广东长坑金银矿床氧同位素组成及其对成矿流体来源的指示

广东长坑金银矿床氧同位素组成及其对成矿流体来源的指示∗庄文明，陈国能，林小明，马浩明，彭卓伦中山大学地球科学系（510275）Email:[e-mail]摘要：通过对长坑金银矿床16线部分钻孔进行较系统的氧同位素分析，发现岩石的δ18O值有自矿体下部（银矿体）向浅部（金矿体）、自矿体中心向围岩逐渐增大的趋势。全岩δ18O值的这种变化，与围岩蚀变强度减弱的方向一致。据此以及本区成矿元素的分带特征，结合近年提出的花岗岩原地重熔说和元素地球化学场理论所阐明的成矿元素分带规律，提出长坑金银矿床的成矿流体应是来自深部隐伏花岗岩的热液流体的认识，并指出在银矿体的下部寻找铅锌铜矿床的可能性。关键词：长坑金银矿床氧同位素围岩蚀变成矿流体元素地球化学场Taylor（1968,1974,1977）系统研究了各类岩石、矿床及不同纬度大气降水的氢氧同位素组成后，根据其间的差异将流体划分为原始岩浆水、变质水、海水、地下热水等[1-3]。Taylor的工作对同位素地球化学在成矿学上的应用无疑是奠基性的，但同时又导致众多后来者的研究逐渐走向模式化，即用简单的数据比较代替了复杂的成矿过程研究。事实上，不但不同成因类型矿床的氧同位素组成有很大差异，分布于不同地区同一成因类型的矿床，其氧同位素组成也有很大差异[4-6]。本文的研究表明，即使是同一矿体，其不同部位的氧同位素组成也差异甚大，而且呈规律性变化。这种变化规律（而不是过去常用的同位素绝对值），可能才是研究成矿物质或成矿流体来源真正有意义的信息。1长坑金银矿床的地质特征长坑金银矿床是一个大型金矿与超大型银矿共生的浸染型矿床。金富集于矿体的中上部，下部则以银为主。平面上，以金为主的矿体中上部分布于长坑地区，而深部银矿体则向南延伸至富湾地区，因而该矿又分别称为长坑金矿和富湾银矿（图1）。∗本课题得到高等院校博士点专项科研基金（项目编号：2001024411706，20030558005）资助金、银矿体呈似层状或大型扁透镜状产于断裂破碎带中。下石炭统(C1)与上三叠统小坪组（T3x）之间的层间滑动断裂以及与其平行的次级断裂破碎带为主要控矿构造。矿体总体走向北东东，倾向南，倾角一般为0º—15º，但局部变陡甚至出现反倾向。金呈自然金产出，粒度极细，一般为0.05-0.075μm。矿石中的矿物主要为石英及伊利石、黄铁矿、辉锑矿、雄黄等，见少量重晶石、方解石、萤石以及极少量的闪锌矿、方铅矿和毒砂。深部银矿体的矿石矿物主要有深红银矿、辉锑银矿、硫锑铅银矿、黝锑银矿、银黝铜矿、硫锑铜银矿、银毛矿、黄铁矿、闪锌矿、方铅矿等，脉石矿物主要为石英，次为方解石以及少量绢云母、水云母和重晶石。矿体围岩为含炭泥岩、泥灰岩、生物碎屑灰岩、泥质粉砂岩以及少量砂砾岩。岩石蚀变显著，以硅化为主，次为粘土化和重晶石化[7-11]。根据野外和钻孔岩芯观察，含矿硅化岩与正常岩石的界线极不规则，且硅化强度随着与矿体距离的增大而逐渐降低。硅化现象在深部的银矿体表现得更为清晰：硅化后的岩石呈浅灰—深灰色，质地坚硬，交代残留的灰岩呈树枝状、孤岛状或斑点状产于硅化岩中。由此可见，含矿的硅质岩石应是后期蚀变的产物，而不应是部分学者[12,13]认为的沉积成因的硅岩。2样品采集与测试过去已有部分研究者对长坑矿床的同位素组成做过不同程度的研究[8,9,13-15]，但分析数据缺乏系统性且没有给出样品的空间位置。作者在详细研究了长坑－富湾矿区16线８个钻孔的岩芯之后，选择了岩芯较完整的５个孔，即zk1601、zk1602、zk1603、zk1604和zk1606，在矿体及其上、下不同部位采集全岩样品。图１广东长坑金银矿床及其邻近区域地质简图Fig.1Geologicalmapofresearcharea1第四系2上白垩统3下侏罗统4上三叠统5下石炭统6地层界线7断裂8物探推测深部隐伏花岗岩体分布区9金矿床10银矿床第四系2上三叠统3下石炭统4样品位置及编号5断裂6地层界线7金矿体8银矿体氧同位素分析由中国地质调查局同位素地球化学开放研究实验室（宜昌）完成，获得了各样品的δ18OPDB值（表１）。为与前人获得的δ18OSMOW值对比，作者根据通用换算公式（δ18OSMOW=1.03091δ18OPDB+30.91），将样品的δ18OPDB值作了换算，换算结果一并列于表１。表1广东长坑金银矿床钻孔岩芯氧同位素分析结果Table1AnalysisresultsofOxygenisotopesfromtheboreholesof16thprospectingline序号样品编号样品名称取样深度δ18OPDB(‰)δ18OSMOW(‰)1CZK1601-2硅化构造角砾岩（金矿石）38.5m-8.9221.712CZK1601-3弱硅化碎裂灰岩63.0m-9.0921.543CZK1602-4金矿化构造角砾岩129.4m-12.0818.464CZK1602-5碎裂灰岩151.6m-13.3417.165CZK1603-1碳酸盐化砂砾岩208.6m-17.3213.056CZK1603-2黄铁矿辉锑矿化角砾状硅化岩（金矿石）273.0m-17.5112.867CZK1603-3硅化构造角砾岩（金矿石）290.8m-20.929.348CZK1603-4硅化构造角砾岩（金矿石）297.3m-17.9212.449CZK1603-5碳酸盐化构造角砾岩308.4m-18.8411.4910CZK1604-2金、银矿化碳酸盐化构造角砾岩199.0m-22.457.77硅化灰岩（银矿石）233.6m-17.3513.0213CZK1604-6硅化构造角砾岩（银矿石）252.5m-17.1713.2114CZK1604-7灰岩283.2m-14.2915.6615CZK1604-8硅化碎裂灰岩（银矿石）288.8m-15.5014.9216CZK1606-1硅化构造角砾岩（银矿化）99.0m-14.5715.8917CZK1606-2硅化构造角砾岩（银矿化）121.3m-19.5210.7918CZK1606-3硅化构造角砾岩（银矿化）141.8m-17.8812.4819CZK1606-4硅化构造角砾岩（银矿化）225.9m-20.859.4220CZK1606-5硅化构造角砾岩（银矿石）226.3m-18.0112.28从表1可见，长坑金银矿床非矿化样品的δ18OSMOW值在+11.49‰～+21.54‰之间、平均为+14.60‰；金矿体样品在+9.34‰～+21.71‰之间、平均为+14.09‰；银矿体（及银矿化岩石）样品在+9.42‰～+15.89‰样品，平均为+12.75‰。换言之，仅从同位素测试值与岩石类型的关系，可知该区岩石的δ18O平均值，总体有从非矿化岩石→金矿体→银矿体→银矿化岩石逐步降低的趋势。3氧同位素指示成矿流体的来源及矿床成因讨论表1中各样品的分析数据与样品的空间位置相结合，并根据内插法原理，即可在剖面上勾画出如图3所示的氧同位素等值线。从中可见：（1）前述不同岩石类型的δ18O值，在剖面上横向变化具体反映为从矿体下部（银矿体）向上（金矿体）逐渐升高；（2）纵向上,δ18O值自矿体向两侧围岩逐渐升高。其实，δ18O值自矿体向两侧围岩逐渐升高，或从矿体的下部向地表方向升高的现象，早已在不少矿床中发现，例如美国的Tonopah金矿[2]，我国内蒙白乃庙金矿[5]、广东莲花山钨矿[16]以及华北的焦家式金矿[17]等。现象的普遍性毋容置疑，问题是如何解释其成因。对此，Taylor(1974)认为，深部的岩浆体起着热机的作用，它使下渗的大气降水被加热，并与岩石发生同位素交换，同时从岩浆或围岩中带出成矿物质，形成循环流动的成矿流体[2]。因而,“低δ18O中心即为成矿活动中心”[18,19]。这种认识也得到我国不少学者的认同[7,14,17,21]。成矿流体的可能运移方向对于上述现象，陈国能等（1996）提出了一种完全不同的解释[22]。作者在论证花岗岩原地重熔成因的同时，指出壳内重熔过程中所产生的成矿流体应富含16O，因为在岩浆热液阶段，16O应比18O优先进入气相。证据是：(1)石英是鲍文反应系列中低温端元的产物，其晶出标志岩浆结晶已进入尾声。与花岗岩中的其它造岩矿物相比，石英通常有高的δ18O值[23]，表明石英晶出时，残余岩浆中的18O浓度有较大幅度的升高。对此，昀可能的解释是残余熔浆中的16O在这一阶段大量逃逸所致；(2)Dontsova等（1972）曾对伟晶岩中的大型石英和黄玉晶体作过系统研究，证实从晶体的中心向外，其结晶温度逐渐降低，而δ18O值却逐渐升高[24]，表明供晶体生长的残余岩浆中的18O浓度越来越高，进一步证实了16O从残余相中的逃逸；(3)产于花岗岩接触带附近的含钨石英脉，无疑应来自相关花岗岩。张理刚等人的研究表明[16,25]，华南上述类型钨矿的δ18O值（一般为＋５‰—＋８‰），通常比与其相应的花岗岩（一般在＋10‰—＋13‰之间）低５‰左右，证实在花岗岩结晶过程中排出的热液流体，与花岗岩比较，确实有较高的16O含量。另一方面，随着氢和氧从熔融相进入气相，岩浆结晶过程中未能进入硅酸盐晶格的元素，尤其是硫及亲硫的成矿元素，也必同时进入气相，从而在岩浆房顶部形成成矿流体[22]。一旦条件允许，这些富含16O的成矿流体即沿着重熔界面（壳内重熔层上界面）上方的通道（如断裂等）向上运移，并随着温度的降低（或其他物理化学条件的变化），不同的成矿元素将在不同的温度区间沉淀析出，从而形成成矿元素的规律性分带。陈国能（1996，1998）在其提出的“元素地球化学场”理论中已明确指出，随着离重熔界面（岩体接触界面）距离的增加，门氏周期表第三、第四周期的副族成矿元素，一般按照Mo→W→Cu→Zn→Pb→Ag→Au→Hg的顺序沉淀析出[22,26]。温度变化是控制成矿元素分带昀主要的环境因素[26]，而元素的离子半径，可能是控制元素沉淀析出的主要内在因素[27]。根据上述理论，长坑金银矿床的成矿流体应是与深部重熔花岗岩有关的岩浆热液，理由是：(1)剖面中岩石的硅化强度，总体自深部向浅部和自矿体向两侧围岩减弱，表明流体确实来自深部，而且是沿断裂向上运移的高温流体；(2)富16O的含矿热液流体进入断裂通道，在压力驱动下向围岩渗透，在加热围岩（和造成围岩蚀变）的同时，与围岩发生同位素交换。随着向上和向外温度的降低以及流体中16O浓度的降低（水/岩作用过程导致流体中16O的耗损和18O的增加），流体对围岩同位素置换的能力减弱。因此，岩石的δ18O值自深部向浅部，以及自矿体向外逐渐升高。这与岩石硅化蚀变强度衰减的方向一致。(3)矿床具有明显的岩浆热液成矿过程造成的元素分带规律：浅部