1000 0569/2008/024(05) 1131 44 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 黑龙江省金厂金矿床 J0 矿体流体地球化学研究 1 张宇 1 赖勇 2,3 卿敏 4 王艳忠 1 徐佳佳 ZHANGYu 1,LAIYong 1,QINGMin 2,3,WANGYanZhong 4 andxujiajia 1 1. 北京大学造山带与地壳演化重点实验室, 北京 100871 2. 武警黄金地质研究所, 廊坊 065000 3. 中国科学院广州地球化学研究所成矿动力学重点实验室, 广州 510640 4. 武警黄金部队一支队, 牡丹江 157000 1.LaboratoryofOrogenandCrustEvolution,PekingUniversity,Beijing100871,China 2.GoldGeologicalInstituteofArmedPoliceForce,Langfang065000,China 3.KLMD,GuangzhouInstituteofGeochemistry,ChineseAcademyofSciences,Guangzhou510640,China 4.Team1ofGoldBranchofArmedPoliceForce,Mudanjiang157000,China 2008 01 12 收稿,2008 05 06 改回. ZhangY,LaiY,QingM,WangYZandXuJJ.2008.Ore fluidgeochemistryofthej0orebody,jinchanggolddeposit, Heilongjiangprovince,China.ActaPetrologicaSinica,24(5):1131-1144 Abstract TheJinchanggolddeposit,locatedinDongningCounty,HeilongjiangProvince,isagiantdepositthathasbeen discoveredrecently,withresourceupto86tonsofgold.occuringinthejilin HeilongjiangMetalogenicBeltintheeasternCentral AsiaOrogenicBelt,itisacomplexore systemposiblyincludingporphyry,explosivebreccia andepithermal styles.theore system isasociatedwithmesozoicintermediate acidicvolcanic subvolcanicrocks.thej0orebodyisregardedtobeofexplosivebreccia type. Studiesinoregeologyandisotopeandfluidinclusiongeochemistryshowthattheore formingprocesofthej0orebodyincludesthree stages,theearly,middleandlatestages,characterizedbymineralasemblagesofquartz pyrite,quartz polymetalicsulfidesand quartz carbonate,respectively.mostofthenativegoldgrainsareobservedinthemiddle stageminerals,andnextintheearly stage pyrite.theinitialore fluidsweremagmaticinoriginandcharacterizedbyhightemperature,highsalinity,highoxygen fugacityand highcontentofco 2.Fluid boilingresultedinreleaseofvolatilessuchasco 2 anddecreaseinoxygen fugacity,causingrapid precipitationofsulfidesandnativegoldinmiddlestage.meteoricwaterinputmadethelate stagefluidsdilute,co 2 poorand epithermal,andslightlycontributetoau mineralization.thej0orebodyofthejinchanggolddepositisholisticalyanintrusion related,shalow developed(633m~2736m),highsalinity(11.70% ~37.81% NaCl.eq)andmedium to hightemperature(238.3 ~425.7 )hydrothermalore system.theore system,characterizedbyhigh contentofco 2,mustbedevelopedinextensionalregime ofathickenedcolisionalorogen,insteadofamagmaticarcrelatedtooceanicplatesubduction. Keywords Fluidinclusion;Explosivebreccia typegolddeposit;jinchangdeposit;heilongjiangprovince;centralasiaorogenic Belt. 摘要黑龙江省东宁县金厂金矿床是最新发现的特大型金矿床, 目前探获黄金资源量 86 吨, 它位于中亚造山带东端的吉黑成矿带, 是与中生代中酸性岩浆活动有关的复杂成矿系统, 矿化类型可能包括了斑岩型 爆破角砾岩型 浅成低温热液型 研究表明, 高丽沟 J0 号矿体为爆破角砾岩型, 热液成矿过程经历了早 中 晚 3 个阶段, 分别形成以石英 黄铁矿 多金属硫化物 石英和碳酸盐为代表的矿物组合, 中阶段矿物含自然金最多, 次为早阶段矿物 初始成矿流体系统为高温 高盐度 高氧逸度 富 CO 2 的岩浆热液 ; 经减压沸腾,CO 2 等挥发分大量逸出, 流体温度 盐度和氧逸度下降, 导致大量金属硫化物及自然金 国家自然科学基金项目 (40672059) 资助. 第一作者简介 : 张宇, 女,1986 年生, 硕士研究生, 矿床学专业,E mail: zyymail@163.com 通讯作者 : 赖勇,E mail:yonglai@pku.edu.cn
1132 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2008,24(5) 快速沉淀 ; 大气降水混入导致晚阶段流体低温 低盐度 贫 CO 2, 对成矿贡献甚微 总体而言, 成矿流体盐度高 (11.70% ~ 37.81% NaCl.eq), 成矿作用发生在中 高温 (238.3~425.7 ) 的浅成环境 ( 深 633m~2736m) 岩浆 流体成矿系统富 CO 2, 应发育于大陆碰撞造山带的伸展构造背景, 而非大洋板块俯冲诱发的岩浆弧背景 关键词流体包裹体 ; 爆破角砾岩型金矿 ; 金厂金矿 ; 黑龙江省 ; 中亚造山带中图法分类号 P618.51 Silitoe(1972) 提出了与大洋板块俯冲有关的岩浆弧区的斑岩铜矿成矿构造模式, 阐述了斑岩铜矿与浅成低温热液型金矿床的空间和成因联系 (Silitoe,1973,1989), 推动了环太平洋成矿带及其类似构造背景的找矿热潮和大批超大型岩浆 流体成矿系统的发现, 其中, 金储量 >100t 的浅成低温热液型金矿床已达 20 多个 (Kerichetal.,2000;Chen etal.,2003) 环太平洋超大型岩浆 流体成矿系统的不断发现还激励着勘查地质学家在其它构造背景寻找类似矿床, 在我国发现了新疆阿希 (Qinetal.,2002; 鲍景新等,2002) 黑龙江团结沟 ( 祁进平等,2005) 河北牛圈 ( 祁进平等, 2004) 福建紫金山 (PirajnoandBagas,2002;Qietal., 2005) 等大型浅成低温热液型金 ( 伴银或铜 ) 矿床, 河南祁雨沟 ( 陈衍景和富士谷,1992; 范宏瑞等,2000; 郭东升等, 2007) 山东归来庄 (Chenetal.,2005) 内蒙古陈家杖子 江西红山 ( 齐金忠和李汉光,2005) 以及山西义兴寨 堡子湾 耿庄 (Chenetal.,1998) 等重要的爆破角砾岩型或斑岩型金矿, 这些矿床多发现于陆相火山岩地区 ( 王德滋等,1998), 显示了我国大陆内部火山岩地区岩浆 流体成矿系统的找矿前景 然而, 这些与陆相火山岩有关的岩浆 流体成矿系统究竟形成于何种构造背景? 其地质地球化学特征与岩浆弧区的同类矿床有何区别? 矿床成因机制和成矿规律如何? 长期研究薄弱, 认识不清, 制约着成矿理论的创新和找矿勘查工作的部署 黑龙江省东宁县金厂金矿床是武警黄金部队最新发现的特大型金矿床, 目前探获黄金资源量 86 吨 该矿床与火山 次火山杂岩有关, 成因类型复杂 认识不一 ( 贾国志等, 2005; 李高升等,2003), 可能是包括了斑岩型 爆破角砾岩筒型 浅成低温热液型等多种矿化的复杂成矿系统 ( 陈衍景等,2007), 加强金厂金矿矿床地质特征, 成岩 成矿机制和成矿规律研究, 有助于松辽盆地以东陆相中酸性火山岩地区的金矿勘查和研究 而且, 金厂金矿床产于中亚造山带东端与滨太平洋构造成矿带的叠合部位, 又受到蒙古 鄂霍茨克海构造演化的影响, 它究竟是古太平洋板块向欧亚大陆俯冲作用的产物, 还是中亚造山带后碰撞体制构造演化的结果, 拟或是蒙古 鄂霍茨克海板块作用的响应? 更是复杂而富有争议的问题 为揭示大陆内部陆相火山岩地区与大陆边缘岩浆弧区的岩浆 流体成矿系统的差异 特点和发育规律, 探讨控制松辽盆地以东地区中生代陆相火山岩及其相关矿床发育的主导性地质因素, 确切回答其是否属于太平洋板块俯冲于欧亚大陆之下的直接产物, 我们开展了金厂金矿床的综合研 究, 本文报道 J0 矿体的流体包裹体研究结果 1 区域地质 金厂金矿位于黑龙江省最东部的中 俄 朝鲜三国交界处的吉黑成矿带 ( 图 1) 吉黑成矿带南界为康保 赤峰断裂, 西界为依兰 伊通断裂, 北 东均以国界为边界, 所在构造单元被称为吉黑地槽或吉黑褶皱带, 实为佳木斯 兴凯 龙岗等地块的拼贴造山带 ( 田豫才,1999) 成矿带地质演化复杂, 是古亚洲洋构造域与滨太平洋构造域叠合部位, 成矿条件优越, 除金厂金矿之外, 尚有著名的小西南岔斑岩 夕卡岩型铜金矿床 ( 芮宗瑶等,1994;Chenetal.,2007) 以及五凤 五星山 闹枝金矿 刺猬沟等浅成低温热液型金矿床 ( 祁进平等,2005) 在三叠纪之前, 研究区属于古亚洲洋构造带或中亚造山带的东端, 经历了类似于古亚洲洋多期次的裂解与消减闭合, 发育多次岩浆弧和增生陆壳, 经过古生代末 三叠纪的碰撞造山作用, 古亚洲洋最终消失, 中亚造山带形成 (Sengor andnatal in,1996;chen,1997;xiaoetal.,2003,2004; 陈衍景,2000) 在三叠纪 中侏罗世, 研究区作为中朝古板块北缘的一部分, 主要受蒙古 鄂霍茨克板块作用的影响 ( 武广等,2007) 晚侏罗世以来, 受太平洋板块活动的影响显著, 陆相火山作用强烈, 逐步演化为环太平洋成矿带的一部分 金厂金矿形成于白垩纪 ( 贾国志等,2005), 位于敦密断裂南东侧 ( 图 1), 矿区以广泛发育中生代多类型的岩浆岩和复杂的断裂构造系统为特征 ( 图 2) 断裂构造以 NE NW SN EW 向断裂构造为主, 控制了部分岩浆侵入体的定位 ( 陈锦荣等,2002) 中生代中酸性侵入活动划分为 5 次 : 早三叠世闪长岩类 (δ 1-1 5 ) 中侏罗世花岗闪长岩类 (γο 2-2 5 ) 晚侏罗世花岗岩类 (γ 2-3 5 ) 早白垩世花岗斑岩 (γπ 3-1 5 ) 等火山 次火山岩 晚白垩世闪长玢岩 (δμ 3-2 5 ) 等火山 次火山岩 其中, 隐爆角砾岩筒呈链状或串珠状分布于两组或两组以上的断裂交汇部位 ( 图 2), 它们具有良好的渗透性和圈闭性, 是最重要的控矿和容矿构造 2 矿床地质特征 据慕涛等 (2000) 王艳忠和段晓君 (2002) 朱成伟等 (2003) 李高生等 (2003) 贾国志等 (2005) 和我们的实际研
张宇等 : 黑龙江省金厂金矿床 J0 矿体流体地球化学研究 1133 图 1 金厂金矿构造位置和区域地质图 ( 据祁进平等,2005, 修改 ) Fig.1 SketchmapshowingthelocalityandregionalgeologyoftheJinchanggolddeposit(modifiedafterQietal.,2005) 究, 金厂金矿的矿体可据容矿构造和矿化特征细分为 3 类, 即角砾岩筒型 裂隙脉充填型和蚀变岩型 其中, 角砾岩筒型金矿体最重要, 具有全筒矿化 规模大 品位高 储量集中的特点, 已发现高丽沟 J0 号 半截沟 J1 号 狍子沟 J2 号 八号硐 J8 号 邢家沟 J9 号等矿体 ( 图 2) J0 矿体位于高丽沟东侧山顶, 是典型的隐爆角砾岩型矿体, 侵位于花岗岩与闪长岩接触带附近, 角砾岩筒与围岩界线清楚 矿区发育环形构造和断裂构造,J0 矿体位于高丽沟环形构造外缘的 NE NW 和 SN 向断裂交汇处 ( 图 2) J0 号角砾岩体在平面上呈椭圆状, 长轴近 SN 向, 长 30m, 短轴长 20m 左右 ; 剖面上呈筒状 矿体走向近 SN, 倾向 E, 倾角 82 ~85, 向 SE 侧伏 ( 金宝义等,2002) 角砾岩体的角砾成分复杂, 可见花岗闪长岩 花岗岩和闪长岩 ; 角砾的粒径差别较大, 大者可达一米以上, 小者仅为几厘米, 角砾大小混杂, 无分选, 多数为尖棱角 次棱角状, 少数次浑圆状 ; 角砾之间的胶结物为岩屑 岩粉, 胶结物与角砾的成分一致, 普遍遭受热液蚀变或矿化为矿石, 局部尚有岩屑 岩粉残留 胶结物的热液蚀变矿化远强于角砾, 使热液蚀变矿物呈团块状或细脉状交代或充填于角砾之间 ( 图 3) 矿石分为角砾岩型 蚀变岩型 石英 黄铁矿脉型 多金属硫化物 石英脉型, 金品位差别较大, 高达 70 10-6 ( 金宝义等,2002), 采矿平均品位为 5.76 10-6, 通常以多金属硫化物 石英脉型最高, 蚀变岩型最低 矿石结构复杂, 常见交代结构 包含结构 细脉穿插结构 环带结构 碎裂结构和固溶体分离结构等 矿石构造主要有角砾状 脉状 浸染状 团块状 晶洞状 土状构造等 矿石金属矿物以黄铁矿 黄铜矿 方铅矿为主 ( 图 4h), 自然金 闪锌矿 银金矿 毒砂 辉钼矿 辉锑矿 磁铁矿 褐铁矿 赤铁矿等为次 ; 脉石矿物以石英 斜长石 钾长石 绢云母为主, 次为方解石 高岭石 角闪石 黑云母 绿泥石 绿帘石等 金主要以自然金的形式出现, 其次为银金矿 ; 金矿物形态多为粒状 浑圆状 不规则状 长条状等, 其粒度分布不均, 一般在 0.01~0.1mm 间, 属细粒 中粒金 ; 金矿物以包体金为主, 其次为裂隙金和粒间金 ; 载金矿物主要为黄铁矿, 次为石英 黄铜矿和方铅矿 角砾岩体遭受多阶段蚀变与矿化, 主要蚀变类型有硅化 绢云母化 ( 图 4b) 黄铁矿化 碳酸盐化 ( 图 4d) 绿泥石化 高岭土化 钾长石化 黄铁绢英岩化 ( 图 4c) 阳起石化 绿帘石化 其中, 硅化最广泛, 多呈微细网脉或细粒集合体
1134 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2008,24(5) 图 2 金厂金矿地质图 ( 据贾国志等,2005, 略有修改 ) Fig.2 GeologicalmapoftheJinchanggolddeposit(slightlymodifiedafterJiaetal.,2005) 图 3 金厂金矿 J0 号矿体角砾岩筒及角砾岩型矿石照片 a 角砾岩筒, 石英和多金属硫化物等矿物充填于角砾之间 ;b 角砾岩型矿石, 多金属硫化物充填于角砾之间 Fig.3 photographsofexplosivebrecciaofthej0orebody,jinchanggolddeposit a breccia pipe,withquartzandpolymetalicsulfidesfilinginthegapsofbreccias;b breccia typeore,withpolymetalicsulfidesfilinginthe gapsofbreccias
张宇等 黑龙江省金厂金矿床 Ｊ ０矿体流体地球化学研究 １１３５ 图 ４ 反映金厂金矿 Ｊ ０矿体矿床地质的显微照片 岩浆阶段残留的斑晶石英 可见增生边 ｂ 碎裂石英发生绢云母化 黄铁绢英岩化 ｄ 碳酸盐化 早阶段矿物组合中 自然金赋存于 中阶段矿物组合中 黄铜矿交代黄铁矿 自然金产于黄铁矿 黄铜矿内及其边界 自然金呈不规则状产于中阶段黄铁矿 黄铁矿边缘 ｆ 中 中阶段黄铁矿 黄铜矿 方铅矿和石英的共生现象 Ｆ ４ Ｍ ｗ ｆ Ｊ ０ ｂ ｄ Ｊ ｄｄ ｑ ｕ ｚ ｗ ｄ ｗ ｍ ｂ ｚ ｄ ｑ ｕ ｚ ｚ ｚ ｆ ｄ ｂ ｖ ｄ ｕ ｍ ｆ ｆ ｍ ｄｄ ｍ ｍｂ ｄｂ ｄ ｄ ｕ ｂ ｄ ｗ ｂ ｕｄ ｕ ｄ ｖ ｄ ｆｍ ｄ ｄ ｍｂ ｘ ｆｍ ｄｄ ｄｑｕ ｚ
1136 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2008,24(5) 沿岩石或矿物解理或裂隙交代充填 ; 黄铁矿化以浸染状或细脉状沿岩石节理或裂隙发育 ; 碳酸盐化表现为沿岩石节理 裂隙充填的方解石细脉或网脉, 或呈不规则团块状交代其它矿物, 常叠加于硅化 绢云母化之上 ; 高岭土化局部发育 ; 钾长石化主要发育于围岩花岗岩类岩石或花岗质角砾中, 表现为钾长石常呈不规则树枝状充填于石英间隙中, 或由斜长石蚀变而成 角砾常见环状蚀变晕圈, 从角砾边缘到中心, 依次出现黄铁矿化 硅化 绢云母化 绿泥石化 钾长石化, 角砾中心常为弱蚀变的花岗岩 根据蚀变矿物组合特征 蚀变叠加关系 网脉穿插关系, 可将 J0 号矿体的成矿过程从早到晚划分为 3 个阶段 : (1) 石英 黄铁矿阶段 主要矿物组合为石英 绢云母 绿泥石 黄铁矿 角砾岩筒中, 主要交代角砾之间的胶结物 ; 在围岩裂隙中, 形成石英 黄铁矿细脉 在石英 黄铁矿网脉中, 黄铁矿常呈集合体或团块产出, 结晶程度一般或较差 黄铁矿中偶见自然金矿物 ( 图 4e) (2) 多金属硫化物 石英阶段 硫化物呈团块状或集合体, 主要为黄铜矿 黄铁矿 方铅矿 闪锌矿组合 石英多呈梳状 晶洞状产出 本阶段金矿化强烈, 大量发现自然金和银金矿 ( 图 4f, 图 4g) (3) 碳酸盐化阶段 方解石呈团块状 晶洞状和细脉状交代 穿插分布于胶结物 角砾甚至围岩中, 有时伴有黄铁矿和晶簇状石英 该阶段金矿化极弱, 未发现自然金 3 流体包裹体研究 3.1 流体包裹体类型和特征 J0 矿体不同热液成矿阶段的石英 方解石和交代残留的岩浆阶段形成的石英斑晶 ( 图 4a) 中发育大量多种类型的流体包裹体, 总体可分为 3 类 : (1) 含子矿物多相包裹体 (S 类 ) 见于岩浆阶段的石英的残斑和成矿早阶段石英中 多孤立产出, 呈负晶形或椭圆状, 少数为不规则状, 大小不等, 介于 5μm~60μm 子矿物种类丰富, 透明子矿物主要为立方体状的石盐 钾盐等, 不透明子矿物为赤铁矿 磁铁矿等 可进一步分为多子晶包裹体 石盐子晶包裹体 ( 图 5d) 多子晶包裹体主要见于石英残斑中, 按照流体相成分, 又可分为富 CO 2 多子晶包裹体 ( 图 5c) 和贫 CO 2 多子晶包裹体 ( 图 5a), 前者 CO 2 构成独立相, 单个包裹体中气相成分超过 60%; 后者不含 CO 2 相, 单个包裹体中气相成分小于 50% 石盐子晶包裹体主要见于成矿早阶段石英中, 其气相成分含 CO 2 (2) 水溶液包裹体 (W 类 ) 可进一步分为富气相水溶液包裹体 (WV 类 ) 和富液相水溶液包裹体 (WL 类 ) WV 类包裹体室温下为气液两相, 气相颜色较深, 气液比大于 60%; 多数形状较规则, 呈负晶形或椭圆状, 个体较大, 一般 10μm ~25μm WV 类包裹体偶见于早阶段矿物中, 在晚阶段不发育 WL 类包裹体 ( 图 5e, 图 5f) 气液比小于 50%, 见于中 图 5 金厂金矿 J0 矿体流体包裹体显微照片 a 斑晶石英中的含赤铁矿 磁铁矿等子矿物的贫 CO 2 的 S 类包裹体 ;b 斑晶石英中贫 CO 2 的 S 类包裹体与 CV 类包裹体共存, 显示沸腾包裹体组合的特征 ;c 斑晶石英中富 CO 2 的 S 类包裹体, 含磁铁矿和其他子矿物 ;d 成矿早阶段石英中富 CO 2 的 S 类包裹体, 含石盐子矿物 ;e WL 类包裹体 ;f 次生 WL 类包裹体 Fig.5 Microphotographsoffluid inclusionsofthe J0 orebody,jinchanggolddeposit a CO 2 poors typefluidinclusioninquartzphenocryst,containing hematite,magnetiteandotherdaughter minerals;b coexistenceofthe CO 2 poors typeandcv typefluidinclusionsinquartzphenocryst, showingafluid inclusionpopulationtrappedfromboilingfluid;c CO 2 richs typefluidinclusioninquartzphenocryst,containingmagnetite and otherdaughter minerals; d CO 2 rich halite containing S type fluidinclusionsintheearly stagequartz;e WL typeinclusion;f The secondarywl typeinclusions 晚阶段矿物中, 孤立产出, 或沿矿物愈合裂隙定向分布 ; 形态多样, 有长条状 椭圆状 负晶形和不规则状等, 大小不等, 5μm~28μm; 个别包裹体的气相中含少量 CO 2, 但冷冻或加热过程中 CO 2 相变不明显 (3) 富 CO 2 气相包裹体 (CV 类 ) 常呈负晶形或椭圆形, 个体多在 5μm~35μm 此类包裹体主要见于残斑石英和成矿早阶段矿物中, 常与贫 CO 2 含子矿物包裹体共存 ( 图 5b) 斑晶石英中的原生包裹体类型主要为 S 类和 CV 类 ; 成矿早阶段石英中的原生包裹体类型主要为 S 类, 偶见 CV 类和 WV 类 ; 中阶段和晚阶段主要发育 WL 类包裹体 3.2 流体包裹体显微测温分析运用北京大学地空学院流体包裹体实验室德国
张宇等 : 黑龙江省金厂金矿床 J0 矿体流体地球化学研究 1137 Letiz1350 热台和法国 ChaixmecaMTM85 型显微冷热台和对各成矿阶段样品中的包裹体, 进行了均一温度和冰点温度的测试, 其测试精度均为 ±0.1 升 / 降温速率控制在 10 / min 以内, 相变点附近控制在 1 /min 以内 显微测温结果总结于表 1 石英斑晶中的流体包裹体显示岩浆 热液过渡期流体特征 作者对石英斑晶中共存的 S 类和 CV 类包裹体分别进行了均一温度测试, 二者均一温度大致相近, 贫 CO 2 的 S 类包裹体气相成分小于 50%, 向液相均一, 富 CO 2 的 S 类包裹体和 CV 类包裹体气相成分超过 60%, 向气相均一, 显示沸腾包裹体组合的特征 S 类包裹体在升温过程中子晶逐渐溶解, 至 650 左右时, 子晶全部消失, 包裹体呈现气液两相, 升温至 800, 包裹体仍未完全均一, 仍有很小的气泡或少量液相成分存在 ; 同样,CV 类包裹体在 800 时仍有少量液相成分存在 表明石英斑晶中流体包裹体的均一温度大于 800 成矿早阶段石英中的 S 类包裹体在升温均一过程中, 石盐子晶先于气泡消失, 石盐溶解温度介于 137.4~295.3, 均一温度介于 326.6~425.7 ; 中阶段石英中的 WL 类包裹体均一温度介于 238.3~339.8 ; 晚阶段方解石中的 WL 类包裹体均一温度介于 166.2~196.7 可见, 成矿阶段包裹体均一温度从早到晚逐渐降低 ( 图 6) 由于金和多金属硫化物主要形成于早 中阶段, 而测得的早 中阶段包裹体均一温度介于 238~425, 因此 J0 矿体总体形成于中高温条件, 属于浆控高温热液型金矿床 ( 陈衍景等,2007) 此外, 早 中阶段包裹体均一温度变化范围较宽, 彼此重叠, 可能反映了成矿物理化学条件的不稳定或多变性 成矿早阶段流体盐度通过 S 类包裹体中石盐子晶溶解温度计算得到 (Haletal.,1988), 所用公式为 : W NaCl = 26 242 + 0 4928ψ + 1 42ψ 2-0 223ψ 3 + 0 04129ψ 4 +0 006295ψ 5-0 001967ψ 6 +0 000112ψ 7 其中 ψ=t/100 根据早阶段 S 类包裹体的实测石盐子晶溶解温度 (137 4~295 3 ), 计算其相应流体盐度为 29 19~37 81% 图 6 金厂金矿 J0 矿体流体包裹体均一温度直方图 Fig.6 Histogram ofhomogenizationtemperatureoffluid inclusionofj0orebody,jinchangdeposit NaCl.eq 中阶段流体盐度通过 WL 类包裹体的冰点数据计算得到, 所用公式为 Haletal.(1988) 提出的 H 2 O NaCl 体系盐度 冰点公式 : W NaCl =0 00+1 78Tm-0 0442Tm 2 +0 000557Tm 3 中阶段 WL 类包裹体的实测冰点温度为 -8 0~-9 1, 计算其相应流体盐度为 11 70% ~12 96% NaCl.eq 总体而言, 成矿流体在早 / 中阶段属于高盐度流体, 从早到晚流体盐度逐渐降低 ( 图 7), 符合浆控高温热液型成矿系统的特点 ( 陈衍景等,2007) 图 7 金厂金矿 J0 矿体流体包裹体盐度直方图 Fig.7 Histogram ofsalinity offluid inclusion ofj0 orebody,jinchangdeposit 根据早 中阶段的均一温度和盐度数据, 利用 NaCl H 2 O 体系的相图 ( 卢焕章等,2004), 估算早 中阶段成矿流体密度范围分别为 0 91g/cm 3 ~1 01g/cm 3 和 0 80g/cm 3 ~0 86g/ cm 3, 包裹体均一压力范围分别为 88~268bar 和 62~108bar 考虑到爆破角砾岩型矿床主要形成于静水压力系统, 以静水压力梯度计算成矿深度为 633m~2736m 已知斑岩成矿系统和浅成低温热液型成矿系统的发育深度分别为 1km~5km 和 <2km(Qinetal.,2002; 陈衍景等,2007), 与之相比, 金厂 J0 矿体的形成深度恰恰介于二者之间, 与爆破角砾岩筒型矿床发育的地质模型 (Silitoe,1989) 完全吻合 3.3 包裹体成分激光拉曼显微探针分析不同成矿阶段的代表性流体包裹体成分激光拉曼测试在北京大学造山带与地壳演化实验室完成, 使用仪器为 RM 1000 型拉曼光谱仪, 其分辨率为 ±2cm -1,514mm 激光发射功率 20mw, 样品接收功率 5mw 激光拉曼显微探针分析显示,WL 类包裹体的液相显示很强的水峰 (3431cm -1 )( 图 8A), 表明液相成分以 H 2 O 为主 在斑晶石英中, 与 S 类包裹体共存的 CV 类包裹体的激光拉曼图谱显示 CO 2 特征峰 (1282,1386cm -1 )( 图 8B) 成矿早阶段包裹体的气相成分中含一定量的 CO 2 ; 中阶段包裹体的气相成分中基本不含 CO 2 ; 晚阶段包裹体中没有显示 CO 2 存在 以上说明成矿流体中的 CO 2 含量从早到晚逐渐降低
1138 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2008,24(5) 表 1 金厂 J0 矿体流体包裹体显微测温结果 Table1 MicrothermometricdataoffluidinclusionsofJ0orebody,Jinchangdeposit 样号寄主矿物包裹体类型 均一温度 ( ) 子晶溶解温度 ( ) 冰点 ( ) 盐度 (wt%nacl.eq) 流体密度 (g/cm 3 ) 阶段 石英斑晶 S >800 岩浆 石英斑晶 S >800 岩浆 石英斑晶 S >800 岩浆 JC 0 4 石英斑晶 S >800 岩浆 石英斑晶 S >800 岩浆 石英斑晶 S >800 岩浆 石英斑晶 S >800 岩浆 石英斑晶 CV >800 岩浆 石英 S 339 0 183 0 31 06 0 98 早 石英 S 354 0 137 4 29 19 0 93 早 石英 S 377 5 181 5 30 99 0 93 早 石英 S 354 3 183 6 31 09 0 96 早 石英 S 332 4 184 9 31 15 0 97 早 石英 S 358 4 183 4 31 08 0 95 早 石英 S 379 6 188 7 31 32 0 94 早 石英 S 365 7 185 9 31 19 0 95 早 石英 S 364 6 181 5 30 99 0 95 早 石英 S 372 1 285 2 37 06 1 01 早 石英 S 356 7 181 6 30 99 0 96 早 石英 S 382 9 182 2 31 02 0 93 早 石英 S 389 7 270 4 36 02 0 98 早 JC 0 7 石英 S 344 3 267 6 35 82 1 02 早 石英 S 326 6 267 2 35 8 1 04 早 石英 S 379 0 269 5 35 95 0 99 早 石英 S 412 6 278 1 36 55 0 97 早 石英 S 410 0 295 3 37 81 0 98 早 石英 S 399 1 289 7 37 39 0 98 早 石英 S 373 9 288 0 37 26 1 00 早 石英 S 425 7 225 5 33 23 0 91 早 石英 S 425 5 279 3 36 63 0 95 早 石英 S 373 5 286 3 37 14 1 00 早 石英 S 386 9 291 7 37 54 0 99 早 石英 S 395 0 288 9 37 33 0 99 早 石英 S 421 9 248 5 34 59 0 93 早 石英 S 381 5 234 1 33 72 0 96 早
张宇等 : 黑龙江省金厂金矿床 J0 矿体流体地球化学研究 1139 续表 1 ContinuedTable1 样号寄主矿物包裹体类型 均一温度 ( ) 子晶溶解温度 ( ) 冰点 ( ) 盐度 (wt%nacl eq) 流体密度 (g/cm 3 ) 阶段 石英 WL 238 3 中 石英 WL 286 3 中 石英 WL 280 7 中 石英 WL 309 1 中 石英 WL 286 2 中 石英 WL 301 1 中 石英 WL 289 3 中 石英 WL 293 3 中 石英 WL 319 4 中 石英 WL 293 2 中 石英 WL 275 5 中 石英 WL 316 7 中 石英 WL 292 7 中 石英 WL 262 3 中 石英 WL 317 5 中 JC 0 19 石英 WL 338 7 中 石英 WL 339 8 中 石英 WL 339 7 中 石英 WL 328 9 中 石英 WL -8 3 12 05 中 石英 WL -8 1 11 81 中 石英 WL -9 0 12 85 中 石英 WL 327 1-9 1 12 96 0 81 中 石英 WL 326 6-8 5 12 28 0 80 中 石英 WL -8 6 12 39 中 石英 WL -8 9 12 73 中 石英 WL 324 7-8 0 11 70 0 80 中 石英 WL -8 4 12 16 中 石英 WL 284 2-8 6 12 39 0 86 中 石英 WL 292 5-8 5 12 28 0 85 中 石英 WL 286 6-8 5 12 28 0 86 中 方解石 WL 166 2 晚 方解石 WL 169 0 晚 JC 0 12 方解石 WL 196 7 晚 方解石 WL 169 2 晚 方解石 WL 173 8 晚 方解石 WL 174 9 晚 注 :JC 0 4 岩浆阶段石英斑晶 ;JC 0 7 早阶段石英 黄铁矿脉 ;JC 0 19 中阶段多金属硫化物 石英脉 ;JC 0 12 晚阶段黄铁矿化方解石脉
1140 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2008,24(5) 图 8 金厂金矿 J0 矿体流体包裹体激光拉曼光谱 ( 谱图受到主矿物石英的影响 ) A WL 类包裹体液相中的 H 2 O;B 斑晶石英中 CV 类包裹体中的 CO 2 ;C 斑晶石英中 S 类包裹体中的赤铁矿子晶 ;D 斑晶石英中 S 类包裹体中的磁铁矿子晶 Fig.8 LaserRamanspectraoffluidinclusionsofJ0orebody,Jinchangdeposit(Thespectraweredisturbedbyhostingquartz) A H 2 O spectrumofthewl typefluidinclusions;b SpectrumshowingthattheCV typefluidinclusionscontainco 2 ;C SpectrumshowingthattheS typefluidinclusionscontainhematitecrystal;d SpectrumshowingthattheS typefluidinclusionscontainingmagnetitecrystal 表 2 金厂金矿 J0 矿体成矿流体氢氧同位素组成 (,SMOW) Table2 Theδ 18 OandδDvalues(,SMOW)ofore fluidof thej0orebody,jinchangdeposit 样号阶段矿物 δd δ 18 O δ 18 O w 温度 / JC 0 7 早石英 -72 8 7 4 5 395 JC 0 19 中石英 -73 11 1 4 1 297 JC 0 12 晚石英 -76 8 3-5 1 175 注 :(1)δ 18 O w 值根据 1000lnα 石英 水 =3 38 10 6 T -2-3 40 (Claytonetal,1972) 计算 ;(2) 早 中阶段 δ 18 O w 计算所用温度为包裹体捕获温度估算值 ( 对均一温度进行压力校正 ), 晚阶段所用温度为包裹体均一温度平均值对斑晶石英中 S 类包裹体中的暗色矿物进行激光拉曼测试, 结果显示为赤铁矿 ( 特征峰为 246,292,410,667, 1323cm -1 )( 图 8C) 和磁铁矿 ( 特征峰为 667cm -1 )( 图 8D), 表明成矿岩浆具有较高的氧逸度 4 氢氧同位素研究 J0 矿体各成矿阶段流体中氢 氧同位素特征列于表 2 表中 δ 18 O w 值系根据公式 1000lnα 石英 水 =3 38 10 6 T -2-3 40(Claytonetal.,1972) 以及包裹体捕获温度估算值 ( 对实测包裹体均一温度进行压力校正后估算得到 ) 或包裹体均一温度平均值计算所得 其中, 早阶段流体 δ 18 O w = 4 5,δD= -72 ; 中阶段流体 δ 18 O w =4 1,δD = -73 ; 晚阶段流体 δ 18 O w = -5 1,δD = -76 可见, 初始成矿流体具有岩浆热液的特征, 流体 δ 18 O w 值从早到晚逐渐降低, 晚阶段 δ 18 O 为明显的负值, 具有大气降水的特征, 说明成矿流体从岩浆热液向大气降水热液演化, 与国内外典型爆破角砾岩型 ( 如郭东升等,2007) 和斑岩型矿床 ( 如李诺等,2007) 的流体演化规律相吻合 5 讨论 5.1 岩浆 流体系统的演化和成矿 J0 号矿体各阶段矿物中的流体包裹体完整地记录了成矿流体的演化过程 角砾中石英残斑中的流体包裹体特征反映了岩浆演化晚期的流体变化 虽然没有获得准确的残斑石英的包裹体均一温度, 但它们在 800 尚未均一, 表明石英斑晶的形成温度高于 800 花岗质岩浆中的斜长石 钾长石和石英的结晶温度与岩浆的水含量以及压力相关 图 9 显示了不同含水量的花岗质岩浆在地壳浅部 (<8km, 压力为 2kb) 的矿物结晶顺序和温度的关系 (Robb,2005), 线 A
张宇等 : 黑龙江省金厂金矿床 J0 矿体流体地球化学研究 1141 流体 水流体 ( 包括 CO 2 SO 2 等挥发分 ) 从残余岩浆中析出后, 在岩体的外侧特别是上部形成一个饱和水带, 使系统内的压力迅速增加, 引发地下爆破, 形成隐爆角砾岩筒 (Burnham,1979) 及其配套的环状 放射状裂隙构造 成矿早阶段矿物的流体包裹体均一温度为 326 6~ 425 7, 与石英斑晶中流体包裹体均一温度相差 400, 与岩浆析出流体时的温度 (710 ±) 相差约 300, 说明成矿岩浆 流体系统曾突然或快速降温 300 400 我们认为, 这一快速降温过程就是前已述及的爆破角砾岩筒的形成过程, 因为爆破势必导致大量 CO 2 等挥发分和热能的快速散失 显然, 爆破不但使岩浆 流体系统快速降温, 而且使流体系统开放, 减压沸腾, 氧逸度骤降, 更使残余流体浓缩 过饱和, 还为围岩中的流体涌入成矿系统提供了条件 事实上, 早阶段矿物中基本不发育 CO 2 三相包裹体, 计算其最大均一压力仅有 268bar, 证明了上述认识的科学性 快速降温后, 岩浆流体还原性增强, 浓度增高, 沿角砾岩筒的孔隙沉淀出硅酸盐矿物 石英和黄铁矿 自然金等 中阶段流体温度进一步下降, 并与循环大气降水热液混合, 流体系统的 CO 2 含量进一步降低, 多种金属硫化物和自然金等大量沉淀 晚 图 9 不同含水量的花岗质岩浆在地壳浅部 (<8km, 压力为 2kb) 的矿物结晶顺序和温度的关系 ( 据 Robb, 2005) 粗黑线分别表示液相线 固相线和水饱和线 细线分别表示斜长石 钾长石和石英的晶出曲线 L 熔体 ;V H 2 O 流体 ;Pl 斜长石 ;Af 钾长石 ;Q 石英 Fig.9 PlotoftemperatureversusH 2 Ocontentshowingthe crystalization sequences for granitic melt cooling and solidifyingatshalowercrustlevel(2kbars).theboldlines refertoh 2 O saturationcurve,liquidusandsolidus(from Robb,2005) A A 和 B B 分别表示 2kb 压力下含水 2% 和 7% 的花岗质熔浆造岩矿物的结晶顺序及温度 在水饱和线左侧的斜长石 钾长石和石英的结晶温度均远高于水饱和线右侧 ; 岩浆水含量越低, 石英等矿物的结晶温度就越高 残斑石英的形成温度大于 800, 说明 J0 矿体之成矿岩浆岩的造岩矿物是沿 A A A 线或其左侧的平行线结晶的, 因此可以判断原始岩浆的含水量约为 2% 甚至更低 在 A A 线与水饱和线的交点 A, 超临界水流体出现在岩浆基本固结前的瞬间, 温度约为 710, 熔浆和水流体发生相分离, 发生了二类沸腾作用 ( 一类沸腾指岩浆上侵过程中由压力降低而致的熔浆与水流体相之间的分离, 二类沸腾指等压过程中由无水造岩矿物结晶而致的熔浆与水流体相之间的分离 ) 残斑石英中包裹体含有大量的石盐 钾盐 磁铁矿 赤铁矿 石膏等子矿物, 证实了源自岩浆分异的热液是高盐度 高氧逸度 富 CO 2 SO 2 的 阶段流体系统的温度更低, 浅源大气降水混入比例更高,CO 2 等挥发份含量也更低, 演化为低温 低盐度 以大气降水为主的热液 5.2 岩浆 流体成矿系统的构造背景金厂金矿位于滨太平洋构造成矿域与古亚洲洋构造成矿域的叠合带, 形成时代为早白垩世 ( 贾国志等,2005), 这一事实使学者们对于金厂金矿及邻区白垩纪岩浆 流体成矿系统的构造背景产生两种倾向性认识 :(1) 太平洋板块向欧亚大陆俯冲所派生的岩浆弧区 ( 含埃达克质岩浆 )( 芮宗瑶等,1994; 贾国志等,2005);(2) 远离太平洋俯冲带的弧后大陆伸展区 ( 祁进平等,2005;Qietal.,2005;Chenetal., 2007) 在第二种解释中, 学者们又与中亚造山带长期的陆壳增生作用联系起来, 甚至与蒙古 鄂霍茨克海的俯冲 闭合联系起来 ( 祁进平等,2005), 无论如何, 学者们共识研究区陆壳和岩石圈在白垩纪开始伸展减薄之前曾发生强烈的增生加厚作用 (Chenetal.,2007, 及其引文 ) 那么, 究竟是何种构造背景导致了岩浆 流体成矿系统的发育? 依据什么标准判别? 我们认为, 不同构造 物质背景下发育的岩浆 流体成矿系统在物质特征上应有所差异 在世界范围内, 斑岩型 爆破角砾岩等岩浆 流体成矿系统主要分布在岩浆弧区, 因此前人对岩浆弧背景的浆控高温热液型成矿系统开展了大量的流体包裹体研究 ( 参见卢焕章等,2004, 及其引文 ), 证明了其流体包裹体以含子晶包裹体和水溶液包裹体为主, 罕见含 CO 2 包裹体的报道, 更无富或纯 CO 2 包裹体报道, 说明其成矿岩浆 流体系统贫 CO 2, 至少 CO 2 /H 2 O 比值较低 然而, 最新研究表明, 大陆碰撞造山带内的浆控高温热液型成矿系统大量发育富 / 含 CO 2 包裹
1142 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2008,24(5) 体, 尤其是含子晶的富 CO 2 包裹体 ( 陈衍景等,2007), 如陕西金堆城斑岩钼矿 ( 张静等,2001) 河南祁雨沟爆破角砾岩型金矿 ( 李诺等,2008) 西藏多不杂斑岩铜矿 ( 李光明等, 2007) 内蒙古乌努格土山铜钼矿床 ( 李诺等,2007) 云南普朗斑岩铜矿 ( 王守旭等,2007), 表明岩浆 流体成矿系统富含 CO 2 或 CO 2 /H 2 O 比值较高 对于岩浆弧与大陆碰撞带的浆控高温热液型成矿系统之 CO 2 /H 2 O 比值显著不同的原因, 陈衍景等 (2007) 给出了科学解释, 即岩浆弧的岩浆 流体成矿系统缘于俯冲洋壳的变质脱水熔融, 洋壳以富水 富 NaCl 而贫 F 为特征 ; 大陆碰撞带岩浆 流体系统则起源于大陆地壳的俯冲 ( 拆沉也缘于俯冲 ) 变质脱水熔融, 与洋壳相比, 大陆壳贫水 贫 NaCl 而富 F, 所派生的流体自然具有更高的 CO 2 /H 2 O 比值 根据上述, 金厂金矿 J0 矿体因大量发育含子晶的富 CO 2 包裹体而不应形成于岩浆弧区, 应形成于大陆碰撞带环境 事实上, 研究区在古生代经历了长期的古亚洲洋俯冲消减和大陆碰撞, 陆壳强烈增生和挤压加厚 (Xiaoetal.,2003); 在三叠纪 中侏罗世, 研究区受蒙古 鄂霍茨克板块作用的影响而再次陆壳增生和挤压加厚 ( 武广等,2007,2008); 在晚侏罗世 白垩纪, 研究区演变为后碰撞伸展区, 同时受太平洋板块俯冲的影响而转变为弧后大陆伸展区, 两种伸展作用叠加导致了十分强烈的中酸性岩浆作用和成矿作用 (Chen etal.,1998,2007), 形成了包括 J0 矿体在内金厂金矿 因此, 金厂 J0 矿体的成矿岩浆的水含量低,CO 2 /H 2 O 比值高, 石英等造岩矿物的结晶温度高, 流体氧逸度高, 显示了磁铁矿系列 I 型花岗岩 (Ishihara,1981) 特征, 与贾志国 (2005) 等提出的成矿母岩浆起源于下地壳的观点相一致 6 结论 (1) 金厂金矿 J0 矿体产于白垩纪隐爆角砾岩筒中, 成矿过程经历了 3 个阶段, 分别形成以石英 黄铁矿 多金属硫化物 石英和碳酸盐为代表的矿物组合, 中阶段矿物含自然金最多 金矿化最强 ; 流体包裹体均一温度从早到晚逐渐降低, 早阶段为 326 6~425 7, 中阶段为 238 3~339 8, 晚阶段为 166 2~196 7, 总体属于中 高温热液矿床 ; 流体盐度从早到晚逐渐降低, 总体属于高盐度流体 ; 成矿系统发育深度为 633m~2736m, 介于斑岩型和浅成低温热液型成矿系统之间 以上特征确证 J0 矿体属于典型的爆破角砾岩型成矿系统 (2) 石英斑晶中发育含赤铁矿 磁铁矿等子矿物的富 CO 2 包裹体, 指示成矿岩浆氧逸度较高 CO 2 /H 2 O 比值高 富 CO 2 ; 流体包裹体在升温至 800 尚不均一, 说明造岩矿物结晶温度高, 岩浆含水量 2%, 具有磁铁矿系列的 I 型花岗岩浆的特点 早阶段矿物流体包裹体含较多 CO 2, 晚阶段流体包裹体不含 CO 2 相, 表明成矿流体从富 CO 2 向贫 CO 2 演化, 流体沸腾作用和大气降水热液混入作用较强, 并为流体氢氧 同位素变化规律所佐证 (3)J0 矿体的岩浆 流体成矿系统的初始水含量低, 发育含子晶的富 CO 2 包裹体,CO 2 /H 2 O 比值高, 与岩浆弧区的岩浆 流体成矿系统缺乏富 / 含 CO 2 包裹体的特征显著不同, 而与大陆碰撞造山带伸展体制的浆控高温热液型成矿系统的特征吻合, 证明金厂金矿并非太平洋板块向欧亚大陆俯冲的直接产物, 而是中亚造山带的加厚地壳在伸展体制下部分熔融的产物 致谢研究工作得到武警黄金部队阎凤增 李强之 贾国志等高级工程师和一支队官兵的大力支持, 陈衍景教授指导了具体研究工作并对本文进行了仔细修改, 特致谢意 References BaoJX,Chen YJ,ZhangZJ, Chen HY and Liu YL.2002.The preliminarystudy oflaumontitization ofaxigold depositand paleogeothermalminerogeneticfluidsystem inwesttianshan.acta Scientiarum Naturalium UniversitatisPekinensis,38(2),252-259.(InChinesewithEnglishabstract) Burnham CW. 1979. Magmasand hydrothermalfluids. In:Barnes (ed.).geochemistryofhydrothermaloredeposits,2 nd edn.jhon Wiley&Sons,71-136 ChenJR,LiHG,JinBY,WuYH,WangYZandYuWQ.2002. GeologicalfeaturesandthedeepmetalogenicforecastoftheNo.J 1 goldbodyinthejinchanggolddeposit,heilongjiang.goldgeology, 8(4):8-12(inChinesewithEnglishabstract) ChenYJandFuSG.1992.GoldMineralizationinWestHenan.Beijing: SeismologicalPres,1-234(inChinesewithEnglishabstract) Chen YJ, Bao JX, Zhang ZJ, Chen HY and Liu YL. 2003. Laumontitizationasexplorationindicatorofepithermalgolddeposits: A casestudyoftheaxiandotherepithermalsystemsin West Tianshan,China.ChineseJournalofGeochemistry,22(4):289-303 Chen YJ, Chen HY, Zaw K, Pirajno F and Zhang ZJ. 2007. Geodynamicsetingsandtectonicmodelofskarngolddepositsin China:Anoverview.OreGeologyReview,31:139-169 ChenYJ,GuoGJandLiX.1998.Metalogenicgeodynamicbackground ofgolddepositsingranite greenstoneterainsofnorthchinacraton. ScienceinChina(seriesD),41(2):113-120 ChenYJ,NiP,FanHR,PirajnoF,LaiY,SuWCandZhangH.2007. Diagnostic fluid inclusionsofdiferenttypeshydrothermalgold deposits.actapetrologicasinica,23(9):2085-2108(inchinese withenglishabstract) ChenYJ,PirajnoFandQiJP.2005.Originofgoldmetalogenyand sourcesofore formingfluids,inthejiaodongprovince, eastern China.InternationalGeologyReview,47:530-549 ChenYJ.1997. Mineralization duringcolisionalorogenesisand its controlofthedistributionofgolddepositsinjunggarmountains, Xinjiang,China.ActaGeologicaSinica,71(1):69-79 ChenYJ.2000.ProgresinthestudyofCentralAsia typeorogenesis metalogenesisin NorthwestChina. GeologicalJournalofChina Universities,6(1):17-22.(inChinese) ClaytonRN,O NeilJRandMayedaTK.1972.Oxygenisotopeexchange betweenquartzandwater.journalofgeophysicalresearch,b77: 3057-3067 FanHR,XieYH,ZhengXZandWangYL.2000.Ore formingfluidsin hydrothermalbreccia relatedgoldmineralizationinqiyugou,henan Province.ActaPetrologicaSinica,16(4):559-563(inChinese withenglishabstract) GuoDS,ChenYJandQiJP.2007.Isotopegeochemistryandoregenesis
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