现代地质 GEOSCIENCE 第 26 卷第 3 期 2012 年 6 月 Vol 26 No 3 Jun 2012 湖北省阳新县鸡笼山矽卡岩型金铜矿床铅同位素地球化学研究 贾宝剑 1, 李胜荣 1, 杨庆雨 2, 庞阿娟 1, 杨成栋 1 1, 严育通 (1 地质过程与矿产资源国家重点实验室, 中国地质大学地球科学与资源学院, 北京 100083; 2 湖北鸡笼山黄金矿业有限公司, 湖北阳新 435231) 摘要 : 湖北省阳新县鸡笼山金铜矿床是长江中下游铁铜金多金属成矿带鄂东南成矿区中典型的矽卡岩矿床, 对其成矿物质来源的专门研究相对贫乏 对鸡笼山矽卡岩带的 11 件黄铁矿 2 件方铅矿和 2 件闪锌矿样品进行了铅同位素分析, 结果显示 206 Pb/ 204 Pb 为 17 358~18 589, 207 Pb/ 204 Pb 为 15 414~15 745, 208 Pb/ 204 Pb 为 37 956~39 094, 矿石铅属异常铅, 其单阶段模式年龄 (136 3~707 3Ma) 不能代表成矿年龄, 但其分布特征反映了铅的多源混合特征 同位素构造模式图上投点的线性分布特征显示了花岗闪长斑岩 矽卡岩 大理岩中的铅同位素演化具有很好的继承性和相应性, 但各类铅同位素组成在 208 Pb/ 204 Pb- 206 Pb/ 204 Pb 图上均落在下地壳和地幔之间, 指示其具有来自壳幔边界附近的深源的特点 鸡笼山金铜矿床 丰山洞铜钼矿床 城门山铜金矿床 铜绿山铜铁矿床 4 个相似矿床的铅同位素组成进行对比, 显示整体成矿物质来源在主体相似的背景下也具有局部的差异性 关键词 : 铅同位素 ; 物质来源 ; 金铜矿床 ; 鸡笼山 ; 湖北中图分类号 :P611 1;P597 文献标志码 :A 文章编号 :1000-8527(2012)03-0471-07 PbIsotopeGeochemistryoftheJilongshanskarn host Au CuDepositinHubeiProvince JIABao jian 1,LISheng rong 1,YANGQing yu 2,PANGA juan 1,YANGCheng dong 1,YANYu tong 1 (1 StateKeyLaboratoryofGeologicalProcesesandMineralResources,SchoolofEarthSciencesandResources,ChinaUniversityofGeosciences, Beijing 100083,China;2 HubeiJilongshanGoldMiningCoLtd,Yangxin,Hubei 435231,China) Abstract:JilongshanAu CudepositisatypicalskarndepositinthesoutheasternHubeimetalogenicregionof themiddle LowerYangtzeRiverFe Cumetalogenicbelt.Fewstudieshavebeenmadeontheore formingmate rialsourcesofthisdeposit.fifteensampleswerecolectedfromthejilongshandepositforpbisotopeanalyses. TherangesofthePbisotopiccompositionsarefrom17 358to18 589for 206 Pb/ 204 Pb,15 414to15 745for 207 Pb/ 204 Pband37 956to39 094for 208 Pb/ 204 Pb,whichareanomalousandtheirsingle stagemodelagescan notbeusedasacriterionformetalogenicepoch.however,thedistributingcharacteristicsofthesingle stage modelagessuggestthatthepboftheorederivesfromdiferentsources.thelineardistributionofpbisotopein tectonicmodeldiagramreflectstheconsistentrelationofgranodioriteporphyry,skarn,marbleandore,whichis alsoagoodproofthattheore formingmaterialsarepartlyfromthemagma.thecomparisonofthepbisotopic characteristicsofjilongshanau Cudeposit,FengshandongCu Modeposit,ChengmenshanCu Audepositand TonglushanCu Fedepositshowsthattheore formingmaterialsofthefourdepositshavediferentcharacteristics 收稿日期 :2011 11 05; 改回日期 :2011 12 28; 责任编辑 : 楼亚儿 基金项目 : 国家自然科学基金重大研究计划重点支持项目 (90914002); 中国地质调查局地质调查工作项目 (1212011220926) 作者简介 : 贾宝剑, 男, 博士研究生,1983 年出生, 矿物学 岩石学 矿床学专业, 主要从事成因矿物学与找矿矿物学研究 Email:jbaojian@qq com 通信作者 : 李胜荣, 男, 教授, 博士生导师,1956 年出生, 矿物学 岩石学 矿床学专业, 主要从事成因与找矿矿物学和环境与生命矿物学的研究 Email:lisr@cugb edu cn
472 现代地质 2012 年 inpartsalthoughtheyareverysimilaronthewhole. Keywords:Pbisotope;materialsource;Au Cudeposit;Jilongshan;Hubei 0 引言 湖北鸡笼山金铜矿床是长江中下游铁铜金多金属成矿带鄂东南成矿区中典型的矽卡岩矿床, 是丰山矿田的重要组成部分, 位于鄂东矿集区 (Fe -Cu-Au) 和九瑞矿集区 (Cu-Au) 之间 鸡笼山金铜矿床是 七五 期间发现的一个大型金矿床, 开发至今, 在深部 ( 深达 -490m 中段 ) 和外围 ( 从西区到东区 ) 都有了极大的拓展, 在金 铜乃至钼矿的开发上远景广大, 有望成为一超大型金矿床 [1-2] 因此, 对其矿床成因的研究和成矿规律的总结就显得更加重要 然而, 相对于长江中下游铁铜金多金属成矿带的其他典型矿床 ( 如相邻地区的铜绿山 铁山 丰山洞 城门山矿床等 ), 鸡笼山金铜矿床的研究程度较低, 一般都是作为区域上 ( 鄂东矿集区 九瑞矿集区 丰山矿田等 ) 研究的一部分加以讨论, 而在成矿物质来源的探讨上也有所不足 伍超群 [1,3] [4] 闭忠敏等利用微量元素 氢氧同位素 硫同位素以及少量的铅同位素等方法对鸡笼山金铜矿床的成矿物质来源加以探讨, 认为鸡笼山金铜矿床岩浆和成矿流体具有壳幔混合的特点, 矿床成矿物质主要来自中酸性侵入岩, 而三叠系围岩也对金等成矿物质有所贡献 在矿质来源研究中, 铅同位素组成作为一种有效手段, 已应用于几乎所有的金属矿床甚至非金属矿床, 起到了重要的作用 [5-6] 本文将系统研究鸡笼山金铜矿床的矿石铅同位素特征, 并通过对比鄂东和九瑞矿集区相似矿床的铅同位素组成对本区成矿物质来源加以探讨 1 区域地质背景 鸡笼山金铜矿床的大地构造位置处于下扬子坳陷带内, 北以 NW 向桐柏 黄阪断裂和郯庐断裂与淮阳隆起相接, 南侧以 NEE 向江南隆起北缘断裂 ( 江南古断裂 ) 与江南隆起相接,NNE 向郯庐断裂通过本区 区域地球物理及大地测深资料解译和分析结果显示, 区域壳幔结构具有立体 层块结构 的性质, 在纵向和横向上都存在不均一性, 深部对应于地幔隆起带 [7-8] 燕山期( 主成矿期 ) 强烈的构造 岩浆 成矿作用与该幔隆有密切关系 区内构造具有多层次构造网络的特点, 其构造发展演化及其在中生代时的构造格局, 对其成岩和成矿起了决定性的作用 矿床一般都发育在网络构造的节点上呈近乎等距离分布 [9] 2 矿床地质特征 鸡笼山金铜矿床受鸡笼山岩体 竹林塘复式倒转向斜以及三叠系碳酸盐围岩的联合控制 主要矿体产于鸡笼山花岗闪长斑岩体与三叠系大冶群第四段 第七段的白云质灰岩 灰岩的接触破碎带内, 少量产于岩体中及其围岩的层间破碎带中 鸡笼山矿床矿体东西长约 3 7km, 南北宽 0 25~1 3km, 矿体分布面积约 4km 2 矿床由大 小矿体 189 个组成, 其中有工业价值的矿体 54 个, 主要受鸡笼山岩体与三叠系大冶组碳酸盐岩的接触带控制, 具明显的带状展布特征 根据矿体赋存的控矿构造位置, 可将矿体分为北矿带 ( 受岩体北缘接触带控制 ) 中矿带 ( 受岩体底部围岩伸入岩体中的舌状体 捕虏体接触带控制 ) 和南矿带 ( 受岩体南缘接触带构造控制 ) 主矿体都集中在北 中两矿带 ( 图 1) 鸡笼山金铜矿床主要有矽卡岩中的金矿化 ( 矽卡岩型 ) 大理岩中的热液交代脉或网脉状金矿化 ( 热液交代型 ) 岩体中的细脉浸染型铜钼矿化 ( 斑岩型 ) 和角砾岩型矿化 4 大类 但矽卡岩矿化是该矿床中分布最广泛最重要的矿化类型 脉石矿物以石榴石 透辉石 硅灰石等为主, 金属矿物为黄铜矿 斑铜矿 黄铁矿 辉铜矿 黝铜矿和自然金等 矿石组合可分为石榴石矽卡岩矿石 透辉石矽卡岩矿石及硅灰石矽卡岩矿石 3 大类 鸡笼山金铜矿床在垂向和水平方向上都表现出明显的矿化分带 垂向上, 在深部接触带, 主要有矽卡岩金铜矿体产出, 在上部接触带出现热液交代型金矿体或金 - 铅 - 锌多金属矿体, 显示出清楚的矿化垂直分带 矿化水平分带在地表采坑中清楚可见 在靠近花岗闪长斑岩的内接触带, 有矽卡岩金铜矿体产出, 但在外接触带的角砾状大理岩中出现热液交代型金或金多金属矿体
第 3 期 贾宝剑等 : 湖北省阳新县鸡笼山矽卡岩型金铜矿床铅同位素地球化学研究 473 理好的强碱性阴离子交换树脂中进行铅的分离, 用 0 5mol/LHBr 溶液淋洗树脂, 再用 2mol/L HCl 溶液淋洗树脂, 最后用 6mol/LHCl 溶液解脱, 将解脱溶液蒸干备质谱测定 ; 用热表面电离质谱法进行铅同位素测量 所用仪器对 1μg 的铅中 208 Pb/ 206 Pb 测量精度 0 005% 4 测定结果 11 件黄铁矿的铅同位素分析测试结果见表 1, 206 Pb/ 204 Pb 值为 17 358 ~18 589, 平均值为 1 图 1 鸡笼山金铜矿体分布图 Fig 1 DistributionmapofJilongshanAu Cuorebody 1 岩体界线 ;2 金铜矿体 ;3 小矿体号 ;4 花岗闪长斑岩 ;5 大理岩 ;6 矽卡岩 3 采样位置与分析方法 本次共采集了 11 件黄铁矿样品用于铅同位素分析, 采样位置为 : -170m 中段 161 穿脉花岗闪长斑岩矿石样品 1 件 -290m 中段 14 穿脉和 70 穿脉矽卡岩矿石样品各 1 件 -390m 中段 161 穿脉花岗闪长斑岩矿石和 261 穿脉矽卡岩矿石样品各 1 件 -490m 中段 142 穿脉矽卡岩矿石样品 3 件和大理岩矿石样品 1 件 12 线 1 号钻孔岩心的矽卡岩矿石样品 1 件 39 线 1 号钻孔岩心的花岗闪长斑岩矿石样品 1 件 11 件矿石样品涉及了鸡笼山金铜矿区 ( 西区和东区 ) 最主要的矽卡岩矿化带的花岗闪长斑岩体 矽卡岩体 大理岩体 测试分析在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成, 使用仪器为英国 GV 公司生产的 IsoProbe-T 热电离固体同位素质谱仪 测试方法为 : 将待测定的单矿物样品研磨至 180~200 目, 称取适量样品放入聚四氟乙烯坩埚中, 加入氢氟酸中 高氯酸溶样, 待样品分解后, 将其蒸干, 再加入盐酸溶解蒸干, 加入 0 5mol/LHBr 溶液溶解样品进行铅的分离 ; 将溶解的样品倒入预先处 18 183, 极差系数为 7 1%; 207 Pb/ 204 Pb 值为 15 414~15 745, 平均值为 15 605, 极差系数为 2 1%; 208 Pb/ 204 Pb 值为 37 956~39 094, 平均值为 38 561, 极差系数为 3 0%;μ 值 ( 238 U/ 204 Pb) 为 9 23~9 73, 高于正常铅 μ 值 (8 686~9 238); ω 值 ( 232 Th/ 204 Pb) 为 37 54~39 37, 高于正常铅 ω 值 (35 55±0 59);Th/U 值介于 3 79~4 08 之间 5 讨论 由测试结果可知, 鸡笼山金铜矿床的硫化物矿石铅属于异常铅, 不能利用单阶段模式来计算成矿年龄 用 H-H 单阶段铅演化模式计算得到鸡笼山金铜矿床铅同位素模式年龄为 136 3~ 707 3Ma, 平均值为 363 65Ma, 其统计直方图见图 2 从图 2 中清楚地显示矿石铅同位素模式年龄主要集中在 100~350Ma(8 个年龄值, 占总年龄数据近 73%), 峰值在 200~250Ma(3 个年龄值 ) 另外,500~600Ma 有 2 个年龄值,700~750Ma 有 1 个年龄值, 表明本矿床矿石铅不是来源于一个时代, 具有燕山期岩浆及其他来源的多源混合特征 将鸡笼山金铜矿床矿石铅同位素投点于 Zartman 图 2 鸡笼山金铜矿床铅同位素模式年龄直方图 Fig 2 Histogram ofpbisotopicmodelagesfrom Jilongshan Au Cudeposit 1 冶金工业部中南地质勘查局 604 队. 湖北省阳新县鸡笼山金铜矿床 0-68 线勘探地质报告.1991:5-156.
474 现代地质 2012 年 表 1 鸡笼山金铜矿床及其相似矿床的铅同位素组成 Table1 PbisotopiccompositionsofJilongshanAu Cudepositandothersimilardeposits 矿床样品编号岩 ( 矿 ) 石矿物 206 Pb/ 204 Pb 207 Pb/ 204 Pb 208 Pb/ 204 Pb t/ma μ ω Th/U α β γ 资料来源 鸡笼山 丰山洞 城门山 铜绿山 170-161-1 花岗闪长斑岩 黄铁矿 18 204 15 585 38 474 298 3 9 46 37 67 3 85 71 73 17 67 39 78 39-1-16 花岗闪长斑岩 黄铁矿 18 552 15 687 39 094 172 4 9 62 39 24 3 95 82 15 23 74 50 89 390-161-2 花岗闪长斑岩 黄铁矿 17 708 15 508 38 212 563 6 9 37 38 75 4 00 64 03 14 15 44 63 290-14-3 矽卡岩 黄铁矿 17 788 15 529 38 270 530 7 9 40 38 72 3 99 66 06 15 31 44 71 290-70-2 矽卡岩 黄铁矿 18 578 15 673 38 745 136 3 9 59 37 54 3 79 80 85 22 67 39 93 390-261-1 矽卡岩 黄铁矿 18 140 15 582 38 424 340 8 9 46 37 80 3 87 71 37 17 69 40 32 490-142-3 矽卡岩 黄铁矿 17 358 15 414 37 956 707 3 9 23 38 88 4 08 55 17 8 99 44 23 490-142-4 矽卡岩 黄铁矿 18 163 15 579 38 399 320 6 9 45 37 54 3 84 71 10 17 39 38 74 490-142-5 矽卡岩 黄铁矿 18 481 15 693 38 818 230 5 9 64 38 57 3 87 82 59 24 40 46 05 12-1-1 矽卡岩 黄铁矿 18 457 15 663 38 738 211 1 9 58 38 08 3 85 79 65 22 35 43 03 490-142-6 大理岩 黄铁矿 18 589 15 745 39 041 216 6 9 73 39 37 3 92 87 81 27 73 51 44 铅锌矿石 闪锌矿 17 800 15 490 38 070 476 4 9 32 37 39 3 88 62 26 12 43 36 79 铅锌矿石 闪锌矿 17 770 15 460 37 970 462 6 9 26 36 84 3 85 59 33 10 39 33 45 铅锌矿石 方铅矿 18 100 15 500 38 270 269 6 9 30 36 60 3 81 63 34 11 98 33 00 铅锌矿石 方铅矿 17 836 15 545 38 244 517 9 9 43 38 48 3 95 68 10 16 60 43 30 D54-10 矽卡岩 - 斑岩型矿石 黄铁矿 18 331 15 650 38 623 286 9 57 38 20 3 86 78 19 21 85 43 24 西 -6 热液脉型矿石 黄铁矿 17 780 15 495 38 008 497 9 33 37 29 3 87 62 75 12 88 36 02 KJ-2 卡林型金矿石 黄铁矿 18 257 15 578 38 351 251 9 44 36 80 3 77 71 11 16 99 34 38 KL-2 卡林型金矿石 雄黄 17 880 15 488 38 003 416 9 30 36 61 3 81 62 06 11 95 32 25 D425-1 卡林型金矿石 黄铁矿 18 114 15 531 38 136 298 9 36 36 25 3 75 66 38 14 14 30 62 C197 ZK9948 黄铁矿 18 099 15 554 38 180 337 9 41 36 74 3 78 68 61 15 84 33 53 C269 ZK3211 黄铁矿 17 740 15 519 37 891 553 9 39 37 24 3 84 65 09 14 80 35 39 C322 ZK109 黄铁矿 17 817 15 517 37 557 496 9 37 35 31 3 65 64 89 14 31 23 69 C334 石英黄铁矿脉 黄铁矿 18 017 15 554 38 051 396 9 42 36 66 3 77 68 55 16 16 32 66 C259 花岗闪长斑岩 黄铁矿 18 025 15 502 37 936 327 9 31 35 64 3 70 63 49 12 40 26 51 C243 石英斑岩 黄铁矿 17 959 15 475 37 716 343 9 27 34 82 3 64 60 82 10 71 21 22 T-417-B4 磁铁矿石 黄铜矿 17 989 15 551 38 101 412 9 42 37 00 3 80 68 25 16 05 34 76 ZK105 磁铁矿石 黄铜矿 17 941 15 517 38 192 407 9 35 37 35 3 87 64 92 13 80 36 97 ZK803 矽卡岩型铜矿石 黄铜矿 18 406 15 572 38 368 135 9 41 36 00 3 70 70 73 16 07 29 74 ZK3504 矽卡岩型铜矿石 黄铜矿 17 988 15 528 38 194 386 9 37 37 19 3 84 66 00 14 40 36 09 ZK405 矽卡岩型铜矿石 黄铜矿 17 922 15 523 38 195 427 9 37 37 53 3 88 65 49 14 31 37 99 本文 张轶男 伍超群 舒全安 舒广龙 季绍新 王彦博 [10] [3] [11] [12] [13] [14] 注 : 相关参数由路远发 [15] 研发的 GeoKit 软件计算获得,a 0 =9 307,b 0 =10 294,c 0 =29 476,T 0 =4 43Ga( 地球年龄 ),T 0 =4 57Ga( 地球年龄, 用于计算 Th),λ( 238 U)=1 55125 10-10 a -1,λ( 235 U)=9 8485 10-10 a -1,λ( 232 U)=4 9474 10-11 a -1
第 3 期 贾宝剑等 : 湖北省阳新县鸡笼山矽卡岩型金铜矿床铅同位素地球化学研究 475 来源又有地层来源 [17] 图 3(b) 也显示铅同位素组成点呈线性分布于下地壳和地幔之间, 进一步证明了本矿床铅具有来自下地壳和地幔的深源特点 [18-19] 朱炳泉根据不同成因类型的岩石铅资料和已知成因的矿石铅资料, 给出了不同成因类型矿石矿物的 Δβ-Δγ 变化范围图解 ( 图 4), 该模式消除了时间因素的影响, 理论上比那些全球性的演化模式有更好的示踪意义 其中 Δβ 和 Δγ 的计算公式为 : Δγ= [(γ-γ m )/γ m ] 1000 (1) Δβ= [(β-β m )/β m ] 1000 (2) 式中 :γ 代表样品的 208 Pb/ 204 Pb;β 代表样品的 207 Pb/ 204 Pb;γ m 代表地幔的 208 Pb/ 204 Pb(37 47); β m 为地幔的 207 Pb/ 204 Pb(15 33) 图 3 鸡笼山金铜矿床铅同位素组成 Zartman 图解 ( 底图据 Zartman [16] ) Fig 3 TheZartmandiagramsofPbisotopeforJilongshan Au Cudeposit(afterZartman [16] ) M 地幔源铅 ;O 造山带铅 ;LC 下地壳源铅 ;UC 上地壳源铅 ( 注 : 其他矿石 是引自前人资料中未明确标明的围岩特征的硫化物铅同位素组成数据, 下同 ) RE [16] 的铅构造模式图 ( 图 3), 图 3(a) 显示铅同位素组成点基本集中分布于上地壳演化线和上地幔演化线之间 其中, 其他矿石铅全部分布于地幔和造山带之间 ; 花岗闪长斑岩中黄铁矿铅同位素组成相对分散, 在地幔和上地壳间均匀分布 ; 矽卡岩中矿石铅最分散, 在下地壳和上地壳间的各演化线之间都有分布 ; 大理岩中矿石铅则分布于上地壳之上, 它们在整体上又呈线性分布 这一分布规律显示了各种类型矿石铅来源的继承性和相应性, 体现了鸡笼山金铜矿床矿石铅主要来源于深部 ( 地幔和下地壳 ), 但演化的过程中逐渐受到了上地壳铅源的混染 它们的演化趋势也为鸡笼山矽卡岩矿床成矿物质主要来自中酸性侵入 [1,3-4] 岩提供了证据 以上结论也基本符合接触交代矽卡岩矿床铅同位素的一般规律, 即接触交代矽卡岩型矿床的矿质是多来源的, 既有岩浆分异 图 4 鸡笼山金铜矿床铅同位素 Δβ-Δγ 成因分类图解 ( 底图据朱炳泉等 [18-19] ) Fig 4 GeneticanalysisofΔβ-ΔγforPbisotopefromJilong shanau Cudeposit(afterZhuetal [18-19] ) 1 地幔源铅 ;2 上地壳源铅 ;3 上地壳与地幔混合的俯冲带型铅 (3a 岩浆作用 ;3b 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 造山带幔壳混合铅 ;9 古老页岩上地壳铅 ;10 退变质铅鸡笼山金铜矿床 Δβ 计算值为 8 99~27 73, Δγ 计算值为 33 0~51 44, 将其投于 Δβ-Δγ 构造判别图 ( 图 4), 可见鸡笼山金铜矿床铅同位素组成分布于 8 区 3a 区和 2 区分界线附近 以 8 区和 3a 区一侧投点更为集中, 分属造山带幔壳混合铅和幔壳均一混合俯冲带铅 ; 有 3 个投点落于 2 区一侧, 属上地壳源铅 其中, 其他矿石铅同位素组成主要投在 8 区, 花岗闪长斑岩中矿石铅和矽卡岩中矿石铅在 3 个区域都有分布, 但主要集中在 3a 区和 8 区, 而大理岩中矿石铅则分布在 2 区 上述规律体现了鸡笼山金铜矿床铅的演化和造山运动 岩浆作用关系密切, 其铅的来源以造山带幔壳混合铅为主 ( 深源 ), 伴有壳源铅的混染
476 现代地质 2012 年 这一结论和 Zartman 铅构造模式图投点揭示的规律 37 53, 高于正常铅 ω 值 (35 55±0 59);Th/U 值非常一致, 充分反映了鸡笼山金铜矿床的铅具有介于 3 7~3 88 之间, 属于异常铅, 但均一性较与岩浆作用有关的地幔和地壳 ( 下地壳为主 ) 的混其他矿床的好 合来源的特征 图 5(a) 显示 4 个矿床的铅同位素组成点都分 ChenYuweietal [20] 依据 μ 值 ( 238 U/ 204 Pb) 对铅布于上地幔和上地壳之间 丰山洞铅同位素组成同位素进行分类, 认为 : 第一类为低 μ 值 (7 18) 与鸡笼山最为相似, 在上地幔和上地壳演化线间单阶段演化铅 ; 第二类为高 μ 值 (9 81) 演化铅, 呈线性分布 铜绿山和城门山的铅同位素投点更由地幔源转入壳层演化, 受壳层物质的影响 鸡为集中, 分布于上地幔和造山带演化线之间, 说笼山金铜矿床铅同位素组成的 μ 值变化范围为明其遭受上地壳混染的程度较前两个矿床的低 9 23~9 73, 该值范围处于 7 18~9 81 之间, 且图 5(b) 显示 4 个矿床的铅同位素组成点基本都集更趋近于 9 81, 所以也可以依此判断本矿床铅具中分布在上地幔和下地壳演化线之间, 也体现了 4 有由地幔源转入壳层演化的特征, 体现出幔壳混个矿床的铅整体来源的相似性, 即都具有来自下合来源的特点 地壳和地幔的深源的特点 另外, 本文还搜集了鸡笼山相邻区域典型的斑岩矿床 矽卡岩矿床 ( 丰山洞铜钼矿床 城门山铜金矿床和铜绿山铜铁矿床 ) 的铅同位素资料 ( 表 1) 丰山洞铜钼矿床的 206 Pb/ 204 Pb 变化范围为 17 780~18 331, 平均值为 18 072, 极差系数为 3 1%; 207 Pb/ 204 Pb 变化范围为 15 488~15 650, 极差系数为 1 0%, 平均值为 15 548; 208 Pb/ 204 Pb 变化范围为 38 003~38 623, 极差系数为 1 6%, 平均值为 38 224;μ 值 ( 238 U/ 204 Pb) 的变化范围为 9 3~9 57, 高于正常铅 μ 值 (8 686~9 238);ω 值 ( 232 Th/ 204 Pb) 的变化范围为 36 25~38 20, 高于正常铅 ω 值 (35 55±0 59);Th/U 值介于 3 75~ 3 86 之间, 属于异常铅 城门山铜金矿床的 206 Pb/ 204 Pb 变化范围为 17 740~18 099, 极差系数为 2 0%, 平均值为 17 943; 207 Pb/ 204 Pb 变化范围为 15 475~15 554, 极差系数为 0 5%, 平均值为 15 520; 208 Pb/ 204 Pb 变化范围为 37 557~38 180, 极差系数为 1 7%, 平均值为 37 889;μ 值 ( 238 U/ 204 Pb) 的变化范围为 9 27~9 42, 高于正常铅的 μ 值 (8 686~9 238); ω 值 ( 232 Th/ 204 Pb) 的变化范围为 34 82~37 24, 平均值为 36 07, 高于正常的 ω 值 (35 55±0 59); Th/U 值介于 2 63~3 84 之间, 属于异常铅 图 5 4 个矿床铅同位素组成 Zartman 图解铜绿山铜铁矿床的 206 Pb/ 204 Pb 变化范围为 ( 底图据 Zartman [16] ) 17 922~18 406, 极差系数为 2 7%, 平均值为 Fig 5 TheZartmandiagramsofPbisotopeforthefour 18 049; 207 Pb/ 204 deposits(afterzartman Pb 变化范围为 15 514~15 572, [16] ) 极差系数为 0 4%, 平均值为 15 5382; 208 M 地幔源铅 ;O 造山带铅 ;LC 下地壳源铅 ;UC 上地壳源铅 Pb/ 204 Pb 变化范围为 38 101~38 368, 极差系数为图 6 显示 4 个矿床的铅同位素组成点基本都 0 7%, 平均值为 38 21;μ 值 ( 238 U/ 204 Pb) 的变化分布在 8 区 ( 造山带幔壳混合铅 ) 和 3a 区 ( 上地壳范围为 9 35~9 42, 高于正常铅的 μ 值 (8 686~ 与地幔混合的俯冲带型铅 ) 分界处, 少量分布在 3a 9 238);ω 值 ( 232 Th/ 204 Pb) 的变化范围为 36~ 区和 2 区 ( 上地壳源铅 ) 分界处以及 2 区内 ( 只有鸡
第 3 期 贾宝剑等 : 湖北省阳新县鸡笼山矽卡岩型金铜矿床铅同位素地球化学研究 477 图 6 4 个矿床铅同位素 Δβ-Δγ 成因分类图解 ( 底图据朱炳泉等 [18-19] ) Fig 6 GeneticanalysisofΔβ-ΔγforPbisotopefrom four deposits(afterzhuetal [18-19] ) 1 地幔源铅 ;2 上地壳源铅 ;3 上地壳与地幔混合的俯冲带型铅 (3a 岩浆作用 ;3b 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 造山带幔壳混合铅 ;9 古老页岩上地壳铅 ;10 退变质铅笼山的 3 个点 ) 其中, 丰山洞铅同位素投点大多在 8 区和 3a 区分界线偏向 8 区一侧, 有 1 个点分布在 3a 区和 2 区的分界线上 ; 铜绿山和城门山铅同位素投点基本都集中在 8 区和 3a 区分界线处 因此, 可以根据受到壳源铅影响的程度由大到小, 将 4 个矿床排序为 : 鸡笼山 > 丰山洞 > 铜绿山 > 城门山, 但 4 个矿床的铅整体上都具有造山带幔壳混合铅和上地壳与地幔混合的俯冲带铅 2 种来源为主的特征, 可见 4 个矿床的形成与造山作用和板块俯冲作用等板块构造活动密切相关 6 结论 (1) 鸡笼山金铜矿床的矿石铅属异常铅, 不能用单阶段铅演化模式计算的年龄代替成矿年龄, 但其 H-H 单阶段铅演化模式年龄分段分布的规律, 显示了本矿床铅来源于多个时代, 具有燕山期岩浆及其他来源的多源混合特征 (2) 铅同位素构造模式图投点显示, 鸡笼山金铜矿床花岗闪长斑岩 矽卡岩 大理岩以及其他矿石铅同位素组成分布整体具有线性关系, 显示了其来源的继承性和相应性, 也为鸡笼山矽卡岩矿床的成矿物质主要来自中酸性侵入岩提供了证据 208 Pb/ 204 Pb - 206 Pb/ 204 Pb 图显示所有铅同位素组成点在下地壳和地幔之间集中分布, 进一步证明了矿石铅具有来自壳幔边界附近的深源的特点 (3) 对比鄂东矿集区和九瑞矿集区的相似矿床, 鸡笼山金铜矿床 丰山洞铜钼矿床 铜绿山 铜铁矿床以及城门山铜金矿床的铅都具有幔壳混合来源的特征, 但在受上地壳铅混染程度上依次降低, 表现出局部的差异性 另外, 鸡笼山金铜矿床及其相似矿床的铅同位素组成的各种图解的投点分布规律, 也从一定程度上反映了其区域地质演化和成矿过程与造山作用和板块俯冲作用等板块构造活动密切相关 结合前人对鸡笼山金铜矿床的微量元素 氢氧同位素 硫同位素的研究成果, 也可基本判定, 本区成矿物质具有以地幔和下地壳来源为主 上地壳次之的混合来源的特征 参考文献 : [1] 伍超群, 杨洪之. 鸡笼山夕卡岩型金铜矿床地球化学特征及成矿模式 [J]. 地质与勘探,1993,29(8):52-57. [2] 王泽华. 鄂东鸡笼山金铜矿床成矿地质特征及找矿前景分析 [J]. 地质与勘探,2008,44(5):17-22. [3] 伍超群. 湖北鸡笼山金铜矿床成矿物质来源探讨 [J]. 大地构造与成矿学,1992,16(2):190-192. [4] 闭忠敏, 杨松. 鸡笼山矽卡岩金 ( 铜 ) 矿床地质矿产特征 物质来源及成矿机制研究 [J]. 矿产与地质,2008,22 (6):496-502. [5] 张乾, 潘家永, 邵树勋. 中国某些金属矿床矿石铅来源的铅同位素诠释 [J]. 地球化学,2000,29(3):231-238. [6] LiShengrong,SantoshM,ZhangHuafeng,etal.Inhomoge neouslithosphericthinninginthecentralnorthchinacraton: ZirconU PbandS He Arisotopicrecordfrom magmatism and metalogenyinthetaihangmountains[j].gondwanaresearch, doi:10 1016/j gr 2012 02 006. [7] 常印佛, 董树文, 黄德志. 论中 下扬子 一盖多底 格局与演化 [J]. 火山地质与矿产,1994,17(1/2):1-15. [8] 彭聪, 赵一鸣. 长江中下游及其邻区深部地球物理背景与含金夕卡岩矿床的分布 [J]. 物探与化探,1998,22(3): 175-182. [9] 陈腊春, 王泽华, 李朗田. 湖北阳新丰山矿田矿床类型及其空间分布规律 [J]. 资源环境与工程,2009,23(3): 229-233. [10] 张轶男. 长江中下游及其邻区重要含金 ( 铜 ) 夕卡岩矿床地质地球化学特征 [D]. 北京 : 中国地质科学院研究生部, 1999:58-60. [11] 舒全安, 陈培良, 程建荣, 等. 鄂东铁铜矿产地 [M]. 北京 : 冶金工业出版社,1992:313-318. [12] 舒广龙. 湖北丰山矿田成矿地质背景及斑岩成矿系列与微细浸染型金矿 [D]. 长沙 : 中南大学,2004:64-65. [13] 季绍新, 王文斌, 邢文臣, 等. 赣西北铜矿 [M]. 北京 : 地质出版社,1990:115-119. [14] 王彦博, 顾雪祥, 张宗保, 等. 湖北铜绿山矽卡岩型铜铁矿床同位素地球化学研究 [J]. 现代地质,2011,25(4): 730-739. ( 下转第 488 页 )