王曉虎郭 濤李效壯廖 華張文高趙新科賈鳳儀曹林杰

1.中國地質(zhì)科學院地質(zhì)力學研究所,北京 100081;

2.自然資源部古地磁與古構(gòu)造重建重點實驗室,北京 100081;

3.陜西地礦第一地質(zhì)隊有限公司, 陜西 安康 725099

0 引言

秦嶺造山帶是中國重要的地理及地質(zhì)分界,是華北板塊和揚子板塊之間的匯聚帶,也是一個巨型多金屬成礦帶。張國偉等(1995a,1995b,1997)將秦嶺造山帶劃分為華北板塊南緣、秦嶺微板塊和揚子板塊北緣三大陸殼單元,研究區(qū)南秦嶺構(gòu)造帶屬于秦嶺微板塊,北以商丹縫合帶為界,南至勉略縫合帶(圖1)。近年來,在陜西省安康市北部石泉、漢陰和旬陽一帶古生代地層中,發(fā)現(xiàn)了金礦床(點)60余處,西起石泉縣羊坪灣,東至旬陽市爛木溝,顯現(xiàn)出一條具有巨大潛力的金成礦帶。不少學者通過該金成礦帶及其西段羊坪灣、黃龍、長溝、鹿鳴等礦床研究認為金礦體賦存于下志留統(tǒng)梅子埡組,梅子埡組為金的礦源層提供了成礦的物質(zhì)基礎(chǔ),成礦流體多來源,中低溫成礦(李會民,1997;王民良,2007;李福讓等,2009;楊龍偉等,2018),成礦受安康北部脆-韌性剪切帶控制,剪切帶是金礦形成的導礦、運礦、容礦構(gòu)造,帶內(nèi)的S2面理與金富集成礦密切相關(guān)(馮明伸和楊建東,1994;王民良,2007;張康,2012;樊培賀,2015;韓珂等,2015,2017,2018;楊宏宇等,2015;高雅寧等,2016;楊興科等,2016;賈鳳儀等,2016;張康等,2020)。已有的研究主要在礦帶的西段,而且對礦床成因主要有兩種不同視角的認識,一種強調(diào)沉積-改造作用,認為成礦物質(zhì)來自原始礦源層,后期經(jīng)歷了花崗斑巖脈改造或變質(zhì)作用改造成礦(李會民,1997;李福讓等,2009;王瑞廷等,2013);另一種強調(diào)不同尺度構(gòu)造變形對成礦的控制作用,認為后期成礦熱液充填于韌性剪切帶S2面理疊加富集成礦(楊興科等,2016;韓珂等,2018)。作為一條延伸上百千米的成礦帶,礦帶東段的研究僅闡述了爛木溝礦區(qū)地質(zhì)特征、控礦條件及控礦因素、找礦方向等(焦金榮,2013;沙亞洲等,2013;王鵬等,2018)。礦帶東段的成礦作用特征以及礦帶東、西段成礦作用有何異同等尚未得到揭示。由此,文章通過爛木溝金礦床地質(zhì)特征和地球化學特征分析,并對比礦帶西段礦床的地球化學特征,探討南秦嶺構(gòu)造帶爛木溝金礦床成因,提出礦床成因類型,為礦帶找礦預測提供參考。

圖1 南秦嶺石泉—旬陽一帶地質(zhì)構(gòu)造略圖(據(jù)馮明伸和楊建東,1994;張國偉等,2001;楊興科等,2016;韓珂等,2020修改)Fig.1 Geologic sketch of the Shiquan-Xunyang area in the South Qinling Belt (modified from Feng and Yang, 1994; Zhang et al., 2001; Yang et al., 2016; Han et al., 2020)

1 區(qū)域地質(zhì)概況

南秦嶺構(gòu)造帶,夾持在商丹和勉略縫合帶之間,構(gòu)造帶內(nèi)發(fā)育的禮縣-山陽斷裂、鎮(zhèn)安-板巖鎮(zhèn)斷裂、舟曲-江口斷裂、迭部-武都斷裂、公館-十堰斷裂等,構(gòu)成了區(qū)內(nèi)構(gòu)造的基本格架(張國偉等,2001;圖1)。早古生代伸展裂陷階段,勉略洋打開,南秦嶺從揚子板塊裂解 (Dong and Santosh, 2016),晚古生代為穩(wěn)定臺盆—臺地沉積階段(劉寶珺和徐效松,1994;徐通,2016),中生代沿勉略帶進入俯沖—碰撞階段,勉略帶內(nèi)黑溝峽變質(zhì)雙峰式火山巖的Sm-Nd等時線年齡為242±21Ma,代表火山巖的變質(zhì)年齡,指示俯沖碰撞的時間為早—中三疊世(李曙光等,1996;徐通,2016;Dong and Santosh, 2016);在晚三疊世,隨著勉略洋的閉合,進入碰撞造山后調(diào)整階段。由于造山隆升,深部構(gòu)造熱衰減,勉略帶內(nèi)發(fā)生晚造山期伸展垮塌作用,形成勉縣、青峰等一系列伸展斷陷盆地,同時沿勉略縫合帶南側(cè)發(fā)育巨大碰撞擠壓、向外的逆沖推覆構(gòu)造和前陸沖斷褶皺,產(chǎn)生了前陸斷褶帶前緣的前陸盆地(T3—J1-2),標志板塊俯沖碰撞造山過程到了最后完成階段,晚侏羅世進入陸內(nèi)造山構(gòu)造演化階段(張國偉等,2019)。

南秦嶺構(gòu)造帶地質(zhì)構(gòu)造復雜,斷裂構(gòu)造多期次疊加。局部地區(qū)見前震旦或老的基底巖系,蓋層主要包括震旦系陸緣裂谷沉積-火山沉積巖系、下古生界寒武系—奧陶系—志留系和上古生界泥盆系—石炭系—二疊系,部分地區(qū)有至下三疊統(tǒng)的連續(xù)沉積,整體屬陸緣海-邊緣海沉積環(huán)境,其上即為陸相沉積地層(張國偉等,2001)。

石泉-旬陽金礦化帶位于南秦嶺構(gòu)造帶的中部,揚子板塊北緣巴山弧形構(gòu)造帶東側(cè),呈北西—南東向展布,出露基底地層由中元古代耀嶺河群、鄖西群的火山巖系組成,蓋層由寒武系—志留系的碎屑-化學沉積巖系組成,地層普遍遭受變質(zhì)作用,以中低綠片巖相為主(圖1)。

礦帶整體位于石泉-神河推覆構(gòu)造帶中(馮明伸和楊建東,1994;楊興科等,2016;圖1a),礦帶已探明數(shù)處規(guī)模不等的金礦床或礦化點。其中,較大的礦床有長溝、羊坪灣、黃龍、金斗坡、八廟溝、石板溝、鹿鳴等,金礦主要賦存在區(qū)內(nèi)廣泛出露的早古生代地層中。爛木溝礦床即產(chǎn)于該礦帶的東段(圖1b)。

2 礦床地質(zhì)特征

礦區(qū)及外圍地層主要呈北西西向展布,出露有泥盆系大楓溝組 (D2d)、志留系梅子埡組(S1m)、志留系大貴坪組(S1d)以及奧陶系二道橋組(Oer)。二道橋組由黑云母石英片巖、碳酸鹽巖、炭硅質(zhì)巖、酸性-基性變質(zhì)火山巖等組成,底部往往為含炭石英巖、炭質(zhì)千枚巖、炭質(zhì)片巖或灰白色石英巖,其上與大貴坪組整合接觸。大貴坪組由黑色含炭石英巖、炭質(zhì)片巖、含炭千枚巖夾少量細晶白云巖或細晶灰?guī)r透鏡體組成,與上覆梅子埡組整合接觸。梅子埡組由二云石英片巖、含石榴石千枚巖夾變質(zhì)粉砂巖、深灰色絹云千枚巖,含炭千枚巖夾石英砂巖、變質(zhì)細砂-粉砂巖、細晶灰?guī)r組成,與上覆大楓溝組斷層接觸或被其超覆。大楓溝組由陸源碎屑巖、泥質(zhì)巖和碳酸鹽巖組成。

區(qū)域性的斷裂和褶皺構(gòu)造展布方向總體上與地層一致,斷裂傾向北,傾角為65°～75°,局部發(fā)育閃長玢巖脈(圖2a)。礦區(qū)范圍內(nèi)斷裂和褶皺構(gòu)造發(fā)育。斷裂走向北西西,傾向北北東,傾角一般是50°～80°。礦區(qū)層間褶皺較為發(fā)育,軸面北北東傾和南傾均有,傾角為65°左右。黑虎廟脆-韌性剪切帶為主要控礦構(gòu)造,剪切帶長約9.6 km,寬度30～80 m,總體走向北西西,傾向北北東,傾角約70°(圖3)。從剪切帶向兩側(cè),巖石變形變質(zhì)逐漸減弱,說明應(yīng)變集中且強烈的區(qū)域有利成礦。剪切帶沿走向呈舒緩波狀,在爛木溝以東逐漸收縮變窄呈線狀(圖2b)。黑虎廟剪切帶不僅在空間上控制著礦化蝕變帶的展布,而且還控制著圍巖蝕變的空間分帶。礦區(qū)巖石普遍經(jīng)歷了區(qū)域動力變質(zhì)作用,剪切帶內(nèi)多見片巖,石英定向拉長,黃鐵礦呈條帶狀分布,平行于片理產(chǎn)狀。

礦區(qū)范圍內(nèi)未見巖漿巖出露,區(qū)域上僅出露少量閃長玢巖脈(圖2)。

圖2 爛木溝金礦地質(zhì)圖(據(jù)楊增濟等,1990修改)Fig.2 Geologic map of the Lanmugou gold deposit (modified from Yang et al., 1990)

礦區(qū)內(nèi)礦體主要有3條,分別為Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ號礦體,產(chǎn)于剪切帶內(nèi)的蝕變黑云母石英片巖或石英黑云母片巖中,礦體總體呈南東東—北西西向展布,呈層狀、似層狀產(chǎn)出,具膨脹收縮、分枝復合現(xiàn)象。礦體產(chǎn)狀與地層產(chǎn)狀基本一致,一般走向90°～110°,傾向北北東,傾角65°～75°。礦體平均厚度0.94～2.9 m,礦床Au平均品位2.48 g/t(圖4)。

圖4 爛木溝金礦31號勘探線剖面圖Fig.4 Profile of No.31 exploration line in the Lanmugou gold deposit

礦石構(gòu)造有片狀構(gòu)造、帶狀構(gòu)造和浸染狀構(gòu)造,結(jié)構(gòu)主要有變晶結(jié)構(gòu)、交代結(jié)構(gòu)和粒狀結(jié)構(gòu)。礦石礦物有黃鐵礦、磁黃鐵礦、黃銅礦、鈦鐵礦、閃鋅礦、方鉛礦等,脈石礦物主要有黑云母、石英、綠泥石、鈉長石、方解石等。金以自然金和粒間金形式存在,石英是金的主要載體礦物,分布于石英的粒間,或包裹于石英中或分布于巖石裂隙及空隙中。與金礦成礦有關(guān)的蝕變礦物有黑云母、綠簾石、硬綠泥石、石榴子石、陽起石、透閃石、矽線石等。

3 礦床地球化學特征

3.1 采樣地點及測試方法

樣品采自爛木溝礦區(qū)爛木溝剖面、廟溝剖面,研究過程中對礦石黃鐵礦和地層中的黃鐵礦進行了識別(圖5),并在挑樣過程進行區(qū)別。采樣位置見圖3。

圖5 爛木溝礦區(qū)地層中黃鐵礦及礦石中黃鐵礦和石英Fig.5 Pyrite and quartz in the ores and pyrites from the strata in the Lanmugou mining area

將野外采集的巖(礦)石樣品送至河北廊坊中鐵物探勘查有限公司挑選單礦物,單礦物純度可達99%以上。單礦物微量稀土元素分析在國家地質(zhì)實驗測試中心完成,采用等離子質(zhì)譜儀(PE300D)進行測試,檢測的方法和依據(jù)為DZ/T0223-2001。

氫、氧、硫、鉛同位素測試均由核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測試研究中心完成。用于分析測試氫氧同位素的石英樣品主要采自礦區(qū)圍巖中的石英脈。測試前先要清洗樣品、去吸附水和次生包體。氫同位素分析采用爆裂法從樣品中提取原生流體包裹體中的水,然后用鋅置換水中的氫并送至質(zhì)譜儀分析測試,精度為±2‰;氧同位素分析采用BrF5法,精度±0.2‰。所用儀器為MAT-253 EM型質(zhì)譜儀,以V-SMOW為標準。硫同位素分析中,將硫化物樣品以氧化亞銅作氧化劑制備測試樣品,分析檢測方法和依據(jù)為DZ/T0184.14-1997《硫化物中硫同位素組成的測定》,儀器型號為Delta v plus質(zhì)譜儀,采用V-CDT國際標準,分析精度±0.2‰。鉛同位素測試用ISOPROBE-T型號熱表面電離質(zhì)譜儀分析,檢測方法和依據(jù)為DZ/T0184.12-1997《巖石、礦物中微量鉛的同位素組成的測定》,精度為±0.2‰。

Re-Os同位素測年在國家地質(zhì)實驗測試中心完成,測試用的是TJA X-series型電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS),分析測試方法詳見相關(guān)文獻杜安道等(1994,2001)。

3.2 礦物稀土、微量元素地球化學特征

此次測試黃鐵礦樣品稀土、微量元素含量及比值如表1所示。從表1可知,地層中黃鐵礦ΣREE含量低,為2.16×10-6～22.90×10-6,礦石中黃鐵礦ΣREE高于地層中黃鐵礦,為4.04×10-6～51.74×10-6。地層樣品中黃鐵礦w(Co)較低,在67.60×10-6～208.00×10-6,波動較大,w(Ni) 略高于w(Co),為108.00×10-6～585.00×10-6。

表1 爛木溝金礦巖(礦)石黃鐵礦微量、稀土元素含量及特征值(WB/×10-6)Table 1 Contents and characteristic values of the trace and rare earth elements of pyrite in the rocks(ores) from the Lanmugou gold deposit(WB/×10-6)

3.3 同位素地球化學特征

3.3.1 硫同位素

硫同位素測試結(jié)果(表2)顯示,礦石中黃鐵礦的δ34S值介于9.9‰～12.9‰,均值為11.27‰;地層中的黃鐵礦δ34S值介于14.4‰～20.7‰,均值為16.97‰;李福讓等(2009)在羊坪灣金礦床測得磁黃鐵礦且黃鐵礦δ34S值介于7.5‰～11.7‰,均值為9.76‰。

表2 石泉—旬陽金礦帶中礦床礦石及地層中黃鐵礦硫同位素組成Table 2 Sulfur isotopic compositions of pyrites and pyrrhotite in the ores, deposits and strata from the Shiquan-Xunyang gold ore belt

3.3.2 鉛同位素

爛木溝金礦區(qū)鉛同位素測試結(jié)果見表3。由表可知,爛木溝金礦床礦石中硫化物206Pb/204Pb=18.560～20.206,207Pb/204Pb=15.668～15.708,208Pb/204Pb=38.257～38.860;地層中硫化物的206Pb/204Pb值為18.502～20.086,207Pb/204Pb值為15.644～15.788,208Pb/204Pb的值為38.475～38.907。鉛同位素參數(shù)由Geokit軟件(路遠發(fā),2004)計算所得。

表3 爛木溝金礦床黃鐵礦中鉛同位素組成及特征Table 3 Lead isotopic compositions in pyrites from the Lanmugou gold deposit

3.3.3 氫氧同位素

爛木溝礦區(qū)礦石中石英氫氧同位素組成見表4,石英的δ18OV-SMOW值為13.5‰～15.9‰,平均值為14.7‰,換算成流體的δ18O水值介于0.5‰～2.9‰,平均值為1.7‰,δDV-SMOW值為-77.8‰～-71.3‰,平均值為-74.55‰。由于爛木溝礦床研究尚處初步階段,流體包裹體測溫還未進行,文內(nèi)換算中用到的均一溫度根據(jù)王鵬等(2018)在礦帶西段羊坪灣礦床測得的結(jié)果,按石英流體包裹體測溫數(shù)據(jù)均值200.8 ℃計算,測溫區(qū)間為160～260 ℃。李福讓等(2009)在羊坪灣金礦床測得δ18O水值介于2.96‰～5.03‰(δ18O水值取原文平均值),平均值為4.28‰,δDV-SMOW值為-86‰～-66‰,平均值為-76.8‰。

表4 石泉—旬陽金礦帶金礦床及旬陽地區(qū)志留系地層的氫氧同位素組成Table 4 Hydrogen and oxygen isotopic compositions in the Shiquan-Xunyang gold ore belt and the Silurian in the Xunyang area

3.3.4 Re-Os同位素

此次對爛木溝金礦礦石中黃鐵礦進行Re、Os同位素測試,結(jié)果見表5。采用ISOPLOT程序?qū)y試數(shù)據(jù)進行計算,所得5個點等時線年齡為202±13Ma,初始187Os/188Os為2.9±1.1(圖6a),序號1～4點等時線年齡202±12 Ma,初始187Os/188Os為3.08±0.68(圖6b)。由于測試對象為黃鐵礦,礦物本身Re、Os含量低,造成等時線誤差較大。

圖6 爛木溝金礦礦石中的黃鐵礦Re-Os等時線年齡Fig.6 Re-Os isochron ages for pyrites from the Lanmugou gold deposit

表5 爛木溝金礦礦石中的黃鐵礦Re-Os同位素Table 5 Re-Os isotopic compositions in pyrites from the Lanmugou gold deposit

4 討論

4.1 成礦物質(zhì)來源

礦區(qū)地層中黃鐵礦與礦石中黃鐵礦的微量元素含量變化趨勢總體一致,但Co/Ni比值相差較大。Co和Ni是黃鐵礦中常見的微量元素,常以類質(zhì)同象的形式替代黃鐵礦中的Fe,利用黃鐵礦Co、Ni元素含量及相關(guān)比值來探討其形成環(huán)境和礦床成因。研究表明,內(nèi)生和外生條件下形成的黃鐵礦具有不同的 Co/Ni 值,其中與火山成因有關(guān)的黃鐵礦其比值一般>1,通常5～50,平均為8.7;熱液成因的黃鐵礦 1

圖7 爛木溝金礦床礦石和地層中黃鐵礦稀土元素配分圖Fig.7 REE distribution of pyrite in ores and strata from the Lanmugou gold deposit

硫是大多數(shù)礦床中最重要的成礦元素之一,硫來源的研究可以為流體和物質(zhì)來源提供重要信息。因為在熱液成礦作用中存在同位素的分餾效應(yīng),使得熱液形成的硫化物δ34S值一般不等于熱液δ34SΣS值,所以在判斷硫源時,必須依據(jù)硫化物沉淀期間熱液的總硫同位素組成 (δ34SΣS)(Ohmoto and Rye, 1997)。爛木溝金礦床的硫化物以黃鐵礦為主(90%以上),指示其主成礦期成礦流體具低氧逸度,且溶液中以某一種含硫原子團(H2S或SO2-4)為主,這些金屬硫化物的δ34S基本上反映了熱液的δ34SΣS, 因此, 成礦熱液的δ34SΣS可以近似等于硫化物的δ34S。 從硫同位素看,爛木溝金礦硫同位素組成穩(wěn)定,指示了礦石硫源的均一性,說明該礦床硫的來源較為均一。礦石δ34S值雖低于地層硫,但總體上顯示一定的親緣性。從圖8看,礦石黃鐵礦中的δ34S值在沉積巖區(qū)、變質(zhì)巖區(qū)范圍內(nèi)。同時,礦帶西段羊坪灣礦床S同位素與礦帶東段爛木溝礦床S同位素較為接近。

圖8 石泉-旬陽金礦帶硫同位素分布圖(據(jù)韓吟文等,2003修)Fig.8 Sulfur isotopic distribution in the Shiquan-Xunyang gold deposit belt (modified from Han et al., 2003)

在206Pb/204Pb-207Pb/204Pb和206Pb/204Pb-208Pb/204Pb圖(圖9)上,礦石鉛與地層鉛組成一致,且鉛同位素的組成范圍較寬,數(shù)據(jù)集中在造山帶線附近及其與上地殼線之間,并更接近于造山帶線,表明了鉛的來源為混合來源。朱炳泉等(1998)研究發(fā)現(xiàn)通過207Pb/204P和208Pb/204Pb的變化能夠反映源區(qū)的變化,并且根據(jù)不同成因類型礦石鉛的資料和已知成因礦石鉛資料,提出不同成因類型的礦石礦物Δβ-Δγ圖解。 依據(jù)樣品208Pb/204Pb和207Pb/204Pb相對于同時代地幔的208Pb/204Pb和207Pb/204Pb的偏差值Δβ和Δγ,做出爛木溝金礦黃鐵礦Pb同位素和地層巖石中Pb同位素的Δβ-Δγ圖解(圖10),數(shù)據(jù)點均落入上地殼與地幔混合的俯沖帶鉛范圍內(nèi)。結(jié)合鉛同位素構(gòu)造模式圖(圖9)和Δβ-Δγ成因分類圖解(圖10),認為鉛源具有殼、幔混合特征。

圖9 爛木溝金礦黃鐵礦鉛同位素構(gòu)造模式圖(據(jù) Zartman and Doe, 1981修改)Fig.9 Lead isotopic diagram of pyrites from the Lanmugou gold deposit (modified from Zartman and Doe, 1981)

圖10 爛木溝金礦鉛同位素Δβ-Δγ成因分類圖解(據(jù)朱炳泉等,1998修改)Fig.10 Δβ-Δγ genetic classification diagram of lead isotope in the Lanmugou gold deposit (modified from Zhu et al., 1998)

結(jié)合區(qū)內(nèi)地層中有一套未劃分的中基性火山巖系,以及微量、稀土元素,S、Pb同位素和187Os/188Os初始值信息,推斷爛木溝金礦成礦物質(zhì)主要來源于地層,更可能來自地層中的火山巖夾層。

4.2 成礦流體來源及屬性

爛木溝金礦石英的δD值為-77.8‰～-71.3‰,δ18O水的值為0.5‰～2.9‰,在δ18O-δD關(guān)系圖上(圖11),礦區(qū)成礦流體的H-O同位素組成落在巖漿水和變質(zhì)水附近,并且在雨水線與沉積巖區(qū)中間位置,與區(qū)域上硅質(zhì)巖和地層中脈石英相比,局部較為接近,表明爛木溝金礦成礦流體具有多屬性,由于礦區(qū)地層為變質(zhì)巖系,且含中基性火山巖夾層,由此推斷成礦流體主要源自建造水,后經(jīng)歷區(qū)域變質(zhì)作用及大氣降水的加入,在流體萃取火山巖層成礦物質(zhì)的過程中,具備了巖漿水和變質(zhì)水的屬性,顯示了混合源的特征,就成礦流體屬性而言,總體應(yīng)屬變質(zhì)流體。與羊坪灣金礦同位素對比,羊坪灣金礦流體更接近變質(zhì)水與巖漿水。

圖11 石泉-旬陽金礦帶成礦流體及旬陽地區(qū)地層流體δ18O-δD圖解(據(jù)Taylor, 1997;陳岳龍等,2005修改)Fig.11 δ18O-δD diagram of ore-forming fluids in the Shiquan-Xunyang gold belt and fluids of strata in the Xunyang area(modified from Taylor, 1997 and Chen et al., 2005)

4.3 成礦時代及礦床成因分析

爛木溝礦區(qū)位于南秦嶺石泉-神河構(gòu)造巖片,礦體賦存于脆-韌性剪切帶內(nèi),說明爛木溝金礦床成礦與中—晚三疊世秦嶺碰撞造山密切相關(guān)。文中獲得爛木溝金礦黃鐵礦Re-Os同位素的等時線年齡202±12 Ma,與同一礦帶西段的羊坪灣金礦床黃鐵礦Rb-Sr同位素年齡208±0.88 Ma(高懷雄等,2016)較一致,說明該等時線年齡較為可信,爛木溝金礦形成于晚三疊世末期—早侏羅世早期。

從秦嶺造山帶地質(zhì)演化歷史分析,推覆構(gòu)造主體形成于236～213 Ma(朱華平和付靜茹,2004),韌性剪切作用即發(fā)育于此期間,之后進入后碰撞調(diào)整階段,表現(xiàn)為勉略帶發(fā)生伸展垮塌作用(～200 Ma;Dong and Santosh, 2016),形成勉縣、青峰等一系列早侏羅世伸展斷陷盆地(Dong et al., 2011; 張國偉等,2019)。因此,金礦形成于秦嶺碰撞造山背景下的伸展階段。

石泉-旬陽金礦化帶西段金礦床的研究表明,脆-韌性剪切帶至少存在3期構(gòu)造變形,金礦的形成與第2期(S2)構(gòu)造變形密切相關(guān),礦體產(chǎn)狀受S2構(gòu)造面理控制,成礦流體充填于早期形成的脆-韌性剪切帶面理,礦物沉淀富集(高雅寧等,2016;楊興科等,2016;韓珂等,2018,2020),金成礦作用滯后于剪切作用過程。同時,注意到韌性剪切與成礦時代在誤差范圍內(nèi)較為接近,推斷成礦是在韌性剪切帶持續(xù)演化過程中形成。剪切構(gòu)造變形過程中,剪切帶在不同構(gòu)造層次上同時表現(xiàn)出不同的變形特征,成礦元素從深部韌性(超韌性)剪切變形域中活化遷出,沿剪切帶向上遷移到中、淺層次的脆韌性、脆性變形域中沉淀富集(陳柏林等,1999;劉貴,2020),構(gòu)造熱事件與成礦事件屬于同一演化過程的產(chǎn)物,只是礦質(zhì)的沉淀時間要略晚于深層次的韌性變形,而與賦礦部位的脆韌性變形幾乎是同步的(王義天等,2004;劉貴,2020)。因此,推斷爛木溝金礦成礦過程中,俯沖碰撞擠壓引起地層的區(qū)域變質(zhì)脫水及大氣降水補充是形成成礦流體的關(guān)鍵,流體萃取火山巖中的成礦物質(zhì)形成成礦流體上升,在碰撞后的伸展階段,上升的成礦流體到達脆-韌性剪切帶中,利用了剪切帶片理,礦物沉淀富集,形成爛木溝金礦床,成礦類型為造山型金礦床。

5 結(jié)論

(1)獲得爛木溝金礦礦石中黃鐵礦Re-Os同位素年齡為202±12 Ma,結(jié)合區(qū)域構(gòu)造演化歷史和金礦成礦特征,推斷爛木溝金礦形成于晚三疊世末期—早侏羅世早期。

(2)成礦流體來源于建造水和大氣降水,在區(qū)域變質(zhì)和流體萃取成礦物質(zhì)的過程中,具備了巖漿水和變質(zhì)水的屬性,總體應(yīng)屬變質(zhì)流體;成礦物質(zhì)來源于地層中基性火山巖夾層。

(3)爛木溝金礦是在早古生代含金背景較高的地層基礎(chǔ)上,經(jīng)擠壓變形和區(qū)域變質(zhì)作用,流體萃取中基性火山巖系的成礦物質(zhì),之后沿韌性剪切帶向上運移,并在晚三疊世末期—早侏羅世早期秦嶺造山帶碰撞后的伸展階段,充填于脆-韌性剪切帶片理中,富集成礦,成礦類型為造山型金礦床。