辽宁省开封沟金矿流体特征、锆石U-Pb年龄及矿床成因研究

2013-01-12张立仕孙丰月张雅静王宇利

地质与资源 2013年2期

张立仕，孙丰月，张雅静，李良，王宇利

（吉林大学地球科学学院，吉林长春130061）

0 引言

辽宁省清原地区是我国著名的太古宙花岗-绿岩地体分布区，也是中国重要的产金区.在世界上，很多中温热液脉型金矿床常产于太古宙变质地体中，但中国与世界其他地区不同，缺乏太古宙脉状金矿，其脉状金矿主要形成于中生代，且绝大多数分布在华北克拉通内的几个金矿化集中区内.我国的这类金矿床具有“既老又新”的特点，所谓“老”是指金矿床主要分布在具有古老的前寒武纪基底地区，“新”是指矿床的形成时代要比基底晚得多，中生代成矿占主导［1］.开封沟金矿是这类金矿床的一个代表，通过研究此种类型金矿床的流体特征以及矿床成因，对提高该区域中温热液脉型金矿床的认识很有帮助.

1 地质背景

1.1 矿区地质特征

开封沟金矿位于华北克拉通北缘，辽东台背斜铁岭-靖宇古隆起西部，该古隆起即为清原花岗绿岩地体.由于区域内变质作用、混合岩化作用强度大，延续时间长，太古宙绿岩带被花岗岩类岩体切割成多个绿岩体［2］.浑河断裂呈北东东向穿过研究区，将花岗绿岩地体分成了浑南和浑北两大部分（图1），断裂两侧广泛分布有角闪岩相与麻粒岩相太古宙变质杂岩，统称为清原群［3-4］.开封沟金矿位于浑河深大断裂的南侧.矿区内出露的地层主要为太古宇清原群红透山组地层，岩性主要为黑云斜长片麻岩、角闪斜长片麻岩及混合花岗岩.区域构造主要表现为断裂构造，浑河断裂为本区内的一级断裂，其为郯庐断裂在辽宁省的东部分支.断裂总体走向北东，倾向北西，局部倾向南东，倾角40~60°.断裂带宽1~5 km，带内见有50m宽的挤压破碎带，见有紫色、灰白色断层泥，断层泥两侧岩石强烈破碎，并发育角砾及挤压片理［5］.矿区以单斜构造为主，岩层总走向北东，倾向北西，局部呈复式褶曲.矿区内岩浆活动强烈，主要为燕山期侵入体，脉岩类型主要有花岗斑岩、中细粒花岗闪长岩和安山玢岩，其中花岗斑岩体与成矿作用关系最为密切，是本文研究对象之一.岩石具斑状结构，斑晶主要为石英和碱性长石，基质为隐晶质，块状构造.

1.2 矿床地质特征

矿区主矿体走向北东，倾向北西，倾角50°左右.矿体受北东向挤压性构造控制，脉宽0.3～0.6m，产状与含矿断裂产状基本一致.矿体围岩蚀变类型主要有硅化、绢云母化、黄铁绢英岩化、绿泥石化和碳酸盐化.矿石矿物以黄铁矿为主，次为黄铜矿、方铅矿、闪锌矿及微量的银金矿.脉石矿物主要为石英，其次为绢云母、白云母、绿泥石及碳酸盐矿物.矿石结构以半自形粒状结构为主，其次为碎裂结构.矿石构造主要为细粒浸染状构造，其次为角砾状构造.

根据矿石结构、构造、矿物共生组合以及相互穿插的关系（图2），可将该区金矿成矿划分为4个阶段.

I）黄铁矿-石英阶段：以硅化为主，晚期出现黄铁矿化，由于石英脉的侵入，成矿作用开始.

II）石英-黄铁矿阶段：以硅化、绢云母化和黄铁矿化为主.该阶段形成粒状石英和颗粒较大的黄铁矿，但含金量低.

III）石英-多金属硫化物阶段：主要有硅化和绿泥石化.早期形成的矿物遭到后期构造的破坏，发生碎裂（如黄铁矿破裂现象发育）.同时形成细粒黄铁矿、闪锌矿、黄铜矿、银金矿、自然金等.该阶段为金矿物的主要形成阶段.

Ⅳ）石英-碳酸盐阶段：矿化基本结束，形成方解石等碳酸盐矿物，常呈脉状.

2 流体包裹体岩相学及显微测温学

2.1 流体包裹体类型

在对矿床进行详细野外调研的基础上，采集了开封沟井下坑道中不同成矿阶段的含矿和不含矿石英脉样品.将以上样品磨制成厚度大约为0.2mm双面剖光的薄片，然后选择具有代表性的原生包裹体进行显微热力学研究和激光拉曼光谱分析.根据包裹体室温下的相态以及组成成分，将其分为3种类型.

Ⅰ型包裹体，室温下由水溶液以及气泡两相构成，包裹体气液比介于10%～30%，大小介于4～10μm（图3），测定其冰点温度Tm和完全均一温度Th.该类包裹体主要在Ⅲ阶段及Ⅳ阶段发育，Ⅱ阶段部分发育.

Ⅱ型为含CO2三相包裹体，由液相水溶液、液相CO2和气相CO2组成.CO2占包裹体总体积的20%～80%，包裹体大小介于 3～10 μm（图 3），测定其固相CO2融化温度 Tm（CO2）、CO2笼合物熔化温度 Tm(cla)、CO2相部分均一温度Th（CO2）以及包裹体完全均一温度Th.该类包裹体多存在于Ⅰ、Ⅱ阶段石英中，孤立产出或与气液两相包裹体共存.

Ⅲ型为纯CO2包裹体，全由CO2组成.气相CO2占CO2相整体体积的10%～20%，包裹体大小介于3～10 μm 之间（图 4）.测定固相 CO2熔化温度 Tm（CO2）及CO2相部分均一温度 Th（CO2）.该类包裹体多产于Ⅰ、Ⅱ阶段.

2.2 流体包裹体均一温度、盐度和密度

显微测温结果（表1）表明，不同类型包裹体的温度范围差异明显，含CO2三相包裹体均一温度最高可达380℃左右，气液两相包裹体均一温度介于110～286℃，反映了不同类型的包裹体是在不同成矿阶段捕获的特征（图4）.利用经验公式［6-7］计算出开封沟金矿盐度范围为 0.35%～19.55%（NaCl质量分数）（图 5），表明开封沟金矿的成矿流体盐度较低.根据均一温度和盐度，应用经验公式［8-9］求出流体的密度介于0.59～1.04 g/cm3，平均 0.77 g/cm3.（图 6）.

综上所述，开封沟金矿的流体包裹体显示了该矿床中温、低密度、低盐度的特点.

2.3 流体包裹体压力及成矿深度

通过流体包裹体研究发现，成矿早、中阶段富CO2包裹体和气液两相包裹体共生，因此认为这2种不同包裹体应为相同物理条件下被捕获，并出现H2O和CO2不混溶.选取12组气液比较小的Ⅰ型包裹体与Ⅲ型包裹体，利用Brown等的H2O-CO2-NaCl体系P-T相图等容线相交法［10］得到其捕获时的流体压力，约为64～91MPa（图 7）.

对于气液两相包裹体，根据包裹体的均一温度以及流体盐度，利用邵洁涟［11］计算流体压力的经验公式，计算得出中、晚阶段Ⅰ型包裹体的流体压力介于26～77MPa.

对于断裂控矿的脉状热液矿床而言，成矿深度的确定有助于解释矿床成因，故成矿深度的确认一直广泛受到矿床学者的关注.孙丰月［12］将 Sibson［13］的断裂带流体压力和深度之间的垂直分带规律引入到脉状热液金矿床成矿深度的计算中，据此得出开封沟金矿床成矿早阶段深度为6.5～7.9 km，成矿晚阶段深度为

表1 开封沟金矿床石英流体包裹体特征及参数Table1 CharacteristicsandparametersofthefluidinclusionsinquartzfromtheKaifenggougolddeposit

2.6～7.1km，即该矿床属于中等深度的矿床，并且反映了在成矿过程中地壳在不断地抬升.

2.4 稳定同位素研究

为研究成矿流体来源，对矿石中的石英进行了氢氧同位素分析，5件样品的石英流体包裹体δD为-69.3‰ ～ -75.6‰，δ18O 为 8.4‰～14.6‰.在开封沟金矿床成矿流体δ18O-δD分布图（图8）中，有4个样品落在地幔初生水区，一个落在大气降水线的右侧，由地幔初生水向大气水漂移.因此，认为矿床成矿流体主要以地幔初生水为主，并有部分大气降水混入.

3 花岗斑岩锆石U-Pb年龄

3.1 花岗斑岩的岩相学特征

本次研究选择与成矿密切相关的侵入体开展详细的镜下观察.研究表明，侵入体岩性为花岗斑岩，具有块状构造，斑状结构，斑晶主要为石英和碱性长石，也可见少量的黑云母，斑晶粒径为0.2～2mm，斑晶含量约20%.基质为隐晶质，呈显微花岗结构，并伴有绢云母化.

3.2 花岗斑岩锆石U-Pb定年

开封沟花岗斑岩中分离出的锆石多为短柱状，晶形完好，颗粒大小不均，多数在80~150μm之间，阴极发光均具有清晰的生长环带和韵律结构（图9）.锆石Th和U的含量变化范围较大，分别为362×10-6~3021×10-6和 408×10-6~3118×10-6.Th/U 比介于 0.59~1.07，多数大于 0.4，显示岩浆锆石特征［15］.

选择环带结构清晰的7个代表性颗粒进行锆石U-Pb年龄测定，结果列于表2.7个分析点的206Pb/238U年龄值在197~201Ma之间，对这7个年龄数据点进行206Pb/238U加权平均年龄计算，其加权平均值为200.1±1.5 Ma（MSWD=0.52）（图 10），与谐和年龄200.2±0.84Ma基本一致，应代表了岩体结晶年龄.

4 讨论

4.1 成矿流体演化特征

开封沟金矿床成矿流体δ18O-δD分布图（图8）显示开封沟金矿的成矿流体来源于地幔，而激光拉曼光谱实验结果也清晰地表明金矿石成矿流体为CO2-H2O体系，故认为成矿热液为幔源C-H-O流体经分异之后的岩浆热液.孙丰月等［16-17］的研究认为地幔流体是可以参与地壳中的成矿作用的，即幔源C-H-O流体在发生分异作用后可形成更富含硅碱质的C-H-O流体.这种流体交代重熔地壳，引发地壳中的长英质岩浆活动，一部分上升定位形成花岗质侵入体，即前文所研究的本区花岗斑岩侵入体；另一部分经过岩浆分异成为岩浆热液或与大气水相混合形成混合热液，而且幔源C-H-O流体在改造地壳物质形成中酸性岩浆岩过程中，可使地壳中原有的金属元素发生活化转移且在合适的层位及构造区成矿.

流体包裹体测温结果显示I型包裹体的均一温度多数低于II型，但二者连续变化，盐度及密度大于II型包裹体.这种现象在加拿大Sigma、Star Lake等同类金矿中也普遍存在，Robert等［18］都认为，产生这种现象的原因是压力波动导致连续多次不混溶作用.由于CO2和H2O分子的物理性质差别很大，CO2在H2O中的溶解度很低，两者为有限混溶体系，因此在自然界中CO2和H2O常以不混溶的分离状态出现，两者的混溶程度随体系所处的温度、组分浓度和压力不同而变化［19］.前人指出，造山型金矿的成矿流体在从早到晚的演化过程中，流体包裹体的捕获温度和压力降低，从超静岩压力系统变化到静水压力系统，而流体成分由富CO2演变为水溶液.结合该矿区矿石矿物组合、组构特点和矿化石英的产出关系及流体包裹体显微测温和激光拉曼光谱成分分析结果，认为成矿流体演化大致经历了以下过程：在成矿的早中阶段，流体成分为NaCl-H2O-CO2体系，接近岩浆热液性质，当其从微裂隙中迁移至含矿构造时，随着空间大小的突变，流体的压力迅速降低，使原来组分相对均一的混合流体发生不混溶（沸腾），局部分离出富CO2流体和富H2O的流体.CO2的大量逸出导致残留液相的盐度增高，气体迅速逸出，破坏了原来的平衡，使得热液中以络合物形式迁移的Au元素析出，并沉淀富集.成矿过程中随着温度、压力的降低，流体不混溶程度加大，直至分离出更多的CO2.晚阶段随着大气降水的不断加入，流体逐渐被冷却，整体上盐度逐渐下降.

表2 开封沟金矿床花岗斑岩KFG-90YM-N2锆石U-Pb分析结果Table2 Zircon U-Pb analysis resultsof granite porphyry in the Kaifenggou gold deposit

4.2 矿床成因讨论

花岗斑岩锆石U-Pb年龄显示岩体于燕山早期侵位.在构造力学环境方面，燕山早中期表现为挤压作用，晚期表现为拉张作用，在这方面大多数学者取得了一致认识［20］.在全球构造影响下，华北克拉通周边中生代构造演化经历了大致相同的从汇聚到陆内伸展的过程，并划分为碰撞造山和陆内伸展两个阶段.因此，与华北克拉通内胶东成矿带处于挤压-伸展转变期的成矿地球动力学背景［21-22］略有不同的是，位于华北克拉通北缘的开封沟金矿的成矿地球动力学背景是中生代碰撞造山作用的挤压期.开封沟金矿成矿流体总体上属NaCl-H2O-CO2体系，其围岩蚀变主要为硅化、绢云母化、黄铁绢英岩化、绿泥石化和碳酸盐化.该区断裂构造发育，为成矿物质运送到地壳浅部提供了通道.结合矿区大的地球动力学背景以及该区流体中温、低盐度、低密度等特征，而矿体又严格受到浑河断裂北东向次级断裂的控制，认为在燕山早期岩浆侵位进入到太古宙绿岩体中，热液萃取并活化花岗岩-绿岩地体中的金，而后在合适的部位结晶形成今天的开封沟金矿床.总体而言，基本符合造山型矿床特征［23］.

5 结论

（1）开封沟金矿为断裂构造控制的脉状金矿床，其含金石英脉中的流体包裹体有气液两相、含CO2三相和纯CO2三类包裹体，包裹体气相成分以CO2为特征.成矿流体盐度为0.35%～19.55%，平均为6.59%，总体属于低盐度流体.矿床均一温度的平均值为247℃，属中温.流体的密度介于0.59～1.04 g/cm3之间，平均0.77 g/cm3，属于低密度流体.成矿早阶段深度为6.5～7.9 km，晚阶段深度为2.6～7.1 km，即该矿床属于中等深度的矿床，且可见在成矿过程中地壳在不断地抬升.

（2）成矿流体氢、氧同位素显示流体主要来源为幔源初生水，混有部分大气降水，认为成矿热液为幔源C-H-O流体经岩浆分异作用后形成的岩浆热液，且在成矿晚期混入大气水，流体在成矿演化过程中发生了不混溶即相分离作用.矿床成因类型为中等深度的造山型金矿.

4）以该点文件的投影参数新建工程文件（*.mpj）并将该点文件添加到该工程文件中，也可以在已经建立的工程文件中添加该点文件.

5）在编辑状态对刚刚添加的点文件进行注释标注（根据属性标注释），这样在野外用GPS手持机采集地质点就按照所给定的点号和坐标位置生成了地质实际材料图（如图12）.用同样的方法还可以对不同的岩性点以不同岩性符号进行区分，把产状、品位等数据落到图上，以这些数据为依据编绘各种地质图件.