黑龍江爭光金礦床方鉛礦黃鐵礦Rb-Sr年齡及地質意義

劉寶山, 張春鵬, 寇林林*, 韓仁萍, 李成祿

黑龍江爭光金礦床方鉛礦黃鐵礦Rb-Sr年齡及地質意義

劉寶山1, 張春鵬1, 寇林林1*, 韓仁萍1, 李成祿2

(1. 中國地質調查局 沈陽地質調查中心, 遼寧 沈陽 110034; 2. 黑龍江省自然資源調查院, 黑龍江 哈爾濱 150036)

爭光金礦床位于興安地塊東緣黑龍江省多寶山銅鉬?金礦集區(qū)南東端, 礦體產(chǎn)于早奧陶世閃長巖與下奧陶統(tǒng)多寶山組地層接觸帶及多寶山組中, 為大型金礦。因缺乏精確的成礦年代學研究, 其成礦時代一直存在爭議。本文在爭光金礦床地質背景和巖石礦物學研究的基礎上, 對礦區(qū)內(nèi)12件礦石樣品中共生礦物方鉛礦和黃鐵礦進行Rb-Sr同位素年代學研究。結果顯示, 方鉛礦87Rb/86Sr、87Sr/86Sr值分別為0.0853～1.2090、0.708066～0.714793, Rb-Sr等時線年齡跨度較大, 為482.0±270 Ma (MSWD=9.20), (87Sr/86Sr)=0.70753±0.00067; 黃鐵礦87Rb/86Sr、87Sr/86Sr值分別為1.431～3.862、0.717346～0.733799, Rb-Sr等時線年齡為474.9±3.3 Ma(MSWD=0.41), (87Sr/86Sr)=0.70767±0.00013。在方鉛礦和黃鐵礦共生礦物組合的Rb-Sr等時線圖解中, 方鉛礦和黃鐵礦樣品點具有良好的線性關系, 去除5個不諧和點外, 獲得組合等時線年齡為477.8±3.2 Ma(MSWD=1.14,=7), (87Sr/86Sr)=0.707553±0.000083, Rb-Sr同位素年齡顯示該礦床形成于早奧陶世。礦集區(qū)內(nèi)的斑巖型多寶山銅鉬礦床、銅山銅鉬礦床空間上與爭光金礦床分布緊密, 它們與區(qū)內(nèi)古生代早奧陶世的花崗質巖漿活動有關, 屬于多寶山銅鉬?金多金屬成礦系統(tǒng)。

金礦床; 方鉛礦; 黃鐵礦; Rb-Sr同位素; 地質意義; 爭光

0 引 言

礦床成礦時代厘定對探討成礦物質來源、建立礦床成因模式和指導找礦勘查等具有十分重要的意義(李文博等, 2002; Zhang et al., 2015)。金礦床的精確測年一直是一個科學難題, 地質學者通過多種方法進行探索性工作(Nakai et al., 1990; Brannon et al., 1992)。近年來, 硫化物Rb-Sr同位素成為一種直接測定金礦床礦化年齡的有效方法, 并在實際工作中取得了突破性進展(李鐵剛等, 2014; Hu et al., 2015)。其中, 金屬硫化物Rb-Sr測年被較為廣泛地用于金及多金屬礦床成礦時代研究及成因探討(Wang et al., 2014)。

爭光金礦床位于黑龍江省多寶山銅鉬?金礦集區(qū)南東端, 近年來一些學者對其成巖成礦年代進行研究, 但結果差異較大。宋國學等(2015)通過多種脈巖測年后認為成礦作用早于454 Ma; 楊永勝等(2016)認為英云閃長斑巖體462 Ma鋯石U-Pb年齡代表其金成礦年齡; 李運等(2016)在多寶山組凝灰?guī)r中獲得輝鉬礦Re-Os年齡為480±3 Ma, 與成礦有關的閃長玢巖及閃長巖鋯石U-Pb年齡分別為478.3±3.7 Ma、150.67±0.77 Ma, 認為礦區(qū)經(jīng)歷了加里東期奧陶紀及燕山期白堊紀兩期巖漿活動; Wang et al. (2020)測得礦石中黃鐵礦Re-Os等時線年齡為484±8.7 Ma; 還有一些學者認為爭光金礦床形成于燕山期(武子玉等, 2006; 付艷麗和楊言辰, 2010; 趙忠海等, 2011; 鄧軻等, 2013)。本文在對爭光金礦床地質特征研究的基礎上, 采用方鉛礦和黃鐵礦共生礦物組合Rb-Sr測年方法, 厘定該礦床的成礦時代, 并與研究區(qū)內(nèi)奧陶紀花崗閃長巖、閃長巖等巖體時代及多寶山斑巖銅鉬礦床成礦時代進行對比, 探討爭光金礦床成因和構造背景。

1 地質特征

1.1 礦床地質特征

爭光礦區(qū)出露地層主要為寒武系?下奧陶統(tǒng)銅山組和多寶山組(Wang et al., 2018, 2020; Zhao et al., 2019)(圖1)。銅山組主要為安山質凝灰?guī)r和長英質砂巖, 夾大理巖; 多寶山組以安山質凝灰?guī)r、凝灰質砂巖、安山巖為主, 夾粉砂巖、炭質板巖, 是區(qū)內(nèi)主要的賦礦圍巖, 并控制了金礦體的產(chǎn)出(趙廣江等, 2006)。侵入巖主要為閃長巖及少量閃長玢巖、花崗細晶巖、花崗斑巖、煌斑巖等脈巖, 均侵入多寶山組火山巖中。構造主要有NW向、NE向和NNE向斷裂, 其中NE向斷裂截切NW向斷裂。

1. 多寶山組三段; 2. 多寶山組二段; 3. 多寶山組一段; 4. 銅山組三段; 5. 閃長巖體; 6. 閃長巖脈/閃長玢巖脈; 7. 次安山巖脈; 8. 礦帶及編號; 9. 青磐巖化帶界線; 10. 黃鐵絹英巖化帶界線; 11. 實測斷裂/解譯斷裂; 12. 地質界線; 13. 中生界地層; 14. 古生界地層; 15. 多寶山安山巖; 16. 燕山期花崗巖; 17. 印支期花崗巖; 18. 加里東期花崗巖; 19. 銅/金/銀礦床; 20. 研究區(qū)。

1.2 礦體特征

爭光金礦可分為四個礦帶, Ⅰ號礦帶位于礦區(qū)的北西端, 為NE走向; Ⅱ號礦帶位于礦區(qū)的東南側, 由NE向、NWW向和SN向三組礦體構成, 呈“Y”字展布; Ⅲ號礦帶位于礦區(qū)南西部, 為SN走向; Ⅳ號礦帶位于礦區(qū)西部, 近SN走向。其中, Ⅱ號礦帶規(guī)模最大(宋國學等, 2015)。

礦石礦物主要為黃鐵礦、閃鋅礦、方鉛礦、黃銅礦, 其次是輝銅礦、黝銅礦, 及少量毒砂、自然金、輝銀礦、銀金礦、自然銀、斑銅礦、碲銀礦、碲鉛礦等; 脈石礦物主要為石英、方解石, 其次是絹云母、綠泥石、綠簾石、冰長石、赤鐵礦(郝宇杰, 2015; 符家駿, 2015)。圍巖蝕變有硅化、黃鐵礦化、絹云母化、綠簾石化、綠泥石化、鉀化和碳酸鹽化, 共劃分五個蝕變礦化階段(趙忠海等, 2011; 鄧軻等, 2013): 第一階段為閃長巖體邊部發(fā)育的青磐巖化, 偶見閃鋅礦和方鉛礦; 第二階段為容礦斷裂控制的脈狀細粒黃鐵絹英巖化階段, 含有大量的黃鐵礦和少量的閃鋅礦、方鉛礦和黃銅礦(圖2c), 有金礦化形成; 第三階段為石英?多金屬硫化物階段, 發(fā)育粗粒狀細脈?網(wǎng)脈狀石英脈, 含有較多的金屬硫化物, 主要為黃鐵礦、閃鋅礦、方鉛礦、黃銅礦(圖2b、d、e、f), 有較好的金礦化; 第四階段為石英?碳酸鹽?少硫化物階段, 發(fā)育細脈狀?網(wǎng)脈狀石英?碳酸鹽脈(圖2a), 含少量硫化物, 主要為黃鐵礦、黃銅礦、閃鋅礦、方鉛礦, 伴隨較弱的金礦化; 第五階段為碳酸鹽化階段, 不含礦化。

礦石結構主要有自形?半自形粒狀結構、它形粒狀結構、乳滴結構和壓碎結構。礦石構造主要為浸染狀和細脈狀, 其次為條帶狀、角礫狀、塊狀等構造(鄭全波, 2012)。

2 分析測試

本次研究采集石英?多金屬硫化物階段的礦石樣品12件, 其中5件為黃鐵礦、7件為方鉛礦, 樣品均采自爭光礦區(qū)Ⅱ號礦帶地表剝離后采場中新鮮未經(jīng)風化的礦石(Au含量3×10?6～5×10?6)。樣品中的Rb、Sr元素含量以及同位素比值測定在南京大學現(xiàn)代分析中心英國制造的VG 354同位素質譜儀上完成。詳細實驗測試方法和流程參見王銀喜等(2007)和Wang et al. (2007)。

(a) 第四階段方解石?石英?黃鐵礦脈狀礦石; (b) 第三階段石英?黃鐵礦?方鉛礦角礫狀礦石; (c) 第二階段石英?黃鐵礦脈狀浸染狀礦石; (d) 第三階段黃銅礦、方鉛礦充填交代早期自形黃鐵礦; (e) 第三階段閃鋅礦、方鉛礦交代黃鐵礦; (f) 第三階段發(fā)育黑三角方鉛礦和黃鐵礦。礦物代號: Qtz. 石英; Cal. 方解石; Py. 黃鐵礦; Sp. 閃鋅礦; Gn. 方鉛礦; Ccp. 黃銅礦。

實驗以美國NBS9 為標樣, 以86Sr/88Sr=0.1194為標準化值, 測得87Sr/86Sr=0.710224±8(=10); Sr的全流程本底為3×10?9g, 計算Sr()過程中, (87Sr/86Sr)UR=0.7045, (87Rb/86Sr)UR=0.0827(Jacobsen and Wasserbury, 1984)。年齡計算采用國際通用Ludwig (1988)的ISOPLOT計算程序。在等時線年齡計算中, 樣品87Rb/86Sr值誤差為1%,87Sr/86Sr值誤差為0.005%, 詳細的Rb-Sr化學制備、質譜測定方法以及各類標準樣品測定結果見王銀喜等(2006)。

3 結果與討論

3.1 成礦時代

共生礦物組合中方鉛礦同位素87Rb/86Sr、87Sr/86Sr值分別為0.0853～1.2090、0.708066～0.714793, Rb-Sr等時線年齡為482.0±270 Ma(MSWD=9.20), (87Sr/86Sr)=0.70753±0.00067; 黃鐵礦87Rb/86Sr、87Sr/86Sr值分別為1.4310～3.8620、0.717346～0.733799, Rb-Sr等時線年齡為474.9±3.3 Ma(MSWD=0.41), (87Sr/86Sr)=0.70767±0.00013(表1)。由于方鉛礦7個數(shù)據(jù)點Rb-Sr等時線年齡跨度大, 黃鐵礦5個數(shù)據(jù)點Rb-Sr等時線相關性較好, 但數(shù)據(jù)點較少, 所以, 兩者單礦物獲得的年齡數(shù)據(jù)可信度較低。在爭光金礦床黃鐵礦與方鉛礦共生礦物組合的(87Rb/86Sr)- (87Sr/86Sr)等時線年齡圖上(圖3a), Rb-Sr等時線年齡=471±22 Ma, 加權平均方差MSWD=50(=12), 說明數(shù)據(jù)點離散程度較高, 等時線可信度較低。而剔除5個不諧和樣品點(ZG08-2、ZG09-3、ZG09-2-1、ZG09-3-1、ZG09-4-1)之后, 其余7個樣品點均落在等時線上, 獲得Rb-Sr等時線年齡為477.8±3.2 Ma,加權平均方差MSWD=1.14(圖3b), 說明數(shù)據(jù)點離散程度較低, 等時線可信度較高。因此, 爭光金礦床的形成年齡約為477 Ma。

表1 爭光金礦床方鉛礦和黃鐵礦Rb-Sr同位素分析結果

圖3 爭光金礦床方鉛礦和黃鐵礦共生礦物組合Rs-Sr等時線圖解

3.2 成礦年齡的可靠性

符家駿(2015)研究發(fā)現(xiàn), 礦床中的金與方鉛礦、黃鐵礦、黃銅礦、閃鋅礦緊密共生; 車合偉等(2016)研究發(fā)現(xiàn), 石英、冰長石、黃鐵礦、閃鋅礦、黃銅礦、方鉛礦和自然金是礦床的主成礦階段礦物。因此, 爭光金礦床中方鉛礦和黃鐵礦共生礦物組合的Rb-Sr年齡可代表其礦床形成時代。

本次選擇結晶較好致密塊狀礦石礦物為研究對象, 且黃鐵礦、方鉛礦等單礦物純度相對較高, 最大程度地滿足了Rb-Sr同位素測年的前提條件。劉建明等(1998a, 1998b)指出, 利用熱液礦物組合等時線測定方法熱礦床的成礦時代會比較理想, 因為不同礦物相具有不同的化學勢, 而化學性質不同的礦物中Rb和Sr會發(fā)生化學分異, 從而使同一成礦母熱液中沉淀出的共生礦物具有不同的Rb、Sr比值。熱液礦床形成的時間一般為數(shù)百萬年, 而一組熱液共生礦物的生成時限往往只有數(shù)十萬年, 因此, 對于不同礦物的Rb-Sr等時線定年可視為基本上同時形成(劉建明等, 1998c), 如李紫燁等(2014)利用黃鐵礦、閃鋅礦和方鉛礦等共生礦物組合Rb-Sr等時線方法精確限定了承德牛圈銀金多金屬礦床成礦時代。

在爭光礦床方鉛礦和黃鐵礦1/Sr-87Sr/86Sr、1/Rb-87Rb/86Sr圖解中, 樣品不存在線性關系(圖4), 說明方鉛礦及其共生礦物黃鐵礦生長期間初始值基本上保持不變。因此, 可以認為方鉛礦?黃鐵礦共生礦物組合所擬合的Rb-Sr直線具有等時線意義。

從Rb-Sr等時線圖解中可以看出(圖3b), 7個樣點都落在等時線上, 說明礦物形成過程中Sr同位素是均一的, 而且得到了很好的封閉, 因此擬合的等時線年齡具有很高的精度。利用方鉛礦?黃鐵礦共生礦物組合獲得的Rb-Sr等時線年齡為477.8±3.2 Ma, 這一年齡與前人獲得的與爭光金礦床有關侵入巖體年齡相近(略晚于閃長巖等巖體)(表2), 進一步驗證了本次獲得爭光金礦床成礦年齡的可靠性。

3.3 成礦物質來源

礦床地球化學研究中, 常利用87Sr/86Sr來示蹤成礦物質來源、巖漿流體、深源流體的殼幔混染作用(侯明蘭等, 2006)。由Rb-Sr同位素分析結果(表1)可以看出, 爭光金礦床中硫化物Rb含量較低, 為0.154×10?6～3.02×10?6; Sr含量變化范圍相對較大, 為0.757×10?6～10.4×10?6; 同位素87Rb/86Sr值為0.0853～ 3.8620, 變化較小, 平均值1.24;87Sr/86Sr值為0.708066～0.733799,平均值0.7156。

爭光金礦床方鉛礦和黃鐵礦87Sr/86Sr初始值為0.707553±0.000083(圖3b), 低于大陸地殼87Sr/86Sr平均值0.719, 而略高于地幔Sr的初始值0.707 (Faure, 1986),因此爭光金礦床成礦物質主要來源于地幔, 但也有少量地殼物質加入。李運等(2016)通過賦礦圍巖安山巖中輝鉬礦Re含量分析, 發(fā)現(xiàn)Re含量介于 295.9×10?6～394.7×10?6之間, 其主要來源于地幔。爭光金礦床中方解石δ13C和δ18O值分別為?5.3‰～?2.0‰和7.7‰～13.5‰, 黃鐵礦流體包裹體的3He/4He和40Ar/36Ar值分別為1.75～3.06 Ra和683～1295, 也顯示出成礦流體具地殼和地幔混合特征(車合偉等, 2016), 因此進一步表明該礦床的成礦物質來源于地幔, 并有少量殼源物質的加入。

圖4 爭光金礦床共生礦物方鉛礦、黃鐵礦1/Sr-87Sr/86Sr及1/Rb-87Rb/86Sr關系圖

3.4 礦床成因

符家駿(2015)在爭光金礦床鉆孔的礦石樣品中發(fā)現(xiàn)了冰長石和富鐵閃鋅礦, 證實了爭光金礦床為淺成低溫熱液型礦床。多寶山礦集區(qū)內(nèi), 多寶山銅鉬礦床、銅山銅鉬礦床與爭光金礦床同處于NW向三礦溝?裸河斷裂帶上, 三者近等距分布。而在成礦年齡上, 多寶山銅鉬礦床中輝鉬礦Re-Os年齡為475.1±5.1 Ma(向安平等, 2012), 銅山銅鉬礦床輝鉬礦Re-Os年齡為473±4 Ma(Hao et al., 2015), 而本次研究的爭光金礦床中方鉛礦和黃鐵礦共生礦物組合Rb-Sr年齡為477.8±3.2 Ma, 三個礦床成礦年齡在誤差范圍內(nèi)一致, 表明多寶山礦集區(qū)銅鉬?金礦化時代集中在475 Ma左右。

多寶山與銅山礦區(qū)花崗閃長巖與銅鉬礦床成因關系密切, 成巖年齡介于481～478 Ma之間(表2; 崔根等, 2008; Zeng et al., 2014; Wu et al., 2015; Hu et al., 2016), 略早于銅鉬礦化時代。爭光礦區(qū)閃長巖鋯石U-Pb年齡為480.7±3.2 Ma(Fu et al., 2014), 閃長斑巖鋯石U-Pb年齡為480.3±2.1 Ma(Wang et al., 2018), 閃長玢巖鋯石U-Pb年齡為478.3±3.7 Ma(李運等, 2016), 略早于爭光金礦化時代。

表2 多寶山礦集區(qū)巖漿巖年齡、銅鉬礦床及金礦床成礦年齡

從上述三個礦床的分布、礦區(qū)地質特征及成巖成礦年齡看出, 它們應為同一構造背景統(tǒng)一的巖漿?熱液成礦系統(tǒng)。

3.5 成礦構造背景

興安地塊和松嫩地塊于晚石炭世沿賀根山?嫩江?黑河一線閉合(Wu et al., 2002; Zhou et al., 2004; 佘宏全等, 2012), 多寶山、銅山銅鉬礦床與爭光金礦床位于古生代奧陶紀多寶山島弧帶上(韓振新等, 2004), 島弧的形成與古亞洲洋俯沖有關(李雙林和歐陽自遠, 1998; 苗來成等, 2003; 葛文春等, 2007; 崔根等, 2008; Zhao et al., 2018)。礦集區(qū)早奧陶世的成巖成礦作用與興安地塊和松嫩地塊間的古亞洲洋北西向俯沖有關(楊永勝等, 2016; Zhao et al., 2018)。大洋板片的俯沖引起地幔楔熔融, 熔融巖漿攜帶大量Cu、Mo、Au等成礦物質沿著多寶山礦集區(qū)北西向斷裂上涌, 由于地殼淺部物理化學條件等的改變, 形成了斑巖型多寶山、銅山銅鉬礦床及淺成低溫爭光金礦床。礦集區(qū)內(nèi)銅鉬?金礦化時代集中在480～ 475 Ma, 即形成于多寶山島弧帶的生成演化階段, 也即古亞洲洋俯沖過程的擠壓背景。

4 結 論

(1) 爭光金礦床方鉛礦和黃鐵礦共生礦物組合Rb-Sr等時線年齡為477.8±3.2 Ma, 指示該礦床形成于早奧陶世。

(2) 多寶山礦集區(qū)內(nèi)多寶山及銅山銅鉬礦形成于480～475 Ma, 與本次獲得爭光金礦床Rb-Sr年齡477.8 Ma一致, 結合區(qū)域地質研究, 進一步證實它們是同期巖漿活動的產(chǎn)物, 是至今保存完整的古生代斑巖銅鉬?淺成低溫金成礦系統(tǒng)。

(3) 爭光金礦床形成于早古生代多寶山島弧的形成演化階段, 與早古生代古亞洲洋的俯沖有關。

致謝:中國科學院地質與地球物理研究所秦克章研究員和中國地質科學院礦產(chǎn)資源研究所趙元藝研究員對本文提出了非常寶貴的意見和建議, 野外工作期間得到了紫金礦業(yè)集團多寶山銅業(yè)公司趙俊康同志的幫助, 在此一并表示衷心的感謝！

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Rb-Sr Age of Galena and Pyrite from the Zhengguang Gold Deposit, Heilongjiang Province and its Geological Significance

LIU Baoshan1, ZHANG Chunpeng1, KOU Linlin1*, HAN Renping1, LI Chenglu2

(1. Shenyang Geological Survey Center, China Geological Survey, Shenyang 110034, Liaoning, China; 2.Natural Resources Survey Institute of Heilongjiang Province, Ha’erbin 150036, Heilongjiang, China)

The Zhengguang gold deposit is a large-sized gold deposit located at the southeast end of the Cu-Mo-Au ore concentration area in Duobaoshan, Heilongjiang province, on the eastern edge of the Xing’an block. The ore bodies occur in the contact zone of the Early Ordovician diorite and the Duobaoshan Formation. The origin of the deposit is still controversial, mainly due to the lack of accurate chronological results. In this paper, we report new Rb-Sr isotopic dating results of the paragenetic galena and pyrite from 12 ore samples. The87Rb/86Sr and87Sr/86Sr ratios of galena vary in ranges of 0.0853–1.2090 and 0.708066–0.714793, respectively. The Rb-Sr isochron of galena yields an ages with large uncertainty, which is 482.0±270 Ma (MSWD=9.20), with (87Sr/86Sr)=0.70753±0.00067. The87Rb/86Sr and87Sr/86Sr ratios of pyrite are 1.431–3.862, 0.717346–0.733799, respectively. The Rb-Sr isochron age of pyrite is 474.9±3.3 Ma (MSWD=0.41), with (87Sr/86Sr)=0.70767±0.00013. The paragenetic galena and pyrite exhibit a good linear relationship in the Rb-Sr isochron diagram. When five discordant spots were eliminated, the combined isochron of seven concordant spots yields an isochron age of 477.8±3.2 Ma (MSWD=1.14), with (87Sr/86Sr)=0.707553±0.000083. We argue that the Rb-Sr isochron age of 477.8±3.2 Ma represents the age of ore-formation, which means that the deposit was formed in the Early Ordovician. Therefore, the Zhengguang gold deposit and the neighboring porphyry Duobaoshan Cu-Mo deposit and the Tongshan Cu Mo deposit are likely related to the Early Ordovician granitic magmatism in the region and belong to the Duobaoshan Cu-Mo-Au polymetallic mineralization system.

gold deposit; galena; pyrite; Rb-Sr isotope; geological significance; Zhengguang

P611; P597

A

1001-1552(2022)01-0102-010