福建德化地區(qū)東洋淺成熱液金礦床成礦作用與成因研究

雷鳳至，孫景貴，徐智濤，韓吉龍，劉陽

吉林大學 地球科學學院，長春 130061

0 引言

淺成熱液礦床一詞由Lindgren在1906年提出，近年來研究者對世界范圍內(nèi)一些重要成礦帶內(nèi)淺成熱液金礦床進行不斷深入研究，并對淺成熱液金礦床的定義和分類進行了充分的補充和完善[1-4]。目前根據(jù)礦化蝕變特征和成礦流體中硫的氧化還原狀態(tài)將其劃分為低硫化型、中硫化型和高硫化型三個亞類[4,5]。

大量研究揭示，淺成熱液金礦床在全球主要集中在環(huán)太平洋成礦域、地中?！柴R拉雅成礦域和古亞洲成礦帶[6]，成礦時代主要集中在晚古生代、中生代、古近紀和新近紀更新世；同時，還發(fā)現(xiàn)淺成熱液金礦床與斑巖型銅(鉬)礦床具有密切的時空和成因聯(lián)系[7-11]。因此，深入研究淺成熱液金礦床的成礦作用與礦床成因，不僅帶動該領域的成礦理論研究，同時對深度找礦勘查也具有重要的經(jīng)濟價值。

福建省是東南沿海中淺成熱液型金礦最為發(fā)育省份之一[12]，東洋金礦所處的德化縣東洋地區(qū)更是有福建省“金三角”的美譽，是福建省中東部金成礦最主要遠景地段之一。自20世紀90年代開始在該地區(qū)已發(fā)現(xiàn)和探明了以德化東洋大型金礦、德化雙旗山、德化邱村為主的大中小礦床(點)二十余處，但在區(qū)域上的研究多集中于閩西南火山斷坳帶內(nèi)的紫金山斑巖-淺成熱液銅金成礦系統(tǒng)及其外圍一些大型淺成低溫熱液或斑巖型礦床[9,13-16]。因此，在該地區(qū)選取典型的淺成熱液型金礦床進行研究，對該地區(qū)成礦系統(tǒng)的研究以及今后尋找此類型金礦床具有重要意義。

東洋金礦床地處中國東南沿海，屬西環(huán)太平洋成礦域的重要組成部分。前人對該礦床類型已做了大量研究：富礦圍巖方面，江啟煜、徐楠等[17,18]認為東洋金礦區(qū)的富礦圍巖為流紋斑巖；對成礦時代的限定上，江啟煜[17]結(jié)合東洋金礦區(qū)地質(zhì)特征認為金礦化應發(fā)生在晚侏羅世，而徐楠[18]測得礦石硫化物中黃鐵礦中的Rb-Sr等時線年齡為164.2 Ma，限定成礦時代屬中侏羅世；對于找礦標志，江啟煜[17]認為硅化及黃鐵礦化對區(qū)內(nèi)找礦具有重要意義。但有關成礦作用和成因類型的具體劃分、成礦機理等仍存在較大爭議，因此本文針對上述問題開展了其礦床地質(zhì)特征、流體包裹體、氫氧、硫-鉛同位素等方面的研究與取證，以期探明東洋金礦的成礦流體演化特征以及礦床成因。

1 區(qū)域地質(zhì)概況與礦床地質(zhì)特征

1.1 區(qū)域成礦地質(zhì)背景

福建德化東洋金礦床地處中國華南板塊東南緣(圖1)，瀕臨西太平洋，位于揚子、印度和太平洋板塊中部，是歐亞大陸板塊和太平洋板塊相互作用的重要區(qū)域之一，區(qū)域上與中國東南部屬統(tǒng)一的大陸動力學背景。其大地構(gòu)造位置為武夷—云開造山系(Ⅰ)-東南沿海巖漿弧(Ⅱ)-閩東沿海巖漿弧(Ⅲ)，其夾于政和—大埔斷裂帶與福安—南靖北東向斷裂帶之間，屬北東向(政和—尤溪)加里東期造山帶的南部；成礦帶屬華夏板塊(Ⅰ)華南成礦省(Ⅱ)浙閩粵沿海Pb-Zn-Cu-Au-Ag-W-Sn-Nb-TA-葉蠟石-明礬石-螢石成礦帶(Ⅲ)[19-22]。

區(qū)域出露的地層主要為中新元古代中淺變質(zhì)巖系(基底)、古生代沉積地層和中生代火山-沉積巖地層；其中中生代侏羅系火山-沉積地層最為發(fā)育，基地地層呈“天窗”零星分布。元古代中淺變質(zhì)巖系巖石組合主要為變粒巖、片巖、千枚巖、石英巖、大理巖、淺變質(zhì)巖等(卓地組(Pt2z)和葛坑組(Pt2g)、龍北溪組(Z1l)及稻香組(Zd))；古生代地層主要是一套海相碳酸鹽建造(二疊系棲霞組(P1q)、文筆山組(P1w))；中生代地層屬于陸相沉積建造(三疊系溪口組(T1x)、文賓山組(T3w))和陸相火山-沉積建造(梨山組(J1l)、長林組(J3c)、南園組(J3n))[18,23,24]。

區(qū)域構(gòu)造受政和—大埔斷裂帶以及閩東火山斷坳帶控制，浦城—尤溪NNE斷裂發(fā)育，同時還發(fā)育NW向和SN向斷裂；其中NE向和NW向斷裂基本控制了本區(qū)的基本構(gòu)造格局，SN向斷裂則作為次級構(gòu)造斷續(xù)分布[21-23,25]。

區(qū)域經(jīng)歷了多期巖漿巖活動，其中晚侏羅世巖漿作用最為廣泛、強烈，同時該期巖漿活動也是區(qū)域大規(guī)模金(銀)銅成礦的主要時期[18,23,26]。

1.2 礦床地質(zhì)特征

礦床地質(zhì)研究表明，礦區(qū)出露的地層主要為早侏羅統(tǒng)長林組與晚侏羅統(tǒng)南園組，具體為上侏羅統(tǒng)長林組的一套沉積巖以及晚侏羅世南園組的一套火山巖(安山巖、安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r、英安質(zhì)晶屑凝灰熔巖及流紋質(zhì)晶屑熔結(jié)凝灰?guī)r等)，侵入巖主要為中生代晚侏羅世流紋斑巖、英安斑巖、石英閃長玢巖等，其中流紋斑巖作為賦礦圍巖在區(qū)內(nèi)大面積廣泛出露；發(fā)育NE向斷裂和次級近NW向斷裂；礦化蝕變主要發(fā)生在NW向弧形斷裂體系內(nèi)(圖2，圖3a)。

礦體主要由灰色條帶狀石英脈和乳白色石英脈構(gòu)成(圖3b)；礦石中主要金屬礦物為黃鐵礦、黃銅礦、閃鋅礦，自然金以及方鉛礦、碲銀礦、銀金礦、毒砂、白鐵礦、銀黝銅礦、六方銻銀礦、硫銻銅銀礦、脆銀礦、角銀礦等[18]；非金屬礦物有石英、葉臘石、方解石、長石，絹云母、綠泥石、綠簾石等(圖3c、d、e、f、g、h)以及高嶺石、蒙脫石、伊利石、金紅石、獨居石、磷灰石等[18]；礦石構(gòu)造主要以脈狀構(gòu)造為主，兼有細脈浸染狀構(gòu)造、角礫狀構(gòu)造、條帶狀構(gòu)造等；礦石結(jié)構(gòu)以他形粒狀為主，自形、半自形粒狀次之(圖3b、i、j、k、l、m、n、o)。礦區(qū)內(nèi)圍巖蝕變強烈、類型復雜，主要類型有硅化、葉臘石化、青磐巖化以及次生的高嶺土化等。根據(jù)野外觀察和室內(nèi)綜合研究，其蝕變類型及蝕變強度由內(nèi)向外分為:硅化-葉臘石化-青磐巖化(圖3i)；成礦過程從早到晚劃分為四個階段(圖3j、k、l、m、n、o):灰白色硅化石英階段(Ⅰ)，灰色石英-黃鐵礦階段(Ⅱ)，灰白色石英-多金屬硫化物階段(Ⅲ)，乳白色石英-方解石階段(Ⅳ)。

圖1 區(qū)域地質(zhì)背景圖[19]Fig.1 Regional geological background map

灰白色硅化石英階段(Ⅰ) 成礦早階段，主要形成灰白色石英脈，可見淺黃白色浸染狀黃鐵礦，粒徑較小，多為零星分布，自形程度較高(圖3c、j、k、l)。

灰色石英-黃鐵礦階段(Ⅱ) 金礦化主體階段，石英脈為灰色，脈狀，該階段主要發(fā)育大量半自形暗黃色黃鐵礦，受后期作用影響多呈壓碎結(jié)構(gòu)，部分黃鐵礦具生長環(huán)帶，少量自然金充填黃鐵礦裂隙(圖3d、e、j、k、l、n)。

灰白色石英-多金屬硫化物階段(Ⅲ) 金礦化主體階段，以裂隙充填交代為主，局部為脈狀硫化物石英脈，礦石中大部分金屬硫化物形成于此階段，主要生成自形程度較差的淺黃色黃鐵礦以及少量的黃銅礦、閃鋅礦、方鉛礦、自然金等，該階段特點是閃鋅礦交代黃鐵礦或與黃鐵礦呈固溶體分離結(jié)構(gòu)，自然金亦與其伴生(圖3f、g、j、o)。

乳白色石英-方解石階段(Ⅳ) 發(fā)育較差，呈乳白色細脈狀沿裂隙產(chǎn)出，主要形成石英方解石復脈或石英脈，石英顆粒自形程度差，為成礦晚期(圖3h、l、m)。

a.脈巖與礦體共生關系；b.礦體特征； c-h.各成礦階段金屬礦物鏡下特征； i.圍巖蝕變； j-o.各成礦階段礦石；Au:自然金；Ccp:黃銅礦；Pl:青磐巖化；Prl:葉臘石化;Py:黃鐵礦;Q:石英；Sp:閃鋅礦.圖3 東洋金礦脈巖、礦化蝕變、各成礦階段礦石及其金屬礦物鏡下特征Fig.3 Microscopic characteristics of vein rock, wall rock alteration, ore and metal minerals of different mineralization stages of Dongyang gold deposit

2 礦物流體包裹體特征

2.1 樣品和實驗方法

本次流體包裹體顯微測溫實驗的測試樣品主要采自東洋金礦580平硐、東洋金礦地表8號勘探線2號鉆孔旁(x:631854.24，y:2857847.04)以及7號勘探線2號鉆孔72.9 m處，測試對象為各成礦階段的石英脈、硫化物石英脈、石英方解石脈(圖3j、k、l、m、n、o)。將不同成礦階段的樣品磨制成0.2 mm±的雙面拋光片，進行詳細的礦相學和包裹體巖相學觀察，選擇有代表性的包裹體進行顯微測溫以及激光拉曼光譜測定。

流體包裹體測溫工作在中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所(北京)流體包裹體研究實驗室完成，通過巖相學觀察確定包裹體特征及其與礦物組合的關系，包裹體測溫在LinkmanTH600型冷熱臺上進行，在-56.6℃～0℃區(qū)間內(nèi)精度為0.1℃～0.2℃，在0℃～200℃之間精度為2℃，在200℃～600℃之間精度為5℃，測溫時用人造純水及25%H2O～CO2包裹體(國際標樣)進行系統(tǒng)校正，在升溫時觀測氣液兩相的變化[27]。

單個流體包裹體成分采用激光拉曼光譜測定，在中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所(北京)巖石圈演化國家重點實驗室流體包裹體實驗室完成。所用分析儀器為LabRam HR激光共焦顯微拉曼光譜儀，波長為532 nm；光譜分辨率可見全譜段≤0.48 cm-1；針孔為50 μm與500 μm時，硅一階峰強度比值為85%，低波數(shù)好于75 cm-1，xyz自動平臺精度可達0.1 μm，掃描時間為10 s。

2.2 流體包裹體巖相學

通過包裹體顯微巖相學的觀察，發(fā)現(xiàn)各成礦階段均發(fā)育有大量包裹體，形態(tài)豐富，類型較復雜(圖4)。根據(jù)其類型、特征和拉曼分析等測試，將該礦床的包裹體類型劃分為3種:

a-b. 成礦早階段石英中CO2三相包裹體；c-g. 成礦主階段石英中富液相包裹體；h-i. 成礦晚階段石英中富液相包裹體與純液相包裹體共存.圖4 東洋金礦床流體包裹體特征Fig.4 Characteristics of fluid inclusions of Dongyang gold deposit

(1)純液相水溶液包裹體(I型):成礦主階段略有發(fā)育，主要分布在成礦晚階段，其邊界較細，整體較為明亮，室溫下為純液相H2O，其大小一般1～2 μm，主要呈橢圓形、次圓形和不規(guī)則狀等。

(2)氣液兩相包裹體(Ⅱ型):主要為富液相包裹體，室溫下為兩項(氣相+液相)，由液體及少量氣體組成，氣相體積所占百分數(shù)一般為15%～30%，主要呈橢圓形，少量為長條形，長軸為1～5 μm，主要集中在1.5～3.5 μm，多成群出現(xiàn)，少數(shù)孤立狀出現(xiàn)，數(shù)量最多，在主成礦階段以及成礦晚階段均有出現(xiàn)，加熱后均一到液相。

(3)含CO2三相包裹體(Ⅲ型):該類型包裹體分布較少，主要出現(xiàn)在成礦早階段，少量出現(xiàn)在成礦主階段，該類型包裹體室溫下可見氣相CO2、液相CO2與液相水溶液，其CO2相體積所占百分數(shù)為20%～35%；大小一般為1～5 μm；呈橢圓形和次圓狀為主。

由上可見，成礦早階段主要發(fā)育有Ⅲ型CO2三相包裹體，成礦主階段主要發(fā)育有I型純液相包裹體與Ⅱ型氣液兩相包裹體，并有少量Ⅲ型CO2三相包裹體；成礦晚階段主要發(fā)育有I型純液相包裹體與Ⅱ型氣液兩相包裹體。

純氣相與富氣相包裹體的缺失表明包裹體內(nèi)原先被捕獲的成礦熱液是密度較高的流體相。

2.3 流體包裹體顯微測溫分析

流體包裹體顯微測溫結(jié)果見表1，根據(jù)流體包裹體冷凍法冰點以及CO2籠合物熔化溫度與鹽度關系[28]對測試結(jié)果進行處理分析獲得包裹體鹽度數(shù)據(jù)；并根據(jù)推導的公式計算獲得各類型包裹體的流體密度[29-31]。其中包裹體的鹽度計算采用冷凍過程中獲得的冰點溫度以及CO2籠合物消失溫度來計算，具體公式為:

W=0.00+1.78×Tm-0.044 2×Tm2+0.000 557×Tm3[32,33]，W為NaCl的質(zhì)量百分數(shù)，Tm為冰點下降溫度(℃)。

W=15.520 22-1.023 42×T-0.052 86×T2[34]，W為NaCl的質(zhì)量百分數(shù)，T為籠合物消失溫度(℃)，公式適用范圍為-9.6℃≤T≤+10℃。

根據(jù)CO2相密度和流體包裹體完全均一溫度及均一方式，利用CO2-H2O體系V-X相圖，獲得Ⅲ型類CO2-H2O包裹體的總體積(V)、CO2摩爾分數(shù)(XCO2)以及CO2體積分數(shù)(VCO2)。對于鹽度介于0～6wt.%NaCl eqv的流體包裹體，根據(jù)CO2摩爾分數(shù)和體積分數(shù)，利用不含鹽及鹽度為6wt.%NaCl eqv的CO2-H2O體系相圖，應用內(nèi)插法求得均一壓力和密度。結(jié)果為:

灰白色硅化石英階段賦存礦物石英中發(fā)現(xiàn)大量原生包裹體，主要以純液相包裹體以及含CO2三相包裹體為主，Ⅰ型含CO2三相包裹體(LCO2+VCO2+LH2O)冷凍后回溫過程中測得的CO2固相的初熔溫度為-59.1℃～-57.1℃，表明該階段CO2相中含有其他成分(單顆粒包裹體激光拉曼顯示該階段含有極少量的C2H6)；籠合物消失溫度為9℃～9.9℃，計算得到對應水溶液相的鹽度為0.21 wt.%～2.03 wt.%NaCl eqv；部分均一溫度為24.5℃～30.1℃，完全均一溫度為302℃～328℃，均一至液相。該階段對應的流體包裹體密度為(0.57～0.72)g/cm3，計算壓力為105～160 MPa，對應深度按靜水壓計算為3.96～6.04 km。

表1 東洋金礦流體包裹體顯微測溫結(jié)果

灰色石英-黃鐵礦階段賦存礦物石英中可見大量富液相包裹體，其冰點溫度為-0.5℃～-2.1℃，對應鹽度為0.87wt.%～3.53wt.%NaCl eqv，均一溫度為211℃～299℃。該階段包裹體激光拉曼顯示有少量含CO2包裹體，但在測溫中并未發(fā)現(xiàn)此類型包裹體。該階段對應的流體包裹體密度為(0.72～0.87)g/cm3，計算壓力為15.17～22.24 MPa，對應深度按靜水壓計算為0.56～0.82 km。

灰白色石英-多金屬硫化物階段賦存礦物石英中可見大量包裹體，其冰點溫度為-0.6℃～-1.8℃，對應鹽度為1.05wt.%～3.05wt.%NaCl eqv，完全均一溫度為238℃～170℃。該階段對應的流體包裹體密度為(0.83～0.92)g/cm3，計算壓力為11.07～17.52 MPa，對應深度按靜水壓計算為0.41～0.65 km。

乳白色石英-方解石階段賦存礦物石英中可見大量包裹體，其冰點溫度為-0.3～-1.1℃，對應鹽度為0.53wt.%～1.9wt.%NaCl eqv，均一溫度為19℃～163℃。該階段對應的流體包裹體密度為(0.88～0.92)g/cm3，計算壓力為10.14～13.57 MPa，對應深度按靜水壓計算為0.38～0.5 km。

以上測試結(jié)果表明，該礦床的成礦流體早期為中高溫、低鹽度、低密度流體，主成礦階段成礦熱液從中溫、低鹽度、低密度逐漸向大氣降水逐漸演化(圖5)，按主成礦階段深度0.41～0.82 km計算，其成礦深度屬于淺成。

圖5 東洋金礦床流體包裹體均一溫度-鹽度關系圖Fig.5 Relationship between homogenization temperature and salinity of fluid inclusions in Dongyang gold deposit

2.4 單個包裹體激光拉曼分析

單個流體包裹體原位激光拉曼光譜分析結(jié)果顯示，I型純液相包裹體成分為H2O(峰值為3 378 cm-1)；Ⅱ型富液相包裹體的氣相、液相成分均為H2O；少部分Ⅲ型三相包裹體中氣相成分含有CO2(1 384 cm-1)，偶見C2H6成分(2 857 cm-1)。在成礦階段上體現(xiàn)為灰白色硅化石英階段的石英CO2三相包裹體中可以見到明顯的CO2特征峰與水的特征峰；灰色石英-黃鐵礦階段和灰白色石英-多金屬硫化物階段的石英包裹體主要以水為主，偶可見CO2特征峰；乳白色石英-方解石階段的未發(fā)現(xiàn)有除水以外的其他特征峰；且灰色石英-黃鐵礦階段或成礦早期流體以H2O-NaCl-CO2體系為主；灰色石英-黃鐵礦階段和灰白色石英-多金屬硫化物階段或主成礦階段流體為含有少量C2H6富CO2的H2O-NaCl-CO2體系；乳白色石英-方解石階段或成礦晚階段則由于大氣降水的加入逐漸演化為單純的H2O-NaCl體系。

3 氫-氧、硫-鉛同位素特征

3.1 實樣品和方法

本次研究采用東洋金礦床中的黃鐵礦進行硫鉛同位素測試，以期揭示東洋金礦成礦流體中成礦物質(zhì)來源及成礦流體來源。

3.1.1 氫-氧同位素

樣品為采自各成礦階段石英脈以及方解石脈，經(jīng)單礦物分離后，進行氫-氧同位素測試實驗，測試在中國地質(zhì)科學院礦產(chǎn)資源研究所完成，實驗樣品選自不同礦化階段的石英，分離單礦物方法為對石英進行粉碎和清洗，待干燥后挑選純度>99%的石英。經(jīng)精細稱重后進行實驗。實驗儀器為Finnigan MAT 253型氣體質(zhì)譜儀，其中δ18O測試采用BrF5法，δD測試采用爆裂法取水，鋅還原法制氫，分析精度為±0.2×10-3。實驗結(jié)果列于表2。

3.1.2 硫、鉛同位素

樣品為采自東洋金礦床礦石中的不同礦化階段的黃鐵礦，純度達99%。其中硫同位素測試分析由吉林大學油頁巖地下原位轉(zhuǎn)化與鉆采技術國家地方聯(lián)合工程實驗室完成，該實驗以Cu2O 作氧化劑制備測試樣品, 實驗儀器為Finnigan MAT 253型氣體質(zhì)譜儀，分析精度為±0.2×10-3；實驗結(jié)果列于表2。鉛同位素測試在北京核工業(yè)地質(zhì)研究院分析測試中心實驗室完成。Pb同位素測試儀器采用ISOPROBE-T型號的熱表面電離質(zhì)譜儀，儀器編號為7734，測試條件為相對濕度28%，溫度20℃，方法和流程請詳見DZ/T 0184.12—1997《巖石、礦物微量鉛的同位素組成的測定》，208Pb/206Pb測量精度≤0.005 10-3，實驗誤差為2σ。實驗結(jié)果列于表2。

表2 東洋金礦樣品

3.2 實驗結(jié)果

3.2.1 氫-氧同位素

礦物-流體的氫-氧同位素是直接表征流體組成和源區(qū)的重要指標之一。由表2可知， 4件樣品的δ18OV-SMOW值變化范圍為(11.3～7.5)×10-3，包裹體中水δD值范圍為(-66～-105)×10-3，根據(jù)流體包裹體的均一溫度平均值和礦物-水氧同位素平衡方程(平衡公式為1000lnα石英-水=3.38×106/T2-3.4)[35]，計算出石英的δ18OH2O值介于(-3.6～4.8) ×10-3。在δD-δ18O圖解上，早階段氫、氧同位素投點接近地幔巖漿水，其余階段向大氣水線偏移 (圖6)。氫、氧同位素組成表明研究區(qū)早期成礦流體有巖漿水的參與，后期均有大氣水的加入。

圖6 東洋金礦床成礦流體δD-δ18O圖解[36]Fig.6 δD-δ18O of Dongyang gold deposit

3.2.2 硫同位素

通常情況下，熱液過程中的硫同位素存在硫化物和硫酸鹽δ34S值，即∑δ34S，因此一般情況下,通過礦物所獲得的δ34S值并不等于熱液的δ34S值,只有在中等氧逸度(缺赤鐵礦、重晶石等)、中等酸堿度(pH≈7)特定條件下形成的礦物,其δ34S值基本上等于熱液的δ34S。但由于本次研究在該礦床中尚未發(fā)現(xiàn)硫酸鹽礦物，發(fā)育的硫礦物主要為黃鐵礦和少量黃銅礦、閃鋅礦等；因此可近似將黃鐵礦中的δ34S值作為該地區(qū)的∑δ34S值。

實驗結(jié)果揭示，該礦床黃鐵礦的δ34S值變化范圍較窄，集中分布在(0.03～0.94)×10-3之間，具有塔式分布特征(表2，圖7)，指示硫的來源可能相對單一。

對比不同儲庫硫同位素特征，福建德化東洋金礦床礦石硫化物δ34S值與巖漿硫或幔源硫變化范圍相近，說明硫同位素組成具有深源硫的特征，暗示成礦物質(zhì)可能來源于與幔源流體或巖漿作用(圖8)。

圖7 硫同位素頻數(shù)分布圖Fig.7 Frequency distribution of sulfur isotopes

3.2.3 鉛同位素

從表2可知，獲得黃鐵礦的鉛同位素測試結(jié)果顯示:206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb 3個值的變化范圍在18.13～18.45、 15.60～15.69和38.41～38.80，平均值分別為18.30、15.64和38.53。在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解(圖9a)中，鉛同位素數(shù)據(jù)落于造山帶演化線內(nèi)部，造山帶演化線邊緣，具體位于下部大陸地殼區(qū)域；在208Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解(圖9b)中，數(shù)據(jù)點落于下地殼演化線內(nèi)部。以上特征表明東洋金礦成礦物質(zhì)始于古老的下地殼源區(qū)。

圖8 硫同位素投點圖[37]Fig.8 Sulfur isotope drop points

圖9 Pb同位素構(gòu)造模式圖[38]Fig.9 Tectonic model of Pb isotope

4 討論

4.1 含礦流體性質(zhì)與起源

4.1.1 礦化蝕變證據(jù)

東洋金礦的圍巖蝕變?yōu)楣杌?、葉臘石化、青磐巖化，蝕變礦物有孔洞狀石英、葉臘石、綠泥石、綠簾石、絹云母、伊利石等；礦石礦物為黃鐵礦、黃銅礦、方鉛礦、閃鋅礦、銀黝銅礦、自然金、銀金礦等；其中區(qū)內(nèi)大范圍分布的葉臘石、可見的伊利石以及碳酸鹽熱液蝕變礦物，這種特征揭示成礦流體從早期酸性到晚期中性的逐步演化[11]。從礦體中心向外依次為硅化、葉臘石化、青磐巖化帶，具有較為典型的低硫化型淺成熱液金礦床的蝕變特征，形成于中-中酸性的環(huán)境。

4.1.2 流體包裹體證據(jù)

在不同成礦階段的包裹體類型上，成礦早階段(Ⅰ)發(fā)育Ⅰ型含CO2三相包裹體(LCO2+VCO2+LH2O)；主成礦階段(Ⅱ)(Ⅲ)發(fā)育大量富液相包裹體及少量含CO2包裹體；成礦晚階段(Ⅳ)僅發(fā)育純液相包裹體以及富液相包裹體，表明成礦晚期可能有大氣降水的參與。與此同時，流體包裹體的激光拉曼光譜分析結(jié)果也表明，該礦床是以NaCl和CO2、H2O為主并含有少量C2H6的含礦多相流體體系；其中，早階段含礦流體為以NaCl-CO2-H2O為主的中高溫含礦流體體系，而主成礦階段則是以NaCl和CO2、H2O為主的中溫含礦流體，成礦晚期為單純的NaCl-H2O體系，這也說明流體在演化的過程中CO2成分不斷逸失，含礦流體成分逐漸接近于單純的大氣水成分。

對應的顯微測溫結(jié)果來看，從早期到晚期的四個階段均一溫度分別介于302℃～328℃，211℃～299℃，238℃～170℃，197℃～163℃之間；鹽度分別為0.21%～2.03%NaCl eqv、0.87%～3.53%NaCl eqv、1.05%～3.05%NaCl eqv、0.53%～1.9%NaCl eqv；除成礦早階段流體與圍巖發(fā)生水-巖反應導致鹽度上升外，成礦主階段至成礦晚階段成礦物質(zhì)逐漸沉淀富集成礦，其鹽度也逐漸降低。

4.1.3 礦物-流體包裹體同位素證據(jù)

從獲得的石英礦物-流體包裹體的數(shù)據(jù)來看，成礦早階段接近于巖漿水范圍，表明初始含礦流體可能是巖漿水，在進入成礦期有少量地表水的加入，這也很好地解釋了成礦流體末期鹽度與溫度均呈線性下降的現(xiàn)象。結(jié)合前人已發(fā)表的對東洋金礦石英脈中的碳同位素研究成果表明，C來源于碳酸鹽，其投影點均位于火山碳酸鹽區(qū)域，說明成礦流體與火山運動有關[18]。硫同位素地球化學特征揭示，含礦流體中的硫來源較為單一，其組成接近地幔源(圖8)；但鉛同位素地球化學特征指示成礦物質(zhì)來自古老的下地殼源區(qū)。

綜合特征表明，成礦流體屬酸性、氧化流體，成礦物質(zhì)來源自下地殼上部或上地殼下部(圖9)，成礦流體產(chǎn)生在殼源巖漿作用過程。

4.2 成礦流體演化與成礦機理

福建德化東洋金礦成礦從早到晚經(jīng)歷了四個成礦階段為:

成礦早階段灰白色硅化石英階段(Ⅰ)石英中含有大量CO2三相包裹體，幾乎未發(fā)現(xiàn)其他類型包裹體，拉曼光譜顯示該階段成礦流體為富CO2的水鹽體系，含有大量CO2成分，極少可見有乙烷成分，碳同位素表明其來源于碳酸鹽[18]，該階段的氫氧同位素接近于巖漿水的范圍，硫、鉛同位素指示其成礦物質(zhì)來源于巖漿熱液，這表明成礦流體與火山運動有關。該階段流體溫度較高，捕獲壓力大，成礦深度深，其成礦熱液在深部與圍巖發(fā)生水巖反應，使得該階段鹽度呈現(xiàn)逐漸上升的趨勢，該階段含有的大量含CO2三相包裹體以及極少量的乙烷也佐證了該階段對圍巖不斷萃取的過程。

成礦主階段灰色石英-黃鐵礦階段(Ⅱ)、灰白色石英-多金屬硫化物階段(Ⅲ)發(fā)育大量氣液兩相包裹體，經(jīng)拉曼檢測發(fā)現(xiàn)僅在灰色石英-黃鐵礦階段(Ⅱ)中含有少量CO2成分，氫氧同位素表明該階段已經(jīng)有大氣水的參與，其影響程度較成礦早階段更深。結(jié)合成礦早階段特征筆者推測該階段受張性環(huán)境影響導致壓力突降，從而使得原始均勻流體減壓沸騰[28]。開放環(huán)境使得揮發(fā)分大量逸出，僅有少量被(Ⅱ)階段包裹體捕獲，而(Ⅲ)階段開始逐漸卸載多金屬硫化物，此時只有純液相以及氣液兩相包裹體。大量的揮發(fā)分逸失使得成礦流體的溫度、壓力和酸堿度等物理化學性質(zhì)發(fā)生突變，流體中金的絡合物迅速發(fā)生分解，甚至瞬間過飽和而發(fā)生成礦物質(zhì)沉淀。主成礦階段的捕獲壓力較成礦早階段明顯降低，成礦深度近乎地表，因此推測該階段為早期流體沸騰并伴隨著流體混合兩種機制并存。巖礦鑒定發(fā)現(xiàn)，自然金幾乎全部出現(xiàn)在這兩個成礦階段。

成礦晚階段乳白色石英-方解石階段(Ⅳ)主要發(fā)育富液相以及純液相流體包裹體，氫氧同位素表明其接近于大氣水成分，這說明隨著成礦晚期溫度、壓力的降低，流體體系趨于開放，大氣降水的混入使得流體體系的物理條件發(fā)生變化，與此同時成礦物質(zhì)不斷沉淀析出，成礦流體鹽度呈逐漸下降趨勢，此時成礦機制以流體混合作用為主導，自然冷卻為輔。

4.3 礦床成因和形成構(gòu)造背景

4.3.1 礦床成因

前人研究認為該礦床為淺成熱液型金礦[17,18]，但其所屬的硫化類型仍有爭議。從本文的研究來看，其應屬于淺成熱液低硫化型金礦床，具體表現(xiàn)為與典型淺成熱液低硫化形金礦床相比，其賦礦圍巖均為酸性侵入脈巖，成礦物質(zhì)來源主要為火山巖以及基底變質(zhì)巖；其礦體主要為脈狀以及網(wǎng)脈狀構(gòu)造；二者在圍巖蝕變、構(gòu)造、礦物組合、成礦流體特征等方面具有相似性；礦物組合可見黃鐵礦、黃銅礦、方鉛礦、閃鋅礦等，同時可見少量毒砂；成礦物質(zhì)來源于深部下地殼。與典型淺成熱液高硫化型金礦床相比，東洋金礦在礦物組合方面未出現(xiàn)酸性環(huán)境成因的明礬石等礦物以及含硫高的硫砷銅礦等礦物；成礦流體特征方面，盡管東洋金礦流體早期有巖漿水的成分，但其在各成礦階段均有地下水的參與，其所含有的少量乙烷成分說明其屬還原、近中性流體。

因此，將福建德化東洋金礦床的成礦類型劃分為低硫化形淺成熱液金礦床。

4.3.2 形成構(gòu)造背景

地質(zhì)年代學研究揭示，東洋金礦主要賦存于侏羅系南園組火山巖中，為太平洋板塊俯沖相關的一套高硅、過鋁質(zhì)高鉀鈣堿性巖或鉀玄巖系列，呈現(xiàn)火山弧或者活動大陸邊緣巖漿屬性，前人所做的年代學成果，基本可以將東洋金礦的成礦期限定在晚侏羅世或不早于154 Ma[18]，顯示了礦床形成于晚侏羅世至早白堊世，為燕山早期晚階段或燕山晚期的產(chǎn)物，與該地區(qū)燕山期的區(qū)域成礦時間相吻合。因此筆者可以進一步認為，福建德化東洋金礦處于古太平洋板塊向歐亞板塊俯沖擠壓后的伸展環(huán)境，大規(guī)模的燕山期火山運動亦發(fā)生在此階段，巖石圈的減薄與拆沉使得地幔物質(zhì)上涌[39]，巖漿攜帶大量地幔物質(zhì)噴出地表，隨著火山運動的逐漸平復，巖漿巖的侵入作用逐漸占據(jù)主導，大量富含揮發(fā)分以及成礦物質(zhì)的流體在巖漿房富集并沿火山構(gòu)造侵入，形成一系列與成礦密切相關的脈巖，隨后以巖漿熱液為主的含礦流體在上升過程中不斷活化萃取變質(zhì)基底以及圍巖的成礦物質(zhì)，在接近地表處與大氣降水混合并發(fā)生一系列物理化學條件的變化并最終在酸性的火山巖圍巖中沉淀富集成礦。

5 結(jié)論

(1)東洋金礦床為低硫化型淺成低溫熱液金礦床，成礦過程經(jīng)歷灰白色硅化石英階段(Ⅰ)，灰色石英-黃鐵礦階段(Ⅱ)，灰白色石英-多金屬硫化物階段(Ⅲ)，乳白色石英-方解石階段(Ⅳ)。

(2)成礦初始成礦流體屬中高溫、低鹽度、含CO2巖漿流體，成礦過程以流體不混溶作用為主卸載成礦元素，同時伴有大氣水的不斷加入，就位深度<0.82 km。

(3)含礦流體來自下地殼上部或上地殼底部產(chǎn)生的巖漿，燕山期古太平洋板塊向歐亞板塊俯沖擠壓后形成的伸展環(huán)境導致火山噴發(fā)、淺成就位而成礦。

致謝:野外樣品采集得到了福建省地質(zhì)調(diào)查研究院的各位工程師以及洪鑫金礦有限責任公司領導的大力支持；實驗過程中得到了中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所、吉林大學油頁巖地下原位轉(zhuǎn)化與鉆采技術國家地方聯(lián)合工程實驗室、中國地質(zhì)科學院礦產(chǎn)資源研究所相關領導和技術人員的指導和幫助；在此一并致以衷心的感謝！