贵州烂泥沟金矿成矿流体的地球化学示踪最终稿文档格式.docx

1、 Lannigou; Carlin-type gold deposit; Basin fluid; Organic inclusion; characteristic of geochemistry II 第1章 引言 1 第2章 矿床地质概况3 2.1 区域地质背景3 2.2 地层特征4 2.3 构造特征5 2.4 矿石特征7 第3章 成矿流体性质8 3.1 矿床与古油藏的关系8 3.2 流体包裹体特征9 3.3 硫同位素特征11 3.4 碳同位素特征12 3.5 氢-氧同位特征13 3.6 稀土元素地球化学特征15 第4章 成矿流体来源17 4.1锶同位素的地球化学限定17 4.2 生物标

2、志化合物示踪18 结论25 致谢26 参考文献27 III 第1章 引言 在传统矿床学上,按照流体产状和成因,将流体分为地幔流体、岩浆流体、变质流体、地层水或建造水、地热水、卤水、雨水和地下水,以及油田中的油气和油田水等。然而, 成矿流体来源一直是困扰金矿成矿研究的主要问题，也是矿床成因研究的一个重要方面。在国外，在金矿床成矿流体的来源问题上大多研究者认为来源于地幔。70年代Tounet在挪威南部麻粒岩中发现大量富CO2的流体包裹体,促使人们相信地球深部存在流体。地幔流体是富含地球内部原始成分,同时包含地壳再循环物质的超临界挥发份系统（Shmulovich，1995）。地幔流体是一个C-H-O

3、体系,主要成分为H2O和C2。地幔流体体O系的成分与其所处氧化还原状态有关,随着氧逸度fO2下降（水逸度fH2O升高）, CO2饱和的地幔流体可以从2CO-H2O+CO系统变化为CO2-CH4+H2系统（Matveev S,1997）。地幔流体具有使溶质和各种微量元素活化和再沉淀的特性,使得它在交代作用中起着关键作用（Pasteris, 1987）。俄罗斯赤塔州巴列依（Baley）金矿床在60多年的开采和研究过程中,被俄国地质学者公认为低温浅成（Epithermal）矿床,而近年研究资料对这一看法提出了质疑。梁浩夫（1984）获得的300,100?成矿温度已经超出了低温浅成矿床的范围,而且低温

4、浅成矿床所研究的气液包裹体的石英晶体不是成矿过程开始,而是成矿过程结束的产物,因为他所给出的气液包裹体资料表明溶液最大丰度为4%,8%,显然是成矿后的残余溶液成分。尤尔根琨（1984）研究了具有极细小气液包裹体的早世代石英,这种极细小气液包裹体爆裂并逸出2O、COH2、N2组分的温度是从500,600?开始的;溶液成分分析资料显示,成矿时溶液丰度可达51%, 3变化H2SiO3%,37%,溶液富含NaCl、KCl等。巴列依金矿床的成矿溶液为胶体状在2IV 态,其矿石结构、构造从脉轴部各接触带呈韵律性变化的脉体,是主要由高浓度硅酸流体自组织演化的产物,成矿流体具有由地幔流体演化的部分特征。众所周

5、知，右江盆地的微细浸染型金矿是属以浊积岩为容矿岩石（主要泥质砂岩、砂质泥岩）的中低温热液矿床（涂光炽，1989）。在国内对该区金矿成矿流体的研究显示，不同的学者对此有不同的看法和结论，主要有以下三方面:（1）成矿流体为深源流体（金景福，1998）。（2）是由岩浆演化分异而产生的（刘显凡,1998）;有早期的建造水或沉积物中蚀变水,后期又有大量大气降水加入（翟裕生,1997）。（3）成矿热液具混合成因,可能为深源流体与建造水及大气降水混合而成（李文亢等,1994）、盆地流体（刘建明等，1997）;由油田卤水与下渗的大气降水混合而成（张志坚,1997）。成矿流体中有机质不是来源于三叠世围岩地层而是

6、来自于下伏的上古生代油藏（庄汉平等，1997）。目前，金矿成矿热液、成矿物质来源问题始终是困扰矿床研究的关键问题，而国内在右江盆地区金矿成矿流体来源的问题上仍存在较大的争议。本文通过对矿床的地质特征、同位素（硫、碳、氢-氧）特征及稀土元素特征的研究认为，成矿流体为盆地流体;锶同位素特征显示，成矿流体并非来自赋矿地层，而是属于外源流体;生物标志化合物特征的表明，成矿流体来自下伏地层二叠系领好组。第2页 共29页 第2章 矿床地质概况 2.1 区域地质背景 右江盆地发育于扬子地块西南缘，是在泥盆纪时期发育起来的一个菱形沉积盆地（曾允孚,1993）。盆地在东西两侧和北侧分别以罗甸一紫云一南丹断裂、那

7、坡一龙洲断裂和弥勒一思宗一盘县断裂与上扬子碳酸盐台地相分隔（图2-1）。右江盆地总体呈北西向展布，发育了完整的泥盆系一三叠系地层。泥盆纪一早 第3页 共29页 图2-1 烂泥沟金矿床与右江盆地关系位置图（据王国芝等，2003） F1示弥勒,思宗,盘县断裂;F2示那坡,龙洲断裂;F3示罗甸,紫云,南丹断裂;F4示凭祥余门断裂;T示三叠系;T-P示三叠系,二叠系;P示二叠系;P-D示二叠系,泥盆系;Pt-Z示元古界,震旦系;IP示孤立台地;1 大厂锑矿;2 戈塘金矿;3 兴寨金矿;4 林楼金矿;5 烂泥沟金矿;6 马雄锑矿;7 丫他金矿;8 板其金矿;9百地金矿;10 高龙金矿;11 金牙金矿;1

8、2 独山锑矿;13 丹寨汞金矿 三叠世时期，由于板内拉张裂陷，右江盆地内形成孤立台地与台间盆地（槽）相间的构造格局（秦建华，1998; 陈洪德等,2000）。孤立台地上主要发育潮下一潮上带碳酸盐岩，台缘则发育生物礁灰岩。孤立台地间的台间盆地内主要为泥质、硅质岩和浊流沉积。右江盆地与其周缘碳酸盐台地间、右江盆地内孤立台地与台间盆地间常发育同沉积断裂。中叠三世一晚三叠世时期，右江盆地具有前陆盆地的特征，盆地内为海相复理石沉积（秦建华，1998;To Guangzhi,1998）。右江盆地及其周缘地区存在大面积的金一汞一锑一砷低温成矿现象（To 第4页 共29页 Guangzhi,1998;涂光炽,

9、2002）。锑、汞、砷常以单矿种矿床为主，而金与砷、锑、汞存在既共生又分异的双重地球化学特征（朱赖民等,1999）。这些低温矿床主要产于二叠纪一三叠纪地层中，具有层控特点，主期成矿温度一般在200?。矿床的产出受沉积相控制，右江盆地内的矿床主要产于右江盆地与碳酸盐台地间的台地边缘斜坡相带、孤立台地边部或其外侧边缘斜坡相带（图2-1）。大多数矿体沿断层产出，含矿主岩为细碎屑岩，如盆地西侧孤立台地边缘的烂泥沟金矿。2.2 地层特征 贵州烂泥沟金矿是黔西南地区发现的超大型卡林型金矿，区域上位于右江盆地西侧孤立台地边缘，距贞丰县南东约40km处（图2-1）。 在研究区数10km范围内,主要分布着早三叠

10、世奥伦期,中三叠世安尼期、拉丁期的一套台地边缘斜坡至深水槽盆环境之类复理石建造;钙屑重力流沉积与深水陆源碎屑浊积岩,厚逾1000m,其地层序列包括三叠系下统罗楼组ll）（T、中统许满组1（Txm）、尼 2罗组（Tnl）、及其上之边阳组第一段（T2by1）;而上二叠统吴家坪组（Pwj）生物22灰岩、礁灰岩仅出露于矿区西侧的赖子山背斜周边,现将该区主要赋金层位岩石特征描述如下:边阳组第一段（T2by1）:以薄至中厚层状、厚层状、少许块状细砂岩、粉砂岩为主,夹薄至中厚层状粘土岩、粉砂质粘土岩或砂岩、粘土岩构成韵律性互层。砂岩具细砂粒状、粉砂粒状结构,粘土岩具显微鳞片状、显微鳞片变晶结构。砂岩主要为钙

11、质石英细砂岩、铁白云质石英细砂岩、钙质铁白云质石英细砂岩、钙质（或铁白云质）粉砂岩。细砂岩之碎屑粒径以0.1,0.25mm为主,并有粉砂粒和中粒砂屑与之相混;粉砂岩的碎屑粒径以0.03,0.1mm为主,并有少量细砂颗粒与之相混。砂岩的碎屑成分以石英为主,其分选和磨圆度中等,含量在60%,80%之间,次有硅质岩屑（偶见粘土岩和浅变质岩岩屑）、长石、锐钛矿、金红石等副矿物,还偶见锆石、磷灰石、电气石等;杂基含量一般5%,10%,胶结物主要是他形微粒状方解石和铁白云石、水云母粘土矿物,含量一般10%,15%，具（基底）孔隙式胶结。该套地层中沉积组构造发育,常见鲍马序列之B-C段、B-D第5页 共29

12、页 段、D-E段及A、D、E段,以及槽模、沟模、重荷模等底蚀构造,及水平层理、斜层理、包卷层理等沉积组构，粘土岩、粉砂质粘土岩中常见双壳类化石及植物碎片;边阳组在本区大部分已被剥蚀,残留厚度仅268m。边阳组第一段为本区最重要的赋金层位。许满组第四段（T2xm4）:上部中至厚层状、块状含钙、泥质细砂岩、粉砂岩、夹薄层粘土岩;中下部以薄层状粘土岩为主,夹透镜状、薄层状细砂岩、粉砂岩，厚100,409m。该段上部亦为本区又一重要的赋金层位。许满组第三段（T2xm3）:上部、下部以灰色、深灰色薄层灰岩、含泥质灰岩为主夹薄层状粘土岩、薄层至中厚层状细砂岩、粉砂岩;中部则以粘土岩为主,夹砂岩及少许薄层灰

13、岩，厚30,47m;该层中目前仅见有金矿化显示。 2.3构造特征 受古构造及表层区域性构造制约,矿区内以强大的NW向构造占主导地位,矿床（区）级NW向构造有烂泥沟向斜及其北侧的林坛背斜,两者呈SN向的反多 字形排列,其间发育有F、F、F14等数条大致平行展布的轴向高角度挤压逆冲35,断裂带断层。挤压断裂破碎带,走向长2000,5000m,倾向NE,倾角45?,85?宽 数m至40m余,此为本区最重要的控矿断裂构造。矿区西部近SN向断层包括F、1F、F等,东倾，倾角35?,80?,走向长1,10km,甚至更大,为控矿构造,有小规79模金矿体赋存其中。矿区中部有NE向断裂如、FF等,规模甚小,走向

14、长400,2101000m,倾向多变,该组断裂若单独出现时只有弱矿化,若与NW向断裂交切时,在断裂交汇部位常有富厚矿柱产出（见图2-2）。第6页 共29页 图2-2 贵州省贞丰县烂泥沟金矿区地质简图（据徐大富，2000，略有改动） 1-边阳组;2-尼罗组;3-许满组四段;4-许满组三段;5-罗楼组;6-吴家坪组二段;7-吴家坪组一段;8-茅口组;9-栖霞组;10-碱灰岩;11-黄龙）马坪组;12-背斜;13-向斜;14-逆断层及其编号;15-剪切断层及其编号;16-性质不明断层及其编号;17-金矿体或矿化体 主要控制断裂F:总体走向NW、走向长近2000m。在磺厂沟和冗半两地分3别被两条NE走

15、向的断裂F、F10作右行切错,水平错距30,100m,特别是F2的2切错对F影响,影响之一是:F3的产状变化。其SE段长约1000m,倾向在3产生很大335?,35?之间变化,优选方位为NE75?,倾角变化45?,87?，近地表处直立反倾，平均倾角70?,总体呈现浅部陡、深部变缓的趋势。磺厂沟?号矿体即赋存在F3的SE段中,矿体规模为大型,储量规模达特大型;F3北段走向长约900m,倾向变化45,110?,优选方位NE75?,倾角变化40?,平均65?,冗第7页 共29页 半（16）号矿体即赋存其中,矿体规模和储量规模均达中型。影响之二是:F3的NW段与SE段在构造变形与矿化蚀变方面亦存在显著

16、差异。其SE段构造变形强,蚀变矿物种类多,组合复杂、金及其成矿系列元素砷、锑、汞富集程度相对较高,而F3NW段构造变形相对较弱,蚀变矿物种类较少,组合单调。金及其相关元素的富集程度相对较弱。该区由于同生断裂的存在，为流体的流动提供了复杂的通道，加之本区的地层特征，上覆的泥质岩石和灰岩形成了圈闭构造良好的盖层，为流体的运移提供了良好条件。2.4 矿石特征 徐大富（2000）对烂泥沟金矿的研究认为，热液石英、黄铁矿、毒砂为主要载金矿物。矿物组合以石英为主,次有云母、硅质岩岩屑、砂岩岩屑、粘土岩岩屑、磷块岩岩屑,以及黄铁矿、毒砂、雄黄、辰砂、辉锑矿、闪锌矿、金红石、锐钛矿、电气石、锆石、长石、炭质等

17、。矿石化学成分为（%）:SiO65.80,?FeO 3.40,Al2O310.20,CaO 4.88,MgO 2 -6-61.80, KO 2.44,NaO 0.45,TiO0.45,PO0.24,Au 5.8（10）,Ag 0.68（10），222 25 As 0.43,S 1.67,Sb 0.0036,Hg 0.034,Pb 0.0053，Zn 0.01,Cu 0.0009。常见的矿石结构有自形、半自形粒状、针状结构,次有他形粒状结构、包含结构、环带和嵌晶结构。如黄铁矿呈自形、半自形、他形粒状或集合体分布;毒砂呈自形、半自形针状或柱、菱柱状及其集合体散布于矿石中;粘土矿物、石英等常包裹细小

18、他形黄铁矿形成包含结构;有的早期生成的黄铁矿颗粒边部有由含砷黄铁矿形成的一环带结构;石英、方解石内可见嵌有黄铁矿、辰砂等矿物的嵌晶结构。矿石构造主要有浸染状构造,如黄铁矿、毒砂呈星点状、星云状浸染矿石,形成各种浸染构造;次有细脉状、条带状构造及角砾状构造,黄铁矿、辰砂等沿节理裂隙充填,形成细脉状构造;有的黄铁矿沿层密布而成条带状构造;有的黄铁矿、辰砂、雄黄等经动力破碎形成角砾状构造。围岩蚀变较强,主要有硅化、黄铁矿化、毒砂化、碳酸盐化、粘土化等。矿化主要与硅化、黄铁矿化、毒砂化关系密切。第8页 共29页 第3章 成矿流体性质的确定 3.1矿床与古油藏的关系 本区各时代地层,除上二叠统峨嵋山玄武

19、岩之外,均存在较厚的泥质岩或碳酸盐岩生油岩。从储的角度来说,有一类储集体是确定的,那就是二叠纪广泛发育的生物礁。生物礁是盆地内的相对高点,为烃类物质的运移提供了流体势差;生物礁的周缘一般广泛发育同沉积断层或周期性的暴露侵蚀构造,为烃类物质的运移提供了通道和输导系统;同时,礁灰岩、碳酸盐岩本身也是一种很好的储集岩。从盖层方面来说,以二叠纪的碳酸盐岩和生物礁为储集层,以下、中三叠统浊积岩为盖层的组合是本区最有利的储盖组合。二叠纪广泛发育的龙潭组煤系2也是很好的盖层。这三方面的优势决定了本区的生物礁会成为古油藏的产出部位,而破坏了的古油气藏会残留气苗、油苗,特别是沥青的显示,有助于进一步推测古油气藏

20、的位置。右江盆地的沥青显示大多在二叠系生物礁的顶部和侧翼中呈裂隙型、晶洞型产出（施继锡等，1995）。可以说二叠系存在沥青或油、气苗的生物礁的位置即代表了古油藏的位置。通过研究,发现本区金矿（点）与古油藏在空间上密切相关:两者均产出于二叠系生物礁的核部或翼部（图3-1）。某些披覆在生物礁上的层状矿体所在部位即是古油藏的位置,表现在矿石普遍被碳质污染,并发现了大量团块状的残余碳质（庄汉图3-1 右江盆地金矿床与二叠纪古油藏密切共生（向才富，平等，1998）。 2002） 1.金矿点及编号;2.地名;3.省界 第9页 共29页 右江盆地古油气藏是在燕山早期桂南运动之前形成的,在燕山运动期间遭2受了

21、构造破坏,而此时正是本区金矿形成的时代,两者之间也许存在必然的联系:在古油气藏被破坏之前,含矿溶液与古油气藏处于液态混溶状态,是动态平衡的。一旦古油气藏被破坏,就打破了这种动态平衡,改变了系统的氧化还原环境,必然会导致矿质从含矿溶液中沉淀出来（Anderson G M，1991）。古油气藏被破坏之前,整个系统处于还原状态,而被破坏之后处于开放的氧化环境,较轻的气态烃类物质直接散失,较稠的烃类物质则发生氧化还原反应,形成H2O和。CO2氧化不完全则会残留碳质和沥青质。这就是金矿中的碳质和沥青质污染（庄汉平等，1998）。除少数层状矿体之外,右江盆地金矿体大多赋存于燕山运动所形成的断裂构造中,这些

22、断裂构造是烃类散失的主要通道（庄汉平等，1998）,这也说明了古油气藏的破坏所产生的环境改变对金矿形成的重要意义。综上有:区内金矿和古油气藏是同一种流体在其发展演化过程中不同阶段的产物。二者在空间上共生、在成因上密切相关。油气与部分流体具有同源、同储的特点;但在其后的运移和就位过程中，由于水和油的物理化学特征不同，二者发生分离，从而造成了金属矿床与油气藏在空间上相互依赖，又相互分离的复杂关系（刘建明等，2000）。3.2 流体包裹体特征 对右江盆地区微细浸染型金矿床矿石中热液石英的流体包裹体研究表明,包裹体包括原生包裹体和次生包裹体两种成因类型。其中次生包裹体直径较小,一般5m,呈树枝状、不规

23、则状沿石英裂隙定向分布;原生包裹体的直径比次生包裹体大一般5,10m,呈不规则状、次圆形、椭圆形、长条形随机分布于石英中。本区原生包裹体按其在室温下的相态分为单相纯液体包裹体、气液两相液体包裹体、气液两相气体包裹体、三相含液相CO2包裹体和含有机相包裹体五类,其中前两类占包裹体总数的90%以上:1）单相纯液体包裹体:数量多,分布广,含量占包裹体总数的30%,40%,有些样品超过80%,直径一般大于5m,多呈不规则状、次圆形、椭圆形。纯液相包裹体的大量出现,表明其形成矿温度比较低。2）气液两相液体包裹体:为包裹体中数量最多的一种类型,含量占包裹体总第10页 共29页 数的50%,60%,直径一般

24、为5m,10m,气液比常为5%,15%,多呈次圆形、不规则状等。3）气液两相气体包裹体:数量少,仅见于成矿早期。多为圆形和不规则状,大小5m,8m,气液比65%,80%,均一温度350?左右,均一到气相。4）三相含液相CO2包裹体:这种类型的包裹体数量很少,包裹体直径一般为3m,气液比10%,20%,液态CO2约占总体积的12%,20%。5）含有机相包裹体:在烂泥沟矿床的单相纯液体包裹体和气液两相液体包裹体中可以见到较多黑色、浅黄色圆形和长方形的有机物质。较多有机包裹体存在意味着成矿流体有可能是富含有机组分的盆地流体。盆地流体是指在大陆性地壳基底上的沉积盆地演化过程中活动于沉积柱内的有机/无机

25、复杂流体相,包括来自盆地内部有机/无机沉积物压实和相变所释放出的自生流体和外来流体（盆地边缘隆起区补给的大气水和基底补给的流体）两部分（刘建明等，2000）。自生流体指无机/有机沉积物压实和相变释放出的各种流体,包括不同比例的沉积物间隙水（海水为主）、沉积物颗粒吸附水（海水为主,部分大气降水）、粘土矿物的层间水和结构水、以及由沉积有机物质热解而成的各种气态、液态有机组分（石油天然气）等。外来流体则包括由盆地边缘大陆隆起区补给的下渗大气降水,下渗海水、沿基底断裂上升的基底流体或地幔深部流体及有岩浆活动时还可能有岩浆流体的加入。盆地流体与其他流体的区别主要是，盆地流体富含有机组分。油气与某些金属矿床都是沉积盆地演化过程中盆地流体活动的产物,是同一地质-构造格架内同一自然过程留下的物质表象。油气是被封存起来的、以碳氢化合物为主的盆地流体,而固态的金属矿石则是以水溶液相为主的盆地流体在适当的部位将所溶解携带的成矿金属组分沉淀卸载的结果。碳氢化合物源于沉积有机质的演化,而成矿金属元素则要是盆地流体从沉积物颗粒（无机物占优势）通过不间断的流-岩反应萃取来的。在成岩压实作用阶段（相当于油气的初次析出阶段）,油气与粘土水一道从生烃层内被挤出,从这个意义上讲