Paleoclimate Instruction of Sediment Grain Size and Deuterium-Oxygen Isotope in Saline Stratum of Hengshui
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摘要: 衡水地区的咸水层特征一直备受关注.为了探讨咸水层分布区的沉积环境与咸水形成期的古气候特征，利用钻孔(深度130 m)采集了衡水地区咸水层沉积物，进行了沉积物粒度和粘性土孔隙水氘氧同位素测试.沉积物粒度标准偏差显示，剖面上由深至浅，沉积时期水动力呈由弱到强再到弱的变化趋势，其中水动力强段为90~65 m，为厚层砂砾层.孔隙水TDS和δ18O特征显示在6 m以上受到大气降水和人类活动的影响，并且主要是以淡水灌溉影响为主.剖面上粘性土孔隙水的δ18O在130~90 m平均值为-11.5‰，65~29 m平均值为-12.1‰，23~0 m为-10.6‰，而下部淡水含水层地下水δ18O为-9.8‰，上部咸水含水层地下水δ18O为-8.2‰，粘性土孔隙水δ18O明显偏负于含水层的地下水，反映保存记录了古气候信息.130~90 m，δ18O先增大后减小反映温度先升高后降低；65~29 m，δ18O反映温度偏低的气候特征；23~0 m，δ18O相对比较稳定，总体偏正，反映了全新世为一个相对较为稳定但较高的温度.Abstract: The characteristics of saline stratum in Hengshui have always been concerned. In order to discuss the paleoenvironment and the paleoclimate in Hengshui area, grain size and pore water stable isotope (δD, δ18O) of clay collected from Hengshui saline stratum(thickness of 130 m) by drilling were analyzed. The standard deviation of sediment grain size shows that the hydrodynamic strength changed from weak to strong and then to weak, there is a deep gravel layer in 90-65 m, which reflects a strong hydrodynamic strength and a humid clime. The TDS and δ18O reflect the affect of atmospheric precipitation and human irrigation above 6 m, specially for the human irrigation. The mean value of δ18O at depth of 130-90 m is -11.5‰, and it is -12.1‰ and -10.6‰ at depth of 65-29 m and 23-0 m. The δ18O of aquifer at 90-65 m is -9.8‰, and -8.2‰ of 29-23 m. The δ18O of clay pore water is negative compared with the aquifer groundwater, reflecting that the clay pore water saves paleoenvironment information. The δ18O at depth of 65-29 m firstly increases and than decreases reflecting the temperature firstly increases and than decreases; the δ18O at depth of 65-29 m reflects a low temperature; the δ18O at depth of 23-0 m is relatively stable, but is positive overall, indicating a warm climate in Holocene.
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Key words:
- Hengshui /
- sediment grain size /
- clay pore water /
- deuterium-oxygen isotopes /
- paleoclimate
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0. 引言
云南会泽铅锌矿床是我国著名的铅锌锗生产基地之一, 位于扬子板块西缘川—黔—滇铅锌银多金属成矿域的中南部、小江深断裂带和昭通—曲靖隐伏深断裂带间的北东构造带、南北构造带及北西向紫云—垭都构造带的构造复合部位(图 1).该矿床的矿石品位极高(矿石Pb+Zn多在25%~35%之间, 部分矿石含量超过60%)、伴生组分多(Ag、Ge、Ga、Cd、In等), 与一般的铅锌矿床有着截然不同的差别, 很值得地学工作者去研究.自20世纪被发现以来, 虽然先后有多位学者和专家(陈进, 1993; 周朝宪, 1996; 郑庆鳌, 1997; 柳贺昌和林文达, 1999; 韩润生等, 2001a; 黄智龙等, 2001a; Zhou et al., 2001; Huang et al., 2003) 对该矿床进行过细致研究, 但从研究的内容来看, 无一涉及高品位矿石的成因问题.笔者认为, 会泽矿床的矿石品位之所以这么高, 其成矿流体在上升成矿的过程中可能被高度浓缩过.因此, 本文从成矿流体的角度出发, 在深入研究流体的性质后, 认为不同流体混合及混合后的降压沸腾作用是导致流体浓缩、矿石品位增大的主因.
图 1 会泽铅锌矿床矿区地质图1.二叠纪峨嵋山玄武岩; 2.下二叠系灰岩; 3.中上石炭系白云质灰岩; 4.下石炭系白云岩; 5.泥盆系灰岩和硅质白云岩; 6.寒武系泥质页岩; 7.震旦系硅质白云岩; 8.铅锌矿床或矿体; 9.构造; 10.地层界线Fig. 1. Geological map of Huize lead-zincore deposits, Yunnan Province1. 混合流体存在的证据
关于会泽铅锌矿床基本地质特征, 黄智龙等(2001b)、韩润生等(2001b)进行过详细的介绍, 在此就不再赘述.
关于成矿流体的来源问题, 目前存在较大的争论.多数学者认为会泽铅锌矿床的成矿流体为单一的地层循环水(廖文, 1984; 张位及, 1984; 陈士杰, 1986) 或单一的基底循环水(周朝宪, 1996; Zhou et al., 2001), 部分学者则认为是热液水改造的结果(陈进, 1993; 柳贺昌和林文达, 1999), 也有少数学者(赵准, 1995) 认为矿床是沉积改造型, 流体以地层深循环水为主.但笔者认为, 会泽矿成矿流体应为不同流体混合均匀的结果, 有着多重来源.其理由如下:
(1) 从碳、氧同位素的测定结果来看(Huang et al., 2003), 矿石中脉石矿物方解石的C、O同位素组成相对均一, 其δ13C (PDB) 为-2.1×10-3~-3.5×10-3、极差-1.4×10-3、均值-2.8×10-3, δ18O (SMOW) 为16.7×10-3~18.6×10-3、极差1.9×10-3、均值17.7×10-3; 不同矿体(不同标高)、不同产状以及相同矿体不同产状方解石的C、O同位素组成不具明显差别.另外, 本区脉石矿物方解石的Sr同位素组成也相对稳定, (87Sr/86Sr) 0为0.716 353~0.717 012, (见下文), 与矿石矿物闪锌矿和黄铁矿的(87Sr/86Sr) 0也不具成因意义上的差别, 成矿流体在成矿过程中基本没有发生Sr同位素分馏.这表明矿床成矿流体中Sr同位素组成也存在均一化过程, 这些都可以说明成矿流体在形成的过程中曾经存在均一化作用.
(2) 从所测定的流体包裹体均一温度数值来看(图 2), 其分布具有双峰结构, 第一个峰, 包裹体均一温度变化于110~250 ℃之间, 并主要集中于150~220 ℃之间; 第二个峰, 包裹体均一温度变化于250~400 ℃之间(甚至有可能大于400 ℃), 并主要集中于300~350 ℃范围内.这种现象的产生, 不太可能是单一流体作用的结果, 而很可能是多种来源的流体混合的结果. 黄智龙等(2001a)的研究结果表明, 在(206Pb/204Pb) - (208Pb/204Pb) 和(206Pb/204Pb) - (207Pb/204Pb) 图上, 会泽矿床铅锌矿石和矿石矿物(方铅矿、闪锌矿和黄铁矿) 投入下地壳铅平均演化线与岛弧铅平均演化线之间的克拉通化地壳范围之内, 表明了地层、基底岩石和玄武岩提供成矿物质的可能性, 也证实了多种流体的推测.
图 2 会泽铅锌矿床矿物流体包裹体均一温度分布Fig. 2. Homogenization temperatures of minerals in Huize lead-zinc ore deposits(3) 从锶同位素组成(表 1) 看, 矿床脉石矿物方解石的(87Rb/86Sr) 极低(除1件样品为0.218 1外, 其余样品在0.000 7~0.047 1).由于Rb的衰变常数(λ) 为1.42×10-11/a (Steiger et al., 1977), 而一般矿床形成约需10 Ma, 最多也不超过100 Ma, 故Rb衰变形成的87Sr对体系初始Sr同位素组成影响极小, 因此, 其(87Sr/86Sr) 0或(87Sr/86Sr) 可视为矿床成矿流体的Sr同位素组成.矿床的(87Sr/86Sr) 0 (0.713 676~0.717 012) 不仅明显高于地幔(0.704±0.002; Faure, 1977) 和峨嵋山玄武岩(0.703 932~0.707 818; 85件样品) 的(87Sr/86Sr) 0 (黄智龙等, 2004), 也相对高于矿区赋矿地层(C1b) 的(87Sr/86Sr) 0 (0.708 68~0.709 31;3件样品) (胡耀国, 1999), 但明显低于基底岩石的(87Sr/86Sr) 0 (0.724 3~0.728 8; 5件样品) (李复汉和覃嘉铭, 1988; 从柏林, 1988; 陈好寿和冉崇英, 1992).由于在成矿过程中流体基本没有发生Sr同位素分馏现象, 因此很难理解其成矿物质或成矿流体仅由单一的岩石(碳酸盐岩、基底岩石或玄武岩) 所提供.所以, 成矿物质或成矿流体由相对高(87Sr/86Sr) 0端元(基底岩石) 和相对低(87Sr/86Sr) 0端元(峨嵋山玄武岩、各时代碳酸盐地层) 共同提供可能更为合理, 这与Pb同位素的研究结果相吻合, 说明了混合流体的存在.
表 1 会泽超大型矿床Sr同位素组成Table Supplementary Table Sr isotopic compositions of minerals in Huize lead-zinc ore deposits
(4) 另外, 黄智龙等(2001b; 2003) 也从构造带方解石稀土元素地球化学和脉石矿物方解石REE地球化学的角度出发, 证实了混合流体存在的可能性.
2. 成矿流体的性质
从镜下鉴定的结果来看, 会泽矿床脉石矿物方解石及热液白云石中除了纯液相包裹体、富液相的气液两相包裹体和不混溶的三相(VCO2+LCO2+LH2O) 包裹体外, 还有纯气相包裹体、富气相的气液两相包裹体及含子晶三相包裹体的存在, 并且发现有富液相的气液两相包裹体、纯气相包裹体与富气相的气液两相包裹体密切共存、均一温度相近的现象, 表明了流体沸腾作用的存在.根据野外观察及室内测试的结果, 暂将矿床划分为2个成矿阶段: 中高温(300~400 ℃) 成矿阶段和中低温(100~280 ℃) 成矿阶段.其性质如下(表 2) :
表 2 会泽铅锌矿床各成矿阶段流体性质Table Supplementary Table Characteristics of fluid in Huize lead-zinc ore deposits
据前人(韩润生, 2002) 的测试结果来看, 包裹体气相成分主要为CO2、CO、CH4和H2, 其中H2最低, CO2最高; 液相成分主要有H2O、K+、Na+、Ca2+、Mg2+、F-、Cl-等.其中F- < Cl-, K+ < Na+, Mg2+ < Ca2+; 而总体说来, Ca2+ > Na+ > Mg2+ > K+, 故可以认为矿床的成矿流体性质为含有Pb、Zn等成矿金属元素的Na-Ca-Cl-CO2-H2O型.就主矿物而言, 黄铁矿、方解石中包裹体的各成分与闪锌矿中包裹体的相应成分也有所不同, 由于溶解度表现出来的差异而导致这3种矿物的生成顺序不同, 因此, 包裹体成分的差异也反映出成矿过程中流体的成分与浓度是不断变化的.
从气液两相包裹体盐度-均一温度图解(图 3) 可以看出, 在(300~400 ℃) 区间, 包裹体盐度基本被孤立为两群: 一群为5%~6% (w (NaCl)), 另一群为12%~16% (w (NaCl)); 而在(100~300 ℃) 特别是(150~250 ℃) 区间, 包裹体盐度则基本均匀分布在7%~23% (w (NaCl)) 之间.这反映出在(300~400 ℃) 左右, 流体可能曾发生过沸腾作用或不混溶现象, 部分流体以低盐度的气相形式挥发.沸腾作用后, 剩余的流体盐度大大增大.据笔者的研究, 会泽铅锌矿床的流体沸腾作用主要发生在(320~370 ℃)、289×105~350×105 Pa的条件下, 与推测的结果基本一致.
图 3 会泽铅锌矿床气液包裹体盐度-均一温度Fig. 3. Plot of total homogenization temperatures (Th) versus salinity in weight percent w (NaCl) -equivalent for fluid inclusions3. 讨论
流体的混合作用在热液矿床的形成中起了非常重要的作用(张德会, 1997).它的出现, 对揭示大型-超大型矿床的形成机理具有重要的意义, 如对美国内华达州Jerritt Canyon的卡林型金矿床、克罗拉多Creede多金属脉状矿床、环太平洋的浅成低温热液矿床及奥林匹克坝Cu-U-Au矿床的研究(Hayba et al., 1985; 刘英俊和马东升, 1991; Haynes et al., 1995; Cooke et al., 1996).它主要通过以下两种机制引起矿物的沉淀: ①降温冷却使矿物的溶解度降低; ②稀释效应使热液系统的配位基浓度降低.
上已述及, 会泽铅锌矿床成矿流体在形成的过程中曾经有过不同流体的混合作用.根据研究, 它主要由3种流体混合而成: 一种是低温(80~200 ℃) 低压低盐度的地层循环卤水; 一种为高温(> 300 ℃) 高压高盐度的玄武岩浆水, 主要由玄武岩浆的去气作用而生成; 一种为高温(300~400 ℃) 的基底循环水.从表 2可以看出, 当这3种流体在流体储库汇聚时, 由于温度、压力各不相同, 其混合的第一个后果便是高温流体温度的降低(300~400 ℃→150~250 ℃).由于大多数铅、锌络合物的溶解度为温度的函数, 因此, 温度降低必然导致溶解度降低而使部分金属从流体中沉淀出来.由于温度逐渐下降, 因此出现了不同温度下的矿物共生组合.混合作用的第二个后果是流体pH值的升高(弱酸性→中性).pH值的升高, 主要是通过2种途径来实现的: 一为流体混合导致高盐度流体被稀释, 降低H+、Cl-等离子的浓度; 二为水-岩反应, 即通过矿物的蚀变作用消耗掉部分H+, 如钾长石蚀变为绢云母的反应:
pH值的升高, 导致金属络合物(氯化物、硫氢化物) 的稳定性下降, 金属离子得以被释放出来, 参与S2-的反应而沉淀下来.另外, 由于混合后硫逸度和氧逸度的变化, 混合作用还导致了氧化-还原作用的发生, 如下式:
因为流体混合作用影响范围大、作用时间长、反应速度快(张德会, 1997), 使得金属矿物能够大规模地从流体中沉淀下来, 形成规模巨大的矿体或矿床.
根据笔者对会泽矿断裂带白云岩中白云石的包裹体研究, 断裂带的形成压力为(50~320) ×105 Pa, 属开放-半开放环境; 而成矿深度约为2 200~2 450 m (图 4).以岩石比重2.70 g/cm3计算, 其上覆岩石的压力为574×105~640×105 Pa, 与利用包裹体数据测定的压力(145×105~754×105 Pa) 数据有所不同.因此, 高压(650×105~754×105 Pa)、携带成矿金属的成矿流体可能进入断裂带中而使压力得以释放.成矿流体进入断裂带后, 压力的大幅度降低(650×105~754×105 Pa→289×105~350×105 Pa), 既可以使成矿物质因溶解度降低而沉淀(张德会, 1997), 同时也导致了流体沸腾作用的发生.沸腾时, 大量的挥发份如H2O、H2S、CO2、HCl、F-等及部分轻金属阳离子如Li+、Na+等从流体中逸出, 使流体的浓度不断增大而达到过饱和; 另一方面, H2S、CO2、HCl、F-等酸性气体的逸出造成了流体pH值增大和还原硫浓度的增大, 同时也造成了剩余流体的温度降低.因此, 金属矿物得以从流体中大量沉淀出来, 在断裂带中形成矿体, 这与矿体被断裂带严格控制相一致(韩润生, 2002). Drummond and Ohmoto (1985)的研究表明, 沸腾作用发生在300 ℃左右时, 只要有5%的流体转化为蒸汽就可使大多数金属元素从流体中沉淀出来, 其沉淀顺序依次为氧化物(Fe3O4、Fe2O3、SnO2等) →简单金属硫化物(ZnS、PbS、AgS、FeS等) →自然金属(氯化物络合物为主, 如Ag、Au) →碳酸盐(CaCO3) →具中间价态的硫化物(CuFeS2、FeS2等) →Me2S族的硫化物(Ag2S、Cu2S等) →自然金属(硫化物络合物为主, 如Au).这一顺序, 也基本与笔者在会泽矿床所观测到的矿物生成顺序一致.
Fig. 4. Plot of mineralization depth in Huize lead-zinc ore deposits另外, 会泽矿区断裂带的活动空间极为有限, 其宽度仅约0.1~30 m, 主要宽度为1.0~10.0 m (韩润生, 2002).不难想象, 发生在断裂带中的成矿作用, 由于成矿压力(流体压力与断裂带的内压相差并不大) 和成矿空间受到限制, 难以使矿体横向发展.因此, 尽管有混合作用和沸腾作用的双重影响, 但也只能使沉淀的金属矿物重复地叠加在一起, 形成品位特高的矿体.
4. 结论
综上所述, 会泽铅锌矿床成矿流体为地层循环卤水、基底循环水和岩浆水混合的产物; 而高品位矿石的形成, 则是流体混合和沸腾作用共同作用的结果.
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图 2 河北平原地下水流系统示意图
据张之淦(1987)；A.扇地局部水流系统；B.浅层局部水流系统；C.区域水流系统
Fig. 2. The schematic map of groundwater flow systems in Hebei Plain
图 4 粘性土孔隙水各参数随深度变化
五角星代表本次所测得的含水层地下水δ18O值，空心三角形和圆圈表示处于含水层中的粘性土孔隙水δ18O
Fig. 4. Parameters of clay pore water vary with depth
图 3 沉积物粒度参数随深度变化
平均粒径上的误差棒长度表示了标准偏差的相对大小
Fig. 3. Parameters of sediment grain size vary with depth
表 1 粘性土孔隙水δ18O、δD
Table 1. δ18O and δD of clay pore water
深度(m) δD‰ δ18O‰ 0.5 -66.8 -8.9 0.8 -68.3 -9.2 1.5 -71.1 -9.4 2.0 -65.7 -8.8 2.5 -78.1 -10.4 3.0 -77.1 -10.3 3.5 -92.4 -12.6 4.0 -70.1 -9.4 4.5 -93.6 -12.5 5.0 -69.8 -9.5 6.0 -85.8 -11.9 7.0 -86.8 -11.6 8.0 -83.3 -11.0 9.0 -93.5 -12.2 10.0 -77.4 -10.5 11.0 -65.9 -8.9 12.0 -93.5 -12.6 13.0 -85.9 -11.7 15.0 -77.3 -10.4 16.0 -71.1 -9.0 19.0 -73.6 -9.9 20.0 -93.6 -12.6 21.0 -82.6 -10.9 22.0 -70.3 -9.7 24.0 -91.5 -12.0 25.0 -89.3 -11.8 27.0 -68.9 -9.1 29.0 -80.8 -10.8 30.0 -101.9 -13.1 31.0 -93.4 -12.2 32.0 -87.9 -11.8 33.0 -76.9 -9.9 34.0 -107.8 -14.6 35.1 -75.7 -9.9 39.0 -97.2 -13.2 40.0 -74.2 -9.8 41.0 -96.7 -13.0 43.0 -90.7 -11.8 44.0 -86.1 -11.7 45.0 -84.7 -11.2 46.0 -90.3 -12.0 47.0 -95.3 -12.6 49.0 -92.1 -12.2 51.0 -79.6 -10.3 52.0 -85.7 -11.1 53.0 -96.4 -12.2 54.0 -102.8 -13.8 55.0 -86.3 -11.3 56.0 -96.0 -12.8 57.0 -96.2 -12.6 58.0 -80.3 -10.8 58.8 -88.3 -11.9 60.0 -100.0 -13.1 61.0 -104.7 -13.8 62.0 -87.1 -12.2 63.0 -90.0 -12.1 64.0 -104.5 -14.0 65.0 -88.1 -12.0 83.0 -92.3 -12.5 91.0 -94.7 -12.8 92.0 -86.7 -11.4 93.0 -91.7 -11.7 94.0 -86.1 -11.3 95.0 -95.9 -12.5 99.0 -84.7 -10.5 100.0 -88.1 -10.7 101.0 -97.6 -12.5 102.0 -90.9 -11.7 103.0 -86.4 -11.0 104.0 -94.1 -12.3 105.0 -86.8 -11.4 106.0 -80.7 -10.6 109.0 -81.0 -10.6 110.0 -87.4 -11.4 111.0 -84.6 -11.2 112.0 -82.0 -10.7 113.0 -88.9 -11.9 114.0 -83.7 -11.0 115.0 -86.3 -11.5 117.2 -82.6 -10.9 118.0 -96.7 -13.3 119.0 -84.5 -11.6 120.0 -83.5 -11.3 123.0 -84.4 -11.5 124.0 -82.5 -11.2 125.0 -87.0 -11.9 129.3 -86.8 -11.7 
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