内蒙赤峰金蟾山金矿成矿物质来源讨论

【摘 要】 金蟾山金矿主要矿脉赋存于安家营子花岗岩内，岩石地球化学特征显示安家营子岩体和岩体内的闪长岩包体均属于I型花岗岩类，安家营子花岗岩的成岩物质来源于深部岩浆的重熔作用。矿石铅和花岗岩长石铅数据点分布于下地壳与地幔之间，暗示铅主体来源于下地壳和地幔，成岩成矿物质为壳幔混合来源。硫同位素和氢氧同位素研究表明成矿作用主要与深源岩浆关系密切，金矿的成矿物质主要来自安家营子花岗岩的残余岩浆热液或与安家营子花岗岩同源演化的深源岩浆热液。

【关键词】 金蟾山金矿 安家营子花岗岩 成矿物质来源 深源岩浆

1 金蟾山金矿地质特征

矿区大地构造位置位于华北克拉通（NCC）北缘，北部为兴蒙造山带（CAOB），这两个构造单元大致以东西向赤峰-开源深大断裂为界，东南界为北东走向的平泉一八里罕大断裂。这两条大断裂相交成一锐角区， 区内地洼期北北东向断裂发育， 将这一锐角区切割成一系列相间排列的北北东向次级隆起和凹陷。三个隆起带分别为：铭山隆起、喀喇沁隆起和努鲁尔虎隆起。金蟾山金矿即位于喀喇沁次级隆起内（图1）。

区内出露的地层主要为新太古界建平群的黑云斜长片麻岩、黑云斜长片岩夹角闪斜长片岩、大理岩，元古界早奥陶世明安山群的变质（结晶）灰岩夹钙硅质角岩和千枚状二云长英质片岩夹大理岩及千枚状含砾含石榴二云长英质片岩、石英片岩，其与太古代变质岩为角度不整合接触，此外还有少量的中新生界地层分布。区内岩浆岩主要为北西向展布的晚燕山期似斑状花岗闪长岩即安家营子岩体。金蟾山矿区发育大量脉岩，以流纹斑岩最为发育，脉岩与金矿脉在空间上密切伴生，从矿脉与流纹斑岩脉的穿切关系可以确定流纹岩脉的侵入是在金矿化之后。矿区东部发育太古界片麻岩，片麻理走向近东西，总体南倾，倾角70°～90°。金蟾山金矿受北北东向断裂控制，主要矿脉均产于安家营子岩体中NNE向脆性构造中。

金蟾山金矿床直接的赋矿围岩安家营子花岗岩锆石U-Pb年龄为132±5Ma[1]，矿田内侵位时代比金矿化时代略晚的流纹斑岩脉锆石U-Pb年龄为124.9～126.5Ma[1]，从而将金矿成矿时代限定在132～126Ma之间[1]。

2 安家营子花岗岩空间分布

安家营子花岗岩位于赤峰市南西约30km，呈NW300°方向椭球状展布，长轴16km，短轴4.5km，出露面积70km2。岩体东部和北部侵入于太古宙和元古宙变质岩中，南部侵入于燕山早期喀喇沁花岗岩中，西端侵入于侏罗系地层中，岩体中普遍含有闪长岩包体。岩体具有岩相分带特征，可划分出中心相和边缘相，两者呈渐变过度关系，中心相以文象花岗岩为主，边缘相以中细粒的花岗细晶岩为主，占主体的似斑状花岗岩为两者过渡相[3]。岩石类型有似斑状二长花岗岩、似斑状花岗岩、似斑状花岗闪长岩、似斑状石英二长岩等。在岩体东部尤其是金蟾山矿区发育众多的流纹岩脉，流纹斑岩脉与金矿脉大致平行，部分脉岩穿切金矿脉。[4]

安家营子花岗岩是区内金及多金属矿主要赋矿围岩，金矿脉（体）多分布于安家营子二长花岗岩破碎带及碎裂岩化花岗岩中。多年来，众多学者对其做过研究[5]，作者收集区内及内蒙古赤峰金蟾矿业有限公司相关科研项目资料，通过对岩石化学、同位素、稀土资料的分析，探讨安家营子花岗岩成因及其与金矿成矿的关系。

3 岩石地球化学特征

3.1 三类岩浆岩的化学成分特征

安家营子似斑状二长花岗岩在（Na2O+K2O）—SiO2图解上落入石英二长岩区域（图3）。SiO2含量为60.97%～73.43%（平均值66.52%），K2O=3.21%～5.14%，Na2O+K2O=7.57%～9.12%，K2O/Na2O=0.73～1.68，且大多数样品大于1.0。岩石Al2O3=14.43%～17.30%，铝指数A/CNK值介于0.91%～1.13%，属准铝质—弱过铝质（图4）。MgO=0.41%～2.44%，CaO=1.19%～3.84%，FeOT=1.86%～5.72%，ACF图中落入I型花岗岩区（图5）。随SiO2含量增高，K2O+Na2O增加，Al2O3、MnO、CaO、MgO、FeOT、TiO2及P2O5降低（图6），线性关系较好，构成了岩浆混合或结晶分异演化的一般规律。岩体总体具有高硅富钾、铝和低镁、铁、磷、钛特征。

闪长岩包体SiO2含量为54.53%～59.57%（平均值57.07%），K2O=2.18%～3.05%，K2O+Na2O=6.04%～7.86%，K2O/Na2O=0.49～0.63，属高钾钙碱性系列（图3）。岩石Al2O3=15.44%～17.50%，铝指数A/CNK值介于0.79%～0.86%，属准铝质岩石（图4）。MgO=3.19%～3.80%，CaO=4.96%～5.94%，FeOT=6.03%～7.84%，明显高于安家营子岩体，ACF图中落入I型花岗岩区（图5）。随SiO2增高，K2O+Na2O增加，Al2O3、MnO、CaO、MgO、FeOT、TiO2及P2O5降低（图6），线性关系较好，构成了岩浆混合或结晶分异演化的一般规律。

流纹斑岩在（Na2O+K2O）—SiO2图解上落入花岗岩区域（图3）。SiO2含量为76.42%～76.64%（平均值76.73%），K2O=4.50%～8.26%，K2O+Na2O=8.39%～9.61%，K2O/Na2O =1.15～6.15。岩石Al2O3=12.17%～12.90%，铝指数A/CNK值介于0.95%～1.04%，属准铝质—弱过铝质（图4）。MgO=0%，CaO=0.44%～0.70%，FeOT=1.05%～1.34%，ACF图中均落入I型花岗岩区（图5）。随SiO2增高，K2O+Na2O增加，Al2O3、MnO、CaO、MgO、FeOT、TiO2及P2O5变化不明显（图6）。岩体总体具有高硅富钾、铝和低镁、铁、钙、磷、钛特征。

3.2 三类岩浆岩的稀土元素特征

安家营子岩体在原始地幔标准化蛛网图（图7）上表现出显著的Rb、Th、U正异常和Nb、P、Ti负异常，表明安家营子岩体富集Rb、Th、U和K，亏损Nb、P和Ti。Ta/Yb—Th/Yb和Ta/Yb—Ce/Yb图（图8）显示该岩体属钾玄质系列。

岩石的Nb、Ta、Zr、Hf等高场强元素含量较低，其10000*Ga/Al值为2.04～2.48，小于A型花岗岩的下限值（2.6，Whalen et al.，1987），微量成分显示I型花岗岩的特征（图9）。Nb/Ta比值为10.47～15.38，反映岩浆作用过程中Nb、Ta曾发生轻微分馏，Nb趋向亏损而Ta相对富集。岩体成分整体上变化不大，分布曲线几乎一致，反映岩浆源区较为均一。

岩石的稀土元素总量∑REE为151.70～247.35μg/g，轻重稀土分馏明显，LREE/HREE=10.42～21.55，（La/Yb）N=17.62～56.11，球粒陨石标准化稀土元素模式图（图7）显示弱的负铕异常，呈现轻稀土富集的右倾“V”形配分特点。

闪长岩包体原始地幔标准化蛛网图（图7）显示富集Rb、Th、U和K，亏损Nb、P和Ti。Ta/Yb—Th/Yb和Ta/Yb—Ce/Yb图显示闪长岩包体属钾玄质系列（图8）。岩石的Nb、Ta、Zr、Hf等高场强元素含量较低，其10000*Ga/Al值为2.04～2.64，基本小于A型花岗岩的下限值，微量成分显示I型花岗岩的特征（图9）。Nb/Ta比值为15.29～16.89，较高，反映岩浆作用过程中Nb、Ta行为发生分馏，Nb趋向亏损而Ta相对富集。岩体成分整体上变化不大，分布曲线几乎一致，反映岩浆源区较为均一。岩石的稀土元素总量∑REE为157.73～345.97μg/g，轻重稀土分馏较明显，LREE/HREE=10.40～17.37，（La/Yb）N=19.71～52.67，球粒陨石标准化稀土元素模式图（图7）显示弱的负铕异常，呈现轻稀土富集的右倾“V”形配分特点。

流纹斑岩原始地幔标准化蛛网图（图7）上表现出显著的Rb、Th、U正异常和Ba、Nb、Sr、P、Ti负异常，与前二者相比亏损Ba、Sr。Ta/Yb—Th/Yb和Ta/Yb—Ce/Yb图（图8）显示该岩体属钾玄质系列。岩石的Nb、Ta、Zr、Hf等高场强元素含量较低，其10000*Ga/Al值为1.91～2.63，微量成分显示I型花岗岩的特征（图9）。Nb/Ta比值为11.72～16.39，反映岩浆作用过程中Nb、Ta曾发生轻微分馏，Nb趋向亏损而Ta相对富集。岩体成分整体上变化不大，分布曲线几乎一致，反映岩浆源区较为均一。

岩石的稀土元素总量∑REE为60.63～100.95μg/g，LREE/HREE=8.63～14.02，（La/Yb）N=9.71～17.20，球粒陨石标准化稀土元素模式（图7）呈海鸥型，轻稀土富集，重稀土部分接近水平，略左缓倾，显示强的负铕异常。

综上分析，从闪长岩包体—安家营子岩体—流纹斑岩，二氧化硅的含量增高，镁、铁、钙含量也有所增加，碱度及铝饱和指数略有升高的趋势，闪长岩包体在SiO2—K2O图和A/CNK—A/NK图上落在高钾钙碱性准铝质区域，而安家营子岩体和流纹斑岩则属高钾钙碱性—钾玄质、准铝质—弱过铝质岩石。稀土元素模式图显示，安家营子岩体和闪长岩包体的配分模式相似，均呈轻稀土富集的右倾“V”型，具弱负铕异常，而流纹斑岩则呈海鸥型，显示强烈的铕亏损；且前者的稀土总量和轻重稀土比值均比流纹斑岩高，反映三者既具有密切的成因联系，同时又存在一定的差异[4]。同时，三类岩石均属于I型花岗岩类，表明成岩物质来源于深部岩浆的重熔作用。而Nb、Ta等高场强元素的亏损表明岩浆源区可能有地壳物质的组成，因此推测岩浆源区具有壳幔混合的特点。

4 铅同位素特征

安家营子花岗岩中长石铅同位素组成为：206Pb/204Pb=16.695～17.228，均值为17.043；207Pb/204Pb=15.021～15.391，均值为15.247；208Pb/204Pb=36.226～37.392，均值为36.925，矿石中方铅矿黄铁矿中铅同位素组成为：206Pb/204Pb=16.695～17.228，均值为17.043；207Pb/204Pb=15.021～15.391，均值为15.247；208Pb/204Pb=36.226～37.392，均值为36.925，安家营子花岗岩与矿石铅同位素组成相似，铅大地构造模式图显示两者样品点主要分布在下地壳与地幔之间（图10），矿石中个别样品有地壳铅的混染[4]。

5 硫同位素特征

与成矿关系密切的硫化物或矿石硫化物的硫同位素组成的变化可以反映矿床中硫的来源、成矿元素迁移和沉淀机理。由于未出现氧化态的重晶石等硫酸盐矿物，金蟾山金矿床中的硫化物的δ34S值大致相当于热液总硫的同位素组成。矿区内黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿的S同位素（表2）分析表明，其δ34S值介于-0.46‰～+5.34‰之间，峰值在0‰～+1‰之间（图11），平均值为+1.02‰，塔式效应明显，具岩浆硫特点，表明该矿床硫同位素来源于深源岩浆[3]。

6 氢氧同位素特征

氢、氧同位素对研究流体在成岩、成矿中的作用和阐明矿床的成因以及形成演化具有重要的意义。石英主要是矿脉中成矿早期和成矿期的产物，其同位素组成能代表成矿流体早期和成矿期的同位素组成特点；方解石是成矿晚期的产物，其同位素组成可代表成矿流体晚期的特点。本文共收集了来自矿石石英包裹体中的氢、氧同位素数据10个，方解石包裹体数据1个，岩体石英包裹体数据3个，见表3[4]。

从表3中看出，岩体石英δ18O水介于5.6～7.9，完全处于原始岩浆水（δ18O=+5‰～+9‰）的变化范围之内；矿石石英δ18O水介于2.1～8.4，部分处于岩浆水的变化范围，且范围比岩体石英略宽；矿石和岩体石英δD水介于-113～-80，与原始岩浆水（δD水=-85‰～-50‰）相比稍偏低。方解石δ18O水介于-7.5～8.3，δD水介于-102～-54，变化范围比较宽。

Taylor（1974）的δD—δ18O图解（图12）看到矿石石英数据点与岩体石英数据点分布位置大致重合，且范围比后者稍宽，位于岩浆水及以下的区域，表明成矿流体可能来源于安家营子岩体；方解石数据点分布范围比较宽，从岩浆水到大气降水均有，暗示成矿晚期可能有大气降水的加入。由于本区构造裂隙发育，较易受到大气水的混染，而大气水的氢、氧同位素组成变化范围较大（δD=-440‰～+35‰，δ18O=-55‰～+8‰[13]），致使该矿床的氢氧同位素组成出现上述特征。因此，金蟾山金矿床成矿流体主要来源于岩浆水，后期有大气降水的混入。

7 金矿物质来源讨论

金蟾山金矿主要矿脉赋存在安家营子花岗岩内，矿脉产状特征及其与脉岩穿切关系表明金的成矿作用略晚于花岗岩的侵位，而略早于流纹斑岩脉的侵入时间，宏观地质特征表明金矿成矿物质来源与安家营子花岗岩关系密切。安家营子岩体和闪长岩包体均属于I型花岗岩类，它们具有同源性，这表明闪长岩包体是岩浆源区部分熔融的残余，安家营子花岗岩的成岩物质来源于深部岩浆的重熔作用。稀土元素模式图显示，安家营子岩体和闪长岩包体的配分模式相似，均呈轻稀土富集的右倾“V”型，具弱负铕异常，而流纹斑岩则呈海鸥型，显示强烈的铕亏损。同时，矿石铅和花岗岩长石铅数据点分布线与下地壳和地幔铅演化线分布相交，表明成岩物质为壳幔混合来源；且数据点主体分布在地幔铅演化线附近，有少量数据点分布在上地壳，暗示铅主体来源于下地壳和地幔，上升过程中可能受到上地壳物质的混染。

矿区含金石英脉内硫化物的硫同位素表明成矿作用主要与深源岩浆关系密切，铅同位素示踪显示了一种混合铅的特征，由于方铅矿形成于主矿化阶段，因此金矿的成矿物质主要来自安家营子花岗岩的残余岩浆热液或与安家营子花岗岩同源演化的深源岩浆热液。

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