同位素地球化学特征及对成矿的制约

7.5.1.1 氢、氧同位素特征
作者对八件矿石样品中的石英分别测试了δ18O矿物值和包裹体δD值，并利用同位素分馏公式计算了与石英处于同位素平衡的 值，δD值域为-78.9‰～-28.5‰， 值域为-0.06‰～10.84‰。在 δD-δ18O图解上（图7.11），两件样品落入原生岩浆水区，四件样品落入变质水区，一件样品明显向雨水线方向飘移，显示有大气水参与的迹象及变质围岩对成矿流体 值的影响。华仁民等（1995）应用水-岩同位素交换理论，对银山地区各类蚀变岩石的氧同位素变化规律进行了研究和模拟计算，认为银山成矿流体来源于大气降水，是大气降水在深部较高温度和低W/R比值条件下与千枚岩发生水-岩反应的产物。

图7.11 δD-δ18O图解

7.5.1.2 碳、氧同位素特征
据矿床中碳酸盐矿物的碳、氧同位素测定（本书；叶庆同，1987），方解石δ18OSMOW值为＋8.85‰～＋15.85‰，δ13CPDB值为-10.81‰～-3.89‰；菱铁矿δ18OSMOW值为＋13.38‰～＋20.22‰，δ13CPDB值为-7.66‰～-1.37‰。在δ18O-δ13C图解上（图7.12），样品投点多落在海相碳酸盐岩区与花岗岩区之间，推测成矿流体中的含碳组分具有岩浆源和地层源等多种来源。
7.5.1.3 硫同位素特征
矿区硫化物δ34S值域为-6.1‰～＋3.4‰，平均为＋0.80‰。从铜矿带向铅锌矿带，从深部向浅部，δ34S值显示降低趋势，这种变化趋势与流体中 比值的降低有关。据H.Ohmoto（1972）研究，硫化物δ34S值受热液中 比值的制约，在T＝200℃和δ34S∑S＝0的热液条件下，随着 比值由1/9→1/1→9/1，结晶出的闪锌矿的δ34S值将由-30‰→-17.4‰→-4.4‰变化，方铅矿的δ34S值由-33.3‰→-20.5‰→-7.7‰变化，该值域明显远离了银山矿床δ34S平均值。据包裹体均一温度测定，银山矿床主要成矿温度范围在200～300℃（叶庆同，1987）。而矿石中重晶石的出现及流体包裹体成分中富含 的特征，表明除岩浆硫外，应有富34S的硫源参与成矿，这部分硫主要来自地层。利用矿区内黄铁矿的硫同位素组成，投点于斑岩铜矿及其他铜矿石硫同位素特征与物质来源关系图上（图7.13），矿区硫源位于Ⅱ区，表明成矿物质主要来源于地幔，但受到地壳物质的明显混染。

图7.12 δ18O-δ13C图解

（据刘建明等，1997；刘家军等，2004）
1.方解石；2.菱铁矿

图7.13 银山矿区硫同位素比值特征与其物质来源关系图解

Ⅰ区段成矿物质来源为地幔；Ⅱ区段成矿物质为地幔，受到地壳物质明显混染；Ⅲ区段成矿物质来源主要与地壳有关；Ⅳ区段成矿物质来自地幔，受到大规模地壳物质混染、同化、混合
7.5.1.4 铅同位素特征
据铅同位素测试（叶庆同，1987；江西地质勘查局，1996），靠近铜矿带方铅矿铅同位素组成较稳定，206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb的比值一致，依次分别为17.927～18.010、15.466～15.573、37.818～38.254。向两侧，即银山区、北山区铅同位素变化较大。银山区206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb 比值依次分别为17.956～18.204、15.459～15.755、37.735～38.407；北山区206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb 比值依次分别为 17.889～19.045、15.458～16.368、37.686～40.237。在铅同位素演化图上，矿石铅投点在造山带铅曲线附近较集中，部分投点则落在上地壳和地幔铅曲线附近，并且投点呈明显线性分布（图7.14），说明矿石铅来源较为复杂。

图7.14 银山矿床方铅矿的铅同位素组成

UC.上地壳；OR.造山带；UM.上地幔；LC.下地壳

通过硫、铅、氢-氧同位素可以示踪成矿物质和流体的来源，进而可以揭示矿床的形成过程。从表5-4可以看出，矿石的硫同位素组成有很大不同。(1)硫同位素：哈达门沟矿石硫同位素δ34S变化于-21.7‰～5.4‰之间，极差达27.1‰，说明硫来源复杂，平均值为-10.6‰，表现出强烈亏损34S的特点。相比之下，金厂沟梁矿石硫同位素δ34S变化于-2.8‰～2.3‰之间，极差为5.1‰，极差小，δ34S平均值为-1.16‰，在0值附近。(2)铅同位素：哈达门沟矿石206Pb/204Pb比值变化为15.937～18.875，207Pb/204Pb为15.215～15.684，207Pb/204Pb为36.067～38.503，比值变化范围大，μ为9.12～9.58，模式年龄为-66～2099 Ma，模式年龄变化较大，表明铅不是在单一的铀、钍-铅系统中演化的，而是多阶段的，因而模式年龄也失去了直接指示时间的意义，铅同位素的组成并非是正常铅，而是混合铅。相比之下，金厂沟梁矿石206Pb/204Pb比值变化为16.824～17.317，207Pb/204Pb为15.302～15.480，208Pb/204Pb为36.849～37.706，比值变化范围相对较小，铅模式年龄总体变化范围为751 Ma～985 Ma，为新元古代，一般认为模式年龄是样品从地幔源区分离出来的时间，μ为9.09～9.38。(3)氢-氧同位素：哈达门沟δ18O水‰在3.80‰～5.20‰之间，平均值4.49‰，δD为-90‰～-62‰，平均值-76.6‰。在δ18O水-δD图上，投点落在原生岩浆水及变质水附近。相比之下，金厂沟梁δ18O水‰在2.2‰～7.8‰之间，平均值4.9‰，δD为-108‰～-62.4‰，平均值-86‰，在δ18O水-δD图上，投点均落在原生岩浆水及下方，说明成矿流体主要来自岩浆水，有部分天水混入。
表5-4 哈达门沟与金厂沟梁金矿床同位素特征对比


通过以上对比可以看出，哈达门沟金矿床和金厂沟梁金矿床均产于华北克拉通北缘隆起带（内蒙地轴），赋矿围岩均为太古宙变质岩。统计结果表明，克拉通北缘的金矿床大多数在前寒武纪老变质岩中产出，占70％以上（李俊健等，2006），前寒武纪基底总体上含金丰度比较高，这也说明克拉通基底对区域金成矿是有贡献的，这也说明它们有相似的物质基础。但更多表现为不同，无论在矿床地质特征，还是在流体特征、同位素地球化学特征以及成矿时代，都表现出各自的特点，究其原因，与其所处的大地构造位置及成矿环境是分不开的，哈达门沟金矿床位于华北克拉通北缘的西段，而金厂沟梁金矿床位于华北克拉通北缘的中东段，我们知道华北克拉通在形成之后，很不稳定，经受了多期活化，在整个古生代经受北部西伯利亚（安哥拉）板块由南而北的挤压，在北缘造山带发生多期碰撞和开合（邵济安，1991；徐备等，1997；李锦轶等，2009），华北克拉通北缘早古生代晚期发生弧-陆碰撞后，在晚古生代早期局部为碰撞后/造山后伸展环境（Jiang，2005；Zhang et al.，2007a；Zhang et al.，2010a；张晓晖等，2010），哈达门沟金矿床就是这种伸展环境的产物。燕山期以来东部受到伊泽那崎-太平洋板块的北西向消减，东部岩石圈强烈活化，在燕山晚期发生大规模的岩石圈减薄（Menzies et al.，1993；吴福元等，2008；翟明国，2010），引发东部广泛的岩浆活动和大规模的成矿作用（李永刚等，2003；Yang et al.，2003；毛景文等，2003），金厂沟梁金矿床就是这次事件中的特例。从动力学机制来说，哈达门沟金矿主要受北部造山带挤压-拉张动力机制控制，引发乌拉山隆起的南缘和北缘深大断裂多次活动，深部碱性流体上升，萃取太古宙变质岩中的金属元素，而使金沉淀。而金厂沟梁金矿主要是中国东部下地壳和岩石圈地幔减薄引发软流圈上涌，使岩石圈地幔和下地壳部分熔融，脱水，深部岩浆流体携带成矿物质上升，并混合天水，在流经地层萃取地层中的金属，在构造和成矿有利部位沉积成矿。

一、硫同位素地球化学

硫是热液金矿床的重要矿化剂。前人研究表明金硫络合物是热液中金的重要迁移形式之一，因此，硫是金成矿作用中一个重要因素。但由于研究区碳酸盐岩型金矿目前开采以氧化和半氧化矿石为主，原生矿石极为少见，笔者仅在头道门子沟这仅有的一处原生浸染型矿石中选取了一件黄铁矿样品。经中国地质科学院矿产资源研究所稳定同位素实验室测定，其δ³⁴S值为＋5.2‰。显然，这一δ³⁴S值为不大的正值，与冀东金厂峪金矿δ³⁴S值（范围－6.3‰～＋5.2‰，均值3.3‰）（杨振生等，1991）不尽相同，作者认为其可能有一部分硫来源于深源流体。

二、铅同位素地球化学

王郁等（1997）在本区测试了7件铅同位素样品。其中包括沉积白云岩1件、地层中的燧石3件及金矿样品3件。其特征见表5-5。

表5-5　冀东地层和金矿区铅同位素组成

（一）矿石铅同位素组成

矿石铅同位素组成变化不大，其组成为：²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb18.456～18.785，均值18.600;²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb15.633～15.647，均值15.640;²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb37.627～37.855，均值37.724。在Zartman的铅同位素演化图上，代表矿石铅的样品投影点均落在了造山带铅演化曲线的上方、近造山带铅演化曲线附近，表明矿石中铅的来源主要与造山带有关。

（二）地层中岩石铅同位素特征

地层中岩石铅同位素组成为：²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb17.843～18.609，均值18.164;²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pbl5.484～15.609，均值15.537;²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb37.560～38.053，均值37.770。在Zartman的铅同位素演化图上，地层中岩石铅的样品位于上地幔铅与造山带铅演化曲线之间，表明中新元古界地层中铅源具部分深源特点，同时又受到了造山作用的影响（铅同位素投影点向造山带演化曲线靠近）。

（三）冀东金厂峪金矿的铅同位素特征

金厂峪金矿矿石铅和太古宙古老岩石铅的组成，明显特征是铅同位素比值均低于中新元古界地层及其中的碳酸盐岩型金矿的铅同位素比值。其中矿石铅的组成变化较大，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb15.74～16.057;²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb15.19～15.3088;²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb36.669～36.006；μ值变化范围为7.061～9.337（属地幔铅的μ值，少部分接近造山带的μ值），表明金厂峪金矿矿石铅经历了两种或多种U-Th-Pb体系的演化过程，具有古老异常铅的特征。在²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb单阶段增长曲线上，矿石铅和岩石铅处于同一条演化曲线，表明了二者之间的渊源关系（林尔为等，1985）。在Zartman铅同位素构造环境图解上，可见矿石铅主要分布在下地壳铅和地幔铅、地幔铅和造山带铅平均演化曲线之间，少部分位于上地壳铅与造山带铅演化曲线之间，表明矿石铅具多来源特征，一部分来源于深源铅，一部分来源于太古宙绿岩带岩石，同时一部分铅受到了后期造山作用的改造。

与冀东金厂峪金矿石不同的是，中新元古界碳酸盐岩型金矿的矿石铅主要与造山作用有关，即中生代燕山陆内造山作用过程中的构造－岩浆作用为MCD型金矿提供了丰富的铅源。

三、氦同位素地球化学

氦同位素是目前示踪成矿物质来源，尤其是判定是否有幔源物质参与成矿的最有效方法之一。本文中，选择冀东地区3种代表性金矿床，由中国地质科学院矿产资源研究所李延河等进行了氦同位素测定，其结果为头道门子沟含金石英脉中石英样品：³He/⁴He（×10^-6）比为0.29；金厂峪金矿含金石英脉中石英样品：³He/⁴He（×10^-6）比为0.37；牛心山金矿含金石英脉中石英样品：³He/⁴He（×10^-6）比为0.02。

研究表明（Stuart F.M．等，1995；胡瑞忠等，1998），地壳氦的³He/⁴He值为0.01～0.05Ra（Ra为空气中³He/⁴He值），上地幔氦的³He/⁴He值为6～9Ra，二者存在高达1000倍的差异，因此极易用于成矿物质来源的示踪。

显然，头道门子沟金矿和金厂峪金矿石英样品中的³He/⁴He值是地壳氦中该比值的6～7倍，显示了其成矿物质来源中有幔源物质的明显添加；而牛心山金矿石英样品的³He/⁴He值与地壳氦的比值一致，反映了该矿床物质来源主要是壳源的，这与牛心山金矿有关的牛心山花岗岩岩体是壳源成因的结论是一致的。

四、硅同位素地球化学

近年来硅同位素在地质上尤其是矿床中的应用日趋广泛。据丁悌平等（1994）研究，华北中元古界地层中硅化球状叠层石的δ³⁰Si为2.4～3.3；火山岩及深海放射虫硅质岩δ³⁰Si为0.1～0.5（喷气沉积矿床的δ³⁰Si值亦属于此）；浅海及半深海硅质岩的δ³⁰Si为0.3～1.3。白云鄂博、青城子等矿区硅质岩和大红峪组火山岩的δ³⁰Si为0.1～0.8。本文测得的中新元古界容矿岩石硅质岩的δ³⁰Si为1.7～2.1，金矿体中脉石英及硅质岩石的δ³⁰Si为1.6～2.1，二者比较接近，并均与中元古界硅化球状叠层石的δ³⁰Si值的变化范围相当，说明矿体中脉石英及硅质岩或硅化岩石中的δ³⁰Si主要源自于生物沉积成因的中新元古界硅质岩石。