成藏期温压场精细刻画

（一）温压场分析方法

恢复和研究古地温的途径和方法有多种，本书采用镜质体反射率（Ro）作为主要的反演指标，同时结合其他资料综合分析，对不同凹陷开展热史研究，开展包括Ro资料的选取和研究井的确立、受热史特征分析，从而建立Ro-T关系式，最终求取古地温梯度和古地温等。

运用同期盐水包裹体和含烃或烃类包裹体化学体系在P-T空间投影的等容线单值变化和不同组成流体包裹体等容线在此P-T空间只相交一次的物理特性，即可确定烃类流体包裹体最小的捕获压力，如图3-39，ABC线为烃类包裹体或含烃盐水包裹体等容线，AB段为气液两相共存，到B点均一为液相；ThB为含烃盐水或烃类流体包裹体均一温度，ThC为同期盐水包裹体均一温度。利用ThC近似于该期次流体包裹体的捕获温度这一假设条件，与烃类包裹体或含烃盐水包裹体等容线对应的压力，即为最小捕获压力。

根据流体包裹体化学组成、同期盐水和含烃包裹体均一温度和室内温压条件下的气/液比等参数，美国CALSEP公司发展了运用流体包裹体模拟其捕获最小压力的方法——“共生盐水包裹体均一温度与（含）烃类流体包裹体等容线交汇法”，以及相应的PVT模拟软件——VTFLINC将各期次盐水包裹体的均一温度及其共生的同期含烃盐水包裹体或烃类包裹体的均一温度、气/液比和化学组成输入VTFLINC软件，通过运行VTFLINC软件，即可获得热动力学模拟结果，各期次流体包裹体的最小捕获压力。

（二）温压场演化特征

1温度场演化特征

以东营凹陷为例，新生代早期地温梯度较高，中期稍有下降，晚期复又回升，至明化镇时期古地温梯度达到最高，之后下降，呈现明显的“马鞍形”演变趋势。具体而言，新生代各时期的古地温梯度为：沙四初期454℃/100m，沙三初期368℃/100m，沙二初期249℃/100m，沙一初期323℃/100m，东营初期368℃/100m，馆陶初期381℃/100m，明化镇初期467℃/100m，现今360℃/100m。

利用古地温恢复方法确定沙三下亚段在明化镇末期、馆陶末期、东营末期及东营初期的古地温，表明沙三下亚段在东营末期整个凹陷处于90℃以下温度区域，仅东风2井达到90℃；到馆陶末期凹陷中部及西南部大部分面积处于90℃以上；到明化镇末期整个凹陷都处于90℃以上的温度区域。

图3-39 东营凹陷流体包裹体方法确定的油气充注期次和成藏时期事件图

2压力场演化特征

根据上述古流体压力模拟原理、方法和技术，对东营凹陷所采集样品开展了PVT热动力学模拟。

1）流体压力系数演化

将模拟获得的古流体压力除以其古埋深（由精细埋藏史投影法获得）所对应的古静水压力，即可得到古流体压力系数和捕获年龄。将古压力系数对地质年龄做图，可得到古流体压力系数随时间轴演化。

东营凹陷古流体压力系数随时间轴演化趋势（图3-40）表明：东营凹陷中深层，尤其是牛庄洼陷、利津洼陷沙三段，是自10Ma左右才开始发育异常超压（压力系数大于12）的，且一直持续至今；压力系数呈现三个旋回性，对应于三期油气充注，即第一期34～24Ma油气充注以常压系统为特征，第二期138～80Ma油气充注开始出现低幅异常超压，第三期80～00Ma油气充注发育中等-较强的异常超压；东营凹陷深层沙四-孔店组与中深层不一样，早期38～26Ma油气充注既发育低幅超压，也有常压，晚期10～2Ma油气充注以常压为主。

图3-40 东营凹陷古流体压力系数演化趋势图

与东营凹陷不同的是，惠民凹陷中深层沙三段古压力系数随时间轴演化趋势（图3-41）表明，在发生第一期油气充注的36～255Ma期间就形成常压－超压系统；255～12Ma同样为成藏间歇期；第二期油气充注的12～58Ma阶段为常压-超压系统；第三期油气充注的58～0Ma阶段为超压系统，但出现压力下降趋势。沾化＋车镇凹陷，仅根据少量的样品测试结果做出的中深层沙三段古压力系数随时间轴演化如图3-42所示。总体趋势与东营凹陷相似，压力系数呈现三个旋回性，对应于三期油气充注，即第一期34～24Ma油气充注以常压系统为特征，第二期138～80Ma油气充注开始出现低幅异常超压，第三期80～00Ma油气充注发育中等-较强的异常超压。

图3-41 惠民凹陷古流体压力系数随时间轴演化趋势图

图3-42 沾化＋车镇凹陷古流体压力系数随时间轴演化趋势图

2）测试数据约束下的温压场数值模拟

在地质分析和一维单井压力模拟的基础上，本书根据分层数据和各个地层的岩性组合数据等建立地质模型，应用IES软件系统对东营凹陷压力演化史进行了模拟重建（图3-43）。模拟结果表明凹陷超压系统演化整体上经历了早期形成—下降调整—晚期再次增大三个阶段。在流体压力模拟过程中应用流体包裹体测试获得的古流体压力数据对各地质历史时期模拟成果进行约束，结果证明，调整后使实测值与模拟值误差绝大部分保持在10%以内，大幅提高了数值模拟精度。

应用上述方法开展了东部不同凹陷的压力恢复研究。高邮凹陷地压场演化表明，苏北盆地成藏期古压力系数为103～153，普遍略高于现今压力系数。同地区、不同层系的古压力特征存在明显的差异和不同的演化过程。一般情况下，同一地区早期成藏的古压力系数较小，随着成藏时间的不断推移，压力系数逐渐变大，如沙19井，早期成藏的古压力最小为108，随着地层的不断埋深，油气的不断生成，地层压力系数依次增大到117、140，直到三垛运动地层抬升之前，压力系数达到最大。此外，不同凹陷以及凹陷的不同油田成藏时期对应的古压力具有不同的变化规律。

流体包裹体是矿物结晶生长时被包裹在矿物晶格的缺陷或窝穴内的那部分成矿流体。它至今仍保存在矿物中，并与主矿物有着相界线(含有包裹体的矿物称为主矿物)。包裹体盆地流体的“活化石”保留了成矿流体的成分、性质，可反映成矿时的物理化学条件，加之包裹体在矿物中普遍存在，因而通过研究包裹体，可获得成矿时的温度和压力、成矿溶液的盐度和密度及成矿流体的组分和稳定同位素组成等数据，在石油地质及其他地学领域有着重要意义。目前，利用流体包裹体来估算古流体压力的方法主要有以下几种:

1CO2容度法

该方法是根据CO2-H2O体系和具有CO2比值等值线p-T图解及有关资料测定压力的方法。其测定步骤如下:①找到盐水溶液包裹体和同期生成的CO2包裹体;②测定CO2包裹体的部分均一温度;③在部分均一状态下测定CO2包裹体中H2O和CO2的体积百分数;④利用公式(4-2)求出包裹体形成时的CO2密度;⑤测定盐水溶液包裹体的均一温度;⑥从CO2和H2O温压联合等容相图(图4-2)中，利用均一温度与密度线相交点引垂线，求得压力，再加上该均一温度时的水饱和蒸气压，测得其真实压力。

中国中西部地区典型低压油气藏形成机制

式中:DCO2———捕获时CO2的密度;

dlCO2———部分均一温度下CO2包裹体中CO2的密度;

V2———部分均一温度下CO2的体积百分数;

V1———部分均一温度下H2O的体积百分数。

2流体包裹体模拟方法

该方法的依据是根据流体化学成分，运用适当的状态方程建立包裹体的p-T相图和等容线。由于目前还不能定量分析单个包裹体的组成成分，通常采用爆裂仪法或真空研磨仪外接四极质谱仪获得群体包裹体化学成分，并以此作为与某期盐水包裹体共生烃类包裹体成分的近似代表，来构建该烃类包裹体的p-T相图和等容线。

图4-2 CO2-H2O体系温压联合等容线相图(据ERoedder等，1980)

1bar=105Pa。

由于形成的环境相同，油气包裹体和与之共生的盐水溶液包裹体有相同的捕获温度和捕获压力。对于两种不混溶体系，如果其成分已知，就可以用适当的状态方程分别构建等容线，其真实捕获温度和压力则位于两类包裹体等容线的交点部位(图4-3)。因此利用包裹体的p，V，T模拟估算油气藏形成的温度-压力的前提，是确定油气包裹体与盐水溶液包裹体为同期形成，关键是开展包裹体热力学研究，确立两类包裹体的等容线方程。

运用共焦荧光扫描显微镜(Confocal Laser Scanning Microscopy)能够生成单个烃类包裹体假3D图像，从而精确地测定单个烃类包裹体的气液比和油水比。另外，还需要系统测定共生盐水包裹体的均一温度。然后根据同期盐水包裹体和含烃或烃类包裹体化学体系在p-T空间投影的等容线单值变化和不同组成等容线在此p-T空间只相交一次的特点，由流体包裹体化学组成、同期盐水和含烃包裹体均一温度和室内温压条件下的气、液比等参数，来模拟包裹体的最小捕获压力，即共生包裹体等容线交会法。

通常流体包裹体的实际捕获温度-压力与均一温度-压力间有以下几种情况:①盐水溶液和石油均未达到气体饱和，捕获点为两类包裹体等容线的交点，捕获温度-压力高于两类包裹体的均一温度-压力(图4-4A);②盐水溶液和石油均达到气体饱和，捕获点为两类包裹体等值线(泡点曲线)的交点，捕获温度-压力等于两类包裹体的均一温度-压力(图4-4B);③盐水溶液达到气体饱和而石油未达到气体饱和，捕获点为两类包裹体等容线的交点，该点位于盐水溶液体系的泡点曲线上，捕获温度-压力高于油气包裹体的均一温度-压力，而等于盐水溶液包裹体的均一温度-压力(图4-4C)。

图4-3 利用同期油气和盐水溶液包裹体等容线相交法求取包裹体的捕获温度和压力(据Aplin et al，1999)

3利用NaCl-H2O溶液包裹体的密度式和等容式法

自然界中盐类包裹体虽然复杂，但它们绝大部分是富含NaCl的水溶液，在其他盐类组分很少的情况下，可以把这种水溶液作为NaCl-H2O体系来看待。我国学者根据NaCl-H2O溶液的实验数据，采用最小二乘法、数值插值等计算方法，得到含盐度≤25%w(NaCl)的NaCl-H2O溶液包裹体的密度式和等容式。只要测定包裹体的均一温度(由热台测定)和含盐度(由冷台下测出冰点而确定)，代入密度式ρ=A+BT+CT2中，即可计算出包裹体中流体的密度值。再由此密度、含盐度的等容式p=a+bT+cT2，从包裹体的形成温度可以求出它的形成压力。其中A、B、C及a、b、c为无量纲常数，可以从有关表中查得(张文淮等，1993)。

4不混溶流体包裹体法

如果包裹体在封闭以后没有发生变形、破裂和物质泄露，那么可以把它作为一个成分不变的等容封闭体系来看待。在某一时刻、一个较小地质范围内捕获的不同流体包裹体，可以认为其捕获的温度和压力是相同的。列出各流体包裹体的热力学方程，由于成分、体积不变，因此各个式中只有温度、压力两个变量，并且在包裹体捕获时它们有相同的值。求得除这两个变量以外的其他参数，联立两个式子解之，就可以获得流体包裹体捕获时的温度和压力(刘斌等，1998)。

图4-4 不同油气包裹体和盐水溶液包裹体等容线交点的位置(据潘立银，2006)

一、流体包裹体类型、分布、形状及大小

1包裹体类型

收集到的资料表明，广西热水沉积矿床中流体包裹体类型以液体包裹体为主，其气液比一般为2%～10%，少数可达20%，如金牙、浪全金矿，乐梅、泗顶、东桃铅锌矿，三江、古潭重晶石矿，但在大厂锡多金属矿床中，虽然包裹体也以液体包裹体为主，但气液比较大，多为20%～40%。次为纯液体包裹体，在高龙金矿、鸡笼顶铜多金属矿及佛子冲铅锌矿均以这类包裹体为主，而两相液体包裹体次之，另在一些矿区也有少量纯液体包裹体，如金牙金矿、东桃铅锌矿、长坡-铜坑锡多金属矿。此外，少数矿区还见有少量含NaCl子矿物的多相包裹体及含液相CO2的三相包裹体，两者在金牙及长坡-铜坑矿区均见及，并在长坡-铜坑矿区还见少量气体包裹体，其气液比可达60%～80%。

2包裹体形状、大小及分布

总体看包裹体较发育且细小，主要呈星散状、面形或群状或线状分布。单个包裹体形状为不规则状、长条形、椭圆形及浑圆形，少量为负晶形。其大小一般为3～10μm，如高龙、金牙金矿，泗顶、乐梅、东桃、佛子冲铅锌矿，鸡笼顶铜多金属矿，长坡-铜坑及龙头山锡多金属矿，而在三江及古潭重晶石矿包裹体更小，多为1～3μm，但在一些矿区也有少量包裹体较大，可达15～40μm，甚至60μm，如大福楼、高龙、金牙及鸡笼顶矿区所见。

二、成矿温度

成矿温度是控制成矿作用的主要物理化学条件之一。本书对成矿温度的研究主要是应用矿物包裹体的均一法测温结果，配合矿物中包裹体的爆裂温度，进而综合分析该类矿床的成矿温度特征。

已收集到的24个矿区矿床成矿温度资料列于表5-17。综合均一温度及爆裂温度数据，可以将该类矿床的成矿温度划分为3个区间:①360～450℃的高温区;②250～370℃的中高温区;③105～280℃的中低温区。由表5-17可以看出，在高温区的矿床主要为大厂矿田的长坡-铜坑矿床、龙头山100号矿体及大福楼22号矿体，还有钦甲锡铜矿及鹰阳关铁矿。很明显，与锡矿化有关的矿床成矿温度较高，且这种锡矿化主要表现为锡石的形成，而不是锡的硫化物或锡的硫盐矿物的形成。据刘月星等(1985)的研究，在长坡-铜坑矿床，无论锡石或石英其包裹体均一温度均可达450℃，其沸腾包裹体的均一温度，石英为360℃、400℃，锡石为380℃;在大福楼矿区，锡石中包裹体的均一温度达420℃，石英中包裹体的均一温度高达620℃，其石英的沸腾包裹体均一温度为450℃;龙头山矿区锡石的包裹体均一温度达380℃，石英中包裹体的均一温度达400℃。其石英的沸腾包裹体均一温度为380℃，均反映出高温成矿的特点。李荫清等(1989)在研究大厂锡矿的成矿流体后也指出，流体普遍而强烈沸腾时期是锡石沉淀的高峰期。可见他们的结论是一致的。这一成矿温度主要反映出矿区中第一成矿阶段即锡石-石英-(毒砂)成矿阶段锡石形成温度的特点。此外，在钦甲锡铜矿，其锡石的爆裂温度为450℃，磁铁矿爆裂温度为315℃，也表明锡石形成温度较高。而鹰阳关铁矿区镜铁矿的爆裂温度达390℃，这是与火山作用密切有关的富铁矿体中的镜铁矿，实际上，矿区附近细碧岩及凝灰岩中的磁铁矿爆裂温磁铁矿爆裂温度也达360～420℃(广西冶金地质271队，1976)，表明铁矿物的形成温度也较高。据此可以推论，在热水沉积矿床中氧化物型的金属矿物(如锡石、铁矿物)形成温度主要在高温区，虽然在锡石-硫化物阶段也是锡石的重要成矿时期，但锡石形成温度主要在320～380℃，表明仍是在中高温区。在中高温区的矿床主要有鸡笼顶铜多金属

表5-17 广西部分热水沉积矿床的成矿温度

①王正云等1993桂东南金(银)矿床成矿条件及远景预测研究。

②刘月星等1985广西大厂矿田锡石硫化物矿床气液包裹体特征及其找矿意义研究。矿、牛塘界、大明山钨矿、下雷锰矿及金矿床，这些矿床在主成矿阶段的成矿温度属中高温区，而在主成矿阶段的中晚期成矿温度下降为120～250℃的中低温度。其余重晶石矿床、铅锌矿床及汞矿床的成矿温度均属中低温范围，一般为105～280℃，这些矿床的矿化富集位置一般距热水喷流中心较远，尤其重晶石矿更是产于远离喷流中心的水体边部或浅部，喷流热水经过了一定距离的运移，并与海水发生了混合，因此其沉淀成矿时温度一般较低。

上述区内热水沉积矿床成矿温度的特征，支持了涂光炽先生(1989)提出的热水沉积矿床温度为“70～350℃或更高”的观点。

三、成矿流体盐度

广西部分热水沉积矿床流体包裹体的盐度列于表5-18。由表可知，广西热水沉积矿床的流体包裹体盐度有如下一些特征:

表5-18 广西部分热水沉积矿床中流体包裹体盐度及流体成分类型

注:括号中盐度值为平均值。

①王正云等1993桂东南金(银)矿床成矿条件及远景预测研究。

②刘月星等1985广西大厂矿田锡石硫化物矿床气液包裹体特征及其找矿意义研究。

1)广西热水沉积矿床流体包裹体的盐度(wNaCl)范围较宽，为03%～40%，属低到高盐度流体。

2)位于丹池裂陷槽中的锡多金属矿床，其流体包裹体盐度最高，一般为中—高盐度流体。以大厂矿田为代表，其中的长坡-铜坑、龙头山及大福楼矿床的含子矿物多相包裹体盐度最高，达31%～40%;3个矿区的液体包裹体(其气相比为20%～40%)的盐度也较高，长坡-铜坑矿为142%～172%，大福楼矿为238%～898%，为低—中等盐度流体。

3)大瑶山西侧的桂中—桂北地区，在重晶石矿床或铅锌-黄铁矿-重晶石矿床中，其流体包裹体盐度变化较大，一般为82%～227%，平均为140%左右。如乐梅铅锌矿床的后期方解石中包裹体盐度为95%～227%，平均为144%(张振贤等，1989)，大瑶山西侧中、南部铅锌矿流体包裹体盐度为82%～1449%(袁少平等，1989)，泗顶铅锌矿流体包裹体盐度为114%(杨楚雄，1983;引自陈毓川等，1995)。这一盐度值与福建永安热水沉积型重晶石矿的包裹体盐度值(14%，涂光炽等，1987)相近，反映这类矿床流体包裹体的盐度一般为14%左右，属中等盐度。与密西西比河谷型铅锌矿床中包裹体的盐度有一定差异，后者包裹体盐度较高，一般大于15%(卢焕章等，2004)。

4)钦防裂陷槽中的铅锌多金属矿床，其流体包裹体盐度小于10%，为03%～82%，流体盐度较低，远低于密西西比河谷型铅锌矿床中流体包裹体的盐度，属低盐度流体。

5)隆林-百色裂陷槽中金矿床流体包裹体的盐度也小于10%，一般为12%～72%。流体盐度也较低，但主成矿期流体盐度多高于淡水盐度(＜1%)及海水盐度(32%)。我国黔西南地区赋存于沉积岩中金矿床的流体包裹体盐度为1%～7%(何立贤等，1993)。卢焕章等(2004)指出，美国卡林型金矿床中流体包裹体的盐度为05%～18%，但大多为4%～6%。这反映出该类微细浸染型金矿床流体包裹体的盐度相似，属低盐度流体。

6)在同一矿区，流体盐度与温度有关，随着成矿阶段由早到晚，温度由高到低，成矿流体盐度也逐渐降低。刘月星等通过对大厂矿田长坡-铜坑矿床流体包裹体盐度的研究后得知，均一温度为400℃的包裹体盐度为157%，均一温度为380℃的包裹体盐度为149%，均一温度为300℃的包裹体盐度为47%～918%，表明长坡-铜坑矿床气液包裹体的盐度随着温度降低而降低。

据上述作者得出如下认识:①广西热水沉积矿床成矿流体盐度范围较宽，既有高盐度流体，也有中等盐度及低盐度流体;②不同矿化类型，其成矿流体盐度不同;③不同地质环境下产出的矿体其成矿流体盐度不同;④成矿流体盐度与温度有关，一般成矿温度高者流体盐度相对较高，反之亦然。

四、成矿流体成分

据广西部分热水沉积型矿床中流体包裹体成分分析结果推断成矿流体成分的类型，见表5-18。由表5-18可知:

1)各矿区成矿流体中阳离子主要为Na+、Ca2+，少部分矿区K+含量也较高，如长坡-铜坑、大福楼、古立及高龙等矿区，总体可以认为成矿流体的阳离子一般为Na+、Ca2+、K+，也有少数矿区Mg2+也较高。各矿区成矿流体中阴离子主要为SO2-4、Cl-，少数矿区F-含量也较高，如高龙及金牙金矿、长坡-铜坑锡多金属矿;还有少数矿区HCO-3含量也较高，如古立铅锌矿及浪全金矿。因此，广西热水沉积型矿床成矿流体成分的类型总体上应为SO2-4-Ca2+-Cl--Na+型，部分矿区F-、K+、Mg2+含量较高，成矿流体类型为SO2-4-Ca2++(Mg2+)-Cl-+(F-)-Na++(K+)型。

2)气相成分中除H2O外，主要以CO2含量较高为特征，多为富CO2气体的成矿流体。CO2含量较高，表明成矿流体中可能有浅部循环的地下水的加入，这些CO2可能来自于碳酸盐岩地层。

3)各矿化类型矿床的流体成分中，SO2-4均较高。Кононов(1983)据对现代热水系统的研究指出，含SO2-4的热水温度为200～300℃，矿化度在10～100mg/L，而高温和高矿化度的热水中SO2-4将不稳定(涂光炽，1988)。对比表5-18资料可知，除大厂地区矿床外，其余矿区的温度处于中高温区，盐度为中低盐度，相应矿区流体成分中的SO2-4含量较高，与Кононов所指出的特征相似。

在大厂地区，包括长坡-铜坑、巴力-龙头山及大福楼等锡多金属矿床，如前所述，其成矿早期温度较高，是360～450℃的高温区，相应成矿流体盐度也高，达31%～40%，但这时主要为锡石-石英-(毒砂)成矿阶段，锡主要以氧化物锡石的形式沉淀析出，表明成矿流体中S2-的浓度或SO2-4的浓度很低。只是到了锡石-硫化物阶段，成矿温度为250～370℃，流体盐度为中等或中低盐度，而这种条件与Кононов所指条件又相似，因而成矿流体中SO2-4较稳定，此时成矿流体中S2-含量(包裹体成分中以SO2-4表示)较高，有利于硫化物的形成。由上述可知，在中高温度及中等或中低盐度的成矿流体中，SO2-4较稳定，成矿流体具含较高SO2-4的特征。

上述流体成分特征表明，区内热水沉积型矿床的成矿流体以SO2-4-Ca2+-Cl--Na+型为特征，这也反映出由大气降水为主形成的深循环地下热水的成分特征，而某些矿床成矿流体中的K+、F-含量较高则可能与岩浆热水的混入有关。

五、成矿流体的氢、氧同位素组成

广西部分热水沉积矿床流体包裹体中水的氢、氧同位素组成见表5-19及图5-27。

1铅锌矿、重晶石矿床流体包裹体氢、氧同位素组成

铅锌矿、铅锌黄铁重晶石矿及铜多金属矿(如佛子冲、东桃、泗顶、乐梅、盘龙、古立、鸡笼顶等矿床)的氢、氧同位素值投影点均靠近大气降水线，有的投影点就在大气降水线上，而且在佛子冲、东桃、乐梅、泗顶矿区的闪锌矿本身就是区内的有用金属矿物，同时又具有矿物本身与包裹体水无氢、氧同位素交换的特点，因此，这些矿区闪锌矿中包裹体水的氢、氧同位素组成基本可代表矿床形成时成矿流体的氢、氧同位素组成。由此可以认为，这类矿化的成矿流体主要是由大气降水渗入地下深处形成的深循环地下热水组成。由图5-27还可看出其中有些矿区(如古立、盘龙、乐梅)矿物包裹体水的氢、氧同位素值投影点偏向于海水平均值，因此推测成矿流体中有不同程度的海水混入。卢焕章等(1990)指出，密西西比河谷型铅锌矿床成矿流体的δD值为-5～-35，δ18OH2O值为+004～-3，其在包裹体水的δD-δ18O关系图上的投影点更接近海水平均值及大气降水线。Kesler等(1997)通过对Appalachians地区密西西比河谷型(MVT)矿床中流体包裹体的氢、氧同位素研究后认为，成矿流体是以海水为主组成，但这种海水已是一种变化了的海水:或发生了蒸发作用，或是海水与围岩发生了反应，或是海水与有机质发生了反应。可以看出，区内热水沉积型铅锌多金属矿床成矿流体的氢、氧同位素组成与MVT型仍有一定差别，从而反映其成矿流体来源上的不同。

表5-19 广西部分热水沉积矿床中流体包裹体的氢、氧同位素组成

①王正云等1993桂东南金(银)矿床成矿条件及远景预测研究。

图5-27 广西部分热水沉积矿床矿物包裹体水的δD-δ18O关系(原图引自涂光炽等，1984，图中序号同表5-19)

广西热水沉积矿床成矿作用及找矿评价

2金矿床成矿流体氢、氧同位素组成

1)高龙金矿及金牙金矿的黄铁矿为主要载金矿物，同样具有主矿物与包裹体水无氢、氧同位素交换的特点，因此，黄铁矿包裹体水中的氢、氧同位素组成基本可代表成矿时热液的氢、氧同位素组成。从两矿区黄铁矿包裹体水的氢、氧同位素投影点接近大气降水线、但不在大气降水线上可看出，成矿流体主要由大气降水构成，但混有其他来源的水。

2)在高龙、浪全金矿，每一矿床中成矿热水的δD值变化范围很小，而δ18OH2O变化范围较大，国家辉等(1992)认为这是雨水来源的地下热水的特征，而δ18OH2O变化范围大又反映出两个矿区石英中包裹体水具“氧同位素漂移”特征。其δD与δ18OH2O值的投影点较分散，有的落于原生岩浆水附近，浪全金矿更有一个投影点落于原生岩浆水区，据此推测地下水中可能混有少量岩浆水。

3)金牙金矿石英中包裹体水的δD值变化范围很小，较为均一，δ18OH2O值变化范围亦很小，也很均一，说明石英中包裹体水的来源具一致性。同时石英中包裹体水的δD和δ18OH2O值稍具正相关关系，具同生水特征。一般认为，同生水常与围岩发生同位素交换，致使其氢、氧同位素组成发生变化(国家辉等，1992)。

根据上述分析推测，广西热水沉积型金矿的成矿流体主要是由大气降水的深循环地下热水组成，并混有部分海水、同生沉积水或岩浆水。

3锡多金属矿床流体包裹体氢、氧同位素组成

锡多金属矿床(长坡-铜坑、龙头山、大福楼)包裹体水的氢、氧同位素投影点都离岩浆水区较远，除个别样品外，亦不在变质水区，因此，其成矿流体一般应与岩浆水及变质水无关。其中3个样品的δD值都低于-100，张理刚等(1995)指出，如果成矿流体δD值低于-90，尤其低于-100时，对于一般高中温热液体系而言，通常可推断主要是大气降水成因。据此推测，该类矿床成矿流体主要是来自大气降水的深循环地下热水。但是这些投影点又远离大气降水线，表现出明显的“氧同位素漂移特征”，张理刚等(1995)指出，热液水氧同位素“漂移”是大气降水热液的普遍特征。这种氧同位素漂移可能是大气降水与岩石中的氧发生了氧同位素交换。因此，推测该类矿床的成矿流体主要是来自大气降水的深循环地下热水，并混有同生沉积水(建造水)。

综合上述不同矿化类型成矿流体氢、氧同位素组成的研究可以认为，广西热水沉积矿床的成矿流体主要由大气降水渗入地下深处形成的深循环地下热水组成，在不同矿区可能有海水、同生沉积水(建造水)或岩浆水的混入。

温度是古流体形成和演化的重要动力学因素，是控制油气形成和演化的重要条件。储层自生矿物中的包裹体均一温度是储层中自生矿物形成温度的反映，不同组合类型包裹体的均一温度不同，反映了油气不同运移期次地层埋藏深度的差异。在镜下包裹体薄片鉴定以及成岩作用研究的基础上，分别采用均一法和冰点法对本区包裹体进行了均一温度和盐度的测定。从测试结果看，三塘湖盆地侏罗系储层中包裹体均一温度分布在91～150℃之间，盐度在157%～868%之间。从分布直方图上看(图5-6，图5-7)，均一温度主峰在130℃左右，盐度的主峰在6%左右。

图5-5 三塘湖盆地侏罗系储层不同类型包裹体

图5-6 三塘湖盆地侏罗系储层流体包裹体均一温度分布直方图

图5-7 三塘湖盆地侏罗系储层流体包裹体盐度分布直方图

1成矿系统划分

区内的矿床类型，已有较系统的研究，其类型特征和实例参见表7-5。

按照含矿建造岩石组合、矿源场和矿床组合类型（是否含硼矿），可划分出两个成矿亚系统，即里尔峪组的含硼镁成矿亚系统和大石桥组的镁成矿亚系统（表7-6）。

2成矿物质来源

成矿物质是成矿系统中的物质基础，根据镁质非金属矿床主要成分，可以看出，镁质碳酸盐岩建造镁质非金属成矿系统的成矿物质主要是Mg，B，Si等元素。主要有幔源、壳源、海水源和大气降水源，构成了较为复杂的矿源场系统。

（1）镁质来源

根据岩相特征、微量元素地球化学和稳定同位素地球化学特征分析，里尔峪组硼、镁矿床的镁质来源主要是火山物质，而大石桥组镁质矿床的镁质来源则主要是海水。

1）大石桥组菱镁矿与白云石大理岩中缺乏火山岩，而且发育大量变余的沉积组构。菱镁矿层内还见叠层石，从岩相特征看菱镁矿和白云石是沉积成因的。

2）菱镁矿和白云石大理岩的稀土含量接近。一些难迁移元素Ti，Zr，Nb，V等的含量均小于或接近于海相碳酸盐岩的含量，说明菱镁矿和白云石大理岩是海相成因的。

3）菱镁矿和白云石碳同位素δ13C（PDB）值接近，其变化范围是-29%～＋03%，平均值接近于零，说明岩石中碳的海水来源。氧同位素δ18O（SMOW）值也接近，它们的变化范围是＋793‰～＋1705‰，平均值接近于＋10‰。

4）大量菱镁矿、藻类菱镁矿和藻白云石大理岩共生的事实可能是大量镁质生物来源的证据。Valdiya（1968）提出，藻类在菱镁矿形成过程中起到了重要作用。此外，来自北方古陆含镁质或镁铁质岩石的风化作用也为沉积盆地增加了镁的含量。

（2）硼质来源

关于辽东硼矿床中硼镁的来源比较复杂，既有火山喷发、又有热水沉积或海相 湖蒸发等多种形式。主要证据如下：

1）硼矿床的容矿岩石与含硼岩系变粒岩段的火山岩常呈互层状整合产出，区内硼矿床的厚度及规模均与含硼岩系火山岩厚度成正相关；

2）有大量热水沉积的硅质岩，角砾状等热水沉积组构和电气石类矿物（彭齐鸣，1999）；

3）含大量碱金属和钠长石化等地幔射气来源组分；

4）矿石与火山岩之间成矿元素、微量元素、稀土元素、硫、碳、硼同位素分布特征一致。

表7-5 镁质碳酸盐岩建造主要镁质非金属矿床成因类型

续表

（据陈从喜等，1998）

表7-6 辽东古元古代裂谷带镁质碳酸盐岩建造镁质非金属矿床成矿系统简表

（据陈从喜等，1998）

（3）硅质来源

沉积阶段硅质来源有两类，一类是常见的陆源碎屑沉积，另一类是热水沉积岩。后者的硅质条带或条纹状稳定产出，经变质后常形成石英岩和透闪岩、透辉岩。变质成矿期硅质来源主要是成矿围岩，少量来自成矿流体。

可以认为，镁质碳酸盐岩建造是这类矿床形成的主要矿源层和储矿场所，其早期物质来源可能与古元古代辽东裂谷的地幔隆起、岩浆演化形成有关的火山岩和热水流体有关，它们为硼、菱镁矿大规模成矿作用提供了巨量成矿物质。

3成矿流体输运

（1）成矿流体动力

本区成矿流体的驱动力主要有构造应力、热力、围岩压力等动力类型。

本区早期裂谷以拉张运动为主，导致上地壳开裂，大量火山物质喷流地表，形成里尔峪组下部火山岩。这一减压作用可造成深部流体运移到较浅部位甚至地表。裂谷带内地幔上拱和射气作用，也导致裂谷带内地壳温度升高。上升的热流可以加速地壳内流体循环和溶解成矿物质，并沿盆地边缘同生断裂上升，形成大规模矿化-热水沉积岩和硼-菱镁矿层。

在裂谷闭合期，南北向的挤压构造应力为成矿流体加压，上覆岩层的压力和围岩压力以及残余地幔或热点使地壳热流值升高，它们都是成矿流体的驱动力。较高压力的成矿流体（热卤水）沿剪切带上升，并与围岩交代，形成大规模矿化，如滑石矿床。

（2）成矿流体运移路径

根据成矿区岩矿石组构研究，结合区域构造和矿床（点）区域分布特征，本区成矿流体运移路径可以辨认出以下几点：①本区里尔峪组电气石、硅质岩的大量出现是热水流体的主要标志；②电气石化、滑石化、绿泥石化、蛇纹石化和水镁石化等是成矿流体交代蚀变的结果；③硼矿床定向分布是受古流体通道大型断裂带控制的；④滑石矿床内纵向剪切带和北东向剪切带是滑石成矿流体运移通道；⑤碳酸盐岩层岩石孔隙和岩溶发育，矿液沿岩石的孔隙运移，其上、下均有隔水层，对矿液具屏蔽作用。总之，在构造和岩浆热等动力作用下，成矿流体沿运移通道上升至成矿有利地段沉积和富集。

4成矿物质的富集与储存

（1）成矿物质大规模富集的原因和方式

辽东硼、镁大规模富集的主要原因和堆积成矿方式如下：

1）物理化学条件改变。

含矿流体p-V-t-x（压力、体积、温度、组分等），以及pH值，Eh值， 等值的改变能造成矿质的沉淀和聚集。这是成矿作用发生的主要原因之一。蒸发盆地中，由于热流体的加入引起温度的升高和化学成分的变化，包括pH值、Eh值的变化。构造作用，尤其是断裂阶段，封闭体系的裂开造成流体压力的下降，流体的分离，从而引起热液矿物的结晶。在断裂封闭阶段，断裂后流体压力的下降和更深源流体的上升将有助于石英沉淀，由于流体压力下降而不能混合的流体则有利于碳酸盐沉淀。

2）流体浓缩。

蒸发作用是主要的方式。本区B，Mg都是经过蒸发作用沉积的。盐湖水的大量蒸发析出使得盐湖水体中成矿物质因浓缩而富集，从而促进一部分过饱和物质结晶沉淀而堆积聚集。

当成矿流体沿断裂带上升至地壳表部，或由挤压构造转向张性构造时，流体突然减压，导致流体沸腾，使大量气体逸出，并使流体盐度增大和矿质富集。

3）流体混合。

流体的混合是常见的成矿方式。本区发生了多种流体的多次混合作用。在盐湖沉积期，有富硼、镁地热泉注入湖水，并与湖水发生混合，还有地表富CO2及含镁水体汇入湖水，使盐湖水体富集CO2和硼镁质。变质成矿期有含水矿物脱水形成的变质水，并发生封存海水、热卤水与变质热液的混合，促进流体中SiO2的溶解和水/岩反应。

4）水/岩反应。

水/岩反应是产生成矿流体的一个重要条件。地下热水溶解富含硼、镁、硅质的火山岩和镁质碳酸盐岩，并与围岩反应，如绿泥石化、滑石化、碳酸盐化、钠长石化、硅化，使水和杂质减少，成矿流体多次浓缩，造成矿质的沉淀。

5）生物作用。

辽东大石桥组菱镁矿的富藻类、碳同位素特征等表明镁矿层有机质的存在。在流体运移过程中，有机质的加入能改变流体的pH值、Eh值和氧化还原条件，因而导致有用组分的沉淀富集。

（2）储矿场及其形成机制

储矿场，也称矿石堆积场地或矿床定位场所。从辽东硼、镁质非金属矿床的成矿特点，组成储矿场的主要成矿动力型式有耦合成矿和叠加成矿两个基本型式：

1）耦合成矿。

耦合成矿包括矿源场、流体场、热场（能量场）、应力场等在一定的时空条件下耦合，形成矿石沉淀条件的最佳匹配，构成储矿场。硼镁矿床的矿源场是镁质碳酸盐岩建造。流体场早期由蒸发盐湖的水体和富硼、镁、硅的热泉水和富CO2的陆表水和地下水构成，中期由封存的海水、热卤水、变质水构成，晚期由大气降水、岩浆水和变质水的混合水构成。热场是裂谷张裂时地幔隆起、岩浆活动和地幔射气影响的热能，以及区域变质期的构造动力。应力场是裂谷张裂时南北向的张性应力场和区域变质期南北向的挤压应力场，晚期是北东-南西向的挤压和北西-南东向的伸展构造应力场。上述诸场的耦合是形成储矿场的重要原因。

2）叠加成矿。

早期沉积成矿作用发生后，又经过后期的变质成矿作用，两者重叠在同一空间。辽东的硼、镁矿床早期是同生沉积成矿，后期是变质改造成矿，晚期是热液改造成矿，因而使后生矿床与同生矿床叠合一起。

上述辽东的两类储矿场是相互交叉和重叠的。沉积成矿期形成沉积耦合储矿场，变质成矿期又形成变质耦合储矿场，改造成矿期还形成改造耦合储矿场，这三类耦合储矿场叠加在一起，就形成了辽东复杂的大规模的硼镁矿床成矿系统。

5成矿系统作用过程

根据以上研究成果，辽东镁质非金属矿床经历了三个主要的成矿期，即古元古代的沉积成矿作用、古元古代末的变质改造成矿作用和印支期—燕山期表生改造成矿作用。根据成矿物质来源和成矿条件的差异，此成矿系统又可分为两个成矿亚系统，即里尔峪组硼镁成矿亚系统和大石桥组镁成矿亚系统。

（1）沉积成矿作用过程

在古元古代，南北两侧不断拉张，幔源物质上拱，造成火山喷发。规模较大的富含硼的火山活动带来大量成矿物质，而在其之后却出现了干旱气候条件。在火山岩之上形成“镁质碳酸盐＋镁质硼酸盐＋硫酸盐”组合的蒸发岩沉积。

1）里尔峪组硼镁成矿亚系统。

里尔峪组含硼岩系沉积期属优地槽构造环境，辽东硼矿除与火山活动有关外，还与蒸发作用有关。硼、镁成矿盆地是辽东裂谷中的三级局部热卤水盆地。仅靠卤水的蒸发，较难使硼酸盐充分沉淀，形成巨大的硼矿床。区内硼矿床中，一般下盘有4～46 m的镁质大理岩或者富镁的大理岩，其上才是致密块状的硼酸盐矿层，说明该成矿盆地早期是富含Mg2＋的卤水，Mg2＋除满足沉淀镁碳酸盐岩外，还有足够剩余，因而当富硼的热泉喷出海底进入盆地后，由于不同成分和物理化学条件的流体的混合，改变了蒸发盆地的物理化学条件，如卤水温度的降低，特别是与Mg2＋的相互作用，导致镁硼酸盐的迅速大量沉淀，因而不同成分溶液在成矿盆地中的相互作用是形成超大型硼矿床的条件。

2）大石桥组镁成矿亚系统。

含矿建造沉积相（由北而南）：滨岸碎屑岩相→闭塞台地相→沿岸滩坝相→半闭塞台地相→开阔台地相。其中闭塞台地相形成于平均低潮线以下的沉积区，其沉积环境可能代表古陆边缘的 湖。因当时气候干热， 湖内海水蒸发量较大，海水盐度不断提高，Mg2＋、Ca2＋等离子含量较高，且Mg2＋/Ca2＋值较大， 也较丰富。

目前所知，辽东镁质非金属矿床沉积成矿作用至少存在以下两种形式：

1）化学沉积成矿作用 蒸发环境下， 湖中白云石首先沉淀， 当 湖中Mg2＋富集到足够程度，并有足够的 时，发生菱镁矿沉淀。

2）生物化学沉积成矿作用 大石桥组菱镁矿岩层中大量叠层石说明菱镁矿沉积有生物的参与。现代叠层石研究认为，藻类一般形成方解石和白云石，很难形成菱镁矿；但元古宙时，全球海水中Mg2＋普遍较高，起初叠层石吸收Ca2＋，Mg2＋形成白云石，海水中Ca2＋减少，而Mg2＋相对增高，叠层石也可吸收Mg2＋形成菱镁矿。

（2）变质改造成矿作用过程

变质成矿作用包括区域变质成矿作用和后期的热液蚀变成矿作用，由于这些作用，发生了矿质的进一步富集和新矿物的生成，即变质改造成矿作用。两个成矿亚系统虽然经历了相同的变质和变形作用过程，但因矿源层物质的差异，成矿系统产物也是有所不同的。

1）里尔峪组硼、镁矿床成矿亚系统。

根据含硼建造内典型的变质岩石共生组合及其变质矿物的研究，确定含硼建造遭受了中压角闪岩相的区域变质作用（t＝620～650℃，p＝05 GPa）（王培君，1996）。在此温压条件下，结合王秀璋（1964，1965，1974）所做硼酸盐矿物的水热合成实验，将几种重要的硼酸盐工业矿物的化学反应式推断如下：

成矿系统论

成矿系统论

反应（2）当矿床容矿岩石中镁大量存在时或容矿岩石中镁、硅共存时，

成矿系统论

成矿系统论

成矿系统论

当CO2大量存在时，

成矿系统论

上式说明反应（2）～（5）进行时，放出大量CO2，才使遂安石得以存在。

2）大石桥组镁成矿亚系统。

最初的白云岩、菱镁矿层形成后，随着上覆沉积物的加厚和地热梯度的增加，一些矿物重结晶和含水矿物脱水。吕梁运动使辽东裂谷闭合，辽河群宽甸群褶皱变质，沉积的菱镁矿和白云岩在区域变质-混合岩化过程中进行了第二次富集，白云岩、菱镁矿改造为白云石大理岩和粗粒状菱镁矿。同时，由于含矿建造发生的绿片岩相-角闪岩相区域变质作用和富SiO2热液交代作用，在构造有利部位形成滑石、绿泥石矿床。

滑石交代作用通过两种方式进行，在贫石英的含石英菱镁矿大理岩中主要是由含硅酸的热液与围岩中的菱镁矿反应形成滑石；在富石英的石英（化）菱镁矿大理岩中，在成矿热液作用下围岩中的菱镁矿和石英完全变为活动组分，互相置换组成新矿物滑石，成矿热液在交代中起了促进和平衡作用，被交代的石英化菱镁矿大理岩中的石英脉、石英“鲕粒”和石英晶簇仍保持其原有的外表形态。

成矿热液交代含石英菱镁矿大理岩和硅化菱镁矿大理岩形成滑石按下式：

成矿系统论

成矿热液交代含石英白云石大理岩和硅化白云石大理岩形成滑石按下式：

成矿系统论

（3）后生改造成矿作用过程

变质矿床形成后随地壳折返，接受改造，特别是在印支期—燕山期花岗岩成岩时热能的驱动下，在大气降水的参与下，形成块状水镁石、海泡石矿床。根据野外矿床岩石组合及矿石、脉石矿物的共生特点和它们之间的交代关系，可辨认出三期热液变质作用：

1）蛇纹石化作用期。

当岩体侵入到地层浅部时，开放、半开放体系矿源层中的大气降水受岩体热能的驱动形成浅成循环热水。白云岩、菱镁矿首先与流体中少量的SiO2形成蛇纹石（岫岩玉）或蛇纹石化大理岩。随着温度的进一步升高，流体剩余的二氧化硅与蛇纹石形成滑石及镁橄榄石等二氧化硅不饱和矿物。

此时，水镁石开始出现，并伴随有水镁石交代蛇纹石、滑石、镁橄榄石，蛇纹石又交代镁橄榄石的反应。此阶段的温度在300～400℃之间。

成矿系统论

成矿系统论

上述反应可以解释在辽东地区的大部分水镁石矿中，经常有蛇纹石与水镁石共生，以及在一些水镁石矿体中（如徐家台水镁石矿），残余有镁橄榄石团块的原因。

2）水镁石成矿期。

当随着体系反应的进行，且H2O的分压增大时，菱镁矿大量转变成水镁石。中酸性岩浆侵入，与镁质碳酸盐岩发生接触变质。

3）纤维状海泡石化期。

富含Mg2＋，SiO2的热液在菱镁矿、白云石大理岩裂隙中缓慢沉淀、充填形成纤维状海泡石。

6成矿系统模式

综上所述，将辽东地区镁质非金属矿床成矿系统模式概括如下（图7-7）：

1）成矿地质背景：古元古代大陆裂谷背景下的陆相裂陷-海相 湖沉积，中生代太平洋板块向亚洲东部边缘的俯冲，形成构造-岩浆弧带。

2）成矿时代：古元古代（23～19 Ga）沉积成矿，古元古代末（19 Ga）变质改造成矿，印支、燕山期（250Ma～130Ma）后生叠加改造成矿。

3）含矿建造控矿：陆相蒸发盆地相-浅海相火山-沉积盆地蒸发岩镁质碳酸盐岩建造；变质建造-绿片岩相-角闪岩相镁质大理岩建造。

4）古岩相控矿：里尔峪沉积期中央凹陷区火山沉积岩带蒸发盆地沉降中心控制硼矿沉积，变质改造成矿为硼矿-菱镁矿-滑石-蛇纹石-石棉-透辉石-透闪石。大石桥沉积期北缘斜坡区钙镁碳酸盐岩相控制菱镁矿-白云石，变质后是菱镁矿-滑石-绿泥石-水镁石成矿带。

5）构造控矿：区域复背斜、向斜的两翼，特别是向斜，易于保存不被剥蚀；次级褶皱控矿，轴部或接近轴部破碎带、剥离构造、层间滑脱构造带、韧性剪切带，属张-剪性应力环境，是成矿容矿空间；早期区域性断裂构造是热液成矿的成矿通道，后期断裂构造对矿体破坏和改造。成矿构造有时是多种构造复合交叉集合体。

6）岩浆岩体的控矿：主要是印支期—燕山期的中酸性花岗岩，是菱镁矿、白云石分解和水化的热源，形成块状水镁石、纤维状海泡石等。

7）流体控矿：早期富硼、镁、硅火山热液或热泉水形成蒸发岩系，高盐度卤水使硼镁石、白云石、菱镁矿沉积；晚期热卤水、富镁、硅变质流体对镁质碳酸盐岩建造改造生成滑石、绿泥石、蛇纹石、等镁硅酸盐和透辉石、透闪石等钙镁硅酸盐矿物，后期大气降水、变质流体、少量岩浆水（局部）改造成水镁石、海泡石。

8）主要成矿作用：沉积成矿作用，包括热水沉积、生物沉积成矿作用；变质改造成矿作用，包括重结晶、热液交代和充填作用。

9）三个主要成矿期：沉积成矿期、变质改造成矿期和后生改造成矿期，但以变质改造成矿为主。

10）成矿系统产物：镁质非金属矿床成矿系列，里尔峪组硼-镁成矿亚系列，大石桥组镁成矿亚系列，七个常见的矿床组合和硼、镁矿化异常带。

图7-7 辽东地区古元古代裂谷带镁质非金属矿床成矿系统模式

（据陈从喜等，1998）

11）成矿系统的保存与变化：古元古代末期主成矿系统形成后，经受多次构造变形重就位，使矿体复杂化，后期菱镁矿-滑石矿体部分改造成水镁石、海泡石矿体。

（一）氢、氧同位素

绿岩带金矿床的氢氧同位素组成见表2-29和图2-14，概括起来有如下几个特点：

表2-29　绿岩带金矿床氢、氧同位素值

资料来源：沈保丰等，1994；田永清等，1994；骆辉等，1995；胡小蝶等，1991；杨振升等，1991；王时琪，1985；谢奕汉等，1991。

（1）各矿床石英的δ18O值的分布范围都很窄（＋10‰～＋135‰），根据包体测温所计算的流体包裹体水的δ18O值，多数集中在＋3‰～＋8‰，表明成矿流体的氧同位素值与围岩岩性和构造域无关，这意味着成矿流体与各种围岩达到了充分的氧同位素交换，据此可推断成矿时流体/岩石的比值较大，而同时流体源区的水/岩比值较小。

（2）相对于氧同位素值，各矿床的氢同位素值变化范围较大，δD多介于-30‰～-125‰，一方面可能由于次生包裹体的影响，另一方面也可能反映了成矿时存在氧化还原反应，当还原的含氢流体与氧化的含氢流体之间相互作用时就会导致氢同位素的分离作用。

（3）在δ18O～δD图上大部分点落于变质水和岩浆水区域之外，且多数集中于岩浆水区偏左下方，这说明成矿流体的来源和性质具有一定的相似性。

（4）与国外太古宙绿岩带金矿床相比，氧同位素组成范围大致相似或相近，但氢同位素多数偏小，部分样品氢氧同位素特征与浅成热液金矿床及霍姆斯塔克金矿床的成矿流体相近。

图2-14　绿岩带金矿床的氢氧同位素图解

1—南龙王庙；2—五台山BIF金矿床；3—排山楼；4—金厂峪；5—小营盘；6—夹皮沟

（5）除排山楼金矿床外，赋矿变质岩的变质水与理想条件下计算的变质水范围很不一致，如张宣地区变质水δD偏低很多；而五台山绿岩带条带状磁铁石英岩石英中的流体δD更低，另一方面硅酸盐（白云母、角闪石）的δD值又偏高，含金石英脉的包裹体水似介于两者之间。

（二）碳、氧同位素

表2-30给了几个绿岩带金矿床中碳酸盐的碳同位素组成，与国外典型的太古宙绿岩带金矿化碳酸盐的碳、氧同位素组成很接近。对这种同位素组成的示踪涵义目前有多种认识：岩浆源（Burrons和Spooner,1989,1991）；幔源（Colvine,1988;Cameron,1988）；混合源（Golding等，1983;Kerrich等，1989）；变质源（Groves等，1987）。

表2-30　绿岩带金矿床碳酸盐矿物碳、氧同位素组成

注：①田永清，1990、1994；②沈保丰等，1994；③骆辉等，1994；④杨振升等，1991。

（三）流体包裹体类型、产状和成分

绿岩带金矿床石英中主要见三类包体：CO2包体、H2O-CO2包体及水溶液包体。此外在多数矿床中还见有极少量的含盐类矿物子晶包体。比较而言，浸染状矿化包裹体的体积小，多数＜5μm，而脉型金矿流体包裹体的体积较大，多数为2～15μm，最大可达50μm。CO2包体一般呈负晶形，气液包裹体和水溶液包裹体一般呈椭圆状、纺锤状、水滴状和不规则状。包裹体群体分布见有线状、带状、平行纹状和不规则岛状，线状和带状型群体在各矿床中皆较发育，往往切割石英颗粒边界，相互穿插，表明矿体在成矿后都受到了不同程度的改造。

流体包裹体以中低盐度为主（表2-31），多小于6%NaCl。在鹿沟、小板峪、小营盘等矿床中见到少量盐类子晶包体，表明盐度可能较大，其原因一方面可能与成矿时发生的H2O-CO2-NaCl体系相分离有关（石英中流体包裹体成分变化大，CO2包体和水溶液包体并存证明了这一过程的存在），另一方面也可能与绿岩带变质程度较高有关，研究表明，从高变质相向低变质相的转变可产生盐度为7%～20%NaCl的变质流体（Crawford等，1979）。包体的成分具有多变性，特别是H2O和CO2的变化尤为明显，如夹皮沟金矿H2O的含量（116～3174）×10-6,CO2含量（4～43030）×10-6。阴离子和阳离子的比值总的看来显示出n（Na＋）＞n（K＋）、n（Cl-）＞n（ ），n（Ca2＋）＞n（Mg2＋），表明成矿流体是多组分的复杂体系。

表2-31　绿岩带金矿床石英流体包裹体成分及物理化学特征

（四）流体来源的讨论

绿岩带金矿床成矿流体来源长期以来争论纷纭，有变质水、岩浆水、上地幔去气和下地壳麻粒岩化水、海水、大气水和混合水等各种不同的观点。这种认识上多样性的原因一方面在于成矿流体性质的复杂性，成矿流体的演化、混合以及水/岩交换可能改变、消除其本来面目，而另一方面现有的地质地球化学理论和技术无法建立起清晰截然的判别标准。从上述流体包裹体特征和同位素示踪可以推断，成矿流体的来源和任何单一来源都不相似，这似乎暗示了混合来源的可能性。不少研究者虽然对流体的来源有不同的看法，但大都注意到含矿流体在地壳浅部的混合及其变异性（Phillips等，1991,1992;Groves,1991,1993;Kerrich等，1992,1993）。事实上，绿岩带金成矿与高的地温梯度密切相关，而地温梯度的增加必然引起地壳上部流体的循环和中下地壳的变质作用、混合岩化作用甚至部分熔融作用。由此可以推论，广泛的金矿化作用应该是地壳规模流体活动的结果，而这种流体也必然不可能是单一的。尽管如此，不同类型金矿床的成矿流体性质仍有倾向性，如BIF中金矿床和火山块状硫化物金矿床的早期成矿作用可能有海水的加入，广泛发育的排山楼型浸染状金矿和夹皮沟型脉型金矿的成矿作用与变质变形作用和晚期钾质岩浆活动有密切的时空关系，因此成矿流体可能主要是变质水和岩浆水，但不排除天水或海水参与的可能性，如于清义（1994）发现夹皮沟含金石英脉流体的稀土元素组成与海水最为接近。