皖东钱台子金矿床成因：流体包裹体及氢氧同位素约束

2022-06-27宗雯康丛轩杨献忠蔡逸涛

地质找矿论丛 2022年2期

宗雯，康丛轩，杨献忠，蔡逸涛

(1.江苏省地质调查研究院，南京 210018；2.中国地质调查局南京地质调查中心，南京 210016；3.河海大学地球科学与工程学院，南京 211100)

0 引言

钱台子金矿床产于五河—凤阳金成矿带中。该成矿带位于华北板块东南缘，是我国重要的金成矿区带之一。区内金矿床(点)众多，但规模以中-小型为主，如江山金矿床、大巩山金矿床、荣渡金矿床及板桥金矿床等。石英脉型金矿是该区最为发育的一种金矿类型，主要分布在皖东五河—凤阳地区、张八岭地区、宿松地区、北淮阳地区。

众多学者对该区金矿床进行了较多深入的研究工作。在区域地质构造及成矿作用方面，部分研究认为，五河群应属于华北克拉通的基底[1]，金矿均赋存于五河群西崮堆(岩)组中[2]，其含金性高及和金矿的密切关系被认为是本地区金矿的矿源层[3]。关于矿床类型、成矿作用及主要控制因素，不少研究者认为该区金矿类型主要为石英脉型和构造蚀变岩型，脆性到韧性剪切带较发育，与金矿有较密切的关系[3]。矿体的产状总体受近SN向韧(脆)性剪切带控制[3-5]，郯庐断裂及其次级断裂、EW向褶皱和近SN向剪切带复合部位与区内金矿有密切联系[3,5-7]，毛山、大巩山、朱顶等金矿床都是处于这样的构造结合部位。成矿热流体与岩浆热液有密切的关系，成矿温度为中等偏高[8-9]。区内金矿床成矿时代属于燕山晚期[10]，从构造环境和成矿时间来看，与区域内早白垩世期间(112 Ma—132 Ma)形成的中酸性岩体有着密切的关系[11-12]。研究区自中生代以来经历了扬子与华北板块碰撞拼合以及西太平洋俯冲作用的双重影响。该区域与胶东、小秦岭等地区的造山型金矿床特征类似[13-15]。对五河—凤阳地区金多金属成矿物质来源，前人认为不同矿区具有相似的铅和硫来源，成矿流体以岩浆水和变质水为主；在区域上，石英脉流体包裹体为纯CO2包体，盐度较低，成矿期温度329～345 ℃，成矿深度5.37～6.44 km[16-17]。蒋少涌等[14]、陈衍景等[18-19]通过中国北方典型造山型金矿与区内金矿床对比认为，区内的金矿床形成主要与西太平洋俯冲带构造活动及其引发的中国东部岩石圈减薄有关[10]。

钱台子金矿床的成矿机制与区内其它金矿床是否一致？笔者通过实际工作，从流体包裹体及氢氧同位素特征等方面探讨钱台子金矿床成因，以期能够对该区域金矿床成矿物质、成矿流体来源研究，以及皖东地区金矿找矿方向提供参考。

1 区域地质背景

五河—凤阳地区位于淮河中下游，大地构造位于华北板块东南缘(图1a)。区内金矿主要赋矿地层为新太古代变质结晶基底五河岩群。变质基底具有较高的含金丰度，其中西堌堆岩组、峰山李岩组、小张庄岩组是金矿赋存的主要层位。区内NNE向、近SN向、NWW向和NE向断裂组发育，是控岩、控矿断裂构造，石英脉型金矿主要受张扭性断裂控制。区内岩浆活动以燕山晚期中酸性-碱性小岩体为主，呈EW向带状侵入于五河岩群中。古元古代侵入体主要为庄子里和磨盘山钾长花岗岩。燕山期侵入岩发育，燕山早期侵入岩包括荆山—涂山岩体，形成时代为160 Ma—165 Ma[20-22]；燕山晚期侵入岩有东芦山、西芦山、燕山、锥子山及曹山等岩体，形成时代为114 Ma—121 Ma[11-12,23]。燕山期岩浆期后热液、岩浆期后同源花岗岩与石英脉型金矿密切相关。

图1 钱台子金矿床区域地质简图(据文献[10]，修编)Fig.1 Regional geological sketch of Qiantaizi Au depost1.丰乐镇组；2.戚咀组；3.新庄组四段；4.新庄组三段；5.新庄组二段；6.新庄组一段；7.五河群；8.石英二长斑岩；9.花岗闪长斑岩；10.石英正长斑岩；11.闪长斑岩；12.花岗斑岩；13.石英脉；14.金矿点；15.断裂破碎带；16.推测/隐伏断层；17.正断层；18.研究区位置

2 矿床地质特征

钱台子金矿位于五河—凤阳金矿成矿带的北端，第四系和新近系发育(图1b)，赋矿岩性段为五河群西崮堆组，分为下部黑云斜长片麻岩、角闪斜长片麻岩、浅粒岩等；上部黑云斜长片麻岩、斜长角闪岩、角闪岩夹浅粒岩等，部分岩石混合岩化较强烈。该区断裂具有多期活动特征，第一期断裂以NNE向和近SN向为主，具逆冲性质；第二期断裂是第一期断裂活动的延续，主要表现为脆性断裂，其构造产物主要是碎裂岩，伴随着含金富多金属硫化物的热水溶液活动；第三期断裂以NE向、NNE向为主，产物为未胶结或胶结不牢的碎裂岩，局部煌斑岩充填，为成矿后断裂。研究区发育少量基性—超基性和中酸性脉体，未发现大岩体产出，主要围岩蚀变类型有：碳酸盐化、硅化、绢英岩化及黄铁矿化，早期黄铁矿化有金富集构成金矿体，晚期金矿化很弱。

钱台子金矿床由I号及Ⅱ号2个矿化带组成，每个矿化带都由1条规模较大的主干含矿脆-韧性断裂以及1～2条近平行的次级含矿脆-韧性断裂组成。其中，Ⅰ-1矿体规模最大，Ⅰ-1、Ⅰ-2、Ⅱ-1等3个矿体为主矿体。矿体主要分布在韧性断裂带内，矿体形态、产状也受其控制。韧性断裂带与郯庐断裂近乎平行，说明与郯庐断裂基本上属于同期构造，后者为成矿提供了物质通道。矿石类型为石英脉型，矿石矿物为黄铁矿、方铅矿、黄铜矿、自然金等。矿石结构主要为他形晶粒状结构，构造主要有致密块状、浸染状等构造(图2)。金属矿物主要有自然金、银金矿、方铅矿等，次要矿物有黄铜矿、磁铁矿等。主要脉石矿物为石英、云母、长石等。金在矿石中主要以自然金、银金矿形式出现。通过金属矿物形貌、矿物组合和彼此间穿插关系，按其形态、粒度、生成的早晚和伴生矿物的不同，可将钱台子金矿床的成矿作用可划分为黄铁矿-石英阶段(Ⅰ)、石英-黄铁矿阶段(Ⅱ)、石英-多金属硫化物阶段(Ⅲ)及石英-碳酸盐阶段(Ⅳ)等4个阶段[10](图3)。

图2 钱台子金矿床典型矿石显微特征Fig.2 Microscopic feature of typical ore from Qiantaizi Au depositPy.黄铁矿；Ccp.黄铜矿；Sph.闪锌矿；Mt.磁铁矿；Gn.方铅矿

图3 钱台子金矿床成矿阶段及主要矿物生成顺序Fig.3 Metallogenic stages and para-genesis of major minerals in Qiantaizi Au deposit

3 样品采集与测试方法

包裹体作为矿物最重要的标型之一，可作为译解成矿作用、特别是内生成矿作用的密码[24]，同时作为判断成矿物质来源、分析成矿机制、确定矿床成因的重要手段。而氢氧同位素的分析对于成矿流体来源及矿床成因探讨有重要的指示作用。

本次分析样品为采集于钱台子金矿床不同成矿阶段的石英，主要分为成矿早期、中期(主成矿期)和晚期3个阶段。

石英中单个包裹体显微测温工作在合肥工业大学资源与环境工程学院包裹体实验室完成，测试仪器为LinkamTHMSG600型显微冷热台及透反射偏光显微镜。石英中单个包裹体激光拉曼成分分析工作由核工业北京地质研究院测试中心完成，测试仪器为HR800型高分辨率激光拉曼光谱仪。石英中氢氧同位素组成测试工作由核工业北京地质研究所测试中心完成，所用仪器为MAT253质谱计，国际标准为SMOW；氢同位素分析采用锌还原法测定，测试精度为±0.2×1010-3；氧同位素分析则采用传统的BrF5分析方法[25]，测试精度±2×10-3。

4 测试结果分析

4.1 包裹体岩相学

钱台子金矿床石英中流体包裹体主要有：纯CO2包裹体，含液相H2O、液相CO2和气相CO2包裹体，不含液相CO2的水溶液-气体包裹体3类(图4)。

纯CO2包裹体。主要为长条状或不规则状，晚期阶段多见，大小为1～15 μm。根据室温下和显微测温时其内部CO2相形态变化，可见有室温下为纯气相及具有气-液两相2种类型。气液两相类型中气相CO2充填度达10%～20%，在升温过程中均一到液相CO2，另一种在室温下具有气-液两相，气相CO2充填度多为50%以上，在升温过程中均一到气相CO2(图4d)。

含液相H2O、液相CO2和气相CO2包裹体。主成矿期较集中，多为椭圆及不规则形，大小为1～15 μm。室温下具有液相H2O、液相CO2和气相CO2等3相，CO2充填度多为20%～40%，其中气相CO2充填度为10%～20%，多为浑圆形，加热过程中CO2部分均一到液相，最终均一到水溶液相；另外部分3相类型，CO2充填度较高，多为长条形和不规则状，在加热过程中CO2部分均一到液相，最终均一到液相CO2(图4a—图4c)。

不含液相CO2的水溶液-气体包裹体。多为椭圆形和不规则状，常见于早期阶段和晚期阶段，大小为1～30 μm，气相充填度5%～30%。在加热过程中气相CO2最终消失，均一为液相H2O(图4a, 图4d)。

图4 钱台子金矿床各成矿阶段石英脉流体包裹体显微照片Fig.4 Micrograph of fluid inclusions of quartz formed in different Metallogenic stages in Qiantaizi Au deposita.成矿早期石英；b—c.成矿中期(主成矿期)石英；d.成矿晚期石英

4.2 显微测温

本次显微测温研究所测的包裹体以第二类3相包裹体为主，根据CO2笼形物分解温度获取其盐度。测试结果(表1)显示，成矿早期CO2部分均一温度为-58.7～-56.9 ℃，基本为纯CO2，可能含少量杂质气体；完全均一温度307～385 ℃，平均为346 ℃；冰点温度为-7.9～-3.7 ℃，得到的水溶液盐度为6.01%～11.58%。成矿中期CO2部分均一温度为-58.9～-56.8 ℃，均一温度介于320～376 ℃之间，平均为345 ℃，与成矿早期接近；冰点温度为-8.2～-2.9 ℃，得到的水溶液盐度为4.80%～10.49%，平均值较成矿早期低。成矿后期CO2部分均一温度-58.6～-56.8 ℃，完全均一温度286～322 ℃，平均309 ℃；冰点温度为-9.1～-3.1 ℃，得到的水溶液盐度7.32%～12.56%。总体来看，成矿晚期均一温度相对较低，成矿中期盐度相对较低，包裹体的盐度随其CO2含量升高而降低。

表1 钱台子金矿床石英脉中原生流体包裹体显微测温结果Table 1 Microscopic temperature measurements of primary fluid inclusion within quartz of each metallogenic stage in Qiantaizi Au deposit

根据第二类包裹体的温度和盐度，利用NaCl—H2O体系均一温度、盐度、密度关系近似求得流体的密度(图5)。钱台子金矿床各成矿期流体密度集中于0.63～0.84 g/cm3，成矿晚期流体密度相对较高为0.79～0.84 g/cm3。

图5 钱台子金矿流体包裹体Th-S-d图解(据文献[27])Fig.5 Th-S-d diagram of fluid inclusions from Qiantaizi Au deposit

结合第二类包裹体的密度，利用H2O—CO2—NaCl体系P-X相图，获得其均一压力为163～178 MPa，相当于5.89～6.32 km。由于该类型流体包裹体出现不混溶包裹体组合，表明该流体实际捕获温度和压力不会高于不混溶包裹体的均一温度及其计算得到的捕获深度[26]，所以估算钱台子金矿的成矿深度应该<6 km。

4.3 激光拉曼光谱

图6 钱台子金矿床流体包裹体激光拉曼光谱图Fig.6 Laser Raman spectral diagram of fluid inclusions from Qiantaizi Au deposita.成矿早期CO2—H2O两相包裹体；b.成矿中期H2O—CO2三相包裹体；c.成矿晚期纯CO2气体包裹体

4.4 稳定同位素

本次钱台子金矿床氢氧同位素由核工业北京地质研究院测试中心完成，共测试4件样品，其中成矿早期样品1件，成矿中期(主成矿期)样品2件，成矿后期样品1件。依据石英矿物中流体包裹体均一温度和石英水的氧同位素分馏方程，计算得到流体的δ18O水值。均一温度取自流体包裹体显微测温结果的均值。200～500 ℃条件下石英-水的氧同位素平衡公式1000lnα石英-水=3.38×106/T2-3.40[25]。δ18O分别以V-PDB和SMOW为标准，计算δ18O时，采用公式δ18OSMOW=1.03091×δ18OV-PDB+30.91[28]。分析精度δ18O大于0.10×10-3。

由分析结果(表2)不难看出，不同阶段石英氢氧同位素组成存在一定差异，但变化不大。成矿早期，δ18O水=9.2×10-3，δDV-SMOW=-56.3×10-3，δ18OV-SMOW=14.7×10-3；成矿中期δ18O水=7.7×10-3～9.7×10-3，δDV-SMOW=-60.7×10-3～-78.6×10-3，δ18OV-SMOW=13.2×10-3～15.2×10-3；成矿晚期δ18O水=8.1×10-3，δDV-SMOW=-72.7×10-3，δ18OV-SMOW=12.9×10-3。结合部分前人研究成果(表2)，认为该矿床总体δ18O水变化于2.1×10-3～9.7×10-3之间，平均值为7.6×10-3；δDV-SMOW变化于-56.3×10-3～-90.0×10-3之间，平均值为-69.8×10-3；δ18OV-SMOW变化于9.0×10-3～15.2×10-3之间，平均值13.5×10-3。

表2 钱台子金矿床石英氢氧同位素分析结果Table 2 H-O isotopic analysis of ore from Qiantaizi Au deposit

5 讨论

5.1 成矿流体及成矿物质来源

氢氧同位素常被用来示踪热液矿床的成矿流体源区[31-32]，热液脉型矿床的成矿过程实质上就是流体作用的过程[33-34]。钱台子金矿床δ18O水平均为7.55×10-3，δD平均为-69.78×10-3。从成矿流体的氢氧同位素组成图(图7)可以看出，投影点位于变质水和岩浆水范围，表明成矿流体的同位素组成类似于岩浆水和变质水。而成矿阶段若为岩浆水，钱台子金矿床的成矿早期温度显然较低，成矿早期低盐度和富CO2包裹体的性质也暗示成矿早期的成矿流体来源于变质水；从成矿早期到成矿晚期逐渐有岩浆水的加入，成矿晚期以岩浆水为主。一个石英样品δD值为-90×10-3，接近大气降水线，显示有大气降水特征，表明成矿流体可能有大气降水的加入。

图7 钱台子金矿床成矿流体H-O同位素组成图(底图据文献[36])Fig.7 Plot showing H-O isotopic composition of fluid inclusion of Qiantaizi Au deposit

笔者前期对钱台子金矿床矿石中硫化物S-Pb同位素的研究显示，钱台子金矿床硫化物δ34S=1.3×10-3～6.8×10-3，平均值为4.4×10-3，正向偏离陨石硫；矿床中硫同位素变化较大，为地壳硫，显示多源的特征。铅同位素贫铀铅，μ值为9.22～10.10，平均值为9.41，低于标准值，介于地幔(8.92)和造山带(10.87)之间[35]，说明矿石铅来源于深部地壳或者上地幔，成矿作用与岩浆活动有关。综上，钱台子金矿床成矿物质可能来源于下地壳和地幔。

5.2 矿床成因类型

造山型金矿是指形成于汇聚板块边缘挤压或压扭的构造环境中的一类金矿床。含金矿脉主要产于变质地体中、受构造控制；矿物组成主要为石英，可含少量的其它矿物，如各种硫化物、铁白云石、方解石、绿泥石、云母等；成矿元素组合主要为Au+Ag+As+Sb+Te+W+Bi+Pb+Zn；成矿流体具有富CO2、低盐度的特点，通常盐度<10%，CO2+CH4含量为5%～30%，δ18O水=8.32×10-3～8.70×10-3，温度主要介于250～350 ℃之间，其实质是变质热液矿床[18-19,37-41]。

钱台子金矿床处于华北板块东南缘，赋矿岩性段为五河群变质岩地层，含金石英脉受韧性剪切带控制，构造控矿特征明显。成矿流体富CO2，盐度介于4.80%～12.56%之间，平均8.29%，δ18O水介于2.12×10-3～9.70×10-3之间，主成矿温度345.5℃。各成矿期流体密度集中于0.63～0.84 g/cm3之间，均一压力为163 MPa—178 MPa，成矿深度<6 km，成矿流体属于中高温低盐度、低密度的CO2-H2O-NaCl变质流体。该金矿床与各类型金矿床的地质和成矿流体特征对比结果，如表3所述。

表3 钱台子金矿床与各类型金矿床的地质特征和成矿流体特征对比Table 3 Comparison of geological and ore fluid feature of Qiantaizi Au deposit with that of various Au deposit types

自三叠纪末期扬子陆块与华北陆块碰撞、拼接以来，五河—凤阳地区发生了强烈的构造变形和变质作用，古元古代时期五河群的改造脱水和变质脱水为成矿提供了流体，同期产生了系列的岩浆作用[11-12,43-44]，郯庐深大断裂及其次级断裂为成矿流体提供了运移通道及金元素在围岩地层中的富集迁移空间，后期随着造山后的伸展，构造环境的改变，幔源岩浆活动加入到成矿过程中，此时成矿作用达到了峰期。早白垩世期间(112 Ma—132 Ma)，华北克拉通在弧后拉张背景下发生峰期破坏，华北地块乃至中国东部均表现出一种强烈的伸展环境[45]，此时中生代岩石圈减薄达到了峰期[45]。前人对钱台子金矿床内5个矿石样品中的绢云母利用铷-锶法进行了同位素测年，结果为109.03 Ma，显示主成矿期为燕山晚期[10]，而此时华北克拉通正经历着岩石圈持续减薄，区域壳幔作用强烈。早白垩世晚期岩体与钱台子金矿床的主成矿期时间上的一致性暗示着二者有着密切的关系[12]，岩体岩浆源区为古老的下地壳物质，强烈的壳幔作用会有幔源物质底侵，金元素丰度较高的变质基底地层(五河群)部分熔融和幔源物质的加入，为金矿床的形成奠定了充实的物质基础。

综合钱台子金矿床的成矿背景、构造环境、成矿时代等特征及其与中国北方典型的造山型金矿[14,18-19]对比结果(表3)认为，钱台子金矿床形成于扬子克拉通沿NW方向俯冲于华北克拉通之下造山期后的持续伸展背景下，由于拆沉作用和壳幔相互作用，导致大规模岩浆活动而形成。