成矿流体性质与来源

（一）氢、氧同位素
绿岩带金矿床的氢氧同位素组成见表2-29和图2-14，概括起来有如下几个特点：

表2-29　绿岩带金矿床氢、氧同位素值

资料来源：沈保丰等，1994；田永清等，1994；骆辉等，1995；胡小蝶等，1991；杨振升等，1991；王时琪，1985；谢奕汉等，1991。
（1）各矿床石英的δ18O值的分布范围都很窄（＋10‰～＋13.5‰），根据包体测温所计算的流体包裹体水的δ18O值，多数集中在＋3‰～＋8‰，表明成矿流体的氧同位素值与围岩岩性和构造域无关，这意味着成矿流体与各种围岩达到了充分的氧同位素交换，据此可推断成矿时流体/岩石的比值较大，而同时流体源区的水/岩比值较小。
（2）相对于氧同位素值，各矿床的氢同位素值变化范围较大，δD多介于-30‰～-125‰，一方面可能由于次生包裹体的影响，另一方面也可能反映了成矿时存在氧化还原反应，当还原的含氢流体与氧化的含氢流体之间相互作用时就会导致氢同位素的分离作用。
（3）在δ18O～δD图上大部分点落于变质水和岩浆水区域之外，且多数集中于岩浆水区偏左下方，这说明成矿流体的来源和性质具有一定的相似性。
（4）与国外太古宙绿岩带金矿床相比，氧同位素组成范围大致相似或相近，但氢同位素多数偏小，部分样品氢氧同位素特征与浅成热液金矿床及霍姆斯塔克金矿床的成矿流体相近。

图2-14　绿岩带金矿床的氢氧同位素图解

1—南龙王庙；2—五台山BIF金矿床；3—排山楼；4—金厂峪；5—小营盘；6—夹皮沟
（5）除排山楼金矿床外，赋矿变质岩的变质水与理想条件下计算的变质水范围很不一致，如张宣地区变质水δD偏低很多；而五台山绿岩带条带状磁铁石英岩石英中的流体δD更低，另一方面硅酸盐（白云母、角闪石）的δD值又偏高，含金石英脉的包裹体水似介于两者之间。
（二）碳、氧同位素
表2-30给了几个绿岩带金矿床中碳酸盐的碳同位素组成，与国外典型的太古宙绿岩带金矿化碳酸盐的碳、氧同位素组成很接近。对这种同位素组成的示踪涵义目前有多种认识：岩浆源（Burrons和Spooner,1989,1991）；幔源（Colvine,1988;Cameron,1988）；混合源（Golding等，1983;Kerrich等，1989）；变质源（Groves等，1987）。

表2-30　绿岩带金矿床碳酸盐矿物碳、氧同位素组成

注：①田永清，1990、1994；②沈保丰等，1994；③骆辉等，1994；④杨振升等，1991。
（三）流体包裹体类型、产状和成分
绿岩带金矿床石英中主要见三类包体：CO2包体、H2O-CO2包体及水溶液包体。此外在多数矿床中还见有极少量的含盐类矿物子晶包体。比较而言，浸染状矿化包裹体的体积小，多数＜5μm，而脉型金矿流体包裹体的体积较大，多数为2～15μm，最大可达50μm。CO2包体一般呈负晶形，气液包裹体和水溶液包裹体一般呈椭圆状、纺锤状、水滴状和不规则状。包裹体群体分布见有线状、带状、平行纹状和不规则岛状，线状和带状型群体在各矿床中皆较发育，往往切割石英颗粒边界，相互穿插，表明矿体在成矿后都受到了不同程度的改造。
流体包裹体以中低盐度为主（表2-31），多小于6%NaCl。在鹿沟、小板峪、小营盘等矿床中见到少量盐类子晶包体，表明盐度可能较大，其原因一方面可能与成矿时发生的H2O-CO2-NaCl体系相分离有关（石英中流体包裹体成分变化大，CO2包体和水溶液包体并存证明了这一过程的存在），另一方面也可能与绿岩带变质程度较高有关，研究表明，从高变质相向低变质相的转变可产生盐度为7%～20%NaCl的变质流体（Crawford等，1979）。包体的成分具有多变性，特别是H2O和CO2的变化尤为明显，如夹皮沟金矿H2O的含量（116～3174）×10-6,CO2含量（4～43030）×10-6。阴离子和阳离子的比值总的看来显示出n（Na＋）＞n（K＋）、n（Cl-）＞n（ ），n（Ca2＋）＞n（Mg2＋），表明成矿流体是多组分的复杂体系。

表2-31　绿岩带金矿床石英流体包裹体成分及物理化学特征

（四）流体来源的讨论
绿岩带金矿床成矿流体来源长期以来争论纷纭，有变质水、岩浆水、上地幔去气和下地壳麻粒岩化水、海水、大气水和混合水等各种不同的观点。这种认识上多样性的原因一方面在于成矿流体性质的复杂性，成矿流体的演化、混合以及水/岩交换可能改变、消除其本来面目，而另一方面现有的地质地球化学理论和技术无法建立起清晰截然的判别标准。从上述流体包裹体特征和同位素示踪可以推断，成矿流体的来源和任何单一来源都不相似，这似乎暗示了混合来源的可能性。不少研究者虽然对流体的来源有不同的看法，但大都注意到含矿流体在地壳浅部的混合及其变异性（Phillips等，1991,1992;Groves,1991,1993;Kerrich等，1992,1993）。事实上，绿岩带金成矿与高的地温梯度密切相关，而地温梯度的增加必然引起地壳上部流体的循环和中下地壳的变质作用、混合岩化作用甚至部分熔融作用。由此可以推论，广泛的金矿化作用应该是地壳规模流体活动的结果，而这种流体也必然不可能是单一的。尽管如此，不同类型金矿床的成矿流体性质仍有倾向性，如BIF中金矿床和火山块状硫化物金矿床的早期成矿作用可能有海水的加入，广泛发育的排山楼型浸染状金矿和夹皮沟型脉型金矿的成矿作用与变质变形作用和晚期钾质岩浆活动有密切的时空关系，因此成矿流体可能主要是变质水和岩浆水，但不排除天水或海水参与的可能性，如于清义（1994）发现夹皮沟含金石英脉流体的稀土元素组成与海水最为接近。

根据上述显微测温和包裹体成分分析结果可见，新老金厂矿床流体包裹体气相组分均以H2O和CO2 为主，含微量的CH4 ，液相组成略有差异，新金厂以Na+和Cl-为主，老金厂以Na+和为主。新金厂矿床的流体盐度变化在1.23%～8.68%NaCl（eq）之间，老金厂矿床的流体盐度变化在0.18%～4.80%NaCl（eq）之间，均属低盐度流体。因此，新金厂矿床的成矿流体属低盐度的CO2-H2O-NaCl±CH4 型，而老金厂矿床的成矿流体属低盐度的CO2-H2O-NaSO4 ±CH4 型。

图4-15 新老金厂矿床流体包裹体的δD-δ18O水图解

采用NaCl-H2O体系的T-ρ相图（Bischoff，1991），对新金厂矿床富H2O流体包裹体进行均一压力估算，获得的压力值较低，变化在（1.7～99.7）×105 Pa之间（三个包裹体换算的压力小于10×105 Pa，其他都大于10×105 Pa），均值为37.7×105 Pa，代表了流体包裹体的最小捕获压力。对老金厂矿床富H2O包裹体进行均一压力估算，获得的压力变化在（2.9～16.1）×105 Pa，均值为6.9×105 Pa，亦代表了最小捕获压力。两个矿床的最小捕获压力都较低，说明成矿发生在地表浅部，因此均一温度无需进行压力校正而代表了成矿温度。在均一温度-盐度的协变图解中（图4-16），新老金厂矿床的均一温度存在两个明显的峰值区间，一个集中在120～180℃之间，主要为老金厂矿床中的包裹体获得，另一个集中在220～280℃之间，主要为新金厂矿床中的包裹体获得，而含盐度在2%～4%NaCl（eq）之间存在着明显的间断，上述特征指示了较热的、盐度较高的流体与较冷的盐度较低的流体之间的混合作用。进一步分析表明，新金厂矿床的流体包裹体均一温度变化在115～311℃，均值为236.5℃，老金厂矿床的流体包裹体的均一温度变化在133～253.5℃之间，均值为192℃，两者的温度差异可能是老金厂矿床成矿过程中加入了更多的较冷的大气降水的缘故。另外，根据地质特征分析可知，新金厂矿床处于热液活动的中心，而老金厂矿床相对远离热液中心，而流体包裹体的氢氧同位素示踪表明，新金厂矿床成矿流体以岩浆水为主，而老金厂矿床成矿流体中混入了更多的大气降水，两者是一致的。因此，根据上述新老金厂矿床的成矿流体性质分析，认为新、老金厂矿床是同一次成矿地质作用在不同成矿地段的产物，成矿流体的活动中心在新金厂。由于新老金厂矿床与热液中心的距离不同造成两者的流体性质也有所差异，新金厂矿床处于热液活动的中心，成矿流体以岩浆水为主，老金厂矿床相对远离热液中心，成矿流体经过了较远距离的搬运而与围岩发生充分反应，且加入较多的大气降水，流体体系的氧化性增强，造成成矿流体中增加超过Cl-含量。

图4-16 新老金厂矿床石英流体包裹体的均一温度-盐度协变图解

海底热液系统中，成矿流体的性质及其对成矿的贡献一直是火山作用有关块状硫化物矿床研究中争论的主要问题。自20世纪60年代以来，热液矿物稳定同位素成分的研究认为大气降水和海水在各种热液系统中占主导地位后，导致一些研究者推定矿石中的金属是加热的海水/大气降水形成的流体通过岩石中循环大规模淋滤出来而成（Taylor，1979）。但另一方面，愈来愈多的研究者认为岩浆流体是普遍存在的，只是由于后来大量的海水/大气降水的叠加而被屏蔽或遭清洗，认为岩浆流体在成矿热液系统中可能占很小比例，但在成矿作用中占主导地位（Whitney，1984；Stanton，1994）。近20年来现代海底热液喷出流体、硫化物采样分析和直接观察，以及矿物的微量元素、挥发分同位素和矿物中火山玻璃、圈闭岩浆/流体包裹体，通过离子、质子、激光（激光消融ICP-MS）探针显微分析结果（Roedder，1990），大大推进了对海底热液成矿系统中岩浆流体的起源、演化以及在各种构造背景下对成矿热液系统作用的深入认识。

正在活动的产生黑烟囱的海底热液系统的观察，认为是类似于古代VMS矿床的形成块状硫化物的天然实验室（Rono and Scott，1993；Scott，1997），而各种构造背景火山岩岩浆包裹体的研究，直接提供了岩浆喷发前岩浆中挥发分的性状、金属的迁移，以及去（脱）气作用的信息（Lowenstem et al.，1991；Yang and Scott，1996）。自20世纪60年代中期现代海底发现含金属热卤水以来，在太平洋、大西洋、印度洋和地中海海底已发现约有140个热液矿化点（黑烟囱），其中现代块状硫化物的主要成分特点，是富铅的块状硫化物密切与覆盖于玄武岩质扩张脊的沉积和产在弧后盆地的长英质火山岩相联系，而贫铅的块状硫化物则主要发现于匮乏沉积物的洋中脊环境中。可见，铅的来源可能与壳源物质密切相关。岩浆的挥发分由海火山的去气作用而成的认识，主要来源于Bonin弧后裂谷（＞1800m海平面之下）火山角砾沉积的观察，认为火山碎屑沉积是富水岩浆在含约1.3%气泡是爆发沉积的结果（Gill et al.，1990），因此，推论大量的岩浆挥发分可由海底火山喷发释放出来。圈闭在火山气泡中的挥发分相主要以CO₂、CH₄、H₂O和N₂等组成，含有典型地幔源特点的微量气体和稳定同位素（C、D、O），这些特征提供了洋底岩浆脱气的直接证据（Fisher and Perfit，1990）。

许多上升的岩浆具有饱和的流体相，成矿金属在整个火山岩中是微量的，但却高富集于蒸气相的岩浆流体中（Scott，1997；Yang and Scott，1996）。大量挥发分和金属是岩浆上升至浅部地壳时由岩浆脱气而成，当岩浆流体从岩浆分离时，携带了岩浆中的金属，适时而富集。而且不同构造环境的岩浆流体成矿组分存在差异，与俯冲消减作用有关的汇聚型板块边界玄武岩中的熔融包裹体明显富H₂O，而离散型板块边界的岩浆作用，挥发分含量较低，以CO₂为主。