成矿流体系统的性质与组成

从两个方面探讨成矿流体的性质及来源：底盘强蚀变岩石的氧同位素组成及矿石中石英的氧同位素组成。
Beaty（1982）等总结了世界范围内6个VHMS型矿床蚀变火山岩和未蚀变火山熔岩δ18O组成的资料，结果表明引起VHMS型矿床底盘蚀变的流体不可能是岩浆热液，它们的δ18O值应该较低，形成Cyprus和Amulet矿床底盘蚀变岩流体的δ18O分别为0±1‰、0.5‰±1‰（Beaty，et al.，1982），系演化了的海水。在萨落依矿床，强蚀变岩石δ18O值为5.8‰，弱蚀变岩石δ18O值为7.9‰，新鲜基性火山熔岩δ18O值为12.3‰。萨落依矿床强蚀变岩石→弱蚀变岩石→新鲜岩石氧同位素组成的变化情况与Amulet矿山的相应变化情况很相似，说明了形成该矿床底盘蚀变岩的流体不是岩浆热液，其δ18O值应该较低。
为了进一步查明成矿流体的性质，我们用石英中流体包裹体均一温度及石英的氧同位素组成，计算了成矿流体δ18O值（见表 4-20）。从表 4-20 可见，计算的成矿流体值变化于-8‰～-1‰，并且与温度间存在着正相关关系，成矿温度越低，值越具有较大的负值。这些资料与日本黑矿型矿床成矿流体氧同位素组成很相似。Pisutha-Arnond等（1983）研究证明，在早期矿化阶段，当 t=150℃时，成矿流体的为-6‰，最低可达-7.8‰。负值是成岩期间含水矿物（如沸石、蒙脱石）形成引起的。在此过程中，不是简单的氧同位素交换作用，因为在低温下氧同位素交换速度很慢。岩石在低温水解期间，由于含水矿物形成，孔隙溶液中部分水消耗导致岩石δ18 O值增高，残余流体δ18 O值降低。因此，尽管日本黑矿型矿床第Ⅰ、Ⅴ矿化阶段成矿流体的值为负值，但流体仍然是来自演化了的海水。根据萨落依矿床地质特征、矿化类型、成矿温度等资料，结合成矿流体的值，可以认为，形成该矿床的成矿流体是来自演化了的海水。另外，从表4-19可见，成矿流体的盐度十分低，这也为成矿流体来自海水提供了佐证。
表4-20 萨落依矿床矿石中石英的δ18 O、成矿温度及计算的成矿流体的


总之，根据矿床地质-地球化学特征，成矿温度、成矿流体的性质及盐度资料，阿克塔什-萨落依矿床是在海底火山热液成矿系统中形成的。上部条带状矿石或块状矿石都是在成矿作用早期形成的低温矿化，其矿石矿物均以黄铁矿为主，只含少量黄铜矿和闪锌矿。下部蚀变围岩中的脉状矿石或者是在成矿作用早期或者是在成矿作用衰弱期形成的低温矿化，黄铁矿中Se的含量较低，成矿流体仍以海水为主。因此，在研究区内，真正的蚀变岩筒型矿化和块状透镜体中高温富铜型矿化尚未见到，这是今后找矿特别值得注意的。

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。

1.流体包裹体类型

根据Roedder（1984）的原生流体包裹体判据，对白银厂矿床折腰山矿段石英中的流体包裹体进行了详细研究。根据室温下包裹体相数、相转变特征及流体成分估计，至少识别出4种包裹体类型：

（1）类型Ⅰ——气液两相包裹体（表5-11）：广泛出现于各种类型的矿石和蚀变含矿火山岩中。包裹体多呈不规则负晶形，大小5～25μm，具较大的气/液比（10～90）。根据包裹体的形态和充填程度，至少可分为3个亚类：①类型Ia（富液相包裹体），V/L=5/95～20/80；②类型Ib（气液包裹体），V/L=25/75～55/45；③类型Ic（富气相包裹体），V/L=60/40～90/10。总体上，Ia类包裹体广泛出现于块状和脉状矿石中，而Ⅰb和Ⅰc类则局限于不整合的脉状-网脉状带内（图5-16）。

气液两相包裹体共结温度变化于-32～-21℃之间，表明H₂O-NaCl流体中含一定量的KCl和CaCl₂（Crawford,1981）。冰点温度变化于-1.0～26.0℃之间，对应的流体盐度介于1.57%～23%间（表5-11；图5-17;Potter et al.,1978;Bodnar,1993）。均一温度具有较大的变化范围（62～485℃；表5-11），其中，Ia类包裹体的均一温度分别变化于91～335℃（脉状矿）和62～225℃（块状矿）之间，对应的盐度分别变化于3.06%～19.76%（脉状矿）和6.16%～23%（块状矿）之间；Ib类包裹体的均一温度变化于322～478℃之间，相应的盐度变化于10.11%～16.05%（表5-11）之间；Ic类包裹体具有最高的均一温度（378～485℃）和中等偏高的流体盐度（11.93%～16.05%）。部分Ib类包裹体的临界温度高达449～478℃（表5-11），所有Ic类包裹体在高温下（378～485℃）均一为气相。

（2）类型Ⅱ——含子晶多相包裹体：这类包裹体出现于下伏不整合的脉状-网脉状矿带及其产出的蚀变火山岩中（刘斌，1982；夏林圻等，1985）。它们多由一个或几个固相子晶、液相和气泡组成，形状不规则，负晶形，大小介于4～14μm之间。在脉状-网脉状矿带，这些包裹体常孤立分布，局部成群出现。在蚀变的含矿火山岩中，它们常沿火成的石英碎屑裂隙排布，或在热水石英内随机分布。除立方体石盐子晶外，还出现其他子晶，如含KCl子晶（刘斌，1982）和未定名子矿物，后者在温度高达400℃时仍未见熔融。

这类含子晶多相包裹体均均一为液相，均一温度为280～430℃（刘斌，1982）。加温实验表明，NaCl子晶熔融温度处于300～400℃间，KCl子晶熔融温度处于55～100℃之间（刘斌，1982）。根据H₂O-NaCl-KCl流体系统子晶熔融温度（Roedder,1971），刘斌（1982）和夏林圻等（1985）估计其流体盐度介于31%～38%之间。

表5-11　白银厂VMS矿床折腰山矿原生流体包裹体的显微热测量资料

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注：取样位置栏中，No.1—1号矿体；No.3—3号矿体；L1,2,4,5,6—勘探线1,2,3,4,5＆6;1425m,1573m—取样海拔高度。矿物代号：Cp—黄铜矿；Qt—石英；Ser—绢云母；Chl—绿泥石；Py—黄铁矿；（V）—包裹体均一成气相时的温度；（C）—临界温度

*：资料引自Liu,1982

图5-16　白银厂不同矿带石英中流体包裹体的显微照片

A—黄铜矿-石英脉中以H₂O为主（类型Ia,V/L=5/95～20/80）和中等气相（类型Ⅰb,V/L=25/75～55/45）的两相流体包裹体；B—黄铜矿-黄铁矿-石英脉中富气（类型Ic,V/L=60/40～90/10）两相流体包裹体；C—黄铜矿-黄铁矿脉中单相CO₂流体包裹体；D—黄铜矿-石英脉中CO₂-H₂O流体包裹体（LCO₂+LH₂O）;E—黄铜矿-石英脉中CO₂-H₂O流体包裹体；F—黄铜矿-黄铁矿脉中的富CH₄流体包裹体

（3）类型Ⅲ——富CO₂流体包裹体：这类包裹体在室温下可分为3个亚类，即单相CO₂包裹体（Ⅲa），气液两相CO₂包裹体（Ⅲb）和气液CO₂-H₂O包裹体（Ⅲc）（表5-12）。这些包裹体主要集中于脉状-网脉矿带和蚀变的含矿火山岩系，在石英中呈群体或单体出现，具自形-半自形负晶形。直径多在5～20μm之间，部分大至为50μm。Ⅲa类包裹体室温下由单一CO₂液相组成，而Ⅲb类包裹体具有较大的气/液比变化（V/L:10/90～45/55），Ⅲc类包裹体室温下含有一个CO₂相和一个富H₂O相，CO₂/H₂O比变化较大，体积比从95%至10%（表5-12）。

图5-17　白银厂VMS矿床的气-液两相流体包裹体均一温度直方图

单相CO₂包裹体显示，固相CO₂熔融温度介于-60.6～-57.6℃之间，低于CO₂三相点温度（-56.6℃）。CO₂的部分均一温度变化于2.5～29.0℃之间，明显低于纯CO₂的临界温度（31℃）。CO₂的均一温度和熔融温度表明，单相CO₂流体包裹体可能含有少量的其他气体组分，如CH₄和/或N₂（Burruss,1981）。两相CO₂包裹体有一个熔融温度范围，介于-58.6～-57.6℃之间，部分均一温度变化于20.7～26.4℃之间（表5-12），据此估计，两相CO₂流体中的XCH₄小于0.07（Thiery,1994;Brown and Hagemann,1995;Fan et al.,2000）。H₂O-CO₂包裹体的部分均一温度介于7.2～27.5℃之间（表5-12），其中的固相CO₂初熔温度为-59.1～-57.6℃，证实该流体含少量的CH₄等组分。H₂O-CO₂包裹体中的碳笼熔融出现于5.6～8.9℃（表5-12），采用Diamond（1992）方程和Collins（1979）方法估算的流体盐度处于2.28%～8.13%之间。类型Ⅲ流体包裹体或均一成液相，或均一为气相，但总体均一温度变化于228～348℃之间（表5-12）。

表5-12　白银厂折腰山矿床原生富CO₂和富CH₄流体包裹体的显微热测量结果

续表

（4）类型Ⅳ——富CH₄包裹体：主要出现于下伏不整合硫化物带内的块状矿和脉状矿中。这些包裹体多为自形-半自形晶，长轴36μm，短轴5μm。这些包裹体部分与富气相气液包裹体（类型Ic）共存，部分与富CO₂包裹体伴生。

这些富CH₄包裹体在过冷温度（-100℃）下形成气泡，致冷至-182.3℃，所有相态凝固成固相，但没出现固相CO₂（碳笼）。这些包裹体通常均一成气相或液相。在脉状矿带部分均一温度为-97.3～-83.0℃，在块状矿中部分均一温度则为-109.2～-100.0℃（表5-12）。与CH₄的临界温度（-82.6℃）和H₂S的三相点温度（-85.6℃）相比，富CH₄包裹体较低的部分均一温度表明，该流体以CH₄为主，但含有微量的其他气体组分（Burruss,1981;Ramboz et al.,1985;Jia et al.,2000;Fan et al.,2000）。

总之，白银厂筒式VMS铜矿的成矿流体系统是一个富含CH₄、CO₂的H₂O-NaCl流体系统。这个流体系统比较复杂，不仅有以富CH₄和CO₂包裹体为代表的CO₂-CH₄流体，而且有以富气体包裹体为代表的大量高温气态流体，不仅拥有海底热水系统特征的中低盐度（＜8.0%）流体，而且还有异常高盐度（＞16%）流体。

2.流体端员厘定

白银厂VMS矿床的流体包裹体各个方面均具较大的变化，在成分上，从较纯的CO₂-CH₄流体，经H₂O-CO₂-NaCl流体到H₂O-NaCl流体；在温度上从62℃变到487℃（图5-17）；盐度上的范围更大，从低于海水盐度（＜3.5%）到热卤水盐度（15%～38%）之间变化（图5-18）。根据2个VMS矿床的流体包裹体类型及其温度-盐度资料，至少可鉴别出5个流体端员：①高温高盐度流体端员；②高温富气流体端员；③低温卤水端员；④低温低盐度流体端员和⑤中温低盐度流体端员（图5-19）。

（1）高温高盐度流体端员：高温高盐度流体端员均主要见于白银厂矿床和呷村矿床的下伏不整合脉状-网脉状带（图5-14，图5-19）。在白银厂矿床，该端员流体以含子晶多相包裹体和部分高温气液两相包裹体（类型Ia）为代表，均一温度范围为200～400℃，盐度范围为30%～38%（图5-19B）。其中，含子晶多相包裹体盐度较高，介于31%～38%之间，高温气液两相包裹体盐度较低，变化于16.1%～19.8%之间。在呷村矿床，该端员流体主要作为含子晶多相包裹体封存在脉状石英中，均一温度变化于280～320℃之间，盐度变化14.5%～20.5%之间（图5-13），其温度-盐度特征总体上可与白银厂矿床气液两相包裹体相当。这种端员流体很可能是一种注入海底成矿流体系统的岩浆流体，证据如下：①在白银厂矿床，类似的高温高盐度流体已经在白银地区石英钠长斑岩和石英角斑岩的石英斑晶中发现，该流体包裹体均一温度高达300～430℃，盐度变化于31%～38%之间（夏林圻等，1995），证实浅位岩浆房内岩浆分异晚期阶段可以分凝出高温岩浆流体；②高温高盐度流体通常与富CO₂流体包裹体共生，后者多均一成气相，均一温度高达348℃（表5-13,5-14）。Yang and Scott（1996）研究证实，岩浆分凝的岩浆流体以CO₂为主，H₂O次之。Sakai等（1990）证明，岩浆去气直接产生富CO₂气流。因此，高温高盐度流体与富CO₂包裹体的密切共生关系表明，这些流体应是岩浆去气作用的产物（Hou and Zhang,1998;Hou et al.,2002）；③在呷村矿床，这种高温高盐度流体不仅在矿区范围的高硅流纹岩之石英斑晶中发现（徐明基等，1993），而且也发现其与富CO₂流体包裹体密切共生（Hou et al.,2001）。网脉带脉石石英的δ¹⁸O值变化于13.7‰～16.4‰，而在280～320℃下与石英平衡的热水流体的δ¹⁸O估计值变化于5.4‰～8.3‰之间（Hou et al.,2001），与岩浆水的¹⁸O值相当。

图5-18　白银厂VMS矿床的气-液两相流体包裹体盐度直方图

图5-19　白银厂VMS矿床的气-液两相流体包裹体温度-盐度变异图

（2）高温富气流体端员：该流体端员均出现在白银厂和呷村矿床中，但一直未引起重视。该端员流体的一个重要特征是，温度偏高且变化较大，盐度中等且保持不变。在图5-19B中，构成一个平行于温度轴的独立趋势。富气体的流体包裹体常常因被大量气体充填而不易均一，从而给出较高的均一温度。然而，在白银厂矿床，部分富气体的流体包裹体在临界点均一，临界温度高达449～478℃（表5-11），证实高温气流确实被脉石矿物封存。多数包裹体均一成气相，均一温度变化于350～487℃之间，明显高于目前所知古今海底的热水流体系统的最高温度（350～400℃；Pisutha-Arnond and Ohmoto,1983;Campbell et al.,1988a;Hou et al.,2002）。这些包裹体不仅与富CO₂流体包裹体，而且与高温高盐度包裹体共存于单颗粒石英中。尽管这些包裹体因相对富气而有一个中等的盐度（11.9%～16.1%），但仍然显著高于日本典型黑矿型矿床的流体包裹体盐度（3%～8%;Pisutha-Arnod and Ohmoto,1983）。在呷村矿床，这种端员流体也以富气两相包裹体为标志，其均一温度为280～320℃，盐度为7.8%～10.1%（图5-13）。上述特征表明，高温富气流体端员很可能是一种岩浆去气作用产生的岩浆气流。尽管这种流体端员在呷村和白银厂矿床具有不同的温度和盐度值域，但却具有十分一致的变化趋势（图5-13、图5-19A,B），这暗示着，这种岩浆气流在高温下（＞450℃）呈气态存在，在450～250℃温度范围内变为液态，直到250℃左右开始与热水流体发生混合。

（3）低温卤水端员：在白银厂矿床，低温卤水主要封存于强绿泥石化蚀变带及其所包裹的块状含铜黄铁矿体中，温度较低（62～163℃），盐度甚高（14.7%～23.0%）（图5-19B）。自块状黄铁矿体中心至边缘，流体盐度由16.7%～20.8%减低至6.0%～10.0%，自强绿泥石带向外至石英-绢云母带，流体盐度由14.0%～23.0%骤减至2.2%～7.5%（表5-11）。这种卤水分布及盐度变化表明，容存于海底之下多孔火山岩单元及其断裂破碎带的卤水库（池）曾被海水注入。

（4）低温低盐度流体端员：低温低盐度端员流体以低温气液两相流体包裹体为标志，广泛封存于矿床的各主要矿带，主要记录在硅化-绢云母化含矿火山岩和网脉带石英中。在蚀变岩内，流体包裹体均一温度变化较大，介于130～204℃，盐度变化较小，介于2.2%～5.4%之间（图5-19A）；在网脉带石英中，流体包裹体均一温度变化于116～222℃，盐度变化于1.6%～5.9%间，平均值在3.5%左右，与海水盐度相当（图5-19B）。这种端员流体广泛见于现代和古代海底成矿热水流体系统（Pisutha-Arnond and Ohmoto,1983;Herzig et al.,1993），并通常被解释为来自正常海水。

（5）中温低盐度流体端员：该端员流体通常出现于两矿床的各主要矿带。其重要特征是流体具有与海水相当的盐度和250℃左右的最大温度（图5-19A、B）。在呷村矿床，该端员流体封存于硫化物矿石和伴生的重晶石中，并构成一个温度-盐度呈负相关的变化趋势；在白银厂矿床，这一趋势依然存在，但该端员流体的温度（＜260℃）和盐度（6%）相对较低（图5-19B）。Hou等（2001）将其简单地解释为被下部浅位岩浆房加热的正常海水，并由此得出结论，高温岩浆可能至多可将海水加热到250℃左右。