贵州晴隆锑矿流体混合成矿机制
——流体包裹体与稳定同位素证据

王津津，胡煜昭，门文辉

（1.西安地质矿产勘查开发院有限公司，陕西 西安 710100；2.昆明理工大学，云南 昆明 650093；3.西北有色地质研究院有限公司，陕西 西安 710054）

黔西南晴隆锑矿是我国重要的锑矿产地之一，其成矿机制一直以来是众多地质工作者关注的学术问题（彭建堂[1,2]2003a，2003b；王国芝[3]2003；苏文超[4]，2013；胡煜昭[5-7]，2011a，2011b，2014；陈娴[8]，2016等）。查明成矿流体来源与矿质沉淀机制，是确定矿床成因的关键。不同成分或不同性质的溶液混合后，引起含矿热液系统物化性质的改变，破坏溶液化学平衡，从而造成矿质的沉淀。

本文在详细矿床地质研究基础上，对脉石矿物流体包裹体进行显微温度、气液成分及稳定同位素组成测定，分析成矿流体来源，探讨流体混合对成矿的贡献，以阐明成矿机制。

1 矿床地质特征

晴隆锑矿属于南盘江——右江盆地的黔西南坳陷，地处扬子地台西南缘，紧邻华南褶皱系（王砚耕[9]，1994）。青山镇断层与花鱼井断层以及两者之间一系列次级断层共同形成的北东向复式半地堑，构成了晴隆锑矿特有的控矿构造样式（图1）。

矿田出露地层由老至新为：下二叠统茅口组灰岩（P1m）、峨眉山玄武岩（P2β）和上二叠统龙潭组（P2l）的一套砂岩、粘土岩夹灰岩、泥岩及煤层。在峨眉山玄武岩底部、茅口组灰岩不整合面以上发育主要赋矿层——大厂层（P2d），按照蚀变程度及矿物组合将该层分为三段：一段（P2d1）为灰白色强硅化火山角砾凝灰岩、硅化灰岩和凝灰质火山角砾岩；二段（P2d2）为灰色、灰白色中等硅化黄铁矿化火山角砾凝灰岩；三段（P2d3）为灰色黄铁矿化、粘土化凝灰岩和玄武质角砾岩。

晴隆锑矿田矿体主要赋存层位为上二叠统大厂层二段，其次赋存层位由上二叠统大厂层三段局部硅化的凝灰岩、角砾凝灰岩中，偶见龙潭组三段硅化砂岩中见到细脉状辉锑矿，工业意义不大。矿石构造主要有块状构造、网脉状、脉状构造以及浸染状构造，辉锑矿呈自形、半自形、半自形-他形结构。晴隆锑矿田内发育蚀变有硅化、萤石化、黄铁矿化、高岭石化、重晶石化、石膏化、方解石化、钠长石化、绿泥石化等。与辉锑矿化关系最密切的蚀变为硅化、萤石化，其次为黄铁矿化与高岭石化[10]。

2 流体包裹体岩相学

萤石矿物自形程度较高，为自形-半自形结构，颜色多为浅绿色，少量为无色，流体包裹体发育较好，主要为气液两相，大小4μm～20μm，偶见较大包裹体，长度达80μm（图2-a）；气液相比约10%～25%，多呈圆、椭圆、矩形、不规则形状，成带、成群的分布。

图1 晴隆锑矿床地质图（Wang Pengpeng[10]，2017）

白色石英中包裹体较小，大小约1μm～2μm，多为纯液相包裹体，呈米粒状成群状或线状分布，在结晶过程中可能出现外界杂质进入流体，结晶迅速。通过降温和升温，较难观察包裹体的明显变化（图2-b）。

图2 晴隆锑矿流体包裹体镜下特征

3 结果与讨论

3.1 显微温度计

萤石流体包裹体均一温度分布直方图如下，分布范围为120℃～235℃，集中分布在125℃～200℃，分布概率最大温度值为168℃。萤石的冰点温度变化范围为-0.2℃～-1.3℃。

据Hall（1993）提出的H2O-NaCl体系盐度关系公式计算得到盐度变化范围为（0.35～2.24）wt%NaCleq，较前人测定值（1.8wt%～wt12%）偏低。

3.2 流体包裹体气、液相成分

石英流体包裹体液相阳离子成分主要为Ca2+、Na+，且Ca2+＞Na+；阴离子成分主要为Cl-，个别见SO42-，F-含量低于检出限，其原因可能是由于成矿前阶段发生萤石的大量结晶析出，造成流体内F-大量减少，故成矿流体属Ca2+—Na+—Cl-—F-型体系，为典型的沉积-改造矿床的热液流体类型（涂光炽[11]，1988）。

晴隆锑矿田流体与辉锑矿共生的石英、萤石流体包裹体气相组分最主要为H2O，其他依次为CO2、N2、CH4、C2H6、H2S、Ar，O2含量低于检出限。H2S的存在与O2的特征表明，流体具有还原性。

Norman[12]通过计算，提出流体的CO2/CH4—N2/Ar关系可进行来源的示踪。将气体成分特征比值CO2/CH4、N2/Ar投图（图3），投点全部落入大气降水范围内，而石英落在大气降水与建造水交界处，可见成矿流体具有大气降水与建造水双源混合的特征。

但包裹体气相成分结果显示O2的含量非常低，可能是源于大气降水的那部分流体是在盆地深部经过加热、循环所致。

图3 流体包裹体x（CO2）/x（CH4）—x（N2）/x（Ar）图解（据Norman[27]，1999）

3.3 流体包裹体氢氧同位素组成

萤石矿物δDV-SMOW为-79.4‰～-65.9‰，平均为-73.03‰；与辉锑矿共生石英δDV-SMOW为-105.8‰～-128.1‰，平均为-114.28‰；萤石矿物中没有测得有效的δ18OV-SMOW结果，与辉锑矿共生石英矿物δ18OV-SMOW为3.8‰～6.2‰，矿物平衡水δ18OV-SMOW为-7.8‰～-10.2‰，平均为-8.54‰。

将δ18OV-SMOW与δDV-SMOW进行双变量投影（图4），显示投点呈分散状态落入雨水线（MWL）右下侧，部分落入建造水区域，反映成矿流体来源于加热的大气降水和建造水。

图4 流体包裹体δD对δ18O投影图

4 流体混合成矿机制

混合也是一种水岩反应，但这种水-岩反应比热液与岩石之间的反应时产生矿质沉淀效率要高得多。作为“沉积——改造型层控矿床”（王津津[13]，2011b），晴隆锑矿成矿作用分为两期：埋藏成岩期与构造改造期。

埋藏成岩期（印支-燕山期），在上覆地层沉积压实与挤压应力的条件下，驱使地层建造排水（包括孔隙水、层间水、结构水等），形成盆地流体在压实作用与流体热增压的作用下，在地层深部循环，通过与凝灰岩层进行水岩反应，萃取Sb元素初步形成成矿流体，浸染状构造辉锑矿石可能是该时期的产物。在这个时期地层处于增温增压过程，处于相对“圈闭”的环境，并未产生大规模的矿质沉淀卸载。

构造改造期（燕山晚期—喜山早期），构造背景主要为造山后伸展运动。晴隆锑矿边界断层、内部北东向次级断裂、古岩溶不整合面组成复式半地堑的矿田构造样式（胡煜昭，2014；2017[14]这个时期主要表现为构造的张开以及断陷盆地的发育，沟通外界环境与成矿系统，形成开放体系，大气降水源源不断地进入，并与含矿的地层建造水混合。混合作用主要发生的有利空间如古岩溶不整合面、北东向构造、裂隙发育区等，富集成矿。

5 结论

（1）晴隆锑矿成矿温度范围为125℃～200℃，盐度变化范围为（0.35～2.24）wt%NaCleq，流体密度在当时温度下变化范围为0.88g/cm3～0.95g/cm3，成矿流体属低温-低盐-低密度流体；

（2）流体包裹体气液相成分结果表明，成矿流体属Ca2+—Na+—Cl-—F-型体系，气体成分包括H2O、CO2、N2、CH4、C2H6、H2S、Ar。

（3）成矿流体主要来源于大气降水和地层建造水，二者的混合是晴隆锑矿重要的成矿机制。