水-岩反应过程中氧同位素变化

Question

如题所述

Answer 1

为了了解水-岩反应过程中岩石氧同位素变化，进而了解水-岩反应过程和流体成分演变，我们系统测定了各种蚀变岩石及矿物的氧同位素组成，并进行了氧同位素交换反应模拟计算。

1.蚀变岩的氧同位素组成

采自呷村矿床不同蚀变带（筒）的岩石和脉石石英的氧同位素组成见表3-11。

表3-11　呷村矿床蚀变岩石及网脉状矿石中石英氧同位素组成（SMOW，‰）

续表

注：1^*—下长英质岩石单元底部，为长英质岩石单元高温半整合蚀变带（见后述）UFU—上长英质单元；LFU—下长英质单元；EAS—东安山岩：Qtz—石英；Hy—钡冰长石；Ser—绢云母；Chl—绿泥石；Epid—绿帘石；Cc—碳酸盐；II—伊利石；Kao—高岭石；Ab—钠长石；SO—网脉状矿石；由中国地质科学院矿产资源研究所测试，精度为±0.2‰，测试者：王成玉

（1）蚀变长英质岩石δ¹⁸O特征：在上长英质单元，石英-钡冰长石带全岩δ¹⁸O为11.3‰～14.4‰，相应蚀变流体δ¹⁸O值为8.0‰（Hou et al.,2001）；绢云母-石英-绿泥石带为12.1‰～14.6‰；明显高于日本黑矿的含矿火山岩单元（5.4‰～8.5%,Green et al.,1983），反映了呷村矿床与日本黑矿在成矿物理化学条件上有一些差异。蚀变岩筒外围全岩δ¹⁸O则为15.1‰～16.0‰。蚀变岩筒外围高δ¹⁸O值类似于日本黑矿弱蚀变带-沸石相带（16.9‰，Green et al.,1983），从蚀变岩筒核部或矿体向外δ¹⁸O值有增加的趋势。这种侧向变化在其他VMS矿床也有所见，如Noranda的VMS矿床（Barett and Maclean,1991;Hoy,1993）、日本黑矿（Urabe,et al.,1983）、魁北克Mattagami湖前寒武VMS矿床（Costa et al.,1983）等。尽管以上矿床蚀变分带模式不尽相同，但相似的全岩δ¹⁸O变化趋势，说明了温度对这种变化的控制。在下长英质岩石单元，由于该单元的围岩蚀变与上长英质岩石单元最外围蚀变带类似，遭受了大范围的蚀变，具有异常高的δ¹⁸O值，达15.2‰～17.1‰，也和日本黑矿沸石相带类似。但其下部却明显降低为12.4‰～14.4‰，与下伏蚀变玄武质岩石相似。

（2）安山岩与玄武岩δ¹⁸O特征：呷村矿区蚀变安山岩具有高的δ¹⁸O值（12.1‰～14.3‰），而蚀变玄武岩的δ¹⁸O值变化于10.9‰～14.1‰之间（表3-11）。

据侯增谦等（2001）研究，呷村矿区新鲜长英质岩石δ¹⁸O值为8.0‰，安山岩δ¹⁸O值为5‰～6‰，与Taylor和Sheppard（1986）的值域范围相同。这表明，蚀变岩筒外围的蚀变岩石和东安山岩δ¹⁸O值相对原岩系统地增加了（7.0±2）‰，两者相似的岩石-流体氧同位素交换强度表明两套岩石具有同一个水-岩反应系统和相似的水/岩比（Hou et al.,2001）。同理，根据Taylor和Sheppard（1986）研究，假设新鲜玄武岩δ¹⁸O值为7‰，长英质岩石δ¹⁸O值为8‰，则下长英质岩石单元底部（即长英质岩石单元高温半整合蚀变带）岩石和基性岩半整合蚀变带岩石δ¹⁸O值比新鲜原岩系统地增加（5.0±2）‰，表明两套岩石具有同一个水-岩反应系统和相似的水/岩比。

2.水-岩反应氧同位素交换作用模拟

在开放体系中，根据质量平衡原理，岩石同位素变化与流体同位素变化关系式如下（Nebelek,1987）：

现代与古代海底热水成矿作用——以若干火山成因块状硫化物矿床为例

式中：δ——表示同位素组成，下标r、w——分别表示岩石和流体；上标i——始初值；上标f——表示最终值；N——有效水/岩比值，即代表参与交换的水和岩石的氧原子百分数比值。

因为

式中：△_r-w——岩石和流体氧同位素分馏因子。

将（3-2）代入（3-1），得

现代与古代海底热水成矿作用——以若干火山成因块状硫化物矿床为例

于

和

之间积分，得出：

现代与古代海底热水成矿作用——以若干火山成因块状硫化物矿床为例

也即Taylor（1977）的开放体系公式N_开＝ln（N_封＋1）

△值与温度有关，下文将用到：

Cole等（1992）的花岗岩-（H₂O±NaCl±KCl）体系氧同位素交换公式：

现代与古代海底热水成矿作用——以若干火山成因块状硫化物矿床为例

Cole等（1987）的玄武岩-H₂O体系氧同位素交换公式：

现代与古代海底热水成矿作用——以若干火山成因块状硫化物矿床为例

从公式（3-4）和（3-5）可以看出：目前人们所测定的蚀变体系（热水及蚀变围岩）的氢、氧同位素组成，实质上代表了不同来源的水与不同类型的岩石进行水-岩交换后的结果，因而除了受原始水的氢、氧同位素组成影响外，还受水-岩作用的温度、有效水/岩比（N）、原岩的氢、氧同位素组成的制约。只有对以上4方面因素进行系统研究后，才可能对整个蚀变体系有较正确的了解。

3.水-岩反应氧同位素交换模拟计算

为了深入了解水-岩反应过程中的氧同位素组成变化，并进而探讨流体来源、流体混合机制及深部过程，我们进行了水-岩反应氧同位交换模拟计算。

（1）模拟条件：①本区成矿流体及蚀变流体形成温度分别为：石英-钡冰长石带280～320℃（包裹体均一温度），绢云母-石英带250～297℃（叶庆同等，1992），因而可采用前述两蚀变带形成温度为280～300℃；②根据网脉状矿带中石英的δ¹⁸O计算，与石英平衡的热水流体的δ¹⁸O值为5.5‰～8.5‰（280～320℃），可假设5.5‰～8.5‰为水-岩反应后的流体δ¹⁸O值

；③新鲜长英质岩石δ¹⁸O值一般为8‰

，新鲜玄武质岩石δ¹⁸O值一般为

。长英质火山岩高背景初始值

由蚀变岩筒外围蚀变岩测试结果给出（表3-11），玄武质火山岩高背景初始值

根据多组模拟计算推出；④根据多组模拟计算、前人经验及本区地质情况，假设两种流体初始值

为0‰和6‰。

（2）模拟计算：根据公式（3-4）、（3-5），将热水流体与蚀变围岩作为一整体综合考虑，经过多组模拟计算，获得图3-20和3-21。现就有代表性4种情况分析如下：

①长英质岩石单元蚀变作用：如果

的初始流体和

的新鲜火山岩发生反应，则氧同位素交换结果表明，在75～125℃、水/岩比（N）大于3的情况下，火山岩δ¹⁸O值增大（图3-20a），即发生了低温蚀变，此条件下可促成本区蚀变岩筒外围及远离矿体的低温蚀变带(

=15.1‰—17.1‰，阴影区）的形成；相应条件下所形成流体

约为0～-1‰。由此可以看出，在以流体为主导的水-岩反应中，流体的

值改变不大，而岩石则变化较大。如果δ¹⁸O为6‰的流体被长英质侵入体或岩浆加热至石英-钡冰长石带和绢云母-石英带的蚀变温度（280～300℃），而后与岩石反应，则蚀变岩的

将小于10‰（图中点区），显然与实测结果（12.1‰～14.6‰）不符，说明本区δ¹⁸O=6‰的流体和新鲜长英质火山岩反应不可能产生以上两蚀变带。

现代与古代海底热水成矿作用——以若干火山成因块状硫化物矿床为例

现代与古代海底热水成矿作用——以若干火山成因块状硫化物矿床为例

如果δ¹⁸O^w=0‰的流体与高δ¹⁸O背景值的火山岩反应，则在280～300℃，即对应于石英-钡冰长石和绢云母-石英蚀变带温度，水/岩比（N）约0.2～0.8时，形成具有高δ¹⁸O值（约11.3‰～14.4‰）的蚀变岩（图3-20b中阴影区），相应的流体值约为5.5‰～8.5‰（图中点区），与所测结果吻合。

假定δ¹⁸O值为6%的初始流体与新鲜长英质岩石反应，那么，在温度＜400℃时，反应后的流体δ¹⁸O值最高为6‰，如要达到8‰，则相应的温度可达450℃以上（图3-20c），明显高于实际温度。如果使岩石达到11.3‰～14.6‰的区间范围（图3-20c中阴影区），相应的温度＜250℃，这显然与实际地质情况是相矛盾的。

相反，如果δ¹⁸O为6‰的初始流体与高δ¹⁸O值蚀变岩石反应，在水/岩比（N）为0.6～5，温度为280～300℃时，如蚀变流体

为5.5‰～8.5‰（图3-20d中点区），则相应条件下也可产生与前述蚀变带蚀变岩石相一致的δ¹⁸O值（图3-20d中阴影区）。

②玄武质岩石蚀变作用：图3-21展示了流体初始δ¹⁸O值分别为0‰和6‰、岩石δ¹⁸O初始值分别为7‰和15‰条件下的计算模拟结果。新鲜玄武岩不论与δ¹⁸O为0‰还是为6‰的初始流体反应，在玄武岩的蚀变温度（350～425℃）范围内，计算获得的蚀变岩石δ¹⁸O理论值均远低于实测值（10.9‰～14.1‰）（图3-21a、c）。如果δ¹⁸O初始值为0‰的流体与δ¹⁸O初始值为15‰的玄武岩反应，在实测蚀变温度（350～420℃）和合理的水/岩比值（0.06～0.4）条件下，则可形成矿区高温蚀变玄武岩（图3-21b中多边形区），反应后的热水流体δ¹⁸O值则为8‰～12.5‰（图3-21b中点区）。假定δ¹⁸O初始值为6‰的流体与新鲜玄武岩反应，不可能在350～420℃的条件下形成δ¹⁸O值高于10‰的玄武岩（图3-21c中多边形区）；如果在约150℃、水/岩比大于3的低温下，则可形成δ¹⁸O值约为15‰的蚀变岩石（图3-21c中矩形区），相应条件下反应后热水δ¹⁸O为5‰～6‰。如果δ¹⁸O=6‰的初始流体与高δ¹⁸O值蚀变岩石反应，则高温蚀变玄武岩（10.9‰～14.1‰）（图3-21d中多边形区）可形成于350～420℃、水/岩比0.15～0.9的条件下，但相应条件下的反应后流体却具有异常高的δ¹⁸O值（9‰～12‰）。

（3）结果讨论：对于流体-长英质岩石反应，综合分析图3-20模拟结果可以看出，流体只有与高δ¹⁸O值（16‰）的岩石发生水-岩反应，才可能形成符合地质实际的蚀变岩（图3-20b、d）。这意味着，在高温蚀变岩形成之前，岩石已发生了大规模的低温（＜125℃）高水/岩比（＞3）的水岩反应（图3-20a）。对于流体/玄武岩反应，分析图3-21可看出，无论初始δ¹⁸O值为0‰还是为6‰的流体，只有与高δ¹⁸O背景值的玄武岩反应才可能形成高δ¹⁸O值的蚀变岩（图3-21b、d）。因此推测，玄武质岩石也同样发生了早晚两期蚀变，晚期的高温蚀变（350～425℃）叠加于早期低温（＜150℃）蚀变之上。

由于呷村矿区的双峰组合火山岩系的低温蚀变是区域性或矿区规模的，与之发生反应的流体最大可能是覆盖其上并对流循环的三叠纪海水。这种海水的初始δ¹⁸O值为0‰，即使其发生渗流反应并发生氧同位素演化，其δ¹⁸O值仅变化于极小范围（0‰～-1‰）。别风雷（2000）进行的水-岩反应过程中稀土元素变化模拟结果表明，高温蚀变发生时，水/岩比值高，流体占主导地位。由于演化的或冷的海水与岩石发生高温反应时的水/岩比仅为0.07～0.7（图3-20b；图3-21b），而δ¹⁸O为6‰的初始流体与岩石发生高温反应时的水/岩比则相对较高，因此，在呷村矿区高温热水蚀变的温度范围（250～320℃）和热水流体的δ¹⁸O值范围（5.5‰～8.5‰）内，在合理的水/岩比值下，与双峰火山岩系发生水-岩反应的流体似乎是一种混合流体，其δ¹⁸O值应变化于0～6‰之间，但更偏向于正值。这暗示着，呷村矿区的热水流体和成矿流体均具有高δ¹⁸O值特征。其高δ¹⁸O值原因可能包括：①下渗的演化海水与形成半整合蚀变带的蚀变热水或岩浆热水于玄武岩层位附近发生混合，向上运移并与高δ¹⁸O值岩石反应；②岩浆热水的直接参与。

上述可见，呷村矿床晚期高温蚀变叠加于早期低温蚀变之上，并且是以早期蚀变岩石具有较高δ¹⁸O值（15‰～16‰）为前提的。是什么原因引起该矿床早期蚀变岩石特别富含重氧呢，现简单予以说明。如图3-20a和3-21a所示，用常规水-岩交换反应模拟计算，这种富含重氧岩石的形成需要高的水/岩比值（N>3）。在呷村矿区，早期低温蚀变是区域规模的，如此高的水/岩比值是不可能的。但是，根据瑞利效应，在低温条件下，同位素交换反应过程中新生相富含重同位素组成。因此，研究区早期低温蚀变岩石具高δ¹⁸O值不是高水/岩比值的结果，而是瑞利效应所致。