成矿流体起源

前文研究表明，古元古代早期辽东裂谷带轴部东西向深断裂的形成与活动，导致来自地幔-地壳深部的富硼基性-酸性岩浆的喷发，形成裂谷带内古元古代火山-沉积盆地，盆地内断裂又可发生巨量的含硼、镁流体的喷流，为大型-超大型硼-镁矿床的形成创造了重要条件。
已有研究表明，卤水在古变质地体和现代沉积盆地都是大量存在的，如加拿大地盾。里尔峪期沉积成矿作用发生在近海含硼断陷盆地的热卤水成矿盆地中。从岩相古地理和岩石建造特征研究可知，沿此种成矿盆地边缘的断裂，分布有与火山活动有关的热泉和喷气孔群，其强烈活动为盆地带来充分的成矿物质，有利于硼矿床及热水沉积岩的形成。沿硼矿体走向，矿石普遍发育有角砾状构造；矿体下盘富镁碳酸盐岩产有层状、透镜状、结核状的硅质岩；矿床主岩中常见有细脉状、网脉状的硼酸盐，并切割、穿插富硅的镁质大理岩等等，这些特点说明盆地中硼、硅等喷气作用的存在，推测沿矿体走向可代表热泉、喷气孔群的展布方向。由于盆地四周火山物质不均匀堆积，形成的障壁阻隔了其与盆地外围的大部分联系，造成盆地内相对闭塞环境，使海水循环不畅。这些都有利于盆地内沿断裂上升的大量火山气液流体及其他成矿流体在盆地中停滞、聚集，形成盐度较高的热卤水盆地。
含硼岩系中富镁碳酸盐岩层、透镜体的存在，以及矿层中白云石、菱镁矿、硬石膏的大量出现，指示沉积水体一度为碱性，pH值达9。由矿石的成分来看，成矿盆地海水中富含B、Fe、Mg、Si、K、Na、Ca以及 、 、F-、Cl-等组分，表明盆地沉积期海水的盐度较正常者为高，成矿流体是一种成分复杂的热卤水，由于盆地内分布有富硼喷气孔、热泉，使其中海水温度较正常的海水表面为高。根据含硼岩系中容矿的镁质大理岩的氧同位素资料，δ18OSMOW为＋9.1‰～＋21.5‰，借用诺斯罗普等（1987）所提出的公式，对区内硼的成矿盆地的古海水温度估算大约在60℃以上，说明辽东古裂谷海槽内可能存在着类似于现代红海中部深海槽中的热卤水盆地（现代红海热水盆地温度达59.2℃，而且有高达104℃的活动卤水注入（桑斯特D.F.，1985；Turner F.J.，1980）。这种盆地因受构造断裂控制，有利于来自深部的成矿物质的注入与聚集，在合适的物化条件下，含硼热卤水可相继沉淀形成各种硼矿床及与其有关的热水沉积物。
辽东含硼建造岩石中硼的平均含量较其克拉克值高20～300倍，即辽东裂谷内里尔峪期的火山岩及其凝灰岩都富含硼。无疑，在火山岩浆活动过程中所产生的流体，可沿盆地中的深断裂为水盆地带来硼、铁质。此外，在水盆地火山岩层中循环的渗流海水至深部受热，并与火山岩相互作用，促使其中的一些组分进入溶液，上升后被带至成矿盆地。根据B.B.库尔诺索夫（1993）进行的玄武质熔岩在蒸馏水和合成海水中淬火试验结果，海水中金属离子的浓度比蒸馏水高1.3～5倍。在自然条件下，与海水接触的熔浆中含有挥发组分，可以增强成矿物质的带出并进入海洋。据艾皮斯等在温度为250～600℃条件下海水与玄武岩相互作用的实验，海水富集了Cl、B、铵及少量的F，玄武岩中75%的氯在温度300～350℃区间释放出来。这些实验都说明通过温度升高的海水与岩石之间的反应为成矿的热卤水盆地带来部分成矿组分。可以推测裂谷海槽内下渗的海水在岩石圈循环时形成热水，能使富B、Mg、Fe的火山岩中部分B、Mg、Fe 浸出，沿断裂上升至成矿盆地（Chaussidon M.and Jamton A，1994）。
越来越多的事实证明，在裂谷活动过程中，存在大量地幔排气现象（杜乐天，1998）。地幔排气以CO2、CH4和碱金属为主，在地壳岩石中表现出碱交代现象。因此，裂谷盆地内发育有钠的热液蚀变作用，辽东裂谷带内含硼建造中的广泛发育的钠长石化也可能与此有关。由此，可以推断来自地幔的成矿流体参与了成矿作用。
综上所述，形成镁（铁镁）硼酸盐矿床及有关的热水沉积岩的成矿流体，可能有三种来源：①幔-壳部分重熔所形成的基性-酸性火山岩浆的分异；②地幔的排气作用；③通过海水或大气降水下渗，在岩浆热的驱动下，发生对流循环，受热海水和大气降水对火山岩的浸滤作用。通过上述多种作用所形成的成矿流体，在火山活动过程中，以热泉或喷气形式，从地壳深部带入成矿盆地。经长期作用，为成矿盆地带进巨量的矿质，从而为形成大型-超大型硼-镁矿床创造条件。
滑石成矿作用表现在成矿流体交代含硅镁质碳酸盐岩和部分热液充填形成滑石矿床。成矿流体的成分和特征是滑石矿床成矿的重要条件。滑石矿床的包裹体特征及化学成分见表3-12、3-13。滑石矿石中石英及菱镁矿的流体包裹体普遍含有NaCl子晶，盐度29%～37%（表3-12）。包裹体中普遍含有K＋、Na＋、Ca2＋、Mg2＋、 及大量的CO2和少量的CH4。其中，K＋为25.94 mg/L，Na＋平均158.09 mg/L，最高可达575.00 mg/L，Ca2＋127.55mg/L，Mg2＋146.49mg/L， 626.53mg/L，CO2高达144.26mg/L，而CH4＜0.3%。流体平均pH值为9.14，呈碱性（表3-13）。滑石矿体顶底板还可见到含氯矿物方柱石，它可能是石盐或卤水演变而来。菱镁矿和石英均一化温度有两个区间，150～210℃和285～305℃，分别是菱镁矿重结晶和石英析出的温度，推测滑石成矿温度在此区间，约200～300℃。通过对比，认为它与美国的Ruby Mountains元古宙滑石矿床的成矿温度接近，成矿流体都具有热卤水性质（Brady J.et al.，1998）。

表3-12 辽东古元古代大石桥组菱镁矿矿床包裹体特征

辽东滑石含矿围岩中SiO2含量一般为1.09%～33.28%，平均为7.97%。同时发现围岩中的硅质在区域变质、动力变质过程中有明显的逐渐向挤压断裂带集中的现象。由菱镁矿大理岩中存在的石英脉可知，成矿流体中是富硅的。这表明分布在含石英菱镁矿大理岩中的原生硅质，在长期的区域变质和动力热变质中，曾经朝着断裂带方向发生迁移集中，造成了滑石成矿前的硅化作用。这种硅化是碱性变质热液淋滤流经围岩中的硅质，并携带其向挤压断裂带附近运移的结果。而断裂构造和褶皱构造的扩容，满足形成滑石过程中体积增加（一般情况下增加63%）的需要，同时还降低了流体与镁质碳酸盐岩反应生成的CO2的分压，有利于形成厚大的滑石矿体。

表3-13 辽东滑石矿床液相包裹体分析结果 （mg/L）

注：由中国地质科学院矿产资源研究所同位素实验室分析。
以上研究表明，滑石成矿流体是一种源于海水的富镁含硅的高盐度的变质流体，这种成矿流体有利于与富镁质碳酸盐岩建造交代成矿。
辽东因产有规模巨大的菱镁矿和滑石矿床，已引起国内外地质学界和工业矿物利用专家的广泛关注。通过我们对它们成矿条件的研究，基本上认为菱镁矿是蒸发沉积的，而滑石矿床则是富硅质高盐度的变质流体对含硅质菱镁矿交代的结果。
辽东裂谷的发生、发展与闭合控制了菱镁矿的沉积、改造和滑石矿床的交代成矿。滑石矿床与菱镁矿矿床同处一成矿带，主要集中于辽东裂谷的北缘。富镁质碳酸盐岩是菱镁矿、滑石的含矿建造和成矿母岩。
古元古代辽东古裂谷发育早期，因当时气候干热，泻湖内海水蒸发量较大，海水盐度不断提高，部分地段沉积石膏和石盐。蒸发环境下，泻湖中白云石首先沉淀，当泻湖中Mg2＋富集到足够程度，并有足够的 ，发生菱镁矿沉淀。叠层石吸收Ca2＋、Mg2＋首先形成白云石，随海水中Ca2＋减少，而Mg2＋相对增高，也可直接沉积或交代白云石形成菱镁矿。
吕梁运动使辽东裂谷闭合，辽河群褶皱变质，沉积的菱镁矿在区域变质-混合岩化过程中进行了第二次富集，菱镁岩改造为粗粒状菱镁矿石；同时，在构造-流体成矿系统中，富SiO2热液在构造有利部位交代富镁质碳酸盐岩形成滑石矿床。
值得指出的是，关于辽东古元古代辽河群的早期沉积中蒸发岩相的问题，彭齐鸣和Palmer M.R.（1995）、蒋少涌等在研究硼矿中已经发现了硼矿最早的沉积是蒸发岩系，王安建等（1998）在研究辽东裂谷北缘的Fe-Cu 硫化物矿床时，也认为属于盐丘控矿。本次工作在大石桥组三段发现的石膏及其有关岩相特征，证明辽东菱镁矿也是在蒸发环境下形成的，这些研究成果对于理解辽东裂谷形成和演化以及研究菱镁矿、滑石大型矿集区的成因机理均具有重要的意义。

（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。

成矿流体有多种来源，主要包括①海水;②大气水;③原生水。这些水都具有明确的同位素组成。除此，其他可能来源有:地层水、变质水和岩浆水等，这些水认为是海水、大气水、原生水其中一种或多种水的派生物或混合物(图3.11)。

图3.11 不同来源水的δD－δ¹⁸O图

(1)海水(sea water)

现代海水的δ值几乎恒定，保持在零值左右。古代海水的同位素组成稍低，但是与零值的偏差不超过1‰～2‰。很多火山成因的块状硫化物矿床(massive sulfide deposit)都是在的海底环境的较热海水中形成的。最近在洋中脊观察到的热液系统支持了这一观点，观察结果显示，流体的同位素组成相对于零值仅仅产生了极小的变化。在有关海水与大洋地壳的相互作用研究方面，取得比较理想成果是对火山口流体δ¹⁸O和δD值的研究(Shankds，1901)。

Bowers ＆ Taylor(1985)模拟了演化中的海水热液系统的同位素组成。在低温下，由于大洋地壳中的蚀变产物富集¹⁸O，因此流体的δ¹⁸O值相对于海水会降低。在250℃左右时，流体的同位素组成转变为海水初始值。在350℃时与玄武岩进一步反应，使得海水的δ¹⁸O值增至+2‰左右。由于矿物－水的分馏系数一般都小于0，因此在所有温度条件下，溶液的δD值都会稍微增加。在350℃时，溶液的δD值为+2.5‰。黑矿型(Kuroko)矿床是证明海水参与了矿床形成的最好例证(Ohmoto et al.，1983)。

(2)大气水(meteoric water)

高温大气水是很多矿床中成矿流体的主要成分，可在矿床沉积的最后阶段起关键作用，这在很多斑岩型和矽卡岩型矿床中都有报道。在北美的几个古近－新近纪矿床中观察到，同位素变化系统性地随纬度的变化而变化，因此，古大气水的组成也是随纬度的变化而变化的(Sheppard et al.，1971)。随着水－岩石相互作用的进行，成矿流体氧同位素组成由大气水的δ¹⁸O值向富¹⁸O方向变化。大气水可成为浅成低温热液金矿、脉矿床和交代矿床的主要的成矿流体。

(3)原生水(juvenile water)

原生水这一概念对早期矿床成因研究产生了极大影响。“原生水”和“岩浆水”有时候表示同一个意思，不过它们并非完全指同一种物质。原生水来源于地幔脱气，从未以地表水的形式存在过。岩浆水这一概念则并不涉及成因，是指一种使岩浆之间达到平衡的水。

很难确定人们是否真正取到过原生水样品。其中一种方式是通过分析源自地幔的含羟基矿物获得原生水的资料(Sheppard ＆ Epstein，1970)。这种方法得到的原生水的同位素组成预计为:δD=－60‰±20‰，δ¹⁸O=+6‰±1‰(Ohmoto，1986)。

(4)岩浆水(magmatic water)

尽管许多矿床与岩浆侵入作用密切相关，但争论最多的问题依然是，岩浆究竟为成矿流体贡献了多少水和金属元素。早期很多关于热液成因矿物的稳定同位素组成资料证实，大气水是成矿流体的主要贡献者(Taylor，1974)。近期的研究显示，岩浆流体普遍存在，但是其同位素组成特征可能已被后来的事件所掩盖，如大气水的混入(Rye，1993;Hedenquist ＆ Lowenstern，1994)。

岩浆水的δD值在脱气过程中逐渐变化，导致δD值和火成岩体中残余含水量之间形成正相关关系。因此，后来形成的含羟基矿物的同位素组成代表了脱气后的参与熔体，而非初始岩浆水的同位素组成。多数从长英质熔体中溶出水的δD值介于－60‰～－30‰之间，而相关火成岩则可能出现明显的D亏损。

通过计算所得的岩浆水的同位素组成而言，δ¹⁸O值一般介于+6‰～+10‰之间，δD值一般介于－50‰～－80‰之间。岩浆流体可在冷却过程中，通过与围岩进行同位素交换以及与围岩内产生的流体混合，其同位素组成发生改变。因此，一般很难确定测岩浆水组分是否参与了成矿作用。

(5)变质水(metamorphic water)

变质水指在变质过程中与变质岩有关的水。因此，变质水是一个描述性、不涉及成因的术语，可包括各种具有最原始来源的水。狭义地讲，变质水指在变质期间由矿物脱水形成的水。变质水的同位素组成变化非常大，取决于岩石的类型，以及流体/岩石相互作用的历史。较大范围的δ¹⁸O值(+5‰～－25‰)和δD值(－70‰～－20‰)一般都由变质水所致(Taylor，1974)。

(6)地层水(formation water)

孔隙流体D和¹⁸O含量的变化取决于初始流体的来源(海水、大气水)、温度，以及与流体关系密切的岩石的岩性。一般情况下，具有最低温度和盐度的地层水具有最低的δD和δ¹⁸O值，接近于大气水的值;具有最高盐度的卤水的同位素组成一般变化不大。目前尚不清楚，大气水是否为卤水的唯一水来源。卤水的最终同位素组成可能是大气水和沉积物反应的结果，也可能是沉积物中捕获的古海水和大气水混合的结果。