硫、铅同位素对江西紫云山岩体及其周边W-Cu-Mo-U多金属矿床成矿作用制约

张 勇, 潘家永, 周强强, 刘 颖, 马崇军,胡聪聪, 钟福军, 周文婷



硫、铅同位素对江西紫云山岩体及其周边W-Cu-Mo-U多金属矿床成矿作用制约

张 勇1,2, 潘家永1*, 周强强1, 刘 颖1, 马崇军1,胡聪聪1, 钟福军1, 周文婷1

(1.东华理工大学 地球科学学院, 江西 南昌 330013; 2. 南京大学 地球科学与工程学院, 江苏 南京 210046)

为探讨研究区大规模成矿流体演化特征, 对紫云山岩体及其周边的W-Cu、Mo-Cu、Mo、U多金属矿床的硫、铅同位素特征进行了系统研究。研究区的多金属矿硫化物的34SCDT为1.2‰～21.1‰，分属1.0‰～3.0‰和21.1‰两个区间附近，分别对应W-Cu-Mo矿化和U矿化，推测研究区的W-Cu-Mo成矿流体中硫以幔源为主，而铀成矿流体则可能是有围岩硫的加入。研究区的W-Cu-Mo多金属矿床的硫化物矿石铅同位素组成:208Pb/204Pb = 38.541～38.742，平均38.705;207Pb/204Pb = 15.617～15.710, 平均15.654;206Pb/204Pb = 18.240～18.433, 平均18.299。黑钨矿的铅同位素组成:208Pb/204Pb = 38.649～39.595, 平均39.122;207Pb/204Pb = 15.542～15.828, 平均15.685;206Pb/204Pb = 20.842～21.319, 平均21.081。石英的铅同位素组成:208Pb/204Pb = 37.683;207Pb/204Pb = 15.602;206Pb/204Pb = 20.442。紫云山花岗岩铅同位素组成:208Pb/204Pb = 38.583～39.182, 平均38.943;207Pb/204Pb = 15.635～15.683, 平均15.657;206Pb/204Pb = 18.714～19.276, 平均18.937。综合全方位对比法、三参数法和模式图解法, 认为研究区成矿物质具有岩浆和地层混合铅的特征, 也有部分幔源铅的加入。研究矿区发生的过大规模的双源成矿流体作用以及流体的多阶段演化，导致W-Cu-Mo-U成矿元素共生分异的现象。

硫、铅同位素; W-Cu-Mo-U成矿作用; 物质来源; 紫云山岩体; 江西省

0 引 言

紫云山岩体位于江西省中部, 丰城、新干、樟树、乐安和崇仁五市县交界处。区域金属矿产丰富, 且毗邻相山铀矿田, 产出有W、Cu、Pb、Zn、Mo、Au、Ag等。紫云山地区探明有大型钨矿1处, 小型铀矿床1处(曲源花岗岩型铀矿床), 铀矿点6处(黎山、洞坑、江背、七琴、濂坑、石口), 矿化点众多[1–2]。在解决热液矿床成矿流体演化以及成矿物来源方面,硫、铅同位素的系统应用已经非常广泛[3–7], 特别是在解决区域范围或是矿田级别的多金属成矿演化方面得到了广泛的应用。

研究区的金属成矿作用丰富, 矿点众多, 但规模较小, 呈现只见星星不现月亮的特征, 尤其是其毗邻世界著名的相山铀矿田, 成矿特征有很多相似之处, 也有很多不同之处。因此如何厘清研究区的不同矿床类型矿床(矿点)的成矿物质来源以及成矿流体作用过程, 是解决找矿勘探, 特别是寻找大中型矿床的关键。因此本文拟通过对研究区的典型矿床硫、铅同位素的系统研究, 结合岩体地质地球化学特征以及成矿地质特征, 建立紫云山岩体的成矿模型, 从而为找矿勘探提供新的思路。

1 地质背景

1.1 区域大地构造位置

紫云山岩体地处赣中地区, 大地构造位置上位于扬子准地台与华夏地块拼接带南缘、华南加里东褶皱带东侧(图1右下)、武功山-玉华山逆冲推覆隆起中段、遂川-德兴区域深大断裂北缘; 位于我国华南铀矿成矿省中部、赣杭火山岩型铀成矿带西南段, 毗邻亚洲最大的火山岩型相山铀矿田(图1上)。

1.2 紫云山岩体地质特征

1.2.1 紫云山岩体形态及岩石学特征

紫云山岩体出露呈近似直角梯形状, 东西长约11 km, 南北长边约13 km, 南北短边约9 km, 面积约130 km2。其岩性以中细粒含斑二云母钾长花岗岩、中粗粒斑状黑云母二长花岗岩和细粒少斑二云母二长花岗岩为主(图2), 岩体内部常见被晚期的细晶岩脉切穿, 岩体风化强烈, 总体的剥蚀程度高, 与区域构造演化关系密切。锆石(LA-ICPMS)的U-Pb年龄为153~158 Ma[9], 显示紫云山岩体形成于晚侏罗世。紫云山岩体的岩石地球化学特征表明[9], 岩体富Si、K、Al元素, 贫Ca、Na、P、Fe、Mg元素, 属过铝质S型花岗岩, 成岩物质来源于成熟度较高的上地壳部分熔融。

1.2.2 紫云山岩体地区出露地层特征

(1) 中元古界周潭岩组(Pt2)  出露于紫云山岩体东南部(图3), 是研究区出露最老的基底地层, 以一套灰绿色、黄褐色中厚层状石榴二云片岩夹土黄色薄-厚层状石榴黑云长英质变粒岩为主。

(2) 新元古界万源岩组和潭头组(Pt3)  万源岩组出露于紫云山岩体南侧(图3)。以灰白色、黄绿色中厚层状石榴二云片岩夹灰白色薄-厚层状石榴黑云斜长变粒岩为主, 变粒岩中含肉红色角闪石榴斜长变粒岩透镜体。潭头组出露于紫云山岩体北部铁路镇周围及枫溪水库一带(图3)。以凝灰质二云千枚岩、砂质二云千枚岩、绢云千枚岩互层, 夹中薄层状变沉凝灰岩为主。潭头群与下伏万源岩组及上覆沅里组呈整合接触。

(3) 新元古界震旦系沅里组(Z1)  沅里组分布在徐山钨矿地区、紫云山岩体附近(图3), 以青灰、土黄、黄褐色薄-厚层状变余细粒岩屑杂砂岩, 灰绿、浅黄色薄-厚层状绢云千枚岩互层, 夹变余含砾岩屑杂砂岩及含砾绢云千枚岩为主。与下伏潭头群上岩组呈整合接触。

(4)中生界三叠系紫家冲组和三家冲组(T3)  紫家冲组呈南北向带状展布, 出露于研究区紫云山岩体东北侧(图3), 以石英砾岩、含砾复成分粗砂岩、粉砂岩、炭质泥岩为主。三家冲组主要分布在紫云山岩体的西侧, 以复成分石英砾岩、杂砂岩、粉砂岩、含泥质钙质结核泥岩为主。与下伏紫家冲组整合接触。

图1 玉华山地区紫云山岩体大地构造位置略图(据李光来等[8]修改)

1‒白垩系砖红色砂岩、砾岩、砂砾岩; 2‒早白垩统火山岩、次火山岩; 3‒晚三叠统砂岩、碳质页岩; 4‒紫云山岩体(燕山期花岗岩); 5‒海西期花岗岩; 6‒加里东期花岗岩; 7‒中元古界变质岩; 8‒新元古界变质岩; 9‒深大断裂构造; 10‒断裂构造

1‒Cretaceous sandstone, conglomerate and glutenite; 2‒Early Cretaceous volcanic, sub-volcanics; 3‒Upper Triassic sandstone and carbonaceous shale ; 4‒Ziyunshan Intrusive Rock (Yanshanian granite); 5‒Hercynian granite; 6‒Caledonian granite; 7‒ Mesoproterozoic metamorphic; 8‒ Neoproterozoic metamorphic; 9‒discordogenic fault; 10‒faulted structure

(5) 第四系(Q)  遍布紫云山岩体及其周边的现代河流、冲沟中及两岸(图3), 出露不全。主要由红土砾石层-网纹状红土组成。具典型的二元结构, 具有正常的河流沉积。

元古界浅变质岩的W、Cu和U等含量偏高, 是研究区多金属成矿的物质基础[10]。

1.2.3 紫云山地区构造特征

紫云山岩体构造, 以近南北向和北东向构造为主(图3), 近南北向构造是区域构造活动的结果，具有多期活动特征，早阶段以剪切挤压为主，后控制了紫云山岩体的侵位及其展布形态，紫云山岩体成岩后多为脆性拉张为主, 并被晚期的热液流体充填, 形成研究区沿断裂构造带分布的石英脉体和硅化带; 北东向构造为成岩后期构造, 与成矿关系密切。两组构造在研究区的成矿流体演化就位过程中, 起到了良好的导矿和赋矿作用。

1.2.4 紫云山地区火山岩特征

紫云山岩体的西侧出露的火山岩为玉华山火山杂岩体(图3), 玉华山火山杂岩(K1)以碎斑熔岩、熔结凝灰岩和巨斑花岗斑岩为主, LA-ICPMS的U-Pb锆石年龄为132~138 Ma, 形成于中生代的早白垩世[11]。成岩时期主要以岩墙扩张机制定位, 并受到北东、北北东向断裂控制。玉华山火山杂岩的形成明显晚于紫云山岩体。

图2 紫云山岩体的手标本及镜下特征

(a)中粗粒斑状黑云二长花岗岩; (b)中粗粒斑状黑云二长花岗岩(+); (c)细粒少斑二云母二长花岗; (d)细粒少斑二云母二长花岗(+); (e)中细粒含斑二云母花岗岩; (f)中细粒含斑二云母花岗岩(+); Kfs‒钾长石; Pl‒斜长石; Q‒石英; Bt‒黑云母

(a) Coarse-grained porphyritic biotite adamellite; (b)porphyritic biotite adamellite(+); (c) fine- grained dimicaceous adamellite; (d) fine- grained dimicaceous adamellite(+); (e) medium-grained dimicaceous granite; (f) medium-grained dimicaceous granite(+); Kfs‒potassic feldspar; Pl‒plagioclase; Q‒quartz; Bt‒biotite

1.2.5 热液成矿作用

结合野外和镜下的观察, 以及前人的研究, 将研究区的成矿作用过程化分为两期三阶段: 第一期早阶段的硅酸盐+黑钨矿+石英脉和晚阶段的黄铜矿+辉钼矿+黄铁矿脉(?); 第二期的黑钨矿+石英阶段。

图3 紫云山岩体地质简图

1‒第四系：砂砾石层及砂土层; 2‒三叠纪：细粒岩屑杂砂岩、粉砂质碳质页岩、复成分砾岩、石英砾岩、粉砂岩; 3‒震旦纪:变沉凝灰岩、绢云千枚岩、变余细粒岩屑杂砂岩偶夹中酸性熔岩; 4‒新元古代: 石榴黑云斜长变粒岩、(十字)石榴二云片岩夹角闪石榴斜长变粒岩透镜体; 5‒中元古代: 石榴二云片岩偶夹石榴黑云长英质变粒岩; 6‒侏罗纪: 紫云山花岗岩; 7‒白垩纪: 山火山岩; 8‒断层及硅化破碎带; 9‒地质界线; 10‒红柱石化; 11‒角岩化; 12‒铀、钨钼铜矿床

1‒Quaternary; 2‒Triassic; 3‒Sinian; 4‒Neoproterozoic; 5‒Mesoproterozoic; 6‒Jurassic; 7‒Cretaceous; 8‒fault fracture; 9‒geological boundary; 10‒andalusite; 11‒hornfelsed; 12‒W-Cu-Mo and U deposit

1.3 紫云山岩体地区典型矿床地质特征

1.3.1 徐山钨矿床

矿区出露地层为新元古界板溪群潭头组: 以凝灰质二云千枚岩、砂质二云千枚岩、绢云千枚岩互层, 夹中薄层状变沉凝灰岩为主, 次为千枚状粉砂岩, 地层总体走向北东-南西, 倾向南东, 倾角平缓, 普遍为10°~30°, 以及第四系的堆积物, 如图4。

徐山钨矿是区内典型中高温热液型钨矿, 成矿时代为(147.1±3.4) Ma[8,13]。徐山钨矿成矿时代稍晚于紫云山岩体, 稍早于玉华山岩体。徐山钨矿位于紫云山岩体的北侧(图3), 以三类矿床为主要成矿特征: ①石英脉型钨矿化(简称脉型钨矿), 以黑钨矿为主, 伴生黄铜矿; ②云英岩化花岗岩型钨矿化(简称花岗岩型钨矿); ③夕卡岩型钨矿化, 脉型钨矿是矿床的主体, 花岗岩型钨矿隐伏于脉型钨矿的下部, 夕卡岩型钨矿产于脉型钨矿的矿化带内部或附近。该矿床主要赋存在紫云山花岗岩之北约800 m处的变质岩中, 东起北庄以东, 西到徐山之西, 南自陈家, 北至熊家坊, 面积4.08 km2。

图4 徐山钨矿区地质简图

1‒第四系; 2~4 ‒板溪群浅变质岩; 5‒石英脉型钨矿[12]

1‒ Quaternary; 2~4 ‒ epimetamorphic rocks of the Banxi group; 5 ‒ the quartz vein-type tungsten deposit[12]

1.3.2 曲源铀矿床

曲源铀矿床位于蕉坑乡曲源村西侧。矿床内出露的地层为上三叠统安源组(T3), 主要岩性为细粒杂砂岩、碳质页岩和石英砂砾岩, 出露面积较小(图5)。出露的变质岩为新元古界万源岩组(Pt3w), 岩性为石榴黑云斜长变粒岩、(十字石)石榴二云片岩夹角闪石榴斜长变粒岩透镜体, 主要分布于矿区西侧, 紫云山岩体的中细粒斑状黑云二长花岗岩呈断层接触, 接触带普遍发育角岩化。岩浆岩为紫云山岩体, 岩性为中细粒斑状黑云二长花岗岩及玉华山火山杂岩的花岗斑岩, 出露面积较广。

矿区内主干断裂为山-筒山断裂, 该断裂带被花岗斑岩所侵位, 局部形成隐爆角砾岩筒, 并沿断裂带形成次一级的北东向断裂与北西向断裂。北西向断裂往往切穿北东向断裂, 是晚期断裂。为山-筒山断裂构造带既是导矿构造也是容矿构造[14]。此断裂在区域上也是重要的控矿断裂, 控制了沿断裂带分布的铀矿点和铀矿化点, 是研究区主要的铀矿化产出带, 矿石如图6b。

曲源铀矿床矿化类型为碱交代型铀矿化, 铀矿化与碱交代岩关系密切。铀矿体多呈脉状、网脉状或透镜状, 产于为山-筒山断裂构造带内。矿体走向北东10°~60°, 倾向南东, 倾角为50°~76°。矿体产状严格受断裂构造带控制, 与断裂构造带产出基本一致, 局部产状变化较大。矿石类型为铀-红化型, 具碎裂构造、块状构造等。主要铀矿物为微细粒沥青铀矿, 伴有钠长石、碳酸盐、绿泥石、磷灰石、黄铁矿等脉石矿物, 矿石品位较低。围岩蚀变有碱交代蚀变、红化、碳酸盐化、绿泥石化和黄铁矿化等。

图5 曲源铀矿床区域地质简图[14]

1‒第四系坡积物、砂砾石等; 2‒上侏罗统鹅湖岭组底板喷溢亚相熔灰色(含角砾)碎斑熔岩; 3‒上侏罗统打鼓顶组下段暗紫色、红色砂砾岩、熔结凝灰岩; 4‒上三叠统安源组砂砾岩、砾岩; 5‒下震旦统志棠组绢云石英千枚岩; 6‒新元古界白云母石英片岩、二云母石英片岩、混合岩化片岩; 7‒中细粒二云母花岗岩; 8‒中粗粒斑状黑云母二长花岗岩; 9‒次花岗斑岩; 10‒钠长石化交代体; 11‒断裂构造; 12‒铀矿床

1‒Quaternary; 2‒Upper Jurassic porphyroclastic lava; 3‒Upper Jurassic ignimbrite; 4‒Upper Triassic sandstone or conglomerate; 5‒Lower Sinian sericite quartz phyllite; 6‒Precambrian quartz schist; 7‒medium- grained dimicaceous granite; 8‒coarse-grained porphyritic biotite adamellite; 9‒bub-granite porphyry; 10‒albitization of metasomatism; 11‒faulted structure; 12 ‒ U deposit

1.3.3 瑶上坑钨钼多金属矿点

矿床产于紫云山中粗粒少斑黑云母花岗岩的内接触带中, 位于岩体的东南部。矿化体以脉状产出, 长35~90 m, 宽0.3~4 m。矿石呈团块状、细粒浸染状、细脉状, 矿石矿物有黑钨矿、黄铜矿、辉铜矿、蓝铜矿、辉钼矿等, 脉石矿物主要为石英、云母、方解石、黄铁矿等(图6c, 图6d)。含铜一般0.3%~1.35%, 肉眼可见柱状黑钨矿与团块状黄铜矿共生, 与徐山钨矿的石英脉型矿石相类似。围岩蚀变有绢云母化、硅化、黄铁矿化和绿泥石化等。

图6 紫云山岩体铀矿和钨钼铜矿矿石照片

1.3.4 卸元钼铜多金属矿点

矿床产于紫云山中粗粒少斑黑云母花岗岩的内接触带中, 位于岩体的东南部。钼铜矿化较强, 矿化点的分布受近北东向断裂带控制, 北东向断裂与近东西向断裂交汇部位矿化最强, 矿化体以脉状产出, 主要矿体倾向西或西北, 倾角39°~50°。矿石呈团块状或浸染状, 矿石矿物为辉钼矿、黄铜矿、蓝铜矿、孔雀石, 脉石矿物有石英、黄铁矿、方解石、云母、绿泥石等。含钼一般0.01%~0.809%。含铜一般0.23%~9.22%。围岩蚀变有绢云母化、绿泥石化、硅化、碳酸盐化和黄铁矿化等。

2 样品采集及测试方法

2.1 样品的采集

选取徐山钨矿、瑶上坑W-Mo-Cu多金属矿、卸元Mo-Cu多金属矿和曲源铀矿4个典型矿床为研究对象, 系统采取样品, 选取了27个样品, 对其中的22个硫化物进行了硫同位素测试、20个样品进行了铅同位素测试, 采样记录及其位置如下表1和图3。

2.2 测试方法

硫同位素测试工作在东华理工大学核资源与环境教育部重点实验室完成, 采用EA-MS连线分析。EA-MS连线分析法是把元素分析仪(EA)与气体同位素质谱仪(MS)(MAT-253)通过一个连续流接口连接起来, 实现同位素分析。在本方法中, 硫化物与硫酸盐等含硫矿物样品在元素分析仪中燃烧, 释放出的气体在载气(He)的带动下, 经气相色谱柱把SO2分离出来, SO2气体通过连续流接口与毛细管进入MAT-253质谱仪中进行硫同位素比值测定。硫同位素组成用34S(‰)来表示[4]:

表1 紫云山岩体地区典型矿床采样及分析测试登记表

测试精度34S≤0.2‰。把待测矿物碎样, 在镜下挑出单矿物, 研磨至0.074 mm以下, 称取含硫 20~100 μg待测样品, 在1020 ℃下氧化为SO2, 用Flash-EA与MAT-253质谱仪联机测试。精度34S≤0.2‰。

在北京核工业地质研究院分析测试中心, 按照GB/T17672-1999《岩石中铅锶钕同位素测定方法》标准完成铅同位素测试, 仪器型号: ISOPROBE-T 热电离质谱仪, 检测项目与参数硫同位素比值误差为2σ。通常情况下金属硫化物中的U和Th含量值相对都很低, 其结晶以后, 放射成因形成的铅的含量也相对很低[15‒16], 因而硫化物单矿物中的铅同位素组成的影响就可以忽略不计。

3 测试结果

3.1 硫同位素

紫云山岩体地区典型矿床硫化物的硫同位素分析结果见表2。瑶上坑钨钼铜矿床硫化物34SCDT具有低正值, 分布范围较窄, 为1.2‰~2.5‰, 平均为1.99‰, 总体呈塔式分布(图7)。卸元钼铜矿床硫化物的34S也具有低正值, 分布范围较窄, 为1.7‰~2.5‰, 平均为2.13‰, 总体呈塔式分布(图7)略高于瑶上坑钨钼铜矿床的硫同位素平均值, 略低于徐山钨矿2.5‰[17]。而曲源铀矿区的铜矿化的硫同位素值为3‰, 与徐山钨矿黄铁矿的硫同位素值相近, 铀矿化共生的黄铁矿的硫同位素值为21.1‰。曲源铀矿与相山铀矿的硫同位素值+9.6‰ ~ +19.55‰[18]更接近。

3.2 铅同位素

紫云山岩体典型矿床的矿石和相关岩体铅同位素分析测试及相关参数计算结果列于表3和表4, 铅同位素特征分述如下。

3.2.1 矿石铅同位素

硫化物矿石铅同位素组成:208Pb/204Pb = 38.541~38.742, 平均38.705;207Pb/204Pb = 15.617~ 15.710, 平均15.654;206Pb/204Pb = 18.240~18.433, 平均18.299。值9.52~9.68, 平均9.58;值38.06~39.66, 平均38.76。

表2 紫云山岩体典型矿床的硫同位素组成

3.2.2 黑钨矿和石英的铅同位素

黑钨矿的铅同位素组成:208Pb/204Pb = 38.649~ 339.595, 平均39.122;207Pb/204Pb = 15.542~ 15.828, 平均15.685;206Pb/204Pb = 20.842~21.319, 平均21.081。值10.19~10.61, 平均10.40;值30.38~ 33.51, 平均31.945。

石英的铅同位素组成:208Pb/204Pb = 37.683;207Pb/204Pb = 15.602;206Pb/204Pb = 20.442。值9.84;值27.18。

3.2.3 紫云山花岗岩的铅同位素

紫云山花岗岩岩体的铅同位素组成:208Pb/204Pb = 38.583~39.182, 平均38.943;207Pb/204Pb = 15.635~ 15.683, 平均15.657;206Pb/204Pb = 18.714~19.276, 平均18.937。值9.49~9.55, 平均9.53;值35.01~37.45, 平均36.29。

4 讨　论

4.1 研究区同位素分馏特征

W-Cu-Mo多金属矿床成矿流体的硫同位素特征显示其来源于地壳深部, 同时具有典型的岩浆热液矿床硫的特征[8,17,19,20]。而紫云山岩体的形成为典型的地壳部分重熔的S型花岗岩[9]。因而推测认为W-Cu-Mo多金属矿床成矿流体的硫以紫云山岩体演化形成的期后热液硫为主。

图7 紫云山岩体典型矿床的硫同位素直方图(其中徐山钨矿硫同位素数据据文献[17])

表3 紫云山花岗岩体和典型矿床矿石铅同位素组成

表4 紫云山花岗岩体和典型矿床矿石铅同位素组成

虽然研究区出现不同元素组合成矿分带现象, 但岩体W-Cu-Mo流体成矿演化过程硫同位素分馏不明显, 从岩体内接触带到外接触带, 再到远岩浆热液流体成矿过程, 硫同位素未出现明显分馏。

从区域流体演化来看, 玉华山火山盆地和相山火山盆地, 都既无高氧逸度条件下形成的重晶石, 也未见低氧逸度条件下形成的磁黄铁矿, 因此黄铁矿的34S可近似代表成矿流体的总硫同位素组成与铀成矿相关的流体富集重硫, 与邻区相山铀矿的成矿流体硫同位素特征相似, 与华南铀矿床成矿流体中硫可能主要来源于赋矿围岩特征相似[18]。曲源铀矿赋矿围岩主要为紫云山岩体的中粗粒黑云母二长花岗岩, 矿区出现大规模的沿构造带发育的钾化蚀变, 蚀变过程中围岩中的硫进入到流体中, 使得铀成矿流体更富集重硫。

铅同位素在成岩成矿过程中出现了比较明显的分馏, 紫云山岩体成岩本身来自成熟度较高的上地壳重熔, 在成岩后的成矿过程中, 流体中的铅同位素出现了较大的分异, 这与成矿流体的不同演化阶段关系密切。

研究区成矿流体的铅同位素在两期三阶段分馏明显(表3), 结合已有的铅同位研究数据[17], 第二期的黑钨矿+石英流体相和第一期第二阶段成矿流体更富放射成因铅。其中共生矿石间的同位素分馏也非常明显, 黄铜矿明显比黑钨矿贫放射成因铅(表3中瑶上坑钨铜钼矿床的Lf0105-4号样品; 徐山钨矿的XS12-2号样品黄铜矿铅同位素值[12])。黑钨矿和石英分馏较为明显, 石英相对黑钨矿更富放射成因铅(徐山钨矿的XS-2-1号矿石样品, 其中黑钨矿的铅同位素数据据文献[13])。

分析认为导致研究区矿石矿物和脉石矿物铅同位素特征差异的原因, 可能是由于铀等放射性元素本身的地球化学行为(不相容性)不同, 流体在结晶沉淀过程中, 放射性铀更倾向于保留在流体相中, 因此同阶段的流体演化成的石英比硫化物相对更富放射成因的铅(是由于石英相对金属硫矿物更晚结晶)。而流体演化到越晚阶段氧逸度的变化, 使得流体富集铀等放射性元素。也可能是第二期成矿流体有富铀等放射元素的流体加入。

4.2 成岩成矿物质来源

4.2.1 硫同位素对研究区成矿流体演化的指示

研究区W-Cu-Mo多金属成矿流体中34S∑S值与岩浆热液矿床中硫化物34S值相似[21‒22], 显示其岩浆热液矿床硫的特点。且硫同位素具有幔源硫特征(0‰~ 3‰)[23],成矿流体硫的来源可能为地幔。而研究区铀成矿流体中硫源与钨铜钼多金属成矿流体存在较大差异, 硫同位素特征值与相山铀矿相似, 符合华南铀矿成矿流体主要来源于其赋矿围岩的特点[18,24,25]。就硫源特征来说, 曲源铀矿与相山铀矿具有相似的演化过程。

4.2.2 地壳铅源和构造环境突变

通过计算获得的值范围可指示铅的不同来源, 地幔原始铅值为7.3~8.0[26], 而地幔铅和造山带铅的平均值分别为8.92和10.87[23]。研究区典型矿床的矿物铅同位素的值在9.51~10.61之间, 接近造山带铅的值, 远大于地幔原始铅的值。研究区典型矿床的矿物Th/U值在2.67~3.99之间, 与全球上地壳Th/U平均值3.88[27]一致, 表明研究区成矿物质来源于地壳。研究区的成矿与构造环境转变关系密切, 其具体过程为紫云山花岗岩形成于造山抬升阶段前的相对较稳定阶段, 而玉华山火山杂岩体则是造山抬升阶段的产物, 成矿作用的发生, 就在这个转变阶段。

4.2.3 综合对比法研究铅同位特征对成岩成矿的指示意义

研究表明, Δ-Δ-Δ三参数法[16,28‒30], 对于地质作用过程中的物质来源能提供更加丰富可靠的的信息, 其中206Pb/204Pb对成矿时代具有灵敏的反应。研究区矿石的Δ-Δ呈线性相关(图8a), 而花岗岩到火山岩也具有线性相关的特点, 且两者的线性关系趋于相交到同一点, 说明研究区的紫云山岩体和玉华山火山岩具有同源序列演化的特征。

最能反映源区变化的是207Pb/204Pb和208Pb/204Pb的变化[28], 根据不同类型岩石铅和已知成因的矿石铅资料, 给出了不同成因类型矿石铅的Δ-Δ变化范围[30]。将点投到ΔΔ构造环境判别图解中 (图8b), 玉华山火山岩和矿石的铅同位素值均落在岩浆作用铅范围内, 紫云山岩体则落在上地壳铅范围内, 显示研究区构造环境转变对成矿作用的控制, 与前文值的结论相似。其中紫云山岩体的细粒少斑二云母二长花岗岩(卸元钼铜矿区围岩)成岩时代上可能形成较早阶段, 具上地壳铅源特征。而卸元钼铜矿的形成是该期岩体的期后热液作用形成的, 因此细粒少斑二云母二长花岗和卸元钼铜矿与其他矿床矿石铅同位素特征差异较大。相对较晚形成的徐山钨矿和瑶上坑钨钼矿与紫云山岩体演化到晚期的期后热液有关, 而曲源铀矿的形成与更晚的玉华山火山岩活动关系密切。反映了研究区存在一个构造环境的转变, 即由稳定上地壳过渡到造山作用过程, 作用过程带来部分地幔铅, 因而研究区的成岩和成矿物质来源具有混合铅源的特征, 这与Zamnan.的铅构造模式图的结果一致(图9)[27,31]。也与据硫同位素特征研究推断第二期成矿流体由于构造环境的转变, 研究区有幔源物质作用的结果相吻合。

4.2.4 与同时代的区域基底地层、岩浆岩和典型热液矿床的铅同位素特征对比

紫云山岩体典型矿床的矿石与大湖塘石门寺钨矿、相山铀矿和熊家山钼矿具有相似的铅同位素特征, 通过全方位对比办法, 研究认为研究区矿石铅同位素具有混合源特征, 即岩浆铅和地层铅混合特征(图10a, 图10b), 显示成矿物质来源具有多源性。

图8 紫云山岩体典型矿床矿石铅同位素Δα-Δβ-Δγ三参数图

1‒地幔源铅; 2‒上地壳铅; 3‒上地壳与地幔混合的俯冲带铅(3a为岩浆作用; 3b为沉积作用); 4‒化学沉积型铅; 5‒海底热水作用铅; 6‒中深变质作用铅; 7‒深变质下地壳铅; 8‒造山带铅; 9‒古老页岩上地壳铅; 10‒退变质铅。底图据朱炳泉[30], 其中玉华山火山岩铅同位素数据来源于周强强[11]

1‒Mantle; 2‒upper crust; 3‒on the Earth's crust and mantle mixture of subduction zones of lead(3a. magmatism; 3b. sedimentation); 4‒chemical deposit; 5‒hydrothermal activity; 6‒mesometamorphism; 7‒deep metamorphic lower crust; 8‒orogen; 9‒ancient rock crust; 10‒retrograde metamorphism。Base map from Zhu[30], volcano rock lead isotope data from Zhou[11]

图9 紫云山岩体典型矿床矿石铅同位素构造环境判别图

底图据Zamnan.[27]。A‒地幔; B‒造山带; C‒上地壳; D‒下地壳

A‒Mantle; B‒orogene; C‒upper crust; D‒lower crust (The base map from Zamnan.[27])

图10 紫云山岩体地区铅同位素特征

熊家山矿石数据引自张勇等[32]; 石门寺矿石数据引自项新葵等[33]; 火山岩铅同位素数据引自周强强[11]和范洪海等[34]; 元古界地层数据来源于范洪海等[35]

Data sources, Xiongjiashan molybdenum deposit from Zhang.[32]; Shimensi Tungsten-polymetallic deposit from Xiang.[33]; volcanic rock lead isotope data from Zhou[11]and Fan.[34]; Neoproterozoic stratum lead isotope data from Fan.[35]

紫云山岩体铅同位素特征与玉华山火山岩差异明显, 紫云山岩体以深部岩浆(地幔铅？)铅为主, 这与研究区从晚侏罗到早白垩的构造环境不同关系密切。紫云山岩体形成于晚侏罗相对较深的构造位置, 是研究区最早一期岩浆活动。而玉华山火山岩及相山火山岩形成于早白垩世, 相对构造位置较浅, 且铅同位素特征与元古代基底地层铅同位素更接近(图10c)。因此紫云山岩体的成岩物质来源与玉华山火山岩不同。玉华山火山岩可能是由于元古界基底地层部分熔融形成的, 而紫云山岩体形成与深部幔源岩浆作用有关。

4.2.5 成岩差异与成矿差异对成矿的控制

徐山钨铜矿的围岩是细粒少斑二云母二长花岗岩和新元古界的板溪群浅变质岩, 浅部矿区未见到花岗岩, 只有在矿区的深部才见到侵入岩, 岩性上与瑶上坑矿区围岩的岩性相同, 即中细粒含斑二云母花岗岩。卸元钼铜矿围岩是细粒少斑二云母二长花岗岩, 而曲源铀矿区产出的花岗岩是中细粒含斑二云母花岗岩。就岩石地球化学和成岩年代学上来看, 紫云山岩体的三种主体岩性时代差小, 成分和来源都差异不大, 对W-Cu-Mo成矿的差异控制不明显。铀成矿则主要受控于更晚期次火山作用带来的流体萃取围岩中的铀元素在有利的断裂构造系统堆积成矿。因而控制研究区成矿差异的因素是侵入接触界面的内外接触带的空间差异, 以及期后热液, 即紫云山岩体中的晚期细晶岩脉同期浆热液活动和玉华山火山次火山岩浆作用带来的热液流体的共同或单独作用, 这些因素导致了紫云山岩体成矿多样性特征。

4.3 成矿物质机制

通过对研究区系统的硫、铅同位素研究, 可构建紫云山岩体地区多金属成矿模式(图11)。紫云山岩体多金属成矿具有由北向南, 依次由W-Cu →W-Cu-Mo → Mo-Cu成矿元素组成的分带性, 成矿流体在垂直空间上是Mo在深部富集, W在浅部富集。而铀矿主要在岩体的西部富集, 与玉华山火山岩的活动关系更密切。如此成矿元素分带性的可能原因是由于流体演化就位到不同岩石类型, 而导致成矿元素的分异; 也可能是研究区流体来源的多源性。其中一个来源是与玉华山火山岩活动关系密切的富铀流体, 另一个来源是紫云山岩体期后热液流体。加之紫云山岩体期后构造活动强烈, 断裂发育, 对流体的演化提供了有利的通道和良好赋矿空间，使研究区大规模流体活动和成矿多样性提供了有利条件。综合研究区的已有认识, 第二种双源多期次流体活动是造成研究区成矿元素共生分异现象的最主要原因。因此在紫云山内外接触带寻找W-Cu-Mo多金属矿的潜力巨大, 而在紫云山岩体西部碱交代发育的北北东向断层附近及深部寻找热液型铀矿的潜力巨大。

图11 紫云山岩体多金属成矿模式

Pt新元古界浅变质岩; J3M细粒少斑二云母二长花岗; J3J中细粒含斑二云母花岗岩; J3Y中粗粒斑状黑云钾长花岗岩; F断层

PtNeoproterozoic epimetamorphic rock; J3Mfine-grained two-mica granite with little spots ; J3Jmedium fine-grained two-mica granite with spots; J3Ycoarse-grained porphyritic biotite; Kfeldspar granite; Ffault fracture

5 结 论

(1) 紫云山岩体及其周边的W-Cu-Mo-U多金属矿床硫化物的34S值为1.2‰~21.1‰, 分属两个区间1.0‰~3.0‰和富集重硫的21.1‰附近, 分别对应于W-Cu-Mo矿化和铀矿化, 推测研究区的W-Cu-Mo成矿流体的硫具幔源特征, 而铀成矿流体则可能有围岩硫的加入。

(2) 紫云山岩体及其周边的W-Cu-Mo多金属矿床的铅同位素组成综合研究分析认为, 研究区成矿流体的铅具有岩浆和地层混合铅的特征, 伴有少部分幔源铅的加入。

(3) 紫云山岩体多金属成矿, 具有由北向南, 依次由W-Cu → W-Cu-Mo → Mo-Cu成矿元素组成的分带性。成矿流体在垂直空间上是Mo在深部富集, W在浅部富集。而铀矿主要在岩体的西部富集, 与玉华山火山岩的活动关系密切。

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S and Pb isotopic constraints on the multi-metal (W-Cu-Mo-U) mineralization of Ziyunshan Intrusive Rocks, Jiangxi Province

ZHANG Yong1,2, PAN Jia-yong1*, ZHOU Qiang-qiang1, LIU Ying1, MA Chong-jun1,HU Cong-cong1, ZHONG Fu-jun1and ZHOU Wen-ting1

1. School of Earth Sciences, East China University of Technology, Nanchang 330013, China;2. School of Earth Sciences and Engineering, Nanjing University, Nanjing 210046, China

Systematic analyses of Pb and S isotopes are conduct on the W-Cu-Mo-U ore deposits in the Ziyunshan Intrusive Rocks (ZIR), in order for better understanding of the evolution of large-scale ore-forming fluids. Sulfides from the ores are characterized by34SCDT= 1.2‰—21.1‰, with 1.0‰—3.0‰ for W-Cu-Mo metallogenesis and 21.1‰ for U metallogenesis, and have208Pb/204Pb =38.541—38.742 (averaging at 38.705),207Pb/204Pb=15.617—15.710 (averaging at 15.654), and206Pb/204Pb = 18.240—18.433 (averaging at 18.299). Wolframites have208Pb/204Pb = 38.649—339.595 (averaging at 39.122),207Pb/204Pb = 15.542—15.828, (averaging at 15.685) and206Pb/204Pb = 20.842—21.319 (averaging 21.081), and quartzes have208Pb/204Pb = 37.683,207Pb/204Pb = 15.602 and206Pb/204Pb = 20.442. The ZIR have208Pb/204Pb = 38.583—39.182 (averaging at 38.943),207Pb/204Pb = 15.635—15.683 (averaging at 15.657 ) and206Pb/204Pb = 18.714—19.276 (averaging at 18.937). These isotopic data suggest that the source materials of the ore deposits could not be solely derived from the ZIR. In combination with the literature Pb isotopic data for the volcanic rocks of the study area, we concluded that the metallogenic hydrothermal fluids from ZIR and Yuhuashan volcanic rocks play important roles in the genesis of the W-Cu-Mo-U ore deposits.

S and Pb isotope feature; W-Cu-Mo-U mineralization; source of ore-forming material; Ziyunshan Intrusive Rocks; Jiangxi Province

P597; P61

A

0379-1726(2016)05-0510-17

2015-10-13;

2016-03-01;

2016-03-07

国家自然科学基金青年基金(41302053); 国家自然科学基金重点基金(U1403292); 国家重点基础研究发展计划项目(2014CB440904); 东华理工大学校长基金(DHXK201308, DHXW1304)

张勇(1983–), 男, 博士研究生、讲师, 矿床地球化学专业。E-mail: zhycy2004@163.com

PAN Jia-yong, E-mail: jypan@ecit.cn; Tel: +86-791-83897197