內蒙古查干敖包鐵鋅礦床成礦流體特征及成礦機制

田隆 畢亞強 王可勇 孫清飛

摘要：查干敖包鐵鋅礦床地處二連—東烏旗成礦帶東段，為典型的矽卡巖型鐵鋅礦床。該礦床經歷了干矽卡巖階段（Ⅰ）、濕矽卡巖-磁鐵礦階段（Ⅱ）、石英-硫化物階段（Ⅲ）、碳酸鹽階段（Ⅳ）等4個成礦階段。流體包裹體巖相學和顯微測溫學研究表明：成礦早期，流體為高溫（348 ℃～523 ℃）、高低鹽度（2.89 %～60.44 %）并存的NaCl-H2O體系，氫、氧同位素組成指示其來自巖漿熱液;在上升過程中，隨著溫度、壓力的減小，成礦流體發生了多期次的沸騰作用，高氧逸度時（成礦Ⅱ階段）Fe元素大量沉淀成礦，低氧逸度時（成礦Ⅲ階段）Zn元素大量富集成礦;成礦晚期，大氣降水混入殘余流體中，成礦流體轉變為低溫（112 ℃～234 ℃）、低鹽度（3.21 %～7.99 %）的NaCl-H2O體系。

關鍵詞：流體包裹體;氫、氧同位素;流體演化;矽卡巖型;查干敖包鐵鋅礦床

中圖分類號：TD11 P618.4文獻標志碼：A開放科學（資源服務）標識碼（OSID）：

文章編號：1001-1277（2021）04-0012-07doi：10.11792/hj20210403

引 言

查干敖包鐵鋅礦床位于內蒙古自治區東烏珠穆沁旗境內[1]，地處二連—東烏旗成礦帶東段，是區域內典型的矽卡巖型礦床。受古亞洲洋閉合之后的后造山作用影響，該成礦帶在早中生代至晚三疊世發生鐵鋅等多金屬礦化作用;晚中生代至早白堊世，受古太平洋構造演化的后造山作用影響，又出現大規模的多金屬成礦作用[2]。

前人已對查干敖包鐵鋅礦床做了很多研究。張萬益等[1，3-4]通過鋯石U-Pb測年確定了其成礦時代，并通過硫、鍶-釹-鉛等同位素研究獲悉了成礦物質來源;盧守卿等[5-6]指出了該礦床的找礦標志和找礦方向;李偉等[7]分析了該礦床的成礦要素和預測要素，并建立了成礦模型和預測模型。截至目前，對于該礦床的成礦流體性質與演化特征鮮有報道，制約了對礦床成因及成礦機制的認識。本文對查干敖包鐵鋅礦床開展了詳細的流體包裹體巖相學與顯微測溫研究，結合氫、氧同位素分析，系統探討成礦流體性質及其演化特征、成礦深度、壓力條件，為進一步豐富礦床成因及成礦機制提供支撐。

1 區域地質背景

查干敖包鐵鋅礦床大地構造位置位于興安地塊南段，該區域是重要的有色金屬礦產集中區。區域內地層發育，奧陶系至第四系地層均有出露（見圖1）。區域發育的斷裂構造主要呈北東向和北西向，前者為主干斷裂;褶皺軸向主要為北東向，自南向北主要有寶力格復背斜、查干敖包復背斜、額仁高比復向斜和朝不楞復背斜。區域內巖漿活動比較頻繁，按巖體侵位時間由早到晚分布海西期、印支期和燕山期侵入巖。其中，海西期侵入巖代表巖體為寶力格巖體，其內已發現寶力格銀金礦床;印支期侵入巖代表巖體為查干敖包巖體，其內已發現查干敖包鐵鋅礦床[1];燕山期侵入巖代表巖體為朝不楞巖體，其內已發現朝不楞鐵多金屬礦床[8]。

2 礦區與礦床地質特征

2.1 礦區地質特征

除大面積覆蓋的第四系外，礦區內出露地層主要為中奧陶統多寶山組（O2d）（見圖2），是與成礦息息相關的地層，為一套淺海相碎屑巖、碳酸鹽巖夾火山沉積巖，主要巖性為大理巖和凝灰質板巖，分布于礦區西南部。礦區內發育2組不同方向的斷裂，其中北東向斷裂最為發育，為成礦前斷裂，具有容礦作用。北西向斷裂為成礦后斷裂，對礦體具有一定破壞作用。與成礦關系密切的侵入巖主要為查干敖包巖體，在礦區內呈隱伏狀，出露于礦區東北側外圍，出露面積約60 km2，呈巖株狀產出，巖性為石英閃長巖，形成時間為印支期[1]。此外，礦區內脈巖發育，巖性為正長斑巖和閃長玢巖。

2.2 礦床地質特征

2.2.1 礦體特征

查干敖包鐵鋅礦床為典型的矽卡巖型礦床，礦體主要賦存于石英閃長巖外接觸帶的矽卡巖及其附近的多寶山組中。礦區內已圈定30余條礦體，礦體大多呈似層狀、透鏡狀（見圖3），走向北東。鐵鋅礦體厚5.39～67.99 m，TFe、Zn平均品位分別為36.30 %、4.50 %;鐵礦體厚2.43～49.64 m，TFe平均品位為39.48 %;鋅礦體厚2.34～27.40 m，Zn平均品位為4.23 %[1]。

2.2.2 礦石特征

礦石中礦石礦物主要為磁鐵礦、閃鋅礦、黃鐵礦，另有少量黃銅礦、方鉛礦等;脈石礦物有石榴子石、透輝石、綠簾石、陽起石、石英、方解石等（見圖4）。礦石結構主要為他形—半自形粒狀結構（見圖4-k）、交代浸蝕結構（見圖4-j、l）;礦石構造主要為條帶狀構造（見圖4-a）、斑雜狀構造（見圖4-d）、塊狀構造（見圖4-e）、浸染狀構造（見圖4-g）等。

2.2.3 礦化蝕變與成礦期次

礦區內變質作用主要表現在巖漿侵入圍巖地層后引起的矽卡巖化，位于查干敖包巖體與多寶山組接觸帶附近，形成了北東向展布的矽卡巖化帶。矽卡巖礦物主要有石榴子石、透輝石、綠簾石、陽起石等。礦化作用主要表現為磁鐵礦化和閃鋅礦化，后者形成時間稍晚。

通過對野外地質現象的初步觀測，以及室內詳細的手標本觀察、光薄片鑒定，根據礦物共生組合及其之間的穿切關系，將成礦劃分為4個階段，各階段具體特征如下：干矽卡巖階段（Ⅰ），出現大量的石榴子石，局部可見透輝石等矽卡巖礦物產出（見圖4-a、b）;濕矽卡巖-磁鐵礦階段（Ⅱ），磁鐵礦在該階段大量出現，早期干矽卡巖礦物被綠簾石、陽起石等濕矽卡巖礦物取代，有少量石英出現（見圖4-c、d、e）;石英-硫化物階段（Ⅲ），即多金屬礦化階段，黃鐵礦、黃銅礦、閃鋅礦、方鉛礦等硫化物生成，交代早期生成礦物，同時伴有大量石英出現（見圖4-f、g、h、j、k、l）;碳酸鹽階段（Ⅳ），出現較多的方解石及少量石英，可見一些貧礦方解石脈切穿早期礦物（見圖4-h、i）。

3 樣品制備與分析方法

本次研究分別選取4個成礦階段的樣品，共12件。包裹體研究工作在吉林大學地質流體實驗室進行，所使用的顯微鏡型號為Carl Zeiss Axiolab（10×50），包裹體顯微測溫儀器為Linkam THMS-600型冷熱兩用臺（-180 ℃ ～600 ℃）。最后，使用Macflincor計算程序處理得到測試結果。

本次共挑選了6件礦石樣品中的石英、方解石單礦物進行氫、氧同位素測試，測試工作在核工業北京地質研究院測試中心完成，所使用的儀器為MAT-253型質譜儀。氫、氧同位素測試分析均以標準平均大洋水（SMOW）為標準，其中氫的分析精度為±1 %，氧的分析精度為±0.2 %。

4 分析結果

4.1 流體包裹體巖相學特征

流體包裹體巖相學觀察表明，原生流體包裹體發育較好，依據其在室溫下的相態特征，可以劃分成3種：含子礦物三相包裹體（SL型）、富氣相包裹體（LV型）和富液相包裹體（VL型），各類型包裹體巖相學特征描述如下：

SL型包裹體：室溫下由固液氣三相構成，粒度一般為6～20 μm，呈橢圓形、斜四邊形及長條形，氣相與液相體積比多為15 %～25 %，子礦物占比為10 %～20 %;子礦物具有比較明顯的立方體晶形，多呈無色，推斷其主要為NaCl子晶。該類包裹體在石英顆粒中較為多見，石榴子石顆粒中較少，多為隨機產出或成群分布，顯示其原生成因特征（見圖5-a、d、g）。

LV型包裹體：室溫下多由氣液兩相構成，少部分為純氣相，粒度一般為5～15 μm，多呈次圓形、橢圓形及不規則形，氣相與液相體積比多大于65 %。該類包裹體在石榴子石和石英顆粒中均有發育（見圖5-b、e）。

VL型包裹體：室溫下由氣液兩相構成，粒度一般為3～21 μm，形態較前二者規則，一般呈橢圓形或長條形，氣相與液相體積比多為10 %～40 %。該類包裹體在石榴子石、石英和方解石中廣泛發育（見圖5-c、f、h、i）。

4.2 包裹體顯微測溫

對4個成礦階段的石榴子石、石英、方解石中發育的原生包裹體進行了顯微測溫，結果見表1、圖6。

成礦Ⅰ階段的石榴子石中發育SL型、LV型、VL型包裹體。其中，SL型包裹體表現出的均一相態以三相包裹體幾乎同時均一至液相為主，測得完全均一溫度為392 ℃～523 ℃，子礦物消失溫度為376 ℃～506 ℃，鹽度為45.23 %～60.44 %;LV型包裹體絕大多數均一至氣相，測得完全均一溫度為369 ℃～508 ℃，冰點溫度為-3.4 ℃～-1.7 ℃，鹽度為2.89 %～5.55 %;VL型包裹體全部均一至液相，測得完全均一溫度為348 ℃～496 ℃，冰點溫度為-15.4 ℃～-5.3 ℃，鹽度為8.54 %～18.88 %。

成礦Ⅱ階段的石英中發育SL型、LV型、VL型包裹體。其中，SL型包裹體中子礦物一般早于氣相包裹體消失，少部分為固相和氣相幾乎同時均一至液相，測得完全均一溫度為415 ℃～471 ℃，子礦物消失溫度為318 ℃～456 ℃，鹽度為39.60 %～55.92 %;LV型包裹體多數均一至液相，少數均一至氣相，測得完全均一溫度為325 ℃～467 ℃，冰點溫度為-3.1 ℃～-1.4 ℃，鹽度為2.40 %～5.09 %;VL型包裹體以均一至液相為主，測得完全均一溫度為302 ℃～439 ℃，冰點溫度為-12.6 ℃～-6.1 ℃，鹽度為9.34 %～16.53 %。

成礦Ⅲ階段的石英中發育SL型、LV型、VL型包裹體。其中，SL型包裹體中子礦物大多數在氣相包裹體之前消失，之后隨著氣相與液相均一而達到最終均一，測得完全均一溫度為208 ℃～342 ℃，子礦物消失溫度為152 ℃～327 ℃，鹽度為29.90 %～40.10 %;LV型包裹體全部均一至液相，測得完全均一溫度為187 ℃～342 ℃，冰點溫度為-2.7 ℃～-0.8 ℃，鹽度為1.39 %～4.48 %;VL型包裹體以均一至液相為主，測得完全均一溫度為156 ℃～321 ℃，冰點溫度為-10.3 ℃～-2.1 ℃，鹽度為3.69 %～13.99 %。

成礦Ⅳ階段的方解石中僅發育VL型包裹體，全部均一至液相，測得完全均一溫度為112 ℃～234 ℃，冰點溫度為-5.1 ℃～-1.9 ℃，鹽度為3.21 %～7.99 %。

4.3 氫、氧同位素特征

本次完成了涵蓋成礦Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ階段的6件礦石樣品中石英、方解石的氫、氧同位素測試分析，結果見表2。δ18OH2O計算方法見文獻[9-10]。成礦Ⅱ階段2件石英樣品的δ18OV-SMOW值和δDV-SMOW值分別為9.2 ‰、8.9 ‰和-111.4 ‰、-110.9 ‰;成礦Ⅲ階段2件石英樣品的δ18OV-SMOW值和δDV-SMOW值分別為7.1 ‰、7.3 ‰和-113.9 ‰、-116.5 ‰;成礦Ⅳ階段2件方解石樣品的δ18OV-SMOW值較低，分別為5.2 ‰和4.8 ‰，δDV-SMOW值較高，分別為-120.3 ‰和-118.6 ‰。

5 討 論

5.1 成礦流體性質及來源

流體包裹體巖相學研究表明，查干敖包鐵鋅礦床在成礦Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ階段均發育SL型、LV型和VL型包裹體，但在包裹體鹽度和完全均一溫度上存在比較明顯的差異。成礦Ⅰ階段，3類包裹體完全均一溫度比較相近，流體來自高溫、高低鹽度并存的NaCl-H2O體系;成礦Ⅱ階段，石英樣品中的3類包裹體完全均一溫度整體呈現出較成礦Ⅰ階段降低的趨勢，流體來自中高溫、高低鹽度并存的NaCl-H2O體系;成礦Ⅲ階段，3類包裹體完全均一溫度和鹽度明顯降低，該階段流體為中低溫、高低鹽度并存的NaCl-H2O體系;成礦Ⅳ階段，方解石中僅發育VL型包裹體，該階段流體為低溫、低鹽度的NaCl-H2O體系。高溫、高鹽度的含子礦物包裹體，可以指示成礦流體源自巖漿熱液，而低溫、低鹽度的富液相包裹體則指示流體系統經歷過后期改造作用[11]。從成礦Ⅰ到Ⅳ階段，成礦流體溫度、鹽度都表現出逐漸降低的趨勢，從早期階段發育3類包裹體，到晚期階段僅發育VL型包裹體，由此推測流體最初來源為巖漿水，后期混入了大氣降水。

在δDV-SMOW-δ18OH2O圖解（見圖7）中，成礦Ⅱ階段2個樣品點均落在巖漿水下方區域，δ18OH2O值略低，可能與氧元素直接參與成礦有關;成礦Ⅲ、Ⅳ階段與Ⅱ階段相比，δ18OH2O值明顯降低，樣品點逐漸向大氣降水線偏移，表明成礦流體后期有大氣降水的混入。綜上分析，認為查干敖包鐵鋅礦床的成礦流體最初來源于巖漿熱液，后期伴有大氣降水的混入。

5.2 成礦流體演化

成礦流體演化初期，高溫巖漿出溶熱液與圍巖發生強烈的水巖反應，出現了石榴子石等干矽卡巖礦物。包裹體巖相學研究表明，成礦Ⅰ階段石榴子石樣品中出現SL型、LV型和VL型包裹體共存的情況，3類包裹體有著相近的完全均一溫度，但具有不同的均一方式，且包裹體鹽度（2.89 %～60.44 %）跨度較大，這些現象表明成礦流體發生了強烈的沸騰作用[13]。隨著體系溫度降低，成礦流體持續與圍巖發生水巖反應，在成礦Ⅱ階段出現了濕矽卡巖礦物，同時伴有少量石英產出。該階段石英樣品中同樣存在3類包裹體共存現象，LV型和VL型包裹體有著不同的均一方式，鹽度（2.40 %～55.92 %）跨度依然較大，說明流體沸騰作用依舊持續。由于來自巖漿熱液的熱能不斷被消耗，加上隨圍巖裂隙而來的大氣降水的混入，成礦Ⅲ階段流體溫度已演化為中低溫，樣品中SL型包裹體數量減少，整體以VL型包裹體為主，3類包裹體表現出同樣的均一方式，鹽度（1.39 %～40.10 %）跨度也顯著減小，暗示了流體在該階段還發生著沸騰作用，但作用程度較前2個階段有所減輕，同時流體體系呈現出巖漿熱液逐漸向大氣降水轉變的趨勢。成礦Ⅳ階段，大氣降水的影響作用不斷增大，流體體系溫度降至低溫（112 ℃～234 ℃），樣品中僅發育VL型包裹體，流體逐漸冷卻，流體體系進一步向大氣降水熱液轉變。

總的來看，成礦流體經歷了多期次沸騰作用，流體溫度和鹽度持續降低，流體體系從巖漿熱液向大氣降水熱液逐漸轉變。

5.3 成礦壓力與深度

在不混溶或沸騰的流體體系中，其圈閉壓力及深度可根據包裹體顯微測溫數據求得[14]。根據測得的包裹體完全均一溫度和鹽度等數據，采用NaCl-H2O體系的p-t-w相圖來估算流體包裹體的圈閉壓力（見圖8）。成礦Ⅰ階段的成礦壓力為18.0～60.5 MPa，成礦Ⅱ階段的成礦壓力為8.5～48.0 MPa，成礦Ⅲ階段的成礦壓力為4.5～18.0 MPa。根據前人總結的公式[15]，算得成礦Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ階段的成礦深度分別為1.80～2.24 km、0.85～1.78 km、0.45～1.80 km。

5.4 成礦機制探討

張萬益[1]認為，查干敖包鐵鋅礦床的成礦年齡為237 Ma±6 Ma，成礦物質來自于巖漿，并在上升過程中受到地殼物質的混染。楊俊泉[2]認為，二連—東烏旗成礦帶主要存在3期巖漿活動，對應區域上3期大規模成礦作用，而其中第2期成礦時代為中—晚三疊世（約為237 Ma），此時區域內構造演化正處于古亞洲洋完全閉合之后的后造山時期。

張招崇等[17]認為，石榴子石更易于在高氧逸度和較淺深度環境中形成，透輝石則恰恰相反，地質調查表明礦區內石榴子石明顯多于透輝石，這與前文所估算出的較淺成礦深度（1.80～2.24 km）相符。來自地幔深部的巖漿熱液在上升過程中，交代發生部分熔融的含礦殘留洋殼，二者混合之后繼續上侵，在侵位至多寶山組碳酸鹽巖地層時，發生接觸交代作用，巖漿熱液的溫度、壓力下降，CO2濃度顯著升高，導致成礦流體從巖漿中出溶[18]。出溶的高溫、高鹽度成礦流體與圍巖發生水巖反應，在成礦Ⅰ階段出現了大量的干矽卡巖礦物，同時流體發生沸騰作用形成高鹽度和中低鹽度流體。成礦Ⅱ階段，3類包裹體共存，流體沸騰作用持續，在高氧逸度條件下，硫以硫酸根離子的形式存在于熱液中，不利于黃鐵礦的沉淀，使得鐵以離子的形式存在于溶液中，此時熱液溫度仍處于中高溫的狀態，鐵主要以Cl的絡合物形式遷移，逐漸與碳酸鹽地層反應使得磁鐵礦大量沉淀，致使CO2不斷逸出[17]。成礦Ⅲ階段，體系溫度降低，沸騰作用減弱，隨著磁鐵礦的沉淀和CO2的逸出，成礦流體氧逸度降低，pH增大，硫轉變為低價硫離子，繼而與成礦流體中的金屬離子結合形成黃鐵礦、黃銅礦、閃鋅礦和方鉛礦沉淀，該階段是閃鋅礦的主成礦階段。隨后，當熱液逐漸上升至近地表時，大氣降水的影響作用不斷增大，于成礦Ⅳ階段生成大量低溫礦物——方解石。

6 結 論

1）查干敖包鐵鋅礦床可分為4個成礦階段：干矽卡巖階段（Ⅰ）、濕矽卡巖-磁鐵礦階段（Ⅱ）、石英-硫化物階段（Ⅲ）、碳酸鹽階段（Ⅳ）。

2）成礦Ⅰ至Ⅲ階段發育3類包裹體：含子礦物包裹體（SL型）、富氣相包裹體（LV型）和富液相包裹體（VL型）;而成礦Ⅳ階段只發育富液相包裹體（VL型）。在成礦進程中，成礦流體由初始的高溫（348 ℃～523 ℃）、高低鹽度（2.89 %～60.44 %）并存的NaCl-H2O體系逐漸轉變為低溫（112 ℃～234 ℃）、低鹽度（3.21 %～7.99 %）的NaCl-H2O體系。結合氫、氧同位素分析認為，礦床的成礦流體最初來源于巖漿熱液，后期伴有大氣降水的混入。

3）成礦Ⅰ至Ⅲ階段的成礦壓力為4.5～60.5 MPa，對應成礦深度為0.45～2.24 km。從巖漿中出溶的高溫、高鹽度成礦流體在上升過程中，隨著溫度、壓力的降低，發生了多期次的沸騰作用，高氧逸度（成礦Ⅱ階段）條件下Fe元素大量沉淀成礦，低氧逸度（成礦Ⅲ階段）條件下Zn元素大量富集成礦。

[參 考 文 獻]

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Ore forming fluids characteristics and ore forming mechanism

of the Qagan Obo Fe-Zn Deposit，Inner Mongolia

Tian Long1，Bi Yaqiang2，Wang Keyong1，3，4，Sun Qingfei1

（1.College of Earth Sciences，Jilin University;2.Hulun Buir SD-GOLD Mining Co.，Ltd.;

3.School of Geology and Mining Engineering，Xinjiang University;

4.Key Laboratory of Northeastern Asia Mineral Resources Evaluation，MLR）

Abstract：Qagan Obo Fe-Zn Deposit is a typical skarn type Fe-Zn deposit，located in the eastern segment of the Erenhot-Dongwuzhumuqin metallogenic belt.The mineralization can be divided into 4 stages：dry skarn stage（Ⅰ），wet skarn-magnetite stage（Ⅱ），quartz-sulfide stage（Ⅲ）and carbonate stage（Ⅳ）.The study on petrography and micro thermometry of fluid inclusions indicates that the fluids were NaCl-H2O system with high temperature （348 ℃-523 ℃） and high and low salinity （2.89 %-60.44 %） at the same time in the early stage of mineralization.The H and O isotopes imply that they originated from magma hydrothermal fluids.During the ascent，with decreasing the temperature and pressure，the ore forming fluids boiled in multiple periods.While Fe precipitates and mineralizes under conditions of high oxygen fugacity（stage Ⅱ），Zn enriches and mineralizes in large amounts under conditions of low oxygen fugacity（stage Ⅲ）.In the late stage of mineralization，meteoric water and residual fluids are mixed，and ore forming fluids transformed to be NaCl-H2O system hydrothermal fluids with low temperature（112 ℃-234 ℃） and low salinity（3.21 %-7.99 %）.

Keywords：fluid inclusions;H and O isotopes;fluid evolution;skarn type;Qagan Obo Fe-Zn Deposit