巩 鑫, 魏小勇, 赵元艺, 刘春花, 水新芳, 杜 蔺, 宋小军, 衮民汕, 谭 伟

上黑龙江盆地虎拉林金矿床黄铁矿LA-ICP-MS原位测试及其对矿床成因的制约

巩 鑫1, 2, 魏小勇3, 赵元艺2*, 刘春花2, 水新芳2, 杜 蔺1, 宋小军1, 衮民汕1, 谭 伟2

(1.贵州省有色金属和核工业地质勘查局 地质矿产勘查院, 贵州 贵阳 550005; 2.中国地质科学院 矿产资源研究所, 自然资源部成矿与资源评价重点实验室, 北京 100037; 3.中国地质调查局 哈尔滨自然资源综合调查中心, 黑龙江 哈尔滨 150086)

位于上黑龙江盆地内的虎拉林金矿床为区域重要的金矿床之一, 关于该矿床的成因一直存在较大的争议。为厘清虎拉林金矿床成矿物质来源及赋存状态, 确定矿床成因及形成机制, 作者运用LA-ICP-MS原位测试技术, 分析了矿床中不同期次黄铁矿的元素组成。结果表明, 该矿床存在PyI、PyII和PyIII三期黄铁矿, 不同期次黄铁矿的微量元素组成差异明显, PyII为金主成矿期, 其Cu、Pb、Zn、Ag、Au、Bi、As、Mo、V、Cr、Mn、Sb、Sn和Ga等微量元素含量较高。在PyI、PyII和PyIII三期黄铁矿中, Co、Ni、As、Se以类质同象形式赋存于黄铁矿中; 而Cu、Pb、Zn、Bi及Te、Mo、V、Cr、Mn、Sb、Sn、Ga分别以金属矿物微粒及纳米微粒金属矿物包体存在于黄铁矿颗粒中或间隙; Au、Ag以银金矿微粒形式存在于黄铁矿晶体及间隙中, 且As在Au的迁移、富集和沉淀等过程中具有重要的作用。三个不同期次黄铁矿的Co/Ni值均小于10, 且在Co-Ni成因判别图中PyI主要分布于沉积区, PyII与PyIII则主要分布于沉积改造区及岩浆区。结合研究区区域地质背景、矿床地质特征及黄铁矿微量元素特征, 认为虎拉林金矿床首先经历了早期沉积作用, 之后受到来自含Au、Ag、Cu、Pb、Zn、Bi等元素成矿流体的热液叠加改造, 成矿物质源于早白垩世深部岩浆, 且成矿过程中存在岩浆热液与早期沉积地层的混染作用, 是典型的斑岩型金矿床。

黄铁矿; 微量元素; LA-ICP-MS原位分析; 虎拉林金矿床; 上黑龙江盆地

0 引 言

激光剥蚀电感耦合等离子体质谱(LA-ICP-MS)是基于等离子体质谱基础之上结合激光剥蚀系统研制而成的固体微区分析技术, 具有样品制作简单、分析速度快、分辨率高、灵敏度高、准确率高、检出限低、抗干扰性强等优点, 被广泛应用于硫化矿原位测试, 以推测成矿物质来源、反演成矿机制及判断矿床成因, 且取得较好的效果(Öhlander et al., 2006; 周涛发等, 2010; 张德贤, 2011; Zhang et al., 2014; 张锦让等, 2016; 林祖苇等, 2019)。在斑岩型、卡林型、造山型及热液型金矿床中, 黄铁矿作为最重要、分布最广的载金矿物之一, 含有多种微量及成矿元素, 蕴藏着丰富的成矿信息(赵元艺等, 2010; Zhao et al., 2011; 严育通等, 2012; Reich et al., 2013; Dubosq et al., 2018; Hu et al., 2019)。不同的物理化学条件、成矿流体成分及成矿机制下成矿元素及微量元素具有不同的迁移、富集、沉淀机制, 从而形成不同含量、不同赋存状态、不同类型的黄铁矿(冷成彪等, 2017; Liu et al., 2018; 傅晓明等, 2018)。因此利用黄铁矿晶体中元素含量、赋存特征及特征值可反演成矿流体成分、成矿物质来源及机制、物理化学环境, 以此推断矿床成因及形成机制, 从而为确定矿床类型提供理论基础(毕诗健等, 2016; 毛先成等, 2018; 赵晓燕等, 2019; Yang et al., 2019)。

虎拉林金矿床位于兴蒙造山带东段大兴安岭北部额尔古纳微地块北缘上黑龙江盆地西侧。自矿床被发现以来, 前人便在此开展了大量的基础地质及地球化学研究, 查明了矿区地层、构造发育及展布情况, 基本确定了矿体展布及赋矿围岩特征, 大体确定了矿体品位、品级及矿床规模。前人基本查明了矿石结构构造、矿物种类、成矿世代、成矿流体特征、成矿物质来源、围岩蚀变等问题(张勇等, 2003; 丁清峰等, 2006; 宋贵斌等, 2007; 刘桂阁等, 2009; 刘吉民等, 2012), 确定了矿床岩体特征及成岩年代(巩鑫等, 2020)。然而对矿床成因类型认识不一, 包括热液脉型(宋贵斌等, 2007)、爆破角砾岩型(张勇等, 2003; 徐先伦等, 2007; 刘桂阁等, 2009)、斑岩热液和爆破角砾岩混合型(丁清峰等, 2006)等, 成矿物质来源、成矿机制及成矿环境的不确定性造成了前人对矿床成因的认识不同。本次研究通过对矿床中不同类型、不同期次的载金矿物黄铁矿进行原位测试, 分析其元素含量及赋存状态, 以期确定成矿流体成分、推测物质来源及成矿环境, 从而较好地判别矿床成因类型。

1 地质特征

1.1 区域地质背景

上黑龙江盆地位于中亚造山带东段兴蒙造山带额尔古纳地块北侧, 北与西伯利亚克拉通以蒙古‒鄂霍茨克缝合带相隔(图1a), 南与兴安地块以塔源‒喜桂图断裂为界(Wu et al., 2011; Zhao et al., 2014)。盆地大致呈东西向展布, 延伸约250 km, 南北宽约60 km, 曾被认为是蒙古‒鄂霍茨克造山带东南缘的前陆盆地。该盆地处于不同板块、不同构造域强烈叠加、复合、转换部位, 区域内地质演化历史复杂, 断裂构造发育, 是重要的贵金属、有色金属及黑色金属矿集区(武广等, 2007; Wu et al., 2011; Zhou et al., 2012)。

区域内地层较发育, 主要出露地层及岩性为中元古代兴华渡口群(Pt1)片岩、片麻岩及大理岩、下寒武统额尔古纳河组(∈)大理岩、板岩、下泥盆统泥鳅河组(D1)灰岩、下‒中侏罗统绣峰组(J2)、二十二站组(J2)、漠河组(J2)砾岩、砂岩、粉砂岩及泥岩等。其中兴华渡口群及额尔古纳河组组成了地块基底, 绣峰组、二十二站组、漠河组构成了上黑龙江盆地盖层(武广等, 2008; 李睿华等, 2018)。

区域上位于古亚洲洋构造域、环太平洋构造域与蒙古‒鄂霍茨克构造域强烈叠加、复合、转换的关键部位, 上黑龙江盆地内构造演化复杂、断裂构造发育(Wu et al., 2011; Zhou et al., 2012), 形成了多组NE、NW、NNE及近SN向韧性剪切变形带和断裂带, 大体构成了本区域构造格局(图1b)。其中NE、NNE向断裂为主要断裂构造, 规模较大, 且多为压扭性断裂; NW向断裂规模亦较大, 多为张性断裂; SN向断裂规模相对较小。褶皱构造相对不发育。

区域内岩浆活动频繁, 岩浆岩较发育。其中以早古生代、中生代岩体分布最为广泛, 且研究程度相对较高, 岩性从超基性岩至酸性岩均有出露, 岩体产状从巨大的岩基到细小的岩脉均有发育。研究显示燕山期岩浆活动与区域成矿关系密切(武广等, 2007; Wu et al., 2011)。

1.2 矿床地质特征

虎拉林金矿床位于上黑龙江盆地西侧(图1b), 区域内地层出露较为简单, 仅存在中侏罗统绣峰组(J2)及第四系盖层(Q)(图1c)。中侏罗统绣峰组为一套陆源碎屑岩, 分布于矿区东部及东南部, 覆盖面积较大, 岩性以含砾粗砂岩、中粒砂岩及含岩屑长石石英砂岩等为主, 地表浮土覆盖较为严重, 植被发育, 岩石蚀变较为强烈。第四系盖层主要由浮土、砂岩、角砾岩、花岗斑岩、石英斑岩及花岗岩构成, 多分布于矿床内沟谷、河谷及坡度较缓地带, 其表层植被茂密。

虎拉林金矿区内构造较为发育, 以断裂构造、角砾岩筒及节理构造为主。受SE、NE向区域性断裂影响(图1b), 矿区内次级断裂构造发育, 规模相对较小, 大致沿SN、NE向延伸, 长度250～550 m不等, 倾角变化较大, 在50°～70°之间(宋贵斌等, 2007; 刘桂阁等, 2009)。角砾岩筒构造主要分布在矿区中部, 呈微型环状构造, 大小不等, 角砾岩筒构造内发育次火山岩形成的隐爆角砾岩(图1c), 前人将其划分为3个期次, 其中第三期隐爆角砾岩与成矿作用关系密切(丁清峰等, 2006)。受区域及矿区内主断裂构造影响, 矿区内节理构造较发育, 据统计走向上以NE、NW向为主, 规模较小。矿区内褶皱构造不甚发育。

图1 上黑龙江盆地虎拉林金矿床区域地质简图(a据李向文等, 2017修改; b据武广等, 2007修改)及矿床地质简图(c据丁清峰等, 2006修改)

矿区内岩浆活动较为频繁, 岩浆岩大面积出露于矿床西部及北部。已有的研究表明, 矿区至少存在早三叠世及早白垩世两期岩浆侵入活动(巩鑫等, 2020)。其中, 早三叠世岩体为似斑状花岗岩, 多呈岩基产出, 少量呈岩株穿插于中侏罗统砂岩中; 早白垩世岩体则以石英斑岩及花岗斑岩为主, 多呈岩基、岩株状产出(图1c)。

目前, 该矿床共圈定了6条金矿化体, 受SN向断裂构造控制明显(图1c), 矿体总体上呈SN展布, 多呈脉状、局部为透镜状产出, 倾角受断层影响变化较大, 分布于50°～70°之间; 矿体沿走向控制50～ 675 m, 沿倾向控制50～170 m, 均厚1.00～5.42 m; 总体上矿体规模、品位系数变化较大(张勇等, 2003; 丁清峰等, 2006; 刘吉民等, 2012)。矿石矿物以黄铁矿和黄铜矿为主, 含有银金矿、方铅矿、闪锌矿、辉铋矿、毒砂、褐铁矿及磁铁矿等矿物(图2b、c、d、e、g)。其中黄铁矿呈浸染状、星点状、团块状及脉状(图2b、c、d); 黄铜矿多呈浸染状、团块状, 多与黄铁矿共生(图2b、d)。银金矿多以细小粒间金、裂隙金及包裹金存在于黄铁矿、黄铜矿矿物中及矿物裂隙间(图2e、f)。赋矿围岩为中侏罗统绣峰组碎屑砂岩、早白垩世花岗斑岩及第三期隐爆角砾岩。矿床围岩蚀变以黄铁‒绢英岩化、高岭土化、硅化及褐铁矿化为主。

2 样品特征与分析方法

2.1 样品特征

本次研究样品采自虎拉林金矿床ZK6001 (52°55′16″N, 121°21′40″E)和ZK6801(52°55′23″N, 121°21′50″E), 采样平面位置见图1c。根据样品手标本及镜下矿物组合、矿物结构构造特征将成矿期划分为石英‒黄铁矿阶段、石英‒多金属硫化物阶段、石英‒碳酸盐阶段。对本次样品手标本、包体片分别进行详尽的地质及镜下矿相学观察、研究, 依据黄铁矿颗粒微观结构、晶体形态、矿物组合特征, 将黄铁矿依次划分为PyI、PyII和PyIII三个成矿期次, 其分别形成于石英‒黄铁矿阶段和石英‒多金属硫化物阶段。

PyI粗粒黄铁矿, 主要形成于石英‒黄铁矿阶段, 黄铁矿颗粒大(0.80～2.20 mm), 自形‒半自形, 多呈立方体、五角十二面体, 多以单颗粒或集合体形式出露于石英颗粒间(图2b), 含有极少量的磁铁矿显微包体。黄铁矿因颗粒大表面多见有小孔洞, 且发育碎裂结构及重结晶次生生长现象(图3a、b)。

PyII中‒细粒黄铁矿, 主要形成于石英‒多金属硫化物阶段早期, 黄铁矿颗粒相对较小(0.05～0.80 mm), 多呈自形‒半自形, 且多为立方体, 黄铁矿颗粒多以集合体形式出露在脉石、构造裂隙中(图2c、3c)。该阶段是矿床的主要成矿阶段, 故该类黄铁矿常与黄铜矿、方铅矿及闪锌矿共生(图3d、e), 且含有少量的磁铁矿包体。其中黄铜矿多呈胶状、脉状、团块状分布于PyII黄铁矿颗粒间(图2d、3c、3d); 方铅矿及闪锌矿多呈小颗粒状分布于黄铁矿颗粒间隙(图3e)。颗粒相对较大的黄铁矿表面多具有小孔洞及裂隙, 且多被后期物质所充填。

PyIII脉状黄铁矿, 主要形成于石英‒多金属硫化物阶段晚期, 黄铁矿多呈脉状充填于构造裂隙中(图2d), 少数黄铁矿以颗粒集合体形式出露, 且颗粒细小(0.02～0.40 mm)(图3e、f), 该阶段黄铁矿多与PyII阶段黄铁矿共生。该阶段为主成矿期后期, 仍有黄铜矿、闪锌矿等伴生矿生成(图3e), 且依据分析结果推测黄铁矿中多含有磁铁矿包体。

2.2 分析方法

在黄铁矿原位测试前, 首先对样品包体片(厚度大于探针片)进行详尽的镜下观察, 厘清矿物种类、矿物组合及矿物结构构造等基本特征, 再者对薄片中黄铁矿进行细致观察、研究, 将其划分为三个期次(PyI、PyII、PyIII), 并挑选出相对较好、具有代表性的测试点并予以圈出。黄铁矿原位测试在中国地质科学院国家地质实验测试中心完成, 测试仪器为Thermo Fisher公司生产的高分辨率扇形磁场质谱仪Element XR和New Wave 213nm型激光剥蚀系统, 实验中采用He作为剥蚀物质的载气, 激光束斑直径50 μm, 频率10 Hz, 输出能量2 mJ/s。在激光剥蚀测点过程中每个测试点分析时间为80 s, 首先为20 s空白背景值测定, 接着为40 s测点元素含量采集, 最后激光剥蚀完成后使用He对进样系统吹扫清洗20 s, 直至整个剥蚀过程完成。所用分析数据均利用Nist610和Mass-1外标进行校正, Nist610和Mass-1均为人工合成玻璃圆盘, 起始、结束时各测一次, 测试结果保证在误差范围之内。具体操作方法及实验过程见(袁继海等, 2011; 张锦让等, 2016)。本次实验中, 共分析Fe、S、Cu、Pb、Zn、Ag、Au、Co、Ni、As、Se、Te、Bi、Mo、V、Cr、Mn、Sb、Sn、Ga、Sc、Ge、Rb、Sr、Y、Nb、Cd、In、Cs、Ba、REE、Hf、Ta、W、Pt、Hg、Th、U等51种元素。

(a) 早三叠世花岗岩与早白垩世花岗斑岩; (b) PyI粗粒状黄铁矿与粒状黄铜矿、方铅矿; (c) PyII中‒细粒黄铁矿; (d) PyIII脉状黄铁矿穿插交代早期PyII中‒细粒黄铁矿、黄铜矿; (e) 银金矿BSE图; (f) 银金矿扫描电镜能谱图; (g) 方铅矿与含Bi矿物BSE图; (h) 方铅矿与含Bi矿物扫描电镜能谱图。矿物代号: Ccp. 黄铜矿; Hem. 褐铁矿; Gn. 方铅矿; Py. 黄铁矿; Sp. 闪锌矿。

(a) PyI五角十二面体黄铁矿; (b) 粗粒状黄铁矿中碎裂结构; (c) PyII黄铁矿与团块状黄铜矿; (d) 细粒状黄铁矿与胶状黄铜矿; (e) PyIII脉状黄铁矿; (f) PyIII细脉状他形黄铁矿; (g) PyI与PyII测点; (h) PyII测点。矿物代号: Ccp. 黄铜矿; Gn. 方铅矿; Py. 黄铁矿。

3 黄铁矿元素含量特征

虎拉林金矿床不同成矿期次黄铁矿LA-ICP-MS原位测试结果见表1(其中PyI共8点、PyII共17点、PyIII共15点)。分析结果显示Cu、Pb、Zn、Ag、Au、Bi、Co、Ni、As、Se、Te及Mo、V、Cr、Mn、Sb、Sn、Ga元素除极少数未达到仪器检出限之外, 其余均具有明确的含量。而Sc、Ge、Rb、Sr、Y、Nb、Cd、In、Cs、Ba、REE、Hf、Ta、W、Pt、Hg、Th、U等元素含量多低于检出限值, 故本文对此不作讨论。

表1 上黑龙江盆地虎拉林金矿床不同世代黄铁矿LA-ICP-MS原位测试结果表

续表1:

注: “BDL”表示低于检出限, 不参与计算均值及作图; 其中ZK6001-3-3、ZK6001-3-4、ZK6001-3-5、ZK6801-31-1、ZK6801-31-2、ZK6801-97-1、ZK6801-97-2、ZK6801-97-3、ZK6801-97-4、ZK6801-100-1、ZK6801-100-2、ZK6801-100-6、ZK6801-100-8中含有少量磁铁矿包体; 其中ZK6001-3-4、ZK6801-31-5、ZK6801-97-7中Cr元素含量受磨片试剂影响, 不参与Cr元素平均值计算。

PyI型黄铁矿中, Au含量为0.01～0.05 μg/g, 均值为0.04 μg/g; Ag含量为0.02～1.47 μg/g, 均值0.35 μg/g; Cu含量为0.03～3.78 μg/g, 均值1.56 μg/g; Pb含量为0.03～132 μg/g, 均值18.98 μg/g; Zn含量为1.33～ 2.34μg/g, 均值1.82 μg/g; Bi含量为0.11～6.99 μg/g, 均值为2.57 μg/g; Co、Ni含量分别为0.14～54.46 μg/g、1.44～162 μg/g, 均值分别为15.00 μg/g、58.51 μg/g; As含量为12.10～1651 μg/g, 均值615 μg/g; Se含量为1.64～15.63 μg/g, 均值为8.13 μg/g; Te含量为0.07～0.22 μg/g, 均值0.13 μg/g; Mo、V、Cr、Mn、Sb、Sn、Ga含量分别为3.80～8.90 μg/g、0.02～1.82 μg/g、1.32～12.64 μg/g、0.19～1.96 μg/g、0.01～1.24 μg/g、0.12～0.51 μg/g、0.02～0.48 μg/g, 均值分别为5.60 μg/g、0.31 μg/g、5.12 μg/g、0.99 μg/g、0.24 μg/g、0.31 μg/g、0.12 μg/g。

PyII型中-细粒黄铁矿为主成矿期阶段产物, 该期次黄铁矿中Au、Ag、Cu、Pb、Zn、Bi、As、Mn、Sb、Sn等元素含量相对PyI、PyIII较高(图4)。Au均具有确切的含量, 为0.07～0.49 μg/g, 均值0.24 μg/g; Ag极大部分具有确切的含量, 为0.13～13.50 μg/g, 均值2.51 μg/g; Cu较PyI期显著增加且出现峰值, 含量为0.10～3376 μg/g, 均值303 μg/g; Pb较PyI期显著增加, 含量为5.69～1439 μg/g, 均值174 μg/g; Zn含量为0.16～129 μg/g, 均值17.81 μg/g; Bi较PyI均显著富集, 含量为0.51～91.56 μg/g, 均值为25.03 μg/g; Co、Ni含量分别为0.10～810 μg/g、1.16～371 μg/g, 均值分别为140 μg/g、112 μg/g; As较PyI期显著增加, 含量为308～13752 μg/g, 均值为3143 μg/g; Se、Te含量分别为0.02～14.87 μg/g、0.05～3.18 μg/g, 均值分别为5.45 μg/g、0.53 μg/g; Mo、V、Cr、Mn、Sb、Sn、Ga元素含量分别为4.15～62.51 μg/g、0.04～15.97 μg/g、2.10～53.24 μg/g、0.28～21.32 μg/g、0.25～122 μg/g、0.09～14.60 μg/g、0.03～ 0.82 μg/g, 均值分别为12.59 μg/g、1.58 μg/g、10.24 μg/g、4.55 μg/g、13.17 μg/g、1.18 μg/g、0.22 μg/g, 均较PyI期明显增加。

PyIII型脉状黄铁矿形成于成矿后期, 该期次黄铁矿中Cu、Pb、Zn、Ag、Au、Bi及Co、Ni、As、Se、Te元素含量均显示出下降趋势(图4)。Au、Ag元素存在部分测点未达到仪器检出限, 含量为0.02～0.03 μg/g、0.04～1.00 μg/g, 均值为0.02 μg/g、0.27 μg/g; Cu较PyII期显著下降, 含量为0.26～ 136 μg/g, 均值为11.22 μg/g; Pb、Zn较PyII期下降明显, 含量分别为0.04～ 25.20 μg/g、0.77～5.64 μg/g, 均值分别为4.16 μg/g、2.58 μg/g; Bi含量为0.01～ 20.81 μg/g, 均值为4.44 μg/g; Co、Ni较PyII期变化不明显, 含量分别为6.95～259 μg/g、5.86～275 μg/g, 均值分别为113 μg/g、111 μg/g; As较PyII期显著下降, 含量为5.98～997 μg/g, 均值为370 μg/g; Se、Te含量分别为0.07～18.99 μg/g、0.01～0.38 μg/g, 均值分别为6.32 μg/g、0.12 μg/g; Mo、V、Cr、Mn、Sb、Sn、Ga含量分别为5.03～22.73 μg/g、0.01～3.79 μg/g、0.36～78.12 μg/g、0.24～5.15 μg/g、0.01～0.74 μg/g、0.01～1.26 μg/g、0.01～1.12 μg/g, 均值分别为7.71 μg/g、0.60 μg/g、8.96 μg/g、1.40 μg/g、0.19 μg/g、0.33 μg/g、0.20 μg/g, 较PyII期均呈下降趋势, 其中Mn、Sb、Sn下降最为显著(图4)。

图4 上黑龙江盆地虎拉林金矿床不同期次黄铁矿微量元素平均含量蛛网图(标准化值据Norman et al., 2003)

4 讨 论

4.1 黄铁矿中元素赋存状态

据前人研究黄铁矿中元素的赋存形式主要有以下3种: (1)离子以类质同象形式存在矿物晶格中; (2)分子以包裹体形式存在于可见的微米级微细矿物中; (3)分子以包体形式存在于不可见的纳米级微粒中(Reich et al., 2013; 张锦让等, 2016; 冷成彪等, 2017; Hu et al., 2019)。LA-ICP-MS黄铁矿原位分析除能够准确获取元素含量外, 还可随着激光对测点剥蚀深度的空间变化, 根据所形成的剥蚀信号曲线判断元素在黄铁矿颗粒中的赋存状态(冷成彪等, 2017; Yang et al., 2019; 赵晓燕等, 2019)。结合显微观察结果, 一般若元素剥蚀曲线与Fe元素形成相似平稳的直线, 且无明显的“凹凸”峰值, 则表明元素以类质同象形成存在于黄铁矿晶格中; 若元素剥蚀曲线呈现多处“尖峰”或“利谷”, 表明元素以可见微粒或不可见纳米微粒形式存在于黄铁矿颗粒中。前人研究结果表明Co、Ni、As、Se易于进入黄铁矿颗粒晶格中, 易与Fe、S产生类质同象现象, 故该类元素多以类质同象形式存在于黄铁矿晶格中(周涛发等, 2010; 毕诗健等, 2016; 张锦让等, 2016; 冷成彪等, 2017; 傅晓明等, 2018; 赵晓燕等, 2019), 而Au、Ag、Cu、Pb、Zn、Te、Cr、V、Mn、Ga、Mo、Sn、Sb等元素以微粒或纳米微粒存在于黄铁矿颗粒中(Belousov et al., 2016; Dubosq et al., 2018)。

上黑龙江盆地虎拉林金矿床中PyI、PyII、PyIII黄铁矿具有不同的元素含量特征, 但通过对不同期次黄铁矿LA-ICP-MS剥蚀曲线进行分析研究, 发现Co、Ni、As、Se剥蚀曲线与Fe、S元素剥蚀曲线均呈现出相对平缓的直线, 且无较大的“尖峰”及“利谷”(图5a、c、e), 表明Co、Ni、As、Se元素以类质同象的形式进入黄铁矿晶格中。其中, Co、Ni替代Fe(图6a、b), As、Se替代S(图6a、b), 与前人研究结果是一致的(毕诗健等, 2016; 张锦让等, 2016; 赵晓燕等, 2019; 马健等, 2019)。Cu、Pb、Zn、Bi及亲铁元素Te在PyI、PyIII剥蚀曲线中的表现较PyII平缓, 但三个期次中均存在大小不等的“尖峰”(图5a、c、e), 表明Cu、Pb、Zn、Bi、Te元素是以微粒或纳米微粒存在于黄铁矿颗粒或间隙中。结合工作前期扫描电镜的结果(图2g)及成矿流体中Bi与Ag、Bi与Cu、Cu与Pb的相关性(图7g、h、i), 进一步证实Cu、Pb、Zn、Bi元素是以微粒矿物(如黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、辉铋矿、硫铋银矿)形式存在于黄铁矿颗粒或裂隙间(赵元艺等, 2010)。在矿床成矿期即PyII期, 伴生元素Cr、V、Mn、Ga、Mo、Sn、Sb均呈现显著增加趋势, PyI、PyII、PyIII中上述元素的激光剥蚀曲线均显示“尖峰”的存在(图5b、d、f), 表明上述元素主要以微粒或纳米微粒存在于黄铁矿颗粒中。结合扫描电镜结果及测试数据显示, Cr、V、Mn、Ga、Mo、Sn、Sb元素主要以不可见磁铁矿包体的形式存在于黄铁矿颗粒或裂隙间中。

4.2 金赋存状态及形成机制

金在黄铁矿中赋存形式可以划分为2种, 其一为赋存于黄铁矿晶体中或颗粒间的包裹金及裂隙金; 其二为赋存于黄铁矿晶格中或粒度小于250 nm的显微金(Cook et al., 2013; Fougerouse et al., 2016)。虎拉林金矿床PyI、PyII、PyIII型黄铁矿原位测试结果(表1)显示, PyI、PyIII型黄铁矿中Au、Ag含量相对较低, 多数未达到仪器检出限, 而PyII期为矿床主成矿期, Au、Ag含量较高。PyII型黄铁矿LA-ICP-MS剥蚀曲线显示(图5c), 随着激光剥蚀深度的变化Au、Ag剥蚀曲线存在多处“尖峰”及“利谷”, 指示Au、Ag元素是以微粒或纳米微粒存在黄铁矿晶体中或间隙中, 且Au与Ag之间存在正相关关系(图7b), 该特征与岩浆热液型金矿床具有一致性(严育通等, 2012)。结合工作前期扫描电镜的结果(图2e、f), 认为虎拉林矿床中Au、Ag元素是以银金矿微粒的形式存在于黄铁矿晶体及间隙中, 该分析结果与前人通过人工重砂鉴定结果是一致的(刘吉民等, 2012)。

关于Au的迁移、富集、沉淀, 前人已做过大量的研究工作, 多认为成矿流体中Au与HS−形成络合离子Au(HS)2−进行迁移, 在一定的物理化学条件下与其他离子相结合或直接沉淀而形成金矿物(林祖苇等, 2019; 赵晓燕等, 2019)。虎拉林金矿床黄铁矿微量元素原位分析结果及剥蚀曲线显示, 黄铁矿晶格中广泛存在As元素替代S元素现象, 且在主成矿期PyII型表现最为突出(图5c)。对测试结果中Au、As元素含量进行分析, 结果表明黄铁矿Au与As存在着明显的正相关关系, 其在PyII型黄铁矿中最为明显(图7a)。这是由于在主成矿期PyII中, 高温、高压、低氧逸度条件下As离子可替代S离子形成HAs2−, 形成Au(HAs)−进行运移, 在一定条件下与其他离子结合或沉淀, 由于As离子性质与S离子性质相似, 故常与黄铁矿晶格中的S离子发生类质同象作用; 而Au晶胞参数相对较大, 故多与其他离子(Cu、Pb、Zn、Bi)相似, 以微粒形式赋存于黄铁矿颗粒及间隙中, Au与Cu、Pb、Zn、Bi存在一定的正相关关系(图7c、d、e、f)也证明这一结论。综上表明, 虎拉林金矿床形成过程中As元素对Au的迁移、富集、沉淀等过程具有重要的作用。

图5 上黑龙江盆地虎拉林金矿床黄铁矿微量元素LA-ICP-MS剥蚀曲线

图6 上黑龙江盆地虎拉林金矿床PyII、PyIII期黄铁矿Fe、Co、Ni、S、As、Se元素LA-ICP-MS剥蚀曲线图

图7 上黑龙江盆地虎拉林金矿床黄铁矿微量元素关系图

4.3 矿床成因

黄铁矿作为最重要、最广泛的载金矿物之一, 其具有重要的研究价值及指示意义。黄铁矿中微量元素含量及特征蕴藏着丰富的地球化学信息, 对成矿物质来源、流体成分、成矿环境(温度、压力、氧逸度)及矿床成因具有重要的指示意义(毕献武等, 2004; Mao et al., 2009; Zhang et al., 2014; 赵岩等, 2015)。黄铁矿中Co、Ni、As、Se等元素通过类质同象方式置换Fe、S, 其过程严格受到物理化学条件的控制。据前人研究高温、高压及低氧逸度环境有利于离子间的置换, 因此根据元素含量、特征值可判断黄铁矿形成环境(严育通等, 2012; 傅晓明等, 2018; 赵晓燕等, 2019)。黄铁矿中Te、Bi、Mo、Sb、Sn等微量元素的含量及种类也会受到物理化学条件的影响, 高温、高氧逸度下所形成的黄铁矿晶体中微量元素种类相对丰富、含量相对较高(Keith et al., 2016)。故可根据黄铁矿晶体中微量元素的含量及特征推断成矿流体性质及来源, 反演成矿流体演化过程, 从而推断、确定矿床成因类型(Reich et al., 2013)。

已有研究(Bajwah et al., 1987; 林祖苇等, 2019)表明, 黄铁矿晶体中广泛存在Co、Ni离子置换Fe离子, 而不同成因黄铁矿晶体中Co、Ni含量及Co/Ni值存在较大的差异, 故Co、Ni含量及Co/Ni值可以作为推断黄铁矿成因的重要指标之一。据研究沉积型黄铁矿中Co、Ni含量较低, 且Co/Ni值<1; 热液型黄铁矿中Co、Ni含量及Co/Ni值变化较大, Co/Ni值通常大于1.17而小于5; 火山喷气块状硫化物型黄铁矿中Co、Ni含量及Co/Ni值的变化较热液型黄铁矿更大, 通常5

①沉积区; ②沉积改造区; ③岩浆区; ④热液区。

前人对虎拉林金矿床的成因认识不一, 主要结论有受多组断裂及环状构造联合控制的热液脉型铜金矿床(宋贵斌等, 2007)、爆破角砾岩型铜金矿床(张勇等, 2003; 徐先伦等, 2007; 刘桂阁等, 2009)、斑岩热液和爆破角砾岩综合型矿床(丁清峰等, 2006)。虎拉林矿床地层出露较为简单, 仅存在中侏罗统绣峰组(J2), 且地层中黄铁矿较为发育。虎拉林金矿床位于额尔古纳地块最北侧, 北与蒙古–鄂霍茨克洋毗邻, 前人已证实蒙古‒鄂霍茨克洋在晚古生代–中生代自西向东呈“剪刀式”闭合(武广等, 2008; 许文良等, 2013; 唐杰, 2016)。通过钾长石40Ar-39Ar阶段升温法确定了虎拉林金矿床成矿年龄为136.34±0.36 Ma (张勇等, 2003); 通过对花岗岩、花岗斑岩及石英斑岩进行锆石U-Pb同位素定年, 证实矿床内存在早三叠世(～250 Ma)及早白垩世(～143.5 Ma)两期岩浆活动, 且早白垩世岩浆活动与成矿关系密切(巩鑫等, 2020)。通过对虎拉林金矿床黄铁矿及围岩S、Pb同位素测试, 暗示成矿流体来源于早白垩世深部岩浆, 同时混有上地壳部分物质熔融(张勇等, 2003)。

综合本次对不同成因类型黄铁矿的研究, 认为虎拉林金矿床成矿演化过程大致划分为3个阶段。PyI型黄铁矿的形成受中侏罗世沉积地层的影响, 颗粒相对较大、多呈立方体且晶形相对完好, Cu、Pb、Zn、Ag、Au、Bi含量较少, Co、Ni含量相对较高, Cr、V、Mn、Ga、Mo、Sn、Sb含量相对较低; 晚侏罗世–早白垩世期间, 研究区处于由挤压向伸展转化的大地构造背景下, 地壳发生拆沉, 深部岩浆上涌, 对PyI型黄铁矿进行了热液叠加改造, 富含Cu、Pb、Zn、Ag、Au、Bi等元素的岩浆参与成矿作用形成PyII型黄铁矿。其中Au在As元素的促进下富集成矿, 形成银金矿微粒赋存于黄铁矿晶体及间隙中; Cu、Pb、Zn、Bi等元素也以微粒形式富集成矿存在于黄铁矿晶体及间隙中; Co、Ni、As、Se等元素则在高温、高压环境下与Fe、S进行类质同象置换; Cr、V、Mn、Ga、Mo、Sn、Sb等微量元素则以磁铁矿包体形式存在于黄铁矿晶体中。随后岩浆沿浅部构造、裂隙不断运移, 随着物理化学条件的变化, 岩浆温度、压力不断降低逐步形成PyIII型黄铁矿, Cu、Pb、Zn、Ag、Au、Bi及伴生微量元素的含量及置换能力不断减弱, 使黄铁矿中S元素含量略有回升。综合矿床地质特征、岩体特征、矿体及矿石特征, 认为虎拉林金矿床是一处成矿物质来源于受早期沉积地层影响的含矿岩浆热液斑岩型金矿床。

5 结 论

(1) 虎拉林金矿床中PyI、PyII、PyIII型黄铁矿元素含量不尽相同, PyII为矿床主要成矿期, Cu、Pb、Zn、Ag、Au、Bi、As及Mo、V、Cr、Mn、Sb、Sn、Ga等元素明显较PyI、PyIII型黄铁矿元素含量高。

(2) Co、Ni、As、Se元素激光剥蚀曲线与Fe、S激光剥蚀曲线大致平行, 且无明显的“尖峰”及“利谷”, 是以类质同象形式赋存于黄铁矿中; Cu、Pb、Zn、Bi、Te等成矿元素及Mo、V、Cr、Mn、Sb、Sn、Ga等元素激光剥蚀曲线中存在明显的“尖峰”, 暗示是以黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、辉铋矿及磁铁矿等微粒或纳米微粒包体存在于黄铁矿颗粒中或间隙。Au和Ag元素则以显微银金矿形式赋存于黄铁矿颗粒中, As元素对Au的迁移、富集、沉淀等过程具有重要的作用。

(3) 虎拉林金矿床中PyI、PyII、PyIII型黄铁矿Co/Ni 值均小于10, 在Co-Ni成因判别图中PyI主要分布于沉积区, 而PyII与PyIII则主要分布于沉积改造区及岩浆区。PyI、PyII、PyIII型黄铁矿结构构造、区域地质特征表明, PyI型黄铁矿形成受早期沉积地层影响, PyII型黄铁矿形成于高温、高压及低氧逸度的物理化学条件, 是含Au、Ag、Cu、Pb、Zn、Bi等热液与PyI型黄铁矿受到构造变形‒热液叠加改造的结果; PyIII型黄铁矿形成于成矿作用后期, 为含矿热液沿已有断裂构造和爆破角砾岩筒上升过程中由于物理化学条件的改变而形成。虎拉林金矿床是一处成矿物质来源于受早期沉积地层影响的含矿岩浆热液斑岩型金矿床。

致谢:野外工作得到了原武警黄金部队第三支队李向文高级工程师及杨华本工程师、黑龙江省第四地质勘察院赵广江高级工程师、黑龙矿业集团股份有限公司梁海军高级工程师的帮助及大力支持; 标本照片由中国地质科学院矿产资源研究所沙俊生工程师完成; 在黄铁矿微量元素测试及后期数据处理工作中得到了中国地质科学院国家地质实验测试中心孙冬阳老师的帮助及指点; 中南大学张德贤博士及匿名审稿专家对本文提出了众多建设性的建议及意见, 在此一并致以诚挚的感谢！

毕诗健, 李占轲, 唐克非, 高凯. 2016. 小秦岭东桐峪金矿床黄铁矿LA-ICP-MS微量元素特征及其成矿意义. 地球科学, 41(7): 1121–1140.

毕献武, 胡瑞忠, 彭建堂, 吴开兴. 2004. 黄铁矿微量元素地球化学特征及其对成矿流体性质的指示. 矿物岩石地球化学通报, 23(1): 1–4.

丁清峰, 孙丰月, 梁海军. 2006. 内蒙古虎拉林金矿矿床地质特征及成因探讨. 黄金, 27(10): 6–12.

傅晓明, 张德贤, 戴塔根, 高剑峰. 2018. 不同成因类型矿化中黄铁矿微量元素地球化学记录-以广东大宝山多金属矿床为例. 大地构造与成矿学, 42(3): 505–519.

巩鑫, 赵元艺, 水新芳, 程贤达, 王远超, 刘璇, 谭伟. 2020. 上黑龙江盆地虎拉林早白垩世岩体锆石U-Pb年代学、Hf同位素及地球化学特征研究. 地质学报, 94(2): 553–572.

冷成彪. 2017. 滇西北红山铜多金属矿床的成因类型: 黄铁矿和雌黄铁矿LA-ICP-MS微量元素制约. 地学前缘, 24(6): 162–175.

李睿华, 张晗, 孙丰月, 武广, 张宇婷, 王硕. 2018. 大兴安岭北段二十一站岩体年代学、地球化学及其找矿意义. 岩石学报, 34(6): 1725–1740.

李向文, 白令安, 王可勇, 周金波, 庞龙, 张飞. 2017. 上黑龙成矿带基于证据权重法的金矿综合信息成矿预测. 黄金, 38(3): 19–24.

林祖苇, 赵新福, 熊乐, 朱照先. 2019. 胶东三山岛金矿床黄铁矿原位微区微量元素特征及对矿床成因的指示. 地球科学进展, 34(4): 399–413.

刘桂阁, 王恩德, 李杰美, 李艳秋, 陈勇敢, 常春郊, 王治华, 朝银银. 2009. 虎拉林金矿岩石地球化学特征及成因. 黄金科学技术, 17(5): 1–5.

刘吉民, 张纯歌, 王晓勇, 常立海. 2012. 大兴安岭北部虎拉林金矿床矿石及金矿物特征. 黄金科学技术, 20(1): 32–36.

马健, 吕新彪, 但荣飞, 朱丁云, 卢飞, 袁波, 殷新. 2019. 西秦岭左家庄金矿成因研究: 来自黄铁矿微量元素及多元同位素地球化学的制约. 地学前缘, 26(5): 1–17.

毛先成, 潘敏, 刘占坤, 汪凡云, 邓浩, 韩建民, 樊红喜, 夏芳, 肖飞, 魏清峰, 三金柱. 2018.西天山阿希金矿床黄铁矿微量元素LA-ICP-MS原位测试及其指示意义. 中南大学学报(自然科学版), 49(5): 1148–1159.

乔东海, 赵元艺, 汪傲, 李玉彬, 郭硕, 李小赛, 王松. 2017. 西藏多龙矿集区地堡铜(金)矿床年代学、流体包裹体、地球化学特征及其成因类型研究. 地质学报, 91(7): 1542–1564.

宋贵斌, 宋丙剑, 岳继航. 2007. 内蒙古额尔古纳市虎拉林金矿床地质特征及成矿规律探讨. 黄金科学技术, 15(5): 30–35.

唐杰. 2016. 额尔古纳地块中生代火成岩的年代学与地球化学: 对蒙古‒鄂霍茨克缝合带构造演化的制约. 长春: 吉林大学博士学位论文: 1–205.

王松, 赵元艺, 汪傲, 李玉彬, 李小赛, 郭硕. 2017. 西藏拿顿铜(金)矿床岩矿相学、流体包裹体和地球化学特征与成矿作用研究. 地质学报, 91(7): 1565–1588.

武广, 陈衍景, 孙丰月, 李景春, 李之彤, 王希今. 2008. 大兴安岭北段晚侏罗世花岗岩类地球化学及其地质找矿意义. 岩石学报, 24(4): 899–910.

武广, 孙丰月, 赵财胜, 丁清峰, 王力. 2007. 额尔古纳成矿带西北部金矿床流体包裹体研究. 岩石学报, 23(9): 2227–2240.

徐先伦, 宋丙剑, 周殿宇, 怀宝峰. 2007. 大兴安岭虎拉林金矿地质地球化学特征及找矿方向. 黄金科学技术, 15(3): 1–4.

许文良, 王枫, 裴福萍, 孟恩, 唐杰, 徐美君, 王伟. 2013. 中国东北中生代构造体制与区域成矿背景: 来自中生代火山岩组合时空变化的制约. 岩石学报, 29(2): 339–353.

严育通, 李胜荣, 贾宝剑, 张娜, 闫丽娜. 2012. 中国不同成因类型金矿床的黄铁矿成分标型特征及统计分析. 地学前缘, 19(4): 214–226.

袁继海, 詹秀春, 樊兴涛, 胡明月. 2011. 硫化物矿物中痕量元素的激光剥蚀–电感耦合等离子体质谱微区分析进展. 岩矿测试, 30(2): 122–127.

张德贤. 2011. 澳大利亚昆土兰州北部Ernest Henry铁氧化物型铜金(IOCG)矿床物理化学特征及磁铁矿微量元素地球化学特征——对全球IOCG矿床成因的启示. 长沙: 中南大学博士学位论文: 1–373.

张锦让, 侯林, 邹志超, 朱斯豹, 吴松洋. 2016. 泥堡金矿床载金含砷黄铁矿的微量元素LA-ICP-MS原位测定及其对矿床成因的指示意义. 岩石矿物学杂志, 35(3): 493–505.

张勇, 刘荫椿, 王科强, 王治华, 刘桂阁. 2003. 内蒙古虎拉林爆破角砾岩型金矿床特征. 黄金地质, 9(4): 13–18.

赵晓燕, 杨竹森, 张雄, 裴英茹. 2019. 邦布造山型金矿床黄铁矿原位微量元素特征及其成矿意义. 地球科学, 44(6): 2052–2062.

赵岩, 黄钰涵, 梁坤, 张岐能. 2015. 西南三江地区镇沅金矿载金黄铁矿稀土与微量元素特征. 岩石学报, 31(11): 3297–3308.

赵元艺, 刘妍, 王瑞江, 崔玉斌, 宋亮, 吕立娜, 曲晓明. 2010. 西藏班公湖–怒江成矿带及邻区铋矿化带的发现与意义. 地球学报, 31(2): 183–193.

周涛发, 张乐骏, 袁峰, 范裕, David R C. 2010. 安徽铜陵新桥Cu-Au-S矿床黄铁矿微量元素LA-ICP-MS原位测定及其对矿床成因的制约. 地学前缘, 17(2): 306– 319.

Bajwah Z U, Seccombe P K and Offler R. 1987. Trace element distribution, Co: Ni ratios and genesis of the Big Cadia iron copper deposit, New South Wales, Australia., 22: 292–300.

Belousov I, Large R R, Meffer S, Danyushevsky L V, Steadman J and Beardsmore T. 2016. Pyrite compositions from VHMS and orogenic Au deposits in the Yilgarn Craton, Western Australia: Implications for gold and copper exploration., 79(4): 474–499.

Cook N J, Ciobanu C L, Meria D, Silcock D and Wade B. 2013. Arsenopyrite-Pyrite association in an Orogenic Gold Ore: Tracing mineralization history from textures and trace., 108(6): 1273–1283.

Dubosq R, Lawley C J M, Rogowitz A, Schneider D A and Jackson S. 2018. Pyrite deformation and connections to gold mobility: Insight from micro-structural analysis and trace element mapping., 310–311(3): 86–104.

Fougerouse D, Micklethwaite S, Tomkins A G, Mei Y, Kilburn M, Guagliardo P, Fisher L A, Halfpenny A, Gee M, Paterson D and Howard D L. 2016. Gold remobilisation and formation of high grade ore shoots driven by dissolution-reprecipitation replacement and Ni substi­tution into auriferous arsenopyrite., 178(1): 143–159.

Hu X K, Li T, Zhang S T, Santosh M, Spencer C J, Zhao Y, Cao H W and Pei Q M. 2019.trace element and sulfur isotope of pyrite constrain ore genesis in the Shapoling molybdenum deposit, East Qinling Orogen, China., 105(2): 123–136.

Keith M, Hackel F, Haase K M, Schwarz-Schampera U and Klemd R. 2016. Trace element systematic of pyrite from submarine hydrothermal vents., 72(11): 728–745.

Liu Z K, Mao X C, Deng H, Li B, Zhang S G, Lai J Q, Bayless R C, Pan M, Li L J and Shang Q H. 2018. Hydrothermal processes at the Axi epithermal Au deposit, western Tianshan: Insights from geochemical effects of alteration, mineralization and trace element in pyrite., 102(9): 368–385.

Mao G Z, Hua R M, Gao J F, Li W Q, Zhao K D, Long G M and Lu H J. 2009. Existing forms of REE in gold-bearing pyrite of the Jinshan gold deposit, Jiangxi Province, China., 27(6): 1079–1087.

Norman M, Robinson P, Clark D. 2003. Major and trace element analysis of sulfide ores by laser-ablation ICP-MS, solution ICP-MS, and XRF: New data on international materials. The Canadian Mineralogist, 41(3): 293–305.

Öhlander B, Müller B, Axelsson M and Alakangas L. 2007. An attempt to use LA-ICP-MS to quantify enrichment of trace elements on pyrite surfaces in oxidizing mine tailings., 92(1): 1–12.

Reich M, Deditius A and Chryssoulis S. 2013. Pyrite as a Record of Hydrothermal Fluid Evolution in a Porphyry Copper System: A SIMS/EMPA Trace Element Study., 104(3): 42–62.

Wu F Y, Sun D Y, Ge W C, Zhang Y B, Grant M L, Wilde S A and Jahn B M. 2011. Geochronology of the Phanerozoic granitoids in northeastern China., 41(1): 1–30.

Yang M Z, Li J W, Zhao X F, Xu H J and Zhou Y Y. 2019. Electron back-scattered diffraction and LA-ICP-MS analysis of pyrite from the Dahu lode gold deposit, southern North China craton: Insights into geochemistry and distribution of trace element connection to microstructure of pyrite., 115(12): 1–21.

Zhang J, Deng J, Chen H Y, Yang L Q, David C, Leonid D and Gong Q J. 2014. LA-ICP-MS trace element analysis of pyrite from the Chang’an gold deposit, Sanjiang region, China: Implication for ore-forming process., 26(2): 557–575.

Zhao H X, Hartwig E F, Jiang S Y and Dai B Z. 2011. LA-ICP-MS trace element analysis of pyrite from the Xiaoqinling gold district, China Implications for ore genesis., 43(1): 142–153.

Zhao S, Xu W L, Wang W, Tang J and Zhang Y H. 2014. Geochronology and Geochemistry of Middle-Late Ordovician Granites and Gabbros in the Erguna Region, NE China: Implications for the Tectonic Evolution of the Erguna Massif., 25(5): 841–853.

Zhou Z H, Mao J W and Lyckberg P. 2012. Geochronology and isotopic geochemistry of the A-type granites from the Huanggang Sn-Fe deposit, southern Great Hinggan Range, NE China: Implication for their origin and tectonic setting., 49(1): 272–286.

LA-ICP-MS Analysis of Pyrite from Hulalin Gold Deposit in the Upper Heilongjiang Basin and its Implication on Genesis of the Deposit

GONG Xin1, 2, WEI Xiaoyong3, ZHAO Yuanyi2*, LIU Chunhua2, SHUI Xinfang2, DU Lin1, SONG Xiaojun1, GUN Minshan1and TAN Wei2

(1. Geological and Mineral Exploration Institute, Guizhou Bureau of Geological Exploration for Non-ferrous Metals and Nuclear Industry, Guiyang 550005, Guizhou, China; 2. MNR Key Laboratory of Metallogeny and Mineral Assessment, Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China; 3. Harbin Center for Integrated Natural Resources Survey of China Geological Survey, Harbin 150086, Heilongjiang, China)

The Hulalin gold deposit in the Upper Heilongjiang Basin is one of the most important gold deposits in the region, and the origin of the gold deposit is controversial. In order to identify and clarify the source and occurrence of gold, also to determine the genesis and formation mechanism of the gold deposit, the elemental composition of pyrite in different stages were analyzed by using LA-ICP-MS in-situ measurement technique. The results indicate that there are three phases of pyrite in this gold deposit, i.e., PyI, PyII and PyIII, and different phases of pyrite have obviously different trace element compositions. PyII is the main metallogenic stage of the gold deposit. Pyrite of PyII stage has Cu, Pb, Zn, Ag, Au, Bi, As, Mo, V, Cr, Mn, Sb, Sn, and Ga contents higher than those of PyI and PyIII. Co, Ni, As and Se occur as isomorphism substitution in the overall pyrite. Cu, Pb, Zn, Bi and Te, Mo, V, Cr, Mn, Sb, Sn, Ga occur as fine to metallic mineral particles or metal mineral nanoparticle inclusions in pyrite particles respectively. Au and Ag occur as silver-gold ore particles in pyrite crystal lattice or fractures. As plays an important role in migration, enrichment and precipitation of Au during gold mineralization. Co/Ni ratios of pyrite in three different periods are less than 10, and PyI is mainly distributed in the sedimentary area, while PyII and PyIII are mainly distributed in the sedimentary modification area and magma area of Co versus Ni plot. Combining the regional geological background of the study area, the geological characteristics of the gold deposit and the trace element characteristics of pyrite, we suggest that the metallogenesis of the Hulalin gold deposit includes the early sedimentation, and subsequent hydrothermal superimposition of fluids bearing Au, Ag, Cu, Pb, Zn, and Bi. It is believed that the ore-forming materials in the Hulalin gold deposit originated from the deep intrusion of the Early Cretaceous. In the process of mineralization, there is a contaminant effect of magmatic hydrothermal fluid and early sedimentary strata. Hence, the Hulalin gold deposit is considered to be a typical porphyry gold deposit.

pyrite; trace elements; LA-ICP-MS in situ analysis; Hulalin gold deposits; Upper Heilongjiang Basin

2020-03-15;

2020-05-11

国家重点研发计划“蒙古–鄂霍茨克洋构造体制成矿系统物质组成与过程”(2017YFC0601303)资助。

巩鑫(1992–), 男, 硕士研究生, 矿床学与矿床地球化学专业。Email: xingong2502@163.com

赵元艺(1966–), 男, 研究员, 从事矿床学、地球化学研究。Email: yuanyizhao2@sina.com

P611

A

1001-1552(2021)04-0745-016