2016, Vol. 51
流体包裹体是地质时代中形成各种矿物、岩石、矿床时被留在其中的古流体, 研究流体包裹体可以得出各种矿床的岩石的形成条件(卢焕章等, 2004；温春齐等, 2009)。矿床是通过流体中成矿物质的不断富集形成的, 因而流体是成矿过程不可或缺的载体。迄今为止, 保存在矿物中的原生流体包裹体记录了成矿流体最原始、完整和直接的成矿环境。成矿物质来源一直是矿床学研究的重点, 研究成矿物质来源比较常规、可靠的方法主要包括微量元素地球化学及同位素示踪等(唐功建等, 2009；郎兴海等, 2012；张金阳等, 2013)。因而研究流体包裹体同位素示踪, 对于了解成矿物理化学条件和物源信息, 深入探讨矿床形成机理及其后期变化至关重要。
双庆铁矿床位于青海省都兰县, 属于祁漫塔格—都兰成矿带, 该成矿带以铁铜多金属矿床为主, 研究程度较低。双庆铁矿床作为该成矿带中的典型矿床, 长期以来缺乏详细、系统的研究, 截至目前, 仅何朝鑫等(2011, 2012a, 2012b, 2014, 2015a, 2015b)对该矿床的控矿构造、矿物共生组合、矿床地质特征及围岩蚀变、岩矿石地球化学特征、金属硫化物和磁铁矿的地球化学特征及成因意义等方面有过研究, 但还未研究过该矿床的流体包裹体及稳定同位素特征。本文将通过对其流体包裹体和稳定同位素特征分析来探讨成矿流体特征及物质来源。
1 矿床地质特征双庆铁矿床区域大地构造位于古亚洲与特提斯构造域的结合部位, 是中央造山带西部秦祁昆造山系的一部分, 地处东昆仑多岛弧盆造山系的西段, 自北向南可划分出6个次级构造岩浆带(图 1)。该区成矿带隶属秦祁昆成矿域、昆仑成矿省和东昆仑成矿带之祁漫塔格Fe-V-Ti-Au-Cu-Pb-Zn岩盐成矿亚带(徐志刚等, 2008)。区内地层均有出露, 以古生代和中生代为主。概括为古-中元古界基底、下古生界、上古生界和下中生界4个构造层群。区内岩浆活动强烈, 种类齐全(侵入岩、喷出岩、基性—超基性和中酸性均有产出), 自西向东有加里东期—华力西期—印支期—燕山期的变化趋势。以祁漫塔格蛇绿岩为界, 北部发育加里东—华力西岩体, 南部发育印支—燕山期岩体。区内铁、铜、铅锌等多金属成矿与印支期和加里东期的小岩体、岩脉、岩枝和不规则状的中酸性花岗质侵入岩关系密切(丰成友等, 2010)。
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图1 青海省都兰地区区域构造略图(据张占玉等, 2011) 1.构造岩浆带边界；2.早古生代缝合带主断裂；3.晚古生代缝合带主断裂；4.研究区范围：构造岩浆带；Ⅰ.柴北缘(∈1—S)；Ⅱ.柴达木地块(Pt1)/盆地(J—N)；Ⅲ.祁漫塔格—都兰(∈3—T)；Ⅳ.东昆仑北坡(O—T)； Ⅴ.东昆仑南坡(O—T)；Ⅵ.宗务隆山—鄂拉山(C—T3) Fig.1 Sketch map showing regional structure in the Dulan area, Qinghai Province |
双庆铁矿床位于青海省都兰县西南60 km, 距香日德镇北2 km。矿区大面积被第四系覆盖, 在矿区北侧有零星侏罗系及石炭系地层出露。矿区火成岩主要有花岗闪长岩、斜长花岗斑岩、花岗闪长斑岩, 少量为黑云母花岗岩、斜长花岗岩、闪长玢岩及煌斑岩, 多为岩脉, 少数呈岩枝产出, 一般规模不大李春仁, 邓仲惠.1968.青海省都兰县双庆铁矿区详查评价报告.北京：全国地质资料馆.(图 2)。矿床由大小不同的小矿体组成, 主要赋存于绿色片岩与大理岩层间。矿体沿北东走向断续分布, 多呈断续式、平行式排列, 厚度变化较大。矿体形态一般呈透镜状和扁豆状, 部分矿体局部受褶皱影响形成不规则鞍状, 矿体规模小、变化大。双庆铁矿床为中酸性岩浆成矿系列中的铁矿床, 与壳幔型中酸性岩浆活动有关(文雪峰等, 2006)。
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图2 双庆铁矿床地质简图 Fig.2 Geological sketch map of the Shuangqing iron deposit |
矿石主要以磁铁矿矿石为主, 有少量黄铁矿—黄铜矿—方铅矿—闪锌矿等矿石, 少量团块状辉钼矿矿石, 少量受后期次生氧化而形成褐铁矿矿石和孔雀石等(图 3)；矿石主要以块状构造为主, 结构主要为自形—半自形结构、他形结构、生长环带结构等；金属矿物以磁铁矿和辉钼矿、黄铁矿、磁黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿等金属硫化物为主, 非金属矿物主要为一套典型矽卡岩矿物组合(石榴子石、硅灰石、透辉石、阳起石、绿帘石、绿泥石)及绢云母、石英、方解石。围岩蚀变主要为矽卡岩化、硅化、绢云母化、碳酸盐化等；根据矿床产出的地质特征、矿石的物质组成及矿石组构特征等, 将双庆铁矿床成矿过程划分为矽卡岩期、石英—硫化物期及表生期(何朝鑫等, 2012a, 2012b)。
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图3 双庆铁矿床典型矿石类型及构造特征 a.致密块状磁铁矿矿石；b.次块状磁铁矿矿石；c.稠密浸染状磁铁矿矿石；d.团块状分布于矽卡岩中的辉钼矿矿石；e.团块状分布于矽卡岩中的铅锌矿矿石；f.黄铜矿呈网脉状分布于磁铁矿矿石中；g.黄铜矿呈脉状分布于矽卡岩中；h.黄铁矿呈星散状分布于矽卡岩中 Fig.3 Typical ore type and structural characteristics of the Shuangqing iron deposit |
矿床经历了复杂的成矿过程, 多期多阶段的地质作用与形成矿床的地质流体密切相关, 其中包括成矿期和成矿期后的流体都极大可能以流体包裹体的形式保存于寄主矿物中。因此, 在利用流体包裹体研究其成矿机制前, 必须准确确定包裹体类型及其分布规律, 根据手标本及镜下现象判定世代关系, 确保所测试研究的流体包裹体所反映的地质信息真实有效。根据双庆铁矿床的成矿期成矿阶段, 对其流体包裹体特征分别作简要描述。
矽卡岩阶段：由于样品磨制及观测实验条件限制, 未能在矽卡岩阶段找到理想流体包裹体。仅在磁铁矿成矿主阶段相对稍晚的含磁铁矿石英脉中选测出石英包裹体, 其形成温度低于主成矿阶段的磁铁矿生成温度。
石英—硫化物阶段：该阶段的流体包裹体主要以富含子晶包裹体和富气富液相包裹体共存为特征；富含子晶包裹体主要在闪锌矿和石英中所见, 富气富液相包裹体在石英中可见, 且与含子晶的流体包裹体共生在同一平面内或微裂隙中, 暗示它们是由流体的不混溶作用所形成(张兴春等, 2004；李保华等, 2010)；另有热液方解石中的气液两相包裹体。
碳酸盐阶段：主要为气液两相负晶形流体包裹体, 多成群成带分布, 少量为零星分布。以富水或纯液相水包裹体为特征, 在测试阶段不作为研究重点。
总之, 根据镜下观察与选取的石英硫化物阶段包裹体类型得出, 双庆铁矿床的流体包裹体以富气液两相包裹体和含子晶的流体包裹体为主。从含磁铁矿石英脉→石英硫化物阶段→碳酸盐阶段, 纯气相H2O包裹体和富气相H2O流体包裹体的数量逐渐减少, 而富液相和纯液相H2O的包裹体数目逐渐增多；从包裹体岩相学特征反映看来, 随着成矿作用进行, 不同成矿阶段的流体包裹体岩相学特征亦不相同。根据这一规律推测形成磁铁矿的成矿主阶段, 其流体包裹体类型应多以富含子晶包裹体和富气相包裹体为特征。
2.2 流体包裹体类型(1) 闪锌矿中流体包裹体
含子晶包裹体：为原生流体包裹体, 多呈近椭圆状呈孤立或星散状分布, 少数呈线性分布于闪锌矿中；子晶可能为食盐细小颗粒, 包裹体大小较均一, 普遍约为8～10 μm。其中子晶比气泡略小或近乎大小相当, 推测子晶大小占整个包裹体大小的5%左右, 而气液比约为10%～15%(图 4a～图 4c)。
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图4 双庆铁矿床包裹体显微照片(单偏光, 500×) a～c.闪锌矿中含子晶包裹体；d～f.闪锌矿中呈负晶形的气液H2O两相包裹体；g.闪锌矿中呈近椭圆状气液H2O 两相包裹体；h.闪锌矿中纯气相与气液两相包裹体呈带分布 Fig.4 Fluid inclusions micrograph of the Shuangqing iron deposit(single polarized, 500×) |
气液两相包裹体：有原生包裹体和次生包裹体。原生包裹体个大, 约为10 μm, 多数呈负晶形孤立状或星点状分布, 少数为椭圆状星点状分布, 其包裹体的气液比约为10%～15%；次生包裹体个小, 约为2～3 μm, 多呈群、呈带沿微裂隙分布(图 4d～图 4g)。
纯气相包裹体：该类包裹体大小约为5 μm, 呈星点状分布, 数量较少, 与气液两相包裹体呈带分布(图 4h)。
(2) 石英中流体包裹体
本文所测试的主矿物为石英的包裹体, 主要包括含磁铁矿石英脉和石英硫化物两个阶段；含磁铁矿石英脉阶段以含子晶包裹体和一些富气相的气液两相包裹体为主要存在类型, 而石英硫化物阶段的包裹体类型主要为气液两相包裹体和单相包裹体。
含子晶包裹体：石英中含子晶的流体包裹体主要为负晶形或不规则状呈星散状分布, 子晶为NaCl晶体, 晶形较好, 绝大多数为立方体晶形, 少数呈圆粒状晶形。子晶一般未与包裹体壁直接接触, 其间充填液体, 子晶大小明显小于气泡所占百分比。包裹体大小约为5～10 μm, 其中的气液比约为20%～30%, 子晶占3%～8%(图 5a、图 5b)。
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图5 双庆铁矿床包裹体显微照片(单偏光, 500×) a、b.石英中含子晶包裹体与气液H2O两相包裹体共存；c.石英中富气相与富液H2O两相包裹体共存；d.石英中富气相包裹体；e.石英中纯液相H2O包裹体；f～h.方解石中负晶形气液H2O包裹体呈星点状或呈群、呈带分布 Fig.5 Fluid inclusions micrograph of the Shuangqing iron deposit(single polarized, 500×) |
气液两相包裹体：石英中的气液两相流体包裹体数量多, 为主要的包裹体类型, 且主要包括以下两个类型：1)富气相包裹体：该类包裹体整体数目相对较少、分布较集中, 主要为呈群分布, 大小约为7～12 μm, 呈椭圆状和不规则状, 气体占整个包裹体比例较大, 气液比约为85%～95%(图 5c、图 5d)。2)富液相包裹体：该类包裹体数量相对较多, 分布广泛, 以各种形式分布, 主要呈负晶形、近椭圆形或不规则状分布, 大小约为5～15 μm, 气液比约为7%～12%(图 5a～图 5c)。
单相包裹体：石英中的单相流体包裹体既有纯气相水包裹体, 亦有纯液相水包裹体。主要呈负晶形状态杂乱分布, 包裹体大小相对较小, 约为5～7 μm(图 5e)。
(3) 方解石中的流体包裹体
方解石中的流体包裹体以气液H2O两相包裹体为主, 有原生包裹体和次生包裹体。原生包裹体主要呈负晶形或不规则状呈星点或呈群呈带分布, 包裹体大小变化范围较宽, 约为7～25 μm不等, 普遍较大, 约为15 μm, 且包裹体的气液比相对较大, 约为10%～20%。次生包裹体沿微裂隙呈带分布, 个体较小, 仅约3～5 μm(图 5f～图 5h)。
3 分析方法 3.1 流体包裹体显微测温本次流体包裹体显微测温工作在成都理工大学地球科学学院资源勘查工程系流体包裹体实验室完成, 采用Linkam THMSG600型冷热台进行, 主要测定流体包裹体的均一温度和冰点温度。该冷热台利用铂电阻传感器, 测温范围为-196 ℃～600 ℃, 控制稳定温度±0.1 ℃。仪器400 ℃时, 相对于标准物质误差在±2 ℃内；-22 ℃时, 误差为±0.1 ℃。仪器标定与样品测试均在7 mm样品台及银盖恒温室中进行。
3.2 稳定同位素分析选取有代表性的岩矿石样品进行分离粉碎, 在双目镜下手工挑纯, 所选取的单矿物纯度均在99%以上。O、S、C、H稳定同位素在核工业北京地质研究所分析测试研究中心同位素实验室完成。
通过测定SO2含量来获取硫同位素组成, 检测方法和依据为《DZ/T0184.14-1997硫化物中硫同位素组成测定》。所用仪器型号为Delta v plus, 仪器编号为10056, 结果采用国际标准VCDT, 分析精度优于 ±0.2‰。
碳、氧同位素所采用的测试方法和依据为《DZ/T0184.17-1997碳酸盐矿物或岩石中碳、氧同位素组成的磷酸法测定》。碳同位素结果以V-PDB为标准, 氧同位素分析采用用BrF5法, 结果采用国际标准SMOW, 分析精度均为 ±0.2‰。
氢同位素测试为测定矿物流体包裹体中水的氢同位素, 采用《DZ/T 0184.19-1997水中氢同位素锌还原法测定》, 所用仪器型号为Finningan MAT-253气体质谱计, 仪器编号为8633, 结果采用国际标准SMOW, 分析精度为±2‰。
4 分析测试结果 4.1 流体包裹体均一温度通过对双庆铁矿床的石英、闪锌矿和方解石的均一温度与冰点温度的测试, 其测试结果分别列于 表 1和表 2；对不同寄主矿物的流体包裹体作均一温度频数直方图和盐度频数直方图(图 6, 图 7)。
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表 1 双庆铁矿床流体包裹体均一温度测定结果 Table 1 Homogenization temperatures microthermometric data of the fluid inclusions in the Shuangqing iron deposit |
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表 2 双庆铁矿床流体包裹体盐度测定结果 Table 2 Salinities data of the fluid inclusions in the Shuangqing iron deposit |
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图6 双庆铁矿床流体包裹体均一温度频数直方图 Fig.6 Histograms showing homogenization temperatures of fluid inclusions in the Shuangqing iron deposit |
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图7 双庆铁矿床流体包裹体盐度频数直方图 Fig.7 Histograms showing salinities of fluid inclusions in the Shuangqing iron deposit |
在流体包裹体显微测试数据整理分析的基础上, 对成矿流体热力学参数的获得主要采用以下方法：
(1) 计算低盐度(NaCl浓度为0%～23.3%)时, 采用Potter et al.(1978)、刘斌等(1987)的盐度计算经验公式：
| ${{W}_{~s}}=0.00+1.76958\theta -4.2384\times {{10}^{-2}}{{\theta }^{2}}+5.277\text{ }8\times {{10}^{-4}}{{\theta }^{3}}$ |
式中, Ws为盐度/%NaCl, θ为冰点温度/℃；
(2) 通过计算方法求不同盐度NaCl-H2O溶液流体包裹体密度, Hass Jr(1976)、Bodnar(1983)、Bischoff(1991)和和刘斌等(1999)根据实验数据, 利用数学模型拟合, 得出计算流体的密度公式为：
| $D=A+Bt+C{{t}^{2}}$ |
式中, D为流体密度/g/cm3, t为均一温度/℃, A、B、C为代表盐度函数的无量纲参数, 其关系式为：
| $\begin{align} & ~A={{A}_{0}}+{{A}_{1}}\times W+{{A}_{2}}\times {{W}^{2}}; \\ & \begin{array}{*{35}{l}} B={{B}_{0}}+{{B}_{1}}\times W+{{B}_{2}}\times {{W}^{2}}; \\ C={{C}_{0}}+{{C}_{1}}\times W+{{C}_{2}}\times {{W}^{2}}; \\ \end{array} \\ \end{align}$ |
式中, W为盐度/% NaCl, A0、A1、A2、B0、B1、B2、C0、C1和C2分别代表无量纲参数, 低盐度(＜30%)时, 其数值分别为：
| $\begin{align} & ~{{A}_{0}}=0.99351;\text{ }{{A}_{1}}=8.72147\times {{10}^{-3}}\text{; }{{A}_{2}}=-2.43975\times {{10}^{-5}}\text{;} \\ & \begin{array}{*{35}{l}} {{B}_{0}}=7.116\text{ }52\times {{10}^{-5}}\text{; }{{B}_{1}}=-5.220\text{ }8\times {{10}^{-5}}\text{;}{{B}_{2}}=1.26656\times {{10}^{-6}}\text{;} \\ {{C}_{0}}=-3.499\text{ }7\times {{10}^{-6}}\text{; }{{C}_{1}}=2.121\text{ }24\times {{10}^{-7}}\text{; }{{C}_{2}}=-4.52318\times {{10}^{-9}}\text{;} \\ \end{array} \\ \end{align}$ |
通过计算, 气液H2O流体包裹体的密度(见 表 3)变化范围为0.703～0.888 g/cm3, 主要集中于0.75～0.85 g/cm3之间。将双庆铁矿床的包裹体均一温度和盐度投影到温度—盐度图中(图 8), 投影点明显比较集中, 主要落入中高温、低盐度、低密度区。
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表 3 双庆铁矿床流体包裹体密度计算结果 Table 3 Density data of the fluid inclusions in the Shuangqing iron deposit |
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图8 双庆铁矿床包裹体均一温度和盐度分布图(底图据Ahmad et al., 1980；卢焕章等, 2004) Fig.8 Homogenization temperatures versus salinities of fluid inclusions of the Shuangqing iron deposit (modified after Ahmad et al., 1980；Lu et al., 2004) |
(1) 磁铁矿氧同位素
双庆铁矿床磁铁矿的 δ18 OV-SMOW 变化范围为4.4‰～10.8‰, 平均为6.2‰(何朝鑫等, 2015b), 与冀南邯邢地区矽卡岩铁矿中磁铁矿的 δ18 OV-SMOW 值(3.7‰～5.4‰)接近, 反映双庆铁矿床的磁铁矿成矿物质来源于地幔(郑建民, 2007)。结合矿床地质特征来看, 形成磁铁矿的流体直接来源是花岗质岩浆水。
(2) 硫同位素
众多学者在对利用硫同位素判断成矿物质来源时认为, 必须以热液中沉淀的硫化物总硫组成(δ34 SΣS)为标准。Ohmoto(1972)和张理刚(1985)表明, 因在成矿作用过程中存在着硫同位素分馏效应, 要准确得到成矿热液中总硫的同位素值非常不容易, 必须排除其它在热液中迁移和沉淀的含硫物质对总硫同位素的影响。在热液中沉淀的硫化物和硫酸盐的硫同位素值往往不完全等同于热液中总硫同位素值, 而是其氧逸度、酸碱度、离子强度与温度的函数。Ohmoto and Rye(1979)认为在矿物组合简单且缺少硫酸盐矿物条件下, 硫化物的硫同位素平均值可约等于热液中总硫同位素组成值。在对双庆铁矿床野外观察与室内显微鉴定相结合的基础上, 确定本矿床中不含硫酸盐矿物, 含硫金属矿物有磁黄铁矿、黄铜矿、黄铁矿、闪锌矿、方铅矿及次生铜蓝等硫化物, 因此硫化物的 δ34 S 值近似于热液中总硫同位素值。
双庆铁矿床的热液硫化物硫同位素分析结果如 表 4所示, 黄铁矿和黄铜矿的 δ34 SV-CDT 值分别为0.9‰和-0.1‰, 极差为1.0‰, 平均值为0.4‰, 具陨石硫(0.0‰)特征, 反映了火成硫来源和深源硫的特点(Ohmoto, 1979；张生等, 1997；温春齐等, 2009), 即成矿物质中的硫来源于火成岩硫化物中淋滤的硫和深部地幔岩浆热液释放的硫。
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表 4 双庆铁矿床中热液硫化物的硫同位素组成 Table 4 Sulfur isotopic compositions of hydrothermal sulfide in the Shuangqing iron deposit |
(3) 碳氧同位素
碳氧同位素可以判定流体中CO2的来源。前人把CO2来源主要划分为3个源区, 分别为深部岩浆—地幔源、海相沉积碳酸盐和沉积有机质来源；根据成矿流体提供CO2, 又分为地幔源岩浆的结晶分异作用、海水渗透作用、大气降水影响、地幔多相体系、低温蚀变、沉积岩混染/高温效应等, 海相碳酸盐的溶解作用和去碳酸作用以及沉积有机物的氧化作用与脱羧基作用(刘建明等, 1998；孙景贵等, 2001；毛景文等, 2002；刘家军等, 2004)。
从双庆铁矿床挑选出热液方解石单矿物样品, 进行碳氢同位素分析, 测试结果如 表 5所示。
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表 5 双庆铁矿床中热液方解石碳-氧同位素组成 Table 5 Carbon and oxygen isotopic compositions of hydrothermal calcite in the Shuangqing iron deposit |
双庆铁矿床中3件热液方解石的δ13 CV-PDB 值变化范围为 -6.3‰～-5.2‰, 极差为1.1‰；δ18 OV-PDB 值变化范围为 -33.8‰～-18.3‰, 极差为15.5‰。
双庆铁矿床中热液方解石的δ13 CV-PDB 值(-6.3‰～-5.2‰), 与Faure(1986)认为的地幔来源碳同位素值(-7‰)和温春齐等(2009)总结的岩浆碳或深源碳同位素值 -7‰(-8‰～-5‰)相近, 暗示热液方解石的碳可能来源于深源花岗岩浆；δ18 OV-SMOW 变化范围较大, 将δ13 CV-PDB和δ18 OV-SMOW 数值进行投图(图 9), 可见2件方解石样品落入与岩浆有关的区域范围内, 其碳的主要来源为岩浆。其中, 1件方解石样品明显接近花岗岩区, 但落入花岗岩和海相碳酸盐岩间, 表明成矿流体中碳同位素主要来自岩浆, 可能有很少量的碳来源于海相碳酸盐岩的溶解作用；另1件方解石轻微受大气降水影响, 位于花岗岩浆来源边缘；而另1件方解石样品明显受大气降水混入影响, 形成 δ18 OV-SMOW 偏低的流体特征, 位于花岗岩浆的左侧。
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图9 双庆铁矿床热液方解石δ13 CV-PDB-δ18 OV-SMOW 组成关系图 (底图据刘建明等, 1998；孙景贵等, 2001；毛景文等, 2002；刘家军等, 2004) Fig.9 Relationship diagram of the hydrothermal calcite δ13 CV-PDB-δ18 OV-SMOW of the Shuangqing iron deposit (modified after Liu et al., 1998；Sun et al., 2001；Mao et al., 2002；Liu et al., 2004) |
结合矿床地质特征和碳氧同位素研究结果, 推测双庆铁矿床热液方解石中碳质可能主要来自花岗岩浆, 后期受大气降水影响明显。
(4) 氢氧同位素
氢氧同位素可判定成矿流体来源。自然界中不同来源、不同成因的天然水具有不同的氢氧同位素组成, 故可通过矿物包裹体水的氢氧同位素来判断成矿流体来源(温春齐等, 2009)。
对取自双庆铁矿床的石英样品进行氢氧同位素测试分析, 其分析结果如 表 6所示, 将测试中石英所得 δ18 OV-SMOW 数值, 经同位素分馏方程进行换算, 得出流体中 δ18 OH2O 的值(Clayton et al., 1972；郑永飞等, 2000)。
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表 6 双庆铁矿床中石英的氢-氧同位素组成 Table 6 Hydrogen and oxygen isotopic compositions of quartz in the Shuangqing iron deposit |
1000lnα石英-水=3.38×106×T-2-3.40
式中, 1000lnα石英-水为δ18 O石英V-SMOW-δ18 OH2O, T为均一温度/K。
据 表 6的结果, 将δDV-SMOW和δ18 OH2O 计算值进行投图(图 10), 发现投影点明显偏离Taylor(1974)提出的正常岩浆水以及张理刚(1985)提出的初始混合岩浆水氢氧同位素组成范围, 总体显示出大气降水的特征。通常而言, 矽卡岩矿床的早期成矿热液流体主要是岩浆热液, 随成矿作用进行到晚期阶段, 流体中可以有大量大气降水的加入(Bowman et al., 1985；Van Marcke de Lummen, 1988；Layne et al., 1991；Bowman, 1998)。由于本次测试的双庆铁矿床石英样品多数为石英—硫化物阶段的样品, 因而其氢氧同位素组成反映有大量大气降水的特点也可以理解。结合碳氧同位素结果特征, 推测双庆铁矿床早期矽卡岩阶段以岩浆热液为主, 随着成矿作用进行到晚期阶段, 有大量大气降水加入了成矿流体。
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图10 双庆铁矿床δD-δ18 OH2O 组成关系图(底图据Taylor, 1974；张理刚, 1985) Fig.10 Relationship diagram of the δD-δ18 OH2O of the Shuangqing iron deposit(modified after Taylor, 1974；Zhang, 1985) |
由于本次测试分析主要针对含磁铁矿石英脉和石英硫化物阶段的石英、闪锌矿与方解石, 严格意义上说仅反映了磁铁矿生成阶段稍晚的后期流体的变化性质；通过该性质的变化特征, 可大致推测成矿时的流体性质。
从上述结果看可以得知, 自含磁铁矿石英脉到石英硫化物阶段, 流体性质略微发生了改变。均一温度从213.7 ℃变化为327.8 ℃, 且主要为250 ℃～290 ℃；盐度变化范围较宽, 为0.53%～6.14%, 主要集中于1%～3%；密度变化范围为0.703～0.888 g/cm3, 主要集中于0.75～0.85 g/cm3, 属于低密度流体。从以上变化可知, 随着成矿作用继续进行, 成矿均一温度与流体盐度有一定程度降低。
双庆铁矿床的石英硫化物阶段的流体变化特征相对稳定, 可以在该阶段的石英、闪锌矿和方解石的均一温度与冰点测试数据上得以体现(表 1, 表 2)；再通过计算得知石英硫化物阶段的盐度、密度相对集中, 无较大变化。而磁铁矿石英脉中的石英(样品SQ-22)均一温度变化范围为213.7 ℃～327.8 ℃, 平均为260.9 ℃；冰点的变化范围为-0.9 ℃～-3.8 ℃, 平均为-2.9 ℃；而相应的盐度变化范围为1.56%～6.14%, 平均为4.80%, 与之对应的密度变化范围为0.703～0.888 g/cm3, 平均为0.805g/cm3。与石英硫化物阶段的寄主矿物包裹体测试结果相比, 明显变化较大, 波动性较强。测试过程中发现, SQ-22石英样品中的流体包裹体气液H2O两相包裹体中出现不同的相比例, 气液比小者可达5%左右, 气液比最大者达95%左右, 另可见含食盐子晶的三相包裹体, 且共存于同一平面视域内, 指示它们是由流体的不混溶作用所形成, 即流体在沸腾时捕获的流体包裹体。
结合成矿阶段划分与测试结果限制, 推测磁铁矿形成的成矿主阶段流体应该处于沸腾状态, 可能含子晶流体包裹体数目相当多, 且成矿时均一温度和盐度均较含磁铁矿石英脉中的流体包裹体高许多, 形成磁铁矿主阶段的成矿流体应该是高温、高盐度的流体性质。
5.2 稳定同位素性质双庆铁矿床的稳定同位素地球化学可示踪成矿物质与流体来源, 进而探讨其演化规律。硫、碳同位素特征及磁铁矿氧同位素特征表明其成矿物质可能来源于深部地幔岩浆, 结合氧同位素, 通过石英的氢氧同位素和热液方解石的碳氧同位素特征表明, 早期成矿流体以岩浆热液为主, 随着成矿作用进行到晚期, 有大量大气降水加入成矿流体；即成矿流体为岩浆水与大气降水的混合流体。
6 结 论基于对双庆铁矿床的地质特征、流体包裹体及稳定同位素地球化学研究, 本文得出以下结论：
(1) 通过对含磁铁矿石英脉和石英硫化物阶段的石英、闪锌矿与方解石的流体包裹体研究, 得到均一温度变化范围为213.7 ℃～327.8 ℃, 盐度变化范围为0.53%～6.14%, 密度变化范围为0.703～0.888 g/cm3, 流体性质略有改变, 属于中高温、低盐度、低密度流体。
(2) 磁铁矿的 δ18 OV-SMOW 变化范围为4.4‰～10.8‰, 表明磁铁矿的成矿物质来源于幔源。
(3) 热液硫化物的 δ34 SV-CDT 值具陨石硫特征, 反映了火成硫和深源硫的来源特点；热液方解石的δ13 CV-PDB 变化范围为 -6.3‰～-5.2‰, 结合 δ18 OV-SMOW 研究结果, 推测其碳质可能主要来自深源花岗岩浆, 后期受大气降水影响明显。石英中δD-δ18 OH2O 结果表明, 双庆铁矿床早期成矿流体以岩浆热液为主, 晚期有大量大气降水的加入, 即成矿流体为岩浆水与大气降水的混合流体。
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