上扬子地块东缘凹子岗锌矿床成矿流体特征

熊索菲, 姚书振, 皮道会, 曾国平, 何谋惷, 谭满堂

(1.中国地质大学(武汉) 资源学院, 湖北 武汉 430074; 2.中国地质大学(武汉) 紧缺矿产资源勘查协同创新中心, 湖北 武汉 430074; 3.中国地质调查局 武汉地调中心, 湖北 武汉 430200)

上扬子地块东缘凹子岗锌矿床成矿流体特征

熊索菲1, 2, 姚书振1*, 皮道会1, 曾国平1, 何谋惷1, 谭满堂3

(1.中国地质大学(武汉) 资源学院, 湖北 武汉 430074; 2.中国地质大学(武汉) 紧缺矿产资源勘查协同创新中心, 湖北 武汉 430074; 3.中国地质调查局 武汉地调中心, 湖北 武汉 430200)

凹子岗锌矿床位于上扬子地块东缘, 该矿床经历了两个成矿期: 沉积成岩期和热液期, 形成两种不同岩相学特征的闪锌矿。流体包裹体岩相学研究显示, 存在盐水包裹体(W型)、烃类包裹体(G型)和含石盐子矿物多相包裹体(S型)。有机流体活动与成矿存在耦合关系, 其中烃类包裹体(G型)赋存于白云石和自形粗粒闪锌矿中, 具有黄色荧光效应, 激光拉曼测试显示其成分为沥青质、CH4、C3H8和H2O; 此外, 沥青与闪锌矿密切共生。显微测温结果显示热液期流体包裹体均一温度集中于160～180 ℃, 盐度集中于8％～14％NaCleqv, 部分可达30％NaCleqv左右。成矿流体除含有机质外, 还含有NaCl、KCl、CaCl2、MgCl2、H2O, 为多元共存的流体体系, 成矿压力为22～84 MPa。

凹子岗锌矿床; 流体包裹体; 有机流体; 鄂西成矿带; 地球化学

0 引 言

成矿流体是矿床学研究的重要内容(Wilkinson, 2001; 卢焕章等, 2004; 陈衍景等, 2007; 池国祥和卢焕章, 2008; 倪培等, 2014), 其中, 有机流体与铅锌矿之间的耦合关系一直是学者们研究的热点(Anderson, 1991; Leach et al., 2005; 顾雪祥等, 2010)。扬子地块周缘是我国主要的铅锌矿富集区,为研究流体与成矿的耦合关系提供了重要场所。扬子地块周缘的铅锌矿主要分布于: (1)西缘的康滇地轴东部一带, 如会泽、茂租、大梁子及赤普铅锌矿(芮宗瑶等, 2004; 张长青等, 2005; 张振亮, 2006); (2)北缘的沿碑坝基底隆起一带, 以马元铅锌矿带为代表(侯满堂等, 2007; 王晓虎等, 2008; 刘淑文等, 2012); (3)上扬子东缘湘西–鄂西地区(图 1), 如董家河铅锌矿床、花垣铅锌矿床、白鸡河锌矿和凹子岗锌矿(杨绍祥和劳可通, 2007; 谭满堂, 2009; 吴越, 2013; 段其发, 2014)。迄今为止, 在扬子地块西缘和北缘的铅锌矿中相继都发现了有机质参与成矿的一些证据(张长青, 2008; 侯满堂, 2009; 吴越等, 2013; 张少妮, 2013), 东缘的铅锌矿中也存在有机质(谭满堂, 2009), 但有机质的赋存状态是怎么样的, 是否参与了成矿作用, 这一系列问题都尚未明确。本文以鄂西成矿带内的凹子岗锌矿床为研究对象, 在综合分析锌矿形成的含矿建造、岩相古地理及大地构造背景等资料的基础上, 进行了系统的流体包裹体岩相学、激光拉曼和显微测温研究, 厘定了成矿流体特征, 探讨了有机质与成矿的关系。

1 区域和矿区地质特征

鄂西成矿带横跨秦岭造山带和扬子地块两个构造单元, 该成矿带中铅锌矿床及矿化点多达 200余处(图 1), 由北向南依次为房县–竹山铅锌矿密集区,兴山–神农架铅锌矿密集区, 兴山–远安铅锌矿密集区, 长阳铅锌矿密集区和咸丰–鹤峰铅锌矿密集区(王茂林等, 2014)。其中, 凹子岗锌矿床位于兴山–远安铅锌矿密集区内(图1)。矿区出露地层为新元古代陡山沱组和灯影组, 其中灯影组由蛤蟆井段、石板滩段和白马沱段三个岩性段组成(图 2, 表 1)。其中石板滩段上亚段(见表 1)为本矿床的主要的赋矿层, 岩性为角砾状白云岩; 白马沱段为次要赋矿层位, 岩性为含砂屑角砾状白云岩。2003年湖北省宜昌地质勘探大队估算该矿床锌资源量已超过 10×104t,锌矿(化)体6个, 其中Ⅰ-1、Ⅰ-2为工业矿体(图2),矿体呈似层状及透镜状, 产状与地层产状基本一致,但矿体顶板及底板起伏不平, 形态较为复杂(谭满堂, 2009)。矿区内NW向断裂较发育, 断裂构造晚于成矿期并对矿化具有一定的破坏作用。

1. 构造单元分界线; 2. 省界; 3. 城市; 4. 研究区; 5. 铅锌矿床; 6. 铅锌矿点。Ⅳ1. 北大巴山台褶束; Ⅳ2. 武当山复背斜; Ⅳ3. 青峰台褶束; Ⅳ4. 神龙架断穹; Ⅳ5. 黄陵断穹; Ⅳ6. 远安台褶束; Ⅳ7. 秭归台褶束; Ⅳ8. 利川台褶束; Ⅳ9. 恩施台褶束; Ⅳ10. 长阳台褶束; Ⅳ11. 江陵凹陷。图1　鄂西地区铅锌矿分布图(据王茂林等, 2014修改)Fig.1 Distribution of the lead-zinc deposits in the western Hubei province

2 矿石及有机质特征

凹子岗锌矿床存在两个成矿期, 分别为沉积成岩期和热液期。沉积成岩期的矿石以淡绿色条带–纹层状矿石(图 3a)为代表, 矿石中矿物颗粒小, 闪锌矿集合体呈条带状, 与白云石之间的界线清晰且相互交融、包含, 呈共生关系, 为同时沉积形成(图 3a和4a)。热液期的矿石可见角砾状构造和浸染状构造(图3b、 3c)。角砾状构造中角砾主要为灯影组的白云岩(图3b)或者纹层状矿石角砾, 胶结物主要为钙质、白云质、硅质及围岩白云岩的微碎屑和铅锌矿, 角砾大小不一、棱角分明且有可拼接性, 表明角砾形成过程中位移不大。经风化作用还可形成皮壳状矿石。

金属矿物主要为闪锌矿(图 4c～f), 少量方铅矿(图3c)、黄铁矿和菱锌矿。脉石矿物主要为白云石、方解石、石英。本矿床的闪锌矿在沉积成岩期和热液期表现出不同的岩相学特征, 沉积成岩期形成的闪锌矿一般为浅绿色(图 4c), 粒度细小(图 4c和d),常与白云石和石英共生(图 4a和 c); 热液期的闪锌矿一般呈浅棕和红棕色(图 4c), 粗粒状, 可与白云石、方解石、石英、沥青及菱锌矿等共生。两个世代的闪锌矿的分布特征也存在差异(图 4a), 沉积期呈纹层状, 而热液期闪锌矿呈浸染状产出。

1. 陡山沱组; 2. 灯影组蛤蟆井段; 3. 灯影组石板滩段下亚段; 4. 灯影组石板滩段上亚段; 5. 灯影组白马沱段; 6. 断层; 7. 矿体及编号。图2　凹子岗锌矿床地质略图(据邹先武等, 2007修改)Fig.2 Geological map of the Aozigang zinc deposit

表1　凹子岗锌矿床赋矿岩性段特征Table 1 Stratigraphic column of the Aozigang zinc deposit

此外, 本矿床还存在不同赋存状态的有机质:一种其原始母质为藻类(图4b), 另一种为沥青(图4e 和f)。藻类分布于矿石及灯影组白云岩中, 单偏光显微镜透射光下, 呈灰色, 纵截面为长条状和板状,横截面可见为圆形和椭圆形, 无内反射, 具有均质–弱非均质性, 发生有不同程度的钙化(图4b)。沥青分为早、晚两期, 早期的沥青与成矿密切相关, 肉眼难以观测到, 但在显微镜反射光下, 沥青表现出类似透明矿物的低反射率, 颜色为灰色, 带棕色调(图 4e), 均质–弱非均质性, 一般与热液期闪锌矿共生并且紧贴脉石矿物边缘发生沉淀。晚期的沥青在肉眼下能够观察到, 一般呈黑色, 具有玻璃光泽, 常常以豆状或液滴状分布在角砾岩残余孔洞隙中(图4f)。

3 流体包裹体特征

3.1 实验样品及研究方法

此次研究共制备包括沉积期和热液期的包裹体测温片20片, 进行包裹体岩相学观察, 由于沉积成岩期矿物颗粒较小, 在进行激光拉曼分析及显微测温时主要测试热液期流体包裹体。

(a) 纹层–条纹状矿石, 比例尺为笔头, 长度为 40 mm; (b) 为 a照片内黄色虚线区域放大; (c) 角砾状矿石; (d) 浸染状矿石。矿物名称缩写: Sp. 闪锌矿; Dol. 白云石; Gn. 方铅矿; Cal. 方解石。图3　凹子岗锌矿床矿石照片Fig.3 Photos of the ores from the Aozigang zinc deposit

流体包裹体的岩相学观察和显微测温研究在中国地质大学(武汉)资源学院成矿流体实验室和地质过程与矿产资源国家重点实验室的红外-显微测温实验室完成, 所用的显微镜为德国 ZEISS公司生产的Axioskop和Zeiss TR型号的显微镜, 其放大倍数100～1000倍, 冷热台测温时选用的放大倍数一般为500倍。实验所用的冷热台是Linkam THMS 600 型冷热台, 其温度控制范围为–196～+600 ℃, 其中在–120～ –70 ℃范围内的测定误差控制在±0.5 ℃, –70～+100 ℃范围内的测定误差控制在±0.2 ℃, 100～500 ℃范围内的测定误差控制在±2 ℃。实验前,用美国FLUID INC公司的人工合成流体包裹体标准样品对冷热台进行校正, 确保实验数据的精确性。

利用中国地质大学构造与油气资源教育部重点实验室的Nikon E80I双通道荧光显微镜, 对流体包裹体的荧光性进行观测, 其中紫外激发光为多色激发, 激发波长为330～380 nm。激光拉曼测试在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室激光拉曼实验室进行。使用Renishaw RM-1000型激光拉曼光谱仪, 光源为514.5 nm氩离子激光器, 狭缝为25 μm, 曝光时间30 s, 扫描范围为1000～3800 cm–1。

本矿床的包裹体类型主要为气液两相包裹体(L+V型), 其盐度利用所测得的冰点数据, 根据Hall et al. (1988)和卢焕章(2004)的经验公式计算得到。流体密度(ρ)则是利用测得的均一温度(Th), 结合盐度数据(W), 应用刘斌和段光贤(1987)的经验公式: ρ=A+BTh+CT2h求得, 其中A、B、C均为无量纲参数, A=A0+A1W+A2W2, B=B0+B1W+B2W2, C=C0+C1W+ C2W2。

3.2 流体包裹体岩相学特征

本矿区的样品中广泛发育原生包裹体和次生包裹体。原生包裹体一般以孤立状、面状分布为特征,或呈带状定向分布于矿物晶体生长环带内。次生包裹体多沿矿物微裂隙呈串、呈线状出现, 通常切割寄主矿物, 是后期热液活动的反应。本次研究的重点为原生包裹体, 此类包裹体广泛分布于白云石、方解石、石英及闪锌矿内, 当室温20 ℃条件下, 根据包裹体的相态–成分类型可以分为以下三类:

(a) 透射光, 单偏光下可见沉积成岩期形成的纹层状细粒闪锌矿与白云石共生, 热液期闪锌矿与方解石共生; (b) 透射光, 原始母质为藻类,单偏光下可见钙化; (c) 透射光, 单偏光下可见沉积期闪锌矿为细粒浅绿色, 透明度较低, 而热液期闪锌矿为粗粒红棕色, 透明度较高。闪锌矿与白云石、石英和方解石共生; (d) 与图c为同一视域下, 反射光条件下拍摄; (e) 反射光下, 早期沥青与热液期形成的闪锌矿共生; (f) 自然光下, 晚期沥青填充在闪锌矿角砾之间的空隙中。矿物名称缩写: Sp(Ⅰ). 沉积期闪锌矿; Sp(Ⅱ). 热液期闪锌矿; Alg. 原始母质为藻类; Bit. 沥青; Gn. 方铅矿; Dol. 白云石; Cal. 方解石; Q. 石英。图4　不同成矿期的典型照片Fig.4 Microphotographs and photos for ores from different stages

(1) 盐水包裹体(W型), 该类包裹体分布最广泛,由液相和气相组成, 大小集中于 4～15 μm, 此类包裹体在不同主矿物内的形态有所差别, 比如石英透明度很高, 包裹体以负晶形、椭圆形和不规则形为主(图 5a); 而白云石和方解石因矿物折射率的影响,其内部包裹体有时会出现有“重影”, 以矩形或者不规则形态出现, 且具有定向排列的特征(图 5b); 闪锌矿颗粒较小、内部透明度不高、可见其内部有丝状和线状的黑色物质, 包裹体形态主要为椭圆形和圆形(图5c)。

(a) 石英内的W型流体包裹体; (b) 方解石内的W型流体包裹体呈定向排列; (c) 闪锌矿中的W型流体包裹体; (d) 白云石中的G型包裹体; (e)白云石内包裹体沿着矿物环带生长; (f) 为E照片内红色虚线区域, S型包裹体与G型包裹体共存。LH2O. 液态水; VH2O. 气态水; LCH. 液态烃; VCH. 气态烃; H. 石盐子矿物。图5　凹子岗锌矿床流体包裹体特征Fig.5 Microphotographs of fluid inclusions in the Aozigang zinc deposit

(2) 烃类包裹体(G型), 此类包裹体主要分布在白云石(图5d、f)和粗粒闪锌矿(图7c、d)内, 大小集中于6～20 μm, 以不规则和椭圆形为主。在单偏光显微镜下, 含烃类物质为黑色或者褐色。包裹体有时可观察到存在液态烃、气态烃、液态水三个相(图5d),有时能观察到气态烃与液态水共存(图 5f), 其中液态水为无色透明。还可以见到G型包裹体沿着白云石的生长环带分布(图 5e), 并且与含子矿物包裹体共生(图5f)。在荧光显微镜下, 液态烃会显示出黄色荧光, 具有定向排列的特征(图6b、d)。

(3) 含石盐子晶包裹体(S型), 由气相、液相和固相组成, 其中固相的子矿物主要为石盐, 具有立方体形态, 大小集中于8～16 μm。当进行显微测温实验时, 随着温度的升高, 该类包裹体的子矿物开始熔化, 当达到某一温度时子矿物最终消失。此类包裹体可以与W型、G型包裹体共生(图5f)。

3.3 流体包裹体激光拉曼特征

激光拉曼光谱是一种研究物质分子结构的微观分析技术, 不仅在各类型矿床中广泛应用, 对油气田样品中的有机质流体包裹体成分鉴定也有较好的效果(何谋春等, 2005)。判断有机流体是否参与成矿的关键在于能否检测出本矿床存在有机质包裹体。激光拉曼研究结果显示, 白云石和石英内W型包裹体主要成分为H2O。在白云石的G型包裹体液相成分可以检测出H2O特征峰(图 7a), 气相中发现存在CH4, 特征峰值为2914.8 cm-1(图7b)。由于烃类包裹体组分的复杂性, 若为混合烃, 多种特征峰值会叠加于拉曼光谱图中。闪锌矿内G型包裹体拉曼光谱图显示其具有多组分共存的特点(图 7c和 d), 存在沥青质、CH4和 C3H8。沥青质成分主要为 C, 拉曼峰值成对出现, 并且非常稳定, 可以作为烃类包裹体沥青组分的特征来鉴别(张鼎等, 2007; 李雯霞等, 2013)。图7c显示沥青质具有“多峰”特点, 一级峰分别为1317.4 cm1-和 1601.9 cm1-, 但在3194.3 cm1-处存在较明显的拉曼二级峰。二级峰表现了混合烃中 CH2、CH3链基伸缩振动拉曼特征(张鼎等, 2007)。图7c显示该样品在2914.6 cm1-处还存在明显的拉曼隆起, 表明含有CH4。烃类包裹体成分除检测出含有沥青质以外(特征峰值为1317.4 cm1-、1602.1 cm1-和3188.9 cm1-, 如图7d), 还检测出含有C3H8, 其特征峰值为2889.1 cm1-。

(a)和(c) 透射光下, 白云石内有机包裹体; (b)和(d) 紫外光下, 有机质显示荧光, 具有黄色荧光特征的包裹体呈定向排列; (a)与(b), (c)与(d)为同一视域下拍摄。图6　凹子岗锌矿床中有机包裹体紫外光观测照片Fig.6 Microphotographs of organic inclusions in the Aozigang zinc deposit

(a) 白云石内烃类包裹体, 液相成分为H2O; (b) 白云石内烃类包裹体, 气相成分中含CH4; (c) 闪锌矿内烃类包裹体, 成分含有沥青质和CH4; (d) 闪锌矿内烃类包裹体, 成分含有沥青质和C3H8。图7　凹子岗锌矿床有机包裹体激光拉曼图谱Fig.7 Raman spectra of organic fluid inclusions from the Aozigang zinc deposit

3.4 流体包裹体显微测温

在进行本矿床的流体包裹体显微测温时, 主要选择热液期的盐水包裹体(W 型)和含子矿物包裹体(S型)进行测定。由于包裹体捕获后受到后期地质作用的影响, 会使温压条件都发生变化(平宏伟和陈红汉, 2011), 而温度的增加会使G型包裹体内的油组分裂解, 从而对烃类包裹体的均一温度测试结果造成很大的影响(Okubo, 2005; 赵艳军和陈红汉, 2008)。本矿床闪锌矿颗粒较小, 透明度不高, 并且包裹体气相与液相边界并不清晰(图5c和图7c、d),为确保所测试数据的准确性, 选用与闪锌矿共生的透明度较高的白云石、方解石和石英作为主矿物进行测试。

在测试W型包裹体时, 一般会先将冷热台急剧降温至–190 ℃左右, 再缓慢升温测出初融温度和冰点。凹子岗锌矿床方解石内包裹体初融温度为–34.3～ –31.0 ℃, 石英内包裹体初融温度为–34.8 ℃,白云石内包裹体未测到初融温度。当温度逐渐升高后, 所测包裹体的气泡逐渐变小, 完全均一到液相,详细测温数据见表2。

表2　凹子岗锌矿床流体包裹体相关数据简表Table 2 Summary of fluid inclusion data from the Aozigang deposit

方解石内包裹体主要以负晶形和椭圆形为主, 大小集中在 4～20 μm, 其中盐水包裹体(W 型)的均一温度为139～229 ℃, 冰点温度为–14.0～ –5.0 ℃, 盐度为7.9％～17.8％NaCleqv, 流体密度为0.907～1.026 g/cm3。

白云石内包裹体形态较多, 有矩形、椭圆形、圆形和不规则形, 包裹体大小与方解石内相似, 为4～20 μm, 其中W型包裹体的均一温度为139～237 ℃,冰点温度为–12.9～ –1.9℃, 盐度为 3.2％～16.8％NaCleqv,流体密度为0.912～1.043 g/cm3。

石英内包裹体形态以不规则、负晶形为主, 大小2～14 μm, 其中W型包裹体均一温度为122～221 ℃,冰点温度为–12.9～ –3.8 ℃, 盐度为6.16％～16.8％NaCleqv,流体密度为0.933～1.037 g/cm3。

S型包裹体在显微测温时的均一方式一致, 都是子晶先熔化消失, 然后气泡再消失, 从而达到完全均一。石盐子晶熔化温度为 200～217 ℃, 对应的盐度为31.9％～32.7％NaCleqv(见表2)。

凹子岗锌矿床的流体包裹体显微测温结果表明,方解石、石英和白云石中流体包裹体的均一温度都非常集中, 分别为140～180 ℃, 140～200 ℃, 140～200 ℃(图 8a), 表现出一种相对稳定的成矿环境; 成矿流体的盐度范围有一定的变化范围, W 型包裹体的盐度范围集中于 6％～18％NaCleqv(图 8b), 密度为 0.907～ 1.043 g/cm3, 但 S型包裹体盐度可以达到 31.9％～ 32.7％NaCleqv, 密度达到1.089～1.111 g/cm3(表2)。

4 讨 论

4.1 有机流体与成矿

有机流体不仅与石油和天然气形成、演化有关,也能对成矿元素进行吸附、络合、运移、卸载及聚集(朱弟成等, 2003; 顾雪祥等, 2010; 李荣西等, 2012)。本矿床存在有机流体, 以G型包裹体和沥青的出现为主要依据(图4e和图5d)。粗粒闪锌矿内烃类包裹体成分较为复杂, 主要为沥青质、CH4和C3H8(图7); 与其共生的白云石内烃类包裹体成分较简单, 主要为CH4和 H2O。本矿床的早期沥青具有粒度微细, 肉眼通常不可见, 显微镜反射光下呈灰色, 带棕色调, 均质-弱非均质性, 与闪锌矿密切共生。金属矿床中热裂解作用产生的沥青具有以上岩相学和光学特征(彭义伟等, 2013)。另外, 原始母质为藻类, 分布于围岩和矿石, 可能为原地受热降解未经二次运移的有机残留体(顾雪祥等, 2013)。邹先武等(2007)指出本矿床具有明显的同沉积构造特征,而闪锌矿呈淡绿色条带–纹层状构造, 条带粗的可达到0.5～1 cm, 细的仅0.1 cm(图3a), 这些条带是由颗粒状的闪锌矿组成, 堆积紧密, 经压实作用形成,具有典型的沉积构造特征, 应形成于相对较稳定的沉积环境, 可推测淡绿色闪锌矿在沉积成岩期形成,成矿时间应与围岩形成时间接近。热液成矿期红棕闪锌矿、方铅矿和沥青共生, 矿石表现出热液活动特征, 包括角砾状构造、充填结构、包裹结构及交代结构(图3和4)。红棕色闪锌矿Rb-Sr定年结果显示, 成矿年龄为 409.6±9.7 Ma, 属于早泥盆世晚期,比围岩灯影组形成要晚(段其发, 2014), 代表成岩过程后有一期有机成矿流体活动, 并进一步成矿, 成矿过程中产生了一系列的有机质, 包括 CH4、C3H8和沥青。

(a) 方解石、白云石和石英中流体包裹体均一温度直方图; (b) 方解石、白云石和石英中流体包裹体盐度直方图。图8　流体包裹体的均一温度-盐度直方图Fig.8 Histograms of microthermometric data and salinity

4.2 流体性质

不同的流体体系具有各自的初融温度, 当流体中组分确定不变时, 初融温度不会因为组分中浓度的变化而发生改变, 因此初融温度可以作为判断流体体系的依据(卢焕章等, 2004)。凹子岗白云石内群体包裹体测试结果(周云等, 2014)显示, 阳离子主要为Ca2+(4676.7～1325.27)、Mg2+(19.9～70.7)、Na+(0.31～ 1.67)、K+(0.03～0.14), 阴离子主要为 Cl-, 基本不含SO42-。结合本次研究发现含有石盐(NaCl)子矿物包裹体, 说明流体中肯定含有 Na+、K+、Cl-这三种离子。初熔温度(表3)和流体成分结合可以推断本矿床流体除含有机流体以外, 多元体系共存, 还存在NaCl、KCl、CaCl2、MgCl2和H2O。

表3　凹子岗锌矿床流体体系Table 3 Characteristics of the ore-forming fluid of the Aozigang deposit

显微测温结果显示热液期流体包裹体的均一温度非常集中(160～180 ℃), 盐度相对较高(8％～14％NaCleqv),局部可见S型包裹体, 盐度可达到30％NaCleqv。

4.3 成矿压力

利用包裹体估算成矿压力是通过显微测温获得相关的参数, 再选用合理体系的相图或计算公式、程序进行估测, 并且在各类型矿床中已经得到了良好的应用(Li et al., 2012; Zheng et al., 2012; 熊索菲等, 2013, 2016; Xiong et al., 2015)。考虑到本矿床主要包裹体有 S型高盐度包裹体和 W型盐水包裹体,故选用两种不同方法进行估算。

(1) 将S型包裹体理想的看成高盐度H2O-NaCl体系, 本矿床的 S型包裹体都是子矿物先消失, 然后气泡消失, 盐度为 31.9％～32.7％NaCleqv。当体系盐度接近 30％NaCleqv, 可利用 Bodnar and Vityk (1994)高盐度H2O-NaCl体系P-T关系图, 近似的选择盐度为 30％NaCleqv的相图进行估算。以包裹体A为例, 当包裹体A受热沿着液相–气相曲线演化时, 子矿物首先在 215 ℃时熔化消失, 则包裹体内形成了相当于30％NaCleqv的饱和溶液, 继续加热, 包裹体就会沿着30％NaCleqv的液相–气相曲线继续演化, 直到247 ℃时气泡消失, 均一时所对应的压力(最小捕获压力)则为40 MPa(图9a)。同样的方法可以估算出包裹体B(子矿物熔化温度为217 ℃, 均一温度为233℃)的压力为22 MPa, 以及包裹体C(子矿物熔化温度为200℃, 均一温度为248 ℃)压力为75 MPa。因此S型包裹体所估算出的最小捕获压力为22～75 MPa(图9a)。

(a) 利用S型包裹体进行压力估算, 底图据Bndnar and Vityk (1994); (b) 利用W型包裹体进行压力估算, 使用FLINCOR 软件(Brown and Lamb, 1989)。图9　凹子岗锌矿床成矿压力估算Fig.9 Pressure-temperature conditions for the Aozigang zinc deposit

(2) 利用包裹体等容线估算成矿压力是目前一种较为准确的估算方法(卢焕章等, 2004)。把所测得的 W 型包裹体相关参数(包括均一温度和冰点), 输入FLINCOR 软件(Brown and Lamb, 1989), 可以得到包裹体等容线。凹子岗锌矿床的方解石内包裹体的等容线分布在ρ=0.907和ρ=1.026代表的③⑥等容线范围内, 白云石内包裹体的等容线分布在ρ=0.912 和 ρ=1.043代表的①④等容线范围内, 石英内包裹体的等容线分布在ρ=0.933和ρ=1.037代表的②⑤等容线之间范围内(图 9b)。本次测温结果显示出成矿温度集中于160～180 ℃之间, 将温度区间在图9b上投影出来, 与等容线相交处所对应的压力即为所求,因为本算法得到的是最小捕获压力, 因此取与等容线相交的较大值, 得到压力为28～84 MPa(图9b)。

以上两种方法估算的压力非常接近, 证明两种包裹体所形成的压力环境是一致的, 为22～84 MPa。以大陆地压梯度27 MPa/km为衡量标准, 对应的静岩压力为0.81～3.11 km。

4.4 成矿过程

鄂西地区处于上扬子地块东缘(图1), 横跨秦岭造山带和扬子地块两大构造单元, 经历了武陵、加里东、海西、印支、燕山、喜马拉雅发展阶段, 使本区发育了一系列规模较大的褶皱和断裂, 但岩浆活动不明显, 地层之间没有形成明显的角度不整合接触关系。新元古代海相地层沉积环境相对稳定,岩相古地理资料显示, 凹子岗锌矿床处于台地边缘浅滩相与局限台地潮下相的过渡部位(汤朝阳等, 2009), 光照充足, 藻类生物大量繁殖(图 4b), 是锌成矿的有利位置。藻类吸收Pb、Zn的模拟实验表明,藻类会大量吸收 Pb、Zn等元素, 从而使自身成为Pb、Zn的富集体(林丽等, 2002)。当藻类生物死亡后会形成具有表面积大、粘度高、对金属离子吸附能力强的腐殖酸(卢家烂等, 1997; 李发源等, 2002)。在沉积物埋藏成岩过程中, 腐殖酸可以对成矿物质进行吸附, 使凹子岗锌矿床主要的赋矿层位(石板滩段) 的 Pb、Zn丰度值分别达到 3×106-～422×106-(平均明显高于 Pb、Zn的地壳克拉克值(Pb=19×106-、Zn= 60×106-, 汤朝阳等, 2009), 而沉积压实作用又使闪锌矿形成纹层状-条带状的矿层(图3a、d)。

加里东运动使扬子地块经历了长期挤压隆升过程, 到早泥盆世受古特提期洋拉张影响, 扬子地块处于伸展断陷构造背景, 为热液成矿提供了构造驱动力, 使流体产生大规模运移(段其发, 2014), 成矿热液携带金属元素充填于角砾周围, 流体携带大量有机质和金属元素向构造薄弱带迁移, 促使热液对流和成矿物质不断富集, 从而形成大量角砾状矿石。热液期还形成含有方铅矿和粗粒红棕色闪锌矿的浸染状矿石。成矿热液内的有机质, 在闪锌矿和白云石内包裹体中以混合烃的形式存在, 或者以固体沥青的形式与闪锌矿密切共生。由于灯影组石板滩段和白马沱段主要是由方解石和白云石等碳酸盐矿物及少量泥质组成的沉积岩, 有机质主要存在细晶质的碳酸盐矿物内, 不容易释放出来(解启来等, 2000), 但随着构造运动的作用, 较高温度流体的加入, 使原来赋存于碳酸盐内有机质的释放率增大。有机质热演化过程中会形成不同的有机产物, 一般先形成腐殖酸, 然后演化为干酪根(庄汉平和卢家烂, 1996), 当干酪根的热降解作用发生时, 可生成一系列有机质包括沥青(C14+)、饱和烃(C6-13)、芳烃(C6-13)、C2-C5和CH4(王云鹏等, 2007), 气态烃类物质的生成会导致流体压力增大(估算的最小捕获压力 22～ 84 MPa), 以大陆地压梯度27 MPa/km为衡量标准,对应的静岩压力为 0.81～3.11 km。当压力大于围岩最大抗裂强度时, 岩石破裂, 加上同沉积断裂的长期活动, 形成白云岩角砾。此外, 成矿后还存在有机流体活动, 形成晚期的沥青等。表生条件下闪锌矿氧化, 形成菱锌矿, 使成矿物质进一步富集。

5 结 论

(1) 位于上扬子地块东缘的凹子岗锌矿床成矿存在沉积成岩期和热液期。沉积成岩期, 藻类生物对成矿物质的吸附作用促使Zn元素富集, 从而形成条带–纹层状矿石。热液期主要形成角砾状和浸染状矿石, 有机流体活动与成矿存在耦合关系, 表现为早期沥青与闪锌矿密切共生, 在白云石和热液期形成的粗粒闪锌矿中还发现有烃类包裹体, 液态烃具有荧光效应, 有机成分为沥青质、CH4和C3H8。

(2) 凹子岗锌矿床是一个沉积–热液改造型矿床,热液期成矿流体除含有机质外, 还含有NaCl、KCl、CaCl2、MgCl2和 H2O, 为多元的流体体系, 显微测温结果显示, 均一温度集中于 160～180 ℃, 盐度集中于 8％～14％NaCleqv, 部分可达 30％NaCleqv左右,估算得成矿压力(最小捕获压力)为22～84 MPa。

致谢： 感谢中国地质大学(武汉)陆建培老师和江满容博士在岩矿鉴定方面的协助, 成文过程中曾与沈传波教授进行了有益的探讨。两位匿名审稿人提出了非常有益的修改建议, 同时也非常感谢编辑部老师在稿件修改过程中的悉心指导和帮助。

陈衍景, 倪培, 范宏瑞, F Pirajno, 赖勇, 苏文超, 张辉. 2007. 不同类型热液金矿系统的流体包裹体特征. 岩石学报, 23(9): 2085–2108.

池国祥, 卢焕章. 2008. 流体包裹体组合对测温数据有效性的制约及数据表达方法. 岩石学报, 24(9): 1945–1953.

段其发. 2014. 湘西–鄂西地区震旦系–寒武系层控铅锌矿成矿规律研究. 武汉: 中国地质大学博士学位论文: 1–156.

顾雪祥, 章永梅, 李葆华, 薛春纪, 董树义, 付绍洪, 程文斌, 刘丽, 吴程赟. 2010. 沉积盆地中金属成矿与油气成藏的耦合关系. 地学前缘, 17(2): 83–105.

顾雪祥, 章永梅, 吴程赟, 彭义伟, 李葆华, 付绍洪, 夏勇, 董树义. 2013. 黔西南卡林型金矿床与古油藏的成因联系: 有机岩相学证据. 地学前缘, 20(1): 92–106.

何谋春, 吕新彪, 姚书振, 刘艳荣, 樊五杰. 2005. 沉积岩中残留有机质的拉曼光谱特征. 地质科技情报, 20(3): 67–69, 79.

侯满堂. 2009. 陕西马元铅锌矿有机质与成矿作用的关系研究. 中国地质, 36(4): 861-870.

侯满堂, 王党国, 邓胜波, 杨宗让. 2007. 陕西马元地区铅锌矿地质特征及矿床类型. 西北地质, 40(1): 42–60.

李发源, 顾雪祥, 付绍洪, 章明. 2002. 有机质在MVT铅锌矿床形成中的作用. 矿物岩石地球化学通报, 21 (4): 272–276.

李荣西, 董树文, 张少妮, 朱瑞静, 夏彬. 2012. 大巴山造山过程有机流体研究. 南京大学学报(自然科学版), 48(3): 295–307.

李雯霞, 李葆华, 顾雪祥, 黄增保, 肖德长, 程文斌, 陈翠华, 董树义. 2013. 贵州岩屋坪汞矿床有机流体成矿的包裹体证据. 地学前缘, 20(1): 72–81.

林丽, 朱立东, 庞艳春, 熊永驻, 付修根. 2002. 西成铅锌矿床的生物成矿模拟实验研究. 矿床地质, 21(增刊): 423–426.

刘斌, 段光贤. 1987. NaCl-H2O溶液包裹体的密度式和等容式及其应用. 矿物学报, 7(4): 345–352.

刘淑文, 刘玲芳, 高永宝, 戈晓红, 郑绪忠, 张海东, 王亮. 2012. 扬子陆块北缘马元铅锌矿床成矿物质来源探讨: 来自C、O、H、S、Pb、Sr同位素地球化学的证据. 矿床地质, 31(3): 545–554.

卢焕章, 范宏瑞, 倪培, 欧光习, 沈昆, 张文淮. 2004. 流体包裹体．北京: 科学出版社: 230–239.

卢家烂, 庄汉平, 刘文均. 1997. 有机质在层控铅锌矿床中作用的实验研究. 沉积学报, 15(2): 226–231.

倪培, 范宏瑞, 丁俊英. 2014. 流体包裹体研究进展. 矿物岩石地球化学通报, 33(1): 1–5.

彭义伟, 顾雪祥, 吴程赟, 章永梅, 陈思尧. 2013. 黔西南灰家堡金矿田有机岩相学和地球化学. 地学前缘, 20(1): 117–128.

平宏伟, 陈红汉. 2011. 影响油包裹体均一温度的主要控制因素及其地质涵义. 地球科学, 36(1): 131–138.

芮宗瑶, 叶锦华, 张立生, 王龙生, 梅燕雄. 2004. 扬子克拉通周边及其隆起边缘的铅锌矿床. 中国地质, 31(4): 337–346.

谭满堂. 2009. 鄂西地区层控型铅锌矿床成矿物质来源研究. 武汉: 中国地质大学硕士学位论文: 1–67.

汤朝阳, 段其发, 邹先武, 李堃. 2009 . 鄂西–湘西地区震旦系灯影期岩相古地理与层控铅锌矿关系初探. 地质论评, 55(5): 712–721.

王茂林, 王贤茂, 李小林. 2014. 鄂西地区铅锌矿成矿特征、找矿模式及找矿方向. 资源环境与工程, 28(3): 257–265.

王晓虎, 薛春纪, 李智明, 李强, 杨荣进. 2008. 扬子陆块北缘马元铅锌矿床地质和地球化学特征. 矿床地质, 27(1): 37–48.

王云鹏, 田静. 2007. 原油裂解气的形成、鉴别与运移研究综述. 天然气地球科学, 18(2): 235–244.

吴越. 2013. 川滇黔地区MVT铅锌矿床大规模成矿作用的时代与机制. 北京: 中国地质大学博士学位论文: 1–153.

吴越, 张长青, 毛景文, 张望生, 魏成. 2013. 油气有机质与MVT铅锌矿床的成矿——以四川赤普铅锌矿为例.地球学报, 34(4): 425–436.

解启来, 周中毅, 陆明勇. 2000. 碳酸盐矿物结合有机质—— 一种重要的成烃物质. 矿物学报, 20(1): 59–62.

熊索菲, 丁振举, 姚书振, 熊杰, 胡新露, 何谋惷, 谭满堂. 2013. 河南小秦岭杨砦峪金矿成矿流体特征. 矿床地质, 32(6): 1249–1261.

熊索菲, 姚书振, 宫勇军, 谭满堂, 曾国平, 王伟. 2016.四川乌斯河铅锌矿床成矿流体特征及TSR作用初探.地球科学, 41(1): 105–120.

杨绍祥, 劳 可通. 2007. 湘西北铅锌矿床碳氢氧同位素特征及成矿环境分析. 矿床地质, 26(3): 330–340.

张长青. 2008. 中国川滇黔交界地区密西西比型(MVT)铅锌矿床成矿模型. 北京: 中国地质科学院矿产资源研究所博士学位论文: 1–151.

张长青, 毛景文, 刘峰, 李厚民. 2005. 云南会泽铅锌矿床粘土矿物K-Ar测年及其地质意义. 矿床地质, 24(3): 317–324.

张鼐, 田作基, 冷莹莹, 王汇彤, 宋孚庆, 孟建华. 2007.烃和烃类包裹体的拉曼特征. 中国科学(D辑), 37(7): 900–907.

张少妮. 2013. 四川盆地北缘灯影组铅锌矿天然沥青特征及其源岩分析. 西安: 长安大学硕士学位论文: 1–65.

张振亮. 2006. 云南会泽铅锌矿床成矿流体性质和来源.贵阳: 中国科学院地球化学研究所博士学位论文: 1–109.

赵艳军, 陈红汉. 2008. 油包裹体荧光颜色及其成熟度关系. 地球科学, 33(1): 91–96.

周云, 段其发, 曹亮, 李芳, 黄惠兰. 2014. 湘西-鄂西地区铅锌矿的大范围低温流体成矿作用研究. 高校地质学报, 20(2): 198–212.

朱弟成, 朱利东, 林丽, 熊永柱, 庞艳春, 付修根. 2003.西成矿田泥盆系铅锌矿床中的有机成矿作用. 地球科学, 28(2): 201–208.

庄汉平, 卢家烂. 1996. 与有机质有成因联系的金属矿床.地质地球化学, 4: 6–11.

邹先武, 杨晓君, 罗林. 2007. 湖北省凹子岗锌矿地质特征及找矿标志. 华南地质与矿产, 3: 31–36.

Anderson G M. 1991. Organic maturation and ore precipitation in Southeast Missouri. Economic Geology, 86(5): 909–926.

Bodnar R J and Vityk M O. 1994. Interpretation of microthermomtric data for H2O-NaCl fluid inclusions // de Vivo B and Frezzotti M L. Fluid Inclusions in Minerals: Methods and Applications. Blacksberg: Verginia Tech: 117–130.

Brown P E and Lamb W M. 1989. P-V-T properties of fluids in the system H2O±CO2±NaCl: New graphic presentations and implications for fluid inclusion studies. Geochimica et Cosmochimica Acta, 53: 1209–1221.

Hall D L, Sterner S M and Bodnar R J. 1988. Freezing point depression of NaCl-KCl-H2O solutions. Economic Geology, 83(1): 197–202.

Leach D L, Sangster D F, Kelley K D, Large R R, Garven G,Allen C R, Gutzmer J and Walters S. 2005. Sedimenthosted lead-zinc deposits: A global perspective. Economic Geology, 100th Anniversary Volume: 561–608.

Li N, Ulrich T, Chen Y J, Thomsen T B, Pease V and Pirajno F. 2012. Fluid evolution of the Yuchiling porphyry Mo deposit, East Qinling, China. Ore Geology Reviews, 48: 442–459.

Okubo S. 2005. Effects of thermal cracking of hydrocarbons on the homogenization temperature of fluid inclusions from the Niigata oil and gas fields, Japan. Applied Geochemistry, 20: 255–260.

Wilkinson J J. 2001. Fluid inclusions in hydrothermal ore deposits. Lithos, 55: 229–272.

Xiong S F, He M C, Yao S Z, Cui Y B, Shi G Z, Ding Z J and Hu X L. 2015. Fluid evolution of the Chalukou giant Mo deposit in the northern Great Xing’an Range, NE China. Geological Journal, 50: 720–738.

Zheng Y, Zhang L, Chen Y J, Qin Y J and Liu C F. 2012. Geology, fluid inclusion geochemistry, and40Ar/39Ar geochronology of the Wulasigou Cu deposit, and their implications for ore genesis, Altay, Xinjiang, China. Ore Geology Reviews, 49: 128–140.

Characteristics of Ore-forming Fluid of the Aozigang Zinc Deposit in the East Margin of the Upper Yangtze Block

XIONG Suofei1, 2, YAO Shuzhen1*, PI Daohui1, ZENG Guoping1, HE Mouchun1and TAN Mantang3
(1. Faculty of Earth Resources, China University of Geosciences, Wuhan 430074, Hubei, China; 2. Collaborative Innovation Center for Exploration of Strategic Mineral Resources, China University of Geosciences, Wuhan 430074, Hubei, China; 3. Wuhan Center of China Geological Survey, Wuhan 430200, Hubei, China)

The Aozigang deposit in the Hubei province, in the east margin of the Upper Yangtze Block, is a zinc deposit hosted in the Dengying Formation. The mineralization process is composed of depositional stage and hydrothermal stage. The reseda fine-grained sphalerites are recognized as the typical layered-laminated ore of the depositional stage, whereas reddish brown coarse-grained sphalerites occur in the hydrothermal stage. Primary fluid inclusions (FIs) in dolomite, quartz and sphalerite include three compositional types, i.e. aqueous (W-type) inclusions, gaseous hydrocarbon (G-type), and daughter mineral-bearing (S-type). The Laser Raman microspectroscopy results indicate that CH4, C3H8and bitumen dominate G-type inclusions in the dolomite and reddish brown coarse-grained sphalerite, and G-type inclusions show yellow fluorescence color. The coexistence of bitumen and sphalerite also indicates that organic fluids have potential relationship with zinc mineralization in the Aozigang Zn deposit. At the hydrothermal stage, microthermometric data show the FIs are totally homogenized mainly at 160–180℃ and with salinities of 8％–14％NaCleqv, and S-type FIs have salinities of 30％NaCleqv. Ore-forming fluids are a multicomponent system, which contains not only organic material, but also NaCl, KCl, CaCl2, MgCl2, H2O. The estimated trapping pressures are 22–84 MPa.

Aozigang zinc deposit; fluid inclusion; organic fluids; western Hubei metallogenic belt; geochemistry

P611

A

1001-1552(2016)03-0465-013

2015-03-03; 改回日期: 2015-10-10
项目资助: 中国地质调查局项目(12120113094200) 和国家自然科学基金面上项目(41272037)联合资助。

熊索菲(1986–)，女，博士，矿物学、岩石学、矿床学专业。Email: sophie_0913@foxmail.com

姚书振(1947–)，男，教授，博士生导师，从事矿床学、矿田构造学及区域成矿学研究。Email: szyao@cug.edu.cn