相山鈾礦田西部地區(qū)深部多金屬礦化成礦年代與成礦流體演化：Rb-Sr同位素體系的制約

劉軍港 李子穎 聶江濤 張萬良 王勇劍 田明明

1. 核工業(yè)北京地質(zhì)研究院, 中核集團鈾資源勘查與評價技術(shù)重點實驗室，北京 1000292. 核工業(yè)270研究所,南昌 330200

在礦床學(xué)研究中，熱液礦床的直接定年一直是研究的難點，但卻是探討成礦物質(zhì)來源、認識成礦時代和地質(zhì)事件之間關(guān)系以及建立礦床成因模式的關(guān)鍵。目前常用的定年方法包括硫化物Rb-Sr法(Nakaietal., 1990; Christensenetal., 1995)、輝鉬礦Re-Os方法(Steinetal., 1998; Maoetal., 1999; Pengetal., 2006; Huetal., 2012)、脈石礦物Sm-Nd法(Belletal., 1989; Jiangetal., 2000; Pengetal., 2003; Henjes-Kunstetal., 2014)、黃鐵礦40Ar-39Ar法(Yorketal., 1982; Smithetal., 2001)等。其中閃鋅礦的Rb-Sr等時線測年被公認為是鉛鋅礦床較理想的定年方法(Nakaietal., 1993)。閃鋅礦是鉛鋅礦床的主要礦石礦物之一，在許多鉛鋅礦床中閃鋅礦常具多個世代、多種結(jié)構(gòu)、多種顏色產(chǎn)出，表明其形成貫穿整個成礦過程，且閃鋅礦中Rb、Sr主要賦存在包裹體或者礦物晶格中，其Rb、Sr含量和Rb/Sr比值會有變化，從而滿足定年的條件，具有直接定年的潛力(Nakaietal., 1990; 趙葵東和蔣少涌, 2004)。該方法首次成功應(yīng)用于美國田納西密西西比河谷型(MVT)鉛鋅礦床，獲得礦床形成的精確年齡為377±29Ma (Nakaietal., 1990)。此后，閃鋅礦的Rb-Sr同位素定年方法被學(xué)者廣泛采用(Brannonetal., 1992; Schneideretal., 2003; 徐貽贛等, 2013; Huetal., 2015)，近幾年來，該方法進一步發(fā)展應(yīng)用于其他金屬硫化物，如黃鐵礦(Yang and Zhou, 2001; 韓以貴等, 2007; Lietal., 2008)、黃銅礦(張瑞斌等, 2008; Wanetal., 2009)以及硫砷鉈汞礦(Tretbaretal., 2000)等，取得了良好的定年效果。

Rb-Sr同位素體系除用于直接測定成礦時間外，Sr同位素還能夠提供成礦流體來源和演化方面信息(Kesleretal., 1983; Castorina and Masi, 2000)。Sr和Ca離子半徑相近，因此Sr常以分散狀態(tài)出現(xiàn)在含Ca的礦物中，如方解石、斜長石、磷灰石等(Chapman and Spooner, 1977)。而Rb和K離子半徑也很接近，因此在云母、長石等含K礦物中Rb的衰變會使得礦物中87Sr逐漸增多(Belletal., 1989)。但是，由于Rb和Sr不能進入硫化物晶格，僅能賦存于硫化物的包體礦物(通常為云母、長石等熱液礦物)或流體包裹體中(Nakaietal., 1990; 李華芹, 1993)，因此，硫化物的Sr同位素組成可反映硫化物沉淀時的流體特征(Barton and Hallbauer, 1996; Lüders and Ziemann, 1999; Voicuetal., 2000)，此外，Sr同位素屬于重同位素，同位素分餾作用不明顯，因此Sr同位素是示蹤成礦流體來源的重要指示劑(Pettke and Diamond, 1997; 祁進平等, 2009; Moussaetal., 2017)。

贛杭構(gòu)造帶是我國最主要的火山巖型鈾成礦帶，發(fā)育有相山、大洲、新路、盛源等多個含鈾火山盆地，同時也發(fā)育有冷水坑鉛鋅銀礦、德興銅礦、銀山鉛鋅銀礦、金山金礦等多個銅鉛鋅銀金礦床，構(gòu)成了一條罕見的板內(nèi)U、Cu、Pb、Zn、Ag、Au、W、Sn、Nb、Ta、REE等鈾多金屬成礦帶(Zawetal., 2007; 毛景文等, 2008, 2011; Hu and Zhou, 2012)。該帶上的相山礦田是我國最富、最大的火山巖型鈾礦田，幾十年來，大量學(xué)者對該礦田內(nèi)的鈾礦床開展了詳細的礦床特征(Linetal., 2006; 邵飛等, 2008)、成礦流體特征(Huetal., 2009; 張樹明等, 2012)、成礦年代學(xué)及成礦物質(zhì)來源(范洪海等, 2001; Jiangetal., 2006; 邵飛等, 2008)、成礦機理(范洪海等, 2003; 張萬良和余西垂, 2011; 李子穎等, 2014)等方面的研究工作，認為相山地區(qū)火山巖型鈾礦主成礦時代晚于圍巖火山巖約40Ma，且成礦過程中有幔源組分的參與(趙軍紅等, 2002; Huetal., 2008, 2009;李子穎等, 2014)。近年來，隨著勘探深度不斷增加，在相山深部相繼發(fā)現(xiàn)了大量熱液脈狀多金屬礦化，且礦化出現(xiàn)銅-鉛鋅-銀的分帶現(xiàn)象(劉軍港等，2019b)。前人對相山深部的多金屬開展了礦化地質(zhì)特征(楊慶坤等, 2014; 張萬良和鄒茂卿, 2014; 王健等, 2016)、礦石組構(gòu)學(xué)和礦物學(xué)(劉軍港等, 2019b)、石英和方解石流體包裹體(聶江濤等, 2015; 王健等, 2015)、礦石S-Pb-He-Ar同位素和微量元素(楊慶坤等, 2015, 2017; 劉軍港等, 2017, 2019a)等成礦流體特征、成礦物質(zhì)來源方面研究，取得了一系列的成果。但相對于相山地區(qū)研究程度較高的熱液型鈾礦成礦作用，深部熱液脈型多金屬礦化成礦時代和成礦流體演化特征方面缺乏系統(tǒng)的研究，很大程度上制約了對深部多金屬礦化成礦作用以及相山鈾-多金屬成礦系統(tǒng)的認識。為此本文選取相山深部多金屬礦化階段的閃鋅礦和不同階段毒砂、黃鐵礦、方鉛礦等及含礦圍巖火山巖開展了Rb-Sr同位素研究，以期對深部多金屬成礦時代和成礦流體來源及演化進行約束。

圖1 相山鈾礦田大地構(gòu)造位置圖(a)和地質(zhì)簡圖(b)(據(jù)余心起等，2006；張萬良和鄒茂卿，2014)1-第四系粘土、礫石；2-上白堊統(tǒng)南雄組紅色砂巖、砂礫巖；3-下白堊統(tǒng)鵝湖嶺組碎斑流紋巖；4-下白堊統(tǒng)打鼓頂組流紋英安巖；5-下白堊統(tǒng)打鼓頂組砂巖、熔結(jié)凝灰?guī)r；6-上三疊統(tǒng)安源組石英砂巖、頁巖；7-中元古界片巖、千枚巖；8-流紋英安(斑)巖；9-花崗斑巖；10-地質(zhì)界線；11-斷裂；12-采樣鉆孔Fig.1 The tectonic location sketch map (a) and geological sketch map of Xiangshan uranium ore field (b) (after Yu et al., 2006; Zhang and Zou, 2014)1-Quaternary clay and gravel; 2-sandstone and glutenite of Nanxiong Fm., Upper Cretaceous; 3-crystal tuffs and porphyroclastic rhyolite of Ehuling Fm., Lower Cretaceous; 4-pyroclastic rock and rhyodacite of Daguding Fm., Lower Cretaceous; 5-sandstone and welded tuff of Daguding Fm., Lower Cretaceous; 6-sandstone of Anyuan Fm., Upper Triassic; 7-Mesoproterozoic metamorphic rocks; 8-pyroclastic porphyric rock; 9-granite porphyry; 10-geological boundary; 11-fault; 12-location of sampling drill

1 研究區(qū)地質(zhì)概況

相山鈾礦田位于江西省撫州市境內(nèi)，大地構(gòu)造上處于揚子板塊與華夏板塊縫合帶南緣(張國偉等, 2013)，遂川-德興深斷裂南東側(cè)，贛杭構(gòu)造帶西南端(Gilderetal., 1996; 余心起等, 2006)，是重要中生代鈾-多金屬礦田(圖1)。贛杭構(gòu)造帶東至浙江紹興，西至江西樂安，長約600km，寬約50km (Gilderetal., 1995)，大地構(gòu)造上同時受控于江山-紹興(揚子克拉通和華夏地塊界線)和五洲-永豐(華夏地塊內(nèi))深斷裂(楊明桂和梅勇文, 1997)。贛杭構(gòu)造帶由一系列以早白堊統(tǒng)長英質(zhì)火山巖為主的火山盆地組成，該火山巖被認為與中生代太平洋板塊的俯沖到歐亞板塊之下有關(guān)(Li and Li, 2007; Yangetal., 2011, 2012)。

相山火山盆地的具有明顯3層結(jié)構(gòu)(圖1)：由碎斑流紋巖、流紋英安巖和次火山巖(花崗斑巖)組成的火山-侵入雜巖體，厚度超過2000m，相山火山巖的形成時代集屮在135Ma左右(137～134Ma)(楊水源等, 2013)，深部次火山巖形成時代為129.9±0.9Ma(彭中用等, 2018)，是一次集屮且短暫的火山-侵入活動，它們可能為地殼深處已經(jīng)脫水和麻粒巖化的屮元古界變質(zhì)巖部分熔融形成的富堿的高溫A型巖漿(Yangetal., 2011, 2012)。盆地基底主要為早-中元古界和震旦系的低綠片巖相和低角閃巖相的變質(zhì)巖系(胡恭任等, 1997)。盆地火山巖被晚白堊紀紅層覆蓋。

圖2 相山鈾礦田西部26號線剖面圖(據(jù)吳志堅和胡志華, 2014修改)1-下白堊統(tǒng)鵝湖嶺組上段碎斑流紋巖; 2-下白堊統(tǒng)鵝湖嶺組下段晶屑凝灰?guī)r; 3-下白堊統(tǒng)打鼓頂組上段流紋英安巖；4-下白堊統(tǒng)打鼓頂組下段火山碎屑巖; 5-中元古界變質(zhì)巖; 6-河元背-小陂斷裂; 7-推測地質(zhì)界線; 8-鉆孔; 9-鉛鋅銀礦化; 10-鈾礦化Fig.2 No. 26 stratigraphic section of western Xiangshan uranium ore field (modified after Wu and Hu, 2014)1-porphyroclastic rhyolite of Upper Ehuling Fm., Lower Cretaceous; 2-crystal tuff of Lower Ehuling Fm., Lower Cretaceous; 3-rhyodacite of Upper Daguding Fm., Lower Cretaceous; 4-volcanoclastic rock of Lower Daguding Fm., Lower Cretaceous; 5-Mesoproterozoic metamorphic rocks; 6-Heyuanbei-Xiaopi fault; 7-inferred geological boundary; 8-drill hole; 9-polymetalic mineralization; 10-uranium mineralization

研究區(qū)內(nèi)目前發(fā)現(xiàn)的鉛鋅(銀、銅)礦化主要發(fā)育于礦田西部，均在鉆孔較深的位置發(fā)現(xiàn)，根據(jù)ZK9-10、ZK24-9、ZK26-9、ZK26-11、ZK26-13、ZK26-101、ZK28-9和CUSD3鉆孔資料顯示，鉛鋅多金屬礦化位于鈾礦化下部，主要分布于NNW向的河元背-小陂斷裂及旁側(cè)的次級構(gòu)造中(圖2)，總體產(chǎn)狀大致與河元背-小陂斷裂平行，傾向250°～260°，傾角60°～65°。多金屬礦化對圍巖無選擇性，礦脈主要賦存于鵝湖嶺組上段碎斑流紋巖和打鼓頂組上段流紋英安巖中(圖3a, b)，少量賦存于鵝湖嶺組下段晶屑凝灰?guī)r、打鼓頂組下段泥質(zhì)粉砂巖(圖3c)以及中元古界變質(zhì)巖中(圖3d)，呈脈狀、浸染狀，礦脈厚幾毫米至幾厘米(圖3a-d)，局部形成0.5～2m富礦脈。根據(jù)礦物組合，礦床發(fā)育四種礦化類型：石英-毒砂-黃銅礦脈、黃鐵礦脈、方鉛礦-閃鋅礦脈和銀-碳酸鹽脈，四種礦化類型在垂向呈明顯分帶性(劉軍港等, 2019b)。圍巖蝕變種類主要有碳酸鹽化(圖3i)、綠泥石化(圖3j)、絹云母化(圖3k)、硅化(圖3k)和黃鐵礦化(圖3g，k)，局部發(fā)育少量的泥化、褐鐵礦化。礦化與黃鐵絹英巖化和綠泥石化最為密切，其次為碳酸鹽化；從蝕變強度來看絹云母化最為發(fā)育，其次為綠泥石化，碳酸鹽化多伴隨硅化出現(xiàn)，主要以菱鐵礦、方解石的形式存在(圖3h)。根據(jù)礦脈穿插關(guān)系、礦物形成順序和圍巖蝕變特征，多金屬礦化可劃分為礦前堿性流體作用期、多金屬礦化期和礦后碳酸鹽-硅化期，其中礦前期以形成綠泥石、錫石和金紅石為特征，多金屬礦化期又可進一步分為石英-毒砂階段(S1，圖3e)、無礦黃鐵礦階段(S2)、鉛鋅多金屬階段(S3)、鉛鋅銀碳酸鹽階段(S4) (劉軍港等, 2019b)，具體見圖4，其中S3階段為主成礦階段，礦物自形程度較高(圖3f)。

2 樣品及分析方法

本次研究共采集的樣品26件取自CUSD3、1件取自ZK9-10，然后從中挑選新鮮表面無氧化膜的毒砂、黃鐵礦、閃鋅礦、方鉛礦、菱鐵礦等單礦物樣品16件(其中包括用于測年的主成礦階段(S3)自形閃鋅礦單礦物6件)，以及新鮮的圍巖樣品17件，進行Rb、Sr同位素組成測定。首先將富含金屬硫化物的礦石新鮮樣品破碎至40～60目，清洗、干燥后在雙目顯微鏡下對金屬硫化物進行挑純，使每一單礦物的純度大于99%，再次將挑純樣品在瑪瑙研缽中進行研磨，使其達到200目，全巖樣品為手工破碎、研磨至200目，最后將挑純處理的樣品送實驗室分析。

分析測試由核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測試中心完成，依據(jù)EJ/T 6921992《巖石礦物Rb-Sr等時年齡測定》方法。測試流程為：準確稱取200mg單礦物或巖石粉末樣品，同時加入85Rb-84Sr稀釋劑，用混合酸(HNO3+HF)溶解24h，待樣品完全溶解，蒸干。加入1mL濃硝酸蒸干，再加入1mL混合酸(HNO3+HF)蒸干，最后加入6mol/L的鹽酸轉(zhuǎn)為氯化物蒸干。用0.5mol/L的鹽酸溶液溶解，離心分離，清液加入陽離子交換柱(φ0.5cm×15cm，AG50W×8(H+)100～200目)，用2mol/L的鹽酸溶液淋洗銣，用3mol/L的鹽酸溶液淋洗鍶。蒸干上質(zhì)譜分析。質(zhì)譜測試在IOPROBE-T熱電離質(zhì)譜儀上完成，對Sr的長期測試結(jié)果表明，分析精度要好于×10-5。本實驗長期測試的Sr標(biāo)樣NBS987測試結(jié)果為87Sr/86Sr=0.71025±0.00007，Sr同位素測定過程中的分餾效應(yīng)采用86Sr/88Sr=0.1194進行校正。全部操作均在凈化實驗室內(nèi)進行，與樣品同時測定的全流程空白分別為Rb=2×10-10g，Sr=2×10-10g。

圖3 相山鈾礦田西部地區(qū)深部多金屬礦化地質(zhì)特征照片(a)早階段(S1)石英毒砂脈及旁側(cè)蝕變帶，圍巖為碎斑流紋巖；(b)主成礦階段(S3)鉛鋅多金屬脈及圍巖流紋英安巖；(c)泥巖中多金屬礦化；(d)變質(zhì)巖中多金屬脈；(e) S1階段石英毒砂脈中黃銅礦沿碎裂毒砂間隙充填；(f) S3階段自形、半自形的方鉛礦、閃鋅礦；(g)碎裂不規(guī)則他形黃鐵礦；(h)晚階段菱鐵礦；(i)碳酸鹽化蝕變; (j)長石發(fā)生綠泥石化; (k)黃鐵絹英巖化蝕變圍巖; (l)閃鋅礦中他形孤立分布的流體包裹體. Apy-毒砂; Sp-閃鋅礦；Gn-方鉛礦；Ccp-黃銅礦；Py-黃鐵礦；Q-石英；Ser-絹云母；Chl-綠泥石；Sd-菱鐵礦；Cal-方解石Fig.3 Photos of geological characteristics of deep Pb-Zn polymetallic mineralization in western Xiangshan ore feild(a) in early stage (S1), quartz arsenopyrite vein and lateral alteration zone, the surrounding rock is rhyolite; (b) main metallogenic stage (S3) Pb-Zn polymetallic veins and surrounding rock rhyolite quartzite; (c) polymetallic mineralization in mudstone; (d) polymetallic mineralization in metamorphic rocks; (e) the chalcopyrite in quartz arsenopyrite vein (S1) is filled along the gap of cataclastic arsenopyrite; (f) idiomorphic, semiidiomorphic galena and sphalerite; (g) cataclastic irregular allochthonous pyrite; (h) late stage siderite; (i) carbonate alteration; (j) beresitization alterated wall rock; (k) chloritization of feldsphar; (l) fluid inclusion in sphalerite. Apy-arsenopyrite; Sp-sphalerite; Gn-gelenite; Ccp-chalcopyrite; Py-pyrite; Q-quartz; Ser-sericite; Chl-chlorite; Sd-siderite; Cal-calcite

3 結(jié)果與討論

3.1 分析結(jié)果

因為閃鋅礦等金屬礦物的Rb、Sr含量較低，甚至低于0.01×10-6，為了確定進行Rb-Sr同位素定年的可行性，首先對樣品進行了微量元素Rb、Sr的測試，然后根據(jù)測定結(jié)果計算了樣品的Rb/Sr值(表1)，結(jié)果顯示這組樣品的Rb、Sr含量較高，Rb/Sr值(0.013～0.330)變化明顯，說明該組樣品可以進行Rb-Sr等時線定年，年齡計算的數(shù)據(jù)擬合采用(Ludwig, 2001)編寫的ISOPLOT軟件，等時線回歸計算是87Sr/86Sr比值采用2%誤差，Sr同位素比值采用0.02%誤差。計算結(jié)果121.0±3.5Ma (MSWD=2.1)，87Sr/86Sr的初始值為0.714988±0.000028(圖5)。

表2列出了各階段礦石礦物及賦礦圍巖的Sr同位素組成。通過Sr同位素的組成對于成礦物質(zhì)來源進行判斷，為了避免放射性87Rb衰變對Sr同位素組成造成影響，將閃鋅礦、黃鐵礦、方鉛礦、方解石和毒砂中87Sr/86Sr值按照公式(87Sr/86Sr)i=87Sr/86Sr-87Rb/86Sr×(eλt-1)對于測試樣品的初始同位素進行計算，在此λ取1.42×10-11/a，礦石樣品t取值121Ma。由于成礦時代與賦礦地層有礦巖時差，必須考慮87Rb的衰變和87Sr的累積效應(yīng)，賦礦圍巖樣品中碎斑流紋巖和流紋英安巖年齡為132Ma(楊水源等, 2013)和135Ma(楊水源等, 2010)，其87Sr/86Sr值校正到成礦時代(121Ma)；計算結(jié)果見表2。

表1主成礦階段閃鋅礦單礦物Rb-Sr同位素組成

Table 1 Rb-Sr dating data for sphalerites from western Xiangshan ore field

樣品號樣品Rb(×10-6)Sr(×10-6)Rb/Sr87Rb/86Sr87Sr/86Sr (2σ)(87Sr/86Sr)iSD3-107bSD3-112bSD3-118bSD3-121bSD3-123bSD3-135b閃鋅礦0.20315.80.0130.03730.715027±0.0000160.7149610.5211.70.0440.12800.715217±0.0000150.7150020.3767.140.0530.15230.715246±0.0000170.7149780.4895.380.0910.69440.716154±0.0000120.7149591.384.180.3300.95670.716617±0.0000110.7149720.4692.350.1990.57780.715991±0.0000160.714998

從表2可以看出，不同階段礦石單礦物樣品初始Sr同位素組成變化較大，(87Sr/86Sr)i變化介于0.706114～0.718814。其中代表成礦早階段的2件毒砂(87Sr/86Sr)i分別為0.718814和0.718516，平均0.718665，代表鉛鋅礦化主成礦階段的黃鐵礦的(87Sr/86Sr)i變化介于0.713804～0.715151，平均0.714322 (n=3)，閃鋅礦的(87Sr/86Sr)i變化介于0.714961～0.715002，平均0.714978(n=6)。代表成礦晚階段的黃鐵礦(87Sr/86Sr)i分別為0.706712和0.709832，平均0.708272 (n=2)；方解石的(87Sr/86Sr)i為0.706114 (n=1)；方鉛礦的(87Sr/86Sr)i分別為0.711888和0.712558，平均0.712223 (n=2)。

表2相山鈾礦田西部地區(qū)深部鉛鋅多金屬礦化Rb-Sr同位素組成

Table 2 Rb-Sr isotopic composition of single grain minerals of ore

樣品號樣品類型Rb(×106)Sr(×106)87Rb/86Sr87Sr/86Sr(87Sr/86Sr)iLH05-1LH05-3LH06a-1LH06a-2LH06a-3晚階段(S4階段)方鉛礦0.04163.10.00190.7118950.711888 黃鐵礦0.4096.50.18220.7101410.709832方鉛礦0.04729.70.00450.7125680.712558 方解石0.10431.60.00950.7061230.706114黃鐵礦0.30512.70.06960.7068300.706712 SD3-107aSD3-124aSD3-135a主成礦階段(S3階段)黃鐵礦0.1585.240.08710.7153010.715151黃鐵礦0.1531.790.24620.7142250.713804黃鐵礦1.386.810.5880.7150150.714012D3-482-1D3-408-1早階段(S1階段)毒砂1.352.680.4880.7196520.718814 毒砂0.674.430.3370.7190940.718516 SD3-061含稀疏浸染狀硫化物流紋英安巖232651813.00370.7384510.716088SD3-063含稠密浸染狀硫化物流紋英安巖74.382.42.60960.7182740.713792SD3-064含星點狀硫化物流紋英安巖22642.915.26530.7423830.716128SD3-109流紋英安巖21391.36.75160.7253860.713778 SD3-118流紋英安巖173588.60330.7294030.714609SD3-121流紋英安巖15519.123.48920.7548780.714491 SD3-123流紋英安巖11224.912.9840.7368490.714522SD3-137流紋英安巖8935.57.26310.7279890.715497SD3-138流紋英安巖82.837.46.39710.7265980.71562SD3-184流紋英安巖30266.513.12590.7371820.714612SD3-189流紋英安巖35865.815.74010.7414730.714399 SD3-191流紋英安巖3141426.38150.7246670.713697SD3-164碎斑流紋巖34677.712.88230.7361620.714011SD3-156碎斑流紋巖1631822.59940.7202810.715813SD3-175碎斑流紋巖35898.510.52180.7307180.712632SD3-177碎斑流紋巖37471.715.09370.7391880.713231 SD3-211碎斑流紋巖32683.611.2860.7358140.716398

圖4 相山鈾礦田西部地區(qū)鉛鋅多金屬礦化階段和礦物生成順序簡圖(據(jù)劉軍港等, 2019b)Fig.4 Pb-Zn polymtallic mineralization stages from deep Pb-Zn polymetallic mineralization in western Xiangshan ore field (after Liu et al., 2019b)

3.2 討論

3.2.1 成礦時代及其意義

熱液礦物Rb-Sr等時線年齡測年的基本前提是同源、同時、封閉性、一致的(87Sr/86Sr)i以及具有不同的87Rb/86Sr(Nakaietal., 1990; Schneideretal., 2003; 李文博等, 2006)。實驗過程中，將閃鋅礦粉碎至200目以下，然后進行超聲波清洗，基本可排除次生包裹體的干擾，本次工作選擇未見或少見裂隙，且結(jié)晶較好的致密塊狀礦石為研究對象，這樣閃鋅礦單礦物純度相對比較高，盡量滿足Rb-Sr同位素測年的前提條件，另外閃鋅礦中包裹體發(fā)育，呈不規(guī)則狀(圖3l)，本文所利用的閃鋅礦Rb-Sr定年是直接將單礦物全溶，測其Rb-Sr同位素組成，來確定其形成年齡，也直接代表了成礦年齡。

圖5 相山鈾礦田西部地區(qū)深部鉛鋅多金屬礦化閃鋅礦Rb-Sr等時線Fig.5 Rb-Sr isochron for sphalerite from polymetallic mineralization in western Xiangshan ore field

由于Rb的流動性，極易形成開放系統(tǒng)，得到不正確的年齡。特別在樣品少的情況下，表現(xiàn)更為明顯，因此，我們也需判斷本次測定年齡的真假。前人認為假等時線可以通過以下方法判別(Petke and Diamond, 1996)：(1)在Rb/Sr比值變化不大的情況下，87Sr/86Sr與1/Sr呈正相關(guān)；(2)等時線截距明顯小于同時期地幔Sr同位素值，或明顯高于研究區(qū)同時期地殼Sr同位素值。本文等時線由6件樣品的測試結(jié)果擬合，符合常規(guī)等時線測量數(shù)目要求，Rb/Sr比值變化較大，并且87Rb/86Sr與1/Rb(圖6a)、87Sr/86Sr與1/Sr無相關(guān)關(guān)系(圖6b)，初始Sr同位素值合理，因此認為本年齡真實可靠，代表鉛鋅多金屬礦化階段的成礦年齡。

前人研究結(jié)果顯示，鉛鋅多金屬礦化蝕變礦物絹云母的39Ar/40Ar年齡為137.5～138.3Ma之間 (楊慶坤等, 2017)，處于礦田中生代火山巖漿活動階段，但是根據(jù)野外觀察可以看出，多金屬礦化明顯晚于圍巖火山巖(圖3a-d)，并且相山鈾礦田西部地區(qū)熱液活動頻繁，無論成礦前還是成礦后都有熱液活動，都能使礦物發(fā)生絹云母化，以上同火山活動時代接近的年齡更可能代表火山熱液活動的時代。故此該年齡應(yīng)不能代表多金屬礦化年齡。因此本次采用Rb-Sr同位素測年方法測定主成礦階段的礦石礦物閃鋅礦，得出精確年齡為121.0±3.5Ma，代表鉛鋅多金屬礦化主成礦期發(fā)生的時間。

相山鈾礦田的基底地層為中元古界變質(zhì)巖，遠遠早于多金屬成礦時代，本文不做討論。研究區(qū)蓋層主要為早白堊系打鼓頂組和鵝湖嶺組火山巖，為鉛鋅礦脈的主賦礦層位。楊水源等(2010)采用SHRIMP、LA-ICP-MS測定的流紋英安巖和流紋英安斑巖的年齡分別為135.1Ma和134.8Ma。陳正樂等(2013)采用鋯石SHRIMP微區(qū)U-Pb測年技術(shù)測定相山鈾礦田鵝湖嶺組碎斑流紋巖的年齡為134.1Ma，似斑狀花崗巖的年齡為134.7Ma，石英二長花崗斑巖的年齡為136.4Ma，流紋質(zhì)英安斑巖的年齡為137.4Ma。因此相山礦田的火山噴發(fā)年齡為134～137Ma，為一次短暫的火山-侵入活動。范洪海等(2005)采用單顆粒鋯石U-Pb同位素法測定火山期后的潛石英二長斑巖及煌斑巖脈的形成年齡分別為129.5Ma和125.1Ma。李子穎等(2014)測定混合花崗巖、輝綠輝長巖、石英二長斑巖和微晶輝綠巖單顆粒鋯石U-Pb年齡為385Ma、167Ma、127.1Ma、127.5Ma；彭中用等(2018)測定深部次火山巖形成時代為129.9±0.9Ma；王勇劍(2015)測定晚期中基性巖脈形成時代為107～90Ma。以上結(jié)果表明，相山地區(qū)是一個長期和多次的巖漿活動中心，這為相山地區(qū)形成鈾-多金屬礦化提供了基礎(chǔ)，但是多金屬成礦時代與圍巖存在一定的礦巖時差(約15Ma)，而與最晚期的次火山巖時代較為接近，而早于晚期的基性脈巖時代。因此礦床成因可能與火山活動后期次火山期后熱液作用有關(guān)。

圖6 相山鈾礦田西部地區(qū)深部鉛鋅多金屬礦化87Rb/86Sr-1/Rb (a)和1/Sr-87Sr/86Sr (b)關(guān)系圖Fig.6 Diagrams of 1/Rb vs. 87Rb/86Sr (a) and 1/Sr vs. 87Sr/86Sr (b) of sphalerites from polymetallic mineralization in western Xiangshan ore field

圖7 相山鈾礦田西部地區(qū)鈾礦化與多金屬礦化關(guān)系照片Hem-赤鐵礦；Fl-螢石Fig.7 The relationship between uranium mineralization and polymetallic mineralizationHem-hematite; Fl-fluorite

陳繁榮等(1990)分別對相山鈉交代型和螢石-水云母型礦化用瀝青鈾礦U-Pb法進行了測定，獲得了115.2Ma和97.6Ma兩期成礦年齡；陳迪云等(1993)對相山鈉長石化花崗斑巖Rb-Sr等時線定年，認為第一次成礦在鈉長石化之后，約為120Ma，第二期成礦為100Ma左右。李子穎等(2014)采用精淘瀝青鈾礦U-Pb定年結(jié)果顯示年齡集中于120～128Ma和90～110Ma兩個時間段，其中堿交代型鈾礦化年齡為128～115Ma，螢石-水云母型鈾礦化年齡104～98Ma，這代表了相山成礦作用集中于兩個時間段。從成礦年齡上來看，多金屬的礦化可能發(fā)生在堿交代作用發(fā)生前后，而明顯早于晚階段酸性交代期鈾礦化。本文對相山鈾礦田西部河元背八號帶的鉆孔(ZK9-10)巖心樣品進行詳細鏡下觀察發(fā)現(xiàn)，鉛鋅硫化物細脈切過早期堿交代的蝕變巖石(圖7a, d)，而明顯被晚期含鈾螢石脈交代(圖7b, c, e, f)。因此相山鈾礦田西部地區(qū)多金屬礦化的發(fā)生在鈾礦化堿交代階段之后，但是時代比較接近，而明顯早于晚期酸性交代鈾礦化階段，這與二者的成礦年齡數(shù)據(jù)相吻合。

圖8 相山鈾礦田西部地區(qū)鉛鋅多金屬礦化Rb-Sr同位素組成(a)礦石與圍巖Rb-Sr同位素組成對比；(b) (87Sr/86Sr)i-1/Sr圖解Fig.8 Rb-Sr isotopic composition of single grain minerals and host rocks of western Xiangshan Pb-Zn mineralization(a) the comparison diagram of Rb-Sr isotopic composition between ores and wall rocks; (b)diagram of (87Sr/86Sr)i vs. 1/Sr

3.2.2 成礦流體來源與演化

各個礦化階段的黃鐵礦顆粒不一，可見細小、呈他形、半自形細粒集合體和呈指紋狀、膠狀以及較為自形的粗粒黃鐵礦膠結(jié)在一起(圖3g)，反映黃鐵礦結(jié)晶空間局限或結(jié)晶時間較短，并且形成條件復(fù)雜或者疊加后期熱液作用，不利于同位素體系平衡，或者平衡遭受破壞。方鉛礦中Rb含量非常低(較黃鐵礦和閃鋅礦多低1～2個數(shù)量級)，導(dǎo)致其放射成因87Sr含量微乎其微，因此不是定年的理想礦物，上述表明，早、中、晚各個階段的黃鐵礦、方鉛礦和方解石同位素組成變化較大，樣品數(shù)據(jù)點較分散，不能給出有效的Rb-Sr等時線年齡，但其Sr同位素比值仍然顯示了重要的信息，結(jié)合閃鋅礦的Sr同位素比值可對礦床成因進一步約束。

由于多數(shù)硫化物87Rb/86Sr較低，介于0.0019～0.9567，平均0.2596，明顯小于1，因此(87Sr/86Sr)i誤差較小，且在誤差范圍內(nèi)一致，因此可以進行用(87Sr/86Sr)i進行源區(qū)示蹤(Pettke and Diamond, 1995, 1997; Hanetal., 2003)。成礦早階段圍巖蝕變較弱、礦物顆粒自形程度不高，顆粒細小(圖3a, e)，表明礦物沉淀速度較快或沉淀空間較為局限，流體與圍巖之間相互作用較弱，加之礦石礦物均為貧Sr礦物，因此按121Ma計算的毒砂初始Sr同位素組成應(yīng)能夠代表流體的Sr同位素特征，并接近流體源區(qū)的Sr同位素特征。成礦主階段和晚階段伴隨較強的碳酸鹽化蝕變，表明流體富Ca、CO2等組分，因此，主成礦階段硫化物Sr同位素組成可能受其他因素影響較大，反映的是初始成礦流體和其他流體的混合或者成礦流體進行水巖反應(yīng)特征。如此以來，早階段毒砂Sr同位素特征就成為探討成礦系統(tǒng)起因和流體來源的關(guān)鍵，對比早階段毒砂與相關(guān)地質(zhì)體的Sr同位素地球化學(xué)特征是揭示礦床成因的關(guān)鍵。

Faure (1986)計算求得大陸殼平均的87Sr/86Sr比值為0.719，代表上地幔同位素組成的大洋玄武巖87Sr/86Sr初始比值在0.704±0.0002范圍內(nèi)。早階段硫化物(87Sr/86Sr)i值明顯高于0.7100，接近大陸地殼的比值，因此成礦流體Sr應(yīng)為上地殼來源(Pettke and Diamond, 1995, 1997; Staudeetal., 2011)。由表2和圖8a, b可以看出：成礦流體與賦礦圍巖具有截然不同的演化趨勢，且早階段毒砂的(87Sr/86Sr)i值(0.718665)普遍高于成礦時賦礦圍巖(流紋英安巖(87Sr/86Sr)121Ma為0.712862、碎斑流紋巖(87Sr/86Sr)121Ma為0.712773)，說明成礦流體更富集放射成因Sr，如果成礦流體Sr主要來源于賦礦圍巖，那么很有可能為賦礦圍巖與成礦熱液不斷反應(yīng)，Rb/Sr比值比較高的火成硅酸鹽礦物分解，使得87Sr在成礦流體中逐漸積累。但本文認為這種可能性均不大，因為：賦礦圍巖為火成巖，巖石致密，不可能進行大范圍水巖反應(yīng)，即使有斷裂發(fā)育，早階段與礦化有關(guān)的圍巖蝕變也僅發(fā)育與礦脈兩側(cè)(圖3a, b)，蝕變強度小，反應(yīng)水巖反應(yīng)較弱，而且流體與賦礦圍巖的不斷反應(yīng)，必然會導(dǎo)致成礦晚期熱液富含87Sr/86Sr，但是中、晚階段的87Sr/86Sr卻明顯降低，因此排除水巖反應(yīng)導(dǎo)致的早期成礦流體高的Sr同位素組成。因此，成礦流體中的Sr可能并非主要來自于賦礦圍巖本身，即賦礦火山巖并非成礦流體的直接提供者，結(jié)合其初始Sr同位素比值，本文認為早期成礦流體可能來自深部的殼源巖漿體系，與本礦田的鈾成礦流體可能并非同一來源。

早階段到晚階段的87Sr/86Sr、(87Sr/86Sr)i明顯呈降低的趨勢(圖8b)，這表明自早階段的石英-毒砂階段(S1階段，早階段)到鉛鋅多金屬階段(S3階段，中階段)再到鉛鋅銀碳酸鹽階段(S4階段，晚階段)成礦流體性質(zhì)發(fā)生了變化，那么導(dǎo)致這一變化的原因有以下可能：(1) 成礦作用由同一種流體所致，隨著流體與圍巖相互作用的進行，流體系統(tǒng)的Sr同位素比值降低；(2) 不同階段為不同來源的流體混合。對于第一種可能，鉛鋅主成礦階段的單礦物(87Sr/86Sr)i與圍巖具有相似的組成(圖8b)，低于早階段，因此隨著成礦作用的進行，不排除圍巖中的Sr可逐漸影響成礦系統(tǒng)的可能，但是礦化特征顯示不存在大規(guī)模的圍巖蝕變，況且晚階段成礦流體的(87Sr/86Sr)i明顯低于圍巖的(87Sr/86Sr)i值(圖8b)，因此由該作用影響的(87Sr/86Sr)i的降低微乎其微。對于第二種可能，87Sr/86Sri-1/Sr圖解顯示了混合的Sr源(圖8b)，前文提及相山深部多金屬成礦流體可能與來自晚期的殼源巖漿體系，雖然有He-Ar同位素特征表明可能存在少量幔源流體加入，但是演化過程并無幔源流體增加的趨勢(劉軍港等, 2019a)，且在礦體附近無幔源巖漿體系的存在，因此應(yīng)該不存在幔源物質(zhì)不斷混合導(dǎo)致Sr同位素體系的降低可能；已有研究結(jié)果顯示，不同階段H-O同位素特征表明成礦流體演化過程伴隨著大氣降水的不斷混合，流體包裹體研究也已證實早階段深源含CO2的中-高鹽度流體和晚階段淺源富水低鹽度流體的混合的可能為鉛鋅礦化的主要原因(劉軍港，2017)，因此早階段至晚階段成礦流體Sr同位素顯著減低可能與大氣降水的不斷混合稀釋有關(guān)。

3.2.3 成礦動力學(xué)背景

毛景文等(2008)認為華南地區(qū)中生代主要金屬礦床成礦主要集中于3個階段，即晚三疊世(230～210Ma)的鎢錫鈮鉭成礦系列、中晚侏羅世(170～150Ma)的斑巖-矽卡巖銅礦和花崗巖有關(guān)的鎢錫多金屬礦床以及早中白堊世(134～80Ma)的淺成低溫?zé)嵋盒豌~金銀鈾礦床，本文所測的多金屬成礦時代與區(qū)域上淺成低溫?zé)嵋憾嘟饘俚V床成礦時代一致。此外，徐貽贛等(2013)采用閃鋅礦Rb-Sr同位素測年方法獲得冷水坑鉛鋅銀礦田成礦年齡為126.9±7.1Ma，張家菁等(2012)采用相同方法測得篁碧生米坑鉛鋅銀礦床成礦年齡為135Ma，也證明了區(qū)域存在早中白堊世的一期鉛鋅銀的成礦事件。研究表明，印支運動早期(二疊紀末或三疊紀初)，揚子板塊與華南陸塊之間發(fā)生俯沖-陸內(nèi)拼貼碰撞，華南原大地構(gòu)造性質(zhì)互異的各地質(zhì)單元，拼合為統(tǒng)一的剛-塑性塊體，此后，該區(qū)有了相對統(tǒng)一的地質(zhì)歷史(Gilderetal., 1995; Lingetal., 2003)。晚侏羅世(145±5Ma)以來，相山地區(qū)所處的華南陸塊經(jīng)歷了構(gòu)造格局的重大調(diào)整，地殼的受力狀態(tài)由擠壓轉(zhuǎn)換為板內(nèi)伸展，深部復(fù)雜的殼幔相互作用造成大陸巖石圈大面積伸展而形成了大量白堊紀斷陷盆地和變質(zhì)核雜巖，伴隨大規(guī)模的火山活動和巨量花崗質(zhì)巖漿侵位，并伴隨大爆發(fā)成礦(Gilderetal., 1996; 毛景文和王志良, 2000; Huetal., 2008, 2009; Hu and Zhou, 2012; 胡瑞忠等, 2015)。有部分學(xué)者認為，這可能與中生代地幔柱熱點作用有關(guān)(李子穎等, 1999)；而也有學(xué)者認為在早白堊世(135Ma左右)，古太平洋俯沖板塊改變了運動方向，由斜向俯沖調(diào)整到幾乎平行大陸邊緣沿NE方向走滑，導(dǎo)致中國東部構(gòu)造體制從近東西向的特提斯構(gòu)造域向北北東向的濱太平洋構(gòu)造域轉(zhuǎn)換從而引起了區(qū)域的伸展作用(Zhou and Li, 2000; 毛景文等, 2008; Chenetal., 2014) 。也有研究認為，這個拉張環(huán)境是由于太平洋板塊俯沖之后的板片后撤所引起的，持續(xù)的拉張作用導(dǎo)致地殼和巖石圈地幔逐漸減薄，軟流圈地幔上涌并底侵引發(fā)了廣泛的A型花崗質(zhì)巖漿作用(Li and Li, 2007; Jiangetal., 2009, 2011; 楊水源等, 2013)，并伴隨形成了淺成低溫?zé)嵋恒~金銀礦化系統(tǒng)和熱液型鈾礦的形成。結(jié)合相山已有研究，本文認為相山礦田內(nèi)鈾礦化和深部多金屬礦床均形成于早白堊世的板內(nèi)伸展環(huán)境，具有一致的構(gòu)造動力學(xué)背景。

4 結(jié)論

(1)江西相山鈾礦田深部多金屬礦化主成礦階段的閃鋅礦的Rb-Sr等時線年齡為121.0±3.5Ma，代表深部多金屬礦化主成礦年齡，與圍巖火山巖存在一定的礦巖時差，與晚期的次火山作用時代接近。多金屬礦化的形成略晚于堿交代鈾成礦期，明顯早于晚期酸性交代鈾成礦期。

(2)相山深部多金屬礦化初始成礦流體Sr同位素比值具有殼源特征，且明顯高于圍巖火山巖，成礦流體中并非主要來自于賦礦圍巖本身，而來自深部的殼源巖漿體系，可能與鈾成礦流體并非同一來源。多金屬成礦流體演化過程中受到大氣降水的不斷混合稀釋作用控制。

(3)相山礦田鈾礦化和多金屬礦化形成于早白堊世的華南板內(nèi)伸展作用背景，具有一致的成礦動力學(xué)背景。

致謝兩位匿名審稿人對論文提出了寶貴的建設(shè)性意見和建議，極大地提高了文章的質(zhì)量和討論深度；野外樣品采集得到曹建輝、司志發(fā)工程師的熱心幫助；微量元素和鍶釹同位素測試得到核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測試中心劉牧高級工程師和固體同位素實驗室顏妍工程師的大力支持與幫助；在此一并表示衷心感謝！