成矿流体中碳同位素具深源特征

1. 成矿流体中碳同位素具深源特征

根据近百件区内金矿的碳同位素分析结果（表5-6），小秦岭石英脉型金矿的δ13C值为-1.40‰～-7.726‰，平均-5.02‰。熊耳山石英脉型金矿的δ13C值为-4.73‰～-4.89‰，平均-4.81‰；蚀变岩型金矿的δ13C值为-5.83‰～0.03‰，平均-1.869‰；爆破角砾岩型金矿的δ13C值为-2.7‰～-5.8‰，平均-4.132‰。绝大多数金矿中碳酸盐矿物的δ13C值与世界岩浆碳酸盐矿物的δ13C值（-4.0‰～-7.5‰，平均（-5.1±1.4）‰）、金刚石的δ13C值（-3.2‰～-8.8‰，平均-5.8‰）、金伯利岩中碳酸盐矿物的δ13C值（（-4.7±1.2）‰，陈锦石等，1983）相近，从而反映了区内金矿成矿流体中碳的深源特征。
由于区内所有金矿床中基本上不见碳酸盐矿物与石墨矿物共生，因此，其碳酸盐矿物的碳同位素组成，可近似看作是成矿流体的总碳同位素组成。

2. Ⅱ矿带矿体地质地球化学特征及成因

3.10.1 矿体地质特征
通过系统的探矿工程工作，并辅以相应取样和化(试)验，在15～40勘探线范围内按下达的工业指标，圈定金矿体1个，编号为1号矿体。矿体分布在11～40号勘探线，矿体出露最高标高1283m(TC0)，底板最低标高935m(ZK241孔)，40m×40m的工程间距，共有5条探槽，一个小竖井，和45个见矿钻孔控制(图3.27)。矿体主体呈隐伏状态，地表仅在ZK003孔周边地表出露30m×30m的低品位矿体，TC0探槽揭露出露地表矿体平均品位0.77×10-6。

图3.27 毕力赫金矿Ⅱ矿带基岩地质简图

1号矿体呈大透镜状、板柱状赋存于花岗闪长斑岩及上覆火山岩、火山碎屑岩内外接触带，尤其是内接触带中。赋矿岩石为花岗闪长玢岩和火山碎屑岩。矿体总体走向NW—NNW，控制NW长700m，控制斜深348m，NE宽70～310m(0线)，矿体厚度(真厚度)最大132.68m(ZK034孔)，最小2.32m(ZK201孔)，平均厚度47.02m，厚度变化系数87%，属稳定型;矿石品位变化在0.5×10-6～54.76×10-6，平均2.73×10-6，品位变化系数97%，属较均匀型。
矿体平面上投影总体为不规则的火炬状，呈NW—NNW向展布，北西端宽大，似一火炬头，向南东逐渐变窄，似一火炬柄。勘探线剖面上矿体空间形态变化较大，于3线、0线、4线最厚，总体呈大透镜体状(图3.28)。向北西和南东宽度和厚度逐渐减小，并分别在7线北西、8线南东矿体变窄或出现分支矿体，矿体形态也渐变为不规则的厚板状、板柱状。
矿体纵剖面图上，呈NW向展布，分3段来描述。中段3～4线为矿体最主要部分，赋存于火山碎屑岩和花岗闪长斑岩体接触带，尤其在内接触带花岗闪长斑岩体内。矿体呈NW长约120m、NE长约300m的大透镜状，近水平状产出，共17个钻孔控制，水平投影面积2700m2，最大厚度(真厚度)132.68m，最小厚度10.52m，平均厚度73.34m，赋矿标高1105～1283m。矿体品位呈有规律的变化，中心高，单样最高品位54.76×10-6，上下及边部逐渐变贫，在矿体中心部位圈出一个近EW向长140m，SN宽约100m，平均厚22.60m(最大厚53.12m，最小5.52m)，平均品位15.03×10-6的富矿包(图3.29)。

图3.28 毕力赫金矿区Ⅱ号矿带1号矿体0线剖面图


图3.29 毕力赫金矿区Ⅱ矿带1号矿体纵剖面图

1号矿体北西段7线以北出现分支，矿体逐渐变薄至15线尖灭。7～11线间，分布着1号矿体NW向的2个分支矿体，分上部分支矿体和下部分支矿体。上部矿体由2个平行矿体组成，4个钻孔控制，呈近水平的板状体，长约70m。该段矿体钻孔最大见矿厚度19.08m，最小厚度7.5m，平均厚度12.28m，赋矿标高1225～1265m，赋存于火山碎屑岩中。下部矿体呈不规则板状，产状倾向62°，倾角36°，控制斜长200m。该段矿体钻孔最大见矿厚度33.11m，最小厚度4.51m，平均厚度16.94m，赋矿标高1100～1210m，赋存于火山碎屑岩(上部)和花岗闪长斑岩体中(下部)，为低品位矿体。下部分支矿体与上部分支矿体垂距80～135m。
1号矿体南东段8～24线，13个见矿钻孔控制，矿体形态呈板柱状，赋存于花岗闪长斑岩体上部。总体呈NNW向，水平长180m，斜长250m，向SSE深部倾伏，矿体倾向65～75°，倾角55°。该段矿体钻孔最大见矿厚度99.98m，最小厚度3.01m，平均厚度30.27m，赋矿标高935～1150m。24-40线间，有5个钻孔见矿。矿体随花岗闪长斑岩向南东深部侧伏而逐渐埋深加大。其中最北东见矿钻孔ZK409，在孔深450～512m之间连续矿化，见矿厚度62m，品位1.33×10-6;其中厚度超过10m矿段铜达到工业品位。显示上金、下金(铜)的变化趋势。
3.10.2 矿石特征
矿石为贫硫化物石英网脉蚀变岩型金矿，矿石中的金属矿物总量小于2%。金属矿物主要为黄铁矿、磁铁矿、黄铜矿、褐铁矿、辉钼矿、自然金，微量矿物有磁黄铁矿、赤铁矿、斑铜矿、辉铜矿、蓝辉铜矿、自然铜、方铅矿、闪锌矿和毒砂等。非金属矿物主要为斜长石、石英、钾长石，其次为绢云母、黑云母、白云母、绿泥石、绿帘石、黝帘石、碳酸盐矿物、电气石、高岭土、粘土矿物等。
金矿物为自然金，多呈边界圆滑的浑圆状，部分呈尖角粒状和枝杈状，少量棱角明显，呈角粒状、长角粒状及板片状产出。主要载体矿物是石英，主要产于石英细-网脉中，以细微粒状为主，经15件样品27粒金矿物电子探针分析统计，其成色变化在948～1000，平均990，为高纯度自然金。自然金中含微量元素包括Cu0～2.22%，Ag0～3.32%，Ni0～0.77%，Fe0～0.47%。矿石主要有用组分为金，其他有用、有害组分含量甚微。
需要指出的是，矿石组合分析表明，含Cu0.002%～0.012%，W0.002%～0.016%，Mo0.002%～0.003%。这些金属元素与Au密切共生，呈正消长关系，富矿体与近矿围岩相比提高了一个数量级，是找矿地球化学标志，局部也可能富集形成具有工业价值的铜、钼矿体。其中ZK409钻孔在深度500m以下发现具有工业意义的铜-金矿体。
3.10.3 围岩蚀变特征
3.10.3.1 水平分带
对Ⅱ矿带地表取样74件，结合所取钻孔岩心样的蚀变特征，填制了Ⅱ矿带地表围岩蚀变分带略图(图3.30)。以花岗闪长斑岩体为中心和地表出露矿体部位为中心，蚀变由内向外逐渐减弱，岩体以及岩体与围岩接触处蚀变最为强烈。以岩体为中心向外可以划分出几个蚀变带:在岩体(矿体)地表出露部位发育石英-绢云母化带和钾质蚀变带叠合带;外围发育石英-绢云母化带;青磐岩化带则发育在远离岩体部位，近矿部位则多与石英-绢云母化带叠加出现。
Ⅱ矿带地表蚀变带呈现不对称环状，受含矿岩体以及地表矿体出露空间位置控制，北西以及南西侧蚀变强度低、环带宽度小;在北东以及南东部位，为含矿次火山侵入杂岩体侧伏、倾伏端上盘位置，热液蚀变作用强、蚀变带宽度大。在矿体北西端靠近矿体部位高岭土化等高级泥化蚀变相对发育，可能位于矿体上部，指示成矿热液由南东深部向北西浅部运移。
3.10.3.2 蚀变垂向分带
(1)Ⅱ矿带0线剖面蚀变分带
根据剖面代表性钻孔ZK002、ZK003、ZK006、ZK008、ZK009、ZK0010各单孔的蚀变类型、特征及其分带规律，将该剖面蚀变划分为4个带，即钾化带、钾化与石英-绢云母化(石英-绢云母化)叠合带、石英-绢云母化带以及青磐岩化带(图3.30)。需要特别指出的是，绢云母化以及碳酸盐化至少有2期，晚期形成的这2类蚀变带贯穿整个矿化蚀变体，造成包括二长花岗岩在内的蚀变，可能为后期细晶花岗岩侵入引起。

图 3. 30 毕力赫金矿床Ⅱ矿带地表围岩蚀变分带1—安山岩 / 安山质角砾岩; 2—凝灰质砂岩 / 凝灰质砂岩角砾岩; 3—花岗闪长斑岩; 4—断裂、推测断裂; 5—地表出露矿体; 6—地质体界线; 7—见矿钻孔/未见矿钻孔; 8—勘探线及其编号; 9—围岩蚀变分带。K—钾长石化; Q—硅化; Se—绢云母化; P—青磐岩化。Ⅰ—钾化带与石英-绢云母化叠合带;

钾化带主体位于二长花岗斑岩与花岗闪长斑岩接触带偏上部位，一般剖面厚度50～100m，矿物组合钾长石+石英+碳酸盐+绢云母+黄铁矿;部分与石英-绢云母化叠合，两者叠合厚度为30～50m，矿物组合石英+绢云母+钾长石+碳酸盐+黄铁矿;石英-绢云母化带分布在石英闪长斑岩内以及岩体与火山岩及火山碎屑岩接触带附近，一般剖面厚度50～150m，矿物组合石英+碳酸盐+绢云母+黄铁矿;青磐岩化带多位于外围火山岩及火山碎屑岩中，范围较大，矿物组合石英+碳酸盐+绿泥石+绿帘石+黄铁矿。
蚀变分带规律性明显，以二长花岗斑岩为中心，从深部到浅部，从中心到外围，分别为(弱蚀变)细晶花岗岩-弱蚀变二长花岗岩(晚期绢云母化、碳酸盐化)→钾化带±电气石化带→钾化带+石英-绢云母化带→石英-绢云母化带→青磐岩化带±高岭土化带。
从图3.31可以看出，蚀变带分布受2个因素控制:一是二长花岗斑岩及细晶花岗岩空间位置，二是花岗闪长斑岩空间分布。蚀变带也呈现不对称环状，环带形状与浅成次火山杂岩体上侵作用形成的空间形态一致，向NE倾斜。主要蚀变带分布在岩体顶部偏北东上盘位置。需要指出的是，成矿期含矿二长花岗斑岩以及不含矿的成矿晚期或期后的细晶花岗岩沿早期石英闪长斑岩轴部侵入，稍早期斑岩体是成矿最有利的容矿地质体。
(2)Ⅱ矿带纵剖面蚀变分带
根据纵剖面代表性钻孔ZK153、ZK112、ZK075、ZK035、ZK006、ZK045、ZK086、ZK125、ZK203以及409号钻孔研究Ⅱ矿带纵剖面蚀变特征。观察发现，纵剖面蚀变类型、特征及其分带规律与0号勘探线剖面特征总体一致，蚀变可划分为4个带，即钾化带、钾化与石英-绢云母化叠合带、石英-绢云母化带以及青磐岩化带。需要指出的是，成矿晚期或期后还有一期绢云母化、碳酸盐化蚀变，可能与细晶花岗岩有关，贯穿整个矿化蚀变体，与成矿关系不密切，讨论时也不单独划分带。
钾化带主体位于二长花岗斑岩与花岗闪长斑岩接触带花岗闪长斑岩中，一般剖面厚度50～100m，矿物组合石英+碳酸盐+钾长石+电气石+绿帘石+黄铁矿;钾化与石英-绢云母化叠合带，厚度约50m，矿物组合石英+碳酸盐+钾长石+绢云母+绿泥石+黄铁矿;石英-绢云母化带分布在石英闪长斑岩内以及岩体与火山岩及火山碎屑岩接触带附近，一般剖面厚度100～150m，矿物组合石英+碳酸盐+绢云母+绿泥石+绿帘石+电气石+黄铁矿;青磐岩化带多位于外围火山岩及火山碎屑岩中，范围较大，矿物组合碳酸盐+石英+绿泥石+绿帘石+黄铁矿。
蚀变分带规律性明显，以二长花岗斑岩为中心，从深部到浅部，从中心到外围，分别为(弱蚀变)细晶花岗岩-弱蚀变二长花岗岩→钾化带±电气石化带→钾化带+石英-绢云母化带→石英-绢云母化带→青磐岩化带±粘土化带(图3.32)。
从图3.32可以看出，蚀变带呈NW向，向SE深部倾斜。蚀变带空间分布特征与0线剖面一样，受二长花岗斑岩、细晶花岗岩和花岗闪长斑岩空间分布控制，围绕次火山杂岩体呈环带状。蚀变带也呈现不对称环状，南东部蚀变带宽度、强度大，而北西侧蚀变环带陡而薄。蚀变带形状与浅成次火山杂岩体上侵作用有关，主要蚀变带分布在岩体顶部偏南东部(岩体上盘)位置。
3.10.4 矿床成因分析
3.10.4.1 矿物包裹体
(1)Ⅱ矿带流体包裹体特征
选取Ⅱ矿带钻孔矿体石英脉和地表石英脉、石英碳酸盐脉样品开展成矿流体包裹体研究，样品特征见表3.14。Ⅱ矿带流体包裹体发育丰富，多为原生包裹体，包裹体丰度较高，少量次生包裹体。包裹体个体较小，多为2～8μm，少数大于10μm，包裹体形态包括不规则形态和规则的负晶形、长条形、方形、圆形等。包裹体类型为NaCl-H2O包裹体，包括纯气体包裹体和气液两相包裹体(富气相和富液相)。纯气体包裹体丰度小于3%，镜下呈暗黑色。富气相包裹体丰度小于5%，充填度大于70%，大小6～8μm，均一法测温所得均一温度均＞550℃。富液相包裹体是最主要的包裹体类型，丰度大于90%，形态多较规则，充填度5%～30%，大多数充填度为10%，占此类包裹体的70%。

图 3. 31 毕力赫金矿Ⅱ矿带 0 号勘探线剖面蚀变分带图

流体包裹体显微测温由中国地质大学(北京)流体包裹体实验室完成，所使用的仪器为英国Linkam公司生产的THMSG600型冷热台(温控范围-196～600℃)，冰点温度误差小于0.2℃，均一温度误差小于2℃，升/降温速率一般为10℃/min，在相变点温度附近为＜1℃/min。

图 3. 32 毕力赫金矿Ⅱ矿带纵剖面蚀变分带图

表 3. 14 Ⅱ矿带流体包裹体测试样品


原生包裹体均一温度分为大于550℃和小于380℃两个区间(图3.32)，大于550℃的均为富气相包裹体所测得，小于380℃的数据为富液相包裹体所测得，均一温度变化在108～375℃之间(图3.33)，以小于200℃居多，107组数据平均值为194℃。出现330～340℃、170～200℃和150～170℃3个峰值区，与3个成矿阶段相吻合。包裹体盐度又分为2个区间，一个区间盐度变化为0.88%～8.68%，算术平均值为3.57%，众值多集中在1.5%～4.5%(图3.34);另一个盐度区间盐度变化在12.5%～17.5%，为早阶段成矿流体特征。次生包裹体3个数据显示出了原生包裹体一致的特点，均一温度193～216℃，与主成矿阶段的均一温度对应，盐度3.39%～3.87%，显示低盐度的特点。

图 3. 33 毕力赫金矿区Ⅱ矿带石英流体包裹体均一温度直方图


图 3. 34 毕力赫金矿区Ⅱ矿带石英流体包裹体盐度直方图

(2)Ⅰ矿带流体包裹体特征
Ⅰ矿带工作由硕士研究生睢程晨(2009)所做。选取了Ⅰ矿带不同蚀变类型矿石石英脉中的石英和方解石脉中的方解石进行了流体包裹体形态、大小、类型、均一温度、盐度等研究。样品特征见表3.15。
表3.15 Ⅰ矿带流体包裹体测试样品特征


通过显微镜下观察，矿石石英脉中流体包裹体发育丰富，分布杂乱，多为原生包裹体，但个体较小，多在2～8μm，占80%，极少大于10μm。方解石中流体包裹体发育较少，个体也较小，多在3～10μm。包裹体形态不一，有规则的呈石英负晶形、长条形、近圆形、三角形、半月形等，也有不规则形态。流体包裹体类型包括NaCl-H2O包裹体和含子晶的包裹体，其中NaCl-H2O包裹体包括纯气体包裹体、气液两相包裹体(富气相和富液相)。
纯气体包裹体(V):室温下为单一气相，占包裹体总量的少数(＜10%)，在显微镜下呈暗灰色，形状多不规则。
气液两相包裹体(V-L):包括气体充填度V/V+L＞60%的富气相包裹体和V/V+L＜50%的富液相包裹体。富气相包裹体所占比例也较小(＜10%)，均一法测温时，随着温度升高气泡体积逐渐增大，最后均一到气相，此类包裹体的均一温度均较高(＞350℃)。富液相包裹体V/V+L＜50%是本区最主要的包裹体类型，占包裹体总数的70%，充填度多在10%～25%，显微镜下气泡清晰可见。此类包裹体形状多呈规则的负晶形、长条状、半月形等，通常成群分布。
含子晶包裹体(V+L+S):形状较规则，大小在3～8μm，此类样品在包裹体中占极少数(＜5%)，仅在一个样品中的石英脉中出现，样品为弱绿泥石化和绢云母化的安山岩。
本次研究选取了五、六中段每一种蚀变类型矿石的典型样品中的石英脉测试了10～15个均一温度和盐度数据，对有穿切关系的石英脉分开测试。图3.35是五、六中段矿石样品的均一温度直方图，由图可见均一温度分为大于430℃和小于350℃的2个部分，大于430℃的均为富气相液体测温所得。其余包裹体均一温度为105～329℃，平均189℃，分别在220～280℃、160～220℃和120～160℃出现3个峰值，暗示了成矿的3个阶段。方解石的均一温度仅有22个数据，均一温度众值集中在153～246℃，平均188℃，在170～200℃和220～250℃出现峰值，与石英数据的2个峰值一致，说明方解石为同期成矿热液演化到后期分异的结果。从3个阶段数据的分布来看，所有类型样品的石英脉和方解石脉中均共存3个阶段的数据，表明不同阶段的成矿热液均沿着先存裂隙充填、演化，这也正好解释了显微镜下观察到的石英脉中心为碳酸盐脉的现象。

图3.35 毕力赫金矿区Ⅰ矿带流体包裹体均一温度直方图

图3.36是五、六中段样品的盐度数据直方图，盐度数据中含子晶三相包裹体的盐度较高，在34.74%～38.24%，表现为岩浆流体的特征。其余的数据盐度为2.07%～15.5%，平均值5.65%，分别在2.5%～4.5%和4.5%～9.5%和12.5%～15.5%出现3个峰段，只是大于12.5wt%的数据占少数。

图3.36 毕力赫金矿区Ⅰ矿带流体包裹体盐度直方图

(3)Ⅱ矿带与Ⅰ矿带流体包裹体特征对比
综上所述，Ⅰ矿带矿体样品与Ⅱ矿带矿体样品的包裹体丰度、大小、形态、类型均具有一致的特点。Ⅰ矿带均一温度3个峰值区为220～280℃、160～220℃、120～160℃对应3个成矿阶段，Ⅱ矿带均一温度3个峰值区330～340℃、170～200℃和150～170℃，主成矿阶段对应170～200℃，与Ⅰ矿带160～220℃一致，只是Ⅱ矿带温度偏高。Ⅰ矿带盐度峰值2.5%～4.5%，与Ⅱ矿带1.5%～4.5%相一致。
图3.37是Ⅰ矿带矿石、Ⅱ矿带矿体和地表样品温度-盐度投点图，由图所示盐度值在10%出现了一个明显的分段，Ⅰ矿带样品石英数据较少，但在方解石数据中有明显反应。盐度小于10%的包裹体表现为中高温-低温特征，中等盐度10%～15%的包裹体表现为中低温特征，而高盐度(大于35%)的包裹体表现为低温特征，为包裹体沸腾结果。根据地表观察到的不同产状的石英脉相互穿切的现象，以及Ⅰ矿带五、六中段和Ⅱ矿带钻孔样品，野外以及镜下均观察到多期次石英、碳酸盐脉穿切的现象，推测成矿的多阶段性。
3.10.4.2 氢氧同位素
本次工作采集了毕力赫金矿Ⅱ矿带4件石英样品开展氢氧同位素测试(表3.16)。4件样品位于1号矿体富矿部位，均为第二阶段烟灰色石英脉，该组脉体穿插早期钾长石-石英脉，并被晚期蛋白质翠绿色石英脉和石英-碳酸盐脉穿插，为主要金矿化阶段产物，也是金主要载体矿物，代表主成矿阶段成矿流体特征。

图3.37 毕力赫金矿Ⅰ、Ⅱ矿带矿石和地表流体包裹体均一温度-盐度投点图

表3.16 内蒙古毕力赫金矿床成矿流体石英H、O同位素组成


注:样品由中国地质科学院矿产资源研究所在MAT253EM质谱仪上测试完成。测试方法为BrF5法，分析精度±0.2‰，采用的国际标准SMOW。
4件样品δ18DSMOW值变化为-88‰～-114‰。石英的δ18O分布为10.2‰～11.4‰，比较均一。根据同一个样品的流体包裹体测温资料，按同位素分馏公式1000lnα=3.38×106T2-3.4(200～500℃)(Clayton等，1972)计算出平衡条件下流体的δ18OH2O值。矿床δ18OH2O值变化范围为-1.24‰～-1.97‰。在Sheppard等(1974)拟订的δD-δ18OH2O图解中(图3.38)，4件样品投影在岩浆水范围与大气降水热液线之间，指示主成矿期成矿热液为岩浆水与大气降水混合物，以大气降水为主，和传统火山岩地区斑岩-浅成低温热液成矿系统对成矿热液认识是一致的。
3.10.4.3 成矿时代
(1)成矿地质证据
Ⅱ矿带金矿化发生在火山活动晚期次火山岩浆活动过程中，从地质体穿叉关系和遭受矿化蚀变情况看，金矿化发生在花岗闪长斑岩-二长花岗斑岩侵位之后，细晶花岗岩脉侵入以及钾长花岗斑岩就位之前。
从毕力赫矿区Ⅰ矿带各矿体的相互关系看，其原先应为一个完整的矿体，被后期次火山岩体(脉)的侵入而发生肢解，反映矿化发生于早期火山活动之后，次火山岩体脉(细晶花岗岩、细晶岩)侵入之前。细晶花岗岩特征与Ⅱ矿带的一致。

图3.38 毕力赫金矿Ⅱ矿带成矿流体的H、O同位素图

(2)辉钼矿Re-Os同位素年代学
为查明成矿年龄，本次采集了毕力赫金矿区Ⅱ矿带6件含辉钼矿的矿石以及围岩样品进行Re-Os同位素年龄测定。
所采的6件样品，均位于深部隐伏斑岩体内，包括了富矿石、贫矿石、近矿围岩和远矿围岩中含辉钼矿岩、矿石样品。含辉钼矿主岩包括花岗闪长斑岩和二长花岗斑岩。总体看，样品分布比较均匀，西至3线，东到16线，从深度118m到深度260m。样品代表性比较强。
所采集的样品中辉钼矿有2种产状，一种产状呈细脉状沿岩、矿石裂隙充填，构成辉钼矿-石英脉，少量与黄铜矿共生，形成辉钼矿-黄铜矿-石英脉，其中的辉钼矿呈叶片状、弯曲片状产出，粒度比较粗大，粒径多在0.1～0.5mm，该类脉体被稍晚期金-石英脉切穿，为成矿早阶段产物。辉钼矿另一种产状呈稀疏浸染状、团块状产出，呈叶片状，半自形晶，分布不均匀，粒度相对比较细小;该类辉钼矿与黄铁矿、黄铜矿、毒砂、闪锌矿、自然金等金属矿物伴生，伴生蚀变主要为硅化、绢云母化、碳酸盐(白云石)化，推测该期辉钼矿为金主矿化阶段产物。具体样品特征见表3.17。
表3.17 毕力赫金矿Ⅱ矿带辉钼矿样品特征


毕力赫金矿辉钼矿样品Re-Os同位素测试结果见表3.18。样品号为08T06的样品模式年龄比较离群，因此做了2遍，但结果比较一致。
由表3.18可知，辉钼矿中Re与187Os含量变化协调，给出的6件模式年龄为(249.6±3.4)～(273.3±4.1)Ma。每件样品模式年龄的误差较小，分析结果可靠，其中08T06号样品给出了偏小的年龄(249.6±3.4)Ma，与其他5件样品偏差大，但2次平行分析结果基本一致，可以认为是样品本身造成的。考虑到Re和Os在辉钼矿单晶中存在“失耦”现象(Stein等，2003;杜文道等，2007)，而08T06号样品中辉钼矿获得(249.8±3.5)Ma的年龄值，该样品做了2次分析，结果非常吻合，可能是成矿晚阶段产物。
表3.18 毕力赫金矿Ⅱ矿带中辉钼矿Re，Os同位素数据


注:模式年龄t按公式t=1/λ［ln(1+187Os/187Re)］计算，其中λ(187Re衰变常数)=1.666×10-11yr-1(Smo-liar等，1996)。表中080909-22和080905-21为本批实验标准物质GBW04435(HLP)测定结果，GBW04435(HLP)为国标参考值。
利用Isoplot软件(Ludwig，1999)对所测的6个数据中的5个(08T06样品数据在等时线和加权平均年龄上与另外5个数据偏离较大)进行187Re-187Os等时线拟合，线性关系很好(图3.39)，获得等时线年龄为(272.7±1.6)Ma，MSWD=0.57。5个样品的加权平均年龄(271.3±1.7)Ma，MSWD=1.06(图3.40)。相比而言，等时线年龄更可靠。毕力赫金矿辉钼矿等时线年龄及加权平均年龄基本一致，等时线年龄代表了主期辉钼矿的形成年龄。
结果表明，辉钼矿获得的(272.7±1.6)Ma应为矿区金成矿期早阶段石英-辉钼矿-(黄铜矿)阶段年龄，为金成矿年龄上限;而(249.8±3.5)Ma可能代表金成矿期下限，厘定毕力赫金矿床成矿时代为250～270Ma，属于晚古生代晚期(早二叠世)。
3.10.4.4 矿床类型
毕力赫金矿属浅成低温热液-斑岩型矿床，主要证据:①矿床位于晚古生代活动大陆边缘，该时期古亚洲洋向N俯冲碰撞，是浅成低温热液-斑岩成矿系统发育的有利时期和空间;②金矿化位于火山及次火山斑岩体内，矿体以及含矿岩体受火山构造控制，它们之间具有密切的空间关系;③含矿岩体具有典型的单向固结结构(UST)，围绕岩体(矿体)出现典型的斑岩-浅成低温矿床的围岩蚀变及其分带性;④金矿成矿时代与含矿斑岩体成岩时代以及火山岩成岩时代基本一致，均为晚古生代，他们具有时间上的联系;⑤金矿成矿作用与火山-次火山活动具有成因上联系，表现在成矿流体来源，微量、稀土元素组成特征等方面。

图3.39 毕力赫金矿中辉钼矿Re-Os同位素等时线


图3.40 毕力赫金矿中辉钼矿Re-Os模式年龄加权平均值

3. 成矿流体碳同位素和地幔有关

关于成矿流体中碳的可能来源，一般认为主要有三个：①岩浆或地幔；②沉积碳酸盐岩；③各类岩石中的有机碳（沈渭洲，1987）。多数研究者认为岩浆或地幔源的δ13C值为-5.0±‰，沉积碳酸盐岩的δ13C值为-2‰～5‰，而各类岩石中有机碳的δ13C值为-15‰～-35‰。很明显，区内金矿成矿流体δ13C∑C的分布范围与沉积碳酸盐岩和有机碳有着较大的差别，而与岩浆或幔源碳的δ13C值接近，在B.C.Самойлов（1982）的δ18 O-δ13C图解上（图5-3）均投影在岩浆碳酸岩投影区内。同时，区内金矿的δ13C值的分布范围与幔源火山气体中CO2，以及岩浆岩流体包裹体中CO2的δ13C值基本一致（图5-4），而与文峪花岗岩和太华群截然不同，从而清楚地显示了区内金矿成矿流体中的碳，主要为地幔来源。
表5-6 小秦岭-熊耳山金矿的碳同位素组成表



图5-3 小秦岭-熊耳山金矿的δ18O-δ13C图解


图5-4 小秦岭-熊耳山金矿的δ13C与幔源火山气体及岩浆岩内流体包裹体中CO2的δ13C对比图

据王义天（2002）的资料，小秦岭石英脉型金矿的δ13C值为-7.73‰～-3.19‰之间，数据变化小，平均-5.53‰。数据范围接近岩浆结晶分异源生的流体（δ13C=-8.5‰～-4‰）、混合岩浆水流体（δ13C=-9.5‰～-4‰）和深源岩浆碳酸岩（δ13C=-8‰～2‰）。与幔源δ13C值相近，说明本区金矿属地幔流体特征，但区内部分矿床具有相对较大的δ13C值，如上宫金矿δ13C值为-1.865‰，祁雨沟矿区内蚀变岩型金矿为-2.0±‰，蒿坪沟金银矿及铁炉坪银矿为-1.595‰，与幔源碳的δ13C值（-5‰±）有较大的差异，而更近于海相碳酸盐岩的δ13C值（近于零）及浅部水的δ13C值（约1‰～2‰±），反映了明显的浅源特征。考虑到氧、氢同位素、矿石组成等指示的区内成矿流体及成矿作用的同源性、相似性，我们认为这一特征并不说明该类金矿床的成矿流体为另一种浅部流体，而应是由与具低δ13C值的金矿流体相同的深部流体，在上升过程中受到大量具高δ13C值的浅部流体混染的结果。

4. 含矿岩系的地球化学特征及矿源层的确定

矿床赋存的含矿黑色岩系属中元古界歪头山组（Pt2w），由一套浅变质的变粒岩，炭质云母石英片岩、云母石英片岩、角闪斜长片岩和少量大理岩组成。岩石化学图解表明，炭质云母石英片岩和云母石英片岩属正常沉积物，斜长角闪片岩及其它暗色岩则属基性火山沉积产物。含矿岩系呈北西—南东方向延展，其长度达数十千米（图8-1）。

图8-1 含矿岩系及矿源层分布图

（据郑明华等，1985）
1—第四系；2—大栗树组火山岩；3—歪头山组上部；4一歪头山组中部；5—歪头山组下部；6—片麻岩；7—花岗岩类；8—矿源层；9—断层或断裂带；10—矿床位置（1、2、3）
研究区内的歪头山组分为上、中、下三部分，共包括17个岩性段。其上部含5个岩性段，中部和下部各含6个岩性段。各岩性段的主要成矿金属元素的平均含量及变化如图8-2所示。可以看出，各岩性段的成矿元素含量的差异是很大的。一些岩性段的Au、Ag、Pb、Zn等元素的丰度高出克拉克值的数倍乃至百余倍。其中尤为突出的是中部的 和上部的 两个岩性段，其内上述元素的含量高出相邻上下层段的数倍至十余倍。 段含Au（达19×10-9）高于 段，而 段含Ag（最高达8090×10-9）高于 段。由此不难理解，产于背斜轴部 层位中的银洞坡矿床内Au占主导地位，而产于 层间断裂中的破山矿床则Ag居优势。

图8-2 含矿岩系中Au、Ag、Pb、Zn、Cu的丰度（wB/10-6）

（据郑明华等，1985）
歪头山组除各岩段间含矿性有差别外，各岩段的组成岩类的含矿性也是有较大差异的（表8-7）。这种差异在后期成矿活动中显然起了重要作用。炭质云母石英片岩和变粒岩的含矿性最好，而这两类岩石又正是组成 和 岩段的主体。这也与地质勘查相应。上述两个矿床中95%的矿体赋存于炭质云母石英片岩中，5%的矿体分布在变粒岩中。
表8-7 歪头山组各种岩类的成矿元素含量（wв/10-6）


（据郑明华等，1985）
根据以上分析可以推断，这些由富含成矿元素岩类所组成的层段与矿床分布相符合的事实，说明它们是形成矿床的矿源层。

5. 侵入地层碳酸岩脉与矿床铌-稀土-铁矿石和赋矿白云岩样品具有类似Pb同位素组成

侵入地层碳酸岩脉样品与矿床铁矿石和白云岩样品Pb同位素组成的类似性前面已讨论，详见图7-18和本章前面的叙述。
由上面主元素、微量元素组成，年代学资料和Sr、Nd、Pb同位素特征可以很明显看出，侵入地层碳酸岩脉年龄和物质组成特征与矿床铌稀土铁矿石、赋矿白云岩十分一致，具有地球化学亲缘性。这反映，它们可能是同一源区部分熔融岩浆不同产出相岩浆活动产物。

6. 侵入地层碳酸岩脉与矿床铌-稀土铁矿石和赋矿白云岩样品具有类似Nd同位素组成

侵入地层碳酸岩脉样品，1240±94Ma时，143Nd/144Nd比值为0.510911±48（2σ）；
矿床主矿、东矿铌-稀土-铁矿石、铌-稀土矿石样品，1305±78Ma时，143Nd/144Nd比值为0.510966±34（2σ）；
矿床主矿、东矿，菠萝头赋矿白云岩样品，1273±100Ma时，143Nd/144Nd比值为0.510919±36（2σ）。
由上述结果不难看出，侵入地层碳酸岩脉，矿床铁稀土矿石和白云岩Nd同位素组成十分相近，143Nd/144Nd比值在前4位数相同，仅后两位数有差别。若同一时间计算，假设t=1273Ma，主矿、东矿铌-稀土-铁矿石、铌-稀土矿石样品143Nd/144Nd值由0.510897～0.511009，平均值0.510970±29（σ）；主矿、东矿，菠萝头白云岩样品0.510828～0.510940，平均值0.510913±25（σ）。同一时间，即1273Ma，碳酸岩脉样品B9156B的143Nd/144Nd值为0.510902，蚀变岩-霓长岩样品B156A的143Nd/144Nd值也为0.510902，仅B9155受地壳物质影响，比值略低，为0.510884。

7. 碳酸岩及其相关矿床概述

碳酸岩是指碳酸盐矿物(主要是方解石、白云石、铁白云石或含钾、钠碳酸盐矿物)含量大于50%的火成岩；除碳酸盐矿物外，岩石中其他常见组成矿物包括透辉石(发育于早期碳酸岩阶段)、钠质辉石或角闪石、金云母、磷灰石以及橄榄石等。碳酸岩最显著的特征是稀土元素含量比几乎所有其他岩石类型都要高，例如，钙、镁、铁碳酸岩稀土丰度分别为0.37%、0.42%和1%，因而，世界稀土元素矿床主要产自碳酸岩。含稀土元素碳酸岩一般都是与碱性岩(例如正长岩、霞石正长岩和霞石岩)共同构成碱性碳酸岩杂岩，其中的碳酸岩属于岩浆演化晚期阶段发育的产物。
与碳酸岩有关的矿床是指赋存在碳酸岩以及相关的碱性硅酸盐岩体内及其附近围岩中的各种类型的矿床，主要包括稀土元素(REEs)、铌、铁、铜、磷灰石、蛭石以及萤石矿床等，其副产品包括重晶石、锆石(或斜锆石)、钽、铀等。在南非Palabora碳酸岩矿床中还产出铂族元素、银以及金等。
稀土元素碳酸岩矿床可进一步分为岩浆型和交代型。岩浆型稀土元素矿床一般都与铁质碳酸岩(富铁白云石或铁白云石碳酸岩，副矿物主要为赤铁矿、磁铁矿、磷灰石、锆石、褐帘石、榍石以及黑云母等)有关，通常赋存在含同期镁铁质和超镁铁质岩石的复式深成岩内的小规模(直径3～4km)岩颈状岩体中。矿体呈透镜状或不规则长条状成群分布，平面上呈新月形或环形，剖面上呈平行于侵入杂岩体壁的陡倾斜向深部延深。主要的矿石矿物包括：①烧绿石；②稀土氟碳酸盐或磷酸盐矿物(如氟碳铈矿、氟碳钙铈矿、磷铈镧矿等)，它们与重晶石和磷锶矿等矿物存在于主要的成岩矿物中；③钙钛矿-磁铁矿±铈铌钙钛矿±钠铌矿±烧绿石；④磷灰石。
交代型矿床一般具有如下形式：①铁白云石或白云石岩墙和张性脉体，含方解石或不含方解石；②薄的热液脉体；③网状脉；④富方解石和白云石或铁白云石的交代矿体。岩墙和岩脉局部呈放射状或环状分布，常常横切同源的霓长岩化碱性岩体及其附近围岩。交代型矿床显著地富集轻稀土元素以及Ba和Sr，烧绿石和磁铁矿含量明显减少，并且含石英、榍石、锆石、褐帘石、硫化物、石榴子石以及萤石等。如果碳酸岩体中磷酸盐矿物含量较高，则稀土元素主要富集在磷铈镧矿中；如果缺失磷酸盐矿物，那么，有用矿物包括氟碳铈矿、氟碳钙铈矿、直氟碳钙铈矿、碳锶铈矿以及铈磷灰石中。
碳酸岩及其相关的侵入体的围岩一般都要受到碱性交代，这种蚀变围岩称为霓长岩(fenite)。霓长岩形成于碳酸岩周围的接触变质晕中，它首先由Brǒgger(1921)研究挪威奥斯陆地堑西部特勒玛克(Telemark)地区的Fen 碳酸岩而描述和命名的，后来发现世界上几乎所有的碳酸岩侵入体的围岩都有霓长岩化(fenitization)发育。霓长岩变化相当大，而且通常以肉眼难以观察到的变化在围岩中发育。有利于霓长岩化的围岩为长英质岩石，如花岗岩类和长英质片麻岩类岩石。
霓长岩化基本上是一种碱性交代作用，大多数霓长岩蚀变晕都以去硅作用、Fe3+、Na+、K+的加入、轻稀土元素、大离子亲石元素、以及其他不相容元素的异常富集为特征，其主要结果是石英和斜长石被碱性长石交代，并且发育诸如霓石、霓辉石和钠闪石之类的碱性镁铁质矿物。霓长岩紧靠碱性硅酸盐—碳酸岩杂岩体形成。霓长岩晕表现出如下特征：①原岩矿物被碱性长石以及钠质辉石和角闪石渗透性地广泛交代蚀变；②石英和长石的重结晶；③围岩部分重结晶和不完全的同化。随着距碳酸岩侵入体的距离增大，霓长岩蚀变主要表现为沿断裂构造发育，并呈带状分布。除霓长岩化外，晚期阶段的碳酸岩流体可以导致岩浆期后的自交代蚀变以及不相容元素的重新分布，例如，在岩浆氟碳酸盐矿物中的稀土元素可能被淋滤出来并与其他矿物结合富集在发育在围岩的脉体中。另一种由晚期流体产生的常见蚀变特征是发育显著富黑云母的岩石，称为黑云岩或云母岩。黑云母和金云母的表生蚀变导致具有经济意义的蛭石发育。
目前世界已知的330多个碱性硅酸盐-碳酸岩杂岩体，其中大多数都赋存在相对稳定的板内环境(Le Bas，1987)，这些杂岩体的区域分布都是受重要的构造特征所控制，大约半数的已知碳酸岩体都位于直径数十公里至数千公里的隆起或穹窿部位，控制碳酸岩岩体定位的其他重要构造包括重要的断层、非造山裂谷以及重要断层的交汇部位。
碳酸岩可能由具有不同结构和矿物特征的多个侵入岩相组成，早期阶段的碳酸岩一般主要由方解石组成，不含过碱性的辉石或角闪石，有关的矿化为磷灰石+磁铁矿+烧绿石；晚期碳酸岩可能含白云石、铁白云石和菱铁矿。
在化学周期表上，稀土元素构成了化学性质十分相似的镧系元素。由于稀土元素特殊的化学性质，它们在冶金工业、高新技术、环境保护、以及经济方面都有重要的意义。全部稀土元素的发现过程从1794年持续到20世纪50年代中期。50年代以前，世界上稀土元素主要产自于含独居石的砂矿和伟晶岩矿床，产量很少。1949年，在加利福尼亚的(芝特帕斯 Mountain Pass)发现了富含轻稀土元素的碳酸岩岩体，矿床中稀土氧化物(REO)的品位为8%～12%，平均为9.3%，矿体圈定的边际品位为5%，探明的矿石储量为2000万吨，稀土元素主要赋存在氟碳铈矿及其相关的矿物中。1966年，Mountain Pass矿床的产量达到矿山历史生产的最好水平，并且从1965年至80年代中期，该矿床一直保持着世界稀土元素的主产区的地位。Mountain Pass矿床主要以生产轻稀土为主，然而，由于堆浸技术提取中稀土元素取得突破，原来作为有害元素的赋存在选矿尾砂中的中稀土元素也得到充分的开发利用。
自从1985年以来，我国的稀土产量迅速增加，占据世界稀土主产区的地位。我国的稀土元素资源主要来自三种类型的矿床：①内蒙古白云鄂博铁-铌-稀土元素矿床，该矿床的地质特征既类似于碳酸岩型稀土矿床，又相似于热液铁氧化物-Cu-Au-U矿床(如澳大利亚的奥林匹克坝型和瑞典的基鲁纳型矿床)。白云鄂博矿床REO的品位在3%～6%之间，探明的矿石储量大于4000万吨；②发育在华南地区花岗岩或正长岩风化壳中的离子吸附型矿床，这类矿床的特点是HREE含量相对比较高，而且容易开采和提取；③四川牦牛坪地区与碳酸岩岩浆有关的气成热液交代型稀土矿床。四川牦牛坪稀土矿床是20世纪80年代后期发现的、仅次于我国内蒙古白云鄂博和美国加州Mountain Pass矿床的世界第三大稀土矿床，其探明的REO资源量约200万吨，品位在1.07%～5.77%之间；该矿床类型独特，其矿石易采易选，而且含有Sr、Pb、Mo、Bi、Ag等多种伴生有用组分，具有重要的理论和实际研究意义。

8. 　同位素地球化学特征及对成矿的制约

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。