成矿作用时代

第一章成矿作用时代
我国华南地区金矿的成矿时代包括中生代和中-晚元古代，金矿成矿作用尤以中生代最强烈，陈毓川等（1998）认为全国78%的金矿床形成于中生代。

中生代是华南地区最重要的金矿成矿时期，与印支-燕山期中酸性岩浆作用密切相关燕山期次之。

叶伯丹(1990)用40Ar/39Ar方法测定二甲金矿绢云母的全熔年龄为228±5Ma,坪年龄为228±5Ma。

陈好寿（1996）测定二甲石英脉型金矿新那都矿段黄铁矿-石英包裹体Rb-Sr等时线年龄为219±4Ma ；二甲红埔门岭矿段糜棱岩型金矿测定糜棱岩Rb-Sr等时线年龄为231±20 Ma；不磨金矿含金石英脉Rb-Sr年龄为244±21Ma。

上述资料表明海南地区金矿成矿时代主要为印支期（成矿年龄范围在219Ma~244Ma）。

抱伦金矿的脉状矿体分布在尖峰岭花岗岩体的东南缘,矿体呈北西向展布，并且紧挨着尖峰岭花岗岩岩体,但是没有穿切花岗岩体，赋矿岩层为下志留统陀烈组千枚岩。

因此对尖峰花岗岩体的形成时代、陀烈组地层的变质时代以及金矿的成矿时代进行厘定是揭示抱伦金矿形成机制的关键环节。

特别是对抱伦金矿成矿时代的精确限定在正确认识矿床成因、了解成矿作用机制以及构建矿床成矿模式等方面具有重要的理论意义。

成岩时代
第一节花岗岩锆石LA-ICP-MS和SHRIMP U-Pb定年前人对尖峰岭花岗岩体进行了大量的年代学研究工作,获得尖峰岭岩体年龄区间为249～193 Ma(详见表 )。

涉及尖峰岭单元的年龄测定情况主要有：获得了208Ma和233±1Ma的锆石U-Pb稀释法年龄(四川攀西地质队,1991);花岗岩岩体中部黑云母K-Ar 年龄为221±2Ma～209±3Ma（刘玉琳等，2002），黑云母Ar-Ar坪年龄为236.5±3.5Ma （舒斌等，2004）,锆石SHRIMP U-Pb年龄为249±5Ma（谢才富等，2006）。

对属于尖峰岭单元的尖峰岭岩体边缘的锆石LA-ICP-MS原位微区U-Pb定年，获得了240.6±2.1Ma的结晶年龄(张小文等,2009)。

本项目利用锆石LA-ICP-MS原位微区和锆石SHRIMP原位微区两种方法分别对与抱伦金矿接触的尖峰岭花岗岩进行了U-Pb精细定年，获得了5个年龄数据,其中LA-ICP-MS的U-Pb年龄分别为235.7±2.1Ma，237.9±5.0Ma, 246.5±5.7Ma; Shrimp的U-Pb年龄为236.2±2.4Ma和238.7±1.7Ma。

因此，综合前人和本项目研究的结果可以看出尖峰岭花岗岩体的形成时代主要集中在236-240Ma之间，属于印支期的花岗岩。

本次研究的样品采自抱伦金矿25和190中段坑道中尖峰岭花岗岩与地层接触带附近，
似斑状黑云母花岗岩是尖峰岭花岗岩基的主要岩性，分布在矿区北侧和西北侧。

岩石呈显晶质，似
斑状结构，块状构造。

矿物具自形-半自形，斑晶主要矿物有石英、正长石、微斜长石、斜长石（多
数是中长石或更长石）、黑云母和白云母，粒度3—10mm，甚至更大。

基质出现的也是这几种矿物，
但粒度较细小，镜下见到粒度一般0.1—0.7mm，部分超过1.0mm。

长石总含量约为40—60%，石英
为30—50%，云母为5—10%，黑云母多于白云母。

长石中的双晶种类很多，碱性长石中常常有条
纹结构（形成条纹长石）和文象交生结构。

岩石中的金属矿物很少。

（图）.
图花岗岩与千枚岩接触的野外照片. 花岗岩的显微照片（长石、石英和云母交生，
呈似斑状结构）
锆石特征
尖峰岭花岗岩中锆石含量丰富，粒度较大，可以见到两种类型锆石：一是无色透明自形的柱状晶体，柱面与锥面发育，长宽比多数大于2∶1，晶体长约100µm -230µm,宽约50µm
-100µm，长宽比为1.4-2.8，是岩浆锆石，轴长约100-200μm。

阴极发光(CL) 照片显示发育振
荡环带，锆石环带核部宽缓，边缘细密，为典型的岩浆锆石。

另一种是半透明，淡黄-橙黄色的
短柱状晶体，长约120µm -300µm, 宽约50µm -90µm，长宽比为2.2-4.2，为热液锆石。

在透射光下，岩浆锆石表面平滑无裂痕，含数量较多的熔融包裹体；而热液锆石表面多
裂痕，包裹体含量较少。

在阴极发光图片上，热液锆石多呈现黑色，不仅缺少震荡环带，
而且具有明显的蜕晶和暗化现象（图6b），同时在岩浆锆石的边缘形成一条暗化边
1）锆石的微量元素地球化学特征
尖峰岭花岗岩锆石的微量元素分析结果见表
表尖峰岭花岗岩锆石的微量元素分析结果见表
Sample La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu δEu δCe 13BL-33-1 12.3 62.9 8.41 51.3 102 10.2 476 203 2484 715 2926 519 5351 661 0.159 1.30 13BL-33-2 19.2 113 13.5 95.4 146 6.44 484 193 2443 778 3892 808 9719 1371 0.0926 1.47 13BL-33-3 34.5 177 22.9 135 190 49.0 668 254 2872 825 3547 661 7156 978 0.517 1.33 13BL-33-4 20.3 190 26.9 186 325 53.1 1187 487 5961 1757 7789 1415 14696 1743 0.318 1.41
13BL-33-5 25.8 208 29.3 186 295 37.5 1045 450 5687 1723 7638 1406 14520 1768 0.253 1.38 13BL-33-6 63.2 230 30.3 158 101 4.47 293 97.4 1118 346 1524 285 2999 422 0.103 1.18 13BL-33-9 17.1 124 25.1 213 499 152 2183 793 8930 2486 10098 1691 16255 1946 0.511 1.00 13BL-33-26 13.8 77.8 12.5 75.0 139 16.0 439 188 2233 664 2937 588 6475 832 0.251 1.16 13BL-33-34 162 520 66.7 278 133 2.75 339 117 1276 378 1582 277 2859 377 0.0531 1.15 13BL-33-45 23.1 139 21.5 183 305 32.0 895 320 3351 905 3706 645 6936 893 0.242 1.21 13BL-33-48 25.1 150 26.5 201 454 39.3 1678 728 8863 2594 10882 1929 19753 2371 0.167 1.09 13BL-33-51 20.0 163 23.5 150 83.3 7.80 173 58.6 700 226 1018 179 1930 246 0.279 1.36 13BL-33-24 7.05 40.4 3.22 18.8 11.6 0.537 35.0 9.88 127 41.6 191 37.1 416 57.7 0.105 1.92 13BL-33-39 0.971 8.38 0.878 25.1 16.8 0.606 55.8 17.1 186 58.7 248 44.0 467 69.5 0.0756 1.78 13BL-33-47 2.47 12.7 1.12 4.67 2.97 0.100 12.2 4.22 55.2 21.3 108 20.9 259 41.0 0.0595 1.73 13BL-33-52 5.61 39.7 3.53 30.3 41.8 18.7 200 79.7 1006 319 1431 261 2911 377 0.696 1.91 13BL-33-7 3.94 32.7 1.25 14.0 9.72 0.198 51.2 20.8 288 106 490 95.7 1087 155 0.0292 3.47 13BL-33-8 0.0405 9.94 0.222 4.70 8.38 1.02 48.3 13.9 179 60.7 287 52.4 579 89.7 0.161 10.2 13BL-33-13 0.0650 12.2 0.0529 1.44 3.45 0.304 22.9 7.29 94.9 32.9 161 30.6 341 55.1 0.103 41.9 13BL-33-15 0.0240 11.5 0.0207 1.16 2.41 0.122 10.0 4.28 55.0 19.9 100 20.4 235 36.9 0.0887 102 13BL-33-16 0.106 14.7 0.122 2.12 3.60 0.252 23.6 8.07 109 38.0 192 37.8 439 66.5 0.0830 23.5 13BL-33-17 0.0557 10.6 0.0704 1.73 4.85 0.678 26.7 8.74 110 38.8 185 34.1 389 59.4 0.193 29.9 13BL-33-18 0.0578 13.7 0.0802 0.919 2.74 0.276 20.8 6.70 90.1 32.2 152 30.3 346 54.2 0.105 34.4 13BL-33-19 0.539 25.6 0.906 7.98 20.9 1.58 93.1 30.9 359 104 468 90.7 1062 137 0.125 5.84 13BL-33-20 0.166 11.1 0.0537 1.12 2.49 0.270 18.3 5.45 78.4 26.5 130 25.9 304 44.7 0.116 27.7 13BL-33-22 0.170 14.7 0.270 4.87 14.2 0.340 60.3 23.8 295 99.4 456 87.9 959 138 0.0412 11.2 13BL-33-25 1.91 34.4 0.845 7.61 9.78 0.301 38.4 12.2 140 52.9 215 42.2 496 60.0 0.0564 6.17 13BL-33-27 0.617 20.7 0.932 11.0 27.5 2.37 115 35.3 357 101 432 77.4 832 120 0.150 4.53 13BL-33-31 2.61 26.6 1.42 14.1 17.7 0.579 91.0 24.8 299 100 452 81.8 879 132 0.0479 3.05 13BL-33-32 0.455 17.1 0.422 5.40 6.70 0.473 40.2 14.7 200 68.9 335 64.4 724 108 0.0904 7.58 13BL-33-33 0.870 22.7 0.728 8.70 14.6 0.493 69.3 22.4 266 89.5 398 74.5 790 116 0.0529 5.70 13BL-33-35 3.60 54.7 3.34 26.6 39.4 1.06 182 68.4 811 245 1044 191 2044 279 0.0431 3.06 13BL-33-36 0.0504 17.4 0.321 1.57 4.56 0.105 23.9 8.70 114 37.5 185 34.3 382 58.9 0.0331 12.4 13BL-33-37 0.454 20.5 0.453 4.59 12.4 1.06 73.3 24.4 287 90.7 402 72.2 782 114 0.111 8.59 13BL-33-40 1.56 30.2 1.62 28.5 9.74 0.601 42.7 16.1 209 74.0 351 67.8 756 112 0.103 3.57 13BL-33-41 0.554 16.8 0.581 5.52 10.8 0.973 44.3 16.4 214 70.6 316 58.7 647 92.2 0.159 5.54 13BL-33-42 2.67 19.1 1.48 8.93 6.91 0.265 19.1 6.68 89.2 33.7 173 36.8 482 80.8 0.0927 2.11 13BL-33-44 1.39 30.5 2.03 12.5 23.9 1.41 130 49.2 638 220 1013 187 2066 291 0.0823 3.05 13BL-33-46 0.193 20.0 0.731 11.3 36.3 1.36 157 44.0 408 108 434 74.8 831 117 0.0634 6.10 13BL-33-49 0.491 21.2 0.641 2.98 11.6 0.400 61.5 20.0 248 77.7 349 66.1 761 99.8 0.0492 6.59 13BL-33-53 0.217 11.3 0.189 1.58 4.07 0.344 18.6 6.17 74.4 27.3 126 24.9 286 40.5 0.137 11.0
在尖峰岭黑云母花岗岩中与岩浆锆石共生的热液锆石呈现相对富集大离子亲石元素（LREE、Th），同时相对富集高场强元素（Nb, Ti,Y）。

如图7a所示，中细粒黑云母花岗岩的岩浆锆石具有明显的重稀土富集的正Ce异常，呈陡倾斜的REE分布模式，其最大特征是有较大的Ce的正异常（Ce/Ce*）=2.1-353，平
均为30。

而热液锆石则呈LREE平缓的V字形的REE分布模式，Ce异常明显小于岩
浆锆石，（Ce/Ce*）=1.0-1.9，平均为1.4。

然而其HREE一端与岩浆锆石的平行，二者的斜率相等。

锆石稀土元素特征显示，花岗岩中锆石，与典型的岩浆锆石特征一致（表7-3，图7-,6a）
图尖峰岭花岗岩中岩浆和热液锆石的阴极发光（CL）图像和锆石REE球粒陨石标准化分配模式图.（13BL-33）7.1.3 锆石U-Pb年龄结果
利用ＳＨＲＩＭＰ对13BL-33样品中的39颗锆石进行了分析，其中岩浆锆石区域，除３个点明显离群外，18个点分布集中，206Pb-238U年龄加权平均值为238.7±1.7Ma（MSWD=1.4），鉴于锆石年龄数据相对集中，206 Pb-238 U年龄加权平均值代表岩体的结晶年龄。

热液锆石区域，数据较分散，其中9个点偏差较大，其余19个点分布集中，206Pb-238U年龄集中在92~112Ma之间，206Pb-238U 年龄加权平均值为100.7±3.0Ma（MSWD=5.7），代表了热液锆石的形成年龄。

在锆石年龄数据频率正态分布图上可以看出尖峰岭花岗岩的锆石年龄出现有两个年龄峰值：100和240Ma。

分别对应了尖峰岭花岗岩印支期侵入的年龄和区内燕山期的热液活动时间。

另外值得注意的是研究者对13BL-33号花岗岩样品分别用SHRIMP和LA-ICP-MS两种方法进行了锆石U-Pb定年，分别获得了获得了238.7±1.7Ma（MSWD=1.4）和237.9±5.0Ma（MSWD=5.4）的年龄数据，以上两种定年方法获得的年龄值很接近，相对而言锆石的SHRIMP比LA-ICP-MS定年更精确，同时也证明对于尖峰岭花岗岩的定年结果是十分可靠的。

尖峰岭花岗岩中岩浆锆石和热液锆石的SHRIMP U-Pb年龄加权平均图
第二节细晶岩脉锆石SHRIMP U-Pb定年
1.1 样品特征与锆石分选
细晶岩脉是矿区中发育的酸性脉体，多出现在尖峰岭岩体与围岩接触带附近。

这些细晶岩是晚期岩脉，切过上述花岗岩、陀烈组地层和含金石英脉，；岩石呈等粒细粒结构，块状构造。

主要成分是长石、石英、白云母。

此三者的粒度多数为0.1—0.6mm，部分较大，最大可达1.0—1.5mm。

主要矿物的含量为：长石35—60%，石英35—60%，白云母5—20%。

正长石常发育卡氏双晶，斜长石常见聚片双晶、卡钠复合双晶等。

长石短柱状，比较自形，有的有环带结构，属于中长石。

在野外考察过程中，经常见到细晶岩与含金石英脉共同产出，它们之间相互交切、互相穿插，并多见含金石英脉被后期细晶岩脉穿插的地质现象，这说明二者是近于同时
形成的，或者细晶岩形成时间稍晚于含矿石英脉，但是总体还是形成于同一个时期的。

因此，本次研究拟通过对细晶岩脉形成年龄的精细限定，从而对矿床成矿时代进行约束。

本次用于细晶岩的锆石SHRIMP U-Pb定年的样品采自矿区160中段106线东端，脉体宽约30cm，呈NE走向，明显切过含金石英脉（图6-1a）。

首先，对采集的细晶岩脉样品进行锆石分选，分选流程如下：①将新鲜样品破碎至1cm³大小碎块后，放入直径约20cm的不锈钢中；②在XZW100型振动磨样机中（1.1/0.75KW）研磨5~8秒后取出，此过程反复进行直到样品全部通过0.3mm孔径筛；③洗去粉尘，经铝制淘砂盘富集重矿物，烘干；④磁选除去磁性矿物；⑤将剩余样品再淘洗进一步富集；⑥在双目镜下人工挑选锆石单矿物，备锆石制靶；⑥锆石制靶后，进行反射光和透射光照相，喷墨后再用阴极发光扫描电子显微镜进行图像分析以观察锆石内部结构。

图6-1 细晶岩脉野外（a）及镜下特征（b）（Q:石英、Pl：斜长石、M：白云母）
1.2 分析方法及精度
锆石SHRIMP U-Pb年龄是在中国地质科学院北京离子探针中心SHRIMP II型离子探针上测定的。

将样品锆石和标样锆石（Themrra，417Ma）及参考样M257(560Ma)在玻璃板上用环氧树脂固定，抛光至暴露出锆石的中心面，然后进行反射光和透射光照相，喷墨后再用阴极发光扫描电子显微镜进行图像分析以检查锆石的内部结构，最后镀金，即完成SHRIMP U-Pb年龄测定的前期工作。

测试时尽量避免裂纹和包裹体，根据锆石的成因类型和研究目的，确定要测定的点。

详细实验流程和原理参阅文献（宋彪等，2002），数据处理采用Ludwig SQUID 1.0及ISOPLOT程序，用实测204Pb校正锆石中的普通Pb，单个数据点的误差为1σ，年龄平均值误差为2σ（95%置信度）。

1.3 锆石特征和分析结果
细晶岩脉中含有三类锆石，即碎屑锆石、岩浆锆石、热液锆石，且以后者占绝对优势。

SHRIMP U-Pb定年结果显示：碎屑锆石形成于1650Ma，与围岩陀烈组中碎屑锆石年龄一致，岩浆锆石形成于238~250Ma，与尖峰岭花岗岩体形成时间一致，表明细晶岩脉中碎屑锆石和岩浆锆石分别来源于陀烈组和尖峰岭花岗岩。

而占绝对优势地位的热液锆石形成年龄为96.5±4.2Ma，与邻近千家岩体活动时限一致，这一方面表明该区燕
山晚期存在一次强烈的热液活动，另一方面表明该热液活动与千家岩体岩浆活动有关。

另据这些细晶岩脉普遍切穿含金石英脉的地质事实，表明抱伦金矿主成矿作用与燕山晚期岩浆热液活动无关。

细晶岩脉中出现三类锆石，即碎屑锆石、热液锆石和岩浆锆石，前两类锆石数量占多数，岩浆锆石很少。

细晶岩样品中碎屑锆石粒度较小，磨圆特征明显，为碎屑锆石残留，而且与地层中的碎屑锆石具有一致的年龄分布区间（1600Ma和2400Ma），可以认为是地层中混入的锆石。

热液锆石在双目镜下大多呈棕色、褐色，半透明到不透明，多数呈自形-半自形，约50~100μm。

在CL（阴极发光）图像上，绝大多数锆石不发光，具典型热液锆石特征（吴元保和郑永飞，2004）。

还有一种锆石无色透明，呈自形的柱状晶体，柱面与锥面发育，具岩浆韵律环带，为典型岩浆锆石（Corfu et al., 2003；Wu and Zheng，2004）。

值得注意的是在细晶岩中还见到一粒碎屑锆石，具磨圆的内核，外围被黑圈包围，说明细晶岩遭受了后期热液活动的改造。

图6-2细晶岩脉中典型锆石阴极发光（CL）图像
在样品中选择了26粒锆石，并进行了SHIRMP U-Pb分析。

典型锆石的分析结果表明（表6-1），碎屑锆石U含量为1355ppm，Th含量为531ppm，Th/U比值较低，为0.39；岩浆锆石U、Th含量较低，U含量介于353~1343ppm之间，Th含量介于382~1053ppm 之间，Th/U比值介于0.59~0.87；热液锆石具有异常高的U、Th含量，U含量最高达24705ppm，多数集中在10000~18000ppm之间，Th含量可达33992ppm，主要集中在6000~17000ppm，Th/U比值变化较大，介于0.39~2.48。

26个分析点的年龄变化较大，碎屑锆石分析点年龄为1650Ma，与陀烈组地层中碎屑锆石年龄一致（钟增球等，2010）❷，表明细晶岩中碎屑锆石可能来自于陀烈组千枚岩或与陀烈组千枚岩同源的源区锆石；岩浆锆石年龄为236.9±3.1Ma，与谢才富等（2006）和舒斌等（2004）测定的尖峰岭成岩年龄相近（236~250Ma），野外可以见到
细晶岩脉从花岗岩体中窜出来，表明细晶岩脉来自于尖峰岭花岗岩体；而占绝大多数的热液锆石，在一致曲线上除3号分析点（114.3Ma ）和10号分析点（205.5Ma ）年龄稍微或明显偏大外，其余均较为集中，介于92.4~100Ma 之间。

扣除3号和10号分析点年龄，将热液锆石其余分析点年龄进行平均加权计算，获得年龄为236.9±3.1Ma （MSWD=0.92），暗示在燕山期有强烈的热液活动（图6-3）。

图 抱伦矿区细晶岩脉岩浆锆石SHRIMP U-Pb 年龄值加权平均图
图 抱伦矿区细晶岩脉锆石SHRIMP U-Pb 年龄谐和图和加权平均年龄图
第三节 基性岩的锆石SHRIMP U-Pb 定年
样品特征与锆石分选
本次进行锆石挑选和年龄测定的样品13BL-173采自抱伦矿区400中段V1-4矿体附近（矿区图.），为50kg中的辉长闪长岩大样，细粒结构，块状构造。

岩石较新鲜，变质程度低，仍保存有大量解理和晶形完好的角闪石。

斜长石晶形未见好的晶形，可能是变质的产物。

蚀变矿物主要为绿帘石、黝帘石、斜黝帘石和绿泥石。

样品采集回来，经洗净，晾干后，粉碎至80目，先后经过清水粗淘、强磁分选、电磁分选和酒精细淘后，在实体显微镜下手工挑选出锆石。

锆石分选工作由河北省廊坊市诚信地质服务有限公司完成。

1.2 分析方法及精度
将锆石、RSES参考样SL13和TEM置于环氧树脂制靶，随后抛光、洗净并镀金(Xu et al., 2007)。

通过反射光、透射光和阴极发光（CL）对锆石的内部结构进行研究，并在测试前在锆石上标记好适宜的测试位置（图.）。

锆石U-Pb成分分析在北京离子探针中心的SHRIMPⅡ上完成。

采用参考锆石TEM（417Ma）进行同位素分馏校正(Black et al., 2003a)，采用SL13（572Ma，U含量：238×10-6）标定锆石的U、Th和Pb的含量(Black et al., 2003b)。

为了保证分析的精确度，待测锆石和参考锆石TEM交叉测定。

数据通过Ludwig的ISOPLOT程序进行处理(Ludwig, 1999; 2001)。

普通铅根据试验实测的204Pb含量校正。

由于基性岩墙的形成时代为中生代，较年轻，年龄的计算采用206Pb/238U比值。

1.3分析结果
本次对从样品13BL-173中挑选出来的23颗锆石进行了测试分析，分析结果如表.所示。

因为矿区流体易导致204Pb升高，且年龄小于1000Ma，所以采用经204Pb校正的206Pb/238U年龄来计算基性岩的结晶年龄。

考虑到本次研究的基性岩产出在矿区，不可避免地会受到流体的影响而导致锆石U-Pb体系的不封闭，在数据处理时放宽对于不谐和度的要求，对于绝对值小于400%的数据都视为可用。

分析点7.1的不谐和度达到1049%，因此不参与年龄的计算。

分析点1.1、2.1、3.1、4.1、8.1、9.1、13.1和15.1的年龄值偏差较大（表.），不适合用来计算岩浆岩的结晶年龄，予以去除。

剩余14颗锆石在阴极发光图上大都表现出不规则外形，不规则内部分带等基性岩岩浆锆石的典型特征(李怀坤et al., 2013)，个别发育岩浆震荡环带，且它们的Th/U比值都大于0.4，符合岩浆锆石的特征(吴元保and 郑永飞, 2004)，表示在谐和图上（图.a）。

计算得到231.6±2.6Ma的加权平均年龄（图.b），为本次研究基性岩脉的形成年龄，该年龄晚于尖峰岭花岗岩体的形成时代。

图SHRIMP锆石U-Pb年龄谐和图(a)和加权平均图(b)
图锆石阴极发光图
表海南省抱伦金矿13BL-173基性岩样品中锆石SHRIMP U-Pb测试结果
测点号ppm
U
ppm
Th
232Th
/238U
ppm
206Pb*
%
206Pb
c
207Pb
/206Pb
%
err
207*
/235
%
err
206*
/238
%
err
206Pb/238U
年龄
（Ma）
1s
err
1.1 157 119 0.78 6.3 1.44 .063
2.3 0.32 9.8 .0459 1.6 289.3 4.4
2.1 829 1001 1.25 27.7 0.54 .055 1.2 0.27
3.1 .0386 1.4 24
4.4 3.4
3.1 174 146 0.87 5.4 10.25 .122 1.8 0.17 31.5 .0327 2.0 207.7
4.1
4.1 791 313 0.41 70.2 0.28 .097 3.2 1.35 3.6 .1031 1.3 632.3 7.9
5.1 1157 679 0.61 3
6.5 0.84 .054 1.1 0.24 3.2 .0364 1.3 230.5 3.0
6.1 329 207 0.65 10.6 1.63 .058 1.9 0.23 8.3 .0370 1.4 234.2 3.3
7.1 427 237 0.57 13.7 1.39 .057 1.8 0.23 6.9 .0368 1.5 232.7 3.4
8.1 577 470 0.84 16.8 1.41 .055 1.5 0.20 5.7 .0334 1.4 211.7 2.8
9.1 3553 5063 1.47 106.7 0.23 .051 0.6 0.24 1.6 .0349 1.3 220.9 2.8
10.1 1307 515 0.41 40.2 0.50 .054 1.0 0.24 2.9 .0357 1.3 225.9 2.9
11.1 1668 1103 0.68 54.9 4.53 .093 2.1 0.29 6.3 .0366 1.3 231.6 3.1
12.1 1314 957 0.75 40.4 0.67 .055 1.7 0.24 3.2 .0355 1.4 224.9 3.1
13.1 245 258 1.08 4.6 4.53 .065 4.4 0.08 41.8 .0210 2.0 134.1 2.6
14.1 926 651 0.73 29.1 0.71 .054 1.3 0.24 3.7 .0363 1.3 229.7 3.0
15.1 3743 4757 1.31 123.1 0.24 .052 0.6 0.27 1.6 .0382 1.3 241.7 3.0
16.1 563 465 0.85 18.3 1.23 .057 1.4 0.24 4.7 .0374 1.4 236.4 3.2
17.1 228 116 0.52 7.4 1.54 .061 4.3 0.25 10.5 .0371 1.6 234.6 3.6
18.1 1227 1784 1.50 38.4 1.15 .060 2.3 0.25 5.2 .0360 1.3 227.8 3.0
19.1 228 200 0.91 7.4 0.88 .058 2.3 0.26 6.4 .0376 1.5 238.2 3.5
20.1 100 35 0.36 3.3 4.46 .069 3.3 0.16 38.3 .0364 2.2 230.5 4.9
21.1 250 137 0.57 8.1 1.07 .059 2.2 0.26 8.5 .0373 1.5 236.1 3.5
22.1 239 187 0.81 7.8 1.18 .060 2.2 0.26 11.0 .0377 1.6 238.7 3.7
23.1 896 656 0.76 28.0 0.67 .054 1.2 0.24 3.5 .0362 1.4 229.2 3.1 注：Pb c和Pb*分别表示普通铅和放射成因铅，普通铅经实测的204Pb校正。

误差为1σ。

成矿时代
尽管人们对于尖峰岭花岗岩体形成时代的看法已趋一致，但关于矿床的成矿时代仍然存在较大争议。

因此，前人对抱伦金矿的成矿时代做了有意义的尝试，开展了多种测年方法，主要的定年方法有云母Ar-Ar法，白云母、绿泥石Rb-Sr 等时线法、伊利石K-Ar年龄法以及蚀变矿物Rb-Sr等时线年龄法。

陈柏林等（2001）获得抱伦金矿蝕变矿物Rb-Sr等时线年龄为234Ma和K-Ar年龄213Ma；舒斌等（2004）测定白云母的Ar-Ar坪年龄为219.41±0.63Ma, 等时线年龄为218.87±2.51Ma；刘玉林等（2002）用K-Ar法测定白云母的年龄为221.2±3.3Ma。

虽然这些研究结果不是金矿成矿作用形成的金属硫化物矿物的年龄，但是这些与金矿共生的蚀变矿物的年龄也能够非常贴近矿化时代（陈柏林等，1998；张振海等，1994；
董法先等，1993）。

从以上年龄数据可以看出大多数学者认为抱伦金矿床形成于印支晚期（丁式江等，2001；陈柏林等，2001；刘玉琳等，2002）;但最近张小文等（2009）和钟增球等（2010）❷根据印支期和燕山期花岗岩LA-ICP-MS锆石原位测试及海南岛燕山晚期普遍金矿化的地质事实，认为白垩纪可能也是抱伦金矿一个主要的成矿时期。

王朝文等（2011）还根据矿石中流体包裹体C、O同位素的研究认为抱伦金矿的形成与燕山晚期千家花岗岩岩浆期后热液活动有关。

幸运的是本次野外工作在抱伦金矿25中段V1-3含明金石英脉掌子面发现了辉钼矿，并伴有辉铋矿、黄铁矿、磁黄铁矿、毒砂、黄铜矿等金属硫化物。

我们曾经试用黄铁矿测定Re-Os同位素年龄，结果显示黄铁矿中Re的含量太低（＜
1ppb）无法测试。

本次工作测得辉钼矿的Re-Os等时线年龄为224.6±7.2Ma，代表抱伦金矿金属硫化物形成年龄，也就是金矿形成的年龄。

本文的研究结果与前人的数据基本一致，从而进一步确证海南金矿的主要成矿期是印支期。

辉钼矿Re-Os同位素定年
2.1 样品特征与辉钼矿挑选
辉钼矿在矿区并不十分常见，一直以来均未引起有关学者的重视。

本次研究，在多条含矿石英脉中发现有辉钼矿的产出，通常呈小团块集合体与大量黄铁矿等含硫矿物共生（图6-4）。

集合体内矿物颗粒细小，多为鳞片状，钢灰色。

本次在25中段沿V1-3矿体走向
采集了3件辉钼矿样品，每件样品采
样间距为20~30米不等。

同时，在
160中段V1-6矿体也采集了1件辉钼
矿样品。

将采集好的样品原样破碎至
100目，经磁选、电磁选处理后，在
双目镜下进行人工挑纯，挑纯后每个
辉钼矿样品中约2g。

图6-4 辉钼矿产出特征
2.2 分析方法与流程
Re-Os化学分离和质谱测定在中科院广州地球化学研究所同位素年代学和地球化学国家重点实验室完成，测试分析流程详见有关文献（杜安道等，1994，2001），现简述如下：
①溶解样品
准确称取待分析样品，通过长细颈漏斗加入到Carius管（一种高硼厚壁大玻璃安瓿瓶)底部。

缓慢加入液氮到装有半杯乙醇的保温杯中，调节温度到摄氏-50～-80℃，然后放入装有样品的Carius管到该保温杯中，通过长细颈漏斗把准
确称取的185Re和190Os混合稀释剂加入到Carius管底部，再加入5ml 10mol/L HCl，15ml 16mol/L HNO3，3ml 30% H2O2，当管底溶液冰冻后，用丙烷氧化火焰加热封好Carius管的细颈部，放入到不锈钢套管内。

轻轻地将套管放入鼓风烘箱内，待回到室温后，逐渐升温到200℃，保温24h。

在底部冷冻的情况下，打开Cariustube，并用40ml水将管中溶液转入蒸馏瓶中。

②蒸馏分离Os
在105~110℃蒸馏50分钟，用10ml水吸收蒸出的OsO4，将蒸馏残液倒入150ml Teflon烧杯中待分离Re。

③萃取分离Re
将第一次蒸馏残液置于电热板上，加热近干。

加少量水，加热近干。

重复两次以降低酸度。

加入10 ml 5 mol/L NaOH，稍微加热，转为碱性介质。

加入10 mL 丙酮，振荡5分钟，萃取Re 后转入50mL 聚丙烯离心管中，离心，然后取清液转入120 mL Teflon分液漏斗中。

静止分相，弃去水相。

再加 2 mL 5mol/L NaOH 溶液到分液漏斗中，振荡2 min，洗去丙酮相中的杂质。

弃去水相，排丙酮到150 mL 已加有２mL 水的Teflon 烧杯中。

在电热板上50℃加热以蒸发丙酮。

加热溶液至干。

加数滴浓硝酸和30%过氧化氢，加热蒸干以除去残存的锇。

用数毫升稀HNO3溶解残渣，稀释到硝酸浓度为2%。

备ICPMS 测定Re同位素比值。

如含铼溶液中盐量超过 1 mg/mL，需采用阳离子交换柱除去钠。

④质谱测定
采用德国Thermo Scientific公司生产的Thermo Scientific X series 2电感耦合等离子质谱仪。

测试过程中，分别采用Ir、Os天然丰度对Re、Os进行在线监测和校正。

以GBW04436为外标，监控化学分离流程和分析数据的可靠性。

2.3 分析结果
分析结果见表6-2。

由表可以看出，几个辉钼矿样品的Re含量均较低，仅为0.14×10-6~0.25×10-6，具有2H1型辉钼矿Re含量特征（2H1型辉钼矿Re的含量远低于3R型辉钼矿，相差可达1000倍），且由于2H1型辉钼矿通常形成于高温环境（李红艳等，1996），反映抱伦金矿形成温度可能较高。

采用ISOPLOT 软件将测试数据进行回归计算，拟合所得等时线年龄为224.6±7.2Ma（图6-5），各数据点的线性关系较好，平均标准权重偏差（MSWD）为1.7，初始187Os/188Os 比值为0.002±0.0003。

同时，将每个样品进行Re-Os同位素模式年龄计算，见表6-2。

图6-5 抱伦金矿Re-Os等时线图
第三节成矿时代讨论
裴荣富等（1995，2003）曾指出，正确年代数据的取得离不开多学科的综合方法，更不能是地质研究程度很低的“无根之木”。

野外观察研究矿床形成序列的地质证据是判定成矿年代的最重要基础，单纯依靠先进的精确测年数据，忽视地质体共生的先后关系和矿物成矿世代研究的方法是不可取的。

因此，讨论成矿年代必须以地质为基础，这也是前人在抱伦金矿成矿时代上产生认识分歧的症结之所在。

3.1 细晶岩脉锆石SHRIMP U-Pb定年与金成矿时代
细晶岩脉岩浆锆石SHRIMP定年结果为96.5Ma，属燕山晚期热液活动成因，同时结合前人在尖峰岭岩体中发现大量燕山晚期热液锆石的报道（张小文，2009），表明抱伦地区燕山晚期存在一次大规模的热液活动。

该热液活动在形成时限上与矿区南面千家复式岩体一致，后者锆石U-Pb年龄介于92~101Ma（唐立梅等，2010；付王伟等，2012），暗示其形成与千家岩体侵位有关，属岩浆期后热液活动性质。

然而根据这些赋存于左行断裂之中的细晶岩脉均明显切割NNW向含金石英脉的现象，以及左行断裂之中石英脉均不含矿的事实，表明该期岩浆活动并不是导致抱伦金矿大规模金矿化作用发生的主因。

从区域上看，千家岩体岩浆热液活动虽导致了大规模多金属矿化的发生，大致以石门山斑岩型钼铅锌多金属矿产为中心向东，依次形成分布有看树岭银矿床、后万岭铅锌矿床、盗公村铅锌铜铀矿床等，构成明显的由中高温到低温矿化
的水平分带（李孙雄等，2004；陈沐龙等，2008），但至今尚未发现与之有关的
金矿化作用，也间接暗示了该期岩浆热液活动与金矿化作用关系不密切。

除此之外，在球粒陨石稀土配分曲线上，细晶岩脉轻、重稀土分异不明显，具有“海鸥式”的球粒陨石稀土配分模式，而含金石英脉呈现出明显富集轻稀土的右倾曲线特点，两者存在显著的差别。

综上所述，我们认为抱伦金矿主成矿作用与燕山晚期千家岩体岩浆期后热液活动无关。

3.2 辉钼矿Re-Os同位素定年与金成矿时代
构造变形特征分析表明，抱伦金矿主要受NNW向剪切构造带控制，金矿品位高、规模大，属于剪切带石英脉型金矿。

根据矿物共生组合，该剪切带石英脉型金矿可划分为四个成矿阶段，分别为粗粒石英阶段、金-细粒石英阶段、金-铋化物-硫化物阶段和碳酸盐阶段。

其中，粗粒石英阶段以形成具有韧性变形的粗粒石英为特征，硫化物形成较少，矿化也较弱；金-细粒石英阶段以形成大量粒度细且均匀的石英为特征，同时伴随有少量黄铁矿的形成，是抱伦金矿的主成矿阶段；金-铋化物-硫化物阶段以形成大量铋化物和各种复杂硫化物为特征，同时也是抱伦金矿另一重要成矿阶段；而碳酸盐阶段以形成大量方解石为特征，属成矿末期，矿化大为减弱。

本次辉钼矿Re-Os同位素定年样品，通常呈小团块状集合体与大量黄铁矿等含硫矿物共生，Re-Os同位素等时线年龄为224.6±7.2Ma，代表了抱伦金矿金-铋化物-硫化物成矿阶段年龄。

而对于抱伦金矿主成矿阶段—金-细粒石英阶段，有如下事实可以参考：该阶段形成的细粒石英一般自形程度较好，边界平直，具静态重结晶的特征，但个别薄片中，也见到该阶段细粒石英呈它形镶嵌状集合体，并有一定的几何定向优选，具典型动态恢复重结晶特征。

这说明该阶段细粒石英的形成很可能有两种机制：一是粗粒石英发生韧性变形时，随着热液体的进入，由SiO2的沉淀作用而形成；二是可能由粗粒石英经剪切作用亚晶化、细粒化后，发生静态恢复作用而形成，表明抱伦金矿金-细粒石英阶段（主成矿阶段）可能略晚于剪切变形作用的发生。

结合海南岛NNW向剪切带白云母40Ar-39Ar分析结果（介于248~242Ma 之间，中值为245Ma），可大致代表抱伦金矿的主成矿阶段年龄上限。

2）抱伦金矿与尖峰岭花岗岩的成因联系
另外,抱伦金矿辉钼矿的Re-Os等时线年龄(224.6±7.2 Ma)与尖峰岭花岗岩锆石U-Pb年龄(236±2Ma和238±5Ma)相差不到10Ma。

由此推测抱伦金矿的含矿热液流体与尖峰岭花岗岩岩浆期后岩浆热液流体作用密切相关。

综上所述，我们认为抱伦金矿床主要成矿时期介于245~225Ma之间，可跨度20Ma左右。