成矿流体性质与成矿物理化学条件

　成矿流体的性质~

一、流体包裹体的产状和类型
含金石英脉中流体包裹体十分发育，按群体产状可分成线状型、带状型、平行纹状型和不规则岛状型。线状型和带状型群体往往切割石英颗粒边界，互相穿插，是最发育的包裹体类型；平行纹状型和不规则岛状型群体，往往限于石英颗粒内部，是早期包裹体。按照包裹体的成分，其单体有3类：CO2包裹体、H2O-CO2包裹体及水溶液包裹体。包裹体的大小一般2～15μm，最大可达50μm。
二、流体包裹体成分
石英的流体包裹体成分见表8-5和图8-10。其气相成分以CO2和H2O为主，H2O含量为116×10-6～1530×10-6,CO2含量0～829×10-6,CH4含量0～6.95×10-6,CO2/H2O为0.01～0.06mol/mol，阳离子成分中含有较高的K+、Na+、Ca2+，阴离子成分以Cl-和 为主。Na+/K+为0.85～17.08mol/mol; /Cl-为0.04～7.60mol/mol;Ca2+/Mg2+为0.60～9.60mol/mol。由此可见成矿流体是CO2-H2O-NaCl的多元体系。此外含矿石英与不含矿石英流体包裹体成分有着明显的区别（表8-6），前者CO2、Cl-、 、K+、Na+、Ca2+等成分比后者大，而后者H2O等含量偏高。流体包裹体的盐度（wNaCleq）为0.7～6.0%。根据流体包裹体成分计算的成矿物理化学条件为：pH5.65～8.58，多近于7，显弱碱性，Eh-0.36～-0.88,fo210-40～10-3,fs23.16×10-5～1.58×10-3,fCO2为100.44～101.58。

表8-5　夹皮沟地区金矿床石英流体包裹体成分（10-6）


图8-10　夹皮沟金矿床石英流体包裹体成分图解


表8-6　石英包体组分含金性的判别表

据程玉明1996年资料。
三、氢、氧同位素
氢同位素是通过石英流体包裹体成分测定的，δD变化区间较窄（表8-7）为—74.2‰～—93.9‰，平均—88.48‰。石英的δ18O为＋11.1‰～＋11.8‰，根据包裹体均一温度185～235℃和石英流体包裹体氧同位素平衡公式，计算得流体的δ18O‰为－2.3～＋5.01。这些氢、氧同位素值在δD－δ18O图解（图8-11）上既不在变质水区，也不在岩浆水区，表明成矿流体或者是混合水，或者是经过交换反应的某种单一成因水。结合其它多方面考虑以混合水成因的可能性较大。程玉明等（1996）根据含金石英脉中石英的稀土元素组成与海洋热液水相似，推测成矿是在古海洋热液水环境中进行的。

表8-7　夹皮沟金矿石英包裹体成分氢氧同位素


图8-11　石英流体包裹体δD－δ18O图解

5.2.1　成矿温度
阿克提什坎、库马苏、塔斯比格南等金－多金属矿化区透明矿物（石英）中的包裹体类型较简单，均以气液两相包裹体为主，少量液相、气相及多相包裹体。包裹体一般小于15μm，多为5～8μm，形态呈不规则状、圆形、椭圆形、长方形等。
用X16-1350型热台测量了石英流体包裹体均一温度，仪器误差±1℃，重复测试相差5℃左右。测定结果可见，阿克提什坎矿床主成矿阶段石英－硫化物阶段温度变化范围在330～200℃，其中在200～230℃、330℃左右形成两个明显的峰区，而200～230℃的峰区最为明显，另外，在280℃左右也可见略显峰区。根据温度测定结果，可以把石英－硫化物阶段划分为3个温度区间：第一区间330℃左右，第二区间280℃左右，第三区间200～230℃。反映该阶段成矿流体温度从早期到晚期不断降低，属于中、低温成矿热液。
塔斯比格南和库马苏矿点石英－硫化物阶段矿石中石英包裹体的温度测量结果分别为228℃和213℃，应属于晚期石英－硫化物阶段的成矿温度。
5.2.2　成矿流体的盐度和密度
采用冰点降低法对阿克提什坎矿床石英气液包裹体进行了盐度测定。由测得的冰点温度，根据Potter和Clynne（1978）提出的计算公式计算出相应的盐度。由计算结果可见，成矿流体的盐度为8.27%～9.68%，平均为9.20%，属低盐度成矿流体。国内外对金成矿过程的研究，特别是美国大盆地中较典型的浅成低温热液金矿床成矿作用过程的研究，发现热液成矿阶段成矿流体的盐度一般均小于10%NaCl。阿尔泰地区其他岩金矿如铁热克、塔斯特、马热勒铁、阿克塔斯、萨尔布拉克、阿克希克、多拉纳萨依、赛都等，其成矿流体盐度多为5%～10%NaCl，属低盐度成矿流体，另外，从成矿作用早阶段到晚阶段，成矿流体的盐度有降低趋势。
根据已测得的均一温度和盐度，利用NaCl-H2O体系密度－盐度－温度关系确定阿克提什坎矿床成矿流体密度为0.728～0.899g/cm3，平均0.8135g/cm3。
5.2.3　成矿压力
根据本区矿床矿物包裹体的观察和测定，矿物包裹体主要属于水－盐体系，以气－液两相包裹体为主。利用测得的均一温度和盐度，采用Ahmad（1980）NaCl-HO体系的温度－盐度－密度实验结果确定了成矿流体密度，再利用列姆列英和克列弗佐夫（1980）获得的NaCl-HO体系p-V-T关系图解来确定成矿压力，得到阿克提什坎矿床成矿压力为27MPa，考虑到成矿时断裂、裂隙的影响，推测成矿深度700m，成矿深度较浅。
对比阿尔泰其他构造背景岩金矿床（区域资料据芮行健等，1994，下同），可见这些矿床的形成深度都比较浅，从180～1780m范围，成矿压力和深度随矿床类型和所处的构造地质背景不同而具有波动性。一般地，岛弧区和陆内断陷火山盆地中或附近的矿床成矿压力较低，成矿深度较浅。就个别矿床而言，成矿压力从成矿早阶段到晚阶段呈现脉动性变化规律（表5-3）。
5.2.4　成矿流体的pH和Eh值
成矿流体的pH值测定，包裹体萃取液用去离子水稀释，中性离子水pH值为6.10～6.50，测得阿克提什坎矿床成矿流体pH值为6.63，属中性－弱碱性流体。在阿尔泰地区，从海沟到陆内成矿流体成矿时的pH值主要在中偏碱性（6.3～6.9）范围内波动。

表5-3　诺尔特地区及区域金矿床成矿流体压力和推测成矿深度

Eh值受温度和pH值的影响较大，按李秉伦等（1986）计算公式，利用包裹体成分计算得到阿克提什坎矿床成矿流体Eh值为－0.73V，属中偏碱性的较稳定的还原环境。
5.2.5　成矿流体的矿化度和还原参数
成矿流体的矿化度（MR）是指1L水溶剂中被溶解的溶质总量，用以反映流体携带成矿物质的能力。成矿流体的还原参数（R）是指包裹体成分中还原气体（H2,CO,CH4）的物质的量之和与CO2气体物质的量的比值（李秉伦，1982），用以反映成矿时还原环境的强弱。
根据测试，阿克提什坎矿床成矿流体矿化度为254.83g/t，表明成矿流体中含有大量的成矿物质；还原参数为17.02，为强还原的成矿环境。
对比区域成矿流体性质（表5-4），成矿流体的矿化度在12.34～553.25之间，而且主成矿阶段（主要是石英－硫化物阶段）与其他成矿阶段之间的矿化度差值特别明显，主成矿阶段矿化度远大于其他成矿阶段。另外，在弧后盆地和断陷火山盆地中，成矿流体的矿化度较高，还原参数变化于0.12～17.02之间。不同构造背景中的矿床成矿流体还原参数的平均值均大于1，表明成矿物质均在还原环境下沉淀。
5.2.6　成矿流体的氧逸度
鉴于石英包裹体中CO2、CH4、CO等组分的存在，据Patterson（1981）等人的研究，利用CO2与CH4的平衡关系可以估算成矿的氧逸度，根据流体包裹体气相成分分析结果及相应的形成温度，采用Robie（1979）的热力学参数计算得到阿克提什坎矿床成矿流体的氧逸度值[lg（fo2/105Pa）]为－38.38～－59.83，平均为－48.79（表5-5），属低氧还原环境。
阿尔泰地区岩金矿床成矿流体的氧逸度在10-25.2～10-59.8范围内，平均在10-26.5～10-48.79之间，虽然总体上变化范围大，但仍属于还原环境（芮行健等，1993）。一个显著特点是，从成矿早阶段到晚阶段（不包括后期碳酸盐化阶段），氧逸度呈波状下降趋势。例如，阿克希克、塔斯特和马热勒铁等金矿床，石英阶段氧逸度为10-32.2～10-42.6；石英－磁铁矿阶段为10-39.9～10-44.9；石英－硫化物阶段为10-39.1～10-55.9。这种变化趋势表明成矿流体具有脉动性。另外，从海沟向内陆成矿流体氧逸度呈平缓下降趋势（表5-5）。

表5-4　诺尔特地区及区域金矿床成矿流体的矿化度和还原参数


表5-5　诺尔特地区及区域金矿床成矿流体的逸度

5.2.7　成矿流体的硫逸度
阿克提什坎矿床中黄铁矿与磁黄铁矿共生，据化学反应关系式及相关热力学资料计算得到阿克提什坎成矿流体硫逸度为－11.0～－12.0，平均为－11.5，属强还原环境。
据合适的共生硫化物组合亦可确定成矿硫逸度。利用lg（fS2/105Pa）－T关系确定阿克提什坎、塔斯比格南、库马苏等矿床主成矿阶段石英－硫化物阶段的硫逸度范围分别为：－8.2～－18.8,－9.8～－18.1,－10.5～－18.6。可见均属于强还原环境。
对比阿尔泰地区（表5-5），成矿流体的硫逸度从成矿早阶段到晚阶段逐步降低，如塔斯特和阿希金矿床，石英－氧化物阶段的硫逸度比较高，分别为－0.60～－0.70和－11.0～－14.0，到石英－硫化物阶段，由于硫大量的析出，硫逸度大幅度下降，分别降到－15.5～－16.0和－12.5～－17.0。硫逸度的下降趋势，反映了成矿流体由有利于发生迁移的氧化环境向有利于沉淀成矿的还原环境转化。从海沟向内陆硫逸度值呈有规律的波浪状态变化，波峰与波谷在不同的构造环境中均有出现，并不限定于特定的构造背景。

在热液矿床中存在大量的硅酸盐、硫化物或硫酸盐等矿物，它们或者作为脉石矿物，或者本身就是矿石矿物。这些矿物或矿物对、矿物包裹体的稳定同位素组成一方面可依据适当的同位素地质温度计计算出矿物平衡共生温度；另一方面，当温度如果由包裹体测温确定时，依据寄主矿物的同位素组成便可计算出成矿流体的同位素组成，从而确定成矿流体的性质。

一、钨、锡矿床

张理刚（1997）对石英脉型钨矿床中石英与黑钨矿氢氧同位素组成进行了较系统的总结，结合成矿温度资料，计算出成矿流体的δ¹⁸O值主要分布于+4.5‰～+7.5‰之间，石英包裹体水的δD值主要在-40‰～-65‰之间；与原始岩浆水的氢氧同位素组成相比，成矿流体的δD值要高20‰、δ¹⁸O要低4‰左右。对西华山等大脉型钨矿床主要成矿阶段的成矿流体来源，至少有三种模式：

1.大气降水模式

中生代大气降水（δD=-70‰，δ¹⁸O=-10‰）与含钨花岗岩发生平衡交换作用，在350℃条件下，如果W/R=0.01左右，则它所产生的与值分别达+6‰和-50‰左右，正好与西华山、大吉山等脉钨矿的值吻合。如果中生代大气降水与近代大气降水相近，不论W/R值如何改变，均不可能演化为大脉型钨矿床成矿流体。

2.原始岩浆水模式

原始岩浆水（δD=-70‰，δ¹⁸O=+10.5‰）与含钨矿花岗岩的平衡交换作用，在300℃左右的温度条件下，如果W/R=0.01，那么它所形成的与值分别达+6‰和-50‰左右，正好与西华山、大吉山等脉钨矿床成矿流体的值相吻合。

3.混合模式

如果中生代大气降水与原始岩浆水直接混合，那么在高的W/R值条件下，两者混合不可能产生脉状钨矿成矿流体的值，因为不管两者以何比例，混合后的δD值还是-70‰左右。另外两种可能是：①在300℃和W/R=0.01条件下，再平衡岩浆水与平衡交换后的中生代大气降水混合，其比例各占50%；②原始岩浆水与δD≥-40‰的平衡交换（W/R=0.1）后的大气降水混合，其混合比例取决于大气降水的δD值，如果大气降水的δD值低于-70‰，则混合模式不能解释成矿流体的同位素组成。

以上三种模式中最易被接受的是与含钨矿花岗岩的原始岩浆水演化而来的再平衡岩浆水模式，即在温度300℃和W/R≈0.1～0.01条件下，原始岩浆水与含钨花岗岩平衡交换后形成岩浆水模式。这一模式中温度稳定在300℃左右和W/R≈0.1～0.01的岩浆水条件是很容易被人们接受的。相反，如果是中生代大气降水进行平衡交换，那就很难理解那么多矿床为什么W/R值竟如此一致，均为0.1～0.01！而且温度必须达350℃左右（比实际成矿温度稍高）。钨矿脉中成矿流体的来源不是就地附近，而是在岩浆侵入后向深部冷凝退缩过程中，深部未凝固的岩浆不断富集并连续上升，对上部已凝固的岩石发生小W/R值的连续交换过程。

西华山、大吉山、千亩田等脉钨矿床晚期无矿石英脉和碳酸盐脉，其矿化水的同位素组成紧靠雨水线，且随纬度升高而降低。表明来自当时局部大气降水，并且华南中生代大气降水δD值不可能高达-40‰左右（张理刚，1997）。

以沃西、西安、沧浪坪、郭家冲为代表的层状钨-锑-金矿床，石英的氧同位素明显富集¹⁸O，δ¹⁸O值变化于+15.3‰～+21.7‰之间。沃西矿床中个石英—黑（白）钨矿矿物，2个石英的δ¹⁸O值分别为+16.5‰、+16.7‰，而2个钨矿物的δ¹⁸O 均为+3.6‰。对包裹体均一化测温得到的最佳温度为200℃，由石英—黑钨矿氧同位素平衡方程：1000lnα石英-黑钨矿=2.28×10⁶T^-2+2.2计算得到的平衡温度为186℃左右。因此，氧同位素平衡温度可能代表了变质重结晶温度。据包裹体均一温度与石英-水平衡关系计算得到平衡流体的值高达+10‰。这说明沃西矿床的成矿流体不可能来自岩浆水（张理刚，1997）。

丁悌平（1997）对中国锡矿床的氢、氧同位素组成进行了较系统的总结，锡石的δ¹⁸O值为+1.0‰～+8.9‰，多数分布于+3.0‰～+7.0‰；与锡石共生的石英其δ¹⁸O值均在+4.2‰～+24.0‰的范围内，多数为+7.0‰～+14.0‰。花岗岩的δ¹⁸O值处于有关矿床锡石和石英的δ¹⁸O值的变化范围之间。绝大多数石英-锡石共生矿物对的Δ¹⁸O_{石英-锡石}值变化于6‰～+12‰，由石英-锡石对的氧同位素地质温度计计算出的平衡温度在235～569℃的范围内，多数集中于420～470℃。

根据石英-水的氧同位素分馏曲线，由石英的δ¹⁸O值和温度数据，可计算得到石英沉淀时成矿流体的δ¹⁸O值。计算结果表明中国锡矿成矿流体的值可分为两类：一类是＜+8‰，代表着中国多数锡矿床，包括斑岩型、云英岩型、矽卡岩型与石英脉型；另一类是＞+8‰，这类矿床为数不多，它们均产在富含碳酸盐的沉积地层中，以东坡和大厂为代表，其成矿溶液与δ¹⁸O高的围岩进行了强烈的氧同位素交换（丁悌平，1997）。

在共生锡石和石英的流体包裹体的研究中发现，锡石流体包裹体的δD值往往明显低于石英的，其可能原因是流体包裹体爆裂过程中锡石与包裹体发生了某种反应，从而影响δD的测定结果。因此，一般用石英中的流体包裹体的δD测定结果来讨论流体的同位素组成特征。中国各锡矿成矿流体的δD值与矿床地理位置有明显的关系。南岭地区的锡矿床，包括大厂、东坡和银岩，其成矿流体的δD值在-48‰～-73‰之间，与正常岩浆水的δD值范围相重合，也与该地区中生代雨水的δD值分布范围是一致的；滇西与滇东南地区的锡矿床成矿流体的δD值较南岭地区的变化大，为-60‰～-117.2‰，由黑云母δD值计算出的岩浆水δD值范围为-53.7‰～-64.7‰，中新生代大气降水的δD值为-70‰～-110‰，因此，成矿流体的δD值上限接近当地岩浆水，而下限与当地大气降水一致；新疆东准噶尔的锡矿床，萨惹什克矿区的成矿流体δD值为-83.8‰～-77‰、贝勒库都克矿区的成矿流体δD值为-91.6‰～-91.8‰，它们均接近原生岩浆的δD值范围的下限（丁悌平，1997）。

二、铁矿床

中国的铁矿床主要有矿石太古宙沉积变质型条带状磁铁石英岩铁矿床，元古宙沉积变质型铁矿床，古生代沉积型和岩浆型铁矿床，中生代接触交代型、岩浆型和火山岩型铁矿，新生代风化淋滤型和残坡积型铁矿床（魏菊英，1997）。太古宙铁矿床其储量约占我国铁矿总储量的50%，其中最著名的是辽宁弓长岭鞍山式铁矿与冀东铁矿。

弓长岭铁矿床位于华北克拉通辽东南中部。含矿岩系为鞍山群，为一套角闪岩相岩石组合，条带状磁铁石英岩与斜长角闪岩互层，其间夹有云母石英片岩。对该矿床的石英与平衡共生的磁铁矿进行了氧同位素测定，结果如表19-7所示。

表19-7 弓长岭铁矿共生石英-磁铁矿的氧同位素组成

计算结果表明，温度在295～538℃之间，多数矿物对计算出的平衡温度在400～500℃之间，因此，弓长岭铁矿床的变质成矿温度主要在400～500℃之间。

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