馬來(lái)西亞吉蘭丹州安曼金礦床流體包裹體研究

鄧湘?zhèn)?，劉繼順，杜高峰，戴塔根，鄒海洋，楊牧，楊柳，柯朝暉，謝劍峰，王天國(guó)

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馬來(lái)西亞吉蘭丹州安曼金礦床流體包裹體研究

鄧湘?zhèn)ィ瑒⒗^順，杜高峰，戴塔根，鄒海洋，楊牧，楊柳，柯朝暉，謝劍峰，王天國(guó)

(中南大學(xué)地球科學(xué)與信息物理學(xué)院，有色金屬成礦預(yù)測(cè)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，湖南長(zhǎng)沙，410083)

基于安曼金礦床地處馬來(lái)西亞半島吉蘭丹州西南部，礦體呈脈狀賦存于二疊—三疊系淺變質(zhì)火山—沉積巖系內(nèi)，并受斷裂控制。對(duì)安曼金礦床流體包裹和群體成分進(jìn)行研究。研究研究表明：安曼金礦床各成礦階段金礦石中主要發(fā)育CO2?H2O包裹體及氣液兩相H2O包裹體，早期階段主要以CO2?H2O包裹體為主，主成礦階段CO2?H2O包裹體及氣液兩相H2O包裹體均有發(fā)育，后期多為氣液兩相H2O包裹體。成礦流體的均一溫度、鹽度在早階段分別為248~352 ℃和1.6%~8.8%，主成礦階段分別為185~336 ℃和0.43%~11.6%，晚階段分別為118~ 226 ℃和2.9%~5.1%；包裹體氣相成分以H2O和CO2為主，并含有少量CH4和H2；包裹體液相成分中陽(yáng)離子以Na+，K+和Ca2+為主，陰離子以Cl?，SO42?和F?為主。據(jù)沸騰包裹體群的均一溫度推測(cè)主成礦階段成礦溫度為230~326℃。安曼金礦床成礦流體總體表現(xiàn)為低鹽度、富CO2的中低溫流體，主成礦階段流體不混溶作用引起成礦流體中的CO2相分離是促使金沉淀的直接因素。安曼金礦床形成與二疊—三疊紀(jì)時(shí)期馬來(lái)半島中緬?cǎi)R蘇陸塊和印支陸塊間的碰撞造山機(jī)制有關(guān)，屬于造山型金礦床。

流體包裹體；成礦流體；金礦床；馬來(lái)西亞

馬來(lái)半島金礦開(kāi)發(fā)歷史悠久，早在14世紀(jì)即被稱(chēng)為“黃金半島”。半島中央金成礦帶是馬來(lái)西亞境內(nèi)最重要的金成礦帶，該成礦帶走向南北，自半島南端柔佛州起，北至馬、泰國(guó)邊境，全長(zhǎng)近500 km[1]。帶內(nèi)的砂金礦點(diǎn)密集分布，具有規(guī)模的巖金礦床在數(shù)量上卻很少，并且這些巖金礦山在空間分布上多集中于金成礦帶中、南部，成礦帶北段較少見(jiàn)[2?5]。吉蘭丹州位于馬來(lái)西亞北東部，該州西部山區(qū)大部分處在馬來(lái)半島中央金成礦帶北段范圍內(nèi)，區(qū)內(nèi)廣泛發(fā)育與金成礦關(guān)系密切的二疊—三疊系淺變質(zhì)火山—沉積巖系，成礦條件與中、南部的相似，卻極少勘獲到巖金礦床。直至2007年后，循地表出露的巖金礦化線索，該區(qū)先后探獲了Mason Lode含金塊狀硫化物型金礦床、New Discovery韌性剪切帶型金礦床及Rixen含金石英脈型金礦床[6?7]，顯示出廣闊的資源前景。安曼金礦床位于吉蘭丹州西南部，是該區(qū)近年來(lái)新發(fā)現(xiàn)的又一個(gè)巖金礦床。目前，對(duì)該礦體的研究工作主要集中在對(duì)礦床地質(zhì)特征的研究，而與成礦相關(guān)的許多基礎(chǔ)研究工作尚未開(kāi)展。為此，本文作者在詳實(shí)的野外地質(zhì)調(diào)查基礎(chǔ)上，對(duì)安曼金礦床開(kāi)展成礦流體研究，探討與金礦化有關(guān)的成礦流體性質(zhì)、演化及成礦機(jī)制，以期加強(qiáng)對(duì)該區(qū)金礦床成因的認(rèn)識(shí)及促進(jìn)區(qū)內(nèi)金礦地質(zhì)找礦工作。

1 區(qū)域地質(zhì)背景和礦床地質(zhì)特征

安曼金礦床位于馬來(lái)半島北東端吉蘭丹州境內(nèi)，隸屬于印支陸塊東馬來(lái)西亞微陸塊，見(jiàn)圖1[1]。馬來(lái)半島由東馬來(lái)西亞微陸塊及其西側(cè)的中緬?cǎi)R蘇地塊構(gòu)成，兩者間以Bentong—Raub深大斷裂帶為界。西側(cè)中緬?cǎi)R蘇地塊第四系廣泛發(fā)育，零星出露石炭系Baling群及二疊系Tembeling群，東部東馬來(lái)西亞微陸塊則以二疊—三疊紀(jì)火山—沉積巖系為主[1, 8?9]。此外，半島內(nèi)出露的地層及巖性尚有石炭系Kuantan群灰?guī)r、泥巖，三疊系Gagau群粉砂巖、泥巖等。馬來(lái)半島構(gòu)造線走向總體近南北，以斷裂構(gòu)造為主，Bentong—Raub斷裂帶及其東側(cè)的Lebir斷裂構(gòu)成區(qū)域主構(gòu)造線。馬來(lái)半島出露的巖漿巖以花崗巖為主，其中與二疊紀(jì)古特提斯洋向北俯沖有關(guān)的火山弧型及I型花崗巖沿馬來(lái)半島東部近南北向出露，與三疊紀(jì)中緬?cǎi)R蘇地塊與印支陸塊碰撞造山有關(guān)的重熔型花崗巖則沿馬來(lái)半島中央山脈分布[10]。另見(jiàn)有產(chǎn)于早泥盆世或更老的福特希爾斯群中的蛇紋石化鎂鐵質(zhì)—超鎂鐵質(zhì)巖體零星出露。中央金成礦帶內(nèi)巖金類(lèi)型以含金石英脈型、塊狀硫化物型、矽卡巖型及角礫巖型為主，大部分金礦體(化)賦存于二疊—三疊系淺變質(zhì)火山—沉積巖系中或該巖系與中酸性巖漿巖的接觸帶內(nèi)，故該地層被視為成礦有利條件之一[2?7]。安曼礦區(qū)內(nèi)地層巖性主要為二疊系－三疊系的一套源巖為海相中酸性火山一沉積巖系的變質(zhì)巖，自上而下分別為中性凝灰質(zhì)千枚巖、千枚巖化晶屑凝灰?guī)r及流紋質(zhì)千枚巖，零星出露同期的薄層含炭質(zhì)千枚巖。巖漿巖則為少量中酸性脈巖，主要巖性為石英斑巖。礦區(qū)內(nèi)發(fā)育有近南北向和北西向兩組斷裂構(gòu)造，見(jiàn)圖2。其中近南北向斷層為區(qū)域主干斷裂構(gòu)造，北西向斷裂為次級(jí)斷裂。礦體呈脈狀產(chǎn)于中酸性凝灰質(zhì)千枚巖、千枚巖化晶屑凝灰?guī)r中的斷裂系統(tǒng)內(nèi)。礦體長(zhǎng)度由十幾米至近百米不等，寬度由數(shù)米至數(shù)十余米，礦石金品位通常在(0.8~2.0)×10?6范圍內(nèi)，局部可高達(dá)11.5×10?6。

1—石炭系Baling群；2—石炭系Kuantan群；3—二疊系Tembeling群；4—三疊系Gagau群；5—三疊系Raub群；6—第四系；7—晚古生代超鐵鎂質(zhì)巖體；8—海西期花崗巖；9—印支期花崗巖；10—斷層及編號(hào)；11—金礦床；12—礦區(qū)及示意圖框；F1—Bentong-Raub 斷裂帶；F2—Lebir 斷裂帶

1—三疊系千枚巖；2—三疊系晶屑凝灰?guī)r；3—三疊系含炭質(zhì)千枚巖；4—第四系；5—中酸性巖脈；6—斷裂；7—礦體

圖2 馬來(lái)西亞吉蘭丹州安曼金礦床地質(zhì)簡(jiǎn)圖

Fig. 2 Geological sketch map of Amon gold deposit in Kelantan of Malaysia

原生金礦體主要以含金黃鐵礦?石英脈為主，還包括部分硅化黃鐵礦化破碎蝕變巖礦體即少量熱液角礫巖型礦體。礦化與硅化、黃鐵礦化、高嶺石化關(guān)系密切，此外可見(jiàn)有綠泥石化、碳酸鹽化及褐鐵礦化。礦石中金屬礦物以黃鐵礦為主，非金屬礦物則以石英為主。礦石構(gòu)造主要為塊狀、脈狀、網(wǎng)脈狀、細(xì)脈浸染狀及角礫狀，結(jié)構(gòu)則有自形晶結(jié)構(gòu)、半自形結(jié)構(gòu)及碎裂結(jié)構(gòu)等。根據(jù)礦物間的共生組合關(guān)系(圖3)，成礦大致可劃分為早階段(Ⅰ)、主成礦階段(Ⅱ)及晚階段(Ⅲ)。早階段(Ⅰ)為中粗粒黃鐵礦—石英階段，表現(xiàn)為與區(qū)域變質(zhì)作用有關(guān)的石英呈彌散狀、脈狀、透鏡狀，或團(tuán)塊狀沿圍巖構(gòu)造層理貫入，同時(shí)伴有少量中粗粒黃鐵礦順巖石構(gòu)造理發(fā)育。主成礦階段(Ⅱ)為細(xì)粒黃鐵礦—石英階段，表現(xiàn)為大量細(xì)粒黃鐵礦—石英呈脈狀或網(wǎng)脈狀沿?cái)嗔严到y(tǒng)發(fā)育。早階段形成的硅化千枚巖、硅化凝灰?guī)r及石英脈體與普遍圍巖一起遭受后期構(gòu)造變形，且被主成礦階段含礦石英脈穿切，見(jiàn)圖3(b)和3(c)。晚階段(Ⅲ)則為石英—碳酸鹽階段，表現(xiàn)為細(xì)脈狀方解石－石英脈沿圍巖或礦石中張性裂隙發(fā)育，時(shí)?？梢?jiàn)有穿切主成礦階段細(xì)粒黃鐵礦－石英脈，見(jiàn)圖3(f)。金礦化主要形成于主成礦階段(Ⅱ)，部分為早階段(Ⅰ)。

(a) Ⅰ階段順層侵入石英脈體；(b)Ⅱ階段石英脈穿切Ⅰ階段彌散狀硅化變凝灰?guī)r；(c) 被破壞的Ⅰ階段順層石英脈；(d) 主成礦階段(Ⅱ)礦石樣品；(e) 主成礦階段(Ⅱ)礦石樣品；(f) 第Ⅲ階段方解石－石英細(xì)脈穿切主成礦階段細(xì)粒黃鐵礦?石英細(xì)脈

2 樣品采集與分析測(cè)試

通過(guò)詳細(xì)的野外工作，在礦區(qū)采掘面及鉆孔巖心中挑選11塊新鮮礦石樣品用于測(cè)試分析。其中，3件早階段樣品采于早期階段順層侵入圍巖中的石英團(tuán)塊，5件主成期樣品則為含礦石英脈，3件晚階段樣品為含方解石細(xì)脈的圍巖。選擇適宜樣品磨制成厚度約為0.2 mm雙面剖光的光薄片進(jìn)行巖相學(xué)與流體包裹體觀察，從余下副樣中挑選石英及方解石單礦物樣品進(jìn)行包裹體的氣相和液相成分測(cè)定。

樣品包裹體測(cè)溫在中南大學(xué)地球科學(xué)與信息物理學(xué)院流體包裹體實(shí)驗(yàn)室完成。實(shí)驗(yàn)儀器為英國(guó)產(chǎn)Linkam THMS600型顯微冷熱臺(tái)，該設(shè)備實(shí)驗(yàn)溫度范圍的理論值為?196~600 ℃。測(cè)溫工作開(kāi)始前，采用人工合成CO2包裹體、純水包裹體進(jìn)行校正。校準(zhǔn)后，該設(shè)備在0~600 ℃范圍內(nèi)測(cè)定精度為±1 ℃，在?196~0 ℃范圍內(nèi)測(cè)定精度為±0.1 ℃。樣品中氣液兩相H2O包裹體的冰點(diǎn)溫度和液?氣均一溫度、O2-H2O型包裹體的固相CO2熔化溫度、CO2水合物溶解溫度、CO2液?氣(部分)均一溫度和最終CO2-H2O完全均一溫度均通過(guò)顯微冷熱臺(tái)直接測(cè)定獲取。

樣品包裹體成分分析由中南大學(xué)地球科學(xué)與信息物理學(xué)院流體包裹體氣?液相成分測(cè)定實(shí)驗(yàn)室完成，測(cè)定對(duì)象為礦石中的石英、黃鐵礦及方解石。氣相成分分析儀器為Varia?3400型氣相色譜儀(美國(guó)生產(chǎn))，分析誤差＜5%。液相成分分析儀器為美國(guó)戴安公司生產(chǎn)的DX?120Ion Chromatograph離子色譜儀，淋洗液為2.5 mmol/L鄰苯二甲酸+2.4 mmol/L三(羥)甲基氨基甲烷；陰離子流速為1.2 mL/min，陽(yáng)離子流速為1.0 mL/min。重復(fù)測(cè)定精密度＜5%。安曼金礦床石英中的流體包裹照片見(jiàn)圖4。

(a) 早階段(Ⅰ)樣品石英中CO2-H2O包裹體三相包裹體；(b) 晚階段(Ⅲ)樣品石英中氣液兩相H2O包裹體；(c)主成礦階段(Ⅱ)樣品石英中不同氣液比包裹體共生；(d) 主成礦階段(Ⅱ)樣品石英中不同氣液比包裹體共生

3 流體包裹體研究

3.1 包裹體類(lèi)型

流體包裹體巖相學(xué)觀察顯示，安曼金礦床區(qū)各成礦階段礦石樣品中的包裹體豐富，通常成群分布或帶狀分布，部分隨機(jī)零散分布。流體包裹體種類(lèi)豐富，形態(tài)復(fù)雜，整體體積偏小，大部分長(zhǎng)軸長(zhǎng)度小于16 μm，其中以1~7 μm較常見(jiàn)。根據(jù)各類(lèi)包裹體成分、室溫(25 ℃)下的物相特征及氣液比例可將測(cè)試包裹體分為2種類(lèi)型(圖3)，即CO2-H2O包裹體(Ⅰ型)和氣液兩相H2O包裹體(Ⅱ型)。

CO2-H2O包裹體(Ⅰ型)以含有CO2為特征，室溫下為3相(及及)或兩相(及)，部分兩相CO2-H2O包裹體在降溫至10 ℃附近產(chǎn)生氣泡()，轉(zhuǎn)變?yōu)槿?及及)。本類(lèi)包裹體形態(tài)多為渾圓狀、橢圓狀和不規(guī)則狀，包體長(zhǎng)軸通常為3~16 μm。依據(jù)包裹體中各相CO2體積之和占包體總體積，可將本類(lèi)包裹體進(jìn)一步劃分為富CO2包裹體(Ⅰa型)、含CO2包裹體(Ⅰb型)及貧CO2包裹體(Ⅰc型)。富CO2包裹體(Ⅰa型)成分以CO2為主，CO2相所占包裹體總體積分?jǐn)?shù)＞90%，主要見(jiàn)于主成礦階段。含CO2包裹體(Ⅰb型)中CO2相體積分?jǐn)?shù)則通常在30%~90%范圍內(nèi)，多見(jiàn)于早階段，部分發(fā)育于主成礦階段。而貧CO2包裹體(Ⅰc型)中通常CO2相體積分?jǐn)?shù)＜30%，主要發(fā)育于主成礦階段。

氣液兩相H2O包裹體(Ⅱ型)室溫下為兩相(及)，通常氣液比＜35%。該類(lèi)包裹體形態(tài)多為長(zhǎng)橢圓狀、近四邊形及不規(guī)則狀。Ⅱ型包裹體體積變化較大，包裹體長(zhǎng)軸長(zhǎng)度通常為3~20 μm，個(gè)別大者其長(zhǎng)軸長(zhǎng)度可達(dá)30 μm以上。該類(lèi)包裹體在主成礦階段及晚階段最為發(fā)育。

3.2 流體包裹體顯微測(cè)溫及相應(yīng)參數(shù)求取

對(duì)安曼礦區(qū)礦石樣品中形態(tài)完整及大小適中(粒徑范圍為4~15 μm)的原生包裹體利用顯微冷熱臺(tái)進(jìn)行冷凍法及均一法測(cè)溫。測(cè)溫結(jié)果、相應(yīng)計(jì)算出的鹽度和密度見(jiàn)表1，包裹體均一溫度直方圖見(jiàn)圖4。

表1 安曼金礦床流體包裹體顯微測(cè)溫結(jié)果

測(cè)試單位：中南大學(xué)地球科學(xué)與信息物理學(xué)院流體包裹體實(shí)驗(yàn)室。

早階段(第Ⅰ階段)：本階段礦石樣品石英中的原生包裹體以Ⅰb型包裹體為主。經(jīng)冷凍后回溫，觀測(cè)固態(tài)CO2熔化溫度，獲取本類(lèi)包裹體的固相CO2熔化溫度為?57.1~?58.7 ℃，稍低于純CO2包裹體固相CO2熔化溫度(?56.6 ℃)，指示氣相成分中除CO2外尚含有少量其他組分，與包裹體群體分析結(jié)果相一致。通過(guò)繼續(xù)回溫觀測(cè)，測(cè)取本階段包裹體籠合物融化溫度為5.1~9.2 ℃，部分均一溫度為15.5~30.1 ℃，CO2部分均一多至液相。本階段升溫至300 ℃附近，有部分CO2相含量相對(duì)較高的Ⅰb型包裹體在完全均一之前發(fā)生爆裂或滲漏，僅獲取部分包裹體完全均一溫度為248~350 ℃。據(jù)CO2籠合物熔化溫度與鹽度間的關(guān) 系[11]，估算本階段Ⅰb型包裹體鹽度為1.6%~8.8%。主成礦階段(第Ⅱ階段)樣品中CO2-H2O包裹體3個(gè)亞類(lèi)及氣液兩相H2O包裹體均有發(fā)育，其中以Ⅰc型及Ⅱ型包裹體最為多見(jiàn)。本階段CO2-H2O包裹體固相CO2熔化溫度區(qū)間為?59.2~?56.9 ℃，對(duì)比純CO2包裹體固相CO2熔化溫度(?56.6 ℃)偏低，其中以Ⅰc型偏離最為明顯，表明該類(lèi)包裹體中相對(duì)混合有較多其他氣相組分。后述包裹體群體氣相成分測(cè)定顯示主要為CH4和H2。CO2-H2O包裹體籠合物融化溫度為3.2~9.8 ℃，部分均一溫度為6.7~31.2 ℃。本階段Ⅰ型包裹體完全均一多至液相，少數(shù)均一至氣相，完全均一溫度為210~320 ℃。有部分Ⅰa型及部分Ⅰb型包裹體繼續(xù)升溫后尚未達(dá)到完全均一便發(fā)生爆裂或泄露。據(jù)CO2籠合物熔化溫度與鹽度間的關(guān)系[11]，估算本階段Ⅰ型包裹體鹽度為0.43%~11.60%。安曼金礦床不同成礦階段流體包裹體均一溫度直方圖見(jiàn)圖5。

圖5 安曼金礦床不同成礦階段流體包裹體均一溫度直方圖

主成礦階段Ⅱ型包裹體的冰點(diǎn)溫度為?6.3~ ?2.9 ℃，完全均一溫度為180~307 ℃，多均一至液相。在冷凍?加熱過(guò)程中，極少數(shù)氣?液兩相水溶液包裹體出現(xiàn)初熔現(xiàn)象，初熔溫度低于純NaCl-H2O體系標(biāo)準(zhǔn)共熔點(diǎn)(?20.8 ℃)，說(shuō)明該類(lèi)包裹體捕獲的熱液流體中除Na+外，還含有其他陽(yáng)離子成分[12]。后續(xù)包裹體群體成分測(cè)試結(jié)果中顯示該階段流體中尚含有K+和Ca2+。利用冷凍法冰點(diǎn)與鹽度關(guān)系表[13]獲?、蛐桶w鹽度為4.8%~9.6%。

晚階段(Ⅲ)以發(fā)育富液兩相H2O溶液包裹體為主，該類(lèi)包裹體冰點(diǎn)溫度為?3.1~?1.7 ℃，均一溫度為120~180 ℃。利用冷凍法冰點(diǎn)與鹽度關(guān)系表[12]獲取包裹體鹽度為2.9%~5.1%。數(shù)據(jù)顯示相對(duì)主成礦期，成礦后期流體均一溫度和鹽度均明顯降低。

3.3 流體包裹體氣?液相成分

對(duì)安曼金礦床各成礦階段代表礦物進(jìn)行包裹體群體成分分析。其中成礦早期及主成礦期階段均為石英脈，成礦晚期則為石英及方解石細(xì)脈，合計(jì)共10個(gè)樣品。在操作過(guò)程中按不同成礦階段的溫度區(qū)間進(jìn)行爆裂提取各成礦階段包體中氣液相成分，分析結(jié)果見(jiàn) 表2。

表2 安曼金礦床包裹體氣?液相成分及相關(guān)參數(shù)

注：1)為質(zhì)量分?jǐn)?shù)；2)為摩爾數(shù)分?jǐn)?shù)；3)測(cè)試單位為中南大學(xué)地球科學(xué)與信息物理學(xué)院流體包裹體實(shí)驗(yàn)室。

礦區(qū)各階段包裹體液相成分中主要陽(yáng)離子為Na+，Ca2+及K+。Na+與K+質(zhì)量分?jǐn)?shù)之比即(Na+/)(K+)范圍為1.883~9.430，明顯區(qū)別于巖漿熱液的(Na+/)(K+)(＜1.000)，顯示成礦流體與變質(zhì)流體關(guān)系更密切[13]。流體中Na+質(zhì)量分?jǐn)?shù)在成礦過(guò)程中較穩(wěn)定，K+及Ca2+質(zhì)量分?jǐn)?shù)則略升高。推測(cè)成礦流體在成礦過(guò)程中可能發(fā)生了水巖反應(yīng)，或者是混合有大氣降水。包裹體液相成分中陰離子為Cl?，SO42?和少量F?。(F?)/(Cl?)范圍為0.012~0.348，始終小于1.000，符合地層流體特點(diǎn)[14]。

包裹體氣相分析結(jié)果顯示安曼金礦床各成礦階段流體中的氣相成分主要為H2O及CO2，指示成礦流體為富含CO2的熱水溶液。流體中另含少量CH4及微量H2，表明成礦環(huán)境可能為弱還原環(huán)境。CH4等氣相成分的存在導(dǎo)致含CO2類(lèi)包裹體的固相CO2熔化溫度下降[14]，前述顯微測(cè)溫工作測(cè)取的含CO2包裹體固相熔化溫度普遍低于?56.6 ℃，與上述情況相互對(duì)應(yīng)。

4 討論

4.1 流體不混溶

巖相學(xué)研究顯示，安曼金礦床主成礦階段礦石樣品中發(fā)育有多種類(lèi)型的包裹體，Ⅰ型包裹體中的3個(gè)亞類(lèi)及Ⅱ型包裹體均發(fā)育。在主成礦階段部分單一石英顆粒中可見(jiàn)上述各類(lèi)型包裹體同期共生，表明這些包裹體被捕獲時(shí)流體處于非均一狀態(tài)，指示主成礦階段發(fā)生了非均一捕獲[9-11]。該現(xiàn)象通常被視為流體不混溶(沸騰)或流體混合的標(biāo)志，可以解釋為NaCl-H2O流體與CO2流體混合作用造成的非均一捕獲，也可以解釋為早期成礦階段均勻的CO2-H2O成礦流體在本階段因不混溶而產(chǎn)生相分離。若上述各類(lèi)包裹體捕獲于混合流體，即NaCl-H2O流體與CO2流體的混合流體，這些包裹體的均一溫度及鹽度應(yīng)當(dāng)分布于一個(gè)較大范圍內(nèi)。而安曼礦區(qū)主成礦階段這些原生的Ⅰa型、Ⅰb型及Ⅰc型包裹體盡管具有不同相比及不同的完全均一方式，但均一溫度十分接近。據(jù)此可推斷這些共生于同一石英顆粒內(nèi)的同期原生包裹體應(yīng)當(dāng)為不混溶包裹體組合[15?17]，指示安曼金礦床在主成礦階段成礦流體存在流體不混溶現(xiàn)象。

流體不混溶或沸騰作用對(duì)于成礦物質(zhì)的沉淀有著重要意義。流體中CO2因不混溶大量逸失，導(dǎo)致剩余流體的pH升高，使得成礦流體中的含金絡(luò)合物失穩(wěn)分解[18]。許多金礦床在主成礦階段存在流體不混溶現(xiàn)象，并被視為引發(fā)成礦熱液卸載成礦物質(zhì)的主要原因[19?21]。

安曼礦區(qū)主成礦階段樣品中發(fā)育的不混溶包裹體群的捕獲溫度為230~326 ℃。通常認(rèn)為捕獲于均勻熱液體系中的包裹體均一溫度僅代表其捕獲溫度的下限，而對(duì)于捕獲于不混溶流體中的沸騰包裹體，其端元組分的包裹體均一溫度可代表捕獲時(shí)的溫度[15?17]。因此，據(jù)上述不混溶包裹體群的捕獲溫度推斷，安曼金礦床主成礦階段的成礦溫度應(yīng)在中溫和低溫范圍內(nèi)。

4.2 成礦流體性質(zhì)及其演化

包裹體顯微測(cè)溫結(jié)果及包裹體成分分析結(jié)果見(jiàn)表1和表2，安曼金礦床的成礦流體總體具有富CO2及鹽度特征。各成礦階段包裹體類(lèi)型、均一溫度及成分之間的差異，反映成礦流體性質(zhì)在成礦過(guò)程中逐步演化。早階段Ⅰb型包裹體最發(fā)育，該階段成礦流體中鹽度較低(1.6%~8.8%)，CO2含量豐富，包裹體中蒸汽相CO2及液相CO2總體積通常可占包裹體總體積的30%~90%。初始成礦流體所具備的富CO2、低鹽度特點(diǎn)，表明安曼金礦床的成礦流體來(lái)源可能與變質(zhì)流體關(guān)系緊密。

主成礦階段包裹體種類(lèi)較多，除Ⅱ型包裹體外，Ⅰ型包裹體的3個(gè)亞類(lèi)均有發(fā)育。主成礦階段發(fā)育的各類(lèi)包裹體均一溫度及鹽度分別為185~336 ℃和0.43%~11.60%。本階段部分樣品中可見(jiàn)不同相比的各類(lèi)CO2-H2O包裹體，同時(shí)在單顆石英中發(fā)育，并具有較近的均一溫度，顯示本階段成礦流體出現(xiàn)不混溶(沸騰作用)。包裹體群體成分分析結(jié)果顯示，該階段成礦流體中(CO2)/(H2O)下降，流體中CO2質(zhì)量分?jǐn)?shù)降低。該現(xiàn)象可能是流體不混溶、CO2組分逸失所導(dǎo)致。本階段成礦流體中CH4及Ca2+和K+質(zhì)量分?jǐn)?shù)略增加，反映出可能存在流體混合或水巖反應(yīng)。考慮到大量發(fā)育的張性斷裂是引發(fā)流體減壓沸騰的主要原因，作為一個(gè)開(kāi)放系統(tǒng)，這些斷裂系統(tǒng)既為流體減壓沸騰提供了條件，同時(shí)也可能為地表大氣降水在重力作用下向深部滲漏提供了便利，故沸騰之后發(fā)生流體混合可能不可避免。

在晚階段，石英－碳酸鹽細(xì)脈中捕獲大量富液相H2O包裹體，均一溫度及鹽度分別為118~226 ℃和2.9%~5.1%，反映安曼金礦床成礦流體至本階段演變?yōu)榈望}度、貧CO2的熱水體系。

前人研究認(rèn)為巖漿來(lái)源流體具有富CO2、高鹽度的特點(diǎn)，變質(zhì)流體則具有富CO2及低鹽度的特點(diǎn)，改造流體的特點(diǎn)則是低鹽度、貧CO2[22]。富CO2及低鹽度的特點(diǎn)顯示，安曼金礦床成礦流體在早階段與變質(zhì)流體極相似。H和O同位素顯示馬來(lái)西亞中央金成礦帶內(nèi)多個(gè)金礦成礦流體來(lái)源于變質(zhì)流體，在成礦過(guò)程中可能混合有大氣降水，至成礦晚期后演變?yōu)橐源髿饨邓疄橹鞯牧黧w[7]。綜合考慮礦體賦存狀態(tài)、流體性質(zhì)演變、不混溶包裹體及包裹體群體成分分析結(jié)果，推測(cè)安曼金礦床成礦流體應(yīng)源自變質(zhì)流體，進(jìn)入主成礦階段流體因不混溶而發(fā)生相分離，并可能歷經(jīng)流體混合或水巖反應(yīng)，至成礦晚期演變?yōu)榫哂懈脑炝黧w特征的貧CO2、低鹽度的低溫流體。

4.3 成礦機(jī)制及礦床成因

流體包裹體研究顯示安曼金礦床成礦流體屬H2O-CO2-NaCl體系，含少量CH4和H2等，具有富CO2及低鹽度特征。這些特點(diǎn)與典型造山型礦床流體特征相近[23?26]。

安曼金礦床所在的馬來(lái)半島中央金成礦帶西側(cè)邊界為Bentong-Raub深大斷裂帶。該斷裂帶由一系列平行的、近N—S向的斷裂構(gòu)造構(gòu)成。該斷裂規(guī)模巨大，向北穿過(guò)南中國(guó)海與泰國(guó)清萊—清邁斷裂帶相并繼續(xù)向北延續(xù)至緬甸、中國(guó)境內(nèi)。該斷裂被視為于中晚三疊世拼合的中緬?cǎi)R蘇地塊與印支地塊之間的邊 界[2?4, 8]。在Bentong—Raub斷裂帶東側(cè)地區(qū)，發(fā)育一系列的推覆、剪切構(gòu)造，區(qū)域變質(zhì)作用強(qiáng)烈[1, 22]。這些現(xiàn)象以及馬來(lái)半島三疊紀(jì)前后近N—S走向的重熔型花崗巖基的侵位均指示了中緬?cǎi)R蘇地塊與印支地塊匯聚后的碰撞造山運(yùn)動(dòng)[5, 27?29]。

安曼礦區(qū)早階段應(yīng)區(qū)域變質(zhì)作用順巖石片理生成的石英脈普遍遭受構(gòu)造變形，碎裂巖化現(xiàn)象極發(fā)育。主成礦階段生成的黃鐵礦?石英脈穿切了早階段形成的石英脈，晚階段碳酸鹽脈發(fā)育有指示伸展引張環(huán)境的梳狀或晶簇構(gòu)造。安曼金礦床這些礦化特征顯示其在成礦過(guò)程中可能歷經(jīng)了一個(gè)與造山過(guò)程相類(lèi)似的應(yīng)力環(huán)境演變過(guò)程，即早期為擠壓應(yīng)力為主，經(jīng)中期擠壓—伸展構(gòu)造轉(zhuǎn)換，晚期后為相對(duì)伸展的環(huán)境。

據(jù)上述情況，推測(cè)安曼金礦床金成礦作用應(yīng)當(dāng)與馬來(lái)半島造山過(guò)程有關(guān)。隨古特提斯洋的閉合、消亡，從岡瓦納大陸邊緣裂解分離出的中緬?cǎi)R蘇地塊于中晚三疊世(200~220 Ma)[27?29]與華夏—印支古陸開(kāi)始匯聚、碰撞造山。伴隨造山作用，馬來(lái)半島Bentong—Raub斷裂帶東側(cè)生成一系列與之平行的推覆—剪切構(gòu)造，區(qū)域變質(zhì)強(qiáng)烈。變質(zhì)過(guò)程中脫水、脫揮發(fā)分產(chǎn)生的大量流體沿揉皺、片理化帶等韌性變形產(chǎn)生的構(gòu)造薄弱帶運(yùn)移。礦區(qū)內(nèi)早階段順層發(fā)育的石英脈多屬類(lèi)似情況。在此過(guò)程中，有部分流體可能由于構(gòu)造作用或地層巖石組分滲透性差，被圈閉在深部。區(qū)域變質(zhì)引發(fā)的活化作用或持續(xù)的水巖反應(yīng)使得這部分變質(zhì)流體從深部獲取豐富成礦物質(zhì)，形成含礦流體[17]。

隨造山作用持續(xù)至擠壓－伸展構(gòu)造轉(zhuǎn)換階段，早期韌性變形過(guò)程中順構(gòu)造面理發(fā)育的石英脈在該階段早期，遭受變形、破碎，為后續(xù)成礦提供了有利賦礦空間。本階段后期大量發(fā)育的張性斷裂系統(tǒng)使得大量圈閉并循環(huán)于深部的含礦流體迅速上升、涌入賦礦構(gòu)造內(nèi)，而隨之而來(lái)的環(huán)境壓力及溫度降低，引發(fā)成礦流體不混溶產(chǎn)生相分離，導(dǎo)致大量成礦物質(zhì)沉淀。故此在主成礦階段并同時(shí)捕獲了不同相比的Ⅰa，Ⅰb及Ⅰc型CO2-H2O包裹體(Ⅰ型)，并形成大量粒度細(xì)、自形程度低的石英－黃鐵礦脈。隨造山活動(dòng)進(jìn)入尾聲，安曼金礦床金成礦作用進(jìn)入晚階段，本階段具梳狀構(gòu)造的方解石－石英網(wǎng)脈普遍發(fā)育標(biāo)志著成礦作用的結(jié)束。該階段捕獲的Ⅱ型包裹體反映出貧CO2、低鹽度、低溫的改造流體特征。

總之，安曼金礦床成礦流體演化、成礦特點(diǎn)及成礦背景，表明安曼金礦床的形成應(yīng)當(dāng)與二疊—三疊紀(jì)時(shí)期，馬來(lái)半島中緬?cǎi)R蘇陸塊與印支陸塊碰撞造山有關(guān)，屬于造山型金礦。

5 結(jié)論

1) 安曼金礦床各成礦階段發(fā)育的流體包裹體主要為CO2-H2O包裹體及氣液兩相H2O包裹體。液相成分中陽(yáng)離子以Na+，K+和Ca2+為主，陰離子以SO42?，Cl?及F?為主，氣相成為以H2O，CO2和CH4為主。

2) 成礦早階段為中溫、低鹽度及富含揮發(fā)組分的CO2-H2O流體，含少量CH4。在主成礦期，流體溫度降低至中低溫、鹽度略微升高，K+，Ca2+和SO42?等組分增加。該階段共生的不同相比的CO2-H2O包裹體具有相近的完全均一溫度，指示本階段發(fā)生流體不混溶。成礦晚階段流體演化為低溫、低鹽貧CO2流體。

3) 安曼金礦床成礦流體總體具有低鹽度、富CO2的特點(diǎn)，與典型造山型金礦床流體特征一致。早期擠壓環(huán)境下產(chǎn)生的變質(zhì)流體在深部獲取大量成礦物質(zhì)后演化為成礦流體。主成礦階段構(gòu)造環(huán)境性質(zhì)轉(zhuǎn)變，流體失壓沸騰， CO2大量逸失，導(dǎo)致含金絡(luò)合物失穩(wěn)沉淀富集成礦。成礦流體演化及成礦特點(diǎn)顯示安曼金礦床為二疊—三疊紀(jì)時(shí)期馬來(lái)半島中緬?cǎi)R蘇陸塊與印支陸塊碰撞造山背景下形成的造山型金礦床。

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(編輯 陳燦華)

Fluid inclusion of Amon gold deposit in Kelantan ofMalaysia

DEN Xiangwei, LIU Jishun, DU Gaofeng, DAI Tagen, ZOU Haiyang,YANG Mu, YANG Liu, KE Zhaohui, XIE Jianfeng, WANG Tianguo

(Key Laboratory of Metallogenic Prediction of Nonferrous Metals, Ministry of Education, School of Geosciences and Info-Physics, Central South University, Changsha 410083, China)

Considering that Amon gold deposit is located in the southwest of Kelantan state of Malaysia, and that its ore deposit controlled by the faults is located in the Permian—Triassiac volcanic sedimentary rock series, the fluid inclusions,the properties and evolutions of ore-forming fluid were studied. The results show that these fluid inclusions from gold ores of each metallogenic stage are dominated by CO2-H2O fluid inclusion and liquid?vapor two-phase H2O fluid inclusion. In early stage, fluid inclusions are mainly CO2-H2O fluid inclusion, the homogeneous temperatures vary from 248 ℃ to 352 ℃, and the corresponding salinities of this stage range are from 1.6% to 8.8%. In main metallogenic stage, fluid inclusions are dominated by CO2-H2O fluid inclusion and liquid-vapor two-phase H2O fluid inclusion, the homogeneous temperatures vary from 185 ℃ to 336 ℃, and the corresponding salinities of this stage range from 0.43% to 11.6%. In late stage, fluid inclusions are mainly liquid-vapor two-phase H2O fluid inclusion, the homogeneous temperatures vary from 118 ℃ to 226 ℃, and the corresponding salinities of this stage range from 2.9% to 5.1%. The gas component of fluid inclusions is dominated by CO2and H2O, and also has little CH4and H2. The positive ions in fluid inclusions are mainly Na+, K+and Ca2+, and the main negative ions are Cl?, SO42?and F?. The homogeneous temperature of the inclusion groups shows that the metallogenic temperature is 230?326 ℃ in the main metallogenic stage. The ore-forming fluid of Amon gold deposit belongs to low salinity, rich CO2and mid-temperature fluid system, and the fractionation of CO2from the ore-forming fluid caused by the fluid immiscibility in main metallogenic stage is the major factor controlling gold precipitation. The formation of Amon gold deposit is related to the mechanism of collisional orogenesis between Sibumaso continental block and Indochina continental block from Permian to Triassic, which belongs to orogenic gold deposit.

fluid inclusion; ore-forming fluid; gold deposit; Malaysia

10.11817/j.issn.1672-7207.2015.04.023

P619.31

A

1672?7207(2015)04?1335?10

2014?06?12；

2014?08?22

國(guó)家自然科學(xué)基金資助項(xiàng)目(41103024，41102053)(Projects (41103024, 41102053) supported by the National Natural Science Foundation of China)

鄧湘?zhèn)?，博士研究生，從事礦產(chǎn)普查與勘探研究；E-mail：dengxiangwei666@126.com