內蒙古敖侖花鉬銅礦床成礦流體來源及成礦作用機制

李旬 付麗娟 黃廣環 崔志磊 王可勇 孫清飛

摘要：敖侖花鉬銅礦床為典型的斑巖型礦床，礦體主要賦存于早白堊世二長花崗斑巖中。成礦作用可以分為4個階段：石英+黃鐵礦+輝鉬礦階段（Ⅰ）、石英+輝鉬礦+黃鐵礦+黃銅礦階段（Ⅱ）、石英+黃鐵礦+黃銅礦+閃鋅礦階段（Ⅲ）、石英+碳酸鹽脈階段（Ⅳ）。礦物學、流體包裹體巖相學、包裹體顯微測溫、穩定同位素研究表明：成礦Ⅰ、Ⅱ階段成礦流體為高溫（316℃～462℃）、高鹽度（2.23%～45.54%）的NaCl-H2O-CO<SUB>2</SUB>體系熱液;成礦Ⅲ階段成礦流體為高溫（300℃～368℃）、低鹽度（3.37%～9.34%）的NaCl-H2O體系熱液;成礦Ⅳ階段為低溫（130℃～260℃）、低鹽度（3.53%～11.95%）的NaCl-H2O體系熱液;總體具有成礦溫度、鹽度逐漸降低的特征。氫、氧同位素分析結果表明，早期成礦流體以巖漿水為主，晚期逐漸混入大氣降水;δ34S值為1.9‰～4.9‰，指示硫同位素主要來源可能是巖漿。由于溫度、壓力降低，流體發生沸騰作用，CO<SUB>2</SUB>揮發，流體pH升高，導致Mo、Cu等成礦元素開始沉淀，最后富集成礦。

關鍵詞：成礦流體來源;穩定同位素;成礦作用機制;斑巖型;敖侖花鉬銅礦床

中圖分類號：TD11P618.4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）03-0001-07doi：10.11792/hj20210301

引言

西拉木倫鉬成礦帶位于內蒙古東部，是一個具有巨大經濟潛力的鉬礦產區。該成礦帶內已發現4種主要類型鉬礦床：斑巖型、石英脈型、火山巖型和云英巖型。這些鉬礦床與中生代富硅、富鉀侵入巖密切相關，通常賦存于花崗巖內或花崗巖的內、外接觸帶中。前人采用鋯石U-Pb法，確定了與鉬成礦有關侵入巖的侵位年齡，分別為（245.1±4.4）Ma、（152.4±1.6）Ma、（139.1±2.3）Ma[1]。車戶溝銅鉬礦床成礦年齡為（245±5）Ma，為縫合帶閉合時期，成礦與碰撞造山活動息息相關[2];碾子溝鉬礦床成礦年齡為（154.3±3.6）Ma，成礦與早期花崗巖類侵入巖有關[3];敖侖花鉬銅礦床成礦年齡為（135.0±4.0）Ma[4]，成礦與擠壓造山向碰撞伸展的巖漿活動有關。

氫、氧同位素研究對揭示成礦流體來源是非常有效的方法，硫同位素研究可以解釋成礦物質來源[5]。前人對敖侖花鉬銅礦床流體包裹體研究較少，缺少系統的總結與分析，本文基于礦物學、流體包裹體巖相學、包裹體顯微測溫及穩定同位素研究，對成礦流體來源、演化，以及成礦物質來源進行分析，以期為大興安嶺西拉木倫鉬成礦帶找礦工作及流體包裹體研究提供資料。

1礦區及礦床地質概況

礦區出露地層較為簡單，主要為二疊系林西組（P2l）和第四系（Q）（見圖1）。其中，林西組為一套長英質火山巖[6]。礦區發育構造主要有斷裂和節理，后期硅質充填，構造內多形成網脈狀石英脈。礦區內巖漿巖類型較多，以燕山早期中酸性侵入巖為主，與成礦相關的巖體為二長花崗斑巖，巖體出露面積約1.2km2，呈不規則巖株狀侵位林西組地層。

依據空間分布特征，礦體可以劃分為2個。礦體整體由內向外尖滅，呈似層狀，傾角約4°，中部厚度較大，鉬品位0.02%～0.40%。

礦石中金屬礦物主要為輝鉬礦（見圖2-a、g、i）、黃銅礦（見圖2-b、c、e、f）、磁鐵礦、褐鐵礦和黃鐵礦（見圖2-b、c、d、e、f、h）;脈石礦物主要為石英、長石、黑云母、綠泥石、角閃石和高嶺石等。礦石結構為片狀結構、鱗片狀結構、粒狀結構（見圖2-h、i）;礦石構造為脈狀構造和浸染狀構造（見圖2-g）。圍巖蝕變較強，主要有鉀長石化、硅化、絹云母化、青磐巖化、綠泥石化、綠簾石化及高嶺土化等，其中鉀化、硅化與成礦關系最為密切。

根據礦物組合及脈體的穿切關系，將成礦作用劃分為4個階段：石英+黃鐵礦+輝鉬礦階段（Ⅰ）、石英+輝鉬礦+黃鐵礦+黃銅礦階段（Ⅱ）、石英+黃鐵礦+黃銅礦+閃鋅礦階段（Ⅲ）、石英+碳酸鹽脈階段（Ⅳ）。其中，成礦Ⅱ階段為主成礦階段。

2樣品采集與分析方法

本次研究所需樣品均采自敖侖花鉬銅礦區露天采場和鉆孔巖心，共采集成礦Ⅰ—Ⅳ階段礦石樣品25件，各成礦階段挑選2件樣品進行氫、氧同位素分析。用于硫同位素分析的10件樣品為4種金屬硫化物，包括2件黃鐵礦、3件閃鋅礦、3件黃銅礦和2件方鉛礦。

包裹體顯微測溫在吉林大學地質流體重點實驗室完成。采用CarlZeissAxiolab型顯微鏡（德國）觀察流體包裹體巖相學特征，采用LinkamTHMSG-600型顯微冷熱臺（英國）進行包裹體測溫。選取純度≥98%的石英單礦物進行氫、氧同位素分析，氫、氧同位素分析在北京鋯年領航科技有限公司完成，使用儀器為MAT-253型穩定同位素質譜儀;硫同位素分析在核工業北京地質研究院分析測試研究中心完成，使用儀器為MAT-251型穩定同位素質譜儀。

3分析結果

3.1流體包裹體巖相學特征

各成礦階段石英脈均含有豐富的流體包裹體，粒度5～35μm，一般呈橢圓形、長條形和不規則形。根據包裹體在室溫下觀察到的相態特征，將其劃分為4種類型：富氣相包裹體（G型）、富液相包裹體（L型）、富CO<SUB>2</SUB>三相包裹體（C型）和含子礦物多相包裹體（S型）。

1）G型包裹體：氣相與液相體積比為50%～90%，粒度為5～25μm，多呈橢圓形或不規則形（見圖3-a）。

2）L型包裹體：氣相與液相體積比為10%～40%，粒度為5～35μm，多呈橢圓形或不規則形（見圖3-b）。

3）S型包裹體：粒度為10～30μm，多呈不規則形或橢圓形（見圖3-c），包含1～2個子礦物，子礦物多為規則的立方體，多呈無色或淺綠色，推測其成分為NaCl。

4）C型包裹體：數量較少，粒度為5～20μm，呈橢圓形或渾圓形（見圖3-d）。

包裹體類型與數量隨成礦作用的進行逐漸較少。成礦Ⅰ、Ⅱ階段，包裹體主要為G型和L型，S型次之，C型很少見（見圖3-e、f、g、h）;成礦Ⅲ階段，包裹體主要為G型和L型（見圖3-i）;成礦Ⅳ階段，包裹體主要為L型（見圖3-j）。

3.2包裹體顯微測溫

對各成礦階段石英脈中流體包裹體進行了測溫，結果見表1。

成礦Ⅰ階段：G型包裹體以均一至氣相為主要均一方式，完全均一溫度為334℃～396℃，冰點溫度為-3.7℃～-1.3℃，鹽度為2.40%～5.70%;L型包裹體以均一至液相為主要均一方式，完全均一溫度為326℃～385℃，冰點溫度為-8.7℃～-5.4℃，鹽度為8.54%～12.31%;S型包裹體子礦物先消失，后氣泡消失，均一至液相，子礦物消失溫度為310℃～400℃，完全均一溫度為400℃～462℃，鹽度為39.03%～45.54%（見圖4-a、b）。

成礦Ⅱ階段：G型包裹體以均一至氣相為主要均一方式，完全均一溫度為316℃～382℃，冰點溫度為-3.1℃～-1.2℃，鹽度為2.23%～5.09%;L型包裹體以均一至液相為主要均一方式，完全均一溫度為331℃～382℃，冰點溫度為-8.2℃～-4.9℃，鹽度為7.86%～11.84%;S型包裹體子礦物先消失，后氣泡消失，均一至液相，子礦物消失溫度為300℃～362℃，完全均一溫度為350℃～410℃，鹽度為38.55%～41.58%（見圖4-c、d）。

成礦Ⅲ階段：G型包裹體以均一至氣相為主要均一方式，完全均一溫度為300℃～364℃，冰點溫度為-3.6℃～-2.0℃，鹽度為3.37%～5.85%;L型包裹體以均一至液相為主要均一方式，完全均一溫度為312℃～368℃，冰點溫度為-6.3℃～-4.3℃，鹽度為7.15%～9.34%（見圖4-e、f）。

成礦Ⅳ階段：L型包裹體以均一至液相為主要均一方式，完全均一溫度為130℃～260℃，冰點溫度為-8.3℃～-2.1℃，鹽度為3.53%～11.95%（見圖4-g、h）。

3.3氫、氧同位素特征

對采自礦體4個成礦階段的8件礦石樣品石英中流體包裹體進行了氫、氧同位素分析，結果見表2，其中δ18OH2O計算方法見文獻[7]。成礦Ⅰ階段的δ18OV-SMOW值為8.8‰～9.0‰，δDV-SMOW值為-102.4‰～-99.6‰;成礦Ⅱ階段的δ18OV-SMOW值為8.5‰～8.7‰，δDV-SMOW值為-107.8‰～-105.5‰;成礦Ⅲ階段的δ18OV-SMOW值為7.7‰～7.9‰，δDV-SMOW值為-110.3‰～-107.6‰;成礦Ⅳ階段的δ18OV-SMOW值為8.0‰～8.3‰，δDV-SMOW值為-115.6‰～-108.5‰。

3.4硫同位素分析

對10件金屬硫化物樣品進行單礦物硫同位素分析，結果見表3。

樣品的δ34S為1.9‰～4.9‰，平均值為3.4‰。各種金屬硫化物按δ34S值排序為：黃鐵礦（4.3‰～4.9‰）>閃鋅礦（3.5‰～4.1‰）>黃銅礦（2.9‰～3.3‰）>方鉛礦（1.9‰～2.1‰）。不同礦物間硫同位素的分配可以指示成礦期硫同位素是否達到同位素分餾平衡（硫酸鹽>輝鉬礦>黃鐵礦>閃鋅礦>磁黃鐵礦>黃銅礦>方鉛礦>辰砂）[8]。結果表明，上述4種金屬硫化物為同一期礦化作用產物。

4討論

4.1成礦流體來源

在δDV-SMOW-δ18OH2O圖解（見圖5）中，成礦Ⅰ階段樣品點位于巖漿水左下方，表明成礦流體主要來自巖漿水;成礦Ⅱ階段樣品點位于成礦Ⅰ階段樣品點左下方，表明成礦流體來源仍以巖漿水為主，δDV-SMOW值逐漸減小，可能是流體持續沸騰導致的;成礦Ⅲ階段樣品點位于成礦Ⅱ階段樣品點附近，表明成礦流體來源仍以巖漿水為主;成礦Ⅳ階段樣品點位于巖漿水的左下方，向大氣降水線靠近，表明大氣降水對成礦流體來源具有一定的影響，δDV-SMOW值逐漸減小的原因可能是大氣降水的逐漸加入，這與馬星華等[9]的研究結果相近。因此，敖侖花鉬銅礦床成礦流體早期來源為巖漿熱液，晚期伴有大氣降水的加入，即逐漸演變為由巖漿熱液和大氣降水組成的混合來源流體。

4.2成礦流體性質與演化

成礦Ⅰ階段流體包裹體完全均一溫度較高，代表初始成礦流體溫度較高，且鹽度也較高。成礦Ⅰ階段、Ⅱ階段發育多種類型包裹體（S型、G型、L型和C型包裹體），包裹體完全均一溫度相近，鹽度相差較大，均一方式多樣。前人認為，具有這些特征的包裹體反映了流體不混溶[10];氣相包裹體與高鹽度包裹體共存，包裹體氣相與液相體積比變化較大，是流體沸騰的主要標志。因此，該礦床發生的沸騰作用應屬于“二類沸騰”。

成礦Ⅰ階段發育多種類型的包裹體，具有高溫、高鹽度特征，屬于NaCl-H2O-CO<SUB>2</SUB>體系，反映初始成礦流體進入容礦斷裂中，溫度、壓力開始降低，發生沸騰作用。成礦Ⅱ階段與成礦Ⅰ階段相比，包裹體類型未發生明顯變化，隨沸騰作用的持續進行，CO<SUB>2</SUB>含量減少，C型包裹體較少，pH升高，成礦流體成分更有益于硫化物大量沉淀，是該礦床的主要成礦階段。成礦Ⅲ階段與成礦Ⅰ、Ⅱ階段相比，缺少子礦物，C型包裹體消失，沸騰作用即將結束，NaCl-H2O-CO<SUB>2</SUB>體系逐漸轉化為NaCl-H2O體系。成礦Ⅳ階段僅發育L型包裹體，包裹體顯微測溫結果顯示鹽度差別較大，峰值為6.00%～8.00%，可能是其他熱液混入導致的。

4.3流體壓力和深度

成礦Ⅰ階段所有類型包裹體一般在同一石英中成群出現，并有相似的完全均一溫度（集中于350℃～430℃），純H2O與純CO<SUB>2</SUB>包裹體被同時捕獲，因此可以用等容線交叉法[11]求得成礦壓力。由p-t圖解（見圖6-a））可知，流體靜巖壓力為71～103MPa，根據經驗公式[12]得出成礦深度為2.63～3.81km。

成礦Ⅱ階段與成礦Ⅰ階段相似，不同類型包裹體具有近似的完全均一溫度（集中于350℃～390℃）。由p-t圖解（見圖6-b））可知，流體靜巖壓力為64～92MPa，根據經驗公式[12]得出成礦深度為2.37～3.41km。

成礦Ⅲ、Ⅳ階段包裹體類型與Ⅰ、Ⅱ階段不同，為NaCl-H2O體系包裹體，不同類型包裹體具有相似的完全均一溫度（集中于300℃～350℃和150℃～230℃）。由壓力估算圖解（見圖7）可知，流體靜巖壓力分別為17～28MPa和5～11MPa，根據經驗公式[12]得出成礦深度分別為0.63～1.04km和0.19～0.41km。

4.4成礦物質來源

成礦物質的來源通常可以通過δ34S值來解釋，如果變化范圍小于10‰，則表示硫來源是均一的。該礦床δ34S值為1.9‰～4.9‰，平均值為3.4‰，反映硫同位素來源較為單一。在硫同位素直方圖（見圖8）中，δ34S值主要集中于2.0‰～5.0‰，為塔式分布，顯示出一定的幔源特征，表明成礦物質主要來源可能是巖漿。綜合前人研究成果，該礦床硫同位素物質來源以造山帶為主，可能混入一定的幔源物質。

4.5成礦作用機制

楊永強等[13]采用鋯石U-Pb法測得敖侖花鉬銅礦床成礦年齡為（135.0±1.0）Ma，與馬星華等[4]測得的（135.0±4.0）Ma相近，說明巖漿作用發生時間約為135Ma，屬于早白堊世;該礦床附近的半拉山鉬礦床和小東溝鉬礦床在成礦年齡（分別為（132.1±1.8）Ma[14]和（138.1±2.8）Ma[15]）上與敖侖花鉬銅礦床相近，因此這3者均為早白堊世構造-巖漿活動產物，側面證實了在135Ma年大興安嶺和中國東部發生了大規模的巖漿-流體成礦事件。在幔源巖漿攜帶流體上升過程中，地殼發生部分熔融作用形成花崗質巖漿，同時攜帶絡合劑萃取地殼中的成礦元素，形成富礦流體[4];發生部分熔融作用的地殼為年輕的造山帶物質，使得Mo等成礦元素進一步富集[5]。氫、氧同位素分析結果顯示，早期流體主要來自巖漿熱液，因此敖侖花鉬銅礦床的形成可能與擠壓造山向碰撞伸展的巖漿活動有關。

構造-巖漿活動導致圍巖發生破裂，形成大量斷裂與裂隙，壓力差與密度差為流體提供了動力來源，使流體向上運移[16]。高溫、高鹽度的初始成礦流體為NaCl-H2O-CO<SUB>2</SUB>體系熱液，流體在短時間內迅速充填斷裂與裂隙，隨著溫度與壓力降低，成礦流體經歷沸騰，以及殘余流體與大氣降水混合的過程;在流體發生沸騰過程中CO<SUB>2</SUB>不斷揮發，流體pH升高，導致流體中SiO2發生結晶作用，Mo、Cu等成礦元素開始大量富集沉淀成礦。在大氣降水混入階段，溫度降低，Mo、Cu等成礦元素溶解度降低，進一步沉淀成礦。因此，敖侖花鉬銅礦床的沸騰作用與降溫作用是Mo、Cu等成礦元素富集成礦的重要流體作用機制。

5結論

1）敖侖花鉬銅礦床成礦作用可以分為4個階段：石英+黃鐵礦+輝鉬礦階段（Ⅰ）、石英+輝鉬礦+黃鐵礦+黃銅礦階段（Ⅱ）、石英+黃鐵礦+黃銅礦+閃鋅礦階段（Ⅲ）、石英+碳酸鹽脈階段（Ⅳ）。

2）根據包裹體在室溫下觀察到的相態特征，將其劃分為4種類型：富氣相包裹體（G型）、富液相包裹體（L型）、富CO<SUB>2</SUB>三相包裹體（C型）和含子礦物多相包裹體（S型）。成礦Ⅰ、Ⅱ階段，包裹體主要為G型和L型，S型次之，C型很少見;成礦Ⅲ階段，包裹體主要為G型和L型;成礦Ⅳ階段，包裹體主要為L型。

3）初始成礦流體具有高溫、高鹽度和富CO<SUB>2</SUB>等特征，隨著成礦作用的持續，成礦流體性質發生變化，逐漸演變為低溫、低鹽度，貧CO<SUB>2</SUB>成礦流體，完全均一溫度表現出明顯下降趨勢。氫、氧同位素分析結果顯示，成礦流體來源早期以巖漿水為主，晚期逐漸混入大氣降水。初始巖漿分異的高溫、高鹽度NaCl-H2O-CO<SUB>2</SUB>體系熱液在向上運移過程中，隨溫度與壓力的逐漸減小，發生沸騰作用，導致Mo、Cu等金屬成礦元素大量沉淀而富集成礦。

4）硫同位素的主要來源可能是巖漿，結合前人研究結果，敖侖花鉬銅礦床巖漿與含礦熱液均具有殼幔雙重來源特征。

[參考文獻]

[1]ZENGQD，LIUJM，ZHANGZL，etal.GeologyandgeochronologyoftheXilamulunmolybdenummetallogenicbeltineasternInnerMongolia，China[J].InternationalJournalofEarthSciences，2011，100（8）：1791-1809.

[2]孟樹，閆聰，賴勇，等.內蒙古車戶溝鉬銅礦成礦年代學及成礦流體特征研究[J].巖石學報，2013，29（1）：255-269.

[3]孫豐月，王睿，王一存，等.內蒙古碾子溝鉬礦床成礦流體來源、演化及成礦機理[J].吉林大學學報（地球科學版），2020，50（3）：768-780.

[4]馬星華，陳斌，賴勇，等.內蒙古敖侖花斑巖鉬礦床成巖成礦年代學及地質意義[J].巖石學報，2009，25（11）：2939-2950.

[5]倪師軍，滕彥國，張成江，等.成礦流體活動的地球化學示蹤研究綜述[J].地球科學進展，1999，14（4）：346-352.

[6]歐陽荷根.大興安嶺南段拜仁達壩—維拉斯托銀多金屬礦床成礦作用及動力學背景[D].北京：中國地質大學（北京），2013.

[7]CLAYTONRN，ONEILJR，MAYEDATK.Oxygenisotopeexchangebetweenquartzandwater[J].JournalofGeophysicalResearchAtmospheres，1972，77（17）：3057-3067.

[8]張宏飛，高山.地球化學[M].北京：地質出版社，2012.

[9]馬星華，陳斌.大興安嶺南段敖侖花斑巖鉬（銅）礦床成礦流體來源與成礦作用：穩定同位素C、H、O、S和放射性Pb同位素約束[J].吉林大學學報（地球科學版），2011，41（6）：1770-1783.

[10]RAMBOZC，PICHAVANTM，WEISBRODA.Fluidimmiscibilityinnaturalprocesses：useandmisuseoffluidinclusiondataII.Interpretationoffluidinclusiondataintermsofimmiscibility[J].ChemicalGeology，1982，37（1/2）：29-48.

[11]ROEDDERE，BODNARRJ.Geologicpressuredeterminationsfromfluidinclusionstudies[J].AnnualReviewofEarthandPlanetarySciences，1980，8（1）：263-301.

[12]SHEPHERDTJ，RANKINAH，ALDERTONDHM.Apracticalguidetofluidinclusionstudies[M].GlasgowandLonon：Blackie，1985.

[13]楊永強，定立，翟德高，等.西拉木倫河北岸敖侖花斑巖型鉬礦含礦巖體[J].地球科學（中國地質大學學報），2012，37（6）：1291-1304.

[14]曾慶棟，劉建明.西拉沐倫鉬礦帶半拉山斑巖鉬礦床花崗斑巖鋯石SHRIMPU-Pb測年及其地質意義[J].吉林大學學報（地球科學版），2010，40（4）：828-834.

[15]HEINRICHCA.Fluid-fluidinteractionsinmagmatic-hydrothermaloreformation[J].ReviewsinMineralogyandGeochemistry，2007，65（1）：363-387.

[16]盧煥章，范洪瑞，倪培，等.流體包裹體[M].北京：科學出版社，2004.

Abstract：AolunhuaMo-CuDepositisatypicalporphyrydeposit.TheorebodiesmainlyoccurinthemonzoniticgraniteporphyryintheEarlyCretaceous.Thehydrothermalmineralizationcanbedividedinto4stages：quartz+pyrite+molybdenitestage（Ⅰ），quartz+molybdenite+pyrite+chalcopyritestage（Ⅱ），quartz+pyrite+chalcopyrite+sphaleritestage（Ⅲ），quartz+carbonateveinsstage（Ⅳ）.Thestudyonmineralogy，petrographyoffluidinclusions，microthermometryofinclusions，andstableisotopeanalysisshowsthattheprimaryoreformingfluidsinStageⅠandⅡarehightemperature（316℃-462℃），highsalinity（2.23%-45.54%）NaCl-H2O-CO<SUB>2</SUB>typesolutions;theoreformingfluidsinStageⅢarehightemperature（300℃-368℃），lowsalinity（3.37%-9.34%）NaCl-H2Otypesolutions;theoreformingfluidsinStageⅣarelowtemperature（130℃-260℃），lowsalinity（3.53%-11.95%）NaCl-H2Otypesolutions，indicatingthetrendofdecreasingoreformingtemperatureandsalinity.H，Oisotopeanalysisshowsthatearlyoreformingfluidsaremainlymagmaticwater，meteoricwaterblendedinlater;δ34Svalueis1.9‰-4.9‰，indicatingmagmaticsourceofSisotope.Duetodecreasingtemperatureandpressure，thefluidsboil，CO<SUB>2</SUB>vaporizes，fluidpHincreases，sothatoreformingelementssuchasMo，Cuprecipitatesandeventuallyconcentratesintodeposits.

Keywords：oreformingfluidssource;stableisotope;metallogenicmechanism;porphyry;AolunhuaMo-CuDeposit