贵州都匀撒朗重晶石矿床流体包裹体及H-O-C同位素地球化学研究

何明勤, 李应辉, 张 丰, 田欢欢, 梁坤萍

贵州都匀撒朗重晶石矿床流体包裹体及H-O-C同位素地球化学研究

何明勤1, 2*, 李应辉3, 张 丰1, 田欢欢1, 梁坤萍1

(1.贵州大学 资源与环境工程学院, 贵州 贵阳 550025; 2.贵州大学 喀斯特地质资源与环境教育部重点实验室, 贵州 贵阳 550025; 3.贵州省地质矿产勘查开发局 105地质大队, 贵州 贵阳 550018)

贵州都匀撒朗重晶石矿床位于江南造山带西南段都匀陆缘盆地区之都匀南北向构造变形区, 矿体主要呈层状、似层状、脉状或囊状产于层间破碎带及构造交汇部位, 受构造控制明显。本文在野外矿床地质调查的基础上, 进行了流体包裹体岩相学、显微测温和群体包裹体成分及H-O-C同位素研究, 结果显示: 撒朗重晶石矿床的成矿流体为具有中低温(95～240 ℃)、峰值温度(140 ℃)为低温、低盐度(均值4.9%～9.1% NaCleqv)、中等密度(均值0.95～0.97 g/cm3)特征的Ca2+-Na+-Cl−-SO42−类型水; 重晶石流体包裹体水H同位素组成为−48‰～−38‰、O同位素组成为0.55‰～12.05‰, 显示成矿流体水来源于大气降水或与围岩水岩反应后的演化大气降水; 矿石中与重晶石共生的方解石C同位素组成为−1.9‰～−1.0‰、O同位素组成(SMOW标准)为20.40‰～21.01‰, 指示碳来自于海相碳酸盐岩的溶解; 矿床的形成晚于围岩, 是在围岩地层形成之后, 为后期构造及热液活动使其中的成矿物质活化迁移并在相应构造部位富集而形成。

流体包裹体; H-O-C同位素; 矿床地球化学; 撒朗重晶石矿床; 贵州都匀

0 引 言

重晶石矿床广泛产于太古宇到第四系不同时代地层之中(李文炎和余洪云, 1991), 分布范围广, 规模大, 具有非常重要的经济价值和研究意义(高军波和杨瑞东, 2015)。贵州的重晶石矿资源尤为丰富, 产出层位也十分多样, 具有重要工业价值的重晶石矿床主要产于寒武系、泥盆系和奥陶系。其中, 寒武系代表性矿床有天柱县大河边超大型重晶石矿床, 其资源储量超两亿吨(杨瑞东等, 2007a), 是世界上资源储量最大的重晶石矿床(杨瑞东等, 2007a; Han et al., 2015), 其经济价值大, 研究程度高, 一般认为是喷流热水沉积成因(吴朝东等, 1999; 方维萱等, 2002; 夏菲等, 2004; 杨瑞东等, 2007a, 2007b; 侯东壮等, 2015; Zhou et al., 2018)。泥盆系重晶石矿床以镇宁‒紫云一带的最为重要, 如乐纪大型重晶石矿床等。近些年来, 一些学者对其进行了Sr同位素组成(高军波等, 2013a)、矿床地球化学特征及成因(高军波等, 2013b)和矿床地质特征与成矿规律(张旭等, 2017)研究, 认为矿床是断裂控制的海底喷流热水沉积成矿的产物(高军波和杨瑞东, 2015)或甲烷渗漏成因所形成(Gao et al., 2017)。奥陶系重晶石矿床以施秉县顶罐坡大型重晶石矿床最为典型, 根据流体包裹体测温数据, 认为矿床属低温热液矿床(贵州省区域矿产志编写组, 1986)。与主要产于高角度张性断层内的陡倾斜施秉县顶罐坡重晶石矿床(图1a)不同, 同样赋存于奥陶系的都匀市王司镇撒朗村撒朗重晶石矿床矿体主要呈缓倾斜的层状、似层状、脉状或囊状。同时, 该矿床与国内外一些主要层状的沉积重晶石矿床如天柱县大河边重晶石矿床(夏菲等, 2005; Zhou et al., 2018)和土耳其Dinek重晶石矿床(Elmas et al., 2012)等含硫化物矿物也明显不同, 该矿床矿石中不含硫化物, 从而品位相对更高、纯度相对更好, 因而更显其独特开发利用和研究价值。Maynard and Okita (1991)基于重晶石矿床产出的构造背景将层状重晶石矿床划分为大陆边缘型和克拉通裂谷型两种, 前者以单一重晶石矿床为主, 后者还兼具铅、锌矿化, 据此可将撒朗重晶石矿床归入大陆边缘型层状重晶石矿床。撒朗重晶石矿区内, 矿床(体)出露较好, 开采方便, 但现有的勘查和研究程度均很低, 限制了进一步找矿和规模化开采工作。目前, 已有研究成果仅限于对矿床地质特征和控矿因素的分析(李应辉等, 2016), 缺乏对矿床地球化学尤其是成矿流体地球化学方面的相关研究。基于此, 本论文拟通过流体包裹体、同位素地球化学等手段对矿床成矿流体特征及其来源进行较系统研究, 为矿床成因分析提供依据, 并为深入总结成矿规律、找矿和开发利用工作提供思路。

1 区域地质及矿床地质特征

撒朗重晶石矿床位于江南造山带西南段(图1a)都匀陆缘盆地区之都匀南北向构造变形区(贵州省地质调查院, 2012)。区域内出露地层主要有古生界寒武系、奥陶系、志留系和泥盆系, 其中奥陶系是区域重晶石、铅锌矿床等的主要赋矿层位, 岩性以白云岩和石灰岩为主。区域内构造以近南北向为主, 褶皱构造以王司背斜为主体, 断裂构造除南北向断裂外, 还发育北东向、北西向和近东西向断裂, 这些断裂切割区内褶皱与地层, 构成复杂的构造格局, 控制了区域多种矿产的形成(李应辉等, 2016), 如都匀牛角塘锌矿床(陈国勇等, 1992; 张碧志等, 1994)、镉矿床(叶霖和刘铁庚, 1997; 刘铁庚和叶霖, 2000)或镉锌矿床(刘铁庚等, 2004)、老猫石铅锌矿床(刘强和夏磊, 2013)、大梁子锌矿床(刘成万, 2017)和菜园河锌矿床(王琼等, 2017)等。

1. 第四系; 2. 中下志留统翁项群; 3. 下奥陶统红花园组+大湾组; 4. 下奥陶统桐梓组; 5. 正断层及编号; 6. 逆断层及编号; 7. 性质不明断层及编号; 8. 地层界线; 9. 角度不整合界线; 10. 矿体及编号; 11. 地层产状; 12. 剖面位置及编号; 13. 顶罐坡重晶石矿床; 14. 矿体主要样品采集位置及序号。

矿区出露地层有下奥陶统桐梓组(O1)、红花园组+大湾组(O1)、中下志留统翁项群(S1-2)和第四系(Q)(图1b)。其中, 下奥陶统桐梓组(O1)和红花园组+大湾组(O1)是一套主要由白云岩和石灰岩组成的碳酸盐类岩石; 中下志留统翁项群(S1-2)仅出露上亚群, 主要是由砂岩和页岩组成的碎屑岩; 第四系(Q)仅出露在矿区西南部, 主要为黏土、粉砂、砂土或含砾砂土等。

矿区构造总体为一单斜构造, 倾向西(260°～280°), 倾角5°～20°。因受断裂构造的影响, 局部地层向北、东倾斜。区内断裂构造相对较发育, 可分为近南北向(F1)、北西向(F2、F3、F4)和北东向(F5)三组。

矿体产于下奥陶统桐梓组(O1)中, 主要受层间断裂破碎带控制。据矿体露头和采矿工程揭露, 目前矿区主要产出有Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ共3个矿体(图1b)。Ⅰ号矿体呈似层状(图2), 走向长约500 m、厚度1.93～2.08 m、倾向延伸大于100 m; Ⅱ号矿体呈层状、似层状, 走向长约132 m、厚度2.5～2.8 m、倾向延伸大于15 m; Ⅲ号矿体呈似层状(图2)、脉状和囊状产出, 走向长约100 m、厚度1～2 m、倾向延伸大于12 m。

矿石成分相对简单, 矿石矿物为重晶石, 脉石矿物有方解石、少量的石英和白云石; 矿石中BaSO4含量为92.50%～96.18%, 其次为SiO2, 含量为0.41%～ 1.30%。矿石构造以条带状、脉状构造为主, 其次为花斑状及团块状构造(图3); 矿石结构以放射状、束状和粒状结构为主, 其次为网状、交代残余结构(图4)。矿区围岩蚀变相对较弱, 主要是方解石化, 其次为硅化。

2 样品采集与分析测试方法

在野外较详细地质观察的基础上, 对出露或工程揭露较好的Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ三个矿体的不同类型矿石进行了较系统采样, 共采集矿石样品18件, 全部磨制包裹体片, 从中选择透明度较好包裹体片进行流体包裹体岩相学观察和对其中的原生包裹体进行温度测定, 并挑选出重晶石、方解石单矿物用于流体包裹体成分和H-O-C同位素分析。

流体包裹体岩相学和温度测定在贵州大学资源与环境工程学院流体包裹体实验室进行, 测试仪器为英国产Linkam THMSG600型冷热两用台和配套的Leica透光显微镜DMLP及其LinkSys温控系统, 仪器温度测试范围为−196～600 ℃, 冷冻温度和均一温度的测试精度分别为±0.1 ℃和±1 ℃。

流体包裹体气、液相成分分析在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成, 操作流程是: 将富含原生流体包裹体的矿石碎至60～80目, 在双目显微镜下选纯重晶石矿物颗粒, 分阶段爆裂, 先在较低温度下爆裂除去可能的次生包裹体, 然后在300～350 ℃爆裂条件下爆裂。气相成分分析采用CLarus600气相色谱仪, 液相成分分析采用DIONEX-500离子色谱仪, 测定的室温控制在20 ℃, 湿度控制在20%, 分析的液相阳、阴离子成分为Na+、K+、Mg2+、Ca2+、F−、Cl−、NO3−、SO42−, 气相分析成分为H2、N2、CO、CH4、CO2、H2O, 其液相阳、阴离子和气相成分分析严格按国家或行业相关标准进行。

1. 第四系粉砂砾石; 2. 红花园组+大湾组泥质灰岩; 3. 桐梓组白云岩; 4. 翁项群砂岩; 5. 地层界线; 6. 逆断层及编号; 7. 正断层及编号; 8. 矿体及编号; 9. 剥土工程及编号。地层代号: Q. 第四系; S1-2W. 中下志留统翁项群; O1h+d. 下奥陶统红花园组+大湾组; O1t. 下奥陶统桐梓组。

(a) 条带状构造; (b) 脉状构造; (c) 花斑状构造; (d) 团块状构造。矿物/岩石代号: Brt. 重晶石; Dol. 白云岩。

H-O-C同位素分析首先将肉眼挑选出来的富含重晶石和方解石的矿石破碎至10～20目, 去除明显的杂质组分, 再将其置于双目显微镜下, 挑选出纯的重晶石和方解石单矿物, 纯度大于99%。流体包裹体水H同位素分析在澳实(广州)分析测试中心进行, 矿物O及O-C同位素分析在中国科学院地质与地球物理研究所稳定同位素分析实验室进行。具体操作流程如下所述。

H同位素分析流程: 先将挑选出来的重晶石单矿物置于长条状容器中称重, 然后待样品自动进入取样器后在100 ℃下保持1小时, 其次采用爆裂法取包裹体水、锌法制氢, 最后用同位素比值质谱(TC-EA-IRMS)在线测定流体包裹体水的H同位素比值, 分析结果以维也纳平均海水(SMOW)为标准, 分析精度为3‰。

重晶石O同位素分析: 采用BrF5法, 在真空条件下, 将重晶石与BrF5进行高温氧化还原反应生成O2, 将氧气提纯, 在温度为700 ℃的高温条件下, O2与石墨发生反应, 最终转化为CO2, 从而进行O同位素质谱分析, 分析结果采用相对国际标准SMOW之值, 分析仪器为赛默飞公司的DELTA V质谱仪, 分析误差在0.2‰以内。

方解石C-O同位素分析: 采用100%磷酸法, 将分析样品方解石与磷酸发生化学反应, 反应过程中会释放CO2, 将释放出的CO2送入MAT-253型质谱仪上进行C、O同位素测定, 所测数据均采用相对国际标准PDB之值, C同位素分析精度优于0.15‰、O同位素分析精度优于0.2‰。

3 分析测试结果

3.1 流体包裹体

3.1.1 流体包裹体岩相学特征

在透光显微镜下, 对磨制的18件样品包裹体片进行了较详细观察后发现, 矿石中重晶石和方解石内的包裹体较为发育, 以原生包裹体为主, 但个体普遍较小, 一般小于10 μm, 多数为1～6 μm, 按照室温(25 ℃)(Mapani and Wilson, 1998)下的成分、相态特征及其相互关系(何明勤等, 2004a), 尤其是室温下的相态关系的包裹体分类方案(何明勤等, 2004b), 将该矿区原生包裹体分为单一液相的纯液体包裹体(Ⅰ型)和气液两相的液体包裹体(Ⅱ型)两类(图5)。

(1) Ⅰ型(图5a～b): 纯液体包裹体, 该类包裹体无色透明, 由单一的液相L所组成, 气液比为0, 形态为短透镜状、短柱状或不规则状, 呈孤立或稀疏分布, 分布稀少, 数量少于5%。

(2) Ⅱ型(图5c～f): 液体包裹体, 由气相V、液相L两相组成, 气、液相均为无色, 气液比3%～20%, 形态为负晶形、长条形、三角形、椭圆形、平行四边形或不规则状, 多呈孤立状、零星状或稀疏状分布, 少数沿晶体生长方向成群分布, 是矿区最主要的包裹体类型, 分布广泛, 数量大于95%。

3.1.2 温度测定

流体包裹体温度的测定按照先测冷冻温度后测均一温度的顺序进行, 由于不同矿体或不同类型的重晶石或方解石等矿物中, Ⅱ型液体包裹体是数量最多的包裹体, 因此无论是冷冻温度还是均一温度均是通过测定Ⅱ型液体包裹体来获得的, 且均一时的相态均为液相。

矿区内不同矿体重晶石(Ⅱ号矿体还包括少量共生方解石)的流体包裹体温度测定结果见表1, 结果显示: Ⅰ号矿体均一温度为95～240 ℃、均值为130～166 ℃; Ⅱ号矿体均一温度为117～240 ℃、均值123～134 ℃; Ⅲ号矿体均一温度为103～221 ℃, 均值为149 ℃。在均一温度分布直方图(图6a)上, 均一温度呈单峰态分布, 位于中低温范围, 峰值温度为140 ℃, 表明其具较单一的中低温成矿特点, 且成矿高峰温度为低温。

(a) 针状重晶石由中心向外排列呈放射状结构; (b) 针柱状重晶石呈束状、部分呈半自形或它形粒状结构; (c) 后形成的重晶石沿先形成的重晶石或方解石边缘、解理或裂开等裂隙充填呈不规则网状结构; (d) 重晶石被方解石不完全交代形成交代残余结构。矿物代号: Brt. 重晶石; Cal. 方解石。

(a) 重晶石中的Ⅰ型纯液体包裹体; (b) 方解石中的Ⅰ型纯液体包裹体; (c)～(e) 重晶石中的负晶形、长条形、三角形、椭圆形和不规则形Ⅱ型液体包裹体; (f) 方解石中的负晶形Ⅱ型液体包裹体。

表1 撒朗重晶石矿床流体包裹体显微测温结果

流体包裹体冰点温度为−20.8～−0.2 ℃(表1), 采用Bodnar (1993)的NaCl-H2O二元体系盐度计算方程:

=0.00+1.78−0.04422+0.0005573(为冰点摄氏度数)

计算其盐度(表1)。结果显示Ⅰ号矿体盐度范围0.5%～19.1% NaCleqv, 均值4.9%～8.4% NaCleqv; Ⅱ号矿体盐度范围1.4%～22.9% NaCleqv, 均值7.0%～9.1% NaCleqv; Ⅲ号矿体盐度范围1.2%～19.7% NaCleqv,均值8.7% NaCleqv。各矿体的盐度范围和均值也较为一致, 显示相似的流体成矿作用特点。在盐度分布直方图上, 处于中低盐度范围, 具多峰态分布特点(图6b), 峰值盐度分别为2% NaCleqv、12% NaCleqv和16% NaCleqv, 反映流体成矿过程中盐度的明显变化。

在均一温度与盐度的散点图上, 温度变化范围相对较窄, 而盐度的变化范围相对较宽, 盐度与温度之间不存在明显的线性关系(图7)。

图6 撒朗重晶石矿床均一温度(a)和盐度分布(b)直方图

图7 撒朗重晶石矿床流体盐度与均一温度关系图

3.1.3 流体包裹体成分

由于流体包裹体的个体较小, 气、液相组分更小, 因此没能进行单个包裹体成分的原位分析, 而采用了群体包裹体成分分析方法。撒朗重晶石矿床流体包裹体液、气相重晶石群体包裹体成分分析结果见表2。

从表2可以看出: 流体包裹体液相成分阳离子以Ca2+和Na+为主, 阴离子以Cl−和SO42−为主, 是一种Ca2+-Na+-Cl−-SO42−类型水。其中, Ca2+含量为28.77～42.57 µg/g, Na+含量为2.612～12.550 µg/g; Cl−含量为5.484～24.730 µg/g, SO42−含量为4.356～ 10.810 µg/g。

流体包裹体气相成分中, H2O是最主要的成分, 含量在99.95%以上, CO2、H2、N2、CH4和CO的含量都甚微, 是一种以水为主的流体。

3.2 H-O-C同位素组成

矿石矿物重晶石O同位素、流体包裹体水H同位素, 以及重晶石共生方解石的C、O同位素(PDB标准)分析数据见表3。其中, 方解石δ18OSMOW值计算采用Coplen et al. (1983)的计算公式δ18OSMOW= 1.03091δ18OPDB+30.91。

根据矿物流体包裹体均一法测温所得到的各样品或各矿体温度数据以及重晶石、方解石与水之间的O同位素平衡分馏方程:

1000ln重晶石−水=3.94×106−2−5.47×103−1+1.86 (郑永飞和陈江峰, 2000)

1000ln方解石−水=4.01×106−2−4.66×103−1+1.71 (郑永飞和陈江峰, 2000)

计算出与矿物O同位素交换达到平衡的成矿流体水的O同位素组成(表3)。

从表3可以看出, 三个矿体重晶石O同位素δ18OSMOW值变化于15.7‰～18.4‰之间, 流体包裹体水H同位素δDSMOW为−48‰～−38‰, Ⅰ号和Ⅱ号两个矿体中与重晶石共生方解石的O同位素δ18OPDB为−10.2‰～−9.6‰, 重晶石或方解石矿物的O同位素组成以及流体包裹体水H同位素组成变化范围均小, 组成较均一, 反映其单一流体成矿过程。

计算出的三个矿体与重晶石O同位素交换达到平衡的流体包裹体水的O同位素(SMOW)组成分别为Ⅰ号矿体: 2.35‰～12.05‰、均值8.23‰; Ⅱ号矿体: 4.42‰～5.08‰, 均值4.68‰; Ⅲ号矿体: 0.55‰～ 8.78‰, 均值4.68‰。与方解石O同位素交换达到平衡的流体包裹体水的O同位素组成(SMOW)分别为Ⅰ号矿体: 1.78‰～12.33‰, 均值8.14‰; Ⅱ号矿体: 5.38‰～6.10‰, 均值5.67‰。无论是重晶石还是方解石其流体包裹体水的O同位素组成变化范围都较矿物本身的O同位素组成变化范围要大得多, 是矿物与流体O同位素交换过程中受流体温度的变化影响所致, 表明温度是控制流体O同位素变化的重要因素。

表2 撒朗重晶石矿床流体包裹体液、气相成分分析数据表

表3 撒朗重晶石矿床重晶石H-O和方解石C-O同位素组成

Ⅰ号和Ⅱ号两个矿体方解石C同位素δ13CPDB组成为−1.9‰～−1.0‰, 平均−1.45‰, 变化较小, 显示碳具相同来源。

4 讨 论

4.1 成矿流体特征

矿区三个矿体的均一温度都较为接近, 变化范围(95～240 ℃)稍大(表1), 均值(123～166 ℃)则相对集中。总体呈单峰态分布, 位于中低温度范围, 峰值温度为140 ℃, 属于低温区域(图6a), 与多数重晶石矿床如陕西神河钡矿床(吴胜华等, 2011)、伊朗Farsesh重晶石矿床(Asl et al., 2015)和Chenarvardeh重晶石矿床(Ehya and Mazraei, 2017)以及墨西哥Múzquiz重晶石矿床(González-Sánchez et al., 2017)等的形成温度相似。各矿体的均一温度范围和均值也都较为接近, 应是统一的热液流体成矿活动所形成。

三个矿体的成矿流体盐度也很相似, 变化范围(0.5%～22.9% NaCleqv)相对较大(表1), 系中低盐度范围。而均值(4.9%～9.1% NaCleqv)却较集中, 具低盐度特点, 与陕西Ankang-Xunyang重晶石‒毒重石钡矿床(Wu et al., 2015)和土耳其Adana-Feke地区重晶石矿床(Ozdogan et al., 2017)等的成矿流体盐度特点相似。各矿体的盐度值范围和均值较为一致, 显示其相似的流体成矿作用特点。但盐度具多峰分布特点(图6b), 反映成矿过程中流体盐度的明显变化。而从均一温度与盐度不具明显的线性关系(图7)来看, 盐度的变化可能并不仅仅是温度变化引起, 而更可能是由于温度降低导致矿石矿物等沉淀, 从而使得成矿流体中矿质浓度的变化所致。

根据流体包裹体的均一温度和盐度数据, 可以求得成矿流体的密度, 其方法很多, 有公式计算法(刘斌和沈崑, 1999; Steele-MacInnis et al., 2012)、图解法(Wilkinson, 2001; 卢焕章等, 2004)和查数法(刘斌和沈崑, 1999), 不同方法的思路总体相近, 本文采用是图解法。利用测温所获得的均一温度和盐度数据, 在Wilkinson (2001)温度与盐度图上投点获得流体密度(李应辉, 2016)。结果显示, 重晶石中流体包裹体密度为0.81～1.08 g/cm3、均值0.95 g/cm3, 方解石中流体包裹体密度为0.92～1.04 g/cm3、均值0.97 g/cm3。可见, 成矿流体均属中等密度流体。

4.2 成矿流体来源

热液流体是矿床尤其是热液矿床形成时最主要的含矿介质, 在矿质的活化、迁移和沉淀过程中起着极重要的作用(何明勤等, 2004a)。同时, 不同热液成矿流体水的来源不同(White, 1974), 且具体矿床应有其主要来源。通常, 成矿流体水的来源主要有海水、雨水和初生水, 以及由它们再循环或混合而形成的建造水、岩浆水和变质水(Hoefs, 2009), 由于它们具明显不同的同位素组成特征, 因此常用H、O同位素来推断热液流体来源及路径(Dilles et al., 1992)。

重晶石矿物为非含氢矿物, 不存在矿物与流体间的H同位素交换, 因此重晶石的流体包裹体水H同位素组成可作为成矿流体的H同位素组成。同时, 因与重晶石共生的方解石也是非含氢矿物, 因而形成重晶石的成矿流体H同位素组成同样也可视作形成共生方解石的成矿流体H同位素组成。

根据重晶石矿物O同位素值计算获得的成矿流体O同位素平均值、最小值与最大值, 所反映的O同位素变化范围及其对应的H同位素值进行δD-δ18O成图, 结果显示样品H、O同位素组成及其变化除落在岩浆水或变质水范围内, 还更多地位于大气降水线与变质水之间区域(图8)。介于大气降水线与变质水、甚至岩浆水之间区域的成矿流体水, 不同研究者曾有不同认识, 有的称为地层水(涂光炽等, 1988; Taylor, 1997), 有的称为建造水(冉崇英, 1989), 有的称为原生水(陈好寿和冉崇英等, 1992), 有的称为改造水(何明勤等, 2004c), 并圈出了δD-δ18O图上地层水的分布范围(Gökçe and Bozkaya, 2008; Melo et al., 2019), 但因圈出的地层水范围过大反而导致其含义不清而失去意义。一般地, 这种成矿流体水的来源多样且复杂, 难以准确确定, 需结合矿区具体特点和其区域成矿地质背景研究后进行综合判断。撒朗重晶石矿区乃至区域上缺乏岩浆岩出露或岩浆活动, 也没有区域变质岩或区域变质作用。因此,成矿流体水不应主要来源于岩浆水或变质水, 最可能的是来源于大气降水或演化后的大气降水, 是下渗大气降水被加热并与O同位素值更大的围岩水岩反应发生O同位素交换的结果。且温度不同, 其水岩反应O同位素交换程度也不同, 从而造成流体O同位素组成也不一样, 明显偏离雨水线, 呈现δ18O的显著右漂移现象, 这与其他一些热液脉型重晶石矿床如广西泥盆纪铅‒锌重晶石矿床的成矿流体水最可能来自于雨水(Chen and Gao, 1988)以及一些重晶石‒方铅矿矿床如土耳其Karralar重晶石‒方铅矿矿床的成矿流体水也来源于雨水(Gökçe and Bozkaya, 2008)类似。

δD(‰)=8δ18O+10为Craig (1961)雨水线方程; SMOW(或海水)与变质水范围据Taylor (1974); 原始岩浆水范围据Campbell et al. (1984)。

4.3 矿床成因初步分析

撒朗重晶石矿床原生矿体主要呈层状、似层状、脉状、囊状产于下奥陶统桐梓组(O1)白云岩等碳酸盐类岩石的层间破碎带及其构造交汇部位, 受区域褶皱、围岩地层、层间断层和岩性等因素的控制(李应辉等, 2016)。流体包裹体测温数据显示, 三个矿体的均一温度为95～240 ℃, 明显高于正常沉积矿床的形成温度。同时, 矿床也不具备一般热水沉积矿床所具有的硅质岩和电气石岩等热水沉积岩, 层状和似层状矿上下盘的明显不对称蚀变, 以及上部为层状、似层状矿而下部为细脉状、筒状矿的“双层构造”等特征(姚凤良和孙丰月, 2006)。

从热液方解石C同位素组成(表3)可知, 方解石C同位素δ13CPDB组成为−1.9‰～−1.0‰, 平均−1.45‰,接近于零值。对于热液碳酸盐矿物来说, 其碳主要有三大来源: ①岩浆源或深部来源, δ13C均值约为−7‰; ②沉积碳酸盐岩来源, δ13C约为0; ③地壳岩石中的有机碳来源, δ13C均值约为−25‰(何明勤等, 2004a)。撒朗重晶石矿床含碳热液矿物仅由方解石组成或由方解石与重晶石组成的热液体系, 其热液方解石C同位素组成基本反映了热液体系C同位素组成(Ohomoto, 1972)。因此, 其矿石热液方解石接近于零值的C同位素均值(−1.45‰)反映撒朗重晶石矿床热液成矿流体的碳主要来源于沉积碳酸盐岩。结合热液方解石的C同位素以及相应的矿物O同位素特征(表3), 以及δ18OSMOW-δ13CPDB图解(刘建明和刘家军, 1997; 何明勤等, 2004a; 毕献武等, 2019), 可以更加确定地反映热液方解石碳的来源。且样品点靠近海相碳酸盐岩区域, 并沿碳酸盐岩溶解作用方向分布, 进一步表明碳来源于海相碳酸盐岩的溶解作用, 这与矿床产出的围岩地层为白云岩等海相碳酸盐岩的实际地质情况相吻合。

碳来源于海相碳酸盐岩的溶解以及重晶石H-O同位素研究显示成矿流体水最可能来源于大气降水或演化后的大气降水, 而不是同生海水或深部流体水。这些特征表明, 矿床并不是同生形成的, 而是明显晚于围岩地层, 是围岩形成之后, 受后期构造作用影响, 地层围岩发生变形形成包括层间断层等在内的褶皱与断裂构造, 为矿体的赋存提供了条件。与此同时, 大气降水沿断裂构造下渗, 并逐渐被加热形成热液, 从而具有了更强的溶解能力, 并在白云岩等碳酸盐类岩石和层间断层等构造的循环中, 不断溶解岩石地层中的可溶性盐类和成矿物质而成为含矿盐水热液, 进一步提高了其溶解萃取能力。

富含可溶性盐类和成矿物质的含矿盐水热液, 均一温度为95～240 ℃、峰值温度140 ℃, 在沿地层岩石和断裂构造等的渗流循环过程中, 随着温度的降低以及与围岩的水岩反应, 其成矿物质浓度逐渐饱和沉淀, 并在层间破碎带等断裂构造及其交汇部位富集形成层状、似层状、脉状、囊状重晶石矿体。据中国矿床编委会(1994), 贵州奥陶系碳酸盐岩中的脉状重晶石矿床其重晶石的S同位素δ34S值特征(δ34S=35.35‰), 与含矿地层同时期海水硫酸盐S同位素平均值相近。从而认为, 早奥陶世白云岩沉积时期, 就已形成矿源本底地层。并推测, 后期的燕山运动构造作用使赋矿地层中Ba等有关组分活化迁移并就近集中在构造裂隙中富集形成重晶石矿床(中国矿床编委会, 1994), 属中低温热液矿床, 但主体(峰值温度140 ℃)形成于200 ℃以下的低温阶段。综上所述, 都匀撒朗重晶石矿床具体成因模式如图9所示。

5 结 论

通过对都匀撒朗重晶石矿床流体包裹体和H-O-C同位素研究, 得到如下主要结论:

(1) 流体包裹体均一温度95～240 ℃, 峰值温度140 ℃; 成矿流体盐度0.5%～22.9% NaCleqv, 均值4.9%～9.1% NaCleqv; 流体密度0.81～1.08 g/cm3, 均值0.95～0.97 g/cm3; 流体包裹体液相成分阳离子以Ca2+和Na+为主, 阴离子以Cl−和SO42−为主。成矿流体是一种具有中低温、峰值温度为低温、低盐度、中等密度特征的Ca2+-Na+-Cl−-SO42−类型水。

(2) 重晶石流体包裹体水δDSMOW为−48‰～ −38‰, 成矿流体水的δ18OSMOW为0.55‰～12.05‰、均值4.86～8.23‰, 成矿流体水来源于大气降水或是与围岩在不同温度条件下水岩反应后的演化大气降水。

(3) 矿石中方解石的C同位素δ13CPDB为−1.9‰～−1.0‰, 接近于零值, 其相应方解石的δ18OSMOW为20.40‰～21.01‰, 碳来自于围岩海相碳酸盐岩的溶解。

(4) 矿体主要呈层状、似层状、脉状、囊状产于下奥陶统桐梓组(O1)白云岩等碳酸盐类岩石的层间破碎带及其构造交汇部位, 其形成晚于围岩地层, 是后期的构造作用及其热液活动使其中的成矿组分活化迁移并就近集中在相应构造裂隙中富集而形成, 属中低温热液矿床, 且主要形成于200 ℃以下的低温阶段。

图9 都匀撒朗重晶石矿床成因模式简图

致谢:野外矿床地质调查和样品采集过程中得到贵州省黔南州三山矿业有限责任公司的配合与帮助; 两位匿名评审专家对论文进行了认真细致审阅, 提出了建设性修改意见, 谨此一并表示感谢！

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Fluid Inclusion and H-O-C Isotope Geochemistry of the Salang Barite Deposit in Duyun, Guizhou Province, China

HE Mingqin1, 2*, LI Yinghui3, ZHANG Feng1, TIAN Huanhuan1and LIANG Kunping1

(1. College of Resources and Environmental Engineering, Guizhou University, Guiyang 550025, Guizhou, China; 2. MOE Key Laboratory of Karst Geological Resources and Environments, Guizhou University, Guiyang 550025, Guizhou, China; 3. 105 Geological Unit of the Bureau of Geology and Mineral Resources of Guizhou Province, Guiyang 550018, Guizhou, China)

The Salang barite deposit is located in the Duyun north-south tectonic deformation area of the Duyun continental margin basin in the SW section of the Jiangnan orogenic belt. The ore bodies occur in the interlayer fracture zone or at the junction of structures, showing layer, layer-like, vein or capsule shapes. Based on the field geological investigation, samples were collected for laboratory study. The petrography, microthermometry, and composition of the fluid inclusions, H-O-C isotope compositions of barite and calcite of the main metallogenic epoch of the deposit were studied. The results showed that the ore-forming fluid of the Salang barite deposit is of Ca2+-Na+-Cl−-SO42−type which has the characteristics of low to medium temperature (95～240 ℃, with a peak temperature of 140 ℃), low salinity (averages=4.9%−9.1% NaCleqv), and medium density (averages=0.95−0.97 g/cm3). The fluid inclusions in barite have δD values of −48‰ to −38‰ and δ18O of 0.55‰ to 12.33‰, which indicate that the ore-forming fluid was originated from meteoric water or evolved meteoric water because of water-rock reaction. Carbon and oxygen isotopic compositions of calcite separated from the ores vary from −1.9‰ to −1.0‰ and 20.40‰ to 21.01‰ (relative to SMOW) respectively, which reflect that the carbon was likely derived from the dissolution of marine carbonate rocks. It can be inferred that the Salang barite deposit is of epigenetic, formed during the late tectonic and hydrothermal activity while ore-forming materials were derived from the surrounding rocks.

fluid inclusions; H-O-C isotopes; ore deposit geochemistry; Salang barite deposit; Duyun of Guizhou province, China

2019-12-20;

2020-07-30

国家自然科学地区基金项目(41563003)和联合基金项目(U1812402)共同资助。

何明勤(1966−), 男, 博士, 教授, 主要从事矿床学及矿床地球化学方面的教学与科研工作。Email: mingqinhe@126.com

P611; P597

A

1001-1552(2021)03-0509-014

10.16539/j.ddgzyckx.2021.03.004