青海大场金矿床流体包裹体特征及其地质意义(赵财胜,孙丰月,毛讲解

矿年文章编号∞ 床地质第卷第期⁄∞° ≥ × ≥ 青海大场金矿床流体包裹体特征及其地质意义赵财胜孙丰月毛景文丁清峰赵俊伟李世金中国地质科学院矿产资源研究所北京中国地质大学地球科学与资源学院北京摘度为≤ !≤ Ξ 吉林大学地球科学学院吉林长春青海地质调查院青海西宁要∗!≤ 采用ε 冷热台和≤ ∗激光拉曼光谱仪对大场金矿床石英方解石中的原生流体包裹体进行三相及富≤ ∗ ≤ 了系统研究∀结果表明流体包裹体类型主要有气液两相 !含≤ 盐度ω !≤ 包裹体∀测温结果显示成矿流体温计算成矿压力为∗° ! ≥ !≤ ! 为∗密度为由压力值估算成矿深度为及≤ ∀成矿流体以为主含少量≤ 及并有微量的等有机质∀成矿流体主要来源于大气降水并混有建造水和少量岩浆水∀在金的成矿作用过程中流体不混溶作用和有机质的存在起了重要作用∀关键词地球化学流体包裹体地质意义大场金矿床青海文献标识码向北东倾角β左右为脆韧性逆断层破碎带宽∗中图分类号 °大场金矿床位于青海省玉树州曲麻莱县境内其地理坐标为东经该金矿自资源量约β χ δ∗ β χ δ 北纬β χ δ∗ β χ δ∀∀破碎带中硅化 !黄铁矿化发育为含矿热液提供了有利的年由原青海省第四地质队发现以来至今矿产余吨Ο 通道∀受甘德玛多深大断裂的影响该断裂南侧即断裂带下盘的中三叠统巴颜喀拉山群的砂岩 !板岩互层地层中次级断裂 !层间破碎带非常发育呈羽毛状平行展布走向β 倾向≥ • 倾角∗∗β 为区内含矿构造∀这些含矿破普查勘探工作取得了重大突破证实其储量已达大型规模金∀由于大场金矿床发现较晚并受自然地理条件所限其总体研究程度极低∀前人的研究主要是在区域地质背景及构造演化的基础上对区域金矿成矿作用和大场金矿床的地质特征及矿床类型方面进行了讨论张德全等包存义等丰成友等∀本文通过对大场碎蚀变带宽一般∗长多在以上断层面在走向和倾向上表现为舒缓波状形成的各种构造岩如碎斑岩 !糜棱岩等内常发育有网脉状 !细脉状和透镜状石英脉∀矿区内未见岩体出露但区内矿化作用与岩浆侵入活动关系密切地球物理资料显示大场金矿区深部存在中酸性隐伏岩体Π ∀到目前为止在大场金矿床共圈定出个金矿体主要∀矿体金矿床发育的原生流体包裹体的研究总结了成矿流体的特征并探讨了金矿床成矿流体的来源及成矿作用∀矿床地质特征大场金矿床位于松潘甘孜印支褶皱系北巴颜喀拉造山带∀矿区出露地层简单主要为三叠系巴颜喀拉山群中亚群× βψ 砂岩 !板岩互层是矿区内的赋矿地层∀砂岩与板岩构成韵律互层显示了典型的浊流沉积特征其中的碳质板岩含金较高∀少量二叠系布青山群马尔争组° μ 地层分布在矿区北东角的甘德玛多断裂带之间∀甘德玛多深大断裂为矿区内最大的断裂构造受其影响两侧地层中次级羽毛状断裂构造及褶皱构造较为发育∀该断裂走向北西南东倾分布在大场河以北宽 !长约的范围内图赋存于甘德玛多主断裂南西侧下盘∀金矿体严格受构造破碎蚀变带控制其规模与破碎带有关破碎带规模大 !蚀变强烈则金矿体规模大 !品位高反之则规模小 !品位低∀控矿破碎蚀变带与主断裂带平行展布系主断裂派生的次级断裂∀金矿体分布由北向南似具等距性相间∗∀矿体形态简单多呈条带状 !似层状 !豆荚状和透镜状沿走向具波状弯曲 !膨大缩小 !分枝复合及分叉现象∀沿倾向变化规律目前还不太清楚∀矿体长∗长度大于的矿体占总矿体数一半以上矿体在走向上连续性好地表厚度一般Ξ 本文得到中国地质调查局国土资源大调查项目和国家重点基础研究发展规划项目 ! ! 的资助第一作者简介赵财胜男年生岩石学 !矿物学 !矿床学专业∀现为中国地质科学院博士后从事矿床学方面的科研工作∀收稿日期改回日期∀李岩编辑∀青海省曲麻莱县大场金锑矿床勘查项目设计书Ο 青海省地质调查院∗新疆青海东昆仑成矿规律和找矿方向综合研究∗Π 孙丰月矿床地质年图第四系冲 !洪积物大场金矿区地质略图据青海省地质调查院三叠系巴颜喀拉山群× βψ 砂岩夹板岩互层金矿体Ο 修编断裂构造三叠系巴颜喀拉山群× βψ 板岩背斜构造二叠系布青山群马尔争组° μ 薄层状砂岩ƒ ±∏ ∏ ∏ √ ∏ ∏ ∏ ∏ √ ° × ⁄ . ∏ ∏ ƒ ƒ ∏ ± ∏ ∏ ∏ ∏ ≥∏ √ × 为≅∗最大为平均品位为≅∀金品位为∀≅∗化 !绢云母化局部发育高岭土化∀其中黄铁矿化 !辉锑矿化 !硅化 !绢云母化与金矿化关系最为密切∀根据矿脉的穿插关系 !矿物共生组合 !生成顺序等特征将成矿过程划分为个成矿阶段赵财胜从早到晚依次为≠ 无矿石英阶段主要形成石英大脉产于板岩与砂岩节理 !裂隙中硫化物含量甚微∀多金属硫化物石英阶段为金的主要成矿阶段矿化作用强含矿石英脉产于构造蚀变带中呈细脉状和网脉状主要由暗灰色或烟灰色细粒石英组成硫化物发育构造变形 !破碎和热液蚀变均较无矿石英脉发育∀明金大量出现最高金品位可达≅矿石自然类型以自然金硫化物蚀变碎裂岩型和自然金辉锑矿石英脉型为主少量块状辉锑矿矿石∀金属矿物主要有黄铁矿 !辉锑矿 !毒砂 !方铅矿 !黄铜矿 !自然金 !银金矿偶见孔雀石∀金的含量与黄铁矿 !毒砂及辉锑矿等金属矿物关系密切∀单矿物含金性分析表明黄铁矿ω ≅ ∏ ≅∗∗≅毒砂ω ∏ ≅辉锑矿ω ∏ ≅∀金主要呈树枝状 !片状 !粒状及薄膜状赋存于矿物粒间或裂隙中∀矿区内围岩蚀变总体较弱其蚀变强度受控于构造规模及岩石的碎裂程度∀主要围岩蚀变有硅化 !碳酸盐Ο 青海省地质调查院构成该矿床的主体∀≈ 辉锑矿石英为主的锑矿化阶段形成辉锑矿∗青海省曲麻莱县大场金锑矿床勘查项目设计书第卷第期赵财胜等青海大场金矿床流体包裹体特征及其地质意义≥ 石英脉和块状辉锑矿矿石∀与多金属硫化物石英阶段相比较其总体矿化较弱分布局限ω ≥ ∗ …石英型激光拉曼光谱仪该仪器为• 扫描范围∗离子狭缝宽成! !≤ 激光器激光功率度Λ 碳酸盐阶段该阶段形成的大量细小石英方解石脉穿插于多金属硫化物石英阶段形成的含矿石英脉中含矿性较差∀积分时间拉曼峰位移精确度为? !≤ !≤ !≤ ! 分相对含量最低检测限为拉曼光谱能够精确分析气相液相≤ !≤ !≤ !≤ !≤ !≥ ∀对流体包裹体而言激光样品及研究方法为了探讨大场金矿成矿流体的来源 !成分及演化特征笔者对大场金矿区无矿石英脉! ⁄≤ • 等 ! ! 等及有机物≤ 等等多原子分子离子团的成分及相对线通天槽及阶段的⁄≤• 号矿体按成矿阶段进行了• • 含量同时也可对包裹体内的子矿物进行鉴定∀系统取样∀件样品分别为≠ 阶段的⁄≤矿化石英脉以及…阶段的⁄≤• 和⁄≤• 含矿石英脉和≈ 阶段的无矿方解石流体包裹体研究流体是成矿的精髓其来源 !运移和卸载代表了整个成矿过程毛景文等∀通过对∀流体包裹体是成矿流体遗留下来的 2 脉∀ ⁄≤ 和⁄≤• 主要由乳白色或灰白色粗粒石英• 组成性脆易碎含少量黄铁矿⁄≤• 石英脉中除黄铁• 直接样品是揭开成矿流体以及成矿作用机理的钥匙矿 !毒砂外还有辉锑矿 !黄铜矿 !方铅矿及闪锌矿等⁄≤含大量的块状辉锑矿黄铁矿 !毒砂也较发育⁄≤无矿方解石脉中的方解石呈白色粗粒常与乳白色粗粒石英脉共存∀将样品磨制成厚∗件测温薄片的镜下观察发现石英和方解石中均含有丰富的流体包裹体且均为与成矿作用有关的原生包裹体∀这些包裹体成群出现具有相似的气液比和均一温度内部组成也较一致主要组分为≤ 和∀ 3 1 的流体包裹体测温片进流体包裹体类型和特征依据室温下包裹体的物理相态和化学组成样品中的原种类型型气液两相包裹体 ! 型含包裹体∀ ≤ 行流体包裹体岩相学 !均一冷冻法研究及成分分析∀通过光学显微镜观察确定主矿物特征和原生或假次生包裹体的大小 !形态 !分布 !类型 !共生组合及充填度照相 !定位后再进行热力学研究∀流体包裹体显微测温工作是在吉林大学地球科学学院地质流体实验室完成的∀所用仪器为英国产× ≥ 生包裹体可分为≤ 三相包裹体和型富≤ 型为气液两相包裹体即数的型约占包裹体总≤ ∀主要为气液两相即由液相和∗Λ ∗气相组成以液相为主∀气相百分数一般为ε ∀在≤ 包裹型冷热台可测温范围为及ω ε ∗ ≤ ε ∗测试前用人造纯过程中低温下ε 时升温速率为为的∗ε ε 多数为多数在∗∗∀包裹体长轴长一般为体国际标样进行了系统校正误差 ? 升温速率为ε ε ∀均一温度测定∗Λ 之间∀包裹体形态为椭圆形 !长方形和不规则状少数为规则负晶形和不完全负晶形∀尽管激光拉曼高温段升温速率ε 光谱分析结果表相极其微量的≤ 型∀型为含≤ 裹体总数的相≤ ε 左右出现≤ ∗显示该类包裹体的气相中含≤ 不足以改变包裹体中≤ 但由的基本为∗∀ ε 在相变温度附近将升温速率控制在于气相体积非常小以至于在常温和低温下均未观察到≤ 特性∀此类包裹体发育最广是大场金矿床的主要包裹体类三相包裹体即≤ ∀室温下呈三相由≤ ≤ 型约占包对气液两相包裹体测定其冰点温度τ 和完全均一温度τ 对含≤ τ ≤ 三相包裹体!≤ 包裹体测定≤ ≤ 的初熔温度!≤ 相部分均一温度τ !≤ 笼形化合物消失温气相≤ 液度τ 和包裹体完全均一温度τ ∀对于≤ 液相组成气相≤ 气相∀ ≤ ∗常有晃动现象∀少型包裹体由冷冻法测定获得冰点温度计算或实验相图或直接查表刘斌等求数包裹体室温下虽表现为≤ 多数为及盐水溶液两相但在冷却至相的Υ ≤ 体积分数为∀包裹体形态为椭圆形 !不∗Λ 利用经验公式 !经验公式刘斌等确定流体的盐度利用温度盐度密度相图得≤ ≤ 规则形 !长条形等包裹体长轴长一般为∗Λ 多数在∀几乎全体系的密度对≤ 型包裹体通过测定之间∀该类包裹体较发育但分布不均匀∀型为富≤ 包裹体约占包裹体总数的多数小于∀富≤ 笼形化合物消失的温度利用经验公式或利用≤ 笼形化合物熔化温度与盐度关系表体系的密度可利用求得∀或经验公式刘斌等部由≤ 轴长一般为求得流体盐度∀ ≤ 充填包裹体形态为负晶形 !椭圆形和不规则形长∗Λ ∗ Λ ≤ 包裹体气液体积比三相包裹体极为相图≥ ∀其分布特征与含≤ 流体包裹体成分分析工作同样是在吉林大学地球科学学院地质流体实验室完成的∀包裹体成分分析采用相似并常与其共生∀富≤ 包裹体在常温下有时呈两相但降温后表现为三相∀包裹体总体颜色较暗中心透明∀另矿有少量纯≤ 3 2 床地质∗ε 之间∀气液两相包裹体的τ 为ε 年∗τ 包裹体发育常温下多为气液两相少量为单集中于ε 一的气相或液相全部均一至气相∀显微测温结果气液两相流体包裹体对所有件样品中的气液两相包裹体的τ 为型个包裹体进行了温度测量表∗ε 平均等τ 集中于τ ∗ ε 图∀利用的盐度计算公式ω 可得到相应气液两相包裹体的平均值为主要为∗盐度值∀结果表度ω ≤ 表明大场金矿区气液两相包裹体的盐∗平均ε 为Ταβλε 1 样号及寄包裹体长轴长主矿物类型Λ ⁄≤ • 无矿石英表 1 大场金矿床流体包裹体特征及参数Χηαραχτερισ τιχσ ανδ παραμ ε τερσ οφ πριμ αρψ φ λυιδ ινχλυσ ιονσ ιν τηε Δαχηανγ γ ολδ δεποσ ιτ Υ气相Υ ≤ ϖ≤ ϖ≤ 气液τ ≤ ε τ ε τ ε τ ≤ τ ε ω ≤ ε Θ # π ° η3 型∗型型∗⁄≤• 无矿石英型∗∗∗型∗∗型⁄≤• 矿化石英型∗∗第卷第期赵财胜等青海大场金矿床流体包裹体特征及其地质意义续表1(Ταβλε 1 Χοντ . 样号及寄包裹体长轴长主矿物类型Λ ⁄≤ • Υ气相Υ ≤ ϖ≤ ϖ≤ 气液τ ≤ ε τ ε τ ε τ ≤ τ ε ω ≤ ε Θ # π ° η3 矿化石英型∗∗∗∗∗∗⁄≤• 矿化石英型∗∗∗∗∗⁄≤• 无矿方解石型∗∗∗3 η 为成矿深度∀ / 0 为未测出空白为未测∀图∀ τ ! ! 均为无量纲参数∀ π τ τ 行温度测量表类包裹体的τ ∗ ε ≤ τ ≤ 为∗ε ∗∗ ε ε 表τ ∀该以所获得的该类包裹体的均一温度和盐度应用刘斌等的经验公式Θ τ 计算流体密度∀计算结果表范围为∗为ε τ 为平均ε 为ε 平均平均图表明大场金矿区流体密度∀部分该类型包裹体尚未均一即爆裂未能获得完全均一平均温度∀ ≤ 根据流体包裹体的均一温度和流体盐度利用邵洁连计算流体压力的经验公式π ω τ ω ° 认为≤ 笼形化合物的熔化温度与水溶液等≤ 式中π 盐度之间存在一定的函数关系通过测定笼形化合物的熔化温度可间接获得包裹体水溶液的盐度∀根据的盐度计算公式ω τ ∗ τ 求得相应包裹体的流体压力∀∗ • ° 之间∀结果表∗ °表明大场矿区气液两相包裹体的流体压力为平均件样品⁄≤主要集中在型和⁄≤中的个包裹体进• 计算得出该类型包裹体水溶液的盐度ω 集中于∗为含≤ 对三相包裹体表 !图∀矿床地质年图ƒ 大场金矿床测温数据直方图∏ √ ∏ ∏ ε ε ∏ ⁄ 平均ε ∗笼形化合物消失温度τ 平均∀ ε ∀纯≤ 变化范围为∗平均为ε ∀此类包裹体均一于气相τ 为包裹体不能获得完全均一包裹体盐度∀应用刘斌等温度图据ω ≤ 等为∗的公式计算富≤ 平均图的经验公式计算出大场金矿区富或纯≤ 流体密度介于将此数值投入图得流体压力为图ƒ ⁄ ∏ ∏ ∗ 3 3 ∏ ∗包裹体表之间平均等 °的平均≤ ° ∀体系π−ξ 相流体包裹体成分为获得流体包裹体的准确成分在镜下观察及温度 !盐度流体包裹体均一温度盐度图解∏ √ 测定的基础上采用单个流体包裹体激光拉曼光谱分析法对流体成分进行了分析∀同时为消除寄主矿物对流体包裹体拉曼峰的影响对寄主矿物石英 !方解石也进行了拉曼光谱测定∀包裹体中主要成分在扫描分析获得∀分析结果表其相对含量ξ ξ ≤ ≤ ≤ ! ∗据含≤ 应用刘斌等为富≤ 对三相包裹体的完全均一温度和水溶液的盐度的经验公式可计算出流体密度表∗∀利用大拉曼位移区间谱场金矿区流体密度主要分布于等∗π−τ 相图投图可得流体压力为之间平均的° ≤ ≤ 体系 °∀图上一般有清楚显示而微量成分通过局部拉曼位移范围的表明一般为∗平均为型包裹体气相成分以∗为主次为≤ ! ≥! ∗包裹体型件样品⁄≤中的个包裹体进• 和⁄≤• 行温度测量结果见表∀该类包裹体的初熔温度τ ≤ 为∗ε 一般为及ξ ≤ 另含少量≤ 为主ξ ∗ ≥! !≤ !≤ !≤ ∀液相成分以为另含少量≤ !≤ 略低于≤ 的三相点≤ ε ∗表明包ε 一般为和裹体中≤ 较纯净部分均一温度τ 为个别包裹体中检出及≤第卷第期表2 赵财胜等青海大场金矿床流体包裹体特征及其地质意义大场金矿床流体包裹体成分激光拉曼光谱分析结果Ταβλε 2 样号及包裹体类型⁄≤• Χο μ πονεντσ οφ φλυιδ ινχλυσ ιονσ ιν τηε Δαχηανγ γ ολδ δεποσ , δε ιτ τερμινεδ βψ Λασ Ραμ αν Σπεχτρο μ ε ερ τερ ξ ≤ ≤ ≤ ≤ ≤ 气相≥ ≤ ≤ Ρ 型型型⁄≤• 型型型⁄≤⁄≤⁄≤• 型• 型• 型ξ ≤ ≤ ≤ ≤ ≤ 样号及包裹体类型⁄≤• 液相≥ ≤ ≤ ≤ ≤ ≥ 型型型⁄≤• 型型型⁄≤⁄≤⁄≤• 型• 型• 型型Ρ 气体还原参数≤ ≤ ≤ / 0 为未检出∀阴离子成分主要为∀其次为≤ !≥ 及≤ ∀相对较高的特点相吻合∀热液中有机质的存在增强了热液活为∀∗ ! 型包裹体气相以≤ ξ 为主ξ ≤ ∗∗ !≤ 化迁移岩石中金属成矿元素的能力卢焕章等金矿的成矿起了重要作用∀对大场和≤ ∗ !≤ 的含量相对较高ξ ≤ 分别为∀ ≤ 和!≤ ∀个别包裹体中含有少量≤ 及讨论与结论 4 1 其ξ 均不超过 ! 型包裹体液相成分以!≤ 为主其次为≤ 含量未测定∀及≤ 及≤ 含量较低∀流体的不混溶性研究表明中温深成热液金矿床的流体不混溶性是流体型包裹体中液相成分均低于拉曼光谱的最低检出限故其总体看来成矿流体富含≤ 型∀此外还含有少量≤ ≤ !≤ !≤ ! ≥ !≤ 演化和成矿流体形成的最重要机制流体包裹体研究能提供为! ≤ ! ≤ 体系类 ! 最有力的证据∀由于≤ ≤ 和分子的物理性质差别很大及微量的≤ 在中的溶解度很低两者为有限混溶体系因此在和常以不混溶的分离状态出现两者的混和≤ 等有机组分表明为一种含有机质自然界中≤ 的盐水溶液∀有机组分的存在与大场金矿床赋矿围岩含碳量溶程度随体系所处的温度 !组分浓度和压力不同而变化李荫矿清等∀对于≤ 床地质年的含量明显偏高反应了有和≤ 不混溶包裹体组合的特卢焕章等• 成∀同时微量的有机质中≤ 征前人已做过很好的总结张文淮等本文就不再赘述∀如前所叙在研究样品°⁄≤ 生的≤ ≤ !富或纯≤ 机质演化程度较高∀有机质向高成熟度方向演化可造成一定的还原性热液环境利于金属元素以硫化物形式沉淀富集中原任云生等时存在在中低温≥和≥ ε ∀这也解释了该类矿床金属矿物以硫化物和°⁄≤ ≤ • 和三种类型包是包裹体和贫为主硫酸盐矿物很少的现象∀流体包裹体的液相成分中同表明在其热液中存在≥ 裹体紧密共生显示它们为同时捕获∀矿物同时捕获性质迥异的流体的现象被称为非均一捕获流体不混溶或沸腾的典型标志∀富或纯≤ ≤ 金可能是以硫氢络合物的形式迁移的肖志峰等硫氢络合物的形式搬运≥ 4 3 ∀实验研究表明 !高硫 !还原及中偏碱性溶液中金主要以的水溶液包裹体这两种端员组分为单相流体中水和≤ 含量的变化∀大场矿区出现的含≤ 为∗张德会∀因此选择性捕获而形成的这两种端员组分的混合导致了包裹体中≤ ≤ 大场金矿成矿热液中金也是主要以硫氢络合物形式搬运的∀成矿流体来源前述表明大场金矿床成矿流体总体属中温 !较低盐度 ! 低密度的≤ 陈化勇等识尚存岩浆水√ ∏ ≤ 三相包裹体也有Υ ≤ 体甚至还出现了Υ ≤ 裹体∀从贫≤ 其中既有Υ ≤ 仅为高达以上的富≤ 为包裹体的Υ 的含≤ 三相包裹包型热液体系∀富≤ 和低盐度是许张作衡等的单相或两相纯≤ 多金矿床成矿流体的典型特征胡文王宣等 !变质水的水溶液包裹体到纯≤ ∗成了一个连续变化系列∀气相百分数较高的富≤ 均一于气相均一温度为的含≤ ε ∀此外≤ 包裹体Υ ≤ 构包裹体∗∗但是目前对流体的来源仍未达成共以及地幔来源等认识∀ !≤ ε ∀气相百分数较低三相包裹体均一于液相均一温度为包裹体的均一温度为大场金矿成矿流体包裹体气相成分中绝对优势∀毛景文等示孙丰月等和≤ ≤ 和占ε ∀总体上≤ 型包裹体的均一温度普遍略高和含量高揭示了有幔源流体参与成矿组合可能为幔源流体成矿的一种指∀关于流体包裹体中于≤ ≤ 包裹体这也符合流体不混溶性因为≤ 产生不混溶作用≤ 从盐水溶液中分离出来成包裹体为两端员组分的混合物表明在成矿过程中≤ 杜乐天的∀来源人们仍在探索中范宏瑞等热动力学计算表明在地壳流体中式∀为独立的流体相并与盐水溶液相共存使成矿流体由均匀相成为非均匀相∀成矿过程中随着温度的降低流体不混溶程度加大直至分离出更多的≤ 度ω ≤ ∀其后随着大气降水的不断是氮最普遍的存在形等利用超高真空气相质谱仪测定了大量热液矿床和热泉沉积物中流体包裹体的微量气体组成建立了成矿流体等示踪体系并认为来源较深的岩浆水富含指出建造水或盆地热卤水富含≤ !≤ ∀加入流体逐渐被冷却温度和盐度逐渐下降∀成矿流体的盐最小值为最大值为平均应属低盐度≤ 关系图上图的降低而减小∀ 4 2 体系∀在流体包裹体均一温度与盐度可以清楚地看出成矿流体的盐度随着温度等轻烃等气体∀同时成矿流体中发育微量的≤ 矿流体的结果王可勇等及≤ 有机成分可能系大气降水在流经地表及变质地层时带入成∀目前利用流体包裹体气相∀ ≤ !≤ 成矿的物理化学条件前面的讨论已经证实本区发育的包裹体为≤ 和≤ 组成来判断成矿流体来源和示踪成矿过程的研究仍不成熟从中获得的成矿信息也极为有限孙晓明等包存义等认为大场金矿床成矿流体中的水主要来和富或纯≤ 的不混溶包裹体流体中捕获的∀组合是成矿过程中从不混溶的低盐度≤ 通常认为从均匀流体中捕获的包裹体其均一温度和均一时的压力仅代表其形成温度和压力的下限而从不混溶流体中捕获的包裹体其均一温度和均一压力最小值即为形成时的温度和压力无需温度和压力校正王勇等ε ° ∀∀因此本区成矿温度为∗° ε 自大气降水碳主要来自围岩∀从成矿早阶段到晚阶段显示出由深源变质热液向浅源大气降水演化的趋势∀丰成友等研究表明大场金矿床石英的Δ ∗ϕ与沉积岩的Δ 值较高为Δ ϕϕ∗沈昆等∗ε ∀成矿压 °值范围ϕ∗ϕϕ∗ϕ相吻合∀成水矿流体的Δ⁄水为ϕ∗为主要集中于∗平均为∗ϕ与地层建造水的氢 !氧同位素组成接近∀ Δ ≤ ≤ 为力范围为主要为平均值为ϕ表明碳主要来自含矿岩系∀因此大场金∀矿床成矿前热液主要来源于变质水和地层建造水进入成矿期大气降水不断混入并占主导地位丰成友等表根据上述讨论可初步推测在成矿早期的成矿作用中可能有岩浆水的加入而更主要的是岩浆作用提供了热源驱动了地层建造水的运移并不断与围岩反应从中萃取成矿物据流体包裹体气相成分计算的还原参数Ρ 看出大场金矿床成矿介质的还原参数相对较大最高可达还原成≥ 或≥ 表明矿床成矿环境具有较强的还原性有利于流体中≥ 便于主要载金硫化物黄铁矿 !毒砂的形第卷第期赵财胜等青海大场金矿床流体包裹体特征及其地质意义计算即用压力除以静水压力梯度测得的流体压力为ξ ∗∗ ° °时ψ ° 时ψ ° 时ψ ξ 质并逐步形成含矿流体∀至成矿期成矿流体则是以大气降水为主并混有建造水及幔源岩浆水的混合流体∀这种分析与区内地质特征基本吻合矿区内未见岩浆岩∀ 4 4 成矿深度探讨断裂构造是脉状热液金矿最重要的控矿条件∀由于地壳ξ 测得的流体压力为测得的流体压力大于∀不同深度的断裂构造所具有的变形机制存在差异因此其对流体活动的动力学过程具有不同的控制作用尤其是对断裂中含矿流体压力具有重要的制约意义∀在地壳深度≥ ≤ ≤ ¬ ∀在∗范以上公式中ψ 和ξ 分别代表成矿深度和所测得的压力值单位分别为 °围内断裂活动表现为脆性破裂其控矿机制为泵吸作用的地壳范围内断裂活动表现为韧脆性或脆韧性特点控矿机制为断层阀模式≥ 性变化∀ ≥ 超静水压力带 ! ∀断裂带中流体压力表现和 °∀∗前面的计算已经得出大场金矿的成矿压力为故根据公式为∗计算得大场金矿床的成矿深度∀一般情况下平均成矿深度为出垂直分带性即随深度变化断裂带流体的压力也发生规律利用Κ 断裂带流体压力与静岩压力√ 即静水压力带Κ √ 和静岩压力带∀成矿的深度越大矿化的垂向连续延伸也越大这在金矿勘查中具有重要意义∀说明大场金矿区深部具有较大的成矿潜力∀ 4 5 之比对断裂带流体进行分带图Κ √ 成矿作用讨论大场金矿床矿石中绢云母的张德全等年龄为 ? 断裂带流体的实际压力由浅到深在静岩压力和静水压力之间变化∀因此在利用流体压力进行成矿深度计算时无论单纯利用静岩压力梯度还是静水压力梯度均不能真实地反映流体活动的实际特点孙丰月等体压力小于在大于∗ °∀在小于 °为区域印支造山过程晚期成矿作用的产物∀晚三叠世随着巴颜。