黔西南架底金礦床流體包裹體研究

閔 壯陳正樂潘家永周振菊張文高吳 玉張 濤

1.東華理工大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院,江西 南昌 330013;

2.中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)力學(xué)研究所,北京 100081;

3.核工業(yè)北京地質(zhì)研究院,北京 100029;

4.核工業(yè)二七〇研究所,江西 南昌 330299

0 引言

架底金礦床位于中國西南卡林型金成礦區(qū)——滇黔桂“金三角”內(nèi),隸屬于晴隆-羅平金成礦帶。礦床產(chǎn)出于黔西南蓮花山復(fù)背斜的南東翼強變形區(qū)架底背斜處,目前是貴州省內(nèi)玄武巖中發(fā)現(xiàn)的最大原生金礦床,為貴州省地礦局一〇五隊承擔(dān)的盤州市竹海鎮(zhèn)架底金礦詳查項目成果,截止2021年底提交金資源量超過60t(李俊海,2021)。礦體呈上下兩側(cè)波狀起伏展布,以玄武質(zhì)角礫巖礦石類型為主,與黔西南典型卡林型金礦存在一定差異。架底金礦床的礦石礦物以微細(xì)粒自然金、含砷黃鐵礦、毒砂等為主,可見大量石英、方解石等脈石礦物,后者封存的流體包裹體基本代表成礦時流體組成,對還原成礦流體來源、化學(xué)組成和物理環(huán)境具有重要作用(范宏瑞等,1997;夏勇,2005;盧煥章,2019)。

架底金礦床作為區(qū)內(nèi)以玄武巖為主要賦礦圍巖的大型微細(xì)粒浸染型金礦,有學(xué)者針對礦床地質(zhì)、礦物組合和圍巖蝕變等方面開展基礎(chǔ)性研究,同時提出同類型金礦找礦標(biāo)志并進行了找礦潛力分析(曾昭光,2014;胡承偉,2015);何金坪等(2018)和趙富遠(yuǎn)等(2018)通過微量元素和氫、氧、硫同位素來探討架底金礦體與圍巖的關(guān)系及成礦物質(zhì)來源;曾國平(2018)認(rèn)為層間破碎帶和構(gòu)造蝕變體(SBT)是蓮花山金礦體兩個主要的賦礦構(gòu)造,利用同位素地球化學(xué)和地球物理勘探手段認(rèn)為金成礦與燕山期隱伏巖體存在緊密聯(lián)系;田沖等(2021)利用電子探針技術(shù)開展黃鐵礦原位分析,認(rèn)為含砷環(huán)帶狀黃鐵礦為主要的載金礦物;張濤等(2020)認(rèn)為硫化作用是形成不可見金的關(guān)鍵因素,李俊海(2021)開展大量分析測試工作,提出與深部花崗巖有關(guān)的玄武巖容礦金礦床成礦模式。王大福(2015)和李俊海(2021)也報道了架底礦床流體包裹體均一溫度和鹽度等參數(shù)。為深入探索成礦流體化學(xué)組成、物理性質(zhì)及演化過程,在已有研究和野外工作基礎(chǔ)上,文章通過詳細(xì)劃分黔西南架底金礦床熱液成礦期與成礦階段,并對不同成礦階段熱液礦物開展顯微測溫和激光拉曼光譜研究工作,以此探討架底金礦成礦流體組成、性質(zhì)、來源及演化規(guī)律,進一步揭示架底金礦流體成礦作用機制,為該區(qū)礦床勘查及科學(xué)研究提供新的支撐。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

右江盆地位于特提斯構(gòu)造域東部與環(huán)太平洋構(gòu)造域西緣的結(jié)合區(qū)域,思茅地塊、華夏地塊和揚子地塊的交界處(顏丹平等,2002;聶冠軍等,2020),大致以北東向師宗-彌勒斷裂帶、東西向個舊-賓陽斷裂帶、北西向紫陽-南丹斷裂帶為界(圖1a),經(jīng)歷大陸邊緣裂谷盆地、弧后盆地、弧后前陸盆地和山間盆地演化階段,基本分別對應(yīng)于古特提斯洋的伸展、俯沖、閉合和造山作用(吳福元等,2003;Lehrmann et al.,2007)。加里東運動使揚子板塊與華夏地塊拼接形成華南褶皺系,海西運動開始沉積正常的碎屑巖、噴發(fā)溢流火山巖、海相碳酸鹽巖和熱水成因硅質(zhì)巖,印支-燕山的板塊聚合伴隨巖漿侵入、陸殼隆升及構(gòu)造活動,喜馬拉雅造山運動板內(nèi)擠壓形成山間盆地且對礦床有破碎作用(華仁民等,2005)。蓮花山背斜位于紫云-南丹構(gòu)造帶、師宗-彌勒斷裂帶的交匯點南側(cè)(圖1a) (Hu et al.,2017)。背斜樞紐呈北東-南西向,東起普安縣蓮花山,西至盤縣石橋鎮(zhèn)大地,長約40km,寬9～20km。

區(qū)內(nèi)出露地層主要有:上泥盆統(tǒng)代化組(D3d)泥質(zhì)條帶灰?guī)r;下石炭統(tǒng)巖關(guān)組(C1y)灰?guī)r夾白云巖;下石炭統(tǒng)大塘組(C1d)泥質(zhì)灰?guī)r夾白云巖;下石炭統(tǒng)擺佐組(C1b)厚層白云巖;上石炭統(tǒng)黃龍組(C2hl)塊狀生物灰?guī)r,偶夾白云質(zhì)灰?guī)r;上石炭統(tǒng)馬平組(C2mp)生物灰?guī)r,夾礫屑灰?guī)r;中二疊統(tǒng)梁山組(P2l)黏土巖,夾石英砂巖和灰?guī)r;中二疊統(tǒng)棲霞組(P2q)生物碎屑灰?guī)r,含燧石團塊;中二疊統(tǒng)茅口組(P2m)厚層塊狀生物碎屑灰?guī)r,夾燧石團塊或條帶;上二疊統(tǒng)峨眉山玄武巖組(P3β)拉斑玄武巖夾火山碎屑巖;上二疊統(tǒng)龍?zhí)督M(P3l)細(xì)砂巖、黏土巖及粉砂巖,夾灰?guī)r和煤;上二疊統(tǒng)長興組(P3c)深灰—黑色中厚層灰?guī)r,偶見中薄狀燧石夾層;上二疊統(tǒng)大隆組(P3d)深色含化石砂巖及頁巖;下三疊統(tǒng)飛仙關(guān)組(T1f)中細(xì)粒巖屑砂巖、粉砂巖和黏土巖,偶夾灰?guī)r;下三疊統(tǒng)永寧鎮(zhèn)組(T1yn)泥質(zhì)灰?guī)r及灰?guī)r;第四系(Q4)黏土砂礫混合物。茅口組頂部不整合面為黔西南區(qū)域成礦結(jié)構(gòu)面(SBT;張蕾等,2012),峨眉山玄武巖二段(P3β2)火山角礫巖為蓮花山地區(qū)主要產(chǎn)礦層位。

蓮花山成礦帶為主體呈北東向展布的復(fù)式背斜構(gòu)造,總體向南東傾伏,其核部為上述泥盆系、石炭系,兩翼出露二疊系中統(tǒng)茅口組、上統(tǒng)峨眉山玄武巖組。區(qū)內(nèi)斷裂構(gòu)造較為發(fā)育,規(guī)模相對較小,以北東、近南北向為主,其次為北西、近東西向延伸,北東向斷層與背斜走向相對一致,且多沿背斜軸部附近發(fā)育,以(正)平移斷層、逆斷層為主,具多期層間滑動、復(fù)雜熱液蝕變聯(lián)合作用的特點(圖1b;何金坪等,2018)。架底金礦位于蓮花山背斜南東翼強變形區(qū)(圖1c),是區(qū)內(nèi)規(guī)模最大的金礦床,具有勘查程度高、構(gòu)造控礦特征明顯等特點,并與大麥地、紅巖洞、隴英大地、砂鍋廠、砂廠、舊寨、煉山坡、老寨、譚家梁子等金礦(點)共同組成蓮花山成礦帶(劉遠(yuǎn)輝等,2002;吳小紅等,2013;彭義偉等,2014;王大福,2014)。

圖1 蓮花山背斜地質(zhì)構(gòu)造及微細(xì)浸染型金礦產(chǎn)地分布示意圖(據(jù)何金坪等,2018修改)Fig.1 Sketch map of the geologic structure and distribution of disseminated gold deposits and occurrences in the Lianhuashan anticline area(modified from He et al., 2018)

2 礦床地質(zhì)特征

根據(jù)架底金礦(含)礦體產(chǎn)出的空間、構(gòu)造及層位特征,將其分為上、下兩層金礦體:下層產(chǎn)于中二疊統(tǒng)茅口組(P2m)灰?guī)r與上二疊統(tǒng)峨眉山玄武巖組(P3β)之間的沉積間斷面上,因該層具有特殊的構(gòu)造和蝕變特征,且標(biāo)志明顯、分布廣泛、研究深入而被稱為構(gòu)造蝕變體(SBT;劉建中等,2009);上層產(chǎn)于上二疊統(tǒng)峨眉山玄武巖組二段(P3β2)強蝕變火山角礫巖內(nèi),在玄武質(zhì)巖石的熱液蝕變構(gòu)造破碎帶內(nèi)(圖2,圖3a)。上、下兩層金礦體在平面上主要以不規(guī)則波狀起伏于架底復(fù)背斜的800～1000m范圍內(nèi),該面下沉部位礦體往往偏厚,其中下層礦體總體偏南,而上層礦體略微偏北,兩層金礦體垂直間距為14～98m。

圖2 架底金礦床7號勘探線剖面圖(位置見圖1b;據(jù)何金坪等,2018修改)Fig.2 Cross-section of the No.7 exploration line of the Jiadi gold deposit (shown in fig.1b; modified from He et al., 2018)

下層含礦體在空間上與構(gòu)造蝕變體分布范圍大致重合,多以似層狀、波狀展布,以灰?guī)r、凝灰?guī)r和玄武巖等復(fù)雜構(gòu)造巖為主。礦石呈松散狀(圖3b),普遍發(fā)生硅化、黃鐵礦化、毒砂化、雄/雌黃化、伊利石化等熱液蝕變。礦體長150～300m,寬110～260m,傾向南東或北西,傾角6°～34°。礦體在橫剖面上呈“V”字形,中間底部較厚,兩邊迅速變薄。工程控制礦體垂直厚度1.01～16.76m,品位為1.12～3.15g/t(何金坪等,2018)。

上層含礦體在空間上沿架底褶皺層分布,與峨眉山玄武巖組二段(P3β2)中的蝕變火山角礫巖分布有關(guān)(圖3a、3c)。含礦體以蝕變火山角礫巖型礦石為主,普遍發(fā)生硅化、黃鐵礦化、毒砂化等蝕變現(xiàn)象,巖性較為完整,常被熱液礦物固結(jié)(圖3d—3f)。礦體長410m,寬40～260m,橫剖面上呈“V”字形,具有中間厚兩翼薄的特點,傾角8°～22°。工程控制礦體垂直厚度1.10～29.0m,品位為1.10～6.20g/t(田沖等,2021)。

架底金礦主要為玄武巖型原生金礦石,次要為表生氧化礦石;自然類型有玄武質(zhì)火山角礫巖型和熱液蝕變-膠結(jié)構(gòu)造角礫巖型(SBT)。金屬礦物以自然金、黃鐵礦、毒砂為主,其次為雄黃、雌黃、輝銻礦、赤鐵礦、褐鐵礦等,具有多階段相互穿切和包含特點,黃鐵礦從早到晚可分為半自形—他形粒狀(圖3g)、不規(guī)則細(xì)脈狀(圖3h、3i)和自形粒狀(圖3j)。非金屬礦物以石英和方解石為主,大致分為煙灰色石英+細(xì)晶方解石+細(xì)脈狀黃鐵礦礦物組合(圖3f)和粗晶粗脈狀無色透明石英±方解石±浸染狀黃鐵礦組合(圖3d),分別與細(xì)脈狀黃鐵礦和自形粒狀黃鐵礦相對應(yīng),其次產(chǎn)出鐵白云石、伊利石、菱鎂礦、金紅石和綠泥石等。黃鐵礦賦存形態(tài)多樣,可見構(gòu)造蝕變體(SBT)、火山角礫巖中的半自形—他形浸染狀黃鐵礦(圖3g)、玄武巖中的細(xì)網(wǎng)脈狀(圖3h)和團塊狀(圖3i)黃鐵礦,自形—半自形粒狀黃鐵礦(圖3j)等,其中黃鐵礦、毒砂、煙灰色石英與金成礦有著明顯的成因聯(lián)系。

以野外觀察和室內(nèi)鑒定工作為基礎(chǔ),架底金礦床成礦分為熱液成礦期和表生成礦期(圖4),其中熱液成礦期又可分為3個階段:①黃鐵礦階段,在兩層礦體中都有發(fā)育,表現(xiàn)在SBT、凝灰?guī)r和玄武巖中形成粒徑較小的半自形—他形粒狀黃鐵礦,呈稀疏浸染狀分布于賦礦巖石中(圖3f、3g),為相對較早形成的金屬礦化現(xiàn)象,同時產(chǎn)出少量石英、毒砂等礦物,基本無礦化;②煙灰色石英階段,在不同部位的礦體中廣泛發(fā)育,以煙灰色石英脈中常見含金細(xì)脈狀黃鐵礦(圖3i)為特點的主要成礦階段,其次產(chǎn)出含黃鐵礦的微晶方解石脈,此處石英和方解石為流體包裹體測試的目標(biāo)礦物,其次見毒砂、輝銻礦、雄黃、雌黃等金屬礦物,見鐵白云石、菱鎂礦、金紅石、伊利石等熱液礦物(李俊海,2021),常發(fā)育交代、環(huán)帶和裂隙等現(xiàn)象(圖3h),切穿早階段黃鐵礦晶體,為區(qū)內(nèi)主要的金礦化階段;③硫化物階段,以上層礦體發(fā)育為主,表現(xiàn)為相對粗大的石英和方解石脈內(nèi)可見自形—半自形黃鐵礦(圖3j)、雄黃、綠泥石和輝銻礦等,穿切或包裹早期形成的熱液礦物,該階段礦化極少(王大福,2015)。架底金礦床典型熱液礦物特征如下文介紹。

圖3 架底金礦床3個成礦階段礦石手標(biāo)本及顯微鏡下照片F(xiàn)ig.3 Hand specimens and microscopic photographs showing the three ore-forming stages of the Jiadi gold deposit

圖4 架底金礦床礦物生成順序圖Fig.4 Diagram of mineral formation sequence in the Jiadi gold deposit

(1)黃鐵礦:以半自形—他形為主,呈浸染狀、脈狀、團塊狀集合體分布,粒徑10～300μm,在玄武巖和灰?guī)r等圍巖中未見產(chǎn)出,在熱液成礦期集中產(chǎn)出,其中含砷黃鐵礦為區(qū)內(nèi)典型載金礦物。

(2)毒砂:呈半自形為主,與黃鐵礦分布特征類似,粒徑5～80μm,主要產(chǎn)于煙灰色石英階段和硫化物階段,為區(qū)內(nèi)重要的含金礦物之一。

(3)石英:呈脈狀、團塊狀產(chǎn)出,呈無色透明、褐色、煙灰色等,為區(qū)內(nèi)最重要的脈石礦物之一,石英本身不含金,但是金成礦的重要標(biāo)志礦物。

(4)方解石:以微—細(xì)晶狀集合體為主,呈不同形態(tài)的脈狀產(chǎn)出,硫化物結(jié)晶程度相對較好,煙灰色石英階段常見方解石包裹黃鐵礦等金屬礦物現(xiàn)象。

3 流體包裹體組合

3.1 樣品采集

共采集25件流體包裹體樣品,以31號勘探線9號鉆孔為主,其中ZK3109-1采自構(gòu)造蝕變體(SBT)中、ZK3109-12為峨眉山玄武巖組三段(P3β3)含礦炭質(zhì)沉凝灰?guī)r,其他均為峨眉山玄武巖組二段(P3β2)火山角礫巖礦石(表1,表2)。在上文詳細(xì)劃分熱液成礦期不同階段的基礎(chǔ)上,將脈體圈定并制作流體包裹體薄片(圖3c),開展石英和方解石中流體包裹體顯微測溫和激光拉曼光譜分析(表1,表2),可以獲得其成礦流體化學(xué)成分和物理參數(shù),最后對成礦流體的組成、性質(zhì)、來源和演化進行探討。

3.2 巖相學(xué)特征

原生包裹體是指在晶體生長過程中被捕獲的流體,假次生包裹體是在晶體生長過程中產(chǎn)生裂隙而捕獲的類似次生包裹體的原生流體,而次生流體包裹體可以在宿主晶體生長后的任何時間被捕獲。架底金礦床流體包裹體巖相學(xué)特征如圖5所示,根據(jù)室溫下觀察到的脈體穿切關(guān)系(圖5a)、流體包裹體組合和室溫下(20℃)包裹體相態(tài)特征,查明包裹體以原生和假次生包裹體為主(圖5b),偶見次生包裹體(圖5c)結(jié)合流體包裹體的顯微激光拉曼光譜的測試結(jié)果,將架底金礦不同成礦階段的流體包裹體劃分為NaCl-H2O型(A型)、CO2-NaCl-H2O型(B型)。

(1)NaCl-H2O型包裹體(A型)

此類包裹體由NaCl和H2O組成,室溫下按相態(tài)可分為單相NaCl-H2O型(A1型;圖5e)和兩相NaCl-H2O型(A2型;圖5f),在數(shù)量上以后者為主。包裹體在石英和方解石礦物晶體中都較為發(fā)育,多呈橢球狀、線狀、小群狀分布,偶見“卡脖子”現(xiàn)象(圖5g),大小3～12μm,個別達12μm以上,形態(tài)為負(fù)晶形、橢圓形、棒球形及不規(guī)則形,氣/液體積比2%～9%。

(2)CO2-NaCl-H2O型包裹體(B型)

該類包裹體以含有相對較多的CO2為特點,可分為兩相CO2-NaCl-H2O型(B1型;圖5h)、三相CO2-NaCl-H2O型(B2型;圖5i),前者相對三相CO2-NaCl-H2O型較為發(fā)育,尤其產(chǎn)于煙灰色石英階段樣品中。多成彌散狀(圖5e)、帶狀(圖5d)、團塊狀(圖5g)展布,在方解石中僅見少量分布,常與NaCl-H2O型包裹體共生,大小4～14μm,個別可達20μm以上,形態(tài)多呈不規(guī)則形、橢球形,氣/液體積比4%～13%。可見少量包裹體含CH4、N2等氣相成分(圖5h、5i)。

圖5 架底金礦床流體包裹體巖相學(xué)特征Fig.5 Petrographic characteristics of fluid inclusions in the Jiadi gold deposit

3.3 流體包裹體顯微測溫

采用均一法、冷凍法測定上述樣品中流體包裹體。在測定均一溫度時早期升溫速率為15.0℃/min,接近相變時升溫速率下降至1.0℃/min、0.5℃/min,注意觀察包裹體相變并記錄;冰點測定時早期以10℃/min速率快速下降,大約降至-50℃后再逐漸升溫,升溫速率由開始時的10℃/min降低至2℃/min,接近相變時的升溫速率再降至0.2℃/min,獲得相關(guān)參數(shù)見表1、表2。包裹體顯微測溫在中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)力學(xué)研究所流體包裹體實驗室進行,具體儀器參數(shù)和實驗流程見文獻范宏瑞等(2005)。

顯微測溫結(jié)果顯示,架底金礦體中A型包裹體在熱液成礦期第不同成礦階段形成的石英和方解石中均有發(fā)育,包裹體的初熔溫度-26.6～-20.3℃,冰點溫度-4.8～-0.5℃,均一溫度162～231℃ (表1,表2,圖6a),鹽度0.9～7.6(%NaCl equiv)(表1,表2,圖6b),密度0.860～0.931g/cm3。結(jié)果顯示第1階段均一溫度約211～231℃,第2階段見均一溫度182～218℃,第3階段均一溫度普遍小于183℃。流體鹽度可利用NaCl-H2O體系鹽度-冰點計算公式:

圖6 架底金礦床熱液成礦期流體包裹體均一溫度和流體鹽度值頻數(shù)直方圖Fig.6 Frequency histogram of fluid inclusions in the Jiadi gold deposit

該公式僅適用于鹽度0%～23.3%的兩相H2ONaCl型包裹體,其中wt為鹽度(%NaCl equiv),Tm為冰點溫度(℃)。密度的估算是利用NaCl-H2O體系的均一溫度-鹽度公式(劉斌和段光賢,1987)求得:

?

?

D為流體密度,g/cm3;Th為均一溫度,℃;A、B、C為無量綱參數(shù)(鹽度的函數(shù))。

架底金礦床中B型包裹體主要分布于黃鐵礦階段和煙灰色石英階段,包裹體測溫結(jié)果顯示其初熔溫度-59.0～-56.0℃,籠形物熔化溫度 4.0～9.8℃,均一溫度 179.0～229.0℃,鹽度1.2～7.2(%NaCl equiv),密度 0.857～0.969 g/cm3。黃鐵礦階段的均一溫度和鹽度均高于煙灰色石英階段和硫化物階段,硫化物階段流體包裹體CO2含量等氣相組分迅速降低。流體鹽度可利用公式:

公式中wt為鹽度,%NaCl equiv;Tm為冰點溫度,℃。流體密度可根據(jù)上述均一溫度和鹽度數(shù)值,在CO2-NaCl-H2O體系參數(shù)表得出。

3.4 激光拉曼光譜分析

激光拉曼測試在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院完成,具體儀器參數(shù)及測試方法請參考文獻(邱林飛等,2019)。針對不同階段形成的流體包裹體利用激光拉曼分析方法,結(jié)果顯示:總體以NaCl-H2O型為主(圖7a、7b),其次為CO2-NaCl-H2O型包裹體,其中后者常見CH4、SO2、H2S、N2等氣相組分。

黃鐵礦階段包裹體組分相對簡單,以H2O和NaCl為主,其次可見CO2;煙灰色石英階段包裹體組分較為復(fù)雜,可見CO2、CH4、SO2、H2S、N2等氣相組分(圖7c、7d),還原性氣體指示流體具相對氧化的環(huán)境(姚娟,2008);硫化物階段流體包裹體細(xì)小且繁多,拉曼光譜顯示其氣相組分主要是H2O;將激光拉曼分析結(jié)果與流體包裹體巖相學(xué)特征、顯微測溫等綜合對比,發(fā)現(xiàn)黃鐵礦階段流體更富CO2,煙灰色石英階段流體可見種類較多的還原性氣體,伴隨著流體演化呈降低趨勢。

圖7 架底金礦床流體包裹體激光拉曼光譜特征Fig.7 Laser Raman spectroscopy characteristics of fluid inclusions in the Jiadi gold deposit

3.5 成礦流體壓力與深度估算

上文中均一溫度(Th)是在室溫常壓條件下測得的,并不能反應(yīng)流體包裹體真實捕獲溫度,而僅能反應(yīng)最低的成礦環(huán)境溫度,所以由此獲得的壓力值也只能反應(yīng)最低的成礦流體壓力(盧煥章,2008)。有學(xué)者針對包裹體如何計算成礦壓力,提出諸多計算方法和理論公式,尤其是壓力靈敏的含CO2包裹體更是研究廣泛(毛景文和李蔭清,2001;聶利青等,2019)。利用中國地質(zhì)調(diào)查局武漢地質(zhì)調(diào)查中心開發(fā)的成礦流體壓力計算模擬軟件,結(jié)合H2O-CO2體系的P-T圖解,利用上述溫度數(shù)據(jù)開展成礦壓力計算,結(jié)果為26.4～64.2MPa,平均為42.3MPa。成礦深度(h)可依據(jù)靜巖壓力計算公式得出:

公式中P為成礦壓力;ρ為上覆碳硅泥巖建造平均密度,取值2.6g/cm3;g為重力加速度,取值9.8m/s2,h為所求的成礦深度 (黃錫強;2008;韓雪,2012)。經(jīng)計算得到架底金成礦的成礦深度(h)為1.0～2.43km,平均為1.60km。成礦深度變化范圍相對較大,可能與樣品差異和礦化類型有關(guān)。

3.6 pH值、Eh值與?O2估算

因為樣品中的流體包裹體以NaCl-H2O型偏多,所以選擇NaCl-H2O體系水溶液包裹體計算公式獲得pH值與Eh值(劉斌,2011),進而反映成礦期熱液流體的性質(zhì)。結(jié)果顯示架底金礦成礦流體的pH值為5.5～6.2,Eh值為0.084～0.324V,且當(dāng)pH和Eh值分別為5.8、0.258V時,最有利金的沉淀成礦。

浸染狀金礦床的礦石中富硫化物礦物的特點,使對其成礦流體氧逸度(?O2)的研究顯得相對重要,其中S的遷移狀態(tài)、含S化合物電離度和S離子與其他金屬陽離子的結(jié)合能力,對成礦流體中成礦物質(zhì)的運移和富集具有重要作用(陳懋弘等,2007)。利用劉斌(2011)所述公式進行計算,結(jié)果表明架底金礦床成礦流體的lg?O2主要集中于-42.46～-38.25,顯示其成礦時處于氧逸度較低的流體環(huán)境。

4 討論

4.1 成礦流體性質(zhì)及來源

研究結(jié)果表明,架底金礦流體包裹體類型主要為NaCl-H2O型、CO2-NaCl-H2O型,后者的氣相組分體積4%～13%,含有少量的CO2。CO2-NaCl-H2O型包裹體初熔溫度為-59.0～-56.6℃,比純CO2的三相點溫度(-56.6℃)略低,表明包裹體有少量CH4、CO、H2S、N2等氣相成分存在。顯微測溫結(jié)果顯示流體包裹體均一溫度分布在162～235℃,主要集中于200～220℃,流體鹽度(%NaCl equiv)主要集中在0.9%～7.6%,流體密度主要集中在0.860～0.931g/cm3。流體包裹體熱力學(xué)參數(shù)估算表明成礦流體的pH值為5.5～6.2,Eh值為0.084～0.324V,lg?O2主要集中于-42.46～-38.25。綜合所述,成礦熱液具中低溫、低鹽度、低密度、近中性、相對還原及低氧逸度的特征,并含CO2及少量的還原性氣體。

關(guān)于滇黔桂鄰接區(qū)微細(xì)浸染型金礦成礦流體來源有如下觀點:巖漿流體(劉建中等,2006;Large et al.,2016;Zhuo et al.,2019)、變質(zhì)流體(Su et al.,2008,2011)、大氣降水 (國家輝,2002;陳本金等,2010)、盆地流體(劉建明和劉家軍,1997;陳懋弘等,2007)及幔源流體(劉顯凡等,1996)。其中有學(xué)者對架底金礦開展氫氧同位素研究(趙富遠(yuǎn)等,2018;曾國平,2018),顯示架底金礦床成礦流體主要為與巖漿水有關(guān)的流體,可能存在與變質(zhì)水和大氣降水的混合。這與主成礦階段富CO2、CH4、N2、H2S流體包裹體的廣泛出現(xiàn)相吻合(Su et al.,2011),其中相對還原的流體環(huán)境也指示深部熱液來源,熱液演化過程進一步佐證此觀點。

4.2 成礦流體演化與沉淀

為探討黔西南礦集區(qū)不同金礦床成礦溫度有無差異,討論成礦作用是受區(qū)域地幔柱或局部巖漿巖體控制,自南西至北東方向分別選取爛泥溝、戈塘、泥堡金礦床,收集已有報道的爛泥溝、戈塘和泥堡成礦期流體包裹體數(shù)據(jù)平均值(表3),與架底金礦在均一溫度、鹽度、流體密度和流體壓力方面進行對比。4個礦床均產(chǎn)在短軸背斜構(gòu)造附近(分別為蓮花山背斜、賴子山背斜、戈塘背斜和灰家堡背斜),結(jié)果顯示4個礦床的均一溫度和鹽度呈消長一致的特點,且泥堡和爛泥溝的值明顯大于架底和戈塘的值。流體密度與均一溫度、鹽度的變化趨勢相反,呈此消彼長的特點,流體壓力變化范圍不大表現(xiàn)出從架底至爛泥溝逐漸降低之勢(圖8a)。綜合可見,黔西南不同微細(xì)浸染型金礦成礦流體物化參數(shù)差異明顯,且從架底→泥堡→戈塘→爛泥溝的地理直線(北西—南東走向)上,成礦深度逐漸變淺,成礦溫度呈鋸齒狀變化。

表3 黔西南主要微細(xì)浸染狀金礦床成礦流體包裹體物理參數(shù)表Table 3 Physical parameters of ore-forming fluids of prime finedisseminated gold deposits in southwestern Guizhou

圖8 黔西南主要微細(xì)浸染型金礦床與架底金礦成礦流體物理參數(shù)圖(泥堡數(shù)據(jù)引自鄭祿林,2017;戈塘數(shù)據(jù)引自杜放,2017;爛泥溝數(shù)據(jù)引自韓雪,2012)Fig.8 Physical parameters of ore-forming fluids of main fine disseminated gold deposits and the Jiadi gold deposit in Southwestern Guizhou(The data of Nibao from Zheng, 2017; The data of Getang from Du, 2017; The data of Lannigou from Han, 2012)

根據(jù)架底金礦床均一溫度-鹽度散點(圖8b),可見隨著均一溫度的降低,鹽度同時減小,指示該過程存在流體混合現(xiàn)象,這一現(xiàn)象是煙灰色石英階段均一溫度和鹽度變化范圍較大的重要原因。流體包裹體初熔溫度與均一溫度同步降低的過程,主要是因為流體減壓和混合導(dǎo)致Ca2+的大量沉淀,從而導(dǎo)致流體組分逐漸富集NaCl等(聶利青等,2019),鹽度-頻數(shù)直方圖(圖6)亦呈正態(tài)分布,同樣說明存在不同鹽度熱液混合。與上文流體包裹體激光拉曼分析結(jié)果相吻合,煙灰色石英階段發(fā)育更多的含CO2包裹體,成礦環(huán)境整體發(fā)育在溫度下降、壓力降低、組分減少的過程,發(fā)生流體混合和水巖反應(yīng)。

黔西南礦集區(qū)在燕山晚期發(fā)生強烈的伸展構(gòu)造運動(張榮強等,2009;曾國平,2018),導(dǎo)致隱伏巖漿上侵并分異晚期巖漿流體(胡瑞忠等,1995),富CO2含金絡(luò)合物沿著陡峭斷裂承壓上升,與脫水變質(zhì)流體、下滲大氣降水所混合(Hu et al.,2017),在成礦流體進入相對水平的火山角礫巖和層間破碎帶后,地球化學(xué)環(huán)境變化(尤其是溫度壓力降低和玄武巖蝕變等因素)導(dǎo)致氣相組分在熱液中溶解度變小,初始均一相流體沸騰分離為H2O-NaCl和CO2-H2O流體,成礦流體攜帶成礦物質(zhì)伴隨流體減壓降溫,Ca2+、As3+、Au2+、Fe2+、S2-、Cl-等發(fā)生結(jié)合,以自然金、石英、黃鐵礦、鐵白云石、方解石、毒砂等礦物形式在有利的空間中發(fā)生沉淀富集(朱賴民等,1997)。

5 結(jié)論

(1)架底金礦是主要產(chǎn)于中二疊統(tǒng)峨眉山玄武巖組二段(P3β2)強蝕變火山角礫巖內(nèi),其次為產(chǎn)于上二疊統(tǒng)茅口組(P2m)與中二疊統(tǒng)峨眉山玄武巖組(P3β1)之間不整合界面中的微細(xì)粒浸染型金礦床。金成礦過程可分為熱液成礦期和表生期,其中熱液成礦期可分為3個成礦階段:黃鐵礦階段、煙灰色石英階段和硫化物階段,煙灰色石英階段為主要金成礦階段。

(2)架底金礦流體包裹體類型有NaCl-H2O和CO2-NaCl-H2O型,黃鐵礦階段以富CO2包裹體為主,煙灰色石英階段見大量CO2、CH4、CO、H2S等氣相組成,硫化物階段流體組成相對簡單。成礦流體具有中低溫、低鹽度、低密度、近中性、相對還原及低氧逸度的特征。區(qū)域成礦溫度變化沒有明顯規(guī)律,成礦深度存在一定變化趨勢,說明成礦過程以局部構(gòu)造或巖漿巖體控制為主,同時黃鐵礦化、煙灰色硅化等圍巖蝕變是重要的找礦標(biāo)志。

(3)通過流體包裹體巖相學(xué)特征、氣相組成,成礦流體物理化學(xué)特征,結(jié)合已有的穩(wěn)定同位素研究成果,說明初始成礦流體應(yīng)以深源為主。流體包裹體組合變化表明成礦作用發(fā)生在流體CO2含量不斷降低的過程,煙灰色石英階段流體混合和構(gòu)造制約引起流體沸騰作用強烈,導(dǎo)致CO2等氣體大量逃逸,流體溫度和鹽度降低伴隨物理化學(xué)性質(zhì)變化,引起大量礦石礦物的快速沉淀成礦。