅源区接近。走廊南山南坡(拴羊沟、下沟、郭米寺)带,多金属矿床(点)及金矿床(点)岩、矿石的铅同位素样点均分布在康古尔金矿床样点区的右侧,其中伴生型金矿的样点亦比较集中地分布在康古尔金矿床样点区,只是拴羊沟样点沿水平方向,呈带状分布于海相火山沉积物区、现代海样沉积物区、现代铅区等及其附近。托来山带川刺沟、热水大坂金矿床(点)样点,主要分布于康古尔样点区的两侧,大部分集中分布在t=500 Ma与μ=9.58两线交会域图上 400~600 Ma年龄线之间,部分样点靠近康古尔、下沟、郭米寺样点分布区。这表明北祁连山裂谷期双峰式火山岩系乃至更老的前寒武系基底的壳源铅混入的可能。与之相比,从拴羊沟样点分布特征来看,亦不能排除有更为年轻的铅源伴随金矿叠加成矿过程混入。但从整体看全岩铅、黄铁矿铅和下沟、郭米寺的矿石铅等铅同位素组成,206Pb/204Pb和207Pb/204Pb两项还是比较稳定,离差比较小,而208Pb/204Pb值变化幅度较大。这种情况与青海赛什塘铜矿床有些相似(邬介人等,1994)。


表6-7 郭米寺、下沟矿床铅同位素组成



按照 B.R.Doe和R.E.Zartman(1979)显生宙铅同位素演化模式和曾章仁等(1996)康古尔金矿的研究结果(图6 14、6-15),我们研究区的铅同位素主要沿着造山带演化线(两侧)方向演化,一部分样点分布于a、b、c、d、e区及其附近,另一部分集中在造山带演化线及其上侧。笔者认为北祁连山属加里东造山带,其金矿成矿可能为具持续性多阶段叠加改造的产物,因而金矿床(点)岩、矿石的铅同位素更显其复杂的特征。



图6-13 北祁连山金矿岩、矿石铅同位素组成


1拴羊沟,2—下沟;3—郭米寺;4川刺沟;5—热水大坂



图6-14 北祁连山若干金矿床(点)铅同位素组成


图例同图6-13;带竖线的区域为康古尔金矿床矿石铅样点区

(3)根据图6-16所示,不论位于北祁连加里东褶皱带中央复背斜带的白银厂、郭米寺、下沟、拴羊沟等铜、金、多金属矿区,还是位于托来山复向斜带的川刺沟、热水大坂等矿产地在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb图形上十分相似;前者系中酸性火山岩,数值上也很相近,后者系中基性火山岩,207Pb/204Pb值偏高。在208Pb/204Pb-206Pb/204Pb图形上显示,白银和川刺沟、热



图6-15 显生宙铅同位素演化动力模式图(据曾章仁等,1996)


a—东太平洋海岭含金属沉积;b—黑矿;c—远洋沉积物;d—太平洋火山岩;e—新疆康古尔金矿。(图中图例同图6-13)

水大坂比较相似,数值上也接近;而郭米寺、下沟、拴羊沟矿区数值则偏高,208Pb/204Pb值主要集中在38~39.6间,206Pb/204Pb值主要集中在18~19间,但拴羊沟显示金矿带近矿围岩208Pb/206Pb值特异偏高,这与前述图6-12所示一致。在Th/U比值图示上主要集中分布于3.2~4.0区间,表明铅源同造山带的一致性,拴羊沟出现双峰态分布,表明后期还有地质成矿作用的叠加,甚至可能出现新铅源。这标志着拴羊沟金矿在加里东期矿源层的基础上,在后期构造-岩浆-热水因素控制成矿的结果。

2.硫同位素标志

由于金具亲硫性以及金与硫化物密切共生,所以可通过硫化物硫同位素的追踪效应,判断金矿床的物质来源。硫化物的硫同位素组成只决定于其形成的物化条件和硫源的组成,大多数情况下成矿后的地质作用对硫同位素组成的影响很小(D.F.Sangster等,1975)。所以现今的实测值可反映成矿时的特征。

北祁连山火山岩带金矿床硫同位素组成的测试结果(表6-8)表明。不同地质构造环境、不同类型的金矿床硫同位素组成差别较大,总体上可分三个变化范围,即 δ34S为8.6~20.41‰的中高正值范围;δ34S为—0.02‰~4.84‰的近零值范围;δ34S为-7‰~-15.9‰的中高负值范围(图6-17),其δ34S的富集程度由高到低的顺序为黄铁矿>黝铜矿>黄铜矿>闪锌矿>方铅矿。该硫化物的δ34S除黄铁矿变化范围较大外(-0.69~20.41),其余硫化物均无明显的差异。说明不同阶段的硫化物共生组合达到平衡;同时又说明北祁连山火山岩带金矿成矿作用的多来源性与多阶段叠加改造的复合性。就某一金矿床而言,如产于裂谷岛弧环境的郭米寺(块状硫化物伴生金)金矿床δ34S以偏富重硫为特征,且离差



图6-16 北祁连火山岩带铜、金多金属矿区铅同位素特征




图6-17 北祁连金矿床硫同位素组成频率图


1—黄铁矿;2—黄铜矿;3—闪锌矿;4—方铅矿;5—黝铜矿;6—金矿

小;下沟(块状硫化物伴生金)金矿床δ34S则表现得比较复杂;产于洋盆扩张脊环境的热水大坂、川刺沟(剪切带型构造蚀变岩金矿)金矿床的δ34S则显示以多峰值为特征。由此说明北祁连山金矿在成矿作用过程中硫的来源较为复杂。如果从海相火山岩带产出背景来考虑,其硫源应与目前对以火山岩为主的块状硫化物矿床硫的来源研究认识相类似,即还原海水硫酸盐和岩浆硫(Ohmoto等,1983和Solomon等,1988)。后者硫可以直接来源于岩浆射气和从火山岩中淋滤出来。块状硫化物的原生矿化是以H2S为主的热液流体与海底附近冷海水混合时发生的。在混合期间海水硫酸盐和H2S热液没有发生硫同位素交换,所以硫化物的同位素组成反映了H2S溶液的δ34S。H2S中的硫明显地含有岩石中硫化物和海水硫酸盐产生的硫化物提供的复杂来源。对于北祁连山金矿而言,除上述硫源外,可能还有地表或地下水水溶液(有机硫)的参与。

3.锶同位素标志

锶稳定同位素的研究有助于探讨岩(矿)石年代及其物源的内涵。据白银地区(邬介人等,1994)、康古尔地区(曾章仁等,1996)古生代海相火山岩有关研究表明,火山岩87Sr/86Sr初始值分别为0.7056~0.7065和0.7077~0.7125,一般接近并高于上地幔源火山岩的初始值,最大的可能性为来自幔源的火山岩浆在上升就位成岩成矿过程中受到地壳和水圈放射成因锶不同程度混染的结果。


表6-8 北祁连金矿床硫同位素组成




表6-9 北祁连拴羊沟等金矿87Sr/86Sr特征



锶比值(表6-9)测试结果,一般火山岩变质、蚀变较弱者87Sr/86Sr在0.712左右,这和白银地区测试值相近,但有异常值样品。在拴羊沟金矿区横穿金矿带短剖面中,金矿体及其近矿围岩87Sr/86Sr出现0.76075±0.00004和0.78333±0.00003异常值(图6-18)中酸性凝灰质蚀变岩亦出现偏高值(0.73374±0.0003),石英钾长斑岩亦出现偏高值(0.74386±0.00004)。这些异常特征正是在海相火山-沉积岩系背景上叠加有后期金成矿作用所致,而这种构造-热水因素可能与晚期的高锶同位素比值放射性小侵入体参与有关。热水大坂金矿化带蚀变岩也同样出现锶比值偏高样品(0.74443±0.00002)。川刺沟、下沟等矿区所测样品值略偏高。由此提醒人们87Sr/86Sr在金矿带的异常,虽然其形成机理尚有待探索;但其异常的存在事实应该构成一种稳定同位素标志之一,有利于金的研究与找矿实践。



图6-18 拴羊沟金矿带87Sr/86Sr地质综合剖面图(图例同图 6-12)


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