矿物流体包裹体特征
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发布时间：2022-05-13 04:53
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时间：2023-11-19 05:37
6.3.1.1 样品采集及流体包裹体岩相学特征
本次研究样品采自矿区不同平面位置、不同标高、不同成矿阶段，挑选出不同成矿阶段中透明矿物相对发育，且将具代表性的样品制成包裹体光薄片。对石榴子石、石英和方解石中的流体包裹体进行了镜下岩相学研究，最终挑选出18 件样品进行显微测温，样品涵盖O1、A1、B1、B2、C1、C2和C3共七个成矿阶段。
赛什塘铜多金属矿床的流体包裹体主要发育在石英、石榴子石和方解石中，既有原生包裹体，也有次生包裹体，贯穿成矿全过程，总体特点为流体包裹体数量多，多呈椭圆形或不规则形状，大小多在5～20μm。按常温下包裹体中各相态成分、比例及组合关系，将所观察到的流体包裹体分为含子晶包裹体（Ⅰ型）、气液包裹体（Ⅱ型）和纯液体包裹体（Ⅲ型）三类。其中Ⅰ型包裹体根据子矿物及气泡升温过程中的消失情况可分为两个亚类型：Ⅰa型包裹体，升温过程中子矿物先消失，Ⅰb型包裹体，加温时气泡先消失；Ⅱ型包裹体据其形态及相态变化可分为气液包裹体（Ⅱa型）、富气相包裹体（Ⅱb型）和含少量CO2气液包裹体（Ⅱc型）。
6.3.1.2 流体包裹体显微测温结果
对各阶段不同类型的流体包裹体进行冷冻法和均一法测温工作，共计测试流体包裹体370个，各阶段测温结果如下：
（1）O1阶段
早期熔流共存期包裹体主要发育在石英中，类型以Ⅰ型包裹体为主，Ⅱa型包裹体次之。Ⅰ型包裹体全部均一至液相，大部分Ⅰb型包裹体完全均一温度为400～431℃（平均416℃），少数Ⅰa型包裹体完全均一温度为337℃，Ⅱa型包裹体均一温度为252～350℃（平均301℃）。本阶段盐度较高，24.3%～48.0%NaCleqv，平均37.7%NaCleqv；计算所得均一压力介于130～182mPa，流体密度为1.084～1.148g/cm3。
（2）A1阶段
A1阶段为早期矽卡岩阶段，以石榴子石为主，包裹体类型均为Ⅰa型包裹体。该阶段包裹体均一温度为506～548℃，平均530℃，全部均一至液相；子矿物熔化温度为315～373℃，对应盐度39.4%～44.6%NaCleqv，平均43.5%NaCleqv；计算所得均一压力介于303.3～366.9mPa，流体密度为1.803～1.087g/cm3。
（3）B1阶段
B1阶段包裹体为Ⅱ型，完全均一温度范围大（168～＞600℃），多集中在300～400℃之间，大部分为Ⅱa型，少数Ⅱb型温度较高（＞600℃）；冰的最终熔化温度为-2.1～-1.7℃，Ⅱb型包裹体在升温过程中可见变形气泡逐渐恢复，且恢复温度为7.8～9.8℃，推测其含少量CO2，为笼合物熔化温度，对应盐度0.4%～4.3%NaCleqv，集中在2.0%～4.0%NaCleqv之间；均一压力为0.6～1mPa，流体密度为0.903～0.925g/cm3。
（4）B2阶段
此阶段Ⅱa、Ⅱb型包裹体皆有，完全均一温度分别为403～454℃（平均429℃）和472～550℃（平均523℃）；由于此阶段测温片金属含量较多，整体偏暗，包裹体冰点相变现象不明显，未获得准确的冰的最终熔化温度及盐度。
（5）C1阶段
C1阶段以Ⅱ型包裹体为主，可见部分Ⅰ型包裹体。Ⅰ型包裹体全部均一至液相，50%为Ⅰa型包裹体，完全均一温度为212～416℃（平均311℃），50%为Ⅰb型包裹体，完全均一温度为300～394℃（平均374℃），Ⅱa型包裹体完全均一温度为187～463℃（平均269℃），少数Ⅱb型包裹体完全均一温度为282～416℃（平均328℃）。此阶段盐度呈现高低两个端元，Ⅰ型包裹体盐度较高，在29.4%～46.8%NaCleqv之间，集中在38.0%～40.0%NaCleqv；Ⅱa、Ⅱb型包裹体冰的最终熔化温度为-7.4～-2.0℃，Ⅱc型包裹体笼合物熔化温度为6.5～8.9℃，总体盐度为2.2%～11.0%NaCleqv，主要峰值为4.0%～8.0%NaCleqv。均一压力变化较大，范围为0.9～240.9mPa，其中Ⅰ型包裹体对应的均一压力较大，均大于100mPa；Ⅱ型包裹体对应均一压力较小，平均6.5mPa。此阶段流体密度为0.682～1.194g/cm3。
（6）C2阶段
C2阶段包裹体以Ⅱa型包裹体为主，少数为Ⅱc型，完全均一温度为124～350℃，平均269℃；冰的最终熔化温度介于-11.4～-1.9℃之间，笼合物熔化温度为1.6～9.2℃，总体盐度范围在1.6%～15.4%NaCleqv，平均7.8%NaCleqv；均一压力为0.5～15.8MPa，流体密度为0.666～0.966g/cm3。
（7）C3阶段
该阶段均为Ⅱa型包裹体，均一温度介于164～360℃之间，平均286℃；冰的最终熔化温度为-7.4～-0.6℃，对应盐度为 1.0%～11.0%NaCleqv，多集中在 4.0%～7.0%NaCleqv之间；均一压力为0.5～16.3mPa，流体密度为0.661～0.933g/cm3。
6.3.1.3 成矿流体性质与演化
对赛什塘铜多金属矿床流体包裹体进行系统观察、研究表明，该矿床不同成矿阶段中流体包裹体类型、盐度、均一温度等具有一定的差异，反映了成矿流体的演化规律。
从矿床流体包裹体温度和盐度的分布情况及盐度-均一温度关系图（图6.18）可以看出，矿床均一温度范围较大（124～＞600℃），盐度可见高盐度和低盐度两个端元，峰值为2.0%～20.0%NaCleqv和38.0%～46.0%NaCleqv。随着成矿过程的演变，流体的温度和盐度大致呈下降趋势，均一温度从A1阶段的506～548℃，经C1阶段的212～416℃（平均315℃），到C3阶段的164～360℃（平均286℃），成矿流体温度逐渐降低。盐度从早期平均43.5%NaCleqv的高盐度，突降到B1阶段0.4%～4.3%NaCleqv，至C1阶段呈现2.2%～11.0%NaCleqv和29.4%～46.8%NaCleqv高低盐度共存，到 C3阶段盐度下降为1.0%～11.0%NaCleqv。O1阶段流体呈现两种演化趋势，一种为高温高盐度流体，完全均一温度、盐度分别为337～431℃和41.2%～48.0%NaCleqv，另一种完全均一温度略低（252～350℃），盐度也有所下降（24.3%～24.8%NaCleqv）。流体整体属高温、中高盐度流体，在岩浆结晶演化过程中发生了流体分异，反映了初始岩浆流体特点。
前人研究表明（Candela et al.，1986；Cline et al.，1991；Bodnar，1994；Shinohara et al.，1997；张德会等，2001；武广等，2009），高温、高盐度流体的形成机制可能有三种：①直接在岩浆温度条件下产生，岩浆房中的中酸性岩浆通过一定程度的结晶分异作用，使岩浆中的挥发分过饱和，从而造成流体相和熔体相的不混溶作用，这一过程通常称为“初始沸腾”；②由中低盐度热液通过减压沸腾作用或者液态不混溶作用形成，这一作用过程往往是由于岩体顶部的盖层破裂引起的，通常称为“二次沸腾”；③岩浆浅成侵位时，在其结晶演化过程中从残余岩浆直接出溶而成。
图6.18 赛什塘铜多金属矿床流体包裹体盐度—均一温度关系图
O1阶段既存在含子晶高盐度包裹体，又存在中高盐度气液两相包裹体，且缺乏富气相包裹体，多数含子晶包裹体是通过石盐消失而均一，张德会等（2001）研究指出此类包裹体是直接从岩浆熔体中出溶的，不是由低盐度流体沸腾作用形成，说明矿床初始岩浆在结晶过程中发生了流体出溶现象，形成不同盐度、不同类型包裹体。A1阶段以高温高盐度为特征，包裹体类型单一，均为Ⅰ型含子晶包裹体，未见气液包裹体与之共生，不具备典型的流体不混溶作用或沸腾作用的特征（卢焕章等，2004），排除前两种可能性，应是直接从结晶的熔体中出溶的。此外，A1阶段包裹体均以气泡消失温度为完全均一温度，表明捕获的流体盐度是不饱和的，而不饱和流体通常是岩浆直接出溶的（冷成彪等，2008），O1阶段流体特征亦证实了此种流体存在的可能性，A1阶段流体应为O1阶段流体分异演化的结果。C1阶段中Ⅰ型和Ⅱ型各类包裹体均可见，中高盐度的含子晶包裹体和低密度的富气相、高密度的富液相包裹体共存，并且三者均一温度范围基本一致（分别为212～416℃、282～416℃和187～463℃），但盐度差别大，符合沸腾或不混溶流体特征（卢焕章，2000）。而早期流体演化至B1阶段盐度较低，由此流体发生沸腾作用致使C1阶段盐度大幅度升高可能性较小，结合C1阶段地质产状，其包裹体所显示的流体沸腾作用或不混溶作用可能为新一期岩浆流体不混溶分离所致，可能伴随有少量外来流体的加入导致流体沸腾，亦使得该阶段包裹体形成于较宽的压力范围（孟祥金等，2005）。
赛什塘铜多金属矿床成矿流体多与岩浆流体有关，各阶段包裹体组合类型不一，应为多期岩浆热液在不同演化阶段所捕获。
首先，来自深部富含CH4的岩浆向上侵位，一方面与围岩交代形成矽卡岩，一方面结晶演化，在结晶的熔体中出溶高温、高盐度流体和略低温度、中高盐度流体，即O1阶段成矿流体。A1阶段在近岩体部位捕获了高温（平均530℃）、高盐度（平均43.5%NaCleqv）流体包裹体，并且由于岩体的强力上侵以及岩浆流体的出溶体积膨胀（池国祥等，2011），产生极高的流体压力，出现局部超高压现象。随着硅酸盐矿物结晶作用的进行以及外来流体的加入，岩浆出溶流体盐度大幅降低（平均3.0%NaCleqv），温度略有下降，流体在不同的矿质沉淀部位形成B1、B2阶段，同时流体可能发生少量相分离，使少量富气相包裹体与富液相包裹体共存。至此，第一期岩浆冷却已初步完成，深部含CO2成分的新一期高盐度岩浆流体沿原有通道侵入，发生流体不混溶分离作用而导致沸腾，流体盐度增高，形成C1阶段中高盐度的含子晶包裹体和低密度的富气相、高密度的富液相包裹体共存的包裹体组合，并由于岩体上侵局部超高压导致围岩破裂，产生一系列陡倾细脉，压力急剧下降，使流体处于开放体系。C2、C3阶段，由于裂隙的产生，流体处于开放体系，伴随地表水或天水的加入，流体温度、盐度进一步下降。
前人研究表明（Bodnar，1994；张德会，2001），在200mPa压力下（超高压环境），自岩浆出溶的流体，初始盐度高（40.0%），随结晶作用的进行，流体的盐度会降低；而在50mPa压力下，最初出溶的流体盐度最低，在岩浆结晶结束时，盐度可达50.0%～60.0%。矿床A1阶段属超高压环境，初始岩浆出溶流体为高温高盐度流体，随着结晶演化可导致盐度降低。而从A1阶段演化至B1阶段，流体盐度急剧下降，除上述因素致使盐度降低外，外来流体沿裂隙的加入也可导致流体盐度降低。
B2阶段至C1阶段，流体盐度大幅攀升，为同一期流体演化形成的可能性较小。并且流体成分亦有差别，B2阶段气相以CH4和H2O为主，而C1阶段除两者外，还可见CO2，所以，结合两阶段流体特征及地质产状来看，C1阶段为另一期岩浆流体作用产生，代表新一期成矿作用的开始。
综上所述，矿床成矿流体主要来源于岩浆，早期以高温、高盐度、高密度流体为主，随着后期演化，流体盐度、温度下降，在C1阶段由于新一期含CO2的岩浆流体侵入并发生不混溶分离而产生沸腾流体，盐度大幅上升，而后流体处于开放体系，盐度、温度则继续下降，可能有大气降水的加入，总体上为贫CO2的NaCl-H2O体系。
