流体演化及成矿机制

成矿流体的来源和演化~

以上流体包裹体研究结果指示，沉积盆地的演化及其伴生的盆地热卤水可能在黑色岩系Ni-Mo-PGE矿的成矿过程中起到重要的作用。新元古代到早寒武世，位于华南克拉通南缘的加里东冒地槽接受了巨厚的细粒碎屑岩和碳酸盐岩等沉积物，其中＞300℃的中高盐度CaCl2-NaCl-H2O体系的还原性盆地热卤水在不断增厚的上覆沉积物挤压下，顺地层侧向迁移，并吸取地层中的Ni、Mo、V和PGE等成矿元素，由此形成的成矿热卤水沿断裂上升，与相对低盐度的NaCl-H2O体系正常海水混合。流体混合作用导致成矿流体物理化学条件的改变，两种不同性质流体的混合有利于Ni、Mo、V和PGE等成矿元素沉淀，最后在早寒武世（541.3±16Ma）形成黑色岩系铂多金属（毛景文等，2001）。在该矿层下伏磷块岩中常见的近乎垂直切割地层的碳酸盐石英网脉可能代表了盆地热卤水上升的通道。在铂多金属矿形成之后，由于后期构造作用的影响，在矿层之上局部形成了后期碳酸盐石英脉。

众所周知，成矿流体主要由水组成，而不同来源的水又由不同的氢、氧同位素组成。 因此，通过测定矿床中脉石矿物的氢、氧同位素组成及其形成温度，有可能计算获得沉淀 出这些矿物的成矿流体的氢、氧同位素组成，进而可推测成矿流体的来源及其在成矿过程 中的演化特征。
由仙人嶂-石角围铀矿床的氢、氧同位素组成（表7-17）可见，根据石英流体包裹 体直接测定的仙人嶂-石角围铀矿床成矿流体的δDH2O值相对稳定，在成矿期为-65‰～ -34‰，在矿后期为-54‰；通过石英和方解石氧同位素组成计算获得的成矿流体的 δ18OH2O值却变化明显：矿前期δ18OH2O值为4.5‰～5.2‰，成矿期δ18OH2O值为1.4‰～ 6.6‰，矿后期δ18OH2O值为-5.3‰～0.6‰。
表7-17 仙人嶂-石角围铀矿床的氢、氧同位素组成


注：计算公式：1000lnα石英-水＝3.38×106T-2-3.40（据ClaytonR N.et al.，1972）；1000lnα方解石-水＝2.78× 106T-2-3.40（据O’Neil J R et al.，1996）。
蚀变岩石δ18O值的变化特征已成为判断成矿流体来源的一种重要手段。蚀变岩石的 δ18O值主要取决于引起蚀变的热液流体的初始氧同位素组成 和蚀变温度：在温度 大于等于200℃条件下，若 （如岩浆水、变质水或深循环大气降水），则蚀变岩石的 δ18O值高于新鲜岩石的δ18O值；若 （如浅部循环大气降水），则蚀变岩石的δ18O值 低于新鲜岩石的δ18O值（Hoefs J，1987；张理刚，1989）。
如表7-17所示，本矿区新鲜、未蚀变辉绿岩的δ18O值为7.3‰～8.0‰，蚀变辉 绿岩的δ18O值为8.6‰～9.1‰。蚀变岩石的δ18O值明显升高，这表明成矿流体应由 富18O（≥1‰）的水组成。自然界中，富18O的水主要是变质水、岩浆水和深部循环的大 气降水。由于矿床产在笋洞岩体内，岩体的围岩基本上又都是花岗岩或沉积岩，成矿时期 区域上又没有发生明显的变质作用，因而变质水参与成矿流体组成的可能性应首先排除。
利用图7-29可判断富18O成矿流体是来源于岩浆水还是深部循环大气降水。它是根 据水-岩交换过程中流体δ值变化公式（陈振胜等，1992）作出的，即

南岭东段中-新生代盆-山动力学及其铀成矿作用

式中： 表示经水-岩交换后流体的同位素组成； 表示流体的初始同位素组成，Z 为利用质量单位W/R比值替换为原子单位W/R比值时的校正单位，即Z＝（W/R）质量/（W/R）原子。根据相关参数计算，得出了岩浆水和大气降水单独与辉绿岩发生平衡交换后 成矿流体氢、氧同位素组成的演化曲线（图7-29）。

图7-29 仙人嶂-石角围铀矿床成矿流体的氢、氧同位素组成

由图7-29可知，贫18O的大气降水与富18O的地壳岩石发生交换时，由于水-岩交 换作用影响，它的δ18O值将随着交换作用时温度的增加和水-岩比值的降低而逐渐升高， 而它的δD值由于岩石中氢含量低，因此在W/R＞0.01的情况下，交换作用不会改变大气 降水的δD值。但在W/R＜0.01的情况下，它的δD值则可随着水-岩交换作用的进行而 升高。这表明，由大气降水演化形成的成矿流体，其δ18O值可介于其初始值（-7.5‰） 和被交换岩石值（7.6‰）之间，但其δD值则肯定大于其初始值（-50‰）。由于仙人 嶂-石角围铀矿床成矿流体的δDH2O值可低达-65‰（表7-17），因而富18O成矿流体由 大气降水通过深部循环而演化形成的可能性似乎亦应排除。
在排除了以上两种可能性之后，矿前期和成矿期富18O成矿流体最可能由岩浆水演化 形成，它既可由花岗岩浆提供，也可由基性岩浆提供。矿区范围内的下庄花岗岩属于早中 生代（单颗粒锆石U-Pb年龄为（228.0±0.5）Ma）（孙涛等，2003），笋洞花岗岩（单 颗粒锆石U-Pb年龄为（189.1±0.7）Ma），属于中侏罗世，矿床中沥青铀矿的U-Pb 年龄为125Ma和81Ma，成岩、成矿时间相差甚远，这表明由花岗岩浆提供富18O成矿流 体的可能性也应排除。此外，花岗岩的岩浆包裹体具高温、高压、贫ΣCO2和低氧逸度特 征（戚华文等，2000），这样的岩浆热液即使存在，也不利于岩石中铀的活化转移，难以 形成像仙人嶂-石角围铀矿床这样的大型矿床。因此，富18O成矿流体可能是由沿伸展构 造上升的地幔流体（主要）和基性岩浆分异演化形成的流体（次要）两部分（以下统称 为地幔流体）组成。
有利于矿前期和成矿期成矿流体主要来源于深部地幔流体的证据包括：(1)地幔流体的 δDH2O值为-90‰～-45‰，δ18OH2O值为6.0‰～10.0‰（Taylor et al.，1986），当它 们与辉绿岩等岩石发生同位素交换时，可以形成仙人嶂-石角围铀矿床矿前期和成矿期成 矿流体的δDH2O值（-65‰～-34‰）和δ18OH2O值（1.4‰～6.6‰）（图7-29）。 (2)流体包裹体的盐度高，一般为（18～20）ωt％，并常见NaCl、KCl等子矿物，包裹体 的气相成分以CO2为主（陈安福等，1986）。(3)在仙人嶂-石角围铀矿区范围内，辉绿岩 脉的数量多（达数十条），规模大（延伸可达15km，厚度可大于200m），它们的形成时 间（105Ma和90Ma）（李献华等，1997）又和矿床中沥青铀矿年龄（表7-15）十分接 近。(4)仙人嶂-石角围铀矿床（包括下庄地区其他铀矿床）形成时期正是华南地壳强烈 伸展时期，发生岩石圈减薄和地幔抬升，有利于基性岩脉侵入地壳（张勤文等，1982； 胡瑞忠等，1993；李献华等，1997；陈跃辉等，1998），也有利于地幔流体向地壳迁移， 参与成矿流体的组成。
如表7-17所示，成矿后期流体的δ18OH2O值（-5.3‰～0.6‰）明显降低，反映成 矿后期由于大气降水大量加入，使流体演化为大气降水占主导地位。
成矿流体的主要组分除水和成矿组分外，也包括F、Cl、S、CO2、He、Ar等气体组 分和Pb、Sr、Nd等放射成因组分。虽然它们的来源并不一定和水相同（Simmons et al.， 1987；Matthews et al.，1987；胡瑞忠等，1993），但查明它们的来源对于阐明成矿流体的 形成、演化以及矿床成因同样具有十分重要的意义（Baptiste et al.，1996；Stuart et al.， 1995；Simmons et al.，1987；Stuart et al.，1994）。鉴于地幔来源与地壳来源He、Ar具有 十分不同的同位素组成，两者之间有达近千倍的差异，即使有少量地幔He或Ar的混入 也易于判别（Simmons et al.，1987；Matthews et al.，1987；Barnard et al.，1994；Turner et al.，1993；Xu et al.，1995）。因而，He，Ar同位素正成为成矿流体来源的一个十分重 要的示踪剂，这一点已为越来越多的研究实例所证实（Baptiste et al.，1996；Stuart et al.，1995；Simmons et al.，1987；Stuart et al.，1994；胡瑞忠等，1997，1998，1999；毛 景文等，1997；王登红等，2001；周涛发等，2001；谢巧勤等，2001；赵葵东等，2002）。
已有的研究证实，与铀矿化在时间和空间上密切相关的基性岩脉来源于具EM Ⅱ特征 的富集地幔源区（李献华等，1997；陆建军等，2006）。富集地幔的3He/4He约为1Ra（胡瑞忠等，1999），40Ar/36A约为400（王先彬，1989；Matsuda and Marty，1997；王登红 等，2001），而地壳流体的3He/4He约为0.01Ra（胡瑞忠等，1997），40Ar/36A＝295（胡瑞 忠等，1997；王先彬，1989）。本文对矿床中黄铁矿的流体包裹体测定的3He/4He＝0.77～ 0.06Ra，40Ar/36A＝294～319，它们与上述富集地幔来源流体的值（尤其是He）较为相 似，显示具壳幔混合并以地幔来源为主的特征。上述结果进一步证实根据氢氧同位素研究 得出的、仙人嶂-石角围铀矿床成矿流体主要由地幔流体组成的结论（邓平等，2003f）。

由于本次工作对沙坪沟钼矿的研究投入精力有限，未能详细划分钼矿的成矿期次。研究过程中，根据岩心编录和脉体穿插情况，大致选取了代表成矿早期流体的无矿石英脉、代表成矿期的石英-辉钼矿和石英-辉钼矿-黄铁矿脉以及代表成矿晚期的无矿石英脉进行了包裹体测温研究。但是，由于各种石英脉彼此错乱穿插，本身很难分辨各脉体形成的先后次序和矿化阶段，可能成矿时成矿流体快速侵位，造成不同产状的裂隙同时发育，亦反映出沙坪沟钼矿上述脉体形成的近同时性和短时性，矿区西北盖井地区发育爆破角砾岩筒也说明了成矿流体的爆发成矿性。总体上，成矿流体由早期无矿石英脉→石英-辉钼矿脉→石英-辉钼矿-黄铁矿脉→晚期无矿石英脉均一温度表现为由高到低的变化趋势，流体密度呈现升高的变化趋势。并且，不同均一温度的成矿流体共同存在于同一成矿阶段中，说明了成矿流体具有多期多阶段的混合特性，含子矿物的高盐度流体和较低盐度的流体发生了混合。同时，沸腾包裹体群（图4-5i）、盐水包裹体和CO₂-H₂O包裹体共生（图4-5c，图4-5d）以及卡脖子包裹体（图4-5e）的存在说明成矿过程中，成矿流体发生了广泛的流体不混溶（沸腾）作用。结合石英包裹体微量元素和同位素研究结果，对于沙坪沟钼矿而言，流体不混溶（沸腾）和水岩反应以及流体混合三种机制为主要的成矿机制。

成矿过程可以概述为：沙坪沟钼矿形成于早白垩世晚期，成矿岩体具有富硅、富钾、低钙的特征（张怀东等，2010，2012；张红等，2011），岩石属高钾钙碱性和钾玄岩系列，岩浆来源具有壳幔混源的特征（Barbarin，1999），可与东秦岭地区的东沟钼矿进行对比（黄凡，2009）。由于此时本区岩石圈处于伸展环境（毛景文等，2005；Mao et al.，2008），其形成的动力学机制可能与区域性岩石圈拆沉引起的幔源物质上涌有关（卢欣祥，1999；Gao et al.，1998）。这样，熔融的下地壳底部富集了大量的含矿流体，当熔浆沿区域性深断裂（桐柏-桐城断裂）快速上升侵位到上地壳浅部，体系温度降低发生减压沸腾，流体中配合物失去稳定性，沸腾作用破坏了原有体系的化学平衡，发生相分离，挥发分聚集到一定程度时，发生逃逸，在盖井地区造成岩浆的爆破，围岩产生了杂乱且密集的节理、裂隙，成矿流体灌入，与围岩发生较强烈的水岩反应，此时体系处于一个较开放的环境，温压的快速降低导致物质溶解度的下降，在先期形成的裂隙、爆破角砾岩筒中，辉钼矿沉淀形成细脉-网脉状矿化。由于成矿流体的外泄，在外围形成了银铅锌铜等中-低温热液矿床（徐晓春等，2009；张怀东等，2012）

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