海南抱倫金礦床流體演化與成礦作用

王 婧，周漢文，鐘增球，張小文，向 華

（1.中國地質科學院礦產綜合利用研究所，四川 成都610041；2.中國地質大學（武漢）地球科學學院，湖北 武漢430074）

流體包裹體是保存在礦物中的成礦流體的直接樣本。利用流體包裹體的研究，不僅可獲得有關成礦流體的溫度、壓力、成分等重要信息，對研究礦床成因、成礦物質來源及其演化規律也具有重要的意義［1］。抱倫金礦床為熱液石英脈型金礦床，位于海南省西南部樂東縣城抱倫地區。該礦床品位高、儲量大［2］，是海南島除石碌鐵礦之外最重要的大型金屬礦床。自1989年發現以來，前人已對該礦床的地質特征、成礦時代和成因等進行了大量的研究［2－3］，也發表了一些關于成礦流體方面的研究成果，對成礦流體的成分及成因進行了探討［3］。本文在詳細地質背景研究的基礎上，重點研究本區域流體的演化和成礦模式。

1 地質概況

抱倫金礦床處于華南褶皺系南緣瓊中復背斜的西南端，東西向尖峰嶺－大吊羅斷裂、九所－陵水斷裂與北東向臨高－望樓斷裂、老城－嶺頭斷裂的交接復合部位［2］。

礦區內地層出露下志留統陀烈組下段、中段及白堊系（圖1）。陀烈組主要分布于礦區中部及西側外圍，是金礦的賦礦層位，下段主要由絹云母石英千枚巖組成，中段巖性主要為碳質千枚巖。白堊系分布于礦區東部，由下統鹿母灣組和上統報萬組組成。下白堊統鹿母灣組主要為砂礫巖和含礫砂巖，與陀烈組呈斷層接觸，與上白堊統報萬組整合接觸。下白堊統報萬組巖石組成主要為砂礫巖和含礫砂巖。

圖1 抱倫金礦區域地質與金礦分布圖［2］

礦區斷裂與褶皺構造較發育，主要褶皺構造為豪崗嶺背斜。主要的斷裂有NE向的斷裂及NNW向斷裂破碎帶。豪崗嶺背斜，分布于豪崗嶺一帶陀烈組中，軸跡NNW向，其核部為陀烈組下段的絹云母石英千枚巖，兩翼為陀烈組中段的含碳千枚巖，東翼因NE向斷層切割而未出露陀烈組中段。NNW向斷裂破碎帶為本區主要的控礦構造，分布于下志留統陀烈組地層中，并被NE向斷層切割。此破碎帶是控制著海南島最重要的金礦帶的瓊西戈枕剪切帶［4－5］的次級斷裂。該破碎帶可劃分為基本上呈平行產出的5個礦化破碎帶（圖2）。斷裂破碎帶蝕變分帶性明顯，一般中心為含金石英脈，由中心向外依次為硅化千糜巖、碎裂巖化硅化千枚巖。

印支期的尖峰嶺巖體出露于礦區西北角，為中粗粒斑狀黑云母正長花崗巖，侵入于陀烈組地層（圖2），靠近接觸帶侵入體粒度變細。

2 成礦的階段性與石英脈的產狀

抱倫金礦礦區廣泛分布有石英脈。經過實地勘察，根據其產狀和與金礦的關系，可劃分3種不同的類型。

1）分布在NNW向褶皺轉折端的成礦前石英脈。其石英脈一般呈香腸狀，規模較小，石英呈白色塊狀，成礦無關，不含礦。

2）產于NNW向的斷裂破碎帶中的含金石英脈。抱倫金礦為石英脈型。金礦體主要以脈狀、似透鏡狀、透鏡狀產于NNW向的斷裂破碎帶中，礦體產狀與破碎帶基本一致。金礦礦石以含金石英脈型為主，次為含金蝕變巖型。

第二種石英脈可劃分為3個不同的階段，后階段石英脈對前階段石英脈有穿插關系。這三個階段的石英脈，分別為：Ⅰ：金－粗粒石英脈；Ⅱ：金－細粒石英脈；Ⅲ：金－多金屬硫化物石英脈。

圖2 抱倫金礦礦區地質簡圖［6］

第Ⅰ階段形成的石英脈，呈灰白色，多呈透鏡狀。該階段形成的石英粒度較粗，一般在0.5～2.0mm，一般無波狀消光現象，部分發育微裂隙，有時可見兩組，呈十字形。硫化物少見，局部有黃鐵礦化。該階段含金量較高，有明金。金一般呈它形粒狀，分布在石英顆粒的間隙中。

第Ⅱ階段形成的石英，主要為白色，可見煙灰色的斑點。該階段石英呈粒狀，結晶較細，粒度一般在0.1～0.5mm，透明性好，多數情況下無波狀消光。本階段有少量硫化物出現，主要是黃鐵礦，局部有綠泥石化。

第Ⅲ階段形成石英，一般為煙灰色。本階段石英脈含金量較高，硫化物主要是黃鐵礦和磁黃鐵礦，少量黃銅礦，伴并有綠泥石化，呈細脈狀或網脈狀充填在石英裂隙中。

3）分布在NE向斷裂中的成礦后石英脈。分布在NE向斷裂中，不含金，切割含金石英脈，為后期形成。其礦物主要是碳酸鹽礦物（方解石）和石英，有少量細粒黃鐵礦。石英呈煙灰色。

3 流體包裹體的類型與組合

石英中發育大量流體包裹體，主要是原生包裹體，還有部分為次生包裹體。包裹體類型有氣液兩相（L＋V型）包裹體、液態水及液態和氣態二氧化碳（L＋LCO2＋VCO2型）包裹體、純液態（L型）包裹體和純氣態（V型）包裹體（圖3），局部有含子晶三相包裹體，但數量很少。

L＋V型包裹體（圖3A）。呈無色～灰色，孤立分布的呈渾圓狀、眼球狀，有時可見石英負晶形；面狀密集分布的包裹體，一般是比較規則的渾圓狀。該類型包裹體長軸為4～16μm，短軸為2～8μm。有富氣和富液兩種類型，其中氣液比為5%～20%的氣液包裹體較常見。L＋V型包裹體約占石英中流體包裹體總數的60%～70%，見于各石英脈中。

L＋LCO2＋VCO2型包裹體（圖3B）。為無色～灰色，孤立分布，以橢圓形為主，有的不規則，軸長一般為4～8μm。由鹽水溶液和氣、液相CO2組成，CO2與鹽水溶液的比為10%～40%。L＋LCO2＋VCO2型包裹體約占石英中包裹體總數的0%～5%，分布在Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ階段的含金石英脈中，在第Ⅱ階段石英脈中含量最多。

L型包裹體（圖3C）。無色透明，由純液相鹽水溶液組成，以圓形和橢圓形為主，個體較小，一般1～4μm，小星點狀成群分布或呈帶狀分布不切割石英顆粒。氣相包裹體約占石英中包裹體總數的25%～30%，分布在各石英脈中。

V型包裹體（圖3D）。為灰色，形態以橢圓形為主，成群分布，較小，一般為2～5μm。數量較少，約占石英礦物中包裹體總數的0%～5%，分布在各石英脈中。

4 流體包裹體顯微分析

流體包裹體顯微測試分析，在中國地質大學（武漢）地質過程與礦產資源國家重點實驗室英國Linkan公司的MDS600型冷熱臺上完成，測溫范圍為－196℃～600℃，測溫精度為±0.1℃；流體包裹體成分分析在該實驗室Renishaw RM－1000型顯微激光拉曼光譜儀上完成，光源為氬離子激光器，波長514.5nm，激光功率20mW，狹縫為25μm。

圖3 抱倫金礦床不同類型流體包裹體特征

4.1 流體的溫度、鹽度、密度和壓力

由于L＋LCO2＋VCO2型包裹體個體小，數量少，不易測溫。本研究主要對抱倫金礦床中不同階段的原生L＋V型包裹體進行詳細的冷凍及均一法測溫。4.1.1 成礦前石英脈流體包裹體

包裹體的均一溫度（Th）范圍是136.0℃～298.3℃（圖5），主要集中在145.0℃～280.0℃（圖4）。石英中包裹體的冰點（Tm）為－11.7℃～－2.0℃。其鹽度范圍可根據Hall等［7］提出的H2O－NaCl體系鹽度－冰點計算公式W＝0.00＋1.78Tm－0.0442T2m＋0.000557T3m計算，結果為5.6% ～15.6%NaCl（圖6）。利用Bain、Haas推導的用來計算NaCl水溶液包裹體均一壓力Ph（bar）的公式［8］，計算出流體的均一壓力范圍為0.67～3.62bar。用L＋V型包裹體的鹽度與均一溫度在Bodnar［9］圖解上投圖，得出流體密度范圍均為0.70～0.95g／cm3。

4.1.2 第Ⅰ階段石英脈中流體包裹體

包裹體的均一溫度（Th）范圍為141.7℃～336.7℃（圖5），主要集中在175.0℃～275.0℃，近正態分布（圖4）。包裹體的冰點（Tm）為－11.7℃～－2.2℃。流體的鹽度范圍是3.7%～15.7%NaCl（圖6），流體均一壓力為1.52～11.90bar，密度為0.82～1.03g／cm3。

4.1.3 第Ⅱ階段石英脈中流體包裹體

包裹體的均一溫度（Th）范圍是152.2℃～350.9℃（圖5），主要集中在160.0℃～280.0℃，近正態分布（圖4）。包裹體的冰點（Tm）為－10.6℃～－1.0℃。流體鹽度范圍為1.7%～14.5%NaCl（圖6），均一壓力是1.90～11.42bar，密度為0.76～1.00g／cm3。

4.1.4 第Ⅲ階段石英脈中流體包裹體

包裹體的均一溫度（Th）范圍是178.2℃～421.4℃（圖5），主要集中在180℃～320℃（圖4）。石英中包裹體的冰點（Tm）為－6.6℃～－1.6℃。流體鹽度范圍為3.1%～9.2%NaCl（圖6），均一壓力范圍是2.70～18.65bar，密度為0.64～0.96g／cm3。

4.1.5 成礦后石英脈流體包裹體

包裹體的均一溫度（Th）為180.2℃～375.0℃（圖5），主要集中在250.0℃～355.0℃，近正態分布（圖4）。石英中包裹體的冰點（Tm）為－13.1℃～－4.3℃。流體鹽度是6.9%～17.0%NaCl（圖6），均一壓力為2.52～9.90bar，密度為0.80～0.96 g／cm3。

4.2 流體包裹體成份的激光拉曼探針分析

流體包裹體的激光拉曼探針分析測試對象為各階段石英中的L＋V及L、V型包裹體。對每階段每種類型的包裹體測試2～3個點。測試結果表明：L型包裹體主要成分為水，有的還含有少量CO2－3，其拉曼峰值為1064cm－1，1158cm－1（圖7A）；V 型包裹體主要以水為主（圖7B），部分包裹為CO2包裹體；L＋V型包裹體氣液成分以水為主，成礦前和成礦后氣相中部分含有CO2，其拉曼峰值為1284cm－1、1387cm－1（圖7C），含金石英脈第Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ階段氣相中部分含有CO2、CH4，其拉曼峰值分別為1283cm－1，1385cm－1和2913cm－1（圖7D）。

圖4 抱倫金礦床不同階段流體包裹體均一溫度直方圖

圖5 抱倫金礦床不同階段流體包裹體均一溫度變化區間

圖6 抱倫金礦床不同階段成礦流體鹽度變化區間（區間范圍［μ－σ，μ＋σ］）

圖7 抱倫金礦床石英包裹體激光拉曼光譜

5 討論

抱倫金礦區地處瓊西二甲－抱倫成礦遠景區帶上，陀烈組含金性較高，瓊西南北向構造帶通過本區，使該區遭受多次強烈的構造運動，具備良好的成礦地質條件［2］。

早期本區受到構造運動和區域變質作用的影響，在擠壓應力的作用下，形成了一系列褶皺［2］。壓溶作用形成的變質流體，從應力較高的兩翼向應力較低的褶皺轉折端運移，在轉折端的張裂隙中形成了充填石英脈。成礦前的熱液溫度在140℃～290℃之間，為中低溫變質熱液，其形成的石英脈規模較小。

抱倫金礦床的形成可分為3個階段。第Ⅰ至Ⅲ階段流體包裹體均一溫度主要在200℃～350℃之間，為中高溫熱液。從圖4和圖5可以看出，成礦過程中，本區流體溫度不斷升高。包裹體均一溫度最高值從第Ⅰ階段的336℃升高到第Ⅲ階段的421.4℃，眾值從第Ⅱ階段的215℃升高到第Ⅲ階段的290℃。圖6顯示了成礦流體鹽度逐漸下降，平均鹽度從第Ⅰ階段8.5%NaCl到第Ⅲ階段的6.1%NaCl。第Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ階段，流體的均一壓力逐漸升高（圖8）。根據拉曼光譜分析，Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ階段的包裹體氣相成分以水為主，一些L＋LCO2＋VCO2型包裹體及V型包裹體CO2含量較高，部分包裹體還存在CH4。抱倫金礦床主成礦期流體包裹體特征，與瓊西戈枕剪切帶中的二甲、抱板等金礦床具有一定的相似性［10－11］。在金礦研究中，發現高含量的CO2可作為一種找礦標志，其原因是CO2等氣體的存在，使成礦流體易于發生相分離，導致金沉淀［10］。CH4可能來自巖漿或圍巖，在成礦階段，流體混合作用最強，使圍巖中的CH4進入流體中。流體中的CH4可以還原熱液中的金絡離子，使金沉淀并釋放出CO［10］2。綜上可以判斷，抱倫金礦成礦流體是一種不混溶流體，可能為流體混合作用成因。前人研究表明，本區成礦期流體水的δ18O和δD值分別為－3.4‰～＋9.8‰和－61‰～－30‰，其主要來源是巖漿水，其次是大氣降水［3］。Roedder的研究［12］表明，巖漿熱液礦床中，流體包裹體的鹽度一般小于12%，密度低于1.0g／cm3，抱倫金礦石英脈中的流體包裹體的鹽度和密度都在此范圍內。本區多期的巖漿活動，第一，為成礦提供了豐富的高鹽度流體及成礦物質；第二，使本區溫度的持續升高，表現為流體包裹體均一溫度不斷升高；第三，使本區擠壓應力增大，導致褶皺的進一步緊閉，使得熱液壓力逐漸增大。第Ⅰ階段到第Ⅲ階段，流體的鹽度不斷下降，說明在主成礦階段流體中，大氣降水所占的比例不斷增加。富含 Au、S、Cl、H2O、CO2等成分的巖漿期后熱液沿構造破碎帶上升運移，活化萃取了圍巖中的Au、S、Fe等組分，并與大氣降水混合，成為本區的主成礦階段的熱液。成礦流體在上升運移的過程中，由于壓力下降，不混溶流體發生沸騰，使成礦物質沉淀下來［13］。大氣降水的加入，導致成礦流體物理性質的改變，也可以使成礦物質在構造破碎帶中沉淀成礦。

圖8 抱倫金礦床不同階段成礦流體平均均一壓力變化情況

成礦期后，石英脈分布在NE向斷裂中，切割含金石英脈，其流體包裹體物理化學性質與成礦期相比，鹽度和壓力較低，差別很大。本期石英脈為后期形成，與成礦無關。

6 結論

1）抱倫金礦床流體活動具有多階段的特征。流體包裹體的研究表明，成礦過程中抱倫金礦床流體的活動可分為3個階段。不同階段形成的石英脈中的流體包裹體均一溫度和鹽度均有不同。第Ⅰ階形成的金－粗粒石英脈，流體包裹體的均一溫度主要集中在175.0℃～275.0℃，鹽度為3.7%～15.7%NaCl；第Ⅱ階段形成的金－細粒石英脈，流體包裹體均一溫度主要集中在160.0℃～280.0℃，鹽度為1.7%～14.5%NaCl；第Ⅲ階段形成的金－多金屬硫化物石英脈，流體包裹體均一溫度主要集中在180℃～320℃，鹽度為3.1%～9.2%NaCl?？偟膩碚f，成礦過程中流體溫度逐漸升高，壓力不斷增大，鹽度持續降低。

2）成礦初期，流體主要是巖漿活動產生的的熱液。隨后，大氣降水在流體中的比例不斷增加。

3）抱倫金礦床主成礦期的成礦流體為中高溫的不混溶熱液，熱液在構造裂隙中上升，減壓造成流體的沸騰和大氣降水的加入，引起流體的物理、化學性質改變，是金沉淀的原因。

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