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姜晓辉1范宏瑞1**胡芳芳1

杨奎锋1蓝廷广1　郑小礼2　金念宪2

1.中国科学院地质与地球物理研究所矿产资源研究重点实验室,北京　 100029

2.山东黄金集团有限公司,莱州　 264000

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摘要

三山岛金矿位于胶东西北部,属于典型的破碎蚀变岩型金矿。流体包裹体研究表明该矿床为中温、中低盐度H2O-CO2-NaCl±CH4流体;中深部成矿流体对比研究表明,在纵深超过2000m范围内,成矿流体具有较一致的成矿流体介质条件,主成矿均一温度为170～ 330℃ ,成矿压力为50～ 255MPa。H、O、C同位素表明,深源流体参与了成矿作用,很可能是与金矿床伴生的基性幔源岩浆脱水形成的岩浆水,在地壳浅部遭受到大气降水的混合,而S同位素研究进一步揭示了成矿物质具有多源性,矿区浅表在成矿晚期可能受到了表生硫影响而导致δ34S偏高。水岩反应、成矿应力场转变及表面吸附电化学还原反应等导致金沉淀成矿。

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关键词  流体包裹体;稳定同位素;深部矿体;破碎蚀变岩型;三山岛金矿;胶东

胶东是我国规模最大的金矿矿集区,前人将胶东矿集区自西向东划分为3大金成矿带,依次为招远-莱州、蓬莱-栖霞和牟平-乳山成矿带。其中,招远-莱州成矿带是胶东金矿主产区,其成矿时代主要集中在119～122Ma。

三山岛金矿是“焦家式”蚀变岩型矿床的典型代表,矿床赋存于招远-莱州成矿带最西端的三山岛-仓上次级断裂带(图1),并以相对富集粗晶黄铁矿及毒砂等多金属硫化物等矿物组合区别于同一成矿带上的焦家、新城等金矿。前人在矿床地质、矿石矿物、围岩蚀变、成矿流体及矿床成因等方面研究取得了一定成果,但因开采条件所限,以往研究主要集中在矿体中浅部。近期三山岛金矿深部探矿工程大力推进为研究深部成矿过程提供了绝好的契机。本文通过对三山岛矿区不同标高矿体及相关蚀变带进行详细的坑道取样,在厘定各成矿阶段的基础上,重点对三山岛矿区深部500m至超过2000m的“第二”成矿富集带的钻孔岩芯样品展开矿化类型、成矿流体及稳定同位素等研究,并与矿体中浅部进行对比,探讨三山岛金矿成矿流体演化规律和金的富集机制,并为深部找矿提供依据。

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图1招远莱州成矿带区域地质简图

1区域与矿床地质

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三山岛金矿地处华北克拉通东部胶北隆起的西缘。研究区出露的岩浆岩主要为中生代玲珑二长花岗岩和郭家岭花岗闪长岩,局部发育少量以煌斑岩和辉绿岩为主的基性脉岩。区内构造以北东向三山岛-仓上断裂为主(图1),该断裂叠加在中生代花岗岩与太古界胶东群变质岩接触带上,呈舒缓波状,倾向南东,倾角35°～ 40°,随深度增加有倾角变缓的趋势。矿体严格受构造控制并主要产在构造破碎带及下盘,形态简单、矿化连续、品位稳定,呈扁豆状及不规则条带状赋存于黄铁矿化、绢云母化及硅化组成的破碎蚀变带内。在构造转折或交汇部位矿体更大更富(图2)。

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图2　三山岛金矿区地质简图

1-太古界胶东群英云闪长岩;2-太古界胶东群斜长片麻岩;3-中生代玲珑二长花岗岩;4-煌斑岩;5-绢英岩及破碎绢英岩;6-钾化及硅化蚀变岩;7-金矿体;8-断层角砾岩;9-断层及编号;10-勘探线;11-深部取样钻孔及编号

三山岛金矿区围岩蚀变强烈并具典型的分带性(图2),总体上表现为从矿体向围岩依次由碎裂黄铁绢英岩、绢英岩、钾硅化蚀变花岗岩逐渐过渡到未蚀变的新鲜花岗岩。根据野外脉体穿插关系、矿物共生组合和结构构造特点,金成矿作用依次可划分为4个阶段:(Ⅰ)黄铁矿-石英阶段,该阶段主要发育含少量浸染状黄铁矿的乳白色石英脉,石英呈乳白色,他形或半自形,镜下可见波状消光,而黄铁矿多为粗晶立方体晶体晶形或为后期构造破碎呈碎斑状结构发育。在矿体中浅部可见石英脉局部破碎并被后期多金属硫化物胶结;(II)金-石英-黄铁矿阶段,矿石主要以浸染状及细网脉状黄铁绢英岩产出,石英干净透明或由于其中赋存细粒浸染状黄铁矿而呈烟灰色;(III)金-石英-多金属硫化物阶段矿物种类及组合比较复杂,在矿体浅部发育大量粗晶黄铁矿、黄铜矿、毒砂、黝铜矿、方铅矿、闪锌矿等多金属硫化物,呈细脉状及网脉状胶结早期乳白色石英角砾或叠加在浸染状、细网脉状黄铁绢英岩带;(Ⅳ)石英-碳酸盐阶段,以方解石为主并含铁白云石、极少量的细粒黄铁矿、闪锌矿和细脉状石英,该阶段是成矿的晚期阶段,矿化微弱。其中第II和III阶段为主成矿阶段,二个阶段叠加部位形成富矿。金主要以银金矿呈裂隙、包体或晶隙形式产出。常见脉石矿物为石英、绢云母、方解石、菱铁矿、钾长石、斜长石等。

三山岛金矿深部蚀变类型与中浅部基本一致(图3),矿区深部矿化同样含有该金矿独特的黄铁矿-毒砂细脉,金多以裂隙金为主,其次为晶隙金和包体金(图4)。但根据井下坑道及钻孔岩芯观察,三山岛金矿浅部及深部矿体的矿化方式存在一定差异,中浅部矿体主要以浸染状、细脉浸染状黄铁绢英岩产出,并在局部构造转折端的张性裂隙中发育相对宽大含粗晶黄铁矿石英多金属硫化物脉,而钻孔工程揭露深部矿体则主要以黄铁矿为主的细脉及细网脉状出现。此外,深部方铅矿等多金属含量较中浅部渐少。

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图3　三山岛矿区56#勘探线蚀变及矿化剖面示意图

2流体包裹体研究

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热液金矿床是成矿流体活动的产物,成矿流体活动记录在热液矿物及其流体包裹体中,水-岩反应是蚀变岩型金矿成矿系统最显著的特征,热液流体活动主要表现为围岩蚀变及石英与金属硫化物的沉淀,而流体包裹体是研究流体成分、密度、温度等流体介质条件的主要对象。为探明三山岛矿区在纵深- 290m到超过- 2000m的矿化空间内成矿流体性质及演化,本文系统采集不同标高弱蚀变花岗岩、石英黄铁矿脉、绢英岩及黄铁绢英岩、多金属硫化物脉等各类蚀变和矿化样品展开流体包裹体研究。

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图4　ZK 56-4深钻岩芯矿石显微照片

(a)-黄铁矿细脉中的裂隙金(- 1960m);(b)-以黄铁矿为主的多金属硫化物网脉中包体金(- 1644m);(c)-石英间隙中与方铅矿同期的银金矿;(d)-黄铁矿毒砂细脉(- 1960m).Au-金或银金矿;Py-黄铁矿;Cpy-黄铜矿;Gn-方铅矿;Ar-毒砂.图中比例尺均为30μm

本次研究覆盖三山岛金矿浅部及中浅部(包括- 292中段、- 420中段、- 465中段、- 510中段和- 555中段)坑道及矿体中深部(包括650～ 700m、800～ 900m、1200～ 1500m和1600～ 2046m)典型钻孔(图3)控制的蚀变及矿化体,系统采集流体包裹体样品近400余件,挑选200余件典型样品磨制成0.2mm左右的双面抛光片作详细矿相学和包裹体岩相学观察,然后选择各中段及钻孔岩芯样品约80余件进行显微测温、激光拉曼物质成分探针分析。显微测温和激光拉曼试验在中国科学院地质与地球物理研究所矿产资源研究重点实验室流体包裹体实验室进行,激光拉曼仪器参数及冷热台仪器参数、实验测试方法和步骤见文献。

2.1　流体包裹体类型及成分

根据室温下包裹体相态特征并结合激光拉曼探针成分分析,区分出以下几类包裹体。

(1)CO2-H2O±CH4包裹体(I型):I型包裹体是三山岛矿区最主要的包裹体类型,根据包裹体丰度可进一步区分为Ia型、Ib型和Ic型3类包裹体。富水三相包裹体(Ia型):通常VCO2+LCO2占包裹体总体积的10%～ 40%(图5a);富CO2的两相或三相包裹体(Ib型):室温时包括CO2液相(LCO 2)±气相(VCO2)和H2O液相(LH2O),(LCO2±VCO2)占包裹体总体积50%～ 90%(图5b);富水的CO2-H2O两相包裹体(Ic型):室温时含单一气相(VCO2+H 2O)和液相LH2O,气相一般占包裹体总体积的5%～ 20%,包裹体在冷冻过程中有笼合物形成,但CO2的含量及密度较低不足以独立相态出现,以往研究认为这类包裹体中CO2含量一般低于3mol%并被本次激光拉曼测试所证实。

(2)H2O包裹体(II型):包括气液两相(VH2O+LH2O)和单液相(LH2O)包裹体(图5d)。

(3)单相富CO2包裹体(III型):多呈浑圆状并偏暗的色调区别于II型单液相包裹体,部分III型包裹体成分以CH4为主并含少量CO2(图5c)。

其中,I型包裹体以不同丰度和组合广泛发育于主成矿阶段。激光拉曼测试分析表明,CH4在含CO2的包裹体中含量变化不等,在色调偏暗、呈椭圆及压扁形态的含碳相包裹体中含量较高(图5b,c)。而II型包裹体主则要发育于成矿晚期,在主成矿阶段石英中呈带状沿裂隙次生发育。III型单相富CO2包裹体在硫化物脉中成群或零星发育,丰度相对较低。

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图5　三山岛金矿流体包裹体激光拉曼光谱

(a)-CO2-H2O流体包裹体;(b)-H2O-CO2-CH4流体包裹体;(c)-CO2-CH4流体包裹体;(d)-H2O流体包裹体

2.2　流体包裹体分布特征

显微观察表明弱蚀变花岗岩、乳白色石英脉、浸染状及网脉状黄铁绢英岩、多金属硫化物脉及石英碳酸盐脉中普遍发育流体包裹体,可测试的包裹体多在4～ 15μm之间,流体包裹体丰度、类型及组合等在蚀变程度不同的岩石和石英脉中有一定差异。

(1)弱蚀变花岗岩多被后期构造改造,石英重结晶并发育裂纹,很少见原生包裹体。沿不同裂隙分别发育不同组合的Ia型、Ib型和Ic型包裹体,后期流体叠加影响显著。

(2)乳白色石英脉及角砾为成矿早阶段产物,石英呈乳浊状,发育大量米粒状包裹体。在构造应力影响较小部位的半透明石英颗粒中广泛发育原生Ib型CO2-H2O包裹体,这类包裹体多为浑圆状,成群或随机分布(图6a,e)。沿石英裂隙发育次生椭圆及不规则状I型和II型各类包裹体(图6b,d),相比例变化较大。偶见到III型CO2包裹体局部呈小群或随机分布并与Ia型包裹体共存(图6b)。II型水溶液包裹体多沿早期石英裂隙线状分布(图6i)。

(3)绢英岩及黄铁绢英岩中的石英根据透明度和晶形等可区分多个世代。早期石英多为乳浊状,含大量混杂的I型各类包裹体,偶尔可见III型CO2包裹体,局部包裹体相比例变化很大;浸染状自形黄铁矿周围透明石英中零星发育原生Ia型包裹体,包裹体大小多在4～ 8μm之间,呈浑圆或负晶形(图6c);略晚结晶的半透明石英中流体包裹体以浑圆状Ic型包裹体为主(图6g),有时也可见少量Ia型和Ib型包裹体呈孤立或小群分布。而灰黑色黄铁绢英岩中石英非常细小并很少发育流体包裹体。

(4)含金黄铁矿为主的石英-黄铁矿细脉中石英颗粒呈透明的自形或半自形,在黄铁矿及黄铜矿边缘的石英中发育Ic型和少量Ia型包裹体,这些包裹体呈小群或沿晶内裂隙分布(图6f),可认为是与金沉淀同捕获的原生-假次生包裹体,包裹体大小多在4～ 12μm之间。局部可见III型包裹体零星或成群分布(图6h),并与Ic型或Ia型包裹体共生。

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图6　深钻岩芯中典型包裹体类型

(a)-成矿早期石英中原生Ia型包裹体;(b)-成矿早期石英中Ib型富CO2及CH4包裹体;(c)-成矿期与黄铁矿同生的石英中富含大量Ia、Ic型包裹体;(d)-成矿期富CH4的Ia型包裹体与Ic型包裹体共生;(e)-成矿期黄铁矿边大量Ia型包裹体;(f)-成矿期黄铁矿边发育的富CH4的Ia型包裹体与III型包裹体共生;(g)-绢英岩中原生Ia型包裹体;(h)-III型富碳相包裹体;(i)-成矿期石英中次生II型水溶液包裹体

(5)以毒砂-黄铁矿为主的硫化物细脉中常见自形程度较好的透明石英,石英发育多条生长环带并沿环带发育非常细小的I型各类包裹体;以方铅矿、闪锌矿为主的石英-多金属硫化物脉中自形或半自形石英干净透明,Ic型和少量Ia型包裹体零星分布,数量较少,大小在3～ 8μm之间。同时,石英中常见絮状及团块状方解石沿石英生长面发育,这种现象可能反映了包裹体捕获时石英快速结晶的生长环境。

(6)晚期石英—碳酸盐脉中发育较小的纯液相或气液两相II型包裹体,也可见少量的Ic型(VCO2+LH 2O)包裹体。

乳白色石英脉、弱蚀变花岗岩等是金沉淀前流体-岩石反应的主要表现,金矿化微弱。细脉浸染状黄铁绢英岩及石英多金属硫化物脉是金矿化的主要载体,并在二者叠加部位矿化较强,所以不再进行细分,显微测温时统一作为主成矿期,这样将成矿流体按金的沉淀次序简单分为成矿早期、主成矿期和成矿晚期。

2.3　流体包裹体显微测温

镜下观察表明,蚀变强度不同的蚀变岩及石英硫化物脉中流体包裹体发育呈连续演化的趋势,晚期成矿流体以不同流体包裹体组合分布在早期石英次生裂隙中。因此,仔细区分各类型包裹体及组合分布特征对流体演化研究尤为重要。

流体测温工作建立在详细的流体包裹体岩相学研究基础上,主要对I型包裹体测定了CO2固相熔化温度、CO2笼合物熔化温度、CO2部分均一温度和包裹体完全均一温度;对II型包裹体测定了冰点和完全均一温度(表1)。

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表1　三山岛金矿流体包裹体显微测温结果

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本次显微测试涉及矿体深部近400余组数据,矿体浅部近700余组数据,以上数据尽可能覆盖各标高控制的各阶段流体特征。在数据处理方面,Ia、Ib型包裹体盐度根据所测包裹体中CO2的笼合物熔化温度,利用方程W(NaCl)=15.52022- 1.02342T- 0.05286T 2计算所得,式中WNaCl为水溶液中NaCl的质量分数,T为笼合物熔化温度;II型包裹体盐度据H2O-NaCl体系盐度-冰点公式:W(NaCl)= 1.78T- 0.0442T 2+ 0.000557T 3计算所得,式中W为NaCl重量百分数、T为冰点下降温度。需要指出的是只有当笼合物与CO2气相和液相达到平衡时这种估算方法才有效,如果任何一相不存在时,笼合物熔点将不再是盐度的唯一函数,而IC型包裹体在过冷冻过程中很少见液态CO2的出现,因此只测定少量数据以供参考。

流体测温结果利用MacFlincor程序对流体包裹体流体密度等参数进行估算。流体包裹体的压力估算参照H2O-CO2-NaCl体系P-X相图。

2.3.1　透明矿物石英及方解石中流体包裹体显微测温

Ia型和Ib型包裹体在成矿早期普遍发育,固相CO2的熔化温度主要集中在- 61.2～ - 56.6℃ ,等于或略低于纯CO2的三相点(- 56.6℃),表明这些包裹体气相中主要为CO2组分,并含少量其他挥发组分如N2、CH4或H2S等,而激光拉曼测试表明除了典型的CO2谱峰外,还出现了较显著的CH4谱峰(图3a,b),表明其他挥发份以CH4为主。主成矿阶段的透明石英中,部分Ia型和Ib型包裹体固相CO2的熔化温度在- 63.1～ - 56.6℃之间,指示除CO2外还含一定数量CH4。CO2笼合物熔化温度(3.8～ 12.8℃),一般在5～9.5℃ ,仅少数可低至3.8℃ ,表明包裹体中含水相为中-低盐度(1%～ 11.1% NaCleqv)的体系。CO2部分均一相态以液相为主(18～ 31.1℃ ,个别可低至3.6℃),少量包裹体CO2临界均一(22～ 29.2℃)。Ic型包裹体在冷冻过程中有笼合物形成,但CO2的含量及密度较低不足以独立相态出现,仅少量包裹体在降温过程中出现薄薄的液相圈并在升温过程中部分均一到气相(17.2～ 22.8℃)。而单相富CO2包裹体的固相CO2的熔化温度多数为- 56.6℃ ,偶见个别包裹体可在低至- 82.5℃附近发生相变,为较高CH4含量的含碳相包裹体(图4h)。

乳白色石英脉和绢英岩中,具较小气相百分比(10%～25%)的原生Ia型包裹体的完全均一温度在278～ 325℃ ,而具有较大气相百分比(30%～ 50%)的Ia型包裹体完全均一温度为295～ 410℃ ,大多在310～ 340℃。大多数Ib型包裹体在未完全均一时发生爆裂(爆裂温度188～ 287℃)。根据CO2笼合物熔化温度测试计算流体盐度介于0.45% ～9.78%NaCleqv之间,为中低盐度的流体。

黄铁绢英岩半透明石英中,原生Ic型包裹体和少数Ia型包裹体的CO2笼合物熔化温度为4.3～ 9.9℃ ;完全均一温度为198～ 289℃ ,主要在225～ 260℃之间。以黄铁矿为主的细脉浸染状绢英岩和多金属硫化物细脉中,与黄铁矿、黄铜矿等共生的透明石英中Ia包裹体均一温度范围在180～310℃并主要集中在215～ 290℃。据CO2笼合物熔化温度测试计算流体盐度介于0.35%～ 11.13%NaCleqv之间。

以黄铁矿为主的石英硫化物脉及网脉中的透明石英中发育Ic型和少量Ia型包裹体,其固相CO2的熔化温度为- 63.1～ - 56.6℃ ,表明除CO2外还含其他挥发组分;CO2笼合物熔化温度一般在5.0～ 9.0℃ ,部分均一温度在16～31℃之间,少数可低至3℃ ,完全均一温度在198～ 321℃之间,而以235～ 290℃居多。

以多金属硫化物为主的石英碳酸盐脉中,与方铅矿和闪锌矿同时沉淀的石英及方解石中零星发育Ic型和少量Ia型包裹体,CO2笼合物熔化温度一般在5.7～ 9.0℃ ,部分均一温度在26.5～ 31℃ ,完全均一温度在120～250℃之间,而以160～ 220℃居多。

绢英岩及硫化物石英脉样品中含有不等数量的II型包裹体,其冰点多集中于- 6.7～ - 0.2℃ ,均一温度一般在180～ 270℃。晚期石英碳酸盐脉中常见单液相II包裹体及较小气态充填度的Ic型(VCO2+LH 2O)包裹体和II型包裹体,II型包裹体冰点熔化温度多在- 6～ - 0.4℃之间,完全均一温度(112～ 231℃)集中在120～ 170℃之间。

需要说明的是,成矿早期和主成矿期相对都发育含有CH4的H2O-CO2-NaCl包裹体,CH4的参与在一定程度上提高了笼合物熔化温度并因此导致盐度估算值相对偏低;富含CO2的III型包裹体和富CH4的III型包裹体主要发育于石英硫化物脉中并与Ia型或Ic型共生。

2.3.2　半透明矿物闪锌矿中流体包裹体显微测温

三山岛矿区金主要以显微裂隙金及包体金的形式分布于黄铁矿及硫化物间隙中,反映了金与硫化物密切共生的关系,因此,硫化物中流体包裹体研究在一定程度上可以更好的反映成矿流体性质。

在本矿区石英-多金属硫化物脉中发现含有包裹体的闪锌矿多为自形及半自形,反射光下可见少量黄铁矿出溶。透射光下闪锌矿呈鲜艳的红色(图7a),包裹体相对较小,椭圆及长条状,常见较小的三相H2O-CO2-NaCl包裹体(图7b～d),并可见不同充填度H2O-CO2-NaCl的包裹体在同一视域出现(图7b)。同时,沿次生裂隙呈带状分布大量较小的II型H2O-NaCl包裹体。显微测温结果表明,含碳相初熔温度为- 56.6℃ ,为纯CO2组分,笼合物熔化温度为3.8～ 9℃(计算盐度为5.8%～ 10.9% NaCleqv),部分均一温度26.9～ 31℃),含碳相较大的包裹体在缓慢加热过程中在较低的温度就发生泄露,充填度较小的包裹体完全均一温度在167～ 231℃之间,同时,原生II型包裹体冰点为(- 3.3～- 6.3℃),计算盐度为5.4%～ 9.6%NaCleqv,,均一温度153～ 192℃。因此,显微测温证实这种透明度较高的闪锌矿是在相对较低温度下形成的为成矿晚期沉淀的产物。闪锌矿中富含CO2流体的存在进一步证实成矿流体与CO2关系密切。

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图7　闪锌矿中的CO2-H2O流体包裹体

(a)-方解石-多金属硫化物脉中半透明闪锌矿;(b)-闪锌矿中Ia、Ib型包裹体共存;(c)-闪锌矿中成群分布的Ia型包裹体;(d)-闪锌矿中Ia型和II型包裹体共存

2.4　流体演化与垂向分布特征

为系统研究矿区在垂向范围内成矿流体性质及演化特征,将流体包裹体显微测温结果按不同标高不同成矿阶段进行分析整理。中深部岩芯样品测温数据以钻孔采样位置标高为参照值,浅部数据按各中段标高值为基准,按照成矿流体演化序列,分别建立矿区纵深方向上的流体包裹体均一温度和流体盐度示意图(图8)。

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图8　三山岛矿区流体包裹体均一温度及盐度纵深剖面示意图

从浅部到- 2000m深度成矿流体对比分析结果表明:

(1)各阶段成矿流体包裹体均一温度自成矿早期(258～416℃)、主成矿期(180～ 321℃)至成矿晚期(112～231℃)逐渐降低,在纵深上基本稳定,没有随深度加大而温度升高现象。

(2)成矿早期流体包裹体以Ia型和Ib型为主,为典型的富含挥发份流体,XCO2可达0.1～ 0.32并且部分含有CH4,总流体密度为0.58～ 0.98g·cm - 3,而绢英岩中发育大量充填度较小的Ia型包裹体和Ic型包裹体,总流体密度为0.79～1.03g·cm - 3;主成矿期流体演化为低密度(0.28～ 0.79g·cm - 3)流体和高密度(0.91～ 1.03g·cm - 3)流体共存;成矿晚期则演化为含少量挥发份(XCO2= 0～ 0.07)的高密度流体体系(0.89～1.05g·cm - 3)。

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表2　三山岛金矿稳定同位素测试结果

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(3)成矿流体盐度在整个流体演化过程中变化不明显,为典型的中低盐度流体体系。

(4)在矿体中浅部和深部,成矿早期和主成矿期都发育含CH4的流体包裹体。

2.5　成矿流体来源

选取不同标高代表性样品进行氢、氧、碳、硫等稳定同位素分析。实验在核工业北京地质研究院分析测试中心完成。氢同位素分析采用热爆法,首先从石英样品中提取包裹体H2O,使之与金属铬在800℃条件下反应生成H2,然后用质谱仪进行氢同位素测定。氧同位素分析采用BrF5法,将石英在550～ 700℃条件下与BrF5反应生成O2,再使O2与碳棒反应生成CO2,然后用质谱仪测定其中的氧同位素。碳同位素分析是碳酸盐在72℃条件下与100%正磷酸反应释放出CO2再通过质谱仪测定其中的碳同位素。硫同位素分析采用V2O5法,将硫化物与V2O5在高温下反应生成SO2,用质谱仪测定其中的硫同位素。氢、氧、碳、硫同位素测定使用仪器为MAT-253,分析精度± 0.2‰。测试结果见表2。δD和δ18O相对于SMOW,δ34S相对于CDT,δ13C相对于PDB,转换δ18OPDB为δ18OSMOW时,使用如下方程:

δ18OSMOW= 1.03086δ18OPDB+ 30.86

氢氧同位素研究样品分别选取- 292中段、- 420中段及深部- 2000m1附近,岩性主要为早期乳白色石英脉体、成矿期石英硫化物脉体及晚期石英碳酸盐细脉。结合本次流体包裹体测温结果,根据Potter不同浓度的NaCl溶液的均一温度与压力关系图解,对均一温度进行校正获得校正温度,计算获得均一温度和校正温度之和,根据石英-水同位素分馏方程:1000lnα石英-水= 3.38× 106/T 2- 3.4分别计算各阶段热液中的水的δ18O值。研究结果表明,热液中水的δ18D值在- 53.6‰ ～ - 77‰之间(表2),位于Taylor(1974)提出的与硅酸盐熔体处于同位素平衡的岩浆水δ18D值(- 40‰ ～- 80‰)范围内。在成矿流体δ18O-δ18D图解上(图9),δ18D分布范围相对较窄,表明成矿流体源于初始岩浆水,晚期有少量大气降水的参与,这与前人的认识一致。

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图9　三山岛金矿氢氧同位素组成投点图

碳氧同位素研究主要采集矿区中浅部相对发育的铁白云石和方解石脉,结果表明δ13C组成为- 5.9‰ ～ - 6.6‰(表2),落在典型的岩浆碳(- 5‰ ～ - 8‰)范围内,暗示了金矿与深源流体有关。前人考虑到成矿时代与花岗岩的时差以及岩浆期后热液可能存在的时间范围(< 0.8Ma)、大量深源流体参与金成矿的事实及不同矿区存在与成矿时代接近的基性脉岩,认为这种岩浆水可能不是花岗岩岩浆期后热液,很可能是基性幔源岩浆在地壳浅部脱水所形成的岩浆水。

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表3　三山岛金矿硫同位素测试结果

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图10　三山岛-仓上成矿带硫同位素频数直方图

黄铁矿等硫化物的硫同位素研究一定程度上可以反映成矿物质来源。本次三山岛矿区的硫同位素分析主要以黄铁矿为主,测试结果表明在- 2000m附近的矿体深部δ34S值在8‰～9.3‰之间,与浅部(δ34S为8.4‰ ～ 10.5‰)基本上一致(表3),硫同位素体系在垂向2000m范围内基本达到平衡。事实上,前人通过大量硫同位素研究后发现胶东金矿与其围岩胶东群、荆山群变质岩以及中生代各种花岗岩都具有相似的高δ34S值的特点,由此认为中深成金矿床矿石硫直接来自中生代交代-深熔花岗岩而间接来自胶东群、荆山群绿岩地体。通过对测试样品性质分析来看,黄铁绢英岩及以黄铁矿为主的细脉(第II阶段)具有较低的δ34S值(8‰ ～ 9.3‰),而相对第III阶段硫化物网脉δ34S值偏高(10.4‰ ～ 10.5‰)。前人对三山岛矿区及三山岛-仓上成矿带进行过大量硫同位素研究,根据以往矿山开采程度推测前人大多数样品采自矿体的浅表,大多数黄铁矿的δ34S值介于10.0‰ ～ 12.5‰之间(图10),平均值为11.25‰ ,相对高于本次测试结果。前人认为胶东金矿的高δ34S值可能与表生硫的参与有关,结合本次测试结果对比分析表明,三山岛矿区浅部矿体在成矿晚阶段受到表生硫的影响导致δ34S偏高。

前人对三山岛-仓上成矿带及周边区域变质岩、中生代不同类型花岗岩的硫同位素做过大量的研究。王义文等(2002)认为胶东西北部地区δ34S呈现西高东低的趋势,并且推测δ34S值的差异与剥蚀深度有关。本次测试结果发现,在三山岛矿区垂向深度近2000m范围内,δ34S值不因矿体深度变化而出现显著差异,同时作者还对焦家、寺庄、望儿山和蚕庄等矿区不同深度矿体进行了近37个含金黄铁矿δ34S分析(未刊资料),结果显示δ34S普遍介于7.8‰ ～ 9.8‰之间(平均9.2‰),进一步表明三山岛、焦家等典型蚀变岩型矿集区的δ34S值非常接近。这种在不同矿区、不同标高δ34S的相对一致性,说明δ34S值的差异可能与矿体剥蚀深度无关。

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3讨论

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3.1　三山岛中深部流体特征及意义

三山岛矿区成矿流体受主构造带及次级构造带控制,同一深度上围岩蚀变的显著分带性反映了成矿流体以主断裂带为流体通道,由于断层泥隔挡主要沿构造破碎带下盘发生蚀变矿化,且晚期蚀变叠加在早期蚀变之上。

在深部1000～ 2000m的深度范围内各蚀变带及矿化体的石英中皆发育有CO2-H2O-NaCl±CH4包裹体,与矿体中浅部对比发现,在深部矿化较好的地段,包裹体丰度依然较高并且含碳相组分没有显著变化。显微测温结果证实在纵深超过2000m范围内,成矿阶段成矿流体成分、密度、盐度和包裹体均一温度具有一致演化规律,表明三山岛矿区具有宽泛而稳定的成矿流体环境。陈光远等研究表明胶东地区一些金矿内黄铁矿标型变化梯度与矿体延伸长度有一定相关关系,而三山岛矿区黄铁矿标型特征垂向变化梯度很小,反映矿区金矿化连续性好、稳定且规模较大。本文的流体包裹体研究表明,在超过2000m的矿体延伸范围内成矿流体性质基本不变,这种宽泛和稳定的成矿流体环境显示,三山岛深部具有良好的矿化条件。

3.2　三山岛金矿成矿流体性质及演化

岩相学、流体包裹体研究结果表明,三山岛金矿成矿流体是典型的中温、中低盐度CO2-H2O-NaCl±CH4体系,稳定同位素研究结果表明成矿流体早期以岩浆水为主,晚期有少量大气水的参与;在矿体浅部局部地段,成矿流体在主成矿晚阶段受表生硫影响而导致δ34S值相对偏高。

三山岛金矿成矿早期(第I阶段)和主成矿期(第II和III阶段)石英中普遍发育H2O-CO2包裹体,为流体捕获压力的估算提供了可能。根据CO2相的部分均一温度和均一方式、完全均一温度和均一方式,利用利用MacFlincor程序获得CO2-H2O型包裹体的总体积(V)、总组成(XCO2和XH2O)以及CO2相体积分数(XCO2);利用H2O-CO2-NaCl体系P-X相图,获得的成矿前期流体压力为120～ 290MPa,主成矿期流体压力为50～255MPa。由此判断随着成矿热液的演化,流体压力趋于降低。

不同类型蚀变岩及多金属硫化物矿石中流体包裹体类型及组合分布具有连续演化的特征。乳白色石英脉及绢英岩中发育大量Ia型和Ib型包裹体,反映了矿化早期流体是富含CO2、CH4等挥发份(XCO2达0.1～ 0.32)、中低盐度(0～ 11.1%NaCleqv)的流体,可近似用H2O-CO2-NaCl±CH4体系来表征,流体密度相对较低(0.58～0.98g·cm - 3)。半透明～透明石英中Ib型包裹体丰度相对减小,以充填度较小的Ia型(VCO2占1%～ 10%)和Ic型包裹体占主导地位,很可能是在水-岩反应过程中,缓慢的降温减压引起早期相对均一的流体发生一定程度的相分离,以CO2为主的挥发份逃逸并引起方解石的沉淀,以网脉的形式发育在黄铁绢英岩中,流体进一步演化为含少量挥发份(XCO2为0～0.05)的富水流体,流体密度增大(0.87～ 1.05g·cm - 3);黄铁矿细脉及含金多金属硫化物网脉中常见Ic型和Ib型包裹体同时共生,均一温度介于215～290℃之间,根据H2O-CO2-NaCl体系P-X相图估算捕获压力在50～150MPa之间变化,压力突变导致热液中金属络合物平衡的破坏,金与大量硫化物及方解石、铁白云石等矿物沉淀。从三山岛金矿井下坑道观察来看,早期形成的乳白色石英脉呈角砾状被后期多金属硫化物网脉胶结,形成原地次隐爆现象,可以认为是成矿应力场转变导致流体发生减压沸腾的宏观表现。

总之,三山岛矿区流体体系是连续演化的过程,流体由早期中低盐度、富挥发份的热液经过强烈的水-岩反应演化为相对含少量挥发份、中低盐度的富水热液,岩浆水与大气降水混合、构造应力场转变等因素下导致流体发生相分离和局部沸腾,金沉淀的同时挥发份大量逃逸,流体演化为几乎不含挥发份的高密度的盐水溶液。

3.3　金的运移及沉淀机制

三山岛矿区成矿早期及主成矿期成矿流体普遍发育CO2、CH4等挥发组分,流体包裹体显微测温表明成矿流体为中温、中-低盐度CO2-H2O-NaCl±CH4流体,这与以往研究结果一致,而胶东其它地区金矿床成矿流体性质也具有相似的特点。CO2、CH4等挥发份在成矿早期尤其是主成矿期普遍存在。前人研究结果表明,中温中低盐度热液流体体系下,金主要以金硫络合物和金氯络合物等形式进行运移。PhillipsandEvans(2004)认为金的有效搬运中H2S主要是与金形成金硫络合物,CO2可调节流体的pH值使其保持在金硫络合物稳定存在的范围内,从而提高金的溶解度。三山岛矿区的中温中低盐度的CO2-H2O-NaCl±CH4流体性质为金硫络合物和金氯络合物等形式进行运移提供了较好的前提条件,CO2、CH4等挥发份的普遍存在起着非常重要的作用。

金的沉淀机制多种多样,受温度、压力、氧逸度、pH值,特别是热液化学性质等诸多因素影响。流体包裹体研究表明,水-岩反应贯穿三山岛金矿整个流体演化过程中,在主矿化阶段,成矿流体温度和压力降低导致流体发生沸腾,沸腾作用对热液化学性质最明显的影响是与CO2和H2S的出溶相关,CO2出溶引起溶液pH升高,而H2S的出溶则导致溶液中金属络合物失稳造成金沉淀。

镜下观察表明三山岛矿区金的存在形式多样,大多沿早期黄铁矿边部生长或发育在黄铁矿裂隙中(图4a,b),也可见金与方铅矿等连生发育于石英间隙中。前人研究表明,黄铁矿边缘、裂隙以及黄铁矿交接等部位是聚集大量电荷密度的地方,金硫络合物依靠电荷吸附在黄铁矿表面,其后发生电荷交换而还原出金。因此,表面吸附电化学反应对三山岛矿区金的沉淀可能同样起到重要作用。

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4结论

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(1)流体包裹体研究表明,三山岛矿区成矿流体属于典型的中温、中低盐度CO2-H2O-NaCl±CH4体系,矿区纵深超过2000m的空间范围内具有稳定的成矿流体条件,成矿流体演化过程中流体盐度、均一温度等不随矿体深度的加大而发生改变;

(2)氢氧同位素研究表明三山岛矿区成矿体以岩浆水为主,晚期有大气降水的参与,碳氧同位素研究反映了深源流体参与了成矿作用,而硫同位素研究进一步揭示了成矿物质来源具有多源性,矿区浅表在成矿晚期可能受到了表生硫影响而导致δ34S偏高;

(3)金主要是以金硫络合物形式搬运,在水-岩反应过程中发生相分离。成矿应力场转变、流体减压沸腾导致金溶解度下降造成金的沉淀,可能是三山岛矿区金沉淀的主要机制。表面吸附电化学还原反应对三山岛矿区金的沉淀可能同样起到重要作用。

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致谢　　在野外工作期间得到山东黄金集团三山岛金矿领导的关心指导及多位地质同行的鼎力支持和协助,审稿专家提出了宝贵的修改意见,特此感谢!

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原文详见：姜晓辉,范宏瑞,胡芳芳等.胶东三山岛金矿中深部成矿流体对比及矿床成因[J].岩石学报,2011,27(05):1327-1340.

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