岩石学报  2016, Vol. 32 Issue (8): 2407-2424   PDF    
黔西南卡林型金矿矿田控矿构造类型及成矿流体特征
吴松洋1,2, 侯林2, 丁俊2, 吴伟1, 秦凯1, 张锦让2, 朱斯豹2     
1. 中国地质大学地球科学与资源学院, 北京 100083 ;
2. 中国地质调查局成都地质调查中心, 成都 610081
摘要: 黔西南地区是我国卡林型金矿重要的矿集区,滇黔桂“金三角”的重要组成部分之一。区内金矿的主控矿构造可归纳为三类:不整合型、断层型以及不整合和断层复合型。前人分别针对三类构造中的流体开展了研究,但由于缺乏系统对比研究,在成矿流体特征及来源方面一直存在较大的争议。本次研究在结合前人已获稳定同位素结果的基础上,选取了水银洞、丫他等典型矿床,针对三类构造中成矿期脉体进行流体包裹体以及H-O-C-S同位素研究,探讨其成矿期成矿流体特征以及来源。不整合型构造中流体包裹体可见气液两相包裹体(W型)以及含CO2三相包裹体(C型),复合型构造和断层型构造主要以气液两相包裹体(W型)为主。不整合型气液两相包裹体(W型)均一温度集中在180~220℃之间,流体盐度范围为0.70%~6.50% NaCleqv,密度0.78g/cm3;复合型构造中W型包裹体均一温度为163~323℃,盐度0.30%~9.00% NaCleqv,密度平均为0.73g/cm3;断层型构造中W型包裹体均一温度集中于140~176℃,盐度为0.90%~9.30% NaCleqv,密度平均为0.74g/cm3。在均一温度-盐度图中未发现温度或盐度异常端元,指示三类构造中流体是一个连续演化的过程。结合激光拉曼光谱分析,CO2、CO、CH4等气体的减少指示了在由深到浅的演化过程中成矿流体发生了沸腾作用。不整合型构造中方解石δ13CV-PDB值为-8.78‰~1.69‰,δ18OSMOW值为8.01‰~23.08‰;复合型构造方解石中δ13CV-PDB范围为-7.93‰~0.00‰,δ18OSMOW为9.44‰~16.09‰;断层型构造方解石中δ13CV-PDB范围为-1.06‰~-4.46‰,δ18OSMOW=12.33‰~22.58‰。从数据投点结果来看,成矿流体中碳主要来源于深部和沉积地层,且从不整合型构造到断层型构造,深部贡献渐弱而地层贡献渐强。根据计算,不整合型构造流体中δDH2O值范围为-32.30‰~-97.40‰,δ18OH2O值为-1.28‰~12.40‰;复合型构造中δDH2O值为-75.00‰~-78.00‰,δ18OH2O值为11.30‰~12.30‰;断层型构造中δDH2O值为-60.01‰~-104.40‰,δ18OH2O值为8.35‰~13.90‰。δDH2O-δ18OH2O图中,数据点显示出三类构造中成矿流体的多源性,不整合型构造与岩浆水的关系相对密切,而断层型构造与盆地流体及变质水关系密切,水岩反应造成氧同位素值呈向右漂移趋势。不整合型构造中的S主要以幔源为主,复合型构造和断层型构造中分别受到沉积地层的影响,造成δ34SV-CDT值有所偏大。因此,本文认为黔西南三类主要控矿构造中成矿流体均为中低温、低盐度、低密度的流体,且显示出多来源的特征,不整合型构造中以深部来源为主,断层型构造中以盆地卤水为主,而复合型构造中两类来源相当。另外,变质流体的加入暗示黔西南卡林型金的成矿与造山作用之间存在某种联系。
关键词: 控矿构造     流体包裹体     稳定同位素     卡林型金矿     黔西南    
Ore-controlling structure types and characteristics of ore-forming fluid of the Carlin-type gold orefield in southwestern Guizhou, China
WU SongYang1,2, HOU Lin2, DING Jun2, WU Wei1, QIN Kai1, ZHANG JinRang2, ZHU SiBao2     
1. School of Geosciences and Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China ;
2. Chengdu Center, China Geological Survey, Chengdu 610081, China
Abstract: Southwestern Guizhou is an important concentration area for Carlin-type gold deposits in China, as well as the most important part of Yunnan-Guizhou-Guangxi triangle area. Three types of ore-controlling structure can be recognized in this area:unconformity type, fault type and composite type (unconformity and fault). Because of lacking systematic contrastive study, the origin of the ore-forming fluid of these three types structure has been under great controversy. This paper investigates the ore-forming stage fluid inclusions and H-O-C-S isotope of these three types structure in typical deposits such as Shuiyindong and Yata, trying to discuss the feature and source of the ore-forming fluid. Fluid inclusions in the unconformity type structure are both aqueous water inclusions (type W) and CO2-bearing aqueous inclusions (type C); the main type of inclusions in composite and fault type structure is aqueous inclusions (type C). Homogenization temperatures of type W inclusions in unconformity type structure range from 180℃ to 220℃ with salinity of 0.70%~6.50% NaCleqv and density of 0.73g/cm3; Homogenization temperatures of type W inclusions in composite type structure range from 163℃ to 323℃ with salinity of 0.30%~9.00% NaCleqv and density of 0.73g/cm3; Homogenization temperatures of type W inclusions in fault type structure range from 140℃ to 176℃ with salinity of 0.90%~9.30% NaCleqv and density of 0.74g/cm3. No anomaly endmembers be found in homogenization temperatures-salinity figure, which implies a continuous evolution process of fluid in these three types structure. Combining the laser Raman data, it suggests the decrease of CO2, CO, CH4, which implies the boiling of ore-forming fluid during the evolution. The value of δ13CV-PDB and δ18OSMOW of the calcite in unconformity type structure are -8.78‰ to 1.69‰ and 8.01‰ to 23.08‰ respectively; the δ13CV-PDB and δ18OSMOW of calcite in composite type structure are -7.93‰ to 0.00‰ and 9.44‰ to 16.09‰ respectively; δ13CV-PDB and δ18OSMOW value of fault type structure are -1.06‰ to -4.46‰ and 12.33‰ to 22.58‰ respectively. According to the falling field of data, the C of ore-forming fluid is derived from the depth and sediment, the contribution from depth decreases and sediment increases from unconformity type to fault type structure. The value of δDH2O and δ18OH2O of quartz in unconformity type structure are -32.30‰ to -97.40‰ and -1.28‰ to 12.40‰ respectively; δDH2O and δ18OH2O of composite type structure are -75.00‰ to -78.00‰ and 11.30‰ to 12.30‰ respectively; the δDH2O and δ18OH2O of fault type structure are -60.01‰ to -104.40‰ and 8.35‰ to 13.90‰ respectively. Such results indicate that the multiple sources of ore-bearing fluid in these three types structure, the fluid in unconformity type structure is mainly derived from magmatic water, the fluid in fault type structure mainly derived from basinal and metamorphic water, the contribution from magmatic water and basinal water in composite type structure almost the same. δ18OH2O is right-drifting because of the alteration between fluid and hostrock. The value of δ34SV-CDT of pyrite in unconformity type structure is close to 0‰, which implies sulfur can be derived from magma, whereas the values in composite and fault type structure are slightly larger because of the contamination of sedimentary rock. Hence, this study believes that the ore-forming fluid of three types structure in southwestern Guizhou is medium-low temperature, low salinity and low density fluid with multiple sources. Fluid in unconformity type structure is mainly derived from magmatic water. Fluid in fault type structure mainly derived from basinal water and the contribution from magmatic water and basinal water in composite type structure almost the same. Besides, the addition of metamorphic water may suggest the connection of orogenesis and Carlin-type gold deposits in southwestern Guizhou.
Key words: Ore-controlling structure     Fluid inclusion     Stable isotope     Carlin-type gold deposit     Southwestern Guizhou    

卡林型金矿是全球最重要的金矿类型之一,也是金的主要来源,以沉积岩容矿和微细粒金为主要特征(Hofstra and Cline,2000Cline et al.,2005Muntean et al.,2011)。黔西南地区作为我国滇黔桂“金三角”成矿区重要组成部分之一,是我国最主要的卡林型金矿矿集区,区内发育大量包括水银洞金矿、泥堡金矿、丫他金矿在内的大型、超大型金矿床(徐大富,2000陈文斌等,2009刘建中等,2009王疆丽,2014),金储量超过500t。经过40多年的研究,许多学者针对黔西南地区各个金矿床做过大量细致的研究工作(陈懋弘等,2007aSu et al.,2009ab2012张瑜等,2010王疆丽,2014Chen et al.,2015ab侯林等,2015Hou et al.,2016),已在黔西南卡林型金矿的地质背景、矿体赋矿层位、成矿物质以及流体来源、金的迁移富集沉淀机理、成矿年龄等方面取得了重要的成果。普遍认为,构造是金成矿的重要要素之一(Deng et al.,20082011),构造对于黔西南卡林型金矿成矿作用的发生同样起着至关重要的作用。区域金矿成矿模式可总结为构造-热液成矿(陈懋弘,2007陈懋弘等,2007b王泽鹏,2013)。总体来说,黔西南卡林型金矿的控矿构造由深至浅可分为三类:二叠系地层不整合面中的不整合型构造、二叠系地层中的不整合和断层复合型构造以及三叠系地层中的断层型构造(郭振春,1993郭振春和周忠赋,2006)。

前人分别针对三类构造进行了大量研究,但由于研究相对独立,比较工作进行得相对较少,许多认识尚未统一,其中主要分歧集中在成矿流体的来源问题。关于成矿流体来源的观点可分为来源于:(1)深部岩浆水(韩雪,2012);(2)沉积水和热脱水为主的盆地流体(朱赖民等,1996陈懋弘等,2007b胡瑛等,2009李保华等,2010刘丽等,2012);(3)大气降水(庞保成等,2005刘平等,2006);(4)地层建造水和深部变质流体(王疆丽等,2014a);(5)深源水和循环大气降水(王泽鹏,2013);(6)大气降水与盆地流体的混合(肖德长等,2012);(7)深源流体、地层水和大气降水的混合(刘显凡等,1999陈本金,2010)。成矿流体来源问题的悬而未决,有碍于建立黔西南金矿区总体的成矿模式以及下一步找矿工作的开展。

鉴于上述问题,本文针对三类主要控矿构造,在充分收集前人资料的基础上,通过野外地质调查、成矿期流体包裹体特征分析、方解石C-O同位素、石英H-O同位素以及黄铁矿S同位素研究,介绍了三类构造的地质特征,探讨了三类构造中金成矿流体特征以及来源,从而分析三类构造成矿流体之间的区别与联系,同时也为黔西南金矿的研究提供流体及同位素方面可靠有效的资料。

1 区域地质特征

黔西南地区处于扬子地块西南缘的南盘江-右江前陆盆地,滇黔桂“金三角”北西部(夏勇,2005)(图 1)。区域西北部与东北部以师宗-弥勒断裂和紫云-垭都断裂为界与扬子地块相邻。区域南部为越北古陆,南西和南东部分别以红河剪切带与凭祥-南宁断裂为界并与思茅地块和华夏古陆相邻(曾允孚等,1995苏文超,2002)。研究区基底为一套新元古代-早元古代变质褶皱基底,与扬子地块基底相似(杜远生等,2009)。从早泥盆世开始接受沉积,一直持续到中三叠世。早-中泥盆统地层岩性为砂岩、粉砂岩、泥岩,不整合覆盖于寒武系-奥陶系地层之上(曾允孚等,1995杜远生等,2009)。上覆古生代-下三叠统地层发育一套活动大陆边缘的深海盆地相钙质、粉砂质岩石和泥质岩(秦建华等,1996)。中三叠世,区域北西部地层以浅海相台地碳酸盐岩为主,南东部地层以含砂岩、页岩夹层的深海相硅质碎屑浊积岩为主;中三叠统地层是区内最重要的金、锑赋矿层位(陈翠华等,2004杜远生等,2009王疆丽等,2014b)。右江盆地印支期海相沉积物的沉积主要受控于同期与造山作用有关的抬升,同时也记录了右江盆地从二叠纪活动大陆边缘背景向三叠纪前陆盆地背景的转换(Qiu et al.,2016)。区内岩浆作用较弱,岩浆岩出露面积较少,二叠纪在扬子陆块西南缘的非造山陆内伸展环境下,形成了大陆橄榄拉斑玄武岩(韩至钧等,1999);二叠纪在右江造山带的非造山被动边缘裂陷环境下,形成了偏碱性辉绿岩组合(韩伟等,2009);晚白垩世在扬子陆块与右江造山带边缘的造山期后伸展塌陷环境下,形成了偏碱性超基性岩组合(陈懋弘等,2009b冯光英等,2010Liu et al.,2010)。

图 1 滇黔桂“金三角”区域地质图(据Chen et al.,2015aHou et al.,2016修改) Fig. 1 Geological map of Dian-Qian-Gui “Golden Triangle” area(modified after Chen et al.,2015aHou et al.,2016)
图 2 灰家堡金矿田地质图(据Hou et al.,2016修改) Fig. 2 Geological map of Huijiabao gold field(modified after Hou et al.,2016)
2 矿床地质特征 2.1 矿床地质 2.1.1 水银洞矿床

水银洞金矿为灰家堡金矿田内不整合型构造与复合型构造控矿的典型代表,为全隐伏的超大型金矿床,矿体埋深250~1400m。矿床位于研究区北东部灰家堡背斜东段(图 2a)。目前控制金矿体150余个,获得金资源量超过280t。矿区地表出露及钻遇地层由新至老有:下三叠统永宁镇组(T1yn)、夜郎组(T1y);上二叠统大隆组、长兴组(P3c+d)、龙潭组(P3l)以及中二叠统茅口组(P2m)(图 2b)。灰家堡背斜轴部及附近F105、F101轴向断裂构造是区内金矿主要控矿构造。金矿体主要产出于灰家堡背斜核部向两冀约500m范围内的二叠系硅化生物碎屑灰岩和中、上二叠统不整合面间因区域构造热液作用形成的蚀变带中,三叠系底部赋存少量金矿体。南北向断裂构造为成矿期后构造,对区内金矿分布的连续性和稳定性具有不同程度的破坏作用。矿区范围内无岩浆岩出露,但地球物理数据表明,可能存在隐伏岩体。

2.1.2 丫他矿床

丫他金矿为区内断层型构造控矿的典型代表。经过加里东-燕山期的多期次活动,矿区南北两侧出现地层缺失、岩性厚度差异明显、新老地层不正常接触等地质情况。区内广泛出露中三叠世浅水槽盆相和深水槽盆相复理石建造,主要有三叠系中统新苑组(T2x)、边阳组(T2b)(图 3b),具浊积岩特征,是区内重要赋金层位,最厚约500m。矿区构造以东西向展布的褶皱及断层发育为特征,主要褶皱有巧马复式背斜,呈东西向穿越矿区中部;次级褶皱北有尾勒向斜,南有磺厂向斜、磺梁子背斜,它们相互平行;相伴发育的断裂构造有东西走向的F1、F2、F3、F4等控矿断层,北西、北东向断层;褶皱与断层共同构成了丫他金矿的基本构造格局,控制了矿区金矿体群呈东西向展布,构成矿区内金矿成矿带的方向和范围。矿区无岩浆岩出露(图 3a)。

图 3 丫他金矿田地质图(据朱赖民等,1998修改) Fig. 3 Geological map of Yata gold field(modified after Zhu et al.,1998)
2.2 三类构造的地质特征 2.2.1 不整合型构造

不整合型构造,以水银洞金矿中二叠系茅口组生物碎屑灰岩与龙潭组粘土质粉砂岩、泥岩之间的沉积不整合界面为代表,是黔西南金矿最主要的控矿构造之一,广泛发育于浅海台地相区金矿中(图 4)。强硅化以及大量角砾岩是不整合型构造中最主要的识别特征之一,从其底板至顶板根据其硅化程度的强弱可以分为:茅口组正常灰岩-弱硅化灰岩-强硅化灰岩-强硅化角砾状灰岩-含灰岩角砾石英岩-硅化角砾岩-龙潭组砂岩粘土岩(侯林等,2015)。实际上不整合型构造位于含灰岩角砾石英岩与硅化角砾岩之间。其他围岩蚀变组合包括黄铁矿化、萤石化等。主要矿物为立方体、浸染状黄铁矿、毒砂、雄黄、石英、方解石以及萤石(图 5)。

图 4 水银洞金矿不整合型与复合型构造典型剖面图 Fig. 4 Cross section of unconformity type and composite type structure in Shuiyindong gold deposit
图 5 不整合型构造典型地质照片 (a)茅口组与龙潭组间不整合界面;(b)不整合界面中硅化角砾岩;(c)石英脉与浸染状黄铁矿共生;(d)后期萤石-石英-方解石共生;(e)石英脉切穿浸染状黄铁矿;(f)毒砂交代黄铁矿.Py-黄铁矿;Qtz-石英;Apy-毒砂;Fl-萤石;Cal-方解石 Fig. 5 Typical geological photos of unconformity type structure
2.2.2 复合型构造

复合型构造发育于水银洞金矿等台地相区矿床的龙潭组地层中,除不整合型构造外还发育一些断层型构造(图 4),矿体受断裂控制作用明显。龙潭组地层岩性主体为砂岩、泥质粉砂岩和泥岩,含灰岩夹层。复合型构造的顶板为泥质砂岩或粉砂质泥岩,底板以灰岩夹层为主。矿石矿物组合与不整合型构造中类似,主要包括黄铁矿、辉锑矿、褐铁矿、石英、方解石(图 6),可见有机质及生物碎屑。

图 6 复合型构造典型地质照片 (a)复合型构造中矿体及顶底板;(b)石英脉中的辉锑矿;(c)黄铁矿化泥灰岩角砾被含雄黄、雌黄的方解石脉胶结;(d)石英脉切穿雄黄;(e)黄铁矿中含有机质;(f)黄铁矿交代生物碎屑. Stb-辉锑矿; Rel-雄黄;Orp-雌黄; OM-有机质;BC-生物碎屑 Fig. 6 Typical geological photos of composite type structure
2.2.3 断层型构造

断层型构造在以丫他金矿为代表的盆地相区矿床中发育(图 7),而在台地相区矿床中不可见。该类型构造产于三叠系地层中灰岩与粉砂质、泥质岩石之间岩性转换处。断层型构造最主要的识别特征是由于强烈的挤压作用所造成的断裂所在地层的揉皱以及破碎,从而导致热液活动强烈。构造中发育大量以石英为主的热液矿物,同时脉体中常见围岩角砾。黄铁矿、辉锑矿、雄黄、雌黄、褐铁矿、石英等矿物在该构造中同样发育,可见由构造作用造成的矿物的破碎(图 8)。

图 7 丫他金矿断层型构造典型剖点图 Fig. 7 Cross section of fault type structure in Yata gold deposit
图 8 断层型构造典型地质照片 (a)褶皱内部断层型构造;(b)挤压作用下造成的扭曲;(c)纹层状黄铁矿;(d)热液结晶成因的方解石在挤压过程中形成的擦痕;(e)自形黄铁矿压碎后形成裂隙和石英压力影;(f)毒砂与黄铁矿共生 Fig. 8 Typical geological photos of fault type structure
3 样品采集与测试方法

本次研究中用于进行流体包裹体以及同位素分析的石英和方解石样品分别采集于三类主要控矿构造成矿期脉体中,分别是:水银洞金矿ZK40478钻孔中1060m处的不整合型构造;水银洞金矿ZK39132钻孔759m处、1240中段IIIa露头处、1200中段IIIb矿体和IIf矿体露头处、以及泥堡金矿ZK930003+1钻孔中202~204m处的复合型构造;烂泥沟平硐中、3号采场和丫他1号采场中的断层型构造。

流体包裹体测温在中国地质科学院矿产资源研究所包裹体实验室完成,测温所使用冷热台型号为Linkam THMS G600显微冷热台,与德国Leica公司产DMRX型偏光显微镜与荧光显微镜配合,可连续观察加温或冷冻过程中包裹体相态的联系变化。测温范围为-196~+600℃,仪器测定精度为±0.1℃,冷冻/加热速率≤15℃/min,相态转变点附近升降温速率控制在≤2℃/分钟。激光拉曼在中国地质科学院矿产资源研究所激光拉曼实验室完成,所使用仪器为英国Renishaw公司生产RM-2000型显微激光拉曼光谱仪,激光波长为514mm,激光功率为20mW,激光光束斑最小直径为1μm,光谱分辨率1~2cm-1

单矿物的挑选在河北廊坊宏信地质服务公司进行,首先将所采样品进行破碎并过筛,在双目显微镜下以粒度为60~80目进行挑选,挑选完毕再将单矿物在研钵中磨制200目。碳氧同位素测试工作均在中国石油大学(北京)油气资源与探测国家重点实验室稳定同位素实验室完成。气体制取采用无水磷酸法,反应样品水浴加热(25℃)8h后进行气体收集。气体测量仪器为Thermo-Finnigan MAT253气体同位素质谱仪,δ值的测量采用双录进样法,测试标准为GBW4405(δ13C=0.57±0.03‰;δ18O=-8.49±0.14‰)。PDB与SMOW两种标度的换算采用δPDB=0.97006δSMOW-29.94

4 流体包裹体 4.1 包裹体岩相学特征

黔西南卡林型金矿三类主要控矿构造中流体包裹体主要发育于石英脉中,以原生包裹体为主。包裹体类型都较为简单,呈孤立分布或呈定向分布。包裹体个体偏小且大小不一,直径从几微米到十几微米不等,少量可达几十微米。形态主要以椭圆形为主,其它还有不规则形、五边形以及长条形等。三类构造中的流体包裹体类型相对简单,主要分为气液两相包裹体(LH2O+VH2O)(W型)以及含CO2包裹体(LH2O+LCO2+V CO2)(C型)(图 9)。

图 9 三类控矿构造中成矿期流体包裹体显微特征 (a、b)不整合型构造气液两相包裹体(W型);(c)不整合型构造含CO2三相包裹体(C型);(d、e)复合型构造中气液两相包裹体(W型);(f)断层型构造中气液两相包裹体(W型) Fig. 9 Microphotos of fluid inclusions of the ore-forming stage fluid in three types of ore-controlling structure

不整合型构造:石英中的包裹体以原生包裹体为主,呈星散状分布或沿裂隙呈一定定向性分布。包裹体数量较多,但个体较小,形态主要以不规则形、椭圆形、五边形、长条形等为主,部分包裹体存在破裂泄露的情况。长轴介于4~37μm之间,其中4~10μm占50%,10~20μm占42.2%,20~40μm占8.26%。室温(25℃)下石英中原生包裹体类型以气液两相(VH2O-LH2O)为主(W型),气相分数均约为10%左右,均均一至液相。除了气液两相包裹体,在镜下还观察到含CO2三相包裹体(C型)。气液两相包裹体(W型)与含CO2包裹体(C型)呈共生关系。

复合型构造:石英包裹体发育良好,相比于不整合型构造中的包裹体,个体较大,形态以椭圆形为主,局部具有定向性,部分包裹体在形状上有一定程度的变形,但不强烈。长轴长度一般大于10μm,且集中在15~25μm。短轴长度一般大于8μm,且以12μm左右为主。室温下(25℃)包裹体以气液两相(W型)为主,气相成分所占比例不一,从小于10%到接近40%,但均均一至液相。三相包裹体几乎不可见。

断层型构造:石英中的包裹体,从包裹体数量、包裹体大小、包裹体类型来说都不太理想。相比于不整合型以及复合型构造石英中的包裹体,断层型石英中包裹体数量偏少,包裹体形状不规则且普遍偏小,包裹体类型单一,基本呈气液两相,三相包裹体不可见。

4.2 包裹体均一温度、盐度及密度

不整合型构造中W型包裹体的均一温度范围为101~287℃,主要集中于180~220℃,平均为200℃,完全均一至液相。冰点温度介于-4~-0.4℃,平均为-1.73℃;根据Hall(Hall et al.,1988)的计算公式:W=0.00+1.78Tm(ice)+0.0442Tm(ice)2+0.000557Tm(ice)3,算出盐度范围为0.70%~6.50%NaCleqv左右,平均3.80%NaCleqv。运用刘斌和沈昆(1999)等的经验公式计算得出不整合型构造W型包裹体流体密度为0.74~0.82g/cm3,平均为0.78 g/cm3。C型包裹体在全冻回温时,固相CO2在-59.0~-56.9℃融化(Tm-CO2),该温度稍高于理想状态下CO2的初熔温度(-56.6℃),表明可能存在少量挥发分。再继续升温,测得三相包裹体中笼合物消失的温度(Tm-cal)为-0.3~3.6℃。盐度范围为14.76%~17.66% NaCleqv(表 1图 10)。

表 1 三类控矿构造中成矿流体包裹体显微测温结果 Table 1 Microthermometric data of fluid inclusion of the ore-forming stage fluid in three types of ore-controlling structure
图 10 三类控矿构造中流体包裹体均一温度直方图和盐度直方图 Fig. 10 Histograms of homogenization temperature and salinity of fluid inclusions in three types of ore-controlling structure

复合型构造中虽然观察到含CO2三相包裹体(C型),但数量以及包裹体个体均偏小,难以观察到相变,未获得初熔温度。气液两相包裹体(W型)的均一温度为163~323℃,主要集中于180~200℃,平均193℃。冰点温度为-5.8~0℃,盐度为0.3%~9.0% NaCleqv,平均为4.00%NaCleqv。密度为0.68~0.76g/cm3,平均为0.73g/cm3(表 1图 10)。

断层型构造中气液两相包裹体(W型)的均一温度范围为125~195℃,主要集中于140~160℃,平均155℃,完全均一至液相。冰点温度介于-6.1~-0.5℃之间,平均为-2.64℃。从而算出盐度范围为0.90%~9.30%NaCleqv,平均4.31%NaCleqv。密度为0.65~0.75g/cm3,平均0.74g/cm3(表 1图 10)。

4.3 包裹体激光拉曼光谱分析

包裹体的激光拉曼测试结果显示(图 11),在最下层的不整合型构造石英中的W型包裹体中除了寄主矿物石英的特征峰以外,出现了CO2的特征双峰(1280cm-1、1390cm-1),但不明显。另外还出现了有机物CH4的特征峰(2914cm-1)以及CO的特征峰(2145cm-1)。复合型构造石英中的W型包裹体除了石英特征峰之外,CH4的特征峰(2914cm-1)与CO的特征峰(2145cm-1)较不整合型构造中的石英包裹体明显减弱。上层断层型构造石英中的W型包裹体除了石英特征峰之外没有出现气体的特征峰。

图 11 三类控矿构造中流体包裹体激光拉曼光谱分析结果 (a)不整合型构造;(b、c)复合型构造;(d)断层型构造 Fig. 11 Representative Raman spectra of fluid inclusions in three types of ore-controlling structure
5 稳定同位素特征 5.1 C-O同位素

不整合型构造中方解石碳同位素较为分散,δ13CV-PDB范围为-8.78‰~1.69‰,平均-2.50‰(表 2)。不整合型构造中δ13CV-PDB值与地幔来源碳的范围重合部分较多,另外与沉积有机物脱羟基作用的重合部分紧随其后。不整合型构造中方解石氧同位素范围跨度也较大(δ18OSMOW=8.01‰~23.08‰,平均14.76‰),落在深部花岗岩与沉积岩范围。在δ13CV-PDB-δ18OSMOW图解中可以清晰看到(图 12),数据点有两个相对集中的区域,一是深部区域范围附近,二是地层沉积物脱羟基作用区域范围附近。

表 2 三类控矿构造中方解石C、O同位素组成 Table 2 C and O isotopic composition of calcite from three types of ore-controlling structure
图 12 三类控矿构造中δ13CV-PDB-δ18OSMOW图解(底图据刘家军等,2004修改) Fig. 12 Diagram of δ13CV-PDB vs. δ18OSMOW of three types of ore-controlling structure(original figure after Liu et al.,2004)

复合型构造中方解石的δ13CV-PDB范围为-7.93‰~0.00‰,相比不整合型中的δ13CV-PDB值相对集中于0值附近。δ18OSMOW为9.44‰~16.09‰,平均为13.68‰。综合δ13CV-PDB值与δ18OSMOW值,并结合δ13CV-PDB-δ18OSMOW图解可看出,大部分投点位于沉积有机物脱羟基作用与深部范围之间,仅少数几个点位于偏深部范围。

由于断层型构造中方解石较少,但从测试的数据来看碳同位素数据也比较集中,δ13CV-PDB范围为-1.06‰~-4.46‰,平均-3.08‰。从氧同位素测试结果中可以看出,δ18OSMOW=12.33‰~22.58‰,平均18.84‰,偏离原生水(5.00‰~7.00‰)或是岩浆水(5.50‰~8.50‰)的氧同位素组成,接近沉积岩范围,少数结果与花岗岩范围接近。根据图 12可知,几乎所有投点均靠近于沉积有机物经脱羟基作用后的C同位素值,仅有少数点向深部范围偏离。

5.2 H-O同位素

根据前人资料和石英-水体系氧同位素平衡分馏公式(Chayton et al.,1972),得到三类构造中的δDH2Oδ18OH2O的结果(表 3)。从所得结果来看,δDH2Oδ18OH2O的结果都较为分散。不整合型构造中δDH2O值范围为-32.30‰~-97.40‰,δ18OH2O值为-1.28‰~12.40‰。复合型构造中δDH2O值为-75.00‰~-78.00‰,δ18OH2O值为11.30‰~12.30‰。断层型构造中δDH2O值为-60.01‰~-104.40‰,δ18OH2O值为8.35‰~13.90‰。在δDH2O-δ18OH2O图中(图 13),三类构造投点都集中于岩浆水、建造水、变质水的共同区域且向大气降水偏离,仅少数投点相对分布较远。

表 3 三类控矿构造中石英H、O同位素组成 Table 3 H and O isotopic composition of quartz from three types ore-controlling structure
图 13 三类控矿构造中石英δ18OV-SMOW-δDV-SMOW图解 Fig. 13 Diagram of δ18OV-SMOW vs. δDV-SMOW of quartz in three types of ore-controlling structure

① 贵州省105地质大队. 2012. 贵州西南部SBT研究

5.3 S同位素

三类构造中,黄铁矿均为成矿热液作用期最主要的硫化物,其他硫化物相比之下较少出现,故成矿期黄铁矿的平均δ34S值可大致相当于成矿热液中的总硫同位素值(沈渭洲和黄耀生,1987)。从表 4中所列可以清晰的看出三类构造中S同位素组成的差别,不整合型构造中δ34SV-CDT值为-5.68‰~-0.22‰,平均-4.38‰以及-2.19‰~2.72‰,平均0.34‰,总体处于0值附近,部分矿床中值偏负。复合型构造中值黄铁矿δ34SV-CDT值集中分布于0值附近(平均值为0.00‰与-0.32‰),以雄黄为代表的其他硫化物中δ34SV-CDT稍偏向正值,其范围为0.81‰~5.20‰,平均值为1.91‰。断层型构造中黄铁矿δ34SV-CDT值显示出明显的正值,以丫他、烂泥沟、紫木凼金矿为代表的成矿期黄铁矿δ34SV-CDT平均值分别为5.76‰、11.70‰以及5.59‰。

表 4 三类控矿构造中硫化物S同位素组成 Table 4 Sulfur isotopic composition of sulfide from three types ore-controlling structure
6 讨论 6.1 成矿流体性质

通过对于三类构造成矿期流体包裹体研究,不整合型构造中成矿温度集中于180~220℃,盐度为0.70%~6.50%NaCleqv,平均3.80%NaCleqv,流体密度平均为0.78g/cm3。复合型构造中成矿温度与盐度稍低,集中于180~200℃,平均193℃,盐度平均为4.00%NaCleqv,密度0.73g/cm3。断层型构造成矿温度最低,集中在140~176℃,盐度为0.90%~9.30%NaCleqv,平均4.31%NaCleqv,密度0.74g/cm3。从成矿期流体包裹体温度、盐度以及密度结果来看,三类构造中成矿流体均属于典型的中-低温、低盐度、低密度的流体,从深部的不整合型构造到浅部的断层型构造,成矿流体呈温度降低,盐度增高的趋势。另外在包裹体均一温度-盐度图(图 14)中几乎未发现温度或盐度异常的端元,这表明三类构造中流体的演化是一个连续的过程。三类构造中流体包裹体类型均以W型包裹体为主,仅在不整合型构造中发现了C型包裹体。从包裹体激光拉曼光谱结果中可知,不整合型构造中出现了明显的CH4与CO特征峰以及相对较弱的CO2特征双峰。显微测温过程中在不整合型构造中观察到C型包裹体,其初融温度为-59.00~-56.90℃,略低于纯CO2三相点温度(卢焕章等,2004),表明除了CO2之外还含有CH4和CO等挥发分。复合型构造中包裹体激光拉曼光谱结果反映出,气体成分相比不整合型构造中有明显的减少,CO2未出现特征峰。断层型构造中流体中气体成分则更少,几乎不见任何气相成分特征峰。总体来说,不整合型构造中成矿流体属于H2O-CO2-NaCl热液体系,复合型构造和断层型构造中成矿流体属于H2O-NaCl热液体系,两种类型的流体均均一至水溶液相。由深至浅流体呈现出连续演化的趋势,结合激光拉曼光谱结果分析,CO2、CO、CH4等气体的减少指示了从深部到浅部成矿流体演化的过程中经历了沸腾作用。在不整合型构造中W型包裹体与C型包裹体共存且C型包裹体盐度明显偏高,同样也佐证了沸腾作用的发生(张德会,1997),断层型构造中流体盐度增高的现象可能是CO2从流体中逃逸的结果。

图 14 三类控矿构造中流体包裹体均一温度与盐度散点图 Fig. 14 Homogenization temperature versus salinity of fluid inclusions of three types ore-controlling structure
6.2 成矿流体来源

δ13CV-PDB-δ18OSMOW图解(图 12)中,三类构造中C-O同位素组成有明显的差别,但显示出一定的变化规律。不整合型构造中碳同位素δ13CV-PDB以负值为主,集中分布于-2.50‰左右,与地幔碳同位素(-5±2‰,Hoefs,1997)以及地层沉积有机物脱羟基作用的碳同位素(-1‰~2‰,Rollonson,1993)组成相近,氧同位素δ18OSMOW跨度也较大(8.01‰~23.08‰,平均14.761‰),高于地幔氧同位素值(5.7±0.3‰,Taylor,1974)。故根据碳、氧同位素特征来看,不整合型构造热液流体中的CO2最主要来源于深部,成矿过程中经历了大气降水的混合。复合型构造中C、O同位素值分布相对集中。δ13CV-PDB范围-7.93‰~0.00‰,平均值略小于0值。δ18OSMOW 范围为9.44‰~16.09‰,集中于13.68‰。从图中来看,投点主要集中于深部与沉积有机物脱羟基分布范围之间,指示深部流体和盆地流体在复合型构造中提供相当的CO2,两类来源均是复合型构造中成矿流体的主要来源。断层型构造中δ13CV-PDB范围为-1.06‰~-4.46‰,δ18OSMOW范围为12.33‰~22.58‰,均与海相碳酸盐碳同位素范围接近。图中投点也出现了明显的集中,几乎分布于沉积有机物脱羟基作用附近,说明碳酸盐岩地层所提供的盆地流体在断层型构造中提供了最主要的成矿流体,而深部流体的贡献相对较小。

δDH2O-δ18OH2O图(图 13)中可以看到,除了复合型构造中的投影点较为集中,不整合型与断层型构造中的投点都比较分散,在原生岩浆水、沉积建造水和变质水范围中或附近都有分布,且在岩浆水和变质水范围附近分布较为集中。从投点图中还可以看出,不整合型构造与岩浆水的关系相对密切,而断层型构造与变质水关系密切。另外,水岩反应已被证明是金矿成矿过程中重要的过程之一(姜晓辉等,2011Deng et al.,2015ab),成矿流体易与围岩发生反应从而造成同位素的交换。石英属于含氧矿物,且区域金矿赋矿围岩中含氢矿物较少,故水-岩反应主要造成氧同位素的变化,而氢同位素的变化可忽略不计。三类构造中的δ18OH2O都具有一定程度的向右漂移特征,这可能是成矿流体与围岩中的硅酸盐、碳酸盐岩石之间的水-岩反应所导致的氧同位素交换的结果。

值得一提的是,三类构造中的投点范围与美国内华达卡林型金矿氢氧同位素分布范围相距较远,与造山型金矿范围相对接近。根据前人对于黔西南金矿成矿的年龄的研究(表 5)(李文亢等,1989苏文超等,1998刘建中等,2006陈懋弘等,2007a2009aSu et al.,2009b黄建国等,2012王泽鹏,2013Chen et al.,2015a),普遍认为金的成矿年龄主要集中在燕山期。从中三叠世开始,冈瓦纳超大陆向欧亚大陆逐渐汇聚所引起的新特提斯洋板块的俯冲,促使右江盆地进入了印支-燕山期造山阶段(Qiu et al.,2016),并发生了陆内的拉张作用(Deng et al.,2014abDeng and Wang,2015)。作者认为,造山作用所产生的变质流体在构造驱动力的驱使下,由造山带向右江盆地运移,并在盆地中与原地的盆地流体混合构成金成矿流体。这也解释了为什么在盆地相区发育的断层型构造中变质流体占主要地位,而在台地相区的不整合型构造和复合型构造中作用相对较弱。

表 5 黔西南卡林型金矿成矿年龄 Table 5 Mineralization age of Carlin-type gold deposits in southwestern Guizhou
6.3 成矿环境与硫来源

前人研究表明,热液成因矿床中硫化物的S同位素组成能够反映热液流体的同位素组成,成矿期的pH值和氧逸度等因素(Hoefs,2009)。运用硫同位素探讨成矿物质来源时,最重要的是确定成矿流体中总硫同位素组成,即δ34S∑s(郑永飞和陈江峰,2000),所测硫化物的δ34S值是否能够代表成矿流体δ34S∑s值是讨论的关键。Ohmoto(1972)认为,当成矿流体偏还原性时,流体中的S主要以HS-、S2-形式存在,此时所形成的黄铁矿等硫化物的δ34S值可代表成矿流体δ34S∑s值。三类构造中的矿物组合以石英-黄铁矿-毒砂-方解石-炭质为主,S主要以硫化物的形式产出,未见硫酸盐矿物,表明成矿时处于相对封闭的还原环境下,低氧逸度条件较低,故成矿期硫化物中δ34S可代表成矿流体中总硫同位素组成。在δ34SV-CDT同位素分布图(图 15)中可知,不整合型构造黄铁矿δ34SV-CDT值为-5.68‰~2.72‰,主要以负值为主;复合型构造中黄铁矿δ34SV-CDT值集中于0值附近,平均值为0.00‰和-0.32‰,雄黄中δ34SV-CDT值稍偏正值,平均1.91‰;断层型构造中黄铁矿的δ34SV-CDT值相对偏大,范围为3.40‰~11.00‰,不可见负值。从数据结果来看,三类构造中硫同位素均显示出较高的均一程度,不整合面型构造δ34SV-CDT值均位于幔源硫同位素附近,表明成矿流体中S的主要来源均为幔源;复合型构造与断层型构造中δ34S值表现出逐渐升高的趋势,略高于幔源硫而更接近地层硫,指示了沉积地层对于成矿流体的贡献逐渐增加(Chaussidon and Lorand,1990)。区内金矿化过程中,蚀变作用较强,在成矿流体运移过程中,与围岩发生了水岩反应,成矿流体中的S同位素不可避免地受到了地层S的混染,加之深部的贡献渐弱,造成了成矿过程中δ34SV-CDT值的偏高。成矿流体是载金硫化物运移的载体,因此硫同位素的来源可间接指示出成矿流体的来源。

图 15 三类控矿构造中硫化物S同位素直方图及分布图 Fig. 15 Histograms and distribution of sulfur isotope of sulfide in three types ore-controlling structure

上述分析综合表明,岩浆水、地层水以及变质水是黔西南金矿中成矿流体的重要组成部分,其中不整合型构造中以岩浆水为主,在逐渐向浅部过渡的过程中,地层水与变质水成为了成矿流体的主要来源。变质流体参与成矿指示了黔西南卡林型金矿与造山作用之间可能存在耦合关系:造山作用在提供变质成矿流体的同时,也促使右江盆地中陆内拉张的发生,为深部流体与成矿物质的带入提供了条件,最终在构造与岩性有利的部位聚集成矿。值得一提的是,黔西南已发现的岩浆岩不多,且已发现的均为超基性岩体,且年龄晚于区域金成矿年龄(陈懋弘等,2009bLiu et al.,2010)。通过本文研究,笔者认为,黔西南卡林型金矿的成矿确实受到深部岩浆作用影响,但区域上与成矿同期的岩浆岩暂时还未发现,仍需要进一步的探索与研究。

7 结论

(1) 不整合型构造中流体包裹体主要包括水溶液包裹体和含CO2包裹体,复合型构造与断层型构造中主要以水溶液包裹体为主。三类构造中的流体均为中低温、低盐度、低密度流体,且呈现出连续演化的特点。不整合型构造中流体温度集中于180~220℃,平均为200℃,盐度平均3.80%NaCleqv;复合型构造中流体温度范围降低至180~200℃,平均193℃,但盐度变化不大,平均为4.00%NaCleqv;断层型构造流体温度最低,集中于140~176℃,盐度平均为4.31%NaCleqv。总的来说,不整合型构造中成矿流体属于H2O-CO2-NaCl热液体系,复合型构造和断层型构造中成矿流体属于H2O-NaCl热液体系。从深部到浅部流体的演化经历了沸腾作用。

(2) C-O同位素与H-O同位素结果显示原生岩浆水、地层水和变质水为区内成矿流体主要来源。不整合型构造中成矿流体主要来源于深部,次为沉积建造水;复合型构造中深部与沉积地层所提供的成矿流体相当;断层型构造中则主要以碳酸盐岩地层所提供的盆地流体为主,次为造山作用形成的变质流体,深部来源少。三类构造中均有大气降水的加入。根据三类构造中的δ34SV-CDT值判断,三类构造的成矿环境均处于相对封闭的还原环境下,低氧逸度条件较低。不整合型构造中的S主要以幔源为主,复合型构造和断层型构造中分别受到沉积地层的影响,造成δ34SV-CDT值有所偏大。

(3) 三类构造中流体性质与美国典型卡林型金矿投点范围相距较远,变质流体的加入显示出与造山作用之间可能存在耦合作用。笔者认为,印支-燕山期的造山作用为右江盆地卡林型金矿的成矿提供了一定的变质成矿流体,同时也促使右江盆地发生陆内拉张,为深部流体与成矿物质的带入提供了条件。但限于区域出露岩浆岩不多,岩浆作用与成矿之间的关系还需进一步探索与研究。

致谢 野外工作得到了贵州105地质队的帮助;本文实验工作得到了中国地质科学院陈伟十老师、熊欣博士和中国石油大学(北京)张同刚老师、高宙硕士的帮助;两位匿名审稿人对本文提出了宝贵的意见;作者在此一并对他们表示衷心感谢!
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