成矿流体来源判断

　成矿流体来源~

一、氢氧同位素特征
中新元古界碳酸盐岩型金矿已获得的6件矿石中石英及方解石的氧同位素为：δ18O＝18.1‰～26.6‰，石英及方解石包裹体的氢同位素为：δD=-62.7‰～－84‰（表5-6）。根据Clayton（1972）给定的分馏方程1000lnα硅－水＝3.38×106t-2-3.4，成矿温度取260℃（王郁等，1997），经换算得出成矿流体的δ18OH2O值为9.52‰～17.95‰。在氢氧同位素图上（图5-1），本类金矿6件样品均落在变质水和岩浆水区的右下角的区域，这表明成矿流体既不是典型的岩浆水、也不是变质水，而是一种多来源的混合水。为对比起见，我们分析了研究区内位于萧营子花岗岩体内的含金石英脉中石英的氢氧同位素组成（见表5-6中样品99J20，99J22），有意义的是在氢氧同位素图上，该两个样品均落在了岩浆水区，与上述MCD型金矿氢氧同位素组成明显不同。

图5-1　δ18OH2O－δDH2O图解

图中样品序号同表5-6

表5-6　金矿石中氢、氧同位素组成

注：序号4～6的样品据王郁等（1997）；其他样品为中国地质科学院矿产资源研究所测试。
考虑到研究区分布有较多中生代侵入岩和喷出岩，地层岩石未发生明显变质作用，我们有理由认为成矿流体可能是类似岩浆水的深源流体与大气降水的混合热流体，这种混合热流体很可能是深源流体在向地壳浅部运移过程中与下渗的大气降水相混合而成的。
二、碳氧同位素特征
据王郁等（1997）及本文测定（表5-7），该类金矿中的碳氧同位素特征为δ13C（PDB）为－0.291‰～10.3‰，δ18O（SNOW）为13.974‰～24.170‰。
在δ13C－δ18O图上（图5-2），该类金矿中的3件样品与肖营子花岗岩体中金矿石样品（99J20）一样，均落在岩浆碳酸岩投影区，而金矿化晚期梳状方解石脉样品（99J2）则落在岩浆碳酸岩与沉积碳酸盐岩区的交界部位，说明成矿流体既具岩浆（火山）热液性质，但又具地下循环水的参与，是一种混合流体。

表5-7　金矿石中碳氧同位素组成

注：样品1～3据王郁等（1997）；样品4～5为中国地质科学院矿产资源研究所测试。

图5-2　δ13C－δ18O同位素图解

A—岩浆碳酸岩投影区；B—沉积碳酸盐岩投影区；C—Tayler岩浆碳酸岩区
图中样品序号同表5-7
三、流体包裹体成分
据水泉南沟金矿的流体包裹体资料（表5-8，图5-3）表明，其阳离子成分中K+＞Na+，K+/Na+＞1，其均值为3.54。在K－Na-Mg图解上（图5-3（a），主要位于平行于K－Na边分布，尤其靠近K+的一边，即阳离子成分以富K+-Na+，低Mg2+-Ca2+为特点。阴离子成分在 图解上（图5-3（b），以富Cl-、 为其特点。总体上，含矿热液为较高盐度（平均10.8%NaCl，王郁等，1997），偏碱性的富含K+、Na+、Cl-、 和挥发分H2O、CO2、CO等的中温热流体（230～290℃，平均271℃；据王郁等，1997）。

表5-8　矿物包裹体成分

注：由中国地质科学院矿产资源研究所测试。

图5-3　流体包裹体成分图解

（a）K+-Na+-Mg2+图解；
矿石及围岩多为碳酸盐类岩石（白云岩为主），以Ca2+、Mg2+含量高为特点，而含矿中温热流体以偏碱性富K+、Na+、Cl-、 为特点，反映了含矿流体来源于岩浆作用，且金主要以金和Cl-、 络合物形式迁移的。

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。

若简单的利用δD值数据对比，并将δ¹⁸O值于大气降水线右侧的平移（氧漂移）解释为水-岩同位素交换，则可能判断相山矿田成矿溶液的来源为大气降水，并进而得出成矿期大气降水成因的外生水循环参与成矿作用过程，这是以往利用氢、氧同位素组成判别成矿流体来源时通常的解释结果。

相山矿田钠交代型矿化成矿流体的δD值约为-80‰，其δ¹⁸O值介于-1.42‰～+1.24‰之间，平均值为+0.03‰，对这种δD＞-90‰、δ¹⁸O＞0的成矿流体推断其来源时要特别小心（张理刚等，1995）。可见，利用氢、氧同位素组成对相山矿田成矿流体来源的判断，必须与成矿地质特征相结合。

图4.2 相山矿田成矿期溶液在雨水（A）、海水（B）和岩浆水（C）三角图中的投影

相山矿田自矿前期到矿后期溶液的δ¹⁸O_H2_O呈现降低的趋势，这一现象一般解释为矿前期以岩浆水为主，成矿期则为岩浆水和大气降水的混合，矿后期以大气降水为主，但大气降水进入成矿溶液的途径这一问题并没有给予解释。将成矿期溶液的氢、氧同位素组成投影到雨水、海水和岩浆水三角图中（图4.2），可以看出，成矿溶液的氢、氧同位素组成在图4.2中位于岩浆水区域与雨水线之间，而且不同矿化类型成矿溶液的氢、氧同位素组成分别位于代表赋矿火成岩的岩浆水与不同雨水端员的连线上。早期成矿溶液的氢、氧同位素组成位于平均同位素组成为A的雨水端员和平均同位素组成为C的岩浆水的连线AC上，而晚期成矿溶液的氢、氧同位素组成位于同位素组成为A₁的雨水端员和平均同位素组成为C的岩浆水的连线A₁C上。显然，无论是早期成矿溶液还是晚期成矿溶液，均是岩浆水和雨水的混合。值得注意的是，早期成矿溶液雨水端员的同位素组成为雨水的平均同位素组成；而晚期成矿溶液雨水端员的同位素组成δD值约为-64‰、δ¹⁸O值约为-8.8‰，与中生代华南大陆地区大气降水的同位素组成相一致。可见，不同成矿时期进入成矿溶液的雨水具不同同位素组成，进而可以推测不同成矿时期雨水进入成矿溶液的途径可能不同。

相山火山盆地内碎斑熔岩及花岗斑岩岩石的δ¹⁸O_全岩分别为10.57‰及10.18‰（周文斌，1995），属δ¹⁸O_全岩＞10‰的高¹⁸O值岩浆岩，它是由泥砂质沉积岩石熔融而成，或者是同化了被大气降水改造过的岩石熔融的产物（李兆鼐等，2004）。显然，被同化岩石介质中的大气降水成分在熔融过程中可以进入岩浆，构成岩浆水的组成部分，并由此而导致相山火山盆地成矿期溶液的氢、氧同位素组成不局限于岩浆水的氢、氧同位素组成范围。

伴随着华南地区中生代强烈的火山岩浆活动，不仅发生了大规模的铀成矿作用，也发生了铜、锌、铅、金、银等金属的成矿作用。张理刚等（1995）对赣东北成矿作用与中生代火山岩浆活动有关的冷水坑银铅锌矿床、德兴铜厂铜矿床及银山铜铅锌金银矿床，实测了大量的岩石及矿物的氢、氧同位素组成，并计算了各矿床中生代主成矿阶段成矿溶液的氢、氧同位素组成（表4.3），相山矿田成矿溶液的氢、氧同位素组成在区域上可与其比对。对冷水坑、铜厂、银山矿床水-岩体系氢、氧同位素演化的系统研究，得出的结论是：火山岩浆无法提供矿床水-岩体系所需水量，矿床主要成矿阶段流体的来源为大气降水，其与岩石相互作用导致成矿流体演化。李学礼、孙占学等（2000）采用同样方法据相山矿田氢、氧同位素组成进行了类似的粗略估算，结果也表明相山火山盆地岩浆冷凝不可能提供形成相山矿田数万吨级铀矿所需的巨大水量，因而也得出了成矿溶液主要为大气降水成因的结论。

表4.3 赣东北地区冷水坑等矿床成矿溶液氢、氧同位素组成

作者认为，前人相关研究成果仅能证实成矿溶液中存在大气降水成分，并不能确证成矿期大气降水直接进入或者直接演化为成矿溶液。由此可见，前人对成矿所需最小水量的量化计算仅是推断成矿溶液来源的旁证，并且这种计算是以现代同位素分馏理论为基础，建立在水-岩交换作用前提下的据蚀变岩石氢、氧同位素组成及有效水岩比值（W/R）开展的相对“静态”的计算。蚀变作用及成矿作用不是“瞬间”地质事件，它有一定的时间跨度，因而成矿所需的水量是累积量。事实上，火山岩浆期后水热系统是不断演化的，它与原始岩浆发生带及高位岩浆房具密切联系。我们知道，岩浆的喷发量在一般情况下仅是岩浆房实际体积的一小部分，一般不超过10%（李兆鼐等，2004），相山火山盆地主体岩石——碎斑熔岩的体积估计大于300km³，可见，形成相山火山岩系的岩浆房体积十分巨大，即便是岩体按3000km³、岩浆中含水按0.5%计算，则岩浆中的含水量可达3.65×10¹¹t；同时在岩浆上升侵位过程中，地壳岩石介质中所含的与大气降水有关的地下水动储量也是可观的，据巴斯科夫（1981）对岩石含水性的研究，前寒武纪岩石的平均开启孔隙度为2%～10%，就是按2%计算，1km³岩石熔融带入岩浆中的水可达2×10⁷t。据此，与原始岩浆发生带及高位岩浆房具密切联系的火山岩浆及期后演化的水热系统中的水量是极为丰富的。

此外，微量元素也能用于成矿流体成因分析（谢树成和殷鸿福，1997）。对成矿而言，有两种流体特别普遍，即岩浆热液和渗滤流体，这两类流体具有很不相同的微量元素特点（表4.4）。尽管本次未开展金属矿物及铀矿物中微量元素及其比值的专项研究，但相山矿田岩、矿石的微量元素地球化学特征还是提供了其所包含的成矿流体成因信息：①火山岩系中U与相容性极弱和相容性强的微量元素（Rb、Hf和Sc、Co）的相关分析表明其回归方程均无显著性（见图3.2、3.3）；②矿田北部横涧、岗上英矿床矿石的U与Ga表现为极好的正相关（见图3.5）；③由表4.4可见，岩浆热液中贫Ga，而渗滤流体中则富Ga、Co。据此，相山矿田铀成矿流体非典型的岩浆热液，其微量元素含量特征表明了壳源渗滤流体的混入。

表4.4 两类主要成矿流体微量元素特点

综上所述，相山矿田成矿流体来源为岩浆水和大气降水成分的混合。早期成矿溶液中雨水成分来源于元古宙、古生代及中生代被熔融地层中所含的不同地质时代的大气降水，它们随岩石熔融一道进入岩浆，构成热液的组成部分，因而早期成矿溶液雨水端员同位素组成为雨水的平均同位素成分，对岩浆水和大气降水混合的早期成矿溶液，在一定程度上可以理解为是熔融了地层中所含“古”大气降水的岩浆水，而成矿期大气降水成分的进入量可能很少；而晚期成矿溶液雨水成分主要源自中生代成矿期大气降水，因为在雨水和岩浆水混合线中雨水端员的同位素组成与中生代降水的同位素组成一致，但这并不意味着中生代降水在重力势驱动下的外生水循环直接进入成矿溶液，有关外生地下水进入成矿溶液的运动方式将在后续章节中讨论。

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