彭建堂 王川 李玉坤 胡阿香 魯玉龍 陳憲佳

1.中南大學地球科學與信息物理學院，有色金屬成礦預測與地質(zhì)環(huán)境監(jiān)測教育部重點實驗室，長沙 4100832.中國科學院地球化學研究所，礦床地球化學國家重點實驗室，貴陽 5500813.湖南城市學院土木工程學院，益陽 4130004.湖南科技大學資源環(huán)境與安全工程學院，湘潭 410201

賦存于變質(zhì)地體中的金礦床，約占世界巖金儲量的60%，是世界上最重要的金礦類型(Grovesetal.,1998,2003;Goldfarbetal.,2005)。產(chǎn)于淺變質(zhì)巖中金礦床的成因，一直是國際礦床學界的研究熱點和難點(Grovesetal.,2003;Goldfarbetal.,2005)。這些金礦在成因上究竟是造山型金礦，還是侵入巖有關的金礦？很難進行有效判別。因為許多淺變質(zhì)地體中這兩類金礦的地質(zhì)、地球化學特征存在諸多相同或相似之處(Goldfarbetal.,2000,2005;Hartetal.,2002;Grovesetal.,2003;Hart,2005,2007；Hart and Goldfarb,2005)，而金礦形成的時間也難以準確測定，致使這類變質(zhì)地體中很多金礦的成因被弄混淆(Hart and Goldfarb,2005)。

湘中是全球最重要的銻金礦成礦省，該區(qū)前寒武紀淺變質(zhì)巖中賦存了大量的金礦床(圖1)，但這些金礦的形成時代和成因類型一直存在爭議(羅獻林，1989，1991；鐘東球，1990；黎盛斯，1991；梁華英，1991；史明魁等，1993；李恒新，1995；李偉等，2016；彭建堂等，2017)。近年來在該區(qū)一些金(銻)礦中新發(fā)現(xiàn)了不同規(guī)模的鎢礦體或鎢礦化(李惠純等，2016；裴科等，2017；彭建堂，2019)，這為人們利用白鎢礦來解決該區(qū)變質(zhì)巖中金礦的成礦時代和礦床成因提供了可能。

包金山金礦床位于湘中白馬山-龍山-紫云山金礦帶的東段(圖1)，紫云山巖體北緣的外接觸帶(圖2)。因為發(fā)現(xiàn)較晚，該礦的研究程度較低，前人僅對其流體包裹體(鞠培姣等，2016)和礦區(qū)出露的長英質(zhì)脈巖(魯玉龍等，2017a)進行過研究，該礦的準確形成時間和礦床成因，目前尚不清楚。最近在該礦區(qū)發(fā)現(xiàn)有鎢礦化，前人也對其地質(zhì)特征進行了簡單的報道(裴科等，2017)，但該區(qū)白鎢礦的礦物學特征、元素地球化學和同位素地球化學特征，尚不清楚。在野外調(diào)研和室內(nèi)鏡下研究的基礎上，本文對該區(qū)白鎢礦的地質(zhì)特征進行歸納總結(jié)，利用X射線衍射(XRD)、電子探針(EMPA)、電感耦合等離子質(zhì)譜(ICP-MS)、同位素稀釋法-質(zhì)譜分析(ID-MS)等多種測試手段，對該區(qū)白鎢礦開展了主量元素、微量元素(含稀土元素)、Sm-Nd同位素和Sr同位素地球化學研究，精確確定了該礦的形成時間，探討了其成礦物質(zhì)來源，并結(jié)合區(qū)域上最新的年代學資料，進一步討論了湘中地區(qū)印支期的成礦作用，揭示了湘中一帶金礦床的成因，以期推動華南印支期成礦作用的深入研究。

圖1 湘中白馬山-龍山-紫云山金礦帶金礦分布(地質(zhì)圖據(jù)湖南省地質(zhì)礦產(chǎn)局,2002(1)湖南省地質(zhì)礦產(chǎn)局.2002.1/150萬湖南省地質(zhì)圖修改；金礦床(點)據(jù)康如華，2002、孫際茂等，2007)Fig.1 Distribution map of gold deposits in the Baimashan-Longshan-Ziyunshan gold mineralization belt,central Hunan (gold deposits adopted from Kang,2002;Sun et al.,2007)

圖2 湘中紫云山地區(qū)花崗巖及礦床(點)分布圖(據(jù)毛衛(wèi)紅等，2000(2)毛衛(wèi)紅,李鳳輝,曹愛軍.2000.湖南省雙峰縣包金山金礦勘探地質(zhì)報告.湖南有色二總隊地質(zhì)報告修改)Fig.2 Geological map of the Ziyunshan pluton and gold deposits,central Hunan

1 礦床地質(zhì)特征

包金山礦區(qū)出露的地層為新元古界板溪群的馬底驛組(圖3)。該地層為一套淺變質(zhì)的泥質(zhì)、粉砂質(zhì)碎屑巖，大體可分為三個巖性段：第一段為變質(zhì)砂巖段(Pt3bnm1)，其基本被紫云山巖體侵蝕殆盡；第二段為鈣質(zhì)板巖段(Pt3bnm2)，其巖性主要為深灰色條帶狀板巖、斑點板巖，以及粉砂質(zhì)和砂質(zhì)板巖，常夾有灰?guī)r透鏡體或鈣質(zhì)條帶，厚度1300m；第三段為砂質(zhì)板巖段(Pt3bnm3)，巖性為深灰色絹云母板巖、砂質(zhì)和粉砂質(zhì)板巖等，厚度530m。包金山礦區(qū)的礦體均賦存于板溪群的鈣質(zhì)板巖段(Pt3bnm2)(圖3)。

礦區(qū)褶皺構(gòu)造不發(fā)育，總體上為一向北傾斜的單斜構(gòu)造，地層傾角為20°～30°。該區(qū)斷裂構(gòu)造發(fā)育，主要有近EW向、NE向、近SN向和NW向4組斷裂。其中，近EW向斷裂是紫云山環(huán)狀拆離斷層的一部分，主要由近平行的斷裂F9和F7組成，傾向北，傾角為46°～77°，均表現(xiàn)出張剪性的特征，整體上表現(xiàn)為右旋的剪切構(gòu)造體系，控制著金坑沖-包金山-王家灣整個礦帶的空間展布(毛衛(wèi)紅等，2000)。在兩者之間發(fā)育NW向和NEE向兩組次級斷裂，前者為向南傾的張性斷裂，為主容礦構(gòu)造；后者為向北傾的剪性斷裂，斷裂較緊閉，局部容礦，它們聯(lián)合控制著礦體的產(chǎn)出。

礦區(qū)出露的巖漿巖主要為長英質(zhì)脈巖，地表受風化影響多呈灰白色，坑道中顏色稍深。這些脈巖走向為NW向，傾向NE，斷續(xù)出露，且穿插礦體，在其上、下盤常存在厚且富的金礦體。坑道中亦可見脈巖被石英脈錯斷的現(xiàn)象，但這些脈巖又明顯受到后期熱液作用的影響：坑道中采集的標本顏色明顯偏綠(綠泥石化)，斑晶輪廓較模糊；鏡下可見長石斑晶發(fā)生了絹云母化和綠泥石化、石英斑晶被溶蝕成渾圓狀或半渾圓狀(魯玉龍等，2017a)。

在包金山礦區(qū)，礦體主要賦存于板溪群馬底驛組第二段的鈣質(zhì)板巖中，嚴格受近EW向斷裂構(gòu)造帶的控制(圖3)。礦區(qū)存在破碎帶蝕變巖型和石英脈型兩類金礦，但以石英脈型為主，目前該礦累計探明金的儲量達5噸以上，達到中型金礦的規(guī)模(毛衛(wèi)紅等，2000)。石英脈型金礦主要有脈狀和筒狀兩類礦體。其中脈狀礦體，石英脈多呈雁形排列，走向NW，傾向SW，傾角為45°～67°；礦體沿走向方向延伸較短，一般為20m左右，傾向延深相對較大，礦體厚度為0.2～2.0m(毛衛(wèi)紅等，2000)。筒狀礦體的走向和傾向，與脈狀礦體大致相近，但規(guī)模相對較大，厚度達數(shù)米到十多米，傾向延深可達100m。金礦化主要分布于石英脈與圍巖的接觸部位，靠近圍巖的石英脈中常見明金，但金品位變化較大。破碎帶蝕變巖型金礦主要發(fā)育于F9斷層破碎帶及其上、下盤的層間破碎帶中，呈脈狀、似層狀產(chǎn)出。

圖3 包金山金鎢礦床的礦區(qū)地質(zhì)簡圖(據(jù)毛衛(wèi)紅等，2000修改)Fig.3 The sketch geological map of the Baojinshan gold deposit,central Hunan

礦石礦物成分比較簡單，除自然金外，還有磁黃鐵礦、白鎢礦以及少量黃鐵礦和黃銅礦，局部地段可見輝銻礦；脈石礦物主要為石英和方解石，另有少量鐵白云石、絹云母和綠泥石。礦石構(gòu)造以浸染狀構(gòu)造為主，次有塊狀構(gòu)造、脈狀構(gòu)造和條帶狀構(gòu)造。礦石結(jié)構(gòu)以充填交代結(jié)構(gòu)、它形粒狀結(jié)構(gòu)和壓碎結(jié)構(gòu)為主，次有溶蝕結(jié)構(gòu)、包含結(jié)構(gòu)、自形-半自形粒狀結(jié)構(gòu)等。脈型金礦的圍巖蝕變主要為褪色化、硅化、磁黃鐵礦化和黃鐵礦化，而破碎蝕變巖型金礦則主要為硅化、黃鐵礦化、磁黃鐵礦化、絹云化和綠泥石化(鞠培姣等，2016)。

包金山礦區(qū)的白鎢礦均分布于含金石英脈中，白鎢礦主要呈團塊狀、斑點狀產(chǎn)出(圖4a,b)，少量呈細脈狀(圖4b)。該區(qū)白鎢礦主要以礦物集合體的形式產(chǎn)出，僅少量白鎢礦顆粒的晶面可見明顯的油脂光澤；其顏色以米黃色、淺黃色為主(圖4a-d)，部分呈肉紅色，熒光燈下該區(qū)白鎢礦普遍為天藍色(圖4e,f)。少數(shù)致密塊狀白鎢礦中，肉眼可見晚期細脈穿插于其中。

圖4 包金山礦區(qū)白鎢礦的野外露頭和手標本照片Sch-白鎢礦;Qtz-石英;slate-板巖Fig.4 The photographs of outcrop of tungsten mineralization in the Baojinshan ore district and its handspecimenSch-scheelite;Qtz-quartz

2 樣品的采集與分析

本次研究所使用的白鎢礦樣品，均采自包金山礦區(qū)井下坑道的含金石英脈，其采樣位置及樣品特征見表1。選取代表性樣品磨制薄片和光薄片，供鏡下巖相學研究、X射線衍射分析(XRD)和電子探針成分分析(EMPA)；在此基礎上，挑選代表性樣品并將其碎至40～60目，利用重選方法將白鎢礦初步富集，然后借助紫外熒光燈，在雙目鏡下將雜質(zhì)剔除，使白鎢礦的純度達到99%以上，最后將純凈的白鎢礦顆粒碎至200目，以供微量元素和同位素分析之用。

表1 白鎢礦樣品的采樣位置及基本特征Table 1 Sampling locations and important features of tungsten ores in this study

本次研究的白鎢礦樣品，其晶胞參數(shù)測定和主量元素分析在中南大學地球科學與信息物理學院完成，使用的儀器分別為日本理學D500型X射線全自動衍射儀和日本島津EMPA-1720H型電子探針分析儀；微量元素的測定采用ICP-MS方法，在中國科學院地球化學研究所礦床地球化學國家重點實驗室完成，使用的儀器為美國PE公司的ELAN DRC-e型Q-ICP-MS質(zhì)譜儀，分析精度優(yōu)于5%。

樣品的Sm-Nd同位素和Sr同位素分析在中國地質(zhì)調(diào)查局天津地質(zhì)調(diào)查中心完成，使用的儀器為美國賽默飛世爾公司的TRITON 08-100016sb型熱電離質(zhì)譜儀(TIMS)，Sm、Nd 含量測定采用同位素稀釋法，Nd和Sr 同位素比值是對提純的樣品直接進行測定。采用HF+HClO4法溶樣，Nd的純化采用HDEHP反色層法，以確保沒有144Sm對144Nd的干擾。詳細的化學前處理方法參見彭建堂等(2003a)。

3 白鎢礦的礦物學和地球化學特征

3.1 白鎢礦的礦物學特征

在顯微鏡下，該區(qū)白鎢礦為無色，具有正極高突起，正交鏡下干涉色為一級紫紅，白鎢礦與石英的接觸界面通常較平整(圖5a)，但亦可見白鎢礦邊部發(fā)生碎裂并被石英包裹的現(xiàn)象(圖5a)，局部亦可見石英呈脈狀沿白鎢礦裂隙充填(圖5b)。另外，方解石與白鎢礦共存現(xiàn)象也相當普遍(圖5c-f)，白鎢礦可破碎為角礫狀，并被后期熱液方解石膠結(jié)(圖5d)；白鎢礦中方解石脈較常見，且可見多期方解石脈體穿插于白鎢礦中(圖5e,f)。

圖5 包金山礦區(qū)白鎢礦的鏡下特征(a)白鎢礦(Sch)與石英(Qtz)接觸界線較為平整，局部伴有破碎現(xiàn)象(-)；(b)局部可見石英沿白鎢礦裂隙充填(-)；(c)方解石(Cc)分布于白鎢礦之中，中心白鎢礦發(fā)生破碎并被方解石膠結(jié)(-)；(d)白鎢礦被方解石膠結(jié)(-)；(e)方解石充填于白鎢礦裂隙中，兩者被更晚的方解石脈切割(-)；(f)白鎢礦被多期方解石細脈穿插(-)Fig.5 Micrographs of scheelite from the Baojinshan ore district(a) scheelite (Sch) occurring in flat contact with intergrown quartz (Qtz),scheelite locally brecciated and distributed in quartz (-);(b) quartz locally filled by scheelite;(c) calcite (Cc) occurring in scheelite,scheelite in the core brecciated and cemented by calcite (-);(d) scheelite cemented by calcite (-);(e) calcite filled in the fissures of scheelite,both crosscut by later calcite vein (-);(f) scheelite crosscut by multi-stage calcite veins (-)

X射線衍射分析(XRD)表明，該區(qū)白鎢礦的晶胞參數(shù)變化較小，a0為0.5236～0.5243nm，平均為0.5240nm；c0為1.1356～1.1365nm，平均為1.1363nm；c0/a0為2.167～2.170，平均為2.168(表2)。該區(qū)白鎢礦的晶胞參數(shù)a0和c0的平均值，稍小于白鎢礦的理論值，但其c0/a0比值與理論值相當吻合。

表2 包金山礦區(qū)白鎢礦的晶胞參數(shù)Table 2 The lattice parameters of scheelite from the Baojinshan ore district

3.2 白鎢礦的化學組成

包金山礦區(qū)白鎢礦的化學成分較穩(wěn)定，其WO3為80.26%～80.91%，平均為80.57%；CaO為18.19%～18.61%，平均為18.48%(表3)。與其理論值(WO3：80.53%，CaO：19.47%，王濮等，1987)比較，本次測定白鎢礦的WO3值大體與其理論值一致，但CaO含量稍低于其理論值。

表3 包金山礦區(qū)白鎢礦的電子探針分析數(shù)據(jù)(wt%)Table 3 The EMPA data of scheelite collected from the Baojinshan ore district (wt%)

根據(jù)本次所測的電子探針數(shù)據(jù)，運用電價平衡原理，我們計算得到包金山礦區(qū)白鎢礦的化學式為Ca0.97W1.02O4.02，很明顯，該區(qū)白鎢礦中的Ca2+虧損，這可能與白鎢礦中Sr、REE、Y、Na等元素與Ca發(fā)生類質(zhì)同象置換有關，后文的微量元素分析數(shù)據(jù)也證實了這一點。

統(tǒng)計表明，那些與石英共存的白鎢礦，其礦物顆粒邊部WO3含量為79.43%～81.80%(平均為80.45%，N=30)、CaO含量為17.83%～18.80%(平均為18.42%，N=30)，顆粒內(nèi)部(核部)WO3含量為79.44%～81.77%(平均為80.46%，N=39)、CaO含量為17.86%～18.94%(平均為18.47%，N=39)，白鎢礦顆粒的核部與邊部化學成分基本一致。但那些與方解石共存的白鎢礦顆粒，其邊部WO3含量為80.08%～82.78%(平均為81.00%，N=27)、CaO含量為18.18%～18.87%(平均為18.55%，N=27)，均明顯高于那些與石英共生的白鎢礦。其原因目前尚不清楚，有待進一步探討。

3.3 白鎢礦的微量元素組成

包金山礦區(qū)白鎢礦的微量元素分析結(jié)果見表4。該區(qū)白鎢礦中Sr含量很高，為1221×10-6～1438 ×10-6，平均為1329×10-6，但其它微量元素普遍偏低。除Sr以外，只有Li、Cr、Ni、Ga、As和Ba等6種元素含量大于1×10-6。與地殼中的元素平均豐度(Rudnick and Gao,2003)比較，該區(qū)白鎢礦的這些微量元素，只有Sr的含量遠高于地殼中的平均值，As的含量是克拉克值的1.2～2倍，少量樣品的Mo含量接近或超過其克拉克值，而其它元素含量均遠低于其克拉克值。

表4 包金山金礦中白鎢礦微量元素含量(×10-6)Table 4 The trace element concentrations of scheelite samples collected from the Baojinshan ore district (×10-6)

人們通常認為，Mo、Bi、Sn、Nb、Ta等元素與W在離子半徑、離子電位或電負性等化學性質(zhì)上近似，因此它們可在白鎢礦中以類質(zhì)同象置換的方式得到一定程度的富集，尤其是Mo在白鎢礦中更為富集(劉英俊和馬東升，1987)。但包金山礦區(qū)白鎢礦中這些元素含量均低于1×10-6，明顯不同于與華南燕山期花崗巖有關的白鎢礦(劉英俊和馬東升，1987；Dingetal.,2018;Wuetal.,2019)，而與西澳Kalgoorlie、Norsman-Cambalda等地區(qū)太古代綠巖帶型金礦和云南大坪金礦中的白鎢礦微量元素特征相似(Sylvester and Ghaderi,1997;Bruggeretal.,2000；熊德信等，2006)。包金山礦區(qū)白鎢礦貧Mo，很可能與該區(qū)成礦流體偏還原性有關。因為自然界中Mo可以以+4價和+6價兩種價態(tài)存在，其中Mo6+可以呈完全類質(zhì)同象替換白鎢礦中的W6+，而Mo4+則很難進入白鎢礦晶格中，故氧化條件下形成的白鎢礦富Mo，而還原條件形成的白鎢礦往往貧Mo(Hsu,1977)。

3.4 白鎢礦的稀土元素組成

包金山礦區(qū)白鎢礦的稀土元素分析結(jié)果見表5，其球粒隕石標準化稀土元素配分模式如圖6所示。

圖6 包金山礦區(qū)白鎢礦的球粒隕石標準化稀土元素配分模式圖(標準化值據(jù)Taylor and McLennan,1985)Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns for the scheelite samples collected from the Baojinshan ore district (normalization values after Taylor and McLennan,1985)

由表5可知，該區(qū)白鎢礦稀土元素含量較高，其∑REE+Y為484.5×10-6～972.9×10-6，平均為721.3×10-6，顯著高于湘西、湘中一帶金銻鎢礦床中的白鎢礦。已有的研究表明，湘西沃溪礦區(qū)中白鎢礦的∑REE+Y為40.5×10-6～123.6 ×10-6(彭建堂等，2005)，渣滓溪礦區(qū)為11.13×10-6～136.9 ×10-6(彭建堂等，2010)，西安鎢礦區(qū)為19.3×10-6～120×10-6(作者未刊數(shù)據(jù))；湘中杏楓山礦區(qū)的白鎢礦為3.03×10-6～374.5×10-6(作者未刊數(shù)據(jù))，龍山謝家山礦區(qū)為43.5×10-6～104×10-6(Zhangetal.,2019)。目前尚不清楚，為什么包金山白鎢礦的稀土元素含量顯著高于鄰近其它礦區(qū)中的白鎢礦。

表5 包金山礦區(qū)白鎢礦的稀土元素組成(×10-6)及其特征參數(shù)Table 5 REE concentrations and its characteristic parameters of scheelite samples collected from the Baojinshan ore district (×10-6)

該區(qū)不同白鎢礦樣品的稀土元素配分模式均相當吻合，均為向上拱曲的MREE富集型(圖6)，與湘西沃溪礦區(qū)(彭建堂等，2005)和西安礦區(qū)(作者未刊資料)的白鎢礦類似。這種富MREE的白鎢礦，在我國云南大坪金礦(熊德信等，2006)以及西澳太古代綠巖帶型金礦(Sylvester and Ghaderi,1997;Bruggeretal.,2000)中均有發(fā)現(xiàn)。這種向上拱曲的REE配分模式，也常被視為熱液成因白鎢礦的典型特征(Bruggeretal.,2000；彭建堂等，2005)。

由于REE3+與白鎢礦中Ca2+的離子半徑相似，故易替代晶格中Ca2+，以類質(zhì)同象形式進入白鎢礦中。已有的研究表明，這種向上拱曲富MREE的稀土元素配分模式，與熱液體系中絡合物的穩(wěn)定性無關，而是與白鎢礦礦物中Ca位置的大小密切相關，主要受晶體化學因素的制約(彭建堂等，2005)。MREE富集型白鎢礦，其REE3+置換Ca2+進入白鎢礦晶格中的方式主要受以下類質(zhì)同象置換機制的制約：REE3++Na+=2Ca2+(Ghaderietal.,1999)。由于八次配位時，Ca2+的晶格空位(1.12?)，Na+半徑約為1.18?，因此，置換Ca2+的REE3+，其離子半徑平均值應為1.06?左右(與Eu3+半徑相當)，故離子半徑最接近1.06?的MREE最容易進入白鎢礦晶格中，而離子半徑偏離1.06?較多的其它稀土元素，則相對難進入白鎢礦之中。因此，包金山礦區(qū)的白鎢礦應形成于一種富Na+的熱液中，這種熱液環(huán)境中有利于MREE3+與Na+以組合的方式，優(yōu)先置換晶格中的Ca2+而進入白鎢礦中(Ghaderietal.,1999)。

該區(qū)白鎢礦的Ce異常不明顯，但Eu異常較復雜，正、負Eu異常都有，還有的幾乎沒有Eu異常(圖6)，這一點與沃溪礦區(qū)白鎢礦(彭建堂等，2005)較為類似，這種Eu異?，F(xiàn)象可能與白鎢礦形成溫度較高有關。前人已有的研究表明，Ca與REE在白鎢礦中均為八次配位，八次配位的Eu2+(1.25?)和Eu3+(1.066?)與Ca2+(1.12?)的離子半徑均相近，因此，Eu2+和Eu3+都可存在于白鎢礦晶格之中；但熱力學計算表明，在形成白鎢礦的物理化學條件下，Eu主要是以Eu2+的形式存在(Bruggeretal.,2000)。該區(qū)白鎢礦形成溫度較高，其流體包裹體均一溫度介于 267～417℃，大部分在300℃以上(裴科等，2017)；在這種高溫環(huán)境中，有利于Eu以Eu2+形式存在。值得注意地是，從圖6中我們可以發(fā)現(xiàn)，Eu異常似乎與稀土含量高低有關，稀土含量最高的樣品為負異常，而稀土含量低的樣品，均顯示為正Eu異常。圖7也充分證實了這種趨勢的確存在。白鎢礦中Eu2+的存在也指示該礦形成于一種較還原的條件下，這與該區(qū)白鎢礦貧Mo的特征相吻合。另外該區(qū)載金硫化物是磁黃鐵礦而非黃鐵礦，也指示包金山礦區(qū)確實是形成于一個溫度較高、相對還原的條件下。

圖7 包金山礦區(qū)白鎢礦中Eu異常與稀土元素含量的關系Fig.7 Plot of Eu anomaly and the total REE concentration for the scheelite samples collected from the Baojinshan ore district

3.5 白鎢礦的Sm-Nd和Sr同位素組成

本次對包金山礦區(qū)8件白鎢礦樣品進行Sm-Nd同位素和Sr同位素分析，分析結(jié)果見表6。研究表明，該區(qū)白鎢礦Sm和Nd含量均較高，分別為34.78×10-6～122.7×10-6和83.95×10-6～205.4×10-6；147Sm/144Nd變化范圍為0.2079～0.4070，143Nd/144Nd為0.512126～0.512398。在Sm-Nd同位素圖解中，盡管本次分析的8件樣品均有線性分布趨勢，但只有5件樣品能擬合成一條很好的直線(圖8)。在1/Nd-143Nd/144Nd圖解中，所有樣品點均沒有線性分布趨勢，故可以排除該直線為混合線的可能性。該區(qū)白鎢礦構(gòu)筑的等時線對應的年齡為207.8±1.5Ma(MSWD=1.03)，對應的截距(143Nd/144Nd)i為0.511845±3(2σ)(圖8)。

表6 包金山金鎢礦床白鎢礦的Sm、Nd含量和Sr、Nd同位素組成Table 6 Sm and Nd concentrations,Sr and Nd isotopic compositions of scheelite samples collected from the Baojinshan Au-W deposit

圖8 包金山礦區(qū)白鎢礦Sm-Nd同位素等時線Fig.8 Sm-Nd isotopic isochron of scheelite samples collected from the Baojinshan ore district

白鎢礦(CaWO4)本身是含氧鹽，其化學性質(zhì)穩(wěn)定，不易受后期熱液的影響；且已有的實驗證實，稀土元素在白鎢礦中擴散速度很慢，白鎢礦形成以后其Sm-Nd同位素體系易保持封閉狀態(tài)(張東亮，2009)。因此，我們可以排除后期熱液事件對3件離散的白鎢礦樣品(BJS-13、BJS-33和BJS-53)的影響。白鎢礦樣品BJS-16、BJS-18和BJS-50均可見后期方解石穿插早期白鎢礦的現(xiàn)象，但這些樣品均能擬合到本次的Sm-Nd等時線(圖8)上，也充分證實了這一點。我們推測這3件離散的白鎢礦樣品，可能與其形成時成礦流體的Nd同位素組成受到附近圍巖的擾動有關。眾所周知，在通常情況下成礦流體中的REE含量較低(Michard and Albarède,1986;Michard,1989;Douvilleetal.,1999)，流體中的Nd同位素組成很容易受到外界的影響，如有一些圍巖中的Nd混入，熱液體系中的Nd同位素組成在局部就會發(fā)生明顯改變，從而可能導致整個成礦體系中Nd同位素的不均一性。這種不均一性往往會造成熱液礦床中不同脈體或同一脈體中的不同礦物的143Nd/144Nd值有較大波動(Hallidayetal.,1990；彭建堂等，2008)，甚至同一手標本中相同礦物的不同部位或不同顏色部分的Nd同位素值都可能存在差異(Menuge and Feely,1997；彭建堂等，2003b)。在熱液礦床中這種Nd的混合作用往往會導致無法得到有效的Sm-Nd等時線(彭建堂等，2008)或得到兩條斜率大體一致但(143Nd/144Nd)i明顯不同的等時線(彭建堂等，2003b；Suetal.,2009)。

本次得到的包金山礦區(qū)白鎢礦的Sm-Nd等時線年齡(207.8±1.5Ma)，稍晚于該礦區(qū)長英質(zhì)脈巖(223～225Ma，魯玉龍等，2017a)和區(qū)域上紫云山巖體的成巖年齡(220～225Ma，Chuetal.,2012;劉凱等，2014；魯玉龍等，2017b)；但與前人獲得的區(qū)域上的大坪金礦(204.8±6.3Ma，李華芹等，2008)、鏟子坪金礦(205.6±9.4Ma，李華芹等，2008)和謝家山金銻鎢礦(210±2Ma，Zhangetal.,2019)的成礦年齡相當吻合。

正如前所述，該區(qū)白鎢礦樣品中Sr含量很高(表4)，其Sr同位素組成也較大，其87Sr/86Sr比值為0.73164～0.73974(表6)。該區(qū)白鎢礦的Sr同位素組成，大體與渣滓溪礦區(qū)白鎢礦(0.73036～0.73294，彭建堂等，2008)相當，高于廖家坪礦區(qū)(0.72127～0.72146，Peng and Frei,2004)和龍山礦區(qū)的白鎢礦(0.7209～0.7228，Zhangetal.,2019)，但明顯低于沃溪礦區(qū)(0.74675～0.75003，彭建堂等，2003c；彭渤等，2006)和西安礦區(qū)(0.75412～0.78231，作者未刊資料)，這顯示該區(qū)不同時代形成的金礦床或鎢礦床，其成礦物質(zhì)來源或其成礦流體流經(jīng)的路徑可能存在著差異性。

白鎢礦系含鈣礦物，其晶格中Ca的位置能有限地容納Sr而不接受Rb，故其Rb含量低，Rb/Sr值很小，礦物形成后由Rb原地衰變產(chǎn)生的放射成因87Sr對鍶同位素組成的影響甚小(彭建堂等，2003c)。且在熱液體系中礦物發(fā)生沉淀時，Sr同位素不會發(fā)生明顯分餾，因此，白鎢礦的87Sr/86Sr測定值可代表礦物沉淀時成礦流體的初始Sr同位素組成。包金山礦區(qū)，白鎢礦中Rb含量均小于0.4×10-6，而其Sr含量則均在1200×10-6以上(表4)，其Rb/Sr比值幾乎接近于0，因此，表6中這些白鎢礦的Sr同位素測定值，完全能代表其成礦流體的Sr同位素組成。包金山礦區(qū)白鎢礦的87Sr/86Sr值為0.73164～0.73974，表明該區(qū)形成白鎢礦的成礦流體是一種相當富放射成因87Sr的熱液。

為了更進一步制約該區(qū)成礦物質(zhì)的來源，我們將包金山白鎢礦的Sr-Nd同位素組成與紫云山巖體進行對比(圖9)，發(fā)現(xiàn)該區(qū)白鎢礦的投影點遠離紫云山主體花崗巖，但與其補體花崗巖較近，部分樣品點與補體花崗巖重疊，這表明包金山礦區(qū)的成礦作用，可能與紫云山巖體的晚期巖漿活動有關。

圖9 包金山礦區(qū)白鎢礦和紫云山巖體的Sr-Nd同位素組成圖解花崗巖的Sr、Nd同位素組成據(jù)魯玉龍(2018)Fig.9 Plot of Sr-Nd isotopes for the scheelite samples in Baojinshan and the Ziyunshan plutonSr and Nd isotope data for the Ziyunshan pluton from Lu (2018)

4 湘中金礦床的成礦時代

湖南95%以上的金礦分布于前寒武紀淺變質(zhì)地層中，主要分布于湘西雪峰山地區(qū)和湘中白馬山-龍山-紫云山一帶(羅獻林，1989，1991；黎盛斯，1991；鮑振襄，1994；孫際茂等，2007；彭建堂等，2017)。相對于湘西雪峰山一帶金礦而言，湘中一帶金礦床發(fā)現(xiàn)較晚，研究程度也普遍偏低。關于湘中金礦床的形成時代，前人研究不多。根據(jù)礦石鉛同位素的模式年齡，羅獻林(1989)認為包金山附近的金坑沖金礦為印支-燕山期產(chǎn)物，而鐘東球(1990)則認為該礦形成于燕山早期。史明魁等(1993)利用石英流體包裹體Rb-Sr同位素測年技術，得到該區(qū)龍山金銻礦的形成時間為175±27Ma。李華芹等(2008)采用相同方法，得到該區(qū)鏟子坪和大坪金礦的成礦年齡分別為205.6±9.4Ma和204.8±6.3Ma。最近付山嶺等(2016)和Zhangetal.(2019)分別對該區(qū)龍山金銻礦床和謝家山金銻鎢床進行了年代學研究。

由表7可知，盡管湘中地區(qū)不同金礦床，其礦化類型、成礦元素組合和賦礦層位可能存在差異，但其形成時間均集中在195～225Ma之間，為印支期成礦，對應于晚三疊世。這明顯不同于湘西雪峰山一帶的金礦床，后者主要形成于380～410Ma之間(彭建堂等，2003a)，為晚加里東期成礦。

表7 湘中白馬山-龍山-紫云山金礦床的形成時間Table 7 The mineralization timing of gold deposits in the Baimashan-Longshan-Ziyunshan ore belt,central Hunan

最近對湘中盆地周緣前寒武系淺變質(zhì)巖中的一些鎢礦床研究也顯示，該區(qū)印支期鎢成礦也非常重要，如渣滓溪礦區(qū)細脈型鎢礦形成于227.3±6.2Ma(王永磊等，2012)、大溶溪矽卡巖型鎢礦形成于223.3±3.9Ma(張龍升等，2014)、最近新發(fā)現(xiàn)的木瓜園斑巖型鎢礦形成于225.4±1.4Ma(陜亮等，2019)。最新研究發(fā)現(xiàn)，產(chǎn)于湘中盆地泥盆系沉積巖之中的曹家壩矽卡巖型鎢礦，也是印支期形成的(196～206Ma，Xieetal.,2019)。因此，印支期的成礦作用在湘中地區(qū)非常普遍，值得我們今后高度重視。

5 湘中金礦床的成因

變質(zhì)地體中的金礦床分為造山型金礦、與侵入巖有關的金礦和非典型金礦(Grovesetal.,2003;Goldfarbetal.,2005)，其中造山型金礦和與侵入巖有關的金礦最為重要。正如前所言，淺變質(zhì)中金礦的礦床成因，一直是國際礦床學界的研究熱點和難點，因為在很多淺變質(zhì)地體中，這兩類金礦床在成礦元素組合(Au-Bi-Sb-W)、圍巖蝕變、成礦流體性質(zhì)、構(gòu)造控礦、與巖漿巖空間關系等方面存在很大的相似性(Sillitoe and Thompson,1998;Grovesetal.,2003;Goldfarbetal.,2005;Hart,2005,2007;Hart and Goldfarb,2005)。因此，精確的成礦年代學研究對淺變質(zhì)地體中這兩類金礦的判別是至關重要的，因為它能準確判斷成礦作用與區(qū)域變形變質(zhì)作用和巖漿作用的關系。

已有的研究表明，包括江南古陸、武夷地區(qū)、云開地區(qū)在內(nèi)的廣大華南地區(qū)，其區(qū)域性的變形、變質(zhì)作用主要發(fā)生于早古生代(賈寶華，1994；侯光久等，1998；丘元禧等，1999；舒良樹等，1999；Wangetal.,2007,2013;Faureetal.,2009;Lietal.,2010;Shuetal.,2014)，華南地區(qū)大規(guī)模的區(qū)域變形、變質(zhì)是加里東構(gòu)造運動的產(chǎn)物，其時限大約為360～440Ma(侯光久等，1998；舒良樹等，1999，2008；Lietal.,2010；胡召齊等，2010；胡艷華等，2011)。本次獲得的包金山金礦的形成時間為207.8±1.5Ma，整個湘中地區(qū)金礦的形成時間為204～224Ma，在時間上比華南區(qū)域性的加里東期變形變質(zhì)作用至少要晚130Myr，因此，該區(qū)產(chǎn)于淺變質(zhì)巖中的金礦床不可能是造山型金礦。

盡管都是產(chǎn)于前寒武系淺變質(zhì)巖中，湘中一帶的金礦床卻表現(xiàn)出明顯不同于湘西雪峰山一帶造山型金礦床的地質(zhì)特征(彭建堂等，2017)，而是顯示出與巖漿作用關系密切。如：在空間分布上，湘中金礦大多圍繞花崗巖巖體(如白馬山、紫云山等)分布或產(chǎn)于隱伏巖體(大乘山、龍山等)之上(圖1)；湘中地區(qū)金礦類型多樣，以破碎蝕變巖型(龍山、大新、包金山)為主，亦存在少量石英脈型(古臺山、杏楓山)金礦，還有產(chǎn)于沉積巖中的高家坳、白云鋪等微細浸染型金礦，符合與侵入巖有關的金系統(tǒng)(Intrusion-related gold system,IRGS)金礦化多樣性的特點(Thompsonetal.,1999;Langetal.,2000;Lang and Baker,2001;Hart,2007)；湘中金礦床中硫化物一般含量較少，且主要為毒砂和磁黃鐵礦，杏楓山等礦區(qū)發(fā)現(xiàn)較多熱液成因鈦鐵礦，表現(xiàn)出還原性成礦特征，這與IRGS型金礦中硫化物少、還原性礦物組合特征相吻合(Thompsonetal.,1999;Langetal.,2000;Lang and Baker,2001;Hart,2005,2007)；湘中地區(qū)部分金礦的近礦圍巖顯示出高溫熱液蝕變特征，如在杏楓山礦區(qū)，圍巖蝕變主要為黑云母化、毒砂化、石榴子石化和鈦鐵礦化，而包金山則主要為磁黃鐵礦化。另外，在成礦溫度方面，湘中金礦的形成溫度較高，比雪峰山一帶造山型金礦至少要高50～100℃(彭建堂等，2017；肖靜蕓等，2020)，且湘中一帶金礦(如龍山、包金山、鏟子坪、古臺山、杏楓山等)的成礦流體鹽度，變化范圍均較寬(0.1%～15% NaCleqv；梁華英，1991；曹亮等，2015；鞠培姣等，2016；李偉等，2016；肖靜蕓等，2020)，完全不同于造山型金礦低鹽度的特征(<6.0% NaCleqv；Grovesetal.,1998,2003;Ridley and Diamond,2000;Goldfarbetal.,2005)。因此，湘中產(chǎn)于前寒武系淺變質(zhì)巖中的金礦床，其地質(zhì)特征明顯不同于造山型金礦，應屬與侵入巖有關的金礦類型(IRGS型)。且我們的研究表明，湘中白馬山、紫云山、大神山等印支期花崗巖，還原性特征明顯，屬鈦鐵礦型花崗巖(徐接標，2017；王川等，2021)。因此，湘中一帶的金礦床應是與還原性侵入巖有關的礦床(IRGS)。

值得注意地是，最新的研究表明，湘中地區(qū)印支期巖漿活動的范圍和強度，遠超出過去的傳統(tǒng)認識。過去一些被認為是加里東期形成的花崗巖，如桃江巖體、紫云山主體，均形成于印支期(Wangetal.,2012；Xuetal.,2014a；劉凱等，2014；魯玉龍等，2017b)；過去被視為燕山期形成的白馬山巖體龍藏灣單元，實為印支期巖漿活動的產(chǎn)物(劉建清等，2013；Qiuetal.,2014;Fuetal.,2015；徐接標，2017)；那些傳統(tǒng)上被認為是燕山期的長英質(zhì)脈巖，如板溪礦區(qū)的石英斑巖、龍山礦區(qū)外圍的花崗斑巖、花崗閃長斑巖，紫云山外圍包金山礦區(qū)的花崗閃長斑巖，也均是印支期形成的(趙軍紅等，2005；陳佑緯等，2016；魯玉龍等，2017a)。近年來，隨著越來越多高精度年代學數(shù)據(jù)的積累(王岳軍等，2005；陳衛(wèi)鋒等，2007；羅志高等，2010；Chuetal.,2012;張龍升等，2012；劉建清等，2013；Qiuetal.,2014；Xuetal.,2014b;李建華等，2014；Fuetal.,2015;柏道遠等，2016；魯玉龍等，2017b；徐接標，2017；王川等，2021)，人們趨于意識到，湘中地區(qū)的巖漿活動90%發(fā)生于晚三疊世，晚古生代巖漿活動較弱，晚中生代的巖漿活動更弱，至今未發(fā)現(xiàn)該區(qū)存在小于180Ma的花崗質(zhì)巖漿活動。但該區(qū)印支期花崗巖的成礦潛力如何，目前尚不是太清楚，有待于進一步深入研究。

6 結(jié)論

(1)包金山礦區(qū)白鎢礦的化學成分較均一，其WO3含量大體與理論值一致，但CaO含量稍低于其理論值。

(2)除Sr、REE和As以外，該區(qū)白鎢礦的微量元素均小于其克拉克值，明顯有別于華南與燕山期花崗巖有關鎢礦床中的白鎢礦。

(3)該區(qū)白鎢礦的稀土元素含量高，顯著高于湘西、湘中一帶其它金、鎢礦床中的白鎢礦，其稀土元素配分模式均為向上拱曲的MREE富集型。

(4)包金山礦區(qū)白鎢礦Sm-Nd同位素等時線年齡為207.8±1.5Ma，對應于晚三疊世；湘中地區(qū)印支期的金、鎢成礦作用廣泛存在，且與印支期花崗質(zhì)巖漿活動密切相關。

(5)湘中金礦床是與還原性侵入巖有關的金礦床(IRGS)。

致謝野外工作得到湖南有色二總隊譚輝躍、石堅、周溪等工程師的大力支持和幫助；樣品測試過程中得到中國科學院地球化學研究所漆亮研究員、中南大學谷湘平教授和劉建平副教授、以及中國地調(diào)局天津地質(zhì)調(diào)查中心劉文剛博士的大力支持；審稿專家提出了寶貴的修改意見；在此一并致以誠摯的謝意！